一種雁行石英脈體的形成及構造意義

張 進 李巖峰 肖文霞

1)中國地質科學院地質研究所，北京 100037

2)中國地震搜救中心，北京 100049

3)東方地球物理公司長慶分院，西安 710021

0 引言

雁行脈體的形態和形成機制一直是中小構造分析的重要內容(Reoring，1968;Hancock，1972;Ramsay et al.，1987;Smith，1995，1996a，1996b，1997，1999;Srivastava，2000)，它們不僅能夠指示區域構造變形(Hancock，1972，1985;Richard et al.，1983;Rothery，1988)，也可以反映巖石變形機制以及斷層的發展過程(Hancock，1972;Pollard et al.，1982;Olson et al.，1991;Mazzoli et al.，2003)，而且還是重要的容礦構造(何紹勛等，1988;Laing，2004)。20世紀80年代，雁行脈體的成因及其構造意義也為中國許多學者所關注，取得了很多認識(宋鴻林，1983;吉讓壽，1985;何紹勛等，1988)。

目前有關雁行脈的形成有不同觀點，但都與斷層或破裂的擴展有關，Ramsay等(1983)認為雁行脈體以及它們獨特的“S”型形態是巖石在脆韌條件下，由簡單剪切造成(vein-rotation model)，屬于Ⅰ型;而Olson等(1991)和Nicholson等(1985)則認為雁行“S”型脈體的形成可以不由簡單剪切作用形成(bridge-rotation model)，是Ⅰ型主斷層末端的應變分解產物。還有一些學者認為一部分雁行脈體形成于剪切破裂中(Smith，1996a，1999)，屬于Ⅱ型。走滑斷裂及其端部的變形一直是構造領域的研究熱點，幾近100年的歷史(Riedel，1929;Sylvester，1988;Wood-cock etal.， 1994;Kim etal.， 2003;Cunningham et al.，2007)，其中也不乏中國學者的工作(馬宗晉等，1965;Deng et al.，1986)。目前對走滑斷裂是通過什么機制擴展以及不同次級剪切面的形成受什么因素控制還存在爭論。例如馬宗晉等(1965)在對各種節理的研究中，對剪節理的定義和描述實質就是Ridel實驗中的次級剪切面，他們注意到了不同次級剪切面形成的先后和發育程度問題，但該問題直到目前還沒有解決。有關走滑斷裂端部的變形總體分為4個類型(圖1)，多數研究認為走滑斷層的擴展是通過斷層端部形成一系列平行區域最大主壓應力方向的張性脈(wing cracks)(Ⅰ型)進行的(圖1a，Fossen，2010)，但也有不少學者發現Ⅱ型破裂也是重要的擴展方式(圖1d;Petit，1988;McGrath et al.，1995)，其中就不乏雁行脈體的形成(McGrath et al.，1995)，但現在對這些Ⅱ型破裂有關的雁行脈體如何生長、脈體的運動學性質以及脈體之間巖橋區變形的討論和報道還不多。

此外，雁行脈體是如何在縱向(平行脈體的走向)與橫向(平行脈體中心連線走向)上發育也存在不同的意見(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Smith，1999)。

我們在位于寧夏中部的牛首山奧陶系砂巖中發現了一組石英脈體(圖2)，它們的內部特征一方面可以指示脈體的生長過程和方式以及可能的變形機制，進而區分上述不同的觀點，另一方面也可能代表著一種走滑斷層端部的變形方式。

圖1 走滑斷層端部變形方式(據Fossen，2010)Fig.1 Minor fractures at the termination of strike-slip faults(after Fossen，2010).

1 地質背景

牛首山位于北祁連走廊過渡帶的東緣，新生代銀川地塹的南端。山體主要由奧陶紀米缽山組雜砂巖組成，夾滑塌堆積(寧夏回族自治區地質礦產局，1996;張進等，2007)。山體位于早古生代北祁連造山帶的前陸變形帶內，泥盆系角度不整合覆蓋在奧陶系之上(寧夏回族自治區地質礦產局，1996;張進等，2003，2007)。中生代向東逆沖于鄂爾多斯盆地之上(楊俊杰等，1990;Liu，1998)。新生代本區由于青藏高原向外生長的影響，逆沖與走滑構造發育(國家地震局地質研究所，1990)。本文所研究的石英脈體就發育在牛首山東坡沙壩溝奧陶系米缽山組中厚層砂巖中(圖2)。

2 雁行脈體特征

在平行層面上，這個雁行石英脈體向西長度減小，厚度變大，而向東逐漸變長，但厚度變小(圖2)。剖面上，石英脈很快向地層邊界收斂，呈楔型，并垂直于層理，露頭上的截面代表了脈體的真實形態。在雁行脈的西部，單個脈體呈現比較明顯的“S”型，向東則越來越平直(圖2)，同時，東部的一些脈體也是由一些次一級的雁行脈體所構成(見下)。整個露頭上的脈體在橫向(EW向)和縱向(SN向)上均表現出雁行的特點(圖2)。這2種雁行分布可能代表了不同的形成機制，反映一些獨特的巖石變形機制(見后討論)。

圖2 牛首山東坡中奧陶統砂巖中的雁行石英脈及圖3，4位置Fig.2 An en-echelon quartz vein array in sandstones of the Miboshan formation in the eastern foothill of the Niushoushan Range，and locations for Figs.3，4.

在露頭的最西段，可見到許多無規則分布的石英脈體(圖2中白色箭頭處)，脈體的長度最小，這些脈體的分布是由許多小斷層切割并旋轉的緣故，并發生了比較明顯的褶皺。向東則逐漸出現“S”型分布的石英脈體(圖2、圖3a、圖4a)。在這些脈體上還分出次級脈體(圖3a、圖4a)，這些與Ramsay等(1983)所描述的在脆韌性條件下由遞進簡單剪切形成的脈體有一定的類似，但不完全相同。一方面這些脈體長度差異很大，越靠近東側脈體向上切割早期近EW向黃褐色碎裂巖帶的位置越高(圖4 a中白色箭頭)，另一方面，根據野外特征判斷，這些具備相似特征的脈體(非S型脈體)的生長不是同時形成，而是自西向東越來越新。而根據Smith(1999)定義的脈體之間巖橋區變形的視應變(em)與理論計算的應變(er)之間的關系(圖5)，圖3a、圖4a中這些石英脈體之間的巖橋變形基本位于巖橋厚度不變至稍微減薄的區域(圖5 c中的方塊)。同時這些脈體向上還左行切割早期碎裂巖帶(圖4 a中的白色箭頭)，而且在東側的其他脈體上也表現出左行剪切的特征(圖3 b—h、圖4b—h)，而且有的碎裂巖帶明顯褶皺(圖3f、圖4f)。這些表明石英脈體是在剪切控制下形成的，因而不完全等同于張性條件下形成的脈體(Ramsay et al.，1983)。

東側單個脈體長度變長，間距逐漸變大(圖2)。這些脈體又由更小的雁行脈組成(圖3c—g、圖4c—g)，與西側雁行脈體不同，這些小脈體之間重疊部分很小，在小脈體的兩端均出現向外延伸的對稱的刺狀脈(horn)(圖3c—f、圖4c—f)，表面上這些脈體的形態類似于由張性主斷層末端分解形成的脈體(Nicholson et al.，1985)，但它們之間存在一定的差異，這些刺狀脈并不像一些研究中預測的向對面脈體延伸出來的刺狀脈彎曲(Olson et al.，1991)，而是彼此近于平行，甚至彼此向相反的方向發展(圖4 c，e白色箭頭處)。

圖3c—g、圖4c—g顯示早期的碎裂巖帶一般呈現黃褐色，它們垂直層理，厚度一般為0.5～10cm，多數厚度為0.5～2cm，間隔一般在5～10cm，部分較密集，間隔0.5～1.5cm。另一些碎裂巖帶分布沒有規律性，為穿插平行分布的碎裂巖。在這些碎裂巖帶中，很多在中心位置發育石英脈體，脈體厚度很小，甚至不易觀察，它們表觀暗淡，是包含了一些碎裂巖細小碎塊的緣故(圖4 d白色箭頭處)。這些脈體可能是碎裂巖帶在后期再活動形成斷裂的產物。嚴格意義上，此類由石英脈充填的早期碎裂巖屬于斷層角礫巖，但為了描述的方便，下文統稱碎裂巖。這些早期的構造可以成為研究脈體之間巖橋變形的重要標志物。而且，這些早期構造還可顯示出它們如何控制后期石英脈體的生長，為研究早期構造與晚期構造之間的關系提供有用的信息。以往的研究中由于缺少標志物，對巖橋區的變形還存在不同的認識(Nicholson et al.，1985;Smith，1999，2000;Nicholson，1991，2000)。

圖3c、圖4c巖橋區中有一條自左上向右下延伸的碎裂巖帶，并被2個脈體左行切割，在巖橋區的一段則發生了褶皺(黑色箭頭處)。從碎裂巖帶的產狀可以看出，該褶皺是巖橋區橫彎作用派生的局部擠壓應力導致了早期構造的褶皺。圖3d、圖4d中有一條碎裂巖帶穿過巖橋區，該巖帶在巖橋區發生了明顯的減薄作用，在巖橋區外的碎裂巖帶中央存在一層色澤較暗的石英脈(圖4 d中白色箭頭處)，但在巖橋區則不發育。我們認為這是在巖橋變形中，石英成分沿著碎裂巖帶已遷移出去，但碎裂巖帶還保持連續，呈現出一定程度的宏觀韌性變形特征。根據石英脈尖端的形態可以推測巖橋區的變形。由于相向生長的2個石英脈的尖端相互背離向外生長，而不是相互接近，可見每個石英脈的尖端產生的局部應力場是相互排斥的，而且脈體尖端應力也相對較小，這種局部應力場導致巖橋區發生了橫彎作用(圖6)，并導致沿著碎裂巖帶產生左行剪切運動(圖3d、圖4d)。em與er之間的關系也表明巖橋區發生了一定程度的減薄作用(圖5 c中的圓點)。橫彎作用一直是前人認為的巖橋區主要變形方式(Nicholson et al.，1985)，但韌性變形以及所派生的剪切運動以往還沒有報道。同樣，在圖3f、圖4f中類似的現象也表現明顯。還可以看出，雖然整個巖橋區是橫彎作用，但對于其中的碎裂巖帶，縱彎作用也不能忽視，此外沿著脈體的左行走滑對巖橋區內早期構造的變形也起到了一定作用，它造成了碎裂巖帶發生拖拽現象，使得巖橋區的碎裂巖被“撕裂”。因此就從這組石英脈體來說，巖橋區的變形是比較多樣的，一方面巖橋區的不均一性，另一方面沿著脈體的走滑運動使得橫彎作用復雜化。Nicholson(1991，2000)認為巖橋區不存在韌性變形，但也不能絕對化。

雁行石英巖脈的階段性生長在露頭上也有表現(圖3d—g、圖4d—g)，早期的碎裂巖對它們起了重要的作用。以往有研究集中討論了不均一構造與主壓應力平行的條件下的脈體形成規律(Olson et al.，1991)，而當早期構造與構造應力(remote tectonic stress)不平行時，脈體如何形成還未見報道。從圖3d、圖4d上可以看出，早期的碎裂巖帶控制了小雁行脈體的長度，單個小脈體往往受限于碎裂巖帶之間(圖3e、圖4e)，而次級小脈體的側向擴展有時也是以兩碎裂巖帶之間的距離為單位(圖4 g中的①②)。圖3e、圖4e顯示巖脈的生長是雙向的，而圖3d—g、圖4d—g中顯示，巖脈的側向擴展是通過巖脈尖端的刺狀脈不斷向巖橋區擴展，使得巖橋區逐漸破碎并最終成為脈體中的捕虜體(圖4 d，f，g中的黑色箭頭)。根據這些捕虜體的產狀以及脈體不同擴展階段石英色澤的不同以及由早期石英“結合線”(seam)所圍限的楔型體，可以區分脈體的生長階段。同時還可以發現這些脈體的擴展是突發性的，這意味著巖橋區的破裂發生在先，而脈體充填在后。

圖3 雁行石英脈體不同部分的變形特征Fig.3 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array.

圖4 雁行石英脈體不同部分的變形特征(圖3解釋)Fig.4 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array(interpretation of Fig.3).

圖5 雁行脈體巖橋區變形參數與特征(a，b)(據Smith，1999)，牛首山石英脈巖橋參數投影(c)Fig.5 Deformation parameters and characteristics of the rock bridge of the en-echelon quartz vein array(a and b)(after Smith，1999)，c is the projection of the parameters of the rock bridges of this study.

3 討論與結論

綜上所述，雁行石英脈體既具有張性斷裂控制下脈體的一些特點，還具有其自身的特點。下面討論導致這些特點的原因。

3.1 巖石的不均一性

許多研究都認為巖石不均一性在雁行脈的形成中至關重要，它們往往控制了巖脈的發育位置，并主導了巖脈后期變形(Olson et al.，1991;Smith，2000)。本研究中也發現早期構造控制了上述脈體中次級小脈體的長度(甚至擴展長度和方向)。在一些位置，巖脈的刺狀脈發生偏轉與早期構造連為一體(圖4 c白色箭頭)，并導致這些早期碎裂巖帶發生左行走滑運動(圖4 c白色箭頭，圖3h、圖4h)，這說明早期巖石中的結構面對后期雁行脈的生長起到了控制作用。

3.2 脈體之間巖橋區的變形機制

圖6 巖橋區橫彎作用應力分布示意圖Fig.6 Mode of the bending of the rock bridge between two veins and distribution of stress in the rock bridge.

Ramsay等(1983)的脆韌性剪切變形中“S”型脈體的成因獲得廣泛共識。但在脆性環境下，“S”型脈體的形成往往不具有類似的特點(如脈體與剪切帶之間的角度以及剪切應變等)，一些學者認為“S”形脈體的形成是由于脈體之間的巖橋發生旋轉變形，巖橋經歷橫彎作用(Bending)產生新的空間，由脈體充填而成(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991)。該認識不承認存在脈體的剪切成因，也不認為巖橋可以發生韌性變形和褶皺(Nicholson，2000)。然而，Smith(1999)理論推測韌性變形也可以發生，并造成巖橋區的減薄(圖5)，由于缺少明顯的證據，遭到Nicholson(2000)置疑。Smith(1999，2000)認為，由于在巖橋區沒有明顯的標志物，會造成對巖橋區變形的不同認識。在沙壩溝的脈體發育過程中，由于巖橋區發育了早期碎裂巖帶，這為我們識別巖橋區的變形提供了少有的機會。前面的描述中可以發現，在巖橋變形過程中會出現韌性變形(圖3d、圖4d)。同樣，在圖3f和圖4f中也可以發現巖橋區的碎裂巖帶發生了明顯的褶皺變形。

3.3 單個脈體的成因

早期研究認為，雁行脈體序列與各脈體之間的不同角度代表了不同的形成機制(Hancock，1972，1985)。然而近來的研究發現，在同一露頭區同期變形中就存在不同角度的脈體系列(Smith，1995)。近年來的研究多數認為脈體屬于張性破裂(Ⅰ型)，脈體尖端平行于局部主壓應力(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Pollard et al.，1982;何紹勛等，1988;Olson et al.，1991)。Ramsay等(1983)認為在脆-韌性剪切中的脈體也屬于張性。沙壩溝單個石英脈體的發育表明，它們是在剪切控制下形成，每條脈體上均表現出明顯的左行走滑現象(圖3a—h、圖4a—h)，由于標志體(早期碎裂巖)與脈體之間存在不同的角度，因此這些視剪切也可能僅僅是假象。但在圖3f和圖4f中可以看出，早期的碎裂巖帶被脈體切割后，表現出明顯的拖拽現象，而且這些脈體還派生出次級R剪切，因此這些脈體上的左行剪切不是視覺假象，而屬于Ⅱ型破裂。

3.4 整個脈體系列的成因

我們所研究的脈體是自西向東逐漸發育，單個脈體均是剪切成因，而且最西端變形最為復雜，變形自西向東逐漸變弱。前面已經否定這些脈體是由主斷裂末端分解產物的成因。目前有2種環境能形成上述特征的脈體。一是存在一系列的先存剪切斷裂，這些斷裂的活動形成雁行分布的具有“S”型脈體(圖7 b)(Smith，1996a);另一種是形成于斷層(逆沖或走滑斷裂)擴展前端斷裂破碎帶中(fault tip damage zone)(圖 7a、圖 1d)(McGrath et al.，1995;Kim et al.，2003)。由于本研究中的這些脈體是由次級脈體側向上擴展聯合而成，不存在早期走滑斷裂條件。而第2個模型中(圖1d)，從斷層端點向外，破碎帶呈一個楔體，剪切脈體均發育在這個區域中(Kim et al.，2003)，該楔型破碎帶是被主斷層的P和R次級剪切面所圍限的區域(圖7a)。在這個楔型體中會出現剪切型的脈體，如反向剪切破裂(脈體)，即R′剪切面，本文中的脈體即屬于此類，該模型中的變形也是由斷層端點向外逐漸減弱。Kim等(2003)將其歸納為Ⅱ型斷裂前端的斷層破碎帶模式，Petit(1988)也證明了這種走滑斷裂端部變形的存在，而一些走滑斷層端部的地震活動同樣指示出這種變形(Kilb et al.，2002)。我們傾向第2種認識，即露頭西側可能的右行走滑斷層造成了上述石英脈體的形成，但遺憾的是由于露頭西側為第四紀殘坡積所覆蓋，沒有直接證據。而近年來由于高速公路的修建，該露頭已經不復存在。

圖7 斷層擴展前端斷層破碎帶(McGrath et al.，1995)(a)，剪切斷裂控制下的“S”型雁行脈體(Smith，1996a)(b)Fig.7 Fault-tip damage zone at the end of a strike-slip fault(McGrath et al.，1995)(a)，“S”type en-echelon quartz vein array controlled by shear faults(Smith，1996a)(b).

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