细粒碎屑岩的常温和低温磁组构：以秦岭造山带白垩纪徽成盆地为例

2022-02-23何旋申琪蒋凯李传志武冠佐冉亚洲靳春胜梁文天

地球物理学报 2022年2期

何旋, 申琪, 蒋凯, 李传志, 武冠佐, 冉亚洲, 靳春胜, 梁文天*

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 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029 3 中国科学院地球科学创新研究院，北京 100029

0 引言

沉积岩从沉积、成岩到变质变形的全过程伴随着岩石内部组构从原生到次生的演变.针对这一过程，Ramsay 和 Huber(1983)最早提出了在平行层面压缩的情况下，岩石组构从沉积成岩组构、初始变形组构、铅笔构造到初始劈理、弱劈理和强劈理等的六阶段岩石应变和岩石组构演化模式.然而，由于多数沉积岩类，尤其是细粒碎屑岩，不容易找到良好的应变标志体，其应变特征和岩石组构，特别是沉积成岩以及和初始变形相关的组构分析较为困难.而随着磁组构方法的引入及其理论、测试分析技术的快速进步，岩石组构可以由岩石的磁化率各向异性(Anisotropy of magnetic susceptibility，AMS)快速、定量的进行标定(Tarling and Hrouda, 1993).因此，六个阶段对应的典型磁组构特征也得以逐步构建起来(Parés et al., 1999; Parés, 2015).

磁组构方法对于传统上难以识别的细粒沉积岩的初始变形组构非常灵敏(e.g., Mattei et al., 1999; Parés et al., 1999).这一阶段的岩石组构一般认为形成于沉积之后固结成岩之前(García-Lasanta et al., 2013)，记录了控盆构造及盆地发育时期的古应力信息，是解析沉积盆地构造属性的关键，因而成为近年来沉积岩岩组分析的热点(e.g., Cifelli et al., 2004, 2005; Soto et al., 2007; García-Lasanta et al., 2013, 2018; Li et al., 2020).这些工作多以新生代中晚期以来的弱变形或未变形沉积盆地为例，探讨细粒沉积物记录的初始变形组构与控盆的伸展或挤压构造的关系，认为这些组构可以有效地指示古应力信息(Soto et al., 2009).然而，初始变形组构往往会在后期盆地反转变形时被改造(Oliva-Urcia et al., 2013).这些经历不同程度变形改造的地层所记录的磁组构特征如何，是否还会保留初始变形组构以及如何被后期变形叠加改造等，显然需要更多的实例解析来进一步探讨.此外，与走滑作用相关的盆地内的磁组构特征如何，与什么相关，目前的研究依然较少(García-Lasanta et al., 2015).

秦岭造山带内发育了众多不同时代的山间盆地，这些盆地是造山带自晚三叠世碰撞造山以来，在伸展、走滑或挤压等不同构造作用的控制下形成的，是恢复重建秦岭造山带陆内构造演化的关键(梁文天, 2009).其中，沿文县—太白构造带斜列展布的中新生代盆地是造山带内最大的山间盆地群(图1)，构造活动十分强烈(张国伟等, 2001).特别是其中的早白垩世徽成盆地，充填了数千米厚的陆源碎屑沉积物，沉积作用明显受文县—太白断裂带的走滑构造活动控制(梁文天, 2009; 李玮等, 2013)，盆地后期又经历了强烈的反转改造，因此是研究盆地岩石组构与盆地构造关系的良好载体，也是探索构造反转对初始变形组构叠加改造作用的绝佳场所.本文选取徽成盆地早白垩世细粒沉积岩，尤其是首次对生长地层内的细粒沉积岩，开展了详细的岩石磁学和常温以及低温磁组构研究，结合盆地构造变形，探讨了盆内地层记录的磁组构特征及其地质意义.

图1 秦岭造山带(a)及徽成盆地(b)地质简图Fig.1 Geological sketch map of the Qinling orogen (a) and the Huicheng basin (b)

1 地质背景

秦岭造山带位于中国大陆的腹心地带，是华南和华北板块历经长期复杂的拼合演化而形成的复合型大陆造山带(张国伟等, 2001; Dong et al., 2016).造山带于中晚三叠世全面碰撞造山，这次造山作用奠定了秦岭造山带的基本构造格架.然而，碰撞造山后，造山带并没有平静下来，向稳定的克拉通化方向发展，而是发生了一系列不亚于主碰撞造山作用的强烈陆内构造活动(张国伟等, 2001; Dong et al., 2016)，并伴随多期次的岩浆、沉积和变质变形作用等.尤其是新生代中、晚期以来，秦岭造山带再次强烈崛起隆升，成为分割中国南北的高大山脉.

秦岭造山带陆内构造活动最为突出的特征之一就是造山带内发育了众多不同时代、不同性质的山间沉积盆地(梁文天, 2009; 李玮等, 2013).这些盆地是造山带浅部地壳对陆内构造活动的响应，盆地的形成受区域伸展、挤压或走滑断裂等控制，主要沿主干断裂带展布，是重建秦岭造山带陆内构造演化的重要载体之一.多数盆地内充填了数百到数千米厚的河湖相沉积，同沉积断裂较为发育，指示了盆地发育时期的构造属性和古应力场特征(梁文天, 2009).现今绝大多数盆地均已反转，盆地地层不同程度的褶皱变形，部分区域，如东秦岭蟒岭一带的晚三叠统甚至发育有露头可见的轴面劈理构造等.

徽成盆地是一个发育在古生界和三叠系褶皱基底之上的大型山间盆地(图1b).盆地东西长约210 km，南北宽约40 km，大致呈NEE-SWW向展布，斜切秦岭造山带，通常认为是东西秦岭的分界线(张国伟等, 2019).盆地北部边界为文县—太白断裂带，南部与下伏不同时代的地层角度不整合接触.徽成盆内主要发育有侏罗、白垩和新近系等(图1b, 图2).侏罗系分布相对局限，沿主干断裂带展布.白垩系在盆内广泛分布，新近系主要分布在盆地西北缘.其中白垩纪东河群保存最好，自下而上包括田家坝组紫红色砾岩和粉砂岩，周家湾组杂色砂岩和粉砂岩以及鸡山组黄绿色泥岩和粉砂岩等(张英利等, 2012; 李玮等, 2013).

图2 徽成盆地(a)犀牛江采样剖面，(b)采样点18HC1生长地层和断裂特征以及(c)采样点18HC2构造剖面图Fig.2 Sampling section of the Huicheng Basin (a), growth strata and growth faults in sampling site 18HC1 (b) and the structural section of sampling 18HC2 (c)

2 野外观察

野外构造观察和采样主要沿徽成盆地的犀牛江剖面展开(图2a).在剖面东侧可见白垩系东河群砂泥岩与下伏志留系千枚岩呈明显的角度不整合接触，而角度不整合之上主要发育砾岩等，向上逐渐转为砂岩、泥岩等，粒度变细.盆地西侧与志留系-三叠系呈断层接触，断层走向NEE.沿犀牛江剖面可见，盆内地层总体呈现倾向NW的单斜，剖面中部的毛坝地区出露一系列走向NNE的背、向斜.沿采样剖面可见，地层由老到新分别为田家坝组紫红色砾岩、粉砂岩夹灰绿色页岩(326°∠ 55°)，周家湾组灰色砂岩夹紫红色泥质粉砂岩(209°∠ 36°)，鸡山组紫红色粉砂岩、泥岩和页岩(292°∠62°).

沿犀牛江剖面可见地层内发育大量的正断层(图2b—2c)，形成露头尺度的堑垒构造，但在不同区段断层的密度不同.一些区段可见宽几十至几百米不等的高角度同沉积正断层系(平均产状为297°∠64°)，并在邻近断层局部区域可见生长地层，如采样点18HC1和18HC4.如图2b所示，在采样点18HC1可见NE走向的正断层，断层上盘的泥岩层在靠近断层一侧明显增厚，远离断层后，厚度逐渐减薄，整体呈楔状形态，为典型的生长地层特征.在采样点18HC2-3处可见大量中、高角度正断层出露.如图2c所示，采样点18HC2处可见鸡山组内发育大量露头尺度的NE向铲式正断层，断层的平均倾向为NWW向，倾角67°.此外，沿剖面也可见到NEE向或近EW向的走滑断层.

3 样品采集和测试

3.1 样品采集

磁组构样品的采集沿徽成盆地内的犀牛江剖面展开(图2a)，样品岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩等细粒沉积物，包括：(1)一套自剖面底部向顶部连续采集的磁组构样品，共108个(真厚度约10～20 m,1个样品)，以观察地层内记录的磁组构的连续变化特征；(2)剖面同沉积断层附近的样品，包括生长地层样品(图2b—2c)，共4个采点18HC1-4.其中，采点18HC1属周家湾组，18HC2为鸡山组，18HC3-4均位于田家坝组.每个采点的样品数24～133个不等，共获得定向样品253个.所有样品均使用便携式汽油钻机在野外钻取，并用定向器和磁罗盘定向、取样，然后在室内切割成高2.2 cm的标准圆柱体样品，多余的部分用于岩石磁学分析，共得361个完整样品，测试分析后共得346个有效数据(表1).

3.2 测试分析

样品的测试分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室和中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成.磁组构分析采用捷克AGICO的Kappabridge磁化率仪(MFK1-FB，测试场强300 A·m-1，检出限2×10-8SI，测试精度1%)分别进行了低温低场(温度77 K，工作频率975 Hz，如下文所述)和常温低场(温度298 K，工作频率975 Hz)磁化率各向异性测试，测试结果使用Anisoft4.2软件处理，测试结果见表1.

表1 徽成盆地样品的常温(RT)与低温(LT)磁化率参数表Table 1 Magnetic susceptibility parameters of samples from the Huicheng Basin at room temperature (RT) and low temperature (LT)

岩石磁学实验包括κ-T曲线、磁滞回线和三轴等温退磁曲线分析等.κ-T曲线测试使用MFK1-FB配套的CS-4温度-磁化率系统完成，样品(200～300 mg)在氩气环境下从常温加热至700 ℃并降回常温，加热和冷却速率为14 ℃/min.磁滞回线使用MicroMag 3900振动磁力仪测试，单个样品量200 mg，最大场强设置为1.5 T.三轴等温剩磁实验使用JR-6A旋转磁力仪和IM-10-30脉冲磁力仪进行，测试中对样品三个相互垂直的X、Y和Z轴分别施加三个强度逐渐减弱的脉冲磁场(2.1、0.4和0.15 T)，从而获得三种不同成分的等温剩磁，再对加场后的样品进行系统的热退磁，以获得阻挡温度谱.

3.3 低温磁组构

绝大多数情况下，岩石中抗磁性和顺磁性矿物远比铁磁性矿物占有更大的体积分数，且沉积岩的变质变形也主要体现为抗磁性矿物如石英、长石和顺磁性矿物如粘土、云母等层状硅酸盐矿物的压溶、旋转、重结晶和变质结晶等.因此，相比含量极少的铁磁性矿物，抗磁和顺磁性矿物的变形更能直接体现岩石的应变特征.而陆源碎屑岩的磁化率主要由岩石中的顺磁性和铁磁性矿物贡献，抗磁性矿物的贡献可以忽略不计(Tarling and Hrouda, 1993).因此，磁组构分析中，增强或者分离岩石中的顺磁性矿物组构就显得非常重要.

根据Curie-Weiss定律，在液氮温度(77K)条件下，顺磁磁化率可以达到常温下的约3.8倍(Cullity, 1972)，能放大岩石顺磁性磁化率及其各向异性信号.因此，低温磁组构方法是增强或分离岩石顺磁组构的重要手段之一(Rochette and Fillion, 1988; Richter and Van Der Pluijm, 1994; Parés and Van Der Pluijm, 2002).然而，因为测试困难，低温磁组构分析开展的相对较少，国内尚未见有数据报道.已有的测试方法，如将样品浸没于液氮中，需要改造仪器，费时费力，面临各种困难(Parés and Van Der Pluijm, 2014).

本文的低温磁组构分析采用Issachar 等(2016)的实验方法并适当改进.在理想情况下，能使顺磁磁化率信号放大3.2倍左右.该方法对传统的Kappabridge磁化率仪稍加改进即可进行测试，且样品无需浸没于液氮中，可在空气中测试.测量前首先把样品在液氮中浸泡30 min，之后拿出并把样品用聚乙烯薄膜包裹好(图3a)，防止样品表面结冰与测量仪器粘连在一起，影响实验测量和数据准确性.在测量好一个方向的磁化率后要把样品再次浸泡在液氮中10 min，使温度一直维持在77 K的同时给测量仪器一个恢复时间，防止线圈过度冷却产生漂移影响实验数据.此外，为了防止线圈过冷，我们使用特氟龙棒加工成一个厚约1.5 mm的封底圆柱(图3b)，将MFK1-FB磁化率仪的转子部分和测量线圈隔离，并在实验前多次测试，以获得可靠的holder值.

4 测试结果

4.1 岩石磁学

图4中4个代表性样品的κ-T曲线特征显示，升温过程中样品的磁化率始终保持较低的值，最大不超过30×10-8m3·kg-1；且400 ℃之前(18HC1为500 ℃)，样品磁化率值随温度升高呈明显的线性下降，这表明样品内的主要磁性矿物为顺磁性矿物，并包含一定量的抗磁性矿物.此外，所有样品的升温曲线在560～580 ℃出现明显的降低，表明样品中存在少量磁铁矿颗粒；至670 ℃左右磁化率值降为最低并无限趋近于X轴，说明少量赤铁矿颗粒的存在.18HC2和18HC4两个样品出现了明显的Hopkinson峰，表明这两个样品内可能有相对较大的SD颗粒磁铁矿(刘青松等, 2007).κ-T曲线还表明，升温和降温曲线不可逆，降温曲线的磁化率值在580 ℃以后迅速增加，高于升温曲线一个数量级或更高(图4)，表明样品在升温过程中存在矿物相的转化，生成了强磁性矿物，如粘土类矿物转化为小颗粒磁铁矿等.

图3 改造卡帕桥磁化率系统的聚乙烯薄膜(a)和特氟龙薄管(b)组件Fig.3 Polyethylene film (a) and Teflon tube (b) modules for modification of Kappabridge magnetic susceptibility system

4个采样点代表性样品的磁滞回线图(顺磁校正前)呈直线状，尤其是其中的18HC4-9和18HC1-25，这表明样品内的主要磁性矿物为顺磁性矿物(图5).经顺磁校正后，所有样品均出现明显的磁滞现象，表明除顺磁性矿物外，样品中同样含有少量的铁磁性矿物.多数样品的磁滞回线表现为细腰型的曲线特点，矫顽力相对较低，可能以磁铁矿等软磁性组分为主；而样品18HC2-33的矫顽力较高，可达250 mT左右，磁滞回线为粗腰型，且饱和磁化强度较低，表明样品中可能含有赤铁矿等硬磁性组分.

三轴等温热退磁曲线分析进一步揭示样品中含有少量的铁磁性矿物(图6).X、Y和Z轴的IRM值多在580 ℃出现明显的降低，最终在670 ℃左右降至最低并无限的接近X轴，这表明样品中含有磁铁矿和赤铁矿组分.需要注意的是，相当部分样品在600～630 ℃出现IRM值的明显降低，这可能与加热过程中多畴细粒磁铁矿经过高温氧化形成了磁赤铁矿和赤铁矿有关(刘秀铭等, 2010).部分样品，如18HC3-73和18HC4-28等在250～300 ℃间的IRM值波动可能表明样品中含有少量磁赤铁矿，加热后转变为赤铁矿.一些样品，如18HC1-19和18HC3-28的X轴IRM值在100～150 ℃间明显降低，表明样品中可能还含有少量的针铁矿.

图4 采样点18HC1-4代表性样品的κ-T升温(上)和降温(下)曲线Fig.4 κ-T heating (upper) and cooling (lower) curves of representative samples from 18HC1-4

图5 采样点18HC1-4代表性样品顺磁性校正前(上)和校正后(下)的磁滞回线图Fig.5 Hysteresis loops of representative samples from 18HC1-4 before (upper) and after (lower) the paramagnetic correction

图7 采样点18HC1-4常温(灰)与低温(黑)磁化率参数Km, PJ和T直方图Fig.7 Histograms of AMS parameter Km, PJ and T of 18HC1-4 at room (grey) and low (black) temperature

图8 采样点18HC1-4常温(实心圆)与低温(空心圆)Km-PJ图Fig.8 Km-PJ diagrams of 18HC1-4 at room (solid) and low (open) temperature

图9 采样点18HC1-4常温(实心圆)与低温(空心圆)PJ-T图Fig.9 PJ-T diagrams of 18HC1-4 at room (solid) and low (open) temperature

图10 采样点18HC1-4常温(灰)与低温(黑)Flinn图解Fig.10 Flinn diagram of 18HC1-4 at room (grey) and low (black) temperature

图11 采样点18HC1-4(a)地理坐标下的常温磁组构赤平投影和(b)古地理坐标下的常温和低温磁组构赤平投影.本文所有赤平投影均为施密特网等面积投影，等值线(阴影区)为K1和K3轴的等密度图Fig.11 Stereonet plots of room- and low-temperature magnetic fabrics at (a) geographic coordinate and (b) paleogeographic coordinate. All the stereonets are equal-area projection, shaded areas are the contour diagrams of K1 and K3

图12 犀牛江剖面样品的地理(a)与古地理(b)坐标磁组构赤平投影Fig.12 Stereonet plots of samples from the Xiniujiang section in geographic (a) and paleogeographic (b) coordinate, respectively

图13 采样点18HC1-4样品低温和常温磁组构参数关系图Fig.13 Correlations between the room- and low temperature magnetic susceptibility parameter Km, PJ and T

图14 不同沉积和构造环境下的磁组构成因及其最大和最小磁化率主轴赤平投影模式图(a) 静水环境； (b) 弱水动力环境； (c) 挤压构造环境； (d) 伸展构造环境.Fig.14 Origin of magnetic fabrics in various sedimentary and tectonic settings(a) Static water; (b) Weak hydrodynamic; (c) Compressional; (d) Extensional setting.

4.2 常温磁组构

4个采点18HC1-4的磁化率参数统计直方图(图7)显示：(1)平均磁化率值(Km/SI)大多呈单峰分布，磁化率值普遍低于500×10-6SI；其中18HC2最低，低于250×10-6SI并在(150～200)×10-6SI之间形成峰值；18HC1和18HC4分别在(350，320)×10-6SI处形成峰值；18HC3的磁化率值相对较高，最高可达650×10-6SI，并在(350～450)×10-6SI之间形成峰值.(2)样品PJ值一般小于1.08，均呈单峰分布，其中，18HC1和18HC4的峰值在1.02～1.03之间，而18HC2-3个别样品的PJ值较高，大于1.0，且两样品峰值分别位于1.05和1.04左右.(3)样品的T值普遍小于0.6.其中，18HC1样品正值和负值基本相当，18HC2样品正值较多，而18HC3-4呈较为明显的双峰分布，分别在0.3～0.4和-0.2～0.3处形成两个峰值.

Km-PJ图解显示样品的磁化率与PJ值并无明显相关性(图8)，只有18HC2采点可能有一个弱的线性正相关，即随Km值增大，样品PJ值稍有增大.PJ-T图解显示，随PJ值增大，T值出现一个微弱的由负值向正值的转变(图9)，也即随着磁化率椭球体各向异性度的增大，椭球体的形态从拉长型椭球向压扁型椭球转变.Flinn图解(F-L图，图10)显示，18HC1和18HC4样品主要处于平面应变椭球体区域(K=1及其邻近区域)，也即在不考虑体积变化的前提下，磁化率椭球体的形变主要体现在其XZ面上.而18HC2-3样品分布范围较大，从拉伸到压扁区域都有.但需要注意的是，绝大多数样品的变形强度不超过0.06.

18HC1-4四个采点的常温磁组构(经地层校正后的数据)特征显示(图11)，磁线理较为集中，倾伏角较小，5°～10°，近水平，倾伏向NWW或SEE.其中，生长地层样品18HC1的磁线理倾伏向稍有偏转，倾伏向E或W.磁面理极点，也即最小磁化率轴K3的平均值大致位于赤平投影的基圆圆心附近，表明磁面理的平均值应与地层大致平行.但需要注意的是，磁面理极点(K3轴)分布并非完全集中于基圆圆心，尤其是生长地层样品18HC1，呈部分环带(partial girdle)分布.各采点的K2轴分布也相对集中，其等密度图大致呈小圆环带分布.

沿犀牛江剖面连续采集的盆地自底部到顶部的样品(图12，经地层校正后)，磁线理也较为集中，倾伏角较小，5°～10°，近水平，倾伏向NWW或SEE.需要注意的是，有极少量样品的磁线理倾伏向稍有偏转，倾伏向NEE或SWW.绝大部分样品的磁面理极点(K3轴)集中于基圆圆心附近，平均值大致与圆心重合.少量样品的倾伏角较小，向基圆靠近.K3与K2轴数据一起，在赤平投影图上呈大圆环带(great circle)展布.

4.3 低温磁组构

四个采点18HC1-4的低温磁化率参数统计直方图显示：(1)平均磁化率值(Km/SI)大多呈单峰分布，磁化率值普遍高于500×10-6SI；仅18HC2的Km值较低，峰值位于300×10-6SI处；18HC1和18HC4大致在600×10-6SI处出现峰值；18HC3的磁化率值相对较高且分布范围较大，最高可达850×10-6SI，并在650×10-6SI 处形成峰值.(2)样品的PJ值一般小于1.11，均呈单峰分布.其中，18HC1和18HC4样品的PJ值较低，均小于1.08，峰值分别位于1.06和1.05.18HC2-3部分样品的PJ值较高，大于1.12，分别在1.07和1.05处形成峰值.(3)样品的T值普遍小于0.9，正值样品多于负值.18HC1-2和18HC4样品明显以正值为主，大致在0.3处形成峰值，而18HC3呈双峰分布，峰值分别位于0.2和0.4处.

Km-PJ图解显示样品的平均磁化率Km值与PJ值无明显相关性(图8).PJ-T图解显示，18HC2-3两个采点样品的PJ值与T值呈弱的正相关(图9)，18HC4样品的T值几乎均为正值，也即普遍为压扁型磁化率椭球.Flinn图解也显示，18HC4样品基本位于K<1区域，对应压扁型椭球(图10).而18HC1-3样品分布范围较广，从拉伸到平面应变再到压扁区域都有，但仍需注意的是，多数样品位于平面应变椭球体区域与压扁区域.此外，绝大多数样品的的变形强度均不超过0.06，18HC2变形强度相对较大，有少部分样品介于1.06～1.08之间.

18HC1-4四个采点的低温磁组构特征显示(图11)，磁线理分布集中且倾伏角较小，约为5°～10°，近水平，倾伏向SEE或NWW.18HC1的磁线理倾伏向稍有偏转，倾伏向E或W，其平均倾伏向为90°.磁面理极点(即K3轴)的平均值大致位于赤平投影的基圆圆心，显示磁面理的平均值应与地层基本平行.需要注意的是，除18HC4外，K3轴分布并非完全集中于基圆圆心，尤其是18HC1和18HC3，部分样品的K3轴明显呈部分环带分布.所有采点的K2轴分布相对集中，其等密度图大致呈小圆环带分布.

5 讨论

5.1 载磁矿物

岩石磁化率是岩石中所有矿物磁化率的总和，而不同矿物的磁化率差异很大，对岩石磁化率各向异性(磁组构)的贡献也各不相同.部分矿物如电气石、堇青石、针铁矿和单畴磁(赤)铁矿等更是具有反组构(inverse fabric，磁化率椭球体的K1轴平行于矿物晶体或形态的短轴)特征(Borradaile and Puumala, 1989; Rochette et al., 1992)，会对磁组构的解释造成很大的影响.因此，查明岩石磁化率及其各向异性的来源和成因，是磁组构分析的重要前提之一.

通常认为，平均磁化率低于500×10-6SI的样品，其主要载磁矿物是顺磁性矿物(Tarling and Hrouda, 1993；Li et al.，2020).徽成盆地18HC1-4和犀牛江连续剖面常温下的平均磁化率分别为244.7×10-6SI和365.1×10-6SI，均低于500×10-6SI(表1—2)，表明样品磁化率各向异性主要由顺磁性矿物引起.此外，顺磁性矿物的磁化率符合Curie-Weiss定律，随温度的降低其磁化率会显著升高(Richter and Van Der Pluijm, 1994).徽成盆地18HC1-4样品的低温磁化率明显高于常温(图13)，至少是常温的1.5倍以上.在样品18HC1和18HC4(分别为1.8和1.9倍)中，二者更是呈明显的线性关系(图13)，这些都表明样品内顺磁性矿物为主的特点.

然而，与顺磁性矿物在低温下Km值升高约3.8倍(本文方法3.2倍)不同，徽成盆地样品最高升高约为2.3倍，与前人所做红层样品普遍升高2倍左右基本类似(Oliva-Urcia et al., 2010; Issachar et al., 2016)，表明样品磁化率尚有部分铁磁性矿物的贡献.各种岩石磁学实验的结果也表明，除顺磁性矿物外，绝大多数样品中含有少量磁铁矿和赤铁矿等铁磁性组分，甚至还包含了少量针铁矿的信号.不过，用磁滞回线拟合的高场(相当于顺磁磁化率)和低场磁化率的比值(Ferréet al., 2004)表明，顺磁磁化率占比仍在70%～80%(表2)，即铁磁性矿物对磁化率各向异性的贡献很低.

5.2 磁组构成因

一般来说，未强烈变质的细粒沉积岩内的顺磁性矿物主要是各种层状硅酸盐类，如绿泥石和粘土矿物等，也即徽成盆地样品的磁组构主要反映了这些矿物在样品中的含量、分布和变形特征等.对它们来说，其单矿物磁化率椭球体的K3轴平行于矿物晶体或矿物颗粒的短轴，而其长轴与颗粒的排列或变形密切相关(Tarling and Hrouda, 1993).在静水环境下，层状硅酸盐矿物平行于沉积岩层面沉积，因此K3轴垂直于层面，K1轴则因为颗粒的随机排列而不会呈现优选定向(图14a)；在弱流水环境下，水动力一般会驱动层状硅酸盐矿物叠瓦状排列，造成K3轴略微偏离基圆圆心，而K1轴则因颗粒随水流方向定向排列而呈现优选方位.从统计规律来看，古流向往往在一个扇形区域内波动(图14b).

表2 采样点18HC1-4代表性样品中顺磁性组分的占比Table 2 Contribution of paramagnetic components to the representative samples from 18HC1-4

徽成盆地样品主要为湖相、漫滩相的泥岩等弱水动力环境下的细粒沉积岩，在野外露头上未见到古流向相关沉积构造，因此磁线理反映古流向的可能性较小.此外，沿犀牛江剖面自底到顶连续采集的样品，尽管时间跨度很大，但其磁线理始终保持NWW-SEE向分布(图12)，显然也表明盆地沉积物记录的磁线理不会是由古流向造成的.经地层校正后的磁组构赤平投影特征显示，绝大部分采点的K3轴相对集中在基圆圆心附近，或呈部分环带分布(18HC1)，K1轴向NWW或SEE低角度倾伏、集中并形成很好的优势方位，这与古流向的组构特征完全不同(图14)，但与前人所定义的初始变形组构或铅笔构造基本一致(Parés et al., 1999).

弱变形细粒沉积物记录的初始变形组构一般有如下特征(图14c—14d)：挤压背景下，磁线理垂直于最大主应力σ1，平行于地层走向(Cifelli et al., 2009; Soto et al., 2009, 2016)；伸展背景下，磁线理平行于最小主应力σ3，并与盆地内的伸展构造如正断层、张节理等垂直或斜交(Faccenna et al., 2002).徽成盆地连续剖面以及18HC1-4采点的磁线理倾伏向与采点的(同沉积)正断层走向(与地层走向基本一致)大角度相交或垂直(图2，图11a)，显示出伸展背景下的初始磁组构特征.Cifelli 等(2004, 2005)根据伸展盆地内正断层相关褶皱(Schlische, 1995)的概念，结合磁组构样品的中子衍射分析，提出一种微观尺度上平行于伸展方向的“皱纹线理”模式来解释磁线理的成因(图14d).沉积岩内的层状硅酸盐矿物旋转、褶皱形成共轴线(common axis，平行于拉伸方向)，磁线理反映了共轴线的优势方位，磁面理总体与地层平行或略有偏离，随变形增强，K3轴出现部分环带或大圆环带分布.

此外，徽成盆地的野外观察也未在露头上见到铅笔构造或者劈理等透入性变形.因此我们认为，徽成盆地的磁组构主要应为伸展构造背景下的初始变形组构，盆地反转变形过程中，挤压褶皱等构造活动对其影响很小.

5.3 低温磁组构

除平均磁化率值Km明显升高外，低温磁化率各向异性度PJ值也有较大幅度的提高(图7，图13)，这与样品磁化率主要由顺磁性矿物控制有关.随着顺磁性信号的增强，PJ值也主要反映顺磁性矿物及其分布、变形特征所引起的各向异性度变化.T值变化并不是很大，18HC1基本与常温磁组构相同，18HC4值略有升高，磁化率椭球形态偏向扁球体区域.

低温磁组构赤平投影图与常温磁组构相比，磁化率椭球体各轴的集中程度明显提高，仅18HC3变化相对较小.磁面理(K3轴)明显向赤平投影图的基圆圆心集中，如18HC2和18HC4中原本较多的离散点在低温下基本靠近圆心，可能与低温条件下提高了顺磁性信号，相对抑制了容易产生异常组构的针铁矿等铁磁性矿物信号有关.此外，低温磁线理的优势方位和集中程度也更好一些，这在18HC2采点体现的较为明显.这些特征也进一步表明，样品磁组构为初始变形组构，磁组构的形成与顺磁性矿物的分布和变形密切相关.

对绝大多数岩石来说，顺磁性矿物都是其体积分数最大、最为重要的组成部分.岩石变形和内部组构也主要由顺磁性矿物的变形引起.而且，传统的岩石组构手段，如形态组构(SPO)、矿物晶体光学组构(EBSD和费氏台方法)等实际上也都是针对顺磁性矿物开发的.因此，若能进一步提高低温磁组构的测试效率，磁组构方法能更有效的反映岩石变形和岩石组构，其结果可直接与其他矿物组构方法相对比.

5.4 区域地质意义

碰撞造山后的晚侏罗世至早白垩世，华南和华北板块再次大规模陆内汇聚，秦岭造山带陆内造山(董树文等, 2008; 梁文天, 2009).此时，造山带内强烈挤压变形，逆冲推覆构造叠加在先期碰撞造山构造之上，在造山带前陆区域则形成如南大巴山等前陆推覆构造带(董云鹏等, 2008; 董树文等, 2010).一些研究认为，陆内造山过程中，秦岭造山带内不同块体侧向逃逸导致一系列走滑构造的形成，如在徽成盆地地区形成大规模的NEE向文县—太白走滑断裂系(梁文天, 2009; 李玮等, 2013)，徽成盆地的形成与这些断裂系相关.而徽成盆地内NNW向的初始磁线理大致揭示出盆地发育时期NNW-SEE向的区域伸展应力场，这与野外同沉积正断层的发育以及最近的一些古应力统计结果一致(李韶凯等, 2019).这一结果表明，控制徽成盆地发育的文县—太白断裂带具有左行走滑伸展的构造属性，甚至以伸展为主，兼具左行走滑.此外，走滑伸展盆地内初始磁组构的发育显然受控于盆内的次级伸展构造，磁线理走向与正断层大致垂直，但与控盆的文县—太白断裂带呈锐夹角.