張 進(jìn),曲軍峰,劉建峰,王艷楠,趙 衡,趙 碩,張北航,鄭榮國(guó),云龍,楊亞琦,牛鵬飛

(1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所,北京 100037;2.河北省資源勘測(cè)研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,河北工程大學(xué),河北 邯鄲 056038;3.核工業(yè)北京地質(zhì)研究所,北京 100029)

西拉木倫構(gòu)造帶位于中亞造山帶的東段,該造山帶的形成涉及到潘基亞超大陸的形成和顯生宙以來全球最大的增生型造山帶的演化,因此一直是國(guó)內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家關(guān)注的領(lǐng)域(Wang and Liu,1986;et al.,1993,2018;and Natal’in,1996;Xiao et al.,2003,2015;Jahn,2004;Natal’in and,2005;Windley et al.,2007;Wilhem et al.,2012;Zhao et al.,2018)。在中亞造山帶東段發(fā)育有多條蛇綠混雜巖帶(如賀根山、西拉木倫河沿線、索倫山、溫都爾廟、達(dá)青牧場(chǎng)-迪彥廟等)(何國(guó)琦和邵濟(jì)安,1983;Robinson et al.,1999;Xiao et al.,2003;Miao et al.,2008;Jian et al.,2012;Liu et al.,2013;Zhou et al.,2015;Fu et al.,2018;Li et al.,2018,2020;董培培等,2020),以及一些變質(zhì)地質(zhì)單元(如錫林郭勒雜巖、雙井片巖、寶音圖群)(Chen et al.,2009;薛懷民等,2009;葛夢(mèng)春等,2011;Li et al.,2011,2017a;Zhang et al.,2016,2018),但對(duì)它們時(shí)代、性質(zhì)、產(chǎn)出環(huán)境以及演化的不同認(rèn)識(shí),導(dǎo)致了目前有關(guān)中亞造山帶東段形成與演化的認(rèn)識(shí)不一(Tang,1990;唐克東,1992;Xiao et al.,2003;Li,2006;Wu et al.,2011;Xu et al.,2013,2015;Wilde,2015;潘桂棠和肖慶輝,2015,2017;張克信等,2015,2016;潘桂棠等,2016;Liu et al.,2017;Eizenh?fer and Zhao,2018)。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋的關(guān)閉發(fā)生在晚二疊世—早三疊世(Xiao et al.,2003,2015;Li,2006;Eizenh?fer et al.,2014;Song et al.,2015;潘桂棠和肖慶輝,2017),而一部分學(xué)者則強(qiáng)調(diào)古亞洲洋的關(guān)閉發(fā)生在石炭紀(jì)之前,后來則發(fā)生了造山帶的垮塌和伸展(邵濟(jì)安,1991;唐克東,1992;Zhao et al.,2013,2016;徐備等,2018)。上述的很多研究主要建立在巖石學(xué)和地球化學(xué)基礎(chǔ)之上,由于中亞造山帶東段在中、新生代期間經(jīng)歷的多期的變形,目前看到的增生楔構(gòu)造受到了后期強(qiáng)烈的改造,如何從變形角度恢復(fù)諸如古亞洲洋的關(guān)閉及其隨后的陸內(nèi)過程以及一些變質(zhì)地質(zhì)單元(如雙井片巖)的屬性和形成過程,對(duì)于認(rèn)識(shí)中亞造山帶東段的演化具有一定的限定意義。本文選擇位于中亞造山帶東段林西地區(qū)西拉木倫構(gòu)造帶杏樹洼蛇綠混雜巖以及其圍巖克德河礫巖和雙井片巖,開展相關(guān)的變形分析,并結(jié)合鋯石和磷灰石U/Th-He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)工作,試圖回答中亞造山帶東段晚古生代的俯沖及其隨后的變形過程以及雙井片巖的屬性。

1 地質(zhì)背景

西拉木倫構(gòu)造帶位于中亞造山帶的東南部(圖1B),由斷續(xù)出露在內(nèi)蒙古西拉木倫河北側(cè),呈北東東向分布的柯單山、杏樹洼和九井子等三個(gè)地段的蛇綠巖組成,東西延伸約250 km(王荃等,1991;梁日暄,1994;Xiao et al.,2003;Li,2006;李錦軼等,2009;劉建峰等,2016)。該蛇綠巖帶西與索倫蛇綠巖帶相連,向東穿越松遼盆地南部至長(zhǎng)春、延吉一帶,被認(rèn)為是中亞造山帶東南部西伯利亞和中朝兩大古板塊的縫合帶(李錦軼等,2009,2019;潘桂棠和肖慶輝,2015,2017;張克信等,2015;潘桂棠等,2016)。構(gòu)造帶以北為西伯利亞克拉通邊緣古亞洲洋增生楔,其南為華北克拉通北緣早古生代增生陸緣之上疊加了的安第斯型活動(dòng)邊緣(Zhang S H et al.,2009,2014)(圖1B)。也有學(xué)者將其劃分為索倫山-二道井增生雜巖范圍內(nèi)(Xiao et al.,2003)。Song et al.(2015)則劃分為索倫山-林西SSZ型蛇綠巖帶,并測(cè)得異剝鈣榴巖中鋯石U-Pb年齡為280 Ma,認(rèn)為該地區(qū)的洋殼俯沖至少始于早二疊世。Jian et al.(2010)劃分為索倫山縫合帶。在該蛇綠巖混雜巖內(nèi)的硅質(zhì)巖中發(fā)現(xiàn)了中二疊世的放射蟲(王玉凈和樊志勇,1997)。

圖1 雙井地區(qū)地質(zhì)圖Fig.1 Geological map of Shuangjing area

杏樹洼蛇綠混雜巖分布在西拉木倫構(gòu)造帶林西東南地區(qū)(圖1)。杏樹洼增生雜巖是指位于西拉木倫河北岸杏樹洼一帶,呈東西展布的兩個(gè)透鏡狀構(gòu)造混雜巖巖片,分別初露于任家營(yíng)子和小葦塘,出露面積共約20 km2。該混雜巖是一套包含灰?guī)r、蛇紋巖、玄武巖、輝長(zhǎng)巖、硅質(zhì)巖及硅質(zhì)粉砂巖等外來巖塊的細(xì)碎屑巖,是一套構(gòu)造混雜巖。其中的灰?guī)r 發(fā) 現(xiàn)Pachyfavositessp.,Tryplasmasp.,Neomphymasp.Zelophyllumsp.Indet.,Favositessp.,Polyorophesp.,Brachyelasmasp.等珊瑚化石(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991),表明其形成于晚志留世。

克德河礫巖是杏樹洼蛇綠混雜巖的圍巖(圖1),該礫巖強(qiáng)烈變形,并與杏樹洼蛇綠混雜巖斷層接觸。早年的填圖認(rèn)為克德河礫巖屬于整合在哲斯組之上的沉積(王友等,1999),然而最近碎屑鋯石U-Pb年齡測(cè)試表明,克德河礫巖可能與林西組時(shí)代相同,為晚二疊世沉積。杏樹洼蛇綠混雜巖與克德河礫巖為逆沖斷層接觸,而其北西側(cè)被早白堊世火山巖不整合覆蓋(筆者未發(fā)表資料),南西側(cè)則與中侏羅世新民組陸相碎屑巖呈斷層接觸?？说潞拥[巖經(jīng)受強(qiáng)烈韌性變形。

雙井片巖出露在克德河礫巖以及杏樹洼蛇綠混雜巖的南側(cè)(圖1),被認(rèn)為是華北克拉通裂離地塊,主要組成巖石包括石榴石白云母石英片巖、二云母片巖、白云母斜長(zhǎng)片巖。雙井片巖在后期卷入到中亞造山帶之中。以往的工作中多將其中的變質(zhì)沉積巖劃分為“雙井片巖”或“寶音圖群”,時(shí)代定為奧陶紀(jì)—早志留世、晚太古代或古元古代。最近一系列的同位素年代學(xué)工作表明雙井片巖中變質(zhì)深成巖,主要是早二疊世晚期至中二疊世的花崗質(zhì)侵入巖,只有一個(gè)巖體可能是寒武紀(jì)的侵入巖。最近的1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查認(rèn)為雙井片巖的原巖是正常碎屑沉積巖夾中基性火山巖及碳酸鹽巖建造,而變質(zhì)程度可達(dá)中壓相系(王友等,1999)。我們對(duì)變質(zhì)沉積巖的碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)研究表明,片巖中鋯石的最小年齡范圍為256～246 Ma,表明雙井片巖的原巖應(yīng)該晚二疊世—早三疊世沉積巖和/或火山巖,其中一部分可能屬于晚古生代島弧或增生楔(Li et al.,2014)。

2 工作方法

2.1 地質(zhì)填圖

在中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局的支持下,我們?cè)诹治鞯貐^(qū)開展了為期5年蛇綠混雜巖以及雙井片巖的大比例尺專題填圖(1∶50000)工作,蛇綠混雜巖的填圖工作基本完成,基本涵蓋了林西縣東南的杏樹洼等地區(qū)的蛇綠混雜巖,雙井片巖地區(qū)的填圖正在進(jìn)行,涵蓋了從西起林西東至巴林右旗的西拉木倫河以北的大片地區(qū),本文僅僅介紹這些填圖工作中的構(gòu)造分析的階段性成果,其他的填圖和研究成果也將陸續(xù)發(fā)表。

2.2 低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測(cè)試

對(duì)于變形時(shí)代的測(cè)定,尤其是脆性變形時(shí)代的測(cè)定一直是構(gòu)造分析中遇到的最大的問題。除了糜棱巖中新生的含鉀礦物(絹云母)或經(jīng)過完全重置的含鉀礦物(黑白云母、角閃石)的40Ar/39Ar定年可以比較有效地限定變形時(shí)代外,其他方法(如巖體的穿插、地層的覆蓋)都是間接方法,限定的變形時(shí)間并不精確。近年來低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法日益成熟,除了磷灰石裂變徑跡外,鋯石和磷灰石U/Th-He年齡的測(cè)定也成為重要的方法,它們能夠限定脆性變形域的時(shí)代。鋯石U/Th-He(ZHe)的封閉溫度為160～200℃(Reiners,2005),磷灰石U/Th-He(AHe)的封閉溫度為40～75℃,磷灰石裂變徑跡的封閉溫度為60～120℃(Gleadow,1986)。由于前人已經(jīng)開展了研究區(qū)韌性變形時(shí)代的相關(guān)工作(馬艾陽,2009;Zhao et al.,2015)。本文主要針對(duì)蛇綠混雜巖、雙井片巖、中生代花崗巖以及部分沉積巖(晚二疊世)開展了低溫?zé)崮甏鷮W(xué)工作,它們基本涵蓋了填圖區(qū)的主要巖石類型(白堊紀(jì)火山巖除外)(表1,圖1),但是我們沒有得到有效的磷灰石裂變徑跡的年齡,9個(gè)樣品中只有2個(gè)得到年齡,其他的不是顆粒數(shù)很少,就是徑跡不好確認(rèn),可能的原因是雙井片巖經(jīng)歷了一定的變質(zhì)作用。由于可用的磷灰石裂變徑跡年齡很少,本文暫不討論磷灰石裂變徑跡年齡,集中討論質(zhì)量較好的鋯石和磷灰石U/Th-He年齡。

表1 林西地區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品表Table 1 Samples for low-temperature chronology dating from Linxi area

2.2.1 磷灰石(U-Th)/He測(cè)試

在澳大利亞墨爾本大學(xué)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。首先,在浸入酒精的狀態(tài)下,利用雙目極化光顯微鏡人工挑選顆粒大小適中、晶體形態(tài)完整、不含或極少含包體及裂紋的磷灰石和鋯石單顆粒備用,記錄每顆礦物顆粒的大小、形態(tài)并對(duì)礦物顆粒拍照和編號(hào)。然后,將選好了的顆粒分別放入編號(hào)的Pt管中,每根箔管中僅放一個(gè)礦物顆粒。釋氣過程中采用波長(zhǎng)為820 nm的光纖耦合二極管激光加熱器對(duì)礦物顆粒進(jìn)行加熱。磷灰石和鋯石的釋氣條件分別為～910℃、加熱5分鐘和～1250℃條件下、加熱40分鐘。4He含量測(cè)定采用Balzers公司生產(chǎn)的四級(jí)桿稀有氣體質(zhì)譜儀。在每完成一個(gè)樣品都會(huì)再次對(duì)該樣品在相同條件下進(jìn)行重復(fù)加熱,已確保礦物顆粒內(nèi)部所含4He都被釋放。每一組磷灰石或鋯石樣品完成后分別測(cè)試Durango磷灰石或Fish Canyon Tuff鋯石,以檢測(cè)測(cè)試結(jié)果的準(zhǔn)確性,該過程實(shí)驗(yàn)誤差小于1%。將釋氣后的磷灰石和鋯石顆粒溶解,并配比235U、230Th及147Sm標(biāo)準(zhǔn)濃度溶液,利用Agilent7700系列電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測(cè)試礦物顆粒中U和Th含量。該過程中BHVO-1、Mud Tank磷灰石及BCR-2被作為內(nèi)標(biāo)和檢驗(yàn)標(biāo)準(zhǔn),U、Th和Sm測(cè)定誤差小于2%。最后,利用所獲得礦物顆粒He、U、Th及Sm含量,計(jì)算樣品的(UTh)/He年齡,該實(shí)驗(yàn)誤差一般小于6.2%。

2.2.2 鋯石(U-Th)/He測(cè)試

分析遵循House et al.(2000)的建議,從單顆粒激光提取氦。在Olympus SZX12雙目顯微鏡下手工挑選清晰、未斷裂的自形鋯石顆粒,然后浸入乙醇中,在偏光下進(jìn)行檢查,以檢測(cè)并排除可能含有夾雜物的顆粒。通過顯微鏡對(duì)晶粒幾何結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像、測(cè)量和儲(chǔ)存,以進(jìn)行α-ejection(Farley et al.,1996),然后將其裝入經(jīng)酸處理的小鉑膠囊中。

使用相干Quattro FAP 820nm二極管激光器(在～1300℃溫度下使用～12.6W功率)在真空下對(duì)鋯石顆粒放氣20分鐘,以確保完全提取4He,并將光纖耦合至樣品室。He含量通過同位素稀釋法測(cè)定,使用純3He spike,對(duì)照獨(dú)立的4He標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行校準(zhǔn),并使用Balzers四極質(zhì)譜儀(Prisma QMS 200)進(jìn)行測(cè)量。每次提取后進(jìn)行熱空白試驗(yàn),以驗(yàn)證完全脫氣,所有的He提取都是在單個(gè)顆粒上進(jìn)行。

將處理的鋯石顆粒從Pt膠囊中取出,轉(zhuǎn)移到Parr bombs中,在那里加入233U和229Th,并在240℃下以小體積(0.3～0.5 ml)在HF中消化40小時(shí)。含有與樣品相同加標(biāo)樣的標(biāo)準(zhǔn)溶液,以及一系列未加標(biāo)的空白試劑進(jìn)行相同的處理。在200℃的HCl中進(jìn)行24小時(shí)的第二次轟擊可確保氟化物鹽的溶解。然后干燥鋯石溶液,溶解在HNO3中,并在H2O中稀釋至5%酸度,以便使用Agilent 7700X ICP質(zhì)譜儀通過溶液分析238U、235U和232Th。按照Hourigan et al.(2005)的方法計(jì)算鋯石He年齡并校正α發(fā)射。

墨爾本He設(shè)施的分析不確定度保守評(píng)估為～6.2%,包括α-噴射校正、晶粒尺寸的估計(jì)±5μm不確定性、氣體分析(估計(jì)<1%)和ICP-MS分析不確定度,但不包括晶體內(nèi)U和Th分布的可能不均勻性。鈾和釷含量的準(zhǔn)確度和精密度范圍高達(dá)2%,但通常優(yōu)于1%。Fish Canyon凝灰?guī)r鋯石(Gleadow et al.,2015)也作為一種“未知”鋯石對(duì)每批鋯石樣品進(jìn)行了測(cè)試,并作為對(duì)樣品準(zhǔn)確性的檢查。

2.3 低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測(cè)試結(jié)果

2.3.1 ZHe數(shù)據(jù)結(jié)果

?

?

本研究采樣9件,所有樣品均進(jìn)行了鋯石(U-Th)/He測(cè)年,共獲取27個(gè)單顆粒年齡,年齡范圍為261.3±16.2～9.5±0.6 Ma。其中,樣品LX18-3和LX18-4的單顆粒He年齡較為集中,LX18-3的年齡范圍為121.1～112.5 Ma,其加權(quán)平均年齡為116.7±4.2 Ma;LX18-4的年齡范圍為117.1～114.8 Ma,加權(quán)平均年齡范圍為116.2±4.2 Ma,這兩件樣品同時(shí)指示了白堊紀(jì)早期的熱事件。其余樣品則顯示了分散的單顆粒ZHe年齡(表3,圖2),其中,在LX18-1、LX18-2和LX18-9的3個(gè)單顆粒年齡中,部分顆粒的年齡較為接近,三個(gè)樣品中較為集中的單顆粒年齡分別為131.3 Ma和136.3 Ma、90.7 Ma和110.2 Ma、93.2 Ma和96.4 Ma,顯示了晚侏羅世和晚白堊世的剝露作用;而樣品LX18-5、LX18-6、LX18-7和LX18-7的所有單顆粒年齡均較為分散,其年齡范圍為261.3～9.5 Ma,但是多數(shù)年齡集中在約130～110 Ma,揭示了晚侏羅世—早白堊世的熱事件。

圖2 樣品單顆粒ZHe和AHe年齡與顆粒半徑、有效U濃度(eU)的關(guān)系Fig.2 Diagrams showing relationship between the ZHe age and the radius of the tested mineral,relationship between the AHe age and the radius of the tested mineral,relationship between the ZHe age and eU,and relationship between the ZHe age and eU

2.3.2 AHe數(shù)據(jù)結(jié)果

本研究針對(duì)6件樣品開展了磷灰石(U-Th)/He測(cè)年工作,共獲取He年齡18個(gè),其年齡范圍為279.3～6.1 Ma?？傮w上,所有樣品的單顆粒年齡均較為分散,但是樣品LX18-2、LX18-3、LX18-7、LX18-8和LX18-9具有部分較為集中的單顆粒年齡(圖2),分別為106.3 Ma和113.5 Ma、106.4 Ma和106.1 Ma、125.5 Ma和131.7 Ma、107.9 Ma和117.2 Ma、102.1 Ma和106.1 Ma,顯示了白堊紀(jì)早期的剝露作用。樣品LX18-4單顆粒年齡的分散度較大,其年齡范圍47.3～6.1 Ma。這些年齡的地質(zhì)意義將在后文討論。

3 變形特征

在填圖的過程中對(duì)西拉木倫河北岸的雙井片巖、杏樹洼蛇綠混雜巖以及混雜巖的圍巖克德河礫巖的變形進(jìn)行了分析,對(duì)它們開展了大量的幾何要素的測(cè)量與分析(圖3)。除了上述重點(diǎn)地區(qū)外,我們對(duì)西側(cè)克什克騰旗柯單山蛇綠混雜巖、東北側(cè)官地地區(qū)的林西組等地區(qū)也開展了部分野外觀察。

圖3 杏樹洼地區(qū)各種構(gòu)造要素赤平投影(下半球,等面積投影)Fig.3 Stereographic projections of various structural elements in Xingshuwa area(lower hemisphere,equal area projection)

3.1 杏樹洼蛇綠混雜巖

蛇綠混雜巖出露在杏樹洼村以南地區(qū)和哈什吐井子村以北兩個(gè)地區(qū),前人分別稱之為小葦塘混雜巖東巖片和西巖片。這兩個(gè)地區(qū)的混雜巖呈現(xiàn)出后期隆起的特征,沒有證據(jù)表明它們?cè)?jīng)屬于不同的構(gòu)造巖片。雖然后期構(gòu)造變形改造強(qiáng)烈,但是該混雜巖總體上呈現(xiàn)一個(gè)長(zhǎng)軸呈北東東走向的橢圓形構(gòu)造樣式,周緣均為逆沖斷裂。蛇綠混雜巖的圍巖為中、晚二疊世哲斯組克德河礫巖。蛇綠混雜巖其內(nèi)部發(fā)育多期褶皺和不同方向不同運(yùn)動(dòng)機(jī)制的斷裂,指示其遭受了多期構(gòu)造變形,而蛇綠巖混雜巖的南側(cè)即為雙井片巖(圖1,4)。

圖4 杏樹洼蛇綠混雜巖地質(zhì)圖Fig.4 Geological map showing of the ophiolitic mélanges in Xingshuwa area

杏樹洼蛇綠混雜巖有基質(zhì)和巖塊組成,形成典型的block-in-matrix的結(jié)構(gòu),其中基質(zhì)主要為強(qiáng)烈片理化的蛇紋巖和泥砂質(zhì)巖石。巖塊的成分則比較多樣,灰?guī)r、灰綠色-紅色硅質(zhì)巖、砂巖、玄武巖以及輝長(zhǎng)巖等?；|(zhì)一般強(qiáng)烈變形,并圍繞著巖塊,而巖塊的變形總體表現(xiàn)較弱。

3.1.1 杏樹洼混雜巖基質(zhì)變形

混雜巖基質(zhì)一般為灰黑色的蛇紋質(zhì)和泥沙質(zhì)巖石為主,面理發(fā)育,不連續(xù),總體走向近東西相,傾向南或北,傾角一般50～70°。面理圍繞塊體分布,往往能組成一系列的小型S-C構(gòu)造以及一系列不對(duì)稱狀小褶皺,褶皺多為箱狀或尖棱褶皺,剖面上組成一系列的逆沖雙沖構(gòu)造,顯示出總體上向北的逆沖運(yùn)動(dòng)(圖5)。類似的構(gòu)造在混雜巖內(nèi)其它地區(qū)也或多或少的觀察到,均指示了向北的逆沖運(yùn)動(dòng),這有可能代表了早期混雜巖形成時(shí)期的構(gòu)造,也意味著發(fā)生過向南的洋殼俯沖。

圖5 杏樹洼蛇綠混雜巖基質(zhì)變形特征Fig.5 Matrix deformation matrices of the ophiolitic mélanges in Xingshuwa area

在杏樹洼蛇綠混雜巖基質(zhì)中發(fā)育了很多露頭尺度的褶皺,它們的樞紐分布比較分散(圖3)。總體上,在基質(zhì)中可以識(shí)別出兩類褶皺(圖3,6)。一類褶皺走向近東西,而另一類褶皺走向北西—南東(圖3,6)。由于褶皺的方向存在一定差別,而且觀察到早期東西向褶皺被晚期北西—南東向褶皺疊加的現(xiàn)象(圖6),因此它們可能不是遞進(jìn)的共軸變形,而更可能是兩期變形。圖6顯示北西南東向的褶皺與其中的斷層活動(dòng)有關(guān),可能是該斷層右行走滑導(dǎo)致的牽引褶皺(圖6)。需要說明的是,除了杏樹洼蛇綠混雜巖,在其西側(cè)的克什克騰旗柯單山蛇綠混雜巖基質(zhì)內(nèi)也發(fā)育了一系列的小型右行走滑剪切帶(圖6D,E),它們也牽引了早期形成近東西向的緊閉同斜褶皺。

圖6 蛇綠混雜巖基質(zhì)中的兩期褶皺與斷層A—杏樹洼蛇綠混雜巖基質(zhì)野外露頭照片,早期東西向,晚期北西—南東向,1—7為早期的褶皺樞紐;B—照片A中所有褶皺樞紐分布;C—照片A中晚期褶皺樞紐恢復(fù);D和E—柯單山蛇綠混雜巖基質(zhì)面理上的走滑線理及赤平投影Fig.6 Two-stage folds and faults in matrices of the ophiolitic mélanges

此外,在杏樹洼蛇綠混雜巖的基質(zhì)中也發(fā)育一系列密集的北東—南西走向的劈理(圖7),這些劈理切割了早期基質(zhì)中近東西向的褶皺(圖7),而導(dǎo)致該變形的也很可能是晚期導(dǎo)致第二期褶皺的右行走滑變形所致。

圖7 蛇綠混雜巖基質(zhì)中由于右行剪切形成的劈理切割早期的褶皺A.晚期劈理露頭,赤平投影中藍(lán)色點(diǎn)為本露頭褶皺樞紐,紅色點(diǎn)為本露頭劈理極點(diǎn),黑色點(diǎn)為杏樹洼蛇綠混雜巖基質(zhì)優(yōu)勢(shì)面理極點(diǎn);B.劈理與褶皺的斜切關(guān)系Fig.7 Previous folds cut by dextral shear derived cleavages in matrices of the ophiolitic mélanges

一般而言,在杏樹洼蛇綠混雜巖內(nèi)的兩類褶皺中,近東西向的褶皺多不完整,多被后期斷層和褶皺所疊加,因此可能是早期變形,這些褶皺多為軸面向南傾斜的緊閉同斜褶皺,而且也與蛇綠混雜巖南側(cè)雙井片巖內(nèi)的褶皺一致(圖3,見后文),指示南北向縮短變形。在一些露頭上蛇綠混雜巖內(nèi)的早期近東西向褶皺多為一系列不對(duì)稱褶皺(圖5),這些褶皺主要是薄層的粉砂巖,軸面一般南傾(圖5),同時(shí)發(fā)育一系列的南傾逆沖斷層(圖5)。類似的構(gòu)造也見于林西西側(cè)柯單山地區(qū)的蛇綠混雜巖,同樣剪切方向?yàn)樯媳P指向北的逆沖(圖8)。綜合林西杏樹洼以及西側(cè)柯單山的蛇綠混雜巖的早期構(gòu)造(圖5,8),一致指示向北的逆沖,可能代表了向南的俯沖變形。

圖8 柯單山蛇綠混雜巖A.強(qiáng)烈剪切的機(jī)制,S-C組構(gòu);B.混雜巖內(nèi)的灰?guī)r塊;C.柯單山蛇綠巖剖面,見倒轉(zhuǎn)的枕狀玄武巖層向北逆沖Fig.8 Ophiolitic mélanges in Kedanshan area

3.1.2 蛇綠混雜巖巖塊變形

杏樹洼以及西側(cè)柯單山蛇綠混雜巖內(nèi)發(fā)育有很多巖塊,它們的規(guī)模大小不一(圖9),小者數(shù)厘米,呈透鏡體狀分布在強(qiáng)剪切的基質(zhì)之中,也有的較大,并發(fā)育有內(nèi)部的構(gòu)造(圖9A),這些透鏡體可能是早期大的巖塊逐漸變形所致,在一些露頭中可以看到大巖塊被一系列次級(jí)斷層剪切成小塊體的現(xiàn)象(圖9C,D),這些次級(jí)斷層既有正斷層(圖9D),也有逆沖斷層(圖9C)。巖塊大者數(shù)米至數(shù)十米,其與圍巖之間全部是斷層或剪切帶。

圖9 蛇綠混雜巖中不同巖塊A.杏樹洼混雜巖中的硅質(zhì)巖巖塊;B.杏樹洼混雜巖中的灰?guī)r巖塊;C.柯單山混雜巖中玄武巖巖塊(發(fā)育S-C組構(gòu));D.柯單山混雜巖中灰?guī)r巖塊Fig.9 Various rock blocks in ophiolite mélanges

在混雜巖中,很多巖塊為灰?guī)r,它們的宏觀變形特點(diǎn)差異較大,有的塊狀灰?guī)r內(nèi)部未見明顯變形或表現(xiàn)為開闊的褶皺,而一些灰?guī)r明顯經(jīng)歷了韌性變形,發(fā)育一系列的方解石線理(圖10),在露頭尺度上,線理的分布并不穩(wěn)定,主要存在北西西向和南西西向兩組(圖10A),這些線理極點(diǎn)恢復(fù)的小圓的極點(diǎn)為近東西向(圖10C),這與露頭上一組早期的近東西向褶皺的樞紐平行(圖10A,C,D),可以發(fā)現(xiàn)這些方解石線理對(duì)稱分布于近東西向褶皺樞紐的兩側(cè)(圖10A,C),我們認(rèn)為線理與近東西向褶皺可能是一期的。這些方解石線理與后期開闊褶皺樞紐大角度相交,后期褶皺樞紐向南西西傾伏(圖10A)。早期的褶皺和線理為后期的北東東—南西西向褶皺所疊加(圖10B,C,D)。露頭上灰?guī)r的面理向南陡傾,傾角達(dá)80°(圖10B)。目前我們還不能確定本露頭晚期北東東—南西西向褶皺的形成時(shí)代,考慮到研究區(qū)中生代發(fā)育有類似方向的褶皺(如官地林西組剖面,見后),本露頭的晚期變形可能與之有關(guān),但是在沒有更多資料的基礎(chǔ)上,暫不過多討論。

圖10 北坤兌北側(cè)蛇綠混雜巖中灰?guī)r塊體的變形A.紅點(diǎn)—近東西向早期褶皺,藍(lán)方塊—晚期褶皺,黑點(diǎn)—方解石線理;B.灰?guī)r塊宏觀變形;C.灰?guī)r塊晚期褶皺與早期的礦物線理,灰?guī)r內(nèi)礦物線理的小圓極點(diǎn)(紅色方塊,近東西向);D.灰?guī)r塊變形示意圖;E.灰?guī)r塊內(nèi)所有褶皺;F.蛇綠混雜巖中褶皺樞紐(紅點(diǎn))與灰?guī)r內(nèi)礦物線理(藍(lán)色塊)Fig.10 Deformed limestone blocks in the ophiolite mélanges on the north side of Beikundui

除了韌性變形明顯的灰?guī)r巖塊外,在杏樹洼上崗崗坤兌采石場(chǎng),粉砂巖的巖塊也發(fā)現(xiàn)發(fā)生了韌性變形,發(fā)育有明顯的石英拉伸線理,線理近東西走向,向東緩傾,并與南側(cè)雙井片巖內(nèi)的石英拉伸線理的產(chǎn)狀一致(圖11B)?？梢钥闯?杏樹洼蛇綠混雜巖的巖塊和基質(zhì)都遭受了一期右行走滑剪切,它們?cè)斐闪嗽缙诮鼥|西向褶皺的再褶皺(圖6),或是形成了北東—南西向的密集劈理(圖7),或者形成了礦物線理(圖11),這些與混雜巖南側(cè)雙井片巖經(jīng)歷的一期近水平的右行韌性剪切很可能是一期的(見后),雖然它們的變形程度與雙井片巖的糜棱巖相比并不強(qiáng)烈,而變質(zhì)程度也較雙井片巖弱。

圖11 上崗崗坤兌采石場(chǎng)糜棱巖化粉砂巖A.露頭照片;B.糜棱巖面理,石英拉伸線理(藍(lán))及其與雙井片巖石英拉伸線理(紅)對(duì)比;C.糜棱巖面理上的石英拉伸線理Fig.11 Mmylonitic siltstone in Shang-Gang-Gang-Kun-Dui quarry

3.1.3 蛇綠混雜巖與圍巖關(guān)系

填圖區(qū)蛇綠混雜巖的圍巖多是中二疊世哲斯組克德河礫巖。多數(shù)地區(qū)由于覆蓋嚴(yán)重,致使兩者之間的關(guān)系不明。在蛇綠巖的北側(cè)山溝中可見到蛇綠混雜巖向北東逆沖于克德河礫巖之上,并有一定成分的右行分量(圖12A,B)。該接觸關(guān)系明顯是脆性斷層,與早期基質(zhì)中的近東西向褶皺以及晚期的韌性右行走滑區(qū)別明顯,而且也切割了晚二疊世的克德河礫巖(圖12),應(yīng)該是較晚的構(gòu)造。蛇綠混雜巖的南側(cè)邊界同樣為逆沖斷層,表現(xiàn)為克德河礫巖向北逆沖于蛇綠混雜巖之上(圖12C)。剖面上蛇綠混雜巖與克德河礫巖之間表現(xiàn)為向北的逆沖疊瓦構(gòu)造(圖12C)。

圖12 杏樹洼蛇綠混雜巖與圍巖關(guān)系Fig.12 Relationship between the ophiolite mélanges and surrounding rocks in Xingshuwa area

由于在杏樹洼以北的廣大地區(qū)分布了大面積的中、晚二疊世以及早三疊世的碎屑巖沉積(哲斯組、林西組以及幸福之路組),這些沉積巖可能代表了古亞洲洋最后消失的沉積并可能記錄了最后消失的構(gòu)造記錄。我們通過收集前人資料并結(jié)合自己的調(diào)查(張欲清等,2019;1∶25萬林西幅),編制了從林西西北的二八地至杏樹洼的北西—南東向剖面(圖12C),剖面中變形的主要是中、晚二疊世的沉積,主要是哲斯組和林西組?？梢钥闯鲞@個(gè)剖面顯示出中、晚二疊世沉積的變形自南東向北西變形逐漸趨緩,東南地區(qū)靠近蛇綠混雜巖地區(qū)褶皺緊閉、甚至倒轉(zhuǎn),而向西北地區(qū)則變得越來越開闊,顯示出可能來自南東地區(qū)的作用。由于研究區(qū)中、晚二疊世沉積的環(huán)境是殘余海盆(古亞洲洋?和政軍等,1997),因此這些沉積的變形就有可能代表了海盆最后消失,兩側(cè)陸陸或弧陸碰撞的變形。類似的變形在雙井片巖中也可以見到(見后)。

3.1.4 蛇綠混雜巖后期脆性變形

除了上述混雜巖與圍巖之間的脆性逆沖斷層外,在混雜巖中也發(fā)育有很多晚期脆性變形,在基質(zhì)中的脆性變形由于巖性的原因,不是很好確認(rèn),但在很多巖塊中可以識(shí)別出大量的脆性變形構(gòu)造,有寬緩的褶皺(圖13C),但更多的是一系列的斷層(圖13),主要為近東西走向的一系列逆沖斷層和相關(guān)褶皺構(gòu)造。這些斷層基本上都是逆沖斷層(圖13B),部分具有走滑分量(圖13D)。上述的斷層也可以見到多期活動(dòng)的特征,發(fā)育兩期擦痕(圖13B),但是在混雜巖中見到的多數(shù)斷層的斷層面指示近南北向的縮短(圖13B,D),這和近東西向?qū)捑忨薨欀甘境龅慕媳毕蚩s短是一致的(圖13C)。這期近南北向的縮短在混雜巖與圍巖之間的斷層(圖12B)以及雙井片巖中也非常發(fā)育(見后),有關(guān)這期變形的時(shí)代將在后文結(jié)合低溫?zé)崮甏鷮W(xué)進(jìn)行討論。

圖13 杏樹洼蛇綠混雜巖后期脆性變形A-B.那達(dá)嘎移動(dòng)信號(hào)塔下灰?guī)r采石場(chǎng),A—露頭全貌,B—露頭斷層分布素描,左下為晚期逆沖斷層面解,示近南北向擠壓,右下為早期右行斷層面解,示北西—南東向縮短;C.哈什吐井子灰?guī)r采石場(chǎng)灰?guī)r的東西向?qū)捑忨薨?D.哈什吐井子灰?guī)r采石場(chǎng)逆沖疊瓦斷層、薄層灰?guī)r的斷層傳播褶皺及斷層面解,示近南北向縮短Fig.13 Later brittle deformation of the ophiolitic mélange in Xingshuwa

3.2 雙井片巖

已有的研究發(fā)現(xiàn)過去定義的雙井片巖包括了酸性侵入巖和一些變質(zhì)沉積巖(如大理巖、砂巖以及火山巖等)。侵入巖主要為花崗巖,年齡均為古生代—早中生代,而且以晚古生代巖體居多(Li et al.,2014)。填圖區(qū)的雙井片巖主要沿著西拉木倫河北岸分布,它們與上述的杏樹洼蛇綠混雜巖一樣不僅都卷入到近東西向展布的韌性剪切帶之內(nèi),糜棱巖面理非常發(fā)育,而且雙井片巖也經(jīng)歷了早期的變形和后期一系列的脆性變形。

3.2.1 可識(shí)別的最早變形

目前的研究顯示雙井片巖原巖是沉積巖,而雙井片巖多以片巖形式出露,一些地區(qū)甚至出現(xiàn)了片麻巖,這些片巖以及片麻巖的形成被認(rèn)為是地殼加厚的產(chǎn)物(Zhang et al,2016)。那么地殼加厚就需要構(gòu)造過程。雖然雙井片巖遭受到后期右行韌性剪切的強(qiáng)烈改造,但是局部也保留了早期的變形,尤其是在一些弱應(yīng)變域,早期的構(gòu)造得以保存。野外可以見到片巖內(nèi)發(fā)育大量的無根同斜褶皺,褶皺的多為長(zhǎng)英質(zhì)脈體和片巖(圖14),為典型的“片間褶皺”(intrafolial fold),褶皺的兩翼與區(qū)域片理平行。這類褶皺的樞紐為近東西向(圖3、圖14A,B,F),同樣在片巖內(nèi)也發(fā)育有很多密集分布的皺紋線理(圖14C),它們的樞紐也與片間褶皺的樞紐一致(圖14F)。也正是這些早期的近東西向褶皺的形成,造成了雙井片巖的加厚,導(dǎo)致了早期原巖(沉積巖)的變質(zhì)。

雙井片巖內(nèi)的這些褶皺與與杏樹洼蛇綠混雜巖內(nèi)早期褶皺不僅樣式一致(圖14D,E),而且樞紐也近東西向(圖14G),這些現(xiàn)象暗示了雙井片巖與蛇綠混雜巖經(jīng)歷了類似的構(gòu)造過程,但可能深度有一定的差別。

圖14 雙井片巖早期變形與杏樹洼蛇綠混雜巖早期變形對(duì)比A-B.雙井片巖無根同斜褶皺;C-D.雙井片巖皺紋線理和小褶皺;E.混雜巖內(nèi)小褶皺;F.雙井片巖內(nèi)皺紋線理與小褶皺樞紐;G.雙井片巖內(nèi)片間褶皺與混雜巖內(nèi)早期褶皺樞紐對(duì)比Fig.14 Comparison of the early-stage deformation of Shuangjing schist and the early-stage deformation of Xingshuwa ophiolitic mélange

在雙井片巖內(nèi)也發(fā)育有一些長(zhǎng)英質(zhì)脈體或淺色脈,一般厚度為0.5～15cm之間,這些脈體一般平行于片巖的片理發(fā)育。在雙井片巖內(nèi)的長(zhǎng)英質(zhì)布丁多顯示塑性變形的特征(Ramberg,1955),布丁端部多顯示強(qiáng)烈拉伸減薄,這種布丁最終發(fā)展成與面理平行的細(xì)小并斷續(xù)相連的長(zhǎng)英質(zhì)透鏡體,成為面理的一部分(圖15)。除了這些布丁外,在雙井片巖內(nèi)也發(fā)育面理布丁(foliation buddingnage),它們?cè)诿胬硇纬芍?一般多為片巖發(fā)生頸縮,導(dǎo)致在頸縮處充填未明顯變形的長(zhǎng)英質(zhì)體。在大蓮花山地區(qū)雙井片巖內(nèi)還發(fā)現(xiàn)兩個(gè)方向布丁疊加的現(xiàn)象(圖15),也稱巧克力狀布丁。巧克力狀布丁以長(zhǎng)英質(zhì)的占多數(shù)。平面上布丁化的呈橢圓形和圓形。巧克力布丁分別平行片麻理走向和其傾向。一般認(rèn)為巧克力布丁的出現(xiàn)代表著巖石受到壓扁變形的作用(Fossen,2010),但目前的很多研究表明,巧克力布丁并非是巖石受到壓扁變形而成(Zulauf et al.,2011a,2014),而是形成于兩個(gè)不同階段(Ramsay, 1967; Ghosh, 1988;Zulauf et al.,2011b)。褶皺發(fā)育過程中,從開闊—緊閉以至發(fā)生同斜倒轉(zhuǎn)的過程中,由于中間主壓應(yīng)力軸和最小主壓應(yīng)力軸會(huì)發(fā)生互換,導(dǎo)致形成巧克力狀布丁(Zulauf et al.,2011b)。一般而言,隨著褶皺的發(fā)育并進(jìn)一步倒轉(zhuǎn),最小和中間主壓應(yīng)力軸會(huì)發(fā)生互換,進(jìn)而導(dǎo)致巧克力狀布丁的形成(Zulauf et al.,2011b)。這些巧克力布丁的形成可能與整個(gè)雙井片巖的褶皺變形有關(guān),代表著片巖縮短增厚,并發(fā)生同斜倒轉(zhuǎn)過程中不同階段的產(chǎn)物(圖15)。

圖15 雙井片巖內(nèi)布丁構(gòu)造A-B.大蓮花山雙井片巖內(nèi)不同方向的石英脈的巧克力狀布丁;C.斜長(zhǎng)角閃巖布丁構(gòu)造;D.早期石英脈無根褶皺,晚期布丁化;E.1-4巧克力狀布丁形成過程Fig.15 Pudding structures in schist rocks in Shuangjing area

雖然上文已經(jīng)提到雙井片巖中存在很多“片間褶皺”,而在一些露頭上,還可以見到多期褶皺的疊加現(xiàn)象。在一些變質(zhì)程度達(dá)到片麻巖的地區(qū),不僅發(fā)育很多淺色長(zhǎng)英質(zhì)脈體(圖16),而且這些脈體還發(fā)育了多期的褶皺,形成共軸疊加褶皺,褶皺樞紐近東西向。總體上早期褶皺緊閉同斜,褶皺軸面與面理平行(圖16A,C),而晚期的褶皺軸面產(chǎn)狀較陡(圖16A,C),并顯示出向北倒伏的情況(圖16B),伴隨著晚期的褶皺在厚度大的長(zhǎng)英質(zhì)脈中形成窗棱構(gòu)造(圖16A下部)。上述的兩期褶皺既有可能形成于兩個(gè)不連續(xù)的階段,但也可能是同一變形過程中的遞進(jìn)變形,我們傾向于遞進(jìn)變形過程,代表了雙井片巖經(jīng)歷了連續(xù)的上盤指向北的逆沖-褶皺的地殼加厚過程。

圖16 巴林右旗雙井片巖(斜長(zhǎng)角閃片麻巖)疊加褶皺(紅色為淺色長(zhǎng)英質(zhì)脈體)Fig.16 Superposed folds in amphibole gneiss in Bairin Right Banner

上述是雙井片巖內(nèi)早期的變形,代表了前期的逆沖-褶皺加厚階段的變形。雖然我們目前暫時(shí)還不清楚該構(gòu)造階段的具體精確時(shí)間。但是考慮到變形的雙井片巖主要形成于晚古生代,而晚期的右行走滑主要活動(dòng)于三疊紀(jì)早期,因此我們推測(cè)雙井片巖目前可識(shí)別的最早的變形發(fā)生在晚古生代末期,與該地區(qū)殘余海盆或者古亞洲洋的最終關(guān)閉時(shí)間一致(Xiao et al.,2003;Eizenh?fer et al.,2014)。

3.2.2 右行韌性剪切

雙井片巖中最為醒目的是韌性右行剪切變形,該變形幾乎卷入了大部分的雙井片巖。長(zhǎng)英質(zhì)糜棱巖發(fā)育,面理近乎直立,走向近東西(圖3),廣泛發(fā)育石英拉伸線理(圖17A,B),線理向東緩傾伏(圖17B)。同時(shí),該剪切帶不僅剪切了原劃歸雙井片巖的古生代花崗巖體,同時(shí)也卷入了三疊紀(jì)的雙井子花崗巖體(237～228 Ma,李錦軼等,2007)。

圖17 雙井片巖長(zhǎng)英質(zhì)糜棱巖石英拉伸線理及剪切指向構(gòu)造(右行)Fig.17 Stretching lineations of quartz and shear indicators in the Shuangjing felsic mylonite rocks

在空間上,這期構(gòu)造變形表現(xiàn)為強(qiáng)變形帶與弱變形域相間的幾何學(xué)特征。在強(qiáng)變形帶中,變斑晶旋轉(zhuǎn)構(gòu)造和礦物拉長(zhǎng)構(gòu)造明顯,而在弱變形域,則基本見不到礦物的旋轉(zhuǎn)構(gòu)造和拉長(zhǎng)現(xiàn)象。根據(jù)已有變形資料,大體可以把填圖區(qū)劃分出如下強(qiáng)變形帶和弱變形域,它們?cè)谄矫鎴D上呈右階斜列。在野外露頭上表現(xiàn)為近東西向的礦物拉伸和角閃石/黑云母礦物定向排列線理,鏡下礦物細(xì)?；潭让黠@,發(fā)育核幔構(gòu)造,石英波狀消光以及動(dòng)態(tài)重結(jié)晶非常發(fā)育。小型旋轉(zhuǎn)構(gòu)造、S-C組構(gòu)以及不對(duì)稱褶皺(圖17C,D)在露頭上和顯微鏡下都可見到,均指示這期變形的運(yùn)動(dòng)方式為右行走滑。

在原劃為雙井片巖的剪切帶代家窩鋪北側(cè),最近的研究發(fā)現(xiàn)了晚二疊世的花崗巖(270 Ma,Li et al.,2014),該花崗巖內(nèi)見很多閃長(zhǎng)質(zhì)包體(圖18),包體多成透鏡狀(圖18F,G),包體的年齡約260 Ma左右(Li et al.,2014)。露頭顯示,這些閃長(zhǎng)質(zhì)包體從下向上形狀發(fā)生逐漸變化,長(zhǎng)短軸比例向上逐漸加大(圖18A),糜棱巖面理逐漸發(fā)育,包體受到強(qiáng)烈剪切,到了最上部,這些閃長(zhǎng)質(zhì)包體已經(jīng)經(jīng)歷強(qiáng)烈剪切,最終與圍巖糜棱巖面理沒有明顯的區(qū)分(圖18E,D),而這些包體的長(zhǎng)軸方向與雙井片巖中的右行剪切礦物拉伸線理一致(圖18C),尤其是在下部可以見到類似L型構(gòu)造巖(圖18H),同時(shí)也見到一些閃長(zhǎng)質(zhì)包體的尾端出現(xiàn)撕裂的構(gòu)造(圖18B)。上述的年代學(xué)、變形特征都顯示,這個(gè)二疊紀(jì)末期的巖體在閃長(zhǎng)質(zhì)包體的加入過程中遭受了右行的韌性剪切,也可以認(rèn)為這些閃長(zhǎng)質(zhì)包體的侵入和變形是同構(gòu)造的,那么這些閃長(zhǎng)質(zhì)包體的時(shí)代可能就代表了西拉木倫北側(cè)雙井地區(qū)區(qū)域性右行韌性剪切的時(shí)代上限約260 Ma左右,而其持續(xù)時(shí)間可能也較長(zhǎng),前人的研究表明三疊紀(jì)的雙井子花崗巖(237～228 Ma,李錦軼等,2007)也經(jīng)歷了右行剪切,則該剪切帶的年齡活動(dòng)跨度可達(dá)20～30 Myr。

圖18 雙井片巖內(nèi)同構(gòu)造花崗巖與定向的閃長(zhǎng)質(zhì)包體A.閃長(zhǎng)質(zhì)包體長(zhǎng)軸與短軸之比與距離地面高度關(guān)系;B.撕裂狀的閃長(zhǎng)質(zhì)包體;C.雙井糜棱巖石英拉伸線理(紅)與閃長(zhǎng)質(zhì)包體長(zhǎng)軸(藍(lán))的關(guān)系;D.巖體外圍強(qiáng)烈的糜棱巖面理;E.強(qiáng)烈剪切的閃長(zhǎng)質(zhì)包體,外形已經(jīng)消失;F.距離地面4m左右的閃長(zhǎng)質(zhì)包體;G.距離地面1m左右的閃長(zhǎng)質(zhì)包體;H.距離地面1m左右的閃長(zhǎng)質(zhì)包體縱剖面Fig.18 Syntectonic granites and oriented diorites in Shuangjing schist

由于雙井片巖內(nèi)存在早期的逆沖加厚階段的變形,如一系列的片間褶皺(圖14)和稍晚的共軸遞進(jìn)疊加褶皺(圖16),這些早期的褶皺也不同程度地遭受了后期右行剪切的影響(圖19)。在片巖中可見一些小型的劍鞘褶皺,這些褶皺的封閉方向與其圍巖長(zhǎng)英質(zhì)糜棱巖中的石英拉伸線理的方向并不一致,甚至相反(圖19A,E),這表明劍鞘褶皺與圍巖韌性剪切不是同期產(chǎn)物,而更可能是早期構(gòu)造為后期韌性剪切所疊加改造(圖19B-D)。該露頭也表明雙井片巖早期經(jīng)歷了至少兩期主要的變形,早期為逆沖加厚,晚期為韌性右行剪切。

圖19 經(jīng)歷后期右行韌性剪切的雙井片巖劍鞘褶皺(鉛筆平行石英拉伸線理)A.露頭照片;B-D.劍鞘褶皺(黑色粗線)為后期右行剪切變形過程;E.劍鞘褶皺樞紐(黑)、雙井片巖糜棱巖石英拉伸線理(紅)以及本露頭石英拉伸線理(藍(lán))赤平投影Fig.19 Sheath folds in Shuangjing schist

3.2.3 晚期脆性變形

雙井片巖除了上述兩期明顯而又強(qiáng)烈的變形外,在隨后還遭受了脆性變形,這些脆性變形主要表現(xiàn)為不同性質(zhì)的斷層和相關(guān)褶皺。在杏樹洼地區(qū)的很多雙井片巖的大理石采石場(chǎng)中均發(fā)育了一系列近東西向的逆沖斷層,這些逆沖斷層或傾向北或向南,而且傾角很大(圖20),在逆沖斷層的上盤往往會(huì)出現(xiàn)斷層傳播褶皺。根據(jù)斷層面上的滑動(dòng)矢量,指示斷層活動(dòng)時(shí)為近南北向縮短(圖20B),類似性質(zhì)和方向的斷層也見于杏樹洼蛇綠混雜巖的內(nèi)部和邊界斷層上(圖12,13)。由于該斷層切割中、晚二疊世地層(圖12),而雙井片巖的原巖也為晚古生代末期,因此這期變形一定發(fā)生在中生代,其具體時(shí)代在后文討論。

圖20 崗崗坤兌北側(cè)大理巖采場(chǎng)南側(cè)逆沖斷層及斷層面解Fig.20 Thrust faults in marble rocks on the north side of Gang-Gang-Kun-Dui and its fault plane solution

除了上述近東西向的逆沖斷層切割雙井片巖外,在杏樹洼地區(qū)還發(fā)育一組北西—南東走向的左行走滑斷層,它們明顯控制了目前雙井片巖和蛇綠混雜巖的出露狀態(tài),形成一系列近乎平行的北西—南東向的河谷(圖1),但是這些北西—南東向的河谷并沒有越過西拉木倫構(gòu)造帶(圖1)。該斷裂由于后期的覆蓋,出露很少,但是在切割雙井片巖的花崗糜棱巖的一些地區(qū),斷層面上見有大量擦痕,并顯示為左行走滑斷層(圖21A),斷層滑動(dòng)矢量指示為北西—南東向的縮短(圖21A),由于這期斷層切割了雙井片巖、蛇綠混雜巖、中—晚二疊世沉積巖以及早白堊世火山巖(圖1),因此它們的形成很可能是在早白堊世之后。

圖21 研究區(qū)不同地區(qū)的走滑斷層(晚白堊世?)A.杏樹洼地區(qū)雙井片巖中花崗糜棱巖中的北西—南東向左行走滑斷層面、擦痕及斷層面解;B.半拉山晚侏羅世花崗巖內(nèi)的兩組斷層以及東西向右行走滑斷層面解;C.半拉山晚侏羅世花崗巖內(nèi)北西—南東向左行走滑斷層面及斷層面解;D.西拉木倫構(gòu)造帶與北西—南東向左行走滑斷裂的空間關(guān)系及里德爾剪切模型Fig.21 Strike-slip faults in different parts of the study area

同樣杏樹洼東南,西拉木倫構(gòu)造帶的沿岸新城子鎮(zhèn)附近的半拉山地區(qū),可以見到兩組走滑斷層切割了晚侏羅世花崗巖(160 Ma,圖21),其中近東西向的為右行走滑斷層(圖21B),而北西—南東向的為左行走滑斷層(圖21C),這兩組斷層相互切割(圖21B),指示可能同時(shí)活動(dòng),而根據(jù)它們斷層滑動(dòng)矢量得出的古應(yīng)力場(chǎng)方向也一致(圖21B,C),需要說明的是該地區(qū)北西—南東向斷層與杏樹洼地區(qū)同方向的斷層性質(zhì)也一樣(圖21A)。由于這些斷層切割了晚侏羅世的花崗巖以及早白堊世的火山巖,因此它們一定是在晚白堊世或之后活動(dòng)的。根據(jù)新城子鎮(zhèn)半拉山地區(qū)東西向和北西—南東向斷層的關(guān)系以及杏樹洼地區(qū)一系列平行的北西—南東向斷層沒有切過西拉木倫構(gòu)造的現(xiàn)象,同時(shí)考慮到北西—南東向斷裂與近東西向的西拉木倫斷裂之間的夾角平均為70°,我們推測(cè)這些斷層是西拉木倫構(gòu)造帶發(fā)生了右行走滑作用之后,在其北盤派生的一系列的R’次級(jí)斷裂(左行)。

3.3 克德河礫巖

克德河礫巖的時(shí)代目前未確定,原1∶5萬地質(zhì)圖顯示為哲斯組,但最近我們的碎屑鋯石年齡測(cè)定表明,克德河礫巖很可能是晚二疊世—早三疊世沉積,與林西組可能是同時(shí)異相沉積(筆者未發(fā)表數(shù)據(jù))。在任家營(yíng)子以北的地區(qū),克德河礫巖韌性變形較弱,保留有很多原始沉積構(gòu)造,可以用來指示頂?shù)住Ｍ瑫r(shí)在未明顯韌性變形的克德河礫巖中發(fā)現(xiàn)既有大量的灰?guī)r礫石(圖22B),也有來自蛇綠混雜巖的硅質(zhì)巖礫石(圖22A)和灰綠色的玄武巖和粉砂巖礫石等,這說明克德河礫巖堆積于杏樹洼蛇綠混雜巖形成之后。

研究區(qū)克德河礫巖的變形可以分為兩個(gè)區(qū)域,其中任家營(yíng)子以南表現(xiàn)為強(qiáng)烈的韌性變形,而且是壓扁變形與一般剪切變形同時(shí)出現(xiàn),在任家營(yíng)子以南克德河礫巖分布區(qū)的兩側(cè)邊緣表現(xiàn)為強(qiáng)烈的韌性剪切,所有的灰?guī)r礫石發(fā)生拉伸形成近東西相線理(圖22C),這與雙井片巖內(nèi)的石英拉伸線理基本一致(圖3)。而在內(nèi)部則僅僅發(fā)育近東西走向的密集軸面劈理(圖22E),灰?guī)r礫石中的海百合莖壓扁非常明顯(圖22D),但是礫石長(zhǎng)軸并沒有優(yōu)選方位,指示了發(fā)生了應(yīng)變分解現(xiàn)象。

圖22 任家營(yíng)子南側(cè)克德河礫巖A.未變形的硅質(zhì)巖礫石;B.未變形的灰?guī)r礫石;C.被拉長(zhǎng)的灰?guī)r礫石,形成線理;D.壓扁的海百合莖(深紅色);E.壓扁變形的礫巖,無線理,赤平投影為面理產(chǎn)狀Fig.22 Kedehe conglomerate rocks in the south of Renjiayingzi

在任家營(yíng)子以北的地區(qū),這些未明顯遭受強(qiáng)烈韌性剪切的克德河礫巖表現(xiàn)為一個(gè)大型的向北倒伏的倒轉(zhuǎn)背斜(圖12C),這個(gè)褶皺是西拉木倫構(gòu)造帶以北中、晚二疊世地層變形的一部分(圖12C),是上盤指向北西的逆沖推覆構(gòu)造的一部分(圖12C)。由于在韌性變形的克德河礫巖部分未見到面理的褶皺,我們認(rèn)為近東西向的韌性剪切發(fā)育在克德河礫巖的褶皺之后,如果近東西向的韌性剪切發(fā)生在三疊紀(jì)初期(見后討論),則西拉木倫構(gòu)造帶以北的中、晚二疊世地層的褶皺變形就只能發(fā)生在晚古生代末期,這與前人的研究結(jié)論一致(張欲清等,2019)。

在任家營(yíng)子南側(cè)韌性變形的克德河礫巖內(nèi),發(fā)育了兩組近南北向的小型走滑斷層,這兩組斷層傾角很陡,但是性質(zhì)相反,在平面上組成典型的共軛形式(圖23A,B),由共軛斷層恢復(fù)出近南北向的縮短(圖23B),由于這期構(gòu)造切割了早期的韌性變形(三疊紀(jì)初期),因此可能發(fā)生在中生代期間。而在任家營(yíng)子以北未發(fā)生韌性變形的克德河礫巖中也發(fā)育一組近東西向的逆沖斷層(圖23C),斷層滑動(dòng)矢量反演也得到了近南北向的縮短(圖23C)。

圖23 克德河礫巖晚期脆性變形A-B.韌性變形的克德河礫巖為后期共軛走滑斷層切割,共軛斷層指示近南北向縮短;C.礫巖內(nèi)部發(fā)育的近東西走向的逆沖斷層及斷層面解Fig.23 The brittle deformation in Kedehe conglomerate rocks

可以看出不僅克德河礫巖經(jīng)歷了中生代近南北向的縮短擠壓,在研究區(qū)很多地方的其它地質(zhì)體中均發(fā)現(xiàn)近南北向縮短擠壓的構(gòu)造,如杏樹洼蛇綠混雜巖(圖13)和雙井片巖(圖20)。

4 低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)分析與熱模擬

4.1 數(shù)據(jù)分析

本研究多數(shù)樣品的單顆粒年齡較為分散,并且部分樣品的ZHe和AHe年齡并不能完全匹配,這說明單純使用每個(gè)樣品的加權(quán)平均年齡并不能準(zhǔn)確反映研究區(qū)的熱事件。因此,筆者應(yīng)用以下3點(diǎn)要求進(jìn)一步篩選樣品的He年齡:(1)鋯石(U-Th)/He和磷灰石(U-Th)/He分別具有不同的封閉溫度,正常情況地質(zhì)體應(yīng)該首先通過ZHe封閉系統(tǒng),因此在同一樣品中,ZHe年齡應(yīng)大于AHe年齡,然而,部分樣品卻顯示了完全相反的年齡特征(如LX18-2和LX18-9),筆者將這些顆粒刪除(圖24);(2)所有樣品均采自于林西地區(qū)的蛇綠巖中,已有的研究表明,該蛇綠巖在晚二疊世(～250 Ma)就位,因此,進(jìn)一步刪除了大于二疊紀(jì)的He年齡(圖24);(3)某些樣品的部分單顆粒年齡較為集中,在這種情況下取其加權(quán)平均值,對(duì)于三個(gè)單顆粒年齡都分散的樣品,在進(jìn)行詳細(xì)的對(duì)比(如:與相鄰樣品的He年齡進(jìn)行對(duì)比)后,選取其中最準(zhǔn)確的年齡。

圖24 樣品He年齡篩選Fig.24 Filtering He ages of samples

4.2 數(shù)據(jù)分析

為了進(jìn)一步獲得研究區(qū)樣品的時(shí)間-溫度曲線,對(duì)所有樣品都進(jìn)行了熱歷史模擬(圖25)。應(yīng)用HeFTY軟件(版本1.9.3,Ketcham,2007)進(jìn)行模擬,選取Guenthner et al.(2013)提出的鋯石He擴(kuò)散模型,Flowers et al.(2009)提出的磷灰石He輻射損傷模型。設(shè)置的兩個(gè)初始時(shí)間-溫度限制分別為:(1)大于ZHe單顆粒最老年齡的溫度為200～300℃;(2)現(xiàn)代地表溫度為0～20℃。在模擬的過程中,根據(jù)初步結(jié)果進(jìn)行反復(fù)試驗(yàn),并對(duì)時(shí)間-溫度限制進(jìn)行調(diào)整,直到獲取最多的冷卻路徑和最高的GOF值。樣品LX18-1、LX18-5和LX18-6僅得到了ZHe數(shù)據(jù),因此只進(jìn)行鋯石(U-Th)/He體系的模擬;LX18-2、LX18-3、LX18-4、LX18-7、LX18-8、和LX18-9同時(shí)得到了ZHe和AHe數(shù)據(jù),因此進(jìn)行鋯石和磷灰石(U-Th)/He聯(lián)合熱模擬(圖25)。

圖25 樣品熱模擬結(jié)果APRZ—磷灰石部分滯留帶;ZPRZ—鋯石磷灰石部分滯留帶;Paths—路徑;Accept fits—可接受路徑;Good fits—最佳路徑;ZHe GOF—鋯石U/Th-He年齡模擬結(jié)果與實(shí)測(cè)數(shù)值耦合程度函數(shù);AHe GOF—磷灰石U/Th-He年齡模擬結(jié)果與實(shí)測(cè)數(shù)值耦合程度函數(shù)Fig.25 Thermal simulation results of samples

所有樣品都得到了較好的熱歷史模擬結(jié)果(GOF值大于0.5),并且均獲取了1000條以上好的冷卻路徑。樣品LX18-1、LX18-3、LX18-5、LX18-6、LX18-8、LX18-9都顯示單一期次的冷卻作用,并且所有樣品都經(jīng)歷了快速冷卻作用,其冷卻時(shí)限集中在約200～180 Ma,約150～140 Ma和約120～100 Ma三個(gè)階段;樣品LX18-2、LX18-4和LX18-7均經(jīng)歷了兩個(gè)期次的冷卻作用,其中晚期快速冷卻作用集中在約90～70 Ma,而早期的冷卻并不同時(shí),LX18-4在約150 Ma快速通過了約200℃的等溫線,反映了中侏羅世的快速冷卻作用;LX18-4和LX18-7早期的快速冷卻時(shí)限則為約130～120 Ma。為了更為清晰的識(shí)別研究區(qū)中生代以來的冷卻時(shí)限,本研究將所有樣品熱模擬加權(quán)平均冷卻路徑匯總(圖26),結(jié)果表明,林西地區(qū)中生代以來經(jīng)歷了中—晚侏羅世(約150～140 Ma)、早白堊世(約130～100 Ma)、晚白堊世(約90～70 Ma)三個(gè)期次的比較明顯的快速冷卻作用。而早侏羅世(200～180 Ma)和新生代早期(約50～40 Ma)的冷卻事件也有反映,但是局限于年齡質(zhì)量,是否存在需要認(rèn)真分析(圖26)。

進(jìn)一步分析可以看出,填圖區(qū)三種主要的巖類中并不是都有一樣的熱歷史演化過程(圖26)。沉積巖類的克德河礫巖的兩個(gè)樣品(LX18-1和LX18-8)顯示了比較一致的演化歷史,雖然兩個(gè)樣品采集的地區(qū)有一定距離(圖1),但它們都顯示經(jīng)歷了晚侏羅世—早白堊世初的快速冷卻事件,也都經(jīng)歷了早白堊世晚期的快速冷卻事件,此后就進(jìn)入到了緩慢的冷卻降溫階段(圖26)。蛇綠混雜巖樣品(LX18-6和7)也一樣顯示經(jīng)歷了相同的熱演化歷史,它們共同經(jīng)歷了早白堊世晚期的快速冷卻事件,在晚白堊世也顯示出一定程度的快速冷卻階段(圖26)。雙井片巖樣品(LX18-3,4,5)三個(gè)樣品則表現(xiàn)出不是很一致的熱演化歷史,LX18-3表現(xiàn)出只經(jīng)歷了一期早白堊世的快速冷卻事件,該樣品采自早白堊世蓮花山巖體東側(cè),而該巖體的樣品(LX18-2)的演化歷史與LX18-3幾乎一致(圖26),可以看出該采樣點(diǎn)的雙井片巖經(jīng)歷了早白堊世蓮花山花崗巖體的影響,兩者在早白堊世一起發(fā)生了快速的冷卻作用,由于蓮花山巖體為早白堊世,此處的早白堊世冷卻事件可能代表了巖體向上快速侵位過程。LX18-4和LX18-5雖然都采自雙井片巖,而且樣品相距不遠(yuǎn)(圖1),但兩個(gè)樣品顯示出很明顯的差別,位于東側(cè)的LX18-5顯示出早侏羅世的快速冷卻事件,而西側(cè)的LX18-4顯示出晚侏羅世的事件(圖26),造成上述差別的原因可能是,LX18-5僅有鋯石U/Th-He年齡,而且單顆粒年齡非常分散(表3),因此其所得到的年齡質(zhì)量并不高,可能不存在地質(zhì)意義;同樣LX18-4的磷灰石U/Th-He單顆粒年齡也很分散(表2),因此其新生代期間的歷史可能存在問題,可能并不代表實(shí)際意義。兩個(gè)花崗巖樣品中早白堊世的蓮花山樣品(LX18-2)在上文已經(jīng)分析,具有比較確定的演化歷史,即存在早白堊世的快速冷卻,代表了巖體的侵位過程,而三疊紀(jì)花崗巖(LX18-9)也經(jīng)歷了早白堊世晚期—晚白堊世早期的快速冷卻事件,這與區(qū)域上的伸展事件基本一致?？梢钥闯鎏顖D區(qū)的主要單元經(jīng)歷三期重要的構(gòu)造-熱事件,它們分別是中—晚侏羅世(約150～140 Ma)、早白堊世(約130～100 Ma)、晚白堊世(約90～70 Ma),其它兩期(早侏羅世和新生代早期)的雖然在熱模擬上有個(gè)別顯示,但是鑒于數(shù)據(jù)質(zhì)量,它們很可能是沒有意義的。

圖26 樣品熱模擬總結(jié)APRZ—磷灰石部分滯留帶;ZPRZ—鋯石磷灰石部分滯留帶Fig.25 Thermal simulation results of total samples

5 討論

5.1 杏樹洼蛇綠混雜巖與雙井片巖的形成(從俯沖到碰撞)

在杏樹洼地區(qū)蛇綠混雜巖和雙井片巖都經(jīng)歷了兩期明顯而又強(qiáng)烈的變形,即早期指向北的逆沖和晚期的右行韌性剪切。杏樹洼蛇綠混雜巖以及西側(cè)的柯單山蛇綠混雜巖內(nèi)基質(zhì)強(qiáng)烈剪切變形,不同尺度的小褶皺發(fā)育,運(yùn)動(dòng)學(xué)表明它們都指示了上盤指向北的逆沖(圖5、8),基質(zhì)中的巖塊也經(jīng)歷了強(qiáng)烈的剪切而逐步“細(xì)?；?圖9),結(jié)合巖塊中存在很多放射蟲硅質(zhì)巖、玄武巖、灰?guī)r、蛇紋巖以及輝長(zhǎng)巖等巖塊,它們可能形成于俯沖階段的增生楔中,而該俯沖的極性根據(jù)基質(zhì)的變形確定為向南俯沖(圖5、8)。杏樹洼蛇綠混雜巖變質(zhì)作用很低,多為低綠片巖相變質(zhì),代表了近地表的環(huán)境。

雙井片巖的早期變形代表了地層重復(fù)導(dǎo)致的地殼逐漸加厚形成一系列倒轉(zhuǎn)同斜褶皺,其變質(zhì)程度最高達(dá)到中壓相系,雙井片巖顯示出其經(jīng)歷了復(fù)雜的變形過程,長(zhǎng)英質(zhì)淺色脈體出現(xiàn)(圖16)。雙井片巖經(jīng)歷了一定程度的變形與變質(zhì),而對(duì)其物源的研究目前還比較缺乏,已發(fā)表的數(shù)據(jù)表明其碎屑鋯石年齡主要為290～250 Ma,其次為500～400 Ma,而大于1500 Ma非常少(江思宏等,2014);我們自己所測(cè)的雙井片巖的碎屑鋯石年齡也顯示絕大多樣品總體僅顯示一個(gè)約280 Ma的年齡峰值,雖然在個(gè)別樣品也出現(xiàn)了25億年和18億年的鋯石,但是數(shù)量非常少(筆者未發(fā)表資料)。由于500～400 Ma以及25億年和18億年的巖漿活動(dòng)在華北北緣和蒙古地區(qū)都發(fā)育(Eizenh?fer et al.,2015),因此目前還不能限定雙井片巖原巖的物源,但是幾乎所有的測(cè)試結(jié)果均顯示出現(xiàn)了孤立的約280 Ma的年齡峰值,顯示其為靠近弧的沉積,我們綜合前人的資料目前暫時(shí)認(rèn)為雙井片巖的原巖是一套沉積在杏樹洼蛇綠混雜巖以北的以先前增生楔為基底的沉積,主要物源來自其北側(cè)的島弧(圖27A)。隨著古亞洲洋殘留海槽的逐漸關(guān)閉,雙井片巖的原巖逐漸俯沖到南側(cè)的增生楔之下,通過一系列的逆沖推覆和底墊過程,造成了雙井片巖原巖的增厚而發(fā)生相應(yīng)變質(zhì)作用(圖27B)。前人的研究認(rèn)為雙井片巖具有順時(shí)針P-T軌跡的中-低壓變質(zhì)帶,代表了沿索倫縫合帶的區(qū)域中-低級(jí)變質(zhì)作用可能與早三疊紀(jì)之后的有限洋盆被動(dòng)閉合有關(guān),這種閉合導(dǎo)致地殼再次加厚(Zhang et al.,2016)。可以看出雙井片巖的早期變形與杏樹洼蛇綠混雜巖的早期變形機(jī)制和樣式是一致的,不同的是變形的深度存在差別,雙井片巖是同一構(gòu)造環(huán)境下的深部變形,而杏樹洼蛇綠混雜巖是淺部變形。

由于克德河礫巖中有來自蛇綠混雜巖的硅質(zhì)巖(圖22A)、灰?guī)r礫石(圖22B),因此克德河礫巖的物源來自南側(cè)蛇綠混雜巖甚至雙井片巖(王友等,1999)?？说潞拥[巖目前多劃分為哲斯組,時(shí)代為早、中二疊世,但是其具體時(shí)代劃分一直未定,我們?cè)谠摰貐^(qū)開展的碎屑鋯石顯示,克德河礫巖的沉積時(shí)代有可能延續(xù)到了晚二疊世(筆者未發(fā)表資料)。目前有關(guān)哲斯組物源的研究多認(rèn)為來自華北地區(qū)(徐嚴(yán)等,2018),也有研究認(rèn)為東北地區(qū)的基底也是哲斯組的物源之一(李雨柯,2012),而越來越多的碎屑鋯石年代學(xué)表明,包括研究區(qū)在內(nèi)的西拉木倫構(gòu)造帶以北廣大地區(qū)的中、晚二疊世地層源區(qū)多數(shù)物源位于北側(cè)或東北地區(qū),而確定來自南側(cè)華北的碎屑或者沒有,或很少(韓杰等,2011;韓國(guó)卿等,2011;鄭月娟等,2014;Han et al.,2015;王丹丹等,2016)。已有的沉積構(gòu)造,如大量的沖刷面、疊瓦狀礫石、雹痕(王友等,1999)以及植物化石碎片(王友等,1999),這些均顯示克德河礫巖是陸相河流-沖積扇沉積,這代表了早期的殘余海槽已經(jīng)消失(圖27C)。目前填圖區(qū)克德河礫巖形成極性向北的褶皺,部分地區(qū)地層倒轉(zhuǎn)(圖12C),而克德河礫巖以及褶皺卷入到后期的右行韌性剪切,因此這期的變形(包括杏樹洼以北地區(qū)的中、晚二疊世沉積的變形)發(fā)生在其沉積后緊接著的向北的擠壓推覆(圖12C),結(jié)合雙井片巖中晚期的上盤指向北的逆沖(圖16C),我們認(rèn)為圖12C杏樹洼以北的中、晚二疊世地層的變形代表了碰撞階段的變形(圖27D)。

圖27 林西段西拉木倫構(gòu)造帶演化階段Fig.27 Evolutionary stages of the Xar Moron tectonic belt in the western section of Linxi

5.2 右行韌性剪切帶形成的年齡及其區(qū)域意義(從碰撞到陸內(nèi))

在填圖區(qū),不僅雙井片巖、中—晚二疊世沉積巖、蛇綠混雜巖以及晚古生代—三疊紀(jì)侵入巖均經(jīng)歷了右行剪切變形。該剪切帶的寬度可以達(dá)到5 km左右,這也是填圖區(qū)最為醒目的變形。該變形帶向北變形逐漸變?nèi)?并出現(xiàn)應(yīng)變分解現(xiàn)象,出現(xiàn)變形程度不同的區(qū)域。這期變形雖有研究,但是對(duì)其區(qū)域延伸、機(jī)制和時(shí)代均沒有定論(王友等,1999;Zhao et al.,2015)。但是野外構(gòu)造分析表明,該剪切帶卷入了晚二疊世末期的向北的逆沖推覆,如克德河礫巖變形(圖12C)以及雙井片巖的褶皺(圖19),而晚二疊世末期的變形可能代表了洋盆消失后碰撞階段的變形,因此這期韌性變形代表了從碰撞階段進(jìn)入到陸內(nèi)演化的階段。

已有的研究表明在中亞造山帶形成過程中大型的走滑斷層的活動(dòng)起了重要作用,走滑作用不僅可以造成中亞造山帶內(nèi)原始巖漿弧的疊置,也可以調(diào)整不同克拉通(板塊)之間大規(guī)模的旋轉(zhuǎn)和平移(et al.,1993;Allen et al.,1995;and Natal’in,1996;Buslov et al.,2004;Natal’in and,2005;Wang et al.,2007,2010)。除了林西地區(qū)的東西向韌性右行剪切外,華北北緣的右行韌性剪切已經(jīng)有很多學(xué)者開展了研究(王友等,1999;Zhao et al.,2015),它們的分布向南可以到華北北緣的赤峰、赤城、化德等地區(qū)(Wang and Wan,2014)。最近我們的工作在溫都爾廟、阿拉善地區(qū)也發(fā)現(xiàn)了規(guī)模宏大的同時(shí)期右行韌性剪切(筆者未發(fā)表資料),在向西的北山和東天山區(qū)域內(nèi),同樣也發(fā)育同時(shí)期或稍早的右行韌性剪切(Laurent-Charvet et al.,2002,2003;Wang et al.,2007;蔡志慧等,2012)。從上述的分布可以看出,華北北緣自西向東存在一條晚古生代右行韌性剪切帶(東天山-阿拉善北緣-狼山-溫都爾廟-林西-赤峰東),而繼續(xù)向西,則與中天山剪切帶(Laurent-Charvet et al.,2002,2003;Wang et al.,2007),以及“絲路弧”南緣(Natal’in and,2005)相連。

關(guān)于西拉木倫河右行剪切形成的年齡有不同的認(rèn)識(shí),劉偉等(2003)從雙井子巖體南緣陳家營(yíng)子北西糜棱巖獲得了的礦物內(nèi)部Rb-Sr等時(shí)線年齡為165 Ma。高立明(2004)從該套變質(zhì)巖獲得了鉀長(zhǎng)石40Ar/39Ar年齡為159 Ma,黑云母40Ar/39Ar年齡為197 Ma,白云母40Ar/39Ar年齡為183 Ma、192 Ma和227 Ma。馬艾陽(2009)從糜棱巖化巖石中獲得的白云母40Ar/39Ar年齡為225～224 Ma;Zhao et al.(2015)從糜棱巖化花崗巖白云母獲得了40Ar/39Ar年齡為209 Ma?？梢婋p井片巖的韌性右行變形發(fā)生在至少晚三疊世之前。一些研究在華北北緣地區(qū)也發(fā)現(xiàn)了一系列的近東西向右行韌性走滑,其剪切年齡基本在245 Ma左右(Wang and Wan,2014)。而根據(jù)剪切帶中同構(gòu)造巖體的年齡,該剪切帶的活動(dòng)時(shí)代有可能從二疊紀(jì)末期就已經(jīng)開始(Zhao et al.,2015),而上述同構(gòu)造的閃長(zhǎng)質(zhì)包體的年齡約260 Ma(圖18),也可能暗示了該剪切帶可能開始較早,這與華北北緣的右行韌性走滑年齡是一致的(Wang and Wan,2014)。而后期該剪切帶傳切的三疊紀(jì)巖體以及很多含鉀礦物40Ar/39Ar年齡顯示了中—晚三疊世的年齡,有可能是該韌性剪切長(zhǎng)期活動(dòng)的反映,代表了可能經(jīng)歷了20～30 Myr的韌性變形。而大型剪切帶長(zhǎng)時(shí)間活動(dòng)的實(shí)例也非常多,如阿爾金斷裂,其活動(dòng)時(shí)限就可達(dá)40 Myr(Yin et al.,2002)。研究區(qū)中生代晚期也經(jīng)歷了諸如晚侏羅世和早白堊世的巖漿作用,它們也有可能影響到40Ar/39Ar的測(cè)年結(jié)果。

通過系統(tǒng)收集中亞造山帶該期剪切帶的年代學(xué)以及其它幾何學(xué)和運(yùn)動(dòng)學(xué)資料(圖28),可以發(fā)現(xiàn)該期右行韌性剪切的年齡自西向東逐漸變年輕,西部天山地區(qū)基本在280 Ma左右,而最東端地區(qū)可以延續(xù)到230 Ma左右(圖28),這可能代表造成該剪切帶的動(dòng)力來自西側(cè)。

圖28 中亞造山帶南緣晚古生代—早中生代右行韌性剪切年齡變化趨勢(shì)橫坐標(biāo)樣品經(jīng)度,赤平投影為各主要段落右行剪切糜棱巖面理和礦物拉伸線理。數(shù)據(jù)來自Laurent-Charvet et al.,2003;劉偉等,2003;Wang et al.,2007,2010;Li et al.,2014;馬艾陽,2009;de Jong et al.,2009;蔡志慧等,2012;Wang and Wan,2014;Zhao et al.,2015;宋東方等,2018;Zhang et al.,2018;張北航,2019;趙衡,2020;王興安和李世超,2020;本研究和筆者未發(fā)表數(shù)據(jù)Fig.28 Trends of the ductile shear ages along the southern margin of the Central Asian orogenic belt during the Late Paleozoic to Early Mesozoic

目前對(duì)導(dǎo)致這些右行走滑的區(qū)域因素還不清楚,Wang et al.(2007)認(rèn)為是西西伯利亞盆地開始伸展導(dǎo)致西伯利亞克拉通整體向東運(yùn)動(dòng)所致;Laurent-Charvet et al.(2002,2003)與則認(rèn)為與準(zhǔn)噶爾盆地的旋轉(zhuǎn)有關(guān);Natal’in and(2005)則認(rèn)為與古特提斯洋的斜向俯沖有關(guān)。Wang et al.(2007)根據(jù)古地磁研究認(rèn)為伊犁地塊和準(zhǔn)噶爾地塊向東楔入達(dá)近千千米,沿著整個(gè)天山的中天山剪切帶右行走滑可能就是這期事件的響應(yīng)。Allen et al.(1995)認(rèn)為由于西伯利亞克拉通發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn),而東歐克拉通則發(fā)生逆時(shí)針的旋轉(zhuǎn),進(jìn)而導(dǎo)致兩大單元之間處于右行剪切狀態(tài),而右行剪切發(fā)生在晚石炭世—早二疊世,但沒有具體的同位素年代學(xué)支持,因此有可能目前確定的中亞造山帶中、晚二疊世的右行剪切可能是西伯利亞和東歐克拉通相對(duì)旋轉(zhuǎn)靠近所致,而這個(gè)過程可能與中亞造山帶形成后與潘基亞超大陸的變形有關(guān)(從潘基亞B向潘基亞A轉(zhuǎn)變)(Muttoni et al.,2003;Irving,2004;另文詳述)。

前人認(rèn)為華北北緣的右行剪切是由于南側(cè)的揚(yáng)子-華北板塊的碰撞以及北側(cè)蒙古-鄂霍茨克大洋俯沖的雙向擠壓,而華北板塊向東擠出所致(Zhao et al.,2015)。但是已有的研究表明,華北北緣三疊紀(jì)—晚侏羅世的地層是連續(xù)的(Meng et al.,2014),因此來自華北克拉通向北的擠壓可能并不明顯或存在。如果華北北緣和阿拉善以及天山地區(qū)的韌性右行剪切帶同屬一個(gè)構(gòu)造帶,華北板塊的擠出模型并不能解釋阿拉善以及天山地區(qū)的右行剪切。而華北北緣晚古生代韌性剪切帶的建立,預(yù)示著剪切帶之南作為一個(gè)整體與北部地塊或造山帶作用,指示古亞洲洋此時(shí)已經(jīng)全線封閉。從構(gòu)造的角度證明古亞洲洋最后關(guān)閉的時(shí)代是晚二疊世末—三疊紀(jì)早期。

5.3 杏樹洼蛇綠混雜巖與雙井片巖中生代構(gòu)造階段與背景(陸內(nèi))

填圖地區(qū)除了上述與古亞洲洋關(guān)閉有關(guān)的俯沖、碰撞以及隨后的區(qū)域性右行韌性剪切作用外,野外還可以見到很多更加晚期的變形,它們均屬于脆性變形,主要的變形可以分為兩類。一類是近南北向縮短形成的近東西向的逆沖斷層和相關(guān)褶皺,它們?cè)谖骼緜悩?gòu)造帶以北廣泛出露(圖12,13,20,23);另一類就是一系列的北西—南東走向的左行走滑和近東西向的右行走滑斷裂(圖21D)。北西—南東向走滑斷層由于切割了晚侏羅世的花崗巖和早白堊世的火山巖,因此其可能是晚白堊世或其后活動(dòng)的。而早期的近東西向的逆沖斷層和褶皺卷入了至少中、晚二疊世的地層,因此其形成發(fā)生在中、新生代。而低溫?zé)崮甏鷮W(xué)也指示了研究區(qū)分別經(jīng)歷了三期重要的構(gòu)造-熱事件,它們分別是中—晚侏羅世(約150～140 Ma)、早白堊世(約130～100 Ma)、晚白堊世(約90～70 Ma)(圖29)。

本課題在古亞洲洋可能的最終關(guān)閉位置——林西-巴林左旗等地區(qū)開展了初步的變形觀察。華北北緣中生代以來最明顯的一期脆性變形屬于上盤指向南或南東的一系列逆沖推覆構(gòu)造,除了上述填圖區(qū),在巴林右旗東溝觀察到中侏羅統(tǒng)炭質(zhì)板巖因褶皺而發(fā)育的生長(zhǎng)地層(圖29B),該生長(zhǎng)地層是一個(gè)斷層傳播褶皺控制下形成的生長(zhǎng)三角,表明褶皺的形成是通過兩翼的連續(xù)旋轉(zhuǎn)而成,而前生長(zhǎng)地層層面上發(fā)育傾向擦痕,表明該斷層傳播褶皺屬于彎滑褶皺。該褶皺的形成根據(jù)生長(zhǎng)三角可以確定發(fā)生在中侏羅世,這與大青山地區(qū)約170 Ma左右以及滿都拉等地區(qū)(Wang et al.,2017)的構(gòu)造熱事件均可以類比。因此從該生長(zhǎng)地層以及相似的變形樣式和方向,我們認(rèn)為填圖區(qū)(雙井—杏樹洼—巴林右旗)地區(qū)后期近南北向擠壓形成的近東西向逆沖斷層與褶皺主要形成于中—晚侏羅世。

需要說明的是控制該斷層傳播褶皺的擦痕反演獲得的古應(yīng)力場(chǎng)為北西—南東向(圖29B),這與蒙古-鄂霍茨克大洋關(guān)閉的基本方向一致,而且絕大多數(shù)該時(shí)期的褶皺均向南東倒伏(圖29),多數(shù)斷層主體傾向北或北西(圖13,23),也反映動(dòng)力很可能來自北側(cè)的擠壓。上述現(xiàn)象表明華北克拉通以北地區(qū)中晚中生代的變形最早發(fā)生在中侏羅世,這也于蒙古-鄂霍茨克大洋關(guān)閉的時(shí)限一致(Zorin,1999;Yang et al.,2015),而燕山-陰山等晚侏羅世的變形代表了持續(xù)性的擠壓。在林西縣官地地區(qū)的林西組剖面,厚層的林西組也發(fā)生變形,形成了一系列走向北東—南西的向南東倒伏的褶皺,部分地區(qū)地層發(fā)生了倒轉(zhuǎn)(圖29A),這與上述中侏羅世斷層傳播褶皺形成機(jī)制、構(gòu)造樣式、產(chǎn)狀、構(gòu)造極性幾乎一致(圖29B),因此可以確定官地林西組的變形是中—晚侏羅世的,受控于北側(cè)蒙古-鄂霍茨克大洋關(guān)閉的產(chǎn)物。

圖29 研究區(qū)晚侏羅世變形A.官地林西組變形;B.巴林左旗北部中侏羅世斷層相關(guān)褶皺與生長(zhǎng)地層,左上角為地層產(chǎn)狀,右下角為斷層面解Fig.29 Deformation styles in Late Jurassic in the study area

中、晚侏羅世的構(gòu)造事件在華北北緣廣泛存在,如大青山地區(qū)(Zheng et al.,1998);中蒙邊界西段雅干地區(qū)(Zheng et al.,1996);阿拉善地區(qū)(Zhang J et al.,2014,2020)以及燕山等地區(qū)(Davis et al.,1998)。上述的這些研究也表明從北西至南東,中—晚侏羅世的推覆距離減小。我們?cè)谔顖D區(qū)開展的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)工作也發(fā)現(xiàn)了該期構(gòu)造-熱事件(圖26),因此從構(gòu)造分析以及年代學(xué)工作,我們確認(rèn)研究區(qū)經(jīng)歷了一次中、晚侏羅世的構(gòu)造事件,這期構(gòu)造導(dǎo)致了一系列上盤指向南東或南的逆沖斷層與相關(guān)斷層,指示動(dòng)力來自北側(cè),這期構(gòu)造與研究區(qū)最早的俯沖碰撞階段的變形動(dòng)力來源不同,早期(二疊世)的變形動(dòng)力來自南側(cè),構(gòu)造極性指向北,代表了古亞洲洋的俯沖和關(guān)閉以及隨后的碰撞,而晚期中、晚侏羅世的構(gòu)造則代表了北側(cè)蒙古-鄂霍茨克洋的關(guān)閉(Zorin,1999)。

研究區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)顯示早白堊世(約130～100 Ma)的構(gòu)造-熱事件非常顯著(圖29),雖然在野外我們沒有發(fā)現(xiàn)比較確證的早白堊世的構(gòu)造,但是該時(shí)段整個(gè)東亞地區(qū)以及研究區(qū)西北側(cè)的二連盆地等均處于強(qiáng)烈的伸展沉降階段,也是華北克拉通破壞的主要時(shí)段(Meng et al.,2003;Wang et al.,2011;Zhu et al.,2017;Wu et al.,2019;Lin and Wei,2020;Zhang et al.,2020a)。在研究區(qū)早白堊世有很多花崗巖體的侵入(蓮花山巖體,137 Ma,趙輝等,2015),也有大片的火山巖分布,雖然目前為止沒有發(fā)現(xiàn)確證的正斷層,但該期事件應(yīng)該是研究區(qū)范圍內(nèi)最為顯著的構(gòu)造-熱事件,它們的重要性可以從鄰近早白堊世花崗巖的雙井片巖的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡上(樣品LX18-3)看出,該片巖樣品雖然遭受了在白堊世之前多期強(qiáng)烈的變形,但是僅僅記錄到早白堊世事件的年齡(116.7±4.2 Ma),也就是說早白堊世的構(gòu)造-熱事件可能大規(guī)模的重置了礦物內(nèi)部的低溫?zé)崮甏到y(tǒng)。

除了上述兩次構(gòu)造-熱事件外,研究區(qū),尤其是西拉木倫構(gòu)造帶沿線,發(fā)育有一系列的北西—南東走向的左行走滑斷層和近東西向的西拉木倫右行走滑斷層(圖21),上文已經(jīng)提到它們可能是晚白堊世或之后的構(gòu)造,而低溫?zé)崮甏鷮W(xué)工作也顯示了該期存在可能的構(gòu)造-熱事件(圖29)。在晚白堊世,最近的一系列研究表明,我國(guó)的東部的大片地區(qū)遭受到一期短暫的斜向擠壓,造成了很多前期盆地的構(gòu)造反轉(zhuǎn)和一系列北北東—南南西向左行走滑斷層系統(tǒng)的活動(dòng)(Ren et al.,2002;Zhang et al.,2020a),這期事件從南向北逐漸年輕,到我國(guó)東北地區(qū)則為晚白堊世晚期,這次的擠壓可能來自東南的洋底高原或地塊(鄂霍茨克地塊)與東亞大陸東緣的斜向擠壓(Faure,1989;Yang,2013;Niu et al.,2015;Zhang et al.,2020b)。而一系列的古應(yīng)力場(chǎng)方向的研究也顯示該期的古應(yīng)力場(chǎng)方向指示北西—南東向的擠壓,這與研究區(qū)西拉木倫構(gòu)造沿岸的走滑斷層系統(tǒng)顯示的古應(yīng)力場(chǎng)方向也一致,因此結(jié)合低溫?zé)崮甏鷮W(xué)、斷層切割的早白堊世火山巖以及古應(yīng)力場(chǎng)特征,我們認(rèn)為研究存在晚白堊世的北西—南東向斜向擠壓構(gòu)造,導(dǎo)致近東西向西拉木倫構(gòu)造帶的右行走滑和及其次級(jí)剪切的形成(圖21)。

6 結(jié)論

西拉木倫構(gòu)造帶地區(qū)杏樹洼蛇綠混雜巖和雙井片巖代表了晚古生代古亞洲洋的增生楔。通過填圖,建立了該地區(qū)從洋盆俯沖-碰撞到隨后陸內(nèi)的變形的完整過程。中二疊世,隨著古亞洲洋向南的俯沖,形成了華北北緣晚古生代增生楔。晚二疊世,隨著古亞洲洋的關(guān)閉而進(jìn)入碰撞期,發(fā)育了指向北的逆沖推覆,形成近東西向的褶皺和地殼加厚,雙井片巖進(jìn)一步變形,并在碰撞期經(jīng)構(gòu)造作用抬升至地表。晚二疊世末期—三疊紀(jì)早期,蛇綠混雜巖以及上覆的克德河礫巖和雙井片巖共同經(jīng)歷了區(qū)域性的強(qiáng)烈的右行韌性剪切,該韌性剪切是中亞造山帶南緣同時(shí)代大型剪切帶的重要組成部分,代表了古亞洲洋已經(jīng)全部關(guān)閉進(jìn)入到陸內(nèi)的環(huán)境。結(jié)合區(qū)域資料和低溫?zé)崮甏鷮W(xué)資料,確定了北側(cè)蒙古-阿霍茨克大洋關(guān)閉導(dǎo)致研究區(qū)中—晚侏羅世近南北向擠壓、早白堊世期間遍及東亞的區(qū)域性伸展以及晚白堊世斜向擠壓事件。

謹(jǐn)以此文祝賀潘桂棠研究員八十華誕。潘桂棠先生常年從事一線地質(zhì)調(diào)查和研究,在80高齡仍堅(jiān)持不懈在青藏高原考察,先生的敬業(yè)精神值得我們晚輩的學(xué)習(xí),也是我們的楷模;同時(shí)也要感謝他在青藏高原多比例尺地質(zhì)填圖和中國(guó)大地構(gòu)造學(xué)研究中所作的貢獻(xiàn)。感謝中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所李錦軼教授和張智勇教授對(duì)我們的常年幫助以及在中亞造山帶有關(guān)研究上的討論。感謝審稿專家提出的建設(shè)性意見。