2018, Vol. 34
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室, 青岛 266235
, LI SanZhong1,2
, WANG Qian1,2, ZHAO ShuJuan1,2, LI XiYao1,2, ZHOU ZaiZheng1,2, LIU XiaoGuang1,2
2. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266235, China
Carey (1955)最先提出弯山构造的概念, 即orocline，并将其定义为“造山带走向在平面上所呈现出的马蹄状或肘状弯曲”。李正祥等(1996)在描述华南地块相对旋转运动时将其译为“弯山构造”，同时也有学者研究哈萨克斯坦等构造时称之为“山弯构造”(施央申等, 1996; 方茂龙等, 2009; 舒良树等, 2013; Xiao and Santosh, 2014)，但依据以最早译词为准的优先原则，本文沿用“弯山构造”展开论述。根据古地磁研究，有些呈弧形弯曲的造山带在其形成时就呈现弯曲形态，没有经历后期叠加弯曲变形事件；而其余一些则是由形成时近似线性的造山带，因后期差异性构造旋转导致其走向发生变化而形成的弯曲，后者被定义为弯山构造(Eldredge et al., 1985; Marshak, 1988, 2004; Weil et al., 2010)。弯山构造的形成和演化与微陆块间俯冲、造山等汇聚事件息息相关(Li et al., 2017), 是近年来国际大地构造和构造地质学研究的一个热点。中国境内最早论述的弯山构造主要有中扬子褶皱带的弧形弯曲和大巴山弧形构造等(Steiner et al., 1989; Huang and Opdyke, 1996; Tan et al., 2007; Zhang et al., 2007; Shi et al., 2013)。
柴达木盆地位于青藏高原北部, 是我国西部最大的高原型内陆盆地, 作为被祁连造山带、阿尔金造山带、东昆仑造山带和鄂拉山断裂带所围限的重要构造单元, 不仅是研究中央造山带关键科学问题(如商丹缝合带跃迁与西延)、高压-超高压岩石形成与剥露机制的核心区域, 还是探索冈瓦纳大陆裂解和原特提斯洋微陆块聚散方式的焦点所在。柴达木盆地周缘造山带发育一系列多期次的褶皱系, 褶皱轴走向也存在一定程度的变化。前人对柴达木盆地周缘早古生代造山带的研究主要集中在柴达木盆地北缘(简称柴北缘)高压-超高压变质带(张建新等, 2000; 宋述光和杨经绥, 2001; 杨经绥等, 2001; 许志琴等, 2003, 2006; Zhang et al., 2005, 2009c; Mattinson et al., 2006; Song et al., 2006; 陈丹玲, 2007; 陈丹玲等, 2007; 宋述光等, 2009, 2011; Meng et al., 2013)、东昆仑蛇绿岩带(Yang et al., 1996; 边千韬等, 2002; 陆松年等, 2002; 冯建赟等, 2010; 祁晓鹏等, 2016a; Dong et al., 2017)等方面, 这为本次研究提供了大量的岩石学、地球化学、年代学数据和基于这些研究的构造模型。但是由于研究区恶劣的自然条件及其所经历的复杂叠复造山运动的改造, 岩石的保存条件较差，给取样及研究工作带来了极大的困难, 使得针对柴达木盆地南缘(简称柴南缘)和东部的研究尚且薄弱, 尤其是对柴南缘的缝合线位置及柴达木盆地东缘(简称柴东缘)的早古生代构造解析和构造演化尚不清晰, 还缺乏充分的构造地质证据支持。除此之外, 大量研究尚未从全球早古生代构造演化的角度，综合分析柴达木盆地周缘呈弧形弯曲展布的构造带, 缺乏一定的宏观性和整体性，也没有更大视野采用活动论认识相关微陆块的聚散过程。
随着近年来关于柴达木盆地东侧地区早古生代岩体的相继发现和报道(郝国杰等, 2001; Mattinson et al., 2006; Song et al., 2006; Li et al., 2007; 陈丹玲, 2007; 陈丹玲等, 2007; Chen et al., 2012; Wu et al., 2014), 越来越多的证据揭示其东部早古生代构造带的存在, 进而将柴达木南、北缘造山带链接为一条连续的弯曲造山带成为可能。本文通过野外地质现象观察和构造分析, 结合前人岩石学、年代学、地球化学等研究成果, 在全球原特提斯洋演化的背景上, 探寻柴达木盆地周缘早古生代构造-岩浆演化的宏观规律, 并提出弯山构造演化模式, 以求对上述早古生代关键科学问题提供合理解释。
1 区域地质背景柴达木盆地周缘造山带(图 1)是中央造山带西段的重要组成部分, 发育柴北缘高压-超高压变质带、滩涧山蛇绿混杂岩-岛弧构造带、祁漫塔格蛇绿岩带及构造-岩浆岩带、东昆仑清水泉蛇绿岩带及岛弧岩浆带等多条早古生代构造带, 是研究原特提斯构造域的重要窗口。柴达木盆地周缘的地质构造单元自北向南依次为：祁连微陆块、柴北缘缝合带、柴达木微陆块、柴南缘缝合带和东昆仑微陆块(图 1)。柴达木盆地西侧以中新生代阿尔金左行走滑断裂与塔里木盆地相隔, 盆地东侧以鄂拉山断裂与共和盆地相隔。盆地周缘断续出露前寒武系、下古生界和泥盆系地层, 多被上古生界以及新生界地层覆盖。
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图 1 柴达木盆地周缘区域地质简图 Fig. 1 Simplified geological map around the Qaidam Basin |
在早古生代早期, 柴达木及邻区岩石圈处于伸展构造背景下, 演化出现洋壳, 前人认为柴达木微陆块处于南祁连洋、阿尔金洋、东昆仑洋和赛什腾-锡铁山洋的环绕下, 发育被动大陆边缘(姜春发等, 1992; 杨建军等, 1994; 邓晋福等, 1996; 郭正府, 1996; 赖绍聪等, 1996; 刘训等, 1997; 汤良杰等, 2000)。早古生代中期, 随着原特提斯洋俯冲闭合, 柴达木盆地周缘受到南北向的强烈挤压, 发育复杂的断裂-褶皱系统, 构造变形强烈且具有多期叠加变形的特征。(1)柴北缘发育了一系列的逆冲推覆断裂带(曹代勇等, 2007; 韩天恒和苏秦, 2016)和右行走滑断裂体系(许志琴等, 1997, 2006, 2007)。乌兰以北的震旦-奥陶系的盖层遭受加里东期褶皱和逆冲作用，褶皱自北向南由轴面劈理北倾的同斜褶皱转变为平卧褶皱，逆冲推覆带倾向北，指示古大洋向北的俯冲极性(许志琴等, 2003; 李三忠等, 2016b)。(2)柴南缘主要发育昆北断裂，另外在祁漫塔格地区发育黑山-那陵郭勒河断裂和白干湖断裂, 这些断裂南倾，其南部出露有祁漫塔格构造-岩浆岩带以及昆北加里东褶皱带。(3)柴东缘主要发育NNW向鄂拉山断裂带, 是中央造山带内东昆仑、西秦岭和南祁连造山带的衔接转换带(孙延贵等, 2004), 其主干断裂为哇洪山-温泉走滑断裂, 该断裂北截宗务隆山南坡断裂，并与柴北缘断裂向东南弯曲的东段相接, 南截昆中断裂带。区域内出露花岗岩(Chen et al., 2012; Wu et al., 2014)、榴辉岩、副片麻岩(郝国杰等, 2001; 陈丹玲等, 2008; Meng et al., 2013)等早古生代岩体以及一系列晚古生代、中生代花岗岩(张宏飞等, 2006; Chen et al., 2012)。在早古生代末, 柴达木盆地周缘碰撞造山，加里东晚期伴随有变质岩片的折返, 发育大量的后碰撞花岗岩和造山后伸展杂岩体(孟繁聪等, 2005; Wu et al., 2014), 晚泥盆世磨拉石建造标志着加里东期运动的结束和新一轮构造旋回的开始。
2 柴达木周缘早古生代构造带 2.1 蛇绿岩带柴达木周缘早古生代蛇绿岩带主要出露在柴北缘宗务隆-南山一带、绿梁山-沙流河一带、柴南缘祁漫塔格-乌妥-塔妥一带以及东昆中清水泉地区，往南还发育阿尼玛卿蛇绿岩带。由于柴达木周缘造山带为一多期多旋回的复杂造山带, 不同时期板块俯冲碰撞会残留下不同时代的蛇绿岩, 且同时代同构造带内残留的蛇绿岩也可能因后期叠加造山而发生强烈扭曲、位移或肢解, 不同时代蛇绿岩带拼贴增生在同一构造带内，因此在同一构造带内可能同时存在多条同时代的蛇绿岩带或不同时代的多个蛇绿岩片记录, 这就引起了对蛇绿岩形成时代划分、洋盆格局与构造演化过程的巨大争议。基于前人研究成果, 结合中央造山带内记录的特提斯洋演化历史, 本文划分了如下三条蛇绿岩带。
2.1.1 柴达木周缘蛇绿岩带尽管对于柴北缘是否存在早古生代蛇绿岩的问题一直存在争议(Zhang et al., 1984; 赖绍聪等, 1996; 邱家骧等, 1998; 孙延贵等, 2000), 但由于柴北缘滩涧山岩群部分变玄武岩具拉斑系列演化趋势、且与辉长岩等基性-超基性岩共生, 从而构成了夹持于(南)祁连微陆块与柴达木微陆块之间呈NWW向延伸的柴北缘滩涧山蛇绿混杂岩带，由此基本可以确认柴北缘蛇绿岩带的存在。该带内的蛇绿杂岩往往发生不同程度的蛇纹石化和部分透闪石化, 加之受后期叠加改造严重, 层序遭破坏而不完整。许志琴等(2006)认为其可能经历向北的俯冲消减后拖曳大陆深俯冲而形成了高压-超高压变质岩, 如今出露的蛇绿岩只是零星分布于滩涧山-鱼卡-绿梁山-乌兰一带。Zhang et al. (1984)曾较早地提到柴北缘有条早古生代蛇绿岩带，并被上部泥盆纪磨拉石不整合覆盖。赖绍聪等(1996)也将柴北缘的榴辉岩、超基性岩、辉长岩、上奥陶统海相火山岩等统一视为古生代蛇绿岩。结合前人分别在绿梁山和托莫尔日特一带获得768~780Ma、521±14Ma (Sm-Nd)/518±11Ma (Rb-Sr)、496±6Ma、470±2Ma和447±22Ma的基性-超基性岩年龄数据(韩英善和彭琛, 2000; 袁桂邦等, 2002; 杨经绥等, 2004; 张雪亭等, 2007)以及沙流河蛇绿岩剖面的研究(Zhang et al., 2008, 2009b), 进一步证明了新元古代-早古生代蛇绿岩的存在, 并推断其代表寒武纪至早奥陶世的南祁连洋洋盆。
柴南缘早古生代蛇绿岩主要分布于祁漫塔格和昆中断裂附近, 相关年代学数据汇总于表 1。在祁漫塔格的北部, 蛇绿岩主要呈透镜状分布在祁漫塔格山北坡西段的十字沟、黑山和鸭子泉等地, 对其所处构造环境的认识尚不一致。黑山蛇绿岩则被认为是形成于南华-奥陶纪祁漫塔格洋盆的发展演化背景下, 构造就位于志留纪-早中泥盆世有限洋盆俯冲过程中(陈隽璐等, 2004; 王向利等, 2010)。十字沟蛇绿岩根据其岩石组合和地球化学分析则被认为是形成于晚奥陶世与北向俯冲相关的弧后盆地环境(宋泰忠等, 2010)。此外, 分布在东昆中断裂带附近与清水泉蛇绿岩带相邻近的乌妥蛇绿岩被认为是形成于岛弧环境或弧后盆地环境下的蛇绿岩体, 时代上属于早古生代(边千韬等, 2002; 路晓平等, 2014)。Zhu et al. (2006)通过对诺木洪地区早古生代火山岩中的玄武岩岩片的研究认为其形成于洋中脊扩张背景下。另外, 在乌图美仁、鸭子泉出露的E-MORB型蛇绿岩, 其岩石组合主要为橄榄岩、辉长岩、玄武岩和硅质岩, 结合在塔妥获得的蛇绿岩年龄(表 1), 推测柴南缘存在一条早古生代缝合带, 同南祁连洋一样代表原特提斯洋的又一分支。
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表 1 柴达木盆地南缘早古生代蛇绿岩年代学数据汇总 Table 1 The age collection of the Early Paleozoic ophiolites in the southern margin of Qaidam Basin |
笔者对都兰北莫河地区早古生代蛇绿岩的变形进行了野外观察和研究, 识别出三幕早古生代变形记录(图 2；GPS: N36°42.331′, E98°52.123′, H3253m)。第一幕变形表现为强烈的面理化(S1)和随后的透镜化；第二幕表现为透镜体与S1共同经历F2紧闭褶皱变形, 轴面倒向西；第三幕为叠加的破劈理化(S3)和宽缓褶皱的发育。蛇绿岩的构造变形分析表现出向东俯冲的特征，可进一步与柴北缘、柴南缘的蛇绿岩带相链接。此外，在柴东缘哇洪山断裂两侧还发育一系列印支期断裂系，并伴有早古生代花岗岩和辉长岩被走滑错移的地质现象。
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图 2 都兰北莫河南G109公路旁早古生代蛇绿岩变形剖面野外素描 Fig. 2 Sketched structural cross-section showing the deformation of Early Paleozoic ophiolite beside the Road G109 in southern Mohe, north of Dulan County |
王毅智等(2001)在宗务隆造山带东段天峻南山一带发现一套古生代镁铁质-超镁铁质岩石，超镁铁质岩石、硅质岩和辉绿岩墙发育，具有典型的蛇绿岩组合特征。该套岩石往西消失在乌兰老虎口一带，向东在青海湖西侧二郎洞一带被上覆的三叠系隆务河复理石建造所掩盖，再向东极可能与商丹缝合带相连。商丹洋在早古生代就已经存在，应当也是原特提斯洋的一部分，其秦岭-大别段的残留时期可能延续到晚古生代早期(李三忠等, 2016c)。但是根据王毅智等(2001)对青海天峻南山蛇绿岩岩石学、地球化学特征的研究, 认为其形成于陆内裂谷扩张背景下的早石炭世小洋盆。此外, 在苦海-赛什塘一带也断续出露蛇绿岩岩块, 各种地质特征显示它们在成因上密切相关, 共同构成了曾经存在过的、被肢解的残余洋壳, 被认为是古特提斯洋消亡的遗迹(王秉璋等, 2000; 孙延贵等, 2004; 张智勇等, 2004)。然而, Li et al. (2007)在苦海获得了555±9Ma的洋岛成因的辉长岩年龄数据, 并指出其形成于晚震旦-早寒武世的“祁-柴-昆”多岛洋背景下, 他们对前人40Ar/39Ar测年方法获得的部分晚古生代年龄也提出了质疑, 认为其可能小于真正的岩石成岩年龄, 很可能是原特提斯洋的残片。这也支持了商丹洋从“中祁连微陆块”南缘断裂(杨钊等, 2006; Dong et al., 2007)向南跃迁到宗务隆-青海南山断裂带的观点(李三忠等, 2016c)。
东昆中清水泉蛇绿岩组合是该区研究较为详细的蛇绿岩带, 相关的年代学数据报道集中在~1300Ma的中元古代(高延林等, 1988; 郑健康, 1992; 朱云海等, 1999)和之后越来越多~520Ma的早古生代(表 1), 后者多被认为是早古生代东昆中洋存在的标志。同时, 在该区还发现有麻粒岩等高级变质岩, 其被证明是清水泉蛇绿岩俯冲至40~45km深处变质而成(李怀坤等, 2006), 进一步证实了早古生代汇聚边界的存在。此外, 祁晓鹏等(2016a)在东昆中长石山地区获得了年龄为537.2±3.5Ma的蛇绿岩, 并认为其形成于早寒武世弧后盆地环境。根据与布青山早古生代蛇绿岩和清水泉早古生代蛇绿岩的年代学及空间展布形态对比分析, 其很可能代表同一早古生代洋盆, 即昆中缝合带在早古生代(寒武-奥陶纪)很可能为俯冲带(冯建赟等, 2010; 刘战庆等, 2011)。
2.1.3 勉略蛇绿岩带位于东昆南构造带的阿尼玛卿蛇绿岩的形成时代尚存争议。有的学者认为其形成于晚新元古代-早奥陶世的成熟洋盆, 因此早古生代的东昆南构造带不能与秦岭造山带的勉略构造带相对比(Li et al., 2007)；而有些学者则依据地球化学分析和年代学结果认为区域内同样发育晚古生代蛇绿岩, 代表古特提斯洋的遗迹(边千韬等, 1999; 陈亮等, 2000, 2001; 刘战庆等, 2011; Yang et al., 2017), 其向东延, 过武都-文县-康县弧形构造带(裴先治等, 2002; Yang et al., 2017), 可与勉略带相连(李三忠等, 2000, 2002)。可见, 现今的东昆南地区可能经历了两期古洋盆的扩张、俯冲和消亡的演化过程, 即原特提斯洋和古特提斯洋, 而后者的消亡产生了晚古生代时期相链接的东昆南构造带与勉略构造带。
2.2 高压-超高压变质带高压-超高压变质带是板块汇聚边界和古大洋俯冲、大陆碰撞造山与深俯冲的重要标志(Smith, 1988; Ernst and Liou, 1995; Maruyama et al., 1996; Ernst, 2001; Song et al., 2006)。柴北缘高压-超高压变质带横亘在柴达木和祁连微陆块之间, 被认为是继苏鲁-大别超高压变质带之后中央造山带又一条代表大陆深俯冲的超高压变质带(许志琴等, 2003; Song et al., 2004, 2005; 陈丹玲, 2007; Zhang et al., 2009c; Yu et al., 2013, 2014)。带内的高压-超高压变质岩榴辉岩、石榴橄榄岩和相关片麻岩主要呈透镜体出露于鱼卡、绿梁山、锡铁山和都兰一带。以往对柴南缘榴辉岩报道较少, 但近来在温泉和东昆仑西段夏日哈木-苏海图一带不断有相关发现(Meng et al., 2013; 贾丽辉等, 2014; 祁生胜等, 2014)。
根据前人年代学研究, 柴北缘高压-超高压变质带中榴辉岩年龄集中在495~422Ma(张建新等, 2000; 郝国杰等, 2001; Zhang et al., 2005; Mattinson et al., 2006; Song et al., 2006; 陈丹玲, 2007; 陈丹玲等, 2007; 宋述光等, 2011), 针对这一较大的年龄跨度, 前人争论颇多, 除了不同测年方法造成的结果差异外, 也有后期构造-热事件叠加的影响，也就是说一些数据年龄是后期构造-热事件发生的年龄而不代表榴辉岩变质的年龄(Zhang et al., 2009c; 董顺利等, 2013)。此外, 还可能是多个微陆块不同时俯冲碰撞的结果(陈丹玲等, 2007)。柴北缘超高压变质带被认为是南祁连洋向北俯冲于祁连微板块下之后陆壳深俯冲的产物, 尤其是柯石英包裹体、柯石英假象及金刚石的发现, 进一步确定了早古生代柴北缘超高压变质作用和陆壳深俯冲的存在(宋述光和杨经绥, 2001; 杨经绥等, 2001; Song et al., 2005; Zhang et al., 2009a)。尽管研究显示柴北缘榴辉岩的原岩主要形成于新元古代的大陆裂谷环境(Zhang et al., 2005, 2009c, 2010; Song et al., 2010)，但仍存在部分原岩为大洋火山岩性质(杨经绥等, 2004; 张贵宾等, 2012; Yang et al., 2017)。因此，有学者认为柴北缘经历了由洋壳北向俯冲到陆壳俯冲的转换过程(Song et al., 2006; 张贵宾等, 2005, 2012; 宋述光等, 2009), 并将早期洋壳俯冲的时间限定在443~473Ma, 陆壳深俯冲-碰撞时间为420~440Ma, 折返时间在420~400Ma(宋述光等, 2009)。
在东昆仑东部温泉地区和西部夏日哈木-苏海图发现的榴辉岩，揭示在柴南缘也存在一条高压变质带, 其形成与大规模的陆-陆碰撞事件有关, 被认为与昆中洋沿昆中断裂带向北俯冲演化相关(Meng et al., 2013; 贾丽辉等, 2014; 祁生胜等, 2014)。但是在昆北带(柴南缘)内，发育有原特提斯洋俯冲导致的岛弧型低压角闪岩相-麻粒岩相变质(Pan et al., 1996; 张建新等, 2003)，以及随后由昆中带与昆北带的碰撞导致的中压(绿帘)角闪岩相变质作用(Chen et al., 2002, 2007)和碰撞型花岗岩的发育，说明在柴南缘地区存在洋壳的俯冲以及陆-陆碰撞事件。温泉地区、西部夏日哈木-苏海图地区与柴北缘两条高压/超高压变质带的野外关系和形成时代十分相似(Meng et al., 2013; 祁生胜等, 2014), 判断两者可能经历了同一变质事件，为同一条变质带。同时结合区域构造-岩浆事件, 特别是作者在都兰北段发现早古生代蛇绿岩变形表现出明显的向东俯冲变形形迹(图 2), 基本确定柴达木盆地东缘、南缘分别存在整体向东、向南俯冲形成的高压-超高压变质带, 其变质峰期时代为晚志留-早泥盆世, 同柴北缘陆壳向北深俯冲时间近似一致。
2.3 花岗岩带沿柴达木盆地周缘高压-超高压变质带分布有大量的早古生代花岗岩, 其形成与造山带形成演化密切相关, 特定的花岗岩类型往往代表构造演化的特定阶段(卢欣祥, 2000; 卢欣祥等, 2007), 所以对花岗岩的研究就显的尤为重要。
柴北缘早古生代花岗岩分布较广, 集中出露在赛什腾山-大柴旦-柴达木山-乌兰-都兰一线的岛弧岩浆带, 与高压-超高压变质岩和蛇绿岩带相伴生。根据前人开展的相关工作, 研究区出露的花岗岩类主要分为I型、S型花岗岩和过渡型花岗岩, 相关年代学数据汇总于表 2。吴才来等(2007)立足于大量锆石SHRIMP U-Pb测年数据, 将柴北缘花岗岩划分为~470Ma、~445Ma和~400Ma三期, 并分别对应柴北缘的洋壳俯冲背景下的岛弧环境或活动大陆边缘阶段、陆-陆碰撞阶段和后碰撞构造折返阶段, 并且超高压变质作用产生于前两阶段，而后一阶段则对应退变质作用(吴才来等, 2004), 这进一步印证了柴北缘原特提斯洋向北(现今方位)俯冲-碰撞造山运动的存在。
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表 2 柴北缘早古生代花岗岩年代学数据汇总 Table 2 The age collection of the Early Paleozoic granites in the northern margin of Qaidam Basin |
柴南缘祁漫塔格-都兰和东昆仑北坡构造带内广泛出露加里东期花岗岩类, 表明该区曾是早古生代火山-侵入岩浆弧(吴健辉等, 2010)。根据曹世泰等(2011)的研究, 在那陵郭勒、祁漫塔格岩浆岩亚带内有中晚奥陶世俯冲型花岗岩(467.1±12Ma (Rb-Sr)、445.4±0.9Ma (U-Pb))侵入体, 认为在早古生代存在包括祁漫塔格洋、昆中洋在内的原特提斯洋俯冲带。Zhou et al. (2016)在该区也获得了大量448~408Ma的花岗岩, 结合鸭子泉地区出露的志留纪岛弧火山岩(肖爱芳, 2005)，进一步证明了祁漫塔格北部早古生代俯冲带的存在。孟繁聪等(2013)通过对祁漫塔格尕林格一带一套新元古代花岗岩的研究，认为其卷入了早古生代末的构造热事件而形成了花岗片麻岩，证明了与祁漫塔格洋关闭有关的早古生代末造山事件的存在。同样, 在昆北断裂以南及祁漫塔格北带越来越多志留纪-泥盆纪的碰撞型花岗岩研究成果的出现(许荣华等, 1994; 王岳军等, 1999; 王向利等, 2010; 曹世泰等, 2011; 陆露等, 2013)，表明柴南缘在志留纪碰撞造山作用已经开始。特别是昆北断裂以南志留纪-泥盆纪的碰撞型花岗岩发现，表明祁漫塔格洋(原特提斯洋)可能向南俯冲闭合并与南部某个大陆(可能为冈瓦纳大陆北缘的某个陆块)发生了碰撞，形成了榴辉岩和碰撞型花岗岩；或者另一种可能是，昆中洋(商丹洋西段)可能在早古生代末关闭，但商丹洋东段(秦岭-大别段)早古生代末未曾关闭，因为南秦岭造山带古生界地层基本连续过渡，没有发生任何加里东期变质变形；再或者，两种可能都发生过。此外, 通过对金水口、夏日哈木地区和祁漫塔格东部那陵郭勒河、乌兰乌珠尔地区花岗岩的研究，获得了一套421~411Ma的后碰撞花岗岩(龙晓平等, 2006; 曹世泰等, 2011; 甘彩红, 2014; 郝娜娜等, 2014)，结合出露在祁漫塔格北部的喀雅克登塔格造山后伸展杂岩体(谌宏伟等, 2006)和区域内泥盆系磨拉石角度不整合建造，表明柴南缘原特提斯洋在早泥盆世造山运动的结束。
综上所述，本文认为在柴达木盆地周缘存在包括南祁连洋、祁漫塔格洋、昆中洋在内被赋予不同命名的原特提斯洋盆，经过奥陶-志留纪复杂的俯冲拼合过程，分别形成多条连续的蛇绿岩-蛇绿混杂岩带、高压-超高压变质岩带和岛弧火山-侵入岩带，构成了在柴东缘链接、沿柴达木盆地南北缘弧形展布的原特提斯构造带(图 3)。
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图 3 柴达木盆地周缘原特提斯洋构造带 数据来源：a)陈丹玲等, 2007; b) Zhang et al., 2005; c)张建新等, 2000; d)宋述光等, 2011; e)陈丹玲, 2007; f) Zhang et al., 2005; g)郝国杰等, 2001; h)陈丹玲, 2007; i) Mattinson et al., 2006; j) Song et al., 2006; k)祁晓鹏等, 2016b; l) Meng et al., 2013; m)祁生胜等, 2014; n)王冠, 2014 Fig. 3 The Proto-Tethys Ocean tectonic belt in the periphery of the Qaidam Basin |
不是所有的弧形构造带、弯曲的造山带都是弯山构造，按照Carey (1955)的定义，弯山构造必须满足两个条件：1)是造山带；2)平面上原本是一条线性或近线性的构造带发生后期弯曲。那么，柴达木盆地周缘弧形展布的原特提斯构造带是不是弯山构造呢？按照现今对弯山构造的认识，这需要开展运动学检验，其关键在判断是否存在绕垂直轴的差异性旋转。
根据造山带弯曲的运动学特征和弯曲发生的时限，Weil and Sussman (2004)把弧形造山带划分为以下三类：(i)原生弧(primary arcs)，即造山带在经历主造山运动之前就存在初始弯曲形态，其形成没有经过后期叠加的弯曲变形过程(图 4a, b)；(ii)渐进弧(progressive arcs)，其形成是由初始的弧形造山带在造山演化过程中曲率增大的结果；(iii)二次弧(secondary arcs)或者弯山构造(orocline)，即在近线性的原始造山带形成之后又发生了后期构造旋转形成的造山带弯曲，也就是说在老的变形组构之上又叠加了新的应变和旋转(图 4c, d)。可见，并不是所有的弧形造山带都是弯山构造。因此，对于弯山构造的判定是十分困难的，其起始造山带须为近似线性造山带，而现在弯曲的形成则是由于后期不同地体或可变形板块(deformable plate)绕某一垂直轴差异性旋转导致的。这就需要以结构分析和古地磁的相关资料为基础并结合古应力背景进行综合判断。
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图 4 弯曲造山带演化的运动学模型(据Yonkee and Weil, 2010) Fig. 4 Simplified kinematic models for curved mountain belts (after Yonkee and Weil, 2010) |
关于弯山构造的演化模式，根据卷入变形的层次、尺度大小，有人提出了厚皮构造机制，即弯山构造涉及到造山带整个岩石圈尺度，基底与盖层均卷入变形(Johnston, 2001; Gutiérrez-Alonso et al., 2004, 2008)，如Ibero-Armorican弧(Pastor-Galán et al., 2011)；也有人认为是薄皮构造机制所致，也就是说弯山构造只发生在造山带的上部地壳，即盖层在基底之上滑脱变形，两者之间存在滑脱拆离面(Eldredge et al., 1985; Marshak, 1988, 2004; Marshak and Tabor, 1989; Macedo and Marshak, 1999)，如发生在前陆褶皱-逆冲带中的弯山构造(Marshak, 2004)。
柴达木盆地周缘弧形展布的原特提斯构造带及南部的昆中断裂皆为泥盆系角度不整合覆盖(许志琴等, 2003; 莫宣学等, 2007; 图 1)，说明右行断裂皆为早古生代期间构造(图 5)，再如前文所述蛇绿岩、花岗岩、变质岩分布及年龄相似性判断，柴达木微陆块南、北缘断裂可能原为一条连续的断裂。另外，祁漫塔格群内早志留世笔石化石的发现，表明祁漫塔格群至少应解体出一部分地层归属下志留统，而这正好可与祁连肮脏沟组、柴北缘滩涧山群和东昆仑纳赤台群对比(黎敦朋等, 2002)。因此本文认为，早古生代柴北缘缝合线的位置应位于赛什腾-锡铁山-绿梁山-都兰北一带，在都兰以东和温泉以北中间位置附近，绕垂直旋转轴弯曲折回(图 5)，链接柴南缘的塔妥-乌妥-乌图美仁-鸭子泉一带，早古生代花岗岩的空间分布均位于此带外围。若将其拉直恢复后，恰为一条整体向南俯冲闭合的早古生代构造带。该构造带所在的造山带经历了三幕加里东期变形，后期叠加的右行走滑断裂必然绕垂直轴使得造山带弯曲。所有这些条件都符合弯山构造的严格定义，且因为欧龙布鲁克、东昆仑等微陆块卷入变形，而且是厚皮构造机制形成。此外，进一步说明的是，柴达木微陆块两侧的这种运动学特征，也否定了柴达木微陆块作为楔入体向东的楔入构造的可能，因为楔入构造要求柴达木微陆块南北两侧的走滑运动方向应当相反。
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图 5 柴达木盆地东部地质构造简图(位置见图 3) Fig. 5 Simplified structural map in the eastern margin of the Qaidam Basin (its location seen in Fig. 3) |
研究区内争议较大的构造边界对比问题为柴南缘缝合线的所在位置。前人普遍认为，昆中断裂带是主导柴南缘早古生代构造演化的主断裂，代表“古昆仑洋”(即有些学者所称的昆中洋)向北俯冲闭合的边界。同时，多数研究认为昆北断裂也是向北俯冲，因而提出了一系列微陆块依次向北拼贴的构造演化模式。然而，除在东昆仑东部发现有早古生代蛇绿岩之外，在其西部尚未有早古生代蛇绿岩的报道，而反倒是祁漫塔格地区及其北部发育加里东期岛弧岩浆带、鸭子泉蛇绿岩带和两侧分布有前陆盆地的“弧-盆系”布局，而更贴近于早古生代俯冲-碰撞边界(王岳军等, 1999)。并且，崔美慧等(2011)通过对祁漫塔格鸭子泉分布的岛弧成因闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析, 获得480±3Ma的加权平均年龄，认为在早奥陶世祁漫塔格洋已经存在并开始俯冲。此外，据亚东-格尔木-额济那齐地学断面研究并结合相关物探和探井资料，断定柴达木南缘(昆北断裂、祁漫塔格断裂)确实存在一条NWW向、南倾的深大隐伏断裂，大致沿祁漫塔格-乌图美仁-香日德一线展布，莫霍面沿这条隐伏断裂发生错断，北侧向上抬升了6km (李光岑等, 1990; 吴功建等, 1990)。因此，有理由认为昆中洋很可能并不是早古生代早期主导柴南缘构造演化的大洋，真正的洋盆应为其北部的昆北洋或祁漫塔格洋(即原特提斯洋一部分)，这也可以进一步证明中央造山带中的原特提斯洋西段应包括：东昆仑洋(包含北部的早古生代东昆北洋和中部早古生代昆中洋，而南部的晚古生代勉略洋(或阿尼玛卿洋或昆南洋)除外)、西昆仑洋(包含北部的早古生代西昆北洋，南部的晚古生代西昆南洋除外)两段，且向南俯冲。早古生代晚期才演变成主洋盆的应为昆中洋(对应秦岭-大别段的商丹洋), 且向北俯冲。
此外，根据东昆仑蛇绿岩带的复杂出露及展布情况，Guo et al. (2007)曾通过岩石的地球化学特征、空间分布和构造关系分析，认为阿尼玛卿带与苦海-赛什塘带构成一个古三节点构造，将其称为玛积雪山三节点。王国灿等(1999)则认为东昆中断裂带是一多旋回俯冲碰撞的复合蛇绿构造混杂岩带，是多期蛇绿岩组合叠加的结果。本文根据蛇绿岩、花岗岩和榴辉岩的年代学特征和空间展布形态，立足于古生代大洋发育演化背景，认为苦海-赛什塘、布青山蛇绿岩带和清水泉蛇绿岩带在早古生代很可能为同一条蛇绿岩带, 同属商丹缝合带的西延部分(图 5)。即商丹洋和昆中洋在早古生代经历相同的演化过程，很可能昆中洋于柴达木弯山构造形成同期或之后俯冲闭合，而东段秦岭-大别地区的商丹主洋盆此时并未闭合，共同构成了同一条东、西段差异演化的连续造山带，而后由于遭受了印支期强烈的NW向鄂拉山断裂带等的左行走滑、逆冲推覆、韧性剪切等叠加构造的改造，而呈现今被肢解破坏的状态。若将其进行构造恢复后, 恰好为商丹带在柴达木盆地东部弯曲、错断而在盆地东南侧与昆中带相连(图 5)，这不仅可以为商丹带的西延提供新思路，也进一步为柴达木弯山构造的存在提供证据。特别是，图 5的研究区内的构造变形特征，表现为下古生界内部褶皱紧闭，褶皱轴面直立，褶皱轴向东陡倾，倾伏角一般大于60°，进一步说明这个弯曲形态是绕垂直轴旋转的结果；但是角度不整合于下古生界之上的上古生界，卷入变形的地层倾角都不大，两幕褶皱宽缓，褶皱轴皆近水平，应当是印支期变形的结果。
基于这个商丹带西延链接和恢复的讨论，进一步推断其北侧的洋，如祁漫塔格洋、东昆北洋、南祁连洋原来应当是一个统一的大洋，而不是柴达木微陆块南、北分割的两个洋盆。这个洋盆应当与西昆北洋、南阿尔金洋、北阿尔金洋、北祁连洋、宽坪洋是一个统一洋盆——原特提斯洋(李三忠等, 2016a, b, c, d; 赵淑娟等, 2016; Li et al., 2017)。相应的早古生代榴辉岩带、蛇绿岩带和花岗岩带也都是同一条加里东期构造带，而与南秦岭-大别-苏鲁印支期造山带不是一条构造带。
4.2 柴达木弯山构造的形成和演化古地磁学现已成为研究大陆板块或微板块(地块)运动演化及古地理重建的有效手段和常用方法。根据古地磁资料研究成果，早古生代期间，柴达木微陆块为一独立块体，与中国大陆各块体总体呈现离散状态，围绕赤道附近南、北向徘徊(吴汉宁等, 1997; 汤良杰等, 2000; 余辉龙等, 2002; 侯方辉等, 2014)。柴达木微陆块从寒武纪开始自赤道以南(约4°S)逐渐缓慢北移，可能与南祁连洋北向(按现今方位，如前文所述本文认为原始应为南向)俯冲有关，同时相对于华北地块发生逆时针旋转。由于目前柴达木微陆块古地磁数据匮乏、质量较差，其对古地理位置的约束也较为局限，还需要进一步的探索研究。
火山岛弧岩浆带在北中央造山带陆块/地块群边缘的广泛出露揭示了原特提斯洋的南东向俯冲的存在(许志琴等, 2006)。柴北缘发育的右行逆冲型的韧性剪切带形成于早古生代晚期(~400Ma)(赖绍聪等, 1993; 付建刚等, 2016)，被认为与祁连、柴达木地块之间的斜向汇聚与碰撞事件有关。在斜向碰撞机制下，碰撞后期平行造山带的挤压应力分量作用会引起平行造山带的缩短变形，很可能体现为走滑作用(郭进京, 2000)。东昆仑造山带东段也发育韧性剪切带，李小兵等(2015)对带中石英c轴组构和显微构造特征测试分析的研究结果揭示了东昆仑地区快速俯冲作用的存在，同时推测东昆中断裂在加里东晚期存在逆冲兼左行走滑剪切作用。综上，本文认为柴达木微陆块发生的逆时针旋转极可能是周缘造山带右行走滑作用和韧性剪切作用的结果，其运动学特征与伊比利亚对偶弯山构造(Iberian coupled oroclines)的形成模式(Martínez-Catalán, 2011)一致, 其走滑动力来自于板块斜向俯冲碰撞后期平行造山带方向的剪应力。
上述分析表明，柴达木盆地周缘原特提斯洋随着新元古代Rodinia大陆的裂解开始发育，柴达木微陆块自冈瓦纳大陆裂离后，可能与塔里木陆块构成一个整体呈独立块体位于泛大洋中，并分割出北部的古亚洲洋和南部的原特提斯洋(李三忠等, 2016a, b, c, d; Li et al., 2017)。晚寒武世-早奥陶世，原特提斯洋洋盆发育成熟并开始向南俯冲，俯冲板块伴随着绿片岩相到榴辉岩相的转变，部分矿物脱水形成流体上涌至下地壳，引起下地壳部分熔融形成中酸性岩浆，最终在北秦岭、中祁连、欧龙布鲁克、东昆仑微陆块上发育I型花岗岩组合和榴辉岩等高压变质岩。晚奥陶世-早志留世，随着俯冲板块向下拖曳作用和上覆板块的逆冲作用的加强，研究区进入陆-陆深俯冲、碰撞阶段，区域内岩浆活动、变质作用加强，发育S型花岗岩和以柯石英为代表的超高压变质岩。并且，随着大陆深俯冲的进行，南侧很可能与冈瓦纳大陆全面对接碰撞，垂直造山带走向的缩短可能达到极限，在斜向碰撞挤压力作用下，转化为平行造山带走向的右行走滑作用，加之柴达木微陆块发生相对华北地块的逆时针旋转，牵引造山带弯曲，形成弯山构造(图 3)。这个过程中，造山带内已经经历了加里东期复杂而差异的变质变形的蛇绿岩带、高压-超高压变质带和花岗岩带也随之相应的弯曲变形，并伴随有高压-超高压变质岩的折返和一系列岩浆活动。直至早泥盆世(~400Ma)，随着加里东期造山运动进入尾声，区域进入构造折返阶段，并出现后碰撞花岗岩类。晚泥盆世磨拉石建造的发育，标志着加里东期运动的最终结束和古特提斯洋的新一轮构造旋回的开始。后期叠加的印支期造山运动在柴达木盆地周缘，尤其是在其东缘产生了大量左行走滑断裂系和逆冲推覆构造(图 5)，使得该区原有的原特提斯洋构造带遭受破坏被肢解或错移，很难确定东缘缝合线具体位置所在。同时，早古生代岩体被卷入变形变质，出露较少，这也是在柴达木东缘早古生代岩体报道相对缺乏的重要原因。
5 结论(1) 早古生代柴北缘构造带和柴南缘祁漫塔格构造带、昆北构造带为同一条连续的原特提斯洋缝合带，柴东缘构造带为其结合带，构成了以柴东缘为核部弯曲的弯山构造。
(2) 柴南缘边界大致沿鸭子泉-乌图美仁-日香德-都兰一线展布，在早古生代早期，祁漫塔格洋(或昆北洋)作为原特提斯洋西段的一个分支，可能为主导柴南缘发展演化的大洋。到了早古生代晚期，主大洋则演化为昆中洋，其向东可与商丹洋(秦岭-大别段)相连通。
(3) 弯山构造形成于早古生代末加里东运动的后期，是在斜向俯冲-碰撞机制下平行于造山带的剪应力分量诱发了右行走滑断裂和韧性剪切带，加之柴达木微陆块相对逆时针旋转导致造山带弯曲而形成。
致谢 本文在柴达木-祁连地区野外研究的基础上，主要介绍了对中央造山带中柴达木盆地东缘造山带弯山构造的认识，在此感谢参与野外工作的老师和同学的辛勤劳作；同时对评审专家及主编提出的宝贵意见和建议表示谢意。
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