地球物理学报  2018, Vol. 61 Issue (5): 1715-1727   PDF    
龙门山断裂带大地震孕震环境的岩石磁学证据
张蕾1, 李海兵1, 孙知明2, 周祐民3, 曹勇2, 王焕1, 叶小舟2, 何祥丽1     
1. 自然资源部深地动力学重点实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
2. 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;
3. 南方科技大学海洋科学与工程系, 广东深圳 518055
摘要:地震断裂带的孕震环境对于研究地震的发生至关重要.本文以汶川地震断裂带科学钻探2号(WFSD-2)钻孔岩心中的假玄武玻璃、碎裂岩及其围岩为研究对象,通过岩石磁学测试,并结合显微结构观察探讨龙门山断裂带大地震的孕震环境.WFSD-2岩心碎裂岩中的假玄武玻璃是龙门山断裂带曾经发生过大地震活动的岩石学证据,假玄武玻璃具有高磁化率特征,而碎裂岩的磁化率值与围岩相似,假玄武玻璃中的新生磁铁矿是其高磁化率值异常的重要原因之一.假玄武玻璃中较少量的新生磁铁矿暗示了假玄武玻璃的生成环境为含氧量较低的高温还原环境.大地震断裂的摩擦热是改变龙门山断裂带中假玄武玻璃岩石磁学特征的主导因素,流体作用较弱.无高磁化率异常的碎裂岩经历的温度小于300℃,推测假玄武玻璃的生成深度较深.WFSD-2岩心中20余层假玄武玻璃脉体证明映秀—北川断裂带是一条长期活跃的断裂带,龙门山断裂带上曾经发生了多次大地震断裂活动,这些大地震可能发生在深度较大、流体作用较弱的还原性孕震环境中.
关键词: 假玄武玻璃      碎裂岩      岩石磁学      大地震活动      龙门山断裂带     
Rock magnetic evidence for the seismogenic setting of large earthquakes in the Longmen Shan fault zone
ZHANG Lei1, LI HaiBing1, SUN ZhiMing2, CHOU YuMin3, CAO Yong2, WANG Huan1, YE XiaoZhou2, HE XiangLi1     
1. Key Laboratory of Deep-Earth Dynamics of Ministry of Natural Resources, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
2. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction of Ministry of Natural Resources, Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China;
3. Department of Ocean Science and Engineering, South University of Science and Technology, Guangdong Shenzhen 518055, China
Abstract: The seismogenic setting of earthquake fault zones is important for seismological research. To investigate the seismogenic environment of earthquakes in the Longmen Shan fault zone, we carried out microstructural and rock-magnetic analyses of pseudotachylyte, cataclasite and its wall rocks within cores from the Wenchuan earthquake Fault Scientific Drilling borehole 2 (WFSD-2). Pseudotachylyte, observed in a cataclasite zone, attests to that large earthquakes have occurred in the Longmen Shan fault zone. It has higher magnetic susceptibility values than cataclasite, while cataclasite has similar values as its wall rocks. The newly-formed magnetite contributes to the higher values of magnetic susceptibility of pseudotachylyte. In addition, a little newly-formed magnetite in the pseudotachylyte indicates that pseudotachylyte was formed at high temperature and a reducing environment. Frictional heating is the main factor which changes the rock magnetic properties of pseudotachylytes in the Longmen Shan fault zone, while fluids play a minor role. The cataclasite has never been subjected to heating over 300 ℃ in nature, which implies that the pseudotachylye was formed at depth. More than 20 layers of pseudotachylytes demonstrate that the Yingxiu-Beichuan fault zone is a long-term active fault, and ancient powerful earthquakes have occurred repeatedly in the Longmen Shan fault zone. These earthquakes most likely occurred in deep seismogenic environment, with strong reducing and weak fluid activity.
Key words: Pseudotachylyte    Cataclasite    Rock magnetism    Large earthquakes    Longmen Shan thrust belt    
0 引言

近年来,大地震频繁发生,研究大地震机制已成为当今科学研究的重要课题.而孕震环境的确定对于理解大地震的发生过程至关重要.断层相关的假玄武玻璃形成于同震摩擦热温度1000 ℃之上,被称为大地震的“化石”(Sibson,1975Di Toro and Pennacchioni,2004Andersen and Austrheim, 2006).碎裂岩是形成于近震源深度的断裂岩(Sibson,1977),因此,碎裂岩中的假玄武玻璃可能形成于近震源深度位置.地震断裂带的摩擦热和剪切作用通常可以改变地震断裂带中断裂岩的磁性矿物类型、含量及颗粒大小(Nakamura et al., 2002Chou et al., 2012aFerré et al., 2012).假玄武玻璃具有高磁化率值异常,指示了地震过程中产生了新的磁性矿物(Ferré et al., 20052012Nakamura and Iyeda, 2005).岩石磁学是限定岩石温度的一种有效方法(Yang et al., 2016a),可用于确定形成于近震源深度的断裂岩的温度.因此,假玄武玻璃及其碎裂岩围岩的岩石磁学研究可以为大地震断裂的孕震环境提供重要的信息.

龙门山断裂带是我国最典型的逆冲推覆构造带之一,尤其是在2008年汶川地震之后,其已成为国际地学界研究的热点地区之一,然而,形成龙门山断裂带的动力学机制一直存在争议(Clark and Royden, 2000Burchfiel et al., 2008Hubbard and Shaw, 2009Fu et al., 2011).深部构造环境不明确制约着龙门山断裂带动力学机制的研究,而映秀—北川断裂带中假玄武玻璃的发现为地震断裂活动的研究提供了宝贵素材(Wang et al., 2015Zhang et al., 2017).龙门山断裂带地表出露的假玄武玻璃的锆石U-Pb和玻璃基质40Ar/39Ar定年结果证实了映秀—北川断裂带中-晚三叠世(229~216 Ma)曾发生过地震,表明龙门山断裂带的早期活动始于印支期(Zheng et al., 2016).Zhang等(2017)在汶川地震断裂带科学钻探2号钻孔(WFSD-2)约20 m碎裂岩中发现了20余层假玄武玻璃脉体,这些假玄武玻璃脉体指示龙门山断裂带内曾发生过多次大地震活动.然而,龙门山断裂带大地震的形成深度和孕震环境并不明确,制约着地震发生机制的研究.假玄武玻璃和碎裂岩的岩石磁学特征可以为龙门山断裂带大地震的孕震环境提供重要的磁学信息.

本研究以WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃、碎裂岩及其围岩为研究对象,通过岩石磁学研究,探讨假玄武玻璃脉体高磁化率异常机制,分析碎裂岩的温度特征,为认识龙门山断裂带深部大地震孕震环境提供重要的科学信息.

1 地质背景

龙门山断裂带位于青藏高原东缘(图 1a),是青藏高原和四川盆地的分界线,主要由三条NE—SW走向的断裂组成:汶川—茂县断裂带、映秀—北川断裂带和灌县—安县断裂带(图 1b)(Densmore et al., 2007李海兵等,2008张培震等,2008Fu et al., 2011). 2008年汶川地震沿着映秀—北川断裂带和灌县—安县断裂带形成了两条地表破裂带,长度分别是270 km和80 km(李海兵等,2008).WFSD-2钻孔位于四川省都江堰市虹口镇八角庙村,映秀—北川断裂带南段上盘和彭灌杂岩体内(图 1b).WFSD-2终孔深度为2283.56 m,岩心总长度为1641.26 m(500 m之上没有取心)(张伟等,2012Li et al., 2013).WFSD-2钻孔较完整的获得了龙门山中段的主要岩石单元,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)(张蕾等,2017).须家河组的岩性主要是砂岩、粉砂岩、泥岩、页岩、煤层(线)和砾岩等,彭灌杂岩的岩性主要为花岗岩、闪长岩和火山碎屑岩等(张伟等,2012).WFSD-2钻孔岩心中的断裂岩主要有假玄武玻璃、断层泥、碎裂岩、超碎裂岩和断层角砾岩(张蕾等,2017).

图 1 (a) 青藏高原及其邻区构造图;(b)龙门山断裂带地质简图及汶川地震和WFSD-2钻孔位置图(据Li et al., 2014修改) Fig. 1 (a) Tectonic map of the Tibetan Plateau and adjacent areas; (b) Geological map of the Longmen Shan fault zone and the location of the WFSD-2 borehole (modified from Li et al., 2014)

WFSD-2钻孔岩心中发现了一条碎裂岩带,深度范围是579.62~599.31 m,该碎裂岩带中识别出了20余层假玄武玻璃脉体.碎裂岩带的围岩是花岗闪长岩,断裂岩包括假玄武玻璃、碎裂岩和超碎裂岩(图 2a).花岗闪长岩的颜色为浅灰色,表面可见少量微裂隙(图 2b).碎裂岩呈浅灰色、灰白色,具有碎裂结构(图 2cf);碎屑磨圆度较好,呈次棱角状-次圆状,粒径从数毫米到数厘米变化;碎屑随机分布在基质中,体积约为50%~90%,主要成分是白云母、石英、长石和方解石等(Zhang et al., 2017).WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃呈脉体注入到碎裂岩中,假玄武玻璃脉体比较致密和坚硬,颜色为黑色、灰黑色、褐色和灰白色等(图 2ch).假玄武玻璃脉体与碎裂岩的边界比较明显,多数呈不规则形态;不同颜色的假玄武玻璃脉体呈条带状,边界不规则的黑色脉体注入到灰黑色脉体中(图 2dh).假玄武玻璃脉体可分为断层脉(图 2cdfh)和注入脉(图 2dgh).断层脉沿着断层面发育,厚度从数毫米到5 cm不等.注入脉又分为单体脉(图 2d)和网状脉(图 2d, g),网状脉具有不规则的形态特征.厚度较大的脉体中含有大量的次棱角状-次圆状的碎块,主要成分是石英和长石(图 2d, f, h).假玄武玻璃脉体中可识别出流动构造、微晶、圆状石英碎块、石英的港湾状边界、气孔构造、具有核心构造的圆状或椭圆状微球粒、具有气孔构造的圆状或椭圆状微球粒和熔融构造等显微结构特征(Zhang et al., 2017).WFSD-2钻孔岩心脉体的显微结构特征,及在脉体中发现的非晶质成分,表明脉体是熔融成因的假玄武玻璃脉体,其熔融温度高达1730 ℃(至少局部)(Zhang et al., 2017).

图 2 WFSD-2钻孔岩心中碎裂岩带及取样位置图 (a)深度565.50~599.31 m的岩心柱状图;(b)深度为565.53~566.13 m的岩心,可见一些微裂隙的花岗闪长岩;(c)深度为580.62~581.34 m的岩心,灰白色的假玄武玻璃断层脉中注入了少量黑色脉体;(d)深度为581.45~582.17 m的岩心,可见黑色的网状假玄武玻璃脉;(e)深度为584.70~584.90 m的岩心,黑色假玄武玻璃脉体注入到碎裂岩中;(f)深度为585.14~585.65 m的岩心,具有明显边界的不同颜色的假玄武玻璃脉体;(g)深度为585.93~586.73 m的岩心,具有相同延伸方向的不同颜色的假玄武玻璃脉体;(h)深度为597.30~597.54 m的岩心,厚度较大的假玄武玻璃注入脉和断层脉.ultra-C:超碎裂岩;DV:深色脉体;iv:注入脉;fv:断层脉. Fig. 2 The representative cores from the cataclasite zone and the wall rock within WFSD-2 cores and sampling locations (a) Lithology chart from 565.50 to 599.31 m depth; (b) 565.53~566.13 m-depth: granodiorite with thin fractures; (c) 580.62~581.34 m-depth: black veins injected into gray veins; (d) 581.45~582.17 m-depth: black network veins showing complex morphology; (e) 584.70~584.90 m-depth: dark vein injected into cataclasite; (f) 585.14~585.65 m-depth: different-colored vein lays with sharp contact; (g) 585.93~586.73 m-depth: black, dark-gray, and gray layers of veins, with the same orientation; (h) 597.30~597.54 m-depth: thick injection veins and fault veins. ultra-C: ultracataclasite; DV: dark vein; iv: injection vein; fv: fault vein.
2 取样和测试方法 2.1 取样

本文以WFSD-2钻孔中579.62~599.31 m深度的碎裂岩带为研究对象(图 2a).样品主要包括假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩三种岩石类型,采样位置如图 2表 1.其中S2、S3、S4、S5、S6、S7、S12、S13、S14、S15、S16、S18、S20、S21、S22和S25共16个样品是圆柱样品(高1 cm,直径1 cm).其余12个样品为粉末样品.通过无磁研钵制取花岗闪长岩(S1和S8)和碎裂岩(S9、S10、S17和S23)样品的粉末样品,利用放大镜和微型钻机获得假玄武玻璃的粉末样品(S11、S19、S24、S26、S27和S28).选择16个圆柱样品做三轴等温剩磁热退磁测试,8个粉末样品做磁滞回线测试,9个粉末样品做低温磁性特征测量,1个粉末样品做χ-T测试.

表 1 样品的岩性、取样位置和测试内容 Table 1 Lithology, location of sampling and measurements
2.2 测试方法

579.50~599.31 m岩心的磁化率值测试通过MSCL岩心测试系统扫描完成,测试工作在汶川地震断裂带科学钻探中心实验室完成.Bartington MS2E表面感应器放置在MSCL岩心测试系统中,实现对粗糙度小于1 mm平面的高分辨率磁化率测量,自动进行校准和归零.测试灵敏度为1×10-6SI,测试间隔为5 mm.磁滞回线测量在北京大学物理学院完成,仪器是Micromag 2900型变梯度磁力仪.最大磁场设置为1 T,在顺磁矫正之后获得剩磁强度(Ms)、饱和剩磁(Mr)和矫顽力(Hc).低温磁性特征测试在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成,仪器是MPMS XP-5型低温磁性测试系统(灵敏度为5.0×10-10Am2).FC和ZFC曲线分别在2.0 T磁场和零磁场中将样品从20 K升温到300 K的过程中获得,测试间隔是5 K.三轴等温剩磁热退磁测试和χ-T曲线在自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室完成.三轴等温剩磁热退磁测试仪器是2G-755R超导磁力仪和ASC-TD48大型热退磁炉.首先将样品沿相互垂直的三个方向轴(Z轴、Y轴和X轴)依次施加2.5 T、0.4 T和0.12 T磁场;然后将样品在退磁炉中分步加热,温度分别设置为室温、80 ℃、120 ℃、160 ℃、200 ℃、240 ℃、280 ℃、320 ℃、360 ℃、400 ℃、440 ℃、480 ℃、520 ℃、550 ℃、580 ℃、610 ℃、650 ℃和680 ℃,每一步加热后降温到室温,用超导磁力仪测量样品的三轴剩磁强度. χ-T曲线的测试仪器是KLY-4旋转卡帕桥及其CS-3温度控制系统,在空气环境中完成,升温速度是7 ℃·min-1.测试过程分四步:分别加热到200 ℃、300 ℃、400 ℃、500 ℃后降温到室温.

3 岩石磁学测试结果 3.1 磁化率

假玄武玻璃、碎裂岩及其围岩的磁化率值与深度的关系曲线见图 3.花岗闪长岩的磁化率值范围是1~11×10-6 SI,平均值为6×10-6 SI;碎裂岩的磁化率值范围是2~10×10-6 SI,平均值为7×10-6 SI;假玄武玻璃的磁化率值范围是12~57×10-6 SI,平均值为16×10-6 SI.与花岗闪长岩相比,碎裂岩的磁化率值并没有明显异常.然而,假玄武玻璃脉体的磁化率值有明显增高.碎裂岩带中高磁化率值异常点基本都对应着假玄武玻璃脉体,其中黑色脉体的磁化率值高于灰白色脉体,厚度较大脉体的磁化率值明显高于细脉.

图 3 WFSD-2钻孔中代表岩心的磁化率值测试结果 (a) 579.50~599.31 m岩心的磁化率值;(b) 581.45~582.17 m岩心的磁化率值;(c) 585.14~585.65 m岩心的磁化率值;(d) 585.93~586.73 m岩心的磁化率值;(e) 597.30~597.54 m岩心的磁化率值.假玄武玻璃脉体具有高磁化率值特征.pst:假玄武玻璃. Fig. 3 Magnetic Susceptibility (MS) values of representative cores from the WFSD-2 borehole (a) MS values of cores from 579.50 to 599.31 m-depth; (b) MS values of cores from 581.45 to 582.17 m-depth; (c) MS values of cores from 585.14 to 585.65 m-depth; (d) MS values of cores from 585.93 to 586.73 m-depth; (e) MS values of cores from 597.30 to 597.54 m-depth. The peaks in MS values are often well correlated with the veins. pst: pseudotachylyte.
3.2 磁滞回线

图 4是假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的磁滞回线.所有样品的磁滞回线在顺磁矫正之前呈一条直线的形态(图 4a, c, e),表明假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩样品的载磁矿物主要以顺磁性矿物为主.值得注意的是,三种岩性的样品在-0.1~0.1 T处依然可以识别出比较细的眼球状形态的磁滞回线(图 4b, d, f);顺磁矫正之后,所有样品的磁滞回线在0.3 T之前趋于饱和(图 4).代表样品的剩磁强度(Ms)、饱和剩磁(Mr)和矫顽力(Hc)见表 2.

图 4 假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的磁滞回线 黑色曲线是顺磁矫正之前的磁滞回线;灰白色曲线是顺磁矫正后的磁滞回线. Fig. 4 Magnetic hysteresis loops for representative samples of pseudotachylyte, cataclasite and granodiorite The black andgrey curves are before and after para-diamagnetic correction, respectively.
表 2 代表样品的岩石磁学参数 Table 2 Magnetic parameters of representative samples
3.3 低温磁曲线

一些磁性矿物在低温下具有其他的转换点,例如磁铁矿的Verwey转变(120 K),赤铁矿的Morin转变(273 K)和磁黄铁矿的34 K转变等(Verwey et al., 1947; Özdemir and Dunlop, 2010).图 5是假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的低温磁曲线.S1和S17的FC曲线和ZFC曲线(图 5ab)在120K附近都有明显的温度转换特征,而在34 K和273 K附近并无明显的转换特征,表明碎裂岩和花岗闪长岩样品中的铁磁性矿物主要是磁铁矿.相似的,在假玄武玻璃样品的FC和ZFC曲线中也发现了磁铁矿的低温转换点,然而,样品S24的曲线在120 K附近的转换特征与其他样品相比并不显著,并且该样品的磁化强度在50 K之前显著减小.假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品在20 K的饱和磁化强度详见表 2.假玄武玻璃的饱和磁化强度明显高于碎裂岩和花岗闪长岩.

图 5 假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的低温磁曲线 黑色曲线是FC曲线,灰黑色曲线是ZFC曲线.四组样品的FC曲线和ZFC曲线在120 K附近有明显的温度转换特征. Fig. 5 Results of low-temperature magnetic measurements for representative samples of pseudotachylyte, cataclasite and granodiorite The gray and black lines are the curves for ZFC and FC, respectively. All curves for ZFC and FC from representative samples exhibit an obvious transition around 120 K, indicating the presence of magnetite.
3.4 三轴等温剩磁热退磁结果

三轴等温剩磁热退磁结果通常被用来确定磁性矿物类型(Lowrie, 1990).图 6是假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的三轴等温剩磁热退磁结果.9组样品的中间磁成分的剩磁强度在580 ℃附近降低为零(图 6),指示了磁铁矿的存在.假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩样品的三轴等温剩磁热退磁结果中并未发现针铁矿(120~180 ℃)和赤铁矿(680 ℃)存在的明显证据.此外,样品S4和S13的软磁成分和硬磁成分的剩磁强度在300~400 ℃有明显的降低.

图 6 假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品的三轴等温剩磁热退磁结果 样品的三组磁成分的剩磁强度在580 ℃附近基本降低为零;(a)和(d)图中的软磁成分和硬磁成分的剩磁强度在300~400 ℃之间有减小现象. Fig. 6 Results of three-axis thermal demagnetization of IRMs for representative samples of pseudotachylyte, cataclasite and granodiorite The unblocking temperatures around 580 ℃ are observed in all samples. Decrease of the soft and hard magnetic components at about 300~400 ℃ is observed in (a) and (d).
3.5 χ-T曲线

图 7是碎裂岩样品S10的分步加热获得的χ-T曲线.图 7a是显示碎裂岩样品S10从室温加热到200 ℃,再由200 ℃降温到室温过程中测量的χ-T曲线,降温曲线(红色)与加热曲线(蓝色)基本可逆.碎裂岩样品S10在加热到300 ℃过程中降温曲线(红色)在温度接近室温时高于升温曲线(蓝色)(图 7b).在进一步的加热实验中,碎裂岩样品在400 ℃的降温曲线明显高于升温曲线(图 7c),500 ℃时,碎裂岩样品S10降温过程中的磁化率值约大于升温过程的磁化率值的40%(图 7d).

图 7 碎裂岩代表样品S10的分步加热χ-T曲线 (a) 200 ℃降温曲线与升温曲线基本可逆;(b) 300 ℃降温曲线在温度接近室温时高于升温曲线;(c) 400 ℃降温曲线明显高于升温曲线;(d) 500 ℃降温过程中的磁化率值高于升温过程的磁化率值的40%.红色曲线是升温曲线,蓝色曲线是降温曲线. χo-碎裂岩在室温时的磁化率值,6.6×10-6SI;T-温度. Fig. 7 χ-T curves of representative cataclasite sample S10 upon stepwise heating/cooling cycles in air to increasingly elevated temperature. The heating/cooling curves are normalized by the initial magnetic susceptibility (χ0) before the thermal experiments (a) The heating and cooling curves for each step are virtually identical during cycles up to 200℃; (b) Minor changes in curves are observed until heating up to 300 ℃; (c) After heating to 400 ℃, a significant increase in χ is observed on the cooling branch close to room temperature; (d) About 40 percent change in curves when heated to 500 ℃. χ0: initial magnetic susceptibility before the thermal experiments, 6.6×10-6SI. T: Temperature.
4 讨论 4.1 龙门山断裂带假玄武玻璃的高磁化率异常成因分析

大量研究表明假玄武玻璃和断层泥通常具有高磁化率值异常.对自然界和实验产生的假玄武玻璃和断层泥的岩石磁学研究发现,在摩擦热作用下顺磁性矿物热解生成铁磁性矿物或原有铁磁性矿物在剪切研磨作用下颗粒减小是其高磁化率值异常产生的重要原因(Fukuchi,2003Ferré et al., 20052012Hirono et al., 2006Mishima et al., 2006).因此断裂岩的高磁化率值异常通常被认为是大地震活动的证据之一.在对WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃及其围岩的磁化率值测试中发现假玄武玻璃脉体的磁化率值是围岩的2~10倍,假玄武玻璃脉体具有高磁化率值异常特征(图 3).

前人研究表明磁铁矿、磁赤铁矿的矫顽力较低(300 mT),磁黄铁矿较高(500~1000 mT),而针铁矿、赤铁矿等矿物最高(>1500 mT)(Roberts et al., 1995Tauxe et al., 1996Humbert et al., 2012).在WFSD-2钻孔岩心中,假玄武玻璃样品的磁滞回线表明样品中含有大量的顺磁性矿物和少量铁磁性矿物,并且不含有高矫顽力的磁性矿物(例如针铁矿、赤铁矿等)(图 4ef).进一步的磁学测试,假玄武玻璃的FC曲线、ZFC曲线(图 5cd)和三轴等温剩磁热退磁结果(图 6d, f, i)均揭示了磁铁矿的存在.此外,在样品S13的三轴等温剩磁热退磁结果中发现软磁成分和硬磁成分在300~400℃之间出现了明显的减小现象(图 6d).磁黄铁矿或者细粒的磁铁矿都可能会导致磁成分在300~400 ℃之间减小(Lowrie,1990Dunlop and Özdemir,2000),因此假玄武玻璃样品中可能含有磁黄铁矿.然而,样品的磁滞回线证明样品中不含磁黄铁矿,低温磁曲线在34 K附近并没有明显的温度转换特征(图 6cd)也表明样品中不含磁黄铁矿.值得注意的是,假玄武玻璃低温磁曲线的剩磁强度在50 K之前有明显的降低现象(图 5cd),指示了细粒磁性矿物.因此,样品S13的软磁成分和硬磁成分在300~400 ℃之间明显减小的原因是存在细粒的磁铁矿.可见,假玄武玻璃样品中含有大量的顺磁性矿物和少量的磁铁矿,同理可得花岗闪长岩和碎裂岩样品同样含有大量的顺磁性矿物和少量的磁铁矿.

前人研究表明铁磁性矿物颗粒在剪切作用下细化为超顺磁状态可以引起磁化率值增加(Hirono et al., 2006).显微结构特征表明假玄武玻璃脉体具有强烈剪切特征(Zhang et al., 2017),说明磁性矿物颗粒细化可能是高磁化率值异常的原因.在本次研究中,低温磁曲线结果表明假玄武玻璃脉体中含有细粒磁铁矿颗粒(图 5d).然而,假玄武玻璃样品的Mr/Ms值较大(表 2),根据前人研究成果(Dunlop,2002Mishima et al., 2009),推测磁铁矿颗粒可能主要分布在MD或者PMD区域.磁性矿物粒度在减小到超顺磁(SP)状态时可引起磁化率值显著增加(Dearing, 1999),因此,假玄武玻璃样品中的磁铁矿颗粒大小和变化并不足以引起如此显著的高磁化率值异常.

在低温磁特征测量中,假玄武玻璃样品在20 K时的饱和磁化强度大于碎裂岩和花岗闪长岩(表 2),说明假玄武玻璃样品的磁铁矿总量高于碎裂岩和花岗闪长岩.这一结果表明在假玄武玻璃脉体中有新生的磁铁矿.在台湾Chelungpu断裂带中,菱铁矿和绿泥石在摩擦热作用下生成了磁铁矿(Tanikawa et al., 2008).实验模拟研究中发现假玄武玻璃的生成过程中,顺磁性矿物热解生成了SD到PSD的磁铁矿(Nakamura et al., 2002).在龙门山断裂带的断裂岩的岩石磁学研究中也发现顺磁性矿物(如菱铁矿、纤铁矿、绿泥石等)和黄铁矿在摩擦热作用下转化为磁铁矿和磁黄铁矿(Yang et al., 2012a, b2013Pei et al., 2014a, bLiu et al., 2016).在WFSD-2钻孔岩心中,碎裂岩和花岗闪长岩中含有大量的顺磁性矿物和少量磁铁矿,假玄武玻璃具有高磁化率值异常并且有磁铁矿新生,因此,新生的磁铁矿是假玄武玻璃脉体高磁化率值异常的重要原因.前人研究认为摩擦热和流体作用影响了磁性矿物之间的转换,对认识断裂岩的物理性质和化学性质及高磁化率异常机制均具有重要作用(Chen et al., 2007Chou et al., 2012bYang et al., 2016b).WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃脉体缺乏典型的较大气孔构造(Zhang et al., 2017),表明流体作用较弱.假玄武玻璃渗透性低,流体作用弱,经历了高温摩擦热作用,具有高磁化率异常.因此,同震断裂摩擦热是WFSD-2岩心中假玄武玻璃高磁化率异常的主导因素.

4.2 龙门山断裂带大地震活动的孕震环境分析

龙门山映秀—北川断裂带地表露头及WFSD-2钻孔岩心中出露的假玄武玻璃是龙门山断裂带发生多次大地震活动的直接证据(Wang et al., 2015Zhang et al., 2017).WFSD-2钻孔岩心碎裂岩带中可以识别出20余层假玄武玻璃脉体,脉体厚度从数毫米到数厘米不等.图 2c中可见灰白色假玄武玻璃脉体注入脉呈火焰状注入到碎裂岩中;在早期灰白色脉体中可见晚期黑色脉体,还有一些晚期脉体切割了早期脉体中的碎块(Zhang et al., 2017).这些现象表明WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃脉体是多期次地震断裂活动的产物,指示了龙门山断裂带曾经发生了多次大地震断裂活动.此外,WFSD-1和WFSD-3钻孔岩心中识别出了十数条液化角砾岩带,其粗略的指示了约2~20万年的地震活动长周期,以及约4至70万年的间震期,也反映了龙门山断裂带在晚三叠世经历了多期次的正断-逆冲活动的造山作用(王焕等,2017).

龙门山映秀—北川断裂带地表露头和WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃的显微结构特征中均发现了石英部分熔融,表明其经历的最高温度高达1730 ℃(Wang et al., 2015Zhang et al., 2017).WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃发现了新生磁铁矿,其是顺磁性矿物在摩擦热的作用下发生热解的产物.然而,在假玄武玻璃形成过程中只有少量的新生磁铁矿.Ferré等(2017)认为假玄武玻璃中新生磁铁矿的含量和颗粒大小与环境中的氧气含量有关,少量的磁铁矿指示了含氧量较低的还原环境.Zhang等(2018)通过热模拟实验发现大量含铁矿物在高温还原环境中可逐步被还原成单质铁.因此,推测WFSD-2的假玄武玻璃的形成环境是含氧量较低的还原环境.岩石圈中的氧气含量与深度有关,深度越大含氧量越低(Ferré et al., 2017).综上,WFSD-2的假玄武玻璃的显微结构和岩石磁学特征指示了假玄武玻璃形成在深度较大、流体作用较弱的高温还原环境中.

假玄武玻璃围岩的岩石学和显微结构特征可用于指示其形成深度,有些学者认为地震断裂作用形成的假玄武玻璃的形成深度<10~15 km(Sibson, 1975, 1986Toyoshima, 1990).龙门山断裂带假玄武玻璃的形成深度并不明确,目前可根据岩石学和显微结构特征推测其深度.例如,Zheng等(2016)根据脆-韧性转换带温度(300~400 ℃)和碎裂岩中出现的石英碎斑动态重结晶温度(250~300 ℃)推测映秀—北川断裂带地表露头的假玄武玻璃的形成深度为11~14 km.然而,这一方法依赖于特定的岩石矿物学和显微结构特征,具有一定的局限性.

岩石磁学方法可以广泛用于从火成岩到弱变质的沉积岩,可以作为“温度计”来估算岩石经历的温度,目前适用的范围是300~700 ℃(Yang et al., 2016a).本文通过对WFSD-2钻孔的碎裂岩样品进行逐步加热和降温获得χ-T曲线“磁学温度计”来估算碎裂岩经历的最高温度.实验结果表明碎裂岩样品S10的磁性特征在加热到300 ℃后发生变化(图 7b). χ-T曲线“磁学温度计”使用的假设条件是当样品加热未超过其在自然界中经历的最高温度时,其物理化学特征并不发生变化(Yang et al., 2016a).以上分析表明龙门山断裂带假玄武玻璃的围岩-碎裂岩在自然界中经历的最高温度<300 ℃.根据龙门山断裂带的地温梯度(约20 ℃/km),推测碎裂岩的形成深度约为<15 km.因此,WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃形成深度约<15 km,指示了还原性和弱流体作用的孕震环境.WFSD-2钻孔岩心中假玄武玻璃的形成深度与映秀—北川断裂带地表露头的假玄武玻璃的形成深度(Zheng et al., 2016)、2008年汶川地震及其余震的震源深度(Zhang et al., 2010)相一致.由此推测2008年汶川大地震的孕震环境可能同样是流体作用较弱的还原环境.龙门山断裂带在演化过程中伴随有长期的大地震断裂活动,这些大地震断裂活动可能主要发生在流体作用较弱的还原环境中.

5 结论

位于WFSD-2钻孔579.62~599.31 m深度的碎裂岩带中出露的黑色、黑灰色和灰白色脉体是熔融成因的假玄武玻璃,是龙门山断裂带曾经发生了多次大地震断裂活动的岩石学证据.本文通过对假玄武玻璃、碎裂岩和花岗闪长岩代表样品进行岩石磁学测试,结合显微结构特征分析,得出如下结论:

(1) 假玄武玻璃脉体具有高磁化率值特征,在同震断裂摩擦热作用下由顺磁性矿物热解生成的磁铁矿是假玄武玻璃高磁化率值异常的重要原因.

(2) χ-T曲线“磁学温度计”证明碎裂岩经历的温度<300 ℃,结合地温梯度,指示了假玄武玻璃和碎裂岩形成深度约为<15 km.假玄武玻璃形成在深度较大、流体作用较弱的高温还原环境.

(3) 龙门山断裂带曾经发生过多次大地震活动,这些大地震活动的孕震环境可能为流体作用较弱的还原环境.

致谢

感谢台湾大学的宋圣荣教授对文章提出的建设性意见,感谢中国地质科学院的郑勇、韩帅、李成龙、白明坤、葛成隆、赵越在样品制备中给予的帮助,感谢中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室和北京大学物理学院在岩石磁学测试给予的帮助,感谢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的帮助,感谢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给予的支持,感谢评阅人北京大学黄宝春教授、中国地质科学院地质研究所刘栋梁研究员和编辑对本文提出的建设性修改意见,感谢中国地质科学院地质研究所的Marie-Luce Chevalier研究员帮助修改英文摘要!

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