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1、第一讲：张波EBSD!二次电子：10nm，反应表面信息、表面形貌；需导电，但易产生电荷积累，可以对手标 本、薄片进行观测!背散射电子：10nm40nm，可以揭示内部化学元素信息，反映深度较深1场发射扫描电子显微镜SEMField emission Scanning Electron MicroscopeBSED -背散射电子探头，对应的图像名称BSEBSE图像的优势：样品成分/相变化；样品形貌特征；不容易发生电荷积累/放电现象2电子背散射衍射系统/仪EBSDElectron Back Scatter DiffractionEBSD -电子背散射衍射，对应的结果为EBSP和EBSD-map！晶体
2、学研究、开展相鉴定3. 能谱仪/系统 EDSEnergy Dispersive Spectrometer不同元素发出的特征X射线具有不同频率，即具有不同能量，能谱定性分析主要是根据不同 元素之间的特征X射线能量不同，通过EDS检测试样中不同能量的特征X射线，即可进行 元素的定性分析， EDS 定性速度快，但由于它分辨率低，不同元素的特征 X 射线谱峰往往 相互重叠，必须正确判断才能获得正确的结果，分析过程中如果谱峰相互重叠严重，可以用 WDS 和 EDS 联合分析，这样往往可以得到满意的结果。EDS 能谱优点： 1：元素分析时能谱是同时测量所有元素，而波谱要一个一个元素测量，所以分析速度远比
3、波谱快；2：能谱探头紧靠试样，使X射线收集效率提高，有利于试样表面光洁度不好及粉体试样的 元素定性、定量分析；3：能谱分析时所需探针电流小，对电子束照射后易损伤的试样，例如生物试样、快离子导 体试样等损伤小；4. 阴极发光仪 CL Cathode Luminescence 阴极发光是指晶体物质在高能电子的照射下，发射出可见光、红外或紫外光的现象。 例如一些氧化物、矿物等，在电子束流照射下均能发出不同颜色的光。结晶学优选测量：单剪、纯剪、运动学涡度应用： 1.对方解石机械双晶，计算应力主轴方向2.锆石变形3.矿物相鉴定第二讲：裂变径迹 裂变径迹定年方法及其应用一、原理：裂变径迹是指矿物内 238
4、U 原子核自发裂变碎片形成的辐射损伤痕迹，其密度和 长度受时间和温度的控制。裂变径迹定年方法遵从同位素定年方法的原理，利用238U的自 发裂变的现象，但它测量的是放射性衰变对矿物晶体的物理损伤，而不是另一种同位素。裂 变径迹分析不仅可以确定地质体的冷却年龄，而且同时获得低温（11010。0阶段热演化历 史。二、应用：结合其他同位素年代测试结果，裂变经迹技术可研究造山带的隆升构造演化历史 和长期的大陆剥蚀与构造演化；测定断层的活动年龄；岩矿形成年龄测定以及岩体热历史 沉积物源、沉积盆地的热历史演化；磷灰石裂变径迹退火温度范围为120 60 C,与生油 门限相吻合，可评估盆地区油气生成、储藏的可能
5、性等。第三讲：大地构造沉积前陆 Foreland在 Glossary of Geology 中：是一个相邻造山带的稳定地区，造山带岩石向其逆冲，一般前 陆是地壳的大陆部分，是克拉通或地台的边缘。(1) 边缘前陆盆地：位于陆陆碰撞时造山带的外弧,A型俯冲(2) 后退弧前陆盆地：位于岩浆弧之后，与大洋岩石圈消减有关，B型俯冲前陆盆地系统(1) 楔顶带：被厚层沉积物所埋没的逆冲(盲)断带；厚层海相地层( 2)前渊：沉积主体，可达 300Km 宽， 2-8Km 厚，物源主要来自逆冲断层带，少量来自克 拉通，沉积相从海陆交互相到深海相均有，角度不整合和沉积物过路不留面分布广泛(3) 前隆：挠曲板块向上弯
6、曲的部分，其高度与板块厚度、刚度、挠曲宽度及是否断裂有 关。一般是剥蚀或非沉积区，前隆的迁移可导致不整合发育。水下前陆盆地系统的前隆也有 滨浅海沉积。(4) 隆后：挠曲板块向下弯曲的部分，远离造山带故沉积宽广但物质较细，浅海或非海相， 局部可有近源粗碎屑沉积。前陆盆地构造与沉积特征(1) 大规模褶皱逆冲构造(2) 多个沉积不整合(3) 沉积与构造关系：沉积作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被卷入逆冲褶皱系，发 生剥蚀搬运，沉积作用同时在前陆盆地和背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区。 1 .盆地的板块构造分类及其位置?答：(1)被动大陆边缘(大西洋型、被动火山型)和洋壳型盆地(2) 主动
7、大陆边缘盆地、弧后盆地(3)陆内伸展型盆地(4) 走滑型盆地(5)与碰撞有关的盆地2. 前陆盆地系统的概念及其意义?答：在Glossary of Geology中：前陆是一个相邻造山带的稳定地区，造山带岩石向其逆冲， 一般前陆是地壳的大陆部分，是克拉通或地台的边缘。在构造地质和板块构造百科全书中： 前陆是克拉通邻近冒地槽的那部分。分为两类：1) 边缘前陆盆地(peripheral foreland basin)：位于陆-陆碰撞时造山带的外弧,A型俯冲2) 后退弧前陆盆地(retro arc foreland basin)：位于岩浆弧之后，与大洋岩石圈消减有关，B 型俯冲。3 .前陆盆地构造与沉
8、积特征及其相互关系？答：构造特征： 1)大规模褶皱逆冲构造；2)多个沉积不整合；3)沉积与构造关系：沉积 作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被卷入逆冲褶皱系，发生剥蚀搬运，沉积作用同时在 前陆盆地和背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区。沉积物特征：1)早期：富石英，贫长石，主要源于克拉通地区，接受来自被动陆缘基底克 拉通的沉积，细粒的浊流沉积；通常在陆架水深之下，此时造山带生长，碎屑物搬运速率较 低；2)晚期：富岩屑，来源于造山带，由造山带隆升提供，少部分由克拉通提供；浅水的大陆型磨拉斯，山脉已形成到“标准”尺度，剥蚀和上升达到平衡 相互关系：1)沉积作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被
9、卷入逆冲褶皱系，发生剥蚀搬 运2)沉积作用同时在前陆盆地和背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区4. 前陆盆地结构、沉积、构造特征分析1) 楔顶带：聚积在造山楔顶部的沉积单元。在地表环境中，这个沉积带包含了最粗粒的矿物，通常是冲积或河成的沉积物；在水下环境 中，楔顶沉积典型的包含有重力流和细粒的席状沉积物。楔顶沉积向克拉通方向尖灭。 楔顶带内沉积岩构造特征：广泛出现的渐变不整合面和不同类型的生长构造，例如生长褶皱、 断层、递变的辐射状劈理楔。顶沉积带内沉积地层构造暗示/构造记录：“同造山期和近同造 山期的隆升面和沉降面上聚积、变形。2）前渊带：它是在造山楔顶部前缘与前隆之间的沉积单元。 沉
10、积特征：发育有向克拉通方向尖灭的楔形沉积物，地表的前渊沉积带的沉积物来自纵向和 横向冲积或河成的沉积系统。水下的前渊产生于浅湖泊、海洋的沉积系统，可以是三角洲、 浅海陆棚或浊积扇。3）前隆带：前渊靠近克拉通一侧挠曲抬升的沉积区域。 沉积特征：上升的地形，前隆带通常被认为没有沉积或侵蚀的。4）后隆带：聚积在前隆和克拉通之间的沉积单元， 沉积特征：大部分的沉积物来自造山带。在水下环境中，克拉通和碳酸盐台地的物质补给也 是明显的。后隆沉积带的沉积系统主要是浅海相和陆相，沉积物通常是细粒的，因为离主要 物源区-造山带较远。5. 前陆盆地的沉积序列？前陆盆地海陆交互相磨拉斯沉积序列6. 前陆盆地的动力学
11、演化过程？7. 不整合及其研究意义： 区域不整合的识别（分布范围、岩性、构造变形、变质、产状、界面） 意义：造山运动的历史记录8.不整合对造山运动时代的限定：区域不整合是确定造山运动的证据，其判断证据有： 1 、沉积相方面:上覆地层的沉积相突变 2. 构造相证据磨拉斯盆地：磨拉斯-浅水建造 3. 不整合之上地层证据 4. 不整合之下构造变形时代证据 5. 不整合之下地层证据8. 混杂岩的定义：许靖华：板块构造解释。变形岩石的集合体=基质（matrix,普遍剪切）+岩块（block,构造混入）9. 混杂岩物质组成及构造组征 组成特征：由形成深度和地质体决定 （ 1 ）深度: 浅变质,高压变质,超
12、高压变质 （ 2 ）地质体：蛇绿岩,岛弧岩浆岩,深海泥质岩,硅质 构造特征：岩块与基质的变形-韧性变形 产出位置：缝合带10. 混杂岩的研究意义：围绕华北板块与西伯利亚板块之间古亚洲洋闭合的位置和时间问题, 选择内蒙古中西部若干缝合带地区,研究代表两大板块最终会聚过程的混杂堆积。通过确定 内蒙古中西部与古亚洲洋闭合有关的混杂岩带的位置、组成、时代和延伸,追溯古亚洲洋闭 合的位置、时代和过程。 从沉积地质学的研究角度,查明内蒙古中西部古亚洲洋闭合过程 的沉积响应,进而对回答两大板块会聚历史和古亚洲洋的闭合过程这一重要科学问题做出独 特的贡献11. 混杂堆积：基质及岩块强片理化韧性变形,外来蛇绿岩
13、块,高压变质作用,位于板块缝 合带内，产于俯冲带环境 滑塌堆积：同沉积变形，无强片理化，无蛇绿岩块，无变质作用，局限于一套沉积地层中 产于伸展环境(无层序、无变形)第四讲：构造几何学1.33罔 Si*逆沖商层C也矗2. 构造几何学 研究各类构造的组成要素及其形态、产状、方位、大小和展布等，分析构造内部各要素之间 和相关构造之间的几何特征和空间关系。3. 构造运动学 根据构造现象的几何学特征、基于构造的运动学标志，反演该构造现象形成(变形)过程中 的运动状态和运动过程。4.构造动力学 在构造几何学和运动学基础上，从构造现象分析引发岩石变形的应力作用方式与作用过程， 恢复变形构造应力场，进而分析形
14、成构造的动力来源、动力学演变过程，并建立可能动力演 化模式。5. 构造解析：对一个露头或一个区域内所有构造现象的描述和解释。 即：通过对所有构造现象的分析研究、对研究区所有构造之间的时空和成因关系提出一个系 统认识，并对其形成过程和机制进行解释。所以：构造解析包括对各种构造(如面状线状构造)的几何形态、运动学特征的地质观察、 描述和分析。6. 韧性剪切带运动方向的判别1) 被错开的标志体(如岩脉等)及其拖曳现象 2) 不对称褶皱3) 鞘褶皱4) SC 面理5) 矿物条带斜交面理6) 伸展褶劈理7) 云母鱼构造 8) 不对称旋转碎斑系9) 曲颈状构造10) 不对称压力影构造12) 不对称布丁构造
15、11)多米诺构造13) 旋转雪球构造14) 脆韧性剪切带中的雁列脉15) 岩组分析第五讲：有限元在地学中由于地质构造形态的复杂、区域划分的困难、岩石力学的特殊，使得对地质体 的静、动态应力和变形分析，过去只能处于定性的阶段。然而自从二十世纪60 年代后期将 有限单元法引入地学以后，这方面的工作就进入了一个新的阶段。现在有限单元法已成为地 学工作者进行地球动力学、构造物理学研究的重要工具。有限元方法已成为研究复杂地质构 造区域中应力场的有效方法。有限元法的基本思路 第一步:结构的离散化 将一个连续的结构体分解为一组较小的部分组成，每一个这种较小 的部分称为单元。划分单元时应选择适当的单元类型，设置各单元结点的位置。不同的单元 类型，应相应选择其位移模式。第二步：单元分析 根据选择的单元的位移模式，将单元内各点的应变、应力、等效结 点载荷等均表示成位移的函数，每一个单元为均质的，可以用应变-应力关系式，这一步一 般称为单元分析。第三步：总体分析 在单元分析的基础上，将结构体的所有单元组合起来，列出结构 体的总体平衡方程，即矩阵形式的平衡方程。如果每个单元内的位移线性分布，则得到的总 体平衡方程将是一组线性方程，即解线性方程组。第四步：解方程 结合附加的位移约束来求解这
