2014, Vol. 57
2. 五矿勘查开发有限公司, 北京 100044
, ZHANG Guo-Wei1, GUO Xiu-Feng2, LU Ru-Kui1, LIANG Wen-Tian1, CHEN Ying-Tao1, SHEN Yi-Bo1
2. Minmetals Exploration & Development CO., LTD., Beijing 100044, China
1 引言
自从Graham(1966)首次建立了低温条件下沉积岩变形的磁组构演化序列，将沉积岩的磁组构与变形历史联系起来无疑促进了沉积岩变形及构造演化的相关研究进展(Tarling and Hrouda， 1993；Borradaile and Henry， 1997；Parés and van der Pluijm，2003；Oliva-Urcia et al., 2010).在绝大多数情况下，磁化率各向异性(AMS)主轴与主应变方位呈一一对应的相关性(Hrouda，1982；Borradaile，1988).对于以发育大中型褶皱为主且缺乏伴生的透入性构造为特征的弱变形沉积岩区，AMS因其极高 的灵敏性而成为常见的构造变形分析方法(Borradaile and Tarling， 1981；Lüneburg et al., 1999；Cefelli et al., 2005).褶皱冲断带作为介于以高应变与变质作用为特征的内部域和未变形的前陆之间的过渡带(Saint-Bezar et al., 2002)，因其特殊的构造位置 吸引了众多研究者的关注(Hrouda，1991；Averbuch et al., 1992；Robion et al., 2007；Oliva-Urcia et al., 2009).诸多关于褶皱冲断带的沉积岩AMS研究表 明，地层在褶皱变形前存在平行层缩短(LPS)(Graham，1966；Borradaile and Tarling， 1981； Saint-Bezar et al., 2002；Parés and van der Pluijm，2002)，在褶皱过程中，与LPS相关的组构被保存下来，但在褶皱作用后期发育的剪切带中先存组构可能被局部改造(Averbuch et al., 1992；Saint-Bezar et al., 2002).
秦岭于印支期完成板块俯冲碰撞造山后转入板内构造演化阶段(张国伟等，2001)，之后又发生以J3-K1为峰期的强烈的造山作用(张国伟等，2011)，雪峰陆内复合构造系统从印支期至燕山中晚期连续穿时扩展形成以北东向为主导的构造系统(刘恩山等，2010).而南大巴山构造带恰处于由周缘造山带围限所成的构造叠加背景中(图 1a)，因此成为探讨燕山期秦岭造山带陆内造山作用及其邻区陆内变形的理想场所.为此，本文以野外构造观测为基础并结合室内磁组构分析研究了燕山期南大巴山前陆褶皱带荆竹坝—石窝剖面(图 1b，2)的叠加构造特征及其形成演化，试图为探讨秦岭造山带及其邻区的陆 内构造与陆内造山的大陆动力学背景提供相关佐证.
 | 图 1 大巴山及其邻区大地构造略图(a)与研究区地质简图(b)1. 震旦系；2. 寒武系；3. 奥陶系；4. 志留系；5. 二叠系；6. 三叠系；7. 侏罗系；8. 白垩系；9. 向斜；10. 背斜；11. 断层；12. 野外剖面观测路线及采样点.Fig. 1 Tectonic sketch of the Dabashan and its adjacent regions(a) and the generalized geologic map of the South Dabashan in the studied area(b)1. Sinian；2.Cambrain；3. Ordovician；4. Silurian；5. Permian；6. Triassic；7. Jurassic；8. Cretaceous；9. Syncline；10. Anticline；11. Fault；12. Field observation line and sampling site. |
 | 图 2 南大巴山逆冲推覆扩展前锋带构造简图 1. NDB逆冲推覆带；2. SDB前陆冲断带；3. SDB前陆褶皱带；4. 花岗岩；5. 主干断裂；6. 一般断裂；7. 背斜；8. 向斜.Fig. 2 Structure sketch of the propagation front belt of the South Dabashan thrust nappes 1. North Dabashan thrust nappes；2. Forel and thrust belts of the South Dabashan；3. Forel and fold belts of the South Dabashan；4. Granite；5. Main fault；6. Common fault；7. Anticline；8. Syncline. |
2 区域地质背景及剖面构造变形特征
多层次逆冲推覆构造是秦岭造山带现今结构中最突出的特征之一(张国伟等，2001)，大巴山巨型逆冲推覆构造系是其中的典型地区.以巴山弧形主推覆断裂为界，将其划分为北大巴山逆冲推覆构造和南大巴山逆冲推覆扩展前锋带，沿镇巴—阳日断裂可将后者分为北部的前陆冲断褶皱带和南部的前陆褶皱带(图 2)，南大巴山主要是燕山期递进变形的产物(Dong et al., 2011)，同时残留印支期板块造山的碰撞构造.北大巴山构造缩短率为30%~48%，南大巴山构造缩短率为35%~55%(何建坤等，1997)，整个大巴山向南的推覆距离达100~150 km(张国伟等，2001).此外，南大巴山逆冲推覆带还受控于来自雪峰山和米仓山构造挤压(乐光禹，1998)，表现为在其西段呈近南北—北北西，与米仓山短轴宽缓背斜构造横跨叠加，而南东段为北西西至近东西，与川东褶皱带形成复合或联合构造.
为系统掌握南大巴山前陆褶皱带的构造变形特征，沿北东—南西向设置贯穿该构造带的荆竹坝—石窝剖面(图 1b，2)，主要出露中三叠统至下白垩统.剖面构造几何学特征可概括为：(1)构造变形强度表现为：北东区段变形最强，普遍发育倒转褶皱与逆冲断层、反冲断层以及斜歪褶皱(图 3a)；中部区段变形减弱，在杨柳附近变形增强，局部可见劈理化的暗色砂质泥岩(图 3b)，应为铁溪—巫溪隐伏逆冲断层的影响；南西区段变形显著减弱，除在黄钟附近发育一斜歪背斜外(图 3c)，未见明显的露头尺度的 褶皱和断层，总体表现为向南西极缓倾的单斜(图 3d).(2)褶皱轴面总体倾向北东，指示剖面受北东方向的挤压为主.(3)剖面所涉及的大尺度的褶皱枢纽以小角度向北西倾伏，部分露头发育断面倾向为南东的逆断层(图 3e)，应为来自川东褶皱带的挤压影响(图 1a).
 | 图 3 荆竹坝—石窝剖面构造变形照片及野外素描图 Fig. 3 section Outcrop deformation photos and field geologic sketches of the Jingzhuba-Shiwo |
此外，利用纵弯褶皱分析主应力方向是恢复区域应力场常见方法之一(万天丰，1995)，为此，依照一定的褶皱统计策略选取了9个规模较大且轴面陡倾的纵弯褶皱(图 1b).结果显示(图 4)最大主压应力轴(σ1)为230°∠2.2°，即NE-SW向，表明受到来自南大巴山的推覆挤压.
 | 图 4 荆竹坝—石窝剖面褶皱两翼产状投影及主应力方位 Fig. 4 Stereographic projection and principal stress orientation of the folds of the Jingzhuba-Shiwo section |
3 实验样品的采集及测试
野外沿南大巴山前陆褶皱带的荆竹坝—石窝剖面均匀布置28个采样点(图 1b)，使用便携式汽油钻采集定向样品，实验室加工为131件定向圆柱(直径为25 mm，长为22 mm).此外，由于泥质粉砂岩的易碎裂性，在野外钻取完整无损样品较为困难，对此情况，则在野外采集定向岩块(3~6 kg)，浸渍于实验室的合成树脂中，待固结干燥后使用钻床获取定向样品，然后加工为测试标准圆柱.
样品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公司的KLY-4S磁化率仪完成，其磁场强度为300 Am-1，工作频率为875 Hz，磁场均一度为0.2%，灵敏度为2×10-8(SI)，测试精度为0.1%，工作温度为20 ℃.AMS测试程序为SUFAR1.2，圆柱样品依次绕正交三轴旋转测试，旋转角速度为0.5r.p.s.采样点的AMS参数平均值根据Jelinek(1977)统计法获得，所使用 的数据处理软件为Anisoft4.2(Chadima and Jelinek， 2009)，测试结果见表 1.
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表 1 荆竹坝—石窝剖面磁组构参数 Table 1 Magnetic fabric data of the Jingzhuba-Shiwo section |
此外，为了确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(κ-T曲线)，实验在中国科学院地质与地球物理所岩石圈演化国家重点实验室的古地磁与地质年代学实验室完成.
4 实验结果及数据分析 4.1 平均磁化率特征
作为矿物的物理特性，磁化率反映了矿物在给定磁场中获得磁化的能力，岩石样品的平均磁化率κm值与磁性矿物的类型及分布密切相关(Tarling and Hrouda， 1993；谢晋强等，2010).荆竹坝—石窝剖面样品平均磁化率κm值介于14~5625 μSI之间(表 1)，其变化范围较大(表 1，图 5a)，其中75%的采样点样品的κm<500 μSI，且以100<κm<300 μSI为峰值区间(图 5b).
 | 图 5 平均磁化率(κm)分布直方图(a，b)和κ-T曲线(c)图(c)中，实线代表加热曲线，虚线代表冷却曲线.Fig. 5 Histograms of mean susceptibility(a，b) and κ-T curves(c)In(c)，Red block curve represents heating leg， and blue broken curve represents cooling leg. |
4.2 磁性矿物
由于磁性矿物的差异，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.故可用这些特征来确定磁性矿物的种类和粒度分布(Van Velzen and Dekkers， 1999).在对剖面样品的κm值统计分析的基础上，为确定样品的主要磁性载体，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(κ-T曲线).
高磁化率样品(κm>500 μSI)的κ-T曲线(图 5c)显示磁化率随温度的增加而逐渐升高，在温度约500 ℃磁化率达到最大值，后磁化率随温度升高迅速下降，至约580 ℃磁化率降到最低，由于磁铁矿的居里温度为575~585 ℃(Hrouda et al., 2003)，反映磁铁矿在接近其居里温度时呈现解阻特征，也表明样品在加热过程中有磁铁矿颗粒的存在.该κ-T曲线的变化特征表现出一定的Hopkinson效应(Collinson，1983；Dunlop and zdemir，1997；Zhao and Liu， 2010)，整个曲线并未显示出顺磁性矿物典型的双曲线特征(Hrouda et al., 2003)，暗示顺磁性矿物对磁化率的贡献较小.此外，冷却曲线与加热曲线是不可逆的，且前者显示出比后者高的磁化率值，暗示在加热过程中存在新生的磁铁矿(Archanjo et al., 1999).此外，一般对于高磁化率的样品，铁磁性矿物的贡献较大(Rochette，1987； Tarling and Hrouda， 1993；Pratheesh et al., 2013). 依据热磁实验及对磁化率的综合分析认为，对于剖面磁化率较高的样品，磁铁矿是主要的磁性载体.
对于磁化率较低的样品(κm<500 μSI)，顺磁性矿物如黑云母等层状硅酸盐矿物作为主要的载磁矿物对磁化率值的贡献较大(Rochette，1987；Tarling and Hrouda， 1993；Pratheesh et al., 2013).此外，天然样品的κ-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(敖红和邓成龙，2007).
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
Jelinek(1981)定义T和PJ用于表征磁化率椭球体，其中T为形态参数，PJ作为校正磁化率各向异性度，反映了矿物方位优选的程度(Pratheesh et al., 2013).较之笛卡尔坐标系，T-PJ极坐标图解为磁化率椭球体形态提供了无偏分布，尤其对于PJ较低的情况(Borradaile and Jackson， 2010).荆竹坝—石窝剖面PJ较低(表 1)，其T-PJ极坐标图解(图 6) 显示样品磁化率椭球以压扁型为主(79%)，79%样 品的PJ<1.1，总体呈弱变形的磁组构类型(Sagnotti et al., 1998). 虽有研究者(Borradaile and Henry， 1997；Robion et al., 2007)提出在单一挤压背景下T和PJ同岩石应变存在一定的演化轨迹，但该剖面并未显示出类似的结果，可能暗示一种新的变形机制.
 | 图 6 T-PJ极坐标投图 Fig. 6 Polar plot of shape parameter T vs. PJ |
针对不同类型载磁矿物的样品，沿剖面方向采样点(Site)的κm与PJ之间是否存在一定相关性？Site-κm-PJ图解(图 7)显示：(1)对于低磁化率样品(图 7a)，多数采样点(Site)的κm与PJ存在一定的正相关性；(2)对于高磁化率样品(图 7b)，也显示出若干采样点(Site)的κm与PJ具一定的正相关性.岩石的平均磁化率与磁性矿物的类型及分布密切相关(Tarling and Hrouda， 1993；谢晋强等，2010)，而 磁化率各向异性是由磁性颗粒的形态优选方位(SPO)、磁性矿物的晶格优选方位(LPO)及磁性颗粒分布各向异性等多种因素所控制(Rochette et al., 1999)，以上κm与PJ所呈现的一定的正相关性，从一定程度上反映出κm与PJ其各自受控因素的相似性.
 | 图 7 Site-κm-PJ图解.(a)代表低磁化率样品；(b)代表高磁化率样品 Fig. 7 Site vs κm vs PJ.(a)for sites with low κm;(b)for sites with high κm |
4.3.2 磁化率椭球体主轴方位
为分析样品的磁化率椭球体主轴方位特征，沿剖面将样品地理坐标系AMS主轴数据与其采样点位对应起来(图 8).样品AMS主轴(Kmax、Kint及Kmin)各自集中程度良好，未见原始沉积型组构(Graham，1966；Robion et al., 2007)，Kmin近平行于地层极点(除SD01与SD02)，即磁面理与地层面基本平行.采样层位的磁线理(Kmax)呈NW-SE向优势方位且倾伏角普遍较小，这与南大巴山前陆褶皱带荆竹坝—石窝剖面的主构造线方向基本平行，这种平行关系不仅表明岩石遭受NE-SW向挤压作 用，也反映磁线理的构造成因特征(Alimohammadian et al., 2013).此外，样品具三轴磁化率椭球体特征，这也是在沉积岩中最为常见的组构类型(Robion et al., 2007).
鉴于剖面涉及的采样层位时代跨度较大，为探究沿剖面不同采样层位地理坐标系AMS主轴特征差异，依据地层由新到老顺序对比分析如下：
下白垩统(K1)：采样点(SD24、SD25、SD26、SD27及SD28)(图 8)位于四川盆地缓变形区，其中SD25、SD26、SD27及SD28的采样层位属下白垩统中、上段K1b(白龙组)与K1q(七曲寺组)，其磁线理(Kmax)呈NW-SE向，反映最大挤压应力来自南大巴山方向.而SD24为下白垩统下段K1c(苍溪组)，其Kmax呈NNW向，区别于下白垩统其他采样点，分析认为SD24主要受到来自南大巴山向南西的挤压，并叠加川东褶皱带向北西的挤压应力.此外，由于下白垩统普遍平缓，其代表性产状较难测得，故讨论Kmax与地层走向斜交关系时暂不予参考.
上侏罗统蓬莱镇组(J3p)：采样点(SD21、SD22及SD23)地层较平缓(图 8)，其中SD22与SD23的Kmax呈NW-SE向，反映受到来自南大巴山向南西的推覆挤压.而位于其南西侧的SD21的Kmax呈SSE向，认为除主要受来自南大巴山向南西推覆外，还有来自川东褶皱带向北西的挤压应力，且SD21的Kmax与地层走向斜交.此外，由于SD22与SD23 采样地层极缓，故不考虑Kmax与地层走向斜交关系.
中侏罗统遂宁组(J2sn)：采样点SD20的Kmax呈NW-SE向(图 8)，反映岩石遭受NE-SW向的挤压作用，且Kmax与地层走向斜交.
中侏罗统沙溪庙组(J2s)：采样点(SD05—SD08，SD14—SD19)Kmax呈NW-SE向优势方位(图 8)，反映岩石经历NE-SW向的挤压.但部分采样点的Kmax方位区别于其他采样点，如SD18的Kmax呈NWW向，认为其受到来自南大巴山向南西与米仓山短轴背斜向南南东的挤压应力的叠加.自北东向南西地层倾角减小，Kmin倾伏角呈增大的趋势.此外，采样点的Kmax与地层走向斜交.
中侏罗统千佛岩组(J2q)：采样点(SD04、SD09、SD12及SD13)Kmax呈NW-SE向优势方位(图 8)，反映岩石遭受NE-SW向的挤压，且Kmax与地层走向斜交.
下侏罗统白田坝组(J1b)：采样点SD03的Kmax呈NW-SE向(图 8)，反映岩石遭受NE-SW向的挤压作用.而SD11的Kmax呈SEE向，认为其受到来自南大巴山向南西与米仓山短轴背斜向南南东的挤压应力的叠加.此外，采样点Kmax与地层走向斜交.
中三叠统嘉陵江组(T2j)：采样点(SD01、SD02及SD10)Kmax呈NW-SE向优势方位(图 8)，反映岩石受到NE-SW向的挤压作用.而SD01与SD02的磁面理与地层面较大角度斜交，此特殊类型的磁组构区别于其他全部采样点.此外，采样点Kmax斜交于地层走向.
 | 图 8 荆竹坝—石窝剖面磁组构赤平投影 Fig. 8 Cross-section and stereograms of magnetic fabrics (in geographic coordinates) according to sample sites |
通过对各采样层位AMS主轴特征分析对比，可知在远离镇巴断裂的剖面中段与南西段保留了异 于主优势方位的磁线理(Kmax)，应为构造叠加信息的残留.值得注意的是，剖面北东段紧邻镇巴断裂(图 3a)，其采样层位(如SD01与SD02)Kmin的倾伏角较小(图 8，9)，而南西段位于四川盆地缓变形区(图 3d)，其采样层位(如SD19—SD28)Kmin近于直立(图 8，9).由此可见，沿剖面方向Kmin的倾伏角与构造变形强度存在相关性，即Kmin的倾伏角随构造变形强度减弱(图 3)而增大(图 9)，据此可将Kmin的倾伏角作为判别弱变形(或变形程度相近)沉积岩变形强度的标志和量度，这对于认识磁组构演化与变形历史的相关性甚为关键.与Kmin的倾伏角不同，采样层位的平均磁化率κm与磁化率各向异性度PJ沿剖面北东向南西区段并未呈现递变趋势(图 9)，而κm与PJ所呈现的正相关性从一定程度上反映出二者各自受控因素的相似性(图 7，9).
 | 图 9 荆竹坝—石窝剖面磁组构参数(κm & PJ)及Kmin倾伏角(Plunge<sub>Kmin)趋势图 Fig. 9 Tendency charts of magnetic fabric parameters(κm & PJ) and plunge of Kmin(Plunge<sub>Kmin)according to sample sites |
综合上述对采样层位地理坐标系AMS主轴分析可见，荆竹坝—石窝剖面发育特殊类型的磁组构：(1)磁面理与地层面斜交，如SD01与SD02；(2)磁线理与地层走向斜交.在褶皱冲断带中与平行层相关的磁组构形成于共轴变形，具有典型的演化序列(Saint-Bezar et al., 2002)，而上述特殊类型的磁组构可能并非完全在单一的挤压背景下形成.
5 讨论
沉积学(Meng et al., 2005；沈传波等，2007a)反映了南大巴推覆带构造演化的基本时空格架，而构造年代学更为其形成提供了量化的时间坐标.南大巴山推覆带的AFT研究揭示在120~110 Ma存在快速隆升(沈传波等，2007b)，南大巴山弧形带的FT和(U-Th)/He研究反映在153~100 Ma存在快速抬升，这与其两侧的黄陵隆起(160~126 Ma)与汉南—米仓山隆起(南部150~125 Ma，北部150~105 Ma)存在很好的一致性(许长海等，2010)，南大巴山构造带强变形的轴面劈理和破劈理的ESR结 果(程万强和杨坤光，2009)显示峰值为147~94 Ma. 以上构造年代学结果总体揭示J3-K1是南大巴山推覆构造形成发展的主要时期.
南大巴山前陆褶皱带荆竹坝—石窝剖面采样层位的磁线理(Kmax)呈NW-SE向优势方位(图 8，10)，由于沉积古水流的作用会产生同沉积磁线理(Hamilton and Rees， 1970)，那么剖面的磁线理是否为同沉积磁线理呢？如果是，就需要假定采样地层在如此大的时间跨度(T2-K1)保持恒定古水流向，根据已有的沉积学研究(Meng et al., 2005)，这显然是不切实际的.因此认为剖面的磁线理及其他 磁组构特征是构造引起的(Saint-Bezar et al., 2002； Alimohammadian et al., 2013).
为进一步探究荆竹坝—石窝剖面采样层位的磁组构成因(Alimohammadian et al., 2013；Oliva-Urcia et al., 2013)，利用地层产状对所有样品AMS主轴进行了构造校正.同时，基于已有沉积学(Meng et al., 2005；沈传波等，2007a)与构造年代学(沈传波等，2007b；程万强和杨坤光，2009；许长海等，2010)研究成果，选定以晚侏罗世为时间节点对采样层位AMS主轴特征进行横纵对比分析(图 10).
 | 图 10 荆竹坝—石窝剖面构造校正前后AMS主轴等密度图 Fig. 10 Kmax and Kmin density diagrams of the jingzhuba-Shiwo section before (a—g) and after (h—n) tectonic correction |
总体而言，采样层位磁线理(Kmax)在构造校正前(图 10a，10b)比构造校正后(图 10h，10i)更具NW-SE向优势，且与剖面主构造线方向相同；磁面理极点(Kmin)在构造校正前(图 10a，10e)呈NE-SW向带状分布，表明岩石主要受到该方向挤压作用.
对于晚侏罗世之前的样品(采样点为SD01—SD20)，采样层位包括T2j，J1b，J2q，J2s及J2sn.较之地层展平后(图 10j，10m)，Kmax在构造校正前(图 10c)更具NW-SE向优势，表明岩石受到以NE-SW向挤压为主；Kmin在构造校正前(图 10f)呈更为突出的NE-SW向带状优势，且倾伏角小到中等，指示岩石变形程度相对较强.据此推断剖面J3之前的采样层位具有变形组构特征，反映岩石所遭受构造作用的总和(Tarling and Hrouda， 1993).
晚侏罗世—早白垩世的采样层位包括J3p，K1c，K1b及K1q(采样点为SD21—SD28)，Kmax在构造校正前(图 10d)与构造校正后(图 10k)呈现基本一致的NE-SW向优势，与剖面主构造线方向相同；与之类似，Kmin在构造校正前后(图 10g，10n)均集中于赤平投影中心.由此可见，Kmax与Kmin在构造校正前后各自保持基本一致的方位特征，表明J3-K1的采样层位具有初始弱变形组构特征(Mattei et al., 1997；Cifelli et al., 2009)，反映岩石沉积过程中受 区域应力作用产生NE-SW向的平行层缩短(Lowrie and Hirt， 1987；Lee et al., 1990；Paterson et al., 1995；Saint-Bezar et al., 2002).
通过上述对采样层位构造校正前后AMS主轴特征对比分析，揭示了磁组构类型差异，即J3之前的采样层位主要表现为变形组构，反映岩石所遭受构造作用的总和；而J3-K1的采样层位则表现为初 始弱变形组构，记录了岩石沉积过程中的平行层缩短.
5.1 磁面理与地层面斜交
褶皱冲断带中磁组构演化过程中涉及与平行层缩短相关的磁面理早期发育的前提是地层仍为水平(Saint-Bezar et al., 2002)，而磁面理与地层面斜交的特殊磁组构并非完全在单一挤压变形的背景下形成，可能暗示不同的变形机制.对于褶皱冲断带，同褶皱作用产生的弯滑和平行层的简单剪切使得先前保存的与平行层缩短相关的磁组构发生改变，其剪切速率随褶皱翼部旋转量的增加而增加，且对于非 对称传播褶皱，前翼的变形比后翼更为重要(Averbuch et al., 1992；Saint-Bezar et al., 2002).剖面北东区段紧邻镇巴断裂，其构造变形强烈而多样，尤以中下三叠统灰岩的变形最为强烈.位于官渡湾附近中三叠统(T2j)(即采样点SD01与SD02)发育轴面倾向北东的斜歪褶皱，局部褶皱的前翼因挤压破碎发育逆断层(图 3a)，且采样层位的磁面理与地层面较大角度斜交.而邻近该采样层位南西侧的下(J1b)、中(J2q)侏罗统的构造变形不及中三叠统(T2j)强烈，且其磁组构亦不同于T2j(SD01与SD02).此外，远离镇巴断裂的中三叠统采样点SD10(T2f)并未呈现SD01与SD02上述磁组构特征，其磁面理基本平行于地层面.由此可见，构造变形对磁组构的演化极为关键.
综合对比剖面各区段构造变形与采样层位磁组构特征，推断北东区段发育的磁面理斜交于地层面的磁组构与褶皱作用中平行层的简单剪切作用相关，斜交磁面理可认为是一种隐劈理(Hrouda，1982)，是同褶皱作用的记录(Saint-Bezar et al., 2002).经构造校正后SD01与SD02的Kmin倾伏角均较小，指示一种较高级别的磁组构，而这种斜交磁面理也代表剖面样品演化程度最高的磁组构. 5.2 磁线理与地层走向斜交
沉积磁组构不发育具统计意义的磁线理(Saint-Bezar et al., 2002)，单一方向共轴挤压背景下形成的过渡磁组构的磁线理平行于地层走向(Robion et al., 2007).有研究者(Luo et al., 2009；罗良等，2013)在弱变形沉积岩的构造叠加区鉴别出与地层走向斜交的磁线理，在两个相互斜交并与地层面平行的应力作用下，与平行层缩短相关初始变形磁组构会改变为磁面理仍位于层面上，而磁线理与地层走向发生一定的分离.需要说明的是，剖面涉及的上侏罗统—下白垩统普遍平缓，其代表性产状较难测得，故前述讨论斜交关系时此套采样层位不予参考.样品磁线理揭示以南大巴山向南西的挤压为主，与古应力分析结果相一致，但磁线理与地层走向斜交而偏离程度较小，揭示周缘构造带对其影响且强度较小，反映构造叠加背景下磁组构特征，而T-PJ极坐标图解(图 6)未显示一定的演化轨迹可能反映了此变形机制.
野外观察与构造年代学研究表明：米仓山褶皱隆升成山发生于J2末，变形持续到J3(裴先治等，2009；许长海等，2010)，川东褶皱带的褶皱变形发生于J3末-K1初(胡召齐等，2009)，南大巴山褶皱推覆带构造变形时间为J3-K1(沈传波等，2007b；程万强和杨坤光，2009；裴先治等，2009；许长海等，2010).值得注意的是，在剖面远离镇巴断裂的中段与南西段部分采样层位却保留了异于优势方位的磁线理(图 8)，揭示除受到来自南大巴山向南西的推覆外，还包括来自米仓山短轴背斜向南南东与川东褶皱带向北西的挤压作用，该结果也得到地质填图(裴先治等，2009)与构造年代学(沈传波等，2007b；程万强和杨坤光，2009；许长海等，2010)支持.剖面主构造线方向与磁线理优势方位的一致性说明较之川东褶皱带向北西与米仓山短轴背斜向南南东的挤压作用，南大巴山向南西的推覆规模之大且构造变形持续之久，三个方向的挤压应力此强彼弱，在竞争过程中由于各构造带的构造规模与变形强度的差异，使得以南大巴山的推覆为主导，其他两个方向的挤压作用次之.此外，发育变形组构的采样层位(J3之前)均位于靠近镇巴断裂的剖面北东段，而发育初始弱变形组构的采样层位(J3-K1)均位于远离镇巴断裂的剖面南西段(即四川盆地的缓变形区).综合磁线理(Kmax)的优势方位(图 8，10)及南大巴山挤压应力向南西传递的衰减(van der Pluijm et al., 1997)等因素，认为剖面磁组构的格局差异表明J3-K1为南大巴山推覆构造发展的主要时期.综上所述，剖面不同区段及采样层位的磁组构特征不仅反映了在J3-K1上述三个构造带作用于南大巴山前陆褶皱带形成构造叠加，也揭示了各构造带对其叠加作用的规模与强度，这与野外构造观测基本一致.
基于已有的区域构造与沉积学及构造热年代学等资料，综合剖面的构造变形与磁组构特征认为在晚侏罗世来自三个方向的挤压应力作用于南大巴山前陆褶皱带并形成构造叠加，之后的早白垩世仍主要表现为南大巴山的推覆，而米仓山短轴背斜与川东褶皱带对该剖面的挤压较之前相对较弱.正是由于各构造带对其叠加作用的规模强度与持续时间的差异，以及地层岩性不同与应力传递衰减等综合因素作用，得以形成南大巴山前陆褶皱带荆竹坝—石窝剖面独特的磁组构特征.
根据板块构造理论，板块内部表现为刚性，在周缘板块作用下不易发生变形.秦岭于T2-3结束板块俯冲碰撞造山演化(张国伟等，2001)，后发育的T3-J1-2伸展垮塌的陆相断陷盆地与东秦岭广泛发育的陆壳重熔、壳幔混合的碰撞后花岗岩(Dong et al., 2011)表明秦岭进入板内构造演化阶段，而秦岭J3-K1强烈的造山作用是在陆内条件下发生的(张国伟等，2011).此外，华南陆块的雪峰陆内复合构造系统虽远离板块边界，但在中生代发生了强烈变形(刘恩山等，2010；张国伟等，2011)，其变形机制是受板块边缘作用影响还是存在独特的大陆内部动力学机制，关于陆内构造与陆内变形的大陆动力学是亟待深化研究的前沿科学问题.而南大巴山前陆褶皱带的磁组构结果也反映了秦岭J3-K1陆内造山作用及燕山期雪峰陆内构造变形的影响，为研究探索大陆动力学提供了相关佐证.
6 结论
通过对南大巴山前陆褶皱带荆竹坝—石窝剖面野外构造观测与磁组构研究，得出如下结论：
(1)从北东向南西区段构造变形总体呈减弱的趋势，褶皱轴面总体倾向北东，局部露头发育断面倾向南东的逆断层.古应力分析显示最大主压应力轴σ1为230°∠2.2°.
(2)剖面J3之前的采样层位主要表现为变形组构，而J3-K1则表现为初始弱变形组构.磁线理呈NW-SE向的优势方位，与剖面主构造线基本平行，主要反映来自南大巴山的推覆挤压.剖面发育特殊磁组构：①磁面理与地层面斜交，主要与褶皱作用中的平行层简单剪切相关；②磁线理均不同程度斜交于地层走向，指示构造叠加背景.
(3)沿剖面北东向南西区段Kmin的倾伏角随构造变形强度减弱而增大，据此相关性可将Kmin的倾伏角作为判别弱变形(或变形程度相近)沉积岩变形强度的标志.
(4)磁组构反映在晚侏罗世三个方向的挤压应力作用于南大巴山前陆褶皱带并形成构造叠加，之后的早白垩世仍主要表现为南大巴山的推覆，而米仓山短轴背斜与川东褶皱带对该剖面的挤压较之前相对较弱.该结果也反映了秦岭J3-K1陆内造山作用以及燕山期雪峰陆内构造变形的影响，为研究探索陆内构造与陆内造山的大陆动力学提供了佐证.
致谢 文本写作过程中得到西北大学地质学系郭安林教授、张睿副教授的热情指导和有益讨论，大陆动力学国家重点实验室王建其高级工程师在样品的加工与测试中提供了无私的帮助，两位审稿专家极富建设性的意见对提升论文质量作用极大，编辑耐心指正使本人受益匪浅，在此一并致以由衷感谢！
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