1. 高层住宅地震从几层开始断裂
人家说911是人为炸的。定向暴破。
房子怎么断，要看当地的烈度，是否在断裂带，和断裂带垂直还是平行。
还有房子的质量。
2. 为什么有的楼承板会断裂
建大威坤钢构为您解答：
一、楼层板的质量，因为有些楼层板是买那种现成的，这样的话工程的速度比较快，但是质量得不到保证，因为不是自己生产的，根本不清楚内部的含量，而且普通人一般不会去查里面的成分，所以有些用的水泥不符合标准，那生产的楼承板质量上当然也会有影响，楼层板的质量差是主要的原因，因为我们不知道具体的生产过程，所以说质量是很容易出现问题。
二、环境，周围的环境对楼层板的影响是比较大的，一般来说，楼层板上的环境都是干燥的，但是万一楼上的防水工作没做好，地面上常年都是湿漉漉的，水的侵蚀作用是比较强大的，楼承板的湿度越大，对楼承板的影响越大，因为水会慢慢的损坏楼承板，可能楼承板无法承受重量而断裂。
三、地质灾害也会让楼板损坏，地质灾害的影响是比较大的，别说楼承板，整个房屋都会塌掉，万一出现地震，泥石流等，房屋可能就会被损坏，楼承板也会断裂，这种就属于自然灾害了。
3. 基础坠至楼层断裂怎么修补
主坠至楼层断裂，这种情况最好请专业的装修和建筑师傅，他们会补修的很好
4. 断裂破碎带与断裂层破碎带的区别
断裂破碎带是指，具体受断裂影响形成的破碎带吧，断裂层破碎带，是真对整期断裂带整体的介绍吧。
5. 断裂构造
区内断裂构造主要有区域主干断裂 主干断裂：主要为深、大断裂.基底断裂；一般断裂：主要为盖层断裂。
（一）区域主干断裂
区域性主干断裂是指深、深大断裂和基底断裂。评价区内主干断裂呈近东西向、北东向、北北东向和北西向分布。自北向南主要有城安－镇头逆冲－滑覆构造带（江南古隆起北缘断裂）、祁门－三阳深大断裂；自西向东主要有江南深断裂、铜山－平里深大断裂、榔桥·里东坑深大断裂、旌德－漳前深大断裂、兰花岭－月潭深大断裂、宁国－绩溪大断裂、宁国墩－五城深断裂、岭南－小川大断裂、江湾－街口逆冲－滑覆构造带及祁门－五城大断裂（图1-2-2）。
1.近东西向断裂
（1）祁门－三阳深断裂（1）。 括号及其数字为图1-2-2中的断裂编号，下同。
该断裂带在三阳地区由两条主干断层组成。两主干断层间为一系列的带内小断层，将断裂带切割成若干大小不等的透镜体。断裂面的宽度500～1000m，主要由挤压片理化构造透镜体、构造泥砾岩、碎裂岩及小褶皱组成，横向上具明显的分带性，断面产状145°～185°，倾角58°～76°。该断裂切层较深，在歙县苏村的该构造带中发育有来自深源的玻基橄辉岩（图1-2-3）。该断裂具深断裂性质，形成于晋宁期，其后多次活动。
（2）城安－镇头逆冲－滑覆构造带（16）。该逆冲－滑覆构造带总体呈东西向，沿江南隆起带北缘分布，又称江南古隆起北缘断裂带，发育于基底与南华纪及后南华纪盖层之间。逆冲－滑覆构造带西起祁门县城安向西可延至宿松，向东经祁门上戴、黄山汤口，到绩溪镇头，地球物理资料推测向东可能延至绩溪中半坑。构造带主体以逆冲－滑覆为特征。沿逆冲－滑覆构造带两侧重磁异常特征明显，北侧重力航磁异常规模大、幅度大、梯度陡，而南侧重力航磁异常规模及幅度相对较小，梯度平缓。
图1-2-2 安徽东南地区断裂构造分布略图
图1-2-3 祁门—三阳深断裂三阳段剖面图
①西村岩组千枚岩，②片理化构造透镜体带：③泥砾岩带；④破裂岩带；⑤井潭组片理化流纹质凝灰岩
2.北北东向、北东向断裂
（1）江南深断裂（2）。评价区内称章家渡断裂，位于评价区北西角，为下扬子前陆带南缘边界断裂。北东段北起泾县章家渡，南西段经石台县仙寓山延入江西，北东段经七都、泾县至江苏溧阳，区域上称“江南深断裂”，出露长约45km。该逆断裂呈北东向延伸，断面总体向南东倾斜，对该区早古生代地层厚度、岩相、岩性、生物群等具有明显的控制作用，同时对中生代花岗岩及二长花岗岩侵入作用及中生代地层的沉积作用也起了控制作用。
以往研究资料表明，江南深断裂形成于加里东期，其后有多次强烈活动，属区域性壳断裂。物探资料显示为航磁异常递变带，北西侧为北东向低缓次级叠加正异常，南东侧为近南北向及近东西向高背景次级叠加异常带。该断裂带先后于1729年和1774年发生过5级以上地震，是江南多金属成矿带主要导岩控岩控矿构造。
（2）铜山－平里大断裂（3）。发育于评价区西北部，北起泾县铜山呈北北东向延伸，向南西先后经太平区三峰庵、黟县碧山，祁门三宝、平里延入江西境内。区内断续长约110km，总体方位北东50°，向南东倾斜，具逆冲性质。北东端穿切铜山古生代向斜（盆地），向南西对太平、黄山复式岩体和黟县岩体有一定的控制作用，铜山地区的铜矿床（点）和三宝地区的铜多金属矿床与其有直接的关联。在祁门县城附近与祁门－三阳断裂复合，向南西分散为一支同方向的组合逆断层。
（3）榔桥－里东坑断裂（4）。该断裂北起谭家桥，向南西至汤口、冈村，穿切蓝田盆地后至高岭脚、里东坑；向北演变为北北东向，进而呈近南北向斜列式的断层组直至泾县晏公堂并延出区外。汤口向南的冈村、电（溪）黄（山）公路上著名的双岭隧道沿断裂形成的负地形修建。在隧道的南口，断裂带中的粉砂岩经剪切、劈理化，密集的劈理和砂质透镜体、磨碎的砾石构成了断裂带的主体。这是早期压剪作用所至，晚期则以张性活动为特征。在双岭隧道的南口附近，断裂带主要发育有张性角砾岩，角砾大小不等，以厘米级为主，多为棱角状。断层分带明显，中间为断层泥带，两侧依次为张性角砾岩带、破碎岩带；角砾被铁质和部分硅质胶结，倾向北西，倾角近直立，抗风化，往往组成山脊。往南至高桥一带，断裂带宽近200m，断面产状320°∠65°～70°。带内早期充填有中生代石英斑岩、花岗斑岩和花岗闪长斑岩、斜长花岗斑岩脉，经后期活动影响已被角砾岩化（图1-2-4）。
图1-2-4 榔桥－里东坑大断裂高桥段剖面图
①弱硅化砂岩；②硅化破碎带；③破碎砂岩；Q1：石英脉；Qnd：邓家组；Pt2d1：大谷运组下段
（4）旌德－漳前断裂（5）。该断裂斜贯评价区，总体呈北北东向延伸。北端经旌德延至宣城溪口后经南漪湖进入江苏，南端经休宁溪口，组成北东向的断层组。该断裂在评价区内长度大于180km，其形迹连续性较差，具有断续再现之特点。各段断面特征不一，产状近直立。旌德县境内断面倾向北西，倾角70°～85°。断裂分带明显、蚀变强烈，由片理化断层泥砾岩带、构造透镜体、密集劈理带组成。在歙县的许村，其断面产状145°,320°，倾角80°～90°（直立）。晚期断层分带明显，断层两侧为滑动面，发育两组擦痕：55°∠40°；晚期右行水平擦痕，构造带由片理化揉皱带、劈理带和糜棱岩化带组成，并发育片理化、绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化和碎裂岩化。到伊坑、梁上一带破碎带宽达1.5～2.0km，具多期活动特征，受隐伏岩体侵入影响，产生强烈片理化、角岩化，琅
断裂带发育于溪口群至晚白垩世地层中，切割的最新地层为赤山组。钻孔揭示深部煤层未遭破坏，反映断裂深度比较浅。断裂北段显示为重磁梯变带，推测形成于印支期末，喜马拉雅中期活动强烈（图1-2-5）。
图1-2-5 旌德－漳前大断裂旌德段剖面图
1,7—破碎、蚀变似斑状二长花岗岩；2,6—裂隙带；3—构造透镜体；4—片理化断层泥砾岩带；5—密集的节理裂隙带
（5）兰花岭－月潭大断裂（6）。断裂位于评价研究区东部，从宁国兰花岭向南东经绩溪县王家村、际坑、龙丛，经临溪古生代盆地、屯溪中生代红层盆地、休宁月潭进入江西境内，全长约100km。沿断裂有中生代兰花岭、龙丛、俄家花岗闪长岩株侵入，其长轴和断裂方位一致，呈北北东10°～25°走向，断裂为倾向北西，倾角在70°以上的逆断层。在兰花岭发育物探磁异常，在王家村、际坑、龙丛一带发育串珠状的黄金重砂异常，向东南区经过临溪盆地和屯溪红层盆地，地表特征已不明显。
（6）宁国－绩溪断裂（7）。该断裂北起宁国（北东端出宁国进入浙江），南西段经绩溪至歙县，下伏于红层盆地，并向南西延伸，评价区内全长170余千米，呈北东25°～30°方向延伸，往往由数条平行断裂组合而成，如在三十八号桥—绩溪一带。南侧主断面南倾，倾角40°～70°，使南侧的较老地层冲断、逆掩在新层位之上；北侧的丁家店－石门里断层，发育在休宁组与上覆不同层位之间，断面倾向北西，倾角40°～80°，与南侧的主断面形成对冲，保留了北东向寒武纪和白垩纪地层的狭长条带（图1-2-6）。
图1-2-6 绩溪三十八号桥地质剖面图（据安徽省332地质队）
1～7—牛屋组（Pt2n）:1—灰绿色变质粉砂岩夹变质砾岩、板岩，2—灰绿色轻变质破裂硅化碳酸盐化板岩.3—片理化绿泥石化石英闪长玢岩，4—黄绿色千枚状绢云板岩，5—深灰色含构造透镜体的片理化砾质板岩，6—灰色含构造透镜体的片理化砂质板岩，7—灰白色，灰色千糜岩，8～10—白垩纪早世徽州组（K1h）：8—紫红色含构造透镜体的片理化砾质细砂—粉砂岩.9—紫红色破碎砾质细砂岩，10—紫红色中厚层粉砂岩夹薄层粉砂质泥岩。F—断裂构造
该断裂带的主要特征是挤压、逆冲推覆。绩溪以北以逆冲推覆为主，次级断层具多阶式逆冲特征，岩石片理化、糜棱岩化，发育构造透镜和构造煤，同时伴随中、酸性小岩脉侵入。绩溪以南的雄路一带以逆掩为主，形成逐次逆掩的叠瓦状断层带，造成地层重复、缺失、倒转，并发育次级小褶皱。断裂北西主要为侏罗纪第二阶段的花岗闪长岩（Jγδβ2）的岩基为特征，如旌德岩体、太平岩体等；而南东则以白垩纪的花岗岩（Kγ1）为特征，如伏岭岩体等。
从绩溪－宁国一带断裂两侧的南华纪、震旦纪、寒武纪和奥陶纪地层展布情况分析，巨大的断层效应使黄花尖背斜和绩溪盖层盆地在断裂南侧出现重复，休宁组产生左型位移（平距）30余千米。如此长距离的位移可能与绩溪断裂的斜冲性质有关，但该断裂主要性质仍是以逆冲为主。
该断裂带磁场特征清晰，绩溪县城至界水村位于正负两大磁异常的梯度带上，南东为负磁区，北西为正磁区。航磁 T零值线沿断裂带通过，界水村至蜀洪，磁场的线性特征明显，形态规则，断裂带与－100γ等值线吻合，异常展布方向与断裂走向完全一致。
该断裂形成于印支期，但在38号桥和绩溪县城见逆冲于白垩纪徽州组（K1h）的红层之上，燕山期仍有较强的活动（图1-2-6）。
对于宁国－绩溪大断裂的认识存在着不同的看法，有的认为是皖浙赣断裂带赣东北断裂的北延部分，也有认为是构成宁国－绩溪断裂带北西部的一条断层。
江西境内的赣东北断裂又称德兴遂川深断裂。经皖浙赣交界处的白际岭进入安徽省，主要以韧性剪切带形式出现，将在白际岭韧性剪切带（3）叙述。
江西境内德兴地体与九岭地体的边界断裂为乐安江断裂（又称婺源·丰城深断裂），这条边界断裂进入安徽省为宁国墩－五城深断裂，为障公山隆起带与白际岭岛弧带的边界断裂，与江西境内的乐安江断裂对接。宁国－绩溪断裂发育于同一地块（体）内，虽具有一定规模，但仍是一条中、浅层次为主的断裂，不具备边界断裂条件，可视为宁国墩－五城断裂的派生断裂。
（7）宁国墩－五城深断裂（8）。该断裂向南西延至江西境内，与婺源－丰城深大断裂相接，北东延至广德虎岭关、浙江泗安。评价区内断裂带全长110km，断面倾向南东。北东段倾角中等（35°～46°），南西段倾角较缓，在千丈岭将西村岩组蛇绿岩套成分的细碧岩推至北构造区的牛屋组（Pt2n）之上；在里方前缘的推覆断裂将青白口纪黑云母花岗闪长岩（Qb1γ δβ）推覆在侏罗纪的洪琴组（J2h）之上；在伏川将古老蛇绿岩套的辉橄岩（蛇纹岩）推覆在青白口纪早期歙县岩体之上，构成飞来峰构造。在璜茅及天井山地区，断裂上盘由井潭组流纹质火山岩、新元古代的花岗岩组成，且皆发育不同程度的糜棱岩化；下盘为周家村组砂质千枚岩，上、下盘之间为剪切片理化带，发育S-C组构，剪切带核部发育石英钠长千糜岩（图1-2-7）。
图1-2-7 宁国墩－五城深断裂天井山段剖面图
该断裂形成于新元古代，以北东－北北东向左型剪切斜冲断层为主要形式，将此前由南北向俯冲碰撞形成的近东西向、枝杈状蛇绿岩套进一步牵引成北东向。晋宁晚期随着岛弧带与障公山隆起带的拼贴，该断裂成为左行平移并斜向逆冲的边界断裂。中生代晚期，断裂的进一步活动，形成了现今北东向断裂。该断裂对屯溪中生代红层盆地起到重要控制作用，同时控制了青白口纪井潭组火山岩、中生代刘村花岗闪长岩体和伏岭钾长花岗岩体，以及一批中生代花岗闪长岩类小岩体的分布。在区域上构成北东向断裂构造－岩浆岩－矿化带，对区内金属矿产具有重要控制作用。据物探和区域地质资料分析，该断裂深度可能下切到莫霍面，具深断裂性质。
综合上述地质特征及重磁异常特征分析推断，宁国墩·五城断裂是皖浙赣断裂系中的主干断裂，是安徽东南地区主要控岩控矿构造。
（8）岭南－小川断裂（9）。该断裂分布在南部构造区的青白口纪周家村组、井潭组和盖层的古生代地层中，长约近百千米，断面向南倾，中段的古祝、璜茅一线的主断面被后期井潭组推覆体改造，并在推覆体内部见到多处井潭组之下的侏罗纪洪琴组出露的构造窗（图1-2-8）。它与北部的祁门－三阳断裂的北东段共同构成巨大的北东东向走滑断层组合带，是位于三阳－雄村巨型走滑断裂南侧，并与之平行的大型断层，其性质与三阳－雄村巨型走滑断裂相同。右型剪切平面错距约10km。
（9）江湾－街口逆冲－滑覆断裂（17）。该断裂是白际岭岛弧带与皖浙褶断带的边界断裂，发育于江南古隆起的东南缘。断裂主体发育于南华纪休宁组与下伏青白口纪井潭组火山岩之间，境内断裂带主体呈北东向，其东部经三阳－雄村和小川－岭南北东东向走滑断层的剪切牵引，形成向东凸出的弧形图案；南西端进入江西境内。区内长度＞100km。
图1-2-8 岭南－小川大断裂中的构造窗（小溪）
该断裂为白际岭韧性剪切带的主干断裂，其构造特征表现为强烈的挤压破碎作用，剪切带变形变质相对较强，后期面理基本上置换了So。井潭组安山岩中的矿物成分呈定向排列的薄层状，发育S—C组构，流纹岩已变为长英质糜棱岩，休宁组底部紫红色砾岩、砂岩变成糜棱片岩，发育有明显的拉伸和旋转变形产生“S”形弯曲、拖尾（曲颈状）构造以及多米诺破裂错动等变形特征。境内金竹、抽司以及浙江的齐溪等地发现井潭组逆冲推覆在休宁组之上，二者均发生强烈剪切和倒转。断裂晚期，在断裂南东的后南华纪地层中发生倾向南东多条滑覆构造。
该断裂主体发育于休宁组中。但皖浙赣地区均见有石炭纪黄龙组（C2h）不整合在下伏层位上，同时中生代的推覆构造、走滑构造以及岩浆活动均对该剪切带进行叠加、改造和被侵入。推断深断裂主体时代为加里东－燕山期。断裂影响范围大、活动时间长，是一条重要的区域性断裂带。
3.北西向断裂
祁门－五城断裂（15）。分布于评价研究区西部的祁门县县城至休宁县的五城，长约44km。北西端可能过祁门－三阳深断裂自金字牌东至三宝，并断续前进至东园西北，长约25km。南东端可能穿切白际岭韧性剪切带至浙江境内，长约30km。
中元古代千枚岩中的铁白云石夹层仅出露在断裂之南东侧，发育一组北西向的片理带和构造片理化带。安徽境内北东侧出露C-P地层，并控制白垩纪的红层沉积。
断裂两侧发育不同的地球化学场，南西侧为Au、W、Sn、Pb、Zn，且异常长轴也呈北西向，南东侧地层中仅发育Au异常；物探布格重力异常有一明显的重力异常变化梯度带和物探航磁异常变化带。
该断裂控制了晚侏罗世郭坑、三宝、大屋里、东园、西园中酸性岩株侵入，并有钨金多金属矿化沿该断裂带分布。
断裂走向为北西，断面倾斜较陡。据资料分析推断，早期为白际岭岛弧带与障公山隆起带的拼贴边界，呈北东东向，后经祁门－三阳断裂左型剪切牵引而形成现今的北西向。晚期根据古生代蓝田盆地和中生代红层盆地的出露情况应为北东盘下降、南西盘抬升，具引张特征的正断层性质。
（二）一般断裂
除上述区域主干断裂外，区内尚发育不同方位的一般断裂，对控岩控矿起到了重要作用。主要有包村断裂、西岭脚（棉花岭）断裂、银峰断裂、逍遥后山庵断裂及岭脚断裂等。它们的地质特征见表1-2-3，图1-2-9。
表1-2-3 安徽省南部地区一般断裂特征表
（三）隐爆构造
评价区在祁门县三宝、小柏溪，歙县金谷山和苏村等地发育侏罗纪晚期中酸性侵入的隐爆构造，并形成与成矿有关的隐爆角砾岩（筒）。
1.三宝隐爆角砾岩筒（带）
区域上发育于祁门－三阳东西向深断裂的北侧，并叠加有北东向的铜山－平里大断裂的交会部位，直接隐爆侵入于蓝田盆地皮园村组和荷塘组中的滑脱层中，共发现8个隐爆角砾筒（带）构造，总体呈近东西向分布。角砾成分为侏罗纪花岗闪长玢岩及围岩，胶结物为岩浆成分。在三
图1-2-9 逍遥断裂剖面素描图
宝矿区金银房和程郑村2个角砾岩筒（带）内及其周围围岩中，均见陡斜的脉状多金属矿体，该隐爆角砾岩带是重要的控、容矿构造。
2.金谷山隐爆角砾岩筒
金谷山隐爆岩筒位于祁门一三阳深断裂的北侧，发育于绩（临）溪盆地的层间滑脱层中，角砾为侏罗纪晚期中酸性侵入岩，腔结物同为晚期的斜花岗斑岩胶结。隐爆岩筒与铜、金矿（化）密切相关。
3.苏村隐爆角砾岩筒
发育于大阜韧性剪切带中，角砾的胶结物为侏罗纪晚期的黑云母花岗闪长岩+与铜矿成矿关系密切。
（四）韧性剪切带
评价区内主要有障公山韧性剪切带、大阜韧性剪切带和白际岭韧性剪切带。
1.障公山韧性剪切带
发育于障公山隆起构造区，其主体部位大致与漳前组的分布范围相当。岩石中新生的层状硅酸盐矿物（绢云母、绿泥石）与石英等颗粒矿物在固态流变的作用下呈现特殊的条带构造，千枚岩具极强的丝绢光泽，岩层内新生面理发生塑性的紧闭褶皱，枢纽平缓。这些再造的平缓褶皱其轴向与剪切带总体方向一致，呈近东西向。从漳前村向东延至白际岭岛弧区连接处的璜茅，向西至江西境内，长约百余千米，宽约3-5km。
2.大阜韧性剪切带
大阜韧性剪切带主要分布在祁门·三阳深断裂的两佣，该断裂为叠加在早期大阜韧性剪切带上的中生代的走滑断裂。
剪切带由大阜向北东至皖浙交界的清凉峰，被侏罗纪火山岩覆盖，往南西被白垩纪红层覆盖，长约70km.宽约2-5km，主要发育在昌前组的下部层位内。该剪切带发育时间长、规模大，经历了长期的演化过程，因而不仅有早期的韧性变形标志，同时还发育有晚期的走滑构造。
剪切带发育大规模的强直面理带，原岩大部被改造成毫米级以下的千枚岩。千枚岩具强丝绢光泽，千枚理产状稳定，走向50°-80°，倾向南东，倾角50°-70°。构造变形机制复杂，主要为逆冲推覆剪切。
沿韧性剪切带发育大量的基性一酸性的岩脉、岩株，分布有金、铜等矿化点及重砂、化探异常，剪切带中的叠加小构造是寻找上述矿床的有利部位。
区内歙县等3大岩体与江西九岭岩体一样，形成于青白口纪早期，其成岩年龄均超过9亿年。周新民、邢风鸣等研究证实晚期片麻岩内新生白云母40Ar/39Ar年龄767.9Ma（周新民，1990），表明青白口纪早期花岗闪长岩形成后经历了一次强烈热动力变质事件，片麻状构造形成年龄就是大阜韧性剪切带早期活动年龄，这个年龄值与皖浙赣交界区灵山、莲花山花岗岩的年龄值相似。
在伏川－水竹坑一带为一向北东撒开的构造混杂岩带。带内混杂有白际岭岛弧区细碧岩、角斑岩、辉长岩和历口构造区英云闪长岩，英云闪长岩均呈北东东向长条形，岩石强片理化，产状与剪切带一致。
综上所述，大阜韧性剪切带是一条形成时间较早、活动变形时间较长，中至表层构造掺杂的区域性韧性剪切带，本带的矿物组合说明该带以低温高应变的动力变质为主，早期是晋宁期造山作用的结果，晚期叠加了中生代走滑和剪切构造作用。
3.白际岭韧性剪切带
该剪切带发育于白际岭岛弧区的东南缘，于南华纪休宁组与下伏青白口纪井潭组的火山熔岩之间。韧性剪切带原为北东东向，后经三阳－雄村和小川－岭南北东东向走滑断层的剪切牵引，在古隆起带的北东转折端，局部呈现向东凸出的弓形图案。又由于后期推覆构造影响，剪切带的新生面理倾向变化较大。该剪切带北东端被三阳走滑断裂剪切，南西端出评价区进入浙江和江西境内。区内展开长度＞100km。原有宽度1～2km，由于后期推覆和剪切，现宽度由数百米至数千米。
白际岭韧性剪切带在区域上。祁门、屯溪幅1:20万区域地质测量报告（1971年）认为，皖浙赣深断裂在区内实际表现为强烈的挤压破碎带，称江湾－街口挤压破碎带。剪切带变形变质相对较强，后期面理基本上置换了S0。井潭组安山岩中的矿物成分呈定向排列的薄层状，发育S-C组构。流纹岩已变为长英质糜棱岩，岩石由长英质条带（40%），层状绢、白云母（40%）、石英碎斑（20%）组成。石英碎斑具波状消光、亚颗粒化和压力影构造。云母集合成云母鱼，长英质条带具拔丝构造。休宁组底部紫红色砾岩、砂岩变成糜棱片岩，岩石中绢、白云母达到50%～60%。长英质条带和石英碎斑分别占20%、10%。片理发育，肉眼见有花斑状，镜下见显微拉伸线理、皱纹线理。
剪切带内的休宁组底部砾岩发育有明显的拉伸和旋转变形产生的“S”型弯曲、拖尾（曲颈状）构造以及多米诺破裂错动等变形特征，这些变形特征显示剪切带是中层次为主的剪切变形。
剪切带并未造成区域上地层流失，在局部地段因后期构造叠加，造成井潭组局部被拉薄、拉断、推覆和局部变宽现象。由于构造卷入地层区进入休宁组，东部清凉山地区和休宁流塘地区均见有石炭纪黄龙组（C2h）不整合在下伏层位上，同时中生代的推覆构造、走滑构造以及岩浆活动均对该剪切带进行叠加、改造和侵入，故其主体时代为加里东期。
白际岭韧性剪切带在江西境内呈北北东、北东向，安徽境内呈北东、北东东向展布，是一条重要的区域性韧性剪切带。
6. 什么是解理；节理；劈理；断裂；层理；它们如何区分
解理
Cleavage矿物晶体受力后常沿一定方向的平面破裂，这种性质称为解理。解理可以用来区别不同的矿物质[1]，不同的晶质矿物，解理的数目，解理的完善程度和解理的夹角都不同。利用这一特性可以在样品和显微镜下区别不同的矿物质。
在标本的破裂面上一般看到闪光的断裂面为闪光的平面，即解理面。解理面一般平行于晶体格架中质点最紧密，联结力最强的面。
因为垂直这种面的联结力较弱，晶粒易于平行此面破裂。相对来说，面与面之间的联结力最弱。解理是反映晶体构造的重要特征之一。且较晶形具有更为普遍的意义。
不论矿物自形程度高低,
解理的特征不变,是鉴定矿物的重要特征依据。一般可依据解理的有无,发育完全程度(以解理面的完整程度为标志)以及组数和各组交角来区分矿物。
节理：岩石中的裂隙，其两侧岩石没有明显的位移。地壳上部岩石中最广泛发育的一种断裂构造。通常，受风化作用后易于识别，在石灰岩地区，节理和水溶作用形成喀斯特。岩石中的裂隙，是没有明显位移的断裂。节理是地壳上部岩石中最广泛发育的一种断裂构造。按成因节理可分为：①原生节理，成岩过程中形成，如沉积岩中因缩水而造成的泥裂或火成岩冷却收缩而成的柱状节理；②构造节理，由构造变形而成；③非构造节理，由外动力作用形成的，如风化作用、山崩或地滑等引起的节理，常局限于地表浅处。
劈理cleavage地质构造中断裂构造的一类。变形岩石中能使岩石易于沿一定方向劈开成无数薄片或薄板的次生面状构造。
断裂是指岩层被断错或发生裂开。据其发育的程度和两侧的岩层相对位错的情况把断裂分为三类。一类叫劈理，是微细的断裂变动，还没有明显破坏岩石的连续性。最常见的劈理是在褶曲的核部发育的轴面劈理，常呈扇形（以褶皱轴面为对称轴）。第二类称节理，是岩层发生了裂开但两盘岩石没有发生明显的相对位移的断裂变动。按其形成的力学性质，节理可分为张节理和剪切节理。节理常成组出现，如“X”-形的共轭节理。如果断裂两盘的岩石已发生了明显的相对位移，则称断层，是最重要的一类断裂。
层理（stratification）在岩石形成过程中产生的，由物质成分、颗大小、颜色、结构构造等的差异而表现出的岩石成层构造。一般厚几厘米至几米，其横向延伸可以是几厘米至数千米。常见于大多数沉积岩和一些火山岩中，是研究地质构造变形及其历史的重要参考面。
7. 中间里层断裂
按摩对脂肪层断裂的作用：脂肪层断裂多是由于发胖引起的。常见怀孕或暴饮暴食导致的短时间内长胖。按摩是不起效果的。也没有特殊的治疗方法。要增加体育锻炼,补充维生素和新鲜的蔬菜和水果，恢复正常形体后，一年左右会恢 脂肪层断裂很多人都有，可能是受过外伤或者长期承受的压力较大，与个人体质有明显的关系。要注意和皮下肌肉断裂相区别，只要排除肌肉断裂，脂肪断裂其对人体的运动，健康等是没有影响的,没有必要担心。
8. 断裂（层）及其活动性调查
活动断层的定义随不同国家与地区及不同学者而有所不同。目前学界尚无统一标准。断层的活动具有时代性的消长，我国地质学界和工程地震学界普遍认为，活动断层是指晚第四纪以来有活动的断层。但由于各地区的地质环境不同，研究程度不同，各学科的研究目的和研究方法不同，使得国内外学者对活动断层的含义和时限认识也不尽相同（徐锡伟等，2006；景彦君等，2009）。
断裂构造可能会成为CO2泄漏通道，需要对断裂构造的特征进行调查。如存在活动断裂，可能会引起地层断裂、诱发地震的危险，对CO2地下储存库危害较大，因此必须开展断裂及其活动性调查。
（一）断裂调查
1.调查方法
采用大、中、小构造相结合，遥感解译与实地观察相结合的方法，首先确定断层是否存在，然后进一步收集有关资料。当已知或怀疑有断裂时，所需的调查应包括地层和地形分析、大地测量和地球物理调查、槽探、钻孔、沉积物或断层岩的年龄测定、当地的地震调查和任何其他用以弄清运动最近发生时间的适用技术，对在照片上由遥感成像显示的一切线性地形特征等，均应进行足够详细的调查，以解释它们的成因。
断层证据主要有：
1）地貌标志（断层崖、断层三角面、错断的山脊、水系、泉水的带状分布等）；
2）构造标志（线状或面状地质体的突然中断和错开、构造线不连续、岩层产状急变、节理化和劈理化窄带的突然出现、小褶皱剧增以及挤压破碎、擦痕等）；
3）地层标志（地层的缺失或不对称重复）；
4）岩浆活动和矿化作用（岩矿、矿化带或硅化等热液蚀变带沿一条线断续分布）；
5）岩相厚度标志（岩相和厚度的显著差异）。
2.调查内容
1）断层两盘的地层及其产状变化；
2）断层面产状（直接测量、根据断层“V”字形法判定，借助于伴生构造判定）；
3）断层两盘的相对运动方向（主要根据两盘地层的新老关系、牵引褶皱、擦痕、阶步、羽状节理、两侧小褶皱、断层角砾岩等）；
4）断层破碎带的宽度；
5）断层岩类型；
6）断层的组合形式（如正断层的地堑和地垒、阶梯状断层、箕状构造、逆断层的单冲型、背冲型、对冲型、楔冲型、双冲构造）。
（二）断裂活动性鉴定
1.断裂活动性鉴定对象
断裂活动性鉴定的对象是“主要断层”，一般是指：
1）区域地震构造图上有标示的区域性断层；
2）长度大于10km或大于15km的断层；
3）对其活动时代的认识有分歧，并且可能影响到场地地震危险分析结果的断层；
4）晚更新世以来有活动迹象的断层；
5）通过场址区并且与工程场址区安全性评价相关的断层；
6）与破坏性地震特别是M≥6级地震在空间位置上相关的断层；
7）与现代小震密集活动或条带状分布相关的断层；
8）可能延伸到近场区内的活动断层；
9）指向工程场地，并且可能对工程场址区安全性评价有所影响的断层。
2.活动性鉴定内容
1）断层的活动时代。断层活动时代的鉴定是判定该断层是否是发震构造，是否对场址区拟建工程产生重要影响，不能改变路由的管线工程是否采取相应的抗断措施的主要依据。
2）断层的活动性质。对于活动断层而言，其活动性质是划分相关潜在震源区并确定其震级上限的重要依据。潜在震源区范围与边界的确定，与活动断层的性质（包括产状）密切相关。在近场区发震构造评价工作中，应通过野外现场调查或采用成熟技术方法的探测，查明活动断层的活动性质，鉴别出正断层、逆断层、走滑断层、正－走滑断层、走滑－正断层、逆－走滑断层、走滑－逆断层等。
3）断层的运动特性。断层的运动包括“蠕滑”和“黏滑”两种特性。以地震的方式释放的能量往往只占活动断层应变积累的一部分。
4）断层分段性。断层的分段性是确定相应潜在震源区边界及其震级上限的主要依据。断层的分段性研究包括活动性分段和破裂分段两方面的内容。
活动性分段主要包括活动时代与活动性质分段。断层活动时代的差别是断层分段性活动最为显著的标志，在调查中，应当首先加以鉴别，判定“活动的段落”和“不活动的段落”。对于活动的段落，还应视工程的需要和可能性，进一步对其最新活动时代以及活动性质的差别加以细分。
破裂分段是一项难度很大，专业性更强的具有研究性的工作。由于它具有较大的不确定性，只有在工程必需的情况下，可进行专题性研究。
3.活动断裂调查鉴定技术
对目标区内的活动断裂进行详细探测和定期观测，调查其规模、性质、方向、活动强度、特征、地貌地质证据及其活动规律，并初步评价各活动断层的地震危险性。调查过程中应安排槽探、浅井工作，必要时施以地球物理勘探等手段，并采集样品进行地质年代测试。
我国活动断裂调查及研究方法研究较为成熟，调查研究技术手段有地球化学异常、地球物理异常等，并且尝试给出最佳的组合方法。邓起东等（2007）指出小间距钻探和槽探是研究断层新活动的有力手段，可以揭露活动断层最新活动和古地震错动历史的最好技术，并且中国地震局《活动断层探测（DB/T15—2009）》中给出了槽探、钻孔探测的精度适用范围及技术要求，《工程场地地震安全性评价》（GB17741—2005）也介绍了活动断裂调查鉴定技术。
1）进行主要断层活动性鉴定，应以地质地貌学的调查分析方法为主。在进行地质地貌调查与分析时，应注意：
①宏观人手。如断层所在地区的新构造活动背景、断层与第四纪新地层的关系、断层与地貌面的关系、断层的构造地貌特征等。
②微观取证。仅根据宏观现象说明断层的活动性是不足取信的，应选择典型地段和典型部位，通过现场调查，获得断层活动性确切的地质地貌证据。
③精细分析。对于活动断层，应采用断层地貌分析、断层活动性参数确定、古地震探槽、活动性分段、活断层填图、新年代学测定等多种技术方法进行现场调查取证，必要时进行活断层填图，详细鉴定其活动性；
④综合判定。应综合地震活动性、现代构造应力场等不同学科的资料，综合断层活动性的宏观及微观资料，进行断层活动性的综合判定。
2）断层最新活动时代的鉴定，在很大程度上要借助甚至依赖于新年代学测定技术。年代测定方法选择上应因地而异，有所侧重，同时又尽可能采用多种方法进行综合测年。一般来说，对有第四纪地层出露的地区，可采用放射性碳（14C）法、释光法、孢粉分析法；对基岩地区的断层泥的测年可采用释光法、电子自旋共振（ESR）法、钾－氩（K-Ar）法和电镜（SEM）扫描法等。
3）在覆盖区，已有资料不能确定已知主要断层的活动时代时，应选用地球物理、地球化学、地质钻探和测年等手段进行勘查。隐伏断层的活动性鉴定一般应遵循以下步骤：
①进行隐伏断层位置的初步探测。根据航、卫片判读和已有的地质、地貌、化探、物探、钻探资料进行综合分析，初步推测断层的位置、延伸和展布形态，然后选择适宜的探测手段，布置探测路线。
②进行隐伏断层的综合探测。在初步推测出断层的大体位置后，进一步按照先粗后细的原则，选择合适的物探或化探方法，初步确定断层位置。再进行浅层物探，如浅层地震勘探、地质雷达等，以查明隐伏断层的确切位置和断距。
③根据具体情况进行钻探和槽探，进一步帮助确定断距、断面、断错地层及上覆地层，并采集合适的样品，综合分析其活动性。