怎麼看地質構造線兩側地塊的移動

A. 地質構造綜合解譯

9.3.1 構造層解譯

色調和色差，地貌和水系是構造層解譯最突出的特徵信息。Z～O構造層呈黑灰色，背景色調為灰色，灰白色的D～T構造層，色差大，界線一目瞭然。不同構造層有不同的水系，湘西的志留系構造層普遍發育順向溝谷，組成梳狀紋形；第四系和元古界構造層發育樹枝狀水系，碳酸鹽岩地區發育潛流水系和格子狀水系。根據上述解譯標志進行構造層解譯效果較好。如中上元古界揚子地塊褶皺基底集中分布於武陵、雪峰山區和湘東的臨湘、衡東一帶，包括冷家溪群和板溪群，為一套淺變質碎屑岩系，形成中、低山地形，水系以樹枝狀為特徵，影像表面粗糙多為條塊狀中等結構。雪峰山區以東地區Z～S構造層，紋形較細，常呈細片狀、網格狀，局部有人字狀。D₂～T₁構造層的灰岩，多為低山丘陵和高丘陵、浮土覆蓋多，影像反映岩溶地貌不突出，為條塊狀、點紋狀；T₃～J構造層往往色調呈淺灰至灰色，多以小盆產出；K～E構造層主要分布於洞庭湖、沅（陵）麻（陽）、平（江）長（沙）、衡陽—桃水、茶（陵）永（興）盆地，為一套斷陷堆積的紫紅色碎屑岩。組成低山丘陵，植被不發育，具面狀結構，紋形種類較多，湘東呈雁形排列的紅層多被斷層圍限，表現出凹陷和斷陷的雙重特徵。第四系構造層大面積分布於洞庭湖平原，湘、資、沅、澧四水流域亦有分布，地勢平坦、河湖眾多，河道彎曲，樹枝狀水系發育。

9.3.2 斷裂構造解譯

斷裂在遙感圖像上主要表現為線性體，但圖像上的線性體並非全部是斷裂。因此，利用遙感資料解譯本省斷裂構造時，我們進行了兩方面工作，第一是識別線性體，第二是驗證線性體，即判別斷裂構造線性體和非斷裂線性體。線性體的驗證實質上屬於斷裂遙感標志的確定和構造驗證。目前，遙感技術對斷裂線性體具有較強的檢測能力。由於遙感資料信息量大，處理速度快，覆蓋面廣，識別物種多，不同時相圖像能夠反映物候變化等特點，線性體分析已成為區域構造及深部構造分析、礦產和能源勘查、區域穩定性及地震評估等方面的重要手段之一。工作中，為了有效地識別遙感圖像上的斷裂構造，我們首先根據初步的圖像地質解譯，結合必要的野外地質驗證，建立圖像覆蓋區的影像地層單位，確定其圖像解譯標志，並初步了解區內影像構造框架，然後再進行斷裂的圖像解譯。

斷裂性質解譯是在斷層產狀和兩盤相對錯動判譯基礎上，與地面資料結合進行。正斷層容易形成斷層陡崖、斷層三角面，特別是高角度正斷層最容易形成上述地貌。階梯狀的斷層陡崖、斷陷盆地和地塹湖泊，也是正斷層所形成。逆沖推覆構造在圖像上出露斷裂線通常呈曲線形，特別是其前峰部位往往表現為凸凹不平的弧形斷裂，在地貌上容易形成不同岩性造成的陡壩。影像弧的顯示方向與推覆構造的運移方向一致，這類構造的典型實例是永興逆沖推覆構造帶。遙感圖像上走滑斷裂兩側通常表現出派生構造現象，如低序次的牽引褶皺和羽狀節理、旋扭構造等；以平行排列、斜列、共軛扭裂面等形式成組出現，把岩塊切成菱形或正方形塊體，地貌上多表現為線性負地形，或沿某一方向斷續延伸，並與區域總的山系、水系格局不協調。平移斷層水平錯動跡象，在地形、水系和地質體錯動上反映最為明顯，具明顯的色調界面及線性負地形。這類斷層的典型實例有長壽街—雙牌斷裂和遂川—熱水斷裂。

9.3.3 環形構造的影像分布特徵

根據遙感解譯所反映的環形影像，結合地質資料，對本省環形影像構造作如下解釋和分類。

（1）岩體或隱伏岩體環：這類環形影像最為發育，如金井、望鄉、板杉鋪、歇馬、南嶽、宏夏橋、萬洋山、彭公廟、騎田嶺、大義山北側、藍山山口等環形影像。這些環形影像都呈圓環狀或橢圓狀，色調環明顯，面積由數十至數百平方公里。

（2）基底隆起環：這類環形影像呈渾圓形態，邊界不清，如華容桃花山兩側、祁東雞龍街東部、衡陽茶山坳、武崗鄧家鋪及益陽環形影像，並表現出重力低和圈閉的航磁正異常。

（3）隱伏凹陷環：由地殼局部沉陷形成下凹的環形構造，遙感圖像上為圓形和橢圓形邊界，環內具有色調異常及有別於環外的紋形圖案，邊緣發育環形水系，如安鄉凹陷，平江凹陷等。

（4）水系地貌環：主要表現為環形影像沿水系呈環狀分布，反映了一種由環狀構造控制的水系形態。較典型的有益陽南環狀水系，長沙河西烏山放射狀水系等，這類環形構造多數與活動構造有關。

（5）隕擊環：在遙感解譯時新發現的一種環形構造，與海南白沙隕擊環形構造極為相似，分布於石門縣蘇家鋪，直徑約10 km。我們與長沙大地所王道經研究員一起進行了野外考察，發現環形構造地貌特徵明顯，環內分布有大小不一、雜亂堆積的礫塊直至山頂，底部岩石由志留—奧陶系砂岩及粉砂質泥岩組成震裂帶，但未發現隕石碎塊，值得進一步工作。

9.3.4 基底韌性剪切構造

武陵期EW向韌性推覆剪切構造帶北界大約在花垣—慈利—臨湘一線，南界在安化—湘潭一線，呈一近東西向長條帶展布，寬約100 km，向西見於武陵山、芷江，往東延入省境入幕阜—九嶺地區。帶內地層主要為中元古界冷家溪群，武陵構造運動使其產生形變，形成主體為東西向的褶皺帶，自北向南發育三條韌性推覆剪切帶，它們分別是花垣—慈利—臨湘韌性推覆剪切帶、仙池界—連雲山韌性推覆剪切帶、芷江—安化—湘潭—瀏陽韌性推覆剪切帶。

9.3.5 逆沖推覆構造

據初步統計，湖南省中、新生代逆沖推覆構造分布見表9-2。表中所列推覆構造分布於7市21縣中，主要出現於雪峰山隆起的東西兩側、祁陽弧內側和中新生代紅色盆地周邊。雪峰山地區推覆體主要沿東西兩側北北東向壓扭性斷裂分布，造成辰溪附近約20km²大小的小龍門飛來峰，使中上石炭統推覆在三疊系煤系層之上；辰溪深促灣石油一井、二井所見，據深1059 m及1360 m的二疊系再次被推覆到侏羅系之上，而另一井中多次見到二疊系推覆到白堊系之上。湘中地區，祁陽弧沿內弧斷裂帶在白馬鋪、五峰鋪、仙槎橋等多處見到由東向西的低角度逆沖，造成泥盆系及南鎮煤礦石炭系煤系推覆到侏羅系之上。甘塘煤礦見到梓門橋段，被測水段煤系地層推覆，構成大鼓塘飛來峰及九嶺一帶跳馬澗組逆沖在石磴子組之上。

表9-2 湖南省逆沖推覆構造統計表

湘南南北向構造帶，由於強烈的由東向西推擠，形成楊梅山煤礦雙層飛來峰，使石炭系大塘階逆沖在三疊系煤系地層及白堊系之上。永興推覆體位於耒陽、永興、郴州三縣市交界處，面積達14 km²，西緣分布有面積為1 km²的肥江飛來峰，逆沖斷面上下的二疊系地層構造形態不協調，使有的地段變成無煤帶，有的地段煤層重疊產出。大多數推覆構造長度為數公里至數十公里，少數大於100 km，外來岩體絕大多數為晚古生代，其中主要為上泥盆統錫礦山組和中、上石炭統壺天群。原地岩則多數為上三疊統至下侏羅統，上二疊統龍潭組和下石炭統測水段的煤系地層，也有元古界板溪群變質岩推覆於晚古生代甚至中新生代地層之上。各推覆構造的總體走向受所在區域構造控制，雪峰山隆起區兩側，走向為北東向；祁陽弧內側自北而南由北東向轉變為北西向，與褶皺軸方向一致；中新生代盆地中湘東為東西向，湘東南則為北東或南北向。

9.3.6 走滑旋扭構造

從湖南省布格重力異常圖（圖9-1）可看出，在南嶺東西向構造帶以北湘贛地區，主要有三條 NNE向重力梯度帶，即贛江重力梯度帶、修水—茶陵—郴州重力梯度帶、安化—城步重力梯度帶。此外還分布有常德—安仁、邵陽—郴州、新寧—藍山等三條 NW向次級重力梯度帶。湖南省境內兩條 NNE向異常帶規模和強度甚大，錯斷和圍限 NW 向異常帶，地學大斷面上為顯著的岩石圈厚度陡變帶及直插軟流層的低阻帶，說明茶陵—郴州、安化—城步一帶存在著切穿岩石圈、並具走滑性質的深大斷裂帶。常德—安仁一帶為向NE陡傾的低密度（衛星自由空氣重力異常強度為-20～-30 mGa1）和低阻（50～90Ω·m）狹窄深延帶———岩石圈斷裂構造帶，而邵陽—郴州異常帶和新寧—藍山異常帶則是切穿陸塊基底的隱伏大斷裂反映。據方適宜、李先福等研究，沿 NE18°修水—茶陵—郴州主斷裂兩側主要為 NE、NNE 向左行雁列走滑斷裂構造帶，自北而南有湘陰—資源斷裂、長壽街—雙牌斷裂、茶陵—郴州斷裂、遂川—熱水斷裂，以及較小的桂東斷裂、資興斷裂、塘洞斷裂等。單條大斷裂的走向與深部走滑剪切面的夾角一般在 16°左右，長度從170 km（桂東斷裂）～400 km（長壽街—雙牌斷裂）不等。這些斷裂都表現為一系列次級斷裂順走向疊接的分枝復合直線型位移帶，但在不同區段表現不完全相同。就單條斷裂而論，在其主幹部位，一般表現為平移直立斷層，在其尾端，則表現為帚狀或分枝狀，並在其尾右側，又疊接有同一條平移斷裂。如是首先疊接，沿主斷裂兩側，分別向 NE 和 SW方向直線型延伸。當斷裂切穿花崗岩基時常表現為寬大而直立的破碎帶，在沉積岩和變質岩區則表現為多條平移逆斷層和階梯狀平移正斷層組合，特別是斷層與褶皺構造線方向平行時，只有通過地球物理資料才能查明它在結晶基底的具體位置。總之，NE向斷裂在平面上服從雁行排列的組合樣式，在剖面上具明顯的花狀構造，並在不同地段和部位表現出正、負花狀或先後疊加復合。

9.3.7 NW向構造帶特徵分析

（一）NW向構造垂向分帶

湖南省NW向構造帶在上地殼斷面上的構造型式與下殼層內狹窄的近直立斷層帶（低密度、低阻延伸帶）相比，發生了明顯的變化。根據邵陽—郴州、五峰仙—豐州等地紅層、沉積蓋層和褶皺基底中的NW向構造特徵觀察發現，NW向構造在湘中南地區上地殼不同構造層上表現為不同的構造形式（表9-3）。

（二）北西向斷裂帶的構造定位和表現

邵陽—郴州NW向構造帶：區域地質地球物理資料表明，邵陽—郴州NW向構造帶下殼層結晶基底表現為狹窄的陡傾斷裂構造帶，其總體走向為NW320°，傾向 NE，並造成上盤莫霍面逆沖抬升2～5 km。該斷裂帶在上地殼層內，則明顯地轉換為一系列 NW向剪切褶皺、斷裂和剪切重熔花崗岩等要素組成的構造帶，其剖面形態自下（韌性流層）而上（地表）呈辮狀撒開（圖9-2）。平面構造圖上，主應變帶位置（從SE向NW）是：自茶陵—郴州走滑斷裂西側的良田NW向斷裂帶開始至洋市—大義山南側S型剪切褶曲拐點切線方向，入衡陽盆地到金蘭橋被NNE向長壽街—雙牌走滑斷裂左旋平錯，後由祁陽斷褶帶的NE側至邵陽—白馬山帶被桃江—城步走滑斷裂截接。該構造帶在不同地段，表現形式也不相同。

圖9-1 湖南省布格重力異常與深部斷裂構造格局

表9-3 湘中南 NW向構造垂向分帶

圖9-2 湖南橫穿北西向構造帶剖面示意圖

郴州—常寧段NW向構造帶：北東側為金銀寨—城口斷裂岩漿岩帶，南西側與塔山旋扭構造相鄰，平面地質圖上表現為典型的剪切斷裂褶皺。大義山花崗岩構造帶其特點是：①剪切褶皺，大義山原近SN向蓋層被剪切彎曲成「S」型，反映出的左旋位移度至少在30 km以上；②斷裂構造有兩種類型，一類是先期形成的斷層在NW向剪切應變中出現方位調整及力學性質轉換，如桂陽弧內形成的一系列S形扭性斷層系，其位態特徵受先期既成構造格局和NW向構造應力場雙重因素影響，另一類是NW向構造作用下形成的斷裂，如大義山南緣NW向斷層系，如良田NW向斷層等；③NW向岩漿岩帶，從NW向SE主要有大義山花崗岩、松嶺石英正長岩及良田斷層一帶大量出露的花崗斑岩體。根據常寧—郴州一帶剪切褶曲、斷裂結構樣式及空間組合特點，可判斷該地段NW向構造帶變形寬度約15 km左右。衡陽盆地南部金蘭橋—歸陽段NW向構造帶，表現為一系列NW向陡傾同沉積正斷層系及右旋平移正斷層系，剖面上組合成「塹—壘」構造型式。

祁陽段NW向構造帶：南西側為祁陽斷褶帶，北東側為關帝廟旋扭穹窿構造，地質圖上表現為十分明顯的NW向斷裂—剪切褶皺構造帶：①NW向斷層系呈帶狀發育於褶皺基底和沉積蓋層中，斷裂規模從1 km到30 km不等，走向多為330°，斷面傾角陡（大於75°）。據1∶20萬邵陽幅區調報告，該組斷層早期表現為左旋平移—逆斷層性質（如七寶山斷層），晚期則表現為右旋平移斷層（如蓋層中的NW向斷層系）。②剪切褶曲構造，以祁陽和白地市剪曲重褶皺、睦頭關重褶皺為典型代表，它們是印支期近SN向褶皺受NW方向剪切作用形成的軸向NW向重褶皺。

邵陽—白馬山段NW向構造帶：受NNE—NE向邵陽斷褶帶影響，此段NW向構造形跡表現不明顯。平面地質圖上沿邵陽—隆回一帶可見到一組NW向斷層，其規模不超過6 km。邵陽南側褶皺呈向NW突出的剪切或彎曲；白馬山一帶發育有長軸方向為NW的橢圓形花崗岩。

常德—安仁NW向構造帶：自茶陵—郴州走滑斷裂西側的安仁開始，向NW至衡山後被長壽街NNE向斷裂左旋平錯，其對應點為歇馬岩體，再經偽山至黃土店一帶被桃江—城步走滑斷裂截切，全長約310 km，總體構造線方位為310°。深部地質地球物理資料表明，常德—安仁NW向構造帶在低速層以下的岩石圈內，表現為向NE中等傾斜的狹窄斷裂構造帶，其下盤岩石圈底界面和莫霍面的落差相對上盤分別為100 km和5 km。該構造帶向上（上殼層內）逐漸向西側擴展，橫剖面上構成了典型「背沖型」花狀樣式。平面地質圖上，塔山至安仁帶內，印支運動定型的基底穹狀褶軸被旋轉到NW向，溈山、歇馬、紫雲山、南嶽和川口等中生代花崗岩沿褶皺核部就位，而兩翼的板岩中普遍發育NW向劈理化帶及左旋平移逆沖斷層，反映了NW向左旋剪切擠壓變形特徵。根據重力上延15 km垂向二次導數異常圖上零值線的圈定，常德—安仁NW向斷裂—岩漿構造帶的寬度約40 km。

新寧—藍山NW向構造帶：自茶陵—郴州走滑斷層西側的莽山—天塘開始，向NW至西山—藍山—北市—單江—廟頭—新寧，在苗兒山一帶被桃江—城步走滑斷裂截切，全長300 km，總體走向NW310°左右。深部地球物理資料顯示，新寧—藍山NW向構造帶在下殼層內，為切穿莫霍面的近直立斷裂在上殼層內明顯轉換為NW向剪切褶斷構造岩漿帶。①剪切褶斷構造：天塘S型剪切重褶皺位於該構造帶的南東端，印支期褶軸位於南北向，S型重褶皺拐彎處泥盆—石炭系地層走向NW325°，由此確定的左旋平移幅度在30 km以上。道縣—廟頭一帶，NNE向蓋層褶皺被牽引成NNW—NW向，平面上構成一巨大的弧形斷褶帶；②岩漿岩帶：新寧—藍山構造帶除發育有西山流紋岩、玄武岩和大量斑岩體外，還控制了九嶷山—九獅嶺—越城嶺隱伏花崗岩的分布。

（三）與NE向斷裂的關系

對不同尺度上斷裂規模、力學性質、組合型式及斷裂產出的區域構造背景和應力場特徵分析表明，NW向斷裂作為中新生代NNE向簡單水平剪切應力場中重要的反向走滑斷層，必然與相關的NNE同向走滑斷裂構成了多級走滑剪裂菱形網路系統，並控制斷陷盆地和花崗岩的展布。

湘東上殼層內，走滑主斷裂上明顯地轉換成一系列NNE—NE向區域性P斷裂和NW向R′斷裂構造帶，空間上構成了多組合菱形網路系。與R′斷裂交切組合的區域P斷裂有長壽街—雙牌斷裂、公田—寧鄉—新寧斷裂，茶永盆地邊緣斷裂系、資興斷裂、桂東斷裂、遂川—熱水斷裂，它們在平面上呈左行左階排列，NE30°～NE50°方向展布，長度一般超過200 km。值得注意的是，湘東南茶陵—郴州主斷裂帶東西兩側有較小 R′斷裂分布，其走向320°左右，長度不超過170 km，主要有茶陵—大坪洞、五峰仙—豐州、金銀寨—城口，及耒陽—永興斷裂、岔頭斷裂等。它們在平面上呈右行右階式排列，與當地P斷裂一道組成了控制湘東南—贛西南特大型、大型 W、Sn 和鈾礦田分布。這一組合樣式在更小尺度上也有明顯反映，並為礦床的重要容礦場所。

圖9-3 湖南省構造分區示意圖

9.3.8 湖南省地質構造分區及主要特徵

湖南省內重要的構造變形期有武陵期、雪峰期、加里東期、印支期、燕山期和喜馬拉雅期。但對一個地區而言，存在一個主導變形期，它塑造了一個區域最引人注目的構造現象和構造輪廓，並強烈改造前期構造和制約後期構造。另一方面，由於構造所處不同的構造環境、機制不同，演變歷史與所處的邊界條件也不一樣，這些因素使得構造組成物質、受力方式和強度不同，從而使得構造樣式、構造線方向、變形強度及變形層次等都會有所不同，即使在同一個區的內部也存在差異。基於此，根據主導變形期變形特點的區域差異，為了便於應用，將本省地質構造分成湘中北、湘中南兩大區，六個亞區（圖9-3）。它們分別是：Ⅰ1 湘西北燕山期侏羅山式褶皺變形區；Ⅰ2 雪峰山加里東期逆沖褶皺變形區；Ⅰ3 湘東北武陵—雪峰期逆沖褶皺變形區；Ⅰ4 洞庭盆地新構造變形區；Ⅱ1 湘中—湘南印支期岩漿—構造變形區；Ⅱ2 湘東燕山期走滑構造變形區。

B. 地質構造格架

西昆侖造山帶位於青藏高原西北緣、新疆塔里木盆地西南側，總體呈現為北西—南東走向的巨型反「S」狀展布，構造上處於印度板塊與歐亞板塊碰撞帶中被稱為科希斯坦—帕米爾「突刺」的部位（圖1-1）。

圖1-1 西昆侖成礦帶區域構造位置圖

研究區由北向南涉及塔里木地塊、羌塘地塊和岡底斯地塊3個一級大地構造單元，康西瓦和空喀山口2條超岩石圈區域大斷裂構成3個構造單元的分界。各構造單元在地層層序、沉積建造、古生物群特徵、火山和岩漿活動、變質作用及成礦特徵等方面具有明顯的差異。

康西瓦大斷裂的北側為塔里木地塊，屬於華北地塊的組成部分。塔里木地塊萌生於新太古代或更早，胡藹琴等（1992）在庫魯塔格托格拉克布克雜岩中測得Sm-Nd同位素年齡為3263 Ma±129 Ma。青白口紀末塔里木運動使前震旦紀地層褶皺、變質並固結形成結晶基底。研究區僅涉及塔里木地塊西南緣一部分。

康西瓦和空喀山口大斷裂之間為羌塘地塊，呈窄長條帶狀，向西延出國境，向東以泉水溝深斷裂與松潘-甘孜陸緣活動帶相連，屬於華南地塊的組成部分。該地塊基底由古元古界深變質岩系和中、新元古界淺變質碎屑岩組成。

空喀山口大斷裂以南為岡底斯地塊，屬於印度板塊東北部邊緣的一個地質單元。在本研究區僅涉及地塊北緣中生代沉積盆地中極少的范圍。

由於地質構造單元內的地質構造特徵存在明顯的差異，在 3 個一級構造單元基礎之上，進一步劃分出6個二級構造單元，10個三級構造單元（表1-1和圖1-2）。

表1-1 西昆侖—喀喇昆侖構造單元劃分表

C. 地質構造等值線圖應該怎麼看從中能的到什麼信息對油氣井的生產有什麼指導意義

用等高線反映某一特定岩層的頂面或底面起伏形態的地質圖叫做構造等值線圖。這種圖件可以定量地、醒目地反映出地下的構造，特別是褶皺構造形態，不僅是油氣田，也是煤田以及其他一些層狀礦床勘探和開發的重要圖件。

D. 地塊的介紹

地塊（land mass）是地質構造三重基本概念之一，是具有一定綜合結構形態、屬於一定構造體系的地質塊體。它的存在常由地殼物質組成或地殼結構構造的均一性，以及具有明確的界線反映出來。

E. 構造運動按其運動方向可分為哪倆類

按其運來動方向可分為源水平運動和垂直運動：
水平運動：指地殼或岩石圈塊體沿大地水準面切線方向的移
動。它表現為相鄰地塊或相互分離裂開,或相向匯聚、擠壓彎曲,
或水平剪切錯動。其結果是形成巨大而強烈的褶皺和斷裂等地
質構造。
垂直運動：垂直運動是相鄰地塊或同一地塊的不同部分沿著
地球半徑方向作差異性升降運動 。

F. 地質構造發展演化中的幾個重要問題的討論

1）若拉崗日結合帶是華力西期構造結合帶。

1：100萬改則幅區域地質調查報告中把若拉崗日結合帶稱為大橫山-黑熊山縫合帶，並認為帶內以三疊系若拉崗日群（T_2-3R）為主，未見更老地層；帶內見較多基性、超基性岩（脈）體，因而他們認為大橫山-黑熊山縫合帶是印支期造山帶。筆者1：25萬區域地質調查，從原劃為三疊系若拉崗日群地層中解體出多套岩石地層，結合所發現的化石，將地層單位進行了重新釐定，認為結合帶內最老有前泥盆紀基底岩塊，並以泥盆紀穩定地塊沉積組合和代表裂谷環境的石炭系—下二疊統碎屑岩-基性火山岩建造為主體，在結合帶內發現了上二疊統不整合於下二疊統之上，區域上也發育這一不整合面，綜上所述我們認為若拉崗日結合帶應是華力西期的構造結合帶。

2）若拉崗日結合帶在古特提斯洋中只是陸內裂谷，且沒有出現洋殼，不存在蛇綠混雜岩。

若拉崗日結合帶是金沙江縫合帶的西延部分，但它與東段有較大的差異。金沙江縫合帶作為古特提斯洋的殘留，在東段金沙江、甘孜理塘等地保留有較完整的洋殼殘片（蛇綠混雜岩套）和島弧火山岩建造，但在其西延的若拉崗日結合帶，沒有見到這些地質體。普遍發育於若拉崗日結合帶，產於泥盆紀及石炭紀—下二疊統地層中的基性岩（脈）和少量超基性岩脈是熱侵位的產物，它們的侵位時代根據Ar-Ar測年成果，說明是三疊紀侵位的。岩石學、岩石化學和地球化學特徵也說明它們不是MORB型基性岩，更多地體現板內裂谷特徵，因而這些均質輝長、輝綠岩（脈）及個別單輝橄欖岩脈不是蛇綠混雜岩的組成部分。石炭紀—早二疊世基性火山岩以鹼性系列玄武岩為主，少量流紋岩和霏細岩，岩石地球化學特徵和構造環境判別圖表明它們形成於板內或板內裂谷。同時區域地質調查表明，若拉崗日結合帶除長頸湖一處見一小型花崗閃長岩體外，酸性花崗岩類侵入活動極不發育，這與造山帶常形成規模宏大的構造岩漿帶有著明顯差異，這也從側面說明這一帶並沒有形成洋殼消減的碰撞造山帶。

從以上這些特徵看，拉竹龍-金沙江巨型構造帶在東西向上具有明顯的構造分段性，構造帶所代表的晚古生代「古特提斯洋」 擴張規模總體似剪刀狀，從東向西呈收斂趨勢，且逐漸減弱。其東段在玉樹地區發育有較完整的蛇綠混雜岩組合，表明大陸岩石圈的分裂較強烈，出現了洋殼；向西，古特提斯洋呈收斂的趨勢，由陸間裂谷洋盆逐漸轉變為陸內裂谷的大地構造環境，蛇綠岩組合逐漸消失，火山岩岩石組合也產生明顯的變化，漸變為明顯的裂谷型雙峰式火山岩組合。

3）若拉崗日結合帶有著重要的大地構造意義，但它並不能代表岡瓦納古陸的北界。

「特提斯洋」 的性質和岡瓦納古大陸的性質是當前討論青藏高原岩石圈形成和演化的熱門話題之一，由於青藏高原岩石圈結構的復雜性和獨特性，以及具有多條縫合帶多期次演化的特點，因而對這一問題的認識因人而異。歸納起來有3種類型的認識：

其一是認為存在特提斯大洋，並且代表岡瓦納古陸的北界，具體是以某單一縫合帶或雙縫合帶為標志。具代表性的有：以雅魯藏布江縫合帶為界（任紀舜，1999；袁學誠，1990）；以班公錯-怒江縫合帶為界（王鴻禎，1983；劉增乾，1983）；以龍木錯-雙湖-瀾滄江縫合帶為界（李才，1987；常承法，1992）；以昌寧-雙江縫合帶及其北的金沙江縫合帶為界（黃汲清等，1987）。

其二是認為存在特提斯大洋，但大洋的位置和其所代表的岡瓦納古陸北界在不同的地質歷史時期有所不同，並在地質演化上表現出一定的時間空間規律性，具有從老到新自北向南遷移的階段性演化特徵（潘裕生等，1990；潘桂棠等，2002）。

其三是認為在印度大陸和亞洲大陸之間不存在廣闊深邃的特提斯大洋，晚古生代到中生代只出現過小洋盆、較深的裂陷槽、海灣及陸表海（尹集祥，1998；肖序常等，2001；任紀舜，2004）。這一觀點近來得到了越來越多的證據，如古生物、古地磁、沉積古地理，以及蛇綠岩等方面。圖5-16即是根據古生物、古地磁、沉積古地理等方面的資料恢復的早二疊世聯合大陸的復原圖，在聯合大陸的西方勞亞大陸和岡瓦納大陸之間形成一個向東張開的海灣，此海灣內分布著眾多小陸塊和島嶼，包括塔里木、柴達木、華北、華南、松潘-甘孜、羌塘、拉薩、印支、日本等。這些小陸塊之間或與島嶼之間相隔著裂谷、裂陷槽、小洋盆等，沒有出現廣闊深邃的大洋，所謂的 「古特提斯大洋」 總體來看是由眾多復雜的、相互貫通的淺水海盆組成，是一個向東張開的淺水海灣。

通過對若拉崗日一帶的地質調查研究可知：若拉崗日結合帶作為羌塘地塊與可可西里-巴顏喀拉地塊間兩個相鄰地塊間的重要構造分界，其構造意義的重要性不言而喻，物質組成和地質構造演化表明在華力西旋迴中，該帶是古特提斯洋的西延部分，但僅表現為陸內裂谷盆地；印支運動中疊加了前陸盆地，並作為盆地中大陸坡折的轉折點，控制了前陸盆地的構造格局與遷移演化；侏羅紀及以後又相繼發生了多期次的陸內俯沖作用，形成重要的地質構造分界線。但從前述的這些地質及演化特徵來看，若拉崗日結合帶中並不曾出現過廣闊深邃的 「古特提斯大洋」，因而不能代表岡瓦納古陸的北界。證據有以下幾條：其一不存在大洋遺跡即蛇綠混雜岩；其二不發育構造岩漿岩帶；其三深部地球物理資料證實不存在大的板塊界限（見前節）。

4）關於任務書中提到西金烏蘭湖結合帶和烏蘭烏拉湖結合帶兩條結合帶穿越工作區的問題。

圖5-16 早二疊世聯合大陸的重建（據尹集祥等1998年底圖修改）

任務書中提出工作區中有西金烏蘭湖-金沙江結合帶、烏蘭烏拉湖結合帶穿越工作區，並要求調查研究其組成與演化。通過區域地質調查及地質認識，筆者認為在羌塘地塊與可可西里-巴顏喀拉地塊間不存在兩條結合帶，僅存在若拉崗日結合帶。但這條結合帶由於在形成後，發生陸內俯沖消減、逆沖推覆等構造作用，產生構造疊置、斷塊重復現象，加之被後期的前陸盆地，山間斷陷盆地疊加造成地理上的分割和重復現象，各斷塊間物質組成和演化歷史都是一致的。東鄰可可西里湖幅1：25萬報告中雖然提到了上述兩條結合帶的存在，但在論述它們的物質組成與演化歷史時則反映了相同性，不存在差異。在調查區內黑熊山一帶見若拉崗日結合帶被後期的三疊紀前陸盆地斷片及中新世斷陷盆地分割成南北兩部分，正可對應於鄰幅提到烏蘭烏拉湖結合帶和西金烏蘭湖結合帶，因為它們都具有相同的物質組成和演化特徵，把它們作為兩個不同的結合帶是不合適的，因此筆者認為僅有一條華力西期結合帶，即若拉崗日結合帶，只是由於結合帶較寬，表現為構造疊置狀態產出。

G. 地層分區與地質構造單元的劃分

4.2.1.1 區域地層的分區

中南蒙古-大興安嶺地區地層發育,從太古宇至新生界皆有分布。本書以該區古生代地層區劃為基礎的劃分原則,將中南蒙古-大興安嶺地區地層劃分為二個地層大區及三個地層區(圖4.4),自北而南向分別為:西伯利亞地層大區(Ⅱ)的阿爾丹地層區(Ⅱ1)、濱太平洋地層大區(Ⅲ)的蒙古-鄂霍次克地層區(Ⅲ2)、西伯利亞地層大區(Ⅱ)的興安地層區(Ⅱ2)。

圖4.5 中南蒙古-大興安嶺地區大地構造略圖

(1)賀根山(縫合對接)斷裂

位於內蒙古賀根山至突泉一帶,是著名的克拉麥里-二連斷裂系的東延部分。走向為東西向,東端在突泉被松嫩坳陷掩蓋。該斷裂帶為華北與西伯利亞兩大古板塊對接縫合斷裂,沿斷裂帶發育蛇綠岩塊、混雜堆積及高壓變質帶等。

(2)塔源-海拉爾斷裂

位於研究區的塔源-海拉爾一帶,為中央蒙古斷裂的東延部分,屬超岩石圈斷裂。斷裂走向北東,傾向北西。沿斷裂分布有新元古代蛇綠岩塊、混雜堆積,並有高壓變質帶發育。該斷裂帶形成於新元古代末期,是額爾古納地塊與加格達奇地塊的分界斷裂,具有對接縫合斷裂特徵。斷裂向北東延伸至上黑龍江地區,被得爾布干斷裂截斷。

(3)得爾布干斷裂

斷裂南起呼倫湖東岸經黑山頭-得爾布干-塔河至黑龍江岸,呈北東向延伸,傾向北西,具逆斷層並有左旋平移特徵。該斷裂帶形成於新元古代末期,古生代時期控制了海相沉積,並有基性-超基性岩和花崗岩體的形成。斷裂帶於晚古生代活動減弱,中生代晚侏羅世-早白堊世期間又強烈活動,作為大興安嶺火山岩帶西緣斷裂控制了區域火山岩漿活動,屬於超岩石圈斷裂。

(4)大興安嶺-太行山斷裂

位於大興安嶺主脊,故又稱其為大興安嶺主脊斷裂。斷裂帶走向北北東-近南北向,傾向東,傾角60°~80°,具左旋走滑平移正斷層特徵。斷裂帶向南延伸至太行山-武陵山,屬岩石圈斷裂。斷裂帶形成於中生代,控制了大興安嶺主脊壘、塹構造及火山-沉積帶的展布。

(5)嫩江斷裂

位於大興安嶺東緣,走向北北東,傾向東。南段(赤峰-八里罕)形成於晚古生代,控制了東西兩側石炭紀-二疊紀沉積作用。該斷裂中生代活動強烈,在早白堊世尤為明顯,控制了早白堊世含煤盆地的形成與演化。沿斷裂局部有新生代玄武岩漿噴溢活動,至今仍有地震發生。中段(納河-白城-翁牛特旗)為晚白堊世至新生代長期活動的左旋正斷層,控制著松嫩坳陷的形成與演化,為松嫩坳陷西緣斷裂。北段(嫩江上遊河谷)由兩條平行的斷裂構成,也稱為嫩江岩石圈斷裂,斷裂東傾,傾角60°~80°,具走滑特徵,是加格達奇地塊與多寶山島弧帶的分界斷裂。

(6)鄂嫩斷裂

沿鄂嫩河-石勒喀河,呈向東南凸出的弧形展布。斷裂傾向自西而北東相應的為北-北西-北西西向變化,具逆構造特徵。據稱斷裂近處見有蛇綠岩塊,為蒙古-鄂霍次克造山帶與額爾古納地塊間的構造單元界線斷裂。

(7)南蒙古-鄂霍次克斷裂

斷裂位於蒙古-鄂霍次克造山帶東支的南緣,是蒙古-鄂霍次克造山帶與額爾古納地塊、上黑龍江坳陷、崗仁地塊間的構造單元界線斷裂。斷裂南東傾,具有逆斷層構造特徵,屬超岩石圈斷裂。

(8)北蒙古-鄂霍次克斷裂

斷裂位於蒙古-鄂霍次克造山帶東支的北緣,是蒙古-鄂霍次克造山帶與亞布洛夫地塊間的構造單元界線斷裂。斷裂北西傾,具有逆斷層構造特徵,屬超岩石圈斷裂。

(9)斯塔諾夫斷裂

斷裂沿西斯塔諾夫山西南山麓,呈北西-南東向展布,斷裂北東傾,具左旋逆斷層構造特徵。它是斯塔諾夫花崗-綠岩區與亞布洛夫地塊、卡拉爾花崗-綠岩區間的構造單元界線斷裂。斷裂向東延伸成為西伯利亞古陸的南緣斷裂,屬超岩石圈斷裂。

(10)卡拉爾斷裂

斷裂沿烏多坎山脈展布,走向北東,傾向北西,傾角平緩。斷裂兩側地球物理場特徵截然不同,是卡拉爾花崗-綠岩區與亞布洛夫地塊間的構造單元界線斷裂,屬超岩石圈斷裂。

4.2.1.4 侵入岩及區域分布特徵

中南蒙古-大興安嶺地區的侵入岩極其發育,太古宙至新生代均有侵入岩漿活動,且岩石類型繁多、成因類型多樣。

4.2.1.4.1 太古宙侵入岩

20世紀90年代經對太古宇岩層深入研究結果,認定原來所劃分的混合岩原岩為侵入岩,將其從太古宇岩層中劃出,稱為變質深成侵入體,從而太古宇岩層進行了解體。變質深成侵入體和綠岩伴生,構成「花崗-綠岩區」。太古宙變質深成侵入體、侵入岩分布於早前寒武紀古陸(地塊)之上。

(1)太古宙變質深成侵入體

變質深成侵入體岩石類型為英雲閃長片麻岩、奧長花崗片麻岩、花崗閃長片麻岩等TTG岩系及紫蘇花崗岩組成。它與同期富鉀花崗岩侵入體和綠岩伴生,構成「花崗-綠岩區」。

(2)太古宙侵入岩

除上述富鉀花崗岩侵入體外,還見有二長花崗片麻岩、鉀長花崗片麻岩、花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩。

中性岩類岩石類型為二長岩、閃長岩、輝長閃長岩、石英閃長岩(多見於中、新太古代)。基性岩類岩石類型為二長岩、輝長岩、角閃輝長岩、蘇長岩、輝長斜長岩。超基性岩類多數為未分超基性岩,個別岩體可分出純橄欖岩、二輝橄欖岩、輝石岩等。

4.2.1.4.2 元古宙侵入岩

(1)古元古代侵入岩

分布於早前寒武紀古陸(地塊)之上。

古元古代變質深成侵入體,發育於中國境內古老地塊之上的大興安嶺北部、小興安嶺西北部地區。在大興安嶺北部、小興安嶺西北部岩性為TTG岩系、花崗質片麻岩;此外,可見同期富鉀花崗岩侵入體(鹼長花崗岩、花崗岩、二長花崗岩)及偉晶岩,侵入變質深成侵入體之中。

古元古代侵入岩,除上述富鉀花崗岩侵入體外,古元古代花崗岩類岩石類型一般以二長花崗岩為主體,次為花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、花崗閃長岩,英雲閃長岩以及鹼性花崗岩、花崗斑岩。中性岩類岩石類型為石英閃長岩、閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型主要有輝長岩、橄欖輝長岩、輝長輝綠岩、角閃輝長岩、蛇紋岩、橄欖岩、輝石岩、角閃石岩等。發育有少量鹼性岩類,岩石類型為正長岩類和石英正長岩。

(2)中元古代侵入岩

分布於早前寒武紀古陸(地塊)之上及其外側增生構造帶。

該期花崗岩類岩石類型主要為花崗岩、二長花崗岩、鹼長花崗岩、花崗閃長岩,次為正長花崗岩、英雲閃長岩、鹼性花崗岩、環斑花崗岩、石英二長岩。

中性岩類岩石類型為二長岩、閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、角閃輝長岩、輝長輝綠岩、角閃岩、二輝岩等。少量的鹼性岩類,岩石類型為正長岩類和石英正長岩。

(3)新元古代侵入岩

該期花崗岩類較發育,多發育在古陸或地塊邊緣,為陸緣增生帶的組成部分。

花崗岩類以花崗岩、二長花崗岩為主,其次為花崗閃長岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、英雲閃長岩、鹼性花崗岩。

中性岩類岩石類型為閃長岩、石英閃長岩。基性-超基性岩類主要岩石類型有輝長岩、角閃輝長岩、橄欖輝長岩、輝綠岩、輝長岩、角閃石岩、輝橄岩、橄欖輝石岩等。

(4)里菲期侵入岩

該期侵入岩極不發育,在俄羅斯赤塔州的柯里其卡地區和額爾古納河下游左岸分別見有幾個早、中里菲期花崗岩類侵入體分布。岩石類型亦單一,均為花崗岩。於哈巴羅夫邊區的漢德艾柯地區見有幾個不大的鹼性岩體和一個超基性岩體分布。鹼性岩體岩石類型為霞石正長岩、磷霞岩、霓霞磷霞岩、鈦鐵霞輝岩、磷酸鹽岩。超基性岩類岩石類型為鹼性苦橄岩。

4.2.1.4.3 早古生代侵入岩

分布於古陸、中間地塊之上及其邊緣。後者為構造增生帶的組成部分。

(1)未分早古生代侵入岩

這是一組未研究清楚的侵入岩,數量不多,岩石類型簡單,僅見有花崗岩類及基性岩類。花崗岩類岩石類型以花崗岩為主,次為二長花崗岩、花崗閃長岩。基性岩類岩石類型為輝長岩等。

(2)寒武紀侵入岩

該期侵入岩不發育,數量不多。花崗岩類僅見有兩種岩石類型,它們是花崗岩和花崗閃長岩。中性岩類岩石類型為閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩、角閃輝石岩。

(3)奧陶紀侵入岩

該期侵入岩主要發育於多寶山地區。花崗岩類岩石類型為花崗岩、鹼長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、輝長閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩、蛇紋岩、輝石橄欖岩、滑石-陽起石岩。

(4)志留紀侵入岩

志留紀侵入岩不發育,出露分散零星。花崗岩類岩石類型見有花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩,其中以花崗岩為主。中性岩類為閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩、蛇紋岩、輝石橄欖岩。

4.2.1.4.4 晚古生代侵入岩

該期侵入岩發育,幾乎遍布全區分布。其中分布於前中生代構造增生帶中的為多。

(1)未分早古生代侵入岩

這亦是一組未研究清楚的侵入岩。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、花崗閃長岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、英雲閃長岩。基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩。

(2)泥盆紀侵入岩

該期侵入岩除晚泥盆世侵入岩較發育外,其他時期的侵入岩均不發育。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩。

中性岩類岩石類型為閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩、輝石岩、橄欖岩、二輝橄欖岩、斜輝輝橄岩、角閃岩。鹼性岩類岩石類型為正長岩。

(3)石炭紀侵入岩

該期侵入岩花崗岩類岩石類型為花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩、花崗斑岩。中性岩岩石類型為閃長岩、石英閃長岩、輝長閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、輝綠岩、斜長岩、純橄欖岩、單斜輝石岩、斜方輝石橄欖岩。鹼性岩類岩石類型為正長岩。

該期侵入岩於早石炭世末期較為發育,岩石類型齊全,出露較多。

(4)二疊紀侵入岩

該期侵入岩較為發育,岩石類型齊全,分布廣泛。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩、鹼性花崗岩、花崗斑岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、閃長玢岩、輝長閃長岩、石英閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、橄欖岩、純橄欖岩。鹼性岩類岩石類型為正長岩、正長斑岩、鉀霞正長岩。

4.2.1.4.5 中生代侵入岩

該期侵入岩分布較廣,其中分布於北部斯塔諾夫山南坡和東海岸者為多。

(1)三疊紀侵入岩

該期侵入岩較為發育,岩石類型齊全。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩、鹼性花崗岩、花崗斑岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、輝長閃長岩、二長岩、石英閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、角閃輝長岩、鈉長岩、輝綠岩、角閃岩、純橄欖岩、橄欖岩、輝橄岩、蛇紋岩、輝石岩。鹼性岩類岩石類型為霓霞正長岩、雲霞正長岩、白霞正長岩、霓輝正長岩、正長岩、石英正長岩。

(2)侏羅紀侵入岩

該期侵入岩較為發育,岩石類型齊全,出現了晶洞花崗岩。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、英雲閃長岩、鹼性花崗岩、晶洞花崗岩、花崗斑岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、閃長玢岩、二長岩、輝長閃長岩、石英閃長岩、石英二長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、鹼性輝長岩、蛇紋石化橄欖岩、輝石岩、純橄欖岩、角閃岩。鹼性岩類岩石類型為正長岩、含霞石正長岩、正長斑岩。

在俄羅斯赤塔州北部斯塔諾夫山南坡,中晚侏羅世花崗岩類集中構成一構造花崗岩帶。該帶長達600km,寬80~100km。其主要岩石類型為花崗閃長岩,次為二長花崗岩、英雲閃長岩。

(3)白堊紀侵入岩

該期侵入岩於東海岸分布較為集中。岩石類型齊全,亦出現了晶洞花崗岩。其花崗岩類岩石類型為花崗岩、鹼長花崗岩、正長花崗岩、二長花崗岩、花崗閃長岩、鹼性花崗岩、晶洞花崗岩、花崗斑岩。中性岩類岩石類型為閃長岩、閃長玢岩、石英二長岩、輝長閃長岩、石英閃長岩。基性-超基性岩類岩石類型為輝長岩、角閃輝長岩、角閃岩、橄欖岩、純橄欖岩、輝石岩、苦橄岩、蛇紋岩。鹼性岩類岩石類型為正長岩、石英正長岩、正長班岩,伴隨有正長偉晶岩。

H. 地質構造

受測試手段的限制及後期構造變形的疊加和強烈改造，前寒武紀變形時代的確定有一定難度，在對變形構造特徵論述中測試數據有限，有部分是合理的推斷。

1.阿爾金地區變形特徵

變形地質體包括長城系、薊縣系及青白口系，屬阿爾金造山帶結晶基底之上的蓋層沉積，按照區域變質程度和變形特徵（圖3-4）可分為：高綠片岩相長城系變形區；低綠片岩相薊縣系-青白口系變形區。

長城系變形特徵 長城系為一套高綠片岩相副變質岩系，其構造變形是以S₀為變形面的順層掩卧褶皺，在弱變形域中有殘留，順層掩卧褶皺的軸面為S₁面理；露頭尺度控制岩性成分層。S₂疊加在順層流變掩卧褶皺層（層狀無序）之上，為區域透入性片理，是長城系的主導面理，理順、歸並和改造了S₁面理，使絕大多數以S₀為變形面的頂厚流變褶皺、無根褶皺的軸面平行於S₂面理，即S₁平行S₂，S₁頂厚流變褶皺頂端常被順層剪切帶截切，並見同構造分泌脈的貫入。S₂片理產狀南傾為主，傾角40°～82°。在其強變形帶（區）中，早期面理被徹底置換，同構造變質礦物平行S₂片理定向排列。由S₂構成的韌性剪切帶呈網結狀將長城系變形體切割成不同構造岩片，在區域上呈北東向菱形塊體被韌性剪切帶包繞，剪切帶內發育不同類型的糜棱岩、方解石、石英脈體，其旁側構造指示為左行走滑。

圖3-4 普爾錯-勝利達坂昆侖-於田剖面

圖例同圖2-7

薊縣系-青白口系變形特徵 其典型構造樣式以填圖尺度的等厚褶皺為特徵，分布於阿中地塊北部。以S₀為變形面，形成線狀等厚的背、向斜構造，褶皺軸線總體走向北東東，與區域構造線基本一致，南部為對稱寬緩褶皺、發育間隔狀軸面劈理，北部背斜南翼緩（35°～55°）、北翼陡（60°～78°），向斜則相反，呈水平斜歪褶皺。靠近變形地層體底部，剪切滑脫帶形成南傾北倒的倒轉褶皺，直至軸面向南緩傾的同斜-平卧褶皺。上述褶皺翼部多發育露頭尺度，伴生層間牽引褶皺，順層剪切劈理。變形區南部，地層變形明顯增強，變形層次趨深，一般在能幹岩層（石英岩、大理岩、變粒岩、變基性火山岩）區，褶皺形態呈兩翼長短不齊的不對稱斜歪褶皺；能幹岩層與軟弱層相間地區，能幹層發育成不對稱非圓柱狀褶皺和膝折狀褶皺，軟弱層順層片理化，發育緊閉-同斜褶皺，並形成一些同構造分泌脈，呈黏滯型石香腸或殘存的鉤狀褶皺存在於片理間。以軟弱岩層為主區段，所夾的能乾性岩層表現為橫向置換，發育斷續的、形態不對稱的N型和S型褶皺。

2.昆侖山地區變形特徵

變形地質體有白沙河岩群、小廟岩群、苦海岩群及萬寶溝岩群，構造形跡表現為北西南東向或北西西-南東東向構造片麻理或片理、透入性的韌性剪切及相關的剪切褶皺（見圖2-7）。

白沙河岩群晉寧期變形遺跡 疊加於白沙河岩群片麻理上的片理、韌性剪切帶是該期變形的產物。韌性剪切帶中糜棱面理發育，糜棱面理在不同區段產狀略有變化，東部一般與構造片麻理平行，產狀20°～60°∠60°～80°，面理上拉伸線理近水平，產狀295°∠5°。宏觀韌性剪切構造常見眼球狀、透鏡狀、扁豆狀的長石單晶和長英質集合體，被外圍的構造面理包繞定向排列。不對稱眼球體及S-C組構顯示平面右旋韌性剪切。顯微尺度的長石石英集合體顯示σ型碎斑系、石英顆粒核幔結構、雲母扭折彎曲發育。在中西部，糜棱面理主體產狀4°～10°∠70°～85°，糜棱面理上的礦物拉伸線理295°∠35°。花崗質片麻岩中淺色長英質脈體發育塑形流變褶皺，變形過程中有鉀質的帶入，常形成鉀長石眼球體，片柱狀礦物多數平行流變面理排列，石英晶內塑性變形、核幔結構、拔絲結構常見，石英動態重結晶顆粒邊界多呈鋸齒狀。不對稱長英質眼球體、碎斑系及S-C構造岩，總體剪切流動方向為右行。1∶25萬阿拉克湖幅對白沙河岩群拉忍溝北西西-南東東向韌性剪切帶進行了鋯石U-Pb年齡測試，其中兩件構造片麻岩樣品獲得Pb-Pb年齡811～776 Ma，可大體代表該期變形的時間。

苦海岩群晉寧期變形特徵 東昆侖南部苦海岩群該期變形是疊加在早期片麻理、片理和塑性流褶皺之上的區域性片麻理、水平分層韌性剪切帶和伴生的順層掩卧褶皺等。順層面理置換和透入性韌性剪切帶是主體構造樣式。沿順層韌性剪切帶發育不同類型糜棱岩帶。在以長英質為主體的高級變質岩區，發育花崗質、長英質片麻狀糜棱岩、眼球狀糜棱岩，眼球體的不對稱形態組構顯示總體為右旋平移韌性剪切，即平面上的右行走滑，剖面上的韌性逆沖。在大理岩層區，發育碳酸鹽質糜棱岩，其定向流動構造平行片麻理，一些粗粒方解石、輝石、閃石等礦物構成殘斑，並發育方解石的e雙晶，沿片麻理面上發育礦物拉伸線理，顯示片麻理既是變質作用產物，也是變形作用形成的面理，記錄了順層片麻理的差異剪切運動的方向和強烈程度。區域上苦海岩群構造面延伸方向為北西-南東向，構造面理傾向南西，傾角50°～70°。在哈拉郭勒，產出於苦海岩群中的變質侵入體（眼球狀黑雲二長花崗質片麻岩、含鉀長石斑晶的片麻狀石英二長閃長岩及片麻狀似斑狀二長花崗岩）片麻理產狀為185°～225°∠60°～85°，較明顯的截切了苦海岩群早期片麻理，說明苦海岩群有過兩期變質變形。根據不對稱眼球體的形態組構及眼球體的拖尾，判斷東哈拉郭勒地區的苦海岩群有由南向北的韌性逆沖變形。苦海岩群深層次韌性剪切變形構造年代學研究，在可可曬爾溝一帶的苦海岩群中發育北西-南東向韌性剪切系，在其中的含石榴黑雲斜長片麻岩中獲得顆粒鋯石Pb-Pb年齡為706 ± 17 Ma，可能是晉寧期的構造熱事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球狀鉀長石集合體內所產岩漿鋯石，獲得SHRIMP U-Pb年齡1000 Ma和單顆粒鋯石核部2400 Ma的年齡信息及422 Ma的邊部新生環帶年齡（1∶25萬冬給措納湖幅）。這些鋯石Pb-Pb年齡，既反映了古元古代的成岩信息，也明確了存在深熔繼承生長成因的環帶。而1000～800 Ma的年齡信息，則可能反映四堡-晉寧期的構造熱事件，也應是結晶基底的主（峰）期變形、變質時間，422 Ma的邊部新生環帶年齡是後期構造熱事件的疊加。

昆侖中、新元古代變質侵入體變形特徵 昆侖中新元古代變質侵入體主要在昆中和昆北發育，早期變形是侵入岩結構-構造的改變，由塊狀向片麻狀過渡，顯示為深層次塑性剪切流變，形成新生片麻理。第二期變形，為侵入體的構造平行化和中深層次的韌性剪切，老侵入體邊界與副變質地層面理趨於平行，或形成似層狀構造。東昆侖那陵格勒河古侵入體發育中深層次韌性剪切帶，剪切帶走向北西，由花崗質糜棱岩系列組成，構造岩有糜棱岩化條帶狀黑雲斜長構造片麻岩、眼球狀黑雲斜長片麻岩、眼球狀黑雲鉀長構造片麻岩、花崗質糜棱岩等，條帶狀構造、眼球狀構造、糜棱狀構造發育。構造面理走向北西西南東東，產狀190°～210°∠50°～60°。結合糜棱面理產狀和碎斑等運動學標志判斷，該期韌性剪切帶是由北向南的左旋逆沖。該剪切帶被華力西早期岩體侵入，其變形特徵有別於加里東期的韌性剪切帶，結合區域古構造格局推斷為晉寧期陸內俯沖-碰撞造山的變形。

此外，西昆侖長城-青白口系及古侵入體和東昆侖中、新元古代萬寶溝岩群也遭受了晉寧期構造變形，共同特徵是弱變形域殘塊中保留有片理和片麻理面和深層次塑性流變褶皺、同構造分泌脈的W→N→I型的露頭尺度無根揉流褶皺。從弱變形域→強變形帶，無根褶皺轉折端形態，從W型→同斜緊閉N型→無根鉤狀逐漸消亡演變，反映剪切流變有遞進變形和最終理順平行化，逐漸被密集流劈理置換，形成從S-C型過渡為L-C型糜棱岩帶的規律性。

I. 判斷地質平面圖中有何地質構造,圖中箭頭表示斷層線的傾向

逆斷層，向斜（岩層中間新，兩邊老）。

J. 地質構造基本知識

(一)地質構造和地層

1.地質構造

組成地殼的岩石,在長期的地質作用下,發生變形、變位的形跡,稱為地質構造。例如:由地質作用在岩層中形成的背斜和向斜褶曲、斷層、節理、劈理等斷裂,以及其他的面狀,線狀構造等均勻地質構造,簡稱構造。其成因主要是由內力地質作用造成。

2.地層

地層是指沉積岩、火成岩以及由它們變質而成的變質岩在漫長的地質時期和一定環境下逐漸形成的層狀岩石。概括地說,地層是一切層狀岩石的總稱。

地層與岩層是兩個不同的概念。地層含有時代的概念;而岩層則不具有時代概念。所以地層是研究地殼歷史的依據。對一個地區或不同地區的地層進行劃分和對比,可確定地層的生成順序和時代;還可進一步分析地層形成時的環境,從而就可了解到古代自然地理環境、演化規律以及地殼運動的規律等。

(二)岩層的接觸關系

岩層的接觸關系,是內、外力地質作用的綜合產物。據其成因特徵,可以分整合接觸與不整合接觸兩大類型(圖1-5)。

圖1-5 整合、假整合、不整合形成過程示意剖面圖

O—奧陶系;S—志留系;D—泥盆系;C—石炭系(箭頭代表地殼運動的方向)

1.整合接觸

同一地區的上下兩套岩層,若其產狀一致,在沉積上和生物演化上都是連續的,則這種關系就稱整合接觸。它說明這個地區的地殼運動以相對下降為主,所以發生在上下兩套岩層之間沉積過程是連續的,其間沒有發生過足以引起較長時間沉積間斷的構造運動。如圖1-5中的志留系(S)與奧陶系(O)之間的接觸關系即為整合接觸。

2.不整合接觸

由於地殼運動的影響,使在同一地區的上下兩套岩層間有一明顯沉積間斷,並且在古生物演化順序上也不連續,岩層的這種關系稱為不整合接觸。不整合又可分為平行不整合(假整合)和角度不整合兩種類型。

(1)平行不整合(假整合)

上下兩套岩層間雖然產狀一致,但有明顯沉積間斷、時代不連續(圖1-6)。

(2)角度不整合

角度不整合是指上下兩套岩層之間有明顯沉積間斷,並以一定角度相交的關系(圖1-6)。

(三)單斜構造與岩層產狀

1.單斜構造

通常把接近水平或傾斜角度小於5°的岩層,稱為水平岩層。原來的水平岩層,由於受地殼運動的影響,使岩層產狀發生變動,造成岩層層面與水平面呈一定角度相交故這類岩層稱為傾斜岩層(圖1-7)。如果在某一地區,出現一套岩層都朝一個方向傾斜,且傾斜的角度又大致相同時,稱為單斜岩層。

圖1-6 岩層的平行不整合(假整合)接觸、岩層的角度不整合接觸

圖1-7 單斜岩層示意圖

2.岩層產狀

岩層的產狀是指岩層的空間位置及其狀態;它是以岩層的產狀要素來確定的。

岩層的產狀要素是指傾斜岩層的走向、傾向和傾角(圖1-8)。只要測量傾斜岩層的產狀要素,就可以確定岩層的空間的位置及其形態,它是研究各種構造特徵及其相互關系的依據。

圖1-8 岩層產狀要素示意圖

AB—岩層的走向;OD'—岩層的傾向;a—傾角

(1)岩層的走向

傾斜岩層的層面與水平面的交線稱走向線(圖1-8)。走向線是一條水平線,其兩端延伸方向稱岩層走向。走向線延伸的兩個方向相差180°,如呈北東—南西方向、北西—南東方向等。

(2)岩層的傾向

層面上與走向線相垂直,且沿岩層傾斜面向下,所引的直線稱為傾斜線,其在水平面上垂直投影所指的方向稱岩層的傾向(圖1-8)。傾向表示岩層傾斜的方向。

(3)岩層傾角

傾斜線與其在水平面上垂直投影的夾角稱岩層傾角(圖1-8)。傾斜范圍在0°～90°之間。若傾角近於0°,為水平岩層;若傾角等於90°時,稱為直立岩層;余者統稱傾斜岩層。

(四)褶皺構造

在褶皺構造中,岩層的每一個向上或向下的彎曲稱為褶曲。它是地殼運動所形成的一種常見的地質構造,是褶皺的基本單位。褶皺是由一系列褶曲組合而成的,即岩層受力發生變形,產生一系列連續完整的波狀彎曲稱為褶皺構造。

褶皺構造有背斜和向斜兩種基本類型:①背斜在形態上是岩層向上拱起的褶曲;兩翼岩層相背傾斜,核部為老地層,兩翼為新地層。②向斜在形態上是岩層向下拗陷的褶曲。兩翼岩層相向傾斜,核部為新岩層,兩翼為老岩層。

為了研究和描述褶皺形態和空間展布特徵,我們必須要了解褶皺要素。褶皺要素包括:核部、翼部、轉折端、軸面、軸跡和槽線等(圖1-9和表1-11)。

圖1-9 背斜和向斜在剖面和平面上的特徵、褶皺示意圖

表1-11 褶皺要素

(五)斷裂構造

當岩石受力達到或超過岩石的強度極限時,岩石便產生各種破裂或沿破裂面發生位移,形成斷裂構造。其特點是破壞了岩層的連續性和完整性。按岩石破裂特點,破裂構造主要分節理和斷層兩大類。

1.節理

岩石破裂後,破裂面兩側岩石沒有發生明顯位移,這種破裂構造稱節理(圖1-10)。

圖1-10 節理

A—縱節理;B—橫節理;C—斜節理

節理是岩石中極為常見的一種構造現象。常成群出現,沿一定方向有規律的排列。節理因所處構造部位不同,其長度、寬度、規格、形狀等差異懸殊,節理裂開情況也各不相同,有的張開、有的緊閉。節理分布密集程序也不相同,主要受岩石性質及受力情況所控制,脆性岩石中的節理要比柔性岩石中發育。

2.斷層

斷層是破裂面兩側岩層,沿著破裂面發生顯著相對位移的斷裂構造,它往往是節理進一步發展而成的,而且在岩層和岩體中廣泛分布。

斷層的基本組成部分稱斷層要素。如斷層面、斷層線、斷盤、斷距和破碎帶(圖1-11)。

圖1-11 斷層要素

斷層面:岩層或岩體受力後發生相對位移的破裂面,稱斷層面。

破碎帶:大斷層的斷層面往往是由一系列的破裂面組成,稱為斷層破碎帶。

斷層線:斷層面與地面交線,稱斷層線;它可以是直線,也可以是曲線。

斷盤:斷層面兩側的岩盤,稱為斷盤。

斷距:斷層面兩側盤相對移動的距離,稱斷距。