华北克拉通在中生代以来发生了强烈的破坏与巨量的减薄，并在地壳浅部发育了一系列的伸展构造与变质核杂岩。云蒙山变质核杂岩位于华北克拉通北部，是我国最早发现的变质核杂岩。20世纪80年代，王玉芳(1989)在云蒙山水峪地区发现了我国第一条低角度正断层。随后，Davis与郑亚东等人的合作研究将其确立为我国第一个变质核杂岩(Davis et al., 1996)。三十多年来，不同的学者对云蒙山变质核杂岩进行了包括发育机制、岩石类型、地球化学以及年代学等多方面的研究工作，但仍存在一定的争议与讨论空间。

争议的焦点之一是对云蒙山变质核杂岩发育机制的认识，即是伸展作用主导还是岩浆作用主导？Zheng et al. (1988)首先提出了热隆-滑覆-推覆的构造模式，把河防口低角度正断层与云蒙山北部逆冲断层的形成归因为云蒙山核部花岗岩基的热力隆起，之后又将其修正为先发生南北向的缩短作用形成四合堂剪切带，再发生地壳熔融致使花岗闪长岩隆起进而侧向伸展形成大水峪韧性剪切带。Davis et al. (1996)则认为云蒙山变质核杂岩的发育机制是类似科迪勒拉型变质核杂岩的简单伸展模式。此模式假设北部的推覆作用较早发生，之后才发生了云蒙山岩体的隆升以及拆离断层的发育，变质核杂岩整体受伸展作用所控制。Passchier et al. (2005)通过研究云蒙山花岗闪长岩体侵入于周边变闪长岩体中同构造花岗岩脉体的运动学与地球化学特征，推断岩浆热隆作用是云蒙山变质核杂岩形成的主要原因并将四合堂剪切带与大水峪剪切带解释为同期的伸展剪切带。陈印(2014)则认为云蒙山变质核杂岩的形成更接近滚动枢纽模式，主张变质核杂岩形成的主导因素不是云蒙山岩体的侵位而是区域性的拉张作用。云蒙山野外实地勘探的结果表明四合堂剪切带的上盘是向南倒转的大型背斜，并且存在大量的“褶叠带”与地层重复现象，所以部分观点将云蒙山地区解释为简单剪切成因有所不妥。此外，大水峪韧性剪切带与其上覆的河防口低角度正断层向NE延伸，并不环绕包围云蒙山岩基，这与科迪勒拉型变质核杂岩所具有的“断层包围的内部变质核”的特征不符。因此云蒙山变质核杂岩的形成机制还有待进一步探讨。

争议的焦点之二是大水峪韧性剪切带内应变类型的变化及其与变质核杂岩形成的关系。夏浩然(2011)认为伸展作用早期的韧性变形以纯剪切为主，其后简单剪切组分逐渐增加，在伸展变形后期过渡为简单剪切。李建波(2012)认为大水峪韧性剪切带的形成是地壳伸展与岩浆底辟联合作用的产物。剪切带在发育的早期经历了简单剪切作用，晚期则逐渐过渡为以纯剪切为主的变形。陈印(2014)对大水峪韧性剪切带内不同位置的5块样品进行了运动学涡度计算，推断大水峪韧性剪切带各处均发生以简单剪切为主的变形。即便如此，这种数量的样品数据似乎并不能很好地反应剪切带内的运动学涡度特征。

无论是云蒙山变质核杂岩的形成机制还是大水峪韧性剪切带内的应变特征变化，其核心的问题在于云蒙山地区构造演化过程中岩浆作用与伸展作用的主次关系。岩浆作用所造成侵位隆升为变形过程提供了纯剪切组分，伸展作用所造成的韧性剪切为变形过程提供了简单剪切组分。厘清大水峪韧性剪切带形成过程中岩浆作用与伸展作用的关系，能更好地了解云蒙山地区的构造演化过程。

通过对前人的研究方法与数据进行分析，觉得仍存在一些有待商榷的问题，比如大水峪韧性剪切带内部的运动学涡度值。涡度本身是一个瞬时概念，指变形过程中某一阶段的剪切状态。除非剪切过程是稳定递进变形，否则变形过程中的运动学涡度值并不恒定。在运动学涡度的研究过程中，有不同的学者提出了多个研究方法，不同的方法得到的计算结果存在些许差异。因为在实际操作中，研究者观察到的是变形的最终产物，并未涉及到变形事件的全过程，所以不同方法所计算出的运动学涡度值属于变形的不同时期。尽管如此，运动学涡度值的计算仍不失其意义，通过多种方法之间的对比我们还是能够对区域内的变形事件有所了解。在大水峪韧性剪切带中，夏浩然(2011)和李建波(2012)所测量的剖面与倾向以较大角度斜交，无法判断其变化是沿剪切方向的变化还是沿走向的不均性变化。因此这样测量出的结果难以代表大水峪韧性剪切带内的应变情况。陈印(2014)采用石英C轴组构法测量得到河防口处的运动学涡度值为0.98。由最大有效力矩准则可知：最大主应力轴σ₁与伸展褶劈理(C’)的夹角为55°，因此σ₁与剪切带法线的夹角ξ不会大于35°，在公式W_k=sin2ξ的限制下，运动学涡度W_k的最大值不会大于0.94。换言之，因岩石内聚力的存在，在同一构造应力场作用下，剪切带必然遭受减薄，W_k < 0.94。因此大水峪韧性剪切带内的应变特征还存在一定的讨论空间。

本文以大水峪韧性剪切带为研究对象，在剪切带的不同部位沿倾向方向进行样品采集。在镜下对采集到的定向样品进行有限应变测量，使用石英长石温度计与EBSD石英组构分析来确定剪切带的变形温度区间，采用极摩尔圆法、伸展褶劈理法以及R_s/θ法对剪切带的运动学涡度进行计算。以此判断岩浆作用与伸展作用在剪切带发育过程中的影响，为云蒙山变质核杂岩的构造演化提供新的证据。

1 区域地质背景

云蒙山位于华北克拉通北部，燕山构造带西段，地处北京北部的密云水库以西(图 1)。研究区主要出露有太古代的变质基底、中新元古界沉积岩盖层以及侵入其中的云蒙山花岗岩基以及石城闪长岩体(张慧等, 2018)。

区域内的构造主体为NE-SW向的云蒙山背形。背形的北缘为四合堂韧性剪切带，东南缘为大水峪韧性剪切带，北西侧为崎峰茶高角度正断层，南东侧为河防口低角度正断层(图 1)。云蒙山背形、大水峪韧性剪切带和河防口低角度正断层共同组成了云蒙山变质核杂岩。

云蒙山背形长约60km，宽约15km。其主要组成部分为晚侏罗-早白垩世的云蒙山花岗岩基以及两翼的元古界、寒武系和中侏罗世的未变形的火山碎屑岩。云蒙山岩基出露面积约300km²，以中、细粒二长花岗岩为主(姬广义等, 2004)。岩基南侧与长园岩体相接，东侧为密云闪长岩和沙坨子花岗岩。云蒙山岩基在大水峪剪切带的形成过程中发育了不同程度的韧性与脆性变形构造，由岩基向外逐渐由片麻岩过渡到糜棱岩，再由糜棱岩过渡到断层角砾岩和断层泥。岩体中的脉体与面理呈不同角度相交。前人的研究资料表明，云蒙山岩体侵位的时间为146~137Ma(Davis et al., 1998; Shi et al., 2009; Wang et al., 2012; 刘翠等, 2004; 陈印等, 2014)。

大水峪韧性剪切带位于云蒙山变质核杂岩的东南缘。岩石组成主要为片麻状与糜棱状的花岗岩和闪长岩，普遍发育有旋转碎斑、S-C组构、伸展褶劈理、里德尔破裂等韧性与脆性变形构造且普遍具有清晰的透入性面理和线理。这些现象均指示着上盘向SE的剪切作用。剪切带的走向在梨树沟附近由NE变为NNE，因此本文将大水峪韧性剪切带分为北东段和南西段两个部分进行研究。北东段韧性剪切带走向NNE，沿梨树沟-石城一线展布，长约10km，宽约为1km，倾角20°~45°，上盘向SE运动。南西段韧性剪切带走向NE，沿河防口-白道峪-梨树沟一线展布，长约15km，宽约3km，倾角20°~50°，上盘向SE运动。在石城附近，剪切带切穿云蒙山花岗岩基与石城闪长岩体。带内可见多期次的花岗岩侵入脉体，受变形作用影响与面理呈不同角度相交。年代学研究表明大水峪剪切带的活动时间为135~114Ma(Davis et al., 1996; Shi et al., 2009; Wang et al., 2012; Zhu et al., 2015)。

河防口低角度正断层叠加在大水峪韧性剪切带之上，总长约60km，走向NE-NNE，倾向SE，倾角15°~45°。关于河防口低角度正断层的成因，目前尚存在一定的争议，陈印(2014)认为断层和大水峪韧性剪切带都受控于同样的伸展机制，与云蒙山岩体侵位无关，是135~100Ma地壳隆升过程中由塑性变形转变为脆性断裂的结果。Zhu et al. (2015)认为河防口低角度正断层是受到均衡回弹影响而发育的地壳浅层次伸展构造，持续时间从114Ma到早白垩世末期。

2 大水峪韧性剪切带的变形特征 2.1 宏观变形特征

大水峪韧性剪切带的南西段切穿长园花岗岩体，北东段穿过云蒙山花岗岩基与石城闪长岩体。剪切带的上盘为侏罗系、元古宇以及太古宇的碎裂和角砾状岩石，下盘为角砾状太古宇片麻岩及侵入其中的花岗质片麻岩。

大水峪韧性剪切带的不同部位发育有不同变形程度的构造岩，由岩基向断层方向依次出露片麻岩、糜棱岩、初糜棱岩以及断层角砾岩，剪切带南西段的青龙峡附近可见下寒武统君山组豹皮灰岩向南逆冲推覆在中侏罗统的火山碎屑岩之上，断层面北倾，倾角约15°，上盘为一系列高角度的正断层(图 2a)。在白道峪村村口，可见花岗质糜棱岩的露头，其上发育有良好的眼球状旋转碎斑和S-C组构，指示向SE的剪切作用(图 2b)。剪切带北东段的云蒙峡剖面内可见同样指示SE方向剪切作用的伸展褶劈理(图 2c)。此外，剖面内还发现了鞘褶皱的存在(图 2d)，这指示着云蒙山早期南北向的构造运动。鞘褶皱的形成有多种方式。当剪应变大于10时，直接形成沿剪切方向的拉长不对称褶皱；当剪应变较小时，鞘褶皱的形成有两种可能：一是先期褶皱在剪切作用下枢纽被弯曲，形成翼间角很小的刀鞘状褶皱，这是叠加变形的结果；二是先期褶皱中存在原始层厚度不等或褶皱的原始层面与剪切方向斜交以及其他的局部不均一性，在递进的剪切作用下发育为鞘褶皱(张逸鹏等, 2012)。有限应变测量结果显示大水峪韧性剪切带内的剪应变均不大于5，属于剪应变较小的情况。前人的研究结果表明云蒙山地区早先存在过一次由北向南的逆冲推覆，因此鞘褶皱可能是在这个阶段初步发育，之后在经历了东西向的剪切作用后形成的。另一方面，鞘褶皱的发育说明剪切带在形成过程中发生了韧性减薄。

2.2 显微构造特征

镜下观察可以发现，大水峪韧性剪切带中同样保留了不同特征的韧性与脆性变形构造。在靠近河防口断层的部位，韧性变形的S-C组构(图 3a)与脆性变形的多米诺构造(图 3b)均指示向SE的剪切。此外，大水峪韧性剪切带不同位置的石英与长石的重结晶机制存在差异。在靠近岩基的部位，通常为花岗质片麻岩或花岗质糜棱岩，镜下观察可见长石膨凸重结晶与亚颗粒旋转重结晶现象共存(图 3c)，斜长石的边部发育明显的蠕英结构(图 3d)，石英则均为颗粒边界迁移重结晶(图 3e)。在剪切带中间部位，北东段因为云蒙山岩基与石城闪长岩体侵入接触，主要为花岗质初糜棱岩与闪长质初糜棱岩互层。长石的重结晶机制变为膨凸重结晶(图 3f)，蠕英结构的数量减少，石英则过渡为颗粒边界迁移重结晶与亚颗粒旋转重结晶共存(图 3g)。南西段主要为花岗质与花岗闪长质的初糜棱岩，石英与长石重结晶机制基本保持不变。在靠近河防口断层的部位，北东段位于石城闪长岩体内，长石颗粒均为膨凸重结晶，石英多为亚颗粒旋转重结晶(图 3h)，但个别样品中的石英仍可观察到颗粒边界迁移重结晶现象。南西段的长石颗粒同样为膨凸重结晶，石英则过渡为亚颗粒旋转重结晶。

前人的研究结果表明，石英与长石在不同的温度区间内存在着不同的重结晶样式(向必伟等, 2007)。通过观察长石与石英在显微镜下的动态重结晶形式，可以限定大水峪韧性剪切带的变形温度区间。因此，初步推断大水峪韧性剪切带的构造岩相在高绿片岩相与低角闪岩相之间变化。变形温度区间为480~650℃(大部分样品的变形温度低于600℃)。这与张慧等(2018)对云蒙峡剖面使用二长石温度计估算的结果(450~630℃)基本吻合。

3 有限应变测量与运动学涡度估算 3.1 有限应变测量

发生过构造运动的区域，其间的岩石会在一定程度上发生变形，产生应变。通过测量岩石中某些标志物体(砾石、构造角砾、化石、鲕粒、气孔以及枕状熔岩等)的应变状态，可以了解岩石的变形现象，从而进一步了解研究区的构造属性与经历的构造事件。这种定量分析研究区域应变状况的手段称为“有限应变测量”。

有限应变测量首先要确定所测量的应变标志体。对所采集的样品进行了镜下观察研究发现，剪切带内的石英多数发生不同程度的重结晶作用，如亚颗粒旋转重结晶以及颗粒边界迁移重结晶，不适合作为有限应变测量的标志体。剪切带内的长石多发生脆性破裂和低温膨凸重结晶。即使在出现长石亚颗粒旋转重结晶的样品中，也可观察到部分膨凸重结晶的长石颗粒。因此可将长石在变形过程中的变化视为刚体旋转。长石在不同的变质条件下具有不同的变形现象：在低级变质条件(< 400℃)下主要为脆性破裂，在中低级变质条件(400~500℃)和中级变质条件下(450~600℃)出现位错攀移与亚颗粒旋转动态重结晶作用，在高级变质条件(>600℃)下则以亚颗粒旋转重结晶为主(胡玲等, 2009)。由前文可知，大水峪韧性剪切带的变形温度区间为480~650℃，且大多数样品位于中低级和中级变质条件下。Bailey and Eyster (2003)的研究结果表明：在中低级韧性变形过程中，长石颗粒间的滑动较少，近于刚体旋转。此外，大水峪韧性剪切带内主要发育糜棱岩和初糜棱岩，基质含量约在50%左右。镜下观察也可发现长石颗粒较多而石英多为裂隙充填。综合以上原因，本研究选取镜下较为完整的长石颗粒作为应变测量标志体。

有限应变测量的基础是要将变形岩石中标志体的变形状态与变形前进行比较。通过测量应变标志体的主应变轴的方位和大小等变形数据，算出研究区域内各样点的应变状态，求取各点应变椭球体主轴的方位、长短轴比以及Flinn指数(k)等参数，进而推算研究区域的减薄量和韧性位移量等数据。

因此，应变测量的首要任务是要确定主应变轴的方位及其大小。一般情况下，主应变轴的方位由糜棱岩中的面理和拉伸线理的方位来确定。规定拉伸线理方向为X轴，平行面理垂直线理方向为Y轴，垂直面理方向为Z轴。XYZ三个轴共同组成了应变分析所需要的XY面(最大压扁面)、XZ面和YZ面。通过测量三个面中任意两个面上的长短轴比，将其标准化到体积为4π/3的椭圆上，即可得到XYZ三个轴上的应变参数。

本次研究在大水峪韧性剪切带的5条剖面内共采集41块定向样品进行研究。平行于XZ和YZ面切制定向薄片。使用Straindesk软件对镜下照片中的长石颗粒轮廓进行勾勒，即可得到长石颗粒的长短轴比以及长轴与剪切带边界夹角等应变测量数据(李志勇和曾佐勋, 2006)。每个样品采集30个以上的长石颗粒数据，并对测量得到的应变数据计算调和平均值来减少误差。详细测量结果见表 1。

3.2 应变特征分析

许氏图解和Flinn图解是分析地质体应变类型的常用方法。通过将应变测量得到的数据投影到图上可以直观地表达应变椭球的形态以及其所代表的应变类型。

剪切带北东段的Flinn图解投图结果显示云蒙峡剖面和南石城剖面的点位较为分散，北石城剖面内的点则较为集中，但Flinn指数k的平均值相差不大，分别为0.23、0.28和0.24，均指示压扁应变(图 4a)。许氏图解中三条剖面的Lode参数ν均位于0到1之间，结果与Flinn图解的结果相同，仍指示压扁变形的椭球(图 4b)。剪切带南西段的Flinn图解中白道峪剖面与小水峪剖面的投点位置更靠近k=0.1的轴，k的平均值分别为0.13和0.15，这指示着南西段的应变状态接近轴对称压缩(图 4c)。许氏图解的Lode参数ν同样位于0到1之间，指示压扁应变(图 4d)。

综合分析表明大水峪韧性剪切带在形成过程中的主要应变类型为压扁应变，其由岩浆作用所主导的岩基侵位隆升所提供，且南西段的压扁作用要大于北东段。此外，应变测量结果显示南西段与北东段的X轴与Y轴均发生了拉长。剪切带南西段的宽度(2~3km)大于北东段(1km)。前人研究表明，云蒙山东北部岩体(冯家峪岩体、西白莲峪岩体和大东沟岩体)中未观察到明显的构造变形现象(陈印, 2014)。因此，推测大水峪韧性剪切带的北东段的伸展拆离过程受到云蒙山东北部岩体(西白莲峪岩体、冯家峪岩体和大东沟岩体)的阻挡，进而沿剪切带走向方向发生了一定程度上的挤压作用。综合上述讨论，可知剪切带在发育过程受岩浆作用所主导的纯剪切的影响较大，伸展拆离作用所提供的简单剪切作用于剪切带形成晚期。

3.3 韧性位移量与减薄率计算

利用应变测量得到的数据，还可以对剪切带的减薄率以及韧性位移量进行估算。对韧性位移量进行估算能够更好地理解地质构造的运动学特征，为区域地质构造的运动方式和缩短作用的研究提供定量数据。大水峪韧性剪切带中的多个部位都可以观察到S-C组构的存在，利用S面理与C面理的夹角可以计算出剪应变γ，从而进一步计算剪切带变形过程晚期所获得的韧性位移量。Ramsay and Huber (1991)提出利用公式：计算剪切带的总位移量。其中γ是剪应变大小，x是垂直剪切带走向方向的长度，通过公式求出各点剪切量γ的积分值Y的大小就是剪切带的总位移量。结合有限应变测量的结果(表 1)可以计算出大水峪韧性剪切带发育晚期在北东段的韧性位移距离为1500m左右，南西段的韧性位移距离为2700m左右(表 2)。北东段的韧性位移明显小于南西段。由图 1可知云蒙山的北东方向分布有冯家峪等岩体，这同样说明北东段的伸展拆离作用在进行过程中可能受到了东侧岩体的阻挡。

剪切带在形成过程中受到垂直和水平方向的力，必然会出现一定程度上的体积变化，韧性的减薄与增厚不可避免。Simpson and De Paor (1993)提出韧性剪切带在形成过程中受到次简单剪切作用影响而发生厚度变化，剪切带在其长度增加、体积变小和第三位方向伸展的情况下可发生韧性减薄。Wallis (1995)认为垂直剪切带边界方向的减薄率(减薄量与原厚度的比值)与运动学涡度W_k以及XZ面的轴比R_s有关，利用公式： 可计算出剪切带的韧性减薄率S。张进江和郑亚东(1995)指出极摩尔圆可以求解剪切带厚度的变化，当ξ₁的值大于ξ₂时，剪切带减薄，反之则增厚。规定极摩尔圆圆心在极轴上的垂直投影坐标为(L，0)，ξ₂/L的值即为剪切带厚度的变化。

分别采用公式法和极摩尔圆图解法对云蒙峡剖面和小水峪剖面的XZ面和YZ面上的减薄率进行计算(表 3)，发现XZ面的减薄率高达60%~90%，YZ面的减薄率也在60%以上。这同样指示着大水峪韧性剪切带的形成过程中受压扁作用的影响较大，与Flinn图解与许氏图解的投图结果一致。

4 运动学涡度

涡度(vorticity)原本是流体力学中描述流体旋转程度的概念，地质学上把它作为描述岩石变形过程中内部旋转程度的向量。为了度量简单剪切与纯剪切各组分在变形过程中所占的比例，地质学家又引入了运动学涡度(W_k)的概念。运动学涡度可以更加清晰地度量剪切带中简单剪切与纯剪切各组分在变形过程中所占的比例，进而更好地解释剪切带的运动学性质。当0 < W_k < 0.75时，纯剪切组分占主导地位；当0.75 < W_k < 1时，简单剪切组分占主导地位；当W_k=0.75时，两个组分对岩石的变形作用程度相同。

Bobyarchick(1986)把运动学涡度(W_k)的表达式简化为W_k=cosα。式中，α为两特征方向间的夹角。纯剪切的运动学涡度值为0，简单剪切的运动学涡度值为1，一般剪切的运动学涡度值介于0和1之间(郑亚东等, 2008)。

运动学涡度的研究与使用迄今已有40年，计算运动学涡度的方法也在不断完善和进步。目前，估算运动学涡度的主流方法有极摩尔圆法(Zhang and Zheng, 1997)、伸展褶劈理法(郑亚东等, 2007)以及R_s/θ图解法(Tikoff and Fossen, 1993)。本文结合上述三种方法对大水峪韧性剪切带的运动学涡度值(W_k)进行估算。

4.1 极摩尔圆法

Simpson and De Paor (1993)最先提出了极摩尔圆的构建方法。Zhang and Zheng (1997)对其进行了改进，提出了更为实用的利用极摩尔圆计算运动学涡度的方法。本文采用这个方法，对大水峪韧性剪切带内5条剖面上的定向样品进行运动学涡度的计算。利用有限应变测量得到的XZ面长短轴比R_S-XZ以及其长轴与剪切带边界的夹角θ来构建极摩尔圆，从而得到两特征向量的夹角α，再利用公式W_k=cosα计算运动学涡度(表 1)。将计算得到的运动学涡度值结合采样位置投影在剖面图上，可以得到大水峪韧性剪切带走向方向的涡度变化趋势。

剪切带北东段的运动学涡度值变化幅度较大。云蒙峡剖面的运动学涡度为0.08~0.84，平均值为0.42；南石城剖面的运动学涡度为0.06~0.5，平均值为0.25；北石城剖面的运动学涡度为0.11~0.65，平均值为0.44(表 1)。结合剖面在地质图上的位置(图 1)分析得到大水峪剪切带北东段的运动学涡度变化趋势由岩基向断层方向先减小后增大，剪切类型总体仍为纯剪切(图 5)。

剪切带南西段的涡度变化范围较小。白道峪剖面的涡度为0.44~0.66，平均值为0.54；小水峪剖面的涡度为0.60~0.85，平均值为0.77。结合剖面地理位置分析得到大水峪剪切带南西段由北向南运动学涡度值逐渐增大，纯剪切组分减少，剪切类型逐渐由纯剪切过渡到简单剪切(图 6)。

4.2 伸展褶劈理(C’)法

伸展褶劈理(C’)形成于剪切带晚期的低温阶段，代表的是剪切带形成晚期的运动学涡度(郑亚东等, 2008)。郑亚东(1999)提出的“最大有效力矩准则”可用于伸展褶劈理发育时运动学涡度的计算。C′面理与C面理间的夹角为0°~35°，C′与最大主应力(σ₁)间的夹角为55°。测量糜棱岩中形成的伸展褶劈理(C’)与剪切带面理(C)的夹角，可得最大主应力轴(σ₁)与剪切带法线的夹角(ξ)，通过公式可以计算得到运动学涡度W_k(郑亚东等, 2008)。

本文针对白道峪、云蒙峡、南石城和北石城4条剖面中选取能观察到伸展褶劈理发育的XZ面薄片进行测量计算。为了减小误差，每张薄片测量30组数据以上并计算调和平均值(表 1)。白道峪剖面的运动学涡度值为0.27~0.47，平均值为0.39。云蒙峡剖面的运动学涡度值为0.10~0.59，平均值为0.40；南石城剖面的运动学涡度值为0.15~0.42，平均值为0.30；北石城剖面的运动学涡度值为0.22~0.62，平均值为0.44。四条剖面的伸展褶劈理法计算结果均指示纯剪切为主的变形作用。结合极摩尔圆法计算得到的运动学涡度数据与剖面采样位置(图 5、图 6)分析，说明剪切带形成的后期纯剪切组分占比较高且北东段的运动学涡度存在由岩基向外先减小后增大的趋势。

4.3 R_S/θ曲线法

在某些剪切带中，有限应变椭球体可以由垂直于剪切带和平行于剪切方向的截面中的变形标志体计算。Fossen and Tikoff (1993)的研究表明如果应变椭圆的轴率R_S和应变椭圆长轴与高应变带边界夹角θ已知，则可通过关系图解估算运动学涡度值的范围与地质体所经历的挤压或拉张作用。刘江等(2012)基于前人的研究，绘制了平均运动学涡度W_m关于R_S与θ的等值线图。本文主要通过测量S面理与C面理间的夹角来获得θ的值，结合特征向量间的夹角α以及长短轴比R_S进行投图(图 7)。结果显示，剪切带北东段与南西段均发生减薄的一般剪切作用，且北东段内的涡度变化范围要大于南西段。

此外，Tikoff and Fossen (1993)还提出了转换挤压和转换拉张下运动学涡度(W_k)分别与θ和α的关系图。将θ和α投影在图上，发现大水峪韧性剪切带的南西段和北东段均为以纯剪切为主的变形(图 8a, b)，且均指示以纯剪切为主的转换挤压作用(图 8c, d)。白道峪剖面的纯剪切组分多于小水峪剖面，这与极摩尔圆法测得的结果一致。尽管剪切带北东段剖面的长度要小于剪切带南西段剖面的长度，但北东段剖面内的涡度变化范围要大于南西段剖面的涡度变化范围。结合云蒙山地区的地质背景，这说明大水峪韧性剪切带的北东段的相较南西段发生了更为复杂的构造演化事件。

5 EBSD石英组构分析

在构造地质学研究中，岩石组构分析是研究岩石物理性质、变形机制以及运动学规律的重要方向和手段。仅在露头尺度上对岩石的变形现象进行研究不仅不精确而且难以定量分析。因此，在岩石组构的研究中常常需要借助一些技术手段。

电子背散射衍射(Electron backscatter diffraction，简称EBSD)技术是一种近年来在地质领域很流行的技术。其原理是结合波谱和能谱成分分析等设备使用高分辨率的扫描电子显微镜来确定晶体的粒度、边界、取向差、物相鉴定与应变等信息(黄学猛等, 2016)。通过EBSD技术分析能够把扫描得到的晶体参数以不同的图件表示，其中就包括矿物的CPO样式。

样片表面晶体的优选方向称为CPO(crystal preferred orientation)。不同的CPO样式可以指示不同的运动方向、确定变形温度区间和度量应变大小。CPO样式在共轴变形与非共轴变形中呈现不同的对称关系，前者为对称关系，后者为单斜对称关系(Langille et al., 2010)。此外，CPO样式也能指示不同的变形温度区间。以石英为例，变形温度由低到高依次为底面<a>滑移、菱面<a>滑移、柱面<a>滑移和柱面<c>滑移。

本研究采用石英作为研究载体，实验在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成，测试方法及流程见文献(刘俊来等, 2008)。根据所测试的5个样品呈现出不同的CPO样式，并将其结合采样位置绘制在地质图上(图 9)。由图 9可知，5块样品的石英C轴组构图均指示向SE的剪切作用，但环带类型和极密位置存在差异。剪切带两端靠近岩基的样品(YMX19554)和靠近断层的样品(YMX121401和SC694)呈现为靠近Y轴极密的柱面<a>滑移，指示高温变形。剪切带中间部位的样品(DX682和SC692)则为Z轴与YZ轴之间的极密，为指示中低温变形的菱面<a>滑移和底面<a>滑移。这说明剪切带中间部位存在不同温度岩片叠加的现象并且变形温度由岩基向外呈现先降低后升高的变化趋势。

6 讨论 6.1 变形条件

糜棱岩通常形成于动力变质条件下。Tullis et al. (2000)指出：韧性剪切带不仅是岩石的变形带，同时也是变质带。在不同的变质环境下，糜棱岩呈现出不同的矿物组合和变形特征。这些现象同时也可以反映出岩石形成时的物理环境。大水峪韧性剪切带北东段和南西段的矿物组成略有不同。北东段的三条剖面中可以观察到绿泥石、绿帘石和白云母等绿片岩相环境下的典型矿物。此外还发现了蠕英结构这种中高温变质条件下的产物。蠕英结构的成分由斜长石和石英组成。董彦龙等(2019)的研究表明，变形花岗岩中蠕英结构的形成在一定程度上会受到剪切带发育过程中力的作用。因此，蠕英结构很可能形成于大水峪韧性剪切带的发育过程之中。综合以上特征，结合长石的不同重结晶现象，可以推断大水峪韧性剪切带的北东段经历了从绿片岩相到角闪岩相的变化。与北东段不同的是，南西段的两条剖面中均普遍发育蠕英结构以及石英颗粒边界迁移重结晶等中高温条件下的变形现象。因此推测大水峪剪切带南西段的岩石大部分形成于角闪岩相条件下。

由石英长石矿物温度计以及EBSD石英组构分析可知：大水峪韧性剪切带北东段的变形温度区间变化较大，变形主要发生在中低温的绿片岩相条件下，少数发生在中高温的角闪岩相中。剪切带内的温度由岩基向断层方向先降低后升高。前人的研究表明：云蒙山东侧的冷却速率为28.6℃/Myr(500~300℃)和50.0℃/Myr(300~200℃)(陈印等, 2014)。剪切带整体的变形温度在480~650℃之间，几百米之内出现如此大的温度变化可能是因为伸展作用与走滑挤压作用将不同变形温度的岩片堆叠到了一起。

6.2 变形特征分析

Flinn图解和许氏图解均指示剪切带内发生以压扁作用为主的应变，但北东段的压扁程度要小于南西段。Lode参数ν和Flinn指数k的值指示北东段的应变类型为一般压缩，南西段的应变类型接近轴对称压缩。减薄率的计算结果表明剪切带北东段和南西段均存在60%以上的减薄，因此大水峪剪切带在发生变形时不仅仅是X轴发生了伸长，同时Y轴也有所伸长。由应变分析的结果可知，北东段和南西段的Y轴伸长原因有所不同：剪切带南西段是因为压扁作用较大导致了Z轴缩短，与此同时X轴与Y轴方向同时发生了加长；剪切带北东段则是因为剪切带在伸展拆离过程中受到了东侧岩体的阻挡，进而沿剪切带走向方向发生了挤压造成的Y轴拉长。

6.3 运动学涡度变化的构造意义

极摩尔圆法测量运动学涡度需要使用剪切方向与拉伸方向之间的夹角以及拉伸方向的长短轴比。因此极摩尔圆法获得的是拉伸线理和糜棱面理形成时，也就是变形早期阶段的运动学涡度值(倪金龙等, 2019)。由图 5和图 6可知，极摩尔圆法计算出的W_k值在南西段自北向南逐渐增大，由纯剪切过渡到简单剪切；在北东段由岩基向断层方向先减小后增大，除靠近岩基和断层方向的个别位置为简单剪切外，剖面内整体仍以纯剪切为主。

北东段与南西段运动学涡度值变化的差异与变形过程的不同有关。剪切带的南西段早期受到自北向南的逆冲推覆作用影响，积累了一定程度的简单剪切组分。剪切带活动阶段又发生了向SE的拆离，两次向南的构造事件叠加造成了剪切带南西段的运动学涡度值自北向南逐渐增大。北东段剖面的走向基本与逆冲推覆作用的方向垂直，所以北东段剖面的运动学涡度值不受南北向逆冲推覆作用的影响，剖面内的简单剪切组分均由向SE的伸展拆离作用产生。此外，云蒙山背斜的枢纽为NE-SW方向(Davis et al., 1996)，这导致了北东段的伸展拆离过程要比南西段更为顺利，其在拆离阶段所积累的简单剪切组分也要多于南西段。应变特征分析的结果暗示了北东段在拆离过程中受东侧岩体的阻挡，进而沿剪切带走向方向发生了Y轴方向的伸长。因此北东段的运动学涡度存在由岩基向断层方向先减小后增大的变化趋势。夏浩然(2011)在云蒙峡内做的EBSD石英组构分析结果显示云蒙峡剖面内1200m的范围内出现了由单环带过渡到共轭的双环带最后再变为单环带的变化过程。Lee et al. (1987)以及Malavieille (1993)的研究表明：在拆离断层中，沿上盘运动方向，应变由小变大，石英的C轴组构图像由双环带过渡为单环带(张进江等, 1998)。这指示着云蒙峡剖面内存在着“简单剪切-纯剪切-简单剪切”的变化趋势，与极摩尔圆法得到的结论相符。综上，剪切带北东段在发育过程中经历了岩浆作用与伸展作用，受岩浆作用控制；南西段除了受到岩浆作用以及伸展作用的影响外，其运动学涡度还被云蒙山早期的逆冲推覆作用所影响，最终自北向南由纯剪切过渡到简单剪切。因此，大水峪韧性剪切带在形成的早期受岩浆作用所主导的纯剪切所控制。

伸展褶劈理(C’)法是郑亚东教授在最大有效力矩准则的基础上提出的计算运动学涡度的方法。C’面理是先存面理受到剪应力作用发生旋转而形成的面理，因此伸展褶劈理(C’)法所计算出的运动学涡度值反映的是较为晚期的剪切作用(王新社等, 2002)。伸展褶劈理只能在剪切带中靠近断层的部位观察到，白道峪、云蒙峡、南石城和北石城剖面中的运动学涡度均指示纯剪切组分占主导地位(0.1 < W_k < 0.62)。因此，可以推论大水峪剪切带形成的晚期受岩浆作用的影响较大。

R_S/θ法使用的θ的值为S面理与C面理的夹角，代表了晚期的运动学涡度。北东段与南西段均指示纯剪切为主的转换挤压作用，同样说明岩浆作用在剪切带发育的后期占据了主导地位。

综上所述，极摩尔圆法计算的是早期的运动学涡度，其计算出的值相较其他两种方法更大，说明伸展作用主要作用于剪切带形成的早期。即使这样，极摩尔圆法所计算出的涡度值也多小于0.75，指示剪切带发育早期仍受纯剪切控制。伸展褶劈理(C’)法与R_S/θ法所指示的是晚期的运动学涡度，这同样说明岩浆作用在剪切带形成过程中所占的组分更大。

6.4 变形时间与动力学机制

大水峪韧性剪切带的变形主要发育于云蒙山岩基和石城闪长岩体内，对它们内部的花岗岩、闪长岩以及同构造脉体进行实验定年，能够有效地限定大水峪韧性剪切带发育不同阶段的时间节点。

云蒙山岩基的锆石U-Pb定年结果为143~141Ma(Davis et al., 1996)、144±4Ma(刘翠等, 2004)、145~141Ma(Shi et al., 2009)、137±3Ma、141±2Ma(Wang et al., 2012)以及146~141Ma(陈印, 2014)。综合前人的数据，推测云蒙山花岗岩基的侵位时间在146~137Ma之间。

石城岩体的锆石U-Pb定年结果为159±1Ma(Davis et al., 1996)、162~151Ma(Shi et al., 2009)和158Ma(Wang et al., 2012)。侵入到石城闪长岩体中的花岗岩脉的捕获锆石的U-Pb年龄为158~153Ma(Wang et al., 2012; 陈印, 2014; 陈印等, 2014)。因此，石城岩体的锆石U-Pb年龄在162~151Ma之间，属晚侏罗世岩体。

大水峪韧性剪切带切穿云蒙山岩基与石城岩体。剪切带的黑云母⁴⁰Ar-³⁹Ar测年结果为113~106Ma(王玉芳等, 1989)；钾长石⁴⁰Ar-³⁹Ar的测年结果为118Ma(Davis et al., 2002)；剪切带内变形岩体的钾长石、黑云母和角闪石⁴⁰Ar-³⁹Ar测年结果分别为114Ma、120Ma和125Ma(Wang et al., 2012)；剪切带中变形的云蒙山花岗岩和侵入到剪切带中的同构造花岗岩脉的锆石U-Pb同位素测年结果为135~126Ma，剪切带中的糜棱岩黑云母⁴⁰Ar-³⁹Ar测年结果为120~116Ma(陈印, 2014)。综上，推测大水峪韧性剪切带的活动时间为135~126Ma。前文中提到云蒙山岩基的侵位年龄为146~137Ma，这说明剪切带并不是在岩基侵位刚发生时就开始发育的。此外，大水峪韧性剪切带的变形温度为480~650℃，要大于黑云母、角闪石、钾长石K-Ar同位素封闭体系的温度(300±50℃)，因此125~114Ma为大水峪剪切带的抬升冷却时间。

在云蒙山东北部的3个岩体中均未观察到明显的构造变形现象。前人同样对这3个岩体进行了锆石U-Pb测年：大东沟岩体的年龄为127~128Ma(Davis et al., 1996)和129±2Ma(孙会一等, 2016)；西白莲峪岩体的年龄为124±5Ma(Wang et al., 2012)、130.4±1.3Ma(陈印, 2014)和130±1Ma(孙会一等, 2016)；冯家峪岩体的年龄为128±5Ma (Wang et al., 2012)、127±1Ma、130.7±0.72Ma(陈印, 2014)以及127±1Ma(孙会一等, 2016)。综合分析前人数据，云蒙山北部3个小岩体的侵位时间应该在130~127Ma。这个时间早于剪切带的快速抬升时间，说明东侧岩体的侵位隆升确实可能对剪切带北东段的伸展拆离过程构成影响。

6.5 大水峪韧性剪切带的构造演化

由前文可知，大水峪韧性剪切带的南西段与北东段经历了不同的构造演化事件。剪切带南西段早先受由北向南逆冲推覆作用的影响，积累了一定的简单剪切组分。在135~126Ma，大水峪韧性剪切带开始活动，简单剪切组分进一步增多，与逆冲推覆作用的简单剪切组分叠加，导致了运动学涡度值自北向南逐渐增大。125~114Ma，大水峪韧性剪切带发生了快速隆升，纯剪切组分迅速增加。最终，大水峪韧性剪切带的南西段整体受一般剪切控制。

剪切带北东段的构造演化过程较为复杂。162~151Ma，石城闪长岩体首先发生侵位(图 10a)。146~137Ma，云蒙山岩基发生侵位，与石城岩体发生侵入接触(图 10b)。根据前文的研究，大水峪韧性剪切带的变形温度在480~650℃之间，这说明变质核杂岩的显著隆升发生在云蒙山岩基侵位之后，侵位深度约7km(许继峰等, 1994)。135~126Ma，大水峪韧性剪切带开始活动，对云蒙山岩基和石城闪长岩体产生剪切作用，为变形的过程提供简单剪切组分。在此期间，石城岩体中更靠近岩基方位的高温变形部分被向SE的剪切作用搬运到更远的东部(图 10c)。韧性位移的距离约为1500m。130~127Ma，在大水峪韧性剪切带活动的期间，云蒙山东部的冯家峪、西白莲峪和大东沟岩体发生侵位。岩体内未观察到明显的构造变形，说明其未受大水峪韧性剪切带的影响。结合韧性位移量的计算结果与东部岩体(冯家峪岩体、西白莲峪岩体和大东沟岩体)的地理位置，推断其阻碍了大水峪韧性剪切带北东段的伸展拆离过程。因为剪切带的主要形成动力是岩体侵位所引发的垂向应力，不是区域应力。在区域应力导致拆离作用发生时，东部岩体已经成岩，因此会对向东的拆离作用产生阻挡以削弱剪切带的伸展作用。因为成岩作用已经完成，所以东部岩体内并未发生明显的变形现象。剪切带的伸展受阻挡作用的影响，从而发生Y轴方向上的拉长。125~114Ma，大水峪韧性剪切带发生了快速隆升，在抬升的过程中大水峪韧性剪切带主要受到纯剪切组分的影响，但其过程并未伴随有岩浆作用。在隆升的过程中，剪切带由韧性域过渡到脆性域，野外观察也发现大水峪韧性剪切带中云蒙山岩基与石城岩体的交界处可观察到花岗质初糜棱岩与闪长质初糜棱岩互层，这可能指示着不同变形温度的构造岩片在拆离过程中发生了堆叠，高温的岩片被插入到了相对低温的岩片之中，二者互相影响造成了石英CPO的样式中高温变形与低温变形叠加的现象(图 10d)。由于云蒙山东部西白莲峪等岩体的阻挡，使大水峪韧性剪切带的北东段无法向东继续伸展拆离，进而沿剪切带走向方向发生了走滑作用。这也导致了剪切带中心部位的纯剪切组分增大，所以大水峪剪切带内的运动学涡度存在着“中间低两端高”的现象。随后的113~100Ma，大水峪韧性剪切带缓慢隆升至地表(图 10e)。

7 结论

(1) 北京云蒙山变质核杂岩东南缘的大水峪韧性剪切带的变形温度区间为480~650℃(大多数样品的变形温度区间位于600℃以下)。南西段的变形温度自北向南逐渐降低，北东段的变形温度由岩基向河防口断层方向先降低后升高。

(2) 采用长石作为应变测量标志体，对大水峪韧性剪切带进行应变测量与运动学涡度的估算。应变测量的结果指示剪切带在形成过程中主要受压扁作用的影响。南西段的运动学涡度自北向南逐渐增大，北东段的运动学涡度由岩基向外先减小后增大，二者均以纯剪切组分居多且南西段的压扁程度与韧性位移量均大于北东段。岩浆作用导致的岩基侵位隆升主要提供纯剪切组分，伸展拆离作用主要提供简单剪切组分。因此推断云蒙山变质核杂岩发育过程中岩浆作用居于主导地位，并且剪切带北东段向SE方向的拆离过程受到了云蒙山东部岩体(冯家峪岩体、西白莲峪岩体以及大东沟岩体)的阻挡。

致谢      中国地质科学院地质研究所梁凤华老师在EBSD实验过程中给予了切实的指导；中国科学院大学研究生胡俊成在野外工作中给予了大量帮助；审稿人提出了宝贵的修改意见和建议；作者在此向他们致以诚挚的谢意。

在李继亮先生逝世一周年之际，谨以此文寄托哀思，先生千古！