中岳运动与中岳期变质变形

登封岩群变质变形的P-T-t轨迹~

根据前述嵩阳期、中岳期变质变形的论述可知，登封岩群岩石受到三期变质变形改造。在岩石中虽未出现Al2SiO5变体，但出现了十字石、铁铝榴石，结合其他矿物成分特征可以认为峰期变质条件应为蓝晶石稳定区。据矿物对温压计算，第一期变质作用（M1）的变质条件，早期为0.75GPa,550～570℃，与蓝晶石稳定区条件基本一致，晚期为0.40GPa,510℃，发生于2500～2600Ma（2.5～2.6Ga），伴随嵩阳运动第一幕（D1）的变形过程。根据石榴子石变斑晶的成分变化其生成过程属温度升高压力降低的环境。第二期变质作用（M1）重结晶发生在嵩阳运动第二幕（D2）剪切变形之后，大体在2200Ma（2.2Ga）之后，变质条件约为0.4GPa,470℃。第三期变质作用（M3）的变质结晶发生在中岳运动第一幕（D3）变形之后，大体在1800Ma（1.9～1.8Ga）左右，变质条件为0.4GPa,260～300℃。由此建立登封岩群的变质变形P-T-t轨迹如图12-23所示。从图中变质变形关系可以看出，除峰期变质为同变形过程外，第二期和第三期的变质过程均为变形之后的变质结晶作用，具有变形和变质过程间歇式的特点。
图12-23登封岩群变质变形P-T-t轨迹的地球动力学解释可作如下简要描述，该轨迹可分为两段，一段以降压为主冷却极缓慢，另一段则为近等压的冷却，整个过程均发生于蓝晶石稳定区。整体为降压后的冷却。该轨迹为顺时针型，从而表明它与陆壳会聚碰撞环境密切相关。

图12-23　新太古代登封岩群P-T-t轨迹

D1—嵩阳运动第一幕；D2—嵩阳运动第二幕；D3—中岳运动第一幕
嵩阳运动第一幕的碰撞作用使嵩山地区地壳增厚，引起增温增压，岩石发生前进变质作用，变质达角闪岩相，稍后的构造弛豫产生陆块隆升，地壳物质大量熔融，形成了新太古代末期规模巨大的岩浆岩带。继而地壳由于均衡补偿作用而迅速隆升，近于恒温降压。又由于热弛豫的结果，在隆升初期，仍保持缓慢升温状态。之后压力迅速减小而温度无明显降低，表明隆升速率较快。从降压0.35GPa来计算，地壳抬升近11.6km。第二期变质作用为伴随嵩阳运动第二幕的剪切退变质，温压条件有所降低，由第二世代石榴子石与黑云母矿物对成分求得T=504℃，但它不应代表第一幕变形后的一个降温降压阶段（过程），而是反映了嵩阳运动第二幕变形的变质作用条件刚达到接近嵩阳运动第一幕变形晚期的水平，处于相对嵩阳运动第一幕变形较浅的构造层次内，可能代表了由于逆冲推覆型韧性剪切活动造成的短时温压再次升高。第三期变质主要是中岳运动第一幕的结果，仍表现为剪切退变温压条件仅达使岩石发生轻微变质的低绿岩相。中岳运动第二、第三幕及以后的变形，基本未达到发生变质作用的温压条件，说明它们的变形基本是在近地表的条件下发生的。

嵩山是道教五岳圣地之一，旧时汉族民间广泛崇奉的神祇，即中岳嵩山君神。古称中岳，为中国著名的五岳之一。位于河南省西部，属伏牛山系，地处登封市西北面，是五岳的中岳。嵩山属伏牛山系，中国五岳之一，因位居中原大地之中，天地之中，通称为中岳。嵩山东西横卧，雄峙中原，海拔最低为350米，最高处为1512米，主峰峻极峰1492米。环山地跨新密、登封、巩义、偃师、伊川等市县。地理坐标为：东经112°56′07″至113°11′32″，北纬34°23′31″至34°35′53″
嵩山总面积约为450平方公里，由太室山与少室山组成，最高峰连天峰1512米；东西绵延60多公里；东依省会郑州，西临古都洛阳，南依颍水，北邻黄河。地处中原，东西横卧，古称“外方”，夏商时称“嵩高”、“崇山”，西周时称天室山。公元前770年平王迁都洛阳后，以“嵩为中央、左岱、右华”，为“天地之中”，称中岳嵩山。嵩山又分为少室山和太室山两部分，共72峰。海拔最低为350米，最高处为1512米。
主峰峻极峰位于太室山，高1491.7米；最高峰连天峰位于少室山，高1512米。嵩山北瞰黄河、洛水，南临颍水、箕山，东接五代京都汴梁，西连十三朝古都洛阳，素有“汴洛两京、畿内名山”之称。于奇异的峻峰，宫观林立，故为中原地区第一名山。
嵩山曾有30多位皇帝、150多位著名文人所亲临，更是神仙相聚对话的洞天福地。《诗经》有“嵩高惟岳，峻极于天”的名句。
嵩山在不到20平方公里内清晰地保存着发生在距今23亿年、18亿年和5.7亿年的三次构造运动的遗迹，其不整合接触面清晰，变质变形遗迹多姿多彩。在400平方公里内，连续完整地出露着太古宙、远古宙、古生代、中生代和新生代的岩浆岩、变质岩和沉积岩。五个时期的地质现象在嵩山表露齐全，地质学上称之为世界上罕见的“五代同堂”。马杏垣教授的“重力滑动构造”理论，创立于嵩山，各种滑动遗迹在嵩山都有典型系统的显示。嵩山以其丰富的地质内涵受到世人青睐。观看嵩山五代地质，犹如翻阅一部地质史。嵩山地区的岩浆岩、沉积岩、变质岩的出露，构成了中国最古老的岩象——“登封群”的“登封朵岩”。
嵩山的山体岩石复杂繁多，主要是石英岩岩层。经地质学家研究，嵩山的基底岩石形成于地球发展的早期阶段，它们可能是那时候大量火山、岩浆活动的产物。这些岩石形成时，地球表面空气中氧气含量很少，可能同许多行星体的表面情况差不多，不适于生物生存。迄今为止，还没发现它们之中保存有当时任何生物的遗迹。
大约距今23亿年前，嵩山地壳发生了一次剧烈运动，地质学家们管这次运动叫“嵩阳运动”。“嵩阳运动”之后，地壳开始下沉到海平面以下，接受了巨厚的嵩山群底层的沉积。这个过程大约经历了10多亿年。现存的嵩山群地层厚度达到了2100多米，其中由于地壳升降、风化剥蚀等，可能损失了一些，这一段时期属于地质史上的元古代早期。这时，地球上最原始的生物如菌藻类植物慢慢开始形成，在其后期才开始出现一些原始动物。

在距今18亿年前后，地壳又发生了一次变动，巨厚的石英砂岩开始慢慢隆起，并且皱褶成山。这一次地壳运动的推挤力量来自东西方向，所以嵩山群的地层都被推挤成走向接近南北的皱褶了。皱褶作用十分强烈，有的岩层甚至被挤得直立了起来。这在太室山和少室山的南侧都可以见到。这一次地壳运动被称为“中岳运动”。中岳运动也发生了一些断层。
中岳运动之后，地壳又慢慢被夷平、下降，开始是沉积粗大颗粒的砾岩，以后是砾岩、泥岩，一直到含钙镁的石灰岩，说明这里的地壳开始被海水所淹没。一直到五六亿年的时候，发生了“少林运动”，才结束了地质史上的元古代，进入古生代。这次运动的证据在少林寺的南面山坡上可以见到。少林寺位置正代表着地质历史上的一个转折点。寺的前面是元古代地层，寺的后面是寒武纪地层。
从寒武纪到奥陶纪，嵩山地区仍然被海水深深覆盖着。又经过了两亿年左右，这里的地壳开始上升到海平面以上，遭受风化和剥蚀作用，在石灰纪时形成了含煤地层，一直到二叠纪，在嵩山的南北两侧都沉积了这种地层，成为这一地区的主要煤田。
尽管人类很难察觉地球这种永恒不断的运动，但经过亿万年地质时代的积累，地球表面的变化却是翻天覆地的。而演化的历史，正式通过我们能看到的各种岩石、地层以及附存于它们中的古生物化石来解读的。很多国家的地质学家前来考察后认为：在这400多平方公里的范围内，就能看到40亿年来地球演变的轨迹。嵩山独特的地质背景、地貌特征历来为地质学家所瞩目，吸引了国内外诸多地质工作者在此开展科研教学考察活动，为全面了解嵩山地质演化规律提供了可靠的基础。嵩山是我国著名的“五岳”之一“中岳”，它们和珍稀的地质遗迹相配合构成了立体的、多层次的、多功能的世界地质公园景观。

中岳运动系张尔道教授创名（1954），系指嵩山地区五佛山群与嵩山群不整合界面所代表的一次褶皱造山运动，它发生在中元古代和古元古代之间。

中岳运动所造成的不整合界面在区内随处可见（图12-13、1214）。由于该界面形成以后本区所遭受的构造变形作用较弱，又都属于浅表构造层次的变形，因此难以破坏其界面特征，即使像嵩山北坡由于重力滑动构造导致的强烈变形，也仅仅发育在此界面以上，未涉及到更深的层次，这一不整合界面得以完好保留。

图12-13　马鞍山组与五指岭组不整合素描图（登封市唐庄蛤蟆山）

图12-14　马鞍山组与罗汉洞组不整合素描图（登封市少林水库坝西山坡）

中岳运动界面以下的地层，在区域上有所不同。在嵩山主脊及北坡，以及嵩山南侧，马鞍山组底砾岩分别不整合覆盖在新太古代花岗岩-绿岩及古元古代嵩山群不同层位之上。在以片麻岩及基性岩墙为基底时，界面附近常有5～15m的古风化壳存在。在以嵩山群为基底时，界面上下岩层产状极不一致，通常上覆的马鞍山组底砾岩倾角为0°～20°左右，而下伏岩层倾角多在65°以上，地层已强烈褶皱，这表明，中岳运动是一个强大的构造运动，其后又经历过较长期侵蚀和剥蚀作用。

中岳运动也包括若干个构造变形幕，主要构造变形幕大约在距今1800Ma左右，大致与吕梁运动或中条运动相当。虽然中岳运动所形成的构造形迹被年龄为距今1805Ma的石秤等岩体切割、吞噬，主幕发生在距今1800Ma左右，但在嵩山地区，缺失五佛山群之下的中元古界熊耳群等地层单位，由此可认为，它有可能还包括了中元古代中期的若干次地壳的升降活动等构造事件。

中岳运动是嵩山地区地质发展演化史中最重要的构造事件，它形成了区内统一的基底，是基底演化阶段的结束，沉积盖层演化阶段开始的标志，也标志着华北统一大陆的形成。

在嵩山地区，中岳运动既表现为嵩山群的强烈变形，造成地层紧闭同斜平卧褶皱和剪切错动，又表现为对新太古代花岗岩-绿岩地体的叠加改造。中岳期构造演化阶段以强烈褶皱为主，而变质作用较弱，嵩山群仅达低绿片岩相。据嵩山群变形特征观察，尤其是面理置换关系，可识别出三个主要构造变形幕。

1.中岳运动第一幕变形

该幕变形在嵩山群中最强烈，其构造形迹随处可见。主要构造形迹为轴向近南北向、轴面向西倾斜的紧闭褶皱，常为同斜倒转平卧褶皱群，次为顺层韧性或脆韧性剪切变形。大型的褶皱有五指岭复向斜，大塔寺复背斜、挡阳山-玉寨山复向斜等一系列褶皱群。褶皱作用的变化，总体上是自西向东褶皱规模渐小，轴面倾角变缓以至平卧的趋势，如西部和中部复式褶皱的规模一般达5～10km，轴面倾角一般为40°～70°，以同斜倒转褶皱为主，而东部地区褶皱规模相对较小，甚至在露头尺度上也可观察其全貌，以紧闭倒转平卧褶皱为主，轴面倾角30°至近水平（图12-15）。造成这种东西差异的原因，除了应力强弱分布的差异外，还和有无第一基底的存在、岩层变形的能干性（即抵抗变形的能力）等差异有关。例如，在西部和中部地区，由于花岗岩-绿岩地体大面积出露，作为已基本固结了的刚性块体无疑会对后期的变形起到限制作用，而且这些地区主要由罗汉洞组石英岩组成，它的能干性远大于东部地区大面积分布的片岩及薄层石英岩，因此，中、西部形成的褶皱规模大，形态相对简单；相反，东部地区未见第一基底出露，岩层主要为五指岭组及花峪组片岩等能干性低的地层，故形成规模较小、形态复杂的褶皱群落。即便是同一地区，组成褶皱的岩性不同，褶皱形态也不同（图12-16、12-17）。同样的原因，中、西部地区中岳运动第一幕褶皱的轴面面理不发育，而东部地区在片岩中褶皱轴面面理十分发育，并常见非常典型的轴面面理置换原始层理或后期面理置换早期面理的情况（图12-18）。

图12-15　罗汉洞组石英岩近平卧背斜转折端

图12-16　五指岭组中由石英岩夹层组成的倒转褶皱素描图

图12-17　五指岭组中叠加褶皱素描图（据马杏垣等，1981，略有修改）

登封纸坊水库坝东水渠壁

图12-18　唐庄石头庙五指岭组中面理置换特征

图12-19　老母洞北变晶糜棱岩

基础岩石为片麻岩

在嵩阳运动不整合界面附近，由于两侧岩石刚性有较大差异，故该界面随同嵩山群褶皱的同时发生强烈的韧性剪切变形，在界面附近的片麻岩变为构造片岩（图12-19），剪切指向多与同期倒转褶皱的层间相对位移方向一致，在正常翼表现为自西向东的推覆，而在倒转翼则主要指示自东向西的滑覆，说明它们是由褶皱作用派生的。在界面以上，通过对老母洞北嵩山群变质底砾岩变形砾石的应变测量结果，沿290°∠30°方向的最大拉伸应变为102%，垂直层面的最大缩短量达45%，而大致平行岩层走向（约NE20°方向）的近水平方向几乎无应变（仅缩短8%），说明剪切方式为顺层的简单剪切，近似于平面应变。此外，该统计结果也表明中岳运动第一幕变形的应变量非常之大。变质砾岩的变形强度，西部比东部更为强烈，界面附近的石英岩也普遍发生糜棱岩化。

中岳运动的构造变形还对花岗岩-绿岩地体造成改造。在嵩阳运动界面附近的地体岩石普遍有5～15m的糜棱岩和构造片岩带，并与褶皱了的不整合面的展布协调一致。在地体内部尚形成一些稀疏分布的脆韧性剪切带，如青杨沟岩体西缘发育一些呈网状展布的小型脆韧性剪切带，甚至侵入岩体内的晚期花岗岩脉也已糜棱岩化，路家沟钾长花岗岩中也发育类似变形带。

登封岩群也受中岳运动第一幕变质叠加，相对登封岩群而言，应属于第三期变形变质。该期变形变质在靠近嵩阳运动界面的老羊沟岩组表现出强烈的韧性剪切退变特征，主要表现为绿泥石取代了黑云母、石榴子石、十字石，以及绿泥石变斑晶的形成。变斑晶绿泥石的生长有一定的方向性，而且包含了早期片理生长，早期矿物的定向连续性未因绿泥石生长而破坏（图12-20）。原先的糜棱岩变为构造片岩，有大量绢云母、绿泥石等新生矿物形成。根据绿泥石电子探针分析结果，求得变质温度为253～304℃，又据剪切带中角闪石退变成的阳起石的化学成分求得压力为0.04～0.14GPa，该压力值可能代表了剪切后期静态恢复时的压力，变形期的压力应高于此值。

图12-20　石榴子石云母石英片岩中包含片理斜向生长的绿泥岩

2.中岳运动第二幕变形

该幕变形规模较小，但分布广泛，主要为一系列连续分布的不对称紧闭褶皱，其轴面向东倾斜，并伴有密集的轴面劈理。轴面劈理倾向80°～130°，倾角40°～60°。中岳运动第二幕常使中岳运动第一幕褶皱轴面发生重褶皱（图12-17、12-21）。在局部地区，中岳运动第二幕褶皱轴面劈理进一步发展成脆韧性剪切带，剪切小褶皱十分发育，其中的不对称组构均指示自东向西的推覆型剪切作用，它们的指向与不对称紧闭褶皱的指向一致，表明中岳运动第二幕是由于推覆作用形成的。该幕变形过程未形成区域变质作用，只在劈理及剪切带有少量绢云母和绿泥石生成，显示有动力变质作用存在，进而说明中岳运动第二幕变形的构造层次较浅，温压条件明显低于中岳运动第一幕。

图12-21　五指岭组中叠加褶皱特征

图12-22　纸坊水库坝东五指岭组中

平卧褶皱轴面被中岳运动第三幕改造形成开阔向斜

3.中岳运动第三幕变形

该幕变形微弱，仅在局部见其踪迹。如嵩山东部地区，由于五指岭组片岩等岩层因平卧褶皱而使其产状变得非常平缓，在露头上可看到中岳运动第三幕使中岳运动第一幕平卧褶皱轴面发生宽缓的重褶皱（图12-22），其特征与中岳运动第二幕明显不同，变形强度也较中岳运动第二幕微弱。中岳运动第三幕褶皱轴线仍为近南北向，局部可见稀疏的轴面劈理，产状为倾向260°～280°，倾角77°～85°，但它的分布却相当稳定，产状也无大的变化，说明中岳运动第三幕变形带有普遍性。嵩山其他地区，由于受前期构造限制及厚层石英岩层组成主体褶皱，本幕构造形迹不易识别。从上述变形特征表明，中岳运动第三幕变形是在更浅的构造层次上发生的，可能已近于地表环境下变形。由此也反映出中岳运动总体是一个减压降温的隆升过程。

经过中岳运动三个构造变形幕的变质变形作用，以及石秤钾长花岗岩序列和竹园沟基性岩墙群等后造山岩浆活动，嵩山褶皱基底已经固结，统一陆壳最终形成，从此开始进入相对稳定的盖层沉积和地台构造演化的新阶段。

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