矿区控矿和赋矿构造特征

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根据矿区地质调查、地质体产状和应变测量以及钻孔资料和地质勘查剖面的解译，发现石碌矿区矿体的产出主要受一轴向NW—SE向、局部倒转、且向NW翘起和闭合而向SE倾伏和开阔的复式向斜控制，该复式向斜自北而南可由保秀向斜、三棱山背斜、北一向斜、红房山背斜、石灰顶向斜等多个次级褶皱所组成，且它们的褶轴(LF1)均呈弧形弯曲，因而整体上该复式向斜显示一“S”形褶皱构造特征(图3-7b)，即褶皱轴线平面上呈“S”形展布，轴面三维空间形态呈麻花状，褶皱中段轴面近于直立、北西段轴面倾向北东、南东段轴面波状起伏。矿区构造形态的形成可能与其北面的近EW向昌江-琼海断裂带的右旋剪切有关。根据矿区复式向斜轴面产状及形态，结合海南岛旋转构造体系分析(详见第二章 第二节 )，我们进一步认为整个矿区构造形态更类似于一旋转构造(图2-9)，即以北一矿体为砥柱、以复式褶皱轴面为旋转面。

地球物理勘查(包括瞬变电磁法TEM和高精度磁测、可控源音频大地电磁法CSAMT)也证实了石碌矿区复式向斜构造赋矿特征(图4-26、图4-27)。而区域和矿区地质调查，以及地质勘查成果(图3-10、图4-13以及图4-16至图4-22)，进一步揭示了铁矿体和钴铜矿体主要赋存在矿区复式向斜的槽部及两翼向槽部过渡的部位。

图4-26 石碌矿区E11勘探线瞬变电磁(TEM)电压剖面图和高精度磁测剖面(黑线)

从单个矿体的形态特征来看，虽然石碌铁矿床受NW—SE向复式向斜严格控制，但矿体主要沿一组近EW向和NW—SE向的S-C组构产生;矿体形态则受一组追踪早期S-C组构发育的近EW向和NW—SE向X共轭剪张节 理控制。矿区所发育的多个方向的断裂构造对矿体也有重要的控制和/或改造特点。从矿区断层相互错开关系来看，其中的NW—NWW向断裂可能形成较早，多数显示左旋剪切性质，如北一露天采坑+60m标高采面东段所见(图4-1);而NE—NNE向断层可能形成稍晚，或与NW—NWW断层呈共轭镜像关系，但前者在活动晚期可能以张性为主，大量岩脉沿这些断裂的侵位就是一例证。另根据野外地质调查来看，近SN(NNW/NNE)向的一系列断层如矿区东部F6，F32，F7等断层(图3-10和图3-11)也表现早期挤压、晚期拉张的特点，这些断层所穿过的地段除岩层表现强烈剪切变形、构造角砾岩发育、并有岩脉侵入外(图4-10、图4-11、图4-28a，b)，它们不仅还在矿区东部A截复式向斜、使赋矿围岩和矿体为上覆石炭系和二叠系地层所覆盖，而且因断层的走滑整体使矿体向矿区东部滑落并使之自西向东逐渐埋深(图3-11)。此外，从矿区南部沿NW—SE向的F1断裂上盘所分布的铁矿体来看，矿体形态主要呈“S”形，且走向与F1断层基本一致，断层所经过的地段断层角砾岩也异常发育(图4-28c，d)，而主要赋矿围岩———二透岩与石碌群第五层的界线则呈不规则状、港湾状，这种地质界线与石碌群其他各亚层之间的过渡界面完全不同，但与F1断层的出露界线重合。由此说明，石碌群第六层二透岩与第五层接触关系不能用沉积接触来解释。

图4-27 石碌矿区E11勘探线可控源(CSAMT)二维(data)反演电阻率断面图

图4-28 石碌矿区断层滑动及断层角砾岩野外照片

我们进一步对矿区枫树顶和枫树下矿段两剖面进行了大比例构造-地层测量(图4-29)。由图4-29可以看出，石碌群第六层二透岩与第五层石英绢云母片岩在产状上存在突变关系。第六层二透岩有自E向W、自地表至深部倾角变陡趋势，且倾向变化较大;第五层岩层产状也存在同样的变化特点，因而推测它们在深部可能构成一类似于扇状或箱状褶皱的构造式样。根据地层关系和运动学分析，指示了石碌群第五层自NE向SW滑覆于第六层之上，两者间存在一大型呈NWW—SEE的滑移断层(即F1)，并与矿区近SN向F6正向断层活动密切相关。上述特征均暗示F1断裂可能为一A贯矿区的层间滑脱断层，对成岩作用和成矿作用有重要的控制作用;而矿区南六到枫树下、枫树顶一带的铁矿体在垂向上有可能延伸更深、因而有较大的找矿前景。

图4-29 石碌矿区枫树顶、枫树下矿段构造－岩性剖面图(a)枫树顶矿段;(b)枫树下矿段

根据区域和矿山地质调查、钻孔勘查和综合分析，石碌矿区矿体的产出特征及其主要控矿和赋矿构造特征可总结如下。

1)整体上，铁矿体如北一矿段主要沿一组NW—SE向的构造面理(即剪切带内面理Ss)产出，其次是沿一组近EW向构造面理(即糜棱岩面理Sc)发生，而晚期所发育的一对NWW—SEE或近EW向和NW—SE向X共轭剪张节 理则导致铁矿体旋转变形及其内方解石脉的发育，因而平面和垂直上矿体呈“S”形或反“S”形透镜体分枝尖灭，推测它们在深部可能连成一体，状如“锅底”;应力椭球体初步分析，晚期的X共轭剪张节 理的形成可能与近SN向挤压或近EW向剪切旋转变形有关。

图4-30 石碌矿区二透岩底板等高线分布趋势图

2)铁矿体的主要赋矿围岩为条带状二透岩(即角闪岩质铁英岩)，其次为铁质砂岩、铁质千枚岩，且两者主要呈突变关系、走向近一致(NW—SE向)，反映其形成与构造面理密切相关;但在剪切断裂带附近，还出现以富矿体为对称中心向两侧由富铁矿向贫铁体(即含石榴子石条带和绿帘石蚀变的二透岩)、强硅化含铁二透岩、含铁二透岩过渡。特别是，赋存于贫铁矿中的条带状石榴子石呈香肠状、囊状和无根钩褶皱，表现出强烈的塑性流动变形和压扁拉长，但整体产状与贫铁矿体构造面理基本一致，即NW—SE向;而当间隔劈理出现时，贫铁矿中局部也有富铁矿出现，这一现象在北一矿体最为突出，目前E11，E12，E13，E14等勘查线钻孔也均揭示该地质规律。上述特征，不仅反映富铁矿体的形成与剪切构造变形密切相关，而且反映剪切构造变形过程还引起了含矿变质流体的形成，导致成矿物质的迁移和富集。

3)钴铜矿体主要赋矿围岩为白云岩、二透岩化白云岩或白云岩质铁英岩、二透岩，且与剪切构造变形也有密切关系。矿体主要沿一组NW—SE向和近EW向的S-C组构发生，但整体上沿NW—SE向的剪切面理Sc产出，并显示旋转变形、拉伸线理、层内剪切褶皱和无根钩状褶皱等特征;晚期一对NW—SE向和近EW向共轭X剪张节 理则控制了钴铜矿体“S”形或反“S”形透镜体形态，系追踪早期S-C组构发生。

4)铁矿体、钴铜矿体的产出特征还反映剪切构造变形过程同时相伴有多期热液活动。因多期构造和多期热液活动的影响，其中的钴铜矿体或沿裂隙充填呈脉状、网脉状、放射状及不规则状，或呈胶状角砾型矿体等，而铁矿体则主要呈角砾状。

5)通过以往勘查线剖面图如北一矿段还发现，上部铁矿体和下部钴铜矿体均显示揉皱变形、蛇形弯曲特征，进一步揭示两者具有同构造成矿特点。

6)同构造变形和热液活动形成富矿体时期，是与岩浆活动分不开的，如矿区内一系列晚期脉岩呈“S”形或反“S”形沿NNE、NE向断裂、或者是不同岩性界面侵入，进一步揭示这些断层在活动晚期具张性特征。

7)矿区主要赋矿围岩———二透岩底板等高线分布表明(图4-30)，二透岩埋深有自NWW向SEE、自NE向SW和自SE向NW逐渐变深的趋势，但最深处位于北一向斜轴向东的F6与F32断层之间及其两侧，可能暗示系NNE—SSW或近SN向挤压和NW—SE或NE—SW伸展联合控制的结果;此外，二透岩顶板等高线分布趋势也表现同样的特点(图略)。

桐柏-大别-苏鲁带的基本结构

根据褶皱形态及其伴生构造所反映的褶皱形成过程，以及在形成过程中的物质运动规律和应变的分布情况，并结合模拟实验进行理论分析，可将褶皱形成机制分为纵弯褶皱作用、横弯褶皱作用、剪切褶皱作用及柔流褶皱作用。

1.纵弯褶皱作用

岩层受到顺层挤压力的作用而发生褶皱，称为纵弯褶皱作用。地壳水平运动是造成这种作用的地质条件。地壳中大多数褶皱是纵弯褶皱作用形成的。图4-28表示单层纵弯褶皱作用。在结构均一的单层板状材料的侧面上画上几排小圆，平板发生纵弯曲变形后小圆形态的变化反映了褶皱内部应变情况。从原来的小圆变为椭圆的分布说明弯曲层外凸的一侧受到平行于弯曲面的引张而拉伸，内凹一侧则受到挤压而压缩，二者之间的一排小圆表示了一个既无拉伸也无压缩（无应变）的中和面（图4-29A）。拉伸应变与压缩应变分别向中和面逐渐减小。随着弯曲加剧和曲率的增大，中和面的位置逐渐向核部迁移。

图4-28 单层纵弯曲的应变分布

（据B.E.Hobbs，1971）

图4-29 单层纵弯曲的应变状态及内部小构造

（据M.P.Billings，1947）

当单一岩层或彼此粘结很牢成为一个整体的一套岩层受到侧向挤压形成纵弯曲时，在不同部位可能产生一系列有规律分布的内部小构造。如岩层韧性较高，外凸侧会因拉伸而变薄，内凹侧则因压缩而变厚（图4-29B）；如为较脆性的岩层，在外凸侧常产生与层面正交、呈扇状排列的楔形张节理或小型正断层，而在内凹侧因压缩而产生逆断层（图4-29C）；或在一定条件下（如微层理发育）内凹侧可能发生小褶皱（图4-29D）。

当一套层状岩石受到顺层挤压时，层面在形成褶皱的过程中起着重要的作用，以致岩层常通过下列两种方式形成褶皱，一种方式是弯滑作用，另一种方式是弯流作用。

（1）弯滑作用

这种作用指一系列岩层通过层间滑动而弯曲成褶皱的作用。纵弯褶皱作用引起弯滑作用的主要特点是：

1）各单层有各自的中和面，而整个褶皱没有统一的中和面。各相邻褶皱面保持平行关系，各岩层的真厚度在褶皱的各部位基本一致，故纵弯曲引起的弯滑作用往往产生平行褶皱（图4-29A），即ⅠB型褶皱（图4-18）。

2）纵弯褶皱作用引起的层间滑动是有规律的，一般背斜中各相邻的上层相对向背斜转折端滑动，各相邻的下层则相对向相反方向，即向相邻向斜的转折端滑动（图4-30）。由于层间滑动作用，一方面强硬岩层，在翼部可能产生旋转剪节理、同心节理（图4-31）及层间破碎带等，且在滑动面上留下与褶皱枢纽近直交的层面擦痕（图4-32）；另一方面，由于两翼的相对滑动，往往在转折端形成空隙，造成虚脱现象，此时如有成矿物质填充则形成鞍状矿体（图4-33）。

图4-30 纵弯褶皱的弯滑作用

原为垂直层面的直线，弯曲后发生错位所反映的层间滑动特点

图4-31 弯滑褶皱中的节理

图4-32 弯滑褶皱中发育的层面擦痕

3）当两个强硬岩层之间夹有层理发育的韧性岩层的条件下，发生纵弯褶皱作用，则会在层间滑动的力偶作用下，使薄层韧性岩层发生层间小褶皱。位于主褶皱翼部的层间小褶皱多为不对称褶皱（图4-34），小褶皱的轴面与其上、下相邻的主褶皱面所夹锐角指示其相邻层的相对滑动方向。除平卧褶皱和翻卷褶皱外，可以根据上述层间滑动规律来判断岩层顶、底面，从而确定岩层层序是正常的或倒转的以及背斜和向斜的位置（图4-35）。

（2）弯流作用

纵弯褶皱作用指岩层弯曲变形时，不仅发生层间滑动，而且某些岩层的内部还出现物质流动现象。上、下层面对褶皱层内物质的流动起着控制作用。纵弯褶皱的弯流作用的主要变形特征是：

1）层内物质的流动方向，自受压的翼部流向转折端，岩层在转折端部位不同程度地增厚，翼部相对减薄，从而形成Ⅱ类相似褶皱或Ⅲ类顶厚褶皱（图4-18）。

2）当软岩层与硬岩层互层，受到顺层挤压时，硬岩层难以发生流动，仍形成平行褶皱（IB型褶皱），而软岩层易于流动，填充了由于层间滑动形成的虚脱空隙，从而形成与硬岩层褶皱形态不同的顶厚褶皱（图4-36）。

3）当硬岩层中夹有一大套层理发育相对易流动的韧性岩层时，物质的流动并不顺其微层理发生层间差异流动，而是在主褶皱的翼部和转折端形成从属褶皱。这些从属褶皱显示了层内物质向转折端流动的特征（图4-37）。

图4-33 弯滑作用在转折端形成的虚脱现象和鞍状矿体

图4-34 纵弯褶皱的弯滑作用形成的层间小褶皱

（据E.W.Spencer，1977）

箭头表示顺层滑动方向

图4-35 利用纵弯褶皱中的层间小褶皱确定岩层产状正常或倒转，以及背斜、向斜位置

（据M.P.Billings，1947）

a—直立岩层；b—正常倾斜岩层；c—倒转岩层

图4-36 砂岩、页岩组成的褶皱

注：砂岩成平行褶皱，页岩成顶厚褶皱；点线为砂岩；断线为页岩

图4-37 桂林甲山倒转褶皱及其中的从属褶皱

石灰岩形成倒转褶皱，其间泥灰岩形成从属褶皱

4）在侧向挤压下软岩层发生强烈层内流动，可产生线理、劈理或片理（兼有变质作用）等小构造；如其间夹有脆性薄岩层，还可形成构造透镜体和无根褶皱等（图4-38）。

2.横弯褶皱作用

岩层受到和层面垂直的外力作用而发生的褶皱，称为横弯褶皱作用。地壳差异升降运动，岩浆或岩盐的底辟作用以及同沉积褶皱作用所形成的褶皱都属于横弯褶皱。与纵弯褶皱作用相比，这种褶皱作用是较为次要的。

横弯褶皱作用也会引起弯滑作用和弯流作用，但是，它们与纵弯褶皱作用有明显的不同，其特点如下：

图4-38 弯流褶皱的内部构造

①厚层硅质灰岩；②炭质板岩夹薄层硅质灰岩；③顺层流劈理；④顺层剪裂面；⑤张节理；⑥由硅质灰岩形成的构造透镜体；⑦翼部剪节理；⑧反扇形流劈理

（1）横弯褶皱的岩层整体处于拉伸状态，一般不存在中和面，其应力迹线如图4-39所示。

（2）横弯褶皱作用往往形成顶薄褶皱（即IA型褶皱），尤其由于岩浆侵入或高韧性岩体上拱造成的穹隆更是如此（图4-40），在这种情况下，顶部不仅因拉伸而变薄，而且还可能造成放射状断裂或同心圆状环形断裂，如为矿液充填，就会形成放射状或环状矿体。

（3）横弯褶皱作用引起的弯流作用使岩层物质从弯曲的顶部向翼部流动，易于形成顶薄褶皱。韧性岩层在翼部由于重力作用和层间差异流动可能会形成轴面向外倾倒的层间小褶皱，其轴面与主褶皱的上、下层面的锐夹角指示上层顺倾向滑动，下层逆倾向滑动（图4-40）。

图4-39 横弯褶皱中的应力迹线

（据马瑾等，1965）

图4-40 横弯褶皱作用引起的弯流作用

（据J.D.Dennis，改绘）

虚线代表σ1，点线代表σ3

注意层间小褶皱轴面产状正好与纵弯滑引起的层间小褶皱轴面产状相反。1—弧形隆起基底；2、3、4—泥质岩层

3.剪切褶皱作用

剪切褶皱作用又称滑褶皱作用，这种作用使岩层沿着一系列与层面不平行的密集劈理面发生差异滑动而形成“褶皱”（图4-41）。原始层面（S0）在这种褶皱作用中已不起控制作用，只是反映滑动结果的标志，故这种褶皱作用又称为被动褶皱作用。

剪切褶皱作用的主要特点是：

（1）在横剖面上平行轴面（也是滑动面）方向所量得的褶皱不同部位的层的“厚度”都基本相等，故剪切褶皱作用形成褶皱为典型的相似褶皱（图4-41）。

（2）剪切褶皱作用所形成的褶皱并非岩层面真正发生了弯曲变形，而是层面沿密集的平行劈理或片理面发生差异滑动而显现出弯曲的外貌（图4-42）。

图4-41 剪切褶皱作用形成的相似褶皱

（据E.S.Hills）

大箭头示剪切作用方向；小箭头示平行轴面量的“厚度”

图4-42 剪切褶皱作用模式图

（3）垂直轴面方向岩层的长度，在褶皱前与褶皱后保持不变，如图4-41，OL=O′L′。

（4）剪切褶皱作用形成的褶皱是岩层沿剪切面差异滑动结果，所以在褶皱轴面两侧的相对剪切方向是相反的（图4-42）。

在变质岩中劈理和片理特别发育，因此，剪切褶皱作用多发生在变质岩区。它往往使层理或前期的劈理、片理错动成锯齿形或其他形态的褶皱。

4.柔流褶皱作用

柔流褶皱作用是指高韧性岩石（如岩盐、石膏或煤层等）或岩石处于高温高压环境下变成高韧性体，受到外力的作用，而发生类似于粘稠流体的流动变形，从而形成复杂多变的褶皱。如盐丘构造的底辟核的膏盐层就是一种形态复杂的柔流褶皱（图4-20）。变质岩或混合岩化的岩体中有些长英质脉岩受力流变而成的肠状褶皱（图4-43），也是一种柔流褶皱。肠状褶皱在深变质岩中是很普遍的一种构造现象。这类肠状褶皱或者是早期侵位的岩脉在围岩发生变形和变质过程中发生流变而形成；或者是在强烈变形时期，贯入到褶皱岩层中的脉岩，后来又与围岩一起变形而成。

应当指出的是，柔流褶皱作用与上述受层理控制的弯流褶皱作用常有互相过渡的现象，如有些煤层经受强烈的弯流褶皱作用时，煤层发生柔流，突破层面的限制，在局部地段形成肠状褶皱，造成煤层在一处变厚，在另一处变薄或尖灭现象（图4-44）。在煤矿勘探、开采中应注意这个问题。

图4-43 肠状褶皱

图4-44 萍乡青山矿5-6线剖面

　周边孔兹岩系的基本特征

总体上，桐柏-大别-苏鲁碰撞造山带的基本结构格局类似于北美科迪勒拉型变质核杂岩，在几何学上主要为穹窿状和短轴背斜。

在桐柏地区，区域上形成NWW—SEE向延长的短轴背斜构造，在背斜两翼，面理分别向北东及南西倾斜，倾角一般在20°～35°之间。在背斜转折端，面理近水平。背斜的东南和北西倾伏端，面理分别向南东及北西倾斜。矿物拉伸线理和窗棂构造极为发育，倾向NWW及SEE，倾角多在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，都具有变质核杂岩的特征。

在大别山地区，成分层及其面理迹线勾绘成以罗田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。

苏北东海的区域构造样式为向南东倾斜的假单斜，斜卧褶皱及分隔它们的韧性剪切带，在构造上组成超高压变质带构造柱的两个基本要素，它们是在超高压变质作用期后伸展体制及角闪岩相条件下形成的。

在山东半岛，虽然穹窿的样式不明显，但从组成和结构上观察也已初露端倪，如在山东五莲东及海洋所小石口就出露了UHP单元之下的基底岩石，包括条带状混合岩、斜长角闪岩等，局部还见麻粒岩和磁铁石英岩，其组合类似于大别的基底杂岩。另在超高压带北侧的五莲—松柏以北一带也发现了类似佛子岭群的板岩、条带状石英岩和大理岩的组合。此外，文登—荣成—威海地区伸展面理的产状，也构成了明显的穹窿样式。

在桐柏-大别-苏鲁带现今地壳岩石构造柱中，核部杂岩为最下的一个岩石构造单位，其上依次为超高压、高压、绿帘—蓝片岩和沉积盖层单位，分别被下、中、上和顶伸展拆离（滑脱）带分隔。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等分析资料，确定了娘娘庙（桐柏）-八里畈-磨子潭-晓天（大别山）-五莲-烟台（苏鲁）断裂带，是超高压和高压岩石分布的北限，是被强烈改造了的印支期碰撞缝合线。研究证实，桐柏山广泛出露和分布的榴辉岩和退变质榴辉岩体构成一个高压变质带。该高压变质带是红安-新县地区高压变质带的西延，并且有越过南阳盆地向西延伸的趋势。这也从构造上进一步证明了娘娘庙-八里畈-晓天-磨子潭断裂带的边界构造属性。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，主要代表古生代的缝合线。

索书田等（2000，2002）通过构造分析及综合岩石学、变质作用p-T和同位素年代学信息，提出了一个桐柏-大别-苏鲁超高压及高压变质带流变学演化模式（图1-3）。这个模式中，扬子陆块向北深俯冲于中朝陆块之下并与其发生碰撞，形成地壳堆垛楔并发生超高压变质作用（250～220Ma）。之后，超高压和高压变质岩石在挤压体制下从地幔深度向地壳层次折返，形成挤出楔（230～200Ma），该阶段的晚期伴随有大规模减压部分熔融作用及热状态的变化。碰撞后（210～170Ma）地壳韧性薄化和伸展流动，是超高压和高压岩石进一步向地壳表层折返的体制之一，具中地壳“流体地壳层”的流变行为。而140Ma以后的造山塌陷作用，伴随有大规模岩浆岩体就位、脆性断裂阵列及陆相盆地的发育，使得超高压和高压变质岩石，最终裸露于地壳表层。同碰撞及初期折返过程中变形组构均以不同尺度的、陡倾斜的韧性剪切带网络系统为特征，一般都可区分出强应变带（剪切带）和透镜状弱应变域，它们都是在总的挤压体制（扬子克拉通与中朝克拉通间会聚、碰撞）背景下形成的。同碰撞时的剪切带由新鲜面理化榴辉岩组成，弱应变域由上述块状榴辉岩构成。初期折返（220～200Ma）形成的剪切带网络具区域尺度，主面理由高角闪岩相—角闪岩相矿物定向排列组成，透镜状弱应变域内多由退变质榴辉岩及含较多高压变质矿物残余的角闪片岩或斜长角闪片岩组成。两个剪切带系统都反映了变质带地壳的垂向增厚过程。造山期后伸展构造框架以变质核杂岩为特征，几何形态为穹窿（大别山罗田穹窿、山东威海-文登穹窿）、短轴背形（桐柏太白顶）及多层次低缓角度伸展拆离带，反映了地壳垂向上的压缩和薄化。伸展构造也是以网状剪切系统为特征，但伸展组构总体产状是低缓角度的。

图1-3 桐柏-大别-苏鲁超高压和高压变质带流变学演化模式

（据索书田等，2002）

（a）深俯冲和碰撞阶段，超高压和高压变质岩形成，出现地壳堆垛楔；（b）超高压和高压变质岩初期折返阶段，形成挤出楔，伴随减压部分熔融作用；（c）第二阶段折返，以碰撞期后地壳伸展和薄化作用为特征；（d）第三折返阶段，造山塌陷伴随大规模岩浆岩活动。GMF—龟梅断裂带；BMXF—八里畈-磨子潭-晓天断裂带；UHP—超高压单元；HP—高压单元；EB—绿帘—蓝片岩单元；SC—沉积盖层；Er—二郎坪群；C—石炭系；D+N—定远组及南湾组

褶皱形成中的压扁作用

蒙陕陆块周边孔兹岩系主要出露在陆块北部的乌拉山、大青山、贺兰山等地，大致相当于上集宁群、乌拉山群、千里山群及贺兰山群的分布区。其中乌拉山群的一部分，以各类麻粒岩为主，不属于孔兹岩系，而归入北缘麻粒岩相区。对该区的孔兹岩系已进行了大量的岩石学、原岩建造、地球化学等方面的研究（阎月华，1983；董启贤，1984；沈其韩等，1986,1991；贺高品等，1991；卢良兆等，1992；甘盛飞等，1992；李树勋等，1994），积累了丰富的资料。综合已有资料对孔兹岩系的基本特征讨论如下。

一、岩石组合和原岩建造

蒙陕陆块北部的孔兹岩分布很广，从贺兰山向东一直延伸到内蒙古兴和、集宁一带，其中乌拉山、大青山地区研究程度较高，因此本节主要讨论大青山、乌拉山一带的孔兹岩系。

大青山和乌拉山地区的孔兹岩系的岩石类型较多，主要有夕线石榴堇青片麻岩、夕线石榴二长片麻岩、夕线石榴黑云斜长片麻岩等富铝片麻岩，方柱透辉斜长片麻岩（变粒岩）、石榴透辉方柱片麻岩、（方解）透辉片麻岩等钙硅酸盐岩，透辉大理岩、金云橄榄透辉大理岩、透闪大理岩等大理岩类，以及长石石英岩、铁英岩、（石榴）钾长变粒岩、黑云斜长变粒岩等。此外，在与迁怀陆块相邻的部位以及与北缘麻粒岩区相邻的部位还夹有一定量的二辉斜长麻粒岩、角闪二辉麻粒岩、紫苏长英麻粒岩等麻粒岩类岩石。

根据在兴和、集宁、武川、包白铁路沿线及哈达门沟等地的研究，孔兹岩系自下而上可以划分为四个岩组：

第一岩组：下部为黑云角闪斜长片麻岩（变粒岩）、黑云斜长变粒岩（片麻岩），上部为夕线（堇青）石榴黑云斜长片麻岩、透辉（角闪）斜长变粒岩，上下两部分均含有透镜状铁英岩。下部的原岩多为钙碱性玄武质-英安质火山岩，上部的原岩属于富铝的高粘土质杂砂岩、粘土岩夹少量中基性火山岩。

第二岩组：下部为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、透辉斜长角闪岩，含石墨透辉斜长变粒岩，夹含黑云夕线石榴片麻岩、蛇纹石化透辉大理岩。中部为厚层蛇纹石化橄榄透辉大理岩夹夕线石榴黑云斜长片麻岩。上部为石榴黑云斜长片麻岩、夕线石榴片麻岩、角闪斜长片麻岩（变粒岩）夹石英岩、石榴钾长变粒岩和少量透镜状橄榄大理岩。下部的原岩为砂岩、粘土岩和含杂质的白云质灰岩，中部的原岩主要为白云质灰岩夹少量富铝的高粘土质砂岩，上部的原岩为泥质砂岩、长石砂岩、长石石英砂岩夹白云质灰岩。

第三岩组：主要由透辉黑云斜长（二长）片麻岩、长石石英岩、钾长浅粒岩、透辉钾长变粒岩、蛇纹石化透辉橄榄大理岩组成。原岩为杂砂岩、长石石英砂岩、长石砂岩及白云质灰岩等。

第四组：主要为厚层大理岩，其原岩为不纯灰岩、白云质灰岩。

上述岩石组合和原岩性质表明，大青山、乌拉山地区孔兹岩系的原岩建造具有旋回性。第一岩组和第二岩组构成第一旋回，下部中基性火山建造、碎屑建造向上过渡为粘土质砂岩、粘土岩建造和碳酸盐岩建造。第三和第四岩组构成第二旋回，除底部火山建造不发育外，其它的旋回特征与第一旋回相似，其中上部的碳酸盐建造更为发育，从整个岩系原岩建造看，它们的形成环境相当于古陆边缘海盆环境。在区域上，南部岩层较老，北部岩层较新（甘盛飞，1992），表明其沉积物主要来自南部，这与东胜附近存在麻粒岩基底的推论是一致的。

二、变质和变形作用特征

孔兹岩系经历了复杂的变质演化历史。大量的岩相学观察表明，孔兹岩系主要经历了两期变质改造，以夕线石榴片麻岩为例，第一期变质事件可分为两个阶段，早期阶段的标志是石榴石变斑晶中包裹黑云母、针状夕线石、石英等，局部地段可见被包裹的蓝晶石，所以第一阶段的组合为夕线石＋黑云母＋石英＋斜长石＋蓝晶石。第二阶段的矿物组合以广泛出现大颗粒石榴石、黑云母、钾长石和粒状夕线石为代表，通过Bi+Sill+Q=Kf+Ga反应可使第一阶段的矿物组合转变为第二阶段的矿物组合。第二阶段的矿物组合在岩石中广泛发育，所以该阶段是孔兹岩系的主变质阶段。两个阶段的不同矿物组合表明，第一阶段的变质温度较低，根据石榴石中黑云母包体与相邻石榴石化学成分计算，第一阶段的变质温度为590～650℃（贺高品等，1991）。由于这一阶段有蓝晶石出现，压力可能较高，根据Sill和Ky的平衡反应线推断为0.81GPa（Liu,X.S.et al．,1993）。第二阶段的变质温度较高，根据各种温度计资料（沈其韩等，1991，卢良兆等，1992）综合分析，其变质温度在850±50℃左右，压力估算为0.6～0.7GPa，矿物组合和温度压力条件均表明该阶段的变质程度达到麻粒岩相。

第二期变质反应的产物是在石榴石边部出现堇青石组成的反应边，堇青石包裹黑云母、夕线石等，表明堇青石形成较晚。通过Bi+Sill+Q=Kf+Cord和Ga+Sill+Q=Cord的反应使第一期的部分矿物转化为堇青石＋钾长石的组合。同时，未完全反应的石榴石和黑云母的化学成分也发生了变化（贺高品等，1991）。根据石榴石－堇青石温度计和压力计推算本期变质温度为590～600℃，压力为0.57～0.7GPa（贺高品等，1991）。若根据Alm+Sill+Q+H2O→Cord的反应曲线（Weisbrod,1973），按以上温度推算，其压力应低于0.6GPa，刘喜山等（1993）推算的压力值仅0.36～0.40GPa。综合这些资料，第二期的变质温度为590～660℃，压力可能在0.46～0.57GPa之间。

综合以上资料，第一期早期阶段到峰期阶段是温度升高、压力稍有降低的变质演化过程，这表明它们在地壳深部受到热异常的干扰，或者孔兹岩系下沉速度低于深部热流向上的传导速度。从第一期变质的峰期阶段到第二期变质是降温降压的演化过程，表现出均匀隆升的特点。

孔兹岩系的变形较为复杂，不同类型、不同规模的褶皱构造十分发育，韧性变形在一些部位影响强烈，各种面状构造及线状构造表现明显，根据褶皱的形态、褶皱与片理的关系、褶皱之间的相互关系等因素，孔兹岩系的褶皱变形可分为三期。

第一期褶皱以片内无根褶皱、相似褶曲等一系列小型褶皱为主。它们多被限于岩层的片理或层理之间，其轴面多与片理（S1）平行。这期褶皱塑性变形明显，表现为形态的复杂和多样，并受到岩性的控制，在厚层夕线石榴斜长片麻岩所夹的薄层黑云斜长片麻岩及薄层大理岩中这期褶皱较发育。

第二期褶皱为一系列紧闭同斜褶皱，在转折部位岩层明显加厚，翼部强烈减薄，两翼产状基本一致。轴面多向北北西倾，倾角50°～60°。与褶皱相伴的是区内广泛分布的主期片麻理，其产状与本期褶皱轴面产状一致。这些褶皱规模较大，对孔兹岩系中岩石组合的空间分布、岩层厚度、岩层序列都起着控制作用。由于转折部位被破坏，这期褶皱有时不易识别。

第三期褶皱是以S2或S1为变形面形成的规模较小的宽缓背形和向形构造，它们走向也多为NEE向，与第二期褶皱的方向基本一致，属同轴叠加。由于第二期褶皱的转折部位已卷入到这期褶皱的翼部，因此它与第二期褶皱是一种叠加关系。这期褶皱较宽缓，无明显的面状构造相伴。

此外，区内一些地段韧性变形发育，甘盛飞（1992）、李树勋等（1994）对大青山乌拉山地区的孔兹岩系中的韧性变形进行了较详细的研究。目前资料表明这些韧性剪切带多为近东西向展布，并可划分为三期（李树勋等，1994）。第一期韧性剪切带是深层次高温高压条件下的变形，矿物明显拉长，石英、堇青石被拉长呈板状，石英的长宽比达到10∶1～15∶1。从卷入的矿物看它们可能发生在麻粒岩相条件下，可能与第一期变质的峰期阶段和第二期褶皱变形大致同时。第二期韧性变形表现为碎斑糜棱岩带（眼球状片麻岩带），带宽几百米，延长数十公里。许多伟晶岩脉和钾质混合花岗岩沿碎斑糜棱岩带分布，并交代糜棱岩，表明该期剪切变形的时间与伟晶岩的形成大致同时或稍早。第三期为韧脆性剪切变形，表现为剪切带的绿片岩相退化变质，流体沿剪切带活动强烈。区内的许多金矿化与这一期剪切带有关（李树勋等，1994）。

据吴昌华等（1994）研究，东部的黄土窑一带存在大型的鞘褶皱，鞘端指向北东和北东东，a轴为230°∠8°～10°。表明孔兹岩系发生过从SWW向NEE方向的大规模剪切位移。该地带与迁怀陆块近邻，孔兹岩系很可能是逆冲于迁怀陆块之上的。

三、孔兹岩系形成时代的讨论

自60年代以来，在孔兹岩系中已进行了大量的同位素年代学研究，积累了较多的资料。表8—1列举了近年来主要的同位素年龄结果，其中一部分为孔兹岩系本身的年龄，另一部分是侵入到孔兹岩系的岩浆岩的年龄。

从表8—1中可以看出，孔兹岩系本身的同位素年龄多在2000～1800Ma期间，这组数据与区内广泛分布的伟晶岩的K-Ar年龄（李璞等，1963）很相近，有两个Rb-Sr等时线的年龄较大，都在2300Ma左右。吴昌华等（1994）认为2316Ma的Rb-Sr年龄，其87Sr/86Sr=0.70018过小，不甚合理。2367Ma的Rb-Sr年龄样品少，包括了斜长角闪岩、斜长变粒岩及混合花岗岩等，样品的多样性也存在不合理性。此外吴昌华等采自哈达门沟片麻岩、变粒岩的Rb-Sr等时线年龄为2609 Ma（天津地质矿产研究所，1984）。这一结果误差过大，不具有确切的定年意义，表8—1中未列出。只有一个孔兹岩样品锆石U-Pb一致线年龄为2360Ma。该年龄值也未达到太古宙的时限。总之，孔兹岩系本身的同位素年龄多在2000～1800Ma期间，Rb-Sr法虽有较老的年龄报导，但其合理性及地质意义还需探讨，因此，有的学者认为孔兹岩系应属早元古代（金巍等，1991；吴昌华等，1994）。

表8—1　孔兹岩系的同位素年龄数据

侵入到孔兹岩中的岩浆岩的年龄则较大，基性脉岩的Sm-Nd年龄为2270Ma±71Ma，而同一地点夕线石榴片麻岩锆石的U-Pb年龄仅1892Ma，二者差别较大。侵入到孔兹岩系的黑云母花岗岩和石英闪长岩的年龄也达到2367～2441Ma。如果这些年龄确实代表岩浆侵入的时间，那么先存的孔兹岩系就应大于2500Ma。因此有的学者认为它们应属太古宙（沈其韩等，1991；卢良兆等，1992；郭敬辉等，1994）。

总之，目前对同位素年龄资料的地质解释还存在较大分岐，孔兹岩系的时代归属还存在较大争议，根据目前的资料，我们趋向于孔兹岩系可能形成于新太古代的认识，其理由是：

（1）侵入到孔兹岩的花岗岩等已获得2300～2440Ma的年龄结果，虽然目前还难以确定这些锆石是岩浆锆石还是继承锆石，但这些花岗岩及基性脉岩已发生变质，受到1800Ma变质事件的影响，因此这些年龄可能代表岩浆事件的时代，故孔兹岩系应更老。

（2）孔兹岩系中已获得2300Ma和2600Ma的Rb-Sr等时线年龄，虽然这三个数据在采样上、误差上、同位素地球化学的合理性上还存在一些问题，但它们可能已反映出一种较老的年龄信息，故推测孔兹岩系可能形成于太古宙。

（3）从千里山到兴和一带的孔兹岩普遍经历了麻粒岩相的变质改造，在变质作用特征上它们与相邻的麻粒岩及迁怀陆块麻粒岩并无大的差别（Lu,L.Z.et al．,1993），因此它们可能是同一期变质的产物，均在太古代末经历了麻粒岩相的变质改造。

根据目前的资料我们认为孔兹岩系可能属于太古宙，但年代学的证据还很欠缺，尚需进行进一步的同位素年代学研究。

岩层在顺层挤压作用下，总要引起平行于主压应力方向的缩短和垂直于主压应力方向的伸长，即压扁作用 (flattening) 。在弹性-弹黏性弯曲变形过程中，随着褶皱的加剧而紧闭，造成岩层原始长度的缩短和弯曲的弧线长度增加，而岩层厚度基本不改变，这表现在典型的平行褶皱的发育过程中。对于黏度小 (或韧性高) 的岩层，则会在平行压应力方向上岩层整个缩短，垂直于压应力方向岩层加厚。兰姆赛和兰伯格 (H. Ramberg) 等通过野外观察和模拟实验，认为岩层在形成褶皱的整个发育过程中都有压扁作用，并可将其看作是岩石形状受顺层挤压作用而发生塑性变化的一种变形过程。压扁作用对褶皱的形态及其中应变的分布 (表现为伴生小构造) 都有显著影响。

1) 在压扁作用下，褶皱岩层内各点应变状态也随之发生有规律的变化。如图10-41所示，随着纵弯褶皱作用增强，压扁作用也相应增强，褶皱层内各点应变椭球的长轴逐渐旋转到与褶皱轴面平行的方向上。压扁作用越强烈，应变椭球越扁，整个褶皱也就越紧闭。

2) 在褶皱形成过程中因压扁作用而使褶皱岩层的厚度也相应发生变化，表现为翼部岩层变薄，转折端岩层变厚，从而使整个褶皱由平行褶皱向相似褶皱发展。兰姆赛根据理想的弯曲褶皱和整个褶皱的压扁量的系统变化特征，提出一个根据倾角与厚度之间关系计算压扁率的方法。不过这个求算褶皱压扁率的方法是假定褶皱变形过程中应变椭球体的轴方向没有改变，同时还以在测定范围内压扁作用是均匀一致为前提的。

3) 压扁作用也使诸如岩石中的鲕粒、砾石以及具对称要素的化石 (如三叶虫﹑腕足类﹑笔石﹑羊齿等，或矿物晶体如黄铁矿、石榴子石) 发生变形，对它们变形后的形状与原始形状进行对比，也可以推断压扁作用的程度。

4) 在压扁作用下，位于褶皱翼部的脆性薄岩层往往在垂直压缩方向的拉伸下形成石香肠、构造透镜体; 如韧性褶皱岩层经受强压扁作用，则会发生轴面劈理; 当压扁作用不均匀时，则会沿劈理面发生差异滑动，形成以层面为标志面的剪切褶皱。当褶皱是由脆性和韧性岩层相间组成时，经受强烈持续压扁作用后，韧性岩层就会产生劈理，强硬岩层则会因压扁形成所谓的 “无根钩状褶皱”(图10-41C) ，这是强烈褶皱的变质岩区，如河南嵩山、内蒙古温都尔庙等地变质岩中普遍存在的构造现象。

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