韧性好如何切割
㈠ M42的特征
M42高速钢
M42高速钢简介：
M42高碳含钴超硬型高速钢，主要用于高硬度、高耐磨、高韧性精密耐磨五金冷冲模，也可用于切割工具。热处理后硬度高，可达67~70HRC，热硬性好，高温硬度高，刀刃锋利，用该钢制造的切削工具，可以切削铁基高温合金、铸造高温合金、钛合金和超高强度钢等难加工材料，均可得到良好的效果，但韧性稍差，淬火时温度应采用下限。由于可磨削性能好，所以可用来制造各种高精度复杂刀具。
M42高速钢化学成分：
碳 C ：1.00~1.15%
硅 Si：≤0.50%
锰 Mn：≤0.40%
硫 S ：≤0.030%
磷 P ：≤0.030%
铬 Cr：3.50～4.50%
钼 Mo：9.00～10.00%
钨 W ：1.20～1.90%
钒 V ：0.90～1.40%
钴 Co：7.50～8.50%
M42高速钢特性：
M42钢中钒的质量分数不高（1%）左右，钴的质量分数高（8%）左右，钴能促使碳化物在淬火加热时更多地溶解在基体内，利用高的基体硬度提高耐磨性。该钢的硬度、热硬性、耐磨柱及磨削性都很好。热处理硬度可达67~70HRC，但也有采取特殊热处理方法，得到硬度67~68HRC，使其切削性能（特别是间断切削）得到改善，提高冲击韧度。该钢可制成各种刀具，切削难加工材料时效果很好，又因其磨削性能好，可制成复杂刀具。
M42高速钢典型应用举例：
适于制作各种强力切割用耐磨、耐冲击工具；
用于制作各种高硬及超高硬锯条、钻头、丝锥、拉刀、滚刀及各种铣刀；
用于高级冲模、螺丝模以及较需韧性及形状复杂的冲头等。
用于冷锻模和拉深模等；
推荐表壳厂、螺丝厂等冷冲压制品行业使用。
M42高速钢热处理：
等温退火：温度800~880℃，以10~20℃，dHr炉冷至约600℃，硬度≤269HBS；
预热温度：730-845℃；
淬火温度：1190-1210℃；
回火温度：540-595℃；
淬火方式：油淬；
供货状态
退火态硬度≤269HBS，冷拉态硬度≤285HBS，冷拉后退火态硬度≤277HBS。
㈡ 韧性剪切带内的构造岩
韧性剪切带内岩石由于强烈地韧性变形，使原岩的结构、构造和矿物成分发生改变，形成一种与原岩特征明显不同的动力变质岩石，称为变质构造岩(杨振升等，2008)。
对于韧性剪切带内构造岩的研究起始于糜棱岩，但随着研究的深入逐渐发现，对于地壳中不同构造层次或不同变形环境下的韧性剪切带而言，其间构造岩的组构特征和变质矿物组合差异很大，糜棱岩的定义并不完全适合这些不同类型的变质构造岩。由此出现了变晶糜棱岩、变余糜棱岩、高温糜棱岩、糜棱片岩、糜棱片麻岩、构造片麻岩和构造片岩等许多不同术语，也出现了一些分类方案。杨振升等(2007)在此研究基础上，对这些分类方案进行了梳理，并结合多年来的研究成果，将韧性剪切带中变质构造岩分为构造片麻岩系列、构造片岩系列和糜棱岩系列(表10-2)。
表10-2 变质构造岩分类表
续表
(据杨振升等，2008)
(一)糜棱岩类型及其特征
Lapworth(1885)最初用糜棱岩来描述苏格兰高地莫因断层中细粒薄纹层岩石——一种细粒的具强烈叶理化的岩石，是在脆性破碎和研磨作用下形成的。后来 Christie(1960)发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象，但没有打破糜棱岩为脆性变形产物的观点，认为是后构造重结晶所致。直到20世纪70年代，各种测试技术(如电子探针、透射电镜、高温高压实验)的发展，理论研究的深入和模拟试验研究工作的加强，对糜棱岩的显微构造、组构等特征及成因机制等才有了新的认识。1981年在美国加州召开的关于“糜棱状岩石的意义及成因”的Panrose国际会议，对糜棱岩的显微构造、变形机制、形成条件及命名原则等进行了广泛讨论，提出确定糜棱岩的三个基本特征：①粒度减小，尽管在原岩不可能见到的情况下要证明这一点是困难的；②出现在一个相当狭窄的带内，尽管这个带有的宽度可达几万米；③岩石中出现强烈的叶理构造(流动构造)和线理构造，在大多数情况下这种构造是由于应变集中而形成的。所以，糜棱岩应该指具有上述三种特征，且具有塑性变形，很少或没有显微破裂作用的岩石。
1.糜棱岩中常见的显微组构
在糜棱岩中，除十分发育的糜棱叶理和拉伸线理外，还有一些典型的显微组构。
(1)残斑和基质
残斑：也称为碎斑，为糜棱岩化过程中岩石强烈地细粒化后残留的矿物颗粒。在一些糜棱岩中，呈透镜状、扁豆状乃至丝带状，反映了相对塑性变形的特征，此时可称之为残斑(图10-31B)。而在另外一些糜棱岩中，可以呈不规则粒状，内部经常出现一些脆性破裂面，如果残斑内一组显微剪切破裂发生了滑动，在残斑颗粒边界上形成了类似阶步形态，称之为剪切阶步结构，可以作为运动方向判别标志，此时可称之为碎斑(图10-31A)。
基质：为糜棱岩化过程中细粒化的矿物颗粒，大多数为位错蠕变和动态重结晶的产物，也有部分矿物为动力变质作用过程中矿物转变形成的，如角闪石转变为黑云母或绿泥石。
在糜棱岩中，残斑(碎斑)和基质的含量或比例反映了剪切应变的强度，也是进一步划分糜棱岩类型的重要依据。
(2)核幔结构
大的变形晶体(核)被其重结晶的细小晶粒(幔)所环绕的一种显微构造，称之为核幔结构(图10-32)，在糜棱岩中很常见，但发育程度不同。变形晶体核实际上也是残斑，其内部应变效应通常不均匀，中心部位发育波形消光、变形带、变形纹等晶内应变组构，在边缘部位则发育一些细小的、位相差不大的亚晶粒。再向外侧，则是通过亚晶聚集而增大位相差和晶界迁移方式逐渐发育而成的动力重结晶小晶粒(新晶粒)，这些重结晶的小晶粒表现为大角度晶界(位向差大于12°)分隔开的一些无应变的小晶粒，具等粒结构，其形态为各向等长或微透镜状，以集合体的形式围绕变形晶体发育构成“幔部”。
图10-31 花岗质糜棱岩中的残斑(碎斑)和基质特征
图10-32 花岗质初糜棱岩中丝带状石英残斑及周围的动态重结晶颗粒组成的核幔结构
核幔结构是动态重结晶作用的结果。动态重结晶是指在较高温度下，变形与重结晶同时进行的过程。动态重结晶形成的新晶粒的粒度，只决定于热变形时的流变应力，而与变形温度无关。在动态重结晶作用过程中，随着应变量的增加，幔部也逐渐向核部扩展，直至完全取代整个残余的变形晶粒。所以，糜棱岩的细粒化主要是通过动态重结晶过程完成的。
(3)拉长颗粒和拔丝结构
矿物颗粒的压扁拉长是糜棱岩的典型特征之一。随着应变的增加，矿物颗粒逐渐压扁拉长，轴比(X：Z)也随之增大，当轴比(X：Z)超过10：1时，称之为拔丝结构。
拔丝结构多出现在长英质糜棱岩中，表现为石英颗粒的强烈压扁拉长，乃至形成拔丝结构。形成拔丝结构的石英颗粒也称之为丝带状石英，丝带状石英内部常常出现各种晶内应变组构，如波状消光、带状消光(变形带)、变形纹、亚晶粒等，反映了位错蠕变的结果。
(4)波状消光、带状消光、变形纹、扭折带、机械双晶等晶质塑性变形现象
晶质塑性变形：主要指岩石变形过程中，由位错滑移、位错攀移、动态恢复和动态重结晶作用等晶质塑性变形机制形成的显微构造变形现象，发育于变形晶体中。
波状消光：指在正交偏光显微镜下矿物中显示的一种不均匀消光现象，转动载物台时，消光影呈扇形或不规则状连续地扫过矿物颗粒，消光界面不显著。消光影的连续变化表明，矿物内不同部位的消光方位出现略有规律的偏差，这是由于过量的位错引起晶格扇状或不规则状畸变的结果。
带状消光：也称变形带，指正交偏光显微镜下矿物中显示的一种带状消光现象。与波状消光不同的是，波状消光的变化是连续的、渐变的；而带状消光的矿物中，不同消光区是截然的、突变的。主要是应力导致的晶格位错的运动形成有规则的位错壁，由位错壁分割成不同的消光区域导致的。
变形纹：指矿物晶体内细窄平直的或状的薄纹层，厚约0.1～2μm，它一般不切穿矿物晶粒，其折射率和双折射率与主晶略有不同，消光位与主晶也稍有差异，偏移约1°～3°，在正交偏光下表现为类似聚片双晶那样的相间消光的亮线纹，可以与带状消光带呈高角度伴生，有时沿变形纹可以有呈面状排列的气泡或小包裹体，这时也叫勃姆纹(Böehm Lamellae)。变形纹在石英中最为常见，有时在斜长石、辉石和橄榄石中也能见到。变形纹可以是有如下形式引起的：①高位错密度的无气泡带之间的低位错密度高气泡含量带；②都不含气泡高位错密度与低位错密度相间的片状区；③拉长的亚颗粒。总之，变形纹是一种比较复杂的变形现象，但均是由晶内位错滑移产生的。
扭折带：指矿物中的标志面(如解理面、双晶面等)发生尖棱状弯曲，而彼此间又未失去内聚力的现象，常常出现在云母、方解石、斜长石等具有解理、双晶的矿物中，不同的矿物出现扭折现象的温压条件不同。扭折带是由位错滑移和位错攀移产生的位错排列引起的，扭折带边界则是晶格中有规律排列的位错壁。
(5)亚晶粒
在正交偏光显微镜下，矿物颗粒内分成许多消光位有微弱差异的、有规则界线的消光区，而在单偏光镜下仍是一个颗粒，这种现象称为亚晶粒化，其中具有不同消光位的部分称为亚晶粒。亚晶粒是由恢复过程中位错的攀移、交滑移产生的位错壁多边形化的结果，在此过程中，位错壁两侧的晶格发生小角度的偏转，这样一个晶体就会分成若干晶格方位不同的区域，这些区域就是亚晶粒。
(6)动态重结晶颗粒
指变形过程中形成的新颗粒，可以通过不同的机制形成：由膨凸成核或双晶成核重结晶、亚晶粒旋转重结晶、颗粒边界迁移重结晶。动态重结晶颗粒粒度细小，形态不规则，边界呈锯齿状，由于动态重结晶过程是消耗位错，降低位错密度的过程，新生成的动态重结晶颗粒内通常无位错或位错密度极低，因而没有波状消光、带状消光、亚晶粒等应变现象。
(7)静态重结晶新颗粒
动态重结晶新形成的新晶粒边界不规则，自由能高，不稳定，当应变终止或逐渐减小时，如果岩石仍处于高温或流体含量较高的环境中，动态重结晶颗粒的弯曲边界就会逐渐变直，颗粒粒径也会逐渐增大，使矿物的表面能降低到最少，以达到稳定，这一过程称之为静态重结晶作用。其结果是矿物颗粒的截面呈多边形，多为六边形。三个矿物边界交会处形成的三个角近于相等(约120°)的三连点。
(8)晶内显微破裂
在一些复成分的糜棱岩中，一些刚性矿物内通常发育有晶内显微破裂，这些破裂仅限于晶体内部。如长英质糜棱岩中，尽管石英颗粒常常表现出晶质塑性变形，但长石内经常发育各种显微破裂，可以是剪裂隙，也可以是张裂隙，与宏观裂隙相似，是脆性变形的结果。有些斜长石晶体的裂隙中有时充填了钠长石和石英的细颗粒集合体，此时称之为分凝带，为脆韧性变形的结果。
除此之外，糜棱岩中还有一些晶质塑性变形现象，如机械双晶、双晶弯曲、矿物的细颈化及由此形成的石香肠构造等，这些现象都反映了位错蠕变是糜棱岩形成的主导变形机制。位错蠕变过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢复和动态重结晶作用过程，其中，位错滑移、位错攀移不仅是导致矿物晶体形态改变而发生塑性变形，也是位错产生的过程，在此过程中如果晶体中位错过多并发生位错缠结的话，进一步变形会导致晶体破裂，形成各种晶内显微破裂，这也是有些矿物颗粒内既有波状消光、带状消光等晶内应变现象，又发生破裂的原因；而动态恢复和动态重结晶则是消除位错、规范位错的过程，由此导致晶质塑性变形和糜棱岩化作用的进一步发生。详细的显微组构特征及变形机制见《变形显微构造手册》(胡玲等，2009)。
2.糜棱岩的分类及基本类型
对于糜棱岩的分类，尽管已经有许多划分方案(Sibson，1977；Wise et al.，1984；宋鸿林，1986；陈曼云等，1990)，但基本依据和基本分类是一致的，即依据岩石中残斑(碎斑)和基质含量、组构特征，将糜棱岩系列岩石划分为糜棱岩化岩石、初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩等基本类型(Sibson，1977)，由糜棱岩化岩石到超糜棱岩的演化也正是岩石应变强度逐渐增加的过程。
糜棱岩化××岩：岩石初具糜棱岩结构，基质含量＜10%，原岩结构部分保存。可见矿物晶体定向拉长现象，略具定向排列。常见的显微构造有：波状消光、双晶弯曲及扭折、变形条带和变形纹等，在残斑边缘也可见少量重结晶。岩石中有微弱的不连续糜棱叶理形成。
初糜棱岩：岩石具糜棱结构，残斑占多数，粒径较大，多呈不规则状、眼球状或透镜状，趋于定向排列。基质含量10%～50%，动力重结晶新颗粒增多。残斑(碎斑)可出现破裂或塑性-半塑性变形特征的显微构造，如长石机械双晶及双晶弯曲、扭折，云母褶曲，方解石机械双晶，石英的波状消光及带状消光、亚颗粒等。石英拉长拔丝形成丝带状构造，并常发育核幔结构。岩石中显示较发育的糜棱叶理，有些眼球状初糜棱岩中具有S-C组构。
糜棱岩：岩石具典型的糜棱结构，基质为50%～90%，以动态重结晶颗粒为主，残斑逐渐减少且粒径变小。流动构造明显，不仅具有密集平直的透入性糜棱叶理，而且常发育明显的拉伸线理。残斑和基质常构成残斑旋转结构，并且残斑和基质中普遍发育晶内应变组构。
超糜棱岩：岩石发生糜棱岩化的高级阶段产物。具糜棱结构，基质含量＞90%，残斑少见，岩石中大部分原始矿物已经动态重结晶细粒化，呈纹层状分布，在手标本上显示十分密集的糜棱叶理，叶理面十分平直。
就原岩类型而言，长英质糜棱岩在地壳中最普遍，而且形成于绿片岩相条件下的长英质糜棱岩最典型，具有上述各类糜棱岩的特征。但如果剪切带形成的温压环境较高，动态重结晶的新颗粒就会发生显著的静态恢复、静态重结晶作用，形成多边形的矿物颗粒，各类晶内应变现象也会逐渐消失，有时可见残斑与变斑晶共存的现象，此类在露头或手标本上仍保留着糜棱岩的特征，但显微组构大部分消失的构造岩可称为变余糜棱岩或变晶糜棱岩，此类糜棱岩通常形成于高绿片岩相-低角闪岩相变质环境中。
(二)构造片岩及其特征
构造片岩也是一种产于韧性剪切带内以片状矿物的逐渐发育为特征的构造岩，片理十分发育。与糜棱岩相比，它不以粒度减小为主要特征，而是以矿物转化为特征，具体表现在粒状、柱状矿物或一些泥质碎屑在强烈的韧性剪切变形过程逐渐转化为片状矿物，并逐渐生长、强烈定向形成十分发育的片理。尽管有些发育初期的构造片岩中保留有少量残斑或晶内应变组构，但随着剪切变形的持续发生，岩石中片状矿物逐渐形成并生长定向，各种晶内应变组构消失。很显然，虽然位错蠕变也在构造片岩形成过程中发挥了一定的作用，但不是主要形成机制。因此，有必要将其划分出来，建立一个独立的构造岩类型。
1.构造片岩的地质特征
构造片岩多产在变质结晶基底和深成侵入岩中，在一些浅变质地层中也有产出。其中在浅变质地层中主要以层间顺层韧性剪切带的形式产出。在变质结晶基底和深成侵入岩中，构造片岩具有下列特征：
(1)构造片岩在空间上呈线性带的形式产出，许多构造片岩带产于一些规模较大的、长期活动的线性构造带中，叠加在早期构造片麻岩和糜棱岩之上，或者发育在超糜棱岩中，或者产于初糜棱岩中，与早期糜棱岩带或构造片麻岩带的变形强度无关。
(2)构造片岩的岩石类型均与其围岩有关，如果围岩为花岗质岩石，形成白云母(绢云)石英片岩、绿泥白云(绢云)石英片岩，如果围岩为基性岩浆岩或基性变质岩，则形成绿泥阳起片岩、阳起片岩、绿泥片岩。
(3)构造片岩与围岩呈渐变的构造接触关系。对于产于花岗质岩石中的构造片岩，这一构造接触关系表现出两种形式：①从破裂到构造片岩，从块状构造的岩石到构造片岩，从零星的破裂到几组密集的破裂组成的破裂系统最后过渡为构造片岩，其中在密集的破裂面或破裂带中，有片状矿物定向排列(Mancktelow et al.，2005)；②从片理化岩石到构造片岩，在构造片岩带的边部形成片理化岩石，片理从稀疏的网脉状，逐渐密集，最后过渡为密集平直的片理。如果构造片岩带叠加在早期的糜棱岩或构造片麻岩之上，弱片理化的岩石中具双峰组构(既有新生片理，又有残余的糜棱叶理)。
(4)在构造片岩带中，发育极好的构造片岩的片状矿物往往呈带状发育，与粒状矿物相间产出，不发育显微应变组构；但发育较差的产于构造片岩带边部的构造片岩往往是显微穿晶裂隙和晶内应变组构(如波状消光、带状消光等)并存，片状矿物定向成网脉状；如果片岩叠加在糜棱岩带之上，则发育有变余糜棱组构。
(5)构造片岩带内常伴有规模不等的石英脉、方解石脉、伟晶岩脉等，有些构造片岩带有含金矿脉形成。
2.构造片岩形成的构造环境及形成机制
在构造片岩发育初期，岩石中首先形成穿晶微裂隙和粒间微裂隙，其呈透镜状，并在两端出现分叉(图10-33A)，微裂隙中，有细粒不规则石英和纤细的片状绢云母和绿泥石形成，细粒不规则石英中应变强度较大，可出现波状消光和变形带，显示了强烈变形。随着变形程度的增加，穿晶微裂隙和粒间微裂隙发育，在岩石中呈网状形态，裂隙中绿泥石、绢云母和石英大量形成，并显示明显定向，此时，薄片中表现为新生矿物网带和网带之间的透镜状原岩残块(图10-33B)。之后，网状粒间微裂隙两侧扩张，新生片状矿物和石英不断形成，透镜状原岩残块逐渐减少或消失，新生的绿泥石、绢云母和石英遍及整个岩石(图10-33C)。如果变形作用继续进行，岩石中的片状矿物和粒状矿物则发生明显的分异和定向，从而出现片状矿物条带和粒状矿物条带(图10-33D)，整个过程是一个粒状、柱状矿物向片状、纤状矿物转化的过程，原岩中的斜长石、正长石、角闪石、黑云母逐渐消失，新生绢云母、绿泥石逐渐生成。
图10-33 构造片岩形成演化过程示意图
Q—石英；Pl—斜长石；Ab—钠长石；Chl—绿泥石；Ser—绢云母；Cc—方解石
在构造片岩中，显微裂隙和新生矿物并存，微观上显微破裂和宏观上韧性变形共存，明显反映出岩石脆-韧性变形的特征。纵观其形成过程，显微不稳定破裂作用、扩散物质迁移、颗粒边界滑移是其形成的基本机制。而在其中，流体对以上变形机制有着至关重要的影响。
显微穿晶裂隙和显微粒间裂隙是构造片岩带边部岩石中的主要构造特征，这些裂隙明显切割不同类型和方位的矿物，破裂开始都属于剪切和张性破裂，随着应变增强，它们不断聚合、增大，在剖面上和平面上形成网状图案，并被新生的绿泥石、绢云母和石英充填。实际上，这些显微裂隙完全是由穿过不同矿物颗粒或颗粒之间的新生矿物带反映出来的，显微镜下观察表明，显微裂隙与新生矿物几乎同时形成。之外，在一些初始的显微裂隙中，新生成的石英表现出强烈的应变组构，反映出新生矿物形成的同构造性，这种特征与脆性断裂中的碎裂岩系和韧性剪切带中的糜棱岩系有明显的差异。
扩散物质迁移是构造片岩形成的另一种主要变形机制，扩散物质迁移导致的岩石变形是通过高应力部位物质的溶解和低应力部位物质的沉淀而进行的。在构造片岩形成的过程中，物质扩散迁移是在流体的参加下进行的。在此情况下，物质的扩散沿着显微裂隙中的流体薄膜产生，它不仅表现为晶体内部物质的迁出，而且也是流体中某些物质向晶体迁入，由此导致晶体结构发生变化，形成新的矿物相。晶内迁出的物质被流动的流体携带，产生物质的渗透，并在一些扩容带发生沉淀。构造片岩中新生矿物网带不断扩大、合并，透镜状原岩残块不断减小并消失，以及构造片岩带中某些石英脉、钠长石脉和方解石脉的形成即是物质扩散迁移的产物。
构造片岩中的主要矿物有绢云母、绿泥石、绿帘石、石英、方解石、阳起石、黄铁矿等，主要岩石类型有绢云绿泥构造片岩、白云(绢云母)石英构造片岩、绿泥石构造片岩、绿泥阳起石构造片岩等，从其矿物组合来看，构造片岩带的变质作用处于绿片岩相到葡萄石-绿纤石相条件下，变形作用发生在浅部构造层次之中。
(三)构造片麻岩及其特征
与糜棱岩和构造片岩不同的是，构造片麻岩是形成于地壳深部层次韧性剪切带内的构造岩。这类形成于高角闪岩相-麻粒岩相环境下的构造岩通常不具备糜棱岩那样的粒度减小的特征，或者在某些情况下，反而会使变形岩石的粒度变粗。这些特征已被大多数地质学家所发现，所以有些学者将地壳深部剪切带中的构造岩称为糜棱片麻岩(刘喜山，1994)、高温糜棱岩(李树勋等，1996)或强直片麻岩(苗培森，2003)。以杨振升为首的科研团队(1986～1990)在冀东太古宙高级区进行1：5万区域地质调查方法研究时，对不同构造层次或不同变质相的韧形变形带进行了深入研究，将韧性变形带内的构造岩分为两大系列，即糜棱岩系列和构造片麻岩系列，认为构造片麻岩是地壳深部构造层次韧性剪切带变形产物，依据片麻理或片理或条带密度的变化、形态的改变以及矿物的分异程度等可在高级变质岩中识别出构造片麻岩，同时将这种地壳深部变形带填绘在地质图上。近年来，越来越多的学者在应用构造片麻岩的概念。
1.构造片麻岩的定义和产出特征
构造片麻岩是地壳深部构造层次由强烈塑性流变、变质作用和部分熔融作用共同作用形成的动力变质构造岩，是一种宏观上具有明显的强塑性变形流变特征而没有明显粒径减小的产于线形构造带内的构造岩。构造片麻岩是经过高温变质变形作用、部分熔融作用改造的岩石，构造片麻岩具有如下的产出特征：
(1)构造片麻岩在空间上呈线状或网状分布，与围岩是渐变过渡关系(围岩为变质深成岩)或呈层状产出，与围岩突变关系(围岩为变质表壳岩)。
(2)岩石中叶理构造(片麻状构造或条纹、条带状构造)十分发育，其中片麻状构造是同构造新生矿物定向生长和定向拉长构成的，而条带状构造主要由变质、变形分异条带、构造置换条带和部分熔融浅色条带构成，对一些叶理密集平直，而无单矿物拔丝的构造岩又可称之为强直片麻岩(苗培森，2003)。
(3)发育大量的剪切变形组构，如S-C组构、A型生长线理、叶理鱼、包体旋转及不对称塑性流动褶皱等，这些特殊的组构要素不仅使之与常见变质岩相区别，而且可以作为判别构造运动方向的标志。
(4)岩石粒度相对比较粗，粒度相对均匀，没有残斑和基质之分，除了同构造贯入的单矿物复晶条带外，多数浅色矿物呈三边平衡结构。少数浅色矿物和部分暗色镁铁质矿物表现出塑性变形、被拉长定向排列、晶内变形组构发育等特征。
(5)构造片麻岩具有花岗变晶结构、旋转组构，变质反应结构及部分熔融结构也常见，显示了变形作用发生地壳深部高温环境中。
(6)部分熔融作用形成的浅色长英质脉体部分约占岩石的5%～50%，沿剪切叶理面整合贯入，同时又卷入了韧性剪切变形。
2.构造片麻岩组成及其结构
构造片麻岩形成于地壳深部构造层次，在岩石塑性流动变形过程中伴随有强烈的变质作用和部分熔融作用，其矿物组成十分复杂。根据组成矿物变形特征和相互关系，构造片麻岩由早期残留矿物、同构造新生矿物和熔体三部分组成。①残留矿物，在构造片麻岩中占很少一部分，是变形前原岩组成矿物，多为暗色辉石类和角闪石类，呈被动变形，定向排列，构成典型辉石链结构。②同构造新生矿物主要沿着叶理面定向生长，其组合不仅与原岩成分有关，同时还受变形时的温、压条件控制，记录了变形环境和形成时代等重要的信息。③熔体是构造片麻岩中重要组成部分，由于变形时的温、压相对较高，加上变形时的差应力作用，在构造片麻岩形成过程中岩石发生部分熔融，其熔融组分占构造片麻岩的5%～50%，部分岩石中甚至超过了50%。如熔体组分小于10%时，主要分布在三连点上或矿物边界上，有时形成小的孤立的囊状或管道。如果熔体含量超过10% 时，熔体沿着岩石剪切叶理分布，相互连接最终形成浅色的熔融条带，部分熔融条带在岩石中呈透入性分布。如果熔体组分超过50%，形成典型深熔构造片麻岩，其内悬浮流动组构极为发育，形成典型的L型构造岩。
构造片麻岩具有花岗变晶结构、旋转组构，以及变质反应结构和部分重熔结构，显示了高温条件下部分熔融流动变形特征。最突出的组构特点是大部分构造片麻岩都含有一组极发育的叶理构造，在某些地段，强烈的剪切作用使之表现为明暗相间的条带或条痕状结构。这种特殊组构，在露头或手标本上易与常见的区域变质岩区分。在另一方面，高温的变质结晶作用和重结晶作用，反而使这类岩石在显微镜下，其微观组构特征与区域变质岩几乎没有区别。另外，由于强烈的改造、置换及分异作用，岩石在个别露头上，呈现出层状变质岩系的外貌——假层理构造。但辉石、定向生长的普通角闪石、浅色长英质集合体呈透镜体状平行产出组成的剪切叶理构造，均可证明其具有非层状变质岩系的性质。
3.构造片麻岩、糜棱岩、区域变质片麻岩的区别
(1)构造片麻岩和糜棱岩都是经过强变形作用形成的构造岩，表现出强烈应变，但二者的显微组构和变形方式明显不同(表10-2)，造成这种差别的主要原因是构造片麻岩和糜棱岩形成的环境和变形机制的差异。糜棱岩具有典型糜棱结构，岩石粒度变细，矿物晶体表现出明显塑性变形的特征，主要的变形机制是位错蠕变。而构造片麻岩在宏观上表现出强烈塑性流动变形特征，在微观上岩石粒度相对均匀，没有明显细粒化现象，晶内变形组构不发育，三边平衡结构发育，主要变形机制是颗粒流动和扩散蠕变。
(2)构造片麻岩与普通的区域变质片麻岩的区别标志主要是：应变强弱的差异，并导致岩石组构的不同。区域变质片麻岩呈面状分布，尽管在形成过程中存在应力作用，发育片麻理，但是应变不强烈，旋转应变组构、S-C组构和塑性流动组构不发育。而构造片麻岩是高应变产物，在空间上呈线性、层状分布。岩石以发育条纹条带状构造为特征，旋转应变组构、S-C组构和不规则塑性流动褶皱极为发育。
㈢ 韧性剪切带的运动学特征
1.判别剪切运动方向的标志
简单剪切是一种旋转变形，属于非共轴变形，在递进过程中，其应变椭球体发生旋转，长轴渐偏向于剪切方向。理论和实际研究表明，变形中不管代表体系的大小如何，构造型式的对称程度都反应了应变的对称程度，无论变形机制如何，非共轴变形都导致非对称组构且在所有尺度上都如此。由简单剪切变形所产生的显微构造，必然是非对称的，这些是显微构造可用来作判别剪切运动方向的标志。许多学者提出了许多作为判定方向的标志，这些主要的标志是：旋转碎斑系、S-C组构、不对称压力影、云母鱼、旋转石香肠、剪切褶皱、结晶优选方位等。
2.剪切运动方向的判定
康定杂岩内及周边韧性剪切带形成许多不对称组构，反映了它们都是简单剪切。各种不对称组构的综合分析，将康定杂岩内及周边的韧性剪切带划分为挤压逆冲型、引张伸展型和平移走滑型。各韧性剪切带的运动学解译如下。
（1）康定杂岩周边的韧性剪切带有三种类型：杂岩的西南边界是鲜水河平移走滑剪切带；杂岩东界具有逆冲推覆性质剪切带；而杂岩其它边界均为伸展型剪切带，即以上盘下滑为特征。其中西界剪切带向西或北西方向滑移，西北边界的韧性剪切带以上盘向北西方向滑移，因局部产状的变化出现上盘向北西逆冲，杂岩的东北边界韧性剪切带以上盘向北东滑移为特征。
（2）康定杂岩内北北东向的韧性剪切带中发育一组北西-南东向的拉伸线理和两组S-C组构，因此具有两次剪切运动：第一次以上盘向南东逆冲为特征，表现为挤压性质；第二次以上盘向北西滑移，具有伸展性质。
（3）近南北向韧性剪切带发育近南北向的水平拉伸线理，组构指示西盘向北移动而东盘向南移动，为右型平移走滑，略具有北北东的斜向逆冲。
（4）大渡河剪切带是区内最大的剪切带，正如许多学者认为该剪切带是多期活动的剪切带，在泸定红军桥一带形成宽约1km的糜棱岩带，发育北西向的拉伸线理La（NW30°/45°），糜棱岩的组构指示上盘向南东逆冲推覆，与杂岩内及围岩的逆冲方向一致，它们可能是同一应力场的产物。糜棱岩的面理受后期变形影响发生弯曲褶皱，该期变形为韧-脆性的右型走滑，它切割康定杂岩。
（5）在一些糜棱岩化岩石的组构中，存在着上盘向北东逆冲的标志。但这些标志是零星分布，延伸不远，可能是早期剪切带形成的组构残余。
3.康定杂岩韧性剪切带的发育序列
根据康定杂岩内及周边韧性剪切带的相互关系、同位素测龄资料，大致确定其发育序列为逆冲—伸展—走滑，其时代为中—新生代。
第一期剪切变形以上盘向北东逆冲，但该期变形形成的组构受后期改造，仅局部残留。
第二期剪切变形为挤压性质，以上盘向南东逆冲为特征。康定杂岩以赶羊沟断层为逆冲前锋，向东逆冲在S—D地层之上，S—D地层又往东逆冲在T3须家河组煤系之上（许志琴等，1992）。康定杂岩西缘，Z、S、D等地层以郭达山断层为前锋，逆冲在T。寒风垭组或康定杂岩之上。康定杂岩内，NNE向的逆冲韧性剪切带是该时期的产物。三碉、白金台子、巴沟均存在该期形成的NNE向的逆冲韧性剪切带。
第三期剪切变形以伸展为特征，杂岩内形成NNE向的伸展型剪切带，可在NNE向逆冲剪切带上叠加发展（如三碉、巴沟矿区）或者在杂岩内单独形成（如宋家沟矿点）。杂岩的西界、东北边界、西北边界发育了伸展型的韧性剪切带，并切割早期变形形成的构造。
同位素测龄结果限制第三期大约在48～20Ma（表3-1），依据有：该期剪切变形形成的糜棱岩中，角闪石定向显示拉伸线理的K/Ar测龄值为26.8Ma±0.4Ma；在下索子－中牛场，被含矿石英脉切割的辉绿岩脉群的K/Ar年龄为47.9Ma。从第三期剪切变形叠加了第二期剪切变形，第二期变形涉及的最新地层为三叠系寒风组地层，因此第二期剪切变形发生于三叠纪末以后，即三叠纪末至老第三纪。推测第二期剪切变形发生在50Ma之前，而因第三期发生在50Ma以后，20Ma之前。
第四期韧性变形是右型水平平移走滑，根据康定杂岩和大渡河剪切带均被鲜水河平移剪切带切割的关系，指示发生于20Ma士。鲜水河剪切带被认是在20Ma以来具有强烈多期活动，由韧性向脆性应变转化的大型左行平移剪切带（许志琴等，1992）。
表3-1康定杂岩内新作的K-Ar年龄值
㈣ 韧性剪切金成矿组合（寒山—鹰嘴山）
一、成矿组合的时空分布
北祁连山西段自1994年发现寒山金矿以来，又陆续发现了鹰嘴山金矿和金湾子等多处金矿和金矿化点，这些金矿床和金矿点构成了“甘肃西部的金三角”。
“甘肃西部金三角”是指石油河脑—昌马—石包城一线以北的北祁连西段与阿尔金断裂相交的地区（图7-1，图6-1）。阿尔金左行走滑断裂呈NE75°～80°方向延展，它切断了北祁连褶皱带向北西的展布，该三角地区属北祁连褶皱带，由寒武纪碎屑岩夹火山岩和碳酸盐岩，奥陶纪海相火山岩、火山碎屑岩、碳酸盐岩及志留纪海相碎屑岩、石炭系、二叠系、侏罗系、第三系等地层组成。加里东期花岗岩分布在鹰嘴山和寒山之间，基性－超基性岩沿鹰嘴山北坡长几十千米，海西期的花岗闪长岩、加里东期英安斑岩沿阿尔金断裂附近分布。
该三角地区是华北地台、塔里木地台、祁连褶皱带3大构造交汇部位，在受挤压隆升的同时，发生大规模的NWW及NW向的推覆走滑，韧性及韧脆性剪切带非常发育，为热液的运移和金矿的形成提供了良好的场所。纵观本区的金矿床和金矿点，它们的赋存部位都在北祁连褶皱带的次级断裂与阿尔金走滑断裂相交的锐角部位，具体到每个矿区内的矿带、矿体，又都是受韧性及韧脆性剪切带控制，金矿的产出不受地层、时代、岩性的控制。如鹰嘴山金矿赋存在寒武系硅质岩、火山碎屑岩和超基性岩中；寒山金矿产在奥陶纪阴沟群的安山质凝灰岩、绢云石英片岩、英安凝灰岩中；车路沟金矿产在石英脉中，冰大坂金矿产在奥陶纪阴沟群和志留纪泉脑沟山组，为含金石英脉；金湾子金矿和大风沟金矿产在志留纪下统肮脏沟组中，含金岩石为粉砂质板岩、变砂岩。矿体的赋存部位是在两组断裂交汇或平行断裂派生的次级剪性、张性雁行裂隙中。
二、寒山金矿床
（一）含矿围岩
寒山金矿床位于北祁连褶皱带的西段，奥陶纪中酸性火山岩中。奥陶纪下统阴沟群呈NWW向展布，宽500m，南以F2为界与石英闪长岩体接触，北为奥陶纪上统妖魔山组灰岩，呈推覆体推在阴沟群之上。阴沟群在矿区内主要为一套海岸－陆棚碎屑岩、火山岩、碳酸盐岩建造，是金的赋矿层位，由下而上（由南而北）划分为中亚组和上亚组（图11-1）。
图11-1寒山金矿地质图
1—妖魔山组灰岩；2—阴沟群上组下部；3—阴沟群上组上部；4—阴沟群中组；5—加里东石英闪长岩；6—金矿体及编号；7—蚀变带；8—实测逆断层；9—实测平移断层；10—推覆面断裂；11—性质不明断层
中亚组：出露在Au12以南，东宽西窄至尖灭，南与加里东石英闪长岩以断层接触，北与上亚组也是断层接触。主要岩石有凝灰质板岩、凝灰质千枚岩、变细砂岩、变含砾砂岩，有少量安山质角砾岩。褐铁矿化明显，地层变形强烈，原生层理（S0）在Au12南板岩中为90°～160°∠20°～35°，而后期的面理（S1）为340°～360°∠40°～60°；砂岩中见斜层理，板岩、变砂岩中见同沉积形成的变形层理。
上亚组：是主要的含金层，上奥陶统妖魔山组推覆其上。
下部为火山角砾岩和片理化凝灰岩，宽约410m，主要岩性为安山岩、安山质角砾凝灰熔岩、安山质晶屑凝灰岩、英安质凝灰岩、含砾安山质凝灰岩、安山质凝灰熔岩、凝灰质砂岩、板岩，各岩石之间为相变关系，具有脆性、韧性变形特征，发育石香肠、构造砾石、拉伸线理、糜棱岩化等。多数金矿化带赋存其中。
上部宽230m左右，为熔结角砾岩、角砾凝灰熔岩、安山岩、安山质凝灰岩夹砂岩、泥灰岩及硅质岩。分布在矿区的西北角。
妖魔山组：在矿区北部出露，岩性单一，底部为薄层灰岩，向上为中—厚层块状灰岩，不含矿。
（二）控矿构造
北西向的逆冲断裂（F1、F2）与北东向脆韧性剪切带控制着矿区，F1、F2限定了矿区的南北边界并控制着剪切带，剪切带与阿尔金大断裂交汇的锐角部位是控制矿区定位的良好部位，矿体分布在剪切带内的小断层中。赋矿断层组有近东西向、北西西向、北东向3组，近东西向含矿最好，北西西向次之。3组断层均具压扭性特征。近东西向应为主剪裂隙，北西西向应为逆向剪切裂隙。整个矿带中含矿层及矿体具有韧脆性特征。韧脆性变形带长4km，宽50～300m，走向东西。韧脆性变形表现在糜棱岩化，镜下斜长石斑晶定向排列，呈碎裂状（碎斑），被绢云母交代，绢云母沿糜棱面理定向分布；磁铁矿空洞两边石英呈梳状定向生成压力影；铁矿物的晶面有硅质压力影垂直生长；英安岩屑具压扁拉长；石英呈波状消光；见石香肠及明显的拉伸线理等。
（三）矿体特征
寒山金矿带东西长6km，南北宽0.55km，矿带由60多条含金蚀变带组成。含金蚀变带的蚀变主要有绿帘石化、绿泥石化、钠黝帘石化、绢云母化、硅化、云英岩化、黄铁绢英岩化、高岭土化、碳酸盐化等。蚀变不仅具有明显的分带性、相关性、对称性，且不同的蚀变对金矿石的质量产生不同的影响。在矿体两侧，岩石十分破碎，蚀变十分强烈，从蚀变带中心向两侧依次为硅化带—黄铁绢英岩化、绢英岩化带—红化（铁染带）—高岭土化、碳酸盐化带。矿体中金的品位由中心向外变贫（图11-2）。
图11-2135线矿体剖面图
1—凝灰质角砾岩；2—黄铁矿化高岭土化绢英化金矿体；3—硅化毒砂化黄铁矿化绢英岩化金矿体；4—富金矿脉
硅化带：含有较多的细粒硫化物、不均匀分布，有的呈团块。硫化物有黄铁矿、毒砂（臭葱石）、在硅化蚀变岩中有石英脉穿插时，金变富；石英脉破碎、黄铁矿流失后的空洞多或硫化物多，矿石质量好。
黄铁绢英岩化带：地表呈黄白相间的土状物，疏松，主要有高岭土、绢云母化、褐铁矿化组成，蚀变带就是金矿体；绢云母化强烈，黄铁矿多，矿石破碎，矿石的质量就好。
红化带（铁染带）：为黄铁矿经氧化呈褐铁矿化，标志很明显，但含矿性差。
高岭土化、碳酸盐化带：主要是高岭土、碳酸盐呈条带、细脉分布在未经全部蚀变的原岩中。
总之，多种热液蚀变叠加，矿石品位高；具备黄铁矿化、毒砂（臭葱石）化、硅化、褐铁矿化的蚀变，金才有希望，这“四化”越强，金矿越富。
在上述蚀变带中，目前共圈出20个金矿体，矿体一般长90～300m，最长960m；厚度一般2～4m，最厚7.03m；延深50～100m。单个矿体在蚀变带中呈透镜状、脉状、扁豆状，呈左行雁列。产状与蚀变带一致，为70°～85°∠50°～70°，唯独Au11向南西倾。区内Au4、Au6、Au8、Au11、Au12为主矿体，其长度都在400m以上。
（四）矿石成分
1.矿物成分
根据岩矿鉴定和人工重砂结果，有以下矿物：
自然元素：自然金、银金矿、自然铅、自然铜。
硫化物：有黄铁矿、方铅矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿、磁黄铁矿、铜蓝、斑铜矿、辉铜矿、辉钼矿。
硅酸盐：绢云母、高岭土、长石、透闪石、阳起石、直闪石、绿泥石。
氧化物及氢氧化物：石英、磁铁矿、褐铁矿、赤铁矿、铌钛矿、金红石、针铁矿、纤铁矿。
硫酸盐：黄钾铁矾、铅矾、胆矾、重晶石等。
碳酸盐：白云石、方解石、孔雀石、蓝铜矿、菱铁矿。
其他：毒砂、钼铅矿、磷灰石。
本区金以自然金、银金矿的形成存在于泥质胶结物、矿物裂隙及矿物颗粒间，有包裹金、晶隙金、裂隙金。包裹金主要包裹于黄铁矿、方铅矿、黄铜矿之中，约占10%；晶隙金主要在泥质、石英与泥质接触处；裂隙金主要在石英裂隙和硫化物裂隙中，晶隙金和裂隙金约占90%。
自然金、银金矿呈自形、多为粒状、片状、板状、鳞片状、弯勾状、树枝状、蜂窝状、孤岛状等，粒径0.005～0.003mm，个别0.05mm，属微粒—中粒金。虽然粒细，但包裹金少，故易选易浸。银金矿电子探针分析，含Au79.74%、Ag20.19%、Cu0.03%、Fe为0。金的成色785‰。
黄铁矿是金的共生伴生矿物和金的载体，呈浸染状、细脉状，常以立方体和五角十二面体出现，分为两期，第一期呈浸染状产出，金呈包裹金，第二期呈细脉、团块状产出，金呈裂隙金、包裹金、晶隙金。
方铅矿呈细脉或团块，形态不规则，被铅矾包围，金在铅矾中呈片状。
硅酸盐矿物：绢云母是矿石的基本脉石矿物，在矿体边部呈鳞片状、集合体、发育一组极完全解理，其粒间或解理缝中，有黄铁矿产出。
石英：在矿石中含3%～95%，一般大于30%，主要在矿体中，呈团块浸染、脉状产出。
2.矿石化学成分
本区矿石以低品位金为主，矿体平均品位（wB/10-6）Au1.4×10-6～24.15×10-6。单样一般Au0.8×10-6～8.5×10-6，个别Au可达50×10-6以上，最高547×10-6。
矿石多元素分析如表11-1，微量元素见表11-2。
表11-1矿石多元素分析表（wB/10-6）
表11-2矿石微量元素分析表（wB/10-6）
（五）矿石类型
本区矿石的自然类型有：①黄铁绢云片岩型金矿石，含金0.5×10-6～2×10-6；②黄铁石英绢云片岩型金矿石，含金1×10-6～10×10-6；③石英岩（脉）金矿石，含金3×10-6～20×10-6；④多金属石英脉型金矿石，含金3×10-6～50×10-6，最高547×10-6。从地表向下15m，为氧化矿石。
矿石主要构造为脉状构造和浸染状构造。
矿石主要结构有：
自形半自形结构：黄铁矿呈自形、五角十二面体、立方体；毒砂呈菱面体、纺锤体自形晶存在；方铅矿呈立方体。
放射状结构：黄铁矿中心由呈粒状或在立方体周围呈密集的放射状、针状黄铁矿构成。
他形粒状结构：黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿及闪锌矿呈他形粒状结构。
交代结构：毒砂交代黄铁矿。
次生加大边结构：自形黄铁矿周边有次生加大边，边宽1～5μm。
包含结构：有部分毒砂被黄铁矿包含。
镶嵌结构：方铅矿呈不规则他形与黄铁矿和黄铜矿紧密镶嵌。
（六）矿床地球化学
1.成矿主岩地球化学
成矿主岩岩石分析结构列于表11-3，稀土分析结果列于表11-4。
表11-3寒山金矿区岩石分析结果表
表11-4寒山金矿区各类岩（矿）石REE分析表（wB/10-6）
据毛景文等（1998）资料。
从表11-4看熔岩Eu相对富集，球粒陨石标准化图形表现为平缓右倾斜，为比较典型的岛弧型玄武岩类（图11-3）。蚀变后的熔岩较之原岩REE总量增加，轻稀土增加明显，中、重稀土降低，Eu略有亏损（图11-4）。
图11-3寒山金矿床玄武安山质火山岩（1～5）REE球粒陨石标准化型式图（据毛景文等，1998）
图11-4寒山金矿蚀变岩（1～4）REE球粒陨石标准化型式图（据毛景文等，1998）
寒山金矿区各类岩石微量元素含量列于表11-5，微量元素相关系数矩阵列于表11-6。从相关性分析，Au与As、Sb、Pb、Ag、B、Mo正相关，并以Au-As、Au-Pb、Au-Sb、Au-Ag、As-Sb、As-Mo、As-Ag、Ag-Pb、Ag-Mo元素对相关程度高，Co、Ni与As、B、Sb、Pb、Ag为负相关。
表11-5寒山金矿区各类岩石微量元素含量（wB/10-6）
该区的地球化学模式基本上为：从成矿背景、矿化蚀变、金矿体，大致呈几何级数递变，尤以Au、As、Pb、Ag、Sb、B变化最大。
元素组合：Au、Ag、As、Sb、Pb、B、Mo、Ba、Li，从金矿化向外，组分依次为：
表11-6寒山金矿区微量元素相关系数矩阵表
Ni（Co）-Cu（Zn）-Mo-Au（Ag）-Pb（As）-Sb-B（Li、Ba）
矿化中心→外围蚀变带
中心为Ni（Co）-Cu（Zn）-Mo系列，外围蚀变带为Pb（As）-Sb-B系列；高强异常分布在矿化体及破碎带的近矿围岩中。B-（Li、Ba）系列，分布在矿体外围破碎带或围岩中。
垂直方向：矿上晕：Ba（Li）-B-Sb-As（Pb）；矿中晕：Pb-Ag-Au（Ag）-Mo-Zn（Cu）；矿尾晕：Cu-Co（Ni）。
该区Mo、Cu、Co、Ni和Li、Ba、B、Sb、Ag异常强度均偏低，说明头晕Li、Ba、B、Sb、Ag严重剥蚀，尾晕尚未完全暴露地表。
2.流体包裹体地球化学
该区流体包裹体不发育，而且细小。已测到的包体形态多样，少数呈圆形、菱形、椭圆形，大多数为不规则的三角形长管状、纺锤状及不规则多边形，一般为2～10μm。气液比5%～15%，少数35%～50%。部分无色透明、相间界线清楚，有些颜色暗灰及褐色。
按相态矿床中包裹体主要为气液两相包裹体及单相包裹体，按成因分为原生和次生。
成矿流体以NaCl-H2O体系为主，盐度值变化在5.4%～10.5%，多数集中于6.0%～8.0%。
用均一法测得包裹体的温度为72～374℃，但成矿的主要温度为100～160℃。
3.稳定同位素地球化学
（1）硫同位素：原生成矿期黄铁矿的δ34S为－1.9‰～1.7‰，平均0.48‰，格式效应清楚，与陨石硫基本吻合，表明硫主要来自地幔。
（2）氧同位素：石英金矿石中δ18O从13.7‰～16.7‰，平均15.3‰。
（3）碳同位素：δ13C为－2.5‰～－1‰。
（七）矿床成因
寒山金矿区，绢云母化硅化岩石的K-Ar法年龄测试结果表明：成矿作用发生在213.95～224.44Ma，相当于印支期或三叠世晚期。
矿区围岩蚀变以绢云母化、硅化、绿泥石化为主，显示形成矿床的流体介质为弱酸性；Rb-Sr等时线测定，锶初始同位素比值（87Sr/86Sr）i为0.71469±0.00208，大于0.710，说明成矿物质来自地壳本身；寒山金矿成矿流体具有低盐度［一般为5.4%～10.5%（wNaCl），平均7.95%］、低密度（0.69～0.98g/cm3）、低温度（均一温度为72～374℃，主要温度为100～160℃）的特点，与世界上大多数脉状浅成低温热液金、银多金属矿床很相似。
三、鹰嘴山金矿床
（一）含矿围岩
鹰嘴山金矿床赋存于寒武系中统黑茨沟组的中、酸性火山岩－碎屑岩建造中（图11-5）。据岩性组合及岩石特征，自下而上可分为3段：
图11-5鹰嘴山矿区地质图
1—第四系；2—黑茨沟组第三岩性段；3—黑茨沟组第二岩性段；4—黑茨沟组第一岩性段；5—金矿体及编号；6—蛇纹岩；7—辉长岩；8—实测逆断层
一段（
二段（
三段（
含矿带位于二岩段火山岩破碎带的顶部与板岩接触部位。
除此而外，超基性岩也是含矿围岩之一，超基性岩从西到东，沿矿带北侧断续分布，呈岩墙状，由于强烈蚀变，岩石已蚀变为蛇纹岩和滑石片岩。
（二）控矿构造
矿区为一向南倾的单斜构造，断裂构造十分发育，沿
（三）矿体特征
鹰嘴山金矿区，矿化主要沿NWW向断裂带分布，矿化蚀变带总长约5km，宽约30m，走向270°～290°，与地层展布方向一致，倾向南，倾角60°左右。矿带顶板为粉砂质板岩，底板有硅质岩、凝灰岩、英安岩、安山岩、安山质凝灰岩、安山质角砾凝灰熔岩、硅化蛇纹岩及滑石片岩等。⑨号金矿体一带从顶板向底板依次为：粉砂质板岩→矿体（硅质岩、石英岩）→硅化蛇纹岩（贫矿）→滑石片岩（深部为蛇纹岩）。
矿化带是由金矿体、石英脉、硅化板岩和硅化碎裂火山碎屑岩、褐铁矿化粉砂质板岩及蛇纹岩、滑石片岩、碳酸盐化岩石等组成。
上述矿化带中，共圈定金矿体6个，金矿化体6个，单个矿体一般长36～265m，最长770m，矿体平均厚0.38～1.57m，最厚2.18m，延深大于200m，尤以⑨号金矿体连续性好，是本矿区的主要矿体，现钻探控制长770m，厚0.48～5.38m，延深50～240m。矿体形态受构造控制，呈似层状、透镜状、沿走向、倾向具波状弯曲、膨胀收缩，分枝复合等特点。矿体产状174°～208°∠44°～54°（图11-6），向西侧伏，侧伏角30°。
图11-6鹰嘴山金矿区100线剖面图
（四）矿石成分
1.矿物成分
主要金属矿物有铅矾、孔雀石、菱铁矿、方铅矿、硫锑铅矿、铜蓝、毒砂、辉铜矿、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、磁黄铁矿、褐铁矿、钼铅矿、白铅矿、磷钇矿、黄钾铁矾。脉石矿物有石英、白云石、长石、白云母、锆石、绿泥石、榍石、方解石、石榴子石、蛇纹石等。
贵金属有自然金、自然银、金银矿、银金矿、角银矿。电子探针结果列于表11-7。
表11-7电子探针结果
说明金银元素均以矿物形式存在。金矿物存在的形式：①金矿物嵌布于次生铅矿物粒间及裂隙中；②金矿物包于次生铅矿物中；③金矿物嵌布于石英裂隙中；④金矿物包于脉石矿物中；⑤自然金包有银金矿或金银矿；⑥角银矿与自然银相嵌同时又包自然银、自然金。
金的粒度大于0.074mm的占4.18%,0.074～＞0.03mm的占5.5%，小于0.03mm的占90.32%，说明以细粒—微粒金为主。包裹金占6.61%，粒间金及裂隙金占94.3%。
2.化学成分
矿区化学样分析（w（Au）/10-6）,Au1×10-6～77.9×10-6，个别达几百万分之一，单个矿体Au平均在1.5×10-6～9.16×10-6,Ag6×10-6～92×10-6。⑨号矿体，Au平均6.34×10-6。各类金矿石的氧化物分析、多元素分析、微量元素分析分别列于表11-8～11-10中。
表11-8金矿石氧化物分析表
表11-9金矿石多元素分析表（wB/10-6）
表11-10金矿石微量元素分析表（wB/10-6）
（五）围岩蚀变
矿区的围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、褐铁矿化、碳酸盐化、滑石化等。
硅化：表现为微晶石英矿物的生成和石英脉沿裂隙充填，与金矿化关系非常密切。硅化越强，金矿化越强。
绢云母化：在粉砂质板岩和凝灰岩中，出现鳞片状绢云母。
褐铁矿化：在矿区普遍可见，尤其在矿体与顶板粉砂质板岩的接触带更为显著。
碳酸盐化：表现为方解石脉沿岩石破碎裂隙充填。
滑石化：在矿带北侧，有滑石片岩及滑石脉沿裂隙充填，向深部变为超基性岩。
（六）矿床地球化学
1.成矿主岩地球化学
成矿主岩岩石分析列于表11-11，稀土分析列于表11-12。
表11-11鹰嘴山金矿区岩石分析
表11-12鹰嘴山金矿区各类岩（矿）石REE分析（wB/10-6）
板岩是矿体的主要围岩，矿物成分以绿泥石、石英、绢云母为主，化学成分表现为高铝富镁和钾。超基性岩也是主要的矿体围岩，含金硅质岩型矿石，富Sr（达185×10-6），贫Li、Rb、Be、Ga等酸性不相容元素，矿体围岩可能是蚀变超基性。
板岩球粒陨石标准化图形表现出缓右倾斜形，铕微弱亏损（图11-7）。矿石稀土配分型式见图11-8。
图11-7鹰嘴山金矿床板岩REE球粒陨石标准化型式图
图11-8鹰嘴山金矿床矿石REE球粒陨石标准化型式图
2.流体包裹体地球化学
流体包裹体有圆形、椭圆形、三角形、水滴状、多边形、树叶状等。气液包裹体大小为2～15μm，原生的大，次生及单相的个体小，大多为2.5μm。气液比5%±，仅小部分达10%。包裹体有气相、液相、气液两相及含CO2（Liq.）相等，最多的是气液两相。
成矿均一温度为358～170℃，主要成矿温度为320～200℃。
主要成矿流体属NaCl-H2O体系，盐度为3.8%～9.3%。
3.稳定同位素地球化学
氧同位素：石英δ18O值为10.7‰～15.0‰，平均13.1‰。
（七）成矿时代
本次测得鹰嘴山金矿石英脉Rb-Sr等时年龄为（483±12）Ma（宜昌地质矿产研究所，1999），西安所李智佩取得石英脉的Rb-Sr同位素年龄为413.5Ma，前者是超基性岩蚀变作用的时代，后者可能是阿尔金断裂作用的成矿时代，可见，成矿是多期次的。
（八）矿床成因
鹰嘴山金矿区NWW向挤压破碎带长几十千米，切割较深，超基性岩自深部沿断裂侵位，地层、岩石发生蚀变和破碎，该断裂破碎带控制了本区矿体的分布。
矿床成矿流体的盐度很低，w（NaCl）=3.8%～9.3%，平均6.5%。这种低盐度特征说明不是地下热卤水或海水；成矿流体中CO2含量较高，表明流体具有深部来源的特征；根据包裹体均一温度和盐度计算的流体密度介于0.65～0.93g/cm3之间，均小于1.0g/cm3，与大多数岩浆热液的流体具有一定的相似性；本区在超基性岩中赋存有金矿化体，有的矿体原岩就是超基性岩，在矿区南部的超基性岩中所取人工重砂，见有千粒自然金，表明超基性岩是金的主要来源之一。约在（483±12）Ma超基性岩由于发生了强烈的蛇纹岩化蚀变作用，本来是贫硅的岩浆岩，由于在蚀变过程中释放出大量硅质，大量的硅质伴随着活化金，在岩体边部形成含金硅质岩，并有大量含金热液进入成矿构造，形成含金石英脉，约在（413±5）Ma，在阿尔金断裂构造动力作用下，大量的热液流体使金活化迁移。
据此认为，矿床成因属与超基性岩及构造动力作用有关的中、低温热液矿床。
㈤ 韧性剪切带及其控矿实例
韧性剪切带对金矿的控制作用已经得到越来越多的找矿实践证明，受到了矿床地质学家的广泛重视。在河北省，一方面几乎所有的金矿床均位于古老的变质岩区，另一方面大量的韧性剪切带发育在古老的变质岩区，这是不容怀疑的基本事实。实际上，在基底形成时期，大量的韧性剪切带是地壳中的强变形带，是地壳中的软弱带，在后期构造活动过程中这些软弱带便容易成为深部物质上升运移的通道，成为金矿床的成矿控矿构造。大量的金矿与变质老基底密切相关，传统上认为与金元素的萃取有关；同时韧性剪切带成为地球浅部与深部的通道，表明金矿物质可能大部分来源于地球深部。河北省韧性剪切带对金矿的控矿实例很多，现择典型控矿实例简述如下：
4.3.1 金厂峪金矿
冀东地区在黄崖关—沙坡峪—金厂峪—肖营子一带发育了一条呈东西向展布的韧性剪切带，该韧性剪切带在迁西运动时形成了一系列近东西向的宽缓褶皱和韧性剪切带，阜平运动的叠加改造则形成一系列北北东向紧闭同斜褶皱构造和多条韧性剪切带。金厂峪金矿成矿物质来源明显受该韧性剪切带的控制（图4-4）。
图4-4 金厂峪矿区地质图
金厂峪金矿位于河北省迁西县城北东30 km的金厂峪镇。经过多年普查勘探由河北省地勘局第五地质大队累计探明黄金储量63.38 t，是冀东著名特大型金矿。矿床的主要矿化类型有细脉浸染型和石英脉型两种，前者金矿石品位一般较低，但规模大，尤其在103中段以上的矿石占有较大的比例，后者矿化由大小不一的硫化石英脉组成，矿脉大者长数百米，宽数米至20余米，小者长仅数米，宽数厘米。石英矿脉在空间上常与细脉浸染状矿化相伴出现，形成更大规模和更加富集的工业矿体。矿床的矿石矿物主要为黄铁矿，其次为方铅矿、辉铜矿、闪锌矿、磁黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、辉钼矿以及自然金、碲金矿、辉银矿等。金的赋存状态主要为包体金、裂隙金、晶隙金和薄膜金。金的粒度较细，可见金粒度多在0.005～0.05 mm之间，属显微金，仅在氧化带褐铁矿中可见少量次生加大的明金，粒度可达0.2～2 mm。成矿阶段可分为4个阶段，即早期石英脉阶段、石英-钠长石脉阶段、石英-硫化物阶段和石英-碳酸盐岩阶段，其中第三阶段的石英-硫化物阶段是金矿的主要成矿阶段，由烟灰色石英脉与细粒状、粉末状黄铁矿及其他金属硫化物组成细脉，充填于早期石英脉和蚀变片糜岩之中。矿区围岩蚀变强烈，早期有绢云母化、绿泥石化、硅化等，中期蚀变减弱，晚期具有较强的碳酸盐岩化及弱的硅化、钠长石化，围岩蚀变具有比较明显的分带现象。矿化富集规律是：构造叠加部位和构造越复杂成矿越有利，一般是构造交叉部位成富矿，石英脉-绢云母片糜岩含金较富，稠密浸染状矿石含金富，黄铁矿颗粒越细、自形程度越差含金越富等。含矿热液由脆性裂隙向石英颗粒内部进行贯入交代，并向围岩分泌交代，产生蚀变矿物的分带现象，在岩石矿化蚀变过程中，存在着富碱质含硫铁的铝硅酸盐水流体（CO2流体），在取代岩石Si质的同时向岩石渗入了流体所含的元素，可以看出，岩石矿化的过程实际是一种岩石水化、硫化和K+、Na+化的交代与置换的过程。
区域上看金厂峪金矿自北而南分为黑石峪、金厂峪、桑家峪3个矿段（图4-4），由西向东分布着6个矿带，17个矿体。矿体沿走向和倾向均有分枝复合、膨大收缩现象。单个矿体一般长50～150 m，最长可达890 m，厚度1～6 m不等，最厚可达85 m。区内发育了东西和北北东两组韧性剪切带，燕山期强烈构造活动使上述两组构造带重新复活，沿东西向韧性剪切带形成了青山口花岗闪长岩和贾家山花岗岩以及众多中基性、酸性岩脉。北北东向韧性剪切带形成强烈的糜棱岩化，发生明显的退变质作用，并形成主要的储矿构造。矿体主要产于走向为25°的糜棱岩带中，整个矿带长约6000 m，宽约1000 m，矿体受构造控制，总体成为首尾相连构成的矿体群。从矿区大量深源流体伴随着花岗岩侵入来看，成矿物质来源于深部，韧性剪切带及其交汇部位成为深部矿源的导矿构造，脆性断裂构造是导矿、储矿的主要场所和有利部位。综上所述，有理由认为金厂峪金矿主要受到韧性剪切带的控制。
4.3.2 黄土梁金矿
黄土梁金矿位于张家口市赤城县境内，金矿床与水泉沟—大南山碱性杂岩体密切相关，在杂岩体附近发育了东坪、后沟、赵家沟、中山沟、黄土梁、金家庄、小营盘等一系列大中型金矿，素有“金三角”之美誉。金矿成矿作用与深源碱-钠交代作用有关，金矿床明显受到尚义—赤城韧性剪切带和崇礼—镇宁堡韧性剪切带之南侧的赵家沟—二堡子次级韧性剪切带控制。
水泉沟—大南山碱性杂岩体呈东西向展布，东西延长约55 km，南北宽约5～8 km，出露面积280 km2。岩体边界总体向外侧倾斜，北缘倾角陡，约70°～80°，南缘倾角较缓，约40°～50°，具有总体向南倾伏的趋势。岩体时代为海西期，岩体与围岩一般无截然界线，常常出现逐渐过渡带，在西部一般形成数十米至数百米的混合岩化带，东部往往与围岩呈断层接触或被后期岩体侵入。黄土梁金矿位于水泉沟—大南山二长杂岩体东北边部的内接触带之中，杂岩体的北东缘还发育了正长岩岩体，正长岩岩体总体为矩形，出露面积近2 km2。正长岩体发育碎裂结构和糜棱结构，块状构造，其北侧为二长花岗岩，岩石糜棱岩化明显，其南侧为斑状花岗岩。各类岩浆杂岩岩石化学成分中的K2O+Na2O平均值为8.7%～12.3%，碱度率AR为2.6～5.4，表明本区以钾质较高的碱性岩浆活动为主。
金矿脉呈脉状、大脉状、透镜状赋存于碱性正长岩体中，矿体形态不规则，沿走向及倾向多有分枝复合、尖灭再现、膨胀收缩等现象。主要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿，黄铁矿是主要载金矿物，金多呈细粒浸染状赋存在矿石裂隙、孔洞、矿物间或被其他矿物包裹。矿体工业平均品位4.83g/t，矿带及矿化带长约2000 m（这还不包括西部矿带），倾斜延深由原来的1180水平，向下延伸到了1020水平，矿床规模由中型极有可能扩大为大型金矿。找矿前景十分诱人，宏观上矿带走向近东西，倾角陡，倾向有所变化，总体向北陡倾，局部有向南陡倾现象，总起来看，矿化带产状与碱性杂岩体的产状比较一致。
从成矿、控矿和导矿构造分析来看，矿区的F1 断层产状走向近东西，向北倾斜，倾角70 °左右；而F4 断层位于矿体南侧，走向东西，向南倾斜，倾角60 °～80 °，研究认为，矿带两侧的断层（F1 和 F4）相对矿体而言均向外倾斜，空间上看，矿带完全处于两断层的下盘，越向深部越远离矿带，显然不是控矿构造（图4-5）。谁是控矿构造呢?详细的构造分析发现，在矿区第8勘探线矿带南侧发现了向北陡倾的糜棱岩带，该带宽约6 m以上，总体走向近东西，倾向北，倾角80 °～85°。糜棱岩带中石英被明显拉长定向，XZ轴比为6～30，甚至形成拔丝构造（强直糜棱岩），是一种构造形迹十分清楚的韧性剪切带。F4 断层在浅部与之叠加，断层中残留有糜棱岩构造角砾。根据变形特征及切割关系分析认为，韧性剪切带形成在前，是张宣幔枝构造形成期间的构造产物，而F4 断层为脆性断裂，是幔枝构造隆升后期产物。早期韧性剪切带中糜棱岩被改造成为F4 断裂的构造角砾岩。地面追索和钻探验证以及坑探施工均表明，韧性剪切带走向和倾向基本稳定，韧性剪切带的下盘没有任何矿化显示，已发现的几条矿体全部位于韧性剪切带的上盘（图4-5），如ZK8-1孔位于矿带北侧，以59 °的斜孔钻探，在标高1038 m处穿过糜棱岩带后没有发现矿化显示，见矿部位在韧性剪切带的上盘；ZK8-2孔在1110 m处穿过糜棱岩带后也未发现矿化，同样见矿部位也位于韧性剪切带的上盘；而在矿带南侧布置的ZK8-4 钻孔，钻孔为斜孔向北钻进，由于钻孔打在韧性剪切带的下盘，自然不会见到矿体。很显然，韧性剪切带应是矿区的成矿控矿构造，在该韧性剪切带的上盘可能由于正向拆离形成一系列“之”字形呈舒缓波状的陡倾次级断裂，矿体就是在这些次级断裂中形成富集，成为储矿构造。可以推论，该韧性剪切带是主导成矿控矿构造，含矿流体沿韧性剪切带向上迁移，在温度、压力等物理、化学条件的控制下，向上运移的矿液等流体达到上盘次级断裂之中沉淀、聚集形成矿体。这是由于上盘断裂是韧性剪切带的次级构造，并发育于韧性剪切带之上，故矿体只出现在韧性剪切带的上盘，不会延伸到下盘围岩。
图4-5 黄土梁金矿床矿体预测剖面图
问题的关键是黄土梁金矿的深部和外围是否还有找矿潜力?是否还有矿体存在?在东西向的韧性剪切带的走向上，以及韧性剪切带的上盘是否如构造分析的那样存在金矿体。在深部找矿方面，分析认为ZK8-2孔的上部见到的矿化只是深部矿体的头晕，在沿韧性剪切带倾向斜深300～400 m的范围仍有很大找矿潜力，经过深部沿倾向的穿脉坑探工程揭露，发现了宽30 m的矿脉，预计往北还会有2～3条矿脉存在。在外围找矿方面，河北省地质勘查局地质三大队在东部的32线—88线施工了9个钻孔，其中控制标高在1020水平以上的8个钻孔基本上全部见矿，一个深部远景孔也见有边界品位矿体，预计黄土梁金矿的黄金储量有望翻番。
关于成矿作用与成矿模式，牛树银教授（2002）认为，成矿作用以深部矿源为主，以围岩萃取为辅。我们基本赞同深部矿源为主的观点，能否形成工业矿体的关键是深部矿源的供给，而深部矿源供给的必要条件是深部通道的沟通。黄土梁金矿基本具备了上述条件。首先，张家口地区是强烈上隆地区，具备深部热流体携带重金属物质基础；其次，尚义—赤城韧性剪切带的深切和长期活动性，使本具有一定熔融性质的地幔岩减压释荷，形成深熔岩浆，在其上侵过程中，由于遇到中地壳的拆离剪切，可沿中地壳形成底板垫托式侵入，地球物理的地震测深和大地电磁测深反映构成中地壳低速高导层。同时，可沿中上地壳韧性剪切带形成一系列大小不等的基性—超基性侵入岩体。表明深部迁移通道已经打通，只是区域地质作用时强时弱，而深源通道必然也时断时续，以至形成构造岩浆活动，甚至成矿作用的多期次性。深部韧性剪切带成为控岩控矿的通道，而浅部的脆韧性剪切带及其上部派生的一系列次级断裂，成为很好的成矿扩容带。高异常地热梯度为含矿流体循环提供了热源，使深部幔源上涌含矿流体、岩浆热液、变质作用及岩浆岩化提供的流体构成深部还原环境的热上涌系统，携带来自深部的成矿元素为主以及萃取部分分散在围岩中的成矿元素，在韧脆性转换带的上部与地壳向下渗滤的氧化环境的大气降水相遇，形成氧化-还原环境，促使成矿元素在构造扩容带中沉淀、聚集成矿。与此同时，由于含矿流体的温度下降，流速降低，必然导致流体压力的下降。而压力的下降，络合物阴离子的释放，也可以促使金发生沉淀。断裂蚀变带中破碎的构造岩也会导致单位体积内比表面积增大，使得含矿流体与岩石间的热交换加强，因此，韧性剪切带上盘断裂有利于温度的急剧降低。温度的降低也会促使金发生沉淀。此外，断裂蚀变带中某些硫化物的混入，也会使含矿流体中杂质元素增多，从而有利于金的沉淀析出。特别是Fe2+、Cu2+、Pb2+、Zn2+等离子的加入，它们与含金流体反应，在形成硫化物的同时，引起金的析出，如2［AuS3］3-+3Fe2+→2Au0+3FeS2。流体中硫化物的析出，导致硫离子浓度降低，造成络合物的离解，从而形成自然金。
韧性剪切带及其控制的次级断裂是研究黄土梁金矿的重要成矿控矿构造，认真研究韧性剪切带对于黄土梁金矿实现找矿突破有着重要意义，有理由相信在水泉沟—大南山碱性杂岩体的“金三角”地带发现超大型金矿床是完全有可能的。
㈥ 韧性剪切带概念
韧性剪切带又称韧性断层，是指岩石中由强烈韧性剪切变形和塑性流动而形成回的线形构造带答，没有明显破裂面，但两侧岩石发生了明显位移。剪切带与围岩之间无明显界线，围岩中的标志层可以连续地穿过剪切带，它们可以发生偏转或改变厚度，但仍然保持其连续性。其小者可见于薄片中，大者宽几千米，延展可达数千千米。韧性剪切带在造山带、裂谷带的形成中起着重要作用，并且与成矿作用关系密切。韧性剪切带中、下部是地壳构造变形的产物，由于地壳隆起抬升和剥蚀作用而出露于地表（图7-6）。因此，它是研究和认识地壳深部构造变形作用的重要窗口之一。
图7-6 韧性剪切带从地壳深部到浅部的演化过程
（据Passchier et al.，1992）
a—地壳深部变形前均质体；b—形成韧性变形带；c—剪切带抬升期间再次活动变形，形成假玄武玻璃切割糜棱岩；d—最终抬升到地表
㈦ 韧性剪切带分区
近年来，对韧性剪切带的不断深入研究，使许多变质岩区组成与构造发生了重大变化，如冀东地区的“八道河群”或“遵化群”实际是一个多相韧性剪切带和多期岩浆杂岩侵入体组成的构造-变质-岩浆杂岩带；我国著名的鞍山式铁矿也不是一个简单的变质岩中的层位，它实际上由以磁铁石英质糜棱岩带和退变质的绿片岩组成的构造岩片的叠置。麻粒岩相的条带状片麻岩可能是深部构造韧性剪切带的产物，中浅变质层状岩系发育的挤压型及拉伸型顺层韧性剪切带的研究，揭示了早期变质岩区变形构造是相当复杂的。韧性剪切带是深部地壳中一个构造薄弱带，它通常构成地壳一个线型的热液蚀变带、退变质带、线形构造岩浆岩带，更重要的是韧性剪切带是某些矿产，特别是金矿矿床成矿集中区的普遍性控矿构造，是成矿物质的运移通道，研究意义十分重大。
根据河北省变质岩区域分布特点，结合变质岩变质程度和韧性剪切带的发育特点，将河北省的韧性剪切带划分为3个区域加以叙述。
4.2.1 冀东地区韧性剪切带
冀东地区的韧性剪切带极为发育，不同变质构造相和不同时期韧性剪切带的叠加复合关系十分明显。一般来说，绿片岩相韧性剪切带叠加在麻粒岩相和角闪岩相韧性剪切带上，角闪岩相韧性剪切带往往切割麻粒岩相韧性剪切带。构成了高级变质岩区十分特征的构造式样（表4-1）。
冀东地区在中深构造层次的韧性剪切带是以片麻岩为代表的面状构造和条带状构造极为发育为特色，总的规律是随变形强度的增加，岩石内部片麻理及条带状构造的发育程度也随之加强。矿物拉伸线理的统计学表明，麻粒岩相条件下的韧性剪切带，其拉伸线理较陡（60°～90°），而角闪岩相条件下的韧性剪切带的拉伸线理则较缓（0°～30°）。流褶皱十分发育，矿物粒度变化的总趋势是随着变形强度的增加逐渐变细。微观组构中，石英单晶拉长拔丝现象明显，大颗粒辉石由于受到强大的应力作用，以位错滑移的方式发生塑性变形，颗粒沿［100］面滑移而被拉长或拉开，成为首尾相接的小颗粒辉石，形成辉石链构造。麻粒岩相的韧性变形作用发生于较高的温度条件下，在变形作用过程中，易熔组分和难熔组分在应力作用下发生分异，长英质矿物的浅色条带不是机械作用的产物，而是化学分异作用的结果。强大的韧性剪切应力使紫苏辉石变得不稳定，有时会少量退变为红色黑云母，构成暗色条带的一部分。
表4-1 冀东地区韧性变形带简表
续表
续表
冀东地区绿片岩相条件下的韧性剪切带是以广泛发育糜棱岩类变质构造岩为特征，总的来看，面状构造中拉伸叶理平行应变椭球体XY面、a型褶皱和鞘褶皱均发育，包体发生细颈化现象。绿片岩相韧性剪切带与其围岩相比，最显著的特征是糜棱岩中矿物粒径变细。粒度变化最明显的矿物是石英，粒度减小的主要原因是在应力状态下重结晶作用造成的。显微组构中，石英条带、变形纹、机械双晶、核幔构造、旋转结构等均常见，矩形边结构和亚颗粒结构在条带状糜棱岩中也多有发育。在绿片岩相韧性剪切带内常常发育有条带构造，一般由单矿物相对聚集构成，其糜棱岩有几个明显的特点：①在变形程度较低的糜棱岩中条带状构造呈断续分布，显示出流动特征；②在变形程度较强的糜棱岩中条带分布连续，并且边界平直；③超糜棱岩中条带变窄，成为条纹。
4.2.2 太行山地区韧性剪切带
太行山地区的变质岩系主要发育在阜平和赞皇两个变质核杂岩穹窿之中，主要韧性剪切带形成于阜平期、五台期和吕梁期，规模不等，方向各异，韧性剪切带的性质可分为顺层推覆型、剪切推覆型、拆离滑脱型和叠加改造型等（表4-2）。
表4-2 太行山地区韧性剪切带简表
续表
阜平期韧性剪切带被认为形成于地壳较深层次，主要为顺层推覆型，其变形面的平面组合特点为向北西撕开，向南东收敛的扇形展布，其规模一般影响范围较大，长数十千米至上百千米，宽几百米至几千米。强烈的剪切褶皱变形，往往使岩石地层单元发生重复或缺失，在龙泉关—阜平—平阳一线形成强烈的柔流变形带，褶皱强烈向南倒转，甚至接近平卧褶皱。褶皱流变特征明显，其间所夹的角闪质岩层形成藕节状石香肠构造。韧性剪切带往往由强变形带与弱变形域相间分布，强变形带附近小构造极发育，露头尺度的剪切揉褶带、鞘褶皱、鱼群状石香肠构造、旋转残块、S-C组构、眼球状旋转体、“σ”型拖尾构造等均十分常见。线性混合岩化带，特别是矽线石带是阜平群阜平地区韧性剪切带存在的重要标志。如横山岭水库南韧性剪切带，在美国陆地资源卫星TM图像的假彩色合成影像图上表现为密集的细纹带，带宽2～5 km，细纹形态笔直，主要由微地貌沟脊构成，细纹带平行等距分布，且与实测片麻理方向一致，反映了岩石的构造变形特点。
五台期为推覆型韧性剪切变形带的形成期，韧性剪切带位于阜平变质核杂岩的西部神堂堡—长城岭—湾子—活川口一线，总体呈北北东向带状分布，北西向缓倾。特别是阜平西部的龙泉关—建屏一带的原龙泉关群，据李江海和钱祥麟（1991）对其变形变质特征详细研究后认为，原龙泉关群不是地层单位，而是阜平群经过构造改造叠加而形成的韧性剪切型构造岩。事实上杨杰（1937）即注意到该套地层是以眼球状片麻岩为主的岩系，是挤压变形的结果。经牛树银（1994）进一步研究，证明原龙泉关群为一套典型的韧性剪切变形带。五台期韧性剪切变形带的岩石都被构造平行化，其中揉流褶皱、构造透镜体、强干岩层形成的石香肠构造和糜棱岩都非常发育。糜棱岩中石英颗粒强烈拉长定向，多呈拔丝状，镜下见有石英核幔构造。构造岩中S-C组构、“σ”型糜棱岩、“δ”型糜棱岩均很普遍。五台期面理、线理组构在赤平投影图上反映的主要剪切方向为295°，倾角24°。总体构造形态呈正扇形挤出状，规模巨大的五台期北北东向延展的韧性剪切带，叠加在阜平群近东西向剪切变形带之上，形成构造的横跨叠加现象。
吕梁期韧性剪切变形带主要形成在早元古代裂陷槽挤压闭合的吕梁运动主旋回时期，其形成规模一般较小，往往沿古元古界与太古宇之间的不整合面发育，以逆冲推覆型为主。在韧性剪切带的强烈部位，可以使地层大幅度减薄，甚至断失某些层位。其中拉伸线理剪切揉皱、砾石的拉长均很发育。
应当指出，在阜平、赞皇两变质核杂岩的周缘，发育了穹状分布的糜棱面理构造，该构造面应属于中生代至新生代变质核杂岩隆升阶段的产物，与区域新元古代和太古宙形成的韧性剪切带有重大区别。
4.2.3 冀北冀西北地区韧性剪切变形带
冀北冀西北地区出露的元古宙和太古宙变质岩系比较复杂，韧性剪切带主要发育在变质岩区。韧性剪切带以各类糜棱岩的广泛出露为特征，糜棱岩的主要种类有碳酸盐岩质糜棱岩类、长英质糜棱岩类、斜长角闪岩质糜棱岩类和云母石英质糜棱岩类（表4-3）。
表4-3 冀北冀西北地区韧性剪切带简表
续表
韧性剪切带在卫星遥感图像中以汤河口—古北口韧性剪切带影像特征表现最为清楚，具有典型意义。在美国陆地资源卫星（TM123波段）032景假彩色合成图像上，表现为一条密集的细密影纹带，实地最宽处达10 km，狭窄处约3 km，细密影纹主要是由近东西向的小沟或山脊构成的微地貌，这些小沟和山脊多数笔直，或长或短，断续相连，其细密影纹方向和宏观山体走向不一致，而与韧性剪切带走向完全一致。韧性剪切带中矿物发生压扁和拉长而发生定向排列，由于矿物成分和结构构造的差异，在地表风化作用下，便形成了沿韧性剪切带优势方向的定向微地貌景观。这样就为韧性剪切带在遥感图像识别上提供了影像基础。
冀北冀西北地区韧性剪切带总的特征是以发育各类糜棱岩、糜棱岩化变质岩和变晶糜棱岩为变形标志，在过去地质工作中已经厘定的几条重要深断裂之内均有韧性剪切带存在，是断裂构造在地壳较深部位存在的重要证据之一。这些深断裂有尚义—平泉、丰宁—隆化、大庙—娘娘庙、康保—围场、上黄旗—乌龙沟等深断裂。韧性剪切带长数千米至上百千米，宽从数百米至十余千米不等，多数呈不规则带状延展，往往是强变形带与弱变形域相间分布，垂直韧性剪切带的走向变形岩石一般在剖面上表现为：初糜棱岩—糜棱岩—超糜棱岩变化，变形岩石的退变质现象常见。韧性剪切带中糜棱面理（Sa）和剪切面理（Sa）、拉伸线理、“a”型褶皱、鞘褶皱、无根钩状褶皱均十分发育。韧性剪切带的形成时代主要为地壳演化早期的基底形成时期，地壳处于高度塑性状态下的产物，一般经过了板块内刚性状态下的脆性变形的叠加过程。
值得一提的是，在冀北地区丰宁、承德南部翻字牌—北道毛子一带存在一套长期认为时代不明的所谓“M地层”。经1∶20万比例尺丰宁幅区域地质调查（修编修测）和王建民（1991）研究认为，冀北地区的“M地层”实属一套强烈韧性剪切变形的区域动力变质岩系，不具有地层意义，是中元古代以来规模巨大的北西向韧性剪切带，是一套复杂的高应变带。
㈧ 买什么材质的砧板好
砧板又叫菜板，是在厨房中重要的其中一部位。当我们切菜、切肉的时候都会需要用到砧板。所以在选择砧板时应该注意砧板的，下面小编为大家介绍砧板的材质，以及优缺点，以便大家参考。
砧板一般分为木质砧板、竹子砧板、塑料砧板、玻璃砧板等。
㈨ 毛边与卡片材料的特性（如韧性或脆性，塑性）还有切割冲压速度有什么关系
提问后，请您切记在15天内处理您的问题，否则将辜负回答您问题的热心网友，作为惩罚，我们会扣除您20分积分，您可以有如下选择：
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您可以选出2－3个候选答案，当投票时间达到 5 天，投票自动结束，
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㈩ DC53是什么材料
DC53的用途：
1.冲栽模具、冷作成型模具、冷拉模具
2.成型轧辊、冲头
3.线切割加工的精密冲裁及各种用途冲压模
4.难加工材料的塑性变形用具
DC53与SKD11的性能对比：
1. DC53在SKD11基础上改良，热处理后硬度高于SKD11，高温回火后可达62-63HRC高硬度，在强度方面超过SKD11。.
2. 韧性度是SKD11的两倍。DC53的韧性在冷作模具钢中较为突出， 用DC53制造的很少出现裂纹和崩裂，大大提高了使用寿命。
3. 线切割加工后的残余应力，经高温回火减少了残余应力。 大型模具和要求精密之模具在线切割加工后的裂纹和变形得到抑制。
4. 切削性超过SDK11，DC53的切削性优于SDK11。 因此，使用DC53可增加模具寿命和减少加工工序。
DC53的使用特性:
1. 被切削性，被研磨性良好：
被切削性，被研磨性皆比SKD11优秀，所以加工工具寿命较长，加工工时数较省。
2. 在热处理上之优点：
淬火硬化能比SKD11高，所以可改善真空热处理时硬度不足之缺陷。
3. 在线切割加工上之优点：
藉高温回火可减轻残留应力及消除残留沃斯田铁，能防止线切割加工产生龟裂、变形之困扰。
4. 在表面硬化处理上之优点：
表面硬化处理后表面硬度比SKD11高，因此可提高模具性能。
5. 在修补焊接作业上之优点：
由于预热及后热温度均比SKD11低，所以修补焊接作业较简便。