冷俯冲带深部的板块断裂过程——以日本中部侏罗纪燧石-碎屑岩杂岩体中的断裂带为例

丁 望

(日本筑波大学生命与环境学院，日本 筑波 3050005)

0 引 言

洋陆俯冲带的板块边界断裂过程是地球释放能量的重要途径之一。近年来，由于深海大洋钻探计划的实施，对俯冲带浅部的板块边界断裂构造有了更清楚的认识。例如，日本海沟俯冲带浅部的板块边界断裂高度集中在富蒙脱石的远洋黏土层中，该层在2011年日本东北大地震中发生了巨大的同震滑动 (Chester et al.,2013；Ujiie et al.,2013)；在北巴巴多斯俯冲带的浅部，板块边界断裂高度发育在具鳞片状叶理的放射虫黏土岩层中(Labaume et al.,1997;Moore et al.,1998;Moore,2000)。虽然深海大洋钻探计划极大地促进了对俯冲带浅部板块边界断裂构造的认识，但由于技术限制，俯冲带更深部位的构造特征仍然难以直接观测。

古俯冲洋壳物质在俯冲、刮削和增生之后堆积在海沟陆侧附近形成了增生杂岩体。增生在杂岩体的发育和形成过程记录了古俯冲带由浅到深的构造变形特征信息，为研究俯冲带深部特征提供了一个良好窗口。根据俯冲大洋板块的年龄，通常将俯冲带分为2种：年龄较老的俯冲洋壳 (老于50 Ma，如日本海沟俯冲带)形成冷俯冲带，年轻的洋壳 (年轻于50 Ma，如北巴巴多斯俯冲带、日本南海海槽俯冲带)俯冲形成热俯冲带 (Yamaguchi et al.,2016)。

近年来，对日本南海海槽俯冲带的大洋钻探以及对其陆上类似体——日本西南四万十带增生杂岩体的野外观测与综合研究，极大促进了对热俯冲带不同深度构造特征的理解。四万十带增生杂岩体中假玄武玻璃的发现，证实热俯冲带的深部同样存在与地震滑动相关的、伴随剧烈摩擦升温的剪切高度集中化现象 (Ujiie et al.,2014)。然而，在冷俯冲带及其陆上类似体的增生杂岩体中，由于缺乏可靠的野外地质学证据，板块边界深部的构造特征仍不清楚。例如，最可靠的剪切集中证据——假玄武玻璃尚未在冷俯冲带增生杂岩体中被报道。除了假玄武玻璃能作为剧烈摩擦升温的直接证据外，最近的断层岩研究和高速摩擦实验表明，碳物质的拉曼光谱也能够用来检测断层带的摩擦升温情况 (Oohashi et al.,2011；Kou et al.,2014,2017；Furuichi et al.,2015；Ito et al.，2017)。

出露在日本列岛的侏罗纪增生杂岩体被认为是冷俯冲带 (日本海沟俯冲带)的陆上类似体 (Yamaguchi et al.,2016)，呈现了一个存在于日本中部侏罗纪增生杂岩体中的断裂带。对该断裂带记录的变形和动力学特征进行观测和分析，利用拉曼光谱测量断层岩中碳物质的热性质，基于观察和测量结果，围绕冷俯冲带深部的板块边界断裂过程进行讨论。

1 地质背景

在日本中部的犬山地域，侏罗纪燧石-碎屑岩杂岩体沿木曾川两岸分布，该杂岩体保存了古大洋板块序列 (ocean plate stratigraphy)，由老到新包含了早-中三叠世远洋硅质黏土岩、中三叠—早侏罗世远洋性燧石、中侏罗世半远洋硅质泥岩以及中侏罗—晚侏罗世早期陆源砂岩和泥岩(图1)(Yao et al.,1980；Matsuda et al.,1991；Kimura et al.,1993)。这一古大洋板块序列被一系列逆冲断层所重复形成数个逆冲单元 (thrust sheet)，每个逆冲单元包含部分古大洋板块序列碎片(图1)。Matsuda等(1991)认为这些逆冲断层与双层底侵作用 (duplex underplating)的形成有关，而 Kimura等(1993)认为这些逆冲断层是错序逆冲断层 (out-of-sequence thrust)。远洋沉积岩由老至新为含黑色有机质黏土岩层的硅质黏土岩层、黑色燧石、灰色燧石以及红色燧石，这一岩层层序的岩性和颜色变化表明当时的沉积环境处于二叠—三叠纪深海无氧事件的回复阶段 (Isozaki,1997)。由绿泥石地质温度计和镜质体反射率确定，该杂岩体俯冲到最大深度的环境温度约为220 °C (Kameda et al.，2012)。

图1 日本西南美浓—丹波带的分布和研究区位置(a)、犬山地区重建的古大洋板块序列(b)、犬山地区沿木曾川两岸分布的燧石-碎屑岩沉积序列(c)(图b据Kimura et al.,1993)Fig. 1 Distribution of the Mino-Dambo belt in southwestern Japan and location of the study area (a),reconstructed paleooceanic plate sequence in the Inuyama region (b),and flint-clastic sedimentary sequence along the banks of the Muzengchuan in the Inuyama area (c)(figure b after Kimura et al.,1993)

该断裂带沿一条逆冲断层发育，该逆冲断层分隔了逆冲单元3底部的远洋沉积岩和逆冲单元2上部的陆源碎屑岩 (图1c、图2)。其中，由放射虫所确定的逆冲单元 2上部的碎屑岩沉积年代为中-晚侏罗世 (Yao et al.,1980),而逆冲单元3底部的远洋沉积岩主要由早三叠世晚期 (Spathian阶)—中三叠世早期 (Anisian阶)的灰色、黑色燧石，以及早三叠世中-晚期 (Smithian阶—Spathian阶)的硅质黏土岩组成 (Takahashi et al.,2015)。

图2 研究区断裂带地质图(a)和剖面图(b)Fig.2 Geological map (a)and section (b) of the fault zone in the study area

2 断裂带变形特征与动力学

露头宽度约50 m的断裂带发育具鳞片状叶理的陆源泥岩和黑色有机质黏土岩，以及由硅质黏土岩和黑色有机质黏土岩混合组成的叶理状碎屑岩 (图2、图3)。断裂带中穿插由硅质黏土岩和白云岩形成的褶皱(图3)，断裂带下部为逆冲单元2的陆源砂岩，上部为逆冲单元 3中的连续层状硅质黏土岩、灰色(黑色)燧石。

图3 研究区断裂带柱状图(黑色箭头指示穿插在硅质黏土岩中的白云岩层，红色箭头指示拆离面的位置)Fig. 3 Histogram of fault zone in the study area(Black arrows indicating dolomites interspersed with siliceous clays,red arrows indicating the location of the discrete surface)

陆源泥岩发育鳞片状组构，表现为1～2 cm间距的交织状叶理 (图4a)，擦痕面上可识别出擦痕线和擦痕阶步 (图4b)。

图4 陆源泥岩和黑色有机质黏土岩的组构、擦痕、拆离面及滑动方向 (a)陆源泥岩发育鳞片状组构;(b)陆源泥岩的擦痕面显示出擦痕线(产状82°∠20°)和擦痕阶步；(c)鳞片状黑色有机质黏土岩发育交织状叶理;(d)黑色有机质黏土岩中的擦痕面，其中发育擦痕线产状为51°∠58°(照片为朝南拍摄)；(e)拆离面切割黑色有机质黏土岩层(半箭头指示剪切方向，照片为俯视拍摄);(f)硅质黏土岩和黑色有机质黏土岩的混合带；(g)陆源泥岩和黑色有机质黏土岩的滑动方向(下半球等面积投影，数据见表1，红色箭头代表上盘的滑动方向)；(h)拆离面的滑动方向(下半球等面积投影，数据见表1，红色箭头代表上盘的滑动方向)Fig. 4 Fabrics,slickensides,discrete surfaces and sliding directions of terrigenous mudstones and black organic clay rocks(a)Scaly fabrics of terrigenous mudstones;(b)A slicken line (82°∠20°)and striations of the terrigenous mudstone slickensides;(c)Scaly black organic clay rock developing interlacing foliation;(d)Slickensides of black organic clay rock with a slicken line (51°∠58°)(view facing south);(e)Black organic clay rock cut by the discrete surface (arrows pointing out the shear direction,a view from above);(f)A mixed zone of siliceous clay and black organic clay;(g)Slip direction of terrigenous mudstone and black organic clay rock (lower hemisphere equal area plotting,data seen in Table 1,red arrows indicating the slip direction of the upper part);(h)Slip direction of the discrete surface (lower hemisphere equal area plotting,data seen in Table 1,red arrows indicating the slip direction of the upper part)

断裂带中的黑色有机质黏土岩主要分布为4层(图2、图3)，代表了剪切的高度集中带，黑色有机质黏土岩散落在硅质黏土岩中(图2)，其变形特征为鳞片状组构的发育，相比于陆源泥岩，该鳞片状组构更加致密，表现为1～5 mm的交织叶理(图4c)或者复合面状组构。鳞片状组构中发育光滑擦痕面和擦痕线 (图4d),由面理中的擦痕线和复合面状组构所确定的滑动方向表现为同时存在逆冲滑动和左行滑动(图4g、表1)。2个拆离面 (discrete slip surfaces)发育并切断黑色有机质黏土岩层，相对于周围沿鳞片状组构分散剪切的黑色有机质黏土岩，拆离面代表了滑动的高度集中(图4e)，拆离面非常光滑，擦痕面上的擦痕线指示左行滑动(图4h、图5a、表1)。X射线能谱显示，拆离面相对富集Al和K，表明伊利石富集 (图5b)。叶理状碎屑岩由破碎的硅质黏土岩和黑色有机质黏土岩定向排列混合形成 (图4f)，分布在鳞片状黑色有机质黏土岩上部，其厚度为1～4 m。该混合层代表了靠近剪切高度集中带的岩石破碎带。

表1 陆源泥岩、黑色有机质黏土岩及拆离面滑动数据Table 1 Terrigenous mudstone,black organic clay rock and discrete surface slip data

图5 拆离面小块显示其光滑面和线理(a)、背散射图像和EDS图显示拆离面的切面及其下方的黑色有机质黏土岩(b)Fig.5 The discrete surface pieces showing its smooth surface and lineation (a)and backscattering images and EDS images showing the discrete surface′s plane section and the black organic clay rock beneath it (b)

褶皱发育在硅质黏土岩中，翼间角较小，多为闭合-紧闭褶皱 (图6a)。褶皱轴面近似垂直，褶皱轴呈东西向，向西南西或东南东以小角度倾伏 (图6b、表2)。褶皱轴的方向和不对称形态表明其形成于top-to-the-south剪切。厚10～15 cm的白云岩层也发育成褶皱，与硅质黏土岩形态一致 (图2)。褶皱轴面产状数据见表2。

表2 断裂带内褶皱产状数据Table 2 Fold occurrence data in the fault zone

图6 硅质黏土岩中发育的褶皱野外露头(a)、褶皱轴面极点和褶皱轴产状(下半球等面积投影)(b)Fig.6 Field outcrops of folds developed in siliceous clay rocks (a)and axial surface pole and axial orientation of folds (lower hemisphere equal area plotting)(b)

3 碳物质拉曼光谱分析

3.1 样品及测试方法

3.1.1 样品 用于拉曼光谱分析的样品为拆离面和邻近拆离面的鳞片状黑色有机质黏土岩。制备1.5 cm × 1.5 cm × 0.5 cm 的拆离面小块，直接测量其表面的碳物质；制作鳞片状黑色有机质黏土岩岩石切片。测量时选取完全包裹在岩石内的碳物质，以防止在切片制作过程中机械破坏对碳物质造成的影响。

3.1.2 测试方法 在50倍的显微镜上采用514.5 nm的Ar+激光。为避免岩石中的碳物质受到激光的热破坏，激光功率设定为0.7 mW，激光露出时间为10 s。获得的碳物质拉曼光谱通过减去1 000～1 800 cm-1范围内的基线去除背景影响。

利用PeakFit v4.12软件(Systat Software Inc.)，基于Pseudo-Voigt 方程 (Gaussian-Lorentzian sum),将拉曼光谱分解为D1-、D2-、D3-和 D4-四个峰，其峰值位置分别对应 1 350、1 590、1 510、1 245 cm-1(Kouketsu et al.,2014)。

3.2 结果

得到拆离面和鳞片状黑色有机质黏土岩中80个点位的碳物质拉曼光谱。样品的拉曼光谱和分解后的峰谱图(图7a、b)显示，相较于鳞片状黑色有机质黏土岩，拆离面上碳物质的拉曼光谱整体表现出D1峰的增强。D1峰和D2峰的平均强度比值 (ID1/ID2)为：鳞片状黑色有机质黏土岩为0.55，标准偏差为0.03；拆离面为0.59，标准偏差为0.05 (图7a、b、c)，表明拆离面中碳物质的碳化程度略高于周围的鳞片状黑色有机质黏土岩。

图7 黑色有机质黏土岩(a)、拆离面(b)的拉曼光谱和拟合分峰后的光谱，拆离面和黑色有机质黏土岩的强度比ID1/ID2结果(c)Fig.7 Raman spectra and spectra after peak-differentiating and imitating of black organic clay rock (a),discrete surface (b)respectively,and strength ratio ID1/ID2 of discrete surface to black organic clay rock (c)

4 讨 论

野外观察表明，断裂带中的构造变形分为沿鳞片状有机质黏土岩的集中剪切和沿拆离面的高度局部滑移。

硅质黏土岩的动力学特征显示其形成于top-to-the-south剪切，这一剪切方向与整个犬山地区的远洋沉积岩在俯冲过程中的剪切方向一致 (Kimura et al.,1993)。Kimura等(1993)将Snyder等(1983)和Brueckner等(1987)提出的变形-造岩模型应用于犬山地区燧石的褶皱作用,认为燧石中广泛发育的褶皱构造形成于蛋白石-CT造岩环境，所对应的环境温度<165 ℃，即为蛋白石-CT转化为石英的最大转化温度 (Mizutani,1977)。在165 ℃的俯冲深度附近，燧石中的主要矿物由可发生韧性变形的蛋白石-CT全部转化为仅能发生脆性变形的石英，此后褶皱构造不再形成。若该断裂带内硅质黏土岩中的微晶石英也遵循同样的变形-造岩模型，其代表的褶皱的几何和动力学特征应代表了俯冲相关的变形过程，即在小于165 ℃的蛋白石-CT造岩环境下，俯冲表现为top-to-the-south俯冲。

相对于陆源泥岩和硅质黏土岩的构造变形，黑色有机质黏土岩中密集发育的鳞片状组构代表了剪切变形的集中化。Kimura等(1993)的研究认为，犬山地区燧石-碎屑岩杂岩体中板块边界滑脱带 (decollement)发育在硅质黏土岩中。笔者的观测表明，在蛋白石-CT到石英的转化全部完成后，剪切应变会集中在黑色有机质黏土岩而非硅质黏土岩中，这可能是由于随着硅质造岩过程的完成，富含石英的硅质黏土岩的剪切强度增强，而黑色有机质黏土岩中黏土含量更高，相应剪切强度更低。这与Tembe等(2010)的实验研究结果“断层岩的摩擦强度随黏土含量的升高而降低”相一致。

在断裂带内，发育鳞片状叶理的有机质黏土岩主要分布有4层。由于该有机质黏土岩层沉积于二叠—三叠纪的超深海无氧环境背景 (Isozaki,1997)，黑色有机质黏土岩的4次出现可能代表了断裂带在逆冲过程中同一沉积层的重复，或者仅仅是因为在超深海无氧环境下间歇性地分别沉积了4层有机质泥岩层 (Suzuki et al.,1998)，并在随后相似的俯冲条件下受到相同应力条件的剪切变形。

动力学分析表明断裂带中同时存在逆冲走滑和左行走滑。这可能代表了逆冲过程中的异向滑动，或者这两个走滑方向的共存产生于左行斜俯冲下的滑动分异。

笔者认为，相对于黑色有机质黏土岩中的碳物质，拆离面上碳物质碳化程度的升高可能与沿拆离面发生的高度集中快速剪切产生的摩擦升温有关 (图7c)。此外，拆离面上碳物质的ID1/ID2值 (平均值为0.59)低于在热俯冲带中发现的假玄武玻璃中的碳物质值(平均值为 0.71)，后者记录了温度高于1 100 ℃下的岩石摩擦熔融 (Ujiie et al.,2007；Ito et al.,2017)。这表明在观测的拆离面上温度升高幅度更小，与该拆离面缺乏摩擦熔融相关的变形构造特征一致。记录在拆离面上的温度升高幅度可能代表了在俯冲带深部由于地震滑动而累积的左行滑动。

5 结 论

(1)在古冷俯冲带深部的板块边界断裂带，剪切高度集中在黑色有机质黏土岩层中，该黑色有机质黏土岩的构造变形表现为沿鳞片状叶理的分散剪切以及沿拆离面的集中滑动。

(2)古冷俯冲带在深部的板块边界断裂带的动力学表现为同时存在逆冲滑动和左行滑动，可能代表了左行斜俯冲或分异剪切。

(3)碳物质拉曼光谱分析结果表明，相对于周围鳞片状有机质黏土岩，拆离面上的碳物质成熟度轻微上升，可能是沿着拆离面的集中滑动积累了地震性的摩擦升温。