板块构造应变场探讨

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构造应变场是从构造变形的整体概念出发来研究变形。对于本区来说，具体研究内容包括，板内变形速度、板内变形量、板内变形时间以及板内应变速率等一系列与板内整体变形有关的问题。目前区域构造应变场研究一直进展不大，很难选定某一应变参数来反映应变场的强弱和大小，实际上国内外现阶段区域构造应变场的研究尚处于探索阶段。鉴于此，需要特别指出的是，我们这里使用的方法，作为研究板块构造变形的应变场来说，带有明显的探讨性，请读者阅读时加以注意。

9.2.1 板内变形速度

板块构造理论的核心就是板块之间的水平运动，板块运动的结果造成板缘及其板块内部发生永久性构造变形。本区处于板块内部，但又明显距离板缘不远，虽然构造变形与板缘相比没有典型的造山带那样强烈，但是，中生代的构造运动已经具有典型的陆内造山带性质，因此，构造变形的表现是比较强烈的。本节主要研究板内缩短速度与扩张速度问题，研究方法主要选用Sugisaki（1979）根据现代板块边界的运动速度与相应的火山岩岩石化学成分进行对比，找出其对应关系的经验公式（图9-11）。图中横坐标表示板块扩张（-）与板块缩短（+）速度，单位为cm/a，纵坐标分别选用火山岩岩石化学成分中的w（K2O）、w（Na2O）与石英指数（Silica index），石英指数是一个经验公式，用θ表示。

石英指数（θ）=w（SiO2）-47［w（Na2O）+w（K2O）］/w（A l2O3）

石英指数中w（SiO2）、w（Na2O）、w（K2O）、w（A l2O3）均为质量分数。

根据Sugisaki（1979）研究成果，可以发现，随着板块运动缩短速度的逐渐加大，石英指数随之不断变大，而w（Na2O）与w（K2O）逐渐减小。

应当指出，上述计算公式及其图解是运用板缘变形速度获得的经验公式。因而，对于板内变形来说，使用此经验公式解决板内变形速度问题，其数值的绝对值可能有所夸大。但是，作为系统精度，由于所有数据都用同样的方法进行计算，因此，其变形速度的相对大小是没有问题的。另外，据万天丰教授（1993）研究认为，火山岩和侵入岩岩石化学对于确定板内运动速度具有同样的作用。本课题共计收集了印支期以来火山岩、岩浆岩常量元素化学全分析样品资料271件，按照时间顺序，分别进行了统计、归纳和图解法估算，求出我省自印支期以来各期的板块变形速度（表9-3）。由于印支早期河北省缺乏肯定的火山岩或岩浆岩岩石化学全分析资料，少数相当于印支早期的部分岩浆岩同位素资料确切年龄往往经不起推敲，因此，本课题对印支早期的板内变形速度暂不加讨论。

从表9-3我们可以看出，本区自印支晚期至喜马拉雅早期这一地质时段内，根据228件火山岩和岩浆岩常量元素全分析计算结果，这一地质时段内板内平均缩短速度为：3.78～4.94 cm/a之间，主体反映了一种挤压体制为主的构造运动机制；自喜马拉雅晚期至新构造期收集的43件岩石化学全分析计算结果看，所得数据全部为负值，即-0.12～-0.35 cm/a，表明此时河北省板内运动是以扩张形式为主，扩张速度与此前的缩短速度相比相差一个数量级。上述计算总体反映了当时板内构造变形速度的基本状况，与中国东部大范围相比，板内构造变形速度还是比较一致的。需要指出的是，本区新构造期的板块扩张速度绝对值与其他方法所得数据相比有些偏大，分析其原因可能比较复杂，然而，若从数量级的角度考虑，本区的板内构造扩张速度与中国东部相比仍然是一致的。

图9-11 火山岩化学成分与板块运动相对速度的关系

9.2.2 板内缩短率、变形时间与应变速率

确定由于构造运动引起的板内缩短率、板内变形时间和板内应变速度是基于这样一种基本认识，即地壳中的岩层原始沉积在无特殊因素影响下，一般应当是呈现水平产状的，由于后期构造运动作用使地层发生褶皱、断裂、逆冲断层系、拆离断层、拉张盆地、高原和山脉等等。

对于缩短率的计算，为了简便起见，可以用褶皱变形来概略计算板内变形的缩短率，其计算公式我们选用如下表达式：

创新思维与找矿实践

式中θ为区域褶皱翼部的代表性倾角。

对于板内变形的缩短量，我们可以采用垂直区域构造线方向的剖面长度乘以板内变形缩短率求得。板内变形的作用时间，我们采用剖面上总的缩短量除以板内变形缩短速度求得，这一变形时间反映的是某一地质时段内的平均时间。

表9-3 河北省印支期以来板内变形速度

板内变形的应变速率是由缩短率被变形作用时间去除求得，这一数据用以反映岩石的变形速率状态。

应当指出的是，上述计算是以板内变形的缩短率和变形速度为基础数据进行计算的，可以看出，由1-cosθ公式计算所得的缩短率是最低限度的，因为，计算过程中由于逆掩断层所造成的缩短并没有计算在内，而褶皱构造也必定由于覆盖等原因有所遗漏，因此，本课题对于板内缩短率的计算只能是最低限度的。事实上，精确的缩短率计算有赖于平衡剖面法，由于资料缺乏，我们暂时没有使用。

根据区域构造应力场特征，按照不同构造层的实际资料，我们对印支晚期、燕山早期、燕山晚期、喜马拉雅早期、喜马拉雅晚期的顺序，对本区构造应变场性质进行探讨，主要涉及板内变形缩短率、变形速度、缩短量、变形作用时间、应变速率等诸多因素。对于印支早期由于未获得该构造层确切的变形数据，对于新构造时期由于缺乏可靠的缩短量和缩短率数据，本书对它们无法讨论，因此，暂时从略。

9.2.2.1 印支晚期（前235～208 Ma）

由于印支晚期本区区域构造应力场方向为近南北向的水平缩短为特征（表9-4），因而沿经向统计基本垂直区域构造线方向，可以最大限度反映区域变形特点。我们沿东经118°00′～119°40′地带进行纵弯褶皱翼角统计，进而计算出各主要参数。

结果表明，本区印支晚期板内缩短率为24.30%，板内缩短速度为4.4 cm·a-1，这一数据与中国东部其他地区相比基本吻合，数据绝对值处于中等程度。板内变形时间为6.4 Ma，说明在印支晚期构造作用的强烈时期仅占整个印支晚期构造时段的25%。这一时期的板内应变速率为1.2×10-15s-1，应变速率是相当低的，其变形过程属于一种流变状态。

表9-4 河北省印支晚期板内缩短率、变形时间与应变速率

9.2.2.2 燕山早期（前208～135 Ma）

燕山早期本区板内构造应力场的最大主压应力方向以北西西—南东东向的挤压构造应力为特征，因此，我们选择按照褶皱构造轴面垂直最大主压应力方向，即褶皱两翼的倾角呈近似纬向统计最佳。按照北纬39°40′～41°40′地带进行剖面统计（表9-5），结果发现，燕山早期板内构造的缩短率为14.55%，仅相当于印支晚期板内缩短率的一半稍强。板内变形的缩短速度为4.94 cm·a-1，可见缩短速度是很快的。燕山早期的板内变形时间为3.64 Ma，仅占整个燕山早期的5%左右，变形时间是比较短暂的。从板内变形的应变速率来看，ε=1.26×10-15 s-1，表明变形过程仍属于流变状态。

表9-5 河北省燕山早期板内缩短率、变形时间与应变速率

9.2.2.3 燕山晚期（135～52 Ma）

燕山晚期由大量火山岩和岩浆岩岩石化学全分析计算得出的板内变形缩短速度为3.87 cm·a-1，这一数据与万天丰教授（1993）对燕山和邯邢地区的计算结果基本吻合。这里需要指出的是，我们在前文区域构造应力场中已经发现，燕山晚期本区的区域构造应力场方向以北北西—南南东向的挤压应力和北西西—南东东向的拉张应力为特征，且以后者占据主导地位，特别是白垩纪在冀北地区发育了大量长轴北北东向展布的一系列断陷盆地，一般认为是北西西—南东东向拉张作用为主的结果。事实上，本区白垩纪确实发育有一些碱性花岗岩（如窟窿山岩体、响山岩体及后石湖山岩体等等），这些碱性花岗岩体的侵位明显反映了当时地壳处于伸展体制下的大陆裂谷环境的产物。可以看出，本区上述地质事实与选用Sugisaki（1979）板块运动速度经验公式计算的结果产生了矛盾，对此，本课题讨论认为我们尚不能合理解释此现象，更深入的研究工作只有留待今后地质事实的不断发现加以解决，仅此说明。

9.2.2.4 喜马拉雅早期（52～23.3 Ma）

喜马拉雅早期构造变形在本区表现为平原区存在一系列古近系和新近系地层构成的褶皱构造，褶皱轴线一般表现为长轴北北东向（图9-7），表明本区受到北西西至南东东向的挤压应力作用，太平洋板块持续向本区俯冲推挤是区域构造主要应力背景。对于构造变形资料的统计，沿纬向进行构造剖面的缩短率统计可以比较真实的反映出最大变形特点，也比较便利。我们沿北纬37°20′～36°40′之间的地带统计，结果表明（表9-6）此时的板内缩短率仅为0.32%，板内缩短速度为4.3 cm·a-1，处于一种中等偏强的构造应变状态。变形时间约0.9 Ma，仅占整个喜马拉雅早期构造演化时期的0.002%，表明在这样短的时间内，变形速度是不大的，其变形作用是比较微弱的。板内变形的应变速率为1.69×10-5s-1，说明喜马拉雅早期的变形过程均属于流变状态。

表9-6 河北省喜马拉雅早期板内缩短率、变形时间与应变速率

9.2.2.5 喜马拉雅晚期（23.3～0.7 Ma）

喜马拉雅晚期整个中国东部构造应力场状态是以南北向挤压，东西向扩张为主要特征的。此时本区主要表现为伸展构造体制的扩张作用为主，幔枝构造显示的深部调整作用进一步加强，形成了北北东向的太行山山脉持续隆升和华北断陷盆地的强烈坳陷，盆地与山脉相伴发育，形成盆-山耦合。对此，白文吉等（1985）研究认为，华北盆地中正断层达5000余条，一般表现为凹面向上的铲式断层，是盆地不断扩张过程中形成的产物。据万天丰（1993）资料，本区板内扩张速率为1.52%（表9-7）。扩张速度为0.12%，变形作用时间为3.8 Ma，占喜马拉雅晚期整个构造演化时间的9%，强变形期仍然是短暂的。板内应变速率为1.2×10-6s-1，表明仍处于流变状态。

综上所述，不难看出，河北省的岩石圈各构造期的板内变形各不相同，板内缩短率在各构造时期亦有差别。从大的差别来看，印支晚期和燕山早期的板内缩短率大于15%，变形作用比较强烈；燕山晚期和喜马拉雅晚期板内缩短率小于1.52%，与前者相比相差一个数量级，说明构造变形作用比较微弱。

利用构造变形资料和岩浆岩化学分析资料计算结果表明，板内构造的变形率、变形速度、变形量、变形时间具有显著的正相关性（表9-8）。中生代以来河北省的构造变形作用主要发生于构造活跃期，一般情况是发生于各构造期的晚期，构造变形的活跃期（强烈变形时间）只占整个构造期的10%左右，其余地质时间绝大部分处于相对宁静状态。构造运动的活跃期和阶段性表明，地质历史时期的构造变形作用带有明显的突发性与不确定的周期性，这种周期性表现为在各构造期时限是不等的。

表9-7 河北省喜马拉雅晚期板内缩短率、变形时间与应变速率

表9-8 河北省板内变形及构造应力场、构造应变场综合简表

事实上，地质作用过程是极其缓慢的。对于地壳构造变形的理解，人们必须摆脱对常规视野中材料变形时间因素的固有思维，因为人们日常所见到的绝大部分是弹性变形，即使在实验室中模拟加压实验，时间因素仍然无法模拟，以年计算的加压实验对于地质时期来说，仍然是短暂的刹那。从本区大量的板内构造应变场计算可以看出，尽管地壳构造变形具有鲜明的突发性特征，但是构造运动的变形过程仍然是十分缓慢的，中生代以来各地质时期的构造应变速率均为10-15～10-16s-1之间，皆属于流变过程。这表明构造变形作用的突发性与岩石变形的流变性可以共存，二者并不互相否定。

作为板内形变的陆内山链组成部分的褶皱-冲断带的几何学及运动学特征

钛金板泡水里会变形。因为钛金板是一种具有优异耐腐蚀性和高强度的金属材料，它在许多应用中拥有广泛的用途。不过，即使是具有出色性能的钛金板，如果长时间泡水，也会发生变形。以下是会导致钛金板变形的几个因素：

1、浸泡介质的化学性质：如果钛金板被浸泡在化学性质激烈的介质中，比如酸性溶液或碱性溶液会导致钛金板受腐蚀，从而引起变形或损坏。

2、高温和冷却效应：当钛金板在高温环境中泡水时，温度升高会导致膨胀，而在冷却时则会导致收缩。这种温度变化会导致钛金板的形状发生变化。

3、水分的渗透和吸附：虽然钛金板对水的腐蚀性较小，但水仍然可以通过细微的微孔或裂缝渗透到金属内部。水的渗透和吸附会导致钛金板的局部腐蚀或氢脆，从而引起变形。

4、外力作用：如果钛金板在浸泡过程中受到外力作用，例如水流或其他物体的冲击，会导致钛金板形状的变化。钛金是一种将钛金属与黄金合成的合金，通常是由黄金和钛的粉末混合后进行高温处理而制成。这种合金具有钛的轻量和耐腐蚀性，以及黄金的高纯度和贵金属的价值。

1.是碰撞山链系统前楔(prowedge)或后楔(retrowedge)的重要成员

如图4-9所示，大别山作为一个由早古生代扬子向华北俯冲演化而来的碰撞山链(徐树桐等，2002)，具有以轴部隆起带(罗田-英山核部变质杂岩带)为中心，南北分别由前楔(南淮阳超叠壳楔，其内容与前陆褶皱-冲断带等同)和后楔(麻城-岳西-北淮阳俯冲楔)以及中扬子前陆盆地和合肥前陆盆地组成一个典型的扇形背冲结构。

图4-9 六安-修水构造剖面示意图

2.双侧对冲关系

在南北形变域的关系上，双方构成一种双侧对冲(面对中新生代前陆盆地)关系(见图4-6)。即秦岭-大别造山带是由一系列北倾逆(掩)冲面形成的造山方向指向南的褶皱-推覆系统(图4-10)；包括川东-湘(鄂)西在内的广义的华南褶皱系是由一系列南倾的逆(掩)冲面造山方向指向北的褶皱-冲断系统(图4-10～图4-12)。

3.前陆盆地活动翼褶皱-冲断带上的分层分带性

作为一种由碰撞山链演化而来的山链前、后楔体上的褶皱-冲断系统，其本质是一种地壳内部不同深度、不同层位因而有不同变形和变位风格的外来系统(allochthon)。在一个形变域内，此种形变，具有在清晰的剖面上的分层性及平面上的分带性。“七五”期间，我们根据不同段落的形成时间，形变强弱，位移大小及滑脱面的深浅，将南北两个形变域，以不同形成时期的褶皱-冲断锋线(相当以下划分的C带)和递进不整合为界，从深到浅，从强到弱，分为ABCD4个带。兹以湘中-川中的横剖面为例(图4-13)加以说明。

图4-10 宣汉-灵宝地质地球物理综合解释剖面

(据地矿部第一综合物探队，1986；第二综合物探队，1987，经改编)

1—绿片岩相；2—壳内低速层(v-5.7～6.0km/s)；3—泥盆系；4—断裂；5—下古生界—中元古界(v-5.9～6.2km/s)；6—侵入岩体；7—主要断裂；8—古生界(v-5.9km/s)；9—太古宇；10—推测软流圈顶面

图4-11 下扬子区滁州-无锡构造横剖面示意图

A带(强变形带)：雪峰山及其以东的基底拆离(Basement decoupling)推覆带，也可称为“三变”(变形、变位、部分变质)带。

B带(较强变形带)：湘西(湘、黔、鄂)隔槽式褶皱冲断带，拆离面主要是沿着志留系软弱层，部分影响到震旦系和前震旦系，是一个变形变位较大的“两变”带。

图4-12 中扬子区构造形变特征示意图

1—上变形层(T3R)；2—中变形层(DT2)；3—下变形层(Z O)；4—主滑动层(S)；5—岩浆岩；6—增生基底(江南式)；7—结晶基底(川中式)

图4-13 南部变形域不同时期的递进推覆

此图来自川中-湘中详细地层对比、变形样式剖面、构造筛分及地层上下接触关系(整合、假整合、不整合)等大量资料

A—已变质、变位的强变形带(基底拆离带)；B—褶皱冲断较强变形带(薄皮构造外带)；C—褶皱冲断中等变形带(薄皮构造内带)；D—弱变形带(不同构造域的干涉带，历史上表现为区域性升降)

C带(中等变形带)：此地是指七曜山以西的川东隔挡式褶皱冲断带，是一个称得上典型的在基底之上具有3 种不同形变样式的非协调的薄皮构造带(刘和甫，1989)，其中以具有上三叠统或以侏罗系红层为主的同心(等厚)褶皱为特点；冲断或褶皱—冲断，全部发育在中下三叠统膏盐层和志留系两个主滑面之间；志留系以下断裂及褶皱均已不发育。本地区是四川目前发现工业性气田的一个主要地区(图4-14a—b)。

图4-14a 华蓥山背斜-云安厂背斜剖面图

(据刘和甫，1989)

图4-14b 川东(带)卧龙河气田北部横剖面图

(据李国玉，1987，经修编)

示剖面上的①②③层结构

D带(弱变形带，或干涉带)：指华蓥山以西广义的川中地区。诚如图4-15所示，本区虽属南北、东西不同形变域的弱形变区，但仍有以威远、磨溪为代表的主要形成于第三纪晚期的褶皱构造存在。这些构造的特征是：①一般都具有较大的闭合面积，最大者如威远背斜，三叠系香溪群顶面构造长轴92km，短轴30.8km，闭合面积1761km2(李国玉，1987，图8及说明)；②大部分构造，都具分层性，但主滑脱面为中下三叠系的膏盐层；③大部分构造都具有不同构造域的构造叠加干涉现象。如图4-16所示，不仅表示东南形变域的影响(代表北西—南东向的挤压)已到(过)了磨溪，同时在磨溪构造上见到来自大巴山的代表北西向构造影响的烙印。同样清楚的构造叠加现象还见于川东北地区(图4-17)。

图4-15 四川盆地江油-彭水构造横剖面图

(据钟特强，1982)

CMD—克拉通形变边缘；CM—克拉通边缘；CC—克拉通中央

图4-16 磨溪气田平面剖面图

(据四川石油管理局资料，1989)

图4-17 川东北宣汉地区两期不同方向构造叠加示意图

4.扬子陆内山链的形成是一个连续的、穿时的(同序异时)和递进的推覆过程

根据区域地质填图与地面观察，以不整合或递进不整合为主要依据，川东—湘西各带形成的时间及位置，以C带(即褶皱冲断带前锋带)为例，其情况是(参阅图4-18～图4-20)。

加里东期的碰撞或褶皱-冲断前缘，以泥盆系底部不整合为标志，到了江南-雪峰断裂。换言之，施洞口以西的广大地区(从湘西到川中)，在加里东期，是弱变形区的前渊。这可以从川东-川中古生界包括二叠系与奥陶系(川中缺失志留系—石炭系)的假整合关系得到佐证(参看图4-15)。

印支期的褶皱-冲断前锋端线到了江南-雪峰西缘的贵阳-江南断裂，这可以从该界线以西晚三叠世—早侏罗世煤系地层与其不同层位的递进不整合找到根据。

燕山中晚期褶皱-冲断前锋端线到了川东和湘西构造带分界的七曜山。根据是恩施、黔江所见上白垩统赛诺曼期与其下的递进不整合，以及在峡东所见石门组( )底部不整合(雷奕振，1987)。

喜马拉雅早、中期C带的西缘是现今的华蓥山，就是说川东褶皱冲断带是喜马拉雅早幕( )和中期(N1/E3)的产物(黄汲清，1981；刘鸿瑞等，1985)。

图4-18 在陆内俯冲时地壳叠加与壳-幔滑脱的几个阶段的剖面

(据J.F.Dewey，有修改)

(a～e)、(f)—岩石圈俯冲带向北移动的情况。点区代表大陆壳；竖线代表大洋岩石圈；空白区代表大陆岩石圈；虚线为片理；1～4为连续的几个主要逆冲带

川中的褶皱与断裂，主要是喜马拉雅晚期(Q1/N)的产物，是喜马拉雅期或喜马拉雅旋回的弱形变区和不同形变域的干涉区。虽然由于始新世以来的隆升(与青、藏、滇、黔等同时)，第三纪地层在四川大部分地区的存在和保存已无记录，但在川西仍能见到近于直立的庙坡砾岩(N1)与雅安砾岩(Q2)的不整合(刘鸿瑞，1985)。

5.陆内造山和陆内山链的形成是碰撞构造系统未达平衡的一种持续的水平挤压和走滑

由于运动(剪切)的发生不是依从一个统一的底板(Sole)，因此，与连续性、穿时性、分带性一起还形成了：

滑脱面的深度在北部变形域，是由北向南(从商丹断裂开始)变浅。根据矿物包体测温，大别山带出露的麻粒岩和角闪岩岩相，代表了一种深度在27～37km、温度650～850℃、压力800～1150MPa环境下，属于下地壳与岩石圈地幔之间的大体沿莫霍面的拆离和滑移；在南部变形域(江绍—武夷—云开一线以西)是自南往北变浅。由此推算大别山和江南-雪峰山一带的剥蚀量是巨大的。

图4-19 褶皱-冲断从强到弱(A-D)的分带性

(以湘中至川中为例)

图中数字为断裂编号：1—三江；2—革东；3—施洞口；4—贵阳；5—七曜山；6—华蓥山；7—龙泉山；8—龙门山；9—垭都-紫云；10—城口；11—万源；12—万源-利川

由褶皱-冲断或称地壳叠加楔(Crustal Staking Wedge)形成的A、B、C、D4个带，在北部变形域是北老南新，在南部是南老北新或东老西新。

6.滑脱变位的准原地性

由滑脱所产生的变位，根据野外地层岩相连续性及C、D带上的平衡剖面分析，表明位移距离的总效应都在50km以内。因此，变形是准原地性质的。

当我们根据以上特点来考虑形成陆内山链的地球动力学机制时，无疑应将非消减性地壳(大陆、岛弧、大洋群岛)间的碰撞摆在首位。这是因为，“与洋壳相反，陆壳无法插入地幔，因为它们太轻了。于是，一直在进行着的俯冲活动变慢，以至于完全停止。然而，既然陆块(因开合作用)仍趋于继续合拢，而陆壳又无法深深下插，于是地壳的这个带状地区便处于日益强化的压应力作用之中。一旦应力超过某个临界值，陆块边缘宽阔地带上就发生形变，山链于是形成”。(M·马托埃，1983，113～114页)。然而，当我们以上述方式来考虑陆内俯冲的动力时，把内陆山链作为一个序时的即随时间而迁移的体系，由于扬子现在处在我国青藏向东的延长带上，因而不应忘记中国西部始新世以来的滑线场，以及由此而产生的挤出作用和开合构造，对该区形变所产生的推波助澜的作用。

图4-20 陆内山链形成的穿时性和递进性——以雪峰山和湘西为例

(本图系作者请邱元禧教授据野外观察编绘，1990)

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