李小兵, 裴先治,, 陳有炘, 劉成軍, 李佐臣,,李瑞保,, 陳國超, 魏 博

(1.長安大學 地球科學與資源學院, 陜西 西安 710054; 2.長安大學 西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室, 陜西 西安 710054)

東昆侖造山帶東段哈圖溝–清水泉–溝里韌性剪切帶塑性變形及動力學條件研究

李小兵1, 裴先治1,2, 陳有炘1, 劉成軍1, 李佐臣1,2,李瑞保1,2, 陳國超1, 魏 博1

(1.長安大學 地球科學與資源學院, 陜西 西安 710054; 2.長安大學 西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室, 陜西 西安 710054)

東昆侖造山帶東段哈圖溝–清水泉–溝里韌性剪切帶記錄了多個旋回的造山作用, 本文通過對韌性剪切帶中石英c軸組構和顯微構造特征測試分析, 探討東昆侖造山帶東段陸塊間俯沖拼合及地殼伸展減薄的形成機制。結(jié)果顯示, 韌性剪切帶變形溫度介于380～650 ℃之間, 形成環(huán)境為中–高綠片巖相到低角閃巖相, 剪切帶內(nèi)差異應力值介于173～509 MPa之間,應變速率介于6.93×10–14～1.43×10–8s–1之間, 主體為10–11～10–10s–1, 顯示韌性剪切帶變形是快速俯沖作用下的產(chǎn)物, 越靠近東昆侖造山帶東段東昆中斷裂帶其變形溫度、差異應力值及相應的應變速率值越大, 表明東昆侖造山帶東段韌性剪切變形中心為東昆中斷裂帶。利用不同方法所計算出的韌性剪切帶運動學渦度值, 顯示韌性剪切帶早期瞬時運動學渦度(0.56～1)對應于東昆侖造山帶東段東昆南與東昆侖造山帶東段東昆北陸塊間俯沖的初始階段, 中后期運動學渦度(0.25～0.91)應當對應于東昆南與東昆北陸塊間的俯沖碰撞階段, 最晚期的C′瞬時運動學渦度(0.19～0.51)則對應于后造山的伸展階段。通過石英c軸組構結(jié)合其宏微觀構造特征, 認為東昆中構造帶至少經(jīng)歷了3個期次的構造運動, 分別為加里東晚期的逆沖兼左行走滑剪切作用、晚海西–印支期的逆沖兼右行走滑剪切作用和燕山早期及之后的脆韌性–脆性的左行走滑剪切作用。

東昆侖造山帶東段; 塑性變形條件; EBSD; 費氏臺; 石英c軸組構; 運動學渦度

0 引 言

東昆侖造山帶位于中央造山系的中段, 具有多旋回碰撞造山作用的特征(殷鴻福和張克信, 1997;殷鴻福等, 1998)。東昆侖造山帶在經(jīng)歷了多期次構造運動疊加和改造后, 具有結(jié)構的復雜性、造山類型的多樣性及活動的長期性等特點, 構造變形異常復雜, 記錄了不同期次、不同特征的變形事件。東昆中構造帶夾持于東昆北構造帶和東昆南構造帶之間, 王國燦等(1999)通過1：25萬冬給措納湖幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究, 認為東昆中構造帶是一個多旋回復合碰撞的縫合帶。前人對于東昆中構造帶及兩側(cè)的地質(zhì)體有一定的研究(高延林等, 1998; 王國燦等, 1999; 陳能松等, 2008; 李麗等, 2012; 姜寒冰等,2012; 陳國超等, 2013; Li et al., 2013), 但是對于韌性剪切帶研究甚少(梁斌等, 2001a, 2001b)。然而, 韌性剪切帶形成于地殼15 km以下的深度, 與造山作用的深部過程密切相關, 韌性逆沖型和滑脫型剪切帶的形成及演化一般在大洋(盆)俯沖增生和弧陸–陸陸碰撞造山過程的中下地殼收縮階段; 伸展型韌性剪切帶主要形成于地殼伸展減薄的后造山階段; 走滑型韌性剪切帶常與地體間的斜向匯聚和碰撞成因有關(許志琴等, 1996)。通過對韌性剪切帶的幾何學、運動學和動力學的研究, 可以揭示陸塊間俯沖拼合及后造山地殼伸展減薄的形成機制。因此, 韌性剪切帶已成為地殼塑性變形域中構造學研究的關鍵問題之一。

東昆侖造山帶東段哈圖溝–清水泉–溝里一線由于卷入韌性剪切帶的巖石變形強烈且出露較好, 因此本文在這一地區(qū)通過對東昆中構造帶內(nèi)及其兩側(cè)變形地質(zhì)體采集定向樣品, 運用費氏臺和EBSD技術對樣品薄片中石英c軸組構進行測試, 并分別對石英和長石等礦物的變形特征進行詳細研究, 確定變形巖石的變形環(huán)境、變形機制及其運動學和動力學等特征, 來探討該韌性剪切帶的形成環(huán)境, 并為區(qū)域構造演化史的研究提供佐證。

1 地質(zhì)概況

東昆中斷裂帶是分割東昆北構造帶與東昆南構造帶的一條區(qū)域性巨型構造變形帶(圖1), 沿該構造帶斷續(xù)出露有較多的蛇綠巖(曲什昂、塔妥、清水泉、烏妥、可日、阿此特、巴隆等), 常稱之為東昆中縫合帶或東昆中蛇綠混雜巖帶, 最新資料顯示該蛇綠巖帶為早古生代產(chǎn)物, 其形成年齡為501～522 Ma (Yang et al., 1996; 陳能松等, 2008; 赟馮建等, 2010; Li et al., 2013)。東昆中斷裂帶在航磁圖上表現(xiàn)為條帶狀、串珠狀和線狀強異常帶, 并且在通過處有明顯的異常磁力梯級帶(劉成東, 2008), 研究者將其作為一個重要的構造單元分界線(王國燦等, 1997)。東昆中斷裂帶北側(cè)以出露大面積前寒武紀中深變質(zhì)巖系和晚二疊世–早三疊世花崗巖類為特征, 其中前寒武紀變質(zhì)巖系主要包括古元古界白沙河巖組(Pt1b)和中元古界長城系小廟巖組(Pt2x), 局部地區(qū)還出露中元古界薊縣系狼牙山組(Pt2l)淺變質(zhì)沉積地層。晚二疊世–早三疊世侵入巖巖石類型多樣, 包括輝長巖、閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖、鉀長花崗巖等。斷裂帶南側(cè)不但出露大面積的前寒武紀中深變質(zhì)巖系(主要包括古元古界白沙河巖組、中元古界小廟巖組及新元古界萬寶溝巖群(Pt3W))以及晚古生代–早中生代沉積地層, 而且還發(fā)育大規(guī)模的加里東期和晚海西–印支期兩期侵入巖和下古生界納赤臺巖群變火山–沉積巖系。

圖1 東昆侖東段哈圖溝–清水泉–溝里一帶地質(zhì)略圖(據(jù)1：250000冬給措納湖幅修改)Fig.1 Geological sketch map of the Hatu–Qingshuiquan–Gouli area in the eastern section of East Kunlun(modified after 1：250000 Donggi Conag Hu)

東昆中斷裂帶呈NWW-SEE向展布, 延伸長度達1000 km。東昆侖造山帶東段哈圖溝–清水泉–溝里一帶卷入構造帶內(nèi)的地質(zhì)體多發(fā)生糜棱巖化, 糜棱面理走向近東西向, 面理優(yōu)勢產(chǎn)狀分別為17°∠78°, 182°∠66°, 部分地段發(fā)育拉伸線理, 按傾伏角可分為緩傾和陡傾的兩組拉伸線理, 優(yōu)勢產(chǎn)狀分別為260°∠25°、102°∠9°和127°∠50°、343°∠64°(圖2)。溝里地區(qū)主要發(fā)育有陡傾及近水平的拉伸線理(圖3a, 3b)、不對稱褶皺(圖3c)、S-C面理、旋轉(zhuǎn)碎斑及構造透鏡體等(圖3d), 不對稱褶皺發(fā)育于白沙河巖組大理巖、小廟巖組黑云石英片巖及綠片巖中,平面上主體指示右行剪切, 剖面上為逆沖; 清水泉–塔妥煤礦一帶可見近水平的拉伸線理及不對稱褶皺,不對稱褶皺在平面上表現(xiàn)為分別受左行和右行剪切作用控制(圖3e), 而剖面上則顯示逆沖(圖3f); 得福勝地區(qū)晚海西–印支期花崗閃長巖體也卷入了韌性剪切帶, 出露有透入性面理中的暗色包體透鏡體化并旋轉(zhuǎn)指示右行剪切(圖3g), 剖面上則顯示為逆沖;烏妥溝地區(qū)長英質(zhì)糜棱巖中發(fā)育陡傾的拉伸線理(圖3h), 另外, 在綠片巖中還可見大量的旋轉(zhuǎn)碎斑和旋轉(zhuǎn)的透鏡體, 剖面上顯示為由北向南的逆沖,平面上則顯示為左行剪切(圖3i); 清泉溝地區(qū)綠片巖內(nèi)所發(fā)育的不對稱褶皺顯示為平面上的右行剪切(圖3j)和左行剪切; 哈圖溝內(nèi)卷入韌性剪切帶的地層主要為分布于東昆中斷裂帶兩側(cè)的前寒武紀變質(zhì)巖及泥盆紀地層, 其中前寒武紀地層內(nèi)發(fā)育旋轉(zhuǎn)的碎斑和透鏡體、不對稱褶皺及拉伸線理等, 小廟巖組和變形礫巖中拉伸線理可分為緩傾和陡傾兩組, 旋轉(zhuǎn)碎斑、透鏡體和不對稱褶皺均指示受左行和右行兩期剪切作用的控制(圖3k, 3l); 區(qū)內(nèi)韌性剪切帶北側(cè)變形巖石主要被后期香加南山花崗巖體所“吞噬”, 南側(cè)主體上由于變形減弱而消失, 局部被后期巖體“吞噬”。研究區(qū)內(nèi)剪切帶總體由線狀強變形帶和夾持于其間的弱應變域相間平行排列而成, 宏觀上構成平行線式陣列。

本次所采定向樣品為古元古界白沙河巖組、中元古界小廟巖組及下古生界納赤臺巖群內(nèi)的變形巖石, 巖石類型主要為長英質(zhì)糜棱巖、花崗質(zhì)糜棱巖、長英質(zhì)片巖、黑云石英片巖、片麻巖等變形巖石, 且這些變形巖石的原巖比較古老, 大多都經(jīng)歷了早古生代和晚古生代–中生代的兩個構造旋回的造山作用, 巖石變形強烈, 且保留了較豐富的構造信息。

2 東昆中構造帶不同地段石英c軸組構分析

2.1 測試方法

圖2 東昆侖東段韌性剪切帶中拉伸線理和構造面理下半球赤平投影Fig.2 The stretching lineation and foliation of lower hemisphere stereographic projection in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones

圖3 東昆侖東段巖石露頭尺度變形構造特征Fig.3 Structure deformation characteristics of outcrops in the eastern section of East Kunlun

結(jié)晶學優(yōu)選研究是巖相學的主要研究內(nèi)容, 是連接構造地質(zhì)學、地球動力學、礦物學、巖石學和地震學的紐帶(Wenk, 2002), 對于研究巖石變形運動學、幾何學、機制和條件等具有重要的理論和實際意義(劉俊來等, 2008)。隨著電子計算機的廣泛應用、新技術不斷涌現(xiàn)和完善, 由傳統(tǒng)的費氏臺到后期的X射線衍射、中子衍射再到新近發(fā)展起來的電子背散射衍射(EBSD)等技術都對巖石組構研究起著至關重要的作用。費氏臺雖然費時費力, 但是廉價方便, 一個普通的光學顯微鏡加四軸(或五軸)臺便可操作, 并且在測試過程中可同時觀察巖石的變形變質(zhì)特征, 這使得它成為研究巖石組構的最常用設備。EBSD等新技術的應用, 為巖石組構研究提供了非常便利的條件。石英作為主要造巖礦物之一, 廣泛分布于各類巖石中, 具有相對簡單的光學特征,是研究巖石結(jié)晶學優(yōu)選的首選對象(Price, 1985)。

本次研究以東昆中構造帶及兩側(cè)出露的變形地質(zhì)體為研究對象, 利用傳統(tǒng)的費氏臺及先進的電子背散射(EBSD)技術分別對構造帶糜棱巖中的細小石英顆粒隨機進行c軸組構分析, 每個樣品測量石英顆粒100～200個。EBSD分析在中國地質(zhì)大學(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成, 費氏臺測試在長安大學西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室完成。

通過橫跨韌性剪切帶, 由邊部到中心位置連續(xù)對韌性剪切帶內(nèi)變形強烈及構造解析的重點部位進行定向樣品采集, 樣品全部利用產(chǎn)狀定向法定向,即垂直片理、片麻理或糜棱面理(Z軸方向)并平行拉伸線理(X軸方向), 這樣就確保所切制的定向面既顯示最大拉伸應變, 又反映剪切指向的XZ面。當露頭上微構造不清晰時, 采取垂直片理面(Z軸方向)并平行走向切制薄片, 反映在水平方向上的剪切指向等運動學特征。巖組分析對樣品的制備要求較高, 尤其是EBSD分析對樣品要求非常高, 背散射電子只能來源于樣品表層幾十納米的厚度范圍內(nèi), 樣品表面的任何缺陷都可能影響最終圖像的質(zhì)量。所以首先要對樣品表面進行高度機械拋光, 其次由于地質(zhì)學領域的大部分巖石樣品是非導體, 因此拋光之后還需在其表面鍍上非常薄且均勻的導電層也可在薄片表面貼導電膠條, 導電層一般選用碳或者金。由于導電層太薄容易放電, 太厚則不易得到衍射圖案,故EBSD分析要求的導電層厚度一般選用2～3 nm為宜。測試過程中一般將樣品以70°左右傾斜置于SEM樣品室進行測定, 具體實驗流程及相關參數(shù)見參考文獻(劉俊來等, 2008; 許志琴等, 2009), 測試結(jié)果見表1。

2.2 測試結(jié)果

石英的滑移系可分為底面滑移系(0001)、菱面滑移系、柱面滑移系和柱面滑移系（1010）(Passchier and Trouw, 2005)。其滑移系的啟動受控于溫度的變化, 即當變形的溫度達到一定程度時相應的滑移系隨即開啟。不同的滑移系在剪切作用下產(chǎn)生不同的石英晶格優(yōu)選方位,進而根據(jù)石英c軸組構特征(石英光軸的定向排列)來判斷巖石的變形溫度和剪切方向。當?shù)酌婊?0001)為主導時石英c軸組構中光軸優(yōu)選方位(LPO)形成的點極密主要靠近于極圖上下邊緣位置,滑移驅(qū)動溫度一般低于400 ℃; 以菱面滑移為主時點極密位于極圖邊緣與中心的中間位置,滑移驅(qū)動溫度一般為400～550 ℃; 以柱面滑移為主時點極密主要位于極圖中心位置,滑移驅(qū)動溫度為550～650 ℃; 以柱面滑移為主時點極密主要位于極圖X軸附近, 滑移驅(qū)動溫度大于650 ℃。此外, Law et al. (2004)給出了石英光軸組構環(huán)帶開角的關系, 并指出隨著變形溫度的增加, 其開角呈線性增加, 測量石英光軸環(huán)帶間的開角一般情況下應在平行線理和面理的平面上進行。

2.2.1 巴隆地區(qū)哈圖溝石英c軸組構特征

本條路線共采集定向樣品9件(表1), 其中兩件樣品(149-1和163-1)發(fā)育拉伸線理, 其余樣品均不發(fā)育拉伸線理。對這兩件發(fā)育有拉伸線理的樣品進行EBSD測試(圖4), 結(jié)果顯示樣品149-1與163-1石英c軸組構極密主體均位于極圖的邊緣與中心的中間位置, 均為三斜對稱, 表明石英的滑移系以菱面滑移系為主, 初步推斷其變形溫度大致為400～550 ℃。結(jié)合其線理產(chǎn)狀, 樣品149-1所指示的剪切指向為右行剪切, 163-1則指示由北向南的逆沖, 鏡下同樣可見少量顯示逆沖的石英旋轉(zhuǎn)碎斑, 另外鏡下可見一組共軛節(jié)理, 判斷其后期的最大主應力(σ1)的方向垂直于片里面(圖5a)。樣品163-2組構極密為單斜對稱(圖6), 最強組構極密顯示其受右行剪切作用控制, 鏡下亦可見指示右行剪切的石英旋轉(zhuǎn)碎斑(圖5b)。樣品 163-3、163-5、164-1和 164-2 組構極密顯示為弱的斜方對稱, 并疊加了較明顯的單斜對稱(圖 6), 其中 163-3 和 163-5最強組構極密指示右行剪切, 而164-1 和 164-2 指示左行剪切, 樣品 163-3 鏡下可見石英的旋轉(zhuǎn)碎斑指示右行剪切, 樣品 163-5 鏡下可見顯示右行剪切的以斜長石為核的旋轉(zhuǎn)碎斑集合體, 大量的石英單晶條帶、長石的應力雙晶等。樣品169-2和170-2組構極密也顯示為較弱的斜方對稱, 同樣疊加了較明顯的單斜對稱, 最強組構極密顯示為右行剪切(圖6)。由此表明該地區(qū)在平面上至少受兩期剪切作用控制, 一期為左行剪切, 另一期則為右行剪切, 剖面上則表現(xiàn)為由北向南的逆沖, 這與野外及鏡下所觀測到的構造現(xiàn)象基本一致。

?

?

圖4 東昆侖東段變形巖石石英c軸組構(EBSD)Fig.4 Quartz c-axis fabric of deformed rocks in the eastern section of East Kunlun(EBSD)

2.2.2 清泉溝地區(qū)石英c軸組構特征

清泉溝地區(qū)共采集定向樣品10件(表1), 其中有6件樣品發(fā)育拉伸線理, 其他樣品均不發(fā)育拉伸線理。樣品376-3石英c軸組構極密顯示為三斜對稱(圖7), 根據(jù)對稱性指示右行剪切; 樣品377-1石英c軸組構極密顯示為三斜對稱, 最強組構極密位于極圖的邊緣與中心的中間位置, 表明其以菱面滑為主, 推斷其變形溫度為400～550 ℃,結(jié)合線理產(chǎn)狀顯示由北向南的逆沖。樣品379-1石英c軸組構顯示極密位于X軸附近, 呈弱的斜方對稱, 表明其滑移系以柱面滑移（1010）為主, 變形溫度應當＞650 ℃, 結(jié)合線理產(chǎn)狀顯示為由北向南的逆沖。樣品380-3、380-5和380-8石英c軸組構極密分別表現(xiàn)為單斜對稱、弱的斜方對稱和三斜對稱, 最強組構極密均顯示受控于左行剪切; 樣品381-1、381-2、381-4和381-5石英c軸組構極密表現(xiàn)為或強或弱的斜方對稱, 組構極密位于極圖邊緣與中心位置(圖7), 表明樣品以柱面滑移（1010）和底面滑移系(0001)為主, 此外根據(jù)其開角大小,綜合推斷其變形溫度為500～650 ℃之間, 結(jié)合線理產(chǎn)狀, 樣品最強組構極密均表現(xiàn)為由北向南的逆沖。由這些石英c軸組構圖可以看出, 清泉溝南側(cè)平面上主要受右行剪切控制, 北側(cè)顯示為左行剪切(圖3m), 且北側(cè)發(fā)育陡傾的拉伸線理, 定向樣品石英c軸組構極密顯示為由北向南的逆沖, 這與露頭上所見構造現(xiàn)象基本吻合。樣品381-1、381-2、381-4和381-5石英c軸組構極密表現(xiàn)為或強或弱的斜方對稱, 可能是由于巖石在變形過程中受垂直于片理面巨大的壓應力作用, 與野外發(fā)育的大量的石香腸構造相符, 鏡下同樣可見(圖5c), 此外, 樣品381-5鏡下還可見到后期伸展階段形成的C′構造(圖5d)。

2.2.3 烏妥溝和得福勝地區(qū)石英c軸組構特征

烏妥溝共采集定向樣品5件(表1), 2件樣品發(fā)育拉伸線理, 其他3件樣品均不發(fā)育拉伸線理。利用EBSD對發(fā)育有拉伸線理的樣品180-1進行石英c軸組構測試, 組構極密呈三斜對稱, 最強組構極密位于極圖中心位置(圖4), 表明其以柱面滑移（1010）為主, 變形溫度應在550～650 ℃之間, 結(jié)合樣品的線理產(chǎn)狀顯示由北向南的逆沖。鏡下觀察該樣品的石英礦物已發(fā)生靜態(tài)重結(jié)晶, 可見明顯的三聯(lián)點(圖5e)。利用費氏臺對發(fā)育有拉伸線理的樣品184-3進行石英c軸組構測試統(tǒng)計, 組構極密位于極圖的邊緣, 呈斜方對稱, 表明其以底面滑移系(0001)為主, 變形溫度應當?shù)陀?00 ℃, 結(jié)合樣品線理產(chǎn)狀顯示由北向南的逆沖。樣品182-1、184-1和184-2石英c軸組構極密均呈斜方對稱(圖8), 其中樣品182-1最強組構極密表現(xiàn)為平面上分別受左行和右行兩期剪切作用的控制, 樣品184-1最強組構極密顯示為右行剪切, 鏡下同樣可見指示右行剪切作用的長石旋轉(zhuǎn)碎斑(圖5f), 184-2最強組構極密顯示為左行剪切, 這些樣品鏡下未見明顯指示剪切方向的顯微構造。

圖5 東昆侖東段變形巖石顯微尺度構造特征Fig.5 Micrographs of structure deformation characteristics in the eastern section of East Kunlun

圖6 東昆侖東段哈圖溝變形巖石石英c軸組構圖(費氏臺)Fig.6 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Hatugou in the eastern section of East Kunlun(universal stage)

圖7 東昆侖東段清泉溝變形巖石石英c軸組構圖(費氏臺)Fig.7 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Qingquangou in the eastern section of East Kunlun(universal stage)

得福勝地區(qū)采集定向樣品3件, 其中樣品402-2發(fā)育陡傾的拉伸線理, 樣品402-1和403-1微構造不明顯, 三件樣品石英c軸組構極密均為三斜對稱(圖8)。分別對樣品402-1中不同粒度(402-1(大)和402-1(小))的石英進行c軸組構測試, 所得結(jié)果基本一致, 其最強組構極密與樣品403-1最強組構極密均顯示為右行剪切, 而402-2表現(xiàn)為由北向南的逆沖。這與得福勝地區(qū)野外所見閃長質(zhì)包體發(fā)生右行剪切, 及長英質(zhì)脈體顯示由北向南的逆沖現(xiàn)象一致。另外, 在野外可見由于后期構造是早期面理倒轉(zhuǎn)形成假滑脫現(xiàn)象(圖3n), 然而這些樣品鏡下未能識別出指示剪切指向的顯微構造。

2.2.4 清水泉、塔妥煤礦和千瓦大橋地區(qū)石英c軸組構特征

圖8 東昆侖東段烏妥溝和得福勝變形巖石石英c軸組構圖(費氏臺)Fig.8 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Wutuogou and Defusheng in the eastern section of East Kunlun (universal stage)

清水泉和塔妥煤礦共采集定向樣品5件(表1), 其中樣品120-2、120-3和189-1發(fā)育線理, 樣品093-2和121-6-1不發(fā)育拉伸線理。利用EBSD對發(fā)育有拉伸線理的樣品進行石英c軸組構測試。樣品120-2組構極密位于極圖的中心位置, 呈點極密(圖4), 表明其以柱面滑移為主, 變形溫度應在550～ 650 ℃之間, 結(jié)合線理產(chǎn)狀顯示為右行剪切, 鏡下同樣可見指示右行剪切的石英旋轉(zhuǎn)碎斑(圖5g)。樣品120-3組構極密位于極圖邊緣與中心位置的中間,為單斜對稱, 表明其以菱面滑移（11a>為主, 推斷其變形溫度為400～550 ℃, 結(jié)合線理產(chǎn)狀顯示樣品受右行剪切作用控制。樣品189-1組構極密位于極圖中心位置和X軸附近, 為斜方對稱, 表明其以柱面滑移（1010）和柱面滑移（1010）共同作用,變形溫度應＞550 ℃, 結(jié)合線理產(chǎn)狀顯示樣品受剖面上的逆沖作用控制。樣品093-2和121-6-1組構極密都為斜方對稱, 兩件樣品最強組構極密均顯示為右行剪切(圖9)。此外, 樣品093-2在鏡下同樣可見到指示右行剪切的碳酸鹽的不對稱褶皺(圖5h)。千瓦大橋的樣品004-1石英c軸組構極密為三斜對稱,最強組構極密顯示樣品受右行剪切作用控制(圖9),鏡下可見明顯的靜態(tài)重結(jié)晶石英顆粒。雖然清水泉、塔妥煤礦和千瓦大橋這一區(qū)域內(nèi)石英c軸組構極密均指示變形巖石受平面上右行剪切作用控制, 剖面上為由北向南的逆沖, 但該地區(qū)露頭上可見下三疊統(tǒng)洪水川組(T1h)紫紅色含礫砂巖所發(fā)育的不對稱褶皺指示左行剪切(圖3o), 表明早三疊世后東昆中構造帶受韌脆性的左行剪切作用控制。

2.2.5 溝里–智玉地區(qū)石英c軸組構特征

本條路線共采集定向樣品8件(表1), 3件樣品發(fā)育拉伸線理, 其余樣品均不發(fā)育拉伸線理。樣品355-1、358-1和360-1石英c軸組構極密均顯示為斜

圖9 東昆侖東段清水泉、塔妥和千瓦大橋變形巖石石英c軸組構(費氏臺)Fig.9 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Qingshuiquan、Tatuo and Qianwadaqiao in the eastern section of East Kunlun(universal stage)

方對稱(圖10)。樣品355-1組構極密位于極圖邊緣和中心的中間位置, 表明其以菱面滑移（110a>為主, 推斷其變形溫度為400～500 ℃, 結(jié)合線理產(chǎn)狀認為樣品受平面上的右行剪切作用的控制。樣品358-1和360-1組構極密位于極圖的邊緣和中心位置, 表明其以柱面滑移（1010）、菱面滑移（1101）和底面滑移系(0001)共同作用, 結(jié)合其開角綜合推斷其變形溫度應為450～650 ℃。線理產(chǎn)狀顯示樣品具逆沖作用, 這與露頭尺度所見逆沖構造特征(圖3h)一致。樣品068-4、068-6、068-7、068-8和068-9石英c軸組構極密分別呈三斜對稱、斜方對稱、弱的斜方對稱、斜方對稱、斜方對稱和單斜對稱, 其中樣品068-4、068-6和068-9最強組構極密均顯示為左行剪切作用(圖10), 這與樣品068-9發(fā)育有指示左行剪切的白云母魚(圖5i)構造現(xiàn)象較為一致。

圖10 東昆侖東段溝里–智玉地區(qū)變形巖石石英c軸組構圖(費氏臺)Fig.10 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Gouli–Zhiyu in the eastern section of East Kunlun(universal stage)

3 構造帶巖石變形溫度及壓力估計

3.1 變形溫度估計

長石、石英是最基本的造巖礦物之一, 二者的變形特征與溫度條件密切相關, 具有很好的階段性(Stipp et al., 2002; Passchier and Trouw, 2005)。因此,可以根據(jù)長石、石英特定的變形現(xiàn)象來大致推斷其變形時的溫壓條件(胡玲等, 2009)。Stipp et al. (2002)認為, 變形巖石中石英礦物發(fā)生膨凸重結(jié)晶作用(BLG)→亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶作用(SGR)→顆粒邊界遷移動態(tài)重結(jié)晶作用(GBM)的溫度逐漸增高, 并且顆粒粒度也相應增大, 當變形溫度在300～700 ℃范圍內(nèi), 依次表現(xiàn)為: BLG重結(jié)晶(300～380 ℃); BLG向SGR型重結(jié)晶轉(zhuǎn)變時兩種重結(jié)晶型式共存(380～420 ℃); 獨立的SGR重結(jié)晶存在(420～480 ℃); SGR向GBM型重結(jié)晶轉(zhuǎn)變時兩種重結(jié)晶型式共存(480～530 ℃); 獨立的GBM重結(jié)晶(＞530 ℃)。在相同的變形型式下, 長石塑形變形溫度較石英高,故利用長石塑性變形特征可估計巖石高溫應變下的變形溫度: 當溫度＞400 ℃時長石出現(xiàn)塑形拉長變形, ＞500 ℃時表現(xiàn)為動態(tài)重結(jié)晶, 其中BLG重結(jié)晶變形溫度范圍500～650 ℃; BLG向SGR型重結(jié)晶轉(zhuǎn)變時兩種重結(jié)晶型式共存(650～700 ℃); 獨立的SGR重結(jié)晶存在(700～800 ℃); SGR向GBM型重結(jié)晶轉(zhuǎn)變時兩種重結(jié)晶型式共存(800～850 ℃); 獨立的GBM重結(jié)晶(＞850 ℃)。

本文利用長石、石英的顯微構造變形特征并結(jié)合石英c軸組構估算東昆中構造帶內(nèi)及兩側(cè)地質(zhì)體的變形溫度。由于樣品所處構造位置不同其變形溫度明顯不同, 其中哈圖溝地區(qū)樣品為中高溫變形,主要表現(xiàn)為石英的亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR)和長石的脆性破裂, 石英c軸組構極密顯示石英以柱面滑菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 綜合顯示變形溫度一般在480～550 ℃之間。清泉溝樣品主要變形特征為石英的膨凸重結(jié)晶(BLG)、亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR)、顆粒邊界遷移重結(jié)晶(GBM)(圖5j)以及長石的膨凸重結(jié)晶(BLG)、亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR), 另外還可見到石英高溫環(huán)境下形成的多晶條帶(圖5k), 石英c軸組構極密顯示石英以柱面滑移、柱面滑菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 溫度跨度較大(從380 ℃到650 ℃之間)。烏妥溝樣品變形特征主要為石英的顆粒邊界遷移重結(jié)晶(GBM)和長石的膨凸重結(jié)晶(BLG), 石英c軸組構極密顯示石英以柱面滑移菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 綜合顯示該地區(qū)變形溫度在500～530 ℃之間。清水泉樣品變形特征為石英的膨凸重結(jié)晶(BLG)、顆粒邊界遷移重結(jié)晶(GBM)以及長石的亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR), 石英c軸組構極密顯示石英以柱面滑移菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 綜合顯示變形溫度一般在400～650 ℃之間。溝里地區(qū)樣品變形溫度普遍較高, 石英一般表現(xiàn)為顆粒邊界遷移重結(jié)晶(GBM), 長石則表現(xiàn)為膨凸重結(jié)晶(BLG)與亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR), 石英c軸組構極密顯示石英以柱菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 綜合顯示其變形溫度一般為530～650 ℃。得福勝地區(qū)樣品表現(xiàn)為石英的亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶(SGR)和長石的膨凸重結(jié)晶(BLG), 石英c軸組構極密顯示石英以菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用為特征, 其變形溫度為480 ℃±(表1)。

3.2 古應力值估算

研究表明應變礦物的位錯密度、動態(tài)重結(jié)晶以及亞顆粒大小和古構造應力呈穩(wěn)定的線性關系, 這種關系在一定條件下與應力作用的溫度、應變速率無關。因而, 通過測量應變礦物的位錯密度、動態(tài)重結(jié)晶以及亞顆粒的大小來估算使其應變的古應力值。由于這種方法的原理在許多情況下是基于巖石處于穩(wěn)定態(tài)流變條件下, 故有人也把由巖石顯微、超顯微構造要素所推斷的應力叫做穩(wěn)定態(tài)流變應力(Twiss, 1977; Koch, 1983)。本文分別利用石英亞顆粒平均粒度(圖5l)和動態(tài)重結(jié)晶顆粒平均粒度(圖5m)來估算巖石差應力值(表2, 圖11)。動態(tài)重結(jié)晶顆粒采用Twiss (1977)和Koch (1983)的經(jīng)驗公式分別計算其差應力大小。Twiss (1977)的經(jīng)驗公式為: (σ1–σ3)=603D–0.68; Koch (1983)的經(jīng)驗公式為(σ1–σ3)= (D/b)1/R; 式中D為動態(tài)重結(jié)晶顆粒粒徑(單位: μm), b=4.9×102μm MPa–R, R=–0.59。亞顆粒采用σ1–σ3= 18000d–1(Twiss, 1977)經(jīng)驗公式來計算差異應力值,其中d為亞顆粒粒徑(單位: μm), d前的系數(shù)為無量綱系數(shù), 差異應力(σ1-σ3)單位為MPa。

圖11 東昆侖東段韌性剪切帶糜棱巖中石英亞顆粒平均粒徑統(tǒng)計圖Fig.11 Diagram showing the average size of subgrain quartz from mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones

石英動態(tài)重結(jié)晶顆粒所采用的兩種方法估算結(jié)果差異較大, Koch (1983)的實驗參數(shù)考慮的影響因素較多, 如石英的干濕度、顆粒測量誤差、實驗誤差、壓力、溫度以及應變速率在較大范圍內(nèi)變化的影響, 這些實驗參數(shù)更為接近實體, 另外通過計算石英的差應力值顯示Koch (1983)所得出的結(jié)果與區(qū)域上其他地方用亞顆粒所估算出的差應力較接近,因此本文認為Koch (1983)的經(jīng)驗公式更為適合用于研究區(qū)差應力值的估算。此外, 在動態(tài)重結(jié)晶粒度測試中, 不可避免的將后期已經(jīng)發(fā)生靜態(tài)重結(jié)晶的石英顆粒計算在內(nèi), 造成測試中的石英動態(tài)重結(jié)晶粒度過大, 從而使所估算的差異應力值較實際偏小。通過對構造帶內(nèi)不同變形地質(zhì)體進行石英的亞顆粒及動態(tài)重結(jié)晶粒度統(tǒng)計研究, 結(jié)果顯示研究區(qū)內(nèi)變形地質(zhì)體差應力值變化較大, 范圍為173～509 MPa, 大多數(shù)集中于250～400 MPa之間, 且越靠近東昆中斷裂帶差異應力值越大。

3.3 應變速率的估算

當巖石在穩(wěn)定流變狀態(tài)下, 根據(jù)蠕變規(guī)律, 應變速率(ε)與巖石所受應力(△σ)及溫度(T)之間存在下列關系(Parrish et al., 1976):

表2 東昆侖東段變形巖石差應力值及應變速率估算表Table 2 Estimation of differential stress and strain rate in the eastern section of East Kunlun tectonic belt

不同學者通過各自設計的實驗方法獲得各自不同的取值, 本文分別利用Parrishet al. (1976)、Koch et al. (1989)和Gleason and Tullis (1995)等人的經(jīng)驗公式計算, 以求計算結(jié)果的準確性。

應用Parrish et al. (1976)的濕石英應變速率公式如下:

應用Koch et al. (1989)的濕石英應變速率公式如下:

應用Gleason and Tullis (1995)的石英應變速率公式如下:

式中ε為應變速率(單位: s–1); σ為差異應力(單位: MPa); R為氣體摩爾常數(shù)(單位: cal.mol); T為變形時的絕對溫度(單位: K); A、n、Q均為實驗所獲得的常數(shù)。

這三個經(jīng)驗公式所得結(jié)果見表2, 可以看出利用Parrish et al. (1976)的經(jīng)驗公式比Koch et al. (1989)和Gleason and Tullis (1995)所計算出的應變速率普遍要小1～2個數(shù)量級, 個別達到3個數(shù)量級, 后兩者所計算出的應變速率基本相同, 但是Parrish et al. (1976)的公式不但考慮到干濕石英對應變速率的影響, 而且根據(jù)他所提供的經(jīng)驗公式計算出的結(jié)果更符合一般韌性剪切帶中的糜棱巖應變速率, 另外其引用率更為頻繁, 表明該公式精度更好, 因此本文采用Parrish et al. (1976)公式的計算結(jié)果。

研究區(qū)內(nèi)變形巖石的應變速率跨度較大(10–14～ 10–8s–1), 表明構造帶內(nèi)各變形地質(zhì)體不具統(tǒng)一的應變速率, 這也符合自然界韌性剪切帶的變形規(guī)律。哈圖溝地區(qū)在靠近東昆中斷裂帶附近其應變速率較兩側(cè)略大, 但并不明顯, 這可能是由于樣品采集較少和過于集中而造成的。在清泉溝和溝里地區(qū)越靠近東昆中斷裂帶其應變速率越大的規(guī)律變得非常明顯(達1～3個數(shù)量級), 然而在烏妥溝和得福勝等地區(qū), 這種規(guī)律不甚明顯, 這可能是由于采樣過少不能形成很好的對比, 此外沿韌性剪切帶東西走向?qū)Ρ任窗l(fā)現(xiàn)明顯規(guī)律。Pfiffner and Ramsay (1982)認為自然界區(qū)域性的應變速率一般為(10–13～10–15s–1),雖然研究區(qū)內(nèi)部分地區(qū)應變速率介于10–13～10–14s–1,但大多為10–10～10–11s–1, 由此可見, 東昆侖造山帶東段韌性剪切作用具有較快的應變速率。

4 運動學渦度分析

運動學渦度(Wk)值是一個無綱量參數(shù), 是有關韌性變形帶純剪切和簡單剪切組分相對大小的重要度量, 其簡單的定義為(Bobyarchick, 1986):

v指雙曲流兩特征方向的夾角, 純剪切為共軸變形, 主變形面(XZ面)內(nèi)有兩個非旋轉(zhuǎn)方向分別平行與垂直剪切帶邊界, 其間的夾角為90°, Wk=0; 簡單剪切為非共軸變形, 主變形面內(nèi)僅有一非旋轉(zhuǎn)方向與剪切帶邊界平行, 即兩非旋轉(zhuǎn)方向間的夾角為0°, Wk=1; 由簡單剪切和純剪切形成的一般剪切Wk= 0～1, 另外, Wk=0.5并不代表純剪切與簡單剪切各占一半, 只有當Wk=0.71～0.75時純剪切與簡單剪切的作用才相等, 這種現(xiàn)象稱為純剪切傾向性(Tikoff and Fossen, 1995; Law et al., 2004)。

Weijermars (1991, 1998)利用瞬時縮短軸(ISA3)或最大主應力軸(σ1)方向來定義運動學渦度:

ξ為主應力σ1方向與剪切帶邊界法線夾角。

最初運動學渦度(Wk)的定義是一個參考點瞬時旋轉(zhuǎn)相對于瞬時拉伸的比率, 然而巖石在漫長的變形史中的瞬時渦度(Wn)值并不是一直保持恒定, 故實際操作中平均運動學渦度(Wm)的使用較Wk和Wn更為普遍。對于估算自然界高應變巖石的平均運動學渦度值已報道了多種方法, 例如極摩爾圓法(Simpson and Depaor, 1993; Zhang and Zheng, 1997)、剛性旋轉(zhuǎn)碎斑分析法(Passchier, 1987; Wallis, 1992; Simpson and Depaor, 1993)、石英c軸組構法(Passchier and Urai, 1988; Wallis, 1992, 1995)和Rs-θ法(Fossen and Tikoff, 1993; Beam and Fisher, 1999)和C′法(王新社等, 2002; 劉江等, 2011)等, 為使運動學渦度值的估算具有較好的可信度和有效性, 本次研究對構造帶內(nèi)同一巖石采用不同的方法來估算其運動學渦度值(表3)。由于樣品變形程度不均一,采樣充分考慮到其代表性和廣泛性(采樣點位見圖1)。

表3 東昆侖東段韌性剪切帶糜棱巖運動學渦度分析表Table 3 Kinenmatic vorticity of mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones

4.1 瞬時應變伸長軸(ISA)

高應變帶中的剪切帶邊界常與糜棱面理近于平行, 可作為第一特征方向(A2), 如果已知瞬時應變伸長軸(ISA)的方向, 就可通過公式(2)確定該變形帶的運動學渦度。假定云母魚的解理面或石英條帶中的斜向面理平行于最后一次增量應變的主面, 瞬時應變伸長軸(ISA)則與之垂直(Lister and snoke, 1984; Wallis, 1995; Passchier and Trouw, 1996)。根據(jù)這一假設, 在平行線理垂直糜棱面理的巖石薄片內(nèi)(XZ面), 測量糜棱面理或石英條帶的與云母解理面或石英斜向面理間的夾角(ξ), 將其中的一些最大值代入公式(2)獲取其運動學渦度值(鄭亞東等, 2008)。

利用該方法獲得的瞬時運動學渦度值介于0.56～1, 雖然絕大多數(shù)均大于0.71, 但仍有部分小于0.71(表3), 表明純剪切組分和簡單剪切組分為主的應變在韌性剪切作用的后期同時發(fā)生或至少部分同時發(fā)生。

4.2 石英c軸組構結(jié)合斜交面理

一般認為, 石英條帶的斜向面理(SB)與瞬時最大壓縮軸ISA3(或σ1)垂直(Simpson and DePaor, 1993), 因此可根據(jù)石英條帶的斜向面理來推算主應力方位, 由公式(2)計算運動學渦度:

ISA1和應變主軸X軸之間的夾角等于石英斜交面理SB和主面理SA夾角(δ)(圖5n); 特征流動方向A1與應變主軸X夾角等于石英c軸組構中心環(huán)帶法線與主面理SA夾角(β)。

本次分別利用先進的EBSD技術和傳統(tǒng)的費氏臺技術共同對研究區(qū)變形巖石進行石英c軸組構測試, 利用石英c軸組構結(jié)合斜交面理方法獲得瞬時渦度值介于0.25～1之間, 其中有一半的運動學渦度值大于0.75(表3), 相比糜棱面理與瞬時應變伸長軸的運動學渦度值, 其以簡單剪切為主的一般剪切占測試樣品總數(shù)的比例有所下降。

4.3 石英c軸組構結(jié)合有限應變法

Wallis (1992, 1995)提出利用石英c軸組構與有限應變軸比(Rs)來估算平均運動學渦度: 石英c軸組構中心環(huán)帶與流變面相垂直, 流變面與有限應變主平面的夾角為β, Rs、β和Wm三者的關系可用公式(4)、(5)來表達:

有限應變測量利用Fry法對薄片內(nèi)碎斑進行計算(圖5o), 石英c軸組構結(jié)合有限應變法所得平均渦度普遍較低, 一般為0.22～0.85, 僅有2個樣品運動學渦度大于0.71, 其余均小于0.71(表3), 表明研究區(qū)內(nèi)樣品平均渦度的純剪切分量所占比重較大。

4.4 C′法

糜棱巖中常發(fā)育的剪切條帶或伸展劈理, 與剪切帶剪切指向相同的稱為同向伸展褶劈理或C′(鄭亞東等, 2008)。C′法是基于最大有效力矩準則得出同向伸展劈理與最大主應力方向理論夾角為54°44′(Zheng et al., 2004, 2006; 鄭亞東等, 2005, 2007a, 2007b, 2007c), 通過這一角度關系根據(jù)公式(2)便可獲得剪切條帶或伸展褶劈理形成期剪切帶的運動學渦度值(鄭亞東等, 2008)。C′是早期先形成面理在剪切應力作用下, 發(fā)生旋轉(zhuǎn)而來的面理, 因此, 通過C′與A1(剪切帶邊界)夾角(圖5d)計算出的運動學渦度值一般代表了晚期剪切作用的類型(王新社等, 2002)。本文采用的數(shù)據(jù)主要來源于鏡下測量。計算公式為Wn=cosv=sin(70°–2ε)。

利用C′法對構造帶內(nèi)9個定向樣的的運動學渦度進行計算, 結(jié)果顯示, 不同地方所計算出的運動學渦度值均介于0.19～0.64之間, 表明韌性剪切帶的剪切作用在晚期表現(xiàn)為以純剪切作用為主的一般剪切。

5 討 論

5.1 石英c軸組構、古應力值和應變速率結(jié)果的解釋

石英c軸組構分布特征對溫度非常敏感, 晚期構造變形對其影響也極大, 但在晚期構造改造較弱的地區(qū), 石英c軸組構就會保留早期構造變形的特征。東昆中構造帶經(jīng)歷了多期次的造山運動, 構造帶內(nèi)不同期次的變形互相疊加改造, 不僅在野外露頭尺度上可見, 在微觀尺度下同樣顯示出多期次變形的特征。

分別利用費氏臺和EBSD測試技術對構造帶內(nèi)變形地質(zhì)體進行石英c軸組構的統(tǒng)計研究, 結(jié)果顯示石英c軸組構無論是在南傾或北傾構造面理的XZ面(剖面)上都表現(xiàn)為由北向南的逆沖, 但平面上顯示分別受左行或者右行剪切作用的控制(露頭尺度上同樣可見), 這可能是由于早期陸塊間俯沖拼合形成的北傾面理, 后期伴隨陸塊間的走滑調(diào)整使其產(chǎn)狀部分南傾, 從而造成現(xiàn)今無論南傾或北傾的面理,剖面上始終表現(xiàn)為由北向南的逆沖。相對于面理的產(chǎn)狀, 拉伸線理的側(cè)伏向明顯可分為兩組, 即一組向西側(cè)伏, 另一組向東側(cè)伏, 發(fā)育有向東側(cè)伏拉伸線理的變形巖石和它周圍的變形巖石顯示平面上主體受左行剪切作用控制, 剖面上則為由北向南的逆沖, 而發(fā)育有向西側(cè)伏拉伸線理的變形巖石及周圍地質(zhì)體中的變形巖石剖面上同樣顯示為逆沖, 但是平面上則顯示主體受右行剪切作用控制。雖然這兩組陡傾拉伸線理樣品的顯微構造及石英c軸組構都顯示為由北向南的逆沖, 但應屬于兩個不同期次韌性剪切作用的結(jié)果, 即, 左行逆沖剪切和右行逆沖剪切。發(fā)育有緩傾拉伸線理樣品的石英c軸組構多數(shù)顯示為右行剪切, 然而研究區(qū)內(nèi)平行走向垂直面理所采定向樣品的石英c軸組構分析顯示其平面上的左行和右行兩期剪切作用的控制, 個別樣品可見兩期剪切作用的相互疊加(圖6, 182-1)。野外露頭及鏡下雖未見到其交切關系, 但是研究區(qū)內(nèi)普遍發(fā)育受控于左行剪切和右行剪切作用的旋轉(zhuǎn)透鏡體、旋轉(zhuǎn)碎斑及不對稱褶皺, 由此可以確定該韌性剪切帶是多期構造運動疊加的產(chǎn)物; 根據(jù)石英c軸組構和礦物(長石、石英)的顯微構造變形特征, 可以大致推斷東昆中構造帶變形溫度在380～650 ℃之間, 形成的環(huán)境大致為中–高綠片巖相到低角閃巖相; 利用動態(tài)重結(jié)晶及亞顆粒粒徑估算的差異應力值介于173～509 MPa之間, 較一般韌性剪切帶的差異應力值(20～200 MPa)高出很多, 結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景, 筆者認為該韌性剪切帶應當形成于加里東期和晚海西–印支期東昆北陸塊與東昆南陸塊在匯聚碰撞時發(fā)生的強烈擠壓–剪切過程中。根據(jù)變形溫度與差異應力值所估算出研究區(qū)內(nèi)韌性剪切帶應變速率在6.93×10–14～1.43×10–8s–1之間, 可見在不同地段所采樣品的應變速率明顯不同, 且跨度都較大, 構造帶內(nèi)應變速率主體為10–10～10–11s–1, 相對于自然界一般的韌性剪切帶具有快速應變的特征, 表明構造帶變形巖石是快速俯沖作用的產(chǎn)物。

不同地段所采樣品的溫度、差異應力及應變速率不同, 但大體上越靠近東昆中斷裂帶其變形溫度、差異應力值及相應的應變速率值越大, 由此表明, 雖然東昆中構造帶疊加了多期次的韌性剪切變形, 但總體上都是以東昆中斷裂帶為剪切中心。

5.2 運動學渦度值結(jié)果的解釋

通過不同的計算方法分別獲得了東昆侖東段東昆中構造帶糜棱巖運動學渦度(表3, 圖12), 結(jié)果如下:

圖12 東昆侖東段韌性剪切帶中糜棱巖運動學渦度值比較Fig.12 Comparison of the kinematic vorticties calculated for mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones

(1) 由圖12可粗略看出東昆中構造帶運動學渦度值自西向東總體上有減小的趨勢, 表明構造帶西邊較東邊的純剪切分量所占比重增大, 此外在哈圖溝、清泉溝及溝里等地區(qū)利用四種方法(剪切帶形成的不同階段)所計算的運動學渦度值雖然在個別小區(qū)域內(nèi)無規(guī)律, 但總體上表現(xiàn)出相同的變化趨勢,即所采樣品顯示越靠近東昆中斷裂帶其運動學渦度值也越大, 這點很好的解釋了東昆中斷裂帶處于韌性剪切帶的中心位置。采用同一種方法所計算出韌性剪切帶不同地方運動學渦度值除少量樣品變化較大(石英c軸平均渦度法中樣品149-1和379-1、糜棱面理與瞬時應變伸長軸瞬時渦度法中樣品184-3),但總體上比較平穩(wěn), 表明雖然韌性剪切帶內(nèi)不同位置在韌性變形某一時刻各質(zhì)點旋轉(zhuǎn)量不同, 但就整個剪切帶而言具有比較統(tǒng)一的運動學渦度。此外,由圖12可知代表了韌性剪切過程中較長期的平均渦度石英c軸組構結(jié)合礦物有限應變(RS、β)所估算的運動學渦度值較代表了韌性剪切過程中早期和中晚期的糜棱面理與瞬時應變伸長軸和石英c軸瞬時渦度值(Wallis, 1995; Xypolias, 2009)要小, 但比代表韌性剪切過程中最晚期的C′運動學渦度值要略大,由此可以看出在韌性剪切帶形成過程中由早到晚所對應的運動學渦度值由大到小。結(jié)合區(qū)域構造背景,筆者認為韌性剪切帶早期瞬時運動學渦度(運動學渦度值0.56～1)應當對應于東昆南與東昆北陸塊間斜向俯沖的初始階段, 中后期石英c軸組構結(jié)合石英長軸方向的運動學渦度(運動學渦度值0.25～0.91)應當對應于東昆南與東昆北陸塊間的俯沖碰撞階段,最晚期的C′瞬時運動學渦度(運動學渦度值0.19～ 0.51)則對應于后造山的伸展階段。

(2) 東昆中構造帶糜棱巖利用石英c軸組構結(jié)合礦物有限應變(RS、β)所估算的運動學渦度值和利用石英c軸組構結(jié)合石英長軸方向(δ、β)所估算出的運動學渦度值走勢趨于一致。但Wm要明顯低于Wn,表明石英后期增量應變純剪切所占分量低于平均渦度的純剪切分量。糜棱面理與瞬時應變伸長軸和石英c軸瞬時渦度值相近, 變化范圍為0.25～1, 雖然大多數(shù)大于0.75, 但仍有部分樣品顯示以純剪切為主的簡單剪切, 說明純剪切組分和簡單剪切組分為主的應變在剪切帶同時發(fā)生或至少部分同時發(fā)生, 是陸塊間斜向匯聚帶走滑擠壓應變的結(jié)果, 這不僅在運動學渦度值上表現(xiàn)明顯, 而且, 在本次所測樣品很大一部分的石英c軸組構呈斜方對稱或弱的斜方對稱也體現(xiàn)了這一構造現(xiàn)象, 驗證了東昆南與東昆北陸塊間為斜向俯沖碰撞而拼合的構造事件。

(3) C′面理不連續(xù)的疊加于透入性的糜棱面理之上, 一般形成于剪切帶晚期低溫階段, 是有限應變分解和應變累計的結(jié)果(鄭亞東等, 2008)。本次所獲得C′運動學渦度值均小于0.75, 表明韌性剪切作用在最晚期表現(xiàn)為以純剪切為主的一般剪切。

(4) 在東昆中構造帶內(nèi)糜棱巖化強烈的地方,所測的運動學渦度值并不是很高, 主要表現(xiàn)為以純剪切為主的一般剪切, 這與大部分的韌性剪切帶有所不同。這可能是由于板塊俯沖匯聚過程中, 雖然其剪切作用非常強烈, 但是巨大水平壓應力使得其簡單剪切組分相對于純剪切組分要小得多, 構造帶內(nèi)糜棱巖或超糜棱巖樣品(381-1、381-3等)的石英c軸組構常常表現(xiàn)為斜方對稱的現(xiàn)象可能與此有關。

此外, 本次研究獲得東昆中構造帶內(nèi)平均運動學渦度值絕大多數(shù)小于0.75, 指示東昆中構造帶的變形類型主要以純剪切為主, 夾有少量的簡單剪切作用, 該變形現(xiàn)象揭示出東昆中構造帶現(xiàn)今保留的巖石變形是擠壓背景機制下壓扁拉伸方式的記錄,表明東昆中構造帶是東昆南陸塊與東昆北陸塊斜向匯聚的產(chǎn)物。

5.3 東昆中構造帶多期韌性剪切作用的時限及其地質(zhì)背景討論

韌性逆沖型剪切帶的形成及演化一般在大洋(盆)俯沖增生和弧陸–陸陸碰撞造山過程的中下地殼收縮階段, 而走滑型韌性剪切帶常與地體之間的斜向匯聚和碰撞有成因聯(lián)系(許志琴等, 1996)。東昆侖造山帶位于中央造山系的中段, 已有研究成果顯示東昆侖造山帶至少記錄了新元古代–早古生代和晚古生代–早中生代這兩個世代的洋陸旋回信息(姜春發(fā)等, 1992, 2000; 鄭健康, 1992; 潘裕生等, 1996;殷鴻福等, 1997; 朱云海等, 1999, 2002; 王國燦等, 1997, 1999, 2004; 張建新等, 2003; 楊經(jīng)綏等, 2003, 2004; 潘桂棠等, 2004; 李懷坤等, 2006; 陳能松等, 2007, 2008; 張雪亭等, 2007; 張亞峰等, 2010; 陳守建等, 2008, 2010; 裴先治等, 2011), 暗示著其構造變形特征必然具有復雜多樣性。其中, 代表新元古代–早古生代發(fā)育的洋盆, 現(xiàn)今呈蛇綠巖殘塊保存于曲什昂、塔妥、清水泉、烏妥、可日、阿此特和巴隆等地區(qū)(赟馮建等, 2010; 李瑞保等, 2012)。近年來多位學者對清水泉、可可沙、科科可特等地的輝長巖進行鋯石U-Pb同位素測年, 結(jié)果顯示該套蛇綠巖應為早古生代產(chǎn)物, 其形成年齡在502～522 Ma之間(Yang et al., 1996; 陳能松等, 2008; 陸松年等, 2009; 赟馮建等, 2010; Li et al., 2013)。此外, 莫宣學等(2007)獲得萬寶溝弧花崗巖年齡為450 Ma, 李瑞保等(2011)獲得和勒岡那仁A型堿長花崗巖年齡為428 Ma, 這些地質(zhì)事件表明, 東昆侖地區(qū)早古生代洋陸構造格局從早中寒武世一直持續(xù)到晚奧陶世(李瑞保等, 2012)。溝里鄉(xiāng)岔堂地區(qū)出露一套未變形的鉀長花崗巖體, 圍巖均發(fā)生構造片理化或糜棱巖化, 并且受剖面上逆沖及平面上的左行剪切作用控制, 裴先治(未刊資料)獲得該鉀長花崗巖鋯石U-Pb年齡為386 Ma, 表明在386 Ma之前東昆中構造帶應當發(fā)育一期逆沖兼左行走滑的韌性剪切作用; 另外納赤臺巖群普遍發(fā)育有高角度逆沖的兼具左行剪切性質(zhì)的拉伸線理, 陳有炘等(2013)獲得其變中基性火山巖年齡為474 Ma, 由此可以將這期剪切作用限制在386～474 Ma之間; 陳能松等(2002)對都蘭縣南部東昆中斷裂帶北側(cè)的島弧型變質(zhì)火山巖系中發(fā)育高角度逆沖變形帶的變質(zhì)角閃石、白云母的40Ar/39Ar年齡測試后, 獲得427±4 Ma的40Ar/39Ar坪年齡, 認為該年齡應等于變質(zhì)頂峰的年齡, 而逆沖構造與變質(zhì)頂峰同期, 代表了一期發(fā)生在中志留世的俯沖、碰撞變形事件; 上述地質(zhì)體年代學證據(jù)及變形特征表明東昆中構造帶內(nèi)所發(fā)育的逆沖兼左行走滑剪切性質(zhì)的構造變形應當發(fā)生在中志留世東昆南陸塊與東昆北陸塊間的斜向俯沖–碰撞及拼合過程中, 露頭、鏡下及石英c軸組構均很好地顯示了這期構造的變形特征。

陳亮等(2000, 2001)利用40Ar/39Ar同位素測年技術, 獲得阿尼瑪卿地區(qū)德爾尼洋脊型蛇綠巖中基性火山巖年齡值為345 Ma; 楊經(jīng)綏等(2005)獲得德爾尼蛇綠巖的玄武質(zhì)熔巖的 SHRIMP鋯石U-Pb年齡為308 Ma; 裴先治等(2011)和劉戰(zhàn)慶等(2011a, 2011b, 2011c, 2011d)在布青山地區(qū)得力斯坦溝和哈爾郭勒溝地區(qū)別獲得了具洋殼性質(zhì)輝長巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡值為517 Ma和332 Ma。這些年代學證據(jù)表明在布青山–阿尼瑪卿構造混雜巖帶內(nèi)不僅包含有早古生代原特提斯洋殼殘片, 還包含有晚古生代古特提斯洋殼殘片(李瑞保等, 2012)。得福勝地區(qū)晚二疊世哈拉尕吐花崗巖體與其北側(cè)的得福勝閃長質(zhì)片麻巖體呈漸變過渡接觸關系,哈拉尕吐花崗巖體在靠近韌性剪切帶一側(cè)發(fā)育透入性面理, 并不同程度的與得福勝閃長質(zhì)片麻巖體一同卷入到韌性剪切帶中, 二者透入性面理走向一致,且卷入東昆中構造帶內(nèi)的哈拉尕吐花崗巖體中暗色閃長質(zhì)包體發(fā)生透鏡化并旋轉(zhuǎn)拖尾, 拖尾指示平面上受右行剪切作用控制, 本次在得福勝所采的三個花崗閃長質(zhì)片麻巖, 分別指示其受平面上的右旋剪切和剖面上逆沖作用控制。孫雨等(2009)獲得哈拉尕吐花崗巖體中未變形的花崗閃長巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為255.3±3.6 Ma。裴先治(未刊資料)獲得得福勝片麻狀閃長巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為255.9±2.3 Ma。由此表明東昆侖造山帶所發(fā)育的右行剪切作用形成時代應晚于255 Ma, 陳能松等(2002)獲得東昆侖造山帶東昆中構造帶的云母片巖中指示中壓碰撞變質(zhì)作用的礦物組合第二期變質(zhì)石榴子石+藍晶石+斜長石+黑云母+白云母+石英的變質(zhì)年齡為250 Ma, 并認為這是東昆侖地區(qū)古特提斯洋關閉過程中發(fā)生的三疊紀中壓碰撞變質(zhì)作用的產(chǎn)物。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構造背景筆者認為研究區(qū)內(nèi)平面上顯示右行剪切及陡傾面理上向東側(cè)伏的拉伸線理(c軸組構顯示逆沖)的這期構造應當形成于晚海西–印支期不同陸塊間斜向俯沖–碰撞機制下。由于研究區(qū)內(nèi)晚古生代以后的地質(zhì)體不甚發(fā)育, 暫時還不能將晚海西期–印支期以后的變形與早期變形完全區(qū)分解析, 張紫程等(2010)認為東昆侖韌性左行走滑剪切帶形成于196 Ma, 大約在20 Ma左右東昆侖左行走滑韌性應變向脆性應變轉(zhuǎn)化(Arnaud et al., 1995)。筆者在溝里地區(qū)的下三疊統(tǒng)洪水川組紫紅色含礫砂巖中識別出顯示左行剪切的不對稱褶皺, 表明東昆侖造山帶在經(jīng)歷晚海西–印支期的逆沖兼右行走滑變形后, 于燕山早期古韌性剪切帶再活動,形成陸內(nèi)的韌性左行走滑剪切帶, 研究區(qū)內(nèi)這期塑性的左行走滑剪切變形與加里東晚期的左行走滑不易區(qū)分。但東昆侖地區(qū)普遍發(fā)育有較年輕的脆性左行走滑斷層, 應當是20 Ma以后脆性的左行走滑應變的產(chǎn)物。

綜上所述, 東昆中構造帶主要經(jīng)歷了加里東期陸塊間逆沖兼左行剪切作用、晚海西–印支期陸塊間的逆沖兼右行剪切作用及燕山早期及之后的脆韌性–脆性的左行走滑剪切作用。

6 結(jié) 論

(1) 石英c軸組構結(jié)合礦物變形特征綜合推斷東昆中構造帶變形溫度介于380～650 ℃之間, 形成的環(huán)境大致為中–高綠片巖相到低角閃巖相。利用動態(tài)重結(jié)晶及亞顆粒粒徑估算東昆中構造帶的差異應力值介于173～509 MPa之間, 表明東昆中構造帶具造山帶尺度的巨型構造動力特征, 應當是加里東期和海西–印支期東昆北陸塊與東昆南陸塊匯聚碰撞過程中強烈擠壓–剪切作用造成的。根據(jù)變形溫度與差異應力值主體為10–11～10–10s–1, 較一般韌性剪切帶的應變速率大, 表明構造帶變形巖石是快速俯沖作用下的產(chǎn)物。不同地段所采樣品的溫度、差異應力及應變速率反映越靠近東昆中斷裂帶其變形溫度、差異應力值及相應的應變速率值越大, 表明東昆中構造帶的韌性剪切變形是以東昆中斷裂帶為剪切中心。

(2) 石英c軸組構結(jié)合礦物有限應變所估算的代表韌性剪切過程中較長期的平均渦度值與石英c軸組構結(jié)合石英長軸方向估算出的代表該期較晚期的運動學渦度值走勢趨于一致, 但Wm要明顯低于Wn, 表明石英后期增量應變純剪切所占分量低于平均渦度的純剪切分量。石英的斜交面理法和石英c軸瞬時渦度值相近, 變化范圍為0.25～1, 表明韌性剪切作用在兩陸塊間俯沖碰撞過程中構造帶內(nèi)各個部位不具統(tǒng)一的運動學渦度, 一些地方(清泉溝、烏妥溝及溝里)雖然表現(xiàn)為走滑或逆沖, 但由于陸塊間的強大壓應力使得其純剪切分量顯著增加, 在本次所測樣品很大一部分的石英c軸組構呈斜方對稱或弱的斜方對稱也體現(xiàn)了這一構造現(xiàn)象。利用C′法獲得的運動學渦度值均小于0.75, 表明構造帶內(nèi)韌性剪切作用在晚期表現(xiàn)為以純剪切作用為主的一般剪切。

(3) 石英c軸組構結(jié)合露頭及顯微尺度上的構造特征綜合顯示東昆中構造帶至少經(jīng)歷了加里東晚期的逆沖兼左行走滑剪切作用、海西–印支期的逆沖兼右行走滑和燕山早期及之后的脆韌性–脆性的左行走滑剪切作用等3期構造運動。

致謝: 中國地質(zhì)大學(北京)劉俊來教授和北京大學張進江教授對本文進行了認真審閱并提出了寶貴的修改意見, 在此表示衷心感謝。

陳國超, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 裴磊, 劉戰(zhàn)慶, 陳有炘, 劉成軍, 高景民, 魏方輝. 2013.東昆侖洪水川地區(qū)科科鄂阿龍巖體鋯石U-Pb年代學、地球化學及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)學報, 87(2): 178–196.

陳亮, 孫勇, 柳小明, 裴先治. 2000. 青海省德爾尼蛇綠巖的地球化學特征及其大地構造意義. 巖石學報, 16(1): 106–110.

陳亮, 孫勇, 裴先治, 高明, 馮濤, 張宗清, 陳文. 2001.德爾尼蛇綠巖40Ar/39Ar年齡: 青藏最北端古特提斯洋盆存在和延展的證據(jù). 科學通報, 46(45): 424–426.

陳能松, 何蕾, 王國燦, 張克信, 孫敏. 2002. 東昆侖造山帶早古生代變質(zhì)峰期和逆沖構造變形年代的精確限定. 科學通報, 47(8): 628–631.

陳能松, 孫敏, 王勤燕, 張克信, 萬渝生, 陳海紅. 2008.東昆侖造山帶中帶的鋯石U-Pb定年與構造演化啟示.中國科學(D輯), 38(6): 657–666.

陳能松, 孫敏, 王勤燕, 趙國春, 陳強, 舒桂明. 2007. 東昆侖造山帶昆中帶的獨居石電子探針化學年齡: 多期構造事件紀錄. 科學通報, 52(11): 1297–1306.

陳守建, 李榮社, 計文化, 趙振明, 劉榮麗, 賈寶華, 張振福, 王國燦. 2010. 東昆侖造山帶二疊紀巖相古地理特征及盆山轉(zhuǎn)換探討. 中國地質(zhì), 37(2): 374–391.

陳守建, 李榮社, 計文化, 趙振明, 王秉璋, 馬華東, 劉小吉, 史秉德. 2008. 昆侖造山帶早–中泥盆世沉積特征及盆地性質(zhì)探討. 沉積學報, 26(4): 541–551.

陳有炘, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 裴磊, 陳國超, 劉成軍, 李小兵, 楊杰. 2013. 東昆侖東段納赤臺巖群變火山巖鋯石U-Pb年齡、地球化學特征及其構造意義.地學前緣, 20(6): 240–254.

馮建赟, 裴先治, 于書倫, 丁三平, 李瑞保, 孫雨, 張亞峰, 李佐臣, 陳有炘, 張曉飛, 陳國超. 2010. 東昆侖都蘭可可沙地區(qū)鎂鐵——超鎂鐵質(zhì)雜巖的發(fā)現(xiàn)及其LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡. 中國地質(zhì), 37(1): 28–38.

高延林, 吳向農(nóng), 左國權. 1998. 東昆侖山清水泉蛇綠巖特征及其大地構造意義. 中國地質(zhì)科學院西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所所刊, 21: 17–28.

胡玲, 劉俊來, 紀沫, 曹淑云, 張宏遠, 張忠?guī)r. 2009. 變形顯微構造識別手冊. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–96.

姜春發(fā), 王宗起, 李錦軼. 2000. 中央造山帶開合構造.北京: 地質(zhì)出版社: 1–100.

姜春發(fā), 楊經(jīng)綏, 馮秉貴. 1992. 昆侖開合構造. 北京: 地質(zhì)出版社: 58–100.

姜寒冰, 李文淵, 董福辰, 張照偉, 譚文娟, 高永寶, 郭周平. 2012. 昆中斷裂帶南北陸塊基底蓋層沉積巖漿巖對比研究——昆中斷裂帶構造意義的討論. 中國地質(zhì), 39(3): 581–594.

李懷坤, 陸松年, 相振群, 周紅英, 郭虎, 宋彪, 鄭健康,顧瑛. 2006. 東昆侖中部縫合帶清水泉麻粒巖鋯石SHRIMP U-Pb年代學研究. 地學前緣, 13(6): 311–321.

李麗, 董福辰, 楊永強, 朱志新, 姜寒冰, 辛江. 2012. 昆中蛇綠巖巖石學和地球化學. 新疆地質(zhì), 30(1): 19–25.

李瑞保, 裴先治, 李佐臣, 劉戰(zhàn)慶, 陳國超, 陳有炘, 魏方輝, 高景民, 劉成軍, 裴磊. 2012. 東昆侖東段晚古生代——中生代若干不整合面特征及其對重大構造事件的響應. 地學前緣, 19(5): 1–11.

李瑞保, 裴先治, 劉戰(zhàn)慶, 李佐臣, 張曉飛, 陳國超, 陳有炘, 丁仨平, 高景民, 劉成軍, 魏方輝. 2011. 東昆侖造山帶東段和勒崗那仁堿長花崗巖的形成構造環(huán)境研究 // 西北大學. 2011年巖石學與地球動力學研討會論文摘要. 西安: 256–257.

梁斌, 王國燦, 張克信. 2001. 東昆侖造山帶東段昆中構造混雜巖帶左行斜沖韌性變形特征. 礦物巖石, 21(2): 89–93.

梁斌, 王國燦, 張克信. 2001. 東昆侖中部構造混雜巖帶右行走滑韌性剪切變形特征. 中國區(qū)域地質(zhì), 20(1): 46–57.

劉成東. 2008. 東昆侖造山帶東段花崗巖巖漿混合作用.北京: 地質(zhì)出版社: 1–142.

劉江, 張進江, 郭磊, 戚國偉. 2011. 大青山伸展拆離斷層運動學渦度研究及構造指示意義. 大地構造與成礦學, 35(1): 1–11.

劉俊來, 曹淑云, 鄒運鑫, 宋志杰. 2008. 巖石電子背散射衍射(EBSD)組構分析及應用. 地質(zhì)通報, 27(10): 1638–1645.

劉戰(zhàn)慶. 2011. 東昆侖南緣布青山構造混雜巖帶地質(zhì)特征及其區(qū)域構造研究. 西安: 長安大學博士學位論文.

劉戰(zhàn)慶, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 陳國超, 陳有炘, 高景民, 劉成軍, 魏方輝, 王學良, 張剛. 2011b. 東昆侖南緣布青山構造混雜巖帶早古生代白日切特中酸性巖漿活動: 來自鋯石U-Pb測年及巖石地球化學證據(jù). 中國地質(zhì), 38(5): 1150–1167.

劉戰(zhàn)慶, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 陳有炘, 高景民, 劉成軍, 王學良, 魏方輝, 張剛, 楊忠智. 2011a. 東昆侖南緣布青山構造混雜巖帶的地質(zhì)特征及大地構造意義. 地質(zhì)通報, 30(8): 1182–1195.

劉戰(zhàn)慶, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 張曉飛, 劉智剛, 陳國超, 陳有炘, 丁仨平, 郭俊鋒. 2011c. 東昆侖南緣阿尼瑪卿構造帶布青山地區(qū)兩期蛇綠巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及其構造意義. 地質(zhì)學報, 85(2): 185–194.

陸松年, 李懷坤, 王惠初, 陳志宏, 鄭健康, 相振群. 2009.秦–祁–昆造山帶元古宙副變質(zhì)巖層碎屑鋯石年齡譜研究. 巖石學報, 25(9): 2195–2208.

莫宣學, 羅照華, 鄧晉福, 喻學惠, 劉成東, 諶宏偉, 袁萬明, 劉云華. 2007. 東昆侖造山帶花崗巖及地殼生長. 高校地質(zhì)學報, 13(3): 403–414.

潘桂棠, 丁俊, 姚冬生. 2004. 青藏高原及鄰區(qū)地質(zhì)圖說明書. 成都: 成都地圖出版社: 1–50.

潘裕生, 周偉明, 許容華, 王東安, 張玉泉, 謝應雯, 陳挺恩, 羅輝. 1996. 昆侖山早古生代地質(zhì)特征與演化.中國科學(D輯), 26(4): 302–307.

裴先治, 李瑞保, 劉戰(zhàn)慶, 李佐臣, 炘陳有, 劉成軍, 高景民, 王學良, 魏方輝, 張剛, 楊忠智, 陳國超, 楊杰, 郭俊鋒, 丁仨平. 2011. 東昆侖南緣布青山構造混雜巖帶的組成特征及其大地構造意義 // 西北大學. 2011年巖石學與地球動力學研討會論文摘要. 西安: 223–224.

孫雨, 裴先治, 丁仨平, 李瑞保, 赟馮建, 張亞峰, 李佐臣, 炘陳有, 張曉飛, 陳國超. 2009. 東昆侖哈拉尕吐巖漿混合花崗巖: 來自鋯石U-Pb年代學的證據(jù). 地質(zhì)學報, 83(7): 1000–1010.

王國燦, 王青海, 簡平, 朱云海. 2004. 東昆侖前寒武紀基底變質(zhì)巖系的鋯石SHRIMP年齡及其構造意義. 地學前緣, 11(4): 481–490.

王國燦, 張克信, 梁斌, 張志. 1997. 東昆侖造山帶結(jié)構及構造巖片組合. 地球科學——中國地質(zhì)大學學報, 23(4): 352–356.

王國燦, 張?zhí)炱? 梁斌, 陳能松, 朱云海, 朱杰, 拜永山. 1999. 東昆侖造山帶東段昆中復合蛇綠混雜巖帶及“東昆中斷裂帶”地質(zhì)涵義. 地球科學——中國地質(zhì)大學學報, 24(2): 129–133.

王新社, 鄭亞東, 張進江, Davis G A, Darby B J. 2002. 呼和浩特變質(zhì)核雜巖伸展運動學特征及剪切作用類型.地質(zhì)通報, 21(4–5): 208–245.

夏浩然, 劉俊來. 2011. 石英結(jié)晶學優(yōu)選與應用. 地質(zhì)通報, 30(1): 8–20.

許志琴, 王勤, 梁鳳華, 陳方遠, 許翠萍. 2009. 電子背散射衍射(EBSD)技術在大陸動力學研究中的應用. 巖石學報, 25(7): 1721–1736.

許志琴, 張建新, 徐慧芬. 1996. 中國主要大陸山鏈韌性剪切帶及動力學. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–294.

楊經(jīng)綏, 劉福來, 吳才來, 萬渝生, 張建新, 史仁燈, 陳松永. 2003. 中央碰撞造山帶中兩期超高壓變質(zhì)作用:來自含柯石英鋯石的定年證據(jù). 地質(zhì)學報, 77(4): 463–477.

楊經(jīng)綏, 王希斌, 史仁燈, 許志琴, 吳才來. 2004. 青藏高原北部東昆侖南緣德爾尼蛇綠巖: 一個被肢解了的古特提斯洋殼. 中國地質(zhì), 31(3): 225–239.

楊經(jīng)綏, 許志琴, 李海兵, 史仁燈. 2005. 東昆侖阿尼瑪卿地區(qū)古特提斯火山作用和板塊構造體系. 巖石礦物學雜志, 24(5): 369–380.

殷鴻福, 張克信, 王國燦, 陳能松, 其和日格, 于慶文. 1998. 威爾遜旋回與非史密斯方法——中國造山帶研究的理論與方法. 中國區(qū)域地質(zhì), (增刊): 1–9.

殷鴻福, 張克信. 1997. 東昆侖造山帶的一些特點. 地球科學——中國地質(zhì)大學學報, 22(4): 339–342.

張建新, 孟繁聰, 楊經(jīng)綏. 2003. 柴達木盆地北緣西段榴輝巖相的變質(zhì)泥質(zhì)巖的確定及意義. 地質(zhì)通報, 22(9): 655–657.

張雪亭, 楊生德, 楊站君. 2007. 青海省板塊構造研究——1：100萬青海省大地構造圖說明書. 北京:地質(zhì)出版社: 1–221.

張亞峰, 裴先治, 丁仨平, 李瑞保, 赟馮建, 孫雨, 李佐臣, 炘陳有. 2010. 東昆侖都蘭縣可可沙地區(qū)加里東期石英閃長巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡及其意義.地質(zhì)通報, 29(1): 79–85.

張紫程, 張緒教, 高萬里, 胡道功, 陸露. 2010. 東昆侖左行走滑韌性剪切帶形成時代的鋯石U-Pb年齡證據(jù).地質(zhì)力學學報, 16(1): 51–58.

鄭健康. 1992. 東昆侖區(qū)域構造的發(fā)展演化. 青海地質(zhì), 1(1): 15–25.

鄭亞東, 王濤, 王新社. 2005. 新世紀構造地質(zhì)學與力學的理論——最大有效力矩準則. 自然科學進展, 15: 142–148.

鄭亞東, 王濤, 王新社. 2007a. 神秘的109.4°——共軛變形帶的夾角. 地質(zhì)科學, 42(1): 1–9.

鄭亞東, 王濤, 王新社. 2007b. 最大有效力矩準則的理論與實踐. 北京大學學報: 自然科學版, 43(2): 145–156.

鄭亞東, 王濤, 王新社. 2007c.最大有效力矩準則及相關地質(zhì)構造. 地學前緣, 14(4): 49–60.

鄭亞東, 王濤, 張進江. 2008. 運動學渦度的理論與實踐.地學前緣, 15(3): 209–220.

朱云海, 張克信, 陳能松, 王國燦, 侯光久. 1999. 東昆侖造山帶不同蛇綠巖帶的厘定及其構造意義. 地球科學——中國地質(zhì)大學學報, 24(2): 134–138.

朱云海, 張克信, 王國燦. 2002. 東昆侖復合造山帶蛇綠巖、巖漿巖及構造巖漿演化. 武漢: 中國地質(zhì)大學出版社: 104–105.

Arnaud N M, Brundl J, Malavielle U S, Chen W and Tapponnier P. 1995. Age and regime of deformation on the eastern Kunlun fault. Symposium on uplift, deformation and deep structure of Northern Tibet, 1.

Beam E C and Fisher D M. 1999. An estimate of kinematic vorticity from rotated elongate porphyroblasts. Journal of Structural Geology, 21(11): 1553–1559.

Bobyarchick A R. 1986. The eigenvalues of steady state flow in Mohr space. Tectonophysics, 122: 35–51.

Fossen H and Tikoff B. 1993. The deformation matrix for simultaneous simple shearing, pure shearing and volume change, and its application to transpression-transtension tectonics. Journal of Structural Geology, 15(3–5): 413–422.

Gleason G C and Tullis J. 1995. A flow law for dislocation creep of quartz aggregates determined with the molten salt cell. Tectonophysics, 247(1): 1–23.

Koch P S, Christie J M, Ord A and George J. 1989. Effect of water on the rheology of experimentally deformed quartzite. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 94(B10): 13975–13996.

Koch P S. 1983. Rheology and Microstructures of Experimentally Deformed Quartz Aggregates. Los Angeles: University of California PhD Thesis: 1–464.

Law R D, Searle M P and Simpson R L. 2004. Strain, deformation temperatures and vorticity of flow at the top of the Greater Himalayan Slab, Everest Massif, Tibet. Journal of the Geological Society, 161(2): 305–320.

Li R B, Pei X Z, Li Z C, Sun Y, Feng J Y, Pei L, Chen G C, Liu C J and Chen Y X. 2013. Geochemical features, age, and tectonic significance of the Kekekete Maficultramafic rocks, East Kunlun Orogen, China. Acta Geologica Sinica, 87(5): 1319–1333.

Lister G S and Snoke A W. 1984. S-C mylonites. Journal of the Geological, 6(6): 617–638.

Parrish D K, Krivz A L and Carter N L. 1976. Finite-element folds of similar geometry. Tectonophysics, 32(3–4): 183–207.

Passchier C W and Trouw R A J. 1996. Microtectonics. Berlin: Springer-Verlag: 1–289.

Passchier C W and Trouw R A J. 2005. Microtectonics. Berlin: Springer-Verlag Berlin, Segunda Edición, revisada y alargada: 1–366.

Passchier C W and Urai J L. 1988. Vorticity and strain analysis using Mohr diagrams. Journal of the Geological Society, 10(7): 755–763.

Passchier C W. 1987. Stable positions of rigid objects in non-coaxial flow—a study in vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 9(5–6): 679–690.

Pfiffner O A, Ramsay J G. 1982. Constraints on geological strainrates: Arguments from finite strain states of naturally deformed rocks. Journal of Geophysical Research, 87: 311–321.

Price G P. 1985. Preferred orientation in quartzites // Wenk H R. Preferred Orientation in Deformed Metals and Rocks: An Introduction to Modern Texture Analysis. New York: Academic Press: 385–406.

Simpson C and DePaor D G. 1993. Strain and kinematic analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, 15(1): 1–20.

Stipp M, Stunitz H, HeiBronner R and Schmid S M. 2002. The eastern Tonale fault zone: A “natural laboratory”for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700 ℃. Journal of Structural Geology, 24(12): 1861–1884.

Tikoff B and Fossen H. 1995. The limitations of three-dimensional kinematic vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 17(12): 1771–1784.

Twiss R J. 1977. Theory and applicability of a recrystallized grain size Paleopiezometer. Pure and Applied Geophysics, 115(1–2): 227–244.

Wallis S R. 1992. Vorticity analysis in a metachert from the Sambagawa Belt, SW Japan. Journal of Structural Geology, 14(3): 271–280.

Wallis S R. 1995. Vorticity analysis and recognition of ductile extension in the Sanbagawa belt, SW Japan. Journal of Structural Geology, 17(8): 1077–1093.

Weijermars R. 1991. The role of stress in ductile deformation. Journal of Structural Geology, 13(9): 1061–1078.

Weijermars R. 1998. Taylor-mill analogues for patterns of flow and deformation in rocks. Journal of Structural Geology, 20(1): 77–92.

Wenk H R. 2002. Texture and anisotropy. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 51: 291–329.

Xypolias P. 2009. Some new aspects of kinematic vorticity analysis in naturally deformed quartzites. Journal of Structural Geology, 31(1): 3–10.

Yang J S, Robinson P T, Jiang C F and Xu Z Q. 1996. Ophiolites of the Kunlun Mountains, China and their tectonic implications. Tectonophysics, 258(1): 215–231.

Zhang J J and Zheng Y D. 1997. Polar Mohr constructions for strain analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, 19(5): 745–748.

Zheng Y D, Wang T and Wang X S. 2006. The maximum effective moment criterion (MEMC) and its implications in structural geology. Acta Geologica Sinica, 80(1): 70–78.

Zheng Y D, Wang T, Ma M B and Davis G A. 2004. Maximum effective moment criterion and the origin of low-angle normal faults. Journal of Structural Geology, 26(2): 271–285.

Study on the Plastic Deformation and Dynamic Condition of Hatugou–Qingshuiquan–Gouli Ductile Shear Zone in the Eastern Section of East Kunlun

LI Xiaobing1, PEI Xianzhi1,2, CHEN Youxin1, LIU Chengjun1, LI Zuochen1,2, LI Ruibao1,2, CHEN Guochao1and WEI Bo1
(1. Faculty of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China; 2. MOE Key Laboratory of Western China’s Mineral Resources and Geological Engineering, Xi’an 710054, Shaanxi, China)

The Hatugou–Qingshuiquan–Gouli ductile shear zone recorded multiple cycles of orogeny in the eastern section of East Kunlun. The quartz c-axis fabric and microstructure of samples from the ductile shear zone were analyzed. We discussed the formation mechanism of subducted and crust extension-thinning of continental blocks in the eastern section of East Kunlun. Analysis results show that the deformation temperature of the ductile shear zone was between 380 ℃ and 650 ℃, which can be analogue with metamorphisms of middle-high greenschist facies to lower amphibolite facies. The differential stress and strain rate of the ductile shear zone are estimated at 173–509 MPa, 6.93×10–14–1.43×10–8s–1, respectively, which suggest a possible origin of rapid subduction. Moreover, the deformation temperature, differential stress and strain increase toward the middle of East Kunlun fault zone, which is consistent with the fact that the middle part of the East Kunlun experienced the most intensive ductile shear deformation. The calculations of the kinematic vorticity values of the ductile shear belt show that the early transient kinematic vorticity (0.56–1.00) of ductile shear zone corresponds to the initial stage of the northward subducted southern parts of East Kunlun. In the middle to later stage, the kinematic vorticity (0.25–0.91) should correspond to the collision between southern and northern parts of East Kunlun. The latest C' instantaneous kinematic vorticity (0.19–0.51) corresponds to extensional stage in the post-orogenic setting. The quartz c-axis fabric and the structural characteristics show that the middle part of East Kunlun tectonic belt experienced at least 3 stages of tectonic movements, including the late Caledonian thrusting and left lateral strike slip shearing, the late Hercynian Indosinian thrusting and dextral strike slip shearing and the brittle ductile brittle–left lateral strike slip shearing in the early and later Yanshanian.

the eastern section of East Kunlun; plastic deformation; Electron Back Scatter Diffraction; universal stage; quartz c-axis fabric; kinematic vorticity

P542

A

1001-1552(2015)02-0208-023

2014-05-07; 改回日期: 2014-09-24

項目資助: 國家自然科學基金項目(批準號: 41172186, 41472191, 40972136)、中央高?；究蒲袠I(yè)務費專項資金項目(編號: CHD2011TD020, 2013G1271091, 2013G1271092)和青海省國土資源廳–中國鋁業(yè)公司公益性區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查基金項目(中鋁基金200801)聯(lián)合資助。

李小兵(1986–), 男, 博士研究生, 構造地質(zhì)學專業(yè)。Email: 644780161@qq.com

裴先治(1963–), 男, 教授, 主要從事構造地質(zhì)學和區(qū)域地質(zhì)學研究。Email: peixzh@263.net