2021, Vol. 37
2. 北京大学地球与空间科学学院, 教育部造山带与构造演化重点实验室, 北京 100871;
3. 自然资源部深地动力学实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2. MOE Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
3. MNR Key Laboratory of Deep-Earth Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
新生代以来，印度板块与欧亚大陆之间的碰撞造山运动造就了青藏高原的隆升与喜马拉雅造山带的崛起，造山带内地壳的加厚与地表岩石的强烈变形记录了这一重要的构造事件(Tapponnier et al., 2001; Yin，2006; 许志琴等, 2006, 2011)。其中平行于造山带走向发育大量的线性构造是这一碰撞造山过程中最为重要的地质记录之一，深入研究这些线性构造与深部岩石变形特征关系对认识整个造山带的演化具有重要构造意义(Zhao et al., 1993; Royden et al., 1997; Gao et al., 2016)。大反向逆冲断层(GCT)即藏南喜马拉雅反冲断层(Heim and Gansser, 1939)是喜马拉雅造山带北部边界一条新生代以来重要的东西走向构造边界。在整个喜马拉雅造山带内，大反向逆冲断层同藏南拆离断层系(STDS)、主中央逆冲断层(MCT)、主边界逆冲断层(MBT)以及主前缘逆冲断层(MFT)等组成了整个喜马拉雅造山带的主要构造单元(图 1a, b)(Gansser, 1964；Ding et al., 2005；Yin，2006)。
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图 1 青藏高原构造格架简图（a）和喜马拉雅造山带主要地层与构造单元图（b）(据Yin，2006修改) 图(b)中白色方框代表本文研究区，见图 2 Fig. 1 Simplified tectonic framework map of the Tibetan Plateau (a) and regional geological map of the Himalaya orogen (b)(modified after Yin, 2006) |
目前，大反向逆冲断层的研究主要集中在西部冈仁波齐地区、日喀则弧前盆地和藏南泽当-罗布莎三个地区(Ratschbacher et al., 1994; Yin et al., 1994, 1999; Sanchez et al., 2013; Wang et al., 2015; Feng et al., 2020)。前人主要通过构造地质学、岩石学及年代学的综合研究，深入探讨了大反向逆冲断层周围热隆升历史、变质与变形的温压条件、断层初始活动年代和主要活动时期等(Yin et al., 1994; Quidelleur et al., 1997; Harrison et al., 2000; Li et al., 2015, 2018; 董汉文等，2016)。此外，对大反向逆冲断层的构造变形特征也取得了一些重要认识：如Murphy and Yin(2003)基于冈仁波齐峰地区大反向逆冲断层的构造变形恢复提出GCT经历了64km的南北向缩短；梁凤华等(2011)对罗布莎蛇绿岩体和控制岩体的断层进行了详细的野外调查，结合宏观、显微结构和石英EBSD组构的研究，识别出两条韧性剪切带，提出了藏南雅鲁藏布江蛇绿岩的侵位机制。最近，Feng et al.(2020)等根据罗布莎镇北沃卡乡地区冈底斯韧性剪切带变形特征的综合研究，认为中新世以来大反向逆冲断层持续的北向挤出活动是该剪切带形成的重要原因。然而，关于GCT断层岩脆韧性变形带的微观变形机制、韧性剪切带岩石流变学属性等方面的研究工作相对较少，而深入研究这些微观组构对于进一步理解碰撞造山带不同构造层次变形和造山带演化具有重要意义(Burg and Chen, 1984; Murphy and Yin, 2003; Ratschbacher et al., 1994)。
石英、长石和云母等作为大陆岩石圈最为丰富的造岩矿物，它们的微观结构以及结晶学优选方向对于理解岩石变形机制、条件以及地壳流变学属性十分重要(Hirth and Tullis, 1992; Stipp et al., 2002a, b；Platt，2015；刘俊来，2017)。由于岩石磁组构与变形矿物EBSD组构分析在揭示岩石变形特征方面有着各自的优势，不少学者利用岩石AMS与岩石中变形矿物EBSD组构方法开展了造山带岩石变形特征研究(Debacker et al., 2009; Parsons et al., 2016; Goswami et al., 2018; Ribeiro et al., 2019; Kuehn et al., 2019)。尽管一些学者通过石英为主的EBSD组构对韧性剪切带岩石的流变学特征进行了约束(Cao et al., 2007; 刘俊来等，2008; 许志琴等，2009; 陈小宇等，2016; 张青和李馨，2021)，然而，综合分析岩石AMS和变形矿物EBSD组构来探讨造山带变形特征研究却很少。
为了揭示大反向逆冲断层新生代以来的微观变形特征及其构造变形演化过程，本文选取藏南泽当-琼结地区的仁布-泽当逆冲断层为研究对象，通过宏观与显微构造观察，并综合磁组构(AMS)和云母、石英EBSD组构对GCT断层及围岩变形特征进行详细分析，试图通过不同方法获得的岩石变形组构信息来T探讨研究区GCT新生代以来的构造变形特征及其构造环境。
1 地质背景与样品采集最早由Heim and Gansser (1939)提出的大反向逆冲断层是特提斯喜马拉雅地块北缘沿着雅鲁藏布江展布的最为重要的东西向线性构造之一。详细的地质调查表明GCT是一个呈叠瓦状排列向南倾的逆冲断层系，自西向东延伸约1500km，断层上盘为特提斯喜马拉雅沉积层，下盘为冈底斯花岗岩(图 2b)，在构造上同北边的冈底斯逆冲断层共同分隔了拉萨地块和喜马拉雅地块(Ratschbacher et al., 1994; Yin et al., 1999)。GCT在空间上出露并不连续，目前识别出有仁布-泽当逆冲断层(Yin et al., 1999, 1994)、日喀则弧前盆地背向冲断层以及西藏西南地区的冈仁波齐峰附近大反向逆冲断层(图 1b)(Ratschbacher et al., 1994; Quidelleur et al., 1997; Harrison et al., 2000; Wang et al., 2015)。在日喀则弧前盆地以及朗县地区断裂一般由多条次级断层平行排列分布，切割了雅鲁藏布江蛇绿岩和特提斯喜马拉雅沉积地层。GCT主要活动于中新世(19~10Ma)(Ratschbacher et al., 1994; Quidelleur et al., 1997; Yin et al., 1999)，在东部罗布莎-朗县地区的活动不早于早渐新世(董汉文等，2016)。
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图 2 研究区构造地质简图(a，据谢尧武等，2007①)及研究区穿过仁布-泽当逆冲断层的横剖面图(b) Fig. 2 Simplified geological map of the Zedang area (a) and cross-section across the Renbu-Zedang thrust fault in the study area (b) |
① 谢尧武等. 2007. 1∶25万泽当幅地质图
北向逆冲作用下特提斯喜马拉雅地层向北叠覆于雅鲁藏布江蛇绿岩或特提斯喜马拉雅沉积层之上。由于断层上、下盘岩性的差异，在不同地区对断层滑移距离的估计存在较大差异，如通过西部平衡剖面计算其断层滑移距离至少为38km (Murphy and Yin, 2003)，而基于东部雅拉香波地区新生代淡色花岗岩的对比推算其断层最大滑移距离可达60km (Aikman，2007)，根据冈底斯挠曲估算其断层滑移距离至少为70km (Wang et al., 2015)。沿着大反向逆冲断层附近存在一些中新世以来的岩浆活动，包括冈底斯后碰撞岩浆作用(26~10Ma)、北喜马拉雅片麻岩穹隆等(张进江等，2007; Aikman et al., 2008；Montomoli et al., 2017)。大反向逆冲断层作为少数沿着整个喜马拉雅造山带可以追踪的线性构造之一，其活动时代与藏南拆离断层系(STDS)以及主边界逆冲断层(MCT)的主活动期是同时的，也有研究者认为其可能与STDS相连(Yin et al., 1994)。
仁布-泽当逆冲断层(RZT)是大反向逆冲断层在泽当地区的延伸，位于西藏山南市泽当以南，断层主要由三条呈东西向展布平行排列、南倾的次级逆冲断层F1、F2和F3组成，断裂自仁布-加查沿雅鲁藏布江南岸东西延伸约为200km，在泽当地区穿行于最北部的蛇绿岩和特提斯喜马拉雅沉积层中(图 2a)。在断层穿越的沉积地层区沿着砂岩和砂质板岩层理面发育有大量的石英脉，多与地层平行，最宽不超过30cm (图 3a-d)。研究区仁布-泽当逆冲断层上盘为上三叠统朗杰学群复理石沉积，由一套绿片岩相浅变质的砂岩、砂质板岩组成，从北向南依次可以划分为姐德秀组、江雄组和宋热组，各地层单元之间为断层接触(图 2)，下盘为雅鲁藏布江蛇绿岩和冈底斯花岗岩(李祥辉等，2003; 张朝凯等，2014)。泽当地区上三叠统朗杰学群复理石沉积层由于受到新生代以来周边岩浆弧以及穹隆活动的影响(张进江等, 2007; Feng et al., 2020)，在泽当镇-琼结县北部主要表现为低温动力变质作用(Dunkl et al., 2011; Montomoli et al., 2017)，变质矿物组合为钠长石、绢云母、绿泥石，总体上看变质程度由北向南逐渐增强。在靠近断层活动区动力变质作用以脆性和韧性变质作用并存，这种脆-韧性的变质带主要沿着仁布-泽当逆冲断层分布，沿东西向呈狭长的带状展布，主要有构造角砾岩、碎裂岩、碎斑岩以及糜棱岩化的岩石等。仁布-泽当逆冲断层作为大反向逆冲断层的一部分，其主要活动年代为19~10Ma，并且于9Ma左右停止活动(Quidelleur et al., 1997; Yin et al., 1999; 董汉文等，2016)。
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图 3 泽当地区仁布-泽当逆冲断层地层野外构造特征 (a)F2断层地表破碎带；(b)断层中心狭窄破碎带，并伴有石英脉充填的张裂缝；(c)姐德秀组砂岩层发育的石英脉体；(d)断层F3强烈褶皱与逆冲变形错断顺层发育的石英脉 Fig. 3 Field images of the mesoscopic structures of the Renbu-Zedong thrust in Zedang area |
本次研究采集的AMS定向样品来自姐德秀组(T3j)、江雄组(T3jx)和宋热组(T3s)的砂岩、砂质板岩，采样点在空间上垂直于仁布-泽当逆冲断层的次级断层F2和F3走向分布，主要位于断层带及附近区域(图 2a)。所有岩石磁组构(AMS)的样品均由便携手提汽油钻机钻取，共计采集15个采点196块古地磁样品。并采集8个显微薄片定向样品用于EBSD组构分析，其中两个样品来自主断层区的石英脉体用于石英EBSD，其他6个样品(ZL1、ZL3、ZL4、ZL6、ZL8和ZL14)用于白云母和黑云母EBSD分析。
2 实验方法与样品测试磁组构即磁化率各向异性(AMS)作为一种地球物理学方法，主要通过岩石构造变形过程中应力对岩石中磁性矿物结晶学优选与磁晶各向异性的改变来获得构造变形组构信息(Tarling and Hrouda, 1993; Borradaile and Jackson, 2010)，相比传统的岩石组构分析，AMS在反映岩石变形特征尤其是弱变形岩石的变形特征和三维应变状态具有显著的优势。利用变形过程中矿物晶格对称与滑移特征变化衍生的电子背散射衍射(EBSD)技术，可以获得岩石中石英、长石和云母等矿物的晶格滑移系及优选方向的信息，进而推测其变形温度与强度信息(Hirth and Tullis, 1992; Stipp et al., 2002a)。
(1) 磁组构(AMS)测试分析
样品的加工与制作以及测试工作在自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室完成。样品AMS测试是在捷克产的Agico卡帕桥磁化率仪上进行，数据分析处理软件为Anisoft 5.0。
(2) EBSD组构测试分析
本研究对断层围岩及断层核心区分别选取定向的手标本进行薄片制作，薄片沿着平行于拉伸线理方向、垂直于面理方向进行切片，随后对薄片进行抛光、喷碳等预处理。石英和云母等定向薄片的EBSD组构测试在自然资源部深地动力学实验室完成，使用的测试仪器为日本电子公司(JEOL)制造的JSM-56101V型扫描电镜和丹麦HKL公司制造的CHANNEL 5型号EBSD仪器，数据处理由软件Channel 5完成。本研究主要对断层变形强烈区石英脉和断层以及围岩中的黑云母和白云母三种矿物进行EBSD组构分析。
3 变形的宏观与微观特征 3.1 宏观变形特征沿泽当-琼结县国道沿线可以观察到大量向北逆冲与挤压构造(图 4a, b)，如不对称倾斜褶皱、劈理化带(图 4c，d)、褶劈理(图 4d，e)、构造透镜体(图 4d，e)等。变形区地层总体上线理倾伏向为北东-南西向，倾伏角~40°。多期构造叠加作用标志也十分显著，早期的沉积层理(S0)大多难以识别，S1与S2面理发育；在褶皱岩层中S1与S2分别代表褶皱两翼、轴面劈理(图 4c，e)，在强褶皱变形岩石可以识别出S1与S2分别代褶皱地层和褶劈理。在靠近断层中心区域可以观察到砂岩、砂质板岩除了遭受强烈挤压变形与上盘向北的剪切作用外还伴有部分变质作用，如长石等矿物的绢云母化和绿泥石化作用(图 3b，d)。
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图 4 泽当地区断层带剪切变形及石英脉体的宏观构造特征 (a)逆冲断层强烈剪切变形，并伴有大量石英脉发育；(b)断层同构造变形形成透镜状石英脉；(c)砂岩发生强烈褶皱变形，其中石英脉也发生相同褶皱形变；(d)沿着剪切面平行发育的石英脉体；(e)砂岩发生强烈褶皱变形并伴有剪切作用形成褶劈理，剪切指向NNE，S1与S2面理清晰可识别；(f)石英脉呈现强烈剪切拉伸变形特征 Fig. 4 Field photographs of the mesoscopic deformation structures of quartz veins in shear zone of the Langjiexue Group in Zedang area |
沿逆冲断层剪切面通常广泛发育石英脉，其脉体的几何形态与空间分布通常反映与构造应力和应变特征有关的信息(Hilgers and Urai, 2002; Passchier and Trouw, 2005)。石英脉在剪切作用下多呈透镜状、串珠状产出，部分顺层面发育的石英脉产出的长轴方向多与劈理面呈小角度相交(图 4c，e)。逆冲与强烈挤压作用下形成的褶皱区石英脉与地层褶皱作用同步发生形成小型褶皱，在断层核部或剪切带中石英脉与层面或劈理面产状基本一致；而靠近断层中心区域石英脉遭受强烈的韧性剪切作用，同时在与剪切面垂直的方向发现有大量的雁列式张裂缝被石英脉充填(图 3b)。围岩区可见大量石英脉随地层同步褶皱变形(图 4c, e)，但是位于褶皱逆冲区的石英脉在后期剪切作用下发生明显的错断(图 4e)与拉伸形变(图 4f)。
藏南地区磷灰石裂变径迹冷却史也表明泽当地区在始新世至渐新世之间经历两次冷却过程，这一时期正是印度与欧亚大陆之间强烈的挤压碰撞作用时期，也是THS形成大量褶皱逆冲构造的主要时期(Li et al., 2015; Wang et al., 2016)。GCT主要活动于中新世(Ratschbacher et al., 1994; Quidelleur et al., 1997; 董汉文等，2016)，多样的变形特征也指示构造活动呈现多期次特征。其中形成于断层活动前的脉体多经历了褶皱作用后被逆冲断层所切断，而顺断层面发育的石英脉多与后期断层活动过程相关。
3.2 石英微观变形特征石英作为一种最主要的造岩矿物具有稳定的物理-化学行为和简单的晶格滑移系，是理解地壳流变学行为最常用的矿物之一(Passchier and Trouw, 2005; 胡玲等，2009; 嵇少丞等，2021)。不同变形区石英会呈现不同的微观变形行为，分别选取断层围岩区、同构造石英脉和断层核心区开展变形显微组构分析，用以对比研究区变形特征的微观差异。
3.2.1 断层围岩区仁布-泽当逆冲断层在泽当-琼结县地区为多条不连续出露的次级断层，次级断层F2和F3分别作为姐德秀组与江雄组以及江雄组和宋热组组的边界断层(图 2a)。野外露头观察发现朗杰学群复理石为低绿片岩相的浅变质岩系，微观变形构造的观察则提供了更多变形与变质作用的细微特征。其中压溶作用是泽当地区宋热组与江雄组砂岩变形的最主要特征，局部应变增强区可发现砂岩发生了劈理化或强劈理形成砂质板岩(图 5a, b)，石英颗粒在沿线理平行的方向呈现显著拉长的塑性变形(图 5c, d)。大量石英颗粒长轴的尾端可以识别出的压力影构造，主要由泥质或一些暗色矿物组成(图 5c, d)。根据扫描电镜成像(BSE)可以清晰分辨出石英颗粒之间基质主要为绿泥石、白云母和黑云母等(图 5e, f)。这些矿物在岩石磁学中属于顺磁性矿物，在应力作用下的结晶学优选对AMS分析具有重要的构造意义(Borradaile and Werner, 1994; Borradaile and Henry, 1997)。大多数云母及长石等在低温作用下蚀变成绿泥石、绢云母和伊利石等并形成“须状”拖尾构造，这种由于流体参与的压溶作用在砂泥质碎屑岩中十分常见(Vernon，2018)。根据低级变质矿物组合和石英颗粒的微观组构指示的特征推测围岩区的变形温度不会超过300℃ (Passchier and Trouw, 2005)。
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图 5 泽当地区上三叠统朗杰学群砂岩显微构造特征 (a、b)砂岩样品高清薄片扫描成像，其中白色斑点为石英颗粒, 黑色线为弱劈理；(c、d) 砂岩中石英颗粒压溶变形成透镜状，在颗粒尾端形成“须状”增生晶体；(e)扫描电镜BSE成像显示石英颗粒须状拖尾的不同矿物组成；(f)绿泥石和黑云母、白云母矿物组成石英颗粒间基质. Qtz-石英；Chl-绿泥石；Mu-白云母；Bt-黑云母 Fig. 5 Microstructures of sandstones from the Upper Triassic Langjiexue Group in Zedang area |
野外观测到大量顺断层面发育的薄层石英脉，显微镜下观察发现这些脉体中石英颗粒均较大(直径大于1mm)(图 6a-d)，属于新生石英颗粒、呈现较弱的波状消光特征，变形十分微弱。显然，这些石英脉的形成与最新的一次构造活动相关，类似的脉体在京北云蒙山地区也有报道(裴磊和刘俊来，2016)；少部分颗粒边缘发生了微弱的动态重结晶作用，主要为膨凸重结晶作用；部分石英颗粒边缘聚集有胶结物，表明在重结晶作用同时可能有流体的参与发生了湿扩散作用(图 6a, b)。另外，江雄组与宋热组砂岩、砂质板岩中保存有大量晶型完好的黄铁矿颗粒，指示了原岩形成时强的还原环境，显微镜下可以观察到沿着黄铁矿颗粒边缘发育有大量近垂直生长的石英颗粒(图 6e)，这些石英颗粒在应力作用下呈现一定的优选定向(右旋)(图 6f)。
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图 6 大反向逆冲断层附近新生石英脉的微观变形行为 (a)大颗粒石英边缘发生膨凸重结晶作用；(b)石英弱的波状消光，粒边界呈锯齿状，膨凸重结晶作用(BLG)；(c、d)石英颗粒的膨凸重结晶作用；(e)沿着黄铁矿颗粒边缘生长的石英颗粒；(f)插入石膏板后石英颗粒显示不同的多色性. (a-e)为正交偏光下显微特征，(f)为图(e)插有石膏板的正交偏光镜下石英颗粒的显微特征 Fig. 6 Photomicrographs of quartz veins near Renbu-Zedang thrust illustrating main deformation behavior of quartz |
断层核心区的石英和云母微观结构揭示了大反向逆冲断层经历了强烈和复杂的变形过程，同时也呈现一定的规律性。复杂性体现在：(1)断层核心区石英颗粒表现出强烈的韧性变形特征，其中以动态重结晶作用为主的位错蠕变是石英最主要的微观变形机制，可以识别出三种不同类型的重结晶作用，包括静态重结晶(石英边界多边形)(图 7e中蓝色箭头)，膨凸重结晶作用(BLG)(图 7c, e, f中红色箭头)、亚颗粒旋转重结晶作用(SGR)(图 7f中黄色箭头)；(2)云母矿物也伴随有强烈的与剪切作用有关的拉伸形变(图 7b)。其中膨凸重结晶作用在低级变质岩区、高应力作用下是十分常见的现象(Wu and Groshong, 1991)。规律性表现在：(1)多期复杂的变形特征保留有早期中高温的变形特征，如镁铁质层状硅酸盐矿物剪切面(S2)(图 7a, b)；同时叠加有晚期低温的简单剪切变形特征，如重结晶石英颗粒定向排列形成S1面理与透镜状碎斑(图 7d)。(2)晚期变形石英在应力作用下显著的剪切变形均指示方向为NNE。以上特征表明，断层区总体以低温动态重结晶作用为主，局部并伴有中高温重结晶作用。根据以上矿物的变形特征，强变形区石英揭示的变形温度不超过400℃ (Wintsch and Yeh, 2013)。
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图 7 逆冲断层核心区石英脉变形显微特征 (a)云母(图中棕褐色)发生强烈变形形成劈理域，断层核心区强剪切作用下石英发生动态重结晶，S1与S2面理发育；(b)重结晶石英颗粒间白云母在剪应力作用下发生明显的拉伸，并且指示向NNE的剪切；(c)石英颗粒发生膨凸重结晶作用(BLG)；(d)断层强变形区石英透镜体状集合体形成核幔结构，S1与S2面理清晰；(e)石英脉中大颗粒石英边界发生膨凸重结晶作用，底部小颗粒石英以颗粒石英出现亚颗粒旋转重结晶(SGR)和多边形边界指示的静态重结晶作用；(f)石英脉条带平行于S2面理，石英颗粒出现亚颗粒旋转重结晶作用，局部保留有膨凸重结晶作用. 蓝色箭头：静态重结晶; 红色箭头：膨凸重结晶(BLG)；黄色箭头：亚颗粒旋转重结晶(SGR) Fig. 7 Photomicrographs of the deformed quartz veins in the core of the RTZ thrust fault |
实验获得了GCT断层附近砂岩、砂质板岩磁组构的结果(图 8)，其中最左列为磁化率各向异性主轴方向赤平投影图，中间列为样品数与平均磁化率分布直方图，最右边为各向异性度(P’)与形状因子(T)关系图。所有磁化率主轴(K1、K2、K3分别代表最大、中间与最小磁化率主轴)赤平投影结果均显示较好的优选方向。磁线理(K1)普遍发育、近南北向，构造面理(劈理面或断层面)与磁面理(K1-K2轴平面)要么重合或呈较小的角度相交，指示一种较强的变形组构特征(图 8左列)。研究区已有的岩石磁学研究结果表明顺磁性的绿泥石、云母等矿物在岩石内组成均在10%以上(Dunk et al., 2011; Cao et al., 2021)。本研究获得样品的平均磁化率均集中在130μSI，表明顺磁性矿物主导岩石的构造变形组构(Tarling and Hrouda, 1993; Borradaile and Jackson, 2010)。磁化率各向异性度分布在1.02~1.16之间，除了少数形状因子(T)为负值，大多为正值，表明磁化率椭球体总体呈现为压扁的椭球形。
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图 8 仁布-泽当逆冲断层岩石磁组构特征 (a-c) 为F2断层附近磁组构特征：(a)等面积下半球赤平投影，其中深蓝色线为磁面理产状，浅蓝色线为劈理面产状；(b)采点平均磁化率(Km)与样品数直方图；(c)样品各向异性度(P’)与形状因子(T)分布图.(d-l) 为断层F3附近采点磁组构特征，其中(d-f)、(g-i)和(j-l) 表示坐标轴含义同(a)、(b)、(c)对应项. K1、K2、K3分别为最大、中间和最小磁化率主轴 Fig. 8 The AMS analysis results of the Renbu-Zedang thrust fault |
图 8a-c对应于断层F2附近的磁组构特征，磁线理近南北向与断层的运动方向(即南北向挤压方向)一致，指示断层的剪切作用与磁组构的形成关系密切，在比利牛斯山地区的逆冲断层的磁组构研究中也发现了大量类似的组构(Marcén et al., 2019)。另外在强变形区，对比分析发现逆冲作用导致的应变局部化对形状因子的数值影响较大。因为各采样点的岩性特征一致，采点ZL1、ZL2在空间位置上距离断层核部较ZL3、ZL4、ZL5距离远。从ZL1至ZL5采点得到其形状因子(T)与各向异性度(P’)存在一个显著的递增的变化范围，同时磁化率椭球体呈现由拉长“杆状”到压扁“饼状”转变(图 8c)。这种由于应变局部化引起各向异性变化的情况在剪切变形中十分常见(Ferré et al., 2014; Kusbach et al., 2019)。采点ZL6至ZL11主要呈现单斜地层的特征，未发生褶皱变形(图 3c)。如图 8d-f所示磁化率主轴的优选十分显著，磁线理近南北向；平均磁化率值~130μSI, 呈现连续分布特征；同时形状因子(T)与各向异性度(P’)分布也比较集中，其中P’平均值为1.10，T的平均值为1.3。其中靠近F3断层附近采点ZL12和ZL13两采点样品的磁化率主轴(K1)在赤平投影上均呈现较好的优选方向，其平均磁化率值主要分布在2个区间，即100μSI以下和150μSI以上(图 8g-i)。尽管ZL12、ZL13的磁化率主轴(K1)在AMS赤平投影图上呈现完全一致的优选方向，但其各向异性度(P’)与形状因子(T)却表现出较大的差异，ZL12为扁平的磁化率椭球体，ZL13却表现为拉长的椭球形。虽然ZL12与ZL13位于同一露头区相距不过5m，但是周围岩石均遭受显著剪切与褶皱作用，显然这种由于采点岩石应变局部化对各向异性度值影响显著。样品ZL12，ZL13采点位于逆冲断层作用下相关褶皱的两翼强应变带(图 4c, d)，其局部强烈的应变集中引起岩石内部磁性矿物的优选与分布导致ZL12、ZL13采点的磁线理方向与区域整体的近南北向优选方向存在一定的差异。劈理面与磁面理形成的复合组构(交面线理)是磁组构的又一重要特征(图 8a, d, g)，在顺磁性主导AMS的砂泥岩剖面中，交面线理的出现通常揭示岩石经历多期构造过程(Housen et al., 1993; Aranguren et al., 1996; Aubourg and Robion, 2002)。
断层带岩石AMS呈现明显的构造组构特征，磁线理与磁面理均发育，岩石总体表现为受南北向挤压应力的作用，磁化率椭球主要表现为压扁状。磁线理与区域逆冲断层运动的方向一致，显然这是一种与断层剪切运动方向有关的磁组构(Housen et al., 1995；Marcén et al., 2018)。
4.2 EBSD组构结果 4.2.1 石英EBSD沿着仁布-泽当逆冲断层广泛发育的多种形态的石英脉记录了岩石发生强烈构造变形的过程，如图 9a所示位于断层F2中心区域的石英脉的延伸方向与剪切方向平行，形成拉长的透镜状。定向薄片切面观察发现石英脉的生长已经透入围岩中(图 9b)，指示石英脉的形成与断层的活动是同步的。显微镜下观察发现断层区新生石英脉的石英颗粒通常较大(大于1mm)(图 9d左下)，但是与剪切面面理平行的石英颗粒通常较小(小于50μm)(图 9e)，石英颗粒的显著细粒化现象及其空间分布显示样品经受了强烈剪应力作用(9c)。根据石英脉定向薄片的EBSD组构研究能够获得不同粒径石英组构与温度以及应变量的综合关系(Stipp et al., 2002b)。同一薄片小颗粒石英与大颗粒石英的生长特征的显著差异是区域应力环境变化的结果，分别选取定向薄片中这两种粒径石英的进行显微构造和EBSD组构分析。
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图 9 断层带剪切变形石英脉显微组构与EBSD组构特征 (a)断层F2露头区石英脉平行剪切面呈透镜状，断层剪切面顶部出现大量垂直于断层面分布的脉体；(b)岩断层剪切面获取的定向石英脉的薄片切面；(c)F1断层面与脉体关系以及应力状态特征；(d)剪切断层破裂面附近石英的颗粒显著的亚颗粒旋转动态重结晶作用，其中(e)为进行EBSD组构分析的选区；(e)选区石英EBSD组构分析面扫结果(2.5阶)；(f)选区(e)的石英<11-20>(<a>轴)与<0001>(<c>轴)极密点的空间分布图，其中<c>轴极密点的分布存在一定的开角，测量开角为71.2°；(g)粗颗粒的石英显示显著的拉长和波状消光的特征，其颗粒长轴方向与断层面剪切方向一致；(h)选区(g)面扫和反极图结果；(i)选区(g)长颗粒石英<11-20>(<a>轴)与<0001>(<c>轴)极密点的空间分布图 Fig. 9 The photomicrographs and EBSD results of shear zone quartz |
显微镜下可以观察到沿着剪切方向石英脉底部的岩石强烈劈理化，在右旋剪切应力的作用下观察到薄片顶部石英有明显的亚颗粒旋转动态重结晶(SGR)(图 9d)(Seybold et al., 2019)。图 9d的左下方也观测到了大颗粒(＞500μm)石英的颗粒边界呈现不规则的形状，与强劈理化的断层岩存在明显的交切关系，显然这些石英颗粒形成的时间相对较晚。如图 9b所示，分别选取薄片底部受剪切作用影响显著的(d)区域以及剪切影响较小的(g)区域动态重结晶石英EBSD组构进行分析，实验获得了其<a>轴与<c>轴的极图信息。两个选区石英<c>轴极密分布近平行于Z轴(图 9f, i)，以(0001)<1000>滑移系为主，反映了变形温度为低温条件(＜400℃) (Stipp et al., 2002a, b)。图 9e所在的区域，由于受到剪切应力的作用其Z轴顶面的极密区存在一定分散集中，主要分布在极图的顶底四个区域。测量Z轴附近极密点开角为71.2°(图 9f)，石英<c>轴组构的张开角已被Kruhl(1996)提出并给出经验公式作为一种地质温度计用于岩石变形温度的估算，初步估计温度为400±50℃。图 9g, h分别为选区粗颗粒石英镜下显微特征和面扫结果，其沿<c>轴方向的结晶学优选方位为近平行于Z轴，指示以(0001)<1000>滑移系为主，也表现为低温组构(图 9i)。
如图 10所示为断层F3中心区域石英脉的微观变形特征与石英的EBSD组构，薄片下可以观测到石英颗粒在剪切应力作用下存在一定定向，整体形态呈现“σ”型旋转对称结构(图 10a)。其中左侧区域的石英颗粒发生了明显的亚颗粒旋转与颗粒边界迁移动态重结晶作用(图 10b)。石英EBSD结果显示其<c>轴具有沿Z轴最大极密分布的特征，同时在近平行于Y轴的方向也有极密的出现(图 10c)，显然这是底面<a>滑移和菱面<a>滑移两组滑移系叠加的结果(Stipp et al., 2002b; Passchier and Trouw, 2005)。区域整体组构表现出低温条件(小于400℃，低绿片岩相)沿底面滑移的特征，实验获得了样品面扫结果(图 10d)滑移系为(0001)<1100>，不对称性指示NE-SW方向的剪切。在断层附近的石英部分保留了中温组构类型，即(1-101)<1100>滑移系(图 10c)，这种较高的温度可能是变形早期局部升温作用的结果。
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图 10 仁布-泽当逆冲断层(F3)中心石英脉显微构造特征及<c>轴与<a>轴EBSD测量结果 (a)选区石英颗粒集合体与围岩显示明显的剪切变形组构特征，石英颗粒及围岩指示右旋剪切作用；(b)剪切应力作用下石英颗粒显示动态重结晶作用，其中红色指示重结晶形成的石英“残余颗粒”微结构，黄色箭头指示颗粒边界显示“窗户”微结构(Passchier and Trouw, 2005)；(c)薄片选区石英<a>轴与<c>轴极图，<c>轴极密点沿Z轴和XZ轴方向分布；(d)薄片选区石英反极图面扫 Fig. 10 Quartz c-axis and a-axis EBSD fabrics results of selected samples from the Renbu-Zedang thrust fault |
白云母与黑云母作为重要的层状硅酸盐矿物都属于云母族矿物，具有相同的晶体结构，其中常见的滑移系有(100)<a>、(010)<b>和(001)<c>。尽管云母族矿物的结晶学优选方位(CPO)相对石英而言报道较少(Lloyd et al., 2009; Wenk et al., 2010；Dempsey et al., 2011)，但是其CPO在剪切运动方向分析中具有重要指示意义(O’Brien et al., 1987)。如图 11a-c获得了研究区样品ZL14-8和ZL1-4的白云母与黑云母沿<100>(a轴)，<010>(b轴)和<001>(c轴)3个方向的极图信息，三组数据显示出两种云母<c>轴方向的极密点均近平行于面理面(图 11最右列)，其中样品ZL1-4白云母与黑云母的极密点中心分布表现出较强的一致性，<100>和<010>方向的优选则呈大圆环带分布。
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图 11 白云母、黑云母结晶学优选方位EBSD测量的等面积下半球投影结果 (a)(b)分别为样品ZL14-8和样品ZL1-4中白云母组构信息；(c)样品ZL1-4黑云母组构信息 Fig. 11 Lower hemisphere stereographic projections of crystal orientations of muscovite and biotite determined by EBSD |
AMS平均磁化率分布直方图结果表明顺磁性矿物是岩石AMS的主要贡献，结合研究区砂岩、板岩以及其显微构造特征发现黑云母、白云母以及绿泥石是顺磁性矿物的主要来源(Biedermann，2018)。黑云母、白云母以及绿泥石作为岩石中最为常见的层状硅酸盐矿物之一，均属于单斜晶系、沿{001}具极完全解理或完全解理、呈片状或板状。云母族矿物主要沿着滑移系(001)<110>或者(001)<100>发生高温变形，其调节变形的微观变形机制有压溶作用、膝折作用、褶皱作用等，这使得它成为良好的构造标志(Passchier and Trouw, 2005)。因为顺磁性矿物主导的AMS组构主要受顺磁性矿物结晶学优选方位(CPO)的控制(Borradaile and Jackson, 2010)，云母的EBSD组构能够获得其滑移特征。所有选取的样品均显示出AMS组构优选与黑云母EBSD组构极密点分布之间存在良好的对应关系(图 12)。其中黑云母EBSD的<001>轴(c轴)与磁面理的极点(位于K3轴附近)几乎重合(ZL4、ZL6、ZL8、ZL14)，同时所有黑云母的<a>和<b>轴方向形成的带状分布与之对应的磁面理(K1-K2平面)几乎重合。对希腊纳克索斯岛混合岩岩变形区黑云母EBSD组构研究也表明其结晶学主轴与磁化率各向异性主轴存在类似的对应关系(Kruckenberg et al., 2010)，对5个不同黑云母单晶矿物的磁化率各向异性实验研究表明沿着晶体底面(K1-K2)有着最小的磁化率各向异性(Martín-Hernández and Hirt, 2003)。如图 12所示，宏观的构造面理、磁面理以及云母<a>轴和<b>轴极密带有着非常好的重合度，进一步证实了白云母和黑云母是研究区岩石AMS的主要贡献矿物。
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图 12 黑云母结晶学优选(CPO)与磁组构以及宏观组构之间的关系 其中，左侧显示的是AMS组构的赤平投影，包括平均磁面理、磁线理以及构造面理和线理；右侧为黑云母CPO极图，方向依次为<100>(a轴)、<010>(b轴)和<001>轴(c轴) Fig. 12 Relationship among structural fabric, magnetic fabric and crystallographic preferred orientation (CPO) of biotite |
黑云母作为一种最为常见的层状硅酸盐矿物，其微观变形特征在反映岩石变形机制具有十分重要的参考意义(Shea and Kronenberg, 1993)。显微镜及扫描电镜的观察发现白云母、黑云母和绿泥石这三种顺磁性矿物是劈理域或颗粒间基质的主要组成，且都对AMS有贡献(Borradaile and Werner, 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2003; Chadima et al., 2004; Debacker et al., 2004)。根据实验条件下获得的白云母和黑云母的EBSD组构，其中黑云母和白云母的EBSD组构优选特征均表现出与AMS磁化率主轴优选方向有较好的一致性。单矿物的AMS研究表明晶体的结晶学习性与磁化率主轴之间存在一些很好的对应关系，例如单斜晶系的云母族矿物其c轴<001>通常与最小磁化率主轴K3方向近平行，而最大磁化率主轴(K1)与中间磁化率主轴(K2)分别对应于云母族矿物的b轴<100>与a轴<010>，这种对应关系在粘土矿物如绿泥石中也是很普遍的(Borradaile and Jackson, 2010)。实际研究发现少数样品的K3轴并不是与黑云母的(001)c轴极密点完全重合，对以顺磁性矿物为主的AMS研究发现样品中微量的铁磁性矿物如磁铁矿和赤铁矿的存在会影响到其优选方向的分布(Borradaile and Werner, 1994; Haerinck et al., 2013)。另外，镜下观察到大量白云母、绿泥石的存在对AMS的整体方向优选方向的影响也是不容忽视的。例如在变形围岩中观测到大量经历压溶作用的石英颗粒间基质内也充填有大量定向排列的白云母、绿泥石等矿物，它们在应力作用下的定向对岩石AMS的优选同样有着重要的贡献。
尽管AMS各向异性度P’与形状因子T在揭示变形岩石的磁组构存在很多不确定性，很多情况并不能直接用来反映岩石变形，尤其是在韧性剪切带磁组构的分析中需要引起重视(Ferré et al., 2014)。因为顺磁性单矿物的AMS研究表明在未发生变形作用下这些矿物是存在一个固有的各向异性度与变形无关。例如常温下绿泥石P’和T的平均值分别为P’=1.15，T=0.95，黑云母P’=1.31，T=0.96，白云母P’=1.15，T=0.84 (Martín-Hernández and Hirt, 2003)。从各个采点的T-P’图(图 8)可发现P’和T值均低于以上单矿物的参考值，因此本研究中白云母、绿泥石这些顺磁性矿物对AMS的贡献也是非常显著的。新生代以来GCT在印度板块与欧亚板块持续挤压作用下发生的逆冲作用与剪切变形是引起岩石内部磁性矿物结晶学优选与形状优选变化的最主要原因，宏观和显微变形特征均佐证了以白云母、绿泥石和黑云母为主的顺磁性矿物所主导的变形磁组构的各向异性度与矿物本身属性无关。
前述GCT宏观变形组构、石英脉和强变形区石英<c>轴EBSD组构揭示了变形区岩石变形强度与指示温度的差异，泽当地区GCT经历了多期构造变形保留了差异的形变特征。从上面的描述可以看出沿逆冲断层面和剪切带发育同构造的石英颗粒较大、颗粒边界粗糙多反映普遍低温重结晶作用；而沿剪切方向定向排列细粒化的石英颗粒多反映较高温的重结晶作用，石英颗粒的细粒化是引起应变局部化和软化作用的主要因素，其中石英的膨凸重结晶作用或亚颗粒旋转重结晶是中上地壳环境中遭受剪切变形的最直接体现(刘俊来，2017)。综合微观组构和区域构造变形演化特征，我们将影响研究区石英组构发育的因素总结为以下几点：(1)弱变形变质区砂岩、砂质板岩中石英颗粒的变形以压溶作用为主，这一变形过程与朗杰学群在50~45Ma挤压碰撞背景下THS经历的低温变质成岩环境密切相关(Godin，2003; Dunkl et al., 2011; Montomoli et al., 2017)；(2)断层区石英动态重结晶的特征的差异指示岩石经历多期次构造变形(图 9d)，其中强烈定向分布的石英颗粒的变形多代表造山带碰撞早期变形作用的产物，结合已有年代学数据顺断层面或劈理面发育的石英脉多反映与最新一次断层活动有关(Quidelleur et al., 1997; Li et al., 2015)。
5.2 区域构造意义仁布-泽当逆冲断层位于喜马拉雅地体的东南缘，作为喜马拉雅北大反向逆冲断层的一部分与北部的拉萨地体南部的冈底斯逆冲断层相邻，经历过多期构造演化。其中新生代以来印度与欧亚大陆之间的碰撞造山作用产生的影响是最为明显的，尤其是后碰撞期南北向持续的挤压作用下保存有大量南倾的褶皱与逆冲构造记录。磁组构与石英脉EBSD组构的分析结果中，黑云母和石英两种最为常见的造岩矿物分别在磁线理特征和微变形机制特征反映的岩石变形特征存在较好的一致性。在断层区磁线理(K1轴)与最大挤压方向K3轴均为南北向(ZL12、ZL13除外)，且与断层向北逆冲的方向一致，反映了持续南北向挤压与剪切作用(Marcén et al., 2019)。
在泽当东段(罗布莎-朗县段)的识别出两条切过雅鲁藏布江蛇绿岩的断层其在空间分布与本研究中F2、F3是对应的(梁凤华等，2011)，董汉文等(2016)认为F2、F3断层在藏东地区(朗县-罗布莎)的演化经先后经历了启动(早渐新世)、快速活动(~24Ma)和折返三个阶段(晚中新世)。本次研究获得断层带同构造石英EBSD组构的微观变形揭示变形温度为300~400℃，断裂带岩石保留的韧性剪切标志及南北向稳定的磁线理表明变形形成于中上地壳韧性剪切带并经历低绿片岩相的变质作用(Fossen and Cavalcante, 2017)。泽当地区GCT上盘朗杰学群大量与断层活动有关发生韧性变形及石英组构揭示的变形特征主要形成于中上地壳，断层经历升温向地表折返的过程，并在喜马拉雅造山带后期持续挤压碰撞过程抬升至现今地表。
6 结论(1) 泽当地区大反向逆冲断层和围岩磁组构(AMS)结果表明黑云母、白云母和绿泥石等顺磁性矿物是AMS的主要贡献者，磁化率各向异性椭球体以压扁状为主。磁线理(K1)与区域南北向挤压一致，反映了断裂带的向北持续的挤压作用过程并伴有强烈的剪切作用，进一步表明磁组构应用于造山带变形区构造分析与获得的微观变形机制具有较好的一致性。
(2) 泽当地区GCT主断层围岩区绿片岩相浅变质的砂岩、板岩的石英主要以溶解蠕变(压溶)为主；逆冲断层区石英呈现变形强度递增的微观变形特点，沿断层面发育的同构造粗颗粒石英脉主要呈现低温膨凸重结晶，与后期断层活动相关；部分保存的细粒化石英为亚颗粒旋转动态重结晶，是中上地壳环境中遭受剪切变形的结果；断层区石英EBSD组构以低温底面滑移系(0001)<1100>为主，部分叠加有中温的菱面滑移系(1-101)<1100>，变形温度T＞400℃。
(3) 藏南泽当地区GCT的微观特征揭示了断层经历了中上地壳韧性剪切作用活动阶段，沿断层面发生韧性形变的石英脉主要形成于断层向地表折返的阶段。
致谢 中国地质科学院地质研究所王晓敏实验员在EBSD实验测试及数据处理中给予了大量帮助；中国地质科学院地质力学研究所吴百灵博士后、硕士生刘晨光参与了野外样品采集；论文在形成过程多次与中国地质科学院地质研究所李海兵研究员、董汉文副研究员、中国地质科学院陈虹研究员进行了讨论；中国科学院青藏高原研究所颜茂都研究员和中国地质科学院地质力学研究所陈正乐研究员对本文的认真评阅，提出了许多有益的建议与意见；在此一并表示感谢!
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