青藏高原東緣龍門山斷裂帶孕震區(qū)域流體行為*

李春銳 李海兵 司家亮 王煥 吳瓊 張進江

流體在斷層活動過程中，能夠主動或被動控制斷層滑動行為和地震的復(fù)發(fā)周期(Hickmanetal., 1995; Sibson, 2000, 2014; Verhaertetal., 2003; Boullieretal., 2004; Uysaletal., 2007; Watanabeetal., 2008; Nurieletal., 2012; Chiodinietal., 2020)。因此，了解地震周期過程中的水-巖相互作用對于研究斷層滑動機制至關(guān)重要。地震周期一般包括3個明顯不同的階段：震間期閉鎖、同震破裂和震后松弛階段(Stein and Wysession, 2003)。震間期主要發(fā)生礦物溶解-沉淀，沉淀出的礦物封閉裂縫和孔隙(Rutter, 1976；Hickman and Evans, 1991；Gratier, 1993)，隨著滲透率降低，流體壓力升高，壓溶流體能夠有效降低斷層有效正應(yīng)力(Renardetal., 2000)，進而導(dǎo)致滑動帶的激活/重新激活，即地震成核(Coxetal., 2001；Sibson, 2014；Smeragliaetal., 2016)。在同震破裂階段，滑動產(chǎn)生的熱量能夠提高流體壓力，降低滑動的摩擦阻力，從而有效弱化斷層(Andrews, 2002；Wibberley and Shimamoto, 2005)。地震發(fā)生后，斷裂帶附近滲透率整體增大，流體壓力快速下降，高礦物飽和度流體產(chǎn)生礦物沉淀充填(部分)裂縫并恢復(fù)了巖石強度(Cox, 1987；Toriumi and Hara, 1995；Virgoetal., 2014)。伴隨斷裂帶滲透率以及強度周期性變化，裂縫中沉淀的礦物脈體作為斷層活動的直接記錄被保留下來(Sibsonetal., 1988；Boullieretal., 2004；Micklethwaite and Cox, 2006；Williamsetal., 2017)。方解石脈和石英脈的內(nèi)部結(jié)構(gòu)可以指示沉淀過程，從而反映脈體與地震事件的關(guān)系：震間期壓溶-沉淀作用下，超壓泥頁巖層中發(fā)育指示緩慢生長的方解石纖維脈(Beef structural veins)(Eyaletal., 1992；Bonsetal., 2012；Zhangetal., 2015)，伴隨地震成核的出現(xiàn)形成具有特征包體間隔并指示反復(fù)微震活動的沿階步生長的纖維脈和拉伸型柱狀顆粒脈(Slickenfibres and Stretching veins)(Durney and Ramsay, 1973；Ramsay, 1980；Hilgersetal., 2004；Fagerengetal., 2011)；同震階段高壓流體影響下能夠形成斷層泥楔入脈(Injection gouge veins)(Brodskyetal., 2009；Smeragliaetal., 2017；Ferraroetal., 2019)，流體壓力快速下降導(dǎo)致的高礦物飽和度能夠產(chǎn)生近等粒結(jié)構(gòu)的石英或方解石脈(Blocky veins)(Uysaletal., 2007；Watanabeetal., 2008；Bonsetal., 2012；Nurieletal., 2012)；震后松弛階段斷層附近局部拉張區(qū)域內(nèi)可以形成具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀脈(Elongate-blocky veins)(Fisher and Brantley, 1992；Okamoto and Sekine, 2011)。由于目前對于斷裂帶中流體行為的研究主要位于斷層泥或角礫巖發(fā)育的淺部層次(Ohtanietal., 2000；Bos and Spiers, 2002；Faulkneretal., 2010, 2018；Hauseggeretal., 2010；Mitchell and Faulkner, 2012； Zhangetal., 2019)，研究內(nèi)容多為流體在斷層動態(tài)擴展中的作用以及震后對滲透率的控制(Cox, 1987；Toriumi and Hara 1995；Andrews, 2002；Woodcocketal., 2007；Lin, 2011；Virgoetal., 2014)，然而孕震深度的斷層行為和流體作用仍缺乏了解，尤其在震間期地震成核階段流體所起到的作用仍不明確。受限于現(xiàn)今震源區(qū)域物質(zhì)無法直接獲取，脈體記錄成為研究流體在地震周期中的起源和作用的關(guān)鍵。

2008年汶川地震(Mw 7.9)發(fā)生在青藏高原東緣與四川盆地過渡區(qū)域的龍門山斷裂帶，該地區(qū)主要的大型斷裂都具有晚三疊世以來長期活動的演化歷史(王二七和孟慶任，2008；Xuetal., 2008；Yanetal., 2011；Zhengetal., 2016；Wangetal., 2019)，然而由于在汶川地震前該斷裂帶在歷史上沒有7級以上大地震的記錄，限制了對斷裂帶構(gòu)造演化、破裂過程和流體來源的深入認(rèn)識。目前對于龍門山斷裂帶中流體作用研究主要集中在斷裂巖的水-巖作用(Chenetal., 2013；Duanetal., 2016；Kuoetal., 2018；Sietal., 2018)和力學(xué)性質(zhì)(Chenetal., 2015)。地震周期各個階段流體對斷層行為的影響仍不明確。尤其是對于同震流體如何弱化斷層，以及震間期流體如何影響應(yīng)力的積累和釋放缺乏系統(tǒng)性研究。此外，現(xiàn)有研究均針對斷裂帶較淺層次物質(zhì)，對于斷裂帶中深部，如碎裂巖發(fā)育段，相關(guān)研究很少。流體在深部區(qū)域與地震成核和破裂演化有密切關(guān)系，但具體作用機制并不清楚。斷裂帶地表露頭中廣泛發(fā)育方解石脈和石英脈為研究斷裂帶活動歷史和流體來源提供了有利渠道，使我們能深入認(rèn)識斷裂帶演化中的流體行為。

因此，本文對龍門山斷裂帶映秀-北川斷裂南段地表露頭的方解石脈和石英脈進行了顯微結(jié)構(gòu)、陰極發(fā)光、元素分布、碳和氧同位素研究，以此來探討礦物沉淀的流體來源以及與地震事件的關(guān)系。

1 構(gòu)造背景

1.1 區(qū)域構(gòu)造背景

NE-SW走向的龍門山斷裂帶位于青藏高原東緣，西部為松潘-甘孜地體，東部為四川盆地，長約500km，寬30～50km(圖1)。該斷裂帶主要由向NW方向傾伏的三條活動斷裂組成(李勇等，2006；周榮軍等，2006；王二七和孟慶任，2008)：汶川-茂縣斷裂(WMF)、映秀-北川斷裂(YBF)、灌縣-安縣斷裂(GAF)，這三條斷層將龍門山地區(qū)劃分為四個構(gòu)造單元，自西向東為：古生代變質(zhì)地體、前寒武紀(jì)變質(zhì)雜巖、三疊系含煤系地層和侏羅系前陸盆地(圖1)(Lietal., 2006)。WMF和YBF為脆性變形疊加在構(gòu)造片巖和糜棱巖之上(Xuetal., 2008)，地表傾角分別為60°～85°、50°～80°。YBF地表露頭和巖心中發(fā)育豐富的石英和方解石脈，多期次假玄武玻璃以及具有地震滑動性質(zhì)的斷裂巖指示該斷裂帶具有長期地震活動(Wangetal., 2014, 2019)。GAF斷層發(fā)育在中生代地層中，表現(xiàn)為脆性蠕滑變形，斷裂帶中方解石脈不發(fā)育(Heetal., 2018)。2008年汶川地震造成YBF和GAF同時破裂，YBF地表破裂具有逆沖伴隨右旋走滑性質(zhì)，其中南段(映秀斷裂帶)以逆沖為主伴隨右旋走滑，北段(北川斷裂帶)以右旋走滑為主伴隨逆沖，GAF地表破裂為純逆沖性質(zhì)(Lietal., 2008；Fuetal., 2011)。

圖1 龍門山及鄰區(qū)地質(zhì)構(gòu)造圖(據(jù)Wang et al., 2019修改)

1.2 研究區(qū)構(gòu)造背景

本文的研究區(qū)位于成都市都江堰市虹口鄉(xiāng)八角廟村附近(下文簡稱為“八角廟”)，2008年汶川地震在八角廟NW側(cè)的YBF產(chǎn)生了6.5m最大垂向位移(Lietal., 2008)，YBF西側(cè)圍巖為新元古代彭灌雜巖，巖性主要為花崗閃長巖、火山凝灰?guī)r和片麻巖，東側(cè)圍巖為未變質(zhì)的上三疊統(tǒng)須家河組沉積巖，巖性主要為石英砂巖、巖屑砂巖、粉砂巖、砂質(zhì)泥巖和碳質(zhì)頁巖(圖2a, b；Lietal., 2013)。斷裂帶由多條走向NNE-NE、傾向NW的滑動帶組成并發(fā)育大量斷裂巖，包括假玄武玻璃、碎裂巖、斷層泥和斷層角礫巖(圖2b；Wangetal., 2014)。自NW至SE方向依次發(fā)育碎裂巖單元、黑色斷層角礫巖單元、灰色斷層角礫巖單元、深灰色斷層角礫巖單元以及另一個黑色斷層角礫巖單元，組成了約240m寬的映秀-北川斷裂帶(圖2) (王煥等, 2013; Wangetal., 2014)。結(jié)合汶川斷裂帶科學(xué)鉆探一號孔和二號孔巖心，斷裂巖厚度在深部更寬，且在碎裂巖單元可見多期次假玄武玻璃，代表了較深層次的斷層活動(Wangetal., 2014, 2019)。我們在碎裂巖單元西側(cè)發(fā)現(xiàn)一條高角度滑動帶，走向N190°E、傾向NWW、傾角68°(圖2a, c)?；瑒用嫫街保梁?、方解石纖維和斷層面上月牙形里德爾R破裂截面均指示滑動面具有右旋-逆沖特征(圖3)，測量滑動角25°～30°。在滑動帶和上盤碎裂巖中發(fā)育一系列方解石脈和石英脈(圖2c、圖3a, b)。

圖3 八角廟露頭碎裂巖滑動帶運動學(xué)特征和采樣位置

2 樣品采集與測試方法

我們在八角廟碎裂巖滑動帶和上盤碎裂巖中采集了兩件包含石英脈和方解石脈的定向樣品(31.147°N、103.691°E)(圖2c、圖3a, b)。經(jīng)過擦痕且垂直斷層面的平面切割樣品，獲取手標(biāo)本尺寸為7×5×4cm和9×6×5cm(圖3e, f)。手標(biāo)本拋光后，在遠(yuǎn)離碎裂巖和角礫的區(qū)域使用1mm直徑微鉆獲取方解石脈粉末，用于碳氧同位素分析。所有拋光樣品均制備了顯微薄片，以進行顯微結(jié)構(gòu)和元素分析。

碳氧同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。采用GasBench Ⅱ連續(xù)流法，稱量約100μg碳酸鹽樣品加入無水磷酸后置于72℃加熱盤中反應(yīng)并平衡，反應(yīng)生成的CO2氣體進入MAT253質(zhì)譜儀進行測定。測試結(jié)果的δ18O以相對國際標(biāo)準(zhǔn)V-PDB和V-SMOW表示，δ13C以相對國際標(biāo)準(zhǔn)V-PDB表示，測試精度均高于0.1‰。

本文使用光學(xué)雙目鏡、冷陰極發(fā)光顯微鏡 (CL)、掃描電子顯微鏡(SEM)二次電子像(SE)和背散射像(BSE)檢查脈體結(jié)構(gòu)。陰極發(fā)光顯微鏡型號為CITL CL5-2，拍攝電壓12kV，電流260～280μA。通過X射線熒光光譜(XRF)和電子探針 (EPMA)分析方解石主量元素分布和含量。XRF和EPMA在自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室進行，XRF儀器型號為Bruker M4 Tornado，測試電壓為50KV,電流為600μA，像素尺寸25μm，像素采集時間2ms。

3 主滑動帶特征

碎裂巖滑動面附近發(fā)育近1cm厚的主滑移帶(圖3b, f、圖4a-c)。主滑移帶自沿階步生長的纖維脈向角礫巖帶方向依次為2mm寬細(xì)小的泥質(zhì)方解石條帶，1.2mm寬的未固結(jié)灰黑色斷層泥Ⅲ，2mm寬的未固結(jié)淺灰色斷層泥Ⅱ以及3.2mm寬的弱固結(jié)面理化灰色斷層泥Ⅰ(圖4a, c)?；疑珨鄬幽啖裱亓芽p注入碎裂巖角礫中，形成楔入脈(圖4b)。

圖4 八角廟碎裂巖主滑動帶方解石脈和石英脈顯微結(jié)構(gòu)

斷層泥條帶在光學(xué)顯微鏡和SEM下觀察均為條帶狀，具有近平行的平直邊界(圖5a-g)。斷層泥中角礫中等磨圓，自斷層泥Ⅰ向Ⅲ角礫粒徑逐漸減小，成熟度增高(圖5c-g)。各條斷層泥具有較明顯的交切或疊置關(guān)系：斷層泥Ⅰ呈楔入脈注入碎裂巖角礫中；斷層泥Ⅱ與Ⅰ之間發(fā)育網(wǎng)狀的微剪切帶(圖5g)，弱固結(jié)的斷層泥Ⅰ在剪切滑動作用下形成斷層泥Ⅱ中不規(guī)則的角礫團塊；斷層泥Ⅱ與Ⅲ物質(zhì)組成相近，局部可以觀察到細(xì)粒的斷層泥Ⅲ邊界呈火焰狀侵入斷層泥Ⅱ中(圖5a)。斷層泥Ⅲ與沿階步生長的纖維狀方解石脈間發(fā)育細(xì)小的方解石條帶，方解石呈深灰色，蝕變嚴(yán)重(圖4a, c)，條帶邊界不規(guī)則，整體與滑動帶平行(圖5a, b)。鄰近細(xì)小方解石條帶的斷層泥中殘存中等磨圓的方解石角礫(圖5c)。

圖5 主滑動帶顯微結(jié)構(gòu)

4 脈體特征

4.1 脈體宏觀特征

滑動帶內(nèi)部以及上盤碎裂巖中主要發(fā)育白色的方解石脈和灰白色的石英脈。根據(jù)形態(tài)和礦物成分不同可以分為滑動帶上盤方解石細(xì)脈(0.5～1cm)、方解石和石英混合細(xì)脈(0.5～1cm)、方解石粗脈(1～5cm)(圖3a, e)以及滑動帶內(nèi)部中等厚度的方解石脈(1～2cm)(圖3b, f)。

上盤碎裂巖中方解石脈和石英脈具有相近的產(chǎn)狀，傾向305°～319°、傾角60°～72°，方解石脈與石英脈呈板狀近平行發(fā)育(圖3a, e)?；瑒訋?nèi)部方解石脈與滑動面及擦痕平行發(fā)育，脈體表面具有纖維狀外觀，即沿階步生長的纖維脈(圖3d)。在主破裂面滑動過程中，方解石填充階步的開啟空間，并被周圍的碎裂巖包體條帶以及棱角狀碎裂巖角礫分隔(圖3d, f)。從手標(biāo)本尺度方解石脈似乎由纖維狀晶體組成，但是單個晶體通常不是纖維狀，而是由逐漸開啟的裂縫空間組合而成(見章節(jié)4.2.1)。方解石斷層纖維脈的開啟方向指示主滑動帶具有右旋走滑運動特征(圖3f)。

4.2 脈體微觀結(jié)構(gòu)

在主滑動帶邊部和上盤碎裂巖中發(fā)育四種具有不同晶體結(jié)構(gòu)的方解石脈和石英脈：(1)沿階步生長的纖維狀方解石脈；(2)近等粒狀方解石脈；(3)拉伸型柱狀顆粒方解石脈；和(4)具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石脈和石英脈。

主滑動帶樣品發(fā)育28mm寬沿階步生長的纖維狀方解石脈(圖4a-c)。方解石脈被多條與斷層近平行的微米級剪切條帶分隔(圖4b, c)。剪切條帶間碎裂巖角礫呈棱角狀，具有明顯的右旋剪切拉張指向(圖4b)。

碎裂巖樣品中發(fā)育8mm寬石英脈和15mm寬方解石脈(圖6a-c)。石英脈兩側(cè)邊界為1～2mm寬的細(xì)粒剪切條帶，條帶近平直，截切石英和方解石顆粒(圖6a, b)。部分石英顆粒長短軸比>2，具有競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)(圖6a)。沿石英邊界填充粒徑達4mm的方解石(圖6a-c)。方解石脈呈具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀，其中可見石英角礫。圖6中方解石脈最右側(cè)可見多條近平行的平直包體條帶，具有拉伸型柱狀顆粒脈結(jié)構(gòu)。

圖6 八角廟碎裂巖中方解石脈和石英脈顯微結(jié)構(gòu)

4.2.1 階步纖維狀方解石脈和近等粒狀方解石脈

方解石是主滑動帶樣品中最主要的礦物。主滑動帶方解石脈根據(jù)晶體結(jié)構(gòu)可分為沿階步生長的纖維脈和近等粒狀脈兩種類型。沿階步生長的纖維狀方解石脈整體與主滑動帶平行，呈條帶狀，晶體條帶被兩側(cè)平行的剪切條帶分隔(圖4c)。沿階步生長的纖維脈內(nèi)部多處可見明顯的剪切拉張結(jié)構(gòu)，初始的剪切滑移發(fā)生在先存的薄弱面上，兩條薄弱面之間的位移容納于碎裂巖角礫的開放空間中，后被方解石、石英等礦物充填(圖4a, b)。階步纖維脈主體與斷層泥鄰近的邊界區(qū)域呈破碎的鋸齒狀，沿邊界充填細(xì)粒黏土類礦物(圖5a, b)。近等粒狀方解石脈均為寬度小于1mm的窄脈，內(nèi)部晶體呈近等粒狀結(jié)構(gòu)，該類型脈體與沿階步生長的纖維脈交切，呈角礫狀和窄條帶狀分布(圖4c)。

根據(jù)沿階步生長的纖維狀方解石脈與近等粒狀脈的交切關(guān)系可以將其分為三期：(1)近等粒狀方解石脈Ⅰ厚度0.6～0.8mm，顆粒粒徑30～70μm，雙晶發(fā)育，顆粒間可見不規(guī)則的碎裂巖角礫，CL圖像呈紅色，被沿階步生長的纖維狀方解石脈切穿(圖7a, b、圖8a, b)；(2)沿階步生長的纖維脈單層厚度7～23mm，顆粒粒徑50～200μm，雙晶發(fā)育，脈體中可見平直的微剪切條帶，CL圖像呈暗紅色，被近等粒狀方解石脈Ⅱ切穿。沿階步生長的纖維脈內(nèi)部發(fā)育微米級巖屑包體條帶，包體條帶均勻排列(圖9a, b)，本文測量了60組包體，顯示間距為44±16μm(圖7a-c、圖8d-f)；(3)近等粒狀方解石脈Ⅱ厚度0.05～0.4mm，顆粒粒徑20～100μm，雙晶不發(fā)育，CL圖像呈紅色(圖7c、圖8g, h)。SEM-SE圖像顯示，沿階步生長的纖維狀方解石脈中可見細(xì)粒碎裂巖包體(圖8f)，近等粒狀方解石脈中細(xì)粒包體不發(fā)育，可見不規(guī)則粒徑較大的碎裂巖角礫(圖8c, i)。

圖7 沿主滑動帶近等粒狀方解石脈和沿階步生長的纖維脈顯微結(jié)構(gòu)

圖8 沿主滑動帶近等粒狀方解石脈和沿階步生長的纖維脈結(jié)構(gòu)與形貌

圖9 多期破裂-愈合方解石脈顯微結(jié)構(gòu)

4.2.2 具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石和石英脈及拉伸型柱狀顆粒方解石脈

碎裂巖方解石脈呈現(xiàn)拉伸型柱狀顆粒結(jié)構(gòu)和具有橫向競爭生長特征的非等粒狀結(jié)構(gòu)(圖9c, d、圖10a)。拉伸型柱狀顆粒脈中的晶粒垂直于脈兩側(cè)包體條帶或巖壁生長。巖石包體平直的截切方解石顆粒，包體間距在60～500μm之間(圖9c, d)。方解石晶粒填充在包體條帶間，顆粒尺寸受限于包體條帶間隔。具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石脈晶粒長短比約為2～3，最大晶粒尺寸可達5mm(圖10a, b)。晶粒從巖壁或包體條帶成核，且垂直于包體條帶生長，具有明顯的生長競爭結(jié)構(gòu)。

圖10 具有橫向競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)方解石脈顯微結(jié)構(gòu)

石英脈中顆粒自形程度較高，可見自巖壁向破裂內(nèi)部的生長趨勢，即具有橫向競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)(圖10a)。在石英顆粒之間可見他形的方解石顆粒(圖10a, c)。石英和方解石顆粒內(nèi)部均發(fā)育包體環(huán)帶，指示礦物的生長方向(圖10c, d)。

碎裂巖在光學(xué)顯微鏡下不具有定向性，碎粒大小不均一，直徑從幾微米至幾毫米不等，被基質(zhì)充填(圖11a-d)。斷層面方解石脈中膠結(jié)的碎裂巖角礫中石英碎粒呈棱角狀至次棱角狀，基質(zhì)含量約為30% ～ 40%(圖11a, b)。斷層上盤碎裂巖具有相似的特征，碎裂巖角礫中碎粒多為次棱角狀石英顆粒，基質(zhì)含量更多，約占60%～70%(圖11c, d)。

圖11 碎裂正交偏光巖顯微結(jié)構(gòu)

5 方解石脈地球化學(xué)特征

5.1 碳氧同位素

δ13CV-PDB和δ18OV-PDB分析結(jié)果示于表1和圖12。

圖12 砂巖圍巖方解石膠結(jié)物和斷裂帶方解石脈的同位素特征

表1 龍門山斷裂帶八角廟剖面方解石脈和圍巖的碳氧同位素值

滑動帶和上盤碎裂巖中方解石脈δ13C值為0.4‰～-1.1‰，δ18O值為-20.5‰～-20.3‰。斷層下盤三疊系須家河組砂巖碳酸鈣膠結(jié)物δ13C值為-1.0‰～2.4‰，δ18O值為-16.5‰～-11.3‰(圖12a)。

方解石脈的δ18O值較為集中，且均輕于下盤或區(qū)域內(nèi)砂巖碳酸鈣膠結(jié)物δ18O值(圖12a)。方解石脈中的δ18O特征取決于沉淀流體的來源和沉淀溫度(Faure, 1998)。較低的δ18O值代表流體具有大氣水來源。假設(shè)現(xiàn)今大氣水沒有發(fā)生顯著變化，都江堰地區(qū)已發(fā)布的泉水δ18OV-SMOW值(-10‰～-9‰)(Xu al., 2014)。使用碳酸鹽-流體古溫度計(O’Neiletal., 1969)可以計算出，若方解石脈來源完全為大氣水，則沉淀溫度約為80℃，若來源為大氣水以及相鄰區(qū)域碳酸鈣膠結(jié)物，則需要更高的沉淀溫度，當(dāng)大氣水來源的礦物沉淀δ18OV-PDB值為-25‰時，所需沉淀溫度為124℃(圖12b)。

5.2 元素含量(Fe/Mn/Mg)

本文通過 EMPA 對方解石脈Fe、Mn和Mg含量進行分析(表2、圖13)。陰極發(fā)光呈亮紅色的近等粒狀方解石脈(cal-1和cal-3)具有相對較低的Fe、Mn和Mg含量，F(xiàn)e和Mn含量平均值分別為0.01%和0.04%，Mg含量為0.16%；陰極發(fā)光呈暗紅色的拉張結(jié)構(gòu)和具有橫向競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)的方解石脈具有相對較高的Mg含量，平均值為0.31%(圖13)。Fe/Mn值與陰極發(fā)光同樣具有良好的對應(yīng)關(guān)系，發(fā)光顏色呈亮紅色的樣品，F(xiàn)e/Mn值為0.29±0.03，發(fā)光顏色為暗紅色的樣品， Fe/Mn值為0.50±0.09。 由于Fe和Mn元素比值可以指示氧化還原環(huán)境(Barnaby and Rimstidt，1989)，高Fe/Mn值代表著還原環(huán)境，因此與膠結(jié)碎裂巖角礫的近等粒結(jié)構(gòu)的方解石脈相比，拉伸型柱狀顆粒方解石脈和具有橫向競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)的方解石脈具有還原環(huán)境特征(圖13)。

表2 龍門山斷裂帶八角廟剖面方解石脈EPMA元素含量(wt%)

圖13 EMPA測定的方解石脈Mg、Fe和Mn元素含量

6 討論

6.1 脈體結(jié)構(gòu)與成因

本次研究主要觀察到斷層泥楔入脈以及四種具有不同晶體結(jié)構(gòu)的方解石脈和石英脈：近等粒狀方解石脈、具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石脈和石英脈、沿階步生長的纖維狀方解石脈和拉伸型柱狀顆粒方解石脈。

斷層泥楔入脈與附近碎裂巖或方解石脈相比具有更高的孔隙度(圖5c-g)，這一結(jié)構(gòu)通常與滑動帶內(nèi)注入流體的同震壓力增加相關(guān)(Brodskyetal., 2009；Demurtasetal., 2016；Smeragliaetal., 2017；Ferraroetal., 2019)。由于深部流體的聚集性上升流動“地震泵效應(yīng)”(Sibsonetal., 1975)或擠壓區(qū)過度形變的巖石破裂后產(chǎn)生的“抽吸泵效應(yīng)”(Linetal., 2003；Doglionietal., 2015)，快速流動的流體會導(dǎo)致壓力升高。同震摩擦熱產(chǎn)生的液體氣化或CO2釋放也會產(chǎn)生“熱增壓效應(yīng)”(De Paolaetal., 2011；Collettinietal., 2013)。主滑動帶中斷層泥Ⅰ楔入脈以及斷層泥Ⅲ火焰狀邊界的出現(xiàn)表明發(fā)生了同震高壓流體注入事件(圖5a-g)。斷層泥中發(fā)育的不規(guī)則角礫同樣表明斷層經(jīng)歷了快速滑動(圖5c-g)。斷裂巖如斷層泥和斷層角礫巖通常形成與小于4km的深度(Sibsonetal., 1975)，固結(jié)/弱固結(jié)的楔入脈表明它們形成于高壓環(huán)境，未發(fā)生明顯蝕變，且固結(jié)于<4km的深度。

近等粒狀方解石脈(圖7、圖8)代表著裂縫快速開啟后方解石開始沉淀，每個晶體在開放空間中生長直至接觸到裂縫邊緣或另一個晶面(Tarasewiczetal., 2005；Woodcocketal., 2007)。晶粒粒度較小表明由于流體壓力快速下降或氧化還原環(huán)境突然變化導(dǎo)致的高礦物飽和度流體快速沉淀(Phillips, 1972；Bons, 2001；Uysaletal., 2007)。主滑移帶邊部發(fā)育的近等粒狀方解石脈寬度均小于1mm，方解石顆粒粒徑為20～100μm，整體表現(xiàn)為與階步纖維狀方解石脈相互交切的細(xì)脈。對于單條脈體，方解石晶體沉淀來自單次流體脈沖。這代表著同震期間的裂縫在震后期快速愈合(Woodcocketal., 2007；Clemenzietal., 2015)。較低的Mn、Fe和Mg元素含量，低Fe/Mn值，以及較明亮的陰極發(fā)光顏色表明近等粒狀方解石生成于氧化程度較高的環(huán)境，這與同震期巖石破碎以及外源流體注入相吻合(圖13)。碳氧同位素顯示的大氣水來源特征同樣表明同震或震后期的外源流體注入(圖12a)。

具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石脈晶體具有明顯的競爭生長特征(圖10a, b)，平均晶粒寬度沿生長方向增加，晶體沿圍巖或包體條帶表面向裂縫內(nèi)生長。單一晶粒內(nèi)部多條平行的包體環(huán)帶反映了晶粒生產(chǎn)的短暫停止或流體成分的變化(圖10c, d)，這可能反映了寬裂縫在愈合過程中流體成分的變化。較高的Fe/Mn值表明這一類型方解石生成于相對封閉的還原環(huán)境，與震后局部拉張區(qū)域穩(wěn)定的礦物沉淀環(huán)境相對應(yīng)(圖13)。

沿階步生長的纖維脈(剪切拉張)和拉伸型柱狀顆粒脈被認(rèn)為是通過在先存晶粒的不同位置或晶粒與圍巖間多次破裂和愈合而形成的(Durney and Ramsay, 1973；Ramsay, 1980)。由于每個破裂-愈合事件都意味著裂縫打開，晶體顆粒從充滿流體的開放裂縫中析出(Hilgersetal., 2004)，多條平行發(fā)育的方解石脈代表多次破裂-愈合事件(圖9、圖14)。本文中樣品觀測顯示，不同期次的層狀方解石脈被碎裂巖包體條帶分隔，或被平直的晶體間破裂切割(圖9)，表明新的破裂事件均在早期裂縫完全密封后才發(fā)生。在前人研究中，具有特征滑動結(jié)構(gòu)的沿階步生長的纖維脈被認(rèn)為是高壓流體影響下斷層沿薄弱面發(fā)生的應(yīng)力釋放，與群集性的微震相關(guān)(Fagerengetal., 2011)。本文中測得沿階步生長的纖維狀方解石脈重復(fù)滑動增量為 44±16μm，與Fagerengetal.(2011)研究中測得的包體間隔近似(15～30μm)，參照文中計算方法，若重復(fù)滑動發(fā)生時相關(guān)破裂長度為數(shù)米至數(shù)十米，根據(jù)u/L= Δτ/G(Wells and Coppersmith, 1994)，其中u為滑動距離，L為潛在破裂長度， Δτ是剪切應(yīng)力降，G為低剛度巖石剪切模量(3GPa，Takahashietal.，2002)，計算可得應(yīng)力降Δτ為 6～60kPa。這一數(shù)值與低頻地震計算的范圍相似(Ito and Obara, 2006)。較高的Fe/Mn值對應(yīng)于還原環(huán)境，這與震間期或孕震階段相對封閉的流體活動相吻合(圖13)。

圖14 沿階步生長的纖維脈(a)和拉伸型柱狀顆粒脈(b)模式圖

6.2 流體活動深度與孕震環(huán)境

四川盆地內(nèi)部報道了一系列須家河組碳酸鈣膠結(jié)物的碳氧同位素結(jié)果，整體分布較廣，δ13C值范圍為-10.6‰～3.1‰，δ18O值為-17.0‰～-1.4‰(Liuetal., 2014, 2018, 2019；Jiangetal., 2018；Lietal., 2019)。前人報道的碳氧同位素值與本次研究測量的斷層下盤須家河組碳酸鈣膠結(jié)物值吻合(圖12a)。沿主滑動帶發(fā)育的方解石脈和碎裂巖中方解石脈具有相似的地球化學(xué)特征，其中δ13C值與區(qū)域碳酸鹽膠結(jié)物一致(Liuetal., 2014, 2018, 2019；Jiangetal., 2018；Lietal., 2019)，δ18O值低于區(qū)域碳酸鹽膠結(jié)物，表明具有大氣水貢獻。指示了80～124℃的最小沉淀溫度，結(jié)合區(qū)域地溫梯度約為20℃/km(Lietal., 2014)，方解石膠結(jié)物沉淀深度大于4～6.2km。方解石沉淀深度與碎裂巖形成深度(Sibson, 1975)以及2008年汶川地震余震深度(黃焱羚等，2020)一致，代表了孕震深度的流體活動。主滑動帶脈體顯微結(jié)構(gòu)顯示，沿階步生長的纖維狀方解石脈被后期的斷層滑動改造，形成鋸齒狀邊界、條形團塊以及斷層泥中中等磨圓角礫，這表明斷層泥晚于方解石脈和石英脈形成，即淺層次的斷層活動與孕震深度斷層活動記錄疊置。

方解石中Mn和Fe含量控制著CL發(fā)光狀態(tài)(Machel, 1985；Savardetal., 1995；Buddetal., 2000)，而地下水中Mn和Fe的濃度對氧化還原敏感，因此可以通過陰極發(fā)光和Mn Fe含量判斷次生方解石沉淀時的地下水中氧化還原環(huán)境(Barnaby and Rimstidt, 1989)。近等粒狀方解石脈和沿階步發(fā)育的纖維狀方解石脈具有交切關(guān)系，表明其發(fā)育順序，但Mn，F(xiàn)e和Mg元素含量沒有明確的系統(tǒng)性變化(圖13)，這證明元素含量與時間或深度沒有明顯對應(yīng)關(guān)系，可能主要受構(gòu)造事件或局部流體成分變化控制。

6.3 地震周期中的流體行為

在典型的擠壓構(gòu)造帶，流體運移集中在主逆沖斷層和相關(guān)裂縫中，與之相比，圍巖和連接較差的裂縫溝通流體能力差(Oliver, 1986；Gudmundsson, 2001)。在地震周期中孕震深度斷層帶與圍巖顯示出不同的水巖作用類型，不同程度上控制了斷層的滑動和愈合過程。

震間期伴隨遠(yuǎn)場應(yīng)力的持續(xù)壓縮，斷層和圍巖孔隙度滲透率持續(xù)降低，易溶解礦物(如方解石)產(chǎn)生的壓溶流體或欠壓實粒間水形成的超壓流體能夠降低巖石的有效正應(yīng)力(Rutter, 1976；Gratier, 1993；Renardetal., 2000)，最終形成一系列平行于最大主應(yīng)力方向的張破裂。若裂縫的開啟與礦物沉淀同步進行，可以形成近水平的石英或方解石纖維脈(圖15a)(Hilgersetal., 2001；Nolletetal., 2005)。纖維脈的晶體具有極大的長短軸比，且晶體邊界平滑，而拉伸型柱狀顆粒脈雖然同樣具有較大長短軸比，但晶體邊界呈鋸齒形，據(jù)此可以進行區(qū)分(Bonsetal., 2012)。本文研究區(qū)未發(fā)現(xiàn)纖維脈，但在四川盆地內(nèi)部三疊系地層中可見相關(guān)報道(Zhangetal., 2015)。

圖15 地震周期中的流體循環(huán)和礦物脈結(jié)構(gòu)

伴隨應(yīng)變累積，在高壓流體脈沖式作用下，沿滑動帶發(fā)生重復(fù)的低應(yīng)力降微剪切滑動或拉張，即微震事件(Gomberg and the Cascadia 2007; Audetetal., 2009；Matsubaraetal., 2009；Beyond Working Group, 2010)。由于膠結(jié)物與相鄰巖石的力學(xué)性質(zhì)差異，在進一步脆性變形過程中影響新生裂縫的發(fā)育位置，當(dāng)脈體強度較大時，破裂出現(xiàn)在脈體-圍巖邊界或圍巖內(nèi)部，當(dāng)脈體強度較小時，破裂在脈體內(nèi)部反復(fù)出現(xiàn)，所形成的脈體通常包含一系列平行于脈體邊緣的固體(巖屑)或流體包裹體帶(圖9)(Caputo and Hancock, 1998；Passchier and Trouw, 2005；Virgoetal., 2014)。相對恒定的剪切量或應(yīng)力釋放對應(yīng)具有規(guī)律包體條帶的拉伸型柱狀顆粒方解石脈和沿階步生長的纖維狀方解石脈(圖14、圖15b)(Fagerengetal., 2011)。

同震階段，地震滑動過程中的破碎能大部分轉(zhuǎn)化為熱能(Rice, 2006)，碳酸鹽巖熱解脫氣以及沿主滑動帶的流體和氣體熱膨脹(熱增壓)，從而導(dǎo)致斷層泥等細(xì)粒物質(zhì)流化注入到破碎帶裂縫中(圖4、圖15c)(Lin, 2011)。斷層泥楔入脈中的不規(guī)則棱角狀角礫同樣表明地震過程中巖石快速破碎(圖4)。

震后階段，巖石破裂造成過飽和流體平衡濃度突然變化(Robertetal., 1995；Putnis and Mauthe, 2001)，礦物在裂縫中產(chǎn)生沉淀。在較窄的裂縫中，礦物快速沉淀，形成具有近等粒狀結(jié)構(gòu)且密集成核的方解石脈或石英脈(圖8g、圖15d)，而在斷層的局部拉張區(qū)(圖15d)，受到裂隙張開寬度和礦物過飽和程度影響，礦物沉淀常具有生長結(jié)構(gòu)，表現(xiàn)為具有橫向競爭生長的非等粒狀結(jié)構(gòu)(圖10、圖15d)(Oliver and Bons, 2001；Nolletetal., 2005；Woodcocketal., 2007)。

7 結(jié)論

本文通過對龍門山斷裂帶映秀-北川斷裂虹口鄉(xiāng)八角廟村附近露頭中斷裂帶脈體顯微結(jié)構(gòu)、碳氧同位素和元素含量分析，得到以下認(rèn)識：

(1)主滑動帶由顏色結(jié)構(gòu)不同的三層斷層泥和細(xì)小的方解石脈組成，斷層泥中可見楔入脈，代表高壓流體作用。主滑動帶邊部和上盤碎裂巖中發(fā)育的近等粒狀方解石脈對應(yīng)礦物快速沉淀，沿階步生長的纖維狀方解石脈和拉伸型柱狀顆粒脈指示反復(fù)發(fā)生的微滑動或高壓流體脈沖，具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石和石英脈指示局部拉張區(qū)內(nèi)部的礦物沉淀。

(2)主滑動帶邊部和碎裂巖中方解石脈δ18OV-PDB值為-20.5‰～-20.3‰指示方解石脈具有大氣水貢獻，結(jié)合大氣水氧同位素計算得方解石脈沉淀深度大于4km。近等粒狀方解石脈較小的Fe/Mn比值(0.29±0.03)指示其發(fā)育在較開放的氧化環(huán)境，拉伸型柱狀顆粒脈、沿階步生長的纖維脈和具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀脈Fe/Mn比值較大(0.50±0.09)指示其形成于封閉的還原環(huán)境。

(3)震間期應(yīng)力積累對應(yīng)發(fā)育近水平的方解石纖維脈，拉伸型柱狀顆粒方解石脈和沿階步生長的纖維狀方解石脈；同震期伴隨斷裂帶高壓流體活動，發(fā)育斷層泥楔入脈；震后期發(fā)育近等粒狀方解石脈以及具有橫向競爭生長結(jié)構(gòu)的非等粒狀方解石和石英脈。

致謝感謝周永勝研究員、張波副教授和本刊編輯提出的寶貴意見和建議；野外工作得到龔正博士的幫助；同位素和元素分析工作得到周子龍和謝鴻哲的幫助；在此一并致謝。