、简述大陆岩石圈的分层性与岩石圈结构 实验岩石变形研究揭示出,岩石圈的流变性可以出现在不同温度、压力条件下,并且包括了 各种脆性、韧性变形机制。这些流变学机制的出现,不仅与岩石圈的组成、地球化学背景有关, 而且与其所处的物理环境(即与深度有关的温、压条件)和大地构造背景有着内在联系,由此可 以将地壳断裂带乃至大陆岩石圈划分出不同的流变学域 1.大陆岩石圈多层结构模式的提出 过去人们在考虑岩石圈分层结构时主要考虑的是物质成分分层或速度分层,同时把岩石圈认 为是一个相对刚性的整体,这也是板块学说的一个重要前提条件。实际上,无论是在上、中或下 地壳甚至地幔上部都有一些薄弱带或强流变带存在,这一点尤其得到了对某些常见结晶岩的流变 特性研究的支持。这些薄弱带主要出现在10-15km,20-28km,25-40km和60一85km深度范围 内。据此可以将大陆岩石圈划分出多个不同层圈,在这些圈层的分界处,即薄弱带上可能聚集了 促使岩石圈流动或板块运移的主要应力。它们也可能是地壳拆离和滑动的主要场所,而某些板内 地质现象就可能与地壳层圈的不同流变特性有关。当然,对于这些薄弱带出现的深度范围,不同 的大地构造背景和岩石学成分会有很大的影响。 2.地壳断层带的流变学模式 已有的地质、地球物理和大地测量资料都证实,大陆岩石圈的大规模应变主要是集中在一些 相对狭窄的断层带(剪切带)上。断层带上岩石的流变学特点与变形机制主要受控于变形作用的 物理、化学条件。自 Sibson(1977)提出了著名的断层双层结构模式(将断层带划分为上部发震 脆性域和下部无震准塑性域)以来,一些学者相继提出了许多新的断层带模式。 Stremlau(1986) 模式由上部摩擦碎裂带、中部过渡域或半脆性域和下部的塑性糜棱质剪切带构成,其中的摩擦域 和过渡域是无震域; Scholz(1988)模式认为,糜棱岩不仅可以形成于下部塑性域,而且也可以 产生于中间过渡域。在此基础上, Shimamoto(1989)根据盐岩模拟变形实验结果认为:1)上部 脆性域和下部韧(塑)性域之间的过渡域实际上还要宽,而且 Byerlee的经典脆性岩石摩擦强度 公式不能直接外推到韧性域:2)盐岩实验中半韧性域内发育的构造非常类似于S-C糜棱岩。因 此,糜棱岩的形成不应仅限于韧性域。所以,他提出了半韧性域的概念并建立了新的断层模式 Shimamoto模式由脆性域、半脆性域、半韧性域和韧性域构成,发震深度可以达到半韧性域上部。 Shimada和刘俊来(1999)近期对花岗质岩石开展的不同温度实验研究(达650°C)表明,在大 约250°C的温度条件下,花岗质岩石表现出异常低强度域,而这一低强度域恰好对应于大陆地壳 多震层的空间位置。他们的实验研究结果进一步补充和完善了现有地壳结构模型。 3.对陆壳结构认识的深化 Mattauer(1980)在考虑了深度、温度、压力变化过程中物质状态变化规律的同时,根据岩 石的主导宏观变形机制变化提出了颇有影响的构造层的概念,并把地壳理想剖面划分为上、中、 下三个构造层。后来, Carter等(1987)意识到物理(温度、压力、应变速率和应力)、化学(物 质成分、流体等)和大地构造背景对大陆岩石圈流变性的意义以及岩石的力学表现及其微观机制 对区分具不同流变规律的流变域的重要性。因此,他将陆壳岩石圈划分出四个流变域,即顶部的 脆性域(0-l0km,以碎裂流动为主):半脆性域(10-25km,碎裂作用与颗粒滑移同时出现);低 温韧性域(35一50km,颗粒边界过程与位错蠕变):和高温韧性域(>50km,位错蠕变、扩散 作用和分熔作用) 、构造地质学硏究对于改善人类生存环境的意义 资源与环境是过去、也是未来地球科学研究的永恒主题,地质构造与地壳运动的分析与研究
一、简述大陆岩石圈的分层性与岩石圈结构 实验岩石变形研究揭示出，岩石圈的流变性可以出现在不同温度、压力条件下，并且包括了 各种脆性、韧性变形机制。这些流变学机制的出现，不仅与岩石圈的组成、地球化学背景有关， 而且与其所处的物理环境（即与深度有关的温、压条件）和大地构造背景有着内在联系，由此可 以将地壳断裂带乃至大陆岩石圈划分出不同的流变学域。 1．大陆岩石圈多层结构模式的提出 过去人们在考虑岩石圈分层结构时主要考虑的是物质成分分层或速度分层，同时把岩石圈认 为是一个相对刚性的整体，这也是板块学说的一个重要前提条件。实际上，无论是在上、中或下 地壳甚至地幔上部都有一些薄弱带或强流变带存在，这一点尤其得到了对某些常见结晶岩的流变 特性研究的支持。这些薄弱带主要出现在 10-15km，20-28km，25-40km 和 60 一 85km 深度范围 内。据此可以将大陆岩石圈划分出多个不同层圈，在这些圈层的分界处，即薄弱带上可能聚集了 促使岩石圈流动或板块运移的主要应力。它们也可能是地壳拆离和滑动的主要场所，而某些板内 地质现象就可能与地壳层圈的不同流变特性有关。当然，对于这些薄弱带出现的深度范围，不同 的大地构造背景和岩石学成分会有很大的影响。 2．地壳断层带的流变学模式 已有的地质、地球物理和大地测量资料都证实，大陆岩石圈的大规模应变主要是集中在一些 相对狭窄的断层带（剪切带）上。断层带上岩石的流变学特点与变形机制主要受控于变形作用的 物理、化学条件。自 Sibson（1977）提出了著名的断层双层结构模式（将断层带划分为上部发震 脆性域和下部无震准塑性域）以来，一些学者相继提出了许多新的断层带模式。Strehlau（1986） 模式由上部摩擦碎裂带、中部过渡域或半脆性域和下部的塑性糜棱质剪切带构成，其中的摩擦域 和过渡域是无震域；Scholz（1988）模式认为，糜棱岩不仅可以形成于下部塑性域，而且也可以 产生于中间过渡域。在此基础上，Shimamoto（1989）根据盐岩模拟变形实验结果认为：1）上部 脆性域和下部韧（塑）性域之间的过渡域实际上还要宽，而且 Byerlee 的经典脆性岩石摩擦强度 公式不能直接外推到韧性域；2）盐岩实验中半韧性域内发育的构造非常类似于 S-C 糜棱岩。因 此，糜棱岩的形成不应仅限于韧性域。所以，他提出了半韧性域的概念并建立了新的断层模式。 Shimamoto 模式由脆性域、半脆性域、半韧性域和韧性域构成，发震深度可以达到半韧性域上部。 Shimada 和刘俊来（1999）近期对花岗质岩石开展的不同温度实验研究（达 650C）表明，在大 约 250C 的温度条件下，花岗质岩石表现出异常低强度域，而这一低强度域恰好对应于大陆地壳 多震层的空间位置。他们的实验研究结果进一步补充和完善了现有地壳结构模型。 3．对陆壳结构认识的深化 Mattauer（1980）在考虑了深度、温度、压力变化过程中物质状态变化规律的同时，根据岩 石的主导宏观变形机制变化提出了颇有影响的构造层的概念，并把地壳理想剖面划分为上、中、 下三个构造层。后来，Carter 等（1987）意识到物理（温度、压力、应变速率和应力）、化学（物 质成分、流体等）和大地构造背景对大陆岩石圈流变性的意义以及岩石的力学表现及其微观机制 对区分具不同流变规律的流变域的重要性。因此，他将陆壳岩石圈划分出四个流变域，即顶部的 脆性域（0-10km，以碎裂流动为主）；半脆性域（10-25km，碎裂作用与颗粒滑移同时出现）；低 温韧性域（35 一 50km，颗粒边界过程与位错蠕变）；和高温韧性域（＞50km，位错蠕变、扩散 作用和分熔作用）。 二、构造地质学研究对于改善人类生存环境的意义 资源与环境是过去、也是未来地球科学研究的永恒主题，地质构造与地壳运动的分析与研究
对于指导地球资源开发、工程建设与环境保护都具有重要的指导意义 矿产资源,无论是金属矿产(有色金属、黑色金属、贵金属等)、非金属矿产,还是能源矿 产(煤、石油和天然气等),都是在一定的构造背景中产生,或者说受一定的地质构造所控制, 并常常遭受了后期构造变形作用的改造。尤其对于内生金属矿产而言,地质构造对于矿产分布的 控制作用表现得更为突出。地质构造为成矿物质的迁移提供了通道,也为成矿物质的富集提供了 有利的空间。 水资源贫乏已经成为很多大型城市面临的重要问题。地下水的活动,总是受大型地质构造制 约,尤其断层构造具有更重要的意义。对于地下水资源的开发与利用,必须深入研究地下水赋存 的地质构造背景。 工程建设,包括水库、堤坝、涵洞、桥梁等的建设,都必须以地质构造研究为基本依据,査 明地质构造的发育情况与活动性,对地基的稳定性作出评价。 滑坡、火山与地震是人类面临的破坏性自然灾害之首。大规模滑坡、火山活动与地震不仅仅 造成巨大的经济损失,而且常常造成人民生命财产的损失。地质构造的存在(基岩中断层、破碎 带和薄弱带)的存在常常是滑坡发生与发展的必要条件。地震与火山活动常常与现代地壳运动与 构造活动密切相关 人类生存的环境每时每刻都在变化中。土壤的沙漠化、气候的异常变化、地方病的出现等都 在很大程度上与现代地壳运动及其产生的地质构造,例如,青藏高原的隆升,具有密切的联系。 由此可见,构造地质学不仅仅是地球科学的理论基础,而且在国民经济建设中起着重要的 作用。 、主要断层构造岩中有碎裂岩、假玄武玻璃和糜棱岩。说明并比较这些断层岩的主要鉴别特 点,阐述它们的主要形成机制 碎裂岩岩石以脆性变形为主,显著特点是无定向或具弱定向,岩石中裂隙发育,岩石被裂 隙切割成大小不一的碎块。随应变加大,碎块间位移加大,粒度变细,碎块间碎基增多,碎块逐 渐被碎粒和碎粉所包围,呈残留碎块状,以至最后岩石全部变为碎粒或碎粉。碎裂岩形成的主要 过程包括1)破裂作用、微破裂作用形成大小不一的碎块:2)碎块间的相对滑移与碎块自身的旋 转。碎裂岩可以进一步按照岩石中碎块与基质的含量变化。 初碎裂岩:岩石具碎裂结枃或碎斑结枃。碎块位移或转动较大,碎块呈残留碎斑状,被碎基 所包围。碎基含量约占10%-50%,但岩石中碎斑仍多于碎基,碎斑粒已变小,一般小于2mm。 碎斑中常见破裂和边缘粒化现象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性质和结构。 碎裂岩:岩石具碎裂结构,碎斑少而小,岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉,碎基约占50-90%。 颗粒趋于均一,原岩结构难以辩认。若碎粒较多,由碎粒与碎粉组成碎粒结构,也称为碎粒岩 超碎裂岩:岩石中碎斑小而少见,碎基分布较均匀,多为碎粉状,占90%以上。原岩结构已 无法辨认。大部分由碎粉组成,故也称之为碎粉岩。 假玄武玻璃岩石一般颜色较深,常呈黑色或黑绿色,外貌很象玄武质玻璃,故称假玄武玻 璃,也有人称构造熔岩(何绍勋等,1996)。岩石一般隐晶质、玻璃质结构或玻基碎斑结构。玻 璃基质可呈流动构造、条带状构造或碎粉状构造,还可见球状、树枝状微晶结构、气孔和杏仁构 造和球粒构造等。有时可以见到局部结晶,这些结晶质可能是假玄武玻璃形成过程中保留下来的 也可能是玻质脱化而成的。碎斑大小不等,但多在02mm以下,呈浑圆状或不规则状。成分依 原岩而不同,可以是长石、石英或其它矿物,含量一般较少。碎斑结构的产状主要是因为形成假 玄武玻璃时时间短,以及碎屑矿物成分、变形形态和熔体成分的影响等,一般达不到主岩熔融
对于指导地球资源开发、工程建设与环境保护都具有重要的指导意义。 矿产资源，无论是金属矿产（有色金属、黑色金属、贵金属等）、非金属矿产，还是能源矿 产（煤、石油和天然气等），都是在一定的构造背景中产生，或者说受一定的地质构造所控制， 并常常遭受了后期构造变形作用的改造。尤其对于内生金属矿产而言，地质构造对于矿产分布的 控制作用表现得更为突出。地质构造为成矿物质的迁移提供了通道，也为成矿物质的富集提供了 有利的空间。 水资源贫乏已经成为很多大型城市面临的重要问题。地下水的活动，总是受大型地质构造制 约，尤其断层构造具有更重要的意义。对于地下水资源的开发与利用，必须深入研究地下水赋存 的地质构造背景。 工程建设，包括水库、堤坝、涵洞、桥梁等的建设，都必须以地质构造研究为基本依据，查 明地质构造的发育情况与活动性，对地基的稳定性作出评价。 滑坡、火山与地震是人类面临的破坏性自然灾害之首。大规模滑坡、火山活动与地震不仅仅 造成巨大的经济损失，而且常常造成人民生命财产的损失。地质构造的存在（基岩中断层、破碎 带和薄弱带）的存在常常是滑坡发生与发展的必要条件。地震与火山活动常常与现代地壳运动与 构造活动密切相关。 人类生存的环境每时每刻都在变化中。土壤的沙漠化、气候的异常变化、地方病的出现等都 在很大程度上与现代地壳运动及其产生的地质构造，例如，青藏高原的隆升，具有密切的联系。 由此可见，构造地质学不仅仅是地球科学的理论基础，而且在国民经济建设中起着重要的 作用。 三、主要断层构造岩中有碎裂岩、假玄武玻璃和糜棱岩。说明并比较这些断层岩的主要鉴别特 点，阐述它们的主要形成机制。 碎裂岩 岩石以脆性变形为主，显著特点是无定向或具弱定向，岩石中裂隙发育，岩石被裂 隙切割成大小不一的碎块。随应变加大，碎块间位移加大，粒度变细，碎块间碎基增多，碎块逐 渐被碎粒和碎粉所包围，呈残留碎块状，以至最后岩石全部变为碎粒或碎粉。碎裂岩形成的主要 过程包括 1）破裂作用、微破裂作用形成大小不一的碎块；2）碎块间的相对滑移与碎块自身的旋 转。碎裂岩可以进一步按照岩石中碎块与基质的含量变化。 初碎裂岩：岩石具碎裂结构或碎斑结构。碎块位移或转动较大，碎块呈残留碎斑状，被碎基 所包围。碎基含量约占 10%-50%，但岩石中碎斑仍多于碎基，碎斑粒已变小，一般小于 2mm。 碎斑中常见破裂和边缘粒化现象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性质和结构。 碎裂岩： 岩石具碎裂结构，碎斑少而小，岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉，碎基约占 50-90%。 颗粒趋于均一，原岩结构难以辩认。若碎粒较多，由碎粒与碎粉组成碎粒结构，也称为碎粒岩。 超碎裂岩：岩石中碎斑小而少见，碎基分布较均匀，多为碎粉状，占 90%以上。原岩结构已 无法辨认。大部分由碎粉组成，故也称之为碎粉岩。 假玄武玻璃 岩石一般颜色较深，常呈黑色或黑绿色，外貌很象玄武质玻璃，故称假玄武玻 璃，也有人称构造熔岩（何绍勋等，1996）。岩石一般隐晶质、玻璃质结构或玻基碎斑结构。玻 璃基质可呈流动构造、条带状构造或碎粉状构造，还可见球状、树枝状微晶结构、气孔和杏仁构 造和球粒构造等。有时可以见到局部结晶，这些结晶质可能是假玄武玻璃形成过程中保留下来的， 也可能是玻质脱化而成的。碎斑大小不等，但多在 0.2mm 以下，呈浑圆状或不规则状。成分依 原岩而不同，可以是长石、石英或其它矿物，含量一般较少。碎斑结构的产状主要是因为形成假 玄武玻璃时时间短，以及碎屑矿物成分、变形形态和熔体成分的影响等，一般达不到主岩熔融
使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑,而形成碎斑结构。摩擦生热及由此导致的岩石熔融、快 速冷凝是假玄武玻璃形成的重要过程 糜棱岩最初( Lapworth,1885)用于描述苏格兰高地莫因断层中的岩石。认为是一种细粒 的具强烈叶理化的岩石,是在脆性破碎和研磨作用下形成的,不伴有组分的重结晶作用。后来 Christie(1960)发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象,但却没有打破糜棱岩为脆性变 形产物的观点,认为是后构造重结晶所致。直到0年代,人们对糜棱岩的显微构造、组构等特 征及成因机制等才有了新的认识。到1981年在美国 Pannose召开了一次国际会议,对糜棱岩的显 微构造、变形机制、形成条件及命名原则等广泛地进行了讨论,普遍认为糜棱岩的三个基本特征 是:①粒度减小:②出现在较窄小的带内;③具增强叶理和线理。 按残斑和基质的含量、性质及结构等,糜棱岩可进一步划分为糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜 棱岩和超糜棱岩。 糜棱岩化岩岩石初具糜棱结构,基质含量<10%,可见矿物晶体定向拉长现象,略具定向 排列。常见的显微构造有:波状消光、双晶弯曲及扭折等,在残斑边缘也可见少量重结晶 初糜棱岩岩石具糜棱结构,基质含量10%50%,残斑仍占多数。其基质定向性明显,动力 重结晶颗粒増多,S-℃面淸楚。残斑可岀现破裂及各种具塑性-半塑性变形特征的显微构造,如长 石双晶扭折、云母褶曲、方解石机械双晶、石英的带状消光及扭折带、亚颗粒化及重结晶等,石 英常发育核幔构造。岩石中出现成份分异,并形成较多的新生矿物 糜棱岩岩石具典型的糜棱结构,基质含量50-90%,以动态重结晶为主,残斑少且小。流 动构造明显,不仅具纹层状透入性叶理,而且常发育明显的矿物线理。残斑和基质常构成不对称 碎裂系。初糜棱岩中所具有的各中显微构造较为发育。长英质糜棱岩中长石常为残斑,边部也可 见动态结晶颗粒。而石英大部分已重结晶构成基质,显示明显的流动构造。长英质糜棱岩可发育 成十分典型的S-C叶理,成份分异明显 超糜棱岩岩石具糜棱结构,基质含量>90%,残斑少见,岩石已大部分重结晶。颗粒一般 较小,呈纹层状分布,常见不同成分的条带相间构成分异劈理。岩石流动构造清楚,而S-C叶理 变得不太明显。由于碎斑少而小,矿物中的各种塑性变形现象除动态重结晶外,均不太发育。整 个岩石中几乎全部由动态重结晶新颗粒组成。肉眼观察岩石呈致密状,颜色较深。长英质超糜棱 岩与糜棱岩相比,长石减少而白云母和石英增多 晶质塑性变形,尤其以位错滑移和位错攀移为主要机理的位错蠕变是糜棱岩的重要机制。在 此过程中,变形作用产生大量位错现象,恢复作用为位错的组织和再组织过程,最终导致动态重 结晶作用,形成糜棱岩。糜棱岩化作用是一种递进变形过程,由糜棱岩化岩石到超糜棱岩反映了 应变从弱到强的逐渐累积过程。随着应变强度的增大,矿物和岩石的塑性变形特征越来越明显, 动态重结晶作用加强,重结晶新颗粒粒度减小,岩石中的流动构造也越来越发育,糜棱结构就越 来越显著。一个韧性变形带从边部的未变形区向带内逐渐变为弱变形带,以及到中心部位强应变 带,代表了一个完整的糜棱岩演化旋回,相应地形成了糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜棱岩和超糜 棱岩。 在糜棱岩化作用之后,由于应力作用消失,温度升高,糜棱岩发生了强烈静态重结晶作用, 消除和改造了部分早期的糜棱组构,并由颗粒粗大的多边形晶体取代了细小变形晶体。这种经静 态重结晶改造的糜棱岩称为变余糜棱岩,或称之为变晶糜棱岩。 四、简述走滑盆地的基本类型与主要特点 走滑断层作用产生的盆地,总称为走滑盆地。在走滑盆地中,以往人们重点关注于拉分盆地
使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑，而形成碎斑结构。摩擦生热及由此导致的岩石熔融、快 速冷凝是假玄武玻璃形成的重要过程。 糜棱岩 最初（Lapworth，1885）用于描述苏格兰高地莫因断层中的岩石。认为是一种细粒 的具强烈叶理化的岩石，是在脆性破碎和研磨作用下形成的，不伴有组分的重结晶作用。后来 Christie（1960）发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象，但却没有打破糜棱岩为脆性变 形产物的观点，认为是后构造重结晶所致。直到 70 年代，人们对糜棱岩的显微构造、组构等特 征及成因机制等才有了新的认识。到 1981 年在美国 Panrose 召开了一次国际会议，对糜棱岩的显 微构造、变形机制、形成条件及命名原则等广泛地进行了讨论，普遍认为糜棱岩的三个基本特征 是：①粒度减小；②出现在较窄小的带内；③具增强叶理和线理。 按残斑和基质的含量、性质及结构等，糜棱岩可进一步划分为糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜 棱岩和超糜棱岩。 糜棱岩化岩 岩石初具糜棱结构，基质含量<10%，可见矿物晶体定向拉长现象，略具定向 排列。常见的显微构造有：波状消光、双晶弯曲及扭折等，在残斑边缘也可见少量重结晶。 初糜棱岩 岩石具糜棱结构，基质含量 10%-50%，残斑仍占多数。其基质定向性明显，动力 重结晶颗粒增多，S-C 面清楚。残斑可出现破裂及各种具塑性-半塑性变形特征的显微构造，如长 石双晶扭折、云母褶曲、方解石机械双晶、石英的带状消光及扭折带、亚颗粒化及重结晶等，石 英常发育核幔构造。岩石中出现成份分异，并形成较多的新生矿物。 糜棱岩 岩石具典型的糜棱结构，基质含量 50-90%，以动态重结晶为主，残斑少且小。流 动构造明显，不仅具纹层状透入性叶理，而且常发育明显的矿物线理。残斑和基质常构成不对称 碎裂系。初糜棱岩中所具有的各中显微构造较为发育。长英质糜棱岩中长石常为残斑，边部也可 见动态结晶颗粒。而石英大部分已重结晶构成基质，显示明显的流动构造。长英质糜棱岩可发育 成十分典型的 S-C 叶理，成份分异明显。 超糜棱岩 岩石具糜棱结构，基质含量>90%，残斑少见，岩石已大部分重结晶。颗粒一般 较小，呈纹层状分布，常见不同成分的条带相间构成分异劈理。岩石流动构造清楚，而 S-C 叶理 变得不太明显。由于碎斑少而小，矿物中的各种塑性变形现象除动态重结晶外，均不太发育。整 个岩石中几乎全部由动态重结晶新颗粒组成。肉眼观察岩石呈致密状，颜色较深。长英质超糜棱 岩与糜棱岩相比，长石减少而白云母和石英增多。 晶质塑性变形，尤其以位错滑移和位错攀移为主要机理的位错蠕变是糜棱岩的重要机制。在 此过程中，变形作用产生大量位错现象，恢复作用为位错的组织和再组织过程，最终导致动态重 结晶作用，形成糜棱岩。糜棱岩化作用是一种递进变形过程，由糜棱岩化岩石到超糜棱岩反映了 应变从弱到强的逐渐累积过程。随着应变强度的增大，矿物和岩石的塑性变形特征越来越明显， 动态重结晶作用加强，重结晶新颗粒粒度减小，岩石中的流动构造也越来越发育，糜棱结构就越 来越显著。一个韧性变形带从边部的未变形区向带内逐渐变为弱变形带，以及到中心部位强应变 带，代表了一个完整的糜棱岩演化旋回，相应地形成了糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜棱岩和超糜 棱岩。 在糜棱岩化作用之后，由于应力作用消失，温度升高，糜棱岩发生了强烈静态重结晶作用， 消除和改造了部分早期的糜棱组构，并由颗粒粗大的多边形晶体取代了细小变形晶体。这种经静 态重结晶改造的糜棱岩称为变余糜棱岩，或称之为变晶糜棱岩。 四、简述走滑盆地的基本类型与主要特点 走滑断层作用产生的盆地，总称为走滑盆地。在走滑盆地中，以往人们重点关注于拉分盆地
给人印象似乎走滑盆地只有拉分盆地,即只有拉伸性质的走滑相关盆地。事实不然,走滑盆地中 除了伸展性拉分盆地外还有一些挤压性盆地,挤压性走滑盆地有断层楔盆地、断层角盆地、断层 边缘盆地(坳陷)。 1.拉分盆地:拉分作用一词最早是由 Barchfied和 Stewart(1966)在研究美国加里福尼亚“死 谷”的形成机制中首先提出的。自从1966年拉分这一术语引入盆地构造分析以来,受到地质工 作者的极大重视。 Aydin和Nur(1982)系统地论述了全世界60多个第四纪拉分盆地和活动走滑 断层的关系。拉分作用逐渐被用来描述几乎所有类型的走滑盆地。从野外观察、实验模拟和理论 分析三个方面,对拉分盆地的形成提出了5个基本模型。模型a,菱形拉分或菱形地堑,认为拉 分盆地在两条不连续的相互平行的走滑断裂之间发生,其边界呈尖锐的菱形。拉分盆地的宽度基 本保持不变,并受早期两条主断裂间隔(d)制约,长度随主断裂交叠加大而增加。这一模型被 广泛用于圣安德烈斯断裂带地区。模型b, Freund(1971)通过对新西兰Hope断裂带附近拉分盆 地详细填图发现,两条主断层并非平行,它们的走向有一定角度的偏离,并且主断裂不是以交叠 方式,而是以一条斜向中间断裂相连接。通过斜向中间断裂的张开,在盆地一端产生一个狭窄的 裂口,在另一端可能产生一个鼓包( bulge)。模型c, Koide和 Bhatachar,Ji(1977)以剪切箱 实验为基础,提出拉分盆地的形成可以类比于沿走滑断层发育的雁行张裂隙。 Dewey(1978)建 立了一个类似模型,认为拉分盆地是以大幅度旋转的张性裂隙或断裂分支处的R而发展起来的 模型d, Rodgers(1980)依据弹性位错理论,模拟两条平行主断裂间拉分盆地的断层形式。他的 模型指出,拉分盆地的发展受控于三个基本因素:①主断裂交叠量的大小;②主断裂间隔的大小 ③断裂是否切割地表。拉分盆地伸长过程中,在盆地端部发育正断层带(图中“n”所示),正断 层将两条断层连接。模型e, Adin和Nur(1982)在总结全球62个不同大小的活动拉分盆地发 现,拉分盆地的长度与宽度在对数坐标上呈明显的线性关系,对数长度和对数宽度的比值大致为 3。不论盆地大小如何,这个比值相对一致。为此,他们提出拉分盆地宽度增长的两种可能机制 ①相邻各拉分盆地叠合组成一个大的拉分盆地,使原盆地宽度增加。②平行于主断裂的新断裂形 成后,也可能造成拉分盆地向外传递而扩展。 拉分盆地的边界走滑断层,盆地中常有张性及张剪性断层,边缘可见雁列褶皱。规模变化大 可见从小标本上的拉分到长500km、宽100km的大盆地 2.断层楔盆地:断层楔盆地是由两条不完全平行走滑断层交汇处所夹持的楔形地壳下降所 构成的盆地。走滑断层楔盆地下降和相邻隆起的位置受断层的性质(正断层或逆断层)、断层的 倾向、主走滑断层的位置等因素控制。它们有时属伸展性盆地,有时属挤压性盆地。在伸展弯曲 处,如分支平移-正断层(位移较小断层,它们可能是R面)倾向主位移断层就构成伸展性断层 楔盆地,如其倾向相反,盆地就在断层楔盆地的钝角处形成,仍为伸展性盆地。在受阻弯曲处, 如位移量较小的平移-逆断层(它们可能是P面)倾向主位移断层,则断层楔盆地发生在交叉断 层的钝角位置上:如较小位移量断层的倾向相反,则断层楔盆地在交叉断层的锐角中,它们都是 挤压性的断层楔盆地。在主位移断层为走滑-逆断层,小位移断层为走滑正断层情况下,小位移 断层倾向主位移断层时形成锐角断层楔盆地,兼有挤压和拉张的特性,小位移断层倾向相反时, 在钝角区形成盆地。在主位移断层为走滑正断层,小位移断层为走滑-逆断层时,就可以在断层 交叉楔中形成楔状体一侧沉降、一侧隆升的状态,这就是兼有挤压和伸展的断层 3.断层角盆地:走滑断层有拉张或挤压作用时,断层一盘上升、一盘下降而形成断层角盆 4.断层边缘盆地:断层边缘盆地的是受阻断弯引起附近地壳下插而成的坳陷。这是一种负 向的受阻断弯构造或负向的剪切挤压构造
给人印象似乎走滑盆地只有拉分盆地，即只有拉伸性质的走滑相关盆地。事实不然，走滑盆地中 除了伸展性拉分盆地外还有一些挤压性盆地，挤压性走滑盆地有断层楔盆地、断层角盆地、断层 边缘盆地（坳陷）。 1．拉分盆地：拉分作用一词最早是由 Barchfied 和 Stewart（1966）在研究美国加里福尼亚“死 谷”的形成机制中首先提出的。自从 1966 年拉分这一术语引入盆地构造分析以来，受到地质工 作者的极大重视。Aydin 和 Nur（1982）系统地论述了全世界 60 多个第四纪拉分盆地和活动走滑 断层的关系。拉分作用逐渐被用来描述几乎所有类型的走滑盆地。从野外观察、实验模拟和理论 分析三个方面，对拉分盆地的形成提出了 5 个基本模型。模型 a，菱形拉分或菱形地堑，认为拉 分盆地在两条不连续的相互平行的走滑断裂之间发生，其边界呈尖锐的菱形。拉分盆地的宽度基 本保持不变，并受早期两条主断裂间隔（d）制约，长度随主断裂交叠加大而增加。这一模型被 广泛用于圣安德烈斯断裂带地区。模型 b，Freund（1971）通过对新西兰 Hope 断裂带附近拉分盆 地详细填图发现，两条主断层并非平行，它们的走向有一定角度的偏离，并且主断裂不是以交叠 方式，而是以一条斜向中间断裂相连接。通过斜向中间断裂的张开，在盆地一端产生一个狭窄的 裂口，在另一端可能产生一个鼓包（bulge）。模型 c，Koide 和 Bhatachar，Ji（1977）以剪切箱 实验为基础，提出拉分盆地的形成可以类比于沿走滑断层发育的雁行张裂隙。Dewey（1978）建 立了一个类似模型，认为拉分盆地是以大幅度旋转的张性裂隙或断裂分支处的 R 而发展起来的。 模型 d，Rodgers（1980）依据弹性位错理论，模拟两条平行主断裂间拉分盆地的断层形式。他的 模型指出，拉分盆地的发展受控于三个基本因素：①主断裂交叠量的大小；②主断裂间隔的大小； ③断裂是否切割地表。拉分盆地伸长过程中，在盆地端部发育正断层带（图中“n”所示），正断 层将两条断层连接。模型 e，Adyin 和 Nur（1982）在总结全球 62 个不同大小的活动拉分盆地发 现，拉分盆地的长度与宽度在对数坐标上呈明显的线性关系，对数长度和对数宽度的比值大致为 3。不论盆地大小如何，这个比值相对一致。为此，他们提出拉分盆地宽度增长的两种可能机制： ①相邻各拉分盆地叠合组成一个大的拉分盆地，使原盆地宽度增加。②平行于主断裂的新断裂形 成后，也可能造成拉分盆地向外传递而扩展。 拉分盆地的边界走滑断层，盆地中常有张性及张剪性断层，边缘可见雁列褶皱。规模变化大， 可见从小标本上的拉分到长 500 km、宽 100km 的大盆地。 2．断层楔盆地：断层楔盆地是由两条不完全平行走滑断层交汇处所夹持的楔形地壳下降所 构成的盆地。走滑断层楔盆地下降和相邻隆起的位置受断层的性质（正断层或逆断层）、断层的 倾向、主走滑断层的位置等因素控制。它们有时属伸展性盆地，有时属挤压性盆地。在伸展弯曲 处，如分支平移-正断层（位移较小断层，它们可能是 R 面）倾向主位移断层就构成伸展性断层 楔盆地，如其倾向相反，盆地就在断层楔盆地的钝角处形成，仍为伸展性盆地。在受阻弯曲处， 如位移量较小的平移-逆断层（它们可能是 P 面）倾向主位移断层，则断层楔盆地发生在交叉断 层的钝角位置上；如较小位移量断层的倾向相反，则断层楔盆地在交叉断层的锐角中，它们都是 挤压性的断层楔盆地。在主位移断层为走滑-逆断层，小位移断层为走滑正断层情况下，小位移 断层倾向主位移断层时形成锐角断层楔盆地，兼有挤压和拉张的特性，小位移断层倾向相反时， 在钝角区形成盆地。在主位移断层为走滑-正断层，小位移断层为走滑-逆断层时，就可以在断层 交叉楔中形成楔状体一侧沉降、一侧隆升的状态，这就是兼有挤压和伸展的断层。 3．断层角盆地：走滑断层有拉张或挤压作用时，断层一盘上升、一盘下降而形成断层角盆 地。 4．断层边缘盆地：断层边缘盆地的是受阻断弯引起附近地壳下插而成的坳陷。这是一种负 向的受阻断弯构造或负向的剪切挤压构造
走滑分支盆地:走滑分支盆地是由主干走滑断层与分支的P面、S面及R面、X面联合 构成。它们一般在盆地尖端两侧受压,在盆地开口处受张或者受压 五、试述控矿构造的基本类型及其控矿意义 各种不同类型的地质构造,都不同程度地对某些矿床的就位、富集与分布有着直接或间接的 控制作用。尤其成矿期构造,它们直接为成矿物质的迁移与富集提供了通道与成矿空间。 一)褶皱构造:在褶皱构造的不同部位(包括背斜和向斜的转折端、背斜的脊线、褶皱翼 部)以及褶皱内部的薄弱部位(能干层间的非能干层内、褶皱岩层层间、褶皱伴生的破裂等), 都可以赋有矿床或矿体。但背斜或复背斜的转折端及轴部却往往是成矿、控矿的最佳构造部位。 当然,对于具有不同成因的褶皱,由于褶皱的形成机制与力学特点不同,其控矿特点也具有 定的差异。纵弯褶皱因弯滑作用过程而导致转折端出现虚脱、层间滑动形成层间剥离,同时, 转折端的纵张破裂,层间的次级剪切破裂等都是热液矿床有利的成矿空间。弯流褶皱作用及揉流 褶皱作用引起软弱岩层由翼部向转折端塑性流动,从而使得褶皱转折端的岩层或矿层明显加厚或 富集,尤其对沉积矿床与变质沉积矿床,这种褶皱控矿作用非常重要。 横弯褶皱作用主要表现为由下部岩块或岩体的隆升以及岩盐体的底辟上升导致的岩层弯曲 并伴随着层间破裂。由下伏构造断块上隆形成的断块褶皱中,上覆岩层受拉伸而发生弯曲,形成 挠曲褶皱,并伴生层间破裂带或破碎带:侵入岩体上隆引起的同步褶皱主要由于岩浆的冷凝与收 缩而致使褶皱岩层发生层间剥离:塑性盐丘的底辟隆升产生底辟褶皱。在塑性岩石的上升过程中, 底辟岩体与围岩之间常形成不冋规模的断裂带,底辟体顶部形成角砾岩带。上述三种横弯褶皱作 用过程,分别在不同的构造部位形成有利的构造空间,控制着成矿作用的规模与矿床的分布 叠加褶皱作用也具有重要的控矿意义。叠加褶皱对变形前形成的矿床,尤其那些沉积矿床和 变质沉积矿床具有显著的改造作用。另一方面,叠加褶皱又直接控制着某些热液矿床的产出。值 得注意的是,叠加褶皱构造中,控制矿床产出的主要构造系统或早期褶皱或是晚期褶皱,它们对 于矿床或矿田的分布规律与产出状态具有直接控制意义 断裂构造:断裂构造的控矿作用主要包括两个方面的含义。(1)断裂构造控制沉积盆 地的形成与演化:(2)断裂构造作为含矿热液上升和运移通道,并为矿质沉淀提供有利的成矿空 间,从而也是这里重点讨论的对象。 规模巨大的区域性断裂或地壳尺度的断裂,在成矿作用过程中常常作为导矿构造出现,为含 矿岩浆或含矿热液由深部矿源向上运移提供了重要的通道,从而常常控制着矿田的分布 区域上或矿田内的次级断裂构造,及其与不同规模或级次构造的交汇部位,常直接控制着矿 体的形态与分布。其中,断裂旁侧次级破裂构造、断裂旁侧的岩性界面以及成矿断裂与早期断裂 的叠加(切割)部位,都是矿体赋存的有利场所。当含矿断裂切过化学性质不同的岩石时,在不 同岩层中成矿作用方式也可以有很大的差异。含矿流体对于化学性质活泼的岩石发生交代,而在 化学性质稳定的岩层中表现为以裂隙充填式为主 断裂构造的控矿作用以及断裂带中矿床或矿体的分布,主要受成矿期断裂形成与演化过程中 的区域构造应力场的方向与大小制约。一般情况下,在应力集中的挤压带上,矿化规模较小,而 在低应力区或张应力区,往往是矿化的有利地段,易于工业矿体的形成。以一条规模巨大的含矿 逆断层为例,虽然断层面紧闭,总体上含矿性较低,但是由于断层沿走向或倾向常常为舒缓波状, 所以在相同的应力场中断层的不同部位所受应力状态有一定的差异。在断裂的转弯处,断裂面张 开,为矿质富集提供了有利的空间。 断裂构造的控矿作用还表现在它对矿液的遮挡作用:1)断裂本身具有大量的断层泥阻止了
5．走滑分支盆地：走滑分支盆地是由主干走滑断层与分支的 P 面、S 面及 R 面、X 面联合 构成。它们一般在盆地尖端两侧受压，在盆地开口处受张或者受压。 五、试述控矿构造的基本类型及其控矿意义 各种不同类型的地质构造，都不同程度地对某些矿床的就位、富集与分布有着直接或间接的 控制作用。尤其成矿期构造，它们直接为成矿物质的迁移与富集提供了通道与成矿空间。 （一）褶皱构造：在褶皱构造的不同部位（包括背斜和向斜的转折端、背斜的脊线、褶皱翼 部）以及褶皱内部的薄弱部位（能干层间的非能干层内、褶皱岩层层间、褶皱伴生的破裂等）， 都可以赋有矿床或矿体。但背斜或复背斜的转折端及轴部却往往是成矿、控矿的最佳构造部位。 当然，对于具有不同成因的褶皱，由于褶皱的形成机制与力学特点不同，其控矿特点也具有 一定的差异。纵弯褶皱因弯滑作用过程而导致转折端出现虚脱、层间滑动形成层间剥离，同时， 转折端的纵张破裂，层间的次级剪切破裂等都是热液矿床有利的成矿空间。弯流褶皱作用及揉流 褶皱作用引起软弱岩层由翼部向转折端塑性流动，从而使得褶皱转折端的岩层或矿层明显加厚或 富集，尤其对沉积矿床与变质沉积矿床，这种褶皱控矿作用非常重要。 横弯褶皱作用主要表现为由下部岩块或岩体的隆升以及岩盐体的底辟上升导致的岩层弯曲， 并伴随着层间破裂。由下伏构造断块上隆形成的断块褶皱中，上覆岩层受拉伸而发生弯曲，形成 挠曲褶皱，并伴生层间破裂带或破碎带；侵入岩体上隆引起的同步褶皱主要由于岩浆的冷凝与收 缩而致使褶皱岩层发生层间剥离；塑性盐丘的底辟隆升产生底辟褶皱。在塑性岩石的上升过程中， 底辟岩体与围岩之间常形成不同规模的断裂带，底辟体顶部形成角砾岩带。上述三种横弯褶皱作 用过程，分别在不同的构造部位形成有利的构造空间，控制着成矿作用的规模与矿床的分布。 叠加褶皱作用也具有重要的控矿意义。叠加褶皱对变形前形成的矿床，尤其那些沉积矿床和 变质沉积矿床具有显著的改造作用。另一方面，叠加褶皱又直接控制着某些热液矿床的产出。值 得注意的是，叠加褶皱构造中，控制矿床产出的主要构造系统或早期褶皱或是晚期褶皱，它们对 于矿床或矿田的分布规律与产出状态具有直接控制意义。 （二）断裂构造：断裂构造的控矿作用主要包括两个方面的含义。（1）断裂构造控制沉积盆 地的形成与演化；（2）断裂构造作为含矿热液上升和运移通道，并为矿质沉淀提供有利的成矿空 间，从而也是这里重点讨论的对象。 规模巨大的区域性断裂或地壳尺度的断裂，在成矿作用过程中常常作为导矿构造出现，为含 矿岩浆或含矿热液由深部矿源向上运移提供了重要的通道，从而常常控制着矿田的分布。 区域上或矿田内的次级断裂构造，及其与不同规模或级次构造的交汇部位，常直接控制着矿 体的形态与分布。其中，断裂旁侧次级破裂构造、断裂旁侧的岩性界面以及成矿断裂与早期断裂 的叠加（切割）部位，都是矿体赋存的有利场所。当含矿断裂切过化学性质不同的岩石时，在不 同岩层中成矿作用方式也可以有很大的差异。含矿流体对于化学性质活泼的岩石发生交代，而在 化学性质稳定的岩层中表现为以裂隙充填式为主。 断裂构造的控矿作用以及断裂带中矿床或矿体的分布，主要受成矿期断裂形成与演化过程中 的区域构造应力场的方向与大小制约。一般情况下，在应力集中的挤压带上，矿化规模较小，而 在低应力区或张应力区，往往是矿化的有利地段，易于工业矿体的形成。以一条规模巨大的含矿 逆断层为例，虽然断层面紧闭，总体上含矿性较低，但是由于断层沿走向或倾向常常为舒缓波状， 所以在相同的应力场中断层的不同部位所受应力状态有一定的差异。在断裂的转弯处，断裂面张 开，为矿质富集提供了有利的空间。 断裂构造的控矿作用还表现在它对矿液的遮挡作用：1）断裂本身具有大量的断层泥阻止了