雪峰造山带北段灰山港地区构造变形特征及其形成构造背景

李 彬, 许德如, 柏道远, 钟 响, 李银敏, 高 成, 曾广乾, 3, 邹光均, 凌跃新

雪峰造山带北段灰山港地区构造变形特征及其形成构造背景

李 彬1, 2, 许德如1, 柏道远2, 钟 响2, 李银敏2, 高 成1, 曾广乾2, 3, 邹光均2, 凌跃新2

(1. 东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室, 江西 南昌 330013; 2. 湖南省地质调查院, 湖南 长沙 410016; 3. 中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081)

雪峰造山带位于江南造山带西南段, 是研究和认识华南构造演化的重要窗口。本文在对雪峰造山带北段灰山港地区的构造变形特征系统调查的基础上, 探讨了构造变形体制、成因机制和加里东运动及印支运动构造线方向横向变化的成因。调查发现, 区内存在两个角度不整合面, 据此划分3个构造层, 即加里东构造层(Nh～S1)、海西‒印支构造层(D2～P)和晚燕山‒喜山构造层(K2～E2)。不同构造层主要变形式样包括: 加里东构造层中近EW向褶皱及同走向逆断裂、板状劈理等; 海西‒印支构造层中NEE向褶皱及同走向逆断裂、NW-NNW向断裂(走滑为主)、节理(包含共轭节理)和劈理等; 晚燕山‒喜山构造层中NE向宽缓褶皱、控盆断裂以及不同方位与性质的小断裂等。根据构造层的变形特征、断裂构造的衍生次序和构造变形的主应力方位, 结合区域构造演化背景, 识别出7期构造变形事件, 初步厘定了研究区早古生代以来的构造体制演化过程。结合前人资料提出: 加里东构造层变形受深部多层次拆离滑脱控制, 海西‒印支构造层变形则受控于盖层沿下伏不整合面及二叠系龙潭组的滑脱; 雪峰造山带及邻区加里东运动、印支运动构造线走向均存在自南往北, 总体上由NNE向→NE向→NEE向→EW向的变化特征, 分别形成于华南各地块碰撞拼贴、华南与华北和印支板块汇聚碰撞的地球动力学背景, 并受新元古代扬子‒华夏结合带边界或继发性陆内俯冲制约。

雪峰造山带; 灰山港地区; 褶皱; 断裂; 构造格架; 变形期次; 构造背景

0 引 言

雪峰造山带位于扬子地块东南缘之“江南古陆”西南段, 因其构造属性及演化过程与华南地质发展历史密切相关, 长期以来为华南地学研究的热点地区之一。对雪峰造山带构造属性, 黄汲清(1941, 1954)先后提出“江南大陆”、“江南古陆”、“武陵地轴”等概念, 并认为其是一个古老的隆起。之后的研究, 大致经历了以槽台说为主导的地槽回返褶皱带(黄汲清, 1959; 任纪舜, 1990), 以板块构造理论为主导的阿尔卑斯(Alps)型造山带(许靖华等, 1987; Hsu et al., 1990; 陈海泓等, 1993)、洋陆碰撞造山带(郭令智等, 1984; 李继亮等, 1989; 候光久, 1998; 高林志等, 2011, 2012; 薛怀民等, 2012; 舒良树, 2012; Li et al., 2016)和以大陆动力学为指导的陆内造山带(丘元禧等, 1996; Wang et al., 2005; Li and Li, 2007; 李聪等, 2011; Xin et al., 2017; Chu and Lin, 2018; 宋传中等, 2019)等观点。目前, “江南古陆”是造山带而不是古陆的认识基本已成为定论, 而对雪峰造山带地质构造特征的研究, 前人也取得了丰硕的成果(贾宝华, 1994; 丘元禧等, 1996, 1998; 候光久, 1998; 梁新权等, 1999; 杨绍祥, 2000; Wang et al., 2005; 李仲东等, 2006; Li and Li, 2007; 丁道桂等, 2007a, 2007b; 金宠等, 2009; 张进等, 2010a, 2010b; 汪昌亮等, 2011; 李三忠等, 2011; 王宗秀等, 2012; Li et al., 2012b, 2019; Chu et al., 2012a, 2012b; 柏道远等, 2013b, 2014a, 2014b, 2015a, 2015b, 2015c; 张国伟等, 2013; Shi et al., 2013; 苏金宝等, 2013, 2014; Chu and Lin, 2018; 颜丹平等, 2018; 宋传中等, 2019), 但仍在造山带构造演化过程、构造隆升时代、不同构造事件性质、构造表现形式及影响范围等问题上存在分歧。如丁道桂(2007a, 2007b)认为, 雪峰山隆起带既不是厚皮构造也不属于薄皮构造, 而是过渡型基底拆离式构造; 也有学者(汪昌亮等, 2011; 李三忠等, 2011; 苏金宝等, 2014)认为雪峰山隆起带为一个有根的厚皮构造, 受川黔隔槽式褶皱深部与雪峰山构造带一起构成的深部花状构造控制; 李仲东等(2006)提出雪峰造山带加里东期古褶皱样式为向北西推覆的近平卧褶皱; 张进等(2010a)则认为造山带西部加里东褶皱为受控于基底滑脱层的直立宽缓滑脱褶皱; 柏道远等(2014a, 2014b, 2015a, 2015b, 2015c)认为雪峰造山带在加里东运动和印支‒早燕山运动中均发生过强烈的挤压变形和显著的构造抬升, 且都具有背冲构造样式; 而张进等(2010a)认为雪峰造山带中部东段为双冲构造; 颜丹平等(2018)认为雪峰山中生代基本构造样式为断层相关褶皱, 具有自南东向北西、由深部向浅部发展的递进演化规律。关于雪峰造山带构造变形或构造隆起时代, 则有元古宙(郭令智等, 1980)、加里东期(丁道桂等, 2007a; 张进等, 2010a)、早中生代(许靖华等, 1987; 陈海泓等, 1993; 邓孺孺和方佩娟, 1997; 汪昌亮等, 2011; Chu et al., 2012a, 2012b)、中生代中晚期(颜丹平等, 2018)以及加里东期和中生代构造叠加(丁道桂等, 2007a, 2007b;李聪等, 2011; 苏金宝等, 2014)等多种观点。

灰山港地区位于雪峰造山带北段南缘, 雪峰冲断带、邵阳拗褶带和湘东北断隆带等三级构造单元的交结部位(图1); 区域NW向常德‒安仁基底隐伏断裂带从该区西部通过, 该断裂为一贯穿中、下地壳并切入岩石圈地幔、倾向北东的基底隐伏断裂, 在武陵运动以来的多期构造运动中发生走滑、伸展活动, 对区域构造演化和构造变形特征具有重要的控制作用(柏道远等, 2018a)。由于灰山港地区较为特殊的构造位置, 且经历了多期次构造变形, 使该区成为构造研究的理想地带; 另外, 雪峰造山带也是湖南省金矿主要发育地区(Xu et al., 2017; 柏道远等, 2020a)。因此, 对该地区的构造变形类型及其运动和动力学特征、变形序列以及地质背景等进行研究, 不仅可全面认识雪峰造山带加里东期以来的变形特征及其构造背景, 也可为区域找矿勘查方向提供参考。

1 区域地质背景

雪峰造山带是一个以陆内造山为主、多期造山事件叠加的复合造山带(柏道远等, 2015c), 其总体呈向北西凸出的弧形展布(图1), 内部构造线走向自南西向北东由NNE向逐渐转变为EW向。造山带北西与川东隔档‒隔槽型逆冲带相接, 南东与湘中盆地相连。带内主要出露新元古界冷家溪群‒下古生界, 少量上古生界和新生界, 并由中生代盆地(洞庭盆地、沅麻盆地、靖州盆地)叠覆其上。雪峰造山带及边缘发育五条主干断裂, 自北西往南东依次为慈利‒保靖断裂、怀化‒沅陵断裂、溆浦‒靖州断裂、通道‒安化断裂和城步‒新化断裂, 前三者主要表现为倾向南东的逆断裂, 后两者主要表现为倾向北西的逆断裂, 组成区域上背冲构造样式(梁新权等, 1999; Wang et al., 2005)。雪峰造山带经历了复杂的地质构造演化史, 武陵运动造成基底隆升剥蚀; 晋宁运动使块体差异升降; 震旦纪后期为拉张裂陷; 志留纪晚期遭受加里东运动强烈的挤压; 晚古生代发生张裂运动并伴随泥盆纪至中三叠世的海侵; 中‒晚三叠世印支运动使不同地区先后遭受强烈的逆冲推覆, 而使基底再次隆升, 雪峰山地区逐步转变为陆相沉积环境(李三忠等, 2011)。

灰山港地区由老至新出露地层有新元古界板溪群、南华系‒志留系、泥盆系‒二叠系、白垩系‒古近系等前第四纪地层。板溪群‒南华系形成于裂谷盆地环境, 其中板溪群为灰绿色、紫红色浅变质砂(砾)岩、板岩、沉凝灰岩等, 南华系为砂质、泥质、锰质、砾泥质或砾砂质沉积。震旦系‒下奥陶统为被动大陆边缘盆地陆源碎屑沉积夹少量碳酸盐和硅质沉积, 中奥陶统‒志留系以前陆盆地砂、泥质沉积为主, 硅质、钙泥质、钙质为辅。泥盆系‒二叠系总体属陆表海盆地碎屑岩和碳酸盐岩, 少量泥灰岩和硅质岩。白垩系‒古近系是以陆相断陷盆地紫红色为主的砾、砂、泥质碎屑沉积, 沉积期具盆‒岭构造格局。

图1 湖南省综合构造单元划分及地质构造略图(据李三忠等, 2011; 柏道远等, 2012a, 2012b, 2020a; 湖南省地质调查院, 2017; 李智等, 2019修改)

2 构造变形特征

构造层是在一定构造单元和构造时期内形成的地层组合, 时间上代表地壳演化过程中的一定构造时期或构造阶段, 在空间上代表某一构造事件影响的范围。各构造层之间常表现为明显的沉积间断, 出现区域性的地层角度不整合接触关系(万天丰, 2004)。

本文通过地质调查和构造剖面观测, 对雪峰山北段灰山港地区的构造格架和各类构造变形进行了较为详细研究。结果显示, 区内出露地层总体由西往东逐渐变新, 其中存在两个主要的角度不整合面(图2、3), 以角度不整合面(线)分开的不同地区构造样式差异较大: 西部松木塘地区由下古生界近EW向褶皱及同走向逆断裂构成其基本构造格架; 中部灰山港地区由上古生界整体卷入的NE-NEE向灰山港复向斜及同走向断裂构成其基本格架; 东部大成桥地区由中‒新生代红层盆地内NE向近直立水平褶皱及断裂构成其基本格架。

根据上述区内地层沉积不整合接触关系, 结合不同时代沉积建造、构造变形特点, 将研究区划分为3个构造层, 即加里东构造层(Nh～S1)、海西‒印支构造层(D2～P)和晚燕山‒喜山构造层(K2～E2), 分别对应加里东期、印支期及晚燕山‒喜马拉雅期构造‒沉积事件。

2.1 加里东构造层(Nh～S1)

2.1.1 褶 皱

该构造层内褶皱主要有南石村向斜(f1)、油榨里复式背斜(f2)、洞冲里向斜(f3)、陈家里背斜(f4)、邓家仑复式向斜(f5)和山峰洞背斜(f6)等。褶皱轴向为近EW(图2), 卷入地层主要为下古生界, 个别背斜核部出露震旦系, 横向上连续发育的多个褶皱常组成复背斜和复向斜; 褶皱多数为斜歪倾伏(中常‒开阔)褶皱(图4、5k), 轴面多倾向南, 翼间角由南往北变小, 显示研究区加里东运动总体由南往北的挤压推覆。本文择述部分褶皱如下:

图2 灰山港地区地质构造简图

陈家里背斜(f4): 为轴迹近EW向的复式背斜, 东西走向延伸约8 km, 南北延伸约4 km, 内部次级褶皱发育, 总体为一轴面略向南倾(倾角约75°)、枢纽向东倾伏(倾伏角约12°)的斜歪倾伏开阔褶皱。该褶皱核部发育同走向逆断裂, 显示同构造期断裂相关褶皱的特征。核部小型逆冲断裂及前缘剪切滑脱褶皱指示由南往北的推覆(图4c); 在北西翼弱变形的寒武系探溪组灰岩中见剪切作用形成的雁列方解石脉体(图4a), 指示NE向挤压事件, 可能形成于古近纪中晚期(柏道远等, 2014b, 2015a, 2018b); 褶皱两翼及核部发育有同褶皱走向的劈理(图5c1、j1)。

邓家仑复向斜(f5): 为EW走向的复式背斜, 褶皱东段被中生代NE向断裂F14错断, 往东被泥盆系不整合覆盖。褶皱卷入地层为震旦系‒志留系, 内部由多个次级小褶皱组成, 但褶皱核部多被断裂切割而不完整(图4), 为轴面略向南倾的斜歪倾伏开阔褶皱。褶皱内部及两翼发育大量同走向劈理构造, 劈理总体向南陡倾(图4d、g), 显示该期变形由南往北近水平挤压; 少量劈理向南陡倾(图4f), 可能与后期褶皱叠加造成的岩层旋转有关。

在上述较大规模褶皱内部及两翼的下古生界中, 尚发育较多近EW向次级褶皱和小褶皱, 小褶皱或紧闭, 或开阔、平缓, 或紧闭与开阔者相伴产出。次级褶皱和小褶皱的形成主要与震旦系留茶坡组薄层硅质岩(图4c、6j)、寒武系牛蹄塘组炭质板岩(图4b)、志留系珠溪江组泥岩(图4h)等软弱岩层的滑脱以及局部的强烈挤压剪切作用有关。

以上褶皱形成的最大主应力方向为近SN向, 应与区域上志留纪后期加里东运动晚幕(广西运动)SN向挤压(丘元禧等, 1996; 杜远生和徐亚军, 2012)有关。判定上述褶皱为加里东期依据主要有: ①加里东构造层中近EW向褶皱强烈发育, 且在上古生界及中生代地层中未见该方向褶皱; ②区域受广西运动近SN向水平挤压控制, 劈理产状以陡倾为主、劈理走向与构造线或岩层走向总体一致; ③劈理与层面交角大小主要与劈理形成时所处构造部位以及褶皱变形强度有关, 褶皱核部或岩层产状平缓处的劈理与层面垂直或大角度相交(图5j1); 褶皱翼部或岩层产状陡倾处的劈理与层面小角度相交(图4d、f、g, 5c1)。

值得注意的是, 在EW向褶皱翼部可见一期明显的NEE向构造叠加, 如研究区北西孟溪NEE向断裂(F4)及褶皱体系使先期构造线错位、偏转。该期叠加变形与上古生界主体构造线一致, 可能与印支运动NNW向挤压有关。

2.1.2 断 裂

加里东构造层(Nh～S1)内断裂以EW向为主, 多发育于EW向褶皱两翼及核部; 断裂性质以逆断裂为主, 部分后期因叠加伸展活动转为正断裂(如断裂F8); 断裂多倾向南, 少量倾向北(如F6), 总体显示与褶皱具有成因联系, 应形成于加里东运动SN向挤压。少量断裂呈NE、NEE或NW走向, 并切割上古生界, 且以逆断裂为主、少量正断裂, 应为中‒新生代断裂。本文择述不同方位断裂如下:

豪立中‒上颜家断裂(F8): 呈EW走向切割下古生界, 断裂东端延伸至上古生界。在关石南公路边见宽约20～40 cm破碎带(图6i), 破碎带由岩石碎块及泥质组成, 局部后期张性裂隙(产状140°∠50°)中见石英脉充填。断裂造成寒武系牛蹄塘组逆冲于污泥塘组之上。该断裂主体应形成于加里东期, 印支期继承性活动而切割上古生界。

岩子洞断裂(F9): 呈EW走向切割下古生界, 断裂东端被中生代NEE向断裂F10切割。该断裂破碎带宽10余米(图5j、6j), 由碎裂硅质岩带(Ⅰ)和挤压褶曲带(Ⅱ)组成, 其中挤压褶曲带中层间剪切活动强烈。断裂上盘围岩的牵引褶皱及断裂带内的小褶皱形态均指示该断裂总体为由南往北的逆冲, 但上盘靠近断裂面附近的正牵引构造也指示后期有伸展活动。断裂造成震旦系留茶坡组逆冲于寒武系牛蹄塘组之上(图5j), 为同EW向褶皱期断裂。

八渡水断裂(F13): 呈近EW走向, 主要发育在上古生界内, 断裂西南段切过下古生界。其破碎带宽约1.5～2 m(图6l), 由碎裂岩块、断层角砾、石英脉体及泥质等组成。断裂上盘牵引背斜及下盘围岩近直立, 均指示其逆冲性质。断裂走向自西向东由近EW向转为NEE向, 指示该断裂西段为部分继承加里东期EW向断裂而活动。

二渡水断裂(F16): 总体呈NE走向, 断裂切割上、下古生界, 并切割印支期NEE向断裂, 应形成于印支期之后。其断裂破碎带宽约0.5～1.5 m(图6o), 由碎裂砂岩、构造角砾及石英脉体组成; 下盘及上盘围岩中发育牵引褶皱并指示其逆冲性质, 上盘牵引背斜枢纽向NNE倾伏(倾伏角40°), 指示其兼具左行走滑; 断裂带内大量发育的石英脉指示后期可能存在张性活动。上盘小断裂Fb应为同期次级断裂, 小断裂附近岩层错动、上盘次级裂面产状(310°∠65°)均指示其逆断裂性质; 而上盘小断裂Fc为由断坪、断坡组成的逆冲断裂, 断坪上盘发育前缘向斜(图5o、6o), 该小断裂产状与断裂F16有明显差异, 应为加里东期EW向构造。

图5 下古生界典型构造变形野外照片(照片位置见图4)

Fig.5 Photos showing the typical tectonic deformations in the early Paleozoic rocks

(i) 断裂F8特征(关石公路); (j) 断裂F9特征(茶亭子南); (l) 断裂F13特征(八渡水公路边); (o) 断裂F16特征(二渡水公路边)。①. 泥灰岩; ②. 含炭质板岩; ③. 炭质板岩; ④. 硅质岩; ⑤. 含炭质硅质岩; ⑥. 泥质粉砂岩; ⑦. 粉砂岩。

长滩断裂(F12): 总体呈NW走向延伸约6 km, 断裂切割下古生界。露头显示其断裂带由2～3条平行于主断面的次级断裂组成。主裂面上可见擦痕及正阶步, 正阶步指示左行走滑性质。断裂南西盘(下盘)寒武系灰岩中发育连续褶皱构造(图7), 枢纽总体倾向北东‒北东东, 指示其形成于NW-NNW向挤压事件。该断裂与围岩褶皱形成于同一挤压应力场(图7), 应为同期构造, 可能与区域上印支运动NNW向挤压有关。

油次冲‒黄牯仑断裂(F58): 为走向NWW的北倾逆断裂, 断裂主体切割下古生界, 东段切入上古生界, 并被NEE向印支期断裂所限, 可能形成于中三叠世印支运动之后。该断裂与断裂F2走向相同, 并组成背冲构造, 其在加里东运动中可能发生过逆冲活动, 与区域性常德‒安仁基底断裂右行走滑派生的NNE向挤压有关(柏道远等, 2018a)。

除上述较大规模褶皱和断裂外, 该构造层中尚发育一些节理及小断裂, 很可能为新生代变形事件的反映。如在楠竹山志留系珠溪江组粉砂岩中见早晚两期共轭节理(图4e), 分别指示NNE向和NW向挤压事件; 范家洞断裂(F3)发育擦痕, 正阶步(图10a)指示其为右行走滑性质, 断裂围岩中两组共轭节理(L1、L2)切割早期加里东期劈理面(图10a1), 断裂及共轭节理分别指示NW向和NE向挤压事件(图8a)。

2.2 海西‒印支构造层(D2～P)

2.2.1 褶 皱

该构造层发育的褶皱包括灰山港复向斜(f7)、湾塘背斜(f8)、煤炭坝向斜(f9)和国庆向斜(f13)。褶皱走向主要为NEE向(如f7、f8、f9), 个别为NNE向(如f13), 褶皱卷入地层为上古生界。主要褶皱概述如下:

灰山港复向斜(f7): 为上古生界内最具代表性的褶皱(图8), 总体呈NEE走向, 东部被NNE向宽缓褶皱叠加, 东端为中生代红层盆地覆盖。复向斜两翼和轴部分别由泥盆系、石炭系等组成, 其中两翼泥盆系跳马涧组以角度不整合覆盖于下古生界之上; 北翼岩层产状较陡, 倾角30°～40°, 其余部位岩层倾角较缓, 一般为20°, 靠近轴部倾角更平。总体为一轴面倾向北北西(倾角约75°)、枢纽向北北东倾伏(倾伏角约15°)的斜歪倾伏开阔褶皱。

湾塘背斜(f8): 呈NEE走向, 延伸约13 km, 两翼宽约4.5 km, 卷入地层为上古生界岳麓山组, 北西翼倾角30°左右, 南东翼约15°～20°, 总体为一轴面倾向南东(倾角约80°)、枢纽向北东东倾伏(倾伏角约11°)的斜歪倾伏开阔褶皱。

除上述较大规模褶皱外, 上古生界中一些软弱层或较软弱夹层(如大隆组薄层硅质岩、龙潭组泥页岩)易发生弯曲变形或顺层滑脱形成小褶皱(图11b), 枢纽倾向北东东, 指示其形成于NNW向挤压。

以上不同规模的NEE向褶皱均指示了区域上NNW向挤压应力, 其很可能形成于中晚三叠世印支运动; 而NNE向褶皱可能与中侏罗世晚期早燕山运动区域性NWW向挤压有关(柏道远等, 2018b)。

2.2.2 断 裂

海西‒印支构造层(D2～P)中断裂主要为NEE向, 其次为NW向, 少量EW向。NEE向断裂主要切割上古生界, 部分切入西部下古生界, 多为逆断裂, 部分叠加走滑活动(如F17); 断裂总体倾向灰山港复向斜核部, 显示出背冲特征(图8); 其与NEE向褶皱应为同一期构造, 也可能形成于印支运动NNW向挤压背景下。NW向断裂以走滑为主和少量逆断裂, 总体为NEE向断裂限制, 形成时间晚于印支期。EW向断裂规模小, 以走滑为主, 断裂(如F41)为白垩纪盆地覆盖(图2), 应为中生代构造。部分断裂简述如下:

竹山湾‒凤形山断裂(F17): 总体呈NEE走向, 切割上、下古生界。袁家湾公路边露头见宽约1～2 m的构造破碎带(图9g), 由碎裂砂岩、构造角砾、构造透镜等组成。断裂面上盘围岩发育的微弱牵引构造指示其为正断裂。实际上, 该断裂应该存在多期活动, 在印支运动NNW向挤压应力下逆冲, 并造成加里东运动不整合面的缺失, 在早燕山运动NWW向挤压下发生继承性右行走滑活动, 而在白垩纪区域NW-SE向伸展时再次发生正断活动。断裂上盘发育NNE走向小断裂Fa, 其两盘岩层错位距离约3 m, 并指示其为左行走滑, 形成于近SN向挤压(图8g(左))应力场。

罗溪冲‒肖家山断裂(F34): 呈NEE向延伸约6 km, 主要发育在泥盆系中, 南西段切割泥盆系下伏不整合面及志留系。在罗溪冲见宽约5～6 m断裂破碎带(图9p), 破碎带由构造透镜体、片理化围岩及断层泥等组成。上盘牵引褶皱转折端发育张裂隙, 下盘发育一组与断裂走向一致的片理, 上盘牵引褶皱指示其逆冲性质。

∈3-4t. 寒武系探溪组; ①. 灰岩; σ1. 最大主应力方位; β. 褶皱枢纽。

①. 石英粉砂岩; ②. 泥岩; ③. 灰岩; ④. 张节理; L1. 节理及编号; β. 褶皱枢纽。

图9 上古生界中断裂构造特征(p位置同图4, g、k、l位置同图8, 地层单位同图8)

Fig.9 Characteristics of faults of the late Paleozoic rocks in the study area

连石庵断裂(F41): 呈EW走向, 延伸约4 km, 主要切割上古生界, 西段被白垩纪红层覆盖, 应形成于白垩纪之前。在肖家湾见宽约0.5～1 m破碎带(图9k), 破碎带由碎裂砂岩及断层泥组成, 具较强硅化; 断裂面上可见擦痕、阶步, 正阶步及上盘断裂附近岩石中发育的一组次级羽裂面均指示其右行走滑性质。该断裂应与区域上中侏罗世晚期早燕山运动NWW向挤压有关(柏道远等, 2013b, 2015a, 2018b)。

谭家仑断裂(F20): 呈NW延伸约2 km, 主要切割上古生界。在黄家湾见其破碎带宽约5～7 m(图9l), 带内充填构造透镜体、碎裂砂岩等。上盘岩层发育枢纽向SSW倾伏的小褶皱, 下盘围岩中发育的次级羽裂, 均指示其左行走滑性质。断裂及围岩小褶皱均指示NWW向挤压。

南岳庙断裂(F29): 呈NW延伸约2 km, 两端为NEE向断裂围限(图2), 显然形成于NEE向断裂之后。该断裂造成泥盆系岳麓山组逆冲于石炭系尚保冲组之上(图8), 显示逆断裂性质, 形成于NE向挤压背景下。

另外, 该构造层中的劈理在泥盆系跳马涧组及易家湾组泥岩、粉砂质泥岩中较发育, 产状一般陡倾, 为区域近水平挤压作用下形成。如苏家坳附近泥盆系跳马涧组紫红色泥岩的劈理, 倾向北北西, 倾角70°左右, 并在穿过相邻砂岩时形成劈理折射现象(图10a2); 康家里易家湾组中的劈理倾向南南东、倾角约70°(图10b), 均可能与印支运动NNW向挤压有关。

节理和小断裂为区域(或局部)应力场及构造背景演变的重要信息载体(柏道远等, 2013b; 钟城等, 2019)。本文对上古生界中的节理和小断裂进行较详细调查研究(图8b～j、10c、10e～h), 不同产状特征与运动性质的小断裂和节理反映的主应力方位可归纳为以下几个方向: ①SN向挤压(图8g(左)); ②EW向挤压(图8d、h, 10h); ③NE向挤压(图8b、c、f、i); ④NW向挤压(图5j, 8c、e、f、g(右), 10e、f、g)。其中, 康家里小断裂(185°∠85°)断面上的两期擦痕及正阶步(图8c、10c)指示早期为左行平移、晚期为右行平移, 即NW向挤压早于NE向挤压(图8c); 同样, 图8f中的两组节理交切关系也显示了同样的特征。

需要指出的是, 本次观察研究的小断裂及节理大多发育于砂岩、粉砂岩中, 总体属于变形量较小的脆性破裂; 在野外调查时, 仔细观察了共轭节理运动学特征及其互相切割关系和相对位移方向, 以确定应力方向, 即最大和最小主应力轴分别位于压缩区和伸张区的等分线上(万天丰, 1988)。

2.3 晚燕山‒喜山构造层(K2～E2)

该构造层中褶皱主要为NE向直立水平宽缓褶皱(图11), 走向上延伸约5～8 km, 两翼倾角8°～12°, 卷入地层为白垩系‒古近系。

图10 研究区劈理、节理(小型断裂)及其运动学特征(箭头示对盘运动方向、位置同图8)

KEb. 白垩系‒古近系百花亭组; P3d. 二叠系大隆组; D3w. 泥盆系吴家坊组; P3. 乐平统; P2. 阳新统; 1. 残积土; 2. 砾岩; 3. 硅质岩; β. 褶皱枢纽。

该构造层中断裂主要有红层盆地边缘NE和NW走向的控盆正断裂; 另外, 红层内部小断裂也十分常见。其中, 斗米潭‒在兹湾断裂(F49)为走向NE的控盆正断裂, 断裂呈NE50°走向, 延伸约12 km。在西南段花泉山见二叠系大隆组与白垩系‒古近系百花亭组断层接触, 北东段栗山湾仅发育在红层内部, 花泉山可见其由多条小断裂组成, 破碎带内张裂隙、硅化泥质条带褶曲均显示正断裂性质(柏道远等, 2020b)。

白垩纪红层盆地中大量发育不同方位、性质与期次的小断裂, 对反演研究区晚中生代以来的构造过程具有重要意义。刘家新屋发育两期小断裂构造(图12), 早期断裂(Fa)呈NW向(230°∠64°), 阶步、次级羽裂指示其为左行走滑断层, 形成于NWW(近EW)向挤压背景下; 晚期断裂(Fb)呈NWW向(30°∠60°),阶步、次级羽裂指示其为右行走滑, 指示了NW向挤压, 该期断裂切错早期小断裂(Fa)。脚树下见早、晚两期小断裂构造(图11a): 早期为NW向(53°∠63°), 擦痕、阶步指示为左行走滑断裂, 指示NWW(近EW)向挤压; 晚期为NE向(310°∠40°), 小断裂切错早期NW向小断裂, 错开的方位及围岩中羽裂均指示其为逆断裂, 形成于NW向挤压背景下。

上述红层中的小断裂构造之间的交切关系总体显示了两期构造, 即早期在NWW(近EW)向挤压下形成NW向左行走滑断裂(图12), 晚期在NW向挤压下形成NWW向右行走滑断裂和NE向逆断裂。

3 变形序列及构造背景

根据区内角度不整合、形变卷入地层时代、断裂相关断陷盆地时代、构造变形的叠加改造和切错与限制关系等, 结合区域构造演化背景方面的研究成果, 初步厘定出研究区存在7期构造变形事件(表1)。

第1变形期(D1)构造式样包括前述加里东构造层中发育的近EW向褶皱及同走向逆断裂(图2)、劈理构造以及少量NWW向断裂(如F2)等, 可能形成于加里东运动(广西运动)近SN向挤压背景下。区内前泥盆系角度不整合下伏于中泥盆统跳马涧组砾岩之下, 角度不整合关系及不整合面上、下岩层产状(图3a)反映跳马涧组沉积前已发生了较强的褶皱变形; 另外, 该期变形卷入的最新地层为兰多费里统(S1)珠溪江组, 且不整合面上下变形特征存在明显差异, 说明区内前泥盆系变形发生在志留纪晚期。该期变形构造背景为受远程效应控制的陆内造山作用, 其背后隐藏的板块动力学机制很有可能是华南板块与冈瓦纳超大陆聚合的响应(杜远生和徐亚军, 2012)。

KEb. 白垩系‒古近系百花亭组; ①. 砾岩; Fa. 小断裂编号。

表1 研究区构造变形序列

第2变形期(D2)构造式样主要包括海西‒印支构造层中NEE向褶皱、逆断裂(图2)、近EW向劈理(图10a2、10b)及NNE向左行走滑小断裂(如图8g中Fa); 其次为下古生界中少量发育的NNW向左行走滑断裂和NE-NEE向小褶皱(图7)以及NEE向逆断裂(如F4、F5)等。另外, 上古生界中NW向右行走滑断裂(如断裂F18、F19)及早期EW向断裂再次逆冲(如F8、F58)、NEE向断裂发生左行走滑活动(如F52)(图2), 均属于该期变形。其形成可能源于中三叠世晚期(T2)印支运动的NNW-SN向挤压。上古生界(D2～P)中NEE向(主)构造线为白垩纪红层盆地覆盖, 显示该期变形应发生于早中生代。华南构造体制在早‒中侏罗世经历了从古特提斯域到古太平洋域的重大转折(舒良树, 2012), 因此, 中侏罗世早燕山运动的NWW向挤压(万天丰和朱鸿, 2002; 舒良树等, 2004; 柏道远等, 2013b)难以形成区内NEE向褶皱。显然, 该期变形形成于中‒晚三叠世的印支运动。区域上, 本次变形事件使上古生界与早燕山构造层之间普遍形成角度不整合(陈世悦等, 2011; 李三忠等, 2011), 并形成了大量印支期褶皱(李三忠等, 2011; 柏道远等, 2012b); 雪峰造山带南段形成NE-NNE向左行走滑断裂(柏道远, 2014b), 湘东南EW向拉张而形成伸展盆地(柏道远等, 2012b)等。

该期变形区内NNW向挤压应力场与华南印支期区域SN向挤压的总体应力场(舒良树等, 2004; 张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009)有所差异, 可能分别形成于华南板块与华北板块、印支地块碰撞的构造背景下, 同时受到新元古代‒早古生代扬子地块与华夏地块NE向接合带或扬子‒华夏两地块之间继发性陆内俯冲汇聚制约(柏道远等, 2012a, 2012b, 2015a; 张国伟等, 2013)。

第3变形期(D3)构造式样包括海西‒印支构造层中NNE向叠加褶皱(如f13)、NW向左行走滑断裂和小褶皱(图9l)、EW向右行走滑断裂(图9k)及先期NEE向断裂继承性右行平移活动(如F17)等。该期变形在形成新生断裂、节理的同时, 一定程度上也使先期断裂活化。本期变形与中侏罗世晚期(J2)早燕山运动中NWW向挤压有关, 系古太平洋板块(或伊泽奈崎板块)向华南板块之下低角度俯冲结果(丘元禧等, 1996; 万天丰和朱鸿, 2002; 舒良树等, 2004; 张岳桥等, 2009)。区域上, 该期变形有雪峰山北部涟源地区NNE向褶皱构造(张岳桥等, 2009)、雪峰造山带中段的沅麻盆地内近SN向褶皱及断裂(柏道远等, 2015a)和湘中龙山穹窿NE向叠加褶皱等(张义平等, 2015; 李智等, 2019)。

第4变形期(D4)构造式样主要包括白垩纪‒古近纪红层盆地边缘NE向、NW向控盆正断裂(如F48、F49、F55、F56)。另外, 古生界中先期断裂的伸展正断层(如F17)可能也与该期变形有关。本期变形受控于白垩纪(K)区域性NW-SE向伸展背景, 该事件在湖南形成大量NNE-NE向断陷盆地以及变质核杂岩(张岳桥等, 2012), 其构造背景有岩石圈伸展(Li, 2000; 万天丰和朱鸿, 2002)、岩石圈俯冲和基性岩浆底侵(Zhou and Li, 2000; Zhou et al., 2006)、板片回辙、弧后伸展(Watson et al., 1987; Ren et al., 2002; Chu et al., 2019)等不同观点。

第5变形期(D5)构造式样包括海西‒印支构造层中的共轭节理(图8d、8h, 10h)、白垩纪‒古近纪红层盆地中NW向左行走滑小断裂等(图12), 其中红层盆地中的两期小断裂构造指示了该期变形早于D7。该期变形形成于始新世‒渐新世(E2～E3)区域近EW向挤压环境, 其动力背景为太平洋板块对东亚大陆东部西向俯冲、挤压(Maruyama et al., 1997; 万天丰和朱鸿, 2002; 柏道远等, 2013b)。区域上, 本次挤压事件导致了白垩纪‒古近纪陆相盆地的封闭, 雪峰造山带中段沅麻盆地东缘发育向西逆冲的断裂(杨绍祥, 2000; 刘恩山等, 2010)。

第6变形期(D6)构造式样包括海西‒印支构造层中NW向逆断裂(如F29)、NWW向右行走滑(图8c)和共轭节理(图8b), 以及加里东构造层中共轭节理(图4e(左)、8a(右))、雁列方解石脉(图4a)等。该期NW向逆断裂多受限于NEE、EW向断裂(如F41、F33), 暗示本期变形晚于D2和D4期变形。另外, 上古生界中小断裂的两期擦痕(图8c)及切错关系(图8f)显示该期NE向挤压早于D7期NW向挤压事件。该期变形事件为古近纪末期(E3)NE向挤压, 与印度板块与亚洲大陆碰撞致使亚洲东部NNE向断裂右行走滑断裂派生NE向挤压有关(柏道远等, 2014b, 2015a, 2018b)。区域上, 该期挤压变形有沅麻盆地白垩系中小规模NW向褶皱(张进等, 2010b); 靖州盆地上古生界中小型NWW向左行走滑断裂, 侏罗系中NE走向和NWW走向的共轭节理(柏道远等, 2013b)。另外, 该期事件还导致江南地区36～30 Ma快速隆升(Xu et al., 2016)、江南东段新生代盆地内发育NW向褶皱和逆冲断层(Li et al., 2012a)、下古生界奥陶系灰岩中发育NW向逆断裂(梁承华等, 2019)。

第7变形期(D7)构造式样包括白垩纪‒古近纪红层盆地中NE向宽缓褶皱、NE向小型逆断裂、NWW向右行走滑断裂(图11a、12), 海西‒印支构造层中的大量节理(图8c、e、f、g(右)、j), 加里东构造层中少量NE向逆断裂(如F14、F16)、NWW向右行走滑断裂(图8a(左))及共轭节理(图4e(右))等。上古生界中NNW向左行走滑断裂(如F37)也可能形成于该变形期。该期构造变形卷入最新地层为古近系, 可推断变形发生于白垩纪之后的新生代, 且前述构造交切关系显示晚于D5和D6期。本期构造变形时代为古近纪末‒新近纪初, 变形受NW向区域挤压应力控制, 动力学背景可能与古近纪末‒新近纪初菲律宾海板块逐渐从南向北运移并和华南板块东部斜向碰撞有关(Allen et al., 1997; 张进等, 2010a; 柏道远等, 2015a)。区域上, 在雪峰山中段沅麻盆地发育NE向褶皱、NE-NNE向逆断裂、SN向逆断裂(柏道远等, 2015a)和共轭节理(张进等, 2010a)等; 而华南其他一些中、新生代盆地边缘则发育同期逆冲变形, 造成中国东部普遍存在中新统与渐新统之间的角度不整合(Allen et al., 1997)。

以上7期构造变形事件中, 以志留纪晚期加里东运动(广西运动)近SN向挤压和中三叠世晚期印支运动NNW-SN向挤压、中侏罗世晚期早燕山运动NWW向挤压、白垩纪NW-SE伸展最为重要。其中加里东运动和印支运动形成的断褶带塑造了区内的主体构造面貌, 早燕山运动有较明显的构造叠加, 白垩纪的伸展最终造就了区内盆岭的构造格局。

4 讨 论

4.1 不同构造层主体构造样式和变形机制

4.1.1 加里东构造层(Nh～S1)

区内加里东构造层中构造线走向为近EW向, 形成于志留纪晚期加里东运动(广西运动)近SN向挤压背景下, 构造特征显示了由南往北的运动程式。构造剖面(图4)显示, 多条同倾向南的逆断裂组成了叠瓦状逆冲的构造样式, 而逆断层具有上陡下缓特征, 显示往深部交汇于下部的滑脱拆离断裂。另外, 区内及剖面上加里东期褶皱几何形态多显示圆弧状褶皱特征(图4、5k), 也指示了下部滑脱层的存在(张进等, 2010a)。前人研究表明, 雪峰造山带中段‒南段发育指向北西的单向递进逆冲推覆构造, 或者指向北西的递进多阶段逆冲推覆构造和分别指向北西、南东的双向逆冲构造(颜丹平等, 2018)与深部冷家溪群底部(丁道桂等, 2007b; 李三忠等, 2011)、板溪群底部和南华系底部的滑脱有关。因此, 根据区内下古生界变形特征及前人研究成果认为, 区内早古生代的构造变形总体受深部多层次拆离滑脱控制。

4.1.2 海西‒印支构造层(D2～P)

区内海西‒印支构造层中构造线走向总体为NEE向,主要形成于中‒晚三叠世印支运动。褶皱和同走向断裂大多限于盖层中, 部分断裂向西端延入下古生界褶皱基底, 表明变形主要受盖层滑脱、其次受基底断裂控制。灰山港复向斜为上古生界中代表性褶皱, 构造剖面(图8)上显示其变形明显卷入加里东末期的角度不整合面, 褶皱相关逆断裂多倾向南东, 且部分断裂可切入基底(如断裂F13向北西逆冲抬升达几百米), 而倾向北西逆断裂规模一般较小; 褶皱形态多为开阔宽缓褶皱, 褶皱轴面多倾向南东。以上反映盖层变形总体具有自南南东向北北西逆冲的运动学特征。因此, 区内上古生界构造变形主要受区域NNW向挤压下盖层沿泥盆系底部不整合面(云武等, 1994; 李三忠等, 2011)及二叠系龙潭组(湖南省地质调查院, 2017)的滑脱控制, 其次与基底的横向收缩和断裂活动有关(柏道远等, 2013a, 2015a)。

4.1.3 晚燕山‒喜山构造层(K2～E2)

区内晚燕山‒喜山构造层对应白垩系‒古近系的伸展断陷盆地, 伸展变形构造基本样式是正断裂控制的半地堑或地堑(图11)。盆地边缘NE向、NW向断裂控制着盆地形成及演化; NE向控盆正断裂多切入上古生界, 可能是早燕山运动 NE-NNE向逆断裂的再活动, 而NW向断裂为常德‒安仁基底隐伏大断裂的浅表发散小断裂(柏道远等, 2018a, 2020b), NE向直立宽缓褶皱形成于NW向近水平挤压下的横弯褶皱作用。

4.2 主要构造运动构造线走向及横向变化成因

扬子地块与华夏地块新元古代汇聚带(钦杭结合带)湖南段被认为在文家市‒城步汇聚带和川口‒双牌汇聚带之间(饶家荣等, 2012), 总体呈向北西凸出的弧形展布。在挤压造山事件中, 刚性块体边界对邻侧构造形迹走向具有明显的控制作用, 而使构造线与块体边界趋于一致。由于该汇聚带内雪峰期‒早古生代巨厚沉积叠覆在先期残留洋盆之上, 导致带内中上地壳在历次构造运动中表现出相对软弱的力学性质, 而两侧的扬子地块和华夏地块则为强度更高的刚性块体, 因此, 扬子地块东南边界和华夏地块西北边界走向对区域上主要构造事件的构造线走向变化具有明显的控制作用(柏道远等, 2012b)。

4.2.1 加里东运动构造线EW走向及横向变化成因

华南加里东运动构造属性存在洋陆碰撞还是陆内碰撞之争。早期研究认为华夏地块与扬子地块之间存在华南洋西向俯冲(郭令智等, 1980; 丘元禧等, 1998), 近期研究更倾向认为扬子地块和华夏地块的汇聚挤压为陆内造山(刘运黎等, 2009; 杜远生和徐亚军, 2012; 舒良树等, 2012; 张国伟等, 2013)。华南加里东运动包括了寒武纪末‒奥陶纪初郁南运动、中奥陶世‒早志留世北流运动和崇余运动、志留纪晚期‒泥盆纪早期广西运动等, 其影响范围波及整个江南隆起以东、以南大部分地区, 且都造成相应地层的强烈褶皱和角度不整合, 其总体存在由南向北挤压的特点, 形成了前泥盆系呈EW向带状分布的构造格局, 但部分地区也存在NE-NNE向构造线(郝义等, 2010; 邓新等, 2010; 杜远生和徐亚军, 2012; 汤世凯等, 2014; 李智等, 2019)。前人研究认为, 华南加里东期EW向构造格局形成于寒武纪末‒奥陶纪初云开地块由南向北运动与桂滇‒北越地块的碰撞拼贴; NE-NNE向构造与中奥陶世‒早志留世华夏地块与扬子地块沿郴州临武断裂收缩挤压(刘运黎等, 2009; 郝义等, 2010)或先期NNE向古断裂产生左行剪切走滑(丘元禧等, 1998)和印支‒早燕山期构造牵引造成的逆时针旋转(柏道远等, 2008)有关。

(a) 晚寒武世‒早奥陶世; (b) 晚奥陶世‒早志留世; 1. 古陆; 2. 造山带; 3. 海槽; 4. 构造应力方向。

在雪峰造山带, 志留纪晚期‒泥盆纪早期加里东运动(广西运动)使早期造山运动形成的古陆进一步隆升、剥蚀, 导致了志留系褶皱和中泥盆统跳马涧组以高角度不整合于前泥盆纪地层之上(王孔忠等, 2006)。在雪峰造山带南段和中段, 加里东运动形成了NE-NNE向褶皱、板劈理、大型膝褶带和逆断裂等(柏道远等, 2014a, 2014b), 而雪峰造山带北段慈利‒安化一带及研究区加里东期褶皱呈近EW走向, 显示雪峰造山带加里东期构造线存在自南向北由NNE向EW向弧形偏转的特征, 该弧形变化特征应与前述扬子地块东南缘边界协调, 其成因与武陵期扬子地块与华南洋板块(钦杭结合带)边界密切相关(柏道远等, 2012a)。区域上, 雪峰造山带加里东期构造变形还存在北段比南‒中段更强的特征。柏道远等(2015b)认为与EW向展布的造山带北段在区域SN向挤压下遭受正面挤压, 而NNE-NE向展布的南‒中段则受斜向挤压有关。另外, 由于区域性常德‒安仁基底大断裂在雪峰造山带北部穿过, 加里东期产生右行走滑并派生NNE向挤压应力场(柏道远等, 2018a), 以及研究区位于扬子地块南东边界弧形偏转的部位, 也可能造成了应力的集中和叠加而导致北部变形更强。

综上认为, 雪峰造山带加里东运动构造线走向及强度的变化, 源于华夏地块与扬子地块在志留纪晚期‒泥盆纪早期的斜向收缩拼贴, 以及云开地块与桂滇‒北越地块继续发生由南往北的汇聚拼贴(图13)的地球动力学背景, 并受钦杭结合带的边界条件制约, 区域性常德‒安仁基底大断裂活动派生的挤压应力场也对其有所影响。

4.2.2 印支运动构造线NEE走向成因及横向变化成因

中三叠世后期印支运动对华南具有广泛影响, 有学者认为其强度较大, 并形成了上古界以NNE向为主的褶皱(丘元禧等, 1998; 丁道桂等, 2007a, 2007b); 也有学者认为其影响较小, 而主要形成EW向褶皱, 上古生界NNE向主体褶皱形成于燕山运动甚至更晚(张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009; 舒良树, 2012; 张国伟等, 2013)。对于华南核心部位的江南‒雪峰地区, 印支运动影响范围到达雪峰造山带西缘鹤峰‒龙山一线, 且其运动强度具有自南东往北西逐渐减弱的特征, 造成了慈利‒保靖断裂与茶陵‒郴州断裂之间下侏罗统或上三叠统与中下三叠统或二叠系呈角度不整合接触, 慈利‒保靖断裂以西桑植、石门地区发育下侏罗统或上三叠统与下伏中下三叠统微角度不整合(陈世悦等, 2011; 李三忠等, 2011)。

前人研究表明, 雪峰造山带南段‒中段印支运动构造线走向为NNE-NE向(柏道远等, 2014a, 2014b;张进等, 2010a), 北段武陵断弯褶皱带内为NEE向‒近EW向(柏道远等, 2015b)。而本文研究区的雪峰北段南东缘印支运动构造线为NEE向, 区域上总体呈现出自南往北印支构造线发生由NNE-NE向→NEE向→近EW向弧形偏转的特征。显然, 该变化特征与钦杭结合带向北西凸出的弧形边界相一致(图1)。而湖南印支运动构造线走向, 湘东南、湘西地区为NNE向(柏道远等, 2012a, 2013b), 湘中盆地为NE-NNE向(柏道远等, 2013a), 湘北为近EW向(徐先兵等, 2009; 柏道远等, 2012a), 也显示构造线自南往北由NNE向→NE向→近EW向偏转。

华南印支期古特提斯洋向NE方向俯冲消减, 印支地块与华南板块碰撞以及华南板块与华北板块碰撞、拼合, 形成了一系列碰撞造山带(万天丰和朱鸿, 2002)(图14)。由于各板(地)块持续汇聚挤压, 华南板块内部主要遭受近SN向挤压而形成近EW向构造形迹。因此, 雪峰造山带及区域上印支运动构造线横向变化的主要原因是, 在华南板块陆缘近SN向挤压下, 其构造线走向明显受新元古代‒早古生代扬子地块与华夏地块继发性陆内俯冲汇聚控制或先期地块边界控制, 只是在远离钦杭结合带边界的湘北地区才形成EW向构造线。

5 结 论

(1) 雪峰造山带北段灰山港地区构造变形较强, 主要构造类型有: 加里东构造层(Nh～S1)中近EW向褶皱及同走向逆断裂, EW向板状劈理、褶皱轴面劈理等; 海西‒印支构造层(D2～P)中NEE向褶皱及同走向逆断裂, NW-NNW向断裂(走滑为主)、剪节理(含共轭节理)、劈理等; 晚燕山‒喜山构造层(K2～E2)中NE向宽缓褶皱、控盆断裂以及不同方位与性质的小断裂等。

(2) 加里东构造层主体构造变形主要受深部多层次拆离滑脱控制, 海西‒印支构造层则受控于盖层下伏不整合面及二叠系龙潭组的滑脱。

(3) 研究区识别出早古生代以来 7期构造变形事件, 初步厘定了构造体制演化过程, 其中以加里东运动(广西运动)近SN向挤压、印支运动NNW-SN向挤压和早燕山运动NWW向挤压以及白垩纪区域NW-SE向伸展等最为重要。

1. 研究区; 2. 秦岭大别造山带、松马造山带; 3. 拉萨地块; 4. 羌塘‒印支地块; 5. 华北板块; 6. 华南板块; 7. 中生代盆地; 8. 古特提斯; 9. 中特提斯; 10. 陆间造山带轴迹; 11. 陆内造山带轴迹; 12. 逆冲断裂; 13. 走滑断裂; 14. 构造应力方向; 15. 华南板块旋转方向。

(4) 雪峰造山带及邻区加里东运动和印支运动构造线走向由南往北, 总体上存在由NNE向→NE向→NEE向→EW向变化特征, 其分别形成于华南各地块间的碰撞拼贴, 华南板块与华北板块、印支地块汇聚的地球动力学背景下, 并受新元古代扬子‒华夏结合带边界或继发性陆内俯冲制约。

致谢:湖南省地质调查院的陈珍宝、姜文、伍贵华、蒋启生、李超、黄乐清、熊雄等参与野外工作; 在论文完成过程中与东华理工大学刘龙博士进行了有益的讨论; 两位匿名审稿人对本文进行审议并提出了宝贵的修改意见和建议, 促进了本文质量的提高, 在此一并表示衷心的感谢。

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Characteristics of Structural Deformation and its Tectonic Setting in the Huishangang Area, Northern Xuefeng Orogen

LI Bin1, 2, XU Deru1, BAI Daoyuan2, ZHONG Xiang2, LI Yinmin2, GAO Cheng1, ZENG Guangqian2, 3, ZOU Guangjun2, LING Yuexin2

(1. State Key Laboratory of Nuclear Resources and Environment, East China University of Technology, Nanchang 330013, Jiangxi, China; 2. Hunan Institute of Geological Survey, Changsha 410016, Hunan, China; 3. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China)

TheXuefeng orogenic belt, located in the southwestern Jiangnan Orogen, is an important subject to study the tectonic evolution in South China. In this paper, the tectonic deformation in the northern Xuefeng Orogen is investigated systematically, and then the tectonic deformation mechanism and lateral variation of the Caledonian and Indosinian tectonic lines are studied. Three tectonic layers separated by the two angular unconformities in this region can be recognized, i. e., the Caledonian (Nh–S1), Hercynian-Indosinian (D2–P) and Late Yanshan-Xishan (K2–E2) layers. Among them, the Caledonian layer has nearly EW-trending folds, synclinal reverse faults and plate cleavage; the Hercynian-Indosinianlayer is dominated by the NE-NNE-trending folds, synclinal reverse faults, NW-NNW-trending faults (mainly strike-slip), joints (including conjugate joints) and cleavage; while the Yanshanian-Xishanian layer has NE open folds, basin-controlling faults and small faults with different orientations and properties. According to the deformation of the tectonic layers, the order of some faults and principal stress orientation of structure deformation, as well as the regional tectonic background, seven tectonic deformation events were identified and the tectonic system evolution process since the early Paleozoic in the study area was preliminarily determined. Based on the structural analysis and previous data, it is considered that the deformation of the Caledonian layer is controlled by the deep multi-level detachment, while that of the Hercynian-Indosinian layer is subjected to the detachment of the cover along the unconformity surface and the Permian Longtan Formation. From the south to the north, the trend of the Caledonian and Indosinian tectonic lines in the Xuefeng structural belt and its adjacent areas generally change from NNE, through NE and NEE, to EW. They were respectively formed by the assembly of different blocks in South China, the collision between the South China Block and the North China and Indosinian plates, as well as the influences from the boundary of the Neoproterozoic Yangtze-Cathaysia joint belt or the secondary intracontinental subduction.

Xuefeng Orogen; Huishangang area; fold; fault; structural framework; deformation sequences; tectonic setting

2020-05-26;

2020-09-04

中国地质调查局地质矿产调查项目(DD20160031-04)、国家自然科学基金重点项目(41930428)和湖南省地质院科研项目(2019-17)联合资助。

李彬(1984–), 男, 博士研究生, 高级工程师, 从事区域地质调查与矿产勘查等调查研究工作。E-mail: cuglibin@163.com

P542

A

1001-1552(2022)01-0001-021