龙门山断裂带大地震孕震环境的岩石磁学证据

龙门山断裂带大地震孕震环境的岩石磁学证据

0地震断裂带机制近年来，大地震频繁发生，地震学和大地震机制的研究已成为当前科学研究的重要课题。在同一地震的温度下形成的假玄武岩玻璃形成于1000c以上的同一地震摩擦热温度下，被称为大地震的“石化”（sibson，1975；sitoroandpenioni，2004；ander和austraham，2006）。断裂岩是形成于附近震源深度的断裂岩（sibson，1977）。因此，断裂岩中的假玄武岩玻璃可以形成近位移中的位移深度。地震断裂带的摩擦热和剪切效应通常会改变断裂带中断裂岩的磁性矿物的类型、含量和大小（nakamaetal.，2002；couetal.，2012；ferretal.，2012）。伪玄武岩玻璃的高磁化率非常异常，表明在地震过程中会产生新的磁性材料（ferretal.，2005，2012；nakamaraandiyada，2005）。岩石磁学是一种有效的方法（年均等气，2016a）可以确定起源于近震源深度的岩石磁体的温度。因此，假玄武岩玻璃及其断裂岩的岩石磁学研究可以为大地震断裂的探测环境提供重要信息。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(ClarkandRoyden,2000;Burchfieletal.,2008;HubbardandShaw,2009;Fuetal.,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(Wangetal.,2015;Zhangetal.,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龙门山中段岩性单元特征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)(Densmoreetal.,2007;李海兵等,2008;张培震等,2008;Fuetal.,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270km和80km(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2283.56m,岩心总长度为1641.26m(500m之上没有取心)(张伟等,2012;Lietal.,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(500~599.31m)、须家河组(599.31~1211.49m)、彭灌杂岩(1211.49~1679.51m)、须家河组(1679.51~1715.48m)、彭灌杂岩(1715.48~2081.47m)和须家河组(2081.47~2283.56m)(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).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,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2c—f);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(Zhangetal.,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2c—h).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2d—h).假玄武玻璃脉体可分为断层脉(图2c,d,f,h)和注入脉(图2d,g,h).断层脉沿着断层面发育,厚度从数毫米到5cm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(Zhangetal.,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)(Zhangetal.,2017).2样本和测试测试2.1假玄武玻璃粉末制备本文以WFSD-2钻孔中579.62~599.31m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和表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1cm,直径1cm).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-T测试.2.2率值测试工作579.50~599.31m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.BartingtonMS3岩石磁学试验的结果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1~11×103.2载磁矿物的性质图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-0.1~0.1T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0.3T之前趋于饱和(图4).代表样品的剩磁强度(M3.3样品的低温磁化特征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(120K),赤铁矿的Morin转变(273K)和磁黄铁矿的34K转变等(Verweyetal.,1947;ue6c0zdemirandDunlop,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5a—b)在120K附近都有明显的温度转换特征,而在34K和273K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120K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50K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20K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.3.4假玄武玻璃、破裂岩和花岗闪长岩的磁化率测量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7是碎裂岩样品S10的分步加热获得的-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-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).4讨论4.1磁铁矿的存在程度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,2003;Ferréetal.,2005,2012;Hironoetal.,2006;Mishimaetal.,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(300mT),磁黄铁矿较高(500~1000mT),而针铁矿、赤铁矿等矿物最高(>1500mT)(Robertsetal.,1995;Tauxeetal.,1996;Humbertetal.,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4e—f).进一步的磁学测试,假玄武玻璃的FC曲线、ZFC曲线(图5c—d)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,1990;Dunlopandue6c0zdemir,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34K附近并没有明显的温度转换特征(图6c—d)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50K之前有明显的降低现象(图5c—d),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(Hironoetal.,2006).显微结构特征表明假玄武玻璃脉体具有强烈剪切特征(Zhangetal.,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M在低温磁特征测量中,假玄武玻璃样品在20K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(Tanikawaetal.,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(Nakamuraetal.,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(Yangetal.,2012a,b,2013;Peietal.,2014a,b;Liuetal.,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(Chenetal.,2007;Chouetal.,2012b;Yangetal.,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(Zhangetal.,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比色玄武玻璃龙门山映秀—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(Wangetal.,2015;Zhangetal.,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(Zhangetal.,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℃(Wangetal.,2015;Zhangetal.,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(Ferréetal.,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<10~15km(Sibson,1975,1986;Toyoshima,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11~14km.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℃(Yangetal.,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-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