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    延边地区古洞河韧性剪切带变形特征及变形时代

    张超 刘永江 张照录 崔芳华 张超 关庆彬 李烨

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    Citation:

    延边地区古洞河韧性剪切带变形特征及变形时代

      作者简介: 张超(1986—), 男, 讲师, 博士, 从事岩浆活动与构造运动研究.
      通讯作者: 张照录, shanguf@qq.com
    • 基金项目:

      中国地质调查局项目 DD20190042-03

      山东省重大科技创新工程深部金矿资源评价理论、方法与预测项目 2017CXGC1604

      国家自然科学青年基金项目 41802238

      国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室开放课题基金项目 DBY-KF-18-11

      山东省中青年科学家科研奖励基金项目 ZR2016DB08

    • 中图分类号: P542

    Deformation and Geochronological Characteristics of Gudonghe Ductile Shear Zone in Yanbian Area

      Corresponding author: Zhang Zhaolu, shanguf@qq.com ;
    • CLC number: P542

    • 摘要: 古洞河韧性剪切带位于兴蒙造山带东段南缘,其变形特征和时间对探讨延边地区晚古生代-中生代构造演化具有重要意义.鉴于此,对该韧性剪切带进行了锆石U-Pb年代学和显微构造解析,以期限定韧性剪切带变形时间和特征.研究结果显示,古洞河韧性剪切带具有多期变形的特征,晚期变形糜棱叶理倾向为西,倾角较缓,线理倾伏向为南西,具有由南西向北东方向右行逆冲的特征.其分形维数值为1.159~1.214,Flinn参数K值为0.19~0.31,Kruhl温度计显示变形温度为450~550℃,石英动力重结晶粒径估算的差应力值为16.83~20.09 MPa,古应变速率为10-12~10-14 s-1.古洞河韧性剪切带花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄为192±2 Ma,晚期变形时代应为早侏罗世,形成应与早侏罗世古太平洋板块向欧亚大陆俯冲有关.
    • 图 1  古洞河韧性剪切带地质简图及变形组构与采样位置

      Figure 1.  Geological map of Gudonghe ductile shear zone with samples and stereoplot of foliation planes

      图 2  古洞河韧性剪切带典型宏观及显微变形特征

      Figure 2.  Outcrop-scale and microscopic deformation structures of mylonitic rocks from Gudonghe ductile shear zone

      图 3  古洞河韧性剪切带花岗质糜棱岩(FN17)锆石阴极发光图像

      Figure 3.  CL images of the zircons from the granitic mylonites from Gudonghe ductile shear zone

      图 4  花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄谐和图

      Figure 4.  Zircon U-Pb concordia diagram for the granitic mylonite(FN17)

      图 5  石英动态重结晶颗粒的粒径-周长双对数图解

      Figure 5.  lg-lg plots of perimeter-diameter of dynamically recrystallized quartz grains

      图 6  石英动态重结晶颗粒显微构造特征

      Figure 6.  The microstructure characteristics of dynamic recrystallization of quartz

      图 7  分形维数与变形温度关系

      Figure 7.  Relationship between fractal dimension and deformation temperature

      图 8  Flinn有限应变判别

      Figure 8.  Flinn finite strain discrimination diagram

      图 9  早三叠世和晚三叠世-早侏罗世延边地区构造演化

      Figure 9.  Early Triassic and Late Triassic-Early Jurassic tectonic evolution in Yanbian area

      表 1  研究区糜棱叶理统计

      Table 1.  The data of mylinitic foliation in the study area

      序号 倾向 倾角(°) 纬度(N) 经度(E)
      1 281 33 42°21ˊ12" 129°17ˊ5"
      2 294 40 42°21ˊ17" 129°17ˊ8"
      3 270 15 42°23ˊ26" 129°17ˊ34"
      4 275 55 42°21ˊ12" 129°15ˊ6"
      5 280 50 42°22ˊ55" 129°14ˊ7"
      6 260 45 42°22ˊ53" 129°14ˊ7"
      7 320 27 42°21ˊ42" 129°16ˊ30"
      8 270 45 42°19ˊ20" 129°12ˊ52"
      9 265 25 42°20ˊ28" 129°17ˊ5"
      10 265 25 42°19ˊ54" 129°16ˊ17"
      11 300 55 42°18ˊ52" 129°16ˊ14"
      12 315 30 42°18ˊ45" 129°15ˊ56"
      13 315 33 42°19ˊ26" 129°15ˊ44"
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      表 2  古洞河韧性剪切带有限应变测量数据

      Table 2.  Data of finite-strain measurement from Gudonghe ductile shear zone

      样品号 X/Y Y/Z X/Z ln(X/Y ln(Y/Z) K= ln(X/Y)/ln(Y/Z)
      BJ8 1.14 2.00 2.28 0.13 0.69 0.19
      BJ9 1.22 2.22 2.70 0.20 0.80 0.25
      BJ13 1.33 2.50 3.30 0.28 0.91 0.31
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      表 3  石英动态重结晶颗粒边界的分形特征和古差力应力值

      Table 3.  Fractal characteristics of dynamically recrystallized quartz grain boundary in mylonites and estimation of paleo-stress

      样品号 测量数 粒径分布(μm) 平均粒径(μm) 周长分布(μm) 平均周长(μm) 分形维数D 相关系数 古差力应力值
      BJ8 60 25.82~209.64 82.82 211~2 534 703.55 1.216 0.943 20.09
      BJ9 60 35.95~193.01 94.99 211~2 257 814.45 1.216 0.943 18.02
      BJ13 59 31.89~401.00 103.56 211~3 452 884.08 1.159 0.959 16.83
      注:古差力应力值根据Stipp(2003)计算.
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      表 5  不同方法估算的应变速率

      Table 5.  Estimation of strain rate by different methods

      样品号 Δσ(MPa) 温度(℃) Parrish et al.(1976) Koch et al.(1989) Koch (1983) Kronenberg and Tullis(1984) Paterson and Luan(1990) Hirth et al.(2001)
      BJ8 20.09 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-13 10-16
      550 10-13 10-13 10-12 10-10 10-12 10-15
      BJ9 18.02 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-14 10-16
      550 10-13 10-13 10-13 10-11 10-12 10-15
      BJ13 16.83 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-14 10-17
      550 10-13 10-13 10-13 10-11 10-12 10-15
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    出版历程
    • 收稿日期:  2019-04-18
    • 刊出日期:  2019-10-01

    延边地区古洞河韧性剪切带变形特征及变形时代

      通讯作者: 张照录, shanguf@qq.com
      作者简介: 张超(1986—), 男, 讲师, 博士, 从事岩浆活动与构造运动研究
    • 1. 山东理工大学资源与环境工程学院, 山东淄博 255049
    • 2. 中国海洋大学海洋地球科学学院海底科学与探测技术教育部重点实验室, 山东青岛 266100
    • 3. 中国海洋大学海洋高等研究院, 山东青岛 266100
    • 4. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东青岛 266237
    • 5. 中国地质调查局沈阳地质调查中心, 辽宁沈阳 110034
    • 6. 国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室, 吉林长春 130061
    基金项目:  中国地质调查局项目 DD20190042-03山东省重大科技创新工程深部金矿资源评价理论、方法与预测项目 2017CXGC1604国家自然科学青年基金项目 41802238国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室开放课题基金项目 DBY-KF-18-11山东省中青年科学家科研奖励基金项目 ZR2016DB08

    摘要: 古洞河韧性剪切带位于兴蒙造山带东段南缘,其变形特征和时间对探讨延边地区晚古生代-中生代构造演化具有重要意义.鉴于此,对该韧性剪切带进行了锆石U-Pb年代学和显微构造解析,以期限定韧性剪切带变形时间和特征.研究结果显示,古洞河韧性剪切带具有多期变形的特征,晚期变形糜棱叶理倾向为西,倾角较缓,线理倾伏向为南西,具有由南西向北东方向右行逆冲的特征.其分形维数值为1.159~1.214,Flinn参数K值为0.19~0.31,Kruhl温度计显示变形温度为450~550℃,石英动力重结晶粒径估算的差应力值为16.83~20.09 MPa,古应变速率为10-12~10-14 s-1.古洞河韧性剪切带花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄为192±2 Ma,晚期变形时代应为早侏罗世,形成应与早侏罗世古太平洋板块向欧亚大陆俯冲有关.

    English Abstract

    • 延边地区位于兴蒙造山带东段南缘(商青青等,2017),夹持于兴凯地块、华北克拉通和太平洋板块之间(图 1a),该区受到古亚洲洋和太平洋构造域的叠加影响,记录了大量显生宙以来的岩浆活动、沉积序列和变质变形事件,是研究古亚洲洋构造域和太平洋构造域转换的理想区域(张超,2014关庆彬等,2016Ma et al., 2017Liu et al., 2017Du et al., 2019).由于处于古亚洲洋构造域和古太平洋构造域的叠合部位,延边地区现今保存在构造带内的岩石和变形记录到底哪些是古亚洲洋俯冲增生的记录?哪些是古太平洋俯冲的地质记录?是值得深入探究的问题,已有研究尚未取得统一.依据延边地区岩浆岩(Wu et al., 2011关庆彬等,2016Wang et al., 2016Ma et al., 2017)和沉积岩(Du et al., 2019)年代学和地球化学特征,众多学者对延边地区晚古生代-中生代期间的构造演化进行了限定,以期解决古亚洲洋构造域和古太平洋构造域在延边地区转换时限的问题.高精度锆石U-Pb数据表明(Wu et al., 2011张超,2014Wang et al., 2016Ma et al., ,2017), 延边地区古生代-早中生代岩浆活动主要分为493~396 Ma,280~240 Ma,230~205 Ma,205~160 Ma四期.多数学者认为延边地区古生代期间岩浆活动与古亚洲洋闭合有关(张超,2014关庆彬等,2016Wang et al., 2016Liu et al., 2017),晚三叠世岩浆活动形成于与古亚洲洋闭合有关的碰撞后伸展环境(Wu et al., 2011).然而依据年代学和岩石地球化学证据,古太平洋构造域对延边地区俯冲作用开始的时间主要存在以下争议:(1)泥盆纪(Li,2006);(2)晚三叠世(~220 Ma)(周建波等,2013Ma et al., 2017);(3)早-中侏罗世(张超,2014);(4)晚侏罗世-早白垩世(葛肖虹,1990唐克东等,2004).因此延边地区大面积的显生宙岩浆岩和沉积事件不能为探讨延边地区晚古生代-早中生代构造演化提供充分的证据,而通过构造年代学和构造解析方法研究古太平洋俯冲作用对延边地区的开始时间是一个合理而有效的途径.由于缺少精确的年代学数据,古洞河韧性剪切带一直被认为是新元古代新东村组变质岩.通过对白金地区“新元古代新东村组”变质岩野外详细地质调查,张超(2014)关庆彬等(2016)等认为原定义的白金一带新东村组变质岩主体是一套经历了动力变质作用的岩浆岩,利用锆石LA-ICP-MS方法获取的围岩成岩时代为243~251 Ma,该年龄可以限定古洞河韧性剪切带变质变形年龄的下限,然而关庆彬(2018)在古洞河韧性剪切带中识别出196 Ma的花岗岩,结合韧性变形特征,古洞河韧性剪切带应经历了多期变质变形事件.鉴于此,本文选取位于延边朝鲜族自治州龙井市白金一带的古洞河韧性剪切带作为研究对象,通过对该韧性剪切带年代学和运动学特征的分析,探讨古洞河韧性剪切带形成的动力学背景,为延边地区晚古生代-早中生代构造演化提供可靠的构造地质学证据.

      图  1  古洞河韧性剪切带地质简图及变形组构与采样位置

      Figure 1.  Geological map of Gudonghe ductile shear zone with samples and stereoplot of foliation planes

      • 研究区位于吉林省东部延边地区,以古洞河断裂为界北侧为吉黑造山带,南侧为华北克拉通,显生宙以来受构造热事件影响,形成了大面积的显生宙岩浆岩.研究区岩浆岩侵位时代以晚二叠世-早白垩世为主,始新世岩浆活动零星分布在研究区西侧,地层主要包括零星分布的新太古代变质岩、新元古代新东村组变质岩和长仁大理岩、早古生界和上三叠统地层以及中生代断陷盆地内广泛分布的早白垩世大拉子组、泉水村组和龙井组火山岩-沉积地层(图 1b)(张超,2014关庆彬等,2016).古洞河断裂起始于和龙市古洞河,向南东延伸经和龙市福洞镇至图们江边,在研究区内呈北西展布,是辉发河-富尔河-古洞河断裂带的重要组成部分,也是华北克拉通的一条重要界限断裂(刘永祥,1989张超,2014).野外地质和构造解析资料表明,古洞河断裂带两侧出露的岩石经历了由早期的韧性变形到晚期脆性碎裂这样一个长期复杂的变形变质过程(刘永祥,1989).

        古洞河韧性剪切带位于龙井市白金乡北侧,沿古洞河断裂展布,由于强烈韧性变形改造,广泛发育了不同类型糜棱岩,长期以来这些构造岩被认为是新元古代青龙村群新东村组地层.最近的野外调查和定年结果表明,白金地区所谓的“新东村组”地层是一套经历了韧性变形作用的花岗岩及少量的火山岩(张超,2014关庆彬等,2016).锆石U-Pb测年结果显示,古洞河韧性剪切带花岗质围岩侵位时代为243 Ma和252 Ma(张超,2014关庆彬等,2016),此外,依据古洞河韧性剪切带花岗质糜棱岩锆石年龄结果,张超(2014)关庆彬等(2016)认为古洞河韧性剪切带的形成应与晚古生代-早中生代古亚洲洋在延边地区的闭合有关,然而关庆彬(2018)在古洞河韧性剪切带中识别出~196 Ma的花岗质糜棱岩,暗示该韧性剪切带也可能受到后期构造事件的叠加作用,其经历了至少两期变质变形作用改造.因此详细研究古洞河韧性剪切带对深化延边地区晚古生代-中生代构造演化具有重要的意义.

      • 研究区韧性剪切带寄主围岩以二长花岗岩为主,剪切带沿古洞河断裂展布,宽度约20 km,岩体出露规模较大,在露头处可见典型韧性剪切变形特征.锆石U-Pb年代学显示该套岩体侵位时代为196~252 Ma(张超,2014关庆彬等,2016关庆彬,2018),可能为一套多期侵位花岗质岩体,此外该岩体上覆未发生变形的下白垩统地层,因此其变形时间应为早三叠世和早白垩世之间.已有数据和野外调查发现,韧性剪切带经受韧性变形而形成的糜棱岩面状构造和线状构造较为发育,其主要为两期,早期糜棱面理向南倾,晚期糜棱面理向西倾.本次工作对变形岩体晚期糜棱面理的统计结果显示(表 1),面理优势倾向为260°~330°方向,倾角为15°~55°,在糜棱面理上可见长英质矿物的定向拉长形成的拉伸线理,拉伸线理产状为240°∠8°,在露头上见有δ型残斑,显示右行逆冲韧性剪切变形的特征.韧性剪切带中糜棱岩主要组成矿物为石英、钾长石、斜长石和少量黑云母等,镜下可见微斜长石发生溶解,发生物质扩散转移形成的矿物鱼,多数石英表现为不规则形态的集合体,部分石英具有三边平衡结构.显微组构特征显示右行韧性剪切作用,整体表现出中层次的韧性剪切带特征.

        序号 倾向 倾角(°) 纬度(N) 经度(E)
        1 281 33 42°21ˊ12" 129°17ˊ5"
        2 294 40 42°21ˊ17" 129°17ˊ8"
        3 270 15 42°23ˊ26" 129°17ˊ34"
        4 275 55 42°21ˊ12" 129°15ˊ6"
        5 280 50 42°22ˊ55" 129°14ˊ7"
        6 260 45 42°22ˊ53" 129°14ˊ7"
        7 320 27 42°21ˊ42" 129°16ˊ30"
        8 270 45 42°19ˊ20" 129°12ˊ52"
        9 265 25 42°20ˊ28" 129°17ˊ5"
        10 265 25 42°19ˊ54" 129°16ˊ17"
        11 300 55 42°18ˊ52" 129°16ˊ14"
        12 315 30 42°18ˊ45" 129°15ˊ56"
        13 315 33 42°19ˊ26" 129°15ˊ44"

        表 1  研究区糜棱叶理统计

        Table 1.  The data of mylinitic foliation in the study area

      • 为厘清古洞河韧性剪切带变形期次及变形时间,本次工作在延边朝鲜族自治州龙井市南侧约6 km处大新水库附近(x:129°23′59″; y:42°38′20″)对糜棱岩化花岗岩进行了样品采集(图 2a2b),采集5~8 kg新鲜样品送至河北省廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司进行锆石挑选,其具体流程参照张超(2014).YN17锆石定年工作在天津地质矿产研究所同位素实验室完成,测试仪器为由NEWWAVE 193 nm FX激光器和Thermo Fisher公司的Neptune质谱仪组成的激光剥蚀多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS),激光束直径为35 μm,剥蚀深度为20~40 μm,剥蚀物质的载气为氦气,采用玻璃标准物质NIST610和锆石标准91500作为外标分别对同位素和微量元素进行分馏校正,其具体流程和相关仪器参照李敏等(2018).

        图  2  古洞河韧性剪切带典型宏观及显微变形特征

        Figure 2.  Outcrop-scale and microscopic deformation structures of mylonitic rocks from Gudonghe ductile shear zone

      • 糜棱岩化花岗岩(FN17)中锆石多为短柱状,长宽比为1:1~2:1,颗粒大小约100~120 μm,部分颗粒可以达到150 μm,CL图像显示锆石颗粒具有振荡环带结构,Th/U比值为0.06~1.01,具有岩浆成因锆石的特点.对样品的20颗锆石进行了U-Pb同位素分析,分析结果见图 3和附表 1.20个测点的206Pb/238U表面年龄为(174±2)~(239±3) Ma,除YN17.7(174±2 Ma)因Pb丢失未落在谐和线及其附近外,其余样品均落在谐和线上及其附近,YN17.1、YN17.2、YN17.3和YN17.13四个测点的206Pb/238U表面年龄分别为209±2 Ma,239±3 Ma,233±3 Ma和201±2 Ma,应为捕获锆石,其余15个测点206Pb/238U表面年龄为(186±2)~(195±2) Ma,加权平均年龄为192±2 Ma(MSWD=2.6)(图 4),该年龄可代表韧性变形岩体的结晶年龄.

        图  3  古洞河韧性剪切带花岗质糜棱岩(FN17)锆石阴极发光图像

        Figure 3.  CL images of the zircons from the granitic mylonites from Gudonghe ductile shear zone

        图  4  花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄谐和图

        Figure 4.  Zircon U-Pb concordia diagram for the granitic mylonite(FN17)

      • 分形维数是分形几何学中的一个重要的参数,也是数量化表征自相似性随机形态和现象的最基本的量.研究表明,不同温度范围内的石英颗粒边界的分形具有不同的分维数DKruhl et al., 1995Kruhl and Nega, 1996Takahashi et al., 1998).分维数可以作为变形变质的温度计,适合动态重结晶颗粒边界分维数的计算方法有两种:封闭折线法和周长-面积法(王新社等,2001),本文采用周长面积法来确定分维数,详细结果见表 2图 5,具体流程参照梁琛岳等(2015),统计数据的相关系数为0.943~0.959,分形维数在1.159~1.216之间(表 3图 5),表明古洞河韧性剪切带糜棱岩动态重结晶石英颗粒具有统计意义上的自相似性和明显的分形特征(图 6).

        样品号 X/Y Y/Z X/Z ln(X/Y ln(Y/Z) K= ln(X/Y)/ln(Y/Z)
        BJ8 1.14 2.00 2.28 0.13 0.69 0.19
        BJ9 1.22 2.22 2.70 0.20 0.80 0.25
        BJ13 1.33 2.50 3.30 0.28 0.91 0.31

        表 2  古洞河韧性剪切带有限应变测量数据

        Table 2.  Data of finite-strain measurement from Gudonghe ductile shear zone

        图  5  石英动态重结晶颗粒的粒径-周长双对数图解

        Figure 5.  lg-lg plots of perimeter-diameter of dynamically recrystallized quartz grains

        样品号 测量数 粒径分布(μm) 平均粒径(μm) 周长分布(μm) 平均周长(μm) 分形维数D 相关系数 古差力应力值
        BJ8 60 25.82~209.64 82.82 211~2 534 703.55 1.216 0.943 20.09
        BJ9 60 35.95~193.01 94.99 211~2 257 814.45 1.216 0.943 18.02
        BJ13 59 31.89~401.00 103.56 211~3 452 884.08 1.159 0.959 16.83
        注:古差力应力值根据Stipp(2003)计算.

        表 3  石英动态重结晶颗粒边界的分形特征和古差力应力值

        Table 3.  Fractal characteristics of dynamically recrystallized quartz grain boundary in mylonites and estimation of paleo-stress

        图  6  石英动态重结晶颗粒显微构造特征

        Figure 6.  The microstructure characteristics of dynamic recrystallization of quartz

      • 石英和长石矿物变形和重结晶方式可以指示韧性剪切带的形成温度.在250~300℃,石英主要表现为脆性变形向韧性变形转变;在300~380℃,石英主要表现为膨胀重结晶(BLG); 380~420℃,石英表现为膨胀重结晶(BLG)和亚颗粒旋转重结晶(SGR)共存; 420~480℃表现为亚颗粒旋转重结晶(SGR);470~520℃表现为亚颗粒旋转重结晶(SGR)和颗粒边界迁移重结晶(BGM)共存; 颗粒边界迁移重结晶(BGM)单独存在的温度为530~630℃.而低于300℃时,长石表现为脆性劈裂,300~400℃时表现为波状消光、双晶纹弯曲及显微破裂,长石高于400℃时表现为塑性变形和动态重结晶.古洞河韧性剪切带糜棱岩中长石主要表现为塑性变形,部分石英颗粒表现为膨胀重结晶和颗粒边界迁移重结晶,表明其温度应大于400℃.

        此外本文采用Kruhl温度计(Kruhl and Nega, 1996),利用分形维数D和变形温度T之间的关系计算了古洞河韧性剪切带糜棱岩的变形温度,在Kruhl温度计和分形维数D与变形温度T的关系图中(图 7),古洞河韧性剪切带糜棱岩样品变形温度大约为450~550℃,相当于高绿片岩相到低角闪岩相,与显微矿物变形特征所表现的变形温度一致,分别按照25 MPa/km和33℃/km推算古洞河韧性剪切带形成深度为18~21 km,围压为450~525 MPa,属中地壳层次.

        图  7  分形维数与变形温度关系

        Figure 7.  Relationship between fractal dimension and deformation temperature

      • 重结晶石英的细粒化颗粒粒度与差异应力存在对应关系(Twiss,1977Mercier et al., 1977Koch et al., 1989Stipp,2003Stipp et al., 2010),结晶颗粒粒径压力计可用来计算差异应力,其公式表示为:σ=(d/b)1/R;其中σ为差异应力,MPa;b为实验参数,μm·MPa-Rd为动态重结晶石英晶粒径,μm;R为实验参数-1.26(Stipp,2003).本文选用Stipp(2003)给出的压力计对古洞河韧性剪切带糜棱岩样品进行了古差异应力计算,实验参数估算古洞河韧性剪切带糜棱岩的变形古应力差在16.83~20.09 MPa之间,由于受退火后变形作用过程中颗粒粒径增大效应的影响,该计算的差异应力值范围可能代表古洞河韧性剪切带糜棱岩化作用过程的下限.

      • 岩石有限应变测量的方法主要有Fry法、几何作图法、长短轴法、心对心法及双晶应变分析法等(郑亚东和常志忠等;1985),本文对变形强烈的3件糜棱岩样品进行统计分析,选用变形石英为应变标志体,采用Fry法进行有限应变测量,得出测量数据见表 2,其具体流程和操作方法可参考梁琛岳等(2015).

        利用Flinn判别图解对有限应变类型进行判别,根据Flinn参数K值(K=ln(X/Y)/ln(Y/Z))大小可以将Flinn图解分成几个不同的变形类型:(1)轴对称压缩(K=0~0.15);(2)一般压缩(0.15~0.67);(3)平面应变(0.67~1.50);(4)一般拉伸(1.50~6.67);(5)轴对称拉伸(6.67~+∞)(郑亚东和常志忠,1985).对古洞河韧性剪切带有限应变测量结果进行对数Flinn图解判别,3个糜棱岩样品的K值在0.19 ~0.31之间(表 2),样品投在压缩应变区域(图 8),显示其应变类型主要为压缩应变,属于一般压缩的范围,岩石类型表现为S > L构造岩,具有强烈压扁的特征.结合右旋剪切特征,可以认为在剪切作用下导致韧性剪切带内的岩石矿物经历了变形,发生定向压缩.

        图  8  Flinn有限应变判别

        Figure 8.  Flinn finite strain discrimination diagram

      • 利用已计算的差异应力和温度可以推算糜棱岩化过程的应变速率(Poirier,1985Hacker et al., 1990),考虑高温流变律的应变速率计在高温条件(T > 400℃)仍然适用(梁琛岳等,2015),因此本文选用高温流变律的应变速率计推算糜棱岩化过程的应变速率,常用的石英岩的高温流变律计算公式为:ε=Aσnd-mexp[-Q/RT],其中ε为应变速率,S-1,自然界的应变速率一般为10-14~10-15 S-1A为实验参数,MPa-1s-1σ为差异应力,MPa;Q为活化能,J·mol-1T为温度,K;R为理想气体常数(8.314 J·K-1·mol-1);d为矿物粒径,μm;n为应力指数;m为粒度指数,对于石英而言,m取值为0(n > 2)或2(n < 1.5)(Rutter and Brodie, 2004a, 2004b).

        本文参考不同学者(Parrish et al., 1976Koch,1983Kronenberg and Tullis, 1984Koch et al., 1989Paterson and Luan, 1990Hirth et al., 2001)的流变学实验参数,利用实验流变律公式计算的古洞河韧性剪切带糜棱岩化过程的应变速率结果见表 5,除利用Kronenberg and Tullis(1984)公式计算的应变速率较大以外,其他方法计算的应变速率在450℃时 < 10-14 S-1,550℃时应变速率 < 10-12 S-1,该计算结果与自然界一般区域性应变速率一致,说明古洞河韧性剪切带的应变速率与世界上大多数韧性剪切带中的糜棱岩应变速率一致,是位错蠕变的结果.

        样品号 Δσ(MPa) 温度(℃) Parrish et al.(1976) Koch et al.(1989) Koch (1983) Kronenberg and Tullis(1984) Paterson and Luan(1990) Hirth et al.(2001)
        BJ8 20.09 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-13 10-16
        550 10-13 10-13 10-12 10-10 10-12 10-15
        BJ9 18.02 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-14 10-16
        550 10-13 10-13 10-13 10-11 10-12 10-15
        BJ13 16.83 450 10-15 10-14 10-14 10-12 10-14 10-17
        550 10-13 10-13 10-13 10-11 10-12 10-15

        表 5  不同方法估算的应变速率

        Table 5.  Estimation of strain rate by different methods

      • 古洞河韧性剪切带是研究兴蒙造山带南缘东段增生造山带的有效窗口,准确识别古洞河韧性剪切带变形时间和变形特征对分析韧性剪切带动力学背景和探讨延边地区显生宙以来的构造演化具有重要的意义.

      • 对古洞河韧性剪切带早期的认识是由吉林省区调队1984年在建立中元古界“色洛河群”时提到的,该韧性剪切带向西可与华集岭韧性剪切带相连,与保忠桥-大蒲柴河韧性剪切带、青茶馆-松江河韧性剪切带和贤儒-先河韧性剪切带一起成为黄泥岭构造带的重要组成部分(李承东,2005).通过系统野外地质调查,古洞河韧性剪切带中至少存在两期韧性变形作用,早期韧性变形形成的糜棱叶理倾向为南,晚期形成的糜棱叶理倾向为西,但其韧性变形作用时间还有待商榷.

        前人对于黄泥岭构造带中发育的韧性剪切带(包含古洞河韧性剪切带)形成时间的确定主要是依据与韧性剪切带有关地质体中岩浆锆石、钾长石斑晶和黑云母同位素数据及区域演化特征等(刘永祥,1989刘先文等,1994邵建波和毕守业,1995李承东,2005张超,2014关庆彬等,2016关庆彬,2018).刘永祥(1989)在研究辉发河-古洞河韧性剪切带特征过程中认为韧性剪切带发生于元古代末,终止于中生代初.葛肖虹(1990)在总结吉林东部海西期“吉林花岗岩”形成时代时发现全岩Rb-Sr和锆石U-Pb年代学方法所测得的花岗岩年龄多集中在203~234 Ma,并进一步推测韧性剪切带的变形年龄为200 Ma左右.刘先文等(1994)根据野外调查和构造分析也认为古洞河-富尔河韧性剪切带形成时间为200 Ma左右.曾庆栋等(1994)则根据鸡南铁矿围岩年龄(2 500 Ma,U-Pb法)认为发育在金城洞绿岩带中的韧性剪切带(古洞河,金城洞沟口,西沟,东风)属于阜平构造旋回的产物.邵建波和毕守业(1995)认为在辽吉地块与吉黑褶皱拼贴带上发育的韧性剪切带主要产于古生代花岗岩中,并推测韧性剪切带形成时间为华力西期.唐克东等(2004)根据变形花岗岩中的钾长石斑晶年龄(147.3 Ma)和糜棱岩化片麻岩中黑云母年龄(143 Ma)认为推覆岩片活动和变质时间为晚侏罗世.李承东(2005)对华集岭韧性剪切带中二长花岗质糜棱岩进行了钾长石40Ar-39Ar年龄和SHRIMP锆石年龄分析(40Ar-39Ar年龄未形成坪年龄,SHRIMP锆石年龄为168±4 Ma),而对古洞河韧性剪切带形成年龄则参考了花岗岩岩体锆石U-Pb年龄测试结果(171 Ma),根据年龄特征认为华集岭-古洞河左行韧性剪切带发生时间为晚侏罗世-早白垩世.邸新等(2008)根据黑云斜长片麻岩的K-Ar全岩年龄(669.5 Ma)认为发育北西向韧性剪切带的新东村构造岩片为新元古代的产物,但对韧性剪切带的形成时间未做深入报道.张超(2014)关庆彬等(2016)对和龙地区勇新岩体(古洞河韧性剪切带围岩)进行了年代学、岩石地球化学和构造变形特征研究,认为其中的花岗质岩石形成时代为252~242 Ma,岩石具有典型I型花岗岩特征且形成于同碰撞环境,并进一步认为韧性剪切带形成于早中三叠世.

        综上所述,对黄泥岭构造带中韧性剪切带形成时间主要有元古宙(刘永祥,1989曾庆栋等,1994邸新等,2008)、海西期(邵建波和毕守业,1995)、早中三叠世(张超,2014关庆彬等,2016)、晚三叠世(~200 Ma)(葛肖虹,1990刘先文等,1994)和晚侏罗世-早白垩世(唐克东等,2004李承东,2005)5种认识.本次工作对古洞河韧性剪切带中发育的花岗质糜棱岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb测年工作,20颗锆石颗粒的CL图像显示具有明显的岩浆振荡环带,其Th/U值为0.06~1.01,暗示锆石具有岩浆成因的特点,15颗锆石加权平均年龄为192±2 Ma,可代表花岗质糜棱岩原岩的结晶年龄.考虑延边古洞河韧性剪切带中早期花岗质糜棱岩糜棱面理倾向为南,其花岗质围岩锆石U-Pb年龄为252~243 Ma,而晚期花岗质糜棱岩糜棱面理倾向为西,其花岗质围岩锆石U-Pb年龄为192 Ma,因此,古洞河韧性剪切带至少存在两期变形事件.宏观和显微组构分析结果显示,晚期变形主要发生右行剪切变形,该期变形时间应晚于192 Ma,此外,古洞河韧性剪切带相邻高岭二长花岗岩岩体锆石U-Pb年龄为170 Ma(张超,2014),该岩体未发生韧性变形作用,可以限定研究区古洞河的韧性变形时间上限.综上所述,古洞河韧性剪切带至少存在两期变形事件,宏观和显微组构分析结果显示,晚期变形主要发生右行剪切变形,该期变形时间应为192~170 Ma.

        延边韧性剪切带糜棱面理倾向主要为西,倾角较缓,表明其应受到近东西方向的应力作用,样品的K值为0.19~0.37,显示应变类型为压缩应变,线理倾伏向为南西,表明古洞河韧性剪切带具有由南西向北东右行逆冲的特征.古洞河韧性剪切带变形温度约450~550℃,变形古应力差较小,为16.83~20.09 MPa,其应变速率为10-12~10-14 S-1,与自然界应变速率一致,表明古洞河韧性剪切带是缓慢位错蠕变的结果.

      • 延边地区位于兴蒙造山带东段南缘,其岩浆活动、沉积事件、变质作用、构造变形几何学、运动学特征和构造演化是兴蒙造山带东段南缘增生造山带研究的重要科学问题.众多学者对延边地区岩浆活动进行了深入研究,普遍认为晚三叠世之前的岩浆活动与古亚洲洋构造域有关,之后的岩浆活动与环太平洋构造体系有关.目前对延边地区构造变形带中韧性剪切带形成的动力学背景尚未达成统一认识:一种观点认为韧性剪切带形成于古亚洲洋构造域作用下(刘永祥,1989葛肖虹,1990刘先文等,1994),在此基础上部分学者认为该剪切带形成后叠加了古太平洋构造域作用(刘先文等,1994),也有学者认为剪切带形成后西伯利亚古板块向南的俯冲作用对韧性剪切带造成了一定影响(葛肖虹,1990);而另一种观点认为剪切带的形成与古亚洲洋构造域没有关系,而是环太平洋构造带作用的产物(唐克东等,2004李承东,2005).延边古洞河韧性剪切带中早期花岗质糜棱岩糜棱面理倾向为南,其花岗质围岩锆石U-Pb年龄为252~243 Ma,应与古亚洲洋构造域作用有关.晚期右行剪切韧性剪切带围岩年龄为192 Ma,为早侏罗世,因此该期韧性变形事件应不早于早侏罗世.尽管目前对于古亚洲洋在延边地区的闭合时间还存在晚二叠世、早中三叠世等争议(张超,2014关庆彬等,2016Du et al., 2019),但普遍认为古亚洲洋构造域对延边地区的影响最晚持续到晚三叠世,早侏罗世期间延边地区未受到古亚洲洋构造域的影响,因此古洞河晚期右行韧性剪切带应与古亚洲洋构造域没有关系.

        吉黑东部分布有大面积的早、中侏罗世侵入岩体:既包括具有活动大陆边缘特点的花岗岩类组合(Wu et al., 2011),也包括与俯冲环境下形成的弧后盆地伸展有关的基性岩体(张超,2014),同时在吉黑东部还分布着173~190 Ma的钙碱性火山岩,此外分布于佳木斯板块西缘的黑龙江群Ar-Ar和Rb-Sr年龄集中在165~200 Ma(周建波等,2013),与吉黑东部岩浆岩活动时间相吻合.岩浆事件和变质事件表明,早侏罗世期间延边地区处于古太平洋俯冲的动力学背景下.古洞河晚期右行韧性剪切带花岗质糜棱岩年龄为192±2 Ma,因此其变形年龄不早于早侏罗世,糜棱叶理倾向为西,线理倾伏向为西南,变形特征表明其受到由南西向北东方向的挤压.结合变形时间和变形特征,古洞河早期韧性剪切带应受古亚洲洋构造域作用的影响(图 9a),而晚期右行韧性剪切带应受古太平洋俯冲作用的影响,是早侏罗世古太平洋板块向欧亚大陆俯冲作用下的产物(图 9b).

        图  9  早三叠世和晚三叠世-早侏罗世延边地区构造演化

        Figure 9.  Early Triassic and Late Triassic-Early Jurassic tectonic evolution in Yanbian area

      • (1)古洞河韧性剪切带至少发生过两期韧性变形作用,早期发生在早三叠世,晚期发生在早侏罗世,晚期变形由南西向北东右行逆冲以压扁变形为特征.

        (2)动态重结晶颗粒边界分形维数在1.159~1.216之间,具有统计意义上的自相似性和明显的分形特征.古差应力值为16.83~20.09 MPa,应变速率为10-12~10-14 S-1,古洞河韧性剪切带与世界上大多数韧性剪切带中的糜棱岩应变速率一致,是缓慢位错蠕变的结果.

        (3)古洞河韧性剪切带变形温度为450~550℃,相当于高绿片岩相-低角闪岩相,按平均地热温增率为33℃/km可大致推断出剪切带形成于18~21 km的深度范围内,按25 MPa/km的地压梯度可以换算出其围压为450~525 MPa,属中地壳层次.

        (4)花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄为192±2 Ma,因此古洞河韧性剪切带变形时代应不早于早侏罗世,其应该是早侏罗世古太平洋板块向欧亚大陆俯冲作用下的产物.

        致谢:感谢吉林大学梁琛岳博士在成文过程中给予的帮助,同时对匿名审稿专家对本文提出的建设性修改意见表示诚挚的谢意.

        附表见本刊官网(http://www.earth-science.net).

    参考文献 (57)

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