东昆仑造山带东段哈图沟–清水泉–沟里韧性剪切带塑性变形及动力学条件研究
2015-01-19 03:40李小兵裴先治陈有炘刘成军李佐臣李瑞保陈国超
大地构造与成矿学 2015年2期
李小兵, 裴先治,, 陈有炘, 刘成军, 李佐臣,,李瑞保,, 陈国超, 魏 博
(1.长安大学 地球科学与资源学院, 陕西 西安 710054; 2.长安大学 西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室, 陕西 西安 710054)
东昆仑造山带东段哈图沟–清水泉–沟里韧性剪切带塑性变形及动力学条件研究
李小兵1, 裴先治1,2, 陈有炘1, 刘成军1, 李佐臣1,2,李瑞保1,2, 陈国超1, 魏 博1
(1.长安大学 地球科学与资源学院, 陕西 西安 710054; 2.长安大学 西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室, 陕西 西安 710054)
东昆仑造山带东段哈图沟–清水泉–沟里韧性剪切带记录了多个旋回的造山作用, 本文通过对韧性剪切带中石英c轴组构和显微构造特征测试分析, 探讨东昆仑造山带东段陆块间俯冲拼合及地壳伸展减薄的形成机制。结果显示, 韧性剪切带变形温度介于380～650 ℃之间, 形成环境为中–高绿片岩相到低角闪岩相, 剪切带内差异应力值介于173～509 MPa之间,应变速率介于6.93×10–14～1.43×10–8s–1之间, 主体为10–11～10–10s–1, 显示韧性剪切带变形是快速俯冲作用下的产物, 越靠近东昆仑造山带东段东昆中断裂带其变形温度、差异应力值及相应的应变速率值越大, 表明东昆仑造山带东段韧性剪切变形中心为东昆中断裂带。利用不同方法所计算出的韧性剪切带运动学涡度值, 显示韧性剪切带早期瞬时运动学涡度(0.56～1)对应于东昆仑造山带东段东昆南与东昆仑造山带东段东昆北陆块间俯冲的初始阶段, 中后期运动学涡度(0.25～0.91)应当对应于东昆南与东昆北陆块间的俯冲碰撞阶段, 最晚期的C′瞬时运动学涡度(0.19～0.51)则对应于后造山的伸展阶段。通过石英c轴组构结合其宏微观构造特征, 认为东昆中构造带至少经历了3个期次的构造运动, 分别为加里东晚期的逆冲兼左行走滑剪切作用、晚海西–印支期的逆冲兼右行走滑剪切作用和燕山早期及之后的脆韧性–脆性的左行走滑剪切作用。
东昆仑造山带东段; 塑性变形条件; EBSD; 费氏台; 石英c轴组构; 运动学涡度
0 引 言
东昆仑造山带位于中央造山系的中段, 具有多旋回碰撞造山作用的特征(殷鸿福和张克信, 1997;殷鸿福等, 1998)。东昆仑造山带在经历了多期次构造运动叠加和改造后, 具有结构的复杂性、造山类型的多样性及活动的长期性等特点, 构造变形异常复杂, 记录了不同期次、不同特征的变形事件。东昆中构造带夹持于东昆北构造带和东昆南构造带之间, 王国灿等(1999)通过1：25万冬给措纳湖幅区域地质调查研究, 认为东昆中构造带是一个多旋回复合碰撞的缝合带。前人对于东昆中构造带及两侧的地质体有一定的研究(高延林等, 1998; 王国灿等, 1999; 陈能松等, 2008; 李丽等, 2012; 姜寒冰等,2012; 陈国超等, 2013; Li et al., 2013), 但是对于韧性剪切带研究甚少(梁斌等, 2001a, 2001b)。然而, 韧性剪切带形成于地壳15 km以下的深度, 与造山作用的深部过程密切相关, 韧性逆冲型和滑脱型剪切带的形成及演化一般在大洋(盆)俯冲增生和弧陆–陆陆碰撞造山过程的中下地壳收缩阶段; 伸展型韧性剪切带主要形成于地壳伸展减薄的后造山阶段; 走滑型韧性剪切带常与地体间的斜向汇聚和碰撞成因有关(许志琴等, 1996)。通过对韧性剪切带的几何学、运动学和动力学的研究, 可以揭示陆块间俯冲拼合及后造山地壳伸展减薄的形成机制。因此, 韧性剪切带已成为地壳塑性变形域中构造学研究的关键问题之一。
东昆仑造山带东段哈图沟–清水泉–沟里一线由于卷入韧性剪切带的岩石变形强烈且出露较好, 因此本文在这一地区通过对东昆中构造带内及其两侧变形地质体采集定向样品, 运用费氏台和EBSD技术对样品薄片中石英c轴组构进行测试, 并分别对石英和长石等矿物的变形特征进行详细研究, 确定变形岩石的变形环境、变形机制及其运动学和动力学等特征, 来探讨该韧性剪切带的形成环境, 并为区域构造演化史的研究提供佐证。
1 地质概况
东昆中断裂带是分割东昆北构造带与东昆南构造带的一条区域性巨型构造变形带(图1), 沿该构造带断续出露有较多的蛇绿岩(曲什昂、塔妥、清水泉、乌妥、可日、阿此特、巴隆等), 常称之为东昆中缝合带或东昆中蛇绿混杂岩带, 最新资料显示该蛇绿岩带为早古生代产物, 其形成年龄为501～522 Ma (Yang et al., 1996; 陈能松等, 2008; 赟冯建等, 2010; Li et al., 2013)。东昆中断裂带在航磁图上表现为条带状、串珠状和线状强异常带, 并且在通过处有明显的异常磁力梯级带(刘成东, 2008), 研究者将其作为一个重要的构造单元分界线(王国灿等, 1997)。东昆中断裂带北侧以出露大面积前寒武纪中深变质岩系和晚二叠世–早三叠世花岗岩类为特征, 其中前寒武纪变质岩系主要包括古元古界白沙河岩组(Pt1b)和中元古界长城系小庙岩组(Pt2x), 局部地区还出露中元古界蓟县系狼牙山组(Pt2l)浅变质沉积地层。晚二叠世–早三叠世侵入岩岩石类型多样, 包括辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩等。断裂带南侧不但出露大面积的前寒武纪中深变质岩系(主要包括古元古界白沙河岩组、中元古界小庙岩组及新元古界万宝沟岩群(Pt3W))以及晚古生代–早中生代沉积地层, 而且还发育大规模的加里东期和晚海西–印支期两期侵入岩和下古生界纳赤台岩群变火山–沉积岩系。
图1 东昆仑东段哈图沟–清水泉–沟里一带地质略图(据1：250000冬给措纳湖幅修改)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)
东昆中断裂带呈NWW-SEE向展布, 延伸长度达1000 km。东昆仑造山带东段哈图沟–清水泉–沟里一带卷入构造带内的地质体多发生糜棱岩化, 糜棱面理走向近东西向, 面理优势产状分别为17°∠78°, 182°∠66°, 部分地段发育拉伸线理, 按倾伏角可分为缓倾和陡倾的两组拉伸线理, 优势产状分别为260°∠25°、102°∠9°和127°∠50°、343°∠64°(图2)。沟里地区主要发育有陡倾及近水平的拉伸线理(图3a, 3b)、不对称褶皱(图3c)、S-C面理、旋转碎斑及构造透镜体等(图3d), 不对称褶皱发育于白沙河岩组大理岩、小庙岩组黑云石英片岩及绿片岩中,平面上主体指示右行剪切, 剖面上为逆冲; 清水泉–塔妥煤矿一带可见近水平的拉伸线理及不对称褶皱,不对称褶皱在平面上表现为分别受左行和右行剪切作用控制(图3e), 而剖面上则显示逆冲(图3f); 得福胜地区晚海西–印支期花岗闪长岩体也卷入了韧性剪切带, 出露有透入性面理中的暗色包体透镜体化并旋转指示右行剪切(图3g), 剖面上则显示为逆冲;乌妥沟地区长英质糜棱岩中发育陡倾的拉伸线理(图3h), 另外, 在绿片岩中还可见大量的旋转碎斑和旋转的透镜体, 剖面上显示为由北向南的逆冲,平面上则显示为左行剪切(图3i); 清泉沟地区绿片岩内所发育的不对称褶皱显示为平面上的右行剪切(图3j)和左行剪切; 哈图沟内卷入韧性剪切带的地层主要为分布于东昆中断裂带两侧的前寒武纪变质岩及泥盆纪地层, 其中前寒武纪地层内发育旋转的碎斑和透镜体、不对称褶皱及拉伸线理等, 小庙岩组和变形砾岩中拉伸线理可分为缓倾和陡倾两组, 旋转碎斑、透镜体和不对称褶皱均指示受左行和右行两期剪切作用的控制(图3k, 3l); 区内韧性剪切带北侧变形岩石主要被后期香加南山花岗岩体所“吞噬”, 南侧主体上由于变形减弱而消失, 局部被后期岩体“吞噬”。研究区内剪切带总体由线状强变形带和夹持于其间的弱应变域相间平行排列而成, 宏观上构成平行线式阵列。
本次所采定向样品为古元古界白沙河岩组、中元古界小庙岩组及下古生界纳赤台岩群内的变形岩石, 岩石类型主要为长英质糜棱岩、花岗质糜棱岩、长英质片岩、黑云石英片岩、片麻岩等变形岩石, 且这些变形岩石的原岩比较古老, 大多都经历了早古生代和晚古生代–中生代的两个构造旋回的造山作用, 岩石变形强烈, 且保留了较丰富的构造信息。
2 东昆中构造带不同地段石英c轴组构分析
2.1 测试方法
图2 东昆仑东段韧性剪切带中拉伸线理和构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
图3 东昆仑东段岩石露头尺度变形构造特征Fig.3 Structure deformation characteristics of outcrops in the eastern section of East Kunlun
结晶学优选研究是岩相学的主要研究内容, 是连接构造地质学、地球动力学、矿物学、岩石学和地震学的纽带(Wenk, 2002), 对于研究岩石变形运动学、几何学、机制和条件等具有重要的理论和实际意义(刘俊来等, 2008)。随着电子计算机的广泛应用、新技术不断涌现和完善, 由传统的费氏台到后期的X射线衍射、中子衍射再到新近发展起来的电子背散射衍射(EBSD)等技术都对岩石组构研究起着至关重要的作用。费氏台虽然费时费力, 但是廉价方便, 一个普通的光学显微镜加四轴(或五轴)台便可操作, 并且在测试过程中可同时观察岩石的变形变质特征, 这使得它成为研究岩石组构的最常用设备。EBSD等新技术的应用, 为岩石组构研究提供了非常便利的条件。石英作为主要造岩矿物之一, 广泛分布于各类岩石中, 具有相对简单的光学特征,是研究岩石结晶学优选的首选对象(Price, 1985)。
本次研究以东昆中构造带及两侧出露的变形地质体为研究对象, 利用传统的费氏台及先进的电子背散射(EBSD)技术分别对构造带糜棱岩中的细小石英颗粒随机进行c轴组构分析, 每个样品测量石英颗粒100～200个。EBSD分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 费氏台测试在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。
通过横跨韧性剪切带, 由边部到中心位置连续对韧性剪切带内变形强烈及构造解析的重点部位进行定向样品采集, 样品全部利用产状定向法定向,即垂直片理、片麻理或糜棱面理(Z轴方向)并平行拉伸线理(X轴方向), 这样就确保所切制的定向面既显示最大拉伸应变, 又反映剪切指向的XZ面。当露头上微构造不清晰时, 采取垂直片理面(Z轴方向)并平行走向切制薄片, 反映在水平方向上的剪切指向等运动学特征。岩组分析对样品的制备要求较高, 尤其是EBSD分析对样品要求非常高, 背散射电子只能来源于样品表层几十纳米的厚度范围内, 样品表面的任何缺陷都可能影响最终图像的质量。所以首先要对样品表面进行高度机械抛光, 其次由于地质学领域的大部分岩石样品是非导体, 因此抛光之后还需在其表面镀上非常薄且均匀的导电层也可在薄片表面贴导电胶条, 导电层一般选用碳或者金。由于导电层太薄容易放电, 太厚则不易得到衍射图案,故EBSD分析要求的导电层厚度一般选用2～3 nm为宜。测试过程中一般将样品以70°左右倾斜置于SEM样品室进行测定, 具体实验流程及相关参数见参考文献(刘俊来等, 2008; 许志琴等, 2009), 测试结果见表1。
2.2 测试结果
石英的滑移系可分为底面滑移系(0001)、菱面滑移系、柱面滑移系和柱面
2.2.1 巴隆地区哈图沟石英c轴组构特征
本条路线共采集定向样品9件(表1), 其中两件样品(149-1和163-1)发育拉伸线理, 其余样品均不发育拉伸线理。对这两件发育有拉伸线理的样品进行EBSD测试(图4), 结果显示样品149-1与163-1石英c轴组构极密主体均位于极图的边缘与中心的中间位置, 均为三斜对称, 表明石英的滑移系以菱面滑移系为主, 初步推断其变形温度大致为400～550 ℃。结合其线理产状, 样品149-1所指示的剪切指向为右行剪切, 163-1则指示由北向南的逆冲, 镜下同样可见少量显示逆冲的石英旋转碎斑, 另外镜下可见一组共轭节理, 判断其后期的最大主应力(σ1)的方向垂直于片里面(图5a)。样品163-2组构极密为单斜对称(图6), 最强组构极密显示其受右行剪切作用控制, 镜下亦可见指示右行剪切的石英旋转碎斑(图5b)。样品 163-3、163-5、164-1和 164-2 组构极密显示为弱的斜方对称, 并叠加了较明显的单斜对称(图 6), 其中 163-3 和 163-5最强组构极密指示右行剪切, 而164-1 和 164-2 指示左行剪切, 样品 163-3 镜下可见石英的旋转碎斑指示右行剪切, 样品 163-5 镜下可见显示右行剪切的以斜长石为核的旋转碎斑集合体, 大量的石英单晶条带、长石的应力双晶等。样品169-2和170-2组构极密也显示为较弱的斜方对称, 同样叠加了较明显的单斜对称, 最强组构极密显示为右行剪切(图6)。由此表明该地区在平面上至少受两期剪切作用控制, 一期为左行剪切, 另一期则为右行剪切, 剖面上则表现为由北向南的逆冲, 这与野外及镜下所观测到的构造现象基本一致。
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图4 东昆仑东段变形岩石石英c轴组构(EBSD)Fig.4 Quartz c-axis fabric of deformed rocks in the eastern section of East Kunlun(EBSD)
2.2.2 清泉沟地区石英c轴组构特征
清泉沟地区共采集定向样品10件(表1), 其中有6件样品发育拉伸线理, 其他样品均不发育拉伸线理。样品376-3石英c轴组构极密显示为三斜对称(图7), 根据对称性指示右行剪切; 样品377-1石英c轴组构极密显示为三斜对称, 最强组构极密位于极图的边缘与中心的中间位置, 表明其以菱面滑为主, 推断其变形温度为400～550 ℃,结合线理产状显示由北向南的逆冲。样品379-1石英c轴组构显示极密位于X轴附近, 呈弱的斜方对称, 表明其滑移系以柱面滑移（1010）
2.2.3 乌妥沟和得福胜地区石英c轴组构特征
乌妥沟共采集定向样品5件(表1), 2件样品发育拉伸线理, 其他3件样品均不发育拉伸线理。利用EBSD对发育有拉伸线理的样品180-1进行石英c轴组构测试, 组构极密呈三斜对称, 最强组构极密位于极图中心位置(图4), 表明其以柱面滑移（1010）为主, 变形温度应在550～650 ℃之间, 结合样品的线理产状显示由北向南的逆冲。镜下观察该样品的石英矿物已发生静态重结晶, 可见明显的三联点(图5e)。利用费氏台对发育有拉伸线理的样品184-3进行石英c轴组构测试统计, 组构极密位于极图的边缘, 呈斜方对称, 表明其以底面滑移系(0001)为主, 变形温度应当低于400 ℃, 结合样品线理产状显示由北向南的逆冲。样品182-1、184-1和184-2石英c轴组构极密均呈斜方对称(图8), 其中样品182-1最强组构极密表现为平面上分别受左行和右行两期剪切作用的控制, 样品184-1最强组构极密显示为右行剪切, 镜下同样可见指示右行剪切作用的长石旋转碎斑(图5f), 184-2最强组构极密显示为左行剪切, 这些样品镜下未见明显指示剪切方向的显微构造。
图5 东昆仑东段变形岩石显微尺度构造特征Fig.5 Micrographs of structure deformation characteristics in the eastern section of East Kunlun
图6 东昆仑东段哈图沟变形岩石石英c轴组构图(费氏台)Fig.6 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Hatugou in the eastern section of East Kunlun(universal stage)
图7 东昆仑东段清泉沟变形岩石石英c轴组构图(费氏台)Fig.7 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Qingquangou in the eastern section of East Kunlun(universal stage)
得福胜地区采集定向样品3件, 其中样品402-2发育陡倾的拉伸线理, 样品402-1和403-1微构造不明显, 三件样品石英c轴组构极密均为三斜对称(图8)。分别对样品402-1中不同粒度(402-1(大)和402-1(小))的石英进行c轴组构测试, 所得结果基本一致, 其最强组构极密与样品403-1最强组构极密均显示为右行剪切, 而402-2表现为由北向南的逆冲。这与得福胜地区野外所见闪长质包体发生右行剪切, 及长英质脉体显示由北向南的逆冲现象一致。另外, 在野外可见由于后期构造是早期面理倒转形成假滑脱现象(图3n), 然而这些样品镜下未能识别出指示剪切指向的显微构造。
2.2.4 清水泉、塔妥煤矿和千瓦大桥地区石英c轴组构特征
图8 东昆仑东段乌妥沟和得福胜变形岩石石英c轴组构图(费氏台)Fig.8 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Wutuogou and Defusheng in the eastern section of East Kunlun (universal stage)
清水泉和塔妥煤矿共采集定向样品5件(表1), 其中样品120-2、120-3和189-1发育线理, 样品093-2和121-6-1不发育拉伸线理。利用EBSD对发育有拉伸线理的样品进行石英c轴组构测试。样品120-2组构极密位于极图的中心位置, 呈点极密(图4), 表明其以柱面滑移为主, 变形温度应在550～ 650 ℃之间, 结合线理产状显示为右行剪切, 镜下同样可见指示右行剪切的石英旋转碎斑(图5g)。样品120-3组构极密位于极图边缘与中心位置的中间,为单斜对称, 表明其以菱面滑移（11a>为主, 推断其变形温度为400～550 ℃, 结合线理产状显示样品受右行剪切作用控制。样品189-1组构极密位于极图中心位置和X轴附近, 为斜方对称, 表明其以柱面滑移（1010）和柱面滑移（1010）
2.2.5 沟里–智玉地区石英c轴组构特征
本条路线共采集定向样品8件(表1), 3件样品发育拉伸线理, 其余样品均不发育拉伸线理。样品355-1、358-1和360-1石英c轴组构极密均显示为斜
图9 东昆仑东段清水泉、塔妥和千瓦大桥变形岩石石英c轴组构(费氏台)Fig.9 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Qingshuiquan、Tatuo and Qianwadaqiao in the eastern section of East Kunlun(universal stage)
方对称(图10)。样品355-1组构极密位于极图边缘和中心的中间位置, 表明其以菱面滑移（110a>为主, 推断其变形温度为400～500 ℃, 结合线理产状认为样品受平面上的右行剪切作用的控制。样品358-1和360-1组构极密位于极图的边缘和中心位置, 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, 结合其开角综合推断其变形温度应为450～650 ℃。线理产状显示样品具逆冲作用, 这与露头尺度所见逆冲构造特征(图3h)一致。样品068-4、068-6、068-7、068-8和068-9石英c轴组构极密分别呈三斜对称、斜方对称、弱的斜方对称、斜方对称、斜方对称和单斜对称, 其中样品068-4、068-6和068-9最强组构极密均显示为左行剪切作用(图10), 这与样品068-9发育有指示左行剪切的白云母鱼(图5i)构造现象较为一致。
图10 东昆仑东段沟里–智玉地区变形岩石石英c轴组构图(费氏台)Fig.10 Quartz c-axis fabric of deformed rocks from Gouli–Zhiyu in the eastern section of East Kunlun(universal stage)
3 构造带岩石变形温度及压力估计
3.1 变形温度估计
长石、石英是最基本的造岩矿物之一, 二者的变形特征与温度条件密切相关, 具有很好的阶段性(Stipp et al., 2002; Passchier and Trouw, 2005)。因此,可以根据长石、石英特定的变形现象来大致推断其变形时的温压条件(胡玲等, 2009)。Stipp et al. (2002)认为, 变形岩石中石英矿物发生膨凸重结晶作用(BLG)→亚颗粒旋转重结晶作用(SGR)→颗粒边界迁移动态重结晶作用(GBM)的温度逐渐增高, 并且颗粒粒度也相应增大, 当变形温度在300～700 ℃范围内, 依次表现为: BLG重结晶(300～380 ℃); BLG向SGR型重结晶转变时两种重结晶型式共存(380～420 ℃); 独立的SGR重结晶存在(420～480 ℃); SGR向GBM型重结晶转变时两种重结晶型式共存(480～530 ℃); 独立的GBM重结晶(＞530 ℃)。在相同的变形型式下, 长石塑形变形温度较石英高,故利用长石塑性变形特征可估计岩石高温应变下的变形温度: 当温度＞400 ℃时长石出现塑形拉长变形, ＞500 ℃时表现为动态重结晶, 其中BLG重结晶变形温度范围500～650 ℃; BLG向SGR型重结晶转变时两种重结晶型式共存(650～700 ℃); 独立的SGR重结晶存在(700～800 ℃); SGR向GBM型重结晶转变时两种重结晶型式共存(800～850 ℃); 独立的GBM重结晶(＞850 ℃)。
本文利用长石、石英的显微构造变形特征并结合石英c轴组构估算东昆中构造带内及两侧地质体的变形温度。由于样品所处构造位置不同其变形温度明显不同, 其中哈图沟地区样品为中高温变形,主要表现为石英的亚颗粒旋转重结晶(SGR)和长石的脆性破裂, 石英c轴组构极密显示石英以柱面滑菱面滑移和底面滑移系(0001)共同作用, 综合显示变形温度一般在480～550 ℃之间。清泉沟样品主要变形特征为石英的膨凸重结晶(BLG)、亚颗粒旋转重结晶(SGR)、颗粒边界迁移重结晶(GBM)(图5j)以及长石的膨凸重结晶(BLG)、亚颗粒旋转重结晶(SGR), 另外还可见到石英高温环境下形成的多晶条带(图5k), 石英c轴组构极密显示石英以柱面滑移
3.2 古应力值估算
研究表明应变矿物的位错密度、动态重结晶以及亚颗粒大小和古构造应力呈稳定的线性关系, 这种关系在一定条件下与应力作用的温度、应变速率无关。因而, 通过测量应变矿物的位错密度、动态重结晶以及亚颗粒的大小来估算使其应变的古应力值。由于这种方法的原理在许多情况下是基于岩石处于稳定态流变条件下, 故有人也把由岩石显微、超显微构造要素所推断的应力叫做稳定态流变应力(Twiss, 1977; Koch, 1983)。本文分别利用石英亚颗粒平均粒度(图5l)和动态重结晶颗粒平均粒度(图5m)来估算岩石差应力值(表2, 图11)。动态重结晶颗粒采用Twiss (1977)和Koch (1983)的经验公式分别计算其差应力大小。Twiss (1977)的经验公式为: (σ1–σ3)=603D–0.68; Koch (1983)的经验公式为(σ1–σ3)= (D/b)1/R; 式中D为动态重结晶颗粒粒径(单位: μm), b=4.9×102μm MPa–R, R=–0.59。亚颗粒采用σ1–σ3= 18000d–1(Twiss, 1977)经验公式来计算差异应力值,其中d为亚颗粒粒径(单位: μm), d前的系数为无量纲系数, 差异应力(σ1-σ3)单位为MPa。
图11 东昆仑东段韧性剪切带糜棱岩中石英亚颗粒平均粒径统计图Fig.11 Diagram showing the average size of subgrain quartz from mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones
石英动态重结晶颗粒所采用的两种方法估算结果差异较大, Koch (1983)的实验参数考虑的影响因素较多, 如石英的干湿度、颗粒测量误差、实验误差、压力、温度以及应变速率在较大范围内变化的影响, 这些实验参数更为接近实体, 另外通过计算石英的差应力值显示Koch (1983)所得出的结果与区域上其他地方用亚颗粒所估算出的差应力较接近,因此本文认为Koch (1983)的经验公式更为适合用于研究区差应力值的估算。此外, 在动态重结晶粒度测试中, 不可避免的将后期已经发生静态重结晶的石英颗粒计算在内, 造成测试中的石英动态重结晶粒度过大, 从而使所估算的差异应力值较实际偏小。通过对构造带内不同变形地质体进行石英的亚颗粒及动态重结晶粒度统计研究, 结果显示研究区内变形地质体差应力值变化较大, 范围为173～509 MPa, 大多数集中于250～400 MPa之间, 且越靠近东昆中断裂带差异应力值越大。
3.3 应变速率的估算
当岩石在稳定流变状态下, 根据蠕变规律, 应变速率(ε)与岩石所受应力(△σ)及温度(T)之间存在下列关系(Parrish et al., 1976):
表2 东昆仑东段变形岩石差应力值及应变速率估算表Table 2 Estimation of differential stress and strain rate in the eastern section of East Kunlun tectonic belt
不同学者通过各自设计的实验方法获得各自不同的取值, 本文分别利用Parrishet al. (1976)、Koch et al. (1989)和Gleason and Tullis (1995)等人的经验公式计算, 以求计算结果的准确性。
应用Parrish et al. (1976)的湿石英应变速率公式如下:
应用Koch et al. (1989)的湿石英应变速率公式如下:
应用Gleason and Tullis (1995)的石英应变速率公式如下:
式中ε为应变速率(单位: s–1); σ为差异应力(单位: MPa); R为气体摩尔常数(单位: cal.mol); T为变形时的绝对温度(单位: K); A、n、Q均为实验所获得的常数。
这三个经验公式所得结果见表2, 可以看出利用Parrish et al. (1976)的经验公式比Koch et al. (1989)和Gleason and Tullis (1995)所计算出的应变速率普遍要小1～2个数量级, 个别达到3个数量级, 后两者所计算出的应变速率基本相同, 但是Parrish et al. (1976)的公式不但考虑到干湿石英对应变速率的影响, 而且根据他所提供的经验公式计算出的结果更符合一般韧性剪切带中的糜棱岩应变速率, 另外其引用率更为频繁, 表明该公式精度更好, 因此本文采用Parrish et al. (1976)公式的计算结果。
研究区内变形岩石的应变速率跨度较大(10–14～ 10–8s–1), 表明构造带内各变形地质体不具统一的应变速率, 这也符合自然界韧性剪切带的变形规律。哈图沟地区在靠近东昆中断裂带附近其应变速率较两侧略大, 但并不明显, 这可能是由于样品采集较少和过于集中而造成的。在清泉沟和沟里地区越靠近东昆中断裂带其应变速率越大的规律变得非常明显(达1～3个数量级), 然而在乌妥沟和得福胜等地区, 这种规律不甚明显, 这可能是由于采样过少不能形成很好的对比, 此外沿韧性剪切带东西走向对比未发现明显规律。Pfiffner and Ramsay (1982)认为自然界区域性的应变速率一般为(10–13～10–15s–1),虽然研究区内部分地区应变速率介于10–13～10–14s–1,但大多为10–10～10–11s–1, 由此可见, 东昆仑造山带东段韧性剪切作用具有较快的应变速率。
4 运动学涡度分析
运动学涡度(Wk)值是一个无纲量参数, 是有关韧性变形带纯剪切和简单剪切组分相对大小的重要度量, 其简单的定义为(Bobyarchick, 1986):
v指双曲流两特征方向的夹角, 纯剪切为共轴变形, 主变形面(XZ面)内有两个非旋转方向分别平行与垂直剪切带边界, 其间的夹角为90°, Wk=0; 简单剪切为非共轴变形, 主变形面内仅有一非旋转方向与剪切带边界平行, 即两非旋转方向间的夹角为0°, Wk=1; 由简单剪切和纯剪切形成的一般剪切Wk= 0～1, 另外, Wk=0.5并不代表纯剪切与简单剪切各占一半, 只有当Wk=0.71～0.75时纯剪切与简单剪切的作用才相等, 这种现象称为纯剪切倾向性(Tikoff and Fossen, 1995; Law et al., 2004)。
Weijermars (1991, 1998)利用瞬时缩短轴(ISA3)或最大主应力轴(σ1)方向来定义运动学涡度:
ξ为主应力σ1方向与剪切带边界法线夹角。
最初运动学涡度(Wk)的定义是一个参考点瞬时旋转相对于瞬时拉伸的比率, 然而岩石在漫长的变形史中的瞬时涡度(Wn)值并不是一直保持恒定, 故实际操作中平均运动学涡度(Wm)的使用较Wk和Wn更为普遍。对于估算自然界高应变岩石的平均运动学涡度值已报道了多种方法, 例如极摩尔圆法(Simpson and Depaor, 1993; Zhang and Zheng, 1997)、刚性旋转碎斑分析法(Passchier, 1987; Wallis, 1992; Simpson and Depaor, 1993)、石英c轴组构法(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; 刘江等, 2011)等, 为使运动学涡度值的估算具有较好的可信度和有效性, 本次研究对构造带内同一岩石采用不同的方法来估算其运动学涡度值(表3)。由于样品变形程度不均一,采样充分考虑到其代表性和广泛性(采样点位见图1)。
表3 东昆仑东段韧性剪切带糜棱岩运动学涡度分析表Table 3 Kinenmatic vorticity of mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones
4.1 瞬时应变伸长轴(ISA)
高应变带中的剪切带边界常与糜棱面理近于平行, 可作为第一特征方向(A2), 如果已知瞬时应变伸长轴(ISA)的方向, 就可通过公式(2)确定该变形带的运动学涡度。假定云母鱼的解理面或石英条带中的斜向面理平行于最后一次增量应变的主面, 瞬时应变伸长轴(ISA)则与之垂直(Lister and snoke, 1984; Wallis, 1995; Passchier and Trouw, 1996)。根据这一假设, 在平行线理垂直糜棱面理的岩石薄片内(XZ面), 测量糜棱面理或石英条带的与云母解理面或石英斜向面理间的夹角(ξ), 将其中的一些最大值代入公式(2)获取其运动学涡度值(郑亚东等, 2008)。
利用该方法获得的瞬时运动学涡度值介于0.56～1, 虽然绝大多数均大于0.71, 但仍有部分小于0.71(表3), 表明纯剪切组分和简单剪切组分为主的应变在韧性剪切作用的后期同时发生或至少部分同时发生。
4.2 石英c轴组构结合斜交面理
一般认为, 石英条带的斜向面理(SB)与瞬时最大压缩轴ISA3(或σ1)垂直(Simpson and DePaor, 1993), 因此可根据石英条带的斜向面理来推算主应力方位, 由公式(2)计算运动学涡度:
ISA1和应变主轴X轴之间的夹角等于石英斜交面理SB和主面理SA夹角(δ)(图5n); 特征流动方向A1与应变主轴X夹角等于石英c轴组构中心环带法线与主面理SA夹角(β)。
本次分别利用先进的EBSD技术和传统的费氏台技术共同对研究区变形岩石进行石英c轴组构测试, 利用石英c轴组构结合斜交面理方法获得瞬时涡度值介于0.25～1之间, 其中有一半的运动学涡度值大于0.75(表3), 相比糜棱面理与瞬时应变伸长轴的运动学涡度值, 其以简单剪切为主的一般剪切占测试样品总数的比例有所下降。
4.3 石英c轴组构结合有限应变法
Wallis (1992, 1995)提出利用石英c轴组构与有限应变轴比(Rs)来估算平均运动学涡度: 石英c轴组构中心环带与流变面相垂直, 流变面与有限应变主平面的夹角为β, Rs、β和Wm三者的关系可用公式(4)、(5)来表达:
有限应变测量利用Fry法对薄片内碎斑进行计算(图5o), 石英c轴组构结合有限应变法所得平均涡度普遍较低, 一般为0.22～0.85, 仅有2个样品运动学涡度大于0.71, 其余均小于0.71(表3), 表明研究区内样品平均涡度的纯剪切分量所占比重较大。
4.4 C′法
糜棱岩中常发育的剪切条带或伸展劈理, 与剪切带剪切指向相同的称为同向伸展褶劈理或C′(郑亚东等, 2008)。C′法是基于最大有效力矩准则得出同向伸展劈理与最大主应力方向理论夹角为54°44′(Zheng et al., 2004, 2006; 郑亚东等, 2005, 2007a, 2007b, 2007c), 通过这一角度关系根据公式(2)便可获得剪切条带或伸展褶劈理形成期剪切带的运动学涡度值(郑亚东等, 2008)。C′是早期先形成面理在剪切应力作用下, 发生旋转而来的面理, 因此, 通过C′与A1(剪切带边界)夹角(图5d)计算出的运动学涡度值一般代表了晚期剪切作用的类型(王新社等, 2002)。本文采用的数据主要来源于镜下测量。计算公式为Wn=cosv=sin(70°–2ε)。
利用C′法对构造带内9个定向样的的运动学涡度进行计算, 结果显示, 不同地方所计算出的运动学涡度值均介于0.19～0.64之间, 表明韧性剪切带的剪切作用在晚期表现为以纯剪切作用为主的一般剪切。
5 讨 论
5.1 石英c轴组构、古应力值和应变速率结果的解释
石英c轴组构分布特征对温度非常敏感, 晚期构造变形对其影响也极大, 但在晚期构造改造较弱的地区, 石英c轴组构就会保留早期构造变形的特征。东昆中构造带经历了多期次的造山运动, 构造带内不同期次的变形互相叠加改造, 不仅在野外露头尺度上可见, 在微观尺度下同样显示出多期次变形的特征。
分别利用费氏台和EBSD测试技术对构造带内变形地质体进行石英c轴组构的统计研究, 结果显示石英c轴组构无论是在南倾或北倾构造面理的XZ面(剖面)上都表现为由北向南的逆冲, 但平面上显示分别受左行或者右行剪切作用的控制(露头尺度上同样可见), 这可能是由于早期陆块间俯冲拼合形成的北倾面理, 后期伴随陆块间的走滑调整使其产状部分南倾, 从而造成现今无论南倾或北倾的面理,剖面上始终表现为由北向南的逆冲。相对于面理的产状, 拉伸线理的侧伏向明显可分为两组, 即一组向西侧伏, 另一组向东侧伏, 发育有向东侧伏拉伸线理的变形岩石和它周围的变形岩石显示平面上主体受左行剪切作用控制, 剖面上则为由北向南的逆冲, 而发育有向西侧伏拉伸线理的变形岩石及周围地质体中的变形岩石剖面上同样显示为逆冲, 但是平面上则显示主体受右行剪切作用控制。虽然这两组陡倾拉伸线理样品的显微构造及石英c轴组构都显示为由北向南的逆冲, 但应属于两个不同期次韧性剪切作用的结果, 即, 左行逆冲剪切和右行逆冲剪切。发育有缓倾拉伸线理样品的石英c轴组构多数显示为右行剪切, 然而研究区内平行走向垂直面理所采定向样品的石英c轴组构分析显示其平面上的左行和右行两期剪切作用的控制, 个别样品可见两期剪切作用的相互叠加(图6, 182-1)。野外露头及镜下虽未见到其交切关系, 但是研究区内普遍发育受控于左行剪切和右行剪切作用的旋转透镜体、旋转碎斑及不对称褶皱, 由此可以确定该韧性剪切带是多期构造运动叠加的产物; 根据石英c轴组构和矿物(长石、石英)的显微构造变形特征, 可以大致推断东昆中构造带变形温度在380～650 ℃之间, 形成的环境大致为中–高绿片岩相到低角闪岩相; 利用动态重结晶及亚颗粒粒径估算的差异应力值介于173～509 MPa之间, 较一般韧性剪切带的差异应力值(20～200 MPa)高出很多, 结合区域地质背景, 笔者认为该韧性剪切带应当形成于加里东期和晚海西–印支期东昆北陆块与东昆南陆块在汇聚碰撞时发生的强烈挤压–剪切过程中。根据变形温度与差异应力值所估算出研究区内韧性剪切带应变速率在6.93×10–14～1.43×10–8s–1之间, 可见在不同地段所采样品的应变速率明显不同, 且跨度都较大, 构造带内应变速率主体为10–10～10–11s–1, 相对于自然界一般的韧性剪切带具有快速应变的特征, 表明构造带变形岩石是快速俯冲作用的产物。
不同地段所采样品的温度、差异应力及应变速率不同, 但大体上越靠近东昆中断裂带其变形温度、差异应力值及相应的应变速率值越大, 由此表明, 虽然东昆中构造带叠加了多期次的韧性剪切变形, 但总体上都是以东昆中断裂带为剪切中心。
5.2 运动学涡度值结果的解释
通过不同的计算方法分别获得了东昆仑东段东昆中构造带糜棱岩运动学涡度(表3, 图12), 结果如下:
图12 东昆仑东段韧性剪切带中糜棱岩运动学涡度值比较Fig.12 Comparison of the kinematic vorticties calculated for mylonite in the eastern section of East Kunlun ductile shear zones
(1) 由图12可粗略看出东昆中构造带运动学涡度值自西向东总体上有减小的趋势, 表明构造带西边较东边的纯剪切分量所占比重增大, 此外在哈图沟、清泉沟及沟里等地区利用四种方法(剪切带形成的不同阶段)所计算的运动学涡度值虽然在个别小区域内无规律, 但总体上表现出相同的变化趋势,即所采样品显示越靠近东昆中断裂带其运动学涡度值也越大, 这点很好的解释了东昆中断裂带处于韧性剪切带的中心位置。采用同一种方法所计算出韧性剪切带不同地方运动学涡度值除少量样品变化较大(石英c轴平均涡度法中样品149-1和379-1、糜棱面理与瞬时应变伸长轴瞬时涡度法中样品184-3),但总体上比较平稳, 表明虽然韧性剪切带内不同位置在韧性变形某一时刻各质点旋转量不同, 但就整个剪切带而言具有比较统一的运动学涡度。此外,由图12可知代表了韧性剪切过程中较长期的平均涡度石英c轴组构结合矿物有限应变(RS、β)所估算的运动学涡度值较代表了韧性剪切过程中早期和中晚期的糜棱面理与瞬时应变伸长轴和石英c轴瞬时涡度值(Wallis, 1995; Xypolias, 2009)要小, 但比代表韧性剪切过程中最晚期的C′运动学涡度值要略大,由此可以看出在韧性剪切带形成过程中由早到晚所对应的运动学涡度值由大到小。结合区域构造背景,笔者认为韧性剪切带早期瞬时运动学涡度(运动学涡度值0.56～1)应当对应于东昆南与东昆北陆块间斜向俯冲的初始阶段, 中后期石英c轴组构结合石英长轴方向的运动学涡度(运动学涡度值0.25～0.91)应当对应于东昆南与东昆北陆块间的俯冲碰撞阶段,最晚期的C′瞬时运动学涡度(运动学涡度值0.19～ 0.51)则对应于后造山的伸展阶段。
(2) 东昆中构造带糜棱岩利用石英c轴组构结合矿物有限应变(RS、β)所估算的运动学涡度值和利用石英c轴组构结合石英长轴方向(δ、β)所估算出的运动学涡度值走势趋于一致。但Wm要明显低于Wn,表明石英后期增量应变纯剪切所占分量低于平均涡度的纯剪切分量。糜棱面理与瞬时应变伸长轴和石英c轴瞬时涡度值相近, 变化范围为0.25～1, 虽然大多数大于0.75, 但仍有部分样品显示以纯剪切为主的简单剪切, 说明纯剪切组分和简单剪切组分为主的应变在剪切带同时发生或至少部分同时发生, 是陆块间斜向汇聚带走滑挤压应变的结果, 这不仅在运动学涡度值上表现明显, 而且, 在本次所测样品很大一部分的石英c轴组构呈斜方对称或弱的斜方对称也体现了这一构造现象, 验证了东昆南与东昆北陆块间为斜向俯冲碰撞而拼合的构造事件。
(3) C′面理不连续的叠加于透入性的糜棱面理之上, 一般形成于剪切带晚期低温阶段, 是有限应变分解和应变累计的结果(郑亚东等, 2008)。本次所获得C′运动学涡度值均小于0.75, 表明韧性剪切作用在最晚期表现为以纯剪切为主的一般剪切。
(4) 在东昆中构造带内糜棱岩化强烈的地方,所测的运动学涡度值并不是很高, 主要表现为以纯剪切为主的一般剪切, 这与大部分的韧性剪切带有所不同。这可能是由于板块俯冲汇聚过程中, 虽然其剪切作用非常强烈, 但是巨大水平压应力使得其简单剪切组分相对于纯剪切组分要小得多, 构造带内糜棱岩或超糜棱岩样品(381-1、381-3等)的石英c轴组构常常表现为斜方对称的现象可能与此有关。
此外, 本次研究获得东昆中构造带内平均运动学涡度值绝大多数小于0.75, 指示东昆中构造带的变形类型主要以纯剪切为主, 夹有少量的简单剪切作用, 该变形现象揭示出东昆中构造带现今保留的岩石变形是挤压背景机制下压扁拉伸方式的记录,表明东昆中构造带是东昆南陆块与东昆北陆块斜向汇聚的产物。
5.3 东昆中构造带多期韧性剪切作用的时限及其地质背景讨论
韧性逆冲型剪切带的形成及演化一般在大洋(盆)俯冲增生和弧陆–陆陆碰撞造山过程的中下地壳收缩阶段, 而走滑型韧性剪切带常与地体之间的斜向汇聚和碰撞有成因联系(许志琴等, 1996)。东昆仑造山带位于中央造山系的中段, 已有研究成果显示东昆仑造山带至少记录了新元古代–早古生代和晚古生代–早中生代这两个世代的洋陆旋回信息(姜春发等, 1992, 2000; 郑健康, 1992; 潘裕生等, 1996;殷鸿福等, 1997; 朱云海等, 1999, 2002; 王国灿等, 1997, 1999, 2004; 张建新等, 2003; 杨经绥等, 2003, 2004; 潘桂棠等, 2004; 李怀坤等, 2006; 陈能松等, 2007, 2008; 张雪亭等, 2007; 张亚峰等, 2010; 陈守建等, 2008, 2010; 裴先治等, 2011), 暗示着其构造变形特征必然具有复杂多样性。其中, 代表新元古代–早古生代发育的洋盆, 现今呈蛇绿岩残块保存于曲什昂、塔妥、清水泉、乌妥、可日、阿此特和巴隆等地区(赟冯建等, 2010; 李瑞保等, 2012)。近年来多位学者对清水泉、可可沙、科科可特等地的辉长岩进行锆石U-Pb同位素测年, 结果显示该套蛇绿岩应为早古生代产物, 其形成年龄在502～522 Ma之间(Yang et al., 1996; 陈能松等, 2008; 陆松年等, 2009; 赟冯建等, 2010; Li et al., 2013)。此外, 莫宣学等(2007)获得万宝沟弧花岗岩年龄为450 Ma, 李瑞保等(2011)获得和勒冈那仁A型碱长花岗岩年龄为428 Ma, 这些地质事件表明, 东昆仑地区早古生代洋陆构造格局从早中寒武世一直持续到晚奥陶世(李瑞保等, 2012)。沟里乡岔堂地区出露一套未变形的钾长花岗岩体, 围岩均发生构造片理化或糜棱岩化, 并且受剖面上逆冲及平面上的左行剪切作用控制, 裴先治(未刊资料)获得该钾长花岗岩锆石U-Pb年龄为386 Ma, 表明在386 Ma之前东昆中构造带应当发育一期逆冲兼左行走滑的韧性剪切作用; 另外纳赤台岩群普遍发育有高角度逆冲的兼具左行剪切性质的拉伸线理, 陈有炘等(2013)获得其变中基性火山岩年龄为474 Ma, 由此可以将这期剪切作用限制在386～474 Ma之间; 陈能松等(2002)对都兰县南部东昆中断裂带北侧的岛弧型变质火山岩系中发育高角度逆冲变形带的变质角闪石、白云母的40Ar/39Ar年龄测试后, 获得427±4 Ma的40Ar/39Ar坪年龄, 认为该年龄应等于变质顶峰的年龄, 而逆冲构造与变质顶峰同期, 代表了一期发生在中志留世的俯冲、碰撞变形事件; 上述地质体年代学证据及变形特征表明东昆中构造带内所发育的逆冲兼左行走滑剪切性质的构造变形应当发生在中志留世东昆南陆块与东昆北陆块间的斜向俯冲–碰撞及拼合过程中, 露头、镜下及石英c轴组构均很好地显示了这期构造的变形特征。
陈亮等(2000, 2001)利用40Ar/39Ar同位素测年技术, 获得阿尼玛卿地区德尔尼洋脊型蛇绿岩中基性火山岩年龄值为345 Ma; 杨经绥等(2005)获得德尔尼蛇绿岩的玄武质熔岩的 SHRIMP锆石U-Pb年龄为308 Ma; 裴先治等(2011)和刘战庆等(2011a, 2011b, 2011c, 2011d)在布青山地区得力斯坦沟和哈尔郭勒沟地区别获得了具洋壳性质辉长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄值为517 Ma和332 Ma。这些年代学证据表明在布青山–阿尼玛卿构造混杂岩带内不仅包含有早古生代原特提斯洋壳残片, 还包含有晚古生代古特提斯洋壳残片(李瑞保等, 2012)。得福胜地区晚二叠世哈拉尕吐花岗岩体与其北侧的得福胜闪长质片麻岩体呈渐变过渡接触关系,哈拉尕吐花岗岩体在靠近韧性剪切带一侧发育透入性面理, 并不同程度的与得福胜闪长质片麻岩体一同卷入到韧性剪切带中, 二者透入性面理走向一致,且卷入东昆中构造带内的哈拉尕吐花岗岩体中暗色闪长质包体发生透镜化并旋转拖尾, 拖尾指示平面上受右行剪切作用控制, 本次在得福胜所采的三个花岗闪长质片麻岩, 分别指示其受平面上的右旋剪切和剖面上逆冲作用控制。孙雨等(2009)获得哈拉尕吐花岗岩体中未变形的花岗闪长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为255.3±3.6 Ma。裴先治(未刊资料)获得得福胜片麻状闪长岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为255.9±2.3 Ma。由此表明东昆仑造山带所发育的右行剪切作用形成时代应晚于255 Ma, 陈能松等(2002)获得东昆仑造山带东昆中构造带的云母片岩中指示中压碰撞变质作用的矿物组合第二期变质石榴子石+蓝晶石+斜长石+黑云母+白云母+石英的变质年龄为250 Ma, 并认为这是东昆仑地区古特提斯洋关闭过程中发生的三叠纪中压碰撞变质作用的产物。结合区域地质构造背景笔者认为研究区内平面上显示右行剪切及陡倾面理上向东侧伏的拉伸线理(c轴组构显示逆冲)的这期构造应当形成于晚海西–印支期不同陆块间斜向俯冲–碰撞机制下。由于研究区内晚古生代以后的地质体不甚发育, 暂时还不能将晚海西期–印支期以后的变形与早期变形完全区分解析, 张紫程等(2010)认为东昆仑韧性左行走滑剪切带形成于196 Ma, 大约在20 Ma左右东昆仑左行走滑韧性应变向脆性应变转化(Arnaud et al., 1995)。笔者在沟里地区的下三叠统洪水川组紫红色含砾砂岩中识别出显示左行剪切的不对称褶皱, 表明东昆仑造山带在经历晚海西–印支期的逆冲兼右行走滑变形后, 于燕山早期古韧性剪切带再活动,形成陆内的韧性左行走滑剪切带, 研究区内这期塑性的左行走滑剪切变形与加里东晚期的左行走滑不易区分。但东昆仑地区普遍发育有较年轻的脆性左行走滑断层, 应当是20 Ma以后脆性的左行走滑应变的产物。
综上所述, 东昆中构造带主要经历了加里东期陆块间逆冲兼左行剪切作用、晚海西–印支期陆块间的逆冲兼右行剪切作用及燕山早期及之后的脆韧性–脆性的左行走滑剪切作用。
6 结 论
(1) 石英c轴组构结合矿物变形特征综合推断东昆中构造带变形温度介于380～650 ℃之间, 形成的环境大致为中–高绿片岩相到低角闪岩相。利用动态重结晶及亚颗粒粒径估算东昆中构造带的差异应力值介于173～509 MPa之间, 表明东昆中构造带具造山带尺度的巨型构造动力特征, 应当是加里东期和海西–印支期东昆北陆块与东昆南陆块汇聚碰撞过程中强烈挤压–剪切作用造成的。根据变形温度与差异应力值主体为10–11～10–10s–1, 较一般韧性剪切带的应变速率大, 表明构造带变形岩石是快速俯冲作用下的产物。不同地段所采样品的温度、差异应力及应变速率反映越靠近东昆中断裂带其变形温度、差异应力值及相应的应变速率值越大, 表明东昆中构造带的韧性剪切变形是以东昆中断裂带为剪切中心。
(2) 石英c轴组构结合矿物有限应变所估算的代表韧性剪切过程中较长期的平均涡度值与石英c轴组构结合石英长轴方向估算出的代表该期较晚期的运动学涡度值走势趋于一致, 但Wm要明显低于Wn, 表明石英后期增量应变纯剪切所占分量低于平均涡度的纯剪切分量。石英的斜交面理法和石英c轴瞬时涡度值相近, 变化范围为0.25～1, 表明韧性剪切作用在两陆块间俯冲碰撞过程中构造带内各个部位不具统一的运动学涡度, 一些地方(清泉沟、乌妥沟及沟里)虽然表现为走滑或逆冲, 但由于陆块间的强大压应力使得其纯剪切分量显著增加, 在本次所测样品很大一部分的石英c轴组构呈斜方对称或弱的斜方对称也体现了这一构造现象。利用C′法获得的运动学涡度值均小于0.75, 表明构造带内韧性剪切作用在晚期表现为以纯剪切作用为主的一般剪切。
(3) 石英c轴组构结合露头及显微尺度上的构造特征综合显示东昆中构造带至少经历了加里东晚期的逆冲兼左行走滑剪切作用、海西–印支期的逆冲兼右行走滑和燕山早期及之后的脆韧性–脆性的左行走滑剪切作用等3期构造运动。
致谢: 中国地质大学(北京)刘俊来教授和北京大学张进江教授对本文进行了认真审阅并提出了宝贵的修改意见, 在此表示衷心感谢。
陈国超, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 裴磊, 刘战庆, 陈有炘, 刘成军, 高景民, 魏方辉. 2013.东昆仑洪水川地区科科鄂阿龙岩体锆石U-Pb年代学、地球化学及其地质意义. 地质学报, 87(2): 178–196.
陈亮, 孙勇, 柳小明, 裴先治. 2000. 青海省德尔尼蛇绿岩的地球化学特征及其大地构造意义. 岩石学报, 16(1): 106–110.
陈亮, 孙勇, 裴先治, 高明, 冯涛, 张宗清, 陈文. 2001.德尔尼蛇绿岩40Ar/39Ar年龄: 青藏最北端古特提斯洋盆存在和延展的证据. 科学通报, 46(45): 424–426.
陈能松, 何蕾, 王国灿, 张克信, 孙敏. 2002. 东昆仑造山带早古生代变质峰期和逆冲构造变形年代的精确限定. 科学通报, 47(8): 628–631.
陈能松, 孙敏, 王勤燕, 张克信, 万渝生, 陈海红. 2008.东昆仑造山带中带的锆石U-Pb定年与构造演化启示.中国科学(D辑), 38(6): 657–666.
陈能松, 孙敏, 王勤燕, 赵国春, 陈强, 舒桂明. 2007. 东昆仑造山带昆中带的独居石电子探针化学年龄: 多期构造事件纪录. 科学通报, 52(11): 1297–1306.
陈守建, 李荣社, 计文化, 赵振明, 刘荣丽, 贾宝华, 张振福, 王国灿. 2010. 东昆仑造山带二叠纪岩相古地理特征及盆山转换探讨. 中国地质, 37(2): 374–391.
陈守建, 李荣社, 计文化, 赵振明, 王秉璋, 马华东, 刘小吉, 史秉德. 2008. 昆仑造山带早–中泥盆世沉积特征及盆地性质探讨. 沉积学报, 26(4): 541–551.
陈有炘, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 裴磊, 陈国超, 刘成军, 李小兵, 杨杰. 2013. 东昆仑东段纳赤台岩群变火山岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义.地学前缘, 20(6): 240–254.
冯建赟, 裴先治, 于书伦, 丁三平, 李瑞保, 孙雨, 张亚峰, 李佐臣, 陈有炘, 张晓飞, 陈国超. 2010. 东昆仑都兰可可沙地区镁铁——超镁铁质杂岩的发现及其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄. 中国地质, 37(1): 28–38.
高延林, 吴向农, 左国权. 1998. 东昆仑山清水泉蛇绿岩特征及其大地构造意义. 中国地质科学院西安地质矿产研究所所刊, 21: 17–28.
胡玲, 刘俊来, 纪沫, 曹淑云, 张宏远, 张忠岩. 2009. 变形显微构造识别手册. 北京: 地质出版社: 1–96.
姜春发, 王宗起, 李锦轶. 2000. 中央造山带开合构造.北京: 地质出版社: 1–100.
姜春发, 杨经绥, 冯秉贵. 1992. 昆仑开合构造. 北京: 地质出版社: 58–100.
姜寒冰, 李文渊, 董福辰, 张照伟, 谭文娟, 高永宝, 郭周平. 2012. 昆中断裂带南北陆块基底盖层沉积岩浆岩对比研究——昆中断裂带构造意义的讨论. 中国地质, 39(3): 581–594.
李怀坤, 陆松年, 相振群, 周红英, 郭虎, 宋彪, 郑健康,顾瑛. 2006. 东昆仑中部缝合带清水泉麻粒岩锆石SHRIMP U-Pb年代学研究. 地学前缘, 13(6): 311–321.
李丽, 董福辰, 杨永强, 朱志新, 姜寒冰, 辛江. 2012. 昆中蛇绿岩岩石学和地球化学. 新疆地质, 30(1): 19–25.
李瑞保, 裴先治, 李佐臣, 刘战庆, 陈国超, 陈有炘, 魏方辉, 高景民, 刘成军, 裴磊. 2012. 东昆仑东段晚古生代——中生代若干不整合面特征及其对重大构造事件的响应. 地学前缘, 19(5): 1–11.
李瑞保, 裴先治, 刘战庆, 李佐臣, 张晓飞, 陈国超, 陈有炘, 丁仨平, 高景民, 刘成军, 魏方辉. 2011. 东昆仑造山带东段和勒岗那仁碱长花岗岩的形成构造环境研究 // 西北大学. 2011年岩石学与地球动力学研讨会论文摘要. 西安: 256–257.
梁斌, 王国灿, 张克信. 2001. 东昆仑造山带东段昆中构造混杂岩带左行斜冲韧性变形特征. 矿物岩石, 21(2): 89–93.
梁斌, 王国灿, 张克信. 2001. 东昆仑中部构造混杂岩带右行走滑韧性剪切变形特征. 中国区域地质, 20(1): 46–57.
刘成东. 2008. 东昆仑造山带东段花岗岩岩浆混合作用.北京: 地质出版社: 1–142.
刘江, 张进江, 郭磊, 戚国伟. 2011. 大青山伸展拆离断层运动学涡度研究及构造指示意义. 大地构造与成矿学, 35(1): 1–11.
刘俊来, 曹淑云, 邹运鑫, 宋志杰. 2008. 岩石电子背散射衍射(EBSD)组构分析及应用. 地质通报, 27(10): 1638–1645.
刘战庆. 2011. 东昆仑南缘布青山构造混杂岩带地质特征及其区域构造研究. 西安: 长安大学博士学位论文.
刘战庆, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 陈国超, 陈有炘, 高景民, 刘成军, 魏方辉, 王学良, 张刚. 2011b. 东昆仑南缘布青山构造混杂岩带早古生代白日切特中酸性岩浆活动: 来自锆石U-Pb测年及岩石地球化学证据. 中国地质, 38(5): 1150–1167.
刘战庆, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 陈有炘, 高景民, 刘成军, 王学良, 魏方辉, 张刚, 杨忠智. 2011a. 东昆仑南缘布青山构造混杂岩带的地质特征及大地构造意义. 地质通报, 30(8): 1182–1195.
刘战庆, 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 张晓飞, 刘智刚, 陈国超, 陈有炘, 丁仨平, 郭俊锋. 2011c. 东昆仑南缘阿尼玛卿构造带布青山地区两期蛇绿岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及其构造意义. 地质学报, 85(2): 185–194.
陆松年, 李怀坤, 王惠初, 陈志宏, 郑健康, 相振群. 2009.秦–祁–昆造山带元古宙副变质岩层碎屑锆石年龄谱研究. 岩石学报, 25(9): 2195–2208.
莫宣学, 罗照华, 邓晋福, 喻学惠, 刘成东, 谌宏伟, 袁万明, 刘云华. 2007. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长. 高校地质学报, 13(3): 403–414.
潘桂棠, 丁俊, 姚冬生. 2004. 青藏高原及邻区地质图说明书. 成都: 成都地图出版社: 1–50.
潘裕生, 周伟明, 许容华, 王东安, 张玉泉, 谢应雯, 陈挺恩, 罗辉. 1996. 昆仑山早古生代地质特征与演化.中国科学(D辑), 26(4): 302–307.
裴先治, 李瑞保, 刘战庆, 李佐臣, 炘陈有, 刘成军, 高景民, 王学良, 魏方辉, 张刚, 杨忠智, 陈国超, 杨杰, 郭俊锋, 丁仨平. 2011. 东昆仑南缘布青山构造混杂岩带的组成特征及其大地构造意义 // 西北大学. 2011年岩石学与地球动力学研讨会论文摘要. 西安: 223–224.
孙雨, 裴先治, 丁仨平, 李瑞保, 赟冯建, 张亚峰, 李佐臣, 炘陈有, 张晓飞, 陈国超. 2009. 东昆仑哈拉尕吐岩浆混合花岗岩: 来自锆石U-Pb年代学的证据. 地质学报, 83(7): 1000–1010.
王国灿, 王青海, 简平, 朱云海. 2004. 东昆仑前寒武纪基底变质岩系的锆石SHRIMP年龄及其构造意义. 地学前缘, 11(4): 481–490.
王国灿, 张克信, 梁斌, 张志. 1997. 东昆仑造山带结构及构造岩片组合. 地球科学——中国地质大学学报, 23(4): 352–356.
王国灿, 张天平, 梁斌, 陈能松, 朱云海, 朱杰, 拜永山. 1999. 东昆仑造山带东段昆中复合蛇绿混杂岩带及“东昆中断裂带”地质涵义. 地球科学——中国地质大学学报, 24(2): 129–133.
王新社, 郑亚东, 张进江, Davis G A, Darby B J. 2002. 呼和浩特变质核杂岩伸展运动学特征及剪切作用类型.地质通报, 21(4–5): 208–245.
夏浩然, 刘俊来. 2011. 石英结晶学优选与应用. 地质通报, 30(1): 8–20.
许志琴, 王勤, 梁凤华, 陈方远, 许翠萍. 2009. 电子背散射衍射(EBSD)技术在大陆动力学研究中的应用. 岩石学报, 25(7): 1721–1736.
许志琴, 张建新, 徐慧芬. 1996. 中国主要大陆山链韧性剪切带及动力学. 北京: 地质出版社: 1–294.
杨经绥, 刘福来, 吴才来, 万渝生, 张建新, 史仁灯, 陈松永. 2003. 中央碰撞造山带中两期超高压变质作用:来自含柯石英锆石的定年证据. 地质学报, 77(4): 463–477.
杨经绥, 王希斌, 史仁灯, 许志琴, 吴才来. 2004. 青藏高原北部东昆仑南缘德尔尼蛇绿岩: 一个被肢解了的古特提斯洋壳. 中国地质, 31(3): 225–239.
杨经绥, 许志琴, 李海兵, 史仁灯. 2005. 东昆仑阿尼玛卿地区古特提斯火山作用和板块构造体系. 岩石矿物学杂志, 24(5): 369–380.
殷鸿福, 张克信, 王国灿, 陈能松, 其和日格, 于庆文. 1998. 威尔逊旋回与非史密斯方法——中国造山带研究的理论与方法. 中国区域地质, (增刊): 1–9.
殷鸿福, 张克信. 1997. 东昆仑造山带的一些特点. 地球科学——中国地质大学学报, 22(4): 339–342.
张建新, 孟繁聪, 杨经绥. 2003. 柴达木盆地北缘西段榴辉岩相的变质泥质岩的确定及意义. 地质通报, 22(9): 655–657.
张雪亭, 杨生德, 杨站君. 2007. 青海省板块构造研究——1：100万青海省大地构造图说明书. 北京:地质出版社: 1–221.
张亚峰, 裴先治, 丁仨平, 李瑞保, 赟冯建, 孙雨, 李佐臣, 炘陈有. 2010. 东昆仑都兰县可可沙地区加里东期石英闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及其意义.地质通报, 29(1): 79–85.
张紫程, 张绪教, 高万里, 胡道功, 陆露. 2010. 东昆仑左行走滑韧性剪切带形成时代的锆石U-Pb年龄证据.地质力学学报, 16(1): 51–58.
郑健康. 1992. 东昆仑区域构造的发展演化. 青海地质, 1(1): 15–25.
郑亚东, 王涛, 王新社. 2005. 新世纪构造地质学与力学的理论——最大有效力矩准则. 自然科学进展, 15: 142–148.
郑亚东, 王涛, 王新社. 2007a. 神秘的109.4°——共轭变形带的夹角. 地质科学, 42(1): 1–9.
郑亚东, 王涛, 王新社. 2007b. 最大有效力矩准则的理论与实践. 北京大学学报: 自然科学版, 43(2): 145–156.
郑亚东, 王涛, 王新社. 2007c.最大有效力矩准则及相关地质构造. 地学前缘, 14(4): 49–60.
郑亚东, 王涛, 张进江. 2008. 运动学涡度的理论与实践.地学前缘, 15(3): 209–220.
朱云海, 张克信, 陈能松, 王国灿, 侯光久. 1999. 东昆仑造山带不同蛇绿岩带的厘定及其构造意义. 地球科学——中国地质大学学报, 24(2): 134–138.
朱云海, 张克信, 王国灿. 2002. 东昆仑复合造山带蛇绿岩、岩浆岩及构造岩浆演化. 武汉: 中国地质大学出版社: 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
项目资助: 国家自然科学基金项目(批准号: 41172186, 41472191, 40972136)、中央高校基本科研业务费专项资金项目(编号: CHD2011TD020, 2013G1271091, 2013G1271092)和青海省国土资源厅–中国铝业公司公益性区域地质矿产调查基金项目(中铝基金200801)联合资助。
李小兵(1986–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: 644780161@qq.com
裴先治(1963–), 男, 教授, 主要从事构造地质学和区域地质学研究。Email: peixzh@263.net
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