、解释下列术语 1.双重构造:2.有效应力:3.铲状断层;4.花状构造:5.石香肠构造与窗棂构造 、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%。顆颗粒趋于均一,原岩结枃难以辩认。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、 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,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 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。 麇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面淸楚。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
一、解释下列术语： 1. 双重构造；2. 有效应力；3. 铲状断层；4. 花状构造；5. 石香肠构造与窗棂构造 二、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 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。 超糜梭岩岩石具糜棱结构,基质含量>90%,残斑少见,岩石已大部分重结晶。颗粒 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杋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。 三、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。Aydn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,J(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
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。 三、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，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。 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。 四、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 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 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
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。 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。 四、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。他们的实验硏究结果进 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(> i0km,位错蠕变、扩散作用和分熔作用)。 五、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, 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
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）。 五、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， 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
