地质文献翻译1

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1、J.M.弗米利耶，C.H.肖尔茨/构造地质学杂志21（1999）1623 1636从小断层的显微构造研究断层的延伸和分离 米弗米利耶*，克里斯托福肖尔茨美国,纽约州10964号，哥伦比亚大学，宝马山花园，拉蒙特多赫蒂地球天文台1997-12-2收稿;1999-5-12接受摘要自然形成的断层通常是断开的。对纽约阿尔斯特县雄格姆山一个小脆性断层微观构造的详细研究提供了研究断层分离过程新的理解。在脆性断层中断层的延伸方向可由断层作用范围内形成的微裂隙的方位来确定。我们已经确定沿走滑断层若干部分断层延伸的方向，这些方向指示了从分离中心到边缘个别部分断层的发育。这一信息，与已发现的断层几何形态相结合，可

2、以让我们重建一个近乎合理的分离断层和分离边界的发育史。Elsevier科技有限公司保留所有版权。1. 引言对断层易碎部分的观察揭示了它们是很复杂的系统，其中包括显示不同连通程度部分（如西格尔和波拉德，1980,1983；马特尔等，1988；皮科克，1991;皮科克和桑德森，1991,1994；安德斯和Schlische，1994年; Trudgill和卡特赖特，1994；卡特赖特等，1995； Dawers和安德斯，1995）。虽然分离断块间应力的相互作用已经模拟出来了（如西格尔和波拉德，1980；伯格曼和波拉德，1994；伯格曼等，1994）并且在这一区域各部分边界已经被研究了（马特尔等，1

3、988年；安德斯和Schlische，1994；卡特赖特等，1995；哈金斯等，1995）但是对各部分形成的过程还没有很好的认识。断层的分离部分(观察到的分离的几何形态)可能是先存的分离部分或先存较大构造的破裂造成的。断层生长产生两个变形区：由断层面和磨碎的岩石组成的断层核部，以及被称为破碎带(凯恩等，1996)大量广泛分布的变形区。这两个变形区纪录了补充断层发育的证据。结合对变形带和部分边界的几何形态的观察可以重建断层各部分形成的方式。断层发育的研究通常利用到剪切裂隙来模拟断层（如西格尔和波拉德，1980；科维和肖尔茨，1992；肖尔茨等，1993）。虽然裂隙（理想化弹性不连续的）与断层区别

4、显著（岩石构造的不连续，平行于不连续区的位移）但应力与剪切裂缝和断层相关领域类似（恩格尔德等，1993）。自然界断层发育的实际模式必须区别于实验室的观察，因断层不像裂隙，它不是简单的沿破裂面延伸，而是由一个更为复杂的破碎过程形成的。在脆性岩石中这个过程包括剪切面的生长，它是由张开型显微裂隙聚合形成的（肖尔茨，1968; Hallbauer等，1973；考克斯和肖尔茨，1988年a，1988年b；洛克纳等，1991,1992；弗米利耶和肖尔茨，1998）。图1. 计算最大压应力（1）的平面图, 围绕一个模式二裂纹的提示,在压缩象限显示旋转角度与断层夹角较小（C），在扩张象限与断层夹角较大（D）。

5、实心箭头与1同方向，空心箭头裂隙扩展方向一致。小线表明1的方向和规模（与长度成比例）。在每个象限，立体图显示预测点到显微裂隙的理想位置，平面代表最大聚合部分。中间立体图代表远程压力区（见文中的计算参数；弗米利耶和肖尔茨，1998）。与剪切面直接联系的微裂隙作用区被定义为过程区（如弗里德曼等，1972；Ingraffea，1987；里奇斯舒和洛克纳，1994；弗米利耶和肖尔茨，1998）。过程区微裂隙形成于断端线周围的岩石中，并且随着断层的生长在其延伸前端处于活动状态。其结果产生了围绕断层核心的连续过程区（弗米利耶和肖尔茨，1998）。由于开放模式微裂隙在长度方向的生长平行于最大压应力的方向1，

6、扩张方向平行于最小压应力3，它们的方位是当地主应力方向的重要指示。因此，过程区内微裂隙的方位代表裂隙尖端应力场的通道（弗米利耶和肖尔茨，1998）。由断层延伸引起的本地应力场的改变可能导致过程区微裂隙不对称分布（肖尔茨等，1993；安德斯和维尔奇科，1994；摩尔和洛克纳，1995；弗米利耶和肖尔茨，1998）。对于模式II（滑动，剪切位移）远部最大压应力在裂隙尖端附近旋转以使其与断裂面在压缩象限夹角变小，在拉伸象限夹角变大（图1）。这样产生了不对称应力贯穿整个裂隙面。这种不对称感不仅依赖于滑移的感觉，而且也取决于裂隙从尖端到观察点延伸的方向。对于右旋位移，从延伸的方向看，主应力及相关微裂隙最

7、大聚合处会在裂隙右手侧旋转至较大角度，在裂隙左手侧旋转至较小角度。图1所示应力的方向肖尔茨等（1993年）已计算出来，他们利用了科维和肖尔茨的断层发育模型的压力极限原理（科维和肖尔茨，1992），裂隙尖端应力场附近弹性解（如劳恩和威尔肖，1975），及实证扩容压力功能（肖尔茨，1968）。提出的假设是裂隙会出现在应力超过临界扩容压力的所有点上。累计微裂隙密度，代表垂直断层任意给定距离的断端线的通道，它是通过融合平行于断层的那个距离上整个断端线应力场来估计的，并乘以经验扩容压力函数的最大压力值。这些计算值预示微裂隙密度成对数递减，作为与断层面垂直距离的函数。应力方向的不对称性是伴随着最小压应力值

8、的不对称及拉应力象限较高拉应力。这种不对称微裂隙被称为模式II鲜明特点，它们也能确定模式II断层的眼神方向（弗米利耶和肖尔茨，1998）。虽然模式II裂隙延伸应力场的方向在整个裂隙面内不对称，但模式I和模式III裂隙的应力方向是对称的。因此，不能通过微裂隙方位的观察简单确定这些模式延伸的方向。对于所有模式周围的远程压力在裂隙尖端被大大扩大了，这些高应力尖端的通道预计可产生过程区，过程区在断层延伸后仍处于活跃状态（波拉德和西格尔，1987；弗米利耶和肖尔茨，1998）。岩石可能经受的最高应力会在断层前端附近，恰好先于断层；应力集中产生的破坏可能超过断层上随后滑落产生的破坏，以上两个预测都是合理的

9、。实验室中实验的断层发育已经产生了这种活跃的过程区，并用声发射原理确认预测的延伸方向（洛克纳等，1992；里奇斯舒和洛克纳，1994年；摩尔和洛克纳，1995）。随着剪切面上滑移的增加，可形成一层由细粒断层泥或碎裂岩组成的岩石。断层岩芯（凯恩等，1996）由断层面上的滑移磨碎形成的碎屑累积组成。由于断层泥区的厚度通常随着断层位移的增加而增加（肖尔茨，1987；赫尔，1988），通过对比，我们可以推测随着滑移从末端到断层中心的增加其核心的厚度也增加。如果是这种情况，厚度最大的核心位置可能指示滑移的起始位置。这提供了免费的信息，可用于验证由过程区研究决定的延伸方向。这项研究提供了过程区及和分离的易

10、碎断层有关的断层核心的观察信息。过程区微裂隙方位被用于确定与各段生长相联系的延伸方向。我们谈到断层延伸方向的改变，断层核心的厚度和断层核心到各段断层面的位置的易变性，并提出一个各部分生长的可信模型。2.构造雄格姆山是中阿巴拉契亚山脉最东北部山脊与山谷地域很好发育区。古生代地层显示敞开褶皱，东北走向逆冲断层和共轭大倾角走滑断层，所有这些都形成于Alleghanian（爱泼斯坦和莱特尔,1987）。这提供了其中一个小型走滑断层的详细信息。逆断层和走滑断层的穿插关系显示它们是同时代的。据上覆地层的厚度估计断层的深度为6-8千米（伯基，1911；博蒙特等，1987）。这个深度与流体包裹体综合征断层内石

11、英闪锌矿床沉积分析相一致，表明断层作用时温度在120-260（威尔伯，1986；韦伯等人的时间，1990）。上覆地层磷灰石和锆石颗粒裂变径迹分析（拉卡托斯和米勒，1983）也暗示埋藏深度为7千米，温度为260。这些山区被中志留中期雄格姆组覆盖。雄格姆组的厚度在宾夕法尼亚州特拉华峡谷的600m到纽约罗森代尔而尖灭（爱泼斯坦和莱特尔,1987）。它不整合于奥陶系中期马丁斯组的黑色页岩，并且超覆于晚志留世至中泥盆世中期碳酸盐岩。雄格姆组是由含石英，厚层状，固结，中粗粒砂岩和砾岩组成的。这些岩石在断层作用前发生硅质成岩作用（威尔伯等，1990）使它们非常适合作为一个连续的媒介。这样的岩性提供了一个普遍

12、的各向同性的介质，它包含充足的微裂隙，这些裂隙可划分因断层发育而形成的过程区（弗米利耶和肖尔茨，1998）。3.步骤沿雄格姆山脊的若干断层被详细的标绘，面向样本在实验室被研究。苔枫叶断层是5个断层中的1个，它被用于研究弗米利耶和肖尔茨（1998）断层过程区模型。这个断层被选中是为了更详细的分析，由于断层前缘简单的几何形态和前期微裂隙的方位显示模式II的显著特征，这些暗示断层前缘的延伸方向。当地大型构造数据进行了记录，并额外收集了很多样品，以调查与断层各段有关的延伸方向。我们从四个样品中制作了三个互相垂直的薄片，三个横切面其中一个垂直于断层面并平行于滑移方向。这个方位最佳的显示了断层相关微裂隙（

13、恩格尔德，1974）。观察表明，测量只有这个方位的滑块上，才能产生具有良好代表性结合来自三个方向数据的测量（弗米利耶和肖尔茨，1998）。简化观察数据到每个位置一个薄剖面允许检查沿着断层更多的地方。微裂隙密度是通过计算裂隙在相交石英颗粒没0.39毫米的数量。密度是按每毫米微裂隙的数量来计量的。两个垂直断面适宜于每个颗粒，以便消除横切面方位带来的偏差。虽然颗粒是随机选择的，直径比横断面长度小的会被舍弃。密度计数是在至少有10个颗粒的薄剖面，平均密度的计算是为了得到位置。图2. 纽约，阿尔斯特县，雄格姆沿山脊野外路线和断层位置图。MM代表苔枫叶断层的位置（弗米利耶和肖尔茨及后，1998）。微裂隙的

14、方位是用普及阶段显微镜测量的。我们试图通过使用最高角度扫描来观察，并在观察方向用高角度寻找特点，以此减少偏差。为确保具有显著统计意义的数量，如果可能的话，每个薄片至少要在100个微裂隙的方位上测量。由此产生的数据是从薄片坐标系转为地理坐标。测量是在相同面积的立体图上标绘的，并用坎姆布方法标绘轮廓（坎姆布，1959）。阿宾厄姆轴向分布分析被用以确定每个位置微裂隙最大密度的方向（Cheeney，1983）。断层核心厚度有三种测定方法。在每个薄片，核心的厚度至少在四个地点测量，平均厚度为沿断层痕迹取样位置计算。肉眼观察到的矿化区厚度也是由带表卡尺在岩芯测量的。对于一个位置（岩芯1-10）矿化区是在野

15、外测量的。由于没有样本是从这个位置测量的，核心区的计算用到了核心区的厚度和矿化区厚度的观察比例（1：2）。4.资料苔枫叶断层位于纽约，加德纳，明尼沃斯卡山国家公园，米尔布鲁克山（图2）。这种走滑断层相交的悬崖位于尔布鲁克南部40米。断层痕迹暴露在垂直悬崖面附近，沿着倾斜悬崖顶层面。两处都暴露了断层前缘。从悬崖边缘，断层前端位于沿走向6.7米，沿倾向向下3.6米。断层主体走向的方位角为294°在北部前端转变为333°（图3）。倾向近于垂直，但在各段终端临近前端倾向相互垂直，暗示着在露头下它们相交。暴露的光滑线显示平行层理滑块，及次级断层方位（佩蒂特，1987）压溶解理方位指示

16、右旋滑移。从卵石偏移测量的位移在1.5-6厘米。在缺乏丰富的预先存在的标志妨碍了更详细的位移评估。这项研究是在NW断层前端水平延伸2.26米完全暴露的剖面。这部分是由三个不同的紧密排列的各段组成的。这三个段走向的大致方位角为294°，在北部终端改变为333°。除了两个面向手标本，沿着断层迹和断层附近钻了14个岩芯，包括远离断层的两个控制样本。图3显示了断层迹和取样地点的地图视图。两个不同部位的岩芯被断层切割，与E或W不同增加了样本的数量，表明断层东侧或西侧的位置。图3.苔枫叶断层露头地图和微裂隙方位。沿断层的半箭头表示滑动方向。带样本编号的圆代表样本的位置。这些立体图相同投

17、影区域在地理坐标上是水平的。微裂隙的极点使用坎姆布方法（1959）画轮廓。三个标准差被认为是均匀分布，等高线间隔为两个标准差。沿断层的虚线大圆代表最高浓度方向。样品MM14和MMS1背景微裂隙最高浓度方向被绘制成虚线大圆，并在其它立体图作为参考标绘。固体大圆代表每个样本采集位置当地断层的方位。高于或低于立体点是采样号，fault=当地断层的方位，mfc=平均微裂隙方位，angle=当地断层方位与平均微裂隙的夹角，N=微裂隙测量的数量。 图4. 实地测量米尔布鲁克山的构造数据。（a）两极轮廓：压性溶解面，右滑断层，外延纹理，逆冲断层，每个构造最佳适配面。最佳适配面的方位和构造的数量（N）显示在每

18、个点的下方。同时显示了单个左侧断层和苔枫叶断层方位。（b）每个构造最佳适配面和苔枫叶断层方位采用（a）图独特的线性绘制（见标题为程序的描述的轮廓图3）。大型构造的数据是在苔枫叶露头和邻近岩层露头，以便更好地了解当地的构造背景。沿着压溶解理面和石英填充扩展脉，逆断层的方位，右旋和左旋断层在图4显示。每个数据集最适合点已计算和相应面绘制在图4（b）。苔枫叶断层方位和NW断层前端的方位为了对比分别在图4（a）和（b）显示。断层痕迹长度从几米到几十米，而矿脉痕迹长度是一个较小数量级。本地矿脉成群出现，而断层更均匀分布。交叉关系意味着构造是同时代的。岩芯的观察分离断层滑移磨光的层面，除了两个样本所有的都

19、发育很好（岩芯MM4 和MM12）。包含在断层前端，岩芯MM4中破裂面粗糙带交织颗粒，并显示没有擦痕。岩芯MM12表面有擦痕显示剪切位移，但在其他岩芯中缺乏磨光面和发育很好的细沟。在所有岩芯断层表面包含在一个颜色较浅的矿化带中，矿化带延伸到围岩只有几毫米。断层面是没有正好位于断层岩芯。它与断层一侧很近，但不是一直在同一侧。33个薄剖面用于显微构造研究。检查表明含有丰富的愈合微裂隙，并被成线状的流体包裹体和微矿脉限定。微矿脉被石英充填，比微裂隙宽两个数量级，裂隙同为0.1毫米的数量级。变形片层和压溶构造也观察到了。愈合的微裂缝是最主要的显微变形构造。取375毫米（样本MMS1）和1.4米位于东北

20、断层（MM14），测得微裂隙的密度分别为14和15mf/mm。这与雄格姆组微裂隙的密度13，14，17mf/mm（弗米利耶和肖尔茨，1998）相一致。背景微裂隙方位表明最大压应力的两个位置在与断层成26°，并与肉眼可观察到的右旋滑移感一致。这个方向对于区域褶皱和逆冲断层走向是正常的，并与实地观察相一致，走滑断层与该地区的主要收缩构造是同时代。隐含的最大压应力也符合图4所示的宏观构造。邻近断层面上微裂隙密度成对数增加（图5b -f）。在密度上的增加类似于观察到的其他几个雄格姆断层的对数增加（弗米利耶和肖尔茨，1998）。MM5样本（图5a），表明西部断层迹密度从10增加至30毫米，与总

21、的断层方向是共线的，都沿西北断层样品MM7的走向（图3）。图5. 苔枫叶断层微裂隙密度距离。密度是用每毫米裂纹数（mf/mm），并绘制在距断层面一定距离上，为双方的过错，断层两侧为（a和b）及（c和d），断层一侧为（e）。在图（f）的正方形代表扩张象限断层沿线微裂隙密度，十字代表的挤压象限的密度。密度的增加伴随着微裂隙方向的变化。对于大多数岩芯在穿过断层面的方位中有一个取向明显不对称。样品MM1W，MM7E，MM8W，MM10E和MM11W包含的微裂隙与断层夹角比背景微裂隙要大，样品MM1E，MM7W，MM10W和MM11E中微裂隙则夹角较小。断层面上的不对称是模式II断层延伸的显著特征，表明

22、扩张和挤压象限，和经过观察点断层延伸的方向。不对称的感觉沿着断层迹是变化的，这意味着在断层传播方向的变化。扩张象限和挤压象限微裂隙密度分别绘制在图5（f），正方形代表扩张象限，十字代表挤压象限。线上7分之6的扩张象限点的密度代表最合适的对数函数。线下7分之5的压缩象限点表明扩张象限密度通常较高。这一观察类似于以前实地和实验室结果（里奇斯舒和洛克纳，1994；摩尔和洛克纳，1995；弗米利耶和肖尔茨，1998）。岩芯MM4和MM12有微裂隙群，在整个断层中对称，并与当地断层面的夹角比背景样品中的微裂隙纹与当地断层面夹角要小。岩芯MM4最大微裂隙聚集地从断层西侧成8度夹角从断层西侧成13度夹角。岩

23、芯MM12微裂隙聚集地从断层西南侧成14度夹角从断层东北侧成4度夹角。断裂平行的微裂隙显示模式I 延伸。这意味着岩芯4的延伸模式的变化与剪切位移、碎裂岩发育、断层面的摩擦相一致。虽然岩芯MM12显示断层岩芯的发育，擦痕意味着剪切位移，断层面比其他岩芯更不规则且缺乏擦痕。这可能表明模式I发育后发生剪切位移。图6.（a）断层面显微照片，碎裂岩区（临近断层面细粒物质）和过程区（碎裂岩微裂隙化石英颗粒）。比例尺长0.5毫米。（b）照片显示了周围更耐腐蚀材料菱形断层面分叉。笔平行于滑移方向。比例尺长10厘米。 图6（续）断层核心是由碎裂岩组成。细粒石英显示了压裂，轮换和硬化，在某些位置与围岩有明确的界限

24、（图6.a），但一般围岩颗粒插入到细粒岩石中形成了不均匀的厚度。每个样品都进行了多次测量，平均厚度显示了前端与各段边界距离的增加（图7）。滑动面的位置在碎裂岩内变化，但不随即变化。按微裂隙方位的定义，它总是更接近扩张象限交界处。这个位置表明，沿着这条边界剪切面移入更加致密微裂隙岩石内。 5.解释表面跟踪和故断层核心厚度的变化表明，这个断层剖面是由三个不同的部分组成的，在图7中分别被标记为A、B、C。由于断层泥的厚度随断层滑动而变化（肖尔茨，1987;赫尔，1988）通过类比，我们推测碎裂岩厚度也随滑动距离增加而增加。因此，猜测滑动起始于段中心附近的A、B是很合理的。此外，我们认为沿断层迹的微裂

25、隙模式代表过程区，在断层延伸后处于活跃状态，而且表明在裂隙中心两侧它们双向延伸（图8）。这些数据可解释为独立核的证据及初步分离断层的联系。然而，我们建议另一种解释。考虑到断层面三维的特点，提供了一个更合理的解释，认为断层分离是源于单个断层前端遇到大量更耐腐蚀的岩石时发生不稳定的分离。虽然苔枫叶断层没有好的暴露滑动面，附近走滑断层表面暴露的很好，并且在此断层面上，我们观察到更耐侵蚀岩石导致断层分叉的地方，且在菱形对立面形成两段（图.6b）。我们认为苔枫叶断层分离有类似的起源。在我们的模型中B就像模式II中的断裂向西北延伸，并遇到大量耐腐蚀岩石。障碍物以下及以上断层面继续在同一平面延伸，但在障碍物

26、内断裂前端偏离平面，阻碍了继续延伸。裂隙被固定在障碍区域内，但在A段中心附近延伸，然后向前端延伸（图9）。虽然滑动的细节由于混乱颇为不同，为了可视化的目的，这一过程类比为弗兰德里德位错源（苏佩，1985，图4-13）。哈金斯等（1995年，图13）提出断层分割虽然限制较少，因为他们没有测量的延伸方向，这是我们进行重建的关键地方。按我们的理解总体上单方向延伸的断层在障碍物周围可容纳滑块的双向延伸地方的边界中断。图7.距断层前端的距离与碎裂岩层厚度的关系图。原点代表滑动面。小图显示标记段断层迹的放大图。 图8.以微裂隙方位断层各段延伸方向。 图9. 单个断层前端遇到大量更耐腐蚀的岩石时发生不稳定的

27、分离的模型。 雄格姆组的矿化作用产生了高强度岩石，其中多数情况下石英胶结物砂、砾颗粒边部棱角已被磨蚀。岩石材料位于苔枫树段边界，图6（b）中的菱形显示强烈压溶变形的证据。在所有情况下，右旋位移与左旋位移结合，产生压性段边界，这里溶解改变了材料的特性，可能发生于断层延伸之后。至今，这些岩体的性质将不会代表断裂前岩体的性质。因此，我们没有证据，证明耐磨在断层延伸前存在于各段边界上。断层几何形态和微裂隙群和假设一致，即坚固的岩体在断层延伸时出现。显示模式I裂隙延伸的两个样本位于断层间断和C段尖端100毫米内。我们理解为模式I延伸的证据及断层发育区的一部分，即使在挤压环境下。这并不奇怪，因为断层表面粗

28、糙度，需要某种程度的开放模式的位移，以便适应剪切。这表明，在这些地点，剪切位移小，模式I在微裂隙行程中占主导地位。这可能发生在断层延伸时或在去顶压应力释放后。前端的方向相对于断层主体向1旋转。这代表两种情况下肉眼可见扩张象限内断层和各段前端的延伸，并与实验室和实地观测一致（如佩蒂特和Barquins，1988;麦格拉思和戴维森，1995）。我们认为模式I尖端像解压裂隙一样在断层作用后形成。解压裂隙形成于碎裂岩区张应力去顶释放后。张应力是由于碎裂岩形成时岩石扩张的结果，但不足以驱动当地模式I裂隙，而断层在深处维持在较高围压。这种解释与断层面方位、微裂隙方位一致并可以解释岩芯MM5(超出MM7和一

29、般断层迹共线)密度的升高,就像破碎域形成于先于裂隙释放的断层前端。6.讨论我们对苔枫叶断层增长的解释是基于沿着雄格姆山的一些小断层过程区的观察。另一种解释是，苔枫叶不像断层一样延伸，但在早期生长应力场以一个开放的模式矿脉生长，后来在不同的应力场被重新作为一个断层。这一模式已被用来解释加利福尼亚州内华达山脉的花岗闪长岩内小，脆性断裂的发育（泽加尔和波拉德，1983），和部分断层增长的两个模型，相对比较苔枫叶断层。雄格姆组场结构没有显示出早期应力场的迹象。打开模式矿脉的方位与同一应力场断层和压溶解理（图4）一致。在内华达山区露头，断层和矿脉平行。扩张裂隙位于内华达山区两端，平行于最大压应力方向形成

30、断层，而不是用于矿脉压应力形成（泽加尔和波拉德，1983）。由于应力场的旋转，这与他们断层的模式一致。无独有偶，扩张断裂位于段A的尖端，苔枫叶断层平行于脉露头，与同一压力场地层一致。虽然钩几何在苔枫叶段边界观察类似于重叠的共同边界（奥尔森和波拉德，1989;克鲁克香克等，1991），应力场分析（泽加尔和波拉德，1980）显示，断层应力场的相互作用也可以产生钩几何。应力集中与开放的模式裂隙已经观察到生产过程区，类似断层的过程区（德莱尼等，1986；波拉德和泽加尔，1987）。在这些过程区的，断层作用在断层延伸中式不对称的，但裂隙形成平行于延伸结合点或障碍物（波拉德和泽加尔，1987）。如果苔枫叶

31、断层已发育成一体，我们也许会看到沿断层迹平行断层微裂隙，被与断层作用有关的微断裂贯通。断层前端（样本MM4）平行断层微裂隙不平行于总体断层方位，因此并不代表早些时候，相关过程区的结合点。样本MM12微裂隙近似平行于断层，可以理解为早些时候应力场节点延伸的证据。在其他样本采集点缺少平行断层的微裂隙并不支持这个解释。我们倾向于的解释是，样本MM12中微裂隙代表与剪切延伸同时形成的当地开放模式延伸，因为大量微裂隙沿着断层迹在断层面上不对称分布。虽然我们的意见没有明确表示，苔枫叶断层形成为一个，而不是节理，野外和显微构造的数据与断层生长来源一致。7.结论我们研究了断层迹，过程区和小脆性断层的碎裂岩区。

32、占主导地位的显微变形构造是愈合的张性微裂隙。平均微裂隙的方位垂直于最小压应力（3），压应力可在野外构造趋势观察到，并有微密度背景微裂隙。关联的最大压应力（1），形成一个与这次研究观察的小走滑断层形成一个锐角。我们理解这些背景微裂隙平均方位用来代表远部1的方向，并未被断层改变。微裂纹显示密度成对数增加，作为邻近断层面的函数。我们认为，岩石中的微破裂密度超过了总体背景微裂隙密度，以此划定过程区。大部分岩芯过程区微裂隙与模式II断层尖端延伸变异应力场形成一致。它们不对称的分布于断层面。它们与断层面的夹角大于断层一侧背景群，在另一侧夹角则较小。不对称感沿着断层迹不是一直不变的，但各段中心及各段边界之一

33、是交错的。我们解释的不对称感的改变代表传播方向的变化，表明从个别段的发育从中心到尖端。从中心向外发育与最大碎屑岩层厚度一致。我们提出断层生长历史的方案，这个断层观察到的各段来自于当它遇到更多耐蚀岩体时，发生断层尖端不平均延伸的结果。鸣谢我们要感谢马克安德斯，尼克克里斯蒂一瞥和罗伊Schlische的宝贵意见及对本手稿校对。纽约明尼沃斯卡州立公园提供的断层位置，这项研究是不容易完成的。立体投影是用R.W. 阿尔门丁格写的立体图方法。斯蒂芬马特尔和匿名审稿者提出了详细的意见，使其有很大改进。这项研究得到了GSA 、NSF、拉蒙特一多尔蒂地球天文台的资助。参考文献Anders, M.H., Schl

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