剪切帶斷層泥特征及其在膠東金礦床研究中的應(yīng)用

高幫飛，楊立強(qiáng)

（1．中鐵資源地質(zhì)勘查有限公司，北京100039；2．中國地質(zhì)大學(xué)（北京），北京100083）

0 引言

世界上許多金礦床產(chǎn)于剪切帶構(gòu)造中，在我國膠東和小秦嶺，加拿大Abitibi、西澳Yilgarn、印度Hutti－Maski等地區(qū)都發(fā)現(xiàn)大量此類金礦床。由于剪切帶演化及成礦過程中強(qiáng)烈的構(gòu)造、流體疊加改造，許多早期構(gòu)造形跡已無法恢復(fù)，使得剪切帶構(gòu)造－流體－成礦作用研究顯得十分困難。

細(xì)粒化和斷層泥的形成是地殼大中型斷裂帶的重要特征［1］。研究表明，作為斷裂活動(dòng)的重要載體，斷層泥研究可以獲得斷裂活動(dòng)時(shí)代［2］、斷裂方式［3－4］和物理環(huán)境［5］方面的大量信息。更重要的是，熱液蝕變過程中伊利石（絹云母）、伊－蒙混層的形成溫度集中于300～100℃［6］，正好對應(yīng)著中低溫?zé)嵋航鸬V床形成的溫度范圍。同時(shí)，由于斷層泥具有組成和結(jié)構(gòu)上的特性，可以影響剪切帶水－力性質(zhì)［6－12］，進(jìn)而制約剪切帶構(gòu)造變形、流體輸運(yùn)及水－巖反應(yīng)等物理化學(xué)作用，這無疑對剪切帶金礦床的形成和分布產(chǎn)生重要影響，而前人缺乏對這方面的討論。本文在綜述前人對剪切帶斷層泥組成、結(jié)構(gòu)特征的基礎(chǔ)上，以膠東金礦集中區(qū)為例，探討斷層泥的演化對剪切帶構(gòu)造－流體作用、脆－韌性變形轉(zhuǎn)換以及金礦化形成和分布的控制作用。

1 斷層泥的成分特征

黏土是斷層泥的主要成分［13］。一般認(rèn)為，斷層泥中黏土礦物組成與蝕變過程的物理化學(xué)環(huán)境有關(guān)［8］。Klima等［14］通過對東阿爾卑斯地區(qū)247塊斷層泥樣品的統(tǒng)計(jì)分析表明，盡管斷層泥礦物組成對母巖有一定的依賴，但整體組成還是顯示出相似性。斷層泥組成主要為黏土礦物和少量石英、長石和極少量的碳酸鹽礦物。對粒度＜2×10－6m的黏土礦物的統(tǒng)計(jì)分析發(fā)現(xiàn)，黏土礦物相對含量由高到低依次為：伊利石（49．0%）、蒙脫石（24．9%）、綠泥石（18．4%）、高嶺石（5．9%）、混層礦物（1．5%）和蛭石（0．2%）。

黏土礦物因其層狀結(jié)構(gòu)、顆粒細(xì)小以及帶電粒子表面等特征而具有許多特殊性質(zhì)。由于不同種類 黏土礦物顆粒的各向異性程度和層電子數(shù)不同，其力學(xué)性質(zhì)也存在差異。大量實(shí)驗(yàn)研究表明，不同種類黏土礦物具有不同的剪切強(qiáng)度［14］。干的純黏土礦物的剪切強(qiáng)度由高到低大致為：高嶺石＞伊利石＞綠泥石＞伊－蒙混層＞綠泥石－蒙脫石混層＞蛭石＞蒙脫石。由于層狀硅酸鹽均含有結(jié)晶水或結(jié)構(gòu)水，在斷裂的過程中，它們可通過以下方式改變剪切帶水－力學(xué)行為［8］：①增強(qiáng)各向異性，降低剪切強(qiáng)度；②改變孔隙度和滲透率；③儲(chǔ)存或釋放大量流體；④增加剪切過程中流體壓力。

2 斷層泥的粒度分布

斷層泥的粒度分布包含斷裂作用的重要信息。歸納起來，剪切帶內(nèi)斷層泥粒度分布的一般性規(guī)律［3，15］為：①粒度分布具有分形特征；②垂向上，隨著深度增加，斷層泥平均粒度呈減小趨勢；③橫向上，剪切帶內(nèi)靠近滑動(dòng)面，斷層泥平均粒度減小。斷層泥的細(xì)粒化和粒度分形分布被認(rèn)為與剪切帶力學(xué)作用有關(guān)［8－9］。盡管不同斷裂帶的母巖特征、斷裂作用的時(shí)間長短和作用方式不同，但斷裂帶碎裂巖和斷層泥形成都經(jīng)歷了碾磨和旋轉(zhuǎn)等類似的力學(xué)過程。這種力學(xué)作用存在于不同尺度，從而造成了顆粒粒度分布的自相似［4］。

Billi and Storti［10］系統(tǒng)探討了剪切帶力學(xué)過程與斷層泥粒度分維值（D）之間的關(guān)系。對意大利南亞平寧 Mattinata斷裂的研究發(fā)現(xiàn)，在4．0～0．125 mm內(nèi)，斷層泥粒度分布具有分形特征，分維值在2．091～2．932之間，集中于2．5左右。研究認(rèn)為，斷裂帶破碎演化主要經(jīng)歷了3期：①早期破裂作用（fracturing）是顆粒粉碎的主要機(jī)制，D值多小于2；②中期強(qiáng)制碾磨（constrained comminution）和剪切滑動(dòng)局部化（slip localization），D值為2．58左右；③晚期大顆粒旋轉(zhuǎn)磨損，D值在2．7左右。Billi（2005）進(jìn)一步研究發(fā)現(xiàn)，斷層泥粒度分維值與斷層泥厚度呈正相關(guān)關(guān)系。當(dāng)斷層泥厚度為斷裂帶厚度的3%時(shí)，D值為2．2；角礫巖帶破碎、磨損、旋轉(zhuǎn)進(jìn)一步細(xì)粒化，并逐漸與相鄰的斷層泥混合，斷層泥不斷加厚，原有的角礫帶不斷減薄；當(dāng)斷層泥厚度增加到斷裂帶厚度的90%時(shí)，D值增加到3．0。

因此，斷層泥粒度分維值可作為剪切帶力學(xué)作用時(shí)空演化的重要指標(biāo)。斷層泥的粒度變化往往從母巖的碎裂開始，隨著磨損、旋轉(zhuǎn)作用的增強(qiáng)，其粒度逐漸變小。也就是說，斷層活動(dòng)時(shí)間越長，強(qiáng)度越大，斷層泥的厚度越大，成熟度越高，其粒度分維值越低。據(jù)此，剪切帶斷裂面上的斷層泥粒度分維值大于斷裂面兩側(cè)斷層泥粒度分維值；主斷裂斷層泥粒度分維值大于次級(jí)（分支）斷裂斷層泥粒度分維值［3］。由于剪切帶總位移增加時(shí)，次級(jí)裂隙的數(shù)量也增加，若每個(gè)次級(jí)裂隙都產(chǎn)生斷層泥，那么斷層泥的總厚度就可用來推斷剪切帶的位移量［15］。

3 蒙脫石－伊利石轉(zhuǎn)化

3．1 轉(zhuǎn)化機(jī)制

蒙脫石的硅鋁層間最多可以包含3層水分子（圖1）。蒙脫石的水化作用受溫度、壓力和流體成分的影響。層間水的丟失，會(huì)使蒙脫石高度活化而傾向于吸收K＋，并轉(zhuǎn)化為伊利石。斷裂作用、溫度升高、應(yīng)力導(dǎo)致的黏土顆粒缺陷、變形生成孔隙、水／巖比增大，都會(huì)促使蒙脫石的伊利石化［16］。

圖1 蒙脫石結(jié)構(gòu)與有效應(yīng)力的關(guān)系［9］Fig．1 Relationship between smectite texture and the imposed effective stress

研究表明，有效應(yīng)力增加可促使蒙脫石脫水，從18．5×10－10m 向15．4×10－10m 狀態(tài)轉(zhuǎn)變（圖1），這一過程只需1．3MPa的有效應(yīng)力［17］；Casciello et al［9］研究發(fā)現(xiàn)，剪切帶高應(yīng)變區(qū)泥質(zhì)巖中的黏土礦物主要為伊利石，而弱變形泥質(zhì)巖則以伊－蒙混層為主，據(jù)此認(rèn)為是剪切應(yīng)變導(dǎo)致了蒙脫石脫水和向 伊利石轉(zhuǎn)變；Vrolijk and van der Pluijm［13］的研究也發(fā)現(xiàn)，從斷裂上盤的弱應(yīng)變帶靠近主變形帶，斷層泥樣品中的伊利石／伊－蒙混層比例由30%增加到80%以上；Ho et al［18］認(rèn)為，初始蒙脫石向伊利石的轉(zhuǎn)化同高應(yīng)變條件下層狀硅酸鹽的優(yōu)選定向有關(guān)；此外，斷層泥粒度分維值總體與斷層泥中伊利石含量存在一定正相關(guān)關(guān)系［3］，也從側(cè)面反映了應(yīng)力和應(yīng)變在伊利石形成過程中的重要作用。

蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化主要有穩(wěn)態(tài)轉(zhuǎn)化和溶解－重新結(jié)晶2種方式［16］。轉(zhuǎn)化過程中釋放大量流體，這些自由水可以降低剪切帶有效應(yīng)力從而促使斷裂滑動(dòng)。同時(shí)，黏土體積變化形成了良好的孔－滲條件，提供了流體輸運(yùn)通道；隨著水／巖比的增大，又進(jìn)一步促進(jìn)黏土礦物的溶解和重新結(jié)晶［19］。

3．2 對剪切帶水－力行為的影響

斷層泥中黏土礦物不僅僅是作為力學(xué)或者斷裂局部化的產(chǎn)物，黏土礦物反應(yīng)和斷裂力學(xué)的相互作用應(yīng)是同一過程。蒙脫石向伊利石的轉(zhuǎn)化也影響著剪切帶的水－力性質(zhì)。

一般來說，斷層泥的摩擦強(qiáng)度與黏土礦物的種類、比例和顆粒結(jié)構(gòu)有關(guān)［5］。純蒙脫石為最弱的礦物，內(nèi)摩擦系數(shù)為0．08～0．14，伊利石的內(nèi)摩擦系數(shù)較高，為0．22～0．48［20］。蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化會(huì)影響斷層泥的內(nèi)摩擦系數(shù)和變形強(qiáng)度，可能導(dǎo)致斷裂從穩(wěn)滑變到黏滑［21］。從蒙脫石的結(jié)構(gòu)（圖1）可以看出，蒙脫石成巖過程中會(huì)釋放3次層間水。蒙脫石不同的水合階段可導(dǎo)致流體壓力的波動(dòng)，強(qiáng)烈影響剪切帶巖石變形和有效應(yīng)力變化。一旦成巖作用過程中黏土沒有發(fā)生脫水，那么將會(huì)導(dǎo)致孔隙流體壓力超過靜水壓力。如果存在超壓流體周期性遷入并且在斷裂帶內(nèi)循環(huán)，將伴隨著有效應(yīng)力的降低，進(jìn)而引發(fā)斷裂作用［22］。

4 斷層泥孔、滲結(jié)構(gòu)

斷層泥遭受剪切變形時(shí)，其體積和滲透率降低，形成沿剪切帶的滲透率各向異性［7］。黏土顆粒定向排列形成的物理障，對流體的水力傳導(dǎo)性有著顯著影響。平行于剪切面方向流體的傳導(dǎo)性可能比垂直方向上高出幾個(gè)數(shù)量級(jí)［23］。Faulkner and Rutter［24］的測量結(jié)果表明，斷層泥不同方向的滲透率相差3個(gè)數(shù)量級(jí)，平行于剪切面方向滲透率為n×10－18，而垂直于剪切面方向滲透率為n×10－21。Zhang et al［25］的實(shí)驗(yàn)研究發(fā)現(xiàn)（圖2）：①伴隨著剪切位移的增加，斷層泥應(yīng)變增強(qiáng)，滲透率逐漸降低；②相同有效應(yīng)力條件下，平行斷裂帶的滲透率要比垂直斷裂帶的滲透率高出1～2個(gè)數(shù)量級(jí)，而當(dāng)有效應(yīng)力從25MPa增加到100～125MPa時(shí)，2個(gè)方向上的滲透率都降低1～2個(gè)數(shù)量級(jí)。

圖2 斷層泥滲透率與剪切位移關(guān)系［25］Fig．2 Permeability as a function of shear displacement

斷層泥孔、滲結(jié)構(gòu)還受剪切帶流體壓力和水－巖化學(xué)反應(yīng)的影響。礦物的溶解可以增加孔隙度和滲透率，而新生黏土礦物的生成則縮小了空隙空間，使流體壓力提高，有利于發(fā)生斷裂作用，造成孔隙擴(kuò)張，導(dǎo)致下一輪熱液蝕變作用的發(fā)生［26］。利用圓形剪切裝置，對壓實(shí)的水飽和沉積物進(jìn)行緩慢地加載（2～800mm／d）也發(fā)現(xiàn)，剪切過程中出現(xiàn)周期性的孔隙擴(kuò)張、孔隙水壓力降低和剪切帶強(qiáng)度增加。之后，孔隙壓力恢復(fù)，剪切帶強(qiáng)度又降低［27］。

5 在剪切帶型金成礦中的應(yīng)用：以膠東金礦床為例

膠東地區(qū)是我國著名的剪切帶型金礦床集中區(qū)［28－29］。該區(qū)大多數(shù)礦體都賦存于NNE向斷裂帶中，主斷裂斷層泥之下。礦床形成被認(rèn)為與成礦期斷裂帶從左行壓剪向右行張剪轉(zhuǎn)換階段的脆－韌性構(gòu)造疊加作用有關(guān)［30－31］。礦石類型主要為破碎帶蝕變巖型和石英脈型。

5．1 斷層泥厚度與礦化強(qiáng)度

NNE向控礦剪切帶在平面和剖面上都呈現(xiàn)舒緩波狀，顯示了斷裂帶不同部位可能存在變形差異。以招平斷裂帶為例，斷裂帶北段的大磨曲家金礦斷層泥厚度一般5～20cm，相鄰的臺(tái)上金礦斷層泥厚 度最大為50cm；南段的夏甸金礦，主斷裂帶斷層泥厚度均為數(shù)米以上；斷裂帶中段大尹格莊金礦的斷層泥厚度一般為5cm，很少超過10cm。反映了斷裂帶南、北段變形較強(qiáng)，而中段變形較弱。磁組構(gòu)各向異性P值常用來刻畫巖石的變形強(qiáng)度［32］。研究發(fā)現(xiàn)，大磨曲家和夏甸金礦斷裂巖磁組構(gòu)各向異性P值較高，平均值分別為1．119和1．085；大尹格莊金礦較低，平均為1．032。表明后者變形相對前者弱，這與招平主斷裂帶斷層泥厚度所揭示的變形強(qiáng)弱結(jié)果基本一致。

招平斷裂帶斷層泥厚度差異可能反映局部地段斷裂活動(dòng)時(shí)間、頻數(shù)和強(qiáng)度的差異。斷裂的多期次活動(dòng)，可以引起流體多次匯聚以及礦質(zhì)的不斷疊加。研究表明，斷層泥厚度與礦石品位大體呈正相關(guān)關(guān)系。無斷層泥或斷層泥厚度＜0．5cm的地段含礦很差；斷層泥越厚，礦石品位越高［33］。

5．2 斷層泥形成演化與剪切帶脆－韌性轉(zhuǎn)換

300°C左右熱液條件下［6］，破碎帶巖石中的長石被細(xì)粒石英和絹云母所交代。后期的剪切構(gòu)造變形集中于這些含黏土的破碎帶，致使新生層狀礦物強(qiáng)烈定向，彼此連通［12］，導(dǎo)致應(yīng)變局部化和宏觀的韌性變形的形成。而含黏土破碎蝕變帶旁能干性較強(qiáng)的巖石以脆性變形為主，形成構(gòu)造透鏡體帶或者密集節(jié)理帶。也即剪切帶不同部位形成了脆－韌性2種不同性質(zhì)的變形。在招平主斷裂面下盤可見大量強(qiáng)－弱層相間、脆－韌性共存的現(xiàn)象（圖3）。韌性帶形成后，如果蒙－伊轉(zhuǎn)化和流體涌入，又可造成斷裂帶內(nèi)流體壓力增加和有效應(yīng)力降低，促使斷裂作用、礦質(zhì)沉淀和應(yīng)變硬化，致使韌性向脆性變形的轉(zhuǎn)換。

圖3 夏甸金礦－652m中段的脆－韌性變形共存Fig．3 Co－existence of brittle and ductile shearing at level 652m，Xiadian gold deposit

5．3 斷層泥各向異性與礦化蝕變網(wǎng)絡(luò)

研究表明，長石被層狀絹云母（或伊利石）交代過程中會(huì)引起變形巖石體積虧損和流體的大量匯聚［34］。其反應(yīng)為：

反應(yīng)式中，括號(hào)中的數(shù)值為各成分的摩爾體積Vm／cm3·mol－1。

該反應(yīng)將自發(fā)進(jìn)行，因?yàn)樾碌目紫犊臻g的形成會(huì)增加滲透率，促使進(jìn)一步的化學(xué)反應(yīng)，又生成新的孔隙，如此反復(fù)。黏土礦物的大量生成，增強(qiáng)了剪切帶的各向異性。定向排列的絹英巖化蝕變巖石，形成線性強(qiáng)應(yīng)變帶，而夾于線性強(qiáng)應(yīng)變帶之間的是透鏡狀或長條狀的破碎圍巖組成的弱應(yīng)變域（圖4）。垂向上，流體可以通過斷層泥和破裂圍巖透鏡體（破裂圍巖的滲透率比斷層泥任何一個(gè)方向的滲透率都要高）；水平方向上，由于斷層泥平行斷裂帶的滲透率比垂直斷裂帶的滲透率低很多，流體橫穿斷層泥的速率受到很大限制［24］，因而形成了沿?cái)嗔褞Х较虻奈g變網(wǎng)絡(luò)。

圖4 焦家－新城斷裂帶構(gòu)造－蝕變網(wǎng)絡(luò)示意圖Fig．4 Schematic representation of structural－mineralizing networks of Jiaojia－Xincheng fault zone，Shandong province

圖5 夏甸金礦不同類型的礦石Fig．5 Two different kinds of ores in Xiadian gold depsist，Shandong province

強(qiáng)應(yīng)變帶以剪切作用為主。由于主剪切變形帶是熱流量大、巖石破碎程度和滲透率高、水／巖比值最大的區(qū)域，是主要的輸?shù)V通道和儲(chǔ)礦場所，成礦物質(zhì)首先在這里沉淀，形成浸染狀礦石。野外還發(fā)現(xiàn)黃鐵礦沿絹英巖面理大量沉淀而形成致密塊狀礦石（圖5a）。與之相對，弱應(yīng)變帶則遭受不均勻縮短變形，在張裂隙中充填石英、黃鐵礦等載金礦物，形成石英脈型礦石。從圖5b可以看出，絹英巖旁側(cè)的鉀化花崗巖中充填了含礦石英脈，而后期石英－黃鐵礦細(xì)脈又疊加在早期石英脈之上。

6 結(jié)論與討論

斷層泥形成演化與剪切帶水－力行為間存在強(qiáng)烈的作用與反饋。一方面，斷層泥是斷裂帶巖石反應(yīng)弱化的產(chǎn)物，斷層泥厚度、粒度與礦物組成受剪切帶構(gòu)造變形強(qiáng)度制約。另一方面，斷層泥的形成造成了剪切帶力學(xué)性質(zhì)和孔、滲結(jié)構(gòu)的各向異性，從而影響流體運(yùn)輸；黏土礦物的相互轉(zhuǎn)化可以改變主變形帶的剪切強(qiáng)度，引起剪切帶內(nèi)流體壓力波動(dòng)，導(dǎo)致應(yīng)變增強(qiáng)或弱化。

圖6 大尹格莊金礦－332m中段受次級(jí)斷裂控制的黃鐵絹英巖礦石Fig．5 Disseminated ores controlled by the secondary faults at level 332m，Dayingezhuang gold deposit，Shandong province

剪切帶構(gòu)造變形、流體輸運(yùn)－反應(yīng)以及斷層泥的這種耦合作用影響著剪切帶流變學(xué)性質(zhì)，并對礦化分布起著重要控制作用。從區(qū)域來看，膠東金礦床多產(chǎn)于主斷裂面之下，即可能與斷層泥等強(qiáng)韌性變形帶巖石滲透率較低，造成側(cè)向封堵有關(guān)。礦床尺度上，斷裂發(fā)育部位，強(qiáng)烈水巖反應(yīng)生成的層狀硅酸鹽彼此相連形成面理，載金礦物沿面理充填，形成浸染狀礦石（圖6）。隨著變形和流體作用的持續(xù)，斷裂內(nèi)黏土含量增加，粒度減小；斷裂構(gòu)造蝕變帶不斷擴(kuò)展過程中，不斷有新的容礦空間產(chǎn)生，礦質(zhì)可以發(fā)生多次沉淀。表現(xiàn)為斷層泥厚度越大，礦石品位越高。而斷裂兩側(cè)的鉀化花崗巖以宏觀的節(jié)理和裂隙發(fā)育為特征，多形成網(wǎng)脈狀、團(tuán)塊狀石英脈型礦石。此外，韌性變形域巖石體積虧損導(dǎo)致流體匯聚，如果石英和黃鐵礦等礦物大量沉淀，也可以造成巖石的應(yīng)變硬化，韌性變形中止。進(jìn)一步的破碎和流體作用則可以在早期黃鐵絹英巖之上疊加網(wǎng)脈狀礦化，形成富礦石。因而，某種程度上，膠東地區(qū)的破碎帶蝕變巖型和石英脈型金礦不存在決然的空間分帶性。二者的分異，是由于賦礦巖石力學(xué)性質(zhì)和容礦空間差異所致。整體而言，蝕變巖型礦石是礦質(zhì)沿弱化帶充填形成的，明顯受主干斷裂的次級(jí)斷裂控制；而石英脈型金礦多產(chǎn)于能干性較強(qiáng)的巖石（鉀化花崗巖或產(chǎn)生了硬化的絹英巖）中，為更次級(jí)的裂隙所控制。

［1］Verrett J D，Heesakkers V，Reches Z．Structure and composition of the fault－zone of the San Andreas Fault in Tejon Pass，California［J］∥ Geological Society of America．South－Central Section，40th annual meeting，Anonymous．Abstracts with Programs，Geological Society of America，2006，38（1）：36．

［2］Zwingmann H，Mancktelow N．Timing of Alpine fault gouges［J］．Earth and Planetary Science Letters，2004，223：415－425．

［3］王華林，耿杰．沂沭斷裂帶及其附近斷裂的斷層泥分形特征及其地震地質(zhì)意義［J］．中國地震，1996，12（3）：307－315．

［4］胡玲，胡道功，何登發(fā)，等．準(zhǔn)噶爾盆地南緣霍爾果斯和吐谷魯斷裂帶斷層泥分形特征與斷裂活動(dòng)關(guān)系［J］．地學(xué)前緣，2004，11（4）：519－525．

［5］Underwood M B．Strike－parallel variations in clay minerals and fault vergence in the Cascadia subduction zone［J］．Geology，2002，30（2）：155－158．

［6］Yilmaz H，Oyman T，Arehart G B，et al．Low－sulfidation type Au－Ag mineralization at Bergama，Izmir，Turkey［J］．Ore Geology Reviews，2007，32（1／2）：81－124．

［7］Zhang S，Cox S F．Enhancement of fuid permeability during shear deformation of a synthetic mud［J］．Journal of Structural Geology，2000，22：1385－1393．

［8］Warr L N，Cox S．Clay mineral transformations and weakening mechanisms along the Alpine Fault，New Zealand［M］∥Holssworth R E，Strachan R A，Magloughlin J F，et al．The nature and tectonic significance of fault weakening．Geological Society，London Special Publications，2001，186：85－101．

［9］Casciello E，Cesarano M，Cosgrove J W．Shear deformation of politic rocks in large－scale natural fault［M］∥Alsop G I，Holdsworth R E，Mccaffey K J W et al．Flow processes in faults and shear zones．Geological Society，London，Special Publication，2004，224：113－125．

［10］Billi A，Storti F．Fractal distribution of particle size in carbonate cataclastic rocks from the core of a regional strike－slip fault zone［J］．Tectonophysics，2004，384：115－128．

［11］Billi A．Grain size distribution and thickness of breccia and gouge zones from thin（＜1m）strike－slip fault cores in limestone［J］．Journal of Structural Geology，2005，27 ：1823－1837．

［12］Holyoke C W，Tullis J．Formation and maintenance of shear zones［J］．Geology，2006，34（2）：105－108．

［13］Vrolijka P，van der Pluijm B A．Clay gouge［J］．Journal of Structural Geology，1999，21：1039－1048．

［14］Klima K，Riedmüller G，Stattegger K．Statistical analysis of clay mineral assemblages in fault gouges［J］．Clays and Clay Minerals，1988，36（3）：277－283．

［15］Sammis C G，Osborne R H，Anderson J L et al．Self－similar cataclasis in the formation of fault gouge［J］．Pure and Applied Geophysics，1986，124（1／2）：53－78．

［16］Yan Y，van der Pliuijm B A，Peacor D R．Defromation microfabrics of clay gouge，Lewis thrust，Canada：a case for fault weakening from clay transformation［M］∥Holssworth R E，Strachan R A，Magloughlin J F et al．The nature and tectonic significance of fault weakening．Geological Society，London Special Publications，2001，186：103－112．

［17］Fitts T G，Brown K M．Stress－induced smectite dehydration：ramifications for patterns of freshening and fluid expulsion in the N．Barbados accretionary wedge［J］．Earth and Planetary Science Letters，1999，172：179－197．

［18］Ho N C，Peacor D R，van der Pluijm B A．Reorientation mechanisms of phyllosilicates in the mudstone－to－slate transition at Lehigh Gap，Pennsylvania［J］．Journal of Structural Geology，1995，17：345－356．

［19］Altaner S P，Ylagan R F．Comparison of structural models of mixed－layer illite／smectite and reaction mechanisms of smectite illitization［J］．Clays and Clay Minerals，1997，45：517－533．

［20］Morrow C，Radney B，Byerlee J．Frictional strength and theeffective pressure law of montmorillonite and illite clays［M］∥Evans B，Wong T F．Fault mechanics and transport properties of rocks．San Diego：Academic Press，1992：69－88．

［21］Hyndman R D，Wang K．The rupture zone of Cascadia great earthquakes from current deformation and the thermal regime［J］．Journal of Geophysical Research，1995，100：22133－22154．

［22］Byerlee J．Model for episodic flow of high－pressure water in fault zones before earthquakes［J］．Geology，1993，21（4）：303－306．

［23］Dewhurst D N，Aplin A C，Sarda J P．Influence of clay fraction on pore－scal properties and hydraulic conductivity of experimentally compacted mudstones［J］．Journal of Geophysical Research，1999，104：29261－29274．

［24］Faulkner D R，Rutter E H．Can the maintenance of overpressured fluids in large strike－slip fault zones explain their apparent weakness？［J］．Geology，2001，29（6）：503－506．

［25］Zhang S，Tullis T E，Scruggs V J．Implications of permeability and its anisotropy in a mica gouge for pore pressures in fault zones［J］．Tectonophysics，2001，335：37－50．

［26］Chang T W，Choo C O．Faulting processes and K－Ar ages of fault gouges in the Yangsan Fault Zone［J］．Journal of Earth Science of Korea，1998，20：25－37．

［27］Moore P L，Iverson N R．Slow episodic shear of granular materials regulated by dilatant strengthening［J］．Geology，2002，30（9）：843－846．

［28］Mao J W，Wang Y T，Zhang Z H，et al．Geodynamic settings of Mesozoic large－scale mineralization in North China and adjacent areas：Implication from the highly precise and accurate ages of metal deposits［J］．Science in China （Ser．D），2003，46：838－851．

［29］Deng J，Yang L Q，Ge L S et al．Reasearch advances in the Mesozoic tectonic regimes during the formation of Jiaodong ore cluster area［J］．Progress in Natural Science，2006，16（8）：777－784．

［30］鄧軍，呂古賢，楊立強(qiáng)．構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)換與界面成礦［J］．地球?qū)W報(bào)，1998，19（3）：244－250．

［31］翟裕生，呂古賢．構(gòu)造動(dòng)力體制轉(zhuǎn)換與成礦作用［J］．地球?qū)W報(bào)，2002，23（2）：2－7．

［32］陳柏林，李中堅(jiān)，謝艷霞．北京懷柔崎峰茶—琉璃廟地區(qū)巖石磁組構(gòu)特征及其構(gòu)造意義［J］．地球?qū)W報(bào)，1997，18（2）：134－141．

［33］徐述平，朱洪嶺，張華全．膠東大磨曲家金礦控礦斷裂及成礦規(guī)律［J］．黃金科學(xué)技術(shù)，2006，12（2）：11－22．

［34］Kieran D，Hara O．Fluid－rock interaction in crustal shear zones：A directed percolation approach［J］．Geology，1994，22（9）：843－846．