怎么看地质构造线两侧地块的移动

A. 地质构造综合解译

9.3.1 构造层解译

色调和色差，地貌和水系是构造层解译最突出的特征信息。Z～O构造层呈黑灰色，背景色调为灰色，灰白色的D～T构造层，色差大，界线一目了然。不同构造层有不同的水系，湘西的志留系构造层普遍发育顺向沟谷，组成梳状纹形；第四系和元古界构造层发育树枝状水系，碳酸盐岩地区发育潜流水系和格子状水系。根据上述解译标志进行构造层解译效果较好。如中上元古界扬子地块褶皱基底集中分布于武陵、雪峰山区和湘东的临湘、衡东一带，包括冷家溪群和板溪群，为一套浅变质碎屑岩系，形成中、低山地形，水系以树枝状为特征，影像表面粗糙多为条块状中等结构。雪峰山区以东地区Z～S构造层，纹形较细，常呈细片状、网格状，局部有人字状。D₂～T₁构造层的灰岩，多为低山丘陵和高丘陵、浮土覆盖多，影像反映岩溶地貌不突出，为条块状、点纹状；T₃～J构造层往往色调呈浅灰至灰色，多以小盆产出；K～E构造层主要分布于洞庭湖、沅（陵）麻（阳）、平（江）长（沙）、衡阳—桃水、茶（陵）永（兴）盆地，为一套断陷堆积的紫红色碎屑岩。组成低山丘陵，植被不发育，具面状结构，纹形种类较多，湘东呈雁形排列的红层多被断层围限，表现出凹陷和断陷的双重特征。第四系构造层大面积分布于洞庭湖平原，湘、资、沅、澧四水流域亦有分布，地势平坦、河湖众多，河道弯曲，树枝状水系发育。

9.3.2 断裂构造解译

断裂在遥感图像上主要表现为线性体，但图像上的线性体并非全部是断裂。因此，利用遥感资料解译本省断裂构造时，我们进行了两方面工作，第一是识别线性体，第二是验证线性体，即判别断裂构造线性体和非断裂线性体。线性体的验证实质上属于断裂遥感标志的确定和构造验证。目前，遥感技术对断裂线性体具有较强的检测能力。由于遥感资料信息量大，处理速度快，覆盖面广，识别物种多，不同时相图像能够反映物候变化等特点，线性体分析已成为区域构造及深部构造分析、矿产和能源勘查、区域稳定性及地震评估等方面的重要手段之一。工作中，为了有效地识别遥感图像上的断裂构造，我们首先根据初步的图像地质解译，结合必要的野外地质验证，建立图像覆盖区的影像地层单位，确定其图像解译标志，并初步了解区内影像构造框架，然后再进行断裂的图像解译。

断裂性质解译是在断层产状和两盘相对错动判译基础上，与地面资料结合进行。正断层容易形成断层陡崖、断层三角面，特别是高角度正断层最容易形成上述地貌。阶梯状的断层陡崖、断陷盆地和地堑湖泊，也是正断层所形成。逆冲推覆构造在图像上出露断裂线通常呈曲线形，特别是其前峰部位往往表现为凸凹不平的弧形断裂，在地貌上容易形成不同岩性造成的陡坝。影像弧的显示方向与推覆构造的运移方向一致，这类构造的典型实例是永兴逆冲推覆构造带。遥感图像上走滑断裂两侧通常表现出派生构造现象，如低序次的牵引褶皱和羽状节理、旋扭构造等；以平行排列、斜列、共轭扭裂面等形式成组出现，把岩块切成菱形或正方形块体，地貌上多表现为线性负地形，或沿某一方向断续延伸，并与区域总的山系、水系格局不协调。平移断层水平错动迹象，在地形、水系和地质体错动上反映最为明显，具明显的色调界面及线性负地形。这类断层的典型实例有长寿街—双牌断裂和遂川—热水断裂。

9.3.3 环形构造的影像分布特征

根据遥感解译所反映的环形影像，结合地质资料，对本省环形影像构造作如下解释和分类。

（1）岩体或隐伏岩体环：这类环形影像最为发育，如金井、望乡、板杉铺、歇马、南岳、宏夏桥、万洋山、彭公庙、骑田岭、大义山北侧、蓝山山口等环形影像。这些环形影像都呈圆环状或椭圆状，色调环明显，面积由数十至数百平方公里。

（2）基底隆起环：这类环形影像呈浑圆形态，边界不清，如华容桃花山两侧、祁东鸡龙街东部、衡阳茶山坳、武岗邓家铺及益阳环形影像，并表现出重力低和圈闭的航磁正异常。

（3）隐伏凹陷环：由地壳局部沉陷形成下凹的环形构造，遥感图像上为圆形和椭圆形边界，环内具有色调异常及有别于环外的纹形图案，边缘发育环形水系，如安乡凹陷，平江凹陷等。

（4）水系地貌环：主要表现为环形影像沿水系呈环状分布，反映了一种由环状构造控制的水系形态。较典型的有益阳南环状水系，长沙河西乌山放射状水系等，这类环形构造多数与活动构造有关。

（5）陨击环：在遥感解译时新发现的一种环形构造，与海南白沙陨击环形构造极为相似，分布于石门县苏家铺，直径约10 km。我们与长沙大地所王道经研究员一起进行了野外考察，发现环形构造地貌特征明显，环内分布有大小不一、杂乱堆积的砾块直至山顶，底部岩石由志留—奥陶系砂岩及粉砂质泥岩组成震裂带，但未发现陨石碎块，值得进一步工作。

9.3.4 基底韧性剪切构造

武陵期EW向韧性推覆剪切构造带北界大约在花垣—慈利—临湘一线，南界在安化—湘潭一线，呈一近东西向长条带展布，宽约100 km，向西见于武陵山、芷江，往东延入省境入幕阜—九岭地区。带内地层主要为中元古界冷家溪群，武陵构造运动使其产生形变，形成主体为东西向的褶皱带，自北向南发育三条韧性推覆剪切带，它们分别是花垣—慈利—临湘韧性推覆剪切带、仙池界—连云山韧性推覆剪切带、芷江—安化—湘潭—浏阳韧性推覆剪切带。

9.3.5 逆冲推覆构造

据初步统计，湖南省中、新生代逆冲推覆构造分布见表9-2。表中所列推覆构造分布于7市21县中，主要出现于雪峰山隆起的东西两侧、祁阳弧内侧和中新生代红色盆地周边。雪峰山地区推覆体主要沿东西两侧北北东向压扭性断裂分布，造成辰溪附近约20km²大小的小龙门飞来峰，使中上石炭统推覆在三叠系煤系层之上；辰溪深促湾石油一井、二井所见，据深1059 m及1360 m的二叠系再次被推覆到侏罗系之上，而另一井中多次见到二叠系推覆到白垩系之上。湘中地区，祁阳弧沿内弧断裂带在白马铺、五峰铺、仙槎桥等多处见到由东向西的低角度逆冲，造成泥盆系及南镇煤矿石炭系煤系推覆到侏罗系之上。甘塘煤矿见到梓门桥段，被测水段煤系地层推覆，构成大鼓塘飞来峰及九岭一带跳马涧组逆冲在石磴子组之上。

表9-2 湖南省逆冲推覆构造统计表

湘南南北向构造带，由于强烈的由东向西推挤，形成杨梅山煤矿双层飞来峰，使石炭系大塘阶逆冲在三叠系煤系地层及白垩系之上。永兴推覆体位于耒阳、永兴、郴州三县市交界处，面积达14 km²，西缘分布有面积为1 km²的肥江飞来峰，逆冲断面上下的二叠系地层构造形态不协调，使有的地段变成无煤带，有的地段煤层重叠产出。大多数推覆构造长度为数公里至数十公里，少数大于100 km，外来岩体绝大多数为晚古生代，其中主要为上泥盆统锡矿山组和中、上石炭统壶天群。原地岩则多数为上三叠统至下侏罗统，上二叠统龙潭组和下石炭统测水段的煤系地层，也有元古界板溪群变质岩推覆于晚古生代甚至中新生代地层之上。各推覆构造的总体走向受所在区域构造控制，雪峰山隆起区两侧，走向为北东向；祁阳弧内侧自北而南由北东向转变为北西向，与褶皱轴方向一致；中新生代盆地中湘东为东西向，湘东南则为北东或南北向。

9.3.6 走滑旋扭构造

从湖南省布格重力异常图（图9-1）可看出，在南岭东西向构造带以北湘赣地区，主要有三条 NNE向重力梯度带，即赣江重力梯度带、修水—茶陵—郴州重力梯度带、安化—城步重力梯度带。此外还分布有常德—安仁、邵阳—郴州、新宁—蓝山等三条 NW向次级重力梯度带。湖南省境内两条 NNE向异常带规模和强度甚大，错断和围限 NW 向异常带，地学大断面上为显著的岩石圈厚度陡变带及直插软流层的低阻带，说明茶陵—郴州、安化—城步一带存在着切穿岩石圈、并具走滑性质的深大断裂带。常德—安仁一带为向NE陡倾的低密度（卫星自由空气重力异常强度为-20～-30 mGa1）和低阻（50～90Ω·m）狭窄深延带———岩石圈断裂构造带，而邵阳—郴州异常带和新宁—蓝山异常带则是切穿陆块基底的隐伏大断裂反映。据方适宜、李先福等研究，沿 NE18°修水—茶陵—郴州主断裂两侧主要为 NE、NNE 向左行雁列走滑断裂构造带，自北而南有湘阴—资源断裂、长寿街—双牌断裂、茶陵—郴州断裂、遂川—热水断裂，以及较小的桂东断裂、资兴断裂、塘洞断裂等。单条大断裂的走向与深部走滑剪切面的夹角一般在 16°左右，长度从170 km（桂东断裂）～400 km（长寿街—双牌断裂）不等。这些断裂都表现为一系列次级断裂顺走向叠接的分枝复合直线型位移带，但在不同区段表现不完全相同。就单条断裂而论，在其主干部位，一般表现为平移直立断层，在其尾端，则表现为帚状或分枝状，并在其尾右侧，又叠接有同一条平移断裂。如是首先叠接，沿主断裂两侧，分别向 NE 和 SW方向直线型延伸。当断裂切穿花岗岩基时常表现为宽大而直立的破碎带，在沉积岩和变质岩区则表现为多条平移逆断层和阶梯状平移正断层组合，特别是断层与褶皱构造线方向平行时，只有通过地球物理资料才能查明它在结晶基底的具体位置。总之，NE向断裂在平面上服从雁行排列的组合样式，在剖面上具明显的花状构造，并在不同地段和部位表现出正、负花状或先后叠加复合。

9.3.7 NW向构造带特征分析

（一）NW向构造垂向分带

湖南省NW向构造带在上地壳断面上的构造型式与下壳层内狭窄的近直立断层带（低密度、低阻延伸带）相比，发生了明显的变化。根据邵阳—郴州、五峰仙—丰州等地红层、沉积盖层和褶皱基底中的NW向构造特征观察发现，NW向构造在湘中南地区上地壳不同构造层上表现为不同的构造形式（表9-3）。

（二）北西向断裂带的构造定位和表现

邵阳—郴州NW向构造带：区域地质地球物理资料表明，邵阳—郴州NW向构造带下壳层结晶基底表现为狭窄的陡倾断裂构造带，其总体走向为NW320°，倾向 NE，并造成上盘莫霍面逆冲抬升2～5 km。该断裂带在上地壳层内，则明显地转换为一系列 NW向剪切褶皱、断裂和剪切重熔花岗岩等要素组成的构造带，其剖面形态自下（韧性流层）而上（地表）呈辫状撒开（图9-2）。平面构造图上，主应变带位置（从SE向NW）是：自茶陵—郴州走滑断裂西侧的良田NW向断裂带开始至洋市—大义山南侧S型剪切褶曲拐点切线方向，入衡阳盆地到金兰桥被NNE向长寿街—双牌走滑断裂左旋平错，后由祁阳断褶带的NE侧至邵阳—白马山带被桃江—城步走滑断裂截接。该构造带在不同地段，表现形式也不相同。

图9-1 湖南省布格重力异常与深部断裂构造格局

表9-3 湘中南 NW向构造垂向分带

图9-2 湖南横穿北西向构造带剖面示意图

郴州—常宁段NW向构造带：北东侧为金银寨—城口断裂岩浆岩带，南西侧与塔山旋扭构造相邻，平面地质图上表现为典型的剪切断裂褶皱。大义山花岗岩构造带其特点是：①剪切褶皱，大义山原近SN向盖层被剪切弯曲成“S”型，反映出的左旋位移度至少在30 km以上；②断裂构造有两种类型，一类是先期形成的断层在NW向剪切应变中出现方位调整及力学性质转换，如桂阳弧内形成的一系列S形扭性断层系，其位态特征受先期既成构造格局和NW向构造应力场双重因素影响，另一类是NW向构造作用下形成的断裂，如大义山南缘NW向断层系，如良田NW向断层等；③NW向岩浆岩带，从NW向SE主要有大义山花岗岩、松岭石英正长岩及良田断层一带大量出露的花岗斑岩体。根据常宁—郴州一带剪切褶曲、断裂结构样式及空间组合特点，可判断该地段NW向构造带变形宽度约15 km左右。衡阳盆地南部金兰桥—归阳段NW向构造带，表现为一系列NW向陡倾同沉积正断层系及右旋平移正断层系，剖面上组合成“堑—垒”构造型式。

祁阳段NW向构造带：南西侧为祁阳断褶带，北东侧为关帝庙旋扭穹窿构造，地质图上表现为十分明显的NW向断裂—剪切褶皱构造带：①NW向断层系呈带状发育于褶皱基底和沉积盖层中，断裂规模从1 km到30 km不等，走向多为330°，断面倾角陡（大于75°）。据1∶20万邵阳幅区调报告，该组断层早期表现为左旋平移—逆断层性质（如七宝山断层），晚期则表现为右旋平移断层（如盖层中的NW向断层系）。②剪切褶曲构造，以祁阳和白地市剪曲重褶皱、睦头关重褶皱为典型代表，它们是印支期近SN向褶皱受NW方向剪切作用形成的轴向NW向重褶皱。

邵阳—白马山段NW向构造带：受NNE—NE向邵阳断褶带影响，此段NW向构造形迹表现不明显。平面地质图上沿邵阳—隆回一带可见到一组NW向断层，其规模不超过6 km。邵阳南侧褶皱呈向NW突出的剪切或弯曲；白马山一带发育有长轴方向为NW的椭圆形花岗岩。

常德—安仁NW向构造带：自茶陵—郴州走滑断裂西侧的安仁开始，向NW至衡山后被长寿街NNE向断裂左旋平错，其对应点为歇马岩体，再经伪山至黄土店一带被桃江—城步走滑断裂截切，全长约310 km，总体构造线方位为310°。深部地质地球物理资料表明，常德—安仁NW向构造带在低速层以下的岩石圈内，表现为向NE中等倾斜的狭窄断裂构造带，其下盘岩石圈底界面和莫霍面的落差相对上盘分别为100 km和5 km。该构造带向上（上壳层内）逐渐向西侧扩展，横剖面上构成了典型“背冲型”花状样式。平面地质图上，塔山至安仁带内，印支运动定型的基底穹状褶轴被旋转到NW向，沩山、歇马、紫云山、南岳和川口等中生代花岗岩沿褶皱核部就位，而两翼的板岩中普遍发育NW向劈理化带及左旋平移逆冲断层，反映了NW向左旋剪切挤压变形特征。根据重力上延15 km垂向二次导数异常图上零值线的圈定，常德—安仁NW向断裂—岩浆构造带的宽度约40 km。

新宁—蓝山NW向构造带：自茶陵—郴州走滑断层西侧的莽山—天塘开始，向NW至西山—蓝山—北市—单江—庙头—新宁，在苗儿山一带被桃江—城步走滑断裂截切，全长300 km，总体走向NW310°左右。深部地球物理资料显示，新宁—蓝山NW向构造带在下壳层内，为切穿莫霍面的近直立断裂在上壳层内明显转换为NW向剪切褶断构造岩浆带。①剪切褶断构造：天塘S型剪切重褶皱位于该构造带的南东端，印支期褶轴位于南北向，S型重褶皱拐弯处泥盆—石炭系地层走向NW325°，由此确定的左旋平移幅度在30 km以上。道县—庙头一带，NNE向盖层褶皱被牵引成NNW—NW向，平面上构成一巨大的弧形断褶带；②岩浆岩带：新宁—蓝山构造带除发育有西山流纹岩、玄武岩和大量斑岩体外，还控制了九嶷山—九狮岭—越城岭隐伏花岗岩的分布。

（三）与NE向断裂的关系

对不同尺度上断裂规模、力学性质、组合型式及断裂产出的区域构造背景和应力场特征分析表明，NW向断裂作为中新生代NNE向简单水平剪切应力场中重要的反向走滑断层，必然与相关的NNE同向走滑断裂构成了多级走滑剪裂菱形网络系统，并控制断陷盆地和花岗岩的展布。

湘东上壳层内，走滑主断裂上明显地转换成一系列NNE—NE向区域性P断裂和NW向R′断裂构造带，空间上构成了多组合菱形网络系。与R′断裂交切组合的区域P断裂有长寿街—双牌断裂、公田—宁乡—新宁断裂，茶永盆地边缘断裂系、资兴断裂、桂东断裂、遂川—热水断裂，它们在平面上呈左行左阶排列，NE30°～NE50°方向展布，长度一般超过200 km。值得注意的是，湘东南茶陵—郴州主断裂带东西两侧有较小 R′断裂分布，其走向320°左右，长度不超过170 km，主要有茶陵—大坪洞、五峰仙—丰州、金银寨—城口，及耒阳—永兴断裂、岔头断裂等。它们在平面上呈右行右阶式排列，与当地P断裂一道组成了控制湘东南—赣西南特大型、大型 W、Sn 和铀矿田分布。这一组合样式在更小尺度上也有明显反映，并为矿床的重要容矿场所。

图9-3 湖南省构造分区示意图

9.3.8 湖南省地质构造分区及主要特征

湖南省内重要的构造变形期有武陵期、雪峰期、加里东期、印支期、燕山期和喜马拉雅期。但对一个地区而言，存在一个主导变形期，它塑造了一个区域最引人注目的构造现象和构造轮廓，并强烈改造前期构造和制约后期构造。另一方面，由于构造所处不同的构造环境、机制不同，演变历史与所处的边界条件也不一样，这些因素使得构造组成物质、受力方式和强度不同，从而使得构造样式、构造线方向、变形强度及变形层次等都会有所不同，即使在同一个区的内部也存在差异。基于此，根据主导变形期变形特点的区域差异，为了便于应用，将本省地质构造分成湘中北、湘中南两大区，六个亚区（图9-3）。它们分别是：Ⅰ1 湘西北燕山期侏罗山式褶皱变形区；Ⅰ2 雪峰山加里东期逆冲褶皱变形区；Ⅰ3 湘东北武陵—雪峰期逆冲褶皱变形区；Ⅰ4 洞庭盆地新构造变形区；Ⅱ1 湘中—湘南印支期岩浆—构造变形区；Ⅱ2 湘东燕山期走滑构造变形区。

B. 地质构造格架

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘、新疆塔里木盆地西南侧，总体呈现为北西—南东走向的巨型反“S”状展布，构造上处于印度板块与欧亚板块碰撞带中被称为科希斯坦—帕米尔“突刺”的部位（图1-1）。

图1-1 西昆仑成矿带区域构造位置图

研究区由北向南涉及塔里木地块、羌塘地块和冈底斯地块3个一级大地构造单元，康西瓦和空喀山口2条超岩石圈区域大断裂构成3个构造单元的分界。各构造单元在地层层序、沉积建造、古生物群特征、火山和岩浆活动、变质作用及成矿特征等方面具有明显的差异。

康西瓦大断裂的北侧为塔里木地块，属于华北地块的组成部分。塔里木地块萌生于新太古代或更早，胡蔼琴等（1992）在库鲁塔格托格拉克布克杂岩中测得Sm-Nd同位素年龄为3263 Ma±129 Ma。青白口纪末塔里木运动使前震旦纪地层褶皱、变质并固结形成结晶基底。研究区仅涉及塔里木地块西南缘一部分。

康西瓦和空喀山口大断裂之间为羌塘地块，呈窄长条带状，向西延出国境，向东以泉水沟深断裂与松潘-甘孜陆缘活动带相连，属于华南地块的组成部分。该地块基底由古元古界深变质岩系和中、新元古界浅变质碎屑岩组成。

空喀山口大断裂以南为冈底斯地块，属于印度板块东北部边缘的一个地质单元。在本研究区仅涉及地块北缘中生代沉积盆地中极少的范围。

由于地质构造单元内的地质构造特征存在明显的差异，在 3 个一级构造单元基础之上，进一步划分出6个二级构造单元，10个三级构造单元（表1-1和图1-2）。

表1-1 西昆仑—喀喇昆仑构造单元划分表

C. 地质构造等值线图应该怎么看从中能的到什么信息对油气井的生产有什么指导意义

用等高线反映某一特定岩层的顶面或底面起伏形态的地质图叫做构造等值线图。这种图件可以定量地、醒目地反映出地下的构造，特别是褶皱构造形态，不仅是油气田，也是煤田以及其他一些层状矿床勘探和开发的重要图件。

D. 地块的介绍

地块（land mass）是地质构造三重基本概念之一，是具有一定综合结构形态、属于一定构造体系的地质块体。它的存在常由地壳物质组成或地壳结构构造的均一性，以及具有明确的界线反映出来。

E. 构造运动按其运动方向可分为哪俩类

按其运来动方向可分为源水平运动和垂直运动：
水平运动：指地壳或岩石圈块体沿大地水准面切线方向的移
动。它表现为相邻地块或相互分离裂开,或相向汇聚、挤压弯曲,
或水平剪切错动。其结果是形成巨大而强烈的褶皱和断裂等地
质构造。
垂直运动：垂直运动是相邻地块或同一地块的不同部分沿着
地球半径方向作差异性升降运动 。

F. 地质构造发展演化中的几个重要问题的讨论

1）若拉岗日结合带是华力西期构造结合带。

1：100万改则幅区域地质调查报告中把若拉岗日结合带称为大横山-黑熊山缝合带，并认为带内以三叠系若拉岗日群（T_2-3R）为主，未见更老地层；带内见较多基性、超基性岩（脉）体，因而他们认为大横山-黑熊山缝合带是印支期造山带。笔者1：25万区域地质调查，从原划为三叠系若拉岗日群地层中解体出多套岩石地层，结合所发现的化石，将地层单位进行了重新厘定，认为结合带内最老有前泥盆纪基底岩块，并以泥盆纪稳定地块沉积组合和代表裂谷环境的石炭系—下二叠统碎屑岩-基性火山岩建造为主体，在结合带内发现了上二叠统不整合于下二叠统之上，区域上也发育这一不整合面，综上所述我们认为若拉岗日结合带应是华力西期的构造结合带。

2）若拉岗日结合带在古特提斯洋中只是陆内裂谷，且没有出现洋壳，不存在蛇绿混杂岩。

若拉岗日结合带是金沙江缝合带的西延部分，但它与东段有较大的差异。金沙江缝合带作为古特提斯洋的残留，在东段金沙江、甘孜理塘等地保留有较完整的洋壳残片（蛇绿混杂岩套）和岛弧火山岩建造，但在其西延的若拉岗日结合带，没有见到这些地质体。普遍发育于若拉岗日结合带，产于泥盆纪及石炭纪—下二叠统地层中的基性岩（脉）和少量超基性岩脉是热侵位的产物，它们的侵位时代根据Ar-Ar测年成果，说明是三叠纪侵位的。岩石学、岩石化学和地球化学特征也说明它们不是MORB型基性岩，更多地体现板内裂谷特征，因而这些均质辉长、辉绿岩（脉）及个别单辉橄榄岩脉不是蛇绿混杂岩的组成部分。石炭纪—早二叠世基性火山岩以碱性系列玄武岩为主，少量流纹岩和霏细岩，岩石地球化学特征和构造环境判别图表明它们形成于板内或板内裂谷。同时区域地质调查表明，若拉岗日结合带除长颈湖一处见一小型花岗闪长岩体外，酸性花岗岩类侵入活动极不发育，这与造山带常形成规模宏大的构造岩浆带有着明显差异，这也从侧面说明这一带并没有形成洋壳消减的碰撞造山带。

从以上这些特征看，拉竹龙-金沙江巨型构造带在东西向上具有明显的构造分段性，构造带所代表的晚古生代“古特提斯洋” 扩张规模总体似剪刀状，从东向西呈收敛趋势，且逐渐减弱。其东段在玉树地区发育有较完整的蛇绿混杂岩组合，表明大陆岩石圈的分裂较强烈，出现了洋壳；向西，古特提斯洋呈收敛的趋势，由陆间裂谷洋盆逐渐转变为陆内裂谷的大地构造环境，蛇绿岩组合逐渐消失，火山岩岩石组合也产生明显的变化，渐变为明显的裂谷型双峰式火山岩组合。

3）若拉岗日结合带有着重要的大地构造意义，但它并不能代表冈瓦纳古陆的北界。

“特提斯洋” 的性质和冈瓦纳古大陆的性质是当前讨论青藏高原岩石圈形成和演化的热门话题之一，由于青藏高原岩石圈结构的复杂性和独特性，以及具有多条缝合带多期次演化的特点，因而对这一问题的认识因人而异。归纳起来有3种类型的认识：

其一是认为存在特提斯大洋，并且代表冈瓦纳古陆的北界，具体是以某单一缝合带或双缝合带为标志。具代表性的有：以雅鲁藏布江缝合带为界（任纪舜，1999；袁学诚，1990）；以班公错-怒江缝合带为界（王鸿祯，1983；刘增乾，1983）；以龙木错-双湖-澜沧江缝合带为界（李才，1987；常承法，1992）；以昌宁-双江缝合带及其北的金沙江缝合带为界（黄汲清等，1987）。

其二是认为存在特提斯大洋，但大洋的位置和其所代表的冈瓦纳古陆北界在不同的地质历史时期有所不同，并在地质演化上表现出一定的时间空间规律性，具有从老到新自北向南迁移的阶段性演化特征（潘裕生等，1990；潘桂棠等，2002）。

其三是认为在印度大陆和亚洲大陆之间不存在广阔深邃的特提斯大洋，晚古生代到中生代只出现过小洋盆、较深的裂陷槽、海湾及陆表海（尹集祥，1998；肖序常等，2001；任纪舜，2004）。这一观点近来得到了越来越多的证据，如古生物、古地磁、沉积古地理，以及蛇绿岩等方面。图5-16即是根据古生物、古地磁、沉积古地理等方面的资料恢复的早二叠世联合大陆的复原图，在联合大陆的西方劳亚大陆和冈瓦纳大陆之间形成一个向东张开的海湾，此海湾内分布着众多小陆块和岛屿，包括塔里木、柴达木、华北、华南、松潘-甘孜、羌塘、拉萨、印支、日本等。这些小陆块之间或与岛屿之间相隔着裂谷、裂陷槽、小洋盆等，没有出现广阔深邃的大洋，所谓的 “古特提斯大洋” 总体来看是由众多复杂的、相互贯通的浅水海盆组成，是一个向东张开的浅水海湾。

通过对若拉岗日一带的地质调查研究可知：若拉岗日结合带作为羌塘地块与可可西里-巴颜喀拉地块间两个相邻地块间的重要构造分界，其构造意义的重要性不言而喻，物质组成和地质构造演化表明在华力西旋回中，该带是古特提斯洋的西延部分，但仅表现为陆内裂谷盆地；印支运动中叠加了前陆盆地，并作为盆地中大陆坡折的转折点，控制了前陆盆地的构造格局与迁移演化；侏罗纪及以后又相继发生了多期次的陆内俯冲作用，形成重要的地质构造分界线。但从前述的这些地质及演化特征来看，若拉岗日结合带中并不曾出现过广阔深邃的 “古特提斯大洋”，因而不能代表冈瓦纳古陆的北界。证据有以下几条：其一不存在大洋遗迹即蛇绿混杂岩；其二不发育构造岩浆岩带；其三深部地球物理资料证实不存在大的板块界限（见前节）。

4）关于任务书中提到西金乌兰湖结合带和乌兰乌拉湖结合带两条结合带穿越工作区的问题。

图5-16 早二叠世联合大陆的重建（据尹集祥等1998年底图修改）

任务书中提出工作区中有西金乌兰湖-金沙江结合带、乌兰乌拉湖结合带穿越工作区，并要求调查研究其组成与演化。通过区域地质调查及地质认识，笔者认为在羌塘地块与可可西里-巴颜喀拉地块间不存在两条结合带，仅存在若拉岗日结合带。但这条结合带由于在形成后，发生陆内俯冲消减、逆冲推覆等构造作用，产生构造叠置、断块重复现象，加之被后期的前陆盆地，山间断陷盆地叠加造成地理上的分割和重复现象，各断块间物质组成和演化历史都是一致的。东邻可可西里湖幅1：25万报告中虽然提到了上述两条结合带的存在，但在论述它们的物质组成与演化历史时则反映了相同性，不存在差异。在调查区内黑熊山一带见若拉岗日结合带被后期的三叠纪前陆盆地断片及中新世断陷盆地分割成南北两部分，正可对应于邻幅提到乌兰乌拉湖结合带和西金乌兰湖结合带，因为它们都具有相同的物质组成和演化特征，把它们作为两个不同的结合带是不合适的，因此笔者认为仅有一条华力西期结合带，即若拉岗日结合带，只是由于结合带较宽，表现为构造叠置状态产出。

G. 地层分区与地质构造单元的划分

4.2.1.1 区域地层的分区

中南蒙古-大兴安岭地区地层发育,从太古宇至新生界皆有分布。本书以该区古生代地层区划为基础的划分原则,将中南蒙古-大兴安岭地区地层划分为二个地层大区及三个地层区(图4.4),自北而南向分别为:西伯利亚地层大区(Ⅱ)的阿尔丹地层区(Ⅱ1)、滨太平洋地层大区(Ⅲ)的蒙古-鄂霍次克地层区(Ⅲ2)、西伯利亚地层大区(Ⅱ)的兴安地层区(Ⅱ2)。

图4.5 中南蒙古-大兴安岭地区大地构造略图

(1)贺根山(缝合对接)断裂

位于内蒙古贺根山至突泉一带,是著名的克拉麦里-二连断裂系的东延部分。走向为东西向,东端在突泉被松嫩坳陷掩盖。该断裂带为华北与西伯利亚两大古板块对接缝合断裂,沿断裂带发育蛇绿岩块、混杂堆积及高压变质带等。

(2)塔源-海拉尔断裂

位于研究区的塔源-海拉尔一带,为中央蒙古断裂的东延部分,属超岩石圈断裂。断裂走向北东,倾向北西。沿断裂分布有新元古代蛇绿岩块、混杂堆积,并有高压变质带发育。该断裂带形成于新元古代末期,是额尔古纳地块与加格达奇地块的分界断裂,具有对接缝合断裂特征。断裂向北东延伸至上黑龙江地区,被得尔布干断裂截断。

(3)得尔布干断裂

断裂南起呼伦湖东岸经黑山头-得尔布干-塔河至黑龙江岸,呈北东向延伸,倾向北西,具逆断层并有左旋平移特征。该断裂带形成于新元古代末期,古生代时期控制了海相沉积,并有基性-超基性岩和花岗岩体的形成。断裂带于晚古生代活动减弱,中生代晚侏罗世-早白垩世期间又强烈活动,作为大兴安岭火山岩带西缘断裂控制了区域火山岩浆活动,属于超岩石圈断裂。

(4)大兴安岭-太行山断裂

位于大兴安岭主脊,故又称其为大兴安岭主脊断裂。断裂带走向北北东-近南北向,倾向东,倾角60°~80°,具左旋走滑平移正断层特征。断裂带向南延伸至太行山-武陵山,属岩石圈断裂。断裂带形成于中生代,控制了大兴安岭主脊垒、堑构造及火山-沉积带的展布。

(5)嫩江断裂

位于大兴安岭东缘,走向北北东,倾向东。南段(赤峰-八里罕)形成于晚古生代,控制了东西两侧石炭纪-二叠纪沉积作用。该断裂中生代活动强烈,在早白垩世尤为明显,控制了早白垩世含煤盆地的形成与演化。沿断裂局部有新生代玄武岩浆喷溢活动,至今仍有地震发生。中段(纳河-白城-翁牛特旗)为晚白垩世至新生代长期活动的左旋正断层,控制着松嫩坳陷的形成与演化,为松嫩坳陷西缘断裂。北段(嫩江上游河谷)由两条平行的断裂构成,也称为嫩江岩石圈断裂,断裂东倾,倾角60°~80°,具走滑特征,是加格达奇地块与多宝山岛弧带的分界断裂。

(6)鄂嫩断裂

沿鄂嫩河-石勒喀河,呈向东南凸出的弧形展布。断裂倾向自西而北东相应的为北-北西-北西西向变化,具逆构造特征。据称断裂近处见有蛇绿岩块,为蒙古-鄂霍次克造山带与额尔古纳地块间的构造单元界线断裂。

(7)南蒙古-鄂霍次克断裂

断裂位于蒙古-鄂霍次克造山带东支的南缘,是蒙古-鄂霍次克造山带与额尔古纳地块、上黑龙江坳陷、岗仁地块间的构造单元界线断裂。断裂南东倾,具有逆断层构造特征,属超岩石圈断裂。

(8)北蒙古-鄂霍次克断裂

断裂位于蒙古-鄂霍次克造山带东支的北缘,是蒙古-鄂霍次克造山带与亚布洛夫地块间的构造单元界线断裂。断裂北西倾,具有逆断层构造特征,属超岩石圈断裂。

(9)斯塔诺夫断裂

断裂沿西斯塔诺夫山西南山麓,呈北西-南东向展布,断裂北东倾,具左旋逆断层构造特征。它是斯塔诺夫花岗-绿岩区与亚布洛夫地块、卡拉尔花岗-绿岩区间的构造单元界线断裂。断裂向东延伸成为西伯利亚古陆的南缘断裂,属超岩石圈断裂。

(10)卡拉尔断裂

断裂沿乌多坎山脉展布,走向北东,倾向北西,倾角平缓。断裂两侧地球物理场特征截然不同,是卡拉尔花岗-绿岩区与亚布洛夫地块间的构造单元界线断裂,属超岩石圈断裂。

4.2.1.4 侵入岩及区域分布特征

中南蒙古-大兴安岭地区的侵入岩极其发育,太古宙至新生代均有侵入岩浆活动,且岩石类型繁多、成因类型多样。

4.2.1.4.1 太古宙侵入岩

20世纪90年代经对太古宇岩层深入研究结果,认定原来所划分的混合岩原岩为侵入岩,将其从太古宇岩层中划出,称为变质深成侵入体,从而太古宇岩层进行了解体。变质深成侵入体和绿岩伴生,构成“花岗-绿岩区”。太古宙变质深成侵入体、侵入岩分布于早前寒武纪古陆(地块)之上。

(1)太古宙变质深成侵入体

变质深成侵入体岩石类型为英云闪长片麻岩、奥长花岗片麻岩、花岗闪长片麻岩等TTG岩系及紫苏花岗岩组成。它与同期富钾花岗岩侵入体和绿岩伴生,构成“花岗-绿岩区”。

(2)太古宙侵入岩

除上述富钾花岗岩侵入体外,还见有二长花岗片麻岩、钾长花岗片麻岩、花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩。

中性岩类岩石类型为二长岩、闪长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩(多见于中、新太古代)。基性岩类岩石类型为二长岩、辉长岩、角闪辉长岩、苏长岩、辉长斜长岩。超基性岩类多数为未分超基性岩,个别岩体可分出纯橄榄岩、二辉橄榄岩、辉石岩等。

4.2.1.4.2 元古宙侵入岩

(1)古元古代侵入岩

分布于早前寒武纪古陆(地块)之上。

古元古代变质深成侵入体,发育于中国境内古老地块之上的大兴安岭北部、小兴安岭西北部地区。在大兴安岭北部、小兴安岭西北部岩性为TTG岩系、花岗质片麻岩;此外,可见同期富钾花岗岩侵入体(碱长花岗岩、花岗岩、二长花岗岩)及伟晶岩,侵入变质深成侵入体之中。

古元古代侵入岩,除上述富钾花岗岩侵入体外,古元古代花岗岩类岩石类型一般以二长花岗岩为主体,次为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、花岗闪长岩,英云闪长岩以及碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为石英闪长岩、闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型主要有辉长岩、橄榄辉长岩、辉长辉绿岩、角闪辉长岩、蛇纹岩、橄榄岩、辉石岩、角闪石岩等。发育有少量碱性岩类,岩石类型为正长岩类和石英正长岩。

(2)中元古代侵入岩

分布于早前寒武纪古陆(地块)之上及其外侧增生构造带。

该期花岗岩类岩石类型主要为花岗岩、二长花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩,次为正长花岗岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、环斑花岗岩、石英二长岩。

中性岩类岩石类型为二长岩、闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、辉长辉绿岩、角闪岩、二辉岩等。少量的碱性岩类,岩石类型为正长岩类和石英正长岩。

(3)新元古代侵入岩

该期花岗岩类较发育,多发育在古陆或地块边缘,为陆缘增生带的组成部分。

花岗岩类以花岗岩、二长花岗岩为主,其次为花岗闪长岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、英云闪长岩、碱性花岗岩。

中性岩类岩石类型为闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类主要岩石类型有辉长岩、角闪辉长岩、橄榄辉长岩、辉绿岩、辉长岩、角闪石岩、辉橄岩、橄榄辉石岩等。

(4)里菲期侵入岩

该期侵入岩极不发育,在俄罗斯赤塔州的柯里其卡地区和额尔古纳河下游左岸分别见有几个早、中里菲期花岗岩类侵入体分布。岩石类型亦单一,均为花岗岩。于哈巴罗夫边区的汉德艾柯地区见有几个不大的碱性岩体和一个超基性岩体分布。碱性岩体岩石类型为霞石正长岩、磷霞岩、霓霞磷霞岩、钛铁霞辉岩、磷酸盐岩。超基性岩类岩石类型为碱性苦橄岩。

4.2.1.4.3 早古生代侵入岩

分布于古陆、中间地块之上及其边缘。后者为构造增生带的组成部分。

(1)未分早古生代侵入岩

这是一组未研究清楚的侵入岩,数量不多,岩石类型简单,仅见有花岗岩类及基性岩类。花岗岩类岩石类型以花岗岩为主,次为二长花岗岩、花岗闪长岩。基性岩类岩石类型为辉长岩等。

(2)寒武纪侵入岩

该期侵入岩不发育,数量不多。花岗岩类仅见有两种岩石类型,它们是花岗岩和花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、角闪辉石岩。

(3)奥陶纪侵入岩

该期侵入岩主要发育于多宝山地区。花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、辉长闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、蛇纹岩、辉石橄榄岩、滑石-阳起石岩。

(4)志留纪侵入岩

志留纪侵入岩不发育,出露分散零星。花岗岩类岩石类型见有花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩,其中以花岗岩为主。中性岩类为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、蛇纹岩、辉石橄榄岩。

4.2.1.4.4 晚古生代侵入岩

该期侵入岩发育,几乎遍布全区分布。其中分布于前中生代构造增生带中的为多。

(1)未分早古生代侵入岩

这亦是一组未研究清楚的侵入岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、英云闪长岩。基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩。

(2)泥盆纪侵入岩

该期侵入岩除晚泥盆世侵入岩较发育外,其他时期的侵入岩均不发育。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩。

中性岩类岩石类型为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、辉石岩、橄榄岩、二辉橄榄岩、斜辉辉橄岩、角闪岩。碱性岩类岩石类型为正长岩。

(3)石炭纪侵入岩

该期侵入岩花岗岩类岩石类型为花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、花岗斑岩。中性岩岩石类型为闪长岩、石英闪长岩、辉长闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、斜长岩、纯橄榄岩、单斜辉石岩、斜方辉石橄榄岩。碱性岩类岩石类型为正长岩。

该期侵入岩于早石炭世末期较为发育,岩石类型齐全,出露较多。

(4)二叠纪侵入岩

该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全,分布广泛。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、辉长闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、橄榄岩、纯橄榄岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、正长斑岩、钾霞正长岩。

4.2.1.4.5 中生代侵入岩

该期侵入岩分布较广,其中分布于北部斯塔诺夫山南坡和东海岸者为多。

(1)三叠纪侵入岩

该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、辉长闪长岩、二长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、钠长岩、辉绿岩、角闪岩、纯橄榄岩、橄榄岩、辉橄岩、蛇纹岩、辉石岩。碱性岩类岩石类型为霓霞正长岩、云霞正长岩、白霞正长岩、霓辉正长岩、正长岩、石英正长岩。

(2)侏罗纪侵入岩

该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全,出现了晶洞花岗岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、晶洞花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、二长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、碱性辉长岩、蛇纹石化橄榄岩、辉石岩、纯橄榄岩、角闪岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、含霞石正长岩、正长斑岩。

在俄罗斯赤塔州北部斯塔诺夫山南坡,中晚侏罗世花岗岩类集中构成一构造花岗岩带。该带长达600km,宽80~100km。其主要岩石类型为花岗闪长岩,次为二长花岗岩、英云闪长岩。

(3)白垩纪侵入岩

该期侵入岩于东海岸分布较为集中。岩石类型齐全,亦出现了晶洞花岗岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、碱性花岗岩、晶洞花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、石英二长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、角闪岩、橄榄岩、纯橄榄岩、辉石岩、苦橄岩、蛇纹岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、石英正长岩、正长班岩,伴随有正长伟晶岩。

H. 地质构造

受测试手段的限制及后期构造变形的叠加和强烈改造，前寒武纪变形时代的确定有一定难度，在对变形构造特征论述中测试数据有限，有部分是合理的推断。

1.阿尔金地区变形特征

变形地质体包括长城系、蓟县系及青白口系，属阿尔金造山带结晶基底之上的盖层沉积，按照区域变质程度和变形特征（图3-4）可分为：高绿片岩相长城系变形区；低绿片岩相蓟县系-青白口系变形区。

长城系变形特征 长城系为一套高绿片岩相副变质岩系，其构造变形是以S₀为变形面的顺层掩卧褶皱，在弱变形域中有残留，顺层掩卧褶皱的轴面为S₁面理；露头尺度控制岩性成分层。S₂叠加在顺层流变掩卧褶皱层（层状无序）之上，为区域透入性片理，是长城系的主导面理，理顺、归并和改造了S₁面理，使绝大多数以S₀为变形面的顶厚流变褶皱、无根褶皱的轴面平行于S₂面理，即S₁平行S₂，S₁顶厚流变褶皱顶端常被顺层剪切带截切，并见同构造分泌脉的贯入。S₂片理产状南倾为主，倾角40°～82°。在其强变形带（区）中，早期面理被彻底置换，同构造变质矿物平行S₂片理定向排列。由S₂构成的韧性剪切带呈网结状将长城系变形体切割成不同构造岩片，在区域上呈北东向菱形块体被韧性剪切带包绕，剪切带内发育不同类型的糜棱岩、方解石、石英脉体，其旁侧构造指示为左行走滑。

图3-4 普尔错-胜利达坂昆仑-于田剖面

图例同图2-7

蓟县系-青白口系变形特征 其典型构造样式以填图尺度的等厚褶皱为特征，分布于阿中地块北部。以S₀为变形面，形成线状等厚的背、向斜构造，褶皱轴线总体走向北东东，与区域构造线基本一致，南部为对称宽缓褶皱、发育间隔状轴面劈理，北部背斜南翼缓（35°～55°）、北翼陡（60°～78°），向斜则相反，呈水平斜歪褶皱。靠近变形地层体底部，剪切滑脱带形成南倾北倒的倒转褶皱，直至轴面向南缓倾的同斜-平卧褶皱。上述褶皱翼部多发育露头尺度，伴生层间牵引褶皱，顺层剪切劈理。变形区南部，地层变形明显增强，变形层次趋深，一般在能干岩层（石英岩、大理岩、变粒岩、变基性火山岩）区，褶皱形态呈两翼长短不齐的不对称斜歪褶皱；能干岩层与软弱层相间地区，能干层发育成不对称非圆柱状褶皱和膝折状褶皱，软弱层顺层片理化，发育紧闭-同斜褶皱，并形成一些同构造分泌脉，呈黏滞型石香肠或残存的钩状褶皱存在于片理间。以软弱岩层为主区段，所夹的能干性岩层表现为横向置换，发育断续的、形态不对称的N型和S型褶皱。

2.昆仑山地区变形特征

变形地质体有白沙河岩群、小庙岩群、苦海岩群及万宝沟岩群，构造形迹表现为北西南东向或北西西-南东东向构造片麻理或片理、透入性的韧性剪切及相关的剪切褶皱（见图2-7）。

白沙河岩群晋宁期变形遗迹 叠加于白沙河岩群片麻理上的片理、韧性剪切带是该期变形的产物。韧性剪切带中糜棱面理发育，糜棱面理在不同区段产状略有变化，东部一般与构造片麻理平行，产状20°～60°∠60°～80°，面理上拉伸线理近水平，产状295°∠5°。宏观韧性剪切构造常见眼球状、透镜状、扁豆状的长石单晶和长英质集合体，被外围的构造面理包绕定向排列。不对称眼球体及S-C组构显示平面右旋韧性剪切。显微尺度的长石石英集合体显示σ型碎斑系、石英颗粒核幔结构、云母扭折弯曲发育。在中西部，糜棱面理主体产状4°～10°∠70°～85°，糜棱面理上的矿物拉伸线理295°∠35°。花岗质片麻岩中浅色长英质脉体发育塑形流变褶皱，变形过程中有钾质的带入，常形成钾长石眼球体，片柱状矿物多数平行流变面理排列，石英晶内塑性变形、核幔结构、拔丝结构常见，石英动态重结晶颗粒边界多呈锯齿状。不对称长英质眼球体、碎斑系及S-C构造岩，总体剪切流动方向为右行。1∶25万阿拉克湖幅对白沙河岩群拉忍沟北西西-南东东向韧性剪切带进行了锆石U-Pb年龄测试，其中两件构造片麻岩样品获得Pb-Pb年龄811～776 Ma，可大体代表该期变形的时间。

苦海岩群晋宁期变形特征 东昆仑南部苦海岩群该期变形是叠加在早期片麻理、片理和塑性流褶皱之上的区域性片麻理、水平分层韧性剪切带和伴生的顺层掩卧褶皱等。顺层面理置换和透入性韧性剪切带是主体构造样式。沿顺层韧性剪切带发育不同类型糜棱岩带。在以长英质为主体的高级变质岩区，发育花岗质、长英质片麻状糜棱岩、眼球状糜棱岩，眼球体的不对称形态组构显示总体为右旋平移韧性剪切，即平面上的右行走滑，剖面上的韧性逆冲。在大理岩层区，发育碳酸盐质糜棱岩，其定向流动构造平行片麻理，一些粗粒方解石、辉石、闪石等矿物构成残斑，并发育方解石的e双晶，沿片麻理面上发育矿物拉伸线理，显示片麻理既是变质作用产物，也是变形作用形成的面理，记录了顺层片麻理的差异剪切运动的方向和强烈程度。区域上苦海岩群构造面延伸方向为北西-南东向，构造面理倾向南西，倾角50°～70°。在哈拉郭勒，产出于苦海岩群中的变质侵入体（眼球状黑云二长花岗质片麻岩、含钾长石斑晶的片麻状石英二长闪长岩及片麻状似斑状二长花岗岩）片麻理产状为185°～225°∠60°～85°，较明显的截切了苦海岩群早期片麻理，说明苦海岩群有过两期变质变形。根据不对称眼球体的形态组构及眼球体的拖尾，判断东哈拉郭勒地区的苦海岩群有由南向北的韧性逆冲变形。苦海岩群深层次韧性剪切变形构造年代学研究，在可可晒尔沟一带的苦海岩群中发育北西-南东向韧性剪切系，在其中的含石榴黑云斜长片麻岩中获得颗粒锆石Pb-Pb年龄为706 ± 17 Ma，可能是晋宁期的构造热事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球状钾长石集合体内所产岩浆锆石，获得SHRIMP U-Pb年龄1000 Ma和单颗粒锆石核部2400 Ma的年龄信息及422 Ma的边部新生环带年龄（1∶25万冬给措纳湖幅）。这些锆石Pb-Pb年龄，既反映了古元古代的成岩信息，也明确了存在深熔继承生长成因的环带。而1000～800 Ma的年龄信息，则可能反映四堡-晋宁期的构造热事件，也应是结晶基底的主（峰）期变形、变质时间，422 Ma的边部新生环带年龄是后期构造热事件的叠加。

昆仑中、新元古代变质侵入体变形特征 昆仑中新元古代变质侵入体主要在昆中和昆北发育，早期变形是侵入岩结构-构造的改变，由块状向片麻状过渡，显示为深层次塑性剪切流变，形成新生片麻理。第二期变形，为侵入体的构造平行化和中深层次的韧性剪切，老侵入体边界与副变质地层面理趋于平行，或形成似层状构造。东昆仑那陵格勒河古侵入体发育中深层次韧性剪切带，剪切带走向北西，由花岗质糜棱岩系列组成，构造岩有糜棱岩化条带状黑云斜长构造片麻岩、眼球状黑云斜长片麻岩、眼球状黑云钾长构造片麻岩、花岗质糜棱岩等，条带状构造、眼球状构造、糜棱状构造发育。构造面理走向北西西南东东，产状190°～210°∠50°～60°。结合糜棱面理产状和碎斑等运动学标志判断，该期韧性剪切带是由北向南的左旋逆冲。该剪切带被华力西早期岩体侵入，其变形特征有别于加里东期的韧性剪切带，结合区域古构造格局推断为晋宁期陆内俯冲-碰撞造山的变形。

此外，西昆仑长城-青白口系及古侵入体和东昆仑中、新元古代万宝沟岩群也遭受了晋宁期构造变形，共同特征是弱变形域残块中保留有片理和片麻理面和深层次塑性流变褶皱、同构造分泌脉的W→N→I型的露头尺度无根揉流褶皱。从弱变形域→强变形带，无根褶皱转折端形态，从W型→同斜紧闭N型→无根钩状逐渐消亡演变，反映剪切流变有递进变形和最终理顺平行化，逐渐被密集流劈理置换，形成从S-C型过渡为L-C型糜棱岩带的规律性。

I. 判断地质平面图中有何地质构造,图中箭头表示断层线的倾向

逆断层，向斜（岩层中间新，两边老）。

J. 地质构造基本知识

(一)地质构造和地层

1.地质构造

组成地壳的岩石,在长期的地质作用下,发生变形、变位的形迹,称为地质构造。例如:由地质作用在岩层中形成的背斜和向斜褶曲、断层、节理、劈理等断裂,以及其他的面状,线状构造等均匀地质构造,简称构造。其成因主要是由内力地质作用造成。

2.地层

地层是指沉积岩、火成岩以及由它们变质而成的变质岩在漫长的地质时期和一定环境下逐渐形成的层状岩石。概括地说,地层是一切层状岩石的总称。

地层与岩层是两个不同的概念。地层含有时代的概念;而岩层则不具有时代概念。所以地层是研究地壳历史的依据。对一个地区或不同地区的地层进行划分和对比,可确定地层的生成顺序和时代;还可进一步分析地层形成时的环境,从而就可了解到古代自然地理环境、演化规律以及地壳运动的规律等。

(二)岩层的接触关系

岩层的接触关系,是内、外力地质作用的综合产物。据其成因特征,可以分整合接触与不整合接触两大类型(图1-5)。

图1-5 整合、假整合、不整合形成过程示意剖面图

O—奥陶系;S—志留系;D—泥盆系;C—石炭系(箭头代表地壳运动的方向)

1.整合接触

同一地区的上下两套岩层,若其产状一致,在沉积上和生物演化上都是连续的,则这种关系就称整合接触。它说明这个地区的地壳运动以相对下降为主,所以发生在上下两套岩层之间沉积过程是连续的,其间没有发生过足以引起较长时间沉积间断的构造运动。如图1-5中的志留系(S)与奥陶系(O)之间的接触关系即为整合接触。

2.不整合接触

由于地壳运动的影响,使在同一地区的上下两套岩层间有一明显沉积间断,并且在古生物演化顺序上也不连续,岩层的这种关系称为不整合接触。不整合又可分为平行不整合(假整合)和角度不整合两种类型。

(1)平行不整合(假整合)

上下两套岩层间虽然产状一致,但有明显沉积间断、时代不连续(图1-6)。

(2)角度不整合

角度不整合是指上下两套岩层之间有明显沉积间断,并以一定角度相交的关系(图1-6)。

(三)单斜构造与岩层产状

1.单斜构造

通常把接近水平或倾斜角度小于5°的岩层,称为水平岩层。原来的水平岩层,由于受地壳运动的影响,使岩层产状发生变动,造成岩层层面与水平面呈一定角度相交故这类岩层称为倾斜岩层(图1-7)。如果在某一地区,出现一套岩层都朝一个方向倾斜,且倾斜的角度又大致相同时,称为单斜岩层。

图1-6 岩层的平行不整合(假整合)接触、岩层的角度不整合接触

图1-7 单斜岩层示意图

2.岩层产状

岩层的产状是指岩层的空间位置及其状态;它是以岩层的产状要素来确定的。

岩层的产状要素是指倾斜岩层的走向、倾向和倾角(图1-8)。只要测量倾斜岩层的产状要素,就可以确定岩层的空间的位置及其形态,它是研究各种构造特征及其相互关系的依据。

图1-8 岩层产状要素示意图

AB—岩层的走向;OD'—岩层的倾向;a—倾角

(1)岩层的走向

倾斜岩层的层面与水平面的交线称走向线(图1-8)。走向线是一条水平线,其两端延伸方向称岩层走向。走向线延伸的两个方向相差180°,如呈北东—南西方向、北西—南东方向等。

(2)岩层的倾向

层面上与走向线相垂直,且沿岩层倾斜面向下,所引的直线称为倾斜线,其在水平面上垂直投影所指的方向称岩层的倾向(图1-8)。倾向表示岩层倾斜的方向。

(3)岩层倾角

倾斜线与其在水平面上垂直投影的夹角称岩层倾角(图1-8)。倾斜范围在0°～90°之间。若倾角近于0°,为水平岩层;若倾角等于90°时,称为直立岩层;余者统称倾斜岩层。

(四)褶皱构造

在褶皱构造中,岩层的每一个向上或向下的弯曲称为褶曲。它是地壳运动所形成的一种常见的地质构造,是褶皱的基本单位。褶皱是由一系列褶曲组合而成的,即岩层受力发生变形,产生一系列连续完整的波状弯曲称为褶皱构造。

褶皱构造有背斜和向斜两种基本类型:①背斜在形态上是岩层向上拱起的褶曲;两翼岩层相背倾斜,核部为老地层,两翼为新地层。②向斜在形态上是岩层向下拗陷的褶曲。两翼岩层相向倾斜,核部为新岩层,两翼为老岩层。

为了研究和描述褶皱形态和空间展布特征,我们必须要了解褶皱要素。褶皱要素包括:核部、翼部、转折端、轴面、轴迹和槽线等(图1-9和表1-11)。

图1-9 背斜和向斜在剖面和平面上的特征、褶皱示意图

表1-11 褶皱要素

(五)断裂构造

当岩石受力达到或超过岩石的强度极限时,岩石便产生各种破裂或沿破裂面发生位移,形成断裂构造。其特点是破坏了岩层的连续性和完整性。按岩石破裂特点,破裂构造主要分节理和断层两大类。

1.节理

岩石破裂后,破裂面两侧岩石没有发生明显位移,这种破裂构造称节理(图1-10)。

图1-10 节理

A—纵节理;B—横节理;C—斜节理

节理是岩石中极为常见的一种构造现象。常成群出现,沿一定方向有规律的排列。节理因所处构造部位不同,其长度、宽度、规格、形状等差异悬殊,节理裂开情况也各不相同,有的张开、有的紧闭。节理分布密集程序也不相同,主要受岩石性质及受力情况所控制,脆性岩石中的节理要比柔性岩石中发育。

2.断层

断层是破裂面两侧岩层,沿着破裂面发生显著相对位移的断裂构造,它往往是节理进一步发展而成的,而且在岩层和岩体中广泛分布。

断层的基本组成部分称断层要素。如断层面、断层线、断盘、断距和破碎带(图1-11)。

图1-11 断层要素

断层面:岩层或岩体受力后发生相对位移的破裂面,称断层面。

破碎带:大断层的断层面往往是由一系列的破裂面组成,称为断层破碎带。

断层线:断层面与地面交线,称断层线;它可以是直线,也可以是曲线。

断盘:断层面两侧的岩盘,称为断盘。

断距:断层面两侧盘相对移动的距离,称断距。