秦岭商丹断裂带的构造变形与形成环境分析

涂文传， 宋传中， 任升莲， 李加好， 张 欢， 张 妍， 王 中

（合肥工业大学资源与环境工程学院，安徽合肥 230009）

秦岭造山带内的商南－丹凤（简称商丹）断裂带是华北板块与扬子板块的构造缝合带，具有复杂的构造组合和多期的演化过程，具有构造划分性质的断裂边界地质体组合带［1－10］，如图1所示。本文从野外观察测量入手，结合室内显微构造分析和温压条件判定，对商丹断裂带的变质、变形特征进行了分析和研究，通过构造解析的方法深入认识该断裂带变质、变形特征和形成环境。

图1 秦岭商南－丹凤断裂带构造略图

1 商丹断裂带的地质构造特征

商丹断裂带主体位于东秦岭，研究区内沿丹凤、商南和西峡一线总体呈北西西向展布，向西继续延绵近千公里，宽几公里至数十公里。断裂带为一构造特征复杂，岩石组合多样的混杂带，断裂带北盘主要为古老的元古宇秦岭群岩片，夹有基性火山岩岩块，中深变质、强变形、岩浆活动剧烈的结晶杂岩系；断裂带南盘以泥盆系刘岭群变质砂岩为主。它们分别记录了扬子板块相对于华北板块俯冲、碰撞的各个阶段以及秦岭造山带演化的全过程。

1.1 商丹断裂带的宏观构造特征

商丹断裂带内主要由长英质糜棱岩、片岩、片麻岩及不同程度变质的砂岩组成，且多呈带状相间分布。虽然多期变形明显，但不同期次的构造特征仍可清晰区分。商丹断裂带两侧发育大量的紧闭褶皱、无根褶皱和逆冲断层，褶皱枢纽延伸方向和断层走向大体一致，均为北西西向，以280°为多。商丹断裂带面理线理分布赤平投影如图2所示。图2中a、c分别为断裂带北盘面理线理赤平投影；b、d分别为断裂带南盘面理线理赤平投影；其中弧线表示面理投影，黑点表示线理投影。寺坪－涌峪构造剖面图（AB）如图3所示。下营－寨根构造剖面图（CD）如图4所示。商丹断裂带野外照片如图5所示。图5a所示为商丹断裂带北盘糜棱岩中发育的片内无根褶皱，由图5b可见断裂带北盘的片岩中夹的石英透镜体呈S形，由图5c可见断裂带南盘糜棱岩中的S－C组构，由图5d可见断裂带南盘糜棱岩中的片内紧闭褶皱，由图5e可见断裂带南盘糜棱岩中发育的S－C组构，由图5f可见断裂带北盘云母片岩中发育的倾向线理和水平皱纹线理。

图2 商丹断裂带面理线理分布赤平投影图

断裂带南北两侧的构造变形有所差异。断裂带的南侧面理倾向北居多，多集中在345°～20°；倾角在41°～79°范围内，变化较小，多集中在50°左右，以紧闭的等斜褶皱为主，多为不对称褶皱或不对称的无根褶皱，表现出南盘向北下降，北盘向南逆冲的运动学方向（图5）。而在商丹断裂带以北，面理倾向以南西为主，在207°～270°之间变化，多集中在220°，倾角变化幅度较大，变化范围是18°～74°，局部地区略有反常。而北盘大量的片内紧闭褶皱和片内钩状无根褶皱则反映了由南向北逆冲的运动学特征，且南北两侧都能见到指示左旋剪切的运动学组构，反映了华北和扬子两大板块的碰撞具有斜向汇聚的特征［11－13］。北盘鞘褶皱较发育，褶皱鞘尖端与水平a线理方向一致，两者为同期构造，指示碰撞期深层岩石具有强烈塑性水平流动的特征（图5b，图5e）。

图3 寺坪－涌峪构造剖面图（AB）

图4 下营－寨根构造剖面图（CD）

图5 商丹断裂带野外照片

商丹断裂带在其走向上，不同部位的变形也有明显区别。商丹断裂带西段面理比东段复杂多变，线理在南盘较少见，而北盘则偶尔见水平线理；东段断裂带两侧线理常见，带南以斜向－倾向线理居多，较好地保留了板块由南向北俯冲的构造；而北盘的倾向线理少见，水平线理较发育。可见，商丹带南盘保留了部分俯冲期的线理构造，北盘由于造山期的挤压作用使得岩层发生水平塑性流动，改造破坏了俯冲期的倾向线理，保留了造山期的水平线理（图5f）。

1.2 商丹断裂带变形岩石的显微构造特征

研究区内，商丹断裂带两盘的岩石发育多期韧性－脆性变形，及其过渡类型——脆韧性变形作用，相应地产生一系列构造岩，以糜棱岩为主，含构造片岩。显微构造研究发现，糜棱岩残斑较发育，主要由斜长石、石英、黑云母和角闪石组成。长石碎斑主要表现为碎裂及碎裂流动，见机械双晶、波状消光、变形纹、核幔构造。石英多波状消光、亚晶发育，同时也见核幔构造及被拉长的石英单晶条带和重结晶作用形成的多晶石英条带构造。角闪石残斑变形以脆性为主，残斑多发生旋转，部分残斑出现塑性变形，表明岩石变形温度已超过450℃［14］。黑云母则以破裂和扭折为主。基质部分主要有石英、斜长石、黑云母、白云母及角闪石，其中石英的动态重结晶较发育且具有定向性；长石多为亚晶粒；黑云母和白云母颗粒细小呈微晶，弱变形定向排列；角闪石细针状的新晶定向排列。残斑系中的雪球构造、S－C面理等显微组构均指示了左旋剪切的运动学特征［15－16］，如图6所示。

图6 商丹断裂带岩石显微构造照片

由图6a可见长石变形纹及核幔构造，由图6b可见石英的核幔构造和SR重结晶，由图6c可见角闪石呈S面理指示左旋剪切，由图6d可见“σ”型残斑指示左旋剪切。总之，镜下观察表明，商丹带岩石经历了高绿片岩相－低角闪岩相的变质作用。

2 商丹断裂带变形岩石的有限应变特征

岩石有限应变测量是应变分析的基础，可用来量化某一点的应变状态，求出3个主应变轴的相对比值，从而可以确定该点的应变椭球体形态，进一步得出应变强度［17－19］。通过了解断裂带应变特征而分析区域构造特征，进而推断其形成机制和发展历史，具有极其重要的意义。

本文运用长短轴法对商丹断裂带的变形岩石进行有限应变测量。从AB和CD剖面各选取4块标本，磨制XZ面和YZ面薄片，镜下拍照并在Photoshop软件中量取变形长石及少量石英颗粒的X∶Z和Y∶Z的比值，综合计算得出最终三轴比率，见表1所列。表1中a＝（1＋e1）／（1＋e2），b＝（1＋e2）／（1＋e3）。

结果显示西段有限应变椭球体三轴比为X∶Y∶Z＝3.7∶2.4∶1，东段则为X∶Y∶Z＝4.1∶3.6∶1。

表1 商丹断裂带岩石有限应变测量分析数据

根据Watterson的研究方法，由实验结果可进一步得出应变强度等值线，如图7所示，结果表明西段和东段的岩石应变椭球体都为扁形椭球体，但东西差异明显。

（1）西段岩石变形付林指数约0.49，对应的有限应变椭球体为扁形椭球体。东段岩石变形付林指数约0.06，有限应变椭球体接近于单轴旋转扁球体，即铁饼状。这表明东段岩石压扁程度比西段更强。

（2）西段应变强度大致为2.92，与东段的3.73相比相对较弱，也表明东段岩石变形程度比西段强。

图7 商丹断裂带变形岩石有限应变付林参数图解

3 商丹断裂带岩石变质变形温度的确定

糜棱岩化过程中，温度对矿物的变形起着重要的作用。温度升高可以大大加速变质反应速率和晶体生长，是矿物重结晶的重要因素。温度升高还可以改变岩石的变形行为，导致脆性变形向塑性变形转化。

同时影响矿物变形的因素还有流体活动、变形时间、应变速率等，但在自然条件下，应变速率、变形时间及流体活动等［20］对糜棱岩化的影响远不如温度的影响大［21］。

本文主要根据前人研究成果［21－28］，依据区内岩石中特征矿物（石英和长石）的重结晶类型来估计温度，此方法误差一般为±50℃。

商丹断裂带岩石中石英重结晶类型从鼓胀式（BLG）—亚颗粒旋转重结晶（SR）—颗粒边界迁移重结晶（GBM）都有发生，长石以脆性破裂为主，也多见塑性变形，偶尔见BLG重结晶，见表2所列。

结果表明商丹断裂带岩石变质变形温度为380～650℃，集中于（500±30）℃，属高绿片岩到低角闪岩相。其中东段以SR重结晶为主，岩石变质变形的温度范围为400～650℃。断裂带南盘温度相对于北盘较低，而且从断裂带中心往两侧温度都呈降低的趋势。西段的石英重结晶类型则少见GBM，以BLG重结晶和SR重结晶为主，温度相对于东段较低，温度范围为300～530℃（表2）。

表2 商丹断裂带变形岩石变形温度估算表

商丹断裂带东、西段的温度变化显示北盘相对于南盘略高的特征，且断裂带中部温度较高，远离断裂带温度均有下降的趋势。在西段的丹凤地区北盘温度远离断裂带中心先有所上升，而后才趋于下降，如图8所示，图8中粗黑线的长度表示温度的估测范围。

图8 商丹断裂带横剖面温度变化图

4 变形岩石石英优选组构分析

电子背散射衍射（Electron Backscatter Diffraction，简称EBSD）组构分析技术是通过晶体背散射衍射图像来确定晶轴方向，进而确定晶体颗粒排列的取向性，近年来在地质学领域发展迅速。文献［29］总结了石英组构与滑移系及变形温度之间的关系：① 低温底面组构，形成温度小于350℃，滑移系是｛0001｝〈a〉；②中低温菱面组构的形成温度是350～450℃，滑移系为｛1011｝〈a〉；③中温柱面组构形成温度为450～550℃，滑移系为｛1010｝〈a〉；④高温柱面组构的形成温度大于650℃，滑移系为｛1010｝〈c〉。本文基于此认识，利用EBSD技术，对商丹断裂带西坪地区变形岩石中石英优选组构进行测试与分析。

所选6个样品分别为长石石英片岩（XN1）、二云石英片岩（XN5）、长英质糜棱岩（XN11、XN15）、长英质初糜棱岩（XN16）及云英质片麻岩（XN20）（位置见图1）。测试工作在合肥工业大学分析测试中心扫描电子显微镜JSM－6490LV（日本）上完成。测试结果表明，商丹断裂带西坪地区变形岩石石英组构类型主要为中低温（350～450℃）菱面〈a〉滑移，也见低温（＜350℃）底面〈a〉滑移（XN1，XN5，XN11、XN16），如图9所示。

对比分析可见，越靠近断裂带中心，石英组构表现出由菱面〈a〉滑移系向柱面〈a〉滑移系渐变的趋势，表明了越靠近断裂带中心，温度逐渐上升的趋势，其中断裂带中心位置的XN16出现了近柱面｛1010｝〈a〉滑移的中温组构，同时也出现了菱面｛1011｝〈a〉滑移和底面｛0001｝〈a〉滑移，表明了商丹断裂带经历了低温—中低温—中温递进变形过程。EBSD测试结果与温度估算结果一致，同时测试结果还显示了所测岩石都以左旋剪切为主的运动学特征，与野外观测和室内研究所得结果一致。

图9为下半球投影，其中，X为拉伸线理方向，N为测点数，max为最大密度，min为最小密度。

图9 商丹断裂带西坪地区的石英晶格C轴优选方位（EBSD测量，XZ面切片）

5 结 论

通过野外观察和室内综合研究分析，对商丹断裂带取得如下认识：

（1）商丹断裂带南盘面理基本向北倾，北盘面理则基本南倾，断裂带内及两盘运动学特征为逆冲兼左旋，其形态为正花状构造。东段西坪地区断裂带南盘刘岭群中保留了较好的俯冲线理，西段由于后期脆性变形的破坏，俯冲期的线理被改造或破坏。断裂带南北盘线理差异明显，北盘则以水平流变a线理和皱纹b线理为主，南北线理差异可能是由南北两侧地块的相对抬升引起的。

（2）商丹断裂带的岩石变形机制以动态重结晶作用、位错滑移和溶解蠕变等为主，反映了变形作用是在较高温度条件和较强应力作用下发生的，表明了商丹断裂带发生过强烈的挤压碰撞作用。

（3）商丹断裂带岩石主要受压扁作用影响，东段岩石有限应变椭球体呈饼状，付林指数较小为0.06，而西段岩石有限应变椭球体为扁形椭球体，付林指数约0.49，显示东段岩石应变强度明显比西段要大，近于10倍。

（4）温度估算表明，商丹断裂带的变质作用主要集中在高绿片岩相到低角闪岩相范围。岩石变质温度范围在380～650℃，集中温度为（500±30）℃，属中高温条件。整个断裂带的变形温度呈现东高西低，北高南低的状态，并且远离断裂带温度有降低的趋势，表明了商丹断裂带北盘秦岭群抬升相对于南盘较高，东段折返抬升相对于西段较高。

（5）EBSD石英优选组构测试分析结果表明，断裂带西坪地区岩石石英C轴组构以中低温菱面〈a〉组构及低温底面〈a〉组构为主，部分见中温柱面〈a〉组构。

［1］ 张国伟，于在平，孙 勇，等.秦岭商丹断裂边界地质体特征及其演化［M］／／秦岭造山带的形成及其演化.西安：西北大学出版社，1988：29－47.

［2］ 周建勋.秦岭商丹糜棱岩带构造变形环境的显微构造标志［J］.地震地质，1999，21（4）：334－340.

［3］ 周建勋，张国伟.秦岭商丹带沙淘糜棱岩带的显微构造及其（p）－T－t演化路径的再认识［J］.地质科学，1996，31（1）：33－42.

［4］ 董云鹏，张国伟，赵 霞，等.北秦岭元古代构造格架与演化［J］.大地构造与成矿学，2003，27（2）：115－124.

［5］ 曹宣铎，胡云绪.秦岭商－丹断裂带南缘构造岩片地层初析［J］.中国区域地质，2000，20（2）：187－193.

［6］ 宋传中，张国伟，任升莲，等.秦岭大别造山带中几条重要构造带的特征及意义［J］.西北大学学报：自然科学版，2009，39（3）：368－380.

［7］ 董云鹏，张国伟，朱炳泉.北秦岭构造属性与元古代构造演化［J］.地球科学，2003，24（1）：3－9.

［8］ 杜远生.秦岭造山带及邻区的伸展—挤压演化节律［J］.地学前缘，1997，4（3／4）：116.

［9］ 陆松年，于海峰，李怀坤，等.“中央造山带”早古生代缝合带及构造分区概述［J］.地质通报，2006，25（12）：1368－1380.

［10］ Li S Z，Kusky T M，Wang L，et al.Collision leading to multiple－stage large－scale extrusion in the Qinling orogen：Insights from the Mianlue suture［J］.Gondwana Research 2007，12（1／2）：121－143.

［11］ 宋传中，张国伟.秦岭北缘变形分解与斜向汇聚研究的新思索［J］.地学前缘，2004，11（3）：8.

［12］ 宋传中，任升莲，李加好，等.华北板块南缘的变形分解：洛南—栾川断裂带与秦岭北缘强变形带研究［J］.地学前缘，2009，16（3）：181－189.

［13］ 宋传中，张国伟，牛漫兰，等.秦岭造山带北缘的斜向碰撞与汇聚因子［J］.中国地质，2006，33（1）：48－55.

［14］ Tullis J.Deformation of feldspars［M］／／Ribbe P H.Feldspar Mineralogy.2nd ed.Mineral Soc Am，1983：1－26.

［15］ 胡 玲.显微构造地质学概论［M］.北京：地质出版社，1998：50－69.

［16］ 胡 玲，刘俊来，纪 沫，等.变形显微构造识别手册［M］.北京：地质出版社，2009：23－39.

［17］ 郑亚东，常志忠.岩石有限应变测量及韧性剪切带［M］.北京：地质出版社，1985：1－99.

［18］ 王世锋，刘 瑞.显微构造中应变标志物及应变测量［J］.高校地质学报，2002，8（1）：62－66.

［19］ 宋传中，牛漫兰，王道轩，等.岩石有限应变与造山带构造块体变形要素的估算［J］.合肥工业大学学报：自然科学版，2005，28（9）：1141－1145.

［20］ Mancktelow N S，Pennacchioni G.The influence of grain boundary fluids on the microstructure of quartz－feldspar mylonites［J］.Journal of Structural Gelogy，2004，26：47－69.

［21］ 向必伟，朱 光，王勇生，等.糜棱岩化过程中矿物变形温度计［J］.地球科学进展，2007，2（2）：126－133.

［22］ Stipp M，Stünitz H，Heilbronner R，et al.The eastern Tonale fault zone：a natural laboratory for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700℃［J］.Journal of Structural Geology，2002，24：1861－1884.

［23］ Passchier C W，Trouw R A J.Microtectonics［M］.Berlin：Springer－Verlag，1996：36－45.

［24］ Hirth G，Tullis J.Dislocation creep regimes in quartz aggregates［J］.Journal of Structural Geology，1992，14：145－159.

［25］ Tullis J，Yund R A.Transition from cataclastic flow to dislocation creep of feldspar：mechanisms and microstructures［J］.Geology，1987，15：606－609.

［26］ Olsen T S，Kohlstedt D L.Natural deformation and recrystallization of some intermediate plagioclase feldspars［J］. Tectonophysics，1985，111：107－131.

［27］ Rosenberg C L.Deformation and recraystallization of plagioclase along a temperature gradient：an example from the Bergell tonalite［J］.Journal of Structural Geology，2003，25：389－408.

［28］ Lafrance B，John Barbara E，Frost B R.Ultra high－temperature and subsolidus shear zones：examples from the Poe Mountain anorthosite，Wyoming［J］.Journal of Structural Geology，1998，20：946－955.

［29］ 嵇少丞.部分熔融的构造地质意义（1）：变形机制转变的实验研究［J］.地质科学，1988（4）：347－356.