2017, Vol. 33
2. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061
2. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China
胶-辽-吉古元古代构造带是目前地球上所知的最古老的活动构造带之一(Zhao et al., 2005; 刘福来等, 2015)。从大地构造上来说, 胶-辽-吉构造带位于华北克拉通的东部陆块中, 是华北克拉通中三条构造带(西部孔兹岩带, 中部中央造山带和东部胶-辽-吉构造带)中重要的构造带之一(Zhai et al., 2011; Zhao et al., 2012; Kusky et al., 2016)(图 1a)。胶-辽-吉构造带经历了多期构造事件, 主要有:(1) 古元古代复杂的裂谷-造山事件; (2) 三叠纪扬子板块和华北板块碰撞造山事件在胶-辽-吉构造带东南缘的响应; (3) 白垩纪大规模岩石圈拆沉事件(Windley et al., 2010)。胶-辽-吉构造带内部发育有与重大岩浆-构造热事件存在密切成因关系的多种金属(金、铁、铜等)和非金属(菱镁矿、硼矿、石墨等)矿床(刘福来等, 2015)。其中古元古代裂解-造山事件中, 北部龙岗地块和南部狼林地块相互作用(Zhao et al., 2012), 经历了多期次的、复杂的变质变形作用及其岩浆事件(张秋生和杨振升, 1988; 胡国巍, 1992; 赵国春, 2009; 刘福来等, 2015; 刘平华等, 2015; 郭洪方等, 2016)(图 1b), 最终形成胶-辽-吉构造带。胶-辽-吉构造带不仅对华北克拉通东部演化有至关重要的意义, 对于对比中国东北与朝鲜半岛的地质同样有重要的意义。不同研究者对这两个地块之间的相互作用过程看法不一致, 目前主要三种构造模式来解释这个过程：弧-陆俯冲碰撞模式(胡国巍, 1992; 白瑾, 1993), 陆-陆俯冲碰撞模式(贺高品和叶慧文, 1998a, b)和大陆裂谷开合模式(张秋生和杨振升, 1988; 李三忠等, 1997, 2003; 刘永江等, 1997a, b; Li et al., 2005)。首先, 弧-陆俯冲模式主要有以下几个方面的依据(白瑾, 1993)：(1) 从岩石组合上来说, 辽河群变质火山岩系中含有海底基性喷出岩, 含有与古洋壳残片相关的橄榄岩, 以及火山弧型花岗岩等; (2) 从区域构造特征上来看, 辽河群早期变形作用是以低角度逆冲推覆为主, 可能形成于俯冲带相关的挤压环境; (3) 古地热状态和(4) 热动力学等方面的证据显示该构造与俯冲带相关。该模式认为辽吉地区早期存在两个大陆(龙岗地块和狼林地块), 两个地块之间发育有陆缘岛弧或者弧后盆地, 这些陆缘岛弧或弧后盆地通过俯冲增生软碰撞到大陆上, 形成胶-辽-吉构造带。这个模式受到质疑主要原因是未找到与岛弧相关的钙碱性火山岩及其蛇绿混杂带(Li et al., 2005)。其次, 陆-陆碰撞模式主张龙岗地块和狼林地块俯冲碰撞作用直接形成胶-辽-吉构造带(贺高品和叶慧文, 1998a, b)。主要依据是：北辽河群和老岭群具有顺时针P-T-t轨迹, 而南辽河群和集安群却是逆时针的P-T-t轨迹, 因此该模式认为这两套岩石单元分别属于不同的地块, 并非是同一个裂谷拉张的产物, 即胶-辽-吉构造带形成于两个不同地块的陆陆碰撞(贺高品和叶慧文, 1998a, b)。最后, 刘永江等(1997a)和Li et al.(2005)主要是从构造地质学角度提出裂谷张裂-闭合模式, 认为辽吉地区早期的构造作用(D1)所形成的构造要素指示了裂谷环境下的构造体制, 其动力学来源为整个地壳尺度岩石圈的张裂, 与俯冲作用的关系可能不大。这个模式主张辽吉地区经历过类似于东非裂谷的裂解阶段, 然后未经俯冲作用而直接发生了闭合。
位于胶-辽-吉构造带中段辽宁岫岩-辽阳地区的辽河群作为胶辽吉构造带的代表性岩石地层单元, 其构造现象复杂、变质作用多期, 大型矿床较多(如大石桥菱镁矿、弓长岭BIF型铁矿), 能够在变质、变形、成矿等关键问题上提供诸多线索, 为全面认识华北克拉通新太古代-古元古代地壳演化和重建古元古代超大陆(Columbia)提供帮助(刘福来等, 2015)。关于辽河群中所记录早期构造(D1)的几何学要素、运动学特征及其变形动力学来源, 一直以来是研究辽河群变形构造争论的焦点。胡国巍(1992)和白瑾(1993)认为, 辽河群第一期构造变形相关的构造要素(S1和F1), 都指示了挤压背景下的构造形态学特征, 可能产生于岛弧的俯冲或者弧后盆地的关闭。然而, 部分学者却认为早期构造D1产生于一个张性的裂谷环境(李三忠等1997; 刘永江等, 1997a, b; Li et al., 2005), 主要依据是辽河群与太古宙地质体间的滑脱接触关系及其辽河群内部的顺层滑脱构造。由此可知, 对于辽河群早期构造(D1)变形的动力学来源还存在比较大的争论。
针对以上问题, 结合近年来在胶-辽-吉构造带中段辽宁辽阳-岫岩地区的填图工作, 笔者对辽河群各岩石单元中发育的与第一期构造变形(D1)相关的构造要素进行了深入的野外填图及其室内研究。本文将从以下几个方面对辽河群第一期构造变形(D1)的构造背景展开讨论：早期(D1)构造要素的形态学特征、运动学特点及其形成背景, 辽河群现今地层层序、辽河群中变质作用特点、辽河群中相关岩石单元(花岗岩、基性侵入岩)与早期构造(D1)形成环境的关系。
2 区域地质背景胶-辽-吉构造带从山东东部, 一直延伸到吉林南部, 北东-南西走向绵延了近2000km(图 1b)。构造上, 胶-辽-吉构造带位于华北克拉通的东部陆块, 分开龙岗地块和狼林地块(图 1b)。其南部与三叠纪苏鲁超高压变质带相连。胶-辽-吉构造带内出露太古宙-古元古代多期TTG片麻岩、众多不同成因类型不同时代的花岗质岩石(A型花岗质片麻岩、碱性花岗岩、钙碱性花岗岩及环斑花岗岩等)、双峰式火山岩和基性岩墙(脉)、高压基性麻粒岩和高压泥质麻粒岩等(Lu et al., 2006; Jahn et al., 2008; Zhou et al., 2008; Liu et al., 2013)。胶-辽-吉构造带是一条记录多期岩浆-构造热事件、变质-变形的复合构造带, 是连接南部狼林地块和北部龙岗地块的桥梁和纽带, 是开展多期变质作用及构造演化的理想地区, 同时也是揭示华北克拉通形成演化、陆块聚合-裂解过程的最佳窗口。
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图 1 华北克拉通大地构造划分图(a, 据Zhao et al., 1998; Zhao et al., 2005修改)和东部陆块大地构造图(b) 图a中胶-辽-吉构造带位于华北克拉通东部陆块中, 右下角图显示华北克拉通具体位置; 图b中胶-辽-吉构造带位于狼林地块和龙岗地块之间, 带内显示了主要地层的分布情况; QZSZ:青龙山-枣儿岭剪切带; 研究区图 2被标记在本图中 Fig. 1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a, modified after Zhao et al., 1998; Zhao et al., 2005) and tectonic subdivision of the Eastern Block in North China Craton (b) In Fig. 1a: The Jiao-Liao-Ji Orogenic belt is located in the eastern part of North China Craton, insert picture showing the location of the North China Craton in China; In Fig. 1b: The Jiao-Liao-Ji Orogenic belt is located between the Longgang and Nangrim block. Litho-stratigraphic units are marked in this belt. QZSZ: Qinglongshan-Zaoerlin Shear zone. Study area Fig. 2 is marked |
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图 2 胶-辽-吉造山带中段三家子和上麻屯地区的地质简图(据辽宁省地质局, 1975修改) 图中黑色虚线(六道河桥附近)大致划分南辽河群和北辽河群 Fig. 2 Geological map of the Sanjiazi and Shangmatun area in the central part of Jiao-Liao-Ji Orogenic belt (modified after BGL, 1975) The black dotted line separates the Liaohe Group into North and South Liaohe groups |
胶-辽-吉构造带北部主要包含了摩天岭群, 吉林南部的老岭群和集安群, 辽东半岛的南、北辽河群, 南部主要包含了胶北的粉子山群和荆山群以及安徽的五河群(Zhao et al., 2012)(图 1b)。粉子山群、北辽河群、老岭群可以进行对比(Zhao et al., 2012), 位于胶-辽-吉构造带的北部带; 荆山群、南辽河群和集安群可以对比, 位于胶-辽-吉构造带南部(Luo et al., 2004; Li et al., 2005; Lu et al., 2006; Tam et al., 2011; Zhao et al., 2012)(图 1b)。这两个构造带之间的界限比较难以确定, 有的学者认为可以从青龙山-枣儿岭剪切带(QZSZ)隔断(Li et al., 2005; Zhao et al., 2005, 2012)(图 1b)。
对于辽河群前人开展了大量的研究工作, 包括构造地质学(胡国巍, 1992; 白瑾, 1993; 李三忠, 1994; 秦松贤等, 1994; 李三忠等, 1997, 2001; 刘永江等, 1997a, b)、岩石学(吴春林等, 1992; 郝德峰, 2004; 郭洪方等, 2016; 梁有为和郭洪方, 2016)、地球化学(李星云和张丽华, 1990a, b; 吴春林和孙厚江, 1993; 汤好书等, 2008, 2009)和年代学(路孝平等, 2004a, b; Luo et al., 2004, 2008; Meng et al., 2013, 2014; Li et al., 2015; 李壮等, 2015)。构造解析方面, Li et al.(2005)通过对古元古代辽河群的研究, 识别出了三期变形事件和四期变质作用, 第一期构造变形作用与裂谷的初始张裂作用相关, 第二、三期变形作用与裂谷盆地的闭合相关。变质作用上, 前人将辽河群的变质演化过程划分成了两种不同的P-T-t演化特征, 包括了北辽河群的顺时针P-T-t演化和南辽河群的逆时针P-T-t演化(贺高品和叶慧文, 1998b; 李三忠等, 2001; 卢良兆等, 1996)。物源方面, Luo et al.(2008)研究了南、北辽河群中碎屑锆石年龄的分布特征, 得出这两个群的碎屑锆石U-Pb年龄谱和Hf同位素比值比较相似, 故此进一步认为南、北辽河群都来自于同样的物源区, 共同沉积在新太古代变质结晶基底之上, 且共同经历了古元古代裂谷事件的影响。Wang et al.(2017)同样对辽河群进行了碎屑锆石年龄研究, 得到辽河群(里尔峪组、高家峪组、大石桥组和盖县组)中碎屑锆石的年龄峰值分别为~2130Ma, ~2520Ma, ~ 2160Ma/~2500Ma和~2040Ma, 指示了各组沉积物源来自于辽吉花岗岩和北部的龙岗杂岩基底。汤好书等(2008)通过对辽河群中大石桥组中大理岩的δ18O和δ13C同位素的研究, 认为δ18O和δ13C的异常值与地球早期广泛存在的Jatulian事件可以对比, 故因此认为辽河群大石桥组的形成时代为2.33~2.06Ga。本项目前期工作中也发现了2162Ma的花岗岩脉侵入到大石桥组中, 说明辽河群的部分沉积时代应该要老于2.1Ga(Tian et al., 2017)。故此认为辽河群的沉积时代大部分形成于2.1Ga之前, 部分辽河群(如盖县组)的沉积时代可能延续到了2.0Ga。
2.2 地层辽河群是胶-辽-吉构造带中段所出露的最重要的地层。根据1:20万和1:5万的填图工作(辽宁省地质局, 1975, 1989), 辽河群从下到上分成五个组, 分别是浪子山组、里尔峪组、高家峪组、大石桥组和盖县组(图 2和图 3), 岩性主要是从长英质和火山物质含量较高的成分, 到碳酸盐岩含量较高, 最后到碎屑含量较高的序列。
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图 3 辽河群地层柱状图(据辽宁省地质局, 1975修改, 并结合本项目野外填图资料) 早-中古元古代的辽河群与太古宙鞍山群正断层接触, 晚古元古代钓鱼台组的变质砂岩和石英岩不整合沉积在辽河群之上 Fig. 3 Lithostratigraphic units of the Liaohe Group (modified after BGL, 1975 and combined with our own data) The Late-Middle Proterozoic Liaohe Group was faulted contacting with the Archean Anshan Group. Resting unconformably on Liaohe Group is the Early Proterozoic Diaoyutai Formation which consists of meta-sandstone and quartzite |
根据1:20万的填图工作, 以及本项目在野外的观察, 最底部的浪子山组主要出露在研究区的北部(图 2和图 3), 岩石组成为砾岩、石英岩、(石榴)二云片岩、含石墨白云石英片岩、石墨白云(二云)长英质粒状岩石、千枚岩等。本研究区中浪子山组被许多的北西-南东向的走滑断层所切割(图 2)。前人认为浪子山组直接沉积在新太古代鞍山群片麻岩之上。然而通过野外观察和室内的年代学工作, 李壮等(2014)认为浪子山组与盖县组无论从岩石组合特征、碎屑锆石年代学特征等方面都非常相似, 由于盖县组属于辽河群的上部层位, 由此认为浪子山组有可能也属于辽河群的上部层位。本研究经过详实的野外地质填图工作, 从岩石组合上来说, 浪子山组不能与盖县组进行对比, 主要原因为浪子山组中出露了一套二云母片岩, 内部含有蓝晶石、十字石等矿物, 盖县组中没有发现这套岩石。
里尔峪组直接沉积在浪子山组之上, 主要为变质火山岩、大理岩(不纯)、钙镁硅酸盐岩类岩石、长石石英岩, 含石墨石榴二云石英片岩、夕线二云片岩、片麻岩等, 夹有变质凝灰岩-凝灰质熔岩, 变质凝灰质角砾岩-凝灰质熔岩-凝灰质板岩等组合; 高家峪组与里尔峪组较为类似, 变质、变形程度也比较相近。在本项目的研究区的南部(图 2), 里尔峪组和高家峪组与古元古代辽吉花岗岩和中生代花岗岩相伴出露(关系不明), 由变质火山岩、片麻岩、片岩(含石榴子石, 含磁铁矿)、斜长角闪岩组成, 偶尔可见条带状的大理岩。在研究区北部(北辽河群), 这两个组主要与大理岩、伟晶岩以及基性岩出露在一起, 主要以伟晶岩和基性岩侵入到大理岩中为主。里尔峪组中发育大量硼矿、黄铁矿, 高家峪组中发育有较为大型的磷矿。需要指出的是, 这两个组的岩石出露在六道河桥以北地区要比以南地区的变质变形作用弱(图 2)。例如, 高家峪组在研究区的北侧含有板岩和结晶灰岩等变质程度非常低的岩石, 局部地区可以见板岩与结晶灰岩互层出现, 原生层理S0在野外较容易观察, 暗示了这些岩石受到后期构造改造的强度较小。六道河桥以南的里尔峪组和高家峪组变质变形程度都比较高, 褶劈理和角闪岩相变质作用在研究区常见。
里尔峪组和高家峪组之上沉积的是大石桥组的一套以碳酸盐岩为主的岩石, 其白云质大理岩中夹巨厚菱镁矿, 最厚可达3000m以上。研究区中大石桥组中含有大理岩、透闪岩、透辉岩, 局部地区夹有片岩(图 3)。大石桥组的变质作用也呈现了北弱南强的特征, 研究区北部以结晶灰岩为主, 而南部主要以大理岩为主。位于辽河群最上部的地层是盖县组, 该组岩性组合和岩相均十分稳定, 分布范围广且厚度大。盖县组下部为夕线二云片岩、钙镁硅酸盐岩等, 变质变形程度较高, 上部是一套变质程度很低、变形强度很弱的变质砂岩、绿泥石千枚岩和变质粉砂岩(图 3)。其实, 盖县组下部地层与高家峪组和里尔峪的地层相似, 都以角闪岩相的夕线二云片岩为主, 本研究建议可以将其划分给里尔峪组。
3 辽河群早期变形特征本研究中辽河群主要位于胶-辽-吉构造带中段三家子和上麻屯一带(图 2), 所述构造均为辽河群变沉积岩中所发育的构造。研究区植被覆盖较为严重, 但构造变形发育较好的露头也不少。位于研究区六道河桥以北(北辽河群)的岩石出露较为连续(图 2), 其中浪子山组和里尔峪组地层发育较好, 大石桥组大理岩和高家峪组岩石(片岩或者板岩)局部露头出现整合现象, 然大部分地区未见二者接触关系或为断层接触。北辽河群变质程度较低, 构造变形也较弱。六道河桥以南(南辽河群)各岩石以构造接触为主, 变质程度相对较高, 构造变形相对强烈, 可见多期面理(S1面理和S2褶劈理)叠加。
本研究主要针对辽河群第一期构造(早期构造事件, D1)中发育的各种构造要素的几何学与运动学形态, 主要包含了早期面理S1、褶皱F1、早期韧性剪切带SZ1。需要指出的是在理清这些早期构造要素的几何学特征之前, 必须对区域内保留的原生层理S0, 及其与S0平行的早期面理S0-1(成岩压实过程中形成)进行详细观察, 对这些S0及S0-1面理的研究能够直观的反映第一期构造事件的运动学特征。
3.1 原生层理S0 及压实性面理S0-1由于研究区北辽河群变形相对于来说不是很强烈, 所以原生层理保留较好, 在野外容易观察到(图 2)。在上麻屯六道河桥以北可以观察到大石桥组大理岩中发育较好的原生沉积层理S0, 如图 4a所示, 大石桥组大理岩中可见厚层碳酸盐岩中夹有大量碎屑岩(变质砂岩), 局部地区可见碳酸盐岩和碎屑岩互层, 原生层理S0非常明显(顶底如何判别？)。沉积特征指示了碳酸盐岩与碎屑岩交互沉积的浅水滨海相环境。此外, 在大理岩内部, 由于沉积环境的改变, 导致各层之间含杂质量不同, 故此也形成了较为明显的S0(图 4b)。
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图 4 研究区六道河桥附近辽河群大石桥组大理岩原生层理S0及平行于S0的早期面理S0-1 (a)大理岩夹砂岩, 可见较好S0面理, 内部发育后期小规模走滑断层; (b)不纯大理岩中S0面理; (c、d)大理岩层内部发育一期平行于原生层理S0的S0-1面理 Fig. 4 Field pictures showing the original bedding S0 and foliation S0-1 (parallel to S0) of the Dashiqiao Group (marble) around the Liudaohe bridge in the central part of Jiao-Liao-Ji orogenic belt (a) marble interbedded with sandstone, well developed S0, affected by later strike-slip fault; (b) S0 well developed in impure marble; (c, d) showing the later S0-1 foliation developed which parallel to the original bedding S0 |
在部分地层中, 可以发现一期与原生层理平行的面理, 如图 4c, d, 大石桥组大理岩中可以发现与S0平行的面理, 本文用S0-1定义这期面理。需要说明的是S0-1面理有时与S1面理不好区分, 二者有时平行, 有时横截。面理S0-1与第一期构造变形(D1)中形成的S1面理在成因上有较大区别, S1面理的形成往往与区域性构造事件相关, 一般平行F1褶皱轴面, 而S0-1面理往往是岩石在沉积的过程中由于埋深作用而形成的面理, 与之相伴的变质作用级别相对于S1面理来说要低很多。
3.2 面理S1研究区发生的第一期构造事件(D1)为S0和S0-1的变形, 形成了一期面理S1。然而在面理的形成过程中, 部分原生层理仅仅发生了局部变形, 未形成透入性的面理。如图 5a, b, 可见大理岩S0和S0-1变形, 大理岩或大理岩夹碎屑岩的S0面理发生变形作用, 形成较多寄生褶皱。随着变形程度的加强, 露头上可见一期发育较好的透入性面理S1(图 5c, d)。S1面理深刻的影响了原生层理S0和S0-1面理。研究区除了大石桥组部分块状大理岩中无法观察到S1面理, 较多露头都能观察到D1的S1面理。如图 5c, d可以看出, 原生层理发生了强烈的变形, 形成了长轴轴面与S1面理一致的鞘褶皱和同斜褶皱。
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图 5 研究区六道河桥附近辽河群大石桥组大理岩原生层理S0及早期面理S0-1发生强烈变形 (a)不纯大理岩岩层S0发生变形作用; (b)大理岩夹砂岩发生变形, 形成不对称褶皱; (c、d)大理岩中透入性面理S1形成, 与之相伴的构造有同斜褶皱和鞘褶皱, 内置极射赤平投影显示了S1(c, d)面理产状及其不对称褶皱的枢纽产状, 下半球等面积投影 Fig. 5 Field pictures showing the original bedding S0 and S0-1 of the Dashiqiao Group (marble) experienced strongly D1 deformation around the Liudaohe bridge in the central part of Jiao-Liao-Ji orogenic belt (a) S0 in impure marble deformed; (b) S0 in marble interbeded with sandstone deformed, forming asymmetric folds; (c, d) showing the penetrative S1 foliation formed in the first tectonic event (D1), accompanied by sheath fold and isoclinal fold, insert Lower Lower hemisphere, equal-area stereonet projection show foliation S1 (c, d) and hinges of the asymmetric folds |
镜下同样可以观察到较好的S1面理, 例如大石桥组大理岩中S1面理, 可见方解石晶体发生定向排列, 形成了S1面理(图 6a)。里尔峪组的片麻岩, 镜下观察到的连续性面理S1主要由钾长石、黑云母、白云母和石英等矿物定向排列组成(图 6b)。石英显示了亚颗粒旋转的重结晶特征(图 6f), 指示了构造变形温度曾经达到了ca.400~500℃(Passchier and Trouw, 2005)。区域上, 不同岩性不同区域S1面理的方向呈多样性分布, 北辽河群千枚岩、灰岩和板岩中S1面理主要倾向西南-南和东北-北, 部分岩石单元(如千枚岩和灰岩)内部形成了一系列的背形和向形(S0变形)。此外, 在里尔峪片岩和大石桥组大理岩S1面理上, 可以观察到矿物的拉伸线理(黑云母和石英)和擦痕, 拉伸线理和擦痕产状都倾伏向北北东或者南南西垂直第一期褶皱枢纽。原岩泥质含量较高的片岩中, 伴随着S1面理的形成, 变质变形发生, 可见较多石榴子石(根据其内部包裹体可以判断其形成可能晚于S1面理早于S2面理), 如图 6c, d可见石榴子石中的S1面理与石英、云母定向排列所形成的S1面理一致。石榴子石中除了发现S1面理之外, 还可见后期的S2面理将早期的S1面贯穿、横截, 形成了第二期面理S2, 与区域上的褶劈理产状一致(图 6c, d)。露头尺度上, 在含石榴子石的片岩中, 可见发育较好的褶劈理(图 6e)。
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图 6 研究区大理岩及其碎屑沉积岩正交偏光镜下照片(除e) (a)大理岩中方解石定向排列形成S1面理; (b)片岩中云母、石英、长石等矿物定向排列形成S1面理; (c)石英、云母、长石、石榴子石等矿物定向排列形成S1面理, 石榴子石中可见两期面理S1和S2; (d)局部照片显示石榴子石中两期面理; (e)露头照片显示褶劈理S2; (f)片岩中S1面理; (g)S1面理变形; (h)褶劈理S2形成 Fig. 6 Photomicrographs (under cross-polarized light, except e) of marble and clastic sedimentary rocks in our study area (a) S1 foliations defined by calcites in marble; (b) oriented minerals including quartz, muscovite and biotite forming S1 in a schist; (c) S1 difined by quartz, muscovite, and garnet in a schist, there are two stages of foliation developed in garnet; (d) closer picture showing S1 and S2 foliations developed in a garnet; (e) Outcrop showing S2 crenulation cleavage; (f-g) S1 foliation in a schist continuously deformed, and at last forming S2 crenulation cleavage |
从图 6f-h可以看出S1-S2的变形过程, 石英、云母等矿物定向排列形成的S1面理, S1发生轻微变形形成较为宽缓的褶皱(图 6g), 继续变形形成褶劈理S2, 图 6h中可见发育好的劈理域和微劈石, 劈理域中主要由云母组成, 微劈石主要由石英组成。综上所述, S0或S0-1, 在研究区经历了S1的第一期变形(D1)之后, 又经历的第二期(D2)变形作用(本文不涉及)。
3.3 D1相关早期构造：褶皱(F1)、早期剪切带(SZ1)第一期(早期D1)构造事件中除了面理S1之外, 野外能观察到的构造为小尺度或者露头尺度的褶皱(F1)及其韧性剪切带(SZ1)。
第一期褶皱(F1)主要表现为露头尺度的紧闭褶皱、倒转褶皱、鞘褶皱(长轴轴面与S1面理一致)等。为了能够更好的展现这些褶皱几何学特征, 本研究对六道河桥(位置见图 2)一个变形较为复杂的露头进行了详细的构造解析工作(图 7)。该露头S0整体发生了强烈的变形, 形成了多种不同类型的褶皱, 主要有鞘褶皱、同斜紧闭褶皱、寄生褶皱和不对称褶皱等。大部分褶皱轴面(P1)都与透入性面理S1(14°∠68°)平行或者近平行, 倾向NNE, 倾角约为60°。从褶皱样式及其层面S0上的擦痕可以推测这些褶皱的形成机制既有弯滑作用的影响, 也有剪切作用(鞘褶皱)的影响。露头的中心部位可见一个鞘褶皱, 不但指示该区域发生了强烈的挤压变形作用, 还指示了平行S1面理及平行鞘褶皱枢纽方向的较为强烈的剪切变形特征(图 7a)。鞘褶皱上部可见一个紧闭的同斜褶皱, 褶皱轴面产状20°∠60°(倾向/倾角), 枢纽产状305°/25°(倾伏向/倾伏角), 从轴面和枢纽的产状可以得出该褶皱具有轴面高角度斜歪、枢纽低角度倾伏的几何学特征。这种褶皱的产生与鞘褶皱相同, 通常需要较为强烈的挤压-剪切应力。大理岩S0面理之间可见能干性较强的砂岩形成布丁构造(图 7b), 砂岩内部形成较多脆性破裂面, 破裂面产状(17°∠64°)与褶皱轴面产状基本一致, 并且与露头上整体的S1面理一致。与该处类似, 大理岩褶皱翼部同样可见较多的砂岩布丁构造, 由于变形过程中层间发生了强烈的剪切作用, 形成了书斜构造(图 7c)。部分脆性破裂面(劈理)的产状要小于原生层理S0的产状, 指示了部分地层发生了倒转。大理岩中各层之间由于砂质含量不同, 也表现出了能干性的不一致, 能干性较弱的大理岩S1面理发生强烈的变形作用, 形成了大量寄生褶皱。露头东北角可见许多与挤压性相关的不对称褶皱(图 7d, f)。图 7e则显示了大理岩中的同斜褶皱受到了后期应力的改造, 再次发生了构造变形, 早期褶皱轴面发生弯曲, 形成了一个宽缓的叠加褶皱。鞘褶皱的西北侧(图 7g)可以见大量的肠状褶皱, 该处可见大理岩中原生层理S0基本无序, 对这些强烈无序的S0面理有两个解释：(1) 大理岩更容易保留一些同生沉积构造, 例如无规则无劈理的褶皱; (2) 大理岩发生变形作用, 形成了大量的寄生褶皱。本文更倾向于后者, 主要有以下三个方面的依据：(1) 该露头不是纯的大理岩, 里面有大量的砂岩夹层, 砂岩夹层也发生了强烈的变形作用(图 8b); (2) 该露头东侧可见大理岩中发育大量的倒转褶皱, 如图 8a, 褶皱尺度较大, 可见有规律的褶皱变形构造; (3) 区域上来说, 该点位于一个大型构造带内部, 受构造影响程度较大。由此, 本文可以得出该处的大理岩应该经历了较为强烈的构造变形作用。
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图 7 研究区上麻屯六道河桥一处大理岩夹碎屑岩强烈变形区的大比例尺填图(据Tian et al., 2017修改) (a)填图区可见各种类型的褶皱：鞘褶皱、同斜紧闭褶皱、寄生褶皱和不对称褶皱等; 图(b-h)都标注在此图上; (b)紧闭褶皱枢纽部位可见砂岩布丁构造, 布丁中可见破劈理, 产状与S1面理及其轴面一致; (c)翼部寄生褶皱, 可见砂岩布丁中有书斜式构造; (d)不对称褶皱; (e)紧闭褶皱发生变形; (f)不对称褶皱与紧闭褶皱; (g)肠状褶皱; 内置极射赤平投影显示了S1(a)面理产状及其不对称褶皱的枢纽产状, 下半球等面积投影 Fig. 7 Big-scale field geological mapping showing a complicated marble interbeded with sandstone in the central part of the Jiao-Liao-Ji structural belt (modified after Tian et al., 2017) (a) folds exposure including sheath fold, isoclinal fold, overturned fold, parasitic fold, asymmetric fold; Pictures from b to h are shown in this figure. Field pictures showing: (b) hinge zone of an isoclinal fold, many cleavages developed in a sandstone budinage show the same attitude with foliation S1and axial plane P1; (c) parasitic fold in the limb, bookshell-like structures developed in sandstone budinage according to the shearing stress; (d) asymmetric fold; (e) isoclinal fold re-deformed; (f) asymmetric fold with isloclinal fold; (g) ptygmatic folds; insert Lower Lower hemisphere, equal-area stereonet projection show foliation S1 and hinges of the asymmetric folds in (a) |
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图 8 研究区上麻屯六道河桥一处大理岩夹砂岩强烈变形 (a)立体剖面示意图, 该处发育较多倒转褶皱, 轴面产状为18°∠62°; 图(b-e)位置标于此图中; (b)垂直轴面平行枢纽的切面上可见不对称褶皱(剪切作用); (c、d)局部倒转褶皱特征及其素描图; (e)垂直轴面平行枢纽的切面上可见紧闭倒转褶皱, 内置极射赤平投影显示了(a)中F1轴面产状及其不对称褶皱的枢纽产状, 下半球等面积投影 Fig. 8 Cross-section showing overturned folding around the Liudaohe bridge in the central part of the Jiao-Liao-Ji structural belt (a) the axial plane dips to 18° with a dipping angle of 62°; Pictures from b to e are shown in this figure. Field pictures showing: (b) surface perpendicular to axial plane and parallel to hinge showing asymmetric folds (shear stress); (c, d) local overturned fold and its Sketch map; (e) tightness over-returned folds. Insert Lower Lower hemisphere, equal-area stereonet projection show axial plane of F1 and hinges of the asymmetric folds in (a) |
上述露头东侧, 可见较多倒转褶皱(图 8a), 褶皱轴面整体倾向北-北东(18°∠62°), 与S1面理一致。平行枢纽、垂直轴面的方向上(图 8b)可见大理岩层及砂岩层内部发生了剪切作用, 形成不对称褶皱(图 8b, e)。垂直枢纽和轴面方向上(图 8c, d), 褶皱呈倒转形态。此外, 在其他的露头上也同样可见S0变形形成大量的倒转褶皱F1(如图 9a)。因此, 结合图 7a的褶皱形态及其擦痕、枢纽特征, 该区域应该受到较强的挤压+剪切应力的影响?痪浠八?从S0到S1、F1的过程, 该地区受到强烈挤压应力的影响, 这些褶皱的出现并非为伸展背景下的产物。位于三家子东北部地区可见大理岩发生强烈的剪切作用(图 9b), 大理岩强烈糜棱岩化, 剪切带走向南北(直立), 露头可见宽约3~5m, 长40~100m的糜棱岩。剪切带内可见原始砂岩层S0面理, 发生强烈的剪切作用, 形成了不对称褶皱、布丁构造、书斜式构造等一系列构造。根据不对称褶皱和书斜式构造特征, 判定剪切方向为右行剪切(图 9c)。本研究认为这期剪切作用(SZ1)与辽河群第一期构造事件D1相关, 是辽河群早期构造体制下的产物, 主要有以下几个方面的依据：(1) 从岩性上来说, 剪切带中所见大理岩及其砂岩与图 7a中所见一致; (2) 从变形构造上来说, 图 7a中所见到的砂岩变形特征(布丁+书斜构造)与剪切带中所见的砂岩的变形特征较为一致; (3) 从区域上来说, 剪切带与图 7a中的大理岩变形区同属于一个较为强烈的变形域中。
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图 9 研究区三家子一处大理岩夹砂岩发生强烈变形及其剪切 (a)大理岩中原生层理S0强烈变形形成不对称褶皱; (b)大理岩发生强烈剪切作用形成糜棱岩带, 带内可见砂岩原生层理S0发生强烈剪切变形作用; (c)局部照片显示砂岩层中的不对称褶皱和书斜式构造, 指示右行剪切特征 Fig. 9 Strongly deformed and sheared marble and sandstone around the Sanjiazi area in the central part of the Jiao-Liao-Ji structural belt (a) strongly deformed S0 bedding in marble, forming asymmetric fold with the axial plane dip to the SW; (b) mylonite shear zone in marble, the original sandstone bedding S0 was strongly sheared forming; (c) asymmetric folds, bookshell-like structures, which indicate dextral shear sense |
根据本研究所观察到的辽河群早期构造(D1)几何学特征, 并结合区域上已发表的资料, 本文主要讨论以下四个方面的内容：(1) 从构造几何学特征、运动学方式上来解析辽河群早期构造样式的形成背景(伸展或挤压); (2) 从区域上来说, 辽河群是否像前人所述保存了完好的地层层序, 地层未发生倒转或受逆冲作用影响？地层的倒转与受逆冲作用的影响指示了怎么样的背景; (3) 早期变质作用如何与变形期次对应, 变质变形共同指示了辽河群何种形成背景; (4) 辽河群中伴随有大量的花岗岩及其基性岩, 这些岩石的形成背景与早期构造活动之间的关系。
4.1 辽河群第一期构造事件D1中构造要素与形成背景前人对辽河群中发育的第一期构造变形事件(D1)形成环境的认识, 主要有两种观点：挤压背景(胡国魏, 1992; 白瑾, 1993)和伸展背景(李三忠, 1994; 刘永江和李三忠, 1996, 刘永江等, 1996; 李三忠等, 1997; 刘永江等, 1997a, b; Li et al., 2005)。通过对连山关、析木、临江、北瓦沟等四个地区辽河群中发育的构造进行详细的构造解析工作, 白瑾(1993)认为辽河群变质碎屑岩-碳酸盐岩和变质火山岩-沉积岩系中的早期原生层理(S0)发生了强烈的变形作用, 形成了以露头尺度为主的中小型层理褶皱(即S0变形形成F1); 并进一步指出原始几何学形态为平卧特征的褶皱, 其形成机制很可能与大规模低角度逆冲推覆作用相关。此外, 根据层劈交切关系, 白瑾(1993)认为这期褶皱应该是辽河群古元古代沉积之后在首次构造变动(D1)中保留下来的构造形迹, 最初的构造活动也是以低角度逆冲+剪切作用为主的构造活动。李三忠(1994)、刘永江等(1997a, b)在研究了辽河群、集安群和老岭群的变形特征后, 发现整套变质岩系盖层与基底之间出现了大规模拆离断层(韧性剪切带), 盖层内部出现顺层滑脱现象, 辽河群与下伏太古宙基底之间也发育着大规模的滑脱面, 由此判断出辽河群早期的构造体制主要以伸展构造为主。
本研究通过对辽河群中D1中所发育的构造, 包括了S1、F1、SZ1, 进行了构造解析工作, 认为这些构造所表现出来的几何学与运动学特征主要与挤压环境相关, 不太可能为伸展环境, 主要有以下几个方面的证据：(1) F1褶皱包括同斜紧闭褶皱、不对称褶皱、倒转褶皱(图 7和图 8), 这些褶皱样式不太可能与伸展的顺层滑脱相关; (2) 从运动学特征来看, 区域上可见轴面与S1平行的F1褶皱滑动面(S0)上垂直枢纽的擦痕, 部分较为韧性区域可见S1面理上垂直枢纽的拉伸线理, 指示了挤压背景下弯滑作用机制; (3) 从S0到S0-1到S1F1到S2(图 6)都表现为一个挤压应力的特征, 与之对应的可能是沉积-压实-挤压变形-变形加剧的过程; (4)白瑾(1993)发现了大量的(S0变形)F1露头尺度的平卧褶皱, 本研究在六道河桥附近也有同样的发现, 这些褶皱的形成用逆冲推覆构造来解释显得更加合理一些。
此外, 在本研究区确实发现了大量前人提到的“盖层内部出现顺层滑脱面, 辽河群与下伏太古宙基底之间也发育着大规模的滑脱面”(刘永江等, 1997a), 然而其形成时代有待商榷。这些构造不太可能为早期裂谷下的产物, 主要有以下两个方面的原因：(1) 早期裂谷相关构造一般为一系列大规模正断层, 这些正断层通常切穿(垂直或者斜交)地层S0, 形成类似于地堑或者穹窿状的产物(图 10)(Rosendahl et al., 1986), 而并非为顺层滑脱。即便是大规模的低角度拆离断层, 也通常斜切地层, 顺层滑脱的可能性较小; (2) 白垩纪整个华北克拉通的岩石圈遭到破坏, 处于伸展构造背景, 形成了大量的变质核杂岩, 研究区主要有辽南变质核杂岩(Liu et al., 2005, 2017; Yang et al., 2007; Ji et al., 2015.), 这期伸展性的滑脱事件是否与白垩纪伸展事件相关？有待进一步研究。
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图 10 东非裂谷带坦噶尼喀湖地堑构造发育图及相关剖面(a)及其立体形态(b)(据Rosendahl, 1986修改) 剖面a-a’显示两个正断层中部夹一个地堑鞍部; 剖面b-b’显示两个正断层夹着一个穹窿区 Fig. 10 Map and selected cross section of the Lake Tanganyika garben in East African rift belt showing alternating and overlapping half-grabens (a) and three-dimensional sketch map of the geometry of faulting shown in Fig. 10a (b) (modified after Rosendahl, 1986) Cross-section a-a' show a central horst bounded by two normal faults, b-b' shows a dome developed in a graben |
Li et al.(2005)还认为第一期构造中形成的褶皱F1的褶皱枢纽方向比较絮乱, 如果是受挤压环境影响, 褶皱轴的方向应该是比较单一。L1线理和石榴子石的不对称压力影也指示了多种运动学的特征, 而并非单一的运动学方向。其他的许多与D1相关的构造特征例如A-型褶皱, 不对称褶皱和剪切带相关的构造都指示了D1应该属于一个伸展性的背景。需要指出的是, 胶-辽-吉古元古代构造带, 无论是经历了俯冲、碰撞的影响, 还是经历裂谷、碰撞造山带活动的影响, 都经历了复杂的多期次的构造演化, 加上中生代构造的叠加, 早期构造要素的几何学方向变得复杂多样, 属于正常现象。
综上, 本研究认为辽河群第一期构造事件中的构造要素产生于一个挤压环境, 可能与古老的俯冲或者碰撞相关, 并非为伸展背景下的产物, 与一些学者的观点一致(胡国巍, 1992; 白瑾, 1993)。
4.2 辽河群沉积地层层序与D1事件从区域上来说, 辽河群各组之间的地层层序是否保存完好？是否受到与D1事件相关的挤压性应力(如逆冲推覆构造)的影响, 这也是讨论辽河群早期环境的重要标志。Li et al.(2005)对辽宁岫岩地区的辽河群进行了研究, 认为第一期构造变形(D1)应该与裂谷相关的两个重要证据是：(1) 辽河群地层中各个组之间的关系仍然保持了良好的整合关系, 并没有见到地层重复和倒转的现象; (2) 辽河群内部没有发现与D1相关的大尺度的逆冲断层及其断层相关褶皱。其实在三家子地区辽河群的地层是絮乱的, 各组之间并没有见到较好的整合关系, 可以见到地层重复重现的现象。上文提到, 北辽河群相对来说变质变形程度较弱, 然而同样也出现了大量的地层倒转现象。如图 11所示, 在填图区北侧的浪子山组地层中以及在里尔峪组地层中, 层劈关系显示了层理(S0)的倾角要远远的大于劈理(S1)的倾角, 指示地层倒转。从1:5万及1:20万质地图上同样可以看出, 地层倒转现象在辽河群中不难发现(辽宁省地质局, 1975, 1989)。此外, 辽河群组与组之间, 部分露头显示清晰的逆冲构造, 即原属于下部层位的里尔峪组、高家峪组片岩、片麻岩被逆冲作用推覆到大石桥组厚层大理岩之上, 原来的地层层序完全被重置。需要进一步研究的是这些逆冲推覆作用是否与D1相关。
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图 11 研究区北辽河群地层层理-劈理关系指示地层倒转特征 (a)辽河群浪子山组地层中可见较为清晰的层理(S0)与劈理(S1)之间的关系, 图(b)显示在本图中; (b)局部显示浪子山组地层中层理倾角明显大于劈理的倾角, 指示地层发生倒转; 内置极射赤平投影显示了S1(a, b)面理产状和S0原生层理产状之间的关系, 下半球等面积投影; (c)里尔峪组地层中也可见层理倾角明显大于劈理倾角的特征; (d)示意图显示层理大于劈理的原因, 指示浪子山组和里尔峪组地层形成倒转褶皱过程中, 地层发生了倒转 Fig. 11 The relationship between original bedding S0 and cleavage S1 indicate that the strata was overturned in the North Liaohe Group, central part of the Jiao-Liao-Ji structural belt (a) field picture showing the relationship between original bedding S0 and cleavage S1 in Langzishan Formation of the Liaohe Gorup; (b) local picture showing the bedding/cleavage relationship from (a), the dip angle of S0 is much higher than cleavage S1, which indicate that bedding is overturned; insert Lower hemisphere, equal-area stereonet projection show the relationship between foliation S1 and bedding S0 in (a, b); (c) overturned strata in the Lieryu Formation; (d) sketch map showing the reason of S0 overturned |
与D1相关的逆冲推覆构造在区域上也并不难见到, 图 9a显示了大理岩中原生层理S0的强烈变形作用, 与之相伴的断层也较为发育(倾向与轴面一致SW, 倾角~35°), 应该属于早期构造体制下的断层。当然这些较为脆性的断层可能受到后期构造的改造, 然而本研究认为与图 9a中褶皱相关的地壳浅层次的早期逆冲断层应该存在。刘福来等(2015)等在高家峪组和盖县组中, 普遍发现低级变质岩系(绿片岩相、低角闪岩相变质的绿片岩、千枚岩、云母片岩)和高级变质岩系(夕线石榴片麻岩-混合片麻岩)的岩片紧密接触, 也可能受到早期逆冲推覆构造的影响。结合区域地质资料, 从辽河群地层层序上来说, 地层倒转较为严重, 此外, 辽河群第一期变形中应该存在与褶皱相关的逆冲断层, 由此可以得出辽河群受到早期较为强烈的挤压应力影响。
4.3 变质作用与D1事件关系及形成背景前文已述, 研究区所出露的辽河群, 北部变质程度整体来说偏低, 但是局部地区(靠近太古宙鞍山群)变质程度稍高, 南部变质程度整体来说偏高。对于辽河群(未分南北)中的泥质岩来说, 早期阶段的变质作用(M1)主要以岩石中的黏土矿物和碎屑矿物变质作用为主, 这些矿物随着温度的升高转变成绿泥石、绢云母、白云母和黑云母, 后期出现变斑晶状的黑云母和石榴子石(贺高品和叶慧文, 1998b), 变质程度为绿片岩相。该研究还观察到早期的石榴子石为自形晶体, 晶体中石英包体未发生定向排列特征, 这一特征说明石榴子石的形成(M1阶段)要稍早于第一期变形作用(D1)。李三忠等(1998)、Li et al. (2005)等对辽河群中的泥质岩的早期变质作用(M1)也进行了详细的研究工作, M1变质作用阶段的矿物包含了石英+钠长石+白云母+绿泥石+黑云母+/-石榴子石+/-硬绿泥石, 这是较为典型的绿片岩相变质作用组合。对于M1的形成时代(可能约为21亿年), 该研究认为M1要略早于D1, 主要有以下两个方面的证据：(1) 变质矿物绿泥石和云母所显示的弱定向面与S1面理之间呈高角度斜交, 这些弱定向面理可能为原生层理S0或者S0-1面理; (2) 与贺高品和叶慧文(1998b)的发现相同早期石榴子石中所含的石英及其云母包裹体都未发生定向, 指示了这期变质作用(石榴子石生长)的形成要稍早于变形作用。本研究也观察到了早期绿片岩相的变质矿物组合为白云母+绿泥石+黑云母+石英+钠长石, 同样的也观察到了部分泥质岩中有石榴子石的形成。石榴子石中不但具有上述所说的无规则的不定向的包裹体, 也发育了早期的S1面理(图 6c, d)。故此, 本文同意上述研究的观点, 早期变质作用M1的时间可能略早于D1的变形时间, 然而具体变质时代, 还需要更为深入的研究工作。
对于研究区第二个阶段的变质作用(M2), 贺高品和叶慧文(1998b)认为南北辽河有较大的差异, 其中北辽河中泥质岩M2阶段的变质矿物组合为：石榴子石+黑云母+白云母+斜长石+石英±十字石, 变质程度为低角闪岩相(中压)。与北辽河群不同的是, 南辽河群泥质岩M2阶段的变质矿物组合为：石榴子石+黑云母+白云母+斜长石+石英±十字石, 石榴子石+黑云母+白云母+斜长石+石英+红柱石, 硬绿泥石+黑云母+斜长石+石英, 变质程度为低角闪岩相(低压)。结合M3和M4阶段的变质作用, 贺高品和叶慧文(1998b)认为北辽河群经历顺时针的P-T-t演化过程, 而南辽河群经历了逆时针的P-T-t演化过程。刘福来等(2015)等重点研究了南辽河群和集安群的变质作用, 观察到泥质麻粒岩和基性麻粒岩均经历了十分复杂的变质演化, 通过对岩相学、矿物相转变、温压估算的初步研究结果表明, 南辽河群和集安群中的泥质麻粒岩和基性麻粒岩均记录了近等温减压的顺时针P-T-t演化过程(见刘福来等, 2015的图 9), 这与荆山群中的变泥质岩石和相关的基性麻粒岩研究结果一致(Tam et al., 2012a, b), 表明胶-辽-吉构造带内南侧的荆山群、南辽河群和集安群并非单纯记录了以往认为的逆时针P-T-t演化过程, 还存在与俯冲作用或碰撞造山动力学背景有关的顺时针P-T-t演化过程的记录。此外, 在填图区三家子西部南辽河群里尔峪组中首次发现了高压石榴斜长角闪岩, 并发育了典型的白眼圈结构, 同样也指示了这些基性岩经历了顺时针P-T-t演化过程, 进一步对前人提出的南辽河群仅经历了逆时针变质演化P-T-t轨迹提出了质疑(刘平华副研究员未发表资料, 内部交流)。
综上所述, 从M1(D1)到M2的变质变形过程, 南、北辽河群可能都经历了顺时针的P-T演化轨迹, 不仅仅只有北辽河群经历了早期的逆冲推覆构造所引起的增压作用(贺高品和叶慧文, 1998b), 南辽河群也同样经历了挤压增压的过程, 而并非为裂谷下岩浆上涌所导致的低压高温环境。
4.4 基性岩和辽吉花岗岩与D1事件形成背景部分研究认为第一期构造变形(D1)与辽吉花岗岩的形成就位相关, 辽吉花岗岩显示了A-型花岗岩的地球化学特征, 是伸展背景下的产物(李三忠等, 1997; 刘永江和李三忠, 1996; 路孝平等, 2004b)。然而, 最新研究表明, 这些条痕状的花岗岩可能是形成于俯冲带环境下的I型花岗岩(杨明春等, 2015), 得出这个结论的主要依据是：(1) 这些条痕状的花岗岩属于钙碱性岩浆系列, A/CNK值为0.9~1.2(多数小于1.1), A/NK值为0.9~1.4, SiO2质量分数为68%~77%, 低TiO2( < 0.3%); (2) 岩石微量元素显示富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素。由此, 通过花岗岩的侵位来判断早期构造变形(D1)形成于裂谷环境存在较大问题：(1) 辽吉花岗岩不一定形成于裂谷环境; (2) 早期的构造事件(D1)与辽吉花岗岩的侵入在形成时代上不一定能够关联。
除了酸性岩外, 辽河群(以北辽河群为主)中有大规模基性岩出露。从野外露头特征来看, 这些变基性岩也呈现了多期次的特征。它们包括了未变质的辉长岩、辉绿岩和已经变质的变辉长岩、变辉绿岩或斜长角闪岩, 还有发生了变质变形作用的角闪斜长片麻岩。Meng et al. (2014)通过对辽东半岛中部(包括本研究区)的变质辉长岩、变质辉绿岩和斜长角闪岩进行了详细的研究, 认为这些变基性岩的就位时代是2154Ma, 变质时代为1897Ma。地球化学特征得出这些变质基性岩来自于一个亏损的地幔源区, 受到了俯冲流体交代的影响。这个结果与Faure et al.(2004)的观点相同, 认为辽河地区存在一个较大的基性岩浆带, 发育于一个活动大陆边缘环境, 与一个向南的俯冲带相关。王惠初等(2011)对研究区河栏镇基性岩进行了地球化学研究, 得出这些基性岩成分上为低碱低钾富铁, 具有岛弧拉斑玄武岩的特征, 岩石稀土和微量元素特征指示变质基性岩的形成与岛弧构造背景相关, 很可能是弧后盆地环境的产物。最近, 许王等(2017)通过对北辽河群变基性岩进行了深入的研究, 认为其地球化学特征类似于MORB, 不同于岛弧玄武岩和板内玄武岩, 其源区不可能是大陆岩石圈地幔, 岩石形成过程中应该受到有限的俯冲相关流体交代作用和明显的地壳混染作用, 这些基性岩的形成可能为成熟弧后盆地的产物。
综上可知, 基性岩(~2.1Ga)和花岗岩(~2.1Ga)的形成可能与板片俯冲相关, 如果早期构造事件D1与这些岩浆活动相关的话, 也应该处于一个洋壳向陆壳俯冲的环境中。
5 结论本研究通过对胶-辽-吉构造带中段的辽河群进行了详细的野外构造解析, 并结合了前人对该地区变质作用和岩浆作用的研究得出了以下四个方面的结论：
(1) 辽河群第一期构造事件(D1)中所形成的构造要素, 主要包括了透入性的面理S1, 褶皱F1, 及其剪切带SZ1, 几何学形态及其运动学特征显示了挤压应力下的动力学背景;
(2) 辽河群内部可见大量的地层倒转现象, 也可见与第一期构造事件(D1)相关的逆冲断层及其断层相关褶皱, 也指示了D1的形成与挤压环境相关;
(3) 南北辽河群中泥质岩及其基性岩都经历了顺时针的P-T-t演化过程, 从M1(D1)到M2的过程(增温升压)达到了中压相系的变质级别, 与地壳的挤压增厚相关, 而不是与裂谷过程的低压变质作用相关;
(4) 花岗岩和基性岩的地球化学和年代学特征显示了胶-辽-吉构造带中段早期经历了来自俯冲作用的影响, 较之稍晚的D1构造事件同样经历了俯冲挤压应力的影响。
致谢 本文在前期工作积累和撰写期间, 与吉林大学于介江教授, 中国科学院地质与地球物理研究所张继恩副研究员、张志勇副研究员, 中国地质科学院地质研究所刘福来研究员, 刘建辉研究员, 刘平华、王伟、刘超辉、王舫、曲军峰副研究员, 杨红、张文、蔡佳助理研究员, 博士研究生冀磊, 许王等进行了有益讨论; 吉林大学本科生每年7月到9月份对野外填图工作提供了较大的协助; 两位审稿人张建新研究员和张进研究员对本文提出了大量的宝贵意见; 在此一并表示衷心感谢。| [] | Bai J. 1993. The Precambrian Geology and Pb-Zn Mineralization in the Northern Margin of North China Platform. Beijing: Geological Publishing House: 47-89. |
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