塔里木活动板块

塔里木活动板块

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塔里木活动板块


本文主题为:塔里木活动板块

问题:中国板块分布 就是塔里木、扬子、华北、西藏板块只要分布地域

回答:中国地质构造的基本格局
关于中国地质构造的基本格局,李四光(1939、1973)、黄汲清等(1977)、任纪舜(1990、1997)、程裕淇等(1994),分别从构造体系和构造域两个方面进行过概括和客观描述。借鉴前人成果,结合此次编图所取得的资料,认为中国的地质构造格局主要是板块间相互作用与陆内构造活动的综合反映,而板块活动与陆内块体再活动总是有一定的方向、方式和涉及一定地域,从而形成一定的构造体系域。这与构造体系和构造域的原义和范畴已不尽相同。强调板块相互作用与板内构造活动都具有重要意义。现从构造形变的综合形态、主体构造带展向、复合关系及其动力体系角度,将全国划分为古亚洲、特提斯、华夏—滨西太平洋、贺兰—康滇等4个主要的构造体系域,它们东西横亘、南北纵贯,东西约略对称,并以上扬子地块为中心构造结,构成了一幅大中华构造格架。
我国地质构造的一个显著特点是断裂构造十分发育,所编1:250万地质图上最主要的区域断裂(表5-1)计89条(图5-2),有45条属发生过6级以上地震的活动性断裂,他们分属于不同的构造体系域,其中包括6条板块结合带和6条重要的微板块结合带和10条地壳拼接带,多数有蛇绿岩带、构造混杂岩带发育。不少伴有规模较大的韧性剪切带,其中有16条已发现有蓝片岩带。而含柯石英榴辉岩的超高压变质带主要在中央造山系发现。由于绝大部分具有较长的发育历史和复杂的力学转变过程,地质图未能区分其属性。
古亚洲构造体系域
该域包括任纪舜(1997)所划分的古亚洲构造域,但范围、时限更为广泛,主要是还考虑了板块拼合后的陆内造山作用。以李四光(1973)所划分的3条巨型纬向带为主体,还包括其间所镶嵌的东西向排列的陆块或地块。这些构造形体总体循近东西向展布,中部约略向南弯曲或形成规模不等向南凸出的弧形弯滑构造,如淮阳弧、广西弧等,并相伴有NEE、NWW向一对X型剪切构造。
该体系域主要发育于我国中北部,包括发育于晚元古代以来,定型于华力西期的天山—兴蒙造山系和定型于印支期的中央造山带以及其间的塔里木、华北陆块。形成于燕山期发育于特提斯与华夏构造域之上的南岭构造带也是该域的新成员,以隆起—花岗岩带为特征,是陆内造山的产物。除此尚有一些规模较小的构造带。
特提斯构造体系域
特提斯构造体系域为华力西、印支、燕山、喜马拉雅期,特提斯洋迭次关闭,冈底斯—印度板块多次相对向N或NNE方向聚合、碰撞造山形成的一个主体为NW向、中段为近EW向、东南段约略向南东撒开的反S状弧形挤压地带,是总体为EW向的特提斯造山系在特定边界条件下发生的构造畸变。其地域主要在中央造山带之南,扬子陆块以西的青藏高原地区,NW向的右江造山带也属该域组成部分。主体由一系列造山带间夹羌北—昌都、羌南、冈底斯等长条状弧形微陆块组成,其中有一系列巨大的断裂带,亦呈反S状,长达1 000~3 000 km余,多数伴有蛇绿岩带、外来混杂岩块或蓝片岩带,他们一般具有拉张、逆冲挤压等复性特征。东段兼有左行走滑和旋转,南段显示右行,其间的块体有向SE挤出的趋势。多数断裂活动性较大,为地震多发带。
金沙江-红河断裂带全长3 000 km以上,北西段呈NWW向分为两支:一支为羊湖—金沙江断裂,发育西金乌金蛇绿岩带,并有榴辉岩分布,在蛇形沟新发现有早二叠世深海放射虫硅质岩;另一支为郭扎错—若拉岗日断裂,在藏北青南沿带发育二叠—三叠系复理石、硅质岩、基性火山岩及二叠系灰岩外来岩块,且有蛇绿岩残块及蓝片岩。中段折向NNW至SN向,由金沙江蛇绿岩及含志留系—二叠系灰岩外来岩块的泥砾混杂岩组成宽达30~40 km的强变形带,以逆冲兼有右行剪切为特征。南段经哀劳山延出国境,与越南黑水河消减带相连,以逆冲兼有左行剪切为主,是一条对接于印支期的微板块结合带。甘孜-理塘断裂带为金沙江-红河断裂带的NNW向分支,北段为逆冲左行剪切,南段以右行剪切为主,带内有理塘蛇绿混杂岩和蓝片岩、志留系二叠系灰岩的外来岩块。
龙木错—澜沧江断裂带:西起龙木错,过青海后转沿澜沧江南下,出境后与泰国清莱—马来西亚结合带连接。境内长2 800 km。西段于藏北加错见蛇绿岩;双湖地区也有蓝片岩带发育,南段有昌宁—孟连二叠纪蛇绿岩带。可能是一条二叠纪晚世微板块结合带。
班公错—怒江断裂带:前已述及,该断裂带西起班公错,经改则、丁青转怒江南下出境,中国境内长2 500 km。北西段分布有班公错、改则、丁青、碧土、滇西三台山等三叠纪—白垩纪蛇绿岩带和改则蓝片岩带;南段与澜沧江之间的昌宁—孟连二叠纪蛇绿混杂岩带,现归于澜沧江带,但与怒江带有何联系,还值得研究。除此,伴有木嘎岗日群(J)含放射虫硅质岩—复理石,显示洋壳自北而南俯冲,冈底斯向北仰冲。结合带最终对接于侏罗纪至早白垩世初。该断裂带南侧此次新厘定的噶尔—纳木错断裂带,沿带有6处蛇绿混杂岩和放射虫硅质岩—复理石分布(K1),还可能与波密地区迫龙藏布蛇绿岩带相连。小洋盆闭合于早白垩世末,断裂带显示自南向北俯冲。
雅鲁藏布江断裂带:沿印度河—雅鲁藏布江河谷展布。自萨嘎以西分为南北两支。东端在墨脱形成大拐弯出境,中国境内长1 700 km,宽几至几十千米。其北为冈底斯白垩纪—始新世火山弧,以南发育弧前盆地复理石楔。有雅鲁藏布江蛇绿岩带、放射虫硅质岩、泥砾混杂岩和蓝片岩分布。最近在林芝玉门有三叠纪蛇绿岩带发现,说明洋盆在三叠纪已经出现,对接于白垩纪未。断裂带为自南向北俯冲。
道孚—康定、紫云—南丹、右江等NW向断裂以挤压兼有左行走滑为特征。道孚-康定断裂带也称鲜水河断裂带,自二叠纪以来长期活动,中新世后左行走滑总距达80~100 km(许志琴,1997),南延有可能与小江断裂带相接,是一条地震活动频发带。
在喜马拉雅造山带有定日—洛扎断裂、喜马拉雅主中央断裂和主边界断裂,为一组向南凸出的逆冲推覆断裂系。喜马拉雅主中央断裂向北缓倾,倾角30°左右。主边界断裂带北侧的古老地层向南逆冲于山前的西瓦里克群(N+Q)之上,显然是印度陆块向北俯冲的产物,其形成时代为10 Ma~22 Ma(潘桂棠面告)。同时伴有强烈的伸展作用:高低喜马拉雅之间的藏南拆离带,大规模向NE滑脱,向东至墨脱与雅鲁藏布江断裂带叠接,形成时代为12 Ma~21 Ma(潘桂棠面告)。沿北喜马拉雅构造带由拉轨岗日群组成一条穹隆群,最近区调证实是伸展环境下发展起来的一串变质核杂岩构造。在冈底斯地区垂直造山带有多条近于等距的SN向地堑或张裂带,最近区调发现,其中当穷错—许如错地堑有中新碱性世火山岩、侵入岩(26.1 Ma),申扎打个隆弄巴沟口SN向断裂,为一强地震活动带,它们也与印度陆块的嵌入、高原隆升背景下的陆内伸展有关。
华夏—滨西太平洋构造体系域
任纪舜等将中国东部划归由在太平洋—太平洋动力体系形成的环太平洋构造域。程裕淇等则分为由扬子、华夏两个古板块相互作用形成的古华夏构造域和燕山期以来由欧亚板块和太平洋板块相互作用形成的滨西太平洋构造域。根据1∶250万地质图编图资料,对古太平洋构造所知尚少,故在前人划分基础上称为华夏—滨西太平洋构造体系域。华夏构造域地域限于中国东南部地区,滨西太平洋构造域则扩及整个东亚地区。华夏古板块与扬子古板块的相互作用,主要由南向北和由东向西以及由南东向北西的挤压碰撞,自四堡运动至加里东运动完成拼合。印支、燕山运动时期两个古板块又发生强烈的陆内挤压嵌合作用。加里东造山运动时期华南造山带先自南向北不均一仰冲推覆,后自东向西仰冲拼贴,奠定了该区构造轮廓。形成了总体为NE向、中段为EW向的反S状的江南地块和反S状钦—杭结合带以及反S状罗霄—北武夷—会稽山加里东期前缘褶冲带,也可能是EW向构造带在特定条件下的一个变种。除此,还发育有稍晚的近南北向叠加褶皱和一些更晚的NE向的褶皱带、断裂带。该构造体系域的NE向反S构造带与特提斯构造域的NW向反S构造带在中国南部围绕四川盆地,约略呈犄角之势,只是前者规模略小,不完全对称。
燕山运动以来,由于陆内收缩和欧亚板块与古太平洋板块相互作用,形成了东亚滨西太平洋构造体系域,主要包括辽阔的中国东部陆缘活化带、完达山造山带和台湾造山带以及东南海域,在东部陆区叠加改造中国东部的华夏构造体系域与古亚洲构造体系域,形成了一系列NNE向的隆起—岩浆带和松辽、华北等大型盆地,其间发育一系列的NNE向巨大的断裂带,包括大兴安岭—太行山、嫩江—青龙河、济宁—团风、镇江—广州、丽水—海丰、长乐—南澳、台东纵谷、台湾中央山脉、台西山麓等断裂带,也卷入了狼山、弥勒—师宗、抚州—遂川等NE向断裂,重要的有30条,不少断裂的一些段落并不连续,呈左行侧列排列,其性质以逆冲兼有左行走滑为主,且以自SE向NW仰冲居多。他们在晚白垩世时大部分转化为正断层,局部发生位移不大的右行走滑,其中以汾渭断裂带控制的“之”字状地堑系最为特征。台湾的一束NNE向断裂在新近纪以来作叠瓦式向西逆冲,至今仍有活动。
该域著名的郯庐断裂系纵贯中国东部,它是中生代以来在一些古断裂的基础上发展起来的,以郯庐断裂带为主干,南北均有一些分支,形成一个具有成生联系的断裂系统。居于中段的郯庐断裂带由一束平直的走滑断裂组成,断面向E陡倾,在其两侧变形特点有明显不同。东盘以长距离牵引拖曳为主,断续出露的青白口纪张八岭群、南华—震旦系及古生代地层,在庐江、张八岭一带呈NNE走向,向北逐渐向东偏转,至苏北宿迁—泗洪、响水—淮阴一带转为NE、NNE向。总体呈NE—NNE向大型弧形构造,其间可能有一些规模较小的拉断现象,显然具牵引弧特点。至于肥东地区出露于郯庐带中的阚集岩群、肥东岩群等中深变质构造岩片,这些古老硬脆的块体,很可能是走滑错断的碎片。还需要说明的是在郯庐断裂带的南部广济、宿松等地断裂两侧的震旦纪及早古生代地层大致呈由NWW向转为NE向的弧形,平移错动不显著,说明郯庐断裂带南部是在一个向南凸出的弧形构造基础上发展起来的,最大走滑拖曳部位在郯城、庐江一带,向南逐渐减弱消失。郯庐断裂带的西盘构造带与构造线主要为NWW至EW向,与走滑断裂带直交,不具拖曳特点,出现巨大断距。郯庐断裂带南端达长江北岸,与扬子陆块北缘逆冲断裂带以及大别推覆体前缘断裂带同时终止广济附近,即他们具有共同终点。由此不难设想郯庐断裂带西侧的深层俯冲和大推覆与郯庐断裂带的大平移有密切的成生联系。平移作用导致和加强了西侧华北陆块的深层俯冲和大别块体向南挤出与推覆效应。而推覆与俯冲是以郯庐断裂带为边界条件,并使走滑断裂带随推覆同步发展延伸。这种走滑与推覆的联动现象在中国东南部已有多处见到。郯庐断裂系南延部分的庐江—怀宁断裂,平移距离很小,该断裂在湖口与赣江断裂带相接后,因九岭叠瓦式逆冲推覆带沿其西侧向SSW方向推移,使其平移特征得到显著加强,以后形迹断续零星,至粤西地区主要是迁就利用了较古老的四会—吴川断裂带,又有所加强。郯庐断裂系北段为舒兰—依兰断裂带和敦化—密山断裂带,断裂走向也向NE偏转,左行走滑作用明显减弱,敦化-密山断裂后期右行走滑则比较明显。根据地质依据和大量定年数据,郯庐断裂带启动于三叠纪末(2088Ma~245 Ma)(王小风等,2000),强烈走滑于侏罗纪—早白垩世(100 Ma~208 Ma),晚白垩世至古近世为伸展期,新近纪又有一些挤压或右行走滑。断裂带西侧大约也在印支期发生了华北陆块向南俯冲,处于中下地壳的大别山“山根”受到挤压深层发生超高压变质,开始挤出,在中部层次形成低温高压蓝片岩带。于侏罗纪时岩块大规模向南逆冲推覆,在白垩纪时大别山体开始隆升,周边断陷。东南沿海的长乐—南澳断裂带走滑剪切的时限集中于100 Ma~120 Ma(舒良树,2000)。所以中国大陆东部的NNE向走滑作用启动时间有所不同,但均结束于100 Ma前后。
除此,在东南陆缘还发育一组NW向张裂带,断裂形迹断断续续,向陆内逐渐闭合,沿带发育中新生代火山、断陷盆地和成串的火山机构及小型侵入体,沿九江-宁德、会昌-云霄断裂带有中酸性同熔型斑岩、次火山岩或晶洞花岗岩分布,具深张断裂特点。沿海的晶洞花岗岩沿九江-宁德断裂带达赣东北的灵山。
贺兰—康滇构造体系域
该域主体纵贯我国中部,包括贺兰山、康滇、黔中一带的褶皱带和断裂带,以及近SN向的鄂尔多斯盆地,松潘—甘孜造山带东部以及四川盆地。该体系域居我国地质构造的中轴,而上扬子古陆块(现四川盆地),则是多体系聚合施压的稳定核心,构成中国的中心构造结。其西面是“北、西双向”挤压而成倒三角形的松潘—甘孜褶皱区(许志琴,1997),北、东、南三面为大巴山、江南、川南等弧形褶皱带所围绕。从深部构造看我国地壳西厚东薄,西南特厚、东南特薄,而该域地壳厚度为38~45 km,大致代表我国地壳的平均厚度,恰为“中性”的过渡带(程裕淇,1994)。
该域有7条重要的断裂带,均为地震活动的敏感地带。北端的鄂尔多斯断裂带,走向SN,向西陡倾,晚侏罗世—早白垩世时向E逆冲,东部相对下降,最大降幅可达800 m。中南段有著名的龙门山、箐河和小金河逆冲推覆断裂带,属松潘—甘孜造山带的前陆逆冲推覆系统。南段于康滇地块发育3条近SN向断裂带,长度均为500~600 km。自西向东依次为绿汁江、安宁河以及小江断裂带,同为左行逆冲推覆断裂带,都是二叠纪玄武岩的喷溢通道,地震活动由西而东依次减弱。
上述格局说明该构造体系域主要是陆内近东西向挤压和特提斯构造动力体系与华夏—滨西太平洋构造动力体系复合联合作用的结果,同时还受到了古亚洲构造动力体系的复合影响。
以上四大构造体系域各具特点,同时又互相迁就、互相改造、互相干涉、互相叠加,形成我国复杂而有规律的构造面貌。
除此,近期限的一些调查资料表明千山带内部先后的褶皱变形可以平行造山带发生叠加,但也可以近乎直交。如江南地区四堡期限第1期褶皱带为近SN向,第2期即主体褶皱为近EW向;赣中武功山区加里东期第1期褶皱带为近EW向,第2期即主体褶皱为近SN向;汤家富也报导了(2003)安徽滁州、和县、巢湖一带印支期限早期褶皱为NWW向,后期为NE向,均近直交。这也可从板内构造活动和板块碰撞两种作用得到期解释,是否如此,值得进一步研究。

问题:塔里木微板块

回答:

本区已是研究区南侧外围地区,本书将简要介绍哈尔克山、霍拉山及黑英山等地有关地层的主要特征。由于本区处于哈萨克斯坦-准噶尔板块与卡拉库姆-塔里木板块碰撞汇聚的构造地带,地层常以大小不一的构造岩片通过推覆作用而发生构造堆叠,造成不同时代地层叠复在一起,古洋壳残片蛇绿岩套也不例外,地层划分主要参考王宝瑜等(1994)、肖序常等(2005)和王洪亮等(2007)资料。

(一)古元古界

主要出露在哈尔克山主脊一带,为一套片麻岩、变粒岩、大理岩,局部具混合岩化,视厚度3000 余米,与两侧志留系为断层接触。前人曾归为奥陶系,后利用侵入该变质杂岩的方钠石-霞石-钠长石伟晶岩,采用单颗粒锆石逐层蒸发法获得931±28Ma的U-Pb同位素年龄数据,基本确定该套地质体属古元古代变质岩,并可与库鲁克塔格古元古界兴地塔克岩群进行对比(刘训等,2006)。

(二)中元古界(内含奥陶-志留系)

木扎尔特岩群主要分布在哈尔克山北坡的长阿吾子断裂以南一带,为一套无序构造岩片堆叠体,由大理岩、结晶灰岩、绿泥石白云母钠长片岩、钠长白云石英片岩、钠长绿帘绿泥蓝闪石片岩、黑硬钠长白云石英片岩夹磁铁石英岩、绿帘阳起石片岩等组成。原岩为基性火山岩与长石砂岩,岩屑长石砂岩、硅质岩。这套无序岩系时代归属一直有争议,王宝瑜等(1997)列举的有关年龄资料有:新疆维吾尔自治区地质矿产局(1993)的志留系,杨学昌等的729Ma(U-Pb法),王作勋等(1990)的634Ma(Rb-Sr法),肖序常等(1991)的351Ma(40Ar/39Ar法),汤耀庆(1993)的350~398Ma(40Ar/39Ar法),郝杰(1993)的634Ma,高俊等(1994)的415Ma(40Ar/39Ar法)(转引自王宝瑜等,1997)。此外,新疆1∶20万区调发现含蓝片岩的大理岩中产有晚志留世珊瑚化石。最近何国琦(2006)面告,在构造岩片的灰岩块中发现奥陶纪牙形石化石。王宝瑜等(1997)还报道了1570Ma的原岩年龄数据,而何国琦等认为1570Ma(Sm-Nd法)可能为蓝片岩的原岩年龄,代表构造卷入的中元古界岩块年龄,而大量出现的350~415Ma数据,代表了另一期高压高变质作用(还可能受后期构造热事件的影响)。因此,无序杂岩系时代应包括有中元古界和下古生界等层系的堆叠杂岩体。

南天山南缘山前一带断续出露中元古界阿克苏群,为一套绿片岩夹钙质片岩及石英岩(由硅质岩变来),出露厚度达千余米。

(三)新元古界

出露于铁里买提达坂南坡的独山子—库车公路库尔干道班附近的逆冲岩片中,为石英片岩、堇青石片岩、云母片岩等,卡赞其幅(1∶25万)将其归为青白口系。震旦系分布于木扎尔特河、小提坎立克、库阿特等地。下部沙瓦普齐群为杂色砂岩夹结晶灰岩、泥质岩、硅质岩,厚1512m。上部小铁列克群为陆架相中—薄层泥微晶灰岩和藻团灰岩,厚232m。

(四)下古生界

1.寒武系

出露于台宁苏河上游小铁列克地区。下寒武统小铁列克组,为细砂岩、灰岩和白云岩,产三叶虫化石,厚458m。中、上寒武统台宁苏群,下部为磷硅质岩、碳质页岩、灰岩,厚92m;上部为灰岩、白云岩,产三叶虫化石,厚351m。寒武纪为台型浅海湾沉积环境。

2.奥陶系

仅出露上奥陶统依南里克组,为一套灰黑、灰白色粗粒大理岩夹斜长变粒岩,厚2020~2508m,为稳定的陆棚海沉积环境。

3.志留系

未出现下志留统,中-上志留统下部伊契克巴什组,为灰岩、岩屑砂岩、粉砂岩,含丰富珊瑚、腕足类、层孔虫化石,厚1392~2180m;上志留统科克铁克达坂组,为灰岩、钙质砂岩及泥板岩,含丰富化石,厚1655~2500m。在铁里买提达坂北坡见有中、上志留统大陆斜坡相泥质板岩与砂质板岩互层的浊流沉积层,厚2000余米,含虫迹化石。其中有浊积岩内碎屑滑块经砾石排列测定,显示古水流由南向北(图1-12)。志留纪沉积岩系表现为南天山弧后小洋盆北缘的陆棚到大陆斜坡沉积环境。

图1-12 独库公路二乡桥-铁里买提达坂石炭系、志留系信手地质剖面

(五)上古生界

1.泥盆系

下泥盆统阿尔腾柯斯组,为灰岩、硅质灰岩、含放射虫紫红色硅质岩、硅质岩、长石细砂岩、钙质粉砂岩、安山质角砾岩、枕状玄武岩、辉绿岩,厚440~1239m。中泥盆统下部阿拉塔格组,为硬砂岩、粉砂质泥岩、钙质粉砂岩、含砂灰岩、白云岩等,厚3217m。上部萨阿尔明组,为白云质灰岩夹砂屑灰岩,含腕足类、珊瑚、层孔虫等化石,厚2536m。上泥盆统哈孜尔布拉克组,为灰岩、白云岩,含珊瑚、腕足类、腹足类、海百合茎化石,厚1099~1614m。本区泥盆纪主要为碳酸盐岩台地夹海槽沉积环境。

2.石炭系

下石炭统下部干草湖组,为细砂岩、粗砂岩、砂质灰岩,厚285m;上部野云沟组,为灰岩、砂质灰岩夹砂岩、粉砂岩,含珊瑚、类、腹足类、双壳类化石,厚300~1320m。中石炭统下部卡拉苏组,为石英长石砂岩、粉砂岩、粗砂岩、砂砾岩,夹薄层灰岩及碳质泥岩,含珊瑚腕足类、类化石,厚299~424m;上部阿依里河组,为大量类灰岩,厚623~1600m。上石炭统康克林组,为碎屑灰质砂岩与粉砂岩互层,产类化石,厚545m(见图1-12)。本区石炭纪为泥盆纪多岛小洋盆闭合后的残留海碳酸盐岩台地沉积环境。

问题:塔里木板块边界演化特征

回答:

(一)南天山构造带

天山造山带形成于晚古生代 (Sengor A M C等, 1993; Carroll A R等, 1990; Cloe-man R G, 1989; Burtman V S, 1975), 是古亚洲洋演化史上一重要构造域 (肖序常等,1991)。两条古生代缝合线——中天山南缘和北缘缝合线, 将邻区划分为准噶尔、伊犁-中天山和塔里木三大板块 (Gao J等, 1998; Allen M B等, 1992), 即南、北、中三带,各带构造性质差异显著(车自成等,2002)。

南天山属哈萨克斯坦板块南缘褶皱带 (李春昱等, 1982), 是伊犁中天山微板块和塔里木板块及其间的南天山微地块随着南天山古生代洋盆的闭合发生拼合碰撞而成的碰撞造山带。南天山蛇绿岩呈外来推覆小岩块形式产于高压变质岩层之中或散布在古生代地层之上(高俊等,2006)。南天山存在3条与山脉走向大体平行的蛇绿岩和混杂堆积带, 北部带为中天山南缘长阿吾子-古洛沟-吾瓦门-库米什蛇绿混杂岩带 (图2-2-2); 南部两条蛇绿岩带位于南天山内部, 沿哈尔克山南坡-霍拉山-额尔宾山一带呈南、北两支展布。

对于南天山蛇绿岩的形成时代, 众说纷纭。新疆地质矿产局 (1993)最早将其划归为海西期早期即早泥盆世; 肖序常等(1992)根据额尔宾山-霍拉山超镁铁岩侵位于泥盆系或逆冲于石炭系之上的地质关系, 认为包括黑英山在内的南天山蛇绿混杂岩带形成于晚古生代早期; 王作勋等(1990)通过哈尔克山蛇绿混杂岩中硅质岩放射虫化石的研究,将南天山蛇绿岩时代归为早古生代晚期; 郝杰等(1993)则认为南天山蛇绿岩形成于志留纪,并经历了泥盆纪-石炭纪的变形改造; 汤耀庆等(1995), Gao Jun(1998)等在库勒湖蛇绿混杂岩的硅质岩中发现中、晚泥盆世—早石炭世放射虫和牙形石; Liu Yu等(2001,2006)分别在拜城县黑英山和独库公路铁力买提达坂剖面的蛇绿混杂岩中发现早石炭世和晚泥盆世的放射虫; 李曰俊等 (2002,2005)先后在南天山阿合奇以西60~80km处的上石炭统艾克提克群和志留系乌帕塔尔坎组中发现了时代跨度很大的早石炭世—晚二叠世放射虫化石,提出南天山残留洋直至二叠纪末才关闭的新认识。可见, 塔里木北缘南天山蛇绿混杂岩带的形成时代仍然是个争议问题。

已有的研究表明, 位于库勒湖蛇绿岩带以北、以长阿吾子-古洛沟-吾瓦门-库米什蛇绿混杂岩为代表的中天山南缘蛇绿混杂岩带(图2-2-2)及其西延境外吉尔吉斯斯坦部分被认为是古生代南天山洋盆消减-闭合后的残迹。其中, 东段库米什榆树沟蛇绿岩中锆石U-Pb不一致线与谐和线的上交点年龄 (440±18)Ma (王润三等, 1998)与西段长阿吾子蛇绿岩中辉石40Ar/39Ar坪年龄439Ma(郝杰等)相一致, 代表了中天山南缘蛇绿岩的形成年龄, 表明古南天山洋至少在早志留世时就已经打开并存在。关于该洋盆的俯冲-消减时代, 目前国内外众多学者针对中天山南缘蛇绿混杂岩带内的高压变质岩石进行了同位素测年。例如: 西段长阿吾子榴辉岩的峰期变质时代为 (401±1)Ma (高俊等,2000)、特克斯穹库什太蓝片岩峰期变质时代 (415.4±2.2)Ma (汤耀庆等, 1995; 高俊等,2000)(均为40Ar/39Ar坪年龄); 东段库米什地区榆树沟蛇绿岩地体中高压麻粒岩的锆石SHRIMP年龄为390~392Ma(周鼎武等, 2004)。 这表明, 至少在志留世末—(中)泥盆世期间, 南天山洋盆已开始俯冲-消减并遭受高压变质作用。

图2-2-2 天山造山带构造单元分区图(据马中平等,2006)

马中平等 (2007)应用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年结果显示, 南天山库勒湖蛇绿岩的形成时代为 (418.2±2.6)Ma, 相当于晚志留世末期—早泥盆世早期, 与上述南天山洋的俯冲-消减时代相当, 而库勒湖蛇绿岩的地球化学特征表明其形成环境为弧后盆地(马中平等,2006),并且在库勒湖蛇绿岩以北、中天山南缘蛇绿混杂岩带南侧, 尚有晚—末志留世巴音布鲁克组岛弧火山岩 (刘本培等, 1996; 蔡东升等, 1995; 马瑞士等, 1993)的存在。因此可以认定, 库勒湖蛇绿岩与中天山南缘蛇绿混杂岩很有可能为同一大洋盆地(古南天山洋)中洋壳的不同组成部分, 前者是南天山洋于晚志留世—早泥盆世( (418.2±2.6)Ma)期间由于俯冲-消减作用所形成的弧后盆地型蛇绿岩(洋壳)残片。

李锦轶等(2006)提出, 天山山脉的地质演化经历了石炭纪末至二叠纪初同碰撞-后碰撞构造岩浆活动阶段、二叠纪早—中期幔源岩浆活动与壳幔相互作用阶段和二叠纪晚期以来的陆内演化阶段,认为南天山古洋盆最终结束于石炭纪末期。Klemd等(2005)对昭苏县以南的西南天山榴辉岩-蓝片岩中白云母作40Ar/39Ar测年, 获323~312Ma数据,代表继350~345Ma石榴子石相峰期变质作用之后发生的蓝片岩相岩石折返时间。换言之,350~345Ma相当于同碰撞时间,323~312Ma相当于后碰撞时间。Liu Yu(2001)曾在黑英山阿尔腾卡什组发现9属15种保存完好的放射虫化石, 与德国莱茵和法兰克福早石炭世放射虫动物群可对比, 故定其时代为早石炭世。 Liu Yu等 (2006)在研究区东侧库车县铁力买提达坂剖面发现了一批保存完好、分异度高的放射虫化石, 该放射虫时代定为晚泥盆世。舒良树(2007)的研究取得相一致的结果, 即南天山残留放射虫化石的时代集中在晚泥盆世法门期—早石炭世杜内期,早石炭世杜内期代表洋盆关闭以及蛇绿混杂作用的早期年龄。

(二)昆仑造山带

20世纪90年代以后, 中国科学院地质研究所和中国地质科学院地质研究所的一些专家分别对东、西昆仑的早古生代造山作用及大地构造进行讨论,并提出了碰撞造山及增生造山的观点 (边千韬等, 2002; 肖文交等, 2000; 姜春发等, 2000; 潘裕生等, 1996,2000)。李荣社等 (2007)以1:25万区域地质调查成果资料为基础, 结合前人的研究成果,认为昆仑造山带为早古生代造山带。

西昆仑造山带作为青藏高原的西北边界, 它的形成与演化记录了古特提斯洋的消减以及与之相伴的印度板块和欧亚板块碰撞的整个过程, 因此对西昆仑山前的深部结构特征研究备受瞩目。 为揭示该地区岩石圈深部结构特征, 自20世纪80年代以来, 在此处进行了多种地球物理研究, 特别在新疆地学断面研究计划 (1996~2000)实施期间, 运用多种深部地球物理探测手段对西昆仑山前的盆-山结合部位的深部结构特征进行了深入研究。

1989年, 横穿整个西昆仑造山带实施的大地电磁测深剖面结果表明, 西昆仑山下的壳内低阻层向南倾斜。鲁新便等(1995)根据穿越盆-山结合带实施两条区域大地电磁测深剖面得到的探测结果,认为西昆仑造山带和塔里木盆地之间的地壳部分具有典型的陆内俯冲模式。塔里木盆地西南的地震资料显示出典型的前陆盆地边缘性质图像,西昆仑逆冲断裂东部存在约50~100km的近南北向地壳缩短,西昆仑逆冲断裂中部的地壳缩短量约(187±84)km。1998年在西昆仑山前的盆-山结合部位实施的深地震反射剖面调查结果显示,西昆仑山下向北倾斜与塔里木盆地南缘下向南倾斜的多组壳内强反射构成了塔里木岩石圈与青藏高原西北缘岩石圈在西昆仑山下相向碰撞的地震学证据。1997~1998年在西昆仑山前实施的深地震测深结果显示,从塔中隆起至西昆仑山前, 莫霍面深度从(40±2)km加深到57km,而在继续向南深入到西昆仑北坡之下时,莫霍面产状变平, 深度减小到54km。塔里木盆地南端莫霍面南倾,且结合部位下的莫霍面存在错断。1998~1999年, 中国地质科学院地质研究所与台湾省地球科学所合作在塔里木南缘与西昆仑山结合地区,进行了宽频带地震观测。利用接收函数方法对观测数据进行研究,得到了与深地震测深结果一致的莫霍面形态,且塔里木盆地南缘中下地壳的剪切波速度大于青藏高原北部中下地壳的剪切波速度。接收函数图像显示,从塔里木盆地南缘到昆仑山下在45~75km的深度区域有一南向的以20°角度向下延伸的波组, 而在昆仑山下一侧, 则有另一波组从南向北以30°角度向塔里木方向下插并达到140km的深度,而且南倾的波组明显终止在昆仑山下,这与深地震反射图像相似。上述不同探测方法得到的研究成果证实了塔里木盆地与西昆仑造山带间在地壳内部存在“V”型耦合构造样式,形成了面对面的碰撞模式。但构造蛇绿混杂岩是造山带研究的重中之重,而且蛇绿岩是大陆碰撞造山带中古洋壳的残片已成共识。现在比较普遍的认识是蛇绿岩并不产于正常的大洋中脊,而是多产于大陆边缘-岛弧环境。

1. 昆仑山早古生代镁铁质-超镁铁质岩带的性质

昆仑山早古生代镁铁质-超镁铁质岩出露可分为南、北两个岩带(图2-2-3),其形成年代见表2-2-1。

(1)柳什塔格-吐木勒克-乌妥镁铁质-超镁铁质岩带

该岩带的空间延伸情况见图2-2-3,镁铁质-超镁铁质岩断续出露于清水泉、诺木洪以南(东昆仑)、吐木勒克等地,在西昆仑以发育典型的洋岛型玄武岩组合为特点(柳什塔格组)。

乌妥镁铁质-超镁铁质岩:位于清水泉一带3个不同时期的镁铁质-超镁铁质岩带最北部(图2-2-3右下), 由蛇纹石化的辉橄岩、超镁铁质堆晶岩和基性岩变质形成的斜长角闪岩组成, 围岩为奥陶纪—志留纪纳赤台群石英片岩、角闪石英片岩、斜长角闪岩。岩石组合及各种地球化学特征显示其为形成于消减带之上的SSZ型蛇绿岩(朱云海等,1999;王国灿等,1999)。依据围岩中板岩里发现的奥陶纪—志留纪疑源类化石 (朱云海等,1999)和蛇绿岩中辉长岩的518Ma(姜春发等,2000)、(467.2±0.9)Ma(边千韬等, 1999)等锆石U-Pb年龄(表2-2-1)可确定其形成于早古生代。

诺木洪镁铁质-超镁铁质岩: 主要由超镁铁质岩、玄武岩、辉绿岩组成,伴生岩石为硅质岩,呈构造透镜体混杂于纳赤台群火山碎屑岩中。其中火山岩可分为2类:其一为玄武岩,枕状构造清楚,稀土元素配分曲线为平坦型,具有典型的MORB型玄武岩的特征;另一部分岩石组合复杂, 从基性岩至中酸性岩均有, 其稀土配分曲线为典型的轻稀土富集型, 主要为钙碱性系列火山岩。依据其中枕状玄武岩 (419±5)Ma、玄武岩 (401±6)Ma的锆石U-Pb年龄、伴生硅质岩中的早古生代放射虫化石, 确定其形成于早古生代。

图2-2-3 昆仑山古生代镁铁质-超镁铁质岩分布图(据李荣社等,2007)

表2-2-1 昆仑山主要岩浆岩同位素年龄一览表

续表

((据李荣社等,2007)

吐木勒克镁铁质-超镁铁质岩: 主要由块状强蚀变玄武岩及玄武质糜棱岩、少量辉绿岩组成, 伴生条纹状大理岩、硅质岩、长石砂岩, 围岩为纳赤台群火山碎屑岩。其中玄武岩分为两类: 其一类似于洋岛型玄武岩; 其二类似于大洋拉斑玄武岩。根据岩石组合、岩石地球化学特征, 可初步判定后者为弧前SSZ型蛇绿岩。依据玄武岩中466Ma的锆石U-Pb年龄可确定其形成于早古生代。

柳什塔格火山岩: 主要由块状、枕状玄武岩和玄武玢岩组成,伴生硅质岩和薄层的灰岩, 绿片岩相变质, 具有典型的洋岛型沉积岩的岩石组合和岩石地球化学特征。依据玄武岩(563±48)Ma的Rb-Sr等时线年龄、侵入其中的花岗岩的年龄(460.8±5.2)Ma可确定其形成于早古生代。

(2)库地-其曼于特-祁漫塔格镁铁质-超镁铁质岩带

其空间延伸情况见图2-2-3, 镁铁质-超镁铁质岩从东向西断续出露于十字沟、鸭子泉、库地(西昆仑)等地。

十字沟镁铁质-超镁铁质岩呈构造透镜体零星分布于滩间山群强变形带中, 由变质橄榄岩、堆晶杂岩、岩墙杂岩及块状、枕状玄武岩组成, 其中玄武岩属于碱性系列。辉长岩、辉绿岩及玄武岩的稀土总量较高(相对典型的N-MORB型), 辉绿岩、玄武岩的微量元素中大离子亲石元素与部分高场强元素富集, 与碱性洋中脊玄武岩类似, 具有弧后SSZ型蛇绿岩的特点。蛇绿岩与灰白色硅质岩、薄层灰岩及泥质岩共生, 反映其陆缘初始小洋盆的构造环境。其中块状玄武岩、辉绿岩、辉长岩和辉橄岩的Sm-Nd等时线年龄分别为 (468±54)Ma、(449±34)Ma、(466±3.3)Ma, 确定其形成于中、晚奥陶世。

鸭子泉镁铁质-超镁铁质岩出露于鸭子泉达坂, 主要由方辉橄榄岩、蛇纹岩、辉长岩、变辉绿岩、绿片岩和硅质岩等组成, 形成于火山弧-板内环境(杨金中等, 1999)。

嘎勒赛镁铁质-超镁铁质岩, 由辉石岩-辉长岩形成的具有较典型堆晶结构的堆晶岩、基性火山岩组成, 伴生岩石有碎屑浊积岩及浅灰色中薄层硅质岩。其岩石地球化学特征具有稀土总量较高、轻稀土富集、微量元素中大离子亲石元素和高场强元素相对富集的特点, 显示为小洋盆环境。

其曼于特镁铁质-超镁铁质岩由蛇纹岩 (变辉橄岩)、橄榄辉石岩、层状辉长岩、辉长岩、辉绿岩席和枕状、块状、杏仁状玄武岩组成,与之共生的沉积岩为紫红色、深灰色硅质岩、薄层灰岩等。具有高的稀土元素总量、轻稀土元素明显富集、微量元素变化较大等特点(E-MORB型),其中辉长岩中锆石年龄为(526±1.0)Ma、(432±15)Ma(韩芳林等,2002)。

2. 以库地蛇绿岩为代表的镁铁质-超镁铁质岩成因及产出的构造环境问题

镁铁质-超镁铁质岩的成因前人多归为两类: 其一是岩浆成因, 即基性岩浆侵位于陆壳中, 典型特征是具有明显的环带构造, 产出于大陆环境; 其二是蛇绿岩, 为消失的洋壳残片, 产出于大洋环境。现代研究结果表明, 蛇绿岩可产于多种构造环境, 根据其产出的地质背景和地球化学特征划分为洋中脊型 (MORB)和俯冲型 (SSZ)两大类 (Pearce JA, 1984), 进一步的研究表明, 二者在岩石组成及地球化学组成等方面可连续过渡 (张旗等,2001)。 由于后期构造作用, 镁铁质-超镁铁质岩的原始结构大多残缺不全, 因此确定其成因及产出的构造环境不但要考虑本身的岩石组合、地球化学特征, 而且必须考虑与之共生的沉积岩和相关的其他边缘地质体。

柳什塔格-吐木勒克-乌妥镁铁质-超镁铁质岩带和库地-其曼于特-祁漫塔格镁铁质-超镁铁质岩带分别位于昆中岩浆弧带的南、北两侧。前者, 镁铁质-超镁铁质岩赋存于早古生代强烈变形的活动型沉积地层中, 岩石组合及岩石地球化学特征具有岛弧型及大洋型两种特征, 在混杂岩带中夹有典型的洋岛型沉积 (柳什塔格火山岩)。 另一个显著特点是,该带镁铁质-超镁铁质岩虽然总体具有带状展布的特点,但是局部地段(诺木洪南部一带)镁铁质-超镁铁质岩块体散布在由纳赤台群组成的复理石基质中,具有面状分布的特点;结合纳赤台群、温泉沟群的主体斜坡相沉积和与岩浆弧关系密切的火山岩组合等, 判断该带镁铁质-超镁铁质岩就位于弧前构造环境, 包含了形成于弧前的SSZ型蛇绿岩和在俯冲过程中刮削下来的洋中脊蛇绿岩, 与弧前复理石、洋岛型沉积共同组成了弧前增生楔杂岩带。北带镁铁质-超镁铁质岩石也可分为两类,其一以朝阳沟为代表,堆晶成因的超镁铁质、镁铁质岩与基性火山岩共生,缺少变质橄榄岩, 同时镁铁质岩石中具有铜镍铂矿化, 可能形成于陆壳 (裂谷)环境; 其二以库地为代表, 变质橄榄岩、堆晶岩、层状侵入岩及基性火山岩发育齐全, 岩石地球化学具有SSZ型向MORB型过渡的蛇绿岩特点。

库地蛇绿岩由下部超镁铁质岩、辉长岩、幔源型花岗岩和上部基性火山岩、复理石等成分构成, 其形成时代、构造背景迄今没有获得统一认识。最早期由汪玉珍 (1983)、李嵩龄等 (1985)将该蛇绿岩厘定为新元古代, 并在超镁铁杂岩中获得角闪岩脉的Rb-Sr年龄为860Ma; 王东安等 (1989)、潘裕生等 (1990), 潘裕生等 (1994)、邓万明(1995)、Pan Y.S. (1996)、杨树锋等 (1999)认为它形成于早古生代, 代表了青藏高原第五缝合带, 周辉等 (1998, 1999)在一些克沟发现早古生代发射虫以及对早古生代晚期韧性剪切带的厘定, 极大地支持了上述认识。 丁道桂等 (1996)获得辉长岩的全岩矿物Sm-Nd等时线年龄为651Ma, 认为该蛇绿岩形成于震旦纪—早古生代; 王志洪等(2000)、肖文交等 (2000)通过对库地一带的构造特征以及对蛇绿岩不同单元的地球化学研究, 认为它属于早古生代叠加于消减带之上的弧间或弧后盆地蛇绿岩。

关于库地蛇绿岩, 目前已达成的基本共识是: 库地蛇绿岩的同位素年龄为550~956Ma, 形成于震旦纪—寒武纪。 基性的辉长岩、玄武岩的矿物学、岩石学和地球化学分析显示, 辉长岩与典型蛇绿岩套中的堆晶辉长岩的特征相一致, 而玄武岩与大洋中脊玄武岩的特征一致, 因此推测该蛇绿岩套形成于洋中脊。结合库地岛弧花岗岩的特征,提出塔里木盆地南缘在震旦纪—早古生代时期存在一个广阔的大洋, 这一大洋在志留纪末期关闭。库地蛇绿岩套大部分单元完整, 变形变质程度较低, 可见该蛇绿岩套的侵位过程中未经历俯冲消减再逆冲推覆上升的复杂构造作用, 是在洋盆闭合和陆块碰撞过程中挤出的洋壳碎片。综上所述, 可见库地蛇绿岩套的侵位机制是洋盆闭合的挤出作用 (杨树峰,1999)。

3. 昆仑造山带中段蛇绿混杂岩产出的意义

昆仑造山带中段蛇绿混杂岩出露于东西昆仑交接部, 阿尔金断裂延伸于昆仑造山带内的阿羌-龙木错断裂 (姜春发, 1984)的南侧, 地理位置为托库孜达坂、阿克塔格山南坡。

尹福光等 (2004)撰文论述: 昆仑造山带中段蛇绿混杂岩由镁质超基性岩、块状辉石质玄武岩、枕状玄武岩、堆晶岩、斜长岩脉、灰岩岩块及其间的薄层粉砂质泥岩、泥质粉砂岩组成, 并有硅泥组合。 不同岩性之间、不同块体之间由剪切带分开, 沉积岩显示出浅—深水岩块的混杂。 岩石化学特征表明其属于镁质超基性岩, 形成于多硅铝质陆壳成分的大陆边缘盆地 (具有洋脊及岛弧的过渡性质)。对硅质岩中放射虫的研究表明: 其形成时代为早石炭世。据此可以认为该套岩体形成于加里东造山时期的早石炭世, 其中的喷出岩属于拉斑玄武岩系列, 代表了一种扩张脊的洋底玄武岩。可见,石炭纪开始昆仑山与塔里木盆地逐渐拉开, 形成大洋 (古特提斯洋)接受海相沉积; 晚石炭世末—早二叠世,昆仑山与塔里木之间的大洋重新闭合, 昆仑地区褶皱成山形成昆仑造山带。

(三)阿尔金造山带

阿尔金山是一个经历过复杂地质演化历史, 由不同构造层次、不同时期和形成于不同构造环境地质体所组成的复合造山带。长期以来,该带一直被认为是塔里木板块的一部分(程裕淇, 1994; 何国琦, 1994;新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)。 近年来, 一些学者根据对阿尔金碰撞造山带内高压变质岩带、蛇绿岩带、原岩建造、原岩建造所反映的大地构造环境等方面的研究 (杨经绥等, 2002; 于海峰等, 2002; 王永和等, 2002; 刘良等, 1999, 2000; 王云山, 1987; 车自成等, 1985), 对阿尔金碰撞造山带的构造属性提出了新的认识, 并对其两侧构造单元进行了对比研究 (崔军文等, 1999; 许志琴等,1999; 葛肖虹等, 1996, 1998, 1999; 于海峰等, 1998)。 目前, 已证实阿尔金地区存在两条蛇绿岩带, 即北缘蛇绿岩带和南缘蛇绿岩带, 而两带蛇绿岩的证据、空间展布、产出, 以及蛇绿岩组合、岩石学特征都还不十分清楚, 至于形成时代、构造背景及地质意义的探究, 更是刚刚起步。 以北阿尔金蛇绿岩研究为例, 其沿阿尔金山脉北段出露, 从西至东由米兰红柳沟经阿克赛至肃北半鄂博, 全长大于600km, 近东西走向, 主要产在新元古代的以片麻岩为主的阿尔金群中 (图2-2-4)。郭召杰等 (1998)取得的阿尔金北缘半鄂博辉长岩Sm-Nd等时线年龄为829Ma, 张旗 (2001)认为郭召杰所测并非蛇绿岩, 而认为刘良 (1999)取得米兰红柳沟火山岩的Sm-Nd等时线年龄 (508±41)Ma则应代表蛇绿岩的年龄。杨经绥等对阿尔金山米兰红柳沟席状岩墙群的研究, 提供了海底扩张、形成洋壳的重要证据。在北阿尔金地块的岩石组合中包括了具有洋壳特点的变质 (中)基性火山岩和活动大陆边缘、弧后盆地环境下形成的富铝系列变质岩等, 而在北阿尔金地块南侧的中阿尔金地块北缘还出露有一条元古宙的蛇绿岩带。 由此说明, 北阿尔金地块在长城纪末以前可能处在活动大陆边缘或弧后盆地环境, 后经历了一系列俯冲碰撞作用, 形成了一套弧后盆地性质的混杂岩系。 中阿尔金地块北部的英格里克构造蛇绿混杂岩带岩石地球化学研究结果则表明: 在中元古代以前, 中阿尔金地块可能是一个古岛弧, 在古岛弧的北侧还存在一个古大洋盆地(或古弧后盆地),英格里克构造蛇绿混杂岩带可能是在中元古代末期,北侧的中阿尔金洋壳板块俯冲到南侧的古岛弧下地壳底部—上地幔顶部后, 又经历了漫长而复杂的构造折返而形成的。

阿尔金碰撞造山带的构造演化可归纳为3个阶段(覃小锋等,2006):

1.前长城纪古陆核形成阶段

阿尔金碰撞造山带西段中部的中阿尔金地块部位分布有一套由米兰岩群和阿尔金岩群组成的古老变质岩系, 岩石变质程度高, 出现了石榴子石、蓝晶石、矽线石及角闪石、辉石等特征变质矿物,经历了角闪岩相, 局部达麻粒岩相区域变质作用的改造。该岩系与北侧的长城系巴什库尔干群、蓟县系塔昔达坂群和南侧的青白口系索尔库里群等中浅变质岩系在变形变质上具明显区别。在西部吐拉牧场一带该套岩系中获得富铝片麻岩的残留锆石上交点年龄为(2571±340)Ma(张建新等, 1999);在中阿尔金地块东部获得混合花岗岩的锆石U-Pb法年龄为 (2679±142)Ma(崔军文等, 1999)。 由此表明, 阿尔金碰撞造山带存在新太古代—古元古代古老结晶基底 (古陆核)。

2.长城纪—青白口纪不同基底联合阶段

新太古代—古元古代时期,塔里木和柴达木是否为一个统一古陆目前尚不清楚,但中元古代时它们已分裂开来, 中阿尔金地块可能为它们之间的一个微陆块。前已述及, 在微陆块北侧分布一套被肢解了的“蛇绿岩套” (即英格里克构造蛇绿混杂岩带), 在中阿尔金地块东部的苏吾什杰一带获得变质基性火山岩的Rb-Sr全岩等时线年龄为 (1882.9±110)Ma(车自成等, 1995)。分布于北阿尔金地块的长城系巴什库尔干群的变质中基性火山岩为一套海相火山岩组合,形成的构造环境除大洋中脊拉斑玄武岩外,还存在古洋岛弧或海山环境的拉斑玄武岩, 由此推测其形成的初始地质背景可能是洋壳; 在南阿尔金地块中亦发育有一套中基性火山岩组合, 成分以大洋拉斑玄武岩为主。西安地质矿产研究所在南阿尔金地块东部玉苏普阿勒克塔格一带获得这套变质基性火山岩的Sm-Nd等时线年龄为(1307±110)Ma。可见, 在中元古代 (1800~1300Ma), 塔里木地块、中阿尔金微陆块、柴达木地块之间存在两个大洋盆地(北阿尔金大洋盆地和南阿尔金大洋盆地), 盆地中发育以蛇绿岩(英格里克构造蛇绿岩和阿尔金南缘构造蛇绿混杂岩)为代表的大洋岩石圈 (图2-2-5-A)。 中元古代中期, 北阿尔金洋盆的大洋岩石圈向南东方向消减, 使中阿尔金微陆块转化为岛弧性质(图2-2-5-B)。 同时, 中阿尔金岛弧和塔里木板块之间开始了弧后盆地扩张作用,在北阿尔金地块部位沉积了长城系巴什库尔干群上部和蓟县系塔昔达坂群由变粒岩、云母石英片岩、大理岩等组成的弧后盆地和被动大陆边缘环境下形成的沉积岩系。

图2-2-4 阿尔金蛇绿岩分布地质图(据杨经绥等,2008,有改动)

图2-2-5 阿尔金碰撞造山带及邻区地质构造演化图(据覃小锋等,2006)

新元古代时期(1000~900Ma),本区发生弧后碰撞-弧前消减作用, 北阿尔金古大洋反向俯冲至中阿尔金岛弧之下, 该大洋通过弧后消减作用闭合, 塔里木板块与中阿尔金岛弧发生碰撞。在弧后消减带上, 洋壳残片、北部的陆缘碎屑岩建造及部分岛弧地质体拼合在一起, 形成弧后盆地性质的英格里克构造蛇绿混杂岩带。 随着俯冲作用的加剧, 部分洋壳残片被俯冲至南侧古岛弧下地壳底部—上地幔顶部, 经受了高压变质作用的改造。

3.古生代洋-陆转换阶段

晋宁运动使塔里木板块和中阿尔金微陆块 (古岛弧)拼合成统一的陆块, 但柴达木地块和中阿尔金微陆块 (古岛弧)之间可能还残余有不宽的洋盆。 南阿尔金地块主要由中新元古代—早古生代变质岩系、呈残块状分布的金水口岩群和元古宙、加里东期花岗岩等地质体组成。地块北部主要由青白口系索尔库里群和少量的长城系巴什库尔干群、蓟县系塔昔达坂群组成, 岩性主要为碳酸盐岩、变质碎屑岩、变质火山 (碎屑)岩等; 而南部沿着阿尔金南缘断裂分布的新元古代—早古生代变质岩系具有 “蛇绿岩” 特征。 变质基性火山岩和变质基性岩墙的原岩成分以大洋拉斑玄武岩为主, 少数为大陆拉斑玄武岩或钙碱性、碱性玄武岩,原岩形成的构造环境主要是M型洋中脊环境; 其次为岛弧环境, 它们代表了岛弧背景下的一套火山岩组合。前已提到, 西安地质矿产研究所在南阿尔金地块东部玉苏普阿勒克塔格一带获得该套变质基性火山岩的Sm-Nd等时线年龄为: (1307±110)Ma; 而在东部茫崖一带获得阿尔金南缘蛇绿岩带变质基性火山岩的Sm-Nd等时线年龄为: (481.3±53)Ma。 由此说明, 在早古生代, 阿尔金南缘残余洋盆再次被拉开扩大, 形成小洋盆、微古陆、多岛海古地理面貌 (即多岛洋面貌)。在南侧的柴达木地块内亦发生裂解, 形成了戛勒赛、朝阳沟等多个呈北西向分布的裂陷槽 (图2-2-5-D)。随着拉张的加剧, 一些裂陷槽 (如戛勒赛)逐渐发展成小洋盆, 在裂陷槽中沉积了一套奥陶纪—志留纪的复理石、碳酸盐岩和中基性火山岩组成的裂谷型火山-沉积岩建造。与此同时, 在晋宁期后伸展构造背景下, 南阿尔金地块和中阿尔金地块北侧还分别发育了一套碰撞前期的浆混花岗岩组合。

奥陶纪晚期的加里东运动使南阿尔金洋盆向北俯冲, 塔里木板块与中阿尔金微陆块焊接在一起的统一古陆与柴达木地块发生碰撞, 导致南阿尔金洋盆最终闭合, 同时, 柴达木地块内部的裂陷槽也发生闭合 (图2-2-5-E)。

问题:塔里木板块边界

回答:

塔里木板块包括塔里木盆地稳定区和周边的多期边缘活动带(贾承造, 1992, 1997,2004)(图2-2-1)。它是一个自元古宙超大陆裂解出来的古生代独立的板块,其四周边界分别为:北部边界为南天山北界断裂带(即尼古拉耶夫线, 下文称南天山构造带); 西南部边界为康西瓦断裂带(本文称昆仑造山带);东南部边界为阿尔金断裂带(本书称阿尔金造山带), 中央航磁异常高带示于图中。

图2-2-1 塔里木及其邻区构造格架简图(据贾承造等,2004,有修改)

塔里木板块北与哈萨克斯坦板块为邻,前人研究表明, 哈萨克斯坦板块没有统一的前寒武纪基底,是由许多陆壳小碎块 (或地体)在早古生代和晚古生代的长期演化过程中聚合起来的 (李春昱, 1982; 肖序常, 1993; Coleman, 1989)。 我国境内的伊犁地块(或地体)、吐哈地块(地体)、准噶尔地块(或地体)是其组成部分。塔里木板块与哈萨克斯坦板块的分界线是南天山北缘断裂(即著名的尼古拉耶夫线), 伊犁地块等是在早古生代逐渐与塔里木板块分离的, 南天山洋是随着它们的分离而逐渐扩张形成的晚古生代南天山洋的消减,使塔里木板块与哈萨克斯坦板块碰撞缝合在一起,并在南天山地区形成复杂的构造带。虽然现在蛇绿岩并不仅仅分布在尼古拉耶夫线上,但若将古生代南天山洋看做是塔里木板块的北部洋壳, 也就是塔里木板块的一部分, 则应将古生代塔里木板块的北部边界划在南天山北缘断裂 (尼古拉耶夫线)上。研究表明 (贾承造, 1997), 塔里木盆地与塔吉克盆地等是由于第三纪后帕米尔构造结的向北推挤才分离开来。

塔里木板块南缘同样经历了复杂的演化过程, 有早古生代昆仑岛弧的形成, 以及晚古生代古特提斯洋沿康西瓦混杂岩带的向北俯冲。其后南部还有三叠纪末羌塘地体的拼贴、侏罗纪末拉萨地体的拼贴和渐新世以来的印度-欧亚大陆碰撞, 但这些已属新特提斯构造的范畴。 因此, 可将古生代塔里木板块的西南界划在康西瓦缝合带。

塔里木板块的东南侧是阿尔金断裂带,这是一条中、新生代特别是新生代的大规模左行走滑断层。 由于其在中、新生代的大规模走滑, 使得先存地质构造现象被改造得面目全非。研究表明,早古生代塔里木东南缘经历了复杂的离散和聚合过程, 近年来在阿尔金地区发现超高压变质岩,表明该带经历了复杂的构造演化过程(张建新等, 1999;刘良等,2002), 可将阿尔金断裂带作为塔里木板块的东部边界。

问题:各个板块内部还会分裂吗?

回答:现代板块构造理论已经比较完善,并且还在进一步发展。人们对地球表面板块的划分从几块到几十块,并且局部地区还在进一步细分小板块、微板块、地块,等等,这一方面说明人类对地球表面构造的认识越来越精细,另一方面也说明地球表面哪怕是面积不大的区域,本来亦非理想的均匀的一整个块体。
另外,地球表面板块的运动,包括生长、消亡等,从来就没有停止过,因此当演化到一定阶段,有的板块内部肯定还会分裂,有的就跟其它板块拼接、缝合,等等。
更详细知识,推荐:地球物理学,板块构造学相关著作

问题:按照板块构造理论,一般来说板块内部较

回答:根据板块构造学说地球岩石圈由六大板块组成,板块的相对位置是不断变化的.板块内部比较稳定,交界处比较活跃,多火山地震.
故答案为:稳定;活跃;火山、地震.


看完本篇文章《塔里木活动板块》,希望对你有所帮助,最后提醒大家,股市市场有风险,投资需谨慎。

关于《塔里木活动板块》的拓展知识

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虽然经常有个股独立于大盘运动,但这种现象始终是个别和阶段性的,绝大部分情况下,个股始终受制于大盘,与大盘共起落。所以大盘始终是最重要的,任何判断和操作都要先看它的脸色,怎么强调都不过分。任何抛开大盘做个股的想法和做法,都是本末倒置、主次不分的,即使成功也是偶然和暂时的,而失败将是必然和长期的。


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退市后重组无望的,在一定时间后将会被打入三板市场,在退市前买入的股票就要办理转托管至三板市场,并开立三板市场交易帐户,按照三板市场的要求进行交易。



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