燕山运动的两个基本类型

燕山运动的两个基本类型

1构造山运动机制中国乃至东亚大陆是一个完整的大陆，由一些微大陆组成，经过多次破坏、碰撞和整合（w，1999）。古生代至中生代的中生代经历了两个结构转移：广西（原名加莱东）的转移和印支的转移。在华南有3条广西期的缝合线,自西向东称寿城—武功、云开—武夷和丽水—政和—大埔缝合线(Wu,1998),这反映经广西期的消减—碰撞后在早古生代末已拼合成华南次大陆。在华北微大陆以北,广西期的巴音查干—温都尔庙—柯丹山缝合线和海西期的索伦山—二连—贺根山缝合线代表消失了的古蒙古洋(Wu,1998)。在塔里木微大陆和柴达木地块的南、北两侧也有广西期缝合线发育。印支造山是中国及邻区地质历史中的重要运动,因古特提斯洋盆消减闭合而中国—东南亚次大陆形成,其四周为新特提斯洋围绕(Wu,1997)。拼合大陆内部因构造稳定,侏罗纪时发育若干超大型盆地。中国西南的超大型盆地覆盖了川滇黔及藏东、鄂西等地,南延可达泰国东部、老挝和柬埔寨(吴根耀,1991)。在中国西北和中亚地区,贾承造等据盆地类型和构造演化、有机质类型、圈闭形成机制和成藏动力学过程提出塔里木盆地与其西的阿富汗—塔吉克盆地和卡拉库姆盆地曾是统一的大盆地,中新世时因帕米尔的楔入才分开1;侏罗纪时博格达山尚未隆起(罗金海等,2000),吐鲁番—哈密与准噶尔应属同一盆地;早侏罗世时古天山地势低缓,准噶尔盆地物源区在北,而塔里木盆地物源区在南(罗金海等,2000),因而准(噶尔)吐(鲁番)哈(密)与塔里木可能一度也属同一盆地,古天山只是该大盆地中的一个次级正向单元。这些超大型盆地的变化、分异和解体是燕山运动最敏感最直接的反映。中侏罗-早白垩世时,新特提斯洋发生消减,部分地区发生碰撞。这产生两方面的效应:一是原拼合大陆即中国—东南亚次大陆得以生长扩大,经燕山运动后亚洲大陆的雏形出现;二是原拼合大陆自身遭受改造,包括其边缘地区被卷入燕山运动成为燕山造山带的一部分和陆内的构造薄弱带(古缝合线和古深断裂)被激活。因而,燕山运动从造山机制上可分为2类,一类是在中国—东南亚次大陆外侧发生的洋壳消减及嗣后的陆—陆(弧)碰撞,称内硅镁质的(ensimatic)造山运动,另一类是在拼合大陆内部因古缝合线和古深断裂活化而发生的构造—岩浆事件,属内硅铝质的(ensialic)或陆内的(intracontinental)造山运动。本文拟在简述这两类造山带主要实例(图1)的基础上探讨燕山运动的时空发育,分析中国大陆晚中生代构造—岩浆活化的动力机制及对矿产或油气资源评价的启示。2内硅和镁体燕山运动(1)以型岩基为代表的早白垩世弧后地区中国西部有2条新特提斯的缝合线,北称班公湖—丁青缝合线,洋盆于早侏罗世末闭合;南即印度河—雅鲁藏布缝合线,该洋盆在早白垩世时发生过大规模的消减,在滇藏地区形成俯冲型造山带。后者的证据如下(吴根耀等,1999及后附文献)。1)云南腾冲地区最东的一条花岗岩带即腾冲—铁窑山—大松坡带的黑云母二(钾)长花岗岩带(100～112Ma)是消减带产物(张玉泉等,1995),其北延是藏东南原称冈底斯弧内最北东的扎西则线型岩基。在青藏高原西部,早白垩世的花岗岩为Ⅰ型,属高钾钙碱性系列,为岩浆弧(姜耀辉等,2000)。2)在藏东南八宿县然乌区发现早白垩世的安第斯型弧火山岩,Rb-Sr全岩等时线年龄107.4Ma。3)中、缅交界区的丹那沙林—高黎贡隆起代表了早白垩世开阔的岩浆弧,其西有弧前深海沟发育,其东的云南中—西部地区为弧后的陆相盆地。4)滇西的兰坪盆地和思茅盆地在晚白垩世时已闭合并发生强烈变形,前者的变形方式主要是冲断,后者则以薄皮褶皱为主(原印支运动不整合面起了层间滑脱面的作用),原生层面常被褶曲的轴面劈理置换,伴以冲断和推(滑)覆构造。5)在弧前地区(八宿瓦达)有早白垩世的高压变质作用发生,蓝闪石片岩的原岩是中-晚侏罗世的深水沉积。弧后地区也有变质带发育。在滇西北,功果变质带和漾濞变质带主要为原兰坪盆地的边界断裂的活动控制;滇西南的营盘山变质带与原盆地的次级隆起位置吻合(位于复背斜核部),受隐伏的花岗岩活动控制(吴根耀,2000)。在滇西地区,燕山期的内硅镁质造山运动向东扩展时受阻于康滇陆核,故滇中地区的楚雄盆地在晚白垩世时继续发育,成为西南地区中生代地层记录十分完整的地区。(2)中-酸性火山岩形成机制该地发生强烈造山作用的证据如下(吴根耀,2000及后附文献)。1)沿长乐—南澳断裂带已揭露出无根的镁铁—超镁铁岩,如莆田长基蛇纹岩、泉州辉长岩等,代表肢解了的蛇绿岩。2)造山花岗岩在广东见于东西向断裂与北东向断裂的交汇处,福建则沿长乐—南澳断裂分布,同位素年龄值140～172Ma。3)中-酸性火山岩主要受北东向断裂控制,晚侏罗世是喷发高潮期,在广东可分出7条火山岩带,北延可达浙江南部。火山岩发育有南早北晚、南强北弱之势。4)构造变形因断裂走向不同而表现出不同的样式。广东境内东西走向的断裂发生向北的冲断,构成前陆褶皱冲断带。福建沿海的北东走向的长乐—南澳断裂发生左行(斜冲)走滑活动,主剪切活动期123～142Ma。近北西走向的右行剪切断裂是长乐—南澳断裂的共轭组分,两者的交汇处有环状岩浆杂岩体发育。5)长乐—南澳断裂带上盘的平潭—东山变质带是高温变质带,有混合岩化,Hayamaetal.(1996)将之与日本的领家(Ryoke)变质带相连。该断裂带下盘的福清—云霄变质带是中压变质带,由经受低绿片岩相变质作用的中-上侏罗统组成。此外,沿莲花山断裂有莲花山变质带发育。综上所述,东南沿海地区的内硅镁质造山作用以斜向的会聚—碰撞和剪切造山为特色。距今约115～118Ma左右长乐—南澳断裂停止活动,断裂带两侧的变质岩均被石帽山群不整合覆盖。(3)岩石圈和高原苏鲁造山带一直被视作秦岭印支期造山带的东延,只是后期被郯庐断裂的左行走滑错断。杨文采等(1999)已明确指出了两者的不同:苏鲁带的洋壳消减时间较秦岭晚,消减深度较秦岭大。基于以下理由提出苏鲁造山带是燕山期造山带(吴根耀等,2002a,2002b及后附文献)。1)苏皖地区晚侏罗-早白垩世的火山岩与造山作用有关,其构造背景类似安第斯式的大陆边缘弧(邓晋福等,1992)。2)140～160Ma的花岗岩以Ⅰ型为主,属上述的火山弧的深成岩相;苏鲁洋闭合后其南的苏皖地块与其北的胶辽地块碰撞且前者俯冲于后者之下,这一俯冲与超高压岩石的折返有关,伴生的花岗岩120～140Ma(杨文采等,1999)。3)古地磁资料指示扬子克拉通在三叠纪时发生过快速的向北漂移,三叠纪末与华北克拉通拼合;苏皖地块三叠纪时尽管也向北漂移,但直到中侏罗世时才与华北克拉通靠近,白垩纪时两者均成为亚洲大陆雏形的一部分。4)增厚的岩石圈(邓晋福等,1994)和埃达克岩(张旗等,2001)等指示中国东部燕山期发育一个高原,其规模和复杂的内部结构、强烈而快速的坍塌等说明它应是碰撞高原,可与今日之青藏高原类比。5)早白垩世的冲断推覆构造见于苏皖及鲁南、胶东等地,是中生代席卷面最广,强度最大的一次变形(常印佛等,1991);因山体的隆升而晚白垩世时常见滑覆构造发生。6)在豫南皖西和山东半岛见大型磨拉石盆地发育,磨拉石时代主要是晚侏罗-早白垩世,控制盆地的主冲断层主要是因燕山期的碰撞而活化的古缝合线(吴根耀,2001)。(4)鄂霍次克造山带在蒙古乌兰巴托以东,经俄罗斯赤塔至鄂霍次克海发育早中生代的洋盆,中-晚侏罗世洋壳向北消减,洋盆闭合,形成蒙古—鄂霍次克造山带(Zorinetal.,1995)。在西南日本,侏罗纪-早白垩世是重要的消减和多个地体的拼贴碰撞期(Hadaetal.,2001)。如前所述,因长乐—南澳断裂是左行走滑的,故相应东南沿海地区的斜交会聚—剪切造山事件可能向北变新(日本西南部为为早白垩世中-晚期,Hayamaetal.,1996)。3内硅和铝的燕山运动3.1古节结合激活引起的陆路造山运动(1)地质特征及构造该褶皱—冲断系由寿城—武功缝合线活化引起,故冲断层走向由近北东向转为近东西向。在川黔湘地区,自东南向西北可分出根带、湘西—黔东南基底褶皱—冲断带、黔北箱状背斜褶皱—冲断带和川东梳状背斜褶皱—冲断带。断层面总体倾向南东,冲断作用自南东前展式地向北西扩展,以华蓥山断裂与川中盆地为界。花岗岩侵入体或底辟体见于根带,以大规模的白云母花岗岩和二云母花岗岩为特征。湘西—黔东南基底褶皱—冲断带西缘的冲断层控制了沅陵—麻阳等前陆磨拉石盆地,典型的磨拉石建造是中侏罗世的泸阳组。(2)推覆朝向南东扩展的冲断系该褶皱—冲断系由丽水—政和—大埔缝合线活化引起,大致呈近北东走向,内部结构较为复杂,可分为3个冲断带,自西向东为湘东赣西带、赣东带和闽西浙西南带。相应地,伴有3列磨拉石盆地和3列花岗岩带。冲断和推覆朝向南东,磨拉石建造的时代(浙闽交界区主要为晚侏罗世,赣东为晚侏罗世和早白垩世早期,湘东赣西地区则为早白垩世,可延至晚白垩世)指示冲断作用后展式地向北西扩展。扩展至湘东后,该冲断系在早白垩世晚期-晚白垩世的发育有2种方式。一是继续后退式地(即有序地)向湘西扩展,它改造了原川黔湘—鄂南褶皱—冲断系中朝向北西的冲断—推覆构造,沅陵—麻阳盆地内形成第2期磨拉石(洞下场组、小洞组和锦江组)。二是发生无序的(outofsequence)的扩展,即冲断活动向赣东和闽西地区扩展,那里普遍发育晚白垩世的向南南东的冲断活动;即:在赣东闽西,近北北东走向的冲断层改造了近北东走向的冲断层。(3)晚侏罗-早白垩世磨拉石盆地的形成机制主要是由原华北克拉通北缘的2条古缝合线(巴音查干—温都尔庙—柯丹山和索伦山—二连—贺根山缝合线)的活化控制。冲断层近东西走向,朝北倾,其前缘冲断带位于内蒙—冀北的武川—尚义—平泉—北票一线,控制晚侏罗世的磨拉石盆地发育。需指出的是:沿该带的晚侏罗-早白垩世火山岩(夹在髫髻山组、张家口组、大北沟组及相应层位的沉积地层中)是“C”型埃达克岩,而该带以北的内蒙扎鲁特旗(鲁北)和阿鲁科尔沁旗(天山)等地,同时代的火山岩却不具备埃达克岩的特征(张旗等,2001)。因为形成埃达克岩的压力较高,大约相当60～85km深度(张旗等,2001),上述现象可能意味着阴山—燕山及以北的广大地区晚侏罗-早白垩世时都发生了构造—岩浆活化,而为古缝合线的活化控制的大陆板片的陆内俯冲能下插到更大的深度,因而有“C”型埃达克岩形成。该褶皱—冲断系是中国东部燕山期高原的北界。3.2古生代断层激活引起的陆路造山运动(1)南北西冲断该褶皱冲断系的发育主要受近北东走向的开远—贵阳断裂带(扬子克拉通的东南界)的冲断作用控制,叠加了近南北向断层(如磨盘山—绿汁江断裂、小江断裂等)向西的冲断。自南东向北西可分出根带、昆阳基底褶皱—冲断带、会东箱状背斜褶皱—冲断带和马边梳状背斜褶皱—冲断带。除弥勒—师宗断裂外,其它主冲断层均倾向南东(朝北西冲断),冲断作用向北西前展式地扩展,以巴中—龙泉山断裂与川西印支造山带分界。花岗岩仅见于根带。磨拉石在滇东称马头山组,时代属早白垩世晚期;川南称大铜厂组等,时代为早白垩世末-晚白垩世早期。(2)冲断带与磨拉石盆地的发育该褶皱—冲断系主要受北西走向的英店—青山口断裂的冲断作用控制。该断裂以西发育一组近北西向的倾向北东的冲断层(朝南西冲断),形成了随州箱状背斜褶皱—冲断带、京山梳状背斜褶皱—冲断带和当阳桡曲褶皱带。冲断作用向南西前展式地扩展,以通城河断裂与黄陵陆核分界。英店—青山口断裂以东的桐柏变质杂岩带广泛发育燕山期花岗岩,可视作中扬子褶皱—冲断系的根带,其形成除与英店—青山口断裂有关外还与标志秦岭洋的古缝合线和磨子潭断裂的活化有关;后两者向北的冲断活动控制了皖西豫南地区燕山期的磨拉石发育,指示中国东部燕山期高原内部有开阔的山间磨拉石盆地发育。该褶皱—冲断系构成中国东部燕山期高原的西南边界。(3)地壳内部混合过程该带受古江南断裂在燕山期的活化控制,其早白垩世的冲断—推覆构造被常印佛等(1991)详细描述,它构成中国东部燕山期高原的南界。沿该带有强烈的燕山期花岗岩侵入,与苏皖地块明显不同的是不含矿(与铁铜等矿床无关),岩浆的原始物质主要来自地壳,侵入体内有大量志留系的捕虏体,据此认为它们系扬子构造域的大陆地壳沿志留系底部的假整合面向北偏西超叠在苏皖地块上时因巨大的磨擦生热导致地壳物质局部熔融而形成。该带也发育晚侏罗-早白垩世火山岩,火山地层明显具南厚北薄、南粗北细的特点,反映这些火山盆地是为向北偏西逆冲的冲断层控制发育的磨拉石盆地。(4)冲断带冲断系杆除陆内造山带外,还有一些古深断裂在燕山期活化时,影响的地区相对较窄,花岗岩活动不强烈,故以冲断带称之,如中国东部燕山期高原西界的吕梁冲断带在早白垩世的活动,作为川中盆地西界的龙门山冲断带在侏罗-白垩纪的活动等。4晚中生代的造山带和盆地构造单元亚洲东部是一个规模宏伟而又内部结构复杂的燕山期山系,其主体是印支期的拼合大陆东南侧的新特提斯洋的消减及嗣后的碰撞形成的内硅镁质造山带,自日本(复原到日本海张开之前)经中国东南沿海延至巴拉望等地。该山系中还包括了下列分子:1)伸进陆内的洋盆闭合而成的内硅镁质造山带,如蒙古—鄂霍次克;2)印支期的残留洋盆在燕山期最终闭合形成的内硅镁质造山带,如苏鲁;3)因古缝合线和古深断裂活化而形成的内硅铝质造山带,如湘赣闽褶皱—冲断系;4)地壳和岩石圈已明显增厚而变形变质相对较弱的高原区,如中国东部燕山期高原。东亚燕山期山系主要是晚侏罗-早白垩世时形成的,早白垩末开始因岩石圈的拆沉作用和热活动而坍塌,晚白垩世是山系的全面坍塌期,苏北地区古新统中的海相夹层指示古新世时原中国东部燕山期高原已不复存在(吴根耀等,2002b),亚洲东部进入了一个新的构造演化阶段。这一构造演化历程也可得到花岗岩活动的佐证,即:东亚地区的燕山期花岗岩可分为两大阶段:燕山早期为造山(包括消减造山、碰撞或斜向碰撞造山、剪切造山等)花岗岩,燕山晚期花岗岩则记录了东亚燕山期山系坍塌的热活动。因强烈的岩浆侵入和火山喷发而形成许多大型—超大型的内生金属矿床(包括贵金属矿床),如山东招掖、豫陕交界的小秦岭、长江中下游、赣东北和湘南等地。中国西部的燕山期内硅镁质造山带仅见于滇西和西藏,那里继早白垩世的消减型花岗岩之后发育的是新特提斯洋闭合后的碰撞型花岗岩。晚中生代时,中国西部的部分地区因古缝合线或古深断裂的活化而发生内硅铝质的造山运动,形成带状的冲断带(如龙门山冲断带)和面状的陆内造山带(如川黔湘—鄂南褶皱—冲断系和川南—滇东褶皱—冲断系)。有3类构造单元在燕山运动时基本保持其稳定性。1)印支期的陆—弧碰撞造山带(增生弧型造山带):该类造山带地区岩石圈的拆沉作用和相伴的热活动不明显,因大陆地壳楔(包括增生的沉积楔)的超叠而山体长期隆升剥蚀,兼之这些造山带是面状的(如川西增生弧型造山带呈三角形,滇桂交界区的增生弧型造山带呈菱形,见吴根耀等,2001),因而它们在侏罗-白垩纪时是相对稳定的正向构造单元。2)由古老变质岩系构成的刚性程度较高的陆核,在地史期间曾长期保持相对稳定,如鄂西的黄陵陆核(其东为中扬子褶皱—冲断系,南为川黔湘—鄂南褶皱—冲断系,其北的秦岭造山带在燕山期也一度活化),是一个相对稳定的正向构造单元。这两者均以断裂为边界,燕山运动时其边界断裂常表现为冲断,仅山体(或块体)内部保持相对稳定。3)克拉通及其上发育的中生代盆地是相对稳定的负向构造单元。需指出的是:即使盆地内有发育完好的侏罗-白垩系,燕山运动仍是盆地建造期内的一次改造而或多或少地影响了盆地的发育,如引起盆地构造背景(相应地,物源区位置和性质)的变