閩西南安砂水庫南岸上古生界的多期褶皺特征及其意義

胡斯敏, 單業華, 鄭 劍

閩西南安砂水庫南岸上古生界的多期褶皺特征及其意義

胡斯敏1, 2, 單業華1, 3, 鄭 劍1, 2

(1.中國科學院 廣州地球化學研究所, 邊緣海與大洋地質重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學院 大學, 北京 100049; 3.中國科學院 地球科學研究院, 北京 100029)

閩西南安砂水庫庫區省道307的新路段清晰出露了上、下古生界, 為研究閩西南地區中生代變形構造提供了良好條件。野外構造觀測和構造復原表明上古生界發育3期褶皺: 第一期呈NE向展布, 兩翼相對緊閉, 發育特征的軸面片理; 第二期呈NW向展布, 相對寬緩, 發育NW走向的透入性皺紋面理; 第三期為近平行第一期褶皺的寬緩褶皺, 尺度最大, 伴有局部發育的NE向皺紋面理。它們依次形成在中三疊世、晚三疊世和中侏羅世末?晚侏羅世初, 分別對應著NW-SE、NE-SW和NW-SE向區域擠壓作用, 反映在近場洋殼俯沖和遠場陸塊碰撞的共同作用下, 華南陸緣在中生代經歷了復雜的構造變形過程。目前主流的兩期共軸擠壓認識是對該構造變形過程的一級近似。

構造復原; 多期褶皺; 葉理; 中生代; 閩西南

0 引 言

20世紀80年代, 地質工作者在福建西南部多處發現, 下古生界低角度逆沖到上古生界之上(王爾康等, 1985; 李觀富, 1989)。在此基礎上, 關玉祥等(1989)據找礦勘探成果首先提出了單條逆沖斷層模型, 即: 在印支期和燕山早期主要由下古生界組成的“外來巖系”從西邊的崇安?石城斷裂帶向東南逆沖, 其累計的位移量超過100 km。在此模型下, 閩西北隆起(如寧化湖村)出露的上古生界均為構造窗, 閩西南凹陷(如安砂水庫)出露的下古生界均是飛來峰。但是, 近乎同時開展的1∶50000安砂幅地質填圖揭示出, 安砂水庫下古生界的東側被泥盆系呈角度不整合覆蓋, 而其西側被上古生界逆沖覆蓋, 即所謂的余朋推覆構造(閩西地質大隊, 1990)。陳愛根和吳正文(1996a)認為寧化湖村的上古生界不是嚴格意義上的構造窗, 而是由西北側的主逆沖斷層和指示推覆帶前鋒的東南側反沖斷層組成的一種構造三角帶。于是, 取而代之的是多條逆沖斷層模型, 即一系列疊瓦狀的逆沖斷層呈一期(早三疊世末?中侏羅世)(陳愛根和吳正文, 1996b), 或多期(印支期和燕山早期)(陶建華和陳福龍, 2006)由西北向東南推進。盡管如此, 仍有一些相關的關鍵構造問題沒有很好地解決, 例如, “構造窗”東南側的邊界斷層到底具有正斷(關玉祥等, 1989; 關玉祥和楊添水, 1994)、逆斷(陳愛根和吳正文, 1996a)或復合性質？除了逆沖作用外, 還有哪些機制(如褶皺、正斷、走滑等)獨立或共同地造成了由“飛來峰”代表的下古生界隆起？由于中生代期間閩西南遭受到多期、強烈的構造變形作用, 早期逆沖構造如何被后期的構造變形改造？是否像上述逆沖斷層模型中存在統一的滑脫面控制著閩西早中生代區域變形構造？以上問題的存在無疑會影響到對閩西中生代區域構造變形的深入認識。

造成目前對地質構造局面認識分歧的原因有三個: 首先, 前人對逆沖斷層和滑脫斷層的認識大多來源于找礦勘探的成果, 普遍缺乏專門的構造填圖和深入的構造分析, 以致對各逆沖系統的結構和運動學特征的認識普遍不足; 其次, 中生代以來, 由于特提斯構造域向環太平洋構造域轉換, 閩西地區經歷了多期構造變形作用(李兼海, 1998; 吳淦國等, 2000; 舒良樹, 2012), 形成復雜的構造特征, 阻礙了對早期變形構造的識別和復原; 最后, 閩西地區植被覆蓋嚴重, 風化強, 天然露頭少, 難以開展精細的構造填圖。

2013~2016年在安砂水庫庫區實施的省道307改道工程, 將北繞該水庫的路段改為南繞, 其中沙蕪至安砂的新路段清晰出露了上、下古生界, 為研究閩西南上古生界的構造變形提供了難得的機會。本文沿此路段進行了詳細的野外構造觀察和路線填圖工作, 同時采集定向構造標本觀察其顯微構造, 結合構造復原工作, 厘定了上古生界的多期褶皺特征, 以此加深對閩西南中生代構造變形序列的認識。

1 地質背景

福建省位于中國東南部, 瀕臨西太平洋, 是中、新生代環西太平洋構造帶的一部分。研究區所在的閩西南坳陷(圖1a)發育的地層可分為三部分, 即前泥盆紀基底巖系、上泥盆統?下三疊統以海相為主的蓋層巖系, 中、新生界陸相碎屑巖及火山巖系(福建省地質礦產局, 1985; 圖1c)。研究區出露的基底巖系由寒武系?奧陶系砂巖、粉砂巖和泥巖組成, 遭受綠片巖相變質。與其角度不整合接觸的是蓋層巖系, 厚度達4 km, 由老至新分為上泥盆統天瓦崠組和桃子坑組、下石炭統林地組(礫巖、砂巖和泥巖)、中石炭統黃龍組、上石炭統船山組、下二疊統棲霞組(灰巖)、下二疊統文筆山組(泥巖和頁巖)和童子巖組(海陸交互相含煤層細碎屑巖)、上二疊統翠屏山組(陸相含煤細碎屑巖)以及下三疊統溪口組(泥灰巖和泥巖)。區域上, 該套蓋層巖系, 尤其是上泥盆統?下石炭統的碎屑巖, 均發生了不同程度的低?中級變質作用。中、新生界分布在研究區的外圍, 主要由侏羅系?白堊系陸相碎屑巖及火山巖組成, 是主動陸緣演化的產物。

圖1 研究區的構造位置(a)、區域地質簡圖(b, 據福建省地質礦產局, 1985)和區域地層柱狀圖(c, 據閩西地質大隊, 1990)

侵入巖廣泛出露在閩西南坳陷, 約占其面積的一半, 主要是加里東期、印支期和燕山早、中期花崗巖體, 巖體年齡具有向東年輕化的分布趨勢(圖1b; 福建省地質礦產局, 1985; 孫濤, 2006)。一般認為, 加里東巖體形成于早古生代末陸內造山階段的擠壓環境(張芳榮等, 2009; 張愛梅等, 2010; 舒良樹, 2012), 印支期花崗巖體形成于(早中生代)造山后期的伸展體制下(王麗娟等, 2007), 而廣泛出露的燕山早、中期花崗巖巖體與板內伸展作用有關(周新民, 2003)。

在新元古代, 由于Rodinia超大陸的形成和裂解, 位于現今東南沿海的華夏古陸與西北側的揚子古陸發生拼貼, 隨后沿著拼貼帶發生陸內裂解(Wang and Li, 2003; 舒良樹, 2012), 出現揚子和華夏兩個大地塊以及數個小地塊(劉運黎等, 2009)。新元古代晚期至早古生代期間, 閩西處于華夏地塊的西北被動陸緣, 沉積了一套約6000 m厚、淺海至半深海相的砂泥質復理石建造(朱玉磷和鄒禧春, 1990; 舒良樹, 2012)。早古生代末, 在區域性的加里東運動作用下, 以上輕微分離的陸塊發生聚合, 形成武夷?云開造山帶(Li et al., 2010), 最終筑定了現今的華南地塊(舒良樹等, 2008; Charvet et al., 2010; 舒良樹, 2012)。閩西南地區曾作為被動陸緣的一部分, 不可避免地卷入該造山帶, 例如發育大量的志留紀花崗巖, 震旦系?下古生界發生綠片巖相區域變質和強烈的構造變形(舒良樹, 2012; 張國偉等, 2013)。

晚泥盆世?早三疊世期間, 閩西南坳陷處于地臺演化階段, 出現較為穩定的濱海相及海陸交互相沉積環境(福建省地質礦產局, 1985)。這種相對的寧靜直到中?晚三疊世被華南板塊與華北板塊(Li et al., 1993)和印支板塊(Lepvrier et al., 2008)的碰撞打破。該期構造作用在閩西南表現為上三疊統與下侏羅統之間的微角度不整合、上古生界的構造變形和淺變質作用、巖漿活動等等(王國平, 1983)。雖然該區印支期推覆構造朝向東南的運動(關玉祥等, 1989; 關玉祥和楊添水, 1994)意味著武夷?云開造山帶的復活, 但該陸內造山帶形成時的動力學背景目前還未知, 因為此時華南大陸東緣處于被動陸緣狀態, 沒有明確的火山島弧。

中、晚侏羅世以來, 太平洋洋盆開始向歐亞大陸俯沖消減, 導致整個陸緣發生強烈的構造?巖漿活化。在閩西南出現多期(中侏羅世和晚侏羅世之間、早白堊世內和晚白堊世與新近紀之間)構造作用(福建省地質調查研究院, 2014)和多期(中侏羅世、晚侏羅世和早白堊世)巖漿作用(Zhou and Li, 2000), 形成被中生代花崗巖侵入體破壞、被白堊紀伸展斷陷盆地疊置的北東向展布的褶皺沖斷帶。

2 多期褶皺特征

本次研究在沙蕪至安砂路段及其周邊共布置了121個觀察點(圖2a), 其密度取決于露頭上變形構造的發育程度和標志層(礫巖層)的出現與否。在每個觀察點上詳細地收集了沉積構造、地層產狀(S0)、葉理(主要包括板劈理、千枚理和片理; S1)、皺紋面理(S2或S3)、地層或葉理褶皺、斷層等構造數據。在綜合分析以上數據并參照前人地質圖的基礎上, 制作了路線地質圖(圖2a)。研究顯示該地區上古生界主要遭受了三期褶皺作用(圖3a), 具體表現為: 地層褶皺軸近等方向分布(圖3d)、廣泛發育但產狀多變的葉理(圖3b)和葉理褶皺(圖3c、f)、局部出現的疊加褶皺等。其中第一期褶皺(F1)是由一系列NE或NEE向展布的次級小褶皺組成的、波長不過10 km的復式背、向斜; 第二期褶皺(F2)為NW向展布的、波長數千米的寬緩褶皺; 第三期褶皺(F3)表現為NE向展布、波長大于前兩者的區域性復式褶皺(圖2a)。

2.1 第一期褶皺

第一期變形構造(D1)以發育軸面葉理(包括片理、千枚理和劈理)的褶皺為識別特征。盡管區內可見的褶皺數目眾多(圖3d), 但這樣的次級褶皺卻屈指可數(圖3e), 主要出現在研究區東部(觀察點Y8~Y52)大型倒轉向斜的西北翼。該向斜屬于第一期褶皺(F1; 圖2a), 褶皺軸面傾斜北西(圖2b), 東南翼(觀察點Y8~Y23)整體上向東南緩傾, 而西北翼(觀察點Y28~Y52)向西北陡傾或倒轉。在西北翼, 擁有軸面片理的次級褶皺出現在觀察點Y38(圖4a)、Y52和Y56, 緊閉至開闊, 呈NE或NEE向展布, 尺度可從幾十厘米到百米, 褶皺軸面傾向NW或NNW甚至近水平(圖3h)。位于整體上陡立的西北翼上的次級褶皺具有東南翼陡且長、西北翼緩且短的不對稱形態(圖4a)。該特征和比普遍陡立地層緩傾、傾向北西的片理(圖2b)一起反映出東南側相對于西北側指向上的順層剪切。與此不同的是, 在東南翼, 各種的構造觀察如傾向西北的片理(圖2b)、葉理折射(圖4b)、石英礫石的不對稱壓力影構造(圖4c)等, 卻一致地揭示出頂部指向東南的順層剪切。因此, 順層剪切方向在兩翼上的如此差異可以用縱彎褶皺的彎流機制來解釋。換言之, 可以說明該向斜形成在第一期褶皺作用中。

葉理主要出現在觀察點Y8及其以西的上泥盆統泥巖中, 在其東側的二疊系泥(頁)巖中卻不明顯。葉理的類型在不同地段有所不同, 如片理主要發育在東、中部(觀察點Y8~Y72)和西部的龍地附近(觀察點Y89~Y100), 而千枚理和劈理主要分布在西部沿河一帶(觀察點Y102~Y121)。一般而言, 片理反映出巖石經歷過較強的構造變形和淺變質作用。區域上未變質的上泥盆統泥巖一般呈鮮紅色, 在西部依舊可見, 但在東、中部卻不再有, 取而代之的是灰紅色。顯微鏡下, 片理主要由白云母和少量的石英礦物連續、定向排列而成, 其中中部的白云母變質礦物的平均粒徑為10 μm(觀察點Y34; 圖5a), 而在西部(觀察點Y102~Y121)的還處于隱晶(圖5b)或半隱晶狀態。

葉理總體上傾向NW(圖3b), 但在龍地附近卻出現NE或E的傾向(圖2a)。葉理傾角一般變化較大, 呈10°~70°, 應與廣泛出現的后期褶皺有關。交面線理經常出現千枚理和片理上, 呈現出一組密集的微破裂或皺紋面理(S2/S3, 圖5a)。礦物線理基本上不發育, 局部識別出的礦物線理微弱, 似乎與面理的傾向線平行。

在該倒轉向斜兩翼的礫巖, 尤其是泥質礫巖中, 與葉理有關的變形是石英礫石的輕度壓扁和拉長, 且其兩側普遍存在著由石英和云母組成的不對稱(圖4c)或對稱壓力影構造。顯微鏡下, 石英礫石邊界清晰(圖5c、d), 波狀消光近乎均勻在整個顆粒內, 經常發育眾多與葉理垂直或高角度相交、受邊界限制的未愈合?愈合破裂(圖5d), 尤其是在具有較大軸比的石英礫石內, 兩側的壓力影由平行或近平行的細條狀云母和細粒石英組成(圖5c), 表明石英礫石的顯微變形機制包括粒內破裂、溶解?沉淀和少量的晶內塑性變形。該變形機制組合出現在相對較低的變形溫度下(<300 ℃; Stipp et al., 2002)。

1. 變礫巖; 2. 灰巖; 3. 花崗巖; 4. 標志層; 5. 角度不整合接觸; 6. 推測的整合接觸; 7. 侵入接觸; 8. 正常地層; 9. 推測的正常地層; 10. 倒轉地層; 11. 推測的倒轉地層; 12. 葉理; 13. 逆斷層; 14. 推測正斷層; 15. 推測逆斷層; 16. 背斜; 17. 背形; 18. 向斜; 19. 觀察點。

圖3 研究區地層(a)、葉理(b)和不同類型褶皺要素(c~i)的下半球等面積投影

2.2 第二期褶皺

第二期變形構造(D2)以研究區中部(觀察點Y51~Y72)一個較大尺度的寬緩背形(圖2a)為典型。該背形發育在產狀相對穩定的天瓦崠組數層變礫巖中, 其東翼傾向NNE, 西翼傾向SSW, 褶皺軸向北西傾伏, 褶面近直立。如圖6a所示, 盡管具有相對大的偏離, 地層法線的投點明顯呈傾向SE的大圓環帶分布, 褶皺軸呈中等角度向NW傾伏。除個別投點外, 片理大致與地層面平行, 其法線向東南傾伏, 呈較為分散的一個極密分布(圖6b), 表明該期褶皺形成在片理之后。

與第一期褶皺不同, 該背形不發育遍布的軸面葉理, 即使在褶皺轉折端(觀察點Y60)。但不排除會在局部發育有關皺紋面理(S2/S3)的可能性。如圖3c所示, 皺紋面理的走向具有NW-SE的優勢取向, 表明相當部分與第二期變形構造具有一致的水平擠壓方向, 強烈地意味著二者之間存在因果聯系。另外, 一部分皺紋面理圍繞原點集中分布, 似乎只分布在東部倒轉向斜的西北翼(圖7c)及其西北邊, 反映出垂直的擠壓作用, 應該代表其他的一期或多期構造變形。在此情形下, 不能僅通過目前的露頭尺度構造觀察去確定不同期次皺紋面理的相對形成時代, 還需要借助區域構造分析(詳見后述)。

唯一的露頭尺度疊加褶皺出現在該背形西翼的厚層變砂巖層中(觀察點Y64; 圖4d)。此處地層整體上呈中等角度北傾, 在地層面上發育有兩組寬緩的次級褶皺, 近等間距分布, 分別具有平行地層走向和傾向的褶皺軸。兩者的波幅大致為1~2 m; 前者的波長(約5 m)明顯小于后者的波長(約5~15 m)。兩者背形的疊加部位為寬緩的穹隆狀構造(圖4d)。在兩者翼部的層面上均可見大致與褶皺軸垂直的順層線理, 表明這些次級褶皺均為構造成因, 屬于縱彎褶皺。一般而言, 橫跨褶皺圖案不能提供褶皺相對時代的信息。考慮到平行地層傾向的褶皺組比平行地層走向的褶皺組具有更小的波長, 即更大的順層縮短率, 結合復原后前者與第一期褶皺基本上平行(詳見后述), 表明前者要早于后者, 兩者分別屬于第一期和第二期變形構造。

(a) 天瓦崠組中由巨厚層變砂巖組成、具有軸面葉理的數米級倒轉背形(F1), 觀察點Y38; (b) 桃子坑組中泥巖、中厚層砂巖發育面理折射, 觀察點Y15; (c) 桃子坑組中礫巖中的石英礫石兩側的不對稱壓力影指示頂部向SE運動的剪切, 觀察點Y10; (d) 天瓦崠組中含礫砂巖層面上發育的數米級橫跨褶皺, 觀察點Y64; (e) 天瓦崠組片巖中發育陡立軸面的小尺度褶皺(F2/F3), 觀察點Y29; (f) 天瓦崠組中在陡立向斜或向形軸部出現的小尺度尖棱狀片理褶皺(F2/F3), 觀察點Y92。

此外, 北西向、次級的地層褶皺或葉理褶皺還出現在研究區其他地方(圖7d、f), 尤其西邊的龍地附近(觀察點Y89~Y98; 圖2a)發育了相對大尺度的緊閉地層褶皺。需要說明的是, 不能簡單地將它們歸屬于第二期變形構造, 因為考慮到前期變形構造的影響和后期構造變形的改造, 這些褶皺在方向上也較為散亂的分布(圖3d、3f、7d、7f)。

2.3 第三期褶皺

第三期變形構造(D3)表現為區域性褶皺, 如研究區所處的安砂復式背斜及其東側的加福復式向斜。這些褶皺一般寬緩, 呈北東向展布, 波長數十公里,延伸可達上百千米(福建省地質調查研究院, 2014)。它們與第一期褶皺具有近一致的NW-SE向擠壓。陡立的下古生界淺變質地層出露在安砂復式背斜核部, 兩側為上古生界, 二者之間呈斷層或角度不整合接觸(圖2a)。由于嚴重的植被覆蓋阻礙了直接觀察這些斷層, 目前確定的斷層性質或產狀與周圍的地質情況不符(見后討論)。本文的解釋是, 這兩條斷層為同時形成的背向逆沖斷層, 構成有利于褶皺基底抬升的“pop-up”構造, 其中東側逆沖斷層不僅錯開了研究區東部倒轉向斜的西北翼, 還截切了第二期背形(圖2b)。

(a) 天瓦崠組片巖中的皺紋面理(S2/S3)顯示出面理置換, 觀察點Y34; (b) 天瓦崠組粉砂質板巖中的劈理(S1), 觀察點Y105; (c) 桃子坑組泥質礫巖中多晶石英礫石兩側的不對稱壓力影, 觀察點Y15; (d) 天瓦崠組礫巖中多晶石英礫石內遍布的愈合或未愈合粒內破裂, 觀察點Y58。

圖6 研究區中部(觀察點Y51~Y72)地層(a)、葉理(b)和褶皺要素(c~f)的下半球等面積投影

圖7 研究區東部(觀察點Y8~Y52)地層(a)、葉理(b、c)和褶皺要素(d~i)的下半球等面積投影

考慮到在區域褶皺過程中, 研究區東部處于安砂復式背斜的東南翼, 必然會發生整體的主動旋轉。因此, 其中倒轉向斜的狀態不是初始的, 而是遭受到后期(第三期)構造變形的改造。于是, 前述的近水平多期皺紋面理(S2/S3; 圖3c)可以簡單且合理地解釋為: 它們形成在區域褶皺的早期, 然后卷入這種旋轉。而不需要增加一期構造伸展予以解釋。空間上, 它們沒有或者很少發育在東部倒轉向斜的東南翼(圖7c), 意味著越遠離區域背斜核部, 巖石遭受的變形量越小。

3 構造復原

鑒于研究區存在多期褶皺, 本文利用構造復原方法來分析后期構造變形對早期變形構造的改造, 試圖獲得各期褶皺更多的信息。為了簡化起見, 假設地層在褶皺過程中只發生主動旋轉, 沒有遭受到任何彎流、切向橫應變或壓扁作用。該假設適用于寬緩褶皺, 因為所牽涉的彎流或切向橫應變相對不大, 不會引起較大的偏差。整個復原過程分為以下3步:

第一步, 計算褶皺軸的產狀。對于圓弧狀復式褶皺, 采用π圖法(Ramsay, 1967)直接從兩翼的眾多地層產狀中計算出褶皺軸的產狀。對于尖棱狀復式褶皺, 首先求各翼地層法向量的平均值, 然后計算兩翼地層平均法向量的交線, 即褶皺軸。

第二步, 圍繞與該褶皺軸垂直的水平線旋轉整個褶皺, 使得該褶皺軸的傾伏角為零。

第三步, 圍繞該水平褶皺軸將兩翼旋轉至水平狀態。

3.1 第一期褶皺復原

考慮到研究區東部(觀察點Y8~Y52)大型倒轉向斜兩翼的地層總體上呈獨立的極密分布(圖7a), 本文采用尖棱狀褶皺模型計算出該向斜褶皺軸的產狀(50°∠6°)以及不同構造要素的復原結果(圖8)。與復原前的地層褶皺(圖7d、g)相比, 復原后的地層褶皺軸(圖8d)具有更加明顯的兩個優選方位, 即NE-SW和NNW-SSE, 而褶皺軸面(圖8g)變得更加散亂。

復原后的片理集中出現在原點附近, 即近水平產出, 但是在東南翼趨向NW傾斜, 在西北翼向SE傾斜(圖8b)。該趨向反映出順層剪切作用在前者頂部指向南東, 而在后者頂部指正好相反, 進一步說明該向斜屬于縱彎褶皺。發育軸面片理(S1)的次級褶皺軸在復原前(圖7e)和復原后(圖8e)變化較小, 均以低?中角度向NE或SW傾伏。與此不同的是, 褶皺軸面更加集中, 出現兩組: 第一組走向NE, 近直立; 第二組走向近NWW, 呈低?中角度向SSW傾斜。如前所述, 褶皺軸呈低?中角度, 因此第一組代表著第一期早期正常的褶皺, 而第二組相對不正常, 反映出后期(第二期)構造變形對第一期構造的改造。

西北翼上近水平的皺紋面理(圖3c)在復原后總體上呈中角度向SE傾斜(圖8c)。由于目前構造復原的對象是第一期和第三期褶皺疊加的最終產物, 單獨復原第三期褶皺得到的結果會介于這兩種分布之間, 呈低?中角度向SE傾斜。假設水平剪切作用存在, 這種產狀顯示出朝北西的剪切方向, 表明安砂復式背斜的縱彎成因。

3.2 第二期褶皺復原

鑒于研究區中部(觀察點Y51~Y72)褶皺兩翼的地層法線點分布離散, 且有一定的重疊(圖6a), 選用圓柱狀褶皺模型, 由此計算得到褶皺軸產狀(325°∠25°)和不同構造要素的復原結果(圖9)。復原后的次級地層褶皺軸(圖9c)普遍呈現出更小的傾伏角, 總體上呈低角度大致向NE傾伏, 與第二期褶皺軸正交。但在西南翼上出現兩個異常點, 分別向SE(低角度)和SW(中角度)傾伏。除了第二個異常點外, NE和SE向的褶皺軸分別代表著前述的疊加褶皺中的兩期褶皺軸。

圖8 研究區東部(觀察點Y8~Y52)復原后地層(a)、葉理(b、c)和褶皺要素(d、i)的下半球等面積投影

圖9 研究區中部觀察點(Y51~Y72)復原后地層(a)、葉理(b)和褶皺要素(c~f)的下半球等面積投影

復原后的片理離散地分布在原點附近(圖9b), 但在西南翼上明顯地偏向西北, 與東部倒轉向斜西北翼的結果(圖8b)一致。復原后的第一期次級片理褶皺軸以低?中角度大致向NE傾伏(圖9d), 基本上與該向斜西北翼的結果(圖8e)一致。盡管測量數量有限, 但褶皺軸面也出現同樣的兩組: 第一組表現為走向NE, 近直立; 第二組為走向近NW, 呈低?中角度向NE傾斜。

4 討 論

根據上述的野外構造觀察和構造分析, 可以確定研究區上古生界三期褶皺(圖10)的形成特征: 第一期褶皺(F1)呈NE向展布, 相對緊閉, 發育特征的軸面片理(S1); 第二期褶皺(F2)呈NW向展布, 相對寬緩, 發育走向NW的透入性皺紋面理(S2); 第三期褶皺(F3)大致平行第一期褶皺, 寬緩, 規模可達最大, 伴有分布局限的NE走向皺紋面理(S3)。它們分別形成于NW-SE、NE-SW和NW-SE向區域擠壓作用下, 反映出中生代華南陸緣經歷過復雜的構造變形過程, 盡管西太平洋洋盆不間斷地向西俯沖、消減。

圖10 閩西南上古生界多期褶皺的演化過程

4.1 多期褶皺時代

由于所采用的準則或觀念不同, 目前有關閩西南中生代早、中期構造運動存在不同劃分方案(圖11)。例如, 關玉祥等(1989)依據區域性角度不整合劃分出3期構造運動, 即: ①閩西南在印支期(早三疊世末?中三疊世)NW-SE向的區域擠壓作用下形成NE向褶皺后在崇安?石城形成逆沖斷層; ②晚三疊世末由于擠壓作用的增強該斷層及其上、下盤發生褶皺; ③燕山中期(中侏羅世末?晚侏羅世初)洋殼俯沖作用加劇下斷層的上盤地層沿著主斷面進一步地向東南推進。福建省地質調查研究院(2014)依據區域性角度不整合和構造背景認為是2期。考慮到造山過程的持續性, 閩西南在晚三疊世?中侏羅世期間普遍堆積了同造山作用形成的陸相磨拉石, 陳愛根和吳正文(1996a)認為實質上只有1期。但這種分歧基本上沒有影響以下共識: 該區域構造變形主要發生在兩個時間段, 即印支中期(中三疊世)和燕山中期(中侏羅世末?晚侏羅世初), 出現了兩期NE向平行褶皺的疊加(關玉祥等, 1989; 關玉祥和楊添水, 1994; 福建省地質調查研究院, 2014)。顯然, 研究區內所確定的第一期和第三期構造變形很好地對應著上述的這兩期, 而本文所確定的第二期變形構造沒有前人的相關文獻予以對應。

在本文所確定的三期構造變形中, 第二期具有與其他兩期接近正交的水平擠壓方向, 代表著平行陸緣造山帶的縮短作用。造成平行造山帶縮短的原因有很多, 可分為內部和外部兩類。內部原因包括構造逃逸(Mckenzie, 1972; Schellart and Lister, 2004)、斜向弧?陸碰撞(Walcott, 1998; Johnston, 2000)等。這些機制需要在特定的構造背景和適合的邊界條件下才適用。在中生代, 整個中國東部始終處于陸緣弧的環境, 沒有經歷過弧?陸碰撞(Wang et al., 2013; Zheng et al., 2013; 張國偉等, 2013), 且研究區遠離海溝。因此, 這些機制不太可能出現在本區。

圖11 閩西南中生代早、中期構造運動的現有劃分方案

外部原因主要來自遠處活動造山帶的擠壓作用(Van der Pluijm et al., 1997; 萬天豐和曹秀華, 1997; 萬天豐和趙維明, 2002)。在早中生代, 整個華南地塊處于收縮狀態, 分別與北邊的華北大陸(Hacker et al., 1998; Faure et al., 2003)和西南邊的印支大陸發生碰撞(Lepvrier et al., 2008; Shu et al., 2008), 其中最可能造成第二期褶皺的是華南地塊與印支地塊之間的碰撞。該碰撞發生在金沙江?哀牢山?松馬一帶, 在華南地塊西南緣形成了朝向北東或東的前陸褶皺沖斷帶, 導致該區域上三疊統與中、下三疊統之間的角度不整合(Lepvrier et al., 1997, 2008; 林偉等, 2011; Faure et al., 2016a, 2016b)。在此影響下, 在東邊的粵桂交界處也出現同時、類似的褶皺沖斷現象, 繼續向北東漸變為寬緩的北西向褶皺(吳根耀, 2001; Lin et al., 2008; 林偉等, 2011), 很可能延續到粵東北地區(譚志軍等, 2017)。于是, 有理由認為該遠場效應波及到閩西南坳陷。

4.2 沙蕪“構造窗”

1∶50000安砂幅地質圖(閩西地質大隊, 1990)中將沙蕪東南(相當于觀察點Y101、Y102)出露約2 km2的石炭系?下二疊統解釋為“構造窗”(圖2a、12a), 作為余朋推覆構造的一部分。余朋推覆構造形成在印支中期, 因其西側被侵入的印支期花崗巖體破壞(福建省地質調查研究院, 2014)。該推覆構造包括四條西北傾的逆沖斷層, 其中西邊的兩條是順序的, 而東邊的兩條(如圖12a中左邊的第二條)是逆序的, 因為具有明顯的正斷位移分量。需要指出的是, 這種逆序特征與填圖結果矛盾, 缺乏野外變形構造觀察的支持。就填圖結果而言, 本文對此的解釋是, 這些逆序斷層傾向東, 為逆沖斷層(如圖12b中右邊的第一條), 或者向西傾斜, 呈正斷層(如圖12b中左邊的第二條)。

在“構造窗”模式中, 周邊的外來系統在東南側為下古生界, 在西北側為上古生界, 而兩者之間是一條早期的、被截切的逆沖斷層(圖12a)。于是, 在向東南運動的外來系統中, 老地層(下古生界)出現在前(東南), 而新地層(上古生界)卻在后(西北)。由此帶來的諸多幾何學和運動學疑問。為什么主逆沖斷層在如此小的范圍內急劇地切過不同時代(下、上古生界)的地層？為什么由主逆沖斷層造成的地層缺失厚度朝著運動方向急劇增大？由主斷層面和原地系統上凸而成的背形構造應視為晚期或后期擠壓的結果, 是否得到周邊地質觀察的支持？

圖12 沙蕪東南的構造解釋(a, 修改自閩西地質大隊, 1990)和本文的構造解釋(b)

出于上述考慮以及為了簡化問題, 本文提出兩期斷層組(早期逆沖, 晚期正斷)的疊加模式(圖12b)來解釋所謂的“構造窗”現象。

4.3 區域褶皺的形成時代

區域構造上, 研究區自西向東穿過了安砂復式背斜和加福復式向斜的西翼部分(閩西地質大隊, 1990)。一般認為, 這些區域褶皺呈北東向展布, 形成于印支中期NW-SE向區域擠壓背景下, 并伴有低級區域變質作用, 代表中生代構造變形的早期產物之一(福建省地質礦產局, 1985; 關玉祥等, 1989; 關玉祥和楊添水, 1994; 福建省地質調查研究院, 2014)。假設這種認識是正確的, 在縱彎作用下, 該安砂復式背斜東南翼, 特別是倒轉向斜東南翼上會形成很多反映出頂部指向西北的順層剪切、同褶皺的次級構造, 如次級地層褶皺、片理等。然而, 如前所述, 這種認識幾乎沒有得到來自倒轉向斜東南翼上的各種構造觀察的支持, 其中包括片理和地層傾向相反(圖8b)、片理折射(圖4b)和石英礫石的不對稱壓力影(圖4c), 均指示出頂部向南東的順層剪切。因此, 這兩個區域褶皺不形成于印支中期, 也與低級區域變質作用無關。它們比印支中期褶皺(如東部的倒轉向斜)具有更大的尺度, 應該出現中生代構造變形的中期或晚期, 如燕山中期; 且為巖石應變硬化下遞進變形的結果。

5 結 論

閩西南安砂水庫區南岸的上古生界中發育3期褶皺: 第一期褶皺呈NE向展布, 相對緊閉, 波長不超過十公里, 發育特征的軸面片理或千枚理; 第二期褶皺呈NW向展布, 相對寬緩, 波長小于數公里, 發育走向NW、透入性的皺紋面理; 第三期褶皺大致平行第一期褶皺, 寬緩, 規模最大, 波長數十公里, 伴有走向NE、分布局限的皺紋面理。它們依次形成在中三疊世、晚三疊世和中侏羅世末?晚侏羅世初, 分別對應著NW-SE、NE-SW和NW-SE向區域擠壓作用, 反映出在近場洋殼俯沖和遠場陸塊碰撞的共同作用下, 中生代華南陸緣經歷過復雜的構造變形過程。目前主流的兩期共軸擠壓認識只是對該構造變形過程的一級近似。另一方面, 在出露普遍欠佳的閩西南山區, 多期褶皺的存在使得地質工作者難以利用有限的露頭觀察去甄別甚至恢復中生代各期變形構造。

致謝:野外考察過程中曾得到閩西地質大隊單業勇高級工程師的大力幫助, 在此深表感謝。同時特別感謝兩位審稿專家提出的寶貴意見和建議。

陳愛根, 吳正文. 1996a. 福建寧化湖村盆地構造解析及其地質意義. 地質論評, 42(3): 193–199.

陳愛根, 吳正文. 1996b. 閩西地區逆沖推覆構造格局及其演化. 中國區域地質, 4: 335–343.

福建省地質礦產局. 1985. 福建省區域地質志. 北京: 地質出版社.

福建省地質調查研究院. 2014. 中國區域地質志福建志. 北京: 地質出版社.

關玉祥, 黃耀明, 陶建華. 1989. 初論福建推覆構造. 福建地質, 8(1): 14–34.

關玉祥, 楊添水. 1994. 福建省推覆構造研究及其意義. 福建地質, 13(4): 248–277.

李觀富. 1989. 福建晚古生代地層中推覆構造成因機制. 福建地質, 8(1): 35–45.

李兼海. 1998. 福建省構造運動、構造層劃分及其主要特征. 福建地質, 17(3): 115–130.

林偉, Michel Faure, Claude Lepvrier, 陳澤超, 褚楊, 王清晨, N’guyen Van Vuong, Vu Van Tich. 2011. 華南板塊南緣早中生代的逆沖推覆構造及其相關的動力學背景. 地質科學, 46(1): 134–145.

劉運黎, 周小進, 廖宗庭, 楊帆. 2009. 華南加里東期相關地塊及其匯聚過程探討. 石油實驗地質, 31(1): 19–25.

閩西地質大隊. 1990. 1∶50000安砂幅區域地質礦產調查報告.

舒良樹. 2012. 華南構造演化的基本特征. 地質通報, 31(7): 1035–1053.

舒良樹, 于津海, 賈東, 王博, 沈渭洲, 張岳橋. 2008. 華南東段早古生代造山帶研究. 地質通報, 17(10): 1581–1593.

孫濤. 2006. 新編華南花崗巖分布圖及其說明. 地質通報, 25(3): 332–333.

譚志軍, 單業華, 梁新權, 張小瓊, 倪永進. 2017. 粵北大寶山礦區中生代疊加褶皺特征及其地質意義. 科學技術與工程, 17(4): 1–12.

陶建華, 陳福龍. 2006. 福建推覆構造研究. 石油實驗地質, 28(3): 259–263.

萬天豐, 曹秀華. 1997. 中國三疊紀中晚期?早更新世構造應力值的估算. 地球科學, 22(2): 145–152.

萬天豐, 趙維明. 2002. 論中國大陸的板內變形機制. 地學前緣, 9(2): 451–463.

王爾康, 歐陽鐘輝, 劉聰. 1985. 福建大田推覆構造群的發現及其地質意義. 科學通報, 30(3): 203–205.

王國平. 1983. 福建印支運動基本特征探討. 福建地質, 2(2): 30–39.

王麗娟, 于津海, 徐夕生, 謝磊, 邱檢生, 孫濤. 2007. 閩西南古田?小陶花崗質雜巖體的形成時代和成因. 巖石學報, 23(6): 1470–1484.

吳淦國, 張達, 陳柏林. 2000. 中國東南大陸中生代構造域的轉換及其與成礦的關系——以閩西南地區為例. 地球科學, 25(4): 39–53.

吳根耀. 2001. 滇桂交界區印支期前陸褶皺沖斷帶. 地質科學, 36(1): 64–71.

張愛梅, 王岳軍, 范蔚茗, 張菲菲, 張玉芝. 2010. 閩西南清流地區加里東期花崗巖鋯石U-Pb年代學及Hf同位素組成研究. 大地構造與成礦學, 34(3): 408–418.

張芳榮, 舒良樹, 王德滋, 于津海, 沈渭洲. 2009. 華南東段加里東期花崗巖類形成構造背景探討. 地學前緣, 16(1): 248–260.

張國偉, 郭安林, 王岳軍, 李三忠, 董云鵬, 劉少峰, 何登發, 程順有, 魯如魁, 姚安平. 2013. 中國華南大陸構造與問題. 中國科學: 地球科學, 43(10): 1553– 1582.

周新民. 2003. 對華南花崗巖研究的若干思考. 高校地質學報, 9(4): 556–565.

朱玉磷, 鄒禧春. 1990. 論魏坊地區奧陶系沉積特征及其源區構造背景. 福建地質, 9(1): 14–32.

Charvet J, Shu L S, Faure M, Choulet F, Wang B, Lu H and Breton N L. 2010. Structural development of the Lower Paleozoic belt of South China: Genesis of an intracon-tinental orogen., 9(4): 309–330.

Faure M, Lin W, Chu Y and Lepvrier C. 2016a. Triassic tectonics of the southern margin of the South China Block., 348: 5–14.

Faure M, Lin W, Chu Y, and Lepvrier C. 2016b. Triassic tectonics of the Ailaoshan Belt (SW China): Early Triassic collision between the South China and Indochina Blocks, and Middle Triassic intracontinental shearing., 683: 27–42.

Faure M, Lin W, Sch?rer U, Shu L S, Sun Y and Arnaud N. 2003. Continental subduction and exhumation of UHP rocks. Structural and geochronological insights from the Dabieshan (East China)., 70: 213–241.

Hacker B R, Ratschbacher L, Webb L, Ireland T, Walker J and Dong S W. 1998. U-Pb zircon ages constrain the architecture of the ultrahigh-pressure Qinling-Dabie Orogen, China., 161: 215–230.

Johnston S T. 2000. The Cape Fold Belt and Syntaxis and the rotated Falkland Islands: Dextral transpressional tectonics along the southwest margin of Gondwana., 31(1): 51–63.

Lepvrier C, Maluski H, Vuong N V, Roques D, Axente V and Rangin C. 1997. Indosinian NW-trending shear zones within the Truong Son belt (Vietnam):40Ar-39Ar Triassic ages and Cretaceous to Cenozoic overprints., 283(1): 105–127.

Lepvrier C, Vuong N V, Maluski H, Thi P T and Vu T V. 2008. Indosinian tectonics in Vietnam., 340(2–3): 94–111.

Li S G, Xiao Y L, Liou D L, Chen Y Z, Ge N J, Zhang Z Q, Sun S S, Cong B, Zhang R Y, Hart S R and Wang S S. 1993. Collision of the North China and Yangtse Blocks and formation of coesite-bearing eclogites: Timing and processes., 109(1–4): 89–111.

Li Z X, Li X H, Wartho J A, Chris C, Li W X, Zhang C L and Bao C. 2010. Magmatic and metamorphic events during the early Paleozoic Wuyi-Yunkai orogeny, southeastern South China: New age constraints and pressure-temperature conditions., 122(5–6): 772–793.

Lin W, Wang Q C and Chen K. 2008. Phanerozoic tectonics of South China Block: New insights from the polyphase deformation in the Yunkai massif., 27, TC6004.

McKenzie D. 1972. Active Tectonics of the Mediterranean Region., 30(2): 109–185.

Ramsay J G. 1967. Folding and Fracturing of Rocks. Blackburn Press: 1–568.

Schellart W P and Lister G S. 2004. Tectonic models for the formation of arc-shaped convergent zones and backarc basins., 383: 237–258.

Shu L S, Faure M, Wang B, Zhou X M and Song B. 2008. Late Paleozoic-Early Mesozoic geological features of South China: Response to the Indosinian collision events in Southeastern Asia., 340: 151–165.

Stipp M, Stünitz H, Heilbronner 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℃., 24(12): 1861–1884.

Van der Pluijm B A, Craddock J P, Graham B R and Harris J H. 1997. Paleostress in cratonic North America: Impli-cations for deformation of continental interiors., 277(8): 794–796.

Walcott R I. 1998. Models of oblique compression: Late Cenozoic tectonics of the South island of New Zealand., 36(1): 1–26.

Wang J and Li Z X. 2003. History of Neoproterozoic rift basins in South China: Implications for Rodinia break-up., 122(1): 141–158.

Wang Y J, Fan W M, Zhang G W and Zhang Y H. 2013. Phanerozoic tectonics of the South China Block: Key observations and controversies., 23: 1273–1305.

Zheng Y F, Xiao W J and Zhao G C. 2013. Introduction to tectonics of China., 23: 1189–1206.

Zhou X M and Li W X. 2000. Origin of Late Mesozoic igneous rocks in Southeastern China: Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas., 326(3): 269–287.

Characteristics and Implication of Polyphase Folds in Upper Paleozoic Strata, South of Ansha Reservoir, Southwestern Fujian Province

HU Simin1, 2, SHAN Yehua1, 3and ZHENG Jian1, 2

(1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Innovation Academy of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China)

The upper and lower Paleozoic strata are well exposed along the cuts of the provincial route 307 on the southern bank of the Ansha reservoir in the southwestern Fujian, which provides excellent conditions to study the temporal and spatial variation of deformation during the Mesozoic. Field observations and structural restoration show that there are three folding phases in the upper Paleozoic strata. The first-phase folds are NE-trending with close interlimb angles and characterized by axial foliation (S1). The second-phase folds are NW-trending, relatively open, associated with NW-trending and widespread crenulation cleavage (S2). The third-phase folds are basically coaxial with the first-phase folds but have open interlimb angles and larger sizes, accompanied by the NE-trending and local distributive crenulation cleavage (S3). These polyphase folds were formed successively in the Middle Triassic, the Late Triassic, and the late stage of Middle Jurassic – early stage of Late Jurassic, corresponding to the regional compression of NW-SE, NE-SW and NW-SE, respectively. It reflects the complexity of structural deformation process on the South China continental margin during Mesozoic, which occurred corresponding to the subduction of the western Pacific oceanic basin(s) and the collision between the Indochina and the South China continents. In this light, the widely accepted viewpoint about two-phases coaxial compression is the first-order approximation of the rather complicated deformation process.

structural restoration; polyphase folds; foliation; Mesozoic; southwestern Fujian

2019-09-10;

2020-05-26

中國科學院科技先導項目B類(XDB18030104)和國家自然科學基金項目(41772206)聯合資助。

胡斯敏(1995–), 男, 博士研究生, 構造地質學專業。Email: husimin17@mails.ucas.edu.cn

P542

A

1001-1552(2021)02-0255-015

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.001