流体作用对岩石流变行为的影响——以粤北塘洞韧性剪切带为例

曾广乾, 刘 南, 陈柏林

(1.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081; 2.自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081;3.湖南省地质调查院, 长沙 410016)

流变学是研究地壳组成岩石和矿物在各种物理条件(温度、 围压、 差应力、 应变速率、 应变方式等)下和化学环境(主要是氧逸度和水含量)中力学性质和变形行为的科学[1-2]。岩石的流变行为决定了岩石与岩石圈的表现, 进而影响着板块内部的活动性, 是深化发展板块构造理论、 探索大陆动力学的核心问题之一[2-9]。此外, 岩石变形与地震成因(地震破裂的成核、 扩展与演化)、 岩石变形的资源效应(尤其是韧性剪切带型金矿), 一直以来是地震地质学家和矿床地质学家研究的重要课题[10-18]。

一般认为, 上部地壳岩石中由微破裂碎裂流动向晶质塑性的转变, 即岩石变形机制由脆性向韧性变形的转变, 主要控制因素包括成分、 温度、 压力、 差应力、 实验变形中样品的尺度、 粒度、 结构异向性和应变速率等[19-26]。 大量研究表明流体作用对岩石的流变行为产生着深刻的影响[27-34]。本文结合前人对流体作用与岩石变形机制的研究, 重点讨论粤北塘洞韧性剪切带中岩石变形特点, 侧重强调流体相对于岩石变形的物理与化学效应。

1 流体相对岩石流变行为的作用

Sibson[35]依据对苏格兰高地Moine断层构造岩的研究建立了经典的断层带分区模式, 认为岩石脆性变形出现在地壳断层带上部(<10 km), 而韧性变形则在地壳断层带下部占主导地位(>15 km), 二者之间存在一转变带(温度相当于250～350 ℃), 于此脆性与韧性变形机制以不同比例的组合形式出现。然而, 研究表明岩石可以在地壳较浅层次内(较低温)表现出韧性变形特征, 如含水钙质岩石(5.5 km, 钟增球等[36])、 灰岩(3 km, 钟建华[37])、 白云岩(<9 km, Newman等[38])、 石英砂岩(2 km, 侯泉林等[39])、 浅变质碎屑岩(5～8 km, 陈柏林[40])。高温高压流变实验已证实, 流体的加入会使岩石的流变强度降低, 产生弱化效应, 并导致一定温度-压力条件下岩石由脆性向韧性转变[41-43]。那么天然岩石的流变学行为与流体作用关系如何?由此引申出以下两个问题:

1.1 如何识别岩石变形中存在流体作用

断层活动过程中流体相作用的主要证据, 包括压溶纹[27]、 弱相新生矿物(如方解石、 石英、 绿泥石、 白云母)大量出现[30, 44]、 新生细小动态重结晶颗粒间三节点处微孔隙的存在, 以及断层构造岩的阴极发光性特点及其变化[38, 45-46]等。此外, 一些研究者在塑性变形中发现名义上的无水矿物(长石、 石英、 石榴石)微量结构水的存在[47-48], 水以晶体缺陷水为主, 同时存在颗粒边界水和包裹体水, 也是流体作用的重要依据。

1.2 流体对岩石变形的弱化机制

岩石与流体的相互作用可以较大程度地改变其流变学结构, 流体相参与条件下的岩石弱化机制主要有水解弱化、 反应弱化和升温效应。

(Ⅰ)水解弱化。Griggs等[49]首先提出了水解弱化的概念, 指岩石、 矿物遭受流体相作用时其力学强度降低, 易于形成位错而发生塑性变形的现象。然而, 关于水解弱化的微观机制, 一直以来存在广泛争论, 其中较有影响力的是Griggs等[49]提出的原子替代机制, 认为水以间隙水缺陷的形式进入石英晶格中, OH替代O, 使原来的Si—O—Si键在OH作用下形成Si—OH·HO—Si键, 而变形过程中破坏Si—O键需要的能量(5 eV)明显高于破坏Si—OH·HO—Si键所需能量(1 eV)[50]。

此外, 诸多学者针对水解弱化现象还提出了其他可能的微观机制: ①流体相可促进位错生长[51]; ②可促使出现由位错滑移引起的恢复作用[52]; ③导致位错攀移更易形成, 并提高恢复作用的速率[53]; ④使得新生位错更易成核[54]; ⑤ 使矿物晶体界面张力减小, 增加晶体表面位错出露概率[52]。

(Ⅱ)反应弱化。岩石变形过程中发生涉及以水为主要组成的流体相的变质反应, 新形成的含水矿物比原矿物具更低的流变强度, 岩石中能干性强相组分减少, 从而使岩石整体具有较低的强度而更易于韧性变形, 称之为反应弱化[33]。如角闪石加水退变反应形成黑云母、 石榴石退变形成黑云母或绿泥石等。在长英质岩石变形过程中, 水的加入会导致长石向应变较弱的白云母转变, 进而引发韧性变形[55-56]。

(Ⅲ)升温效应。相对热的地质流体, 对于变形岩石具有烘烤或加热效应, 使得变形岩石产生热恢复与重结晶, 并促进变形岩石中晶格缺陷或位错发生广泛的迁移与活动[31, 57], 进一步引起弱化效应。

2 流体作用对塘洞韧性剪切带的影响

关于流体相对岩石变形行为的影响, 前人做过大量实验研究, 主要集中在显微与亚显微尺度。粤北塘洞韧性剪切带则提供了这一构造地质现象的宏观观察和微观解析的契机。

2.1 塘洞韧性剪切带宏观变形特征

塘洞韧性剪切带大地构造位置处于华夏地块北西缘(图1a), 发育在诸广山复式花岗岩内, 切割印支期岩体(图1b、 图2)。韧性剪切带总体走向NE45°, 长度约10 km, 宽100～300 m, 糜棱岩面理优势产状为45°/NW68°。面理面上拉伸线理不甚发育, 主要由石英的定向拉伸排列而成(图3e、 图4d), 测得少量线理产状, 朝NE或SW方向以小角度倾伏, 优势产状为44°/NE10°或226°/SW15°(图1b、 c)。花岗岩的韧性变形从中心向两侧逐渐减弱, 由糜棱岩向初糜棱岩转变。带内主要为细长条状的石英、 长石, 其次为绿泥石和白云母, 它们互层排列显示面理构造, 矿物组合显示了绿片岩相的变质特征。其中石英的拉长由塑性变形引起, 而长石晶体发育脆性变形, 其“拉伸”实为碎裂流动引起的矿物定向, 指示变形温度偏低, 在300～450 ℃[56](未扣除流体升温效应), 这与A-A′剖面反映的应变强弱相间的不均一性相吻合(图2a)。

图1 华南及邻区大地构造图(a)、 塘洞韧性剪切带及周缘地质构造简图(b， 据文献[58]修改)与塘洞韧性剪切带构造要素等角度下半球投影(c)

黄海玲等[59]通过对S-C组构的研究, 认为塘洞韧性剪切带为逆冲兼左行走滑的运动学特征, 但所述S-C组构实则显示为右行走滑。舒良树等[60]对剪切带内不对称长石碎斑的研究, 亦认为该剪切带具左行走滑运动学方向, 然而, 其指向判断所依据的碎斑系具有较大的长宽比, 易受剪切过程中纯剪组分的影响而发生反向旋转, 不能作为独立的剪切指向标志[61]。笔者通过系统的野外地质调查发现, 该韧性剪切带以压扁变形为主, 兼具右行走滑运动学特征, 证据有: ①面理面上线理欠发育, 表明带内岩石以压扁变形为主; ②少量线理发育地段, 石英颗粒在XZ面(垂直面理、 平行线理)和YZ面上(垂直面理与线理)的延伸相差较小; ③A-A′剖面(图2a)上初糜棱岩带中发育一较局限的糜棱岩带, 该带走向与面理总体走向约呈10°相交(图2b), 这一糜棱岩带可能是主带右行剪切所引起的局部应变强化; ④C-C′剖面(图2d)上韧性剪切带以碎裂石英带为界, 南东侧(初)糜棱岩中和北西侧面理化石英脉中面理分别以高角度倾向北西(图4a、 b)和南东(图4c), 二者构成共轭关系, 但其夹角大于郑亚东等[62]提出的韧性变形域共轭剪切带夹角, 两组面理面上正压力为主, 剪应力较弱; ⑤剪切带内S-C组构(图3f, 图4e)、 等形旋转碎斑(图3g, 图4f)显示了非常清晰的右行走滑运动学指向; ⑥糜棱岩中还发育一组间隔的、 近平行的小型剪切带(图4g、 h), 即伸展褶劈理 C′, 是在同一递进变形过程中较晚的增量应变期间形成的[63]。利用伸展褶劈理法(C′法)计算瞬时运动学涡度, 根据式Wk=sin(70°～2ε)[64], 求得Wk=0.34, 说明晚期递进变形以纯剪为主。

图2 塘洞韧性剪切带联合剖面图(位置见图1)

图3 塘洞韧性剪切带B-B′剖面野外露头构造特征(位置见图2c)

图4 塘洞韧性剪切带C-C′剖面野外露头构造特征(位置见图2d)

2.2 塘洞韧性剪切带显微变形特征

等形旋转碎斑、 S-C组构等指向标志的运动学方向与露头尺度观察结果一致(图5a、 b), 证实了塘洞韧性剪切带为右行走滑。利用石英条带重结晶斜列颗粒长轴方位与剪切方向(C面理)的夹角即θ, 根据式Wk=sin 2θ[65-66], 计算得到该剪切带的涡度值为0.67(<0.71[67]), 进一步说明该剪切带应变方式以纯剪切作用即压扁作用为主。显微观察揭示出, 长石在未变形花岗岩、 初糜棱岩和糜棱岩中的含量依次降低, 而石英和绢云母含量依次增加, 指示变形带中发生了高强度的长石向低强度的含水矿物绢云母和石英转变的吸水变质反应(图5)。长石在剪切过程中呈现脆性变形特征, 大量微破裂、 裂隙切割长石颗粒, 根据这些微裂隙的发育程度可分为孤立型、 连接型和贯通型, 反映微破裂的递进式发育过程。长石的微裂隙作用始于颗粒边界(图5d), 尤其集中在颗粒的三节点处。变形微弱时, 沿着颗粒边界或者三节点分布的微裂隙在岩石(矿物)中互不连通, 孤立存在, 并且随机分布(图5d、 e、 f)。随着应变作用的增强, 相邻的微破裂连接在一起, 形成较大规模的破裂(图5f、 g、 h)。随着应变作用的进一步加强, 破裂作用的扩展沿着应力集中的强变形带出现, 造成长石呈残斑状或“云影”状产出(图5i)。这些颗粒边界亦或强变形带, 也正是流体活动所在的场所。无论是孤立的颗粒边界破裂、 三节点破裂、 亦或强变形破裂带, 它们普遍构成岩石中流体通道, 因而于其中形成新生矿物相(新一世代的石英和绢云母)。

图5 塘洞韧性剪切带显微变形特征(+)

2.3 流体作用与岩石流变弱化

塘洞韧性剪切带宏观变形特征显示流体相对变形岩石流变强度的弱化。一方面, 在横向上, 塘洞韧性剪切带结构存在明显的不对称性, 而这一现象与石英脉的发育有很好的耦合关系, 体现在: 空间同位——在B-B′(图2c)和C-C′(图2d)剖面上, 剪切带由中心向南东侧以糜棱岩带向初糜棱岩带的转变向未变形花岗岩过渡, 而北西侧缺少初糜棱岩带, 强变形糜棱岩带与面理化石英脉带直接接触(图3a、 b), 表明流体相对岩石起到了流变弱化作用, 加强塑性变形; 变形同步——两剖面上石英脉发育糜棱岩面理, 其中B-B′剖面石英面理产状与(初)糜棱岩带中一致(图3c、 d),C-C′剖面石英面理产状则与(初)糜棱岩带中面理产状呈共轭关系; 蚀变增强——靠近面理化石英脉一侧, 糜棱岩中白云母(绢云母)、 绿泥石含量明显增高, 表明流体的参与激发了强烈的水岩反应, 导致长石向流变强度较低的含水矿物相的转变。一般来说, 花岗质岩石可视为均质地质体, 在不存在先期构造扰动的情况下, 发育其中的构造变形应呈现对称式结构。同时, 塘洞韧性剪切带为一高角度的、 以压扁为主兼具右行走滑的变形带, 理应具有对称的结构样式。因此, 该韧性剪切带所展现出来的横向不对称性应该是流体作用的结果。另一方面, 在走向上,A-A′剖面相对B-B′剖面和C-C′剖面而言, 在其北西侧缺少大量石英脉发育, 而与之相应的是A-A′剖面上糜棱岩带与初糜棱岩呈强弱相间产出, 显示出变形的不均一性特点, 且糜棱岩发育宽度仅数米, 远小于其他两条剖面, 即岩石的韧性变形强度相对较弱。这一现象进一步说明流体相的介入可能是岩石弱化而易于发生韧性变形的重要因素。

显微观察亦揭示塘洞韧性剪切带中流体相作用与水岩反应。长石中微破裂、 裂隙普遍发育, 各条微破裂可以孤立地出现, 亦可以彼此相连、 互相贯通, 并为流体活动提供适合的通道, 使得流体相能够弥散于高应变带及高应变晶体内。微破裂的发育加速了长石的吸水变质反应而向低强度的石英和绢云母组合的转变, 原岩中能干性强相组分减少, 使得岩石整体具有较低的强度而相对更易于发生韧性变形, 称为反应弱化[33]。此外, 新形成的含水矿物相具有较低的流变强度, 引起湿的和干的岩石之间出现显著的流变性差异, 造成应变局部化[68]。

3 讨 论

3.1 流体作用促进塘洞剪切带韧性变形的机制探讨

塘洞韧性剪切带北西侧大量石英脉的发育、 显微尺度上微破裂及其间新生绢云母和石英的存在, 是富硅质流体作用的最直接证据。尽管部分石英脉和绢云母可能是韧性剪切变形之前或之后出现的, 但它们与韧性变形强度具有明显的正相关性, 因此其主体应该是与韧性剪切变形同步形成。那么, 一个重要的问题是这些富硅质流体在增加塑性变形中起到什么样的作用?或者说通过什么机制导致岩石流变弱化和韧性变形的加强?一个至关重要的弱化机制是反应弱化。在韧性剪切变形过程中, 长石一方面作为残碎斑晶表现出脆性破碎; 另一方面则是变形导致长石分解, 形成石英和绢云母, 造成糜棱岩中高强度的长石含量减少而低强度的石英和绢云母含量增加, 从而降低了岩石整体的流变强度, 使之更易于发生韧性变形。

目前， 糜棱岩及糜棱岩化过程中化学成分、 矿物成分变化的研究已经非常深入[69-71], 其中化学成分的变形使Si及Ca、 Na等组分被带出, 但由于长石分解形成石英和绢云母, 因而SiO2虽有较多带出、 总量减少, 但石英相对含量是增加的[72]。在韧性变形过程中, 富硅质流体从糜棱岩中迁出, 并在密度差的驱动下, 其运移方向为由深部向浅部、 由中心向边部, 最后在倾向北西的塘洞韧性剪切带北西侧(相对上部)析出结晶形成石英脉。这些来源于深部的流体相温度高于其就位围岩温度, 因此, 流体携带热量可能造成岩石的升温效应而使之韧性变形得以加强。

值得指出的是, 前人通过大量的对“干”和“湿”条件下的岩石、 矿物的对比实验研究表明, 水或流体的介入影响岩石、 矿物变形行为, 使得岩石、 矿物力学强度降低, 易于形成位错而引起塑性变形, 水解弱化是引起岩石、 矿物流变弱化的重要机制[51, 54, 57]。对于塘洞韧性剪切带中岩石的这一微观变形机理, 难以用对比实验进行验证, 但不排除水解弱化效应这一重要的微观弱化机制是流体相作用的方式之一。

3.2 同构造脉体的判别与地质年代学制约

对于韧性变形年代学的研究, 前人多采用同构造云母40Ar/39Ar法测年[73-75]。近年来, 一些学者尝试用同构造脉体年龄限制变形时代。任升莲等[76]对洛栾断裂带糜棱岩中的同构造期石英脉进行了ESR测年, 获得了372.9±30.0 Ma的变质流体形成年龄, 与宋传中等[77]获得的云母40Ar/39Ar年龄372 Ma一致, 反映了这一期强糜棱岩化变形时代。孟元库等[78]对藏南曲水韧性剪切带内同构造剪切长英质脉体的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 较好地限制了剪切带的形成时限。唐渊等[79]对滇西崇山韧性剪切带内深熔作用形成的同剪切电气石花岗岩脉进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年, 限定了该剪切带南段左行剪切作用的起始时间。

采用此类方法限定韧性变形时间最关键的问题是如何确定脉体与剪切活动的先后关系, 即如何区分剪切前、 剪切后及同剪切脉体。其中剪切后脉体一般可根据其与韧性剪切带的交切关系、 不发育韧性剪切变形等特征进行判定, 而剪切前和同剪切构造脉变形行为较为相似, 因而较难辨别。前人为此提出了诸多判别准则[80-85], 归纳起来, 同剪切脉体主要有以下特征: (1)局限在韧性剪切带内分布, 带外几乎不发育同类型脉体; (2)平行剪切面理发育, 出露规模和宽度不一; (3)不发育明显的烘烤边或者冷凝边; (4)同构造长英质脉岩中长石往往平行面理呈拉长状, 其内双晶面平行于面理; (5)往往形成于剪切作用初期, 与围岩遭受相同强度的变形, 如果形成于剪切作用末期, 则脉体内部构造变形相对较弱; (6)同剪切长英质脉体中锆石形态为半自形—自形, CL图像往往呈现暗灰色, 无分带、 弱分带、 斑杂状分带或海绵状分带, 常常具有骨架状结构, Th/U值相对较低, 具有变质锆石的特征。

除上述判定标准外, 流体作用导致岩石的流变弱化也应是流体来源于同构造析出的重要证据。塘洞韧性剪切带北西侧石英脉发生同构造韧性变形, 说明石英脉形成于韧性变形同期或早于韧性变形, 结合流体的弱化效应造成韧性变形横向上的不对称性推断, 石英脉所代表的流体介入应与韧性变形同期, 为同构造分泌结晶脉。笔者对面理化石英脉进行了包裹体Rb-Sr年代学研究(笔者未发表资料), 获得了155.8±3.9 Ma(MSWD=0.95)的等时线年龄, 表明该韧性剪切带形成于早燕山期, 该年龄与区域上岩浆活动、 变质事件时间和同构造云母40Ar/39Ar年龄一致[86], 表明同构造脉体形成时代一定程度上可对构造活动时限进行约束。

4 结 论

(1)流体相的介入可以较大程度地改变变形过程中岩石的流变学行为, 使岩石发生应变弱化而易于塑性变形, 流体作用导致的岩石弱化机制主要有水解弱化、 反应弱化和升温效应。

(2)发育在印支期花岗岩中的高角度的、 以压扁为主兼具右行走滑特征的塘洞韧性剪切带, 所展现出的西强东弱、 南强北弱的宏观变形特点, 是以大量富硅流体贯入为标志的流体作用, 通过反应弱化(长石向石英、 绢云母转化)、 升温效应和(或)水解弱化等机制塑造。

(3)流体作用导致岩石的流变弱化可作为流体来源于同构造析出的重要证据。塘洞韧性剪切带内北西侧大量发育的面理化石英脉为韧性剪切变形同构造分泌结晶脉, 对同构造石英的年代学分析将塘洞韧性剪切带活动时代限定在早燕山期。