桐柏_大别碰撞造山带的基本组成与结构_钟增球
桐柏-大别 部分文献阅读
刘晓春，2011，岩石学报：桐柏地区主要由两套造山系统构成，北侧为古生代增生造山系统，南侧为中生代碰撞造山系统( 图2) 。
古生代增生造山系统包括宽坪群二郎坪群秦岭群龟山杂岩( 龟山剪切带) 和南湾复理石除龟山杂岩外，这些岩石构造单元与秦岭造山带中的相似岩群可一对应( 张国伟等，1988; Xueet al. ，1996; Meng and Zhang，2000; Ratschbacher et al. ，2003) 。
中生代碰撞造山系统则包括八里畈构造混杂岩带(定远组) 、北部榴辉岩带(浒湾组) 、桐柏杂岩南部榴辉岩带和蓝片岩-绿片岩带(刘晓春等，2005; Liu XC et al. ，2008，2010) 。
这些岩石构造单元构成了桐柏山背形的核部和两翼，基本上可以与西大别高压/超高压变质地体相对比( Liu X C et al., 2004a,b),其最重要的差别在于核部桐柏杂岩的产出以及超高压变质单元的缺乏。
吴元保，2009，科学通报：西大别北部浒湾高压榴辉岩带的峰期变质作用温压条件为530~730℃和约2.0GPa, 角闪岩相退变质温压条件为530~685℃和约0.6GPa。
红安变质带榴辉岩的峰期变质压力为20×106~22×106hPa,应属于高压变质榴辉岩带,锆石微区U-Pb定年结果表明,这些花岗质片麻岩和榴辉岩的原岩时代为(684±15)~(779±6)Ma Wu Yuanbao(2009)等人对浒湾高压榴辉岩带苏家河和胡家湾两地的榴辉岩进行LA-(MC)-ICPMS锆石U-Pb定年和Hf同位素分析结果表明,这些榴辉岩的原岩形成时间为(406±5)~(420±7)Ma秦岭-大别-苏鲁造山带的多阶段演化：综合已有的研究结果,我们可以对扬子和华北克拉通的碰撞过程进行更加详细的描述(图7).对北秦岭的榴辉岩及相关变质岩的年代学研究结果表明,华北克拉通和秦岭地体沿商丹缝合带的碰撞发生在中古生代(ca.450~500Ma寒武纪).浒湾地区古特提斯洋壳的形成年龄为约406~430Ma（志留纪）,马昌前等人得到南秦岭黄羊山A型花岗岩的SHRIMP年龄为(439±6)Ma,这些年龄都稍晚于华北和秦岭的碰撞.这些年龄结果支持在中古生代华北与秦岭碰撞后发生了裂谷作用以及随后的晚古生代古特提斯洋壳的形成,古特提斯洋可能是形成于扬子板块北缘的边缘盆地.这一过程导致了南秦岭和浒湾高压榴辉岩带从扬子克拉通的裂开.古特提斯洋壳和相连的陆壳基底物质的俯冲代表了另一次事件,导致了浒湾高压榴辉岩带约(309±2)Ma的榴辉岩相变质作用（石炭纪）.约270Ma可能是洋-陆俯冲转换的时间[68].南秦岭、桐柏、红安和大别-苏鲁造山带大量的220~240Ma的年龄记录了三叠纪陆陆碰撞作用后期折返作用的时间,这是另外一次独立的构造事件并且导致了扬子和华北克拉通的最终聚合（三叠纪）。
试论桐柏造山带与西大别造山带的对比
试论桐柏造山带与西大别造山带的对比徐备*，黄少英，湛胜，邓荣敬造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京，100871*E-mail：bxu@摘 要：根据已有资料探讨了桐柏造山带与西大别造山带的对比。
桐柏造山带由7个构造单元组成，西大别造山带可划分为10个构造单元。
两个造山带北部的5个构造单元可以完全对比，并可恢复为华北板块南缘的古生代活动性大陆边缘，表明桐柏与西大别曾共同经历扬子板块古生代的俯冲。
再向南，熊店－浒湾韧性剪切带中的熊店榴辉岩意味着古生代高压变质作用的存在，但不能划定明确的分布范围和构造单元。
而其他中生代高压－超高压岩石以带状和穹窿状分布，在桐柏和西大别地区占据中生代造山带的主体部分，构成可以对比的线状和穹窿状构造单元。
桐柏与西大别造山带的结构都是由北部古生代弧陆碰撞造山带和南部中生代高压－超高压折返形成的造山带拼合而成，因此两者都具有古生代和中生代多期造山带的特点。
从构造单元和演化阶段方面分析，两个造山带是可以对比的。
关键词：桐柏，西大别，造山带，构造单元1 引言桐柏造山带和西大别造山带的对比直接关系到大别－秦岭造山带的延伸和对造山带演化的研究。
尽管在桐柏和西大别地区已有较多的研究成果，但对它们之间的联系和对比研究尚缺乏详细工作。
例如两者在造山带构造单元方面的划分是否一致？超高压变质带如何西延？秦岭造山带的古生代岛弧以及其他构造单元是否东延？这些问题不但涉及桐柏与西大别的对比，而且也涉及到秦岭和大别造山带之间在空间衔接和时间对比等方面的认识，因此在桐柏和西大别造山带之间开展对比性研究具有重要意义。
本文通过对比西大别和桐柏地区造山带构造单元及构造剖面，分析两者的异同，试图开展两个造山带之间的对比。
2 西大别和桐柏地区造山带结构简述笔者等已经分别在西大别和桐柏造山带进行了构造单元的划分（徐备等，2000；黄少英等，2002；黄少英等，出版中），在此仅做简述以便于对比。
大地构造学造山作用与造山带机制ppt课件
第一，它首先是经历了造山作用过程而形成的 地壳或岩石圈中的巨大狭长的构造活动带，有其特 有的地质特征；
第二，造山带的发展并不仅限于造山作用阶段 ，它具有更为长期的地质演化过程和复杂的物质组 成、多期强烈的构造变形和强烈的热液活动。
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地槽发展的两阶段：
早期：下降为主，差异性强，海水总趋势 是不断加深，沉积物又粗到细，构造变 动主要为伸展断裂，岩浆活动为海底喷 发的基性火山熔岩。
晚期：上升为主，海侵范围不断缩小，直 至最后脱离海侵，沉积物由细到粗，构 造变动强烈，褶皱和断裂十分发育，岩 浆活动以中酸性为主，并伴随变质作用， 最后形成山脉。
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综上所述，目前对造山作用的一般理解如下：
造山作用是以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩
石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过程。
强调以收缩挤压作用为主导有三方面含义：
(1)收缩挤压的构造体制可以发生在会聚板块边界
，也可发生在大陆板块内部，即造山作用不局限于会
聚板块边界；
(2)造山作用是一复杂过程，以收缩挤压作用为主
而板缘造山带在时间演化系列上是一个连续的过程只要板块汇聚作用继续进行造山带演化就是一个连续的过程构造变形特征陆内造山带为多条主干逆掩断层组成的大规模逆冲推覆构造系统在几何形态上表现为后端厚前端薄的构造楔形体而且无论是前缘还是后缘往往有大面积的基底岩系也被卷入构造变形形成沉积盖层和基底岩系同时卷入变形的大型厚皮构造而板缘造山带虽然也主要由逆冲推覆构造组成且在几何形态上也表现为后端厚前端薄的构造楔形体但构造楔形体基本上由位于造山带前缘的薄皮构造和位于造山带根部的厚皮构造两部分组变质特征陆内造山带无区域变质作用发生动力变质作用以出现高压变质岩为特征并往往以带状形式分布于主逆冲断层附近多以似层状或透镜状赋存于围岩之中
造山带
造山带造山带，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义，包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
1概述造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义。
包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
2①造山带是地壳的缩短带。
造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生；②造山带广泛发育塑性流动、韧性剪切、褶皱、冲断和/或剪压构造带。
早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一；③造山带有广泛的变质作用发生，岩石组构发生改变。
④造山带有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与；⑤造山带沉积以非史密斯地层为主。
较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在；⑥地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。
3增生型造山带特征①具有很宽的增生楔，增生楔中的复理石基质向着海沟后退方向时代逐渐变新；②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的；③增生型造山带中有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代也向着海沟后退方向变低角度俯冲模式。
桐柏_大别造山带燕山晚期A型花岗岩的厘定
第19卷 第4期 岩 石 矿 物 学 杂 志 Vol.19,No.4 2000年12月 AC TA PETROLOGICA E T M INERALOGICA Dec.,2000桐柏—大别造山带燕山晚期A型花岗岩的厘定王 强 赵振华 熊小林(中国科学院广州地球化学研究所,广州 510640)主题词 A型花岗岩 高分异I型花岗岩 构造环境 桐柏—大别造山带提 要 本文通过岩石地球化学研究和讨论,认为桐柏—大别造山带燕山晚期存在过碱性(peralkaline)和铝质(aluminous)A型花岗岩。
过碱性花岗岩的岩石类型为碱长花岗岩和石英正长岩,其ACNK=0.72～0.97,N KA=1.02。
铝质A型花岗岩是本文研究的重点,岩石类型也为碱长花岗岩和石英正长岩;其SiO2含量为67.73%～77.60%,富碱(Na2O+K2O含量为7.97%～9.76%),ACN K=0.72～1.03,N KA=0.84～0.97,属于偏铝质-微过铝质岩石;轻稀土元素富集,负铕异常明显(δEu=0.12～0.57),Z r、Nb、Ga、Y富集。
与高分异的I型花岗岩相比,研究区高硅(SiO2>72%)的铝质A型花岗岩富Fe(FeO T>1.50%),高Zr+N b+Ce+Y和Ga/Al,具有较高的Zr饱和温度(845～880℃)。
研究区A型花岗岩形成于造山期后环境,标志着桐柏—大别造山带在晚白垩世进入了伸展塌陷阶段及碰撞-叠覆造山的结束。
1 引 言A型花岗岩因其产出的构造环境特殊(非造山或造山期后)而成为地质研究的热点之一。
在碰撞造山带中,A型花岗岩的出现一般标志着造山运动的结束。
大多数学者认为印支期是扬子板块与华北板块碰撞形成桐柏—大别造山带的时期[1～8],印支期后桐柏—大别造山带进入碰撞后的构造演化阶段。
然而,桐柏—大别造山带的造山运动究竟何时结束,目前还未有定论。
桐柏—大别造山带燕山期发育有大面积的碰撞后花岗岩,出露面积约占造山带的三分之一,近年来,这些碰撞后的花岗岩受到普遍关注,并取得了许多突出的成果[9～22]。
桐柏-大别造山带高压变质单元面理化（含榴）花岗岩地球化学及其对岩石成因的限制
恫 柏 一大 别 造 山带 现 今 的构 造 格 局 主 要 反 映 超 高 压 ／高 压 变 质 岩 折 返 后 的伸 展 构 造 Ｉ ｛，形 成 以 罗 田穹 隆 和恫 怕穹 隆 为 核 心 的 变 质 核 杂 岩 的 构 造 样 式 （图 １）。在 大 别 地 区 ，围绕 大别 核部 杂 岩 ，向外 依 次 展
超 高 压 变 质 单 元 、高 压 变 质 单 元 和 蓝 闪 绿 片 岩 单 元 Ｉ１ ５，１６Ｉ；在 恫 柏 地 区 ，以桐 柏 杂 岩 为核 部 ，桐 柏 杂 岩 两 侧 的高 压 变 质 岩 系 （含 榴 辉 岩 和 退 变 榴 辉 岩 ）为 两 翼 ，构 成 Ｎｗｗ— ＳＥＥ 向延 长 的 短 轴 背 形 构 造 Ｉ ’ Ｉ。 以 卜各 构 造 单 元 之 间 以构 造 拆 离 带 相分 隔 ¨ 。
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Ｉ．大 圳核 郎杂 ｝ 厄 ；２．趑ｔ ¨ｊ 坚顷 ｔＴ１ ：３
Ｊ蠡ｔ、 Ｌ：４ 菔 绿 片 坚Ｊ 兀 ；５．北 淮 阳块 体 ；６．恫柚 杂岩 单元 ；
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高 压 变 质 单 元 夹 于 超 高 压 变质 一 元 ｆ监 『人Ｊ绿 片 岩单 元之 间（图 １），与超 高压 变质 厄密 叼卡Ｈ邻 桐 柏 与 大别 地 区 北 部 ，部 分 高 』丘变质 单 元 北 淮 构造单元呈 构造接触 。与超 高压单兀类似 ” 、 ， 高压 变质单元 的 主要 岩石组 合 为 ：槲辉岩 、钠 长绿 帘 角 闪 岩 、二 云钠 长 片麻 岩 、大 理 岩 和 同理 化 （含榴 ）化 岗 岩 ，其 中榴 辉 岩 （或 退 变 榴 辉 岩 ） 透 镜 体 或 块 产 出 ，大 小 不 一 ，分 布 于 片 麻 岩 、大 理 岩 和 面理 化 （含 榴 ）花 岗岩 中。高压变质单 元 中的而理一 ，在 高 压 变 质 单 元 内 占有 较 大 比例 ，该 类 岩 石 在 大别 地 区主 要 分 布 于 河 南 罗 山 、湖 北 大 悟 、红 安 和安 徽 宿 松 等 地 ，大 致 相 当于 原 来 所 划 的 宿松 群 、红 安 群 和 苏 家 河 群 浒 湾 组 所 在 的范 围 ，较 大 的 岩 体 有 红 安 岩 体 、河 口岩 体 和 黄 镇 岩体 等 ；在 桐 柏 地 区 主 要 分 布 于 桐 柏 山 桐 柏 杂岩 的两侧 Ｉ。高压变质 单元 面理 化（含榴 ）花 岗岩 主 要 以 几 十 平 方 千 米一 几 平 方 千 米 的岩 基 、岩 株甚 至 更 小 的 岩 脉 或 岩 瘤 形 式 侵 入 或 穿 插 于 高 压 变 质 单 元 的 榴 辉 岩 或 片 麻 岩 中 ，或 将 榴 辉 岩 和 （或 ）片麻 岩
桐柏-大别南缘变质流体变质-变形特征及构造意义
带 中的流 体作 用影 响着岩 石 的变 线理极 为发育 ， 特别是窗棂构造 、 Ｌ 中发育的各 种不同成分 、 不 同类 型
收稿 日期 ： ２０１３－０５－０１
基 金项 目： 国家 自 然科学基金长 江中下游地 区中生代构造体制转换的精细过程 （ 编号 ４ １ ２ ７ ２ ２ ２ ２ ） ；合肥工业大学 ２ ０ １ ２ 年国家级大学生创新训练
两 条边 界 韧性 剪 切 带分 别 为新 城 一 体具穹窿形态（ 图ｌ ａ ） 多层拆离滑脱 含有 一定数 量的变质流体 ， 流体作 广 水韧性剪切带和鸿仪河一 桐柏 韧 带 发 育 ， 构 成 以桐柏 山 杂 岩 为 核 的 用 影 响 着 岩 石 的 变形 机 制 ， 同时 促
性 剪切带ｎ 。这 两 条 韧性 剪 切 带 具 穹 窿 ， 】 。整体 Ｎ Ｗ— Ｓ Ｅ走 向延 长 的 进变 形构 造 的发生 和发展 。
第２ ３ 卷第 ３ 期
２ ０ １ ３ 年９ 月
安 徽地质
Ｇｅ ｏ ｌ ｏ ｇ ｙ ｏ ｆ Ａｎ ｈｕ ｉ
Ｖｏ １ ． ２ ３ Ｎｏ ． ３ Ｓ ｅ ｐｔ ｅ ｍｂ ｅ ｒ ２０１ ３
文章编号： １ ０ ０ ５— ６ １ ５ ７（ ２ ０ １ ３ ）０ ３—１ ６ １—７
该 地 区地 质 特 征 较 为 复 杂 、 构 造 变 产状与糜棱 面理一致 、 宽窄不一 的 块碰 撞 的主缝 合带 一 秦岭一 桐 柏一 大
形现象极为丰富 ， 是进行构造变形 长英质脉体 。而前人们对于桐柏地 别 造 山 带 中 段 桐 柏 造 山 带 核 心 部 研 究 的 良好 场 所 。通 过 近 几 十 年 区剪切带 中变质流体组成结构 ， 变 位 ， 是揭示秦 岭一 桐柏 一 大别一 苏鲁
桐柏造山带几何学、运动学和演化
242 中国科学 D 辑 地球科学 2006, 36 (3): 242~251桐柏造山带几何学、运动学和演化*黄少英 徐 备** 王长秋 湛 胜 邓荣敬(北京大学地球与空间科学学院教育部造山带与地壳演化重点实验室, 北京 100871)摘要 桐柏造山带由6个次级构造单元组成, 由南到北依次为桐柏片麻岩隆起带(TGR)、鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)、毛坡-胡家寨火山岩单元(MHI)、周家湾复理石单元(ZFB)、杨庄绿片岩单元(YGB)和董家庄大理岩单元(DMB). 桐柏造山带的几何学和运动学图像包括: 由后期隆升过程形成的穹隆构造、超高压岩石折返形成的顶部向北(top-to-north)的韧性剪切构造、与南北向挤压有关的顶部向南(top-to-south)的韧性剪切构造、左行平移剪切构造以及地壳较浅层次的东西向褶皱构造等几部分. 根据桐柏-大别地区已有的和本次获得的构造年代学数据, 可将研究区变形构造划归4个变形阶段. 从多期俯冲-碰撞造山带的观点出发, 根据各构造单元的岩石学特征及其展布, 结合几何学、运动学和构造年代学特征, 桐柏造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma 的洋壳俯冲阶段、 270~250 Ma 的大陆碰撞阶段、250~205 Ma 的大陆深俯冲和折返阶段以及200~185 Ma 的隆升阶段.关键词 桐柏地区 几何学 运动学 构造单元 造山带演化收稿日期: 2005-04-16; 接受日期: 2005-11-23*国家自然科学基金项目(批准号: 40272098)、国家重点基础研究发展规划项目(批准号: G1999075511)及教育部高等学校博士学科点专项科 研基金(批准号: 20020001055)资助 ** 联系人, E-mail: bxu@1 引言秦岭-大别造山带以极其复杂、丰富的地质特征而举世瞩目, 成为国际地质科学研究的热点[1], 20年来已获得大量研究成果. 在构造格局和构造演化方面, 秦岭造山带已建立了华北板块、秦岭微板块、扬子板块和商丹缝合带及勉略缝合带构成的基本框架, 提出秦岭造山带经历了古生代俯冲造山和中生代碰撞造山过程, 分别由商丹带和勉略带代表[2,3]. 东大别地区已划分出北淮阳带、北大别带、南大别带和宿 松带等构造单元[4]. 西大别地区从北向南可分为9个构造单元, 尤以北部的划分较为详细[5,6]. 秦岭与大别造山带的构造单元对比是广泛关注的重要问题[7], 在两者结合部位开展专门研究是解决该问题的关键所在. 为此本研究选择秦岭和大别造山带邻接的桐柏地区, 开展几何学和运动学分析, 划分造山带构造单元, 追索其横向延伸及构造边界, 建立造山带结构剖面, 并通过构造年代学的讨论, 推断该区造山带演第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化243化过程. 在此基础上, 讨论桐柏造山带与东秦岭和大别造山带的对比和连接问题.2 构造单元划分及其几何学特征前人对桐柏地区构造单元划分已有部分工作. 例如Kröner等[8]曾划分出桐柏纳布构造带、固庙韧性剪切带和彭家寨岛弧带; 李曙光等[9]将桐柏-大别地区统一划为6个构造-岩性单元, Hacker等[10]及Webb 等[11]在桐柏-西大别地区划分了若干岩石-构造单元. 索书田[12]、钟增球等[13]在桐柏地区确定了与折返过程有关的构造格局并发现多处榴辉岩. 上述工作主要从岩石学方面提供了大尺度的构造单元划分, 但具体到对桐柏地区的构造单元划分则较为粗略. 为了详细研究桐柏地区构造演化过程及其对比, 必须提供更为精细的构造单元划分和对比材料. 因此需要在查明构造地质学特征的基础上, 结合岩石学和构造年代学特征, 进一步详细划分研究区的构造单元. 为此笔者在河南桐柏县以西、南阳盆地以东、新城县以北及好汉坡以南的桐柏地区开展了详细的野外构造地质学研究, 根据变形和岩性特征划分出6个构造单元(图 1). 从南向北依次为: (1) 桐柏片麻岩隆起带(TGR); (2) 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE); (3) 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI); (4) 周家湾复理石带(ZFB);(5) 杨庄绿片岩带(YGB); (6) 董家庄大理岩带(DMB). 现将各单元特征分述如下:2.1 桐柏片麻岩隆起带(TGR)以桐柏山为主体呈北西西-南东东向, 延伸达20 km以上, 南北宽约7 km. 南以尚家湾-王店断层为界, 北以固庙断层为界, 向西止于南阳盆地, 向东延伸到湖北应山县境内, 相当于索书田等[12]的桐柏核部杂岩. 构成隆起带的岩石主要是花岗片麻岩、夹黑色铁镁质包裹体和大理岩透镜体. 片麻理产状总体为隆起带北部向北缓倾斜, 南部向南缓倾, 构成枢纽为北西西-南东东向的背形构造. 在横跨隆起带的东部固庙-太白顶剖面和西部程湾-新城剖面, 糜棱片理的产状在南段向南西倾, 倾角一般在40°以下; 在北段向北东倾, 倾角20°~30°之间, 形成平缓的背形形态, 而在中段则分别向南东及北西倾斜, 反映沿枢纽方向的起伏形态(图2A, C).图1 桐柏地区地质图244中国科学 D 辑 地球科学第36卷2.2 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)该带为含榴辉岩的高压单元, 其南界与桐柏片麻岩隆起带(TGR)相接, 北界以正断层与毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)相邻. 南北宽约3~5 km, 东西延伸达45 km. 该带以长英质片岩、片麻岩为主, 含少量大理岩透镜体和斜长角闪岩夹层. 在古井庄-毛坡剖面, 糜棱片理产状总体向南倾, 倾角大都在60°以上. 在鸿仪河-太子庙剖面, 片理总体向北东倾, 倾角约50°~70°左右(图2E). 在固庙-罗庄-娘娘庙剖面, 片理产状北倾或南倾, 但其倾角都在70°以上(图2G). 在本构造单元内的罗庄、鸿仪河和娘娘庙等地, 有大量榴辉岩或榴闪岩出露, 呈数十厘米到约1 m 的脉状、透镜状或层状.2.3 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)该带南部在毛坡-娘娘庙一线以正断层与鸿仪河- 罗庄榴辉岩带(HLE)相接触, 北部以正断层与周家湾复理石带(ZFB)相邻. 南北宽约2.5 km, 东西长约15 km, 西部被中生代花岗岩所侵入. 带内岩石为定远组火山岩, 受到低绿片岩相变质. 火山岩发育强烈的片理化, 片理总体倾向北, 倾角大于70°(图2I). 在西大别地区, Li 等[14]确认定远组为岛弧环境并获444±31Ma (Rb-Sr) 和446±23 Ma (Sm-Nd) 的等时线年龄. 因此本区毛坡-胡家寨火山岩带可能属于古生代岛弧火山岩.图2 桐柏造山带片理和线理数据的赤平投影等面积下半球投影, 大圆环带示面理, 箭头示线理第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化2452.4 周家湾复理石带(ZFB)该单元南与毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)相邻, 北接杨庄绿片岩带(YGB), 西部被大面积花岗岩侵入, 东部为第三纪沉积砾岩覆盖. 南北宽约2 km, 东西长约5 km. 地层主要为古生代南湾组变质砂岩、变质粉砂岩或千枚岩, 野外观察可见残余复理石韵律结构. 尽管岩石受构造变形作用产生弱片理化, 但原始层理(So)仍可辨认, 产状总体为高角度倾向北东(图2K). 根据地层的正常和倒转产状可推断该带存在轴面直立的紧闭褶皱.2.5 杨庄绿片岩带(YGB)该带沿杨庄-蒋庄一线呈NWW-SEE向展布, 东西延伸约40 km, 南北宽约1.5~3 km. 其南界除少部分与周家湾复理石带呈断层接触外, 其余大部分被中生代花岗岩所掩盖. 该带北界为松扒韧性剪切带, 并与董家庄大理岩单元(DMB)相连. 带内岩石称为龟山组, 由长英质片岩夹斜长角闪片岩组成, 其形成年代为中元古代[15]. 在胡家寨-董家岔一线, 片理总体北倾, 倾角均在50°~70°之间(图2L). 作为该带北界的松扒剪切带呈NWW-SEE向展布, 延伸达40 km, 宽约0.5~1 km, 以高角度南倾或北倾的糜棱片理为特征.2.6 董家庄大理岩带(DMB)位于松扒韧性剪切带(SSB)以北, 沿董家庄-蔡家凹-老龙泉寨一线呈NWW-SEE向展布, 南北宽5~8 km, 东西可延伸达30 km. 带内地层以厚层大理岩为主, 夹斜长角闪岩, 属秦岭群. 岩层发生强烈褶皱, 其轴面片理产状总体北或北北东倾, 倾角约60°~80°, 局部地区产状近直立(图2M). 这些地层原被认为全部属华北板块基底, 但近年来在蔡家凹等地发现高肌虫[16]和放射虫[17], 表明该单元包含了部分古生代以来的盖层.3 运动学分析通过对6条剖面的野外观察, 结合室内定向薄片的观测, 初步查明了各主要构造单元的几何学和运动学特征. 通过区分不同的几何学和运动学图像, 建立了该区造山带结构剖面.3.1 桐柏片麻岩隆起带(TGR)隆起带南、北两侧由石英、长石等形成的线理(图3(c))都反映出向北西方向的运动学特征. 例如在固庙-太白顶一带, 拉伸线理向305°方向倾伏, 倾角小于15°(图2D); 而在程湾一带, 大部分线理也集中在相似方向(图2 B), 并与S-C组构(图3 (b))和小型褶皱(图3(a))所指示的运动方向完全一致. 这种运动学方向的统一性暗示存在着早于隆起带形成的区域性顶部向北的(top-to-north)剪切作用, 而隆起带两侧片麻理的对称状分布是在后期隆升过程中形成的.3.2 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)野外可观察到各类韧性变形现象, 例如在北东倾片理带中发育石英脉的多米诺构造(图3(d)), S-C构造和云母鱼(图3(e)), 均指示从南向北的剪切作用. 野外线理指示的运动方向主要为北西向, 即向280°~340°方向倾伏, 倾角15°~30° (图 2F, H). 本带内线理指示的运动学方向与桐柏片麻岩隆起带的早期构造方向相似, 表明两者可能为同一次构造运动的产物, 即共同经历了区域性顶部向北的(top- to-north)剪切作用.3.3 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)带内片理化火山岩中有各种韧性剪切变形标志, 如石英脉剪切拉长、多米诺构造及黄铁矿不对称压力影(图3(f)), 其不对称性指示向210°方向的逆冲. 带内拉伸线理向约190°~250°方向倾伏(图2J), 这些运动学标志均反映了总体向南的推覆作用. 值得注意的是, 本带与上述两个构造单元相比, 尽管片理也向北倾, 但运动学方向完全不同, 即指示出顶部向南的(top-to-south)的逆冲作用, 这表明它们可能不是同一次构造变形的结果.3.4周家湾复理石带(ZFB)以保存弱片理化的变质砂岩、变质粉砂岩或千枚岩的原始层理为特征, 根据岩层的正常和倒转产状所推断的紧闭褶皱显然与地壳较浅层次的挤压作用有关, 而不同于前述各个构造单元的韧性变形构造.246中国科学D辑地球科学第36卷图3 桐柏造山带各单元的运动学标志(a) 花岗片麻岩中的小型褶皱; (b) 花岗片麻岩中的S-C构造; (c) 花岗片麻岩中的线理; (d) 石英脉的多米诺构造; (e) 云母鱼构造; (f) 黄铁矿变形及压力影; (g) 石英和石榴石的拖尾构造(仰视); (h) 石英及其集合体的拖尾构造(俯视)第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化 2473.5 杨庄绿片岩带(YGB)本带北部松扒剪切带内发育高角度南倾或北倾的糜棱片理, 其内可观察到由石英、白云母等组成的线理. 这些线理大致平行走向, 倾伏向260°~290°, 倾角5°~15°. 平行线理的石英、石榴石不对称变形(图3(g))和石英及其集合体的拖尾构造(图3(h))表明北盘向西的剪切, 证明松扒剪切带具有左行平移剪切的性质.上述几何学和运动学观察表明, 桐柏造山带的几何学和运动学图像由几部分组成: (1) 后期隆升过程形成的背形构造, 见于TGR; (2) 超高压岩石折返形成的顶部向北的韧性剪切构造, 见于TGR 和HLE; (3) 与南北向挤压有关的几类构造, 包括: MHI 内顶部向南的韧性推覆剪切构造、YGB 内的后期左行平移剪切构造以及ZFB 内的东西向褶皱构造. 据此建立了从董家庄到新城的造山带结构剖面(图4).4 构造变形阶段根据桐柏-大别地区内已有的和本次获得的新数据, 可将研究区变形构造划归4个变形阶段.第一阶段(约400~300 Ma): 据前人研究, 本区YGB 单元具有古生代以来多期变形的历史, 其中古生代变形的证据是从糜棱片理中获得角闪石40Ar/39Ar 年龄为402±4 Ma [15]; 在DMB 和ZFB 所属的秦岭群和信阳群中也获得了404±4, 316±1和304±14 Ma 的角闪石40Ar/39Ar 年龄[18]. 这些样品都有很好的测试精度和并采自片理带内, 有明确的构造意 义, 可以证明约400~300 Ma 发生过普遍的构造事件. 因此有理由推测YGB, ZFB 和DMB 等由古生界或更老地层组成的构造单元中, 反映南北向水平挤压的糜棱片理或轴面片理与400~300 Ma 的构造事件有关.第二阶段(270~250 Ma): 在本区以东的信阳地区和更向东的北淮阳带内, 已获261±1, 267±1和262±5 Ma 的白云母40Ar/39Ar 年龄, 这些样品都采自韧性变形带内并有很好的测试精度, 反映了韧性推覆剪切变形[15,19]. 为验证桐柏地区是否存在同期变形, 我们对MHI 中的上部向南的韧性变形片理带和YGB 的平移剪切片理带上的白云母进行了40Ar/39Ar 年龄测定. 其分析流程简述如下(详细流程见Xu 等[20]): 岩石标本被破碎并分选出250 µm~400 mm 的白云母样品, 这些样品在美国Michigan 大学Ford 反应堆的67号位置照射45 h, 然后在加州大学洛杉矶分校(UCLA)地球与空间科学系40Ar/39Ar 年龄实验室对样品进行多阶段加热, 用VG1200S 质谱仪测定Ar 同位素比值, 并计算年龄值. 计算采用的黑云母标样年龄为27.8 Ma, 据此得到的参数J =0.003500(1026-3)和J = 0.003511(108-4). 分析结果见表1和图 5. 样品1026-3是取自毛坡—胡家寨火山岩带(MHI)中顶部向南韧性剪切片理面上的白云母(采样位置为32°25'21"和113°21'26"), 所获坪年龄为256±1 Ma(图5(a)). 由于这些白云母是韧性变形的产物, 故该年龄代表了MHI 单元中顶部向南的韧性剪切运动发生的时间. 样品108-4为白云母, 取自杨庄绿片岩带内的松扒剪切带(采样位置为32°29'9"和113°14'17"), 所获坪年龄为268±1 Ma(图5(b)). 由于采样处的云母片岩显示左旋剪切(图3(h)), 因此该年龄可以解释为左旋剪切作用发生的年龄. 综上所述, 在270~250 Ma 时期, 本区MHI 和YGB 中被迭加了韧性推覆和平移剪切变形. 如果考虑前述信阳地区和北淮阳带所获的同时期年龄, 则该阶段发生构造变形的范围是相当广泛的. 由于这类变形属于韧性变形且分布广泛, 其时代又早于榴辉岩的峰期变质时代, 因此很可能反映华北与华南两个刚性陆块开始碰撞时, 广泛发生于中下地壳的应力积累和传播过程, 是大陆深俯冲的前奏,故图4 桐柏造山带结构剖面(相当于图1的A-B 线)248中国科学D辑地球科学第36卷表1 毛坡-胡家寨火山岩和杨庄绿片岩中白云母的40Ar/39Ar数据表阶段T/℃t/min 40Ar/39Ar 38Ar/39Ar 37Ar/39Ar 36Ar/39Ar39Ar/molΣ39Ar40Ar*%40Ar*/39Ar K+σ40/39年龄/Ma±σ年龄108-4白云母1 500 13 32.06 0.1052078 0.1918159 0.094531 1.27E-14 2.4312.79 4.11 0.70 25.8 4.382 600 13 40.56 2.92E-02 3.86E-02 2.33E-028.83E-15 4.1282.8333.65 0.39 201.4 2.203 700 13 46.08 0.0157704 1.51E-02 7.24E-03 2.62E-149.1495.2243.91 0.19 258.6 1.034 770 12 46.57 0.0135366 0.0041244 3.86E-03 4.38E-1417.5197.4145.40 0.06 266.8 0.315 840 13 47.67 1.34E-02 2.97E-03 3.30E-038.11E-1433.0297.8346.67 0.16 273.7 0.866 880 13 48.58 1.33E-02 1.71E-03 3.24E-039.42E-1451.0397.9247.59 0.16 278.7 0.857 920 13 48.71 1.33E-02 1.61E-03 3.15E-03 3.95E-1458.5897.9547.74 0.17 279.6 0.918 960 14 48.52 1.31E-02 1.22E-03 3.41E-037.15E-1472.2697.8047.48 0.17 278.1 0.909 1000 13 49.12 1.36E-02 9.25E-04 4.97E-03 4.40E-1480.6796.8847.62 0.15 278.9 0.8210 1070 13 50.24 0.0136639 0.0007492 0.005765 6.68E-1493.4596.4848.50 0.16 283.7 0.8511 1150 12 50.16 0.0133083 0.0007969 0.003858 1.72E-1496.7597.6048.99 0.09 286.3 0.5112 1350 13 38.85 0.0141784 0.0109733 0.003044 1.7E-1499.9997.5237.91 0.11 225.4 0.601026-3白云母1 500 13 27.12 0.0284773 0.0746528 0.034456 4.05E-150.8661.7816.92 0.66 103.8 3.932 600 15 40.31 1.91E-02 5.32E-02 1.71E-028.63E-15 2.7087.1035.21 0.31 209.7 1.773 700 13 43.47 0.0160459 3.86E-02 7.26E-03 2.22E-147.4394.9041.30 0.16 243.6 0.894 770 13 43.33 0.0148 0.0188422 3.88E-03 3.51E-1414.9097.1842.15 0.18 248.3 0.975 840 13 42.95 1.48E-02 1.47E-02 2.79E-03 4.21E-1423.8697.8742.09 0.16 248.0 0.876 880 13 43.20 1.52E-02 1.36E-02 2.53E-03 4.25E-1432.9198.0642.42 0.18 249.8 0.987 920 13 44.04 1.53E-02 2.84E-02 2.43E-03 5.03E-1443.6198.1943.30 0.15 254.6 0.848 960 13 44.94 1.61E-02 5.05E-02 2.59E-037.48E-1459.5498.1244.15 0.17 259.2 0.939 1000 13 46.05 1.65E-02 1.61E-01 2.16E-038.40E-1477.4398.4745.39 0.15 266.0 0.8310 1070 13 46.52 0.0162077 0.109333 0.0019287.16E-1492.6898.6145.93 0.16 268.9 0.8511 1150 13 45.40 0.01687 0.6611517 0.00534 2.96E-1498.9896.3943.87 0.23 257.7 1.2412 1350 13 45.95 0.023945 2.915437 0.016097 4.8E-1599.9989.6841.49 0.43 244.6 2.36图5 毛坡-胡家寨火山岩和杨庄绿片岩中白云母的40Ar/39Ar坪年龄图第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化 249可把270~250 Ma 厘定为大陆碰撞阶段.第三阶段(250~205 Ma): 大别地区高压-超高压榴辉岩的峰期变质时代为235~225 Ma [10,21,22], 如果俯冲时间是20百万年, 则大陆深俯冲发生于250~225 Ma. 事实上目前能够观测到仅是与超高压岩石折返有关的的韧性变形, 它们主要发育在浒湾剪切带、北大别带和红安地块, 表现为顶部向北的剪切构造, 其时代为225~205 Ma [10,11,20]. 该年代限定超高压岩石折返的时间为225~205 Ma, 因此可推定大陆深俯冲和折返过程发生于250~205 Ma. 由于HLE 和TGR 的岩性、几何学和运动学特征基本与浒湾剪切带和红安地块相同, 并且与之相连, 故可推断它们记录了桐柏地区大陆深俯冲和折返的过程.第四阶段(200~185 Ma): 在西大别红安地区的新县、大悟和卡房穹隆已获得195.2±0.2, 195±2, 196±2, 198±2和187±1 Ma 的白云母40Ar/39Ar 年 龄[11,20,23],它们被解释为穹隆作用的形成时间. 由于研究区内TGR 与这些穹隆的岩性和构造样式基本一致且构造位置相连[12], 因此尽管TGR 本身未获年代数据, 但仍可以用200~185 Ma 限定其形成时代, 并据此识别出桐柏造山带的隆升变形阶段.5 构造演化从多期俯冲－碰撞造山带的观点出发, 根据各构造单元的岩石学特征及其展布, 以及几何学、运动学和构造年代学特征, 桐柏地区造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma 的洋壳俯冲阶段、270~250 Ma 的大陆碰撞阶段、250~205 Ma 的大陆深俯冲和折返阶段和200~185 Ma 的隆升阶段.约400~300 Ma 时期(图6(a)), 由于扬子板块洋壳的俯冲, 导致定远组火山岛弧(MHI)与华北板块发生弧-陆碰撞, 造成在弧后盆地复理石(ZFB)和华北板块陆缘(YGB 和DMB)的挤压褶皱变形和韧性变形, 形成糜棱片理或轴面片理. 270~250 Ma 时期(图6(b)),图6 桐柏地区造山带构造演化示意图虚线区示韧性变形250中国科学D辑地球科学第36卷扬子板块与华北板块开始发生陆-陆碰撞, 广泛的挤压力传播到MHI、YGB及DMB, 产生了MHI中的顶部向南的韧性剪切构造和迭加在YGB和DMB糜棱片理或轴面片理上的平移剪切变形. 250~205 Ma(图6(c))是大陆深俯冲和折返阶段, 深部发生高压-超高压变质作用, 形成鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE). 在折返阶段, 伴随着顶部向北的韧性变形, HLE到达地壳中部, 而其他单元已开始隆升剥蚀. 200~185 Ma阶段(图6(d)), 区域性的隆升作用形成桐柏片麻岩穹隆(TGR). 其他各单元则继续遭受不同程度的隆升剥蚀. 至此, 桐柏造山带的构造格局已基本形成.6 讨论本文研究结果表明桐柏地区造山带的结构与大别造山带是可以对比的. 例如桐柏地区的松扒剪切带分割了其北董家庄大理岩带(DMB)和其南杨庄绿片岩(YGB), 而在西大别, 凉亭剪切带分割了其北的马畈褶皱带与其南的牢山褶皱带. 董家庄大理岩带和马畈褶皱带、杨庄绿片岩和牢山褶皱带在岩性和变形特征方面完全可以对比[20], 而凉亭剪切带可能是松扒韧性剪切带的东延部分. 更向南, 桐柏和大别地区都有古生代复理石单元、古生代火山岩单元、超高压单元和片麻岩穹隆的依次出现. 在运动学特征方面, 西大别的熊店-浒湾剪切带和桐柏地区鸿仪河-罗庄榴辉岩带内出现的顶部向北的韧性剪切完全可以对比. 因此桐柏与大别具有相似的古生代和中生代造山带结构.由于秦岭地区有南秦岭板块的存在, 因此其造山带结构不能完全与桐柏和西大别对比. 一个重要的差别是中生代秦岭造山带的最终形成是通过商丹和勉略两大缝合带的同时闭合而完成的[3], 而桐柏和西大别与中生代造山有关的构造变形仅集中于高压变质带以北地区. 但秦岭和桐柏、大别地区共同存在一些古生代造山带的构造单元, 如桐柏、西大别的定远组火山岩单元可与秦岭的古生代岛弧火山岩对比[14,24]; 以信阳睡仙桥地区为代表的混杂岩带[25]很可能与商丹带相连, 构成古生代缝合带. 因此秦岭和桐柏、大别地区的古生代造山带结构是相似的, 但中生代造山带的格局有较大差别.7 结论(1) 桐柏造山带由6个次级构造单元组成, 由南到北依次为桐柏片麻岩隆起带(TGR)、鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)、毛坡-胡家寨火山岩单元(MHI)、周家湾复理石单元(ZFB)、杨庄绿片岩单元(YGB)和董家庄大理岩单元(DMB).(2) 桐柏造山带的几何学和运动学图像包括: 由后期隆升过程形成的穹隆构造、超高压岩石折返形成的顶部向北(top-to-north)的韧性剪切构造、与南北向挤压有关的顶部向南(top-to-south)的韧性推覆剪切构造、左行平移剪切构造以及地壳较浅层次的东西向褶皱构造等几部分.(3) 桐柏造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma的洋壳俯冲、270~250 Ma的大陆碰撞阶段、250~205 Ma的大陆深俯冲和折返阶段以及200~185 Ma的隆升阶段.致谢美国加州大学洛杉矶分校(UCLA)地球与空间科学系An Yin, Haibo Zou, Alex Robinson 和Grove Marty协助进行40Ar/39Ar年龄分析, 北京大学郑亚东协助确定典型标本的运动学方向, 笔者深表谢意.参考文献1 Mattauer M, Matte P, Malavieille J, et al. 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收稿日期:2001-07-05基金项目:国家重点基础研究发展规划项目(G 1999075506);国家自然科学基金项目(N o.49794041,40073005).桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构钟增球,索书田,张宏飞,周汉文(中国地质大学地球科学学院,湖北武汉430074)摘要:桐柏-大别碰撞造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.在组成上,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,主要包括核部杂岩单元、超高压单元、高压单元、绿帘-蓝片岩单元和沉积盖层单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体残留或侵入其中.桐柏-大别碰撞造山带的整体结构样式类似于北美西部的变质核杂岩带,即以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征,构成了以罗田和桐柏山为核部的两个穹隆.超高压单元、高压单元和绿帘蓝片岩单元作为不同的岩片夹持于核部杂岩和沉积盖层之间,其分布格局受碰撞期后伸展构造格架所制约.关键词:碰撞造山带;组成;结构;桐柏-大别.中图分类号:P313;P542+.2 文献标识码:A 文章编号:1000-2383(2001)06-0560-08作者简介:钟增球(1947-),男,教授,1982年毕业于武汉地质学院研究生院,获硕士学位,现主要从事变质岩、变质构造及岩石圈流变学方面的教学和研究. 桐柏-大别碰撞造山带介于中朝克拉通与扬子克拉通之间,向西与秦岭造山带相连,向东与苏鲁超高压带乃至朝鲜半岛的临津江带相通.至今,关于大别超高压变质岩形成的构造动力学背景,已有趋于一致的认识,即将超高压变质岩理解为是扬子克拉通与中朝克拉通于印支期斜向碰撞的产物[1～13].近年来研究表明,在桐柏-大别地块内,现今所观察到的构造几何学样式,类似于北美西部的变质核杂岩带,以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征[12,14].现在所看到的高压、超高压变质岩及非高压岩石的分布是由碰撞期后伸展构造格架控制的,各构造岩石单元间由多层伸展拆离带分隔[12].桐柏-大别碰撞造山带具有长期的构造-热历史,其中,桐柏、大别核部杂岩内表壳岩系的多期变形,晋宁期广泛的硅铝壳部分熔融和再造作用,是印支期陆陆碰撞前的主要地质事件[15,16].中生代大规模的岩浆岩体就位、陆内变形及伸展塌陷构造等,则是印支期陆陆碰撞后的热-构造事件[15,16].研究桐柏-大别碰撞造山带的组成,不仅不能按传统的地层方法划分,也不能仅考虑组成物质在二维空间的变化,而必须结合造山带的结构和演化,从三维空间予以厘定.研究表明,桐柏-大别造山带的组成与演化,与扬子克拉通的关系更为密切一些[12],不过,现今桐柏-大别造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.所以,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,桐柏-大别碰撞造山带的基本组成主要包括核部杂岩(CC )单元、超高压(UHP )单元、高压(HP )单元、绿帘-蓝片岩(E B )单元和沉积盖层(SC )单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体,各构造岩石单元间分别由下伸展拆离带、中伸展拆离带、上伸展拆离带和顶伸展拆离带所分隔(图1).1 基本组成1.1 核部杂岩单元核部杂岩单元主要分布于大别造山带的中部和北部及桐柏造山带的核部.它主要由桐柏杂岩和大别杂岩组成,包括变质表壳岩系、变质镁铁质岩石和变质花岗岩.其中变质表壳岩系和变质镁铁质岩石主要包括斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩及磁铁石英岩、夕线榴片麻岩、基性及酸性麻粒岩和大理第26卷第6期地球科学———中国地质大学学报V ol .26 N o.62001年11月Earth Science —Journal of China University of G eosciencesN ov. 2001图1 桐柏-大别山三叠纪碰撞期后构造简图Fig.1T ectonic sketch map of post T riassic collision in T ongbai2 Dabieshan1.边界断裂;2.构造缝合带;3.下伸展滑脱带;4.中伸展滑脱带;5.上伸展滑脱带;6.顶伸展滑脱带.QHF.确山-合肥断裂;XFF.信阳-肥西断裂;JMF.军马河-马蹄湾断裂;G MF.龟山-梅山断裂;BMXF.八里畈-晓天-磨子潭断裂;XG F.襄樊-广济断裂;T LF.郯城-庐江断裂;CC.核部杂岩单元;UHP.超高压单元; HP.高压单元;E B.绿帘蓝片岩单元;SC.沉积盖层.岩等.它们的原岩多是前寒武纪的表壳岩和侵入其中的基性、超基性岩体,具有麻粒岩相-高角闪岩相变质作用及多期褶皱变形特征,并经历了强烈的部分熔融和混合岩化作用.它们多作为大小不一的残块包裹于变质的花岗质岩石之中(图2),在大别杂岩中所占的比例很少,在桐柏杂岩中所占的比例更少.核部杂岩单元中变质花岗质岩石以花岗闪长质片麻岩和花岗质片麻岩为主,还有少量的英云闪长质片麻岩,其w(SiO2)为63.34%～75.36%.研究表明,桐柏杂岩和大别杂岩中变质花岗质岩石的地球化学特征是一致的或相似的,具有可对比性[17],它们主要是古老地壳在晋宁期受到强烈再造和部分熔融的产物[15,18～20].此外,核部杂岩中还有大量的燕山期花岗质和镁铁质-超镁铁质岩体就位,因此,真正的古老结晶基底变质岩石保留很少,仅以大别山的木子店和黄土岭等地保存较好(图2).在核部杂岩分布范围内,至今尚未发现典型超高压-高压岩石.1.2 超高压单元超高压单元主要分布于大别造山带南部的潜山、太湖、岳西和英山一带,西部的麻城—新县一带图2 湖北麻城木子店地区地质图Fig.2G eological map of Muzidian region,M acheng C ounty, Hubei Province1.黑云斜长片麻岩;2.石榴夕线石片麻岩;3.角闪石榴二辉岩;4.斜长角闪岩;5.磁铁石英岩;6.中酸性麻粒岩;7.剪切带;8.面理化二长花岗岩;9.面理;10.线理以及北部的桐城一带,位于核部杂岩单元与高压单元之间.主要岩石组合为英云闪长质片麻岩、面理化(含榴)花岗岩和榴辉岩,还有少量的大理岩、硬玉石英岩及镁铁质岩石等.超高压榴辉岩以含柯石英为特征,多以透镜状、扁豆状或团块状产于片麻岩中,少量产于大理岩中,其形成温压条件为t=750～800℃,p>2.8G Pa[21].据矿物组合和岩石结构构造特点,榴辉岩大体可分为两种类型,即块状榴辉岩和面理化榴辉岩.前者的峰期变质矿物组合主要为石榴石+绿辉石+金红石,块状或具弱面理;后者的矿物组合上除了石榴石、绿辉石和金红石外,一般还含有蓝晶石、多硅白云母、黝帘石或滑石等,并发育明显的面理和线理组构.含榴辉岩透镜体的大理岩经研究证实曾经历过超高压变质作用[3].榴辉岩的围岩英云闪长质片麻岩主要为黑云斜长片麻岩(俗称“超高压片麻岩”),含不等量的角闪石、绿帘石和石榴石、在化学成分上主要相当于英云闪长岩[22](图3),与桐柏、大别核部杂岩中的花岗质片麻岩在化学成分上有明显区别,后者主要相当于花岗闪长岩和花岗岩(图3).英云闪长质片麻岩中常含有具超高压矿物组合的榴辉岩或退变质榴辉岩的残块及阴影状残余,且榴辉岩与英云闪长质片麻岩呈渐变关系.超高压单元中面理化(含榴)花岗岩广泛出露,在新县165 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构图3 超高压(UHP )单元和核部杂岩(CC )单元中片麻岩及面理化花岗岩的w (An )-w (Ab )-w (Or )及w (K 2O )-w (Na 2O )-w (CaO )图解Fig.3Diagrams of w (An )2w (Ab )2w (Or )and w (K 2O )2w (Na 2O )2w (CaO )of gneiss and foliated granites in ultra 2high 2pressure andcore com plex units田铺、麻城福田河、四道河、英山东冲河、潜山双河、三祖寺、岳西碧溪岭以及桐城桃冲等地都可见及,在整个单元中占有很大的比例.这些面理化含榴花岗岩常常包容各种英云闪长质片麻岩乃至榴辉岩和退变榴辉岩,或穿插于它们之中[22].在一些条带状或面理化榴辉岩或退变榴辉岩中,花岗质细脉或条带穿插其中,并与其寄主岩一起褶皱;而在一些块状榴辉岩或榴辉质斜长角闪岩中,这些脉体或条带常呈枝状贯入,显示了部分熔融的迹象.面理化(含榴)花岗岩的主要矿物组合为钠-奥长石+微斜长石+角闪石+黑云母+白云母+石英+绿帘石+石榴石,在化学成分上相当于奥长花岗岩和花岗岩[18](图3).在超高压单元中,从片麻岩到面理化花岗岩,呈现出奥长花岗岩的演化趋势[22],与核部杂岩中花岗质岩石的演化趋势(钙碱性演化趋势)形成鲜明的对照(图3).面理化花岗岩中常含有榴辉岩、退变榴辉岩和片麻岩的包体.无论是片麻岩还是面理化花岗岩,都具有统一的缓倾斜区域性面理,是伸展流动作用下形成的面理,表现为由含榴辉岩或退变榴辉岩透镜体的片麻岩成分层堆垛成“假单斜”,而榴辉岩体的最大扁平面平行区域性缓倾斜面理并在垂向上堆垛.超高压单元内榴辉岩体常显示不同程度的退变质,转变为榴辉岩质斜长角闪岩和榴辉岩质片麻岩.在榴辉岩的围岩片麻岩的副矿物中发现绿辉石[23],以及在锆石中发现柯石英及绿辉石等都是明证[24,25].在有些较大榴辉岩体产出地可追索出从榴辉岩-角闪石化榴辉岩-榴辉岩质斜长角闪岩-斜长角闪岩(有时可保留角闪石+斜长石的后成合晶)-(含榴)黑云角闪斜长片麻岩(所谓的超高压片麻岩)的逐渐过渡,而且这几种岩石的稀土模式具有一定的相似性和继承性,暗示了它们之间的演化关系.除了超高压榴辉岩以外,超高压单元中还产有少量的超高压镁铁质岩石.它们主要是一些经历了超高压变质的超基性岩,以变质的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩等为主,如大别北部的饶钹寨和中部的碧溪岭及石马等地所见.这些超高压镁铁质岩石常常与超高压榴辉岩共生,或将超高压榴辉岩包于其中.此外,超高压单元中还可见到硬玉石英岩(如在双河地区)和蓝晶石石英岩(如在新县田铺地区),它们主要以透镜状产在英云闪长质片麻岩和奥长花岗质片麻岩中,并与榴辉岩或含榴辉岩的大理岩共生.超高压榴辉岩及退变质榴辉岩透镜体一般成群分布,它们在垂向上平行堆垛,其三维空间上的排列格式及组合特征,主要取决于与包围它们的围岩间的流变性(或强度)差及应变体制(纯剪、单剪或一般剪切).流变性差明显的,如大理岩内的榴辉岩块体,其形体一般较小,与大理岩构成残斑-基质流变学格式[12];流变性差较小的,如黑云角闪片麻岩内的榴辉岩或退变质榴辉岩块体,其形体一般较大,长轴较长,与围岩构成布丁-基质流变学型式[12].其中,榴辉岩及退变质榴辉岩体起着强相的角色.当流变性差很小或应变很大时,局部会出现围岩与榴辉岩构成假层理或条带的现象.265地球科学———中国地质大学学报第26卷图4 安徽岳西大别山北部地质简图Fig.4G eological sketch map of northern Dabieshan in Y uexi, Anhui Province1.边界断裂;2.滑脱带;3.花岗岩;4.镁铁质-超镁铁质侵入岩;5.变形橄榄岩;6.榴辉岩.CC.核部杂岩;UHP.超高压变质单元; BMXF.八里畈-晓天-磨子潭断裂;T LF.郯庐断裂值得指出的是,在“北大别”也有超高压-高压变质岩石的分布.魏春景等[26]和徐树桐等[27]在桐城西部大麻岩及百丈岩等地区发现了超高压-高压榴辉岩及其退变质产物.最近,笔者自岳西县水吼岭开始,经龙井关、桃冲、牯牛背水库向北追索,分别在罗家冲、胡湾及舒城、桐城和潜山三县交界地区的百丈岩一带,观察和发现较多的榴辉岩及分布几百平方千米的超高压单位和/或高压单元岩石组合(图4).除此之外,于岳西县北部黄尾地区及霍山县饶钹寨地区,也观察到变形的方辉橄榄岩与榴辉岩相岩石特有的空间组合关系,其特征与太湖毛屋及与苏鲁地区的基本一致,只是后期高温变质叠加更为强烈一些,保留了麻粒岩相的退变质组合.大别山北部罗家冲及百丈岩地区的榴辉岩主要由石榴子石+绿辉石+金红石组成,矿物变质反应结构、塑性变形及形组构发育,代表超高压-高压韧性剪切带的残余形迹.综上所述,超高压单元主要由经过超高压变质作用的大陆壳及幔源超镁铁质岩石、退变质的超高压变质岩石及减压退变质和部分熔融作用形成的片麻岩及面理化含榴花岗岩组成,构成一个8～10km 厚的楔状岩片,在核部杂岩的南部和北部均有出露.它们与下伏的主要由高温变质的大别杂岩构成的核部杂岩带之间,以下滑脱带相隔.在有些区段,因地壳薄化及伸展拆离作用影响,缺失超高压单元岩石,以致由高压单元岩石直接覆于核部杂岩单位之上[12].1.3 高压单元高压单元夹于超高压单元和蓝闪绿片岩单元之间,在大别山主要分布于河南罗山、湖北大悟、红安和安徽宿松等地,大致相当于原来所划的宿松群、红安群和苏家河群浒湾组所在的范围;在桐柏地区主要分布于桐柏山的两侧.在大别山,该单元主要由白云钠长片麻岩、钠长绿帘角闪岩及以透镜状产于其中的榴辉岩组成,还有大量的面理化(含榴)花岗岩和少量的变质磷块岩和大理岩.高压榴辉岩主要有石榴石和绿辉石组成,常见蓝闪石和多硅白云母,其形成温压条件为t=450～680℃,p=1.2～1.5 G Pa[21,28].高压榴辉岩也经历了不同程度的退变质作用,可见到由榴辉岩-榴闪岩石榴角闪岩-绿帘角闪岩、钠长绿帘角闪岩乃至蓝闪绿片岩和绿片岩的连续退变质系列.在高压单元中,可较清楚地辨认高压榴辉岩与(钠长)绿帘角闪岩之间的演化关系,但高压榴辉岩与白云钠长片麻岩间的关系还有待进一步研究.不过,从高压单元中面理化含榴花岗岩的不断识别和其中榴辉岩残留体的发现(如红安河口地区及苏家河地区),已为此提供了有意义的启示.与大别造山带的高压单元类似,桐柏地区的高压单元也主要由4部分岩石组合构成:(1)榴辉岩或退变质榴辉岩,局部伴有变形的蛇纹岩化橄榄岩;(2)经受高压变质的沉积岩及火山岩,如白云石大理岩、石墨片岩、石英岩及白云钠长片麻岩等;(3)由榴辉岩强烈退变质及剪切变形而成的含榴二云石英片岩、含榴绿帘斜长角闪片岩、片麻岩等;(4)面理化含榴或不含榴的花岗岩.地质部门在新近的1∶5万地质测量过程中,分别称作为肖家庙岩组、马鞍山岩组、鸿仪河岩组及丘沟岩组等.其实,它们在岩石组合、变质变形特征方面都是一致的,在三维空间上都是相互联通的.经过区域上的追索和观察证明,桐柏地区的高压单元,向东与大别地区出露的高压变质单位是衔接的,其构造边界也可逐一连接和对比;向西被南襄盆地的陆相盆地沉积掩盖,但据钻孔及地球物理资料,陆相沉积物基底岩石及主要构造边界,均可与盆地东西两侧山区的岩石及构造对比,因而,桐柏山区的高压单元,有越过南襄盆地向西延展的趋势.1.4 绿帘蓝片岩单元绿帘蓝片岩单元是形成压力最低的一个高压变质带,分布于桐柏-大别碰撞造山带的南侧,主要由绿帘蓝闪片岩(变质基性火山岩)、蓝闪白云钠长片岩(变质酸性火山岩)、蓝闪白云石英片岩(变质泥质岩)和蓝闪大理岩(变质碳酸盐岩)以及绿片岩、白云365 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构钠长片岩及白云石英片岩等组成.大致包括了原来所划分的张八岭群、随县群、耀岭河群及武当山群所在的范围.从绿帘蓝片岩带的绿帘蓝闪片岩和蓝闪白云钠长片岩等的矿物组合变化及矿物环带等的特征说明,该带至少经历了3期变质作用演化,即从低绿片岩相→绿帘蓝闪片岩相的进变质作用→绿片岩相、低绿片岩相的退变质作用过程.其峰期变质作用的温压条件为t=350～450℃,p>0.7G Pa[17].特别应引起注意的是,在绿帘蓝片岩带中还可见有少量残留的榴辉岩透镜体.同样,在部分高压榴辉岩中仍可见到绿帘蓝片岩相退变质作用的叠加,表现为在榴辉岩中有蓝闪石和绿帘石变斑晶的形成,而且在这两个矿物中含有石榴石和绿辉石的包体.这些都暗示了高压榴辉岩与绿帘蓝片岩间的转化关系.1.5 沉积盖层大别碰撞造山带内所保存的盖层岩系(SC),由于构造揭顶作用及侵蚀破坏,仅在造山带的南缘有残留露头,另在上述各单元的顶部也偶见出露.这些沉积盖层由晚震旦纪至三叠纪沉积岩组成.据古地理分析资料,震旦纪至中三叠世阶段,整个大别和苏鲁地区,都曾有沉积作用记录,该阶段还不存在大面积的古陆[29].沉积岩(局部夹火山岩)的特征与扬子克拉通盖层有亲缘性.据有限的盖层露头构造研究,其内部变形比较复杂,具褶皱逆冲带性质,以顶拆离带分别与下覆的高压或绿帘蓝片岩单元的岩石接触,底部可见缺层现象,压溶现象发育.运动学标志指示沿着顶拆离带,曾发生过大规模的正向滑脱运动[12].盖层只经历成岩和低级-极低级变质,未卷入超高压和高压变质作用,不属于超高压和高压变质带,但盖层确是超高压和高压峰期变质作用后形成的伸展构造框架的重要要素之一,对认识超高压和高压变质岩石的形成与折返动力学过程有重要的参考坐标意义.1.6 镁铁质及超镁铁质岩石大别碰撞造山带内,尤其是大别山北部广泛分布大小不一的镁铁质及超镁铁质岩石块体(图4).依据它们的矿物组合、变形变质特点及与围岩的接触关系,可分为两大类:一类是饶钹寨、碧溪岭和石马等地的变形的方辉橄榄岩、纯橄榄岩组合为代表,如前所述,它们与榴辉岩相岩石有相同的变形变质及几何学特征.如饶钹寨两个垂向上叠置的方辉橄榄岩扁平透镜体的长轴平行区域拉伸线理,与区域上榴辉岩透镜体形态及堆垛格式一致.地球化学研究表明[30],这些超镁铁质岩的稀土模式为LREE富集型,不同于大洋地幔,其w(87Rb)/w(86Rb) (0.7068～0.7104)和ε(Nd)值(+1.2～-7.1)表明不是来自亏损的地幔源区.另一类镁铁质岩石是辉石岩、角闪辉石岩及辉长岩组合,多为宏观上未变形的侵入体,与围岩有清楚的侵入接触关系,并含有围岩捕虏体,如岳西小河口岩体及霍山祝家铺岩体等.同位素年代学资料表明后一类镁铁质-超镁铁质岩体是燕山期就位的[31].这些镁铁质及超镁铁质的岩石地球化学特征[32]及野外地质体间几何关系、变形行为,均不具变质蛇绿混杂岩的特征,因而,不能作为三叠纪碰撞时期古缝合线的标志.尽管大别碰撞造山带内不存在变质蛇绿混杂岩带,但熊店、苏家河及浒湾一带榴辉岩中所显示的加里东期同位素年代学数据及ε(Nd)值(可达-20)表明,在大别山很可能保存有在加里东时期华北与扬子地块对接时被消减的古洋盆的残片.除了上述主要构造岩石单元外,桐柏-大别碰撞造山带中还有很多燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物,在此不再赘述.但应提及的是,中生代燕山期大规模的岩浆岩体就位,是印支期陆陆碰撞后重要热-构造事件的反映,它在桐柏-大别碰撞造山带留下了深刻的烙印,这在大别山东部尤为显著.同位素示踪和地球化学研究表明,大别山内的燕山期花岗岩,不管是产出于核部杂岩,还是产出于超高压或高压单元中,其源区都来自于核部杂岩[33],这也从另一侧面证明核部杂岩在空间上是位于高压、超高压单元之下的.据Wang等[34]对深反射地震剖面的解析,大别超高压岩石主要集中于9km以上的地壳.2 基本结构总体观之,桐柏-大别碰撞造山带的基本结构格局类似于一个大型的北美科迪勒拉型变质核杂岩(metam orphic core com plex)[21].主要结构要素包括核(杂岩)带、大型伸展拆离带及夹持的构造岩片和沉积盖层三部分[17].现今在桐柏-大别碰撞造山带观察到的区域构造几何图像,主要是由角闪岩相变质条件下形成的透入性成分层(具S-L组构)区域性几何学控制的.在大别山地区,成分层及其面理迹线勾绘成以罗田465地球科学———中国地质大学学报第26卷为中心的大型不对称穹窿构造,成分层及面理向周围缓倾斜,但拉伸线理则分别向北西及南东方向倾伏.穹窿的核部由大别变质杂岩组成,顶部及翼部由超高压和高压变质岩组成,由于中生代岩体的侵入及断裂的切错破坏,穹窿构造受到肢解,但基本几何学图像仍很清晰.在超高压、高压及绿帘蓝片岩单元中,榴辉岩及退变质榴辉岩体、变形超镁铁质-镁铁质岩体最大扁平面以及各种平卧及斜卧无根褶皱轴面、剑鞘褶皱的xy面等,都是与成分层平行的.利用对称布丁、共轭韧性剪切条带及脉体变形特征等应变及运动学标志估算,片麻岩及花岗质岩石垂向压扁量多为70%～80%,榴辉岩及退变质榴辉岩体垂向压扁量仅为50%,区域上具纯剪(共轴)及一般剪切应变体制.在桐柏地区,区域上形成一NWW-SEE向延长的短轴背形构造,在背形两翼,面理分别向北东及南西倾斜,倾角一般在20°～35°之间.在背形转折端,如太白顶一带,面理近水平.背形的东南和北西倾伏端,面理分别向南东及北西倾斜.矿物及拉伸线理特,趋向NWW及SEE,倾伏角多在5°～25°之间.总之,桐柏地区的区域构造样式与大别地区的区域构造样式非常相似,都具有一个变质核杂岩的特征.其几何形态为开阔的短轴背形,结构上其核部单位由桐柏杂岩构成,沉积盖层只遭受极低级变质作用,高压变质单元界于下、中复合拆离带与上拆离带之间.总体是在垂向缩短及NWW-SEE方向近水平的伸展体制下形成的.3 讨论与结论现今桐柏-大别碰撞造山带的组成与结构,主要是印支期碰撞及高压、超高压变质期后伸展构造和中新生代热-构造演化的结果.在组成上,除了燕山期及其后的岩浆活动和盆地堆积产物以外,主要包括核部杂岩单元、超高压单元、高压单元、绿帘-蓝片岩单元和沉积盖层单元等,此外还有一些镁铁质和超镁铁质岩体残留或侵入其中.各构造岩石单元间由多层伸展拆离带分隔.前人将大别碰撞造山带划分为“南大别”和“北大别”,在组成和结构的内涵上都不够确切.从三维空间看,经历过超高压和高压变质作用的超高压单元、高压单元和绿帘蓝片岩单元作为不同的岩片夹持于核部杂岩和沉积盖层之中,即超高压、高压和绿帘蓝片岩单元在空间上都位于核部杂岩之上,而位于沉积盖层之下,其分布格局受碰撞期后伸展构造格架所制约.大别碰撞造山带的整体结构样式类似于北美西部的变质核杂岩带,即以总体具穹隆形态及多层拆离滑脱带的发育为特征,构成了以罗田和桐柏山为核部的两个穹隆.至今,关于三叠纪中-朝与扬子克拉通间碰撞缝合线的位置有几种不同的意见.在大别地区,有些学者主张水吼-五河断裂带是UHP变质地体的顶部边界,并以此为构造边界,划分出北大别弧杂岩及南大别碰撞杂岩等岩石构造单位[35,36].徐树桐等[37]认为,大别地块北部的镁铁质和超镁铁质岩带,是变质的蛇绿混杂岩,代表消减了的洋壳残余及古缝合线的位置.最近,Hacker等[38]则认为,中-朝与扬子克拉通间的缝合线,可能是北淮阳构造带内泥盆纪南湾组的北界接触带.桐柏-大别碰撞造山带的组成和结构的研究表明,水吼-五河断裂带只是下伸展拆离带的一部分,而镁铁质-超镁铁质岩带内岩石是由含榴辉岩包体的变形的方辉橄榄岩、纯橄榄岩组合及未变形的辉石岩、角闪辉石岩和辉长岩等年轻侵入体两部分构成的,地球化学资料及地质体间几何关系、变形行为,都不具备变质蛇绿混杂岩的典型特征,因而,不能看作为三叠纪时期古缝合线.依据超高压和高压变质岩石的空间分布,构造岩石单位间几何学关系,以及变质相的构造配置[39]等分析资料,笔者认为大别地块北缘的八里畈-磨子潭-晓天断裂带以及苏鲁地区的五莲-烟台断裂带,是被强烈改造了的三叠纪碰撞缝合线.在桐柏山地区,高压变质岩石分布的北限是娘娘庙剪切带,它向东与大别地区的八里畈-晓天-磨子潭剪切带相连.位于八里畈-磨子潭-晓天缝合线以北20km 的龟山-梅山断裂带,是商丹俯冲消减带的东延部分,主要代表古生代阶段的缝合线.参考文献:[1]从柏林,王清晨.大别山-苏鲁超高压变质带研究的最新进展[J].科学通报,1999,44(11):1127-1141.[2]从柏林,王清晨.中国高压变质岩评述[J].科学通报,1994,39(24):2214-2218.[3]王清晨,从柏林.大别山超高压变质岩的地球动力学意义[J].中国科学(D辑),1996,26:271-276.[4]王清晨,从柏林.大别山超高压变质带的大地构造框架[J].岩石学报,1998,14:481-492.[5]李曙光,Jag outz E,肖益林,等.大别山-苏鲁地体超高压变质年代学:Ⅰ.Sm-Nd同位素体系[J].中国科学(D565 第6期 钟增球等:桐柏-大别碰撞造山带的基本组成与结构。