华北克拉通基底花岗质片麻岩变形和流变学研究——以辽西寺儿堡地区为例

2016-12-12 08:38刘永江李伟民梁琛岳温泉波张媛媛吉林大学地球科学学院吉林长春10061东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室吉林长春10061萨尔茨堡大学地质与地理系萨尔茨堡500奥地利

大地构造与成矿学 2016年5期

李　婧, 刘永江*, 李伟民, 金　巍,梁琛岳,, 温泉波, 张媛媛(1.吉林大学地球科学学院, 吉林长春 10061; .东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室, 吉林长春10061; .萨尔茨堡大学地质与地理系, 萨尔茨堡 A-500 奥地利)

李婧1,2, 刘永江1,2*, 李伟民1,2, 金巍1,2,梁琛岳1,2,3, 温泉波1,2, 张媛媛1,2
(1.吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130061; 2.东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室, 吉林长春130061; 3.萨尔茨堡大学地质与地理系, 萨尔茨堡 A-5020 奥地利)

辽西寺儿堡镇新太古代花岗质片麻岩内发育的宏观、微观构造变形特征表明该地区曾遭受了强烈的韧性变形改造。花岗质岩石变形程度在初糜棱岩–糜棱岩之间, 岩石经历了SWW 向左行剪切作用改造。岩石中石英有限应变测量判别结果表明, 构造岩类型为L-S型, 为平面应变。岩石的剪应变平均值为1.43, 运动学涡度值为0.788～0.829, 指示岩石形成于以简单剪切为主的一般剪切变形中。此外, 石英颗粒以亚颗粒旋转重结晶和颗粒边界迁移重结晶作用为主, 长石颗粒塑性拉长, 部分发生膨凸式重结晶作用; 石英组构特征(EBSD)揭示石英以中–高温柱面滑移为主; 石英颗粒边界具有明显的分形特征, 分形维数值为 1.151～1.201, 指示了中高温变形条件。综合石英、长石的变形行为、石英组构特征以及分形法Kruhl温度计的判别结果, 推断辽西寺儿堡镇新太古代花岗质片麻岩经历过480～600 ℃ 的中高温变形, 其同构造变质相为高绿片岩相-低角闪岩相。花岗质岩石的古差异应力为 10.62～12.21 MPa, 估算的应变速率为 10–11.67～10–13.34s–1,即缓慢的变形, 可能记录早期中高温、低应变速率的韧性变形过程, 反映华北克拉通基底中下部地壳变形特征。

韧性变形; 有限应变测量; 运动学涡度; EBSD; 分形; 古差异应力; 应变速率

0　引　言

华北克拉通是我国最古老、面积最大的克拉通陆块, 也是世界上主要的太古宙–古元古代克拉通之一。辽西地区作为华北克拉通前寒武纪结晶基底的主要出露区域, 大面积分布的太古宙花岗质岩石使其成为前寒武纪研究以及华北克拉通地壳起源与演化研究的理想场所。已有研究表明, 太古宙时期辽西地区正处于前寒武纪大陆地壳形成阶段, 形成了大规模的深成花岗质片麻岩(辽宁省地质矿产局, 1989; 董国臣, 1996; 王根厚等, 2001; 马寅生等, 2002)。该套花岗质岩石变质程度较高, 经历了多期变质变形作用改造(张立东等, 1999), 地质演化过程极其复杂。近年来, 李健(2009)、王庆龙(2012)对辽西兴城台里地区所出露的花岗质岩石进行了详细的研究工作, 包括花岗质岩石的地质特征、岩石地球化学特征、年代学特征以及岩石成因等, 但对太古宙花岗质岩石构造变形特征的研究却相对薄弱。古元古代末(～18.5 Ga)经吕梁运动, 华北克拉通形成了统一的基底, 随后进入沉积盖层发展阶段。古生代是华北克拉通最稳定的构造发育阶段, 表现出整体升降的特征。中生代陆内造山活动强烈, 发育大量的构造岩浆活动, 在变质岩系以及太古宙花岗质岩石中均有清晰记录(郭洪中和张招崇, 1992; 张国仁, 2006)。

随着中国东部由古亚洲洋构造域向滨太平洋构造域的转换, 晚中生代以来华北克拉通东部发生大规模的破坏和岩石圈减薄事件已得到了广泛的证实(Zhang et al., 2002; Deng et al., 2004; 徐义刚, 2004;林伟等, 2011), 但是对于岩石圈板内过程以及减薄机制的分析仍存在着争议。目前, 拆沉(吴福元和孙德有, 1999; 邓晋福等, 2006; Deng et al., 2007)和热机械–化学侵蚀模式(Xu, 2001; Zheng et al., 2007)是对岩石圈减薄事件与过程的两种主流认识。岩石圈减薄的主要构造证据是区域上晚中生代以来拆离断层、变质核杂岩以及断陷盆地在内的大量伸展构造的发育(刘俊来等, 2008a), 伸展构造的运动学研究能够有效地反映减薄机制, 前人研究中也往往将这些伸展构造的形成和发展与华北克拉通破坏联系起来。此外, 区域上大规模韧性剪切带以及古老基底的构造变形特征、运动学分析也能够为岩石圈减薄研究提供新的思路, 从构造地质学角度研究华北克拉通减薄机制的新的突破口。

鉴于此, 笔者选择台里邻区辽西寺儿堡镇露头较好的一套花岗质岩石作为研究对象, 对其构造变形及流变学特征进行了详细的解剖。该区域花岗质岩石构造变形特征的研究, 尤其是古应变等流变学参数信息的获取, 不仅为揭示华北克拉通中下部地壳的流变学特征提供了可靠的线索, 同时也为阐明华北克拉通岩石圈减薄机制提供了一定的约束。

图1　辽西寺儿堡地区区域地质简图Fig.1　Regional geological map of the Sierbao area in West Liaoning

1　区域地质背景

研究区位于辽宁省西南部, 葫芦岛市连山区寺儿堡镇, 东部为连山湾, 其大地构造位置处于华北克拉通北缘东部, 隶属于燕山带东段(图1)。全区出露了大量的花岗质岩石, 为太古宙结晶基底的一部分, 1983年辽宁省地质局进行地质图修编时曾将辽西地区广泛分布的太古宙花岗质岩石称之为绥中混合花岗岩, 其岩石类型丰富, 主要有花岗岩、花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩等, 且具有强烈变形特征。该套花岗质岩石被中–新元古代、古生代的沉积盖层所覆盖, 与中元古界长城系大红峪组呈角度不整合接触。其中, 中、新元古界主要为一套地台型海相碎屑岩、富镁碳酸盐岩以及黏土岩建造, 包括了中元古界长城系高于庄组、蓟县系杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组以及新元古界青白口系景儿峪组等; 古生界也很发育, 包括了下古生界浅海碳酸盐岩沉积以及上古生界海、陆交互相以及陆相沉积等(辽宁省地质矿产局, 1989)。区内发育主体走向为NNE以及NE向的断裂构造, 中、晚侏罗世侵入岩以及晚侏罗世陆相火山–沉积岩系受区域控制非常明显, 呈NE-SW向分布(李健, 2009)。

2　宏观构造特征

研究区出露的花岗质岩石, 呈NE向展布, 笔者在寺儿堡镇公路崖口进行了构造剖面测量工作, 剖面测量位置如图1a所示。

2.1韧性变形特征

实测剖面上(图 2)出露的花岗质岩石构造变形强烈但不均一, 构造应力集中部位呈现韧性剪切特征, 剪切带宽 2～5 m, 从剪切带向两侧变形程度逐渐减弱, 整体表现强弱变形带间隔出现的特征。该区花岗质片麻岩外观特征极不均匀, 矿物组成、含量、粒度以及变形程度均显示出一定的差异性, 其中强变形带中的花岗质片麻岩矿物粒度较细, 糜棱组构发育, 石英、长石定向拉长, 暗色矿物含量相对较多, 定向排列明显(图 3a); 弱变形带中的花岗质片麻岩具有中粗粒、中细粒结构, 以中细粒结构为主, 暗色矿物含量相对强变形带较少, 表现出弱定向的特征(图3b)。片麻理倾向为NWW向, 产状集中在 280°～327°∠25°～47°, 矿物拉伸线理产状集中在246°～268°∠25°～26°, 倾伏向为SWW向, 倾伏角略小(图 1b), 指示该区花岗质片麻岩可能受到 NEE或SWW方向的低角度剪切作用。

2.2脆性变形特征

研究区花岗质片麻岩遭受了晚期脆性变形作用改造, 断层、节理广泛发育。野外识别断层构造以张性正断层为主, 后期岩脉沿断层面侵入, 还可见与脆性断层相伴生的碎裂岩等。产状数据统计及投图结果表明: 研究区发育两组优势节理, 第一组节理产状为 94°～137°∠50°～70°, 第二组节理产状为175°～220°∠72°～86°, 节理面倾角以高角度为主,两组节理产状近于直交, 约占该区节理统计总数的75%, 二者构成一组高角度的 X 型共轭节理系, NNE-SSW 走向节理组表现为左旋走滑特征, NWWSEE走向节理组表现为右旋走滑特征; 研究区发育两组正断层, 第一组左行正断层产状集中在 95°～135°∠61°～82°, 线理产状为 186°～212°∠8°～ 29°, 第二组右行正断层产状集中在 176°～230°∠41°～81°, 线理产状为102°～119°∠11°～29°, 二者为一组X型共轭正断层。断层、节理产状统计结果均表明最大主应力方位为325°～330°, 它们应形成于同一构造应力场, 指示 σ1为NNW-SSE方向的挤压(图4)。

图2　构造实测剖面图及采样位置Fig.2　Measured structural section in the study area showing the sample locations

图3　寺儿堡镇花岗质片麻岩野外宏观特征Fig.3　Macroscopic characteristics of the granitic gneiss from the Sierbao area

图4　研究区节理、正断层产状数据等面积下半球赤平投影图Fig.4　Lower hemisphere stereo-graphic projection of the joints and normal faults in the study area

3　显微构造特征

研究区花岗质片麻岩糜棱组构发育, 主要由残斑和基质两部分组成, 残斑成分以斜长石、微斜长石以及少量石英集合体构成, 斜长石残斑绢云母化蚀变严重; 基质主要由长英质矿物组成, 鳞片状黑云母定向排列明显, 含少量绿帘石、榍石、磷灰石、磁铁矿以及角闪石。其中, 强变形带花岗质片麻岩中残斑含量约为20%～35%, 粒度为1.5～3.0 mm, 基质粒度为 0.05～1.25 mm, 变形程度为糜棱岩范围;弱变形带花岗质片麻岩粒度相对较粗, 部分岩石样品残斑含量高达 50%, 粒度为 2.0～7.5 mm, 基质粒度为 0.05～2.0 mm, 变形程度处于初糜棱岩至糜棱岩之间。

显微组构特征上, 长石残斑、石英或石英集合体颗粒中均可见显微破裂。石英主要表现为波状消光(图 5a)、变形带、亚颗粒、塑性拉长、动态重结晶(图5b、c)等韧性变形特征。其中, 动态重结晶作用以亚颗粒旋转重结晶和颗粒边界迁移重结晶为主,亚颗粒旋转重结晶中新生颗粒与变形主晶结晶学方位明显不同, 新生重结晶颗粒为轻微压扁拉长状,无波状消光, 而变形主晶具有显著的波状消光特征(图 5b); 颗粒边界迁移重结晶形成的新晶颗粒形态高度不规则, 边界呈树叶状、蠕虫状, 颗粒内部波状消光不显著, 粒径大小不均匀, 部分颗粒边界平直,发育三边平衡结构, 为动态重结晶向静态重结晶过渡的体现(图5c)。长石主要表现为双晶弯曲(图5d)、扭折带、颗粒塑性拉长以及旋转残斑系等, 部分长石残斑边部强烈膨凸式重结晶, 呈现不规则孤岛状,显示核幔结构(图 5e)特征, 微斜长石斑晶边部蠕英结构发育(图5f)。黑云母强烈变形, 可见扭折带。S-C组构(图5g、h)、云母鱼等不对称显微构造均指示岩石经历了左行剪切运动。综合以上显微构造特征,笔者推测研究区花岗质岩石糜棱岩化作用应发生于高绿片岩相–低角闪岩相变质条件下, 变形温度约为 480～600 ℃(Stipp et al., 2002; 向必伟等, 2007;胡玲等, 2009)。

图5　寺儿堡镇花岗质片麻岩显微组构特征Fig.5　Microphotographs of the granitic gneiss from the Sierbao area

4　应变分析及主要流变参数估算

4.1应变分析

4.1.1有限应变测量

岩石有限应变测量分析是现代构造地质研究中不可或缺的组成部分, 主要是通过对变形岩石中应变标志体的测量来确定岩石有限应变的大小和方向,有助于进一步确立岩石的应变状态, 查明岩石的变形机制(郑亚东和常志忠, 1985; Bailey and Eyster, 2003; Liang et al., 2015a, 2015b; 梁琛岳等, 2015)。有限应变测量规定: 最大拉伸方向为 X轴, 最大压缩方向为Z轴, Y轴指示XZ平面的法线方向。根据岩石样品拉伸线理和糜棱面理方位切制定向薄片,平行拉伸线理且垂直糜棱面理为XZ面, 垂直糜棱面理以及拉伸线理为YZ面, 在两个定向薄片上进行有限应变测量。通常, 变形的长石和石英均可以作为应变标志体, 但由于研究区花岗质片麻岩中长石残斑粒径普遍较大不利于镜下测量统计, 而石英含量高, 粒径分布较均匀, 故选择糜棱岩样品中普遍塑性拉长的石英或者石英集合体作为应变标志体。选择强、弱变形带4件花岗质片麻岩样品进行统计分析, 测试样品均具有一定的代表性, 变形程度在糜棱岩范围内, 详细的岩相学特征见表1。主要采用长短轴法和 Fry法, 具体原理参考郑亚东和常志忠(1985)。显微镜下, 选择合适的区域采集显微照片(图 5i), 之后在Coreldraw X4软件中对整个视域中的石英标志体进行统计, 每个定向薄片测量的数目为 40～50, 经计算得出以下测量数据(表 2)。利用Flinn判别图解对研究区花岗质片麻岩进行有限应变类型判别(图6), Flinn参数K值在0.86～1.28之间,应变类型为平面应变, 岩石类型为L-S构造岩。

表1　寺儿堡镇花岗质片麻岩分析样品岩相学特征Table 1　Petrographic features of the granitic gneiss from the Sierbao area

表2　寺儿堡镇花岗质片麻岩有限应变测量数据Table 2　Finite-strain measurement data of the granitic gneiss from the Sierbao area

4.1.2剪应变测量

用于测算剪应变量大小的方法有很多, 常用方法之一是利用剪切带内糜棱叶理(Sm)与剪切叶理(Sc)或剪切带边界之间的锐角(θ)关系来估算剪应变(Ramsay, 1980; 郑亚东和常志忠, 1985)。研究区糜棱岩样品中发育大量的S-C组构, 其中S面理为糜棱面理(应变椭球体的XY面), C面为剪切面, 两者的夹角即剪切角θ, 在递进变形过程中, 剪切角随应变的增大而减小。剪应变 γ与剪切角 θ满足关系式γ=2/tg2θ。因此, 显微镜下在已选取样品的 XZ切面上量取剪切角 θ, 分别对每个样品所量取的剪切角取平均值, 代入上述公式即可计算出剪应变γ。经计算, 研究区花岗质片麻岩的剪应变较小, 在 1.35～ 1.56之间, 平均值为1.43(表3)。

表3　寺儿堡镇花岗质片麻岩的剪应变及运动学涡度Table 3　Shear strain and kinematic vorticity of the granitic gneiss from the Sierbao area

4.2应变方式分析及运动学涡度

变形带剪切作用具有纯剪切和简单剪切两个端元组分, 自然界剪切带的变形较为复杂, 通常为两个端元组分复合作用的结果, 即纯剪切和简单剪切各占一定的比例, 称为一般剪切。纯剪切作用为共轴变形, 简单剪切作用为非共轴变形, 一般剪切作用亦属于非共轴变形范畴。运动学涡度是从理论力学中有关涡度的理论中发展起来的, 可以有效地确定纯剪切和简单剪切在递进变形过程中的相对大小,即非共轴性的程度(Means et al., 1980), 有助于更加清晰地认识变形剪切带的应变方式。运动学涡度(Wk)是一个无量纲的纯数值, 且为非线性比率, 其中纯剪切作用的Wk为0, 简单剪切作用的Wk为1, 一般剪切作用的Wk介于0～1之间, 纯剪切和简单剪切组分各占一半时, Wk为0.71～0.75 (Simpson and De Paor, 1993; 郑亚东等, 2008; Zhang et al., 2009)。

图6　Flinn有限应变判别图Fig.6　Flinn finite strain discrimination diagram

运动学涡度测量方法以及相应的计算公式有很多, 本次主要运用公式Wk=sin2θ来计算研究区花岗质片麻岩样品的运动学涡度, 其中 θ为剪切带瞬时拉伸方向(ISA)与特征向量的夹角, 例如显微镜下所测量的旋转残斑长轴或者石英重结晶颗粒长轴(S面理)与剪切方向(C面理)之间的夹角。经计算, 研究区花岗质片麻岩样品的运动学涡度值为 0.788～0.829,平均值为 0.814(表 3), 表明该区花岗质糜棱岩带形成于以简单剪切作用为主的一般剪切变形中。

4.3石英C轴组构分析

岩石组构(晶格优选)分析是构造地质学研究的重要方法之一, 其主要任务是通过统计、研究构造岩中岩石组构要素的微观定向分布规律, 来揭示宏观构造的应变规律、应力状态以及运动学分析等构造信息(吴香尧, 1986; 郑伯让和金淑燕, 1989)。石英作为自然界最主要的造岩矿物, 广泛存在于中、上地壳岩石中, 其组构的研究对于揭示陆壳岩石的物理性质以及流变规律具有重要的意义(Price, 1985)。

目前, 对于石英优选组构的解释主要包括两个方面: 首先是对岩石变形条件的推导。岩石变形过程中, 会形成矿物晶体的结晶学优选。结晶学优选的产生与不同变形条件下不同类型滑移系的启动有关, 变形条件中温度是决定滑移系启动类型最重要的影响因素之一(Kruhl, 1996; Stipp et al., 2002; Passchier and Trouw, 2005; 许志琴等, 2009; 夏浩然和刘俊来, 2011), 因此可以通过石英晶体结晶学优选分析来实现对岩石变形温度的估计。石英的滑移系有很多, 温度由低到高, 占主导地位的滑移系依次为{0001}<110>、{101}<110>、{100}<110>和{100} <0001>, 分别简称为底面、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; 许志琴等, 2009; 夏浩然和刘俊来, 2011); 其次是对岩石运动学性质的推断。组构的对称可反映应变几何以及运动的对称, 所以根据石英组构的对称性可判断岩石的应变型式, 即共轴变形或者非共轴变形。根据组构的不对称性,例如单环带极点的倾斜方向及交叉环带主环带与次环带之间的关系可判断岩石的剪切方向(吴香尧, 1986; 郑伯让和金淑燕, 1989; Passchier and Trouw, 2005)。

EBSD技术是通过背散射衍射图像来确定微米级矿物晶体的晶轴方向, 进而确定岩石中所有晶体颗粒排列的取向性, 该方法具有空间分辨率高、统计数量大以及测试速率快等优点。本次在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室,利用EBSD技术对研究区变形的花岗质岩石进行了石英组构优选分析。

测试样品为研究区 4件典型的花岗质糜棱岩,根据手标本的矿物拉伸线理、糜棱面理, 选取XZ面切制定向光学薄片。实验过程中采用人机交互的模式手动选择测试的颗粒、控制分析的精度以及测试颗粒数目, 具体实验原理及流程参见文献(徐海军等, 2007; 刘俊来等, 2008b)。

实验结果如图7所示, 组构图解中X轴代表矿物拉伸线理方向, XY面代表糜棱面理, Z轴代表垂直面理方向。研究区花岗质糜棱岩石英C轴组构图解中多出现环带和点极密, 样品SEB-4的石英C轴组构图在 Y轴处具有最大极密值点, 在第一象限靠近Z轴处以及第三、四象限X轴上有弱的点极密, 各个点极密相互连接, 形成以 Y轴为中心的交叉环带,显示石英主要发生柱面滑移, 还有少量的菱面滑移、柱面滑移组分; 样品SEB-5 的石英C轴组构图在Y轴以及靠近X轴边缘发育非常好的点极密, 显示石英主要发生柱面滑移、柱面滑移, 在第一象限与 Z轴约 40°方向上有弱的点极密,可能是变形时石英局部出现菱面滑移; 样品SEB-7的石英C轴组构图在Y轴附近见点极密, 点极密由两个次级极密组成, 代表石英具有柱面滑移和少量菱面滑移的特点; 样品 SEB-12的石英C轴组构图为近于平行XY面的的环带, 在X轴边缘有点极密, 代表柱面滑移, 是高温变形的产物。EBSD组构分析揭示研究区花岗质岩石石英以发育中温-高温柱面组构为主, 还有少量中低温菱面组构, 变形温度为500～600 ℃ 甚至更高(Passcheier and Trouw, 2005), 与显微矿物变形温度估计一致,部分组构图中点极密表现为底面滑移, 可能代表变形晚期低温组构的叠加或改造。石英C轴组构图特征显示矿物以非共轴变形为主, 从组构图反应的剪切方向来看, 岩石以左行剪切作用为主, 与显微构造分析结果一致。