断层岩，即断层相关的岩石，通常指断层带内由于剪切变形而形成的构造岩，包括脆性和/或晶体塑性变形机制下形成的各类变形岩石(Sibson，1977；林爱明，2008). Sibson(1977)基于断层岩的结构和构造特征将断层岩分为断层泥、断层角砾岩及断层碎裂岩及糜棱岩等.这些断层岩是断裂活动的产物，也是断裂活动的重要信息载体，记录了断裂活动的各种信息.其中断层泥是目前研究较广泛的一类断层岩.断层泥是断层剪切滑动、碎裂、碾磨和黏土矿化作用的产物(Sibson, 1977, 1986)，一般呈非固结泥土或黏土状外观特征，形成深度小于10~15 km (林爱明，2008).断层泥记录了断层活动的信息，是研究断层活动性的重要材料，前人研究发现断层泥的硬度、结构以及矿物组成与断层的蠕滑变形有紧密相关性(如French et al., 2015).

近年来，随着磁学测量方法的兴起，许多研究者将磁学方法应用于断层岩的研究中.研究发现断层泥相较于围岩和碎裂岩具有明显的磁性异常，摩擦实验结合岩石磁学测试揭示断层泥的磁性异常与断裂活动的摩擦作用、应力应变特征、流体作用等有关(如Hirono et al., 2006a, b; Mishima et al., 2006; Han et al., 2007; Chou et al., 2012a, b; Yang et al., 2012a, b, 2013, 2016a, b; 刘栋梁等, 2015; 裴军令等, 2016; 何祥丽等，2018；张蕾等, 2018).其中，断层泥的高磁异常比较普遍，例如：台湾车笼埔断层带内的断层泥具有高磁化率特征(Hirono et al., 2006a, b; Ikehara et al., 2007; Tanikawa et al., 2007; Mishima et al., 2009; Chou et al., 2012b)，同样研究人员发现在汶川断裂带WFSD-1和WFSD-3号钻孔的主滑移带断层泥与汶川地震断裂带地表最大垂直位移处的灰蓝色断层泥均显示了高磁化率值特征(Li et al., 2013, 2016；Pei et al., 2014; 罗明中等，2016；裴军令等, 2016；Zhang et al., 2017).岩石磁学结合摩擦实验分析发现断层泥的高磁异常往往是原岩中的顺磁性含铁矿物经历断层剪切摩擦生热后发生热分解或化学变化形成强磁性矿物所导致的(Nakamura et al., 2002; Hirono et al., 2006a; Mishima et al., 2006; Tanikawa et al., 2007; Chou et al., 2012b; Liu et al., 2015, 2016).但是也有研究发现断层泥磁化率较围岩降低，例如：在北川—映秀断裂带八角庙、大沟、赵家沟露头的断层泥以及安县—灌县断裂带地表露头及钻孔岩心内的灰黑色断层泥磁化率明显低于围岩(Yang et al., 2012a, b, 2013；Liu et al., 2014; 刘栋梁等, 2015; 何祥丽等，2018).关于低磁化率异常的解释主要归于地表浅层摩擦生热的温度不够高不足以发生矿物转变，或是近地表流体的作用导致强磁性矿物的溶解(Liu et al., 2014; Yang et al., 2012a, 2016b).但是，我们注意到映秀—北川断裂带上的WFSD-1深钻钻孔资料表明断层主滑移带内的断层泥虽然以高磁异常为主，但还是有个别断层泥带未显示高磁异常(Pei et al., 2014)；安县—灌县断裂带上的WFSD-3P钻孔内的断层泥主要表现为低磁异常，但还是有部分断层泥带呈现高磁异常(何祥丽等，2018).以上的机制很难解释这种同时出现在断层主滑移带内的高-低磁异常.

为了进一步探索上述科学问题，本研究拟选取海原断裂带老虎山段断层泥地表露头作为研究对象.海原断裂是青藏高原东北缘一条主要的活动断裂(图 1a).前人研究表明海原—祁连山断裂约于8~17 Ma开始活动(Gaudemer et al., 1995；Yuan et al., 2013).该断裂向西可延伸至哈拉湖以西，向东经海原转向南东，全长约850 km (邓起东等, 2002, 2007；袁道阳等，2004)，仅1920年海原地震地表破裂长度就可达230 km (国家地震局地质研究所和宁夏回族自治区宁夏地震局，1990).如此长的活动历史及巨大的地震能量造就了数十米甚至上百米宽的断层岩，这些断层岩主要由断层泥、断层角砾岩和碎裂岩组成.经过前期大量的野外考察发现景泰附近的断裂带断层岩的野外露头较多，出露较好.且该地区的断层岩具有非常鲜明的特征，即靠近断层面处的断层岩具有鲜艳的颜色，包括黑、桔黄、紫红、灰绿、白色、杂色等(图 2a).不同色系岩层厚度不等，黑色系岩层厚度较大(图 2b)，通常几厘米至几米，紫红系和灰绿系通常几厘米至2 m.这些颜色鲜艳的断层岩基质以泥质为主(图 2c)，内部通常含有少量角砾，局部角砾含量较大(图 2d)，是断层泥和角砾岩的混合体.该断裂带局部断层泥往往由多种颜色岩层组合而成，其形态由中心向两侧有水平分带现象，并具有枝脉、叶理和磨砾等特征，个别断层泥内部还发育有小型断裂(徐叶邦，1986).该地区如此丰富的断层泥野外露头及鲜艳的颜色组合，实属罕见，是研究断层泥，尤其是不同色系断层泥成因的理想材料.

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 青藏高原构造图(修改自Tapponnier et al., 2001)；(b)海原断裂带区域构造图(据邓起东等, 2002, 2007)；(c)老虎山北麓断裂东段地质构造图(修改自永登幅和景泰幅1:20万地质图) Fig. 1 (a) Regional map of the Tibetan Plateau (revised from Tapponnier et al., 2001); (b) Regional map of the Haiyuan fault zone (from Deng et al., 2002, 2007); (c) Geological map of eastern Laohushan Fault (revised from Geological maps of Yongdeng and Jingtai with scale of 1:200000)

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 海原断裂景泰县段多色系断层岩野外露头，图中绿色箭头指示断层泥位置，红色箭头指示断层运动方向，黑色实线为推断断层面位置；(b)景泰县黑色断层岩野外露头及断层带内断层泥微细结构(c，d)和其内部所含石膏晶体(e)；(f)景泰县石炭系煤层野外露头 Fig. 2 (a) Field outcrop of multicolored fault gouge from Jingtai segment of the Haiyuan fault. Green arrows indicate the location of the gouge. Red arrows indicate the direction of fault movement. Black line indicates the fault surface; (b) Field outcrop of black fault gouge, its microstructure (c, d) and gypsum crystal in fault gouge (e); (f) Field outcrop of carboniferous coal in the Jingtai County

本文计划对海原断裂带景泰段断层岩地表露头开展研究，拟通过详细的岩石磁学和矿物磁学研究，并结合粒度分析、X射线衍射全岩矿物种类分析、碳含量分析等方法研究该地区断层泥的磁学特征，结合前人的研究进一步探讨断层泥磁性异常的形成机制，进而推断断层泥形成时的物理化学条件，探讨断层泥的形成机制.

海原断裂带位于青藏高原东北缘，是中国大陆内部一条重要的活动断裂带(图 1b)，狭义的海原断裂西起天祝以西，向东经海原转向南东，一直延伸到宝鸡，绵延500多公里(徐叶邦，1986).其由一系列不连续的次级断裂组成，包括南、西华山北麓断层、黄家洼山南麓断层、哈思山南麓断层、马厂山北麓断层等(Deng et al., 1986; 国家地震局地质研究所和宁夏回族自治区地震局，1990；张培震等, 2003).本研究所选取的断层岩剖面位于景泰县老虎山北麓断裂带，属于海原断裂带西端，是一条以左旋走滑为主，兼具逆冲性质的全新世活动断裂，走滑速率约4.3 mm·a^-1(刘金瑞等，2018).老虎山北麓断裂走向北西西—南东东，约290°方向，主断层面倾向为191°~221°，倾角为34°~73°.

老虎山北麓断裂主要表现为奥陶系地层逆冲于第四系下更新统及上新统临夏组之上(图 1c).奥陶系地层主要为灰绿色安山凝灰岩、英安凝灰岩、安山玢岩、硅质岩、板岩、灰岩及细砂岩、千枚岩；第四系下更新统主要为灰色块状砾岩夹透镜体砂岩；临夏组地层主要为橘红色砂质泥岩、中细粒砂岩夹含砾砂岩.野外调查发现，该断层破裂带宽度数十米至上百米，其内部由杂色断层泥、挤压透镜体和碎裂岩等组成(图 3a)(刘百篪等，1992；徐叶邦，1986).

图 3

Fig. 3

图 3 崖石头村断层岩采样剖面磁性变化曲线 (a)野外露头; (b)地质纵剖面图; (c)质量磁化率; (c′)质量磁化率(去除1.9 m和65 m处两个极值后的磁化率曲线); (d)频率磁化率; (e)非磁滞剩磁磁化率; (f)饱和等温剩磁. Fig. 3 Lithostratigraphy and mineral magnetic properties of Yashitou fault zone section (a) Field outcrop; (b) Geologic cross-section; (c) Mass susceptibility; (c′) Mass susceptibility variation curve (which exclude the abnormal values of 1.9 m and 65 m); (d) Frequency susceptibility; (e) ARM susceptibility; (f) Saturation isothermal remanent magnetization.

本次研究的断层岩剖面位于老虎山北麓断裂东端崖石头村(如图 1c所示)附近(37°3′59.7″N, 103°54′00.9″E)，定名为崖石头剖面.剖面垂直断层面分布，由北至南依次为断层下盘第四系砾岩、杂色断层泥-角砾岩、白色粗砂破碎带、红色粗砂破碎带、黑色断层泥-角砾岩、断层破碎带、黑色断层泥-角砾岩(图 3b).剖面结束处为河流冲断面.剖面内出露断层泥颜色呈黑色、红色、灰绿、杂色等，至少有三组泥层夹于断层破碎带之间，深色泥层内部往往含有较大角砾，类似于断层角砾岩，但由于局部以泥质为主(图 2c，d)，因此，本文将该套岩层划分为断层泥-角砾岩.此外，断层泥内发育有石膏晶体(图 2e).

采样沿老虎山北麓断裂崖石头剖面展开，采样剖面厚约75 m，共采集散样207袋.靠近断层面0~25 m的范围内采样较为密集，采样间距为10 cm，25~75 m段内采样较为松散，采样间距约为1~3 m，样品的编号为样品距断层面的距离(以dm为单位).此外，还采取了断层带两侧上下盘的围岩样品作对比研究.野外观察及室内资料分析我们发现断层带内断层泥-角砾岩带和该地区出露的石炭系C₃地层类似(图 2f)，因此本研究还采取了12个石炭系地层的样品作为对比研究，推断断层带的物质来源.石炭系上统太原组主要为灰色砂岩、页岩夹灰岩及粉砂岩、含薄煤层.

碎屑散样装入2 cm×2 cm×2 cm的无磁塑料方盒中进行磁学测量，包括磁化率、频率磁化率、非磁滞剩磁、饱和等温剩磁等参数，并从不同岩性层中选取19块典型样品进行热磁分析(χ-T曲线)及磁滞回线等测试，所有磁学实验均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成.

其中低场磁化率(χ)、频率磁化率(χ_fd)及磁化率随温度变化曲线(χ-T曲线)使用捷克Agico公司生产的MFK1多频率磁化率仪及其附带的CS-3高温炉测量.磁化率分别在高频(15616 Hz)和低频(976 Hz)两个频率下测量，外加场强度为200 A·m^-1.本文中χ是指质量归一化后的低频低场磁化率，χ_fd是低频磁化率与高频磁化率的差值进行质量归一化.磁化率随温度变化曲线的整个测量过程都是在氩气环境中进行(为了防止样品在加热过程中氧化)，测量循环从室温到700 ℃，然后冷却至室温，加热与冷却速率约为每分钟14.3 ℃，通过校正可以去除样品管和热敏探头的影响.

非磁滞剩磁(ARM)、饱和等温剩磁(SIRM)以及等温剩磁(IRM)的测试是在2G公司生产的Model 760U-Channel超导磁力仪上进行.ARM的测量采用的最大交变场(AF)和直流场分别为100 mT和0.05 mT.χ_ARM为质量归一化后的ARM与DC场强度的比值.SIRM是样品在1 T的磁场下获得的饱和等温剩磁.

磁滞回线、IRM获得曲线和SIRM退磁曲线是在美国普林斯顿仪器公司(The Princeton Measurements Corp.，简称PMC)生产的MicroMag 3900振动样品磁力仪(Vibrating Sample Magnetometer, 简称VSM)上测量.测试时先将样品在500 mT交变场下退磁，再在0~2 T的磁场下获得IRM.然后，将2 T时获得的IRM(即SIRM)在反向磁场中逐步退磁.磁滞回线的外加磁场范围为±1.5 T，通常会对原始曲线进行顺磁性校正放大磁性矿物的信号.IRM获得曲线的形貌以及磁滞回线可以用来指示样品中不同矫顽力磁性矿物组分的含量.

X射线衍射(XRD)分析通过荷兰PANalytical公司制造的X′Pert PRO型X射线衍射仪，采用Cu靶粉末压片法测量.X衍射光谱主要用于分析全岩的主要物像，判别样品中磁性矿物及黏土矿物等矿物的种类及半定量.该测试在中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境重点实验室的土壤结构及矿物实验室完成.

粒度分析实验使用的是英国生产的马尔文3000激光粒度仪.该部分测试在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室新构造与年代学实验室完成.样品经过加双氧水去除有机质及加盐酸去除碳酸盐的前处理，然后加入10%六偏磷酸钠并经历5~6 min超声波震荡分散颗粒.

碳含量测试使用的是德国生产的rapid CS cube型快速碳硫分析仪.该测试也是在中国地震局地质研究所年代学实验室完成.取一份平行样品直接烘干、研磨至250目以下后测试获取总碳含量(TC).取另一份平行样品，将样品研磨至250目以下，然后加入盐酸溶解掉样品中的碳酸盐，最后烘干后上机测试获取总有机碳含量(TOC).

磁化率是物质磁化性能的量度，可以用来鉴别样品中矿物类型，估算磁性矿物的含量，区分不同类型的物质以及追索矿物的形成或搬运过程(Dearing, 1994).海原断裂老虎山段断层带纵剖面的磁化率除了1.9 m和61~68 m处的两个异常高值外均较低(如图 3c和c′).1.9 m处对应的样品为原岩角砾，其强磁性主要是继承了母岩的磁性.61~68 m处个别样品的磁化率高达836×10^-8m³·kg^-1，可能含有较多的强磁性矿物，如磁铁矿等.尽管该部分破碎带岩石是母岩经历强烈剪切摩擦后的产物，但仍能够看到原岩的特征，因此也很可能是继承了母岩的强磁性.但由于该处位于断层泥与破裂带的交界处，也很可能是后期淋滤作用导致强磁性矿物在该边界层的富集.除了以上两个磁性异常点外，断层带剖面的其他部分磁性均偏弱，绝大多数样品磁化率低于20×10^-8m³·kg^-1，远远低于下盘围岩中更新统砾岩沉积，也低于上盘围岩磁化率(30.4×10^-8m³·kg^-1)，其中断层泥尤其是黑色断层泥的磁化率非常低，平均值为5×10^-8m³·kg^-1.

频率磁化率χ_fd用来估算超顺磁性的亚铁磁性矿物颗粒的含量(Evans and Heller, 2003)，计算方法：χ_fd=(χ_lf-χ_hf)/m, 其中χ_lf、χ_hf分别为低频和高频下测得的体磁化率值，m为样品质量).与低频磁化率的变化特征类似，除了三个极值点(1.9 m、11.8 m以及61~68 m)外整个剖面的频率磁化率值均很低(图 3d)，表明这些断层岩中几乎不含超顺磁性颗粒，但也不排除磁化率太低而导致频率磁化率接近于误差值，因此这里χ_fd可能不具有实际意义.非磁滞剩磁磁化率χ_ARM主要反映稳定单畴和假单畴亚铁磁性矿物颗粒的含量.图 3e显示杂色断层泥-角砾岩的χ_ARM略高于黑色断层泥-角砾岩，表明杂色断层泥中单畴、假单畴的亚铁磁性矿物含量稍高于黑色断层泥.SIRM，通常用来表征可携带剩磁的磁性矿物的含量，从图 3f中可以看出绝大多数黑色断层泥-角砾岩样品以及除61~68 m以外的破裂带样品的SIRM值几乎为零，但个别黑色断层泥样品以及杂色断层泥样品SIRM值稍高，指示这些样品中含有可以携带剩磁的磁性矿物.而红色及白色砂岩破裂带SIRM值也较高，指示含有一定量的亚铁磁性矿物或反铁磁性矿物.

磁滞回线主要用来观测样品的矫顽力谱(Dunlop and Özdemir, 1997).如图 4所示, 所有样品在斜率校正前都主要呈现了顺磁性特征，尤其是黑色断层泥E-189、断层破碎带的样品E-485和石炭系煤层C₃-1及其风化壳C₃-2.从E-1和E-50样品的磁滞回线特征我们推断断层围岩和白色砂岩破碎带主要以低矫顽力矿物为主.红色断层泥E-4、黑色断层泥E-5以及断层角砾岩E-9的磁滞回线都表现出了蜂腰型的特征，说明这些样品中共存了两种矫顽力相差较大的磁性矿物(Roberts et al., 1995).比较常见的是，亚铁磁性矿物(如磁铁矿与磁赤铁矿)与反铁磁性矿物(如赤铁矿与针铁矿)的混合.对于黑色断层泥E-5来说，高的有机质含量不利于赤铁矿等高矫顽力矿物的生成，这里赤铁矿的来源很可能是红色泥质角砾或者其他角砾携带的.黑色断层泥中通常含有极细微角砾(图 2c)，在处理样品时无可避免会导致不同程度的混入.当然磁滞回线的蜂腰特征也不能排除不同粒径亚铁磁性矿物的混合所致.由于以顺磁性矿物为主，校正后的E-485的磁滞回线可能完全受仪器噪声的影响，无法判断其矫顽力特征.样品E-189、C₃-1、C₃-2的磁滞回线很粗糙，这主要由于这些样品的磁性较弱，几乎接近了仪器的噪声值，但我们依然能从曲线趋势来推断样品的矫顽力分布.黑色断层泥E-189经顺磁性校正后显示了亚铁磁性特征.C₃-1的磁滞回线经校正后主要以抗磁性为主，这可能是由于煤层中含有大量的有机碳，而有机质通常为抗磁性(Dearing，1994).石炭系煤层风化壳C₃-2顺磁性校正后仍显示了强烈的顺磁性，但包含微弱的亚铁磁性.可能是风化过程中形成大量顺磁性黏土矿物掩盖了煤的抗磁性.

图 4

Fig. 4

图 4 典型样品的磁滞回线，黑色为顺磁性校正前磁滞回线，红色为校正后磁滞回线 Fig. 4 Hysteresis loops before (black lines) and after (red lines) slope correction for paramagnetic contribution for selected samples

等温剩磁(IRM)获得曲线及饱和等温剩磁(SIRM)直流场(DC)退磁曲线通常用来判别样品中不同矫顽力及剩磁矫顽力矿物组分的分布.与磁滞回线类似，断层围岩(E-1)和白色砂岩破碎带(E-50)典型样品的IRM获得曲线(图 5)在外加场低于300 mT的时候就已达到饱和，SIRM退磁曲线指示样品的剩磁矫顽力在100 mT左右，这些均表明低矫顽力矿物是这些样品剩磁的主要载体.杂色断层泥-角砾岩带的样品E-4，E-5的获得曲线在外加场为2 T的时候都未达到饱和，表明高矫顽力矿物占主导地位.如上文所述，黑色断层泥E-5中的高矫顽力矿物应主要来自其内部的角砾.相比E-5，E189的磁性似乎受角砾的影响较小.而该断层带内的角砾样品E-9的IRM在外加场增加到600 mT时基本达到饱和，指示角砾中高矫顽力矿物也有一定贡献.E-189、E-485、C₃-1以及C₃-2的IRM非常弱，接近于仪器噪声水平，指示了弱磁性，其中煤层样品C₃-1显示为抗磁性，与磁滞回线结果一致.

图 5

Fig. 5

图 5 典型样品IRM获得曲线、SIRM退磁曲线(黑色曲线，对应黑色坐标系)以及相应的IRM矫顽力谱分布曲线(红色曲线).粉色、绿色和蓝色曲线分别代表不同矫顽力组分，这些曲线对应红色坐标系，其横坐标为以10为底的外加场H的对数，这里H的单位为mT，纵坐标为IRM的梯度 Fig. 5 IRM acquisition curves and backfield curves of IRM of selected samples (black curves, correspond to black coordinates) and their corresponding IRM coercivity spectra (red curves). Pink, green and blue curves respectively correspond to different coercivity component. They correspond to red coordinates. Red horizontal coordinate is the 10logH, where H is the applied field with unit of mT. Red vertical coordinate is the gradient of IRM

对IRM获得曲线进一步进行矫顽力组分分析(图 5中红色、粉色、绿色以及蓝色曲线)发现，围岩E-1和白色砂岩破碎带样品E-50中主要以100 mT附近的组分为主，含有少量矫顽力在1 T左右的组分.红色断层泥E-4和黑色断层泥E-5具有相似的矫顽力分布谱，且1 T附近的高矫顽力组分明显占有很大比重，可见E-5样品中应该是混入了很大比重的红色断层泥成分.角砾E-9中主要由40 mT和400 mT这两个矫顽力组分组成.由于E-189、E-485、C₃-1以及C₃-2的IRM非常弱，因此误差影响较大，无法对这些样品进行矫顽力组分分析.

热磁分析，即磁化率随温度的变化曲线(χ-T曲线)通常用来鉴别样品中的磁性矿物种类.测试结果(图 6)显示所有样品的冷却曲线均有一个510 ℃的峰，且冷却和加热曲线在高于580 ℃时具有很好的可逆性，这表明加热和冷却曲线在510 ℃附近的峰应该为同一种矿物产生的.此外，冷却曲线均高于加热曲线，说明样品冷却后的磁化率有明显的增高，指示有大量细颗粒强磁性矿物在加热过程中生成.通过加热和冷却曲线580 ℃出现的拐点推断加热过程中新生成的强磁性矿物主要是磁铁矿.前人研究发现该过程中生成的磁铁矿很可能是含铁硅酸盐或黏土矿物的热分解产物(Hunt et al., 1995; Deng et al., 2001, 2004, 2008；Liu et al., 2005).而杂色和黑色断层泥(E-4，E-5和E-189)加热前后的磁化率差值均明显大于第四系坡积物围岩(E-1)、断层角砾(E-9)和破碎带(E-50和E-485)，指示断层泥内含铁硅酸盐或黏土矿物含量较高.此外，杂色断层泥-角砾岩带的断层泥样品(E-4和E-5)的热磁曲线在120 ℃附近并未出现转折，且温度高于585 ℃之后迅速衰减，并未显示高矫顽力矿物针铁矿和赤铁矿的信号，似乎与磁滞回线和IRM获得曲线的结果不符.我们推断可能是加热过程中生成的亚铁磁性矿物磁铁矿的磁性太强掩盖了磁性较弱的赤铁矿的信号.石炭系煤层样品C₃-1与黑色断层泥样品E-189的热磁曲线的形态非常相似，只是断层泥冷却后的磁化率显著高于煤层的，指示断层泥中含铁黏土矿物含量高于煤层.C₃-1的新生磁铁矿在加热到~580 ℃之前完成，而E-189在600 ℃之后还新生了大量的磁铁矿颗粒，指示经断层作用后黑色断层泥中相比煤层增加了能在高温下继续释放铁的黏土矿物或含铁硅酸盐；煤层的风化壳C₃-2样品相比C₃-1的χ-T曲线，其加热曲线在300 ℃附近有微弱的升高以及随后的降低指示成土作用生成的细颗粒的磁赤铁矿(Liu et al., 2005)的存在.此外，风化壳样品的冷却曲线和加热曲线在585 ℃之后的不可逆表明新生成的磁铁矿在随后的加热中可能转化成了磁性较弱的矿物，但目前还不清楚这一转化过程的具体机制.这指示了煤层在风化过程中有更复杂的矿物改变.

图 6

Fig. 6

图 6 典型样品磁化率随温度变化曲线，红色(蓝色)为加热(冷却)曲线 Fig. 6 High-temperature magnetic susceptibility measurements (χ-T curves) of selected samples. Red (blue) lines are heating (cooling) curves

野外观测中由于黑色断层泥的浸染，我们无法观测到该剖面断层泥-角砾岩带的细微结构，而出露断层泥较松软不利于磨片观察，因此，本研究中对这些断层岩样品进行了粒度测试，以期获得有关这些断层岩的更准确的认识.粒度结果(图 7)显示断层泥样品(E-5和E-189)中黏土粒级，即 < 2 μm的组分含量显著高于围岩(E-1)、角砾(E-9)和破碎带(E-50和E-485)，其累计频率可达30%~40%.此外，断层泥样品的粒度分布曲线在6 μm附近出现一个主峰，指示细粉砂粒级组分是断层泥样品的主要粒度组分.但断层泥内不含有砂粒级组分(＞63 μm)(E-189)或只含有少量砂粒级组分(E-5，可能受混入角砾粒度的影响).与此相反，围岩、角砾及破碎带中砂粒级组分占有很大比例，往往为其主峰之一.石炭系煤层(C₃-1)及其风化壳(C₃-2)的粒度分布只有一个主峰，位于12~13 μm附近，属于粉砂级组分，表明这些地层的粒度分布比较均一，以粉砂级为主.

图 7

Fig. 7

图 7 典型样品的粒度分布曲线及累计频率分布曲线 Fig. 7 Grain size distribution curves and cumulative frequency curves of selected samples

由于海原断裂带景泰县黑色断层泥与附近石炭系煤层的野外出露颜色、组成等在宏观上极为相似，为了进一步验证二者的亲缘性，并探寻黑色断层泥颜色的由来，本研究选取了断层岩样品和石炭系煤层样品进行碳含量分析.实验结果(图 8)显示断层泥中的有机碳含量显著高于围岩和破碎带.其中黑色断层泥中的有机碳含量与石炭系煤层中的碳含量相当，个别样品的有机碳含量甚至超过了2%.

图 8

Fig. 8

图 8 典型样品有机碳含量直方图 Fig. 8 TOC content of selected samples

XRD光谱通常用来分析样品的主要矿物组成.从图 9中我们发现除上盘围岩样品外，其他样品的最大峰几乎都是石英的主峰，表明这些样品中石英是最主要的矿物.而上盘围岩则主要以浅闪石和绿泥石为主.下盘围岩第四系砾岩(E-1)中还含有绿泥石、云母、钠长石和方解石.所有断层泥样品具有相似的矿物组成，主要包括石英、云母、伊利石、高岭土、石膏.其中红色断层泥E-6中缺乏高岭石，E-90和E-189中缺乏石膏.红色砂岩断层角砾岩样品E-9的矿物组成与红色断层泥E-6类似.破碎带(图 9中E-50和E485)中主要以石英和钙质钠长石为主，E485中还含有方解石.石炭系煤层C₃-1及其风化壳C₃-2整体矿物组成相似，主要含有石英、白云母和高岭石以及少量石膏.

图 9

Fig. 9

图 9 典型样品的XRD光谱 Fig. 9 XRD spectra of selected samples

老虎山断裂位于狭义海原断裂的西端(图 1b)，广义海原断裂的中段，历史上曾发生过多次大地震，如1988年的景泰6.8级地震、1990年的天祝6.2级地震等(刘百篪等, 1992, 1994；何文贵等，1994).松山探槽记录了多起超过8级的古地震(Liu-Zeng et al., 2007).在漫长的活动历史中，老虎山断裂带经历了一次又一次的大地震形成了宽度达数百米的地表破碎带.而这些破碎带中发育有数米至数十米厚的黑色断层泥(徐叶邦，1986)，以往的研究发现厚度超过2 m的断层泥非常罕见(林爱明，2008)，那么如此巨厚的断层泥是如何形成的，是什么原因导致该地区发育如此厚的断层泥？为了找寻答案，我们对老虎山断裂带多个断层泥露头进行了详细的野外观测和实验测试.

野外露头对比发现，老虎山断裂带巨厚的黑色断层泥与沿断层走向约30 km外的石炭系地层中的煤层极为相似(图 2b和f).此外，在黑色断层泥的野外露头中我们发现了很多石膏晶体(图 2e)，而野外调查发现石炭系煤层通常含有石膏层，在一些层位甚至与石膏互层.XRD的测量结果也揭示黑色断层泥的矿物组成与石炭系煤层十分相似(图 9).杂色断层泥-角砾岩带内的两个断层泥样品的XRD谱图中石膏的主峰也特别强(图 9)，进一步证实了石膏的存在.碳含量分析也指示黑色断层泥与石炭系煤层具有相似的有机碳含量(图 8).以上数据均显示黑色断层泥的母岩很可能为附近的石炭系煤层.此外，无论是断层泥还是断层角砾岩以及破碎带，其XRD图谱均与断层上下盘围岩的XRD图谱有很大差别(图 9).杂色和红色断层泥以及角砾的XRD图谱也与黑色断层泥类似，指示这些断层岩的来源也很可能是石炭系地层，这些断层泥-角砾岩很可能是石炭系煤层及其邻近地层经断层走滑运动卷入断层带内或经断层逆冲推覆作用从深部被带入地表，并经断层强烈剪切摩擦后形成以泥质为主的断层泥，并夹杂有各种角砾.当卷入一定厚度的石炭系煤层就可以发育数米至数十米厚的断层泥，这也就解释了老虎山断裂带断层泥的异常厚度.

煤系地层在断层活动中被大量卷入并形成富碳断层泥的现象也在龙门山地震断层带中被广泛报道(王萍等，2009; Togo et al., 2011; Li et al., 2013; Zhang and He, 2013; Kuo et al., 2014; Wang et al., 2014; Liu et al., 2014; 刘江等，2016；Kouketsu et al., 2017)，且在部分露头发现了同震快速升温过程中碳质的石墨化现象(Kuo et al., 2014).与老虎山断层带不同的是，龙门山断层带的碳质露头出露更为广泛，但断层泥的厚度一般较薄.尽管富含碳质的断层带的整体宽度可达数百米(Wang et al., 2014)，碳质断层泥厚度一般低于1.0 m (Duan et al., 2016).推测这可能与龙门山断裂带，尤其是富含碳质的南段(映秀—北川段)活动以逆冲为主有关.老虎山断裂带以走滑为主，有利于更多的碳质被卷入.

摩擦实验证实含煤断层泥在高速摩擦的条件下其内部的有机碳会发生气化从而导致高频黏滑现象的出现(O′Hara et al., 2006).老虎山断裂带发育有有机质含量较高、厚度达数十米的断层泥，这种碳质断层泥的存在也许与在该断裂上发现的浅层蠕滑现象(Cavalié et al., 2008; Jolivet et al., 2012)有一定的关联.针对老虎山断裂带详尽的成分及实验工作，尤其是对断层泥所含碳质的结构分析及其所反映的同震温压条件的分析将为老虎山断裂的蠕滑现象提供更合理的解释，这将是我们未来工作的重点.

磁化率、频率磁化率、χ_ARM等环境磁学参数(图 3)均显示断层泥-角砾岩带的磁性普遍弱于断层围岩及破碎带，这是由于断层泥母岩为磁性很弱的石炭系煤层的缘故.尽管如此，磁滞回线及IRM获得曲线及SIRM直流场退磁曲线的结果(图 4和5)表明黑色断层泥的磁性仍然强于其母岩——石炭系煤层.石炭系煤层，由于有机质含量高，主要表现为抗磁性，而黑色断层泥则表现为微弱的亚铁磁性.据此可以推断，断层泥经断层的强烈剪切摩擦后有少量亚铁磁性矿物生成，与母岩相比，其磁性通常会升高.高速摩擦实验(Hirono et al., 2006a; Tanikawa et al., 2007)也揭示强烈的剪切摩擦下，即使达不到熔融的温度，样品的磁化率也会显著增加.对映秀—北川断裂八角庙露头的磁学研究(Liu et al., 2016)也显示靠近断层面的断层泥和角砾岩具有明显的高磁异常，但远离断层面的断层泥却显示了低磁异常.靠近主断层面的断层岩受到的剪切摩擦作用通常较强，因而可能引发更多的顺磁性含铁硅酸盐或其他含铁矿物向强磁性矿物的转变.

粒度分析结果(图 7)指示黑色断层泥样品(E-5和E-189)的粒度分布曲线相较于其母岩石炭系样品C₃-1，除了继承了母岩的粉砂粒级组分外多了一个黏土粒级的主峰，表明卷入海原断裂带老虎山段的石炭系煤层，在海原断裂历次断裂活动中，不断经历剪切摩擦作用，将断层破碎带内岩石进一步研磨改造，使得粒度变细，形成了以黏土粒级和粉砂粒级为主，同时也保留了母岩的主要矿物组成的断层泥.黑色断层泥(E-5和E-189)的粒度分布曲线与石炭系煤层风化壳(C₃-2)的明显不同，前者也明显多一个黏土粒级组分(图 7)，表明黑色断层泥的粒度较之煤层风化壳的粒度更细，排除了断层泥是石炭系煤层风化成壤的结果，进一步证实黑色断层泥是经断层活动剪切摩擦变细后的产物.但热磁分析实验(图 6)发现这种剪切摩擦作用所产生的温度并未超过450 ℃.断层泥及其母岩——石炭系煤层的χ-T曲线显示当温度高于450 ℃时，其磁化率会有显著的增高，但事实上断层泥的磁化率并未达到这个高值，这就表明黑色断层泥的形成深度不会很深，其主要形成于地壳浅层.

温度没有显著升高，那又是什么作用导致老虎山段断层泥磁化率强于其母岩的呢？首先我们排除后期风化作用的影响，因为图 6中煤层风化壳的χ-T曲线与黑色断层泥的热磁曲线截然不同，磁滞回线以及IRM获得曲线也显示明显的差异(图 4和5)，表明二者不具有亲缘性，黑色断层泥磁性增强并不是后期风化的结果.XRD光谱分析结果显示黑色断层泥中黏土矿物伊利石的含量明显高于其母岩石炭系煤层(图 9)，表明断层剪切摩擦作用生成了大量伊利石.伊利石为顺磁性矿物，而这些顺磁性矿物的存在会在一定程度上掩盖母岩的抗磁性.但磁滞回线(图 4)以及IRM等温剩磁获得曲线(图 5)结果均显示黑色断层泥具有一定亚铁磁性，可以携带剩磁.部分黑色断层泥的SIRM也显示高值(图 3).可见，黑色断层泥磁化率的升高不只是顺磁性矿物伊利石的贡献，还有一部分亚铁磁性矿物的贡献.此外，我们将χ-T曲线低于450 ℃的加热曲线放大后(图 6)发现，虽然磁化率只有在温度达到450 ℃后显著增强，但在450 ℃之下磁化率也随着温度增加在缓慢增加.据此我们推断，断层活动时，强烈剪切摩擦等作用会产生一定的热量，即使温度未达到高温，但只要有升温，便会有一部分含铁硅酸盐或其他含铁矿物发生热分解生成亚铁磁性矿物，从而使黑色断层泥的磁化率(E-189)较其煤层母岩(C₃-1)有微弱的升高.

根据以上推论，我们可以通过黑色断层泥常温下的磁化率大小与其母岩——石炭系煤层的χ-T曲线的低温段去对比，获取断层泥形成时的温度，继而推断断层泥形成时的深度.但前提是我们首先得校正新生成的顺磁性矿物对断层泥磁化率的贡献.磁滞回线的高场段线性拟合可以获得顺磁性磁化率的大小.根据χ-T曲线的相似性，黑色断层泥-角砾岩带的黑色断层泥样品E-189与石炭系煤层更具有亲缘性(图 6).而E-5样品中混入了大量的红色泥质角砾，严重影响其磁性特征.因此，我们选取该E-189样品的磁学参数来计算断层泥形成时的深度.选取E-189样品顺磁性校正前的磁滞回线的1.0~1.5 T段进行线性拟合，获得拟合线的斜率为0.035，经过单位换算后获得该样品的顺磁性磁化率为4.487×10^-8m³·kg^-1.E-189的质量磁化率为10.1×10^-8m³·kg^-1，减去其顺磁性磁化率获得E-189的铁磁性磁化率为5.613×10^-8m³·kg^-1.由于石炭系煤层样品的常温磁化率几乎接近于零，因此我们无需对其进行顺磁性校正.同时，由于母岩煤层的磁化率接近于零，黑色断层泥的铁磁性磁化率的主要贡献者是经断层剪切摩擦后新生成的亚铁磁性矿物，这些新生成的亚铁磁性矿物的磁化率值与母岩煤层加热到420 ℃时的磁化率值相当(图 6)，表明黑色断层泥形成时的温度可能为420 ℃.即使如此，由于黑色断层泥中或多或少包含着各种角砾，尽管我们尽量选择了与煤层各种磁性特征极为相似的黑色断层泥样品E-189作为对比，但仍然无法确定角砾的贡献量，因此，420 ℃应该是对黑色断层泥形成温度的一个最高估计.以上结果表明剪切摩擦等作用使得断层泥磁化率较母岩升高，即使母岩是抗磁性的，在摩擦生热的条件下仍会有亚铁磁性矿物的生成.值得注意的是，在判断断层泥磁性是否异常的时候，简单地与围岩和碎裂岩比，可能并不一定合适，因为它们很可能不是同一个母岩.尤其是厚度较大的断层泥，或者是以裂隙状充填入碎裂岩或破碎带中的断层泥，其母岩可能很复杂，简单与围岩或碎裂岩对比就有可能出现各种情况.这似乎可以为映秀—北川断裂带上的WFSD-1深钻钻孔以及安县—灌县断裂带上的WFSD-3P钻孔内的断层泥磁性的复杂性提供一种解释(Pei et al., 2014；何祥丽等，2018).

(1) 海原断裂带老虎山段黑色断层泥的母岩为老虎山断裂附近的石炭系煤层，黑色断层泥是石炭系煤层经海原断裂走滑运动卷入断层带内或从深部逆冲至地表，在海原断裂一次又一次活动中，历经断层强烈剪切摩擦研磨后的产物.

(2) 黑色断层泥较之母岩——石炭系煤层磁化率升高，这主要缘于断裂带的剪切摩擦作用及其相关过程.我们的研究排除了后期风化作用对断层泥磁性的影响，断层泥的磁化率升高主要受断层剪切摩擦升温的影响.由于断层泥形成机制复杂，如果断层泥与断层围岩或周围的碎裂岩等没有继承性，那么简单地将断层泥磁性与断层围岩或周围碎裂岩相比可能没有实际意义.

(3) 热磁分析显示尽管黑色断层泥的磁化率比其母岩高，但其升高有限.通过将黑色断层泥的磁化率与其母岩的χ-T曲线对比获得断层泥形成时的温度大约为420 ℃，但不超过450 ℃.