地质专业外文翻译---从小断层的显微构造研究断层的延伸和分离(编辑修改稿)

地质专业外文翻译---从小断层的显微构造研究断层的延伸和分离(编辑修改稿)内容摘要：

侧 成 4 度夹角。 断裂平行 的微裂隙 显示模式 I 延伸。 这意味着岩芯 4 的延伸 模式 的变化 与 剪切位移 、碎裂岩发育、断层面的摩擦相一致。 虽然岩芯MM12 显示断层岩芯的发育 ，擦痕意味着剪切位移，断层面比其他岩芯更 不规则 且 缺乏 擦痕。 这可能表明模式 I 发育 后 发生 剪切位移。 ， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 图 6.（ a） 断层 面 显微照片 ，碎裂岩区 （ 临近断层面 细粒物质 ）和过程区（ 碎裂 岩 微裂隙化石英颗粒）。 比例尺 长 毫米。 （ b） 照片显示了周围 更耐 腐蚀 材料菱形断层面分叉。 笔平行于 滑移方向。 比例尺 长 10 厘米。 ， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 图 6（续） 断层核心是由 碎裂岩组成。 细粒石英 显示 了压裂，轮换和硬化， 在某些位置 与围岩 有明确的界限 （ 图 ） ，但一般围岩颗粒 插入 到细 粒岩石中 形成了 不 均匀 的厚度。 每个样品 都进行了多次测量 ， 平均厚度显示了前端与 各段边界距离的增加 （图 7）。 滑动面的位置 在碎裂岩内变化 ，但不 随即变化。 按微裂隙方位的定义，它总是更接近 扩张象限交界处。 这个位置表明，沿着这条边界 剪切面移入更加致密微裂隙岩石内。 表面跟踪和故 断层核心厚度的变化表明，这个 断层 剖面 是由三个不同的部分 组成的，在图 7 中分别被标记为 A、 B、 C。 由于断层泥的厚度随 断层滑动 而变化 （肖尔茨，1987。 赫尔， 1988） 通过类比，我们推测 碎裂 岩 厚度 也随 滑动 距离增加而增加。 因此，猜测滑动起始于 段 中心附近的 A、 B 是很合理的。 此外，我们认为 沿断层 迹的微裂隙， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 模式 代表过程区， 在断层延伸后处于活跃状态，而且 表明在裂隙中心两侧它们双向延伸（图 8）。 这些数据可 解释为独立 核 的证据及初步分离断层 的 联系。 然而， 我们建议另一种解释。 考虑到断层面三维的特点，提供了一个更合理 的解释 ， 认为断层分离是源于 单个断层前端遇到 大量更耐腐蚀的岩石时 发生不稳定的分离。 虽然苔枫叶断层 没有好的 暴露滑 动 面 ， 附近走滑断层表面 暴露的很好，并且 在此断层面上，我们观察到 更耐侵蚀岩石导致断层分叉的地方 ，且在菱形对立面形成两段（图 .6b）。 我们认为苔枫叶断层分离有 类似的起源。 在我们的模型中 B 就像模式 II 中的断裂 向西北延伸 ， 并遇到大量耐 腐蚀岩石。 障碍物 以下及以上 断层面继续在同一平面延伸，但在障碍物 内断裂前端偏离平面，阻碍了继续延伸。 裂隙被固定在障碍区域内， 但在 A 段中心附近延伸，然后向 前端延伸（图 9）。 虽然滑动的细节由于混乱颇为 不同， 为了 可视化的目的，这 一过程类比为 弗兰德 — 里德位 错源 （ 苏佩， 1985，图 413）。 哈金斯等 （ 1995 年，图 13）提出断层分割虽然限制较少，因为他们没有测量的延伸 方向 ，这 是我们进行重建的关键地方。 按我们的理解 总体上单方向延伸的断层 在障碍物周围可容纳滑块的双向延伸地方的 边界中断。 ， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 图 断层前端 的距离与 碎裂岩层厚度 的关系图。 原点代表滑动面。 小图显示标记段 断层迹的放大图。 ， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 图。 ， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 图 9. 单个断层前端遇到大量更耐腐蚀的岩石时发生不稳定的分离的模型。 雄格姆 组的矿化作用 产生了高强度岩石 ，其中 多数情况下 石英胶结物 砂、砾颗粒边部棱角已被磨蚀。 岩石材料位于 苔枫树段边界 ，图 6（ b） 中 的 菱形显示 强烈压溶 变形 的证据。 在所有情况下，右旋位移与左旋位移结合 ， 产生压性段边界，这里溶解改变了 材料的特性 ，可能发生于断层延伸之后。 至今，这些岩体的性质 将不会代表 断裂前岩体的 性 质。 因此，我们没有证据，证明 耐 磨 在断层延伸前存在于各段边界上。 断层几何形态 和微裂隙群和假设一致，即 坚固的 岩体在断层延伸时出现。 显示 模式 I 裂隙延伸的 两个样本 位于 断层间断和 C段尖端 100 毫米内。 我们理解为模式 I 延伸 的证据及断层发育区的一部分，即使在挤压环境下。 这并不奇怪，因为， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 断层表面粗糙度，需要某种程度的开放模式的位移 ，以便 适应剪切。 这表明，在这些地点，剪切位移小，模式 I 在微裂隙行程中占主导地位。 这可能发生在断层延伸时或在去顶压应力释放 后。 前端的方向相对于断层主体向 σ1 旋转。 这代表 两种情况下 肉眼可见 扩张象限内 断层和各段前端 的延伸，并与实验室和实地观测一致（如 佩蒂特和Barquins， 1988。 麦格拉思和戴维森， 1995）。 我们认为 模式 I 尖 端像解压裂隙一样 在断层作用后 形成。 解压裂隙 形成于碎裂岩区张应力去顶释放后。 张应力是由于 碎裂岩形成时 岩石扩张的结果， 但不足以驱动当地模式 I 裂隙 ，而断层在深处维持在较高围压。 这种解释与断层面方位、微裂隙方位一致 并可以解释岩芯 MM5(超出 MM7 和一般断层迹共线 )密度的升高 ,就像破碎域 形成于先于裂隙释放的断层前端。 我们对苔枫叶断层 增长的解释是基于沿 着雄格姆山的一些小断层 过程区的观察。 另一种解释是，苔枫叶不像断层一样延伸 ， 但在早期生长应力场以 一个开放的模式 矿脉生长， 后来在不同的应力场 被重新作为一个断层。 这一模式已被用来 解释 加利福尼亚州 内华达山脉的花岗闪长岩内小，脆性断裂的发育 （泽加尔和波拉德， 1983） ，和部分断层增长的两个模型，相对比较苔枫叶断层。 雄格姆组场结构 没有显示出早期应力场的迹象。 打开 模式矿脉的方位 与同一应力场 断层和压溶解理 （图 4） 一致。 在内华达山区露头，断层和矿脉平行。 扩张裂隙位于内华达山区 两端， 平行于最大压应力方向形成断层， 而不是用于矿脉压应力形成（ 泽加尔和波拉德， 1983）。 由于应力场的旋转 ， 这与他们断层的模式一致。 无独有偶，扩张 断裂位于段 A 的尖端， 苔枫叶断层平行于 脉露头 ，与同一压力场地 层一致。 虽然钩几何 在苔枫叶 段边界观察类似于重叠的共同边界（奥尔森和波拉德， 1989。 克鲁克香克等 ， 1991）， 应力场分析（泽加尔和波拉德， 1980）显示，断层应力场的相互作用也可以产生钩几何。 应力集中与开放的模式裂隙 已经观察到生产过程区 ， 类似 断层的过程区 （德莱尼等 ， 1986； 波拉德和泽加尔， 1987）。 在这些过程区的，断层作用在断层延伸中式不对称的， 但裂隙 形成平行于 延伸结合点 或障碍物（ 波拉德和泽加尔， 1987）。 如果苔枫叶断层 已 发育成一体 ，我们也许会看到 沿断层迹 平行 断层 微裂隙 ， 被 与 断层作用有关的微 断裂 贯通。 断层前端（样本 MM4）平行断层微裂隙 不平行于总体断层方位，因此并不代表早些时候，相关 过程区 的结合点。 样本 MM12 微裂隙近似平行于断层 ，可以 理解为早些时候 应力场 节点延伸的证据。 在其他样本采集点缺少平行断层的微裂隙 并不支持这个解释。 我们倾向于的解释是，样本 MM12 中微裂隙代表与剪切延伸 同时形成的当地开放模式延伸，因为 大量 微裂隙 沿着断层迹 在断层面上不对称分布。 虽然我们的意见没有明确表示 ，苔枫叶断层 形成为一个，而不是节理， 野外和显微构造的数据与断层生长来源一致。 我们研究了 断层迹 ，过程区和 小脆性断层的 碎裂岩区。 占主导地位的 显微变形构， /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 — 1636 造是 愈合 的张性微裂隙。 平均微裂隙的方位垂直于最小压应力（ σ3） ，压应力 可 在野外构造趋势观察到， 并有 微 密度背景微裂隙。 关联的最大压应力（ σ1），形成一个与这次研究 观察的小 走滑断层 形成一个 锐角。 我们理解这些背景 微裂隙平均方位用来代表 远部 σ1 的 方向 ，并未被断层改变。 微 裂纹显示 密度成对数增加 ，作为邻近断层面的函数。 我们认为，岩石中的微破裂密度超过了 总体背景微裂隙密度，以此划定 过程区。 大部分岩芯过程区微裂隙 与模式 II 断层尖端 延伸变异应力场形成一致。 它们不对称的分布于断层面。 它们 与断层 面的夹角大于 断层一侧背景群 ，在另一侧夹角 则较小。 不对称感沿着断层迹不是一直不变的， 但各段 中心及 各段 边界之一是 交错的。 我们解释的不对称感 的改变 代表传播方向的变化，表明从个别 段的发育从中心到尖端。 从中心向外发育与最大碎屑岩层厚度一致。 我们提出 断层生长历史的方案，这个断层 观察到 的 各段来自于 当它遇到更多耐蚀岩体时，发生断层尖端不平均延伸 的结果。 鸣谢。