2016, Vol. 32
2. 吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室, 长春 130061 ;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 ;
4. 山东莱克工程设计有限公司, 东营 257000 ;
5. 沈阳地质矿产研究所, 沈阳 110034
, LIU YongJiang1,2
, LI WeiMin1,2, YANG ShuYan3, WEN QuanBo1,2, LI Jing1, MI XiaoNan4, ZHANG Li5
2. Key laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Ministry of Land and Resources, Jilin University, Changchun 130061, China ;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China ;
4. Shandong Laike Engineering Design Corporation, Dongying 257000, China ;
5. Shenyang Institute of Geology and Mineral Resources, Shenyang 110034, China
华北克拉通自中生代以来发生的大规模岩石圈减薄与破坏，已成为研究古老岩石圈地壳演化的热点之一。近年来，通过对华北克拉通东部广泛出露的变质核杂岩、大规模岩浆活动以及伸展盆地的研究，为探讨克拉通岩石圈破坏的过程、减薄的时空范围以及机制，提供了重要的研究载体，取得一系列重要成果和进展(Wu et al., 2005; Menzies et al., 2007; 吴福元等, 2006, 2008; 刘俊来等, 2006, 2008a; 朱日祥等, 2012; 李刚等, 2012; 张必龙等, 2013a, b; Liang et al., 2015a, b)。其中由于变质核杂岩记录了地壳伸展的变形过程，对其变形特征、隆升过程与机制的研究，有利于解释华北克拉通东部广泛发育的中生代伸展构造及岩石圈减薄的形成机制，因而成为研究岩石圈伸展与减薄的重点解剖对象(马寅生等, 1999, 2000; 朱大岗等, 2003; Darby et al., 2004; Deng et al., 2007; Yang et al., 2008; 李刚等, 2010, 2012; 张必龙等, 2011a; Li et al., 2013; Lin et al., 2013a, b; Liang et al., 2015a, b)。医巫闾山变质核杂岩(瓦子峪变质核杂岩)发育在华北克拉通东北缘，是华北东部重要的中生代伸展构造之一，是研究地壳减薄方式的重要窗口。
国内外众多学者对医巫闾山变质核杂岩形成时代、变形期次、演化历程等方面已经进行了系列研究，但就其隆升时代、变形几何学特征、流变学特征以及变形期次等诸多方面，依旧存在认识分歧。马寅生等(1999)认为它是一个对称型变质核杂岩，拆离剪切带围绕晚侏罗世医巫闾山岩基分布，并推测与该岩体同期形成，形成于118~81Ma，孟宪刚等(2002)、朱大岗等(2002, 2003)也持有相类似的观点。张晓晖等(2002)则认为区内存在北侧E-W向和西侧NNE向两条剪切带，代表晚三叠世斜向推覆和早白垩世伸展走滑事件。不过张宏等(2004)分析认为西侧其实存在两条近NNE 向韧性剪切带，代表晚侏罗走滑与早白垩世伸展事件。而Darby et al. (2004)则认为区内不存在对称型的医巫闾山变质核杂岩，而将其命名为瓦子峪变质核杂岩，位于西侧的孙家湾-稍户营子断裂是核杂岩的拆离断层，形成于127~116Ma，并控制了变质核杂岩的形成。杜建军等(2007)认为医巫闾山地区经历了中侏罗世的挤压变形和白垩纪的伸展作用。翟明国等(2004)认为医巫闾山变质核杂岩的伸展作用从中侏罗世一直持续到早白垩世。刘建忠等(2000)和Zhang et al. (2008) 认为医巫闾山变质核杂岩中部花岗岩体为中侏罗世的同伸展侵位岩体。李刚等(2010, 2012, 2013)和张必龙等(2013b)认为医巫闾山地区在中生代至少发生了两次伸展变形，一次发生在中侏罗世晚期至晚侏罗世早期，另一次发生在早白垩世。Lin et al. (2013a, b)认为医巫闾山变质核杂岩于晚侏罗世-早白垩世分别发生早期挤压与晚期伸展两期变形事件，峰值为141Ma和128~126Ma。
可见，前人对医巫闾山变质核杂岩所发育的拆离剪切带研究多局限在变形时限以及变形中心瓦子峪地区，而对剪切带南部的变形规律、流变学特征、运动几何学指向、以及整体形成和演化过程缺乏细致详细的调查。本文拟通过系统调查医巫闾山变质核杂岩南部张家堡地区强变形花岗质岩石的宏观和显微构造变形分析、变形温度与剪切变形的流变学参数估算、几何学与运动学分析、石英C轴EBSD组构测试等多种方法，对剪切带南部走滑运动的运动形式进行探讨，结合沉积盆地特征，探讨该核杂岩的演化过程与形成机制，为了解华北克拉通岩石圈减薄、地壳变形过程提供重要信息。
2 地质背景医巫闾山变质核杂岩地处辽西东部，华北克拉通东北缘。其主隆起由太古代变质基底与晚侏罗世-早白垩世岩体呈线状排列整体呈NNE向展布，西侧为阜新-义县白垩纪沉积盆地，两者经由瓦子峪主拆离断层相接，东侧由一条隐伏断裂与古近系下辽河盆地相邻，组成NNE向“两盆夹一隆”的构造格局(图 1)。
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图 1 医巫闾山变质核杂岩及周缘地质简图(据Darby et al., 2004; 李刚等, 2013修改) (a)大地构造位置图；(b)医巫闾山变质核杂岩地质简图 Fig. 1 Geological map of Yiwulüshan metamorphic core complex and surrounding area (modified after Darby et al., 2004; Li et al., 2013) |
变质核杂岩核部为太古代高级变质岩系，以两套角闪岩相变质岩组成，上部为一套角闪岩相副变质岩，以云母片岩为主夹黑云石英片岩、黑云斜长变粒岩、黑云斜长片麻岩等。下部为一套正变质岩，主要由黑云斜长片麻岩、长英质片麻岩、角闪斜长片麻岩等角闪岩相变质岩组。侵位于这些杂岩中的岩体主要有两个时代，包括晚侏罗世的医巫闾山岩基、尖砬子岩体以及早白垩世的石山岩体等。总体而言，医巫闾山核杂岩共经历了两阶段变形活动。早期伸展形成环绕医巫闾山岩体展布的韧性剪切带，称之为医巫闾山剪切带(图 1; 马寅生等, 1999)。随着早白垩世华北克拉通大规模伸展活动的开始，区内变质基底西缘发育了瓦子峪拆离带(Darby et al., 2004; 张必龙等, 2011a, 2012, 2013a)。后期剪切带叠加在早期医巫闾山剪切带之上，二者共同组成了医巫闾山地区的韧性剪切带。
3 构造变形特征为进一步探究医巫闾山变质核杂岩南部变形特征，针对性选取典型构造变形区域，测制岩性-构造剖面，进行详细构造解剖。剖面总体近E-W向，岩性出露复杂，变形强烈，可识别出主要两期韧性变形事件(图 2)，下文将展开详细叙述。
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图 2 医巫闾山变质核杂岩南部张家堡地区花岗质岩石变形剖面及采样位置 Fig. 2 Representative deformation profile of granitic rocks cross Zhangjiapu area from southern Yiwulüshan metamorphic core complex with sample locations |
研究区出露的岩石类型主要有太古宙变质基底与晚期侵位的钾长花岗质岩体与岩脉。太古宙变质基底杂岩主体岩性为一套花岗质片麻岩，可见黑云斜长片麻岩暗色包体。暗色包体呈条带状、透镜状或团块状分布于花岗质片麻岩中(图 2、图 3a)。剪切带内岩石由于构造作用发生了不同程度的变形，形成了构造片岩、糜棱岩、构造片麻岩等构造岩，发育糜棱叶理、片理和片麻理等构造形迹。同构造矿物组合及变形样式分析表明，该韧性剪切带发生了两期韧性剪切变形事件，早期拆离韧性剪切，岩石多表现为高温塑性变形，右行走滑特征明显，晚期经历隆升过程，发育伸展剪切事件，为典型低温伸展型韧性剪切带，岩石以低温脆-韧性变形机制为主，具有典型左行走滑特征。
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图 3 医巫闾山变质核杂岩张家堡地区典型宏观变形特征 (a)花岗质片麻岩中黑云斜长片麻岩包体，显示早期右行韧性剪切特征；(b、c)黑云斜长片麻岩中眼球状构造，指示早期右行剪切特征；(d)黑云斜长片麻岩中花岗伟晶岩脉体被剪切拉长，明显似布丁构造，指示晚期左行剪切特征；(e、f)黑云斜长片麻岩中后期花岗伟晶脉呈现不对称褶皱，明显晚期左行剪切特征；(g、h)钾长花岗质片麻岩与黑云斜长片麻岩接触关系，以及后期韧脆性正断层 Fig. 3 Some representative outcrop-scale deformation structures of mylonitic rocks from Zhangjiabao area of southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
右行韧性剪切主要发育于太古宙基底变质岩系内，以花岗质片麻岩为主，岩石中发育有糜棱组构，长英质多晶条带多发生石香肠化或形成“眼球”状构造。强烈的剪切变形导致太古宙基底变质岩系发生分异，黑云母、角闪石等暗色矿物和长石、石英等浅色矿物分异形成相间条带。分异温度较高，岩石属于半流动塑性状态，黑云斜长片麻岩呈透镜状、条带状分布于花岗质片麻岩中(图 2、图 3a)，部分条带强烈弯曲，形成不对称流动褶皱(图 3b)，长英质集合体旋转形成“眼球”构造(图 3b, c)。中生代同构造侵位钾长花岗岩以规模不一的岩脉形式侵入到太古宙基底变质杂岩中，与围岩具有近似“互层状”产出的特点(图 3c, g)，岩体边部发生不同程度的糜棱岩化，形成与围岩相似的糜棱叶理。变形带中还发育矿物拉伸线理、杆状构造(图 3b)，显示高温剪切变形是在伸展环境下形成的(图 3g, h)。局部可见S-C组构与σ型旋转岩块，指示右行剪切(图 3b, c)。岩石遭受变形改造，最常见的构造形迹包括云母定向排列以及石英、长石的细粒化形成的较平缓的变形面理，倾角16°~28°，石英拉长形成矿物拉伸线理，总体倾伏角较缓，主要向NNE-SSW倾伏，指示原始向NNE-SSW向韧性走滑剪切变形，早期为一套大型近水平的韧性拆离剪切带。
3.1.2 晚期韧性变形晚期侵位的岩体或岩脉主要有细粒二长花岗岩、花岗伟晶岩、花岗细晶岩等，这些侵入体规模较大，沿着太古宙杂岩体的叶理、裂隙等薄弱面贯入，整体接受后期韧性剪切变形(图 2、图 3d-f)。这些侵入体与太古宙花岗质片麻岩颜色、成分不同，均有变形，在露头上岩浆侵入成因的花岗质岩石相对变形弱，粒度较均一，与暗色包体呈截然的接触关系(图 2、图 3d-f)。剪切带内岩石由于构造作用发生了不同程度的变形，形成了构造片岩、糜棱岩、构造片麻岩等构造岩，发育糜棱叶理、片理和片麻理等构造形迹。一系列后期不对称褶皱主要发育在黑云斜长片麻岩中，较窄后期花岗伟晶岩脉侵入到黑云斜长片麻岩中，形成了一翼长、一翼短的小规模褶皱群落，指示明显后期左行剪切变形(图 3d-f)。剖面内发育一系列脆性正断层(图 2、图 3g, h)，最宽的断层带宽可达2m，带内断层泥、断层角砾岩等构造岩较为发育，断层带两侧岩石都发生强烈的糜棱岩化，形成了强变形细晶岩。另外正断层派生的拖曳构造、牵引褶皱、羽状剪切破裂等也较为发育，同构造石英脉也发生不同程度的糜棱岩化或石香肠化，这些派生构造都指示左行正滑移。矿物拉伸线理普遍向NWW缓倾，指示晚期NWW-SEE向伸展剪切变形。
总体而言，早期基底岩石发育的矿物拉伸线理始终呈现为NNE-SSW向，靠近西侧剪切带叠加后期剪切变形，较多出现向NW倾伏的矿物拉伸线理，晚期普遍表现为NWW向，在两期变形叠加区域，矿物拉伸线理稳定性较差，置换程度高。两期矿物拉伸线理倾角非常平缓，揭示两期剪切变形带原始产状近水平，现在状态是后期隆升剥露的结果。
3.2 显微构造特征 3.2.1 早期韧性变形早期太古代变质基底以花岗质片麻岩和黑云斜长片麻岩为主，其中花岗质片麻岩中细粒片状粒状变晶结构(平均粒度0.5~1.5mm)，片麻状构造，主要矿物成分有石英(50%~60%)、长石(30%~35%)、云母(5%~10%)，受后期构造作用改造，变质-变形程度可达到初糜棱岩-糜棱岩级别。黑云斜长片麻岩细粒片状粒状变晶结构，长石或长英质矿物集合体构成眼球状构造，基质为片麻状构造，斑晶粒度多集中在1~3mm，主要矿物成分有石英(40%~50%)、长石(30%~40%)、云母(15%~20%)。其片麻理与周围的花岗质片麻岩基本一致，变形较强，暗色条纹发生强烈变形(图 4a-f)。在显微镜下主要表现为高温环境下的同构造矿物组合及长石、石英的塑性变形，发育不同矿物组合(表 1)。石英以位错蠕变为主导变形机制，形成多晶条带和集合体，条带中的石英颗粒多具有矩形边界(图 4a, c)，以多个颗粒集合体的形式出现的石英广泛发生动态重结晶，颗粒边界呈舌状、镶嵌状，大多数呈现为颗粒边界迁移型(GBM)，这些重结晶颗粒边界不规则或呈锯齿状，多数新生石英颗粒的内部都消光均匀、无应变(图 4b)。局部出现高温环境下的石英静态重结晶颗粒(图 4f)，颗粒边界平直、内部消光均匀，是矿物静态恢复的产物(Mancktelow and Pennacchioni, 2004)。长石在剪切变形过程中发生强烈的韧性变形，定向拉长呈透镜状或眼球状，长轴平行于叶理或呈小角度斜交，大部分还保留有残斑特征，许多重结晶的细粒长石围绕着残斑周缘分布或出现在基质中，主残斑边界发生膨凸动态重结晶(BLG)形成核幔结构(图 4d, e)。黑云母具有褐色至黄褐色的多色性，见有膝折弯曲，其定向排列与动态重结晶石英颗粒组成典型S-C组构，与斜长石呈现的典型眼球状构造，均指示早期右行剪切变形(图 4c-e)。这些显微组构显示岩石变形发生在中部地壳的角闪岩相环境下(Poirier, 1985; Stipp et al., 2002; 胡玲等, 2009)，共同指示了约550~600℃的变形温度。
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表 1 医巫闾山变质核杂岩南部花岗质岩石显微构造特征 Table 1 Microscopic deformation characteristics of deformed granitic rocks from southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
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图 4 医巫闾山变质核杂岩典型显微变形特征 (a-f)早期右行剪切变形，显示明显高温特征，弱S-C组构，眼球状构造，矩形条带等特征；(g-i)石英亚颗粒旋转重结晶现象及压力影，明显S-C组构，指示右行剪切特征；(j-l)石英膨凸重结晶. 正交偏光 Fig. 4 Some representative microscopic deformation structures of deformed granitic rocks from southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
强变形钾长花岗片麻岩侵入岩体，具糜棱组构、片状构造。主要矿物成分有石英(45%~35%)、长石(40%~30%)、云母(15%~35%)。也具有与太古代基底杂岩相类似的变形组构特征，具有明显的同构造岩体特征。变形岩石中石英和长石同样发生了动态重结晶(图 4g-i)，其中石英以亚颗粒旋转(SGR)或与颗粒边界迁移型(GBM)共存为主。长石普遍发育聚片双晶，颗粒发生塑性拉长，部分显现核幔构造，长石残斑边部强烈细粒化重结晶，呈现不规则的孤岛状，多数以膨凸重结晶为主(BLG)。强变形岩石内可见云母在剪切作用后往往呈透镜状或条状，并具有定向分布特征，与动态重结晶石英颗粒组成典型S-C组构，指示右行剪切变形(图 4g-i)。它们共同指示550~600℃的变形温度。
3.2.2 晚期韧性变形晚期韧性变形多发育在中生代侵入岩体中，中细粒片状粒状变晶结构，主要矿物成分有石英(45%~55%)、长石(35%~45%)、云母(5%~10%)。变质-变形程度达到初糜棱岩-糜棱岩级别。中低温变形岩石在显微镜下以长石脆性变形、石英韧性变形、片状矿物定向排列和显微分层现象为代表(图 4j-l)。石英条带与白云母条带相间排列，石英主要发生低温韧性变形，出现波状消光、带状消光、变形纹、亚颗粒、亚颗粒旋转动态重结晶与膨凸重结晶现象(图 4j-l)，石英的重结晶颗粒粒度小，具港湾状边界，消光不均匀。长石表现为双晶扭折和脆性破裂，部分长石边部发育亚颗粒(图 4j, l)，长石蚀变成绢云母、白云母则是最普遍的现象。显微组构说明岩石变形发生在地壳浅部的绿片岩相(胡玲等, 2009)，共同指示400~450℃的变形温度。中低温型韧性剪切带空间上与拆离断层相伴生(图 3g, h)，剪切带内中低温组构在拆离断层附近发育密集，指示低温型韧性剪切带与拆离断层形成于同一期伸展作用。
两期变形温度相差100~150℃，说明两期剪切事件发生时，二者起源深度相隔较远，为两期不同时期的较快速隆升(张必龙等, 2013b)。
4 石英C轴EBSD组构分析 4.1 测试方法EBSD(电子背散射衍射)技术是通过分析晶体背散射衍射图像来确定晶轴方向，进而确定晶体颗粒排列的取向性，确定晶体内发育的活动滑移系，进而可以估算矿物的变形温度(刘俊来等, 2008b; 许志琴等, 2009)。本次EBSD石英C轴组构分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，具体流程及判别方法参见文献(刘俊来等, 2008b; 许志琴等, 2009; 夏浩然和刘俊来, 2011)。
选择3个典型强变形花岗质岩石，完成EBSD石英C轴组构分析，测试样品变形明显，残斑基质界限清楚，变形的石英颗粒较多。扫描区域一般选择样品中糜棱质发育部位，分析结果见石英C轴EBSD组构图(图 5)。
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图 5 医巫闾山变质核杂岩南部典型变形花岗质岩石石英C轴组构图 采用等面积网下半球投影，X、Y、Z分别代表应变椭球的最长轴、中间轴和最短轴，X/Y面为糜棱面理面；可见石英C轴组构优选方位、剪切面、β和有限应变主面间的关系，石英C轴组构指示右旋剪切运动类型 Fig. 5 C-axis fabric stereograms of quartz in typical deformed granitic rocks from southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
13ZJP-2、13ZJP-4和13ZJP-10为高温韧性剪切带中的样品。13ZJP-2，、13ZJP-4中石英<C>轴组构图中均出现两个点极密，显示低温变形叠加在高温变形之上的特点(图 5)。13ZJP-2的石英<C>轴组构图在Z轴与X轴附近具有非常好的点极密，显示石英主要发生菱面<a>滑移与柱面<a>滑移。在Z轴附近有非常弱的点极密，显示局部后期底面<a>滑移，可能是后期低温变形组构叠加。13ZJP-4的组构图在Z轴与Y轴之间一个主极密，与Y轴附近的次极密，具有菱面<a>滑移和少量柱面<a>滑移的特点，显示晚期低温变形改造早期中高温变形。13ZJP-10的组构图是在Y轴附近的主点极密，显示石英发生了柱面<a>滑移，指示中高温变形。指示温度与显微矿物变形温度估计的情况一致。由于石英C轴组构对温度非常敏感，常常记录的是递进变形过程中晚期增量变形的温度或是后期构造事件的温度。因而，石英C轴组构图中所展示的温度值可能代表韧性剪切带后期低温糜棱岩化过程的温度。三个样品晶格优选区域的分布连线与中心轴呈向右倾斜的趋势，指示右行剪切为主，这也与显微构造分析一致。
5 运动学特征通过对韧性剪切带的几何学、运动学和动力学研究，可以揭示地壳伸展减薄的形成机制。
5.1 有限应变类型判别岩石有限应变测量的方法较多，主要有几何作图法、莫尔圆制图法、长短轴法、Rf/φ法、θ曲线法、Elliott法、心对心法、Fry法以及双晶应变分析法等(Fry, 1979; 郑亚东和常志忠, 1985)。Fry法和长短轴法由于其间接性和优越性，应用于广泛的岩石类型，因此本文选用长短轴法与Fry法进行有限应变测量。首先，根据样品拉伸线理和面理两个主应变面切制显微薄片(平行拉伸线理和垂直糜棱面理作为XZ面和平行糜棱面理为XY面)，然后在两个显微薄片上分别进行应变测量。应变测量过程中，本文选用长石为应变标志体，主要由于研究区变形强烈的糜棱岩中长石含量高，另外，长石颗粒变形前颗粒中心为非泊松随机分布，且粒度分布基本均匀，可近似看成椭圆形，同时，我们尽量选择变形岩体的内部，变形均一的岩体中的长石作为研究对象，以期保证测量结果能够反映“全岩应变”(Fry, 1979; 郑亚东和常志忠, 1985)。
选取变形强烈的12件糜棱岩样品进行统计分析，每一定向样品两个应变面(XY和YZ面)上分别测量长石标志体约60个。在显微镜下合适放大倍数时，选择长石颗粒分布较为均匀的区域采集显微照片，之后在Corel DRAW X4软件中对整个视域中的长石残斑进行统计，不同测量方法经不同计算方法后，可得出以下测量数据(X/Y值通过换算可得)，效果较为理想(表 2)，具体方法不一一赘述，参见文献(郑亚东和常志忠, 1985; 梁琛岳等, 2011, 2015)。
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表 2 医巫闾山变质核杂岩南部有限应变测量数据 Table 2 Data of finite-strain measurement from southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
有限应变类型的判别常用的方法是Flinn判别图解(郑亚东和常志忠, 1985)。将医巫闾山变质核杂岩有限应变测量结果投在Flinn图解上(图 6)，可见，12个糜棱岩样品均位于拉长应变区域，K值在1.10~2.20之间，没有明显差异，显示应变类型主要为拉长型应变，属于一般拉伸至轴对称拉伸的范围，岩石类型表现为LS和L=S型构造岩。结合区域两期走滑剪切事件，可以认为在剪切作用下导致韧性剪切带内岩石矿物经历了变形，发生定向拉伸。晚期中低温变形岩石具有较低K值，更接近于1，可能代表拉伸≈压扁的状态。这表明随着应变的减弱(变形温度等也较低)，Flinn参数减小并且逐渐接近于1，应变趋于平面应变。
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图 6 Flinn有限应变判别图(a)和Rs-θ曲线法估算运动学涡度(b) Fig. 6 Flinn finite strain discrimination diagram (a) and estimation of kinematic vorticity based on Rs-θ method (b) |
运动学涡度(Wk)在地质学中主要应用于获得纯剪切和简单剪切在剪切变形中的相对大小信息(Means et al., 1980; Passchier and Trouw, 2005)。在剪切变形完全为纯剪切变形时，Wk=0，完全为简单剪切变形时，Wk=1，在一般剪 切中，Wk值介于0和1之间，Wk=0.75时表示纯剪切与简 单剪切的作用相等，这种现象称为“纯剪倾向性”(Tikoff and Fossen, 1995; Xypolias and Doutsos, 2000; Xypolias and Koukouvelas, 2001)。
测量运动学涡度值有多种计算方法，例如极摩尔圆法(Simpson and De Paor, 1993; Zhang and Zheng, 1997)、刚性旋转碎斑分析法(Simpson and De Paor, 1993; Wallis, 1992, 1995; Passchier, 1987, 1998; Beam and Fisher, 1999)、石英C轴组构法(Passchier and Urai, 1988; Wallis, 1992, 1995; 张波等, 2008)和Rs-θ法(De Paor, 1988; Tikoff and Fossen, 1993, 1995; Beam and Fisher, 1999)。为确保估算结果的可信度和有效性，本次工作采用了3种不同的方法测量，石英条带斜交面理法(Passchier, 1988)、石英C轴组构法和Rs-θ曲线法计算运动学涡度。
显微镜下测量石英条带中重结晶斜列颗粒长轴方位，其与剪切方向(C面理)的最大交角者即为θ。利用Wk=sin2θ，计算出糜棱岩带的涡度值(Passchier, 1987; 表 3)。计算结果为：早期中高温变形岩石平均0.90，晚期中低温变形岩石平均为0.64。
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表 3 医巫闾山变质核杂岩南部运动学涡度 Table 3 Kinematic vorticity of deformed granitic rocks from southern Yiwulüshan metamorphic core complex |
Tikoff and Fossen (1995)指出应变轴率Rs和应变椭圆长轴与高应变带边界间的夹角θ具有一定相关性(图 6b)。θ角利用石英条带斜交面理法获得，采用该法进行涡度值估算，涡度值平均值分别为：0.94与0.76，在Rs-θ曲线上表现为偏离简单剪切应变特征(表 3、图 6b)。
Wallis(1992, 1995)提出石英C轴组构与主应变轴比(Rs-XZ，取Fry法所得值)之间的关系可以用来估算运动学涡度。自然界中高应变构造岩中的石英通常会沿着特定的滑移面滑动而产生结晶优选方位，因此优势的石英C轴组构形态可以表示相关应变的运动学特征。石英C轴组构中心环带与剪切面(流面)相垂直，由此可求出剪切面方向，再根据实测面理的方位，求出β，即石英C轴环带法平面(即剪切面)与有限应变主平面的夹角，β，Rs与Wk三者间关系如下：
Wk= sin{tan-1[sin(2β)/［(Rxz+1)/(Rxz-1)]-cos(2β)］}×(Rxz+1)/(Rxz-1)
由此可求出变形过程中平均运动学涡度值。本次研究运用电子背散射技术(EBSD)确定的石英C轴优选方位(图 5)，3个中高温变形岩石样品运动学涡度值为0.98、0.95和0.82，平均0.92。
6 流变学特征分析选择石英动态重结晶发育完好的12个长英质糜棱岩样品进行系列流变学参数分析。显微镜下，12个样品中动态重结晶石英颗粒边界多呈不规则锯齿状、港湾状或拉长状等形态，呈现定向排列趋势，为典型石英动态重结晶样品，是使用分形法估算变形温度，进行古差异应力和应变速率计算的基础，同样也是进行石英C轴组构和运动学涡度分析的必要条件。
6.1 石英动态重结晶新晶的分形维数分形维数是数量化表征自相似性随机形态和现象的最基本的量。Kruhl et al. (1995)、Kruhl and Nega (1996)和Takahashi et al. (1998)发现，石英的动态重结晶新晶粒边界几何形态具有统计学上的自相似性和标度不变性，不同温度范围的石英颗粒边界的分形具有不同的分维数(1≤D≤2)，在石英颗粒缝合线结构形成过程中，随温度的升高石英颗粒边界的分维数减小，因此，分维数可作为变形变质的温度计(Law, 1986; Gleason et al., 1993; Kruhl et al., 1995; 梁琛岳等, 2015)。
利用周长-面积法来计算动态重结晶石英颗粒边界分维数(张波等, 2006; 梁琛岳等, 2015)，即通过不规则曲线的周长与具有相同面积的圆的直径相比较来确定分维数的方法，由于锯齿状边界的石英新晶的实际边界长度(P)比其对应的等面积圆的周长(πd)更长，因此，石英新晶粒锯齿状边界的复杂程度可以通过晶粒实际周长(P)与等面积粒径(d)的比值来定性表征。将所有获得数据输入Excel中进行运算，以真实周长的对数log(p)为Y轴，粒径log(d)为X轴进行投图，其最小二乘法拟合线的斜率即为分数维值D(具体方法参见梁琛岳等, 2015; 表 4)。统计分形维数D在1.171~1.233之间，可见研究区变形岩石动态重结晶石英颗粒具有统计意义上的自相似性(1<D<2)和明显的分形特征，但早期中高温变形岩石的分形维数都小于1.20，相反晚期低温变形岩石的分形维数都大于1.20，反映变形温度的差异。
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表 4 石英动态重结晶颗粒边界的分形特征与古差异应力 Table 4 Fractal characteristics and paleopiezometry data for dynamically recrystallized quartz grain boundaries in deformed granitic rocks |
12个糜棱岩样品中动态重结晶石英颗粒边界统计数据分维数1.171至1.233，具有统计意义上的自相似性。对照Kruhl温度计和分形维数D与变形温度T关系图(图 7)，判断早期变形温度大约在500~600℃，相当于高绿片岩相到低角闪岩相，属中浅地壳层次，晚期变形温度大约在400~500℃，属浅地壳层次。
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图 7 分形维数与变形温度关系 Fig. 7 Relationship between fractal dimension and deformation temperature |
重结晶石英的细粒化颗粒粒度大小、位错密度和古差异应力呈稳定的线性关系，这种关系在一定条件下与应力作用的温度、应变速率无关(Twiss, 1977, 1980; Mercier et al., 1977; Koch, 1983; Stipp and Tullis, 2003; Stipp et al., 2010)，因而可以通过测量动态重结晶石英的亚颗粒大小来估算使其应变的古差异应力值，称之为重结晶颗粒粒径压力计，表示为：
σ=(d/b)1/R
式中，σ为差异应力(单位：MPa)；b为实验参数(单位：μm·MPa-R)；d为动态重结晶石英晶粒径(单位：μm)；R为实验参数。不同学者给出不同的古应力计参数。
选用不同参数所推算的差异应力值存在较大的差异(表 4)，但Hacker et al. (1990)对Koch (1983)、Twiss(1977, 1980)和Mercier et al. (1977)的实验参数进行了对比研究，证实Koch (1983)的实验参数考虑了更多的影响因素，但早期的应力计的是建立在低精度的实验数据基础上获得，跨越了位错蠕变和扩散蠕变区间，准确性不高，而 Stipp and Tullis (2003)系统整理了石英高精度的实验数据，对石英的应力计进行了修正，在位错蠕变时的石英的粒度-应力关系相对更为可靠。因此，此次研究我们采用Stipp and Tullis (2003)的实验参数，估算医巫闾山变质核杂岩南部岩石的变形古应力差在16.50~20.82MPa之间，但值得注意的是早期中高温变形带的古差异应力集中在16.50~17.80Ma，而晚期中低温变形带的古差异应力高于中高温变形带，均大于20Ma。此外，在动态重结晶粒度测试中，不可避免的将后期已经发生静态重结晶的石英颗粒计算在内，造成测试中的石英动态重结晶粒度过大，从而使所估算的差异应力值较实际偏小。再者变形后期退火作用导致变形颗粒粒径增大，这一差异应力值范围可能代表了韧性剪切带糜棱岩化作用过程的差异应力下限(Hacker et al., 1990)。另外，重结晶石英的细粒化颗粒粒度大小受到差应力、石英的干湿度，以及压力、温度、应变速率、实验误差和颗粒测量标准偏差等因素的综合影响，此次估算忽略了其它各种因素，计算偏模式化，所得古差应力与真实值之间必然存在误差，不代表真实值，但不影响对比两期变形过程中古差异应力的差异。
6.4 应变速率的估算在韧性剪切带研究中，多利用石英岩的实验高温流变律来推导应变速率，一旦差异应力和温度确定，就可以推算糜棱岩化过程的应变速率(表 5)(Poirier, 1985; Hacker et al., 1990; Boutonnet et al., 2013)。岩石在稳定流变状态下，根据蠕变规律，应变速率ε与岩石所受差异应力σ及温度T之间存在拟合关系(Parrish et al., 1976)，通常称之为石英岩的高温流变律：
ε=Aσnd-mexp[-Q/RT]
ε为应变速率(单位：s-1)，自然界的应变速率一般为10-13s-1～10-15s-1(Pfiffner and Ramsay, 1982)；σ为差异应力；R为气体摩尔常数；T为变形时的绝对温度；A、n、Q均为实验参数。不同学者给出的实验参数不同(Parrish et al., 1976; Koch, 1983; Kronenberg and Tullis, 1984; Koch et al., 1989; Paterson and Luan, 1990; Hirth et al., 2001; Rutter and Rullis, 2004a, b)。
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表 5 不同方法估算的应变速率 Table 5 Estimation of strain rate by different methods |
同时，Takahashi et al. (1998)通过大量实验研究发现分维数随变形条件而发生系统变化，也可以作为变形条件的指示计。Takahashi et al. (1998)把分数维D、变形温度T(K)和应变速率ε(S-1)联系起来，称之为分形法，通过最小二乘法线形拟合得到公式：
D=φlogε+ρ/T+1.08
式中，φ和ρ都是实验参数，φ=9.34×10-2，ρ=6.444×102。
本次研究我们综合采用分形法和高温流变律公式分别进行应变速率估算。取综合估算的变形温度，分别获得应变速率如表 5所示。
这两种不同估算应变速率的公式所得结果见表 5，可以看出，利用分形法计算的中高温变形岩石的应变速率为5.11×10-9s-1~1.64×10-8s-1，利用实验流变律公式计算的应变速率具有不同数级，分别为6.84×10-13s-1~2.57×10-12s-1(Koch, 1983)，4.77×10-13s-1~1.95×10-12s-1(Koch et al., 1989)，7.43×10-11s-1~2.77×10-10s-1(Kronenberg and Tullis, 1984)，1.07×10-12s-1~4.19×10-12s-1(Paterson and Luan, 1990)，1.48×10-13s-1~1.24×10-12s-1(Parrish et al., 1976)，1.30×10-15s-1~5.43×10-15s-1(Hirth et al., 2001)。而中低温变形岩石获得的应变速率分别为7.89×10-11s-1~4.15×10-10s-1(Takahashi et al., 1998)，1.50×10-14s-1~8.61×10-14s-1(Koch, 1983)，7.18×10-15s-1~4.70×10-14s-1(Koch et al., 1989)，1.60×10-12s-1~9.13×10-12s-1(Kronenberg and Tullis, 1984)，2.47×10-14s-1~1.45×10-13s-1(Paterson and Luan, 1990)，1.37×10-16s-1~2.58×10-15s-1(Parrish et al., 1976)，3.57×10-17s-1~2.17×10-16s-1(Hirth et al., 2001)。
利用实验流变律公式计算的应变速率普遍偏小，比分形法的计算结果小3至5个数量级。同时，中低温变形岩石应变速率比中高温变形岩石的普遍要小1~2个数量级，个别达到3个数量级。值得注意的是研究区内各变形岩石的应变速率跨度较大(中高温变形岩石10-14~10-8s-1，中低温变形岩石10-17~10-10s-1)，表明变形地质体不具统一的应变速率，这也符合自然界韧性剪切带的变形规律。但沿韧性剪切带东西走向对比未发现明显规律。
7 讨论 7.1 医巫闾山变质核杂岩南部韧性变形层次及变形期次 7.1.1 变形特征及变形温度医巫闾山变质核杂岩南部出露的岩石类型主要有太古宙基底变质杂岩和晚期侵位的花岗岩体和岩脉，韧性剪切带中岩石的变形特点表明区内发生过两期伸展作用并分别形成了医巫闾山中高温和瓦子峪低温两条韧性剪切带。医巫闾山高温韧性剪切带矿物(长石、石英)显微构造特征和石英c轴EBSD组构显示其变形环境大致为高绿片岩相至低角闪岩相，变形温度550~600℃。瓦子峪低温韧性剪切带变形发生在400~450℃左右的绿片岩相环境下。并且分形维数D与变形温度T关系也与此相吻合。
7.1.2 运动学特征图 8可粗略看出医巫闾山南段张家堡剖面上不同方法计算的运动学涡度值变化曲线基本协调一致，自西向东总体上有减小的趋势，表明剪切变形带西边较东边的单剪切分量所占比重增大。中高温变形岩石运动学涡度值均大于0.75，表明早期变形以单剪为主，低温变形岩石运动学涡度值≤0.75，表明最晚期韧性剪切作用在表现为以纯剪切为主的一般剪切，夹有少量的简单剪切作用，这表明医巫闾山地区现今保留的变形岩石是在伸展背景下拉伸的产物。
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图 8 不同方法计算所得Flinn指数与运动学涡度趋势图 左为简单剪切和运动学涡度值比率关系(Forte and Bailey, 2007)，右侧为有限应变Flinn指数K值，但二者不具有对比性 Fig. 8 Trend graph on different methods of Flinn exponent and vorticity evaluation applied on the same samples |
有限应变Flinn指数K值趋势图(图 8)表明，不同方法测得的K值具有一致性，Fry法与长短轴法可信度一致。图解显示早期高温变形过程中K值大于晚期低温变形，表明早期具有较强拉伸作用。早期形成的高温韧性变形岩石多为LS和L=S构造岩，与野外观察到的大量叶理、A型及B型线理相对应；晚期低温韧性变形岩石以L=S构造岩为主，野外较少发育B型线理，多片理化，以及太古代基底杂岩中的不对称褶皱等。有限应变Flinn指数K值与野外实际观察结果接近一致，表明有限应变测量能够较真实反应岩石宏观特征。
7.1.3 流变学特征两种不同估算应变速率的公式所得结果(表 5)显示，实验流变律公式计算的应变速率普遍比分形法的计算结果小3至5个数量级。造成结果差异的原因主要有两个方面：①变形结束后的退火作用会导致石英颗粒粒径增大，造成高温流变率公式估算的应变速率偏低(Twiss, 1977; Hacker et al., 1990; Takahashi et al., 1998)；②分形法多适用于低温条件，而高温流变律的应变速率计在高温条件仍然适用(Mamtani, 2010)。
在T-ε图解中(图 9)，高温变形岩石在估算的变形温度范围内，利用分形法获得的ε投影在BLG+SGR区，高温流变率估算的ε投影跨越SGR+GMB区。3个低温变形岩石利用分形法计算的ε投影在BLG区，高温流变率计算的ε投影跨越三个区。结合两种估算方法的适用范围，结合估算的变形温度，推测分形法计算结果可能小于实际的应变速率，高温流变率估算结果可能更可信，可作为分析的重要参考值(Hacker et al., 1990)。
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图 9 石英动态重结晶类型的温度-应变速率关系 Fig. 9 Strain-rate versus temperature diagram with the microstructural correlations of dynamically recrystallized quartz grain |
考虑到韧性剪切过程有大量流体参与，不同实验学参数所得的应变速率中，Koch et al. (1989)和Parrish et al. (1976)所计算出的应变速率普遍要小1~2个数量级，他们的实验参数考虑到湿润石英对应变速率的影响，而且结果更符合一般韧性剪切带中的糜棱岩应变速率，符合韧性剪切过程中有大量流体参数的事实，因此综合考虑，本文采用Koch et al. (1989)和Parrish et al. (1976)实验参数计算所得结果。
中高温变形岩石的应变速率为1.48×10-13s-1~1.95×10-12s-1(550~600℃变形条件下)，而中低温变形岩石获得的应变速率为1.50×10-14s-1~8.61×10-14s-1(400~450℃变形条件下)。一般区域性应变速率为10-13~10-15s-1(Pfiffner and Ramsay, 1982)，说明两期变形的应变速率与世界上大多数韧性剪切带的应变速率一致，是缓慢变形的结果，但高温变形岩石具有较快的应变速率，反应伸展变形速率以及隆升速率的不同。利用动态重结晶及亚颗粒粒径估算的医巫闾山变质核杂岩差异应力值介于16.50~20.82MPa之间，其中早期中高温变形带的古差异应力集中在16.50~17.80MPa，而晚期中低温变形带的古差异应力高于中高温变形带，大于20MPa。可见，高温剪切带具有较低差异应力，较高应变速率，低温剪切带恰好相反。这恰好指示由于较高变形温度导致岩石在较低差异应力作用下即可发生韧性变形。另外，估算应变速率过程过于简单化，忽略了众多影响石英动态重结晶的因素，所得应变速率与真实值之间存在一定误差，但不影响比较两期变形过程的差异性。
不同地段所采样品的温度、差异应力及应变速率不同，但大体上越靠近韧性剪切带其变形温度、及相应的应变速率值越大、差异应力变小，由此表明，虽然医巫闾山地区叠加了多期次的韧性剪切变形，但总体上都是以医巫闾山左缘为剪切中心。
7.1.4 变形期次医巫闾山变质核杂岩的形成过程复杂，韧性剪切带中岩石的变形特点表明区内发生过两期伸展作用并分别形成了中高温和低温两条韧性剪切带，不同期次的变形互相叠加改造，不仅在野外露头尺度上可见，在微观尺度下、石英c轴EBSD组构同样显示出多期次变形的特征，可见两期剪切作用的相互叠加。
早期伸展形成环绕医巫闾山岩体展布的医巫闾山韧性剪切带(张必龙等, 2011a, 2013a, b;李刚等, 2010, 2013)，变形带主要叠加在变质基底、同构造侵入岩体上，具有右行剪切特征，岩石宏观变形特点、显微组构分析及EBSD分析结果，显示变形发生在中部地壳的高绿片岩相-低角闪岩相。早期医巫闾山剪切带获得的同构造变形岩脉的结晶年龄为169.0~145.6Ma(刘建忠等, 2000; Darby et al., 2004; 吴福元等, 2006; 杜建军等, 2007; Zhang et al., 2008; 李刚等, 2010, 2012; 张必龙等, 2011a, b, 2012; Lin et al., 2011)，40Ar/39Ar年龄峰值统计认为其活动时间起始于158.8Ma，一直持续至早白垩世137.7Ma(翟明国等, 2003; Darby et al., 2004; 李刚等, 2012; Lin et al., 2013a, b; 张必龙等, 2013a, b; 图 10)。同时，阜新-义县盆地接受大范围火山岩沉积，形成中侏罗统蓝旗组(J2t; 153~159Ma; 张宏等, 2008; Davis et al., 2009; 马强和郑建平, 2009; Chang et al., 2009a)，以及之后的下侏罗统土城子组砂砾岩(J3t; 147~136Ma; Davis, 2005; Xu et al., 2012)，与早期高温伸展作用发生的时间一致。早期区域岩浆底侵，地壳发生部分熔融，并发生流动，形成平缓的拆离剪切变形带，同构造岩浆沿剪切面理侵位形成同构造岩体或岩脉，岩石韧性变形形成糜棱岩、片麻岩等具有高温韧性变形特点的构造岩。之后整体隆升，隆升方向与拉伸方向平行。
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图 10 医巫闾山变质核杂岩花岗质岩石锆石U-Pb及40Ar/39Ar年龄频率图 部分数据来源：Darby et al., 2004; Zhai et al., 2004; 吴福元等, 2006; 杜建军等, 2007; Zhang et al., 2008; Lin et al., 2013a; Li et al., 2013; 李刚等, 2012, 2013; 张必龙等, 2011a, b, 2012, 2013a, b Fig. 10 Frequency diagrams of compiled U-Pb zircon and 40Ar/39Ar geochronological data of Mesozoic granitic rocks from the Yiwulüshan metamorphic core complex |
随着早白垩世华北克拉通大规模伸展活动的开始，在区域NWW-SEE拉伸背景下(刘俊来等, 2006)，发育NNE向展布的瓦子峪中低温伸展型韧性剪切带(Smith et al., 1995)，切割了早期高温医巫闾山剪切带，控制了左侧阜新-义县盆地内下白垩统沉积。低温韧性剪切带南端被石山岩体切割，岩石基本未变形，指示石山岩体在伸展变形晚期侵位，侵位年龄为123Ma(吴福元等, 2006; 杜建军等, 2007; 罗镇宽等, 2001)。变形带内含钾矿物40Ar/39Ar测年结果显示低温伸展变形活动主要发生在133.9~97Ma(张晓晖等, 2002; Darby et al., 2004; 张必龙等, 2013a, b; 李刚等, 2012; Lin et al., 2011, 2013b)，主伸展期为早白垩世(129~107Ma)期间(图 10)，记录了从深部韧性到浅部脆性的递进变形过程(Darby et al., 2004; 张必龙等, 2013a)。东侧同伸展阜新-义县盆地出露的大范围下白垩统义县组火山岩形成于135~120Ma间(Smith et al., 1995; 王松山等, 2001; 张宏等, 2005;和政军等, 2007; Sha et al., 2006; Sha, 2007; 孟凡雪等, 2008; Chang et al., 2009b)，这与瓦子峪中低温韧性剪切带活跃期一致，且认为其形成于岩石圈伸展背景下(李伍平等, 2001a, b; 彭艳东等, 2003; 张宏等, 2005; 王晓蕊等, 2005; 张宏福和邵济安, 2008)，伴随区域伸展隆升。
7.2 动力学机制辽西医巫闾山地区中生代发育多期伸展构造，火山岩浆活动频繁，而华北克拉通岩石圈破坏与伸展减薄是造就医巫闾山地区乃至整个华北北缘中生代岩浆活动及浅部的伸展构造发育的构造背景(吴福元等, 2006; Zhang et al., 2008; 李刚等, 2010; 朱日祥等, 2012)。而西太平洋板块斜向俯冲是制约中国东部中生代的盆地、变质核杂岩、大规模火山岩浆事件的形成与演化的深部动力学机制(李三忠等, 2004; Li et al., 2007a, b, 2012; Wang et al., 2012; 朱日祥等, 2012)。
医巫闾山地区中-晚侏罗世的伸展作用与伊泽那崎板块和法拉隆板块NNW向俯冲共同作用于欧亚大陆东缘的时间基本一致(Maruyama et al., 1997; Sun et al., 2007; 孙卫东等, 2008; 李刚等, 2013)，证实辽西医巫闾山地区中-晚侏罗世中、下地壳的伸展变形形成高温韧性剪切带与伊泽那崎板块和法拉隆板块NNW向俯冲有关(邵济安等, 2000; 翟明国等, 2003, 2004; 李三忠等, 2004; Davis et al., 2009)。
早白垩世伊泽纳崎板块向欧亚大陆俯冲深部板块后撤(roll-back)，导致华北岩石圈发生大规模减薄，华北东部广泛发育的NNE伸展断陷盆地和变质核杂岩等伸展构造，峰期与华北东部岩石圈大规模减薄的时间基本一致，主体为早白垩世晚期130~120Ma(翟明国等, 2003, 2004; 吴福元等, 2006; 刘俊来等, 2006, 2008a; Li et al., 2007a, b, 2012; 朱日祥等, 2012; 李刚等, 2012; Charles et al., 2012; Lin et al., 2011, 2013a, b; Kiminami and Imaoka, 2013; Liang et al., 2015a, b)。在此期间，区域NWW-SEE向伸展应力导致医巫闾山地区发生NWW向伸展作用，同期形成的还有华北地区其他伸展构造(刘俊来等, 2008a; Lin et al., 2011; Liang et al., 2015a, b)。瓦子峪低温伸展型韧性剪切带就形成在这样的背景之下，使医巫闾山地区在早期高温伸展型韧性剪切带的西部叠加低温脆-韧性变形。晚白垩世进一步持续伸展抬升，早晚两期韧性剪切带最终都暴露地表。
8 结论通过宏观和显微构造变形分析、石英C轴EBSD组构分析、应变分析、流变学参数估算等多种方法，对医巫闾山变质核杂岩南翼张家堡地区花岗质岩石的构造变形特点和变形期次进行探讨，得到以下几点认识：
(1)研究区的花岗质岩石遭受了两期变形事件：晚侏罗世伸展拆离韧性剪切和早白垩世伸展韧性剪切变形。早期晚侏罗世韧性变形温度约550~600℃，高绿片岩相-低角闪岩相，此次韧性变形以单剪作用为主，岩石为L=S和LS构造岩，右行走滑特征明显。晚期早白垩世韧性变形温度约400~450℃，绿片岩相，变形以纯剪切为主的一般剪切，岩石以L=S构造岩为主，具有左行剪切特征。
(2)利用动态重结晶及亚颗粒粒径估算，高温剪切带具有较低差异应力，较高应变速率，低温剪切带恰好相反。指示较高变形温度导致岩石在较低差异应力作用下即可发生韧性变形。
(3)晚侏罗世韧性伸展变形与伊泽那崎板块和法拉隆板块NNW向俯冲共同作用于欧亚大陆东缘相关。早白垩世伊泽纳崎板块向欧亚大陆俯冲深部板块后撤(roll-back)，导致华北岩石圈发生大规模减薄，发生晚期低温韧性伸展变形。
致谢 在此对中国地质大学(北京)刘俊来教授在EBSD岩组分析测试方面给予的帮助以及审稿专家对论文提出的宝贵而具有建设性的修改意见表示衷心感谢。| [] | Beam EC, Fisher DM. 1999. An estimate of kinematic vorticity from rotated elongate porphyroblasts. Journal of Structural Geology , 21 (11) :1553–1559. DOI:10.1016/S0191-8141(99)00110-8 |
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