岩石学报  2017, Vol. 33 Issue (6): 1615-1632   PDF    
东亚原特提斯洋(Ⅳ):北界西段早古生代构造变形
李三忠1,2, 李涛1,2, 赵淑娟1,2, 李玺瑶1,2, 刘鑫1,2, 郭玲莉1,2, 于胜尧1,2, 李少俊1,2    
1. 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 中国海洋大学海洋地球科学学院, 青岛 266100;
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质功能实验室, 青岛 266237
摘要: 北祁连造山带是原特提斯洋北支西段——古祁连洋闭合的地质记录,其经历了早古生代复杂的造山过程,但其俯冲极性、闭合时间、拼合方式还存在争议。通过详细的野外构造解析,并对变质年代学资料进行统计,在研究区识别出三幕早古生代褶皱变形。其中,第一幕变形发生在489~442Ma,形成于古祁连洋壳俯冲-碰撞阶段,主要表现为区域性的片理、片麻理或糜棱叶理;第二幕变形发生在422~406Ma,形成于俯冲板片的折返阶段,主要表现为轴面南倾的紧闭褶皱;第三幕变形则主要为轴面近于直立的宽缓褶皱。前两幕变形被第三幕变形叠加改造。祁连地区广泛分布着奥陶系-志留系与上覆泥盆系的角度不整合,不整合面上、下的地层对比指示西段不整合时间早于东段不整合时间,可能代表了古祁连洋西段拼合较早、东段拼合较晚的斜向"剪刀式"拼合。此外,多条穿过整个研究区的1:20万地质剖面上的运动学解析,揭示了古祁连洋壳自北向南的俯冲极性。综合以上研究结果,认为古祁连洋壳最早的俯冲时间为544Ma,中祁连和阿拉善微陆块自462Ma开始碰撞拼合,古祁连洋于442Ma最终闭合。早古生代原特提斯洋北界西段俯冲方式为自南向北"后退式"俯冲,可能发生过俯冲带跃迁事件。
关键词: 原特提斯     早古生代     构造变形     微陆块     构造演化    
Proto-Tethys Ocean in East Asia (Ⅳ): Deformation and evolution of microcontinents in the west segment of the northern Proto-Tethys Tectonic Domain
LI SanZhong1,2, LI Tao1,2, ZHAO ShuJuan1,2, LI XiYao1,2, LIU Xin1,2, GUO LingLi1,2, YU ShengYao1,2, LI ShaoJun1,2    
1. MOE Key Laboratory of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
2. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, China
Abstract: The North Qilian Orogen is a geological record of the Paleo-Qilian Ocean which is the west segment of the northern branch of the Proto-Tethys Ocean. The North Qilian Orogen underwent a complex orogenic process in the Early Paleozoic. However, the subduction polarity, closing time and assembly pattern are still on debate. Based on detailed structural analysis and compilation of the published metamorphic ages, three episodes of folding occurred during the Early Paleozoic are distinguished. The first-stage deformation is characterized by regional schistosity, gneissosity and mylonitic foliations, and it was formed due to the subduction-collision of the ancient Qilian oceanic crust during 489~442Ma. The second-stage deformation is marked by tight folds with South-dipping axial planes, and it occurred with the exhumation of the subduction plate during 422~406Ma. The third-stage deformation is characterized by upright open folds. The first and second stages of deformation are overprinted by the third stage of deformation. The angular unconformity between the Ordovician-Silurian and the overlying Devonian strata widely distributes in the Qilian area. The comparison between the overlying and the underlying strata indicates that the deformation in the western part occurred earlier than that of the eastern part, implying a scissors-type closure of the Paleo-Qilian Ocean. In addition, the motion senses revealed by many 1:200000 geological sections across the entire study area indicate the southward subduction of the ancient Qilian oceanic crust. The subduction of the ancient Qilian Ocean started at 544Ma, and the collision between the Central Qilian and the Alax microcontinents began at 462Ma. The ancient Qilian Ocean closed at 442Ma. The west segment of the northern boundary of the Proto-Tethys Ocean retreated northward during the Early Paleozoic, possibly generating the jumping of subduction zones.
Key words: Proto-Tethys Ocean     Early Paleozoic     Deformation     Microcontinents     Tectonic evolution    
1 引言

中国中央造山带秦岭-祁连造山带北界被认为是早古生代原特提斯洋闭合的北部边界(李三忠等, 2016a, b, c, d; Li et al., 2017a, b),秦岭-祁连造山带内发育一系列保存完整的早古生代高压-超高压变质带、蛇绿岩-蛇绿混杂岩带及岛弧岩浆岩带,记录了原特提斯洋北部边界早古生代闭合的重要地质事件,是研究洋-陆俯冲、陆-陆碰撞及俯冲折返机制的理想场所,并且秦岭-祁连造山带以其俯冲证据的完整性和独特性深得国内外地质学者的青睐。

本文研究区为祁连造山带,位于中国中央造山带的西段,处于宝鸡断裂以西、阿尔金断裂以东,包括龙首山增生楔、北祁连构造带、中祁连构造带(也称中祁连微陆块)和南祁连构造带。近几十年来,前人基于岩石学、同位素地球化学和年代学、构造地质学等研究提出多种俯冲演化模式,对于原特提斯洋俯冲极性、闭合时间、拼合方式都提出了重要的参考依据,但是目前尚未达成统一共识,存在较大争论。如阿拉善、北祁连、中祁连、柴北缘等主要构造单元的大地构造属性,早古生代古祁连洋壳俯冲方向及俯冲拼合时间,多个微陆块之间拼合方式和过程的认识,阿拉善及中祁连等多个微陆块的亲缘性问题,早古生代原特提斯洋-陆格局及洋盆持续时限,多陆块聚散演化特征和过程等。总之,研究区目前存在很多重要的问题尚未解决。主要存在问题有:原特提斯洋北部边界不明;原特提斯洋壳俯冲方向、拼合时序和过程存在争议;洋内微陆块亲缘性未明确;构造演化未达成共识等。

2 区域地质背景

祁连造山带,呈北西-南东向延伸,东西长约1200km,南北宽约100~300km(吴才来等, 2010)。以固原-龙首山断裂为界,北邻华北陆块、阿拉善微陆块;以阿尔金大型左行走滑断裂分割,西接塔里木陆块;被柴北缘北部边缘断裂划分,南靠柴达木微陆块、扬子陆块(图 1)。东西分别承接秦岭造山带和昆仑造山带,加里东期与秦岭造山带、昆仑造山带共同组成中国最复杂的增生型造山带。

图 1 祁连造山带构造单元划分 Fig. 1 Tectonic units of the Qilian Orogen

研究区包括四个构造单元,由北往南为龙首山增生楔、北祁连构造带、中祁连构造带和南祁连构造带,分别以冷龙岭断裂、黑河断裂、拉脊山断裂分割(图 1)。区内发育玉石沟、九个泉两条蛇绿岩-蛇绿混杂岩带(宋述光, 1997; 夏小洪和宋述光, 2010; 夏小洪等, 2012; Song et al., 2013; Xia et al., 2012)、清水沟-百经寺一系列高级蓝片岩和低级蓝片岩带夹低温榴辉岩的高压变质岩带(张建新和许志琴, 1995, 1997; 宋述光等, 2004; Wu et al., 1993; Zhang et al., 2012)及大量岛弧岩浆岩带(张建新等, 1997; 吴才来等, 2006, 2010; 钱青等, 1998; 王金荣, 2006; 何世平等, 2006),代表了古祁连洋壳俯冲不同阶段的产物,为典型的加里东期板块缝合带(宋述光, 1997; Song et al., 2013; Xiao et al., 2003)。

3 变形期次与变形样式

通过野外露头尺度的构造变形解析,本文把北祁连造山带的构造变形划分为五幕,分别标记为D1-D5。前3幕变形为加里东期古祁连洋俯冲到同碰撞造山的变形,后2幕变形为造山后陆内变形。其中第一幕变形Dl,主要是区域性片理、片麻理或糜棱叶理S1,以及残留在S1内的无根同斜紧闭褶皱和少量的鞘褶皱F1。S1或F1被后一期变形改造,形成第二幕变形D2,主要以轴面南倾的紧闭褶皱,或断面南倾的逆冲推覆断层为主要特征,在强变形带形成了高压低温条件下的逆冲韧性剪切带,而在变形相对较弱的区域则形成一系列两翼不对称的倒转紧闭褶皱F2。第三幕变形D3主要为轴面陡倾或近直立的宽缓褶皱F3,其宏观上改造了原有前两幕变形形迹,现今观察到的宏观构造面貌是第二幕变形被第三幕变形叠加的结果。第四幕变形D4是造山后韧性走滑剪切为主的活动。第五幕变形D5则是多米诺式、地垒、地堑式等类型的脆性正断层(许志琴等, 1994; 张建新和许志琴, 1995, 1998; 刘鑫等, 2010; 刘鑫, 2010; Liu et al., 2012)。本文主要以早古生代构造变形,即前三幕变形特征为研究对象。

3.1 造山期第一幕变形特征

第一幕变形D1广泛发育于各构造单元,为区域透入性片理、片麻理、糜棱叶理S1,伴随轻微的矿物拉伸线理L1,F1褶皱形态表现为层内的无根同斜紧闭褶皱和少量的鞘褶皱。层理或成分层S0为变形面的褶皱为F1,F1往往被后期强烈变形叠加,很少保留下来,因此很难恢复区域F1褶皱形态。

龙首山增生楔S0层理极点统计揭示出一个主极密(图 2),倾伏向为NE-NNE向,次极密为SSW向,指示S0层理构成的褶皱轴面面理主体倾向SW-SSW。F1褶皱在龙首山增生楔东段,主要为寒武系砂岩、板岩中残存的枢纽陡倾或近倾竖的紧闭褶皱(图 3a)。平行于F1轴面的是S1,由角闪石、斜长石、石英等矿物的强烈定向组成。龙首山增生楔S1片理极点下半球等面积投影(图 2)揭示S1片理有两个极密区,主体优势方位落在NNE,其次为SSW,指示了S2面理产状以倾向SSW为主,存在部分倾向NNE的F2褶皱轴面,这主要是由于经历了后期NWW向F2褶皱作用的结果。

图 2 北祁连、龙首山增生楔构造各面理极点投影 下半球等面积投影,n为面理统计数量 Fig. 2 Stereodiagram of foliations in the Longshoushan accretionary wedge and the North Qilian Orogen

图 3 祁连地区第一幕变形特征 (a) GPS:N37°21.253′,E105°14.510′,位于中卫市南S202公路旁,龙首山增生楔砂岩中残留的F1紧闭褶皱;(b) GPS:N36°32.001′,E104°06.479′,位于白银市南G109公路旁,北祁连构造带千枚岩中残留的F1同斜紧闭褶皱;(c) GPS:N37°26.812′,E101°56.969′,位于门源县东,北祁连构造带北缘断裂附近变砂岩、千枚岩中S1千枚理;(d) GPS:N38°01.788′,E100°22.835′,位于祁连县东南,北祁连构造带花岗质片麻岩中的S1片麻理;(e) GPS:N38°05.440′,E100°20.197′,位于祁连县东南阿柔乡西S304公路旁,北祁连构造带黑云石英片岩中的S1片理;(f) GPS:N38°05.246′,E100°11.608′,位于祁连县南S204公路旁,北祁连构造带南缘断裂附近糜棱岩中的S1糜棱叶理.图中自动铅笔全长约14cm,记录本长约17cm,人物高约158cm,镜头盖直径约5cm Fig. 3 The first-stage structural style in the Qilian

在北祁连构造带中F1褶皱表现为元古宙变砂岩、千枚岩中保留的轴面陡倾的同斜紧闭褶皱(图 3b),S1主要表现在北祁连构造带奥陶系变砂岩、千枚岩中S1千枚理(图 3c),在祁连县东南寒武纪花岗质片麻岩中的S1片麻理(图 3d),黑云石英片岩中的强变形S1片理(图 3e),及在北祁连构造带南缘断裂附近糜棱岩中的S1糜棱叶理(图 3f)。在北祁连构造带S1片理极点下半球等面积投影(图 2)中,可以看出在北祁连构造带的S1片理表现为两个均等的极密区,倾伏向分别为NNE和SSW,说明该区经历了NWW轴向F2直立褶皱叠加的结果,与龙首山增生楔构造变形类似,可见这两个构造带可能经历了相同的构造变形事件。

3.2 造山期第二幕变形特征

第二幕变形D2主要是指S1片理或F1褶皱经历后一幕变形改造,形成在全区广泛可见轴面陡倾或近直立、南倾的紧闭褶皱F2,或大规模叠瓦式南倾的逆冲推覆断层系。大-中-小型尺度均可见。中-小尺度的F2褶皱变形面是S1片理,主要表现为两翼不对称、轴面南倾的紧闭褶皱(图 4a-c),或者表现为整体F2褶皱的两翼为“S”型和“Z”型不对称褶皱(图 4d)。在变形较强区域,F2褶皱密集发育,可形成平行于F2褶皱轴面的S2褶劈理(图 4f)。小尺度F2褶皱最具代表性的是石英脉体的紧闭褶皱(图 4c, d)。S1片理面上微细褶皱的枢纽平行排列而成L2皱纹线理(图 4e),皱纹线理与同期F2褶皱枢纽方向一致。

图 4 祁连地区第二幕变形特征 a) GPS:N36°32.001′,E104°06.479′,位于白银市南G109公路,北祁连构造带千枚岩中F2紧闭褶皱;(b) GPS:N37°13.679′,E104°00.916′,位于景泰县西北,龙首山增生楔砂质板岩中不对称的F2紧闭褶皱;(c) GPS:N38°12.678′,E100°07.846′,位于祁连县西二尕公路旁,北祁连构造带石英云母片岩中石英脉体的F2的紧闭褶皱;(d) GPS:N38°03.417′,E100°29.671′,位于祁连县东峨堡镇西公路旁,北祁连构造带石英云母片岩中石英脉体的F2紧闭褶皱;(e) GPS:N38°01.312′,E100°39.645′,位于祁连县东峨堡镇西公路旁,北祁连构造带变砂岩L2皱纹线理;(f) GPS:N38°39.230′,E99°29.292′,位于肃南县南公路旁,北祁连构造带北缘断裂中千枚岩S2褶劈理.图中记录本长约17cm,地质锤长约35cm,镜头盖直径约5cm,自动铅笔露出部分长约7cm Fig. 4 The second-stage structural style in the Qilian

第二幕变形是以S1片理为变形面,S2褶劈理为F2褶皱轴面,而两翼S1片理的倾向和倾角差异决定了S2轴面的倾向和倾角。北祁连构造带和龙首山增生楔两个构造带的S1片理极点下半球等面积投影(图 2)特点,反映出两个构造带中的F2褶皱轴向几乎都为NWW-SEE向。

北祁连S2面理优势倾向为向NE,其次为SW向,说明S2面理倾向NE向较多,而龙首山增生楔则只有一个优势方位NE-NNE向,说明S2面理倾向基本为SW-SSW向,两个构造带在S2面理产状统计分布上存在明显的差别。通过野外实地考察,认为极可能是由于受到后期第三幕变形F3背形的影响,龙首山增生楔受北部影响较大,而北祁连构造带则受到北部和南部两个方向影响,并且受到南部的影响比北部的影响更大。

通过北祁连构造带和龙首山增生楔造山期逆冲推覆断层的产状统计(图 5),可以看出龙首山增生楔以断层面南倾占主体,北祁连构造带则以SW倾向的断层占主体,倾向北的断层只是少量存在,这表明在早古生代俯冲-增生造山期发育了大量由南向北逆冲的断层,并伴随有少量向南逆冲的反冲断层。

图 5 祁连地区造山期断层产状极点投影 下半球等面积投影,n为面理统计数量 Fig. 5 Stereodiagram of syn-orogenic faults in the Qilian Orogen

综上S2面理和逆冲推覆断层的产状统计,北祁连构造带和龙首山增生楔两个构造带在造山期第二幕变形主体为轴面南倾的褶皱变形和由南往北逆冲的断层,总体反映出由南向北变形特征。

3.3 造山后期第三幕变形特征

第三幕变形D3发生在早古生代俯冲-增生造山后,在龙首山增生楔与祁连造山带均广泛发育,其对前两幕造山期变形影响较大,对局部地区早古生代变形构造改造明显。这一幕变形主要为宽缓褶皱变形,表现在S0层理和S1板理、千枚理、片理为变形面形成箱状褶皱,S3膝折发育等(图 6),局部地区见宽缓的F3褶皱叠加在F1同斜褶皱和F2紧闭褶皱之上。

图 6 祁连地区第三幕变形特征 (a) GPS:N37°13.679′,E104°00.916′,位于景泰县西北,龙首山增生楔砂质板岩中S3膝折构成的小型箱状褶皱F3;(b) GPS:N37°46.948′,E102°29.499′,位于武威市南青咀村,龙首山增生楔中砂岩发育的F3宽缓褶皱;(c) GPS:N37°48.847′,E102°00.147′,位于门源县北S211公路旁,龙首山增生楔变砂岩中S3膝折构成的F3褶皱;(d) GPS:N38°05.440′,E100°20.197′,位于祁连县东南阿柔乡西S304公路旁,北祁连构造带黑云石英片岩中的S3膝折;(e) GPS:N38°04.144′,E100°54.069′,位于民乐县南G227公路旁,北祁连构造带砂岩中发育的F3宽缓褶皱;(f) GPS:N37°20.345′,E101°23.845′,位于门源县西G227公路旁,中祁连构造带砂岩中发育的F3宽缓褶皱.图中镜头盖直径约5cm,人物高约158~175cm,记录本长约17cm Fig. 6 The third-stage structural style in the Qilian

在龙首山增生楔可见由S3膝折改造S1板理形成的小型箱状褶皱(图 6a),和S3膝折形成的大型箱状褶皱(图 6c),也发育有大型F3宽缓褶皱(图 6b)。在北祁连构造带中,常发育露头尺度变形较强的膝折带,S1片理受S3膝折改造显著,形成沿S3膝折面发育的系列破裂面(图 6d),在变形相对较弱地区也可见F3宽缓褶皱(图 6e, f)。

第三幕变形主要为轴面陡倾或近直立、枢纽近水平的F3宽缓褶皱,其机制为纵弯褶皱机制(张建新和许志琴, 1995),其宏观上改造了原有前两幕变形,甚至对前两幕变形破坏严重,现今观察到的祁连地区整体宏观构造面貌是第二幕变形叠加了第三幕变形的结果。

4 俯冲方向及拼合方式

通过野外地质露头观测及室内分析,考虑到研究区几条构造带内部有大量第四纪沉积覆盖的现状,结合邻区详细的地质图和构造图,图切绘制了从北到南贯穿龙首山增生楔、北祁连、中祁连、南祁连四条构造带的1:20万综合地质剖面(图 1):金昌永昌地区过龙首山断裂A-B地质剖面(图 7)、祁连峨堡地区过冷龙岭断裂C-D地质剖面(图 8)、门源地区过黑河断裂E-F地质剖面(见后文)、西宁地区过拉脊山断裂G-H地质剖面(见后文)。基于这些小比例尺构造剖面和野外大比例尺构造分析,多尺度构造解析相结合来探讨各条构造带的构造极性,最终探讨造山带的俯冲极性。

图 7 祁连造山带A-B段构造地质剖面及野外露头素描、照片 (a)发育在龙首山断裂里的千枚岩、板岩的F2紧闭褶皱,GPS:N38°25.789′,E102°08.760′;(b)发育在龙首山断裂的南倾的S1片理、千枚理,GPS:N38°21.357′,E102°04.265.剖面位置见图 1 Fig. 7 Structural profiles, field photos and sketches along the A-B section of the Qilian Orogen

图 8 祁连造山带C-D段构造地质剖面及野外露头素描、照片 (a)发育在冷龙岭断裂里的向北逆冲的叠瓦式断层,GPS:N38°12.440′,E100°56.234′;(b)发育在冷龙岭断裂里的南倾的F2紧闭褶皱,GPS:N38°07.613′,E100°55.067′;(c)被后期断层改造的北倾S1片理和F2紧闭褶皱,GPS:N37°59.680′,E100°46.902′.剖面位置见图 1 Fig. 8 Structural profiles, field photos and sketches along the C-D section of the Qilian Orogen
4.1 龙首山断裂带构造极性

金昌永昌地区过龙首山断裂A-B地质剖面(图 7)由阿拉善地块(图中未画出)经龙首山到永昌地区,分布有下元古界龙首山群黑云变粒岩、大理岩,震旦系变质砂岩、千枚岩、大理岩,寒武系变质砂岩、板岩等,并出露加里东早期奥陶纪花岗岩岩基。由图 7可见,区域性S1片理、千枚理以南倾为主,主体产状为200°∠62°,加里东早期花岗岩变形微弱(图 7b)。第二幕变形形成了南倾北倒的F2紧闭褶皱(图 7a),轴面陡倾或近直立,整体受第三幕变形影响较小。断层主要由南向北逆冲,共同组成叠瓦式断层组合样式,发育很少量向南逆冲的反冲断层。从剖面尺度清晰可见本区整体构造特征,指示了来自南边的力源方向,初步说明了原特提斯洋在龙首山断裂带俯冲方向极可能为向南俯冲。

在龙首山增生楔内部,出露地层的岩性为寒武系-奥陶系千枚岩、板岩或者是变砂岩、变泥岩互层及变质灰岩,沉积相变快,为典型的活动大陆边缘的复理石建造。据野外观察,分别以S0层理、S1片理为变形面的F1、F2褶皱多数为轴面南倾的紧闭褶皱,而局部地区发育有轴面直立的F3宽缓褶皱,F3改造F1、F2,使得二者的形态局部较为复杂,F1、F2轴面产状多变,甚至反向。构造带内的元古界的石英云母片岩和志留系的灰绿色变质砂岩、板岩,云母片岩中形成了典型的Q/M带以及紧闭的F1、F2褶皱,发育石英脉的紧闭褶皱显示F2褶皱的形态(图 4),F2褶皱的轴面既有向南倾的也有向北倾的。中奥陶统为浅变质碎屑岩、板岩,主体S0//S1,内部发育两期褶皱,早期褶皱为片理、石英脉变形形成的F2紧闭褶皱,轴面南倾,发育“S”型、“Z”型小褶皱,S1主体产状为238°∠54°、178°∠65°、155°∠47°,而枢纽产状为43°∠25°、35°∠33°,是后期箱状、屉状的F3褶皱(图 6)的影响。褶皱构造被两期逆冲活动切割,早期逆冲从南向北逆冲,断层产状为167°∠72°,晚期是从SW向NE,其可能是沿着与F3相关的两组膝折面、破劈理等先期薄弱面发育。志留系砂岩、泥岩的内部变形主要为轴面倾向南的F1褶皱,褶皱紧闭,不对称性不明显,伴随向北的逆冲构造,露头尺度F1褶皱被F3褶皱改造,最后沿着F3的共轭膝折面,向南倾的膝折面往往发育为一组南倾的逆冲断层。总体来说,这也证实了原特提斯洋持续自北向南俯冲的不对称运动学影响。

4.2 冷龙岭断裂带及邻区构造极性

祁连峨堡地区过冷龙岭断裂C-D地质剖面(图 8)由民乐县永固镇李家村,经冷龙岭到祁连县峨堡地区,自北向南出露有下志留统紫红色、灰绿色变质砂岩、粉砂岩,上奥陶统变质砂岩、千枚岩、大理岩等,下奥陶统变质砂岩、千枚岩互层及硅质岩夹中基性火山岩,在南部下古生界中还出露一片中寒武统变质砂岩与千枚岩互层。区域性S1片理、千枚理倾角较大,大部分向南倾,存在部分经后期变形改造向北倾的地层(图 8c)。F2褶皱表现为倒转的紧闭褶皱,轴面既有南倾也有北倾的(图 8b, c),经野外地质露头观测发现,其北倾轴面发育的地方,一般存在后期变形影响,因此F2褶皱主体倾向应是往南的。本区整体发育由南向北逆冲,共同组成叠瓦式断层组合样式,断裂带内常形成具指向性透镜体(图 8a),在叠瓦式主逆冲断层南部还产生部分往北倾的反冲断层(图 8),对前期变形S1层理及F2褶皱改造较大,致使产状发生反转。断裂剖面指示了冷龙岭断裂带及邻区俯冲方向也为向南俯冲。

冷龙岭断裂带以南的北祁连构造带内,出露的是寒武系到志留系的千枚岩、变砂岩以及中元古界石英云母片岩、变辉长岩、斜长角闪岩、变安山岩等,是典型的蛇绿岩的残片。在甘肃白银市西南,志留系灰黑色千枚岩、变质泥页岩发育在向北倒伏的不对称F2背斜一翼,其中夹杂的变砂岩中发现残留有F1褶皱(图 9b),S0//S1,主体产状为174°∠63°、195°∠66°。自此向西,北祁连构造带在青海省门源县东北东川镇附近,中奥陶统砂质板岩中发育轴面倾向南的紧闭不对称F2褶皱(图 9a),局部发育倒转褶皱,S0//S1,主体产状为208°∠35°、213°∠76°、23°∠69°,F2褶皱总体指示自南向北的受力方向。再往西,在青海省祁连县东,下志留统中可见到大量的分别以S0层理、S1板理面为变形面的F1、F2紧闭不对称褶皱,轴面既有南倾的(图 8b),也有少量北倾的(图 8c),且F2褶皱多数为倒转或平卧的紧闭褶皱,特别是在寒武纪的变玄武岩中可见到S1//S2,以及明显的Q/M带,相比北祁连构造带更东部的变形,此处F2褶皱表现出的变形强度或褶皱紧闭程度明显变大。

图 9 北祁连构造带野外地质露头剖面及照片 (a)发育在砂质板岩中南倾的紧闭不对称F2褶皱,GPS:N37°25.933′,E101°56.873′;(b)志留系灰千枚岩、变质泥页岩中夹杂的变砂岩F1褶皱,GPS:N36°31.968′,E104°06.454 Fig. 9 Field photos and sketches in the North Qilian Orogen

总之,北祁连构造带是F1、F2褶皱主体轴面向南倾,带内的逆冲断层也以倾向南的为主,这些均指示了北祁连构造带受力方向为自南向北,代表了古祁连洋向南俯冲消减。

4.3 黑河断裂带及邻区构造极性

在门源大通河和大坂山附近,过黑河断裂的E-F地质剖面(图 10)自北向南穿过北祁连上奥陶统中基性-酸性火山碎屑岩,下奥陶统阴沟群玄武岩、玄武质安山岩,上奥陶统侵入岩,下志留统肮脏沟组砂岩、层凝灰岩,及中祁连更古老的古元古界托赖岩群的黑云斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩夹云母石英片岩、角闪片岩等(Yu et al., 2017)。

图 10 祁连造山带E-F段构造地质剖面及野外露头素描、照片 (a)发育在黑河断裂带中产状较陡的S1片理,GPS:N37°20.267′,E101°23.889′;(b)发育在黑河断裂带近直立的F2紧闭褶皱,GPS:N37°18.159′,E101°25.319′; (c)发育在黑河断裂带近直立的F2紧闭褶皱,GPS:N37°13.623′,E101°31.341′;(d)发育在黑河断裂带被S3改造的南倾S1片理,GPS:N37°05.204′,E101°33.940′.剖面位置见图 1 Fig. 10 Structural profiles, field photos and sketches along the E-F section of the Qilian Orogen

区域性S1片理以向南陡倾为主,部分地区被S3变形改造,向北倾(图 10d)。第二幕变形表现为局部F2紧闭褶皱,S2//S1(图 10b),变形较强,轴面近直立,或北倾或南倾(图 10a-c),可能由于受到北部北祁连和南部南祁连双向应力的影响。本区整体主要发育两期逆冲断层,早期为由南向北逆冲,后期为由北往南逆冲,后期断层切割早期南倾的断层(图 10)。根据整体的褶皱样式和逆冲断层构造样式分析,此地区早期受力方向来自南侧,晚期受力方向来自北侧。

黑河断裂以南的中祁连构造带内,主要分布时代相比南、北祁连较老的前寒武纪基底,在西宁门源祁连地区为古元古界托赖岩群的黑云斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩夹云母石英片岩、角闪片岩等,湟源群东岔沟组石英云母片岩、云母石英片岩夹千枚岩,中元古界长城系湟中群的千枚岩、板岩、变砂岩,部分地区出露中寒武统黑刺沟组玄武岩、火山角砾岩、凝灰质砂板岩夹大理岩透镜。门源县西古元古界托赖岩群黑云斜长片麻岩中发育F2紧闭褶皱,S2//S1(图 10b),变形较强,主体产状为200°∠60°、180°∠72°、76°∠73°、95°∠80°,产状多变,受后期变形影响较大。中祁连构造带往西,在祁连县东南小八宝,东岔沟组云母石英片岩中发育石英脉的F2紧闭褶皱和Q/M带(图 11c),S2//S1,较东部变形更强,主体产状为214°∠64°、195°∠66°,被第三幕变形S3膝折叠加,并有早期南倾、晚期北倾的两期断层(图 11a),且发现“σ”残斑指示右行向北逆冲(图 11b),局部可见斜长角闪岩包体。总体而言,中祁连构造带整体是往南倾的,指示了古祁连洋的向南俯冲消减的特征。

图 11 中祁连微陆块野外地质露头照片 (a)中祁连构造带内早期南倾断层被晚期北倾断层切割;(b)中祁连构造带云母石英片岩中“σ”残斑指示向北逆冲;(c)发育在中祁连构造带云母石英片岩中的F2紧闭褶皱和Q/M带,GPS:N38°01.788′,E100°22.835′ Fig. 11 Field photos and sketches in the Middle Qilian Microcontinent
4.4 拉脊山断裂带构造极性

西宁地区过拉脊山断裂的G-H地质剖面(图 12)过拉脊山南北两侧,穿过了中祁连长城系湟中群青石坡组和磨石沟组千枚岩、板岩、石英岩、变砂岩,南祁连上寒武统六道沟组变火山岩、千枚岩、变砂岩夹大理岩透镜,上奥陶统药水泉组中性熔岩、火山碎屑岩夹石英砾岩等,及奥陶纪侵入岩。中祁连青石坡组和磨石沟组S1片理、千枚理以往南倾为主。南祁连六道沟组千枚岩、变砂岩S1片理则以往北倾的为主,整体表现为系列轴面北倾的F2倒转不对称褶皱(图 12b)。早古生代逆冲断层将南祁连上寒武统六道沟组整体向南逆冲到中祁连长城系湟中群之上,在六道沟组见到墨绿色枕状玄武岩中自北向南的“双冲式”逆冲断层将水平的玄武岩切割、片理化(图 12a)。说明此地区力源来自北方,可见存在自北向南的变形特征,可能为柴达木微陆块往北俯冲的影响。

图 12 祁连造山带G-H段构造地质剖面及野外露头素描、照片 (a)发育在南祁连六道沟组玄武岩中的向南逆冲的断层,GPS:N36°16.306′,E101°57.876′;(b)南祁连六道沟组千枚岩、变砂岩中北倾的S1片理,GPS:N36°16.267′,E101°58.206.剖面位置见图 1 Fig. 12 Structural profiles, field photos and sketches along the G-H section of the Qilian Orogen
4.5 整体构造极性

结合以上四条剖面断裂特征和构造带内变形特征分析,在龙首山增生楔和北祁连构造带,区域性S0层理、S1片理以向南倾为主,分别以S0层理、S1片理为变形面形成轴面陡倾或近直立、南倾的倒转F1、F2紧闭褶皱,带内常产出明显的Q/M带和石英脉紧闭褶皱,部分地区经后期构造叠加产状发生局部变化。断层为由南向北逆冲的叠瓦式断裂组合样式,并伴随少量向南逆冲的反冲断层。北祁连构造带总体变形比龙首山增生楔变形要强,但都说明了力源是由南向北的,均指示了古祁连洋由北往南俯冲的特性。在中祁连微陆块上,受北祁连和南祁连双向应力的影响,S0层理、S1片理、F2紧闭褶皱常被改造叠加,总体还是显示南倾为主,早期由南向北逆冲的断层被后期由北往南逆冲的断层切割。在南祁连拉脊山断裂处则表现为北倾的S1片理和F2紧闭褶皱,及自北向南的逆冲断层,证实了南祁连洋向北俯冲的特征。

5 角度不整合面分布规律

基于野外地质调查,祁连地区下古生界与上古生界的角度不整合主要为奥陶系-志留系与上覆泥盆系的不整合。通过不整合面上、下地层对比,可初步说明祁连造山带碰撞造山的时间范围;通过横向对比,还可初步探讨东、西部拼合先后顺序。

5.1 龙首山增生楔角度不整合分布规律

在景泰县西,出露下奥陶统O1ch车轮沟群灰色、灰绿色变砂岩、千枚岩(图 13a),S1千枚理主体产状为339°∠19°、310°∠28°。其上覆岩层为上泥盆统D3sh沙流水群紫色砂岩、泥质粉砂岩,底部为不稳定砾岩(图 13b),S0层理主体产状为260°∠43°、280°∠44°(图 13a)。O1ch与D3sh为角度不整合接触关系,并发育泥盆纪之后的叠瓦式逆冲断层将O1ch逆冲到D3sh之上,在露头上可见到逆冲断层和角度不整合同时存在的情况,表现出“互层”的假象(图 13b, c)。

图 13 龙首山增生楔内东西部角度不整合 (a-c)景泰县西奥陶统O1ch车轮沟群与上泥盆统D3sh沙流水群角度不整合,GPS:N37°13.702′,E103°52.835′;(d-f)武威市南下奥陶统O1ch2车轮沟群与泥盆统D1-2lj老君山群角度不整合,GPS:N37°42.238′,E102°25.395′ Fig. 13 Disconformities in the western and eastern parts of the Longshoushan accretionary wedge of the Qilian Orogen

向西,在武威市南部山沟冲刷剖面中,下奥陶统O1ch2车轮沟群青灰色变砂岩、千枚岩,S1千枚理的主体产状是178°∠65°(图 13d)。上覆下泥盆统老君山群D1-2lj巨厚层紫红色砾岩、凝灰质砾岩、砂岩(图 13f),S0层理主体产状可能为100°∠37°。上下地层产状不同,O1ch2变形强变形幕次多,而D1-2lj基本未变形,两者之间表现为角度不整合接触关系(图 13e, f)。东、西对比显示,西部可能较东部不整合时间稍早。

5.2 北祁连构造带角度不整合分布规律

永登县东景泰县西南出露下志留统S1m马营沟组灰绿、土黄色砂质板岩、千枚岩,S1板理、千枚理陡倾,主体产状为175°∠87°、186°∠81°、353°∠86°。在其南约1km处出露上泥盆统D3sh沙流水群紫色砂岩、泥质粉砂岩,底部为为不稳定砾岩,平缓处S0层理主体产状为258°∠27°、243°∠29°、部分发育紧闭褶皱,两翼产状为215°∠45°、345°∠65°;以断层接触逆冲到D3sh之上的下石炭统C1c臭牛沟组青灰色厚层灰岩产状为168°∠29°。S1m与D3sh的产状变化较大,明显表现出变形的不一致性,S1m变形强、变形期次多,D3sh变形弱、变形期次少。结合1:20万永登地质图,确定S1m与D3sh可能为角度不整合接触,并该不整合面经历了后期褶皱影响。S1m与D3sh变形的不一致性代表了早志留世到晚泥盆世的强烈构造事件。

在民乐县南石佛寺北约1km(GPS:N38°09.377′,E100°55.924′)发育下志留统S1灰绿色变砂岩、粉砂岩,S1产状为256°∠75°。上覆中-上泥盆统D2-3紫红色砾岩夹砂岩,未量得产状,但可见两者产状存在明显差别,变形不一,为角度不整合接触关系(据1:20万祁连地质图)。与东边比较,可能不整合时间也稍早一些。

综上,早古生代-晚古生代的角度不整合在龙首山增生楔东部景泰地区表现为O1ch与D3sh的不整合,西部武威地区表现为O1ch2与D1-2lj的不整合;在北祁连构造带内东部永登地区表现为S1m与D3sh与的不整合,西部民乐地区表现为S1与D2-3的不整合。总体上,西部不整合时间较东部不整合时间稍早,可能说明了在早古生代古祁连洋封闭、碰撞造山时间从西往东存在穿时性,可能代表了西部拼合较早,东部拼合较晚的斜向“剪刀式”的拼合方式。

6 变形时代厘定

本文对前人在祁连-肃南县九个泉-清水沟-百经寺一带蓝片岩矿物蓝闪石、多硅白云母40Ar/39Ar年龄及榴辉岩锆石U-Pb年龄进行了系统统计(图 14表 1),Song et al. (2009)据榴辉岩锆石U-Pb年龄有544Ma的年龄,认为是继承了岩浆锆石核的年龄,代表了古祁连洋洋壳形成的时间;但左国朝和吴汉泉(1997)认为,清水沟东侧下柳沟处蓝闪片岩543.8±13.4Ma(544Ma)为残留变质年龄,代表了洋壳俯冲最早的年龄。从表 1中显示,榴辉岩锆石U-Pb年龄主要集中在489~463Ma的年龄段,为古祁连洋向南俯冲到榴辉岩相深度的峰期变质年龄(Song et al., 2009),即榴辉岩的形成年龄(宋述光等, 2004; Song et al., 2006, 2009; Zhang et al., 2007),而榴辉岩原岩年龄在544~502Ma(Zhang et al., 2007, 2012; Song et al., 2006)。约463Ma古祁连洋开始闭合,并进入陆-陆碰撞造山阶段。祁连-肃南县九个泉-清水沟-百经寺一带蓝片岩中矿物蓝闪石和多硅白云母40Ar/39Ar年龄集中在462~442Ma(图 14),记录了俯冲-增生杂岩带高压低温岩石形成的年龄(宋述光, 1997; 张建新等, 1997; 左国朝和吴汉泉, 1997; 许志琴等, 1997; Liou et al., 1989; Liu et al., 2006; Zhang et al., 2007),为古祁连洋壳持续俯冲的结果。因此,有人认为是一期变质事件的两阶段变质,第一幕变质M1时间应为489~463Ma,代表了榴辉岩峰期变质时间;而第二幕变质M2时间在462~442Ma,主要以高压低温变质矿物蓝闪石和多硅白云母冷却年龄为代表。但也有人认为是两期不同的变质事件,还可能是一期连续变质事件的在不同深度的体现。

图 14 北祁连构造带变质年龄统计柱状图 Fig. 14 Histogram of metamorphic ages in the North Qilian Orogen

表 1 北祁连构造带云母40Ar/39Ar及锆石U-Pb变质年龄统计 Table 1 Statistics of metamorphic ages of 40Ar/39Ar for micas and U-Pb for zircons in the North Qilian Orogen

而在浅部单元能识别的第一幕变形D1是由于古祁连洋向南俯冲于中祁连微陆块之下而产生的自南向北的逆冲作用,与张建新等(1998)在深部单元显微识别的前两幕变形相同。因此,本文所识别的第一幕变形D1时间应为俯冲开始到结束的时间,即俯冲持续到442Ma之前。

张建新等(1997)认为鱼儿沟地区出露的石榴角闪岩中的角闪石可能为榴辉岩高压矿物退变质的产物,用40Ar/39Ar同位素法测得角闪石的坪年龄为412±0.9Ma(表 1),可能代表了高压榴辉岩峰期变质之后的俯冲折返的年龄。另外Song et al. (2009)认为锆石U-Pb年龄421Ma和422±11Ma(表 1)与北祁连蛇纹岩Sm-Nd等时线年龄是一致的(Smith and Yang, 2006),并且晚于蓝片岩相变质年龄或冷却年龄,代表了北祁连强烈的造山(磨拉石建造)期间叠加在榴辉岩上一期碰撞事件,可能代表了后期绿片岩相退变质改造年龄(Song et al., 2009)。蓝闪石和多硅白云母40Ar/39Ar年龄存在一组422~406Ma年龄(图 14),可能反映了折返过程中升温降压的热事件年龄(张建新等, 1997)。因此,422~406Ma以退变质作用为特征的第三幕变质M3,代表了岩片沿俯冲带折返的时间。第二幕变形D2时间与折返时间对应为422~406Ma,此幕变形D2形成紧闭不对褶皱明显叠加在第一幕变形D1之上。

第三幕变形D3以近于直立的宽缓褶皱为特征,卷入的地层至少包括泥盆纪-三叠纪地层,由此推测,第三幕变形发生的时间较晚,在晚三叠纪之后。但由于目前缺少定年资料,且未发现上覆角度不整合面,因此无法确定变形的确切时间。

7 原特提斯洋北界西段构造演化

本文基于野外构造变形解析、室内整理编图,确定原特提斯洋北部边界在北祁连地区的俯冲方向;结合前人对本区岩石学、地球化学、同位素地质年代学的研究成果,对俯冲-折返时间进行了年代学约束;从而明确了早古生代祁连洋俯冲过程和时空演化关系,最终建立早古生代微陆块构造演化模式。这有助于认识早古生代期间陆块、微陆块拼合过程等。

(1) 原特提斯洋北部边界的厘定

目前根据众多地质学者的研究,早古生代原特提斯洋的北部边界存在于华北陆块和塔里木陆块以南(陈智梁, 1994; 潘桂堂和陈智梁, 1997; 陆松年, 2001; 郭福祥, 2001; 李文昌等, 2010; Xiao et al., 2003, 2009),秦岭-祁连造山带一线北缘。从新元古代到早古生代初,扬子陆块、北秦岭、中祁连、柴达木等多个微陆块从冈瓦纳大陆北部边缘裂离(李三忠等, 2016a, b, c, d; Li et al., 2017a, b),散布在原特提斯洋中,前人认为呈“多岛洋”格局(高长林等, 2005; Li et al., 2008)。到早古生代晚期,原特提斯洋内众多陆块和微陆块经历了复杂的俯冲拼合过程,并发育多条蛇绿岩-蛇绿混杂岩带和高压-超高压变质岩带,如北秦岭构造带、北祁连构造带等。这些蛇绿岩-蛇绿混杂岩带和高压-超高压变质岩带记录了地壳物质从俯冲到构造折返的一个完整的动力学过程(张旗和周国庆, 2001),承载了原特提斯洋北部边界闭合的重要地质事实。研究区祁连造山带存在多条重要的地质界线,如龙首山增生楔北缘的龙首山-固原大断裂、北祁连北缘的冷龙岭断裂、中祁连微陆块北缘的黑河断裂及南缘的柴北缘断裂等。对于北祁连地区,何为原特提斯洋的北部边界还众说纷纭,未达成一致。大多数学者认为,原特提斯洋在祁连地区的俯冲边界为北祁连南缘、中祁连北缘的黑河断裂(肖序常等, 1978; 许志琴等, 1994; 张建新和许志琴, 1995; 冯益民, 1997; 宋述光, 1997; Song et al., 2013);也有部分学者认为,原特提斯洋北部边界位于中祁连南缘(杨钊等, 2006; 董云鹏等, 2007);最近有学者提出原特提斯洋最北部边界应在龙首山-固原断裂(熊莉娟, 2014; 薛友辰, 2014; 孙文军, 2014)。确定原特提斯洋的边界是研究特提斯构造域的基础,对于边界的厘定是深入探讨原特提斯洋早古生代构造演化的重要支撑。本文通过统计研究区的变质年龄发现,榴辉岩峰期变质时间为489~463Ma,代表了洋壳深俯冲阶段;而高压低温变质矿物蓝闪石和多硅白云母的年龄为462~442Ma,代表了俯冲-碰撞阶段。因此,古祁连洋最终是在442Ma闭合的。此外,龙首山增生楔和北祁连造山带早古生代变形的统一性,也表明古祁连洋在早古生代闭合。因此,古祁连洋的存在时间与原特提斯洋一致,其闭合后的缝合线-龙首山-固原大断裂标志了原特提斯洋的北界西段。

(2) 原特提斯洋北部边界俯冲拼合方式和时间

俯冲消减极性一直是造山带研究中一个难以解决的问题,不同地质学者从不同地质角度、方法对俯冲极性会产生不同的认识和观点,甚至有可能得出矛盾结论。大地构造单元配置认识不清、洋壳和陆壳属性难以判断、洋内陆块和微陆块亲缘性不明确等因素导致了有关洋壳俯冲极性认识的分歧。据目前研究,原特提斯洋北缘边界西段祁连造山带可能存在复杂的俯冲极性,尚未得出统一观点。关于俯冲极性的争论主要存在三种观点:向北俯冲(许志琴等, 1994; 夏林圻等, 1996, 1998; 张建新等, 1997, 1998; Xia et al., 2003)、向南俯冲(宋述光, 1997; 王荃和刘雪亚, 1976; 刘传周等, 2005; 周德进等, 1997; 张旗等, 1997; 汤中立和白云来, 1999, 2001; 尹安, 2001; Sobel and Arnaud, 1999; Gehrels et al., 2003)和双向俯冲(左国朝和刘寄陈, 1987; 吴汉泉等, 2002; 吴才来等, 2006, 2010; Wu et al., 2011)。对俯冲极性的不同认识导致了对早古生代微陆块聚合方式与过程认识的差异,影响了早古生代原特提斯洋北部边界演化的认识和地球动力学机制的探讨。由于洋壳俯冲极性研究的差异,学者们得出了不同的微陆块聚合方式(许志琴等, 1994; 宋述光, 1997; 夏林圻等, 1996, 1998; 张建新等, 1997, 1998; Song et al., 2013; Xiao et al., 2009)。左国朝和刘寄陈(1987)基于火山岩分布特点,认为其存在多期、多向俯冲;许志琴等(1994)依据高压蓝片岩带的变形特征,提出“海沟倒退”式向北俯冲动力模式;宋述光(1997)根据高压变质岩和火山岩相对位置及特点,提出向南俯冲的观点。随着地质手段的不断完善,地质资料虽日趋丰富,但可依据的资料也不尽详实,对于原特提斯洋北界俯冲极性和拼合方式并未达成共识。Xiao et al. (2009)提出原特提斯洋北界多岛洋、多向俯冲的动力学模型;而Song et al. (2013)则认为古祁连洋壳向北俯冲于阿拉善地块之下。对俯冲极性的多种认识也导致对俯冲碰撞拼合时间的多解,最早俯冲时间可能为495Ma或更早(冯益民, 1997; 左国朝和吴汉泉, 1997; Xiao et al., 2009; Song et al., 2013),部分学者认为俯冲开始较晚,晚于早中奥陶世,而拼合时间主要集中在早中志留世440~420Ma(冯益民, 1997; Song et al., 2009, 2013)和晚志留世(左国朝等, 1999; 林宜慧等, 2010),而Xiao et al. (2009)认为早中志留世发生古祁连洋壳封闭和中祁连与阿拉善拼合,而祁连整体最终与华北陆块拼贴可持续到晚泥盆世380~360Ma。

总之,前人对原特提斯洋北部边界俯冲拼合方式和过程还没有统一定论,制约了对原特提斯洋边界演化和动力机制的进一步探讨。可以看出前人认为原特提斯洋北部是一个洋-陆间杂、环境多变的地带(杜远生等, 2007),具有复杂的俯冲极性和强烈的构造变形,尤其是多期次多幕次变形相互叠加,增加了辨识的难度;带内产出的高压变质岩石变质程度有高有低,不利于约束俯冲折返时间;蛇绿岩-蛇绿混杂岩和岩浆岩错综复杂,都给研究工作带来不小的难度,也正是这些原因使得众多地质学者对理解早古生代祁连地区的拼合时序、构造演化多种多样。但是,最近李三忠等(2016a, b, c, d; Li et al., 2017b)提出祁连造山带是一个弯山构造,多条高压-超高压变质带和蛇绿岩带原始应当是一条带,且整体向南俯冲,使得长期认为复杂的造山带演化显得简单的多,但同样面临弯山构造形成过程的精细深入解剖与检验。

8 结论

(1) 结合野外地质露头观测和室内构造变形分析,本文认为北祁连构造带内早古生代第一、二幕变形和构造带边界断裂整体表现为自南向北的拓展变形的特征,古祁连洋壳的俯冲方向为自北向南俯冲。通过对北祁连榴辉岩和蓝片岩变质年代学资料的统计,认为古祁连洋壳的俯冲-碰撞阶段为489~442Ma,对应了野外识别出的第一幕变形,422~406Ma为俯冲板片的折返阶段,对应了野外识别的第二幕变形。其中462Ma时中祁连和阿拉善地块开始碰撞拼合,指示了古祁连洋的局部闭合,442Ma古祁连洋最终闭合。

(2) 早古生代原特提斯洋北部边界西段俯冲方式为自南向北“后退式”俯冲,可能发生过俯冲带跃迁事件。

致谢 感谢主编及两位匿名审稿人提出的宝贵修改意见!
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