张 进 李岩峰 肖文霞

1)中国地质科学院地质研究所，北京 100037

2)中国地震搜救中心，北京 100049

3)东方地球物理公司长庆分院，西安 710021

0 引言

雁行脉体的形态和形成机制一直是中小构造分析的重要内容(Reoring，1968;Hancock，1972;Ramsay et al.，1987;Smith，1995，1996a，1996b，1997，1999;Srivastava，2000)，它们不仅能够指示区域构造变形(Hancock，1972，1985;Richard et al.，1983;Rothery，1988)，也可以反映岩石变形机制以及断层的发展过程(Hancock，1972;Pollard et al.，1982;Olson et al.，1991;Mazzoli et al.，2003)，而且还是重要的容矿构造(何绍勋等，1988;Laing，2004)。20世纪80年代，雁行脉体的成因及其构造意义也为中国许多学者所关注，取得了很多认识(宋鸿林，1983;吉让寿，1985;何绍勋等，1988)。

目前有关雁行脉的形成有不同观点，但都与断层或破裂的扩展有关，Ramsay等(1983)认为雁行脉体以及它们独特的“S”型形态是岩石在脆韧条件下，由简单剪切造成(vein-rotation model)，属于Ⅰ型;而Olson等(1991)和Nicholson等(1985)则认为雁行“S”型脉体的形成可以不由简单剪切作用形成(bridge-rotation model)，是Ⅰ型主断层末端的应变分解产物。还有一些学者认为一部分雁行脉体形成于剪切破裂中(Smith，1996a，1999)，属于Ⅱ型。走滑断裂及其端部的变形一直是构造领域的研究热点，几近100年的历史(Riedel，1929;Sylvester，1988;Wood-cock etal.， 1994;Kim etal.， 2003;Cunningham et al.，2007)，其中也不乏中国学者的工作(马宗晋等，1965;Deng et al.，1986)。目前对走滑断裂是通过什么机制扩展以及不同次级剪切面的形成受什么因素控制还存在争论。例如马宗晋等(1965)在对各种节理的研究中，对剪节理的定义和描述实质就是Ridel实验中的次级剪切面，他们注意到了不同次级剪切面形成的先后和发育程度问题，但该问题直到目前还没有解决。有关走滑断裂端部的变形总体分为4个类型(图1)，多数研究认为走滑断层的扩展是通过断层端部形成一系列平行区域最大主压应力方向的张性脉(wing cracks)(Ⅰ型)进行的(图1a，Fossen，2010)，但也有不少学者发现Ⅱ型破裂也是重要的扩展方式(图1d;Petit，1988;McGrath et al.，1995)，其中就不乏雁行脉体的形成(McGrath et al.，1995)，但现在对这些Ⅱ型破裂有关的雁行脉体如何生长、脉体的运动学性质以及脉体之间岩桥区变形的讨论和报道还不多。

此外，雁行脉体是如何在纵向(平行脉体的走向)与横向(平行脉体中心连线走向)上发育也存在不同的意见(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Smith，1999)。

我们在位于宁夏中部的牛首山奥陶系砂岩中发现了一组石英脉体(图2)，它们的内部特征一方面可以指示脉体的生长过程和方式以及可能的变形机制，进而区分上述不同的观点，另一方面也可能代表着一种走滑断层端部的变形方式。

图1 走滑断层端部变形方式(据Fossen，2010)Fig.1 Minor fractures at the termination of strike-slip faults(after Fossen，2010).

1 地质背景

牛首山位于北祁连走廊过渡带的东缘，新生代银川地堑的南端。山体主要由奥陶纪米钵山组杂砂岩组成，夹滑塌堆积(宁夏回族自治区地质矿产局，1996;张进等，2007)。山体位于早古生代北祁连造山带的前陆变形带内，泥盆系角度不整合覆盖在奥陶系之上(宁夏回族自治区地质矿产局，1996;张进等，2003，2007)。中生代向东逆冲于鄂尔多斯盆地之上(杨俊杰等，1990;Liu，1998)。新生代本区由于青藏高原向外生长的影响，逆冲与走滑构造发育(国家地震局地质研究所，1990)。本文所研究的石英脉体就发育在牛首山东坡沙坝沟奥陶系米钵山组中厚层砂岩中(图2)。

2 雁行脉体特征

在平行层面上，这个雁行石英脉体向西长度减小，厚度变大，而向东逐渐变长，但厚度变小(图2)。剖面上，石英脉很快向地层边界收敛，呈楔型，并垂直于层理，露头上的截面代表了脉体的真实形态。在雁行脉的西部，单个脉体呈现比较明显的“S”型，向东则越来越平直(图2)，同时，东部的一些脉体也是由一些次一级的雁行脉体所构成(见下)。整个露头上的脉体在横向(EW向)和纵向(SN向)上均表现出雁行的特点(图2)。这2种雁行分布可能代表了不同的形成机制，反映一些独特的岩石变形机制(见后讨论)。

图2 牛首山东坡中奥陶统砂岩中的雁行石英脉及图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.

在露头的最西段，可见到许多无规则分布的石英脉体(图2中白色箭头处)，脉体的长度最小，这些脉体的分布是由许多小断层切割并旋转的缘故，并发生了比较明显的褶皱。向东则逐渐出现“S”型分布的石英脉体(图2、图3a、图4a)。在这些脉体上还分出次级脉体(图3a、图4a)，这些与Ramsay等(1983)所描述的在脆韧性条件下由递进简单剪切形成的脉体有一定的类似，但不完全相同。一方面这些脉体长度差异很大，越靠近东侧脉体向上切割早期近EW向黄褐色碎裂岩带的位置越高(图4 a中白色箭头)，另一方面，根据野外特征判断，这些具备相似特征的脉体(非S型脉体)的生长不是同时形成，而是自西向东越来越新。而根据Smith(1999)定义的脉体之间岩桥区变形的视应变(em)与理论计算的应变(er)之间的关系(图5)，图3a、图4a中这些石英脉体之间的岩桥变形基本位于岩桥厚度不变至稍微减薄的区域(图5 c中的方块)。同时这些脉体向上还左行切割早期碎裂岩带(图4 a中的白色箭头)，而且在东侧的其他脉体上也表现出左行剪切的特征(图3 b—h、图4b—h)，而且有的碎裂岩带明显褶皱(图3f、图4f)。这些表明石英脉体是在剪切控制下形成的，因而不完全等同于张性条件下形成的脉体(Ramsay et al.，1983)。

东侧单个脉体长度变长，间距逐渐变大(图2)。这些脉体又由更小的雁行脉组成(图3c—g、图4c—g)，与西侧雁行脉体不同，这些小脉体之间重叠部分很小，在小脉体的两端均出现向外延伸的对称的刺状脉(horn)(图3c—f、图4c—f)，表面上这些脉体的形态类似于由张性主断层末端分解形成的脉体(Nicholson et al.，1985)，但它们之间存在一定的差异，这些刺状脉并不像一些研究中预测的向对面脉体延伸出来的刺状脉弯曲(Olson et al.，1991)，而是彼此近于平行，甚至彼此向相反的方向发展(图4 c，e白色箭头处)。

图3c—g、图4c—g显示早期的碎裂岩带一般呈现黄褐色，它们垂直层理，厚度一般为0.5～10cm，多数厚度为0.5～2cm，间隔一般在5～10cm，部分较密集，间隔0.5～1.5cm。另一些碎裂岩带分布没有规律性，为穿插平行分布的碎裂岩。在这些碎裂岩带中，很多在中心位置发育石英脉体，脉体厚度很小，甚至不易观察，它们表观暗淡，是包含了一些碎裂岩细小碎块的缘故(图4 d白色箭头处)。这些脉体可能是碎裂岩带在后期再活动形成断裂的产物。严格意义上，此类由石英脉充填的早期碎裂岩属于断层角砾岩，但为了描述的方便，下文统称碎裂岩。这些早期的构造可以成为研究脉体之间岩桥变形的重要标志物。而且，这些早期构造还可显示出它们如何控制后期石英脉体的生长，为研究早期构造与晚期构造之间的关系提供有用的信息。以往的研究中由于缺少标志物，对岩桥区的变形还存在不同的认识(Nicholson et al.，1985;Smith，1999，2000;Nicholson，1991，2000)。

图3c、图4c岩桥区中有一条自左上向右下延伸的碎裂岩带，并被2个脉体左行切割，在岩桥区的一段则发生了褶皱(黑色箭头处)。从碎裂岩带的产状可以看出，该褶皱是岩桥区横弯作用派生的局部挤压应力导致了早期构造的褶皱。图3d、图4d中有一条碎裂岩带穿过岩桥区，该岩带在岩桥区发生了明显的减薄作用，在岩桥区外的碎裂岩带中央存在一层色泽较暗的石英脉(图4 d中白色箭头处)，但在岩桥区则不发育。我们认为这是在岩桥变形中，石英成分沿着碎裂岩带已迁移出去，但碎裂岩带还保持连续，呈现出一定程度的宏观韧性变形特征。根据石英脉尖端的形态可以推测岩桥区的变形。由于相向生长的2个石英脉的尖端相互背离向外生长，而不是相互接近，可见每个石英脉的尖端产生的局部应力场是相互排斥的，而且脉体尖端应力也相对较小，这种局部应力场导致岩桥区发生了横弯作用(图6)，并导致沿着碎裂岩带产生左行剪切运动(图3d、图4d)。em与er之间的关系也表明岩桥区发生了一定程度的减薄作用(图5 c中的圆点)。横弯作用一直是前人认为的岩桥区主要变形方式(Nicholson et al.，1985)，但韧性变形以及所派生的剪切运动以往还没有报道。同样，在图3f、图4f中类似的现象也表现明显。还可以看出，虽然整个岩桥区是横弯作用，但对于其中的碎裂岩带，纵弯作用也不能忽视，此外沿着脉体的左行走滑对岩桥区内早期构造的变形也起到了一定作用，它造成了碎裂岩带发生拖拽现象，使得岩桥区的碎裂岩被“撕裂”。因此就从这组石英脉体来说，岩桥区的变形是比较多样的，一方面岩桥区的不均一性，另一方面沿着脉体的走滑运动使得横弯作用复杂化。Nicholson(1991，2000)认为岩桥区不存在韧性变形，但也不能绝对化。

雁行石英岩脉的阶段性生长在露头上也有表现(图3d—g、图4d—g)，早期的碎裂岩对它们起了重要的作用。以往有研究集中讨论了不均一构造与主压应力平行的条件下的脉体形成规律(Olson et al.，1991)，而当早期构造与构造应力(remote tectonic stress)不平行时，脉体如何形成还未见报道。从图3d、图4d上可以看出，早期的碎裂岩带控制了小雁行脉体的长度，单个小脉体往往受限于碎裂岩带之间(图3e、图4e)，而次级小脉体的侧向扩展有时也是以两碎裂岩带之间的距离为单位(图4 g中的①②)。图3e、图4e显示岩脉的生长是双向的，而图3d—g、图4d—g中显示，岩脉的侧向扩展是通过岩脉尖端的刺状脉不断向岩桥区扩展，使得岩桥区逐渐破碎并最终成为脉体中的捕虏体(图4 d，f，g中的黑色箭头)。根据这些捕虏体的产状以及脉体不同扩展阶段石英色泽的不同以及由早期石英“结合线”(seam)所围限的楔型体，可以区分脉体的生长阶段。同时还可以发现这些脉体的扩展是突发性的，这意味着岩桥区的破裂发生在先，而脉体充填在后。

图3 雁行石英脉体不同部分的变形特征Fig.3 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array.

图4 雁行石英脉体不同部分的变形特征(图3解释)Fig.4 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array(interpretation of Fig.3).

图5 雁行脉体岩桥区变形参数与特征(a，b)(据Smith，1999)，牛首山石英脉岩桥参数投影(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 讨论与结论

综上所述，雁行石英脉体既具有张性断裂控制下脉体的一些特点，还具有其自身的特点。下面讨论导致这些特点的原因。

3.1 岩石的不均一性

许多研究都认为岩石不均一性在雁行脉的形成中至关重要，它们往往控制了岩脉的发育位置，并主导了岩脉后期变形(Olson et al.，1991;Smith，2000)。本研究中也发现早期构造控制了上述脉体中次级小脉体的长度(甚至扩展长度和方向)。在一些位置，岩脉的刺状脉发生偏转与早期构造连为一体(图4 c白色箭头)，并导致这些早期碎裂岩带发生左行走滑运动(图4 c白色箭头，图3h、图4h)，这说明早期岩石中的结构面对后期雁行脉的生长起到了控制作用。

3.2 脉体之间岩桥区的变形机制

图6 岩桥区横弯作用应力分布示意图Fig.6 Mode of the bending of the rock bridge between two veins and distribution of stress in the rock bridge.

Ramsay等(1983)的脆韧性剪切变形中“S”型脉体的成因获得广泛共识。但在脆性环境下，“S”型脉体的形成往往不具有类似的特点(如脉体与剪切带之间的角度以及剪切应变等)，一些学者认为“S”形脉体的形成是由于脉体之间的岩桥发生旋转变形，岩桥经历横弯作用(Bending)产生新的空间，由脉体充填而成(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991)。该认识不承认存在脉体的剪切成因，也不认为岩桥可以发生韧性变形和褶皱(Nicholson，2000)。然而，Smith(1999)理论推测韧性变形也可以发生，并造成岩桥区的减薄(图5)，由于缺少明显的证据，遭到Nicholson(2000)置疑。Smith(1999，2000)认为，由于在岩桥区没有明显的标志物，会造成对岩桥区变形的不同认识。在沙坝沟的脉体发育过程中，由于岩桥区发育了早期碎裂岩带，这为我们识别岩桥区的变形提供了少有的机会。前面的描述中可以发现，在岩桥变形过程中会出现韧性变形(图3d、图4d)。同样，在图3f和图4f中也可以发现岩桥区的碎裂岩带发生了明显的褶皱变形。

3.3 单个脉体的成因

早期研究认为，雁行脉体序列与各脉体之间的不同角度代表了不同的形成机制(Hancock，1972，1985)。然而近来的研究发现，在同一露头区同期变形中就存在不同角度的脉体系列(Smith，1995)。近年来的研究多数认为脉体属于张性破裂(Ⅰ型)，脉体尖端平行于局部主压应力(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Pollard et al.，1982;何绍勋等，1988;Olson et al.，1991)。Ramsay等(1983)认为在脆-韧性剪切中的脉体也属于张性。沙坝沟单个石英脉体的发育表明，它们是在剪切控制下形成，每条脉体上均表现出明显的左行走滑现象(图3a—h、图4a—h)，由于标志体(早期碎裂岩)与脉体之间存在不同的角度，因此这些视剪切也可能仅仅是假象。但在图3f和图4f中可以看出，早期的碎裂岩带被脉体切割后，表现出明显的拖拽现象，而且这些脉体还派生出次级R剪切，因此这些脉体上的左行剪切不是视觉假象，而属于Ⅱ型破裂。

3.4 整个脉体系列的成因

我们所研究的脉体是自西向东逐渐发育，单个脉体均是剪切成因，而且最西端变形最为复杂，变形自西向东逐渐变弱。前面已经否定这些脉体是由主断裂末端分解产物的成因。目前有2种环境能形成上述特征的脉体。一是存在一系列的先存剪切断裂，这些断裂的活动形成雁行分布的具有“S”型脉体(图7 b)(Smith，1996a);另一种是形成于断层(逆冲或走滑断裂)扩展前端断裂破碎带中(fault tip damage zone)(图 7a、图 1d)(McGrath et al.，1995;Kim et al.，2003)。由于本研究中的这些脉体是由次级脉体侧向上扩展联合而成，不存在早期走滑断裂条件。而第2个模型中(图1d)，从断层端点向外，破碎带呈一个楔体，剪切脉体均发育在这个区域中(Kim et al.，2003)，该楔型破碎带是被主断层的P和R次级剪切面所围限的区域(图7a)。在这个楔型体中会出现剪切型的脉体，如反向剪切破裂(脉体)，即R′剪切面，本文中的脉体即属于此类，该模型中的变形也是由断层端点向外逐渐减弱。Kim等(2003)将其归纳为Ⅱ型断裂前端的断层破碎带模式，Petit(1988)也证明了这种走滑断裂端部变形的存在，而一些走滑断层端部的地震活动同样指示出这种变形(Kilb et al.，2002)。我们倾向第2种认识，即露头西侧可能的右行走滑断层造成了上述石英脉体的形成，但遗憾的是由于露头西侧为第四纪残坡积所覆盖，没有直接证据。而近年来由于高速公路的修建，该露头已经不复存在。

图7 断层扩展前端断层破碎带(McGrath et al.，1995)(a)，剪切断裂控制下的“S”型雁行脉体(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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