岩石中磁性矿物颗粒形态、结晶方向及分布的差异导致不同方向磁化率的差异,表现为岩石的磁化率各向异性(Anisotropy of low field Magnetic Susceptibility,AMS).研究表明,岩石磁化率椭球体的形态和空间方位与应变椭球体具有良好的对应关系[1],反映了岩石组构的优势产状.如果岩石中线、面理发育较差或缺少明显的变形标志体时,可采用磁组构方法解析其应变及岩石组构特征.花岗岩的形成和侵位过程是大陆演化极其重要的组成部分,广泛分布的花岗岩类岩石是造山带的一个重要特征,它揭示了造山带构造演化及动力学过程[2].花岗质岩浆在侵位、冷凝过程中受到力的作用而使其中的磁性矿物显示出一定的优选排列方位,表现为磁化率各向异性,而岩体在完全冷凝固结之后,磁组构就比较稳定,在低温低压的脆性变形条件下较难改变[3],花岗岩保留了岩浆生成、运移、以及变形的各种记录[4].因此,利用磁组构方法研究花岗岩岩浆动力学与构造侵位动力学已作为一种重要的研究手段被广泛应用,其理论体系日臻完善[1, 5~10].
前人对温泉花岗岩体开展了岩石学及地球化学等方面的研究工作[11~14],得出温泉岩体具岩浆混合成因的特点,其岩浆来自于地壳中高K(Rb)玄武质岩石的部分熔融等认识.但是关于温泉花岗岩体的构造特征和侵位机制及意义等方面至今仍缺乏相关研究,因此本文针对温泉岩体开展了岩石磁学方面的分析,并结合区域构造特征对这些问题进行了初步探索.
2 岩体的地质背景中晚三叠世,秦岭板块构造演化进入最后阶段,华北、扬子板块及其之间的秦岭微板块分别沿商丹和勉略两主缝合带发生了全面陆陆碰撞造山,强烈的造山作用引发了巨量花岗岩的产生并侵位于南、北秦岭,尤以西秦岭地区最为发育,集中沿商丹带两侧及勉略带北侧分布[2].
温泉岩体作为其中之一侵位于西秦岭古生代的浅变质岩系中(图 1).岩体紧邻商丹主缝合带南侧,岩体地表形态似圆形,出露面积约253km2,为一复式岩体[11].岩体以似斑状二长花岗岩为主,岩体的中部和西部分布较多的暗色闪长质微粒包体,少数包体成分较偏基性,同时包体内部捕掳晶(长石斑晶)较发育,其长轴方向与暗色微粒包体的长轴方向基本一致,且寄主岩石中包体群的排列与区域主构造线一致[12].岩体的东部由北而南出露有岩浆混合作用中基性端元的3个岩石团块,其长轴方向与区域主构造线一致.此外,岩体捕掳体发育,且体积巨大,岩体同化混染及壳幔岩浆混合作用普遍强烈[11~14].岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄为223Ma[13].岩体与围岩接触边界出现热接触变质晕,接触面较陡.岩体侵吞切割3条区域逆冲断裂(F1,F2,F3),这3条断裂总体呈NW向展布,倾向近NE,倾角约50°左右,断裂平直延伸[15].
野外采样除因地理条件限制(植被覆盖、地形高差等)无法到达地区外,尽可能均匀布置采样点.温泉岩体共布置16个采样点,野外采用磁罗盘定向,精度为±0.5°,实验室切割为125块定向标本,平均每个采样点定向样品数约8,符合统计学标准,AMS测试是在西北大学大陆动力学国家重点实验室使用捷克AGICO的Kappabridge磁化率仪(KLY-4S,测试场强300A/m,工作频率875Hz,检出限2× 10-8SI,测试精度0.1%)完成.
为了鉴定样品中的主要载磁矿物,选取代表性样品开展了热磁实验分析(k-T曲线),实验在中国科学院岩石圈演化国家重点实验室完成.
4 实验结果及数据分析 4.1 平均磁化率特征岩石样品的平均磁化率km值与磁性矿物的类型及分布密切相关,反映了样品中矿物磁化率的综合特征[16, 17].
温泉岩体样品平均磁化率km值介于127~36611μSI之间(表 1),其变化范围较大(表 1,图 2a),采样点WQ01和WQ08样品的km<500μSI;WQ09和WQ14样品的km介于500~5000μSI;其余采样点样品的km均大于5000μSI,其中最高值为采样点WQ07,且以12000<km<16000μSI居多.一般来讲,对于磁化率较低的样品,顺磁性矿物如黑云母等页硅酸盐矿物对磁化率值的贡献较大,对于磁化率较高的样品(km>500μSI),铁磁性矿物如磁铁矿等的贡献可能较大[1, 18, 19].
由于磁性矿物的不同,在其加热和冷却的过程中磁化率随温度的变化表现出不同的特征.因此可用这些特征来确定磁性矿物的种类和粒度分布[20].对于磁性矿物,在弱磁场中加热接近居里温度时会逐渐解阻,其磁化强度和磁化率通常会升高,并在解阻温度达到最大,然后逐渐下降,直到居里温度减为零,此现象称为Hopkinson效应[21].
在对温泉岩体样品的矿物学及平均磁化率综合分析的基础上,为了进一步确定样品的主要载磁矿物,选取代表性样品进行了热磁实验,分析了样品磁化率随温度变化的特征(k-T曲线)(图 2b,2c).
低磁化率样品的k-T曲线(图 2b)在初始部分呈现磁化率值随温度增加而减小的趋势,类似于顺磁性矿物的双曲线轨迹特征[22].但温度上升至约300℃左右磁化率值开始增加,在温度约580℃左右磁化率迅速降低,表现出明显的Hopkinson效应,由于磁铁矿的居里点温度575~585℃[22],表明样品在加热过程中有磁铁矿颗粒的存在[23, 24].在670℃附近磁化率值出现明显的降低,说明可能有赤铁矿的存在[25].从而进一步说明样品在加热过程中可能由于矿物的转变而产生磁铁矿[24]以及赤铁矿,冷却曲线与加热曲线是不可逆的,且冷却曲线显示出比加热曲线高的磁化率值,也暗示存在新生成的磁铁矿[26].对于低磁化率样品的k-T(图 2b)曲线整体呈现出顺磁性矿物的双曲线轨迹与铁磁性矿物峰值的叠加[27].因此,依据热磁实验及对磁化率的综合分析可以认为,对于温泉岩体磁化率较低的样品,顺磁性的页硅酸盐(如黑云母)可能是主要的磁化率载体[5, 28],而少量铁磁性矿物(如磁铁矿等)也可能作为部分剩磁载体.
一般来讲,天然样品的k-T曲线同时受到磁性矿物成分和粒径分布等因素的共同影响,从而使其解释相当复杂,尤其不易判断弱磁性的矿物[29].
高磁化率样品的k-T曲线(图 2c)显示磁化率随温度的增加而平稳地升高,至约580℃迅速降低,表现出一定的Hopkinson效应[30],这是典型的纯磁铁矿的居里点的特性,其居里点温度为575~585℃[22],表明样品中磁铁矿颗粒的存在,也暗示样品中磁铁矿在载磁矿物中优势较大[31].
一般情况下,较大的铁磁性颗粒(MD)通常只有微弱的Hopkinson峰,甚至观测不到明显的峰值[1, 18, 22],所以,温泉岩体高磁化率的样品中磁铁矿颗粒可能较大[7].且冷却曲线与加热曲线基本可逆,说明样品在加热过程中矿物成分基本不发生变化,磁铁矿颗粒较纯[29].
依据热磁实验及对磁化率的综合分析可以认为,对于温泉岩体磁化率较高的样品,磁铁矿是主要载磁矿物.
4.3 磁组构特征 4.3.1 磁化率椭球体形态及磁化率各向异性度温泉岩体样品的形态参数T值分布直方图(图 3a)显示总体位于T>0的压扁区,处于0~0.4的值占优势且分布较平均.
样品的校正磁化率各向异性度PJ值较低(图 3b),其频数直方图显示峰值为1.08~1.1,其中采样点WQ03的PJ值略大于1.2,其余15个采样点的PJ值均小于1.2.岩体磁化率各向异性度PJ值总体较小,符合I型花岗岩的磁组构特征[32].磁组构对数Flinn图解(图 4)显示,温泉岩体样品多数位于lnF=lnL线以下,即扁率E>1的压扁椭球体,只有少数样点落在这一线的附近或上方.这说明温泉岩体磁化率椭球体以压扁为主,磁面理较磁线理发育.
研究表明,在含有磁铁矿的花岗岩中磁铁矿的磁组构与黑云母的磁组构非常相似[33],因此,含磁铁矿的岩体的磁组构可能优先反映了黑云母的优选方位[18, 28].温泉岩体样品的T-PJ(图 5a)、km-PJ(图 5b)、km-T(图 5c)图解表明km、PJ和T值并无明显的相关性,进一步印证了这一假设.根据磁化率和岩石热磁分析可以认为,温泉岩体的磁组构主要是由黑云母和磁铁矿共同控制的,同时可能包含了其他磁性矿物(如角闪石)的贡献.
磁化率椭球体主轴方位与应变椭球体之间有良好的一致性,反映了岩石组构的优势产状,且具有一定的量值关系.温泉岩体磁化率椭球体主轴方向总体存在一定趋势,但部分点分布相对散乱(图 6).
最小磁化率主轴(磁面理极点)倾角较小,极密中心位于第一象限,反映最小主应变轴多为N-NEE和SW向(图 6c).最大磁化率主轴(磁线理方向)倾角较小,极密中心位于第二象限,反映了最大主应变轴以近东西向和NW向为主(图 6b).可以看出,温泉岩体所有采样点的最小主应变轴总体表现为N-NEE和SW向的挤压,而最大主应变轴总体表现为近东西向和NW向的拉伸的特征,二者所反映的构造应力环境相吻合.
岩体不同部位采样点的磁化率的主轴方向存在不均一性,反映出不同采样点的变形特征和程度也有所不同.将每个样品的磁面理、磁线理与其实际采样点位置对应起来,从而探究岩体的变形特征和规律(图 7).可以得出,温泉岩体样品的磁面理和磁线理产状与其所在的岩体的位置有关,岩体边缘的采样点样品大都有与岩体边界近平行的磁面理方向,且倾角较陡;岩体内部磁面理与磁线理产状分布相对散乱,一致性较差.
区分流动磁组还是形变磁组是利用磁组构研究岩体侵位机制的关键.流动磁组形成于岩浆岩成岩时期,而形变磁组则是岩浆岩形成之后因受后期改造形成的[34, 35].一般来讲,对于流动磁组构,其磁化率各向异性度PJ值小于1.2[36].从磁组构来看,温泉岩体的PJ值变化范围较小,除了采样点WQ03的PJ值为1.21略大于1.2,其余15个采样点的PJ值总体变化介于1.04~1.2之间,具有岩浆流动磁组构的特征;从变形来看,温泉岩体的薄片观察未见由后期改造形成的塑性变形或动态重结晶和碎裂等固态变形特征[12],即岩体无明显变质变形[13],这说明温泉岩体几乎没有受到后期构造的改造或改造极弱[37].因此,可认为温泉岩体的磁组构是岩体侵位时形成的流动磁组构.
由于受区域动力学背景控制,板缘构造发展至中三叠世(T2),南北秦岭之间的残余洋盆沿商丹主缝合带全部闭合,继之发生秦岭地区全面陆陆碰撞造山运动[2].研究表明,秦岭地区早中生代时期地壳明显增厚,并可能在增厚地壳的下部发生了高压麻粒岩(或榴辉岩)的相变,由于麻粒岩(或榴辉岩)密度很高而发生拆沉作用[14, 38],进入软流圈上地幔,地幔物质上涌减压熔融形成基性岩浆,最后与地壳中熔融的酸性岩浆发生混合,形成了大量混合成因的花岗岩.温泉岩体具有壳幔岩浆混合成因的特点[11~14],于晚三叠世[13](岩体SHRIMP锆石U-Pb年龄为223Ma)侵位于商丹主缝合带的南侧,形成于缝合带闭合之后,且岩体具有后碰撞成因花岗岩的特点[14].
虽然温泉岩体的磁化率椭球体主轴方位总体显示了N-NEE和SW向的挤压、近东西向和NW向的拉伸的构造应力特征.但温泉岩体的磁组构特征区别于典型挤压应力场环境中侵位的花岗岩体的磁组构特征[39].后者的磁组构特征表现为磁化率各向异性度值PJ及磁化率椭球体形态参数T较大[9],磁面理走向与岩体边界以及区域构造线的一致性较好,且磁线理的方向与岩体流向也具有很好一致性[40],在岩体内部磁面理与磁线理分布较边部相对散乱且一致性较差.而温泉岩体的磁组构特征则表现为磁化率各向异性度值PJ及磁化率椭球体形态参数T较小,采样点样品的磁面理普遍表现出围绕岩体边界分布的特点,而在岩体内部磁线理与磁面理分布相对散乱,定向性差.磁组构总体特征说明在岩体侵位时由于商丹缝合带闭合所产生的垂直于缝合带方向的挤压作用相对较弱.温泉岩体在接近塑性状态下侵位,在岩体内部和边缘形成了流动磁组构,岩浆在侵位时在岩体边缘发生了侧向挤压作用[4].而岩体磁面理和磁线理相对较差的一致性指示了岩浆流速缓或流动距离小的特点.
由此可见,温泉岩体的磁组构特征反映了岩体侵位时是一种弱挤压环境,或者是一种相对稳定的环境甚至可能是一种相对引张的背景,这与岩体形成于后碰撞环境,秦岭造山带已演化至后碰撞拆沉作用发生的伸展阶段[14]所反映的区域构造背景是一致的.文中所得出的温泉岩体的磁组构特征正是从岩石磁学的角度反映了在区域主变形之后的这次重要的垂向增生和岩浆侵位作用.
6 结论通过对温泉岩体磁组构及岩石磁学的研究,得出以下结论:
(1)样品的平均磁化率km值总体很大,岩石磁学表明对于磁化率较低的样品,顺磁性矿物(如黑云母等)对磁化率的贡献较大,而少量铁磁性矿物(如磁铁矿等)可能作为部分剩磁载体.对于磁化率较高的样品,其主要载磁矿物为磁铁矿.
(2)样品的校正磁化率各向异性度PJ总体小于1.2,显示了岩体为流动磁组构的特征,磁化率椭球体形态参数T总体大于0,扁率E总体大于1,以压扁椭球体为主.
(3)磁面理同磁线理相比更为发育,样品的磁面理普遍表现出围绕岩体边界分布的特点,且倾角较陡;而在岩体内部磁线理与磁面理分布相对散乱,定向性差.这一特征说明温泉岩体的磁组构主要由侵位时的侧向挤压作用形成的.
(4)温泉岩体的磁组构特征反映了岩体侵位时是一种弱挤压环境,或者是一种相对稳定的环境甚至可能是一种相对引张的背景,这与温泉岩体形成于后碰撞环境,秦岭造山带已演化至后碰撞拆沉作用发生的伸展阶段所反映的区域构造背景是一致的.
致谢感谢西北大学地质学系张成立教授和岳乐平教授在本文写作过程中给予的指导,西北大学大陆动力学国家重点实验室王建其高级工程师和硕士生孙?在样品加工与测试分析中提供了无私的帮助,匿名审稿专家中肯的意见和编辑耐心指正使本人受益匪浅,在此深表谢意!
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