揚子克拉通

提示：此條目頁的主題不是華南板塊。

揚子克拉通，又名揚子陸塊、華南陸塊、華南克拉通，是個史前大陸或克拉通，目前是華南板塊的一部分，範圍包含今日的長江中下游、中國西南部。華南陸塊先後為羅迪尼亞大陸、潘諾西亞大陸、岡瓦那大陸、盤古大陸、勞亞大陸、歐亞大陸的一部分。

揚子克拉通 （說明文字為俄文, Янцзы）

揚子克拉通位置

大約10億年前的元古宙晚期，羅迪尼亞大陸形成。此時華南陸塊北鄰米洛維亞洋，東接西伯利亞大陸，西為澳洲，南為勞倫大陸。約7.5億年前，羅迪尼亞大陸分裂，華南陸塊成為獨立的大陸。

約1億年後，各大陸聚合成潘諾西亞大陸。華南陸塊連接者華北陸塊、岡瓦那大陸東部（澳洲）。潘諾西亞大陸分裂後，華南陸塊與華北陸塊連接者岡瓦那大陸東部。在志留紀，華南陸塊與華北陸塊個別與岡瓦那大陸東部分離，使原特提斯洋縮小，古特提斯洋形成。石炭紀晚期，華北陸塊與西伯利亞-哈薩克大陸開始連接，原特提斯洋閉合，華南陸塊仍是獨立的大陸。在二疊紀，華南陸塊位於熱帶地區，繁盛於石炭紀的大型石松大部分已滅絕，但仍存在於華南陸塊。辛梅利亞大陸（包含西藏、伊朗、土耳其）自岡瓦那大陸脫離，向北方移動，古特提斯洋縮小，特提斯洋形成。

三疊紀中期，辛梅利亞大陸東半部與華南陸塊碰撞。侏儸紀早期，華南陸塊與盤古大陸（華北陸塊部分）碰撞，形成今日的中國大陸。

中英文名稱的翻譯

目前，地質學的中文術語與英文術語，對華南板塊與揚子板塊所指的概念正好是反著的。在中文術語中，華南板塊的範圍更大，從秦嶺淮河一直到中琉界溝，包括了揚子板塊（即揚子克拉通）與華夏地塊（華夏板塊）。而在英文中，South China Continent（即Yangtze Craton），是指中文的揚子板塊這個比較小的概念；而Yantze Continent是指中文的華南板塊這個更大的概念。不過，「揚子克拉通」這個名稱中英文是一致的，因為其南鄰的華夏地塊無論如何不能算是一個克拉通。

形成

這一節主要關注華南板塊如何形成。傳統上認為，華南板塊由揚子板塊和華夏地塊在新元古代合併而成，^[1]形成江南造山帶。^[1]如果赤門地塊不存在，最後的合併時間應該推遲到侏羅紀。^[2]

揚子板塊和華夏地塊的合併

關於合併過程有4個主要的爭議。

• 合併的時間並不清楚。^{[3]:179[1]:299–302[4]:9–39[5][6]:1173–1180[7]:263–274[8]:303–341}

• 合併的過程不清楚。^{[6][9][10]:212–220[11]:18–30[12]:195–216}

• 新元古代（830—740 Ma）碰撞後岩漿活動的起源未知。^{[7][13]:404–423[14]:85–109[15][16]:129–139[17]:171–181[18]:111–140[19]:1103[20]:351–383}

• 在羅迪尼亞超大陸中的位置有爭議。^{[1][14][17][18][19][21][22]:56–87[23]:903–906[15][24]}

合併時間

有兩派說法。

• 先是被早或晚期古生代洋分隔開。^[4]由潛沒引發的海洋閉合發生在志留紀或三疊紀。^[4]不過江南造山帶一帶沒有志留紀或三疊紀島弧岩漿活動。^[3][5]因此，越來越多的學者開始反對這一假說。
• 在新元古代合併。^[8][1][6][7]

合併過程

假設有大量單向俯衝系統。^[6]多樣性源自不同的潛沒方式，如矩形潛沒、^[9]斜向潛沒^[10]或俯衝極性的改變。^[11]對於岩石的構造背景也有不同看法。^{[10][25]:2001–2016}（如洋內弧弧vs大陸弧、後弧vs前弧）。

儘管如此，只有發散雙俯衝系統能對江南造山帶的2個現象提供貌似可信的解釋。^[6]

• 火山弧在新元古代早期於兩個板塊邊緣產生。^[6][12]這暗示大洋板塊同時向兩個相反的方向潛沒。
• 大部分岩石僅僅經歷過綠片岩相變質作用（即無高級變質作用）。^[6]在單向潛沒系統中，潛沒的洋殼會將大陸地殼拖向潛沒區，使地殼增厚、產生高級變質作用。^[6]這理論更適合大陸深俯衝。^[6]在發散雙潛沒系統中不會出現大陸深俯衝。

新元古代碰撞後岩漿活動

一般認為，在合併之後大陸裂谷作用和800—760Ma廣泛存在的雙峰火山作用出現在華南板塊上。對此也有2個模型。

• 岩漿活動由板片斷裂引發。^[13]當俯衝的洋殼沉入地函後，它會誘發地函上升流和後續減壓熔化。地函熔化並形成鐵鎂質岩漿。鐵鎂質岩漿侵入或底侵上覆的陸殼，形成長英質岩漿。因此鐵鎂質和長英質兩種火成岩共存。
• 岩漿活動由羅迪尼亞超大陸巨型地函柱引發。先前的研究主張羅迪尼亞超大陸擁有所謂「SWEAT」構造（即西南勞倫西亞–東南極洲），^[15]不過這個模型下，與巨地函柱相關的輻射岩牆群的年代和地理位置仍有問題。^[16]首先，年代差異太過巨大，以至於它們可能形不成同一組岩牆群；其次，勞倫西亞大陸的岩牆群支持在其西部的地函柱，而在澳洲東部沒有這樣的證據。

華南板塊很可能充當這缺失的一環（即「缺環」假說）。^[14][17][18]學者們據此認為地函柱的頂端自825Ma開始引發裂谷和雙峰火山作用。益陽825Ma的科馬提質玄武岩標誌著不可否認的地函柱出現的證據。^[19]然而，潛沒區的科馬提質岩還有含水熔融等別的成因。^[20]另外，華南板塊沒有新元古代大火成岩省。^[20]

羅迪尼亞大陸中的位置

缺環假說。（Li, 2003）

華南板塊在羅迪尼亞超大陸中的位置沒有定論。主要的爭議在於它究竟在內部還是在沿海。

「缺環」假說認為華南板塊在澳州東部和勞倫西亞西部之間，位於羅迪尼亞超大陸內部。^[14][17][18]它也有些證據支持。

• 超級地函柱記錄：目前的假設需要一個坐落在地函柱頂上的板塊，介於澳洲東部和勞倫西亞大陸西部之間。^[14][17][18]華南板塊是個合適的選擇。^[19]
• 火成岩記錄：海南島的長英質花崗岩和火山岩，與跨洲的勞倫西亞南部花崗岩流紋岩省，在年代和同位素特徵上都很相似。^[21]這說明華南板塊和勞倫西亞間的距離應該不遠。

華南板塊位於澳州東部和勞倫西亞西部之間，位於羅迪尼亞超大陸中央。

羅迪尼亞超大陸是在1300到900Ma間的一系列全球碰撞事件中逐漸組合起來的。^[15]一般認為羅迪尼亞中部的岩層不應該記錄任何更晚期的碰撞事件。然而，就華南板塊而言，碰撞事件的時間明確地持續到900 Ma之後。^[22][23]因此，它並不在羅迪尼亞超大陸的中心，岩性和構造證據都支持這一點。

• 雙溪塢弧序列至少持續到了850Ma，展現出的是洋內島弧。^[7]這說明揚子陸塊和華北陸塊在900Ma後仍被大洋分隔。^[7]
• 900Ma後蛇綠岩套內的仰沖型花崗岩。^[24]蛇綠岩套是在碰撞期間併入大陸邊緣的海洋岩石圈碎片。^{[26]:387–411}它們併入大陸邊緣後，沉積岩可能熔化為花崗狀岩漿岩。^{[24][27]:29–44}因此，蛇綠岩套形成的時間基本可以對應大陸併合的結束時間。
• 830Ma顯著的角度非整合。理論上同碰撞岩層會變形，後碰撞岩層不會。因此，角度非整合的年代可以顯示碰撞終點的年代。^[1]

因此，華南板塊可能位於羅迪尼亞超大陸外圍，緊鄰北印度和澳洲西部。^[23]

華夏地塊和赤門地塊的合併

華南板塊可能位於羅迪尼亞超大陸外圍。

當赤門地塊從羌塘地塊上分離時，它被平移斷層從碰撞系統中移走。^[2]接著，它在中晚侏羅世與華夏地塊相撞。^[2]碰撞的年代與香港的重大變形事件一致（即香港西北的逆沖變質作用）。^[2]

不過，這個過程也被罕見的同時代的政和-大埔斷裂帶的岩漿活動所挑戰。^[28]縫合帶可能表現側面切變事件，而不是碰撞事件。^[28]這樣的機制或許可以和蘇門答臘俯衝帶的「鍍銀構造」比擬。^{[2][29]:345–366}如果這樣假設沒錯，那麼赤門地塊應該被視作華夏地塊的一部分，而不是一個獨立的單元。

演化

根據傳統的定義，華南板塊是在新元古代揚子板塊和華夏地塊碰撞後形成的。^[1]合一後的華南板塊在顯生宙經歷了4個重要事件，分別是武夷雲開造山運動（早古生代）、峨眉山溢流玄武岩省（晚古生代）、印支運動（三疊紀）和燕山運動（侏羅-白堊紀），它們在華南板塊引發了一系列變形、岩漿活動和變質作用。

武夷雲開造山運動

武夷雲開造山運動（奧陶紀-志留紀）是顯生宙發生在華南板塊內的第一個構造事件。有兩個模型，分別是板內模型和寒武紀大洋模型。今日越來越多的研究者支持板內模型。

板內模型

武夷雲開造山運動有4個關鍵特徵。

• 通過摺疊和沖段使地殼增厚，但關於總體變形特徵仍有較多疑點。^[30]
• 志留紀（440–415 Ma）花崗岩侵入廣泛存在。^{[30][31]:239–260[32][33]}花崗岩包括黑雲母二長花崗岩，以及含白雲母、石榴石、電氣石的花崗岩。^{[30][31][32][33]}花崗岩的物質來源可能是先前就存在的地殼物質，而不是地函的衍生成分，這由負的εNd（t）值支持。^[30][2][31]
• 岩石經歷過上綠片岩相至角閃岩相的岩漿活動（460–445Ma），這比花崗岩侵入要早。^[34]
• 變質岩的壓力-溫度曲線是順時針的。^[34]這說明地殼變厚。

這個模型認為武夷雲開造山運動發生在已經合體的華南板塊內部。與遠距大陸碰撞相關聯的遠場應力導致了華南板塊內部的地殼增厚和岩漿活動（460–445Ma）。^{[35]:819–853}岩石圈下部的岩石應被高壓轉化成榴輝岩（密度極大）。^[33]岩石圈的這一部分最終崩解、因其大密度沉入地函。^[33]這使得地函上涌並發生減壓熔融。^[33]地函熔化並生成鐵鎂質岩漿。^[33]鐵鎂質岩漿底侵並熔化了過厚的地殼，形成志留紀的花崗岩侵入。^[33]

如此劇烈的內部變形的驅動力可歸因於華南板塊-印度克拉通在寒武紀的碰撞。^[36]據「缺環」假說，華南板塊位於羅迪尼亞超大陸內部。^[18]在新元古代中期羅迪尼亞超大陸裂解時，華南板塊向北漂。^{[36]:278–313}接著，寒武紀時，華南板塊和岡瓦納大陸邊緣的西北印度克拉通相撞。^[36]羌塘地塊在這次碰撞後被華南板塊和印度克拉通夾在中間。^[36]北印度造山帶也在這期間隆起。^[36]這次碰撞也是華南板塊陸內變形作用的驅動。^[36]

碰撞的歷程受限於沉積物源學研究。^[36]華夏地塊的埃迪卡拉-寒武紀沉積岩是外源的。^[36]它們不來自於揚子板塊，也不來自於附近的大陸板塊或下伏華夏地塊沉積序列的再循環，^[36]而是來自印度克拉通和東非造山帶。^[36]這說明華南板塊和印度克拉通很接近。^[36]

寒武紀大洋模型

這個模型認為寒武紀曾有一個大洋位於揚子板塊和華夏地塊間。^{[30][37]:184–191}海洋的閉合使得這兩個板塊相撞並變形，發生岩漿活動和變質作用。^[30][37]然而，寒武紀的揚子板塊和華夏地塊砂岩卻含有來源複雜的鋯石，說明沉積物可以從一個板塊上遷移到另一個板塊上。^[37]這對於兩者間存在海洋的假說相當不利。^[37]

峨眉山溢流玄武岩省

主條目：峨嵋山暗色岩

峨眉山溢流玄武岩省是中國西南部最重要、最獨特的地質特徵。玄武岩省活動的持續時間地質學上相當短（即1.0-1.5Ma）。^[38]:21–29岩石學和大地化學研究反映不容置疑的地函柱來源。^{[39]:953–959}例如，橄欖岩代表岩漿的高溫。^[39] 另外，這裡的玄武岩與地函柱產生的海島玄武岩 （OIB）在同位素上很相似。^{[39][40]:421–436}

印支運動和燕山運動

印支運動（三疊紀）和燕山運動（侏羅-白堊紀）是中生代的變形和岩漿活動。

平板潛沒模型

中生代構造運動有一些特徵。

• 華南板塊包含非常廣（1300km）的三疊紀~早侏羅紀東北走向褶皺沖斷帶。^{[3][41]:127–140[42]:186–204}斷層的年代展現了指向大陸內部的變新傾向。同期火成岩也展現出相似的空間年代關係。
• 中侏羅世的大規模岩漿活動。大多數火成岩展現板內構造環境（即伸展構造性質）。^[3][41][42]
• 白堊紀岩漿活動展現海洋向的變新趨勢。^{[43]:269–287[3][35]}

平板俯衝常被漂浮的海底高原（即厚洋殼）引發。^[3]洋殼穿入陸殼下方時，褶皺和沖斷帶便會向內陸移動，使得變新趨勢向大陸移動。^[3]同時期的岩漿活動只能出現在陸塊前部。^[3]在陸塊後部沒有出現岩漿活動。^[3]因此，共時的火成岩也會展現相似的變新趨勢。^[3]

隨時間流逝，洋殼會被轉換為密度極大的榴輝岩，接著洋殼會折斷並下沉。同時，它會對其上的陸殼施加向下的拉力，使其出現盆地與湖泊。當洋殼徹底脫離後，上面的陸殼還會回彈，展現伸展構造性質；同時出現大股地函涌流。這會產生廣布的板內火成岩。^[3]

接著，「正常」厚度的洋殼也抵達潛沒區。一般認為俯衝角會因浮力減小而增加，洋殼會被阻礙住。這會催生海洋向變新的白堊紀岩漿作用。^[3]

不過這一模型也面臨許多挑戰。

1. 二疊紀岩漿弧的出現

太平洋板塊向西俯衝的開始時間存在爭議。^[30]二疊紀同步弧岩漿作用未在東南沿海的省份發現，而是分布在華南板塊南部。

2. 侏羅紀埃達克質岩的出現

一般的產生岩漿的方法是在地函楔中熔化，這是由俯衝板塊釋放的流體輔助的。不過埃達克質岩是通過直接將板塊熔化形成的。最近的研究發現平板俯衝過程中可能發生板塊的熔化。^[44]:535就世界上10處已知的平板區域而言，其中至少8處都與埃達克質岩漿的出現有關。^[44]然而華南並沒有晚侏羅世埃達克質岩。

3. 三疊紀構造體制

基於平板俯衝，中生代構造環境由古太平洋板塊的俯衝系統主宰。不過，新證據顯示三疊紀構造體制實際上被華北克拉通、華南板塊和印支板塊（即「三明治」模型）的陸-陸碰撞控制。^{[45]:3048–3080}

基於「三明治模型」，印支運動有2個特徵：

• 華南板塊的變形非常激烈。有東向西北向逆沖褶皺結構、東北走向的平移斷層。^[45]並未發現特殊的時空關係。^[30]
• 三疊紀花崗岩岩漿作用可能來自原有的地殼物質，而不是地函。^[30]並未發現特殊的時空關係。^[30]

華南板塊在三疊紀被夾在華北克拉通和印支地塊中間。當印支地塊和華北克拉通與華南板塊相撞時，相連的兩起碰撞事件產生了褶皺、沖斷層和平移斷層。^[45]同時，過厚的地殼引發了三疊紀的花崗岩岩漿作用。^[30]

東南亞積澱

這一節解釋華南板塊如何與相鄰的華北克拉通和印支地塊等互相碰撞。

華南板塊是東南亞最大的前寒武紀陸塊之一。^[46]今日的東南亞是一群不同的由縫合帶或造山帶分隔的大陸板塊雜燴。^{[47]:605–623[48]:262–286}華南板塊和其他板塊間有兩處顯著的界限，分別是北部的秦嶺造山帶和南部的馬江縫合線。^[47][48]目前的陸塊構造是400 Ma之前一系列抬升和碰撞事件的結果。^[47][48]

簡單說，東南亞的地質史具有岡瓦納分散和亞洲積澱的特徵。^[47]先是東南亞諸多大陸地塊陸續離開岡瓦納大陸。^[47]它們向北移動時，岡瓦納和它們間陸續張開一系列海洋盆地，即古特提斯洋、中特提斯洋和新特提斯洋。^[47]這些盆地的消亡和閉合反映為東南亞陸塊的產生。^[47]例如，秦嶺造山帶和松馬縫合帶就與古特提斯洋的一支陸緣海群的閉合有關。^[47]

與華北地塊的碰撞

秦嶺造山帶是華北地塊和華南板塊間的造山帶。商丹縫合帶和勉略縫合帶分別體現晚古生代和晚三疊世的兩步碰撞，後者是使華南華北兩個板塊真正熔合的事件。^[49]:123晚三疊世碰撞使得高級變質岩層迅速抬升，造就了世界上最大的超高壓變質岩帶。^{[50]:13339–13364}

華北板塊-華南板塊碰撞的構造演化

時代	事件	證據
晚元古代—寒武紀	華北板塊和華南板塊被海洋分開。	統一的沉積地層差異(如同一組的走向的不同)出現。
奧陶紀—早志留紀	華南板塊俯衝到華北板塊下，在秦嶺以北形成弧後盆地，後來演化為華北板塊南部的活躍陸緣。	/
中志留紀—泥盆紀	華南板塊的斷裂使得南北秦嶺相撞。(即商丹縫合帶)	裂谷沉積和鹼性岩漿沿秦嶺南緣活躍。 古地磁數據表明華南板塊南移。
石炭-二疊紀	持續張裂使得華南板塊和南秦嶺地塊間形成海洋。	勉略縫合帶反映此海洋的閉合。該地區的蛇綠岩套提供了晚古生代存在海洋的證據。例如，變玄武岩展現中洋脊來源。
早中三疊世	華南板塊俯衝到南秦嶺地塊下方，形成岩漿弧。	形成島弧鈣鹼性岩漿系岩石。
晚三疊世	華南板塊和南秦嶺地塊合併。(即勉略縫合帶)	勉略縫合帶形成超高壓岩石，如柯石英-鑽石榴輝岩組合。 商丹縫合帶與碰撞有關的花崗岩經陸間碰撞和地殼增厚形成，其動因是華南板塊的快速北移。

與印支板塊相撞

華南板塊可能在晚泥盆世–早石炭世和印支板塊相撞，證據如下。^[47]

• 大規模早中石炭紀變形事件(即褶皺和沖斷層)。^[47]這說明存在大型碰撞事件。
• 馬江縫合帶兩側的前中石炭紀動物相並不相似，到中石炭紀，動物相卻變得相似了。^[47]這說明華南板塊和印支板塊在中石炭紀毗鄰。

然而，部分學者則據馬江縫合帶的三疊紀變形相信這次碰撞發生於三疊紀。^{[51]:83–93[52]:211}不過越南北部和華南的古地理環境是淺海碳酸鹽台地。^[51][52]如果華南-印支板塊碰撞發生在三疊紀，那麼它理應產生一條造山帶並因風化作用產生碎屑泥沙沉積。碳酸鹽台地的出現則象徵著平靜的地質環境。^[51][52]鑑於華南板塊和印支板塊的合併較早，馬江縫合帶可能被三疊紀印支板塊和羌塘-中緬馬蘇地塊的碰撞重新激活。^[51][52]

礦產資源

華南板塊最重要的礦產資源一定是稀土金屬。它們的應用面非常廣。^{[53]:489–494}現在，中國的稀土產量占全世界的80%。^[54]:65–95大量風化層中的稀土元素沉積分布在華南，如江西祖東礦床和廣西姑婆山礦床。^[54]

當富稀土元素長英質岩漿冷卻為岩石後，劇烈的風化作用會使稀土元素進一步集中。^[53]因此，岩漿的特性和風化作用的強度就成了稀土元素沉積的關鍵。在華南，這些礦床有75%來自侏羅紀至早白堊世的花崗岩和火山岩。^[53]因此，燕山運動也是華南重要的地質事件之一。^[53]

海洋爬行動物化石記錄

倫敦自然歷史博物館的魚龍化石

幾乎所有已知的三疊紀海洋爬行動物演化支化石都在華南有分布。^[55]當時它們是頂級掠食者。^[56]它們的出現說明這裡出現過複雜的食物網。^[56]

二疊紀–三疊紀滅絕事件是地球歷史上規模最大的滅絕事件。將近90%的海洋生物和約70%的陸地生物滅絕。^[57]

海洋生態系統從二疊紀-三疊紀滅絕事件中恢復的時間有爭議。^[56]采自巢湖的最老的海洋爬行動物化石的年代(248.81 Ma)說明，滅絕事件發生後，海洋生態系統的恢復很快。^[57]

另見

• 中國地質大學 (武漢)
• 中國地質科學院
• Category:中國地層組
• 哥倫比亞超大陸
• 鋯石屑地質年代學
• 華北克拉通
• 羅迪尼亞超大陸

參考

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