張程 楊洪祥 馮嘉 劉俊來

中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083

穹窿構(gòu)造最早被Eskola (1948)稱為披蓋片麻巖穹窿(Mantled gneiss domes)，后來的研究也稱為片麻巖穹窿(Gneiss dome)、花崗片麻巖穹窿、變質(zhì)穹窿或混合巖穹窿(Whitneyetal., 2004)，初始定義為主要由花崗巖或混合巖構(gòu)成的核與其周緣的變質(zhì)巖系組成一種區(qū)域構(gòu)造型式，常常具有向周緣外傾的片麻狀構(gòu)造。片麻巖穹窿構(gòu)造作為太古代克拉通發(fā)育區(qū)的基本構(gòu)造型式，由占據(jù)克拉通主體的(超過80%)的TTG巖系構(gòu)成不同規(guī)模的片麻巖穹窿，而殘存的表殼巖系呈孤伶的“小船”構(gòu)成邊緣向斜構(gòu)造。穹窿作用作為造山作用過程中物質(zhì)運動(尤其是垂向運動)的一種重要方式，發(fā)育于顯生宙造山作用的不同階段。穹窿構(gòu)造幾乎在所有折返擠壓造山帶中都有報道(如阿帕拉契亞造山帶、加里東造山帶、比利牛斯造山帶、秦嶺造山帶、阿爾卑斯-喜馬拉雅造山帶等，Soula, 1982; Burgetal., 2004; Leeetal., 2000; 張進江等, 2007, 2011, 2013)。同時，穹窿構(gòu)造在不同時期的伸展構(gòu)造域中也大量存在(Lister and Davis, 1989; Liuetal., 2006, 2013; 劉俊來, 2011; Zhangetal., 2012; Wangetal., 2011; Linetal., 2008; Zhuetal., 2010, 2012)。值得注意的是，在伸展構(gòu)造域廣泛存在的變質(zhì)核雜巖使得對于穹窿構(gòu)造的研究被弱化，實際上某些變質(zhì)核雜巖就是穹窿構(gòu)造或者含有穹窿構(gòu)造(Whitneyetal., 2004)，因為這些穹窿構(gòu)造的熱-動力學演化并不能完全用變質(zhì)核雜巖的主拆離斷層演化來解釋(Fayonetal., 2004; Lister and Davis, 1989)。此外，在大規(guī)模區(qū)域走滑構(gòu)造域，穹窿構(gòu)造由于走滑作用而形成，其動力學和運動學特點表現(xiàn)出特殊性(Anczkiewiczetal., 2007; Yehetal., 2008; Zhangetal., 2014; Xuetal., 2015)。

片麻巖穹窿構(gòu)造內(nèi)部結(jié)構(gòu)的復雜性部分源于淺部巖系的剝蝕、深部巖石剝露與保存情況。近年研究結(jié)果顯示，片麻巖穹窿的周緣變質(zhì)巖系可以不復存在，尤其是在太古宙雜巖中，經(jīng)常因強烈剝蝕而致使淺部變質(zhì)巖系缺失(Collinsetal., 1998)?；蛘咧芫墡r系中亦保留有淺變質(zhì)或未變質(zhì)沉積巖系，比如新生代地區(qū)發(fā)育的穹窿構(gòu)造中，由于剝蝕深度較淺導致遠離穹窿核心處保留有未變質(zhì)的沉積巖系(Whitneyetal., 2004; Chenetal., 2017)。片麻巖穹窿中的不同構(gòu)造單元保留了穹窿形成與演化的信息，為探索不同構(gòu)造環(huán)境中下地殼流動的型式與作用過程提供了重要線索。核部雜巖中，常常由混合巖或者花崗質(zhì)巖石組成，其中的花崗巖可以是穹窿作用前就位的巖漿巖，二者之間可以沒有直接關(guān)系；或者也可以是穹窿作用期混合巖化作用-巖漿作用的結(jié)果(Teyssier and Whitney, 2002; Yin, 2004)。對于后者，其就位和演化與穹窿作用期熱-動力條件及變化具有密切的關(guān)系，也為穹窿作用的發(fā)育創(chuàng)造了條件。

盡管自從70年前披蓋片麻巖穹窿的概念提出后(Eskola, 1948)，其基本概念經(jīng)歷了擴展和變化，且從多方面不同的角度開展了研究工作，但是關(guān)于片麻巖穹窿的成因，一直是長期爭議的關(guān)鍵科學問題。一方面，依據(jù)不同構(gòu)造環(huán)境中穹窿構(gòu)造的研究結(jié)果進行了特征闡述、類型劃分與成因分析。比如，許志琴和馬緒宣(2015)將中國大陸造山帶顯生宙片麻巖穹窿劃分為俯沖型、碰撞型和復合型三種不同的成因類型。但是，即使對于同一個片麻巖穹窿(群)，不同學者對其成因也有不同的認識。就北美地區(qū)的Shuswap穹窿而言，其成因包括褶皺疊加(Duncan, 1984)、與雙沖構(gòu)造相關(guān)的背斜構(gòu)造(Brownetal., 1986)、伸展控制部分熔融地殼的上涌(Vanderhaegheetal., 1999)、上地殼伸展與下地殼收縮共同作用(Crowleyetal., 2001)、拆離斷層帶的波瓦狀彎曲(Brownetal., 2016)等多種解釋。盡管片麻巖穹窿的成因機制還存在著各種各樣的爭議，但它卻依舊能夠為揭示區(qū)域構(gòu)造環(huán)境和構(gòu)造演化提供重要的線索。同時，作為了解中下地殼流動方式的重要窗口，通過片麻巖穹窿可以探索不同時代、不同構(gòu)造背景深部物質(zhì)的流變過程、造山帶演化以及巖石圈動力學過程。

華北克拉通東緣的膠-遼-吉造山帶位于太古宙龍崗地塊和狼林地塊之間。根據(jù)造山帶內(nèi)物質(zhì)組成、變形作用以及巖漿活動的差異，可將其分為北部的線性造山帶(北遼河群)與南部的花崗片麻巖穹窿帶(南遼河群)?；◢徠閹r穹窿為一種以花崗質(zhì)巖石為核心的穹窿構(gòu)造，由三部分組成：片麻狀花崗巖構(gòu)成的內(nèi)核、強烈發(fā)育順層或近順層剪切帶的幔部和以弱變形淺變質(zhì)巖系為主的殼部(劉俊來等, 2002a)。早期研究認為它們屬于遼吉古裂谷帶回返造山作用前遞進伸展作用的結(jié)果，分別稱之為隆滑構(gòu)造(楊振升等, 1995; 李三忠等, 1996；劉永江等，1997)或巖漿核雜巖構(gòu)造(Liuetal., 1997)。對于為什么南遼河群下覆的總是片麻狀花崗巖，一直是一個尚未解決的重要科學問題，主要在于對片麻狀花崗巖與層狀巖系之間的接觸關(guān)系以及片麻狀花崗巖與花崗片麻巖穹窿構(gòu)造之間的成因關(guān)系依舊不明確。對于該問題的解決，涉及到對于穹窿構(gòu)造成因的認識。同時，這些花崗片麻巖穹窿構(gòu)成了遼吉造山帶中一個熱的“內(nèi)部域”，這種構(gòu)造樣式與全球范圍內(nèi)的“熱造山帶”十分相似(諸如西非克拉通古元古代Eburnean造山帶，Vidaletal., 2009；東非坦桑尼亞的莫桑比克新元古代造山帶，F(xiàn)ritzetal., 2009；岡瓦納超大陸Ribeira-Ara?uaí新元古代造山帶，Petitgirardetal., 2009)。它們共同的特點在于普遍遭受了部分熔融作用、上地幔巖石圈減薄或缺失的演化過程，無論是造山帶的幾何學、熱結(jié)構(gòu)、流變學、造山時間以及驅(qū)動機制都有著許多相似之處(Fossenetal., 2017)。因此，這套花崗片麻巖穹窿對于理解膠-遼-吉造山帶宏觀構(gòu)造格架和區(qū)域大地構(gòu)造演化具有至關(guān)重要的作用。

本文通過對花崗片麻巖穹窿不同構(gòu)造層的構(gòu)造特點和變形演化的精細解析，并結(jié)合與變質(zhì)核雜巖、片麻巖穹窿特征的對比，以期闡明遼東古元古代造山帶花崗片麻巖穹窿的成因機制及對于造山帶演化的重要性。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

膠-遼-吉造山帶位于華北克拉通東部陸塊的東緣(圖1a)，其北段介于太古宙的龍崗地塊和遼南-狼林地塊之間；南段從營口進入渤海并延伸到膠東境內(nèi)(張秋生, 1988; Liuetal.,1997;李三忠等,2001;Zhaoetal., 2005, 2012; Zhao and Cawood, 2012; Lietal., 2005, 2006, 2012; Li and Zhao, 2007; 劉福來等, 2015; 王惠初等, 2015)，也有學者認為其從遼南東部進入黃海并延伸到膠北地區(qū)(翟明國和彭澎, 2007)。膠-遼-吉造山帶總體呈北東向展布，延伸長達1000km，在中國境內(nèi)出露的包括吉南地區(qū)的集安群和老嶺群、遼東地區(qū)的南遼河群和北遼河群、膠北地區(qū)的荊山群和粉子山群，向南西則有可能穿越郯廬斷裂與徐州、蚌埠的五河群相連(劉福來等, 2015)。近期對于朝鮮半島北部早前寒武紀地殼組成的研究表明，狼林地塊可能是與遼吉地區(qū)古元古代雜巖類似的地體，因此膠-遼-吉造山帶或許是華北克拉通內(nèi)最大的古元古造山帶(劉福來等, 2015; 吳福元等, 2016)。

圖1 華北克拉通構(gòu)造區(qū)劃分(a,據(jù)Zhaoetal., 2005)和遼吉地區(qū)古元古代造山帶地質(zhì)簡圖(b，據(jù)張秋生, 1988; 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查院,2001(1)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查院.2001. 1:250000營口幅地質(zhì)圖修改)

圖中顯示了遼河群的峰期變質(zhì)溫度、壓力，數(shù)據(jù)來自賀高品和葉慧文(1998)、李三忠等(2001)、盧良兆等(1996)、劉福來等(2015)、劉平華等(2017)

Fig.1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a. modified after Zhaoetal., 2005 ) and simplified geologic map of the Paleoproterozoic orogenic belt in Liaoning and Jilin provinces (b. modified after Zhangetal., 1988)

Peak metamorphic temperatures and pressures in the Liaohe Group are also shown. Data from He and Ye (1998), Lietal. (2001), Luetal. (1996), Liuetal. (2015, 2017)

發(fā)育于遼東半島地區(qū)的古元古代造山帶包括了一套巨量變質(zhì)沉積巖系(傳統(tǒng)上稱為遼河群)、多階段的花崗質(zhì)巖石和局部地區(qū)發(fā)育的變質(zhì)基性侵入巖、噴出巖組合。通過對變質(zhì)巖原巖的恢復與構(gòu)造特點分析，可將遼河群進一步地劃分為上遼河群(蓋縣組、大石橋組)與下遼河群(高家峪組、里爾峪組、浪子山組)，其中下遼河群由于原巖建造和變質(zhì)作用強度的差異，不同地區(qū)的巖石組合具有很大的不同，又可被分為南遼河群與北遼河群。在造山帶的南部地區(qū)，變質(zhì)沉積巖系下伏均為一套條痕狀/片麻狀花崗巖(遼吉花崗巖)的組合，與上覆巖系多呈整合接觸關(guān)系，偶爾可見侵入關(guān)系，甚至可見遼吉花崗巖覆于層狀巖系之上；北部地區(qū)的變質(zhì)沉積巖系則直接覆蓋在龍崗地塊的太古宙克拉通基底巖石上(張秋生, 1988)。

遼吉花崗巖主要位于南遼河群的底部，但在北部帶的隆昌-牌樓一帶也分布有許多與遼吉花崗巖巖性和形成時代相似的花崗巖。這些花崗巖與太古宙基底呈侵入接觸關(guān)系，而與圍巖則多呈斷層接觸，測年揭示出結(jié)晶年齡為2.2～2.1Ga(Li and Zhao, 2007; 秦亞, 2013)。除了遼河群底部的條痕狀/片麻狀花崗巖，遼吉地區(qū)還分布著一些非造山的花崗巖，包括吉林集安一帶的斑狀石榴花崗巖、 遼寧寬甸附近的環(huán)斑

花崗巖以及礦洞溝正長巖等。這些非造山的花崗巖與遼河群呈侵入接觸關(guān)系，并且沒有受到后期變形或變質(zhì)作用的改造，其結(jié)晶年齡約為1.87～1.84Ga(蔡劍輝等, 2002; 楊明春等, 2015; Liuetal., 2017a)。變質(zhì)火山巖主要為遼河群巖系底部層位的一套淺粒巖、變粒巖和斜長角閃巖組合，原巖的巖漿活動年齡介于2204～2148Ma，與遼吉花崗巖活動的時間大致相當(秦亞, 2013; Li and Chen, 2014)。在北遼河群的海城-草河口一帶，還分布著許多變質(zhì)輝長巖、變質(zhì)輝綠巖等基性雜巖，其結(jié)晶年齡集中在2.16～2.10Ga和1.83～1.81Ga兩個峰值(王惠初等, 2011; Yuanetal., 2015; Wangetal., 2016)。

遼河群巖系普遍遭受了綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)作用的改造，其中北遼河群具有中壓順時針型式的P-T-t軌跡，而南遼河群則具有低壓逆時針型式的P-T-t軌跡，峰期變質(zhì)作用發(fā)生于～1.9Ga(賀高品和葉慧文, 1998; 盧良兆等, 1996; 李三忠等, 2001)。近期的研究揭示出南遼河群局部達到中壓麻粒巖相變質(zhì)程度(劉福來等, 2015; Caietal., 2017)，同樣具有近等溫減壓的順時針P-T-t演化軌跡，相伴的深熔作用發(fā)生在1870～1840Ma(劉福來等, 2015; Liuetal., 2017a, b)。同時，遼河群巖石還遭受了多期變形作用改造，對層狀巖系和花崗巖產(chǎn)狀的恢復表明遼河群經(jīng)歷了三幕變形的疊加(Lietal., 2005)。其中，北遼河群以線狀構(gòu)造型式為特點，而片麻狀花崗巖在南遼河群中部帶隆起(圖1b)，形成了從營口到寬甸地區(qū)一系列的穹窿群—花崗片麻巖穹窿群(劉俊來等, 2002a, b)。

2 遼東古元古代花崗片麻巖穹窿

遼東古元古代造山帶的花崗片麻巖穹窿主要由南遼河群的變質(zhì)火山-沉積巖系及下伏片麻狀花崗巖組成(圖2)。由于穹窿作用特點及多階段變形演化的影響，花崗片麻巖穹窿構(gòu)造的基本型式在不同地區(qū)有著很大的變化，包括傾豎褶皺狀(虎皮峪-哈達碑)、蘑菇狀(恒山里)、舌狀(青城子)、巖席狀(楊木川)等多種不同的型式，可將其劃分為西部的穹狀巖體群和東部巖席群(劉俊來, 1992)。下面重點介紹東部穹狀巖體群中典型花崗片麻巖穹窿構(gòu)造樣式、變形特征以及變質(zhì)作用特點等。

2.1 花崗巖核

核部花崗巖一般出現(xiàn)在遼河群變質(zhì)火山-沉積巖系的底部或者是大型褶皺構(gòu)造的核部(圖3a)。花崗巖的礦物組成主要包括石英、微斜長石、條紋長石、斜長石、角閃石、磁鐵礦及黑云母等(圖3g, h)。其中不同礦物之間具有明顯的交代結(jié)構(gòu)，多表現(xiàn)為具有不規(guī)則狀邊界的石英和堿性長石以及斜長石呈港灣狀接觸，微斜長石中可見殘留的斜長石(圖3h)。石英的變形表現(xiàn)為不均勻波狀消光和變形帶。暗色礦物磁鐵礦、角閃石無明顯的變形表現(xiàn)，但同樣遭受了強烈的交代作用而成不規(guī)則狀，可能代表了一種脫水的反應。總的來說，核部花崗巖的變形組構(gòu)以巖漿組構(gòu)和亞巖漿組構(gòu)為主。

大多數(shù)的花崗巖具有透入性的片麻理構(gòu)造，有些花崗巖的暗色礦物則具有彌散狀分布特征，礦物顆粒細小，不構(gòu)成任何的線狀或面狀構(gòu)造，總體上具有越靠近接觸帶，花崗巖中暗色礦物定向性越強的特點(圖3b)。通常，片狀礦物如黑云母構(gòu)成片麻理構(gòu)造，而角閃石、磁鐵礦等則構(gòu)成線狀構(gòu)造，但花崗巖中的線狀構(gòu)造普遍不如面狀構(gòu)造發(fā)育。根據(jù)花崗巖中暗色礦物成分，可大致將其分為巖體邊部的磁鐵二長花崗巖、中部的黑云二長花崗巖以及核部的角閃二長花崗巖。值得注意的是，巖體核部出現(xiàn)了長英質(zhì)淺色體與黑云母互層的混合巖，這些淡色體富集-運移則形成侵入圍巖中的淡色花崗巖脈(圖3c)。巖脈中的石英多呈拔絲狀，鏡下顯示石英呈條帶狀充填在長石顆粒之間，晶內(nèi)變形多為波狀消光，也可見明顯的顆粒邊界遷移現(xiàn)象。在長石和石英之間還分布著一些細粒的長石、石英，成分上與巖漿結(jié)晶晚期的物質(zhì)相當。野外觀察表明花崗巖具有明顯的塑性流動變形特征，形成了樞紐和拉伸線理一致的緊閉褶皺(圖3d, e)。

核部也不完全是由花崗巖、混合巖以及花崗片麻巖組成，而是夾有一些斜長角閃巖，這些斜長角閃巖呈層狀產(chǎn)出，原巖多為侵入到花崗巖中的閃長巖(楊明春等, 2015)。斜長角閃巖由于角閃石的強烈定向，也形成了與片麻理一致的面狀構(gòu)造。同時，順著花崗巖的片麻理，可見到一些長條狀的暗色捕擄體(MME)，在成分上明顯不同于片麻狀花崗巖。這些捕擄體的規(guī)模很小，可能是深熔作用后殘留下來的基性難熔殘余物質(zhì)，也有可能是基性巖漿與酸性巖漿混合作用過程中的產(chǎn)物。

2.2 殼-幔部層狀巖系

花崗片麻巖穹窿的幔部主要包括下遼河群的里爾峪組、高家峪組等。巖性組合包括：底部的電氣石淺粒巖、磁鐵淺粒巖、黑云母變粒巖、透輝透閃變粒巖；中部的大理巖、變粒巖、片巖；上部的片巖夾少量變粒巖組合。這些層狀巖系之間常以一些順層韌性剪切帶接觸(圖4g, h)，它們分隔了具有不同變形變質(zhì)特征的構(gòu)造單元(巖片)。韌性剪切帶的發(fā)育主要受控于巖層的物理性質(zhì)，但也與核部巖體的關(guān)系十分密切。富含層狀硅酸鹽礦物的巖石(片巖類)，常被改造成構(gòu)造片巖，發(fā)育有滑斷構(gòu)造(tectonic slides, Hutton, 1979)。部分碳酸鹽巖(大理巖)被改造成方解石質(zhì)糜棱巖構(gòu)成韌變帶，并保留了塑性流動性強的褶皺構(gòu)造組合。

圖2 虎皮峪-哈達碑花崗片麻巖穹窿地質(zhì)簡圖及轉(zhuǎn)折端剖面(據(jù)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查院,2001)圖中顯示了不同地區(qū)的拉伸線理：(1)蓋縣；(2)虎皮峪背斜西南翼；(3)虎皮峪背斜轉(zhuǎn)折端；(4)湯池；(5)虎皮峪背斜北翼；(6)北瓦溝；(7)恒山里;數(shù)據(jù)來自劉俊來(1992)、白瑾(1993)和李三忠等(1996)及其中的參考文獻Fig.2 Simplified geologic map of Hupiyu-Hadabei granitic gneiss dome and cross-section across the hinge zoneThe figure shows stretching lineation in different areas: (1) Gaixian; (2) southwest limb of Hupiyu anticline; (3) hinge zone of Hupiyu anticline; (4) Tangchi; (5) northern limb of Hupiyu anticline; (6) Beiwagou; (7) Hengshanli. Data from Liu (1992), Bai (1993), Li et al. (1996) and the references therein

圖3 花崗片麻巖穹窿核部花崗巖宏觀產(chǎn)狀與微觀特征(a)虎皮峪花崗片麻巖穹窿；(b)典型的片麻狀二長花崗巖；(c)混合巖化的遼吉花崗巖；(d)褶皺變形的片麻狀花崗巖；(e)混合巖化的花崗巖形成緊閉褶皺；(f)混合巖化的里爾峪組被褶皺變形；(g)花崗巖的主要礦物組成，可見微斜長石中含有殘留的斜長石；(h)石英對微斜長石和條紋長石的交代作用；(i)混合巖中不規(guī)則的黑云母和角閃石. Bt-黑云母；Hbl-角閃石；Mc-微斜長石；Pl-斜長石；Pth-條紋長石；Qtz-石英Fig.3 Micro- and microscopic characteristics of the granitic rocks from the granitic core(a) Hupiyu granitic gneiss dome; (b) typical gneissic monzonite granite; (c) migmatitic Liaoji granite; (d) folded gneissic granite; (e) tight folds in migmatitic granite; (f) migmatitic Li’eryu Formation was deformed; (g) showing the main mineral assemblages in granite and residual plagioclase was wrapped in microcline; (h) quartz replacing microcline and perthite; (i) irregular biotite and hornblende in migmatite. Bt-biotite; Hbl-hornblende; Mc-microcline; Pl-plagioclase; Pth-perthite; Qtz-quartz

圖4 花崗片麻巖穹窿圍巖中的變形、變質(zhì)作用(a)伴隨熔體出現(xiàn)的糜棱巖化斜長角閃巖；(b)云母片巖中的透鏡狀夕線石；(c)蓋縣片巖中的十字石；(d)圍巖中的構(gòu)造置換現(xiàn)象；(e)晚期褶皺(F2)對早期褶皺(F1)的疊加改造；(f)大石橋組中典型的A型褶皺，拉伸線理與樞紐方向一致；(g)大石橋組楊樹溝段的韌性剪切帶；(h)大石橋組華子峪段中的韌性剪切帶Fig.4 The deformational and metamorphic characteristics of the wall rocks of granitic gneiss dome(a) mylonitized amphibolite accompanying with the appearance of melt; (b) the lentoid sillimanite in mica schist; (c) staurolite in Gaixian schist; (d) tectonic transposition in surrounding rocks; (e) late fold (F2) superposing on early fold (F1); (f) typical A-type fold in Dashiqiao Formation, stretching lineation is consistant with hinge; (g) ductile shear zone in Yangshugou member of Dashiqiao Formation; (h) ductile shear zone in Huaziyu member of Dashiqiao Formation

里爾峪組和高家峪組中的黑云母變粒巖主要由長英質(zhì)礦物組成，呈鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu)，弱片麻狀構(gòu)造。暗色礦物主要為黑云母，有時會出現(xiàn)一些角閃石，副礦物包括電氣石、磁鐵礦等，當變粒巖中的黑云母含量減少到10%以下時，則變?yōu)闇\粒巖。核部花崗巖體附近的黑云母變粒巖中常有熔體的出現(xiàn)，表現(xiàn)為黑云母層和淡色體分別富集形成混合巖面理?；旌蠋r中的黑云母普遍發(fā)生脫水熔融，在黑云母中或周圍產(chǎn)生了一些新生的長英質(zhì)礦物集合體(圖3i)；高家峪組片巖含有夕線石+黑云母+白云母+石英+鉀長石±綠泥石的變質(zhì)礦物組合。其中夕線石多呈毛發(fā)狀集合體分布在黑云母構(gòu)成的面理上，并具有白云母和石英向夕線石、鉀長石轉(zhuǎn)變的特征，可能反映了向高角閃巖相轉(zhuǎn)變的進變質(zhì)過程(圖4b)；斜長角閃巖常以夾層的形式出現(xiàn)在變粒巖、淺粒巖組合中，具有中粒變晶結(jié)構(gòu)，片麻狀構(gòu)造。遼河群中部帶劉家河鎮(zhèn)附近的斜長角閃巖顯示了明顯的混合巖化特點，沿著葉理方向有長英質(zhì)熔體的出現(xiàn)，并在剪切作用的影響下富集形成長英質(zhì)脈體或呈透鏡狀(圖4a)，局部可見這些脈體呈無根鉤狀褶皺。大石橋組大理巖一般為中粗粒變晶結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造或條紋狀構(gòu)造，在一些高應變的韌性剪切帶內(nèi)，具有明顯的糜棱結(jié)構(gòu)。大理巖中除了方解石和白云石外，常出現(xiàn)透閃石、滑石和少量的綠泥石，其中放射狀的透閃石是靜態(tài)條件下生長的結(jié)果。大理巖層在平面上多呈厚度不等的透鏡體條帶或“Z”型條帶產(chǎn)出，其中常夾有一些片巖或變粒巖構(gòu)造透鏡體，片巖中的夕線石呈疙瘩狀(透鏡體狀)出現(xiàn)。蓋縣組的片巖多為鱗片變晶結(jié)構(gòu)或斑狀變晶結(jié)構(gòu)，片狀構(gòu)造。片巖中的礦物組成主要是一些云母類礦物以及綠泥石等，其中含有許多的特征變質(zhì)礦物，如夕線石、石榴子石及十字石等(圖4c)。

層狀巖系和巖體通常以一個高應變帶相接觸，帶內(nèi)的花崗巖和片麻巖被強烈糜棱巖化,以晶質(zhì)塑性變形為主。透入性的礦物拉伸線理、a型褶皺指示近水平剪切和正向滑脫的共同作用。同時，這些剪切帶常伴隨著熔體的出現(xiàn)、富集形成長英質(zhì)的脈體，并在遞進變形作用的影響下，形成一些不對稱的勾狀褶皺或I型條帶(圖3f)；當靠近巖體時，圍巖中發(fā)育明顯的構(gòu)造置換現(xiàn)象，并且隨著遠離巖體，這種置換作用的程度越來越弱。如虎皮峪西部轉(zhuǎn)折端黑云變粒巖中軸面劈理S1切穿原始沉積層理S0，構(gòu)成典型的M型構(gòu)造置換現(xiàn)象(圖4d)。在淺粒巖、變粒巖組合中表現(xiàn)為近直立的緊閉褶皺，這些褶皺的形態(tài)產(chǎn)狀多呈不對稱狀、尖棱狀，具有不協(xié)調(diào)性的特點。這表明巖層處于塑性程度十分高的狀態(tài)，受應力作用發(fā)生流動變形成了復雜的褶皺，但變粒巖中的礦物呈均勻的等粒形態(tài)，幾乎沒有明顯的晶內(nèi)變形。

相同的剪切帶也出現(xiàn)在遠離巖體的層狀巖系中，應變程度和變形環(huán)境比環(huán)花崗巖高應變帶相對較弱，以晶質(zhì)塑性變形為主。這些韌性變形帶又可細分為許多次級的順層韌性剪切帶，控制了面狀構(gòu)造和線狀構(gòu)造的發(fā)育(圖4g, h)。其中最明顯的證據(jù)就是層狀巖系中的拉伸線理只在一些間隔性面上發(fā)育，并不具有彌散的透入性特點。這表明層狀巖系中的伸展滑脫只在一些特殊的帶(面)上發(fā)育；在這些帶之間是一些流褶層的發(fā)育，尤其是在富含鈣硅酸鹽巖條帶的大理巖中，可見到拉伸線理與褶皺樞紐平行的a型褶皺，同時有后期的褶皺對早期褶皺樞紐和拉伸線理疊加改造的現(xiàn)象(圖4e, f)。

層狀巖系的頂部常出現(xiàn)一些滑覆體巖塊，構(gòu)成花崗片麻巖穹窿的殼部，上遼河群的大石橋組、蓋縣組是其主要組成單元。這些塊體與剪切帶(構(gòu)造片巖)底部的巖石在變形變質(zhì)特點方面具有很大的差異，呈未變形的構(gòu)造透鏡體存在，目前已在內(nèi)帶識別出了四個大規(guī)模的滑覆體構(gòu)造，根據(jù)對構(gòu)造片巖應變的測量，推測這些塊體至少位移了數(shù)十千米(楊振升和劉俊來, 1989)。

總的來說，從核部花崗巖向殼部的層狀巖系具有一致的面理和統(tǒng)一的運動學規(guī)律，但巖石的變形特征、變質(zhì)級別卻常常漸變或突變。這表明在這些層狀巖系之間存在有多條剪切不連續(xù)性面(帶)，這種不連續(xù)面的出現(xiàn)對地殼尺度上的減薄具有重要的作用(Chenetal., 2017)。

2.3 構(gòu)造樣式與運動學特征

以虎皮峪-哈達碑地區(qū)花崗片麻巖穹窿構(gòu)造形態(tài)為例(圖2)，這些花崗巖體的平面形態(tài)復雜多變，如撓曲型(虎皮峪-哈達碑)、Z型(恒山里)，似乎具有變形疊加的特點，剖面形態(tài)上則多呈穹狀。局部地區(qū)可見巖層倒轉(zhuǎn)，花崗巖逆沖到圍巖之上，形成蘑菇狀(恒山里)構(gòu)造樣式。其中虎皮峪巖體的圍巖產(chǎn)狀多陡傾或近直立，圍繞花崗巖呈放射狀產(chǎn)出，局部地區(qū)巖層發(fā)生倒轉(zhuǎn)。當遠離巖體時，圍巖產(chǎn)狀開始變緩。巖層厚度沿走向穩(wěn)定延伸，在局部則呈Z型條帶或透鏡體狀條帶。但到了轉(zhuǎn)折端附近時，則加厚構(gòu)成一種傾豎背斜的構(gòu)造樣式。這種特征在虎皮峪雜巖東南部的哈達碑巖體中也很明顯，二者組成結(jié)構(gòu)也十分相似。巖體之間由一個樞紐近東西向，軸面北傾、傾角約30°的倒轉(zhuǎn)向斜組成?；◢弾r的核部出露有下遼河群的里爾峪組和高家峪組，構(gòu)成一個軸面北傾的向斜，不過由于中生代斷層作用的影響，使得兩翼缺失?？偟膩碚f，哈達碑巖體圍巖產(chǎn)狀相對于虎皮峪較緩。

圖5 變質(zhì)核雜巖與花崗片麻巖穹窿的構(gòu)造樣式(a,據(jù)Lister and Davis, 1989修改)Fig.5 The structural style of metamorphic core complex and granitic gneiss dome (a, modified after Lister and Davis, 1989)

恒山里巖體位于虎皮峪巖體的東端，巖體規(guī)模相對較小，在它們之間是一個侵入虎皮峪巖體的黑云母二長花崗巖體。層狀巖系圍繞花崗巖向內(nèi)呈對稱狀分布，從剖面上來看是一個“蘑菇狀”的構(gòu)造形態(tài)。巖體與圍巖接觸帶中的韌性剪切帶中發(fā)育有長石旋轉(zhuǎn)碎斑系、樞紐與拉伸線理一致的不對稱緊閉褶皺及不對稱透鏡體，均指示上盤巖體具有向外逆沖的運動學特征。四門子巖體位于花崗片麻巖穹窿帶的中部，并不和其它巖體相伴出現(xiàn)。圍巖面理向外傾斜，但在南西側(cè)產(chǎn)狀發(fā)生倒轉(zhuǎn)，傾向北東。巖體西側(cè)呈條帶狀產(chǎn)出，由于中生代斷層、巖漿活動的影響，導致構(gòu)造缺失。巖體中的片麻理多在圍巖接觸帶發(fā)育，向核部開始變?nèi)跎踔料А８鶕?jù)我們的統(tǒng)計，巖體內(nèi)部的片麻理普遍緩傾，而且產(chǎn)狀變化很大。

線狀構(gòu)造無論是在核部的花崗巖還是幔部的層狀巖系中均有出現(xiàn)，層狀巖系中主要是由電氣石、磁鐵礦、夕線石等形成的拉伸線理，而花崗巖中則是磁鐵礦和角閃石形成的條痕構(gòu)造，但條痕構(gòu)造往往被花崗巖片麻理弱化(圖4b, f)。虎皮峪巖體北翼中的拉伸線理呈近東西向，傾伏角小于45°；南翼拉伸線理傾伏向約310°，傾伏角小于40°；轉(zhuǎn)折端的拉伸線理多向東傾伏，傾伏角大于60°，代表了一種上下的運動學特點，而花崗巖中的拉伸線理是一種緩傾伏的特點，代表了近水平的運動學方式。恒山里巖體層狀巖系中的拉伸線理傾伏向在280°～320°到100°～115°范圍之間變化，傾伏角2°～50°，當靠近巖體時，拉伸線理的傾伏角明顯增大，這種樣式類似于一個典型的“a”型穹窿(圖2)。四門子地區(qū)花崗巖和圍巖中的拉伸線理具有統(tǒng)一的特征，即呈近東西向傾伏，但傾伏角的產(chǎn)狀變化很大。綜合所有的拉伸線理數(shù)據(jù)，花崗片麻巖穹窿帶中的拉伸線理具有統(tǒng)一的近NW-SE傾伏向，反映了花崗片麻巖穹窿形成以及區(qū)域構(gòu)造發(fā)育過程中的物質(zhì)運動方向。

3 關(guān)于花崗片麻巖穹窿成因討論

3.1 花崗片麻巖穹窿的特點及其與變質(zhì)核雜巖、穹窿構(gòu)造的對比

遼東半島不同地區(qū)的花崗片麻巖穹窿在形態(tài)上有著明顯的不同，但它們均具有相似的結(jié)構(gòu)樣式，單個花崗片麻巖穹窿由三層結(jié)構(gòu)單元組成：混合巖化的花崗巖內(nèi)核、強烈發(fā)育順層韌性剪切帶的幔部(片麻巖、片巖、大理巖)和以弱變形淺變質(zhì)巖系構(gòu)成的殼部(劉俊來等, 2002a, b)。花崗片麻巖穹窿的這種分層結(jié)構(gòu)與科迪勒拉造山帶中的變質(zhì)核雜巖十分相似(表1)，但如果只從巖石組合和變形特征來看，則更接近片麻巖穹窿的特征，區(qū)別在于前者的核部是一套熔體成分更高的花崗質(zhì)巖石，而后者的核部則多為片麻巖或混合巖。下面的討論中將花崗片麻巖穹窿作為一種區(qū)別于變質(zhì)核雜巖和片麻巖穹窿的構(gòu)造形式進行對比討論：

關(guān)于變質(zhì)核雜巖(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; Crittendenetal., 1980; Lister and Davis, 1989)，這些學者將一套暴露在低角度斷層之下的深變質(zhì)巖稱為變質(zhì)核雜巖，并強調(diào)伸展作用是這些深部物質(zhì)抬升到地表的直接驅(qū)動力，典型的變質(zhì)核雜巖具有三層結(jié)構(gòu)：(1)表殼巖或上地殼基底構(gòu)成的上盤；(2)深變質(zhì)巖系構(gòu)成的下盤；(3)分隔兩盤的脆-韌性高應變帶(Whitneyetal., 2013)。如果只從結(jié)構(gòu)組成的角度來看遼東地區(qū)的花崗片麻巖穹窿，可發(fā)現(xiàn)它們之間具有一些相似的特征：例如變質(zhì)核雜巖的下盤往往是上盤未變質(zhì)表殼巖的基底巖系。南遼河群的底部總是發(fā)育一套花崗質(zhì)巖石而不存在大規(guī)模的太古宙地塊，因此這套花崗質(zhì)巖石可能代表了淺部蓋層的基底巖系；花崗片麻巖穹窿中的順層韌性剪切帶和變質(zhì)核雜巖中的拆離斷層系都代表了一種伸展背景下的產(chǎn)物，前者的位移至少達到10km以上，而后者的位移則更大。通常，拆離斷層的延伸可以達到10～15km的脆-韌性轉(zhuǎn)變域，甚至可能切穿巖石圈(Govers and Wortel, 1993)。然而，花崗片麻巖穹窿中韌性剪切帶傾角從上部的近90°至中部的45°到下部近水平產(chǎn)出(Liuetal., 1997)與拆離斷層的產(chǎn)狀特征卻又十分相似。變質(zhì)核雜巖的主拆離斷層往往是一套由片麻巖、糜棱巖、微角礫糜棱巖、微角礫巖及斷層泥等構(gòu)成的一個遞進序列，在淺部層次可見糜棱巖中低溫變形對高溫變形的疊加?；◢徠閹r穹窿的主滑移帶中同樣發(fā)育有糜棱巖和構(gòu)造片巖，其變形環(huán)境從靠近核部的角閃巖相依次降低到邊部的低綠片巖相。最重要的是，我們沒有在這些剪切帶中觀察到明顯的退化變質(zhì)現(xiàn)象，這是區(qū)別于變質(zhì)核雜巖主拆離斷層的一個主要特點(圖5)。同時，變質(zhì)核雜巖的拆離斷層往往不是一條斷層，而是由多條與主斷層相接的正斷層共同組成(Wernicke and Burchfiel, 1982)，并且主拆離斷層面常呈波瓦狀起伏，具有和伸展方向一致的樞紐。這種結(jié)構(gòu)樣式也沒有在花崗片麻巖穹窿中被觀察到，一個可能的原因是后期剝蝕作用的影響。

表1花崗片麻巖穹窿和變質(zhì)核雜巖的主要區(qū)別

Table 1 Major differences between granitic gneiss domes and metamorphic core complexes

類別花崗片麻巖穹窿變質(zhì)核雜巖出露形式疊加穹形穹形構(gòu)造樣式由核-幔-殼三部分組成三層結(jié)構(gòu),包括上盤、下盤及脆-韌性剪切帶核部混合巖化的片麻狀(條痕狀)花崗巖蓋層的變質(zhì)基底巖系主滑移帶多層順層韌性剪切帶,變形環(huán)境從靠近核部的角閃巖相依次降低到邊部的低綠片巖相,剪切帶中沒有明顯的退化變質(zhì)現(xiàn)象,發(fā)育糜棱巖和構(gòu)造片巖,位移達10km以上片麻巖、糜棱巖、微角礫糜棱巖、微角礫巖及斷層泥等構(gòu)成由韌性向脆性轉(zhuǎn)變的剪切帶,在淺部層次可見糜棱巖中低溫變形對高溫變形的疊加,剪切帶位移更大殼部大型滑覆體上疊盆地和鏟狀斷層系變質(zhì)作用類似于巴羅式變質(zhì)分帶上盤未變質(zhì)或淺變質(zhì),下盤糜棱巖高綠片巖相或角閃巖相,并沿脆韌性剪切帶發(fā)生退變質(zhì)作用形成時間同造山期或造山前造山后伸展階段

通常，變質(zhì)核雜巖的上盤中有大量同伸展盆地的出現(xiàn)(Miller and John, 1999)，盆地內(nèi)含有許多下盤深變質(zhì)巖系剝蝕出的物質(zhì)，并且伴隨著十分高的熱流值。遼河群中的榆樹砬子組和永寧組是呈角度不整合覆蓋在變質(zhì)巖系之上的一套磨拉石建造。但兩個組中的碎屑鋯石結(jié)果顯示，榆樹砬子組(1.05～0.9Ga)先于永寧組(0.9～0.8Ga)沉積(Luoetal., 2006)。因此，這套磨拉石建造并不代表古元古代造山后伸展作用的產(chǎn)物。這也意味著在花崗片麻巖穹窿的形成過程中，可能并不伴隨有同構(gòu)造盆地的發(fā)育，在這點上明顯不同于加厚地殼垮塌過程中形成的變質(zhì)核雜巖構(gòu)造。通常，大多數(shù)的變質(zhì)核雜巖呈穹型構(gòu)造，這種形態(tài)被解釋為均衡回彈導致波瓦狀拆離斷層彎曲的結(jié)果。而遼東半島花崗片麻巖穹窿的形態(tài)則復雜得多，無論是平面還是剖面上均顯示了一種疊加變形的特征(Yangetal., 1988)。

除了伸展構(gòu)造背景如洋中脊、張裂大陸邊緣等，變質(zhì)核雜巖也可以出現(xiàn)在其它不同的構(gòu)造環(huán)境中(Whitneyetal., 2013)，如Cordilleran造山后伸展構(gòu)造域(Lister and Davis, 1989)和東亞早白堊世伸展構(gòu)造域(Liuetal., 2006, 2013)。但不論哪種構(gòu)造環(huán)境，都需要巖石圈處在伸展的狀態(tài)。

片麻巖穹窿被用來指低黏度、低密度的中下地殼部分熔融巖石或花崗質(zhì)巖石垂向上升產(chǎn)生的穹狀構(gòu)造，它和變質(zhì)核雜巖的區(qū)別在于后者主要受上地殼伸展和下地殼側(cè)向流動共同控制，而前者則與深部物質(zhì)的密度反轉(zhuǎn)密切相關(guān)(Teyssier and Whitney, 2002)。模擬實驗表明當上地殼快速伸展時，片麻巖穹窿就會發(fā)展為變質(zhì)核雜巖，前者是一個更具有廣泛意義的穹狀構(gòu)造。片麻巖穹窿最大的特點在于它的核部具有更高的熔體成分、強烈的流動構(gòu)造以及近等溫降壓的順時針P-T-t軌跡?；◢徠閹r穹窿中的許多特征(花崗巖中的緊閉流動褶皺、明顯的混合巖化現(xiàn)象、層狀巖系中的P-T-t軌跡)均表明它具有片麻巖穹窿的所有基本特征。它們之間的區(qū)別在于前者的核部是一套熔體成分更高的花崗質(zhì)巖石，而后者則多為混合巖化的片麻巖。

大多數(shù)片麻巖穹窿是一個簡單的穹狀構(gòu)造，它的形態(tài)隨著剝露的層次發(fā)生不同程度的變化，不同部位的葉理產(chǎn)狀和構(gòu)造樣式變化十分明顯?；⑵び?哈達碑地區(qū)花崗巖中的片麻理產(chǎn)狀在巖體不同部位變化很大，但靠近圍巖則和圍巖產(chǎn)狀接近一致。同時，由暗色礦物構(gòu)成的條痕與層狀巖系中的拉伸線理具有統(tǒng)一的NW-SE方向。這種特征在其它地區(qū)的片麻巖穹窿中都有出現(xiàn)，如北美地區(qū)的Shuswap穹窿、希臘愛琴海域的穹窿群(Caoetal., 2013; Jolivetetal., 2011; Aoyaetal., 2006)。根據(jù)穹窿延伸方向和拉伸線理之間的關(guān)系，認為恒山里是一個典型的“a”型穹窿，接近一致的拉伸線理方向指示這些花崗片麻巖穹窿中的物質(zhì)流動受一次主要事件的控制，后期的變形改造對其影響很小。

不同的花崗片麻巖穹窿之間多以一些倒轉(zhuǎn)的向斜構(gòu)造接觸，在它們的下部應該是規(guī)模更大的巖體。這種結(jié)構(gòu)特點在一些伸展構(gòu)造帶的復式穹窿(Double dome)中也有報道，表現(xiàn)為不同穹窿之間陡立的中高應變帶(Kruckenbergetal., 2011)。根據(jù)花崗巖圍巖中的特征變質(zhì)礦物組合，可將其依次劃分遠離巖體的夕線石-白云母帶、十字石帶、石榴子石帶、綠泥石帶(李三忠等, 1998)。這種變質(zhì)分帶與片麻巖穹窿中由部分熔融巖石就位和韌性剪切帶共同作用產(chǎn)生的巴羅式變質(zhì)分帶十分類似(Frévilleetal., 2016)。與之相對應，各種變質(zhì)條件下巖石的流變行為表現(xiàn)不同，最明顯的證據(jù)就是層狀巖系中不同變形特點的韌性剪切帶(圖4)。另一方面，南遼河群泥質(zhì)麻粒巖近等溫降壓的順時針P-T-t軌跡以及大量熔體的出現(xiàn)指示淺部揭頂或底辟上升過程中伴隨著部分熔融的出現(xiàn)(Caietal., 2017; 劉福來等, 2015; Liuetal., 2017a, b)。同時，片麻巖穹窿的出現(xiàn)通常不是孤立的，而是呈平行造山帶的線狀展布，這表明中下地殼的底辟上升是大陸演化過程中物質(zhì)和熱重新分配的重要因素(Teyssier and Whitney, 2002)。遼東半島的花崗片麻巖穹窿帶，構(gòu)成了造山帶中一個熱的內(nèi)部域，這種特點也與中國境內(nèi)的秦嶺早古生代片麻巖穹窿群、北喜馬拉雅拉軌崗日片麻巖穹窿群十分相似(許志琴和馬緒宣, 2015)。

總之，花崗片麻巖穹窿與變質(zhì)核雜巖雖然具有相似的結(jié)構(gòu)，但它們的差別卻更加顯著，主要表現(xiàn)在上下盤巖石的組成、主拆離斷層帶以及同構(gòu)造盆地的不同。相反，花崗片麻巖穹窿和片麻巖穹窿的諸多特征更加吻合，可被認為是一種特殊的片麻巖穹窿構(gòu)造。因此花崗片麻巖穹窿和片麻巖穹窿可能具有相似的構(gòu)造環(huán)境、動力學機制和演化過程。

3.2 片麻巖穹窿與熱造山帶

盡管大多數(shù)的片麻巖穹窿具有著相似的結(jié)構(gòu)組成、分布規(guī)律以及構(gòu)造背景，但它們卻不能用同一種成因機制來解釋。這是因為不同片麻巖穹窿具有相似特征的同時卻又有著自己獨特的動力學機制和演化過程，例如其動力學模型包括：Rayleigh-Taylor失穩(wěn)與底辟流動、水平加載條件下的收縮應變作用、雙向(垂直)擠壓、兩期褶皺疊加、垂向黏度變化誘發(fā)失穩(wěn)、均衡回彈致波瓦狀拆離斷層彎曲、沖斷層的雙沖構(gòu)造以及走滑剪切帶中寬闊的褶皺構(gòu)造(Yin, 2004)。而且同一個片麻巖穹窿所反映的應變形式可以通過不同的應變路徑或多種機制的疊加實現(xiàn)，這也就使得同一個地區(qū)的片麻巖穹窿群或單獨的片麻巖穹窿可以有不同的成因解釋，例如北美地區(qū)的Shuswap穹窿。另外，許多的片麻巖穹窿還受到后期地質(zhì)作用的改造(如早前寒武紀的片麻巖穹窿)，因此又進一步地對其成因認識造成了困難。

片麻巖穹窿構(gòu)造可以發(fā)育于不同的構(gòu)造環(huán)境中：造山帶與俯沖、碰撞或造山后伸展，區(qū)域性伸展構(gòu)造域以及大規(guī)模走滑環(huán)境條件下，或者區(qū)域構(gòu)造疊加環(huán)境中(Burgetal., 2004; 張進江等, 2007, 2011, 2013; Chopinetal., 2012; Jiangetal., 2015; Xuetal., 2015)。這說明片麻巖穹窿并不是一種特殊構(gòu)造背景下的產(chǎn)物，而是造山循環(huán)過程中普遍存在的一種物質(zhì)和熱的交換方式。近些年來的構(gòu)造與顯微構(gòu)造分析與變形-變質(zhì)作用關(guān)系研究揭示出，片麻巖穹窿常常經(jīng)歷了多階段構(gòu)造-熱演化。尤其對于伸展構(gòu)造域的片麻巖穹窿，普遍認為伸展前的收縮造山作用與相應的地殼加厚是伸展穹窿作用發(fā)生的必要條件。以碰撞造山帶中的喜馬拉雅片麻巖穹窿和走滑構(gòu)造域的黑山穹窿為例：喜馬拉雅片麻巖穹窿呈東西向帶狀分布于雅江縫合帶和藏南拆離系之間，具有明顯的伸展構(gòu)造特點。喜馬拉雅主造山期的逆沖增厚導致中下地殼部分熔融，并在重力勢能、剝蝕作用等外部因素的影響下開始側(cè)向流動(Beaumontetal., 2001; Harris, 2007)。這個過程造成上地殼垮塌并形成藏南拆離系，同時又進一步的促進了部分熔融的發(fā)生，從而使易流動的中下地殼底辟產(chǎn)生片麻巖穹窿(張進江等, 2011)；黑山穹窿位于法國中央高原南緣造山帶與前陸轉(zhuǎn)換位置中的右旋剪切走廊中。該區(qū)的陸內(nèi)變形在晚維憲期的大陸碰撞期間以扭性、逆沖、正斷層及強烈的中下地殼熔融共存為特點(Faureetal., 2009)。部分熔融的中下地殼由于重力勢能差的原因向前陸低勢能區(qū)流動，并在上地殼伸展的過程中就位到淺部層次(Whitneyetal., 2015)，并形成了穹窿內(nèi)部一系列復雜的流動-擠壓-伸展構(gòu)造。從這些不同地區(qū)、不同構(gòu)造背景下形成的片麻巖穹窿來看，不管是在何種動力學體系條件下發(fā)育，片麻巖穹窿構(gòu)造出現(xiàn)的前期都發(fā)育有一次逆沖-增厚為主的造山體制，造山帶的中下部地殼加厚、輻射熱積累及流體加入而發(fā)生增溫及深熔作用形成了易于發(fā)生流動的塑性層，為伸展體制下的擠出與底辟創(chuàng)造了前提條件(Teyssier and Whitney, 2002)。

造山帶的構(gòu)造樣式和演化過程取決于一系列的外部和內(nèi)部因素，其中溫度是大尺度造山帶演化最重要的控制因素(Fossenetal., 2017)。通常，中下地殼的部分熔融出現(xiàn)在地殼加厚后的20～30Myr，取決于沉積地層放射性衰變產(chǎn)生的熱是否能夠達到巖石的固相線。研究表明僅7%的熔體含量就可以顯著地造成從露頭到地殼尺度的弱化(Vanderhaeghe and Teyssier, 2001)，強度減少可達到2～3個數(shù)量級(Rushmer, 1996)。隨著部分熔融作用的持續(xù)進行，加厚的造山帶也就變成了一個富含熔體的熱造山帶。在這種熱的體制下，造山帶的中下地殼在垂向和橫向?qū)α髯饔孟掳l(fā)生了造山尺度的流動作用(Chardonetal., 2009)。

南遼河群的花崗片麻巖穹窿帶是遼東古元古代造山帶中的高溫域(圖1b)，最近報道的峰期變質(zhì)溫度可達到800℃以上，平均溫度700～750℃，平均壓力集中在0.6～0.7GPa之間，局部可達到0.9～1GPa；北遼河群線性造山帶的峰期變質(zhì)溫度在650℃左右，平均壓力集中在0.7～0.85GPa(表2)。上述結(jié)果顯示遼東古元古代造山帶的壓力是相對均勻的，造山帶的地殼是一種均勻增厚的特點，這種對稱性是熱造山帶中的一個典型特征。但是，我們也發(fā)現(xiàn)北遼河群壓力略高于南遼河群，這可能是由于熱造山帶的變形機制并不以板塊構(gòu)造的應力為主，而是重力勢能驅(qū)動部分熔融的中下地殼向低勢能區(qū)流動(Fossenetal., 2017)。這種造山樣式與喜馬拉雅造山帶類似，其上地殼在部分熔融的中部地殼之上擴展，形成前陸逆沖造山帶(Roydenetal., 2008)。當花崗片麻巖穹窿帶出現(xiàn)大量熔體的時候，遼吉造山帶由板塊應力為主導的碰撞變形變?yōu)橛芍亓菽転橹鲗У牧鲃幼冃?，垮塌的上地殼向克拉通四周逆沖到太古宙基底之上，形成了北遼河群中的逆沖推覆構(gòu)造。這或許可以作為解釋太古宙基底并沒有卷入到遼河群的變形之中以及北遼河群中的壓力普遍高于南遼河群的原因。

表2遼東古元古代造山帶的變質(zhì)作用P-T條件

Table 2 TheP-Tcondition of metamorphism in the Paleoproterozoic orogenic belt, eastern Liaoning Province

地區(qū)北遼河群老嶺群南遼河群集安群變質(zhì)階段T(℃)P(GPa)T(℃)P(GPa)T(℃)P(GPa)T(℃)P(GPa)M3①600～6400.64～0.73530～5600.60～0.70670～7100.60～0.68700～7500.52～0.65②600～6500.8～0.82590～6300.65～0.7③700～7500.55～0.6④800～8300.88～0.92780～8100.83～0.87⑤690～7100.98～1.01M4①410～4600.25～0.324800.2475～5200.4～0.5550～6000.5～0.59②4800.35000.42③550～6000.45～0.55④760～8200.58～0.65770～8300.55～0.62⑤670～7000.52～0.61

注：M3為峰期變質(zhì)階段，M4為峰后退變質(zhì)階段；數(shù)據(jù)來自賀高品和葉慧文(1998)、李三忠等(2001)、盧良兆等(1996)、劉福來等(2015)、劉平華等(2017)

3.3 花崗片麻巖穹窿成因與遼吉造山帶演化

區(qū)域構(gòu)造環(huán)境對于理解遼東半島花崗片麻巖穹窿的成因具有重要的意義。裂谷閉合模式(陳榮度等, 2003; Lietal., 2005, 2012; Luoetal., 2004, 2008)和弧-陸碰撞模式(白瑾, 1993; Faureetal., 2004; 陳斌等，2016)是關(guān)于膠-遼-吉造山帶爭議最多的兩種構(gòu)造背景?；?陸碰撞模式的證據(jù)包括遼吉花崗巖及層狀巖系中的基性火山巖具有島弧巖漿組合的特性(白瑾, 1993; 翟明國和彭澎, 2007; Faureetal., 2004)；丹東-寬甸-遼陽一帶發(fā)現(xiàn)的蛇綠巖殘片，證實了古元古代的洋盆存在(杜偉為等, 1999)以及龍崗地塊和狼林地塊的太古宙基底組成、變質(zhì)程度相差較大等(李壯等, 2015)，但是這種模式不能解釋膠-遼-吉造山帶中缺乏現(xiàn)代島弧普遍存在的鈣堿性巖漿組合(孫敏等, 1996)。裂谷-閉合模式的證據(jù)主要為里爾峪和高家峪組中以鎂鐵質(zhì)火山巖和變質(zhì)流紋巖為主的雙峰式火山巖組合(張秋生, 1988)以及南北遼河群和遼吉花崗巖具有相同的Nd同位素組成，暗示它們早期同屬于一個陸塊(Lietal., 2006)，但是裂谷模式不能解釋膠-遼-吉造山帶沉積組合、變質(zhì)作用、變形強度以及巖漿活動的不對稱性(劉俊來等, 2002b)。

花崗片麻巖穹窿核部的遼吉花崗巖是多階段巖漿活動產(chǎn)生的雜巖，測年結(jié)果顯示主要結(jié)晶年齡介于2180～2100Ma之間，最老可至2322Ma(Li and Zhao, 2007; Luetal., 2006; 秦亞, 2013; 李超等, 2017)。如果遼吉花崗巖是一套與洋殼俯沖相關(guān)的島弧巖漿，那么根據(jù)遼吉花崗巖現(xiàn)有的結(jié)晶年齡(2322～2100Ma)，洋殼應該至少向下俯沖了200Myr。這樣長的時間足夠使俯沖的洋殼到達一個很深的深度，因此在后期造山帶的剝露過程中，或多或少會帶出一些高壓-超高壓的深部物質(zhì)。但是從遼吉造山帶峰期溫壓的分布情況來看(圖1b)，峰期最高壓力為1.01GPa，并沒有出現(xiàn)深俯沖的痕跡以及明顯的壓力梯度，北遼河群的壓力略高于南遼河群可能與推覆構(gòu)造產(chǎn)生的構(gòu)造增壓作用有關(guān)。因此遼吉花崗巖的形成可能與俯沖無關(guān)，即便有洋殼俯沖的存在，俯沖的深度也不會太大，這或許是受古元古代時期地球內(nèi)部熱體質(zhì)制約。盡管遼吉古元古代造山帶兩側(cè)的太古代基底屬性具有明顯的不同，但它們均經(jīng)歷了相似的巖漿-熱事件卻又表明其為一個統(tǒng)一的新太古代大陸地塊(Wangetal., 2017a)。同時，華北克拉通在大約2100Ma的時候出現(xiàn)了大規(guī)模的基性巖墻群，可能代表了一次陸內(nèi)裂谷事件(Pengetal., 2017)。這次事件與遼吉造山帶內(nèi)的雙峰式火山巖、遼吉花崗巖以及基性巖墻群的就位時間相當(Luetal., 2006; Mengetal., 2014; Wangetal., 2016; Yuanetal., 2015)。因此，在這樣一個克拉通規(guī)模的伸展事件下，遼吉地區(qū)也有可能在～2.1Ga的時候出現(xiàn)陸內(nèi)裂谷。南遼河群里爾峪組中存在著許多硼鎂鐵礦，其成因可能與超鎂鐵質(zhì)巖和含硼流體的相互作用密切相關(guān)，這些超鎂鐵質(zhì)巖可能暗示伸展過程中有洋殼的出現(xiàn)(王惠初等, 2015)。遼吉地區(qū)的構(gòu)造變形表現(xiàn)為遼東地區(qū)發(fā)育一系列順層韌性剪切帶組合，而吉南地區(qū)則是強烈的逆沖推覆構(gòu)造和相伴的韌性剪切帶。從這些特征來看，遼吉造山帶的收縮又表現(xiàn)為一個(東)南部地塊楔入北部地塊的趨勢(劉俊來等, 2002b; Lietal., 2012)。綜合這些特征，我們認為遼吉花崗巖是在裂谷的發(fā)育過程中就位的一套非造山花崗巖，在裂谷的持續(xù)發(fā)育過程中，可能出現(xiàn)了有限的洋殼。當由伸展體制轉(zhuǎn)為擠壓體制時，裂谷閉合形成陸內(nèi)造山帶，期間可能伴隨著俯沖作用。

前人根據(jù)遼吉花崗巖與上覆地層之間的產(chǎn)狀協(xié)和關(guān)系認為它代表了層狀巖系的基底(張秋生, 1988)，但在局部地區(qū)又發(fā)現(xiàn)有侵入接觸關(guān)系，可能與遼吉花崗巖的后期活化有關(guān)。近期的高精度測年結(jié)果顯示遼吉花崗巖～2200～2140Ma的結(jié)晶年齡要老于上覆層狀巖系ca.2.03～1.90Ga的沉積年齡(Mengetal., 2017a, b; Wangetal., 2017b; Lietal., 2007; Luoetal., 2004; 孟恩等, 2013; 李壯等, 2015)，也就是說遼吉花崗巖在上覆蓋層沉積之前就已經(jīng)就位。因此，要形成南遼河群的穹狀花崗片麻巖穹窿構(gòu)造，基底的花崗質(zhì)巖石必須經(jīng)歷一個重就位的過程。但要明確一點，這種重就位并不指花崗巖呈塑態(tài)與圍巖一同發(fā)生變形。我們注意到花崗巖體的圍巖中存在許多不同變形特征的淡色花崗巖脈。因此可認為這些巖脈是造山過程中侵入的同構(gòu)造花崗巖脈或造山前的花崗巖脈。巖脈中的鋯石具有明顯的核-幔結(jié)構(gòu)，核部呈被溶蝕的港灣狀，邊部多具有熱液蝕變的特征。LA-ICP-MS定年結(jié)果顯示鋯石核部年齡約2.17Ga，這與遼吉花崗巖的結(jié)晶年齡是一致的。鋯石邊部年齡約1.90～1.85Ga，但因為鋯石可能遭受了熱液蝕變，可能造成年齡偏小。結(jié)合一些野外地質(zhì)證據(jù)，我們認為這些花崗巖脈主要是由遼吉花崗巖混合巖化的產(chǎn)物(作者未發(fā)表)，時間應該與遼河群的～1.9Ga峰期變質(zhì)年齡相當。Liuetal.(2017a, b)最近報道了南遼河群中廣泛存在的1.87～1.84Ga部分熔融作用，不過他們認為這次巖漿事件是變質(zhì)峰期后與軟流圈上涌或巖石圈減薄相關(guān)的部分熔融。

那么是什么原因造成了遼吉花崗巖的部分熔融呢？一個可能的原因是與軟流圈上涌相關(guān)的熱源，但軟流圈上涌通常出現(xiàn)在造山帶垮塌之后，而此時遼吉地區(qū)的造山活動還在持續(xù)進行中，并且也沒有這個階段大規(guī)模的巖漿記錄。相反，可能與軟流圈上涌的巖漿記錄在1870～1840Ma這個時間范圍內(nèi)(Liuetal., 2017a, b)；另一個可能的原因是來自沉積物放射性元素產(chǎn)生的熱量以及裂谷帶內(nèi)的高地熱梯度。遼河群各組的沉積物總厚度可達萬米以上(張秋生, 1988)，因此在經(jīng)過一段時間的埋藏后，沉積物積累的放射性衰變熱可以很容易地達到巖石固相線。南遼河群熱內(nèi)部域ca.700～750℃的平均溫度也表明最有可能是沉積巖系在埋藏過程中產(chǎn)生的放射性衰變熱，并使這個溫度維持了很長一段時間。但同時也需要考慮花崗片麻巖穹窿中這么多的熔體僅憑脫水熔融反應是不可能達到的，因為這需要更高的溫度。另外一種可能就是減壓部分熔融的過程，減壓過程可以通過上部地殼的伸展、部分熔融中下地殼的側(cè)向流動以及垂向底辟實現(xiàn)(Teyssier and Whitney, 2002)。但上地殼伸展明顯不是最主要的原因，因為花崗片麻巖穹窿受到了后期變形的疊加，所以不可能是造山后的伸展背景。根據(jù)1GPa約36km的深度計算，現(xiàn)在的剝蝕面在古元古代應該是中下地殼的位置。在這個溫度條件下，由于放射性衰變產(chǎn)生的熱使遼吉花崗巖產(chǎn)生熔體并造成巖石強度的弱化以及密度的反轉(zhuǎn)。遼河群的物性統(tǒng)計顯示層狀巖系的密度普遍要比遼吉花崗巖大0.15g/cm3(Pengetal., 2016)。通過這種密度的差異，部分熔融的遼吉花崗巖可以有效地底辟進入淺部層次(Whitneyetal., 2004)，但由于密度差不是很大，因此通常不會侵入到遼河群中。通過這種加厚地殼的部分熔融和減壓機制相互作用產(chǎn)生了遼吉古元古造山帶中普遍存在的花崗片麻巖穹窿構(gòu)造。

部分熔融中下地殼的垂向底辟可以解釋大多數(shù)片麻巖穹窿的內(nèi)在成因機制，但片麻巖穹窿的動力學演化卻往往是多種外在機制疊加的結(jié)果。例如垂向擠壓或者多次褶皺事件的疊加都可形成不同特點的片麻巖穹窿(Stecketal., 1998; Fowler and Osman, 2001)。走滑-擠壓變形的疊加機制最早被用來解釋遼東地區(qū)花崗片麻巖穹窿的演化過程(Yangetal., 1988)。這種模型很好地解決了花崗片麻巖穹窿的疊加構(gòu)造形態(tài)特征，但卻不能說明這種變形機制轉(zhuǎn)變的原因、統(tǒng)一的NW-SE向拉伸線理、巖體中微弱的塑性變形組構(gòu)以及圍巖中順層韌變帶、流褶層及大型構(gòu)造透鏡體等伸展構(gòu)造的發(fā)育。通過結(jié)合花崗片麻巖穹窿的產(chǎn)出構(gòu)造背景、結(jié)構(gòu)組成、變質(zhì)特點以及運運動學分析，我們認為花崗片麻巖穹窿是在整體收縮造山背景下，部分熔融的遼吉花崗巖底辟上升的同時伴隨著側(cè)向流動形成的。物質(zhì)垂向流動和側(cè)向流動速率的不同可能導致花崗片麻巖穹窿形成了不同的形態(tài)(穹窿狀、蘑菇狀、舌狀等形態(tài))以及順層韌性剪切帶的發(fā)育?；◢徠閹r穹窿形成之后，又受到了后期近南北向擠壓變形的疊加改造，但這種疊加并沒有造成花崗片麻巖穹窿大體構(gòu)造格架的改變。

4 結(jié)論

(1)遼吉古元古代造山帶南遼河群中的花崗片麻巖穹窿是熱造山帶中的一種典型構(gòu)造樣式，其由混合巖化的花崗巖內(nèi)核、發(fā)育順層韌性剪切帶的幔部以及含大型構(gòu)造透鏡體的外殼等三層結(jié)構(gòu)組成。

(2)花崗片麻巖穹窿形成于區(qū)域收縮構(gòu)造背景下，由混合花崗巖底辟上升形成了不同特點的花崗片麻巖穹窿構(gòu)造。這些花崗片麻巖穹窿后期又遭受了不同程度的變形疊加。

(3)花崗片麻巖穹窿的出現(xiàn)使遼吉古元古代造山帶變?yōu)橐粋€熱造山帶，熱體制影響了造山帶的演化，即由板塊應力控制的構(gòu)造變形轉(zhuǎn)變?yōu)橛芍亓菽茯?qū)動的流動變形。

致謝中國地質(zhì)大學(北京)的盧天驕、張健、梁嗣曦、王凱、孔繁祥等幾位同學在野外工作以及文獻收集方面給予了熱情的幫助。同時兩位審稿人對本文進行了仔細的評閱，并提出了許多寶貴的修改意見。在此一并表示衷心感謝。