一種雁行石英脈體的形成及構(gòu)造意義

張 進 李巖峰 肖文霞

1)中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

2)中國地震搜救中心，北京 100049

3)東方地球物理公司長慶分院，西安 710021

0 引言

雁行脈體的形態(tài)和形成機制一直是中小構(gòu)造分析的重要內(nèi)容(Reoring，1968;Hancock，1972;Ramsay et al.，1987;Smith，1995，1996a，1996b，1997，1999;Srivastava，2000)，它們不僅能夠指示區(qū)域構(gòu)造變形(Hancock，1972，1985;Richard et al.，1983;Rothery，1988)，也可以反映巖石變形機制以及斷層的發(fā)展過程(Hancock，1972;Pollard et al.，1982;Olson et al.，1991;Mazzoli et al.，2003)，而且還是重要的容礦構(gòu)造(何紹勛等，1988;Laing，2004)。20世紀80年代，雁行脈體的成因及其構(gòu)造意義也為中國許多學(xué)者所關(guān)注，取得了很多認識(宋鴻林，1983;吉讓壽，1985;何紹勛等，1988)。

目前有關(guān)雁行脈的形成有不同觀點，但都與斷層或破裂的擴展有關(guān)，Ramsay等(1983)認為雁行脈體以及它們獨特的“S”型形態(tài)是巖石在脆韌條件下，由簡單剪切造成(vein-rotation model)，屬于Ⅰ型;而Olson等(1991)和Nicholson等(1985)則認為雁行“S”型脈體的形成可以不由簡單剪切作用形成(bridge-rotation model)，是Ⅰ型主斷層末端的應(yīng)變分解產(chǎn)物。還有一些學(xué)者認為一部分雁行脈體形成于剪切破裂中(Smith，1996a，1999)，屬于Ⅱ型。走滑斷裂及其端部的變形一直是構(gòu)造領(lǐng)域的研究熱點，幾近100年的歷史(Riedel，1929;Sylvester，1988;Wood-cock etal.， 1994;Kim etal.， 2003;Cunningham et al.，2007)，其中也不乏中國學(xué)者的工作(馬宗晉等，1965;Deng et al.，1986)。目前對走滑斷裂是通過什么機制擴展以及不同次級剪切面的形成受什么因素控制還存在爭論。例如馬宗晉等(1965)在對各種節(jié)理的研究中，對剪節(jié)理的定義和描述實質(zhì)就是Ridel實驗中的次級剪切面，他們注意到了不同次級剪切面形成的先后和發(fā)育程度問題，但該問題直到目前還沒有解決。有關(guān)走滑斷裂端部的變形總體分為4個類型(圖1)，多數(shù)研究認為走滑斷層的擴展是通過斷層端部形成一系列平行區(qū)域最大主壓應(yīng)力方向的張性脈(wing cracks)(Ⅰ型)進行的(圖1a，F(xiàn)ossen，2010)，但也有不少學(xué)者發(fā)現(xiàn)Ⅱ型破裂也是重要的擴展方式(圖1d;Petit，1988;McGrath et al.，1995)，其中就不乏雁行脈體的形成(McGrath et al.，1995)，但現(xiàn)在對這些Ⅱ型破裂有關(guān)的雁行脈體如何生長、脈體的運動學(xué)性質(zhì)以及脈體之間巖橋區(qū)變形的討論和報道還不多。

此外，雁行脈體是如何在縱向(平行脈體的走向)與橫向(平行脈體中心連線走向)上發(fā)育也存在不同的意見(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Smith，1999)。

我們在位于寧夏中部的牛首山奧陶系砂巖中發(fā)現(xiàn)了一組石英脈體(圖2)，它們的內(nèi)部特征一方面可以指示脈體的生長過程和方式以及可能的變形機制，進而區(qū)分上述不同的觀點，另一方面也可能代表著一種走滑斷層端部的變形方式。

圖1 走滑斷層端部變形方式(據(jù)Fossen，2010)Fig.1 Minor fractures at the termination of strike-slip faults(after Fossen，2010).

1 地質(zhì)背景

牛首山位于北祁連走廊過渡帶的東緣，新生代銀川地塹的南端。山體主要由奧陶紀米缽山組雜砂巖組成，夾滑塌堆積(寧夏回族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996;張進等，2007)。山體位于早古生代北祁連造山帶的前陸變形帶內(nèi)，泥盆系角度不整合覆蓋在奧陶系之上(寧夏回族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996;張進等，2003，2007)。中生代向東逆沖于鄂爾多斯盆地之上(楊俊杰等，1990;Liu，1998)。新生代本區(qū)由于青藏高原向外生長的影響，逆沖與走滑構(gòu)造發(fā)育(國家地震局地質(zhì)研究所，1990)。本文所研究的石英脈體就發(fā)育在牛首山東坡沙壩溝奧陶系米缽山組中厚層砂巖中(圖2)。

2 雁行脈體特征

在平行層面上，這個雁行石英脈體向西長度減小，厚度變大，而向東逐漸變長，但厚度變小(圖2)。剖面上，石英脈很快向地層邊界收斂，呈楔型，并垂直于層理，露頭上的截面代表了脈體的真實形態(tài)。在雁行脈的西部，單個脈體呈現(xiàn)比較明顯的“S”型，向東則越來越平直(圖2)，同時，東部的一些脈體也是由一些次一級的雁行脈體所構(gòu)成(見下)。整個露頭上的脈體在橫向(EW向)和縱向(SN向)上均表現(xiàn)出雁行的特點(圖2)。這2種雁行分布可能代表了不同的形成機制，反映一些獨特的巖石變形機制(見后討論)。

圖2 牛首山東坡中奧陶統(tǒng)砂巖中的雁行石英脈及圖3，4位置Fig.2 An en-echelon quartz vein array in sandstones of the Miboshan formation in the eastern foothill of the Niushoushan Range，and locations for Figs.3，4.

在露頭的最西段，可見到許多無規(guī)則分布的石英脈體(圖2中白色箭頭處)，脈體的長度最小，這些脈體的分布是由許多小斷層切割并旋轉(zhuǎn)的緣故，并發(fā)生了比較明顯的褶皺。向東則逐漸出現(xiàn)“S”型分布的石英脈體(圖2、圖3a、圖4a)。在這些脈體上還分出次級脈體(圖3a、圖4a)，這些與Ramsay等(1983)所描述的在脆韌性條件下由遞進簡單剪切形成的脈體有一定的類似，但不完全相同。一方面這些脈體長度差異很大，越靠近東側(cè)脈體向上切割早期近EW向黃褐色碎裂巖帶的位置越高(圖4 a中白色箭頭)，另一方面，根據(jù)野外特征判斷，這些具備相似特征的脈體(非S型脈體)的生長不是同時形成，而是自西向東越來越新。而根據(jù)Smith(1999)定義的脈體之間巖橋區(qū)變形的視應(yīng)變(em)與理論計算的應(yīng)變(er)之間的關(guān)系(圖5)，圖3a、圖4a中這些石英脈體之間的巖橋變形基本位于巖橋厚度不變至稍微減薄的區(qū)域(圖5 c中的方塊)。同時這些脈體向上還左行切割早期碎裂巖帶(圖4 a中的白色箭頭)，而且在東側(cè)的其他脈體上也表現(xiàn)出左行剪切的特征(圖3 b—h、圖4b—h)，而且有的碎裂巖帶明顯褶皺(圖3f、圖4f)。這些表明石英脈體是在剪切控制下形成的，因而不完全等同于張性條件下形成的脈體(Ramsay et al.，1983)。

東側(cè)單個脈體長度變長，間距逐漸變大(圖2)。這些脈體又由更小的雁行脈組成(圖3c—g、圖4c—g)，與西側(cè)雁行脈體不同，這些小脈體之間重疊部分很小，在小脈體的兩端均出現(xiàn)向外延伸的對稱的刺狀脈(horn)(圖3c—f、圖4c—f)，表面上這些脈體的形態(tài)類似于由張性主斷層末端分解形成的脈體(Nicholson et al.，1985)，但它們之間存在一定的差異，這些刺狀脈并不像一些研究中預(yù)測的向?qū)γ婷}體延伸出來的刺狀脈彎曲(Olson et al.，1991)，而是彼此近于平行，甚至彼此向相反的方向發(fā)展(圖4 c，e白色箭頭處)。

圖3c—g、圖4c—g顯示早期的碎裂巖帶一般呈現(xiàn)黃褐色，它們垂直層理，厚度一般為0.5～10cm，多數(shù)厚度為0.5～2cm，間隔一般在5～10cm，部分較密集，間隔0.5～1.5cm。另一些碎裂巖帶分布沒有規(guī)律性，為穿插平行分布的碎裂巖。在這些碎裂巖帶中，很多在中心位置發(fā)育石英脈體，脈體厚度很小，甚至不易觀察，它們表觀暗淡，是包含了一些碎裂巖細小碎塊的緣故(圖4 d白色箭頭處)。這些脈體可能是碎裂巖帶在后期再活動形成斷裂的產(chǎn)物。嚴格意義上，此類由石英脈充填的早期碎裂巖屬于斷層角礫巖，但為了描述的方便，下文統(tǒng)稱碎裂巖。這些早期的構(gòu)造可以成為研究脈體之間巖橋變形的重要標(biāo)志物。而且，這些早期構(gòu)造還可顯示出它們?nèi)绾慰刂坪笃谑⒚}體的生長，為研究早期構(gòu)造與晚期構(gòu)造之間的關(guān)系提供有用的信息。以往的研究中由于缺少標(biāo)志物，對巖橋區(qū)的變形還存在不同的認識(Nicholson et al.，1985;Smith，1999，2000;Nicholson，1991，2000)。

圖3c、圖4c巖橋區(qū)中有一條自左上向右下延伸的碎裂巖帶，并被2個脈體左行切割，在巖橋區(qū)的一段則發(fā)生了褶皺(黑色箭頭處)。從碎裂巖帶的產(chǎn)狀可以看出，該褶皺是巖橋區(qū)橫彎作用派生的局部擠壓應(yīng)力導(dǎo)致了早期構(gòu)造的褶皺。圖3d、圖4d中有一條碎裂巖帶穿過巖橋區(qū)，該巖帶在巖橋區(qū)發(fā)生了明顯的減薄作用，在巖橋區(qū)外的碎裂巖帶中央存在一層色澤較暗的石英脈(圖4 d中白色箭頭處)，但在巖橋區(qū)則不發(fā)育。我們認為這是在巖橋變形中，石英成分沿著碎裂巖帶已遷移出去，但碎裂巖帶還保持連續(xù)，呈現(xiàn)出一定程度的宏觀韌性變形特征。根據(jù)石英脈尖端的形態(tài)可以推測巖橋區(qū)的變形。由于相向生長的2個石英脈的尖端相互背離向外生長，而不是相互接近，可見每個石英脈的尖端產(chǎn)生的局部應(yīng)力場是相互排斥的，而且脈體尖端應(yīng)力也相對較小，這種局部應(yīng)力場導(dǎo)致巖橋區(qū)發(fā)生了橫彎作用(圖6)，并導(dǎo)致沿著碎裂巖帶產(chǎn)生左行剪切運動(圖3d、圖4d)。em與er之間的關(guān)系也表明巖橋區(qū)發(fā)生了一定程度的減薄作用(圖5 c中的圓點)。橫彎作用一直是前人認為的巖橋區(qū)主要變形方式(Nicholson et al.，1985)，但韌性變形以及所派生的剪切運動以往還沒有報道。同樣，在圖3f、圖4f中類似的現(xiàn)象也表現(xiàn)明顯。還可以看出，雖然整個巖橋區(qū)是橫彎作用，但對于其中的碎裂巖帶，縱彎作用也不能忽視，此外沿著脈體的左行走滑對巖橋區(qū)內(nèi)早期構(gòu)造的變形也起到了一定作用，它造成了碎裂巖帶發(fā)生拖拽現(xiàn)象，使得巖橋區(qū)的碎裂巖被“撕裂”。因此就從這組石英脈體來說，巖橋區(qū)的變形是比較多樣的，一方面巖橋區(qū)的不均一性，另一方面沿著脈體的走滑運動使得橫彎作用復(fù)雜化。Nicholson(1991，2000)認為巖橋區(qū)不存在韌性變形，但也不能絕對化。

雁行石英巖脈的階段性生長在露頭上也有表現(xiàn)(圖3d—g、圖4d—g)，早期的碎裂巖對它們起了重要的作用。以往有研究集中討論了不均一構(gòu)造與主壓應(yīng)力平行的條件下的脈體形成規(guī)律(Olson et al.，1991)，而當(dāng)早期構(gòu)造與構(gòu)造應(yīng)力(remote tectonic stress)不平行時，脈體如何形成還未見報道。從圖3d、圖4d上可以看出，早期的碎裂巖帶控制了小雁行脈體的長度，單個小脈體往往受限于碎裂巖帶之間(圖3e、圖4e)，而次級小脈體的側(cè)向擴展有時也是以兩碎裂巖帶之間的距離為單位(圖4 g中的①②)。圖3e、圖4e顯示巖脈的生長是雙向的，而圖3d—g、圖4d—g中顯示，巖脈的側(cè)向擴展是通過巖脈尖端的刺狀脈不斷向巖橋區(qū)擴展，使得巖橋區(qū)逐漸破碎并最終成為脈體中的捕虜體(圖4 d，f，g中的黑色箭頭)。根據(jù)這些捕虜體的產(chǎn)狀以及脈體不同擴展階段石英色澤的不同以及由早期石英“結(jié)合線”(seam)所圍限的楔型體，可以區(qū)分脈體的生長階段。同時還可以發(fā)現(xiàn)這些脈體的擴展是突發(fā)性的，這意味著巖橋區(qū)的破裂發(fā)生在先，而脈體充填在后。

圖3 雁行石英脈體不同部分的變形特征Fig.3 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array.

圖4 雁行石英脈體不同部分的變形特征(圖3解釋)Fig.4 Deformation characteristics of different parts of the en-echelon quartz vein array(interpretation of Fig.3).

圖5 雁行脈體巖橋區(qū)變形參數(shù)與特征(a，b)(據(jù)Smith，1999)，牛首山石英脈巖橋參數(shù)投影(c)Fig.5 Deformation parameters and characteristics of the rock bridge of the en-echelon quartz vein array(a and b)(after Smith，1999)，c is the projection of the parameters of the rock bridges of this study.

3 討論與結(jié)論

綜上所述，雁行石英脈體既具有張性斷裂控制下脈體的一些特點，還具有其自身的特點。下面討論導(dǎo)致這些特點的原因。

3.1 巖石的不均一性

許多研究都認為巖石不均一性在雁行脈的形成中至關(guān)重要，它們往往控制了巖脈的發(fā)育位置，并主導(dǎo)了巖脈后期變形(Olson et al.，1991;Smith，2000)。本研究中也發(fā)現(xiàn)早期構(gòu)造控制了上述脈體中次級小脈體的長度(甚至擴展長度和方向)。在一些位置，巖脈的刺狀脈發(fā)生偏轉(zhuǎn)與早期構(gòu)造連為一體(圖4 c白色箭頭)，并導(dǎo)致這些早期碎裂巖帶發(fā)生左行走滑運動(圖4 c白色箭頭，圖3h、圖4h)，這說明早期巖石中的結(jié)構(gòu)面對后期雁行脈的生長起到了控制作用。

3.2 脈體之間巖橋區(qū)的變形機制

圖6 巖橋區(qū)橫彎作用應(yīng)力分布示意圖Fig.6 Mode of the bending of the rock bridge between two veins and distribution of stress in the rock bridge.

Ramsay等(1983)的脆韌性剪切變形中“S”型脈體的成因獲得廣泛共識。但在脆性環(huán)境下，“S”型脈體的形成往往不具有類似的特點(如脈體與剪切帶之間的角度以及剪切應(yīng)變等)，一些學(xué)者認為“S”形脈體的形成是由于脈體之間的巖橋發(fā)生旋轉(zhuǎn)變形，巖橋經(jīng)歷橫彎作用(Bending)產(chǎn)生新的空間，由脈體充填而成(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991)。該認識不承認存在脈體的剪切成因，也不認為巖橋可以發(fā)生韌性變形和褶皺(Nicholson，2000)。然而，Smith(1999)理論推測韌性變形也可以發(fā)生，并造成巖橋區(qū)的減薄(圖5)，由于缺少明顯的證據(jù)，遭到Nicholson(2000)置疑。Smith(1999，2000)認為，由于在巖橋區(qū)沒有明顯的標(biāo)志物，會造成對巖橋區(qū)變形的不同認識。在沙壩溝的脈體發(fā)育過程中，由于巖橋區(qū)發(fā)育了早期碎裂巖帶，這為我們識別巖橋區(qū)的變形提供了少有的機會。前面的描述中可以發(fā)現(xiàn)，在巖橋變形過程中會出現(xiàn)韌性變形(圖3d、圖4d)。同樣，在圖3f和圖4f中也可以發(fā)現(xiàn)巖橋區(qū)的碎裂巖帶發(fā)生了明顯的褶皺變形。

3.3 單個脈體的成因

早期研究認為，雁行脈體序列與各脈體之間的不同角度代表了不同的形成機制(Hancock，1972，1985)。然而近來的研究發(fā)現(xiàn)，在同一露頭區(qū)同期變形中就存在不同角度的脈體系列(Smith，1995)。近年來的研究多數(shù)認為脈體屬于張性破裂(Ⅰ型)，脈體尖端平行于局部主壓應(yīng)力(Nicholson et al.，1985，1987;Nicholson，1991;Pollard et al.，1982;何紹勛等，1988;Olson et al.，1991)。Ramsay等(1983)認為在脆-韌性剪切中的脈體也屬于張性。沙壩溝單個石英脈體的發(fā)育表明，它們是在剪切控制下形成，每條脈體上均表現(xiàn)出明顯的左行走滑現(xiàn)象(圖3a—h、圖4a—h)，由于標(biāo)志體(早期碎裂巖)與脈體之間存在不同的角度，因此這些視剪切也可能僅僅是假象。但在圖3f和圖4f中可以看出，早期的碎裂巖帶被脈體切割后，表現(xiàn)出明顯的拖拽現(xiàn)象，而且這些脈體還派生出次級R剪切，因此這些脈體上的左行剪切不是視覺假象，而屬于Ⅱ型破裂。

3.4 整個脈體系列的成因

我們所研究的脈體是自西向東逐漸發(fā)育，單個脈體均是剪切成因，而且最西端變形最為復(fù)雜，變形自西向東逐漸變?nèi)?。前面已?jīng)否定這些脈體是由主斷裂末端分解產(chǎn)物的成因。目前有2種環(huán)境能形成上述特征的脈體。一是存在一系列的先存剪切斷裂，這些斷裂的活動形成雁行分布的具有“S”型脈體(圖7 b)(Smith，1996a);另一種是形成于斷層(逆沖或走滑斷裂)擴展前端斷裂破碎帶中(fault tip damage zone)(圖 7a、圖 1d)(McGrath et al.，1995;Kim et al.，2003)。由于本研究中的這些脈體是由次級脈體側(cè)向上擴展聯(lián)合而成，不存在早期走滑斷裂條件。而第2個模型中(圖1d)，從斷層端點向外，破碎帶呈一個楔體，剪切脈體均發(fā)育在這個區(qū)域中(Kim et al.，2003)，該楔型破碎帶是被主斷層的P和R次級剪切面所圍限的區(qū)域(圖7a)。在這個楔型體中會出現(xiàn)剪切型的脈體，如反向剪切破裂(脈體)，即R′剪切面，本文中的脈體即屬于此類，該模型中的變形也是由斷層端點向外逐漸減弱。Kim等(2003)將其歸納為Ⅱ型斷裂前端的斷層破碎帶模式，Petit(1988)也證明了這種走滑斷裂端部變形的存在，而一些走滑斷層端部的地震活動同樣指示出這種變形(Kilb et al.，2002)。我們傾向第2種認識，即露頭西側(cè)可能的右行走滑斷層造成了上述石英脈體的形成，但遺憾的是由于露頭西側(cè)為第四紀殘坡積所覆蓋，沒有直接證據(jù)。而近年來由于高速公路的修建，該露頭已經(jīng)不復(fù)存在。

圖7 斷層擴展前端斷層破碎帶(McGrath et al.，1995)(a)，剪切斷裂控制下的“S”型雁行脈體(Smith，1996a)(b)Fig.7 Fault-tip damage zone at the end of a strike-slip fault(McGrath et al.，1995)(a)，“S”type en-echelon quartz vein array controlled by shear faults(Smith，1996a)(b).

何紹勛，奚小雙.1988.對江西西華山鎢礦脈雁行構(gòu)造成因的初步探討［J］.地質(zhì)學(xué)報，62(1):31—42.

HE Shao-xun，XI Xiao-shuang.1988.The genesis of the en-echelon structure of Tungsten veins in Xihuangshan，Jiangxi［J］.Acta Geologica Sinica，62(1):31—42(in Chinese).

吉讓壽.1985.湖南錫礦山初始雁行張裂隙脈的研究［J］.地質(zhì)論評，31(1):23—30.

JI Rang-shou.1985.Primary en-echelon tension fissure veins in the Sikuangshan ore district，Hunan Province［J］.Geological Review，31(1):23—30(in Chinese).

國家地震局地質(zhì)研究所，寧夏回族自治區(qū)地震局.1990.海原活動斷裂帶［M］.北京:地震出版社.

Institute of Geology，State Seismological Bureau，Seismological Bureau of Ningxia Autonomous Region.1990.Haiyuan Active Fault Zone［M］.Seismological Press，Beijing(in Chinese).

馬宗晉，鄧起東.1965.節(jié)理的力學(xué)性質(zhì)、分期、配套問題［A］.見:構(gòu)造地質(zhì)問題.北京:科學(xué)出版社.15—29.

MA Zong-jin，DENG Qi-dong.1965.The mechanical properties，staging and grouping of joints［A］.In:Problems in the Structural Geology.Sciences Press，Beijing.15—29(in Chinese).

寧夏回族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局.1996.寧夏回族自治區(qū)巖石地層(全國地層多重劃分對比研究64)［M］.北京:中國地質(zhì)大學(xué)出版社.

Bureau of Geological and Mineral Resources of Ningxia Hui Autonomous Region.1996.Stratigraphy(lithostratic)of Ningxia Hui Autonomous Region，(Mutiple classification and correlation of the stratigraphy of China 64)［M］.China University of Geosciences Press，Wuhan(in Chinese).

宋鴻林.1983.共軛雁行脈列分析［J］.地震地質(zhì)，5(2):1—10.

SONG Hong-lin.1983.Analyses of conjugate en-echelon vein arrays［J］.Seismology and Geology，5(2):1—10(in Chinese).

楊俊杰，張伯榮.1990.鄂爾多斯盆地西緣掩沖構(gòu)造帶的基本特征［A］.見:楊俊杰編.鄂爾多斯盆地西緣逆沖帶構(gòu)造與油氣.蘭州:甘肅科學(xué)技術(shù)出版社.91—105.

YANG Jun-jie，ZHANG Bo-rong.1990.The basic characteristics of the western Ordos thrust belt［A］.In:YANG Junjie(ed).The Structures，Oil and Gas of Western Ordos Basin.Gansu Science and Technology Press，Lanzhou.91—105(in Chinese).

張進，馬宗晉，任文軍，等.2003.寧夏中部牛首山地區(qū)構(gòu)造特征及其地質(zhì)意義［J］.大地構(gòu)造與成礦，27(2):132—142.

ZHANG Jin，MA Zong-jin，REN Wen-jun，et al.2003.Structural characteristics in the Niushoushan area，central Ningxia and its geological significance［J］.Geotectonica et Metallogenia，27(2):132—142(in Chinese).

張進，馬宗晉，任文軍，等.2007.滑塌堆積在逆沖構(gòu)造中的作用:以寧夏牛首山中奧陶統(tǒng)米缽山組為例［J］.地學(xué)前緣，14(4):85—95.

ZHANG Jin，MA Zong-jin，REN Wen-jun，et al.2007.The role of olistostrome in thrusting-A case study from the Miboshan formation of middle Ordovician in the Niushou Mountain，Ningxia ［J］.Earth Science Frontiers，14(4):85—95(in Chinese).

Cunningham W D，Mann P.2007.Tectonics of strike-slip restraining and releasing bends［J］.Geological Society Special Publications，London 290.1—12.

Deng Qidong，Wu Daning，Zhang Peizhen，et al.1986.Structure and deformational character of strike-slip fault zones［J］.Pure and Applied Geophysics，124:203—223.doi:10.1007/BF00875726.

Fossen H.2010.Structural Geology［M］.Cambridge University Press，Cambridge.

Hancock P L.1972.The analysis of en echelon veins［J］.Geological Magazine，109:269—276.

Hancock P L.1985.Brittle microtectonics:Principles and practices［J］.Journal of Structural Geology，7:437—457.

Kilb D，Rubin A M.2002.Implications of diverse fault orientations imaged in relocated aftershocks of the Mount Lewis，ML5.7，California，earthquake ［J］.Journal of Geophysical Research，107(B11):2294，1—5.doi:10.1029/2001JB000149.

Kim Y S，Peacock D C P，Sanderson D J.2003.Mesoscale strike-slip faults and damage zones at Marsalforn，Gozo Island Malta［J］.Journal of Structural Geology，25:793—812.

Laing W P.2004.Tension vein arrays in progressive strain:Complex but predictable architecture，and major hosts of ore deposits［J］.Journal of Structural Geology，26:1303—1315.

Liu S F.1998.The coupling mechanism of basin and orogen in the western Ordos Basin and adjacent regions of China［J］.Journal of Asian Earth Science，16:369—383.

Mazzoli S，Bucci D D.2003.Critical displacement for normal fault nucleation from en-echelon vein arrays in limestones:A case study from the southern Apennines(Italy)［J］.Journal of Structural Geology，25:1011—1020.

McGrath A G，Davison Ⅰ.1995.Damage zone geometry around fault tips［J］.Journal of Structural Geology，17:1011—1024.

Nicholson R，Ejiofor I B.1987.The three-dimensional morphology of arrays of echelon and sigmoidal，mineral-filled fractures:Data from north Cornwall［J］.Journal of Geological Society(London)，144:79—83.

Nicholson R，Pollard D D.1985.Dilation and linkage of echelon cracks［J］.Journal of Structural Geology，7:583—590.

Nicholson R.1991.Vein morphology，host rock deformation and the origins of the fabrics of echelon mineral veins［J］.Journal of Structural Geology，13:635—641.

Nicholson R.2000.Inter-array and intra-array kinematics of en echelon sigmoidal veins in cross-bedded sandstone，Merimbula，southeastern Australia:Discussion ［J］.Journal of Structural Geology，22:145.

Olson J E，Pollard D D.1991.The initiation and growth of en echelon veins［J］.Journal of structural Geology，13:595—608.

Petit J P.1988.Can natural faults propagate under Mode II conditions?［J］Tectonics，7:1243—1256.

Pollard D D，Segall P，Delany P T.1982.Formation and interpretation of dilatant echelon cracks［J］.Geological Society of America Bulletin，93:1291—1303.

Ramsay J G，Huber M I.1983.The techniques of modern structural geology［M］.Academic Press，London.

Ramsay J G，Huber M Ⅰ.1987.The Techniques of Modern Structural Geology，Vol.2［M］.Academic Press，London.

Reoring C.1968.The geometrical significance of natural en-echelon crack arrays［J］.Tectonophysics，5:107—123.

Richard M J，Rixon L K.1983.Stress configurations in conjugate quart vein arrays［J］.Journal of Structural Geology，5:573—578.

Riedel W.1929.Zur Mechanik geologischer brucherscheinungen［J］.Zentralblatt fur Mineralogie，Geologie und Palaontologie.1929B:354—368.

Rothery E.1988.En-echelon array development in extension and shear［J］.Journal of Structural Geology，10:63—71.

Smith J V.1995.True and apparent geometric variability of en-echelon vein arrays［J］.Journal of Structural Geology，17:1621—1626.

Smith J V.1996a.En echelon sigmoidal vein arrays hosted by faults［J］.Journal of Structural Geology，11:1173—1179.

Smith J V.1996b.Geometry and kinematics of convergent conjugate vein array systems［J］.Journal of Structural Geology，18:1291—1300.

Smith J V.1997.Initiation of convergent extension fracture vein arrays by displacement of discontinuous fault segments［J］.Journal of Structural Geology，19:1369—1373.

Smith J V.1999.Inter-array and intra-array kinematics of en echelon sigmoidal veins in cross-bedded sandstone，Merimbula，southeastern Australia［J］.Journal of Structural Geology，21:387—397.

Smith J V.2000.Inter-array and intra-array kinematics of en echelon sigmoidal veins in cross-bedded sandstone，Merimbula，southeastern Australia:Reply［J］.Journal of Structural Geology，22:147—148.

Srivastava D C.2000.Geometrical classication of conjugate vein arrays［J］.Journal of Structural Geology，22:713—722.

Sylvester A.1988.Strike-slip faults［J］.Geological Society of America Bulletin，100:1666—1703.doi:10.1130/0016-7606(1988)100＜1666:SSF＞2.3.CO;2.

Woodcock N H，Schubert C.1994.Continent strike-slip tectonics［A］.In:Hancock P L(ed).Continental Deformation.Pergamon Press.251—263.