華北克拉通基底花崗質片麻巖變形和流變學研究——以遼西寺兒堡地區(qū)為例

李　婧, 劉永江*, 李偉民, 金　巍,梁琛岳,, 溫泉波, 張媛媛(1.吉林大學 地球科學學院, 吉林 長春 10061; .東北亞礦產資源評價國土資源部重點實驗室, 吉林 長春10061; .薩爾茨堡大學 地質與地理系, 薩爾茨堡 A-500 奧地利)

華北克拉通基底花崗質片麻巖變形和流變學研究——以遼西寺兒堡地區(qū)為例

李婧1,2, 劉永江1,2*, 李偉民1,2, 金巍1,2,梁琛岳1,2,3, 溫泉波1,2, 張媛媛1,2
(1.吉林大學 地球科學學院, 吉林 長春 130061; 2.東北亞礦產資源評價國土資源部重點實驗室, 吉林 長春130061; 3.薩爾茨堡大學 地質與地理系, 薩爾茨堡 A-5020 奧地利)

遼西寺兒堡鎮(zhèn)新太古代花崗質片麻巖內發(fā)育的宏觀、微觀構造變形特征表明該地區(qū)曾遭受了強烈的韌性變形改造?；◢徺|巖石變形程度在初糜棱巖–糜棱巖之間, 巖石經歷了SWW 向左行剪切作用改造。巖石中石英有限應變測量判別結果表明, 構造巖類型為L-S型, 為平面應變。巖石的剪應變平均值為1.43, 運動學渦度值為0.788～0.829, 指示巖石形成于以簡單剪切為主的一般剪切變形中。此外, 石英顆粒以亞顆粒旋轉重結晶和顆粒邊界遷移重結晶作用為主, 長石顆粒塑性拉長, 部分發(fā)生膨凸式重結晶作用; 石英組構特征(EBSD)揭示石英以中–高溫柱面滑移為主; 石英顆粒邊界具有明顯的分形特征, 分形維數值為 1.151～1.201, 指示了中高溫變形條件。綜合石英、長石的變形行為、石英組構特征以及分形法Kruhl溫度計的判別結果, 推斷遼西寺兒堡鎮(zhèn)新太古代花崗質片麻巖經歷過480～600 ℃ 的中高溫變形, 其同構造變質相為高綠片巖相-低角閃巖相。花崗質巖石的古差異應力為 10.62～12.21 MPa, 估算的應變速率為 10–11.67～10–13.34s–1,即緩慢的變形, 可能記錄早期中高溫、低應變速率的韌性變形過程, 反映華北克拉通基底中下部地殼變形特征。

韌性變形; 有限應變測量; 運動學渦度; EBSD; 分形; 古差異應力; 應變速率

0　引　言

華北克拉通是我國最古老、面積最大的克拉通陸塊, 也是世界上主要的太古宙–古元古代克拉通之一。遼西地區(qū)作為華北克拉通前寒武紀結晶基底的主要出露區(qū)域, 大面積分布的太古宙花崗質巖石使其成為前寒武紀研究以及華北克拉通地殼起源與演化研究的理想場所。已有研究表明, 太古宙時期遼西地區(qū)正處于前寒武紀大陸地殼形成階段, 形成了大規(guī)模的深成花崗質片麻巖(遼寧省地質礦產局, 1989; 董國臣, 1996; 王根厚等, 2001; 馬寅生等, 2002)。該套花崗質巖石變質程度較高, 經歷了多期變質變形作用改造(張立東等, 1999), 地質演化過程極其復雜。近年來, 李健(2009)、王慶龍(2012)對遼西興城臺里地區(qū)所出露的花崗質巖石進行了詳細的研究工作, 包括花崗質巖石的地質特征、巖石地球化學特征、年代學特征以及巖石成因等, 但對太古宙花崗質巖石構造變形特征的研究卻相對薄弱。古元古代末(～18.5 Ga)經呂梁運動, 華北克拉通形成了統(tǒng)一的基底, 隨后進入沉積蓋層發(fā)展階段。古生代是華北克拉通最穩(wěn)定的構造發(fā)育階段, 表現(xiàn)出整體升降的特征。中生代陸內造山活動強烈, 發(fā)育大量的構造巖漿活動, 在變質巖系以及太古宙花崗質巖石中均有清晰記錄(郭洪中和張招崇, 1992; 張國仁, 2006)。

隨著中國東部由古亞洲洋構造域向濱太平洋構造域的轉換, 晚中生代以來華北克拉通東部發(fā)生大規(guī)模的破壞和巖石圈減薄事件已得到了廣泛的證實(Zhang et al., 2002; Deng et al., 2004; 徐義剛, 2004;林偉等, 2011), 但是對于巖石圈板內過程以及減薄機制的分析仍存在著爭議。目前, 拆沉(吳福元和孫德有, 1999; 鄧晉福等, 2006; Deng et al., 2007)和熱機械–化學侵蝕模式(Xu, 2001; Zheng et al., 2007)是對巖石圈減薄事件與過程的兩種主流認識。巖石圈減薄的主要構造證據是區(qū)域上晚中生代以來拆離斷層、變質核雜巖以及斷陷盆地在內的大量伸展構造的發(fā)育(劉俊來等, 2008a), 伸展構造的運動學研究能夠有效地反映減薄機制, 前人研究中也往往將這些伸展構造的形成和發(fā)展與華北克拉通破壞聯(lián)系起來。此外, 區(qū)域上大規(guī)模韌性剪切帶以及古老基底的構造變形特征、運動學分析也能夠為巖石圈減薄研究提供新的思路, 從構造地質學角度研究華北克拉通減薄機制的新的突破口。

鑒于此, 筆者選擇臺里鄰區(qū)遼西寺兒堡鎮(zhèn)露頭較好的一套花崗質巖石作為研究對象, 對其構造變形及流變學特征進行了詳細的解剖。該區(qū)域花崗質巖石構造變形特征的研究, 尤其是古應變等流變學參數信息的獲取, 不僅為揭示華北克拉通中下部地殼的流變學特征提供了可靠的線索, 同時也為闡明華北克拉通巖石圈減薄機制提供了一定的約束。

圖1　遼西寺兒堡地區(qū)區(qū)域地質簡圖Fig.1　Regional geological map of the Sierbao area in West Liaoning

1　區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于遼寧省西南部, 葫蘆島市連山區(qū)寺兒堡鎮(zhèn), 東部為連山灣, 其大地構造位置處于華北克拉通北緣東部, 隸屬于燕山帶東段(圖1)。全區(qū)出露了大量的花崗質巖石, 為太古宙結晶基底的一部分, 1983年遼寧省地質局進行地質圖修編時曾將遼西地區(qū)廣泛分布的太古宙花崗質巖石稱之為綏中混合花崗巖, 其巖石類型豐富, 主要有花崗巖、花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖等, 且具有強烈變形特征。該套花崗質巖石被中–新元古代、古生代的沉積蓋層所覆蓋, 與中元古界長城系大紅峪組呈角度不整合接觸。其中, 中、新元古界主要為一套地臺型海相碎屑巖、富鎂碳酸鹽巖以及黏土巖建造, 包括了中元古界長城系高于莊組、薊縣系楊莊組、霧迷山組、洪水莊組、鐵嶺組以及新元古界青白口系景兒峪組等; 古生界也很發(fā)育, 包括了下古生界淺海碳酸鹽巖沉積以及上古生界海、陸交互相以及陸相沉積等(遼寧省地質礦產局, 1989)。區(qū)內發(fā)育主體走向為NNE以及NE向的斷裂構造, 中、晚侏羅世侵入巖以及晚侏羅世陸相火山–沉積巖系受區(qū)域控制非常明顯, 呈NE-SW向分布(李健, 2009)。

2　宏觀構造特征

研究區(qū)出露的花崗質巖石, 呈NE向展布, 筆者在寺兒堡鎮(zhèn)公路崖口進行了構造剖面測量工作, 剖面測量位置如圖1a所示。

2.1韌性變形特征

實測剖面上(圖 2)出露的花崗質巖石構造變形強烈但不均一, 構造應力集中部位呈現(xiàn)韌性剪切特征, 剪切帶寬 2～5 m, 從剪切帶向兩側變形程度逐漸減弱, 整體表現(xiàn)強弱變形帶間隔出現(xiàn)的特征。該區(qū)花崗質片麻巖外觀特征極不均勻, 礦物組成、含量、粒度以及變形程度均顯示出一定的差異性, 其中強變形帶中的花崗質片麻巖礦物粒度較細, 糜棱組構發(fā)育, 石英、長石定向拉長, 暗色礦物含量相對較多, 定向排列明顯(圖 3a); 弱變形帶中的花崗質片麻巖具有中粗粒、中細粒結構, 以中細粒結構為主, 暗色礦物含量相對強變形帶較少, 表現(xiàn)出弱定向的特征(圖3b)。片麻理傾向為NWW向, 產狀集中在 280°～327°∠25°～47°, 礦物拉伸線理產狀集中在246°～268°∠25°～26°, 傾伏向為SWW向, 傾伏角略小(圖 1b), 指示該區(qū)花崗質片麻巖可能受到 NEE或SWW方向的低角度剪切作用。

2.2脆性變形特征

研究區(qū)花崗質片麻巖遭受了晚期脆性變形作用改造, 斷層、節(jié)理廣泛發(fā)育。野外識別斷層構造以張性正斷層為主, 后期巖脈沿斷層面侵入, 還可見與脆性斷層相伴生的碎裂巖等。產狀數據統(tǒng)計及投圖結果表明: 研究區(qū)發(fā)育兩組優(yōu)勢節(jié)理, 第一組節(jié)理產狀為 94°～137°∠50°～70°, 第二組節(jié)理產狀為175°～220°∠72°～86°, 節(jié)理面傾角以高角度為主,兩組節(jié)理產狀近于直交, 約占該區(qū)節(jié)理統(tǒng)計總數的75%, 二者構成一組高角度的 X 型共軛節(jié)理系, NNE-SSW 走向節(jié)理組表現(xiàn)為左旋走滑特征, NWWSEE走向節(jié)理組表現(xiàn)為右旋走滑特征; 研究區(qū)發(fā)育兩組正斷層, 第一組左行正斷層產狀集中在 95°～135°∠61°～82°, 線理產狀為 186°～212°∠8°～ 29°, 第二組右行正斷層產狀集中在 176°～230°∠41°～81°, 線理產狀為102°～119°∠11°～29°, 二者為一組X型共軛正斷層。斷層、節(jié)理產狀統(tǒng)計結果均表明最大主應力方位為325°～330°, 它們應形成于同一構造應力場, 指示 σ1為NNW-SSE方向的擠壓(圖4)。

圖2　構造實測剖面圖及采樣位置Fig.2　Measured structural section in the study area showing the sample locations

圖3　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖野外宏觀特征Fig.3　Macroscopic characteristics of the granitic gneiss from the Sierbao area

圖4　研究區(qū)節(jié)理、正斷層產狀數據等面積下半球赤平投影圖Fig.4　Lower hemisphere stereo-graphic projection of the joints and normal faults in the study area

3　顯微構造特征

研究區(qū)花崗質片麻巖糜棱組構發(fā)育, 主要由殘斑和基質兩部分組成, 殘斑成分以斜長石、微斜長石以及少量石英集合體構成, 斜長石殘斑絹云母化蝕變嚴重; 基質主要由長英質礦物組成, 鱗片狀黑云母定向排列明顯, 含少量綠簾石、榍石、磷灰石、磁鐵礦以及角閃石。其中, 強變形帶花崗質片麻巖中殘斑含量約為20%～35%, 粒度為1.5～3.0 mm, 基質粒度為 0.05～1.25 mm, 變形程度為糜棱巖范圍;弱變形帶花崗質片麻巖粒度相對較粗, 部分巖石樣品殘斑含量高達 50%, 粒度為 2.0～7.5 mm, 基質粒度為 0.05～2.0 mm, 變形程度處于初糜棱巖至糜棱巖之間。

顯微組構特征上, 長石殘斑、石英或石英集合體顆粒中均可見顯微破裂。石英主要表現(xiàn)為波狀消光(圖 5a)、變形帶、亞顆粒、塑性拉長、動態(tài)重結晶(圖5b、c)等韌性變形特征。其中, 動態(tài)重結晶作用以亞顆粒旋轉重結晶和顆粒邊界遷移重結晶為主,亞顆粒旋轉重結晶中新生顆粒與變形主晶結晶學方位明顯不同, 新生重結晶顆粒為輕微壓扁拉長狀,無波狀消光, 而變形主晶具有顯著的波狀消光特征(圖 5b); 顆粒邊界遷移重結晶形成的新晶顆粒形態(tài)高度不規(guī)則, 邊界呈樹葉狀、蠕蟲狀, 顆粒內部波狀消光不顯著, 粒徑大小不均勻, 部分顆粒邊界平直,發(fā)育三邊平衡結構, 為動態(tài)重結晶向靜態(tài)重結晶過渡的體現(xiàn)(圖5c)。長石主要表現(xiàn)為雙晶彎曲(圖5d)、扭折帶、顆粒塑性拉長以及旋轉殘斑系等, 部分長石殘斑邊部強烈膨凸式重結晶, 呈現(xiàn)不規(guī)則孤島狀,顯示核幔結構(圖 5e)特征, 微斜長石斑晶邊部蠕英結構發(fā)育(圖5f)。黑云母強烈變形, 可見扭折帶。S-C組構(圖5g、h)、云母魚等不對稱顯微構造均指示巖石經歷了左行剪切運動。綜合以上顯微構造特征,筆者推測研究區(qū)花崗質巖石糜棱巖化作用應發(fā)生于高綠片巖相–低角閃巖相變質條件下, 變形溫度約為 480～600 ℃(Stipp et al., 2002; 向必偉等, 2007;胡玲等, 2009)。

圖5　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖顯微組構特征Fig.5　Microphotographs of the granitic gneiss from the Sierbao area

4　應變分析及主要流變參數估算

4.1應變分析

4.1.1有限應變測量

巖石有限應變測量分析是現(xiàn)代構造地質研究中不可或缺的組成部分, 主要是通過對變形巖石中應變標志體的測量來確定巖石有限應變的大小和方向,有助于進一步確立巖石的應變狀態(tài), 查明巖石的變形機制(鄭亞東和常志忠, 1985; Bailey and Eyster, 2003; Liang et al., 2015a, 2015b; 梁琛岳等, 2015)。有限應變測量規(guī)定: 最大拉伸方向為 X軸, 最大壓縮方向為Z軸, Y軸指示XZ平面的法線方向。根據巖石樣品拉伸線理和糜棱面理方位切制定向薄片,平行拉伸線理且垂直糜棱面理為XZ面, 垂直糜棱面理以及拉伸線理為YZ面, 在兩個定向薄片上進行有限應變測量。通常, 變形的長石和石英均可以作為應變標志體, 但由于研究區(qū)花崗質片麻巖中長石殘斑粒徑普遍較大不利于鏡下測量統(tǒng)計, 而石英含量高, 粒徑分布較均勻, 故選擇糜棱巖樣品中普遍塑性拉長的石英或者石英集合體作為應變標志體。選擇強、弱變形帶4件花崗質片麻巖樣品進行統(tǒng)計分析, 測試樣品均具有一定的代表性, 變形程度在糜棱巖范圍內, 詳細的巖相學特征見表1。主要采用長短軸法和 Fry法, 具體原理參考鄭亞東和常志忠(1985)。顯微鏡下, 選擇合適的區(qū)域采集顯微照片(圖 5i), 之后在Coreldraw X4軟件中對整個視域中的石英標志體進行統(tǒng)計, 每個定向薄片測量的數目為 40～50, 經計算得出以下測量數據(表 2)。利用Flinn判別圖解對研究區(qū)花崗質片麻巖進行有限應變類型判別(圖6), Flinn參數K值在0.86～1.28之間,應變類型為平面應變, 巖石類型為L-S構造巖。

表1　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖分析樣品巖相學特征Table 1　Petrographic features of the granitic gneiss from the Sierbao area

表2　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖有限應變測量數據Table 2　Finite-strain measurement data of the granitic gneiss from the Sierbao area

4.1.2剪應變測量

用于測算剪應變量大小的方法有很多, 常用方法之一是利用剪切帶內糜棱葉理(Sm)與剪切葉理(Sc)或剪切帶邊界之間的銳角(θ)關系來估算剪應變(Ramsay, 1980; 鄭亞東和常志忠, 1985)。研究區(qū)糜棱巖樣品中發(fā)育大量的S-C組構, 其中S面理為糜棱面理(應變橢球體的XY面), C面為剪切面, 兩者的夾角即剪切角θ, 在遞進變形過程中, 剪切角隨應變的增大而減小。剪應變 γ與剪切角 θ滿足關系式γ=2/tg2θ。因此, 顯微鏡下在已選取樣品的 XZ切面上量取剪切角 θ, 分別對每個樣品所量取的剪切角取平均值, 代入上述公式即可計算出剪應變γ。經計算, 研究區(qū)花崗質片麻巖的剪應變較小, 在 1.35～ 1.56之間, 平均值為1.43(表3)。

表3　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖的剪應變及運動學渦度Table 3　Shear strain and kinematic vorticity of the granitic gneiss from the Sierbao area

4.2應變方式分析及運動學渦度

變形帶剪切作用具有純剪切和簡單剪切兩個端元組分, 自然界剪切帶的變形較為復雜, 通常為兩個端元組分復合作用的結果, 即純剪切和簡單剪切各占一定的比例, 稱為一般剪切。純剪切作用為共軸變形, 簡單剪切作用為非共軸變形, 一般剪切作用亦屬于非共軸變形范疇。運動學渦度是從理論力學中有關渦度的理論中發(fā)展起來的, 可以有效地確定純剪切和簡單剪切在遞進變形過程中的相對大小,即非共軸性的程度(Means et al., 1980), 有助于更加清晰地認識變形剪切帶的應變方式。運動學渦度(Wk)是一個無量綱的純數值, 且為非線性比率, 其中純剪切作用的Wk為0, 簡單剪切作用的Wk為1, 一般剪切作用的Wk介于0～1之間, 純剪切和簡單剪切組分各占一半時, Wk為0.71～0.75 (Simpson and De Paor, 1993; 鄭亞東等, 2008; Zhang et al., 2009)。

圖6　Flinn有限應變判別圖Fig.6　Flinn finite strain discrimination diagram

運動學渦度測量方法以及相應的計算公式有很多, 本次主要運用公式Wk=sin2θ來計算研究區(qū)花崗質片麻巖樣品的運動學渦度, 其中 θ為剪切帶瞬時拉伸方向(ISA)與特征向量的夾角, 例如顯微鏡下所測量的旋轉殘斑長軸或者石英重結晶顆粒長軸(S面理)與剪切方向(C面理)之間的夾角。經計算, 研究區(qū)花崗質片麻巖樣品的運動學渦度值為 0.788～0.829,平均值為 0.814(表 3), 表明該區(qū)花崗質糜棱巖帶形成于以簡單剪切作用為主的一般剪切變形中。

4.3石英C軸組構分析

巖石組構(晶格優(yōu)選)分析是構造地質學研究的重要方法之一, 其主要任務是通過統(tǒng)計、研究構造巖中巖石組構要素的微觀定向分布規(guī)律, 來揭示宏觀構造的應變規(guī)律、應力狀態(tài)以及運動學分析等構造信息(吳香堯, 1986; 鄭伯讓和金淑燕, 1989)。石英作為自然界最主要的造巖礦物, 廣泛存在于中、上地殼巖石中, 其組構的研究對于揭示陸殼巖石的物理性質以及流變規(guī)律具有重要的意義(Price, 1985)。

目前, 對于石英優(yōu)選組構的解釋主要包括兩個方面: 首先是對巖石變形條件的推導。巖石變形過程中, 會形成礦物晶體的結晶學優(yōu)選。結晶學優(yōu)選的產生與不同變形條件下不同類型滑移系的啟動有關, 變形條件中溫度是決定滑移系啟動類型最重要的影響因素之一(Kruhl, 1996; Stipp et al., 2002; Passchier and Trouw, 2005; 許志琴等, 2009; 夏浩然和劉俊來, 2011), 因此可以通過石英晶體結晶學優(yōu)選分析來實現(xiàn)對巖石變形溫度的估計。石英的滑移系有很多, 溫度由低到高, 占主導地位的滑移系依次為{0001}<110>、{101}<110>、{100}<110>和{100} <0001>, 分別簡稱為底面、菱面、柱面和柱面滑移系(Bouchez, 1977; Lister and Dornsiepen, 1982; Mainprice et al., 1986; Kruhl, 1996; Passchier and Trouw, 2005; 許志琴等, 2009; 夏浩然和劉俊來, 2011); 其次是對巖石運動學性質的推斷。組構的對稱可反映應變幾何以及運動的對稱, 所以根據石英組構的對稱性可判斷巖石的應變型式, 即共軸變形或者非共軸變形。根據組構的不對稱性,例如單環(huán)帶極點的傾斜方向及交叉環(huán)帶主環(huán)帶與次環(huán)帶之間的關系可判斷巖石的剪切方向(吳香堯, 1986; 鄭伯讓和金淑燕, 1989; Passchier and Trouw, 2005)。

EBSD技術是通過背散射衍射圖像來確定微米級礦物晶體的晶軸方向, 進而確定巖石中所有晶體顆粒排列的取向性, 該方法具有空間分辨率高、統(tǒng)計數量大以及測試速率快等優(yōu)點。本次在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室,利用EBSD技術對研究區(qū)變形的花崗質巖石進行了石英組構優(yōu)選分析。

測試樣品為研究區(qū) 4件典型的花崗質糜棱巖,根據手標本的礦物拉伸線理、糜棱面理, 選取XZ面切制定向光學薄片。實驗過程中采用人機交互的模式手動選擇測試的顆粒、控制分析的精度以及測試顆粒數目, 具體實驗原理及流程參見文獻(徐海軍等, 2007; 劉俊來等, 2008b)。

實驗結果如圖7所示, 組構圖解中X軸代表礦物拉伸線理方向, XY面代表糜棱面理, Z軸代表垂直面理方向。研究區(qū)花崗質糜棱巖石英C軸組構圖解中多出現(xiàn)環(huán)帶和點極密, 樣品SEB-4的石英C軸組構圖在 Y軸處具有最大極密值點, 在第一象限靠近Z軸處以及第三、四象限X軸上有弱的點極密, 各個點極密相互連接, 形成以 Y軸為中心的交叉環(huán)帶,顯示石英主要發(fā)生柱面滑移, 還有少量的菱面滑移、柱面滑移組分; 樣品SEB-5 的石英C軸組構圖在Y軸以及靠近X軸邊緣發(fā)育非常好的點極密, 顯示石英主要發(fā)生柱面滑移、柱面滑移, 在第一象限與 Z軸約 40°方向上有弱的點極密,可能是變形時石英局部出現(xiàn)菱面滑移; 樣品SEB-7的石英C軸組構圖在Y軸附近見點極密, 點極密由兩個次級極密組成, 代表石英具有柱面滑移和少量菱面滑移的特點; 樣品 SEB-12的石英C軸組構圖為近于平行XY面的的環(huán)帶, 在X軸邊緣有點極密, 代表柱面滑移, 是高溫變形的產物。EBSD組構分析揭示研究區(qū)花崗質巖石石英以發(fā)育中溫-高溫柱面組構為主, 還有少量中低溫菱面組構, 變形溫度為500～600 ℃ 甚至更高(Passcheier and Trouw, 2005), 與顯微礦物變形溫度估計一致,部分組構圖中點極密表現(xiàn)為底面滑移, 可能代表變形晚期低溫組構的疊加或改造。石英C軸組構圖特征顯示礦物以非共軸變形為主, 從組構圖反應的剪切方向來看, 巖石以左行剪切作用為主, 與顯微構造分析結果一致。

圖7　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖石英C軸組構圖Fig.7　C-axis fabric stereograms of quartz from the granitic gneiss in the Sierbao area

4.4動態(tài)重結晶石英顆粒分維幾何分析與變形溫度估計

分形維數是量化表示自相似性隨機形態(tài)和現(xiàn)象的最基本的量, Kruhl et al. (1995)、Kurhl and Nega (1996)和Takahashi et al. (1998)研究發(fā)現(xiàn): 石英動態(tài)重結晶新生顆粒在幾何形態(tài)上具有明顯的分形特征,在統(tǒng)計學意義上, 符合分形的自相似性和標度不變性。光學顯微尺度上, 變形帶內石英動態(tài)重結晶顆粒邊界統(tǒng)計具有 1～2個數量級以上的自相似性(Kruhl et al., 1995; Kurhl and Nega, 1996)。在二維空間內, 石英顆粒邊界的分形維數 D滿足: 1≤D≤2,且分形維數隨變形溫度的升高而減小, 隨應變速率的增大而增大, 從而形成了變形溫度、應變速率與石英變形顯微構造的關系, 因此可以作為韌性變形地質溫度計與應變速率計。

選取研究區(qū) 4件花崗質片麻巖進行分維幾何分析, 薄片中石英普遍發(fā)育亞顆粒旋轉重結晶和顆粒邊界遷移重結晶, 石英顆粒多呈不規(guī)則拉長狀, 邊界呈現(xiàn)縫合線結構, 有利于統(tǒng)計分析邊界形態(tài)的分形特征。本文采用面積–周長法進行分析, 首先在樣品薄片中選擇石英動態(tài)重結晶顆粒密集區(qū)域采集顯微照片, 在Coreldraw X4軟件中對石英動態(tài)重結晶新顆粒邊界逐個矢量化, 借助面積–周長插件統(tǒng)計每個顆粒的實際周長(P)和面積(A), 再計算具有相同面積圓的直徑, 作為石英動態(tài)重結晶新顆粒的粒徑d, 以實際周長的lg(P)為Y軸, 粒徑lg(d)為X軸進行投圖, 在雙對數圖解上, 其最小二乘法擬合線的斜率即為分形維數D。統(tǒng)計數據見表4, 投圖結果如圖 8所示, 4個樣品中統(tǒng)計數據相關系數均大于0.90, 分形維數在1.151至1.201之間, 可見研究區(qū)花崗質片麻巖石英動態(tài)重結晶顆粒邊界具有統(tǒng)計意義上的自相似性和明顯的分形特征。

表4　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖石英動態(tài)重結晶顆粒邊界的分形特征Table 4　Fractal characteristics of dynamically recrystallized quartz grain boundary from granitic gneiss from the Sierbao area

圖8　石英動態(tài)重結晶顆粒的粒徑–周長雙對數圖解Fig.8　Double log plot of perimeter-diameter of dynamically recrystallized quartz grains

顯微鏡下, 對研究區(qū)花崗質片麻巖樣品中石英、長石顯微變形特征進行了統(tǒng)計分析, 石英顆粒主要表現(xiàn)為亞顆粒旋轉重結晶和顆粒邊界遷移重結晶, 部分長石殘斑邊部強烈膨凸式重結晶, 具有核幔結構特征, 以上特征顯示研究區(qū)花崗質片麻巖具有中高溫位錯蠕變的特征, 推測其變形溫度在480～600 ℃范圍內; EBSD組構分析結果顯示研究區(qū)花崗質巖石中石英主要發(fā)育中溫–高溫柱面組構以及少量中低溫菱面組構, 變形溫度為 500～600 ℃;對照Kruhl 溫度計(Kurhl and Nega, 1996)和分形維數與變形溫度關系圖(圖9), 可知研究區(qū)變形溫度在480～580 ℃范圍內, 相當于高綠片巖相到低角閃巖相環(huán)境。由此可見, 分形法所獲得的變形溫度與長石?石英變形溫度計和 EBSD組構分析所確定的變形溫度相吻合, 故認為研究區(qū)花崗質巖石以中高溫變形為主, 變形溫度大致在 480～600 ℃范圍內, 同構造變質相為高綠片巖相–低角閃巖相。

圖9　分形維數與變形溫度的關系Fig.9　Relationship between fractal dimension and deformation temperature

4.5古差異應力估算

古差異應力大小估算的方法, 又稱為古應力計。估算的前提條件是變形處于穩(wěn)態(tài)流動的狀態(tài)下,即變形過程中應力保持不變, 應變速率為常數。在一定量差異應力作用下, 晶體內部的位錯運動導致了巖石變形, 變形過程中所產生的位錯密度、動態(tài)重結晶以及亞顆粒的大小與差異應力的大小有著穩(wěn)定的線性關系, 因此可以通過測量應變礦物的位錯密度、動態(tài)重結晶以及亞顆粒的大小來進行古差異應力的估算。

重結晶顆粒粒徑壓力計是一種常用的古應力計,其表達式為Δσ=(d/b)1/R, 式中Δσ為古差異應力, 單位為MPa; b為實驗參數, 單位為μmMPa–R; d為石英動態(tài)重結晶新顆粒粒徑, 單位為μm, R為實驗參數。由于實驗方法以及實驗條件等因素的差異性, 不同學者(Twiss, 1977, 1980; Mercier et al., 1977; Koch et al., 1989)對于重結晶顆粒粒徑壓力計所給出的實驗參數均有不同, Hacker et al. (1990)對該壓力計不同學者所給出的實驗參數進行了對比研究, 認為Koch (1983)的實驗參數考慮的影響因素更加全面, 如石英的干、濕度, 實驗誤差、顆粒測量標準偏差、壓力、溫度以及應變速率在較大范圍內變化的影響,實驗參數更為接近實際, 效果更好, 數據更可靠,且張波等(2006)、張秉良等(2008)、鄭蕾等(2013)、李小兵等(2015)均采用Koch (1983)實驗參數對其研究區(qū)進行了古差異應力的估算, 故本次亦采用Koch (1983)的實驗參數來計算該區(qū)域花崗質片麻巖的古差異應力, 其中b為4.9×102, R為?0.59。經計算, 研究區(qū)花崗質片麻巖的變形古差異應力值為 10.62～ 12.21 MPa(表5)。考慮到高溫退火作用導致顆粒粒徑增大效應的影響, 筆者認為該差異應力范圍可能代表了花崗質巖石糜棱巖化作用的差異應力下限。

4.6應變速率估算

目前, 石英巖的高溫流變律已成為韌性剪切帶應變速率推導的主要方法。研究表明, 應變速率(ε)是巖石所受應力及其作用方式的函數, 其大小受差異應力、溫度以及巖石激活能大小的控制, 因此, 當差異應力和變形溫度確定后, 就可以推算巖石變形過程中的應變速率(Poirier, 1985; Hacker et al., 1990)。石英巖的高溫流變律表達式為ε=Aσnexp(–Q/RT),其中ε為應變速率, 單位為s?1; A為實驗參數, 單位為MPa?1s?1; σ為差異應力, 單位為MPa; n為應力指數; Q 為活化能, 單位為 Jmol–1; 理想氣體常數R=8.314 JK–1·mol–1; T為溫度, 單位為K。表6為不同學者給出的實驗參數。

Takahashi et al. (1998)的大量實驗研究表明: 石英動態(tài)重結晶新顆粒的邊界形態(tài)具有統(tǒng)計學上的自相似性, 表現(xiàn)出分形特征, 在溫度恒定的實驗條件下, 石英新晶的分形維數隨著應變速率的增加而增大, 建立起了分形維數、變形溫度和應變速率的關系, 通過最小二乘法線性擬合得到表達式: D=φlgε+ ρ/T+1.08。據此式可進行應變速率的估算, 式中, D為分形維數; ε為應變速率, 單位為s–1; T為溫度, 單位為 K; φ和 ρ均為實驗參數, φ=9.34×10–2, 單位為[lg(S?1)]–1; ρ=6.444×102, 單位為K; S為時間, 單位為s。

表5　計算的古差異應力以及不同方法估算的應變速率Table 5　Calculated differential stresses and estimation of strain rate by different methods

表6　石英巖高溫流變學參數Table 6　Experimentally determined parameters for power law creep constitutive equations for the quartzites

本次研究采用高溫流變率和 Takahashi et al. (1998)的分形法進行應變速率估算, 溫度 T 取變形溫度區(qū)間范圍的中間值 550 ℃, 獲得的應變速率如表5所示。高溫流變律公式所得到的應變速率ε均小于 10–11.67s–1, 分形法計算的應變速率為 10–7.09～ 10–7.62s–1, 可見高溫流變律公式所得結果普遍偏小,與分形法相差4～6個數量級。

考慮到 Takahashi分形應變速率計來自于高溫(800～1000 ℃)和高應變速率(10–6～10–4s–1)實驗, 自然界巖石變形很難達到如此大的應變速率, 且高應變速率條件下, 巖石內幾乎找不到塑性變形的證據,只有在低應變速率的條件下, 石英才會表現(xiàn)明顯的塑性變形特征(胡玲, 1998; 李振生等, 2013); Mamtani (2010)曾指出, 分形法多適用于低溫(T<400 ℃)條件; 吳小奇等(2006)研究認為對于應變速率的計算, 傳統(tǒng)方法的可信度更高, Takahashi分形應變速率計不適用于自然界較深層次形成的韌性剪切帶應變速率的計算。此外, 退火作用下, 不規(guī)則石英顆粒邊界的去棱角作用對分形維數的影響也是不容忽視的。雖然高溫退火作用產生的石英顆粒粒徑增大效應也會導致低估古差異應力, 以及高溫流變律計算應變速率偏低的現(xiàn)象, 本次研究仍然認為高溫流變律公式的計算結果更為可信, 分形法的計算值可作為分析的重要參考數據, 研究區(qū)花崗質片麻巖的應變速率為 10–11.67～10–13.34s–1。

5　鋯石U-Pb測年

實測剖面上花崗質巖石巖性單一, 均為花崗質片麻巖, 為確定其原巖的形成時代, 筆者選擇強變形帶內的 1件花崗質片麻巖樣品(SEB-7)進行鋯石U-Pb測年。

鋯石的分選以及鋯石樣品制靶分別在河北廊坊區(qū)域地質調查研究所、北京鋯年領航科技有限公司完成。鋯石U-Pb測年在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成, 主要采用激光剝蝕–電感耦合等離子質譜儀聯(lián)機(LA-ICP-MS)方法, 在連接 GeoLas200M激光剝蝕系統(tǒng)的 Agilient 7500a型ICP-MS儀器上進行, 實驗中采取單點剝蝕方法, 以He作為剝蝕物質的載氣, 激光束斑直徑為 30 μm, 具體實驗過程見參考文獻(Gao et al., 2002; Yuan et al., 2008)。數據處理采用GLITTER 4.0軟件包, 利用Isoplot 4.0進行年齡計算、諧和圖繪制以及207Pb/206Pb加權平均年齡計算。

圖10　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖鋯石CL圖像(a)和鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.10　The CL images (a) and U-Pb concordia plot (b) of zircons from the granitic gneiss in the Sierbao area

測試的鋯石顏色普遍較深, 多為黃褐色, 顆粒相對較大, 大小在80～180 μm之間, 多數在100～150 μm,形態(tài)基本一致, 多為短柱狀, 長寬比值為 1～3, 自形–半自形, 具有密集的巖漿振蕩環(huán)帶(圖 10a), 為巖漿成因鋯石。鋯石邊部比較圓滑, 巖漿振蕩環(huán)帶較為模糊, 推測巖石的結晶年齡可能較老。鋯石U-Pb測年結果見表7。共對25顆鋯石進行了U-Pb同位素分析, 25個點的測試結果顯示鋯石Th/U比值在0.40～0.90之間, 亦反映了巖漿成因的特征。在鋯石U-Pb年齡諧和圖(圖10b)中可以看出, 樣品分析點嚴格沿不一致線分布, 有 8個點的測試結果集中分布在諧和曲線上, 上交點年齡為 2544±10 Ma,207Pb/206Pb加權平均年齡為 2530±11 Ma(MSWD=1.5),兩者在誤差范圍內一致, 表明研究區(qū)花崗質片麻巖的巖漿結晶年齡為 2544±10 Ma。下交點年齡為183±120 Ma, 誤差較大, 可能是中生代巖漿構造熱事件的反映。

表7　寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖(樣品SEB-7)鋯石LA-ICP-MS U-Pb-Th分析結果Table 7　LA-ICP-MS U-Pb-Th analytical data for zircons from granitic gneiss (SEB-7) in the Sierbao area

6　討　論

6.1韌性變形特征

遼西寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖豐富的宏觀、微觀構造變形行跡, 均指示該區(qū)域存在一定規(guī)模的構造變形帶, 巖石遭受了早期韌性變形改造, 總體呈現(xiàn)強弱分帶特征, 變形程度在初糜棱巖–糜棱巖之間。S-C組構、云母魚等不對稱組構特征、石英C軸組構特征以及糜棱面理和拉伸線理產狀均表明巖石經歷了 SWW向左行剪切作用。對強、弱變形帶中 4件典型糜棱巖樣品進行了有限應變測量分析, 結果顯示巖石變形為平面應變, 巖石類型為L-S構造巖,野外觀察同樣發(fā)現(xiàn), 花崗質片麻巖中主要表現(xiàn)為礦物拉伸線理和糜棱葉理發(fā)育, 并未觀察到桿狀構造等顯著的L型構造特征, 對數Flinn圖解中的投影與野外實際觀察相對應, 表明測量結果較接近真實應變水平。對花崗質片麻巖進行了剪應變測量, 剪應變量較小, 平均值為 1.43, 考慮到巖石變形為平面應變, 體積不變, 且計算所得運動學渦度值均大于0.788, 表明其形成于以簡單剪切為主的一般剪切變形中, 故可以采用剪切位移計算式s=0dγ∫xx (Ramsay, 1980)進行剪切位移量的估算, 其中s代表剪切帶總位移, γ代表剪應變, x為γ所描述剪切帶的距離, 假定該變形帶的寬度為 4 km, 可知變形帶的位移量大致為5.72 km。

顯微鏡下, 花崗質片麻巖中石英顆粒亞顆粒旋轉重結晶和顆粒邊界遷移重結晶作用十分普遍, 長石表現(xiàn)為塑性拉長, 部分顆粒發(fā)生膨凸式重結晶;石英EBSD組構分析結果也表明巖石以中高溫柱面組構為主, 還有少量的中低溫菱面組構; 此外石英顆粒邊界具有明顯的分形特征, 分形維數值為1.151～1.201。綜合石英、長石的變形行為、石英EBSD組構分析以及分形法 Kruhl溫度計的判別結果, 認為寺兒堡花崗質片麻巖的變形溫度為480～600 ℃, 糜棱巖化作用應發(fā)生于高綠片巖相–低角閃巖相條件下,屬于中高溫變形, 按平均地熱增溫率 33 ℃/km, 地壓梯度25 MPa/km計算, 該變形帶應形成于15～18 km的深度范圍內, 圍壓為375～450 MPa, 屬于中–深地殼層次。

重結晶顆粒粒徑壓力計計算結果顯示, 研究區(qū)花崗質巖石的古差異應力為 10.62～12.21 MPa, 采用高溫流變律計算變形帶的應變速率為 10–11.67～ 10–13.34s–1, 與自然界一般區(qū)域性應變速率一致, 故本文認為寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖與自然界大多數韌性剪切帶中糜棱巖相同, 是緩慢變形的產物。

綜上可以認為遼西寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖早期韌性變形具有中高溫、低應變速率的特點, 其展示了中下部地殼變形的特征, 也代表了華北克拉通基底的變形特征。

6.2大地構造意義

遼西寺兒堡鎮(zhèn)新太古代花崗質片麻巖是華北克拉通結晶基底的重要組成部分, 鋯石 U-Pb測年結果表明研究區(qū)花崗質片麻巖的原巖年齡為 2544±10 Ma。2.5 Ga是華北克拉通最重要的構造熱事件時期, 標志著華北微陸塊的拼合, 大規(guī)模陸殼的形成, 是華北地臺克拉通化的主要時期(Zhai et al., 2000; Zhai and Bian, 2000; Geng et al., 2006; 劉敦一等, 2007),因此該年齡代表了華北克拉通北緣結晶基底的年齡。

遼西寺兒堡鎮(zhèn)、醫(yī)巫閭山以及興城臺里地區(qū)是遼西太古宙花崗質巖石廣泛分布的典型區(qū)域, 且區(qū)域構造方面, 寺兒堡鎮(zhèn)韌性剪切帶及其北部發(fā)育的醫(yī)巫閭山變質核雜巖以及南部的興城臺里韌性剪切帶總體呈NE向展布于華北克拉通北緣(遼寧省地質礦產局, 1989; Liang et al., 2015a, 2015b), 處于華北克拉通北部構造體制下。北部醫(yī)巫閭山變質核雜巖研究程度較高(馬寅生等, 1999, 2000; Darby et al., 2004; Zhang et al., 2008, 2010; 李剛等, 2010, 2012, 2013; 張必龍等, 2011), 眾多學者研究表明, 其早期高溫變形形成于中晚侏羅世 NE-SW 向伸展應力場中, 同時遭受晚期早白堊世低溫韌性變形, 形成于NWW-SEE向伸展應力場中。南部興城臺里韌性剪切帶也有類似的演化歷程, 太古宙花崗質片麻巖經歷了晚侏羅世–早白堊世韌性剪切變形(Liang et al., 2015a, 2015b)。因此, 考慮到三者整體處于華北克拉通北緣東部晚中生代伸展減薄構造體制下, 推測寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖所代表的中下地殼層次變形是對這一伸展減薄事件的響應。隨后抬升地表或者近地表時經歷了晚期 NNW-SSE方向脆性擠壓作用改造, 可能與古太平洋板塊斜向俯沖(Maruyama and Seno, 1986)于歐亞板塊之下相關。

7　結 論

(1) 遼西寺兒堡鎮(zhèn)新太古代花崗質片麻巖經歷了SWW向左行剪切作用, S-C 組構、云母魚等韌性變形組構特征豐富, 變形程度為初糜棱巖–糜棱巖之間。

(2) Flinn有限應變圖解判別巖石類型為L-S構造巖, 應變類型為平面應變, 剪應變平均值為 1.43,運動學渦度平均值為0.814, 表明糜棱巖帶應形成于以簡單剪切為主的一般剪切變形中。

(3) 石英顆粒亞顆粒旋轉和顆粒邊界遷移重結晶作用十分普遍, 長石表現(xiàn)為塑性拉長, 部分顆粒發(fā)生膨凸式重結晶; 石英 C軸組構分析結果表明巖石以中高溫柱面組構為主; 石英顆粒邊界具有明顯的分形特征, 分形維數值為 1.151～1.201, 巖石的變形溫度為 480～600 ℃, 糜棱巖化作用發(fā)生于高綠片巖相–低角閃巖相條件下。

(4) 重結晶顆粒粒徑壓力計計算古差異應力為10.62～12.21 MPa; 高溫流變律計算變形帶的應變速率為 10–11.67～10–13.34s–1。

(5) 遼西寺兒堡鎮(zhèn)花崗質片麻巖早期中高溫韌性變形代表了華北克拉通基底中下部地殼的變形特征;晚期脆性變形受制于 NNW-SSE向的擠壓作用, 可能與古太平洋板塊斜向俯沖于歐亞板塊之下相關。

致謝: 感謝中國地質大學(北京)劉俊來教授在EBSD組構分析測試方面給予的幫助。同時對兩位匿名審稿專家給予的寶貴修改意見表示感謝！

陳斌, 劉樹文, 耿元生, 劉超群. 2006. 呂梁–五臺地區(qū)晚

太古宙–古元古代花崗質巖石鋯石U-Pb年代學和Hf同位素性質及其地質意義. 巖石學報, 22(2): 296–304.

鄧晉福, 蘇尚國, 劉翠, 趙國春, 趙興國, 周肅, 吳宗絮. 2006. 關于華北克拉通燕山期巖石圈減薄的機制與過程的討論: 是拆沉, 還是熱侵蝕和化學交代? 地學前緣, 13(2): 105–119.

董國臣. 1996. 論燕山地區(qū)燕山運動. 河北地質學院學報, 19(6): 660–667.

郭洪中, 張招崇. 1992. 遼寧西部中生代火山巖的某些特征. 巖石礦物學雜志, 11(3): 193–204.

胡玲. 1998. 顯微構造地質學概論. 北京: 地質出版社: 1–158.

胡玲, 劉俊來, 紀沫, 曹淑云, 張宏遠, 張忠?guī)r. 2009. 變形顯微構造識別手冊. 北京: 地質出版社: 1–96.

李剛, 劉正宏, 劉俊來, 李永飛, 徐仲元, 董曉杰. 2012.醫(yī)巫閭山伸展型韌性剪切帶的形成過程及年代學證據. 中國科學(D輯), 42(6): 879–892.

李剛, 劉正宏, 徐仲元, 董曉杰, 沙茜, 王挽瓊, 王興安,張超. 2010. 醫(yī)巫閭山巖體同伸展侵位的證據及其地質意義. 吉林大學學報(地球科學版), 40(4): 971–978.

李剛, 徐仲元, 劉正宏, 李永飛, 李世超, 董曉杰. 2013.醫(yī)巫閭山變質核雜巖早白堊世伸展變形. 巖石學報, 29(3): 938–952.

李健. 2009. 遼西臺里地區(qū)花崗質巖石特征及其地質意義.長春: 吉林大學碩士學位論文: 1–76.

李小兵, 裴先治, 陳有炘, 劉成軍, 李佐臣, 李瑞保, 陳國超, 魏博. 2015. 東昆侖造山帶東段哈圖溝–清水泉–溝里韌性剪切帶塑性變形及動力學條件研究. 大地構造與成礦學, 39(2): 208–230.

李振生, 田曉莉, 張文俊, 陶冶. 2013. 安徽桐城掛車河鎮(zhèn)地區(qū)東西向韌性剪切帶分形特征及其估算應變速率適用性分析. 科技導報, 31(20): 15–19.

梁琛岳, 劉永江, 孟婧瑤, 溫泉波, 李偉民, 趙英利, 米曉楠, 張麗. 2015. 舒蘭韌性剪切帶應變分析及石英動態(tài)重結晶顆粒分形特征與流變參數估算. 地球科學, 40(1): 116–129.

遼寧省地質礦產局. 1989. 遼寧省區(qū)域地質志. 北京: 地質出版社: 227–252.

林偉, 王清晨, 王軍, 王非, 褚楊, 陳科. 2011. 遼東半島晚中生代伸展構造–華北克拉通破壞的地殼響應. 中國科學(D輯), 41(5): 638–653.

劉敦一, 萬渝生, 伍家善, S A Wilde, 董春艷, 周紅英, 殷小艷. 2007. 華北克拉通太古宙地殼演化和最古老的巖石. 地質通報, 26(9): 1131–1138.

劉俊來, Gregory A Davis, 紀沫, 關會梅, 白相東. 2008a.地殼的拆離作用與華北克拉通破壞: 晚中生代伸展構造約束. 地學前緣, 15(3): 72–81.

劉俊來, 曹淑云, 鄒運鑫, 宋志杰. 2008b. 巖石電子背散射衍射(EBSD)組構分析及應用. 地質通報, 27(10): 1638–1645.

柳小明. 2004. 華北克拉通中生代殼幔交換作用的地球化學研究. 西安: 西北大學博士學位論文: 1–96.

馬寅生, 崔盛芹, 吳淦國, 吳珍漢, 朱大崗, 李曉, 馮向陽. 1999. 醫(yī)巫閭山變質核雜巖構造特征. 地球學報, 20(4): 385–391.

馬寅生, 崔盛芹, 吳淦國, 吳珍漢, 朱大崗, 李曉, 馮向陽. 2000. 遼西醫(yī)巫閭山的隆升歷史. 地球學報, 21(3): 245–253.

馬寅生, 崔盛芹, 曾慶利, 吳滿路. 2002. 燕山地區(qū)燕山期的擠壓與伸展作用. 地質通報, 21(4–5): 218–223.

王根厚, 張長厚, 王果勝, 吳正文. 2001. 遼西地區(qū)中生代構造格局及其形成演化. 現(xiàn)代地質, 15(1): 1–7.

王慶龍. 2012. 遼西興城地區(qū)新太古代花崗質雜巖特征與成因. 長春: 吉林大學碩士學位論文: 1–59.

吳福元, 孫德有. 1999. 中國東部中生代巖漿作用于巖石圈減薄. 長春科技大學學報, 29(4): 313–318.

吳香堯. 1986. 巖組學導論. 重慶: 重慶出版社: 1–283.

吳小奇, 劉德良, 李振生, 楊強. 2006. 確定變形溫度和應變速率分形法的探討——以郯廬斷裂浮槎山構造巖為例. 中國地質, 33(1): 153–159.

夏浩然, 劉俊來. 2011. 石英結晶學優(yōu)選與應用. 地質通報, 30(1): 58–70.

向必偉, 朱光, 王勇生, 謝成龍, 胡召齊. 2007. 糜棱巖化過程中礦物變形溫度計. 地球科學進展, 22(2): 126–135.

徐海軍, 金淑燕, 鄭伯讓. 2007. 巖石組構學研究的最新技術——電子背散射衍射(EBSD). 現(xiàn)代地質, 21(2): 213–225.

徐義剛. 2004. 華北巖石圈減薄的時空不均一特征. 高校地質學報, 10(3): 324–331.

許志琴, 王勤, 梁鳳華, 陳方遠, 許翠萍. 2009. 電子背散射衍射(EBSD)技術在大陸動力學研究中的應用. 巖石學報, 25(7): 1721–1736.

袁洪林, 柳小明, 劉勇勝, 高山, 凌文黎. 2005. 北京西山晚中生代火山巖U-Pb鋯石年代學及地球化學研究.中國科學(D輯), 35(9): 25–40.

張必龍, 朱光, 姜大志, 陳印, 胡召齊. 2011. 遼西醫(yī)巫閭山變質核雜巖的形成過程與晚侏羅世伸展事件. 地質論評, 57(6): 779–798.

張秉良, 珣劉瑞, 向宏發(fā), 楚全芝, 黃雄南, 鄭勇剛. 2008.紅河斷裂帶中南段糜棱巖分形特征及主要流變參數的估算. 地震地質, 30(2): 473–483.

張波, 張進江, 郭磊. 2006. 北喜馬拉雅穹隆帶然巴韌性剪切帶石英動態(tài)重結晶顆粒的分維幾何分析與主要流變參數的估算. 地質科學, 41(1): 158–169.

張國仁. 2006. 遼西地區(qū)中生代板內造山作用. 北京: 中國地質大學研究生院博士學位論文: 1–119.

張立東, 郭勝哲, 鮑慶忠, 董萬德, 王忠江. 1999. 遼西葉柏壽隆起區(qū)早前寒武紀地質. 中國區(qū)域地質, 18(2): 79–89.

鄭伯讓, 金淑燕. 1989. 構造巖巖組學. 武漢: 中國地質大學出版社: 1–184.

鄭蕾, 周永章, 曾長育. 2013. 欽杭結合帶(南段)龐西垌斷裂中動態(tài)重結晶石英顆粒分形特征及主要流變參數估算. 中山大學學報(自然科學版), 52(2): 106–114.

鄭亞東, 常志忠. 1985. 巖石有限應變測量及韌性剪切帶.北京: 地質出版社: 1–185.

鄭亞東, 王濤, 張進江. 2008. 運動學渦度的理論與實踐.地學前緣, 15(3): 209–220.

Bailey C M and Eyster E L. 2003. General shear deformation in the Pinaleno Mountains metamorphic core complex, Arizona. Journal of Structural Geology, 25(11): 1883–1892.

Bouchez J L. 1977. Plastic deformation of quartzites at low temperatures in an area of natural strain gradient. Tectonophysics, 39(1–3): 25–50.

Darby B J, Davis G A, Zhang X H, Wu F Y, Simon W and Yang J H. 2004. The newly discovered Waziyu metamorphic core complex, YiwulüShan, western Liaoning Province, Northwest China. Earth Science Frontiers, 11(3): 145–155.

Deng J F, Mo X X, Zhao H L, Wu Z X, Luo Z H and Su S G. 2004. A new model for the dynamic evolution of Chinese lithosphere: ‘continental roots-plume tectonics’. Earth Science Reviews, 65(3): 223–275.

Deng J F, Su S G, Niu Y L, Liu C, Zhao G C, Zhao X G, Zhou S and Wu Z X. 2007. A possible model for the lithospheric thinning of North China Craton: Evidence from the Yanshanian (Jura-Cretaceous) magmatism and tectonism. Lithos, 96(1): 22–35.

Gao S, Liu X M, Yuan H L, Hatterndor B, Günther D, Chen L and Hu S H. 2002. Determination of forty-two major and trace elements in USGS and NIST SRM glasses by LA-ICPMS. Geostand Newsletter, 22: 182–195.

Geng Y S, Liu F L and Yang C H. 2006. Magmatic event at the end of the Archean in eastern Hebei Province and its geological implication. Acta Geologica Sinica, 80(6): 819–833.

Hacker B R, Yin A, Christie J M and Snoke A W. 1990. Differential stress, strain rate, andtemperatures of mylonitization in the Ruby Mountains, Nevada: Implications for the rate and duration of uplift. Journal of Geophysical Research, 95(B6): 8569–8580.

Koch P S. 1983. Rheology and microstructures of experimentally deformed quartz aggregates. Los Angeles: Ph D Dissertation, University of California: 1–464.

Koch P S, Christie J M, Ord A and George R P. 1989. Effect of water on the rheology of experimentally deformed quartzite. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 94(B10): 13975–13996.

Kruhl J H. 1996. Prism- and basal-plane parallel subgrain boundaries in quartz: A microstructural geothermobarometer. Journal of Metamorphic Geology, 14(5): 581–589.

Kruhl J H and Nega M. 1996. The fractal shape of sutured quartz grain boundaries: Application as a geothermometer. Geologische Rundschau, 85(1): 38–43.

Kruhl J H, Nega M and Milla H E. 1995. The Fractal Shape of Grain Boundary Sutures: Reality, Model and Application as a Geothermometer. Book of Abstracts, 2nd International Conference on Fractal and Dynamic Systems in Geosciences, 84: 31–32.

Liang C Y, Liu Y J, Neubauer F, Bernroider M, Jin W, Li W M, Zeng Z X, Wen Q B and Zhao Y L. 2015b. Structures, kinematic analysis, rheological parameters and temperature-pressure estimate of the Mesozoic Xingcheng-Taili ductile shear zone in the North China Craton. Journal of Structural Geology, 78: 27–51.

Liang C Y, Liu Y J, Neubauer F, Jin W, Zeng Z X, Genser J, Li W M, Li W, Han G Q, Wen Q B, Zhao Y L and Cai L B. 2015a. Structural characteristics and LA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology of the deformed granitic rocks from the Mesozoic Xingcheng-Taili ductile shear zone in the North China Craton. Tectonophysics, 650: 80–103.

Lister G S and Dornsiepen U F. 1982. Fabric transitions in the Saxony granulite terrain. Journal of Structural Geology, 4(1): 81–92.

Mainprice D, Bouchez J L, Blumenfeld P and Tubia J M. 1986. Dominant c-slip in naturally deformed quartz: Implications for dramatic plastic softening at high temperature. Geology, 14(10): 819–822.

Mamtani M. 2010. Strain-rate estimation using fractal analysis of quartz grains in naturally deformed rocks. Journal of the Geological Society of India, 75(1): 202–209.

Maruyama S and Seno T. 1986. Orogeny and relativeplatemotions: Example of the Japanese Islands. Tectonophysics, 127(3-4): 305–329.

Means W D, Hobbs B E, Lister G S and Williams P F. 1980. Vorticity and non-coaxiality in progressive deformations. Journal of Structural Geology, 2(3): 371–378.

Mercier J C C, Anderson D A and Carter N L. 1977. Stress in the lithosphere: Inferences from steady state flow of rocks. Pure and Applied Geophysics, 115(1): 199–226.

Parrish D K, Krivz A L and Carter N L. 1976. Finite-element folds of similar geometry. Tectonophysics, 32(3–4): 183–207.

Passchier C W and Trouw R A J. 2005. Microtectonics. Berlin Heidelberg: Springer-Verlag: 1–366.

Poirier J P. 1985. Creep of Cystals. New York: Camridge Unversity Press: 1–260.

Price G P. 1985. Preferred orientation in quartzites // Wenk H R. Preferred Orientation in Deformed Metals and Rocks: An Introduction to Modern Texture Analysis. New York: Academic Press: 385–406.

Ramsay J G. 1980. Shear zone geometry: A review. Journal of Structural Geology, 2(1): 83–89.

Simpson C and De Paor D G. 1993. Strain and kinematic analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, 15(1): 1–20.

Stipp M, Stünitz H, Heilbronner R and Schmid S M. 2002. The eastern Tonale fault zone: A ‘natural laboratory’for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700℃. Journal of Structural Geology, 24(12): 1861–1884.

Takahashi M, Nagahama H, Masuda T and Fujimura A. 1998. Fractal analysis of experimentally, dynamically recrystallized quartz grains and its possible application as a strain rate meter. Journal of Structural Geology, 20(2): 269–275.

Twiss R J. 1977. Theory and applicability of a recrystallized grain size paleopiezometer. Pure and Applied Geophysics, 115(1): 227–244.

Twiss R J. 1980. Static theory of size variation with stress for subgrains and dynamically recrystallized grains // Magnitude of Deviatoric Stressesin the Earth's Crust and Upper Mantle: Proceedings of Conference IX: Convened under Auspices of National Earthquake Hazards Reduction Program. Menlo Park, CA: US Geological Survey, 80(625): 665–683.

Xu Y G. 2001. Thermo-tectonic destruction of the Archenean lithospheric keel beneath the Sino-Korean craton in China: Evidence, timing and mechanism. Physics and Chemistry of the Earth, Part A: Solid Earth and Geodesy, 26(9): 747–757.

Yuan H L, Gao S, Dai M N, Zong C L, Günther D, Fontaine G H, Liu X M and Diwu C R. 2008. Simultaneous determinations of U-Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laserablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS. Chemical Geology, 247(1–2): 100–118.

Zhai M G and Bian A G. 2000. Amalgamation of the supercontinental of the North China Craton and its break up during late-middle Protero-zoic. Science in China (Series D), 43: 219–232.

Zhai M G, Bian A G and Zhao T P. 2000. The amalgamation of the supercontinent of North China Craton at the end of the Neoarchaean, and itsbreak-up during the late Palaeoproterozoic and Mesoproterozoic. Science in China (Series D), 43(Supp): 219–232.

Zhang B, Zhang J J, Zhong D L and Guo L. 2009. Strain and kinematic vorticity analysis: An indicator for sinistral transpressional strain-partitioning along the Lancangjiang shear zone, western Yunnan, China. Science in China (Earth Sciences), 52(5): 602–618.

Zhang H F, Sun M, Zhou X H, Fan W M, Zhai M G and Yin J F. 2002. Mesozoic lithosphere destruction beneath the North China Craton: Evidence from major-, trace-element and Sr-Nd-Pb isotope studies of Fangcheng basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144(2): 241–254.

Zhang X H, Mao Q, Zhang H F and Wilde S A. 2008. A Jurassic peraluminous leucogranite from Yiwulüshan western Liaoning, North China craton: Age, origin and tectonic significance. Geological Magazine, 145(3): 305–320.

Zhang X H, Zhang H F, Jiang N and Wilde S A. 2010. Contrasting Middle Jurassic and Early Cretaceous mafic intrusive rocks from western Liaoning, North China craton: Petrogenesis and tectonic implications. Geological Magazine, 147(6): 844–859.

Zheng J P, Griffin W L, O’Reilly S Y, Yu C M, Zhang H F, Pearson N and Zhang M. 2007. Mechanism and timing of lithospheric modification and replacement beneath the eastern North China Craton: Peridotitic xenoliths from the 100 Ma Fuxin basalts and a regional synthesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(21): 5203–5225.

Structural Deformation and Rheology of Granitic Gneiss from the North China Craton Basement—An Example from the Sierbao Area in Western Liaoning Province

LI Jing1,2, LIU Yongjiang1,2*, LI Weimin1,2, JIN Wei1,2, LIANG Chenyue1,2,3, WEN Quanbo1,2and ZHANG Yuanyuan1,2
(1. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2. Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Ministry of Land and Resources of China, Changchun 130061, Jilin, China; 3. Department of Geology and Geography, University of Salzburg, Salzburg A-5020, Austria)

Macro- and micro-deformation structural characteristics of the Neoarchean granitic gneiss in the Sierbao area in western Liaoning province (Liaoxi) demonstrate that the region underwent a strong ductile deformation event. Due to the left-lateral ductile shearing with SWW trending, the granitic rocks were mainly deformed to be proto-mylonites and mylonites with gneissic structures. Systematic measurements of finite strain of quartz in the granitic gneiss indicate the strain type is plane strain in L-S tectonites. Calculation of micro-structures suggests that the average shearing strain is 1.43 and the kinematic vorticities are 0.788 to 0.829, indicating a shearing dominated deformation. Petrographically, the quartz grains in the granitic rocks mostly occur as dynamic recrystallization including subgrain rotation and high temperature grain boundary migration recrystallization. Meanwhile, most of feldspar porphyroclasts are enlongated and some are fully bulging recrystallized. Quartz C-axis fabrics (EBSD) indicates that quartz fabrics are mainly middle-high temperature prismatic slip system and less low-middle temperature rhomb slip system. Fractal analysis shows that boundaries of the recrystallized quartz grains have statistically self-similarities with numbers of fractal dimension from 1.151 to 1.201, indicative of middle-high temperature deformation condition. According to deformation behaviors of quartz and feldspar, the quartz C-axis fabrics and the Kruhl thermometer demonstrate that the ductile deformation was developed under a condition of high greenschist facies to low amphibolite facies, with the deformation temperature ranging from 480 ℃ to 600 ℃. The differential stress and strain rate of granitic rocks are estimated at 10.62 to 12.21 MPa, 10–11.67s–1to 10–13.34s–1, respectively, which suggest that the ductile deformation was a slow process. The characteristics of the early ductile deformation phase with middle-high temperature and slow strain rate may represent the deformation features of the middle-lower crust of the North China Craton basement.

ductile deformation; finite strain measurement; kinematic vorticity; EBSD; fractal; differential stress; strain rate

P542

A

1001-1552(2016)05-0891-017

10.16539/j.ddgzyckx.2016.04.019

2015-11-11; 改回日期: 2016-03-12

項目資助: 國家自然科學基金重點項目“大陸巖石圈天然流變典型區(qū)(遼寧興城)解剖研究”(41230206)、國家自然科學基金項目(41172170)和巖石圈演化國家重點實驗室開放課題項目“鞍山太古宙花崗質巖石成因研究”聯(lián)合資助。

李婧(1990–), 女, 碩士研究生, 構造地質學專業(yè)。Email: Leejing18@outlook.com

劉永江(1964–), 男, 教授, 主要從事構造地質學教學與研究。Email: yongjiang@jlu.edu.cn