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1. （三）块体缝合带和拼合历史

洛南-栾川断裂带和商州-官坡-老君山-南召断裂带，商丹断裂带，勉略断裂带（勉略蛇绿构造混杂岩带或勉略构造带）和华山-汉南断裂带是分割秦岭中、上部地壳不同性质构造块体特征地质界线。其特征在本书第四章第三节中已有表述。块体不同时间沿着这些界线拼合或分离构成了秦岭造山带的演化历史。

1.洛南-栾川断裂带和商州-官坡-老君山-南召断裂带

洛南-栾川断裂带和商州-官坡-老君山-南召断裂带间为北秦岭块体与华北南缘块体过渡区。该断裂带区早期为北秦岭块体和华北南缘块体拼合缝合线。拼合时间由华北南缘张家坪花岗岩体和龙王䃥花岗岩岩体的形成时代和晋宁期宽坪四岔口变质碎屑岩物质组成及北秦岭地区区域重大地质事件年表可判断，其年龄可能为古元古代，2000Ma左右。张家坪和龙王䃥岩体为碱性花岗岩，张家坪岩体形成年龄1980±260Ma左右，龙王䃥岩体2021±33Ma。四岔口云母石英片岩原岩形成于晋宁期，其物质组成主要为秦岭岩群变质岩风化物质。这显示，晋宁期前，北秦岭块体已就位于华北南缘块体之南。另外，2000Ma后，1000Ma前，已获得同位素年代学资料显示，北秦岭地区未见有强烈区域地质事件记录（张宗清等，1994、2002b）。若这期间，即2000～1000Ma间，北秦岭块体与华北南缘拼合，如此强烈地质作用，北秦岭地区不可能没有记录。以上事实表明，北秦岭块体和华北南缘块体拼合时间应在2000Ma左右。

晋宁期，该缝合带位置为弧后扩张洋盆（详见第三章有关章节和本章第一节），广东坪蛇绿岩产出地。燕山期，华北南缘块体存在向北秦岭块体俯冲过程，在洛南-栾川断裂和商州-官坡-老君山-南召断裂间北秦岭块体和华北南缘块体过渡带内有燕山期花岗岩生成。

华北南缘块体基底，一般认为，属太古宇太华群，年龄≥2500Ma（陕西省区域地质志，1989；河南省区域地质志，1989；张宗清、黎世美，1998c）。选自该区火山岩中的锆英石年龄也给予了证明。出露该区洛南一带的正长斑岩Rb-Sr等时年龄为455±40Ma，Sm-Nd等时年龄为 437±71Ma，Nd 模式年龄 t_DM1384±66Ma，锆英石逐层蒸发法²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2626±2Ma。这明显表明，火山岩形成于古生代加里东期，岩石中的锆英石是太古宇太华群物质带入的（张宗清等，1994）。但是，该区的花岗岩Nd模式年龄，体Nd模式年龄t_DM1821～1986Ma；合峪、伏牛山岩体1693～1790Ma。这显示，块体下部，除太华群基底外，也存在晋宁期，或古元古代物质。华山花岗岩中含有U-Pb年龄为817±31Ma的锆英石（表4-2-73、图4-2-57）。

2.商丹断裂带

该构造带长期作为华北和扬子拼合缝合线。从已获得蛇绿岩、花岗岩和碎屑沉积岩同位素年代学和地球化学资料看，该带自晋宁期开始长期活动。①该构造带是晋宁期洋盆扩张中心。出露该带花岗岩Nd模式年龄t_DM最年轻，类似形成年龄花岗岩Nd同位素ε_Nd（t）最高，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i最低。②该带也是晋宁期洋壳消减扬子板块与华北-北秦岭复合板块或南、北秦岭块体，拼合缝合界线。③该带亦是古生代加里东-早海西期扬子-南秦岭陆块向华北-北秦岭陆块俯冲构造活动带。④该带也是秦岭地表沉积物物质主要供应源区带。沿商丹断裂带南、北陆块自晋宁期开始长期隆起，风化物质南、北流动，南、北秦岭、华北南缘地表沉积陆壳岩石物质主体由该区域岩石风化物质组成。

3.勉略断裂带（勉略构造带或勉略蛇绿构造混杂岩带）

勉略断裂带，或勉略构造带，或勉略蛇绿构造混杂岩带，由宽约1～5 km多条主干断裂为骨架由强烈剪切基质包容大量An

，Z-C，D-C和众多超镁铁质等不同构造岩块组成（张国伟等，1995b），是晋宁期扬子板块向华北-北秦岭复合板块俯冲拼合后期在扬子克拉通板块基础上拉张形成洋盆，随后洋壳向南俯冲-拼合，而后又于印支期向北俯冲复杂构造活动带。新获得的资料是：①出露该构造带代表性蛇绿岩块和岛弧火山岩块均形成于晋宁期，年龄873±71～877±78Ma；②扬子北缘碎屑沉积岩同位素年代学和地球化学资料表明，新元古代晋宁期，扬子北缘发生过强烈隆升；③勉略带南侧晋宁期花岗岩发育，汉南侵入杂岩、大安岩体、罗寿河岩体、白雀寺岩体都形成于晋宁期，年龄815～894Ma。同碎屑沉积岩资料，花岗岩同位素年代学资料也表明，837～800Ma左右扬子北缘发生过快速隆升过程（张宗清等，2000、2002 b及本书第四章第二节有关部分）。其隆升速度，据张宗清等（2000，2002b）计算，和大别山高压变质岩折返冷却速率接近，最大冷却速率达39℃/Ma，大别山≈40℃/Ma（Chavagnac and Jahn，1996）；④扬子北缘花岗岩长石Pb同位素组成变化大，北部花岗岩，如五堵门岩体，贫放射成因Pb，其值和勉略带蛇绿岩，如庄科变质镁铁质火山岩，Pb同位素组成十分相似；南部花岗岩，如汉南岩体，和扬子块体内部和华南花岗岩长石Pb类似，富放射成因Pb（表3-7-3、表4-2-9）。同时该带也存在一些印支期板块构造活动证据，如曾有报道，略阳黑沟峡岛弧火山岩Sm-Nd等时年龄为242±21Ma，Rb-Sr等时年龄为221±13Ma（李曙光等，1996）；构造带北部存在印支期花岗岩带（孙卫东等，2000）；勉县安子山一带有印支期麻粒岩形成（张宗清等，2002 a）。这些事实反映，该带构造活动复杂，且具有多期性。但是，曾认为，印支期，该带存在一个大的印支洋盆，不一定是事实。该带代表性具蛇绿岩性质镁铁质火山岩都形成于晋宁期。曾作为该带蛇绿岩形成时代证据的略阳四房坝硅质岩，含石炭纪放射虫；Sm-Nd等时年龄≈328Ma，I_Nd≈0.51183，相应ε_Nd（t）=-7.6；同样样品的Rb-Sr等时年龄≈344Ma，I_Sr≈0.7097（表3-5-22、表3-5-23、图3-5-37、图3-5-38）。石炭纪海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 值低于0.7085（Veizer and Compston，1974、1976；Burke et al.，1982；Basaltic Volcanism on the Terrestrial Planets，1982）。硅质岩大大小于0的ε_Nd（t）值和大大高于当时代海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值强烈表明，该时期，该构造带存在一个大量地幔物质强烈溢出的大洋盆的可能性是不大的。

由上述可以看出，晋宁期，秦岭各陆块已经拼合。这时期扬子和中朝克拉通华北陆块沿秦岭造山带可能已发生联结（任纪舜，1991）。

4.华山-汉南断裂带

该断裂带被印支-燕山期花岗岩侵占。自印支期，断裂带两边东、西秦岭显现不同地质面貌。西秦岭，印支期地质作用强烈，变质火山岩全岩Rb-Sr同位素系统、⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素系统再置，有麻粒岩形成（杨崇辉等，1999；李三忠等，2000；张宗清等，2002a），大量印支期花岗岩侵位。东秦岭相反，该时期地质作用弱，尚未发现在该区域有印支期花岗岩出露。西秦岭由于强烈印支期地质作用叠加，地质背景显得比东秦岭复杂。

2. 南秦岭中生代构造-热事件——深熔淡色脉体的形成

与秦岭造山带南缘勉-略印支期缝合带构造相应，南秦岭地区中生代岩浆侵入活动十分发育，如王根宝等（1998）报道的形成时代为（212.8±9.4）Ma的岩浆侵入活动事件。另外，前人研究工作还在佛坪地区发现了中酸性麻粒岩的存在，其形成时代为（218±14）Ma（杨崇辉等，1999），这为本地区麻粒岩相变质作用事件的确立提供了重要地质及年代学证据。野外地质调查工作还发现，在南秦岭佛坪-马道地区，常见一些副变质岩及花岗质片麻岩中发育深熔淡色脉体，这类淡色脉体的形成不仅反映了深变质作用的存在，而且其中同生锆石的U-Pb同位素测年结果还被有效地用于确定变质作用的时代（陆松年，1999），为此，本次研究工作选择在马道一带采集深熔淡色脉体，并开展了相应锆石的ID-TIMS法U-Pb同位素年代学研究工作。

表4-6 深熔淡色脉体（T06）ID-TIMS法锆石U-Pb同位素年龄分析结果

图4-4 深熔淡色脉体（T06）ID-TIMS法锆石U-Pb同位素年龄谐和图

样品取样点位于汉中-留坝县公路旁岩石断面，相应淡色脉体呈不规则脉状或团状，单个脉体延伸不大，并呈现塑性流变变形特点，其寄主岩为花岗闪长质片麻岩。该淡色脉体中所分选出的锆石多呈淡黄色、柱状晶形，相应测年结果见表4-6。共完成6个锆石测点，其中，1～4号测点位于谐和线上（图4-4），具有基本一致的²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄，相应加权平均值计算结果为（221.7±9.9）Ma，应代表了该深熔淡色脉体的形成时代，而5、6号测点同位素比值测定误差较大，无明确的年龄指示意义。（221.7±9.9）Ma深熔淡色脉体形成时代的确定，进一步表明南秦岭地区前中生代岩石曾遭受了强烈的印支期变质作用过程的改造。

3. 深熔作用的一般概念

深熔作用和重熔作用均译自于英文单词anatexis，在Robert L.Rates ＆ Julia A.Jackson（1984）主编的《地质学术语词典》（“Dictionary of Geological Terms”）中，深熔作用被注释为：原先存在的岩石经历了粒间的、部分的、不均匀的、差异的或者完全地被熔融。深熔作用通常与高级变质作用相联系，是一个区域地质事件的演化过程中，处于地壳中深部的变质岩，由于温度升高、压力降低、流体加入或构造作用发生导致其部分乃至全部熔融的地质作用和过程（贺同兴，1987；程裕淇、杨崇辉等，2004）。深熔作用主要发生于区域变质作用的峰期附近（Jung et al.，2000a，b，2001；Johannes，2003），同区域变质作用一样，也是区域性的。当然，如果构造作用在深熔作用过程中居主导地位，也可以发生在大型韧性剪切带中。

深熔作用可以是在封闭体系下进行，熔体来源于发生深熔作用的岩石本身，也可以有深部岩汁（ichor）或外来流体的加入，这也是混合岩研究的早期历史上发生争论的两个观点。实际上，这是混合岩化作用/深熔作用过程中的两种客观现象，可以相伴出现，只是相对于所研究的地质体本身及其尺度而言以一种起主导作用（程裕淇、杨崇辉等，2004）。

深熔作用可以分两种：存在流体相的熔融和缺乏流体相的熔融。存在流体相的熔融发生在固相线上或固相线附近，熔融涉及的矿物主要是长石和石英，如果是存在于颗粒之间的自由水，这种自由水含量很低，仅能产生少量的熔体（Stevens and Clemens，1993）。饱水熔融通常需要外来含水流体的加入，其尽管可以形成黏度很低的长英质熔体，但与源岩的分离程度低，侵位能力有限，一般不形成大的花岗岩体，但可以产生十分发育的混合岩（Thompson et al.，1995；Jung et al.，2000a，b）。相反，水缺乏的熔融发生远高于固相线之上，主要涉及含水矿物相如角闪石、黑云母和白云母的分解，结果，所形成的熔体通常缺水，而且，所形成的熔体量可以达到30%以上（Clemens，1984），远远超过流体相存在情况下形成的熔体。

发生深熔作用的岩石既可以是变质沉积岩和变质火山岩，也可以是早期的变质深成侵入岩（如TTG）（穆克敏等，1989；林强等，1992a，b），总之，组成中下地壳的所有岩石都可以是深熔作用的对象。

深熔作用不仅是形成高级变质区深熔混合岩和深熔片麻岩的主要机制，而且也是地壳中大面积花岗质岩浆形成的主要原因（Kriegsman，2001；贺同兴，1987；程裕淇、杨崇辉等，2004），因此，它在地壳分异过程中起了关键性的作用（Clements and Hutton，1998）。是形成深熔混合岩还是形成深成岩体取决于熔体的体积和熔体的运移（Brown，1994a；Brown et al.，1995；Kriegsman，2001），熔融程度低，熔体体积小，运移速率低，运移距离短，则形成深熔混合岩或低度深熔岩；熔融程度高，运移距离大，则可以形成深成岩体；如果熔融程度高，但运移距离小或不发生迁移，并且熔体与残留体还没有完全分离，则形成深熔片麻岩，它往往与源岩在空间上密切共生。

通常认为变质作用是在基本保持固态的情况下岩石中的矿物组成和组构发生改变形成新的岩石的作用和过程，岩浆作用是指基本处于液态的情况下岩浆的运移、演化（分离、混合）和结晶的地质作用，深熔作用则是介于二者之间、承上启下的一种地质作用（贺同兴，1987；程裕淇、杨崇辉等，2004）。三者之间渐变过渡，但又有一定的重叠，联系密切，可以发生于同一区域变质地质事件的演化过程中。

4. 高级变质岩石中矿物的标型特征

要进一步确定高级变质岩石的变质条件，还需要加强矿物标型特征的研究。同一种矿物的成分、微细结构、形态、物性等常因生成条件不同而异，这些能反应其生成条件的特征称为矿物的标型特征（靳是琴和李鸿超，1984）。矿物的标型特征的研究通常可以通过显微镜观察、透射电镜分析、电子探针（EPMA）、同步X射线荧光（SXPF）、质子探针（μPIXE）、二次离子质谱（SIMS）、加速质谱（AMS）、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱（LA-ICP-MS）和激光拉曼光谱等多种方法来进行。有关矿物的标型特征的详细资料可参考《成因矿物学概论》（靳是琴和李鸿超主编，1984）、《成因矿物学和找矿矿物学》（陈光远等，1987）和相关的参考文献，下文简要介绍高级变质岩中一些常见变质矿物的标型特征。

1.石榴子石

石榴子石是泥质岩和镁铁质岩石中的常见矿物，在钙硅酸盐岩中也可出现。由于类质同象的广泛存在，石榴子石中的化学成分比较复杂，可以出现镁铝榴石、铁铝榴石、锰铝榴石、钙铝榴石和钙铁榴石等端员组分。在泥质岩和镁铁质岩石中，石榴子石以前3个端员为主，但在相同变质条件下，镁铁质岩石中的石榴子石比泥质岩石中的石榴子石相对富CaO。而在钙硅酸盐岩中，则以钙铝榴石为主。

石榴子石贯穿于绿片岩相、角闪岩相、麻粒岩相和榴辉岩相的岩石中，除寄主岩石成分的影响外，其矿物化学成分随着变质条件的改变。目前的研究表明，在泥质和镁铁质岩石中，随着温度的升高，MnO含量降低，MgO含量增加，尽管由于压力不同变化程度不同，但这一趋势普遍存在（靳是琴和李鸿超，1984）。随着温度的升高，石榴子石固溶体系列中钙铝榴石组分容易分解出来，而使CaO含量降低，但钙铝榴石组分在高压下容易进入固溶体，CaO的含量随着压力的增加而增加（Macgregor，1970；Carswell et al.，1993）。索波列夫（Соболев，1970）以1000多个石榴子石化学分析数据为基础，采用（Gro＋Andr＋Ura）-（Alm＋Spe）-Pyr三角图解，确定的不同变质相石榴子石的成分区（图7-2-3）也说明了上述结论。

图7-2-3 不同变质相的镁铝榴石-铁铝榴石系列成分区间的综合图解

（据Соболев，1970）

1—榴辉岩相；2—麻粒岩相；3—角闪岩相；4—绿帘角闪岩相和角岩相。AA′—为与无钙的镁铁矿物共生的石榴子石（此线以下）和与含钙的镁铁矿物共生的石榴子石。Prp—镁铝榴石；Alm—铁铝榴石；Sps—锰铝榴石；Grs—钙铝榴石；Adr—钙铁榴石；Uva—钙铬榴石

变质成因的石榴子石普遍发育有成分环带，采用现代微区测试技术对石榴子石的主元素和微量元素成分环带进行详细研究，可以进一步揭示变质作用的P，T条件和P-T条件的变化。

2.辉石

辉石在高级变质岩中分布广泛，通常分为斜方辉石和单斜辉石，但由于成分变化很大而形成一系列的辉石亚类。斜方辉石尤其是紫苏辉石的出现是麻粒岩相变质的标志，一般情况下，斜方辉石的温度和压力区间比单斜辉石窄。含有斜方辉石的变质酸性岩和基性岩在温度不低于750～800℃时形成，仅某些变质超基性和磁铁石英岩中的铁斜方辉石可以在650～700℃时稳定。而在高压下，斜方辉石（紫苏辉石）可能与斜长石一起转化为石榴子石和石英。

变质辉石的成分一方面受寄主岩石成分的控制，另一方面取决于形成时的温压条件，因而，在成分相同的岩石中，辉石中的Al含量是温度和压力的函数，Al含量增高意味着温压条件尤其是压力增高，单斜辉石中的硬玉分子含量增高更是压力升高的指示剂。

3.角闪石

角闪石是高级变质岩中常见的变质矿物。与辉石一样，由于成分的变化，可以进一步划分为许多亚类。目前的研究表明，角闪石可以形成在麻粒岩相、角闪岩相、绿片岩相等不同的变质条件下，并可由其化学成分和光性特征表现出来。普遍的规律是：①温度升高，角闪石中的Al^Ⅳ增加，压力增大，Al^Ⅵ增加；②随着变质程度的提高，角闪石中TiO₂，K₂O＋Na₂O含量升高；③角闪石N_g方向的颜色与TiO₂含量有关，在低温（绿帘角闪岩相）条件下为蓝绿色，在较高温度（角闪岩相）时为绿色，更高温度（高角闪岩相—麻粒岩相）时为棕色。以此为依据，目前已形成一系列标定角闪石形成条件的一系列图解。在高级变质岩石中，不同成分的角闪石都可能存在。

4.黑云母

黑云母可以产于不同变质相的泥质岩和镁铁质岩石中，但其成分特征和光性特征也发生一定的变化，主要是随着温度的升高，黑云母中的Fe^2＋/Mg比值降低，TiO₂含量增加。当然，寄主岩石的成分对黑云母的成分特征也有一定的影响。与成分变化有关的是黑云母的多色性，普遍的规律是，在低级变质（绿片岩相）条件下，多呈黄绿色、绿色，变质程度较高（角闪岩相）时，多呈褐色、暗褐色，更高变质条件下，则为红棕色或红褐色。

黑云母可以在麻粒岩相的较低温度下稳定，温度进一步升高，黑云母可以发生脱水熔融，转化为熔体和钛铁矿，并生成石榴子石、矽线石、斜方辉石等。

5.矽线石

在泥质岩石中，矽线石的首次出现和白云母的消失是高级变质作用的标志，主要通过下列反应发生的：白云母＋石英→矽线石＋钾长石＋水蒸气。因此，高级变质作用应由矽线石＋钾长石的共生组合表现出来的，而不仅仅由一种矿物表现出来（Liu Xishan，2001）。

矽线石也可通过蓝晶石转变而成。

实际上，在许多高级变质地体中，深熔混合岩和深熔片麻岩十分发育，尤其是在泥质岩石中。高级变质作用也伴随着深熔作用，野外和实验研究表明，矽线石也可通过白云母、黑云母和长石的含水熔融或脱水熔融形成：

（1）白云母＋石英＋水蒸气→矽线石＋熔体（Thompson，1982）

（2）白云母＋黑云母＋石英＋水蒸气→矽线石＋熔体（Liu Xishan，2001）

（3）黑云母→矽线石＋熔体＋Fe、Ti氧化物（卢良兆等，1996；刘福来等，1997）

（4）长石→矽线石＋石英＋熔体（程裕淇和杨崇辉等，2005）

6.堇青石

堇青石是高级变质的泥质岩石中常见的变质矿物，并通常是低压变质的标志。但不同成分的堇青石温压稳定范围也不同，镁堇青石（Mg₂Al₄Si₅O₁₈）的稳定下限为，压力0.2GPa，温度可从500℃持续到其不一致熔融点（Seifert and Schreyer，1970）；稳定上限压力为0.7GPa左右（Newton，1966）。铁堇青石的稳定下限与镁堇青石相似，对于下列反应：

3铁堇青石→2石榴子石＋4矽线石＋5石英

铁堇青石在700℃左右时的稳定上限压力是0.35GPa左右（Richardson，1968）。

5. 深熔作用存在的基本标志

在高级变质区，深熔作用的表现具有多样性和复杂性，尽管目前的研究还很难发现所有的深熔作用现象，但事实上，人们对于深熔作用存在的基本标志早有认识，只不过在有些情况下，由于研究的侧重点不同过分强调了这些基本标志的其他含义而忽视了其深熔作用的内涵而已。

1.深熔作用存在的宏观标志

许多岩石通常是由比较活动的长英质域（浅色体）和富镁铁质域（暗色体）组成（Mehnert，1968；Brown，1973），富镁铁质域或者是长英质组分和镁铁质组分的混合物（中色体），或者是薄层的纯镁铁质域（暗色体）。这三种组分同时出现时，暗色体总是固定不变地将浅色体同中色体分开。其中，浅色体中的矿物粒度明显变粗，有时可以出现伟晶结构，浅色体的形态或者表现为不规则团块状，或者表现为与基质中的片麻理平行的条带或脉体，条带的宽度一般为毫米级到厘米级，有时可达到米级的宽度，后者更普遍。

这类岩石就是通常所说的混合岩。尽管有些研究者认为混合岩可以在富含水蒸气相时，在低于固相线数十度的温度环境中通过变质分异作用而成，但目前最为接受的观点是有或无流体渗透情况下的部分熔融或深熔作用的结果（Brown，1973；Kriegsman，2001；贺同兴，1987；程裕淇、杨崇辉等，2004），因为大部分高级区的变质条件在750～850℃，基本落入“湿花岗岩熔体区”（图7-2-2中反应6所示）。因此，可以认为混合岩中的浅色体、中色体和暗色体同时出现的现象是高级变质地体中深熔作用存在的主要标志（Sawyer，1999）。

从构造变形的角度看，混合岩中呈条带状产出的浅色体也是层状构造的一种，是构造变形的一种反映。事实上，在高级变质地体的形成和演化过程中，变质作用、变形作用和深熔作用往往不是彼此孤立的事件，而是相互联系的。浅色体的形态通常与同时发生的变形有关，呈不规则团块产出的浅色体（图片43）通常产于变形较弱的部位或不发生变形的岩石中，可能是静态深熔的结果，而呈条带状产出的浅色体（图片44～47）出现在变形较强的部位，一般变形越强，条带越发育，并伴生有十分复杂的层间揉皱，显示出动态深熔的特征。

2.深熔作用存在的微观标志

经深熔作用改造后，岩石的原有结构和组成矿物均会发生变化，从而出现新的岩相学特征。一些显微现象或标志也可以反映深熔作用的发生或熔体的存在：

（1）通常情况下，从中色体经暗色体到浅色体，组成矿物的粒度明显增加，有些浅色体可以出现从粗粒到伟晶结构的渐变，甚至形成不规则的伟晶岩团块。

（2）在深熔作用较弱的岩石中，长石和石英等矿物颗粒间出现锯齿状边界，颗粒之间还会有新生的矿物出现（程裕淇、杨崇辉等，2004），出现微粒交生体（穆克敏等，1989）。这种结构与典型糜棱岩中由于强烈变形和动态重结晶而显示的锯齿边结构不同，原有的矿物颗粒内部无应变组构。

（3）矿物的熔蚀现象，由于不均匀熔融或溶蚀，矿物颗粒呈不规则残留状产出，并具有不规则弯曲的港湾状边界，类似典型岩浆岩中的熔蚀结构。

（4）深熔初期，辉石、角闪石、黑云母边部或局部的暗化并有铁质析出，解理模糊并消失，这是高温高压熔融样品经常出现的现象；随着深熔作用的进行，呈残片产于长石和石英颗粒之间（程裕淇、杨崇辉等，2004）。

（5）斜长石的“糟化”和“暗化”现象，指斜长石转变为微细粒矿物集合体，在单偏光下类似不透明或半透明矿物，在高倍正交偏光下显示为微细的非均质粒（片）状集合体，为绢云母的类似物或绢云母与钠长石和石英的集合体（程裕淇、杨崇辉等，2004）。

（6）条纹长石和反条纹长石分别是深熔作用过程中微斜长石和斜长石出熔作用的产物。

（7）在长英质岩石中，斜长石和微斜长石转变为毛发状矽线石和针状矽线石的现象反映有熔体的形成（程裕淇、杨崇辉等，2004）。

在过去的研究中，通常通过显微镜下一些交代结构的存在强调深部岩汁或外来流体注入的观点，如蠕英结构、净边结构、交代反应结构等，而如今的研究结果表明，在混合岩中，不仅存在熔体的分凝（segregation），也可能存在熔体的提取和迁移，只是这种熔体提取和迁移的规模不大，还不能形成岩浆而已（Brown，1994b；Kriegsman，2001；Jung et al.，2000a，b，2001），因此，上述现象也可以用原地结晶熔体与残留体之间的逆反应来解释。

上述标志主要产于深熔作用较弱的岩石——深熔混合岩中，当熔体大规模聚集时，可以形成深熔片麻岩（深熔花岗岩）体。

6. 变质深成侵入岩的确定

变质深成侵入岩的研究对探讨高级变质地体的形成和演化具有十分重要的意义。许多高级变质地体由大量的多期形成的变质深成侵入岩（有时可以超过80%）组成，多期岩浆活动事件构成了高级变质地体形成和演化历史的主要格架；某一特定类型和组合（如TTG）的变质深成侵入岩有其特定的构造形成环境和地球动力学含义，可以据此判断高级变质地体形成或演化过程中某一阶段的大地构造属性；高级变质地体尤其是太古宙高级变质地体中变质深成岩岩石系列的演化包含了早期地壳形成和演化的大量信息。

1.变质深成侵入岩的含义及基本特征

变质深成侵入岩有两个方面的含义，一方面，是指岩浆通过长距离的运移、侵位并结晶形成的岩石；另一方面，遭受过变质、变形或深熔作用的改造，已具有变质岩石的所有特征（林强等，1992a）。

变质深成侵入岩的双重属性反映了其具有两方面的特征。一方面，它应具备典型深成侵入岩的基本特征，一次大的岩浆活动事件中由于岩浆演化可以形成一系列有成因联系的岩浆-构造单元；但另一方面，强烈的变质变形又部分或全部清除了深成侵入岩原岩的特征，并烙上了变质变形乃至深熔作用的印记，由此导致变质深成侵入岩产出特征的复杂性。

2.变质深成侵入岩与深熔片麻岩的区别

正如上节所述，深熔片麻岩的形成总是与区域变质作用相联系，具有原地-半原地花岗岩的特征，与围岩有密切的成因联系，或渐变过渡，或截然接触；深熔片麻岩中含有大量规模不等的围岩包体，这些包体多是源岩的残留体；深熔片麻岩体中矿物和化学成分总体不均匀，岩石类型变化大，结构构造也不均匀；但与共生的深熔混合岩相比，深熔片麻岩体相对均匀，没有混合岩中十分明显的浅色体、中色体和暗色体之分。

相反，变质深成岩与围岩没有成因上的联系，岩体中包体较少，而且包体既可以是围岩包体，也可以有深源包体；这些变质深成岩形成于区域变质作用之前或区域变质作用的早期、峰期和后期，因而具有不同的变质、变形和混合岩化改造特征，其中，在区域变质作用之前或早期形成的变质深成岩普遍具有十分复杂的变质、变形和深熔作用改造的历史，普遍遭受到深熔作用的改造，显示出深熔混合岩的特征，原岩结构和构造残留较少，有时还形成了深熔片麻岩；区域变质作用峰期或后期形成的变质深成岩受变质变形改造较弱，原岩结构和构造保留较多，但同时，对于区域变质作用峰期和后期形成的深位变质深成侵入体而言，通常也伴生有规模不等的边缘混合岩带，甚至出现深熔片麻岩（深熔花岗岩），因此，在某些意义上，深位岩浆的侵位也是导致深熔作用和混合岩化作用的原因之一。

3.变质深成岩的辨别和确认

遭受强烈变质变形和混合岩化作用改造的变质深成岩的辨别和确认一直是高级变质区地质研究的一大难题。在过去的研究中，这类由于同变形深熔作用的改造而显示出层状、似层状构造的变质深成侵入岩多被视为变质地层。事实上，该类变质深成侵入岩由于具有与混合岩化的变质地层相类似的构造特征而往往容易混淆，近年来，尽管该类变质深成侵入岩已从原划为变质地层的变质岩系中剔除出来，并建立起许多具有深成岩含义的“片麻岩单位”，但有些情况下又把应属于变质地层的变质岩系也划为“片麻岩单位”，从而出现“片麻岩单位”的扩大化倾向（杨振升等，2003）。

具有比较均匀的岩石结构和相对均一的矿物组成是变质深成岩的基本特征，但如下情况可能使得其均一性得到破坏：

（1）后期混合岩化作用的不均匀性：其导致条带状浅色体在岩石中不均匀分布，从而造成不均匀的岩貌。

（2）后期变形强度的不均匀：后期变形强度的不同可以使岩石中的矿物成分和结构构造发生不同程度的转变，最终形成岩貌完全不同的岩石变种，就像冀东三屯营片麻岩所表现的那样，在弱应变带内，岩石类型为黑云紫苏片麻岩，但随着变形强度的增加，可以分别形成条带状紫苏黑云片麻岩和条带状角闪黑云片麻岩，后期绿片岩相变质变形作用的叠加还形成了绿泥阳起板状片麻岩（李勤和杨振升，1992；杨振升，1992）。在退变质条件下，如有流体加入，花岗质岩石（或长英质岩石）还可能转化为绿泥石二云母片岩，如果其规模巨大的话，有可能误判为地层单元。

（3）多期岩脉的侵入和后期变质变形的叠加：深成岩浆岩形成之后，多期岩脉的侵入和后期变质变形叠加的综合作用有可能形成不同类型的层状片麻岩（见第四章，第五章）。

（4）侵位过程中岩浆与围岩和捕虏体发生的不同程度的同化混染作用可能造成的岩石矿物组合、矿物含量和化学成分的变化，这种变化在未变质的岩浆岩中很容易识别，但遭受强烈变质变形后，可形成不同类型的层状片麻岩（李勤和杨振升，1992）。

很显然，强烈的变质变形和混合岩化作用是导致变质深成侵入岩的均匀性发生破坏的主要原因，因此，在变质深成侵入岩的识别和单位的划分时，首先需要对变质变形和混合岩化作用导致的岩石转变规律（“同岩异化”现象）进行研究。

即使如此，相对均匀的岩石也不一定就是变质深成侵入岩，因为有些巨厚的由单一岩性组成的火山熔岩或快速堆积的杂砂岩经变质变形后也可能形成貌似均匀的岩貌（Pass-chier et al.，1990；Myers，2001；程裕琪、杨崇辉等，2004）。

许多的原岩恢复图解和地球化学特征的分析有助于确定原岩是火成的还是碎屑沉积的（见第五章），同时副矿物的研究也可以就其原岩性质提供帮助，如借助于阴极发光图像和背散射图像的研究，可以查明岩石中的锆石是岩浆成因的还是碎屑成因的，但是，它是火山沉积岩还是深成岩，需要结合地质产状的调查和变余岩浆结构的寻找。

对于成分属于正常岩浆岩范围但成分变化较大并以不同厚度产出的片麻岩层，如果能够排除后期变质变形、混合岩化作用或岩浆活动等因素改造的结果，则可能是火山沉积岩，源于火山沉积岩的层状构造，通常在成分和厚度上会变得很不规则，但需要注意的是，在高级变质地层发育区，一些变质深成侵入岩是呈岩席侵位的，有些基性侵入岩席甚至显示出由于矿物成分的变化反映出的韵律层理（图5-1-3）；而对于具有岩浆岩成分、分布面积较大、成分相对均匀的片麻岩单元，则可能是深成侵入岩。

变余岩浆结构的存在是确定变质深成岩的可靠证据，如西格陵兰高地Isua表壳岩带中芝麻点状斜长角闪岩（garbenschiefer amphibolite）中变余枕状构造的发现（图5-1-3），已改变了以前将其视为深成侵入岩（Nutman，1986）的认识（Rosing等，1996；Myers，2001）。尽管强烈的变质变形已基本抹去早期岩浆结构、构造和岩浆矿物，但它在变质变形或混合岩化作用较弱的部位有可能保留下来，目前的研究表明，下列结构和矿物特征可以作为原岩特点的岩相标志：①变余花岗结构、变余辉长结构、变余辉绿结构和块状构造；②粒状斜长石中的板状斜长石残晶的存在，如内部有环带结构和卡-钠复合双晶，更可以证明是岩浆结晶的产物（李勤和杨振升，1992）。

7. 地质事件序列建立的基本要点

（一）判断地质构造事件先后顺序的一般准则主要有两个方面彼此相关的内容

其一是被变形的构造早于变形的构造；其二是切割或穿插的构造晚于被切割或被穿切的构造。

（二）强变形带和弱变形域概念的正确运用在建立事件序列中有重要意义

强变形带与弱变形域通常是指在一定区域内，在同一构造变形体制和机制作用下，由于改造和再造作用强烈程度不同的构造带或构造区段，改造强烈的构造带被称为强变形带，它通常表现为岩层产状直立陡倾带、岩石退变质带、同构造期或后构造的岩脉充填地带，岩石中一切古老的组构消失殆尽，或保留甚少，而被新生组构所替代，强变形带是研究该构造期地质作用特征的理想地带；而变形改造较弱的区域被称为弱变形域，在弱变形域中较完好保留了早期地质作用的各种信息，是查清早期地质事件的重要地区。下列两组4个图片（图片81～82和图片87，89）所反映的露头图像就形象地表现出这种特点。图片81～82是乌拉山区山和原片麻岩分布区中的强变形带（图片82）和弱变形域（图片81）的产出特征。图片87，89是大青山中乌拉山岩群下部的黑云角闪片麻岩岩组，在东西向陡倾构造带中反映的强变形带是一种不同组成的岩层呈平行排列的直立带（图片89），而在带内的弱变形域中则明显表现为一种早期复杂变形样式（图片87）。

（三）构造要素组合序列的正确建立和变形体制及构造样式演化规律的确定是高级变质区地质事件研究的关键——两类重大地质事件构造组合的建立

构造要素组合的建立是通过填图区内从露头、路线观测以及重点区段的详细研究后，经过构造对比，是可以实现的，也是构造体制和构造样式确立的最可靠、最真实的基础。构造要素组合及其序列的建立同时也是变质岩石地层发育区不可缺少的重要研究内容。

根据大青山-乌拉山高级变质区的实践经验，在乌拉山岩群沉积堆积之后发生的第一个重大地质事件是早期下地壳顺层滑脱构造事件，它是在伸展构造体制下形成了顺层滑脱构造样式（D₁），以及与此相伴的高级变质作用和深熔作用。在这一体制下形成的构造变形特征已在第八章中进行了介绍，在表9-1-2种进行了基本概括。其构造要素组合是岩层中形成透入性的顺层片麻理（S₁）和新生的近平行岩层界面的条纹及条带状构造（S₁），以S₁面为变形面形成了分布不均衡、样式十分复杂多变的不协调褶皱（F₁），甚至是叠加褶皱

。在顺层韧性剪切作用十分强烈的岩石组合内，可以产生对已形成的褶皱发生强烈的横向构造置换，形成新的岩层条带，使原有岩石地层局部的正常层序遭到改造。在片麻理（S₁）面上隐约粗显有由暗色矿物（辉石、石榴子石、角闪石等）及长石、石英集合体定向构成的拉伸线理（L₁），一些能干的岩层（如石英岩、大理岩以及暗色麻粒岩、斜长角闪岩等）形成顺层展布的黏滞性的石香肠构造。除上述基本构造要素组合外，在不同变质岩石地层组合之间，甚至同一岩石组合内部都会发生不同级别的、规模不等的顺层滑脱断裂构造（Slide fault）（简称为滑断）。这类滑断构造是导致高级区内岩石地层不完整、缺失不同层位，甚至出现一个岩组单位整个缺失，形成“隔组相触”的现象产生。规模较大，影响明显、级别较高的滑断构造多形成于构造层之间的不整合界面处，它将不整合界面改造成构造不整合，这种滑断构造可称为拆离断层（detachment fault）。滑断构造的出现，它并不能改变岩组总体上呈基本有序叠置的现实，但它可造成岩石地层序列出现了缺“段”，甚至缺“节”或“章”，破坏了原始地层连续有序叠置的这一基本规律。和上述变形事件相伴是高角闪岩相—麻粒岩相变质作用发生，及深熔作用的广泛发育，形成深熔混合岩和深熔片麻岩。

第二个重大地质事件是在同一伸展构造体制下晚期发生的下地壳不均衡构造-岩浆隆升事件，它是在早期下地壳顺层滑脱作用的背景下，由构造-岩浆的不均衡隆升的垂直构造体制下形成了穹形构造与穹间褶皱群构造样式（D₂），这一构造样式是大青山-乌拉山高级变质区的主期构造，也是高级变质区地质演化终结形成的最后定型构造。在这一构造体制下所形成的构造要素组合包括了：不同规模的正向穹形构造（或称穹窿构造）及环绕穹形构造由早期滑脱构造组合再变形形成的穹间褶皱群（F₂）及褶皱轴面（S₂），穹间褶皱群系统是与由不均衡垂向运动派生的穹形构造间的局部水平挤压作用有密切关系，在局部地段由于受到两个相邻穹形构造的相对挤压，也可引起叠加褶皱

的形成，甚至出现局部陡倾直立带（S₂）构造。因此，主期构造要素组合相对较为简单，最主要的是以不同样式的穹形构造及褶皱构造为基本类型，线理是以褶皱枢纽迹线为主的线性构造。大青山-乌拉山高级变质区在乌拉山岩群中所反映的早期构造要素组合和主期构造要素组合分别代表了乌拉山运动先后相继形成的两种构造样式，反映在同一构造旋回、同一伸展构造体制下先后相继产生两种不同构造样式演化的过程产物。

（四）高级区中岩浆岩性质、类型、时代、空间展布及其与围岩关系的正确判断是建立地质事件组合的重要内容

1.在高级变质区中的长英片麻岩是多时代和多成因的

由于受到多期变质变形作用的改造和影响，已使岩石多具有明显的各向异性的结构构造，使岩石呈现明显的层状构造特征，曾被统称为层状片麻岩，在一些以片麻岩类为主组成的高级变质区内，片麻岩本身的矿物组成也并非均一，但已无法再细划分，并将其作为一个整体填绘在地质图上，这实际上是一套片麻杂岩，如西格陵兰地区的阿密特索克片麻岩和伊卡托克片麻岩，它们都是由闪长岩质片麻岩和同构造侵位的TTG构成的片麻杂岩，按其岩石类型在野外也通常很难准确将两者划分开来，地质学家借用了前者有阿梅拉里克基性岩墙，而后者没有这样一个理由才将其划分为两个片麻岩单位，近期根据精确同位素年代学资料得知，前者为3.8～3.6Ga，后者为2.82Ga。通过近十多年来，程裕淇率领的科研队在阜平地区从事的研究实践，以及作者在大青山-乌拉山地区的高级变质区地质填图实践研究表明，高级变质区中变质岩石地层在下地壳环境下通过深熔作用完全可以使某些岩石地层重熔形成了具有近似岩浆成因的片麻岩体（详见第六章），这种深熔片麻岩的矿物组成、产出位置及其形态特征都与其相邻的岩石地层关系十分密切。是特定的岩石地层经深熔作用的产物，他们三维形态总体上呈似层状。由原岩成分不同而形成了多个深熔片麻岩单位，这些片麻岩单位实际上是属于同时代的。因此，它们在地质事件表上就不应和岩浆侵入作用那样列出先后顺序，或者按先基性后酸性的一般岩浆结晶顺序排出上下关系。这些成果表明，高级变质区的变质深成岩并不完全是深成侵入岩，对正片麻岩单位时序的确定要慎重对待。

2.基性岩浆事件

（1）层状斜长岩杂岩体：这是一种以斜长岩伴有浅色辉长岩和辉长岩构成的一套共生基性杂岩。这套基性杂岩具有火成堆积结构的层状构造，这是太古宙高级变质区内极具特色的一套深成基性岩侵入事件（Windly，1984）。据西格陵兰地区以及外赫布里底群岛南哈里斯地区工作成果，它们多产出于变质表壳岩附近，多遭受过高级变质作用，图片102～105就是南哈里斯层状斜长杂岩及其受后期变形改造的形象。这种被改造图像在西格陵兰也十分明显（Passchier等，1989）。这套层状变质基性杂岩体在我国高级变质区是否存在，按近期我国恒山在一些片麻岩单位中发现的超镁铁质—镁铁质侵入岩席，由于受强烈变形改造，多呈透镜状等形态或带状延伸产出（苗培森，2003），以及在乌拉山地区近期发现密切与乌拉山岩群相伴的具有岩浆堆积层状构造的变质基性杂岩岩席（图片75，76）等都显示出，变质层状基性杂岩侵入事件在我国高级变质岩区应给以充分注意。

（2）基性岩墙事件：基性岩墙在高级变质区通常呈成群、成带分布，在区域构造演化阶段划分上，它通常被作为具有划时代意义的中间性构造来对待，同时，它又代表研究区在克拉通化固结后又一新的构造演化阶段开始的重要标志物，是大陆地壳拉伸期这一重大地质事件中标志性产物。因此，它的地位与作用非同一般。同时对其内部岩浆成因的结构构造分析以及与其围岩的构造关系的判断，可以较好地获得岩墙形成的区域构造背景和岩浆物质流动规律的信息；而对岩墙的再受变形变质作用改造所引起的形体变形及其内部矿物成分、组构的变化又可获得后期构造演化的许多重要资料。通过对大青山-乌拉山高级变质区中两种类型，即暗色麻粒岩和斜长角闪岩基性岩墙的初步观察分析（图片109～115），其中暗色麻粒岩岩墙多集中产于兴和岩群及与其相伴产出的紫苏花岗质片麻岩中，而斜长角闪岩岩墙则在兴和岩群和乌拉山岩群中皆有分布；从产出状态上看，呈明显线形延伸并平行展布的岩墙群，通常是与该区存在的线形陡倾构造带密不可分。但在一些非线形区，也可见到有岩墙存在，他们通常表现为一种张裂型追踪式的形态特征（图片113～114）。

（3）深熔浅色脉体及伟晶岩：在高级变质区无论是片麻岩体，还是变质岩石地层本身，都程度不同的发育有形态各异的长英质脉体，这些脉体是由长石、石英为主组成的。其中多数脉体是与高级变质区的岩石经受变形改造作用有关。特别是与下地壳拉伸体制下的顺层滑脱变形作用伴生的深熔作用密切相关，是这一重大地质事件的特征性的组成部分。这种与变质地层经深熔作用所形成的原地、半原地浅色脉体最大特点是其组成的主要矿物成分与其原岩成分相类似，例如，母岩为黑云斜长变粒岩，浅色脉体为白色以含斜长石为特征的长英质脉体；而黑云钾长（二长）变粒岩的脉体则为浅红色的以含有钾长石为特征的脉体。因此，在一套变质岩石地层中，在同一深熔地质事件中可同时出现白色、浅红色的长英质脉体，同位素年代测定结果表明它们形成时间是相似的（程裕淇、杨崇辉，2004）。在现有的一些地质文献中曾将白色脉体和红色脉体分别以富钠和富钾的脉体称谓，并将富钠浅色脉体定为早期产物，而将富钾红色脉体作为晚期产物，这种仅以成分与颜色不同确定脉体形成早、晚的认识，还是要谨慎一些为好。这就是说发育在高级变质区的脉体形成时代及先后顺序，要具体情况具体分析。因此，必须细心查清产生不同矿物成分的长英质脉体的控制因素。

同样与深熔事件相伴形成的不仅形成深熔片麻岩、长英质脉体，同时还形成有伟晶岩，这种伟晶岩也有白色和红色，即富钠与富钾的伟晶岩之分，它们产出的部位也与相邻的变质岩层密切相关，例如，黑云角闪斜长变粒岩中，形成白色斜长伟晶岩，而石榴黑云钾长变粒岩中出现含石榴子石的钾长伟晶岩。它们的产状呈席状体，这一特征也表明白色和红色伟晶岩也不是先后关系，而是同一深熔事件的产物。

在这里我们特别突出的表明，与下地壳伸展体制下相伴形成的重大地质事件中，浅色长英质脉体及伟晶岩的形成是其一项重要组成内容。与此同时，对于与后期花岗岩的侵入事件相关的伟晶岩事件也不应被忽略，它们的出现常与晚期构造事件有关。