Ejemplos de investigación de eventos geológicos
1. Antecedentes geológicos regionales
El área de Santunying en el este de Hebei y el oeste de Hebei fue un método avanzado de mapeo geológico regional de gneis 1:50.000 llevado a cabo durante el período del Octavo Plan Quinquenal ( 1986 ~ 1990). El área piloto para el estudio. Su ubicación (Figura 9-2-1) es adyacente al cinturón estructural lineal de gneis multietapa Santunying Zunhua-Qinglong al oeste y al cinturón estructural elíptico compuesto de gneis Santunying-Taipingzhai al este (Yang Zhensheng et al., 1997) . Antes de mediados de la década de 1980, siempre se creyó que el área estructural elíptica compuesta estaba compuesta por el Grupo Qianxi de facies de granulita, y la zona lineal en el lado oeste estaba compuesta por el Grupo Zunhua o Grupo Badaohe de facies de anfibolita. Cinco años de práctica con el nuevo método de mapeo han demostrado que el área estructural elíptica compuesta está compuesta principalmente de roca plutónica metamórfica (gneis de Santunying). He Tongxing et al. (1992) afirmaron que el gneis de diorita-cuarzo diorita de Perilla; la composición de la zona lineal en el lado oeste es mucho más compleja que la zona estructural elíptica en el lado este. Está compuesto por el gneis de Santunying que ha sido transformado y reconstruido a través de múltiples etapas de deformación por cizallamiento dúctil y las rocas de la corteza superficial del Grupo Zunhua distribuidas en formas similares a lentes de diferentes tamaños a lo largo de una línea recta. Al mismo tiempo, hay muchas intrusiones lineales de rocas magmáticas arcaicas ultramáficas básicas y de ácido intermedio. Este cinturón lineal es en realidad un enorme cinturón de actividad tectónico-magmática del Arcaico Tardío.
Figura 9-2-1 Mapa geológico arcaico del área de Zunhua-Qinglong en la provincia oriental de Hebei
(Según Yang Zhensheng et al. 1997)
1 -Santanying - Zona estructural elíptica compuesta de gneis de Taipingzhai; 2- Zona estructural de cúpula de gneis de Cuizhangzi; 3- Zona estructural de cúpula de gneis de múltiples etapas de Zunhua-Qinglong 6-; Serie de granito potasa perilla; 7- Serie de granito tonalita-ordovícico; 8- Xenolito de corteza superior; 10- Granito de Yanshan; 12-Color mixto; 15 fracturas; 16 áreas de estudio detallado: A-1: mapa del campamento Santun de 50.000 y distrito de estudio detallado del mapa del campamento Lanqi (1986 ~ 1990).
2. Determinación de las zonas de corte dúctil de las facies estructurales profundas e intermedias.
(1) Proponer la zona de corte dúctil de las facies estructurales profundas y la desintegración del Grupo Qianxi original: Santun El gneis de alta ley al este del campamento tiene gneis obvios, con facies de gneis y granulita bandeada. Estos gneises en capas alguna vez se llamaron Grupo Qianxi y se dividieron en la Formación Shangchuan inferior y la Formación Santunying superior según sus características compositivas. La forma general es casi empinada en dirección norte-sur. La investigación sistemática sobre mapeo geológico 1:1000 y secciones medidas en esta área (Yang Zhensheng, 1992; Liu Zhihong, 1992; Liu Yongjiang, 1992; Yang Zhensheng, Liu Zhihong, Liu Yongjiang et al., 1997) confirmó que esta estructura en capas es compuesto de biotita primaria. Se forma por deformación por cizallamiento dúctil del gneis de plagioclasa Perilla y del gneis de grano medio grueso y débil. Se pueden dividir diferentes niveles de zonas de deformación debido a las diferentes fuerzas de deformación (Figura 9-2-3; Imágenes 112 ~ 113). ). La composición mineral y la estructura de la roca original cambiaron en consecuencia en diferentes zonas de deformación. En la zona de deformación fuerte, el tamaño de grano de los minerales de roca es generalmente de medio a fino, y la fuerte estructura de bandas de esquistosidad es obvia. En la zona de deformación fuerte, el piroxeno de perilla no orientado de grano grueso original tiene una estructura de cadena de grano fino (deformación temprana del piroxeno de perilla y expansión direccional de fractura, formando una lineación de tracción mineral pasiva). Al mismo tiempo, a medida que disminuye el piroxeno, aumentan los minerales de biotita y hornblenda, lo que hace obvia la orientación de los minerales activos en la misma estructura (Figura 9-2-3b). El grado de metamorfismo de la roca cambia de la subfase de granulita anfíbol a la subfase de granulita anfíbol, que es una reacción metamórfica retrógrada obvia. Se puede ver en el mapa estructural recientemente compilado marcado por zonas de fuerte deformación que las zonas de corte dúctil de tipo de fase estructural profunda están distribuidas en una red (Figura 9-2-2). Las rocas metamórficas supracrustales del gneis Santunying se distribuyen en el gneis en forma de diversas inclusiones. Debido a su pequeña escala y distribución dispersa, es imposible reconstruir el sistema estratigráfico, por lo que deben denominarse colectivamente conjunto de rocas supracrustales de Qianxi.
Figura 9-2-2 Mapa de distribución de zonas de deformación dúctil en el área de Houzhuang al este de Santunying
(Según Liu Zhihong 1992)
1-cuaternario; 2-Complejo de roca ultrabásica básica metamórfica; 3-gneis de plagioclasa de perilla de color claro (gneis de santunying); 5-gneis de plagioclasa de perilla de biotita (gneis de santunying); -zona de deformación dúctil de capa; 8-zona de deformación dúctil de fase poco profunda; 9-falla frágil; 10-límite geológico; 11-aparición de foliación y estructura Zona de diferenciación; 12 - Ocurrencia de lineación de tracción mineral
(2) Establecimiento de la zona de corte dúctil de la fase tectónica central: a través del Zhuangzi al sur del granito Yanshanian en Gaojiadian al oeste de Santunying - Se encontró un estudio sistemático del mapeo estructural a gran escala del área de Zhangzhuangzi y el perfil medido de Weizhuang-Taoshugou al norte de Santunying que el área era originalmente los estratos del Grupo Zunhua, pero en realidad es una unidad de gneis largo con talud de biotita y albahaca de Santunying, esta unidad ha sido modificada en diversos grados por deformación dúctil de fases estructurales profundas y también por cizallamiento dúctil (Liu Zhihong, 1992 ; Yang Zhensheng, Liu Zhihong, Liu Yongjiang et al., 1997). La zona de corte dúctil dirigida hacia el NE de esta fase estructural central tiene una distribución lineal obvia. Las zonas de fuerte deformación divididas por la intensidad de la deformación varían en ancho, algunas son muy estrechas, de solo unos pocos metros de ancho, y otras pueden alcanzar cientos de metros. paralelos entre sí. En la composición mineral de la zona de deformación fuerte, todos los minerales de piroxeno desaparecen y los nuevos minerales de biotita y hornblenda están obviamente orientados, formando una fuerte foliación (Figuras 9-2-4 y 9-2-5).
Figura 9-2-3 Sección transversal medida de la zonificación de la deformación del gneis en el gneis de Santunying en el embalse de Houzhuang al este de Santunying.
(Según Yang Zhensheng, Liu Zhihong, Liu Yongjiang et al. 1997)
a——La combinación de tejido y minerales de gneis de biotita perilla plagioclasa con diferentes intensidades de tensión en estructuras profundas fases Características evolutivas; B—Boceto bajo un microscopio (aumento: 6×10)
3. Determinar la importancia de los eventos complejos de deformación por corte dúctil para establecer la secuencia de eventos geológicos en el área de estudio.
(1) Está claro que el sistema estratigráfico original del Grupo Qianxi al este de Santunying no existe en el área de Santunying. El cuerpo principal aquí es un conjunto de gneis de biotita perilla plagioclasa (roca plutónica metamórfica de Santunying). Tunying gneis), entre las cuales inclusiones esporádicas como roca epicrusta metamórfica de alto grado deberían ser las rocas más antiguas en esta área (roca epicrusta Qianxi), que se componen de la foliación de la construcción ovalada dúplex del gneis Santunying. Sobre esta base, se transforma a partir de la deformación por corte dúctil de la fase estructural profunda en forma de red (Imágenes 116 ~ 117).
(2) La zona de corte dúctil mesomorfa lineal que se encuentra al oeste de Santunying está formada por deformación por corte dúctil de fases estructurales profundas sobre la base del gneis de Santunying. Por lo tanto, este gneis en capas no forma parte del llamado Grupo Zunhua, sino que es el resultado de la deformación por corte dúctil de dos fases estructurales diferentes en la unidad de gneis de Santunying. Debería ser una fase de granulita a anfibolita. Aparece como el producto de la deformación por corte dúctil compuesta. Por lo tanto, en la zona de corte dúctil lineal compuesta de Zunhua-Qinglong, además de la unidad de gneis Santunying, también hay grandes inclusiones del Grupo Zunhua y gneis Yuqiuhua (2515 2Ma) (Imágenes 118 ~ 165438+). Dado que la zona de corte medio dúctil tuvo un impacto en las rocas intrusivas de 2500 Ma mencionadas anteriormente, indica que el tiempo de formación de la zona de corte medio dúctil debería ser después del evento de intrusión de magma neoarqueano tardío en esta área.
(3) La pared de roca básica de Shimen (anfibolita) distribuida en dirección noroeste en esta área cruza la zona de corte dúctil compuesta antes mencionada (Figura 9-2-5). Se infiere que el Shimen. La pared de roca es producto de la Era Paleoproterozoica. Por lo tanto, el tiempo de formación de la zona de corte compuesta debe ser posterior a la formación del Neoarqueano y antes de la intrusión de la pared de roca de Shimen.
Figura 9-2-4 Mapa de distribución de la zona de deformación dúctil de Zhuangzi en el oeste de Santunying
(Según Liu Zhihong 1992)
1-Cuaternario; Granito mesozoico (granito de Gaojiadian); pared de roca de 3-Shimen; gneis de plagioclasa de hornblenda de 4-biotita (gneis de santunying) y cuarcita de 6-magnetita; zonas de falla y fallas; zona de deformación dúctil de fase poco profunda; zona de deformación dúctil media de 9; zona de deformación dúctil estructural profunda; 11-Ocurrencia de zonas de foliación y diferenciación estructural; p>(2) Muros de roca básicos y Determinación de eventos de deformación en zonas pronunciadas.
1. Antecedentes geológicos regionales
El antiguo complejo metamórfico precámbrico expuesto en el noroeste continental de Escocia y las Hébridas Exteriores occidentales se llama Complejo Lewis. Esta zona forma parte del Cratón del Atlántico Norte (Windley, 1984). En el Complejo de Lewis, la discordancia está superpuesta por la serie metamórfica de Toridón y los estratos de carbonato clástico del Cámbrico-Ordovícico. El complejo de Lewis distribuido aquí se puede dividir en dos grupos de gneis en función de si fue afectado por el evento tectónico-magmático del período Paleoproterozoico Lafaliano. El gneis que no se ve afectado en gran medida se llama gneis de lavado; el gneis afectado es gneis de Lexford. Basándose en esta característica, Park y Tarney (1987) dividieron el rango de distribución del Complejo Lewis en el noroeste de China en tres regiones: norte, centro y sur (Figura 9-2-6). Las partes sur y norte están compuestas principalmente por gneis Lexford, mientras que la parte central está compuesta por gneis Scauri, que conserva intactas las características metamórficas de alto grado de la fase granulita. Además, en la región sur se encuentra el Grupo Paleoproterozoico de Lagos Moray, que se extiende hacia el noroeste. Las paredes de roca aluvial que atraviesan el área desde el noroeste son un símbolo importante del área.
Figura 9-2-5 Sección de zonificación de deformación de roca medida de la estructura Weizhuangqiaotou-Taoshuwa en Santunying, Guizhou occidental
(Según Yang Zhensheng, Liu Zhihong, Liu Yongjiang et al. 1997 )
(arriba) y las características de evolución de la estructura y el conjunto mineral de los gneis compuestos formados en las rocas originales de diferentes zonas de intensidad de tensión durante el período tectónico central (en la imagen de arriba estoy la pared de roca de Shimen, debajo el microscopio El aumento del boceto es 5×10).
2. Estructura de cinturón empinado en la región norte
Originada en el noroeste de Escocia, la estructura de cinturón empinado con tendencia noroeste compuesta por el Complejo Lewis es un paisaje estructural único. Las imágenes 120 ~ 121 son afloramientos en la costa atlántica en el lado oeste del lago Eribor (Bahía de Eribao) en la región norte. Están compuestos de gneis con bandas de color claro y roca básica oscura, con cinturones estructurales empinados evidentes, entre los que se encuentra el lago The. Los diques de granito de Sford y los diques de pegmatita granítica están intersecados por capas de roca paralelas, y las rocas básicas más anchas tienen una estructura de banda de gneis de pared-roca paralela obvia. Incluso algunas rocas básicas delgadas y oscuras tienen un evidente pellizco estructural debido a una fuerte compresión. Todas estas rocas máficas son parte del Scurry Dyke, pero fueron fuertemente deformadas y modificadas durante el Período Lexford. Las imágenes 122 ~ 123 muestran las características estructurales de la propia pared de roca en el plano. A través del mapeo sistemático de áreas clave, se encontró que el dique de Skowry también está ampliamente presente en los gneis de Skowry en el área central, pero el dique en sí no se ha visto afectado por la deformación y la estructura de magma original está bien conservada (Imagen 126 ~ 127), pero habiendo entrado en la zona de influencia de Lexford, no sólo el gneis Scauri en fase de granulita producido suavemente cambió gradualmente a un gneis en capas muy inclinado distribuido en dirección noroeste.
3. Gneis Skulli y pared de roca Skulli en la zona central.
La región central es un cuerpo geológico metamórfico avanzado conservado en el Complejo Lewis en el noroeste de Escocia, que básicamente no se ve afectado por la deformación y los eventos magmáticos del período Paleoproterozoico de Lexford. El Skowry Gneis es un conjunto de gneis de granito monzonítico, diorita y cuarzo con características estructurales de bandas distintivas. Hay muchas bandas y lentes de rock oscuro, que están plegados en pliegues horizontales muy complejos (Foto 124), y también hay diferentes estilos de pliegues superpuestos en áreas locales (Foto 125). Todo el asunto es un estilo estructural de cúpula (o trasera) amplio y modesto. Los diques máficos de Skowry que corren hacia el noroeste en el área central no solo corren a lo largo de fallas extensionales, sino que un número considerable de estos diques están en contacto directo con el gneis de Skowry que se transforma en gneis de bandas verticales. Esta relación de contacto se puede ver claramente en la Imagen 122, que es una estructura de magma residual bien conservada en la pared de roca básica de Skuli que no ha sufrido deformaciones ni transformaciones posteriores. Attfield (1987) encontró que hay una zona de corte dúctil en el gneis de Scurry, la zona de corte de Canisp, que está invadida por el antiguo dique máfico de Scurry. De hecho, la Zona de Corte Dúctil de Lexford (LSZ) que separa las partes norte y central se formó en el Período Inveriano (Figura 9-2-7), antes de la intrusión del Muro Scully, y a lo largo de este corte dúctil El Scully intrusivo La deformación de las paredes es producto del período lexfordiano. Por lo tanto, la zona de corte dúctil de Lexford es en realidad una zona de corte dúctil compuesta, es decir, una zona empinada compuesta.
Figura 9-2-6 Mapa geológico del noroeste de Escocia
(Simplificado según Park y Tarney, 1987)
1—Post-Lewis caprock 2; -El borde occidental del Caledon; 3-Rocas de la corteza superior; 4-Rocas intrusivas de Lexford; 5-Complejos de Lewis indivisos. LSZ - Zona de corte de Luxford; CSZ - Zona de corte de Canispur; LMG - Grupo Mary Bay; OHF - Falla exterior de Halliday; SHIC - Complejo ígneo de South Harris
4. y paredes de roca para establecer la secuencia de eventos geológicos en el área.
Décadas de investigación sobre la relación entre la zona escarpada y el dique Scauri en el Complejo Lewis en el noroeste de Escocia han demostrado que desde la formación del gneis Scauri hasta la evolución histórica de la etapa Lexford, pasando por el Canisp zona de corte dúctil El descubrimiento y establecimiento de la zona de corte dúctil de Lexford como una zona de corte dúctil sugiere que el evento tectónico inveriano (la formación de las zonas de corte dúctil de Canisp y Laxford) precedió a la intrusión del muro Scauri, que luego fue penetrado. Durante el Lexfordiano, la Zona de Corte Dúctil de Lexford, incluida la intrusión de Scully Wall, se deformó y transformó durante el Lexfordiano, junto con láminas de granito y pegmatitas.
La Figura 9-2-7 es un diagrama estructural esquemático de la Zona de Corte de Lexford (LSZ) en el borde norte del bloque Arcaico central en la Figura 9-2-6.
(Según Coward 1984)
La pared de roca Scauri ha atravesado el pliegue Scauri (Infri), volviéndose más intensa en el noreste, con la mayor deformación a mediados del siglo XIX. zona de corte La ubicación está marcada por la zona de lámina de granito 1-pared de Scowry; 2-foliación de gneis 3. Linealización de rastros estructurales tardíos; 4-zona de lecho de granito; Información del evento de la zona de corte dúctil Dongjiagou-Dengshahe en el área de gneis del sur de Liaoning.
1. Antecedentes geológicos regionales
Al este del área de Dalian Jinzhou en el sur de Liaoning, entre el antiguo basamento de gneis y la cubierta sedimentaria neoproterozoica-paleozoica en la montaña Daheng y sus áreas orientales. La relación de contacto entre ellos es una falla de desprendimiento dúctil con características obvias, también conocida como falla de desprendimiento. Bajo esta falla, se forma una zona de corte dúctil casi de este a oeste en el sistema de gneis del basamento, con un ancho expuesto de 1 a 5 km y que se extiende por más de 30 km (Figura 9-2-8). Consiste en series de milonitas con diversos grados de milonitización, remanentes de la roca original que no han sido afectadas por milonitización y algunas vetas graníticas de diversos anchos intruidas durante los períodos sintectónico y post-tectónico (Foto 128). Aunque la aparición de toda la zona de corte fluctúa, el rendimiento general es fluido. A través del mapeo geológico regional 1:50.000 y 1:250.000 realizado por el Instituto de Estudios Geológicos Provinciales de Liaoning en los últimos diez años, se ha comprendido claramente el panorama completo. Con base en la edad isócrona Rb-Sr del granito intrusivo sintectónico, se determinó que era un producto del período Indosiniano, y se creía que este gran cinturón de milonita era parte de un sistema estructural de desprendimiento de lecho bajo el mecanismo de corte horizontal temprano de Indosinio. . El centro del tema discutido en esta parte es analizar la organización interna y la estructura de la zona de corte dúctil de Dongjiagou-Dengshahe, descubrir algunos cuerpos geológicos sospechosos, rastrear su origen y luego discutir la formación y el desarrollo de la zona de corte dúctil. Proceso de evolución de eventos geológicos relacionados.
2. La composición y estructura interna de la zona de corte dúctil de Dongjiagou-Dengshahe.
La zona de corte dúctil de Dongjiagou-Dengshahe se produce en las áreas adyacentes de la serie de rocas del basamento y la roca de cobertura. El basamento se compone principalmente de tres conjuntos de gneis (Figura 9-2-8). Según su secuencia, la unidad geológica más antigua y antigua de la zona se llama Complejo Desheng Gneis, que consta de un conjunto complejo de gneis de plagioclasa de biotita rayada y escamas de plagioclasa de biotita de hornblenda. Está compuesto de gneis y anfibolita y contiene cantidades variables de. metamorfismo. Encima está el gneis plagioclasa biotita de hornblenda rayado (gneis Liangjiadian) con una litología relativamente simple, y la última unidad es el gneis Buyunshan de escala relativamente pequeña (monzogranito de mica negra de grano medio fino). La zona de corte dúctil Dongjiagou-Dengshahe se produce básicamente en el gneis cerca de la roca de cobertura. La serie de gneis es generalmente muy suave, con un ángulo de inclinación general de 10 a 20 grados y un ángulo de inclinación local de 30 a 40 grados.
Figura 9-2-8 Diagrama esquemático de la estructura geológica Dongjiagou-Liangjiadian en Dalian, sur de Liaoning
(Basado en la simplificación del mapa geológico 1:250.000 de Jinzhou et al. .
, 2006)
1-Cuaternario; 2-Granito milonitizado del Triásico Medio; 3-Neoproterozoico-Paleozoico; 4-gneis de Buyunshan (biotita de grano medio-fino; 2 gneis de feldespato); gneis); complejo de gneis de 6-Desheng (gneis de plagioclasa de biotita, gneis de plagioclasa de biotita) 7-Falla de desprendimiento dúctil principal de Dongjiagou 11-; Ocurrencia de gneis; 12-zona de milonita Ocurrencia de foliación prismática; 13 - el límite de transición entre la zona de corte dúctil y el complejo de gneis del norte
Tipos de residuos de protolitos en la zona de milonita
dúctil cizallamiento La roca original de la zona incisa está compuesta principalmente por el complejo de gneis de Desheng, que sufre una deformación por desprendimiento de cizallamiento dúctil de este a oeste a través de la fase estructural poco profunda, lo que resulta en milonitización, lo que resulta en la transformación del complejo de gneis de anfibolita a anfibolita. Después del metamorfismo de la fase de esquisto verde, los gneis y las estructuras rayadas desaparecieron y fueron reemplazados por la foliación de milonita. Al mismo tiempo, debido a la deformación desigual, muchos restos de roca originales se conservan en este amplio cinturón de milonita, principalmente los siguientes:
(1) Hay lentes de roca originales de diferentes escalas, lo que indica que la roca original La roca es equivalente a la composición del complejo de gneis Shengli, como los restos de pliegues de gneis bandeados a gran escala como se muestra en la Figura 9-2-9, y la penetración de gneis de plagioclasa como se muestra en la Figura 9-2-10. Restos lenticulares de nubes negras rayadas de menor escala.
(2) Existen lentes de roca metamórfica ultrabásica de diferentes tamaños en la zona de corte dúctil. Como se muestra en la Figura 9-2-11, hay un anfíbol lenticular en la milonita. La lente anfíbol más grande está dividida en varios bloques pequeños por dos conjuntos de juntas de corte. Se puede ver una muy obvia en el borde del bloque. compuesto de actinolita de color verde claro (evidencia confiable de degeneración).
Figura 9-2-9 Inclusiones estructurales de pliegues grandes en la zona de milonita
1-Milonita; inclusiones estructurales duales
Figura 9 -2-10 Cinturón de milonita inclusiones estructurales plegadas
1-vena félsica; 2-pegmatita estriada; 3-milonita; gneis de plagioclasa de 4 diópsidos
Figura 9-2-11 Distribución de inclusiones de anfíboles en la zona de milonita
1—vena félsica; 2—milonita; roca anfíbol triangular
Figura 9-2-12 Sección paralela al eje X de la zona de milonita de Shangtundonggou
1 Vetas félsicas con estructuras rayadas; Vena de 2-Pegmatitas, con estructura rayada; roca básica metamórfica de 3 lentes; esquistosidad de 4-milonitas
(3) En la cizalla dúctil se puede observar cierta escala de cuerpos estratificados de hornblenda. zona, como como se muestra en la Figura 9-2-12. Se trata de una lente anfíbol, de 20-40 cm de ancho y 4-5 m de largo, distribuida paralelamente a la foliación de milonitas. Ha experimentado diversos grados de degradación, especialmente en el borde de la hornblenda. Hay un borde degradado cloritizado evidente, que está compuesto por hojas de clorita.
Características de los granitos sintectónicos y posttectónicos
Además de diversos componentes protolíticos que quedan en la zona de milonita, también existe una actividad magmática de granito rojo muy característica. Las principales manifestaciones son:
En la zona de cizalla (1), cercana a la superficie principal de desprendimiento, este granito rojo se distribuye en la zona de milonita en vetas de diferentes anchos. Las vetas de granito en este tipo de vetas de granito tienen tejidos direccionales obvios y forman estructuras en forma de tiras, que pueden denominarse vetas de granito emplazadas sintectónicas. Debido a que la vena corre paralela a la foliación de milonita, en realidad es una lámina lenticular, algunas bastante gruesas. Como se muestra en la Figura 9-2-13, las vetas de granito rayado con un espesor mayor a 1m en la parte inferior se mantienen intactas, mientras que algunas vetas de granito rayado más delgadas, junto con foliaciones de milonita, sufren una deformación progresiva en la zona de corte dúctil que las une. forman pliegues de discordancia complejos (como se muestra en la Figura 9-2-13, pliegues en forma de vaina superior e inferior semicerrados y completamente cerrados), Figura 9-.
Figura 9-2-13 Pliegues de vaina en milonita de Shandonggou
1-Esquisto de milonita; 2-Venas de granito con estructura rayada
Una sección transversal del Zona de milonita de Shangtundonggou perpendicular al eje X.
1. Venas félsicas con estructura rayada; 2. Venas de pegmatita con estructura rayada; 3. Pliegues en forma de concha en la zona de deformación dúctil;
(2) Allí; También hay vetas de pegmatita de granito rojo rayado en las Figuras 9-2-10, 9-2-12 y 9-2-14. De hecho, estos diques de granito y pegmatita son producidos por batolitos sintectónicos intruidos a lo largo de foliaciones de milonita.
(3) Otro tipo de granito rojo y pegmatita tiene una relación intrusiva obvia con la milonita. Como se muestra en la Figura 9-2-15, la rama de granito que corta la foliación de milonita es parcialmente fina y también atraviesa la misma. foliación de milonita, pero no hay tejido direccional en este tipo de veta de granito, que mide 1 m en la Figura 9-2-16. Este tejido libre de deformaciones de granito y pegmatita perpendicular a la foliación de milonita es obviamente producto de la formación de zonas de corte dúctiles que pueden pertenecer al mismo origen y a diferentes etapas de intrusiones que las vetas sintectónicas bandeadas mencionadas anteriormente.
Figura 9-2-15 Vetas de granito y su deformación de pliegues anchos y suaves en los emplazamientos tectónicos medio y posterior del cinturón de milonita
Milonita de 1-Granito; Las imágenes de rocas 9-2-9 ~ 9-2-16 son citadas de Yang Zhensheng et al.
Figura 9-2-16 La pegmatita postectónica que penetra a lo largo del esquisto de milonita forma pliegues amplios y suaves junto con el esquisto.
1—Pegmatita; 2—Esquisto de milonita
3. La relación entre la zona de corte dúctil de Dongjiagou-Dengshahe y el complejo de gneis en su lado norte.
Como se puede ver en la Figura 9-2-8, existe una relación de transición entre los dos. La Figura 9-2-17 es un representante de esta relación de transición. Aquí, el gneis de biotita plagioclasa se ve afectado por la milonitización, y también hay gneis de biotita plagioclasa no afectados. El interior de las vetas de plagiogranito blanco básicamente no tiene deformación, pero su forma ha demostrado que se ha alargado y adelgazado parcialmente debido a la deformación.
Figura 9-2-17 El granito de plagioclasa blanco en el gneis de plagioclasa de biotita débilmente milonitizado es ligeramente lenticular (al sur del este de Liujiadian).
1-Gneis de plagioclasa biotita milonitizado; 2-Gneis de plagioclasa biotita; 3-Granito de plagioclasa blanco
Figura 9-2-18 Características de aparición de vetas de granito de plagioclasa blanca en gneis de hornblenda de biotita ( Liangjiadian)
1—Gneis de hornblenda de biotita; 2—Granito de plagioclasa blanca
Para la roca original de las vetas de plagiogranito blanco milonitizado (Figuras 129, 130, 131) en la zona de corte anterior. , se puede ver en la Figura 9-2-17 y la Figura 9-2-18, que pueden inspirarse en la Figura 9-2-19, que muestra un ejemplo de clasificación y agregación de la composición mineral causada por niveles casi horizontales. La roca oscura degradada en la zona de corte sur también es este tipo de gneis. La manifestación de inclusiones medianas o cortes de roca básica intrusiva que se modifican por zonas de corte poco profundas (Figura 9-2-20).
Figura 9-2-19 Gneis bandeado mesozoico formado por deformación por corte dúctil en lecho en gneis de anfibolita de biotita (Liangjiadian).
1-Banda oscura (biotita enriquecida y hornblenda); 2-Banda clara (plagioclasa blanca y banda de enriquecimiento estacional)
Figura 9-2 -20 Gneis de anfibolita de biotita (al sur de Liangjiadian). ) rodajas de anfibolita de plagioclasa con bordes condensados
1—Gneis de anfibolita de biotita; 2—Roca de gneis de anfibolita de plagioclasa
4 Secuencia evolutiva de eventos tectónico-magmáticos en zonas de corte dúctil.
La zona de corte dúctil de Dongjiagou-Dengshahe es una zona de corte dúctil casi horizontal de fase estructural poco profunda, superpuesta a una zona de gneis estructural que ha experimentado anatexis debido al desprendimiento horizontal de la estructura central, un deslizamiento. de este a oeste se produjo a principios del período indosiniano. Las primeras vetas de granito rojo y escamas de pegmatita se formaron a lo largo de esta zona junto con la foliación de milonita, bajo la acción de corte a lo largo de la foliación, los pliegues de reología de corte desiguales en la zona de corte fueron causados por una deformación progresiva, y luego fueron simultáneamente El magma granítico se volvió a formar. penetró para formar granito y pegmatita similares a rocas.