柴北缘赛坝沟增生杂岩组成与变形特征*

曹泊 闫臻付长垒 牛漫兰

1. 中国地质科学院地质研究所,北京 1000372. 合肥工业大学资源与环境工程学，合肥 230009

增生杂岩(accretionary complex)是洋-洋或洋-陆俯冲过程中大洋俯冲板块在仰冲板块前端遭受刮削、无序逆冲、底侵和底辟等作用共同形成的以发育双冲构造和紧闭褶皱为典型特征的楔形地质体(Karig, 1980; Moore and Silver, 1987; Isozakietal., 1990; Von Huene and Scholl, 1991; 方爱民等, 2003; 付长垒等, 2018; 闫臻等, 2003, 2018a)。它们形成并分布于全球现代和古汇聚板块边缘。其中大洋板块地层(Oceanic Plate Stratigraphy, OPS)是增生杂岩的基本组成，主要由海沟复理石、远洋-半远洋沉积以及洋岛/海山/大洋高原岩石共同组成(Isozakietal., 1990; Bangsetal., 2006; 闫臻等, 2008; Strasseretal., 2009; Wakita, 2012, 2015)，也可包含有少量高压-超高压变质岩和微陆块残片(Robertson, 1994; 潘桂棠等, 2008; Wakabayashi, 2015; Safonovaetal., 2016)，如美国加利福尼亚Franciscan杂岩、日本Shimanto增生楔、新西兰Torlesse增生楔、希腊中部Rhodope增生楔以及我国北祁连造山带托莱山-走廊南山增生楔等。

图1 柴北缘构造带与邻区地质图Fig.1 Geological map of the northern margin of Qaidam and adjacent area

增生杂岩、蛇绿岩、弧前盆地和岛弧/大陆边缘弧是增生型造山带的基本组成单元(Matsuda and Uyeda, 1971;engör and Natal’In, 1996; Maruyama, 1997; 李继亮, 2004; Cawoodetal., 2009)，它们的时空配置关系可直接指示大洋板块俯冲极性并揭示洋盆形成-演化-俯冲消亡的过程(Dickinson, 1976; Windleyetal., 1990;engör and Natal’In, 1996; Xiaoetal., 2003, 2015; Cawoodetal., 2009; 闫臻等, 2012, 2018a, b; 张继恩等, 2018)。增生杂岩与蛇绿岩在造山带内紧密共存，通常被视为古洋盆俯冲消亡的最终位置(Dewey and Bird, 1970; Moores, 1982; Isozakietal., 1990; Shervais, 2006)，二者的组成和构造变形特征是恢复大洋板块地层序列和重建洋盆演化历史的直接依据(Isozakietal., 1990; Shervaisetal., 2011; Wakabayashi, 2015)。造山带内增生杂岩的识别，不仅可为确定古俯冲带相对位置、古洋盆存在以及造山作用类型提供直接证据，而且它的组成、结构及形成过程也可为古洋盆恢复和造山带结构研究提供最基本地质依据。

柴北缘构造带位于祁连造山带和柴达木地块之间，向西被阿尔金断裂切割，向东与西秦岭构造带相邻(图1)。前人曾对该构造带中的高压-超高压变质作用、前寒武纪变质岩以及蛇绿岩等进行了大量研究并取得了诸多认识(Songetal., 2003, 2006, 2014; 吴才来等, 2004; Zhangetal., 2008, 2009a, b, 2010, 2011, 2012; Chenetal., 2009; Xiongetal., 2011, 2012; 张建新等, 2015; 朱小辉等, 2015; 周桂生等, 2017)，然而该构造带的组成及形成演化过程目前依然存在分歧。其中，柴北缘构造带内“滩间山群”的组成、形成时代及构造属性争议最为强烈，严重影响着人们对柴北缘构造带与相邻构造带以及原特提斯洋构造演化的合理认识。

根据区域地质资料，“滩间山群”在柴北缘构造带发育广泛，呈北西-南东向展布，西起赛什腾山吉绿素，向东经绿梁山、锡铁山至都兰地区，是一套早古生代浅变质中基性火山岩和碎屑岩为主夹硅质岩、生物碎屑灰岩以及超基性岩的岩石组合，与下伏元古代达肯大坂岩群和上覆泥盆系之间均为角度不整合接触(青海省地质矿产局, 1991)。“滩间山群”岩石组合空间变化较大，不同学者根据自己的研究结果将“滩间山群”的形成时代先后分别厘定为晚奥陶世-志留纪(青海省地质矿产局, 1991)、早奥陶世(李怀坤等, 1999; 赵风清等, 2003)、早-晚奥陶世(李峰等, 2006, 2007)或晚奥陶世(庄儒新和李峰, 2007)；同时，“滩间山群”形成的构造环境有大陆裂谷(邬介人等, 1987; 熊兴武和陈忆元, 1994; 赵风清等, 2003; 李峰等, 2006, 2007; 童海奎等, 2009)或者岛弧(袁桂邦等, 2002; 王惠初等, 2003, 2005; 史仁灯等, 2004; 庄儒新和李峰, 2006; 高晓峰等, 2011)或者弧后盆地(孙华山等, 2012; 张孝攀等, 2015)等不同认识。此外，朱小辉等(2015)根据同位素年代学与地球化学综合分析认为，柴北缘“滩间山群”变火山岩是寒武纪-中奥陶世古洋盆俯冲-增生过程中形成的并包含不同成因类型岩块的混杂岩。这些不同认识主要是基于火山岩地球化学和同位素年代学的研究结果，相对而言对其岩石组合序列及其时空变化特征研究薄弱，特别是对“滩间山群”碎屑岩组合的研究相对较少。

为了查明柴北缘构造带原“滩间山群”的结构、组成和构造属性，我们在综合分析前人研究资料的基础上，近年来重点对乌兰县赛坝沟地区原“滩间山群”开展了详细地质调查和地质廊带填图工作。填图结果表明，赛坝沟地区原“滩间山群”碎屑岩主要是一套遭受剪切变形并发育透入性面理的浊积岩、凝灰岩、硅质岩和硅质泥岩组合，同时裹夹有不同形状和不同尺度的硅质岩、玄武岩和灰岩块体，具有混杂岩特有的“基质裹夹块体”结构特征(Hsü, 1968; Raymond, 1984; Festaetal., 2013; 闫臻等, 2018a)，应属于增生杂岩。区域上，该增生杂岩与北侧蛇绿岩和岛弧火山岩之间呈现断层接触，向南共同仰冲于元古代达肯大坂岩群之上。该增生杂岩的厘定，可为柴北缘构造带组成及早古生代构造演化重建提供重要证据。

1 区域地质概况

柴北缘构造带位于祁连造山带与柴达木地块之间，以乌兰-鱼卡断裂为界分为北侧的欧龙布鲁克微陆块以及南侧的早古生代俯冲杂岩。

欧龙布鲁克微陆块由德令哈杂岩、达肯大坂岩群和万洞沟岩群组成的结晶基底以及全吉群沉积盖层共同构成(陆松年等, 2002; 查显锋等, 2013)。德令哈杂岩以紫红色二长花岗片麻岩为主，含有大量的斜长角闪岩透镜体；达肯大坂岩群岩石类型相对复杂，是一套经历了从高角闪岩相到麻粒岩相变质的变火山-碎屑沉积岩系，表现为石英岩、斜长角闪岩、含石榴石矽线石石英片岩和云母片岩为主的表壳岩组合。前人根据年代学研究结果，认为二者的形成时代为元古代(张建新等, 2001; 陆松年等, 2002;王惠初等, 2005)。王惠初等(2006)根据达肯大坂岩群变基性火山岩地球化学特征以及区域地质资料和同位素年代学研究结果，进一步推断达肯大坂岩群形成于新元古代晚期-早古生代早期的弧后盆地环境。

早古生代俯冲-增生杂岩主要由高压/超高压变质岩、火山-沉积岩和岩浆岩共同组成，包括正片麻岩、副片麻岩、“滩间山群”变火山-沉积岩系、镁铁质-超镁铁质岩、中酸性侵入岩以及少量的榴辉岩、石榴子石橄榄岩等(王惠初等, 2005, 2006)。根据岩石组合的时空分布，该带可进一步分为南、北2个单元，分别为高压-超高压变质带和蛇绿混杂岩-岛弧带。其中，高压-超高压变质岩出露并分布于研究区西南侧绿梁山、锡铁山和南侧沙柳河一带，表现为正、副片麻岩以及少量的榴辉岩和石榴子石橄榄岩透镜体组合(杨经绥等, 1998, 2003; Yangetal., 2002; Zhangetal., 2009b)。副片麻岩主要有云母石英片岩、二云母片麻岩以及石英岩，其原岩为泥岩、砂岩和少量的灰岩，可见花岗片麻岩呈脉状顺层侵入(Wanetal., 2006)。大量锆石U-Pb同位素年代学数据表明，柴北缘高压-超高压变质岩的原岩年龄集中在～1000Ma以及800～750Ma，可能分别与Rodinia超大陆的形成、裂解有关(杨经绥等, 2003; Yangetal., 2006; Zhangetal., 2006)，而与俯冲相关的变质年龄主要集中在460～420Ma(Songetal., 2005, 2006, 2014; Zhangetal., 2008, 2009a, 2010, 2017, 2011, 2012; Chenetal., 2009; Xiongetal., 2011, 2012)。Zhangetal.(2008)对沙柳河超高压变质岩研究认为其原岩为蛇绿岩，变质年龄为445Ma，并通过区域分析将柴北缘高压-超高压变质作用分为460～440Ma洋壳俯冲以及440～420Ma陆壳俯冲相关的2期变质作用。

蛇绿岩和岛弧带分布于高压-超高压变质带的北东侧，主要由“滩间山群”变火山-沉积岩、基性-超基性岩和早古生代中酸性侵入岩共同组成(王惠初等, 2005, 2006; 张建新等, 2015)。赖绍聪等(1996)将北起苏干湖、鱼卡、大柴旦、托素湖，南至柴达木盆地的广大区域内的超基性岩、辉长岩以及“滩间山群”海相火山岩统归为蛇绿岩组合。之后，不同学者也先后在绿梁山和赛坝沟地区陆续识别出由变质橄榄岩、辉长岩、辉长辉绿岩、枕状玄武岩以及少量硅质岩和斜长花岗岩组成的蛇绿岩(韩英善和彭琛, 2000; 孙延贵等, 2000; 杨经绥等, 2004; 王惠初等, 2005; Yangetal., 2006; Menoldetal., 2009; 朱小辉等, 2014)。朱小辉等(2014)根据斜长花岗岩和辉长岩的锆石U-Pb同位素年代学以及玄武岩地球化学研究结果，认为柴北缘蛇绿岩属于SSZ型蛇绿岩，形成时代为535～493Ma。同时，Zhangetal.(2008)通过地球化学和锆石U-Pb同位素年代学研究，认为沙柳河一带的蓝晶石榴辉岩、绿帘石榴辉岩、多硅白云母榴辉岩以及蛇纹岩属于蛇绿岩组合，形成时代为516Ma。岛弧火山岩由分布于绿吉素、双口山、锡铁山和都兰地区的“滩间山群”玄武岩、玄武安山岩、英安岩、安山岩和流纹岩组成(史仁灯等, 2003, 2004; 庄儒新和李峰, 2006; 张孝攀等, 2015)。已有地球化学数据分析表明，这些岛弧火山岩具有岛弧拉班玄武岩和钙碱性玄武岩两种地球化学特征(史仁灯等, 2003; 庄儒新和李峰, 2006)。锆石U-Pb同位素年龄资料表明，该岛弧火山岩以及侵入其中的辉长岩形成年龄为522～460Ma(袁桂邦等, 2002; 赵风清等, 2003; 史仁灯等, 2004; 王惠初等, 2005; 朱小辉等, 2010)。显然，该年龄与蛇绿岩的形成年龄在误差范围内一致。此外，在柴北缘广泛发育石英闪长岩、英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩，同时有少量闪长岩和二长花岗岩。Wuetal.(2001, 2014)根据锆石U-Pb同位素年龄和地球化学特征，认为它们形成于大洋俯冲作用相关的岛弧环境，形成时代为494～460Ma。从这些同位素年龄、地球化学特征及岩石组合可以看出，柴北缘在寒武纪时期曾发生古洋盆俯冲、增生造山作用，并伴随有岛弧火山岩的形成，且该洋盆可能于晚奥陶世-早志留世闭合。

图2 赛坝沟地区地质简图

图中同位素年龄*引自河南省地质矿产勘查开发局(2016[注]河南省地质矿产勘查开发局. 2016. 1:50000托莫尔日特幅区域地质报告)

Fig.2 Geological map of Saibagou area

在柴北缘构造带东段赛坝沟地区，广泛出露有变火山-沉积岩、基性-超基性岩、中酸性侵入岩和少量泥盆系(图1)。长期以来，这些变火山-沉积岩和基性、超基性岩在以往区域地质资料中被划归为滩间山群。野外地质调查结果表明，这些岩石组合虽然遭受不同程度构造破坏和低绿片岩相变质作用改造，但是在部分露头上可见保留完好的枕状构造以及正粒序、底冲刷面、波纹斜层理等原始沉积构造。区域上，中-基性火山岩和基性-超基性岩组合主要出露于赛坝沟北侧，包括枕状玄武岩、英安岩、安山岩、蛇纹岩、辉长岩、辉绿岩和斜长花岗岩；沉积岩主要出露在南侧，表现为砂质浊积岩、凝灰岩和硅质岩组合，与北侧中-基性和基性-超基性岩组合之间均为断层接触(图2)。泥盆纪牦牛山组不整合在这些中-基性火山岩之上，主要由砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩、粉砂岩以及泥岩组成，发育板状、槽状斜层理以及滑塌褶曲和波痕等沉积构造(夏文静等, 2014)。中酸性侵入岩主要包括二长花岗岩、钾长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩和二长闪长岩，锆石U-Pb同位素年龄结果表明这些侵入岩形成于463～430Ma。其中英云闪长岩遭受韧性剪切变形，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为463.2±1.9Ma，而侵入于英云闪长岩和碎屑岩系且未发生变形的石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为439.8±2.3Ma(河南省地质矿产勘查开发局, 2016)。NWW向逆断层和NE向左行走滑断层普遍发育，其中NWW向逆断层被NE向左行走滑断层所截，显示NWW向逆断层形成较早。

2 赛坝沟增生杂岩的组成特征

柴北缘赛坝沟增生杂岩是由发生强烈构造变形的复理石和少量凝灰岩夹层以及玄武岩、硅质岩、灰岩块体共同组成，呈现出混杂岩特有的“基质裹夹块体”基本特征。

2.1 基质组成特征

基质在露头上总体由深灰色泥岩、浅灰-红色薄层硅质岩、硅质泥岩以及灰绿色凝灰岩共同组成。空间上，自北而南可分为3种岩石组合类型。其中，北部主要为硅质凝灰岩、硅质泥岩、砂岩和少量薄层凝灰岩组合，砂岩层厚度一般为8～15cm，发育正粒序层理和底冲刷面构造；凝灰岩覆于砂岩层之上，厚度一般为1～3cm，发育平行层理；中-薄层红色硅质泥岩、灰绿色硅质凝灰岩韵律层中发育波纹斜层理(图3a)。这些基本特征共同表明其为浊流沉积，以发育典型的鲍马序列Tabc组合。中部主要表现为灰绿色中-薄层凝灰质砂岩、泥岩、薄层硅质岩韵律层，夹厚层硅质岩透镜体(图3b)。该组合中硅质岩透镜体在侧向上断续出露，呈现出“总体有序、局部无序”的结构特征，具有“破碎地层(broken formation)”典型特征(Raymond, 1984)。在研究区南段，主体表现为互层状浅灰色泥岩和薄层硅质岩基质(图3c, d)，局部夹薄层灰绿色凝灰岩和大小不同的灰岩(现为大理岩)、玄武岩透镜体(图3e, f)。它们分别呈现出与海沟浊积岩型、正常洋壳砂岩-硅质岩型以及海山/洋岛玄武岩-灰岩型OPS混杂岩(Wakita and Metcalfe, 2015; Safonovaetal., 2016)相一致的岩性组合和沉积相特征。这些特征表明，赛坝沟增生杂岩的岩石组合自北而南呈现出由海沟向深海盆地地层序列过渡的基本岩石组合特征。

2.2 块体特征

块体主要有灰岩、玄武岩、硅质岩，大小混杂，一般为数厘米到数米(图4)，被硅质泥岩、硅质岩或凝灰岩包裹。这些块体通常与基质的产状明显不协调。露头上，可见硅质岩基质发生明显的剪切变形，而被包裹灰岩块体未见明显变形(图4a)。红色、绿色硅质岩与硅质泥岩块体大小混杂，但是部分硅质岩块体中可见同沉积滑塌褶曲(图4b)。硅质岩块体周边的黑色硅质泥岩基质也发生明显的变形，表明这些混杂岩是滑塌沉积作用形成的(图4c)。这些滑塌沉积组合在空间上与灰绿色硅质凝灰岩、凝灰岩及凝灰质砂岩紧密相伴，进一步表明它们可能是形成于海沟斜坡环境(Strasseretal., 2009; Wakita, 2012)。部分玄武岩透镜体长轴与发生构造变形硅质岩、凝灰质砂岩的片理呈现出大角度相交(图4d)。灰岩块体(图4e)与硅质岩块体(图4f)分布于强烈变形的硅质岩、凝灰岩中。

区域上，本文研究区南段和北段，均可见出露头宽度为7～9m玄武岩、灰岩组合块体(图5a)，被强烈剪切变形的深灰色泥岩、薄层硅质岩组合所包裹。玄武岩通常在局部地段保留有完好的枕状构造(图5b)。灰岩与枕状玄武岩构成互层(图5c)，同时也以夹层形式出现于硅质岩中(图5d)，具有与日本Akiyoshi海山(Sano and Kanmera, 1988)相一致的岩石组合。这些岩石组合在露头上现以构造透镜体形式夹持于硅质岩、薄层泥岩构成的复理石中，但在其中和周边未见到陆源碎屑岩出露，表明它们形成于远离大陆边缘的深海环境，为海山岩石组合(Sano and Kanmera, 1988; Robertson, 1994)。

3 赛坝沟增生杂岩构造变形特征

根据构造变形强度和变形样式组合特征，赛坝沟地区增生杂岩自北而南可分为北、中和南三段。其中北段主要见于赛坝沟西侧(图2)，发育宽缓褶皱，局部地段发生强烈挤压变形，以紧闭褶皱和密集片理为特征，总体变形相对较弱，且原始层序保存相对完整。中段和南段出露于赛坝沟南侧，构造变形复杂(图6)，以NW-SE向逆冲断层构造和强烈紧闭褶皱为典型特征，且不同逆冲席体(thrust sheet)内部发生强烈的剪切变形，发育透入性面理、紧闭褶皱和不对称褶皱，构成双冲构造(duplex)。从这些构造变形特征来看，赛坝沟增生杂岩具有与日本西南部增生杂岩(Wakita, 2012, 2015)和Nankai增生楔一致的构造变形组合样式(Strasseretal., 2009)。根据交切关系以及各类变形形迹的系统测量和统计结果，构造变形主要表现为两期(D1和D2)，增生杂岩北段仅发育第一期构造变形(D1)，中段和南段发育两期变形(D1，D2)且叠加关系明显。本文重点对增生杂岩中段和南段的变形行迹进行了测量，以下将从面理(S0、S1和S2)、线理(L2)以及褶皱(F1和F2)等方面对这些构造变形进行详细分析。

第一期变形(D1)：主体表现为NW-SE逆冲断层，主体倾向NE，倾角变化大(30°～82°；图7a-c)。与该期断层同时发生的是不同逆冲席体中的同斜紧闭褶皱(F1)、透入性面理(S1)和S-C组构。露头上，S1主体倾向NE， 局部地段倾向SW，倾角中等-陡倾(38°～86°；图6)，并通常与原始层面S0及逆冲断层相互平行(图7a, b、图8)。显微组构分析表明，硅质岩、泥岩和凝灰质砂岩中S1普遍发育，其中S1在凝灰质砂岩中表现为辉石和长石矿物的定向排列(图7e)，而S1在泥岩和硅质岩中表现为石英、云母和黏土矿物的定向排列(图7f)。同斜紧闭褶皱(F1)轴面与S1面理基本平行(图8a)。逆冲席体中的玄武岩、灰岩及硅质岩块体在剪切挤压作用下发生旋转，其长轴方向与S1平行，且部分块体内部发生韧性变形，发育S-C组构(图7d)。少量石英脉在该期变形过程中发生变形并成布丁状(D1)。这些现象表明，该期逆冲断层上盘向SW运动特征。

图4 赛坝沟增生杂岩露头典型照片(a)硅质泥岩中的不同类型块体；(b)滑塌堆积中硅质岩块体发生滑塌褶曲；(c)滑塌堆积中的大小不同硅质岩块被硅质泥岩所包裹；(d)硅质泥岩、灰绿色强烈片理化凝灰质砂岩与薄层硅质岩基质中的玄武岩块体；(e)发生强烈褶皱变形凝灰岩、硅质岩基质中的灰岩块体；(f)发生强烈片理化凝灰岩与硅质泥岩基质中的厚层状硅质岩块体Fig.4 Typical photographs of the Saibagou accretionary complex(a) different blocks within siliceous mudstone matrix; (b) sliding folds of chert block within olistostrome; (c) chert blocks in various size within siliceous mudstone of olistostrome; (d) basalt block within the flysch matrix composed of siliceous mudstone, grey-green strongly foliated tuffaceous sandstone, and thinly bedded chert; (e) limestone block in the strongly deformed matrix of tuff and chert; (f) thickly bedded chert block in strongly foliated matrix of tuff and siliceous mudstone

图5 赛坝沟增生杂岩中海山岩石组合露头照片(a)凝灰岩、硅质岩、薄层灰岩和泥岩组合中的枕状玄武岩透镜体；(b)枕状玄武岩；(c)枕状玄武岩、灰岩组合透镜体夹持于薄层硅质岩、凝灰岩和灰岩组合中；(d)薄层硅质岩、凝灰岩和灰岩构成的浊积岩Fig.5 Photographs of rock assemblages of sea-mountain of the Saibagou accretionary complex(a) pillow basalt lenses in the assemblage of tuff, chert, thinner limestone, and mudstone; (b) pillow basalt; (c) lenses of pillow basalt and limestone in the matrix of thinner chert, tuff and limestone; (d) turbidite consists of thinner chert, tuff, and limestone

第二期变形(D2)：以发育韧性剪切作用相关的不同几何形态和类型的褶皱、S2面理、矿物拉伸线理(L2)、S-C组构以及叠瓦状构造为典型特征。该期变形在赛坝沟增生杂岩硅质岩和硅质泥岩岩石组合中最为发育。露头上，该期褶皱F2主要表现为顶厚紧闭褶皱(图8a)、非对称宽缓褶皱(图8b)、紧闭褶皱(图8c)、等厚褶皱(图8d)以及膝折(图8e, f)等。紧闭褶皱(F2)核部增厚，翼部减薄并发生细颈化甚至被断开(图8c)。S2面理主体倾向NE，倾角较陡(图6)，S2与S1基本平行或有小夹角(图6d和图8)。布丁状石英脉(D1)在第二期变形中在持续剪切作用(D2)下形成叠瓦状构造(图9a)和S-C组构(图9b)。区域上，L2倾伏NW或SE，倾角在5°～25°之间(图6)。L2在凝灰质砂岩中通常表现为辉石和斜长石的定向排列(图9c)，在硅质岩和硅质泥岩中表现为石英的定向排列(图9d)。在硅质岩和硅质泥岩中，S2通常表现为石英、云母和黏土矿物的定向排列(图10a)，构成紧闭褶皱和不对称褶皱的轴面；在凝灰质砂岩中，S2通常表现为长石和辉石的定向排列(图10b)。显微组构分析表明，该期剪切作用使得凝灰质砂岩中的斜长石和辉石晶屑发生定向排列并形成S-C组构(图10c)，辉石形成“云母鱼”状构造(图10d)和σ旋转残斑(图10e)，同时，斜长石斑晶发育雪球构造(图10f)。这些特征共同表明， 赛坝沟增生杂岩第二期变形(D2)为高角度右行韧性剪切作用形成。

图6 赛坝沟增生杂岩中-南段岩性-构造地质图和剖面图(a)赛坝沟增生杂岩岩性-构造地质图；(b) A-B剖面图；(c) C-D剖面图；(d) D1和D2两期变形露头素描图. S1-第一期面理；S2-第二期面理；L2-第二期矿物拉伸线理；D1-第一期变形；D2-第二期变形Fig.6 Lithologic-structural map and cross sections of the southern and middle portions of the Saibagou accretionary complex(a) lithologic-structural map; (b) Section A-B; (c) Section C-D; (d) sketches of D1 and D2 deformations. S1-the first foliation; S2-the second foliation; L2-the second mineral elongation lineation; D1-the first deformational event; D2-the second deformational event

图7 第一期构造变形(D1)露头和显微照片(a)双冲构造；(b)指示逆冲断层的S-C组构；(c) S-C组构指示逆冲断层；(d)玄武岩块体发生旋转，内部发育S-C组构；(e)凝灰质砂岩中的S1面理；(f)硅质岩中的S1面理. Px-辉石；Pl-斜长石；Q-石英；Se-绢云母Fig.7 Photographs of field occurrences and photomicrographs of the first deformational event D1(a) duplex; (b) S-C fabric indicated thrust fault; (c) S-C fabric indicated thrust fault; (d) S-C fabric within the rotated basalt block; (e) foliation (S1) within tuffaceous sandstone; (f) foliation (S1) within chert. Px-pyroxene; Pl-plagioclase; Q-quartz; Se-sericite

图8 第二期构造变形(D2)不同类型褶皱野外照片(a)互层的薄层硅质岩和硅质泥岩形成顶厚紧闭褶皱；(b)硅质岩与硅质泥岩中的不对称宽缓褶皱，并发育第二期破裂面理(S2)；(c)强烈片理化的硅质泥岩中硅质岩形成紧闭褶皱，翼部减薄并发生细颈化，形成破裂面理(S2)；(d)凝灰岩中的硅质泥岩形成等厚褶皱；(e、f)互层的薄层硅质岩与硅质泥岩发育膝折，并形成破裂面理(S2)Fig.8 Photographs of different types of fold in the second deformational event (D2)(a) top-thick tight fold formed by interlayers of thinly bedded chert and siliceous mudstone; (b) asymmetry broad and gentle fold of interlayers of chert and siliceous mudstone with cleavage S2; (c) tight fold with necking and cleavage S2 of chert within strongly foliated siliceous mudstone; (d) equal thick fold of siliceous mudstone within tuff; (e, f) interbedding of thinly bedded chert and siliceous mudstone with kink and cleavage S2

图9 布丁状石英脉和第二期构造线理(a)布丁状石英脉发育叠瓦状构造；(b)石英脉剪切形成S-C组构；(c)凝灰岩中的第二期构造线理(L2)；(d)硅质泥岩中的第二期拉伸线理(L2)Fig.9 Photography of pudding-like quartz vein and lineation L2(a) pudding-like quartz vein with imbricate structure; (b) S-C fabric formed by sheared quartz vein; (c) lineation (L2) in tuff; (d) stretching lineation (L2) in siliceous mudstone

图10 赛坝沟增生杂岩显微构造照片(a)硅质岩中第二期面理(S2)；(b)凝灰质砂岩中第二期面理(S2)；(c)凝灰质砂岩中斜方辉石晶屑构成S-C组构；(d)单斜辉石的鱼状构造与σ旋转残斑；(e)辉石斑晶发育σ旋转残斑；(f)斜长石斑晶发育σ旋转残斑. Chl-绿泥石；Cpx-单斜辉石；Opx-斜方辉石Fig.10 Microphotographs of the Saibagou accretionary complex(a) foliation S2 formed by chert; (b) foliation S2 formed by tuffaceous sandstone; (c) orthopyroxene phenocryst with S-C fabric in tuffaceous sandstone; (d) clinopyroxene phenocryst with fish structure and σ rotated porphyroblast; (e) clinopyroxene phenocryst with σ rotated porphyroblast; (f) plagioclase phenocryst with σ rotated porphyroblast. Chl-chlorite; Cpx-clinopyroxene; Opx-orthopyroxene

4 讨论

4.1 柴北缘赛坝沟增生杂岩的形成

岩石组合、构造变形组合样式及其运动学特征以及不同岩石构造单元的时空配置特征是确定增生杂岩形成过程和俯冲极性的重要依据(闫臻等, 2018a)。尽管增生杂岩是由发生强烈构造变形的洋壳物质组成，但在每个逆冲席体(thrust sheet)中依然可以保留相对完好的大洋板块地层“片段”序列信息(闫臻等, 2018a)，因此通过对增生杂岩岩石组合及其成分时空变化特征研究，可以恢复和重建大洋板块地层与大洋板块俯冲过程(Wakita, 2012)。

赛坝沟增生杂岩总体表现为硅质岩、硅质泥岩、凝灰岩和砂岩组合，在靠近蛇绿岩一侧的北段部分主要为海沟沉积组合序列，由砂岩、硅质泥岩、薄层硅质凝灰岩共同构成，以发育底冲刷面、波纹斜层理以及鲍马序列Tabc组合为典型特征。中段主要为中-薄层凝灰质砂岩、泥岩、薄层硅质岩韵律层，夹中-厚层硅质岩透镜体，具有“破碎地层”特征的混杂岩。南段主要表现为海山OPS岩石组合类型，呈现为硅质岩和薄层泥岩组合，局部夹灰岩和玄武岩的块体。它们分别与浊积岩型、砂岩-硅质岩型以及玄武岩-灰岩型OPS混杂岩(Wakita, 2015)相类似，而且这些岩石组合中的火山物质成分和砂岩层总体呈现出自北而南逐渐减少，表明它们在形成时，火山喷发中心和陆缘碎屑物源供给区主要位于北侧，是北侧海沟沉积序列的重要物源区。另外，这些岩石组合及相关沉积构造特征也进一步表明，自北而南表现为海沟浊流沉积逐渐向半深海、深海盆地沉积过渡。总之，这些岩石组合类型及其构造变形样式均与日本增生杂岩结构、组成相似(Isozakietal., 1990; Wakita, 2012)，进一步反映了其初始岩石组合表现为自北向南由海沟OPS逐渐过渡为正常洋壳及海山OPS的岩石组合(Wakita and Metcalfe, 2005)。

根据变形行迹测量和统计结果，第一期构造变形虽然经历了第二期构造事件的叠加改造，但是依然保留了清晰的变形行迹，包括双冲构造、逆冲断层、同斜紧闭褶皱以及S1面理等。S1面理与逆冲断层基本平行，倾向NE，结合块体发生旋转形成的S-C组构，共同表明上盘向南逆冲，这些构造变形是增生杂岩典型的特征(Wakita, 2012; Festaetal., 2013; 闫臻等, 2018a)。区域地质资料分析表明，在赛坝沟地区岛弧火山岩、蛇绿岩和增生杂岩在空间上呈现出自北而南依次出露，蛇绿岩与其南、北两侧的增生杂岩和岛弧火山岩与之间为断层接触，且岛弧火山岩向南逆冲于蛇绿岩之上，而增生杂岩与蛇绿岩分别位于断层下盘和上盘(图2和图6)。这些特征与弗朗西斯科增生杂岩(Wakabayashi, 2015)相一致。区域上，蛇绿岩和岛弧火山岩的形成时代集中在535～460Ma(袁桂邦等, 2002; 史仁灯等, 2004; 王惠初等, 2005; 朱小辉等, 2010)。这些事实进一步表明，柴北缘在寒武纪-中奥陶世时期存在古洋盆，且该洋盆发生向北俯冲作用。

4.2 增生杂岩的就位过程

大洋俯冲以及最终洋盆闭合导致陆-陆碰撞过程，使得增生杂岩内部构造变形复杂化同时也引起增生杂岩最终就位。赛坝沟增生杂岩是由发生强烈褶皱的凝灰质砂岩、泥岩、薄层硅质岩组合以及“破碎地层”和海山OPS混杂岩共同组成，这些岩石组合及其组成的空间展布特征表明其初始形成位置自北而南逐渐远离火山喷发中心和大陆边缘并向深海盆地变化特征；赛坝沟增生杂岩以发育强烈紧闭褶皱、双冲构造变形为特征，与其北侧蛇绿岩断层接触且位于断层下盘；同时，岩石地球化学和同位素年代学研究表明，出露于赛坝沟增生杂岩北侧的蛇绿岩形成于480Ma，为SSZ型蛇绿岩(河南省地质矿产勘查开发局, 2016)。这些事实共同表明，赛坝沟增生杂岩是大洋俯冲过程中，洋壳物质随同古洋盆向北俯冲过程中逐渐发生拼贴，实现增生杂岩向南侧向增长。

野外宏观特征和显微组构分析表明，赛坝沟增生杂岩遭受晚期NW-SE向高角度右行韧性剪切作用(D2)的叠加改造和破坏，从而形成不对称褶皱以及相关的面理(S2)和线理(L2)。该期构造与柴北缘NW-SE向韧性剪切带产状相一致。付建刚等(2016)通过对锡铁山韧性剪切带中花岗质糜棱岩白云母Ar-Ar同位素测年并结合区域地质资料综合分析，认为该期构造形成于400Ma左右，且与柴北缘超高压变质岩形成时代相一致，是柴达木地块向北东斜向俯冲碰撞形成的。然而，前人曾获得侵入于赛坝沟增生杂岩中未发生剪切变形的石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄439.8±2.3Ma(河南省地质矿产勘查开发局, 2016)。据此，我们推断赛坝沟增生杂岩形成时代应早于440Ma，在440～400Ma左右的陆-陆碰撞过程向南仰冲、就位。

5 结论

(1)赛坝沟增生杂岩由正常深海OPS、海山OPS和海沟OPS共同构成，主要岩性为硅质岩、凝灰岩和硅质泥岩，同时裹夹玄武岩、灰岩、硅质岩等块体，具有混杂岩特征。增生杂岩与北侧蛇绿岩和岛弧火山岩带共同构成了相对完整和沟-弧系，是寒武纪-中奥陶世时期古洋盆向北发生俯冲-增生造山作用的结果。

(2)赛坝沟增生杂岩发育两期构造变形(D1、D2)，总体主要构造样式表现为双冲构造、不对称褶皱、同斜紧闭褶皱、S-C组构和透入性面理。其中第一期变形(D1)形成于大洋俯冲阶段，时代为寒武纪-中奥陶世；第二期变形(D2)为高角度右行韧性剪切变形，可能形成于440～400Ma柴达木地块与祁连地块碰撞过程中。

致谢三位匿名审稿人和本刊编辑对本文提出了建设性修改意见，在此谨表谢意。