1.蒙古-鄂霍次克洋的扩张与封闭
经过晚华力西运动和早印支运动后,我国东北地区结束了海相发育历史,完成了“镶嵌构造域”的形成过程,并与北部的西伯利亚克拉通拼合在一起。但是紧接其后,于晚三叠世在我国东北镶嵌构造域与西伯利亚克拉通之间开始发生新的分离与扩张,逐渐形成蒙古-鄂霍次克洋,其呈近东西—北东东方向展布,向西可延伸到贝加尔湖以南,向东开口,东南方向可与该时期的那丹哈达-锡霍特阿林洋相通(图2-2)。蒙古-鄂霍次克构造带总的沉积发育特征为:上二叠—中三叠统的岩石记录较为缺乏;上三叠统—中侏罗统主要为深水、半深水复理石建造;上侏罗统—下白垩统主要为浅水相沉积;上白垩统为陆相沉积。
图2-2 晚三叠世蒙古-鄂霍次克构造带复原示意图(据Zonenshain等,1990)
早—中侏罗世,蒙古-鄂霍次克洋向北—北西发生俯冲,在东西伯利亚南缘—南东缘形成活动大陆边缘,发育Uda火山弧带和斯塔诺夫(Stanovoy)深成侵入岩带,而该洋盆南侧为阿穆尔(黑龙江)被动大陆边缘。到中侏罗世末,蒙古-鄂霍次克洋西部的主要部分逐渐封闭,在东段分布残留洋,并与锡霍特阿林洋相连(图2-3,图2-4)。
图2-3 侏罗—早白垩世蒙古—鄂霍次克带东段古构造剖面图(据Parfenov,1984)
图2-4 中—晚侏罗世蒙古-鄂霍次克构造带复原示意图(据Zonenshain等,1990。图例见图3-2)
晚侏罗世,布列亚-兴凯(佳木斯)陆块向北会聚,并最终与东西伯利亚大陆碰撞,同时形成近东西向的蒙古-鄂霍次克褶皱系,其中发育复杂的逆冲推覆构造。在东西伯利亚大陆内部距南缘不远的阿尔丹地盾中,上侏罗统陆相沉积厚度比中、下侏罗统增大,表明晚侏罗世斯塔诺夫山脉受碰撞作用影响而抬升了较大幅度。晚侏罗世的碰撞作用在布列亚-佳木斯陆块北缘形成晚侏罗—早白垩世的Umlekno-Ogodzhinsh火山岩带,表明碰撞时向南侧的陆块之下具有A型或B型的俯冲作用存在,形成一种蒙古-鄂霍次克洋晚期向北、南两侧双向俯冲聚敛的特征。
2.那丹哈达-锡霍特阿林洋的扩张与封闭
中国东北那丹哈达地区基本上是一个大的构造-沉积混杂体(图2-5)。根据混杂体中含有晚石炭世—二叠纪灰岩块体,推测该时期可为大陆边缘浅海陆棚环境。至中—晚三叠世,该区逐渐扩张成为洋盆,主要发育放射虫硅质岩、泥质岩和蛇绿岩建造。
图2-5 那丹哈达地区构造岩性图(据邵济安等,1991)
那丹哈达完达山地区广泛发育枕状玄武岩,Rb-Sr全岩等时线年龄为169.19Ma±6.48Ma,其岩石化学、痕量元素特征反映为拉斑玄武岩系列和碱性玄武岩系列,且为钠质系列,均具有洋玄武岩特征。表明中侏罗世该区仍为洋区,并与蒙古-鄂霍次克洋相连。
那丹哈达地区早侏罗世—晚侏罗世早期仍为深海相含放射虫硅质岩建造(含深海锰结核),其上不整合覆盖晚侏罗世晚期到早白垩世的一套陆相—海陆交互相—海相的沉积,统—分布于佳木斯地块、那丹哈达地区,并延伸到远东地区。可见那丹哈达洋区(可能包括西锡霍特阿林地区)闭合于晚侏罗世中期。早白垩世饶河地区广泛发育二云母花岗岩也是该区已发生碰撞造山作用的证据。
晚侏罗世碰撞同期到期后,沿布列亚-佳木斯陆块东缘产生一系列雁列式左行走滑断层,这可能是由于白垩世初期库拉板块已经出现并且向北北西迁移,从而在该陆块东缘产生左行剪切力而形成的(见图2-1)。
3.西南日本秩父海的扩张与封闭
在西南日本的美浓—丹波—秩父地区,晚古生代晚期至早中生代曾经是一个比较广阔的洋盆,被称为秩父海(Chichibu sea)。该带主要为一系列的冲断岩席,发育混杂岩带;主要由广泛分布的中侏罗世到白垩纪初的碎屑岩与大量的三叠纪—早侏罗世的硅质岩、硅质页岩及晚古生代的基性火山岩、灰岩、硅质岩等一起组成逆冲推覆体和沉积-构造混杂体。
秩父海在三叠纪最为宽阔,其宽度可能超过1000km。这是由于:①美浓-丹波-秩父带的三叠纪硅质岩发育时间长、堆积旋回次数多,一般至少堆积了3次,部分地区多达10次以上,到侏罗纪秩父海收缩;②目前延伸的美浓-丹波-秩父带有100km~200km宽。
秩父海经过中侏罗世到白垩纪初而最终关闭。封闭时可能为向北北西方向消减、加积,形成向北北西倾的冲断席与混杂岩带。在该构造带之上被晚白垩世至古近纪的酸性喷出岩(浓飞流纹岩)不整合覆盖(见图2-1)。
4.白垩纪锡霍特-萨哈林活动大陆边缘的形成与演变
早白垩世,库拉板块向北北西方向迁移,在萨哈林岛东侧俯冲消减,结果形成锡霍特-萨哈林岛弧系。由东萨哈林岛增生楔、西萨哈林岛弧前盆地、东锡霍特火山弧和锡霍特弧后盆地组成。东萨哈林增生楔内,有大量的泥质岩-燧石岩和细碧岩-碳酸盐岩-硅质岩的岩石组合,以及榴辉岩、蓝片岩、蛇纹岩混杂岩及基性、超基性岩,发育大型逆冲断层。
晚白垩世,锡霍特—萨哈林岛弧系转变为安第斯型活动大陆边缘。它包括增生楔、弧前盆地和东锡霍特陆缘火山-侵入岩带(见图2-1)。下白垩统在锡霍特阿林地区主要为海相—海陆交互相砂岩与粉砂岩互层,北部夹少量硅质岩和灰岩透镜体,以复理石建造为主。上白垩统全区为磨拉石建造及火山岩建造,与下伏地层呈不整合接触。说明锡霍特弧后盆地于早白垩世末闭合。
锡霍特阿林地区晚白垩世岩浆活动十分强烈,包括岩浆侵入和喷发,以东部为主。侵入体形成顺序为辉长闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩等。浅成及喷出岩主要为石英斑岩、霏细斑岩、辉长玢岩与凝灰岩。
在岛弧及后来的安第斯型活动大陆边缘发育过程中,在锡霍特弧后地区形成一些北东、北北东向大型左行走滑断层,或使布列亚-兴凯陆块东缘的早期左行走滑断层进一步发育并强化。这些左行走滑断层活动同样与库拉板块该时期向北北西运动并产生斜向俯冲作用有关。
5.东西伯利亚东缘活动大陆边缘的形成与演变
晚侏罗世是东北亚重要的大陆增生期。该时期除东西伯利亚南缘与布列亚-兴凯微陆块碰合外,在东部及东北部东西伯利亚大陆相继与科累马-奥莫隆微陆块和鄂霍次克微陆块碰合,从而奠定了东北亚大陆边缘的轮廓,同时在其东缘形成安第斯型活动大陆边缘,发育Uda-Murgal钙碱性火山岩带。
早白垩世晚期楚科奇微陆块与科累马-奥莫隆微陆块碰撞并增生于东北亚大陆的东北角;一些随库拉板块一起向北移动的小型外来地体也于早白垩世晚期拼贴到东北亚大陆边缘。这样导致与Uda-Mugral火山带有关的俯冲带消失,而在这些微陆块和小型外来地体外侧发育新的俯冲带,同时开始发育鄂霍次克-楚科奇火山-侵入岩带(见图2-1)。
晚白垩世是东西伯利亚东缘安第斯型大陆边缘发育的最盛时期,陆缘俯冲作用导致了鄂霍次克-楚科奇火山-侵入岩带的大规模发育,同时还发育了弧前盆地和增生楔,这种结构与同时期的锡霍特-萨哈林安第斯型活动陆缘相似,两者可大致相连。
晚白垩世末期,鄂霍次克海微陆块可能在总体向北的较长距离位移后与欧亚大陆碰撞,导致与鄂霍次克-楚科奇安第斯型火山带西南段有关的俯冲作用停止,俯冲带消亡,岩浆活动也停止。随后,原来的俯冲带位置大距离向南东迁移,即古近纪的俯冲与火山作用迁移到现今的堪察加半岛—千岛群岛附近。原来的安第斯型陆缘演变为岛弧型陆缘。
古近纪始新世中期(40Ma),由于数个地体在白令海中向欧亚大陆边缘拼贴,阻碍了与鄂霍次克-楚科奇安第斯型火山带东北段有关的俯冲作用,使俯冲带大幅度向南迁移,发育了阿留申俯冲带,原来的安第斯型陆缘也演变为岛弧型陆缘。
从始新世中期以后,该区岛弧型大陆边缘的构造演化主要与太平洋板块向北西西方向的迁移及俯冲作用有关。渐新世—中新世,从堪察加半岛中部至千岛群岛的岛弧已经出现,阿留申群岛火山弧正在发育过程中。
6.西南日本四万十构造带的形成
四万十构造带是白垩纪—中新世期间在活动大陆边缘环境(包括增生杂岩体、弧前盆地及海沟等)之上的弧前沉积体增生于大陆边缘而形成的,发育逆冲岩席,并伴随有含洋底枕状玄武岩、硅质岩和碎屑岩岩块的混杂堆积(图2-6)。
在近东西向延伸的该构造带内可明显地分为两个主要的构造层:北带(下四万十群)和南带(上四万十群)。前者由侏罗系最上部和白垩系组成,后者由古近系和下中新统组成。具由北向南变新的特征。
四万十构造带的演化经过了两个大的阶段:①侏罗纪末期,随着秩父海关闭,在秩父带和三宝山带外侧的增生混杂岩之上及其边缘形成弧前盆地系,其中堆积了巨厚的浊积岩和碎屑岩。至白垩纪末,持续的俯冲作用使该弧前沉积物变形,中等程度变质,部分沉积物裸露,而在其外侧形成新的增生杂岩和弧前盆地系;②古近纪,在新的弧前盆地系中充填新的弧前沉积物,并持续到中新世早期。中新世早—中期,与白垩纪末期一样,该区又一次遭到强烈地俯冲与挤压作用,形成褶皱冲断带和增生楔状混杂岩带,其外侧则发育新的弧前盆地系。
7.日本海的扩张及日本岛弧型大陆边缘的形成
渐新世至中新世日本海张开。根据标准板块冷却模式、热流和海底深度资料推测的日本海形成年代为30Ma~15Ma;而古地磁研究主张日本海形成于21Ma~14Ma;在日本海进行的深海钻探计划的钻探结果是年代为25Ma的玄武岩,这应是日本海形成年代的最低限,因为钻到的岩石不一定是最老的;另外,日本海边缘的海相沉积层也可提供旁证,如日本秋田县南本庄地区的海相层下部的玄武岩的K-Ar年龄约为18Ma。
在锡霍特阿林地区,中新世时发育一系列裂谷型盆地,而且新近纪出现碱性-玄武质火山活动,这些都和日本海的形成有密切联系。
中新世,随着日本海的扩张,日本岛弧型活动大陆边缘逐渐形成。中新世末(距今6Ma),在日本中部海岸的伊豆半岛发生了一期热-变质事件,出现距今6Ma~10Ma的丹泽石英闪长岩,并产生了沸石、葡萄石-绿纤石、绿片岩和角闪岩相的变质作用,推测为菲律宾海板块的伊豆—马里亚纳岛弧与日本岛弧碰撞的结果。
图2-6 西南日本白垩纪下四万十群沉积环境模式图(据Taira等,1986)
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