由于中新生代强烈的构造抬升, 在贺兰山北段及其相邻的桌子山、千里山地区有较大的面积的前寒武纪基底岩石出露(张家声等, 2008)。贺兰山北段结晶基底以孔兹岩系和花岗岩类为主, 位于华北北缘孔兹岩带的西端(霍福臣等, 1989；李江海等, 2000；Zhao et al., 2005)。前人在岩石学、变质演化、构造变形、地球化学等方面开展过研究(杨家喜等, 1992；胡能高和杨家喜, 1993, 1995；朱嘉伟和胡能高, 1994；王涛等, 1994；李伍平, 1994, 1995；冯鸿儒, 1995；刘建忠等, 1998)。

近年来, 沿华北北缘孔兹岩带发现了一系列的高压麻粒岩和超高温麻粒岩(刘建忠等, 2000；郭敬辉等, 2006；Santosh et al., 2007a, b；刘守偈等, 2008；周喜文等, 2010；王洛娟等, 2011), 认为是阴山地块与鄂尔多斯地块碰撞的证据, 华北克拉通北缘可能存在一条古元古代碰撞造山带(梅华林, 1997；李江海等, 2000；Zhao et al., 2005)。而最近在贺兰山北部的一系列高精度锆石同位素测年成果(董春艳等, 2007；耿元生等, 2009；周喜文等, 2010；周喜文和耿元生, 2009；校培喜等, 2011)和高压泥质麻粒岩的发现(周喜文等, 2010), 表明贺兰山北段可能是该古元古代碰撞造山带的西延(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 华北克拉通西部地质构造简图(据内蒙古自治区地质矿产局, 1991；宁夏回族自治区地质矿产局, 1990；甘肃省地质矿产局, 1989) 1-古元古代宝音图岩群；2-新太古代-古元古代乌拉山岩群下亚群；3-新太古代-古元古代色尔腾山岩群；4-古元古代孔兹岩系；5-华北克拉通南缘古元古代变质基底(包括龙首山群和赵池沟群等)；6-华北克拉通西部北缘浅变质中-新元古代裂谷沉积；7-未变质-浅变质中元古代-古生代地层；8-中生代地层；9-新生代地层；10-构造单元边界；11-正断层；12-逆断层；13走滑断层；14-韧性剪切带.图框c为图 2位置 Fig. 1 Simplified tectonic map of the west part of the North China Craton(after BGMRG, 1989; BGMRN, 1990; BGMRI, 1991) 1-Paleoproterzoic Baoyintu Group; 2-Lower part of Neoarchean-Paleoproterzoic Wulashan Group; 3-Neoarchean-Paleoproterzoic Seertengshan Group; 4-Paleoproterzoic Khondalite belt; 5-Paleoproterzoic metamohosed basement in the south edge of NCC(including Longshoushan Group, Zhaochigou Group and etc.); 6-low-grade metamorphic Mid-Neoproterozic rift-systems sediments in north edge of the west part of NCC; 7-very low-grade to un-metamorphosed sediments in Mid-Proterozic to Paleozoic; 8-Mesozoic; 9-Cenozoic; 10-boudaries of tectonic units; 11-normal fault; 12-thrust; 13-strike-slip fault; 14-ductile zone. c is the location of the Fig. 2

图 2

Fig. 2

图 2 贺兰山及其邻区地质构造简图(据宁夏地质局区域地质调查队, 1976①, 1978②, 1980③, 1982, 1983④) 1-第四系；2-古近系和新近系；3-中生代地层；4-晚古生代地层；5-古生代超镁铁质侵入体；6-早古生代地层；7-片麻岩化古生代岩体；8-古元古代孔兹岩系及侵入体；9-千里山群；10-巴彦乌拉山片麻岩；11-新生代断层；12-前新生代断层；13-隐伏断层；14-逆断层；15-正断层；16-走滑断层.内部图框为图 3位置 Fig. 2 Simplified tectonic map of the Helan Mountains 1-Quaternary; 2-Paleogene and Neogene; 3-Mesozoic; 4-Late Paleozoic; 5-ultra-mafic intrusion in Paleozoic; 6-Early Paleozoic; 7-gneissified Paleozoic intrusion rocks; 8-Paleoproterozoic khondalite and intrusions; 9-Qianlishan Group; 10-Bayanwulashan gneiss; 11-Cenozoic faults; 12-Pre-Cenozoic faults; 13-blind faults; 14-thrust; 15-normal fault; 16-strike-slip fault. The frame is the location of the Fig. 3

① 宁夏地质局区域地质调查队. 1976. 中华人民共和国区域地质图(1:20万)吉兰泰幅

② 宁夏地质局区域地质调查队. 1978. 中华人民共和国区域地质图(1:20万)巴伦别立幅

③ 宁夏地质局区域地质调查队. 1980. 中华人民共和国区域地质图(1:20万)乌海市幅

④ 宁夏地质局区域地质调查队. 1983. 中华人民共和国区域地质图(1:20万)银川市幅

图 3

Fig. 3

图 3 贺兰山北段地质构造简图及构造剖面图(地质构造图据宁夏地质局区域地质调查队, 1978, 1980, 1982;剖面AA′据西安地质学院区域地质调查队, 1992) 地质图：1-早前寒武纪基底；2-中-新元古代地层；3-早古生代地层；4-晚古生代地层；5-三叠系；6-侏罗系；7-新生代地层；8-古生代超镁铁质岩体；9-古生代辉绿岩墙；10-正断层；11-逆断层；12-走滑断层；13-隐伏断层；14-顺层剪切带；15-糜棱片麻岩剪切带；16-高级糜棱岩剪切带I期；17-高级糜棱岩剪切带Ⅱ期；18-低级糜棱岩剪切带；19-剖面位置 Fig. 3 Structural geology map and cross-sections of northern segment of Helan Mountain Legend in the structural geology map: 1-the Early Precambrian basement; 2-Mid-Neoproterozoic sediments; 3-Early Paleozoic; 4-Late Paleozoic; 5-Triassic; 6-Jurrasic; 7-Cenozoic; 8- ultra-mafic intrusion in Paleozoic; 9-diabase dikes in Paleozoic; 10-normal fault; 11-thrust; 12-strike-slip fault; 13-blind fault; 14-layer-paralleled shear zone; 15-mylonitic gneiss shear zone; 16-high-grade mylonitic shear zone in 1st extensional stage; 17-high-grade mylonitic shear zone in 2nd stage; 18-low-grade mylonitic shear zone; 19-locations of cross-sections

关于贺兰山北段早前寒武纪变形研究的早期成果主要应用地层的观点(霍福臣等, 1989), 20世纪90年代之后的研究尽管采用了岩群、变形层次等新观点, 但是相对集中在宗别立以西(王涛等, 1994；李伍平, 1994；冯鸿儒, 1995)。贺兰山北段作为华北北缘古元古代碰撞造山带的一部分, 与其它地区相比, 其早前寒武纪时期的变形特征联系与差别目前仍然缺少讨论。本文在详细研究贺兰山北段早前寒武纪基底变形特征、层次和期次的基础上, 结合最新的进展, 对比相邻区域前寒武纪基底的变形特征, 厘清贺兰山北段基底各期变形的构造含义, 探讨其区域构造意义。

贺兰山位于华北克拉通的西北缘, 在古元古代孔兹岩系和花岗岩的结晶基底上沉积着从中元古代到新生代较为连续的地层(图 1、图 2、图 3)。贺兰山北段结晶基底主要包括孔兹岩系和花岗岩类两大部分, 曾被称为宗别立群(宁夏地质局区域地质调查队, 1982^①)、贺兰山群、贺兰山杂岩(西安地质学院区域地质调查队, 1992^②)。孔兹岩系是一套富铝的变质碎屑沉积岩系, 多为夕线石榴堇青片麻岩和黑云斜长片麻岩的组合；大理岩-石英岩系列分布较为局限, 变质程度以低压麻粒岩相-高角闪岩相为主, 多发生强烈深熔作用。近期贺兰山北部的一系列高精度锆石同位素测年成果表明孔兹岩系原岩年龄主要在2.0~2.15Ga左右, 变质年龄1.95Ga左右(董春艳等, 2007；周喜文和耿元生, 2009；校培喜等, 2011；表 1)。花岗岩类大体可以分为二期, 早期以灰白色钠质花岗岩为主, 包括灰白色黑云斜长片麻岩、白色石榴石斜长花岗岩和灰白色石榴石似斑状二长-钾长花岗岩, 典型代表包括扣笨沟石榴石花岗岩、巴音恩德勒花岗岩和正谊关沟花岗岩(二长-钾长石榴石黑云母花岗岩)以及孔兹岩内的早期混合(深熔)岩脉(西安地质学院区域地质调查队, 1992), 这期岩浆作用可能在2.05Ga形成(耿元生等, 2009)。第2期岩浆岩以肉红色-紫红色钾质花岗岩为主, 形成眼球状混合岩和似斑状花岗岩, 以岩脉或者岩体形式侵入第1期花岗岩或混合岩, 典型例子是浩尧尔似斑状花岗岩, 最新的同位素测年表明可能发生在1.95Ga(耿元生等, 2009)。贺兰山北段可能存在中新元古代的侵入体, 例如仓库滩岩体侵入长城系黄旗口群石英砂岩(宁夏地质局区域地质调查队, 1982)。到目前为止, 本地区缺少太古代变质基底的同位素年代学证据(仅部分碎屑锆石核部具有太古代的年龄), 原认为新太古代侵入岩的蒙果特单元(宗别立西北部的片麻状变质闪长岩)(李伍平, 1994, 1995)目前缺少年代数据制约, 耿元生等(2009)在更北部巴彦呼都格地区、具有类似成分和构造的片麻岩中获得了1.92Ga年龄数据, 表明这些强变形岩体并非都形成于相对早期, 而可能与局部强塑性变形有关。近期贺兰山中南段的前寒武纪基底也获得了类似北段的年龄数据(表 1、图 2), 中段的黄旗口似斑状花岗岩形成年龄为2.0Ga左右(王成等, 2012), 南段的绿片岩相变质赵池沟群(火山-沉积岩)形成时代为2047~2060Ma(SHRIMP不一致线上交点年龄, 陆彦俊和周喜文, 2012)。贺兰山地区基底普遍被加里东晚期辉绿岩墙侵入(西安地质学院区域地质调查队, 1992)。

① 宁夏地质局区域地质调查队. 1982. 中华人民共和国区域地质调查报告(1:20万)石嘴山市幅

② 西安地质学院区域地质调查队. 1992. 中华人民共和国区域地质调查报告(1:5万)呼鲁斯太幅、古垃本幅

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 贺兰山地区近期高精度锆石U-Pb年龄数据 Table 1 Collection of recent data of zircon U-Pb ages in Helan Mountain area 样品号 岩石名称 地点 方法 年龄 引文 HL0702-2 石榴堇青钾长片麻岩(孔兹岩系) 贺兰山北段宗别立-吉兰太公路旁 SHRIMP不一致线上交点年龄 源区(岩浆岩)年龄2075±25Ma 周喜文和耿元生, 2009 HL0706-1 石榴堇青二长片麻岩(孔兹岩系) 贺兰山北段乌海-巴彦浩特公路76km SHRIMP不一致线上交点年龄 源区年龄2055±36Ma 周喜文和耿元生, 2009 HL0706-1 石榴堇青二长片麻岩(孔兹岩系) 贺兰山北段乌海-巴彦浩特公路76km SHRIMP不一致线上交点年龄 变质年龄1935±29Ma 周喜文和耿元生, 2009 HL0707-10 石榴黑云斜长片麻岩 贺兰山北段阿楞呼都格附近 SHRIMP不一致线上交点年龄 源区年龄2031±24Ma 周喜文和耿元生, 2009 HD01TW1 石榴云母二长片麻岩 贺兰山北段39°23′20″N; 105°30′49″E SHRIMP207Pb/206Pb加权平均年龄 碎屑锆石年龄1978±17Ma 董春艳等, 2007 AD115TW1 片麻状花岗岩 巴彦乌拉山, 39°36′ 29″N, 105°10′4″E SHRIMP207Pb/206Pb加权平均年龄 形成(核部锆石)年龄2323±20Ma 董春艳等, 2007 AD115TW1 片麻状花岗岩 巴彦乌拉山, 39°36′ 29″N, 105°10′4″E SHRIMP207Pb/206Pb加权平均年龄 变质(幔部石)年龄1923±28Ma 董春艳等, 2007 HL0673 石榴黑云斜长片麻岩(TTG钠质花岗岩) 贺兰山北段宗别立北, 39°15.404′N；106°07.741′E SHRIMP不一致线上交点年龄 形成年龄2053±58Ma 耿元生等, 2009 HL0635 浅色石榴子石花岗岩 贺兰山北段芒来西, 39°21.778′N；106°10.927′E SHRIMP不一致线上交点年龄 形成年龄2047±42Ma 耿元生等, 2009 HL0657 似斑状花岗岩 乌-巴公路49km路标附近, 39°17.383′N；106°17.183′E SHRIMP不一致线上交点年龄 形成年龄1955±20Ma 耿元生等, 2009 HL0659 黑云角闪片麻岩(片麻状闪长岩) 贺兰山北段乌-巴公里48~49公里之间, 39°17.192′N；106°12.985′E SHRIMP207Pb/206Pb加权平均年龄 原岩形成年龄1920±7Ma 耿元生等, 2009 石榴夕线黑云二长片麻岩 贺兰山北段宗别立镇东北, 39°11′33.1″N, 106°03′57.4″E LA-ICP-MS U-Pb同位素测年, 47个数据 范围1.8~2.15Ga, 峰值2.0~2.05Ga 校培喜等, 2011 D009 浅灰色粗粒黑云母英云闪长岩 贺兰山黄旗口附近, 38°38′56″N, 105°53′01″E SHRIMP不一致线上交点年龄 形成年龄2003±10Ma 王成等, 2012 D010 浅灰色似斑状二长花岗岩 贺兰山黄旗口附近, 38°35′00″N, 105°52′13″E SHRIMP不一致线上交点年龄 形成年龄1976±17Ma 王成等, 2012 黑云母石英片岩(变质火山沉积岩) 贺兰山南段赵池沟 SHRIMP谐和年龄和不一致线上交点年龄 原岩年龄2047~2060Ma 陆彦俊和周喜文, 2012

表 1 贺兰山地区近期高精度锆石U-Pb年龄数据 Table 1 Collection of recent data of zircon U-Pb ages in Helan Mountain area

贺兰山北段的孔兹岩系向北延伸到桌子山和千里山地区, 在千里沟以北, 与角闪岩相-绿片岩相变质的千里山群(大理岩、磁铁石英岩和灰白色-暗灰色片麻岩)构造叠置(宁夏地质局区域地质调查队, 1980)。

尽管贺兰山北段的孔兹岩系向东延伸进入阴山地区, 但阴山和阿拉善地块以发育有新太古代-古元古代早期TTG片麻岩和变质沉积岩系, 其上不整合中-新元古代绿片岩相变质的裂谷沉积, 早古生代地层不连续或者缺乏, 晚古生代地层以火山沉积为主, 与贺兰山北段存在显著差别。虽然阴山和阿拉善地块之间存在着北北东走向的狼山-吉兰泰剪切带, 相似的基底和盖层特征表明从古元古代起即为连续的同一构造带。

与贺兰山北段基底相似的孔兹岩系主要出现在乌拉山和大青山地区(阴山地区), 曾被称为上集宁群、乌拉山岩群上亚群(杨振升等, 2006)。锆石同位素测年研究表明阴山地块的孔兹岩系原岩年龄范围更大(碎屑锆石年龄范围2.0~2.56Ga), 可能在1.83~1.96Ga发生角闪岩相-麻粒岩相变质(万渝生等, 2000；吴昌华等, 2006；董春艳等, 2012)。在阴山地区, 以黑云角闪片麻岩为主的乌拉山岩群下亚群和以麻粒岩为主的兴和岩群(或称桑干岩群)与孔兹岩系构造接触, 混杂产出(杨振升等, 2006)。其中兴和岩群以麻粒岩为主, 夹辉石片麻岩和少量斜长角闪岩, 多以包体、残留体形式存在于深成的TTG岩石(紫苏花岗岩)之中(内蒙古自治区地质矿产局, 1991), 表壳岩锆石年龄为2.5~2.7Ga(王惠初等, 2001；陶继雄和许立权, 2002), 紫苏斜长花岗岩锆石年龄在2.5Ga左右(张玉清等, 2003)。乌拉山岩群下亚群为高角闪岩相-角闪麻粒岩相变质、强烈变形的火山-碎屑沉积建造夹TTG岩体, 从乌拉山和大青山区经狼山, 向西在阿拉善北缘地区, 皆有出露(陈志勇等, 2004)。阿拉善地区与乌拉山岩群相似的岩石组合获得了2.5~2.7Ga新太古代锆石年龄数据(耿元生等, 2007；宫江华等, 2012)。在大青山地区, 乌拉山岩群之上不整合着绿片岩相变质的古元古代美岱召岩群(被1.82Ga的花岗岩侵入), 岩石组合为变粒岩、石英岩、长石石英岩和含砾长石石英岩(杨振升等, 2006), 其区域延伸不清。在乌拉山以北, 低角闪岩-绿片岩相变质的色尔腾山岩群与乌拉山岩群构造接触, 是一套典型的绿岩建造, 与绿岩建造伴生的TTG侵入岩系列的同位素年龄多集中在2.3~2.5Ga之间(金巍和李树勋, 1994；谭应佳等, 2002；李景春等, 2003, 2004)。在靠近中蒙边界位置, 白云鄂博北部、狼山北段、宝音图等地区, 还有一套类似色尔腾山岩群的变质火山-沉积组合, 以各种片岩、石英岩、大理岩夹角闪斜长片麻岩、变粒岩为特征, 绿片岩相-角闪岩相变质, 曾称为马尼图群、宝音图群、色尔腾山群, 形成于古元古代(2450~2500Ma)(张玉清, 2004；沈存利等, 2004, 2009), 可能是古元古代华北克拉通北缘裂解的证据(张玉清, 2004)。

中-新元古代绿片岩相变质的裂谷沉积——渣尔泰山群和白云鄂博群不整合或构造覆盖在乌拉山岩群和色尔腾山岩群之上(周建波等, 2002；彭润民等, 2007)。由于在早古生代-中生代受中亚造山带的影响, 阴山-阿拉善北缘地区处于强烈构造变动和抬升的陆缘和陆内造山带, 相对缺乏盖层沉积, 岩浆作用强烈, 三叠纪之前的花岗岩通常发生片麻岩化且伴生着众多的韧性剪切带, 变质基底中除了普遍存在的古元古代构造事件的记录之外, 还记录了早古生代(446Ma, 奥陶纪)和晚古生代(281Ma, 二叠纪)的2次构造热事件(李述靖和高德臻, 1995；张臣和吴泰然, 2000；刘正宏等, 2002；耿元生等, 2007, 2010；耿元生和周喜文, 2012；苏巧云和端木合顺, 2012)。

阴山、阿拉善地区的古生代陆缘变形对本区影响相对微弱, 没有造成贺兰山北部地层明显变质和韧性形变。在贺兰山北段, 中下地壳层次的韧性变形主要出现在早前寒武纪基底结晶岩中；中新元古代以后沉积盖层以发育上地壳层次的褶皱和脆性断裂为特征(图 3)。而由于分隔华北与祁连地块的古海洋盆地在早古生代晚期关闭(李锦轶等, 2012), 贺兰山南段中新元古代-奥陶纪地层因发育逆冲构造增厚而发生浅变质(低绿片岩相-亚绿片岩相), 该期变质作用未影响到北段的盖层。因此贺兰山北段结晶基底(包括古元古代孔兹岩系和花岗岩)内的韧性变形主要反映了古元古代之前的构造运动。

通过详细的野外考察和室内显微构造研究, 可以明确贺兰山北段的早前寒武纪基底至少经历了5期以上的构造事件：(1)中下地壳层次向南伸展, 表现为层状变质岩顺层剪切作用；(2)中下地壳层次的南北向挤压, 表现为向北倒的褶皱(多为紧闭褶皱, f1)和逆冲型糜棱片麻岩剪切带；(3)中部地壳层次的北西-南东向伸展(I期)和北东-南西向伸展(Ⅱ期), 表现为高级(低角闪岩相-高绿片岩相)糜棱岩剪切作用和区域大型开阔褶皱(f2)；(4)中上部地壳层次南北方向挤压作用, 表现低级糜棱岩化剪切作用；(5)中新元古代之后上部地壳的脆性形变。

目前在贺兰山北段辨认出来最早期的露头尺度的构造变形为顺层剪切变形带, 由强面理化的片麻岩、变粒岩和基性岩透镜体组成, 露头上为明显线性或者带状分布, 显著发育条纹、条带状构造, 同时伴生大量旋转应变组构、宏观S-C组构和不规则塑性流动褶皱(图 4a, b)。该期变形在空间上广泛分布, 如柳条沟北、正谊关沟、乌兰娜诺北、红果子沟、柳树沟北西等地皆有出露(图 3), 但由于后期变形或岩浆作用改造而难以辨认。尽管发育宏观的塑性剪切, 但显微镜下观察没有明显细粒化特征, 无基质和斑晶的明显粒径差别, 暗色矿物如云母定向生长；长英质矿物为多边形粒状相嵌构造, 不发育晶内变形组构, 表明变质程度至少达角闪岩相以上；石英C轴有优选方位, 表明重结晶时受应力控制(图 5a)。剪切作用造成早期岩体和地层褶皱(局部保留有变余鞘褶皱)、透镜化, 形成片麻理S₁, 线理不发育, 局部见暗色矿物(黑云母、堇青石等)线状排布构成倾向线理。该期韧性剪切作用与部分深熔作用同时发生, 部分露头观察到岩浆流动面理被剪切带改造, 重熔的长英质脉体和较小的基性捕虏体发生强剪切作用, 呈带状分布, 与片麻岩的产状大体一致, 但变形绕开较大的捕虏体, 并且其边缘的重熔体变形也不明显, 强变形的构造片麻岩被无变形的晚期混合岩脉侵入。在剪切运动指向上, 南倾构造面上发育指示向南伸展的不对称褶皱、鞘褶皱和剪切布丁体(平行线理、垂直面理)(图 4a)；而北倾的构造面上则为向南逆冲(图 4b), 即排除后期褶皱作用的改造影响, 运动学标志都指示向南伸展。早期顺层剪切带的面理产状与未发生明显线性变形的片麻岩产状(图 6a)无明显差别, 以向南和南西倾为主(图 6b), 发育向南或南西(倾向)线理, 表明剪切运动缺少走滑分量。

图 4

Fig. 4

图 4 贺兰山北段结晶基底变形主要露头构造样式 (a)-正谊关沟, 早期顺层剪切带向南缓倾, 岩层内部的长英质岩脉被剪切拉断呈布丁构造, 指示向南伸展(镜头向东)；(b)-柳条沟北, 早期顺层剪切带向北倾, 基性捕虏体发生强剪切呈不对称布丁构造, 指示向南逆冲(镜头向西)；(c)-乌兰娜诺北西, 孔兹岩系岩层发育向北倒的紧闭褶皱(镜头向西)；(d)-王全沟, 逆冲型糜棱片麻岩剪切带, 石榴石斑晶眼球构造指示向北逆冲, 灰白色花岗岩脉卷入变形(镜头向西)；(e)-正谊关沟, I期高级糜棱岩剪切带内长英质脉体被左旋剪切拉断呈不对称布丁构造(镜头朝北)；(f)-正谊关沟, Ⅱ期高级糜棱岩带内长石发育σ眼球构造, 指示右旋剪切(镜头朝下, 右侧为东)；(g)-扎木乌苏沟南, 近南北走向左行剪切带(Ⅱ高级糜棱岩)改造围岩花岗质片麻岩(面理向南倾)产状, 形成牵引褶皱构造(镜头向北)；(h)-马槽北, 宗别立-正谊关剪切带晚期低级糜棱岩带, 强烈剪切作用使得长英质脉体拉长呈条带状, 基性岩呈不对称透镜体, 指示左行剪切(镜头朝下, 右侧为北) Fig. 4 Major deformation styles on out-crops of the crystalline basement in the northern segment of Helan Mountain (a)-felsic veins were sheared into boudinages in the strongly foliated gneiss gently dipping to south from the early layer-paralleled shear zone in Zhengyiguangou, indicating extension to south(view eastward);(b)-the basic xenoliths strongly sheared into symmetric boudinages indicating thrusting to north in the early layer-paralleled shear zone in the north Liutiaogou(view westward);(c)-khondalite in tight folds with north-vergence in NW Walannuonuo(view westward);(d)-garnet augens indicating northward thrusting and white-grey granite veins deformed in the thrusting type mylonitic gneiss shear zone in Wangquangou(view westward)；(e)-felsic veins were sinistrally sheared into symmetric badinages in the high-grade mylonite shear zone of the 1st extension stage in Zhengyiguangou(view northward);(f)-feldspar porphyroblasts in σ-type augen structures indicating dextral shear in the high-grade mylonite shear zone of the 2nd extension stage in Zhengyiguangou(view down as the right is east);(g)-dragging folds caused by a sinistral shear zone in NS-trending(the high-grade mylonite shear zone of the 2nd extension stage)in south Zhamuwusgou, the southward-dip foliations of the surrounding granitic gneiss are changed into eastward dipped deeply(view northward);(h)-felsic veins stretched into strips and basic rock in symmetric boudinages by very strong shearing in the late low-grade mylonitic Zongbieli-Zhengyiguan Shear Zone in north Macao, indicating sinistral shear(view down as the right is north)

图 5

Fig. 5

图 5 贺兰山北段结晶基底主要变形岩类显微构造(正交偏光) (a)-乌兰娜诺北早期顺层剪切带强面理化片麻岩, 长英质矿物为多边形粒状变晶相嵌构造, 黑云母(绿泥石化)定向生长；(b)-王全沟糜棱片麻岩, 长石为粒状变晶相嵌构造, 石英发育矩形条带, 黑云母、夕线石定向生长；(c)-王全沟, 卷入糜棱片麻岩剪切带的花岗岩脉, 钾长石斑晶具有细粒黑云母+斜长石+石英组成的拖尾构造, 无波状消光、亚颗粒化等晶内变形构造, 周围由于出现钠长石反应边而成锯齿状；(d)-巴彦呼都格剪切带眼球状钾长花岗质糜棱岩(Ⅱ期高级糜棱岩), 钾长石斑晶内部沿裂理出现亚颗粒化(靠近斑晶一侧, 粒度较大)和动态重结晶(裂理中心, 粒度较小)；(e)-正谊关沟, I期高级糜棱岩(眼球状二长花岗质糜棱岩)钾长石斑晶裂理很少发育, 斑晶周围(包括极少数裂理内部)动态重结晶颗粒明显更粗大, 斑晶内部波状消光并出现不规整形态的亚颗粒化现象；(f)-烧圈沟南, 低级糜棱岩中长石斑晶由于脆性破裂而细粒化, 小尺度的长石斑晶由于机械摩擦而呈浑圆状, 石英塑性拉长呈拔丝状, 内部为动态重结晶细小颗粒.矿物符号：Pl-斜长石;Kf-钾长石;Qz-石英;Ms-白云母;Bi-黑云母;Sil-夕线石;Gt-石榴石;Chl-绿泥石;Ft-铁氧化物 Fig. 5 Microstructures of the deformed rocks in the northern segment of Helan Mountain(cross-polarized) (a)-micro-structure of strongly foliated gneiss from the early layer-paralleled shear zone in north Wulannuonuo: Felsic minerals in mosaic granoblastic texture, biotites chloritized paralleled oriented;(b)-micro-structure of mylonitic gneiss in Wangquangou: feldspars in mosaic granoblastic texture, quartz in strips with rectangular granoblastic texture, biotites and silmanites oriented paralleled to the quartz strips;(c)-deformed granite veins in the mylonitic gneiss shear zone in Wangquangou, rotated K-feldspar porphyroblast without any intracrystalline deformation such as undulatory extinction, sub-graining, owning a tail composed by fine-grained biotites, plagioclases and quartz, and having a jagged edge shape caused by albite reaction rim;(d)-K-feldspar granitic augen-mylonite(the high-grade mylonite in the 2nd extension stage)in the Bayanhuduge shear zone: in the partings of the K-feldspar porphyroblasts, occurrences of sub-graining(more close to the porphyroblast)and dynamic recrystallization(in the central of the partings);(e)-the high-grade mylonite in the 1st extension stage(monzonitic granitic augen-mylonite)owning few parting, obviously bigger grained dynamic recrystallization occurred around the porphyroblasts and inside a few partings, and undulatory extinction occurred inside the porphyroblasts with some sub-graining in irregular shape;(f)-microstructure of low-grade mylonite in south Shaoquangou: grain size refinement caused by fragile breaking of feldspar porphyroblasts, small sized feldspar porphyroblasts in round shaped caused by mechanic-abrasion, quartz ductile stretched in silk texture composed by very fined dynamic recrystallization grain. Mineral abbreviations: Pl-plagioclase; Kf-K-feldspar; Qz-quartz; Ms-muscovite; Bi-biotite; Sil-sillimanite; Gt-garnet; Chl-chlorite; Ft-iron oxide

贺兰山北段变质岩层普遍发育向北倒的紧闭褶皱f1(图 3剖面A、B;图 4c), 枢纽向西缓倾(275°∠27°), 该期褶皱叠加在早期顺层剪切带上, 导致强变形条带状岩石再次强烈褶皱。糜棱片麻岩剪切带通常与紧闭褶皱伴生, 多出现在褶皱的南侧陡翼, 多为高角度逆冲型剪切带(如图 3剖面AA′的点HL-04), 部分为低角度逆冲型剪切带(如王全沟剪切带, 图 4d), 糜棱片麻岩面理通常与周围片麻岩有较大的角度交切, 形成强片麻理S₂, 多发育倾向线理, 主要分布在柳树沟、乌兰娜诺北西、柳条沟、大山头和王全沟等地, 剪切带通常由数条至数十条0.1~2m宽的强片麻理带, 以数十厘米或者数米间隔组成, 总宽度可达百米-数百米。在王全沟糜棱片麻剪切带内(图 4d), 含榴夕线堇青片麻岩和部分早期灰白色的深熔岩脉卷入变形, 脉体变形强烈, 与片麻岩产状一致, 而另有部分脉体弱变形, 明显切割糜棱片麻岩面理, 说明糜棱岩化至少与部分深熔作用是同时进行的。糜棱片麻岩剪切带的产状特征与顺层剪切带相似(图 6d), 但相对缺少北倾的面理, 新生夕线石发育成倾向线理, 部分暗色矿物(如原生的夕线石斑晶)近水平“次生”增大, 形成走向线理。部分早期花岗岩卷入该期变形, 但相当多的钠质花岗岩出现倾向北西、倾向东的面理产状(图 6c), 与糜棱片麻岩产状显著不同。

图 6

Fig. 6

图 6 贺兰山北段早前寒武纪结晶基底构造吴氏网投影图 (a)-非剪切带孔兹岩系线、面理；(b)-早期顺层剪切带线、面理；(c)-钠质花岗岩岩浆线、面理；(d)-糜棱片麻岩剪切带线、面理；(e)-钾质花岗岩岩浆线、面理；(f)-I期高级糜棱岩剪切带线、面理；(g)-Ⅱ期高级糜棱岩剪切带线、面理；(h)-低级糜棱岩剪切带线、面理. 小圆圈为面理法线投影, 五角星为线理投影, 皆为下半球投影 Fig. 6 Projections of foliations and lineation of the deformed rocks in the northern segment of Helan Mountain in Wulff net (a)-projections of foliations and lineation of khondalite outside shearzones;(b)-projections of foliations and lineation of deformed rocks from the early layer-paralleled shear zone;(c)-magma foliations and lineation of sodium granites;(d)-projections of foliations and lineation of mylonitic gneisses;(e)-magma foliations and lineation of potassic granites;(f)-projections of foliations and lineation of the high-grade mylonite in the 1st extension stage;(g)-projections of foliations and lineation of the high-grade mylonite in the 2nd extension stage;(h)-projections of foliations and lineation of the low-grade mylonite. Small circles are normal projections for foliations and stars for lineation, all in lower hemisphere

显微镜下观察表明, 糜棱片麻岩典型矿物组合为石榴石＋夕线石±堇青石＋黑云母＋条纹长石＋斜长石＋石英(图 5b), 常见堇青石斑晶被新生黑云母、夕线石包围, 局部条纹长石残斑发育钠长石反应边并被细小夕线石包围, 表明峰期变质压力可能大于0.6GPa, 温度在800℃以上, 晚期发生低麻粒岩相-高角闪岩相退变质(刘建忠等, 1998；周喜文等, 2010)。显微镜下观察发现糜棱片麻岩重结晶强烈、颗粒粗大, 但有斑晶(粒度大于1cm)和基质(多＜0.5mm)的区别, 斑晶或为石榴石或者钾长石(图 5c), 具有细粒夕线石+斜长石+石英组成的拖尾构造, 露头上表现为眼球状糜棱片麻岩。长石斑晶无波状消光、亚颗粒化等晶内变形构造(图 5c), 周围由于出现钠长石反应边而成锯齿状, 基质通常由变晶相嵌的细粒长石(包括钾长石和斜长石)、石英、黑云母和夕线石组成, 这种斑晶、基质的构造有可能与高温条件下(高角闪岩相退变质)某种高应变细粒化过程有关。基质中发育细粒长英质矿物条带或者完全由石英构成多晶矩形条带(变晶相嵌构造)或者单晶条带, 矿物内部无波状消光, 表明变形为高温下的静态边界迁移；新生夕线石(细粒毛发状)、黑云母等暗色矿物长轴定向, 与长英质矿物条带平行, 形成线理构造。与堇青石斑晶出现黑云母、夕线石反应边不同, 夕线石斑晶垂直线理生长, 晶形良好, 导致露头上垂直线理方向发育杆状构造。糜棱片麻岩的宏观和微观变形特征及其矿物组合表明该期剪切带形成于中部地壳层次(约20km以下深度的韧性变形域)。

本文高级糜棱岩是指长石发生明显晶内塑性变形(出现核幔构造、亚颗粒化和拔丝构造)的糜棱岩类, 变形变质条件为高绿片岩相-低角闪岩相(通常将变形温度条件在500℃以上的糜棱岩称高级糜棱岩(Krabbendam et al., 2003), 最近Trouw et al.(2010)按温度条件和重结晶粒度将糜棱岩3分, 本文的高级糜棱岩相当于其所指的中级糜棱岩(500~600℃))。高级糜棱岩剪切带在两期花岗岩内都有出现, 表明变形出现在钾质岩浆作用之后。根据运动性质的不同和露头上的构造叠加关系, 可以将高级糜棱岩剪切带分为2期：(1)I期高级糜棱岩剪切带的形成可能与与北西-南东向伸展(北东-南西向挤压)构造运动有关, 由近东西向左行剪切带(图 4e)和近南北向右行剪切带组成(图 6f), 主要出露在巴彦呼都格南、扎木乌苏沟和正谊关沟地区, 单条宽度数米-数十米, 部分地区达数百米宽, 多被Ⅱ期高级糜棱剪切带所叠加改造；(2)Ⅱ期高级糜棱剪切带规模与I期相近, 但分布范围更大, 主要沿近东西向的宗别立-正谊关大型剪切带以右行逆冲剪切带形式出现(包括东部的正谊关沟、中部的沙尔乌苏、马槽北和西部的木盖图地区)或以数条宽达数十至百米的近南北向左行剪切带出现宗别立北东至扎木乌苏沟之间(图 3;图 4f, g), 2组不同运动性质的剪切带表明该期变形与北东-南西向伸展(或北西-南东向的挤压)有关。

两期高级糜棱岩剪切作用都导致长石发生明显塑性变形, 表明变形出现在中部地壳——地壳脆韧性转换带之下的长石塑性域内, 但显微结构上有微细的差别, 主要表现在部分Ⅱ期高级糜棱岩出现较明显的钾长石脆性变形迹象。以巴彦呼都格剪切带(点N91)为例, 该糜棱岩剪切带为走向近南北的左斜滑剪切带(面理251°∠57°, 线理221°∠54°), 宽约10m。中央强应变带(宽约4m)内, 钾长石拉长呈拔丝构造, 显微镜下为动态重结晶的细小长石颗粒组成；边部弱应变域, 钾长石斑晶发育不对称眼球构造, 斑晶内部沿裂理出现亚颗粒化(靠近斑晶一侧, 粒度较大)和动态重结晶(裂理中心, 粒度较小)(图 5d), 表明该钾长斑晶曾经发生过脆性破裂, 形成裂理, 随后在塑性变形条件下以裂理为边界出现亚颗粒化并动态重结晶；在正谊关沟, 近东西向的宗别立-正谊关剪切带至少表现为2期以上的变形(I期倾向北北西, 左行斜滑, 面理347°∠67°, 线理288°∠52°；Ⅱ期向南倾, 右行斜冲, 面理180°∠30°, 线理138°∠23°), 第2期高绿片岩相糜棱岩中, 条纹长石斑晶也出现类似点N91沿裂理亚颗粒化、动态重结晶的现象, 而第1期的低角闪岩糜棱岩中钾长石(包括微斜长石、条纹长石)裂理很少发育, 斑晶周围(包括极少数裂理内部)动态重结晶颗粒明显更粗大, 斑晶内部波状消光并出现不规整形态的亚颗粒化现象(亚颗粒粒度明显大于Ⅱ期高级糜棱岩, 图 5f), 表明可能这两期变形作用伴随着贺兰山北段结晶基底的逐步抬升, Ⅱ期高级糜棱岩更接近脆韧性转换带, 从而更易于受到地震造成的瞬时应变速率增大影响而使得钾长石变形行为在脆-塑性之间波动。

由于高级糜棱岩出现在宗别立-正谊关大型剪切带及其相邻的北侧地区, 使得主要出现在该区域的似斑状钾质花岗岩面理遭受一定的改造, 从线面理产状的数据比较(图 6e-g)看, Ⅱ期高级糜棱岩的面理与钾质花岗岩更为接近, 而且前者与区域片麻岩线面理特征也比较相近。Ⅱ期高级糜棱岩所反映的区域应力特征为北东-南西向伸展(北西-南东向挤压), 与下文所提到低级糜棱岩的近南北向挤压明显不同；而区域上的片麻岩面理轨迹组成了轴面向南东陡倾、枢纽倾向北东的宽缓褶皱f2(图 3), 这种构造样式反映了北东-南西向伸展(北西-南东向挤压), 很可能是产生Ⅱ期高级糜棱岩的构造运动造成的变形叠加样式。

低级糜棱岩是指长石类矿物表现为脆性变形, 石英发生塑性变形, 变形条件为绿片岩相变质的糜棱岩。低级糜棱岩剪切带主要沿宗别立-正谊关大型剪切带出现或出现在呼鲁斯太以西的蚕豆沟-木盖图地区(图 3), 在宗别立-正谊关大型剪切带以北有零星出露；近东西走向的宗别立-正谊关剪切带最晚期的塑性变形表现为逆冲兼具左行分量(马槽北, 点NX0411, 面理192°∠79°, 线理216°∠71°, 图 4h), 呼鲁斯太以西的北东走向剪切带则为左行逆冲(如蚕豆沟北剪切带, 面理158°∠79°, 线理210°∠73°), 扎木乌苏沟南近南北向剪切带表现为右行走向(面理88°∠85°, 线理3°∠6°), 反映了区域上北北东-南南西方向的挤压作用。该期剪切带单条宽度较大, 为数十米至数百米宽(如蚕豆沟北剪切带, 点He72, 宽度大于200m)。

低级糜棱岩剪切带由低绿片岩相的糜棱岩、超糜棱岩、千糜岩和片岩组成。显微镜下观察表明千糜岩和片岩是变余糜棱岩, 发生了明显的静态重结晶, 但与高温的糜棱片麻岩不同, 是剪切应力消失之后, 由于温度回升或者另一次热事件叠加, 使得岩石在弱应力场环境下发生的静态结晶恢复, 糜棱岩结构和构造仍有保留, 可以看到单晶拔丝石英的残余构造。长石显示脆性破裂特征, 没有亚颗粒化、动态重结晶等高温塑形变形构造(图 5f)。

低级糜棱岩带面理包括近东西走向(向南或者北倾向)、近南北走向(向东或者向西陡倾)、北东-南西走向(向南东倾)和北西-南西走向(倾向南西), 倾角以中陡角度为主, 少量缓倾；线理以倾向线理为主, 部分为走向线理, 相对集中在南、南东和南西倾向, 倾角中等到缓倾为主, 表明运动性质以斜冲或者走滑为主(图 6h)。

贺兰山以北的桌子山地区具有相似的孔兹岩系, 且发育有类似糜棱片麻岩剪切带, 例如苏白音沟东口(位置见图 2), 向南陡倾的石榴黑云夕线钾长糜棱片麻岩逆冲在浅灰绿色-紫红色变质含砾石英砂岩之上, 糜棱片麻岩发育不对称眼球构造, 指示向北逆冲；其下的变质砂岩与糜棱片麻岩产状一致, 向南陡倾(面理, 210°∠55°, 线理195°∠55°), 层理面上有滑动擦痕(205°∠44°, 指示向北逆冲), 变质砂岩和糜棱片麻岩构成一个宽带超过百米的陡倾逆冲型剪切带, 其上角度不整合中元古代黄旗口群。而在千里山群的南界——千里沟地区(位置见图 2), 伴生有熔融流动构造的千里山群长石石英岩中发育有向南陡倾的强剪切带, 长石斑晶(钠长石、条纹长石和微斜长石)发育δ型眼球拖尾构造, 其内部基性岩剪切成不对称布丁体, 指示南东斜滑, 显微镜下观察强剪切带中的石英岩具有与贺兰山高级糜棱岩相似的变形特征, 钾长石斑晶发育核幔构造, 边缘动态重结晶, 发育条带状-拔丝状石英, 由长矩形的多晶集合体组成。千里山、桌子山早前寒武纪基底与贺兰山北段可能经历了相似的构造运动历史。

贺兰山北部(董春艳等, 2007；耿元生等, 2009；周喜文等, 2010；周喜文和耿元生, 2009；校培喜等, 2011)以及邻区(石嘴山市南东)隐伏的前寒武纪基底孔兹岩系(胡健民等, 2012)高精度的锆石同位素测年成果表明其源岩形成于2.0~2.15Ga, 与贺兰山南段浅变质的火山-沉积岩系源岩年龄范围大体一致(陆彦俊和周喜文, 2012), 向北在千里山-桌子山地区, 早前寒武纪变质沉积岩系的源岩年龄范围2.0~2.3Ga(Yin et al., 2009)。本区的孔兹岩系形成于陆内盆地环境(西安地质学院区域地质调查队, 1992), 源区可能是单一的花岗质岩体或火山沉积岩区(胡健民等, 2012), 锆石的Hf-O同位素研究(Dan et al., 2012)表明该源区可能是大陆岛弧带, 结合变质年龄数据(周喜文和耿元生, 2009)推断孔兹岩系的沉积时间在2.0~1.95Ga之间。岩石学证据表明孔兹岩系地体可能曾经俯冲到50~60km的下部地壳(周喜文等, 2010), 但迄今在贺兰山北段没有发现高压变形(俯冲)的直接证据, 本文所揭示的4期代表着不同深度层次的构造变形可能是孔兹岩系地体抬升进入到中下部地壳之后发生的。其中早期顺层剪切带多表现为角闪岩相变质(不排除为后期的退变质), 宏观构造和显微结构的证据表明该构造变形可能形成中下部地壳次向南的伸展运动中；部分钠质花岗岩卷入该期变形且在乌兰娜诺北石榴石花岗岩体中呈捕掳体形式出现, 后者形成年龄为2047±42Ma(耿元生等, 2009), 推测早期顺层剪切带形成于2.0Ga左右。贺兰山北段糜棱片麻岩为麻粒岩相变质, 与早期深熔作用同时发生, 是曾经伴随增温的构造变形, 形成于中下部地壳层次、向北逆冲的挤压运动中；与熔融反应有关的变质增生锆石形成时代为1950±8Ma(周喜文和耿元生, 2009), 而钾质似斑状花岗岩(形成年龄1955±20Ma, 耿元生等, 2009)无该期变形, 推测糜棱片麻岩剪切带形成于1.95Ga左右。两期高级糜棱岩的宏观运动学指向分别为北西-南东向和北东-南西向的伸展, 显微构造证据表明构造变形发生在中部地壳脆-韧转换带之下；低级糜棱岩的构造变形发生在中部地壳脆-韧转换带上, 形成于近南北向挤压变形运动中。糜棱岩将钾质似斑状花岗岩卷入变形, 应发生在1.95Ga之后, 在中-新元古代以上盖层中没有观察到塑性变形剪切, 而本区最老的未变质盖层黄旗口群为1.3~1.6Ga(陈晋镳等, 1999；史晓颖等, 2008), 推测糜棱岩剪切带形成时间在1.95~1.6Ga。综合上述证据推测本区古元古代的构造变形演化模式如下：(1)2.3~2.0Ga, 贺兰山北段可能经历了大陆岛弧岩浆增生, 形成新生陆弧花岗质岩体或者火山岩(岩浆弧或曾有向南迁移的趋势, 表现为桌子山-千里山地区的孔兹岩系源岩年龄为2.0~2.3Ga, 贺兰山地区为2.0~2.15Ga), 随后2.0Ga左右的弧后伸展导致新生岩浆岩快速剥蚀、沉积进入陆内盆地或者陆缘盆地(类似现今中国边缘海盆地)(图 7a)；(2)1.95Ga左右的弧-陆碰撞导致盆地沉积物向北俯冲到岛弧之下并发生高压变质(图 7b)；(3)随后, 俯冲板片可能发生拆沉作用, 引起的热对流使得滞留在岛弧下部的孔兹岩系发生早期的伸展变形, 通过顺层剪切带、伴随着深熔作用将变质地体抬升到中下部地壳层次(图 7c)；(4)岛弧北部, 洋壳持续向岛弧汇聚俯冲, 岛弧下地壳的岩浆板底垫托作用使得孔兹岩系地体增温并在持续南北挤压的区域应力作用下向北(向上)逆冲, 通过糜棱片麻岩剪切带抬升到中部地壳层次(图 7d)；(5)本区的弧-陆碰撞带可能在1.95Ga之后的某个时期发生垮塌, 北西-南东向和北东-南西向的伸展运动进一步将孔兹岩系抬升到中部地壳脆-韧转换带附近(图 7e)；(6)随后另一期南北向挤压的造山运动将变质基底以低级糜棱岩剪切带、经过脆-韧转换带抬升到上部地壳(图 7f)。

图 7

Fig. 7

图 7 贺兰山北段构造变形演化模式图 (a)-2.3~2.0Ga, 大陆岩浆弧和弧后扩张；(b)-1.95Ga左右的弧-陆碰撞, 高压变质；(c)-俯冲板片拆沉, 中下部地壳深层剪切伸展变形；(d)-持续的南北向挤压, 发育麻粒岩相逆冲型韧性剪切带；(e)-碰撞带伸展垮塌, 高级糜棱岩剪切带进一步抬升孔兹岩系；(f)-另一期南北向挤压的造山运动以低级糜棱岩剪切带将孔兹岩系地体抬升到上部地壳 Fig. 7 Tectonic evolution model of the northern segment of Helan Mountain (a)-continental magmatic arc and back-arc extension occurred in 2.3~2.0Ga;(b)-arc-continent collision and HP metamorphism in ~1.95Ga;(c)-delamination of subduction slab and extensional shearing in mid-lower crustal depth;(d)-continued compression in NS direction with granulite-phased thrusting ductile shear zone in mid-lower crustal depth;(e)-extensional collapse of the collision zone while the high-grade mylonite shear zone more uplifted the khondalite into mid-crust;(f)-another collision compressed in NS direction produced low-grade mylonite shear zone, bring the khondalite into upper crust

与贺兰山北段相似, 在大青山-乌拉山地区, 从乌拉特前旗经固阳南, 向东至武川地区, 早前寒武纪结晶基底中发育着多条近东西走向的糜棱岩剪切带, 其中规模最大的被称为固阳下湿壕-武川酒馆韧性剪切带或石家渠-李齐沟剪切带(王惠初等, 1999；于海峰和孙德育, 1996)。古元古代的孔兹岩系(乌拉山岩群上亚群)出现在石家渠-李齐沟剪切带以南；与紫苏花岗岩伴生的兴和岩群和乌拉山岩群下亚群(麻粒岩相变质为主)、具有绿岩带特征的色尔腾山岩群以及侵入它们的新太古代TTG花岗岩则出现在剪切带以北(金巍等, 1992；金巍和李树勋, 1994)。与糜棱岩剪切带相邻的乌拉山岩群表现出较为一致的近东西-北东方向的片理和片麻理, 远离糜棱岩带, 特别是在石家渠-李齐沟剪切带以北, 太古宙岩石片麻理多为北西-近南北走向(金巍和李树勋, 1994；王惠初等, 1999), 大致以深成的紫苏花岗岩为核心形成一系列的穹窿构造(徐仲元等, 2005a)。与贺兰山北段的早期顺层剪切作用相似, 穹-褶构造的变形面由固态流变褶皱和顺层韧性剪切带组成, 形成于下地壳伸展构造环境(李龙等, 2000；徐仲元等, 2005a)。而近东西走向的糜棱岩带分为3期(李树勋等, 1996；于海峰和孙德育, 1996)：(1)最早期的高温韧性变形带(麻粒岩相变质)形成以二辉斜长糜棱片麻岩和夕线石榴钾长糜棱片麻岩为代表的糜棱构造岩, 拉伸线理主体为北北东向, 运动学为北倾南冲；(2)中温韧性剪切带叠加在高温韧性变形带之上, 糜棱构造岩以黑云角闪斜长糜棱片麻岩为代表, 线理走向为北东-南西向, 向北东或南西中等角度倾斜, 显示正滑伸展；(3)绿片岩相的低温剪切带, 以左行走滑为主, 兼有逆冲。大青山地区的孔兹岩系峰期变质以及深熔作用时间在1.95~1.93Ga(董春艳等, 2009), 随后在1.90~1.89Ga再次发生变质作用；不定向切割早期地质体(包括孔兹岩系)的钾长伟晶岩脉形成于1.84Ga, 表明该区在1.84Ga已进入伸展体制(马铭株等, 2012)；在固阳县下湿壕地区古元古代钾长花岗岩(单颗锆石年龄1819±3.2Ma)侵位于晚期绿片岩相韧性剪切带中(李龙等, 2000), 限制了大青山-乌拉山地区近东西走向糜棱岩剪切带时代为1.95~1.82Ga之间。在更北侧的色尔腾山地区发育有近东西走向的韧性剪切带, 中温(角闪岩相)糜棱岩表现为向北伸展(胡玲等, 2006)。从区域对比来看, 阴山地区与贺兰山北段相似, 其早前寒武纪结晶基底都经历了早期的下地壳伸展剪切, 随后通过糜棱岩剪切带从中下部地壳的逐步抬升出露。

前人通过岩石学、地球化学等研究认为在华北克拉通西部北缘在古元古代发生了碰撞造山运动, 导致陆缘或者陆内盆地沉积的孔兹岩系俯冲进入下部地壳并发生了高压高温变质(徐仲元等, 2005b；Zhao et al., 2005；周喜文等, 2010)。从目前露头地质研究结果来看, 俯冲的构造证据被相对晚期的下地壳伸展剪切、深熔作用以及后期的构造抬升(糜棱岩剪切带)叠加, 难以辨认；贺兰山和阴山地区早前寒武纪基底相似的构造变形特征表明存在同一条古元古代碰撞造山带。大青山-乌拉山地区的高温糜棱岩剪切带与贺兰山北段-桌子山的糜棱片麻岩剪切带的运动学指向不同, 前者主要为北倾南冲, 导致高级变质的岛弧根部带(兴和岩群和乌拉山岩群下亚群)向南逆冲到弧后沉积的孔兹岩系上；而贺兰山地区的糜棱片麻岩剪切带为南倾北冲, 使得麻粒岩相变质的孔兹岩系向北逆冲到角闪岩相-绿片岩相变质的狼山岛弧地体(陈世强等, 2012)之上。大青山-乌拉山地区的高温糜棱岩剪切带与贺兰山北段-桌子山的糜棱片麻岩剪切带可能不是连续的剪切带, 但都反映了1.95Ga左右华北克拉通西部北缘发生南北向挤压构造运动, 表明孔兹岩俯冲进入下地壳之后较短时间内(小于50Ma)即向中部地壳隆升, 其高温韧性逆冲变形特征属于同造山过程。随后的角闪岩相糜棱岩带运动学特征以伸展为主, 其出现则可能与造山带的垮塌伸展有关(1.90~1.84Ga?)。贺兰山北段的绿片岩相糜棱岩剪切带与阴山地区的石家渠-李齐沟剪切带运动学特征相似, 都表现为左行兼逆冲, 或是另一期造山运动(1.84Ga之后)的产物。

通过详细的露头构造研究和显微构造研究发现贺兰山北段古元古代结晶基底存在4期韧性剪切变形带。早期顺层剪切带将孔兹岩系、花岗岩等各种岩类卷入变形, 形成条带状、透镜状构造、不对称掩卧褶皱和鞘褶皱, 并伴生深熔作用, 去除后期褶皱叠加的改造, 运动学特征一致反映了近南北向的伸展, 为中下部地壳层次的变形样式。麻粒岩相变质的糜棱片麻岩剪切带为南北向挤压的产物, 从贺兰山北段直至桌子山地区的一系列南倾北冲的高温韧性剪切带, 记录了孔兹岩系地体从中下地壳向中部地壳运动的过程。高级糜棱岩剪切带涉及的2次伸展运动导致贺兰山北段结晶基底进一步向中部地壳抬升, 推测发生在形成孔兹岩系的造山运动的晚期造山后伸展垮塌过程中。北东-近东西向左行逆冲的绿片岩相糜棱岩剪切带则将结晶基底抬升进入上部地壳层次, 其(近南北向挤压)运动学特征与高级糜棱岩剪切带(北西-南东向和北东-南西向伸展)明显不同, 可能是另一造山运动的产物。区域构造对比揭示出大青山-乌拉山地区与贺兰山北段有相似的构造变形和韧性剪切带, 表明在华北克拉通西部北缘存在一致的近东西方向的古元古代碰撞造山运动以及随后另一造山运动的改造。