冷俯沖帶深部的板塊斷裂過程
——以日本中部侏羅紀(jì)燧石-碎屑巖雜巖體中的斷裂帶為例

丁 望

(日本筑波大學(xué)生命與環(huán)境學(xué)院，日本 筑波 3050005)

0 引 言

洋陸俯沖帶的板塊邊界斷裂過程是地球釋放能量的重要途徑之一。近年來，由于深海大洋鉆探計劃的實(shí)施，對俯沖帶淺部的板塊邊界斷裂構(gòu)造有了更清楚的認(rèn)識。例如，日本海溝俯沖帶淺部的板塊邊界斷裂高度集中在富蒙脫石的遠(yuǎn)洋黏土層中，該層在2011年日本東北大地震中發(fā)生了巨大的同震滑動 (Chester et al.,2013；Ujiie et al.,2013)；在北巴巴多斯俯沖帶的淺部，板塊邊界斷裂高度發(fā)育在具鱗片狀葉理的放射蟲黏土巖層中(Labaume et al.,1997;Moore et al.,1998;Moore,2000)。雖然深海大洋鉆探計劃極大地促進(jìn)了對俯沖帶淺部板塊邊界斷裂構(gòu)造的認(rèn)識，但由于技術(shù)限制，俯沖帶更深部位的構(gòu)造特征仍然難以直接觀測。

古俯沖洋殼物質(zhì)在俯沖、刮削和增生之后堆積在海溝陸側(cè)附近形成了增生雜巖體。增生在雜巖體的發(fā)育和形成過程記錄了古俯沖帶由淺到深的構(gòu)造變形特征信息，為研究俯沖帶深部特征提供了一個良好窗口。根據(jù)俯沖大洋板塊的年齡，通常將俯沖帶分為2種：年齡較老的俯沖洋殼 (老于50 Ma，如日本海溝俯沖帶)形成冷俯沖帶，年輕的洋殼 (年輕于50 Ma，如北巴巴多斯俯沖帶、日本南海海槽俯沖帶)俯沖形成熱俯沖帶 (Yamaguchi et al.,2016)。

近年來，對日本南海海槽俯沖帶的大洋鉆探以及對其陸上類似體——日本西南四萬十帶增生雜巖體的野外觀測與綜合研究，極大促進(jìn)了對熱俯沖帶不同深度構(gòu)造特征的理解。四萬十帶增生雜巖體中假玄武玻璃的發(fā)現(xiàn)，證實(shí)熱俯沖帶的深部同樣存在與地震滑動相關(guān)的、伴隨劇烈摩擦升溫的剪切高度集中化現(xiàn)象 (Ujiie et al.,2014)。然而，在冷俯沖帶及其陸上類似體的增生雜巖體中，由于缺乏可靠的野外地質(zhì)學(xué)證據(jù)，板塊邊界深部的構(gòu)造特征仍不清楚。例如，最可靠的剪切集中證據(jù)——假玄武玻璃尚未在冷俯沖帶增生雜巖體中被報道。除了假玄武玻璃能作為劇烈摩擦升溫的直接證據(jù)外，最近的斷層巖研究和高速摩擦實(shí)驗(yàn)表明，碳物質(zhì)的拉曼光譜也能夠用來檢測斷層帶的摩擦升溫情況 (Oohashi et al.,2011；Kou et al.,2014,2017；Furuichi et al.,2015；Ito et al.，2017)。

出露在日本列島的侏羅紀(jì)增生雜巖體被認(rèn)為是冷俯沖帶 (日本海溝俯沖帶)的陸上類似體 (Yamaguchi et al.,2016)，呈現(xiàn)了一個存在于日本中部侏羅紀(jì)增生雜巖體中的斷裂帶。對該斷裂帶記錄的變形和動力學(xué)特征進(jìn)行觀測和分析，利用拉曼光譜測量斷層巖中碳物質(zhì)的熱性質(zhì)，基于觀察和測量結(jié)果，圍繞冷俯沖帶深部的板塊邊界斷裂過程進(jìn)行討論。

1 地質(zhì)背景

在日本中部的犬山地域，侏羅紀(jì)燧石-碎屑巖雜巖體沿木曾川兩岸分布，該雜巖體保存了古大洋板塊序列 (ocean plate stratigraphy)，由老到新包含了早-中三疊世遠(yuǎn)洋硅質(zhì)黏土巖、中三疊—早侏羅世遠(yuǎn)洋性燧石、中侏羅世半遠(yuǎn)洋硅質(zhì)泥巖以及中侏羅—晚侏羅世早期陸源砂巖和泥巖(圖1)(Yao et al.,1980；Matsuda et al.,1991；Kimura et al.,1993)。這一古大洋板塊序列被一系列逆沖斷層所重復(fù)形成數(shù)個逆沖單元 (thrust sheet)，每個逆沖單元包含部分古大洋板塊序列碎片(圖1)。Matsuda等(1991)認(rèn)為這些逆沖斷層與雙層底侵作用 (duplex underplating)的形成有關(guān)，而 Kimura等(1993)認(rèn)為這些逆沖斷層是錯序逆沖斷層 (out-of-sequence thrust)。遠(yuǎn)洋沉積巖由老至新為含黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖層的硅質(zhì)黏土巖層、黑色燧石、灰色燧石以及紅色燧石，這一巖層層序的巖性和顏色變化表明當(dāng)時的沉積環(huán)境處于二疊—三疊紀(jì)深海無氧事件的回復(fù)階段 (Isozaki,1997)。由綠泥石地質(zhì)溫度計和鏡質(zhì)體反射率確定，該雜巖體俯沖到最大深度的環(huán)境溫度約為220 °C (Kameda et al.，2012)。

圖1 日本西南美濃—丹波帶的分布和研究區(qū)位置(a)、犬山地區(qū)重建的古大洋板塊序列(b)、犬山地區(qū)沿木曾川兩岸分布的燧石-碎屑巖沉積序列(c)(圖b據(jù)Kimura et al.,1993)Fig. 1 Distribution of the Mino-Dambo belt in southwestern Japan and location of the study area (a),reconstructed paleooceanic plate sequence in the Inuyama region (b),and flint-clastic sedimentary sequence along the banks of the Muzengchuan in the Inuyama area (c)(figure b after Kimura et al.,1993)

該斷裂帶沿一條逆沖斷層發(fā)育，該逆沖斷層分隔了逆沖單元3底部的遠(yuǎn)洋沉積巖和逆沖單元2上部的陸源碎屑巖 (圖1c、圖2)。其中，由放射蟲所確定的逆沖單元 2上部的碎屑巖沉積年代為中-晚侏羅世 (Yao et al.,1980),而逆沖單元3底部的遠(yuǎn)洋沉積巖主要由早三疊世晚期 (Spathian階)—中三疊世早期 (Anisian階)的灰色、黑色燧石，以及早三疊世中-晚期 (Smithian階—Spathian階)的硅質(zhì)黏土巖組成 (Takahashi et al.,2015)。

圖2 研究區(qū)斷裂帶地質(zhì)圖(a)和剖面圖(b)Fig.2 Geological map (a)and section (b) of the fault zone in the study area

2 斷裂帶變形特征與動力學(xué)

露頭寬度約50 m的斷裂帶發(fā)育具鱗片狀葉理的陸源泥巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖，以及由硅質(zhì)黏土巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖混合組成的葉理狀碎屑巖 (圖2、圖3)。斷裂帶中穿插由硅質(zhì)黏土巖和白云巖形成的褶皺(圖3)，斷裂帶下部為逆沖單元2的陸源砂巖，上部為逆沖單元 3中的連續(xù)層狀硅質(zhì)黏土巖、灰色(黑色)燧石。

圖3 研究區(qū)斷裂帶柱狀圖(黑色箭頭指示穿插在硅質(zhì)黏土巖中的白云巖層，紅色箭頭指示拆離面的位置)Fig. 3 Histogram of fault zone in the study area(Black arrows indicating dolomites interspersed with siliceous clays,red arrows indicating the location of the discrete surface)

陸源泥巖發(fā)育鱗片狀組構(gòu)，表現(xiàn)為1～2 cm間距的交織狀葉理 (圖4a)，擦痕面上可識別出擦痕線和擦痕階步 (圖4b)。

圖4 陸源泥巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的組構(gòu)、擦痕、拆離面及滑動方向 (a)陸源泥巖發(fā)育鱗片狀組構(gòu);(b)陸源泥巖的擦痕面顯示出擦痕線(產(chǎn)狀82°∠20°)和擦痕階步；(c)鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖發(fā)育交織狀葉理;(d)黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖中的擦痕面，其中發(fā)育擦痕線產(chǎn)狀為51°∠58°(照片為朝南拍攝)；(e)拆離面切割黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖層(半箭頭指示剪切方向，照片為俯視拍攝);(f)硅質(zhì)黏土巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的混合帶；(g)陸源泥巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的滑動方向(下半球等面積投影，數(shù)據(jù)見表1，紅色箭頭代表上盤的滑動方向)；(h)拆離面的滑動方向(下半球等面積投影，數(shù)據(jù)見表1，紅色箭頭代表上盤的滑動方向)Fig. 4 Fabrics,slickensides,discrete surfaces and sliding directions of terrigenous mudstones and black organic clay rocks(a)Scaly fabrics of terrigenous mudstones;(b)A slicken line (82°∠20°)and striations of the terrigenous mudstone slickensides;(c)Scaly black organic clay rock developing interlacing foliation;(d)Slickensides of black organic clay rock with a slicken line (51°∠58°)(view facing south);(e)Black organic clay rock cut by the discrete surface (arrows pointing out the shear direction,a view from above);(f)A mixed zone of siliceous clay and black organic clay;(g)Slip direction of terrigenous mudstone and black organic clay rock (lower hemisphere equal area plotting,data seen in Table 1,red arrows indicating the slip direction of the upper part);(h)Slip direction of the discrete surface (lower hemisphere equal area plotting,data seen in Table 1,red arrows indicating the slip direction of the upper part)

斷裂帶中的黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖主要分布為4層(圖2、圖3)，代表了剪切的高度集中帶，黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖散落在硅質(zhì)黏土巖中(圖2)，其變形特征為鱗片狀組構(gòu)的發(fā)育，相比于陸源泥巖，該鱗片狀組構(gòu)更加致密，表現(xiàn)為1～5 mm的交織葉理(圖4c)或者復(fù)合面狀組構(gòu)。鱗片狀組構(gòu)中發(fā)育光滑擦痕面和擦痕線 (圖4d),由面理中的擦痕線和復(fù)合面狀組構(gòu)所確定的滑動方向表現(xiàn)為同時存在逆沖滑動和左行滑動(圖4g、表1)。2個拆離面 (discrete slip surfaces)發(fā)育并切斷黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖層，相對于周圍沿鱗片狀組構(gòu)分散剪切的黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖，拆離面代表了滑動的高度集中(圖4e)，拆離面非常光滑，擦痕面上的擦痕線指示左行滑動(圖4h、圖5a、表1)。X射線能譜顯示，拆離面相對富集Al和K，表明伊利石富集 (圖5b)。葉理狀碎屑巖由破碎的硅質(zhì)黏土巖和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖定向排列混合形成 (圖4f)，分布在鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖上部，其厚度為1～4 m。該混合層代表了靠近剪切高度集中帶的巖石破碎帶。

表1 陸源泥巖、黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖及拆離面滑動數(shù)據(jù)Table 1 Terrigenous mudstone,black organic clay rock and discrete surface slip data

圖5 拆離面小塊顯示其光滑面和線理(a)、背散射圖像和EDS圖顯示拆離面的切面及其下方的黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖(b)Fig.5 The discrete surface pieces showing its smooth surface and lineation (a)and backscattering images and EDS images showing the discrete surface′s plane section and the black organic clay rock beneath it (b)

褶皺發(fā)育在硅質(zhì)黏土巖中，翼間角較小，多為閉合-緊閉褶皺 (圖6a)。褶皺軸面近似垂直，褶皺軸呈東西向，向西南西或東南東以小角度傾伏 (圖6b、表2)。褶皺軸的方向和不對稱形態(tài)表明其形成于top-to-the-south剪切。厚10～15 cm的白云巖層也發(fā)育成褶皺，與硅質(zhì)黏土巖形態(tài)一致 (圖2)。褶皺軸面產(chǎn)狀數(shù)據(jù)見表2。

表2 斷裂帶內(nèi)褶皺產(chǎn)狀數(shù)據(jù)Table 2 Fold occurrence data in the fault zone

圖6 硅質(zhì)黏土巖中發(fā)育的褶皺野外露頭(a)、褶皺軸面極點(diǎn)和褶皺軸產(chǎn)狀(下半球等面積投影)(b)Fig.6 Field outcrops of folds developed in siliceous clay rocks (a)and axial surface pole and axial orientation of folds (lower hemisphere equal area plotting)(b)

3 碳物質(zhì)拉曼光譜分析

3.1 樣品及測試方法

3.1.1 樣品 用于拉曼光譜分析的樣品為拆離面和鄰近拆離面的鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖。制備1.5 cm × 1.5 cm × 0.5 cm 的拆離面小塊，直接測量其表面的碳物質(zhì)；制作鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖巖石切片。測量時選取完全包裹在巖石內(nèi)的碳物質(zhì)，以防止在切片制作過程中機(jī)械破壞對碳物質(zhì)造成的影響。

3.1.2 測試方法 在50倍的顯微鏡上采用514.5 nm的Ar+激光。為避免巖石中的碳物質(zhì)受到激光的熱破壞，激光功率設(shè)定為0.7 mW，激光露出時間為10 s。獲得的碳物質(zhì)拉曼光譜通過減去1 000～1 800 cm-1范圍內(nèi)的基線去除背景影響。

利用PeakFit v4.12軟件(Systat Software Inc.)，基于Pseudo-Voigt 方程 (Gaussian-Lorentzian sum),將拉曼光譜分解為D1-、D2-、D3-和 D4-四個峰，其峰值位置分別對應(yīng) 1 350、1 590、1 510、1 245 cm-1(Kouketsu et al.,2014)。

3.2 結(jié)果

得到拆離面和鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖中80個點(diǎn)位的碳物質(zhì)拉曼光譜。樣品的拉曼光譜和分解后的峰譜圖(圖7a、b)顯示，相較于鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖，拆離面上碳物質(zhì)的拉曼光譜整體表現(xiàn)出D1峰的增強(qiáng)。D1峰和D2峰的平均強(qiáng)度比值 (ID1/ID2)為：鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖為0.55，標(biāo)準(zhǔn)偏差為0.03；拆離面為0.59，標(biāo)準(zhǔn)偏差為0.05 (圖7a、b、c)，表明拆離面中碳物質(zhì)的碳化程度略高于周圍的鱗片狀黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖。

圖7 黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖(a)、拆離面(b)的拉曼光譜和擬合分峰后的光譜，拆離面和黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的強(qiáng)度比ID1/ID2結(jié)果(c)Fig.7 Raman spectra and spectra after peak-differentiating and imitating of black organic clay rock (a),discrete surface (b)respectively,and strength ratio ID1/ID2 of discrete surface to black organic clay rock (c)

4 討 論

野外觀察表明，斷裂帶中的構(gòu)造變形分為沿鱗片狀有機(jī)質(zhì)黏土巖的集中剪切和沿拆離面的高度局部滑移。

硅質(zhì)黏土巖的動力學(xué)特征顯示其形成于top-to-the-south剪切，這一剪切方向與整個犬山地區(qū)的遠(yuǎn)洋沉積巖在俯沖過程中的剪切方向一致 (Kimura et al.,1993)。Kimura等(1993)將Snyder等(1983)和Brueckner等(1987)提出的變形-造巖模型應(yīng)用于犬山地區(qū)燧石的褶皺作用,認(rèn)為燧石中廣泛發(fā)育的褶皺構(gòu)造形成于蛋白石-CT造巖環(huán)境，所對應(yīng)的環(huán)境溫度<165 ℃，即為蛋白石-CT轉(zhuǎn)化為石英的最大轉(zhuǎn)化溫度 (Mizutani,1977)。在165 ℃的俯沖深度附近，燧石中的主要礦物由可發(fā)生韌性變形的蛋白石-CT全部轉(zhuǎn)化為僅能發(fā)生脆性變形的石英，此后褶皺構(gòu)造不再形成。若該斷裂帶內(nèi)硅質(zhì)黏土巖中的微晶石英也遵循同樣的變形-造巖模型，其代表的褶皺的幾何和動力學(xué)特征應(yīng)代表了俯沖相關(guān)的變形過程，即在小于165 ℃的蛋白石-CT造巖環(huán)境下，俯沖表現(xiàn)為top-to-the-south俯沖。

相對于陸源泥巖和硅質(zhì)黏土巖的構(gòu)造變形，黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖中密集發(fā)育的鱗片狀組構(gòu)代表了剪切變形的集中化。Kimura等(1993)的研究認(rèn)為，犬山地區(qū)燧石-碎屑巖雜巖體中板塊邊界滑脫帶 (decollement)發(fā)育在硅質(zhì)黏土巖中。筆者的觀測表明，在蛋白石-CT到石英的轉(zhuǎn)化全部完成后，剪切應(yīng)變會集中在黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖而非硅質(zhì)黏土巖中，這可能是由于隨著硅質(zhì)造巖過程的完成，富含石英的硅質(zhì)黏土巖的剪切強(qiáng)度增強(qiáng)，而黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖中黏土含量更高，相應(yīng)剪切強(qiáng)度更低。這與Tembe等(2010)的實(shí)驗(yàn)研究結(jié)果“斷層巖的摩擦強(qiáng)度隨黏土含量的升高而降低”相一致。

在斷裂帶內(nèi)，發(fā)育鱗片狀葉理的有機(jī)質(zhì)黏土巖主要分布有4層。由于該有機(jī)質(zhì)黏土巖層沉積于二疊—三疊紀(jì)的超深海無氧環(huán)境背景 (Isozaki,1997)，黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的4次出現(xiàn)可能代表了斷裂帶在逆沖過程中同一沉積層的重復(fù)，或者僅僅是因?yàn)樵诔詈o氧環(huán)境下間歇性地分別沉積了4層有機(jī)質(zhì)泥巖層 (Suzuki et al.,1998)，并在隨后相似的俯沖條件下受到相同應(yīng)力條件的剪切變形。

動力學(xué)分析表明斷裂帶中同時存在逆沖走滑和左行走滑。這可能代表了逆沖過程中的異向滑動，或者這兩個走滑方向的共存產(chǎn)生于左行斜俯沖下的滑動分異。

筆者認(rèn)為，相對于黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖中的碳物質(zhì)，拆離面上碳物質(zhì)碳化程度的升高可能與沿拆離面發(fā)生的高度集中快速剪切產(chǎn)生的摩擦升溫有關(guān) (圖7c)。此外，拆離面上碳物質(zhì)的ID1/ID2值 (平均值為0.59)低于在熱俯沖帶中發(fā)現(xiàn)的假玄武玻璃中的碳物質(zhì)值(平均值為 0.71)，后者記錄了溫度高于1 100 ℃下的巖石摩擦熔融 (Ujiie et al.,2007；Ito et al.,2017)。這表明在觀測的拆離面上溫度升高幅度更小，與該拆離面缺乏摩擦熔融相關(guān)的變形構(gòu)造特征一致。記錄在拆離面上的溫度升高幅度可能代表了在俯沖帶深部由于地震滑動而累積的左行滑動。

5 結(jié) 論

(1)在古冷俯沖帶深部的板塊邊界斷裂帶，剪切高度集中在黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖層中，該黑色有機(jī)質(zhì)黏土巖的構(gòu)造變形表現(xiàn)為沿鱗片狀葉理的分散剪切以及沿拆離面的集中滑動。

(2)古冷俯沖帶在深部的板塊邊界斷裂帶的動力學(xué)表現(xiàn)為同時存在逆沖滑動和左行滑動，可能代表了左行斜俯沖或分異剪切。

(3)碳物質(zhì)拉曼光譜分析結(jié)果表明，相對于周圍鱗片狀有機(jī)質(zhì)黏土巖，拆離面上的碳物質(zhì)成熟度輕微上升，可能是沿著拆離面的集中滑動積累了地震性的摩擦升溫。