秦嶺商丹斷裂帶的構(gòu)造變形與形成環(huán)境分析

涂文傳， 宋傳中， 任升蓮， 李加好， 張 歡， 張 妍， 王 中

（合肥工業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院，安徽合肥 230009）

秦嶺造山帶內(nèi)的商南－丹鳳（簡稱商丹）斷裂帶是華北板塊與揚子板塊的構(gòu)造縫合帶，具有復(fù)雜的構(gòu)造組合和多期的演化過程，具有構(gòu)造劃分性質(zhì)的斷裂邊界地質(zhì)體組合帶［1－10］，如圖1所示。本文從野外觀察測量入手，結(jié)合室內(nèi)顯微構(gòu)造分析和溫壓條件判定，對商丹斷裂帶的變質(zhì)、變形特征進行了分析和研究，通過構(gòu)造解析的方法深入認識該斷裂帶變質(zhì)、變形特征和形成環(huán)境。

圖1 秦嶺商南－丹鳳斷裂帶構(gòu)造略圖

1 商丹斷裂帶的地質(zhì)構(gòu)造特征

商丹斷裂帶主體位于東秦嶺，研究區(qū)內(nèi)沿丹鳳、商南和西峽一線總體呈北西西向展布，向西繼續(xù)延綿近千公里，寬幾公里至數(shù)十公里。斷裂帶為一構(gòu)造特征復(fù)雜，巖石組合多樣的混雜帶，斷裂帶北盤主要為古老的元古宇秦嶺群巖片，夾有基性火山巖巖塊，中深變質(zhì)、強變形、巖漿活動劇烈的結(jié)晶雜巖系；斷裂帶南盤以泥盆系劉嶺群變質(zhì)砂巖為主。它們分別記錄了揚子板塊相對于華北板塊俯沖、碰撞的各個階段以及秦嶺造山帶演化的全過程。

1.1 商丹斷裂帶的宏觀構(gòu)造特征

商丹斷裂帶內(nèi)主要由長英質(zhì)糜棱巖、片巖、片麻巖及不同程度變質(zhì)的砂巖組成，且多呈帶狀相間分布。雖然多期變形明顯，但不同期次的構(gòu)造特征仍可清晰區(qū)分。商丹斷裂帶兩側(cè)發(fā)育大量的緊閉褶皺、無根褶皺和逆沖斷層，褶皺樞紐延伸方向和斷層走向大體一致，均為北西西向，以280°為多。商丹斷裂帶面理線理分布赤平投影如圖2所示。圖2中a、c分別為斷裂帶北盤面理線理赤平投影；b、d分別為斷裂帶南盤面理線理赤平投影；其中弧線表示面理投影，黑點表示線理投影。寺坪－涌峪構(gòu)造剖面圖（AB）如圖3所示。下營－寨根構(gòu)造剖面圖（CD）如圖4所示。商丹斷裂帶野外照片如圖5所示。圖5a所示為商丹斷裂帶北盤糜棱巖中發(fā)育的片內(nèi)無根褶皺，由圖5b可見斷裂帶北盤的片巖中夾的石英透鏡體呈S形，由圖5c可見斷裂帶南盤糜棱巖中的S－C組構(gòu)，由圖5d可見斷裂帶南盤糜棱巖中的片內(nèi)緊閉褶皺，由圖5e可見斷裂帶南盤糜棱巖中發(fā)育的S－C組構(gòu)，由圖5f可見斷裂帶北盤云母片巖中發(fā)育的傾向線理和水平皺紋線理。

圖2 商丹斷裂帶面理線理分布赤平投影圖

斷裂帶南北兩側(cè)的構(gòu)造變形有所差異。斷裂帶的南側(cè)面理傾向北居多，多集中在345°～20°；傾角在41°～79°范圍內(nèi)，變化較小，多集中在50°左右，以緊閉的等斜褶皺為主，多為不對稱褶皺或不對稱的無根褶皺，表現(xiàn)出南盤向北下降，北盤向南逆沖的運動學(xué)方向（圖5）。而在商丹斷裂帶以北，面理傾向以南西為主，在207°～270°之間變化，多集中在220°，傾角變化幅度較大，變化范圍是18°～74°，局部地區(qū)略有反常。而北盤大量的片內(nèi)緊閉褶皺和片內(nèi)鉤狀無根褶皺則反映了由南向北逆沖的運動學(xué)特征，且南北兩側(cè)都能見到指示左旋剪切的運動學(xué)組構(gòu)，反映了華北和揚子兩大板塊的碰撞具有斜向匯聚的特征［11－13］。北盤鞘褶皺較發(fā)育，褶皺鞘尖端與水平a線理方向一致，兩者為同期構(gòu)造，指示碰撞期深層巖石具有強烈塑性水平流動的特征（圖5b，圖5e）。

圖3 寺坪－涌峪構(gòu)造剖面圖（AB）

圖4 下營－寨根構(gòu)造剖面圖（CD）

圖5 商丹斷裂帶野外照片

商丹斷裂帶在其走向上，不同部位的變形也有明顯區(qū)別。商丹斷裂帶西段面理比東段復(fù)雜多變，線理在南盤較少見，而北盤則偶爾見水平線理；東段斷裂帶兩側(cè)線理常見，帶南以斜向－傾向線理居多，較好地保留了板塊由南向北俯沖的構(gòu)造；而北盤的傾向線理少見，水平線理較發(fā)育?？梢?，商丹帶南盤保留了部分俯沖期的線理構(gòu)造，北盤由于造山期的擠壓作用使得巖層發(fā)生水平塑性流動，改造破壞了俯沖期的傾向線理，保留了造山期的水平線理（圖5f）。

1.2 商丹斷裂帶變形巖石的顯微構(gòu)造特征

研究區(qū)內(nèi)，商丹斷裂帶兩盤的巖石發(fā)育多期韌性－脆性變形，及其過渡類型——脆韌性變形作用，相應(yīng)地產(chǎn)生一系列構(gòu)造巖，以糜棱巖為主，含構(gòu)造片巖。顯微構(gòu)造研究發(fā)現(xiàn)，糜棱巖殘斑較發(fā)育，主要由斜長石、石英、黑云母和角閃石組成。長石碎斑主要表現(xiàn)為碎裂及碎裂流動，見機械雙晶、波狀消光、變形紋、核幔構(gòu)造。石英多波狀消光、亞晶發(fā)育，同時也見核幔構(gòu)造及被拉長的石英單晶條帶和重結(jié)晶作用形成的多晶石英條帶構(gòu)造。角閃石殘斑變形以脆性為主，殘斑多發(fā)生旋轉(zhuǎn)，部分殘斑出現(xiàn)塑性變形，表明巖石變形溫度已超過450℃［14］。黑云母則以破裂和扭折為主?；|(zhì)部分主要有石英、斜長石、黑云母、白云母及角閃石，其中石英的動態(tài)重結(jié)晶較發(fā)育且具有定向性；長石多為亞晶粒；黑云母和白云母顆粒細小呈微晶，弱變形定向排列；角閃石細針狀的新晶定向排列。殘斑系中的雪球構(gòu)造、S－C面理等顯微組構(gòu)均指示了左旋剪切的運動學(xué)特征［15－16］，如圖6所示。

圖6 商丹斷裂帶巖石顯微構(gòu)造照片

由圖6a可見長石變形紋及核幔構(gòu)造，由圖6b可見石英的核幔構(gòu)造和SR重結(jié)晶，由圖6c可見角閃石呈S面理指示左旋剪切，由圖6d可見“σ”型殘斑指示左旋剪切?？傊R下觀察表明，商丹帶巖石經(jīng)歷了高綠片巖相－低角閃巖相的變質(zhì)作用。

2 商丹斷裂帶變形巖石的有限應(yīng)變特征

巖石有限應(yīng)變測量是應(yīng)變分析的基礎(chǔ)，可用來量化某一點的應(yīng)變狀態(tài)，求出3個主應(yīng)變軸的相對比值，從而可以確定該點的應(yīng)變橢球體形態(tài)，進一步得出應(yīng)變強度［17－19］。通過了解斷裂帶應(yīng)變特征而分析區(qū)域構(gòu)造特征，進而推斷其形成機制和發(fā)展歷史，具有極其重要的意義。

本文運用長短軸法對商丹斷裂帶的變形巖石進行有限應(yīng)變測量。從AB和CD剖面各選取4塊標本，磨制XZ面和YZ面薄片，鏡下拍照并在Photoshop軟件中量取變形長石及少量石英顆粒的X∶Z和Y∶Z的比值，綜合計算得出最終三軸比率，見表1所列。表1中a＝（1＋e1）／（1＋e2），b＝（1＋e2）／（1＋e3）。

結(jié)果顯示西段有限應(yīng)變橢球體三軸比為X∶Y∶Z＝3.7∶2.4∶1，東段則為X∶Y∶Z＝4.1∶3.6∶1。

表1 商丹斷裂帶巖石有限應(yīng)變測量分析數(shù)據(jù)

根據(jù)Watterson的研究方法，由實驗結(jié)果可進一步得出應(yīng)變強度等值線，如圖7所示，結(jié)果表明西段和東段的巖石應(yīng)變橢球體都為扁形橢球體，但東西差異明顯。

（1）西段巖石變形付林指數(shù)約0.49，對應(yīng)的有限應(yīng)變橢球體為扁形橢球體。東段巖石變形付林指數(shù)約0.06，有限應(yīng)變橢球體接近于單軸旋轉(zhuǎn)扁球體，即鐵餅狀。這表明東段巖石壓扁程度比西段更強。

（2）西段應(yīng)變強度大致為2.92，與東段的3.73相比相對較弱，也表明東段巖石變形程度比西段強。

圖7 商丹斷裂帶變形巖石有限應(yīng)變付林參數(shù)圖解

3 商丹斷裂帶巖石變質(zhì)變形溫度的確定

糜棱巖化過程中，溫度對礦物的變形起著重要的作用。溫度升高可以大大加速變質(zhì)反應(yīng)速率和晶體生長，是礦物重結(jié)晶的重要因素。溫度升高還可以改變巖石的變形行為，導(dǎo)致脆性變形向塑性變形轉(zhuǎn)化。

同時影響礦物變形的因素還有流體活動、變形時間、應(yīng)變速率等，但在自然條件下，應(yīng)變速率、變形時間及流體活動等［20］對糜棱巖化的影響遠不如溫度的影響大［21］。

本文主要根據(jù)前人研究成果［21－28］，依據(jù)區(qū)內(nèi)巖石中特征礦物（石英和長石）的重結(jié)晶類型來估計溫度，此方法誤差一般為±50℃。

商丹斷裂帶巖石中石英重結(jié)晶類型從鼓脹式（BLG）—亞顆粒旋轉(zhuǎn)重結(jié)晶（SR）—顆粒邊界遷移重結(jié)晶（GBM）都有發(fā)生，長石以脆性破裂為主，也多見塑性變形，偶爾見BLG重結(jié)晶，見表2所列。

結(jié)果表明商丹斷裂帶巖石變質(zhì)變形溫度為380～650℃，集中于（500±30）℃，屬高綠片巖到低角閃巖相。其中東段以SR重結(jié)晶為主，巖石變質(zhì)變形的溫度范圍為400～650℃。斷裂帶南盤溫度相對于北盤較低，而且從斷裂帶中心往兩側(cè)溫度都呈降低的趨勢。西段的石英重結(jié)晶類型則少見GBM，以BLG重結(jié)晶和SR重結(jié)晶為主，溫度相對于東段較低，溫度范圍為300～530℃（表2）。

表2 商丹斷裂帶變形巖石變形溫度估算表

商丹斷裂帶東、西段的溫度變化顯示北盤相對于南盤略高的特征，且斷裂帶中部溫度較高，遠離斷裂帶溫度均有下降的趨勢。在西段的丹鳳地區(qū)北盤溫度遠離斷裂帶中心先有所上升，而后才趨于下降，如圖8所示，圖8中粗黑線的長度表示溫度的估測范圍。

圖8 商丹斷裂帶橫剖面溫度變化圖

4 變形巖石石英優(yōu)選組構(gòu)分析

電子背散射衍射（Electron Backscatter Diffraction，簡稱EBSD）組構(gòu)分析技術(shù)是通過晶體背散射衍射圖像來確定晶軸方向，進而確定晶體顆粒排列的取向性，近年來在地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域發(fā)展迅速。文獻［29］總結(jié)了石英組構(gòu)與滑移系及變形溫度之間的關(guān)系：① 低溫底面組構(gòu)，形成溫度小于350℃，滑移系是｛0001｝〈a〉；②中低溫菱面組構(gòu)的形成溫度是350～450℃，滑移系為｛1011｝〈a〉；③中溫柱面組構(gòu)形成溫度為450～550℃，滑移系為｛1010｝〈a〉；④高溫柱面組構(gòu)的形成溫度大于650℃，滑移系為｛1010｝〈c〉。本文基于此認識，利用EBSD技術(shù)，對商丹斷裂帶西坪地區(qū)變形巖石中石英優(yōu)選組構(gòu)進行測試與分析。

所選6個樣品分別為長石石英片巖（XN1）、二云石英片巖（XN5）、長英質(zhì)糜棱巖（XN11、XN15）、長英質(zhì)初糜棱巖（XN16）及云英質(zhì)片麻巖（XN20）（位置見圖1）。測試工作在合肥工業(yè)大學(xué)分析測試中心掃描電子顯微鏡JSM－6490LV（日本）上完成。測試結(jié)果表明，商丹斷裂帶西坪地區(qū)變形巖石石英組構(gòu)類型主要為中低溫（350～450℃）菱面〈a〉滑移，也見低溫（＜350℃）底面〈a〉滑移（XN1，XN5，XN11、XN16），如圖9所示。

對比分析可見，越靠近斷裂帶中心，石英組構(gòu)表現(xiàn)出由菱面〈a〉滑移系向柱面〈a〉滑移系漸變的趨勢，表明了越靠近斷裂帶中心，溫度逐漸上升的趨勢，其中斷裂帶中心位置的XN16出現(xiàn)了近柱面｛1010｝〈a〉滑移的中溫組構(gòu)，同時也出現(xiàn)了菱面｛1011｝〈a〉滑移和底面｛0001｝〈a〉滑移，表明了商丹斷裂帶經(jīng)歷了低溫—中低溫—中溫遞進變形過程。EBSD測試結(jié)果與溫度估算結(jié)果一致，同時測試結(jié)果還顯示了所測巖石都以左旋剪切為主的運動學(xué)特征，與野外觀測和室內(nèi)研究所得結(jié)果一致。

圖9為下半球投影，其中，X為拉伸線理方向，N為測點數(shù)，max為最大密度，min為最小密度。

圖9 商丹斷裂帶西坪地區(qū)的石英晶格C軸優(yōu)選方位（EBSD測量，XZ面切片）

5 結(jié) 論

通過野外觀察和室內(nèi)綜合研究分析，對商丹斷裂帶取得如下認識：

（1）商丹斷裂帶南盤面理基本向北傾，北盤面理則基本南傾，斷裂帶內(nèi)及兩盤運動學(xué)特征為逆沖兼左旋，其形態(tài)為正花狀構(gòu)造。東段西坪地區(qū)斷裂帶南盤劉嶺群中保留了較好的俯沖線理，西段由于后期脆性變形的破壞，俯沖期的線理被改造或破壞。斷裂帶南北盤線理差異明顯，北盤則以水平流變a線理和皺紋b線理為主，南北線理差異可能是由南北兩側(cè)地塊的相對抬升引起的。

（2）商丹斷裂帶的巖石變形機制以動態(tài)重結(jié)晶作用、位錯滑移和溶解蠕變等為主，反映了變形作用是在較高溫度條件和較強應(yīng)力作用下發(fā)生的，表明了商丹斷裂帶發(fā)生過強烈的擠壓碰撞作用。

（3）商丹斷裂帶巖石主要受壓扁作用影響，東段巖石有限應(yīng)變橢球體呈餅狀，付林指數(shù)較小為0.06，而西段巖石有限應(yīng)變橢球體為扁形橢球體，付林指數(shù)約0.49，顯示東段巖石應(yīng)變強度明顯比西段要大，近于10倍。

（4）溫度估算表明，商丹斷裂帶的變質(zhì)作用主要集中在高綠片巖相到低角閃巖相范圍。巖石變質(zhì)溫度范圍在380～650℃，集中溫度為（500±30）℃，屬中高溫條件。整個斷裂帶的變形溫度呈現(xiàn)東高西低，北高南低的狀態(tài)，并且遠離斷裂帶溫度有降低的趨勢，表明了商丹斷裂帶北盤秦嶺群抬升相對于南盤較高，東段折返抬升相對于西段較高。

（5）EBSD石英優(yōu)選組構(gòu)測試分析結(jié)果表明，斷裂帶西坪地區(qū)巖石石英C軸組構(gòu)以中低溫菱面〈a〉組構(gòu)及低溫底面〈a〉組構(gòu)為主，部分見中溫柱面〈a〉組構(gòu)。

［1］ 張國偉，于在平，孫 勇，等.秦嶺商丹斷裂邊界地質(zhì)體特征及其演化［M］／／秦嶺造山帶的形成及其演化.西安：西北大學(xué)出版社，1988：29－47.

［2］ 周建勛.秦嶺商丹糜棱巖帶構(gòu)造變形環(huán)境的顯微構(gòu)造標志［J］.地震地質(zhì)，1999，21（4）：334－340.

［3］ 周建勛，張國偉.秦嶺商丹帶沙淘糜棱巖帶的顯微構(gòu)造及其（p）－T－t演化路徑的再認識［J］.地質(zhì)科學(xué)，1996，31（1）：33－42.

［4］ 董云鵬，張國偉，趙 霞，等.北秦嶺元古代構(gòu)造格架與演化［J］.大地構(gòu)造與成礦學(xué)，2003，27（2）：115－124.

［5］ 曹宣鐸，胡云緒.秦嶺商－丹斷裂帶南緣構(gòu)造巖片地層初析［J］.中國區(qū)域地質(zhì)，2000，20（2）：187－193.

［6］ 宋傳中，張國偉，任升蓮，等.秦嶺大別造山帶中幾條重要構(gòu)造帶的特征及意義［J］.西北大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版，2009，39（3）：368－380.

［7］ 董云鵬，張國偉，朱炳泉.北秦嶺構(gòu)造屬性與元古代構(gòu)造演化［J］.地球科學(xué)，2003，24（1）：3－9.

［8］ 杜遠生.秦嶺造山帶及鄰區(qū)的伸展—擠壓演化節(jié)律［J］.地學(xué)前緣，1997，4（3／4）：116.

［9］ 陸松年，于海峰，李懷坤，等.“中央造山帶”早古生代縫合帶及構(gòu)造分區(qū)概述［J］.地質(zhì)通報，2006，25（12）：1368－1380.

［10］ Li S Z，Kusky T M，Wang L，et al.Collision leading to multiple－stage large－scale extrusion in the Qinling orogen：Insights from the Mianlue suture［J］.Gondwana Research 2007，12（1／2）：121－143.

［11］ 宋傳中，張國偉.秦嶺北緣變形分解與斜向匯聚研究的新思索［J］.地學(xué)前緣，2004，11（3）：8.

［12］ 宋傳中，任升蓮，李加好，等.華北板塊南緣的變形分解：洛南—欒川斷裂帶與秦嶺北緣強變形帶研究［J］.地學(xué)前緣，2009，16（3）：181－189.

［13］ 宋傳中，張國偉，牛漫蘭，等.秦嶺造山帶北緣的斜向碰撞與匯聚因子［J］.中國地質(zhì)，2006，33（1）：48－55.

［14］ Tullis J.Deformation of feldspars［M］／／Ribbe P H.Feldspar Mineralogy.2nd ed.Mineral Soc Am，1983：1－26.

［15］ 胡 玲.顯微構(gòu)造地質(zhì)學(xué)概論［M］.北京：地質(zhì)出版社，1998：50－69.

［16］ 胡 玲，劉俊來，紀 沫，等.變形顯微構(gòu)造識別手冊［M］.北京：地質(zhì)出版社，2009：23－39.

［17］ 鄭亞東，常志忠.巖石有限應(yīng)變測量及韌性剪切帶［M］.北京：地質(zhì)出版社，1985：1－99.

［18］ 王世鋒，劉 瑞.顯微構(gòu)造中應(yīng)變標志物及應(yīng)變測量［J］.高校地質(zhì)學(xué)報，2002，8（1）：62－66.

［19］ 宋傳中，牛漫蘭，王道軒，等.巖石有限應(yīng)變與造山帶構(gòu)造塊體變形要素的估算［J］.合肥工業(yè)大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版，2005，28（9）：1141－1145.

［20］ Mancktelow N S，Pennacchioni G.The influence of grain boundary fluids on the microstructure of quartz－feldspar mylonites［J］.Journal of Structural Gelogy，2004，26：47－69.

［21］ 向必偉，朱 光，王勇生，等.糜棱巖化過程中礦物變形溫度計［J］.地球科學(xué)進展，2007，2（2）：126－133.

［22］ Stipp M，Stünitz H，Heilbronner R，et al.The eastern Tonale fault zone：a natural laboratory for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700℃［J］.Journal of Structural Geology，2002，24：1861－1884.

［23］ Passchier C W，Trouw R A J.Microtectonics［M］.Berlin：Springer－Verlag，1996：36－45.

［24］ Hirth G，Tullis J.Dislocation creep regimes in quartz aggregates［J］.Journal of Structural Geology，1992，14：145－159.

［25］ Tullis J，Yund R A.Transition from cataclastic flow to dislocation creep of feldspar：mechanisms and microstructures［J］.Geology，1987，15：606－609.

［26］ Olsen T S，Kohlstedt D L.Natural deformation and recrystallization of some intermediate plagioclase feldspars［J］. Tectonophysics，1985，111：107－131.

［27］ Rosenberg C L.Deformation and recraystallization of plagioclase along a temperature gradient：an example from the Bergell tonalite［J］.Journal of Structural Geology，2003，25：389－408.

［28］ Lafrance B，John Barbara E，F(xiàn)rost B R.Ultra high－temperature and subsolidus shear zones：examples from the Poe Mountain anorthosite，Wyoming［J］.Journal of Structural Geology，1998，20：946－955.

［29］ 嵇少丞.部分熔融的構(gòu)造地質(zhì)意義（1）：變形機制轉(zhuǎn)變的實驗研究［J］.地質(zhì)科學(xué)，1988（4）：347－356.