构造地质学复习资料(00002)

构造地质学复习资料构造地质学复习资料第一章绪论构造地质学其研究对象是地壳或岩石圈的地质构造。地质构造是指组成地壳和岩体在内、 外动力地质作用下发生的变形、变位，从而形成诸如褶皱、节理、断层、劈理以及其他各种面状和线状构造。研究地质构造的理论意义： 阐明地壳构造在空间上的相互关系和时间上的发育顺序， 探讨地壳构造的演化和地壳运动规律及其动力来源。研究地质构造的实践意义： 应用地质构造的客观规律指导生产实践，解决矿产分布、水文地质、工程地质、地震地质及环境地质等方面有关问题。1. 构造尺度、构造层次、构造旋回、构造层的概念构造尺度主要是指地质构造的规模。 一般把构造尺度划分为巨、大、中、小、微以及超微等六个级别。构造层次是指在同一次构造变形中， 由于在地壳中不同深度， 因压力、温度的不同而引起岩石物性的变化，从而形成各具特色的构造分层， 一般形成的成层构造。由于沉积物的成分、结构、颜色及层的厚度、形状等在剖面上的变化而显示出来。层理按照其形态的不同可分为三种基本类型：平行层理、波状层理、斜层理。组成层理的要素有细层、层系、层系组。细层：通常又称为纹层，是组成层理的最小单位。层系：是由成分、结构和产状上相同的许多细层组成。层系组：是由两个或两个以上的相似层系组成的，是在同一环境的相似水动力条件下形成的。2. 岩层产状的表示方法岩层的产状系是指岩层面在三维空间中的方位，由走向与倾斜（包括倾向、倾角）来确定。走向：岩层面与水平面相交的线叫走向线。倾向：层面上与走向线相垂直并沿斜面向下所引的直线叫做倾斜线。倾角：岩层的倾斜线及其在水平面上的投影线（倾向）之间的夹角就是岩层的倾角。文字和符号两种表示方法方位角表示法：一般只测记倾向和倾角。象限角表示法：以北和南的方向作为0，一般测记走向、倾角和倾向象限。符号表示法： 在地质图上， 岩层产状要素是用符号来表示。3. 岩层露头形态（水平、直立、倾斜）水平岩层的露头界线在地质图上， 表现为与地形等高线平行或重合。直立岩层露头界线在地质图上是沿走向呈直线延伸，不随地形等高线弯曲而弯曲。倾斜岩层露头界线分布形态则较复杂， 表现为与地形等高线成交切关系，遵循“ V”字形法则。4. 如何判断沉积岩层的顶面和底面利用沉积岩层原生构造确定岩层顶面和底面。斜层理：由一组或多组与层面或层系界面斜交的细层组成。 判别：每组细层与层系上界面或岩层顶面成截交关系， 而与层系下界面或岩层底面呈收敛变缓而相切的关系，弧形层理凹向顶面。粒序层理：在一个单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细，相邻两层序之间可能有突变， 且某些岩层具有反粒序现象。波痕：波峰尖端指向岩层顶面，波谷圆弧凹向底面。泥裂：又称干裂，是未固结的沉积物露出水面，失水干枯时，因压缩而形成与层面大致垂直的裂缝。判别：在剖面上一般呈“ V”字形，有时切穿层面也可呈“ U”字形，尖端均指向岩层的底面。雨痕、冰雹痕及其印模：凹坑总是分布在岩层顶层，印模出现在岩层的底面。冲刷痕迹：固结和不固结的沉积层，在露出水面或在水下时， 因流水的冲刷， 在沉积层的层面上造成沟、槽和浅坑等凹凸不平的冲刷痕迹， 沟、槽和浅坑为顶，印模为底。古生物化石的生长和埋藏状态： 基部指向岩层底面，穹状纹层凸出指向顶面。5. “V”字形法则的内容是什么？当岩层倾向与地面坡向相反时， 岩层界线与地形等高线的弯曲方向一致。 即在沟谷处， 岩层界线的“ V”字形尖端指向沟谷上游，而穿越山脊时，“ V”字形尖端则指向山脊的下坡；但岩层界线的弯曲度总是比等高线弯曲度小；当岩层倾向与地面坡向相同， 且岩层倾角大于底面坡度角时，岩层界线与地形等高线成相反的方向弯曲。在沟谷中，“ V”字形露头线尖端指向下游；在山脊上，则指向山脊上坡；当岩层倾向与地面坡向相同时， 岩层倾角小于底面坡度角时，岩层露头界线与地形等高线弯曲方向相同。但在沟谷中，岩层露头界线的“ V” 字形尖端指向上游，在山脊上，其“ V”字形尖端则指向山脊的下坡。 岩层界线的弯曲度总是比等高线弯曲度大。6. 岩层出露宽度及控制因素 （厚度、倾角、倾向、坡向）水平岩层的露头宽度是随岩层的厚度和地面的坡度变化而变化的， 当地面的坡度相同时， 厚度大的岩层露头宽度就宽， 厚度小的岩层露头宽度就窄；当岩层厚度相等时，底面坡度缓，露头宽度就宽；地面坡度陡，岩层露头宽度就窄。在陡崖处，岩层上、下层面界线的投影线就重合一条线，即露头宽度为零，岩层尖灭。倾斜岩层的露头宽度主要取决于岩层的厚度和倾角，还受地面坡角，坡向与岩层的倾角、倾向之间的关系的影响。 当岩层与坡向相反时， 一般地面坡度缓，岩层露头就宽， 坡度陡，露头就窄；岩层出露在悬崖峭壁上， 则岩层顶、底面的界线在平面上的投影重合成一条线， 尖灭假想。当岩层面与倾斜地面直交时， 这时露头宽度小于岩层厚度；岩层倾角达 90时，露头宽度等于岩层厚度，且不受地形影响左侧的岩层； 当岩层面与地面之间的交角（指相交锐夹角）由大变小，则露头宽度由窄变宽。7. 地层接触关系类型地层接触关系基本可分为整合和不整合两种类型。整合：上、下地层在沉积层序上没有间断，岩性或所含化石都是一致的或递变的， 其产状基本一致，它们是连续沉积形成的，这种上、下地层间的接触关系，称为整合接触。地层的整合接触反应了在形成这两套地层的地质时期该地区地壳处于持续地缓慢下降状态，或虽然短期上升，但是沉积作用从未间断，或者地壳运动与沉积作用处于相对平衡的状态，沉积物逐层连续沉积， 这样就形成了两套地层的整合接触关系。不整合：上、下地层间的层序发生间断，即先后沉积的地层之间缺失了一部分地层。 这种沉积间断的时期可能代表没有沉积作用的时期， 也可能代表以前沉积了的岩石被侵蚀的时期。 地层之间的这种接触关系称为不整合。不整合可分为平行不整合和角度不整合。平行不整合表现为上、下两套地层产状彼此平行，但在两套地层之间缺失了某些时代的地层，表明在这段时期发生过沉积间断， 这两套地层之间的接触面不整合面就代表这个没有沉积的侵蚀时期平行不整合在平面、 剖面上表现为：不整合面上、下两套地层的界线在较大区域内呈平行展布， 产状也基本一致，其间却缺失部分地层。角度不整合又简称不整合， 主要表现为上、 下两套地层之间既缺失部分地层， 产状又不相同。 上覆的较新地层的底面通常与不整合面基本平行，而下伏的较老地层层面与不整合面相截交。角度不整合在平面、 剖面上表现为：不整合面上、下两套地层的产状有较明显的差异， 其间又缺失一部分地层。上覆较新地层的底面界线与下伏较老的不同层位的地层相交截。8. （平行、角度）不整合形成过程及其构造意义平行不整合的形成是由于地壳在一段时间内处于上升，而在上升过程中地层又未发生明显褶皱或倾斜，只是露出水面发生沉积间断和遭受剥蚀。经过一段时期后，又再次下降接受新的沉积，从而使上、下底层之间缺失了一部分地层， 但彼此的产状是基本平行的。 下降沉积 上升、沉积间断和遭受剥蚀 再下降、再沉积角度不整合的形成为下降、 接受沉积 褶皱上升（常伴有断裂变动、岩浆活动、区域变质等） 、沉积间断、遭受剥蚀 再次下降、再沉积不整合的地质意义不整合是确定地壳运动和岩浆活动时期的主要依据，不整合面又是划分构造层的分界面。 所以不整合对于研究地壳运动、 地质发展历史具有重要的意义；不整合是划分岩石地层单位的依据之一； 但由于不整合不代表等时面， 所以它不能作为划分年代地层单位的依据；对不整合在空间上的分布和类型变化情况的观察研究，可以为了解地壳运动的不均衡性和古地理特征提供依据；由于不整合面是构造上的薄弱带， 富含内外生矿床，是很好的储油构造，因此，不整合的研究对于油气、金属与非金属矿床的寻找都具有重要的实际意义；不整合主要分为平行不整合与角度不整合两种类型，平行不整合的形成主要是地壳的垂直运动（造陆运动）造成，其特点是构造变形较弱，变位明显，往往呈大面积隆起和坳陷的区域性面式展布；经典的角度不整合主要由水平挤压造成（造山运动），属挤压构造动力学环境，其特点是构造变形十分强烈， 往往成排成带具有明显的定向性。9. 如何识别不整合面和判断其形成的时代与地壳运动有关的地质作用所产生的现象， 都可作为确定不整合的直接或间接的标志。地层古生物方面标志：上、下两套地层中的化石所代表的地质时代相差较远； 或二者的化石反映出在生物演化过程中存在不连续现象， 或二者的生物群迥然不同；沉积方面的标志：上、下两套地层在岩性和岩相上截然不同，两套地层之间往往有一个较平整或起伏不平的古侵蚀面， 这个面上可能保存着古风化壳、古土壤层或与之有关的残积型矿床， 上覆地层的底层常有由下伏地层的岩石碎块、 砾石组成的底砾岩；构造方面的标志： 上、下两套地层产状不一致，构造变形强弱程度不同， 因而两套地层的褶皱型式、断裂情况也各异， 这是角度不整合的构造标志；岩浆活动和变质作用方面的标志：不整合面上、下两套地层及其构造是在不同时期的地壳运动中形成的，因此往往各自伴生不同时期不同特点的岩浆活动和变质作用， 并各有不同类型的矿床。确定不整合形成时代确定不整合时代时应以下伏地层的最新层位时代为下限， 取其上、下限相隔最近的时代为不整合形成时代；不要把同期地壳运动在不同地方形成不同类型的不整合， 或从不同地段不整合面上、 下接触的层位差异，误认为它们是不同时期的地壳运动的产物；在一个范围较大的区域内， 可以发生多次地壳运动，形成多个角度不整合和平行不整合 在不整合分布区域之内， 下伏地层的最新地层与上覆地层的最老地层之间这段时间内， 并不一定完全处于剥蚀状态而无沉积。10. 不整合研究的意义地层不整合接触是研究地质发展历史及鉴定地壳运动特征和时期的一个重要依据。 在岩石地层学上也是划分地层单位的依据之一。 研究不整合在空间上的分布和类型的变化情况， 有助于了解古地理环境及变化。 不整合面及其上、 下相邻岩层中，常形成沉积矿床。 不整合也是构造上的一个软弱带，常成为岩浆及其他含矿流体的活动地带，有利于形成交代型或填充型的内生矿床以及次生富集矿床。同时，不整合对油、气和地下水的储集也具有重要意义。第三章地质构造分析的力学基础1. 有关力的基本概念外力：对一个物体来说， 另一个物体施加于这个这个物体的力称为外力。 外力可分为面力和体力两种，面力是通过接触面作用于物体的力； 体力是相隔一定距离对物体内每个质点都施加作用的力。内力：内力是同一物体内部各部分之间的相互作用力。应力：在内力均匀分布的情况下， 作用在单位面积上的内力，称为应力。主应力 - 主应力轴 - 主平面：在单元体中这六个面上的正应力称为主应力，其性质可以是张应力，也可以是压应力； 每对主应力作用的方向线称主应力轴；其作用面称主应力面或主平面。正应力 - 剪应力：垂直于截面上的应力叫做正应力：平行于截面上的应力叫做剪应力。2. 应力状态应力状态公式 - 应力莫尔圆=0时，正应力值最大 =45时，位于最高点，剪应力值最大 =90时，平行于作用力的截面，剪应力、正应力均为 03. 应变的基础知识变形方式：物体的变形方式有拉伸、 挤压、剪切、弯曲和扭转五种均匀 - 非均匀变形：按照物体变形后的形状可分为均匀变形与非均匀变形两种。 均匀变形是指岩石的各个部分的变形性质、 方向和大小都相同的变形；非均匀变形是指岩石各点的方向、 大小和性质发生变化的变形， 弯曲和扭转属于非均匀变形。线应变 - 剪应变：应变分为线应变和剪应变。线应变是指物体内某方向单位长度的改变量； 剪应变是指初始相互垂直的两条直线变形后， 它们之间的直角改变量。岩石变形阶段： 岩石变形阶段分为弹性变形、 塑性变形和断裂变形三个阶段。弹性变形：岩石在外力作用下发生变形，当外力撤除后，变形可恢复，这种变形称为弹性变形。在变形的初始阶段， 应力与应变成正比， 对应的极限应力值称为比例极限；塑性变形：随着外力继续增加， 变形继续增强，当应力超过岩石的弹性极限后，即使将应力解除，变形的岩石也不能完全恢复原来的形状， 这种变形称塑性变形； 试件进入塑性变形阶段， 曲线显著弯曲， 后曲线变成水平状态， 这意味着荷载增加很少，甚至无增加，变形也会显著增加，此时岩石抵抗变形的能力很弱， 这种现象称为屈服，此对应极限应力值称为屈服极限。断裂变形：任何岩石的弹性变形和塑性变形总是有一定限度的， 当应力达到或超过岩石的强度极限时，岩石内部的结合力遭到破坏， 就会产生破裂面，岩石失去连续完整性，发生断裂变形，此时的极限应力值称为破裂极限， 是指使固体物质开始破坏时的应力值。岩石的变形有两种方式，即张裂和剪裂。应变椭球体：当物体或者岩石发生均匀变形时，内部质点的相对位置将发生变化。 设想物体和岩石变形前内部某一点为一小圆球体， 变形后这个圆球体就会变成一个椭球体， 该椭球体称为应变椭球体。4. 影响岩石力学性质与岩石变形的因素（结果、机理）围压因素岩石所处深度越大，围压也越大，这种压力，一方面增加了岩石的韧性； 另一方面，大大提高了岩石的强度极限， 弹性极限也有所增高。 围压对于岩石力学性质影响的原因在于， 围压使固体物质的质点彼此接近， 增加了岩石的内聚力， 从而使晶格不易破坏，因而不易断裂。温度因素许多岩石在常温常压下是脆性的，随着温度升高，岩石的强度降低， 弹性减弱，韧性显著增强，因而有利于发生形变。 温度增高对岩体力学性质影响的原因是， 由于温度增高时， 岩石质点的热运动增强，从而减弱它们之间的联系能力， 使物质质点更容易位移。 因此，当温度升高到适当程度时，较小的应力也能使岩石发生较大的塑性变形。流体因素在干燥和潮湿条件下， 岩石的力学性质是大不相同的。当岩石中有溶液或水汽时， 通常可降低岩石的弹性极限，增加岩石的塑性，岩石易于变形。一种机制是在应力作用下， 溶液有利于重结晶作用，它可促使某些矿物溶解， 也可促使某些新矿物形成，因而有利于岩石的塑性变形。 另一种机制是溶液的加入使分子的活动力加强， 因此，随着分子活动力的增强， 岩石分子之间的凝聚力必然降低，从而降低了岩石和矿物的强度。 第三种机制是岩石孔隙内流体通常具有一定的空隙压力，这种压力可以减小岩石内摩擦力， 岩层中孔隙压力增大会使岩石屈服强度降低， 因而易于变形。时间因素时间对于岩石的力学性质与变形的影响有以下三个方面：I 快速施力与缓慢施力对岩石变形的影响快速施力，不仅加快岩石的变形速率， 而且会使其脆性变形加强。 若缓慢施力， 则会使脆性物质发生塑性变形。 长时间缓慢持续施力， 使物体破坏所需要的应力远比迅速施力使之破坏所需要的应力小得多。当岩石收到缓慢的长时间外力的作用时，质点有充分时间固定下来， 于是产生了永久变形。当快速变形时， 质点来不及重新排列就破裂了，所以就呈现出脆性变形的特征；II 重复受力对岩石变形的影响使岩石多次重复受力， 虽然作用力不大， 也能使岩石破裂，这时的应力值代表了物体在重复受力的情况下发生破裂最低应力极限， 称为疲劳极限或耐力极限。用低于疲劳极限的应力作用于物体次数再多，也不能使物体破裂；III 长期作用对岩体变形的影响长时间的缓慢变形会降低材料的弹性极限； 弹性不断降低，弹性变形逐渐减小， 塑性变形不断缓慢增加；脆性降低，韧性增强，并可呈现流变特性。第四章褶皱构造1. 褶皱的基本形式背斜 / 向斜、背形 / 向形褶皱的形态是多种多样的，而其基本类型有两种，背斜和向斜。背斜：岩层向上弯曲， 其核心部位的岩层时代较老，外侧岩层较新。向斜：岩层向下弯曲，核心部位岩层较新，外侧岩层较老。如褶皱岩层的新老层序不明或者褶皱的变形面不是层面而是其他构造面， 则将向上弯曲的褶皱面称为背形，向下弯曲的褶皱面称为向形。2. 褶皱要素核部：泛指褶皱中心部分的地层。当剥蚀后，常把出露在地面的褶皱中心部分的地层，简称核。翼部：指褶皱核部两侧的地层，简称翼。枢纽：指在褶皱的各个横剖面上， 同一褶皱面的各最大弯曲点的连线。轴面：是一个褶皱内各相邻褶皱面上的枢纽连成的面，故又称枢纽面。轴迹：轴面与地面或任一平面的交线。转折端：指从一翼向另一翼过度的部分。脊/ 脊线 / 脊面：脊是指背斜或背形的同一褶皱面的各横剖面上的最高点； 脊的连线称为脊线； 若干相邻褶皱面上的脊线连成的面称为脊面。槽/ 槽线 / 槽面：槽是指向斜或向形的同一褶皱面的各横剖面上的最低点； 槽的连线称为槽线； 若干相邻褶皱面上的槽线连成的面称为槽面。脊迹 / 槽迹：脊面或槽面与地面或任意平面的交线。波长：对称褶皱的波长等于两个同相位拐点之间的距离。波幅：相当于两个包络面之间垂直距离的一半。拐点、褶皱包络面、褶皱中间面3. 线性要素褶皱枢纽和一切线装构造的产状都可用倾伏和侧伏来表示。倾伏角：是指在直立面上量得的该构造线与它水平投影线间的夹角。倾伏方向：就是线状构造的水平投影线指向下一端的方位。侧伏角：是指在线状构造所在的构造面上量得的该构造线与构造面的走向线之间的锐夹角。侧伏向：即构成上述锐夹角的走向线的一端的方位。4. 褶皱的几何形态圆柱状 / 非圆柱状褶皱5. 褶皱形态横剖面上褶皱的形态根据轴面产状和两翼产状，褶皱可以描述为：直立褶皱、斜歪褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱以及翻卷褶皱。根据褶皱的对称性，可将褶皱描述为：对称褶皱、不对称褶皱。根据翼间角大小，可以将褶皱描述为：平缓褶皱、开阔褶皱、闭合褶皱、紧闭褶皱、等斜褶皱。根据褶皱面弯曲形态，可将褶皱描述为：圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇状褶皱、挠曲褶皱在平面上出露形态：线状褶皱、短轴褶皱、穹窿褶皱、构造盆地。6. 褶皱的产状类型里卡德分类依据在总结前人关于产状分类的基础上，根据褶皱轴面倾角、 枢纽倾伏角和侧伏角这三个变量绘制出一个三角网图， 以便对褶皱产状做三维定量研究。根据轴面产状和枢纽产状， 褶皱可分为七种主要类型：直立水平褶皱、直立倾伏褶皱、 倾竖褶皱、斜歪水平褶皱、平卧褶皱、斜歪倾伏褶皱、斜卧褶皱。7. 褶皱横剖面的几何类型根据各褶皱厚度变化分类： 平行褶皱和相似褶皱根据褶皱中各层弯曲的相互协调性分类： 协调褶皱和不协调褶皱兰姆赛的三类五型几何分类I 类：褶皱的等倾斜线向内弧呈收敛状，内弧曲率总是比外弧大，故外弧倾斜度也总是小于内弧。根据等倾斜线的收敛程度， 可细分为三个亚型：IA 型：等倾斜线向内弧呈强烈收敛，各线长短差别极大，内弧曲率远比外弧大， 为典型的顶薄褶皱；IB 型：等倾斜线也向内收敛，并与褶皱面垂直，各线长短大致相等， 褶皱层真厚度不变， 内弧曲率仍大于外弧，为典型的平行褶皱；IC 型：等倾斜线向内弧轻微收敛，转折端等倾斜线比两翼附近的略长， 反映两翼厚度有变薄的趋势，内弧曲率略大于外弧，这是平行褶皱向II 类相似褶皱过渡的型式。II 类：等倾斜线互相平行且等长，褶皱层的内弧和外弧曲率相等， 即相邻褶皱面倾斜度基本一致，为典型相似褶皱。III 类：等倾斜线向外弧收敛，向内弧撒开呈倒扇状，即外弧曲率大于内弧， 为典型的顶厚褶皱。8. 褶皱的组合形式雁行式褶皱雁行式褶皱又称斜列式褶皱， 为一系列呈平行斜列（雁行状）的短轴背斜或向斜，它可以由不同规模和级次的背斜或向斜所组成， 是褶皱构造常见的一种组合型式。隔档式褶皱由一系列平行的背斜和向斜相间组成， 其中背斜是窄而紧闭的，形态完整清楚，呈线状延伸；而两个背斜之间的向斜则开阔平缓。隔槽式褶皱由一系列平行的背斜和向斜相间排列的褶皱组成，但是其中背斜和向斜形态正好与隔档式褶皱相反，其向斜紧闭且形态完整，呈线状排列，而两向斜之间的背斜则平缓开阔成箱状。 这两种褶皱组合型式的共同特点是较紧闭的褶皱与较开阔的褶皱相间并列， 表现出背斜和向斜的变形强度各不相同。复背斜和复向斜复背斜和复向斜是由多级褶皱所组成的巨大背斜和巨大向斜。各次级褶皱与总体褶皱常有一定的几何关系，一般认为典型的复背斜和复向斜的次级褶皱轴面常向该复背斜或复向斜的核部收敛。在一个褶皱带中， 在它的中央地带的次级褶皱核部地层老于两侧的次级褶皱的核部地层， 次级褶皱的轴面构成“正扇形”， 则褶皱带为一复背斜；反之，中央地带的次级褶皱核部地层新于两侧的次级褶皱的核部地层， 次级褶皱的轴面构成“倒扇形”则为复向斜。9. 褶皱形成机制褶皱的形成机制分为纵弯褶皱作用、 横弯褶皱作用、剪切褶皱作用和柔流褶皱作用。10. 纵弯褶皱作用岩层收到顺层挤压力的作用而发生褶皱称为纵弯褶皱作用。地壳水平运动是造成这种作用的地质条件。地壳中大多数褶皱是纵弯褶皱作用形成的。当一套层状岩石受到顺层挤压时， 层面在形成褶皱的过程中起着重要作用， 以至岩层常通过两种方式形成褶皱，弯滑作用和弯流作用。弯滑作用是指一系列岩层通过层间滑动而弯曲成褶皱的作用。纵弯褶皱作用引起弯滑作用的主要特点是：各单层有各自的中和面， 而整个褶皱没有统一的中和面。各相邻褶皱面保持平行关系， 各岩层的真厚度在褶皱的各部位基本一致， 故纵弯曲引起的弯滑作用往往产生平行褶皱；纵弯褶皱作用引起的层间滑动是有规律的， 一般背斜中各相邻的上层相对向背斜转折端滑动，各相邻的下层则相对向相反方向， 即向相邻向斜的转折端滑动。当两个强硬岩层之间夹有层理发育的韧性岩层的条件下， 发生纵弯褶皱作用， 则会在层间滑动的力偶作用下， 使薄层韧性岩层发生层间小褶皱。弯流作用是指岩层弯曲变形时， 不仅发生层间滑动，而且某些岩层内部还出现物质流动现象， 上、下层面对褶皱层内物质的流动起着控制作用。纵弯褶皱的弯流作用的主要变形特征是：层内物质的流动方向， 自受压的翼部流向转折端，岩层在转折端部位的不同程度地增厚， 翼部相对剪薄，从而形成相似褶皱或者顶厚褶皱；当软岩层与硬岩层互层，受到顺层挤压时，硬岩层难以发生流动， 仍形成平行褶皱， 而软岩层易于流动，填充了由于层间滑动形成的虚脱空隙，从而形成与硬岩层褶皱形态不同的顶厚褶皱；当硬岩层中夹有一大套层理发育相对易流动的韧性岩层时，物质的流动并不顺其微层理发生层间差异流动，而是在主褶皱的翼部和转折端形成从属褶皱。这种从属褶皱显示了层内物质向转折端流动的特征；在侧向挤压下软岩层发生强烈层内流动， 可产生线理、劈理或片理（兼有变质作用） 等小构造；如其间夹有脆性薄岩层， 还可形成构造透镜体和无根褶皱等。11. 横弯褶皱作用岩层受到和层面垂直的外力作用而发生的褶皱，称为横弯褶皱作用。 地壳差异升降运动， 岩浆或岩盐的底辟作用以及同沉积褶皱作用所形成的褶皱都属于横弯褶皱。横弯褶皱作用也会引起弯滑作用和弯流作用， 其特点如下：横弯褶皱的岩层整体处于拉伸状态， 一般不存在中和面；横弯褶皱作用往往形成顶薄褶皱；横弯褶皱作用引起的弯流作用使岩层物质从弯曲的顶部向翼部流动，易于形成顶薄褶皱。12. 剪切褶皱作用剪切褶皱作用又称滑褶皱作用， 这种作用使岩层沿着一系列与层面不平行的密集劈理面发生差异滑动而形成“褶皱”原始层面在这种褶皱作用中已不起控制作用，只是反应滑动结果的标志，故这种褶皱作用又被称作为被动褶皱作用。剪切褶皱作用的主要特点是：在横剖面上平行轴面方向所量得的褶皱不同部位的层的“厚度”都基本相等， 故剪切褶皱作用形成褶皱为典型的相似褶皱；剪切褶皱作用所形成的褶皱并非层面真正发生了弯曲变形，而是层面沿密集的平行劈理或面理面发生差异滑动而出现明显弯曲的外貌；垂直轴面方向岩层的长度， 在褶皱前与褶皱后保持不变；剪切褶皱作用形成的褶皱是岩层沿剪切面差异滑动的结果，所以在褶皱轴面两侧的相对剪切方向是相反的13. 柔流褶皱作用柔流褶皱作用是指高韧性岩石或岩石处于高温高压环境下变成高韧性体， 受到外力的作用， 而发生类似于粘稠流体的流动变形， 从而形成复杂多变的褶皱14. 影响褶皱形成的主要因素（因素、机理）层面在褶皱形成中的作用层面使岩石具有不均一性， 致使岩石受力发生变形时，可以通过层间滑动或层内物质塑性流动而弯曲成褶皱。结构均一的块状岩体受力变形时，岩体被压缩，可能在与主压应力垂直方向上发育有劈理或片理的挤压带或其他方向的断裂， 而不形成褶皱。层面或成层构造是产生褶皱的一个必要条件。岩层厚度和力学性质对褶皱形态的影响I 岩层厚度对褶皱形态的影响岩层厚薄对褶皱的形态和大小也有显著影响。 当岩性相似而厚度不同的岩层施加同样的水平挤压力时，则厚岩层往往形成曲率小、 波长大的平缓开阔褶皱， 而薄岩层则形成曲率大、 波长小的紧闭褶皱。II 岩石力学性质对褶皱形态的影响岩石的力学性质直接影响褶皱的形态和类型， 当岩性不同的两组岩层一起褶皱时， 可以发现：其中一组岩层的厚度不变， 以弯滑褶皱方式形成平行褶皱，另一组岩层在转折端显著加厚形成相似褶皱；或者其中一组岩层形成平缓开阔褶皱， 另一组岩层则成为紧闭褶皱。 在褶皱转折端一组岩层产生扇状楔形张节理， 另一组岩层形成反扇形流劈理等。岩层埋藏深度对褶皱形成的影响地壳中不同深度的岩层， 由于所受围压和温度的不同而具有不同的力学性质。 因而处于地壳不同深度的岩层发生褶皱时， 褶皱作用机制和褶皱形态各有其特点。 在地表附近的常温、 常压下岩石表现为脆性，以断裂变形为主，难以形成褶皱；在地表以下随着温度、 围压的增大， 岩石的韧性也随之增高。 在较浅处，岩石可能表现为弹性性状，层理锁显示的物质不均一性明显， 岩层褶皱以弯滑褶皱作用为主， 常形成平行褶皱； 愈向深处，岩石韧性愈高， 其性状渐接近理想的粘弹性体，不均一性逐渐消失， 褶皱作用也逐渐以弯流作用和剪切作用为主， 进而变为柔流褶皱作用为主。应变速率对褶皱形成的影响变形作用力的大小和应变速率， 对岩石的力学性状也有较大的影响。 如果作用力大， 应变速率很大，岩石并不表现为粘性，而表现为弹性，这是即使在地下一定深处， 岩层也会呈现弹性弯曲或断裂；在缓慢变形中，即使在近地表条件下，这是即使压应力很小， 但持续时间很长， 岩层也会发生蠕变而形成褶皱， 甚至韧性低的岩层发生强烈褶皱。基底构造对盖层褶皱的影响基底或者深层构造特别是基底断裂构造对盖层或浅层的褶皱形态和组合分布具有较大影响。 有些雁行褶皱就是由基底中平移断层的水平剪切作用所引起的盖层褶皱。15. 褶皱的研究褶皱形态的研究了解区域性总体构造轮廓；查明地层层序和追索标志层；观察褶皱的几何形态I 测定褶皱轴面和枢纽的产状II 根据同一剖面上不同层位及不同高度的岩层倾角的变化，结合同一岩层厚度在褶皱不同部位的变化，分析褶皱各层的几何关系， 判断是平行褶皱还是相似褶皱，或是顶薄褶皱；III 转折端处的岩层产状在研究褶皱形态方面有重要意义；IV 观察褶皱的出露形态和平面图像；V绘制褶皱剖面图及褶皱横截面图；VI 认真研究褶皱的纵剖面， 了解其纵向变化规律。确定褶皱的形成时代角度不整合分析法大多数褶皱成岩后， 或主要是成岩后形成的， 它们的形成时代也主要是根据区域性角度不整合时代来定。岩性厚度分析法对于在较长地史时期内逐渐变形而形成的褶皱，可以通过褶皱地层的岩性和厚度分析确定其形成时代。第五章节理1. 节理的分类（力学分类、几何分类）几何关系分类根据节理产状与所在岩层的产状关系可将节理分为：走向节理、倾向节理、斜向节理、顺层节理。根据节理产状与褶皱轴向关系可将节理分为： 纵节理、横节理、斜节理。力学关系分类节理是力作用下的产物， 根据其形成机制可将节理分为剪节理和张节理。2. 剪节理和张节理的主要特征和区别剪节理是由于剪应力超过岩石抗剪强度而在岩体中产生的剪破裂面。具有以下主要特征：剪节理产状较稳定，沿走向和倾向延伸较远；剪节理较平直光滑， 有时具有因剪切滑动而留下的擦痕，当剪节理未被矿物质填充时是闭合的，被填充时，脉宽较为均匀，脉壁较为平直；发育于砾岩和砂岩等岩石中的剪节理， 一般都穿切砾石和沙砾等粒状物体；典型的剪节理常常组成共轭 X 型节理系，若一组节理发育而另一组不太发育时， 则形成一组平行延伸的节理，无论是 X 型节理或一组平行节理，节理往往成等距排列；主剪切面常常由羽状微裂面组成；各剪节理尾端变化或连接形式有三种：折尾、菱形结环和分叉。 这三种形式均反映了两组共轭剪节理的结合方式。张节理是由于张应力超过岩石抗张强度而在岩石中产生的张破裂面，具有以下主要特征：张节理产状不甚稳定，延伸不远，单条节理多短而曲折，一组节理有时呈侧列产出；张节理面粗糙不平，无擦痕；在砾岩或砂岩中的张节理常常绕过砾石和粗砂砾，其破裂面凹凸不平；张节理多开口，常被矿脉充填，脉宽变化较大，脉壁不平直；张节理有时呈不规则的树枝状，各种网格状，有时也构成一定几何形态， 如追踪 X 型节理的锯齿状张节理， 单列或共轭雁行式张节理， 以及放射状或同心圆状的组合形式；张节理尾端变化或连接形式有树枝状、 多级分叉状等。区别即为张节理和剪节理特征的对比。3. 节理与应力关系X 型节理系是节理的最典型形式，两组剪节理的夹角为共轭剪切角。两组剪节理的交线代表 2，两组剪节理的夹角平分线代表 1和 3。X 型节理与主应力轴的关系是对节理进行分期、配套、分析应力状态和探求应力场的基础和依据，这种关系分别适用于挤压、 引张和剪切状态， 共轭剪节理的共轭剪裂角常等于甚至大于 90，即剪裂角可等于或大于 45。张节理是在平行于节理面的压应力或垂直与节理面的张应力作用下形成的， 因此张节理面的垂线方向代表 3方向，张节理与应变椭球体的长轴 A 直交。在上拱作用下形成的张节理， 总体常常排列成放射状或者同心圆状。 在剪切作用下形成的张节理常成雁列状。4. 雁列节理的要素雁列节理是一组呈雁行式斜列的节理， 这类节理常被充填形成雁列脉。 雁列节理和雁列脉在构造意义上是相同的，雁列脉产出多于多种岩石里，在碳酸盐岩中发育得更为广泛。雁列脉的基本要素雁列带：雁列脉呈带状展布的空间范围即为雁列带。雁列面：穿过各单脉中心而平分雁列带的中心面。雁列轴：雁列面在雁列带横截面上的迹线称为雁列轴。雁列角：单脉与雁列面的锐交角为雁列角。5. 节理配套（概念、依据）节理配套主要依据共轭节理的组合关系， 并辅之以节理发育的总体特征及其有关地质构造的关系。根据共轭节理的组合关系进行节理配套I 由于同一期应力场中形成的共轭剪节理具有其特定的剪切滑动关系， 因此可以利用剪节理面上的擦痕、节理的羽列和派生张节理来确定其共轭关系；II 利用剪节理的尾端变化， 即折尾和菱形结环进行配套。折尾和菱形结环一般代表两组剪节理；III 利用两组节理的相互切错确定其共轭关系；IV 利用追踪剪节理形成的锯齿状张节理， 可以对节理进行配套。 两组雁列张节理也可以进行配套根据节理发育地区总的地质特征进行节理配套一定地区或地段上发育的机组节理往往各具特色，它们常与一定的地质构造有关。 如一群节理的间距大、穿层性强、延伸远、展布范围广、具有一定方位； 而另一群节理的间距小、 受岩层控制、延伸不远、展布范围有限、方向随岩层产状和局部构造而变，这显然是两套节理。6. 节理分期（概念、依据）节理的分期主要依据两个方面： 一是根据节理组的交切关系；其次是利用与各期次节理有关的地质体，如与岩脉等的关系。 最直接的依据是节理组的交切关系。节理组的交切关系I 错开。后期形成的节理常切断前期的节理。如后期节理属剪节理， 则表现为错断线两侧的标志点的对应错开。II 限制。一组节理延伸到另一组节理前突然中止，这种现象叫做限制， 被限制节理组形成较晚。III 如果两组节理相互交切或切错，说明两组节理是同时形成的，有时成共轭关系。IV 追踪、利用和改造。后期节理有时利用早期节理，顺早期节理追踪或对早期节理加以改造，因此，一些晚期节理常比早期节理更明显、 更完整。借助其他地质体判别节理形成的顺序岩墙、岩脉和其他侵入体常可用来间接判定节理形成的顺序。 沿不同期次节理贯入岩墙、 岩脉和岩体，其岩性和结构上常各具特色。岩性、结构不同的岩脉、 岩墙的交切关系， 常常清楚地显示出节理形成的先后顺序。 分析对比不整合上下岩系中节理的发育情况也有助于判别节理的形成顺序。7. 节理的分期和配套注意点在节理的分期和配套中应注意以下几点：节理的分期和配套应该而且必须同时进行；节理的分期和配套不仅要依据节理相互之间的关系及其本身特征， 而且应结合地质背景， 结合节理所在的构造和有关地质体进行；节理的分期和配套主要应在野外进行， 在野外观测的基础上及时进行统计分析。 有时还需要把统计分析的结果再带到野外进行校验。第六章断层1. 断层要素（断层面 / 带、断盘、位移）断层是一种面状构造， 断层面是一个将岩块或岩层断开成两部分， 断开岩块或岩层顺着它滑动的破裂面。其空间位置由其走向、 倾向和倾角确定。断层一般不是一个单一的面， 而是由一系列破裂面或次级断层组成的带， 即断层带。断层规模越大，其特点也越复杂， 大断裂带还常常呈现有一定规律的分带性。断盘是断层面两侧沿断层面发生位移的岩块。断层两盘的相对运动即位移， 可分为直移运动和旋转运动。在直移运动中两盘只发生相对平直滑移而无旋转；而在旋转运动中两盘以断层面法线为轴相对旋转滑移。2. 位移（滑距、断距、地层断距铅直、 水平）滑距是指断层两盘实际位移距离，断距是指被错段岩层在两盘上的对应层之间的相对距离。地层断距是指断层两盘上对应层之间的垂直距离。铅直地层断距是指断层两盘上对应层之间的铅直距离。水平地层断距是指断层两盘上对应层之间的水平距离。3. 断层类型（断层与岩层走向、 褶皱几何关系分类、相对运动）根据断层走向与岩层走向的关系分类：走向断层、倾向断层、斜向断层、顺层断层。根据断层走向与褶皱轴向之间的几何关系分类：纵断层、横断层、斜断层。根据断层两盘的相对运动分类： 正断层、逆断层、平移断层。4. 各类断层及组合形式正断层正断层是断层上盘沿断层面相对向下滑动的断层。伸展构造是在岩石圈水平拉张作用下形成的以正断层为主体的组合构造系列。 按正断层的各种组合，伸展构造主要有以下几种构造类型：I 地堑、地垒及盆岭构造地堑：地堑主要由两条走向基本一致的相向倾斜正断层构成，两条正断层之间有一个共同的下降盘。地垒：地垒主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成，两条正断层之间有一个共同的上升盘。盆岭构造：是地壳大规模伸展活动的一种表现，是指在拉张伸展构造动力学环境下， 因地壳差异隆升形成由不对称的纵向单面山及其间的盆地组合而成的构造地貌单元。II 阶梯状断层阶梯状断层由若干产状基本一致的正断层组成，各条断层的上盘依次向同一方向断落， 构成阶梯式。III 环状断层和放射状断层若干弧形或半环状断层围绕一个中心呈同心圆状排列，即构成环状断层。 若干条断层自一个中心呈辐射状排列，即构成放射状断层。IV 雁列式断层若干条近平行的断层呈斜向错列展布， 便构成雁列式断层。逆断层逆断层是断层的上盘沿断层面相对向上滑动的断层。可分为高角度逆断层和低角度逆断层， 逆冲断层是位移量很大的低角度逆冲断层。 逆冲断层虽然可以单条产出， 但更常见的是由走向相近的若干条逆冲断层成束产出， 形成一定的组合形式，主要组合形式可以概括为一下几类：I 叠瓦式逆冲断层叠瓦式逆冲断层是逆冲断层中最主要、 最常见的组合形式。一系列产状相近的逆冲断层， 其上盘依次向上逆冲， 剖面上成叠瓦式。 叠瓦状构造常常表现为前陡后缓， 即成凹向上方的弧形。 叠瓦式逆冲断层的各条断层向下常汇拢成一条主干断层，总体呈帚状。II 对冲式逆冲断层对冲式逆冲断层是由两条反向倾斜， 相对逆冲的逆冲断层组成，逆冲断层具有共同的下盘。III 背冲式逆冲断层背冲式逆冲断层是由两条或两组相向倾斜的逆冲断层组成， 逆冲断层有共同的上盘， 表现为自一个中心分别向两个相反方向逆冲， 一般自背斜核部向外撒开逆冲。 与造山带复背斜伴生的两组逆冲断层，分别在两翼上产出， 常常总体呈扇状。IV 楔冲式断层产状相近的一套逆冲断层和一套正断层共同构成上宽下窄的楔状冲断体。 这种形式的逆冲断层一般产于盆地之中或两个盆地之间。平移断层平移断层是指断层两盘基本上沿断层走向相对滑动的断层。顺层断层是断层面与岩层面基本一致的断层。 在构造作用中，层面常被构造作用力引起的变形所利用。5. 逆冲推覆构造逆冲断层及其上盘推覆体组合而成的大型至巨型构造称为逆冲推覆构造逆冲推覆构造主要产出于造山带及其前陆，是挤压或压缩作用的结果。当逆冲推覆构造发育地区遭受强烈侵蚀切割， 将部分外来岩块剥掉而露出下伏原地岩块时， 表现为在一片外来岩块中露出一小片被断层圈闭的由较年轻地层组成的原地岩块，地貌上常常成为凹陷和洼地的负地形， 这种现象称为构造窗。 如果剥蚀强烈， 外来岩块被大片剥蚀， 只在大片被剥露出来的原地岩块上残留小片孤零零的被断层圈闭的外来岩块，称为飞来峰。几何特征：自然界单条逆冲断层很多情况下表现为台阶式，即由长而平缓的断坪与短而陡的断坡交替构成。断坪常平行软弱岩层发育， 断坡则以高角度切过强硬岩层。 台阶式断层在变形轻微产状平缓的软硬岩石交替发育的地区最为明显。扩展方式：逆冲推覆构造扩展方式有两种： 前展式和后展式，前展式中每一新的逆冲岩席发育在老逆冲岩席的下盘， 各逆冲岩席依次向逆冲方向扩展。后展式中每一新逆冲岩席发育在老逆冲岩席的上盘，各逆冲岩席依次向逆冲来源方向或腹地扩展。因此在前展式中位置最高或最后侧的逆冲岩席形成最早； 在后展式中， 位置最高的逆冲岩席形成最晚。自然界中前展式是最常见的逆冲扩展方式。推覆褶皱作用6. 断层效应侠义断层效应是指斜向断层和横向断层引起标志层的视错动。分为正逆断层引起的效应、平移断层引起的效应、平移正逆断层或正逆平移断层引起的效应、横断层错断褶皱引起的效应。7. 断层形成机制均匀介质中断层形成机制安德森模式和哈弗奈模式非均匀介质中断层形成机制8. 断层存在标志和两盘相对位移的确定依据断层存在标志地貌标志断层活动及其存在， 常常在地貌上有明显的异常表现，断层活动时代越新，地貌标志越明显。这些表现是识别断层的直观标志， 它为观察和确定断层提供了重要线索。包括：断层崖、断层三角面、错断的山脊、山岭和平原的突变、串珠状湖泊洼地、泉水的带状分布、水系特点等。构造标志断层活动总是形成或留下许多构造现象， 这些现象也是判别断层可能存在的重要依据。 任何线状或面状地质体如：地层、矿层、带状、片理或相带等均顺其走向正常延伸， 若这些地质体沿走向突然中断或被错移，则是断层存在的直接标志。地层标志地层的重复和缺失一套按照正常顺序排列的地层， 由于走向断层的影响，常常造成两盘地层的缺失和重复。 缺失是指地层序列中的一层或数层在地面断失的现象，；重复是原来顺序排列的地层部分或全部重复出现。岩浆活动和矿化作用大断层尤其是切割很深的大断层常常是岩浆和热液运移的通道和储聚场所。 如果岩体、矿化带或硅化等热液蚀变带沿一条线断续分布， 常常指示有大断裂或断裂带的存在。 一些放射状或环状岩墙也指示放射状断裂或环状断裂的存在。岩相和厚度的急变如果一地区沉积岩相和厚度沿一条线发生急剧变化，可能是断层活动的结果。 断层引起岩相和厚度的急变有两种情况： 一种情况是控制沉积盆地和沉积作用的同沉积断层的活动， 它会引起沉积环境沿断层在其两盘发生明显变化， 岩相和厚度因而发生显著差异； 另一种情况是， 断层的远距离推移，使相隔甚远的不同岩相带直接接触。断层两盘相对运动方向的确定两盘地层的新老关系断层两盘地层的新老关系是判断断层相对升降的重要依据， 对于走向断层来说， 老岩层出露盘常为上升盘， 如果地层倒转， 或断层倾角小于岩层倾角时，则老岩层出露盘是下降盘。牵引构造断层两盘紧邻断层的岩层， 常常发生明显的弧形弯曲，这种弯曲叫做牵引褶皱。 一般认为这是两盘相对错动对岩层拖曳的结果， 并且以褶皱的弧形弯曲的突出方向指示本盘的运动方向。擦痕和阶步擦痕和阶步是断层两盘相对错动时在断层面上留下的痕迹，擦痕表现为一组比较均匀的平行细纹；阶步则表现为一组与擦痕大致垂直的阶坎。擦痕有时表现为一端粗而深， 其细而浅的一端一般指示对盘运动方向。 阶步的陡坎一般面向对盘的运动方向。羽状节理在断层两盘相对运动过程中， 在断层一盘或两盘的岩石中常常产生羽状排列的张节理或者剪节理。羽状张节理与主断层所交锐角指示节理所在盘的运动方向。断层两侧小褶皱派生褶皱由于断层两盘的相对错动， 断层两侧岩层有时形成复杂的紧闭小褶皱。 这些小褶皱轴面常与断层呈小角度相交，其所交锐角指示对盘运动方向。断层角砾岩如果断层切断并错碎某一标志性岩层或矿层， 根据该层角砾在断层面上的分布可以推断出两盘相对位移的方向，有时断层角砾呈规律性排列，这些角砾变形面与断层所夹锐角指示对盘运动方向。第七章劈理和线理1. 有关概念（面理、劈理、线理、透入性）面理：劈理与片理、片麻理等合称面理，指次生面状构造，也有岩浆岩中的面状构造。劈理：指一种将岩石按一定方向分割成平行密集薄片或薄板的次生面状构造。 发育在强烈变形和浅变质的岩石中，具有明显的各向异性。线理：线理是描述岩石内部或表面的各种平行线状构造的术语， 是岩石中长条状、 线性要素呈平行或近于平行排列的线状构造，一般具有透入性。透入性构造：是指均匀弥漫于地质体中的构造，反映了这一地质体作为一个整体， 已经均匀地发生了变形。非透入性构造：以一种不连续面分散地存在于地质体中，变形只集中在不连续面本身及其附近，并把连续均匀地质体分划成若干部分。2. 劈理结构 - 劈理域 - 劈石域所有劈理都有一定的组构。组构涉及岩石的大小、形状、结构和定向性。劈理岩石的组构主要通过片状矿物及压扁颗粒的定向排列显示出来。矿物及组构的系统变化， 在劈理岩石中呈现出两种不同的组构域， 即劈理域和微劈石域， 表现为在岩石中平行排列。劈理域常是由层状硅酸盐或不溶残余物质富集成的平行或交织状的薄条带或薄膜， 故也称薄域膜。其中原岩的组构被强烈改造， 矿物和矿物集合体的形态或晶格具有显著的优选方位。微劈石域是指夹于劈理域间的窄的平板状或透镜状岩片，亦称透镜域， 其中原岩的矿物成分和组构仍基本保留， 微劈石与劈理域之间的边界可以是截然的也可以是渐变的。3. 劈理类型及特征传统分类流劈理：流劈理是变质岩中最常见的一种次生透入性面状构造， 它是由片状、 板状或扁圆状矿物或其集合体平行排列构成， 具有使岩石分裂成无数薄片的性能。破劈理：原意是指岩石中一组密集的剪切破裂面，破裂面定向与岩石中矿物的排列无关。 按这一概念，破劈理只是以其密集性和平行性与剪节理相区别，当其间隔超过数厘米时， 就称为剪节理了。滑劈理：滑劈理是发育与具有先存面理岩石之中，它是一组切过先存面理的差异性平行滑动面。滑动面实为滑动带。劈理的结构分类连续劈理：连续劈理发育于变质岩石中，按