青藏高原东缘龙门山断裂带孕震区域流体行为*

李春锐 李海兵 司家亮 王焕 吴琼 张进江

流体在断层活动过程中，能够主动或被动控制断层滑动行为和地震的复发周期(Hickmanetal., 1995; Sibson, 2000, 2014; Verhaertetal., 2003; Boullieretal., 2004; Uysaletal., 2007; Watanabeetal., 2008; Nurieletal., 2012; Chiodinietal., 2020)。因此，了解地震周期过程中的水-岩相互作用对于研究断层滑动机制至关重要。地震周期一般包括3个明显不同的阶段：震间期闭锁、同震破裂和震后松弛阶段(Stein and Wysession, 2003)。震间期主要发生矿物溶解-沉淀，沉淀出的矿物封闭裂缝和孔隙(Rutter, 1976；Hickman and Evans, 1991；Gratier, 1993)，随着渗透率降低，流体压力升高，压溶流体能够有效降低断层有效正应力(Renardetal., 2000)，进而导致滑动带的激活/重新激活，即地震成核(Coxetal., 2001；Sibson, 2014；Smeragliaetal., 2016)。在同震破裂阶段，滑动产生的热量能够提高流体压力，降低滑动的摩擦阻力，从而有效弱化断层(Andrews, 2002；Wibberley and Shimamoto, 2005)。地震发生后，断裂带附近渗透率整体增大，流体压力快速下降，高矿物饱和度流体产生矿物沉淀充填(部分)裂缝并恢复了岩石强度(Cox, 1987；Toriumi and Hara, 1995；Virgoetal., 2014)。伴随断裂带渗透率以及强度周期性变化，裂缝中沉淀的矿物脉体作为断层活动的直接记录被保留下来(Sibsonetal., 1988；Boullieretal., 2004；Micklethwaite and Cox, 2006；Williamsetal., 2017)。方解石脉和石英脉的内部结构可以指示沉淀过程，从而反映脉体与地震事件的关系：震间期压溶-沉淀作用下，超压泥页岩层中发育指示缓慢生长的方解石纤维脉(Beef structural veins)(Eyaletal., 1992；Bonsetal., 2012；Zhangetal., 2015)，伴随地震成核的出现形成具有特征包体间隔并指示反复微震活动的沿阶步生长的纤维脉和拉伸型柱状颗粒脉(Slickenfibres and Stretching veins)(Durney and Ramsay, 1973；Ramsay, 1980；Hilgersetal., 2004；Fagerengetal., 2011)；同震阶段高压流体影响下能够形成断层泥楔入脉(Injection gouge veins)(Brodskyetal., 2009；Smeragliaetal., 2017；Ferraroetal., 2019)，流体压力快速下降导致的高矿物饱和度能够产生近等粒结构的石英或方解石脉(Blocky veins)(Uysaletal., 2007；Watanabeetal., 2008；Bonsetal., 2012；Nurieletal., 2012)；震后松弛阶段断层附近局部拉张区域内可以形成具有横向竞争生长结构的非等粒状脉(Elongate-blocky veins)(Fisher and Brantley, 1992；Okamoto and Sekine, 2011)。由于目前对于断裂带中流体行为的研究主要位于断层泥或角砾岩发育的浅部层次(Ohtanietal., 2000；Bos and Spiers, 2002；Faulkneretal., 2010, 2018；Hauseggeretal., 2010；Mitchell and Faulkner, 2012； Zhangetal., 2019)，研究内容多为流体在断层动态扩展中的作用以及震后对渗透率的控制(Cox, 1987；Toriumi and Hara 1995；Andrews, 2002；Woodcocketal., 2007；Lin, 2011；Virgoetal., 2014)，然而孕震深度的断层行为和流体作用仍缺乏了解，尤其在震间期地震成核阶段流体所起到的作用仍不明确。受限于现今震源区域物质无法直接获取，脉体记录成为研究流体在地震周期中的起源和作用的关键。

2008年汶川地震(Mw 7.9)发生在青藏高原东缘与四川盆地过渡区域的龙门山断裂带，该地区主要的大型断裂都具有晚三叠世以来长期活动的演化历史(王二七和孟庆任，2008；Xuetal., 2008；Yanetal., 2011；Zhengetal., 2016；Wangetal., 2019)，然而由于在汶川地震前该断裂带在历史上没有7级以上大地震的记录，限制了对断裂带构造演化、破裂过程和流体来源的深入认识。目前对于龙门山断裂带中流体作用研究主要集中在断裂岩的水-岩作用(Chenetal., 2013；Duanetal., 2016；Kuoetal., 2018；Sietal., 2018)和力学性质(Chenetal., 2015)。地震周期各个阶段流体对断层行为的影响仍不明确。尤其是对于同震流体如何弱化断层，以及震间期流体如何影响应力的积累和释放缺乏系统性研究。此外，现有研究均针对断裂带较浅层次物质，对于断裂带中深部，如碎裂岩发育段，相关研究很少。流体在深部区域与地震成核和破裂演化有密切关系，但具体作用机制并不清楚。断裂带地表露头中广泛发育方解石脉和石英脉为研究断裂带活动历史和流体来源提供了有利渠道，使我们能深入认识断裂带演化中的流体行为。

因此，本文对龙门山断裂带映秀-北川断裂南段地表露头的方解石脉和石英脉进行了显微结构、阴极发光、元素分布、碳和氧同位素研究，以此来探讨矿物沉淀的流体来源以及与地震事件的关系。

1 构造背景

1.1 区域构造背景

NE-SW走向的龙门山断裂带位于青藏高原东缘，西部为松潘-甘孜地体，东部为四川盆地，长约500km，宽30～50km(图1)。该断裂带主要由向NW方向倾伏的三条活动断裂组成(李勇等，2006；周荣军等，2006；王二七和孟庆任，2008)：汶川-茂县断裂(WMF)、映秀-北川断裂(YBF)、灌县-安县断裂(GAF)，这三条断层将龙门山地区划分为四个构造单元，自西向东为：古生代变质地体、前寒武纪变质杂岩、三叠系含煤系地层和侏罗系前陆盆地(图1)(Lietal., 2006)。WMF和YBF为脆性变形叠加在构造片岩和糜棱岩之上(Xuetal., 2008)，地表倾角分别为60°～85°、50°～80°。YBF地表露头和岩心中发育丰富的石英和方解石脉，多期次假玄武玻璃以及具有地震滑动性质的断裂岩指示该断裂带具有长期地震活动(Wangetal., 2014, 2019)。GAF断层发育在中生代地层中，表现为脆性蠕滑变形，断裂带中方解石脉不发育(Heetal., 2018)。2008年汶川地震造成YBF和GAF同时破裂，YBF地表破裂具有逆冲伴随右旋走滑性质，其中南段(映秀断裂带)以逆冲为主伴随右旋走滑，北段(北川断裂带)以右旋走滑为主伴随逆冲，GAF地表破裂为纯逆冲性质(Lietal., 2008；Fuetal., 2011)。

图1 龙门山及邻区地质构造图(据Wang et al., 2019修改)

1.2 研究区构造背景

本文的研究区位于成都市都江堰市虹口乡八角庙村附近(下文简称为“八角庙”)，2008年汶川地震在八角庙NW侧的YBF产生了6.5m最大垂向位移(Lietal., 2008)，YBF西侧围岩为新元古代彭灌杂岩，岩性主要为花岗闪长岩、火山凝灰岩和片麻岩，东侧围岩为未变质的上三叠统须家河组沉积岩，岩性主要为石英砂岩、岩屑砂岩、粉砂岩、砂质泥岩和碳质页岩(图2a, b；Lietal., 2013)。断裂带由多条走向NNE-NE、倾向NW的滑动带组成并发育大量断裂岩，包括假玄武玻璃、碎裂岩、断层泥和断层角砾岩(图2b；Wangetal., 2014)。自NW至SE方向依次发育碎裂岩单元、黑色断层角砾岩单元、灰色断层角砾岩单元、深灰色断层角砾岩单元以及另一个黑色断层角砾岩单元，组成了约240m宽的映秀-北川断裂带(图2) (王焕等, 2013; Wangetal., 2014)。结合汶川断裂带科学钻探一号孔和二号孔岩心，断裂岩厚度在深部更宽，且在碎裂岩单元可见多期次假玄武玻璃，代表了较深层次的断层活动(Wangetal., 2014, 2019)。我们在碎裂岩单元西侧发现一条高角度滑动带，走向N190°E、倾向NWW、倾角68°(图2a, c)。滑动面平直，擦痕、方解石纤维和断层面上月牙形里德尔R破裂截面均指示滑动面具有右旋-逆冲特征(图3)，测量滑动角25°～30°。在滑动带和上盘碎裂岩中发育一系列方解石脉和石英脉(图2c、图3a, b)。

图3 八角庙露头碎裂岩滑动带运动学特征和采样位置

2 样品采集与测试方法

我们在八角庙碎裂岩滑动带和上盘碎裂岩中采集了两件包含石英脉和方解石脉的定向样品(31.147°N、103.691°E)(图2c、图3a, b)。经过擦痕且垂直断层面的平面切割样品，获取手标本尺寸为7×5×4cm和9×6×5cm(图3e, f)。手标本抛光后，在远离碎裂岩和角砾的区域使用1mm直径微钻获取方解石脉粉末，用于碳氧同位素分析。所有抛光样品均制备了显微薄片，以进行显微结构和元素分析。

碳氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。采用GasBench Ⅱ连续流法，称量约100μg碳酸盐样品加入无水磷酸后置于72℃加热盘中反应并平衡，反应生成的CO2气体进入MAT253质谱仪进行测定。测试结果的δ18O以相对国际标准V-PDB和V-SMOW表示，δ13C以相对国际标准V-PDB表示，测试精度均高于0.1‰。

本文使用光学双目镜、冷阴极发光显微镜 (CL)、扫描电子显微镜(SEM)二次电子像(SE)和背散射像(BSE)检查脉体结构。阴极发光显微镜型号为CITL CL5-2，拍摄电压12kV，电流260～280μA。通过X射线荧光光谱(XRF)和电子探针 (EPMA)分析方解石主量元素分布和含量。XRF和EPMA在自然资源部深地动力学重点实验室进行，XRF仪器型号为Bruker M4 Tornado，测试电压为50KV,电流为600μA，像素尺寸25μm，像素采集时间2ms。

3 主滑动带特征

碎裂岩滑动面附近发育近1cm厚的主滑移带(图3b, f、图4a-c)。主滑移带自沿阶步生长的纤维脉向角砾岩带方向依次为2mm宽细小的泥质方解石条带，1.2mm宽的未固结灰黑色断层泥Ⅲ，2mm宽的未固结浅灰色断层泥Ⅱ以及3.2mm宽的弱固结面理化灰色断层泥Ⅰ(图4a, c)。灰色断层泥Ⅰ沿裂缝注入碎裂岩角砾中，形成楔入脉(图4b)。

图4 八角庙碎裂岩主滑动带方解石脉和石英脉显微结构

断层泥条带在光学显微镜和SEM下观察均为条带状，具有近平行的平直边界(图5a-g)。断层泥中角砾中等磨圆，自断层泥Ⅰ向Ⅲ角砾粒径逐渐减小，成熟度增高(图5c-g)。各条断层泥具有较明显的交切或叠置关系：断层泥Ⅰ呈楔入脉注入碎裂岩角砾中；断层泥Ⅱ与Ⅰ之间发育网状的微剪切带(图5g)，弱固结的断层泥Ⅰ在剪切滑动作用下形成断层泥Ⅱ中不规则的角砾团块；断层泥Ⅱ与Ⅲ物质组成相近，局部可以观察到细粒的断层泥Ⅲ边界呈火焰状侵入断层泥Ⅱ中(图5a)。断层泥Ⅲ与沿阶步生长的纤维状方解石脉间发育细小的方解石条带，方解石呈深灰色，蚀变严重(图4a, c)，条带边界不规则，整体与滑动带平行(图5a, b)。邻近细小方解石条带的断层泥中残存中等磨圆的方解石角砾(图5c)。

图5 主滑动带显微结构

4 脉体特征

4.1 脉体宏观特征

滑动带内部以及上盘碎裂岩中主要发育白色的方解石脉和灰白色的石英脉。根据形态和矿物成分不同可以分为滑动带上盘方解石细脉(0.5～1cm)、方解石和石英混合细脉(0.5～1cm)、方解石粗脉(1～5cm)(图3a, e)以及滑动带内部中等厚度的方解石脉(1～2cm)(图3b, f)。

上盘碎裂岩中方解石脉和石英脉具有相近的产状，倾向305°～319°、倾角60°～72°，方解石脉与石英脉呈板状近平行发育(图3a, e)。滑动带内部方解石脉与滑动面及擦痕平行发育，脉体表面具有纤维状外观，即沿阶步生长的纤维脉(图3d)。在主破裂面滑动过程中，方解石填充阶步的开启空间，并被周围的碎裂岩包体条带以及棱角状碎裂岩角砾分隔(图3d, f)。从手标本尺度方解石脉似乎由纤维状晶体组成，但是单个晶体通常不是纤维状，而是由逐渐开启的裂缝空间组合而成(见章节4.2.1)。方解石断层纤维脉的开启方向指示主滑动带具有右旋走滑运动特征(图3f)。

4.2 脉体微观结构

在主滑动带边部和上盘碎裂岩中发育四种具有不同晶体结构的方解石脉和石英脉：(1)沿阶步生长的纤维状方解石脉；(2)近等粒状方解石脉；(3)拉伸型柱状颗粒方解石脉；和(4)具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石脉和石英脉。

主滑动带样品发育28mm宽沿阶步生长的纤维状方解石脉(图4a-c)。方解石脉被多条与断层近平行的微米级剪切条带分隔(图4b, c)。剪切条带间碎裂岩角砾呈棱角状，具有明显的右旋剪切拉张指向(图4b)。

碎裂岩样品中发育8mm宽石英脉和15mm宽方解石脉(图6a-c)。石英脉两侧边界为1～2mm宽的细粒剪切条带，条带近平直，截切石英和方解石颗粒(图6a, b)。部分石英颗粒长短轴比>2，具有竞争生长的非等粒状结构(图6a)。沿石英边界填充粒径达4mm的方解石(图6a-c)。方解石脉呈具有横向竞争生长结构的非等粒状，其中可见石英角砾。图6中方解石脉最右侧可见多条近平行的平直包体条带，具有拉伸型柱状颗粒脉结构。

图6 八角庙碎裂岩中方解石脉和石英脉显微结构

4.2.1 阶步纤维状方解石脉和近等粒状方解石脉

方解石是主滑动带样品中最主要的矿物。主滑动带方解石脉根据晶体结构可分为沿阶步生长的纤维脉和近等粒状脉两种类型。沿阶步生长的纤维状方解石脉整体与主滑动带平行，呈条带状，晶体条带被两侧平行的剪切条带分隔(图4c)。沿阶步生长的纤维脉内部多处可见明显的剪切拉张结构，初始的剪切滑移发生在先存的薄弱面上，两条薄弱面之间的位移容纳于碎裂岩角砾的开放空间中，后被方解石、石英等矿物充填(图4a, b)。阶步纤维脉主体与断层泥邻近的边界区域呈破碎的锯齿状，沿边界充填细粒黏土类矿物(图5a, b)。近等粒状方解石脉均为宽度小于1mm的窄脉，内部晶体呈近等粒状结构，该类型脉体与沿阶步生长的纤维脉交切，呈角砾状和窄条带状分布(图4c)。

根据沿阶步生长的纤维状方解石脉与近等粒状脉的交切关系可以将其分为三期：(1)近等粒状方解石脉Ⅰ厚度0.6～0.8mm，颗粒粒径30～70μm，双晶发育，颗粒间可见不规则的碎裂岩角砾，CL图像呈红色，被沿阶步生长的纤维状方解石脉切穿(图7a, b、图8a, b)；(2)沿阶步生长的纤维脉单层厚度7～23mm，颗粒粒径50～200μm，双晶发育，脉体中可见平直的微剪切条带，CL图像呈暗红色，被近等粒状方解石脉Ⅱ切穿。沿阶步生长的纤维脉内部发育微米级岩屑包体条带，包体条带均匀排列(图9a, b)，本文测量了60组包体，显示间距为44±16μm(图7a-c、图8d-f)；(3)近等粒状方解石脉Ⅱ厚度0.05～0.4mm，颗粒粒径20～100μm，双晶不发育，CL图像呈红色(图7c、图8g, h)。SEM-SE图像显示，沿阶步生长的纤维状方解石脉中可见细粒碎裂岩包体(图8f)，近等粒状方解石脉中细粒包体不发育，可见不规则粒径较大的碎裂岩角砾(图8c, i)。

图7 沿主滑动带近等粒状方解石脉和沿阶步生长的纤维脉显微结构

图8 沿主滑动带近等粒状方解石脉和沿阶步生长的纤维脉结构与形貌

图9 多期破裂-愈合方解石脉显微结构

4.2.2 具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石和石英脉及拉伸型柱状颗粒方解石脉

碎裂岩方解石脉呈现拉伸型柱状颗粒结构和具有横向竞争生长特征的非等粒状结构(图9c, d、图10a)。拉伸型柱状颗粒脉中的晶粒垂直于脉两侧包体条带或岩壁生长。岩石包体平直的截切方解石颗粒，包体间距在60～500μm之间(图9c, d)。方解石晶粒填充在包体条带间，颗粒尺寸受限于包体条带间隔。具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石脉晶粒长短比约为2～3，最大晶粒尺寸可达5mm(图10a, b)。晶粒从岩壁或包体条带成核，且垂直于包体条带生长，具有明显的生长竞争结构。

图10 具有横向竞争生长的非等粒状结构方解石脉显微结构

石英脉中颗粒自形程度较高，可见自岩壁向破裂内部的生长趋势，即具有横向竞争生长的非等粒状结构(图10a)。在石英颗粒之间可见他形的方解石颗粒(图10a, c)。石英和方解石颗粒内部均发育包体环带，指示矿物的生长方向(图10c, d)。

碎裂岩在光学显微镜下不具有定向性，碎粒大小不均一，直径从几微米至几毫米不等，被基质充填(图11a-d)。断层面方解石脉中胶结的碎裂岩角砾中石英碎粒呈棱角状至次棱角状，基质含量约为30% ～ 40%(图11a, b)。断层上盘碎裂岩具有相似的特征，碎裂岩角砾中碎粒多为次棱角状石英颗粒，基质含量更多，约占60%～70%(图11c, d)。

图11 碎裂正交偏光岩显微结构

5 方解石脉地球化学特征

5.1 碳氧同位素

δ13CV-PDB和δ18OV-PDB分析结果示于表1和图12。

图12 砂岩围岩方解石胶结物和断裂带方解石脉的同位素特征

表1 龙门山断裂带八角庙剖面方解石脉和围岩的碳氧同位素值

滑动带和上盘碎裂岩中方解石脉δ13C值为0.4‰～-1.1‰，δ18O值为-20.5‰～-20.3‰。断层下盘三叠系须家河组砂岩碳酸钙胶结物δ13C值为-1.0‰～2.4‰，δ18O值为-16.5‰～-11.3‰(图12a)。

方解石脉的δ18O值较为集中，且均轻于下盘或区域内砂岩碳酸钙胶结物δ18O值(图12a)。方解石脉中的δ18O特征取决于沉淀流体的来源和沉淀温度(Faure, 1998)。较低的δ18O值代表流体具有大气水来源。假设现今大气水没有发生显著变化，都江堰地区已发布的泉水δ18OV-SMOW值(-10‰～-9‰)(Xu al., 2014)。使用碳酸盐-流体古温度计(O’Neiletal., 1969)可以计算出，若方解石脉来源完全为大气水，则沉淀温度约为80℃，若来源为大气水以及相邻区域碳酸钙胶结物，则需要更高的沉淀温度，当大气水来源的矿物沉淀δ18OV-PDB值为-25‰时，所需沉淀温度为124℃(图12b)。

5.2 元素含量(Fe/Mn/Mg)

本文通过 EMPA 对方解石脉Fe、Mn和Mg含量进行分析(表2、图13)。阴极发光呈亮红色的近等粒状方解石脉(cal-1和cal-3)具有相对较低的Fe、Mn和Mg含量，Fe和Mn含量平均值分别为0.01%和0.04%，Mg含量为0.16%；阴极发光呈暗红色的拉张结构和具有横向竞争生长的非等粒状结构的方解石脉具有相对较高的Mg含量，平均值为0.31%(图13)。Fe/Mn值与阴极发光同样具有良好的对应关系，发光颜色呈亮红色的样品，Fe/Mn值为0.29±0.03，发光颜色为暗红色的样品， Fe/Mn值为0.50±0.09。 由于Fe和Mn元素比值可以指示氧化还原环境(Barnaby and Rimstidt，1989)，高Fe/Mn值代表着还原环境，因此与胶结碎裂岩角砾的近等粒结构的方解石脉相比，拉伸型柱状颗粒方解石脉和具有横向竞争生长的非等粒状结构的方解石脉具有还原环境特征(图13)。

表2 龙门山断裂带八角庙剖面方解石脉EPMA元素含量(wt%)

图13 EMPA测定的方解石脉Mg、Fe和Mn元素含量

6 讨论

6.1 脉体结构与成因

本次研究主要观察到断层泥楔入脉以及四种具有不同晶体结构的方解石脉和石英脉：近等粒状方解石脉、具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石脉和石英脉、沿阶步生长的纤维状方解石脉和拉伸型柱状颗粒方解石脉。

断层泥楔入脉与附近碎裂岩或方解石脉相比具有更高的孔隙度(图5c-g)，这一结构通常与滑动带内注入流体的同震压力增加相关(Brodskyetal., 2009；Demurtasetal., 2016；Smeragliaetal., 2017；Ferraroetal., 2019)。由于深部流体的聚集性上升流动“地震泵效应”(Sibsonetal., 1975)或挤压区过度形变的岩石破裂后产生的“抽吸泵效应”(Linetal., 2003；Doglionietal., 2015)，快速流动的流体会导致压力升高。同震摩擦热产生的液体气化或CO2释放也会产生“热增压效应”(De Paolaetal., 2011；Collettinietal., 2013)。主滑动带中断层泥Ⅰ楔入脉以及断层泥Ⅲ火焰状边界的出现表明发生了同震高压流体注入事件(图5a-g)。断层泥中发育的不规则角砾同样表明断层经历了快速滑动(图5c-g)。断裂岩如断层泥和断层角砾岩通常形成与小于4km的深度(Sibsonetal., 1975)，固结/弱固结的楔入脉表明它们形成于高压环境，未发生明显蚀变，且固结于<4km的深度。

近等粒状方解石脉(图7、图8)代表着裂缝快速开启后方解石开始沉淀，每个晶体在开放空间中生长直至接触到裂缝边缘或另一个晶面(Tarasewiczetal., 2005；Woodcocketal., 2007)。晶粒粒度较小表明由于流体压力快速下降或氧化还原环境突然变化导致的高矿物饱和度流体快速沉淀(Phillips, 1972；Bons, 2001；Uysaletal., 2007)。主滑移带边部发育的近等粒状方解石脉宽度均小于1mm，方解石颗粒粒径为20～100μm，整体表现为与阶步纤维状方解石脉相互交切的细脉。对于单条脉体，方解石晶体沉淀来自单次流体脉冲。这代表着同震期间的裂缝在震后期快速愈合(Woodcocketal., 2007；Clemenzietal., 2015)。较低的Mn、Fe和Mg元素含量，低Fe/Mn值，以及较明亮的阴极发光颜色表明近等粒状方解石生成于氧化程度较高的环境，这与同震期岩石破碎以及外源流体注入相吻合(图13)。碳氧同位素显示的大气水来源特征同样表明同震或震后期的外源流体注入(图12a)。

具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石脉晶体具有明显的竞争生长特征(图10a, b)，平均晶粒宽度沿生长方向增加，晶体沿围岩或包体条带表面向裂缝内生长。单一晶粒内部多条平行的包体环带反映了晶粒生产的短暂停止或流体成分的变化(图10c, d)，这可能反映了宽裂缝在愈合过程中流体成分的变化。较高的Fe/Mn值表明这一类型方解石生成于相对封闭的还原环境，与震后局部拉张区域稳定的矿物沉淀环境相对应(图13)。

沿阶步生长的纤维脉(剪切拉张)和拉伸型柱状颗粒脉被认为是通过在先存晶粒的不同位置或晶粒与围岩间多次破裂和愈合而形成的(Durney and Ramsay, 1973；Ramsay, 1980)。由于每个破裂-愈合事件都意味着裂缝打开，晶体颗粒从充满流体的开放裂缝中析出(Hilgersetal., 2004)，多条平行发育的方解石脉代表多次破裂-愈合事件(图9、图14)。本文中样品观测显示，不同期次的层状方解石脉被碎裂岩包体条带分隔，或被平直的晶体间破裂切割(图9)，表明新的破裂事件均在早期裂缝完全密封后才发生。在前人研究中，具有特征滑动结构的沿阶步生长的纤维脉被认为是高压流体影响下断层沿薄弱面发生的应力释放，与群集性的微震相关(Fagerengetal., 2011)。本文中测得沿阶步生长的纤维状方解石脉重复滑动增量为 44±16μm，与Fagerengetal.(2011)研究中测得的包体间隔近似(15～30μm)，参照文中计算方法，若重复滑动发生时相关破裂长度为数米至数十米，根据u/L= Δτ/G(Wells and Coppersmith, 1994)，其中u为滑动距离，L为潜在破裂长度， Δτ是剪切应力降，G为低刚度岩石剪切模量(3GPa，Takahashietal.，2002)，计算可得应力降Δτ为 6～60kPa。这一数值与低频地震计算的范围相似(Ito and Obara, 2006)。较高的Fe/Mn值对应于还原环境，这与震间期或孕震阶段相对封闭的流体活动相吻合(图13)。

图14 沿阶步生长的纤维脉(a)和拉伸型柱状颗粒脉(b)模式图

6.2 流体活动深度与孕震环境

四川盆地内部报道了一系列须家河组碳酸钙胶结物的碳氧同位素结果，整体分布较广，δ13C值范围为-10.6‰～3.1‰，δ18O值为-17.0‰～-1.4‰(Liuetal., 2014, 2018, 2019；Jiangetal., 2018；Lietal., 2019)。前人报道的碳氧同位素值与本次研究测量的断层下盘须家河组碳酸钙胶结物值吻合(图12a)。沿主滑动带发育的方解石脉和碎裂岩中方解石脉具有相似的地球化学特征，其中δ13C值与区域碳酸盐胶结物一致(Liuetal., 2014, 2018, 2019；Jiangetal., 2018；Lietal., 2019)，δ18O值低于区域碳酸盐胶结物，表明具有大气水贡献。指示了80～124℃的最小沉淀温度，结合区域地温梯度约为20℃/km(Lietal., 2014)，方解石胶结物沉淀深度大于4～6.2km。方解石沉淀深度与碎裂岩形成深度(Sibson, 1975)以及2008年汶川地震余震深度(黄焱羚等，2020)一致，代表了孕震深度的流体活动。主滑动带脉体显微结构显示，沿阶步生长的纤维状方解石脉被后期的断层滑动改造，形成锯齿状边界、条形团块以及断层泥中中等磨圆角砾，这表明断层泥晚于方解石脉和石英脉形成，即浅层次的断层活动与孕震深度断层活动记录叠置。

方解石中Mn和Fe含量控制着CL发光状态(Machel, 1985；Savardetal., 1995；Buddetal., 2000)，而地下水中Mn和Fe的浓度对氧化还原敏感，因此可以通过阴极发光和Mn Fe含量判断次生方解石沉淀时的地下水中氧化还原环境(Barnaby and Rimstidt, 1989)。近等粒状方解石脉和沿阶步发育的纤维状方解石脉具有交切关系，表明其发育顺序，但Mn，Fe和Mg元素含量没有明确的系统性变化(图13)，这证明元素含量与时间或深度没有明显对应关系，可能主要受构造事件或局部流体成分变化控制。

6.3 地震周期中的流体行为

在典型的挤压构造带，流体运移集中在主逆冲断层和相关裂缝中，与之相比，围岩和连接较差的裂缝沟通流体能力差(Oliver, 1986；Gudmundsson, 2001)。在地震周期中孕震深度断层带与围岩显示出不同的水岩作用类型，不同程度上控制了断层的滑动和愈合过程。

震间期伴随远场应力的持续压缩，断层和围岩孔隙度渗透率持续降低，易溶解矿物(如方解石)产生的压溶流体或欠压实粒间水形成的超压流体能够降低岩石的有效正应力(Rutter, 1976；Gratier, 1993；Renardetal., 2000)，最终形成一系列平行于最大主应力方向的张破裂。若裂缝的开启与矿物沉淀同步进行，可以形成近水平的石英或方解石纤维脉(图15a)(Hilgersetal., 2001；Nolletetal., 2005)。纤维脉的晶体具有极大的长短轴比，且晶体边界平滑，而拉伸型柱状颗粒脉虽然同样具有较大长短轴比，但晶体边界呈锯齿形，据此可以进行区分(Bonsetal., 2012)。本文研究区未发现纤维脉，但在四川盆地内部三叠系地层中可见相关报道(Zhangetal., 2015)。

图15 地震周期中的流体循环和矿物脉结构

伴随应变累积，在高压流体脉冲式作用下，沿滑动带发生重复的低应力降微剪切滑动或拉张，即微震事件(Gomberg and the Cascadia 2007; Audetetal., 2009；Matsubaraetal., 2009；Beyond Working Group, 2010)。由于胶结物与相邻岩石的力学性质差异，在进一步脆性变形过程中影响新生裂缝的发育位置，当脉体强度较大时，破裂出现在脉体-围岩边界或围岩内部，当脉体强度较小时，破裂在脉体内部反复出现，所形成的脉体通常包含一系列平行于脉体边缘的固体(岩屑)或流体包裹体带(图9)(Caputo and Hancock, 1998；Passchier and Trouw, 2005；Virgoetal., 2014)。相对恒定的剪切量或应力释放对应具有规律包体条带的拉伸型柱状颗粒方解石脉和沿阶步生长的纤维状方解石脉(图14、图15b)(Fagerengetal., 2011)。

同震阶段，地震滑动过程中的破碎能大部分转化为热能(Rice, 2006)，碳酸盐岩热解脱气以及沿主滑动带的流体和气体热膨胀(热增压)，从而导致断层泥等细粒物质流化注入到破碎带裂缝中(图4、图15c)(Lin, 2011)。断层泥楔入脉中的不规则棱角状角砾同样表明地震过程中岩石快速破碎(图4)。

震后阶段，岩石破裂造成过饱和流体平衡浓度突然变化(Robertetal., 1995；Putnis and Mauthe, 2001)，矿物在裂缝中产生沉淀。在较窄的裂缝中，矿物快速沉淀，形成具有近等粒状结构且密集成核的方解石脉或石英脉(图8g、图15d)，而在断层的局部拉张区(图15d)，受到裂隙张开宽度和矿物过饱和程度影响，矿物沉淀常具有生长结构，表现为具有横向竞争生长的非等粒状结构(图10、图15d)(Oliver and Bons, 2001；Nolletetal., 2005；Woodcocketal., 2007)。

7 结论

本文通过对龙门山断裂带映秀-北川断裂虹口乡八角庙村附近露头中断裂带脉体显微结构、碳氧同位素和元素含量分析，得到以下认识：

(1)主滑动带由颜色结构不同的三层断层泥和细小的方解石脉组成，断层泥中可见楔入脉，代表高压流体作用。主滑动带边部和上盘碎裂岩中发育的近等粒状方解石脉对应矿物快速沉淀，沿阶步生长的纤维状方解石脉和拉伸型柱状颗粒脉指示反复发生的微滑动或高压流体脉冲，具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石和石英脉指示局部拉张区内部的矿物沉淀。

(2)主滑动带边部和碎裂岩中方解石脉δ18OV-PDB值为-20.5‰～-20.3‰指示方解石脉具有大气水贡献，结合大气水氧同位素计算得方解石脉沉淀深度大于4km。近等粒状方解石脉较小的Fe/Mn比值(0.29±0.03)指示其发育在较开放的氧化环境，拉伸型柱状颗粒脉、沿阶步生长的纤维脉和具有横向竞争生长结构的非等粒状脉Fe/Mn比值较大(0.50±0.09)指示其形成于封闭的还原环境。

(3)震间期应力积累对应发育近水平的方解石纤维脉，拉伸型柱状颗粒方解石脉和沿阶步生长的纤维状方解石脉；同震期伴随断裂带高压流体活动，发育断层泥楔入脉；震后期发育近等粒状方解石脉以及具有横向竞争生长结构的非等粒状方解石和石英脉。

致谢感谢周永胜研究员、张波副教授和本刊编辑提出的宝贵意见和建议；野外工作得到龚正博士的帮助；同位素和元素分析工作得到周子龙和谢鸿哲的帮助；在此一并致谢。