2017, Vol. 60
2. 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学(武汉), 武汉 430074;
3. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
4. 中国地质大学(北京), 北京 100083;
5. 中国建筑材料工业地质勘查中心江苏总队, 南京 211135
, SUN Zhi-Ming1
, LI Hai-Bing3, ZHAO Lai-Shi2, CAO Yong1,4, YE Xiao-Zhou1, WANG Lei-Zhen5, WANG Huan3, HE Xiang-Li4, HAN Shuai3, BAI Ming-Kun3, GE Cheng-Long3,4, ZHAO Yue1
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences(Wuhan), Wuhan 430074, China;
3. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China;
5. Jiangsu Branch of China Geological Exploration Center of Building Materials Industry, Nanjing 211135, China
2008年汶川地震后，位于青藏高原东缘的龙门山构造带已成为国际地学界最关注的研究热点地区之一，然而，其形成的动力学机制一直存在着争议.目前有关龙门山构造带的形成机制存在三种观点：地壳水平挤压缩短变形机制(Hubbard and Shaw，2009 )、下地壳隧道流机制(Clark and Royden，2000; Burchfiel et al.，2008)以及侵蚀作用造成地壳均衡反弹机制(Fu et al.，2011).造成这种分歧的关键问题是缺乏对龙门山构造带深部岩石和构造的认识，因此，很难了解和认识汶川地震的发生机制.汶川地震断裂科学钻探工程(WFSD)沿着映秀—北川和安县—灌县断裂带布置了6口钻井，每个钻探工程基本都钻穿汶川地震发震断裂，因此，汶川科钻不仅能够很好地研究汶川地震断裂机制，而且为认识龙门山构造带深部结构提供了难得的物质材料(许志琴等，2008; Li et al.，2013).尤其是布置在龙门山构造带中段彭灌杂岩体中最深的汶川科钻二号孔(WFSD-2)，该钻孔穿过了映秀—北川断裂带，是目前穿过龙门山构造带最完整岩性剖面的钻孔(张伟等，2012; Li et al.，2013).
岩石磁化率是岩石重要的磁性参数，是物质受磁化的难易程度，其大小主要取决于岩石的矿物成分、岩石结构、矿物颗粒大小和形状等因素，其数值变化可用于指示不同岩性特征和构造环境的改变(Hounslow and Morton，2004; Ubangoh et al.，2005; Jordanova et al.，2007; 刘青松等，2007; 刘青松和邓成龙，2009).目前有关龙门山构造带磁学方面的认识大部分来自于地表断裂带的研究(Yang et al.，2012a，2012b，2013; Pei et al.，2014a，2014b; 刘栋梁等，2015; 裴军令等，2016; Liu et al.，2016)，包括部分浅钻的研究(Pei et al.，2014b; Yang et al.，2016)，还没有一个相对完整的龙门山构造带纵向剖面的磁学报道.尽管WFSD-2岩心剖面已显示垂向上出现多套彭灌杂岩和须家河组沉积岩(张伟等，2012)，但目前还不能判断重复出现的杂岩体是否来自相同的岩石单元，尤其是重复的沉积岩是否来自须家河组的相同组段，这对于构造变形及其变形量的认识尤为重要.由于不同的磁化率值可以指示岩石形成的不同环境，因此，利用高分辨率磁化率值可以为我们提供进一步认识龙门山构造带岩石组合特征及其构造变形的证据.另外，磁化率异常常用于追踪断裂带位置，大地震断裂作用产生的断层岩表现出高磁化率异常特征，并认为断层泥的高磁化率异常的原因是大地震断裂活动产生的摩擦热和流体作用(Fukuchi，2003; Fukuchi et al.，2005; Hirono et al.，2006a，2006b； Mishima et al.，2006; Tanikawa et al.，2008; Craddock et al.，2009; Chou et al.，2012a; Yang et al.，2012a，2012b，2013，2016; Pei et al.，2014a，2014b; 刘栋梁等，2015; 裴军令等，2016).那么其他的断层岩，如断层角砾岩、假玄武玻璃尤其是地下深部近地震初始破裂位置的碎裂岩是否也具有高磁化率特征呢？因此，全面认识不同断层岩的磁学特征，不仅有利于对地震断裂作用的认识，而且有利于深入认识高磁化率产生的原因.断层岩中的高磁化率异常特征可以作为判定大地震断裂活动的有力证据.龙门山构造带在其形成演化过程中伴随有大地震活动，类似2008年汶川地震和2013年芦山地震，那么，其主要岩石单元特别是断层岩一定记录下了大地震响应的高磁化率信息.
本研究通过对WFSD-2钻孔岩心高分辨率的磁化率测试，结合岩性特征和显微结构观察，第一次较全面展示龙门山构造带连续的不同岩石单元的物性特征，为认识龙门山构造带变形作用及其大地震活动提供重要的岩石磁学证据.
2 地质背景龙门山构造带位于青藏高原东缘与四川盆地接壤的地带，长约500 km，宽约30 km，具有显著的地形高差.由一系列大致平行的NE-SW向逆冲断裂带组成(图 1)，自西向东为：汶川—茂县断裂、映秀—北川断裂和安县—灌县断裂(李勇等，2006; 王二七和孟庆任，2008; 张培震等，2008; 李海兵等，2008; Fu et al.，2011).三条断裂带将龙门山分成四个单元，自西向东分别为：古生代变质单元、前寒武纪变质杂岩体(代表构造是彭灌杂岩体和宝兴杂岩体)、三叠系含煤地层(如须家河组)和侏罗纪前陆盆地(李勇等，2006; Li et al.，2013).龙门山构造带分为三段，中段为龙门山构造带主体构造，其岩石组合主要由新元古代花岗岩、火山岩和变质岩构成的彭灌杂岩体和上三叠统须家河组(砂岩、粉砂岩、泥岩以及煤线)组成.彭灌杂岩体的两侧边界分别为汶川—茂县和映秀—北川断裂带(图 1)，2008年汶川地震沿映秀—北川断裂带产生240~270 km长的地表破裂带(李海兵等，2008; 刘静等，2008; 徐锡伟等，2008; Lin et al.，2009; Fu et al.，2011).汶川地震断裂科学钻探二号孔(WFSD-2)位于映秀—北川断裂带的上盘、彭灌杂岩体内(图 1)，于2009年7月5日在四川省都江堰市虹口乡八角庙正式启动，终孔深度为2283.56 m.500 m之上没有取心，500 m后钻孔岩心平均取心率为91.2%，岩心总长度为1641.26 m(张伟等，2012; Li et al.，2013).
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图 1 龙门山构造带地质简图及WFSD-2钻孔位置图(据Li et al.，2013修改) Fig. 1 Geological structures of the Longmenshan and WFSD-2 drilling sites location(modified from Li et al.，2013) |
WFSD-2钻孔岩心是龙门山构造带中深度最大的岩性剖面，较完整地获得了龙门山中段的主要岩石单元.WFSD-2钻孔岩心由彭灌杂岩体和上三叠统须家河组组成(图 2)，由上至下依次为：彭灌杂岩(500~599.31 m)、须家河组(599.31~1211.49 m)、彭灌杂岩(1211.49~1679.51 m)、须家河组(1679.51~1715.48 m)、彭灌杂岩(1715.48~2081.47 m)和须家河组(2081.47~2283.56 m).彭灌杂岩的岩性主要为花岗岩、闪长岩和火山碎屑岩，其中彭灌杂岩体一段(499.03~599.31 m)主要是花岗岩、花岗闪长岩；彭灌杂岩体二段(1211.49~1360.25 m)主要是花岗岩和闪长岩；彭灌杂岩体三段(1361.26~1679.51 m)主要是花岗岩和凝灰岩，含有花岗闪长岩、闪长岩、火山角砾岩等；彭灌杂岩体四段(1715.48~2081.47 m)主要为花岗岩、闪长岩和凝灰岩，夹有花岗闪长岩、安山岩、火山角砾岩等.须家河组的岩性主要是砂岩、粉砂岩、泥岩、页岩、煤层(线)和砾岩.其中，须家河组上段(599.31~1211.49 m)以灰色、灰白色厚层砂岩、粉砂岩为主，另外含有碳质页岩、片理化碳质泥岩、无机碳和断层岩；须家河组中段(1679.51~1715.48 m)主要为碳质页岩、碳质泥质砂岩夹有煤层；须家河组下段(2081.47~2283.56 m)以粉砂岩和页岩为主，含有部分细砂岩.
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图 2 WFSD-2钻孔岩性柱状图、岩石单元、构造岩片及磁化率随深度变化曲线 (a)岩性柱状图；(b)岩石单元；(c)构造岩片；(d)磁化率值；(e)磁化率值； PGC-彭灌杂岩体； T3x-须家河组地层； 黑色虚线为岩石单元的界线； 红色长方形为图 3位置. Fig. 2 Lithology，rock units，thrust rock segments and magnetic susceptibility logs along WFSD-2 cores (a)Lithology chart;(b)Rock units;(c)Thrust lithological sheets;(d)Magnetic susceptibility;(e)Magnetic susceptibility; PGC-Neoproterozoic Pengguang Complex; T3x-Xujiahe formation; The black dashed line represents the boundary of rock units; The red rectangles represent the Fig. 3. |
WFSD-2钻孔岩心中发育了大小规模不一的断层带，每一条断层带由不同的断层岩组成，断层岩遵循Sibson分类(Sibson，1977)，主要由断层角砾岩、碎裂岩、超碎裂岩、断层泥和假玄武玻璃组成.
4 磁化率测试方法及结果 4.1 测试方法岩心从钻孔中取出之后，在WFSD-2号孔钻探现场用高压水枪冲洗，清除因钻探过程中混入的泥浆、铁屑等表面污染物.之后装入无磁性的塑料岩心盒中，避免外界铁磁污染.完成现场岩心高分辨率图像扫描工作后，将岩心运至成都郫县的汶川地震断裂科学钻探实验中心岩心库保存.WFSD-2钻孔岩心的磁化率测试工作在汶川地震断裂科学钻探实验中心完成.磁化率测试仪器为Bartington MS2K磁化率仪，灵敏度为1×10-6SI.WFSD-2钻孔岩心磁化率测试范围为500~2283.56 m，测试间隔为1 cm.首先将岩心从盒子中取出，放在无磁工作台上，再次做表面清洁工作，对照高分辨率扫面照片确定深度，最后沿着岩心表面红色中线进行数据测试和记录.岩心磁化率测试时间共计约200天，共获得约15万个数据，根据不同岩石单元和岩性将磁化率值做分类统计分析(表 1)，并将磁化率数据绘制成随WFSD-2钻孔深度变化曲线(如图 2).
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表 1 WFSD-2岩心主要岩石单元磁化率值结果 Table 1 Magnetic susceptibility of the major rock units in WFSD-2 cores |
WFSD-2钻孔岩心不同岩性的磁化率测试结果可见表 1和图 2.表 1中用于结果统计的数据总数为123828个，并对每组统计样本做标准偏差计算.彭灌杂岩一段的磁化率相对最低，花岗岩和花岗闪长岩的磁化率平均值均为9×10-6SI，假玄武玻璃的磁化率平均值为(21~40)×10-6SI.彭灌杂岩体二段的花岗岩和闪长岩的磁化率平均值分别为16×10-6SI和53×10-6SI.彭灌杂岩体三段中花岗岩、闪长岩、火山碎屑岩和凝灰岩的磁化率平均值依次为15×10-6SI、44×10-6SI、49×10-6SI和51×10-6SI，断层泥的磁化率平均值52×10-6SI.彭灌杂岩体四段中花岗岩、闪长岩、火山碎屑岩和凝灰岩的磁化率平均值依次为16×10-6SI、30×10-6SI、53×10-6SI和53×10-6SI，断层泥的磁化率平均值64×10-6SI.上三叠统须家河组上段的砂岩、页岩、粉砂岩和泥岩的磁化率平均值分别为11×10-6SI、19×10-6SI、24×10-6SI和24×10-6SI，断层泥的磁化率平均值为49×10-6SI.须家河组中段的砂岩和页岩的磁化率平均值依次为11×10-6SI和22×10-6SI，断层泥的磁化率平均值为30×10-6SI.须家河组下段的砂岩、页岩和粉砂岩的磁化率平均值分别为13×10-6SI、18×10-6SI和22×10-6SI.
5 讨论 5.1 龙门山构造带垂向不同构造岩片的岩石磁化率特征及其对比(1) 磁化率值与岩性的关系分析
从WFSD-2钻孔岩心磁化率测试结果可以看出，彭灌杂岩的磁化率值总体比上三叠统须家河组沉积岩的磁化率值高，且不同彭灌杂岩体段的磁化率值具有不同的特征(表 1，图 2).火山碎屑岩类中的凝灰岩和火山碎屑岩的磁化率值最高，其平均值为(49~53)×10-6SI.闪长岩为中性侵入岩，其平均磁化率值为(30~53)×10-6SI.酸性侵入岩类的花岗岩和花岗闪长岩的磁化率值明显比其他岩类低，其平均值为(9~16)×10-6SI.火山碎屑岩类的磁化率值高于侵入岩类的磁化率值.凝灰岩中最大的磁化率值为6918×10-6SI，且有许多磁化率值异常带(图 2)，花岗岩也有一些磁化率异常值出现，如1742.05~1742.50 m这段岩心的磁化率值最高值为2960×10-6SI(图 2)，这些磁化率值高异常的原因可能与岩石成岩过程或者后期生成大量铁磁性矿物有关.上三叠统须家河组沉积岩中，砂岩的磁化率值最低，其平均值为(11~13)×10-6SI；页岩的磁化率值次之，其平均值为(18~22)×10-6SI；泥岩和粉砂岩的磁化率值偏高，其磁化率值分别为24×10-6SI和(22~24)×10-6SI.WFSD-1钻孔岩心的沉积岩中泥质含量和粒度的大小影响岩石的物性参数(Li et al.，2014).WFSD-2钻孔岩心中，沉积岩的磁化率值随着泥质含量的增加或者粒度的减小而增大.磁化率取决于磁性矿物的类型、含量、粒度、氧化物状态及所处的温度和压力等(Hounslow and Morton，2004; Ubangoh et al.，2005; Jordanova et al.，2007; 刘青松等，2007; 刘青松和邓成龙，2009)，岩性控制了磁化率背景值.因此，并非所有的磁化率异常均指示地震活动，只有在同一围岩条件下，断层岩的磁化率异常才有可能是地震断裂活动的证据.
根据WFSD-2钻孔岩心磁化率-深度曲线和岩性柱状图，大部分磁化率异常与断层岩相关(图 2)，其中假玄武玻璃和断层泥磁化率值高于围岩，而碎裂岩和断层角砾岩的磁化率值并没有明显异常(表 1).下面以彭灌杂岩体一段中的FZ600断层带和须家河组中段中的FZ1681断层带为例予以说明.
FZ600断层带的围岩为花岗闪长岩，断层岩组合为碎裂岩、超碎裂岩和假玄武玻璃.图 3(a-1)花岗闪长岩岩心深度为579.05~579.50 m.图 3(a-2)岩心深度为585.93~586.70 m，由碎裂岩、超碎裂岩和假玄武玻璃组成.碎裂岩呈灰色、灰白色，具有碎裂结构，磨圆度较好.超碎裂岩在扫描照片中与碎裂岩很难区别，假玄武玻璃颜色为灰白色和黑色，呈脉状注入到碎裂岩带中，分为单体脉和网状脉两类.网状脉由细小的脉体组成，单体脉中含有大小不一的碎屑，碎屑磨圆度较好.FZ600断层带的磁化率-深度曲线(图 3a)中可识别出约10组磁化率异常值，分别对应不同深度的假玄武玻璃，最大磁化率值的范围为(15~62)×10-6SI，是围岩磁化率值的1.5~6倍(图 3a.3(a-1))岩心段的的磁化率-深度曲线图中，其磁化率峰值分别对应不同位置处的假玄武玻璃脉体(图 4a).与围岩相比，碎裂岩和超碎裂岩的磁化率值并没有明显变化，范围为(5~14)×10-6SI.
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图 3 WFSD-2钻孔岩心中代表断层带的磁化率随深度变化曲线图和岩心扫描图 (a)FZ600断层带，(a-1)：花岗闪长岩，(a-2)：假玄武玻璃、碎裂岩和超碎裂岩； (b)FZ1681断层带，(b-1)：断层泥，(b-2)：断层角砾岩，(b-3)：断层角砾岩，(b-4)：砂岩. Fig. 3 Magnetic susceptibility logs and scanning photos of representative fault zones in WFSD-2 cores (a)FZ600 zone，(a-1): granodiorite，(a-2): pseudotachylyte，cataclasite and ultracataclasite;(b)FZ1681 zone，(b-1): gouge，(b-2): fault breccia，(b-3): fault breccia，(b-4): sandstone. |
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图 4 WFSD-2钻孔岩心代表断层岩的岩心扫描图和磁化率随深度变化曲线 (a)FZ600中的碎裂岩和假玄武玻璃；(b)FZ1681中的断层泥；(c)FZ1681中的断层角砾岩；(d)FZ1681中的断层角砾岩. Fig. 4 Scanning photos and magnetic susceptibility logs of representative fault rocks in WFSD-2 cores (a)Cataclasites and pseudotachylytes in FZ600;(b)Fault gouge in FZ1681;(c)(d)Fault breccia in FZ1681. |
FZ1681断层带的围岩为砂岩、页岩和粉砂岩，图 3(b-4)岩心的深度为1699.23~1699.73 m，岩性为深灰色的砂岩，裂隙较发育.断层岩组合为断层泥和断层角砾岩.FZ1681是多核对称型断层带，含有5层断层泥，以断层泥为核部，对称地分布着断层角砾岩(张伟等，2012).图 3(b-1)岩心的深度为1681.90~1682.62 m，岩性为断层泥，黑色，由粘土矿物和碎粉、碎粒组成，可见面理结构.图 3(b-2)和图 3(b-3)岩心的深度分别为1687.97~1688.47 m和1694.13~1695.03 m，岩性为黑色断层角砾岩，由保留原岩特征的碎块组成，碎块之间几乎无位移或旋转.从磁化率-深度曲线(图 3b)中可识别出约12组高磁化率异常值，最大值为80×10-6SI，约是围岩的4倍，这些高磁化率异常值大多与断层泥很好地对应.图 4b为其中一段断层泥，其磁化率值的范围是(13~71)×10-6SI，磁化率最大值约是围岩的3.5倍.WFSD-1和WFSD-3钻孔岩心的汶川地震主滑移带的断层泥具有相似的高磁化率特征，表明大地震断裂作用导致主滑移带中断层泥高磁化率异常(Pei et al.，2014b; Li et al.，2016).从3(b-2)岩心段(图 4c)和3(b-3)岩心段(图 4d)磁化率随深度变化曲线可以看出，断层角砾岩的磁化率值并没有明显异常.
构造成因的假玄武玻璃被认为是断层带内地震发生的直接证据，形成于快速地震断层活动所产生的摩擦热和强烈磨蚀作用(McKenzie and Brune，1972; Sibson，1975; Lin and Shimamoto，1998; 林爱明，2008).地震断裂作用产生的假玄武玻璃或者断层泥具有高磁化率异常(Hirono et al.，2006b; Chou et al.，2012a; Ferré et al.，2012).WFSD-2岩心中的假玄武玻璃表现出高磁化率值异常，表明断层带内的地震活动导致了顺磁性矿物的热解，产生了新的亚铁磁性矿物.研究表明地震断裂带的断层泥是在主滑移带附近的高温及剪切摩擦作用下形成的(Hamada et al.，2009; Kuo et al.，2011，2014; Li et al.，2016).现有的龙门山构造带中磁化率测试结果表明地震断裂带内的断层泥具有较高的磁化率异常，如映秀—北川地表破裂带上的赵家沟探槽中的断层泥，以及八角庙探槽中靠近地表破裂带的断层泥均具有较高的磁化率值(Yang et al.，2012a; Liu et al.，2016).WFSD-1和WFSD-3钻孔岩心的汶川地震断裂主滑移带中断层泥均表现出高磁化率异常现象(Pei et al.，2014b; Li et al.，2016)，表明类似汶川地震的大地震活动可以在龙门山构造带中导致磁性矿物的热解并产生高磁化率异常现象.因此，WFSD-2岩心中断层带的高磁化率值异常可以用来指示大地震断裂活动的发生.
(2) 不同构造岩片磁化率特征及其对比
磁化率的变化特征被广泛地应用在地质、环境过程的研究中(Deng et al.，2005; 刘青松和邓成龙，2009)，因此，磁化率的特征可以作为判断彭灌杂岩体和须家河组地层归属判断的一个重要的指标.WFSD-2岩心中的彭灌杂岩体在剖面上由数层沉积岩划分为4段岩体(图 2)，4段彭灌杂岩体的磁化率值各不相同(表 1).彭灌杂岩体一段的磁化率值最低，其中花岗岩的平均磁化率值为9×10-6SI，略低于其他段的花岗岩.彭灌杂岩体二段是由磁化率平均值偏低的花岗岩和磁化率平均值偏高的闪长岩组成，其中花岗岩中出现了高磁化率值异常带.1360.26~1361.26 m为一段灰岩，其磁化率值为(10~43)×10-6SI，将彭灌杂岩体二段和三段分开.彭灌杂岩体三段的闪长岩的平均磁化率值降低，同时出现了高磁化率值的火山碎屑岩类.彭灌杂岩体四段的闪长岩的磁化率平均值最低，火山碎屑岩的磁化率值偏高，凝灰岩和花岗岩中均出现了高磁化率值异常.磁化率和岩性组成不同表明4段彭灌杂岩体可能具有不同的形成环境，属于彭灌杂岩体中不同的岩石单元，这对于龙门山地区的构造分析具有重要的意义.根据WFSD-2钻孔岩心中须家河组上、中、下三部分的岩性组合特征和磁化率特征，结合前人的研究结果和WFSD-1岩心特征，推断不同深度的须家河组沉积岩可能属于须家河组的不同亚段.而须家河组沉积岩每一部分的准确地层归属问题的探讨，需要借助标准地层剖面的详细对比研究.
彭灌杂岩体和须家河组之间均为断层接触，假玄武玻璃和断层泥的出现表明彭灌杂岩体为上盘而须家河组为下盘的断层活动更加强烈.结合磁化率特征，将七段不同的岩性单元划分成5套构造岩片(图 2c)，构造岩片I的深度为0~599.31 m，构造岩片Ⅲ的深度为599.31~1360.25 m，构造岩片Ⅲ的深度为1360.25~1679.75 m，构造岩片IV的深度为1679.75~2081.54 m，构造岩片V的深度为2081.54~2283.56 m.构造岩片I和构造岩片V只有同一种岩石单元组成，分别是彭灌杂岩体和须家河组沉积岩.其他构造岩片由须家河组沉积岩和时代较老的彭灌杂岩体组成.WFSD-2钻孔岩心由一系列逆冲岩片叠置而成，与龙门山隆升的隧道流机制(Clark and Royden，2000)相左.5套构造岩片上下叠置成叠瓦状构造，指示了强烈的地壳缩短作用.
5.2 断层岩的高磁化率异常成因分析地震断裂活动过程中产生的摩擦热可以在物理上和化学上改变断层岩中的磁性矿物，增加铁磁性矿物的种类和数量(顺磁性矿物转变成铁磁性矿物，如黄铁矿、菱铁矿等转变为磁铁矿和磁黄铁矿等)，或者改变其颗粒大小(Tanikawa et al.，2008; Mishima et al.，2009;Chou et al.，2012a; Yang et al.，2016).研究表明断层泥中磁化率增高的可能原因有两个：(1)断裂作用改变了磁性矿物颗粒的大小(Hirono et al.，2006b)；(2)在摩擦热和流体的作用下，顺磁性矿物热解转变为铁磁性矿物(Mishima et al.，2006，2009; Yang et al.，2012a，2012b; Pei et al.，2014a; Liu et al.，2016).WFSD-2钻孔岩心中，假玄武玻璃和断层泥具有高磁化率特征，那么两种断层岩中高磁化率异常的原因是什么？
光学显微镜下，WFSD-2钻孔岩心中断层角砾岩的碎块之间几乎无旋转或位移，不规则的角砾相互接触，部分被细粒岩粉包围(图 5a).而碎裂岩的基质含量＞50%，被细粉包围，具有定向流动构造，基本难以识别原岩结构(图 5b，5c).超碎裂岩的细粒基质含量多，包含较小的棱角状-次棱角状的碎块，肉眼可见岩石碎块体积分数不超过20%，碎粒之间基本无相互接触(图 5c).断层泥在光学显微镜下呈深褐色，主要由粘土矿物及原岩碎粉、碎粒组成，裂隙定向分布，可见面理方向(图 5d).假玄武玻璃颜色在正交偏光下为黑色，单偏光下呈浅褐色-深褐色，由显示玻璃光学性质的细粒基质组成，石英和长石碎块散布其中，与碎裂岩之间具有清晰的接触界面，次棱角状碎块呈定向排列(图 5b，5c).显微结构观察结果表明假玄武玻璃和断层泥具有强烈剪切特征(图 5b，5c，5d)，表明磁性矿物颗粒粒度的减小可能是磁化率异常的原因.而碎裂岩和超碎裂岩同样经历了强烈的剪切研磨，颗粒减小，而磁化率值与围岩并无明显异常.因此，磁性矿物粒度的变化并不能很好地解释WFSD-2钻孔岩心中断层泥和假玄武玻璃的高磁化率异常.
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图 5 WFSD-2钻孔岩心中代表断层岩的显微结构特征 (a)断层角砾岩，深度1680.50 m；(b)碎裂岩和假玄武玻璃，深度586.42 m;(c)碎裂岩、超碎裂岩和假玄武玻璃，深度586.51 m； (d)断层泥，深度783.45 m. Fig. 5 Microstructures of representative fault rocks in WFSD-2 cores (a)Fault breccia，1680.50 m-depth;(b)Cataclastie and pseudotachylyte，586.42 m-depth;(c)Cataclastie，ultracataclasite and pseudotachylyte，586.51 m-depth;(d)Fault gouge，783.45 m-depth. |
前人研究表明断层泥磁化率增高的原因可能是断裂过程中，摩擦热和流体作用导致了顺磁性矿物(铁的硫化物或含铁的粘土矿物)热解，形成铁磁性矿物(例如磁铁矿或者磁黄铁矿)(Chou et al.，2012b; Yang et al.，2016).断裂带中的流体对于断层岩的物理性质和化学性质的改变及形成机制具有重要的作用(Chen et al.，2007; Ishikawa et al.，2008; Chou et al.，2012b; Yang et al.，2016).流体在顺磁性矿物转变为铁磁性矿物的过程中具有一定的作用，如黄铁矿在有机物和流体作用下形成磁铁矿和磁黄铁矿(Brothers et al.，1996; Chou et al.，2012b).然而，破裂带的渗透性远远高于断层核部(Evans et al.，1997)，碎裂岩带和断层角砾岩带是流体的主要通道，因此，流体对于破裂带的碎裂岩和断层角砾岩的作用远大于断层泥和假玄武玻璃.前述地震断裂作用形成的假玄武玻璃和断层泥经历了主滑移带附近的摩擦高温，因此，其流体作用小于碎裂岩和断层角砾岩，而经历的温度高于碎裂岩和角砾岩.WFSD-2岩心中假玄武玻璃和断层泥具有高磁化率异常，而碎裂岩和断层角砾岩的磁化率值与围岩相比无明显变化，表明流体作用可能并非断层岩中磁性矿物转换的主导因素.
映秀—北川断裂带八角庙探槽的断层岩的热磁分析表明，汶川地震地表破裂带的断层泥的磁性矿物主要为磁铁矿，而随着与破裂带距离的增加逐渐含有铁的硫化物，断层角砾岩和断层泥脉主要以铁的硫化物为主；在靠近破裂带的断层泥具有磁铁矿的磁滞回线特征，而其他的断层角砾岩和断层泥的磁滞回线表现为一条直线特征的顺磁性物质，这一结果与热磁分析一致(Liu et al.，2016).WFSD-1岩心中汶川地震断裂主滑移带位置(FZ590断层带)断层泥的K-T曲线表明断层泥的主要载磁矿物是居里温度为580℃的磁铁矿，而磁滞回线特征表明新鲜断层泥的围岩以顺磁性矿物为主(Pei et al.，2014b).映秀—北川地震断裂在汶川地震中经历高温快速热增压地震滑移机制(刘栋梁等，2015)，断层泥中的磁铁矿可能是顺磁性矿物(硅酸盐或者粘土矿物)热解的结果(Yang et al.，2012a，2012b).此外，FZ590中断层泥的粘土矿物含量发生了变化，蒙脱石轻微富集，高岭石和绿泥石含量减小(Si et al.，2014).粘土矿物含量的变化可能与在地震断裂的摩擦热作用下热解成磁铁矿有关(裴军令等，2016).同样，WFSD-2岩心中断层泥磁化率增高的原因可能是断裂过程中，摩擦热导致了顺磁性矿物(铁的硫化物或含铁的粘土矿物)热解，形成了铁磁性矿物(例如磁铁矿或者磁黄铁矿).蠕滑断裂不可能产生较高的摩擦热，往往只有大地震断裂带主滑移带位置才能产生较高的摩擦热，并能引起磁性矿物变化.因此，WFSD-2岩心中断层泥的高磁化率异常可以指示大地震断裂活动.
映秀—北川断裂带地表露头的假玄武玻璃是断裂摩擦熔融成因，其局部温度可达1730℃(可见石英熔融)(Wang et al.，2015).WFSD-2岩心中的假玄武玻璃颜色在正交偏光下为黑色，单偏光下呈浅褐色-深褐色，由显示玻璃光学性质的细粒基质组成，石英和长石碎块散布其中，与碎裂岩之间具有清晰的接触界面，次棱角状碎块呈定向排列(图 5b，5c)，表明假玄武玻璃可能是高温摩擦熔融的结果，摩擦熔融导致新的磁性矿物产生，引起假玄武玻璃的高磁化率值异常.可见，WFSD-2岩心中假玄武玻璃的高磁化率异常同样可以指示大地震断裂活动的发生.尽管WFSD-2钻孔岩心断层岩的高磁化率异常可以用来指示研究区大地震断裂活动的发生，但磁化率的增高机制还有待更多的岩石磁学和矿物学的进一步研究.
综上所述，断裂作用导致的磁性矿物粒度的变化可能并非断层泥和假玄武玻璃磁化率异常的主要因素.受流体影响最大的碎裂岩和断层角砾岩的磁化率值无异常表明流体作用并非导致断层岩中磁化率高异常的主要因素.因此，WFSD-2岩心中断层泥和假玄武玻璃磁化率增高的原因主要是断裂过程中，摩擦热导致了顺磁性矿物(铁的硫化物或含铁的粘土矿物)热解，形成了铁磁性矿物(例如磁铁矿或者磁黄铁矿).只有大地震断裂带主滑移带位置才能产生较高的摩擦热，表明WFSD-2岩心中断层岩的高磁化率值异常可以指示大地震断裂活动.
5.3 龙门山构造带大地震活动的磁学响应映秀—北川断裂带在地表和WFSD-1钻孔岩心中出露宽度为100~240 m，其断层岩特征表明其是一条长期活动的断裂带(Li et al.，2013; 王焕等，2013，2015; Wang et al.，2014，2015).WFSD-2岩心中映秀—北川断裂带(600~960 m)内发育有大量的断层岩，根据断裂密度图可识别出8条主要的断层带及大量的小断层带(张伟等，2012).岩心中的假玄武玻璃和多层断层岩组合与地表断裂带中的多层断层岩组合是映秀—北川断裂带发生多期次地震断裂活动的证据.图 5d中的断层泥显微照片中可以发现有早期断层泥的碎块，同样证明是多次地震断裂活动的产物.600~960 m岩心的断层岩中可识别出约80条高磁化率异常带(图 6)，断层岩的高磁化率异常是大地震断裂主滑移带高温的证据.WFSD-2钻孔岩心中映秀—北川断裂带的断层岩的多组高磁化率异常带同样揭示了映秀—北川断裂带是一条长期活动的断裂带.地表和钻孔岩心中的断层岩组合特征、显微结构特征及高磁化率值特征暗示龙门山构造带上曾经发生过多次大地震活动(张伟等，2012; Li et al.，2013; Pei et al.，2014a，2014b; 王焕，2013，2015; Wang et al.，2014，2015; 裴军令等，2016).WFSD-2钻孔岩心在多期次地震活动的逆冲断裂中形成了结构复杂的叠瓦状构造，导致了强烈地壳缩短作用.
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图 6 WFSD-2钻孔岩心中映秀—北川断裂带的磁化率值特征 (a)600~1000 m岩性柱状图；(b)磁化率值，映秀—北川断裂带中可识别出约80条磁化率值异常带. Fig. 6 The magnetic susceptibility of Yingxiu-Beichuan fault zone in WFSD-2 cores (a)Lithology chart in 600~100 m-depth;(b)Magnetic susceptibility，about 80 zones of high values of magnetic susceptibility are recognized in Yingxiu-Beichuan fault zone. |
大地震断裂带的主滑移带位置往往具有强烈的剪切摩擦作用，产生较高的摩擦热，从物理上和化学上改变断层泥和假玄武玻璃中的磁性特征(Mishima et al.，2006; Chou et al.，2012a; Yang et al.，2012a，2012b，2013; Liu et al.，2014，2016; Pei et al.，2014a，2014b).本文已经证实断层泥和假玄武玻璃中的高磁化率值是大地震断裂过程中摩擦生热作用的结果.龙门山地区类似汶川大地震的地震周期约为3000a(李海兵等，2008; 张培震等，2008)，周期性的强震作用重复性的改变着断层岩的磁性特征，从而在断裂带中形成了大量的高磁化率值异常带.
6 结论本文通过对汶川地震断裂科学钻探工程2号钻孔岩心的高分辨率磁化率测试，并结合岩性特征和显微结构观察得出以下几点认识：
(1) WFSD-2的岩性特征控制其磁化率的背景值，彭灌杂岩体的磁化率值比沉积岩高.彭灌杂岩体中火山碎屑岩的磁化率值较高，沉积岩中泥质含量较高或颗粒较细的岩性的磁化率值较高.磁化率值和岩性特征表明4段彭灌杂岩体可能属于不同的岩石单元，不同深度的须家河组沉积岩的地层归属可能不同，WFSD-2钻孔岩心可以划分成5套构造岩片，其构成叠瓦状构造.
(2) WFSD-2钻孔岩心中碎裂岩和断层角砾岩的磁化率值与围岩相比并无明显异常，表明流体作用在磁性特征变化中并非主要作用.WFSD-2钻孔岩心中断层泥和假玄武玻璃具有较高的磁化率值，磁化率增高的原因可能是大地震断裂作用主滑移带上较高的摩擦温度使断层岩中的磁性矿物发生转换，形成了新的铁磁性矿物.
(3) WFSD-2钻孔岩心映秀—北川断裂带的断层岩中可以识别出约80条高磁化率异常带，断层岩中的多组高磁化率异常带揭示了映秀—北川断裂带是一条长期活动的断裂带，龙门山构造带经历了多次大地震活动.
致谢江苏省地质矿产局第六大队黄尧在岩心编录资料和扫描照片方面提供了帮助，江苏省地质矿产局第六大队的魏金川在薄片制备方面给予了帮助，汶川地震断裂科学钻研工程实验中心的吴建国在后勤方面的支持，评阅人和编辑对本文提出了建设性修改意见，中国地质科学院地质研究所的Marie-Luce Chevalier研究员帮助修改了英文摘要，在此一并表示衷心的感谢！
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