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岩石变形通过晶体内部晶格结构调整或晶内变形来实现，由位错的运动 、增殖与组织过程完成
。晶质塑性变形过程包括位错滑移
、位错攀移、动态恢复与动态重结晶作用过程。

1.位错滑移（dislocation glide）

在应力作用下 ，晶体内位错沿着特定滑移系滑移的结果使得矿物形态发生改变，但内部的晶胞却几乎未变形 。对于特定的矿物类型如石英 、长石、方解石和橄榄石等
，其内部滑移系常常有多个，而且在不同温度和压力等环境条件下 ，同种矿物晶体内部各种滑移系的作用有所差异。晶体内部滑移系的启动
，不仅与外施应力的方向和大小有关，也与该滑移面上的临界分解剪切应力（τc）值的大小有关
。产生晶内滑移的条件是作用在滑移面内滑移方向上的剪应力必须超过其临界分剪应力值。临界分剪应力值与变形晶体所处物理化学条件密切相关 。

位错滑移主要有两种表现形式：平移滑移和双晶滑移
。

平移滑移（translation gliding）又称平移滑动
、直移滑动。即晶体的一部分相对于另一部分发生了单位晶格的整数倍滑移（图2-5） 。滑移时 ，角剪切应变发生变化
，晶格内部质点排列不变，这样平移滑移后可以使晶体形态发生改变 ，同时
，还可改变矿物集合体形态或结晶学优选方位
。这是因为实际矿物中的平移滑移，受诸多因素的制约 ，如图2-6是设想矿物晶体在拉伸过程中晶体两端固定和不固定的两种情况
，如果晶体两端不固定，滑移片可以任意滑动 ，则是晶体外形发生旋转，而滑移面和滑移向不变
，滑移后，晶体只有形态的改变而无光性方位的改变；若两端被固定 ，晶体不旋转
，其滑移面和滑移系却发生了转动，这样变形后的矿物集合体不仅形成了形态优选方位 ，也形成了光性的优选方位。在光学显微镜下
，单个晶体滑移后晶格的方位并不变，不能产生可见的效应 ，只有在某些特殊情况下
，才可以看到滑移线或其他异常条纹，如沿滑移线吸附、充填有杂质等 。

平移滑移是晶体塑性变形作用的基本过程 ，也是变形作用过程中的主要显微构造型式
。在差应力作用下的矿物晶体内
，因产生时的不均匀性，或因滑移致使具有不均匀性而产生典型的不均匀消光和波状消光。位错平移滑移使得位错呈带状集中 ，则分别表现为变形纹或变形带 。

平移滑移的实质是位错在晶内滑动，若没有遇到障碍
，位错最后移出晶体在晶界上形成台阶，在晶面上产生滑移线或滑移带
。

双晶滑移（twinning gliding）晶内滑移时 ，晶体的一部分相对于另一部分滑移的距离为单位晶格的非整数倍（图2-7）。平移滑移时角剪切应变是变化的
，而在双晶滑移中，角剪切应变是恒定的 ，它的大小严格地为双晶的几何要求所决定 。双晶滑移同样也是位错在晶内滑移造成的（图2-8）。双晶滑移的结果是造成了相对位移的两侧晶体以滑移面为对称面成镜像对称
。由于双晶部分与非双晶部分在物理性质上的不连续
，显微镜下可见机械双晶纹，或称变形双晶 、次生双晶。双晶滑移也可能产生矿物集合的形态和结晶学优选方位 。机械双晶是矿物晶体变形的一种很重要的产物 ，是鉴别岩石变形及推断岩石变形条件的重要依据之一
。当然变形岩石中除了矿物的机械双晶外
，还有生长双晶和退火双晶等。

一般地，产生双晶滑移的剪应力值比平移滑移要高许多 。因此 ，只有当矿物不利于产生平移滑移时才产生双晶滑移
。不利于产生平移滑移的因素有晶体结构对称性差
、矿物滑移系少等
，天然变形矿物中常见机械双晶的有长石与方解石，角闪石和辉石中也常见。

双晶滑移是晶体低温变形的重要机制之一 ，对于方解石晶体内双晶几何特点的研究显示出，双晶的形状、厚度和密度等与变形温度环境及应变速率 、应变量有着密切的联系 。

2.位错攀移（dislocation climb）

刃型位错沿着垂直于滑移面方向上的运动称为位错攀移（图1-5）
。位错滑移与位错攀移同时发生的综合作用过程为位错蠕变。位错发生攀移需要一定的驱动能量
，温度升高或者流体相的介入都是有利的因素 。

3.动态恢复作用（dynamic recovery）

动态恢复作用是使变形晶体恢复到无应变状态的作用过程，它是一个促使体系内能降低的过程
。受应力作用的矿物晶体内会产生位错 ，位错在动力和热力平衡的过程中因其高能态而不稳定
，受应力作用位错不仅会出现滑移，还会发生攀移（刃型位错）
、交叉滑移（螺型位错） ，进而出现位错的重新排列、叠加 、湮灭（异号位错相遇而抵消）等恢复作用
，这种过程称为动态恢复作用。在这种情况下，应变主要是由位错滑移引起的 ，但应变速率则受位错攀移
，即恢复作用的控制 。当位错增殖引起的内应力增加（硬化）与由攀移等引起的内应力减小（恢复）之间达到动态平衡时，变形进入蠕变也即稳态流动阶段。位错壁
、位错列、变形带 、亚晶粒等是恢复作用形成的典型微构造型式
。

4.动态重结晶作用（dynamic recrystallization）

重结晶作用按其驱动力或方式不同 ，可分为静态重结晶和动态重结晶。前者是在热状态改变时
，发生的晶体颗粒在基本上不发生成分改变的情况下出现的颗粒粒度的加大过程 。显微构造研究中最关注的是动态重结晶作用，也即在变形过程中的重结晶 ，是在一定的变形温度
、差应力和应变速率条件下，变形晶体内发育的位错逐渐有效地组织
，并经过亚晶粒发展形成新生颗粒的基本过程
。

一般地，矿物在温度T＞0.5Tm下变形时 ，或在达到一定临界应力和较低应变速率的蠕变中都有可能发生动态重结晶。动态重结晶颗粒的成核和生长有以下几种方式：

膨凸重结晶作用（bulging recrystallization）低温条件下
，晶体内部的位错和颗粒边界活动性很低 。在两个具有不同位错密度的颗粒边界附近，具有较低位错密度的颗粒向着具有较高位错密度的颗粒一侧凸出 ，并形成新的独立细小颗粒的过程
，称为低温颗粒边界迁移或膨凸重结晶作用（Stipp et al.，2002；Passchier and Trouw ，2005）
。膨凸重结晶作用主要发育于具有显著位错密度差异的不同颗粒边界上
，颗粒边界的不平整为膨凸作用的发生提供了条件。

对于膨凸重结晶作用的微观机制，目前理解还不十分深入 。原因在于 ，一方面颗粒边界将在膨凸部位从位错密度较低的颗粒逐渐向着位错密度较高的颗粒方向迁移
，使得颗粒边界弯曲曲率加大，并最终合并形成一个细小的新生颗粒
。另一方面 ，颗粒边界的膨凸，使得颗粒边界附近局部应力增加
，位错密度加大。新生位错沿着某些特殊的方向组织并使得膨凸部位孤立出来，形成细小的新生颗粒 。

双晶成核重结晶作用（twinning nucleation recrystallization）在双晶成核重结晶作用过程中 ，双晶边界的发育和演化起着极其重要的作用
。剪切应力的作用在变形晶体内产生了两种效应
，即变形双晶和位错。曹淑云等（2007）在对云南点苍山地区的变形角闪石所进行的研究中发现，在脆-韧性转变条件下 ，角闪石颗粒的动态重结晶作用是由双晶成核作用这样一种特殊的过程完成的 。新生的位错在温度的影响下会发生有限攀移
，其中一部分向着（100）双晶面攀移并促进双晶作用的进一步发展，另一部分则向着（001）方向攀移 ，并构成位错壁。在位错攀移过程中
，双晶面的存在制约了位错攀移的发展空间（照片2-1），使之难以形成稳态的多边形亚晶粒
。新生动态重结晶颗粒的形成是由于受剪切应力制约而沿着双晶面（100）发生旋转 ，并使边缘部分脱离主晶。在此过程中
，与（100）双晶面直交的（001）位错壁起着重要的辅助作用 。它们的存在以及沿着该方向位错壁的发展及进一步旋转才使得其围限部分独立出来，并形成针柱状形态的新生颗粒
。它们以其形态长轴多数（95%以上）平行排列 ，并平行于剪切力方向。由于位错攀移作用有限，且其新晶粒径比亚晶粒旋转重结晶粒径小
，因此，此种重结晶作用也可以看做是膨凸成核重结晶作用的特例 。也许对于方解石、斜长石和角闪石等双晶发育的矿物晶体而言 ，矿物晶体颗粒的动态重结晶过程中双晶的存在具有重要的意义（Liu et al.
，2002；曹淑云等，2007；Cao et al. ，2007）
，尤其在岩石脆-韧性转变变形环境条件下位错活动范围有限时发生的可能性更大
。

亚晶粒旋转动态重结晶作用（subgrain rotation recrystallization）随着较高温度条件下动态恢复作用发展，晶内位错逐渐有效地组织形成位错壁和位错列 ，并组织形成亚晶粒。在此过程中
，零散分布的自由位错和不规则组织的位错逐渐消失 、位错密度减小 。与此同时亚晶粒的旋转和错向逐渐加强，使相邻亚晶粒之间位向差θ＞12° ，亚晶粒边界变成大角度边界
，并最终形成与变形主晶结晶方位有显著差异的新晶体颗粒，称为亚晶粒旋转动态重结晶作用
。亚晶粒旋转重结晶作用的直接结果 ，使得相对粗粒的高应变颗粒转化成细小的无应变动态重结晶新晶粒。新晶粒度较变形主晶常低一个数量级以上，在非稳态流动条件下常常有一定的变化 。动态重结晶颗粒普遍含有少量自由位错
，偶尔也组织构成位错壁，是递进变形作用的结果
。

颗粒边界迁移动态重结晶作用（high-temperature grain boundary migration recrystalliza-tion）在非稳态变形条件下 ，相邻的矿物晶体颗粒常常可以具有不同的应变
，表现为含有自由位错的密度差异，从而使得不同晶体颗粒之间具有能态差。此时的颗粒边界是一个不稳定的边界 ，低位错密度（或低能态）的晶体颗粒将首先吞食高位错密度（高能态）颗粒边界上的位错
，并使得颗粒边界向着高位错密度颗粒方向发生迁移 。在亚晶粒旋转动态重结晶作用过程的晚期或者后期阶段，新生的无应变动态重结晶颗粒广泛出现 ，它们直接与高应变变形主晶接触。高温颗粒边界迁移动态重结晶作用的结果
，使得高应变主晶颗粒粒度越来越细小，而低应变的新生动态重结晶颗粒粒度逐渐增大
。

上述不同重结晶的过程如图2-9。同种矿物及不同矿物的动态重结晶机制的转变与温度、压力
、应变速率和差异应力等因素的综合作用密切相关（详见第六章） 。

动态重结晶作用过程实际上是能量降低的过程 ，这些能量包括：晶格缺陷能、颗粒边界能 、化学自由能及弹性应变能等
。动态重结晶作用过程也是亚晶粒边界
、颗粒边界形成和迁移、新生晶体的形成和生长的过程。

动态重结晶作用的结果是使得由应变造成的应变硬化与由动态重结晶作用引起的应变软化达到动态平衡
，出现了由硬化到软化再硬化再软化的不断重复，最终由位错密度低的无应变颗粒取代了位错密度高的应变硬化颗粒 。这些新晶粒粒径明显减小 ，改变了原颗粒的形状和大小，并形成新的结晶学优选方位和形态优选方位
，这也是糜棱岩化作用过程的基本原理
。

此外，动态重结晶颗粒与主晶之间还常常存在成分的变异。大量的实验及天然变形的斜长石成分分析表明 ，重结晶颗粒的An牌号较原始颗粒的An低 。这是由于An越低
，其化学自由能越低的缘故；同时说明重结晶过程不仅是应变能减少的过程，而且也是化学自由能减少的过程
。

(一)阿尔卑斯式褶皱

褶皱变形的主体是该区新元古代 、早古生代地层 ，同时伴有低绿片岩相
、极低区域动力变质作用
，构造线方向主要为北北东—南南西向，在黔东雷山地区、湘西通道地区和桂北罗城－龙胜地区发育较为典型。该类型褶皱规模较大 ，控制了区内的地层产出和构造格架
，是由多个相互平行或雁行状排列的次级褶皱构成的复式褶皱 。根据该类型褶皱的形态和变形特点，可划分两个构造区:

1.雷山－黎平地区

分布于黔东南雷山－黎平地区 ，该地区单个次级褶皱两翼地层倾角较小
，一般为20°～30°
。轴面近于直立或略向西倾，平面上呈短轴状 ，长宽比值较小，褶皱形态上为中常—开阔平缓褶皱。可以确定
，由一系列中常—开阔平缓次级褶皱构成的复式褶皱，其褶皱形态也以中常—开阔平缓复式褶皱为特点 ，其褶皱组合样式具有开阔型阿尔卑斯式褶皱特征 。该期阿尔卑斯式褶皱以较开阔平缓的褶皱形态为特点
，而与武陵期较紧闭的阿尔卑斯式褶皱和东侧加里东期紧闭型阿尔卑斯式褶皱相区别，同时在锦平新化 、从江贯洞等地可见到该类型褶皱被后期由晚古生代地层组成的褶皱以角度不整合接触关系所覆盖。

该区较典型的该类型褶皱有雷公山复式背斜(图51)
。雷公山复式背斜发育于雷公山
、都江一带 ，北北东—南南西走向
，向南南西倾伏，长约80km ，宽约30km。核部地层为新元古代甲路组、乌叶组 、番召组
，翼部地层为清水江组
、平略组 。该复式褶皱两翼地层较平缓，倾角一般为15°～30° ，轴面近于直立
，枢纽沿走向略有起伏，由一系列雁行排列、向东迁移的次级褶皱构成
。在雷公山地区由新寨背斜 、雷公坪向斜和提庆背斜组成向南至都江地区 ，则由小脑坡背斜、脚车向斜和摆货坡背斜组成，为一中常—开阔平缓复式背斜。

在贵州黎平地区
，由新元古代地层组成的褶皱样式也具有相同特点(图52)，反映出该地区加里东期褶皱属开阔型阿尔卑斯式褶皱 。

2.通道－龙胜－罗城地区

分布于湘西通道
、桂北龙胜－罗城地区 ，该地区单个次级褶皱两翼地层倾角较大
，一般为50°～70°，轴面多西倾部分近于直立 ，平面上呈长轴线状
，长宽比值较大，褶皱形态上为紧闭—中常褶皱
。可以确定 ，由一系列紧闭—中常次级褶皱构成的复式褶皱其褶皱形态也以紧闭—中常复式褶皱为特点
，其褶皱组合样式具有紧闭型阿尔卑斯式褶皱特征。该期阿尔卑斯式褶皱以较紧闭的褶皱形态为特点，与武陵期较紧闭的阿尔卑斯式褶皱相似 ，而与西侧加里东期开阔型阿尔卑斯式褶皱相区别
，同时在通道、罗城 、融安地区可见到该类型褶皱被后期由晚古生代地层组成的褶皱以角度不整合接触关系所覆盖(图53，图54) 。

图51雷公山复式背斜剖面图

图52黎平县北三板溪—九同一带构造形态剖面示意图(据1∶20万黎平幅资料修编)

(二)过渡性剪切带

该区过渡性剪切带主要分布于黔东南及邻区的新元古代地层出露区 ，发育于低绿片岩相的绢云板岩
、粉砂质板岩和凝灰质板岩为主的岩石中(图55)，分布于台江、雷公山 、都江一带
，呈北东向带状展布，在原1∶20万榕江幅区域地质调查成果中表示为片理化带
。该带倾向北西 ，倾角较小
，一般为15°～25°，在雷山排里坳一带发育较为典型。

图53王家团复式向斜北段构造示意剖面图

图54广西融安麻洞一带构造剖面图

(据《广西壮族自治区区域地质志》)

1.宏观特征

过渡性剪切带内发育密集的剪切劈理带 ，由相互平行的剪切劈理密集排列成带构成
，对地层原生层理有明显改造作用 。在剖面上过渡性剪切带的中心部位，剪切劈理密集且相对集中 ，剪切劈理密集带与中间弱变形块相间出现
，表现出由几条相互平行的剪切变形带与中间夹块组成的带状分布特征，构成了一个较为完整的剪切变形带 ，而向两侧呈渐变过渡关系
，剪切劈理变少
、变稀，且其间没有明显界线 ，带内伴生有一系列剪切变形构造
。

(1)叠瓦状褶皱组合:该组合由多个轴面倾向西，倒向东且相互近于平行的等倾褶皱组成(图56)
，褶皱形态为相似褶皱、顶厚褶皱，在转折端加厚 ，见有窗棂构造发育
，两翼地层被拉薄见有石香肠构造发育。褶皱轴面与剪切劈理面平行，在转折端劈理与层理垂直或大角度相交 ，向两翼劈理与层理交角逐渐变小乃至相互平行
，可以确定剪切劈理是等倾褶皱轴面劈理递进变形的产物 。据等倾褶皱两翼发育的褶纹线理 、剪切透镜体和S－C组构特征，反映出过渡性剪切带具有上盘上升 ，由西向东的运动特征。

(2)剪切褶皱:剪切褶皱主要有无根钩状褶皱和柔流褶皱
，是由等倾褶皱
、斜歪褶皱和石英脉在剪切变形中被拉长、拉断，发生塑性流变而形成(图57 ，图58)
。无根钩状褶皱转折端加厚
，两翼被拉长 、拉断，形成剪切透镜体 ，它们的轴面和长轴与剪切劈理面平行。

图55雷公山地区地质图

(3)剪切透镜体:剪切透镜体由变形相对较弱的透镜状地质体组成，与围绕它的边缘剪切劈理带组成网结状构造
，其规模大小不一
、形态各异，从显微尺度、手标本到露头尺度上均可见及 。多呈雁行状排列或串珠状产出 ，发育不对称拖尾构造
，其长轴与剪切劈理面平行或小角度相交
。据剪切透镜体排列方式(图59)，反映过渡性剪切带具上盘上升 、下盘下降之运动特征。

(4)线理:发育有交面线理、褶纹线理
、拉伸线理、矿物生长线理和石香肠构造 、窗棂构造等 。

图56雷山县排里坳同斜褶皱构造剖面图

图57榕江县塔石过渡性剪切带内无根钩状褶皱

图58丹寨雅灰石英脉重褶素描图1—石英脉;2—片理化绢云母板岩

图59雷山排里坳道班剪切透镜体素描图(据永乐镇幅)

交面线理多为剪切劈理与原生层理之间交切而成 ，其侧伏方向均为北东—南西向
。褶纹线理由一系列不对称斜歪小柔褶组成
，平面上呈北东—南西走向，剖面上北西翼较长且缓 ，南东翼较短且陡(图60)
，反映出从北西向南东之运动特点。拉伸线理由压扁
、拉长的石英或刚性夹层组成，形成透镜体和扁豆体 。矿物生长线理主要由针状、柱状黄铁矿晶体或集合体组成 ，由石英应变影构造等组成(图61)
，拉伸线理及矿物生长线理均为北西—南东向，与剪切带倾向一致
。窗棂构造主要发育于等倾褶皱的转折端 ，为褶皱型窗棂构造，其轴面与剪切劈理面平行(图62)。石香肠构造主要发育于等倾褶皱的翼部
，多由石英脉体组成，为塑性变形较强之藕节状(图63) ，在剖面上其长轴与剪切劈理面平行 。

图60雷山县排里坳褶纹线理素描图

图61雷山县排里坳千枚岩中针状黄铁矿素描图

图62雷山县排里坳窗棂构造素描图

图63雷山县排里坳石英脉石香肠构造素描图

2.微观特征

过渡性剪切带内发育碎裂岩 、千糜岩
、糜棱岩等
，岩石具碎斑结构，千枚状、片理化 、定向流动构造
。片状矿物和粒状矿物均定向排列 ，粒状矿物具细粒化现象
，被错切
、折断出现碎裂，发育不规则裂纹 ，粒缘呈齿状和缝合线状
，具明显的波状消光、碎块状消光。粒状矿物或其集合体被拉长呈链条状纺锤体 、透镜体，组成眼球状构造 ，两侧发育拖尾构造(图64) 。片状矿物柔褶
、弯曲十分强烈
，具有旋动流体分布特点和重叠、叠加褶纹现象，发育S－C组构。黄铁矿应变影十分发育(图65) ，具有不对称状和S形弯曲特征
。它们均反映出明显的剪切作用，且反映的运动方向与宏观特征反映的方向一致。

图64雷山县排里坳镜下眼球构造素描图

图65雷山县排里坳镜下黄铁矿应变影素描图

(1)变质特征 。过渡性剪切带内在低绿片岩相变质作用的基础上
，叠加了动力变质作用，使带内变质程度明显增强 ，出现变质叠加及递进变质作用
，产生新的变质矿物，有黑云母 、白云母、榍石
、白钛石、蠕绿泥石等 ，属黑云母－白云母变质矿物组合带
。

(2)变形机制。岩石和矿物的显微变形机制主要有破裂作用 、双晶滑移
、压溶作用、扩散蠕变 、颗粒边界滑动
、位错蠕变和碎裂流动等
，在宏观上所见及的变形特征，如劈理、线理 、剪切褶皱
、剪切透镜体、S－C组构 、柔流褶皱
、无根钩状褶皱等 ，在显微尺度均可见到 。据三都县都江过渡性剪切带内伊利石温压测试资料显示
，变质温度超过350°C，围压为364～394MP ，变形深度在14km左右
，处于脆、韧性变形的过渡位置
。

(3)晶内变形。在雷山县附近的过渡性剪切带内，据岩石所作透射电镜测试资料显示 ，其位错类型有位错线 、交叉滑移、位错环
、弓弯位错、位错壁 、位错排
、位错网等，其平均密度P=253330条/cm2(排里拗)、P=182697条/cm2(雅灰)
，其差应力为3.32MP(排里拗) 、2.82MP(雅灰)，反映出该地区过渡性剪切带形成的差应力为3.0MP左右 ，属脆
、韧性变形的范畴 。

根据其褶皱组合样式、剪切透镜体排列方式 、拖尾构造
、黄铁矿应变影和各种线理特征
，反映出该地区过渡性剪切带具有上盘上升、下盘下降 、由西向东运动的逆冲推覆性质
。据三都县都江附近过渡性剪切带内岩石作K－Ar年龄测试，年龄为340.6Ma ，同时区域资料显示
，该类型过渡性剪切带及劈理只发育于早古生代及以下地层中，且被晚古生代地层所覆盖 ，没有穿过上覆地层。可以确定
，该类型过渡性剪切带形成于加里东构造旋回期末 。

(三)变质核杂岩构造和伸展剥离断层系

该地区存在变质核杂岩及其伸展剥离断层系，前人在该区东部对此进行了大量的研究工作
。丘元禧等在《雪峰古陆加里东期的构造性质和构造演化》(1996)中认为:广西罗城四堡至融水地区沿四堡群和板溪群不整合面发育的低角度正断层 ，其下盘为四堡群变晶基底
，上盘则为韧脆性的褶叠层和透入性很强的剪切性轴面劈理，从各方面说都很像变质核杂岩中的剥离断层。他在《雪峰山陆内造山带的构造特征与演化》(1998)中认为雪峰山地区的变质核杂岩及其伸展剥离断层系具有如下特点:①变质核杂岩为四堡群
、梵净山群变质基底 ，该变质核杂岩缺乏典型变质核杂岩中常有的糜棱岩和糜棱岩化岩石;②雪峰山地区的大型伸展剥离断层一般伴随有区域性滑脱层，滑脱层的主要层位为丹洲群中下部(拱洞组、白竹组) 、板溪群中下部(通塔湾组、五强溪组)
、震旦系顶部和寒武系底部
，从这些滑脱变形层为泥盆系所不整合覆盖来看，其形成期为加里东晚期;③其滑覆前峰常转化为逆冲叠瓦构造 ，伸展剥离断层系主要是晚加里东造山期后变质基底隆生的产物
，它叠加在加里东造山幕逆冲推覆构造之上 。侯光久等在《雪峰山地区变质核杂岩与沃溪金矿》(1998)一文中述及，沿雪峰山轴部发育有一系列变质核杂岩呈北东向串珠状产出 ，它由中元古界冷家溪群组成
，是一套区域变质的板岩、粉砂质板岩 、变质砂岩组合，变形极为强烈 ，显示强烈褶皱和片理化
，发育多组半韧性—脆性剪切系统网络状强应变带与透镜状弱应变域并有规律出现，其中还有花岗岩墙或基性岩墙。变质核杂岩的上盘为新元古代板溪群低级变质岩和古生代岩系 ，发育有NE向宽缓褶皱逆冲断层及多世代的不同类型的正断层
。变质核与上盘之间为滑脱群层之间的接触带
，表现为大型低角度正断层，上滑脱带位于板溪群通塔湾组与五强溪组之间(图66)。

图66广西罗城－融水加里东期伸展拆离构造示意剖面

本区存在变质核杂岩构造和伸展剥离断层系 ，在梵净山地区和从江地区均见发育 。按其构造要素划分为原地系统
、滑面系统和滑动系统
。现分述如下:

1.原地系统

该地区原地系统分布于梵净山、从江地区，系指主滑脱面之下的中元古代梵净山群 、四堡岩群变质基底分布区
，原岩为一套深海复理石建造及火山岩建造，武陵运动使其变形变质。岩石经过区域变质作用 ，已变质为变质砂岩
、粉砂质板岩、千枚岩 、石英片岩
、云母片岩及绿泥石片岩
，同时，有后期酸性花岗岩、基性辉绿岩及碱性超基性岩侵入 ，形成阿尔卑斯式褶皱 、逆冲推覆构造及韧性剪切带等典型构造
，它们构成了该类型构造的变质核杂岩 。由于梵净山群和四堡群为原地系统，变质核杂岩构造和伸展剥离断层系对其影响不大
。

2.滑面系统

滑面系统由一系列近于平行的滑动面组成 ，可划分为主滑面和次级滑面。

(1)主滑面 。该地区主滑面位于中
、新元古界之间的角度不整合面上
，即板溪群、下江群和丹洲群的下部，影响层位主要是新元古界甲路组(从江地区)和芙蓉坝组 、红子溪组、乌叶组(梵净山地区) ，受其影响使下江群甲路组
、芙蓉坝组有不同程度的缺失或重复
。

主滑面由两个部分组成
，下部位于中、新元古代界面上即甲路组第一段 、芙蓉坝组
、红子溪组发育顺层脆性断裂带，出现顺层碎裂和构造透镜体。其上即上部甲路组第二段(从江地区)或红子溪组、乌叶组第一段(梵净山地区)发育顺层韧性剪切带 ，发育糜棱岩和糜棱岩化岩石 。

主滑面下部发育脆性断裂带，以脆性变形为主
，出现断层角砾岩 、构造透镜体等，据构造透镜体的排列方式 ，反映出其具上盘下滑的滑覆构造特征
。

上部发育滑脱韧性剪切带
，其岩石类型有初糜棱岩化碎裂岩
、千糜岩和糜棱岩，带内发育糜棱面理、无根褶皱 、S－C组构
、褶纹线理、旋转碎斑等。局部保留的底砾岩中砾石普遍有压扁 、拉长
、定向排列、边缘粒化等变形特征 ，个别砾石还具有旋转(图67)等显著的韧性剪切变形特征 。在从江地区沿该滑脱构造带有铜 、金银多金属矿点分布。

图67从江新村下江群与四堡群构造接触关系图(据1∶5万高武幅)

(2)次级滑面
。次滑面主要分布在新元古代至早古生代地层中
，分别以下江群和丹洲群中部、震旦系顶部
、寒武系底部为代表，形成一系列层间滑脱带 ，造成了部分地层的构造缺失。次级滑面附近在新元古代地层中形成构造片岩、硅化碎裂岩 、碎裂状变质砂岩(石英岩);而在早古生代地层中形成碎粒岩
、剪切透镜体、断层泥 、断层角砾岩等 。据滑脱断层带及旁侧牵引特征分析
，表现为由上盘下滑运动(图68)
。

在镜下基质中的绢云母呈细鳞片状
、霏细状，强定向排列;石英普遍被压扁拉长呈条状、拨丝状 ，晶体中显微裂纹分叉发育
，部分具亚颗粒化，颗粒具扭折带状消光和波状消光;黄铁矿斑晶以应变影构造的核晶出现 ，多发生旋转，应变影阴影部分多为粒状石英变斑晶亚颗粒化。

劈理与片理褶皱构成典型的S－C组构(图69) 。在镜下岩石具花岗鳞片变晶结构
，千枚状 、片状
、千糜状构造
。石英亚颗粒化普遍，构造强烈部位可形成亚颗粒条带 ，整体呈不同方位的过渡性波状消光
，具定向排列，并被后期劈理改造。在劈理域中的石英普遍被拉长成条状、线状 、拔丝状构造;绢云母
、绿泥石强定向形成片理 ，片理发生褶皱
，并进一步发展为褶劈理 。在黔东南地区由次级滑面构成的层间滑脱带控制了石英脉型金矿的产出
。

图68丹寨县俄那顺层劈理素描图

图69从江板良S－C组构素描图(据1∶5万高武幅)

在黔东地区由次级滑面构成的层间滑脱带控制了石英脉型金矿的产出(图70)，产出层位主要为下江群清水江组、平略组和隆里组等 ，使矿体沿顺层滑脱构造带呈带状 、串珠状分布
，同时也出现一系列派生切层的断层控矿。以黔东南地区的铜鼓花桥、八克
、金井、辣子坪等金矿为代表，主要出现金 、砷
、铁、铅 、锌组合 ，脉石矿物以石英为主 。

图70锦平花桥金矿脉素描图Pt3l—隆里组;Q—含矿石英脉

3.滑动系统

即滑面系统之上的伸展剥离断层系
，构成的地质体是新元古界
、早古生界发育的一系列正断层组合(图71)，该类型构造的存在(特别是上盘滑覆体的正断层组合)可能控制了后期晚古生代的沉积格局
。

该类型伸展剥离正断层系统控制了三都、铜仁地区金 、锑
、汞矿的产出(图72) ，产出层位主要为下古生界，使矿体沿产状陡立的正断层呈带状、串珠状分布。以三都地区的苗龙 、丹寨金矿为代表
，主要出现金
、锑、汞 、铅、锌组合，脉石矿物以方解石为主 。据余大龙(1998)等研究成果 ，该地区断裂带金含量普遍高于地壳克拉克值。据黎应书等(2004)对黔东南地区金矿地质及地球化学特征的研究
，北东向断裂破碎带仅有金矿化，没有成矿 ，认为可能为导矿构造;北东东向断裂破碎带很可能为容矿构造;北西向断裂破碎带中也仅具金矿化
。可以确定
，该伸展剥离正断层系统的北东东向断裂破碎带为该区主要控矿
、容矿构造。

图71五指山背斜部北西向阶梯状古断裂素描图(据《贵州省区域地质志》)

变质核杂岩构造及伸展剥离断层系形成时代为加里东构造旋回期末，是该区加里东造山期后隆升背景的产物 。

该地区金及多金属矿产受控于变质核杂岩构造 ，具体表现为3种形式或类型:其一是变质核杂岩的主滑脱构造带控矿
，其二是发育于主滑脱构造带上盘的次级滑脱构造带控矿，其三是变质核杂岩构造上盘的伸展剥离断层系即正断层系统控矿
。

该地区金及多金属矿产形成于加里东期 ，从铜鼓花桥金矿及其他金矿的地质特征来看
，含金石英脉明显切割了区域性剪切劈理带(图73)，且随之出现开阔平缓型褶皱(图74)。结合区域构造形迹的形成时代 ，可以确定其成矿期为加里东期末，该成矿时期与本地区发育的变质核杂岩构造形成时期完全吻合 。

图72三都县金矿控矿断层素描图

图73锦平花桥含矿石英脉切割区域性劈理素描图Pt3l—隆里组;Q—含矿石英脉

在平面、剖面上受控于变质核杂岩构造主滑脱带 、次级滑脱带及伸展剥离正断层系统的矿床在矿物组合
、成矿温度上出现有规律变化
，在变质核杂岩构造的不同部位具有不同的矿物组合及控矿构造，由下而上出现自然金、黄铜矿 、方铅矿
、闪锌矿、石英组合－自然金 、毒砂
、黄铁矿、方铅矿 、闪锌矿
、石英组合－自然金、辉锑矿 、辰砂、方铅矿
、闪锌矿、方解石组合的逐渐变化 ，同时在成矿温度上随之也出现中温—中低温—低温的有规律变化(图75)
，反映出该地区金及多金属矿产是受控于变质核杂岩构造的一个完整的 、相互具有机联系的成矿系统
。

图74平秋金矿矿脉褶皱素描图

图75黔东地区变质核杂岩控矿模式图

(四)逆冲推覆断层

该类型主要分布在黔东地区，由于受后期构造影响明显 ，多被燕山期断层破坏
、改造或利用
，而使该期逆冲推覆断层特征反映不明显，只在局部地区有零星保存。该类型断层多呈北东向展布 ，断层规模较大
，断面多西倾，压性特征明显 ，运动方向反映为由西向东 。该类型断层在锦平新化以东见有被上石炭统所覆盖的现象
，从而可以确定其形成时期为加里东期
。区内较典型的该类型断层有池洞－高武断层。

池洞－高武断层分布于从江地区乌坭—高武—池洞一带，断层带总体走向北东向 ，倾向北西，倾角55°～65° 。断层带南宽北窄
，在花岗岩中断层带宽10～40m，往北延伸到四堡岩群、下江群中变窄 ，断层带宽1～3m
。断层带中主要为断层角砾岩 、碎裂岩
、构造片岩及构造透镜体、碎裂状石英脉
，局部由后期石英脉充填，带中劈理 、片理
、滑动面、破裂面发育。断层角砾岩有胶结和再破碎的特征 ，普遍具硅化 、绿泥石化
、黄铁矿化、黄铜矿化 。该断层带在地貌上呈北东向线性负地形
，很多地方能见断层三角面或硅化岩墙。

断层北西盘出露有花岗岩 、四堡岩群唐柳岩组、下江群甲路组
、乌叶组、番召组，南东盘出露有花岗岩 、四堡岩群唐柳岩组
、鱼西组、下江群甲路组乌叶组 、番召组 ，断层带内发育断层劈理
。从断层旁侧牵引褶皱
、带内断层劈理及构造透镜体等资料分析
，该断层早期压性特征明显，具有逆冲推覆性质(图76) ，可以确定该断层在加里东期为逆冲推覆性质。后期北西盘向北东方向进行了平移
，属右旋剪切断层 。而据下江群构造层中地层效应和花岗岩两盘的牵引构造及构造岩石分析，表现为左旋剪切特征 ，断层面上见擦痕构造，近于水平展布
，也表现出左旋、右旋剪切特征
。从断层带内构造角砾岩分析，该断层后期有张性正断层性质活动(图77)。可以确定 ，该断层后期经历了平行走滑和张性构造活动的改造 。

图76从江县姚家坝逆冲断层素描图(据1∶5万高武幅资料)

图77从江县高武断层带素描图(据1∶5万高武幅)

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