中央造山带的演化及其特点*1997年11月21日收稿.*地质矿产部 中国西部不同类型造山带及非史密斯地层区1 25万区域地质填图方法研究 项目资助.殷鸿福 张克信(中国地质大学地球科学学院,武汉430074)摘 要 中央造山带原型是由一列微板块加上分别位于其北面和南面的两列不同时期的小洋盆组成.微板块群的主体是柴达木、秦岭、大别 苏鲁,还加上中祁连.元古代末至早古生代早期,北列拉张成多岛小洋盆,它们在加里东末期关闭,并在微板块群北缘形成前陆盆地带.南列形成裂陷槽,在加里东期末关闭,一般不造山.晚古生代,微板块群已与欧亚板块合为一体,并总体北移.南列出现泥盆(个别)、石炭二叠纪的小洋盆,属于古特提斯洋的一部分.洋盆在中 晚二叠世闭合,在其南侧形成早 中三叠世的前陆堆积.印支期它属于特提斯北支.三叠系可分成3种类型.燕山期的陆内挤压东强西弱,使东部微板块消减最多而抬升最高,向西依次递减.中央造山带的板块运动主要遵循的不是威尔逊旋回,而是非威尔逊旋回.非威尔逊旋回在3个方面与威尔逊旋回不同,即多岛洋、软碰撞和多旋回造山.文中论述了它们的特点,并强调指出这些特点在地史上占据中国绝大部分地区的古亚洲洋和特提斯洋中具有普遍性.关键词 中央造山带,演化史,非威尔逊旋回.中图法分类号 P 54第一作者简介 殷鸿福,男,教授,中国科学院院士,1935年生,1956年毕业于北京地质学院地质系,古生物学家,生物地质学学科方向的创导者,现主要从事二叠系-三叠系界线、软体动物、生物成矿、综合地层学和造山带地质等方面的研究.1 中央造山带的演化中央造山带(秦祁昆、大别 苏鲁)夹持于华北和华南(扬子、羌塘 唐古拉)板块之间,它的原型不是一条简单的海洋,而是由一系列微板块加上分别位于其北面和南面的两条不同时期的小洋盆组成.微板块群的主体是柴达木、秦岭、大别 苏鲁,还加上中祁连,它们以浅海相和陆相沉积为特点.元古代末至早古生代早期(图1a),华北板块北移,其后缘拉张成北列多岛小洋盆(祁连、北秦岭),它们往往具主动边缘的沟弧盆体系.这些小洋盆在加里东末期,由于中央造山带微板块群北进,洋壳向北俯冲、碰撞而关闭,并留下了一系列早古生代蛇绿岩带(祁连诸蛇绿岩带、东秦岭商丹蛇绿岩带),在微板块群的北缘,由于北面主动大陆边缘的仰冲,形成前陆盆地带(柴达木北缘宗务隆山泥盆系(D)、西秦岭舒家坝群(D 2)、大草滩群(D 3)、大别山杨山组(C 1).在微板块群北移时,其后方拉张形成裂陷槽或裂谷,以玄武岩或双峰式火山岩、深水相沉积为特征.它包括祁曼塔格的祁曼塔格群(铁石达斯群),东昆仑的纳赤台群[1],西秦岭的白龙江群、白水江群,东秦岭的洞河群(伴有金伯利岩侵入)[2],大别南侧随州枣阳一带的古城畈、兰家畈组[3];可能还包括西昆仑北带的库地 苏瓦什带(已构成蛇绿岩)[4,5].其延限为寒武纪至早志留世,而以奥陶纪为最盛.在加里东期末它们相继关闭,一般不造山.晚古生代(图1b),中央造山带微板块群已先后与欧亚板块合为一体,并总体北移.仅在祁连-北秦岭缝合带之南缘,由于应力松弛拉张,而形成石炭 二叠纪的裂陷槽(宗务隆山,西秦岭礼县 柞水带).在总体北移过程中,沿这一微板块群的南缘,出现晚泥盆世(秦岭勉略带)、石炭纪(东昆仑南带[6]、秦岭的勉略 下高川带[7])和二叠纪(布青山 阿尼玛卿山,西昆仑木吉 明铁盖带[4])的小洋盆,属于古特提斯洋的一部分.在东秦岭东段和大别山南侧,仅沿青峰断裂至京山广济一线有二叠纪深水相硅质岩沉积,不清楚小洋盆是否曾经存在而已被消减,还是根本未曾拉开成洋.在东昆仑,石炭纪和二叠纪的洋第23卷第5期地球科学 中国地质大学学报Vol.23 No.51998年9月Ear th Science Journal of China U niversity of GeosciencesSep. 1998壳演化中存在多岛小洋盆向南迁移的现象[6].海西晚期,洋盆向北俯冲,在其北侧的微板块南缘,则有海西花岗岩的大面积侵入(东昆仑花岗岩带、西昆仑花岗岩带),代表海西晚期主动陆缘的火山岛弧.洋盆从中二叠世(茅口期)至晚二叠世先后闭合,在其南侧形成早 中三叠世的前陆堆积(东昆仑洪水川组).经过海西运动,中央造山带的各微板块演化分异.西段的西昆仑北带、塔里木和柴达木已成为欧亚板块的一部分,并上升成陆.东段的秦岭(主要是西秦岭)则为特提斯洋北侧的裂陷海盆.已知海盆延至南阳盆地东的桐柏附近.特提斯北支的三叠系(早 中三叠世碳酸盐台地除外)可分成3种类型(图2).(1)东昆仑南带为前陆带压性环境,沉积复理石、磨拉石(早三叠世洪水川群) 浅海相地层(中三叠世闹仓坚沟组) 煤系(晚三叠世八宝山群).而在其北面的柴达木南缘,在上述南北向压力作用下,发生东西向张裂,伴随晚三叠世火山喷发(鄂拉山群).(2)西秦岭三叠系为拉张裂陷环境,由早三叠世(隆务河群及池塘群)至晚三叠世沉积了上万米浊积岩,但在中三叠世安尼期-拉丁期之交,沉积中心由北带转至南带,而北带上升为陆.(3)松潘、甘孜至可可西里的大片地区,原属于华南板块,可能在二叠纪为大片碳酸盐台地,三叠纪裂陷 拗陷,沉积了面积达7 105km2,厚近10km的巴颜喀喇群(草地群)浊积岩.根据与藏南喜马拉雅山的比较大地构造研究[6],对上述三叠系得出2点认识:(1)作为昆仑 秦岭接合带的温泉断裂是红河断裂型的右行走滑断裂,其西侧为压性环境下前陆堆积,东昆仑南带(洪水川群)与现代西瓦利群相当,东侧为侧向挤出[8]造成的张裂环境下的沉积,西秦岭与现代南海相当.(2)巴颜喀喇群(草地群)相当于现代印度-欧亚相撞后形成的恒河及孟加拉浊积扇,是昆仑造山后剥蚀产物经再搬运沉积的垃圾堆.在东秦岭和大别山,印支造山运动可能属于陆内俯冲(A型俯冲),大别的大部分超高压带可能属于此期.造山后在其南缘形成了前陆盆地(晚三叠世须家河组,中、晚三叠世黄马青群,早、中侏罗世象山组).由于华北、华南两板块东边相挤而向西散开,燕山期的陆内挤压显然东强西弱,使东部微板块消减最多而抬升最高,向西依次递减.结果,自大别 苏鲁(Ar为主) 东秦岭(Pz1为主) 西秦岭(Pz2 T 为主) 柴达木(Kz为主),出露面积由狭变宽,出露的地层由老变新(图3).中生代以来,阿尔金、温泉、郯庐等走滑断裂使微板块之间及其内部相对位移.新生代以来,在青藏和太平洋两构造域联合作用下,中国东部下地壳及地幔产生北北东向构造,在地表形成同向的隆起和坳陷(如共和盆地、南阳盆地).这些断裂和坳陷使东西向的中央造山带形成南北分带、东西分块的格局,是 立交桥 式构造的地面反映.在青藏隆升的带动下,上述各部分均有不同程度的活化、隆升,根据黄土在太白山和渭河地堑的分布高差,第四纪以来秦岭差异升降达10km.结果使中央造山带成为区分现代中国南北地理环境的主要分界线.塔里木板块具有与中央造山带中间微板块相同的特点,它北面的中天山在震旦纪至早古生代是小洋盆,于中奥陶世早期闭合造山.它南面的西昆仑南带木吉 明铁盖一带有以早二叠世蛇绿岩为代表的海西小洋盆,二叠纪晚期闭合后,区域上被三叠系不整合覆盖.塔里木板块本身具有震旦纪冰碛层,寒武 奥陶纪动物群以扬子型为主,而兼具华北型及哈萨克斯坦型分子,晚古生代的动物群与柴达木及秦岭微板块(中、南秦岭)一样,基本上是扬子型.早古生代塔里木与中间微板块不同的是,它南面有库地-苏巴什蛇绿岩为代表的小洋盆,可能在小洋盆扩张的推动下,它与北面陆块于中奥陶世早期即已拼合,早于柴达木和秦岭.因此其古生代地层发育又与华北相近.从上述看,在早古生代早期及以前可把塔里木视为中间微板块带最西边的一块,这也符合前述的中间微板块群越往西出露越宽、地层越新的规律.但塔里木与天山在奥陶纪以后的演化与中央造山带不同,所以不把它归属其中.2 中央造山带的特点在地史上占据中国绝大部分地区的古亚洲洋和特提斯洋与现代的大西洋或太平洋不同.它们是在冈瓦纳裂解、欧亚增生的总背景下,由一系列微陆块和小海(洋)盆相间组成的宽阔纬向海洋.这种板块运动主要遵循的不是威尔逊旋回,而是非威尔逊旋回(当然,也有一些遵循威尔逊旋回).威尔逊旋回适用于大西洋、太平洋那样的大板块、 干净 大洋,通常为面对面(head_on)相撞的情况,由裂解 大洋形成 俯冲 对接(相撞) 造山构成一个造山旋回.非威尔逊旋回在3个方面与之不同,即造洋阶段的多岛洋(archipelagic ocean,不是一个 干净 大洋)、俯冲对接阶段的软碰撞(soft collision)和由此产生的多旋回(multicy clicity)造山,如表1所示.多岛洋是一个宽阔(可达数十纬度)的但不 干净 的洋.它在各个演化阶段,始终充满着由裂解地块(block)与裂谷(rift)、海道(seaw ay),微板块(m-i croplate)与小洋盆(micro_ocean),岛弧(arc)与边缘海(marginal sea)等不同裂离程度的块体,组成海陆相间的多岛洋盆.其实例是现代的东南亚地区.各个小陆块(裂解地块、微板块、岛弧)的运动虽总体有序,例如特提斯洋总体是欧亚增生,冈瓦纳裂解,但各自的速度和方向则不相同.软碰撞的概念已有叙述[2,9].它与经典碰撞的区别见表2.多旋回 这里借用黄汲清先生这一名词,具有3个含义:(1)大多数碰撞是斜向的,其结合部有由点 线 面的过程.点和线的结合还不是焊合,当动力学机制改变时,有不再继续到面的结合,或重新裂开的可能.面的结合到下一造山旋回才完成,于是两个板块不同部分的结合可能分属不同造山旋回;(2)同一个造山旋回内形成的造山带,是由多列小块体合成的,其中每一列小块体的叠接都经历了一个由张裂到碰撞的小旋回.一个造山带经由多个这样的小旋回而形成.其中张裂、俯冲、消减的位置通常随时间而定向地迁移,即 构造迁移 ;(3)多块体拼合的造山带除了已固结为造山带的部分外,常遗留有粘连而未焊合的薄弱部分.在下一造山旋回,在这些薄弱带又经历一次张裂 闭合 碰撞的旋回.因此,一个造山带通常要经历两个以上的造山旋回,才最后固结成统一板块.作为多岛洋一部分的中央造山带微板块群,具有明显的上述特点,即多岛洋、软碰撞和多旋回.秦岭的原型是一个多岛小洋盆,它的主体秦岭微板块在加里东期末经历了软碰撞[2].整个秦岭造山带的形成(不包括造山后陆内运动),在显生宙经历了加里东、印支两旋回.东昆仑亦同样具有多岛洋、软碰撞和多旋回的特点[6].秦岭和东昆仑在隐生宙还可能经历过扬子旋回.此外,中央造山带作为夹于华北、华南之间的中间带,还具有南北过渡带的特点.柴达木、秦岭微板块和塔里木,都具有典型的南方震旦纪沉积(如冰碛层),但寒武 奥陶纪沉积则又可与华北相比.秦岭微板块寒武纪 早奥陶世的生物群以扬子型为主而兼具华北型.中、晚奥陶世以后则变为以华北型为主而兼具扬子型.柴达木的早古生代生物群则以扬子型为主,而兼具华北型.这与它们在加里东期逐渐向华北靠拢而最后拼合的运动过程是一致的.如果以目前印尼群岛亚、澳两大生物区系混生的情况作对比[10],可以看出,沉积和生物的混生或过渡,往往是多岛洋内中间块体群的特点.直至现在,秦岭 大别仍然是南、北两大生物区系和沉积物(红土、黄土)的过渡带.参考文献1 姜春发,杨经绥,冯秉贵等.昆仑开合构造.见:地质专报(五)种,12号.北京:地质出版社,1992.2242 殷鸿福,黄定华.早古生代镇淅地块与秦岭多岛小洋盆的演化.地质学报,1995,69(3):193~2033 倪世钊,杨德骊.东秦岭东段南带古生代地层及沉积相.武汉:中国地质大学出版社,1994.804 丁道桂,王道轩,刘伟群等.西昆仑造山带与盆地.北京:地质出版社,1996.2305 潘裕生,周伟明,许荣华等.昆仑山早古生代地质特征及演化.中国科学(D辑),1996,26(4):297~3026 殷鸿福,张克信.东昆仑造山带的一些特点.地球科学中国地质大学学报,1997,22(4):339~3437 张国伟,孟庆仁,于在平等.秦岭造山带的造山过程及其动力学特征.中国科学,1996,26(3):193~2008T aponnier P,M olnar P.Slip line field t heory and large_ scale continental tectonics.Nature,1976,284(5584):319 ~3249Ren J S,N iu B G,Liu Z G.M icro continents,soft collisio n and polycyclic sutur ing.Co ntinental Dynamics,1996,1(1):1~910殷鸿福.中国古生物地理学.武汉:中国地质大学出版社,1988.328442地球科学 中国地质大学学报第23卷EVOLUTION AND CHARACTERIS TIC S OFTHE CENTRAL OROGENIC BELTYin Hong fu Zhang Kexing(Faculty of Ear th Sciences,China Univer sity of Geosciences,Wuhan430074)Abstract The Central Orogenic Belt originally consisted of a series of microplates plus tw o rows of m-i cro_oceans of different stages located respectively to the south and north of the m icroplates.Qaidam,Qinling, Dabie-Sulu(Jiangsu-Shangdong)plus central Qilian constitute the main body of the m icroplates.During end_Proterozoic and early Early Paleozoic,the northern row ex tended into archipelagic oceans,w hich closed by the end of Caledonian stage and formed foreland basins along the northern margin of the microplates. M eanw hile the southern row formed rift valleys w hich closed simultaneously but did not transform into moun-tains.The microplates incorporated w ith Eurasia in Late Paleozoic and shifted northw ard w ith it.The south-ern row developed into Late Devonian(individually),Carboniferous-Permian m icro_oceans belong ing to parts of Paleo_Tethys.T hey closed during M iddle-Late Permian and formed Early-M iddle Triassic foreland deposits to their south.During the Indosinian stage this belt belonged to the northern branch of Paleo_Tethys, and the Triassic consisted of three types.The Yanshanian intracratonic com pression strengthened eastward, causing maximum subduction and topographic uplift of the eastern microplates.Such effects decreased west-w ards.Plate tectonics of the Central Orog enic Belt ensues mainly the Non_Wilson Cy cle rather than the Wi-l son Cy cle.T he Non_Wilson Cycle differs from the Wilson Cycle in three aspects,i.e.,archipelag ic ocean, soft collision and multicy clicity.This paper discusses their characteristics,and emphasizes that the Non_Wi-l son Cycle with its three aspects is of g eneral sig nificance in the development of Paleo_Asian and Tethys Oceans w hich occupied the m ain territory of China in g eological history.Key words Central Orogenic Belt,evolutionary history,Non_Wilson Cycle.。