钦杭结合带南段钦州‒灵山构造带中生代板内变形特征与构造转换.pdf

收稿日期:2022-07-02;改回日期:2022-09-21 项目资助:国家自然科学基金项目(41172089、41674075)和广西科学研究与技术开发计划项目(桂科 AB18126040)联合资助。第一作者简介:李帅(1994),男,博士研究生,地质资源与地质工程专业。E-mail: 通信作者:汪劲草(1963),教授,主要从事区域构造及矿产构造研究。E-mail: doi:10.16539/j.ddgzyckx.2023.03.004 卷(Volume)47,期(Number)3,总(SUM)194 页(Pages)523534,2023,6(June,2023)大 地 构 造 与 成 矿 学Geotectonica et Metallogenia 钦杭结合带南段钦州灵山构造带中生代板内 变形特征与构造转换 李 帅1,汪 帆1,2,汪劲草1*,李细光3,潘黎黎4,黄冠文1(1.桂林理工大学 地球科学学院,广西 桂林 541004;2.中国地震局 地震研究所,湖北 武汉 430071;3.广西壮族自治区地震局,广西 南宁 530022;4.中山大学 地球科学与工程学院,广东 珠海 519082)摘 要:钦州灵山构造带位于钦杭结合带南段,是华南中生代形成的大型构造岩浆活动带。构造解析表明,钦州灵山构造带灵山段由走滑构造、逆冲推覆构造以及一系列伸展构造组成:早期,该段整体表现为逆平移性质,平面上呈一组平行或分支复合的断裂束,剖面上表现为向深部会聚的正花状构造;中期,构造带南东侧的六万大山花岗岩体逆冲推覆至古生代地层之上,其平面上呈向北西凸起的弧形复合断裂束,剖面上由前、后缘推覆型韧性剪切带及花岗岩断夹块组成的逆冲推覆构造;晚期,钦州灵山构造带由挤压推覆变形转入后造山伸展变形,沿乐民寨圩一带发育了张性岩墙群、伸展型韧性剪切带及大型张性断裂带。带内构造变形特征、转换及演化机制揭示:在晚古生代钦廉罗定裂陷槽关闭的地质背景下,扬子地块与华夏地块于中生代沿钦州灵山构造带灵山段发生斜向拼合板内造山作用。上述认识对理解钦廉罗定裂陷槽的闭合、扬子地块与华夏地块的分界与拼合过程、华南板内造山的动力学机制及演化、六万大山印支期花岗岩基的侵位机制、十万大山盆地的性质,皆具有重要的地质意义。关键词:钦州灵山构造带;正花状构造;逆冲推覆构造;伸展构造;斜向拼合板内造山作用 中图分类号:P542 文献标志码:A 文章编号:1001-1552(2023)03-0523-012 0 引 言 钦州灵山构造带位于钦杭结合带南段,为华南古生代钦廉罗定裂陷槽(钦防海槽)北西侧构造边界(丘元禧,1993;许效松等,2001;杨明桂等,2012)。钦州灵山构造带呈左行剪切性质(丁汝鑫等,2015;汪劲草等,2017),是广西境内 NE-NEE 向中生代构造岩浆活动带(吴继远,1980;李孝全等,1994;Li et al.,2017),控制了区域印支期花岗岩的展布。目前对于钦州灵山构造带的研究主要集中在钦州十万大山一带,而对于两侧的十万大山盆地和钦州盆地,由于其复杂的构造沉积属性,一些学者认为该系列沉积盆地乃至整个钦廉罗定裂陷槽均为云开造山带的前陆盆地(李曰俊等,1993;梁新权等,2005;丘元禧和梁新权,2006),也有学者认为两侧盆地均为走滑拉分盆地(许效松等,2001;马思源等,2020)。钦州灵山构造带与十万大山盆地的交接部位发育了逆冲推覆构造(陈焕疆和郑俊章,1993;张岳桥,1999;莫昔兴等,2016),该逆冲推覆构造将印支期花岗岩推覆至盆地之上,对该期构造的结构及其成因机制还需要进一步深入研究。在钦州灵山构造带的十万大山六万大山大容山区域发育印支期 S 型 524 第 47 卷 花岗岩基,邓希光等(2004)认为其为中三叠世低Nd、高 tDM的碰撞型堇青石花岗岩带,也有学者认为该系列花岗岩与钦杭结合带内印支期花岗岩共同组成了 NE 向高 Nd、低 tDM的花岗岩带,并且与华南中生代拉分盆地的分布一致(Gilder et al.,1996;洪大卫等,2002)。综合前人研究,钦州灵山构造带于中生代卷入了强烈的板内变形阶段,期间伴随大规模、多期次构造岩浆活动,虽然对钦州灵山构造带钦州十万大山一带的构造研究取得了一定进展,但对该带灵山段乃至整体构造属性及构造演化研究仍存在争议:华夏地块与扬子地块的分界与拼合过程;钦廉罗定裂陷槽的成因及闭合过程;华南印支期板内造山机制与造山模式;六万大山大容山印支期巨型花岗岩基的成因及侵位机制;十万大山盆地的构造属性等。本次对钦州灵山构造带的灵山段开展构造研究,解析了带内中生代板内构造变形特征及转换关系,讨论了钦州灵山构造带整体动力学演化机制及其地质意义。1 区域地质背景 新元古代,扬子地块与华夏地块碰撞形成华南板块(水涛等,1986;图 1a)。古生代,沿江南造山带又发生了多次板内裂解,形成横亘于中国东南部的华南古生代复合裂陷槽(杨明桂等,2012),钦杭成矿(构造)结合带即沿该裂陷槽展布(水涛等,1986;杨明桂和梅勇文,1997)。其中早古生代裂陷槽经加里东运动而关闭,而晚古生代裂陷槽经印支运动而关闭(杨森楠,1989;杨明桂等,2012)。钦杭结合带南段两广境内发育楔状展布的钦廉罗定裂陷槽,该裂陷槽或为古特提斯海侵的通道(吴浩若等,1994;张伯友等,1997;许效松等,2001;吴根耀和李曰俊,2011;Hu et al.,2014),早、晚古生代为连续沉积,印支运动后才关闭。华南板块整体于中生代进入强烈的板缘板内变形阶段,印支板块与华南板块的碰撞拼合等强烈的板缘构造(Faure et al.,2009;Cai and Zhang,2009;Faure et al.,2014),结合大规模地幔底侵活动如峨眉山地幔柱、古特提斯印支南海地幔柱(Maruyama,1994;徐义刚和钟孙霖,2001;肖龙,2004),对华南整体板内构造环境产生巨大影响,其影响直接导致了钦杭结合带南段卷入强烈板内构造岩浆活动中(Hs et al.,1990;Gilder et al.,1996;Li and Li,2007;Li et al.,2017),沿钦州灵山构造带发育大规模印支期花岗岩、十万大山盆地及前陆冲断构造等(张岳桥,1999)。本次研究区钦州灵山构造带位于钦杭结合带桂东南一带,其北西侧为扬子地块一侧的基底隆起大明山大瑶山隆起,南东侧为华夏地块一侧的基底隆起云开隆起,往北经粤西罗定、广宁、怀集至湖南郴州一带,向南则经越北安州、太原一带以及北部湾内,截于金平沱江陆内裂谷北缘 NW 向红河斋江构造带(图 1b)。图 1 钦杭结合带南段钦州灵山构造带大地构造略图(据王汉荣等,2000;Li et al.,2012 修改)Fig.1 Geotectonic sketch of Qinzhou-Lingshan structural zone in the southern section of Qinzhou-Hangzhou junction belt 第 3 期 李 帅等:钦杭结合带南段钦州灵山构造带中生代板内变形特征与构造转换 525 本次研究的核心区为钦州灵山构造带北西侧的灵山段,其整体走向为NE-NEE向,北端截于NE向右旋走滑性质的寨圩断裂,南部为钦州盆地(图 1b、2a)。断裂带内地层为泥盆系石炭系,岩性以硅质岩、砂岩、粉砂岩及硅质泥岩为主,部分区域发育灰岩、白云岩以及页岩。南部钦州盆地以侏罗系白垩系磨拉石沉积为主,岩性为紫红色砾岩、砂砾岩、砂岩以及灰色粉砂质泥岩。基底地层为志留系寒武系,岩性为灰色、灰绿色页岩、粉砂岩和千枚岩。钦州灵山构造带灵山段两侧为六万大山旧州印支期S型花岗岩体,岩性为中细粒堇青石黑云母二长花岗岩和中粗粒斑状花岗岩,形成时代为 260224 Ma(邓希光等,2004;Chen et al.,2011;Jiao et al.,2015;王磊,2016)。2 钦州灵山构造带灵山段的变形特征 2.1 灵山走滑构造 走滑断裂束是灵山走滑构造的重要组成部分,是分割泥盆系石炭系间的边界断裂,整体宽约 20 km。在平面上,走滑断裂束由平行且分支复合的 68条分界断裂组成(图 2a)。分界断裂一般宽约几米至数十米,走向 315,倾角大于 65。断裂内构造岩为硅质碎裂岩,由于经历了早期脆韧性变形与后期脆性变形的多次叠加,其角砾成分复杂,既有脆韧性变形角砾,又有脆性变形角砾,还见砾中砾,多数角砾呈扁状及定向性,最大长轴与断裂走向呈小角度斜交(图 3a)。走滑断裂束两侧断裂倾向相反,北西侧断裂倾向 SE,南东侧断裂倾向 NW,在运动学上两断裂呈背冲式,在剖面上呈向深部汇拢的正花状构造(图 2b)。越往灵山走滑构造中间,断裂与劈理产状越陡,褶皱变形也越强(汪劲草等,2017)。在钦州灵山构造带灵山段的泥盆系碎屑岩中,由于分层剪切作用形成了一系列平卧褶皱以及无根钩状褶皱(图 3b),其中无根钩状褶皱在含炭质夹层的泥质岩中十分清楚,褶皱轴面近于直立与劈理面近于一致。带内劈理为紧闭倒转褶皱的轴面劈理,劈理置换现象普遍发育。由于原地层层理完全被置换,与相邻断裂的产状强迫一致,褶皱两翼紧闭,轴面与相邻断裂倒向一致,并因递进变形而弯曲,褶皱枢纽产状集中在3153251521范围内。根据褶皱及枢纽产状(B 型线理),带内不对称倒转褶皱形成于左旋逆平移剪切动力系统中,其逆冲分量在剪切面上的侧伏角平均约为 18。由于受走滑断裂束的切割与错失,所夹持的泥盆系石炭系呈强变形的构造透镜体挤出。如灵山县内六峰山灰岩石峰,其长轴与断裂带走向一致,边部为断层围限或为劈理环绕,长度 100300 m,宽度小于 100 m。在露头尺度发育一系列小型构造透镜体(图 3c),岩性以石英砂岩为主,整体亦包绕于劈理带内。在灵山走滑构造中央、灵东水库以北平山镇附近发育了强面理置换的构造岩片(图3d),其岩性构造混杂,局部有序,整体无序,构造解析认为灵山走滑构造中央为挤出的泥盆系石炭系构造混杂岩片。岩片内发育一系列泥岩脉,厚 515 cm,沿 NW 向张剪节理或张破裂侵入,脉体多为泥质或膏盐质。2.2 罗阳山逆冲推覆构造 罗阳山逆冲推覆构造的滑动系统由韧性剪切带和推覆断层组成,平面上呈向北西凸起的弓形,弓形指向 NW325(图 2a)。其中韧性剪切带主要由花岗质糜棱岩组成,其间夹持花岗岩断夹块,宽度一般为 50350 m。剖面上,前缘与后缘高角度(倾角5480)韧性剪切带组成了叠瓦状结构(图2c),顶部带还发育遭受剥蚀而残余的近于水平(倾角 1115)韧性剪切带(图 3e)。韧性剪切带的变形分带由顶至底分别为糜棱岩化花岗岩、硅质初糜棱岩、硅质糜棱岩,其中硅质糜棱岩的显微构造特征表现为石英的变形条带(图 4a)以及核幔构造(图 4b),其变形强度从南东侧往北西侧逐渐增强,变形分带特征显示其为推覆型韧性剪切带。推覆断层叠加于韧性剪切带底部,整体呈叠瓦状,其间夹持泥盆系石炭系岩片。推覆断层宽 10 20 m,其变形分带包括韧性剪切带底部的推覆断层及其间叠加大量脆韧性变形的黑色含炭质面理条带。面理条带内岩石呈片状排列,且十分破碎,富含炭质以及铁锰质,经置换后的面理与底部推覆断层产状均为 13417(图 2d)。外来系统为六万大山印支期斑状黑云母花岗岩体,属印支期重熔型花岗岩,局部往往残存有变质地层的残块。花岗岩中长石斑晶发育,分布不均匀,且大小悬殊。原地系统为泥盆系石炭系,其地层层序紊乱,变形十分复杂,既有直立地层,又有平缓倾斜地层,不同级序的断层、褶皱十分发育,表明原地系统地层经历了多期次构造的叠加。526 第 47 卷 DC.泥盆系石炭系;S.志留系;.寒武系;1.硅质岩、硅质泥岩;2.砂岩;3.泥质粉砂岩、细砂岩;4.灰岩、白云岩;5.印支期花岗岩体(、六万大山含堇青石黑云母花岗岩和旧州含堇青石黑云母二长花岗岩的测年结果均引自 Chen et al.,2011);6.印支燕山期马山杂岩(马山板内玄武岩及花岗斑岩的测年结果引自王晓地,2013);7.张性花岗岩墙;8.走滑型剪切带;9.推覆型韧性剪切带;10.伸展型韧性剪切带以及底部的岩浆核;11.左行走滑断层;12.右行走滑断层;13.推覆断层;14.泥盆系石炭系岩片;15.叠加的含炭质铁锰矿化脆韧性剪切带;16.灰岩质透镜体;17.花岗质透镜体;18.劈理;19.推覆方向;20.锆石 LA-ICP-MS 和独居石 EMP。图 2 钦州灵山构造带灵山段构造略图(a)及构造剖面图(b、c、d)(a 据王汉荣等,2000;b 据汪劲草等,2017 修改)Fig.2 Structural sketch(a)and structural profiles(b,c,d)of the Lingshan section of the Qinzhou-Lingshan structural zone 第 3 期 李 帅等:钦杭结合带南段钦州灵山构造带中生代板内变形特征与构造转换 527 (a)灵山县公路旁走滑型剪切带及变形叠加的赤铁矿化构造角砾岩;(b)瓦窑村附近中泥盆统粉砂质泥岩中的面理置换现象及无根钩状褶皱;(c)英爪村附近下泥盆统泥质粉砂岩中的构造透镜体;(d)俄境麓村旁红色含铁质粉砂质泥岩、黑色炭质混杂的构造混杂岩片;(e)沙塘口村旁推覆型韧性剪切带、底部叠加的黑色含炭质脆韧剪切带及垂直侵入的花岗岩墙;(f)乐民寨圩一带伸展型韧性剪切带露头尺度无根钩状褶皱及面理构造;(g)伸展型韧性剪切带内糜棱岩的角砾岩化;(h)苏村旁张性断裂带内大理岩角砾岩带。图 3 钦州灵山构造带内多期构造叠加的变形特征(b、c 据汪劲草等,2017 修改)Fig.3 Deformation characteristics of multistage tectonic superimposition in the Qinzhou-Lingshan structural zone 528 第 47 卷 图 4 浦北峨嵋村北西侧推覆型韧性剪切带内硅质糜棱岩的显微构造特征 Fig.4 Microstructural characteristics of the siliceous mylonite in the nappe type ductile shear zone in the northwest of Emei village,Pubei 2.3 乐民寨圩伸展构造 2.3.1 伸展型韧性剪切带 钦州灵山构造带经过乐民寨圩以北开发区内,于花岗岩核顶部发育一条伸展型韧性剪切带(图 2a)。韧性剪切带底部为花岗质初糜棱岩,往上逐渐过渡为糜棱岩,发育糜棱面理、变形分异条带及不对称剪切褶皱(图 3f),顶部以低角度拆离断层与古生代泥盆系石炭系接触。在靠近底部花岗岩的韧性剪切带内,由于变形分解而残存花岗质构造透镜体。底部的花岗岩核出露两期花岗岩,为中粗粒黑云母花岗岩体内侵入一期细粒钾长花岗岩,部分区域两期岩体呈断层接触。根据剪切褶皱的倒向及枢纽(B型线理)产状,该韧性剪切带伸展方向为 14018,与钦州灵山构造带的走向近于垂直。该伸展型韧性剪切带中叠加了后期脆性及脆韧性变形,如糜棱岩的角砾岩化(图 3g)、浅黄色断层泥及擦痕发育的小型断层、呈雁列排布的透镜状含铁、锰的硅质脉体等。越近顶部的拆离断层,叠加的脆性变形越强。因大量炭质、铁质及锰质的加入,使角砾岩及碎裂岩呈灰黑色或深褐色。2.3.2 张性花岗岩墙群 在钦州灵山构造带与六万大山隆起交接部位,沿张性断裂或张性破裂发育了一系列花岗岩,岩性通常为细粒钾长花岗斑岩,以小规模岩体、岩墙为主(图 3e)。在罗阳山逆冲推覆构造前缘,垂直前缘推覆断层发育了一系列张性花岗岩墙,宽度一般几十厘米至几米,该岩墙沿先形成的张性破裂侵入,为罗阳山逆冲推覆构造结束、岩浆侵入的结果。在乐民寨圩伸展型韧性剪切带底部也发育钾长花岗斑岩体,其地表侵出范围可达数十至上百米。2.3.3 大型张性断裂带 沿钦州灵山构造带灵山段中央发育一条大型张性断裂带,其叠加于早期形成的逆平移断裂束之上,呈 NE-NWW 走向,长度可达数百米,宽度为80200 m。断裂带内角砾棱角分明,大小混杂,局部角砾可拼合。角砾为围岩角砾,也有少量外来角砾,胶结物主要为铁、锰及钙质,局部铁锰质氧化物含量很高(80%以上),并见同心环状结构,推测其为低温热泉产物。断裂带经过石塘镇附近的石炭系大理岩时,形成角砾状大理岩,张性角砾多数呈可拼合状(图 3h),表明灵山段中央叠加的张性断裂中流体压力很大,液压致裂作用明显。3 灵山段中生代板内构造转换及其机制分析 钦州灵山构造带灵山段在中生代经历了复杂构造变形的叠加演化,先后经历了走滑构造、逆冲推覆构造及伸展构造,在空间上形成了不同构造层次、不同构造样式的板内变形构造的转换与改造。3.1 走滑向逆冲推覆构造的转换:斜向拼合板内造山作用(1)灵山走滑构造形成于钦州灵山构造带发育的早期,为扬子地块与华夏地块斜向拼合板内造山作用的直接产物,断裂总体具逆平移特征(图 5)。钦州灵山构造带灵山段地层中间老,往两侧对称变新;变形程度上呈中间强,往两侧逐渐减弱(汪劲草等,2017),该特征表明构造带在东、西块体的斜向 第 3 期 李 帅等:钦杭结合带南段钦州灵山构造带中生代板内变形特征与构造转换 529 拼合过程中,具有明显的构造挤出特征,特别是在灵山以北,当断裂压缩变形分量远大于走滑变形分量时,构造挤出特征尤为明显,灵山段发育挤出的构造混杂岩片及泥质穿刺体(图 3d)。(2)灵山走滑构造的正花状结构表明,在六万大山花岗岩体遭受剥蚀出露之前,由于两侧地块斜向拼合板内造山作用,钦州灵山构造带两侧形成了背向沉积的板内(造山)构造带双前陆沉积盆地。由于钦州灵山构造带两侧块体会聚的早期是以走滑为主,两侧共生盆地以拉分作用为主、前陆作用为辅,故除西侧十万大山前陆盆地目前尚保存外,东侧的六万大山前陆盆地随着后期罗阳山逆冲推覆构造及花岗岩体隆升而遭到剥蚀,以致完全消失,仅钦州灵山构造带东南部钦州盆地尚存有少量中晚三叠世及侏罗纪沉积。(3)随着两侧地块斜向拼合板内造山作用的持续,灵山以南,钦州灵山构造带走滑分量远大于压缩变形分量,往北压缩变形分量远大于走滑变形分量。因此,钦州灵山构造带灵山段以南在剖面上具正花状结构,在平面上出现平行、分支与复合的断裂束,而往北在右旋走滑寨圩断裂的调节下构造带发生断弯,导致东侧六万大山花岗岩体向北西逆掩叠覆于灵山走滑构造之上(图 6),形成罗阳山逆冲推覆构造。(4)罗阳山逆冲推覆构造应为残余前、后缘推覆型韧性剪切带及花岗岩断夹块组成的双重逆冲推覆构造,产出部位为造山带腹陆六万大山断隆,是由十万大山前陆向六万大山腹陆扩展的后展式。相较于十万大山前陆逆冲推覆构造,罗阳山逆冲推覆构造的构造层次更深,且出露一定规模的推覆型韧性剪切带,但由于较强的剥蚀作用,目前并未残留飞来峰。因此,罗阳山逆冲推覆构造是板内(造山)构造带腹陆发生了原位逆冲推覆的结果,其推覆距离应该是十分可观的。(5)受钦州灵山构造带走滑造山、挤压推覆两期板内造山构造转换的影响,十万大山大容山六万大山 S 型花岗岩基呈三个阶段构造侵位:印支早期(260255 Ma)、印支中期(250245 Ma)和印支晚期(230225 Ma)(邓希光等,2004;Chen et al.,2011;Jiao et al.,2015;王磊,2016)。以灵山段为例,随着钦廉罗定裂陷槽的关闭,钦州灵山构造带两侧整体褶皱回返,大规模花岗岩沿构造带向上侵位,形成时代为印支早期(260255 Ma),同期形成的还有岑溪印支期板内钙碱性玄武岩(261.365.2 Ma)(张伯友等,2003)。随后扬子地块与华夏地块沿钦州灵山构造带灵山段发生板内斜向拼合,受灵山正花状走滑构造的影响,大量花岗岩沿构造带背冲式构造挤出,图 5 扬子地块与华夏地块沿钦州灵山构造带斜向拼合的地球动力学模型(据索书田等,1995 修改)Fig.5 Geodynamic model of the oblique amalgamation of the Yangtze and Cathaysian blocks along the Qinzhou-Lingshan structural zone 530 第 47 卷 图 6 沿钦州灵山构造带斜向拼合板内造山的“立交桥”式地球动力学模型 Fig.6 The“overpass”type geodynamic model of the oblique amalgamation-intraplate orogeny along the Qinzhou-Lingshan structural zone 形成时代为印支中期(250245 Ma),同时期形成的还有马山印支期板内碱性玄武岩(246.71.5 Ma)(王晓地,2013)及钦州段左行走滑性质的韧性剪切带(244.80.6 Ma)(丁汝鑫等,2015)。最后在两侧地块持续斜向拼合板内造山作用的影响下,钦州灵山构造带整体由走滑造山阶段转入挤压逆冲推覆阶段,控制了印支晚期花岗岩(230225 Ma)的构造侵位,同时还形成了罗阳山推覆型韧性剪切带。3.2 挤压体制向后造山伸展环境的转换(1)乐民寨圩一带发育的张性花岗岩墙群以及伸展型韧性剪切带均为钦州灵山构造带挤压推覆构造结束至伸展构造开始前的产物,其中后造山花岗岩的构造侵位为乐民寨圩伸展型韧性剪切带的形成提供了动力。在罗阳山逆冲推覆构造形成之后,作为先存的滑脱带,前缘逆冲构造带于其底部叠加了一系列黑色含炭质、铁锰质脆韧性剪切带(图 7a)。之后沿滑脱带内发育大量酸性花岗岩,其中一部分呈张性花岗岩墙侵出(图 7b),一部分呈花岗岩核侵入于受滑脱带控制的六万大山花岗岩体中。另外沿寨圩断裂以北的马山杂岩体内,形成了造山后伸展的、岩性为花岗斑岩的 A 型花岗岩,形成时代为185 Ma(王晓地,2013)。然后才在乐民寨圩一带的花岗岩核顶部发育伸展型韧性剪切带(图 7c),所以三者的时间顺序是逆冲推覆岩浆侵入伸展拆离,其中后造山花岗岩的侵入时间为燕山早期。(2)乐民寨圩伸展型韧性剪切带及其底部花岗岩核的构造特征与后造山伸展形成的变质核杂岩类似,均为拆离断层底部发育一系列伸展型韧性剪切带,其间叠加了大量脆韧性或脆性变形,组成了钦州灵山构造带内后造山伸展的“岩浆核杂岩”。与经典变质核杂岩不同(宋鸿林,1995),板内环境形成的伸展构造通常以花岗岩核取代了变质核,伸展规模较小,但剥蚀程度较强。(3)在经历张性花岗岩体的侵入以及伸展型韧性剪切带的强伸展变形之后,传递至地表的构造动力减弱,钦州灵山构造带整体以脆性变形为主,故在花岗岩与断裂的交接部位形成了热液侵入的张性角砾岩带(图 7d),并且伴随一定的矿化现象,如带内赤铁矿化角砾岩带。3.3 地质意义 一直以来,对钦杭结合带南段钦州灵山构造带及邻区的大地构造属性的争议较大,前人多称该带为灵山断褶带(吴继远,1980)、云开印支板内造山带(丘元禧,1993)、钦防盆地(褶皱带)(李孝全等,1994;Hu et al.,2014;Hu et al.,2015)、十万大山盆地(构造带)(梁新权等,2005;Li et al.,2017)、钦州缝合带(钦州造山带)(杜远生等,2009)等。对钦州灵山构造带灵山段的构造解析表明,十万大山前陆盆地、钦州灵山构造带、六万大山花岗岩断隆、博白岑溪构造带、云开隆起以及北延粤西罗定广宁构造带(粤西逆冲推覆构造)、粤西断隆、罗定盆地等(图 1b),共同构成了华南西南部(广西桂东南)印支期板内(造山)构造带的主体。该带作为钦杭结合带南段重要部分,西侧大明山大瑶山隆起以西应属扬子地块的范畴,东侧云开隆起南东侧及罗定盆地以东应属华夏地块的范畴。第 3 期 李 帅等:钦杭结合带南段钦州灵山构造带中生代板内变形特征与构造转换 531 图 7 钦州灵山构造带后造山伸展构造的动力学模型 Fig.7 Dynamic model of the post-orogenic extensional structure in the Qinzhou-Lingshan structural zone 钦州灵山构造带中生代板内变形构造的形成、转换与华夏地块和扬子地块于印支期的斜向拼合板内造山作用有关,其中灵山段作为板内斜向拼合的核心部位,具体表现为灵山走滑构造、罗阳山逆冲推覆构造以及乐民寨圩后造山伸展构造,而该系列板内变形构造的转换直接导致华南南部钦廉罗定裂陷槽的关闭、六万大山(十万大山大容山)印支期花岗岩的形成与侵位以及十万大山前陆盆地的形成。十万大山盆地和钦州盆地不仅是著名的储油、储铀、储煤盆地(尹福光等,2002;徐争启等,2015),其性质由早期的走滑拉分盆地(许效松等,2001;马思源等,2020)向中生代前陆盆地(李曰俊等,1993)以及断陷盆地(广西壮族自治区地质矿产局,1985)转换,该系列沉积盆地的构造成矿属性的转换或与钦州灵山构造带中生代板内变形构造的转换机制有关。4 结 论(1)钦州灵山构造带灵山段主要由灵山走滑构造、罗阳山逆冲推覆构造和乐民寨圩伸展构造等三个不同期次、不同性质的构造组成。灵山走滑构造为逆平移性质,平面上呈一组平行或分支复合的断裂束,剖面上表现为向深部会聚的正花状构造。罗阳山逆冲推覆构造表现为罗阳山花岗岩体逆冲推覆至古生代地层之上,平面上呈向北西凸起的弧形复合断裂束,剖面上由前、后缘推覆型韧性剪切带及花岗岩断夹块组成。乐民寨圩伸展构造由花岗岩核顶部伸展型韧性剪切带、张性岩墙群及大型张性断裂带组成。(2)在晚古生代钦廉罗定裂陷槽关闭的构造背景下,扬子地块与华夏地块于中生代沿钦州灵山构造带灵山段发生了斜向拼合板内造山作用。中生代早期,扬子地块与华夏地块发生斜向拼合板内造山作用,形成了整体表现为逆平移性质的灵山走滑构造;中期,由于两侧地块板内斜向拼合的持续,构造带南东侧的六万大山花岗岩体逆冲推覆至古生代地层之上,形成罗阳山逆冲推覆构造;晚期,钦州灵山构造带由挤压推覆阶段转入后造山伸展阶段,形成乐民寨圩伸展构造。532 第 47 卷 致谢:研究过程得到了桂林理工大学陈立春教授的指导,野外工作中得到余何博士、陈磊、周勋、汪耀以及南宁师范大学严小敏大量帮助,两位匿名审稿人对文章修改提出宝贵意见和建议,在此谨表谢意。参考文献(References):陈焕疆,郑俊章.1993.广西十万大山盆地东南边缘的逆冲推覆构造/邱元禧,陈焕疆.云开大山及其邻区地质构造论文集.北京:地质出版社:6674.邓希光,陈志刚,李献华,刘敦一.2004.桂东南地区大容山十万大山花岗岩带SHRIMP锆石U-Pb定年.地质论评,50(4):426432.丁汝鑫,邹和平,劳妙姬,杜晓东,周永章,曾长育.2015.钦杭结合带南段韧性剪切带印支期活动记录:以防城灵山断裂带为例.地学前缘,22(2):7985.杜远生,黄宏伟,黄志强,徐亚军,杨江海,黄虎.2009.右江盆地晚古生代三叠纪盆地转换及其构造意义.地质科技情报,28(6):1015.广西壮族自治区地质矿产局.1985.广西壮族自治区区域地质志.北京:地质出版社.洪大卫,谢锡林,张季生.2002.试析杭州诸广山花山高(Nd)值花岗岩带的地质意义.地质通报,21(6):348354.李孝全,刘文均,郑荣才.1994.钦防褶皱带的形成及其地质影响.广西地质,7(1):1525.李曰俊,邝国敦,吴浩若,咸向阳.1993.钦州前陆盆地关于钦州残余海槽的新认识.广西地质,6(4):1218.梁新权,李献华,丘元禧,杨东生.2005.华南印支期碰撞造山十万大山盆地构造和沉积学证据.大地构造与成矿学,29(1):99112.马思源,庞崇进,何斌.2020.十万大山盆地早期走滑拉分盆地原型及其地质意义.大地构造与成矿学,44(6):10601075.莫昔兴,朱春迪,唐芳,陈绍强.2016.广西防城大录叠瓦式推覆构造特征及形成期次.现代矿业,572(12):110112.丘元禧.1993.云开大山及其邻区构造演化/邱元禧,陈焕疆.云开大山及其邻区地质构造论文集.北京:地质出版社:6674.丘元禧,梁新权.2006.两广云开大山十万大山地区盆山耦合构造演化兼论华南若干区域构造问题.地质通报,25(3):340347.水涛,徐步台,梁如华,邱郁双.1986.绍兴江山古陆对接带.科学通报,31(6):444448.宋鸿林.1995.变质核杂岩研究进展、基本特征及成因探讨.地学前缘,2(12):103111.索书田,候光久,魏启荣,郑贵洲.1995.造山带内部的正花状构造.湖北地质,9(1):113.汪劲草,李帅,黄冠文,李细光,余何,熊彬,陈磊.2017.广西灵山断裂带的大地构造学意义扬子板块与华夏板块斜向碰撞的证据.桂林理工大学学报,37(4):738739.王汉荣,黄志强,张纬天,李汉标,康云骥,陈健,刘融涛,蔡贺清,陈凌云,唐娟红,李文鑫,何燕珠.2000.广西壮族自治区数字地质图(150万).广西区域地质调查研究院.王磊,龙文国,周岱,徐旺春,金鑫镖.2016.桂东南大容山晚二叠世花岗岩锆石U-Pb年龄和Sr-Nd-Hf同位素特征及其地质意义.地质通报,35(8):12911303.王晓地.2013.桂东南马山杂岩的年代学、地球化学及成因研究.成都:成都理工大学博士学位论文:111.吴根耀,李曰俊.2011.桂东南马山沿灵山断裂出露的印支期洋岛玄武岩及其区域构造意义.现代地质,25(4):682691.吴浩若,咸向阳,李曰俊,王忠诚,邝国敦.1994.桂南晚古生代放射虫硅质岩及广西古特提斯的初步探讨.科学通报,39(9):809812.吴继远.1980.灵山断褶带地质构造基本特征及其大地构造性质的探讨.地质科学,15(2):125133.肖龙.2004.地幔柱构造与地幔动力学兼论其在中国大陆地质历史中的表现.矿物岩石地球化学通报,23(3):239245.徐义刚,钟孙霖.2001.峨眉山大火成岩省:地幔柱活动的证据及其熔融条件.地球化学,30(1):19.徐争启,王勇,程发贵,唐纯勇,刘瑶,赵晶.2015.广西十万大山盆地特征及铀成矿条件分析.矿物学报,35(S1):356.许效松,尹福光,万方,梁宗华,韦宝东,张金端.2001.广西钦防海槽迁移与沉积构造转换面.沉积与特提斯地质,21(4):110.杨明桂,梅勇文.1997.钦杭古板块结合带与成矿带的主要特征.华南地质与矿产,(3):5259.杨明桂,祝平俊,熊清华,毛素斌.2012.新元古代早古生代华南裂谷系的格局及其演化.地质学报,86(9):13671375.杨森楠.1989.华南裂陷系的建造特征和构造演化.地质科学,14(1):2936.尹福光,许效松,万方.2002.十万山盆地演化过程中的油气资源效应.矿物岩石,22(2):5457.张伯友,张海祥,赵振华,杨树锋,陈汉林,石满全.2003.两广交界处岑溪二叠纪岛弧型玄武岩及其古特提斯性质的讨论.南京大学学报(自然科学版),39(1):4654.第 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