里德尔剪切图解（剪切变形是一种重要的成矿作用）

本文目录

• 剪切变形是一种重要的成矿作用
• 褶皱构造和剪切变形带
• 剪切变形特征
• 剪切的几何关系
• 变质核杂岩构造与成矿关系

剪切变形是一种重要的成矿作用

剪切变形是绿岩带演化到一定阶段的必然产物，不仅在造山运动的末期伴随褶皱、断裂和花岗岩浆侵入形成巨大的韧性到韧－脆性的剪切系统（变形带），而且可以在运动的早期伴随褶皱变形发生顺层剪切以及在运动期后形成脆性的剪切断层。无论是在哪一种情况下产生的剪切变形带，在绿岩带金矿床的形成中都起着重要的作用。博伊尔（1979）早就指出，剪切作用会使晶格发生变形并使扩散增强，强烈的扭曲也能使矿物破碎，从而促进化学反应。而且定向压力对元素的活动性也有很大影响。剪切变形带作用热液流体的通道，所携带的成分可能由于元素的活动性、离子势的不同、介质的pH值以及CO₂、S和As的影响，制约着各种元素的活动性和迁移能力。一般认为，剪切带中的片理和早期石英透镜体基本上是由于发生强烈的剪切作用而同时形成的，而剪切作用引起和促进了绿岩带中许多金矿床所特有的化学反应（围岩蚀变）。因此，剪切带对于确定含金矿脉系的位置和几何形态特征具有重要的意义。

五台山－恒山与世界上典型绿岩带一样，也发育了许多剪切带。不同之处是在这里还未发现陡立的地壳规模的剪切带以及相关联的剪切系统，而只是一些与褶皱和断裂作用伴生的中、小型顺层的剪切变形带。虽然金矿化的分布已表明它们之间的紧密联系，但控矿方面的若干规律却不尽一致。在本区，控制绿岩金矿床的剪切带的特征主要是：

1.这类剪切带的发育主要与绿岩层的紧闭褶皱变形有关，通常发生在褶皱的倒转翼上。区域地质特征上表现为滹沱群与五台群呈带状相间出现（如五台山绿岩带的西南角，即原平上庄一带）或紧闭褶皱转折部位的一翼（如四集庄、代银掌、麻黄沟、大西沟等），抑或复式褶皱的核部（如东腰庄、小板峪等）。

2.剪切变形主要发育在绿岩层中。因此，它们常与绿岩带初生型层控和脉型金矿相伴生，康家沟、小板峪、东腰庄等都是如此。

3.以剪切变形为主的金矿化带多由一组相关的剪切带组成，可称为变形带。这种变形带虽然宽度可上100m，但它是由强变形和弱变形的带相间组成，强变形带一般宽数米至20余米，如狐狸山金矿床。

4.含金剪切带以特有的蚀变和蚀变分带为标志。蚀变是由于剪切带内的化学平衡遭到破坏而引起的。剪切变形主要发生在绿岩中，所以在富CO₂、H₂O和S的热液流体的作用下，迁移中的挥发分与从绿泥石析出的Fe、SiO₂、K等一起流向一定构造部位，在那里发生如下的反应：

（Ca、Mg、Fe硅酸盐）＋CO₂＝铁白云石＋SiO₂

（Ca、Mg、Fe硅酸盐）＋S＝黄铁矿＋SiO₂+（Ca、Mg）＋其他组分

绿泥石＋K＝绢云母＋其他组分

只有当挥发分进入这些构造部位（如扭曲部位），发生体积增大反应时上述反应才能从左向右进行，析出SiO₂。因此，石英脉系的形成是变形作用的一部分，变形带中的硅化、碳酸盐化、绢云母化和黄铁矿化等是金矿化的标志。

5.蚀变发育的程度和变形蚀变带的宽度结合在一起反映出剪应变的强度，它们与金矿化有明显的正相关关系。如狐狸山金矿床主要产在宽20m的主剪切带中，在这里硅化、碳酸盐化、绢云母化及其分带均较发育，而在较小的蚀变带中矿化就十分微弱了。

6.如果强片理化的变形带穿切褶皱了的某种强干性的岩石（如BIF），形成扭曲交会地段，便可以由于多方面的因素，如形成膨胀扩容空间、提供更多的矿源、使流体的流速减缓而与围岩发生更广泛的交代反应、介质的物理化学条件发生局部的改变等等，从而促进成矿物质的沉淀，形成一定规模的金矿体。狐狸山金矿的许多矿段都与BIF伴生很可能就是此种原因。

7.剪切带的变形性质决定了矿化石英脉的型式，在韧性、脆－韧性的剪切带中，矿脉一般为中心剪切脉和斜剪切脉（如代银掌和狐狸山金矿）；而在脆性的剪切断裂中，矿脉则为雁行状的张性脉（如刘家坪金矿）。矿脉的空间分布可以由剪切带的运动学特征来预测。

8.剪切变形带在不同的尺度上具有自相似性。因此，研究微观的显微和亚显微变形特征以及宏观的地质构造填图均可指示矿脉的空间分布特征。如狐狸山金矿床，宏观上的强应变带和微观上的剪切裂隙均作树枝分叉状，是里德尔剪切裂隙的组合。因此，作为矿脉的脉系（中心剪切脉、斜剪切脉等）在几何学和运动学方面与它们应是完全一致的，表现出很高的自相似性。不同级别、不同类型的剪切裂隙的交会，也就是树枝状分叉的交点，常是膨胀扩容的最佳场所，有利于富矿体的形成。狐狸山金矿床的远景就在于寻找和发现这些交会处。

褶皱构造和剪切变形带

五台山绿岩带和所有太古宙绿岩带一样，复杂的形态是绿岩褶皱和断裂变形的产物。人们常把五台群的展布形态描述为呈NEE向延伸的“之”字形构造。实际上这只是一个多期和多级褶皱与断裂的组合的一部分。就其本质来讲，五台山－恒山花岗岩－绿岩带的总体构造格架，是被若干整合断层——剪切带、逆冲断层、拆离断层等分割开的构造片体（图1-9）。在这里花岗岩类也参与了褶皱和断裂变形。因此，五台山花岗岩－绿岩带不是像典型的“花岗岩－绿岩模式”（Anhaeusser等，1969,1984）那样，是在垂直运动机制下，受简单的花岗岩底辟所控制的弧形向斜构造型式，因为在这种模式里不常见背斜、逆冲断层和推覆褶皱等构造。恰好相反，五台山绿岩带虽然总体是一个复向斜，但在相应的部位有背斜构造相伴，并且逆冲断层和推覆褶皱也发育。因此，它是在水平构造作用下，由拉伸和挤压结构而产生的褶皱与断裂伴生的构造岩片组合，而花岗岩类的底辟作用则只有局部的意义。

五台山绿岩带在大的尺度上由整合断层所分开的构造岩片隶属于性质不同的构造域。在各个构造域中具有基本相同的构造组合和演化历史，各种构造要素具有相似的特征，因而可以进行对比；而不同的构造域之间则存在着明显的差异。对整个花岗岩－绿岩地体来说，由于受到统一的构造运动或变形旋回的控制，因而形成完整的构造序列。但序列中各阶段的构造组合在不同类型的构造域之间则有程度上的差异，甚至可能完全不同。田永清等（1991）根据上述原则将五台山－恒山花岗岩－绿岩地体划分为至少20个构造域，它们分别隶属于各具特色的6种类型：褶皱基底、底辟岩体、断片、推覆片体、褶皱片体和褶皱浅层（图1-9），其中褶皱浅层属绿岩带盖层的构造，故在图中略去。

图1-9　五台山－恒山花岗岩－绿岩带的总体构造形态特征

1—花岗－片麻杂岩基底；2—片麻状花岗岩类；3—绿岩层的构造线；4—花岗岩接触带的片理；5—早前寒武纪整合断层；6—晚期断裂；Ⅰ—底辟岩体；Ⅱ—褶皱片体；Ⅲ—断片；Ⅳ—推覆片体；Ⅴ—基底杂岩

在空间上，各类型构造域的分布有一定规律性：褶皱基底（基底杂岩）多位于褶皱带的外围或复背斜的核部；断片主要发育在褶皱带的两个边部；推覆片体稍靠内一些；而褶皱片体则位于褶皱带的中部；底辟岩体是褶皱带（复向斜）次级背斜的核心，因此也出现在靠近边部的位置。

尽管花岗岩－绿岩带的构造十分复杂，但岩石的变形形迹都离不开面理、线理、褶皱和断裂几种类型，其中褶皱和断裂又是构造分析的主要对象。

（一）褶皱

褶皱是花岗岩－绿岩带中最普遍的构造形迹，而且形态多种多样。在强烈片理化的岩石中，有时很难确定褶皱的存在，但在不少的情况下，其中小的岩脉却提供了很好的证据，并能依据小褶皱的不对称性来推测大褶皱的某些特征。

褶皱的样式最适用于构造对比中的形态描述，是构造地质中的通用语言。一般按褶皱的形态划分它的样式，如相似褶皱、单行褶皱、等斜褶皱、开阔褶皱、平卧褶皱、直立褶皱之类，但这不是褶皱的严格分类。虽然褶皱的形态与其发生的世代有一定的联系，例如一般认为早期褶皱应为相似等斜褶皱，晚期则为直立的平行褶皱或开阔褶皱。但是控制褶皱形态特征的最重要因素还是岩性。由于岩性的差异，在同一世代的褶皱中可以产生不同样式的褶曲，图版Ⅱ－1所显示的不协调褶皱就是一例：石英质岩层形成典型的平行褶皱，而绿泥片岩则为典型的相似褶皱，它们都是绿岩中发生较早的构造变形产物。

叠加褶皱（重褶）是近10多年来变质构造研究中的重要课题，兰姆塞（1967）指出，叠加褶皱作用在许多地质环境中都很常见，并可由许多不同类型的变形作用所造成，主要形成于4种构造环境中：①多期的造山带；②一次造山旋回中相继的变形幕；③在一个简单的递进变形过程中相继的褶皱作用；④在一次变形过程中几个方向的同时褶皱作用。识别和研究叠加褶皱的目的在于查明绿岩带中的多期变形及其演变过程，因此，重点应是区分不同环境中叠加褶皱的特征。

叠加褶皱的表现形式多种多样，马杏垣等（1987）曾归纳出8种主要的识别标志，褶皱的重褶是这些标志中最主要的而且是直接的证据。在岩性单一片理发育的浅变质岩中，重褶现象的发现对确定多期变形具有重要意义，图版Ⅱ－2、3是五台群绢云绿泥片岩重褶的典型例子。两期褶皱叠加而产生的干扰格式取决于两期褶皱方位（轴面和枢纽）间的角度关系，主要有3种基本类型（J.G.Ramsay,1967）。五台山绿岩带中最常见的叠加型式是第3种格式，称为共轴叠加，图版Ⅱ－4属于此例，图1-10中的b也是一个典型的实例，在小尺度的露头上较常见。在少数情况下，两期褶皱的轴面和枢纽都有很大的交角，因而形成封闭构造（图1-10,C）。在大型构造上，褶皱的叠加需通过地质填图来确证，图1-11是五台群柏枝岩组顶面的构造形成面图，表示出了复式向斜中心部位两个世代褶皱共轴叠加的样式，不难看出，所谓“之”字形构造产生的原因是多期褶皱的叠加。

由于叠加褶皱是构造域褶皱片体中的主要变形特征，因此，这类构造域中的多期变形在绿岩带的构造分析中具有典型意义。田永清等（1991）系统分析了不同层次绿岩层的变形特征及其几何学关系，认为五台群实际上只遭受了不包括片内褶皱的3期褶皱变形作用：即以层理为运动面的褶皱F₁，常产生透入性的轴面片理S₁,F₁起初是紧闭的，以弯滑机制为主，在递进变形作用下才发展成**卧的褶皱；褶皱F₂是继F₁之后的主要褶皱，以NE-SW向的紧闭的弯褶皱和弯滑褶皱为主，轴面近直立，常伴有轴面劈理S₂（折劈理）；以及最后一期仅发育于局部的褶皱F₃，多表现为膝折带，并伴有折壁理S₃发生。而最早发生的一期片内无根褶皱F₀（剪切带内因构造置换而形成的钩状片内褶皱除外）是不成熟阶段的变形，可能是由于伸展作用造成的层内滑动褶皱，或准同生变形造成的包卷层理（多见于杂砂岩和BIF中）。就整体来说，绿岩带的主要构造格架是由F₁和F₂所奠定的，多期褶皱的复合形式可以由甘泉－铁磬剖面的构造为代表（图1-12）。早期褶皱的恢复是依据地层变新的方向（面向）、层理和片理褶皱的趋向、标志层的对比等系统资料进行的。

（二）剪切变形带

如前所述，五台山绿岩带的构造特征是褶皱与断裂相伴生的构造岩片的组合。因此，绿岩带中除褶皱变形外，断裂构造也具有十分重要的意义，尤其是在绿岩带金矿的成矿作用方面。

图1-10　原台怀亚群的多期变形特征

（据冀树楷等，1986）

a—磁铁石英岩中的片内褶皱；b—绿泥片岩类磁铁石英岩层的重褶；c—磁铁石英岩中由于重褶而形成的封闭构造；d—绿泥片岩中早期线理（WL₁）在晚期褶皱（WF₂）上的重褶；e—绿泥片岩的膝折；f—绢云片岩中两期片理

在五台山绿岩带中，一些整合断层（或称层状断层）或滑移面，可能与集体构成称之为叶理的一系列透入性不连续面无法区别，以致长期以来未被识别。近年来的区域地质调查发现了它们，被称为“古断裂”，后来改称“韧性剪切带”。事实上这些古断裂具有各不相同的性质，其中一部分确实属于严格定义范围的剪切带或韧性剪切带（韧性断层），而有些则属于有明显错断的逆冲断层，或属伸展作用下产生的低角度正断层（被称为拆离断层或剥离断层）。由于它们有许多共同之处：一是发育较早，断裂面本身已参与了晚期褶皱；二是在运动性质上都具有剪切作用特征；三是多形成于中深层次，具有韧性变形的某些特点，这就难免将其笼统地称为韧性剪切带或韧性断层。从某种意义上讲，逆冲断层和拆离断层都伴随有韧性剪切作用，形成一定规模的剪切带，因而研究剪切带的变形特征就更具代表性。

“剪切带”用来指有明显的剪切破坏分布在面上的带。“剪切”指的是应变，当这种应变密集时就构成了剪切带，这个带由岩石及或岩片构成。由于这种类型的带太普遍了，所以早期地质学家常使用剪切这个术语而不用剪切带。正因为如此，兰姆塞（Ramsay,1970,1980）在论述剪切带的几何特征时，将强烈变形局限于一些狭窄的、近于平行的带，被不严格地称为剪切带，而将两盘的差异运动是在没有破裂的情况下形成的剪切带类型不严格地称为韧性断层，因为断层是狭窄的剪切带的特例或变种，属于一种脆性剪切带。近10余年来，剪切带的研究已十分深入和广泛，其重点集中在韧性变形的剪切带方面，同时也产生了众多的术语，如韧性变形带（Hobbs等，1976）、韧性断层（Ramsay,1970）、韧性剪切带（Ramsay,1980;White,1982）、糜棱岩带（Hobbs等，1976;Rast等，1982），线性错动带（ЕΦимов等，1982），韧性变质带（李树勋等，1988）给术语使用的规范化带来一些问题。例如我国的一部分学者，尤其是在研究与金矿有关的剪切带时，倾向于使用韧性剪切带这一概念，似乎只有韧性变形才有利于成矿，从而模糊了脆性变形和脆－韧性变形对金矿的控制作用；并且时常把剪切带与剪应力联系在一起。前面曾指出，“剪切”几乎一定是指应变，而剪切应变是两度空间的（平面的）均匀应变，并且贯穿整个岩石体（J.G.Dennis,1965），所以，剪切带可以在不同应力条件下因剪应变而产生。严格地讲，剪切带泛指地壳中由强变形岩石所构成的线性地带，可以按应变状态划分为韧性剪切带、脆－韧性剪切带和脆性剪切带（Ramsay,1980）。只有发育在中、深层次中狭窄的面状变形有高应变带或片理带，与两侧相对未变形的围岩之间没有明显的破裂的面，但沿着它曾经发生了显著的位移才称为韧性剪切带（马杏垣等，1977）；如果韧性变形条件下形成的剪切带具有破裂面，则可称为韧性断层（郑亚东等，1983）。

图1-11　五台群柏枝岩组顶部绢英片岩的构造形态面图

1—片理产状；2—早期褶轴产状；3—晚期褶轴产状；4—断层

图1-12　繁峙崖头－五台李家庄构造剖面图

（据山西省区调队资料改编）

1—四集庄组砾岩；2—鸿门岩组绢英片岩；3—鸿门岩组绿片岩；4—含铁岩系；5—BIF;6—庄旺组；7—片麻状花岗岩；8—F₁趋向；9—F₂趋向；10—地层变新方向；11—断层；12—韧性剪切带；13—F₁褶轴；14—F₂褶轴；15—F₃褶轴

加拿大的地质学家习惯上用“变形带”（Deformation belt）来称呼绿岩带中异常高的应变带（A.C.Colvine等，1988），这对避免不区分应变条件而概称韧性剪切带和常把剪切带与韧性剪切带或韧性断层等同起来所引起的混乱来讲，是有意义的。因此，我们采用“剪切变形带”一词，用指所有在剪切应变（单剪或纯剪）下形成的狭窄的强变形带（包括从韧性到脆性整个系列），也就是广义的“剪切带”。

剪切变形带的规模大小不一，小至手标本或显微镜下即可观察到，大者可长达千公里。前述兰姆塞（1980）按变形特征对剪切带所做的分类可以适用于不同规模的剪切变形带，但对于大型的剪切带，多数人是按不同的构造环境下特有的运动学特征来划分，分为：走向滑移带（即平移剪切带），地壳的挤压变形带（即推覆剪切带及垂直片理带）和地壳的伸张变形带（Hudleston,1982；马杳垣等，1987;Mattauer,1980）。事实上，剪切作为一种应变，是地壳构造形变过程中最广泛的性质，因此在构造演化的不同阶段，剪切作为一种应变，是地壳构造形变过程中最广泛的性质，因此在构造演化的不同阶段，构造的不同部位，构造变形的不同应力状态下均可发育剪切变形带。下述4种作用是绿岩带中常见的构造变形条件，都可有剪切变形带相伴生：①伸展作用，形成所谓拆离断层，在深部产生近水平的韧性剪切带，而在浅部的上盘，则伴有脆性剪切带；②推覆作用，在推覆体的底部形成推覆滑动剪切带，其逆冲断层可视为脆性剪切带；③褶皱作用，可在褶皱的应变集中部位产生不同型式的剪切变形带；④断裂作用（主要指平移断层），形成陡倾的变形带。以上4种类型剪切变形带是绿岩带构造变形不同演化阶段的产物。在一个有限的区域内，如五台山花岗岩－绿岩地体，它们按剪切变形发生的机制可以归纳为两种：即断裂作用（R）和褶皱作用（F），前者进一步可分为伸展作用、推覆作用和走滑作用（五台山区没有典型的实例），后者也可分为区域褶皱作用和底辟褶皱作用。图1-13是五台山绿岩带中4类主要剪切变形带的典型实例。A、B为褶皱作用的剪切带，B的右侧是花岗岩固体底辟作用在绿岩层中所产生的剪切变形带。C、D为伸展作用所形成的剥离断层，在深部基底杂岩中产生近水平的韧性剪切带；C为伸展阶段的构造剖面，D为后来褶皱上升所引起的构造剥离，这是以东山底－太平沟剖面为例，北台岩体南北侧的构造都可以用这一模式来说明。E为推覆作用形成的剪切变形带，实例为山羊坪推覆体与其底部岩层之间的滑断面。

剪切变形带有具体的鉴定标志（Ramsay,1970；许志琴，1984；郑亚东等，1985;Colvine等，1988），需结合宏观和微观的变形特征来综合考虑。在五台山绿岩带中，我们将下列特征作为识别剪切变形带的标志。

图1-13　五台山绿岩带中剪切变形带的类型

Wt—五台群；W₁j—金刚库组；W₁z—庄旺组；W₁b—柏枝岩组；W₁h—鸿门岩组；Ar—太古宙花岗－片麻杂岩；∑—超基性岩；Sh—剪切变形带

1.宏观标志

（1）强烈的片理化带。岩石在剪切变形过程中强烈片理化，往往形成毫米级到厘米级的面理间隔，较强硬的岩层被构造置换，旋转到与剪切面理平行的方位，因而不管什么岩性，在区域上形成一条强烈的片理化带，如代银掌的绢英片岩，强烈的片理化可使同变形期的石英团块均沿剪切面理变形变位。

（2）较大的构造透镜体。如在铜谷里、康家沟一带分布着一些绢云母石英（片）岩块体，它们是剪切变形过程中的构造透镜体。

（3）岩层的急剧增厚（如铺上至四集庄一带的绢英片岩）或减薄（如大明烟以东的绢英片岩层）。表明岩层在这些地方受到强烈的剪切变形而被褶皱重复或拉伸减薄。

（4）较强硬的岩层呈带状夹于片岩中，并且有较大的延伸长度。表明它们遭受到强烈的应变，如康家沟西南部及岩头至宽滩一带的滹沱群变质砾岩，呈很窄的带状分布在绿岩层中。

（5）带状的蚀变作用和退变质作用。由于在剪切变形带相对较低的P-T条件及普遍的流体相发育，因而易形成碳酸盐和含水矿物以及石英－碳酸盐脉等蚀变组合。因此，强烈的碳酸盐化是剪切变形典型热液蚀变现象，如在李家庄、康家沟、令狐等地。在五台山北麓的峨口至南峪口一带，一些曾被作为超基性岩的绿泥片岩在角闪岩相地层中呈带状分布，实际上是强应变带中的退化变质带，它们常与热液蚀变作用相伴生。

（6）不连续地层单元的直接接触，并且变质程度发生剧变。这是大断裂的特征，而往往在断裂两侧形成强烈的剪切应变带，如青社至殷家会一带，石咀亚群的文溪组（低角闪岩相）与高凡亚群上部地层（次绿片岩相）相毗邻。

（7）韧性断层或糜棱岩带的存在。这是剪切变形带而且属于韧性变形范畴的最直接标志。

2.小型及微观变形特征

主要包括露头尺度至显微尺度地质特征。

（1）在剪切变形带中，最常见的小型构造是褶皱。这些褶皱不仅表现出无根钩状特征，而且还常形成多级不对称和不规则的紧闭形态，有时可构成明显的强变形带。图1-14是狐狸山矿区变形带中BIF的褶皱特征。它反映出岩层在早期等斜褶皱（F₁）的基础上发生剪切变形，伴生第二期褶皱（F₂）。应变强的部位褶皱紧密，使BIF也接近于片理化，作出褶皱的轴迹分布图，强变形带明显可见。有时褶皱发生在透镜体化的脉体上，它不仅反映出剪切变形的存在，而且显示出了剪切的递进变形过程。最典型的是A型褶皱和鞘褶皱（图1-15），它们能准确地判定运动方向。在剪切变形带中拉伸线理和A型褶皱具有同样的意义，它可以由柱状矿物的定向排列构成，也可以是一个个的杆状体（图版Ⅱ－5）。剪切变形的小构造表现最复杂多样，图1-16是其中一部分，有小型的构造透镜体（a）、S-C组构（b），石香肠化和肿缩构造（c、d、f），书斜构造（e）和雁行状张性脉等。

（2）显微构造特征是确定剪切变形带必不可少的依据。一般用糜棱岩或糜棱岩化来概括，但是应避免两种倾向：一是与区域热动力变质作用不分，将所有在区域变形变质过程中，容易发生层间滑动而具有某些糜棱岩化特征的绢英片岩和绿泥片岩均当作糜棱岩而定为韧性剪切带，使剪切带扩大化；二是在构造层次较浅时，剪切变形多表现为脆性，因而不出现摩棱岩化，如仅以糜棱岩作为标准，就有可能将它排除在剪切变形带之外。应该说，糜棱岩是剪切带的必然产物，但剪切带，除了在韧性变形的条件之下，不一定都伴有糜棱岩。因此，五台山绿岩带中剪切变形带的下述显微特征不都是韧性变形的。例如在狐狸山矿区，变形岩石中常见显微破裂构成的里德尔剪切裂隙（图版Ⅱ－6），有时形成显微剪切带（图版Ⅱ－7）；眼球状构造、长石残斑（图版Ⅱ－8），不均一的细粒化等则是长英质糜棱岩（绢英片岩）中常见的构造，在糖粒状矿化石英岩内发育显微分层也可能是在较韧性的条件下有水的参与而发生持续剪切的结果；而S-C组构（图版Ⅲ－1）、云母鱼（图版Ⅲ－2）、显微褶皱和压力影（图版Ⅲ－3）在脆性和韧性的剪切变形中都较发育。此外，为一般研究者常描述的核幔构造、亚颗粒构造、带状石英（拔丝构造）等在具韧性变形的岩石中也很常见。上述显微构造不仅是剪切变形的证据，而且可以作为运动学的标志和进行动力学研究的对象。

图1-14　原平狐狸山剪切变形带中BIF的褶皱特征

（a）—露头素描图；（b）—褶皱的轴迹分布图

1—条带状铁建造（BIF）；2—绿泥片岩（Sch）及片理；3—F₁轴迹；4—F₂轴迹；5—F₂附加褶皱轴迹；6—密集的F₂轴迹；7—F₂之枢纽（＞50°）

图1-15　鞘褶皱素描

（a）、（b）为狐狸山ZK4-1孔岩心上的鞘褶皱，（a）发育为比较典型的Ω型（垂直a的方向），（b）具有不均匀褶皱的特征，（c）为代银掌绿泥片岩中形成的封闭构造，（d）为代银掌含矿带上盘绿泥片岩中的A型褶皱

五台山－恒山绿岩带金矿床地质

图1-16　剪切变形小构造素描图

（a）—（e）为狐狸山区：（a）呈透镜状嵌布的石英脉；（b）绢云母片岩中的S-C组构；（c）绿泥片岩中呈紧闭褶皱的透镜状石英质条带；（d）绿泥片岩中透镜化的石英条带；（e）绢英片岩中方解石脉被剪裂为书斜状；（f）绿泥片岩中呈串珠状分布的石英脉（黄毛里）

依据上述标志，可以概略地画出五台山西部绿岩带的剪切变形带分布图（图1-17）。它们由一组NE向和一组NEE向的带组成，属于区域性的一级剪切变形带，根据其展布方位和运动学特征，有理由认为它们是在NW-SE向挤压作用下形成。二级剪切变形带一般宽度不大，延伸也只有数百至数千米，一般与区域褶皱作用有关，并在一定程度上控制金矿化。图中用R和F分别表示出了与断裂作用和褶皱作用相关的变形带类型，并将剪切变形带初步区分为3个形成时期：

图1-17　五台山西部变形带与金矿化分布图

1—后寒武系岩石；2—滹沱群变绿岩；3—五台群变沉积岩；4—基性火山岩＋BIF;5—中酸性及基性熔岩；6—中酸性花岗岩类；7—滹沱群花岗岩类；8—五台群花岗岩类；9—基底花岗岩类；10—变基性岩；11—超基性岩；12—韧性断层；13—脆性断裂；14—变形带；15—变形带类型；16—变形带的形成时期；17—热液蚀变；18—拉伸方向；19—金矿化点；20—典型矿点

五台期（W）：变形岩石仅见于五台群及前五台群的片麻状花岗岩中，未见明显的叠加退化变质现象，变形带主要由五台运动的褶皱作用和岩浆底辟作用所形成。

滹沱期（H）：最显著的特征是滹沱群的岩层或吕梁期的基性岩墙也发生了强烈的剪切变形，并在五台群岩层中见到沿剪切面理发生退化变质和热液蚀变，这是由吕梁运动的区域褶皱和断裂作用所致。

五台—吕梁期（W-L）：具有上述两期剪切变形的综合特点，但以滹沱期为主，又明显地表现出继承五台期而递进演化的性质。它是滹沱期剪切变形继承了早期变形带的结果，是剪切作用持续活动的一种表现。

综上所述，绿岩带的变形演化可以按褶皱运动划分为两个变形旋回，即五台旋回和吕梁旋回，相当于两次造山运动，即五台运动和吕梁运动。在一个构造旋回中，构造变形是阶段发展或递进发展的，因而可以再划分变形幕。从运动性质上讲，五台山区的早前寒武纪经历了两次“开”－“合”的运动，产生了相应的构造形迹。综合考虑各种构造类型（褶皱和断裂），按其发生的先后，可以建立起绿岩带发育阶段的构造序列（表1-5）。构造序列清楚地反映出各变形幕在不同地层单元中产生的不同构造形变，从中可以看到绿岩带的全部变形历史。田永清等（1991）在系统分析各变形域特征的基础之上，结合岩石地层单元的空间分布，把五台山－恒山花岗岩－绿岩带的总体构造样式表示为一个向SE倒转的扇形复式向斜（图1-18），早期平卧褶皱（F₁）只是向斜的一翼和一个倾伏端（见图1-12）。各种类型构造域在剖面上呈规律性的排列：两边是逆冲断片，绿岩向基底方向逆冲；向内过渡为底辟岩体、推覆片体；中心部位为褶皱片体。该图反映出，绿岩层的褶皱是盆地闭合的收缩造山作用所引起的，而构造样式却与花岗－片麻岩基底的断块上升和辟壁花岗岩的侵位有着密切的关系。

表1-5　五台山花岗岩－绿岩带发育阶段的构造序列

剪切变形特征

根据以上较大型的区域性剪切变形带以及矿区规模剪切变形带的野外观察及显微构造研究，发现它们从宏观—微观不同尺度下，剪切变形具有相似的特征，构成判别剪切变形带存在的地质依据，同时也为进一步了解金矿化与剪切带之间的关系提供了保证。

1.宏观变形特征

1）强应变带与弱应变域组合。为五台山区最为直观的构造景象，从区域范围到矿区规模表现都特别明显，如前述的大西沟-刘家坪-康家沟剪切变形带。在矿区范围如殿头矿区，凡在剪切带切穿柏枝岩组合含铁建造的地方，这种强弱组合都表现明显。这是由于变形岩石组合的能干性差异以及变形内部结构不均一性所致。其中片状、层状硅酸盐矿物发育的地方，由于应变软化，常常产生剪切分层，而能干性较大的岩石，如BIF、富长石条带的长英质岩石则往往在剪切过程中减薄细茎化，以至拉断，形成构造透镜体，后者的发育在一定程度上反映了应变分量的大小，可以作为判别剪切变形强、弱的依据。

2）发育各种剪切组构。如露头尺度的S-C组构，无论在强变形的绢云绿泥片岩、绢英片岩，甚至在矿化BIF中也能得到，图版Ⅳ-3为殿头矿区BIF中的S-C组构，图3-6（a）是它的素描，（b）为BIF上盘碳酸盐化绿泥片岩中发育的S-C组构。（c）则为Ⅰ号矿体附近褶皱的BIF条带被一组不连续剪切面分隔，（d）则为小板峪矿区铁闪片岩内发生的微型剪切带。此外，各种不对称剪切褶皱更是常见，大者如殿头矿区所展示的BIF形态，小者如小板峪矿区被一系列剪切面所分割的递进叠加褶皱（图版Ⅳ-2），而在狐理山则可看到由BIF形成的A型褶皱（图3-7），除了以上面状构造要素外，以拉伸线理为代表的线状构造也很发育，它们代表剪切变形带的滑动方向及物质运移方向，常见的有矿物拉伸线理，硅质杆状体等。

3）强烈的片理化带。在五台山区以柏枝岩组为主要的含铁岩系中，BIF的上、下围岩不是绢英片岩，就是绿泥片岩、绢云绿泥片岩。由于富含层状硅酸盐矿物，因而往往片理化强烈，其片理化间隔可达毫米级别，尤其是在殿头矿区，位于BIF之上的碳酸盐化绢云绿泥片岩表现得更加明显（图版Ⅳ-4）。

图3-6 剪切组构素描图

4）退变质作用强烈。流体与岩石反应始终贯穿于剪切变形之中，形成所谓的退化变质带。在五台山条带状铁建造容矿的金矿床中，常见的蚀变组合为硅化、碳酸盐化、绢云母化、黑云母化、绿泥石化等，并可分出不同的期次，分别对应于剪切变形带的不同演化阶段。如殿头金矿，碳酸盐化、硅化可分出三期，分别代表变形前（初期）、同变形期及主变形期三个阶段，绢云母化则仅在主变形期发育。小板峪金矿碳酸盐化相对较弱，但硅化强烈。康家沟金矿则以赤铁矿化为其主要特色，反映该剪切变形带金矿化相对产生于更加开放的强氧化环境，它们沿剪切变形带具有一定的分布特征，往往在中心部位以硅化为主。向边缘依次出现绢云母化，绿泥石化。碳酸盐化则沿整个变形带分布，甚至延伸至弱应变域之中，这种蚀变组合特征是寻找金矿化最直观而有效的找矿标志。

图3-7 狐狸山磁铁石英岩中的A型小褶皱图

5）发育不同类型的构造扩容裂隙。主要有沿不对称剪切褶皱转折端分布鞍状构造裂隙和里德尔剪切裂隙。前者在殿头矿区最为典型，硅化矿脉基本沿褶皱枢纽分布，平行褶皱轴面矿体显示杆状特征，垂直枢纽矿体呈透镜状，3＃矿体形态即是如此，而后者则以不同的裂隙组合出现，反映出在韧性变形环境下，由于流体的参与，变形岩石可以发生局部的脆性破裂，图版Ⅳ-5是小板峪矿区露头尺度的各类脉系组合，可见P脉、C脉、T脉。其中的拉张T脉呈现S型展布样式，递进变形的特征清晰可见（图3-8），殿头矿区BIF下盘绿泥片岩中亦可见到这种张性脉组合。

图3-8 小板峪矿区脉系组合素描图

2.显微变形特征

在微观尺度下，大部分的宏观变形特征都可以见到，比如线状强应变带与透镜状弱应变域组合、不对称剪切褶皱、S-C组构、拉伸线理等只是尺度不同罢了。同时对于大多数变形矿物而言，如变形石英、长石、云母、绿泥石等，显微构造展现出它们特有的变形特征，常见的有石英的波状消光、变形带、变形纹或石英的细粒化结构、核幔构造、糜棱岩的面理组构、碎斑组构以及变形矿物（主要为石英）的动态重结晶作用等，但这些特征仅限于BIF的上、下围岩中。由于BIF主要由粒状矿物组成，即使在宏观的构造特征明显的地方，显微构造也发育较差，况且与矿化有关的强烈的硅化更是掩盖了早期的变形特征。因此对显微构造不作过多的叙述。

剪切的几何关系

1.韧性剪切带的规模韧性剪切带是由两盘岩石限制的狭长线状强塑性变形带，它们的规模差别较大，微型的可在岩石薄片中观察到；小型者宽不过数厘米，长不过数米；中型的韧性剪切带宽数米至数百米，长可达数千米至数十千米；而大-巨型韧性剪切带，宽可达数十千米，延伸长达数百乃至上千千米，有些陆块或板块的边界即为韧性剪切带。韧性剪切带的位移距离相差也比较悬殊，从位移几个厘米到上百千米；一般来说它们的位移是与其规模大小成正比的。韧性剪切带在其平面和剖面上的延伸产状是变化的，倾角有缓有陡，可以从水平至直立，这种变化与韧性剪切带的性质、发育构造部位和规模有关。从韧性剪切带两盘相对错动的关系，可分为正断层式韧性剪切带（或伸展型韧性剪切带）、逆断层式韧性剪切带（或挤压型韧性剪切带）、平移式韧性剪切带（或走滑型韧性剪切带）和顺层式韧性剪切带（图6-100）。图6-100 韧性剪切带的基本类型（据蔡学林，傅昭仁，1996）2.韧性剪切带的组合型式韧性剪切带常常是成群出现，尤其是一些大型韧性剪切带，它们是由一系列的次级韧性剪切带和夹于其中的相对弱变形岩块组合而成的。这些韧性剪切带在空间上呈一定的排布型式：平列式 一系列韧性剪切带相互平行排列，它们的产状大致相同，剪切带之间为相对弱变形岩块（图6-101）。斜列式 一系列走向基本一致的韧性剪切带之间首尾相接，斜列相错，呈雁列式排布，剪切带之间为相对弱变形岩块。菱形网结式 一系列走向基本一致的韧性剪切带在延伸的过程中呈分而复合、合而复分的排列方式，其间夹持弱变形的岩块（图6-102）。3.韧性剪切带的应变状态Ramsay在讨论韧性剪切带的几何性质及其应变模型时，根据剪切带主要区段的构造特点，提出模式的两个边界条件：一为剪切带两边边界相互平行；二是切过剪切带任意剖面上的位移都相同。表现在岩石的有限应变方向和性质在横切过剪切带的各个剖面上是一致的。按上述边界条件，Ramsay将韧性剪切带的应变场划分为以下几种几何类型：（1）剪切带外两盘岩石未变形：①不均匀简单剪切（图6-103A）；②不均匀体积变化（图6-103B）；③不均匀简单剪切和不均匀体积变化之联合（图6-103C）。（2）剪切带外两盘岩石受到均匀应变：①均匀应变与不均匀的简单剪切之联合（图6-10**）；②均匀应变与不均匀的体积变化之联合（图6-103E）；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6-103F）。图6-101 桐柏山北部平列式韧性剪切带（据翟淳，1989）

变质核杂岩构造与成矿关系

一、变质核杂岩构造基本特征

1979年，Davis and Coney首次将广泛分布于北美西部科迪勒拉造山带中一套独特的伸展构造和岩石组合命名为变质核杂岩(metamorphic core complex:mcc)。根据Coney(1980)的定义，变质核杂岩是指“一组近圆形或椭圆形由强烈变形的变质岩和深成岩组成的分散孤立的穹状隆起，上覆以断层分隔并远距离滑移来的变质盖层”。后来，Seyfert(1987)对该定义作了修正和补充，认为“科迪勒拉变质核杂岩一般是呈近圆形或椭圆形的、由强烈变形变质的岩石组成的孤立隆起，有岩体侵入其中，或者被远比核部岩石变形、变质轻的岩石覆盖(1型)，或者被覆以拆离并远距离运移的盖层(2型)”。Seyfert(1987)又根据拆离断层的发育状况将2型变质核杂岩分为两个亚类:如果变质核杂岩周缘均有拆离断层发育，是为2a型;如果只部分周缘有拆离断层发育，是为2b型。Malavieille(1993)则根据造山作用晚期伸展形成的变质核杂岩的几何学，将变质核杂岩分为对称型和非对称型两类(图8-2)。

图8-2 示变质核杂岩的几何分类(据Malavicille，1993)

科迪勒拉造山带中缓倾正断层及包含它们的变质核杂岩的认识很快导致其他山系中变质核杂岩的发现。中国境内首批确认的拆离断层及相关变质核杂岩包括高喜玛拉雅的藏南拆离系(Burchtíel and Royden，1985;Burchtíel et al.，1992)、北京北部的河防口拆离断层(Davis and Zheng，1988)及云蒙山变质核杂岩(Davis et al.，1996;Davis，1988;Zheng et al.，1989)和中蒙边界上的亚干变质核杂岩(Zhengetal.，1991;郑亚东和张青，1993;郑亚东和王玉芳，1995;郑亚东，1999)。以后，北京西山房山印支期变质核杂岩构造(宋鸿林，1996;颜丹平等，2005)、小秦岭变质核杂岩(张进江和郑亚东，1998)、金沙江变质核杂岩(孔华等，1996)、江西的武功山变质核杂岩(Faure et al.，1996;孙岩等，1997;舒良树等，1997、2000;Wang et al.，2001;楼法生等，2005)、江西庐山变质核杂岩石(尹国胜等，1996)、扬子西缘的江浪变质核杂岩(宋鸿林，1995;Yan et al.，2003)、呼和浩特大青山变质核杂岩(王新社等，2002;Darby et al.，2001)、辽宁医巫闾山变质核杂岩(马寅生等，2001;Darby et al.，2004)、西藏拉轨岗日变质核杂岩(刘德民，2003)、湖南幕阜山和大云山变质核杂岩(傅昭仁等，1992;喻爱南等，1998)、安徽洪镇变质核杂岩(罗庆坤等，1992;董树文等，1993)等在我国也相继发现(图8-3)。通过对这些变质核杂岩几何学和运动学的研究，还认识到变质核杂岩构造至少有三层结构:即上部脆性变形层、中间韧性流变层和下部变质核杂岩体(宋鸿林，1995;王根厚等，1997;舒良树等，1997;刘德民，2003)。

图8-3 中国变质核杂岩特征(据宋鸿林，1995;彭少梅，1999;经修改)

经过国内外学者近30年的研究，目前已普遍认为，变质核杂岩是大陆高应变伸展环境中发育的一套构造和独特岩石单位的组合，是深层次区域热隆伸展作用产物，与地壳伸展作用及局部非均一热事件有密切的联系，其实质是大规模地壳伸展和地壳沿主拆离断层切除(缺失)的结果，并认为可形成于不同时期、不同地质构造环境，其基本特征应包括3个不可缺少的或必要的构造要素(颜丹平，1997;Davis和郑亚东，2002;楼法生等，2005):①主拆离断层———大规模位移(几十千米)的准区域至区域性的低(倾)角(典型情况下小于35°～40°)正断层;②下盘———与断层相关的糜棱状片岩、片麻岩和可能出露的更深层次的非糜棱状结晶岩;③上盘———含多世代正断层的上地壳基底岩和/或表壳岩层。其中关键的一点是，所有变质核杂岩是沿地壳深部(大于10～15km)大型拆离断层大规模地壳伸展和地壳切除(缺失)的产物。根据经典地区变质核杂岩和我国一些地区变质核杂岩的发育状况和结构，在朱志澄(1994)和楼法生等(2005)的基础上，我们进一步总结了变质核杂岩应具备的基本特征和判别标志:

1)空间上呈穹状、长垣状、椭圆状孤立隆起。若干变质核杂岩可以成带状或串珠状定向展布，但单个变质核杂岩多呈非线性的穹状地貌。变质核杂岩多构成地形隆升地貌，常形成区内最高山(舒良树等，1997;Wang et al.，2001)。

2)发育拆离断层。基底与盖层以规模巨大的低角度正断拆离断层分隔，且拆离断层上、下盘岩石的变形性质绝然不同，上盘为脆性变形域并表现为一期或多期不同类型的正断层，下盘为韧性变形域。但上盘盖层也可因侵入作用而变质，并发生不同程度的糜棱岩化。

3)具有双层或三层结构特征。即以拆离断层分开的上盘脆性域和下盘变质核组成的双层结构特征、上部脆性变形层(包括盖层和山前半地堑沉积盆地)、中间韧性流变层及变质核杂岩体组成的三层结构特征。宋鸿林(1995)提出，非同轴流变的中间韧性层是一种普遍现象。只有在滑距很大时，才会缺失中间韧性层，造成上盘脆性层直接和下盘变质核接触。

4)变质核杂岩体顶部和周缘发育以糜棱岩化岩石为特征的韧性剪切带，糜棱岩化岩石一般具有显著的S-C组构、石英-长石残斑系、拉伸线理等各种剪切标志。其中的拉伸线理具有区域性一致的趋向，但线理的倾伏方向可以相反。

5)上部脆性变形域的脆性伸展方向和拆离断层的滑动方向以及下部糜棱岩化岩石中的运动学方向具有一致性，反映了统一的运动方式。

6)变质核杂岩的核部一般都有不同时期不同规模的花岗岩类岩体侵入，有早于伸展期的老岩体，更多的是同构造期中酸性岩浆岩侵人体。有的变质核杂岩核部可以全被同构造期岩浆岩所占据，但在岩浆岩的周缘常发育以糜棱岩化为特点的韧性剪切滑脱带。

然而，有关变质核杂岩成因机制仍存在相当大的争论，其中争论最大的要算低角度正断层(Amstrong，1972;Proffett，1977;Wernicke，1981;Davis，1988;Davis and Lister，1988;Lister and Davis，1989;Bartley et al.，1990;Hill et al.，1992)及杂岩中心岩浆岩的形成机制(Meyer and Foland，1991;Davis and Hawkesworth，1993;Leeman et al.，1993;Wenrich et al.，1995;Hill et al.，1995)。在低角度正断层方面，Davis(1983)提出的剪切带模式是到目前为止最经典的成因模式。而在岩浆岩与变质核杂岩的关系方面，多数学者主张岩浆上隆引起伸展拆离(张进江等，1998)，少数学者认为伸展拆离作用导致岩浆上升侵位。但对变质核杂岩的力学成因解释，我国学者大都采用Lister and Davis(1989)建立的伸展构造模式(图8-4)，其基本思想是伸展导致地壳减薄和地幔上隆，从而使中下地壳剥露(Crittenden，1980)。而据地壳均衡原则，在地幔上隆的同时，上地壳下陷并接受沉积，这一过程只能使变质核杂岩接近地表，并不能使变质核杂岩出露地表(颜丹平，1997)。另外，李东旭和许顺山(2000)还提出旋扭构造导致变质核杂岩的成因观点。

图8-4 变质棱杂岩和拆离断层演化模式(据Lister and Davis，1989)

变质核杂岩及其成矿关系也已经引起了越来越多地质学者的注意(李先福等，1991;朱志澄，1994;Wickham et al.，1993;傅昭仁等，1992、1997;李德威，1993b;Miller et al.，1995;Horner et al.，1997;侯光久等，1998;陈先兵，1999;傅朝义，1999;孟宪刚等，2002;杨伦等，2002;刘德民，2003;Marchev et al.，2005;戴传固等，2005;杨竹森等，2006;李建忠等，2006;Holk and JrTaylor，2007)。许多学者如Hollister and Crawford(1986)、Doblas et al.(1988)、Lister and Davis(1989)、翟裕生等(2002)等还从不同角度设计了成矿模式(图8-5)。变质核杂岩中的拆离断层带往往是一条金属成矿带，如我国长江中下游地区某些铜、铁和多金属矿、胶东金矿、美国西部大型低品位金矿、金银矿和多金属矿、西班牙中央体系浅成热液银-贱金属矿、澳大利亚某些金矿等，都与拆离断层相关或受其控制。这些矿床主要产于拆离断层带中、拆离断层与分支断层交会部位、次级顺层拆离断层中，在糜棱岩中亦有矿床产出。研究表明，变质核杂岩构造控制着岩浆作用及其沉积建造，其拆离断层面既是脆性构造与塑性构造的变换面，又是氧化与还原作用的交替面，同时沿拆离断层产生的动力变质作用和变质热液及韧脆性断裂带均为导矿、容矿的有利条件。因此，拆离断层赋矿有其特定的有利成矿条件(Holk and JrTaylor，2007)，例如，①两种流体(浅层大气水流和深层岩浆流体)及其交会;②两种物化环境(上盘氧化环境和下盘还原环境)并于拆离断层带构成有利矿质沉淀的氧化-还原界面;③大量断层和强烈破碎带为含矿溶液的运移、渗滤和成矿物质的沉淀、聚集提供了通道和空间;④变质核杂岩往往是多期岩浆活动的中心，岩浆-热液活动、伸展隆起和构造剥蚀形成了高地热梯度和高热流环境，为成矿元素的活化、淬取、迁移、富集提供了良好条件。开展变质核杂岩研究，对于指导研究区的找矿具有直接的重要意义。

图8-5 变质核杂岩构造流体系统示意图(据翟裕生等，2002)

国内外学者对变质核杂岩成矿作用的研究，提供了可供借鉴的有益思路(朱志澄，1994)，即①从变质核杂岩-伸展穹窿作用-岩浆活动三者统一实体探索成矿规律;②从岩石岩体的变形变质、蚀变和矿化，分析测试其温压变化规律;③探讨、测定岩浆活动期次与多期成矿作用关系;④研究矿床的垂向分带和空间分带与变质核杂岩的关系，有时需要根据隆升幅度和剥蚀深度恢复变质核成矿时的原貌;⑤根据变质核杂岩中稳定同位素的分析，探讨两种流体的运移规律。总之，研究中要将构造、岩体、流体、矿液相结合，构造与地球化学相结合，从动态的时空变化上探索其成矿赋矿规律。

二、变质核杂岩构造对石碌铁矿床的改造

根据石碌矿区构造变形特征、矿体赋矿构造和形态特征初步分析，结合矿区西南面中元古代片麻状花岗岩及古中元古代长城系抱板群具强烈剪切变形、变质级可达角闪岩相(详见第四章 及图3-3)，以及矿区缺失三叠至侏罗系、矿区周缘印支—燕山早期花岗岩显示同构造侵位特征和矿区东部石炭-二叠系强烈剪切变形(详见第四章 )，我们认为矿区第二期构造变形式样(即D2)类似于变质核杂岩构造;进一步结合矿区成矿物质和成矿流体来源的示踪(详见第五章 、第六章 )，以及热液蚀变期次，我们认为该变质核杂岩构造对石碌铁矿床有重要的改造作用(图8-6)。

图8-6 石碌矿区变质核杂岩构造改造成矿纵剖面示意图［(a)示现今剥蚀位置］

第四章 研究表明，印支—燕山早期以来的岩浆侵位和上隆可能导致了类似于变质核杂岩构造，以及组成变质核杂岩构造的基底剥离断层(即拆离断层)、韧性中间滑脱带(层)、层间剥离断层和一系列高角度正断层等。其中，变质核由印支—燕山早期花岗岩、石碌群第一层至第五层、长城系抱板群及侵入其中的中元古代片麻状花岗岩组成，韧性中间层由石碌群第六层组成，而上部脆性域由石碌群第七层(原震旦系石灰顶组)、石炭系和二叠系地层组成。变质核与韧性中间层之间以拆离断层F₁(见图3-7、图4-29和图8-6)分隔，而韧性中间层与上部脆性域以层间剥离断层如F₂₂相隔(见图8-6及图4-3b和图4-5a中二透岩与上覆石碌群第七层之间断层)，在上部脆性域和韧性中间层内则发育一系列SN向高角度正断层，如F₇，F₃₂，F₂₆，F₂₁，F₁₉等。根据岩浆作用引发伸展构造的观点(Lister and Baldwin，1993;Vissers and van der Wal，1993;Platt and England，1993;Zheng et al.，1988;Spencer et al.，1995;Hill et al.，1995)，石碌变质核杂岩构造的形成应与印支—燕山早期以来的岩浆活动诱发侧向的地壳伸展有关。由于与变质核杂岩紧密相伴的同构造花岗岩的侵入，引起地壳变热-体积膨胀，在上涌岩浆流的氢气球效应下，诱发地壳块片从高到低滑脱-伸展-拆离，最终形成变质核杂岩。这一岩浆作用引起变质核杂岩隆升的热隆模式可分为3个过程，具体详见图4-47。

结合变质核杂岩构造成岩成矿的研究成果，可以认为，石碌变质核杂岩构造形成时强烈的成穹作用所引起的伸展拆离，将能为成矿元素的活化、浸出和迁移以及进一步富集提供流体介质和动力;而伸展拆离晚期叠加的脆性断裂形成的容矿空间将为成矿物质的淀积提供了场所。在变质核杂岩隆升驱动地热系统的早期(约250Ma:图8-6a)，印支—燕山早期花岗质岩浆上隆、侵位导致了石碌矿区及邻区地壳由挤压向伸展发展，可能产生了有利的导矿和/或容矿构造;矿床改造富化阶段即约210Ma(图8-6b)，由于组成矿区变质核杂岩构造中的韧性中间层，即石碌群第六层主要由二透岩、(不纯)灰岩和白云岩或白云质岩等组成，且孔隙度和渗透性均比其下覆的石绿群第一、第三、第四和第五层原岩为火山-碎屑岩的石英绢云母片岩、石英岩等较好，韧-脆性剪切变形强烈、各种剪切构造发育并切割较深，因而有利于被印支—燕山早期花岗质岩浆加热、驱动的深部流体(卤水)运移至该韧性中间带，促使矿源层和/或基础矿床中铁、钴、铜矿物质再次被活化和富化形成高温塑性流体，为矿区富铁矿体的形成奠定了基础(图8-6b)。

变质核杂岩构造形成过程所产生的大规模韧性剪切带在剪切作用晚期所叠加的一系列次级裂隙构造则可作为成矿流体大量停积和沉淀出矿石的场所。这些次级裂隙的形成以张性为主、兼有剪切旋转，既可以是长几米至十千米、宽几厘米至几百米的剪切带构造，也可以是长几厘米至几米、宽几毫米至几厘米的显微裂隙。1929年里德尔(Reidel)根据一系列实验结果首次描述了剪切带中裂隙的形成顺序和方向。尽管他们的实验模拟是脆性剪切，但这种构造也见于脆-韧性剪切带。随着剪切应力的增加首先形成早期的低角度(R)和高角度(R’)里德尔共轭剪切裂隙，前者与剪切带边界成15°，后者成75°;随后，形成晚期的逆向里德尔共轭剪切裂隙P和P’，前者与剪切带边界成5°～10°，后者成40°;最后形成于剪切带中部并与剪切带边界平行的主剪切裂隙D(图8-7)。T为沿应变椭球体YZ面形成的张裂隙，并与片(劈)理垂直。根据石碌矿区近EW向和NW—SE向一对X共轭剪张节 理严格控制呈“S”形和反“S”形透镜状矿体产出的特征，说明D，R和P剪切裂隙是石碌矿区主要的储矿剪切系统。

在变质核杂岩构造发展的更晚期最终定位的近NS向和NNW，NNE向高角度正断层进而导致了石碌矿区自W向E的伸展和矿体的断陷、滑移，以及晚期的铁、钴、铜、铅锌等多金属矿化沿更次级的脆性裂隙发生。由上可见，石碌铁矿床的成矿作用具有多期次、多成因的特点，而促使其成为富铁矿体的可能是印支—燕山早期的伸展性韧性剪切作用和晚期脆性断裂叠加。

图8-7 韧脆性剪切带构造成矿系统中可能出现的容矿空间(据邓军等，1998b)