2019, Vol. 35
2. 山东科技大学, 山东省沉积成矿作用与沉积矿产重点实验室, 青岛 266590;
3. 中国地质科学院地质力学研究所, 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081
2. Shandong Provincial Key Laboratory of Depositional Mineralization & Sedimentary Mineral, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China;
3. MNR Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction, Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China
认识大地震断裂作用和变形过程已成为当今科学研究的重要课题，而地震断裂机制、滑移过程、物理-化学性质、力学行为、流体行为、断裂能量和孕震环境是认识和研究地震成因机制的核心和前缘热点。与断层相关的假玄武玻璃通常形成于同震摩擦热温度1000℃以上，被喻为“地震化石”(Sibson, 1975; Di Toro and Pennacchioni, 2004; Andersen and Austrheim, 2006;林爱明, 2008)，其记录了地震发生过程和断裂机制的重要信息，例如同震滑移的温度、围压、深度及滑移速度等，是认识大地震断裂作用和变形过程的重要物质(王焕和李海兵, 2019)。大量岩石磁学研究表明假玄武玻璃具有高磁化率值或高剩磁强度的特征，并认为原因是同震摩擦热过程中生成了磁铁矿(Nakamura et al., 2002; Craddock et al., 2009; Ferré et al., 2005, 2012; Hirono et al., 2006a, b ; Tanikawa et al., 2008)。摩擦热温度、流体和氧气含量对于假玄武玻璃中磁性矿物之间的转换具有重要作用(Ferré et al., 2012)，随着氧气含量的增加，磁铁矿的含量不断增加并且颗粒粒度也增大(Ferré et al., 2017)。磁铁矿易在氧化环境中生成赤铁矿，在流体的作用下形成针铁矿(Ferré et al., 2012)。车笼埔断裂带的研究中发现在低氧环境中，菱铁矿形成了铁的硫化物，之后形成了磁铁矿(Tanikawa et al., 2008)；而Nojima断裂带的研究中发现在含氧量较高的环境中，针铁矿生成了赤铁矿(Fukuchi et al., 2005)。在大量碳物质存在的还原环境中，铁的氧化物在1100℃高温下发生还原反应生成单质铁(Man et al., 2014)。因此，假玄武玻璃中铁磁性矿物的类型和含量等特征可用于指示假玄武玻璃的形成环境。
然而，目前报道的假玄武玻璃多形成于古地震和地下深部并经过后期构造作用出露于地表或者浅地表的钻孔中(Kelley et al., 1994; Sibson and Toy, 2006; Zheng et al., 2016, 2018; Ferré et al., 2017)，在漫长的剥蚀抬升过程中，其化学特征在风化作用或流体作用下可能发生了变化。Wang et al. (2019)在对于龙门山断裂带地表和WFSD钻孔岩心中的假玄武玻璃进行对比研究发现两者的化学性质存在明显差别，地表出露的假玄武玻璃经过(高湿高热的)表生流体作用, 以低K、Ti值和出现含Ca元素的新生矿物为特征, 化学性质发生明显改变，因此，在对于自然界出露的假玄武玻璃进行研究时应考虑后期成分变化造成的影响。综上，目前假玄武玻璃研究所揭示其原始的结构和成分的信息有限，这严重制约着我们对大地震断裂作用、变形过程和孕震环境的认识。
为了研究假玄武玻璃的原始特征，Zhang et al. (2018)对龙门山断裂带WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃的围岩-碎裂岩进行高温加热实验(最高温度高达1750℃)，在高温熔融作用中发现了单质铁，并第一次提出单质铁是假玄武玻璃高磁异常的重要原因。为了进一步研究断裂熔融作用中单质铁的形成条件，本文对WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃围岩-碎裂岩和碎裂岩的围岩-花岗闪长岩分别在氩气环境和标准大气压下进行高温加热实验(最高温度为1750℃)，通过对高温实验样品的显微结构观察、地球化学分及岩石磁学测试，探讨断裂熔融作用中单质铁的形成及其指示意义。
1 地质背景龙门山断裂带位于青藏高原东缘(图 1a, b)，是四川盆地和青藏高原的分界线，具有显著的地形高差，长约500km，宽约30km，自西向东可分为三条北东-南西向的断裂带：汶川-茂县断裂带、映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带(图 1b)(李勇等, 2006; Densmore et al., 2007)。2008年汶川地震和2013年芦山地震之后，龙门山断裂带成为地学界研究的热点地区之一(李海兵等, 2008; Fu et al., 2011;冯杨洋等, 2016; Yuan et al., 2013, 2016; Deng et al., 2017)。2008年Mw 7.9级汶川大地震分别沿着映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带产生了长约270km和80km的地表破裂带(李海兵等, 2008)。为了更好的研究汶川地震断裂机制和龙门山断裂带深部结构，汶川地震断裂带科学钻探工程(Wenchuan Earthquake Fault Scientific Drilling Project)沿着映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带布置了6口钻孔(许志琴等, 2008;李海兵等, 2018)。其中，WFSD-2钻孔位于映秀-北川断裂带南段的上盘，彭灌杂岩体内(图 1b)。WFSD-2终孔深度为2283.56m，由上至下可分为三段彭灌杂岩体(0~599.31m、1211.49~1679.51m和1715.48~2081.47m)和三段须家河组(599.31~1211.49m、1679.51~1715.48m和2081.47~2283.56m)(张伟等, 2012;张蕾, 2017)。彭灌杂岩体的岩性主要为花岗岩、凝灰岩和闪长岩，夹有安山岩、花岗闪长岩、火山角砾岩等。须家河组地层的岩性主要是粉砂岩、砂岩、页岩、泥岩、煤层(线)和砾岩等(张蕾等, 2017)。
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图 1 青藏高原及其邻区构造地质图(a)和龙门山及邻区地质简图(b)(据李海兵等, 2018修改) Fig. 1 Tectonic sketch map of the Tibetan Plateau (a) and geological map of Longmen Shan and its adjacent area (b) (modified after Li et al., 2018) |
Zhang et al. (2017)在WFSD-2钻孔岩心中发现了一条碎裂岩带，深度范围是579.62~599.31m，其中识别出了20余层假玄武玻璃脉体。该条碎裂岩带位于彭灌杂岩体内，其围岩是花岗闪长岩。花岗闪长岩呈浅灰色，主要矿物为石英、斜长石和少量暗色矿物等。碎裂岩具有碎裂结构，主要成分是石英、斜长石、白云母和方解石等，碎屑含量约50%~90%。假玄武玻璃呈黑色、灰黑色、灰白色的脉体注入到碎裂岩中，多数为不规则形态，可分为注入脉和断层脉。厚度较大的脉体中含有大量次棱角状-次圆状的主要成分为长石和石英的碎块。脉体中发现的非晶质成分，及识别出的微晶、气孔、流动构造、微球粒、石英的港湾状边界和熔融构造等显微结构特征表明其是断裂熔融成因的假玄武玻璃脉体，经历的温度高达1730℃(Zhang et al., 2017)。
本文以WFSD-2钻孔岩心中579.62~599.31m深度的碎裂岩及其围岩——花岗闪长岩为研究对象(图 2a, b)。首先用钻头直径为1cm的便携式钻机在566m和580.65m深度位置附近(图 2b)采集8个碎裂岩样品和8个花岗闪长岩样品，编号分别为C1~C8、G1~G8(图 2c, d)。然后用切割机将16个样品加工成为直径1cm、高约1cm的圆柱体。将C2~C8和G2~G8共14个样品做高温加热实验，并将C1、G1和高温实验后的C2~C8、G2~G8样品制成光学显微镜薄片和粉末样。取三分之一的样品制成光学显微镜薄片，将剩余样品用无磁玛瑙研钵磨成粉末样，光学显微镜薄片用于光学显微镜和扫描电镜观察，粉末样品用于地球化学分析和岩石磁学测试。
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图 2 WFSD-2钻孔岩心岩性柱状图及碎裂岩、花岗闪长岩样品的取样位置 (a) WFSD-2钻孔岩心岩性柱状图；(b)碎裂岩及其围岩岩性柱状图；碎裂岩(c)和花岗闪长岩(d)的取样岩心和素描图 Fig. 2 Illustrations of lithology chart of WFSD-2 cores, with sampling locations of cataclasite and granodiorite |
高温加热实验在中国科学院上海硅酸盐研究所高性能陶瓷和超微组构国家重点实验室完成。高温实验分为两个阶段，第一个阶段是预热处理，除去矿物颗粒间水分和有机质。将C2~C8和G2~G8共14个样品做预热处理，所需加热炉是真空碳管炉，加热过程在氩气环境和标准大气压(100KPa)进行，逐步从室温加热到100℃、160℃、270℃、320℃，最后到400℃，保温60min。将样品取出，以备下一步的加热实验。
高温加热实验主要在高温实时观测系统(Thermo-Optical-Measurement system)中完成，该系统可实时观测升温/降温过程中样品的形态变化。高温实验在氩气环境和标准大气压(100KPa)中进行，加热前抽真空3次，随后用氩气冲洗，确保无氧的实验环境，防止样品在实验过程中被氧化。C3~C8和G3~G8共12个样品的加热过程如下：C3和G3：加热至700℃，设定加热速度为30℃/min；C4和G4：加热至900℃，设定加热速度为30℃/min；C5和G5：加热至1100℃，设定加热速度为30℃/min；C6和G6：加热至1300℃，900℃前设定加热速度为30℃/min，900~1300℃设定加热速度为20℃/min；C7和G7：加热至1500℃，1200℃前设定加热速度为30℃/min，1200~1500℃设定加热速度为20℃/min；C8和G8：加热至1750℃，1200℃前设定加热速度为30℃/min，1200~1750℃设定加热速度为20℃/min。每个加热实验完成之后恒温保持10min，之后开始降温到室温，降温时间约3.5h，降温过程在氩气环境中进行。
X射线衍射分析(Powder X-ray diffraction)用来确定样品的矿物成分。16个样品取粉末样做X射线衍射分析测试，测试工作在北京北达燕园微构分析测试中心有限公司完成。
样品的磁化率测试由KLY-4旋转卡帕桥完成，测试工作在中国地质科学院地质力学研究所自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室完成。样品的磁滞回线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。
磁滞回线测量的仪器是Micromag 3900型振动磁强计，最大磁场强度为1T。χferri为铁磁磁化率，代表铁磁性矿物对磁化率的贡献，为低磁场磁化率值(χlf)和高磁场磁化率值(χhf)的差值。
用于样品的显微结构观察的仪器是Olympus BX51光学显微镜和扫描电镜(LEO Stereoscan 440 Scanning electron microscopy)，并用SEM-EDX(energy dispersive spectrometry)获得半定量的矿物成分。测试工作在中国地质科学院地质研究所完成。将光学显微镜薄片表面镀一层纳米级厚度的白金薄层，用于扫描电镜观测，观测距离是6.8mm。扫描电镜的工作环境是15keV和4nA。
3 结果 3.1 XRD结果碎裂岩及高温加热实验后样品的XRD测试结果见表 1和图 3a。碎裂岩样品在室温、400℃和700℃三个温度段的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石，其中方解石和白云母是后期蚀变形成的矿物。900℃的C4含有石英、斜长石和白云母，而1100℃的C5只含有石英和斜长石。1300℃时开始出现方石英，C6含有石英、斜长石和方石英。经历了1500℃的C7只含有方石英。经历了1750℃的C8含有石英、斜长石和少量方石英。C5、C6、C7和C8样品的XRD谱图在10°~40°的2θ范围内出现一个峰带，指示存在有非晶质物质(Lin, 1994)，峰带高度随温度逐渐增高。
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表 1 高温加热实验样品XRD测试结果 Table 1 XRD Results for high temperature heating samples |
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图 3 碎裂岩、花岗闪长岩及高温加热实验后样品的XRD测试结果 Qz-石英；Mus-白云母；Alb-斜长石；Ca-方解石；Cri-方石英 Fig. 3 Powder X-ray diffraction profiles of cataclasite, granodiorite and samples after high temperature heating experiments |
花岗闪长岩及高温加热实验后样品的XRD测试结果见表 1和图 3b。在室温的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石，其中方解石和白云母是后期蚀变形成的矿物。400℃和700℃两个温度段的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石。与碎裂岩样品相似的是经历了900℃的G4含有石英、斜长石和白云母，而1100℃的G5只含有石英和斜长石。1300℃时也开始出现方石英，G6含有石英、斜长石和方石英。经历过1500℃的G7为非晶质状态。经历过1750℃的G8含有石英和斜长石。G5、G6、G7和G8样品的XRD谱图在10°~40°的2θ范围内出现一个峰带，指示存在有非晶质物质(Lin, 1994)，峰带高度随着温度的增高逐渐增高。
3.2 岩石磁学结果 3.2.1 磁化率碎裂岩及高温加热实验后样品的重量磁化率和χferri的测试结果详见表 2和图 4a，在高温加热实验之前，碎裂岩样品的质量磁化率值平均值为6.5×10-6SI，χferri为7×10-8m3/kg。400℃时，除去水分和有机物后，样品的磁化率值为17×10-6SI，χferri为37×10-8m3/kg，分别是室温时样品的2.8倍和5.3倍。700℃时，C3的质量磁化率是454×10-6SI，χferri为3199×10-8m3/kg，分别是室温时样品的75.6倍和447.5倍，其中χferri是所有样品的最大值。900℃时，C4的质量磁化率是42×10-6SI，χferri为206×10-8m3/kg，分别是室温时样品的6倍和29.4倍，低于700℃的C3的磁化率值。1100℃时，C5的质量磁化率是108×10-6SI，χferri为511×10-8m3/kg，分别是室温时样品的15.4倍和73倍，高于900℃的C4的磁化率值。1300℃时，C6的质量磁化率是55×10-6SI，χferri为132×10-8m3/kg，分别是室温时样品的9.2倍和18.9倍，低于1100℃的C5的磁化率值。1500℃时，C7的质量磁化率是195×10-6SI，χferri为402×10-8m3/kg，分别是室温时样品的27.9倍和57.4倍，高于1300℃的C6的磁化率值。1750℃时，C8的质量磁化率是651×10-6SI，χferri为2627×10-8m3/kg，分别是室温时样品的93倍和375.3倍，高于1500℃的C7的磁化率值，其质量磁化率值在所有碎裂岩样品中最高。
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表 2 代表样品岩石磁学参数 Table 2 Magnetic parameters of selected samples |
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图 4 碎裂岩、花岗闪长岩及高温加热实验后样品的磁化率值变化曲线图 Fig. 4 Plots of mass magnetic susceptibility (MS) and ferromagnetic magnetic susceptibility (χferri) versus temperature of cataclasite and granodiorite |
花岗闪长岩岩及高温加热实验后样品的重量磁化率和χferri的测试结果详见表 2和图 4b，在高温加热实验之前，碎裂岩样品的平均质量磁化率值为10×10-6SI，χferri为17×10-8m3/kg。400℃时，G2样品的磁化率值为17×10-6SI，χferri为41×10-8m3/kg，分别是室温时样品的2.1倍和2.4倍。700℃时，G3的质量磁化率是156×10-6SI，χferri为1177×10-8m3/kg，分别是室温时样品的15.6倍和69.2倍，高于400℃的G2。900℃时，G4的质量磁化率是58×10-6SI，χferri为298×10-8m3/kg，分别是室温时样品的5.3倍和17.5倍，低于700℃的G3的磁化率值。1100℃时，G5的质量磁化率是157×10-6SI，χferri为677×10-8m3/kg，分别是室温时样品的14.3倍和39.8倍，高于900℃的G4的磁化率值。1300℃时，G6的质量磁化率是97×10-6SI，χferri为516×10-8m3/kg，分别是室温时样品的10.8倍和30.4倍，低于1100℃的G5的磁化率值。1500℃时，G7的质量磁化率是281×10-6SI，χferri为789×10-8m3/kg，分别是室温时样品的25.5倍和46.4倍，高于1300℃的G6的磁化率值。1750℃时，G8的质量磁化率是828×10-6SI，χferri为2970×10-8m3/kg，分别是室温时样品的82.8倍和174.7倍，高于1500℃的G7的磁化率值，其质量磁化率值和χferri在所有花岗闪长岩样品中最高。
3.2.2 磁滞回线代表样品的磁滞回线结果见表 2和图 5。黑色曲线为顺磁校正前磁滞回线，灰白色曲线为顺磁矫正后的磁滞回线。未经历过高温实验的碎裂岩和花岗闪长岩的磁滞回线在顺磁矫正前表现为一条直线(图 5a, j)。高温实验后的样品的磁滞回线显示了较强的铁磁性信号。实验温度为400℃(C2和G2)、700℃(C3和G3)和900℃(C4和G4)的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在磁场0.3T时发生饱和(图 5b-d、5k-m)；而实验温度为1100℃(C5和G5)、1300℃(C6和G6)、1500℃(C7和G7)和1750℃(C8和G8)的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在磁场>0.6T时才发生饱和(图 5e-i、5n-q)。
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图 5 代表样品的磁滞回线结果 (a-i)碎裂岩及高温实验后样品的磁滞回线结果；(j-q)花岗闪长岩及高温实验后样品的磁滞回线结果.黑色曲线为顺磁矫正前的磁滞回线，灰白色曲线为顺磁矫正后的磁滞回线 Fig. 5 Magnetic hysteresis loops for representative samples |
碎裂岩含有50%~90%的碎块，这些碎块的边界不规则，其成分主要是石英、长石及暗色矿物等。碎块充填在暗色基质中，粒径从数微米到数毫米不等(图 6a-c)。碎裂岩的围岩是花岗闪长岩，其中的碎块主要来自于花岗闪长岩的磨碎和旋转。花岗闪长岩样品主要含有石英、斜长石和暗色矿物，其中斜长石可见蚀变现象(图 6d-f)。碎裂岩加热到400℃和700℃后降温到室温的结构特征与原岩相比，颜色变浅而结构特征并没有发生明显的变化(Zhang et al., 2018)。碎裂岩和花岗闪长岩样品C4和G4在加热到900℃时发生破裂，变成碎块。
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图 6 碎裂岩和花岗闪长岩代表样品高温实验前的显微结构特征 (a)样品C1的显微结构特征，可见暗色基质和磨圆度较好的碎块，碎块体积>60%，碎块粒径从数微米到数百微米不等，其主要成分是石英和长石；(b)样品C4高温实验前的显微结构特征，可见暗色基质和粒径较大的碎块，碎块的主要成分是石英和长石；(c)样品C7高温实验前的显微结构特征，可见暗色基质和磨圆度较好的碎块，粒径从数微米到数百微米不等，其主要成分是石英和长石；(d)样品G1的显微结构特征；(e、f)分别代表样品G4和G7高温实验前的显微结构特征，主要含有石英、斜长石和暗色矿物，其中斜长石可见蚀变现象 Fig. 6 Microstructural features of representative cataclasite and granodiorite samples before heating experiments |
碎裂岩样品C5和花岗闪长岩样品G5加热到1100℃后可见大量的粒径 < 10μm的形态不规则的气孔(图 7a, b、图 8a, b)和针状长石微晶(图 9a)。
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图 7 高温实验后碎裂岩代表样品的显微结构特征 (a、b)样品C5的显微结构特征，可见直径 < 10μm的大量气孔；(c、d)样品C6的显微结构特征，可见大量气孔和针状微晶；(e、f)样品C7的显微结构特征，可见褐色流动构造及定向排列的黑色微球粒；(g、h)样品C8的显微结构特征，可见流动构造及定向排列的黑色微球粒 Fig. 7 Microstructural features of representative cataclasite samples after heating experiments |
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图 8 高温实验后花岗闪长岩代表样品的显微结构特征 (a、b)样品G5的显微结构特征，可见直径 < 10μm的大量气孔；(c、d)样品G6的显微结构特征，可见大量气孔和针状微晶；(e、f)样品G7的显微结构特征，可见流动构造及定向排列的黑色微球粒；(g、h)样品G8的显微结构特征，可见流动构造及定向排列的黑色微球粒 Fig. 8 Microstructural features of representative granodiorite samples after heating experiments |
加热到1300℃的碎裂岩样品C6和花岗闪长岩样品G6中存在大量的气孔构造和微晶(图 7c, d、图 8c, d)。气孔多为圆形，直径较大，从几微米到几毫米不等，气孔体积约为样品的30%~50%。微晶多为褐色群组出现，单个微晶为针状，宽度为几微米，长度为几十到几百微米。扫描电镜下可观察到呈树枝状、网状等分布的灰白色针状微晶(图 9b)。这些微晶多分布在气孔的边界。在样品的边界，可观察到大量亮白色的直径≤1μm的球状微粒，有些形状呈不规则状(图 9c)。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%，部分接近100%。
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图 9 代表样品的扫描电镜观测结果 (a)经历了1100℃的碎裂岩样品的扫描电镜观测结果，可见针状长石微晶；(b)经历了1300℃的碎裂岩样品的扫描电镜观测结果，可见树枝状微晶；(c)经历了1300℃的碎裂岩样品的扫描电镜观测结果，可见三个亮白色微球粒；(d)经历了1500℃的碎裂岩样品的扫描电镜观测结果，可见三个亮白色微球粒和残余石英碎块；(e)具有内核结构的微球粒；(f)经历了1750℃的碎裂岩样品的扫描电镜观测结果，可见大量的亮白色微球粒；(g)直径约为1μm呈规则多面体形态的微球粒；(h)直径>1μm的具有模糊的多面体形态的微球粒；(i)直径>5μm的球形微球粒；(j)汶川地震断裂带断层泥的高速摩擦实验样品中的微球粒，主要成分是铁的氧化物(Yang et al., 2019)；(k)西藏罗布莎铬铁矿样品中的自然铁微球粒，包裹了一层方铁矿(Xu et al., 2015)；(l)陨石中的自然铁-镍合金和共生的铁的硫化物(Leroux et al., 2000)；(m) WFSD-2钻孔岩心597.49m深度处假玄武玻璃脉体中的熔融结构 Fig. 9 Scanning electron microsopy (SEM) results of the representative samples |
加热到1500℃的碎裂岩样品C7和花岗闪长岩样品G7中可观察到大量的流动构造、气孔构造和微球粒(图 7e, f、图 8e, f)。流动构造的颜色为褐色、灰黑色，可见定向分布的微球粒。扫描电镜下，这些微球粒为亮白色，粒径为几百纳米到几微米不等，切面可见环带构造(图 9d, e)。微球粒有两种分布特征，一种定向分布在熔融基质中，一种分布在气孔内壁上。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%。熔体中可见残余的形状不规则的石英碎屑(图 9d)。
加热到1750℃的碎裂岩样品C8和花岗闪长岩样品G8中也观察到大量的流动构造、气孔构造和微球粒(图 7e, f、图 8e, f)。流动构造的颜色为灰黑色和浅褐色，可见定向分布的微球粒。气孔内部可见黑色的边界。微球粒的粒径为几百纳米到几微米不等(图 9f)。微球粒的分布特征与加热到1500℃的样品一致，但数量增多。小型微球粒(直径 < 1μm)呈规则的多边形形态，图 9g中可见一个规则的八边形组成的微球粒。随着微球粒的生长，中型微球粒(直径>1μm)的规则形态比较模糊，但仍然可以识别其多面体的形态特征(图 9h)。然而，大型的微球粒(直径>3μm)并不能观察到多面体的形态特征，其边界通常吸附一些杂质(图 9i)。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%。熔体同样中可见残余的形状不规则的石英碎屑。
4 讨论 4.1 高温熔融作用中单质铁的形成过程花岗闪长岩和碎裂岩在900℃时产生脆性破裂，后期受流体作用形成的方解石发生热解并消失。花岗闪长岩和碎裂岩在1100℃时发生熔融作用，白云母热解消失，形成了少量非晶质成分，并形成了气孔和少量针状长石微晶。1300℃时可见大量的气孔和微晶，表明高温是形成微晶的重要条件。然而，温度>1500℃的高温实验后的样品中并没有看到微晶构造。Zhang et al. (2018)认为在高温环境中缺少结晶核或者快速降温抑制了微晶的生长。花岗闪长岩和碎裂岩样品的XRD谱图显示石英峰值在1300℃时降低，表明石英在实验中发生了部分熔融。映秀-北川断裂带八角庙露头及WFSD-2钻孔岩心中的假玄武玻璃可观察到石英的部分熔融，同时也可见典型的微晶结构(Wang et al., 2015; Zhang et al., 2017)，表明龙门山断裂带曾经经历了≥1300℃的同震摩擦热温度。不同深度的碎裂岩和花岗闪长岩分别具有相似的XRD测试结果(图 3和表 1)，其矿物含量虽有差异，但其主要矿物类型相同。此外，高温实验前的碎裂岩和花岗闪长岩样品分别具有相同的显微结构特征(图 6)。因此，碎裂岩和花岗闪长岩的原始矿物含量对高温实验结果影响较小，高温是改变样品矿物类型和含量的关键因素。
经历了1300℃、1500℃和1750℃高温的样品中可见大量的微球粒，SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量超过80%，在去除有机质后可以达到90%~100%。铁元素含量高和几乎无氧元素的结果表明这些微球粒是单质铁。这些单质铁微球粒的形态特征和元素含量与橄榄岩和铬铁矿中发现的单质铁(Xu et al., 2015)比较相似。因此，在温度≥1300℃的高温环境中，花岗闪长岩和碎裂岩样品中形成了大量的单质铁微球粒。经历了1300℃的样品中发现的单质铁微球粒基本位于样品边缘，形态多不规则，原因可能是样品边缘的温度略高于内部，同时因为温度仅到1300℃而无法形成规则的球形晶体。经历了1500℃和1750℃的样品中的单质铁微球粒的分布和形态特征表明单质铁微球粒可能形成于三个过程：首先形成粒径为几十到几百纳米的呈规则多面体的单质铁微球粒；然后，微球粒不断生长，周围包裹一层单质铁物质，粒径为≥1μm，仍然可以看到多面体形态；最后单质铁微球粒继续生长，粒径≥3μm，为球形，周围可见吸附的杂质。较大单质铁微球粒的截面可见环带构造也证明了较大的单质铁微球粒是以较小的微球粒为核心生长的(图 9e)。
单质铁是陨石和月球岩中常见的铁磁性矿物，其居里温度为765~780℃(Acton et al., 2007)，磁化率值为280×10-3 m3/kg(Zhang et al., 2010)。自然界存在的单质铁都经历过高温还原过程，例如在陨石和月球岩中发现的零价铁、蛇绿岩和火山喷出岩中的金属铁等(Nagata, 1972;纪新林和潘永信, 2011; Xu et al., 2015)。在钢铁生产过程中，铁矿石和熔渣的高温实验中也发现了单质铁的析出，Cahyono et al. (2013)在煤作为还原剂的低品位铁矿的高温反应中发现了单质铁。Man et al. (2014)认为含铁矿物逐步被还原成单质铁的主要过程如下：Fe2O3→Fe3O4→FeO→Fe，在温度高于1100℃时有单质铁的形成，然而，受温度和还原剂含量的影响，铁的还原过程并非完全按照这一过程，反应式如下：
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李寒旭等(2014)在讨论还原性气体CO下熔渣的高温反应时也发现了单质铁，并认为随着温度的升高，高价铁会逐渐还原成低价铁，且单质铁的析出温度不低于1200℃。花岗闪长岩和碎裂岩的高温实验表明单质铁形成于≥1300℃的高温熔融作用中。前人研究表明单质铁析出的高温实验的还原剂主要有碳和氢气(Valipour et al., 2006; Cahyono et al., 2013)。Hirono et al. (2006a)在对中国台湾车笼埔断裂带中具有熔融特征的黑色断层岩研究中发现无机碳含量比围岩少。同时在快速摩擦实验和2008年Mw7.9级汶川地震的主滑移带中发现了断层泥石墨化(Kuo et al., 2014)，表明映秀-北川断裂带中含有还原性的碳物质。因此，本次实验中形成单质铁的还原反应中的还原剂可能是原岩中的富碳物质。前人对于玄武岩中单质铁的研究认为如果单质铁形成于以碳为还原物质的反应中，那么玄武岩必须经历了高温作用并且含有大量的还原碳物质(Bird and Weathers, 1977)。
碎裂岩和花岗闪长岩的磁滞回线结果表明高温实验前样品主要含有大量的顺磁性矿物(图 5a, j)，碎裂岩和花岗闪长岩中的暗色矿物包括含铁的角闪石与黑云母(图 6)，因此，样品中的顺磁性矿物可能是角闪石和黑云母。不同温度段的顺磁性矿物的含量变化并不明显(表 2和图 5)，尽管在1750℃时明显增加，但是其对磁化率值的贡献远小于铁磁性物质(表 2)。经历了400~900℃高温的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在0.3T附近发生了饱和，指示了磁铁矿的磁性特征(Roberts et al., 1995; Tauxe et al., 1996; Humbert et al., 2012)。Zhang et al. (2018)通过低温磁性测试在经历了1100℃高温的样品中发现了少量磁铁矿。前人研究表明断裂岩中的顺磁性矿物在同震摩擦热的作用下发生热解形成磁铁矿(Pei et al., 2014; Zhang et al., 2017)，因此，经历了400~1100℃高温的样品中的磁铁矿是顺磁性矿物在高温环境中发生热解形成的，其是磁化率增高的主要原因。高温实验样品的磁化率值在400~700℃随着温度的增高而增大，表明大量磁铁矿在>400℃高温环境中形成。磁铁矿含量在700℃时达到最大值，因此经历了700℃的样品C3和G3的磁化率值明显高于周围其他温度的样品。>700℃时，磁化率值减小，至1300℃时达到最小值，原因可能是部分磁铁矿在高温环境中发生还原反应。当温度≥1300℃时，部分磁铁矿在还原剂的作用下继续发生还原反应，生成单质铁。随着温度的增高，单质铁的含量逐渐增加，磁化率值也逐渐增高。此外，Zhang et al. (2018)通过低温磁性测试发现了经历了≥1300℃高温的样品中含有少量磁铁矿。因此，≥1300℃的样品中，单质铁和磁铁矿是引起高磁化率值的重要原因。单质铁的质量磁化率值(280×10-3m3/kg)远大于磁铁矿(0.5×10-3m3/kg)(Zhang et al., 2010)，因此，单质铁是≥1300℃的样品磁化率值异常的主要原因。
4.2 假玄武玻璃中单质铁的形成环境及其指示意义地震活动是瞬间释放能量的过程，但很难在自然地震过程中直接观察断裂滑动的摩擦热能及其温度。近年来，对不同岩石的快速摩擦实验可以再现地震断层活动过程、形成摩擦热，可以用来研究滑动摩擦弱化作用及断层岩(假玄武玻璃和断层泥)的物理化学性质等(Goldsby and Tullis, 2002; Di Toro and Pennacchioni, 2004; Hirose and Shimamoto, 2005; Han et al., 2007)。瞬时温度变化可以用如下公式计算(Archard, 1959; O’Hara, 2005)：
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其中，μ是摩擦系数，ρ是密度，Cp是热容量，Pm是屈服强度，V是滑动速度，к热导率。从公式中看出，滑动瞬时温度的变化与摩擦系数和滑动速度成正比。岩石的摩擦系数决定了断裂滑动过程中造成的应力降、产生的动能和摩擦热能，对于研究地震断裂过程具有重要的意义，是定量评估断层稳定性或地震危险性不可缺少的物理参数(Mizoguchi et al., 2009; Di Toro et al., 2011)。在对于菱铁矿、方解石和石英构成的断层泥做滑移速度为1.3~2.0m/s的摩擦实验中发现其瞬时速度约570℃，这部分摩擦热使菱铁矿热解形成了磁铁矿(Han et al., 2007)，但是其温度远低于单质铁的形成温度。粘土矿物、碳酸盐矿物等含量较多的断层泥在滑移速度约1m/s的快速摩擦实验中往往会发生脱水(Hirose and Bystricky, 2007; Brantut et al., 2008)、脱CO2(Han et al., 2007)、体积膨胀(Ferri et al., 2010)，发生热增压的弱化机制，抑制了熔体的形成。因此，粘土矿物、碳酸盐矿物含量较多的断层泥在地震活动中很难形成单质铁。例如Nojima断层地表露头中的断层泥(Mizoguchi et al., 2007)和2008年汶川地震断裂带地表露头的断层泥样品(Yang et al., 2019)的高速摩擦实验中估算的最高温度约为380℃和440℃，远低于单质铁的形成温度。Yang et al. (2019)在实验中发现了铁的氧化物构成的微球粒(图 9j)，其形态特征与本次高温实验中获得的单质铁微球粒相似。
在以花岗岩类岩石作为实验材料进行的快速摩擦实验中，滑移速度是1.5m/s，轴向应力是1.5MPa，在10s的实验过程中形成了熔体，熔体中铁元素富集(Nakamura et al., 2002)。在上述相同的实验条件下，以安山岩作为实验材料，温度增长速度是130℃/m，随着滑移的持续和剪应力的减小，温度最终达到约1300℃(Lavallée et al., 2012)。辉长岩、英云闪长岩和糜棱岩等在不同的快速摩擦实验中均可以达到很高的温度形成熔体(Di Toro et al., 2006; Mitchell et al., 2016; Ferré et al., 2017)。因此，在花岗岩、安山岩、辉长岩、闪长岩等岩浆岩和糜棱岩中发生的地震断裂作用，只要具有较高的滑移速度，那么同震滑移面温度可在短时间内升高，形成假玄武玻璃熔体，可以满足单质铁形成的高温条件。但流体的存在可能会对单质铁的形成有影响。Proctor and Lockner (2016)在对美国罗德岛州花岗岩样品的剪切摩擦实验结果显示干燥的花岗岩样品在实验中形成了假玄武玻璃熔体，而含水的花岗岩样品在实验中则不形成熔体。他们认为原因可能是高温使水气化，形成热增压，减小了摩擦热能量，抑制了假玄武玻璃的形成。综上，若地震断裂带中流体气化形成热增压机制，降低了摩擦热能量，抑制了假玄武玻璃的形成，可能不会形成单质铁。
自然界中，来自地幔的物质和陨石都经历了高温作用。白文吉等(2006)和徐向珍(2009)在西藏罗布莎铬铁矿中发现了自然铁微球粒(α~铁)，同时在自然铁微球粒边缘发现了铁的氧化物(方铁矿)。Xu et al. (2015)在西藏罗布沙地幔橄榄岩中也发现了类似形态的自然铁微球粒(α~铁)和方铁矿(图 9k)。原生铬、铁、锌和碳硅石的出现指示了比较强的还原环境。Tenham L6球粒状陨石因为撞击产生高温高压，对应的温度和压力分别是≥1500℃和≥80GPa(Stöffler et al., 1991; Chen et al., 1996)。在快速冷却过程中形成了熔体，熔体中发现了铁镍金属，同时也发现了铁的硫化物(图 9l)，撞击形成的熔融作用使得铁元素在金属态和硫化物中重新分配(Leroux et al., 2000)。硅酸盐熔体中残余了铁的硫化物表明硅酸盐熔体中提供了大量的硫元素，研究表明硫元素在高温高压环境中会变成很强的亲铁元素(Li and Agee, 1996; Jana and Walker, 1997)。在硫化物大量存在的高温环境中，铁元素主要以铁的硫化物的形式存在，不利于单质铁的形成。
综上所述，我们认为粘土矿物、硅酸盐含量较多的断层泥在同震滑移中因热增压机制的出现很难形成单质铁；而花岗岩、安山岩、辉长岩、闪长岩等岩浆岩和糜棱岩在流体作用弱、硫化物含量低的还原性环境中易在大地震滑移中形成单质铁。因此，熔融作用中形成的单质铁指示了流体作用弱、硫化物含量低及含有大量还原物质的环境。
WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃的显微结构观察和化学成分测试(SEM-EDX)表明熔体中含有大量的铁元素和少量的氧元素，并且不含硫元素(图 9m)，经过化学分子式配比计算后发现有大量的过剩铁元素。因此推测这部分过剩的铁元素是以单质铁的形式存在于熔体中。前人研究发现映秀-北川断裂带中富碳物质分布较多，主要以五种方式赋存：未受破坏的初始赋存状态的碳物质主要分布在断层角砾内部、棱角状碳质碎屑主要弥散在断层泥中、滑动面两侧的碳质脉、碎裂岩化碳质脉和地震主滑移带的石墨晶体(Liu et al., 2016)。在映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带的汶川地震破裂带中都发现了大量的地震断裂活动的标志-断层泥石墨化，一方面揭示了龙门山断裂带经常发生大地震活动，一方面表明断层泥石墨化可能在龙门山断裂带广泛分布(Kuo et al., 2014, 2017, 2018a, b ; Si et al., 2018)。综上所述，龙门山断裂带内具有大量的富碳物质，即还原剂，如果断裂带温度达到了1300℃以上，则可能会形成单质铁。而龙门山断裂带八角庙露头和WFSD-2钻孔岩心中假玄武玻璃的矿物学和显微结构观察结果发现了石英的部分熔融(Wang et al., 2015; Zhang et al., 2017)，结合高温加热实验估算同震滑移带的温度可能≥1300℃。岩石磁学测试发现假玄武玻璃的围岩-碎裂岩经历的最高温度 < 300℃，结合龙门山断裂带的地温梯度，推测假玄武玻璃的形成深度 < 15km(张蕾等, 2018)。综上，龙门山断裂带的大地震断裂作用中形成的假玄武玻璃熔体中形成了单质铁，单质铁和磁铁矿是假玄武玻璃高磁化率值异常的重要原因。单质铁的质量磁化率值远大于磁铁矿(Zhang et al., 2010)，因此，单质铁是假玄武玻璃高磁化率值异常的主要原因。假玄武玻璃熔体中单质铁的形成指示了龙门山断裂带深部流体作用弱、硫化物含量低和还原性的孕震环境。
5 结论本文通过对龙门山断裂带WFSD-2钻孔岩心的碎裂岩及其围岩-花岗闪长岩的高温加热实验及其显微结构观察、地球化学分析及岩石磁学测试，并结合前人的快速剪切实验、地幔物质和陨石的相关研究，获得如下结论：
(1) 花岗闪长岩和碎裂岩在1100℃时发生熔融作用，并在≥1300℃时形成了大量的单质铁微球粒。单质铁微球粒可能是高温环境中磁铁矿发生还原反应生成的。
(2) 结合前人研究成果，本文认为粘土矿物、硅酸盐含量较多的断层泥在同震滑移中因热增压机制很难形成单质铁；而花岗岩、安山岩、辉长岩、闪长岩等岩浆岩和糜棱岩在流体作用弱、硫化物含量低的还原性环境中易在大地震中形成单质铁。
(3) 顺磁性矿物在高温环境中热解形成磁铁矿是≤1100℃的样品高磁化率值异常的重要原因，而少量磁铁矿和熔融作用中形成的单质铁是≥1300℃的样品高磁化率值异常的重要原因。
(4) 龙门山断裂带的假玄武玻璃脉体中可能形成了单质铁，指示了深部流体作用弱、硫化物含量低、还原性的孕震环境。单质铁和磁铁矿是龙门山断裂带假玄武玻璃高磁化率值异常的重要原因。
致谢 感谢中国地质科学院郑勇、何祥丽、李成龙、赵越在样品制备中给予的帮助；感谢中国科学院上海硅酸盐研究所张景贤老师在高温实验中给予的帮助；感谢汶川地震断裂科学钻研工程实验中心的魏金川和吴建国分别在薄片制备和后勤方面给予的帮助；感谢评阅人中国地质大学(北京)刘俊来教授、南方科技大学周祐民副教授和编辑部俞良军老师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Marie LuceChevalier研究员帮助修改英文摘要！
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