辽北法库韧性剪切带变形及其区域构造意义

2021-02-02 13:40王雷刘俊来滕超常玉巧

地质论评 2021年1期

关键词：法库杂岩组构

王雷,刘俊来,滕超,常玉巧

1)中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室,北京,100083;

2)辽宁省地矿集团地质有限责任公司,沈阳,110032;

3)辽宁省地质矿产研究院有限责任公司,沈阳,110032;

4)辽宁有色勘察研究院有限责任公司,沈阳,110013; 5)云南省地震局,昆明, 650224

内容提要:晚古生代—早中生代古亚洲洋板块俯冲华北板块在辽北法库地区形成大型产状近水平的韧性剪切带。剪切带发展伴随着多期幔源及壳源的岩浆侵入,侵入岩在韧性剪切作用下发生韧性变形,记录了韧性剪切带变形历史。详细的野外地质调查结合岩石的宏观变形、显微构造及石英c轴组构特征分析,揭示了法库韧性剪切带内五龙山杂岩、高丽沟杂岩、早期十间房超单元变形处于上盘向北的剪切作用之下,晚期十间房超单元岩石变形指示构造运动转变为上盘向南剪切。 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 分析结果显示高丽沟杂岩变形时间为264.7±3.6 Ma(MSWD = 1.3),早期十间房超单变形时间为253.9±4.3 Ma(MSWD = 3.3),晚期十间房超单元244.0±3.0 Ma(MSWD = 1.9)。岩石地球化学特征表明早期十间房超单元及小房申岩体中部分岩石来源于部分熔融的岩石圈地幔。结合前人研究成果,我们认为华北板块北缘东段(辽北地区)晚二叠世(264.7～253.9 Ma)处于古亚洲洋板块俯冲华北板块作用之下;晚二叠世至早三叠世(253.9～244.0 Ma)构造体制转变为碰撞后伸展且逐渐停止,244.0±3.0 Ma 碰撞后伸展逐渐结束;构造体制转变并逐渐结束的过程是壳幔共同作用的结果,暗示了古亚洲洋板块的俯冲板片断离、重力失衡,这标志着辽北地区古亚洲洋构造域演化结束。

兴蒙造山带是位于西伯利亚板块和华北板块之间的一条古生代巨型造山带,即中亚造山带东段。兴蒙造山带形成之前,华北板块与西伯利亚板块之间是古亚洲洋板块及分布其上的诸多微陆块,晚古生代开始微陆块发生拼合(李双林等,1998;张兴洲等,2008; Yu Jiejiang et al., 2012;邵济安等,2018),在华北板块北缘东段形成松嫩—张广才岭地块。华北板块北缘位于兴蒙造山带之南部,晚古生代—早中生代期间,随着古亚洲洋板块向华北板块俯冲消减,古亚洲洋板块、松嫩—张广才岭地块、华北板块之间发生复杂的相互作用,在华北板块北缘发生复杂的增生造山作用,形成陆缘增生带(王瑜,1996;邵济安等,1997;李双林等,1998; Xiao Wenjiao et al., 2003;葛肖虹等,2009; 吕洪波等,2018),造山作用具有“软碰撞、弱造山”的特点(吴福元等,1995;任纪舜等,1999)。古亚洲洋板块俯冲消减及随后的碰撞造山、造山后伸展等一系列构造过程控制了该时期华北板块北缘的演化(李锦轶,1998;Li Jinyi,2006;曹花花等,2012;潘桂棠等,2016)。

作为连接华北板块与兴蒙造山带的枢纽,华北板块北缘是研究古亚洲洋闭合问题的重要构造单元,也是认识增生造山作用的重要实验室。尽管开展了大量研究工作,但目前对于华北板块北缘东段古亚洲洋最终闭合时间的认识尚不统一(崔玉良等,2019; 王金芳等, 2020),有学者认为是早古生代—晚古生代初(唐克东,1989; Yu Qian et al.,2014),也有学者认为是早二叠世或者晚二叠世末—早三叠世(李锦轶,1998,2004; Jia Dacheng et al.,2004;Cao Huahua et al.,2013;汪相, 2018),甚至有学者认为是在白垩纪才最后闭合(吕洪波等,2018)。任何一个地质单元的发展演化过程都受到其所处的大地构造位置及深部过程的制约(牛树银等,1996)。古亚洲洋板块演化也是岩石圈深部构造过程的响应,因此对于古亚洲洋板块的演化研究需要对岩石圈深部构造过程进行揭示。

法库韧性剪切带是古亚洲洋板块演化在华北板块北缘东段形成的大型高应变带(辽宁省地质矿产局区调队❶)。本次工作以该韧性剪切带为研究对象,通过详细的野外地质调查,结合剪切带宏观变形特征、显微构造、石英c轴组构分析以及年代学等方面的综合研究,揭示韧性剪切带变形过程,探讨晚古生代—早中生代期间古亚洲洋板块演化经历及岩石圈深部构造过程,为古亚洲洋在华北板块北缘东段(辽北地区)的最终闭合时间以及岩石圈深部构造过程问题的研究提供参考。

1 区域构造背景

法库韧性剪切带大地构造位置上处于华北板块北缘东段,南邻赤峰—开原深大断裂(图1a)。区域地层主要有古生界、中生界以及新生界第四系。大型产状平缓的韧性剪切带构成了区域主要构造格架,控制了总体构造样式,岩石线理及槽中脊型擦痕指示剪切运动方向集中于NNE—SSW 方向(图1b)。前人工作将该韧性剪切带称为法库韧性剪切带,如今剪切带上盘已被剥蚀殆尽,出露于地表的是主剪切面之下的部分(杨晓波等,1996)。区域上岩浆岩按形成时代及岩石组合特征可划分为中二叠世五龙山杂岩、高丽沟杂岩,早—中三叠世十间房超单元、小房申岩体、梨树沟单元,晚三叠世花匠沟单元,中侏罗世红土墙子单元以及晚侏罗世石景山单元。除了红土墙子单元和石景山单元外,其余单元岩石均遭受韧性剪切作用,发生糜棱岩化。

2 韧性剪切带变形特征

法库韧性剪切带发展过程伴随着多期岩浆侵入,侵入岩记录了韧性剪切带的变形特征。韧性剪切带内发生韧性变形的侵入岩主要有五龙山杂岩、高丽沟杂岩、十间房超单元、小房申岩体、梨树沟单元和花匠沟单元。其中除了花匠沟单元岩外,其余岩石单元在岩体形态、总体变形特征、岩体边部构造形态、变形机制、显微构造等方面符合同构造侵入岩特征(张进江,1999;谢才富,2002)。不同阶段形成的同构造侵入岩记录了法库韧性剪切带发展的历史。

2.1 宏观变形特征

五龙山杂岩(Wγ):岩性主要为花岗闪长岩、闪长岩、二长花岗岩等,侵入古生界,接触处可见有大型窗棂构造(图2a)。岩石糜棱岩化强烈,形成超糜岩,矿物颗粒细小,甚至难以分辨,偶见粒径约为5 mm 的长石旋转碎斑,指示上盘向北剪切(图2b)。面理发育程度好于线理(S>L),线理边界较模糊,倾伏向总体与韧性剪切方向相同。

高丽沟杂岩(Gδc):岩性主要为闪长岩、石英闪长岩等。岩石均遭受韧性剪切作而发生强烈的糜棱岩化,糜棱岩面理发育好于线理(S>L)。岩石中矿物颗粒多细小,石英被拉长,长石以脆性变形为主,角闪石不规则状,云母呈细小片状且分布不均。XZ面上偶见粒径约为5 ～10 mm 的长石σ 旋转碎斑、S—C 组构、长石书斜构造等,指示剪切带的上盘向北运动(图2c)。XY面上云母分布较集中,且解理面均平行于糜棱叶理。

十间房超单元(T1S):岩体呈带状分布,岩体长轴方向与韧性剪切方向近平行。岩性主要为花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩等。岩石糜棱岩化较强,石英被强烈拉长呈条状;长石呈粒状或不规则状,集合体定向分布呈条带状,偶见长石旋转碎斑;黑云母呈细小鳞片状,在XZ面上呈细条带状沿面理分布,云母解理面大多平行于XY面。拉长的石英条带、长石集合体、黑云母定向排列等构成的线理延伸方向与韧性剪切方向平行。该单元由三期侵入岩组成,自西向东年龄逐渐变老(辽宁省地质矿产局区调队❶)。野外调查沿A—B 剖面,西侧年龄较新的岩石趋向于形成SL 型构造,东侧年龄较老的岩石趋向于形成L 型构造岩。石英S—C 组构及长石旋转碎斑系指示上盘向南剪切为主(图2d),局部上盘向北剪切。侵入高丽沟杂岩中的十间房超单元岩石边部变形强,向中部变形逐渐减弱直至消失(图2e),表现出明显的同剪切特征,暗示了岩石经历了剪切作用逐渐减弱直至消失的过程。

小房申岩体(T2X):岩性主要为辉长岩、闪长辉长岩。岩体规模较小,呈岩株状产出。岩石XY面上角闪石及辉石呈粒状或柱状定向分布,斜长石呈细粒化不规则状,局部见有少量平行于线理的石英条带状(图2f),YZ面上角闪石及辉石呈近圆形粒状,局部面理不清晰(图2g)。岩石中线理发育程度好于面理(L>S),线理倾伏向总体平行于韧性剪切方向。

梨树沟单元(T2L):岩性主要为粗粒二长花岗岩。岩石中矿物无韧性变形,钾长石呈自行长板状,长轴一般为1.5～2.2 cm,定向分布,形成原生流线、流面构造(图2h),流面产状与上覆十间房超单元面理基本一致,表明此时矿物结晶处于韧性剪切作用之下。

图1 华北板块北缘东段法库地区大地构造位置(a) 和地质图(b,据辽宁省地质矿产局❶修改)Fig.1 Tectonic map (a) and geological sketch map(b, from Regional Geological Survey Team of Liaoning Geology and Mineral Resources Bureau, 1996#) of Faku area, eastern section of the northern margin of the North China Plate

图2 华北板块北缘东段法库地区侵入岩宏观变形特征Fig. 2 Deformation features of intrusive rocks in Faku sheer zone, the eastern section of the northern margin of the North China Plate

花匠沟单元(T3H):岩性以黑云斜长花岗岩为主。侵入十间房超单元,变形较弱,石英呈粒状、拉长的条状或不规则状,长石呈粒状,粒径一般约为10 mm,黑云母沿面理定向分布。线理倾伏向总体上近东西,倾角平缓。 S—C 组构、长石σ 旋转碎斑等指示上盘向南东运动(图2i),与区域韧性剪切方向明显不同。

总体看来,法库韧性剪切带变形具有阶段性特征,中二叠世韧性剪切带发生上盘向北的剪切变形,早—中三叠世期间剪切方向由上盘向北剪切逐渐转变为上盘向南剪切,十间房超单元记录了这一过程。晚三叠世研究区处于南东—北西方向挤压作用之下,暗示此时太平洋构造域演化在研究区内占主导地位。

2.2 显微构造特征

五龙山杂岩(Wγ):矿物强烈的细粒化,粒径一般在50 μm 左右,少量长石碎斑粒径>500 μm。石英重结晶方式以颗粒边界迁移为主(图3a),重结晶新颗粒粒径一般大于100 μm。长石发生波状消光,部分发生扭折,膨凸重结晶作用形成核幔构造(图3b),偶见δ 旋转碎斑系。黑云母呈细小片状零散分布于基质中,或者沿矿物边缘及先存裂隙定向分布,局部可见云母鱼构造。长石δ 旋转碎斑系、云母鱼等指示上盘向北剪切。显微构造总体显示出中级糜棱岩(Medium-Grade Mylonites)的特征,岩石变形温度条件约为500～650 ℃(Trouw et al., 2009)。

图3 华北板块北缘东段法库地区变形侵入岩显微构造照片(CPL)Fig. 3 Microstructure photos of deformed intrusive rocks from Faku area, the eastern section of the northern margin of the North China Plate(CPL)

高丽沟杂岩:石英多呈条带状、树枝状,石英条带中亚颗粒或重结晶新颗粒粒径一般大于200 μm,具有稳定的三联点结构;斜长石发生膨凸重结晶作用,偶见长石旋转碎斑(图3c),指示上盘向北运动。显微构造特征显示该单元总体具有高级糜棱岩(High-Grade Mylonites)特征(Trouw et al., 2009)。

十间房超单元:XZ面上,石英呈拉长的条带状,重结晶方式以颗粒边界迁移重结晶为主,兼有亚颗粒旋转重结晶,石英亚颗粒(及新颗粒)粒径一般为150～200 μm;斜长石多呈微细粒状,偶有浑圆的碎斑,碎斑边缘可见膨凸重结晶,发育晶内微破裂;云母集中分布于石英条带两侧,解理面多垂直与XZ面(图3d)。YZ面上,矿物动态重结晶方式与XZ面上的一致,石英集合体呈不规则的椭圆状,亚颗粒具有一定的定向性;长石碎斑边缘棱角分明;云母解理面多垂直于YZ面,难以观察到(图3e)。显微构造显示该单元总体具有中级糜棱岩(Medium-Grade Mylonites)的特征,变形温度范围约约为500 ～650℃(Trouw et al., 2009)。

小房申岩体:薄片中矿物颗粒一般较大(>1000 μm),斜长石发育有蠕英结构(图3f),石英含量较少且分布不均,颗粒之间具有稳定的三联点结构,粒径一般大于200 μm。钾长石泥化现象普遍,发育卡式双晶,部分斜长石发交代作用。总体显示出岩石变形处于较高温度条件。

梨树沟单元:镜下表现为全晶质结构,钾长石呈自形状,粒径巨大,超过整个视域,卡式双晶发育,具有一定泥化现象。斜长石含量较少,发育有后期形成的穿晶破裂(图3g)。

花匠沟单元:石英重结晶方式以膨凸重结晶及亚颗粒旋转重结晶为主,S—C 组构发育,长石颗粒较大,粒径300～2000 μm,脆性变形为主,σ 旋转碎斑发育,云母定向分布,发育云母鱼构造(图3h)。石英S—C 组构、长石σ 旋转碎斑、云母鱼等显微构造均指示上盘向南东运动。显微构造显示出低级糜棱岩(Low-grade mylonites)特征,岩石变形处于中低温(约250～550℃)环境。