印支造山带：Song Chay构造带.pdf

书书书 （）：岩石学报 ：林伟，王印，刘飞等 印支造山带：构造带 岩石学报，（）：，：印支造山带：构造带林伟，王印，刘飞，孟令通，吴钦颖，郭钊，李金雁 ，岩石圈演化国家重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院地球科学研究院，北京 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 中石化经纬有限公司地质技术测控技术研究院，青岛 中国地质调查局武汉地质调查中心，武汉 ，收稿，改回 ，：，（）：，：，“”，“”，：（），；（），；（），；（），；本文受国家自然科学基金项目（、）和岩石圈演化国家重点实验室项目（）联合资助 第一作者简介：林伟，男，年生，研究员，长期从事构造地质学研究，：摘要印支运动是二十世纪初法国地质学家根据越南北部晚三叠世大规模角度不整合所提出。越南北部的 构造带作为印支造山带概念的提出地，记录了大量经典的印支造山相关的信息，是理解印支造山带构造演化的关键地区。本文在课题组对 地区十多年研究基础上，结合前人研究成果，系统厘定了 构造带的几何空间格架、运动学特征及其演化过程。详细的野外地质考察表明，构造带从 向 依次可以划分成：新生代的大象山单元、代表缝合带的 蛇绿混杂岩单元，以及越南东北部褶皱冲断系统。其中蛇绿混杂岩单元和褶皱冲断系统中发育 向矿物拉伸线理，并具有顶部向 方向的剪切变形特征，指示了 洋壳向 的俯冲以及向 的逆冲过程。精确的年代学工作表明，蛇绿混杂岩中斜长花岗岩的结晶年龄为 ，表明至少在早石炭世 洋就已经形成了成熟的大洋地壳。褶皱冲断带内部的低温年代学数据约束了顶部向 的剪切变形年龄在 之间，表明为华南和印支板块碰撞时间。另外，蛇绿混杂岩基质中碎屑锆石物源研究表明，蛇绿混杂岩基质中碎屑锆石主要是来自于俯冲的华南板块，只有很少一部分来自印支板块，因此推测 洋可能为一个十分有限的小洋盆。构造几何学、运动学以及碎屑锆石物源研究表明，在 构造带内的“滇 琼缝合带”两侧构造特征可对比，并未因“滇琼洋”的闭合而造成差异。因此，我们认为“滇 琼缝合带”并不能代表一个大洋。根据我们及前人的构造学、岩石学、年代学工作，建立了一个初步的 洋从晚石炭世至中三叠世的构造演化模型：（），洋开始向 俯冲到印支板块之下，此时岩浆弧并不发育，蛇绿混杂岩物源主要为华南板块；（），洋继续俯冲，此时弧岩浆岩大量发育，蛇绿混杂岩同时接受弧岩浆岩及华南板块碎屑物质；（），洋闭合，华南板块与印支板块碰撞；（），印支造山带进入碰撞后伸展阶段。关键词印支运动；构造带；构造解析；碎屑锆石；滇 琼缝合带中图法分类号 “印支运动”提出于二十世纪初，法国地质学家 在越南北部地质考察时率先发现并进行了论述（，）。在后续工作中明确地将这一概念整理和完善（，）。由于在时间上明显不同于欧洲传统观念所认知的“加里东运动”和“华力西运动”，这一概念提出来后并未被欧美地质学家所重视（，）。世纪 年代，黄汲清先生在其著作 中国主要地质构造单位（）中，将印支运动的范围扩展到我 国 的 华 南 地 区（，）。近年来，随着对特提斯研究工作的深入，“印支运动”或印支期构造范围进一步扩展到我国的广西 云南和青藏高原以及缅甸、泰国、老挝和马来西亚等地；具体表现为晚三叠世构造作用和热事件，特别是岩浆作用，构造背景对应于古特提斯洋壳俯冲和大陆碰撞（，；吴福元等，）；同时在时间上也有学者将其延伸到早侏罗世（，及其相关参考文献）。本文通过对印支运动命名地 带的构造分析，尝试解读印支造山带的内涵，恢复其构造背景，探讨其动力学意义。区域地质背景及研究现状 构造带，也称为 或 （东京）构造带，位于越北及我国邻近地区，以新生代红河断裂（，）为南界向北或东北方向延伸至我国境内（图 ）。早在 世纪初，法国地质学家 就从“薄皮构造”的角度来解释该地区的构造变形，在剖面中描述了大规模北东方向的逆冲推覆构造及相伴生的斜歪褶皱（，）。依据未变形的晚三叠世砾岩不整合覆盖在变形的早期地层之上，提出了“印支运动”的想法（，）。随后，在此基础上，进一步明确了“印支运动”的概念、时间与空间范围等（，）。世纪 年代苏联地质学家在越南北部进行 万区域地质调查工作期间，对该地区开展了大规模、系统性的工作。特别是进入 世纪，越南及欧、美、俄、日、中地质学家陆续开展了古生物学、地层学、岩石学和地球化学及构造地质学方面的系列工作（，及其相关参考文献）。这些工作大多集中在对越北地区岩体及火山岩的地球化学和同位素年代学的研究（，；，；，；，；，；，；，）。相比之下，构造学研究较为有限，且大多聚焦于新生代的构造分析（，；，；，；，），真正关注该地区早中生代“印支运动”构造的研究并不多（，；林伟等，；，）。由于缺少详细系统的构造学工作，限制了我们对该地区印支造山带的认识，相关科学问题的看法上也存在广泛争议（，）。如印支与华南板块的缝合界线，存在 、或 （红河）及滇琼（八布）带的争论（图 ；，；，；，；爦 ，；，；，；，）。此外，缝合带古大洋闭合时代，也存在前泥盆纪（，；，；，）、志留纪 早二叠世（，；，）、抑或更晚的晚三叠世（，）等不同看法。还有观 岩石学报 ，（）：图 印支造山带地质简图（据 ，修改）（，）点认为 华 南 与 印 支 板 块 在 石 炭 纪 就 已 经 完 成 了 拼 合（，；，；，），晚三叠世构造事件为陆内构造或为早期裂谷闭合的结果（，；，）。关于印支和华南板块之间洋盆的俯冲极性也存在着向南（，）或向北俯冲（，）等不同观点。早期 （，）的工作支持 （）的观点，认为 断裂带以北的 二叠纪玄武岩是在弧后环境中就位，并提出北向俯冲模式；考虑到大多数侵入 断裂南部岩体具有俯冲相关的弧岩浆的特点，这种观点渐渐被人所摒弃（，；，）。近年来随着研究的深入，一些学者建议将中越边境附近的八布 那坡 高平地区发育的基性 超基性岩带，作为华南与新近命名的“越北地块”的拼合界线（钟大赉，；吴根耀，；，），并且认为该板块界线具有向北的俯冲极性（，）。针对古特提斯缝合界线的位置、俯冲极性以及闭合时代等科学问题存在的争议，本文拟通过对 构造带进行详细构造解析，厘定 构造带的几何学空间格架，结合精确的同位素年代学数据，重新限定印支运动在该地区的影响时限和范围，为认识和了解印支造山带提供第一手资料。构造带的基本构造特征 构造带主体位于红河断裂东北部的越南北部地区，随着研究的深入，我国境内广西地区的右江盆地也被视为该构造带的北延部分（，；，；，）。根据岩石组成、变质程度、变形及年代学资料，构造带从南向北可划分为 个岩石单元：（）红河断裂（）和斋江断裂（）所夹持的大象山（）单元；（）蛇绿混杂岩单元，断续出露于 断裂东北侧，具有明显的“基质夹团块”（）特征和较浅的变质级别，可与周围变沉积岩很好地区分开来；（）眼球状片麻岩地体（）；（）新元古代 早古生代变沉积岩，通常这一岩石组合被认为是华南板块南缘沉积盖层，卷入造山事件并发生明显的绿片岩相变质（局部可达低角闪岩相）和韧性变形；（）强烈褶皱但未变质的晚古生代沉积岩，它同样构成了华南板块南缘沉积盖层；（）不同程度上卷入褶皱的具复理石沉积特征的早 中三叠世地层；（）未变质 变形的晚三叠世 白垩纪红色陆相地层（图 、图 ）。大象山单元岩石组成主要为石榴石 夕线石 黑云母片麻岩、角闪 岩、黑 云 母 石 英 片 岩 及 石 榴 石 夕 线 石 麻 粒 岩林伟等：印支造山带：构造带图 越南北部 构造带地质简图及剖面图位置（据 ，修改）（，）（，及其相关参考文献）。（）依据大象山单元中角闪岩、片麻岩和淡色花岗岩及伟晶岩脉的 定年结果，将大象山单元变质年龄大致限定在 ，并认为其经历了 的快速隆升。（）对大象山单元混合岩及花岗质脉体的独居石 定年，得到相近的 变质年龄。（）和 （）的研究也分别证实了上述认识。蛇绿混杂岩单元是最近才被识别出来，并以不连续的岩片形式产出（，；林伟等，；，）。沿 断裂带，基性（蛇纹石化的）超基性岩大量发育。由于超基性岩的围岩具有明显的滑混堆积现象及“基质夹团块”结构，使其沉积特征与周围新元古代 早古生代正常地层层序完全不同，即使在出露有限且风化作用强烈的情况下，也可以在野外将其作为独立的构造单元划分出来（，）。正是由于上述表现，我们认为 带构成一个完整而独立的造山带（，及其相关参考文献）。由于前期缺乏对 蛇绿混杂岩单元形成时代的限定，前人依靠区域不整合面大致判断其形成时代老于新近纪（，）；而通过区域上的变质及变形时代，可进一步推测其形成年龄为晚三叠世晚期之前（，；，）。眼球状片麻岩地体作为 构造带中最大的花岗质岩体，主体位于越南境内，延伸至我国云南境内的部分称为都龙岩体（，）（图 ）。眼球状片麻岩的原岩为斑状 似斑状花岗岩，锆石 年龄为 （，；，；，）。（）通过对 眼球状片麻岩详细构造解析及同位素年代学分析，发现 眼球状片麻岩面理向四周倾斜，将其解释为伸展成因的穹窿构造。（）对都龙杂岩体进行了构造学和 岩石学报 ，（）：?林伟等：印支造山带：构造带图 地区构造剖面示意图（据 ，修改；剖面位置见图 ）（，）年代学的研究，也认同伸展穹窿的观点。该片麻岩地体具有 和 的白云母 冷却年龄，记录了其在这段时间内的缓慢隆升；磷灰石裂变径迹记录的 “快速”隆升可能与印藏碰撞过程中红河断裂走滑活动相关（，）。虽然目前对 地体穹窿状几何形态没有争议，但是其伸展成因却受到质疑（，；林伟等，），因为在该片麻岩单元中发育与越北褶冲带一致的 向矿物拉伸线理和顶部向 的运动学特征（，；，；林伟等，；，）。结合白云母 定年所给出的三叠纪年龄，（）和 （）认为其顶部向 的剪切变形代表了与印支期造山过程中逆冲推覆构造相关的事件，而不是造山后伸展构造，更非与新生代红河断裂活动相关。这同 在 年用薄皮构造的观点解释其为类似于阿尔卑斯的推覆构造相一致（，）。虽然 对 片麻岩做了超前的解释和理解，遗憾的是当时他并没有关注作为片麻岩主体组成部分的 岩体，而是更多地关注于越北地区广泛发育的褶皱山系（，）。强烈韧性变形的新元古代 早古生代变质岩单元主要位于 断裂附近的越南境内，由新元古代 组和 组以及寒武纪 组组成，主要岩性为云母片岩、石英片岩、大理岩、页岩和灰岩等（，）。（）对 组和 组开展的碎屑锆石工作表明二者的沉积年龄下限分别为 和 ；同时二者碎屑锆石含有大量 的年龄，这与华南板块西南缘的碎屑锆石年龄特征十分一致，进一步确认了该单元属于华南板块，而非独立的“越北地块”（，；，）。强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元主要分布于 盆地周缘（主体位于越南境内，侧位于我国境内），其岩石组成主要为泥盆纪 二叠纪的灰岩、泥灰岩、页岩等（，）。这一岩石单元以几乎没有发生变质作用而与其他单元相区别，但是岩石却普遍发生强烈褶皱，局部发育有韧性剪切变形（，）。值得注意的是，这一单元出露有晚二叠世硅质岩及基性岩 超基性岩。特别是在八布 高平附近，橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩、硅质岩、灰岩等系列岩石组合广泛出露（吴根耀，；，），且具有“基质夹团块”的特征，依据这些特定的岩石组合，（）提出了“滇琼缝合带”。未变质 变形的晚三叠世 白垩纪红色陆相沉积岩单元，不整合覆盖在强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元或者早 中三叠世复理石沉积之上（图）；也就是依据这个明显的不整合接触关系，法国地质学家 识别并提出了著名的印支运动。对于这些晚三叠世 白垩纪红色陆相沉积岩，一般认为是一套印支造山事件结束的磨拉石沉积（，；林伟等，；，）。构造带的构造几何学格架及运动学特征不同于岩石单元的划分，构造解析可将 带自 向 划分出三个构造单元（图 ），分别为：（）与新生代走滑相关的大象山（）单元；（）与早中生代造山事件相关的 蛇绿混杂岩单元；（）越南东北部褶皱冲断系统，以麻栗坡断裂为界进一步细分为内带单元及外带单元（图 、图 ）。大象山单元大象山（）单元位于 构造带 缘，主体位于越南境内，在我国境内的延伸部分称为瑶山杂岩（图 ）。整体上为 走向，长约 ，宽约 ，呈狭长条带状（图 、图 ）。大象山单元 和 侧界线分别为红河断裂和 断裂（图 ），构造几何形态整体上呈现为一个狭窄的背形构造（图 ；，岩石学报 ，（）：图 构造带构造地质剖面（据 ，修改；剖面位置见图 ）（，；）；，），该单元经历了非常强烈的剪切变形。在南北边界附近发育糜棱岩带，糜棱岩面理近直立，其上发育有 向近水平的矿物拉伸线理及同斜褶皱（图 ，），与红河断裂带及 断裂带的走向相一致。沿近水平展布的矿物拉伸线理，红河断裂带韧性剪切变形显 示 出 左 行 剪 切 指 向（图 ；，；，），镜下的显微尺度也给出了相同的变形结果（图 ）。在 部的 断裂，无论是野外还是镜下，其岩石剪切变形的运动学特征则指示了右行走滑（图 ，）。单元中部的面理与边部不同，以近水平的形态向 缓倾，但线性构造与边部相似，即面理上发育 向近水平或向 缓倾的矿物拉伸线理（林伟等，；陈泽超，）。大象山单元主体经历了角闪岩相 麻粒岩相变质，由片麻岩、石榴云母片岩、混合岩以及众多不同时代的小规模岩体组成。局部地区可见辉长岩、辉绿岩、闪长岩等团块保存在强烈剪切的片麻岩中（林伟等，；，）。石榴云母片岩中的独居石 定年得到 的单颗粒年龄（，）及 的加权平均年龄（，）。据此 （）认为，大象山单元内残余有古特提斯洋 向俯冲形成的弧岩浆物质。最近 （）在大象山单元中报道了 的高压麻粒岩，依据麻粒岩原岩中铝土矿（）组分推断是玄武岩风化的结果，金红石 温压计显示其经历了早期的榴辉岩相变质（、），然后经退变质形成高压麻粒岩。（）将这种晚二叠世榴辉岩相变质作用归结为华南板块向印支板块深俯冲的结果，这一结论似乎进一步支持了 （）将大象山作为岩浆弧的观点。但是，大象山及瑶山杂岩中副片麻岩所含继承锆石的年龄谱峰与华南西南缘新元古代沉积岩完全一致（，）。这一点同冀磊等（）对哀牢山 点仓山的分析结果非常一致，说明大象山 瑶山杂岩的原岩应该是华南板块被动陆缘的沉积物，卷入俯冲作用，并在后期造山过程中折返至中下地壳发生变质变形。蛇绿混杂岩单元 蛇绿混杂岩单元紧贴着 断裂带呈串珠状分布（图 ）。该单元具有典型混杂堆积现象及相关的“基质夹团块”特征（图 ，）。受新生代走滑构造的影响，混杂岩中发育了大量与 断裂活动相关的韧性变形及脆性破裂与劈理。面理和劈理一般为 走向，向 陡倾，劈理面上发育 向近水平的线性构造及半透入性擦痕，指示了 断裂的右行走滑性质（图 ，林伟等：印支造山带：构造带图 大象山单元卷入变形过程中不同尺度剪切变形的运动学特征（）近水平的矿物拉伸线理（）；（）核部发育的枢纽为 向同斜褶皱；（）侧糜棱岩化副片麻岩，长英质透镜体指示左旋剪切；（）侧糜棱岩化副片麻岩，显微尺度下云母鱼指示左旋剪切；（）大象山单元 侧糜棱岩化副片麻岩，显示右旋剪切；（）侧糜棱岩化副片麻岩，显微尺度下石榴子石压力影及剪切条带指示右旋剪切 （）；（）；（），；（），；（），；（），）。显微构造也给出了一致的变形特征（图 ，）。稍微远离 断裂处，蛇绿混杂岩单元主要表现为 向面理及 向矿物拉伸线理，运动学标志指示顶部向 的剪切变形（，）。由于野外露头的限制，我们并没有观察到混杂岩与围岩地层或变质岩的接触关系，但是根据两者空间展布的几何学特点和运动学特征，可以推断出这些混杂岩块体位于新元古代 早古生代浅变质地层之上，进而构成了逆冲推覆构造，并在推覆体前缘形成飞来峰构造（图 ；，）。越南东北部褶皱冲断系统构造几何学及运动学越南东北部褶皱冲断系统是 构造带里最广阔的单元，以 断裂为界，向 方向一直延伸至我国右江盆地内（图 ）。该单元最大的特征是发育一系列向 或 极性的褶皱及逆冲断层。此外，按照该单元内岩石变质及变形程度，大致沿麻栗坡断裂可以将越南东北部褶皱冲断系统进一步划分为两个亚单元：（）与麻栗坡断裂之间的内带单元，以强烈韧性变形的新元古代 早古生代变质岩为代表；（）麻栗坡断裂 侧至右江盆地的外带单元，以未变质但发育褶皱和逆冲断层的古生代 晚三叠世早期沉积岩为代表（图 ；，）。内带单元构造几何学及运动学内带单元主要包含 片麻岩地体及强烈韧性变 岩石学报 ，（）：图 蛇绿混杂岩野外露头及显微组构照片（）灰岩团块位于强烈剪切的泥质基质中；（）透镜状斜长花岗岩团块位于泥质片岩和蛇纹石化橄榄岩中；（）蛇纹石化橄榄岩中 状的布丁指示了强烈的右行剪切；（）砂岩 粉砂岩透镜体指示了顶部向 的剪切变形；（、）强烈剪切变形的泥质片岩，显微尺度下拉伸的 形状拉伸的石英条带和围绕长石的剪切压力影指示右行剪切 （）；（）；（）；（）；（）；（）形的新元古代 早古生代浅变质沉积盖层（图 ）。该单元主要构造特征是普遍发育韧性剪切变形，且伴随绿片岩相 低角闪岩相变质作用（，；，）。该单元变形以大规模发育的紧闭褶皱为特征，在片麻岩和片岩中表现十分鲜明（图 ）。内带单元面理主体呈 走向，倾向 （图 ）。矿物拉伸线理也比较发育，呈一致的 向（图 ），运动学标志也一致指示顶部向 的剪切变形（图 ），薄片下显微构造观察也给出了相应的结果（图 ）。变质及变形的程度呈现从 向 逐渐变弱的趋势（图 ，）。早古生代 片麻岩地体是越南东北部褶皱冲断系统中最大的花岗质岩体。它遭受了强烈的剪切变形，特别是在岩体边缘，由于强烈的韧性变形及变质作用而形成眼球状片麻岩（图 ，），岩体中心地带则表现为未变形的块状构造。该岩体的边缘面理大致平行于边界，且倾向外部（图），几何形态呈穹窿状（图 ）。岩体的围岩为新元古代 早古生代变沉积岩，其面理也与岩体边缘面理相协调，因此 地体被前人认作为变质核杂岩（，；，）。但是，目前在 地体中观察到的矿物拉伸线理都是 或 向，且发育顶部向 或 的剪切变形（图 ，），与越南东北部褶皱冲断系统总体的运动学特征相协调，同时缺少拆离断层及非同构造花岗岩的特点均难以契合于变质核杂岩模型。林伟等：印支造山带：构造带图 内带单元岩石野外照片及镜下照片（）泥质片岩中发育的紧闭褶皱具有 方向的褶皱枢纽；（）云母片岩中发育的 向矿物拉伸线理；（）片麻岩地体中眼球状片麻岩中剪切变形的长石所指示的顶部向 方向的运动学特征；（）云母片岩中的石英脉体被剪切呈透镜状，指示顶部向 的剪切变形；（、）大理岩中被剪切变形的石英脉和方解石脉指示顶部向 的剪切变形；（）副片麻岩中云母鱼指示顶部向 方向剪切变形；（）状的聚晶石英指示了较低温度条件下顶部向 的剪切变形；（）眼球状片麻岩中剪切变形的斜长石指示了较高温度条件下顶部向 的剪切变形 （）；（）；（）；（），；（，）；（）；（）；（）图 外带单元岩石野外照片及镜下照片（）砂岩 粉砂岩中的平卧褶皱；（）逆冲断层及伴随劈理发育的宽缓褶皱，显示 与；（）三叠纪薄层灰岩中发育的斜歪褶皱指示了向 顺层滑脱构造；（）灰岩（大理岩）中 向线性构造；（）大理岩中强烈剪切的方解石脉，剪切压力影指示顶部向 的剪切变形；（）云母片岩中（蚀变）的黑云母沿绿帘石和长石的剪切压力影定向指示顶部向 方向剪切变形；（）糜棱岩化变砂岩中状的长石和石英指示了顶部向 的剪切变形 （）；（），；（）；（）；（）；（）（）；（）外带单元构造几何学及运动学相较于内带单元，外带单元变质与变形程度明显减弱，且构造层次变浅（林伟等，；，）。外带单元包括未变质但强烈褶皱的晚古生代沉积岩及部分卷入褶皱的早 中三叠世复理石沉积。强烈褶皱变形的晚古生代 岩石学报 ，（）：图 外带单元早 中三叠世复理石及其变形（）早三叠世具有复理石沉积韵律的浊积岩；（）劈理化的浊积岩；（）灰岩作为外来团块赋存于强烈变形的早三叠世浊积岩中；（）作为外来岩块的枕状玄武岩赋存于早三叠世的浊积岩中 （）；（）；（）；（）沉积岩（图 ）主要位于 盆地 侧的越南境内（图），且在局部发育强烈的劈理化（图 ）。这类褶皱的规模较为局限，以平卧或紧闭褶皱为主，更多表现为层滑构造（图 ），与内带岩石最大的区别在于这些岩石中可以区分其原始沉积层理 及变形产生的劈理（图 ）。尽管如此，在局部应变集中处或是层滑发育处，仍然可以观察到糜棱岩带及 向的矿物拉伸线理（图 ）。最典型地区位于晚古生代沉积岩与三叠纪 盆地的界线处，泥盆纪灰岩沿边界断层向 逆冲到 盆地早 中三叠世砂泥岩之上（图 ）。沿逆冲断层两侧的围岩均发生糜棱岩化（图 ）。薄片下的显微构造也指示了相同的运动学特征（图 ，）。这些岩石变形的流变学特征共同指示了向 的逆冲推覆及顶部向 的剪切变形（图 ）。盆地北东侧的早中生代地层展现的变形则明显比南西侧弱，这些岩石以发育相对较大规模的褶皱（图 ），同时伴随着脆性断层为主要特征。尽管在此处矿物拉伸线理并不发育，但是依靠沉积地层中发育的逆断层及极性向 的褶皱，我们仍然可以判断出该带具有顶部向 的运动学（图 ）。晚古生代灰岩以及早 中三叠世浊积岩变形明显（图 ），发育在石炭纪地层中的斜歪褶皱枢纽呈 或 向，轴面向 或 倾，指示向 的变形。根据在泥盆纪和早三叠世地层中发育的一系列向 倾的逆冲断层（图 ），我们认为上古生界灰岩向 逆冲推覆到中 下三叠统浊积岩之上（图 ）。值得指出，盆地主体由陆源碎屑构成的浊流沉积（砾岩、砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、页岩）组成，部分由海相碳酸盐岩组成，体现了非常鲜明的复理石沉积韵律（图 、）。在这一时期，火山凝灰岩和酸性喷出岩也构成了重要组成部分（，）。“基质夹岩块”是这一富含浊流沉积的突出表现（图 ），在逆冲推覆带下盘应变集中的部分，顶部向 的剪切变形被强烈片理化的基质及作为外来体的灰岩团块鲜明地记录下来（图 ）。在越南高平市（）东部出露的枕状玄武岩通常被看做外来岩块（），体现了鲜明的滑混沉积的特点（图 ）。此外，野外也见到灰岩和蛇纹岩及玄武岩一同构成了外来岩块（，）。综上而言，外带单元的整体构造样式表现为一系列褶皱和逆冲断层，岩层变质程度弱或未变质，并表现出顶部向 的剪切变形，变形层次从 向 逐渐变浅。造山后统一的沉积盖层及其构造表现在越南东北部褶皱冲断系统的内带单元和外带单元中，滨 浅海或陆相沉积的上三叠统（、和 ）和侏罗纪含煤地层中的砂砾岩呈现“磨拉石”特点（图 ，；，；，；，）。林伟等：印支造山带：构造带图 带广泛发育的晚三叠世砾岩 图 构造带运动学图解 含丰富植物化石的红色砂岩和砾岩不整合覆盖在变形的中三叠世之前地层和早期花岗岩之上，将越南东北部褶皱冲断系统的变形年龄很好地限定在晚三叠世之前，而不是新生代红河断裂走滑作用改造的结果。在 构造带中，除去大象山单元代表了新生代与红河断裂走滑逃逸相关箱状背形构造外，整体上 蛇绿混杂岩单元及越南东北部褶皱冲断系统的内带和外带都具有非常一致的顶部向 剪切的运动学特征（图 ）。从造山带大地构造格架来看，蛇绿混杂岩单元对应于造山带中的缝合带或蛇绿混杂岩，越南东北部褶皱冲断系统则很好地对应了发育于俯冲板块上的前陆褶皱冲断带。因此，我们认为 构造带应是 洋向 俯冲消减过程中，蛇绿混杂岩发生 向的逆冲推覆构造，并使其堆叠于华南板块之上，是华南板块与印支板块碰撞拼合的结果。岩石学报 ，（）：构造带同位素年代学研究进展及其对“印支运动”时间上的约束 构造带的变形年代学约束虽然印支运动在二十世纪初就被 和 定义并描述，并依据晚三叠世磨拉石的沉积约束了变形的上限（，；，），但是对于印支运动起止时间依然缺乏精确时间限定（，）。在板块构造体系下，印支运动（或印支造山事件）是华南板块与印支地块碰撞拼合的直接结果，在作为最初命名地的 构造带具有最为鲜明的表现。广泛发育的 向矿物拉伸线理，以及沿此方向顶部指向 的剪切变形是 构造带最显著的构造特征（，；，）。这期变形构成了印支造山事件的典型代表。（）、（）和 （）对 地体（我国境内称之为都龙地体）的片麻岩和云母片岩做了大量的同位素年代学的工作（图 ）：富钾矿物的 年代学分析给出了宽泛的 结果，而锆石 年龄则反映了早古生代和早中生代两期岩浆事件（图 ）。地体中石榴云母片岩独居石 给出了 的年龄值（）。后续也有一些相关的定年结果发表（图 ；，；刘玉平等，；，；王东升等，；，）。事实上，由于晚三叠世和晚白垩世及新生代构造热事件的影响，带同位素年代学数据表现出十分宽泛的变化范围（图 ），致使地质学家认为 带中生代的构造事件为持续时间较长的构造热事件（，；，）。事实上，新生代剪切的叠加作用沿 断裂分布，分布范围较为局限；远离 断裂带，新生代走滑叠加影响迅速减弱并消失（，；，）。在特提斯重大研究计划资助下，我们选择了远离 断裂带的 件样品开展了白云母 定年，件样品中的白云母颗粒均记录了“印支运动”相关的构造热事件，为 带所记录的剪切变形提供了较好的时间约束：个白云母样品给出了较为一致的 的坪年龄（图 、图 ；，）。通常白云母 年龄代表岩石的冷却年龄，但当岩石的变形温度接近白云母的封闭温度，且该区域没有后期高温事件叠加时，白云母 年龄可以很大程度上接近或代表变形年龄。根据定年样品石英变形温度的估算，变形发生在中低温（）条件下，与白云母封闭温度（）较为接近（，）。因此，我们更倾向于将这 个代表冷却时代的 坪年龄解释为 向剪切变形年龄（可能略偏年轻或相当）。这个结果可以将“印支运动”发生的时间约束在 一个狭窄的范围内，构成了碰撞时间的上限。图 构造带变形年龄 数据年龄：花岗闪长岩（，）；花岗闪长岩（，）；石英正长岩（，）；黑云母花岗岩（，）；辉长苏长岩（，）；花岗岩（，）；火山岩（，）；石榴云母片岩（，）年龄数据：大理岩（，）；片麻岩（，）；云母片岩（，）；正片麻岩（，）；云母片岩（，）；正片麻岩（，）；糜棱岩（，）；云母片岩（，）：（，）；（，）；（，）；（，）；（，）；（，）；（，）：（，）；（，）；（，）；（，）；（，）；（，）；（，）；（，）构造带的岩浆作用及特点 构造带发育不同规模的古生代 中生代岩体，的统计结果构成了一个鲜明峰值，为研究区主要的岩浆活动时间（图 ）。眼球状片麻岩体，其原岩为 似斑状二长花岗岩（，）。东部的 岩体的侵位年龄为 （，）。此外，在越南北部还发育众多不同时代千米级大小的过铝质岩体（图 ）。北涧（）西北部侵入到早古生代地层之中 岩体具有 的年龄（，）。未变形浅色二长花岗岩 岩体则给出了 侵位年龄（王东升等，；，；，）。未变形的 黑云母花岗岩的厘定出 的加权平均年龄（，林伟等：印支造山带：构造带图 构造带岩浆 火山年龄谱峰图数据来源：，；，；，；，；，：，；，；，；，；，）。石英正长岩体的锆石给出了 的 谐和年龄（，）。作为面理化的花岗闪长岩，岩体给出了 的 谐和年龄。同样，面理化的 花岗闪长岩体锆石 给出了 和 的谐和年龄。碱性镁铁质岩石发育在高平（）、太原地区周围，这些基性岩侵位时代为 （，）。地球化学分析表明，越南东北部花岗质岩石具有负的（）值（），以及较高的 比值（），这些特征指示其为地壳来源。同位素两阶段模式年龄为 。同位素特征与华南板块元古代基底相似（，；沈渭洲，）。除了 岩体，几乎所有测试获得的锆石 值分布在 ，指示它们大都具有相似的地壳物质来源并经历了相同程度的分异。考虑锆石 同位素的分析结果，越南东北部地区花岗质岩体锆石 （）值为 ，也指示岩体主要来自于地壳物质的部分熔融，但在岩浆形成过程中有少量地幔物质的混入。根据 同位素所计算的两阶段模式年龄为 ，这一结果与 同位素计算所得的两阶段模式年龄结果相一致。值得注意的是，采自 岩体的石英正长岩显示出两组不同的年龄结果和同位素特征。较为年轻的一组锆石具有较小的 （）值（）以及较低的 值（）。年龄较老的一组锆石具有正的 （）值（）和较高的 值（）。根据这些同位素特征，我们认为 岩体源自幔源物质形成的新生大陆地壳，并被较为年轻的一期岩浆作用重熔。结合地球化学分析结果，认为越南东北部的花岗质岩石主要来自于元古代基底物质的重熔，且基底的性质与华南板块的基底性质相似（，）。早古生代岩浆作用这期岩浆作用在华南板块内部广泛存在，分布于武夷白云 云开等地区（，）。早古生代区域地质事件还表现在未变质地层不整合覆盖在前泥盆纪地层之上（湖南省地质调查院，；江西省地质矿产勘查开发局，）。而关于这期岩浆作用的构造背景至今仍存在争议，加厚地壳模式常用来解释早古生代岩浆作用（，），也有学者在对云开地区构造解析的基础上提出早古生代岩浆作用形成于后造山伸展减薄的构造背景（，）。在越南东北部地区，斑状花岗岩年龄为 （图 、图 ；，；，），说明早古生代岩浆作用在越南东北部地区同样存在。总的来讲，华南板块早古生代岩浆作用的构造背景依然是一个尚待深入研究的主题。在越南东北部，石英正长岩体得到一组泛非期的年龄（图 ；，）。在华南板块内部，早古生代 的岩浆活动和变质事件较为稀少。前人在华夏地块粤东古寨岩体报道了一组 的锆石 年龄（丁兴等，），在云开地区片麻岩中也得到 的锆石年龄（，）。此外，扬子板块南缘报道有早古生代（）热事件（，），华夏地块早古生代变质事件（；，）和岩浆活动（；，）。泛非期岩浆或变质事件在华南板块的报道虽然稀少，但在古生代地层中却大量出现该时期的碎屑锆石（，；岩石学报 ，（）：，），其物源可能来自于东冈瓦纳大陆边缘（，）。此外，石英正长岩体中泛非期年龄锆石的 （）值均为正值（），显示幔源成分的加入。（）值分析结果与华南板块早古生代地层中显著不同，后者绝大多数为负值，显示古老地壳重熔来源，而与华夏地块最新报道的泛非期岩浆活动相似，似乎表明在东冈瓦纳大陆聚合的背景下，华南也表现出岩浆或变质事件的响应（，）。晚二叠世至晚三叠世岩浆作用在越南东北部地区，印支造山作用过程中存在两期岩浆活动（，；，；，及其相关参考文献）。第一期岩浆作用发生在晚二叠世至早三叠世（），第二期岩浆作用发生在晚三叠世（）。辉长正长岩、辉长二长闪长岩、玄武质岩石和高 花岗质岩石通过锆石 和黑云母以及角闪石 定年得到晚二叠世至早三叠世的年龄（图 、图 ；，）。该地区的二叠纪碱性岩浆作用通常被认为是峨眉山大火成岩省的一部分（，；，）。晚三叠世岩浆作用在越南北部较少被报道，且同位素分析结果指示其为壳源成因（图 ；，）。相反，晚三叠世花岗岩在华南板块内广泛分布（，；，）。在越南东北部地区，这些未变形的晚三叠世岩体起到了类似于“钉合岩体”的作用，侵入到一系列向 的褶皱和逆冲推覆构造中（，；，）。同位素分析指示晚三叠世岩体源自加厚地壳的部分熔融，因此，从构造分析的角度，我们倾向于将这些岩体解释为后碰撞岩体，表明同属于华南板块南缘的越南东北部地区在晚三叠世和整个华南一样处于伸展构造环境（，）。晚白垩世岩浆作用（）此期岩浆作用的特点是 含量较高（），地球化学特征指示该期岩浆作用物质来源于地壳。晚白垩世花岗质岩体在华南板块的西南缘和东南缘均有出露。地球化学特征显示华南板块内部晚白垩世岩体为高 钙碱性 型、型及高分异的 型花岗岩以及 复合型花岗岩（，；，；邱检生等，；，；刘飞等，），形成于弧后拉张环境（，；，；，）。而越南东北部地区晚白垩世花岗岩则与云南个旧地区 型花岗岩类似（，及其相关参考文献）。我们认为越南东北部这一期的岩浆岩与华南板块西南缘类似，为大陆地壳熔融的产物。蛇绿混杂岩及相关的同位素年代学研究进展目前，对 蛇绿混杂岩的时代仍然缺乏精确的同位素年代学的限定。因此，我们对 蛇绿混杂岩中的斜长花岗岩进行了锆石 定年。同时为了限定蛇绿混杂岩的沉积年龄及其物质来源，我们对蛇绿混杂岩的基质及越南东北部褶皱冲断系统中内带和外带单元的样品（图）进行了碎屑锆石 定年及同位素 分析工作（，）。带斜长花岗岩及长英质片麻岩我们采集了以团块形式赋存于 蛇绿混杂岩带蛇纹石化橄榄岩和泥质片岩构成的基质中的斜长花岗岩（图 ；），并进行了锆石 年代学分析（；，）。获得一组较好的谐和年龄 （），我们认为该年龄可以代表斜长花岗岩的结晶年龄（，）。斜长花岗岩一般认为属于洋中脊玄武岩（）结晶分异的晚期产物，是大洋板块地层（）的一部分。因此，我们将该斜长花岗岩的结晶年龄解释为该蛇绿岩套的形成年龄，指示了古特提斯洋在 就已经存在成熟的洋壳。这与前人认为的哀牢山洋在泥盆纪就已经开始拉张形成的认识相一致（简平等，；钟大赉，）。在蛇绿混杂岩中，我们选取的定年样品（）是一个强烈面理化的长英质片麻岩团块（图 ）。由于强烈的变形及变质作用，无法从野外露头尺度判断该团块是侵入体还是外来块体。大部分锆石为自形，并有明显的振荡环带，比值为 ，说明这些锆石为岩浆成因。个分析点的年龄分布在 之间，并得到 （）的谐和年龄（，），我们认为该谐和年龄是花岗质片麻岩的结晶年龄。我们同时对作为其围岩的砂岩样品（）开展了碎屑锆石年龄分析，以辅助分析该长英质片麻岩的成因。如果 是混杂岩中的外来团块（）的话，那么 的岩浆岩势必可以给混杂岩提供大量的碎屑物质及锆石，从而在其基质中应该存在一个峰值在 左右的主要年龄群。事实上，基质样品 中并没有出现这一特征（详细讨论见下文），因此我们认为这个花岗质片麻岩并不是一个外来岩块，将其作为侵入体更为合理，它与越北晚二叠世 早三叠世岩浆相关。这样为我们厘定蛇绿混杂岩的时代提供了一个上限的沉积时代，可以一定程度上约束 洋的存在时限。蛇绿混杂岩基质的碎屑锆石为了从细节上约束 蛇绿混杂岩的时代，我们对蛇绿混杂岩基质进行了碎屑锆石的研究。件强烈变形的变砂岩、粉砂岩、泥质片岩和云母片岩的锆石 年龄和 同 位 素（、）分析结果可将 蛇绿混杂岩的基质划分为 和 两个部分。组包括 、和 ，其年龄谱显示出一系列年龄峰值：、和 （图 ），其中晚古生代年龄占据了较为鲜明的比例。在越南地质图上，蛇绿混杂岩并未被区分出来，而是被当作林伟等：印支造山带：构造带图 蛇绿混杂岩带及与邻区地层单元碎屑锆石分组对比图解 新元古代或中寒武世沉积岩来看待（，；，；，）。根据碎屑锆石年龄结果，组中大量晚古生代碎屑锆石说明其不可能是新元古代或者中寒武世沉积岩，而是属于 蛇绿混杂岩的真正组成部分（，）。组包括 和 ，其年龄谱缺乏古生代年龄值，含有 个寒武纪 新元古代年龄群，分别为 、和 （图 ）。样品中最年轻的峰值年龄分别为 和 （图 ）。组的年龄结果与 组显著不同，结合其在显微镜下显示的典型碎裂结构，我们认为 组并不能代表真正的蛇绿混杂岩的基质，而是混杂岩中的外来岩块，由于后期强烈的构造改造而在野外很难直接识别出来（图 ）。蛇绿混杂岩沉积年龄限定虽然之前的研究将 蛇绿混杂岩作为华南板块和印支板块的缝合带（，），并推测其年龄为早 中三叠世（，），但是对 蛇绿混杂岩却缺乏准确的同位素年代学限定。通过前面对蛇绿混杂岩基质样品的分类，确定 组属于真正蛇绿混杂岩的基质。而 组碎屑锆石年龄谱中的最年轻的峰值年龄为 （占比 ），说明 组所代表的基质沉积年龄必定小于 ，也就是沉积于晚石炭世之后（图 ）。此外，为混杂岩中的侵入体，而非外来岩块。这说明作为基质的 的沉积年龄必定要大于作为侵入体的 的年龄，因此我们可以推测混杂岩基质的沉积年龄要早于 。目前的一系列研究结果表明，我们可以将 蛇绿混杂岩的沉积年龄限定在 ，进一步证实 蛇绿混杂岩所代表的 洋是古特提斯洋的一个分支，它代表了华南板块 印支板块缝合带最东部的一段（，；林伟等，；，）。构造带碎屑锆石物源分析 混杂岩基质 组物源前文讨论确定 组代表 蛇绿混杂岩的基质，其碎屑锆石年龄显示出古元古代 晚古生代的几个峰值年龄：、和 （图 ）。在这些年龄数据中，超过 的年龄为新元古代，且展示出 个主要的年龄群，其峰值年龄分别为 、和 ，其中 的年龄群最为显著（占所有数据的 ；图 ）。此外，还有 个中元古代 早元古代的年龄群，其峰值年龄分别为 、和 （图 ）。剩下大约 的数据为显生宙年龄，表现出 个年龄峰值，分别为 和 （图 ）。岩石学报 ，（）：图 带及周边区域碎屑锆石年龄综合对比图（）混杂岩（，）；（）新元古代地层，西南扬子（，）、越南西北部（，）、越南东北部（，；，）；（）古生代地层，西南扬子（，；，）、西扬子（，）、越南东北部（，）、长山带（，）、思茅东部（，；，）；（）中三叠世地层，西南扬子（，）、西扬子（朱民，）、盆地（，）、西哀牢山带（，）、桑怒盆地（，）；（）早 中三叠世地层，盆地（，）、右江盆地（，；，；，；，）；晚二叠世地层，西哀牢山带（黄潮，）；（）晚三叠世地层，西南扬子（，）、西扬子（，；，）、西哀牢山带（，）、桑怒盆地（，）（）（，）；（）（，），（，），（，；，）；（）（，；，），（，