西昆仑地区位于“ 地球第三极” 的青藏高原西北部、塔里木盆地的西南缘, 作为陆— 陆碰撞造山带的典型地区^{[1, 2]}, 这里地质现象丰富, 是当前国际地学界研究的热点区域之一。从构造历史来看, 这里是“ 特提斯域” 与“ 古亚洲域” 接壤及转换地带^[3], 与青藏高原的形成与演化有着密切的关系; 从成矿角度来看, 该区域构造变形强烈, 岩浆活动频繁, 漫长的地质演化历史及其特殊的大地构造环境, 造就了得天独厚的成矿地质条件^[4], 是著名的秦祁昆成矿带的重要组成部分; 另外, 塔里木地块作为印度板块向北移动的主要阻挡地体, 研究其与印度板块的接触关系及其规模, 对于了解因碰撞引起的陆内变形之深部过程具有特殊的意义^[5]。

但是, 由于研究区特殊的自然地理条件, 如高寒、缺氧、地形切割剧烈及交通条件不便, 多年来一直是航空磁测的空白区域。1988年中国国土资源航空物探遥感中心(以下简称航遥中心)在研究区北部的塔里木盆地进行了航磁勘查工作, 1998年完成了包括该研究区在内的青藏高原中西部1:100万航磁概查。由于研究区的整体地质研究程度较低, 因此, 对该区域的认识尚存在较大的分歧。近年来, 随着新一轮西昆仑构造带科学研究的展开, 特别是通过地球物理与地质等多方面资料的综合分析与解释, 对西昆仑构造带有了进一步的认识。本文在前人研究的基础上, 利用编制的全国航磁资料提取了研究区内1:50万航磁Δ T化极资料, 对该区域的断裂构造展布及其与塔里木地块之间的关系进行了探讨。

研究区位于昆仑山西段, 其西南与巴基斯坦(巴控克什米尔地区)相望, 坐标范围为N36° 00'~37° 20', E76° 10'~79° 30', 面积约44 000 km², 行政区划主要隶属喀什地区喀什库尔干县、叶城县及和田地区皮山县、和田县及墨玉县。

20世纪60年代该区开始进行较系统的地质调查和矿产勘查工作, 内容主要包括区域地质调查、区域地球物理、区域地球化学、遥感地质及铜多金属矿、铁矿等少数矿种的矿产资源勘查与研究工作, 但受自然条件限制, 该区基础地质工作主要以各种低精度测量为主, 矿产资源调查评价亦仅限于交通相对有利的局部地段, 是我国地质工作程度较低的地区之一。

该区主体为昆仑山山脉, 其北部为塔里木地块(华北板块), 南部为羌塘地块(华南板块), 如图1所示。该区以康西瓦大断裂为界, 分为古亚洲构造域和特提斯构造域2个一级构造域, 其中古亚洲构造域又可分为塔里木南缘凹陷带、铁克里克隆起带和西昆仑中间地块及显生宙岩浆弧带3个次级构造单元^[6]。

图1

Fig.1

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	图1 研究区构造单元划分略图(据文献[6], 有改动) ① 赛拉加孜卡断裂; ② 柯岗断裂; ③ 康西瓦断裂Fig.1 Tectonic unit of the study area (Revised from reference[6])

研究区区域地质条件复杂, 构造运动强烈, 岩浆活动频繁, 区内地层发育齐全, 岩浆岩分布广泛。根据磁场宏观分布特征, 同时参考该区域的地质演化过程, 将研究区磁场分为3个不同磁场特征区(图2): 普萨— 克里阳正负变化磁场区(Ⅰ )、库地— 库尔浪正负变化磁场区(Ⅱ )和麻扎平静磁场区(Ⅲ )。

图2

Fig.2

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	图2 研究区磁场分区示意及剖面位置 Ⅰ .普萨— 克里阳正负缓变化磁场区; Ⅱ .库地— 库尔浪正负变化磁场区; Ⅲ .麻扎平静磁场区Fig.2 Distribution of magnetic field and profile location of the study area

普萨— 克里阳正负缓变化磁场区(Ⅰ )位于赛拉加孜卡断裂以北, 向北延出研究区。该分区磁场南负北正、西负东正, 面貌相对比较平缓。需要说明的是, 该分区的东部磁场平缓升高, 似乎与南部的库地— 库尔浪正负变化磁场特征更为一致, 但是, 通过对比地势、地层等资料(图3), 同时参考卫星磁场数据(数据精度为2'× 2', 图4), 认为北部的正磁场是由结晶基底引起, 而南部库地— 库尔浪正负变化磁场区的正磁场是以铁克里克隆起带出露的古老变质地层为场源, 二者场源性质明显不同, 故划分为2个磁场特征区。

库地— 库尔浪正负变化磁场区(Ⅱ )位于赛拉加孜卡断裂以南, 康西瓦断裂以北地区, 磁场区总体形态呈向南东撒开的帚状, 构造上该磁场区位于古亚洲构造域内, 基本与昆仑造山带相对应; 区内磁场变化剧烈, 从-200 nT迅速变化到1 200 nT, 宏观上呈NW及近EW向的条带现象, 磁场区磁异常特征的复杂性正是板块的相互碰撞挤压作用的反映。

麻扎平静磁场区(Ⅲ )位于研究区的西南缘, 东北毗邻库地— 库尔浪正负变化磁场区, 南、西、东向均延出研究区, 北东以康西瓦深大断裂为界与库地— 杜瓦正负变化磁场区相邻, 该磁场分区与特提斯构造域(局部)吻合。本磁场分区磁场面貌特征较为简单, 以大面积的平静负磁场为主, 局部分布有少量正磁异常; 局部正磁异常是浅层地质体的反映, 大面积的负磁场是该构造域弱磁性基底在磁场上的反映。

图3

Fig.3

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	图3 研究区地质概况 1. 第四系; 2. 寒武系; 3. 新近系; 4. 青白口系; 5. 古近系; 6. 蓟县系; 7. 白垩系; 8. 长城系; 9. 侏罗系; 10. 元古宇; 11. 三叠系; 12. 南华系; 13. 二叠系; 14. 冰雪覆盖; 15. 石炭系; 16. 酸性— 中酸性岩; 17. 泥盆系; 18. 中性岩; 19. 志留系; 20. 基性岩; 21. 奥陶系; 22. 蛇绿岩Fig.3 Geological map of the study area

图4

Fig.4

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	图4 研究区卫星磁场特征Fig.4 Characteristics of satellite magnetic field of the study area

本文对前人的岩石磁性工作进行了总结与归纳, 其结果如表1所示。通过分析认为, 研究区沉积岩及浅变质岩基本无磁性或弱磁性, 地层磁场主要由岩浆岩及古老的深变质岩引起。另据图3可知, 区内古老变质岩主要分布在赛拉加孜卡断裂以南, 柯岗断裂以北地区, 即铁克里克隆起带内, 是引起该地区强磁异常的主要地质体之一; 研究区岩浆岩主要分布在西昆仑中间地块及显生宙岩浆弧带, 为引起该地区正磁场的主要场源之一。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 西昆仑地区岩石磁化率统计结果[7] Tab.1 Rock magnetic susceptibility statistics in West Kunlun area[7] 岩类 时代 岩石名称 磁化率/10-5SI(κ ) 极小值 极大值 平均值 沉积岩 N-Q 砂岩、砾岩 0 220 < 100 C 火山碎屑岩 25 580 310 岩浆岩 γ 5 花岗闪长岩 1 15 5 P 粗玄岩 980 2 600 1 550 C 安山岩 648 3 596 1 900 T 凝灰熔岩 59 5 910 1 600 γ 6 流纹岩 773 7 400 4 257 γ 5 花岗岩 1 000 6 000 2 900 γ 6 二长岩 748 1 763 1 160 γ 6 正长岩 313 7 065 1 410 γ 3 闪长岩 868 2 257 1 450 变质岩 Jx 石英岩 0 8 1 Ch 板岩 33 244 120 Ch 片岩 2 240 15 184 8 892 C 片麻岩 5 11 000 7 100 Ht 角岩 10 11 242 1 600 Ht 变粒岩 308 2 849 1 368

表1 西昆仑地区岩石磁化率统计结果[7] Tab.1 Rock magnetic susceptibility statistics in West Kunlun area[7]

利用磁场资料进行地质构造研究是经常使用的重要技术手段之一。磁场中所表现出来的磁场外貌及形态变化特征, 主要是不同岩石(地层)之间存在的磁性差异以及深构造特征。上述差异的形成往往与岩石(地层)中的矿物成分、不同时代地层展布、岩浆活动及构造演化等之间存在着密切的联系, 并且受断裂的影响和控制。因此, 应用磁场资料进行断裂(包括隐伏断裂)划分及研究是一种行之有效的方法^[8]。

本文利用航磁资料圈划了研究区的主要断裂分布(图5)。从图5可以看出, 研究区分布有4条规模较大的断裂, 即: 赛拉加孜卡断裂、柯岗断裂、康西瓦断裂和克孜勒陶— 库斯拉普断裂。

图5

Fig.5

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	图5 研究区航磁反映的断裂分布 ① 赛拉加孜卡断裂; ② 柯岗断裂; ③ 康西瓦断裂; ④ 克孜勒陶— 库斯拉普断裂Fig.5 Distribution of fractures reflected by magnetic field of the study area

将本文结果与前人的认识进行对比发现, 二者存在一定的差异: 首先, 在文献^[6]、[9]中认为柯岗断裂西端被NNW向的克孜勒陶— 库斯拉普断裂所截(图6); 而通过分析磁场资料可知, 柯岗断裂与克孜勒陶— 库斯拉普断裂的磁场特征均为不同特征磁场的分界线、磁场梯度带, 但是柯岗断裂在磁场图上的特征更为明显, NW向连续性好。从磁场特征上看, 柯岗断裂非但没有被克孜勒陶— 库斯拉普断裂所截, 反而是柯岗断裂截断了克孜勒陶— 库斯拉普断裂, 这种特征在磁场上延图上(上延范围见图5中蓝色框范围)表现得更为清楚(图7)。由此推测, 柯岗断裂的活动时代可能要晚于克孜勒陶— 库斯拉普断裂的活动时代, 而不是通常认为的柯岗断裂主要活动于元古宇和古生代; 克孜勒陶— 库斯拉普断裂主要活动于古生代和中生代^[8]。

图6

Fig.6

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	图6 研究区断裂分布[9] ① 赛拉加孜卡断裂; ② 柯岗断裂; ③ 康西瓦断裂; ④ 克孜勒陶— 库斯拉普断裂; ⑤ 卡拉克断裂Fig.6 Distribution of fractures in the study area[9]

图7

Fig.7

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	图7 航磁Δ T化极上延1 km磁场特征(部分) ② 柯岗断裂; ④ 克孜勒陶— 库斯拉普断裂Fig.7 Magnetic character of upward continuation to 1 km(portion)

另外, 前人研究成果表明, 在柯岗断裂与康西瓦断裂之间存在一条规模较大的断裂(图6中⑤号断裂), 即卡拉克断裂^{[6, 9]}, 文献[9]将此断裂划为岩石圈断裂, 但是在磁场图上, 并未发现此断裂的磁场响应, 具体原因有待于进一步研究。

西昆仑山在全球板块构造的框架中位于印度板块与欧亚板块碰撞作用区, 新生代以来, 印度板块自南向北运动, 与欧亚大陆相碰撞并造成青藏高原的隆升, 已成为不争的事实。而塔里木地块与青藏块体的关系一直存在较大的争议, 主要存在以下3种不同的观点: ①塔里木向南俯冲至西昆仑山下, 这种观点认为, 青藏高原的形成是北面塔里木地块向南的“ A” 型俯冲^{[10, 11, 12, 13]}, 其主要证据是: 自可可西里及向西沿西昆仑南北出露的新生代为主的、以碱性、基性火山熔岩为主及部分钙碱性火山熔岩的成带分布, 是由于塔里木向南俯冲下插, 导致火山岩的喷溢, 同时这一观点也得到了一些地球物理资料的支持。②塔里木与青藏高原对冲, 这一观点由高锐等提出^{[1, 5, 13]}, 他们在横跨西昆仑与塔里木盆地的深地震反射剖面中发现了塔里木盆地向南倾斜与西昆仑山向北倾斜的多组强反射, 认为它们构成了塔里木岩石圈与青藏高原西北缘岩石圈在西昆仑山下相向倾斜碰撞的深地震反射证据。③青藏高原的俯冲和塔里木盆地被动阻挡, 肖序常等^[2]通过分析地球物理、地质和地球化学资料提出青藏高原西北缘不存在塔里木盆地向西昆仑山作长距离的“ A” 型俯冲, 晚新生代以来岩石圈“ 面对面的水平挤压-拆沉作用” 是形成西昆仑陆-陆碰撞造山带的主要原因。西昆仑— 塔里木南缘新生代以来受到南来的强劲挤压应力或其偶力作用, 东北部的塔里木地块基本上为均匀的刚性地体, 对南来的挤压只起到被动阻挡的作用^{[2, 14]}。

本文试图从区域磁场的角度探讨塔里木与青藏块体之间的接触关系。由于讨论的内容为深部地质体特征, 为了减少浅层地质体磁场的干扰, 对磁场数据进行了上延滤波处理。通过对比分析, 采用上延2 km的磁场数据作为初始数据, 并提取其中特征较为典型的剖面作为反演原始剖面(图2), 使用2.5D专业反演软件计算, 结果如图8所示。

图8

Fig.8

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	图8 塔里木地块、青藏块体及西昆仑接触关系的反演结果 ① 赛拉加孜卡断裂; ② 柯岗断裂; ③ 康西瓦断裂; ④ 克孜勒陶— 库斯拉普断裂Fig.8 Inversion result of the contact relation among Tarim Block, Tibet Block and West Kunlun

根据前人的研究成果, 反演时塔里木基底深度控制在10~12 km之间^[15], 青藏基底深度控制在5~7 km以内^[16]。据徐鸣杰等^[17]的研究成果, 塔里木的地壳厚度超过50 km, 而青藏高原由于南北挤压作用, 地壳厚度显然大于这一厚度; 考虑到深部地质体对磁场的贡献较小, 同时参考前人关于本区居里面的研究成果^{[18, 19, 20, 21]}, 认为本区居里消磁面深度大于35 km, 因此本次计算将地质体的深度范围控制在30 km左右。

从反演结果不难看出, 塔里木地壳向西昆仑山下俯冲, 但是距离有限, 卫星磁场特征表现为大面积的负磁场, 这也表明在西昆仑山下不存在塔里木的强磁性基底; 青藏块体由南向北俯冲至西昆仑山下, 二者相向俯冲, 与高锐等^{[1, 13]}通过深地震取得的结果相吻合。

(1)通过磁场资料, 对西昆仑地区的断裂构造进行了探讨, 认为柯岗断裂并没有被NW走向的克孜勒陶— 库斯拉普断裂所截, 而是柯岗断裂截断了克孜勒陶— 库斯拉普断裂, 后者并没有继续向NW方向延伸。

(2)通过 2.5D专业反演软件计算, 笔者认为青藏块体与塔里木地块相向俯冲至西昆仑山下, 塔里木地块并不存在向南长距离的“ A” 型俯冲; 卫星磁场数据也表明西昆仑下不存在塔里木高磁基底。

(责任编辑: 刁淑娟)