华南二叠纪闽东运动的区域差异性

华南二叠纪闽东运动的区域差异性

1假整合、整合或不整合的患者1931年，李四光通过对南京宁镇山脉第二叠纪龙潭组与齐霞组的接触关系研究，提出了领导者。他认为，这是中国东南古生代后期的一次重要造山运动，相当于欧洲中部的撒旦运动（li，1931）。但多年的研究表明,东吴运动具有明显的地区性,其性质和强度受区域构造、构造部位的控制,造成不同地区翠屏山组与童子岩组、龙潭组与堰桥组或栖霞组、吴家坪组与茅口组之间以假整合、整合或不整合而显现其不平衡性(何斌等,2005;李旭兵等,2011;胡世忠,1994a,b;梁定益等,1994;曾耀昌,1983;燕继红和申继山,2006)。在中国东部,东吴运动以挤压汇聚作用为主,造成二叠纪花岗岩大规模侵入与一些前陆盆地的形成(LiangandLi,2005;Liangetal.,2004;曾耀昌,1983;燕继红和申继山,2006;广西壮族自治区地质矿产局,1985;温淑女,2013;温淑女等,2013;马文璞,1996);西部以伸展裂陷作用为主,表现为洋盆扩张、地壳的快速抬升剥蚀和大规模的玄武岩喷发(Shellnuttetal.,2010;ShellnuttandZhou,2006;Xuetal.,2004,2007b;Zhouetal.,2002;何斌等,2003,2005;徐义刚,2002)。为了更深入了解和认识东吴运动在华南东、西部表现的差异,作者对来自扬子和华夏晚二叠世早期所形成的碎屑沉积岩中碎屑锆石进行了系统的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄测试和物源的对比研究,下面是这一研究成果的报道。2晚二叠世岩相古地理格局晚二叠世强烈岩浆活动所形成的玄武岩广泛分布在四川、云南及贵州西南三省,它是我国目前唯一被国际学术界认可的大火成岩省(Courtillotetal.,1999)。该区紧邻三江构造带,复杂的地质历史使该火山岩省遭受强烈的变形和破坏(图1),从而掩盖了原有的玄武岩分布特征。围绕晚二叠世玄武岩,岩相古地理具有明显的分带,上扬子区自西南到东北依次为剥蚀区(川滇古陆)、冲积平原、三角洲平原和碳酸盐台地(冯增昭等,1994;王立亭等,1994),并产生相应的沉积建造(图1)。在四川盆地及邻区广元-旺苍、城口-鄂西、开江-梁平等地区,晚二叠世早期发育以下部海陆交互相细碎屑岩(含铝土矿)建造为特征(称王坡段)和上部以深海相碳酸盐-硅质岩建造(称吴家坪段)为特征的吴家坪组(P3w)。吴家坪组与下伏茅口组灰岩呈假整合接触,与上覆深海相碳酸盐岩建造为特征的长兴组(P2c)呈整合接触关系。在扬子西缘盐边、盐源、泸沽湖、木里、西昌(布托、普格、会东)和云南巧家一带,峨眉山玄武岩之下零星出现几十米至一百多米的角砾灰岩、灰岩质角砾岩、巨砾岩或化石混杂堆积的现象,这些是二叠纪东吴伸展运动所产生的震积岩(梁定益等,1994)。盐源平川一带茅口灰岩之上分布以砾岩和砂岩为主的低位水下扇,地层中产Neoschwagerinasp.和Agathicerassp.化石,昆明西山地区的灰岩质砾岩中灰岩砾石的磨圆较好,可能代表古河谷沉积(何斌等,2006)。在远离峨眉山玄武岩的中国东部(华夏)也具有类似的岩相古地理变化,从东往西,出现剥蚀区、冲积平原、三角洲平原和碳酸盐台地相(图1)。不同的是,华夏板块很少有晚二叠世玄武岩出露,多的是在华夏板块南部即海南岛广泛出现早二叠世-晚二叠世花岗岩(Lietal.,2006;LiandLi,2007;温淑女,2013;温淑女等,2013)(图1)。在广西西南部钦州-防城、广东肇庆-韶关、福建永安等地区,晚二叠世早期形成以海陆交互相的粗碎屑岩-细碎屑岩建造为特征的龙潭组(P3l)或相当层位,龙潭组与下伏地层呈不整合接触(曾耀昌,1983;广西壮族自治区地质矿产局,1985;广东省地质矿产局,1988)。广西钦州-防城地区晚二叠世晚期的砾岩直接覆盖在早期的放射虫硅质岩之上,两者不整合接触。在防城以北,砾岩砾石成分复杂,除条带状硅质岩和泥岩外,还包含辉长岩、长英质片麻岩和花岗岩等;向北至石船岭等地,同一层位砾岩的砾径变小;到灵山佳芝坪一带,砾岩底部夹有酸性火山岩和煤线(广西壮族自治区地质矿产局,1985;马文璞,1996;梁新权,2006;LiangandLi,2005),说明蚀源区在西南面。广东韶关上二叠统主要分布于丹霞盆地周边,由海陆交互相的含煤的砂岩、砂页岩和硅质岩组成,与下二叠统呈平行不整合接触;福建永安一带晚二叠世龙潭组亦为海陆交互相含煤沉积,砂岩-粉砂岩-页岩及煤层组成明显的韵律变化,龙潭组下段(P3la)为主要含煤建造段,向东沉积物颗粒变细;其上段(P3lb)颗粒变粗,砂岩成分增多,煤层减少。由西向东,岩石成分由砾岩、含砾砂岩转变成粗砂岩、砂岩,含Lobatannulariasp.化石,为陆相沉积建造。说明物源并非来自东部(福建省地质矿产局,1985),可能通过走滑作用来自南部或西南部。3样品及分析方法研究样品主要来自扬子和华夏板块的5个区域。样品10YZSC03-1、10YZSC20-2和10YZSC28-6均为灰色-深灰色细粒石英砂岩,分别采自扬子板块城口-巫溪地区尖山-朝阳镇地表探槽(TC03)和浅部钻孔(ZK20和ZK28)吴家坪组王坡段(P3w1)(图2a-c);样品02CAGX05和10CAGX14为灰色粗粒石英砂岩,来自华夏板块广西十万大山盆地晚二叠世a组(P3a)(相当于龙潭组下部地层)(图2d);样品11CAGD27和11CAGD28为灰色中粗粒石英砂岩,采自广东肇庆春湾和韶关董塘龙潭组(P3l)(图2e,f);样品10CAFJ01-1和10CAFJ07,为中细粒石英砂岩,采自福建永安洪田(图2g)。锆石分选在廊坊市诚信地质服务有限公司完成。锆石分选过程见李建锋等(2010),分选出的锆石颜色多样,红、黄、橙、褐或无色,一般都透明。每个样品挑选的锆石一般多于1000颗,随机从中挑选>200颗制成环氧树脂靶,固结后打磨、抛光至靶上锆石的中心部位暴露出来。对样品靶上的锆石进行透射光、反射光和阴极发光照相以及锆石年龄测试。阴极发光图像(CL)在北京锆年领航科技有限公司完成,激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪锆石年龄原位微区测试(LA-ICP-MS)在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。使用的ICP-MS型号为Agilent7500a,激光剥蚀系统为美国Resonetics公司的ResolutionM50深紫外(DUV)193nmArF准分子激光剥蚀仪。分析中采用的激光斑束直径为31μm,频率为8Hz。采用澳大利亚标准锆石TEMORA作为外标校正,同位素比值数据处理采用ICPMSDatacal8.7软件(Liuetal.,2010b)平滑方法进行,年龄计算采用ISOPLOT(3.00版)软件(Ludwig,2003)进行,具体分析方法和步骤及普通Pb校正见参考文献(Andersen,2002;Yuanetal.,2003,2004),Th/U比值采用NIST610作为外标,Si作为内标进行计算得到。4锆石th/u比值的确定研究测试的569颗锆石中,大部分锆石具有岩浆的生长环带(图3)。所测锆石Th/U比值介于0.11~4.05之间(表1;详细数据见电子版附表),说明大部分锆石为岩浆起源。4.1锆石表面年龄权重样品10YZSC03-1,测得31粒锆石,获得30个谐和数据,除一个古老的1833Ma数据,其它年龄数据小,变化范围很窄,介于258~264Ma之间,其峰值为260Ma(图4a,b),29颗谐和锆石206Pb/238U表面年龄权重平均值为260.2±1.9Ma。4.2谐和年龄数据样品10YSC20-2,测试了74粒锆石,获得68个谐和数据,年龄变化范围很窄,介于255~265Ma之间,其峰值为259Ma(图4c,d),68颗谐和锆石加权平均值为258.9±2.1Ma。4.3年代学和年龄结构样品10YSC28-6,测试了52粒锆石,获得48个谐和数据,除一个较老的834Ma年龄外,其它年龄变化范围很窄,介于245~272Ma之间,其峰值为259Ma(图4e,f),47颗谐和锆石年龄加权平均值为258.3±1.6Ma。上述3个样品共获得146个谐和锆石年龄数据,其中144个数据均介于246~272Ma之间,峰值为259Ma(图4g)。4.4年龄范围和峰值对02CAGX05样品中79粒锆石进行了分析,共得到79个有效谐和数据。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为258~3237Ma,具有多个峰值:261Ma、452Ma、535Ma、988Ma和2490~2655Ma(图5a)。4.5cagx133.3、36、33.32、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4、33.4日有效数据提取对10CAGX14样品中63粒锆石进行分析,舍弃谐和度>110%和<90%的U-Pb年龄后(10CAGX14.32、36、49),共得到60个有效数据。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为453~3652Ma,具有3个明显的峰值:470Ma、920~1000Ma和2494Ma(图5b)。4.6谐和曲线分析点本样品共分析测试了60个点,除了3个分析点(11CAGD27.29、38、57)(谐和度小于95%)外,其余所有点均落入谐和曲线上。所有分析点的Th/U在0.14~1.64,均大于0.1,结合锆石CL图像显示,表明锆石均为岩浆成因。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为271~3065Ma,三个主要峰值年龄为288Ma、447Ma和994Ma(图5c)。4.7谐和曲线th/u本样品共分析了80个点,其中有5个分析点(11CAGD28-31、38、40、47、65)(谐和度小于95%)落入谐和曲线外,其余锆石测试点均落在谐和曲线上。Th/U变化范围在0.11~1.74,均大于0.1,结合锆石CL图像,显示均为岩浆成因的锆石特征。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为257~2631Ma,主要峰值年龄为258Ma和298Ma(图5d)。4.8测试点外的测试点外样品10CAFJ01-1得到70颗锆石分析点。除3个(10CAFJ01-1.02、21、40)测试点外,其余所有分析点均在谐和线上。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为254~2971Ma,具有284Ma和360Ma2个明显的峰值以及426Ma和1838Ma2个小的峰值(图5e)。4.9不同锆石分析点的年龄分布样品10CAFJ07得到60颗锆石分析点。除3个(10CAFJ07.11、41、58)稍微偏离谐和线外,其余测试点均在谐和线上。获得的206Pb/238U(<1000Ma)和207Pb/206Pb(>1000Ma)年龄范围为276Ma和3498Ma之间,12个锆石分析点的年龄为439~450Ma,形成一个重要的年龄峰值447Ma。另外四个次要年龄峰值为282Ma,388Ma,882Ma和952Ma(图5f)。上述来自华夏板块的6个样品共获得394个锆石年龄谐和数据,年龄变化范围在250~3652Ma之间,具有258Ma、290Ma、360Ma、447Ma、988Ma、1880Ma和2500Ma等多个大小不同的峰值(图5g)。5讨论5.1碎屑物质的来源5.1.1岩相古地理特征图4g可以看出,来自四川盆地城口-巫溪地区晚二叠世吴家坪组王坡段上部3个碎屑沉积岩样品(10YZSC03-1、10YZSC20-2和10YZSC28-6)主要碎屑锆石年龄具有很窄的年龄变化范围(245~272Ma)和年龄峰值(259Ma),这说明物质来源比较单一。所测试的锆石大都呈自形,具有很好的岩浆生长环带(图3),且其Th/U比值大于0.1(变化范围0.15~1.84,表1),说明碎屑锆石为岩浆成因,来自就近的物源区。所测样品年龄范围(255~265Ma)与峨眉山大火成岩省的形成年龄一致(Heetal.,2007;Shellnuttetal.,2012;Xuetal.,2008;Zhongetal.,2007)。考虑到从峨眉山玄武岩到四川盆地东北,岩相古地理从剥蚀区、冲积平原到三角洲平原、碳酸盐台地相变化(冯增昭等,1994;刘宝君等,1993),城口-巫溪地区吴家坪组王坡段碎屑物质应该来自西南的峨眉山大火成岩省的风化剥蚀。但是,一般来说,玄武岩中含锆石非常少而且粒度很小,玄武岩的风化剥蚀难以提供这么多且质量比较好的碎屑锆石,这些碎屑锆石有可能来自玄武岩顶部酸性火山岩的风化剥蚀。实际上,在峨眉山大火成岩省,零星出露岩浆活动晚期而形成的酸性火山岩(Xuetal.,2010)。一些学者曾指出,云南吴家坪阶宣威组的形成与峨眉山玄武岩的剥蚀产物的沉积有关,而其底部地层中锆石主要来自于峨眉山大火成岩省顶部的酸性组分(Heetal.,2007;Zhongetal.,2011)。位于扬子板块四川盆地巫溪的吴家坪组王坡段的细碎屑岩可能就是这种情况。5.1.2泥盆纪-石炭纪岩浆岩和一种重要岩石u-pb年龄所有6个样品碎屑锆石年龄频谱见图5g。从图5g可以看出,华夏晚二叠世龙潭组所有样品碎屑锆石年龄范围为250~3652Ma,具有258Ma、290Ma、447Ma、988Ma和1880Ma5个大的峰值以及360Ma、541Ma、823Ma和2500Ma4个小的峰值。由于晚二叠世时扬子板块和华夏板块之间为广阔的湘-桂浅海或次深海沉积环境(冯增昭等,1994;刘宝君等,1993)(图1),这表明华夏板块晚二叠世沉积物的碎屑物源不可能来自其北部的扬子板块。二叠纪碎屑(250~300Ma)锆石,自形-半自形(图3)。除了广西十万大山沉积盆地样品10CAGX14外,其它样品均有二叠纪碎屑锆石的存在,具有258Ma和290Ma2个峰值。在394粒锆石中二叠纪碎屑锆石62颗,占了约16%。目前为止,二叠纪岩浆岩还没有在华东南地区发现,但二叠纪岩浆岩在华夏板块的西南部(海南岛)和印支板块(如越南)以及三江造山带广泛出露(Fanetal.,2010;Hennigetal.,2009;Jianetal.,2008;Lietal.,2006;LiandLi,2007;Xieetal.,2006;温淑女等,2013)。Knitteletal.(2010)报道了菲律宾Mindoro存在二叠纪花岗岩(250~270Ma)。泥盆纪-石炭纪(300~416Ma)碎屑锆石,30粒,峰值360Ma,占了395颗锆石的8%,不同程度在所有样品中存在,尤其福建永定-永安地区这类碎屑锆石很多,呈自形-半自形(图3),显示短距离搬运。Lietal.(2012)报道了福建永定地区中二叠世砂岩具有370Ma峰值的碎屑锆石。同二叠纪碎屑锆石一样,泥盆纪-石炭纪岩浆岩出露在华夏的西南海南岛(陈新跃等,2013;梁新权等,未发表数据),而在华东南武夷-云开一带没有出露。陈新跃等(2013)获得海南屯昌晨星变质安山质火山-沉积岩形成年龄为345Ma;梁新权等(2013,未发表数据)获得了屯昌变质火山岩或火山-沉积岩中的锆石LA-ICPMSU-Pb年龄为368Ma和388Ma。最近,Chenetal.(2012)在云开高州麻粒岩中获得了370Ma独居石U-Pb年龄。另外,在印支板块,DaRang河获得300~400Ma独居石年龄,可能来自该流域海西期造山形成的花岗岩或片麻岩(Yokoyamaetal.,2010)。寒武纪-志留纪(416~542Ma)碎屑锆石,55颗,占395颗所测锆石14%,具有447Ma和541Ma2个峰值。在所有样品中存在,大多呈自形-半自形(图3),显示从源区搬运不远。加里东期花岗岩和加里东期变质形成的麻粒岩在华夏板块的武夷-云开造山带广泛分布(Chenetal.,2012;Lietal.,2010;Liuetal.,2010a;Wanetal.,2010;Wangetal.,2010,2011,2013;Yangetal.,2010)。目前,在海南西部莺歌海盆地HK30-3-1A钻孔、昌江邦溪一带变火山岩和一些泥盆纪砂岩中获得一系列420~540MaLA-ICPMS锆石U-Pb年龄(梁新权等,未发表数据);在印支板块的越南北部,出露ca.430MaSongChay花岗质岩体,而在中部Kontum地体,获得430~470Ma的变质年龄(Carteretal.,2001;Rogeretal.,2000,2007;Usukietal.,2009)。新元古代-中元古代锆石(540~1600Ma),152颗,占395颗锆石约38%。自形-半自形,经历了短距离搬运。具有1个宽广的880~1140Ma峰值和1个823Ma小的峰值,前者是华夏与扬子板块之间一次重要的拼合事件,而后者则是拼合之后的一次裂解事件。新元古代岩浆岩广泛出露在扬子板块(Li,1999;Lietal.,2003a,b),而在华夏板块只零星出露(Lietal.,2010;Wanetal.,2007;Yuetal.,2010;舒良树等,2008)。但在华夏板块震旦系和早古生代变质砂岩以及印支期花岗岩麻粒岩包体中,新元古代早期(1.0~0.9Ga)碎屑锆石很丰富,并混有新元古代晚期(0.8~0.6Ga)碎屑锆石(Wangetal.,2010;王丽娟等,2008;赵亮等,2010),华夏板块的南缘很可能曾经存在或者极其靠近一个Grenville期的造山带(王丽娟等,2008)。Lietal.(2012)通过锆石Hf-O同位素研究表明,晚二叠世地层中的新元古代早期的碎屑锆石不可能来自扬子板块的东南缘岩浆岩(Lietal.,2005;Yeetal.,2007)。中元古代碎屑锆石(1600~2500Ma)有99粒,占了395粒测试锆石约25%,其峰值为1880Ma,半自形-他形,经历了长距离搬运。与华夏武夷山地区1.86~1.89Ga花岗质岩石相匹配(Yuetal.,2010;甘晓春等,1995,1996)。太古代(2500~3652Ma)碎屑锆石为31粒,占了大约8%。其峰值2500Ma,大都呈他形,磨圆度比较高,说明经历了长距离的搬运。在华夏板块,尚没有发现太古代岩石,太古代花岗质岩石(2.9~3.2Ga)只在扬子板块的崆岭杂岩中发现和报道(Gaoetal.,2001;Jiaoetal.,2009;Qiuetal.,2000)。但太古代碎屑锆石在新元古代-二叠纪砂岩或变质砂岩和一些河流体系中广泛存在(Chenetal.,2012;Lietal.,2012;Wangetal.,2010,2013;Xuetal.,2007a;Yuetal.,2010)。综合上述,华夏板块晚二叠世沉积物的物源不可能来自其北部的扬子板块。结合广西钦州-防城和福建永安地区上二叠统碎屑建造粒度的变化趋势(西(南)往(北)东方向粒度变细),晚二叠世沉积物碎屑物质最有可能的来源是其华夏板块本身或华夏板块的西南部,或经历了长距离搬运的不知名的太古代源区和(或)经历了多旋回改造的沉积物(Lietal.,2012)。5.2岩的形成与构造环境华南二叠纪发生的构造变动,它不仅造成华南茅口阶与吴家坪阶之间的非连续沉积,同时造成两者之间的一次全球性的海退事件。这次海退造成了茅口期筳类和四射珊瑚基本绝灭,茅口期菊石、腕足类和苔鲜虫的优势属种也基本消失,牙形刺Mesogondolella属为Clarkina属所取代(梅仕龙等,1994)。然而,二叠纪的构造运动在华南的扬子板块和华夏板块存在明显的差异。在扬子板块,中、晚二叠世的构造运动主要由地幔柱活动引起(ChungandJahn,1995;Hanskietal.,2010;Heetal.,2003;Xuetal.,2007b;Zhangetal.,2009)。在浅表主要表现在以下几个方面:(1)峨眉山大火成岩省的形成,包括峨眉山玄武岩、与峨眉山玄武岩相关的酸性火山岩和酸性侵入岩以及放射状排列的大型基性岩墙(Alietal.,2005;Shellnuttetal.,2008,2011;Xuetal.,2004,2008,2010;李宏博等,2010;徐义刚和钟孙霖,2001)。锆石U-Pb年龄研究表明,大规模玄武岩的喷发发生在258~259Ma(Heetal.,2007;徐义刚等,2013),稍晚期254~251Ma有中酸性岩浆岩的侵入(Xuetal.,2008;Zhongetal.,2009)。(2)造成峨眉山地区岩石圈大规模的抬升(Heetal.,2003,2007;Xuetal.,2004)。目前的研究表明,峨眉山玄武岩喷发前,扬子西缘有过一次快速的公里级的穹状隆起。峨眉山玄武岩下伏地层中二叠世茅口组灰岩存在差异剥蚀,从内带到外带出现深度剥蚀、部分剥蚀、古风化壳或沉积间断到连续沉积(Heetal.,2003)。(3)造成扬子西缘岩相古地理出现规律性的变化。峨嵋山大火成岩省形成前,上扬子区的岩相古地理呈现南北分带,自南到北依次为滇黔开阔台地、川鄂局限台地和南秦岭盆地;在大火成岩省形成以后,岩相古地理由南北分带变为东西分带,上扬子区自西南到东北依次为剥蚀区(川滇古陆)、冲积平原、碎屑岩台地和碳酸盐台地(王立亭等,1994;何斌等,2006;冯增昭等,1994;张廷山等,2011)。碎屑锆石研究显示,峨眉山地幔柱活动所造成的峨眉山地壳大规模隆升剥蚀和峨眉山大火成岩省为晚二叠世吴家坪组下部碎屑岩沉积提供了充分的物质来源,因而碎屑物质成分单一。在华夏板块,二叠纪构造运动常作为华南海西-印支运动的一部分看待,但它是否需要从强大的印支期造山运动中识别出来,是一个很重要而有意义的问题(马文璞,1996)。二叠纪构造活动在华夏板块主要体现在以下几个方面:(1)海南发育一系列从钾玄质-钙碱性的二叠纪(272~254Ma)花岗岩(Lietal.,2006;温淑女等,2013;谢才富等,2006),其形成时代可与三江构造带中所发育的二叠纪岩浆岩(Fanetal.,2010;Hennigetal.,2009;Jianetal.,2008)相对比,说明海南岛在早二叠世晚期就已经开始岩浆活动;(2)从海南-广东-福建-江西-广西,出现类似前陆盆地沉积建造与层序。海南岛东方、王下等地早二叠世晚期出露泥岩、粉砂岩、细砂岩等下细上粗的细碎屑岩建造,而晚二叠世早期,普遍出现砾岩、粗砂岩、砂岩等下粗上细巨厚的类磨拉石建造不整合覆盖在早二叠世地层上。晚二叠世早期的古地理和沉积环境与早二叠世相比有巨大的变化(曾耀昌,1983;福建省地质矿产局,1985;广西壮族自治区地质矿产局,1985;广东省地质矿产局,1988;马文璞,1996)。早二叠世晚期所发育的下细上粗沉积序列代表最初的递进或持续冲断造山及临近山前的挠曲凹陷,它导致盆地变宽、变深,并在上部形成以巨砾级副砾岩为特征的过补偿的沉积序列(梁新权,2006)。现有的资料表明,这个层位碎屑岩的粒度总的是向西南方向加大的,桂西南钦防、闽西永安和江西龙南等地自西南往北东出现的砾岩和含砾砂岩到砂岩、粉砂岩变化趋势,表明了新的蚀源区方位在西南部。这说明华南陆域在中、晚二叠世之间曾发生过一次来自南方一侧的造山作用(马文璞,1996)。对来自广西、广东和福建晚二叠世龙潭组底部砂岩中大量碎屑锆石年龄测试研究表明,碎屑锆石年龄变化范围250~3650Ma,具有258Ma、290Ma、447Ma、988Ma和1880Ma5个大的峰值以及360Ma、541Ma、823Ma和2500Ma4个小的峰值。这些年龄大多在华夏武夷-云开造山带以及南部的海南岛找到,这也说明中、晚二叠世曾发生过来自(西)南面的造山作用。5.3关于中国东部—二叠纪构造运动动力学机制的差异二叠纪在华南发生了强烈的构造运动,但在岩浆活动、沉积响应以及造山或造陆作用等诸方面存在明显的区域不平衡和差异性。造成这些差异的原因可能与由其形成的动力学机制不同有关。扬子板块中、晚二叠世发生的构造运动造成了大规模的地壳抬升与剥蚀以及相应的沉积,同时形成大火成岩省。同时,上扬子中、晚二叠世岩相古地理也发生明显的变化,在剖面上由台地碳酸盐岩突变为陆相、滨浅海碎屑岩;在空间上由南北分带突变为东西分带。通常人们认为这是东吴运动的结果。这些特征可以解释为是峨眉山地幔柱上升的浅表地质响应(何斌等,2004)。目前的研究表明,扬子地区中、晚二叠世所发生的构造运动及其岩浆-沉积-成矿响应是由于地幔柱引起的(ChungandJahn,1995;Heetal.,2003;Xuetal.,2004,2007b;Zhangetal.,2009)。地幔柱活动引发扬子地区二叠纪东吴运动以及相应的岩浆-沉积-成矿响应已经得到地质学家的广泛认同。华夏板块中,常将二叠纪开始发生的造山作用作为印支造山作用的一部分(Lietal.,2006,2012;LiandLi,2007)。对华南印支造山作用的动力学机制尚存在很大争议,主要有两种观点,一种观点认为是碰撞引起,包括印支板块与华南板块之间的碰撞(CaiandZhang,2009;Lepvrieretal.,2004;Shuetal.,2008a,b;ZhangandCai,2009;Zhouetal.,2006),印支板块、华南板块与华北板块的碰撞(Wangetal.,2007),或者陆内扬子与华夏板块的碰撞(Wangetal.,2005);另一种观点认为印支期造山作用开始于二叠纪的一个活动大陆边缘(Lietal.,2006,2012),随后受到大洋板块向西北华南大陆内部的平板俯冲(LiandLi,2007)。但是,中生代时中国东部不属于环太平洋构造带,不处于安第斯活动陆缘环境,没有岛弧玄武岩和岛弧花岗岩。在中生代早期,太平洋板块基本上是向北俯冲的,至早白垩世中期(125Ma左右)才转向西俯冲。因此,中国东部中生代大规模岩浆活动与太平洋板块的向西俯冲无关(张旗,2013)。对海南出现的二叠纪花岗岩、广西十万大山盆地以及华南构造等研究表明,在晚古生代晚期,古特提斯的向北俯冲可能是造成海南花岗岩以及相应沉积建造的根本原因(CaiandZhang,2009;LiangandLi,2005;Liangetal.,2004;ZhangandCai,2009)。其基本理由是:(1)在越南马江流域和中国广西右江-十万大山-钦州以及海南到等地存在晚二叠世-早三叠世的磨拉石碎屑建造,它们可能是TruongSon海西-印支期造山带前陆盆地沉积组成。马江流域出露晚二叠世-早三叠世砾岩、凝灰质砾岩、砂岩、杂