Petrology, mineralogy and metamorphic p-T path of eclogites from the Qianmai area, Lancang County, western Yunnan Province
-
摘要:
澜沧谦迈地区位于西南三江昌宁-孟连结合带中段。新近在该地区发现榴辉岩，与双江县勐库地区退变榴辉岩一样，谦迈地区榴辉岩也产于湾河蛇绿混杂岩带内，岩石新鲜，后期退变质作用改造弱，岩石学信息保留完整。主要矿物成分为石榴子石、绿辉石、多硅白云母、金红石、角闪石、绿帘石、石英等，直接围岩为白云（钠长）片岩和斜长角闪岩，白云（钠长）片岩主要由多硅白云母、石英和长石构成。根据岩石学和矿物学特征将谦迈地区榴辉岩划分为4个变质阶段，其中峰期矿物组合为石榴子石+绿辉石+多硅白云母+硬柱石+蓝闪石+金红石+石英。初步研究表明，峰期榴辉岩相变质温度和压力分别为600℃和2.5GPa。新发现的榴辉岩为研究三江地区特提斯构造演化提供了关键性资料，该榴辉岩变质演化p-T轨迹的研究对探讨古特提斯洋的俯冲-造山过程具有重要意义。
Abstract:Eclogite was newly discovered in the Qianmai area within the Changning-Menglian suture zone in the Sangjiang area, southwest China. Qianmai eclogites, like retrograded eclogites in the Mengku area of Shuangjiang County, occur within the Wanhe ophiolitic mélange. The studied eclogites are fresh with weak retrogression. The main mineral compositions include garnet, omphacite, phengite, rutile, amphibole, epidote and quartz. The surrounding rocks include muscovite (albite) schist and plagioclase amphibolite. The muscovite (albite) schist is mainly composed of phengite, quartz and feldspar. Four-stage metamorphic evolution was identified in according to the petrological and mineralogical analyses. The peak mineral association includes garnet+omphacite+ phengite+ lawsonite+glaucophane+rutile+quartz. The peak eclogite-facies metamorphic temperature and pressure are 600℃ and 2.5GPa, respectively. The newly discovered eclogite provides important information for the study of the Tethyan tectonic evolution in Sanjiang region. The metamorphic p-T path of the eclogites is of great significance for investigating the subduction-orogeny process of the Paleo-Tethys Ocean.
-
Keywords:
- eclogite /
- mineralogy /
- petrology /
- p-T path /
- Changning-Menglian suture zone /
- Qianmai area in Lancang County
-
徐淮推覆-褶皱带位于华北板块东南缘、郯庐断裂西侧（图 1），为该区重要的陆内变形带。区域内徐淮断裂-褶皱系统由北向南走向由NNE—近NS—NW变化，也称为徐淮弧。弧顶位于萧县—淮北市一带, 与华北板块的其余构造形态具有明显差别（图 1）。早在20世纪90年代，徐树桐等[3]将其称为半圆形造山带或大型褶皱逆冲推覆体；王桂梁等[4]提出区域构造表现为弧形双冲-叠瓦状逆断层特点；彭凌日等[5]与Shu等[1]认为，区域构造属于挤压背景下的薄皮构造模型，表现为区域上普遍存在一系列弧形的斜歪褶皱、逆冲推覆构造。以上均为该区构造样式成因的研究，取得较多成果，而对于区域广泛存在的滑脱层研究不足[1, 1-5]。
滑脱层的存在影响盖层与基底间界面的剪切强度，使褶皱-冲断带构造传播方式及构造样式发生变化[6]。通常滑脱层能使构造变形传播距离更远，并且不同厚度滑脱层影响后冲断层的发育数量及构造的对称性，形成隔挡隔槽式褶皱、等间距逆冲断层、反冲断层等典型构造[7-9]；滑脱层深度及强弱性质的改变将影响构造变形的传播特征及褶皱、断层构造的样式和间距变化[10-13]。
随着构造物理模拟手段的不断完善，它已成为地质学家认识构造变形过程、分析构造成因机制的重要手段[14-19]。本文选取徐淮推覆-褶皱带为研究对象，结合前人研究资料，采取物理模拟手段对区域滑脱层深度变化、滑脱层摩擦系数的控制作用进行探索，进而对区域构造样式的控制因素和形成机制进行研究。
1. 徐淮地区构造背景
1.1 区域地层
研究区沉积盖层在东西向剖面上表现为东侧盖层厚度大于西侧（图 2-b），基底为太古宇泰山群变质岩，盖层分为3个亚层，即青白口系—震旦系、寒武系—奥陶系、石炭系—二叠系，相应亚层的分布表现为下部的青白口系—震旦系多为碎屑岩-碳酸盐岩沉积，岩石组成多为叠层石灰岩与白云岩，中部的寒武系—奥陶系主要为浅海碳酸盐岩，石炭系—二叠系以滨海相灰岩及滨海湖泊-三角洲体系陆源碎屑岩沉积为主，其中山西组和上、下石盒子组是主要的含煤层系①[21-22]。结合前人野外调查，区域上滑脱层普遍发育，主要为页岩、膏岩泥灰岩及煤层，分别为青白口系泥灰岩、寒武系猴家山组与馒头组页岩、奥陶系贾汪组页岩与马家沟组膏岩、石炭系—二叠系页岩及煤层（图 3）[1, 23]。其中，青白口系泥灰岩、寒武系页岩、石炭系—二叠系页岩及煤层作为主要拆离层控制区域主要构造变形[24]。
![]()
1.2 构造特征
研究区以逆冲推覆构造为主，未卷入结晶基底，属于典型的薄皮构造（图 2-a），平面上逆冲推覆构造为一系列走向由北向南、由NNE—近NS—NW变化的逆断层及伴生斜歪褶皱[5]，如白土镇东斜歪褶皱的轴面产状为144°∠75°，高角度逆断层的产状为137°∠71°，低角度逆断层的产状为124°∠41°（图 4），表明该区受到从南东向北西的挤压应力场作用。
结合前人在该区域进行的构造应力场研究[1, 25-26]，区域受2期应力场作用，分别是早燕山期SE—NW向挤压及晚燕山期NNE—SSW向挤压力。本次研究通过61个野外共轭节理、断面擦痕求应力场，并利用赤平投影求得最大主应力轴（σ1）优势方位，2个极密点方位为200°∠6°、133°∠6°，表明该2期应力场方位与前人研究一致（图 5）。虽然晚燕山期受NNE向挤压，导致该区侏罗纪—白垩纪盆地发育，但仍以早燕山期SE—NW向挤压作用形成的构造格局为主[4, 27]。
![]()
图 5 区域最大应力场统计极密图（A与B代表研究区最大主应力轴机密点）Figure 5. Statistics of the region's maximum stress field以皇藏峪背斜为界将研究区构造划分为东部构造带与西部构造带（图 2-b），东部构造带主要为一系列斜歪褶皱，少量叠瓦状分支断层；西部构造带表现为强烈变形，发育一系列逆冲断层。总体构造具明显东西分带的特点[3, 20]。
2. 构造物理模拟实验设计
2.1 实验材料
构造物理模拟实验遵循相似原则，即几何学相似、动力学相似、运动学相似，实验材料物性、模型尺寸等需要与自然界中实际的相应参数保持一定比值[28-29]。本次实验中所用材料为石英砂、微玻璃珠及硅胶。
干燥石英砂用于模拟脆性的上覆岩层，其物理性质为脆性且遵循库伦-莫尔破坏准则，内摩擦角为31°左右，内聚力极小[30]，变形过程中铺设的石英砂颗粒将出现从应变硬化-应变软化的过渡，导致影响断层角度的内摩擦系数稍小于未变形前岩石的内摩擦系数[31-32]。石英砂颗粒直径为200~300μm，根据不同的铺沙方式（筛或直接倒入模型中），密度会有差别，总体密度在1.3~1.6g/cm3之间。人工烧结的彩色石英砂颗粒一般物性不发生改变，铺设1mm厚彩色石英砂于模型中作为观察构造变形的标志层[33]。
微玻璃珠通常用于模拟强滑脱层，表面光滑且磨圆度好，玻璃珠内聚力几乎为零，内摩擦角为25°左右[34-35]，应变软化幅度很小，变形前后内摩擦角变化不大。本次实验使用直径为300μm的微玻璃珠充当强滑脱层，铺设于模型最底部[36]。
硅胶为透明高粘度的材料，用于模拟上地壳的塑性变形，在低应变速率下具有牛顿流体性质且具有非常低的屈服强度[37]。测得室温下本实验材料粘度为1.2×104Pa.s, 密度为0.926g/cm3, 铺设2~3mm于基底之上，作为弱滑脱层，控制变形传播距离，产生各类褶皱-冲断构造[7, 38-39]。
2.2 相似条件
根据相似原理，模型与地质原型长度的相似因子L*为1×10-5（即实验室中模型1cm代表自然界中1km的长度）；地质原型中沉积岩的平均密度为2.6g/cm3, 模型中石英砂与微玻璃珠的平均密度为1.4g/cm3, 所以实验设定的密度相似因子为0.5[40]；模型与地质原型的重力加速度相同，为9.8m/s2, 重力加速度相似因子为1；关于硅胶滑脱层，粘度一般为1×104Pa.s, 而地质原型相应地层的粘度为1×1019Pa.s, 粘度相似因子为1×10-15（*代表相应模型参数与地质原型参数的比值）。
根据前人对徐淮地区变形的年代学数据及缩短率的研究[23, 25]，推算出地质原型变形速率为1~10mm/a，因而设置实验室计步器推挤速率为0.005mm/s，结合速度相似因子v*=5×104，实验中模拟地质原型的挤压速率为3.2mm/a，与推算变形速率（1~10mm/a）大小为同一数量级，符合构造模拟相似条件。
2.3 实验装置
根据控制变量法来改变滑脱层深度及滑脱层物理性质[6, 17]，设计2组实验。第一组实验设计2个模型分别为模型1与模型2，初始尺寸均为600mm×400mm×24mm，且底板水平。模型1使用4mm厚微玻璃珠作为强滑脱层，20mm厚的石英砂作为盖层，而模型2则用一层厚4mm的硅胶层为弱滑脱层，盖层材料与厚度均与模型1相同（图 6-a、b）。模型两侧为钢化玻璃，为减少边界效应的影响，在实验前用无水酒精将其擦拭干净。
第二组实验设计2个模型分别为模型3和模型4，尺寸均为600mm×400mm×24mm, 模型底板均保持水平，考虑到滑脱层深度变化的影响，模型中均设计有先存的台阶式隆起，模型3距离活动端430mm处设置有5mm高的台阶状基底隆起，而模型4则在距活动端430mm处设置为10mm高的台阶状隆起。模型3、4底部均有一层厚4mm的硅胶层作为滑脱层，盖层为石英砂，两模型材料厚度均为24mm（图 6-c、d）。
4个模型均从右侧施加挤压力，活动端推板运动速度均为0.005mm/s，根据前人对区域平衡剖面恢复所得缩短率[1, 25]，本文模型缩短率取30%，每组实验过程通过照相机定时，每隔5min照相记录。
3. 实验结果及分析
3.1 第一组实验
3.1.1 模型1
实验过程分为4个阶段。阶段一，缩短率为2.00%时，在靠近活动端出现前冲断层1及断层相关褶皱，形成构造单元Ⅰ；阶段二，缩短率为13.50%时，构造单元Ⅰ中发育1号断层的分支断层2，以及从微玻璃珠滑脱层逐渐向地表延伸的断层3、4，此时该单元具逆冲叠瓦构造特点，位于构造单元Ⅰ前方1.6cm处发育受前冲断层5控制的构造单元Ⅱ；阶段三，缩短率为20.50%时，构造单元Ⅱ形成与构造单元Ⅰ相同的构造样式，其中断层6为断层5的分支断层，调节断层运动，位于构造单元Ⅱ前方3.8cm处(相比前者间距更远)发育受前冲断层7控制的构造单元Ⅲ；阶段四，缩短率为30.00%时，构造单元Ⅲ形成构造与前者相同，其中断层9为分支断层（图 7）。
![]()
图 7 物理模拟模型1演化图a~d—缩短率分别为2.00%、13.50%、20.50%、30.00%；e—缩短率为30.00%时沿挤压方向的横切剖面图；
1~9代表相应断层发育顺序；Ⅰ~Ⅲ代表相应构造单元发育顺序Figure 7. The sequential photographs showing deformation evolution of model 1实验所切剖面见3个间距明显不同的构造单元。构造单元Ⅰ主要受1~4前冲断层控制，形成堆垛式逆冲叠瓦构造及断层相关褶皱；构造单元Ⅱ与构造单元Ⅲ构造样式与构造单元Ⅰ相同，各个构造单元内断层间距变化均表现为朝固定端（前陆）逐渐增大，与前人研究结果一致[14, 41]（图 7-e、图 8-f）。
![]()
图 8 徐淮推覆-褶皱带物理模拟中模型1(a)、模型2(b)的断层角度/缩短率关系图(1~9代表相应断层编号)、模型1与2楔长/缩短率（c）、楔高/缩短率(d)、楔角/缩短率(e)对比图及最终剖面上断层间距/断层顺序（f）对比图（断层顺序1~8代表活动端向固定端测量断层间距的顺序）Figure 8. Model 1(a), model 2(b) fault angle/shortening ratio diagram, model 1 and 2 wedge long/short ratio(c), wedge high/ short ratio(d), wedge angle/short ratio(e) contrast diagram and the final section on fault distance/order(f) contrast diagram随着缩短率逐渐增加，楔长变化表现为增长至逐渐稳定的特点，楔长增加代表构造变形向固定端（前陆）传播，直至近稳定状态，最前端的断层前方未出现新构造使楔长不变或小幅减小；楔高则随缩短率增加逐渐增加，但增高速率逐渐减小（图 8-c、d），与前人观点一致[42]。组成构造单元Ⅰ的断层1、2、3、4角度变化具有较好的相关性，表现为晚出现的断层角度变化均会对早出现的断层角度产生影响；组成构造单元Ⅱ的断层5、6中，断层6角度逐渐小幅度增加，而断层5角度先增大后稳定，随后按该变化趋势发生变化；组成构造单元Ⅲ的断层7、8、9断层角度变化速率最慢，断层角度缓慢增加直至稳定，可见断层越远离力源，角度变化越容易达到稳定状态，并受晚期新构造影响越小(图 8-a)。
地表楔形隆起主要受到基底滑脱面性质及上覆材料强度的影响[14, 43]。随缩短率增加，活动端产生的楔状隆起角度达到临界角度之后，由于前缘未出现新断层，使角度继续增大向超临界角发展，直至前缘出现新断层，楔形隆起角度将减小，并向着次临界角值发展，达到相应次临界角后将再次增大（图 8-e），可见楔体达到临界角度后仍处于非稳定状态，而不是保持该状态向固定端方向稳定传播。模型1中，缩短率为8.75%时，楔角增大至相应超临界角，随后向一定次临界角值减小，缩短率为13.75%、23.75%时，相应状态下相应次临界角值再增大，符合前人观点[44-46]。
3.1.2 模型2
按构造单元将实验过程分为5个阶段。阶段一，缩短率为2.00%时，形成由前冲断层1与断层相关褶皱组成的构造单元Ⅰ；阶段二，缩短率为13.00%时，构造单元Ⅰ中发育后冲断层，此时断层相关褶皱形态为不对称箱状，位于构造单元Ⅰ前方，构造单元Ⅱ出现，主要由一对前后冲断层及断层相关褶皱组成；阶段三，缩短率为18.25%时，构造单元Ⅰ、Ⅱ继续发育，构造单元Ⅲ前方出现由只受前冲断层控制的构造单元Ⅲ；阶段四，缩短率为23.25%时，构造单元Ⅲ未出现后冲断层，断层相关褶皱形态为尖棱斜歪，并在其前方出现由前冲断层组成的构造单元Ⅳ；阶段五，缩短率为30.00%时，构造单元Ⅳ继续发育，表现为宽阔斜歪褶皱(图 9)。
![]()
图 9 物理模拟模型2演化图a~e—缩短率分别为2.00%、13.00%、18.25%、23.25%、30.00%；
f—缩短率为30.00%时沿挤压方向的切片图；1~5代表相应断层发育顺序；
Ⅰ—Ⅴ代表相应构造单元发育顺序(1’、2’、4’、5’代表与1、2、4、5同时生成的断层)Figure 9. The sequential photographs showing deformation evolution of model 2实验所切剖面见5个明显构造单元。构造单元Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ、Ⅴ均由前、后冲断层及断层相关褶皱组成，其中褶皱为不对称箱状；构造单元Ⅲ由前冲断层及断层相关褶皱组成，其中褶皱表现为尖棱斜歪特点。断层间距均大于模型1，表现为先减小后增大的特点（图 8-f、图 9-f）。
实验过程中楔长变化主要为增长-稳定交替变化特点，其中稳定阶段时间略小于模型1，但模型2楔长普遍大于模型1，表明模型2构造变形传播的更远；楔高逐渐增大，至缩短率13.75%达到近稳定状态，随后楔高小幅度变化；活动端地表隆起楔角在缩短率为6.25%时，达到相应超临界角后，楔角下降，随缩短率增加，楔角减小速率逐渐变小，直至楔角趋于近稳定状态，达到临界值。实验过程中模型2楔角值均小于模型1，符合Davis等关于基底摩擦系数对库伦楔角影响的认识(图 8-c、d、e)[45]。各断层角度变化趋势相似，均表现为增大-稳定（图 8-b）的变化趋势。
3.2 第二组实验
3.2.1 模型3
实验过程分为6个阶段。阶段一，缩短率为2.00%时，最先在活动端处出现构造单元Ⅰ，表现为一对前冲后冲断层，地表微微隆起；阶段二，缩短率为11.50%时，构造单元Ⅰ断层持续活动，断层相关褶皱表现为不对称箱状特点，在构造单元Ⅰ前方出现受前冲断层控制的构造单元Ⅱ；阶段三，缩短率为16.50%时，构造单元Ⅱ出现后冲断层，使断层相关褶皱表现为箱状特点，并在前方构造单元Ⅲ开始发育受前冲断层控制的断层相关褶皱，同时滑脱层深浅变化处发育构造单元Ⅲ’的断层转折褶皱；阶段四，缩短率为25.50%时，构造单元Ⅰ、Ⅱ持续活动，与Ⅰ、Ⅱ构造演化特点相同，在构造单元Ⅲ与Ⅲ’之间发育构造单元Ⅳ的受前冲断层控制的断层相关褶皱，褶皱形态宽缓；阶段五，缩短率为29.50%时，在构造单元Ⅲ’前方发育构造单元Ⅴ的前冲断层及断层相关褶皱，褶皱波长较小；阶段六，缩短率为31.70%时，构造单元Ⅳ持续活动，但未见后冲断层，构造单元Ⅴ的褶皱高度明显增加，相应断层延伸至地表(图 10)。
![]()
图 10 物理模拟模型3演化图a~f—缩短率分别为2.00%、11.50%、16.50%、25.50%、31.70%；
g—缩短率为31.70%时沿挤压方向的切片图；Ⅰ—Ⅵ—代表相应构造单元发育顺序(其中Ⅲ’代表与Ⅲ同时生成的构造单元)Figure 10. The sequential photographs showing deformation evolution of model 3实验所切剖面见7个明显的构造单元，构造单元Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ主要受前冲断层及伴生的后冲断层控制，形成箱状褶皱；构造单元Ⅳ只受前冲断层控制，断层相关褶皱为宽缓斜歪褶皱，具明显不对称性；构造单元Ⅲ’、Ⅴ、Ⅵ受前冲断层控制，其中构造单元Ⅱ、Ⅰ’表现为断层转折褶皱，构造单元Ⅴ、Ⅵ组成逆冲叠瓦构造。深滑脱层区域各构造单元间距较大，平均间距为6.5cm，发育4个构造单元；浅滑脱层区域构造单元间距较小，从构造单元Ⅲ’至Ⅵ间距为先增大后减小；滑脱层深度变化处则对应剖面中波长最大的向斜（图 10-g、图 11-c）。
![]()
图 11 徐淮推覆-褶皱构造带物理模拟中模型3(a)、模型4(b)相应构造单元隆起高度/缩短率关系图和相邻构造单元间距/次序关系图（c）（次序1~6代表从活动端向固定端测量断层间距的顺序；Ⅰ~Ⅴ代表构造单元先后顺序）Figure 11. Model 3 (a) and model 4 (b) uplift height of the corresponding tectonic units/shortening rate diagram and adjacent structural unit spacing/sequence diagram (c)实验中随着缩短率逐渐增大，构造单元Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ隆起高度变化为增大-稳定不断循环的特点，证明模型中导致构造活动的应力集中过程是不稳定的，使得相应构造单元的活动具有乱序性，但处于滑脱层深浅变化附近的构造单元Ⅲ’与Ⅳ的隆起高度持续增加，未表现明显的稳定期，其中晚期出现的Ⅲ’构造单元最终隆起高度甚至超过了构造单元Ⅱ、Ⅲ（图 11-a）。
3.2.2 模型4
实验过程主要划分为5个阶段。阶段一，缩短率为1.75%时，构造单元Ⅰ发育由后冲断层控制的断层相关褶皱；阶段二，缩短率为8.75%时，构造单元Ⅰ持续活动，形成明显斜歪褶皱，位于滑脱层深浅变化处见构造单元Ⅱ的断层转折褶皱；阶段三，缩短率为15.00%时，在构造单元Ⅰ与Ⅱ前方同时发育构造单元Ⅲ、Ⅲ’，两者均表现为受前冲断层控制的断层相关褶皱，构造单元Ⅰ出现2条不同深度的前冲断层，表现出叠加褶皱的特点；阶段四，缩短率为21.75%时，构造单元Ⅱ与Ⅲ’之间出现构造单元Ⅳ，表现为断层相关褶皱；阶段五，缩短率为30.00%时，在构造单元Ⅲ前方出现构造单元Ⅴ，该构造受前后冲断层控制属于冲起构造，构造单元Ⅳ进一步发育，表现为尖棱斜歪的断层相关褶皱(图 12)。
![]()
图 12 物理模拟模型4演化图a~e—缩短率分别为1.75%、8.75%、15.00%、21.75%、30.00%；f—缩短率为30.00%时沿挤压方向的切片图，
Ⅰ~Ⅴ代表相应构造单元发育顺序(其中Ⅲ’代表与Ⅲ同时生成的构造单元)Figure 12. The sequential photographs showing deformation evolution of model 4实验所切剖面见6个明显的构造单元，构造单元Ⅰ中晚期低角度前冲断层将早期一对前后冲逆断层切断，最终表现褶皱为共轴叠加褶皱；构造单元Ⅲ’与Ⅳ主要受前冲断层控制，其中构造单元Ⅲ’为尖棱斜歪褶皱，Ⅳ为箱状斜歪褶皱；构造单元Ⅱ、Ⅲ受前冲断层控制，其构造单元Ⅱ主要表现为断层转折褶皱，构造单元Ⅲ为逆冲叠瓦构造及断层相关褶皱；构造单元Ⅴ受前后冲断层控制，属于冲起构造。深滑脱层区域各构造单元间距较大，向固定端间距逐渐增加，发育3个构造单元；浅滑脱层区域构造单元间距较小，且向固定端逐渐减小；滑脱层深度变化处也对应剖面中明显波长最大的向斜(图 11-c、图 12-f)。
随着缩短率的增加，构造单元Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ及Ⅲ’隆起高度先增大后趋于稳定，相应构造单元高度达到稳定状态后将不会改变，构造单元Ⅳ隆起高度增长最快，最终高度超过早于其出现的构造单元Ⅲ与Ⅲ’（图 11-b）。
4. 讨论
4.1 滑脱层强弱及深度对构造变形的影响
模型1基底之上为强滑脱层（微玻璃珠），随着缩短率增加，构造样式为逆冲叠瓦构造，表现为前展式传播形式，最终传播距离16.5cm，而模型2基底之上为弱滑脱层（硅胶），构造主要表现为不对称箱状褶皱及尖棱褶皱，构造传播方式与模型1相同，但变形向前缘方向传递距离明显大于模型1（图 7、图 9）。可见，滑脱层强弱差异控制着不同的构造样式。
模型3、4所设置装置底部不同高度台阶式抬升，使滑脱层深度发生变化，从而改变上覆盖层厚度与脆性层强度，使构造变形传播不再是传统的前展式，而呈乱序式，且在滑脱层深浅变化处容易应力集中而较早发生变形[17]，变形传播距离相较于模型2更远。对于模型3与4，由于基底隆起高度大小差异，模型3（低基底隆起条件）在深滑脱层区域将出现更多的构造单元；模型3在深滑脱层区域普遍出现受前后冲断层控制的箱状断层相关褶皱，模型4除构造单元Ⅰ发育共轴叠加褶皱外，均表现为受前冲断层控制的斜歪褶皱特点，在浅滑脱层区域两者构造样式基本相同，主要为断层相关褶皱与逆冲断层(图 10、图 12)。因此，滑脱层深度变化对盖层相关构造变形具有明显影响。
4.2 实验结果与实际构造变形对比
徐淮地区构造变形属于典型挤压背景下的薄皮构造，发育于早燕山期的滑脱构造，具有明显东西分带的特点，由东向西变形强度逐渐增强。以皇藏屿背斜为界，该界以西构造变形涉及盖层主要为寒武系—奥陶系与石炭系—二叠系，盖层厚度较小，发育一系列逆冲断层；该界以东构造变形涉及盖层主要为震旦系—奥陶系，盖层较厚，广泛发育轴面向SE方向倾斜的斜歪褶皱，叠瓦状分支断层较少[1]。
通过4个模型所切剖面与实际构造变形对比，认为实验模型4与区域上剖面具有较好的相似性，模型基底抬升处产生的背斜与皇藏峪背斜位置相当，虽然区域上变形含有多层滑脱层，但结合构造变形变化特点与物理模拟实验结果，认为区域上构造变形主要受2层不同深度滑脱层控制，分别是青白口系泥灰岩与寒武系页岩。以滑脱层抬升处（皇藏屿背斜）为界线，出现的褶皱间距及构造强弱的变化在模型4中有良好表现。滑脱层深度小，出现较密集的逆断层；滑脱层深度大，则构造形态以大波长的斜歪褶皱为主，断层未延伸至地表（图 13）。
![]()
图 13 物理模拟模型4（b）与徐淮地区构造剖面（a）对比图Figure 13. comparison diagram of model 4 (b) and the construction section (a) of the Xu-Hai area本文对徐淮地区构造地质原型设计了2组实验，通过改变模型的材料及边界条件，研究了滑脱层性质及滑脱层深度变化对构造变形的控制作用，取得了与地质原型相似的模拟结果。然而自然界构造变形复杂，如多期构造叠加、沉积与剥蚀作用、多层滑脱层等。本次研究从主要控制因素入手，对地质原型进行模型化与理想化。该区存在多层滑脱层，滑脱层平面展布未能考虑，因而对于盖层变形控制不全面，有待进一步探讨滑脱层平面展布等因素对区域构造的影响。
5. 结论
(1) 滑脱层控制徐淮地区薄皮构造的形成，滑脱层的存在使得变形向前传播距离更远，是形成徐淮地区构造样式的主控因素，缺少滑脱层构造变形则表现出一系列堆垛式逆冲断层特点。
(2) 徐淮地区存在多套滑脱层，模拟实验表明，控制区域上东西构造样式变化的滑脱层主要有2套，分别为青白口系泥灰岩（深滑脱层）和寒武系页岩（浅滑脱层）。以皇藏屿背斜为界线，界线以西，滑脱层深度较浅，构造变形强烈，构造间距密集，逆冲断层普遍发育；界线以东，滑脱层深度较深，构造间距较大，主要发育斜歪褶皱，断层未能延伸至地表。
致谢: 在岩相学研究过程中，得到中国地质科学院地质研究所刘福来研究员和云南省地质调查院李静教授级高工的大力帮助并进行了有益的讨论；云南省地质调查院徐桂香教授级高工对岩石显微镜下观察提供了帮助；审稿专家对文章提出了细致、中肯的建议，在此一并致以衷心的谢忱。 -
![]()
![]()
图 2 澜沧县谦迈地区地质简图
（底图据参考文献①）
Pt1D.—古元古界大勐龙岩群；Pt2L.—中元古界澜沧岩群；Pt2t.—中元古界团梁子岩组；Pz2dx.—上古生界大新山岩组；DCn—泥盆系-石炭系南段组；C1pz—石炭系平掌组； Pl—二叠系拉巴组；J2mh2—侏罗系芒汇组二段；J2h—侏罗系花开组；J3b—侏罗系坝注路组；N2m—新近系芒棒组；Qh—第四系冲积层；γK—白垩纪花岗岩；ηγaT—三叠纪片麻状黑云二长花岗岩；ηγbT—三叠纪似斑状黑云二长花岗岩；ηγcT—三叠纪中-粗粒黑云二长花岗岩；γδP—二叠纪花岗闪长岩；NPt2—中元古代基性岩Figure 2. Simplified geological map of the Qianmai area in Lancang County
![]()
图版Ⅰ
a.澜沧县糯扎渡镇黑河剖面白云母片岩；b.澜沧县糯扎渡镇黑河剖面条带状榴辉岩；c.澜沧县糯扎渡镇黑河剖面榴辉岩呈透镜体产出；d.澜沧县糯扎渡镇黑河剖面致密块状榴辉岩；e.澜沧县谦迈乡谦迈河剖面白云母片岩；f.澜沧县谦迈乡谦迈河剖面中细粒致密块状榴辉岩
图版Ⅰ.
![]()
图版Ⅱ
a.榴辉岩中石榴子石呈自形近等轴多边形，正高突起，内部发育不规则裂纹（单偏光），部分颗粒具蓝绿色角闪石反应边；b.绿辉石呈他形柱状、粒状、无色-淡绿色，具微弱多色性，正高突起，具辉石式解理（单偏光）；c.早期角闪石呈褐色，晚期角闪石呈淡绿色，围绕石榴子石形成环状反应边，为降压退变形成退变边（单偏光）；d.金红石呈褐红色，不规则粒状，正高突起，以包裹体形式产于绿辉石中（单偏光）；e.石榴子石中细小石英包裹体（正交偏光）；f.定向、半定向绿辉石、石榴子石和少量多硅白云母之间以简单近平直边界相互紧密镶嵌，为近平衡共生组合（正交偏光）；g.自形-半自形石榴子石变斑晶内残留绿辉石包体，局部见钠云母、绿帘石集合体组成硬柱石假象（BSE）；h.蓝闪石发生退变转化为钠钙闪石（？）（BSE）
图版Ⅱ.
![]()
图 3 榴辉岩中石榴子石Grs-(Alm+Sps)-Prp成分图解
（据参考文献[35]修改）
Prp—镁铝榴石；Grs—钙铝榴石；Alm—铁铝榴石；Sps—锰铝榴石Figure 3. Grs-(Alm+Sps)-Prp diagram of garnet from eclogites
![]()
![]()
图 5 榴辉岩中单斜辉石成分分类图解
（底图据参考文献[37]）
Aug—普通辉石；Omp—绿辉石；Agt—霓辉石；Jd—硬玉；Aeg—霓石Figure 5. Compositional classification of clinopyroxenene in the eclogite
![]()
图 6 榴辉岩中角闪石成分投影图
（底图据参考文献[38]）
Gln—蓝闪石；Win—蓝透闪石；Act—阳起石；Brs—冻蓝闪石；Ktp—红钠闪石；Mg-Hbl—镁角闪石Figure 6. Compositional plots of amphiboles in the eclogite
![]()
表 1 澜沧谦迈地区榴辉岩部分矿物的成分分析结果
Table 1 Representative mineral analysis in eclogites from Qianmai area, Lancang County
元素 18HH-1-1（围岩） 18HH-1-3 18HH-1-4 18HH-1-7 18QM-1-3 Phe Phe Grt Omp Gln Gln Grt Grt Omp Omp Grt Omp Phe Grt Omp Phe SiO2 51.48 53.88 37.59 54.97 57.93 58.73 36.92 37.81 52.65 51.68 38.86 57.75 53.48 39.35 55.72 52.52 TiO2 0.63 0.55 0.02 0.00 0.05 0.06 0.13 0.00 0.13 0.16 0.01 0.08 0.14 0.10 0.07 0.31 Al2O3 26.45 23.60 19.83 8.96 9.50 10.17 19.67 20.90 7.65 4.90 21.73 11.92 23.83 21.35 8.81 27.49 Cr2O3 0.09 0.17 0.06 0.06 0.07 0.00 0.01 0.03 0.05 0.02 0.04 0.03 0.04 0.09 0.03 0.36 FeO 2.92 4.09 29.35 7.73 7.78 7.47 32.82 27.73 9.70 9.07 25.41 3.73 1.88 21.73 6.20 1.09 MnO 0.03 0.04 0.26 0.00 0.06 0.02 1.16 1.03 0.18 0.38 0.31 0.01 0.00 0.51 0.07 0.01 MgO 2.54 2.58 5.77 7.34 13.25 13.13 2.09 4.52 15.36 18.38 7.16 6.78 3.85 8.65 8.39 3.60 CaO 0.03 0.06 6.45 12.36 3.36 1.47 7.21 7.80 9.06 11.28 5.85 10.88 0.00 7.43 14.39 0.00 Na2O 0.36 0.41 0.01 7.27 5.51 6.24 0.00 0.00 2.94 1.68 0.01 8.22 0.46 0.02 5.61 0.51 K2O 10.71 10.32 0.00 0.01 0.05 0.01 0.00 0.00 0.03 0.04 0.00 0.00 11.92 0.00 0.02 10.08 合计 95.24 95.70 99.34 98.70 97.56 97.30 100.01 99.82 97.75 97.59 99.38 99.40 95.62 99.24 99.32 95.97 O 11 11 12 6 23 23 12 12 6 6 12 6 11 12 6 11 Si 3.45 3.60 2.97 1.99 7.92 7.99 2.97 2.98 1.94 1.91 3.02 2.04 3.57 3.02 2.02 3.44 Ti 0.03 0.03 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.02 Al 2.09 1.86 1.85 0.38 1.53 1.63 1.87 1.94 0.33 0.21 1.99 0.50 1.88 1.93 0.38 2.13 Cr 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 Fe3+ 0.00 0.00 0.21 0.14 0.04 0.01 0.18 0.11 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 Fe2+ 0.16 0.23 1.72 0.09 0.85 0.84 2.03 1.72 0.30 0.20 1.65 0.11 0.11 1.39 0.19 0.06 Mn 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.08 0.07 0.01 0.01 0.02 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 Mg 0.25 0.26 0.68 0.40 2.70 2.66 0.25 0.53 0.84 1.02 0.83 0.36 0.38 0.99 0.45 0.35 Ca 0.00 0.00 0.55 0.48 0.49 0.21 0.62 0.66 0.36 0.45 0.49 0.41 0.00 0.61 0.56 0.00 Na 0.05 0.05 0.00 0.51 1.46 1.65 0.00 0.00 0.21 0.12 0.00 0.56 0.06 0.00 0.39 0.07 K 0.92 0.88 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.02 0.00 0.00 0.84 阳离子 6.96 6.92 8.00 4.00 15.03 15.01 8.01 8.01 3.99 4.00 7.99 3.99 7.02 8.00 3.99 6.92 注：Phe—多硅白云母；Grt—石榴子石；Omp—绿辉石；Gln—蓝闪石。主量元素含量单位为%，其他为离子数mol 
下载: 导出CSV
-
刘本培, 冯庆来, 方念桥, 等.滇西昌宁-孟连和澜沧江带带古特提斯多岛洋构造演化[J].地球科学, 1993, 18(5):529-539. 钟大赉.滇川西部古特提斯造山带[M].北京:科学出版社, 1998:1-231. Fang N Q, Liu B P, Feng Q L, et al. Late Palaeozoic and Triassic deep-water deposits and tectonic evolution of the Palaeotethys in the Changning-Menglian and Lancangjiang belts, southwestern Yunnan[J]. Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 1994, 9(4):363-374. doi: 10.1016/0743-9547(94)90048-5
Wu H R, Boulter C A, Ke B J, et al. The Changning-Menglian suture zone; a segment of the major Cathaysian-Gondwana divide in Southest Asia[J]. Tectonophysics, 1995, 242(3/4):267-280.
潘桂棠, 徐强, 侯增谦, 等.西南"三江"多岛弧造山过程、成矿系统与资源评价[M].北京:地质出版社, 2003. 李文昌, 潘桂棠, 侯增谦, 等.西南"三江"多岛弧盆-碰撞造山成矿理论与勘查技术[M].北京:地质出版社, 2010. Metcalfe I. Gondwana dispersion and Asian accretion:Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 66:1-33. doi: 10.1016/j.jseaes.2012.12.020
Masatoshi S, Metcalfe I. Parallel Tettyan Sutures in mainland SE Asia:new issights for Palaeo-Tethys closure[J]. Comptes Rendus Geoscience, 2008, 340(2/3):166-179.
Burchfiel B C, Chen Z L. Tectonics of the Southeastern Tibetan plateau and Its Adjacent Foreland[J]. Boulder, Colorado:Geological Society of America, 2013, 210:1-64. doi: 10.1130/9780813712109
段向东, 张志斌, 冯庆来, 等.滇西南耿马弄巴地区南皮河组层型剖面地层层序、时代的重新认识[J].地层学杂志, 2003, 27(1):59-65. doi: 10.3969/j.issn.0253-4959.2003.01.011 段向东, 李静, 曾文涛, 等.昌宁-孟连中段干龙塘构造混杂岩的发现[J].云南地质, 2006, 25(1):53-62. doi: 10.3969/j.issn.1004-1885.2006.01.008 张凡, 冯庆来, 段向东, 等.滇西南昌宁-孟连构造带西带研究初探——以耿马弄巴剖面为例[J].地质科技情报, 2006, 25(3):13-20. doi: 10.3969/j.issn.1000-7849.2006.03.003 杨文强, 冯庆来, 段向东, 等.滇西南昌宁-孟连构造带晚泥盆世枕状玄武岩和硅质岩的特征[J].地质通报, 2007, 26(6):739-747. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2007.06.016 李静.云南省双江县牛井山蛇绿混杂岩的岩石学研究[D].昆明理工大学硕士学位论文, 2004. 赖绍聪, 秦江峰, 李学军, 等.昌宁-孟连缝合带干龙塘-弄巴蛇绿岩地球化学及Sr-Nd-Pb同位素组成研究[J].岩石学报, 2010, 26(11):3195-3195. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201011004 王保弟, 王立全, 潘桂棠, 等.昌宁-孟连结合带南汀河早古生代辉长岩锆石年代学及地质意义[J].科学通报, 2013, 58(4):344-354. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201304008 王保弟, 王立全, 王冬兵, 等.三江昌宁-孟连带原-古特提斯构造演化[J].地球科学, 2018, 43(8):2527-2550. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=0120181201777546 Nie X M, Feng Q L, Qian X, et al. Magmatic record of Prototethyan evolution in SWYunnan, China:Geochemical, zircon U-Pb geochronological and Lu-Hf isotopic evidence from the Huimin metavolcanicrocks in the southern Lancangjiang zone[J]. Gondwana Research, 2015, 28(2):757-768. doi: 10.1016/j.gr.2014.05.011
Xing X W, Wang Y J, Cawood P A, et al. Early Paleozoic accretionary orogenesis along northern margin of Gondwana constrained by high-Mg metaigneous rocks, SW Yunnan[J]. Internation Journal of Earth Sciences, 2017, 106(5):1469-1486. doi: 10.1007/s00531-015-1282-z
王冬兵, 罗亮, 唐渊, 等.昌宁-孟连结合带牛井山早古生代埃达克岩锆石U-Pb年龄、岩石成因及其地质意义[J].岩石学报, 2016, 32(8):2317-2329. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201608006 王冬兵, 罗亮, 唐渊, 等.昌宁-孟连结合带斜长角闪岩锆石UPb年龄、地球化学特征及其地质意义[J].沉积与特提斯地质, 2017, 37(4):17-28. doi: 10.3969/j.issn.1009-3850.2017.04.004 刘桂春, 孙载波, 曾文涛, 等.滇西双江县勐库地区湾河蛇绿混杂岩的厘定、地球化学特征及其地质意义[J].岩石矿物学杂志, 2017, 36(2):163-174. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2017.02.003 孙载波, 曾文涛, 周坤, 等.昌宁-孟连结合带奥陶纪洋岛玄武岩的识别及其构造意义——来自地球化学和锆石U-Pb年龄的证据[J], 地质通报, 2017, 36(10):1760-1772. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2017.10.008 毛晓长.保山-镇康地块及邻区早古生代地质特征及特提斯构造演化[D].中国地质大学(北京)博士学位论文, 2016. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1016067860.htm 彭智敏, 张辑, 关俊雷, 等.滇西"三江"地区临沧花岗岩基早-中奥陶世花岗质片麻岩的发现及意义[J].地球科学, 2018, 43(8):2571-2582. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=0120181201779100 李静, 孙载波, 徐桂香, 等.滇西双江县勐库地区榴闪岩的发现与厘定[J].矿物学报, 2015, 35(4):421-424. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/kwxb201504001 李静, 孙载波, 黄亮, 等.滇西勐库退变质榴辉岩的p-T-t轨迹及地质意义[J].岩石学报, 2017, 33(7):2285-2291. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201707022 徐桂香, 曾文涛, 孙载波, 等.滇西双江县勐库地区(退变质)榴辉岩的岩石学、矿物学特征[J].地质通报, 2016, 35(7):1036-1045. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20160701&flag=1 陈光艳, 徐桂香, 孙载波, 等.滇西双江县勐库地区退变质榴辉岩中闪石类矿物的成因研究[J].岩石矿物学杂志, 2017, 36(1):36-47. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2017.01.003 孙载波, 李静, 周坤, 等.滇西双江县勐库地区退变质榴辉岩的岩石地球化学特征及其地质意义[J].岩石矿物学杂志, 2017, 31(4):746-756. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/xddz201704009 孙载波, 李静, 周坤, 等.滇西双江县勐库地区退变质榴辉岩的锆石U-Pb年代学及其地质意义[J].地质通报, 2018, 37(11):2032-2043. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20181109&flag=1 Wang H N, Liu F L, Li J, et al. Petrology, geochemistry and p-T-t path of lawsonite bearing ecloites in the ChangningMengkian orogenic belt, southeast Tibetan Plateau[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2018, 290:32-48.
沈其韩.推荐一个系统的矿物缩写表[J].岩石矿物学杂志, 2009, 28(5):495-500. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2009.05.011 Whitney D L, Evans B W. Abbreviations for nanmes of rockforming minerals[J]. American Mineralogist, 2010, 95(1):185-187. doi: 10.2138/am.2010.3371
Coleman R G, Lee D E, Beatty L B, et al. Eclogites:their difference and similarities[J]. Geological Society America Bulletin, 1965, 76:483-508. doi: 10.1130/0016-7606(1965)76[483:EAETDA]2.0.CO;2
Morimoto N. Nomenclature of pyroxense[J]. Mineralogical Magazine, 1988, 52:535-550. doi: 10.1180/minmag.1988.052.367.15
Clarke G L, Aitchison J C, Cluzel D. Eclogites and blueschists of Pam Penisula, NE New Caledonia:a reappraisal[J]. Journal of Petrology, 1997, 38:843-876. doi: 10.1093/petroj/38.7.843
Leake B E, Woolley A R, Arps C E S, et al. Nomenclature of amphiboles:Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names[J]. American Mineralogist, 1997, 61:295-321. doi: 10.1180-minmag.1997.061.405.13/
Reinecke T. Prograde high-to ultrahigh-pressure metamorphism and exhumation of oceanic sediments at Lago di Cignana, Zermattsaas Zone, western Alps[J]. Lithos, 1998, 42:147-189. doi: 10.1016/S0024-4937(97)00041-8
Ravna E J K. The garnet-clinopyroxene Fe2+-Mg geothermometer:an updated calibration[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2000, 18(2):211-219. doi: 10.1046/j.1525-1314.2000.00247.x
Ravna E J K, Terry M P. Geothermobarometry of UHP and HP eclogites and schists-an evaluation of equilibria among garnetclinopyroxene-kyanite-phengite-coesite/uartz[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2004, 22:579-592. doi: 10.1111/jmg.2004.22.issue-6
Liou J G, Zhang R Y, Ernst W G. High-pressure minerals from deeply subducted metamorphic rocks[J]. Review in Mineralogy, 1998, 37:33-96. http://d.old.wanfangdata.com.cn/NSTLQK/NSTL_QKJJ0210561428/
Zack T, Rivers T, Brumm R, et al. Cold subduction of oceanic crust:implication from a lawsonite eclogite from the Dominican Republic[J]. European Journal of Mineralogy, 2004, 16:909-916. doi: 10.1127/0935-1221/2004/0016-0909
Whitney D L, Davis P B. Why is lawsonite eclogite so rare? Metamorphism and preservation of lawsonite eclogite, Sivrihisar, Turkey[J]. Geological Society of America, 2006, 34(6):473-476.
Whitney D L, Evans B W. Abbreviations for names of rockforming minerals[J]. American Mineralogist, 2010, 95(1):185-187. doi: 10.2138/am.2010.3371
Tsujimori T, Sisson V B, Liou J G, et al. Very-low-temperature record of the subduction process:a review of worldwide lawsonite eclogites[J]. Lithos, 2006, 92:609-624. doi: 10.1016/j.lithos.2006.03.054
Agard P, Labrousse L, Elvevold S, et al. Discovery of Palaeozoic Fe-Mg carpholite in Motalafjella, Svalbard Caledonides:a milestone for subduction-zone gradients[J]. Geology, 2005, 33:761-764. doi: 10.1130/G21693.1
Zhang J X, Meng F C, Wan Y S. A cold Early Palaeozoic subduction zone in the North Qilian Mountains, NW China:petrological and U-Pb geochronological constraints[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2007, 25:285-304. doi: 10.1111/jmg.2007.25.issue-3
Du J X, Zhang L F, Bader Z Y, et al. Metamorphic evolution of relict lawsonite-bearing eclogites from the (U)HP metamorphic belt in the Chinese southwestrn Tianshan[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2014, 32:575-589. doi: 10.1111/jmg.2014.32.issue-6
云南省地质调查院. 1: 25万澜沧县、勐海县幅区域地质调查报告. 2012.
计量
- 文章访问数: 3000
- HTML全文浏览量: 541
- PDF下载量: 1940
