中國阿爾泰造山帶的變形?變質歷史研究:以富蘊縣烏恰溝地區為例

仲 正, 仝來喜, 劉 兆, 李 超

中國阿爾泰造山帶的變形?變質歷史研究:以富蘊縣烏恰溝地區為例

仲 正1, 2, 仝來喜3*, 劉 兆1, 2, 李 超1, 2

(1.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學院大學, 北京 100049; 3.西北大學 地質系, 大陸動力學國家重點實驗室, 陜西 西安 710069)

通過對中國阿爾泰造山帶南緣富蘊縣烏恰溝地區出露的含石榴子石副片麻巖進行詳細的野外地質觀察及巖相學分析, 確定了至少三期構造變形?變質事件: ①第一期變形變質作用(D1)可劃分為早期的埋深變質作用與后期的伸展作用, 埋深作用初期發育M1期變質礦物組合(黑云母+斜長石+石英), 該階段-條件為4.6′102MPa/～590 ℃, 后達到-條件為5.5′102MPa/～650 ℃的變質峰期, 發育M2期變質礦物組合(矽線石+石榴子石+黑云母+斜長石+石英), 隨后由于泥盆紀(400～380 Ma)地殼的水平伸展運動, 發生廣泛的減壓熔融且伴隨石榴子石的生長, 并形成以混合巖化條帶為基礎的區域上的主性面理S1; ②第二期變形變質(D2)為發生于晚泥盆世(～380 Ma)的褶皺構造, 區域上形成以S1面理為基礎的NE-SW向近直立褶皺(F1), 該期變形導致后期位于同一地殼深度的巖石, 變質程度在垂直于F1方向上呈現出對稱分布的特點, 該階段-條件為4.5′102MPa/～630 ℃; ③第三期變形變質(D3)為發生于早二疊世(～280 Ma)的NE-SW向壓扭性變形, 表現為在被D2變形改造過的S1面理為基礎上, 形成由一系列NW-SE向小型褶皺F2組成的大背形, 此時伴有左旋剪切, 并發育以尖晶石+堇青石+黑云母+斜長石礦物組合為特征的M4期變質礦物組合, 其-條件為～2.1′102MPa/～ 615 ℃。以上不同階段溫壓條件定義了一個順時針-軌跡, 反映了巖石在埋藏后經歷伸展減壓, 并伴隨熱量的加入。

中國阿爾泰; 富蘊; 古生代; 變形變質作用;-軌跡

0 引 言

阿爾泰造山帶位于中亞蒙古造山帶的西南部(?eng?r et al., 1993), 記錄著西伯利亞邊緣古生代俯沖增生方面的重要信息。最新的構造?年代學研究表明, 該造山帶經歷了兩期構造?熱旋回事件, 分別發生于泥盆紀和二疊紀(Li et al., 2016a, 2016b; Broussolle et al., 2018; Liu et al., 2020b), 并伴隨有高溫?超高溫變質作用及大規模巖漿作用(胡靄琴等, 2002;Kozakov et al., 2007; Jiang et al., 2010, 2015; Li et al., 2014; Yang et al., 2015; 宋鵬等, 2017; Broussolle et al., 2018; Liu et al., 2020b), 但對于這兩期事件所反映出的大地構造意義還存在很大爭議。泥盆紀的構造?熱事件影響了中國阿爾泰造山帶的主要框架, 前人已經提出了不同的構造模式, 如活動大陸邊緣環境(Chen and Jahn, 2002; Long et al., 2007, 2010; Chai et al., 2009)、弧?陸碰撞(Windley et al., 2002; Wei et al., 2007)、弧后擴張(Wang et al., 2006)、板片斷裂(牛賀才等, 2006)以及洋中脊俯沖和板片窗發育(Windley et al., 2007; Jiang et al., 2010; 沈曉明等, 2010; Cai et al., 2012 Windley and Xiao, 2018)。中國阿爾泰造山帶南緣在二疊紀發生一期重要的高溫?超高溫變質事件, 主要沿額爾齊斯斷裂帶分布(王偉等, 2009; Li et al., 2014; Tong et al., 2014a, 2014b; Wang et al., 2014; Liu et al., 2019, 2020b), 并伴隨有壓扭性構造變形特征(張朝文和劉援朝, 1992; 張進江和鄭亞東, 1993; Laurent-Charvet et al., 2002; Buslov et al., 2004;Briggs et al., 2007; 劉飛等, 2013; Li et al., 2015, 2016a, 2016b, 2017; Broussolle et al., 2018; Jiang et al., 2018), 對于二疊紀熱事件的構造背景, 目前也存在很大爭議, 如古亞洲洋俯沖(歷子龍等, 2004; Xiao et al., 2004; Chen et al., 2006)、準噶爾弧和阿爾泰地體碰撞(Li et al., 2015, 2016a, 2016b, 2017; Broussolle et al., 2018)、板片斷裂或者拆沉(Li et al., 2014)、洋中脊俯沖(沈曉明等, 2010; Windley and Xiao, 2018)、塔里木地幔柱活動引起的幔源巖漿底侵加熱(Pirajno et al., 2008; 仝來喜等, 2013; Tong et al., 2014a, 2014b; Wang et al., 2014; 劉兆和仝來喜, 2015; Yang et al., 2015; Liu et al., 2020a)。

目前, 阿爾泰造山帶南緣的額爾齊斯斷裂帶已被認定為中國阿爾泰與準噶爾巖漿弧的縫合帶(Badarch et al., 2002; 王宗秀等, 2003; Safonova and Santosh, 2014), 同時, 中國阿爾泰南部廣泛出露島弧特征的康布鐵堡組和具弧前盆地沉積特征的阿勒泰組(Windley et al., 2002; Xiao et al., 2004), 因此, 要想查明阿爾泰造山帶的演化歷程, 首先要弄清中國阿爾泰南緣這一大地構造單元的變形變質演化史。本文所選研究區為富蘊縣烏恰溝地區, 近年來陸續報道了超高溫麻粒巖的發現(Li et al., 2014; Liu et al., 2020b), 但是與同一大地構造單元且同樣報道有超高溫麻粒巖的喀拉蘇地區相比, 尚缺乏對該區域的宏觀及微觀構造變形的細致研究。因此, 本文對烏恰溝地區的變質?變形歷史進行了詳細的野外和鏡下巖相學分析, 結合溫壓計計算, 恢復了其D演化歷史, 對于中國阿爾泰造山帶在古生代的構造演化, 甚至顯生宙造山帶生長方式歷史具有重要的指示意義。

1 區域地質概況

中亞造山帶或稱阿爾泰造山帶為顯生宙以來全球最大的增生型造山帶, 主要由古亞洲洋俯沖時伴隨的海山、洋底高原、蛇綠巖等的混雜堆積, 及古老的微陸塊、島弧等與被動陸緣的連續碰撞所形成(?eng?r et al., 1993; Jahn et al., 2004; Safonova et al., 2004, 2011), 具有復雜的變質變形特征。

阿爾泰造山帶西起哈薩克斯坦東部, 東至蒙古南部, 北鄰俄羅斯, 南部以額爾齊斯斷裂帶為界線與準噶爾地塊相連, 呈NW-NE向延伸約2500 km。通過區域內的五條大斷層, 中國阿爾泰通常由北向南的被分為五個大地構造單元(圖1; Windley et al., 2002; Xiao et al., 2004)。單元Ⅰ主要為晚泥盆世?早石炭世的變沉積巖, 以及少量經歷了綠片巖相變質的中?晚泥盆世火山巖(莊育勛, 1994; Qu and Zhang, 1994; Windley et al., 2002); 單元Ⅱ主要為代表復理石建造的哈巴河群, 其沉積巖與火山巖年齡從志留紀?早泥盆世, 同樣經歷綠片巖相變質作用(Windley et al., 2002); 單元Ⅲ構成了中國阿爾泰的中央部分, 主要由新元古代?志留紀的沉積?火山巖組成, 普遍經歷綠片巖?高角閃巖相變質作用, 具前寒武紀基底特征, 部分地區巖性與單元Ⅱ類似, 為中奧陶世沉積巖, 但目前還未能確定單元Ⅱ與單元Ⅲ是否具有相同的大地構造屬性(Hu et al., 2000; Windley et al., 2002); 單元Ⅳ主要包含兩個組構, 一是具島弧特征的康布鐵堡組, 主要為早志留世?晚泥盆世的火山巖及陸緣相碎屑沉積巖(Windley et al., 2002; Chai et al., 2009), 經歷綠片巖?高角閃巖相變質作用, 局部可達麻粒巖相變質作用(陳漢林等, 2006; Chen et al., 2006; 王偉等, 2009; 仝來喜等, 2013, 2014; Li et al., 2014; Tong et al., 2014a, 2014b; Wang et al., 2014; 劉兆和仝來喜, 2015; Liu et al., 2019, 2020b, 2020c), 另一為具弧前盆地沉積特征的阿爾泰組, 主要為海相碎屑沉積和中酸性火山巖?火山碎屑巖, 同時含有少量枕狀玄武巖(Windley et al., 2002); 構造單元Ⅴ(額爾齊斯地體或稱額爾齊斯雜巖)夾于構造單元Ⅳ和額爾齊斯斷層之間, 普遍認為其代表匯聚時的增生雜巖體, 主要為前寒武紀基底與泥盆紀?石炭紀的火山?碎屑沉積巖(Qu and Chong, 1991; Chen et al., 2002), 經歷綠片巖?角閃巖相變質作用, 局部與二疊紀未變形沉積?火山巖不整合接觸。中國阿爾泰造山帶分布大量花崗質巖石, 出露面積可達40%, 大體可分為兩類: 一類為花崗質的正片麻巖, 占總量的90%以上, 形成于晚志留世?中泥盆世, 鋯石U-Pb年齡顯示峰期在400 Ma左右, 具有I型及S型花崗巖特征, 代表了同造山的弧火山巖(Wang et al., 2009; Zhang et al., 2017); 另一類為變形較弱甚至部分未變形的花崗巖, 主要沿阿爾泰南部分布, 侵入時間在300～270 Ma, 具A型花崗巖特征, 形成于阿爾泰弧與準噶爾弧碰撞后環境(Tong et al., 2014)。此外, 在富蘊縣烏恰溝地區還發育少量具幔源性質的鎂鐵?超鎂鐵質侵入巖, 年齡集中在290 Ma左右(韓寶福等, 2004)。

圖1 中國阿爾泰地區變質地質簡圖(據Wei et al., 2007修改)

2 野外地質與巖相學特征

研究區位于構造單元Ⅳ的康布鐵堡組(圖2), 變形程度達到角閃巖?高角閃巖相, 主體為黑云斜長片麻巖, 黑云母含量為15%～30%。普遍經歷混合巖化, 但程度不一。區內以混合巖化條帶為基礎, 發生后期改造, 形成現在野外所見的構造樣式, 即走向NW-SE發育的具有左旋運動構造特征的面理與NW-SE向延伸的一系列褶皺。在混合巖化與變形程度較為強烈地區發育石榴子石, 呈類似夾層狀出露, 但順構造線方向延伸并不遠, 且都發育于褶皺核部(圖3a)。

2.1 構造變形特征

結合野外觀測收集到的證據與室內鏡下觀察到的顯微變形特征, 筆者認為研究區至少經歷過三期構造變形作用:

第一期變形(D1)表現形式為區域上的主性面理S1。S1以混合巖化條帶為基礎, 通過地殼的水平伸展運動, 進而形成現在野外所見, 主要由黑云母和長英質淺色體組成的片麻理。后期疊加的變形都是通過對S1面理的改造所表現出來(圖3b)。通過鏡下石榴子石變斑晶與周圍定向排列的大片自形黑云母所表現出的前構造變質礦物特征, 確定D1期變質變形構造作用的時間為石榴子石發育末期或后期。

第二期變形(D2)在野外同樣沒有明顯的構造特征直接表現出來, 僅在部分層內可見小型褶皺(圖3c), 但推測D2期變形為一期NW-SE向擠壓, 形成樞紐方向為NE-SW的直立褶皺F1。主要依據為區域內不同變質程度巖石的分布情況。筆者在野外注意到, 順后期形成褶皺的NW-SE向樞紐方向觀察, 出露巖石的混合巖化程度并不相同, 且具有韻律分布特征, 即混合巖化程度較高的區域, 其NW與SE兩側出露巖石的混合巖化程度逐漸降低, 反之亦然, 變形亦是如此。

SKL. 志留世庫魯姆提群; D1k. 早泥盆世康布鐵堡組; D2a. 中泥盆世阿勒泰組; C3k. 晚石炭世喀喇額爾齊斯組; Cz. 新生界; γ4. 華力西期花崗質巖石。

第三期變形(D3)為研究區內保留最完好的一期變形, 也是該區域經歷的最后一期大規模構造變形事件。該期變形以區域上廣泛發育的近直立面理為特征, 并且整體呈現出由一系列NW-SE向的近直立褶皺F2組成的大規模復背形構造。這里所提到的近直立面理并非S2, 而是被D3期變形事件改造之后的S1, 真正意義上的S2面理為F2的軸面劈理。在復背形核部變形強烈區域, 二者產狀幾乎相同(圖3d), 但在靠近兩翼變形較弱地區可以看到明顯差別(圖3e), 少見礦物拉伸線理。垂直S3面理方向大多可見指示左行剪切運動的旋轉殘斑及石香腸構造, 在復背形核部還可看見一些被改造后的S1面理同樣具有這一構造特征(圖3f)。但不論這些指示左行剪切運動的構造單元發育于S1面理還是S2面理, 都未表現出擠壓后再剪切的構造置換的特征。

2.2 巖相學特征

研究區內出露巖石主體為黑云斜長片麻巖, 復背形核部露頭變質程度可達高角閃巖相, 向兩翼逐漸降低到綠片巖相。通過野外觀察, 筆者認為, 出露在復背形核部的巖石能較完整地記錄研究區所經歷的變質演化歷程, 因此主要對該位置的含石榴子石黑云斜長片麻巖進行顯微觀察與分析, 識別出三期變質礦物組合:

M1期變質礦物主要保留在石榴子石變斑晶內, 礦物組合以定向的黑云母+石英+少量斜長石為特征, 礦物形態可分為兩類: 一類呈定向排列, 代表變質作用早期保留的先前面狀構造, 粒徑很小且呈片狀, 以其面狀構造未與斑晶外面理相連且對稱性較差區別于指示同構造變晶作用的雪球狀構造(圖4a、c); 另一類的石英、斜長石包裹體呈粒狀, 粒徑相對較大, 但其黑云母解理也在一定程度上表現出定向的趨勢。

M2期變質礦物為石榴子石變斑晶及基質中的黑云母+石英+斜長石+少量矽線石(圖4b)。這一期礦物呈條帶狀分布, 即黑云母+矽線石組成的暗色礦物條帶與石英+斜長石組成的長英質淺色體條帶, 并由條帶構成S2面理。其中, 黑云母晶型較好且大都平行條帶延伸方向定向排列, 少部分解理方向與條帶方向斜交, 組成淺色條帶的長英質礦物呈半自形或它形, 但大多都以三聯點方式接觸, 多數矽線石中都保留有先前的黑云母(圖4b、d)。石榴子石變斑晶并不集中分布于某一條帶當中, 而是表現出構造前變晶特征, 即被條帶包圍, 粒徑較大者甚至隔斷條帶, 但并沒有壓力影狀構造, 說明在M2期變質事件中, 混合巖化作用開始于石榴子石生長晚期。

S1面理保留較好的石榴子石變斑晶, 其內部的定向包裹體多集中于核部到幔部, 而靠近邊部位置則較為干凈(圖4a、c)。推測緊隨M2后壓力條件的改變, 存在一期M3變質事件, 但并未引起相變。

M4期變質事件以石榴子石變斑晶周圍出現堇青石及斜長石冠狀體為特征(圖4e), 部分冠狀體內發育少量針狀黑云母(圖4f), 多數黑云母定向于基質中, 礦物組合為堇青石+黑云母+石英+斜長石+少量尖晶石。取自復背形核部的含石榴子石黑云斜長片麻巖樣品, 其內部石榴子石普遍發育堇青石冠狀體, 并且保留原有的石榴子石晶型。部分樣品中的石榴子石邊部可見小顆粒尖晶石, 且尖晶石外同樣有堇青石冠狀體, 具有該特征的石榴子石變斑晶周圍多存在矽線石, 推測可能發生過低壓變質反應: 石榴子石+矽線石+石英→尖晶石+堇青石。

(a) 石榴子石變斑晶主要發育位置; (b) 由混合巖化條帶顯示出的區域主性面理S1; (c) 層內褶皺; (d) 變形較強地區S1面理與軸面劈理S2產狀相近; (e) 變形較弱地區S1面理與S2面理斜交; (f) 指示左旋剪切運動的花崗質脈體; (g) S1面理的吳氏網下半球投影; (h) S2面理的吳氏網下半球投影。

(a) 由石榴子石變斑晶內部定向排列的黑云母及片狀石英; (b) 矽線石內的黑云母; (c) 包裹于石榴子石變斑晶的代表M1期變質礦物組合Bi+Pl+Q; (d) 共生的Sil+Grt+Pl+Bi+Q代表M2變質礦物組合; (e) 尖晶石發育于石榴子石變斑晶幔部并同樣具有堇青石冠狀體; (f) 石榴子石變斑晶周圍共生的針狀黑云母及細粒斜長石. 礦物代號: Grt. 石榴子石; Sil. 夕線石; Spl. 尖晶石; Crd. 堇青石; Bi. 黑云母; Pl. 斜長石; Q. 石英。

3 礦物成分特征

單礦物成分分析由中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室 JXA-8100型電子探針儀完成, 其實驗條件為: 加速電壓15 kV; 束流 30 nA; 束斑1 μm; 大部分元素的分析時間為為 10 s, 采用ZAF校正方法, 各變質期次形成的黑云母、石榴子石與斜長石的組成特征見表1。石榴子石剖面的電子探針數據見表2。

M1變質階段的黑云母包裹體粒徑細小(<0.3 mm), 與周圍石榴子石成分進行充分的再平衡, 故其Mg值較高, 可達0.8, 石榴子石核部與黑云母包體的接觸部分Mg值較高, 可達0.35～0.4。包體中斜長石Ca較高, 牌號為An40～41。

M2變質階段遠離石榴子石的大片黑云母核部Mg為0.55左右, TiO2含量約為2.57%。遠離黑云母或被長英質礦物包裹的石榴子石變斑晶, 其核部到幔部Mg穩定在0.25～0.35。共生斜長石核部牌號為An37。

表1 含石榴子石黑云斜長片麻巖中主要礦物探針成分(%)

注: 礦物的離子數利用AX程序計算(Holland and Powell, 1998, 2003)。Grt(r). 石榴子石邊部; Grt(c). 石榴子石核部; Bi. 黑云母; Pl. 斜長石;Mg=Mg/(Mg+Fe2+)。

M3變質階段中, 平衡共生的石榴子石與黑云母相鄰部分依舊受成分再平衡影響。其中黑云母Mg值為0.64左右, TiO2含量較低Fe3+含量較高, 石榴子石邊部Mg值降低至0.25左右。共生斜長石Ca最低, 牌號為An32。

M4變質階段的黑云母呈針狀發育在石榴子石周圍的冠狀體內,Mg值約為0.55～0.65, TiO2含量為2.2%～2.8%。此階段石榴子石Mg降至0.22左右。冠狀體內斜長石Ca最高, 牌號為An42～43。

其中, 石榴子石主要是鐵鋁榴石?鎂鋁榴石的固溶體, 核部Alm63Pyr32Grs3Sps3到邊部變化為Alm66Pyr24Grs1Sps4。觀察石榴子石環帶成分(圖5), 由核部到幔部成分變化不大, 幾乎不顯成分環帶。由幔部到邊部,Mg平滑降低而Fe平滑升高,Mn尤其到邊部快速升高, 同時Ca快速下降, 表明石榴子石變斑晶在生長過程中壓力的不均勻降低。

4 P-T-D演化軌跡

對大量含石榴子石黑云斜長片麻巖樣品進行詳細的巖相學觀察, 使用GBPQ溫壓計(Holdaway, 2000)計算每一期變質事件對應的溫度壓力條件(表3), 并結合野外所觀察到的巖石變形特征, 確定了富蘊縣烏恰溝地區褶皺核部巖石的D演化軌跡(圖6)。

關于D1期構造事件, 通過觀察礦物的顯微構造, 可以分為兩個階段: 石榴子石發育前中期的埋深作用和石榴子石發育末期的地殼伸展作用。選取黑云母包裹體和與之共生的斜長石包裹體、石榴子石, 使用GBPQ溫壓計(Holdaway, 2000)計算得出變質作用初期溫壓條件為～590 ℃/4.6′102MPa, 地溫梯度約為35 ℃/km, 選取遠離黑云母的大顆粒石榴子石變斑晶核部、遠離石榴子石變斑晶的大片自形黑云母核部、以及與該黑云母平衡共生的長石的電子探針數據(表2), 使用GBPQ溫壓計(Holdaway, 2000),計算得出石榴子石形成峰期條件為～650 ℃/ 5.5′102MPa, 地溫梯度約為30 ℃/km, 因此認為, D1的前期為埋藏過程, 而M1變質礦物組合為埋藏變質作用初期產物, 使得早期褶皺變形部分得以保留。石榴子石剖面顯示出的幔部Ca含量降低的特征, 說明在石榴子石生長后期處于構造抬升階段, 加上該時期混合巖化作用開始, 推測為地殼的水平伸展運動, 導致中下地殼物質上升, 減壓并且發生混合巖化作用。

表2 石榴子石變斑晶環帶探針成分(%)

Alm. 鐵鋁榴石; And. 鈣鐵榴石; Grs. 鈣鋁榴石; Pyp. 鎂鋁榴石; Sps. 錳鋁榴石。

表3 含石榴子石黑云斜長片麻巖內四期礦物組合P-T條件計算結果(使用GBPQ溫壓計: Holdaway, 2000)

根據溫壓計計算得到的含石榴子石黑云斜長片麻巖P-T軌跡, 并與Wei et al. (2007)在喀拉蘇地區所得P-T軌跡進行對比。

D2期構造事件導致同一平面上沿NW-SE方向巖石的不一致性, 因此為一期NW-SE向擠壓, 形成NE-SW向褶皺或熱穹隆的構造變形事件。若是復背形核部的含石榴子石黑云斜長片麻巖為D3期褶皺形成過程中, 或是左旋剪切作用過程中, 以夾層方式上升, 則并不能解釋其NW-SE附近巖石變形變質程度的對稱性。另外, 在變形程度相對較弱的地區, 可見小型的層內無根褶皺, 以及一些經歷過D3期褶皺構造但切穿S1面理的面狀構造, 表明在D3期構造變形之前, S1面理確實經歷過一期變形事件的改造。鏡下觀察可見, 代表減壓標志的石榴子石外堇青石冠狀體在形成后, 并無變形特征, 因此推測, D2期構造事件發生時間應在D1之后不久或與之連續, 并且是一期以變形為主的構造事件。但該過程也伴隨有熱的加入, 使得該期變形依舊為塑性變形, 并在快速降壓的同時令M2期變質事件得以保存。選取未發育堇青石冠狀體的石榴子石邊部和與之共生的大片黑云母及斜長石使用GBPQ溫壓計(Holdaway, 2000), 計算得出石榴子石生長末M2期溫壓條件為～630 ℃/4.5′102MPa, 代表褶皺作用后巖石所處的溫壓條件。

D3期構造事件即導致研究區呈現今樣式的具有左旋性質的擠壓褶皺構造。來自NE-SW向的擠壓應力使地殼在水平方向上縮短, 形成以樞紐方向NW-SE的一系列緊閉褶皺組成的大規模復背形, 由褶皺的軸面劈理構成S2。通過S2上指示左旋的長石殘斑確定該期變形為一期具有左旋性質的壓扭性變形。由于這類殘斑多出現在S2或與S2平行的S1上, 且S2上線理并沒有被后期改造的跡象, 加之鏡下觀察, 石榴子石變斑晶周圍的堇青石冠狀體同樣沒有被后期變形影響, 因此認為, D3期構造變質事件以早期的NE-SW向擠壓為主, 之后剪切運動逐漸增強, 并且在該期構造變形整個過程中伴隨有熱的作用, 使得變形后期還會有一定的熱量用于堇青石冠狀體的形成。選取石榴子石變斑晶周圍共生的針狀黑云母及細粒斜長石使用GBPQ溫壓計, 計算得出這一時期溫壓條件為～615 ℃/～2.1′102MPa。

5 年代學討論

前人已經對中國阿爾泰造山帶各個地質單元運用不同方法進行了同位素年代學研究。本文整理了近些年報道的關于構造單元Ⅳ的年齡資料(表4), 結合每一期構造事件的變形變質特征, 對劃分出的四期構造事件分別進行年代學制約, 進而確定中國阿爾泰造山帶南緣完整的構造變形變質演化歷程。

對比前人在構造單元Ⅳ開展的研究, 認為由于阿爾泰增生楔的垂向增厚, 中國阿爾泰地區普遍發育中壓型巴羅式變質作用, 并由于后期地殼的伸展作用部分疊加于低壓型巴肯式變質帶之上, 使代表不同深度地殼的不同程度變質巖石相連(Wei et al., 2007; Jiang et al., 2015; Zhang et al., 2015; Li et al., 2016b; Broussolle et al., 2018)。該期伸展作用導致地殼抬升并減壓, 巖石發生混合巖化, 且其條帶被進一步拉伸形成S1面理。通過同構造侵入的花崗質巖石年齡, 確定其時間約為400～380 Ma(表4), 即D1期構造變形時間。

D2期褶皺構造再次導致地殼增厚(Broussolle et al., 2019)。野外可見切穿S1面理、受D3期褶皺事件影響而彎曲且呈層狀產出的花崗質侵入巖, 其結晶時間為～380 Ma(表4), 代表D2期構造變形發生的時間。這一結果同時也證實了上述結論, 即D2期構造變形事件的發生緊隨D1期。

表4 中國阿爾泰造山帶單元IV內晚古生代年齡匯總

由于D3期構造變形為區域經歷的最后一期大規模構造變形, 保留最為完好, 同時又是巖漿作用活動的重要時期, 因此, 對這期變形活動時間的確定最為準確。以區域上卷入最后一期褶皺變形與否的花崗質侵入巖的年齡確定該期構造事件發生時間的上下限, 分別為270 Ma和300 Ma(表4)。在阿爾泰南部, 二疊紀高溫?超高溫麻粒巖的發現, 確定了在280～260 Ma左右, 存在一期高級變質事件(Xiao et al., 2008; Li et al., 2010; Tong et al., 2014a, 2014b; Liu et al., 2019, 2020b, 2020c), D3期構造即對應此次熱構造變質事件。

6 大地構造意義

本文所得軌跡與Wei et al. (2007)在喀拉蘇地區所得軌跡進行對比(圖6), 并對比Broussolle et al. (2018)和Jiang et al. (2018)在喀拉蘇地區變形方面的研究, 證實富蘊地區與同屬中國阿爾泰造山帶單元IV的喀拉蘇地區自古生代以來, 所經歷的變形變質演化歷史基本相同。

6.1 泥盆紀演化歷史

本文所得結果顯示, 中國阿爾泰造山帶南緣在泥盆紀經歷過擠壓?伸展?擠壓的構造性質轉換, 看似處于碰撞造山后的轉換調整階段, 但這一階段軟流圈上涌從而導致上覆地殼伸展與本文得到的伸展過程中地溫梯度降低這一結論明顯不符, 且其旋回時間較短(<20 Ma)。另外, 單元IV內發現的早泥盆世菊石和小型單體珊瑚化石, 都指示了水動力較弱的弧前盆地環境(Windley et al., 2002)。因此, 本文認為在早?中泥盆世, 中國阿爾泰南緣仍處在洋殼俯沖的大地構造背景下, 至少在研究區內洋殼并未消減完畢。Collins (2002)通過研究現代環太平洋增生型造山帶提出, 在俯沖過程中, 上行板片局部會經歷伸展?匯聚的構造旋回, 并認為在俯沖過程中, 當正浮力的洋底高原隨俯沖洋殼進入俯沖帶, 會引起短暫的平板俯沖作用, 導致地殼增厚以及造山帶的縮短, 同時, 洋殼的負浮力導致下行板片后撤以及上行板片的伸展, 從而在造山帶內形成一期持續時間較短(～10 Ma)的伸展?擠壓旋回。這一模型可以很好地解釋中國阿爾泰造山帶南緣在泥盆紀出現的短期構造屬性轉換事件: 具活動陸緣屬性的阿爾泰微陸塊南緣, 由于古亞洲洋自奧陶紀開始向北俯沖, 形成一個弧后洋盆(Chai et al., 2009; Chen and Jahn, 2002; Wang et al., 2006), 并開始接受沉積。隨著俯沖作用的進行, 海山或洋底高原隨俯沖洋殼進入俯沖帶, 造成短時間的平板俯沖, 該過程導致上行板片下部軟流圈與地殼分離, 地溫梯度降低, 但此時的弧后盆地依舊是構造薄弱地帶, 因此弧后盆地關閉, 形成中國阿爾泰造山帶的主體構造單元Ⅲ。之后平板俯沖結束, 軟流圈對流正常進行, 致使老的被褶皺過的弧后盆地加熱, 新的弧后盆地于中泥盆世形成(沈曉明等, 2013), 即庫爾提洋盆, 對應D1期變形?變質事件。泥盆紀的洋脊俯沖作用(Cai et al., 2012; Sun et al., 2009), 引起局部熱流異常, 形成D2期變形的熱穹隆, 以及區域上的高級變質事件。

6.2 二疊紀演化歷史

富蘊和喀拉蘇地區的構造變質演化歷程的主要不同點在二疊紀的變形特征。喀拉蘇地區在早二疊世經歷具右旋剪切性質的壓扭性變形, 而富蘊及庫爾提地區, 同期構造變形為左旋性質(楊新岳等, 1990)。作為阿爾泰微陸塊與準噶爾微陸塊縫合帶或增生楔的額爾齊斯斷裂帶, 其主體在二疊紀也由NE-SW向擠壓縮短向具左旋性質的壓扭性變形轉變, 且該時間形成的NE-SW向巖墻群在～286 Ma后受剪切變形影響(張朝文和劉援朝, 1992; 張進江和鄭亞東, 1993; Laurent-Charvet et al., 2002; Li et al., 2015, 2016a, 2016b, 2017)。部分學者(劉崴國等, 2011; Tong et al., 2014)通過地球化學研究, 認為在中國阿爾泰造山帶南緣發育的二疊紀造山后巖漿巖形成于伸展背景下, 主要沿NE-SW向的張性斷裂侵入。然而這一系列NE-SW向張性斷裂的形成正是由于NE-SW向的擠壓變形, 使得地殼沿NE-SW向縮短、NW-SE向伸展。因此推測, 在晚石炭世?早二疊世初期, 中國阿爾泰造山帶南部整體受到來自NE-SW向的擠壓應力, 由于構造差異導致同一大地構造單元的不同部位表現出變形的不同。

中國阿爾泰造山帶南緣在二疊紀經歷了一期大規模巖漿事件以及LP/HT變質事件, 部分地區出露有超高溫麻粒巖(仝來喜等, 2013, 2014; Li et al., 2014; Tong et al., 2014a, 2014b; Liu et al., 2020b)。但這些超高溫麻粒巖都以透鏡體的形式就位于應變帶中。Wang (2007)通過古地磁研究, 結合天山中部的右旋走滑運動, 認為在二疊紀, 伊犁?準噶爾板塊作為一個整體, 沿額爾齊斯斷裂帶和天山向東“楔入”到塔里木板塊與西伯利亞板塊之間(Choulet et al., 2013)。這一過程引起區域上強烈的構造變形運動, 超高溫麻粒巖通過壓扭性變形作用抬升至上部地殼并呈透鏡狀產出。同時侵入的大量巖漿巖提供了M4期變質事件所需要的熱。

7 結 論

本文通過對中國阿爾泰造山帶南緣富蘊縣烏恰溝地區詳細的野外觀察和室內分析, 確定了其D演化軌跡, 再綜合研究區已有資料, 得出中國阿爾泰造山帶南緣晚古生代可能的構造變質演化歷史:

(1) 中國阿爾泰南緣自古生代以來經歷了四期構造?熱事件: 早古生代古洋殼俯沖; 400～380 Ma左右的埋藏變質事件, 形成石榴子石+黑云母+石英+斜長石+少量矽線石的變質礦物組合, 緊接著地殼水平伸展, 下部地殼巖石抬升減壓并發生混合巖化(D1); 380 Ma左右NW-SE向擠壓, 形成NE-SW向的熱穹隆(D2); 280～260 Ma NE-SW向的壓扭性變形, 形成軸面劈理具左旋性質, 樞紐NW-SE的復背形(D3), 并形成代表低壓變質的堇青石+黑云母+石英+斜長石+少量尖晶石礦物組合。

(2) 早?中泥盆世, 洋底高原隨下行板片進入俯沖帶, 形成擠壓?伸展?擠壓的構造旋回, 同期高級變質作用是洋脊俯沖作用的結果; 中國阿爾泰南緣在二疊紀依舊處于擠壓環境, 同期的高溫?超高溫變質巖通過這一時期發生的左旋壓扭性變形就位于上部地殼。

致謝:電子探針分析得到廣州地化所同位素地球化學國家重點實驗室電子探針實驗室陳林麗工程師的幫助, 成文過程中與胡萬萬進行過有益的探討, 兩位審稿人對稿件進行了詳細評審并提出修改意見, 在此一并致以特別感謝！

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Deformation and Metamorphic History of the Chinese Altai Orogenic Belt: A Case Study from the Wuqiagou Area in Fuyun County

ZHONG Zheng1, 2, TONG Laixi3*, LIU Zhao1, 2and LI Chao1, 2

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069, Shaanxi, China)

Based on detailed geological observations and petrographic analyses, three phases of tectonic deformation and metamorphism have been determined for the garnet-bearing paragneisses exposed in the Wuqiagou area in the southern margin of the Chinese Altai orogen. The first phase of metamorphism and deformation D1can be further divided into the early burial metamorphism and the late extension. The M1metamorphic mineral assemblage of Bi+Pl+Q formed at the initial stage of the burial metamorphism, indicating a-conditions of about 4.6′102MPa/～590 ℃. The growth of M2metamorphic mineral assemblage of Sil+Grt+Bi+Pl+Q in the late stage suggests a peak-conditions of 4.5′102MPa/～630 ℃. Then, the horizontal extension during 400 to 380 Ma led to extensive decompression melting of the lower crust, and formed the main foliation (S1) in the area based on the migmatitization strip. The second phase of deformation D2is a folding deformation occurred at ～380 Ma. It formed a series of NE-SW trending upright folds F1based on the foliation S1. The metamorphic grade presents a symmetric distribution at the core of the folds F2along the direction of F1axial because of this deformation. This stage is the end of the growth of garnet porphyroblast, and the-conditions are 4.5′102MPa/～630 ℃. The third phase of deformation D3is a NE-SW direction compression-shear deformation, which was activated at ～280 Ma. This deformation is shown as a series of NE-SW trending folds and composes regional antiform F2based on the foliation S1which was reworked by D2and followed by a sinistral strike-slip deformation. This deformation corresponds to the M4metamorphism, which is represented by an assemblage of Spl+Crd+Bi+Pl+Q with-conditions of ～2.1′102MPa/615 ℃. The above-estimates define a clockwise-path. This clockwise-trajectory reflects that the rocks underwent an extensional decompression after burial, and this process was accompanied by heat input.

ChineseAltai; Fuyun; Paleozoic; deformation and metamorphism;-path

2020-02-27;

2020-04-09

中科院戰略先導項目(B)課題(XDB18030601)資助。

仲正(1994–), 男, 碩士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業。Email: 919212791@qq.com

仝來喜(1965–), 男, 教授, 主要從事變質巖石學研究。Email: tonglx@nwu.edu.cn

P588.3

A

1001-1552(2021)04-0651-016

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.002