华北东部晚中生代区域伸展背景下同构造花岗岩体的起源与就位*

李刚 薛吉祥 刘正宏 董晓杰 李文庆 王师捷

1. 吉林大学地球科学学院，长春 1300612. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春 130061

花岗岩类是构成大陆地壳的一种重要岩石类型，因此花岗质岩浆产生-迁移-上升-就位-冷凝的整个过程是岩石圈流变学特性的重要部分(Annenetal., 2015; Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a; Solanoetal., 2012; Vigneresseetal., 1999; 陈国能等, 2017; 翟明国, 2017)。长期以来，地质学家对花岗质岩浆的来源(Annenetal., 2006; Huppert and Sparks, 1988; Solanoetal., 2012)、熔体的迁移和分异(Clemens and Stevens, 2012; Jeonetal., 2012; 陈国能等, 2017)、岩浆的上升和侵位(Brown and Solar, 1998a, b; Mattssonetal., 2020; Megerssaetal., 2020; Yanetal., 2011; 马昌前和李艳青, 2017)以及岩浆冷却(Vernon, 2000; Vernon and Paterson, 2008)等过程都进行了详细的研究。虽然，岩浆的产生(origin)、迁移(migration/transport)、上升(ascent/rise)与就位(emplacement)具有完全不同的含义；但是，众多学者往往把这些过程结合在一起来讨论花岗岩体的演化过程。这一过程包含了岩浆的熔融、分异、流动、结晶和岩浆与围岩的变形特征，以及控制和影响上述行为的各种因素(Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a, b; Johnsonetal., 2003; Vernon, 2000)。关于花岗岩体在地壳中就位机制的观点主要集中在剪切带控制、断裂带控制、接触面或转换带控制、底辟作用或气球膨胀作用等(Annenetal., 2015; Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a, b; Buddington, 1959; Johnsonetal., 2003; Mahanetal., 2003; Vigneresseetal., 1999; Yanetal., 2011)。岩体的生长方式则普遍被认为是以许多中、小尺度的高角度或近水平的岩席(前者也称为岩脉、岩墙)经过数百万年甚至更长时间的拼贴、累积生长并最终形成侵入体或大型岩基(Annenetal., 2015; Brown, 2013; 马昌前和李艳青, 2017)。对于上述问题的研究已经非常的系统和详细，但是仍然存在着不足之处。比如：目前的同构造花岗岩体就位模式研究大多集中于造山带内，而板内同构造花岗岩体的研究相对较少；缺乏伸展体制下同构造岩体就位过程中岩浆流动与应力关系的系统总结；底辟就位模式的正确性存在较大争议(Clemens and Mawer, 1992; Del Potroetal., 2013 Sumita and Ota, 2011)；花岗岩体累积生长过程中不同岩席或不同阶段岩体的地球化学特征、岩浆来源是否具有规律性。晚中生代期间华北板块发生了强烈的岩石圈减薄(或克拉通破坏)和区域伸展作用，华北东部发育了一系列以变质核杂岩为代表的含有同构造花岗岩体的构造单元(刘俊来等, 2006, 2008; 翟明国等, 2004, 2005)。这些花岗岩体的构造-岩浆作用的研究成果显示，已经建立的花岗质岩浆演化、就位的经典(或被广泛认同的)模式或理论不完全适用于板内伸展背景下的花岗岩体。本文以华北东部晚中生代区域伸展背景下就位的数个同构造花岗岩体为例，从年代学和岩石地球化学特征入手，总结岩浆源区的特点及其规律性；分析各岩体就位机制的异同，总结区域伸展背景下花岗质岩浆在不同层次的运移方式和就位机制；分析伸展背景下不同构造层次岩浆流动与区域应力场的关系。

1 华北东部中生代期间的构造体制

大规模的岩石圈减薄和由区域收缩转变为区域伸展，是华北东部中生代构造体制的主要表现(刘俊来等, 2006, 2008; 马寅生等, 2002; 吴福元等, 2008; 翟明国等, 2003, 2005)。

图1 华北东部白垩纪伸展构造分布图(据刘俊来等, 2008修改)

华北东部的金伯利岩中的金刚石及其中的矿物包裹体研究表明，华北克拉通曾经具有大约200km厚的岩石圈；而对中-新生代铁镁质岩浆岩及其中幔源包体的研究和地球物理证据，表明岩石圈厚度发生了明显的减薄(Menziesetal., 2007; Zhengetal., 2012; 路凤香等, 1991, 2006; 吴福元等, 2008)。华北岩石圈减薄或克拉通破坏的时限仍存争议。通过幔源岩石的地球化学研究结果显示中生代地幔岩石圈具有明显的时空不均匀性和不均一的化学性质，并指出中生代早期南北向的碰撞作用为地幔性质的改变提供了物质成分和动力条件，因此三叠纪期间华北克拉通的岩石圈已经变得不稳定或开始减薄(张宏福等, 2005; 周新华和张宏福, 2006)；中生代中基性、基性侵入岩的年龄分布和源区演化规律的研究结果显示岩石圈减薄发生在侏罗-白垩纪，并于白垩纪达到峰期(Xuetal., 2004; Zhangetal., 2005; 徐义刚, 2004)；姜耀辉等(2005)通过辽东半岛煌斑岩的年代学和地球化学特征研究认为岩石圈减薄的开始时间约为155Ma；由于侏罗纪期间的岩浆活动主要分布在大陆边缘，而白垩纪岩浆活动则广泛发育，因此认为侏罗纪岩浆作用与岩石圈减薄无关或减薄较弱(吴福元等, 2008)；通过中-新生代软流圈来源的玄武岩的分布特征和形成时间，认为岩石圈减薄发生在100Ma之后，65Ma之后达到高峰期(路凤香等, 2006)。由上可知，虽然对于岩石圈减薄的时限认识不同，但是普遍认为130～115Ma达到高峰期，而侏罗纪期间开始减薄的观点也得到较多的支持。

华北东部的区域伸展作用与岩石圈减薄在时间上极度耦合，伸展构造被认为是岩石圈减薄的浅部响应(刘俊来等, 2006; 邵济安等, 2000; 翟明国等, 2003, 2004)。那么华北晚中生代的区域伸展作用也存在着开启时限的问题。

由于二叠-三叠纪期间华北板块与周缘板块的碰撞造山作用，使得华北东部表现出整体近E-W向展布的构造格局(Hackeretal., 1998, 2006; Xiaoetal., 2003; 翟明国等, 2004)。碰撞后的构造作用和燕山运动继承并加强了华北北部的近E-W向构造格架，并于160～150Ma之间开始向NE-NNE向构造体制转折(李三忠等, 2004; 邵济安等, 2000; 翟明国等, 2004; 张长厚等, 2004)。在构造体制转折的早期阶段，不同地区的伸展与挤压变形之间的转换时间各不相同，而且时间相近的相同性质的构造变形所表现出的构造极性也并不完全相同(Davisetal., 2009; 李三忠等, 2004; 翟明国等, 2004; 赵越等, 2004)。进入构造体制转折的峰期(135～115Ma)，华北及邻区表现出较为普遍的NW-SE向区域拉伸应力场，并形成了大量的伸展断陷盆地、拆离断层和变质核杂岩(图1)(刘俊来等, 2008, 2009; 翟明国等, 2003)。由此可知：华北东部侏罗纪期间伸展与挤压共存的构造格局，是近S-N向区域收缩向NW-SE向区域伸展过渡的结果，是区域伸展作用启动的标志；倘若伸展构造是岩石圈减薄的浅部响应，这一期间的伸展构造很可能指示了岩石圈减薄的开始。

华北板块东部的伸展构造及同构造岩体主要形成于130～115Ma，而多个变质核杂岩形成之前均存在中-晚侏罗世侵入体(如：辽南变质核杂岩、医巫闾山变质核杂岩、玲珑变质核杂岩等)。鉴于前文对于华北侏罗纪和白垩纪构造体制的相关性，本文分别对变质核杂岩内的侏罗纪和白垩纪两期侵入体的地球化学和就位机制进行综合分析，以期分析构造-岩浆作用和就位机制的异同。

2 典型同构造花岗(质)岩体的地质概况

早白垩世期间华北东部发育许多以变质核杂岩、拆离断层、断陷盆地为代表的伸展构造。在变质核杂岩和拆离断层系统内多伴有同构造就位的花岗岩体，也有独立形成的岩浆穹窿。本文选取岩浆成因及就位机制研究比较深入的花岗岩体进行对比分析。

2.1 辽南-万福变质核杂岩

该变质核杂岩是发育在辽东半岛南部的两个成对发育的变质核杂岩，二者共用一个下盘(图1、图2)。位于西侧的辽南变质核杂岩具有经典的三层结构模式，包括上盘断陷盆地和原地岩块、中间主拆离断层(金州拆离断层)、由太古宙-古元古代的变质杂岩及同构造花岗岩体组成的下盘(Jietal., 2015; Liuetal., 2013; 刘俊来等, 2011)。东侧的万福变质核杂岩，由万福拆离断层与上盘沉积盖层和下盘中生代花岗岩体组成，而下盘的南部则与辽南变质核杂岩的北部相同(图2, 关会梅等, 2008; 刘俊来等, 2011)。

图2 辽南-万福变质核杂岩地质简图(据Ji et al., 2015; Liu et al., 2013修改)

拆离断层及下盘的韧性剪切带内岩石发生强烈变形，糜棱叶理和拉伸线理十分发育，矿物也表现出丰富的微观变形组构(Liuetal., 2005, 2017)。变质核杂岩核部的花岗岩体主要分为晚侏罗世(177～157Ma)和早白垩世(130～113Ma)两类(Jietal., 2015; Liuetal., 2005, 2017)。前者形成于变质核杂岩之前，被剪切变形叠加并形成糜棱岩；后者为变质核杂岩的同构造岩体，而且可以进一步分为伸展早期、伸展晚期、伸展期后三个主要就位期次(图2)(Jietal., 2015; Liuetal., 2005, 2013, 2017)。

辽南-万福变质核杂岩的构造演化过程已经基本确定：约135Ma时开始了深部的伸展-拆离(金州韧性剪切带)，在130～120Ma之间为早期的慢速伸展-隆升阶段，并伴有早期同构造岩体就位；万福拆离断层约120Ma开始活动，并形成变质核杂岩对；120～113Ma进入快速剥蚀-冷却阶段，同时就位伸展晚期花岗岩体；其后变质核杂岩的伸展变形十分微弱，就位切割拆离断层带的小型岩体或岩脉(伸展期后岩体)。

2.2 医巫闾山(瓦子峪)变质核杂岩

医巫闾山变质核杂岩发育在辽宁省西部的阜新-义县盆地与下辽河盆地之间(图1、图3a)。该变质核杂岩最早被称为医巫闾山变质核杂岩(马寅生等, 1999)；后来Darbyetal. (2004)强调了瓦子峪拆离断层(早白垩世)对变质核杂岩的控制作用，并指出存在早期的韧性变形，进而将其厘定为瓦子峪变质核杂岩。

图3 医巫闾山变质核杂岩地质简图(a,据李刚等, 2012修改)和海棠山岩体地质简图(b,据Zhang et al., 2014)

医巫闾山变质核杂岩具有三层结构：上盘断陷盆地受到瓦子峪拆离断层和后期正断层的控制，其中发育白垩纪火山-沉积岩；中间为瓦子峪拆离断层和低温韧性剪切带；下盘为前寒武纪变质岩和中生代侵入体(图3a)。中生代侵入体主要为中-晚侏罗世花岗岩体(医巫闾山岩体和尖砬子岩体)和早白垩世石山花岗岩体。

医巫闾山变质核杂岩主要经历了两期强烈的韧性变形(Linetal., 2013b; 李刚等, 2012)。早期高温韧性变形影响了前寒武系地质体，在新元古代盖层与下伏太古宇-古元古界变质杂岩之间发生了明显的剪切滑动；矿物拉伸线理和旋转残斑、不对称褶皱等指示了上部岩层向SSW方向近水平剪切滑动；核部的中-晚侏罗世花岗岩体(169～155Ma)是就位于韧性剪切带内的同构造岩体(Lietal., 2013; Linetal., 2013b; 李刚等, 2012, 2019)。

晚期脆-韧性变形形成了变质核杂岩，主要表现为瓦子峪拆离断层和下盘低温韧性剪切带的形成，以及同期的石山花岗岩体的就位(Darbyetal., 2004; Lietal., 2013; Linetal., 2013b)。白垩纪石山岩体的锆石U-Pb年龄(125～123Ma)与低温剪切带云母Ar-Ar年龄(133～107Ma)相近，岩浆线理与拉伸线理产状一致，说明该岩体是晚期伸展变形的同构造岩体(Darbyetal., 2004; Lietal., 2013; Linetal., 2013b; 李刚等, 2012, 2016)。两期伸展变形之间有一期收缩运动，对区内影响较小(李刚等, 2012)，本文不予讨论。

在医巫闾山岩体以北约20km处，发育晚侏罗世海棠山岩体。该岩体具有与医巫闾山岩体一致的NNE向展布特征，而且不同岩性单元(或岩席)呈现出环形分布的特点(图3b)。对该岩体的岩浆组构和变形组构研究较少，空间上是医巫闾山变质核杂岩向NE的延伸，可能与西侧拆离断层、中生代盆地及周围前寒武系构成一个新的变质核杂岩系统。

2.3 房山岩浆穹窿

房山岩体位于北京西南周口店附近(图1)，在平面图上显示由一个相对较大的近圆形房山岩体和数个小型岩株构成的侵入体系统以及发生强烈褶皱、剪切的围岩构成(图4, Heetal., 2009; Yanetal., 2011; 何斌等, 2005)。房山地区在中-晚三叠世经历了伸展作用，形成低角度拆离断层；晚三叠世至侏罗纪期间形成了区内的近E-W向逆冲断层和褶皱；而后形成了发育在研究区东部，叠加、改造早期断层和褶皱的NNW向逆冲断层；早白垩世(134～128Ma)房山岩体就位及围岩发生的构造变形最终形成了岩浆穹窿；后期的断层形成了现今的盆山格局(Heetal., 2009; Sunetal., 2010; Yanetal. 2011; 何斌等, 2005及其中参考文献)。

图4 房山岩浆穹窿地质简图(据He et al., 2009; Yan et al., 2011 修改)

房山岩体的岩性和结构具有很强的分带性：外部为较窄的石英闪长岩带，内部为花岗闪长岩(图4)。内部的花岗闪长岩也具有自外向内的中粒→斑状→巨斑状的结构分带性(Heetal., 2009; 何斌etal., 2005)。岩体就位过程中，在内部形成岩浆定向组构，围岩发生糜棱岩化和褶皱变形。

2.4 玲珑变质核杂岩

玲珑变质核杂岩位于胶东半岛北部，总体呈NNE向延伸。该变质核杂岩由玲珑主拆离断层将下盘玲珑岩体和上盘弱变形的前寒武系和未变形的中新生代盖层分开，并且在北侧被NEE向郭家岭韧性剪切带和郭家岭岩体切割(图5)。

图5 玲珑变质核杂岩地质简图(据Charles et al., 2011, 2013修改)

玲珑拆离断层是一个倾向SE的低角度拆离断层，北侧叠加脆性断层(图5)；断层带内岩石发生韧性变形和脆性变形，变形组构及矿物线理显示上盘向SE滑移，处于NW-SE向伸展背景(Charlesetal., 2011, 2013)。下盘玲珑岩体呈NE向延伸，锆石U-Pb年龄为160～150Ma，且岩体内部包含多个与花岗岩年龄一致的混合岩岩块，以及早白垩世(122～118Ma)粉红色花岗质岩株或岩脉(Charlesetal., 2011, 2013; Wangetal., 1998; Yangetal., 2012)。

郭家岭岩体(130～126Ma)和郭家岭韧性剪切带侵入并截断了玲珑变质核杂岩(Charlesetal., 2011, 2013; Wangetal., 1998; 关康等, 1998)。岩体的锆石U-Pb年龄(130～126Ma)与剪切带黑云母Ar-Ar年龄(124Ma)基本一致，表明郭家岭岩体是韧性剪切变形的同构造岩体。

对玲珑变质核杂岩的研究揭示了其详细的构造演化过程：160～150Ma，中-下部地壳的部分熔融和花岗质岩浆就位形成玲珑岩体；150～130Ma(也许岩浆就位晚期时已经开始)，岩体冷却并开始缓慢抬升，同时形成玲珑拆离断层和韧性剪切带；130～123Ma，郭家岭岩体作为郭家岭韧性剪切带的同构造岩体就位于地壳浅部，二者共同截断玲珑变质核杂岩的北部；122～118Ma，两期韧性剪切带和同构造岩体被后期脆性断层切割，无明显定向组构的粉色或浅肉红色岩株、岩脉侵入早期岩体，最后的粉色侵入岩代表着伸展作用基本停止(Charlesetal., 2011, 2013; Wangetal., 1998; 关康等, 1998; 陆丽娜等, 2011)。

3 花岗质岩浆的起源

前文列举的典型同构造岩体的地球化学研究已经十分全面，本文对前人研究成果加以归纳总结，进而探讨岩浆来源的规律。这些同构造岩体可分为中-晚侏罗世(177～150Ma)、早白垩世(135～120Ma，130～113Ma)两个就位阶段。上述侵入体的中酸性、酸性岩石单元(岩席)的地球化学特征具有一定的相似性：总体具有偏铝质或弱过铝质特征；Sr/Y比值高、变化范围大；稀土配分模式图中轻-重稀土分馏明显；富集大离子亲石元素，而亏损高场强元素(Jietal., 2015; Sunetal., 2010; Wuetal., 2005; Yanetal., 2011; Yangetal., 2004, 2012; Zhangetal., 2014; 李刚等, 2016, 2019; 杨进辉等, 2007)。

3.1 中-晚侏罗世岩体

侏罗纪侵入体主要有辽南变质核杂岩核部的小黑山和峪屯岩体，医巫闾山地区的医巫闾山岩体、尖砬子岩体和海棠山岩体，以及玲珑地区的玲珑岩体。其中，小黑山和峪屯岩体被早白垩世伸展变形所改造，且没有证据表明岩体就位时围岩发生了变形作用，但是二者与已被证实的同构造岩体的形成时间基本一致(Charlesetal., 2011; Linetal., 2013b; Wuetal., 2005; 李刚等, 2012)，本文收集二者的地球化学研究成果以佐证其他同构造岩体源区的规律性。

辽南-万福地区的侏罗纪小黑山和峪屯岩体面积较小(图2)，小黑山岩体就位时间为177～170Ma，主要岩性为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩；峪屯岩体就位时间157Ma，主要岩性为二长花岗岩、石英闪长岩。岩体的主、微量元素特征及同位素分析结果显示二长花岗岩的岩浆主要来源于古老下地壳的部分熔融，包体中较大的εNd(t)值(-6.2)和较低的模式年龄显示受到地幔或新生地壳岩浆的混染(表1; Wuetal., 2005; 杨进辉等, 2007)。石英闪长岩、花岗闪长岩则主要来自新生地壳的部分熔融(Wuetal., 2005)。除了就位时间比小黑山岩体晚之外，峪屯岩体的初始 (87Sr/86Sr)i值更高、εNd(t)值更负、由Sr-Nd同位素获得模式年龄中更老(表1, Wuetal., 2005)。这些特征表明峪屯岩体与小黑山岩体的岩浆成分不同，前者更多的来自古老下地壳的部分熔融。

医巫闾山变质核杂岩核部的医巫闾山岩体和尖砬子岩体的就位时间、岩石组合、主要地球化学参数基本一致(表1; Zhangetal., 2014; 李刚等, 2019)。岩石地球化学分析结果具有高压埃达克岩的特征、极低的εNd(t)值和εHf(t)值、古老的模式年龄和许多大于1.6Ga的继承锆石，表明岩浆来源于古老下地壳的部分熔融(Zhangetal., 2014; 李刚等, 2019)。

医巫闾山岩体北侧的海棠山岩体，虽然就位时代与前者相近，但岩性组合差异明显。后者按照辉长-闪长岩(YU)、花岗闪长岩(LU)、黑云二长花岗岩(SU)、巨斑状二长花岗岩(DU)、斑状二长花岗岩(MU)的顺序由外向内呈环形分布(图3b)。最外围腰衙门单元(YU)的锆石U-Pb年龄为172Ma，岩石地球化学特征分析结果显示岩浆起源于岩石圈地幔；大巴沟单元(DU, 168Ma)的花岗质岩浆起源于地幔底侵作用形成的铁镁质-中性物质的部分熔融；其他更年轻的岩石单元与医巫闾山岩体一样，来源于古老下地壳的部分熔融，但是其中的铁镁质包体指示了幔源物质的混入(表1, Zhangetal., 2014)。

玲珑变质核杂岩位于华北板块与扬子板块碰撞带——苏鲁造山带的北侧。核部发育侏罗纪岩体为玲珑岩体，也有将其分为玲珑单元和栾家河单元(Charlesetal., 2013; Yangetal., 2012)。两个单元形成时代和主量元素、微量元素及同位素特征基本一致，岩浆来源于加厚下地壳的部分熔融并有一定量的幔源物质参与(Yangetal., 2012)。

上述侵入体的岩浆主要来源于古老下地壳和新生下地壳的部分熔融。其中辽南和医巫闾山地区的侵入体表现出由中性(中-基性)向酸性过渡的规律。较早的中性岩石单元的岩浆主要来源于地幔熔体，之后的中酸性、酸性单元的源区向新生下地壳(海棠山岩体大巴沟单元)和古老下地壳过渡，而且下地壳部分熔融形成的熔体往往混入少量幔源或新生下地壳的岩浆。

3.2 早白垩世岩体

与晚侏罗世岩体类似，早白垩世的同构造岩体具有整体较为统一的主量、微量、稀土元素特征以外，个别主-微量参数和同位素特征具有一定的差异表现出多种岩浆源区。

辽南-万福变质核杂岩中的早白垩世同构造岩体的规模最大、岩性单元最复杂(图2)。该区发育多个早白垩世同构造侵入体，分别是伸展早期的赵屯岩体，伸展晚期的古道岭、饮马湾山、七星台、洼子店岩体和伸展期后的赵房岩体。

表1 典型同构造岩体的结晶时间及部分地球化学参数统计表

伸展早期的赵屯岩体可能来源于壳源岩浆与幔源岩浆的混合亦或来源于新生下地壳；伸展晚期岩体中七星台和洼子店岩体具有相似的地球化学特征，岩浆来源于古老下地壳的部分熔融(Jietal., 2015)。古道岭岩体规模较大、岩性种类较多。较早侵位的石英闪长岩的岩浆可能来自古老下地壳熔体和玄武质熔体的混合(表1, Yangetal., 2004)；花岗岩类地球化学特征相近，可大致分为两类，一类来源于基本未混溶的新生玄武质地壳的部分熔融；另一类主要来源于古老下地壳熔体与新生下地壳或幔源熔体 (Yangetal., 2004, 2007)。岩体中的铁镁质包体可以分为两类：一类来自岩石圈地幔，或地幔熔体与地壳物质的混合；另一类来自古老下地壳的部分熔体(Yangetal., 2004, 2007)。

石山岩体是医巫闾山变质核杂岩的同构造岩体，就位时间125～123Ma。岩体包含不同的岩性单元，但是不同岩性单元具有基本一致的地球化学特征。岩浆轻重稀土分异明显，Sr/Y比值较高，Mg、Cr含量较低，具有较弱的Eu负异常，εHf(t)值均为极低负值(-26.7～-20.3)，地壳平均模式年龄为2.0～2.3Ga，说明岩浆来源于华北板块古老地壳的部分熔融(表1, 李刚等, 2016)。

房山岩体的就位时间、继承锆石类型、地球化学特征与石山岩体具有很高的相似性(表1, Yanetal., 2011; 李刚等, 2016)。地球化学分析结果显示房山岩体的岩浆也来源于加厚下地壳的部分熔融(Yanetal., 2011)。虽然房山岩体具有环带状的岩性分布特征(Heetal., 2009; 何斌等, 2005)，但是各岩相之间的全岩主微量元素变化不大，哈克图解上线性相关(Sunetal., 2010, Yanetal., 2011)。岩体中的铁镁质包体的全岩地化分析和锆石、榍石、磷灰石的同位素分析结果显示了幔源岩浆和壳源岩浆的混合作用(Sunetal., 2010)。

玲珑变质核杂岩北部的郭家岭岩体形成于130～126Ma，是郭家岭拆离断层下盘的同构造岩体，且与变质核杂岩剥露的时间一致。岩石地球化学分析结果显示岩浆来源于铁镁质下地壳的部分熔体和地幔物质的混合(Yangetal., 2012; 杨进辉等, 2003)。

与侏罗纪同构造岩体相比，早白垩世同构造侵入体中缺少幔源物质组分为主的中-基性岩石单元。这些侵入体的岩浆主要来源于古老下地壳和新生下地壳的部分熔融，伴有不同程度的幔源物质混染。

3.3 岩浆源区的时-空规律

地幔岩石圈难以直接熔融形成酸性岩浆，通常以结晶分异或者与下部地壳熔体混合的形式形成酸性岩浆(Annenetal., 2006; Huppert and Sparks, 1988; Petford, 1995)，大量的同位素研究证明了壳-幔混合作用的存在(Yangetal., 2004, 2007, 2012; Wuetal., 2005)。幔源岩浆除了可能与地壳熔体混合外，也是地壳部分熔融的重要热量来源之一(Annenetal., 2006, 2015; Brown, 2013; 翟明国, 2017)。地球物理和野外地质资料证实在下地壳与地幔接触带附近存在一个深部的铁镁质过渡层，这个铁镁质层是地幔岩浆持续侵入下地壳并发生地壳增厚的产物(Annenetal., 2015; Brown, 2013; Searleetal., 1999; Thybo and Artemieva, 2013)。大量幔源岩浆持续注入Moho面或下地壳并发生铁镁质矿物的堆积和玄武质岩床就位，形成一个具有高热量、高流体带称为“深部热区”(deep hot zone)(图6, Annenetal., 2006, 2015; Brown, 2013; Solanoetal., 2012)。地幔扰动使幔源岩浆侵入深部热区，同一期次的岩浆可以侵入到热区的不同深度或下部略早、上部略晚(图6)。底部与地幔接触部位常与地幔发生物质交换(强弱不同)，顶部在地幔热量的影响下发生了部分熔融以及与地壳的物质交换。整体而言，热区的底部成分更接近于地幔，而上部成分则更接近于地壳。从示意图中也可看出：热区在被地幔熔体侵入、形成新的铁镁质层和玄武岩的同时，早期的岩石也在发生着部分熔融和分凝。地幔派生岩浆就位于下地壳、引起地壳熔融并与之混合，形成具有现代大陆地壳特征的新生地壳(Brodieetal., 1992; Sinigoietal., 1994, 2011)；因此，新生地壳往往位于深部热区上部或下地壳靠近热区的部位。

图6 深部热区熔体多样性示意图(据Annen et al., 2015; Solano et al., 2012修改)

前人对华北东部晚中生代花岗岩体的地球化学研究中认为：具有低 (87Sr/86Sr)i比值、正εNd(t)或εHf(t)值、模式年龄较新的岩浆来源于地幔(中-基性单元)；具有较低的 (87Sr/86Sr)i值和εNd(t)或εHf(t)为较低负值、模式年龄较老的岩浆来源于新生地壳或受地幔物质混染的壳源岩浆；(87Sr/86Sr)i值高、εNd(t)或εHf(t)为极低负值、模式年龄较老的岩浆来自古老下地壳(Yangetal., 2004)。通过前文对同构造侵入体中不同岩石单元的年龄和地球化学特征的总结，可以发现各同构造岩体的岩浆演化具有较强的规律性(表1)：较早岩石单元偏中-基性、镁含量高、εNd(t)或εHf(t)值介于正值和相对较大的负值之间、模式年龄较小；而后镁含量与εNd(t)或εHf(t)值逐渐减小、模式年龄增大，对应的岩浆源区也由地幔或混染的幔源岩浆变为部分熔融的下地壳。将这一变化规律与深部热区模型相联系，可以很好的解释同一岩体可以具有多个岩浆源区。空间上，由深部地幔向下地壳，具有 (87Sr/86Sr)i值升高、εNd(t)和εHf(t)值降低、模式年龄变大的趋势；从时间上，每个岩浆活动时期都可构成源区相对较深的岩浆就位早、源区相对较浅的岩浆就位晚的演化旋回(图7)。

图7 同伸展岩体的岩浆起源及就位层次示意图

同构造岩体源区的理想演化模式图(图7)，反映了一个同构造花岗岩体可能的、完整的源区演化旋回。早期阶段(图7a)：主要表现为地幔扰动和幔源岩浆底侵；幔源岩浆进入深部热区形成新的铁镁质岩床，同时使早期的铁镁质岩石重熔形成岩浆；新生的重熔岩浆与幔源岩浆的混合熔体上升并就位，形成最早的中性、中基性岩席(或岩石单元)。中间阶段(图7b)：幔源的熔体减少，岩浆主要来源于热区上部的玄武质层或新生地壳，并上升、就位。晚期阶段(图7c)：幔源、深部热区的熔体减少，主要表现为中-下地壳的部分熔融和岩浆就位。

综上所述，华北东部晚中生代的同构造岩体的岩浆源区具有明显的分层性和由深至浅、逐步过渡的规律性。这种岩浆源区的时空规律具有区域性和统计性，也就是说华北东部的晚侏罗世或早白垩世构造-岩浆活动总体规律，并不是所有同构造岩体的源区都具有完整的三个阶段。如：中-晚侏罗世的海棠山岩体和早白垩世的辽南变质核杂岩的核部岩体具有较为完整的三个演化阶段，而玲珑地区的两期岩体和早白垩世的石山、房山岩体只表现出一个演化阶段。这种个体差异性可能是因为底侵作用的不均匀性，或地壳厚度的差异性，亦或者某些岩体的岩性划分和分析研究不够精细造成的。

这种规律性也反映了，在两次构造-岩浆事件中，华北陆块下地壳开始部分熔融的时间略晚于地幔岩浆的底侵(图7)；从侧面佐证了地幔扰动以及幔源岩浆底侵提供的热量和流体是下地壳部分熔融的诱因。

4 同构造岩体的就位机制

关于花岗岩体在地壳就位机制的观点主要集中在剪切带控制、断裂带控制、接触面或转换带控制、底辟作用或气球膨胀作用(Annenetal., 2015; Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a, b; Buddington, 1959; Johnsonetal., 2003; Mahanetal., 2003; Vigneresseetal., 1999; Yanetal., 2011)。岩体的生长方式则普遍被认为是以许多中、小尺度的高角度或近水平的岩席(前者也称为岩脉、岩墙)经过数百万年甚至更长时间的拼贴、积累并最终形成侵入体或大型岩基；岩浆以高角度、近直立的产状向上迁移，在脆-韧性过渡带或不同壳层的界面变为近水平运移并冷却形成扁平状的岩床(Annenetal., 2015; Brown, 2013; 马昌前和李艳青, 2017; 以及文中参考文献)。本文列举同构造岩体的就位形态和控制因素多样，既有与上述经典模式相同之处，也有不同之处。

4.1 深部扁平侵入体

医巫闾山地区和胶东玲珑地区的侏罗纪岩体规模较大、后期改造不彻底，进行了比较详细的就位机制研究。这些侵入体的就位深度明显大于早白垩世岩体，是一系列近水平的扁平侵入体。

医巫闾山地区中-晚侏罗世花岗岩体(169～155Ma)具有NNE-SSW向延伸形态，岩体内广泛发育NNE-SSW向倾伏的近水平岩浆线理，表现出强力就位的特点(Lietal., 2013; 李刚等, 2019)。通过岩浆组构、变形组构、磁组构和重力资料解析，可以确定岩体为SSW向延伸的近水平的扁平椭球体(图8a)，且岩浆上升通道位于岩体北侧，岩浆向SSW流动(Linetal., 2013a, b; 李刚等, 2012, 2019)。围岩发生了强烈的韧性变形，拉伸线理普遍呈低角度NNE-SSW倾伏，矿物残斑、不对称褶皱、剪切叶理等指示了上部岩层向SSW方向近水平剪切滑动(Linetal., 2013b; 李刚等, 2012, 2019)。岩体由中心向边缘逐渐由岩浆组构过渡为高温变形组构(岩体西侧被后期低温变形叠加)，并且与围岩叶理协调一致。上述特征表明中-晚侏罗世花岗岩体是围岩SSW向水平剪切的同构造岩体(图8a; 李刚等, 2012, 2019)。岩石部分熔融、矿物分异条带、石英的边界迁移重结晶、长石动态重结晶及核幔结构等微观尺度的组构，显示剪切作用发生在中部地壳的角闪岩相-麻粒岩相环境(Lietal., 2013; Linetal., 2013b; 李刚等, 2012)。变形组构分析所获得的变形温度为550～700℃(李刚等, 2012)，显示变形和就位深度约为23～28km。医巫闾山北侧的海棠山岩体就位时代与医巫闾山岩体基本一致，围岩的构造变形和岩浆就位机制的研究比较欠缺。在平面图上，岩体表现出NE-SW向展布特征，内部岩相大致呈NE-SW向拉长的同心环状(图3b)。推测其就位机制与医巫闾山地区相同。

图8 岩体就位模型

图9 伸展体制下不同构造层次岩浆运移与应力状态示意图

玲珑岩体形成于晚侏罗世，重力解译结果显示其整体呈NNE-SSW向扁平岩席产出，而岩体东部向玲珑拆离断层下方延伸(图8b)。玲珑岩体的西部和中部不变形或变形很微弱，岩体东部边缘岩石发生韧性变形且与拆离断层剪切方向相同(Charlesetal., 2011, 2013)。岩体中的混合岩、岩浆叶理及糜棱叶理走向NE-SW，东侧变形组构显示上盘向SE滑移(Charlesetal., 2011, 2013)。玲珑岩体内部变形组构古应力计算结果主要显示为NW-SE向伸展应力场，NNE-SSW向伸展应力场次之(Charlesetal., 2011)；岩体的磁组构分析结果与古应力分析结果相似：地磁线理优选方位主要为NW-SE向、少量NNE-SSW向(Charlesetal., 2011, 2013; 万天丰等, 2000)。较强烈的NW-SE向伸展应力场及地磁线理与玲珑拆离断层带的应力场及擦痕线理基本一致，是拆离断层形成过程中的响应。而较弱的NNE-SSW向伸展应力场和地磁线理，没有与其对应的围岩变形组构，推测这一组构与岩浆就位和流动相对应。重力解译结果显示，岩体不仅在拆离断层下盘厚度较大，在南侧也存在一个相对较厚的区域，前者是岩浆沿着剪切叶理流动的结果(Charlesetal., 2011)，后者很可能代表了岩浆上升的通道，表明岩浆由SSW向NNE流动，也暗示了围岩的上盘向NNE剪切滑移。因此，玲珑岩体在较弱的NNE-SSW向伸展应力场控制下就位，并形成了同向延伸的近水平的玲珑岩体；随后的拆离滑动和快速抬升形成了SE倾向的叶理和岩体在拆离断层下方的增厚(图8b，Charlesetal., 2011)。由于围岩的NNE-SSW向剪切作用微弱无法判断构造层次，考虑到后期有抬升的过程，其构造层次明显比早白垩世剪切变形深。

由上可知，中部地壳层次的近水平韧性剪切和同剪切花岗岩体就位是华北东部侏罗纪期间主要的同构造岩浆就位机制。

4.2 强伸展拆离体系侵入体

华北地区于早白垩世进入强烈的区域伸展阶段，形成的变质核杂岩和拆离断层往往伴随同构造花岗岩体就位。辽南-万福变质核杂岩和玲珑变质核杂岩及同构造侵入体是围岩强伸展变形的代表。

辽南-万福变质核杂岩的拆离断层带是剪切变形最强的部分，从韧性剪切带底部至主拆离断层面附近，构造岩整体上具有混合岩→糜棱片麻岩→糜棱岩→碎裂岩→假玄武玻璃→断层泥的分布规律，对应着角闪岩相至葡萄石相的变形温度(Liuetal., 2005, 2017; 刘俊来等, 2011)。矿物拉伸线理倾伏向NWW-SEE，旋转残斑、S-C组构、矿物鱼等指向性组构显示，辽南变质核杂岩上盘向NWW滑移，而万福变质核杂岩上盘向SEE滑移(Liuetal., 2005; 关会梅等, 2008)。精确的同位素年代学测试结果显示辽南-万福变质核杂岩核部的早白垩世侵入体可分为伸展早期、伸展晚期和伸展期后三大类(Jietal., 2015)；同伸展岩体及内部各单元整体具有靠近拆离断层较老、中心较新的年龄分布特征(Jietal., 2015; Liuetal., 2013)。伸展早期岩体是早期阶段在地壳深部层次韧性变形的同构造岩体，岩体内发育众多熔体流变与矿物变形共存的微观组构，定向组构向拆离断层方向逐渐增强，从岩浆组构逐渐变为糜棱组构；伸展晚期岩体侵入早期岩体内部或一定程度上改变了主拆离断层的形态，主要发育高角度岩浆组构(倾角60°～80°)；伸展期后岩体切割主拆离断层并侵入断层上下盘，内部含有糜棱岩捕虏体(Jietal., 2015; Liuetal., 2005, 2017)。拆离断层带内及下盘花岗质岩浆(早期)提供的流体促进围岩韧性流变，拆离滑动控制着断层带及附近岩浆的流动和岩体的形态；伸展晚期岩浆侵入核杂岩核部、近直立运移(Jietal., 2015; Liuetal., 2013, 2017)。形成长轴平行于拆离断层、横剖面呈“燕翅”形态的侵入体(图2、图8c)。

玲珑变质核杂岩北侧的郭家岭岩体和郭家岭拆离断层形成于早白垩世(Charlesetal., 2011, 2013)。重力资料解译结果显示郭家岭岩体是一个南、北两侧向下延伸、中间薄的弧型岩体(图8d)。岩体南部岩浆组构发育，向郭家岭韧性剪切带逐渐过渡为韧性剪切变形；岩体边部变形特征与韧性剪切带变形特征相似，均发育NW-SE向线理，剪切组构显示上盘向NW滑移；岩体锆石U-Pb年龄与剪切带黑云母Ar-Ar年龄一致(Charlesetal., 2011)。这些特征表明岩体与拆离断层同时形成，南侧为岩浆上升通道，北侧则为岩浆流动前锋(Charlesetal., 2011)。岩浆流动方向受到剪切作用的控制：岩浆上升进入韧性剪切带内之后，平行剪切带向北、向拆离断层下方运移(图8d)。

上述实例中可以发现在强拆离滑动体系内岩浆流动受到剪切滑移的控制。在双向拆离滑动的变质核杂岩中，岩浆上升通道位于核部，岩浆以垂向运移为主。

4.3 弱伸展体系

应力场在地质体中的分布是不均匀的，早白垩世的区域伸展背景下，也存在就位于弱伸展拆离带(或区域)内的侵入体。

医巫闾山变质核杂岩(瓦子峪变质核杂岩)于早白垩世开始抬升、剥露，同时石山岩体在南侧就位。早白垩世的剪切变形主要影响了瓦子峪拆离断层下盘1～5km范围，剪切带内发育低温韧-脆性变形组构，显示绿片岩相及以下的变形温度(Linetal., 2013b; 李刚等, 2012)。研究区中部和东部主要保留了早期高温变形组构，表明这些区域受伸展作用影响较小。石山岩体则就位于弱伸展区域。重力资料解译结果显示岩浆上升通道位于岩体东部(Linetal., 2013a)。岩体西部靠近瓦子峪拆离断层的部分，发育变形组构，东部则主要发育岩浆组构；岩体东部外围岩浆叶理大致平行围岩接触面，线理呈NWW-SEE低角度产出，岩浆组构特征显示岩浆自SEE向NWW流动(李刚等, 2016)。岩体内的定向组构分析结果表明东部为底辟、膨胀的形式就位；岩体西侧受剪切作用影响，形成平行于剪切叶理的一系列花岗岩脉(李刚等, 2016; 图8e)。切割围岩叶理的东西向岩浆通道连接岩体东部的主体部分和西部脉岩(图8e)，这一通道平行于先存的东西向断裂，推测先存断裂的再活化为岩浆运移提供了通道(李刚等, 2016)。

岩体中的定向组构和围岩变形特征显示房山岩体的就位形成了一个岩浆穹窿(Heetal., 2009; Yanetal., 2011; 何斌等, 2005)。岩体边部的岩浆叶理平行围岩接触面呈环形分布；岩体外围韧性剪切带与围岩剪切带的变形特征相似，且均呈弧形围绕岩体展布；中生代地层由于房山岩体就位，被挤压形成轴面呈弧形围绕岩体展布的不对称向斜(Yanetal., 2011; 图4)。岩体内部的岩浆线理和铁镁质包体，主体呈NW-SE向延伸，是岩浆定向流动的结果(Heetal., 2009; Yanetal., 2011)。航次数据解译结果显示岩浆上升通道位于岩体东侧，岩体及围岩的剪切组构显示岩浆向NW流动(Yanetal., 2011)。房山地区保留了中生代期间的多期构造形迹，先存断裂的存在为岩浆的运移提供了通道，岩浆沿着再活化的先存断裂由SE向NW斜向运移(Yanetal., 2011; 图8f)。虽然岩体就位于区域伸展背景，但此时的房山地区并未发生明显的伸展拆离作用，岩浆烘烤和膨胀作用对围岩的挤压和拖曳导致了围岩的同侵位变形。

上述两个典型岩体均显示：弱伸展区域同构造岩体的就位往往需要先存断裂作为一个构造薄弱带为岩浆提供运移通道；岩浆在断裂中运移的同时挤压围岩，从而获得岩体就位所需空间。

5 岩浆侵位与应力场

岩浆上升和侵位受到静岩压力、区域应力场、熔体的比例和浮力、熔体及围岩的粘度、熔体通道的比例及连通性等众多因素的制约(Annenetal., 2015; Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a, b; Vigneresseetal., 1996, 1999; Sawyeretal., 2011; 陈国能等, 2017)。其中，区域应力场和浮力是影响岩浆流动方向及就位形态的重要因素。下文结合上述典型同构造花岗岩体的就位机制及前人研究成果，对花岗质岩浆迁移与就位过程中的应力场特征进行系统总结。

5.1 岩浆上升阶段

水平运动是中-下地壳的主要运动学极性，因此地壳部分熔融和熔体上升及水平运移过程中的区域应力场多表现为近水平的最大主应力(图9a, b)。岩石部分熔融形成的熔体自源区排出，需要膨胀作用形成的孔隙渗透率和收缩作用引起的流体压力达到一种动态的平衡(Connolly and Podladchikov, 2007)。膨胀作用形成的裂隙主要发育在平行σ2-σ3方向，这就导致岩浆沿着近垂直裂隙或通道以规模不等的岩脉形式运移，扁平面垂直于最大主应力(σ1)(图9a)。围岩和岩浆的粘度影响着岩浆的上升速率，而浮力和构造应力则是岩浆上升的驱动力(Brown, 2013; Brown and Solar, 1998a, b)。而浮力则主要由流体压力引起，深部的强收缩作用导致高的流体压力，进而产生较强的熔体浮力。浮力和构造应力共同构成的垂向压力梯度引起了岩浆的上升流动，也就是熔体拉伸的长轴(λ1)平行于浮力(Fb)或中间主应力(σ2)(图9a)。这一应力特征进一步说明在岩浆上升过程中浮力的作用大于构造应力。

5.2 水平韧性剪切带

近水平的扁平侵入体是花岗岩在地壳就位的主要形态之一(Brown and Solar, 1998a, b; Leutholdetal., 2012; Menand, 2008; Vigneresseetal., 1999)。在收缩体制下，靠近脆-韧性过渡带存在一个反向的平均应力梯度，导致岩浆上升速度下降并在过渡带附近形成扁平的席状侵入体(Brown and Solar, 1998a, b)。而更多的实例和实验模拟表明：当岩浆在壳内上升的过程中遇到刚性程度不同或性质有差异的壳层界面或构造薄弱面时，由于应力方向发生了改变，岩浆由垂直上升变为近水平迁移(Annenetal., 2015, 及其中参考文献)。由此可知，地壳的垂向性质发生突变的水平界面和水平剪切带都可以导致岩浆水平就位。医巫闾山地区中-晚侏罗世的扁平侵入体就位于中部地壳(约23～28km)，而非脆-韧性过渡带附近。也许这些中部或深部地壳的水平应变带附近具有与脆-韧性过渡带相类似的应力梯度特征。在此情境下，区域应力场特征与岩浆上升阶段相似；然而强烈的水平剪切滑移和平行剪切叶理的微小孔隙导致熔体最大延伸方向(λ1)平行于最大主应力(σ1)方向，浮力(Fb)在此时对岩浆运移的贡献度很小(图9b)。

5.3 脆-韧性过渡带

变质核杂岩的形成过程跨越了脆-韧性过渡带，经历了中部地壳(≈15km)的韧性变形和浅部地壳的脆性变形。犁式拆离断层的倾角由地表向深部逐渐变缓并最终形成水平剪切带。但是同伸展岩浆并未大规模就位于这一水平韧性剪切带中，而是就位于变质核杂岩的核部及拆离断层带下盘倾斜区域(图9c)。我们认为：区域伸展应力场和拆离滑动的减薄作用，降低了变质核杂岩核部地壳岩石的强度和上部地壳的厚度，为岩浆上升提供了有利条件。与岩浆移出源区的上升阶段相比：虽然同样是近直立的岩浆运移方式且浮力在岩浆运移过程中起着重要的作用，熔体最大延伸方向(λ1)与浮力(Fb)平行(图9c)；但是变质核杂岩及拆离断层体系的岩浆通道整体与区域伸展方向(σ3)垂直或大角度斜交，最大主应力呈近直立或高角度状态(图9c)。

拆离断层带附近的岩浆运移则主要受到剪切作用(局部应力场)的控制，此时浮力对于岩浆运移的影响明显降低。岩浆运移方向在靠近剪切带处发生了明显的变化，多转变为平行于剪切叶理运移，最大延伸方向(λ1)平行于最大主应力(图9c)。

5.4 底辟作用

底辟作用是花岗岩体的一种主要就位方式，但是岩浆在地壳内长距离的底辟运移不符合热力学或机械力学原理(Clemens and Mawer, 1992)。典型底辟就位岩体的研究认为早于底辟作用的长期的岩浆加热和增厚有利于底辟作用的形成(Del Potroetal., 2013)，而这种情况下岩体必然就位于热的韧性壳层。实验模拟结果认为岩浆上升至脆-韧性过渡带时可以转变为底辟形式，且与围岩的韧性变形有关(Sumita and Ota, 2011)。

早白垩世的石山岩体和房山岩体的就位模式与底辟作用十分相似(Heetal., 2009; Yanetal., 2011; 何斌等, 2005; 李刚等, 2016)。石山岩体就位之前医巫闾山地区有大量侏罗纪岩体就位，但石山岩体的锆石U-Pb年龄与韧性剪切带中黑云母Ar-Ar年龄基本一致(Linetal., 2013b; 李刚等, 2012)，表明该岩体就位时侏罗纪岩体及围岩已经基本冷却，并未起到持续加热的作用；房山岩体周围也没有发育就位时间与其紧密相连的侵入体。因此，两个岩体就位之前并没有长期的岩浆加热作用。围岩的脆-韧性变形对石山和房山两个岩体就位的影响十分有限，反而是房山岩体就位时岩浆的运移、膨胀作用和烘烤引起了围岩的褶皱和韧性变形。

因此，石山岩体和房山岩体并非典型的岩浆底辟就位模式。两个岩体就位过程中区域伸展应力场使先存断裂再活化，岩浆沿着再活化的断裂运移(图9d)。岩浆上升过程中需要克服的静岩压力变小，运移通道的孔隙度和连通性大幅增加，岩浆运移过程中的能量损耗减小。这就使岩浆就位过程中有更多的热量和动力对围岩进行加热和膨胀、挤压。因此，我们认为自然界中很多具有底辟特征的侵入体都是沿着先存断裂运移、就位的。

围岩没有强力的剪切作用，反映了水平应力场无明显的各项异性(σ2≈σ3)，这样使得岩浆通过对围岩的膨胀、挤压获得的就位空间在水平面上具有近等轴的特点(图9d)。

6 结论

华北东部晚中生代区域伸展背景下的同构造就位花岗岩体以及其中的中性岩石单元(或岩席)，往往具有多种岩浆源区。虽然岩浆源区多样，但是源区的部分熔融和岩浆侵位作用的启动具有由深(地幔或深部热区)至浅(地壳)的时空演化规律，而且很多壳源岩浆形成的侵入体中均有不同程度的幔源或深部铁镁质层熔体的混入。这一特点可以从侧面证实：区域伸展背景下地壳的部分熔融需要地幔扰动提供的熔体和热量作为触发因素。

花岗质岩浆主要就位于中部地壳的水平韧性剪切带内和浅部地壳的脆-韧性过渡带附近。在水平韧性剪切带内，近水平的最大主应力和剪切作用控制着岩浆的流动和岩体的形态，形成扁平的岩床(或岩基)。而在脆-韧性过渡带附近岩体的就位机制差异较大：在变质核杂岩的核部和拆离断层下盘，岩浆垂直于区域伸展应力场、近直立上升，浮力是岩浆流动的主要驱动力；拆离断层带内熔体平行剪切叶理流动，平行于倾斜的最大主应力方向岩浆流速最快；剪切变形较弱或无明显拆离滑动的区域，岩浆沿着再活化的先存断裂运移并完成就位。

谨以此文祝贺杨振升先生九十华诞暨从事地质事业七十周年!