北京云蒙山变质核杂岩大水峪韧性剪切带的应变特征及构造意义*s

2021-09-24赵腾格侯泉林石梦岩丁林

岩石学报 2021年8期

关键词：东段大水涡度

赵腾格侯泉林石梦岩丁林

1. 中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室，北京 100101

2. 中国科学院大学地球与行星科学学院；中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 100049

3. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101

4. 河南理工大学资源环境学院，焦作 454150

华北克拉通在中生代以来发生了强烈的破坏与巨量的减薄，并在地壳浅部发育了一系列的伸展构造与变质核杂岩。云蒙山变质核杂岩位于华北克拉通北部，是我国最早发现的变质核杂岩。20世纪80年代，王玉芳(1989)在云蒙山水峪地区发现了我国第一条低角度正断层。随后，Davis与郑亚东等人的合作研究将其确立为我国第一个变质核杂岩(Davisetal., 1996)。三十多年来，不同的学者对云蒙山变质核杂岩进行了包括发育机制、岩石类型、地球化学以及年代学等多方面的研究工作，但仍存在一定的争议与讨论空间。

争议的焦点之一是对云蒙山变质核杂岩发育机制的认识，即是伸展作用主导还是岩浆作用主导？Zhengetal.(1988)首先提出了热隆-滑覆-推覆的构造模式，把河防口低角度正断层与云蒙山北部逆冲断层的形成归因为云蒙山核部花岗岩基的热力隆起，之后又将其修正为先发生南北向的缩短作用形成四合堂剪切带，再发生地壳熔融致使花岗闪长岩隆起进而侧向伸展形成大水峪韧性剪切带。Davisetal.(1996)则认为云蒙山变质核杂岩的发育机制是类似科迪勒拉型变质核杂岩的简单伸展模式。此模式假设北部的推覆作用较早发生，之后才发生了云蒙山岩体的隆升以及拆离断层的发育，变质核杂岩整体受伸展作用所控制。Passchieretal.(2005)通过研究云蒙山花岗闪长岩体侵入于周边变闪长岩体中同构造花岗岩脉体的运动学与地球化学特征，推断岩浆热隆作用是云蒙山变质核杂岩形成的主要原因并将四合堂剪切带与大水峪剪切带解释为同期的伸展剪切带。陈印(2014)则认为云蒙山变质核杂岩的形成更接近滚动枢纽模式，主张变质核杂岩形成的主导因素不是云蒙山岩体的侵位而是区域性的拉张作用。云蒙山野外实地勘探的结果表明四合堂剪切带的上盘是向南倒转的大型背斜，并且存在大量的“褶叠带”与地层重复现象，所以部分观点将云蒙山地区解释为简单剪切成因有所不妥。此外，大水峪韧性剪切带与其上覆的河防口低角度正断层向NE延伸，并不环绕包围云蒙山岩基，这与科迪勒拉型变质核杂岩所具有的“断层包围的内部变质核”的特征不符。因此云蒙山变质核杂岩的形成机制还有待进一步探讨。

争议的焦点之二是大水峪韧性剪切带内应变类型的变化及其与变质核杂岩形成的关系。夏浩然(2011)认为伸展作用早期的韧性变形以纯剪切为主，其后简单剪切组分逐渐增加，在伸展变形后期过渡为简单剪切。李建波(2012)认为大水峪韧性剪切带的形成是地壳伸展与岩浆底辟联合作用的产物。剪切带在发育的早期经历了简单剪切作用，晚期则逐渐过渡为以纯剪切为主的变形。陈印(2014)对大水峪韧性剪切带内不同位置的5块样品进行了运动学涡度计算，推断大水峪韧性剪切带各处均发生以简单剪切为主的变形。即便如此，这种数量的样品数据似乎并不能很好地反应剪切带内的运动学涡度特征。

无论是云蒙山变质核杂岩的形成机制还是大水峪韧性剪切带内的应变特征变化，其核心的问题在于云蒙山地区构造演化过程中岩浆作用与伸展作用的主次关系。岩浆作用所造成侵位隆升为变形过程提供了纯剪切组分，伸展作用所造成的韧性剪切为变形过程提供了简单剪切组分。厘清大水峪韧性剪切带形成过程中岩浆作用与伸展作用的关系，能更好地了解云蒙山地区的构造演化过程。

通过对前人的研究方法与数据进行分析，觉得仍存在一些有待商榷的问题，比如大水峪韧性剪切带内部的运动学涡度值。涡度本身是一个瞬时概念，指变形过程中某一阶段的剪切状态。除非剪切过程是稳定递进变形，否则变形过程中的运动学涡度值并不恒定。在运动学涡度的研究过程中，有不同的学者提出了多个研究方法，不同的方法得到的计算结果存在些许差异。因为在实际操作中，研究者观察到的是变形的最终产物，并未涉及到变形事件的全过程，所以不同方法所计算出的运动学涡度值属于变形的不同时期。尽管如此，运动学涡度值的计算仍不失其意义，通过多种方法之间的对比我们还是能够对区域内的变形事件有所了解。在大水峪韧性剪切带中，夏浩然(2011)和李建波(2012)所测量的剖面与倾向以较大角度斜交，无法判断其变化是沿剪切方向的变化还是沿走向的不均性变化。因此这样测量出的结果难以代表大水峪韧性剪切带内的应变情况。陈印(2014)采用石英C轴组构法测量得到河防口处的运动学涡度值为0.98。由最大有效力矩准则可知：最大主应力轴σ1与伸展褶劈理(C’)的夹角为55°，因此σ1与剪切带法线的夹角ξ不会大于35°，在公式Wk=sin2ξ的限制下，运动学涡度Wk的最大值不会大于0.94。换言之，因岩石内聚力的存在，在同一构造应力场作用下，剪切带必然遭受减薄，Wk<0.94。因此大水峪韧性剪切带内的应变特征还存在一定的讨论空间。

本文以大水峪韧性剪切带为研究对象，在剪切带的不同部位沿倾向方向进行样品采集。在镜下对采集到的定向样品进行有限应变测量，使用石英长石温度计与EBSD石英组构分析来确定剪切带的变形温度区间，采用极摩尔圆法、伸展褶劈理法以及Rs/θ法对剪切带的运动学涡度进行计算。以此判断岩浆作用与伸展作用在剪切带发育过程中的影响，为云蒙山变质核杂岩的构造演化提供新的证据。

1 区域地质背景

云蒙山位于华北克拉通北部，燕山构造带西段，地处北京北部的密云水库以西(图1)。研究区主要出露有太古代的变质基底、中新元古界沉积岩盖层以及侵入其中的云蒙山花岗岩基以及石城闪长岩体(张慧等, 2018)。

图1 云蒙山地质简图(据陈印等, 2014修改)Fig.1 Geological sketch map of Yunmengshan (modified after Chen et al., 2014)

区域内的构造主体为NE-SW向的云蒙山背形。背形的北缘为四合堂韧性剪切带，东南缘为大水峪韧性剪切带，北西侧为崎峰茶高角度正断层，南东侧为河防口低角度正断层(图1)。云蒙山背形、大水峪韧性剪切带和河防口低角度正断层共同组成了云蒙山变质核杂岩。

云蒙山背形长约60km，宽约15km。其主要组成部分为晚侏罗-早白垩世的云蒙山花岗岩基以及两翼的元古界、寒武系和中侏罗世的未变形的火山碎屑岩。云蒙山岩基出露面积约300km2，以中、细粒二长花岗岩为主(姬广义等, 2004)。岩基南侧与长园岩体相接，东侧为密云闪长岩和沙坨子花岗岩。云蒙山岩基在大水峪剪切带的形成过程中发育了不同程度的韧性与脆性变形构造，由岩基向外逐渐由片麻岩过渡到糜棱岩，再由糜棱岩过渡到断层角砾岩和断层泥。岩体中的脉体与面理呈不同角度相交。前人的研究资料表明，云蒙山岩体侵位的时间为146～137Ma(Davisetal., 1998; Shietal., 2009; Wangetal., 2012; 刘翠等, 2004; 陈印等, 2014)。

大水峪韧性剪切带位于云蒙山变质核杂岩的东南缘。岩石组成主要为片麻状与糜棱状的花岗岩和闪长岩，普遍发育有旋转碎斑、S-C组构、伸展褶劈理、里德尔破裂等韧性与脆性变形构造且普遍具有清晰的透入性面理和线理。这些现象均指示着上盘向SE的剪切作用。剪切带的走向在梨树沟附近由NE变为NNE，因此本文将大水峪韧性剪切带分为北东段和南西段两个部分进行研究。北东段韧性剪切带走向NNE，沿梨树沟-石城一线展布，长约10km，宽约为1km，倾角20°～45°，上盘向SE运动。南西段韧性剪切带走向NE，沿河防口-白道峪-梨树沟一线展布，长约15km，宽约3km，倾角20°～50°，上盘向SE运动。在石城附近，剪切带切穿云蒙山花岗岩基与石城闪长岩体。带内可见多期次的花岗岩侵入脉体，受变形作用影响与面理呈不同角度相交。年代学研究表明大水峪剪切带的活动时间为135～114Ma(Davisetal., 1996; Shietal., 2009; Wangetal., 2012; Zhuetal., 2015)。

河防口低角度正断层叠加在大水峪韧性剪切带之上，总长约60km，走向NE-NNE，倾向SE，倾角15°～45°。关于河防口低角度正断层的成因，目前尚存在一定的争议，陈印(2014)认为断层和大水峪韧性剪切带都受控于同样的伸展机制，与云蒙山岩体侵位无关，是135～100Ma地壳隆升过程中由塑性变形转变为脆性断裂的结果。Zhuetal.(2015)认为河防口低角度正断层是受到均衡回弹影响而发育的地壳浅层次伸展构造，持续时间从114Ma到早白垩世末期。

2 大水峪韧性剪切带的变形特征

2.1 宏观变形特征

大水峪韧性剪切带的南西段切穿长园花岗岩体，北东段穿过云蒙山花岗岩基与石城闪长岩体。剪切带的上盘为侏罗系、元古宇以及太古宇的碎裂和角砾状岩石，下盘为角砾状太古宇片麻岩及侵入其中的花岗质片麻岩。

大水峪韧性剪切带的不同部位发育有不同变形程度的构造岩，由岩基向断层方向依次出露片麻岩、糜棱岩、初糜棱岩以及断层角砾岩，剪切带南西段的青龙峡附近可见下寒武统君山组豹皮灰岩向南逆冲推覆在中侏罗统的火山碎屑岩之上，断层面北倾，倾角约15°，上盘为一系列高角度的正断层(图2a)。在白道峪村村口，可见花岗质糜棱岩的露头，其上发育有良好的眼球状旋转碎斑和S-C组构，指示向SE的剪切作用(图2b)。剪切带北东段的云蒙峡剖面内可见同样指示SE方向剪切作用的伸展褶劈理(图2c)。此外，剖面内还发现了鞘褶皱的存在(图2d)，这指示着云蒙山早期南北向的构造运动。鞘褶皱的形成有多种方式。当剪应变大于10时，直接形成沿剪切方向的拉长不对称褶皱；当剪应变较小时，鞘褶皱的形成有两种可能：一是先期褶皱在剪切作用下枢纽被弯曲，形成翼间角很小的刀鞘状褶皱，这是叠加变形的结果；二是先期褶皱中存在原始层厚度不等或褶皱的原始层面与剪切方向斜交以及其他的局部不均一性，在递进的剪切作用下发育为鞘褶皱(张逸鹏等, 2012)。有限应变测量结果显示大水峪韧性剪切带内的剪应变均不大于5，属于剪应变较小的情况。前人的研究结果表明云蒙山地区早先存在过一次由北向南的逆冲推覆，因此鞘褶皱可能是在这个阶段初步发育，之后在经历了东西向的剪切作用后形成的。另一方面，鞘褶皱的发育说明剪切带在形成过程中发生了韧性减薄。

2.2 显微构造特征

镜下观察可以发现，大水峪韧性剪切带中同样保留了不同特征的韧性与脆性变形构造。在靠近河防口断层的部位，韧性变形的S-C组构(图3a)与脆性变形的多米诺构造(图3b)均指示向SE的剪切。此外，大水峪韧性剪切带不同位置的石英与长石的重结晶机制存在差异。在靠近岩基的部位，通常为花岗质片麻岩或花岗质糜棱岩，镜下观察可见长石膨凸重结晶与亚颗粒旋转重结晶现象共存(图3c)，斜长石的边部发育明显的蠕英结构(图3d)，石英则均为颗粒边界迁移重结晶(图3e)。在剪切带中间部位，北东段因为云蒙山岩基与石城闪长岩体侵入接触，主要为花岗质初糜棱岩与闪长质初糜棱岩互层。长石的重结晶机制变为膨凸重结晶(图3f)，蠕英结构的数量减少，石英则过渡为颗粒边界迁移重结晶与亚颗粒旋转重结晶共存(图3g)。南西段主要为花岗质与花岗闪长质的初糜棱岩，石英与长石重结晶机制基本保持不变。在靠近河防口断层的部位，北东段位于石城闪长岩体内，长石颗粒均为膨凸重结晶，石英多为亚颗粒旋转重结晶(图3h)，但个别样品中的石英仍可观察到颗粒边界迁移重结晶现象。南西段的长石颗粒同样为膨凸重结晶，石英则过渡为亚颗粒旋转重结晶。

图3 大水峪韧性剪切带镜下显微构造(a)长石的S-C组构；(b)斜长石的多米诺构造；(c)钾长石的亚颗粒旋转重结晶现象；(d)斜长石内部的蠕英结构；(e)石英的颗粒边界迁移重结晶；(f)长石的膨凸重结晶；(g)石英的亚颗粒旋转重结晶(SGR)与颗粒边界迁移重结晶(GBM)共存；(h)石英的亚颗粒旋转重结晶.Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qtz-石英；Hbl-角闪石；Mus-白云母；Bt-黑云母；SGR-亚颗粒旋转重结晶；GBM-颗粒边界迁移重结晶Fig.3 Microstructures of rocks of the Dashuiyu ductile shear zone(a) S-C fabric of feldspar; (b) domino structure of plagioclase; (c) subgrain rotational recrystallization of K-feldspar; (d) myrmekitic texture within plagioclase; (e) grain boundary migration recrystallization of quartz; (f) bulging recrystallization of feldspar; (g) coexistence of subgrain rotation recrystallization (SGR) and grain boundary migration recrystallization (GBM) in quartz; (h) grain boundary migration recrystallization of quartz. Pl-plagioclase; Kfs-potash feldspar; Qtz-quartz; Hbl-amphibole; Mus-muscovite; Bt-biotite; SGR-subgrain rotational recrystallization; GBM-grain boundary migration recrystallization

前人的研究结果表明，石英与长石在不同的温度区间内存在着不同的重结晶样式(向必伟等, 2007)。通过观察长石与石英在显微镜下的动态重结晶形式，可以限定大水峪韧性剪切带的变形温度区间。因此，初步推断大水峪韧性剪切带的构造岩相在高绿片岩相与低角闪岩相之间变化。变形温度区间为480～650℃(大部分样品的变形温度低于600℃)。这与张慧等(2018)对云蒙峡剖面使用二长石温度计估算的结果(450～630℃)基本吻合。

3 有限应变测量与运动学涡度估算

3.1 有限应变测量

发生过构造运动的区域，其间的岩石会在一定程度上发生变形，产生应变。通过测量岩石中某些标志物体(砾石、构造角砾、化石、鲕粒、气孔以及枕状熔岩等)的应变状态，可以了解岩石的变形现象，从而进一步了解研究区的构造属性与经历的构造事件。这种定量分析研究区域应变状况的手段称为“有限应变测量”。

有限应变测量首先要确定所测量的应变标志体。对所采集的样品进行了镜下观察研究发现，剪切带内的石英多数发生不同程度的重结晶作用，如亚颗粒旋转重结晶以及颗粒边界迁移重结晶，不适合作为有限应变测量的标志体。剪切带内的长石多发生脆性破裂和低温膨凸重结晶。即使在出现长石亚颗粒旋转重结晶的样品中，也可观察到部分膨凸重结晶的长石颗粒。因此可将长石在变形过程中的变化视为刚体旋转。长石在不同的变质条件下具有不同的变形现象：在低级变质条件(<400℃)下主要为脆性破裂，在中低级变质条件(400～500℃)和中级变质条件下(450～600℃)出现位错攀移与亚颗粒旋转动态重结晶作用，在高级变质条件(>600℃)下则以亚颗粒旋转重结晶为主(胡玲等, 2009)。由前文可知，大水峪韧性剪切带的变形温度区间为480～650℃，且大多数样品位于中低级和中级变质条件下。Bailey and Eyster (2003)的研究结果表明：在中低级韧性变形过程中，长石颗粒间的滑动较少，近于刚体旋转。此外，大水峪韧性剪切带内主要发育糜棱岩和初糜棱岩，基质含量约在50%左右。镜下观察也可发现长石颗粒较多而石英多为裂隙充填。综合以上原因，本研究选取镜下较为完整的长石颗粒作为应变测量标志体。

有限应变测量的基础是要将变形岩石中标志体的变形状态与变形前进行比较。通过测量应变标志体的主应变轴的方位和大小等变形数据，算出研究区域内各样点的应变状态，求取各点应变椭球体主轴的方位、长短轴比以及Flinn指数(k)等参数，进而推算研究区域的减薄量和韧性位移量等数据。

因此，应变测量的首要任务是要确定主应变轴的方位及其大小。一般情况下，主应变轴的方位由糜棱岩中的面理和拉伸线理的方位来确定。规定拉伸线理方向为X轴，平行面理垂直线理方向为Y轴，垂直面理方向为Z轴。XYZ三个轴共同组成了应变分析所需要的XY面(最大压扁面)、XZ面和YZ面。通过测量三个面中任意两个面上的长短轴比，将其标准化到体积为4π/3的椭圆上，即可得到XYZ三个轴上的应变参数。

本次研究在大水峪韧性剪切带的5条剖面内共采集41块定向样品进行研究。平行于XZ和YZ面切制定向薄片。使用Straindesk软件对镜下照片中的长石颗粒轮廓进行勾勒，即可得到长石颗粒的长短轴比以及长轴与剪切带边界夹角等应变测量数据(李志勇和曾佐勋, 2006)。每个样品采集30个以上的长石颗粒数据，并对测量得到的应变数据计算调和平均值来减少误差。详细测量结果见表1。

表1 大水峪韧性剪切带有限应变测量、运动学涡度分析数据表Table 1 Data table for finite strain measurement and kinematic vorticity analysis of the Dashuiyu ductile shear zone

3.2 应变特征分析

许氏图解和Flinn图解是分析地质体应变类型的常用方法。通过将应变测量得到的数据投影到图上可以直观地表达应变椭球的形态以及其所代表的应变类型。

剪切带北东段的Flinn图解投图结果显示云蒙峡剖面和南石城剖面的点位较为分散，北石城剖面内的点则较为集中，但Flinn指数k的平均值相差不大，分别为0.23、0.28和0.24，均指示压扁应变(图4a)。许氏图解中三条剖面的Lode参数ν均位于0到1之间，结果与Flinn图解的结果相同，仍指示压扁变形的椭球(图4b)。剪切带南西段的Flinn图解中白道峪剖面与小水峪剖面的投点位置更靠近k=0.1的轴，k的平均值分别为0.13和0.15，这指示着南西段的应变状态接近轴对称压缩(图4c)。许氏图解的Lode参数ν同样位于0到1之间，指示压扁应变(图4d)。

图4 大水峪韧性剪切带的Flinn图解与许氏图解Fig.4 Flinn and Hsǖ diagram of the Dashuiyu ductile shear zone

综合分析表明大水峪韧性剪切带在形成过程中的主要应变类型为压扁应变，其由岩浆作用所主导的岩基侵位隆升所提供，且南西段的压扁作用要大于北东段。此外，应变测量结果显示南西段与北东段的X轴与Y轴均发生了拉长。剪切带南西段的宽度(2～3km)大于北东段(1km)。前人研究表明，云蒙山东北部岩体(冯家峪岩体、西白莲峪岩体和大东沟岩体)中未观察到明显的构造变形现象(陈印, 2014)。因此，推测大水峪韧性剪切带的北东段的伸展拆离过程受到云蒙山东北部岩体(西白莲峪岩体、冯家峪岩体和大东沟岩体)的阻挡，进而沿剪切带走向方向发生了一定程度上的挤压作用。综合上述讨论，可知剪切带在发育过程受岩浆作用所主导的纯剪切的影响较大，伸展拆离作用所提供的简单剪切作用于剪切带形成晚期。

3.3 韧性位移量与减薄率计算

表2 大水峪韧性剪切带中各剖面的韧性位移量Table 2 Ductile displacement of each section in the Dashuiyu ductile shear zone

剪切带在形成过程中受到垂直和水平方向的力，必然会出现一定程度上的体积变化，韧性的减薄与增厚不可避免。Simpson and De Paor (1993)提出韧性剪切带在形成过程中受到次简单剪切作用影响而发生厚度变化，剪切带在其长度增加、体积变小和第三位方向伸展的情况下可发生韧性减薄。Wallis (1995)认为垂直剪切带边界方向的减薄率(减薄量与原厚度的比值)与运动学涡度Wk以及XZ面的轴比Rs

分别采用公式法和极摩尔圆图解法对云蒙峡剖面和小水峪剖面的XZ面和YZ面上的减薄率进行计算(表3)，发现XZ面的减薄率高达60%～90%，YZ面的减薄率也在60%以上。这同样指示着大水峪韧性剪切带的形成过程中受压扁作用的影响较大，与Flinn图解与许氏图解的投图结果一致。

表3 大水峪韧性剪切带的韧性减薄率Table 3 Ductile thinning rate of the Dashuiyu ductile shear zone

4 运动学涡度

涡度(vorticity)原本是流体力学中描述流体旋转程度的概念，地质学上把它作为描述岩石变形过程中内部旋转程度的向量。为了度量简单剪切与纯剪切各组分在变形过程中所占的比例，地质学家又引入了运动学涡度(Wk)的概念。运动学涡度可以更加清晰地度量剪切带中简单剪切与纯剪切各组分在变形过程中所占的比例，进而更好地解释剪切带的运动学性质。当0

Bobyarchick(1986)把运动学涡度(Wk)的表达式简化为Wk=cosα。式中，α为两特征方向间的夹角。纯剪切的运动学涡度值为0，简单剪切的运动学涡度值为1，一般剪切的运动学涡度值介于0和1之间(郑亚东等, 2008)。

运动学涡度的研究与使用迄今已有40年，计算运动学涡度的方法也在不断完善和进步。目前，估算运动学涡度的主流方法有极摩尔圆法(Zhang and Zheng, 1997)、伸展褶劈理法(郑亚东等, 2007)以及Rs/θ图解法(Tikoff and Fossen, 1993)。本文结合上述三种方法对大水峪韧性剪切带的运动学涡度值(Wk)进行估算。

4.1 极摩尔圆法

Simpson and De Paor (1993)最先提出了极摩尔圆的构建方法。Zhang and Zheng (1997)对其进行了改进，提出了更为实用的利用极摩尔圆计算运动学涡度的方法。本文采用这个方法，对大水峪韧性剪切带内5条剖面上的定向样品进行运动学涡度的计算。利用有限应变测量得到的XZ面长短轴比RS-XZ以及其长轴与剪切带边界的夹角θ来构建极摩尔圆，从而得到两特征向量的夹角α，再利用公式Wk=cosα计算运动学涡度(表1)。将计算得到的运动学涡度值结合采样位置投影在剖面图上，可以得到大水峪韧性剪切带走向方向的涡度变化趋势。

剪切带北东段的运动学涡度值变化幅度较大。云蒙峡剖面的运动学涡度为0.08～0.84，平均值为0.42；南石城剖面的运动学涡度为0.06～0.5，平均值为0.25；北石城剖面的运动学涡度为0.11～0.65，平均值为0.44(表1)。结合剖面在地质图上的位置(图1)分析得到大水峪剪切带北东段的运动学涡度变化趋势由岩基向断层方向先减小后增大，剪切类型总体仍为纯剪切(图5)。

图5 大水峪韧性剪切带北东段采样剖面与运动学涡度值变化Fig.5 Sampling locations and kinematic vorticity variations in the northeast section of the Dashuiyu ductile shear zone

剪切带南西段的涡度变化范围较小。白道峪剖面的涡度为0.44～0.66，平均值为0.54；小水峪剖面的涡度为0.60～0.85，平均值为0.77。结合剖面地理位置分析得到大水峪剪切带南西段由北向南运动学涡度值逐渐增大，纯剪切组分减少，剪切类型逐渐由纯剪切过渡到简单剪切(图6)。

图6 大水峪韧性剪切带南西段采样剖面及运动学涡度值变化Fig.6 Sampling locations and kinematic vorticity variations in the southwest section of the Dashuiyu ductile shear zone

4.2 伸展褶劈理(C’)法

伸展褶劈理(C’)形成于剪切带晚期的低温阶段，代表的是剪切带形成晚期的运动学涡度(郑亚东等, 2008)。郑亚东(1999)提出的“最大有效力矩准则”可用于伸展褶劈理发育时运动学涡度的计算。C′面理与C面理间的夹角为0°～35°，C′与最大主应力(σ1)间的夹角为55°。测量糜棱岩中形成的伸展褶劈理(C’)与剪切带面理(C)的夹角，可得最大主应力轴(σ1)与剪切带法线的夹角(ξ)，通过公式可以计算得到运动学涡度Wk(郑亚东等, 2008)。

本文针对白道峪、云蒙峡、南石城和北石城4条剖面中选取能观察到伸展褶劈理发育的XZ面薄片进行测量计算。为了减小误差，每张薄片测量30组数据以上并计算调和平均值(表1)。白道峪剖面的运动学涡度值为0.27～0.47，平均值为0.39。云蒙峡剖面的运动学涡度值为0.10～0.59，平均值为0.40；南石城剖面的运动学涡度值为0.15～0.42，平均值为0.30；北石城剖面的运动学涡度值为0.22～0.62，平均值为0.44。四条剖面的伸展褶劈理法计算结果均指示纯剪切为主的变形作用。结合极摩尔圆法计算得到的运动学涡度数据与剖面采样位置(图5、图6)分析，说明剪切带形成的后期纯剪切组分占比较高且北东段的运动学涡度存在由岩基向外先减小后增大的趋势。

4.3 RS/θ曲线法

在某些剪切带中，有限应变椭球体可以由垂直于剪切带和平行于剪切方向的截面中的变形标志体计算。Fossen and Tikoff (1993)的研究表明如果应变椭圆的轴率RS和应变椭圆长轴与高应变带边界夹角θ已知，则可通过关系图解估算运动学涡度值的范围与地质体所经历的挤压或拉张作用。刘江等(2012)基于前人的研究，绘制了平均运动学涡度Wm关于RS与θ的等值线图。本文主要通过测量S面理与C面理间的夹角来获得θ的值，结合特征向量间的夹角α以及长短轴比RS进行投图(图7)。结果显示，剪切带北东段与南西段均发生减薄的一般剪切作用，且北东段内的涡度变化范围要大于南西段。

图7 大水峪韧性剪切带RS/θ法图解Fig.7 RS/θ diagrams of the Dashuiyu ductile shear zone

此外，Tikoff and Fossen (1993)还提出了转换挤压和转换拉张下运动学涡度(Wk)分别与θ和α的关系图。将θ和α投影在图上，发现大水峪韧性剪切带的南西段和北东段均为以纯剪切为主的变形(图8a, b)，且均指示以纯剪切为主的转换挤压作用(图8c, d)。白道峪剖面的纯剪切组分多于小水峪剖面，这与极摩尔圆法测得的结果一致。尽管剪切带北东段剖面的长度要小于剪切带南西段剖面的长度，但北东段剖面内的涡度变化范围要大于南西段剖面的涡度变化范围。结合云蒙山地区的地质背景，这说明大水峪韧性剪切带的北东段的相较南西段发生了更为复杂的构造演化事件。

图8 转换挤压和转换拉张下运动学涡度(Wk)分别与θ和α的关系Fig.8 The relationship between kinematic vorticity (Wk) and θ and α, under transpression and transtension

5 EBSD石英组构分析

在构造地质学研究中，岩石组构分析是研究岩石物理性质、变形机制以及运动学规律的重要方向和手段。仅在露头尺度上对岩石的变形现象进行研究不仅不精确而且难以定量分析。因此，在岩石组构的研究中常常需要借助一些技术手段。

电子背散射衍射(Electron backscatter diffraction，简称EBSD)技术是一种近年来在地质领域很流行的技术。其原理是结合波谱和能谱成分分析等设备使用高分辨率的扫描电子显微镜来确定晶体的粒度、边界、取向差、物相鉴定与应变等信息(黄学猛等, 2016)。通过EBSD技术分析能够把扫描得到的晶体参数以不同的图件表示，其中就包括矿物的CPO样式。

样片表面晶体的优选方向称为CPO(crystal preferred orientation)。不同的CPO样式可以指示不同的运动方向、确定变形温度区间和度量应变大小。CPO样式在共轴变形与非共轴变形中呈现不同的对称关系，前者为对称关系，后者为单斜对称关系(Langilleetal., 2010)。此外，CPO样式也能指示不同的变形温度区间。以石英为例，变形温度由低到高依次为底面滑移、菱面滑移、柱面滑移和柱面滑移。

本研究采用石英作为研究载体，实验在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成，测试方法及流程见文献(刘俊来等, 2008)。根据所测试的5个样品呈现出不同的CPO样式，并将其结合采样位置绘制在地质图上(图9)。由图9可知，5块样品的石英C轴组构图均指示向SE的剪切作用，但环带类型和极密位置存在差异。剪切带两端靠近岩基的样品(YMX19554)和靠近断层的样品(YMX121401和SC694)呈现为靠近Y轴极密的柱面滑移，指示高温变形。剪切带中间部位的样品(DX682和SC692)则为Z轴与YZ轴之间的极密，为指示中低温变形的菱面滑移和底面滑移。这说明剪切带中间部位存在不同温度岩片叠加的现象并且变形温度由岩基向外呈现先降低后升高的变化趋势。