2019, Vol. 35
2. 中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室, 海洋高等研究院, 海洋地球科学学院, 青岛 266100;
3. 青岛海洋科学与技术国家实验室, 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 青岛 266237;
4. 东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室, 长春 130061;
5. 内蒙古自治区第三地质矿产勘查开发院, 呼和浩特 010000;
6. 吉林大学古生物学与地层学研究中心, 长春 130026
2. MOE Key Lab of Submarine Geoscience and Prospecting Techniques, Institute for Advanced Ocean Study, College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, China;
4. MNR Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Changchun 130061, China;
5. Exploration and Development Institute of Mineral Resources of Inner Mongolia, Huhehaote 010000, China;
6. Research Center of Paleontology & Stratigraphy, Jilin University, Changchun 130026, China
板块构造理论自1968年诞生以来经历了长足的发展和完善，合理的解释了地球表面刚性块体的水平运动，建立了包括大洋演化、板缘地震/火山活动、矿产资源等方面的全球构造格架，成为被广泛接受的大地构造学理论(Morgan, 1968; Park, 2005; Tomecek, 2009; 张国伟等，2011)。板块构造机制启动是地球演化过程中重大的地质事件，因为板块构造控制了地球随后的水圈、大气圈和岩石圈，及至地幔的演化(李三忠等, 2015a, b)。然而关于板块俯冲何时、何地、何因启动？一直是地学界迫切关注的热点科学问题(Komiya et al., 1999; Cawood et al., 2006; Condie, 2011)。换而言之，有关地球太古宙地壳演化的认识也存在分歧，目前人们基于太古宙变形以及地壳生长过程提出了垂向构造和水平构造两大不同的构造模型，其中垂向构造主要以地幔柱、地幔对流方式为主，太古宙花岗-绿岩带内发育的穹脊构造(dome and keel structure)是太古宙垂向构造的典型代表之一(Ramberg, 1981; Collins, 1989; Hippertt and Davis, 2000; Zhao et al., 2001; van Kranendonk et al., 2004, 2007; Lin, 2005; Moyen et al., 2006; Parmenter et al., 2006; Lin et al., 2007; 赵国春, 2009; van Kranendonk, 2011; Lin and Beakhouse, 2013)。与之相对的水平构造则与现代板块构造作用有关，是一种均变过程，主要表现为俯冲、碰撞、岛弧岩浆作用等地质特征(Kröner, 1981; de Wit, 1998; Kusky and Polat., 1999; Calvert and Ludden, 1999; Zhao et al., 2001; Zhai et al., 2003)。
围绕加拿大Superior克拉通(Lin, 2005; Lin et al., 2007; Parmenter et al., 2006)、南印度Dharwar克拉通(Bouhallier et al., 1995; Chardon et al., 1996)和西澳Pilbala克拉通(van Kranendonk et al., 2004)内的花岗-绿岩带构造演化的最新研究成果显示，太古宙早期地壳可能以垂向构造样式为主，即花岗岩的底辟穹窿(Diapirism)和绿岩带的拗沉作用(Sagduction)，并提出了相关的“钱口袋” (Synclinal keel)构造模型(Lin et al., 2007; Lin and Beakhouse, 2013)和“水滴” (Drip tectonics)构造模型(van Kranendonk et al., 2007)，同时解释为上覆高密度的镁铁质-超镁铁质岩石(绿岩)与下伏相对低密度的硅铝质岩石(花岗质岩石)的密度差是促使垂向构造发生的直接因素。
华北克拉通是我国出露最古老的克拉通，主要由太古代TTGs和发育有含铁建造(BIF)的绿岩带组成。在东部迁安、太平寨、青龙安子岭、清源、鞍山-本溪等地区发育有典型的太古代穹脊构造(李三忠等，2015c)。我们近年来对辽东鞍山地区太古宙花岗-绿岩带的构造变形研究成果证实了华北克拉通东部新太古代末期也存在大规模的垂向构造(Li et al., 2017; 刘昕悦等，2017)。前人提及的密度差是否是地壳早期垂向构造启动的主控因素？还是受地幔柱构造的响应？基于此，本文利用I2VIS有限元差分方法模拟了鞍山地区新太古代花岗-绿岩带的构造变形过程，进一步探讨了早前寒武纪的地球动力学演化机制。研究成果也为查明鞍本地区BIF铁矿的赋存状态提供重要的线索。
1 区域地质背景鞍山地区位于华北克拉通东北部，胶-辽-吉古元古活动带的北侧(图 1)，经历了漫长的早前寒武纪演化历史，保存了较为完整的太古宙地质记录，是世界上为数不多的3.8Ga古老岩石的出露地之一，也是我国太古宙地壳演化及早期构造机制研究的绝佳场所(伍家善等，1989；Liu et al., 1992, 2008; Song et al., 1996; Zhao et al., 1998, 1999, 2000, 2001, 2005; 万渝生等, 2001, 2018; Wan et al., 2005, 2012；Nutman et al., 2009; 赵国春, 2009; 吴福元等, 2008; 翟明国, 2008)。鞍山地区存在多期太古宙重大岩浆-热事件记录(3.80~3.65Ga、3.35~3.30Ga、3.14~2.96Ga以及~2.5Ga)，最古老的3.8Ga始太古代年龄记录主要包括了白家坟奥长花岗片麻岩(Liu et al., 1992, 2008；Wu et al., 2007)、东山条带状奥长花岗岩(Song et al., 1996)和变质石英闪长岩(Wan et al., 2005)、深沟寺条带状奥长花岗岩(万渝生等, 2012)以及锅底山奥长花岗岩(Wang et al., 2015)。古太古代片麻杂岩是一套具有成因联系的岩石组合，主要以包体的形式，呈透镜状、两端尖灭的样式分布在中太古代立山奥长花岗岩和铁架山花岗岩中，在东山杂岩带、深沟寺杂岩、立山、锅底山以及营城子地区均有出露(周红英等, 2007, 2008；Wan et al., 2005, 2012; 张家辉等，2013)，反映了华北克拉通~3.3Ga的重要岩浆热事件。中太古代花岗质岩石包括立山花岗岩(3.13~3.14Ga；Song et al., 1996; 周红英等, 2008; 张家辉等, 2013)和铁架山花岗岩(2.96~2.99Ga；Liu et al., 1992；Song et al., 1996；万渝生等，2007)，二者在鞍山地区出露面积最广。新太古代齐大山花岗岩(~2.50Ga；Song et al., 1996)为中粗粒白云母花岗岩，主要分布在齐大山-西大背BIF铁矿带的东部以及东西向BIF铁矿带的北部，向东可延伸至辽阳地区，与弓长岭花岗岩相连。
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图 1 研究区地质图 (a)华北克拉通构造单元划分: EB-东部陆块; WB-西部陆块; COB-中部造山带；(b)鞍山地区地质简图(据沈保丰等，2005修改): 1-第四系；2-白垩系；3-寒武系；4-震旦系；5-元古界辽河群浪子山组；6-太古宙鞍山群樱桃园组；7-太古宙混合岩，混合花岗岩；8-白垩纪花岗岩；9-闪长岩；10-石英斑岩；11-铁矿体或磁铁石英岩；12-断裂；13-韧性剪切带；14-东鞍山-齐大山(A-B)剖面位置(图 1c)；15-本次研究剖面位置；(c)花岗-绿岩带构造剖面示意 Fig. 1 Geological map of research area (a) simplified tectonic division of the North China Craton; (b) geological map of Anshan area (modified after Shen et al., 2005); (c) schematic profile of the granite-greenstone belt |
鞍山地区也是我国最大的条带状铁建造(BIF)成矿区，主要分布在东、西鞍山、黑石砬子、大/小孤山、关门山、砬子山、眼前山、齐大山、祁家沟、胡家庙子和西大背等地。铁矿被分为南北、东西两条铁矿带，这些矿带彼此独立，并被大面积多期形成的花岗质岩石所包围(图 1)。除个别小型铁矿(如陈台沟铁矿)赋存于古太古宙地层中外，绝大多数条带状铁矿赋存于晚太古宙的鞍山群茨沟组内基性-超基性镁铁质岩系(绿岩带)中(万渝生等, 1993; 万渝生等，2012；Zhang et al., 2012; 沈保丰等，2005；张连昌等, 2012, 2014)。大多数条带状铁建造不仅经历了低-中级的变质作用, 而且发育强烈的构造变形。高精度同位素地质年代学和地球化学研究表明，鞍山地区BIF铁矿属典型的阿尔戈玛型(Algoma)，其成矿物质主要来源于海底高温热液与海水的混合溶液，铁矿形成时代不晚于新太古代(~2.55Ga)，构造背景属于低硫、缺氧火山弧相关构造环境(万渝生等，2012；李厚民等，2012；代堰锫等, 2012, 2013；张连昌等，2014；Li et al., 2016)。
2 鞍山地区花岗-绿岩带的构造变形特点近年来，笔者对鞍山地区太古宙花岗质岩石与其上覆的鞍山群(绿岩带)进行了详细的野外观察和构造解释，先后对鞍山东部齐大山-西大背BIF型铁矿带两侧发育的NNW向的白家坟韧性剪切带(Li et al., 2017)和齐大山韧性剪切带(刘昕悦等，2017；图 1)开展了系统的构造解析。韧性剪切带内太古宙TTG岩石，以及具有绿岩性质的鞍山群变质层状岩系均具有明显的韧性剪切特征。两条韧性剪切带表现出面理产状相对的陡倾滑运动学特征，推测二者的形成可能与绿岩带内条带状硅铁建造(BIF)的向下拗沉作用相关，反映了太古宙花岗-绿岩带典型的垂向构造运动。
2.1 白家坟韧性剪切带构造变形特征白家坟韧性剪切带位于齐大山-西大背BIF铁矿带的西侧(图 1b)，沿绿岩带与太古宙花岗岩接触部位分布，剪切带走向NNW，倾向NEE，沿走向延长约3km，宽度约为500m(图 2a)。该剪切带内主要发育两大岩石单元：陈台沟似斑状花岗质片麻岩和白家坟片麻岩，白家坟片麻岩位于陈台沟似斑状花岗质片麻岩的东侧，二者呈断层接触关系，断层面产状为60°∠60°，由于后期风化严重，故断层性质难以判断。构造变形特征表明白家坟韧性剪切带内发育强弱变形带，总体的变形程度自陈台沟似斑状花岗质片麻岩向白家坟片麻岩(从西向东)呈逐渐增强的趋势。陈台沟似斑状花岗质片麻岩受后期韧性剪切作用改造，岩石糜棱组构发育，具有残斑与基质组成的似斑状岩石组构特征，残斑(40%~50%)主要以中粗粒的长石为主，并表现为受剪切变形而形成的旋转残斑结构。基质(~50%)主要由细粒、定向拉长的长英质矿物和云母等矿物组成，塑性的基质矿物围绕在刚性的残斑周围(图 2b)。宏观构造样式显示了类似S-C组构特征，其中碱性长石旋转残斑的长轴构成S面理(糜棱面理)，细粒的基质矿物定向拉长分布，构成C面理(剪切面理)，二者的锐夹角以及残斑拖尾方向指示岩石经历了SEE方向(右行剪切)的倾滑剪切作用改造。白家坟片麻岩主要由奥长花岗质片麻岩组成，局部夹有薄层的黑云母片岩，以及少量的石英脉、花岗岩脉。与陈台沟似斑状花岗质片麻岩相比，白家坟片麻岩具有更加强烈的塑性流变特征。白家坟奥长花岗质片麻岩中的长石、石英矿物定向拉长明显，构成条带状构造。长英质矿物粒度明显减小，细粒化特征显著，岩石中残斑含量相对较少，仅局部可见少量长石旋转残斑。不对称长石旋转残斑拖尾方向指示岩石经历了SEE方向倾滑剪切作用(图 2c)。根据野外岩石变形强度的变化，推测白家坟韧性剪切带内岩石应变强度总体具有向东逐渐增强的趋势，且白家坟片麻岩应处于剪切带强应变区内。
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图 2 鞍山地区韧性剪切带宏观构造变形特征及构造要素产状特点 (a-c)白家坟剪切带:(a)白家坟采石场野外照片，白家坟片麻岩与陈台沟似斑状花岗质片麻岩呈断层接触关系；(b)陈台沟似斑状花岗质片麻岩，长英质矿物定向拉长，长石旋转残斑、S-C组构指示岩石经历了SEE方向倾滑剪切作用；(c)白家坟奥长花岗质片麻岩，矿物细粒化特征明显，长石旋转残斑指示岩石经历了SEE方向倾滑剪切作用); (d-f)齐大山剪切带: (d)铁矿采坑，BIFs与云母片岩呈正断层接触关系；(e)云母片岩、云母石英片岩发育陡倾面理，不对称褶皱指示近W方向的向下剪切作用；(f)齐大山花岗质片麻岩发育规则的陡倾片麻理，矿物定向拉长明显，不对称残斑指示近W方向的向下剪切作用.图a和d中赤平投影为构造面理和线理的统计结果 Fig. 2 The representative macro-fabrics of ductile shear zone and their occurrences in Anshan area |
野外详细的构造要素产状统计分析(图 2a)结果表明，陈台沟似斑状花岗质片麻岩与白家坟奥长花岗质片麻岩片麻理产状基本一致。片麻理主要由长英质条带构成，产状集中在50°~70°∠55°~65°，倾向为NEE向，倾角中等偏大(图 2a)。黑云母片岩中矿物拉伸线理产状约为98°∠53°，片理产状与奥长花岗质片麻岩的片麻理产状基本一致，二者锐夹角方向同样指示岩石经历了SEE方向陡倾滑剪切作用(图 2b, c)。
2.2 齐大山韧性剪切带构造变形特征齐大山韧性剪切带位于齐大山-西大背BIF铁矿带的东侧(图 1b)，为一走向NNW的狭窄剪切带，沿鞍山群与齐大山花岗岩的接触界面连续分布，沿走向可延伸近5km。宏观构造样式显示铁矿带东侧花岗-绿岩接触界面附近的齐大山花岗岩与鞍山群樱桃园组云母片岩均发生了强烈的韧性变形，矿物定向拉长明显，片麻理、矿物拉伸线理构造发育。韧性剪切变形只局限于花岗-绿岩接触带内，向东侧远离铁矿带，随着距离的增加齐大山花岗岩变形程度逐渐减弱，直至过渡为块状构造。贫、富铁BIF层以及鞍山群变质沉积岩系之间存在断层接触关系，断层产状与BIF矿体条带产状一致。断层面产状为250°~260°∠73°~88°，断层面上擦痕线理产状为240°~263°∠71°~85°，倾伏角较陡，反映了近W方向的正滑移特征。矿体围岩樱桃园组云母片岩受韧性剪切作用，白云母等片状矿物定向排列，石英颗粒塑性拉长明显，片理近于直立，沿花岗-绿岩接触面走向方向产状变化很小，基本保持一致，集中在265°~330°∠69°~88°，片理面上矿物拉伸线理产状竖直(270°~296°∠64°~81°)，部分云母片岩、云母石英片岩中发育不对称褶皱，反映了近W方向向下的剪切正滑作用(图 2e)。齐大山花岗质片麻岩中发育花岗质细脉，受韧性剪切作用，脉体局部被拉断，并显示了“σ”型的布丁结构，同样指示了上盘向W的正滑移特点(图 2f)。此外，沿韧性剪切带向东侧远离剪切带方向，齐大山花岗质岩石还具有细粒化特征逐渐减弱、矿物颗粒粒度逐渐增大的趋势的特点。上述岩石-构造变形特点显示齐大山韧性剪切带内岩石变形强弱与距离铁矿带的远近密切相关：越靠近铁矿带，岩石变形程度越强，面理化特征越明显，线理发育越好；反之，越弱。
2.3 鞍山地区花岗-绿岩带陡倾滑剪切变形作用齐大山和白家坟韧性剪切带沿齐大山-西大背BIF铁矿带东西两侧线性对称分布，二者位于绿岩带向斜构造的两翼与花岗岩接触部位，其中白家坟韧性剪切带内岩石面理构造倾向为NEE方向，倾角中等，与绿岩带向斜构造南西翼产状一致，矿物拉伸线理向SEE倾伏，倾伏角中等偏大，指示了向斜南西翼一侧向SEE陡倾下滑剪切作用；齐大山韧性剪切带内变形岩石发育向NWW陡倾(~90°)的面理构造，与向斜构造北东翼矿体的产状一致，矿物拉伸线理产状反映了向斜北东翼一侧近NWW的陡倾下滑剪切作用，东西两侧相向的陡倾滑运动学特征与绿岩带向形的几何学特征相吻合。因此，推测绿岩带两侧岩石强烈剪切变形很可能与花岗-绿岩带垂向穹脊构造(dome and keel structure)的形成作用相关，岩石变形的运动学特征与垂直构造模式所涉及的底辟作用和拗沉作用相一致，反映了向形绿岩带内的垂向构造作用，韧性剪切作用应发生于花岗-绿岩带垂向穹脊构造的形成过程中，主要表现为密度较轻的花岗质岩石与上覆密度较重的含铁绿岩建造之间存在一定程度的重力不均衡，在区域性地质运动与岩浆作用的驱动下，发生了花岗质岩石向上的底辟作用和含铁建造向下的拗沉作用(Collins, 1989; Van Kranendonk et al., 2004; Lin, 2005; Moyen et al., 2006; Parmenter et al., 2006; Lin et al., 2007; Van Kranendonk, 2011; Lin and Beakhouse, 2013)。为了进一步验证这一构造模型及其发生过程，我们对上述构造模型进行了数值模拟。
3 模拟方法及模型建立 3.1 模拟方法及控制方程基于2D有限差分(I2VIS)并结合marker-in-cell技术，建立有限元差分数值模型(Gerya, 2003；Dai et al., 2017, 2018；刘泽等，2017)，利用MATLAB软件进行求解模型计算满足连续性方程、动量守恒及能量守恒等，并根据地质条件建立模型。此方法构建的地质模型可以研究岩石圈-应变及盆地演化中的一些特殊现象，如随时间演化、温度变化过程中、部分熔融等。通过求解给定材料参数和一定边界条件下的基本方程，得到不同时间、不同位置及不同深度物质运动和变形的结果。模型将遵循以下三种平衡关系方程：
(1) 遵守不可压缩的连续性方程(物质守恒方程)：
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式中，
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(2) 遵守Navier-Stokes方程(动量守恒方程)：
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式中，i，j分别为模型中x，z中任意一个方向上的索引，σ′ij表示模型中(i，j)点某一方向上的偏应力，xi和xj分别表示空间方向坐标，P表示模型中某一点压力，ρ表示模型中某一点密度，g表示重力加速度。
(3) 遵守热守恒方程：
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式中，Cp表示热容量，T代表温度，qi表示为模型x、y、z中任意一个方向上的热通量，k(C，P，T)表示在计算过程中与岩石组成、温度、压力相关的热传导系数，Hr表示辐射热，Hs表示计算过程中的物质剪切生热，
数值模拟程序可以计算包括地壳和地幔的各部分的物质熔融。物质熔融过程分别与侵入岩石类型、密度和流变学参数相关。如果在恒定压力下，根据关系式随温度线性增加的溶体体积分数M＞0.1时，近似认为部分熔融体积比例与温度存在如下线性关系：
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Tsolidus和Tliquidus分别代表特定岩性的固相线温度和液相线温度。
部分熔融岩石的有效密度取决于如下熔融比例：
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ρsolid和ρmolten分别代表固相岩石和熔融岩石的密度，他们同时也是关于温度和压力的函数，遵循着如下公式：
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式中，ρ0代表岩石在P0=0.1MPa和T0=298K温压条件下的标准密度；α和β分别代表热膨胀系数和可压缩系数。
3.2 模型构建为了研究太古代花岗-绿岩带能否在密度差的条件下发生拗沉作用。本文基于研究区域的动力学过程、地质特征及演化背景，建立初始数值模型。模型剖面长度为100km，深度为100km。网格经过不规则网格离散化处理，其分辨率为501×181，同时，设置了共2.5×106个随机分布的marker点。
结合现有地震剖面的地壳结构特征和岩石物性参数，确定了模型的边界条件(表 1、表 2、表 3)。其中，设定上地壳平均厚度为17.5km，下地壳平均厚度为15km。设定上地壳的密度为2.7g/cm3, 下地壳采用密度为2.9g/cm3作为密度参数。在模型的地壳表面，设置了低密度的“黏性空气层”，平均厚度为7km，用于在表面和模型顶部之间形成自由的地壳表面。粘性空气层和上地壳之间的接触表面模拟地貌变化，该接触面的变化代表了近似的地表侵蚀和沉降。
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表 1 鞍山地区岩矿石密度统计表(据范正国等，2013；Fan et al., 2014) Table 1 Density statistics of rocks and ores in Anshan area (data from Fan et al., 2013, 2014) |
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表 2 二维数值模拟试验物质参数（据Li and Gerya, 2009；Li et al., 2010, 2011, 2013, 2016；Li，2014） Table 2 Material properties used in 2-D numerical experiments（data from Li and Gerya, 2009；Li et al., 2010, 2011, 2013, 2016；Li，2014） |
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表 3 二维数值模拟实验物性参数公式(据Li and Gerya, 2009; Li et al., 2010, 2011, 2013, 2016; Li, 2014) Table 3 Physical property parameter formula used in 2-D numerical experiments (data from Li and Gerya, 2009; Li et al., 2010, 2011, 2013, 2016; Li, 2014) |
模型中，不同的颜色代表不同的地质体，区分了沉积物、铁矿层和花岗质地壳。其中，白色代表空气层，黄色代表沉积物，红色代表铁矿，棕色代表上地壳。每个网格节点均被分配了特定的材料参数和物理参数，初始材料、温度场和速度场如图 3、图 4所示，各种岩石类型和性质见表 1、表 2、表 3。
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图 3 模型一：物质场(左侧)和速度场(右侧)变化情况 红色层是富铁BIF层，黄色层是沉积岩，棕色层为地壳；坐标y为模型纵向厚度，不是实际深度 Fig. 3 Model 1, changes of material field (left side) and velocity field (right side) The red layer is BIFs, the yellow layer is sedimentary rocks, and the brown layer is crust; the coordinate y is the vertical thickness of the model, not the actual depth |
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图 4 模型二：物质场(左侧)和速度场(右侧)变化情况 红色层是富铁BIF层，黄色层是沉积岩，棕色层为地壳；坐标y为模型纵向厚度，不是实际深度 Fig. 4 Model 2, changes of material field (left side) and velocity field (right side) The red layer is BIF, the yellow layer is sedimentary rock, and the brown layer is crust; the coordinate y is the vertical thickness of the model, not the actual depth |
根据需要研究的地质问题加载具体的边界条件。模型中的初始温度在不同梯度的地壳和岩石圈地幔中线性地增加。温度场从地表的0℃线性增加到岩石圈基底处的1300℃。(大约为模型的45km深度处)，模型底部边界的温度为1600℃(100km处)。模型的速度边界条件设置为0。模拟结果图(图 3、图 4)只截取了上地壳部分。
此外，野外地质调查，发现鞍山地区BIF铁矿常与太古代花岗质片麻岩直接(断层)接触，偶尔也见BIF夹持在鞍山群樱桃园绿泥/绢云千枚岩中(原岩可能为基性-中酸性火山沉积和泥质岩-硅铁质沉积建造)。因此，根据上述实际地质情况，本文假设了两种模型和不同的边界条件。模型一为BIF直接与基底TTG岩石接触，设定的条件为富铁矿层400m，之上为沉积层5km；模型二为BIF夹持在沉积层中，同样选取富铁矿层400m，之上为沉积盖层，铁矿与TTG上地壳之间存在2.5km沉积层。
3.3 模拟结果 3.3.1 模型一对于模型一的初始模型的设定，认为BIF铁矿直接沉积在基底TTG之上，对应于铁矿形成的早期阶段。根据一般状态下的地温梯度，初始设定模型的13km处大约为200℃，此时铁矿层没有相对速度(图 3a)。考虑到太古代时期总体地温梯度相对较高，同时太古代末期伴有大规模的岩浆活动，因此，对模型底部加热，使等温面迅速上升，此时TTG与BIF接触部位温度可达700~800℃(图 3b)，该状态下TTG上地壳发生部分熔融，导致其粘度变小，密度变小。模型模拟结果显示，由于密度差，铁矿开始出现拗沉作用，同时，两侧的TTG显示向上的速度场，形成穹窿构造。在模拟演化后期(1.5~2Ma)，铁矿大规模沉降，形成垂向拗沉构造模式(图 3c, d)。
3.3.2 模型二模型二为铁矿夹持在沉积层中。铁矿沉积初期，等温面同样很低(图 4a)，在0.2Ma时由于大规模的岩浆活动同样影响了TTG地壳上的沉积盖层，使得等温面上升。温度的变化同样造成了沉积岩的密度/粘度改变，使得铁矿层开始下沉(图 4b)。模型模拟结果显示，1.5~2Ma后，铁矿拗沉作用明显(图 4c, d)，同样形成垂向的构造样式。
上述两个模型的模拟结果表明，在太古代时期由于相对较高的地温梯度和上地壳岩石相对较低的粘度，铁矿与TTG和沉积岩存在较大的密度差，在重力作用下高密度的铁矿主要发生垂向坳沉运动，形成垂向发育的拗沉构造和TTG穹窿构造样式。从模型一的模拟结果(图 3d)可以看出，随着铁矿的重力坳沉(sagduction)逐渐形成了典型的拗沉构造(图 3d-A)。当这一过程继续发展铁矿夹带部分沉积岩进一步下沉并开始聚集，形成更大的密度差加速沉降(图 3d-B)，如果沉降过程一直持续下去，最初下沉的铁矿和夹带的部分沉积物就会进入下地壳(图 3d-C)甚至到达上地幔，随后很可能发生熔融。这一模拟结果可能指示了太古代垂向拗沉构造体制很可能是地球演化早期的一种壳-幔物质交换循环的重要机制。
4 讨论 4.1 鞍山地区花岗-绿岩带基底构造样式的形成与演化鞍山花岗-绿岩带早前寒武纪构造演化过程复杂，经历了多期次、强度不同的变质变形及构造热事件的改造(Liu et al., 1992, 2008; Song et al., 1996; Wan et al., 2005; Nutman et al., 2009; 李婧等，2016；朱凯，2016)。根据前人研究成果及野外地质特征来看，研究区花岗-绿岩带基底样式的形成在太古宙期间已基本完成，古元古代(吕梁运动)及其后的构造运动对花岗-绿岩带基底样式的形成贡献并不大。其主要原因在于区域上下元古界辽河群与新太古界鞍山群呈角度不整合覆盖关系(李婧等，2016)，而上覆的辽河群产状较缓，呈宽缓的向斜构造产出，证实研究区在古元古代区域构造变形并不十分强烈。因此，推测花岗-绿岩带的垂向构造可能形成于新太古代末，尽管区域上还没有更精确的变形年龄限定。
综合上述研究并结合前人建立的区域年代学格架成果，本文认为鞍山东部花岗-绿岩带基底构造样式的形成和演化过程主要包括以下两大阶段(图 5)。
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图 5 鞍山东部花岗-绿岩带的形成与构造演化模式图 Fig. 5 Formation and tectonic evolution of the granite-greenstone belt in the eastern Anshan area |
(1) 原始BIF铁矿沉积阶段
该时期主要表现为研究区内缺氧的还原性深海盆地中剧烈的海底火山活动并伴有大量火山碎屑物的喷发-沉积作用，同时也为沉积型BIF铁矿的形成提供了充足的铁硅质物源，在相对稳定的铁架山花岗岩(~2.96Ga；万渝生等，2007)结晶基底上形成了延伸稳定的多层含铁沉积建造(图 5a)。
(2) 齐大山花岗岩侵位及变质变形阶段
新太古代末期齐大山花岗岩(2.47Ga；Song et al., 1996)的就位是鞍山地区一期重要的构造岩浆热事件，其伴随的变质、变形作用改造了原有太古宙的构造格局，改变了原始含铁建造的分布特征。
新太古代末期，在区域性地质活动(鞍山运动)和大规模岩浆热事件的扰动下，原始TTG上地壳重新活化，等温面上升促使地壳岩石粘度降低，密度变小。花岗质岩石与上覆高密度含铁建造之间的重力不均衡(Rayleigh-Taylor-type instabilities；瑞丽泰勒不稳定性)触发了(含铁)绿岩建造向下拗沉作用以及同时期花岗质岩石的底辟隆升。底辟-拗沉过程的初始阶段，含铁建造发生差异性滑动，局部形成一些不对称层间褶皱和揉流褶皱构造，同时绿岩带向斜构造的雏形开始形成(图 5b, c)。随着花岗岩底辟隆升以及含铁建造绿岩体拗沉作用的持续进行，二者接触部面附近的岩石发生强烈的韧性剪切作用，并具有相向的运动学特征，形成规则、平行化的陡倾或近直立的叶理。伴随顺层剪切作用形成矿物拉伸线理构造，以及局部形成一些同斜褶皱。最终形成了鞍山东部花岗-绿岩带的穹脊构造样式(图 5d)。
4.2 鞍山地区铁矿富矿体的成因与赋存状态鞍山式铁矿石类型主要为假象赤铁石英岩，磁铁石英岩，透闪-阳起磁铁石英岩，碳酸盐磁铁石英岩，绿泥磁铁石英岩。假象赤铁富矿，磁铁富矿，褐铁假象赤铁富矿。铁矿石中全铁(TFe)含量一般在28%至42%之间，全矿床平均为34.22%。局部地区，在一些贫铁矿层中存在厚度数米至数十米，延伸 < 250m的块状富铁矿体(全铁含量高达60%；如樱桃园、王家堡子铁矿；沈其韩和宋会侠，2015)。这些富铁矿层产状与贫铁矿层，千枚岩、绿泥石英片岩等围岩产状一致，均表现为陡倾的面理。
关于鞍山式富铁矿的成因机理长期存在争议(程裕淇, 1957; 张秋生，1984；王守伦，1986；Li, 2014；沈其韩和宋会侠，2015；许德如等，2015)，但是硅铁分离、去硅存铁过程却是铁富集的本质。沈其韩和宋会侠(2015)总结了前人关于富矿成因的四种主要类型：(1)由贫铁矿经含铁热液交代富集而成富铁矿，这是大型富铁矿最主要的一种类型; (2)变质的原生富矿; (3)由贫铁矿经热液淋滤而生成的富铁矿，以赤铁矿为主; (4)由贫铁矿经天水溶蚀去除硅质而成的褐铁-赤铁矿。但据以往研究成果分析，构造改造和/或流体叠加对鞍山式富铁矿的成因可能起关键控制作用。许德如等(2015)指出鞍山地区大多数BIF不仅经历了中-低级、甚至更高级的变质作用，而且与强烈的构造变形和大规模流体活动密切相关。由于岩石流变行为存在差异，褶皱变形及伴随的韧性剪切和高温塑性流动是高品位BIF型富铁矿床形成的关键。
最新研究表明，太古宙花岗-绿岩带内垂向构造模式与矿体富集作用密切相关，如Hippertt and Davis(2000)在研究巴西Quadrilátero Ferrífero地区穹脊构造形成机制中指出，含铁建造绿岩体向下剪切流动过程中，岩石内发生差异性塑性流变，进而导致富铁矿体的形成；Lin and Beakhouse(2013)在关于Superior克拉通内Hemlo金矿床成矿成因指出，Hemlo金矿床所赋存的绿岩带为两个花岗岩穹隆之间的倒转向斜，矿体呈拗沉构造样式产出，其矿化富集作用与太古宙克拉通化晚期花岗-绿岩带内的底辟和拗沉作用(垂直构造作用)以及同期的区域性水平剪切作用(水平构造作用)密切相关。
通过上述分析，笔者认为鞍山齐大山铁矿地区新太古代花岗岩的侵位隆升为绿岩带内成矿作用带来了富钾碱性热液，热液活动以及强烈的变质变形作用对原始贫铁的沉积型BIF铁矿进行了改造，可能形成了铁矿的初步富集。代堰锫等(2013)也指明鞍本地区的富铁矿体往往与岩体相伴生，且富铁矿石中多发育黄铁矿化，表明磁铁富矿的形成与热液作用有关。而进一步的垂向倾滑构造引起的顺层韧性剪切作用，使原始贫铁的沉积型BIF铁矿发生体系内组分扩散，因压溶作用(变质分异)实现去硅存铁，铁质条带加宽，铁矿体垂向运动中不断增厚，形成富铁矿层。通过野外矿区的实地观察可以发现，平面上拗沉构造呈透镜状，垂向剖面上呈下大上小的不对称透镜状，在三维空间上通常为一个压扁的椭球状。当然，这种构造的具体形态还会受到两侧TTG穹窿形态的影响。当含铁建造被夹持在三个穹窿中间时，其平面形态呈尖三角形，垂向上仍为下大上小的不对称透镜状形态。
最新的重磁交互反演结果显示鞍山地区具有典型的穹脊构造特征，以铁架山穹隆(背斜)为中心，北东、南西侧分别为齐大山、东鞍山向斜构造，发育含铁建造的绿岩体均分布在这些向斜构造内，且控制了铁矿体的分布及产状，研究区内SW方向倒卧的齐大山向斜构造北东翼矿体产状近于直立，南西翼矿体向NE方向倾斜，倾角(约45°~65°)中等(图 6；范正国等，2013；Fan et al., 2014)。根据前人研究资料及空间分布关系可知，出露于地表的齐大山、胡家庙子以及西大背铁矿应位于向斜构造的北东翼一侧，而隐伏于地下的陈台沟铁矿应分布于南西翼一侧。这种铁矿的分布规律与数值模拟给出的结果基本吻合，可以为进一步的铁矿勘探与开采提供重要的理论支撑。
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图 6 鞍山东部花岗-绿岩带结构构造模式图(据范正国等，2013) 1-磁铁矿体；2-磁铁贫铁矿；3-赤铁贫矿体；4-第四系；5-寒武系；6-震旦系；7-元古代或太古宙片岩，千枚岩；8-太古宙混合岩，奥长花岗岩；9-太古宙斜长角闪岩；10-白垩纪花岗岩 Fig. 6 Structural pattern of the granite-greenstone belt in the eastern Anshan area (after Fan et al., 2013) |
通过野外宏观构造解析、数值模拟，结合前人的研究成果，得到如下认识：
(1) 鞍山东部的白家坟、齐大山陡倾滑韧性剪切带的发育与硅铁建造向下拗沉以及同时期花岗岩底辟隆升作用密切相关，很可能是早期地壳垂向构造运动机制下产物。
(2) 数值模拟结果表明，鞍山地区花岗-绿岩带垂向拗沉构造成因应受控于新太古代末期大规模的岩浆活动造成的TTG上地壳岩石活化，粘度降低，密度变小，(含铁)绿岩建造与TTG岩石的密度差所引起的拗沉作用。同时，模拟结果显示太古代垂向拗沉构造体制很可能是地球演化早期壳-幔物质交换循环的一种重要机制。
(3) 花岗-绿岩带整体的基本特征、形态分布及构造变化规律与世界上其他花岗-绿岩带地体是可以类比的。垂向构造机制下含铁建造绿岩体向下拗沉过程中伴随的矿体富集特征以及绿岩带向斜构造的形成演化过程为今后沉积变质型铁矿向斜控矿模式的研究以及鞍山地区开展深部找矿的战略部署提供了一定的理论依据。
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