磁组构是构造磁学的重要分支，其实质是岩石中磁性矿物、颗粒或晶格的优选定向及它们的组合.广义磁组构包括磁化率各向异性 (AMS) 和非磁滞剩磁各向异性 (AARM)(Borradaile and Jackson, 2004, 2010; Butler, 2004; Jackson, 1991)，前者快速、无损伤和极高的精确度使其成为目前最为广泛运用的磁组构研究方法，无特殊说明时磁组构和AMS可同义理解 (e.g., Martín-Hernández et al., 2004). Ising (1943)最早对泥岩的磁化率各向异性进行了测试，Graham (1954)认为几乎所有的岩石都可以观察到磁各向异性，岩石的磁化率椭球可以反映岩石内部铁磁性颗粒长轴的优选定向，与变质的页理及线理方向存在对应现象.随后AMS被成功应用到阿巴拉锲亚地区地质研究中 (Graham, 1966)，并于20世纪70年代中后期开始得到了普遍应用.该方法在构造地质领域具有多方面的用途：(1) 研究沉积岩古水流或古风向 (e.g., Ellwood, 1978; Ge et al., 2014; Lagroix and Banerjee, 2002; Parés et al., 2007)；(2) 恢复岩浆流动和侵位方向 (e.g., Ernst and Baragar, 1992; Knight and Walker, 1988; 侯贵廷等，2010) 以及古火山口位置的确定 (e.g., Zhu et al., 2003)；(3) 描述造山带和沉积盆地变形特征，揭示构造演化历史 (e.g., Borradaile and Hamilton, 2004; Luo et al., 2009; Juan et al., 2014; Rashid et al., 2015)，同时约束前陆盆地的沉积充填历史及邻近造山带的隆升过程 (e.g., Charreau et al., 2009; Huang et al., 2006; Li et al., 2014; Tang et al., 2012)；(4) 研究块体旋转 (e.g., Eldredge et al., 1985; Pueyo et al., 2012; 高亮等，2014)；(5) 研究断裂带运动方向、变形强度和分带及演化历史 (e.g., Borradaile and Puumala 1989; Rathore., 1979a, 1979b, 1980; Zhou et al., 2002; 陈柏林等，2007；鲁如魁等，2008)；(6) 断层相关褶皱的有限应变分析 (e.g., Mallik et al., 2009; Saint-bezar et al., 2002；胡潜伟等，2005；贾东等，2007；李一泉等，2007；王开等，2014).

AMS对于变形早期 (沉积、压实或初始变形阶段) 的应变状态拥有良好的记录 (Borradaile and Jackson, 2004; Cifelli et al., 2005)，因此能有效地揭示岩层所经历的构造变形历史. AMS适用于不同构造背景，在简单伸展体制下，磁线理往往与拉伸方向平行 (Cifelli et al., 2005; Mattei et al., 1997)，而在单一挤压应力环境下与构造运动传播方向垂直 (Borradaile and Jackson, 2004).在复杂变形区如褶皱冲断带 (Aubourg et al., 1995; Cifelli et al., 2009; Larrasoaña et al., 2004)，前陆盆地 (Pueyo et al., 2010a, b; Soto et al., 2009)，以及造山楔中 (Chadima and Hrouda, 2000; Kissel et al., 1986; Weaver et al., 2004) 同样适用.随着测试仪器的改善和实验方法的规范，AMS获得了快速的发展.近年来，中-西比利牛斯造山带及其前陆地区大量的AMS研究取得了许多重要的成果 (e.g., Pueyo et al., 2010a, 2010b, 2012; García-Lasanta, 2015; Oliva-Urcia et al., 2009, 2010, 2011; Juan et al., 2014; Parés, 2004; Soto et al., 2003, 2009)，国内学者在龙门山地区展开的磁组构研究同样值得关注 (e.g., Li et al., 2013; Luo et al., 2009, 2014; 罗良等, 2006, 2008, 2013；王开等, 2014).越来越多的研究发现，利用AMS研究构造变形，特别是在经历多期次构造变形等构造背景较为复杂的地区，往往需要慎重的分析，准确解释磁组构所反映的地质信息十分关键.目前国内少有关于AMS研究构造变形较为全面的综述，已有的几篇综述性文章多为针对AMS应用进展的单方面介绍 (郭武林，1984；黄万夫，1988；潘永信和朱日祥，1998；王志荣和陈玲霞，1994；王中蛟和李学森，2013；吴汉宁，1988；张栓宏和周显强，1999).因此，本文在研读国内外最新文献的基础上，结合笔者及研究团队在龙门山地区获得的磁组构研究成果，试图对磁组构研究方法及其在沉积岩地区构造变形分析中的应用展开相对系统的综述，并在总结现有研究认识的基础上对涉及的重要问题进行讨论，望推动磁组构在构造地质学研究中的应用.

岩石磁组构依赖于矿物组成、晶格优选定向、颗粒形状优选定向和矿物颗粒间的净磁相互作用 (Tarling and Hrouda, 1993)，磁性矿物组成对于磁化率各向异性有着重要的控制作用 (潘永信和朱日祥，1998).不同磁性矿物对于AMS有着不同的贡献，AMS与样品所含磁性矿物的种类、粒度和含量直接相关 (e.g., Borradaile, 1988; Debacker et al., 2004; Oliva-Urcia et al., 2009).前人对磁化率各向异性与磁性矿物的关系进行了大量的研究 (e.g., Borradaile, 1987, 1988; Borradaile and Alford, 1987; Henry, 1989; Henry and Daly, 1983; Hrouda, 1982, 1987)，认为磁铁矿的AMS与矿物颗粒的形状各向异性或等轴颗粒沿面或线的磁相互作用有关，对顺磁性矿物而言，黏土矿物和云母往往是可靠的应变指示矿物，它们的磁化率各向异性与晶体光学优选定向有关 (Parés et al., 1999).相对于顺磁性和抗磁性矿物，铁磁性矿物具有更大的磁化率和强烈的各向异性，当体积含量超过岩石整体的0.1%时，岩石磁化率将受铁磁性矿物的主导 (Tarling and Hrouda, 1993)，因而在早期研究中铁磁性矿物被认为是磁化率各向异性唯一的携带者 (Jackson, 1991)，认为极少量的铁磁性矿物也可能掩盖顺磁性和抗磁性矿物的组构信息 (Borradaile and Werner, 1994).深入的磁性矿物学分析发现，顺磁性矿物对AMS可能存在重要的贡献 (e.g., Cifelli et al., 2004, 2005; Lüneburg et al., 1999; Parés, 2004; Rochette, 1987). Cifelli等 (2009)指出顺磁性矿物 (大多数为层状硅酸盐矿物) 在岩石中占有比铁磁性矿物更大的比率，因此很可能反映了更为可靠的岩石组构信息，尤其在泥质沉积岩中，可以认为AMS在很大程度上受顺磁性矿物的结晶学特性、颗粒形状和聚集程度的影响.因此，需要开展详细的磁性矿物分析工作.

传统的磁性矿物分析依赖于岩石磁学实验，综合多种岩石磁学方法系统地鉴定岩石和沉积物中所包含的磁性矿物成分和相对含量.国内学者如敖红和邓成龙 (2007)曾专门对磁性矿物的磁学鉴别方法的原理及应用进行系统论述，目前岩石磁学分析主要采用κ-T曲线，等温剩磁获得曲线 (IRM) 和等温剩磁的热退磁或交变退磁曲线 (AF-IRM)，精细的分析可结合磁滞回线法和部分非磁滞剩磁获得的剩磁矫顽力图谱 (pARM, Jackson et al., 1989).近年来快速发展的光学与电子显微构造技术在AMS研究中得到了应用，为了精确地描述岩石内部矿物颗粒的成分和分布特征，可结合光学和电子显微手段展开磁性矿物学分析. Saint-Bezar等 (2002)在Atlas前锋带AMS研究中采用反射光显微镜 (RL)、平面偏光显微镜 (PPL)、扫描电镜 (SEM) 和显微探针分析样品中铁磁性矿物的组成和分布，并结合岩相学观察对研究区出现的异常磁组构进行了合理的解释，强调磁组构的地质意义应受区域构造和岩相学观察的约束.类似的方法同样运用在Cabuérniga盆地AMS研究中 (Oliva-Urcia et al., 2013)，该研究利用X射线衍射 (XRD) 分析获得了样品矿物组分，同时结合场发射扫描电镜 (FESEM) 与能谱法 (EDX) 分析矿物相与显微组构特征，排除了盆地反转阶段新生矿物形成的可能性.更多的相关技术如电子背散射衍射技术 (EBSD)(e.g., Oliva-Urcia et al., 2011) 以及透射电镜 (TEM)、波谱法 (WDX) 和电子探针 (EPMA) 等能有效地约束岩石的磁性矿物特征.

磁性矿物是磁组构的载体，正确地认识磁性矿物对于磁组构的影响才能获得可靠的磁组构解释.这一问题近些年来得到了国外学者的关注，并在研究中给予了详细的讨论，上述先进的光学和电子显微技术的运用便是其中一项重大的进步.然而该问题在国内研究者并未引起普遍重视，多数学者选择单从岩石体积磁化率 (κ_m) 大小对磁性矿物组成进行粗略判断，即κ_m＞5000 μSI时可以认为铁磁性矿物占主导，κ_m＜500 μSI则反映顺磁性占主导，在此基础上对铁磁性矿物的类型展开简单的分析，而未对磁性矿物与磁组构之间的具体关系作出分析.显然，这会导致数据解释的主观性和不确定性，尤其在以华南大陆为典型的中、新生代陆相碎屑沉积地层中，复杂的磁性矿物组成势必将给磁组构解释带来一定的干扰.因此建议参照国际上AMS研究较为成熟的地区，如比利牛斯地区 (e.g., García-Lasanta, 2015) 的研究实例及取得的最新认识.

在构造应力作用和一定温压条件下，岩石内磁性矿物产生定向排列、韧性变形或定向重结晶，反映在磁化率的方向及大小特征上就是磁化率各向异性.AMS本质上主要由三种因素引起 (Borradaile, 1988; Hrouda, 1982)：(1) 矿物的形状优选定向 (SPO)；(2) 矿物的晶格优选定向 (LPO)；(3) 岩石内部铁磁性矿物颗粒的不均匀分布.

对岩石施加外场H时，岩石内部磁性矿物被磁化产生一定的磁化强度M，磁化强度M与磁场强度H为线性关系：M=κH，κ代表岩石磁化率，是一个二阶对称张量 (Hrouda, 1982; Winkler et al., 1997)，其矩阵表达式为

(1)

其中κ_ij=κ_ji(i, j=1, 2, 3)，κ_ij通常不为零，但是必定存在一个笛卡尔坐标系统，使得非对角线上的磁化率张量为0，即κ_ii≠0，其他几项均为0.此时可将式 (1) 改为

(2)

式中κ₁₁, κ₂₂, κ₃₃为三个主磁化率值 (κ₁₁≥κ₂₂≥κ₃₃)，它们对应的方向为主磁化率方向.因此可以构建一个三轴椭球体表示磁化率各向异性，用κ₁、κ₂和κ₃分别代表最大、中间和最小磁化率主轴 (e.g., Borradaile and Jackson, 2004; Hrouda, 1982).大量实例及模拟研究表明，磁化率椭球与应变椭球体在绝大多数情况下对应各轴相互平行，在特定情况，如岩性均一并且不存在塑性重结晶的岩石中，AMS与应变亦存在定量关系 (e.g., Borradaile and Alford, 1987; Borradaile and Tarling, 1981; Kligfield et al., 1981; Kneen, 1976; Lüneburg et al., 1999; Rathore, 1980)，对于特定岩性可以幂指数形式表达 (式3) (Rathore, 1979a; Rathore and Henry, 1982)，据此可用磁化率椭球体的形态和空间定向来分析岩石所经历的构造历程、构造变形的性质及应力作用的方式、方向.

(3)

式中κ_i、κ_j为相互垂直主磁化率值，κ_j、κ_j为相互垂直主应变轴长度，α为幂指数.

岩石的体积磁化率以κ_m表示，为三个磁化率主轴大小的算术平均值 (κ_m=(κ₁+κ₂+κ₃)/3)，反映了样品中矿物磁化率的综合特征. κ₁的集中分布定义磁线理 (L) 的方位，代表了最大拉伸应变方向，其大小为L=κ₁/κ₂，它是构造运动学和古应力分析最直接的证据.另外一个重要的参数是磁面理(F)(F=κ₂/κ₃)，为κ₁和κ₂构成的面，代表板、片状矿物的最大扁平面 (图 1).磁线理和磁面理与岩石组构有着密切的关系 (Borradaile and Henry, 1997; Hrouda, 1982)，二者在解释构造变形方面具有重要的作用.

图 1

Fig. 1

图 1 磁化率椭球与AMS基本参数 κ1、κ2和κ3分别代表磁化率椭球的最大、中间和最小主轴. Fig. 1 Schematic map showing magnetic susceptibility ellipsoid and essential parameters of AMS

磁化率椭球的形状分为扁圆形 (Oblate, κ₁≈κ₂$\gg $κ₃) 和扁长形 (Prolate, κ₁$\gg $κ₂≈κ₃) 及三轴形 (Triaxial, κ₁≈κ₂≈κ₃)(Borradaile and Jackson, 2004)(图 2).磁化率椭球的形状和各向异性度共同反映了岩石应变强度，形状因子 (T和q)、校正的各向异性度 (P_j) 以及扁率 (E) 是描述磁化率椭球的形状及各向异性度的有效参数 (Hrouda, 1982; Jelink, 1981):

其中η₁=lnκ₁, η₂=lnκ₂, η₃=lnκ₃, η_m=(η₁+η₂+η₃)/3. T和q直接用来描述磁化率椭球的形状，0＜T＜+1或0＜q＜0.7代表扁圆形磁化率椭球，T=+1或q=0时磁化率椭球为旋转扁圆形，-1＜T＜0或0.7＜q＜2代表扁长形磁化率椭球，T=-1或q=2时磁化率椭球为旋转扁长形. P_j的大小反映磁性矿物定向排列的程度和磁化率椭球的扁率，而E反映了磁化率椭球体的扁平程度.

图 2

Fig. 2

图 2 磁化率椭球的三种基本形状 Fig. 2 Three basic types of the shape of magnetic susceptibility ellipsoid

磁组构图解可以直观地反映磁化率椭球和岩石应变特征，常用图解包括Flinn图解 (Flinn, 1965; Ramsay, 1967)、P_j-T图解 (Jelink, 1981; Hrouda, 1982; Borradaile and Jackson, 2004) 和Woodcook图解 (Woodcook, 1977; Parés et al., 1999; Larrasoana等., 2004).

(1) Flinn图解：它是磁化率椭球最初的图形表达形式 (Flinn, 1965)，以磁面理 (F) 为横坐标，磁线理 (L) 为纵坐标，以 (1, 1) 为坐标原点，绘制出的Flinn图解可以形象地反映磁化率量值椭球的形态分布以及磁线理、磁面理的发育情况.该图解以K=(L-1)/(F-1) 为斜率，分布于K=1上方的采样点其磁化率椭球为扁长形，代表了相对较强的应变，下方的则为扁圆形，反映对应岩层较弱的应变特征 (图 3a).为了克服各向异性度较弱点过度集中于坐标原点的缺陷，Ramsay (1967)对Flinn图解作出修正，采用L和F的对数值为坐标，并以 (0, 0) 为坐标原点，可以清晰地显示不同样品磁化率椭球形状的差异 (图 3b).

图 3

Fig. 3

图 3 原始磁组构Flinn图解 (Flinn, 1965)(a) 和修正后的Flinn图解 (Ramsay, 1967)(b) Fig. 3 Original Flinn diagram of magnetic fabrics (a) and modified Flinn digram used in AMS study (b)

(2) P_j-T图解：Jelinek (1981)和Hrouda (1981)将P_j-T图解引入AMS研究，并得到了许多学者的青睐. P_j-T图解的优点在于可以更好地定义磁化率椭球的椭圆度，同时可以显示磁化率椭球在递进变形过程中的变化：从扁圆形 (沉积成因) 到扁长形，最后回到扁圆形 (构造成因)(Borradaile and Henry, 1997；Parés et al., 1999)(图 4a).传统的P_j-T图解以校正的各向异性度P_j(1＜P_j＜∞) 为横轴，T(-1＜T＜1) 为纵轴，T=1代表扁圆形磁化率椭球体，T=-1时为扁长形球体磁化率椭球，-1＜T＜1为介于两种典型磁化率椭球形状之间的过渡类型 (Jelinek, 1981)(图 4a). Borradaile and Jackson (2004)提出了一种新的P_j-T极坐标投点方法 (图 4c)，以P_j=1、T=0为极点，P_j为极轴的1/4圆弧表示，极角的变化反映从1/4圆弧上方T=1逐渐向下方T=-1的过渡，对应磁化率椭球的形状从扁圆形过渡到扁长形.这种图解的特点在于，对近似各向同性矿物的磁组构 (P_j趋近于1)，对应的T值总是靠近极点且较为集中，从而更为直观地显示磁化率椭球特征的变化，同时对于负磁化率矿物的各向异性特征能有很好的反映 (Borradaile and Jackson, 2004)(图 4b).

图 4

Fig. 4

图 4 直角坐标系下的磁组构Pj-T图解 (a)(据Jelinek, 1981) 与极坐标系下磁组构Pj-T图解 (b)(据Borradaile and Jackson, 2004) Fig. 4 Diagrams showing magnetic fabric Pj-T chart in rectangular coordinate system (a) (after Jelinek, 1981) and polar coordinate system (b) (after Borradaile and Jackson, 2004) respectively

(3) Woodcook图解 (Woodcook, 1977)：磁化率椭球从扁圆形到扁长形的变化非常迅速而几乎没有过渡，其原因是κ₁对微弱的变形十分敏感，这种情形下Flinn和P_j-T图解无法显示AMS的演变过程 (Parés et al., 1999).相反地，κ₃能更好地指示晶体优选定向程度 (Richter et al., 1993)，Woodcook图解正是利用κ₃计算得出的三个特征值，分别以E₁, E₂, E₃(E₁+E₂+E₃=1) 表示 (计算过程见Woodcook, 1977)，据此反映矿物颗粒和晶格优选定向程度. Woodcook图解中，横坐标和纵坐标分别以ln (E₃/E₂) 和ln (E₂/E₁) 表示 (图 5)，图中k=ln (E₁/E₂)/ln (E₂/E₃) 反映磁化率椭球的形状，c=ln (E₃/E₁) 反映矿物颗粒或晶格的优选定向程度，位于1＜k＜∞区域内的点代表了κ₃的集中分布，而位于0＜k＜1区域内的点反映κ₃的带状分布，显示相对更强的应变特征.

图 5

Fig. 5

图 5 磁组构Woodcook图解 (Woodcook, 1977) E1, E2, E3为κ3的三个特征值，k=ln (E1/E2)/ln (E2/E3)，c=ln (E3/E1)，赤平投影示意κ3分布特征随递进变形的演变. Fig. 5 Woodcook diagram used in magnetic fabric studies (after Woodcook, 1977) E1, E2, E3 are normalized eigenvalues for the minimum axes of magnetic susceptibility (κ3), lower hemisphere equal area stereographic projection of the κ3 showing the evolution of the distribution of κ3 with respect to increased deformation.

自Graham (1966)首次建立低温变形条件下沉积岩磁组构的演化序列以来，诸多学者对沉积岩的磁组构演化过程进行了探索 (e.g., Averbuch et al., 1992; Borradaile and Henry, 1997; Housen and Pluijm, 1991; Hrouda, 1982; Luo et al., 2009; Mallik et al., 2009; Parés et al., 1999; 贾东等，2007).构造变形过程中可以产生两种不同类型的应变，一种与褶皱作用前的平行层缩短 (LPS) 有关 (Engelder and Geiser, 1979)，这种应变类型在灰岩 (Aubourg et al., 1997; Jackson et al., 1989)，砂岩和粉砂岩 (Averbuch et al., 1992; Luo et al., 2009; 贾东等，2007) 和泥页岩 (Parés et al., 1999) 的AMS研究中均有发现，它具有共轴纯剪变形的性质，该应变状态下对应的磁组构演化从磁面理平行于层面的沉积磁组构经过磁线理平行层面走向的中间磁组构到磁面理垂直层面走向和缩短方向的构造磁组构 (图 6a)(Saint-Bezar et al., 2002).另外一种应变类型与褶皱作用有关，为褶皱过程中产生的具单剪性质的有限应变，这种简单剪切仅限于褶皱翼部和滑脱层附近 (Suppe, 1985).Evans等 (2003)以灰岩为例讨论AMS与应变的关系，认为磁组构是LPS应变不断加大过程中初始磁组构、压实磁组构和构造磁组构的综合，褶皱作用及后期的变形过程中有限应变没有显著增大，已经定向排列的矿物随褶皱岩层被动地发生位移，因此AMS难以记录与褶皱作用有关的应变.Lamotte等 (2002)的观点与此存在分歧，认为磁组构在褶皱作用及构造变形后期阶段，特别是在剪切带附近有可能被改造.Saint-Bezar等 (2002)的研究支持了这一观点，他在研究中发现了与褶皱作用有关的磁组构的存在，磁组构的演化与弯滑和/或单剪作用产生的一个与层面斜交的最大挤压应力有关，并提出了对应的概念模型.罗良等 (2013)对该模型进行了修正，认为褶皱作用有关的磁组构与LPS有关的磁组构最大的不同在于：褶皱后翼磁面理的倾向与地层倾向相反，而前翼则相同，但磁面理的倾角较小 (图 6b).Rashid等 (2015)最近报道了伊朗东北部Ferdows褶皱冲断带中与褶皱作用有关的磁组构，从而表明AMS对于褶皱变形过程的应变记录是普遍存在的.

图 6

Fig. 6

图 6 概念模型显示两种不同应变过程中AMS的演化特征 (据Saint-Bezar et al., 2002; 罗良等，2013) (a) 平行层缩短应变条件下AMS演化序列 (等面积下半球赤平投影)；(b) 褶皱过程中伴随的应变及对应的磁组构特征. Fig. 6 Conceptual models showing the evolution of magnetic fabrics under two different types of strain (after Saint-Bezar et al., 2002 and Luo et al., 2013) (a) AMS evolution sequences related to layer parallel shortening; (b) Strain and magnetic fabric characteristics associated with folding.

Parés等 (1999)在比利牛斯南部中始新世泥岩的AMS研究中提出了磁组构演化的三个阶段：(1) 初始变形阶段：κ₁集中分布，κ₃保留了沉积组构特征，仍然与层面垂直；(2) 铅笔状构造阶段：κ₁平行于层面与潜在压扁面的交线集中κ₃微弱的带状分布，这种磁组构代表了沉积作用和构造作用的结合；(3) 弱劈理阶段：以κ₃强烈的带状分布为特征.从初始变形阶段经铅笔状构造阶段到弱劈理阶段，反映了不断增强的变形特征.贾东等 (2007)在龙门山褶皱冲断带前锋带 (采样地层岩性为砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩) 鉴别出6种磁组构基本类型 (图 7)，其演化特征是：(1) 沉积磁组构：板片状矿物在稳定水动力环境平行层理沉积压实形成原生沉积组构，表现为磁面理平行于层面，κ₁和κ₂散布于层面，κ₃垂直层面.(2) 初始变形磁组构：构造变形的最早阶段伴随岩层孔隙的关闭和孔隙水的排出，造成大量的体积缩小，层面内的针状矿物朝构造Y方向偏转，形成微弱的线性定位，表现为磁面理平行层面，κ₃垂直于层面，κ₁相对集中于地层走向方向，κ₂则偏向地层倾向方向.(3) 铅笔状磁组构：随着构造应变的增加，已经发生旋转的矿物形成特征的铅笔状构造，κ₁集中于地层走向方向，κ₃带状散布于岩层缩短方向，显示了最大挤压应力的方向.以上三种磁组构类型代表了LPS应变的结果，在弱变形沉积岩地区占主导地位 (e.g.罗良等, 2006, 2008, 2013；王开等，2014).(4) 弱劈理磁组构：由于构造Z方向的递进缩短和X方向的递进伸长，导致矿物的旋转，出现与岩层斜交的弱劈理构造.其磁组构表现为磁面理斜交于地层层面，κ₁继续集中于地层走向方向，κ₃则向构造Z方向集中.(5) 强劈理磁组构：构造应变占优势下形成的一组横切层面的平面状劈理，板状和针状矿物散布在劈理面上，通常没有线状排列，其磁组构表现为磁面理横切岩层面，κ₁由构造Y方向过渡转向集中于构造X方向，κ₃平行于构造应变Z方向.(6) 拉伸线理磁组构：随着构造应变的进一步增强，劈理面上平行构造X方向的拉伸线理构造不断递进增强，κ₁向构造X方向聚集，κ₂集中于褶皱走向方向，磁面理垂直于层面.

图 7

Fig. 7

图 7 沉积岩中六种主要的磁组构类型及其代表的应变状态 (据贾东等，2007) Fig. 7 Six elementary types of magnetic fabrics and their representing finite strains in sedimentary rocks (after Jia et al., 2007)

事实上，上述不同模式对于沉积岩磁组构的发展趋势的认识是一致的，之所以存在不同的阶段划分是因研究目的不同导致的.可以确定的是，成岩作用早期阶段的构造体制很大程度上决定了磁组构的演化特征.不同岩性的沉积岩在受力发生变形过程中，磁组构的演化均从属于两个大的阶段，第一个阶段为褶皱作用前的平行层缩短应变阶段，该阶段其实包括了Parés等 (1999)和贾东等 (2007)提出的演化模式，清晰地显示了磁组构特征随有限应变强度的变化.第二个阶段是对LPS的补充，该阶段与褶皱作用过程中产生的单轴剪切有关，由于在实际研究中并不常见，对其相应的磁组构的演化模式缺乏系统的研究，因此有待进一步的探索.

AMS可以为构造变形研究提供两方面信息：(i) 变形模式与分布特征和 (ii) 构造变形机制 (e.g., Borradaile and Tarling, 1981; Hrouda, 1982; Larrasoaña et al., 2011; Mattei et al., 1997; Soto et al., 2009).在缺乏常规变形指示剂的弱变形地区中，AMS无疑是理解变形早期应变特征的重要工具.沉积岩磁组构典型的演化特征及其对构造变形良好的记录，使其在构造变形研究中扮演着重要的角色.

AMS对于细微的变形具有极高的灵敏性，过去几十年来在造山带与沉积盆地中获得了大量的研究与应用.比利牛斯地区庞大的AMS数据库为理解造山带及其前陆地区构造演化过程提供了极大的帮助，Larrasoaña等 (1997)和Pueyo-Morer等 (1997)最早在南比利牛斯造山带西部利用AMS分析区内典型褶皱的变形机制，Soto等 (2003)在南比利牛斯Cotiella-Bóixols逆冲断层附近的叠加褶皱区域展开AMS研究，认为AMS反映了研究区两期不同方向的逆冲事件，Oliva-Urcia等 (2009)在中比利牛斯西部地区，运用低温磁化率各向异性 (LT-AMS) 和AARM对比顺磁性矿物晶格优选定向和铁磁性矿物颗粒的优选定向特征，指出LT-AMS提取的顺磁性磁组构分量反映了同沉积期的平行层缩短变形，而AARM所揭示的铁磁性磁组构分量反映了晚期逆冲事件.Mochales等 (2010)利用AMS对南比利牛斯带Boltana背斜进行研究，认为连续的地层剖面中磁线理方向的变化是对同沉积期区域性构造变形的精确记录，据此提出了该背斜的三阶段形成过程.

AMS同样在比利牛斯地区伸展盆地中得到了运用，Soto等 (2007)在比利牛斯造山带西部的Cabuerniga中生代伸展盆地结合脆性宏观构造和AMS研究盆地演化历史，认为AMS保留了对盆地伸展阶段的变形记录，未受后期挤压事件的改造.与之不同的是，Oliva-Urcia等 (2010)在比利牛斯造山带西部北部的Mauleon中生代伸展盆地的AMS研究中发现了磁线理的两个不同的优势方位，认为AMS记录了盆地第三纪时期的构造反转，早期伸展磁组构在盆地中心部位很好地保留，而在盆地边界反转断层附近多受挤压变形改造，并据此提出了盆地的构造演化过程.Oliva-Urcia等 (2013)结合AMS和宏观构造分析对西比利牛斯Cabuérniga盆地变形特征展开研究，认为AMS记录了同沉积期的伸展变形，并提出一种“过渡磁组构”，代表了早期伸展和后期挤压变形共同作用的结果，AMS同时在南比利牛斯中部的Organya转换拉伸盆地的运动学分析中发挥了重要作用 (Oliva-Urcia et al., 2011).Juan等 (2014)对中-西比利牛斯区域已有的AMS研究成果进行了全面的综述，揭示了比利牛斯造山带及其前陆盆地区域性三阶段构造演化过程.该地区近两年来更多的相关研究被陆续报道，如Santolaria等 (2015)在南比利牛斯利用AMS对盐底辟的内部变形进行了探索，并取得了初步成果.

AMS在国内造山带及沉积盆地研究中获得了成功的应用.早在20世纪90年代初，Lee等 (1990)运用AMS对台湾海岸造山带早上新世-更新世时期的应力场演变模式进行了讨论.Tang等 (2012, 2015) 通过典型剖面详细的AMS研究获得了天山造山带隆升历史的相关信息，类似地，Lu等 (2014)结合磁性地层学和AMS方法揭示了阿尔金山脉早至16 Ma时期造山运动的活跃性.AMS还成功地揭示了大理盆地的应变分布特征 (Li et al., 2014)，并在岩性资料和沉积速率研究的基础上重建了大理盆地的充填历史和构造变形.值得一提的是，青藏高原东缘龙门山地区更为系统的AMS研究，获得了有关区域构造变形模式和应力场方向的转换等方面的成果，对于构造叠加弱应变区域的磁组构演化特征提出了新的认识，同时提出AMS可以用来精确地校正弱变形地区的沉积地层产状 (e.g., Luo et al., 2009, 2014; 罗良等, 2006, 2008, 2013; 王开等2014).

断层相关褶皱是一种常见的构造样式，是构造地质学近几十年来重要的研究领域之一.国内外学者曾对不同类型的断层相关褶皱展开AMS研究，并取得了有效的成果，AMS被证明是断层相关褶皱有限应变研究的重要方法.

断层传播褶皱的AMS研究在Atlas前锋带中获得了较早的尝试，研究显示了不同构造位置的AMS特征的差异，在褶皱前翼识别出简单剪切变形的应变记录，并得到了运动学模拟的证实 (Saint-Bezar et al., 2002).胡潜伟等 (2005)和李一泉等 (2007)在龙门山地区对断层传播褶皱展开了AMS研究，结合断层相关褶皱几何学和运动学三维模拟，获得了断层传播褶皱形成过程中AMS与应变分布特征，研究发现断层传播前的平行层缩短作用将原始的沉积磁组构改造成中间磁组构，断层传播过程中，两翼地层的旋转抬升产生的简单剪切作用对AMS产生影响，使得P_j值局部升高，形成构造磁组构，这种变化主要集中于断层传播褶皱的前翼，反映了断层传播褶皱前翼应变较后翼更强的特征，同时三角剪切变形带是有限应变最为集中的区域.Mallik等 (2009)对印度西部两个典型的断层传播褶皱展开了AMS分析，详细地论述了断层传播褶皱发育的三个不同阶段及对应的AMS演化特征：1) 平行层缩短作用阶段，磁面理与层面平行；2) 褶皱过程中断层滑移量与传播量的比值沿断层面的变化导致了褶皱翼部的旋转，磁面理与层面斜交，κ₃集中于构造缩短方向上，κ₁在垂直于挤压方向上带状分布；3) 地层的进一步缩短导致后翼的平行层逆冲，磁面理与层面斜交甚至垂直，κ₁向层面法向集中.

相比断层传播褶皱而言，断层转折褶皱具有宽缓的核部并且整体变形强度较弱，因而在露头尺度难以识别.笔者等 (2014)通过地震剖面在龙门山南段前锋带识别出邛西断层转折褶皱，在进行详细的野外调查的基础上，选取两条横剖面进行AMS研究，识别出三种典型的弱应变沉积岩的磁组构类型，并指出断层转折褶皱整体有限应变较弱，但前翼相对后翼和核部应变更强，且褶皱中部应变较两侧更强.滑脱褶皱则少有详细的AMS研究，Aubourg等 (2010)在扎格罗斯造山带古应力场演化研究中，对研究区内的典型滑脱褶皱和断层传播褶皱的磁组构特征进行了简单的对比分析，认为AMS可以反映滑脱褶皱相比断层传播褶皱较弱的应变特征.

川西岷江冲断构造典型剖面的AMS分析很好地显示了断层传播褶皱和断层转折褶皱有限应变的差异性 (贾东等，2007).已有研究表明，滑脱褶皱中岩石整体应变相对较弱，断层转折褶皱应变同样较弱，其前翼应变通常较后翼和核部更强，二者磁组构类型均以沉积磁组构和初始变形磁组构为主.断层传播褶皱则具有相对更强的有限应变特征，在前翼可以发育与褶皱作用有关的磁组构类型，研究中多发现铅笔状甚至弱劈理磁组构等反映较强应变的磁组构类型.对于三角剪切断层传播褶皱，AMS能很好地识别有限应变较为集中的三角剪切变形带，据此可用来鉴别断层传播褶皱的运动学模型.另外，生长地层作为褶皱过程伴生的同构造沉积，对应断层相关褶皱的两种不同的成因机制，即翼旋转和膝褶带迁移，生长地层具有特定的构造样式 (Hardy and Poblet, 1994)，对生长地层的应变特征研究是鉴别断层相关褶皱变形机制的重要手段.Anastasio等 (2015)对Pico del Aguila滑脱褶皱两翼的生长地层进行AMS研究发现，位于褶皱轴面区域的岩石具有更强的有限应变，认为这一特征符合翼旋转的运动学机制，从而表明AMS可以揭示同沉积褶皱的变形机制.Sun等 (2009)在研究库车前陆盆地秋里塔格背斜南翼的生长地层时，利用磁组构参数的变化获得了生长地层与前生长地层的界线，并且得到了构造几何学分析的证实.笔者认为，对前生长和生长地层的应变特征进行系统的AMS研究，可以有助于生长地层的识别，同时为断层相关褶皱的成因机制分析提供约束.

AMS是研究断裂带相关问题的有效手段：1) 磁化率椭球的形状可反映岩石所经历的变形期次和性质 (拉伸、压扁或剪切)；2) 利用P_j分析断裂带不同部位的应变强度变化，若穿过断裂带做系统工作，可确定断裂带变形最强烈的中心部位，并进行断裂带划分；3) 磁面理和磁线理的产状可用以分析断裂水平和垂向运动分量的相对大小.J.S.Rathore等学者最早在阿尔卑斯造山带中Periadriatic断裂带利用AMS研究断裂带属性和运动方向以及断裂带构造型式 (e.g., Rothore, 1980; Rothore and Becke, 1980)，指出断裂带中磁化率椭球的最小主轴与应变椭球的最大缩短轴平行，从而指示了岩石所受挤压应力的合力方向.在断裂面附近，绿泥石和磁铁矿等铁磁性矿物因剪切变形而产生各向异性，磁化率椭球体主轴方向对围岩错动作出调整，能够准确地反映出剪切运动方向 (Borradaile and Puumala, 1989).因此，可以利用磁化率最小主轴方位或倾角分析断裂带两盘相对运动方向，其基本原理是：利用最小磁化率主轴的优势方位定义一个单位合挤压应力矢量R，P和N分别为利用最小磁化率主轴κ₃的倾伏向或倾伏角分解的、平行和垂直断裂带走向上的应力分量.如图 8所示，其中图 8a和8b为断裂两盘水平相对运动学分析示意图，图 8c示意断裂两盘相对升降运动学分析，图中水平粗实线代表剪切带走向线 (此处以E-W向表示)，竖直实线代表断裂带倾斜线 (此处以近直立断层带表示)，通过P，N和断裂带剪切线之间的几何关系，可以进行断裂带运动学分析 (Rothore and Becke, 1980；崔军文，1999；鲁如魁等，2008).

图 8

Fig. 8

图 8 利用AMS判断剪切带运动方向示意图 (a)(b) 和 (c) 分别代表右旋走滑、左旋走滑和垂向运动系统 (据Rothore and Becke, 1980)，R为利用最小磁化率主轴 (κ3) 的倾伏向或倾伏角定义的应力合矢量方向；N和P分别为R垂直和平行剪切带分解的应力分量方向. Fig. 8 Method of getting directions of movement on a shear line using AMS (after Rothore and Becke, 1980) (a), (b) and (c) represents dextral strik-slip, sinistral strike-slip and vertical motion system, respectively.R-Synthesize vector defined by the pitch directionor dip angle minimum magnetic susceptibility axes; P-Parallel shear zone component; N-Vertical shear zone component.

AMS在国内断裂带研究中的作用毋庸置疑，施建宁等 (1990)对浙闽碰撞造山带中的剪切带展开AMS研究，获得了糜棱岩形成的构造应力作用和应变机制，为碰撞造山带的动力学特征提供了制约.周勇等 (2000)和Zhou等 (2002)利用AMS分别对喀喇昆仑断裂带和哀牢山-红河断裂带展开AMS研究，查明了断裂带内外的构造变形性质及分布特征，类似的工作在西藏阿里雅鲁藏布江缝合带韧性剪切带也取得了有效的成果 (杨朝斌等，2006).鲁如魁等 (2008)和陈应涛等 (2013)利用AMS分别对阿尔金断裂带中郭扎错-空喀山口段和鲜水河断裂带展开应变分布特征及运动学分析，阎全人等 (2000)在AMS分析的基础上对博白-合浦断裂带的变形性状与期次进行解剖.上述研究均取得了显著的成果，近年来部分学者试图将AMS运用于活动断裂研究中，研究表明AMS可以鉴别震积岩，从而为古地震研究提供重要的信息 (Levi et al., 2006)，同时磁化率主轴的分布模式是同震构造应变分析的有效工具 (Jayangondaperumal et al., 2010).

古构造应力场恢复是研究区域地质演化历史的重要手段，地壳在某一特定的演化阶段，构造应力场是相对统一的，其主压应力方位基本保持不变，可以通过多种方法反演古构造应力场方向.目前常用的古构造应力场重建方法主要是通过统计分析构造形迹判断主压应力或张应力方向 (陈鹏等，2015)，此类方法多依赖于构造变形测量，在缺乏应力指示剂的弱变形地区存在一定的限制.磁组构能够记录变形初始阶段的古应力方向，并且如果后期没有更大的应力影响，初始变形时的主应力方向不会被后期应力改造，可以较准确地给出古应力形成以及后期的应力变化状况 (e.g., Aubourg et al., 2010; Borradaile and Hamilton, 2004; Cifelli et al., 2004, 2005; Kissel et al., 1986; Sagnotti et al., 1999; Soto et al., 2009).

一般情况下，磁化率椭球的三个主轴与应变椭球体基本轴之间具有很好的对应关系，可以利用磁化率椭球指示有限应变椭球的方向.在纯剪应变条件下应变主轴直接与应力主轴对应，κ₁轴 (磁线理) 代表最大拉伸方向，在经历单一应力作用的弱变形挤压地区，与最大主压应力方向 (σ₁) 垂直，而在受单一拉伸应力的伸展变形区，与最大拉伸应力方向 (σ₃) 平行，因而在相对简单的构造中利用AMS可以直接恢复古构造应力场.Cifelli等 (2005)对比中子衍射和AMS获得的组构信息，认为磁线理能精确地反映岩石所经历的拉伸应力作用.曾联波和漆家福 (2007)结合岩石力学实验对AMS恢复沉积盆地古构造应力场最大主应力方向的可行性进行了讨论，利用磁化率主轴所求得的最大主压应力方位与用构造变形分析所求得的最大主压应力方向基本一致，从而证实了AMS恢复古构造应力场的有效性.另外，大量研究通过对比AMS与其他古应力研究方法 (如共轭节理、张裂缝、方解石机械双晶等) 分别所获得的古应力方向，表明AMS作为一种古构造应力场分析方法是可靠的 (e.g., Cifelli et al., 2004; Garcia-Lasanta et al, 2013, 2015; Mattei et al., 1997; Soto et al., 2007, 2009).在某些特殊情况下，磁化率量值椭球与应变椭球各自主轴之间并非简单对应，沉积磁组构与构造磁组构的复合或多阶段AMS的叠加是导致二者对应关系发生偏离的主要原因 (Aubourg et al., 1995, 1999; Borradaile and Henry, 1997；Evans et al., 2003; 曾联波和漆家福，2007)，同时岩石中多种矿物的共存或同构造期新生矿物等复杂的矿物组成也是一种重要的因素 (Garcia-Lasanta等., 2013;张栓宏等，1999).针对后者，学者们通过AARM和低温AMS (LT-AMS) 与高场AMS (HF-AMS) 区分不同矿物相的优选定向特征，进而排除了复杂的矿物组成的干扰.因此，确定磁组构的形成阶段及后期构造变形对先存磁组构的叠加改造情况，成为AMS研究古构造应力场的关键问题.

Sagnotti等 (1999)利用AMS和地球物理相关资料对Apennines北部上新世-更新世的古应力方向进行研究，获得了区域应力场的时-空演化过程.Soto等 (2009)对比AMS和断层、节理系分析，发现磁组构反映的是成岩作用最早阶段的挤压变形.Aubourg等 (2010)结合AMS在内的多种应力指示剂获得了扎格罗斯造山带晚新生代应力场的演化模式.Tang等 (2012)在天山北部前陆地区晚渐新世-中上新世地层剖面进行连续的AMS采样，通过磁组构参数的变化获得了天山造山带两期快速隆升时间，略早于前陆盆地沉积速率变化和生长地层发育时间所获得的造山带隆升时间，认为AMS是对造山带隆升最早阶段的记录.以上研究的共同前提是磁组构形成于成岩作用阶段，受成岩作用阶段构造体制的影响，岩石内磁性矿物发生偏转，沉积组构向构造组构过渡和转换，而这个过程发生在未固结岩石中 (Graham, 1966; Parés et al., 1999)，因此AMS记录了褶皱冲断带构造变形最早阶段的古应力状态 (图 9).

图 9

Fig. 9

图 9 古构造应力场研究的不同方法 (改自Aubourg et al., 2010) 黑色区域指示不同方法所记录古应力的阶段. Fig. 9 Record of palaeostress in fold-and-thrust belt by different techniques (modified from Aubourg et al., 2010) Areas in black colour indicate the timing of the palaeostress recorded.

AMS在成岩作用的最早阶段封闭，当随后的变形不是特别强烈的时候 (远离劈理的部位)，成岩作用早期获得的磁组构在后期变形中作为一种被动的指示剂随地层发生旋转 (García-Lasanta et al., 2015; Larrasoana et al., 2004; Mochales et al., 2010; Oliva-Urcia et al., 2009; Juan et al., 2014; Soto et al., 2008)，而矿物颗粒或晶格的定向排列并未发生改变.AMS在经历构造正反转的沉积盆地中研究表明，磁组构保留了盆地发育阶段的伸展构造体制，磁线理反映了同沉积期的拉伸应力，并且未受后期挤压变形的掩盖 (Borradaile 1988; Hirt et al., 2004; Lüneburg et al., 1999; Soto et al., 2007, 2008).Oliva-Urcia等 (2010)在研究中发现，对于正反转盆地，后期强烈的挤压变形可以改造伸展盆地内部伸展阶段的磁线理方位，这取决于采样点相对于边缘断裂的位置.Borradaile and Hamilton (2004)结合AMS和AARM对Polis裂谷新构造运动进行研究，认为磁组构受到了新构造运动的影响，部分磁组构在近1 Ma以来发生了重置，即被后期构造完全改造.罗良等 (2013)在对龙门山南段飞仙关剖面中发现的异常磁组构讨论时，指出后期局部性旋转导致了原始磁化率主轴方位的改造.因此，在后期强烈的变形条件下，早期构造变形阶段形成的磁组构可能被改造或掩盖.

Scheepers and Langereis (1994)在Tyrrhenian arc弧形构造通过对比不同地层中磁线理方位与后期垂直轴旋转事件的关系证明了磁线理的晚期成因，即磁线理反映构造旋转之后的古应力方向，同沉积阶段的磁线理受到后期改造.Sagnotti等 (1998)在Appennines北部晚新生代泥质沉积物中同样发现了磁线理的晚期成因.笔者在对龙门山南段前锋带邛西背斜的AMS研究中 (王开等，2014) 发现，发育于晚上新世-早更新世的邛西背斜中上白垩统地层的磁化率主轴特征揭示了近N-S向的最大水平缩短方向，与晚白垩世期间区域应力场并不一致，而是反映了最新一期的构造应力场的最大挤压应力方向.罗良等 (2006)和Luo等 (2009)在四川盆地西北部的AMS研究中，结合热年代学证据认为侏罗-白垩系地层磁组构反映了新生代构造变形作用.南大巴山前陆西部地区最新的AMS研究 (谢晋强等，2014) 表明，三叠系-白垩系地层中磁组构均反映了南大巴山推覆构造发育主要时期 (J₃-K₁) 的最大主压应力 (NE-SW)，说明与印支运动有关的构造变形，即近南北向构造挤压作用 (施炜等，2007) 的磁组构记录未在T₃-J₁地层中保留，而被彻底改造或掩盖，反映最强一期的构造应力场方向.Lamotte等 (2002)在法国科比埃尔地区AMS研究中发现，磁组构记录了构造变形早期的平行层缩短，然而在与主要断层有关的剪切带内有可能被改造，因此认为磁组构的后期改造与沿断层面的构造流体有关.目前多数研究认为，先存磁组构的改造与同构造期结晶矿物或先存铁磁性矿物的重结晶导致的颗粒或晶格的再定向有关 (Chadima and Hrouda, 2000; Debacker et al., 2004; Hirt et al., 2004; Housen and Pluijm 1991; Souque et al., 2002).

一般来说，沉积岩磁组构的递进变化可以归因于大的层状硅酸盐矿物颗粒的机械再定向或膝折 (Rathore, 1979a)，或者化学重结晶作用 (Housen and Pluijm, 1991).沉积岩递进变形过程中，在较低能量环境下 (低的热和应变) 以机械过程占主导地位，而在较高能量环境下则以化学过程为主.四川盆地周缘中生界地层中同沉积期的AMS记录普遍遭受改造 (e.g., Luo et al., 2009; 王开等，2014; 谢晋强等，2014)，反映了新生代的构造应力场方向.四川盆地处于一个较低能量的环境之下，可以认为机械的再定位和膝折在磁组构的形成和改造过程中占主导地位，从而排除磁性矿物颗粒位错蠕变等塑性变形的影响，认为四川盆地中生代地层中磁组构的普遍改造，与陆内变形伴随的大量构造流体作用导致的同构造期结晶矿物或先存铁磁性矿物的重结晶有关.存在多期构造变形作用，同时不同期次的构造应力场的最大主压应力方向或最大拉伸应力方向不同的区域，构造变形最早阶段所形成的磁组构特征是否保留下来？如果能完整地保留下来，则可用以直接恢复同沉积阶段的构造应力场方向，如果受到随后多期构造变形作用的改造，AMS反映的是最强烈的一期构造作用还是最新一期或者多期应力场综合叠加的结果？在经历多期构造变形的区域，采样前有必要对露头地质情况进行详细的调查，并根据研究目的选择不同的采样层位和适当的构造部位.笔者认为，利用AMS研究古构造应力场时需要对不同时代、不同构造部位地层中的磁组构进行分期，以确定其存在的构造时期，同时对磁化率各向异性参数进行详细的统计和对比研究.

最大磁化率主轴的集中代表了磁线理的方位，在未变形的沉积岩中，κ₁分散于层面之上，一般没有具统计意义的磁线理.受构造作用的影响，κ₁朝最大拉伸应变方向集中，形成磁线理.因而在挤压应力背景下，磁线理往往平行于地层走向，或者说垂直于地层缩短方向，在伸展应力背景下往往与区域拉伸方向平行，即垂直于地层走向 (e.g., Borradaile and Hamilton, 2004; Cifelli et al., 2005).然而磁线理并非在所有情况下都与地层走向平行或者垂直，局部或区域性的磁线理与层面走向斜交现象，即斜交磁线理 (oblique magnetic lineation)，是一种复杂的磁组构异常现象，具有特殊的构造意义.

沉积岩在形成过程中受到同沉积古水流的作用，磁性矿物会定向排列从而导致磁线理的出现，这种磁线理往往与地层走向斜交 (Hamilton and Rees, 1970; 罗良等, 2008, 2013).未变形的沉积磁组构中不具有统计意义的磁线理，沉积磁组构的存在将排除古水流的影响，证明磁线理是构造成因的 (Luo et al., 2009).另外，对比不同时代地层中磁线理优势方位，并与古流向研究结果进行比对，可以判断磁线理是古水流成因还是构造成因 (Saint-Bezar et al., 2002).Aubourg等 (1997)在Aksi褶皱冲断带中断层转折褶皱内普遍性的斜交磁线理现象，通过古地磁证据排除了垂直轴旋转成因，认为褶皱发育过程中区域最大水平缩短方向的改变导致了斜交磁线理的形成.阿巴拉契亚地区灰岩中观察到的三个典型的斜交磁线理表现为κ₂和κ₃垂直于层面带状分布，κ₁集中于层面且与岩层走向斜交，与压溶引起的局部应变有关 (Evans et al., 2003).Borradaile and Tarling (1981)提出了交叉线理 (intersection lineation) 的概念，认为磁线理有可能与层面和另外一个面状构造的交线平行.据此，Saint-Bezar等 (2002)在研究中对斜交磁线理的成因作出了合理的解释，指出斜交磁线理与富铁矿脉和层面的相交有关.在弱变形的构造叠加地区，另外一个与层面平行但与第一个力斜交的力作用于初始变形磁组构，在两个力的共同作用下，已经定向排列的磁性矿物会发生一定的旋转，这种情形也会导致斜交磁线理的出现，反映叠加构造背景 (Luo et al., 2009).参照这一解释，谢晋强等 (2014)将大巴山西段前陆地区叠加褶皱区域AMS研究中发现的斜交磁线理归因于大巴山褶皱冲断带向南和米仓山向南南东以及川东褶皱带北西向的挤压这三者联合作用的结果.罗良等 (2013)对龙门山南段雅安-乐山剖面进行磁组构研究时重点讨论了飞仙关剖面的斜交磁线理成因，认为与雅安地区新生代期间经历的局部逆时针旋转有关，剖面旋转之后，针状矿物重新定向排列，由于地层产状的变化没有磁组构灵敏，使得磁线理方向和地层走向斜交.

受控于深部隐伏断层的斜向逆冲所形成的斜向逆冲断层相关褶皱是斜交磁线理形成的另外一种可能的机制 (Lamotte et al, 1995).斜向逆冲是指断层滑移方向与断层走向不垂直，即存在走滑分量，一般被认为是沿先存破裂面的滑动，其多由盲断层控制，宏观构造样式往往出露不全或难以解释.在断层传播过程中，上覆地层通过褶皱变形吸收断层滑移量，褶皱的走向与断层走向一致，而地层应变型式受逆冲方向的控制，导致磁线理与地层走向斜交.Mallik等 (2009)在研究中将斜交磁线理归因于转换挤压，即与斜向逆冲有关，断层滑移量与传播量的比值 (P/S) 沿断层走向的变化导致了褶皱翼部的旋转，形成斜交磁线理.Aubourg等 (2010)在AMS研究中将隐伏斜向逆冲断层作为斜交磁线理的一种可能构造成因，但并未得到有效的证实.由于斜向逆冲构造不易识别，在AMS研究中多数学者并未考虑斜向逆冲对于磁组构的影响.斜交磁线理可能是斜向逆冲断层的一个直接证据，在深部断裂较为发育的研究区域进行磁组构研究时，应尽可能地结合地震剖面等地球物理资料对深部隐伏逆冲构造特征进行约束.另外，单畴磁性矿物颗粒导致的反转组构同样是斜交磁线理出现的可能原因 (Aubourg et al., 1995; Rochette et al., 1992)，可采用LT-AMS和AARM实验进行分离.因此，实际研究中应在区域构造背景详查的基础上，对斜交磁线理所反映的构造信息作出合理的解释.

(1) 磁性矿物分析是AMS研究的关键，应结合多种岩石磁学实验及光学与电子显微构造研究手段展开详细的磁性矿物学分析.

(2) 磁化率椭球与应变椭球的对应主轴在绝大多数情况下相互平行，但在不同期次、不同种类复杂的磁性矿物组成，或者多期次构造变形的影响下，AMS与应变的关系相对复杂，应比对高场和低温AMS及非磁滞剩磁各向异性 (AARM) 测试结果，获得不同矿物的优选定向特征，并对获得的组构进行分期.

(3) AMS可以揭示造山带及其前陆地区的构造演化历史，并且是分析断层相关褶皱的有限应变特征和变形机制的重要方法，同时也是厘定断裂带变形性状和期次及运动学分析的有效手段.

(4) 磁组构形成于成岩作用早期或构造变形的最早阶段，能很好地记录褶皱和逆冲作用之前的平行层缩短变形，因此可以揭示同沉积阶段的古构造应力方向.后期足够强烈的构造变形能局部改造或彻底掩盖先存AMS记录，与构造流体有关的同构造期结晶矿物或先存矿物的重结晶导致的再定向被认为是其根本原因.

(5) 斜交磁线理是一种特殊的磁组构类型，反映了区域构造叠加或多期构造变形作用或隐伏斜向逆冲等可能的构造过程，有必要结合多方面的地质证据对其成因作出合理解释.

北京大学地球与空间科学学院黄宝春教授为本文提供了宝贵的意见和建议，中国地质科学院地质力学研究所施炜研究员与高亮博士在成文过程中给予了一定的指导和帮助，两位匿名审稿专家建设性的意见极大的提升了文章质量，在此一并表示感谢！