构造地质学讲稿

构造地质学讲稿第一章 绪论一、造地质学的研究对象和内容构造地质学 是地质学的一门分支学科，其研究对象是地壳或岩石圈的构造。地质构造 是指组成地壳的岩石（岩体）在内，外动力地质作用下发生的变形与变位，而形 成的各种（构造）现象，诸如褶皱、断裂、劈理以及其它各种面、线状构造等。构造地质学研究内容 主要研究内动力地质作用 所形成的各种构造地质的形态、产状、规模，形成条件、形成机制，分布和组合规律及其演 化史，并进一步探讨产生地质构造的地壳运动的方式，规律及动力来源。内动力地质作用 下产生的各种构造现象主要是在成岩后形成的次生构造，但对沉积岩在成 岩过程中、岩浆岩在侵位和结晶过程中形成的原生构造也要加以认识和研究。构造尺度 可以分为巨、大、中、小、微、超微 等级别，不同的构造尺度其研究任务与方法不同。野外调查通常是从小或中尺度构造现象入手；室内研究则为微、超微尺度研究；巨、大型尺度研究已属大构造研究领域，除上内容研究之外，还需对该区地层，沉积相和 建造、岩浆活动，变质作用，及成矿作用等综合研究分析。新理论、新技术、新方法、新仪器的应用近 20-30 年来构造地质学发展迅猛，如航天遥感技术（航、卫片）、地球物理探测方法的发 展、电子显微镜的发明等，对地球的研究已从陆地延伸至海洋，从地壳表层发展到深层（超 深钻），将地球作为一个整体与天体行星进行类比研究。电子显微镜、高温高压实验，以及 晶体缺陷的研究，加深了人们对构造变形机制的深刻了解。二、构造地质学的研究意义理论意义 阐明地壳构造在空间上的相互关系和空间上的发育顺序，探讨地壳构造演化和地 壳运动规律及其动力来源。实践意义与国民经济建设想相关，有利的方面，如矿产资源（能源资源），水资源，受一定的构造控 制，不利的方面，如地震活动，工程地质，环境地质，保护、改善利用环境地质，防止和减 少地质灾害等都与构造地质密切相关。构造地质学与工程地质稳定性实例1、法国马尔帕赛水坝薄拱坝坝高60m,底宽6.26m,顶宽1.5m，修建在片麻岩上。1959年12月2日，当水库接近满库时坝体突然崩溃。其中地质上原因是坝上游拉应力分布区内陡 倾张裂隙和缓倾软弱面相连,导致孔隙水压急剧增高,引起坝基滑移。2、四川永川县陈食水库坝基渗漏,在坝基附近岸坡坡脚处,风化泥岩中发育一组与岸坡走 向平行的陡倾卸荷裂隙，有的开口达20cm之大，渗漏造成的。3、安徽梅山水库连拱坝坝肩破裂,受右坝肩花岗岩体内一组平缓裂隙向河谷方向滑移导致。4、意大利瓦依昂水库滑坡事件，坝高267m，是当时世界上最高的双拱坝。库区蓄水后，山 体突然以高达 2530m/s 的速度下滑，近 2 亿方土石迅速淤满水库，掀起高过坝顶 100 余 m 的涌浪，冲毁下游3KM处的村镇，造成3000人死亡，水库变为石库。三、构造地质研究方法1、构造地质研究三大方面：几何学、运动学和动力学，此外尚有构造发育、演化历史分析 几何学 研究构造地质的形态、产状、规模、组合型式及相互关系、各种要素的测量及其各个构造之 间的相互关系，从而建立一个完整的具有几何规律的构造体系或型式。它是运动学和动力学 分析的基础。运动学 根据几何学的有关资料和数据，重塑和再现岩石在构造变形期间所发生的运动和 变位，包括变形岩石内外部的运动。动力学 探索构造变形的作用力性质、大小、方向、应力场的演化及其发育顺序，应变分 析也属于动力学研究的内容。三者之间彼此相互联系，相辅相成的。2、研究方法、地质测量(填图)是基本方法，制图、数理统计提供依据。、显微构造分析 是对中小尺度研究的修正和外充。、航、卫片解译 扩大视域和深度，弥补野外中小尺度研究的局限性。、应用力学原理，鉴定构造的力学性质和相互关系，分析形成机制及各构造之间的内在关 系，以从而得出区域构造的分布和发展规律。、室内测试和计算 应变测量与计算、变形(应力)矿物尤其是标型矿物的温度压力测试、 同位素年代学测定等。、摸拟实验石蜡或泥巴摸拟、光弹性实验、数学力学模拟和高温高压实验，再现构造变 形。、(11)、(12)、(13)、(、(15) 、(16) 、(、(18)、(19) 、(20) 、历史分析 根据地层间不整合接触关系、各种构造之间的交切关系，结合沉积相，岩浆活动，配合同位 素年代测定资料，分析构造发展的顺序，划分发育阶段，恢复构造演化历史，从而对构造的 规律有一个较全部系统的正确认识。四、构造地质学与其它学科的关系数学力学（弹、塑性力学、流变学、断裂力学）古生物学地史学（或地层学）矿物、岩石学地貌学地球物理地球化学计算机制图等学科关系密切构造地质学是一门实践性很强的专业基础学科。我们必须坚持唯物主义的认识论，理论联系 实际，才能学好用这门学科，并使之向前发展。第二章 沉积岩层的产状及其原生构造1 岩层产状、厚度及其出露特征一、岩层的原始产状沉积盆地（海洋或大型湖泊）中心，形成的岩层是水平的或近水平的，而边缘、岛屿，水下 隆起等周围的沉积物产状具有一定的倾角，称为原始倾斜。原始水平的岩层，经构造变动后， 可变为倾斜、直立、倒转以及各种褶皱形态，但也有仍保持近水平状态。二、水平岩层 岩层上下两个面保持水平状态，即同一层面上各点海拔高度基本相同的岩层，称为水平岩层。 其特征如下：1、在层序没有倒转的前提下，地质时代较新的岩层叠置在较老的岩层之上。当地形剥蚀切 割轻微的地面只出露最新岩层；如切割强烈时，老岩层则出露于河谷，冲沟等低洼处，较新 岩层分布于山顶或分水岭上，即岩层愈老出露愈低，岩层愈新其出露的位置愈高。2、水平岩层的露头形态，完全受地形控制，其出露线（岩层与地面的交线）在地质图上表 现为与地形等高线平行或重合，而不会相交。3、水平岩层的厚度就是岩层顶面与底面标高之差。4、水平岩层露头宽度，与岩层厚度和地形坡度的变化有关。三、倾斜岩层 由于地壳运动，使原始水平的岩层发生构造变动，形成倾斜岩层。单斜岩层可以是褶皱的一 翼或断层的一盘，也可以是区域性不均匀沉隆或上升引起的区域性倾斜。（一）岩层产状及其测定1、产状要素：走向、倾向、倾角真倾角与视倾角之间关系为：tanp = tana .cos3 （式中a为真倾角，p为视倾角，W真倾向 线与视倾向线之间夹角）2、岩层产状要素的测定与表示方法（要求学生回顾地学概论和南京实习时现场实际测量）。 岩层产状要素，通常用罗盘直接测量，有些情况下需用作用法，赤平投影法求出岩层产状要 素。 层产状文字表示法：通常只记录倾向和倾角即可，走向则通过倾向加或减90 度换算。方位角 SW205 L25。或 205L25象限角法，以北或南作为起点（0）,般记为N65 W L25。或NW65 L25 符号表示（用于地质图上）（二）岩层的厚度真厚度、视厚度、铅直厚度三者具有一定的三角函数关系附录V有详细 介绍。（三）倾斜岩层的露头形态（V字形法则）（本章重点之一） 水平岩层 露头线与等高线平行或重合； 直立岩层 露头线不受地形影响，始终呈直线延伸； 倾斜岩层 露头界线复杂，表现为与地形等高线交切关系，并显示出定的规律性，即 在经过山脊和河谷时，均呈“V”字形态展布即“V”字形法则。有下列三种情况：1、岩层倾向与地面坡向相反：在山脊处V”字形尖端指向山下，在沟谷处“V”字形尖端 指向上游。2、岩层倾向与地面坡向相同，且岩层倾角大于地面坡角时，在山脊处“V”字形尖端指向 山下，沟谷处“V”字形尖端指向上游。3、岩层倾向与坡向相同，但岩层倾角小于地面坡角时，“V ”字形尖端在山脊处指向山下， 沟谷处指向上游。1、3两种情况相似，不同的是后者“V”字形弯曲大于等高线，而前者“V”字形弯曲度小 于等高线。示图。（四）岩层的露头宽度（自学） 岩层厚度、倾角、坡角、坡向与岩层倾向，倾角之间关系的影响，学生自己阅读即可。2 沉积岩层的原生构造 沉积岩是地球表分布最广泛的岩石，其分布面积约占地球大陆面积的 75% ，因此，大部分 地质构造是由沉积岩形成的。所以观测分析沉积岩层的原生构造、岩层产状和接触关系是研 究地质构造的项基础工作，也是本课程的基本内容之。举例：安徽贵池徐桥银矿产于奥陶系灰岩裂隙中，为脉状矿体。奥陶系灰岩为厚层块层状 且大理岩化，层理看不清。地质人员对地层产状长时间争论不休，后来我根据大理岩中残留 的生物碎屑的排列方向，确定了原始层理，令地质人员十分信服。 岩层 由两个平行或近乎平行的界面所限制的、岩性基本致的层状岩体。由沉积作用 形成的岩层称沉积岩层。 层面 上、下岩层的界面。上层面叫做顶面，下层面叫底面，两个岩层的接触面，既是 上覆岩层的底面，又是下覆岩层的顶面。 厚度 两个层面之间的垂直距离。沉积岩在沉积过程中或成岩作用过程中产生的非构造变动的构造称为沉积岩层的原生构造。 如层理、层面构造（泥裂、雨痕、印模等）、结核、叠锥以及生物遗迹等等。尽管这些都是 沉积岩石学研究的内容，但是，其对构造地质的研究也有重要意义。、层理及识别1、层理 是沉积岩最常见的种原生构造，是由岩石成分、结构和颜色在剖面上突变或渐 变所显现出来的种成层构造。层理 按其形态可分为三种基本类型：平行层理、波状层理、斜层理。（放映照片、展示标 本或模型）细层与层系 概念介绍，示图a为细层，图b为层系。2、层理的识别（1）岩石成份变化，系由成分差异而显示出来的层理（2）岩石结构变化，指岩石粒度和形状的变化显示出来（3）岩石颜色变化，由于颜色的不同显示出层理来（4）岩层的原生层面构造，包括波痕、泥裂、雨痕、生物遗迹及其印模等。二、利用沉积岩原生构造确定岩层的顶面和底面 确定岩层新老关系是野外观察研究地质构造的一个重要问题。 未经构造变动的岩层，其正常层序总是上顶下底，即上新下老，但经构造变动后岩层则可直 立，甚至倒转，新老层序倒置的现象。化石是确定新老关系和地质年代的依据，但有些无化 石的“哑地层”，则只能根据原生构造和某些次生构造来确定新老层序。况且确定地层的新 老关系，原生构造的方法比化石来得更容易些。（1）斜层理（2）粒序（韵律）层理，正粒序与反粒序层理（3）波痕（4）泥裂（5）雨痕、冰雹痕及其印模（6）冲刷充填构造（5）古生物化石的生长和埋藏状态3 地层之间的接触关系一、整合与不整合1、整合：岩层连续沉积，层序无间断、产状一致、时代连续或其中的生物演化是渐变。2、不整合： 层序有间断、缺失，即部分地层无沉积或虽有沉积但却被剥蚀。二、不整合类型（一）平行不整合：下降沉积一上升、沉积间断、剥蚀一再下降再沉积；不整合面上有下伏 岩层组成的砾石、古风化壳、古土壤层。（二）角度不整合 特征：缺失部分地层，上下岩层产状不一致呈一定的角度相交，不整合面上有下伏岩层组成 的底砾岩，古风化壳，古土壤层等。形成过程：下降沉积一褶皱上升（伴有断裂活动、岩浆活动，变质作用等）一沉积间断、遭 受剥蚀一再下降再沉积。反映上覆地层沉积之前，曾发生过褶皱等重要的构造事件。（三）地理不整合（区域不整合），指局部为平行不整合接触，但大范围内却是角度不整合。（四）嵌入不整合三、不整合的研究（一）确定不整合的存在（重点）1、地层古生物方面的证据：化石反映出生物演化的不连续性（种、属的突变，）生物群落迥 然差异。2、 沉积方面的标志，存在侵蚀面、古风化壳、古土壤以及Fe、Mn、P、Ni,稀土或铝 土矿等，底砾岩。3、构造方面的标志：产状，变形变质程度。4、岩浆活动和变质作用方面的标志。（二）观察研究不整合面及其上、下地层的产状，岩性及时代。1、详细测制剖面，研究岩性，岩相和化石，确定时代，观察构造形态，变质情况，岩浆活 动等。2、砾石来源、粒度、圆度、分选性、排列方向等。3、制图、素描图、照相等（三）研究不整合的空间和类型变化举例 宁镇山脉Jl-2xn与下覆地层的接触关系，在栖霞山高地为不整合,仙鹤观J1-2和T3h 为平行不整合，在钟山则为整合接触关系。（四）确定不整合的形成时代（重点） 形成时代：不整合面之下覆相对最新的地层时代为下限，不整合面之上相对最老的地层时代 为其上限，缺失地层时代为其形成时代。 取下覆最新时代为下限，两者之间相隔最近的时代为不整合形成时代； 同一次构造运动周期不同地区有先有后，时间可长可短，缺失地层并不一致，这是 褶皱幕的穿时代性的反映。 大范围内，可发生多次构造变动，形成多个角度不整合和平行不整合，在接近大陆的地方， 几个不整合面往往逐渐归并为一个角度不整合，其向缺失地层很多，实际上是包含了多次地 壳运动所经历的构造事情。 注意“缺”与“失”的关系，如我国华北O2/C2,是缺失03、S、D、C1，还是原先有沉积，后来剥蚀掉即“失”去了。4 软沉积变形软沉积变形 指沉积或成岩作用过程中形成的非构造应力作用形成的变形。沉积物此时尚未 固结成岩，处于塑性或半塑性状态，故称之为软沉积变形。一、负荷作用形成的软沉积变形 负荷构造、火焰构造、砂球和砂枕（视图）二、滑塌和滑移作用 滑塌褶皱、爬折构造、卷曲层理（视图）三、与孔隙液压效应有关的软沉积变形 砂岩墙、碟状构造四、软沉积变形的成因机制 内因：沉积物力学性质高度塑性，抗剪（切）强度极差。 外因：一定角度的斜坡地形和地震、风暴、海啸等外部诱发因素。第三章地质构造分析的力学基础、 力和体力1、力： 物体相互间的一种机械作用2、接触力：物体与物体间的作用力3、面力：作用在物体表面的接触力4、应力集中：接触面积与物体边界面积比量级很小时，即集中5、体力：非接触力作用在物体内部每一支点上时，为体力二、外力和内力1、外力：外界物体向研究物体施加的作用力 2、内力：外力作用引起的物体内部各点之间的相互作用力三、应力、正应力、剪应力1、应力：在外力作用下，物体内任一截面单位面积上的受力大小 2、正应力：垂直截面的应力，以 表示3、剪应力：平行截面的应力，以 表示四、主应力、主方向、主平面1、主应力：某一截面上只有正应力，没有剪应力时的正应力 2、主方向：主应力的方向3、主平面：垂直于 主应力的平面五、应力椭球体和应变椭球体1、应力椭球体： 1最大压（最小拉）应力轴；2中间应力轴；3 最小压（最小拉）应力轴故：1 2 32、应变椭球体：A（X）最大应变轴；B（Y）中间应变轴；C（Z）最小应变轴六、应力分析简介1 、常见的应力状态： 单轴应力状态：一个主应力不为零，其余两个均为零 双轴应力状态：一个主应力为零，其余两个均不为零三轴应力状态：三个主应力均不为零，且1232、二维应力状态分析（平面应力状态分析）2，3 =若：有两轴主应力（1,2 ）作用在斜截面（AB ）上，且 10;分析斜面(AB面)上的应力状态。规定：a AB法线与Z 1的夹角，AB线一AB面的截线，单位长度(=1)J AB = 1,OA = sin a ,OB = cos a又 Z = P / A ,P = Z A.在 OA面上的正应力P2 = Z 2 OA = Z 2 sin a ,在 OB 面上的正应力 P1 = Z 1 OB = Z 1 cos a(1)在垂直 AB 面上的力： 为 P1 和 P2 的分力之和：即 ： Pn = P1n + P2n = P1 cosa + P2 sinaAB 面上的正应力：Z a = Pl cosa + P2 sina=g1 cosa cosa+ g2 sina sina=g1 cos 2 a + g2 sin 2 ag1 + g2g1 - g2+ cos 2a(1)22(2)在平行AB面上的力:Pt = P1 sina + P2 cosaAB 面上的剪应力：n a = Z 1 cosa sina + Z 2 sina cosa d - g2= sin2a2)讨论：由（1）：当a = 0时， cos 2a = 1； z a = z 1 （最大）；z 2不起作用 说明：垂直该面的应力对该面作用最大 平行该面的应力对该面无作用由（2）：当a = 0时，当a = 90 时, 当a = 45 时,即：n a = 0n a = 0 (2 a = 180 )n a 达最大值 ( 2 a = 90 )d - g2n a = 2说明：与主应力呈 45 的面上剪应力最大，易产生剪切面第四章 变形岩石应变分析基础一、变形与变位1、变形（strain）：岩石体受到应力作用后，其内部各质点经受了一系列的位移从而使岩石体的初始 形状、方位或位置发生了改变。2、位移：物体内各质点的位置在变形前后的相对变化。（平移、旋转、体变、形变） 平移、旋转：改变坐标，不改变形态（内部各质点相对位置不变） 体变、形变：改变形态和体积（内部各质点相对位置改变）二、应变的度量（应变测量） 应力状态：某一瞬间作用于物体上的应力情况 应变状态：物体变形后的状态1 、线应变：（1）定义：变形前后线段长度的变化（）（ 2）应变量计算：l 1-l 0A、单位长度比： =l 0式中： 线应变量； l 0、 l 1变形前、后同一线段的长度比（伸长为正；缩短为负）B、平方长度比：入=（1 1 / l 0）2 = （1+ ）2式中：入一变形前、后同一线段的长度比的平方2、剪应变：（ 1）定义：角应变：变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量（屮） 剪应变：角应变的正切（Y ）（2）应变量计算：Y = tg 屮右偏为正；左偏为负）三、均匀应变与非均匀应变1、均匀应变：（1）定义：物体内各质点的应变特点相同的变形（2）特点：变形前的直线，变形后仍是直线；变形前的平行线，变形后仍是平行线2、非均匀应变：（1）定义：物体内各质点的应变特点发生变化的变形（2）特点：变形前的直线，变形后为曲线或折线；变形前的平行线，变形后不在保持 平行3、连续变形：物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐变化的（弯曲）4、不连续变形：物体内从一点到另一点的应变状态是突然变（断开），褶皱是一种非均 匀连续变形四、应变椭球体1、定义：用来表示应变状态的椭球2、特征：（1）变形前是球，均匀变形后为一椭球（2）有三个相互垂直的主轴（X、Y、Z）,分别代表最大、中间、最小应变轴（或1、 入 2、入 3； A、B、C）（3）有三个相互垂直的主平面（YZ、XZ、XY）,分别垂直X、Y、Z轴（ 4）应力与应变有密切关系：最大应变轴平行最小压应力轴和最大张应力轴最小应变轴平行最大压应力轴和最小张应力轴五、弗林（ Flinn ）指数表示应变椭球体的形态应变强度k = t ana(a=1) / (b-1)式中：a = X / Y = (1+ 1)/ (1= 2)b = Y / Z = （1+ 2）/（1+ 3）讨论：k值相当于p点与原点（1, 1）的斜率k=01k0 k=1k1k=8单轴旋转扁球体（轴对称缩短） 扁形椭球体（压扁型） 平面应变椭球体 长型椭球体（收缩型） 单轴旋转长球体（轴对称伸长）六、旋转变形与非旋转变形1、非旋转变形：代表应变主轴方向的物质线在变形前后不发生方位的改变2、旋转变形：代表应变主轴方向的物质线在变形前后发生了方位的改变七、递进变形1、有限应变（总应变）： 物体变形的最终状态与初始状态对比发生的变化2、递进变形：变形的发展过程（许多微量应变逐次叠加的过程）第五章 岩石变形行为（自学为主）第六章 劈理 就几何形态而论，任何构造都可看成是面状构造或线状构造。 面状构造和线状构造都可以分成为“透入性”和“非透入”性两类。透入性构造 均匀地弥漫于地质体中的构造，反映地质体作为一个整体，也均匀地发生了变 形。非透入性构造 以一种不连续面分散于地质体中，变形仅发生在不连续面及其附近，将均匀 连续的地质体分成若干部分，所以又称为“分划性”构造。透入性和非透入性是相对性概念。如图7-1中的S2小尺度观察是透入性构造，微小尺度划 分不连续的分划性构造了。1 劈理的结构、分类和产出背景一、劈理岩石的域组构（cleavage domain） 劈理域和微劈石（microlithon domain）（一）劈理域的形态及排列1、劈理的平面度劈理域的平面程度平直；粗糙；锯齿状；缝合线状的2、劈理的排布格式 平行劈理 交织劈理（二）微劈石的结构 由粒状矿物组构，无优选方位；常保持先存板岩和千枚岩的面理。（三）劈理的间隔 两劈理面之间垂直距离，5-20cm-0.01mm （上下限）（C.MCA.Powell,1979）（四）劈理域的相对宽度 劈理域宽/微劈石宽或劈理域宽度总量/岩石测线总长度X100%计 量。劈理域宽成劈理带，劈理域窄显示面状分割特点。二、劈理分类（一）传统分类：流劈理、破劈理、滑劈理（二）劈理的结构分类C.MCA.Powell, （1979）提出“用带有成因含义的术语来描述劈理构造弊病很多”，因此， 需要有一个描述劈理组构和形态的分类方案。G.E.Borradail & G.H.Davis 等人的方案1、连续劈理 矿物均匀分布，完全定向，或在显微镜下辨别出劈理域和微劈石者，如板劈 理，千枚理，片理和片麻理。（1）板劈理富泥质的低级变质岩中，具良好的可劈性、使岩石劈成十分平整的石板，但显微尺度下，劈 理域却是交织排布的。与板劈理有关的变形包体，矿物晶粒、碎屑、结核、化石、斑点等。（2）千枚理和片理，矿物结晶颗粒较大，肉眼可见与板劈理相区别之。 富层状硅酸盐岩石（云母片岩类），如“千枚状构造”。 复矿物成分岩石中的片理（云母石英片岩） 粒状单矿物岩（大理岩、石英片岩）（3）片麻理，深变质岩中的劈理，由深浅两色矿物条带组成，与千枚理和片理比较通常连 续性较差。2、不连续劈理，劈理间隔肉眼可见，露头和手标本可显示其不连续的构造特征。按微劈石 域的结构，可分为间隔劈理和褶劈理。（1）间隔劈理，过去称为破劈理。显微镜下观察劈理域的主要成分是粘土质和碳质等不溶 物（Nickelsen,1972）,过去认为是剪切滑动，实际是压溶成因。（2）褶劈理，肉眼可见间隔切过先存在的连续劈理为特点，间隔大小0.1mm-10mm。早期 连续劈理发生挠曲或微褶皱。进一步可分为： 渐变褶劈理 带状褶劈理 分隔褶劈理近年来，Gray和Durney （1979）强调压溶作用在褶劈理的成因。三、不同地质背景上发育的劈理（一）轴面劈理岩性均一，在韧性差小的岩系里，平均韧性高，与轴面平行性越高，反之韧性差较大，强弱 相间的岩系里轴面劈理则发生散开和聚钦。强岩层呈正扇形，弱岩层中呈反扇形。轴面劈理形成于褶皱作用的晚期，是最大的挤压面（AB面）丄Z1。近年研究认为轴面劈 理是压扁和压溶作用结果。随着轴面劈理的形成弯滑作用逐渐为剪切褶皱作用所代替。（二）层间劈理（三）顺层劈理 代表褶皱前期一组挤压应变面，但亦有人认为是沉积变质过程中重荷、重 结晶的结果。（四）断裂劈理 在断裂的两盘岩石中或断层带中，与断裂具有统一的力学机制。（断层一章 讲授）（五）区域劈理2 劈理的形成机制一、劈理的形成作用l、机械旋转2、重结晶作用3、压溶作用4、晶体塑性变形二、劈理的应变意义 即与应变椭球体的关系 3 劈理的野外研究一、区分劈理与层理 二、测定劈理参数、描述劈理的结构特征1、 劈理的间隔，大间隔75mm,小间隔l-5mm,微间隔O.Ol-O.lmm,连续vO.OOlmm2、劈理域的形态3、微劈石的结构 三、观察和测量劈理和层理之关系1、利用劈理判断相邻岩层运动方向2、确定正常与倒转,背向斜位置3、劈面与轴面平行或以轴面对称面对称分布,赤平投影上,劈理极点投影不是与轴面一致 就是与轴面对称分布。4、圆柱状褶皱劈理与层理分线与褶皱枢纽平行,都代表褶皱变形的中间高变轴。四、利用劈理特征推断岩石变形机制和构造环境。五、研究变斑晶外面理,探讨变形与变质作用的关系六、观察交切关系,建立先后发展顺序。第七章 线理线理(Lineation)岩石内部或表面的各种平行线状构造，主要是露头或手标本上的平行透入性构造。而与褶皱 有关的线状构造如枢纽。香肠构造、窗棂和杆状构造等也被看为作粗大的线理。1 变形岩石中的小型线理一、拉伸线形成方式有二：其一物质塑性流动过程中的伸长变形，位于 ab 面之上，指示物质运动方向， 代表应变椭球体的长轴方向，为a线理；其二是辗滚而成。使物质垂直力偶作用的方向拉伸， 这种线理常与褶皱枢纽平行，为 b 线理。二、生长线理针状、柱状等矿物定向排列构成，它们都是岩石在变形和变质过程中压溶和重结晶作用的产 物。因而反映岩石重结晶流动方向。有时在动力变质带上，在强大的应力作用下，矿物生长 往往不依结晶习性，却屈服于应力生长，如断层面上的石英、方解石纤维状晶体。均属 a 线理。三、皱纹线理 发育在千枚岩、片岩中，由早期劈理或片理揉皱成的平行定向构造，与褶皱或褶劈有关，平 行褶皱枢纽，称b线理。四、交面线理两个面状构造的交线，如层理与面理，面理与面理之交线，与褶皱枢纽0平行，称b线理。2 变形岩石中的大型线理 石香肠，窗棂和杆状构造最为常见。一、石香肠构造(Boudinage structrue)根据人工模拟实验结果，绘图分别介绍张裂石香肠、剪切型石香肠、粘滞性、褶皱型石香肠 的特征和形成机制石香肠与组构轴关系，纵弯褶皱中平行枢纽，横弯褶皱中空间上呈“巧克力方盘”状。二、窗棂构造( mullion structrue) 窗棂构造是强裂褶皱中的大型线理，非型为圆核计柱体或呈波状起伏的浑圆楔状，表现常有 一层应矿持薄膜。成因分类：1、节理式窗棂构造2、肿缩式窗棂构造3、褶皱式窗棂构造三、铅笔构造（pencil structrue）发育在泥板岩和粉砂质板岩中的一种线状构造，成因是由二组或二组以上平行面状构造交切 分割而成。四、杆状构造由石英、方解石或其它成份单一的强硬岩石物质构成，成带成束地出现在变质岩中。其与窗 棂构造的区别在于杆状构造是由变质作用中产生的析离体组成，析离体在未分裂或辗滚成棒 之前，一般呈囊状、透镜体或似层状分布于面理之间。与枢纽平行应为b线理。五、压力影构造3 线理的野外研究 线理作为一维变量，是反映岩石变形和变质过程中物质运动方向的良好标志。线理位于运动 面上，即ab面上，平行或垂直运动方向，指示主要运动方向，通过线理研究可揭示大型构 造形成方式和形成过程，恢复区域构造变形史。一、区分原生线理及次生线理，实测产状。二、正确进行线理定向，确定线理的运动轴型B.Sander（ 1926）座示系统介绍三、认识线理与大构造的关系，为区域构造分析提供依据1、根据线理与层理走向相交关系，推测褶皱枢纽（0）产状。2、如果大型褶皱发育了轴面劈理，则应注意平行轴褶的各种交面线理，寄生褶皱以及其它 大型线理的构造表现及组合型式。3、注意拉伸线理在轴面上的表现展布4、断层滑动面上的线理往往指示断层运动方向，辗滚成因的线理的代表中间应变轴，它指 示断层三度空间的真实延伸方向。四、与线理的研究要同时进行的工作1、新生线理矿物组合，推测线理生长时期的变形环境；2、应变测量，确定线理生长期岩石变形情况。五、划分线理的形成期次第八章 褶皱褶皱（folds）岩石受力后发生弯曲变形，原来岩石中近乎垂直的面，变成了弯曲面，它 们可是So, Sx，岩浆岩的流面，甚至节理面和断层面等等。巨、大、中、小、显微尺度的规模。1、 褶皱和褶皱要素一、褶皱的基本类型 背斜与向斜 背形与向形 褶皱面向：在褶皱轴面上丄0观察地层变新的方向二、褶皱要素 核、翼、拐点、翼间角、枢纽、轴面、轴迹、脊线、枢线、轴陷、轴隆（高 点）2、褶皱描述正交剖面概念 圆柱状褶皱：一轴线平行自身移动形成的弯曲面。 非圆柱状褶皱：凡不属于上述特征的褶皱，其中有一特殊类型即圆锥状褶皱。它是由一轴线 一端固定，以某一角度绕旋转轴进行旋转而成。一、转折端的形态（圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、挠曲褶皱）二、翼间角 反映褶皱紧密程度三、枢纽：指向；倾伏端、扬起端四、褶皱的大小，波长，波幅五、褶皱的对称性z、M、S型褶皱；倒向（从属褶皱的轴面的倾倒方向）六、平面轮廓2 褶皱的形态描述一、横剖面上褶皱形态描述1、根据轴面产状和两翼产状：直立褶皱 斜歪褶皱 倒转褶皱 平卧褶皱 翻卷褶皱2、对称性：对称褶皱（轴面与水平面或包络面垂直）；不对称褶皱（轴面与水平面或包络面斜交）。3、据翼间角大小分： 平缓褶皱：翼间角小于180，大于 120 开阔褶皱：翼间角小于120，大于 70 闭合褶皱：翼间角小于70，大于 30 紧闭褶皱：翼间角小于 30 等斜褶皱：翼间角近于 0，两翼近平行4、据褶皱面弯曲形态：圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇状褶皱、挠曲褶皱5、据各层弯曲形态变化规律：协调褶皱、不协调褶皱二、褶皱在平面（地面）上的露头形态穹隆构造L/W卡3:1的背斜构造盆地 L/W卡3:1的向斜短轴褶皱 L/W=3:1-10:1线状褶皱L/W才10:1狭长形褶皱3 褶皱的类型及褶皱的组合型式一、褶皱的位态分类（M.J.Rickard,1971）（一）、 Rickard 三角投影网的结构特征 示图说明（二）、 Rickard 的七大类褶皱Rickard 分类表枢纽倾伏角Y轴面倾角a水平（0 -10）倾伏（10 -80）近直立（80 -90 ） 近直立（80 -90）I直立水平褶皱II直立倾伏褶皱III倾竖褶皱倾 斜（10 -90）W斜歪水平褶皱W斜歪倾伏褶皱斜卧褶皱近水平（0 -10）V平卧褶皱上表只要抓住其命名原则，就不难记住。命名原则是：轴面产状+枢纽产状+褶皱=褶皱名称（三）、特征： 正确地反映褶皱三维空间形态和产状特征，避免前述二维空间对褶皱观察描述的偏面性。 七个区代表大类型变化范围，各区面积大小，代表自然界中出现的机率。 定量化描述，便于统计分析 易观察某地区褶皱的产状变化规律二、褶皱横越面的几何类型（一）平行褶皱和相似褶皱Han Hise.C.k. （1896）根据褶皱岩层的厚度变化及各层之间的几何关系划分的二类型1、平行褶皱（parallel folds）又名同心褶皱（Syncorefolds），指各岩层成平行弯曲，象两条铁轨一样平行延伸，其间的宽度（厚度）处处相等； 具有一个共同的曲率中心，向内弧方向曲率逐渐增大，往深部最终消失。2、相似褶皱（Similar folds）各层的曲率基本不变，无共同的曲率中心，褶皱形态往深部延伸，保持不变；同一层岩真厚 度翼薄顶厚，但平行褶皱面方向量度的“厚度”在各部位保持不变。（二）据各褶皱层面之间的几何关系分类1 、协调褶皱（ harmonic folds）2、不协调褶皱（disharmonic folds）（三）兰姆赛的褶皱几何分类（J. G. Ramsay, 1967）分类依据是根据褶皱横截面（丄B ）上褶皱层的等倾斜线型式和厚度变化参数所反映的相邻 褶皱面的曲率关系。等倾斜线的绘制：在丄B的照片或横剖面图上，以实际水平线为基准；以基准线，按一 定角度间隔（10, 20）作相邻褶皱的切线；连接等斜切点即为等倾斜线。 兰姆赛的三类五型褶皱I类：IA顶薄，等倾斜线强烈向内收敛，不等长IB等厚，等倾斜线向内弧收敛，等长IC顶厚，等倾斜线向内弧轻微收敛，不等长II类：等倾斜线平行且相等，曲率相等，相似褶皱III类：等倾斜线向外领、内撒开、倒扇形、顶厚褶皱三、同沉积褶皱和底辟构造（一）同沉积褶皱（Synsedimentary folds）（二）底辟构造（diapiric structure）和 盐区（Salt dome）同沉积褶皱顾名思义，褶皱与岩层沉积同时形成，有3 个特征： 产状，褶皱两翼上部产状缓、下部变陡，总体多为开阔褶皱。 厚度变化，在背斜顶部厚度小（甚至缺失），两翼岩层厚度最大。 结构上的变化，背斜顶部则因水浅，粒度粗大，而向斜中心部位则因水体较深， 粒度最细。（示图） 底辟构造是地下深部高韧性岩体（如岩盐、石膏、粘土或煤层等，在构造作用力下，或者由 于岩石间密度差异所引起的浮力作用下，向上流动或挤入（刺入）上覆岩层之中而形成的一 种构造。如岩浆上升侵入围岩，使围岩发生挠曲时，则可形成岩浆底辟构造。（示图）四、褶皱的组合型式和分布（一）阿尔卑斯式褶皱（Alpinotype folds）又称全形褶皱，基本特点是： 褶皱呈线状成带展布，走向与构造带一致； 背向斜同等发育，布满全区。 不同级别的褶皱往往成复背斜和复向斜构造，是造山带强烈地带主要构造样式。 复背斜和复向斜概念。（二）侏罗山式褶皱（Jura-type folds） 又称过度型褶皱，其代表性构造是隔档式与隔槽式褶皱，隔档式褶皱又称梳状褶皱。 其成因是沉积盖层在刚性基底的软弱层上滑脱变形或薄皮滑脱的结果，属于造山带前陆的构 造现象。我国湘、鄂西、黔北和川东发育外，在湘赣一带也广泛发育。（示图）（三）日尔曼式褶皱（German-tpye folds） 又称断续式褶皱：主要发育于构造变形轻微的地台盖层中，以卵圆形穹隆，拉长的短轴背斜 或长垣为主。褶皱翼部产状很缓，甚至近水平，但规模很大，延长数十公里以外，可以弧零地产出于水平 岩层中，背斜、向斜发育不同等，展布无定向，有的成群分布，呈雁行式排列。这类褶皱常产于北美地台上，区域性巨大盆地中，在中国川中以及柴达木盆地之中也有类似 褶皱。五、叠加褶皱（ Superimposed folds）（一）叠加褶皱的三种基本型式（兰姆赛， 1967） 示图说明：I型：晚期褶皱最大应变轴（A、X、al）或流动方向a2与早期褶皱的轴面平行，两期褶皱的 枢纽（中间应变轴B、Y、a2）方向不一致，一般呈大角度相交，这种类型褶皱相当“横跨” “斜跨”褶皱。F1的轴面变形影响不大，而01再褶皱，呈有规律的起伏，表现为穹盆相间的构造，类似 两个波叠加，波峰+波峰=峰更高，波谷+波谷=谷更低，波峰+波谷=中和，相当一个鞍部。II型、a2丄si （或大角相交）BlAb2成中等或大角度相交F1常为紧闭或等斜的斜歪褶皱，平卧褶皱，S1与翼一起褶皱，B1也同时褶皱，形成平面上 的新月型或蘑菇型褶皱。III型、共轴叠加褶皱，a2As1成大角度相交，但Bi H b2。F1之S1和两翼共同被褶皱，尤其在正交剖面上更为清楚,可出现双重褶皱或钩状闭合褶皱。 4 褶皱形成机制一、褶皱形成机制的基本类型（一）纵弯褶皱（Buckling） 即顺层挤压力作用下，岩层发生褶皱。 单层纵弯（或多层粘结很牢的一套岩层）。 中和面、拉张区与挤压区 当多层（一套岩层）纵弯作用，无中和面、层面的往往起着重要的作用，常通过下列二种 方式形成褶皱。1 、弯滑作用（ flexural sliping） 这种情况下，当两硬层夹一软弱岩层时，则在上下硬岩层滑动的力偶作用下，使薄层软弱（韧 性）层产层间小褶皱可帮助我们确定层序倒转与否及背、向斜的位置。方法是：新岩层总是向背斜转端滑动，老岩层则对反方向滑动，画作层间小褶皱的轴面，与 主褶皱面所交锐角光指示相邻居层相对滑方向，滑动方向一经确定，就可确定背、向斜的位 置，也知道岩层正常与倒转。2、弯流作用（flexural flow） 指岩层产生褶皱变形时，不仅有层间滑动，而且会有岩层内部的物质流动现象。（二）横弯褶皱作用（Bending） 即岩层受到层面方向外力作用（预托作用）。如岩浆底群、盐丘等都可能导致上覆岩层的横 弯褶皱作用。（三）剪切褶皱（ Shear folding or slip folding） 又称滑褶皱，是沿一系列与层面不平行的密集劈理面发生差异性的滑动而形成的“褶皱”， 所以层理面 S0 不起作用，只是作为褶皱的标志，故又称之为被动褶皱作用。（四）柔流褶皱作用（Rheid folding） 指高韧性岩石（岩盐、石膏或煤层）或处于高温高压环境下变成高韧性体，受到外力作用产 生的粘性流动（既有层流动又有紊流），形成复杂多变的褶皱。混合岩化变质作用地区常见 构造。（五）膝折作用 是兼具弯滑褶皱作用和剪切褶皱作用两种特征的特殊褶皱作用，主要出现在岩性较均一的薄 层岩石或片理化的浅变质岩中。其形成方式，在一定的围压限制下，受到与层理或面理近水平或斜交的压应力作用，岩层顺 层间滑动，但又受到限制常使滑动面发生急剧的转折。（示图）二、褶皱形成过程中的压扁作用。（示图）三、影响褶皱作用的主要因素（一）层理的影响（二）厚度和力学性质的影响（主波长理论）毕奥特（M.A.Biot, 1957, 1965）和兰伯格（1963）通过模拟实验和野外褶皱的实际观察研究， 对侧向纵弯作用下的褶皱发育机制进行了力学、数学分析弹性弯曲（虎克体），粘弹性层弯 曲（牛顿流体）作用。岩性在地表条件下的变形基本上是弹性的（=E ）即 *。可将岩层当作弹性板来考 虑，其形成的褶皱波长与作用大小有关。岩石在地下深处，较高的温压条件下，在小应力长期作用下，不同的岩石可以看作是粘度各 异的粘性固体的变形，可简化为牛顿体的变形来表达，即应力与应变速率成正比（=）， 岩石的粘度在变形中起着主导作用，粘性大的岩层在褶皱发育过程中起骨干作用，这种岩层 称为能干层或强岩层。设想：一厚为d的高粘度（|J 1）强岩层夹于低粘度（|J 2）的软弱层之间，使其侧向顺层挤 压，而发生纵弯作用（示图）。此时，强硬岩层发生纵弯曲受到两种阻力。 来自强岩层内部阻力（f内阻）。外弧拉伸，内弧压缩，层要弯曲，必须克服内部阻抗（f 内阻），若岩层弯曲波长愈大，弧愈缓（内外曲率愈小），内阻抗愈小。所以如没有介质的包 围，它趋向于形成最大的可能波长即一个波。 另一种阻力（f外阻）来自上、下软弱层0 2）。强岩层弯曲时，必须要推开上下软弱层， 而软弱层则反作用，力图阻止其弯曲。这种外部阻挠力与硬岩层的波长成正比，与波幅成正 比（f外阻-W，f外阻*A波幅）。所以外部阻挠力要求褶皱的波长尽可能小。按照最小功 原理，岩层将选择做功最小，而又能抵抗这两种阻力，使某一调和的中间值作为最易褶皱的 初抬主波长Wi,即这种波长的褶皱最易发育，据毕奥特的计算：Wi=2n d（|J 1/6|J 2）1/3 或 Wi/d=2n （p 1/6|J 2） 1/3式中：p 1主导层（硬岩层）的粘度；p 2低粘度介质（软弱层）且p 1p 2； d主导 层的厚度。由上式可知，主波长（Wi）与应力无关（应力只影响褶皱发育的速率）从上式可以看出：当p 1p 2时，Wi3.46时，这样的褶皱是非常微弱的，因此，当p 1= p 2 时，只有均匀缩短，而不会有褶皱。当硬岩层为多层岩层（p 1）时，Wi=2n d（np 1/6p 2）1/3，主波长（Wi）除受层数（n）控 制外，其它情况同单层。（三）岩层埋深及应变速率对褶皱形成的影响埋深：1）浅部：P.T较低，岩石呈弹性性状，层理显示不均一，褶皱以弯滑为主。2）深部：P.T较高，岩石呈韧性性状（粘弹性），岩层层理不均一性减小以至消失，褶皱作 用由弯流一剪切一柔流褶皱，如太古界、元古界等变质岩区发育的相似褶皱，肠状褶皱等， 就是这个缘故。应变速率： 大，深部的岩石也会呈弹性弯曲或脆性。断裂： 小，岩石呈粘性材料（1011-1022泊）， t 大而 很小，则 很大，岩石发生强烈褶 皱。在地表（或浅部）低T低P下，即使 很小，只要t呈足够长，岩层由蠕变而发生强烈褶皱， 甚至达到破坏强度。（四）基底构造对盖层褶皱的影响5 褶皱构造的观察与研究 基本任务是：野外观察和填图，结合各种地质勘探（物化探、山地工程）等手段，航、卫片 解释等研究，查明褶皱的形态；产状；组合分布特点；形成机制和形成时代；为研究区域地 质构造特征，褶皱与矿产及水文、工程地质、环境地质等提供基础资料和依据。、褶皱形态的研究（一）了解区域构造总轮廓，小比例尺地质图，航卫、片解释分析，或在露头良好的地区横 穿几条路条观察。（二）查明地层层序和追索标志层（三）根据褶皱各部位地层产状确定褶皱几何形态轴面和枢纽产状的确定 根据同一层位在不同高度的岩层倾角变化规律，结合岩层厚度的变化，分析几何形态，是 否为平行褶皱还是相似褶皱、顶厚褶皱等。 转折端处岩层产状的研究，此处层序始终是正常的。（四）观察褶皱出露形态及其平面图像示图，重点解释，平面图上褶皱岩层露头线，最大弯曲点的联线是否是褶皱的轴迹，其方向 反映枢纽的倾伏向。 地面起伏不大，较平坦，轴面近直立，枢纽平缓者，其转折端联线，近乎褶皱的轴迹，其 方向大致反映了枢纽的倾伏方向。 斜歪倾伏褶皱（W）,尤其斜卧褶皱（）形态复杂的褶皱，或地形复杂起伏较大，其联 线就不一致了。前者联线与轴迹平行，但位置不同；后者联线与轴迹既不平行，位置也不一 样。这个现象可用多层不同颜色的纸褶皱后浸入水中来观察。（五）绘制褶皱剖面图和横截面图褶皱是个复杂的立体形态地质体，一般通过地质图和剖面图来表示其空间关系。剖面图一般有2 种，其一是横剖面图（铅直剖面图），其二是横截面图（或正交剖面图）。正 交剖面图，故名思义，指与褶皱枢纽垂直的剖面图，即枢纽为剖面的法线（示图）。当褶皱 枢纽倾伏时，需要作正交剖面图来反映其形态。如枢纽的产状是变化的，要分区段来绘制正 交剖面。二、褶皱形态的深部变化的研究 可从以下五方面入手解决：1、峡谷深沟的陡崖上，直接观察测量不同高程上的褶皱变化。2、由表及里、由浅入深，从褶皱的地表形态特征推断向下延伸的变化。系统测量岩层的产状，了解褶皱的几何形态，研究各层所表现的力学性质；系统测量厚度变 化，了解变形的特点，从而推断褶皱各岩层所表现出的深部变化规律。如地表为顶薄褶皱， 平行褶皱，顶厚褶皱，相似褶皱等，则向下向深部变化的情景不一样。3、利用物探和钻探方法所取得的资料来确定褶皱深部形态的特点和变化三、褶皱内部的小构造研究与主褶皱有成因联系的次级小褶皱（从属小褶皱），可以反映大褶皱的形态和产状（系统统 计测量其轴面、纽枢产状）。此外，还可利用小褶皱来判断岩层层序正常与否，背、向斜的 位置，前已述。但需注意还有一类独立的小褶皱，与主褶皱无成因联系，可能是主褶皱前或之后另一次构造 运动的产物。四、确定褶皱形成的时代 按褶皱形成与成岩时间的关系可分为，成岩后的褶皱（构造运动形成），成岩之前的褶皱（同 沉积褶皱）。（一）角度不整合分析法（详见第二章不整合的研究）(二) 岩性厚度分析法(示图讲解)该背斜在1 层沉积之前尚未隆起，背斜隆起时期是1-3层沉积时期，第4 层沉积时，背斜又 停止隆起。4-8 层则是在 8层沉积以后中又褶皱的。此外，还可以根据与褶皱相接触的岩浆岩体的同位素，年龄来间接确定：也可以根据垒叠加 褶皱的相对先后顺序，未确定相对的新老关系。第九章 节理1、节理的定义节理(joint)即岩石中的裂隙(fissure or fracture),是指没有明显位移的断裂。 断裂包含节理(无显著位移者)和断层(fault)(有显著位移者)2、节理研究的理论和实践意义实际意义：1)矿液、石油、天然气运移通道、储集场所，控制矿体形态。2) 地下水、石油渗透性，含油性，含水性与节理发育的密度，开启性有关。3) 影响水工建筑物的渗漏性和岩体的稳定性。理论意义：节理与褶皱断裂和区域性构造密切相关，它的研究对认识和阐明区域地质构造及 其形成和发展方面具有重要意义。1 节理的分类 一、几何分类( Classification of joint)(一) 据岩层产状关系分1、走向节理( strike joint)2、倾向节理( dip joint)3、斜向节理( oblique joint)4、层节理(bedding joint)(二) 据褶皱枢纽关系分1、纵节理( longitudind joint)2、横节理( transcurrent joint)3、斜节理(oblique joint) 注意：当褶皱枢纽是倾伏时，在转折端(倾伏端)部位，纵节理相当拉倾向节理，横节理相 当于走向节理。二、成因分类原生节理：( primary joint) 次生节理：( subsequent joint)三、根据力学性质分类1、剪节理( shear joint)2、张节理( tension joint) 剪节理、张节理与主应力轴和主应变轴之间的关系。(一) 剪节理的特征1、产状稳定(沿走向和倾向均如此片)；2、节理面平直光滑，时有擦痕，脉壁平直；3、切割砾石或较大的矿物颗粒；4、常发育成共轭 X 节理系( conjugate joint)5、由羽列组成( feather joint or phumose joint)6、尾端特征：折尾；菱形结环；分叉(二) 张节理的特征1、产状不稳定2、节理面粗糙不平整，无擦痕(Stria,slickenside)；3、常绕砾石和粗砂