南秦岭晚三叠世胭脂坝岩体的磁组构特征及意义

陶 威，梁文天，张国伟

1.西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室，西安 710069

2.陕西省地矿局区域地质矿产研究院，陕西 咸阳 712000

0 引言

花岗岩是造山带内最为常见的物质组成之一，也是造山带地壳（岩石圈）深、浅部热和物质交换的重要产物，记录了造山带的构造热演化过程。大量的野外观察及实验模拟研究表明，花岗质岩浆的形成、上升和侵位过程与区域构造有密切的相互关系［1－4］。尤其岩体最终侵位的几何学状态，包括其形态和内部组构特征，明显受区域变形场控制［1，5］。且岩体侵位于浅部地壳后，往往仅受小型脆性构造，如断层、节理等影响［6］，并不改变其主体形态与内部特征。因此，岩体构造研究成为探索造山带构造演化的一个重要手段。近年来，随着利用磁组构探测岩体内部微弱各向异性方法的成熟，岩体内部组构特征的分析成为开展岩体构造、岩浆侵位与区域构造关系研究的重要方向［7－11］。

秦岭造山带是中国大陆华南、华北板块间经长期复杂演化形成的复合型大陆造山带［12］。造山带形成演化的各阶段均伴随着强烈的构造岩浆作用，主要包括元古代、古生代和中生代3次大的构造岩浆热事件［13］，成为秦岭造山带多期构造演化的一个明显特点。其中，晚三叠世的构造岩浆作用在东、西秦岭地区均形成了巨量的花岗岩及花岗闪长岩类，成为秦岭造山带内出露范围最广，同时也是自印支期碰撞造山以来最为显著的地质记录之一。近年来，针对秦岭造山带晚三叠世花岗岩已开展了大量的年代学与地球化学工作［14－15］，年代学研究表明其时代为晚三叠世，然而关于岩体侵位的构造背景，地球化学分析却得出了同碰撞挤压、后碰撞伸展和板块俯冲等诸多相互矛盾的结论，且均强调挤压或者伸展等构造对岩体侵位的控制。并且，迄今为止并未有相关工作探讨挤压、伸展等构造与岩浆作用的直接关系。因此，从花岗岩岩体构造角度开展研究，将可能为晚三叠世岩浆侵位背景提供新的、最直接的构造地质学约束。

胭脂坝岩体位于东秦岭宁陕断裂西侧，年代学、岩石学和地球化学研究程度较高，但关于岩体的侵位构造背景却有着不同的认识。因此，笔者选择胭脂坝岩体作为典型代表性岩体，运用磁组构方法开展岩体的内部组构研究，并结合区域构造分析，探索岩体的侵位机制及晚三叠世花岗岩的侵位背景。此外，由于秦岭造山带晚三叠世花岗岩主要分布于宁陕断裂带以西，因此，该研究也有助于探索宁陕断裂带与晚三叠世花岗岩之间的关系。

1 地质背景

秦岭造山带现今大致呈近东西向展布，沿走向自西向东包括西秦岭、东秦岭和大别山3个主要组成部分。已有的研究表明，造山带主体为“三板块两缝合带”的基本构造格架［12，16］，即华北、华南及其间的南秦岭微地块，沿北侧的商丹和南侧的勉略缝合带经长期拼合演化塑造了造山带的基本地质面貌（图1）。晚古生代，南秦岭微地块向北与华北板块沿商丹一线拼合；晚三叠世，华南板块、南秦岭微地块及华北板块沿勉略构造带完成最终的碰撞拼合。晚三叠世的造山作用使秦岭造山带地壳强烈缩短并变质变形，发育了大型的逆冲推覆及走滑剪切构造，同时也呈面状广泛发育了大量的花岗质岩石［14］。

秦岭造山带晚三叠世花岗岩多为岩基，且构成几个大的岩体群（东江口岩体群、五龙岩体群、光头山岩体群等），主要分布在东秦岭宁陕断裂带北西部的广大地区，不同岩体群在时、空及成因上密切相关（图1a）。岩体平面形态多为椭圆形、水滴形等，成分主要为花岗岩或花岗闪长岩等，并含有大量的闪长质暗色微粒包体。针对秦岭造山带晚三叠世花岗岩，近年来已开展了大量的高精度单颗粒锆石U－Pb年代学分析，结果表明，这些岩体主要发育于225～205Ma，代表了造山带地壳约20Ma的广泛熔融事件［14］。然而，众多的岩体岩石学和地球化学分析却得出了迥异的结果：多数研究者［17－21］认为这些岩体属于典型的后碰撞花岗岩类，代表了碰撞造山所形成的加厚地壳向后碰撞伸展的转换；部分研究者［22－24］则认为这些岩体具有同碰撞花岗岩的地球化学特征，是造山带碰撞造山作用的产物，产出于挤压碰撞的总体构造背景下；而一些研究者［25－26］近来又提出这些岩体可能是勉略洋向北连续俯冲作用的产物。

图1 秦岭造山带晚三叠世花岗岩分布（a）及胭脂坝岩体地质、采样简图（b）Fig.1 Late Triassic granites in Qinling orogen（a）and sketching geological map of Yanzhiba pluton with sampling sites（b）

胭脂坝岩体紧邻宁陕断裂带，岩体呈长椭圆形，出露面积约530km2（图1b）。围绕胭脂坝岩体，一些花岗岩呈岩枝、岩株状产出，构成一个小的岩体群。岩体长轴总体呈NE、NEE向展布，侵入于南秦岭古生代围岩中。岩体东部和南部侵位于志留、泥盆纪地层，北部围岩为古生代地层，西部与晚三叠世老城岩体相接触；岩体内部包含两块较大的围岩残留地层。围岩普遍角岩化，碳酸盐岩围岩多变质为大理岩。已有的单颗粒锆石U－Pb年龄表明其侵位时代为晚三叠世［25－28］，岩石地球化学分析得出了后碰撞伸展［29］、俯冲［25］、同碰撞［26］和同碰撞向后碰撞过渡［27］等不同的结论。

2 岩体特征及采样

胭脂坝岩体主要包括田湾、鹰咀石2个岩相单元。田湾单元主要位于岩体西部，为灰白色细粒黑云二长花岗岩，花岗结构，块状构造。主要矿物为斜长石（28%）、钾 长 石（42%）、石 英（25%）、云 母（5%），云母多呈细小片状。本次野外观察发现，在田湾单元西部发育极少量的暗色包体，宁陕县城北可见一小闪长岩岩枝。鹰咀石单元主要位于岩体东部区域，主要为浅肉红色细粒黑云斑状钾长花岗岩，似斑状结构，基质为花岗结构，块状构造。主要矿物为斜长石（20%）、钾长石（45%）、石英（30%）、云母（5%）。斑晶体积分数为5%～10%，主要为钾长石，斑晶颗粒大小一般为5～10mm。

胭脂坝地区地形十分复杂，植被覆盖严重，因此样品采集主要沿深切河谷开展，并尽量保证采样点在整个岩体范围内均匀分布（图1）。此次工作共布置采样点80个，每个采样点最少5个样品，以使实验结果更为客观真实，共得540个圆柱形标准样品（直径2.5cm，高度2.2cm）。磁组构测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，使用捷克AGICO公司的Kappabrige磁化率仪（KLY－4S，测试场强300A/m，工作频率875Hz，检出限2×10－8SI，测试精度0.1%）测试，共有51个采点、348个样品获得高质量测试数据。磁组构矢量和标量参数均采用Tarling and Hrouda［30］推荐公式计算，测试值如表1所示。此外，为查明样品中主要载磁矿物及磁组构可靠性，选择代表性样品开展了岩石磁学分析。岩石磁学测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成，χ－t曲线使用MFK1磁化率仪完成，磁滞回线使用 MicroMag 3900型振动样品磁力仪完成。

表1 胭脂坝岩体磁组构参数表Table 1 Magnetic fabric parameters of individual samples of Yanzhiba granite pluton

表1（续）

3 实验结果与分析

3.1 平均磁化率

平均磁化率Km反映了样品中矿物磁化率的综合特征，与磁性矿物类型、分布等密切相关。胭脂坝岩体Km为17～342μSI（表1），平均值约为92μSI。有18个采点的Km值高于100μSI，仅有3个样品（K04、E14和K01）的Km值高于200μSI。Km值直方图显示，其大致呈单峰分布，并在75～100μSI附近形成峰值（图2）。因此，胭脂坝岩体总体显示了较低的Km值特征，这与多数顺磁性花岗岩低Km值的总体特征相一致［31－32］。

3.2 岩石磁学

按照样品的磁化率值从低到高的顺序，选择代表性样品分别开展了磁滞回线和热磁曲线分析。磁滞回线特征（图3）表明：低Km值样品的磁滞回线显示为一条斜线的特征（样品G04、E04和G16），随外加磁场增、减，其磁感应强度曲线叠加为一条直线，因此，样品的磁化率主要来自顺磁性矿物的贡献，且质量磁化率值均较小；磁化率较高的样品（样品E14）在斜线中部出现了部分弯曲，暗示了铁磁性矿物的存在，但该样品的总体质量磁化率仍然较小，经顺磁性校正后发现，其在约0.3T之前即已饱和，说明了软磁性组分（磁铁矿）的存在。

图2 Km，PJ和T频数直方图Fig.2 Frequency histograms of Km，PJand T

样品的热磁曲线（χ－t曲线）对磁性矿物非常敏感，成为确定磁性矿物类型及其随温度升高而可能存在的矿物相转变的重要手段。为了更好地确定岩体中高磁化率样品中铁磁性矿物的类型，进一步开展了样品磁化率随温度变化曲线的研究（图4）。结果表明，随温度升高，样品E14的磁化率值并没有明显变化，但在580℃左右突然出现了快速的磁化率降低，这是典型的磁铁矿的居里温度。

3.3 磁化率标量参数

磁化率标量参数PJ和T分别指示了磁化率椭球体的各向异性度和磁化率椭球形态参数，进而与应变椭球体类比，反映应变特征［33－35］。胭脂坝岩体所有样品的PJ值为1.016～1.207，平均值为1.060。仅有9个采点大于1.1，其中1个采点（G24）大于1.2；其余所有样品的PJ值均低于1.1（表1），频数直方图显示其峰值为1.04～1.05（图2）。因此，胭脂坝岩体磁化率各向异性度PJ值总体较小。胭脂坝岩体T值为－0.491～0.757，平均值为0.150，对应于频数直方图的峰值（图2）。岩体磁化率椭球以扁球体为主。

Km－PJ－T协变关系图解显示，三者之间并无明显的相关关系（图5）。PJ值并未随着Km值升高而增大，高和低Km值样品中也均有扁球和长球体，因此，磁化率各向异性度应更多地反映了岩体内部组构特征的差异。笛卡尔坐标下的PJ和T协变图（图5）及Borradaile［34］推荐的低PJ值样品PJ－T图解（图6A）均显示二者并无明显关联，仅体现了随PJ值增大磁化率椭球向扁球体偏移的微弱趋势。磁面、线理的Ramsay图解和构造岩分类图解（图6B）显示磁化率椭球多处于K＝1线（平面应变状态）及其两侧，但以具压扁特征的磁化率椭球为主。

图4 样品热磁曲线（E14）特征及磁滞参数比值（K01，E14）图解Fig.4 Temperature dependence of magnetic susceptibility of sample E14and the graphic of hysteresis parameters ratio of sample K01，E14

图5 Km－PJ，Km－T 和PJ－T 图解Fig.5 Km－PJ，Km－Tand PJ－Tdiagram

3.4 岩体磁组构特征

大量的研究表明，磁化率椭球体主轴方位与应变椭球体之间有良好的一致性，反映了岩石的内部组构特征，且在给定岩石类型的情况下具有一定的量值关系［34，36－37］。胭脂坝岩体磁组构所反映出的岩体内部组构特征具有非常明显的规律性，其磁面理极点总体呈一个大圆环带分布（图7A），显示了北倾和南倾的磁面理特征，少部分样品具有东或者西倾的面理特征。空间上，岩体边缘的采样点样品大都有与岩体边界近平行的磁面理方向，且倾角较陡；而岩体中心部位具有西倾或者NEE、NWW倾向的面理。磁线理同样具有非常好的优势产状，总体呈现中、低角度的东、西倾伏特征（图7B），以向西倾伏的磁线理为主，空间上，岩体边缘样品的磁线理与磁面理走向近于平行，侧伏角较小；而北西部样品磁线理则明显具有较大的侧伏角（图7B）。岩体的磁面理和磁线理轨迹，大致反映了岩体内部组构的空间展布特征。

4 讨论

4.1 磁组构的本质及可靠性

岩石磁化率是岩体内部各组成部分磁化率的综合特征，包括了顺磁性、抗磁性和铁磁性等不同磁化率分量的贡献［30］。花岗岩样品中，顺磁性和铁磁性矿物磁化率分量往往决定了样品的磁化率大小及各向异性方向。而顺磁性和铁磁性矿物的磁化率各向异性往往又与岩体中顺磁和铁磁性矿物的形态、大小和空间分布等密切相关。因此，查明不同磁化率分量对岩石磁化率的贡献，即岩石磁化率的来源，成为建立由磁化率各向异性所决定的物理组构与真实矿物组构之间对应关系的关键，也是对磁组构方法有效性的重要约束。胭脂坝岩体的手标本和薄片分析表明，岩体主要造岩矿物为石英、长石、黑云母、白云母，副矿物主要有石榴子石、锆石和磷灰石，不透明矿物较少见。其中，云母类矿物是该岩体最主要的顺磁性矿物，副矿物中极为少见的磁铁矿颗粒是铁磁性矿物。石英和长石是该岩体最主要的抗磁性矿物。

图6 磁组构PJ－T（A）图解（底图据文献［35］）及 Ramsay图解（B）Fig.6 PJ－T（A）（base map from reference［35］）and ramsy diagram（lnF－lnL）（B）

图7 胭脂坝岩体磁组构特征Fig.7 Magnetic fabric patterns in Yanzhiba pluton

通常情况下，平均磁化率值低于500μSI的样品，其磁化率主要来自顺磁性矿物组分的贡献［30］。胭脂坝岩体详细的岩石磁学研究也表明了这一点，绝大部分样品磁滞回线随外加磁场增、减，其磁感应强度曲线叠加为较好的直线，这是典型的顺磁性矿物的特征，即云母类矿物的磁化率贡献主导了样品的磁组构。少数几个采点的磁化率值较高，χ－t曲线均表明，这些采点的样品中存在铁磁性矿物，且该矿物应为磁铁矿，但其浓度极低，这与岩相学观察结果耦合。薄片观察表明，样品中存在不透明矿物，但其含量极低，顺磁性矿物对磁化率的贡献仍然主导了样品的磁化率。通常情况下，极少量磁铁矿的存在不影响磁组构的总体结果。且磁滞参数比值（Mrs/Ms，Hcr/Hc）的图解［38］表明磁铁矿为多畴磁铁矿（图4），研究表明，多畴磁铁矿的磁化率各向异性与黑云母矿物组构大致耦合［39］。

综合岩石磁学和岩相学分析，胭脂坝岩体的磁组构应该主要反映云母类矿物所构成的矿物组构特征，即胭脂坝岩体磁组构与云母矿物组构的物理意义近似，可以用来约束岩体的内部组构特征。但由于磁化率各向异性来自所有矿物的贡献，因此，可以认为胭脂坝岩体的磁组构更好地反映了岩体的内部几何学特征。此外，磁化率标量参数Km－PJ－T的协变关系图解显示，三者之间并无明显相关关系（图5）。PJ值并未随着Km值升高而增大，高和低的Km值样品中也均有扁球和长球体，因此，磁化率各向异性度和磁化率椭球形态更多地反映了岩体内部组构特征的差异。

花岗岩的内部组构记录了岩体从岩浆侵位流动至再次变质变形（花岗质片麻岩）的全过程，先期组构可能被后期固态变形所改造［40］。因此，判断岩体组构的成因对解释岩体组构特征具有重要意义。通常情况下，经历固态变形的花岗岩，其PJ值较高（至少大于1.2）［30］。胭脂坝岩体除一个采点（G24）外，其余所有样品的PJ值均较低，绝大部分低于1.1，反映了极弱的各向异性，这与未变形花岗岩表面上各向同性的特征吻合，也与已有的大量岩浆组构花岗岩类似［31］，甚至更低。此外，野外观察也表明，胭脂坝岩体内除少量脆性断层和节理外，并无明显透入性固态变形特征。因此，岩体内部组构为典型的岩浆组构，记录了岩浆的侵位流动过程。

4.2 岩体侵位机制及构造意义

胭脂坝岩体西部的NE向延伸部分，磁面理主要向W、SW或者NW倾斜，与岩体边界基本一致，而磁线理则总体向 W倾伏，且侧伏角较大；岩体NEE向延伸部分磁面理总体向岩体西部中心倾斜，磁线理侧伏角较小。此外，岩体NEE向延伸部分的外围磁面理多向岩体外侧倾斜，值得注意的是，其倾角较大。通常，向心的磁面理展布特征指示岩浆侵位中心的位置［41］，因此，胭脂坝岩体岩浆侵位中心可能在岩体西侧，磁面理轨迹空间展布验证了这一区域（图7A）。尽管由于原始森林的覆盖，这一区域目前未采集到样品，但岩体NE向延伸部分的磁线、面理特征可能暗示该岩体存在一个NE向的线状岩浆上升侵位区域，岩浆自西向东侵位流动。

胭脂坝岩体位于东秦岭弧形向南的大规模逆冲推覆构造的西翼（图1a），岩体切割主要的推覆构造形迹。因此，岩体侵位应是同构造或于构造后侵位的。然而，岩体地表出露的形态特征与岩体内部组构显然与典型的同挤压构造条件下的岩体形态和内部组构有较大差异［42－43］，后者通常局限发育于断坡部位且具有与推覆挤压一致的线、面理，而胭脂坝岩体与围岩的逆冲推覆构造并不协调。由于胭脂坝岩体在时代上与晚三叠世碰撞造山一致，因此，其侵位应略晚于现有的碰撞挤压构造。已有的大量研究均表明，在碰撞造山的晚期阶段，秦岭造山带进入走滑挤压的调整阶段［12］，块体及物质的侧向滑移成为这一时期构造的主要特点［44－45］。Liang等［46］提出碰撞造山晚期阶段存在秦岭蜂腰部位物质向东、西的有限挤出调整，这与胭脂坝岩体自西向东的岩浆侵位耦合。此外，胭脂坝及其邻区并无后碰撞伸展构造存在。因此，胭脂坝岩体的侵位时代应属同碰撞晚期，造山带转入陆内走滑调整阶段。

秦岭造山带晚三叠世花岗岩空间上位于宁陕断裂带以西，因此，断裂带是否对晚三叠世岩浆作用具有明显的控制作用是另一个值得关注的问题。Meng等［47］和胡健民等［48］认为，以宁陕断裂带为界，秦岭造山带东、西基底和盖层变质变形、沉积演化、岩浆作用均具有显著差异，因此，该带是一个分割性转换断裂，晚三叠世碰撞造山时将西秦岭勉略构造带与东秦岭商丹构造带连接。断裂带与岩浆作用的紧密时空关系已有大量的模拟和野外观察研究，研究者多认为断裂带常作为岩浆上升的通道［8］。晚三叠世胭脂坝岩体紧邻宁陕断裂，但其内部组构特征显然与宁陕断裂带并无直接关联，后者作为同岩浆期的分割性断裂对岩体的侵位没有表现出控制作用。此外，已有的地质填图和本次野外观察也表明，宁陕断裂带以东仍有大量晚三叠世未变形花岗质脉体存在。因此，该断裂带可能并未对秦岭晚三叠世岩浆起到明显控制作用，至少紧邻断裂带的晚三叠世岩体并未受到影响。

胭脂坝岩体的内部组构特征研究表明，该岩体应侵位于同碰撞造山作用阶段，但这一结论仍需更多岩体几何学、运动学，包括其内部组构、岩体三维形态及其与围岩构造耦合关系的分析，当然，这一初步结论是否适用所有的晚三叠世岩浆仍需更多岩体的进一步研究。

5 结论

胭脂坝岩体的平均磁化率总体较低，与顺磁性矿物控制的花岗岩类一致，云母类矿物应是其主要磁性载体。绝大部分样品的校正磁化率各向异性度小于1.1，显示了低各向异性度的特征。岩体的磁组构是典型的岩浆组构，可以用来约束岩体的流动及侵位过程。磁化率特征还表明大部分样品显示了压扁作用特征。岩体磁组构显示了明显的规律性，以东、西向中低角度倾伏的磁线理和南北向倾伏的磁面理为总体特征，岩体磁线、面理轨迹显示了一个自西向东的岩浆流动及侵位机制。这样的岩浆侵位过程应与同碰撞造山过程中侧向的挤出滑动构造相关，胭脂坝岩体侵位时，秦岭造山带，至少其中、浅部地壳仍处于同碰撞走滑挤压环境。

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