何旋, 申琪, 蔣凱, 李傳志, 武冠佐, 冉亞洲, 靳春勝, 梁文天*

1 西北大學地質學系，大陸動力學國家重點實驗室，西安 710069 2 中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029 3 中國科學院地球科學創(chuàng)新研究院，北京 100029

0 引言

沉積巖從沉積、成巖到變質變形的全過程伴隨著巖石內(nèi)部組構從原生到次生的演變.針對這一過程，Ramsay 和 Huber(1983)最早提出了在平行層面壓縮的情況下，巖石組構從沉積成巖組構、初始變形組構、鉛筆構造到初始劈理、弱劈理和強劈理等的六階段巖石應變和巖石組構演化模式.然而，由于多數(shù)沉積巖類，尤其是細粒碎屑巖，不容易找到良好的應變標志體，其應變特征和巖石組構，特別是沉積成巖以及和初始變形相關的組構分析較為困難.而隨著磁組構方法的引入及其理論、測試分析技術的快速進步，巖石組構可以由巖石的磁化率各向異性(Anisotropy of magnetic susceptibility，AMS)快速、定量的進行標定(Tarling and Hrouda, 1993).因此，六個階段對應的典型磁組構特征也得以逐步構建起來(Parés et al., 1999; Parés, 2015).

磁組構方法對于傳統(tǒng)上難以識別的細粒沉積巖的初始變形組構非常靈敏(e.g., Mattei et al., 1999; Parés et al., 1999).這一階段的巖石組構一般認為形成于沉積之后固結成巖之前(García-Lasanta et al., 2013)，記錄了控盆構造及盆地發(fā)育時期的古應力信息，是解析沉積盆地構造屬性的關鍵，因而成為近年來沉積巖巖組分析的熱點(e.g., Cifelli et al., 2004, 2005; Soto et al., 2007; García-Lasanta et al., 2013, 2018; Li et al., 2020).這些工作多以新生代中晚期以來的弱變形或未變形沉積盆地為例，探討細粒沉積物記錄的初始變形組構與控盆的伸展或擠壓構造的關系，認為這些組構可以有效地指示古應力信息(Soto et al., 2009).然而，初始變形組構往往會在后期盆地反轉變形時被改造(Oliva-Urcia et al., 2013).這些經(jīng)歷不同程度變形改造的地層所記錄的磁組構特征如何，是否還會保留初始變形組構以及如何被后期變形疊加改造等，顯然需要更多的實例解析來進一步探討.此外，與走滑作用相關的盆地內(nèi)的磁組構特征如何，與什么相關，目前的研究依然較少(García-Lasanta et al., 2015).

秦嶺造山帶內(nèi)發(fā)育了眾多不同時代的山間盆地，這些盆地是造山帶自晚三疊世碰撞造山以來，在伸展、走滑或擠壓等不同構造作用的控制下形成的，是恢復重建秦嶺造山帶陸內(nèi)構造演化的關鍵(梁文天, 2009).其中，沿文縣—太白構造帶斜列展布的中新生代盆地是造山帶內(nèi)最大的山間盆地群(圖1)，構造活動十分強烈(張國偉等, 2001).特別是其中的早白堊世徽成盆地，充填了數(shù)千米厚的陸源碎屑沉積物，沉積作用明顯受文縣—太白斷裂帶的走滑構造活動控制(梁文天, 2009; 李瑋等, 2013)，盆地后期又經(jīng)歷了強烈的反轉改造，因此是研究盆地巖石組構與盆地構造關系的良好載體，也是探索構造反轉對初始變形組構疊加改造作用的絕佳場所.本文選取徽成盆地早白堊世細粒沉積巖，尤其是首次對生長地層內(nèi)的細粒沉積巖，開展了詳細的巖石磁學和常溫以及低溫磁組構研究，結合盆地構造變形，探討了盆內(nèi)地層記錄的磁組構特征及其地質意義.

圖1 秦嶺造山帶(a)及徽成盆地(b)地質簡圖Fig.1 Geological sketch map of the Qinling orogen (a) and the Huicheng basin (b)

1 地質背景

秦嶺造山帶位于中國大陸的腹心地帶，是華南和華北板塊歷經(jīng)長期復雜的拼合演化而形成的復合型大陸造山帶(張國偉等, 2001; Dong et al., 2016).造山帶于中晚三疊世全面碰撞造山，這次造山作用奠定了秦嶺造山帶的基本構造格架.然而，碰撞造山后，造山帶并沒有平靜下來，向穩(wěn)定的克拉通化方向發(fā)展，而是發(fā)生了一系列不亞于主碰撞造山作用的強烈陸內(nèi)構造活動(張國偉等, 2001; Dong et al., 2016)，并伴隨多期次的巖漿、沉積和變質變形作用等.尤其是新生代中、晚期以來，秦嶺造山帶再次強烈崛起隆升，成為分割中國南北的高大山脈.

秦嶺造山帶陸內(nèi)構造活動最為突出的特征之一就是造山帶內(nèi)發(fā)育了眾多不同時代、不同性質的山間沉積盆地(梁文天, 2009; 李瑋等, 2013).這些盆地是造山帶淺部地殼對陸內(nèi)構造活動的響應，盆地的形成受區(qū)域伸展、擠壓或走滑斷裂等控制，主要沿主干斷裂帶展布，是重建秦嶺造山帶陸內(nèi)構造演化的重要載體之一.多數(shù)盆地內(nèi)充填了數(shù)百到數(shù)千米厚的河湖相沉積，同沉積斷裂較為發(fā)育，指示了盆地發(fā)育時期的構造屬性和古應力場特征(梁文天, 2009).現(xiàn)今絕大多數(shù)盆地均已反轉，盆地地層不同程度的褶皺變形，部分區(qū)域，如東秦嶺蟒嶺一帶的晚三疊統(tǒng)甚至發(fā)育有露頭可見的軸面劈理構造等.

徽成盆地是一個發(fā)育在古生界和三疊系褶皺基底之上的大型山間盆地(圖1b).盆地東西長約210 km，南北寬約40 km，大致呈NEE-SWW向展布，斜切秦嶺造山帶，通常認為是東西秦嶺的分界線(張國偉等, 2019).盆地北部邊界為文縣—太白斷裂帶，南部與下伏不同時代的地層角度不整合接觸.徽成盆內(nèi)主要發(fā)育有侏羅、白堊和新近系等(圖1b, 圖2).侏羅系分布相對局限，沿主干斷裂帶展布.白堊系在盆內(nèi)廣泛分布，新近系主要分布在盆地西北緣.其中白堊紀東河群保存最好，自下而上包括田家壩組紫紅色礫巖和粉砂巖，周家灣組雜色砂巖和粉砂巖以及雞山組黃綠色泥巖和粉砂巖等(張英利等, 2012; 李瑋等, 2013).

圖2 徽成盆地(a)犀牛江采樣剖面，(b)采樣點18HC1生長地層和斷裂特征以及(c)采樣點18HC2構造剖面圖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 野外觀察

野外構造觀察和采樣主要沿徽成盆地的犀牛江剖面展開(圖2a).在剖面東側可見白堊系東河群砂泥巖與下伏志留系千枚巖呈明顯的角度不整合接觸，而角度不整合之上主要發(fā)育礫巖等，向上逐漸轉為砂巖、泥巖等，粒度變細.盆地西側與志留系-三疊系呈斷層接觸，斷層走向NEE.沿犀牛江剖面可見，盆內(nèi)地層總體呈現(xiàn)傾向NW的單斜，剖面中部的毛壩地區(qū)出露一系列走向NNE的背、向斜.沿采樣剖面可見，地層由老到新分別為田家壩組紫紅色礫巖、粉砂巖夾灰綠色頁巖(326°∠ 55°)，周家灣組灰色砂巖夾紫紅色泥質粉砂巖(209°∠ 36°)，雞山組紫紅色粉砂巖、泥巖和頁巖(292°∠62°).

沿犀牛江剖面可見地層內(nèi)發(fā)育大量的正斷層(圖2b—2c)，形成露頭尺度的塹壘構造，但在不同區(qū)段斷層的密度不同.一些區(qū)段可見寬幾十至幾百米不等的高角度同沉積正斷層系(平均產(chǎn)狀為297°∠64°)，并在鄰近斷層局部區(qū)域可見生長地層，如采樣點18HC1和18HC4.如圖2b所示，在采樣點18HC1可見NE走向的正斷層，斷層上盤的泥巖層在靠近斷層一側明顯增厚，遠離斷層后，厚度逐漸減薄，整體呈楔狀形態(tài)，為典型的生長地層特征.在采樣點18HC2-3處可見大量中、高角度正斷層出露.如圖2c所示，采樣點18HC2處可見雞山組內(nèi)發(fā)育大量露頭尺度的NE向鏟式正斷層，斷層的平均傾向為NWW向，傾角67°.此外，沿剖面也可見到NEE向或近EW向的走滑斷層.

3 樣品采集和測試

3.1 樣品采集

磁組構樣品的采集沿徽成盆地內(nèi)的犀牛江剖面展開(圖2a)，樣品巖性主要為泥巖、粉砂質泥巖和泥質粉砂巖等細粒沉積物，包括：(1)一套自剖面底部向頂部連續(xù)采集的磁組構樣品，共108個(真厚度約10～20 m,1個樣品)，以觀察地層內(nèi)記錄的磁組構的連續(xù)變化特征；(2)剖面同沉積斷層附近的樣品，包括生長地層樣品(圖2b—2c)，共4個采點18HC1-4.其中，采點18HC1屬周家灣組，18HC2為雞山組，18HC3-4均位于田家壩組.每個采點的樣品數(shù)24～133個不等，共獲得定向樣品253個.所有樣品均使用便攜式汽油鉆機在野外鉆取，并用定向器和磁羅盤定向、取樣，然后在室內(nèi)切割成高2.2 cm的標準圓柱體樣品，多余的部分用于巖石磁學分析，共得361個完整樣品，測試分析后共得346個有效數(shù)據(jù)(表1).

3.2 測試分析

樣品的測試分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室和中國科學院地質與地球物理研究所古地磁實驗室完成.磁組構分析采用捷克AGICO的Kappabridge磁化率儀(MFK1-FB，測試場強300 A·m-1，檢出限2×10-8SI，測試精度1%)分別進行了低溫低場(溫度77 K，工作頻率975 Hz，如下文所述)和常溫低場(溫度298 K，工作頻率975 Hz)磁化率各向異性測試，測試結果使用Anisoft4.2軟件處理，測試結果見表1.

表1 徽成盆地樣品的常溫(RT)與低溫(LT)磁化率參數(shù)表Table 1 Magnetic susceptibility parameters of samples from the Huicheng Basin at room temperature (RT) and low temperature (LT)

巖石磁學實驗包括κ-T曲線、磁滯回線和三軸等溫退磁曲線分析等.κ-T曲線測試使用MFK1-FB配套的CS-4溫度-磁化率系統(tǒng)完成，樣品(200～300 mg)在氬氣環(huán)境下從常溫加熱至700 ℃并降回常溫，加熱和冷卻速率為14 ℃/min.磁滯回線使用MicroMag 3900振動磁力儀測試，單個樣品量200 mg，最大場強設置為1.5 T.三軸等溫剩磁實驗使用JR-6A旋轉磁力儀和IM-10-30脈沖磁力儀進行，測試中對樣品三個相互垂直的X、Y和Z軸分別施加三個強度逐漸減弱的脈沖磁場(2.1、0.4和0.15 T)，從而獲得三種不同成分的等溫剩磁，再對加場后的樣品進行系統(tǒng)的熱退磁，以獲得阻擋溫度譜.

3.3 低溫磁組構

絕大多數(shù)情況下，巖石中抗磁性和順磁性礦物遠比鐵磁性礦物占有更大的體積分數(shù)，且沉積巖的變質變形也主要體現(xiàn)為抗磁性礦物如石英、長石和順磁性礦物如粘土、云母等層狀硅酸鹽礦物的壓溶、旋轉、重結晶和變質結晶等.因此，相比含量極少的鐵磁性礦物，抗磁和順磁性礦物的變形更能直接體現(xiàn)巖石的應變特征.而陸源碎屑巖的磁化率主要由巖石中的順磁性和鐵磁性礦物貢獻，抗磁性礦物的貢獻可以忽略不計(Tarling and Hrouda, 1993).因此，磁組構分析中，增強或者分離巖石中的順磁性礦物組構就顯得非常重要.

根據(jù)Curie-Weiss定律，在液氮溫度(77K)條件下，順磁磁化率可以達到常溫下的約3.8倍(Cullity, 1972)，能放大巖石順磁性磁化率及其各向異性信號.因此，低溫磁組構方法是增強或分離巖石順磁組構的重要手段之一(Rochette and Fillion, 1988; Richter and Van Der Pluijm, 1994; Parés and Van Der Pluijm, 2002).然而，因為測試困難，低溫磁組構分析開展的相對較少，國內(nèi)尚未見有數(shù)據(jù)報道.已有的測試方法，如將樣品浸沒于液氮中，需要改造儀器，費時費力，面臨各種困難(Parés and Van Der Pluijm, 2014).

本文的低溫磁組構分析采用Issachar 等(2016)的實驗方法并適當改進.在理想情況下，能使順磁磁化率信號放大3.2倍左右.該方法對傳統(tǒng)的Kappabridge磁化率儀稍加改進即可進行測試，且樣品無需浸沒于液氮中，可在空氣中測試.測量前首先把樣品在液氮中浸泡30 min，之后拿出并把樣品用聚乙烯薄膜包裹好(圖3a)，防止樣品表面結冰與測量儀器粘連在一起，影響實驗測量和數(shù)據(jù)準確性.在測量好一個方向的磁化率后要把樣品再次浸泡在液氮中10 min，使溫度一直維持在77 K的同時給測量儀器一個恢復時間，防止線圈過度冷卻產(chǎn)生漂移影響實驗數(shù)據(jù).此外，為了防止線圈過冷，我們使用特氟龍棒加工成一個厚約1.5 mm的封底圓柱(圖3b)，將MFK1-FB磁化率儀的轉子部分和測量線圈隔離，并在實驗前多次測試，以獲得可靠的holder值.

4 測試結果

4.1 巖石磁學

圖4中4個代表性樣品的κ-T曲線特征顯示，升溫過程中樣品的磁化率始終保持較低的值，最大不超過30×10-8m3·kg-1；且400 ℃之前(18HC1為500 ℃)，樣品磁化率值隨溫度升高呈明顯的線性下降，這表明樣品內(nèi)的主要磁性礦物為順磁性礦物，并包含一定量的抗磁性礦物.此外，所有樣品的升溫曲線在560～580 ℃出現(xiàn)明顯的降低，表明樣品中存在少量磁鐵礦顆粒；至670 ℃左右磁化率值降為最低并無限趨近于X軸，說明少量赤鐵礦顆粒的存在.18HC2和18HC4兩個樣品出現(xiàn)了明顯的Hopkinson峰，表明這兩個樣品內(nèi)可能有相對較大的SD顆粒磁鐵礦(劉青松等, 2007).κ-T曲線還表明，升溫和降溫曲線不可逆，降溫曲線的磁化率值在580 ℃以后迅速增加，高于升溫曲線一個數(shù)量級或更高(圖4)，表明樣品在升溫過程中存在礦物相的轉化，生成了強磁性礦物，如粘土類礦物轉化為小顆粒磁鐵礦等.

圖3 改造卡帕橋磁化率系統(tǒng)的聚乙烯薄膜(a)和特氟龍薄管(b)組件Fig.3 Polyethylene film (a) and Teflon tube (b) modules for modification of Kappabridge magnetic susceptibility system

4個采樣點代表性樣品的磁滯回線圖(順磁校正前)呈直線狀，尤其是其中的18HC4-9和18HC1-25，這表明樣品內(nèi)的主要磁性礦物為順磁性礦物(圖5).經(jīng)順磁校正后，所有樣品均出現(xiàn)明顯的磁滯現(xiàn)象，表明除順磁性礦物外，樣品中同樣含有少量的鐵磁性礦物.多數(shù)樣品的磁滯回線表現(xiàn)為細腰型的曲線特點，矯頑力相對較低，可能以磁鐵礦等軟磁性組分為主；而樣品18HC2-33的矯頑力較高，可達250 mT左右，磁滯回線為粗腰型，且飽和磁化強度較低，表明樣品中可能含有赤鐵礦等硬磁性組分.

三軸等溫熱退磁曲線分析進一步揭示樣品中含有少量的鐵磁性礦物(圖6).X、Y和Z軸的IRM值多在580 ℃出現(xiàn)明顯的降低，最終在670 ℃左右降至最低并無限的接近X軸，這表明樣品中含有磁鐵礦和赤鐵礦組分.需要注意的是，相當部分樣品在600～630 ℃出現(xiàn)IRM值的明顯降低，這可能與加熱過程中多疇細粒磁鐵礦經(jīng)過高溫氧化形成了磁赤鐵礦和赤鐵礦有關(劉秀銘等, 2010).部分樣品，如18HC3-73和18HC4-28等在250～300 ℃間的IRM值波動可能表明樣品中含有少量磁赤鐵礦，加熱后轉變?yōu)槌噼F礦.一些樣品，如18HC1-19和18HC3-28的X軸IRM值在100～150 ℃間明顯降低，表明樣品中可能還含有少量的針鐵礦.

圖4 采樣點18HC1-4代表性樣品的κ-T升溫(上)和降溫(下)曲線Fig.4 κ-T heating (upper) and cooling (lower) curves of representative samples from 18HC1-4

圖5 采樣點18HC1-4代表性樣品順磁性校正前(上)和校正后(下)的磁滯回線圖Fig.5 Hysteresis loops of representative samples from 18HC1-4 before (upper) and after (lower) the paramagnetic correction

圖7 采樣點18HC1-4常溫(灰)與低溫(黑)磁化率參數(shù)Km, PJ和T直方圖Fig.7 Histograms of AMS parameter Km, PJ and T of 18HC1-4 at room (grey) and low (black) temperature

圖8 采樣點18HC1-4常溫(實心圓)與低溫(空心圓)Km-PJ圖Fig.8 Km-PJ diagrams of 18HC1-4 at room (solid) and low (open) temperature

圖9 采樣點18HC1-4常溫(實心圓)與低溫(空心圓)PJ-T圖Fig.9 PJ-T diagrams of 18HC1-4 at room (solid) and low (open) temperature

圖10 采樣點18HC1-4常溫(灰)與低溫(黑)Flinn圖解Fig.10 Flinn diagram of 18HC1-4 at room (grey) and low (black) temperature

圖11 采樣點18HC1-4(a)地理坐標下的常溫磁組構赤平投影和(b)古地理坐標下的常溫和低溫磁組構赤平投影.本文所有赤平投影均為施密特網(wǎng)等面積投影，等值線(陰影區(qū))為K1和K3軸的等密度圖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

圖12 犀牛江剖面樣品的地理(a)與古地理(b)坐標磁組構赤平投影Fig.12 Stereonet plots of samples from the Xiniujiang section in geographic (a) and paleogeographic (b) coordinate, respectively

圖13 采樣點18HC1-4樣品低溫和常溫磁組構參數(shù)關系圖Fig.13 Correlations between the room- and low temperature magnetic susceptibility parameter Km, PJ and T

圖14 不同沉積和構造環(huán)境下的磁組構成因及其最大和最小磁化率主軸赤平投影模式圖(a) 靜水環(huán)境； (b) 弱水動力環(huán)境； (c) 擠壓構造環(huán)境； (d) 伸展構造環(huán)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 常溫磁組構

4個采點18HC1-4的磁化率參數(shù)統(tǒng)計直方圖(圖7)顯示：(1)平均磁化率值(Km/SI)大多呈單峰分布，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之間形成峰值；18HC1和18HC4分別在(350，320)×10-6SI處形成峰值；18HC3的磁化率值相對較高，最高可達650×10-6SI，并在(350～450)×10-6SI之間形成峰值.(2)樣品PJ值一般小于1.08，均呈單峰分布，其中，18HC1和18HC4的峰值在1.02～1.03之間，而18HC2-3個別樣品的PJ值較高，大于1.0，且兩樣品峰值分別位于1.05和1.04左右.(3)樣品的T值普遍小于0.6.其中，18HC1樣品正值和負值基本相當，18HC2樣品正值較多，而18HC3-4呈較為明顯的雙峰分布，分別在0.3～0.4和-0.2～0.3處形成兩個峰值.

Km-PJ圖解顯示樣品的磁化率與PJ值并無明顯相關性(圖8)，只有18HC2采點可能有一個弱的線性正相關，即隨Km值增大，樣品PJ值稍有增大.PJ-T圖解顯示，隨PJ值增大，T值出現(xiàn)一個微弱的由負值向正值的轉變(圖9)，也即隨著磁化率橢球體各向異性度的增大，橢球體的形態(tài)從拉長型橢球向壓扁型橢球轉變.Flinn圖解(F-L圖，圖10)顯示，18HC1和18HC4樣品主要處于平面應變橢球體區(qū)域(K=1及其鄰近區(qū)域)，也即在不考慮體積變化的前提下，磁化率橢球體的形變主要體現(xiàn)在其XZ面上.而18HC2-3樣品分布范圍較大，從拉伸到壓扁區(qū)域都有.但需要注意的是，絕大多數(shù)樣品的變形強度不超過0.06.

18HC1-4四個采點的常溫磁組構(經(jīng)地層校正后的數(shù)據(jù))特征顯示(圖11)，磁線理較為集中，傾伏角較小，5°～10°，近水平，傾伏向NWW或SEE.其中，生長地層樣品18HC1的磁線理傾伏向稍有偏轉，傾伏向E或W.磁面理極點，也即最小磁化率軸K3的平均值大致位于赤平投影的基圓圓心附近，表明磁面理的平均值應與地層大致平行.但需要注意的是，磁面理極點(K3軸)分布并非完全集中于基圓圓心，尤其是生長地層樣品18HC1，呈部分環(huán)帶(partial girdle)分布.各采點的K2軸分布也相對集中，其等密度圖大致呈小圓環(huán)帶分布.

沿犀牛江剖面連續(xù)采集的盆地自底部到頂部的樣品(圖12，經(jīng)地層校正后)，磁線理也較為集中，傾伏角較小，5°～10°，近水平，傾伏向NWW或SEE.需要注意的是，有極少量樣品的磁線理傾伏向稍有偏轉，傾伏向NEE或SWW.絕大部分樣品的磁面理極點(K3軸)集中于基圓圓心附近，平均值大致與圓心重合.少量樣品的傾伏角較小，向基圓靠近.K3與K2軸數(shù)據(jù)一起，在赤平投影圖上呈大圓環(huán)帶(great circle)展布.

4.3 低溫磁組構

四個采點18HC1-4的低溫磁化率參數(shù)統(tǒng)計直方圖顯示：(1)平均磁化率值(Km/SI)大多呈單峰分布，磁化率值普遍高于500×10-6SI；僅18HC2的Km值較低，峰值位于300×10-6SI處；18HC1和18HC4大致在600×10-6SI處出現(xiàn)峰值；18HC3的磁化率值相對較高且分布范圍較大，最高可達850×10-6SI，并在650×10-6SI 處形成峰值.(2)樣品的PJ值一般小于1.11，均呈單峰分布.其中，18HC1和18HC4樣品的PJ值較低，均小于1.08，峰值分別位于1.06和1.05.18HC2-3部分樣品的PJ值較高，大于1.12，分別在1.07和1.05處形成峰值.(3)樣品的T值普遍小于0.9，正值樣品多于負值.18HC1-2和18HC4樣品明顯以正值為主，大致在0.3處形成峰值，而18HC3呈雙峰分布，峰值分別位于0.2和0.4處.

Km-PJ圖解顯示樣品的平均磁化率Km值與PJ值無明顯相關性(圖8).PJ-T圖解顯示，18HC2-3兩個采點樣品的PJ值與T值呈弱的正相關(圖9)，18HC4樣品的T值幾乎均為正值，也即普遍為壓扁型磁化率橢球.Flinn圖解也顯示，18HC4樣品基本位于K<1區(qū)域，對應壓扁型橢球(圖10).而18HC1-3樣品分布范圍較廣，從拉伸到平面應變再到壓扁區(qū)域都有，但仍需注意的是，多數(shù)樣品位于平面應變橢球體區(qū)域與壓扁區(qū)域.此外，絕大多數(shù)樣品的的變形強度均不超過0.06，18HC2變形強度相對較大，有少部分樣品介于1.06～1.08之間.

18HC1-4四個采點的低溫磁組構特征顯示(圖11)，磁線理分布集中且傾伏角較小，約為5°～10°，近水平，傾伏向SEE或NWW.18HC1的磁線理傾伏向稍有偏轉，傾伏向E或W，其平均傾伏向為90°.磁面理極點(即K3軸)的平均值大致位于赤平投影的基圓圓心，顯示磁面理的平均值應與地層基本平行.需要注意的是，除18HC4外，K3軸分布并非完全集中于基圓圓心，尤其是18HC1和18HC3，部分樣品的K3軸明顯呈部分環(huán)帶分布.所有采點的K2軸分布相對集中，其等密度圖大致呈小圓環(huán)帶分布.

5 討論

5.1 載磁礦物

巖石磁化率是巖石中所有礦物磁化率的總和，而不同礦物的磁化率差異很大，對巖石磁化率各向異性(磁組構)的貢獻也各不相同.部分礦物如電氣石、堇青石、針鐵礦和單疇磁(赤)鐵礦等更是具有反組構(inverse fabric，磁化率橢球體的K1軸平行于礦物晶體或形態(tài)的短軸)特征(Borradaile and Puumala, 1989; Rochette et al., 1992)，會對磁組構的解釋造成很大的影響.因此，查明巖石磁化率及其各向異性的來源和成因，是磁組構分析的重要前提之一.

通常認為，平均磁化率低于500×10-6SI的樣品，其主要載磁礦物是順磁性礦物(Tarling and Hrouda, 1993；Li et al.，2020).徽成盆地18HC1-4和犀牛江連續(xù)剖面常溫下的平均磁化率分別為244.7×10-6SI和365.1×10-6SI，均低于500×10-6SI(表1—2)，表明樣品磁化率各向異性主要由順磁性礦物引起.此外，順磁性礦物的磁化率符合Curie-Weiss定律，隨溫度的降低其磁化率會顯著升高(Richter and Van Der Pluijm, 1994).徽成盆地18HC1-4樣品的低溫磁化率明顯高于常溫(圖13)，至少是常溫的1.5倍以上.在樣品18HC1和18HC4(分別為1.8和1.9倍)中，二者更是呈明顯的線性關系(圖13)，這些都表明樣品內(nèi)順磁性礦物為主的特點.

然而，與順磁性礦物在低溫下Km值升高約3.8倍(本文方法3.2倍)不同，徽成盆地樣品最高升高約為2.3倍，與前人所做紅層樣品普遍升高2倍左右基本類似(Oliva-Urcia et al., 2010; Issachar et al., 2016)，表明樣品磁化率尚有部分鐵磁性礦物的貢獻.各種巖石磁學實驗的結果也表明，除順磁性礦物外，絕大多數(shù)樣品中含有少量磁鐵礦和赤鐵礦等鐵磁性組分，甚至還包含了少量針鐵礦的信號.不過，用磁滯回線擬合的高場(相當于順磁磁化率)和低場磁化率的比值(Ferréet al., 2004)表明，順磁磁化率占比仍在70%～80%(表2)，即鐵磁性礦物對磁化率各向異性的貢獻很低.

5.2 磁組構成因

一般來說，未強烈變質的細粒沉積巖內(nèi)的順磁性礦物主要是各種層狀硅酸鹽類，如綠泥石和粘土礦物等，也即徽成盆地樣品的磁組構主要反映了這些礦物在樣品中的含量、分布和變形特征等.對它們來說，其單礦物磁化率橢球體的K3軸平行于礦物晶體或礦物顆粒的短軸，而其長軸與顆粒的排列或變形密切相關(Tarling and Hrouda, 1993).在靜水環(huán)境下，層狀硅酸鹽礦物平行于沉積巖層面沉積，因此K3軸垂直于層面，K1軸則因為顆粒的隨機排列而不會呈現(xiàn)優(yōu)選定向(圖14a)；在弱流水環(huán)境下，水動力一般會驅動層狀硅酸鹽礦物疊瓦狀排列，造成K3軸略微偏離基圓圓心，而K1軸則因顆粒隨水流方向定向排列而呈現(xiàn)優(yōu)選方位.從統(tǒng)計規(guī)律來看，古流向往往在一個扇形區(qū)域內(nèi)波動(圖14b).

表2 采樣點18HC1-4代表性樣品中順磁性組分的占比Table 2 Contribution of paramagnetic components to the representative samples from 18HC1-4

徽成盆地樣品主要為湖相、漫灘相的泥巖等弱水動力環(huán)境下的細粒沉積巖，在野外露頭上未見到古流向相關沉積構造，因此磁線理反映古流向的可能性較小.此外，沿犀牛江剖面自底到頂連續(xù)采集的樣品，盡管時間跨度很大，但其磁線理始終保持NWW-SEE向分布(圖12)，顯然也表明盆地沉積物記錄的磁線理不會是由古流向造成的.經(jīng)地層校正后的磁組構赤平投影特征顯示，絕大部分采點的K3軸相對集中在基圓圓心附近，或呈部分環(huán)帶分布(18HC1)，K1軸向NWW或SEE低角度傾伏、集中并形成很好的優(yōu)勢方位，這與古流向的組構特征完全不同(圖14)，但與前人所定義的初始變形組構或鉛筆構造基本一致(Parés et al., 1999).

弱變形細粒沉積物記錄的初始變形組構一般有如下特征(圖14c—14d)：擠壓背景下，磁線理垂直于最大主應力σ1，平行于地層走向(Cifelli et al., 2009; Soto et al., 2009, 2016)；伸展背景下，磁線理平行于最小主應力σ3，并與盆地內(nèi)的伸展構造如正斷層、張節(jié)理等垂直或斜交(Faccenna et al., 2002).徽成盆地連續(xù)剖面以及18HC1-4采點的磁線理傾伏向與采點的(同沉積)正斷層走向(與地層走向基本一致)大角度相交或垂直(圖2，圖11a)，顯示出伸展背景下的初始磁組構特征.Cifelli 等(2004, 2005)根據(jù)伸展盆地內(nèi)正斷層相關褶皺(Schlische, 1995)的概念，結合磁組構樣品的中子衍射分析，提出一種微觀尺度上平行于伸展方向的“皺紋線理”模式來解釋磁線理的成因(圖14d).沉積巖內(nèi)的層狀硅酸鹽礦物旋轉、褶皺形成共軸線(common axis，平行于拉伸方向)，磁線理反映了共軸線的優(yōu)勢方位，磁面理總體與地層平行或略有偏離，隨變形增強，K3軸出現(xiàn)部分環(huán)帶或大圓環(huán)帶分布.

此外，徽成盆地的野外觀察也未在露頭上見到鉛筆構造或者劈理等透入性變形.因此我們認為，徽成盆地的磁組構主要應為伸展構造背景下的初始變形組構，盆地反轉變形過程中，擠壓褶皺等構造活動對其影響很小.

5.3 低溫磁組構

除平均磁化率值Km明顯升高外，低溫磁化率各向異性度PJ值也有較大幅度的提高(圖7，圖13)，這與樣品磁化率主要由順磁性礦物控制有關.隨著順磁性信號的增強，PJ值也主要反映順磁性礦物及其分布、變形特征所引起的各向異性度變化.T值變化并不是很大，18HC1基本與常溫磁組構相同，18HC4值略有升高，磁化率橢球形態(tài)偏向扁球體區(qū)域.

低溫磁組構赤平投影圖與常溫磁組構相比，磁化率橢球體各軸的集中程度明顯提高，僅18HC3變化相對較小.磁面理(K3軸)明顯向赤平投影圖的基圓圓心集中，如18HC2和18HC4中原本較多的離散點在低溫下基本靠近圓心，可能與低溫條件下提高了順磁性信號，相對抑制了容易產(chǎn)生異常組構的針鐵礦等鐵磁性礦物信號有關.此外，低溫磁線理的優(yōu)勢方位和集中程度也更好一些，這在18HC2采點體現(xiàn)的較為明顯.這些特征也進一步表明，樣品磁組構為初始變形組構，磁組構的形成與順磁性礦物的分布和變形密切相關.

對絕大多數(shù)巖石來說，順磁性礦物都是其體積分數(shù)最大、最為重要的組成部分.巖石變形和內(nèi)部組構也主要由順磁性礦物的變形引起.而且，傳統(tǒng)的巖石組構手段，如形態(tài)組構(SPO)、礦物晶體光學組構(EBSD和費氏臺方法)等實際上也都是針對順磁性礦物開發(fā)的.因此，若能進一步提高低溫磁組構的測試效率，磁組構方法能更有效的反映巖石變形和巖石組構，其結果可直接與其他礦物組構方法相對比.

5.4 區(qū)域地質意義

碰撞造山后的晚侏羅世至早白堊世，華南和華北板塊再次大規(guī)模陸內(nèi)匯聚，秦嶺造山帶陸內(nèi)造山(董樹文等, 2008; 梁文天, 2009).此時，造山帶內(nèi)強烈擠壓變形，逆沖推覆構造疊加在先期碰撞造山構造之上，在造山帶前陸區(qū)域則形成如南大巴山等前陸推覆構造帶(董云鵬等, 2008; 董樹文等, 2010).一些研究認為，陸內(nèi)造山過程中，秦嶺造山帶內(nèi)不同塊體側向逃逸導致一系列走滑構造的形成，如在徽成盆地地區(qū)形成大規(guī)模的NEE向文縣—太白走滑斷裂系(梁文天, 2009; 李瑋等, 2013)，徽成盆地的形成與這些斷裂系相關.而徽成盆地內(nèi)NNW向的初始磁線理大致揭示出盆地發(fā)育時期NNW-SEE向的區(qū)域伸展應力場，這與野外同沉積正斷層的發(fā)育以及最近的一些古應力統(tǒng)計結果一致(李韶凱等, 2019).這一結果表明，控制徽成盆地發(fā)育的文縣—太白斷裂帶具有左行走滑伸展的構造屬性，甚至以伸展為主，兼具左行走滑.此外，走滑伸展盆地內(nèi)初始磁組構的發(fā)育顯然受控于盆內(nèi)的次級伸展構造，磁線理走向與正斷層大致垂直，但與控盆的文縣—太白斷裂帶呈銳夾角.

6 結論

秦嶺造山帶白堊紀徽成盆地野外構造觀察，細粒沉積物的巖石磁學及常溫和低溫磁組構分析表明：

(1)徽成盆地白堊紀地層內(nèi)發(fā)育了大量NNE向露頭尺度的正斷層，鄰近斷層局部區(qū)域可見生長地層，表明了成盆期NWW向的伸展作用.

(2)盆地內(nèi)細粒沉積物的磁化率總體較低，主要由順磁性層狀硅酸鹽礦物控制，但也含有少量的磁鐵礦和赤鐵礦等鐵磁性礦物的貢獻.

(3)樣品的常溫磁化率各向異性度PJ值較小，一般小于1.1；而T值特征表明拉長和壓扁型磁化率橢球體在樣品中都較為普遍.低溫條件下，PJ值略有升高，但低于1.13，除個別樣品外，低溫對磁化率橢球體形態(tài)影響不大.

(4)常溫和低溫磁組構都表明，徽成盆地白堊紀地層內(nèi)透入性的發(fā)育了NWW-SEE向的磁線理，并顯示出初始變形組構的特征；結合盆內(nèi)斷層分析認為，徽成盆地發(fā)育時區(qū)域內(nèi)以NWW-SEE向拉張為主.

(5)與常溫磁組構相比，低溫磁組構顯著提高了順磁性組構的信號，加強了磁組構的優(yōu)勢方位；盡管徽成盆地白堊紀地層經(jīng)歷多期次構造變形，但它仍可靠的記錄了盆地發(fā)育早期階段的巖石組構，為解析盆地構造屬性提供了重要信息.

致謝感謝三位審稿人為本文提供了寶貴的建設性評審意見，在此基礎上對原稿進行了詳細的修改，使本文質量得到了顯著提升.