印支造山带:Song Chay构造带.pdf
《印支造山带:Song Chay构造带.pdf》由会员分享,可在线阅读,更多相关《印支造山带:Song Chay构造带.pdf(28页珍藏版)》请在咨信网上搜索。
1、书书书 ():岩石学报 :林伟,王印,刘飞等 印支造山带:构造带 岩石学报,():,:印支造山带:构造带林伟,王印,刘飞,孟令通,吴钦颖,郭钊,李金雁 ,岩石圈演化国家重点实验室,中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球科学研究院,北京 中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 中石化经纬有限公司地质技术测控技术研究院,青岛 中国地质调查局武汉地质调查中心,武汉 ,收稿,改回 ,:,():,:,“”,“”,:(),;(),;(),;(),;本文受国家自然科学基金项目(、)和岩石圈演化国家重点实验室项目()联合资助 第一作者简介:林伟,男,年生,研究员,长期从事构造地质学研究,:摘要印支运动
2、是二十世纪初法国地质学家根据越南北部晚三叠世大规模角度不整合所提出。越南北部的 构造带作为印支造山带概念的提出地,记录了大量经典的印支造山相关的信息,是理解印支造山带构造演化的关键地区。本文在课题组对 地区十多年研究基础上,结合前人研究成果,系统厘定了 构造带的几何空间格架、运动学特征及其演化过程。详细的野外地质考察表明,构造带从 向 依次可以划分成:新生代的大象山单元、代表缝合带的 蛇绿混杂岩单元,以及越南东北部褶皱冲断系统。其中蛇绿混杂岩单元和褶皱冲断系统中发育 向矿物拉伸线理,并具有顶部向 方向的剪切变形特征,指示了 洋壳向 的俯冲以及向 的逆冲过程。精确的年代学工作表明,蛇绿混杂岩中斜
3、长花岗岩的结晶年龄为 ,表明至少在早石炭世 洋就已经形成了成熟的大洋地壳。褶皱冲断带内部的低温年代学数据约束了顶部向 的剪切变形年龄在 之间,表明为华南和印支板块碰撞时间。另外,蛇绿混杂岩基质中碎屑锆石物源研究表明,蛇绿混杂岩基质中碎屑锆石主要是来自于俯冲的华南板块,只有很少一部分来自印支板块,因此推测 洋可能为一个十分有限的小洋盆。构造几何学、运动学以及碎屑锆石物源研究表明,在 构造带内的“滇 琼缝合带”两侧构造特征可对比,并未因“滇琼洋”的闭合而造成差异。因此,我们认为“滇 琼缝合带”并不能代表一个大洋。根据我们及前人的构造学、岩石学、年代学工作,建立了一个初步的 洋从晚石炭世至中三叠世的
4、构造演化模型:(),洋开始向 俯冲到印支板块之下,此时岩浆弧并不发育,蛇绿混杂岩物源主要为华南板块;(),洋继续俯冲,此时弧岩浆岩大量发育,蛇绿混杂岩同时接受弧岩浆岩及华南板块碎屑物质;(),洋闭合,华南板块与印支板块碰撞;(),印支造山带进入碰撞后伸展阶段。关键词印支运动;构造带;构造解析;碎屑锆石;滇 琼缝合带中图法分类号 “印支运动”提出于二十世纪初,法国地质学家 在越南北部地质考察时率先发现并进行了论述(,)。在后续工作中明确地将这一概念整理和完善(,)。由于在时间上明显不同于欧洲传统观念所认知的“加里东运动”和“华力西运动”,这一概念提出来后并未被欧美地质学家所重视(,)。世纪 年代
5、,黄汲清先生在其著作 中国主要地质构造单位()中,将印支运动的范围扩展到我 国 的 华 南 地 区(,)。近年来,随着对特提斯研究工作的深入,“印支运动”或印支期构造范围进一步扩展到我国的广西 云南和青藏高原以及缅甸、泰国、老挝和马来西亚等地;具体表现为晚三叠世构造作用和热事件,特别是岩浆作用,构造背景对应于古特提斯洋壳俯冲和大陆碰撞(,;吴福元等,);同时在时间上也有学者将其延伸到早侏罗世(,及其相关参考文献)。本文通过对印支运动命名地 带的构造分析,尝试解读印支造山带的内涵,恢复其构造背景,探讨其动力学意义。区域地质背景及研究现状 构造带,也称为 或 (东京)构造带,位于越北及我国邻近地区
6、,以新生代红河断裂(,)为南界向北或东北方向延伸至我国境内(图 )。早在 世纪初,法国地质学家 就从“薄皮构造”的角度来解释该地区的构造变形,在剖面中描述了大规模北东方向的逆冲推覆构造及相伴生的斜歪褶皱(,)。依据未变形的晚三叠世砾岩不整合覆盖在变形的早期地层之上,提出了“印支运动”的想法(,)。随后,在此基础上,进一步明确了“印支运动”的概念、时间与空间范围等(,)。世纪 年代苏联地质学家在越南北部进行 万区域地质调查工作期间,对该地区开展了大规模、系统性的工作。特别是进入 世纪,越南及欧、美、俄、日、中地质学家陆续开展了古生物学、地层学、岩石学和地球化学及构造地质学方面的系列工作(,及其相
7、关参考文献)。这些工作大多集中在对越北地区岩体及火山岩的地球化学和同位素年代学的研究(,;,;,;,;,;,;,)。相比之下,构造学研究较为有限,且大多聚焦于新生代的构造分析(,;,;,;,),真正关注该地区早中生代“印支运动”构造的研究并不多(,;林伟等,;,)。由于缺少详细系统的构造学工作,限制了我们对该地区印支造山带的认识,相关科学问题的看法上也存在广泛争议(,)。如印支与华南板块的缝合界线,存在 、或 (红河)及滇琼(八布)带的争论(图 ;,;,;,;爦 ,;,;,;,)。此外,缝合带古大洋闭合时代,也存在前泥盆纪(,;,;,)、志留纪 早二叠世(,;,)、抑或更晚的晚三叠世(,)等不
8、同看法。还有观 岩石学报 ,():图 印支造山带地质简图(据 ,修改)(,)点认为 华 南 与 印 支 板 块 在 石 炭 纪 就 已 经 完 成 了 拼 合(,;,;,),晚三叠世构造事件为陆内构造或为早期裂谷闭合的结果(,;,)。关于印支和华南板块之间洋盆的俯冲极性也存在着向南(,)或向北俯冲(,)等不同观点。早期 (,)的工作支持 ()的观点,认为 断裂带以北的 二叠纪玄武岩是在弧后环境中就位,并提出北向俯冲模式;考虑到大多数侵入 断裂南部岩体具有俯冲相关的弧岩浆的特点,这种观点渐渐被人所摒弃(,;,)。近年来随着研究的深入,一些学者建议将中越边境附近的八布 那坡 高平地区发育的基性 超
9、基性岩带,作为华南与新近命名的“越北地块”的拼合界线(钟大赉,;吴根耀,;,),并且认为该板块界线具有向北的俯冲极性(,)。针对古特提斯缝合界线的位置、俯冲极性以及闭合时代等科学问题存在的争议,本文拟通过对 构造带进行详细构造解析,厘定 构造带的几何学空间格架,结合精确的同位素年代学数据,重新限定印支运动在该地区的影响时限和范围,为认识和了解印支造山带提供第一手资料。构造带的基本构造特征 构造带主体位于红河断裂东北部的越南北部地区,随着研究的深入,我国境内广西地区的右江盆地也被视为该构造带的北延部分(,;,;,)。根据岩石组成、变质程度、变形及年代学资料,构造带从南向北可划分为 个岩石单元:(
10、)红河断裂()和斋江断裂()所夹持的大象山()单元;()蛇绿混杂岩单元,断续出露于 断裂东北侧,具有明显的“基质夹团块”()特征和较浅的变质级别,可与周围变沉积岩很好地区分开来;()眼球状片麻岩地体();()新元古代 早古生代变沉积岩,通常这一岩石组合被认为是华南板块南缘沉积盖层,卷入造山事件并发生明显的绿片岩相变质(局部可达低角闪岩相)和韧性变形;()强烈褶皱但未变质的晚古生代沉积岩,它同样构成了华南板块南缘沉积盖层;()不同程度上卷入褶皱的具复理石沉积特征的早 中三叠世地层;()未变质 变形的晚三叠世 白垩纪红色陆相地层(图 、图 )。大象山单元岩石组成主要为石榴石 夕线石 黑云母片麻岩、
11、角闪 岩、黑 云 母 石 英 片 岩 及 石 榴 石 夕 线 石 麻 粒 岩林伟等:印支造山带:构造带图 越南北部 构造带地质简图及剖面图位置(据 ,修改)(,)(,及其相关参考文献)。()依据大象山单元中角闪岩、片麻岩和淡色花岗岩及伟晶岩脉的 定年结果,将大象山单元变质年龄大致限定在 ,并认为其经历了 的快速隆升。()对大象山单元混合岩及花岗质脉体的独居石 定年,得到相近的 变质年龄。()和 ()的研究也分别证实了上述认识。蛇绿混杂岩单元是最近才被识别出来,并以不连续的岩片形式产出(,;林伟等,;,)。沿 断裂带,基性(蛇纹石化的)超基性岩大量发育。由于超基性岩的围岩具有明显的滑混堆积现象及
12、“基质夹团块”结构,使其沉积特征与周围新元古代 早古生代正常地层层序完全不同,即使在出露有限且风化作用强烈的情况下,也可以在野外将其作为独立的构造单元划分出来(,)。正是由于上述表现,我们认为 带构成一个完整而独立的造山带(,及其相关参考文献)。由于前期缺乏对 蛇绿混杂岩单元形成时代的限定,前人依靠区域不整合面大致判断其形成时代老于新近纪(,);而通过区域上的变质及变形时代,可进一步推测其形成年龄为晚三叠世晚期之前(,;,)。眼球状片麻岩地体作为 构造带中最大的花岗质岩体,主体位于越南境内,延伸至我国云南境内的部分称为都龙岩体(,)(图 )。眼球状片麻岩的原岩为斑状 似斑状花岗岩,锆石 年龄为
13、 (,;,;,)。()通过对 眼球状片麻岩详细构造解析及同位素年代学分析,发现 眼球状片麻岩面理向四周倾斜,将其解释为伸展成因的穹窿构造。()对都龙杂岩体进行了构造学和 岩石学报 ,():?林伟等:印支造山带:构造带图 地区构造剖面示意图(据 ,修改;剖面位置见图 )(,)年代学的研究,也认同伸展穹窿的观点。该片麻岩地体具有 和 的白云母 冷却年龄,记录了其在这段时间内的缓慢隆升;磷灰石裂变径迹记录的 “快速”隆升可能与印藏碰撞过程中红河断裂走滑活动相关(,)。虽然目前对 地体穹窿状几何形态没有争议,但是其伸展成因却受到质疑(,;林伟等,),因为在该片麻岩单元中发育与越北褶冲带一致的 向矿物拉
14、伸线理和顶部向 的运动学特征(,;,;林伟等,;,)。结合白云母 定年所给出的三叠纪年龄,()和 ()认为其顶部向 的剪切变形代表了与印支期造山过程中逆冲推覆构造相关的事件,而不是造山后伸展构造,更非与新生代红河断裂活动相关。这同 在 年用薄皮构造的观点解释其为类似于阿尔卑斯的推覆构造相一致(,)。虽然 对 片麻岩做了超前的解释和理解,遗憾的是当时他并没有关注作为片麻岩主体组成部分的 岩体,而是更多地关注于越北地区广泛发育的褶皱山系(,)。强烈韧性变形的新元古代 早古生代变质岩单元主要位于 断裂附近的越南境内,由新元古代 组和 组以及寒武纪 组组成,主要岩性为云母片岩、石英片岩、大理岩、页岩和
15、灰岩等(,)。()对 组和 组开展的碎屑锆石工作表明二者的沉积年龄下限分别为 和 ;同时二者碎屑锆石含有大量 的年龄,这与华南板块西南缘的碎屑锆石年龄特征十分一致,进一步确认了该单元属于华南板块,而非独立的“越北地块”(,;,)。强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元主要分布于 盆地周缘(主体位于越南境内,侧位于我国境内),其岩石组成主要为泥盆纪 二叠纪的灰岩、泥灰岩、页岩等(,)。这一岩石单元以几乎没有发生变质作用而与其他单元相区别,但是岩石却普遍发生强烈褶皱,局部发育有韧性剪切变形(,)。值得注意的是,这一单元出露有晚二叠世硅质岩及基性岩 超基性岩。特别是在八布 高平附近,橄榄岩、辉长岩、辉绿
16、岩、枕状玄武岩、硅质岩、灰岩等系列岩石组合广泛出露(吴根耀,;,),且具有“基质夹团块”的特征,依据这些特定的岩石组合,()提出了“滇琼缝合带”。未变质 变形的晚三叠世 白垩纪红色陆相沉积岩单元,不整合覆盖在强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元或者早 中三叠世复理石沉积之上(图);也就是依据这个明显的不整合接触关系,法国地质学家 识别并提出了著名的印支运动。对于这些晚三叠世 白垩纪红色陆相沉积岩,一般认为是一套印支造山事件结束的磨拉石沉积(,;林伟等,;,)。构造带的构造几何学格架及运动学特征不同于岩石单元的划分,构造解析可将 带自 向 划分出三个构造单元(图 ),分别为:()与新生代走滑相关的
17、大象山()单元;()与早中生代造山事件相关的 蛇绿混杂岩单元;()越南东北部褶皱冲断系统,以麻栗坡断裂为界进一步细分为内带单元及外带单元(图 、图 )。大象山单元大象山()单元位于 构造带 缘,主体位于越南境内,在我国境内的延伸部分称为瑶山杂岩(图 )。整体上为 走向,长约 ,宽约 ,呈狭长条带状(图 、图 )。大象山单元 和 侧界线分别为红河断裂和 断裂(图 ),构造几何形态整体上呈现为一个狭窄的背形构造(图 ;,岩石学报 ,():图 构造带构造地质剖面(据 ,修改;剖面位置见图 )(,;);,),该单元经历了非常强烈的剪切变形。在南北边界附近发育糜棱岩带,糜棱岩面理近直立,其上发育有 向近
18、水平的矿物拉伸线理及同斜褶皱(图 ,),与红河断裂带及 断裂带的走向相一致。沿近水平展布的矿物拉伸线理,红河断裂带韧性剪切变形显 示 出 左 行 剪 切 指 向(图 ;,;,),镜下的显微尺度也给出了相同的变形结果(图 )。在 部的 断裂,无论是野外还是镜下,其岩石剪切变形的运动学特征则指示了右行走滑(图 ,)。单元中部的面理与边部不同,以近水平的形态向 缓倾,但线性构造与边部相似,即面理上发育 向近水平或向 缓倾的矿物拉伸线理(林伟等,;陈泽超,)。大象山单元主体经历了角闪岩相 麻粒岩相变质,由片麻岩、石榴云母片岩、混合岩以及众多不同时代的小规模岩体组成。局部地区可见辉长岩、辉绿岩、闪长岩等
19、团块保存在强烈剪切的片麻岩中(林伟等,;,)。石榴云母片岩中的独居石 定年得到 的单颗粒年龄(,)及 的加权平均年龄(,)。据此 ()认为,大象山单元内残余有古特提斯洋 向俯冲形成的弧岩浆物质。最近 ()在大象山单元中报道了 的高压麻粒岩,依据麻粒岩原岩中铝土矿()组分推断是玄武岩风化的结果,金红石 温压计显示其经历了早期的榴辉岩相变质(、),然后经退变质形成高压麻粒岩。()将这种晚二叠世榴辉岩相变质作用归结为华南板块向印支板块深俯冲的结果,这一结论似乎进一步支持了 ()将大象山作为岩浆弧的观点。但是,大象山及瑶山杂岩中副片麻岩所含继承锆石的年龄谱峰与华南西南缘新元古代沉积岩完全一致(,)。这
20、一点同冀磊等()对哀牢山 点仓山的分析结果非常一致,说明大象山 瑶山杂岩的原岩应该是华南板块被动陆缘的沉积物,卷入俯冲作用,并在后期造山过程中折返至中下地壳发生变质变形。蛇绿混杂岩单元 蛇绿混杂岩单元紧贴着 断裂带呈串珠状分布(图 )。该单元具有典型混杂堆积现象及相关的“基质夹团块”特征(图 ,)。受新生代走滑构造的影响,混杂岩中发育了大量与 断裂活动相关的韧性变形及脆性破裂与劈理。面理和劈理一般为 走向,向 陡倾,劈理面上发育 向近水平的线性构造及半透入性擦痕,指示了 断裂的右行走滑性质(图 ,林伟等:印支造山带:构造带图 大象山单元卷入变形过程中不同尺度剪切变形的运动学特征()近水平的矿物
21、拉伸线理();()核部发育的枢纽为 向同斜褶皱;()侧糜棱岩化副片麻岩,长英质透镜体指示左旋剪切;()侧糜棱岩化副片麻岩,显微尺度下云母鱼指示左旋剪切;()大象山单元 侧糜棱岩化副片麻岩,显示右旋剪切;()侧糜棱岩化副片麻岩,显微尺度下石榴子石压力影及剪切条带指示右旋剪切 ();();(),;(),;(),;(),)。显微构造也给出了一致的变形特征(图 ,)。稍微远离 断裂处,蛇绿混杂岩单元主要表现为 向面理及 向矿物拉伸线理,运动学标志指示顶部向 的剪切变形(,)。由于野外露头的限制,我们并没有观察到混杂岩与围岩地层或变质岩的接触关系,但是根据两者空间展布的几何学特点和运动学特征,可以推断出
22、这些混杂岩块体位于新元古代 早古生代浅变质地层之上,进而构成了逆冲推覆构造,并在推覆体前缘形成飞来峰构造(图 ;,)。越南东北部褶皱冲断系统构造几何学及运动学越南东北部褶皱冲断系统是 构造带里最广阔的单元,以 断裂为界,向 方向一直延伸至我国右江盆地内(图 )。该单元最大的特征是发育一系列向 或 极性的褶皱及逆冲断层。此外,按照该单元内岩石变质及变形程度,大致沿麻栗坡断裂可以将越南东北部褶皱冲断系统进一步划分为两个亚单元:()与麻栗坡断裂之间的内带单元,以强烈韧性变形的新元古代 早古生代变质岩为代表;()麻栗坡断裂 侧至右江盆地的外带单元,以未变质但发育褶皱和逆冲断层的古生代 晚三叠世早期沉积
23、岩为代表(图 ;,)。内带单元构造几何学及运动学内带单元主要包含 片麻岩地体及强烈韧性变 岩石学报 ,():图 蛇绿混杂岩野外露头及显微组构照片()灰岩团块位于强烈剪切的泥质基质中;()透镜状斜长花岗岩团块位于泥质片岩和蛇纹石化橄榄岩中;()蛇纹石化橄榄岩中 状的布丁指示了强烈的右行剪切;()砂岩 粉砂岩透镜体指示了顶部向 的剪切变形;(、)强烈剪切变形的泥质片岩,显微尺度下拉伸的 形状拉伸的石英条带和围绕长石的剪切压力影指示右行剪切 ();();();();();()形的新元古代 早古生代浅变质沉积盖层(图 )。该单元主要构造特征是普遍发育韧性剪切变形,且伴随绿片岩相 低角闪岩相变质作用(,
24、;,)。该单元变形以大规模发育的紧闭褶皱为特征,在片麻岩和片岩中表现十分鲜明(图 )。内带单元面理主体呈 走向,倾向 (图 )。矿物拉伸线理也比较发育,呈一致的 向(图 ),运动学标志也一致指示顶部向 的剪切变形(图 ),薄片下显微构造观察也给出了相应的结果(图 )。变质及变形的程度呈现从 向 逐渐变弱的趋势(图 ,)。早古生代 片麻岩地体是越南东北部褶皱冲断系统中最大的花岗质岩体。它遭受了强烈的剪切变形,特别是在岩体边缘,由于强烈的韧性变形及变质作用而形成眼球状片麻岩(图 ,),岩体中心地带则表现为未变形的块状构造。该岩体的边缘面理大致平行于边界,且倾向外部(图),几何形态呈穹窿状(图 )。
25、岩体的围岩为新元古代 早古生代变沉积岩,其面理也与岩体边缘面理相协调,因此 地体被前人认作为变质核杂岩(,;,)。但是,目前在 地体中观察到的矿物拉伸线理都是 或 向,且发育顶部向 或 的剪切变形(图 ,),与越南东北部褶皱冲断系统总体的运动学特征相协调,同时缺少拆离断层及非同构造花岗岩的特点均难以契合于变质核杂岩模型。林伟等:印支造山带:构造带图 内带单元岩石野外照片及镜下照片()泥质片岩中发育的紧闭褶皱具有 方向的褶皱枢纽;()云母片岩中发育的 向矿物拉伸线理;()片麻岩地体中眼球状片麻岩中剪切变形的长石所指示的顶部向 方向的运动学特征;()云母片岩中的石英脉体被剪切呈透镜状,指示顶部向
- 配套讲稿:
如PPT文件的首页显示word图标,表示该PPT已包含配套word讲稿。双击word图标可打开word文档。
- 特殊限制:
部分文档作品中含有的国旗、国徽等图片,仅作为作品整体效果示例展示,禁止商用。设计者仅对作品中独创性部分享有著作权。
- 关 键 词:
- 印支造山带:Song Chay构造带 印支 造山带 Song Chay 构造
1、咨信平台为文档C2C交易模式,即用户上传的文档直接被用户下载,收益归上传人(含作者)所有;本站仅是提供信息存储空间和展示预览,仅对用户上传内容的表现方式做保护处理,对上载内容不做任何修改或编辑。所展示的作品文档包括内容和图片全部来源于网络用户和作者上传投稿,我们不确定上传用户享有完全著作权,根据《信息网络传播权保护条例》,如果侵犯了您的版权、权益或隐私,请联系我们,核实后会尽快下架及时删除,并可随时和客服了解处理情况,尊重保护知识产权我们共同努力。
2、文档的总页数、文档格式和文档大小以系统显示为准(内容中显示的页数不一定正确),网站客服只以系统显示的页数、文件格式、文档大小作为仲裁依据,平台无法对文档的真实性、完整性、权威性、准确性、专业性及其观点立场做任何保证或承诺,下载前须认真查看,确认无误后再购买,务必慎重购买;若有违法违纪将进行移交司法处理,若涉侵权平台将进行基本处罚并下架。
3、本站所有内容均由用户上传,付费前请自行鉴别,如您付费,意味着您已接受本站规则且自行承担风险,本站不进行额外附加服务,虚拟产品一经售出概不退款(未进行购买下载可退充值款),文档一经付费(服务费)、不意味着购买了该文档的版权,仅供个人/单位学习、研究之用,不得用于商业用途,未经授权,严禁复制、发行、汇编、翻译或者网络传播等,侵权必究。
4、如你看到网页展示的文档有www.zixin.com.cn水印,是因预览和防盗链等技术需要对页面进行转换压缩成图而已,我们并不对上传的文档进行任何编辑或修改,文档下载后都不会有水印标识(原文档上传前个别存留的除外),下载后原文更清晰;试题试卷类文档,如果标题没有明确说明有答案则都视为没有答案,请知晓;PPT和DOC文档可被视为“模板”,允许上传人保留章节、目录结构的情况下删减部份的内容;PDF文档不管是原文档转换或图片扫描而得,本站不作要求视为允许,下载前自行私信或留言给上传者【自信****多点】。
5、本文档所展示的图片、画像、字体、音乐的版权可能需版权方额外授权,请谨慎使用;网站提供的党政主题相关内容(国旗、国徽、党徽--等)目的在于配合国家政策宣传,仅限个人学习分享使用,禁止用于任何广告和商用目的。
6、文档遇到问题,请及时私信或留言给本站上传会员【自信****多点】,需本站解决可联系【 微信客服】、【 QQ客服】,若有其他问题请点击或扫码反馈【 服务填表】;文档侵犯商业秘密、侵犯著作权、侵犯人身权等,请点击“【 版权申诉】”(推荐),意见反馈和侵权处理邮箱:1219186828@qq.com;也可以拔打客服电话:4008-655-100;投诉/维权电话:4009-655-100。