第六章 5韧性剪切带ppt课件.ppt

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1、1,第六章（五） 韧性剪切带,韧性剪切带的概念是从韧性断层一词演化而来。60年代以前，人们认为断层是脆性破裂的产物。60年代所做的岩石力学实验结果证实，岩石在高温、低速条件下具有韧性行为，从而认识到韧性断层的存在，并掀起了韧性剪切带的研究高潮。多次召开专门的国际学术会议 (如1979年西班牙国际剪切带会议、1981年美国彭罗斯国际糜棱岩会议、1986年伦敦的剪切带标志国际会议)，对韧性剪切带的研究进行了系统的讨论。20多年的实践证明，韧性剪切带不仅是地壳岩石中与褶皱、断层同等重要的构造要素，而且还是控制深部地壳构造发育的主要原因。,2,近10年来，人们一方面深入研究韧性剪切带的形成机制和其形成

2、的构造环境，另一方面，注意研究韧性剪切带对成矿作用的控制。认为，韧性剪切带在形成、演化及脆性破坏过程中，使成矿元素逐步地得到运移、淬集，进而富集成矿，我国近年来发现的许多金矿都与韧性剪切带密切相关。此外，韧性剪切带也是深源地震机制的主要研究对象，地震的形成常起因于韧性的不稳定性。 对韧性剪切带的认识，极大地丰富了变质岩区构造研究的内容，加深了变质岩构造复杂多样的理解。,3,变质岩区断裂构造的基本特点,断层是岩石圈中固体岩石内的位移发生面或位移发生带，在各种构造环境中都有发育。其中，尤以变质岩区的断裂复杂多样，表现如下:1.断裂行为复杂多样 断裂行为受岩石变形习性的控制，随着构造层次从上到下，由

3、于岩石圈岩性分层的不同，温压等环境因素的改变，断裂行为也随之而异。从完全脆性韧脆性脆韧性韧性，形成不同构造变形相的断层 (剪切带)多相组合和叠加。目前，一般将具明显不连续面的剪切位移面(带)称为断层，无明显不连续面的位移带称为剪切带。大断裂常常具有多重断裂行为。R.H.Sibson(1977)提出的断层带的双层结构模式正是基于构造层次由浅变深而断层行为逐渐过渡为韧性剪切原理。,4,图72大型断裂带的双层结构模式(据R.H.Sibson，1977)A.未固结断层泥及角砾发育区岩发育区；B.固结的组构紊乱的压碎角砾碎裂岩系发育区；C.固结的、面理化糜棱岩系列及变余糜棱岩发育区；250350地温区域

4、为脆性断裂与韧性断层过度区。右侧为变形深度及应力差值大小曲线,5,2.韧性剪切带广泛发育,虽然变质岩区脆性断裂较沉积岩区发育，并常常形成宽大的破碎带，但真正控制变质岩区构造格架、地层层序以及变质作用和岩浆活动的主要是韧性剪切带。韧性剪切带以多种型式、多种产状和阵列广泛分布于各类变质岩区。成为当前变质岩区构造研究的首要构造要素。,6,3.断裂往往具有多期活动特点,变质岩区的某些断裂，尤其是某些大型韧性断裂带，不但对前寒武纪地壳活动带的产生和发展有着明显的控制作用，往往构成前寒武纪不同地质单元之间的构造边界或转换边界,它们通常被后期断裂作用所利用而成为多期活动断裂。有些古老的基底断裂至今仍在活动，

5、诱发地震，成为长寿断裂。,7,4.断层构造岩石多相混杂,变质岩区断裂的重大特点之一是岩石在韧性剪切流变过程中产生新生的变质构造岩和新生的应力矿物组合。随着地壳的隆升，剪切带位置也随之上移，深成的糜棱岩系列的断层岩石也相应发生改造，遭受蚀变和破坏，形成复合断层岩。,8,5.断面 (剪切带)褶皱的普遍性,变质岩区韧性剪切带，甚至断层形成以后，作为一种面状构造又卷入后继变形，尤其是那些先存产状平缓的滑脱面，往往会大面积地卷入后期的区域性褶皱系统。事实上，过去变质岩区地质图上的不少地质界线，很可能就是这一构造现象的反映。,9,韧性剪切带,第一节 剪切带的基本类型 剪切带是平面状或曲面状的高剪切应变带，

6、其长宽比至少大于5:1。 剪切带是地壳和岩石圈中广泛发育的主要构造类型之一，可以在不同层次、不同环境下发育，其尺度可从超显微的晶格位错到造山带或变质基底内几十公里宽和上千公里长的韧性剪切带。 剪切带的研究不仅是造山带研究中的重要课题，且在整个岩石圈构造及全球构造动力学方面具有重要意义。,10,根据剪切带的几何产状和运动方式，可将剪切带划分为走滑(平移)型剪切带、推覆(逆冲)型剪切带和滑覆(正断)型剪切带等三种类型。根据剪切带发育的物理环境和变形机制的不同可将剪切带划分为下列三种基本类型(图15-1):图15-1剪切带的类型图示(据J.G.Ramsay，1980)A.脆性剪切；B.脆-韧性剪切；

7、C.韧-脆性剪切，D韧性剪切带,11,1.脆性剪切带(断层或断裂带)脆性剪切带是在地壳上部的低温及高孔隙压力与静岩压力条件下发生的脆性变形的产物。其特点是具有一个或多个清楚的不连续界面(图15-1A)，两盘位移明显，变形集中在个别不连续面上，伴生有各种碎裂岩系列(表15-1)的断层岩，其两侧岩石几乎未受变形。,表15-1石英-长石质岩石圈断层岩分类筒表,12,2. 脆-韧性过渡型剪切带 脆-韧性剪切带有多种类型，主要型式有两种:似断层牵引现象的脆-韧性剪切带(图15-1B)，在韧性变形的岩石内部发育不连续面，沿不连续面可能产生摩擦滑动，而其两侧一定范围内的岩层或其他标志体则发生一定程度的塑性变

8、形；韧-脆性剪切带由张裂脉的雁行状阵列表现出来(图15-1C)，雁列张裂隙反映岩石的脆性变形，而张裂隙之间的岩石一般受到一定程度的塑性变形。,13,3.韧性剪切带 韧性剪切带是岩石在塑性状态下发生连续变形的狭窄高剪切应变带 (图15-1D和图15-2)。典型的韧性剪切带内变形状态从一壁穿过剪切带到另一壁是连续的，不出现破裂或不连续面；带内变形和两盘的位移完全由岩石的塑性流动或晶内变形来完成，并遵循不同的塑性或粘性蠕变律。因此，韧性剪切带具有“断而未破，错而似连” 的特点 (图15-1D和图15-2)。,14,长宽比至少大于5 : 1的平面状或曲面状强剪应变带。,强剪应变带,15,逆冲型剪切带,

9、16,17,以上三种剪切带反映了它们形成时岩石的力学性质的差异，也反映了地壳和岩石圈不同层次、不同物理环境和不同流变机制条件下岩石的应变局部化特征。在空间和时间上，它们有着紧密的联系，且可以相互转换或过渡 (图15-3)。,18,第二节 韧性剪切带 的几何学,一、韧性剪切带的规模与产状 韧性剪切带的规模相差甚大，小者在薄片中可见，大者长达数百-上干公里，甚至一些陆块或板块的边界也表现为韧性剪切带。从位移距离来看，相差也很悬殊，小者毫米级大者上百公里。 韧性剪切带的产状陡缓不一，可以从水平至直立，与韧性剪切带的性质、规模、发育的构造部位等因素有关。大型韧性剪切带的产状常常是变化的，尤其是那些经过

10、后期变形改造的韧性剪切带更是如此。,19,二、韧性剪切带的域构造 如果说变质岩区的域构造特征在显微尺度上表现在劈理和片理的结构上，那么，在宏观上则通过韧性剪切带的域组构而显示出来。在一条剪切带的不同尺度上都是线性强变形带与其间弱变形断片或岩块相间列。 强应变带由以层状硅酸岩为主导的构造岩组成，主要构造岩是构造变形分解和变质分异过程中形成的退变质的糜棱岩系列岩石，发育面理和线理，并随卷入岩石的变形习性差异和递进剪切变形的强度而分带，通过地质填图可以把不同应变带标给出来 。,20,弱应变域主要表现为间夹于剪切带内的各式构造岩块。在弱应变域内，先存残余构造不同程度得到保存，在该域可以从事地层学或构造

11、地层学层序研究及叠加褶皱分析。,21,三、韧性剪切带的阵列,韧性剪切带的阵列，随区域构造应力场和区域构造部位而变化，常见以下几种:1.平行式。一组或一群韧性剪切带平行排列，产状大致相同。2.斜列式。一组韧性剪切带平行排列，但韧性剪切带之间首尾相接，斜列相错。如粤东莲花山地区韧性剪切带，它们呈NE向右列雁行展布 。3.共轭式。不同方位的两组剪切带相交切，其中一组为左旋剪切，另一组为右旋剪切。构成菱形网结构造系统 (图)。,22,四、韧性剪切带的应变状态,韧性剪切带有两个基本结构要素，即剪切带的两盘(壁)和两盘所限制的强塑性变形带。自70年代初到80年代初。J.G.Ramsay在讨论韧性剪切带的几

12、何性质及其应变模型时，根据天然剪切带主要区段的构造特点，曾提出模式的边界条件是: (1)两边平行； (2)切过剪切带的任意断面上的位移剖面都相同。这意味着有限应变剖面及所有剖面上的小构造定向和具有的几何性质均相同。,23,实际上,剪切带的两盘可以是平行的，也可以是弯曲的。前者的几何边界条件是:具有相互平行的两盘或边界；沿每个横断面的位移情况是一样的，这表明岩石的有限应变方向和性质在横过剪切带的各剖面上是一致的。后者沿剪切带走向两盘可能收敛、汇合或分散，不同位置上剪切带横剖面的变形情况是变化的。根据剪切带的边界条件和位移情况， Ramsay将韧性剪切带的应变场划分为以下两种情况下的六种应变格式:

13、,24,(一)剪切带外的岩石未受变形的韧性剪切带(1)不均匀的简单剪切 (图15-5A)；(2)不均匀的体积变化 (图15-5B)；(3)不均匀的简单剪切和不均匀的体积变化之联合 (图15-5C)。(二)剪切带外的岩石受到均匀应变的韧性剪切带(1)均匀应变与不均匀的简单剪切之联合 (图15-5D)；(2)均匀应变与不均匀的体积变化之联合 (图15-5E)；(3)均匀应变、不均匀的简单剪切和不均匀的体积变化之联合 (图15-5F)。,25,26,上述六种应变状态虽然是把事物简单化和模式化的产物，但在实践上却有很大的现实性。在地壳较浅层次，许多顺层韧性剪切带由于受先存界面的控制，强剪切应变经常局限

14、在某些软弱层内，两侧能干岩层常常不变形或弱变形。故一般都具A、B、C三种应变格式。较浅花岗岩或其他岩体中狭窄剪切带，也多数属于两盘未变形情况。但在高级变质岩区，整个岩石体都处于塑性状，在岩石片麻理化基础上又进一步形成变晶糜棱岩带。在这种情况下，两盘岩石遭受到不同程度的变形，因而只能用D、E、F状态来说明其内在机理。一般地说，韧性剪切带内的岩石不仅有形变和体变，而且还存在着压溶、相转换等物质的运动和改造，因此，上述六种状态中更适用于天然的模式应为C或F。,27,五、简单剪切带的基本几何关系,各类剪切带的变形都是非均匀简单剪切。一个非均匀简单剪切可看作是若千个无限小的均匀剪切带的组合。因此，一个小

15、的均匀简单剪切单元的应变特征是分析所有剪切带变形的基础。在分析均匀简单剪切单元的基本几何关系时，一般作如下假设 (图15-6): (1)坐标的选择。设平行剪切方向为X轴，剪切面为Xy面，y轴垂直于X轴，Z轴垂直于Xy面 (图15-6A）。,28,29,(2)设应变椭球的三个主应变轴为Xf 、yf和Zf并且Xf yfZf ，同时还假设yf不变，即e2=0，作为平面应变分析，中间应变轴yf包含在平行剪切带两边界的平面中。在XZ面上测得主应变轴Xf ，与X轴的夹角为。 (3)设原先存在的平面标志层在XZ面上的迹线与X轴在变形前的夹角为，变形后的夹角为 。原单位半径的圆变为应变椭圆，其主轴沿Xf长度为

16、1十e1 ，而沿Zf的长度为1十e3，Xf的旋转角度= 为剪应变，为角剪切，d为平行X轴的位移距离。 在上述假设条件下，剪切带的基本几何关系可表示为:,(此处z是小单元剪切带的宽度),30,以上表达式反映了剪切带内一些基本物理量间的关系。这是基于假设小均匀剪切应变单元。对于天然剪切带来说，剪切应变值不是变化的。它在带的中心最高，边界处最低。因此，剪切带中各物理量的计算较复杂。,31,第三节 韧性剪切带内的岩石变形,从力学观点来看，韧性剪切带就是地壳和岩石圈中不同尺度的缺陷，是应变软化带和应变局部化带。从而形成了特征性的岩石、构造和其他微观变形现象。,32,近年来对变质构造岩研究的重大突破，是把

17、断层构造岩分为两大系列：脆性断层碎裂岩系列和韧性剪切带糜棱岩系列。前者的细粒化主要是由于机械破碎而成，而后者的形成作用极其复杂，原有物质通过韧性变形、动态重结晶细粒化而形成基质，并因塑性流变而具糜棱面理，未细粒化部分构成残斑。糜棱岩中反映塑性变形和重结晶的显微构造，如波状消光、变形纹、变形带、机械双晶、亚晶粒、新晶粒及核幔构造、压溶构造、压力影等等，都充分说明了它与碎裂岩类动力变质岩的形成机制完全不同。,33,一、糜棱岩,(一)糜棱岩的基本特征糜棱岩这一术语是Lapworth于1885年提出的，用以描述苏格兰沿莫因断层发育的一种细粒的、具强烈面理化的断层岩。他认为，这些岩石是错动面上岩石受到压

18、碎、拖曳、强烈研磨而产生的。因而，长期以来人们都认为糜棱岩是脆性变形的产物。70年代以来，随着岩石变形实验研究的发展，金属物理学理论的引入及透射电子显微技术的兴起与运用，人们对糜棱岩的显微构造、组构特征都有了崭新的认识。,34,1981年在加利福尼亚彭罗斯国际糜棱岩研讨会上，普遍认为糜棱岩的三个基本特征是:与原岩相比，粒度显著减小；具增强的面理和 (或)线理；发育于狭窄的强应变带内。 然而，多年的实践发现，凭这三个特点有时仍难以将糜棱岩与面理化的碎裂岩很好地区分开来。因此，对糜棱岩的基本特征鉴别还应加上另-个特征，即：岩石中至少有一种主要的造岩矿物发生了明显的塑性变形。其显微构造，如丝带构造及

19、核慢构造等都表现出塑性变形、动态恢复及动态重结晶的特点。这是现代糜棱岩概念的四个基本要素。,35,(二)糜棱岩的类型,根据糜棱岩中细粒化基质的含量可将糜棱岩系列的岩石划分为初糜棱岩、眼球状糜棱岩(图15-7B)、糜棱岩 (图15-7A)和超糜棱岩及准塑性糜棱岩(表15-1)。准塑性糜棱岩既具有塑性变形特征又有脆性变形行为，所谓的S-C糜棱岩和部分眼球状糜棱岩，大都属于这一类。它们反映了脆-韧性过渡区域内岩石的流变学性状。 随着变形后重结晶的增高，糜棱岩的细小颗粒或多晶集合体将重新结晶而长大，使糜棱岩转变成各种结晶片岩。根据其结晶程度和结晶颗粒的大小，分为千糜岩、变余糜棱岩、构造片岩和构造片麻岩

20、。,36,注：据Marshak和Mitra(1988)的断层岩分类方案（引自游振东和索书田等，1991，P. 69）修改。,石英长石质岩石圈断层岩分类简表,37,图157糜棱岩 (据H. Williams，1982) A.长英质糜棱岩，d5mm，碎斑为长石，石英拉成丝带状，围绕着碎斑B.眼球状糜棱岩，d6mm，长石呈眼球状，基质由白云母、绿泥石组成，围绕碎斑分布,38,二、 千糜岩是糜棱岩的一个变种，具有千枚岩的外貌，其中有大量的含水的片状或纤维状矿物，如绢云母、绿泥石、透闪石、阳起石等(图15-8)。,39,三、构造片岩具有明显的面理构造和新生的矿物。颗粒一般较大(0.5mm)，有时可见到变

21、余的糜棱结构。其中的石英在平行的云母类矿物的限制下常形成矩形晶体，其长边平行面理(图15-9)。,40,四、变余糜棱岩是介于构造片岩和糜棱岩间的一个过渡类型，它虽然具有广泛的重结晶作用，但糜棱岩的结构构造仍明显可辨。变余糜棱岩与糜棱岩的区别在于后期重结晶的强弱。,41,关于各类动力变质岩类的特点，近年出版的构造地质教科书上都有比较系统的描述，一些构造图册上也有不少典型照片，这里不再一一述及。不过在实际工作中仍然有不少值得重视和深入研究的问题。包括: l.目前虽然不再把超碎裂岩、或显微角砾岩等同于糜棱岩。但对其成分研究发现，其基质的极度细粒化不仅是曾受强烈机械破碎的结果，与原岩相比，其中常含不等

22、炭质、铁质及粘土类矿物。说明其在高度研磨过程中已有压溶作用发生。机械摩擦增热极端发展，甚至导致假玄武玻璃的产生。,42,近年来，在很多地区的韧性剪切带中发现了假玄武玻璃。假玄武玻璃外貌很像火山成因的玄武玻璃，常分布在韧性剪切带的碎裂糜棱岩中，呈大小不等的脉状、团块状、不规则状，假玄武玻璃中常有超碎裂糜棱岩残块。据其产状、分布、物质成分等特征表明，假玄武玻璃是在糜棱岩化之后，伴随着古地震于瞬时高应变速率下，糜棱岩石在摩擦热作用下部分熔融而成。,43,2.碎裂岩系列的断层岩，一般认为是浅构造层次脆性破坏的产物，但不同岩石或矿物的固流限是不相同的。实际上，一些固流限很高的岩石和矿物，即便在深层环境下

23、，也可能产生碎裂岩系列的构造岩。因此，在描述剪切带中断层岩时，常常要加岩性前缀，如长英质糜棱岩、镁铁质糜棱岩等。,44,3.在具有流状构造的断层构造岩中，糜棱岩系列与构造片岩系列的主要区别是重结晶作用的不同。一般糜棱岩系列岩石以动态重结晶为主导，构造片岩系列岩石以静态重结晶为主导。但是两者之间并没有严格的界线。在中高级变质条件下，许多韧性剪切带的递进简单剪切应变主要是通过其静态重结晶颗粒的定向排列反映出来。,45,4.一般情况下，从初糜棱岩到超糜棱岩所反映的有限应变不断增大，但在应变分布不均一的情况下，这种规律将受到干扰。如在斑状花岗岩中，一些韧性剪切带应变总量虽然很大，但常形成初糜棱岩。反之

24、，在细粒和等粒结构的花岗岩中，由于韧性变形时应变分布均匀，其细粒化过程也较透入，甚至全部基质化形成糜棱岩乃至超糜棱岩。,46,5.糜棱岩与区域变质岩有时在露头或手标本上都难以区别，以下几方面特征有助于认识糜棱岩: 糜棱岩带受韧性剪切带控制，产于狭窄的强烈变形或退变质带中； 糜棱岩面理发育，组成糜棱面理的矿物具有强烈的塑性变形和明显的动态重结晶现象，拉伸线理发育；糜棱岩是塑性变形与剪切作用共同产生的，所以糜棱岩中旋转、剪切等显微构造发育。,47,二、韧性剪切带内的褶皱变形,在各向异性的地质体内产出的韧性剪切带内，经常出现复杂的褶皱变形，其主要的褶皱变形类型有:1、被动相似褶皱 由于剪切带内差异性

25、剪切作用，改变了先存面状构造的方位，导致标志层出现被动褶皱，一般形成相似褶皱。轴面平行于剪切带 (图15-10)。2、主动纵弯褶皱 是先存标志体或面状构造受挤压失稳形成的(图15H1)。褶皱形成的先决条件是:标志体与围岩之间存在能干性差。,48,49,如果标志层与基质之间韧性差不大，则标志层的厚度由于被剪切而发生改变。同时，这种变化还决定于标志层的产状及标志层与剪 切带的夹角()。其关系式为： 其中t为原始厚度，t为改变后的厚度。当90时(图15-11A1)则递进剪切应变将首先使标志层缩短加厚，然后褶皱(15-11A)。当90时(图15-11B1)，则递进的剪切应变总是使标志层逐渐变薄 (图1

26、5-11B2)。,50,51,如果标志层与基质之间韧性差显著，标志层在变形中并不是被动的，在递进剪切变形中，起初被动层的缩短时，标志层将发生纵弯褶皱(图15-11C2、A3)，其褶皱的幅度取决于层的厚度及标志层与基质的韧性差的大小。在强硬的标志层被拉伸变薄，可能形成香肠构造（图15-11B3)，或在强硬层受递进应变先缩短后拉伸的情况下，则可在一个剖面上出现褶皱，后又被展平变成了石香肠构造 (图15-11C3)。,52,3、鞘褶皱 韧性剪切带中的褶皱与地壳浅层次常见的褶皱的几何形态不同。剪切带中大部分褶皱的褶轴与拉伸线理的方向大致平行，这种褶皱称为A型褶皱(图15-12B、D和E)；而浅层次褶皱

27、的褶轴与拉伸线理相垂直，这种褶皱称为B型褶皱(图15-12C)。A型褶皱一般发育在剪切带的强烈剪切部位，可以是受剪切作用直接形成，或由较开阔的B型摺皱随着剪切变形的加剧，使褶皱平行拉伸线理而形成。,53,鞘褶皱或斜褶皱一般发育在剪切带的强烈剪切部位，其最本质的特点是拉伸线理与褶皱轴趋近平行，故都属于A型褶皱。这类褶皱可以是受剪切作用直接形成，也可能由先存B型褶皱随变形加剧使枢纽强烈弯曲，甚至拉长呈刀鞘状，使褶皱伸长与拉伸线理平行。在韧性剪切带申，常常可以由边部到其强化带看见从B型褶皱到A型鞘褶皱的演变过程(图1512)。,54,55,为了研究方便将鞘褶皱的长轴(平行运动方向)确定为X轴；Y轴与

28、X轴垂直，并平行于剪切面；Z轴垂直于XY面 (图15-12E)。 鞘褶皱在不同断面上的形态变化很大。在垂直X轴的YZ面上以封闭的圆形、眼球形、豆荚状为典型特征(图1513A)。在XZ断面上多为不对称及不协调的褶皱，其轴面的倒向为剪切方向 (图15-12D、E，图15-I3B)；在XY断面上褶皱不明显，但显示出长条形或舌形等，其上发育有明显的拉伸线理，拉伸线理指示剪切运动的方向。,56,鞘褶皱在YZ面上的形态,57,鞘褶皱(YZ面）,58,三、新生面理和线理,许多天然韧性剪切带的变形岩石中，常发育有由矿物或矿物集合体的优选方位平行于剪切带的应变椭球体的Xf Yf面而形成的面理，即剪切带内面理()

29、。它在剪切带内的方位变化受应变主拉伸轴(Xf )方位的控制(图15-6B、图15-14)。因此，剪切带内面理()的方位随着从剪切带的边缘到中心的应变加强而相应改变。在简单剪切带边部， “S”型面理与剪切带的边界夹角成45，在中部随着主应变量的增加；则夹角变小趋近于0，穿过剪切带形成“S”型面理(图15-6B)。,59,据剪切带内面理 ()与剪切带边界的夹角及其变化可以测量平行于剪切带的剪应变，从而计算出横过剪切带的总位移，具体的计算方法:在垂直于y轴的剪切带的剖面 (XZ面)上，横穿剪切带，从剪切带的边界直至中心，依次测量各点的剪切带内面理(S)与剪切带壁(即X方向)的夹角 ，据公式tan2=

30、2/ ，利用求出剪应变量 (图15-6C)。以剪应变()为纵坐标，以测点到剪切带一边的距离(x)为横坐标，作剪应变()与距离(x)的曲线图(图15-6D)。曲线与横坐标包围的面积就是总的横过剪切带的位移距离(d)。,60,据比奇(ABeach，1974)对苏格兰西北部的前寒武纪Caxfordin造山带前缘的许多剪切带作的计算，总位移量达25km以上。 由于剪带内发育“S”型面理和矿物拉伸线理，使剪切带内的岩石具有良好的面状构造(S)和线状构造 (L)。此类岩石称为SL构造岩，它是韧性剪切带的标志之一。,61,第四节 韧性剪切带的运动方向的确定,韧性剪切带的剪切运动方向，可根据以下几个方面加以确

31、定:(一)错开的岩脉或标志层 穿过剪切带的标志层往往呈“S”形弯曲，造成标志层在剪切带两盘明显位移，根据互相错开的方向可确定剪切方向(图15-16A)。但应用这一方法时，要注意先存标志层与剪切带之间的方位关系，否则会得出错误的结论。,62,(二)不对称褶皱 当岩层受到近平行层面方向的剪切作用时，由于层面的原始不平整或剪切速率的变化，导致岩层弯曲旋转。随着剪应变的递迸发展，褶皱幅度被动增大，形成缓倾斜的长翼和倒转短翼的不对称褶皱，由长翼至短翼的方向即是褶皱倒向，代表剪切方向(图15-16B)。但要特别注意，在剪应变很高时，褶皱形态将变化，变形初期与剪切作用方向协调的不对称褶皱的倒向可发生反转，如

32、原为“S”型褶皱转为化“Z”型褶皱，上述法则就不再适用了。,63,(三)鞘褶皱 鞘褶皱枢纽的方向或垂直“y轴剖面上的褶皱倒向指示剪切方向(图15-16C)。(四)S-C面理 韧性剪切带内常发育两种面理:平行于剪切带内的应变椭球的Xf Yf面的剪切带内面理 (S)，在剪切带内呈“S”型展布。糜棱岩面理(C)。糜棱岩面理(C)实际上是一系列平行于剪切带边界的间隔排列的小型强剪切应变带。常由更细小的颗粒或云母等矿物所组成(图15-17) 。 “S ” 型面理和“C”面理所交的锐夹角，指示剪切带的剪切方向(图15-16D)。随着剪应变加大，剪切带内面理 (S)逐渐接近以致平行于糜棱岩面理 (C)。,6

33、4,(五)“云母鱼”构造 “云母鱼”构造多发育于石英云母片岩中，先存的云母碎片，其中的(001)解理处于不易滑动的情况下，在剪切作用过程中，在与(001)解理斜交的方向上形成与剪切方向相反的微型犁式正断层。随着变形的持续，上、下云母碎块发生滑移、分离和旋转，形成不对称的“云母鱼”(图15-16E)。 “云母鱼 ”两端发育有细碎屑的层状硅酸盐类矿物和长石等组成的尾部。细碎屑的尾部将相邻的“云母鱼”连接起来，形成一种台阶状结构，是良好的运动学标志。这种细碎屑的尾部代表强剪切 应变的微剪切带，它组成了C面理。与图15-17S-C面理图示S-C面理一样，其锐夹角指示剪切方向。此外，利用不对称的“云母鱼

34、”及其上的反向微型犁式正断层也可确定剪切方向(图15-16E)。,65,(六)旋转碎斑系 在糜棱岩中的韧性基质剪切流动的影响下，碎斑及其周缘较弱的动态重结晶的集合体或细碎粒发生旋转，并改变其形状。形成不对称的楔形尾部的碎斑系。根据结晶拖尾的形状，分为“”型和“”型两类。 “”型碎斑系(图15-16F)的楔状结晶尾的中线分别位于结晶参考面 (图15-16F中的X1)的两侧。 “”型碎斑系的结晶尾细长，根部弯曲，在与碎斑连接部位使基质呈港湾状，两侧结晶尾的发育都是沿中线由参考面的一侧转向另一侧 (图15-16G)。 碎斑系的拖尾的尖端延伸方向指示剪切带的剪切指向。如果结晶尾太短，则不能用来确定剪切

35、方向。,66,七)不对称的压力影 韧性剪切带内压力影构造呈不对称状，坚硬单体两侧的纤维状的结晶尾呈单斜对称。据此可以确定剪切方向(图15-16H)。(八)“多米诺骨牌”构造 糜棱岩中的较强硬的碎斑(如长英质糜棱岩中的长石碎斑)。在递进剪切作用下，产生破裂并旋转，使每个碎片向剪切方向倾斜，尤如一叠书被推倒，形成类似多米诺骨牌。其裂面与剪切带的锐夹角指示剪切带的剪切指向(图15-16I)。,67,(九)曲颈状构造 糜棱岩中的碎斑或矿物集合体、侵人岩体中的捕虏体等，在递进剪切作用下，使其一侧被拉长 (或拉断)，形成曲颈瓶状。曲颈弯曲方向表示剪切带的剪切方向(图15-16J)。 实践表明，鉴定一些小型

36、剪切带的运动和剪切方向并不难，难的是如何准确鉴定大型尺度的、结构和变形历史复杂的剪切带的剪切方向。因此，从不同尺度，全面地收集剪切带内和带外变形特征，对比各种运动学标志(图15-18)和应变状态，在时间和空间上进行变形或应变分解，并与温度、流应力、围压、流体作用等物理条件紧密地结合起来进行分析，是鉴定大型剪切带复杂运动图像的最根本的方法。,68,第五节 韧性剪切带的观察与研究,韧性剪切带一般产于变形变质岩区或岩体内，在这些地区工作时，应注意可能存在的韧性剪切带。 (1)韧性剪切带以强烈密集的面理发育带为特色。在变质岩区，如果发现与区域面理产状不一致的高应变带，或者在块状均匀的岩体内出现狭窄的高

37、应变面理带，尤其是其中主要岩石已糜棱岩化，可以肯定是一条韧性剪切带。在初步确定韧性剪切带后，应对其进行追索和观察，测量其总体方位、产状及其变化。追索中还要测量韧性剪切带的宽度和延伸长度，观察与围岩的接触面是相对截然的，还是递进变化的，尤其要注意围岩中的片理或板状体 (如岩墙等)在伸进剪切带时产状和结构的变化。,69,(2)韧性剪切带内主要有两组面理，剪切带内面理(S)和糜棱岩面理(C)，形成S-C结构。剪切带内面理与剪切带边界或糜棱岩面理成一定的交角()，而且交角随趋向剪切带中心变小，甚至为0。，从而与糜棱岩面理和剪切带界面平行一致。可选择几条横过剪切带有代表性的剖面，系统测量价角的变化，这样

38、，不但可以了解剪切带内部结构的变化和消亡，而且也为计算剪切位移量提供依据。,70,(3)注意观察剪切指向的各种判据并相互印证，以查明剪切方向及其变化。 (4)韧性剪切带内常发育鞘褶皱，应注意查明其几何形态、规模大小、伴生的A线理、三个剖面 (XY面、YZ面和XZ面)的构造特征、与韧性剪切带的关系。对卷入剪切带的标志层，应测量其方位和厚度等的变化。 (5)观察岩石的多种变形变质现象。带内糜棱岩是典型的SL构造岩，应注意观测。由于糜棱岩形成过程中普遍发生塑性流变、重结晶和流体的加入，使长石等不含水或少含水矿物转变成富水矿物绢云母等。导致退化变质。,71,(6)在野外研究中，应系统采集构造和岩石标本

39、，以便在偏光显微镜下和透射电子显微镜下进行显微构造和位错等的研究。 (7)韧性剪切带阵列的综合分析。由于地壳和岩石圈结构的不均一性和各种变形物理条件的影响，剪切带的组合型式和阵列是因地而异的，各种阵列都反映了应变的不均一性。例如，强应变带与弱应变域相间列或叠置的网结状剪切带阵列，这是一种在不同尺度上都可观察到的组合型式，反映了地壳结构和应变的不均一性，是变形分解和应变局部化的必然结果。,72,而平行带状韧性剪切带阵列，反映了地壳某一部分地质体经受了相同的应变方式；共轭韧性剪切带则一般发育在相对均一的或面状组构不发育的构造域内。但楔形韧性剪切带和拆离型韧性剪切带的发育，说明了无论在平面上还是在剖

40、面上，地壳和岩石圈结构都是不均一的，具有流变学的分带性和分层性。因此，韧性剪切带阵列研究，是造山带及其地壳岩石圈流变学研究的一个重要方面。 地质制图，尤其是大比例尺的地质制图是野外研究韧性剪切带的主要手段。在观察研究中，应注意查明所处的构造环境，以便为探讨其运动学、流变学和动力学及其发展演化过程提供背景依据。,73,韧性剪切带 的构造类型,在韧性剪切带的研究中，不同学者从其研究对象和侧重方面出发，提出过不同的术语对韧性剪切带进行描述。一般新生剪切域很窄或不明显者多称为构造滑脱(detachment)、构造滑断 (tectonic slide);新生剪切域较宽或明显者，常根据其主要构造物质及组构

41、特点称呼为糜棱岩带(myloniged zone)糜棱片麻岩带(mylogneissic zone)、韧性变形带(ductile deformation zone)、线性活动带 (Lineavis mobile zone)、韧性剪切变质带 (ductile shear-metamorphic zone)，并从几何学、运动学和动力学角度对韧性剪切带进行了不同的分类。,74,根据韧性剪切带的构造变形体制及其所造就的几何学和运动学特征，按其产状划分为四种基本类型 (图15-19)。 1.推覆韧性剪切带 主要形成于收缩构造体制下，上盘岩块主动向上逆冲滑移，并在上盘形成强应变带。一般发生于板块或陆块会聚

42、区域，使地壳增厚 (图15-19A)。 2.拆离韧性剪切带 主要形成于伸展构造体制下，下盘主动向上抽提，并在下盘形成强应变带。一般发生于地壳深部拉张区域，常受板块离解所控制，导致地壳减薄 (图15-19B)。,75,3.顺层韧性剪切带 主要形成于伸展或收缩构造所引发的大规模近水平分层剪切运动，也是层圈运动的一种表现。与伸展体制相关的近水平韧性剪切主要表现为正向韧性滑脱。与收缩体制相关的近水平韧性剪切主要表现为逆向韧性滑脱。两者的运动皆受层型界面的控制，前者造成地层柱缺失，后者造成层片堆垛 (图1519C)。 4.走滑韧性剪切带 主要形成岩石圈板块或陆块相对直立走滑区域。表现为两侧岩块相对平移并系统地横切层型界面(图15-19D)。按其相对运动特点可分为左行韧性走滑和有行韧性走滑两个亚类。深层走滑剪切带在构造较上部层次上常转换为次级逆冲走滑剪切带或剥离走滑剪切带并构成正、负花状构造和辫状构造。,76,77,78,79,80,81,82,83,伸展和挤压体制下低缓角度韧性剪切带的几何特征,84,85,86,87,88,89,90,91,92,93,94,95,96,97,98,