朱阳关－夏馆断裂带构造变形的温压条件

张 欢， 宋传中， 王道轩， 任升莲， 涂文传， 李加好

（合肥工业大学 资 源与环境工程学院，安徽 合 肥 230009）

朱阳关－夏馆（简称朱－夏）断裂带位于秦岭造山带的中部，如图1所示，是早古生代二郎坪弧后盆地南缘的边界断裂，一直被认为是二郎坪弧后盆地与秦岭古岛弧的分界线［1－2］，至今仍然保存大量两者汇聚时期的构造变形和结晶岩石。研究朱－夏断裂带内各种构造岩的温压条件，将有助于对二郎坪弧后盆地消减环境和消减过程的了解，从而进一步深化对秦岭造山带形成、演化的认识。北秦岭位于秦岭造山带的中部，主要由秦岭群、二郎坪群和宽屏群组成（图1）。秦岭群分布在商－丹断裂带和朱－夏断裂带之间，是一套中深变质杂岩系，由片麻岩、角闪岩和大理岩组成，变质相主体为角闪岩相，局部达麻粒岩相，其中在官坡－双槐树一带还有榴辉岩出露［3］。二郎坪群以朱－夏断裂和瓦（穴子）－乔（端）断裂为界，主要是一套细碧角斑岩系，由蛇绿岩、变碎屑岩和碳酸盐岩组成。其地球化学特征具有弧后盆地性质，时代从早寒武世到早中奥陶世。宽坪群分布于瓦－乔断裂的北部，它是一套以绿片岩相为主变形强烈的浅变质岩系，以基性火山岩、碎屑岩和碳酸盐岩为原岩，时代为中新远古代［4］。

近20年来，秦岭造山带一直是世界各国地质学家关注的热点［5－6］，研究成果涉及其结构、演化和动力学等方面。但对造山带中的重要断裂带的精细研究尚待进一步深入，故本文选取具有特殊构造位置的朱阳关－夏馆断裂带进行温压条件等方面的精细研究，旨在进一步认识二郎坪弧后盆地封闭过程中的构造环境。

图1 朱阳关－夏馆断裂带构造简图

1 变形的温压条件

朱阳关－夏馆断裂带在二郎坪弧后盆地闭合时产生。选取以下3种测温压实验研究朱－夏断裂带在区域变质时期的温度和压力条件，来反演当时的变形环境。

1.1 矿物变形估计变形温度

在朱阳关－夏馆断裂带内及其附近发育大量糜棱岩和构造片岩，其显微构造特征表明，石英大部分发生动态重结晶作用，长石部分也伴随着动态重结晶作用，如图2所示。其主要形式如下：①颗粒边界的嵌入式动态重结晶BLG，细微的动态重结晶亚颗粒沿着晶体周围和细小的裂纹出现；② 亚颗粒旋转动态重结晶SR，动态重结晶亚颗粒发生旋转，晶粒残斑周围出现较小的晶粒；③颗粒边界迁移动态重结晶GBM，晶粒形状和尺寸都不规则，晶粒边界相互交接得非常紧密。

一般而言，石英的动态重结晶开始于约300℃温度环境下，在300～400℃区间表现为颗粒边界的嵌入式（BLG）动态重结晶（核－幔构造为主），在400～500℃区间表现为亚颗粒旋转（SR）重结晶，而在500℃以上呈现为颗粒边界迁移（GBM）重结晶。

糜棱岩基质中新生矿物组合及矿物的变形现象与变形温度密切相关，其中新生黑云母的出现，指示变形环境至少为中绿片岩相，绿片岩相的温度范围为300～500℃，而中绿片岩相温度范围为350～450℃［7］。天然变形岩石中长石脆－韧性转换温度的详细研究显示，低绿片岩相下长石呈脆性变形，中绿片岩相下开始显示以位错蠕变为标志的塑性变形，而进入高绿片岩相－低角闪岩相长石呈现为以动态重结晶为标志的塑性变形［8］。这一转换温度发生在400～550℃。文献［9］指出，400℃以下长石呈现为显微破裂，在400～500℃时长石变形主要表现为塑性拉长、波状消光及形成亚颗粒和核－幔构造，而在500℃以上则长石的动态重结晶占优势。

本文根据文献［9］的标准，对朱－夏断裂带形成温度进行估算，见表1所列。采样点大致按图1中AB路线，其结果是：朱阳关－夏馆断裂带岩石变形温度在300～650℃，带中心温度较高，为500～650℃，而且越靠近构造带温度越高，往两侧温度递减。按表1数据生成图3所示的温度分布曲线图。由上述结果可见，朱阳关－夏馆断裂带是在较高的温度－压力条件下形成的，二郎坪弧后盆地的封闭环境在绿片岩相到低角闪岩相之间。两侧的片岩和片麻岩也受到朱－夏断裂带韧性变形阶段构造变形的影响。

图2 糜棱岩中的石英、长石显微构造特征

表1 变形岩石中石英长石变形特征及其温度估计

图3 温度分布曲线图

1.2 石英C轴组构估温

通常石英的滑移系主要分为底面滑移、菱面滑移、柱面滑移［10］，不同的温度下会产生不同的石英C轴组构特征。底面滑移中石英C轴组构中光轴的优选方位（LPO）形成的点极密主要分布于边缘，柱面滑移分布于中心位置，菱面滑移则位于前两者的中间位置。通过对石英C轴组构中LPO的分布情况可以知道岩石变形温度和剪切方向。

文献［10］研究表明，400℃以下表现为底面滑移为主，400℃以上开始表现为以菱面滑移为主，且兼有底面滑移和柱面滑移出现，650℃以上表现为以柱面滑移为主。

取朱－夏断裂带附近发育的糜棱岩和构造片岩，通过电子背散射衍射（EBSD）技术对石英的C轴组构进行分析，从而得出变形期的温度。制取XZ面的薄片样品，每个样品的测试点数（n）都大于200，有些样甚至上千点。通过吴氏网下半球投影，得出石英C轴组构图，如图4所示。

从图4中可以看出，岩石样品石英C轴组构中点极密分布于边缘位置，部分样品的点极密分布于圆周上，指示着岩石变形过程中石英以底面与菱面滑移为特征。根据本次变形岩石的石英C轴组构统计分析其点极密分布情况，可推断其变形温度为400～600℃。这反映了二郎坪弧后盆地封闭时期，即朱阳关－夏馆断裂带形成时温度较高，与依据矿物重结晶类型估计的变形温度是一致的。

图4 糜棱岩中的石英C轴组构图（EBSD）（吴氏网下半球投影）

1.3 矿物对的电子探针温压条件

石榴石－黑云母矿物对是变质岩中最常见的矿物对，两者之间Fe－Mg交换与变质程度密切相关。早在1959年Kretz就开始了石榴石黑云母之间的Fe－Mg交换与平衡温度关系的研究，随后人们从经验和实验的角度标定了该温度计，并进行了多次修正。目前该温度计已成为一种成熟、精确的地球化学热力学方法，被广泛应用于变质作用的温度条件的研究［11］。

朱阳关－夏馆断裂带广泛出露糜棱岩、片岩、片麻岩、大理岩等，其中不少岩石中含有石榴石。石榴石裂理发育，颗粒很大（大于1mm，有的甚至能达到5mm），还有甚者呈条状，表示该地区在后期的韧性变形阶段压力很大，证明朱阳关－夏馆断裂带可能为二郎坪弧后盆地与秦岭古岛弧汇聚时期的产物。

朱阳关－夏馆断裂带内矿物电子探针数据，见表2所列。采用石榴石－黑云母－斜长石地质温压力计［12］，结合表2电子探针的分析结果，得到了朱阳关－夏馆断裂带形成时期的温度最高值660℃，最低值为561.5℃，取其平均值为608.6℃。变质压力的上限为5 161bar，变质程度最高可达角闪岩相，再次证明了朱阳关－夏馆断裂带在较高的温度－压力下形成，也符合朱－夏断裂带是二郎坪弧后盆地与秦岭古岛弧南分界线，反映了二郎坪弧后盆地消减环境。

表2 朱阳关－夏馆断裂带内矿物电子探针数据

探针位置：石榴石、黑云母和斜长石接触边界。石榴石、黑云母、斜长石是区域变质产生的。但是在后期二郎坪弧后盆地闭合形成时期，朱阳关－夏馆断裂带经过韧性剪切作用，石榴石、黑云母、斜长石边部可出现部分动态重结晶，所以石榴石－黑云母－斜长石接触边界区域可以显示其韧性变形的性质。故本次探针数据可以指示朱阳关－夏馆断裂带在形成时期的温度和压力。

2 结 论

（1）根据显微数据可以估算出朱－夏断裂带附近的岩石变形温度在300～650℃，带中心温度较高，为500～650℃，越靠近构造带温度越高，而往两侧温度递减。变形环境在绿片岩相到低角闪岩相之间。

（2）运用电子背散射衍射（EBSD）技术得到点极密分布图，对石英的C轴组构统计分析可推断朱阳关－夏馆断裂带韧性变形阶段的变形温度为400～600℃。

（3）采用石榴石－黑云母－斜长石地质温压力计，结合电子探针的分析结果，得到了朱阳关－夏馆断裂带的变形温度为608.6℃，变质压力的上限为5 161bar，变质程度最高可达角闪岩相。

综上所述，地处北秦岭具特殊构造位置的朱阳关－夏馆断裂带形成时期的温度压力中等；二郎坪弧后盆地关闭环境，即二郎坪弧后盆地和秦岭古岛弧碰撞闭合时期，为中温－中低压。

［1］ 张国伟，孟庆任，赖绍聪.秦岭造山带结构构造［J］.中国科学：D辑，1995b，25（9）：994－1003.

［2］ 张国伟.秦岭造山带与大陆动力学［M］.北京：科学出版社，2001.

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［4］ 张国伟，董云鹏，姚安平.造山带与造山作用及其研究的新起点［J］.西北地质，2001，34（1）：1－9.

［5］ 张国伟，郭安林，刘福田，等.秦岭造山带三维结构及其动力学分析［J］.中国科学：D辑，1996，26（Z1）：1－6.

［6］ 宋传中，张国伟，牛漫兰，等.秦岭造山带北缘的斜向碰撞与汇聚因子［J］.中国地质，2006，33：48－55.

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［9］ Passchier C W，Trouw RAJ.Microtectonics［M］.Berlin：Springer，1996，49－95.

［10］ Passchier C W，Trouw RAJ.Microtectonics［M］.2nd ed.Berlin：Springer，2005.

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