高幫飛，楊立強

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

0 引言

世界上許多金礦床產(chǎn)于剪切帶構造中，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烈的構造、流體疊加改造，許多早期構造形跡已無法恢復，使得剪切帶構造－流體－成礦作用研究顯得十分困難。

細?；蛿鄬幽嗟男纬墒堑貧ご笾行蛿嗔褞У闹匾卣鳎?］。研究表明，作為斷裂活動的重要載體，斷層泥研究可以獲得斷裂活動時代［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］，正好對應著中低溫熱液金礦床形成的溫度范圍。同時，由于斷層泥具有組成和結構上的特性，可以影響剪切帶水－力性質［6－12］，進而制約剪切帶構造變形、流體輸運及水－巖反應等物理化學作用，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、結構特征的基礎上，以膠東金礦集中區(qū)為例，探討斷層泥的演化對剪切帶構造－流體作用、脆－韌性變形轉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］。一般認為，斷層泥中黏土礦物組成與蝕變過程的物理化學環(huán)境有關［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構、顆粒細小以及帶電粒子表面等特征而具有許多特殊性質。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，其力學性質也存在差異。大量實驗研究表明，不同種類黏土礦物具有不同的剪切強度［14］。干的純黏土礦物的剪切強度由高到低大致為：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晶水或結構水，在斷裂的過程中，它們可通過以下方式改變剪切帶水－力學行為［8］：①增強各向異性，降低剪切強度；②改變孔隙度和滲透率；③儲存或釋放大量流體；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，剪切帶內靠近滑動面，斷層泥平均粒度減小。斷層泥的細?；土６确中畏植急徽J為與剪切帶力學作用有關［8－9］。盡管不同斷裂帶的母巖特征、斷裂作用的時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)歷了碾磨和旋轉等類似的力學過程。這種力學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)探討了剪切帶力學過程與斷層泥粒度分維值（D）之間的關系。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，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制，D值多小于2；②中期強制碾磨（constrained comminution）和剪切滑動局部化（slip localization），D值為2．58左右；③晚期大顆粒旋轉磨損，D值在2．7左右。Billi（2005）進一步研究發(fā)現(xiàn)，斷層泥粒度分維值與斷層泥厚度呈正相關關系。當斷層泥厚度為斷裂帶厚度的3%時，D值為2．2；角礫巖帶破碎、磨損、旋轉進一步細粒化，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；當斷層泥厚度增加到斷裂帶厚度的90%時，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作用時空演化的重要指標。斷層泥的粒度變化往往從母巖的碎裂開始，隨著磨損、旋轉作用的增強，其粒度逐漸變小。也就是說，斷層活動時間越長，強度越大，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斷層泥粒度分維值；主斷裂斷層泥粒度分維值大于次級（分支）斷裂斷層泥粒度分維值［3］。由于剪切帶總位移增加時，次級裂隙的數(shù)量也增加，若每個次級裂隙都產(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－伊利石轉化

3．1 轉化機制

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，會使蒙脫石高度活化而傾向于吸收K＋，并轉化為伊利石。斷裂作用、溫度升高、應力導致的黏土顆粒缺陷、變形生成孔隙、水／巖比增大，都會促使蒙脫石的伊利石化［16］。

圖1 蒙脫石結構與有效應力的關系［9］Fig．1 Relationship between smectite texture and the imposed effective stress

研究表明，有效應力增加可促使蒙脫石脫水，從18．5×10－10m 向15．4×10－10m 狀態(tài)轉變（圖1），這一過程只需1．3MPa的有效應力［17］；Casciello et al［9］研究發(fā)現(xiàn)，剪切帶高應變區(qū)泥質巖中的黏土礦物主要為伊利石，而弱變形泥質巖則以伊－蒙混層為主，據(jù)此認為是剪切應變導致了蒙脫石脫水和向 伊利石轉變；Vrolijk and van der Pluijm［13］的研究也發(fā)現(xiàn)，從斷裂上盤的弱應變帶靠近主變形帶，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］認為，初始蒙脫石向伊利石的轉化同高應變條件下層狀硅酸鹽的優(yōu)選定向有關；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關系［3］，也從側面反映了應力和應變在伊利石形成過程中的重要作用。

蒙脫石向伊利石轉化主要有穩(wěn)態(tài)轉化和溶解－重新結晶2種方式［16］。轉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力從而促使斷裂滑動。同時，黏土體積變化形成了良好的孔－滲條件，提供了流體輸運通道；隨著水／巖比的增大，又進一步促進黏土礦物的溶解和重新結晶［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或者斷裂局部化的產(chǎn)物，黏土礦物反應和斷裂力學的相互作用應是同一過程。蒙脫石向伊利石的轉化也影響著剪切帶的水－力性質。

一般來說，斷層泥的摩擦強度與黏土礦物的種類、比例和顆粒結構有關［5］。純蒙脫石為最弱的礦物，內摩擦系數(shù)為0．08～0．14，伊利石的內摩擦系數(shù)較高，為0．22～0．48［20］。蒙脫石向伊利石轉化會影響斷層泥的內摩擦系數(shù)和變形強度，可能導致斷裂從穩(wěn)滑變到黏滑［21］。從蒙脫石的結構（圖1）可以看出，蒙脫石成巖過程中會釋放3次層間水。蒙脫石不同的水合階段可導致流體壓力的波動，強烈影響剪切帶巖石變形和有效應力變化。一旦成巖作用過程中黏土沒有發(fā)生脫水，那么將會導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循環(huán)，將伴隨著有效應力的降低，進而引發(fā)斷裂作用［22］。

4 斷層泥孔、滲結構

斷層泥遭受剪切變形時，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，對流體的水力傳導性有著顯著影響。平行于剪切面方向流體的傳導性可能比垂直方向上高出幾個數(shù)量級［23］。Faulkner and Rutter［24］的測量結果表明，斷層泥不同方向的滲透率相差3個數(shù)量級，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］的實驗研究發(fā)現(xiàn)（圖2）：①伴隨著剪切位移的增加，斷層泥應變增強，滲透率逐漸降低；②相同有效應力條件下，平行斷裂帶的滲透率要比垂直斷裂帶的滲透率高出1～2個數(shù)量級，而當有效應力從25MPa增加到100～125MPa時，2個方向上的滲透率都降低1～2個數(shù)量級。

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

斷層泥孔、滲結構還受剪切帶流體壓力和水－巖化學反應的影響。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，造成孔隙擴張，導致下一輪熱液蝕變作用的發(fā)生［26］。利用圓形剪切裝置，對壓實的水飽和沉積物進行緩慢地加載（2～800mm／d）也發(fā)現(xiàn)，剪切過程中出現(xiàn)周期性的孔隙擴張、孔隙水壓力降低和剪切帶強度增加。之后，孔隙壓力恢復，剪切帶強度又降低［27］。

5 在剪切帶型金成礦中的應用：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。礦床形成被認為與成礦期斷裂帶從左行壓剪向右行張剪轉換階段的脆－韌性構造疊加作用有關［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，而中段變形較弱。磁組構各向異性P值常用來刻畫巖石的變形強度［32］。研究發(fā)現(xiàn)，大磨曲家和夏甸金礦斷裂巖磁組構各向異性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弱結果基本一致。

招平斷裂帶斷層泥厚度差異可能反映局部地段斷裂活動時間、頻數(shù)和強度的差異。斷裂的多期次活動，可以引起流體多次匯聚以及礦質的不斷疊加。研究表明，斷層泥厚度與礦石品位大體呈正相關關系。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－韌性轉換

300°C左右熱液條件下［6］，破碎帶巖石中的長石被細粒石英和絹云母所交代。后期的剪切構造變形集中于這些含黏土的破碎帶，致使新生層狀礦物強烈定向，彼此連通［12］，導致應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的巖石以脆性變形為主，形成構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種不同性質的變形。在招平主斷裂面下盤可見大量強－弱層相間、脆－韌性共存的現(xiàn)象（圖3）。韌性帶形成后，如果蒙－伊轉化和流體涌入，又可造成斷裂帶內流體壓力增加和有效應力降低，促使斷裂作用、礦質沉淀和應變硬化，致使韌性向脆性變形的轉換。

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

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

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

該反應將自發(fā)進行，因為新的孔隙空間的形成會增加滲透率，促使進一步的化學反應，又生成新的孔隙，如此反復。黏土礦物的大量生成，增強了剪切帶的各向異性。定向排列的絹英巖化蝕變巖石，形成線性強應變帶，而夾于線性強應變帶之間的是透鏡狀或長條狀的破碎圍巖組成的弱應變域（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］，因而形成了沿斷裂帶方向的蝕變網(wǎng)絡。

圖4 焦家－新城斷裂帶構造－蝕變網(wǎng)絡示意圖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

強應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通道和儲礦場所，成礦物質首先在這里沉淀，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，絹英巖旁側的鉀化花崗巖中充填了含礦石英脈，而后期石英－黃鐵礦細脈又疊加在早期石英脈之上。

6 結論與討論

斷層泥形成演化與剪切帶水－力行為間存在強烈的作用與反饋。一方面，斷層泥是斷裂帶巖石反應弱化的產(chǎn)物，斷層泥厚度、粒度與礦物組成受剪切帶構造變形強度制約。另一方面，斷層泥的形成造成了剪切帶力學性質和孔、滲結構的各向異性，從而影響流體運輸；黏土礦物的相互轉化可以改變主變形帶的剪切強度，引起剪切帶內流體壓力波動，導致應變增強或弱化。

圖6 大尹格莊金礦－332m中段受次級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

剪切帶構造變形、流體輸運－反應以及斷層泥的這種耦合作用影響著剪切帶流變學性質，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韌性變形帶巖石滲透率較低，造成側向封堵有關。礦床尺度上，斷裂發(fā)育部位，強烈水巖反應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)，斷裂內黏土含量增加，粒度減小；斷裂構造蝕變帶不斷擴展過程中，不斷有新的容礦空間產(chǎn)生，礦質可以發(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、團塊狀石英脈型礦石。此外，韌性變形域巖石體積虧損導致流體匯聚，如果石英和黃鐵礦等礦物大量沉淀，也可以造成巖石的應變硬化，韌性變形中止。進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性質和容礦空間差異所致。整體而言，蝕變巖型礦石是礦質沿弱化帶充填形成的，明顯受主干斷裂的次級斷裂控制；而石英脈型金礦多產(chǎn)于能干性較強的巖石（鉀化花崗巖或產(chǎn)生了硬化的絹英巖）中，為更次級的裂隙所控制。

［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意義［J］．中國地震，1996，12（3）：307－315．

［4］胡玲，胡道功，何登發(fā)，等．準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關系［J］．地學前緣，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．構造應力場轉換與界面成礦［J］．地球學報，1998，19（3）：244－250．

［31］翟裕生，呂古賢．構造動力體制轉換與成礦作用［J］．地球學報，2002，23（2）：2－7．

［32］陳柏林，李中堅，謝艷霞．北京懷柔崎峰茶—琉璃廟地區(qū)巖石磁組構特征及其構造意義［J］．地球學報，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］．黃金科學技術，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．