穹窿构造最早被Eskola (1948)称为披盖片麻岩穹窿(Mantled gneiss domes)，后来的研究也称为片麻岩穹窿(Gneiss dome)、花岗片麻岩穹窿、变质穹窿或混合岩穹窿(Whitney et al., 2004)，初始定义为主要由花岗岩或混合岩构成的核与其周缘的变质岩系组成一种区域构造型式，常常具有向周缘外倾的片麻状构造。片麻岩穹窿构造作为太古代克拉通发育区的基本构造型式，由占据克拉通主体的(超过80%)的TTG岩系构成不同规模的片麻岩穹窿，而残存的表壳岩系呈孤伶的“小船”构成边缘向斜构造。穹窿作用作为造山作用过程中物质运动(尤其是垂向运动)的一种重要方式，发育于显生宙造山作用的不同阶段。穹窿构造几乎在所有折返挤压造山带中都有报道(如阿帕拉契亚造山带、加里东造山带、比利牛斯造山带、秦岭造山带、阿尔卑斯-喜马拉雅造山带等，Soula, 1982; Burg et al., 2004; Lee et al., 2000; 张进江等, 2007, 2011, 2013)。同时，穹窿构造在不同时期的伸展构造域中也大量存在(Lister and Davis, 1989; Liu et al., 2006, 2013; 刘俊来, 2011; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2011; Lin et al., 2008; Zhu et al., 2010, 2012)。值得注意的是，在伸展构造域广泛存在的变质核杂岩使得对于穹窿构造的研究被弱化，实际上某些变质核杂岩就是穹窿构造或者含有穹窿构造(Whitney et al., 2004)，因为这些穹窿构造的热-动力学演化并不能完全用变质核杂岩的主拆离断层演化来解释(Fayon et al., 2004; Lister and Davis, 1989)。此外，在大规模区域走滑构造域，穹窿构造由于走滑作用而形成，其动力学和运动学特点表现出特殊性(Anczkiewicz et al., 2007; Yeh et al., 2008; Zhang et al., 2014; Xu et al., 2015)。

片麻岩穹窿构造内部结构的复杂性部分源于浅部岩系的剥蚀、深部岩石剥露与保存情况。近年研究结果显示，片麻岩穹窿的周缘变质岩系可以不复存在，尤其是在太古宙杂岩中，经常因强烈剥蚀而致使浅部变质岩系缺失(Collins et al., 1998)。或者周缘岩系中亦保留有浅变质或未变质沉积岩系，比如新生代地区发育的穹窿构造中，由于剥蚀深度较浅导致远离穹窿核心处保留有未变质的沉积岩系(Whitney et al., 2004; Chen et al., 2017)。片麻岩穹窿中的不同构造单元保留了穹窿形成与演化的信息，为探索不同构造环境中下地壳流动的型式与作用过程提供了重要线索。核部杂岩中，常常由混合岩或者花岗质岩石组成，其中的花岗岩可以是穹窿作用前就位的岩浆岩，二者之间可以没有直接关系；或者也可以是穹窿作用期混合岩化作用-岩浆作用的结果(Teyssier and Whitney, 2002; Yin, 2004)。对于后者，其就位和演化与穹窿作用期热-动力条件及变化具有密切的关系，也为穹窿作用的发育创造了条件。

尽管自从70年前披盖片麻岩穹窿的概念提出后(Eskola, 1948)，其基本概念经历了扩展和变化，且从多方面不同的角度开展了研究工作，但是关于片麻岩穹窿的成因，一直是长期争议的关键科学问题。一方面，依据不同构造环境中穹窿构造的研究结果进行了特征阐述、类型划分与成因分析。比如，许志琴和马绪宣(2015)将中国大陆造山带显生宙片麻岩穹窿划分为俯冲型、碰撞型和复合型三种不同的成因类型。但是，即使对于同一个片麻岩穹窿(群)，不同学者对其成因也有不同的认识。就北美地区的Shuswap穹窿而言，其成因包括褶皱叠加(Duncan, 1984)、与双冲构造相关的背斜构造(Brown et al., 1986)、伸展控制部分熔融地壳的上涌(Vanderhaeghe et al., 1999)、上地壳伸展与下地壳收缩共同作用(Crowley et al., 2001)、拆离断层带的波瓦状弯曲(Brown et al., 2016)等多种解释。尽管片麻岩穹窿的成因机制还存在着各种各样的争议，但它却依旧能够为揭示区域构造环境和构造演化提供重要的线索。同时，作为了解中下地壳流动方式的重要窗口，通过片麻岩穹窿可以探索不同时代、不同构造背景深部物质的流变过程、造山带演化以及岩石圈动力学过程。

华北克拉通东缘的胶-辽-吉造山带位于太古宙龙岗地块和狼林地块之间。根据造山带内物质组成、变形作用以及岩浆活动的差异，可将其分为北部的线性造山带(北辽河群)与南部的花岗片麻岩穹窿带(南辽河群)。花岗片麻岩穹窿为一种以花岗质岩石为核心的穹窿构造，由三部分组成：片麻状花岗岩构成的内核、强烈发育顺层或近顺层剪切带的幔部和以弱变形浅变质岩系为主的壳部(刘俊来等, 2002a)。早期研究认为它们属于辽吉古裂谷带回返造山作用前递进伸展作用的结果，分别称之为隆滑构造(杨振升等, 1995; 李三忠等, 1996；刘永江等，1997)或岩浆核杂岩构造(Liu et al., 1997)。对于为什么南辽河群下覆的总是片麻状花岗岩，一直是一个尚未解决的重要科学问题，主要在于对片麻状花岗岩与层状岩系之间的接触关系以及片麻状花岗岩与花岗片麻岩穹窿构造之间的成因关系依旧不明确。对于该问题的解决，涉及到对于穹窿构造成因的认识。同时，这些花岗片麻岩穹窿构成了辽吉造山带中一个热的“内部域”，这种构造样式与全球范围内的“热造山带”十分相似(诸如西非克拉通古元古代Eburnean造山带，Vidal et al., 2009；东非坦桑尼亚的莫桑比克新元古代造山带，Fritz et al., 2009；冈瓦纳超大陆Ribeira-Araçuaí新元古代造山带，Petitgirard et al., 2009)。它们共同的特点在于普遍遭受了部分熔融作用、上地幔岩石圈减薄或缺失的演化过程，无论是造山带的几何学、热结构、流变学、造山时间以及驱动机制都有着许多相似之处(Fossen et al., 2017)。因此，这套花岗片麻岩穹窿对于理解胶-辽-吉造山带宏观构造格架和区域大地构造演化具有至关重要的作用。

本文通过对花岗片麻岩穹窿不同构造层的构造特点和变形演化的精细解析，并结合与变质核杂岩、片麻岩穹窿特征的对比，以期阐明辽东古元古代造山带花岗片麻岩穹窿的成因机制及对于造山带演化的重要性。

1 区域地质背景

胶-辽-吉造山带位于华北克拉通东部陆块的东缘(图 1a)，其北段介于太古宙的龙岗地块和辽南-狼林地块之间；南段从营口进入渤海并延伸到胶东境内(张秋生, 1988; Liu et al., 1997; 李三忠等, 2001; Zhao et al., 2005, 2012; Zhao and Cawood, 2012; Li et al., 2005, 2006, 2012; Li and Zhao, 2007; 刘福来等, 2015; 王惠初等, 2015)，也有学者认为其从辽南东部进入黄海并延伸到胶北地区(翟明国和彭澎, 2007)。胶-辽-吉造山带总体呈北东向展布，延伸长达1000km，在中国境内出露的包括吉南地区的集安群和老岭群、辽东地区的南辽河群和北辽河群、胶北地区的荆山群和粉子山群，向南西则有可能穿越郯庐断裂与徐州、蚌埠的五河群相连(刘福来等, 2015)。近期对于朝鲜半岛北部早前寒武纪地壳组成的研究表明，狼林地块可能是与辽吉地区古元古代杂岩类似的地体，因此胶-辽-吉造山带或许是华北克拉通内最大的古元古造山带(刘福来等, 2015; 吴福元等, 2016)。

① 辽宁省地质矿产调查院.2001. 1：250000营口幅地质图

发育于辽东半岛地区的古元古代造山带包括了一套巨量变质沉积岩系(传统上称为辽河群)、多阶段的花岗质岩石和局部地区发育的变质基性侵入岩、喷出岩组合。通过对变质岩原岩的恢复与构造特点分析，可将辽河群进一步地划分为上辽河群(盖县组、大石桥组)与下辽河群(高家峪组、里尔峪组、浪子山组)，其中下辽河群由于原岩建造和变质作用强度的差异，不同地区的岩石组合具有很大的不同，又可被分为南辽河群与北辽河群。在造山带的南部地区，变质沉积岩系下伏均为一套条痕状/片麻状花岗岩(辽吉花岗岩)的组合，与上覆岩系多呈整合接触关系，偶尔可见侵入关系，甚至可见辽吉花岗岩覆于层状岩系之上；北部地区的变质沉积岩系则直接覆盖在龙岗地块的太古宙克拉通基底岩石上(张秋生, 1988)。

辽吉花岗岩主要位于南辽河群的底部，但在北部带的隆昌-牌楼一带也分布有许多与辽吉花岗岩岩性和形成时代相似的花岗岩。这些花岗岩与太古宙基底呈侵入接触关系，而与围岩则多呈断层接触，测年揭示出结晶年龄为2.2~2.1Ga(Li and Zhao, 2007; 秦亚, 2013)。除了辽河群底部的条痕状/片麻状花岗岩，辽吉地区还分布着一些非造山的花岗岩，包括吉林集安一带的斑状石榴花岗岩、辽宁宽甸附近的环斑花岗岩以及矿洞沟正长岩等。这些非造山的花岗岩与辽河群呈侵入接触关系，并且没有受到后期变形或变质作用的改造，其结晶年龄约为1.87~1.84Ga(蔡剑辉等, 2002; 杨明春等, 2015; Liu et al., 2017a)。变质火山岩主要为辽河群岩系底部层位的一套浅粒岩、变粒岩和斜长角闪岩组合，原岩的岩浆活动年龄介于2204~2148Ma，与辽吉花岗岩活动的时间大致相当(秦亚, 2013; Li and Chen, 2014)。在北辽河群的海城-草河口一带，还分布着许多变质辉长岩、变质辉绿岩等基性杂岩，其结晶年龄集中在2.16~2.10Ga和1.83~1.81Ga两个峰值(王惠初等, 2011; Yuan et al., 2015; Wang et al., 2016)。

辽河群岩系普遍遭受了绿片岩相到角闪岩相变质作用的改造，其中北辽河群具有中压顺时针型式的P-T-t轨迹，而南辽河群则具有低压逆时针型式的P-T-t轨迹，峰期变质作用发生于~1.9Ga(贺高品和叶慧文, 1998; 卢良兆等, 1996; 李三忠等, 2001)。近期的研究揭示出南辽河群局部达到中压麻粒岩相变质程度(刘福来等, 2015; Cai et al., 2017)，同样具有近等温减压的顺时针P-T-t演化轨迹，相伴的深熔作用发生在1870~1840Ma(刘福来等, 2015; Liu et al., 2017a, b)。同时，辽河群岩石还遭受了多期变形作用改造，对层状岩系和花岗岩产状的恢复表明辽河群经历了三幕变形的叠加(Li et al., 2005)。其中，北辽河群以线状构造型式为特点，而片麻状花岗岩在南辽河群中部带隆起(图 1b)，形成了从营口到宽甸地区一系列的穹窿群—花岗片麻岩穹窿群(刘俊来等, 2002a, b)。

2 辽东古元古代花岗片麻岩穹窿

辽东古元古代造山带的花岗片麻岩穹窿主要由南辽河群的变质火山-沉积岩系及下伏片麻状花岗岩组成(图 2)。由于穹窿作用特点及多阶段变形演化的影响，花岗片麻岩穹窿构造的基本型式在不同地区有着很大的变化，包括倾竖褶皱状(虎皮峪-哈达碑)、蘑菇状(恒山里)、舌状(青城子)、岩席状(杨木川)等多种不同的型式，可将其划分为西部的穹状岩体群和东部岩席群(刘俊来, 1992)。下面重点介绍东部穹状岩体群中典型花岗片麻岩穹窿构造样式、变形特征以及变质作用特点等。

2.1 花岗岩核

核部花岗岩一般出现在辽河群变质火山-沉积岩系的底部或者是大型褶皱构造的核部(图 3a)。花岗岩的矿物组成主要包括石英、微斜长石、条纹长石、斜长石、角闪石、磁铁矿及黑云母等(图 3g, h)。其中不同矿物之间具有明显的交代结构，多表现为具有不规则状边界的石英和碱性长石以及斜长石呈港湾状接触，微斜长石中可见残留的斜长石(图 3h)。石英的变形表现为不均匀波状消光和变形带。暗色矿物磁铁矿、角闪石无明显的变形表现，但同样遭受了强烈的交代作用而成不规则状，可能代表了一种脱水的反应。总的来说，核部花岗岩的变形组构以岩浆组构和亚岩浆组构为主。

大多数的花岗岩具有透入性的片麻理构造，有些花岗岩的暗色矿物则具有弥散状分布特征，矿物颗粒细小，不构成任何的线状或面状构造，总体上具有越靠近接触带，花岗岩中暗色矿物定向性越强的特点(图 3b)。通常，片状矿物如黑云母构成片麻理构造，而角闪石、磁铁矿等则构成线状构造，但花岗岩中的线状构造普遍不如面状构造发育。根据花岗岩中暗色矿物成分，可大致将其分为岩体边部的磁铁二长花岗岩、中部的黑云二长花岗岩以及核部的角闪二长花岗岩。值得注意的是，岩体核部出现了长英质浅色体与黑云母互层的混合岩，这些淡色体富集-运移则形成侵入围岩中的淡色花岗岩脉(图 3c)。岩脉中的石英多呈拔丝状，镜下显示石英呈条带状充填在长石颗粒之间，晶内变形多为波状消光，也可见明显的颗粒边界迁移现象。在长石和石英之间还分布着一些细粒的长石、石英，成分上与岩浆结晶晚期的物质相当。野外观察表明花岗岩具有明显的塑性流动变形特征，形成了枢纽和拉伸线理一致的紧闭褶皱(图 3d, e)。

核部也不完全是由花岗岩、混合岩以及花岗片麻岩组成，而是夹有一些斜长角闪岩，这些斜长角闪岩呈层状产出，原岩多为侵入到花岗岩中的闪长岩(杨明春等, 2015)。斜长角闪岩由于角闪石的强烈定向，也形成了与片麻理一致的面状构造。同时，顺着花岗岩的片麻理，可见到一些长条状的暗色捕掳体(MME)，在成分上明显不同于片麻状花岗岩。这些捕掳体的规模很小，可能是深熔作用后残留下来的基性难熔残余物质，也有可能是基性岩浆与酸性岩浆混合作用过程中的产物。

2.2 壳-幔部层状岩系

花岗片麻岩穹窿的幔部主要包括下辽河群的里尔峪组、高家峪组等。岩性组合包括：底部的电气石浅粒岩、磁铁浅粒岩、黑云母变粒岩、透辉透闪变粒岩；中部的大理岩、变粒岩、片岩；上部的片岩夹少量变粒岩组合。这些层状岩系之间常以一些顺层韧性剪切带接触(图 4g, h)，它们分隔了具有不同变形变质特征的构造单元(岩片)。韧性剪切带的发育主要受控于岩层的物理性质，但也与核部岩体的关系十分密切。富含层状硅酸盐矿物的岩石(片岩类)，常被改造成构造片岩，发育有滑断构造(tectonic slides, Hutton, 1979)。部分碳酸盐岩(大理岩)被改造成方解石质糜棱岩构成韧变带，并保留了塑性流动性强的褶皱构造组合。

里尔峪组和高家峪组中的黑云母变粒岩主要由长英质矿物组成，呈鳞片粒状变晶结构，弱片麻状构造。暗色矿物主要为黑云母，有时会出现一些角闪石，副矿物包括电气石、磁铁矿等，当变粒岩中的黑云母含量减少到10%以下时，则变为浅粒岩。核部花岗岩体附近的黑云母变粒岩中常有熔体的出现，表现为黑云母层和淡色体分别富集形成混合岩面理。混合岩中的黑云母普遍发生脱水熔融，在黑云母中或周围产生了一些新生的长英质矿物集合体(图 3i)；高家峪组片岩含有夕线石+黑云母+白云母+石英+钾长石±绿泥石的变质矿物组合。其中夕线石多呈毛发状集合体分布在黑云母构成的面理上，并具有白云母和石英向夕线石、钾长石转变的特征，可能反映了向高角闪岩相转变的进变质过程(图 4b)；斜长角闪岩常以夹层的形式出现在变粒岩、浅粒岩组合中，具有中粒变晶结构，片麻状构造。辽河群中部带刘家河镇附近的斜长角闪岩显示了明显的混合岩化特点，沿着叶理方向有长英质熔体的出现，并在剪切作用的影响下富集形成长英质脉体或呈透镜状(图 4a)，局部可见这些脉体呈无根钩状褶皱。大石桥组大理岩一般为中粗粒变晶结构，块状构造或条纹状构造，在一些高应变的韧性剪切带内，具有明显的糜棱结构。大理岩中除了方解石和白云石外，常出现透闪石、滑石和少量的绿泥石，其中放射状的透闪石是静态条件下生长的结果。大理岩层在平面上多呈厚度不等的透镜体条带或“Z”型条带产出，其中常夹有一些片岩或变粒岩构造透镜体，片岩中的夕线石呈疙瘩状(透镜体状)出现。盖县组的片岩多为鳞片变晶结构或斑状变晶结构，片状构造。片岩中的矿物组成主要是一些云母类矿物以及绿泥石等，其中含有许多的特征变质矿物，如夕线石、石榴子石及十字石等(图 4c)。

层状岩系和岩体通常以一个高应变带相接触，带内的花岗岩和片麻岩被强烈糜棱岩化, 以晶质塑性变形为主。透入性的矿物拉伸线理、a型褶皱指示近水平剪切和正向滑脱的共同作用。同时，这些剪切带常伴随着熔体的出现、富集形成长英质的脉体，并在递进变形作用的影响下，形成一些不对称的勾状褶皱或I型条带(图 3f)；当靠近岩体时，围岩中发育明显的构造置换现象，并且随着远离岩体，这种置换作用的程度越来越弱。如虎皮峪西部转折端黑云变粒岩中轴面劈理S₁切穿原始沉积层理S₀，构成典型的M型构造置换现象(图 4d)。在浅粒岩、变粒岩组合中表现为近直立的紧闭褶皱，这些褶皱的形态产状多呈不对称状、尖棱状，具有不协调性的特点。这表明岩层处于塑性程度十分高的状态，受应力作用发生流动变形成了复杂的褶皱，但变粒岩中的矿物呈均匀的等粒形态，几乎没有明显的晶内变形。

相同的剪切带也出现在远离岩体的层状岩系中，应变程度和变形环境比环花岗岩高应变带相对较弱，以晶质塑性变形为主。这些韧性变形带又可细分为许多次级的顺层韧性剪切带，控制了面状构造和线状构造的发育(图 4g, h)。其中最明显的证据就是层状岩系中的拉伸线理只在一些间隔性面上发育，并不具有弥散的透入性特点。这表明层状岩系中的伸展滑脱只在一些特殊的带(面)上发育；在这些带之间是一些流褶层的发育，尤其是在富含钙硅酸盐岩条带的大理岩中，可见到拉伸线理与褶皱枢纽平行的a型褶皱，同时有后期的褶皱对早期褶皱枢纽和拉伸线理叠加改造的现象(图 4e, f)。

层状岩系的顶部常出现一些滑覆体岩块，构成花岗片麻岩穹窿的壳部，上辽河群的大石桥组、盖县组是其主要组成单元。这些块体与剪切带(构造片岩)底部的岩石在变形变质特点方面具有很大的差异，呈未变形的构造透镜体存在，目前已在内带识别出了四个大规模的滑覆体构造，根据对构造片岩应变的测量，推测这些块体至少位移了数十千米(杨振升和刘俊来, 1989)。

总的来说，从核部花岗岩向壳部的层状岩系具有一致的面理和统一的运动学规律，但岩石的变形特征、变质级别却常常渐变或突变。这表明在这些层状岩系之间存在有多条剪切不连续性面(带)，这种不连续面的出现对地壳尺度上的减薄具有重要的作用(Chen et al., 2017)。

2.3 构造样式与运动学特征

以虎皮峪-哈达碑地区花岗片麻岩穹窿构造形态为例(图 2)，这些花岗岩体的平面形态复杂多变，如挠曲型(虎皮峪-哈达碑)、Z型(恒山里)，似乎具有变形叠加的特点，剖面形态上则多呈穹状。局部地区可见岩层倒转，花岗岩逆冲到围岩之上，形成蘑菇状(恒山里)构造样式。其中虎皮峪岩体的围岩产状多陡倾或近直立，围绕花岗岩呈放射状产出，局部地区岩层发生倒转。当远离岩体时，围岩产状开始变缓。岩层厚度沿走向稳定延伸，在局部则呈Z型条带或透镜体状条带。但到了转折端附近时，则加厚构成一种倾竖背斜的构造样式。这种特征在虎皮峪杂岩东南部的哈达碑岩体中也很明显，二者组成结构也十分相似。岩体之间由一个枢纽近东西向，轴面北倾、倾角约30°的倒转向斜组成。花岗岩的核部出露有下辽河群的里尔峪组和高家峪组，构成一个轴面北倾的向斜，不过由于中生代断层作用的影响，使得两翼缺失。总的来说，哈达碑岩体围岩产状相对于虎皮峪较缓。

恒山里岩体位于虎皮峪岩体的东端，岩体规模相对较小，在它们之间是一个侵入虎皮峪岩体的黑云母二长花岗岩体。层状岩系围绕花岗岩向内呈对称状分布，从剖面上来看是一个“蘑菇状”的构造形态。岩体与围岩接触带中的韧性剪切带中发育有长石旋转碎斑系、枢纽与拉伸线理一致的不对称紧闭褶皱及不对称透镜体，均指示上盘岩体具有向外逆冲的运动学特征。四门子岩体位于花岗片麻岩穹窿带的中部，并不和其它岩体相伴出现。围岩面理向外倾斜，但在南西侧产状发生倒转，倾向北东。岩体西侧呈条带状产出，由于中生代断层、岩浆活动的影响，导致构造缺失。岩体中的片麻理多在围岩接触带发育，向核部开始变弱甚至消失。根据我们的统计，岩体内部的片麻理普遍缓倾，而且产状变化很大。

线状构造无论是在核部的花岗岩还是幔部的层状岩系中均有出现，层状岩系中主要是由电气石、磁铁矿、夕线石等形成的拉伸线理，而花岗岩中则是磁铁矿和角闪石形成的条痕构造，但条痕构造往往被花岗岩片麻理弱化(图 4b, f)。虎皮峪岩体北翼中的拉伸线理呈近东西向，倾伏角小于45°；南翼拉伸线理倾伏向约310°，倾伏角小于40°；转折端的拉伸线理多向东倾伏，倾伏角大于60°，代表了一种上下的运动学特点，而花岗岩中的拉伸线理是一种缓倾伏的特点，代表了近水平的运动学方式。恒山里岩体层状岩系中的拉伸线理倾伏向在280°~320°到100°~115°范围之间变化，倾伏角2°~50°，当靠近岩体时，拉伸线理的倾伏角明显增大，这种样式类似于一个典型的“a”型穹窿(图 2)。四门子地区花岗岩和围岩中的拉伸线理具有统一的特征，即呈近东西向倾伏，但倾伏角的产状变化很大。综合所有的拉伸线理数据，花岗片麻岩穹窿带中的拉伸线理具有统一的近NW-SE倾伏向，反映了花岗片麻岩穹窿形成以及区域构造发育过程中的物质运动方向。

3 关于花岗片麻岩穹窿成因讨论 3.1 花岗片麻岩穹窿的特点及其与变质核杂岩、穹窿构造的对比

辽东半岛不同地区的花岗片麻岩穹窿在形态上有着明显的不同，但它们均具有相似的结构样式，单个花岗片麻岩穹窿由三层结构单元组成：混合岩化的花岗岩内核、强烈发育顺层韧性剪切带的幔部(片麻岩、片岩、大理岩)和以弱变形浅变质岩系构成的壳部(刘俊来等, 2002a, b)。花岗片麻岩穹窿的这种分层结构与科迪勒拉造山带中的变质核杂岩十分相似(表 1)，但如果只从岩石组合和变形特征来看，则更接近片麻岩穹窿的特征，区别在于前者的核部是一套熔体成分更高的花岗质岩石，而后者的核部则多为片麻岩或混合岩。下面的讨论中将花岗片麻岩穹窿作为一种区别于变质核杂岩和片麻岩穹窿的构造形式进行对比讨论：

关于变质核杂岩(Metamorphic core complex)的研究最早起源于北美西部的科迪勒拉造山系(Coney, 1974; Coney and Harms, 1984; Crittenden et al., 1980; Lister and Davis, 1989)，这些学者将一套暴露在低角度断层之下的深变质岩称为变质核杂岩，并强调伸展作用是这些深部物质抬升到地表的直接驱动力，典型的变质核杂岩具有三层结构：(1)表壳岩或上地壳基底构成的上盘；(2)深变质岩系构成的下盘；(3)分隔两盘的脆-韧性高应变带(Whitney et al., 2013)。如果只从结构组成的角度来看辽东地区的花岗片麻岩穹窿，可发现它们之间具有一些相似的特征：例如变质核杂岩的下盘往往是上盘未变质表壳岩的基底岩系。南辽河群的底部总是发育一套花岗质岩石而不存在大规模的太古宙地块，因此这套花岗质岩石可能代表了浅部盖层的基底岩系；花岗片麻岩穹窿中的顺层韧性剪切带和变质核杂岩中的拆离断层系都代表了一种伸展背景下的产物，前者的位移至少达到10km以上，而后者的位移则更大。通常，拆离断层的延伸可以达到10~15km的脆-韧性转变域，甚至可能切穿岩石圈(Govers and Wortel, 1993)。然而，花岗片麻岩穹窿中韧性剪切带倾角从上部的近90°至中部的45°到下部近水平产出(Liu et al., 1997)与拆离断层的产状特征却又十分相似。变质核杂岩的主拆离断层往往是一套由片麻岩、糜棱岩、微角砾糜棱岩、微角砾岩及断层泥等构成的一个递进序列，在浅部层次可见糜棱岩中低温变形对高温变形的叠加。花岗片麻岩穹窿的主滑移带中同样发育有糜棱岩和构造片岩，其变形环境从靠近核部的角闪岩相依次降低到边部的低绿片岩相。最重要的是，我们没有在这些剪切带中观察到明显的退化变质现象，这是区别于变质核杂岩主拆离断层的一个主要特点(图 5)。同时，变质核杂岩的拆离断层往往不是一条断层，而是由多条与主断层相接的正断层共同组成(Wernicke and Burchfiel, 1982)，并且主拆离断层面常呈波瓦状起伏，具有和伸展方向一致的枢纽。这种结构样式也没有在花岗片麻岩穹窿中被观察到，一个可能的原因是后期剥蚀作用的影响。

通常，变质核杂岩的上盘中有大量同伸展盆地的出现(Miller and John, 1999)，盆地内含有许多下盘深变质岩系剥蚀出的物质，并且伴随着十分高的热流值。辽河群中的榆树砬子组和永宁组是呈角度不整合覆盖在变质岩系之上的一套磨拉石建造。但两个组中的碎屑锆石结果显示，榆树砬子组(1.05~0.9Ga)先于永宁组(0.9~0.8Ga)沉积(Luo et al., 2006)。因此，这套磨拉石建造并不代表古元古代造山后伸展作用的产物。这也意味着在花岗片麻岩穹窿的形成过程中，可能并不伴随有同构造盆地的发育，在这点上明显不同于加厚地壳垮塌过程中形成的变质核杂岩构造。通常，大多数的变质核杂岩呈穹型构造，这种形态被解释为均衡回弹导致波瓦状拆离断层弯曲的结果。而辽东半岛花岗片麻岩穹窿的形态则复杂得多，无论是平面还是剖面上均显示了一种叠加变形的特征(Yang et al., 1988)。

除了伸展构造背景如洋中脊、张裂大陆边缘等，变质核杂岩也可以出现在其它不同的构造环境中(Whitney et al., 2013)，如Cordilleran造山后伸展构造域(Lister and Davis, 1989)和东亚早白垩世伸展构造域(Liu et al., 2006, 2013)。但不论哪种构造环境，都需要岩石圈处在伸展的状态。

片麻岩穹窿被用来指低黏度、低密度的中下地壳部分熔融岩石或花岗质岩石垂向上升产生的穹状构造，它和变质核杂岩的区别在于后者主要受上地壳伸展和下地壳侧向流动共同控制，而前者则与深部物质的密度反转密切相关(Teyssier and Whitney, 2002)。模拟实验表明当上地壳快速伸展时，片麻岩穹窿就会发展为变质核杂岩，前者是一个更具有广泛意义的穹状构造。片麻岩穹窿最大的特点在于它的核部具有更高的熔体成分、强烈的流动构造以及近等温降压的顺时针P-T-t轨迹。花岗片麻岩穹窿中的许多特征(花岗岩中的紧闭流动褶皱、明显的混合岩化现象、层状岩系中的P-T-t轨迹)均表明它具有片麻岩穹窿的所有基本特征。它们之间的区别在于前者的核部是一套熔体成分更高的花岗质岩石，而后者则多为混合岩化的片麻岩。

大多数片麻岩穹窿是一个简单的穹状构造，它的形态随着剥露的层次发生不同程度的变化，不同部位的叶理产状和构造样式变化十分明显。虎皮峪-哈达碑地区花岗岩中的片麻理产状在岩体不同部位变化很大，但靠近围岩则和围岩产状接近一致。同时，由暗色矿物构成的条痕与层状岩系中的拉伸线理具有统一的NW-SE方向。这种特征在其它地区的片麻岩穹窿中都有出现，如北美地区的Shuswap穹窿、希腊爱琴海域的穹窿群(Cao et al., 2013; Jolivet et al., 2011; Aoya et al., 2006)。根据穹窿延伸方向和拉伸线理之间的关系，认为恒山里是一个典型的“a”型穹窿，接近一致的拉伸线理方向指示这些花岗片麻岩穹窿中的物质流动受一次主要事件的控制，后期的变形改造对其影响很小。

不同的花岗片麻岩穹窿之间多以一些倒转的向斜构造接触，在它们的下部应该是规模更大的岩体。这种结构特点在一些伸展构造带的复式穹窿(Double dome)中也有报道，表现为不同穹窿之间陡立的中高应变带(Kruckenberg et al., 2011)。根据花岗岩围岩中的特征变质矿物组合，可将其依次划分远离岩体的夕线石-白云母带、十字石带、石榴子石带、绿泥石带(李三忠等, 1998)。这种变质分带与片麻岩穹窿中由部分熔融岩石就位和韧性剪切带共同作用产生的巴罗式变质分带十分类似(Fréville et al., 2016)。与之相对应，各种变质条件下岩石的流变行为表现不同，最明显的证据就是层状岩系中不同变形特点的韧性剪切带(图 4)。另一方面，南辽河群泥质麻粒岩近等温降压的顺时针P-T-t轨迹以及大量熔体的出现指示浅部揭顶或底辟上升过程中伴随着部分熔融的出现(Cai et al., 2017; 刘福来等, 2015; Liu et al., 2017a, b)。同时，片麻岩穹窿的出现通常不是孤立的，而是呈平行造山带的线状展布，这表明中下地壳的底辟上升是大陆演化过程中物质和热重新分配的重要因素(Teyssier and Whitney, 2002)。辽东半岛的花岗片麻岩穹窿带，构成了造山带中一个热的内部域，这种特点也与中国境内的秦岭早古生代片麻岩穹窿群、北喜马拉雅拉轨岗日片麻岩穹窿群十分相似(许志琴和马绪宣, 2015)。

总之，花岗片麻岩穹窿与变质核杂岩虽然具有相似的结构，但它们的差别却更加显著，主要表现在上下盘岩石的组成、主拆离断层带以及同构造盆地的不同。相反，花岗片麻岩穹窿和片麻岩穹窿的诸多特征更加吻合，可被认为是一种特殊的片麻岩穹窿构造。因此花岗片麻岩穹窿和片麻岩穹窿可能具有相似的构造环境、动力学机制和演化过程。

3.2 片麻岩穹窿与热造山带

尽管大多数的片麻岩穹窿具有着相似的结构组成、分布规律以及构造背景，但它们却不能用同一种成因机制来解释。这是因为不同片麻岩穹窿具有相似特征的同时却又有着自己独特的动力学机制和演化过程，例如其动力学模型包括：Rayleigh-Taylor失稳与底辟流动、水平加载条件下的收缩应变作用、双向(垂直)挤压、两期褶皱叠加、垂向黏度变化诱发失稳、均衡回弹致波瓦状拆离断层弯曲、冲断层的双冲构造以及走滑剪切带中宽阔的褶皱构造(Yin, 2004)。而且同一个片麻岩穹窿所反映的应变形式可以通过不同的应变路径或多种机制的叠加实现，这也就使得同一个地区的片麻岩穹窿群或单独的片麻岩穹窿可以有不同的成因解释，例如北美地区的Shuswap穹窿。另外，许多的片麻岩穹窿还受到后期地质作用的改造(如早前寒武纪的片麻岩穹窿)，因此又进一步地对其成因认识造成了困难。

片麻岩穹窿构造可以发育于不同的构造环境中：造山带与俯冲、碰撞或造山后伸展，区域性伸展构造域以及大规模走滑环境条件下，或者区域构造叠加环境中(Burg et al., 2004; 张进江等, 2007, 2011, 2013; Chopin et al., 2012; Jiang et al., 2015; Xu et al., 2015)。这说明片麻岩穹窿并不是一种特殊构造背景下的产物，而是造山循环过程中普遍存在的一种物质和热的交换方式。近些年来的构造与显微构造分析与变形-变质作用关系研究揭示出，片麻岩穹窿常常经历了多阶段构造-热演化。尤其对于伸展构造域的片麻岩穹窿，普遍认为伸展前的收缩造山作用与相应的地壳加厚是伸展穹窿作用发生的必要条件。以碰撞造山带中的喜马拉雅片麻岩穹窿和走滑构造域的黑山穹窿为例：喜马拉雅片麻岩穹窿呈东西向带状分布于雅江缝合带和藏南拆离系之间，具有明显的伸展构造特点。喜马拉雅主造山期的逆冲增厚导致中下地壳部分熔融，并在重力势能、剥蚀作用等外部因素的影响下开始侧向流动(Beaumont et al., 2001; Harris, 2007)。这个过程造成上地壳垮塌并形成藏南拆离系，同时又进一步的促进了部分熔融的发生，从而使易流动的中下地壳底辟产生片麻岩穹窿(张进江等, 2011)；黑山穹窿位于法国中央高原南缘造山带与前陆转换位置中的右旋剪切走廊中。该区的陆内变形在晚维宪期的大陆碰撞期间以扭性、逆冲、正断层及强烈的中下地壳熔融共存为特点(Faure et al., 2009)。部分熔融的中下地壳由于重力势能差的原因向前陆低势能区流动，并在上地壳伸展的过程中就位到浅部层次(Whitney et al., 2015)，并形成了穹窿内部一系列复杂的流动-挤压-伸展构造。从这些不同地区、不同构造背景下形成的片麻岩穹窿来看，不管是在何种动力学体系条件下发育，片麻岩穹窿构造出现的前期都发育有一次逆冲-增厚为主的造山体制，造山带的中下部地壳加厚、辐射热积累及流体加入而发生增温及深熔作用形成了易于发生流动的塑性层，为伸展体制下的挤出与底辟创造了前提条件(Teyssier and Whitney, 2002)。

造山带的构造样式和演化过程取决于一系列的外部和内部因素，其中温度是大尺度造山带演化最重要的控制因素(Fossen et al., 2017)。通常，中下地壳的部分熔融出现在地壳加厚后的20~30Myr，取决于沉积地层放射性衰变产生的热是否能够达到岩石的固相线。研究表明仅7%的熔体含量就可以显著地造成从露头到地壳尺度的弱化(Vanderhaeghe and Teyssier, 2001)，强度减少可达到2~3个数量级(Rushmer, 1996)。随着部分熔融作用的持续进行，加厚的造山带也就变成了一个富含熔体的热造山带。在这种热的体制下，造山带的中下地壳在垂向和横向对流作用下发生了造山尺度的流动作用(Chardon et al., 2009)。

南辽河群的花岗片麻岩穹窿带是辽东古元古代造山带中的高温域(图 1b)，最近报道的峰期变质温度可达到800℃以上，平均温度700~750℃，平均压力集中在0.6~0.7GPa之间，局部可达到0.9~1GPa；北辽河群线性造山带的峰期变质温度在650℃左右，平均压力集中在0.7~0.85GPa(表 2)。上述结果显示辽东古元古代造山带的压力是相对均匀的，造山带的地壳是一种均匀增厚的特点，这种对称性是热造山带中的一个典型特征。但是，我们也发现北辽河群压力略高于南辽河群，这可能是由于热造山带的变形机制并不以板块构造的应力为主，而是重力势能驱动部分熔融的中下地壳向低势能区流动(Fossen et al., 2017)。这种造山样式与喜马拉雅造山带类似，其上地壳在部分熔融的中部地壳之上扩展，形成前陆逆冲造山带(Royden et al., 2008)。当花岗片麻岩穹窿带出现大量熔体的时候，辽吉造山带由板块应力为主导的碰撞变形变为由重力势能为主导的流动变形，垮塌的上地壳向克拉通四周逆冲到太古宙基底之上，形成了北辽河群中的逆冲推覆构造。这或许可以作为解释太古宙基底并没有卷入到辽河群的变形之中以及北辽河群中的压力普遍高于南辽河群的原因。

3.3 花岗片麻岩穹窿成因与辽吉造山带演化

区域构造环境对于理解辽东半岛花岗片麻岩穹窿的成因具有重要的意义。裂谷闭合模式(陈荣度等, 2003; Li et al., 2005, 2012; Luo et al., 2004, 2008)和弧-陆碰撞模式(白瑾, 1993; Faure et al., 2004; 陈斌等，2016)是关于胶-辽-吉造山带争议最多的两种构造背景。弧-陆碰撞模式的证据包括辽吉花岗岩及层状岩系中的基性火山岩具有岛弧岩浆组合的特性(白瑾, 1993; 翟明国和彭澎, 2007; Faure et al., 2004)；丹东-宽甸-辽阳一带发现的蛇绿岩残片，证实了古元古代的洋盆存在(杜伟为等, 1999)以及龙岗地块和狼林地块的太古宙基底组成、变质程度相差较大等(李壮等, 2015)，但是这种模式不能解释胶-辽-吉造山带中缺乏现代岛弧普遍存在的钙碱性岩浆组合(孙敏等, 1996)。裂谷-闭合模式的证据主要为里尔峪和高家峪组中以镁铁质火山岩和变质流纹岩为主的双峰式火山岩组合(张秋生, 1988)以及南北辽河群和辽吉花岗岩具有相同的Nd同位素组成，暗示它们早期同属于一个陆块(Li et al., 2006)，但是裂谷模式不能解释胶-辽-吉造山带沉积组合、变质作用、变形强度以及岩浆活动的不对称性(刘俊来等, 2002b)。

花岗片麻岩穹窿核部的辽吉花岗岩是多阶段岩浆活动产生的杂岩，测年结果显示主要结晶年龄介于2180~2100Ma之间，最老可至2322Ma(Li and Zhao, 2007; Lu et al., 2006; 秦亚, 2013; 李超等, 2017)。如果辽吉花岗岩是一套与洋壳俯冲相关的岛弧岩浆，那么根据辽吉花岗岩现有的结晶年龄(2322~2100Ma)，洋壳应该至少向下俯冲了200Myr。这样长的时间足够使俯冲的洋壳到达一个很深的深度，因此在后期造山带的剥露过程中，或多或少会带出一些高压-超高压的深部物质。但是从辽吉造山带峰期温压的分布情况来看(图 1b)，峰期最高压力为1.01GPa，并没有出现深俯冲的痕迹以及明显的压力梯度，北辽河群的压力略高于南辽河群可能与推覆构造产生的构造增压作用有关。因此辽吉花岗岩的形成可能与俯冲无关，即便有洋壳俯冲的存在，俯冲的深度也不会太大，这或许是受古元古代时期地球内部热体质制约。尽管辽吉古元古代造山带两侧的太古代基底属性具有明显的不同，但它们均经历了相似的岩浆-热事件却又表明其为一个统一的新太古代大陆地块(Wang et al., 2017a)。同时，华北克拉通在大约2100Ma的时候出现了大规模的基性岩墙群，可能代表了一次陆内裂谷事件(Peng et al., 2017)。这次事件与辽吉造山带内的双峰式火山岩、辽吉花岗岩以及基性岩墙群的就位时间相当(Lu et al., 2006; Meng et al., 2014; Wang et al., 2016; Yuan et al., 2015)。因此，在这样一个克拉通规模的伸展事件下，辽吉地区也有可能在~2.1Ga的时候出现陆内裂谷。南辽河群里尔峪组中存在着许多硼镁铁矿，其成因可能与超镁铁质岩和含硼流体的相互作用密切相关，这些超镁铁质岩可能暗示伸展过程中有洋壳的出现(王惠初等, 2015)。辽吉地区的构造变形表现为辽东地区发育一系列顺层韧性剪切带组合，而吉南地区则是强烈的逆冲推覆构造和相伴的韧性剪切带。从这些特征来看，辽吉造山带的收缩又表现为一个(东)南部地块楔入北部地块的趋势(刘俊来等, 2002b; Li et al., 2012)。综合这些特征，我们认为辽吉花岗岩是在裂谷的发育过程中就位的一套非造山花岗岩，在裂谷的持续发育过程中，可能出现了有限的洋壳。当由伸展体制转为挤压体制时，裂谷闭合形成陆内造山带，期间可能伴随着俯冲作用。

前人根据辽吉花岗岩与上覆地层之间的产状协和关系认为它代表了层状岩系的基底(张秋生, 1988)，但在局部地区又发现有侵入接触关系，可能与辽吉花岗岩的后期活化有关。近期的高精度测年结果显示辽吉花岗岩~2200~2140Ma的结晶年龄要老于上覆层状岩系ca.2.03~1.90Ga的沉积年龄(Meng et al., 2017a, b; Wang et al., 2017b; Li et al., 2007; Luo et al., 2004; 孟恩等, 2013; 李壮等, 2015)，也就是说辽吉花岗岩在上覆盖层沉积之前就已经就位。因此，要形成南辽河群的穹状花岗片麻岩穹窿构造，基底的花岗质岩石必须经历一个重就位的过程。但要明确一点，这种重就位并不指花岗岩呈塑态与围岩一同发生变形。我们注意到花岗岩体的围岩中存在许多不同变形特征的淡色花岗岩脉。因此可认为这些岩脉是造山过程中侵入的同构造花岗岩脉或造山前的花岗岩脉。岩脉中的锆石具有明显的核-幔结构，核部呈被溶蚀的港湾状，边部多具有热液蚀变的特征。LA-ICP-MS定年结果显示锆石核部年龄约2.17Ga，这与辽吉花岗岩的结晶年龄是一致的。锆石边部年龄约1.90~1.85Ga，但因为锆石可能遭受了热液蚀变，可能造成年龄偏小。结合一些野外地质证据，我们认为这些花岗岩脉主要是由辽吉花岗岩混合岩化的产物(作者未发表)，时间应该与辽河群的~1.9Ga峰期变质年龄相当。Liu et al.(2017a, b)最近报道了南辽河群中广泛存在的1.87~1.84Ga部分熔融作用，不过他们认为这次岩浆事件是变质峰期后与软流圈上涌或岩石圈减薄相关的部分熔融。

那么是什么原因造成了辽吉花岗岩的部分熔融呢？一个可能的原因是与软流圈上涌相关的热源，但软流圈上涌通常出现在造山带垮塌之后，而此时辽吉地区的造山活动还在持续进行中，并且也没有这个阶段大规模的岩浆记录。相反，可能与软流圈上涌的岩浆记录在1870~1840Ma这个时间范围内(Liu et al., 2017a, b)；另一个可能的原因是来自沉积物放射性元素产生的热量以及裂谷带内的高地热梯度。辽河群各组的沉积物总厚度可达万米以上(张秋生, 1988)，因此在经过一段时间的埋藏后，沉积物积累的放射性衰变热可以很容易地达到岩石固相线。南辽河群热内部域ca.700~750℃的平均温度也表明最有可能是沉积岩系在埋藏过程中产生的放射性衰变热，并使这个温度维持了很长一段时间。但同时也需要考虑花岗片麻岩穹窿中这么多的熔体仅凭脱水熔融反应是不可能达到的，因为这需要更高的温度。另外一种可能就是减压部分熔融的过程，减压过程可以通过上部地壳的伸展、部分熔融中下地壳的侧向流动以及垂向底辟实现(Teyssier and Whitney, 2002)。但上地壳伸展明显不是最主要的原因，因为花岗片麻岩穹窿受到了后期变形的叠加，所以不可能是造山后的伸展背景。根据1GPa约36km的深度计算，现在的剥蚀面在古元古代应该是中下地壳的位置。在这个温度条件下，由于放射性衰变产生的热使辽吉花岗岩产生熔体并造成岩石强度的弱化以及密度的反转。辽河群的物性统计显示层状岩系的密度普遍要比辽吉花岗岩大0.15g/cm³(Peng et al., 2016)。通过这种密度的差异，部分熔融的辽吉花岗岩可以有效地底辟进入浅部层次(Whitney et al., 2004)，但由于密度差不是很大，因此通常不会侵入到辽河群中。通过这种加厚地壳的部分熔融和减压机制相互作用产生了辽吉古元古造山带中普遍存在的花岗片麻岩穹窿构造。

部分熔融中下地壳的垂向底辟可以解释大多数片麻岩穹窿的内在成因机制，但片麻岩穹窿的动力学演化却往往是多种外在机制叠加的结果。例如垂向挤压或者多次褶皱事件的叠加都可形成不同特点的片麻岩穹窿(Steck et al., 1998; Fowler and Osman, 2001)。走滑-挤压变形的叠加机制最早被用来解释辽东地区花岗片麻岩穹窿的演化过程(Yang et al., 1988)。这种模型很好地解决了花岗片麻岩穹窿的叠加构造形态特征，但却不能说明这种变形机制转变的原因、统一的NW-SE向拉伸线理、岩体中微弱的塑性变形组构以及围岩中顺层韧变带、流褶层及大型构造透镜体等伸展构造的发育。通过结合花岗片麻岩穹窿的产出构造背景、结构组成、变质特点以及运运动学分析，我们认为花岗片麻岩穹窿是在整体收缩造山背景下，部分熔融的辽吉花岗岩底辟上升的同时伴随着侧向流动形成的。物质垂向流动和侧向流动速率的不同可能导致花岗片麻岩穹窿形成了不同的形态(穹窿状、蘑菇状、舌状等形态)以及顺层韧性剪切带的发育。花岗片麻岩穹窿形成之后，又受到了后期近南北向挤压变形的叠加改造，但这种叠加并没有造成花岗片麻岩穹窿大体构造格架的改变。

4 结论

(1) 辽吉古元古代造山带南辽河群中的花岗片麻岩穹窿是热造山带中的一种典型构造样式，其由混合岩化的花岗岩内核、发育顺层韧性剪切带的幔部以及含大型构造透镜体的外壳等三层结构组成。

(2) 花岗片麻岩穹窿形成于区域收缩构造背景下，由混合花岗岩底辟上升形成了不同特点的花岗片麻岩穹窿构造。这些花岗片麻岩穹窿后期又遭受了不同程度的变形叠加。

(3) 花岗片麻岩穹窿的出现使辽吉古元古代造山带变为一个热造山带，热体制影响了造山带的演化，即由板块应力控制的构造变形转变为由重力势能驱动的流动变形。

致谢      中国地质大学(北京)的卢天骄、张健、梁嗣曦、王凯、孔繁祥等几位同学在野外工作以及文献收集方面给予了热情的帮助。同时两位审稿人对本文进行了仔细的评阅，并提出了许多宝贵的修改意见。在此一并表示衷心感谢。