构造地质学多媒体片长安大学

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1、编制人：王编制人：王 锋锋wangfengCwangfengCwangfengCwangfengC 13892889603 13892889603 13892889603 13892889603长安大学地球科学与国土资源学院长安大学地球科学与国土资源学院2008.3构造地质学构造地质学( (6060学时）学时）1构造地质学 概述概述（P1-1）地地质质构构造造：组组成成地地壳壳或或岩岩石石圈圈的的岩岩层层或或岩岩体体等等，在在内内外地质动力作用下所产生的各种变形；外地质动力作用下所产生的各种变形； 如褶皱、节理、断层以及其它各种面、线状构造。如褶皱、节理、断层以及其它各种面、线状构造。构造地质

2、学构造地质学 是地质学专业的一门重要的专业基础课；是地质学专业的一门重要的专业基础课； 是地质学的一门分支学科；是地质学的一门分支学科； 它它是是研研究究地地壳壳上上各各级级各各类类地地质质构构造造的的发发生生、发发展展、演演化化及及其其与与矿矿产产分分布布、地地震震、工工程程稳稳定定性性、环环境境演演化化等等的关系的一门学科。的关系的一门学科。研究对象和内容 基基本本概概念念2构造地质学 概述概述（P1-2）研究对象：研究对象：各种地质构造现象；各种地质构造现象；研究内容：研究内容： 各种地质构造的形态特征；各种地质构造的形态特征； 形成条件；形成条件； 分布与组合形式；分布与组合形式； 发

3、展演化规律；发展演化规律； 形成机制。形成机制。 并并追追索索产产生生上上述述地地质质现现象象的的地地壳壳运运动动方方式式、方方向向和和力力学学性性质质，进进一一步步探探讨讨地地壳壳构构造造运运动的动力学原因。动的动力学原因。研究对象和内容3构造地质学 概述概述（P1-3）可以从两个方面描述对地质构造的研究：可以从两个方面描述对地质构造的研究：q 时间：发生、发展、演化；时间：发生、发展、演化；q 空间：分布和规模、形态特征、空间组合。空间：分布和规模、形态特征、空间组合。v几何学：形态特征、分布与组合（空间）；几何学：形态特征、分布与组合（空间）；v运动学：形成时间、顺序及演化过程（时序）；

4、运动学：形成时间、顺序及演化过程（时序）；v动力学：形成机制与发育条件（成因）。动力学：形成机制与发育条件（成因）。概概念念：研研究究各各种种地地质质构构造造的的形形态态、产产状状、规规模模；形形成成机机制制、条条件件，分分布布、组组合合及及演演化化；产产生生的的地地壳壳运运动动方方式式、运运动动规规律律与与动动力来源的一们学科。力来源的一们学科。研究对象和内容4构造地质学 概述概述（P1-4）构构造造地地质质学学的的相相关关学学科科构造分析包括：微观构造，小构造，区域构造和大地构造。构造分析包括：微观构造，小构造，区域构造和大地构造。微微观观构构造造分分析析包包括括岩岩组组分分析析和和粒粒组

5、组分分析析。岩岩组组分分析析是是以以构构造造岩岩的的应应力力矿矿物物为为对对象象，研研究究晶晶体体内内的的构构造造，以以及及矿矿中中的的各各种种微微观观小小域域的的形形成成和和演变，并将各种微观的特征与宏观的构造现象联系起来解释。演变，并将各种微观的特征与宏观的构造现象联系起来解释。小构造分析小构造分析的主要对象是盆地中的三级构造，包括盆地中的局部构造的主要对象是盆地中的三级构造，包括盆地中的局部构造直到一块手标本。小构造分析的步骤是通过观察、标测和制图，掌握直到一块手标本。小构造分析的步骤是通过观察、标测和制图，掌握构造变动的几何形态，进一步分析构造的力学条件，了解相邻构造的构造变动的几何形

6、态，进一步分析构造的力学条件，了解相邻构造的成因联系及局部构造的发育历史。成因联系及局部构造的发育历史。区域构造分析区域构造分析介于小构造与大地构造之间。它是以区域地质为背景，介于小构造与大地构造之间。它是以区域地质为背景，具体分析一个地区的地质规律。在进行区域构造分析时，往往因各家具体分析一个地区的地质规律。在进行区域构造分析时，往往因各家的学说观点不一样，以至使用同样的地质资料，得出截然不同的地质的学说观点不一样，以至使用同样的地质资料，得出截然不同的地质结论。因此，区域地质分析经常是地质学争论的焦点。结论。因此，区域地质分析经常是地质学争论的焦点。大大地地构构造造分分析析是是以以整整个个

7、地地壳壳为为对对象象，对对构构造造形形态态，沉沉积积建建造造，岩岩浆浆活活动动，变变质质作作用用，成成矿矿作作用用，火火山山、地地震震等等方方面面综综合合分分析析，汇汇集集各各种种有有关关的的地地质质地地球球物物理理资资料料阐阐明明各各级级构构造造单单元元发发生生、发发展展，演演化化历历史史，探探讨各级大地构造单元形成机制和分布的规律。讨各级大地构造单元形成机制和分布的规律。5构造地质学 概述概述（P1-5）构构造造地地质质学学发发展展史史- -以以阿阿尔尔陂陂斯斯为为例例时间时间 主要在主要在1818世纪中期；世纪中期；固定论阶段固定论阶段代表人物代表人物：魏尔纳；魏尔纳；主要认识：主要认识

8、：山就是山，谷就是谷，是一成不变的；山就是山，谷就是谷，是一成不变的；点点评评：是是构构造造地地质质学学的的萌萌芽芽阶阶段段，只只对对地地表表的的静静态态描描述述；认认识识到到了了地地表表的的差差异异（各各种种地地质质构构造造）的的存存在在，它它们们是是有有区区别别的的，这就为进一步的研究各种地质构造奠定了基础；这就为进一步的研究各种地质构造奠定了基础；不足之处是：不足之处是： 1 1。没有认识到运动这一永恒的主题（内力）；。没有认识到运动这一永恒的主题（内力）； 2 2。没有认识到外动力地质作用在地质历史上的巨大作用；。没有认识到外动力地质作用在地质历史上的巨大作用； 3 3。是人们认识地球

9、的开始，也可以说是萌芽期。是人们认识地球的开始，也可以说是萌芽期。6构造地质学 概述概述（P1-6）构构造造地地质质学学发发展展史史- -以以阿阿尔尔陂陂斯斯为为例例时间时间 主要在主要在1818世纪末世纪末1919世纪初期；世纪初期；削蚀论阶段削蚀论阶段代表人物：代表人物：索修尔；索修尔；主要认识：主要认识：山和谷不是一成不变的；山和谷不是一成不变的； 山是地壳上升后经削蚀而形成的；山是地壳上升后经削蚀而形成的； 山和谷地的内部是均一的岩块，不存在分层现象。山和谷地的内部是均一的岩块，不存在分层现象。点点评评：是是构构造造地地质质学学的的奠奠基基阶阶段段，认认识识到到了了地地表表的的差差异异

10、（各各种种地地质质构构造造）的的存存在在，它它们们是是有有区区别别的的；认认识识到到了了地地壳壳的的运运动动（上上升升）和和外外动动力力地地质质作作用用（削削蚀蚀）的的存存在在，这这就就为为进进一一步的研究各种地质构造奠定了基础；步的研究各种地质构造奠定了基础；不不足足处处：没没有有认认识识到到地地球球内内部部的的分分层层和和沉沉积积岩岩石石内内部部广广泛泛存存在的分层现象。在的分层现象。响响7构造地质学 概述概述（P1-7）构构造造地地质质学学发发展展史史- -以以阿阿尔尔陂陂斯斯为为例例上冲论阶段上冲论阶段构造地质学起步阶段：构造地质学起步阶段：时间：时间：主要集中在主要集中在1919世纪

11、后期；世纪后期；代表人物：代表人物：施图德施图德阿尔卑斯地质阿尔卑斯地质主要认识：主要认识：阿尔卑斯山内部可以分为若干带；由中阿尔卑斯山内部可以分为若干带；由中央花岗岩和周围的沉积岩系组成；山是由于花岗岩央花岗岩和周围的沉积岩系组成；山是由于花岗岩的上升而造成的。的上升而造成的。主要进步：主要进步：认识到了沉积岩系的分层和其中的不整认识到了沉积岩系的分层和其中的不整合接触关系；认识到了岩浆活动引起地壳上升；也合接触关系；认识到了岩浆活动引起地壳上升；也认识到了外力地质作用（差异剥蚀）。认识到了外力地质作用（差异剥蚀）。主要不足：主要不足：没有认识地壳运动大量的机制和方式等没有认识地壳运动大量的

12、机制和方式等8阿尔卑斯山断面图（施图德阿尔卑斯山断面图（施图德阿尔卑斯地质阿尔卑斯地质）C结晶质的中央带，它是构造山的主体；结晶质的中央带，它是构造山的主体；K沉积岩系沉积岩系P1-89构造地质学 概述概述（P1-9）构构造造地地质质学学发发展展史史- -以以阿阿尔尔陂陂斯斯为为例例正确认识正确认识阶段：阶段：时间：时间：1919世纪末世纪末2020世纪初期；世纪初期；代表人物：代表人物：海姆海姆关于山脉形成理论的研究关于山脉形成理论的研究主要认识：主要认识：确立了平卧褶皱及大型平移断层在造山确立了平卧褶皱及大型平移断层在造山过程中的作用。认识到研究造山带内部的复杂的大型过程中的作用。认识到研

13、究造山带内部的复杂的大型平移断层在造山中的巨大作用。平移断层在造山中的巨大作用。主要进步：主要进步：褶皱造山、断层造山。褶皱造山、断层造山。主要不足：主要不足：当时的研究手段不足。当时的研究手段不足。10贺兰山西麓地区小松山推覆体剖面图贺兰山西麓地区小松山推覆体剖面图P1-1011构造地质学 概述概述（P1-11）构构造造地地质质学学发发展展史史- -以以阿阿尔尔陂陂斯斯为为例例构造地质学研究大发展阶段：构造地质学研究大发展阶段：时间：时间：近三四十年内近三四十年内主要特点主要特点：国内外相关学科的大发展及学科间的相互渗透，国内外相关学科的大发展及学科间的相互渗透，新方法、新技术的不断出现和应

14、用，使构造地质学的研究手段新方法、新技术的不断出现和应用，使构造地质学的研究手段不断的进步、促使人们对地质构造的认识不断的完善和深入，不断的进步、促使人们对地质构造的认识不断的完善和深入，构造地质学研究，进入了一个全新的阶段。构造地质学研究，进入了一个全新的阶段。主要体现在四个方面主要体现在四个方面：上天上天航空、航天、遥感等技术的应用；航空、航天、遥感等技术的应用；入地入地深钻、高分辨地震勘探技术等的应用；深钻、高分辨地震勘探技术等的应用；入微入微电子显微镜的引入、构造岩组分析；电子显微镜的引入、构造岩组分析；模拟和综合模拟和综合计算机和人工智能技术的应用。计算机和人工智能技术的应用。12构

15、造地质学 概述概述（P1-12）课课程程的的讲讲授授内内容容和和方方法法教材：教材：徐开礼等徐开礼等. .构造地质学构造地质学. .地质出版社地质出版社.1998.1998; ;参考书目录：参考书目录：1 1. .郭颖等郭颖等. .简明构造地质学教程简明构造地质学教程. .地质大学出版社地质大学出版社.1996;.1996;2 2. .俞鸿年等俞鸿年等. .构造地质学原理构造地质学原理. .南京大学出版社南京大学出版社.1998.1998；3 3. .冯石等冯石等. .构造地质学构造地质学. .石油工业出版社石油工业出版社.1982.1982; ;4.4.毕令斯毕令斯.M.P.M.P.构造地质

16、学，地质出版社构造地质学，地质出版社,1956;,1956;5.5.霍布斯等霍布斯等. . 构造地质学纲要，石油工业出版社构造地质学纲要，石油工业出版社,1976;,1976;6.6.兰姆赛兰姆赛.J.G.J.G.岩石的褶皱作用和断裂作用，地质出版社岩石的褶皱作用和断裂作用，地质出版社, , 19677.7.魏宽义魏宽义. .构造解析学构造解析学. .陕西人民教育出版社陕西人民教育出版社.2003.2003讲述和学习方法讲述和学习方法: 基基本本理理论论讲讲述述+ +基基本本方方法法操操作作练练习习+ +课课堂堂讨讨论论+ +模模型型与标本观察描述与标本观察描述+ +课外作业课外作业13构造地

17、质学 概述概述（P1-13）构构造造地地质质学学研研究究的的意意义义理论意义：理论意义： 1 1 阐明各级各类构造的时空展布规律；阐明各级各类构造的时空展布规律； 2 2 构造的形成机制和发展演化规律；构造的形成机制和发展演化规律； 3 3 地壳（地球）发展演化的规律。地壳（地球）发展演化的规律。实践意义：实践意义： 1 1 指导矿产勘查（地质矿产勘查）；指导矿产勘查（地质矿产勘查）； 2 2 水文地质勘查（水文地质学）；水文地质勘查（水文地质学）； 3 3 国土资源调查和管理；国土资源调查和管理； 4 4 工程稳定性评价；工程稳定性评价； 5 5 地震和灾害地质研究；地震和灾害地质研究； 6

18、 6 环境保护等。环境保护等。14构造地质学 概述概述（P1-14）构构造造地地质质学学的的授授课课目目标标观察构造的能力：观察构造的能力： 学会对各级各类构造进行观察、描述和记录；学会对各级各类构造进行观察、描述和记录；分辨构造的能力：分辨构造的能力： 学会怎样正确的分辨各级各类构造；学会怎样正确的分辨各级各类构造；分析构造的能力：分析构造的能力： 学会分析各级各类构造的思路和方法；学会分析各级各类构造的思路和方法；处理构造的能力；处理构造的能力； 学会如何利用对各级各类构造的分析结果综合研学会如何利用对各级各类构造的分析结果综合研究区域构造的形成背景和发展演化规律究区域构造的形成背景和发展

19、演化规律15构造地质学 概述概述（P1-15）构构造造地地质质学学的的研研究究方方法法 本课程是一门实践性很强的学科，也是特别复杂的学科本课程是一门实践性很强的学科，也是特别复杂的学科（历史长、规模大、温度压力高、影响因素多，差异大等）。（历史长、规模大、温度压力高、影响因素多，差异大等）。方法序法（果推因）；逻辑推理法；实验模拟法等；方法序法（果推因）；逻辑推理法；实验模拟法等；恢复构造运动的途径不外乎两种：恢复构造运动的途径不外乎两种： 构造历史分析法构造历史分析法以各种地质、地球物理、地球化学资料以各种地质、地球物理、地球化学资料为基础，其中特别是以岩石建造、相和厚度为依据，探讨各为基础

20、，其中特别是以岩石建造、相和厚度为依据，探讨各种地质构造与构造运动成因上的联系。确定大地构造发展的种地质构造与构造运动成因上的联系。确定大地构造发展的特点，阐明构造运动的规律。构造运动与沉积作用经常是同特点，阐明构造运动的规律。构造运动与沉积作用经常是同时发生的，而且带有长期性。因此，恢复相、建造、厚度在时发生的，而且带有长期性。因此，恢复相、建造、厚度在时间和空间上的变化规律，则是研究构造历史的首要任务。时间和空间上的变化规律，则是研究构造历史的首要任务。 构造变动是地应力作用于岩石引起的永久变形，它是构构造变动是地应力作用于岩石引起的永久变形，它是构造运动的结果，反之构造形迹又是地壳运动的

21、历史见证。造运动的结果，反之构造形迹又是地壳运动的历史见证。地地质力学分析法质力学分析法是以岩石中的永久变形为基础，研究构造变动是以岩石中的永久变形为基础，研究构造变动的力学性质及其形成的顺序，进而恢复构造应力场的特征和的力学性质及其形成的顺序，进而恢复构造应力场的特征和地壳运动历史。地壳运动历史。16地质构造力学基础地质构造力学基础 应力应力应力、正应力和剪应力；应力、正应力和剪应力；单向和双向受力状态下的二维应力分析；单向和双向受力状态下的二维应力分析；应力莫尔圆的基本性质及应用；剪应力互等定律；应力莫尔圆的基本性质及应用；剪应力互等定律；应力状态和应力椭球体；应力状态和应力椭球体；构造应

22、力场和应力轨迹构造应力场和应力轨迹。应变、线应变（应变、线应变（e e、s s、）和剪应变（）和剪应变（、）；）；应变椭球体的概念及其应用；应变椭球体的概念及其应用；均匀变形与非均匀变形；均匀变形与非均匀变形；旋转变形与非旋转变形；旋转变形与非旋转变形；共轴递进变形与非共轴递进变形；共轴递进变形与非共轴递进变形；岩石有限应变测量。岩石有限应变测量。 本本 章章 要要 点点17地质构造力学基础地质构造力学基础 应力应力需要掌握的几个概念：需要掌握的几个概念： 力、应力；力、应力；外力、内力；体力、面力；固有内力、附加内力；外力、内力；体力、面力；固有内力、附加内力；应力莫尔圆；应力莫尔圆；剪应力

23、互等定律；剪应力互等定律；应力椭球体；应力椭球体；主应力轴（应力主轴）。主应力轴（应力主轴）。18地质构造力学基础地质构造力学基础 应变应变需要掌握的几个概念：需要掌握的几个概念： 变形、应变；变形、应变；线应变、剪应变；线应变、剪应变；应变椭球体；应变椭球体；应变主平面、应变主轴（应变主轴）。应变主平面、应变主轴（应变主轴）。19应力与应变应力与应变应变应变 一、变形的概念一、变形的概念 ( (一一) )变形和变位：变形和变位： 物体受力后，使其内部各质点发生位移，通称为变形，它有四种效应 ：(1)直移：位置的变化；(2)旋转：方位的变化；(3)体变：体积的变化；(4)形变：形状的变化 体变

24、和形变使物体内部各质点间的相对位置发生了变化，从而改变了物体的体积大小和形状。 上述四种效应通常同时发生，但发育程度不一定等同，而是常以某种效应为主，构成千姿百态的各种构造。 20应力与应变应力与应变应变应变 一、变形的概念一、变形的概念 (二)均匀变形和非均匀变形 研究物体的变化基本上是一个几何学问题，可根据物体变形前后的几何特征将变形分为均匀变形均匀变形和非均匀变形非均匀变形。1 1均匀变形均匀变形 变形前后物体各部分的变形性质、方向和大小都相同的变形称为均匀变形其特征是：原来的直线或平面，变形后仍然是直线或平面，但方向可能改变，原来互相平行的直线或平面，变形后仍然平行，方向也可能改变：变

25、形物体中同一方向的直线具有相同的伸缩量和角度变化。2 2非均匀非均匀变形形 变形前后物体各部分的变形方向，性质和大小有变化的变形称为非均匀变形其特征是： 原来的直线或平面，变形后为曲线或曲面：原来互相平行的直线或平面，变形后不再平行，变形物体中同一方向的直线伸缩量和角度变化是不同的。21应力与应变应力与应变应变应变 一、变形的概念一、变形的概念 自自然然界界中中构构造造变变形形大大多多数数是是非非均均匀匀的的，如如褶褶皱皱具具有有典典型型的的非非均均匀匀变形的特征。变形的特征。 但但是是，在在讨论岩岩石石变形形时，常常将将整整体体的的非非均均匀匀变形形分分解解成成许多多连续的局部近似均匀的局部

26、近似均匀变形的形的总和。和。 如图所示，就整体的弯曲变形而言，属于非均匀变形，但就变形体中的极微小的区域来看，具有均匀变形的特征，即每个椭圆是由变形前的小圆变来的，是均匀应变，而整个弯曲变形正是由一系列相邻小圆的均匀变形总合而成，任意两个相邻的小椭圆所代表的变形方向、性质和大小都有一定差别，在弯曲的外侧显示拉伸变形，内侧为压缩变形。 22 应力与应变应力与应变 应变应变 二、应变二、应变 应变是物体变形程度的度量。可以从两个方面描述变形前后质点位置的变化。描述物体内质点间线段长度的变化量，叫线应变；描述物体内相交线段之间角度的变化量，叫角应变，或剪剪应变。1 1. .线应变 线应变即物体内线段

27、在变形前后的相对伸长和缩短。如图所示，设物体中某线段变形前长度为L0，变形后为L1，其长度改变量为L=L1-L0L=L1-L0。线应变有多种表示方式:(1)线应变e，即指变形前后单位长度的改变量。e e=(=(L L1 1-L-L0 0)/ )/ L L0= 0= L/ LL/ L0 0 (2)长度比，即变形后的长度与变形前的长度之比值：s= s= L L1 1/L/L0= 0= e+1e+1 (3)平方长度比，即线段长度比的平方:=(=(L L1 1/L/L0 0) )2 2 e e、s s、三者之间知道其中两个，就可以计算出其余的。它对分析应变椭三者之间知道其中两个，就可以计算出其余的。它

28、对分析应变椭球是特别有用的。球是特别有用的。2.2.剪应变剪应变： 物体在发生变形时，其内部线段之间的交角发生了变化。原始平行的直线，变形后产生了夹角 就称为角剪应变，其剪应变其剪应变 为：为： = =tan tan ; ; 如果如果 很小，则很小，则tan tan = = ，即，即 = = ； 剪应变无单位，规定顺时针时为正。剪应变无单位，规定顺时针时为正。23 应力与应变应力与应变 应变应变 三、应变椭球三、应变椭球 当物体或岩石发生均当物体或岩石发生均匀变形时，内部质点的匀变形时，内部质点的相对位置将发生变化。相对位置将发生变化。设想物体和岩石变形前设想物体和岩石变形前内部某一点为一小圆

29、球内部某一点为一小圆球体，变形后这个圆球体体，变形后这个圆球体就会变成一个椭球体，就会变成一个椭球体，该椭球体称为该椭球体称为应变椭球应变椭球体体。反之，如果变形前。反之，如果变形前为一椭球，变形后这个为一椭球，变形后这个椭球成了球体，该椭球椭球成了球体，该椭球体叫体叫逆应变椭球体逆应变椭球体。这。这些椭球的二维图形如图些椭球的二维图形如图所示。所示。 24 应力与应变应力与应变 应变应变 三、应变椭球三、应变椭球 应变椭球体有三个互成直角的对称面，这些平面相交于椭球体的三个主直径，这些主直径的方向叫应变主方向。取1方向平行于椭球的最大直径(最大应变轴A轴)。取初始圆球的半径为1， 2和3方向

30、分别平行于椭球的中间直径(中间应变轴B轴)和最短直径(最小应变轴C轴)的方向， 1、 3和3值分别叫最大主应变、中间主应变和最小主应变。 通过椭球并包含任意两个主方向的平面叫应变主平面(主应变面)，它们与应变椭球相交成椭圆。应变椭球的特性之一，就是变形后的这些应变主方向，在变形前也是正交的。一般情况下，这些方向仅有线应变，无剪应变。 三个主半径不等的应变椭球体都有两个过中心的截面，它们与椭球相交成圆，这些圆叫应变椭球体的圆截面，它们彼此相交于应变的中间主方向，而且分别与1方向呈相等的夹角。 对三轴应变椭球体，圆截面有两种情况：一是圆截面半径与变形前的球体半径相等，该截面称不变歪面；另一种情况下

31、，圆截面所包含的线有相等的变形，也就是说，圆截面内所有的直线的伸长或缩短都相等，该圆截面称均匀变歪面。25 应力与应变应力与应变 应变应变 四、递进变形四、递进变形 在同一种力持续作用的变形过程中，如应变状态发生连续的变化，这种变形称递进变形形。在递进变形过程中，岩石内部的应变状态将随变形过程的发展而变化。因而在一期变形全过程中，依次出现性质和方位不同的应变状态，从面导致构造变形的发展及其力学性质的转化。由此可见，递进变形不仅涉及变形的空间分布规律，并且涉及时间因素，即岩石变形的历史过程。I I 全量全量应变和增量和增量应变 递进变形包括两部分应变，即增增量量应变和全全量量应变。增量应变又称瞬

32、瞬时应变，它代表在变形历史的某一瞬时正在发生的一个无限小的应变，因此又叫无无限限小小应变。全全量量应变代表在变形历史中某一瞬间已经发生的应变总和，又称总应应变。这种应变常常是有限应变，是增量应变积累的结果。当研究递进变形时，为直观和方便，常将变形历史的任意瞬间应变的性质分解为巳经发生的全量应变和正在发生的增量应变两部分，以便考查递进变形的发展。 对于同一变形过程来说，全量应变和增量应变之间是有密切联系的。全全量量应变的大小的大小等于各等于各阶段增量段增量应变之和之和。 26应力与应变应力与应变应变应变 五五. .岩石应变测量岩石应变测量 确定变形岩石内的有限应变状态及其分布规律的一个方法，确定

33、变形岩石内的有限应变状态及其分布规律的一个方法，就是测量和统计变形岩石内已知原始形状的标志物在变形后的形就是测量和统计变形岩石内已知原始形状的标志物在变形后的形态变化，然后加以对比分析。根据变形标志物中已知长度或相对态变化，然后加以对比分析。根据变形标志物中已知长度或相对长度比的线性标志发生的长度变化，可以计算伸缩线应变；根据长度比的线性标志发生的长度变化，可以计算伸缩线应变；根据已知两条直线之间原始角度的变化，可以计算角剪应变和剪应变。已知两条直线之间原始角度的变化，可以计算角剪应变和剪应变。变形岩石内可供测量和计算应变状态的标志物类型很多，一般分变形岩石内可供测量和计算应变状态的标志物类型

34、很多，一般分为两类：为两类：(1)(1)原始为圆球或椭球的标志体；原始为圆球或椭球的标志体；(2)(2)已知原始形状其它标志体。已知原始形状其它标志体。 变形岩石的应变测量不仅可以帮助我们查明某些构造的形成变形岩石的应变测量不仅可以帮助我们查明某些构造的形成机制，而且也是对岩石变形进行定量研究的基础，因而是现代构机制，而且也是对岩石变形进行定量研究的基础，因而是现代构造地质研究中不可缺少的组成部分。近年来，形成岩石有限应变造地质研究中不可缺少的组成部分。近年来，形成岩石有限应变测量的热潮，并取得了一系列成果，这里仅作一些简要介绍。测量的热潮，并取得了一系列成果，这里仅作一些简要介绍。 27 应

35、力与应变应力与应变应变应变 五五. .岩石应变测岩石应变测量量 1 1原始为圆球或椭球原始为圆球或椭球的标志体的应变测量：的标志体的应变测量： 这类标志体包括砾这类标志体包括砾岩中的砾石、砂岩中的岩中的砾石、砂岩中的砂粒、熔岩内的气孔、砂粒、熔岩内的气孔、板岩内的还原斑、放射板岩内的还原斑、放射虫等。如果标志体原始虫等。如果标志体原始是球体，虽然不知道体是球体，虽然不知道体积的变化，但可以直接积的变化，但可以直接测定应变椭球体的形状，测定应变椭球体的形状，从面获得应变状态。从面获得应变状态。 28 应力与应变应力与应变应变应变 五五. .岩石应变测岩石应变测量量 2 2原始非球状物体的原始非球

36、状物体的应变测量量 可供可供应变测量的原始非球状物体包括：量的原始非球状物体包括： (1 (1）原始形状）原始形状规则， ，线、角成明、角成明显对称的称的标志物，如某些志物，如某些变形化石和形化石和变形晶形晶体；体； (2) (2)与与应变有关的小型构造有关的小型构造标志物，如志物，如压力影、生力影、生长矿物物纤维、石香、石香肠构造、构造、线理、面理、理、面理、节理，以及小型褶理，以及小型褶皱等。等。 利用上述各种变形标志体进行应变分析，必须研究标志体与基质的利用上述各种变形标志体进行应变分析，必须研究标志体与基质的关系，考察它们是否具有相同的物理力学性质如果性质相同，所测关系，考察它们是否具

37、有相同的物理力学性质如果性质相同，所测定标志体的变形，才能正确反映变形岩石的应变状态。此外，上述各定标志体的变形，才能正确反映变形岩石的应变状态。此外，上述各标志体必须配合在一起加以利用。标志体必须配合在一起加以利用。必须指出，必须指出，即使精确地测定了上述即使精确地测定了上述标志体的应变主轴的方位和大小，也只能对它们作出半定量分析，因标志体的应变主轴的方位和大小，也只能对它们作出半定量分析，因为在一般情况下，并不完全知道标志体原始的精确形状或方位。为在一般情况下，并不完全知道标志体原始的精确形状或方位。 29 应力与应变应力与应变应变应变 五五. .岩石应变测岩石应变测量量 图图3-453-

38、45是利用变形腕足是利用变形腕足类化石进行应变分析的类化石进行应变分析的图示。根据变形腕足类图示。根据变形腕足类化石的两条标志线化石的两条标志线( (饺合饺合线和壳瓣对称面的痕迹线和壳瓣对称面的痕迹) )测定应变椭球体的椭圆测定应变椭球体的椭圆切面切面( (平行于层理平行于层理) )的主的主轴。如果化石轴。如果化石A A和化石和化石B B的两条标志线原来是相的两条标志线原来是相互垂直的，变形后仍然互垂直的，变形后仍然相互垂直，据此，可以相互垂直，据此，可以确定应变状态。其它不确定应变状态。其它不同方位的化石中也有足同方位的化石中也有足够的信息可以测定椭圆够的信息可以测定椭圆切面的形状。切面的形

39、状。 30地质构造力学基础地质构造力学基础 岩石变形习性岩石变形习性一、变形阶段：一、变形阶段：弹性变形阶段：弹性变形阶段： 非永久变形非永久变形,虎克定律虎克定律塑性变形阶段：塑性变形阶段： 永久变形永久变形,连续连续断裂变形阶段：断裂变形阶段： 永久变形永久变形,不连续不连续,破裂破裂yyP12破裂塑性变形区弹性变形区eee岩石变形应力应变曲线31岩石变形的应力应变曲线（1）弹性变形（2）塑性变形（3）破裂变形岩石变形的一般化应力应变曲线根据材料在破裂前塑性变形的应变量可以把材料分为脆性材料（10%)、韧脆性材料（5 7.5%）和脆韧性材料（7.510%)。yyP12破裂塑性变形区弹性变形

40、区eee32二、岩石的变形阶段二、岩石的变形阶段 脆性和韧性岩石的变形一般都经历弹性变形、塑性变形和破裂变形三个阶段。 由于受到岩石自身的力学性质、边界条件、物理化学条件、外力的性质等因素的影响，不同岩石的这三个阶段各不相同。大理岩在挤压应力作用下的变形实验结果33地质构造力学基础地质构造力学基础 四、岩石变形影响因素四、岩石变形影响因素(一一)、岩石本身因素：、岩石本身因素： 性质（如玄武岩、石英岩与灰岩、泥灰岩）性质（如玄武岩、石英岩与灰岩、泥灰岩） 结构（各项异性、层理。空隙、粒度大小、胶结特征等）。结构（各项异性、层理。空隙、粒度大小、胶结特征等）。35(二二)、影响岩石力学性质的外界

41、因素、影响岩石力学性质的外界因素1围压影响岩石的极限强度和韧性围压影响岩石的极限强度和韧性 使固体物质的质点彼此接近，增强了质点的内聚力，从而使晶格不易破坏，因而不易破裂。 围压与深度和构造环境有关。2温度影响岩石的韧性和屈服极限温度影响岩石的韧性和屈服极限 温度升高时岩石质点的热运动增强，减弱了它们之间的联系能力，使物质质点更容易位移。 温度与深度和构造环境有关。3孔隙流体影响岩石的强度和质点迁移能力(异常孔隙流体）364 4时间时间（1）时间对应变速率的影响 长时间受力时质点有充足的时间固定下来，易于产生永久变形; 快速受力时质点来不及重新排列就破裂了，表现出脆性特征。（2）蠕变与松弛长时

42、间地缓慢变形会降低弹性极限 在应力不增加的情况下，应变随着时间的增长缓慢增加的现象就是蠕变，反映了岩石的流动性。 在应变恒定的情况下，所需应力可以随时间增长不断减小的现象就是松弛。 岩石中各种地质构造主要是岩石蠕变的产物。37地质构造力学基础地质构造力学基础 岩石变形习性岩石变形习性五、脆性变形机制（剪裂角分析）：五、脆性变形机制（剪裂角分析）：岩石破裂的方式有两种：垂直于拉伸方向的张裂、略小于岩石破裂的方式有两种：垂直于拉伸方向的张裂、略小于450的共轭剪裂。的共轭剪裂。库仑剪切破裂准则：库仑剪切破裂准则：格里菲斯破裂准则：格里菲斯破裂准则：经莫尔包洛线修正的格里菲斯破裂准则（麦克托林及华西

43、）。经莫尔包洛线修正的格里菲斯破裂准则（麦克托林及华西）。38地质构造力学基础地质构造力学基础 岩石变形习性岩石变形习性六、塑性变形机制：六、塑性变形机制：1晶内滑移与颗粒变形晶内滑移与颗粒变形:2动态恢复、动态重结晶与细粒化动态恢复、动态重结晶与细粒化:3颗粒边界滑动和超塑性流动。颗粒边界滑动和超塑性流动。39读褶皱地区地质图读褶皱地区地质图并做图切剖面图并做图切剖面图 P1一、目的：一、目的：(1)(1)掌握阅读褶皱地区地质图的步骤和方法；掌握阅读褶皱地区地质图的步骤和方法； (2)(2)学会认识分析褶皱形态、组合及形成时代；学会认识分析褶皱形态、组合及形成时代；(3)(3)掌握绘制褶皱地

44、区图切剖面图的方法。掌握绘制褶皱地区图切剖面图的方法。40读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P1二、方法说明：二、方法说明： 首先从地质图的图例或地层柱状图上了解图区出露首先从地质图的图例或地层柱状图上了解图区出露的地层的时代、层序和接触关系；然后浏览一下地质图，的地层的时代、层序和接触关系；然后浏览一下地质图，概略地认识图区新老地层的分布和延展情况，了解其地概略地认识图区新老地层的分布和延展情况，了解其地貌特征，并结合比侧尺分析地形对地层露头分布形态和貌特征，并结合比侧尺分析地形对地层露头分布形态和出露宽度的影响。出露宽度的影响。 从地质图上认识褶皱，先要看地层分

45、布是否有对称从地质图上认识褶皱，先要看地层分布是否有对称重复现象，并结合地层新老关系和地层产状，分辨出背重复现象，并结合地层新老关系和地层产状，分辨出背斜和向斜，再进而分析褶皱的形态和组合特征。斜和向斜，再进而分析褶皱的形态和组合特征。 认识褶皱形态的关健是确定褶皱的两翼、轴面和枢认识褶皱形态的关健是确定褶皱的两翼、轴面和枢纽产状。纽产状。41读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P2( (一一) )对单个褶皱形态的认识和分析对单个褶皱形态的认识和分析1 1区分背斜和向斜区分背斜和向斜 先从一个老地层或新地层着手，横过地层总的延伸方向观先从一个老地层或新地层着手，横过地

46、层总的延伸方向观察，如老地层两侧依次对称地分布着新的地层，为背斜；反之察，如老地层两侧依次对称地分布着新的地层，为背斜；反之在新地层两侧对称地分布着老的地层则为向斜。通常是一个背在新地层两侧对称地分布着老的地层则为向斜。通常是一个背斜两侧毗邻着向斜，一个向斜的两侧则发育着背斜。斜两侧毗邻着向斜，一个向斜的两侧则发育着背斜。2 2确定两翼产状确定两翼产状 褶皱两翼产状及其变化，主要从地质图上标绘的地层产状褶皱两翼产状及其变化，主要从地质图上标绘的地层产状符号直接去认识和分析。在一定情况下，也可以根据同一岩层符号直接去认识和分析。在一定情况下，也可以根据同一岩层在褶皱两翼露头宽度的差异，定性地对比

47、两翼的倾角大小。这在褶皱两翼露头宽度的差异，定性地对比两翼的倾角大小。这种分析是以岩层厚度基本稳定，地形起伏不大或褶皱两翼的地种分析是以岩层厚度基本稳定，地形起伏不大或褶皱两翼的地面坡度相似为前提，而岩层露头宽度只与岩层倾角大小有关，面坡度相似为前提，而岩层露头宽度只与岩层倾角大小有关，露头宽度窄的一翼倾角大，宽的一翼倾角小。露头宽度窄的一翼倾角大，宽的一翼倾角小。42读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P3( (一一) )对单个褶皱形态的认识和分析对单个褶皱形态的认识和分析3 3倒转翼的确定倒转翼的确定 通常在褶皱倾伏端的岩层层序和产状总是正常的。通常在褶皱倾伏端的

48、岩层层序和产状总是正常的。如果有倒转翼，则侧转翼的岩层从翼部向倾伏端方向，倾角一般如果有倒转翼，则侧转翼的岩层从翼部向倾伏端方向，倾角一般由缓变陡由缓变陡( (如图从如图从C C到到A)A)，到倾伏端转折附近岩层会出现产状直立到倾伏端转折附近岩层会出现产状直立( (如图如图A A处处) )。在褶皱倾伏端和翼部，岩层露头宽度一般比在倾伏。在褶皱倾伏端和翼部，岩层露头宽度一般比在倾伏端附近的直立产状部分露头宽度要宽。因此，如果褶皱岩层露头端附近的直立产状部分露头宽度要宽。因此，如果褶皱岩层露头从翼部向倾伏端追踪，在倾伏转折附近，露头宽度有出现特别变从翼部向倾伏端追踪，在倾伏转折附近，露头宽度有出现

49、特别变窄的现象，则该翼可能是倒转翼窄的现象，则该翼可能是倒转翼( (图图12)12)。 上述判断两翼产状的方法适用于形态和产状较筒单的褶皱，上述判断两翼产状的方法适用于形态和产状较筒单的褶皱，对于倾竖褶皱、平卧褶皱和斜卧褶皱或地形变化复杂时则不适用。对于倾竖褶皱、平卧褶皱和斜卧褶皱或地形变化复杂时则不适用。43读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P44 4判断轴面产状：判断轴面产状： 要较准确地确定褶皱轴面的产状，可以通过系统地要较准确地确定褶皱轴面的产状，可以通过系统地测量两翼同一岩层产状，用极射赤平投影方法或几何作测量两翼同一岩层产状，用极射赤平投影方法或几何作图

50、法来确定。在地质图上，也可以从两翼产状大致判断图法来确定。在地质图上，也可以从两翼产状大致判断出轴面产状。如两翼倾向相反，倾角大致相等，则轴面出轴面产状。如两翼倾向相反，倾角大致相等，则轴面直立；两翼倾向、倾角基本相同，则轴面产状也与两翼直立；两翼倾向、倾角基本相同，则轴面产状也与两翼产状基本一致产状基本一致( (即等斜褶皱即等斜褶皱) )。对于两翼产状不等或一翼。对于两翼产状不等或一翼侧转的褶皱，无论背斜或向斜，其轴面大致是与倾角较侧转的褶皱，无论背斜或向斜，其轴面大致是与倾角较小的一翼的倾斜方向近于一致，小的一翼的倾斜方向近于一致，除平卧褶皱和等斜褶皱除平卧褶皱和等斜褶皱外，轴面倾角一般是

51、大于缓翼倾角，而小于陡翼倾角。外，轴面倾角一般是大于缓翼倾角，而小于陡翼倾角。44读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P55 5枢纽产状和轴迹的确定：枢纽产状和轴迹的确定： 当地形平坦且褶皱两翼倾角变化不大时，两翼地层当地形平坦且褶皱两翼倾角变化不大时，两翼地层界线基本上平行延伸，可认为褶皱枢纽水平；如两翼岩界线基本上平行延伸，可认为褶皱枢纽水平；如两翼岩层走向不平行，或两翼同一岩层界线呈交会或弧形转折层走向不平行，或两翼同一岩层界线呈交会或弧形转折弯曲，可认为褶皱枢纽是侧伏的，在倾伏背斜两翼同一弯曲，可认为褶皱枢纽是侧伏的，在倾伏背斜两翼同一岩层界线在枢纽倾伏处交会

52、成岩层界线在枢纽倾伏处交会成V V形或弧形的凸侧或形或弧形的凸侧或V V形尖形尖端指向枢纽倾伏方向。向斜则反之。另外沿延伸方向核端指向枢纽倾伏方向。向斜则反之。另外沿延伸方向核部地层出露的宽窄变化也能反映出枢纽的产状，核部变部地层出露的宽窄变化也能反映出枢纽的产状，核部变窄或闭合的方向是背斜枢纽倾伏方向，或向斜枢纽杨起窄或闭合的方向是背斜枢纽倾伏方向，或向斜枢纽杨起方向方向( (图图13)13)。褶皱各层转折端点的联线，即为轴迹。褶皱各层转折端点的联线，即为轴迹。 45读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P6 上述确定枢纽产状和轴迹的方法只适用于轴面近直立或陡倾上述确

53、定枢纽产状和轴迹的方法只适用于轴面近直立或陡倾斜的倾伏褶皱及地形比较平缓的情况。对于轴面呈中等或缓倾斜斜的倾伏褶皱及地形比较平缓的情况。对于轴面呈中等或缓倾斜的倾伏褶皱，或地形起伏复杂的情况下的倾伏褶皱，或地形起伏复杂的情况下, ,在大中比例尺地质图上，在大中比例尺地质图上，褶皱岩层界线弯曲转折端点的联线既不能代表枢纽倾伏方向，也褶皱岩层界线弯曲转折端点的联线既不能代表枢纽倾伏方向，也不一定是轴迹。因此在阅读褶皱区地质图时，要多从褶皱两翼产不一定是轴迹。因此在阅读褶皱区地质图时，要多从褶皱两翼产状、褶皱岩层界线的分布形态与岩层产状和地形的关系等方面综状、褶皱岩层界线的分布形态与岩层产状和地形的

54、关系等方面综合起来分析，才能对褶皱有正确的认识。根据两翼产状用极射赤合起来分析，才能对褶皱有正确的认识。根据两翼产状用极射赤平投影方法或几何作图方法是确定枢纽和轴面产状的可靠方法。平投影方法或几何作图方法是确定枢纽和轴面产状的可靠方法。 46读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P76 6转折端形态认识转折端形态认识 在地形较平缓的情况下，轴面直立或陡倾斜在地形较平缓的情况下，轴面直立或陡倾斜的倾伏褶皱，在地质图上褶皱倾伏端的地层界线弯曲形态，大致的倾伏褶皱，在地质图上褶皱倾伏端的地层界线弯曲形态，大致可以反映褶皱在剖面上的转折端的形态。可以反映褶皱在剖面上的转折端的形

55、态。7 7褶皱形态的描述褶皱形态的描述 一般描述内容包括褶皱名称一般描述内容包括褶皱名称( (地名加褶皱类地名加褶皱类型型) )；地理位置及其所在区域构造部位；分布延伸情况；核部位；地理位置及其所在区域构造部位；分布延伸情况；核部位置及组成地层；两翼地层产状及转折端形态；轴面及枢纽产状；置及组成地层；两翼地层产状及转折端形态；轴面及枢纽产状；次级褶皱分布及特征及褶皱被断层或侵入岩体破坏情况等。次级褶皱分布及特征及褶皱被断层或侵入岩体破坏情况等。 现举例描述如下以供参考现举例描述如下以供参考( (自自1 12020万南江幅地质图说明书万南江幅地质图说明书) )： “大两会背斜大两会背斜 位于汉王

56、山复式向斜南侧，西起于彭家沟，位于汉王山复式向斜南侧，西起于彭家沟，往东经大两会，于王家坪倾伏，长约往东经大两会，于王家坪倾伏，长约4949KmKm；背斜走向近东西，开背斜走向近东西，开阔对称，两翼地层倾角约阔对称，两翼地层倾角约50500 0-60-600 0；枢纽具波状起伏，倾伏角约；枢纽具波状起伏，倾伏角约3 30 0- -15150 0。核部在大两会一带出露寒武系，两翼依次为奥陶系至三核部在大两会一带出露寒武系，两翼依次为奥陶系至三叠系。在东、西两端枢纽倾伏处，次级褶皱发育，成指状分支，叠系。在东、西两端枢纽倾伏处，次级褶皱发育，成指状分支，延伸不远，一般达延伸不远，一般达8-98-9

57、KMKM，随主褶皱一起逐渐倾伏消失。随主褶皱一起逐渐倾伏消失。47读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P8( (二二) )褶皱组合型式的认识褶皱组合型式的认识 在逐个分析了图区的背斜、向斜之后，再从地质图对同一构在逐个分析了图区的背斜、向斜之后，再从地质图对同一构造层诸褶皱的轴迹排列型式和剖面上的褶皱组合特征，确定和描造层诸褶皱的轴迹排列型式和剖面上的褶皱组合特征，确定和描述褶皱的组合型式，如雁行式、穹盆构造、隔挡式、隔槽式或复述褶皱的组合型式，如雁行式、穹盆构造、隔挡式、隔槽式或复背斜、复向斜等。背斜、复向斜等。 ( (三三) )确定褶皱形成时代确定褶皱形成时代 主

58、要根据地层间的角主要根据地层间的角度不整合接触来确定。在度不整合接触来确定。在不整合面以下的褶皱形成不整合面以下的褶皱形成于不整合面以下的最新地于不整合面以下的最新地层时代之后，不整合面以层时代之后，不整合面以上的最老地层时代之前。上的最老地层时代之前。如图所示的褶皱形成于中如图所示的褶皱形成于中志留世之后，中泥盆世之志留世之后，中泥盆世之前。前。48读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P9( (四四) )绘制褶皱地区剖面图：绘制褶皱地区剖面图： 褶皱构造图切剖面有两种：一种是铅直剖面，一般横切褶褶皱构造图切剖面有两种：一种是铅直剖面，一般横切褶皱延伸方向，这是常用的

59、剖面图，它适用于在各种比例尺地质皱延伸方向，这是常用的剖面图，它适用于在各种比例尺地质图上反映褶皱在与图面图上反映褶皱在与图面( (水平面水平面) )垂直面上的褶皱特征；垂直面上的褶皱特征； 另一种是垂直于褶皱枢纽的剖面，称为横截面图或正交剖另一种是垂直于褶皱枢纽的剖面，称为横截面图或正交剖面图，对于构造变形较强烈、枢纽倾伏角较大的褶皱较复杂的面图，对于构造变形较强烈、枢纽倾伏角较大的褶皱较复杂的地区地区( (如变质岩区如变质岩区) )，这种横截面图能比较真实地反映褶皱在剖，这种横截面图能比较真实地反映褶皱在剖面上的形态。横截面图通常是在比例尺较大的地质图上绘制。面上的形态。横截面图通常是在比

60、例尺较大的地质图上绘制。皱横截面图是在垂直于褶皱枢纽的截面上投影而成的。皱横截面图是在垂直于褶皱枢纽的截面上投影而成的。 我们顺着褶皱枢纽倾伏方向进行观察的位置，顺着枢纽倾我们顺着褶皱枢纽倾伏方向进行观察的位置，顺着枢纽倾伏方向观察产生缩短视线的伏方向观察产生缩短视线的“侧瞰构造侧瞰构造”的效应的效应。这种图是从这种图是从地质图上用正投影方法绘制的，因此，一张反映褶皱构造形态地质图上用正投影方法绘制的，因此，一张反映褶皱构造形态出霹较完整、标明有枢纽产状的良好的地质图是绘制横截面图出霹较完整、标明有枢纽产状的良好的地质图是绘制横截面图的基础。的基础。49读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区

61、地质图并做图切剖面图 P10褶皱地区铅直剖面图绘制方法步骤：褶皱地区铅直剖面图绘制方法步骤：1 1分析图区地形和褶皱特征分析图区地形和褶皱特征 分析时应注意地层界线的弯曲是与分析时应注意地层界线的弯曲是与岩层产状和地形的影响有关还是与次级褶皱有关，如是次级褶岩层产状和地形的影响有关还是与次级褶皱有关，如是次级褶皱，应在剖面上反映出来。皱，应在剖面上反映出来。2 2选定剖面位置选定剖面位置 剖面线应尽可能垂直相皱轴迹延伸方向，且能剖面线应尽可能垂直相皱轴迹延伸方向，且能通过全区主要褶皱构造，剖面线应标绘在地质图上。通过全区主要褶皱构造，剖面线应标绘在地质图上。3 3绘出地形剖面绘出地形剖面 4

62、4在剖面线上和地形剖面上用铅笔标出背斜在剖面线上和地形剖面上用铅笔标出背斜( (A)A)和向斜和向斜( (V)V)的位置的位置 除标出明显的褶皱外对于剖面附近可能隐伏廷展到剖面切过除标出明显的褶皱外对于剖面附近可能隐伏廷展到剖面切过处的次级褶皱，也应将其轴迹线延到与剖面线相交处，也在剖处的次级褶皱，也应将其轴迹线延到与剖面线相交处，也在剖面线和地形剖面上标出相应位置面线和地形剖面上标出相应位置( (图图16)16)。 50P1151读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P125 5绘出褶皱形态绘出褶皱形态 将剖面线切过的地层界线的交点和褶皱将剖面线切过的地层界线的交点和

63、褶皱( (包括次包括次级褶皱级褶皱) )的转折端位置均投影到地形剖面上。在绘褶皱构造时应注的转折端位置均投影到地形剖面上。在绘褶皱构造时应注意以下几点：意以下几点： (1)(1)剖面切过不整合界线时，剖面切过不整合界线时，应先画不整合面以上的地层和构造，应先画不整合面以上的地层和构造，然后再画不整合面以下的地层和构造，被不整合面所掩盖的地质然后再画不整合面以下的地层和构造，被不整合面所掩盖的地质界线和构造，可顺其延伸趋势延至剖面线上界线和构造，可顺其延伸趋势延至剖面线上( (如图如图1616中的中的m m点点) )，再，再将该点投影到不整合面，从此点绘出不整合面以下的地层界线和将该点投影到不整

64、合面，从此点绘出不整合面以下的地层界线和构造；构造； (2)(2)剖面切过断层时剖面切过断层时，先画断层，然后再画断层两侧的地层和构，先画断层，然后再画断层两侧的地层和构造；造； (3)(3)绘褶皱构造应先从褶皱核部绘褶皱构造应先从褶皱核部地层界线开始，逐次绘出两翼，地层界线开始，逐次绘出两翼，并要注童表现出次级褶皱；并要注童表现出次级褶皱； (4)(4)剖面线与地层走向斜交时剖面线与地层走向斜交时，应按地层的视倾角画出剖面，如，应按地层的视倾角画出剖面，如剖面切过的地点无岩层产状数值，可按同一翼最邻近的产状数据剖面切过的地点无岩层产状数值，可按同一翼最邻近的产状数据来画；来画； 52读褶皱地

65、区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P13 (5)(5)褶皱同一翼的相邻岩层的倾角相差较大褶皱同一翼的相邻岩层的倾角相差较大，上下岩层又是整合，上下岩层又是整合接触关系，这可能是岩层倾角局部变陡或变缓的表现，可按两翼接触关系，这可能是岩层倾角局部变陡或变缓的表现，可按两翼同一岩层厚度基本不变的前提，在地表处的岩层倾角可按所测量同一岩层厚度基本不变的前提，在地表处的岩层倾角可按所测量值绘，向深处则加以适当修正，使之逐渐与产状协调一致值绘，向深处则加以适当修正，使之逐渐与产状协调一致( (图图17)17)；53读褶皱地区地质图并做图切剖面图读褶皱地区地质图并做图切剖面图 P14

66、(6)(6)轴面直立或近于直立的褶皱轴面直立或近于直立的褶皱转折端的形态与它在平面上的倾转折端的形态与它在平面上的倾伏端露头形态大致相似，在绘转折端形态时也可根据枢纽倾伏角伏端露头形态大致相似，在绘转折端形态时也可根据枢纽倾伏角作纵向切面，求出到所作剖面处核部地层枢纽的深度，然后结合作纵向切面，求出到所作剖面处核部地层枢纽的深度，然后结合该层两翼倾角及枢纽位置绘成圆弧该层两翼倾角及枢纽位置绘成圆弧( (图图18)18)。6 6按地质剖面图内容和格式进行整饰。按地质剖面图内容和格式进行整饰。54褶皱几何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱 叠加褶皱叠加褶皱又称又称重褶皱重褶皱，指已经褶皱的岩层在后

67、期变，指已经褶皱的岩层在后期变形过程中又发生弯曲变形而形成的褶皱。叠加褶皱的形过程中又发生弯曲变形而形成的褶皱。叠加褶皱的形成，可以是两个或两个以上不同构造旋回的褶皱变形成，可以是两个或两个以上不同构造旋回的褶皱变形叠加复合而成的，也可是同一构造旋回不同的构造形叠加复合而成的，也可是同一构造旋回不同的构造幕的褶皱叠加的结果，甚至还可以是同一期递进变形幕的褶皱叠加的结果，甚至还可以是同一期递进变形过程中由于增量应变方位和性质改变而形成的叠加变过程中由于增量应变方位和性质改变而形成的叠加变形。总之叠加褶皱变形是有先后顺序的演化过程。形。总之叠加褶皱变形是有先后顺序的演化过程。 叠加褶皱的几何学特征

68、是多次褶皱作用的几何效叠加褶皱的几何学特征是多次褶皱作用的几何效应相互复合或干扰的结果。因褶皱类型较多，褶皱位应相互复合或干扰的结果。因褶皱类型较多，褶皱位态多变，形成叠加褶皱的干扰格式繁多，甚至形成非态多变，形成叠加褶皱的干扰格式繁多，甚至形成非常复杂的干扰图形。常复杂的干扰图形。55兰姆赛以规模近似的两期褶皱叠加为例，据两期褶皱以兰姆赛以规模近似的两期褶皱叠加为例，据两期褶皱以不同的相对方位叠加造成的干扰格式，将其概括为三种不同的相对方位叠加造成的干扰格式，将其概括为三种基本型式：基本型式： ( (一一) )两期褶皱皆为直立褶皱，轴向大角度相交或垂直两期褶皱皆为直立褶皱，轴向大角度相交或垂

69、直，即第即第二期褶皱横交叠加于第一期直立水平褶皱之上，使第一期褶皱的二期褶皱横交叠加于第一期直立水平褶皱之上，使第一期褶皱的变形面重复变形，形成所谓变形面重复变形，形成所谓“穹盆构造穹盆构造”(图图A)。两期背形叠加处形成穹隆构造；两期向形叠加处形成构造盆地。两期背形叠加处形成穹隆构造；两期向形叠加处形成构造盆地。当晚期背形横过早期向形时，背形枢纽发生倾伏，而向形枢纽发当晚期背形横过早期向形时，背形枢纽发生倾伏，而向形枢纽发生扬起，形成鞍状构造。生扬起，形成鞍状构造。这种类型的干扰格式相当于这种类型的干扰格式相当于“横跨褶皱横跨褶皱“。如将各穹隆顶或各构。如将各穹隆顶或各构造盆地槽相连，可大体

70、上恢复两期褶皱的方向和规模。造盆地槽相连，可大体上恢复两期褶皱的方向和规模。褶皱几何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱56褶皱几何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱57湖南邵阳涟源一带的地质湖南邵阳涟源一带的地质构造就是这种叠加褶皱的构造就是这种叠加褶皱的例子例子( (图图3 341)41)。早期东。早期东西向的褶皱被晚期北北东西向的褶皱被晚期北北东向的褶皱所叠加。中部以向的褶皱所叠加。中部以泥盆系及前泥盆系为核心，泥盆系及前泥盆系为核心，总体看来为一东西向背斜，总体看来为一东西向背斜，但被晚期褶皱改造成一系但被晚期褶皱改造成一系列北北东向的矩轴背斟或列北北东向的矩轴背斟或穹隆。当南北两侧石炭

71、穹隆。当南北两侧石炭三叠系中近北北东向的褶三叠系中近北北东向的褶皱接近早期东西向的背斜皱接近早期东西向的背斜时，其枢纽一致扬起，形时，其枢纽一致扬起，形成短轴向斜盆地。成短轴向斜盆地。褶皱几何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱58 ( (二二) )早期褶皱为等斜或平卧褶皱，晚期为直立褶皱，早期褶皱为等斜或平卧褶皱，晚期为直立褶皱，两者枢纽大角度相交。两者枢纽大角度相交。当晚期褶皱作用时，早期褶皱的当晚期褶皱作用时，早期褶皱的轴面、两翼和枢纽一起褶皱，从而在水平切面上形成复轴面、两翼和枢纽一起褶皱，从而在水平切面上形成复杂的新月形、磨菇形等图型（图杂的新月形、磨菇形等图型（图B B）。）。褶皱几

72、何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱59 ( (三三) )早期褶皱与晚期褶皱枢扭近平行。早期褶皱与晚期褶皱枢扭近平行。这种类型称这种类型称为为“共轴叠加褶皱共轴叠加褶皱”。早期的褶皱轴面和两翼共同卷。早期的褶皱轴面和两翼共同卷入后期褶皱，但枢纽不受干扰，在平面或剖面上呈现入后期褶皱，但枢纽不受干扰，在平面或剖面上呈现双重转折，钩状闭合等。双重转折，钩状闭合等。褶皱几何特征褶皱几何特征 叠加褶皱叠加褶皱60褶皱几何特征褶皱几何特征 同沉积褶皱同沉积褶皱 大多数褶皱是在岩层形成后受力变形而形成的。但大多数褶皱是在岩层形成后受力变形而形成的。但是，也有一些褶皱是在岩层沉积的同时逐渐变形而形成是，也有

73、一些褶皱是在岩层沉积的同时逐渐变形而形成的，这类褶皱称为同沉积褶皱（生长背斜）。的，这类褶皱称为同沉积褶皱（生长背斜）。具有：褶皱两翼的倾角一般是上部平缓，往下逐渐变陡，褶褶皱两翼的倾角一般是上部平缓，往下逐渐变陡，褶皱总的形态多为开阔褶皱；皱总的形态多为开阔褶皱；在背斜顶部岩层厚度变薄(有的层位甚至缺失)，而两翼岩层厚度却有逐渐增大的趋势，如为向斜则中心部位岩层厚度往往最大；岩层的结构构造也明显受构造控制，即背斜顶部常沉岩层的结构构造也明显受构造控制，即背斜顶部常沉积浅水的粗粒物质，而向斜中部则沉积细粒物质。积浅水的粗粒物质，而向斜中部则沉积细粒物质。61褶皱几何特征褶皱几何特征 同沉积褶皱

74、同沉积褶皱 以上特征表明岩层的褶皱变形是与沉积作用相伴生以上特征表明岩层的褶皱变形是与沉积作用相伴生的。同沉积褶皱对油、气藏，以及煤和其它沉积矿产的的。同沉积褶皱对油、气藏，以及煤和其它沉积矿产的形成和分布起一定控制作用。形成和分布起一定控制作用。 6263褶皱几何特征褶皱几何特征 同沉积褶皱同沉积褶皱生长背斜与油气聚集的关系 (1)有利于形成良好的储集层:在盆地内的古隆起，因为对岩性起控制作用，使古隆起上的储油物性普遍变好。例如在松辽盆地中的大庆长垣，扶余三号构造等都能证明。这种良的好储集层为早期的油气聚集提供优越的条件。同时古隆起具有沉沉积时的原始倾斜又有邻区地层增厚时的压差，为早期油气运

75、移提供了途径。例如泸洲古隆起，以嘉陵江组顶部地层圈闭面积计，约2万多平方公里，隆起幅度约350m，每公里隆起57m，虽然幅度不大，但因为有良好的储集层，仍可形成大规模含油气构造。 (2)古隆起带上有长期发育的圈闭构造，并且又具备储油物性的有利相带，是油气高产富集的场所。例如，江汉坳陷王场构造、广华构造、浩口构造都存在着早期形成的古油藏。虽然后期构造变动使古隆起解体，但仍未改变当时的含油情况。总的来看，在古隆起的顶部油层多，圈闭类型亦多，因此含油最丰富，从而成为各种类型油藏叠合连片含油的场所全盆地石油储量的67在这类地区。类似情况在四川威远古隆起、川西北地区的中坝气田等都可见到。 (3)古隆起的

76、鞍部；因水流阻力较小，砂岩呈舌状突起，往往顶部变薄，越过古隆起的顶部，于背水的一侧下倾尖灭，在其它因素配合下形成岩性油藏。据统计在潜江坳陷浩口张港古隆起带，至少有34个岩性油藏，在古隆起上成带分布。 (4)有利于形成构造、岩性及地层等多种类型的油藏。同沉积背斜是富集油气的重要条件，但是它对油气藏形成也有不利的一面，主要是它多数情况下遭受过剥蚀，使油气散失。四川泸洲古隆起顶部嘉陵江三段以上，因剥蚀而未形成油藏就是一例。64褶皱几何特征褶皱几何特征 底辟构造与盐丘底辟构造与盐丘( (一一) )底辟构造：底辟构造：是地下高韧性岩体如岩盐、石膏、是地下高韧性岩体如岩盐、石膏、粘土或煤层等，在构造力的作

77、用下，或者由于岩石粘土或煤层等，在构造力的作用下，或者由于岩石物质间密度的差异所引起的浮力作用下，向上流动物质间密度的差异所引起的浮力作用下，向上流动并挤入上覆岩层之中而形成的一种构造。当岩浆上并挤入上覆岩层之中而形成的一种构造。当岩浆上升，侵入围岩，使上覆岩层发生拱曲时，则可形成升，侵入围岩，使上覆岩层发生拱曲时，则可形成岩浆底辟。岩浆底辟。 （二）盐丘：（二）盐丘：是由于盐岩和石膏向上流动并挤入是由于盐岩和石膏向上流动并挤入围岩，使上覆岩层发生拱曲隆起而形成的一种构造，围岩，使上覆岩层发生拱曲隆起而形成的一种构造，它是一种具有重要意义的底辟构造。它是一种具有重要意义的底辟构造。65褶皱几何

78、特征褶皱几何特征 底辟构造与盐丘底辟构造与盐丘 盐丘核部的盐体常成圆柱状或类似岩浆岩株。盐核内盐岩盐丘核部的盐体常成圆柱状或类似岩浆岩株。盐核内盐岩变形为复杂多样、大小各异的褶皱，其中多为倾竖褶皱或叠加变形为复杂多样、大小各异的褶皱，其中多为倾竖褶皱或叠加褶皱，这与岩盐体多次上升流动有关；盐核之上的上覆岩层往褶皱，这与岩盐体多次上升流动有关；盐核之上的上覆岩层往往形成穹窿或短轴背斜；盐核周边与围岩常为陡倾的断层接触，往形成穹窿或短轴背斜；盐核周边与围岩常为陡倾的断层接触，围岩倾角也变陡，盐丘周围的岩层因盐丘上隆而相对下坳，并围岩倾角也变陡，盐丘周围的岩层因盐丘上隆而相对下坳，并结合盐核边缘的向

79、上拖曳而形成周缘向斜。结合盐核边缘的向上拖曳而形成周缘向斜。6667褶皱几何特征褶皱几何特征 底辟构造与盐丘底辟构造与盐丘 盐丘的顶部和周边通常发育有环状或辐射状正断层盐丘的顶部和周边通常发育有环状或辐射状正断层系。有些断层，特别是周边断层常常是在盐体缓慢上升系。有些断层，特别是周边断层常常是在盐体缓慢上升运动中逐步发育而成的生长断层运动中逐步发育而成的生长断层( (同生断层同生断层) )。盐丘顶部。盐丘顶部因遭受断裂和易受侵蚀，在地形上常形成盆地。根据现因遭受断裂和易受侵蚀，在地形上常形成盆地。根据现有资料推断，盐丘构造的基底变形轻微，除基底断裂外，有资料推断，盐丘构造的基底变形轻微，除基底

80、断裂外，构造一般较简单。构造一般较简单。 盐丘构造具有重要的经济价值，盐核常形成重要的盐丘构造具有重要的经济价值，盐核常形成重要的盐类或硫磺矿床，盐核上部及其周缘围岩中常富集石油盐类或硫磺矿床，盐核上部及其周缘围岩中常富集石油或天然气。北美墨酉哥湾沿岸地区、德国北部、波斯湾或天然气。北美墨酉哥湾沿岸地区、德国北部、波斯湾及原苏联里海北部沿岸都有著名的盐丘分布。我国胜利及原苏联里海北部沿岸都有著名的盐丘分布。我国胜利油田也有类似构造。油田也有类似构造。68极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P1一、一、极射赤平投影极射赤平投影( (Strerographic projection)St

81、rerographic projection)简称赤平投影，简称赤平投影，它主要用来表示线和面的方向、相互间的角距关系及其运动轨它主要用来表示线和面的方向、相互间的角距关系及其运动轨迹，把物体三维空间的几何要素迹，把物体三维空间的几何要素( (线、面线、面) )反映在投影平面上进反映在投影平面上进行研究处理。它是一种简便、直观的计算方法，又是一种形象、行研究处理。它是一种简便、直观的计算方法，又是一种形象、综合的定量图解，所以，广泛应用于天文、航海、测量、地理综合的定量图解，所以，广泛应用于天文、航海、测量、地理及地质科学中。运用赤子投影方法，能够解决地质构造的几何及地质科学中。运用赤子投影方

82、法，能够解决地质构造的几何形态和应力分析等方面的许多实际问属因此，它是研究地质形态和应力分析等方面的许多实际问属因此，它是研究地质构造的一种有效手段。构造的一种有效手段。 赤平投影本身不涉及面的大小、线的长短和它们之间的距赤平投影本身不涉及面的大小、线的长短和它们之间的距离，但它配合正投影图解互相补充，则有利于解决包括角距关离，但它配合正投影图解互相补充，则有利于解决包括角距关系在内的计量问题。系在内的计量问题。 69极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P2二、极射赤平投影的基本要素二、极射赤平投影的基本要素 极射赤平投影是以圆球体作为投影工具，其进行投影的各个组极射赤平投影是以圆球

83、体作为投影工具，其进行投影的各个组成部分称为投影要素，包括：成部分称为投影要素，包括： 投影球投影球( (投射球投射球)以任意长为半径作成的球，投影球表面称以任意长为半径作成的球，投影球表面称为球面；为球面； 赤平面赤平面过投影球球心的水平面，即赤平投影面；过投影球球心的水平面，即赤平投影面； 基圆基圆赤平面与投影球面相交的大圆赤平面与投影球面相交的大圆( (NESW)NESW)，或称赤平大圆，或称赤平大圆，圆内标有东西和南北直径线；圆内标有东西和南北直径线； 极射点极射点球上、下两极的发射点，由上极射点把下半球的几球上、下两极的发射点，由上极射点把下半球的几何要素投影到赤平面上的投影称下半球

84、投影，反之以下极射点何要素投影到赤平面上的投影称下半球投影，反之以下极射点把上半球的几何要素投影到赤平面上的投影称为上半球投影。把上半球的几何要素投影到赤平面上的投影称为上半球投影。 介绍平面和直线的赤平投影介绍平面和直线的赤平投影( (采用下半球投影采用下半球投影) )。 70极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P3( (一一) )平面的投影方法平面的投影方法( (图图12-1)12-1) 设一平面走向南北，设一平面走向南北，向东倾斜，倾角向东倾斜，倾角4040，若，若此平面经过球心此平面经过球心O O，则其则其与下半球面相交为大圆与下半球面相交为大圆PGFPGF，以以A A点为发

85、射点，点为发射点，PGFPGF弧在赤平面上的投影弧在赤平面上的投影为为PHFPHF弧，弧，PHFPHF弧向东凸弧向东凸出，代表平面向东倾斜，出，代表平面向东倾斜，走向南北，走向南北，DHDH之长度代之长度代表平面的倾角表平面的倾角。71极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P4( (二二) )直线投影方法直线投影方法( (图图12-2)12-2) 设一直线向东倾伏，倾设一直线向东倾伏，倾伏角伏角4040，此线交下半球面于，此线交下半球面于G G点，以点，以A A点为发射点，球面点为发射点，球面上的上的G G点在赤平面上的投影点在赤平面上的投影为为H H，H H与与O O点联线交赤平大点

86、联线交赤平大圆于圆于D D点，点，D D的方位角即该直的方位角即该直线的倾伏向线的倾伏向( (E90E90），），HDHD长度长度代表直线的倾伏角代表直线的倾伏角4040同理，同理，一条直线倾伏向南西，倾伏一条直线倾伏向南西，倾伏角角2020，交球面于，交球面于J J点，其赤点，其赤平投影为平投影为K K。72极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P5( (三三) )吴氏网吴氏网- -吴尔福网吴尔福网 为了准确，迅速为了准确，迅速地作图或量度方向，地作图或量度方向，可采用投影网常用可采用投影网常用的有吴尔福网的有吴尔福网 等角距等角距网，图网，图12-3(12-3(A)A)和施和施密特

87、网密特网 等面积网，图等面积网，图12-3(12-3(B)B)，其基本特其基本特点相同、赖特网为据点相同、赖特网为据等面积网改造而成的等面积网改造而成的极等面积网极等面积网 图图12-12-3(3(C)C)。本课程以吴氏本课程以吴氏网为例介绍。网为例介绍。73极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P61 1基圆基圆 基圆即赤平面与球面的交线，是网的边缘大圆基圆即赤平面与球面的交线，是网的边缘大圆由正北顺时针为由正北顺时针为0 00 03603600 0，示方位角，如走向，倾向，倾，示方位角，如走向，倾向，倾伏向等。伏向等。2 2直径直径 分别为南北走向和东西走向直立平面的投影分别为南北

88、走向和东西走向直立平面的投影. .自圆心至基圆为自圆心至基圆为90900 0000 0，每小格，每小格2 20 0，表示倾角、倾伏角，表示倾角、倾伏角. .3 3经线大圆经线大圆 经线大圆是通过球心的一系列走向南北，经线大圆是通过球心的一系列走向南北，向东或向西倾斜的平面投影自南北直径向基圆代表倾角向东或向西倾斜的平面投影自南北直径向基圆代表倾角由陡到缓的倾斜平面由陡到缓的倾斜平面4 4 纬线小小圆 纬线小圆是一系列不通过球心的东西走向纬线小圆是一系列不通过球心的东西走向直立平面的投影，它们将南北向直径及经线大圆弧和基曰直立平面的投影，它们将南北向直径及经线大圆弧和基曰等分等分( (每小格每小

89、格2 20 0) ) 74极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P71 1平面的投影平面的投影 投影产状投影产状l20l200 030300 0的平面的平面( (图图12-4)12-4)(1)(1)将透明纸上的指将透明纸上的指N N标记与投影网正标记与投影网正N N重合，以重合，以N N为为0 00 0, ,在基圆上顺时针数至在基圆上顺时针数至1201200 0( (倾向倾向) )得一点得一点D D，为平面的倾向为平面的倾向 图图12-5(12-5(A)A)。 (2) (2)转动透明纸将转动透明纸将D D点移至东西直径上，由基圆向圆心数点移至东西直径上，由基圆向圆心数30300 0(

90、(倾角倾角) )得得C C点，点，描绘描绘C C所在的经线大圆弧所在的经线大圆弧 图图12-5(12-5(B)B)中之中之ACBACB弧弧 ，A A，B B点的方位角为平面的走点的方位角为平面的走向向(30(300 0或或2102100 0) )。 (3) (3)转动透明纸，使指转动透明纸，使指N N标记与网上标记与网上N N重合重合 图图125(125(C)C)，ACBACB大包圆弧即为大包圆弧即为l20l200 0 30300 0平面投影。平面投影。 将透明纸将透明纸( (或透明胶片或透明胶片等等) )蒙在吴氏网上，描蒙在吴氏网上，描画基圆及画基圆及+字中心，字中心，固定网心固定网心, ,

91、使透明纸能使透明纸能旋转旋转( (或固定透明纸旋或固定透明纸旋转网转网) )，然后在透明纸，然后在透明纸上标出上标出N N，E E，S S，W W75极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P82 2直线的投影直线的投影 投影产状为投影产状为3303300 0 40400 0的直线。的直线。 (1) (1)使透明纸上指使透明纸上指N N标记与网上标记与网上N N重合，以重合，以N N为为0000，顺时针在基圆上数至，顺时针在基圆上数至3303300 0得得A A，为直线的倾伏向为直线的倾伏向 图图( (A) ;A) ;(2)(2)把把A A点转至东西直径上点转至东西直径上( (也可转至南

92、北直径上也可转至南北直径上) )，由基圆向圆心数，由基圆向圆心数40400 0( (倾伏角倾伏角) )得得AA点点 图图12-7(12-7(B);B); (3) (3)把透明纸的指把透明纸的指N N标志转至与网上正标志转至与网上正N N重合，重合，AA即为产状即为产状3303300 040400 0直线的投直线的投影影 图图12-7(12-7(C)C)。 76极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P9例如，求一产状为例如，求一产状为90900 040400 0的平面的法线投影的平面的法线投影 图图129129。 (1)(1)使透明纸上指使透明纸上指N N标记与网上的标记与网上的N N重

93、合，以重合，以N N为为0 00 0，顺时针数至，顺时针数至90900 0为在东西直径的为在东西直径的E E点，自点，自E E点沿直径向圆内数点沿直径向圆内数40400 0得得D D，点，为平面倾斜线的投影点，为平面倾斜线的投影 (2) (2)自自D D，点继续数点继续数90900 0( (越过圆心越过圆心) )得得P P，点，为该平面法线的投影点，为该平面法线的投影( (极点极点) )，也可自圆心向，也可自圆心向倾向相反方向数倾向相反方向数40400 0 ( (即与平面垂直的方向即与平面垂直的方向) )得得P P，点，为该平面法线的投影点，为该平面法线的投影 图图129(129(B)B)平面

94、和直线的投影方法，是研究线与线、线与面、面与面相互关系的基础。平面和直线的投影方法，是研究线与线、线与面、面与面相互关系的基础。 3 3法线的投影法线的投影 法线的投影指平面法法线的投影指平面法线的产状的投影。平线的产状的投影。平面及其法线的投影常面及其法线的投影常常互为使用，两者互常互为使用，两者互相垂直，夹角相差相垂直，夹角相差90900 0，由于法线的投影，由于法线的投影是极点，平面的投影是极点，平面的投影是圆弧，所以往往用是圆弧，所以往往用法线投影代表与其相法线投影代表与其相对应的平面投影。对应的平面投影。77极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P101 1已知真倾角求视倾角

95、：岩层产状为已知真倾角求视倾角：岩层产状为3003000 0 40400 0，求在走求在走向向3353350 0方向直立剖面上的视倾角方向直立剖面上的视倾角 (1)据岩层面产状作其投影弧EHF； (2)在基圆上数方位角至3350得D点； (图12-10) (3)作D点与圆心O的联线，交EHF大圆弧H点。H点为岩层面与走向3350剖面的交线在下半球的投影，DH间的角距即为3350方向剖面上的视倾角。2 2求两平面交线的产状求两平面交线的产状( (图图1211)1211) (1)据巳知两平面的产状，在吴氏网上分别求出其投影大圆弧EHF和JHK，两大圆弧的交点H为两平面交线与下半球面交点的投影。(2

96、)作圆心O与H点的连线交基圆于G点，G点的方位角即两平面交线的倾伏向，GH间的角距则为交线的倾伏角 。78极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P113 3 两直两直线为1201200 036360 0和和1801800 020200 0，求所构成平面的，求所构成平面的产状及两直状及两直线间的的夹角角( (图1212- -12)12) (1)据已知产状作出两直线的投影点F、D。(2)转动透明纸使F、D两点位于同一经线大圆弧上，AFDB大圆弧图12-12(B)即为两直线所共的平面的投影，用前述方法求出的AFDB大圆弧的产状，即两直线所共的面的产状，D”方位是其倾向，DD”反映的角是其倾角

97、；(3)将大圆弧转至SN图12-12(B)，FD间的角矩即为两直线间的夹角。79极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P124 4已知一平面已知一平面产状状为l50l500 065650 0， ，该面上一直面上一直线侧伏向南，伏向南，侧伏角伏角40400 0，求此直，求此直线的的倾伏向、伏向、倾伏角伏角( (图12-13)12-13)。 。(1)(1)依平面依平面产状作出其投状作出其投影大影大圆弧，弧，标出平面走向出平面走向南端所在的点南端所在的点A A。 。 (2) (2)将大将大圆弧弧转至南北至南北方向，自平面走向南端的方向，自平面走向南端的A A点数点数经线大大圆弧被弧被纬线小小

98、圆弧分割的弧分割的40400 0所在的所在的点点C C。 。 (3) (3)点点C C为直直线L L在在倾斜斜平面上的投影，平面上的投影，CBCB间的间的角距角距r r为该直线的倾伏角，为该直线的倾伏角，B B点为其倾伏向。点为其倾伏向。80极射赤平投影原理及应用极射赤平投影原理及应用 P13一一切切面面状状构构造造，如如岩岩层层面面、断断层层面面、劈劈理理面面、流流面面、褶褶皱皱轴轴面面等等的的投投影影方方法法，都都可可采采用用空空间间平平面面的的投投影影方方法法。一一切切线线状状构构造造，如如二二平平面面的的交交线线、走走向向线线、倾倾斜斜线线、擦擦痕痕、流流线线、线线理理、褶褶皱皱的的枢

99、枢纽纽、轴轴迹迹等等的的投投影影方方法法都都与与直直线线的的投投影影相相同同。这这些些面面状状和和线线状状构构造造的的产产状状要要素素，都都可可以以借借助助于于前前述述赤赤平平投投影影的的作作图图方方法法求求得得。利利用用这这些些方方法法，可以解决以下构造问题：可以解决以下构造问题： (1)(1)已知岩已知岩层产状，求某一方向剖面上的岩状，求某一方向剖面上的岩层视倾角。角。 (2) (2)已知岩已知岩层在两方向剖面上的在两方向剖面上的视倾角，求岩角，求岩层走向、走向、倾向和向和倾角。角。 (3) (3)求断求断层面与岩面与岩层面交迹面交迹线的的产状。状。 (4) (4)已知断已知断层产状及其上

100、擦痕的状及其上擦痕的侧伏，求擦痕的伏，求擦痕的倾伏向、伏向、倾伏角。伏角。 (5) (5)求一求一对共共轭剪剪节理的交理的交线( (即即应变椭球体球体B B轴) )的的产状。状。81节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-1一定地区的节理一般是长期多次构造的产物，为了探讨该地区的构造变形史和古构造应力场，常常进行节理的分期与配套。分期就是将一定地区分期就是将一定地区不同时期形成的节理加以区分，将同期节理组合不同时期形成的节理加以区分，将同期节理组合在一起。在一起。配套就是将一定构造期的统一应力场中配套就是将一定构造期的统一应力场中形成的各组节理组合成一定系列。形成的各组节理组合成一定系列。节理

101、的分期和配套就是从时间、空间和形成力学上研究一个地区节理的形成发育史和分布产出规律，为研究一个地区构造和恢复古应力场提供一定依据。82 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-2一、节理的分期一、节理的分期 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。(一一)节理组的交切关系节理组的交切关系 节理组的交切关系主要表现为以下几种情况： 1.错开：错开：后期形成的节理常切断后期形成的节理常切断前期的节理。前期的节理。如后期节理属剪节理西，则表现为错断线两侧标志点的对应错开(图5-24)； 83 节节 理

102、理 分期及配套分期及配套 P2-3 2.限制：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，被限被限制节理组形成较晚，制节理组形成较晚，如图5-25中3、4组节理被1、2组节理所限制，所以3、4组节理形成较晚(区分错开与限制的关健是错开表现为一系列标志点的对应错开，而限制则无对应点的错开)； 84 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-43.互切：互切：如果两组节理互相交切或切错，说明两组节理是同期形成的是同期形成的，有时成共轭关系(图5-26)； 85桌子山奥陶系灰岩中共轭剪节理的相互交切现象桌子山奥陶系灰岩中共轭剪节理的相互交切现象 提示灰岩的形成环境及曾经受到的变形的应力

103、方向提示灰岩的形成环境及曾经受到的变形的应力方向86 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-5 4.追踪、利用和改造追踪、利用和改造: 后期节理有时利用早期节理，顺早期节理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。节理常比早期节理更明显更完整。 节理的各种交切关系，往往不很明显，难于确定其形成先后。因此，在野外要认真细致的观测，综合考虑各种标志，并尽可能辅以其它依据。87 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-6 ( (二二) )借助其它地质体判别借助其它地质体判别 岩墙、岩脉和其他侵入

104、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的岩墙、岩脉和岩体，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。例如一组有岩脉充填的节理，例如一组有岩脉充填的节理，被另一组无岩脉的节理切错，说明无岩脉的节理形被另一组无岩脉的节理切错，说明无岩脉的节理形成较晚。成较晚。又如一组节理被侵入体所截，而另一组节又如一组节理被侵入体所截，而另一组节理切过该侵入体，这表明前一组节理先形成，后一理切过该侵入体，这表明前一组节理先形成，后一组节理形成较晚。组节理形成较晚。88 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-7图图5-275-27，西北某地一岩

105、体中发，西北某地一岩体中发育了三套节理，育了三套节理，一套为同心圆一套为同心圆状节理，主要发育于岩体中部；状节理，主要发育于岩体中部；另一套为共轭剪节理，主要发另一套为共轭剪节理，主要发育于岩体内部边缘部位。育于岩体内部边缘部位。这两这两套节理形成的先后顺序不易确套节理形成的先后顺序不易确定，从交切关系看可能是同期定，从交切关系看可能是同期的。的。这两套节理均被另一套穿这两套节理均被另一套穿切岩体和围岩的南北向节理所切岩体和围岩的南北向节理所切。切。从而利用岩体较准确地确从而利用岩体较准确地确定出三套节理的先后顺序。定出三套节理的先后顺序。 89 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-8 分

106、析节理与岩体的相互切割关系也是判别的一种分析节理与岩体的相互切割关系也是判别的一种手段。手段。 分析对比不整合上下岩系中节理的发育情况也有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。助于判别节理的形成顺序。 节理一般是在一定构造活动期中形成的，在节理节理一般是在一定构造活动期中形成的，在节理形成时期总是同时形成相关构造，所以对节理进行分形成时期总是同时形成相关构造，所以对节理进行分期，尤其对较大范围内节理进行分期时，要紧紧结合期，尤其对较大范围内节理进行分期时，要紧紧结合该区构造活动史全面考虑。该区构造活动史全面考虑。 90 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-9二、

107、节理的配套：二、节理的配套： 主要据共轭节理的组合关系，辅以节理主要据共轭节理的组合关系，辅以节理发育总体特征及其与有关地质构造的关系。发育总体特征及其与有关地质构造的关系。( (一一) )根据共轭节理的组合关系进行节理配套根据共轭节理的组合关系进行节理配套1.1.同同一一期期应应力力场场中中形形成成的的共共轭轭剪剪节节理理具具有有其其特特定定的的剪剪切切滑滑动动关关系系，因因此此可可用用剪剪节节理理面面上上的的擦擦痕痕、节节理理的的羽羽列列和和派派生生张张节节理理来来确确定定其其共共轭轭关关系系) )。图图5-285-28共共有有四四组组剪剪节节理理，根根据据其其羽羽列列可可以以确确定定是是

108、两两对对共共轭轭剪剪节节理理，分分别别反反映映 1 1的方位为近南北向的方位为近南北向( (P1)P1)和近东西向和近东西向( (P2)P2)。2.2.利利用用剪剪节节理理的的尾尾端端变变化化: :折折尾尾和和菱菱形形结结环环一般代表两组剪节理。一般代表两组剪节理。 91 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-103.3.利用两组节理的相互切错确定其共轭关系利用两组节理的相互切错确定其共轭关系( (图图5-26)5-26)。4.4.利利用用追追踪踪剪剪节节理理形形成成的的锯锯齿齿状状张张节节理理，可可以以对对节节理理进进行行配配套套( (图图5-12)5-12)。两两组组雁雁列列张张节节理理

109、也也可可以以进进行行配配套套( (图图5-13)5-13)。如如果果两两组组雁雁列列脉脉有有一一条条共共同同的的张张节节理理，更更能能确确切切证证明明两两组组是共轭的是共轭的( (图图5-18)5-18)。 92 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-11( (二二) )根据节理发育地区总的地质特征进行节理配套。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几组节理往往各具特色，它们常与一定的地质构造有关。例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、展布范围局限、方向随岩层产状和局部构造而变，这显然是两套节

110、理。例如衡阳盆地的红层中发育了这样两群节理。一群节理具区域性由北东和北西两组节理构成X型，间距大、展布广、穿层性强；另一群节理产状因地而变，间距小、局限于层中，这两群节理应分属两套。如粤北地区第三系红层中，有一套近直立的区域性节理，与红层的峰林地貌的发育密切相关，这套节理与局限于一定层中间距很小的密集节理显然分属两套。至至于于节节理理发发育育强强度度，一一般般只只能能作作为为配配套的参考依据。套的参考依据。共轭的两组节理并不一定均等发育。 93 节节 理理 分期及配套分期及配套 P2-12三、节理的分期配套中应注意的问题三、节理的分期配套中应注意的问题：1.1.节理的分期和配套应该而且必须同时

111、进行；节理的分期和配套应该而且必须同时进行；2.2.节节理理的的分分期期和和配配套套不不仅仅要要依依据据节节理理相相互互之之间间的的关关系系及及其其本本身身的的特特征征，而而且且应应结结合合地地质质背背景景，结结合合节节理理所所在在的的构构造造和和有有关关地质体进行；地质体进行；3.3.节节理理的的分分期期和和配配套套主主要要应应在在野野外外进进行行，在在野野外外观观测测的的基基础础上上及及时时进进行行统统计计分分析析。有有时时还还需需要要把把统统计计分分析析的的结结果果再再带带到到野野外进行检验。外进行检验。 节节理理的的分分期期和和配配套套，对对分分析析区区域域构构造造发发展展史史，确确定

112、定古古构构造造应应力力场场具具有有相相当当重重要要的的意意义义。但但是是实实践践证证明明，分分期期和和配配套套是是相相当当复复杂杂的的，许许多多标标志志和和判判据据并并不不清清晰晰而而明明确确，所所以以对对节节理理的的分分期和配套，不要轻易作出结论。期和配套，不要轻易作出结论。 94节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-13（一）、与褶皱有关的节理（一）、与褶皱有关的节理 与褶皱有关的节理在很大程度上决定于褶皱的形成方式和发展进程。例如纵弯褶皱上发育的节理与横弯褶皱上发育的节理就明显不同。在纵弯褶皱的不同发育阶段和不同构造部位发育的节理也不相同。在此着重分析与纵弯褶皱有关

113、的节理。 岩层在水平挤压作用下褶皱发育之初，可能孕育了一对与挤压方向(1)斜交的共轭剪裂面，其交线(2)与层面垂直(图5-29)。这对孕育状态的共轭剪裂面在褶皱作用进一步发展中常被新形成的节理所利用和改造，一般不能保存下来。所以褶皱上发育的节理主要是在褶皱发育的中期或晚期发生的，是引起褶皱的区域性应力和褶皱形成过程中派生的局部应力作用的结果。纵弯褶皱岩层中可能发育的节理主要有以下几组。95节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-14与纵弯褶皱有关的张节理有两组：纵张节理和横张节理。与纵弯褶皱有关的张节理有两组：纵张节理和横张节理。纵纵张张节节理理主主要要发发育育于于背背斜斜

114、转转折折端端上上，在在褶褶皱皱横横截截面面上上排排列列成成扇扇状状，单单个个节节理理为为尖尖端端向向下下的的楔楔形形。随随着着背背斜斜的的不不断断隆隆起起，张张节节理理也也不不断断从从外外侧侧向向内内核核发发展展。当当枢枢纽纽为为水水平平产产状状时时纵纵张张节节理理形形成成的的应应力力状态是：状态是： l l直直立立或或近近直直立立； 2 2水水平平纵纵向向( (平平行行枢枢纽纽) )； 3 3水水平平横横向向( (垂垂直枢纽直枢纽) )垂直节理面。垂直节理面。横横张张节节理理形形成成的的应应力力状状态态是是： l l水水平平横横向向； 2 2直直立立； 3 3水水平平纵纵向，垂直节理面。向，

115、垂直节理面。例例如如在在北北京京周周口口店店164164背背斜斜上上，既既有有纵纵张张节节理理，也也有有横横张张节节理理。这可能与该部位正处于背斜倾伏端有关。这可能与该部位正处于背斜倾伏端有关。 96节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-15与纵弯褶皱有关的剪节理包括一对斜向共轭剪节理以及褶皱两翼层间滑动引起的剪节理。斜向共轭剪节理与褶皱轴向斜交，倾斜陡峻，两组节理的交线代表2，也与层面直交。共轭剪节理的锐角分角线常为局部应力场1的方位。根据张文佑和狄塞特尔的意见，在背斜中1与枢纽平行，在向斜中与枢纽垂直(图5-30)。 除上述张节理和共轭剪节理外，有时在垂直褶皱枢纽的横

116、截面上见到一对与枢纽近平行的共轭剪节理。这对共轭剪节理在褶皱剖面上成交叉状，锐角分角线(1)或近水平或近直立。97节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-16以上是一次纵弯褶皱作用中可能形成的几组节理，这几组节理并不一定在一个褶皱里都发育。需要指出，岩层在褶皱前处于水平产状时，尤其是长期处在近水平产状的地台沉积盖层，总是有节理发育。这些节理在后期的褶皱作用中可被保留或被改造利用。此外，褶皱形成后的构造作用，还会形成新的节理。因此，分析与褶皱有关的节理及其分期配套时，应结合区域构造变形史进行合理推测，切忌把不同构造阶段中形成的节理都作为一次褶皱作用的产物。 在一些横弯褶皱作用

117、形成的穹状背斜上，穹拱部分普遍处于引张状态，常常形成一系列放射状或同心圆状张节理。 98节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-17（二）、与断层有关的节理（二）、与断层有关的节理 在断层作用中由于断层两盘相对错动引起派生应力作用，断层两侧常常会发育一套节理(图5-31)。这些节理与断层具有一定的几何关系，可为分析研究断层提供一定依据。 99节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-18羽羽状状张张节节理理 断层两侧的羽状张节理一般是在断层活动时派生应力活动的产物。节理成羽状斜列，常与断层面成锐角相交，与断层所交的锐角指示本盘运动方向。羽状张节理与断层的关

118、系所反映的应力状态是：节理与断层面的交线代表 2，与张节理垂直的方向代表3，1垂直于2并位于张节理面上。因此，羽状张节理对分析断层两盘相对运动时的应力状态具有一定意义。伴伴生生剪剪节节理理 在形成断层的统一应力场下，可以形成两组剪节理，一组与断层面平行，一组与断层面斜交。在理想情况下，两组节理的锐交角平分线代表1方位。在正断层中，1直立；在逆冲断层中，1水平并与断层走向直交；在平移断层中，l水平并与断层走向以小于450的交角相交(图5-31)。 100节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-19派派生生剪剪节节理理 断层两盘相对运动引起的派生应力场，也可以形成两组剪节理(S

119、1和S2)。S1节理组与断层面呈大角度相交，一般不太发育，方位也不太稳定，不易用来判别断层两盘的相对运动方向。另一组节理(S2)与断层面呈小角度相交，其交角一般不超过150，相当于剪切羽列，与断层面所交悦角指示本盘运动方向(图6-63)。101节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-20（三）、与区域构造有关的节理（三）、与区域构造有关的节理 许多学者指出，地壳表层广大地区存在着规律性展布的区域性节理。这类节许多学者指出，地壳表层广大地区存在着规律性展布的区域性节理。这类节理与局部褶皱和断层没有成因上的联系，应该是区域性构造作用的结果。在岩理与局部褶皱和断层没有成因上的联系

120、，应该是区域性构造作用的结果。在岩层产状近水平的地台上，常常见到这类稳定产出的区域性节理。早在层产状近水平的地台上，常常见到这类稳定产出的区域性节理。早在19451945年沙年沙茨基就提出俄罗斯地台上有四组节理，两个正向系列茨基就提出俄罗斯地台上有四组节理，两个正向系列- -东西向节理和南北向节东西向节理和南北向节理以及两个斜向系列理以及两个斜向系列- -北东向节理和北西向节理。北美地台沉积盖层中也发育北东向节理和北西向节理。北美地台沉积盖层中也发育有产状稳定、展布范围很广的节理。有产状稳定、展布范围很广的节理。 又如在变形平缓的广西河池西南地区，上古生界石灰岩中发育了一套X型节理，走向分别为

121、600和3000，河池以西上古生界石灰岩中又发育了500和3500两组呈菱形的节理。这些节理间距宽而稳定，在上千平方公里范围内广泛产出，不受局部褶皱和断层的控制。 薛虎在对安徽、江苏等地构造研究时发现，时代不同岩性不同的碎屑岩中存在着规律相同的节理:同地区同时代沉积岩层水平状态时，都有一对普遍发育的直立或近直立的共轭剪节理。他把这组节理命名为“萌芽节理”，即在沉积岩成岩时期构造成因形成的剪节理。 102节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-21 凯里(S.W.Carey)在分析全球断裂中，把全球断裂按规模分为七个等级，第五、六、七三个等级均属节理。他特别指出在地台上经常见

122、到两组直立节理，有时两组节理发育不等，一组比另一组发育。从两组节理的组合关系看，应为共轭节理。 区域性节理如被岩浆充填，则形成规律性排列的岩墙群，如有的平行排列，有的呈放射状。著名的岩墙群有东格陵兰岩墙群、苏格兰岩墙群等。安徽桐城西部大别山太古界中发育了一套NE向正长岩岩墙群，密集排列成带，也是沿一组节理发育的。 区域性节理不仅在地台区发育，也应该产出于变形较强以至强烈变形的构造单元。这些地区由于同期构造变形强烈或由于后期变形的叠加、改造，使早期区域性节理不易表现出明显的方位和排列的规律。 区域性节理常常表现出以下特点：区域性节理常常表现出以下特点： 1 1发育范围广，产状稳定；发育范围广，产

123、状稳定； 2 2节理规模大、间距宽、延伸长，可穿切不同岩层；节理规模大、间距宽、延伸长，可穿切不同岩层； 3 3节理常构成一定几何形式。节理常构成一定几何形式。 103节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-22主主节节理理:主节理是指规模明显大于该区节理平均规模的节理。主节理延伸长，常以较稳定产状切穿不同岩层甚至局部构造，在一定地区的各组各类节理中占有主导地位。在凯里的分类中，主节理相当于其第五、六类，节理延长规模一般为数十米以至上百米。 如衡阳盆地中北东向和北西向节理、粤北红层中与峰林地貌发育密切相关的近直立节理，均属主节理。这种主节理与一般节理往往不是同一次构造中形成

124、的，而是更大区域构造活动的产物。系系统统性性节节理理和和非非系系统统性性节节理理：系统性节理在节理产状、方位、组合、排列、间距等方面具有规律性。这种规律性节理一般是构造成因的，或者与某种构造具有成因关系。在工作中应注意观测这种规律性及其变化，探求其与一定构造的关系。非系统性节理可以是构造成因的，也可以是非构造成因的。非系统性节理也可能是原先系统性节理因后期构造作用的叠加或改造破坏了原来的系统性而造成的。所以不应忽视成片的非系统性节理，尤其应注意大片系统性节理中的局部非系统性节理。 104节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-23 一般说节理是一种一般说节理是一种脆性变形，

125、脆性变形，是地壳浅层次的构造。随着深是地壳浅层次的构造。随着深度增加，岩石塑性会相应增高，因此节理的发育程度也发生相应度增加，岩石塑性会相应增高，因此节理的发育程度也发生相应变化。自地表向深部节理会越来约闭合而逐渐消失。至于消失深变化。自地表向深部节理会越来约闭合而逐渐消失。至于消失深度，因地而异，也无准确数字，但估计不会超过度，因地而异，也无准确数字，但估计不会超过1010kmkm。但从最近但从最近超深钻提供的资料分析，消失的深度可能比原先估计的要大。超深钻提供的资料分析，消失的深度可能比原先估计的要大。 埋藏于地下一定深度的岩石，一旦出露于地表，由于压力降埋藏于地下一定深度的岩石，一旦出露

126、于地表，由于压力降低负荷减小，会发生破裂，形成低负荷减小，会发生破裂，形成“释重节理释重节理”或或“释负荷节理释负荷节理”。至于岩石中潜在的或隐蔽性的节理自然更明显地显露出来。至于岩石中潜在的或隐蔽性的节理自然更明显地显露出来。 节理广布于各种构造单元、各种不同岩区以及不同时代地层节理广布于各种构造单元、各种不同岩区以及不同时代地层里。除地表局部地段有少量非构造节理外，一般都是构造节理。里。除地表局部地段有少量非构造节理外，一般都是构造节理。节理可发育在成岩和变形的不同阶段，有成岩期和成岩后变形期节理可发育在成岩和变形的不同阶段，有成岩期和成岩后变形期前的，也有变形同期和变形期后的。前的，也有

127、变形同期和变形期后的。节理形成的多期多阶段性既节理形成的多期多阶段性既为构造分析提供一定依据，也会因其复杂性给研究带来困难。为构造分析提供一定依据，也会因其复杂性给研究带来困难。105节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-24（四）、节理在分析区域构造中的作用和问题：（四）、节理在分析区域构造中的作用和问题： 节理与一定构造和构造应力场常常具有特定关系，可用来研究其所在的节理与一定构造和构造应力场常常具有特定关系，可用来研究其所在的大型构造和构造应力场。但用节理来研究构造应力场有很大的局限性。狄塞大型构造和构造应力场。但用节理来研究构造应力场有很大的局限性。狄塞特尔指出，

128、构造复杂区节理测量结果大都过于复杂，虽然常常想利用节理来特尔指出，构造复杂区节理测量结果大都过于复杂，虽然常常想利用节理来阐明构造，但是很难得出可靠的结论。戴维斯阐明构造，但是很难得出可靠的结论。戴维斯( (G GA ADavis)Davis)也指出，虽然也指出，虽然节理是发育广泛的构造并有一定系统性，但在解释应力应变中，可能是用处节理是发育广泛的构造并有一定系统性，但在解释应力应变中，可能是用处最小的一种构造。造成上述困难的原因很多，主要有以下几方面：最小的一种构造。造成上述困难的原因很多，主要有以下几方面： 第一，节理形成时期不易准确确定；第一，节理形成时期不易准确确定； 第二，节理面上的

129、运动十分轻微而难以留下踪迹，不易借以确定运动方向第二，节理面上的运动十分轻微而难以留下踪迹，不易借以确定运动方向和规模；和规模； 第三，成因多样，包括非构造成因的节理有时也混搅或叠加在一起；第三，成因多样，包括非构造成因的节理有时也混搅或叠加在一起； 第四，多期节理的叠加和改造，即使在一次构造作用中，不同阶段和构造第四，多期节理的叠加和改造，即使在一次构造作用中，不同阶段和构造的不同部位也常有相应的节理组产出。的不同部位也常有相应的节理组产出。 106节节 理理 不同地质背景上的节理不同地质背景上的节理 P2-25利用节理资料探讨构造应力场：利用节理资料探讨构造应力场：虽然利用节理恢复古构造应

130、力场存在许虽然利用节理恢复古构造应力场存在许多问题，但是在构造变形微弱或未遭受多次变形地区，统计分析共轭剪节理及多问题，但是在构造变形微弱或未遭受多次变形地区，统计分析共轭剪节理及其反映的应力状态，在一定程度上有助于恢复古构造应力场。其反映的应力状态，在一定程度上有助于恢复古构造应力场。 恢复构造应力场首先要确定三个主应力轴的空间方位。而共轭剪节理在这恢复构造应力场首先要确定三个主应力轴的空间方位。而共轭剪节理在这方面可以提供简便而有意义的依据。方面可以提供简便而有意义的依据。 如前所述，如前所述，共轭剪节理的交线平行于中间主应力轴共轭剪节理的交线平行于中间主应力轴 2 2，它们的夹角平分线分

131、它们的夹角平分线分别为最大主应力轴和最小主应力轴别为最大主应力轴和最小主应力轴 1 1和和 3 3，一定要根据实际观察加以确定，剪一定要根据实际观察加以确定，剪节理的微细羽列、擦痕、派生张节理等可作为确定的依据。分析确定节理的微细羽列、擦痕、派生张节理等可作为确定的依据。分析确定 1 1和和 3 3在在共轭剪节理中所在的方位后，利用赤平投影求出各个观测点上的应力状态。进共轭剪节理中所在的方位后，利用赤平投影求出各个观测点上的应力状态。进而根据该区许多点上的应力状态，绘出主应力网络。为此将相邻测点的主应力而根据该区许多点上的应力状态，绘出主应力网络。为此将相邻测点的主应力 1 1和和 3 3分别

132、用断线和点画线按方位及其变化趋势，用平滑曲线相连。如果分别用断线和点画线按方位及其变化趋势，用平滑曲线相连。如果 2 2是是直立的，则两组主应力迹线将互相直交，构成矩形网络。主应力网络的对角线直立的，则两组主应力迹线将互相直交，构成矩形网络。主应力网络的对角线基本上代表两组剪应力迹线。由于基本上代表两组剪应力迹线。由于 2 2常不是直立的，两组主应力迹线也不完全常不是直立的，两组主应力迹线也不完全直交。因此用上述方法编制的主应力迹线图一般只有定性意义。直交。因此用上述方法编制的主应力迹线图一般只有定性意义。 107第三节第三节:断层效应及断层形成机制断层效应及断层形成机制108断层断层 断层效

133、应断层效应 P1 广广义义的的断断层层效效应应，指指的的是是所所有有由由于于断断层层活活动引起的地质特征的改变。动引起的地质特征的改变。 构构造造地地质质学学讨讨论论的的断断层层效效应应，主主要要是是指指斜斜向向断断层层和和横横向向断断层层引引起起标标志志层层的的视视错错动动. .由由于于岩岩层层与与断断层层的的复复杂杂交交切切关关系系，以以及及两两盘盘滑滑动动引引起起的的标标志志层层在在平平面面和和剖剖面面上上的的视视错错动动，常常常常难难于于从从标标志志层层的的相相对对视视错错位位上上正正确确确确定定两两盘盘的的相相对滑动或断层的性质。对滑动或断层的性质。109断层断层 断层效应断层效应

134、P2例例如如倾倾向向正正断断层层，在在平平面面上上可可能能造造成成平平移移滑滑动动的的错错觉觉。产产生生这这些些错错觉觉的的主主要要原原因因在在于于未未能能从从立立体体和和实实际际位位移移诸诸因因素素全全面面分分析析两两盘盘的的错错动动。如如图图6-316-31是是一一个个被被一一条条横横向向平平移移为为主主的的断断层层切切断断的的背背斜斜，而而在在两两翼翼的的纵纵剖剖面面上上分分别别显显示示正正断断层和逆断层的错觉。层和逆断层的错觉。110断层断层 断层效应断层效应 P3一、正一、正( (逆逆) )断层引起的效应断层引起的效应 当当倾倾向向断断层层的的两两盘盘顺顺断断层层倾倾斜斜滑滑动动时时

135、，侵侵蚀蚀夷夷平平后后的的两两盘盘岩岩层层表现为水平错移以平移断层的假像表现为水平错移以平移断层的假像( (图图6-32)6-32)。 从从图图6-316-31可可以以看看到到，在在水水平平面面上上上上升升盘盘岩岩层层沿沿岩岩层层倾倾斜斜方方向向错错动动，水水平平地地层层断断距距的的大大小小决决定定于于总总滑滑距距( (真真正正位位移移的的距距离离) )和错断岩层的倾角，倾角越小，水平地层断距越大。和错断岩层的倾角，倾角越小，水平地层断距越大。 111断层断层 断层效应断层效应 P4二、平移断层引起的效应二、平移断层引起的效应: : 倾倾向向断断层层顾顾断断层层面面走走向向滑滑动动时时，削削面

136、面上上表表现现为为正正、逆逆断断层层( (图图6-6-33)33)。顺顺错错断断岩岩层层倾倾向向滑滑动动的的一一盘盘剖剖面面上上表表现现为为上上升升盘盘。铅铅直直地地层层断断距距大大小小决决定定于于总总滑滑距距和和被被错错断断岩岩层层的的倾倾角角，倾倾角角越越大大，铅铅直直地地层断距也越大。层断距也越大。 上上述述两两种种情情况况说说明明，倾倾向向- -平平移移断断层层与与倾倾向向- -正正( (逆逆) )断断层层引引起起的的平平面面露露头头上上的的效效应应是是相相似似的的，所所以以在在野野外外观观测测断断层层时时，不不能能仅仅从水平面或剖面上岩层的错移来判断断层性质。从水平面或剖面上岩层的错

137、移来判断断层性质。112断层断层 断层效应断层效应 P5三、平移正三、平移正( (逆逆) )断层或正断层或正( (逆逆) )平移断层引起的效应平移断层引起的效应 当倾向断层的上盘在断层面上斜向下滑时，会出现三种效应。当倾向断层的上盘在断层面上斜向下滑时，会出现三种效应。第第一一，如如果果滑滑移移线线与与岩岩层层在在断断层层面面上上的的迹迹线线平平行行，则则不不论论总总滑滑距距大大小小如如何何，平平面上或剖面上岩层好像没有错移面上或剖面上岩层好像没有错移( (图图6-34)6-34)；第第二二，如如果果滑滑移移线线位位于于岩岩层层在在断断层层面面上上迹迹线线的的下下侧侧，剖剖面面上上表表现现为为

138、正正断断层层，平平面上表现为平移错开面上表现为平移错开( (图图6-35)6-35)；第第三三，如如果果滑滑移移线线位位于于岩岩层层在在断断层层面面上上迹迹线线的的上上侧侧，剖剖面面上上表表现现为为逆逆断断层层，平平面上表现为平移错开面上表现为平移错开( (图图6-36)6-36)。113断层断层 断层效应断层效应 P6四、横断层错断褶皱引起的效应四、横断层错断褶皱引起的效应 褶褶皱皱被被横横断断层层切切断断后后，平平面面上上的的表表现现有有两两方方面面，一一是是断断层层两两盘中褶皱核部宽度的变化，一是褶皱轴迹的错移。盘中褶皱核部宽度的变化，一是褶皱轴迹的错移。 如如果果横横断断层层完完全全顺

139、顺断断层层走走向向滑滑动动，则则核核部部在在两两盘盘的的宽宽度度相相等等，但核部错开但核部错开( (图图6-37)6-37)；114断层断层 断层效应断层效应 P7如如果果两两盘盘顺顺断断层层倾倾斜斜滑滑动动，则则两两盘盘中中褶褶皱皱核核部部宽宽度度不不等等，背背斜斜上上升升盘盘中中核核部部变变宽宽，向向斜斜上上升升盘盘中中核核部部 变变 窄窄 ( (图图 6-6-38)38)； 如如 果果 顺顺断断层层面面斜斜向向滑滑动动，则则不不仅仅褶褶皱皱核核部部宽宽度度变变化化，而而且且核核部部也也被被错错开开( (图图6-39)6-39)。 115断层断层 断层效应断层效应 P8 断断层层是是否否具

140、具有有平平移移性性质质，主主要要依依据据褶褶皱皱轴轴迹迹在在平平面面上上的的错错移移情情况况来来判判断断。对对于于被被横横断断层层切切断断的的直直立立褶褶皱皱，如如果果两两盘盘中中褶褶皱皱轴轴迹迹仍仍然然连连为为一一线线而而未未错错断断，说说明明断断层层没没有有平平移移滑滑动动( (图图6-40)6-40)，反反之之，则则表表明明断断层层有有平平移移分分量量。如如果果褶褶皱皱是是斜斜歪歪或或倒倒转转的的，即即轴轴面面倾倾斜斜的的褶褶皱皱被被横横断断层层切切断断，由由于于轴轴面面是是倾倾斜斜的的，顺顺断断层层面倾斜滑动并在上升盘被夷平后，平面上仍表现出轴迹的错移。面倾斜滑动并在上升盘被夷平后，平

141、面上仍表现出轴迹的错移。上升盘中的轴迹向轴面倾斜的方向上升盘中的轴迹向轴面倾斜的方向位移位移( (图图6-38)6-38)轴迹在两盘中的错开轴迹在两盘中的错开距离决定轴面的倾角和位移大小，距离决定轴面的倾角和位移大小，倾角越大，错位距离越小。反之，倾角越大，错位距离越小。反之，如果轴面倾斜的褶皱被横断层切断如果轴面倾斜的褶皱被横断层切断并夷平后，平面上两盘轴迹仍连成并夷平后，平面上两盘轴迹仍连成一线而未错移，则表明断层两盘顺一线而未错移，则表明断层两盘顺着轴面在断层面上的迹线滑动，因着轴面在断层面上的迹线滑动，因此既有顺断层面走向滑动的分量又此既有顺断层面走向滑动的分量又有顺断面倾斜滑动的分量

142、。还要指有顺断面倾斜滑动的分量。还要指出，如果轴面倾角平缓，顺断层面出，如果轴面倾角平缓，顺断层面倾斜滑动的分量即使不大也可能引倾斜滑动的分量即使不大也可能引起水平面上轴迹的较大错开。起水平面上轴迹的较大错开。116断层断层 断层效应断层效应 P9 总总之之，褶褶皱皱轴轴迹迹在在两两盘盘中中错错移移距距离离的的大大小小决决定定于于三三个个因因素素，即即两两盘盘平平移移分分量量的的大大小小和和方方向向；两两盘盘倾倾斜斜滑滑动动分分量量的的大大小小和和褶褶皱皱轴轴面面的的倾倾角角。这这三三个个变变量量及及其其相相互互关关系系，决决定定了了褶褶皱皱轴轴迹迹是是否否发发生生错错移移，并并决决定定了了错

143、错移移的的方方向向和和距距离离。所所以以在在分分析析断断层层时时，必必须须从从断断层层、褶皱及其相互关系的整体，结合有关构造进行分析。褶皱及其相互关系的整体，结合有关构造进行分析。 以以上上讨讨论论了了断断层层活活动动可可能能造造成成的的错错动动假假像像。由由于于岩岩层层和和断断层层都都不不是是几几何何平平面面，还还要要受受地地形形起起伏伏的的影影响响，因因此此，自自然然界界的的实实际际现现象象要要更更加加复复杂杂。所所以以在在分分析析研研究究断断层层时时决决不不能能只只观观察察一一个个平平面面或或一一个个剖剖面面的的表表像像，要要从从多多方方面面考考虑虑：一一定定要要考考虑虑到到三三维维空空

144、间间的的立立体体形形像像；断断层层产产状状和和两两盘盘的的位位移移；岩岩层层和和褶褶皱皱的的产产状状以以及及其其间间的相互关系等；还要考虑到地形的影响。的相互关系等；还要考虑到地形的影响。117 断层形成机制断层形成机制 P10 断层形成机制是一个复杂的课题，涉及的问题是多断层形成机制是一个复杂的课题，涉及的问题是多方面的，如破裂的发生和断层的形成过程；断层作用与方面的，如破裂的发生和断层的形成过程；断层作用与应力状态；发生断裂岩石的力学性质；以及断层作用与应力状态；发生断裂岩石的力学性质；以及断层作用与断层形成环境的物理状态等问题。断层形成环境的物理状态等问题。 当岩石受力超过其强度，即应力

145、差超过其强度时便当岩石受力超过其强度，即应力差超过其强度时便开始发生破裂。首先出现微裂隙、微裂隙逐渐发展，联开始发生破裂。首先出现微裂隙、微裂隙逐渐发展，联合就形成明显的破裂面，两盘借以相对滑动。合就形成明显的破裂面，两盘借以相对滑动。 断层之初的微裂隙一般成羽状散布排列。近年来用断层之初的微裂隙一般成羽状散布排列。近年来用扫描电子显微镜的观察，发现大多数微裂隙是张性的。扫描电子显微镜的观察，发现大多数微裂隙是张性的。 当断裂面一旦形成而且应力差超过摩擦阻力时，两当断裂面一旦形成而且应力差超过摩擦阻力时，两盘就开始相对滑动，形成断层。随着应力释放，应力差盘就开始相对滑动，形成断层。随着应力释放

146、，应力差( ( 1 1- - 3 3，) )逐渐变小，当其趋向于零或小于滑动摩擦阻逐渐变小，当其趋向于零或小于滑动摩擦阻力时，一次断层作用即告终止。力时，一次断层作用即告终止。 118 断层形成机制断层形成机制 P11 安德森(EMAndemon，1951)等学者分析了形成断层的应力状态，他认为形成断层的三轴应力状态中的一个主应力轴趋于垂直水平面。以此为依据提出了形成正断层、逆冲断层和平移断层的三种应力状态(图6-41)。 安德森模式基本上为地质学家所接受，作为分析解释地表或近地表脆性断裂的依据。一般认为，断层面是一个剪裂面， 1 1与两剪裂面的锐角分角线一致， 3 3 与两剪裂面的钝角分角线

147、一致。 1 1 所在盘向锐角角顶方向滑动，断层两盘垂直 2 2方向滑动。 119 断层形成机制断层形成机制 P12一、形成正断层的应力状态一、形成正断层的应力状态： 1 1直立、直立、 2 2和和 3 3水平；水平； 2 2 与断层走向一致，上盘顺断与断层走向一致，上盘顺断层倾斜向下滑动。根据形成层倾斜向下滑动。根据形成正断层的应力状态和莫尔圆正断层的应力状态和莫尔圆表明，引起正断层作用的有表明，引起正断层作用的有利条件是：最大主应力利条件是：最大主应力( ( 1 1) )在铅直方向上逐渐增大；或在铅直方向上逐渐增大；或者是最小主应力者是最小主应力( ( 3 3) )在水平在水平方向上减小方向

148、上减小( (图图6-42)6-42)。因此，。因此，水平拉伸和上隆最适于发生水平拉伸和上隆最适于发生正断层作用。正断层作用。 120 断层形成机制断层形成机制 P13形成正断层的构造背景形成正断层的构造背景：1.背斜形成时，因岩层向外弯曲，导致外背斜形成时，因岩层向外弯曲，导致外层产生与枢纽垂直的张应力，加之外层岩层产生与枢纽垂直的张应力，加之外层岩层的重力作用，造成背斜顶部出现纵向地层的重力作用，造成背斜顶部出现纵向地堑（图堑（图11-4）。短轴背斜沿枢纽方向的局）。短轴背斜沿枢纽方向的局部拉伸部拉伸 也可形成与背斜枢纽垂直的两组倾也可形成与背斜枢纽垂直的两组倾向相反的横向正断层（图向相反的

149、横向正断层（图11-5）。）。121 断层形成机制断层形成机制 P142.区域性的水平拉伸造成沉积盆地，在其边缘常形成同沉积断层，区域性的水平拉伸造成沉积盆地，在其边缘常形成同沉积断层，这类断层的下降盘边下降边沉积，随着沉积厚度的增大，加大了这类断层的下降盘边下降边沉积，随着沉积厚度的增大，加大了 1，使其下部位移量大于上部。，使其下部位移量大于上部。3.穹隆垂直上隆形成穹隆中心直立的挤压穹隆垂直上隆形成穹隆中心直立的挤压( 1)以及向穹隆外围缓以及向穹隆外围缓倾的拉伸倾的拉伸( 3)，从而形成环状正断层。，从而形成环状正断层。 4.差异升降运动造成的应力差异升降运动造成的应力( 1)加大，也

150、可以造成正断层形成的加大，也可以造成正断层形成的应力环境。应力环境。122 断层形成机制断层形成机制 P15二、形成逆冲断层的应力状态二、形成逆冲断层的应力状态：最大主应力轴：最大主应力轴( ( 1 1) )和中间主应力和中间主应力轴轴( ( 2 2) )是水平的；最小主应力轴是水平的；最小主应力轴( ( 3 3) )是直立的；是直立的； 2 2平行于断层平行于断层面走向。逆冲断层的应力状态和莫尔圆表明适于逆冲断层形成的面走向。逆冲断层的应力状态和莫尔圆表明适于逆冲断层形成的可能情况是：可能情况是： 1 1在水平方向逐渐增大；或者是最小主应力在水平方向逐渐增大；或者是最小主应力( ( 3 3)

151、 )逐渐减少逐渐减少( (图图6-43)6-43)。因此水平挤压有利于逆冲断层的发生。因此水平挤压有利于逆冲断层的发生。 形成平移断层的应力状态是：形成平移断层的应力状态是：最大主应力轴最大主应力轴( 1 1)和最小主应和最小主应力轴力轴( 3 3)是水平的，中间主应是水平的，中间主应力轴力轴( 2 2)是直立的；断层面走是直立的；断层面走向垂直于向垂直于 2 2，滑动方向也垂直滑动方向也垂直于于 2 2，两盘顺断层走向滑动。两盘顺断层走向滑动。123 断层形成机制断层形成机制 P16 安德森模式虽然常常作为地质学家分析断层作用的应力状态的基本依据，但自然界的情况是复杂的，一些学者对复杂的地质

152、条件进行了分析，企图在分析断层作用时加以考虑。为此，哈弗奈(W.Hafner，1951)分析了地球内部可能存在的各种边界条件所引起的应力系统。他假定一个标准应力状态并附加以类似实际构造状况的边界条件，推断出势断层的可能产状和性质。 哈弗奈的标准状态的边界条件是： 岩块表面为地表，没有剪应力作用，仅受一个大气压； 岩块底部，应力指向上方，等于上覆岩块的重量； 边界上没有剪应力。任何处在标准状态下的岩石，任何处在标准状态下的岩石，如受水平挤压，最简单的情如受水平挤压，最简单的情况就是两侧均匀受压况就是两侧均匀受压( (图图6-446-44上图上图) )。在这种受力情况下，。在这种受力情况下，可能出

153、现两组共轭的逆冲断可能出现两组共轭的逆冲断层层( (图图6-446-44下图下图) )，它们的产，它们的产状不论在水平面上或向地下状不论在水平面上或向地下深部，均无变化。深部，均无变化。124 断层形成机制断层形成机制 P17但是，两侧均匀受压并不是地质环境中最常见的情况。因此哈弗奈提出了三种附加应力状态。 三种附加应力状态均假设中间主应力轴呈水平状态，其共轭剪裂角约600，以最大主应力轴等分之。第一种附加应力状态第一种附加应力状态(图图6-45) 水平挤压力不仅自上而下逐渐增大，而且在同一水平面上，两端挤压力不等。图6-45所示为左端大于右端(由上图箭头长度表示)，计算出的最大与最小主应力迹

154、线绘于上图。下图显示了由附加应力形成的势断层分布区与应力太小不足以产生断层的稳定区。这里的势断层为两组倾角约300、倾向相反的逆冲断层，由于最大主应力轴的倾角各点不一，并且有向右增大趋势，所以倾向稳定区的一组逆冲断层的倾角自地表向下逐渐增大，但断层性质不变。125 断层形成机制断层形成机制 P18第二种附加应力状态第二种附加应力状态(图图6-46) 水平挤压力在水平方向上自水平挤压力在水平方向上自左至右呈指数递减，因而稳定左至右呈指数递减，因而稳定区远远大于势断层分布区，后区远远大于势断层分布区，后者局限于左端一狭窄地段。倾者局限于左端一狭窄地段。倾向稳定区的一组断层为陡倾斜向稳定区的一组断层

155、为陡倾斜逆断层，其倾角自地表向下显逆断层，其倾角自地表向下显著增大；另一组断层的倾角平著增大；另一组断层的倾角平缓，但倾向有变化，近地表为缓，但倾向有变化，近地表为倾向左端的低角度逆冲断层，倾向左端的低角度逆冲断层，向下逐渐转变为倾向稳定区的向下逐渐转变为倾向稳定区的缓倾斜正断层。缓倾斜正断层。126 断层形成机制断层形成机制 P19第三种附加应力状态第三种附加应力状态(图图6-47) 附加应力包括两种，一为作用在附加应力包括两种，一为作用在岩块底面上呈正弦曲线形状的垂岩块底面上呈正弦曲线形状的垂向力向力( (中图箭头所示中图箭头所示) )，一为沿岩，一为沿岩块底面作用的水平剪切力块底面作用的

156、水平剪切力( (上图底上图底面箭头所示面箭头所示) )。这种应力状态下形。这种应力状态下形成的势断层产状较复杂。在中央成的势断层产状较复杂。在中央稳定区的上部形成两组高角度的稳定区的上部形成两组高角度的正断层，每组断层的倾角都向深正断层，每组断层的倾角都向深部变陡。自中央稳定区向边缘，部变陡。自中央稳定区向边缘，断层倾角变缓，一组变成低角度断层倾角变缓，一组变成低角度正断层，另一组变成逆冲断层。正断层，另一组变成逆冲断层。127 断层形成机制断层形成机制 P20逆断层形成的构造背景逆断层形成的构造背景(1)(1)早于褶皱形成的逆断层早于褶皱形成的逆断层 图图11-611-6、11-7(11-7

157、(A)A)：在断层形成前在断层形成前地层未褶皱，水平挤压作用使水平地层产生逆断层这类断层地层未褶皱，水平挤压作用使水平地层产生逆断层这类断层的特征是：其中一段顺层面滑动，称断坪，另一段切层滑动，的特征是：其中一段顺层面滑动，称断坪，另一段切层滑动，称为断坡，断坪实际是顺层断层，断层标志不大明显称为断坡，断坪实际是顺层断层，断层标志不大明显( (图图1111，6)6)，断坪与断坡交替，使整个断层构成阶梯状。图，断坪与断坡交替，使整个断层构成阶梯状。图11-7(11-7(A)A)为早于为早于褶皱产生的沿剪裂面形成的逆断层。褶皱产生的沿剪裂面形成的逆断层。 128 断层形成机制断层形成机制 P21(

158、2)(2)由褶皱进一步发展而成的延由褶皱进一步发展而成的延伸逆断层伸逆断层( (图图11-711-7B)B)当水平挤压当水平挤压向一侧减弱时，褶皱倒向水平向一侧减弱时，褶皱倒向水平应力小的一侧，持续变形使倒应力小的一侧，持续变形使倒转翼拉薄，进而断开形成逆断转翼拉薄，进而断开形成逆断层这种断层常发育在造山带层这种断层常发育在造山带边缘强烈不对称褶皱的地带边缘强烈不对称褶皱的地带(3)(3)与褶皱同时发育的破裂逆断与褶皱同时发育的破裂逆断层（图层（图1 1l-7Cl-7C）脆性岩层在水平脆性岩层在水平挤压作用下形成开阔褶皱，同挤压作用下形成开阔褶皱，同时也很快出现破裂，形成一系时也很快出现破裂，

159、形成一系列在在剖面上列在在剖面上X X剪裂面基础上发剪裂面基础上发育起来的破裂逆断层，随着破育起来的破裂逆断层，随着破裂逆断层的发展，褶皱进一步裂逆断层的发展，褶皱进一步加强。加强。129 断层形成机制断层形成机制 P22逆冲推覆构造形成的构造背景：逆冲推覆构造形成的构造背景：（1 1）孔隙压力对逆冲推覆构造的形成的作用：巨大的推覆体）孔隙压力对逆冲推覆构造的形成的作用：巨大的推覆体之所以能够做长距离的运移，异常孔隙压力起了重要的作用之所以能够做长距离的运移，异常孔隙压力起了重要的作用当异常孔隙压力接近或等于推覆体总负荷压力时，推覆体当异常孔隙压力接近或等于推覆体总负荷压力时，推覆体即处于漂浮

160、状态，此时很小的推力即可使推覆体产生运移而即处于漂浮状态，此时很小的推力即可使推覆体产生运移而不破碎。大陆边缘快速堆积的年青沉积物可产生异常孔隙压不破碎。大陆边缘快速堆积的年青沉积物可产生异常孔隙压力：巨大推覆体也可使下伏岩层的适当部位产生异常孔隙压力：巨大推覆体也可使下伏岩层的适当部位产生异常孔隙压力；此外石膏的脱水作用也可以引起异常孔隙压力。力；此外石膏的脱水作用也可以引起异常孔隙压力。(2)(2)逆冲推覆构造的驱动力：对这个问题地质学家有各种不同逆冲推覆构造的驱动力：对这个问题地质学家有各种不同的假说和观点。早期认为水平挤压作用是逆冲推覆构造的基的假说和观点。早期认为水平挤压作用是逆冲推

161、覆构造的基本驱动力，即水平挤压力推动推覆体的后部使其向前运动。本驱动力，即水平挤压力推动推覆体的后部使其向前运动。130 断层形成机制断层形成机制 P23(3)(3)随着研究的不断深入，又提出作随着研究的不断深入，又提出作为体力的重力是引起推覆构造的基为体力的重力是引起推覆构造的基本推动力，即在地壳拉伸地带见有本推动力，即在地壳拉伸地带见有重力滑动的推覆作用造成的重力滑重力滑动的推覆作用造成的重力滑覆构造。重力滑覆构造的特点是，覆构造。重力滑覆构造的特点是，滑覆体的后部被正断层所切，或被滑覆体的后部被正断层所切，或被底部滑脱面所切底部滑脱面所切 图图11-8(11-8(A)A)。由于由于重力滑

162、动作用无法解释某些断层面重力滑动作用无法解释某些断层面不是向逆冲方向倾斜的情况，所以不是向逆冲方向倾斜的情况，所以又有学者提出了重力扩张的观点，又有学者提出了重力扩张的观点，并以模拟实验证明重力导生出的并以模拟实验证明重力导生出的侧向水平推动力的扩展作用产生逆侧向水平推动力的扩展作用产生逆冲断层，使推覆体的后部被更后面冲断层，使推覆体的后部被更后面的逆冲断层所切的逆冲断层所切 图图11-8(11-8(B)B)。此外此外还有因板块俯冲和碰撞挤压等造成还有因板块俯冲和碰撞挤压等造成逆冲推覆构造的观点。逆冲推覆构造的观点。131 断层形成机制断层形成机制 P24三、平移断层的成因分析三、平移断层的成

163、因分析( (一一) )平移断层的形成方式平移断层的形成方式(1)(1)由于侧向水平挤压，当由于侧向水平挤压，当 2 2直立时，顺平面直立时，顺平面X X剪裂面发育而成平剪裂面发育而成平移断层，规模可大可小，常为二组共轭发育，一组右行，一组左移断层，规模可大可小，常为二组共轭发育，一组右行，一组左行，与褶皱延伸方向一般斜交。行，与褶皱延伸方向一般斜交。(2)(2)不均匀的侧向挤压使不同部分的岩块在垂直于纵向逆断层和不均匀的侧向挤压使不同部分的岩块在垂直于纵向逆断层和褶皱枢纽方向上作不同程度的向前推移，因而在各部分岩块之间褶皱枢纽方向上作不同程度的向前推移，因而在各部分岩块之间形成走向垂直于逆断层

164、或褶皱枢纽的平移断层，这种断层一般规形成走向垂直于逆断层或褶皱枢纽的平移断层，这种断层一般规模不大。模不大。( (二二) )走滑断层的相关构造走滑断层的相关构造 大型平移断层即走滑断层，其两盘顺直立断层面相对水平滑大型平移断层即走滑断层，其两盘顺直立断层面相对水平滑动。走滑断层和兼具倾向滑动的走滑断层是相当普遍的，与走滑动。走滑断层和兼具倾向滑动的走滑断层是相当普遍的，与走滑断层相关的构造也是很重要的构造。断层相关的构造也是很重要的构造。132 断层形成机制断层形成机制 P25(1)(1)由于走滑断层面由于走滑断层面的弯曲，在弯曲部位的弯曲，在弯曲部位会产生挤压区和拉伸会产生挤压区和拉伸区。如

165、图区。如图11-911-9、11-11-1010在右行走滑断层在右行走滑断层A A处弯曲部位发生拉张，处弯曲部位发生拉张，形成断陷盆地和正断形成断陷盆地和正断层等张性构造：在右层等张性构造：在右行走滑断层的行走滑断层的B B处弯处弯曲部位发生挤压，形曲部位发生挤压，形成隆起断块和逆断层成隆起断块和逆断层等压性构造。等压性构造。133 断层形成机制断层形成机制 P26(2)(2)走滑断层弯曲并与次级断层交切处，形成复杂的挤压走滑断层弯曲并与次级断层交切处，形成复杂的挤压- -拉伸交拉伸交织带织带( (图图11-11)11-11)。走滑断层还常造成其一侧出现雁列式褶皱褶。走滑断层还常造成其一侧出现

166、雁列式褶皱褶皱轴与断层成小角度相交。多以背斜型式产出。随着远离断层，皱轴与断层成小角度相交。多以背斜型式产出。随着远离断层，褶皱逐渐减弱或倾伏褶皱逐渐减弱或倾伏( (图图11-12)11-12)。134 断层形成机制断层形成机制 P27(3)(3)两条走滑断层交切引起的挤压和两条走滑断层交切引起的挤压和拉伸：拉伸：当两条滑向相反的走滑断层相交，并在平面上切成楔状岩块时，若楔状断块向楔尖滑动，将引起挤压，反之；则引起拉仲(图11-13)；当两条滑向相同的走滑断层相交时，引起离散和聚敛，在聚敛处造成挤压，在离散处造成拉伸(图11-14)。(4)(4)走滑断层两侧的岩层常发生牵走滑断层两侧的岩层常发

167、生牵引式弧形弯曲。引式弧形弯曲。我国郯庐断裂南端大别山构造带的弧形弯曲可能也是这种牵引式弯曲。135 断层形成机制断层形成机制 P28（三）拉分盆地（三）拉分盆地 拉分盆地是走滑断层系中拉伸形成拉分盆地是走滑断层系中拉伸形成的断陷盆地其形状似菱形，盆地两侧的断陷盆地其形状似菱形，盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层拉长边为走滑断层，两短边为正断层拉分盆地规模变化很大，大者长百余公里，分盆地规模变化很大，大者长百余公里，宽数十公里，小者长数百米，宽仅数十宽数十公里，小者长数百米，宽仅数十米，一般窄而长。米，一般窄而长。 拉分盆地的形成可以是在两条走滑拉分盆地的形成可以是在两条走滑断层控制下发育

168、的，也可以是在一组雁断层控制下发育的，也可以是在一组雁列走滑断层控制下发育形成的列走滑断层控制下发育形成的( (图图11-15)11-15)。其宽度相对较稳定，取决于两条边界走其宽度相对较稳定，取决于两条边界走滑断层的间隔。我国南方的一些红盆地，滑断层的间隔。我国南方的一些红盆地，如江西于都如江西于都- -南丰断裂带上的某些红盆地，南丰断裂带上的某些红盆地，就具有明显的拉分性质。就具有明显的拉分性质。136 面理和线理面理和线理 概述概述 P1 相对于广义的面状构造和线状构造而言，本章讨论的面理和线理是指变形及变质岩石中常见的、在手标本或露头尺度上的透入性面状构造和线状构造。 所谓透入性构造是

169、指在一个地质体中均匀连续分布的构造。它反映了地质体整体发生了变形。 非透入性构造则是指那些仅仅产于地质体局部的构造，如断层面或节理面，变形主要集中在断层面或节理面及其附近，其间的岩块很少或没有受到变形。 透入性和非透入性的概念是相对于观察尺度而言的，图8-1的S2，在小型尺度上观察是透入性构造，而从微型尺度上去看就不具有透入性了。同样，某些节理和断层在小尺度范围是非透入性的，但从区域尺度观察，则是平行排列，均匀分布的断裂组，可以看作是透入性构造。137 P2138 面理和线理面理和线理 面理面理 P3面理又称面理又称叶理叶理或者或者剥理剥理，泛指岩石层中的小尺度透入性面状构，泛指岩石层中的小尺

170、度透入性面状构造。面理可由矿物组分的分层颗粒大小的变化显示出来，也可造。面理可由矿物组分的分层颗粒大小的变化显示出来，也可由近平行的不连续面、不等轴矿物或片状矿物的定向排列或某由近平行的不连续面、不等轴矿物或片状矿物的定向排列或某些显微构造组合所确定些显微构造组合所确定(图图8-2）。）。面理按其与岩石形成的时间关系分为原生面理和次生面理。沉积岩中的层理、岩浆岩中的流面为原生面理原生面理；次生次生面理面理包括变形、变质岩石中的各种劈理、片麻理、糜棱岩的流状构造等。本节主要本节主要讨论劈理。讨论劈理。139 面理和线理面理和线理 面理面理 P4劈理是指变形岩石中能沿次生密集平行排列的潜在劈理是指

171、变形岩石中能沿次生密集平行排列的潜在分裂面将岩石分割成无数薄板或薄片的面状构造。分裂面将岩石分割成无数薄板或薄片的面状构造。劈理在露头范围内是透入性的，在显微尺度上也具劈理在露头范围内是透入性的，在显微尺度上也具有明显的透入性。有明显的透入性。 劈理的基本微观特征之一是具有域构造，表现劈理的基本微观特征之一是具有域构造，表现为岩石中为岩石中劈理域劈理域和和微劈石微劈石相间平行排列相间平行排列( (图图8-3)8-3)。劈理域通常是由层状硅酸盐矿物劈理域通常是由层状硅酸盐矿物( (主要是云母主要是云母) )或不或不溶残余物富集成的平行或交织状的薄条带或薄膜组溶残余物富集成的平行或交织状的薄条带或

172、薄膜组成，故又称成，故又称云母域云母域或或薄膜域薄膜域。其中，原岩的组构被。其中，原岩的组构被强烈改造，矿物和矿物集合体的形态及晶格具有显强烈改造，矿物和矿物集合体的形态及晶格具有显著的优选方位。著的优选方位。 微劈石是夹于劈理域间的窄的平板状或透镜状微劈石是夹于劈理域间的窄的平板状或透镜状的岩片，亦称的岩片，亦称透镜域透镜域。因与劈理域相比，微劈石内。因与劈理域相比，微劈石内的石英相对富集，故又称的石英相对富集，故又称石英域石英域。微劈石与劈理域。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。它们之间的边界可以是截然的，也可以是渐变的。它们紧密相间，使岩石显示出纹理，正是劈理域内层状

173、紧密相间，使岩石显示出纹理，正是劈理域内层状硅酸盐矿物的定向排列使岩石具有潜在的可劈性。硅酸盐矿物的定向排列使岩石具有潜在的可劈性。一、劈理的结构一、劈理的结构140 面理和线理面理和线理 面理面理 P5二、劈理的类型二、劈理的类型 长期以来，劈理的分类和命名很不一致，多数人曾长期以来，劈理的分类和命名很不一致，多数人曾采用雷思采用雷思( (C.K.LeithC.K.Leith，1905)1905)或克尼尔或克尼尔( (J.L.KnillJ.L.Knill，1960)1960)的分类：即根据劈理的成因和结构将劈理划分为的分类：即根据劈理的成因和结构将劈理划分为流劈理、破劈理和滑劈理流劈理、破劈

174、理和滑劈理三种基本类型。这种分类认为，三种基本类型。这种分类认为，流劈理流劈理( (或板劈理或板劈理) )是由于岩石中矿物组分的平行排列而是由于岩石中矿物组分的平行排列而形成的劈理，破劈理是岩石中一组密集的剪裂面，与矿形成的劈理，破劈理是岩石中一组密集的剪裂面，与矿物组分的平行排列无关，滑劈理物组分的平行排列无关，滑劈理( (或应变滑劈理或应变滑劈理) )是切过是切过先存流劈理的差异性平行滑动面。先存流劈理的差异性平行滑动面。近年来的研究发现，近年来的研究发现，这三种劈理的形成方式与所赋予的术语与客观实际并不这三种劈理的形成方式与所赋予的术语与客观实际并不相。为此地质学者们渐渐地抛弃劈理分类中

175、的成因涵义，相。为此地质学者们渐渐地抛弃劈理分类中的成因涵义，而强调从几何结构来进行分类。而强调从几何结构来进行分类。 141 面理和线理面理和线理 面理面理 P6 鲍威尔鲍威尔( (C.Mea.PowellC.Mea.Powell，1979)1979)首次根据劈理的域构造分类。首次根据劈理的域构造分类。戴维斯戴维斯( (G.H.DavisG.H.Davis，1984)1984)又做了明确的阐述。首先根据劈理域又做了明确的阐述。首先根据劈理域的特征能识别的尺度，把劈理分为两大类：劈理域和微劈石可用的特征能识别的尺度，把劈理分为两大类：劈理域和微劈石可用肉眼鉴别的劈理称为肉眼鉴别的劈理称为不连续

176、劈理不连续劈理；若劈理域特征很细微，只有在；若劈理域特征很细微，只有在显微镜下才能分辨，则这种劈理称为显微镜下才能分辨，则这种劈理称为连续劈理连续劈理。进而根据矿物粒。进而根据矿物粒径的大小、劈理域的形态以及劈理域与径的大小、劈理域的形态以及劈理域与微微劈石的关系再细分。劈石的关系再细分。 板劈理板劈理 连续劈理连续劈理 千枚理千枚理劈理劈理 片理片理 带状褶劈理带状褶劈理 不连续劈理不连续劈理 褶劈理褶劈理 分割褶劈理分割褶劈理 间隔劈理间隔劈理 142 面理和线理面理和线理 面理面理 P7( (一一) )连续劈理连续劈理 连续劈理根据其粒度或域构连续劈理根据其粒度或域构造发育的程度再细分为

177、板劈理、造发育的程度再细分为板劈理、千枚理和片理。千枚理和片理。1.1.板劈理板劈理 板劈理是发育在细粒低级变板劈理是发育在细粒低级变质岩中的质岩中的透透入性面状构造以板入性面状构造以板岩中的板理最为典型。矿物粒径岩中的板理最为典型。矿物粒径一般小于一般小于0.20.2mmmm。板劈理使板岩板劈理使板岩具有良好的可劈性，可将岩石劈具有良好的可劈性，可将岩石劈成十分成十分平平整的薄板。整的薄板。 在显微尺度上，劈理域是由云母或绿泥石等层状硅酸盐富集成的薄膜或薄层在显微尺度上，劈理域是由云母或绿泥石等层状硅酸盐富集成的薄膜或薄层( (称为称为M M域域) )，宽约，宽约0.0050.005mmmm

178、，层状硅酸盐成平行面状或交织状排列，微劈石是由层状硅酸盐成平行面状或交织状排列，微劈石是由富石英，长石等浅色矿物的集合体组成富石英，长石等浅色矿物的集合体组成( (称为称为QFQF域域) )，呈板状或透镜状，宽约，呈板状或透镜状，宽约1-1-0.0.OlmmOlmm以下，夹在劈理域中平行劈理域排列以下，夹在劈理域中平行劈理域排列. .此外在缺少层状硅酸盐的变质岩此外在缺少层状硅酸盐的变质岩中，扁平状或长条状矿物成定向排列可形成无域构造的连续劈理。中，扁平状或长条状矿物成定向排列可形成无域构造的连续劈理。143 面理和线理面理和线理 面理面理 P82.2.片理：片理：是发育在中一高级变质岩中的透

179、入性面状构造。它与板劈理的区别是发育在中一高级变质岩中的透入性面状构造。它与板劈理的区别是结晶程度的差异。晶体的粒径大于是结晶程度的差异。晶体的粒径大于0.0.2mm2mm，一般在一般在1-101-10mmmm。片理使岩石裂开片理使岩石裂开程度不像板岩那样完美，但仍显著，常劈成透镜状或粗糙的板状。程度不像板岩那样完美，但仍显著，常劈成透镜状或粗糙的板状。 在复矿物组成的片岩中，片理的域构造十分明显，层状硅酸盐呈交织状绕在复矿物组成的片岩中，片理的域构造十分明显，层状硅酸盐呈交织状绕透镜状或平板状的长英质分布，具有组构连续、优选定向的特点透镜状或平板状的长英质分布，具有组构连续、优选定向的特点(

180、 (图图8-5)8-5)；另；另一种片理发育于粒状单矿岩一种片理发育于粒状单矿岩( (石英岩、大理岩石英岩、大理岩) )中，层状硅酸盐稀疏地分布，片中，层状硅酸盐稀疏地分布，片理主要以压扁、拉长的粒状矿物的连续平行排列而显示出来理主要以压扁、拉长的粒状矿物的连续平行排列而显示出来( (图图8-6)8-6)。144 面理和线理面理和线理 面理面理 P93.3.千枚理千枚理 千枚理的特征千枚理的特征介于板劈理与片理介于板劈理与片理之间之间( (图图8-7)8-7)。主。主要发育在富泥质的要发育在富泥质的千枚岩中，在露头千枚岩中，在露头上以柔和绚丽的丝上以柔和绚丽的丝绢光泽为主要特色。绢光泽为主要特

181、色。145 面理和线理面理和线理 面理面理 P10( (二二) )不连续劈理不连续劈理 不连续劈理以用肉眼能分清劈理域和微劈石为特征，不连续劈理以用肉眼能分清劈理域和微劈石为特征，再据微劈石的结构可分为两类再据微劈石的结构可分为两类: :褶劈理和间隔劈理。褶劈理和间隔劈理。1.1.褶劈理褶劈理: : 是由先存的连续劈理形成紧密相间、平行排列的微是由先存的连续劈理形成紧密相间、平行排列的微徽褶皱发展而来的，它以一定可见的间隔切过先存连续徽褶皱发展而来的，它以一定可见的间隔切过先存连续劈理为特征，其间隔大小为劈理为特征，其间隔大小为0.1-100.1-10mmmm，褶劈理面大致平褶劈理面大致平行于

182、微褶皱的轴面。微劈石常以石英、长石为主，其次行于微褶皱的轴面。微劈石常以石英、长石为主，其次是层状硅酸盐矿物，其中保存有先存连续劈理的微褶皱。是层状硅酸盐矿物，其中保存有先存连续劈理的微褶皱。劈理域常由微褶皱的翼部发展而来，富集有层状硅酸盐劈理域常由微褶皱的翼部发展而来，富集有层状硅酸盐或石墨，长英质矿物含量减少并变细。或石墨，长英质矿物含量减少并变细。 146 面理和线理面理和线理 面理面理 P11 褶劈理可进一步细分为褶劈理可进一步细分为带状褶劈理带状褶劈理和和分隔褶劈理分隔褶劈理，如图，如图8-88-8所示，劈理域边所示，劈理域边缘的层状硅酸盐矿物逐渐减少，与微劈石相过渡，并与微劈石内的

183、微褶皱一翼缘的层状硅酸盐矿物逐渐减少，与微劈石相过渡，并与微劈石内的微褶皱一翼相连，使劈理域与微劈石之间成渐变关系，似成带状，称作带状褶劈理。带状相连，使劈理域与微劈石之间成渐变关系，似成带状，称作带状褶劈理。带状褶劈理的劈理域较宽，域内的每一片层状硅酸盐矿物以小角度与劈理域的总方褶劈理的劈理域较宽，域内的每一片层状硅酸盐矿物以小角度与劈理域的总方位相交。当劈理域变得十分窄，并切截了徽劈石中的连续劈理时，使相邻的微位相交。当劈理域变得十分窄，并切截了徽劈石中的连续劈理时，使相邻的微劈石截然分开，则是分隔褶劈理劈石截然分开，则是分隔褶劈理( (图图8-9)8-9)。带状褶劈理到分隔褶劈理存在过渡

184、类。带状褶劈理到分隔褶劈理存在过渡类型。型。147 面理和线理面理和线理 面理面理 P122.2.间隔劈理间隔劈理 间隔劈理一般相当于过去所称的破劈理间隔劈理一般相当于过去所称的破劈理 图图8-10(8-10(A)A)在显微尺度上，多数间在显微尺度上，多数间隔劈理的细缝中充填着粘土等不溶残余物质，形成劈理域隔劈理的细缝中充填着粘土等不溶残余物质，形成劈理域 图图8-10(8-10(B)B)。同时还同时还发现，间隔劈理能使两侧层理产生错开发现，间隔劈理能使两侧层理产生错开( (除了劈理垂直层理的情况外除了劈理垂直层理的情况外) )。148 面理和线理面理和线理 面理面理 P13虽然这种错开使它好

185、似微断层，但它不虽然这种错开使它好似微断层，但它不是滑动面，其上没有擦痕和磨光面，如是滑动面，其上没有擦痕和磨光面，如有化石被劈理穿切，劈理域的两侧找不有化石被劈理穿切，劈理域的两侧找不到化石的对应部分，在另一侧常只遗留到化石的对应部分，在另一侧常只遗留化石的极小一部分化石的极小一部分( (图图8-11)8-11)，或完全被，或完全被溶蚀掉。这就说明，过去认为剪切破裂溶蚀掉。这就说明，过去认为剪切破裂形成的破劈理，实际上是压溶作用的不形成的破劈理，实际上是压溶作用的不溶残余堆积的劈理域。溶残余堆积的劈理域。 此外，在变质砂岩与板岩互层中，变质砂岩中的间隔劈理与板岩中的板劈理此外，在变质砂岩与板

186、岩互层中，变质砂岩中的间隔劈理与板岩中的板劈理( (或褶劈理或褶劈理) )相互过渡，这也说明这两类劈理在成因上有一定的联系。为了避免相互过渡，这也说明这两类劈理在成因上有一定的联系。为了避免对其成因上的混淆，目前越来越多的地质学家巳趋向废弃破劈理这一术语，而对其成因上的混淆，目前越来越多的地质学家巳趋向废弃破劈理这一术语，而采用间隔劈理。采用间隔劈理。 间隔劈理由一系列平行状到交织状的、缝合线状到平面状的细缝组成，常间隔劈理由一系列平行状到交织状的、缝合线状到平面状的细缝组成，常为粘土质或炭质所占据劈理域一般较窄，间隔宽窄不一，常在几毫米至几厘为粘土质或炭质所占据劈理域一般较窄，间隔宽窄不一，

187、常在几毫米至几厘米之间典型的间隔劈理发育在产生褶皱变形而未变质的沉积岩中，尤其是不米之间典型的间隔劈理发育在产生褶皱变形而未变质的沉积岩中，尤其是不纯石灰岩和泥岩中。纯石灰岩和泥岩中。149 面理和线理面理和线理 面理面理 P14三、劈理的应变意义：三、劈理的应变意义：有限应变测量表明，劈理一般垂直于最大压缩方有限应变测量表明，劈理一般垂直于最大压缩方向，平行于压扁面，即平行于应变椭球体的向，平行于压扁面，即平行于应变椭球体的XYXY主应变面。主应变面。 在变形岩石中，绝大多数的劈理与褶皱同期发育。劈理大致平行于褶皱在变形岩石中，绝大多数的劈理与褶皱同期发育。劈理大致平行于褶皱轴面轴面( (图

188、图8-12)8-12)。在强岩层。在强岩层( (如砂岩如砂岩) )与弱岩层与弱岩层( (如板岩如板岩) )组成的褶皱中，强岩层组成的褶皱中，强岩层中的劈理常成向背斜核部收敛的扇形，弱岩层中的劈理则成向背斜转折端收中的劈理常成向背斜核部收敛的扇形，弱岩层中的劈理则成向背斜转折端收敛的反扇形敛的反扇形( (图图8-13)8-13)。150 面理和线理面理和线理 面理面理 P15在强弱岩层相间的褶皱的岩系中，劈理以在强弱岩层相间的褶皱的岩系中，劈理以不同角度与层理面相交，形成劈理的折射不同角度与层理面相交，形成劈理的折射现象现象( (图图8-14)8-14)，或在同一层内因岩性变化，或在同一层内因岩

189、性变化出现劈理的弯曲出现劈理的弯曲( (图图8-15)8-15)。紧闭褶皱中，。紧闭褶皱中，劈理与轴面几乎一致，与褶皱两翼近于平劈理与轴面几乎一致，与褶皱两翼近于平行，仅在转折端劈理与层理大角度相交或行，仅在转折端劈理与层理大角度相交或近于垂直，表明劈理垂直于最大压缩方向。近于垂直，表明劈理垂直于最大压缩方向。 151 面理和线理面理和线理 面理面理 P16在断裂带内及其近邻两盘岩石中也可以发育在断裂带内及其近邻两盘岩石中也可以发育各种劈理，这些劈理是在断层形成和运动过各种劈理，这些劈理是在断层形成和运动过程中产生的，与断层面斜交程中产生的，与断层面斜交( (图图8-16)8-16)。在韧。在

190、韧性剪切带内矿物或矿物集合体的优选方向平性剪切带内矿物或矿物集合体的优选方向平行剪切带内的应变椭球体的行剪切带内的应变椭球体的w w面而形成面理，面而形成面理，与韧性剪切带的边界成斜交或近平行与韧性剪切带的边界成斜交或近平行( (图图8-8-17)17)。 152 面理和线理面理和线理 面理面理 P17说明劈理垂直于最大的压缩方向还有很多说明劈理垂直于最大的压缩方向还有很多证据。如含有化石的板岩中，层面上平行证据。如含有化石的板岩中，层面上平行劈理迹线方向的化石形体比未变形的要窄，劈理迹线方向的化石形体比未变形的要窄，而垂直于劈理迹线方向的化石比未变形的而垂直于劈理迹线方向的化石比未变形的要宽

191、得多要宽得多( (图图8-18)8-18)。 虽然大多数劈理垂直于最大压虽然大多数劈理垂直于最大压缩方向，并平行于应变椭球体缩方向，并平行于应变椭球体的的XYXY主应变面，但不能排除劈主应变面，但不能排除劈理的发育与剪切应变有关的现理的发育与剪切应变有关的现象。如韧性剪切带中具有劈理象。如韧性剪切带中具有劈理特征的糜棱岩面理，就是在剪特征的糜棱岩面理，就是在剪应变作用下矿物平行剪切方向应变作用下矿物平行剪切方向定向排列形成的。另如北京西定向排列形成的。另如北京西山磁家务一带顺层韧性剪切带山磁家务一带顺层韧性剪切带中寒武系板岩的压扁退色斑中寒武系板岩的压扁退色斑( (相相当于压扁的应变椭球体当于

192、压扁的应变椭球体) )，其压，其压扁面或长轴与板劈理面约成扁面或长轴与板劈理面约成5 50 0- -3 30 0的极小交角，表明板劈理与应的极小交角，表明板劈理与应变椭球体的变椭球体的XYXY主应变面不完全主应变面不完全平行，而与剪切应变面有一定平行，而与剪切应变面有一定的关系。的关系。153 面理和线理面理和线理 面理面理 P18四、劈理的形成四、劈理的形成 长期以来，基于劈理的应变意义和有关的实验研究，长期以来，基于劈理的应变意义和有关的实验研究，对劈理形成的经典解释是根据变形时体积不变的原则，对劈理形成的经典解释是根据变形时体积不变的原则，即认为是原岩在压扁作用下由矿物组分的机械旋转、即

193、认为是原岩在压扁作用下由矿物组分的机械旋转、矿物的定向结晶或沿着紧密间隔裂隙状的不连续面的矿物的定向结晶或沿着紧密间隔裂隙状的不连续面的简单剪切变形而成虽然这些机制中的每一种对劈理简单剪切变形而成虽然这些机制中的每一种对劈理形成都可能有作用，但它们不能充分地解释域构造的形成都可能有作用，但它们不能充分地解释域构造的形成。近年来的研究认为，劈理的形成与压溶作用引形成。近年来的研究认为，劈理的形成与压溶作用引起母岩中物质迁移关系最为密切的缩短作用及体积损起母岩中物质迁移关系最为密切的缩短作用及体积损耗有关。将劈理形成可能机制概括如下。耗有关。将劈理形成可能机制概括如下。154 面理和线理面理和线理

194、 面理面理 P19( (一一) )机械旋转：机械旋转：早在早在18561856年，索尔比年，索尔比( (H.Corby)H.Corby)根据板岩的岩石学研究和粘土的压缩实验提出根据板岩的岩石学研究和粘土的压缩实验提出云母等片状矿物的旋转与刚性颗粒在塑性流动基质中旋转一样，一直旋转到与云母等片状矿物的旋转与刚性颗粒在塑性流动基质中旋转一样，一直旋转到与压缩垂直的平面上。之后，地质学家又通过云母与食盐颗粒混合物加压实验证压缩垂直的平面上。之后，地质学家又通过云母与食盐颗粒混合物加压实验证明，云母片受压而旋转，云母及食盐颗粒均趋于平行挤压应变面，构成新的优明，云母片受压而旋转，云母及食盐颗粒均趋于平

195、行挤压应变面，构成新的优选方位选方位( (图图8-19)8-19)，从而可利用机械旋转机制来解释板劈理的形成。，从而可利用机械旋转机制来解释板劈理的形成。虽然这种机制能虽然这种机制能解释板劈理中云解释板劈理中云母的定向排列，母的定向排列，但不能解释劈理但不能解释劈理域中的云母为何域中的云母为何如此富集，而且如此富集，而且也不能解释劈理也不能解释劈理域中扁圆状或透域中扁圆状或透镜状石英的存在。镜状石英的存在。155 面理和线理面理和线理 面理面理 P20( (二二) )重结晶作用重结晶作用 定向重结晶作用能使颗定向重结晶作用能使颗粒改变成长条状或扁平状粒改变成长条状或扁平状( (图图8-20)8

196、-20)，这在单矿物岩无域构，这在单矿物岩无域构造的连续劈理中尤为明显，造的连续劈理中尤为明显，如大理岩中的连续劈理即是如大理岩中的连续劈理即是方解石定向重结晶形成的方解石定向重结晶形成的( (图图8-6)8-6)，石英岩中的劈理则是，石英岩中的劈理则是由定向次生加大的石英和胶由定向次生加大的石英和胶结物定向重结晶的云母所组结物定向重结晶的云母所组成。此外，板岩中的云母或成。此外，板岩中的云母或层状硅酸盐层状硅酸盐(001)(001)面的定向排面的定向排列是垂直最大压缩方向生长列是垂直最大压缩方向生长的结果。同时，由于云母的的结果。同时，由于云母的定向生长，可能促使其中的定向生长，可能促使其中

197、的石英等矿物成长条状或扁平石英等矿物成长条状或扁平状，故使石英等矿物具有形状，故使石英等矿物具有形态上的优选方向，从而解释态上的优选方向，从而解释了劈理的形成。了劈理的形成。 定向重结晶作用与机械旋转一样，定向重结晶作用与机械旋转一样，都不足以解释板劈理域构造的形成，也都不足以解释板劈理域构造的形成，也不能解释板劈理的劈理域中石英、长石不能解释板劈理的劈理域中石英、长石颗粒强烈变细的事实。颗粒强烈变细的事实。156 面理和线理面理和线理 面理面理 P21( (三三) )压溶作用压溶作用 自从70年代以来，人们对劈理进行了大量的研究。许多学者都认识到岩石通过压溶作用而达到的压扁作用是劈理形成的重

198、要因素。压溶作用发生在垂直最大压缩方向的颗粒的边界上或层的界面上，并不断地沿此方向推进，溶解出的物质向低应力区迁移和堆积(图8-21)，如板岩中的石英、长石在垂直最大压缩方向上被溶解，使其颗粒或石英集合体变成透镜状或长条状的微劈石。溶解出的物质迁移至低应力区沉淀，形成须状增生、同构造脉及压力影(图8-21)，岩石中的枯土或云母等不溶残余便相对富集，云母等片状矿物在应力作用下递进旋转而定向排列，形成劈理域因此，压溶作用较合理地解释了板劈理域构造的形成及其特征。 157 面理和线理面理和线理 面理面理 P22 同样，压溶作用也能较好地解释褶劈理的形成(图8-22)。先存的连续劈理在顺层或与层斜交的

199、缩短作用下，发生纵弯褶皱作用形成微褶皱当应变状态所需的缩短量超过了只凭褶皱所能达到的量时，岩石开始由压溶作用使物质溶失而缩短沿着褶皱翼部易溶的浅色长英质被溶失，云母或层状硅酸盐的不溶残余相对富集，形成劈理域。微褶皱的转折端相对富集了粒状的石英和长石等浅色矿物。又因微褶皱翼部溶解出的物质迁移到转折端，在那里使石英等矿物次生加大，形成富石英的微劈石。随着递进变形中压扁作用的加强，垂直于最大缩短方向的强烈的压溶作用可以使褶皱翼部中可溶物质全部溶掉，使徽劈石中的连续劈理被断层似地截断，与劈理域截然相接，形成分隔褶劈理(图8-22)。158 面理和线理面理和线理 面理面理 P23 综上所述，绝大多数劈理

200、的形成与构造综上所述，绝大多数劈理的形成与构造变形所引起的压溶作用等各种机制有着密切变形所引起的压溶作用等各种机制有着密切关系。但是，不能排除未固结沉积物可能由关系。但是，不能排除未固结沉积物可能由于压实作用形成板劈理，或由于深埋在地下于压实作用形成板劈理，或由于深埋在地下的岩石因的岩石因“负荷变质负荷变质”而形成连续劈理这而形成连续劈理这些劈理常显示出与层理一致的现象，多为区些劈理常显示出与层理一致的现象，多为区域性顺层劈理。域性顺层劈理。 159岩浆岩体构造岩浆岩体构造 概述概述 P1 岩浆岩是组成地壳的三大类岩石之一，约占地壳总岩浆岩是组成地壳的三大类岩石之一，约占地壳总重量的重量的65

201、%(65%(变质岩为变质岩为2626，沉积岩为，沉积岩为9%)9%)。研究岩浆岩。研究岩浆岩区构造不仅要阐明岩浆岩区的构造特征及其历史，而且区构造不仅要阐明岩浆岩区的构造特征及其历史，而且还是研究地壳结构和演化的一个重要方面。同时岩浆岩还是研究地壳结构和演化的一个重要方面。同时岩浆岩和岩浆岩体的构造与许多内生矿床密切相关，因而研究和岩浆岩体的构造与许多内生矿床密切相关，因而研究岩浆岩体的构造能为寻找和勘探内生矿床指明方向岩浆岩体的构造能为寻找和勘探内生矿床指明方向( (有有些岩浆岩本身就是很好的建筑材料些岩浆岩本身就是很好的建筑材料) )。岩浆岩体构造主要包括：岩浆岩体构造主要包括：岩浆岩体形

202、成过程中所产生的各种构造及其形成后的岩浆岩体形成过程中所产生的各种构造及其形成后的各种变形构造；各种变形构造；岩浆岩体的侵位方式及其主要的构造特征。岩浆岩体的侵位方式及其主要的构造特征。160岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P2 岩浆岩体的构造是指岩浆由流动、侵位到逐岩浆岩体的构造是指岩浆由流动、侵位到逐渐冷凝固结成岩过程中所产生的构造，以及岩渐冷凝固结成岩过程中所产生的构造，以及岩浆岩体形成后在区域构造应力作用下所产生的浆岩体形成后在区域构造应力作用下所产生的构造。传统将前者称为岩浆岩的构造。传统将前者称为岩浆岩的原生构造原生构造，称，称后者为岩浆岩的后者为岩浆岩的次生构

203、造次生构造。岩浆岩的原生构造又可人为划分出两种类型：岩浆岩的原生构造又可人为划分出两种类型：岩浆流动阶段形成的原生流动构造岩浆流动阶段形成的原生流动构造; ;岩浆冷凝固化阶段形成的原生破裂构造。岩浆冷凝固化阶段形成的原生破裂构造。 161岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P2 长期以来，人们把岩浆岩的原生流动构造只长期以来，人们把岩浆岩的原生流动构造只简单地限于岩浆呈液态流动而形成的构造，实简单地限于岩浆呈液态流动而形成的构造，实际上岩浆在向上运移侵位过程中，可以是液态，际上岩浆在向上运移侵位过程中，可以是液态，也可以是半塑性或塑性状态。它们在岩浆活动也可以是半塑性或塑性状态

204、。它们在岩浆活动的动力作用和区域应力作用下，可形成流动构的动力作用和区域应力作用下，可形成流动构造和塑性变形构造，即线状流动构造，面状流造和塑性变形构造，即线状流动构造，面状流动构造与线理、面理。因此人们渐渐地避免使动构造与线理、面理。因此人们渐渐地避免使用岩浆的用岩浆的“原生构造原生构造”和和“次生构造次生构造”的术语，的术语，而采用流动构造和变形构造。而采用流动构造和变形构造。162岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P3一、侵入岩体的构造一、侵入岩体的构造 ( (一一) )侵入岩体的流动构造侵入岩体的流动构造： 当岩浆呈熔融状，其内部含有少量较早结当岩浆呈熔融状，其内部含

205、有少量较早结晶的相对刚性的矿物晶的相对刚性的矿物( (如长石和镁铁质斑晶如长石和镁铁质斑晶) )，或含析离体或捕虏体，它们呈悬浮状，因发生或含析离体或捕虏体，它们呈悬浮状，因发生旋转而呈定向排列，形成流动构造。这些矿物旋转而呈定向排列，形成流动构造。这些矿物一般具有较好的自形习性，其周围为非定向排一般具有较好的自形习性，其周围为非定向排列的等轴状矿物，矿物晶体内均未发生变形。列的等轴状矿物，矿物晶体内均未发生变形。流动构造包括线状流动构造和面状流动构造。流动构造包括线状流动构造和面状流动构造。163岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P41.1.线状流动构造线状流动构造: :

206、又称流线它是由柱状、针又称流线它是由柱状、针状、板状矿物，如角闪石、辉石、状、板状矿物，如角闪石、辉石、长石等的平行定向排列而成的线长石等的平行定向排列而成的线状构造，也可以是由暗色矿物凝状构造，也可以是由暗色矿物凝聚而成的纺缍状析离体或长条状聚而成的纺缍状析离体或长条状捕虏体等顺长轴定向排列而构成捕虏体等顺长轴定向排列而构成( (图图9-1)9-1)。 流线的形成与因岩浆在流动流线的形成与因岩浆在流动过程中不同部位的流速不同而产过程中不同部位的流速不同而产生的差异流动有关，所以流线的生的差异流动有关，所以流线的方向在一定程度上反映了岩浆相方向在一定程度上反映了岩浆相对流动方向，但不能指示岩浆

207、流对流动方向，但不能指示岩浆流动的绝对方向。流线多发育于侵动的绝对方向。流线多发育于侵入岩体的边缘和顶部。入岩体的边缘和顶部。164岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P52.2.面状流动构造面状流动构造面状流动构造又称流面。它是由片状、板状及柱状等面状流动构造又称流面。它是由片状、板状及柱状等矿物，如云母、角闪石、长石等，以及扁平状的析离矿物，如云母、角闪石、长石等，以及扁平状的析离体、捕虏体，在岩浆流动过程中平行排列而形成的面体、捕虏体，在岩浆流动过程中平行排列而形成的面状构造状构造( (图图9-1)9-1)。属于面状流动构造的还有带状流动构。属于面状流动构造的还有带状流动

208、构造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或由于矿物造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或由于矿物分离集中形成浅色与暗色岩石条带的互层，犹如层理。分离集中形成浅色与暗色岩石条带的互层，犹如层理。因此，也有人称这种构造为因此，也有人称这种构造为“假层理假层理”。“假层理假层理”常见于基性、超基性侵入岩体中。常见于基性、超基性侵入岩体中。 165岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P6 流面的形成与岩浆的层流有关。侵入体边缘，由于流动的岩流面的形成与岩浆的层流有关。侵入体边缘，由于流动的岩浆与固体围岩之间的摩擦作用，使岩浆流动面大致平行于接触面，浆与固体围岩之间的摩擦作用，使岩浆流动面

209、大致平行于接触面，因此，有利于流面的形成，其方位也大致地平行于接触面。在侵因此，有利于流面的形成，其方位也大致地平行于接触面。在侵入岩体的顶部，岩浆自下而上运动形成的挤压力迫使片状或板状入岩体的顶部，岩浆自下而上运动形成的挤压力迫使片状或板状矿物及析离体、捕虏体的扁平面等转动至与挤压力垂直的方位呈矿物及析离体、捕虏体的扁平面等转动至与挤压力垂直的方位呈定向排列，形成岩体顶部的流面。侵入岩体的中心部位，由于岩定向排列，形成岩体顶部的流面。侵入岩体的中心部位，由于岩浆的紊乱流动而不利于流面的发育。流面大致平行于岩体与围岩浆的紊乱流动而不利于流面的发育。流面大致平行于岩体与围岩的接触面，根据流面产状

210、可基本恢复接触面形态和产状。的接触面，根据流面产状可基本恢复接触面形态和产状。 同一侵入岩体内，流面与流线并非同等发育。流线与流面可同一侵入岩体内，流面与流线并非同等发育。流线与流面可以单独发育，也可以同时出现。当流面与流线同时出现时，流线以单独发育，也可以同时出现。当流面与流线同时出现时，流线必须位于流面上。在不同侵入岩体中，流动构造的发育程度差别必须位于流面上。在不同侵入岩体中，流动构造的发育程度差别很大，如在超基性岩、基性岩和碱性岩中流动构造比较发育，而很大，如在超基性岩、基性岩和碱性岩中流动构造比较发育，而在花岗岩中流动构造发育较差；浅成的、小型的侵入岩体中流动在花岗岩中流动构造发育较

211、差；浅成的、小型的侵入岩体中流动构造一般比大型侵入岩体中的发育，这可能与岩浆的侵位方式、构造一般比大型侵入岩体中的发育，这可能与岩浆的侵位方式、岩浆的流变性质等因素有关。岩浆的流变性质等因素有关。166岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P7( (二二) )侵入岩体的塑性变形构造侵入岩体的塑性变形构造 岩浆在产生、发展和侵位过程中的物理状态总是变化的。早期阶段岩浆可能是液态，晚期阶段，特别是侵位阶段，岩浆巳变成塑性状态。现在所见到的岩浆岩的定向构造大多是岩浆处于塑性状态下发生变形的结果。伯格尔(A.R.Berger)和皮切尔(W.S.Pitcher,1972)对多内加尔花岗岩基

212、进行研究后发现，该岩基中的定向构造以及规则条带构造中的矿物有晶体变形现象，而且它们都切割了岩体的岩性界线、接触带以及早期岩墙等，说明它们是在应力作用下塑性变形的产物。为此他们把流线改称为线理，把流面改称为面理，即认为原生构造为变形构造。自此以后，关于流动构造的认识便出现了两种根本对立的观点，目前尚未达到共识。 线理由长轴状矿物或捕虏体等的长轴方向定向排列而成。面线理由长轴状矿物或捕虏体等的长轴方向定向排列而成。面理由云母碎片状矿物、压扁的石英和长石等定向排列而成，其上理由云母碎片状矿物、压扁的石英和长石等定向排列而成，其上还发育有扁平状的捕虏体等，其扁平面的平行排列也显示出面理。还发育有扁平状

213、的捕虏体等，其扁平面的平行排列也显示出面理。线理、面理线理、面理与与流线、流面流线、流面最大的区别在于组成线理、面理的矿物最大的区别在于组成线理、面理的矿物多数发生了晶体的塑性变形，多数发生了晶体的塑性变形，如长石和云母的波状消光或扭折，如长石和云母的波状消光或扭折，石英呈透镜状或带状的亚颗粒集合体。石英呈透镜状或带状的亚颗粒集合体。167岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P8侵入岩体的面理和线理主要发育于岩体的边缘和顶部。在一些深成岩体(如岩基之类)的边缘，除发育面理、线理外，还发育片麻岩带或靡棱岩带。片麻岩带呈带状分布，从岩体边缘向中心，片麻状结构逐渐减弱以致消失。片麻岩

214、的片麻理与片理化围岩的片理一般近于平行(图9-2)。片麻岩中的矿物常具有塑性变形的特征。糜梭岩带与片麻岩带极为相似，亦分布在岩体的边缘，如北京房山花岗岩体的西北缘，发育有长约6km、宽数百米的弧形粗(初)糜梭岩带，使岩石具片麻状构造。168岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P9目前，多数人认为侵入岩体的面理和线理、岩体边缘的片麻岩带或糜梭岩带是岩浆在侵位过程中尚未完全固结前形成的。每当岩体边缘巳开始结晶成壳，但仍处于塑性或半塑性状态时，岩体周边的围岩受热也处于相似状态，但岩体内部则仍为炽热的熔融体。这时在岩浆强力侵位或气球膨胀作用下，产生了垂直岩体四壁的向外挤压力和岩浆向浅部

215、运移时对围岩的运动面所形成的剪切力(图9-3)。在这两种力的共同作用下，使处于塑性或半塑性状态的岩体边缘的岩浆发生变形，致使矿物和捕虏体等被压扁拉长，形成定向排列，构成线理、面理、片麻理等。同时，使围岩接触带也形成片理，两者都平行于接触面，构成一种协调关系。169岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P10( (三三) )侵入岩体的破裂构造侵入岩体的破裂构造: :是指岩浆冷凝阶段形成的破裂构造。克鲁斯(H.Cloos，1922)在研究花岗岩体破裂构造时，根据破裂构造与流动构造的相互关系，将破裂构造作如下划分：(1)横节理：又称Q节理，节理面垂直于流线和流面，裂面粗糙，常呈张开状，

216、并常被岩脉、矿脉充填，可能多属张节理性质(图9-4Q)。(2)纵节理：又称S节理，节理面垂直于流面，平行于流线，倾斜较陡(图9-4S)。(3)层节理：又称L节理，节理面平行于流线和流面，其形成可能与垂直于接触面方向的冷缩作用有关，因面可能属张节理性质(图9-4L)。(4)斜节理：又称D节理，是与流线，流面都斜交的两组共轭剪切节理(图9-4STR)。该类节理常切割较早的横节理，纵节理及层节理。170岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P11(5)边缘张节理：发育于侵入岩体的边缘，以中等倾角向侵入岩体中心倾斜，常切割接触面又伸进围岩，总体呈雁行排列，并常被岩脉所充填(图9-5)。这

217、种节理的性质及方位与侵入岩浆对围岩的简单剪切有关(6)边缘逆断层：位于侵入岩体陡倾的接触带，断面向岩体中心倾斜，产状平缓，由岩体内部向围岩逆冲，呈叠瓦状排列，断面常伸入围岩之中(图9-5)。其成因不甚清楚，一种可能是由岩浆与围岩壁之间的上、下剪切作用面产生的一组剪裂面进一步发展而成，断层面倾角应较陡峻，另一种可能是由先期形成的边缘张节理经岩浆向上继续流动冲挤发展而成的。171岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P12 关于侵入岩体的破裂构造，自克鲁斯在关于侵入岩体的破裂构造，自克鲁斯在2020年代提年代提出以来，曾被许多构造地质学家所接受。但是，近十出以来，曾被许多构造地质学家

218、所接受。但是，近十年来对花岗岩体的构造研究发现，花岗岩体中的流面年来对花岗岩体的构造研究发现，花岗岩体中的流面和流线并不总是明显的，如果花岗岩体中流面、流线和流线并不总是明显的，如果花岗岩体中流面、流线不能确定，当然无从确定不能确定，当然无从确定Q Q、S S，L L等节理。因此，有等节理。因此，有人对克鲁斯的侵入岩体的破裂构造理论提出不同看法，人对克鲁斯的侵入岩体的破裂构造理论提出不同看法，即侵入岩体的破裂构造可能是由岩浆侵位过程中隆起即侵入岩体的破裂构造可能是由岩浆侵位过程中隆起作用和剥蚀释重造成的。这样看来，岩浆岩的破裂构作用和剥蚀释重造成的。这样看来，岩浆岩的破裂构造与面理、线理、片麻

219、理等均是岩浆动力学与区域构造与面理、线理、片麻理等均是岩浆动力学与区域构造变形作用统一发展演化的结果。造变形作用统一发展演化的结果。 172岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P13二、喷出岩体构造二、喷出岩体构造1.1.流纹构造流纹构造 流纹构造是由不同颜色的流纹构造是由不同颜色的矿物、拉长的气孔或结晶的不矿物、拉长的气孔或结晶的不均匀性所显示出的条纹均匀性所显示出的条纹( (图图9-9-6)6)。常见于中、酸性熔岩中。常见于中、酸性熔岩中。它的形成主要与上、下层熔岩它的形成主要与上、下层熔岩差异流动造成顺履熔岩流动的差异流动造成顺履熔岩流动的剪切作用有关。流纹构造只能剪切作

220、用有关。流纹构造只能指示熔岩流动面的位置，但不指示熔岩流动面的位置，但不能指示熔岩流动的方向。能指示熔岩流动的方向。 173岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P142 2流面和流线流面和流线 熔岩的流面是由片状，板状矿物、斑晶及火山灰流的晶屑定向排列组成的，通常在具流纹构造的熔岩或熔结凝灰岩中出现，流面产状大致反映出熔岩流动面的产状，但不能指示流动方向。 流线由针状、柱状矿物及火山灰流的晶屑或岩屑定向排列而成，其形成方式与侵入岩体流线的形成方式完全相同，流纹能指示熔岩相对流动方向。3 3绳状构造绳状构造 熔岩表面呈绳索状扭曲的构造称为绳状构造。绳状构造是处于炽热塑性状态熔岩的

221、上部表面薄壳受到下部熔岩流动的影响而发生拖拉和卷扭的结果，一般呈弧形，弧顶指向流动方向，常见于粘度小、气体少、温度高、凝固慢的基性熔岩的表面，如黑龙江五大莲池玄武熔岩中就广泛发育典型的蝇状构造(图9-7)。174岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P154.4.枕状构造：枕状构造： 常见于海底喷发的基性熔岩中。单个岩枕的底面较平或微向上凹，顶面上凸，形如枕头，故称忱状构造(图9-8)。枕状构造表面常形成玻璃质薄壳，中心部分结晶较好，边缘常见放射状微晶及气孔带，断面具放射状或同心圆状龟裂。如果几层岩枕相叠，则上层岩枕的底面形态为下层岩枕顶面形态的铸型，因此，忱状构造沿层分布的现象

222、可以作为指示熔岩层的标志。175岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P165.5.柱状节理柱状节理 柱状节理一般垂直于熔岩的流动层面或火山管道璧，主要发育于产状平缓的火山岩内(图9-9)。柱状节理的横截面通常呈六边形，但亦有四边形、五边形或七边形的，柱状节理围限的岩柱直径一般几厘米至几米。柱状节理的形成与熔岩冷凝收缩有关。因此，柱状节理面垂直于火山岩的冷凝面。据此，柱状节理产状(可以确定熔岩流动面和岩体的产状。柱状节理常见于玄武岩质及安山玄武岩质熔岩流中，还可以发育在火山灰流中，也可以在超浅成岩体中见到。176岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P17 三、岩浆

223、岩体的次生构造三、岩浆岩体的次生构造 岩浆岩体形成后，由于地壳运动或区域应力作用，岩浆岩体岩浆岩体形成后，由于地壳运动或区域应力作用，岩浆岩体发生变形，形成新的构造。长期以来，人们称这种构造为次生构发生变形，形成新的构造。长期以来，人们称这种构造为次生构造，目前，更多的人称之为变形构造。造，目前，更多的人称之为变形构造。 岩体形成后的变形是围岩和岩体一起发生的褶皱和断层，它岩体形成后的变形是围岩和岩体一起发生的褶皱和断层，它们由岩体内的流面、流线，面理及岩等的弯曲或错开显示出来，们由岩体内的流面、流线，面理及岩等的弯曲或错开显示出来，其特征和研究方法与在沉积岩和变质岩中的研究方法相似。由于其特

224、征和研究方法与在沉积岩和变质岩中的研究方法相似。由于侵入岩体的岩性均一，缺少像沉积岩那样的成层性，故在识别岩侵入岩体的岩性均一，缺少像沉积岩那样的成层性，故在识别岩体中的褶皱时，不能称作背斜和向斜，而应称为背形和向形。这体中的褶皱时，不能称作背斜和向斜，而应称为背形和向形。这些背形和向形规模一般较小，形态较开阔。些背形和向形规模一般较小，形态较开阔。例如，山东玲珑花岗例如，山东玲珑花岗岩体中发育的一系列斜列的小褶皱是以剪节理面为褶皱面而呈现岩体中发育的一系列斜列的小褶皱是以剪节理面为褶皱面而呈现出来的。出来的。又如，河南西峡洋琪沟超基性岩体的微型褶皱是岩体的又如，河南西峡洋琪沟超基性岩体的微型

225、褶皱是岩体的流层发生弯而形成的，其褶皱面是纯橄榄岩流层发生弯而形成的，其褶皱面是纯橄榄岩“层层”和透辉岩和透辉岩“层层”的流层层面。的流层层面。 177岩浆岩体构造岩浆岩体构造 岩浆岩体构造岩浆岩体构造 P18 岩浆岩体形成后，构造变动形成的节理和断层的特征和岩浆岩体形成后，构造变动形成的节理和断层的特征和识别标志与一般的节理和断层基本相同。但是，由于缺少识别标志与一般的节理和断层基本相同。但是，由于缺少层序，难以看出断层造成的错动、重复和缺失现象。在地层序，难以看出断层造成的错动、重复和缺失现象。在地质填图过程中，如不注意，常被遗漏，给人以岩浆岩体内质填图过程中，如不注意，常被遗漏，给人以岩

226、浆岩体内构造较简单的假象。实际上，岩浆岩体中的断裂构造也是构造较简单的假象。实际上，岩浆岩体中的断裂构造也是很发育的。很发育的。 岩浆岩体，特别是花岗岩体，是比较均一的、连续的、岩浆岩体，特别是花岗岩体，是比较均一的、连续的、坚硬的块状地质体，因此，形成的断裂面往住很平直，无坚硬的块状地质体，因此，形成的断裂面往住很平直，无论是在走向上或倾向上变化都不大，常由两组或多组断裂论是在走向上或倾向上变化都不大，常由两组或多组断裂组合成网格状。如断层延伸较长，则可同时穿过岩体和围组合成网格状。如断层延伸较长，则可同时穿过岩体和围岩，两者的接触带亦明显被错断。岩体中断层方向与围岩岩，两者的接触带亦明显被

227、错断。岩体中断层方向与围岩中的断层方向具有明显的协调一致性，并可用统一构造应中的断层方向具有明显的协调一致性，并可用统一构造应力场进行分析。力场进行分析。178 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P19 岩浆从地壳深处上升、以一定方式侵位，岩浆从地壳深处上升、以一定方式侵位，取决于岩浆的流变性能、岩浆与围岩之间的韧取决于岩浆的流变性能、岩浆与围岩之间的韧性差异以及构造应力环境。侵入岩体侵入的基性差异以及构造应力环境。侵入岩体侵入的基本方式有两种；本方式有两种；主动侵位主动侵位，即岩浆体主动开辟空间而侵入，如底辟作用、气球膨胀作用和顶蚀作用；被动侵位被动侵位，即岩浆体占据空间不是由岩浆本

228、身开辟空间而侵位，如岩墙扩展作用和火山口塌陷作用。179 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P21一、底辟作用一、底辟作用由于岩浆与围岩之间的由于岩浆与围岩之间的密度倒置密度倒置( (花岗岩密度为花岗岩密度为2.5-2.72.5-2.7g gcm3cm3，下地壳下地壳岩石密度为岩石密度为2.8-2.8-3.03.0g/cm3g/cm3，产生重力不产生重力不稳，使岩浆具有向上的稳，使岩浆具有向上的“浮力浮力”，顶挤围岩或，顶挤围岩或刺穿围岩，发生底辟作刺穿围岩，发生底辟作用，形成岩浆底辟构造用，形成岩浆底辟构造( (图图6-10)6-10)。 180 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与

229、构造 P22岩浆底辟的基本特征包括：岩浆底辟的基本特征包括：底辟岩体平面上多呈圆形或椭圆形，剖面上呈倒水滴状；在岩体周围有与其形态协调的周缘向斜或发育褶皱，在岩体边缘及其围岩接触带内发育平行接触面的面理，具同心式分布，远离接触带和向岩体中心，面理逐渐消失；接触带内产生热变质晕岩石，其中变斑晶与底辟作用形成的面理同步生长。 181 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P23 兰伯格(H.Ramberg)等人早在70年代就通过离心实验来模拟底辟的形成和演化了。实验表明，底辟作用的最初阶段可以只是一个简单的穹隆，晚期阶段或许已经完全与岩浆源层分离而变成“蘑菇状”底辟，在这之间连续发展的形态可能

230、取决于岩浆源与上覆岩层的厚度、密度和粘度。图9-11是用计算机模拟流体在不同粘度和不同密度情况下形成深成岩底辟的形状。182 侵入岩体的侵入岩体的侵位与构造侵位与构造 P24贝特曼(1984)提出拉张环境下花岗岩气球式底辟作用。我国地质学家曲国胜(1990)在对阿勒泰造山带花岗岩体研究后提出挤压环境和后造山阶段的花岗岩底辟构造(图9-12)。183 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P25二、气球膨胀作用: 是兰姆赛于1981年提出的岩体侵位模式，是指岩浆侵位时岩浆不断地以脉冲的方式上升，每一次脉动都会引起先期巳固结的结晶壳或部分结晶壳受到向四周辐射状的推挤，使侵入岩浆本身膨胀，发生横

231、向拓宽，压缩围岩而扩大岩浆自身的空间，从而解释了岩体侵位的空间问题。 184侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造P26 兰姆赛(1989)在研究津巴布韦的Chindamora岩基后认为，其侵位方式是气球膨胀作用，岩体构造基本特征有(图9-13)：岩体的平面形态多为圆形或椭圆形，剖面上呈蘑菇状或漏斗状；岩体的横向拓宽使围岩遭受压扁变形，形成平行接触面的面理，由接触带向外，面理逐渐减弱；岩体内的不同岩石类型呈同心环带分布，岩体边缘的岩石成分偏基性，时代较早，中心带的岩石成分偏酸性，时代较晚；岩体内缘有平行接触面的面理，面理在岩体边缘发育最强，可以形成片麻理或糜梭岩的s-C面理。向岩体中心，面理

232、发育程度递减，岩体边部发育有共轭的韧性剪切带，其钝角的平分线为最大主应力轴方向，指向岩体膨胀中心。185 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P27此外，还发育有放射状、环状和锥状的侵位裂隙，常充填细晶岩和伟晶岩。北京房山岩体的构造特征是典型的气球膨胀作用的结果(图9-14)。房山岩体是石英闪长岩和花岗闪长岩组成的复式岩株，平面轮廓近圆形。由于岩浆呈强烈的底辟式上涌，并通过自身的膨胀向四周推挤围岩而开拓空间，同时以热动力改造围岩。因此，在岩体周围形成热接触应变晕，并在围岩与岩体边缘产生与接触面平行的面理。特别是捕虏体的同心状分布，反映了应变梯度由中心向边缘增强的趋势。当早期石英闪长岩就位

233、后，主期花岗闪长岩继续脉动式上涌，并向北西呈斜向底辟作用。因此，在岩体西北缘的花岗闪长岩中形成强应变带，其岩石变成粗糜梭岩，导致岩石外貌呈片麻状构造。由于岩体内部经多次构造活动，故使其在上述片麻理的基础上又叠加了小型的韧性剪切带，它们有的呈共轭式，其钝角的等分线指示挤压方向，在这个强应变带内的分布大体呈放射状，指向岩体中心。岩体内部存在明量的环状分带现象。早期的石英闪长岩分布在岩体周缘，并且已不连续，晚期的花岗闪长岩构成岩体的内核，其岩相带不仅有成分上的差别，而且结构、构造、捕虏体的含量也不相同。186P28187 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P29三、顶蚀作用三、顶蚀作用 顶蚀

234、作用是指因岩浆使围岩具有高的热能，致使围岩炸裂，顶蚀作用是指因岩浆使围岩具有高的热能，致使围岩炸裂，岩浆在炸裂围岩岩块下沉的同时向裂隙中侵入。顶蚀怍用可以岩浆在炸裂围岩岩块下沉的同时向裂隙中侵入。顶蚀怍用可以在侵入岩体的边缘带小范围内发生，也可以是小型岩体的侵入在侵入岩体的边缘带小范围内发生，也可以是小型岩体的侵入方式。一般认为，岩浆顶蚀作用在岩浆上升和侵位过程中的作方式。一般认为，岩浆顶蚀作用在岩浆上升和侵位过程中的作用是有限的，只在深成岩体的局部起一定作用。用是有限的，只在深成岩体的局部起一定作用。 由岩浆顶蚀作用形成的岩体，其边缘带有大量由热破裂产生由岩浆顶蚀作用形成的岩体，其边缘带有大

235、量由热破裂产生的不规则的棱角状捕虏体，并被顺裂隙上升的岩浆所胶结。顶的不规则的棱角状捕虏体，并被顺裂隙上升的岩浆所胶结。顶蚀岩体与围岩的接触面凹凸不平，一般不发育由侵位产生的定蚀岩体与围岩的接触面凹凸不平，一般不发育由侵位产生的定向组构。向组构。188 侵入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P30岩墙扩展作用往往发育在大陆拉张的构造环境里，而伸展断裂可以在岩石圈很深部位(40km或更深)发育，岩浆被吸入到断层系统内，并继续流入，充填在伸展构造产生的空间中，形成岩席。地壳伸展构造作用也可以使下地壳或上地幔的基性岩浆沿张性裂隙上升，形成区域性的铁镁质岩墙群。如五台山-太行山区的基性岩群、河南嵩

236、山嵩山群的辉绿岩墙群等，这些岩墙群都与原始古陆硬化产生的破裂及伸展有关。又如，格陵兰海岸岩墙群发育在挠褶带上，出现在玄武岩层向海岸方向以300-600倾斜的地带内，向大陆倾斜，平行海岸延伸，长达数百公里（图9-15），代表了垂直海岸方向的拉伸。 四、岩墙扩展作用四、岩墙扩展作用 岩浆极易沿着深部断裂上升，在由深部向地壳浅层次运移过程中，由于岩浆的流体压力推挤断裂的两侧，使运移岩浆的断裂或通道不断扩大加宽，从而为岩浆侵位提供丁空间，故可形成大型深成岩体。 由岩墙扩展作用形成的岩体平面形状不规则，多呈长椭圆状，剖面上多呈板状、似板状和楔形，岩体中一般不发育内部构造，为不整合接触深成岩体。189 侵

237、入岩体的侵位与构造侵入岩体的侵位与构造 P31五、火山口塌陷作用五、火山口塌陷作用 火山口塌陷作用是指岩浆房顶盖塌陷而形成的环状或蘑菇状沉陷的岩浆侵位。这种侵位机制对基性岩浆有较重要的意义。在伸展环境的张裂隙的控制下，基性岩浆延裂隙上升定位于裂隙的潜在空位中，形成环状的火山凹陷岩体。岩浆的不同侵位方式常形成不同产状的岩体，这是岩浆粘度和岩浆“浮力”、岩体与围岩的韧性差异、岩体侵位的深度及构造应力场等因素相互影响的结果。赫顿(DHWHuttod，1988)总结了花岗岩类岩浆上升和侵位的六种基本方式(图9-16），岩浆在没有构造影响条件下的连续上升，由于密度平衡而停止，随后发生气球膨胀作用；岩浆沿

238、大的拉伸断裂系统上升封地壳浅层次，储积成岩体，顶部发生火山凹陷或破火山口；岩浆呈底辟上升，在莫霍面上被粘度或强度变化所阻止，引起侧向扩张，形成大量的深成岩体：岩浆底辟上升到中部地壳，截断了壳内走滑断层带，形成拉长深成岩体，晚期发生气球膨胀作用；岩浆上升截断了铲状拉伸断层或剪切带，形成铲状岩席，并可能出现火山凹陷和破火山口；上升的岩浆截取贯穿地壳垂向断层(如拉裂和大的张裂缝等)，为储存岩体创造空间。190变质岩构造特征概述变质岩构造特征概述 P1 变质岩在地壳上分布广泛，特别是前寒武纪变质岩在地壳上分布广泛，特别是前寒武纪区域变质岩出露面积几乎占大陆区域变质岩出露面积几乎占大陆17，其中蕴藏，其

239、中蕴藏着十分丰富的矿产。着十分丰富的矿产。 鉴定区域变质岩的古构造型式，研究各级构鉴定区域变质岩的古构造型式，研究各级构造对矿床、矿带的控制是一项重要的任务。另一造对矿床、矿带的控制是一项重要的任务。另一方面，地球科学许多重大问题，如上地幔结构、方面，地球科学许多重大问题，如上地幔结构、深层岩石的构造变动、地壳和大陆的演化等，都深层岩石的构造变动、地壳和大陆的演化等，都同变质岩区的地质构造研究有着密切的关系。同变质岩区的地质构造研究有着密切的关系。 变质岩构造研究已成为瞩目的课题，也是近变质岩构造研究已成为瞩目的课题，也是近年来构造地质学中发展较快的领域之一。年来构造地质学中发展较快的领域之一

240、。191变质岩构造特征概述变质岩构造特征概述 P2 对变质岩区构造的认识存在着两种对立的观点。对变质岩区构造的认识存在着两种对立的观点。 一种观点认为，变质岩区，特别是古老的深变质岩区一种观点认为，变质岩区，特别是古老的深变质岩区的构造，比沉积岩及火山岩区的构造简单得多，多呈平的构造，比沉积岩及火山岩区的构造简单得多，多呈平缓褶皱，或是巨型单斜构造。露头上看到的那些复杂多缓褶皱，或是巨型单斜构造。露头上看到的那些复杂多样的小型褶皱，并不反映构造主体的实质。样的小型褶皱，并不反映构造主体的实质。 另一种观点则认为，变质岩区的构造不仅形态和方位另一种观点则认为，变质岩区的构造不仅形态和方位极其多样

241、，而且往往是多期变形的产物，它的形成和演极其多样，而且往往是多期变形的产物，它的形成和演化要复杂得多。变质岩区构造之所以比沉积岩、火山岩化要复杂得多。变质岩区构造之所以比沉积岩、火山岩区的构造复杂，主要是因为它的形成和演化总是同地壳区的构造复杂，主要是因为它的形成和演化总是同地壳中各种构造中各种构造-热事件密切地联系在一起，并在构造热事件密切地联系在一起，并在构造-热事热事件过程中产生了一系列新生的与变质作用有关的构造。件过程中产生了一系列新生的与变质作用有关的构造。192 一、基本特点一、基本特点 P3 (一一)是深构造层次的产物是深构造层次的产物 变质岩区的区域变质构造主要是变质岩区的区域

242、变质构造主要是深构造层次的变形。深构造层次的变形。所谓构造层次所谓构造层次是指特定变形幕中，由于构造环境是指特定变形幕中，由于构造环境的差异，导致岩石变形具有一定的的差异，导致岩石变形具有一定的相对层次性相对层次性。不同的构造层次分别。不同的构造层次分别显示不同的主导变形机制。其中深显示不同的主导变形机制。其中深层次的构造出现于流劈理上限界面层次的构造出现于流劈理上限界面以下。在该处由于地壳位于高温、以下。在该处由于地壳位于高温、高压环境，岩石的韧性已大大提高高压环境，岩石的韧性已大大提高并处于固态流变状态。这时岩层层并处于固态流变状态。这时岩层层理将随构造层次的加深愈来愈丧失理将随构造层次的

243、加深愈来愈丧失其主运动面的地位，引起广泛的被其主运动面的地位，引起广泛的被动褶皱作用和准弯曲褶皱作用。动褶皱作用和准弯曲褶皱作用。193就是先存的强就是先存的强硬岩层，在平硬岩层，在平均韧性全面提均韧性全面提高的条件下，高的条件下，也会发生强烈也会发生强烈的弯曲，构成的弯曲，构成复杂的紧闭褶复杂的紧闭褶皱，甚至形成皱，甚至形成两翼紧贴的平两翼紧贴的平卧褶皱，在整卧褶皱，在整个变质岩幕中个变质岩幕中构成构成“褶叠层褶叠层”(图图9-2)。 一、基本特点一、基本特点 P4194 随着岩石进随着岩石进入更深层次，入更深层次，岩石的变形也岩石的变形也越与中高级变越与中高级变质作用、混合质作用、混合岩化

244、及深熔作岩化及深熔作用交织在一起。用交织在一起。结果不仅形成结果不仅形成了区域性片麻了区域性片麻理，而且产生理，而且产生大量混合脉岩大量混合脉岩构成的各式各构成的各式各样的肠状褶皱样的肠状褶皱(图图9-3)。 一、基本特点一、基本特点 P5195 变质岩区韧性变质岩区韧性变形表现在断裂变形表现在断裂上，即形成韧性上，即形成韧性断层。这种变形断层。这种变形引起变质岩区出引起变质岩区出现狭窄的片理带、现狭窄的片理带、变晶糜棱岩化带变晶糜棱岩化带(图图9-4A)、顺层顺层韧性剪切带韧性剪切带(图图9-4B)、两种截然不两种截然不同变质相带的接同变质相带的接触带触带(图图9-4C)、以及狭窄的高于以及

245、狭窄的高于正常的混合岩化正常的混合岩化带带(图图9-4D)等等。等等。 一、基本特点一、基本特点 P6196在变质岩区漫长历史中，同一变形变质体在各次在变质岩区漫长历史中，同一变形变质体在各次变形幕中所处的构造层次是各不相同的，因而在变形幕中所处的构造层次是各不相同的，因而在同一地质体当中，必然会出现多层次的构造特征，同一地质体当中，必然会出现多层次的构造特征，表现为多种变形机制形成的构造叠加和多种环境表现为多种变形机制形成的构造叠加和多种环境下产生的构造形迹的多相共存。下产生的构造形迹的多相共存。当先存的深层次当先存的深层次变质构造进入地壳浅部构造层次以后，构造环境变质构造进入地壳浅部构造层

246、次以后，构造环境发生了变化，温度、压力相应降低，构造变动也发生了变化，温度、压力相应降低，构造变动也相应转为以弯曲褶皱为主。如果进入浅层次，则相应转为以弯曲褶皱为主。如果进入浅层次，则出现大量脆性断裂。变质岩层从深构造层次到浅出现大量脆性断裂。变质岩层从深构造层次到浅构造层次，构造变形大都会具有塑性递降的规律构造层次，构造变形大都会具有塑性递降的规律。 一、基本特点一、基本特点 P7197(二二)广泛出现新生的变质构造广泛出现新生的变质构造 在构造在构造-热事件过程中，由于变质和变形的共同作热事件过程中，由于变质和变形的共同作用，强烈地改造了原岩的构造面貌，并在变质、固用，强烈地改造了原岩的构

247、造面貌，并在变质、固态流动的过程中产生一系列新生的面状和线状构造，态流动的过程中产生一系列新生的面状和线状构造，如劈理、片理和线理等等。因而在变质岩石中出现如劈理、片理和线理等等。因而在变质岩石中出现残余构造残余构造和和新生构造新生构造的共存和组合。所谓的共存和组合。所谓残余构造残余构造，是指原生或前期构造经变形和变质作用改造仍然残是指原生或前期构造经变形和变质作用改造仍然残存其原来特征的构造；存其原来特征的构造；新生构造新生构造，是岩石变质变形，是岩石变质变形作用的产物。作用的产物。 一、基本特点一、基本特点 P8198199新生构造具有如下两方面的特点：新生构造具有如下两方面的特点： 1.

248、排列和分布上的规律性：排列和分布上的规律性：新生构造作为一种强烈应新生构造作为一种强烈应变的产物，其空间排列和分布的规律性往往比原生构造变的产物，其空间排列和分布的规律性往往比原生构造的规律性更明显，因而在一定区段内具有统计上均匀分的规律性更明显，因而在一定区段内具有统计上均匀分布的优选方位。布的优选方位。 2.与变形岩石矿物内部粒子排列的一致性：与变形岩石矿物内部粒子排列的一致性：生构造不生构造不仅改变了岩石的外貌仅改变了岩石的外貌,而且影响到岩石和矿物内部，使而且影响到岩石和矿物内部，使变质岩石内部的组成和组构发生明显的变化，造成了新变质岩石内部的组成和组构发生明显的变化，造成了新生面状和

249、线状构造与变形矿物内部粒子排列的一致性；生面状和线状构造与变形矿物内部粒子排列的一致性；同时，也造成了新生面状和线状构造与其同期形成或紧同时，也造成了新生面状和线状构造与其同期形成或紧跟着形成的矿物共生组合之间存在着变质与变形的依存跟着形成的矿物共生组合之间存在着变质与变形的依存关系。关系。 一、基本特点一、基本特点 P9200(三三)多期变形变质作多期变形变质作用的改造用的改造 变质岩区的构造一般都经历变质岩区的构造一般都经历过多期变形和变质。即使在较过多期变形和变质。即使在较年青的造山带中的变质岩，也年青的造山带中的变质岩，也常因在一个大的构造旋回中受常因在一个大的构造旋回中受到多次变形的

250、影响，结果不同到多次变形的影响，结果不同世代、不同格局和不同样式的世代、不同格局和不同样式的构造相互叠加，造成复杂的交构造相互叠加，造成复杂的交又干扰图像。又干扰图像。 图9-5是一幅两期变形作用的变质岩区构造图。轴向北西的一套褶皱叠加在轴向北 东的一套紧闭褶皱之上。在图的东北部，乍看似乎是一套走向北西的单斜岩层，其实质是晚期北西向褶皱的片理掩蔽了早期北东向榴皱，西部的晚期构造不太强烈，所以仍基本保持构造的原来形象。此外，构造叠加现象也表现在断裂的弯曲和沿断裂面的多次多期活动，有时还与混合岩化、脉岩活动等现象交织在一起，使变质岩区早期断裂很难识别。 一、基本特点一、基本特点 P10201一般说

251、来，太古代深变质岩系的主要构造型式是花岗片麻岩穹窿或片麻岩穹窿。不少人认为这种构造是地壳内大量深源物质的上升引起的，与太古代时期构造环境(地壳薄，地温高、地热梯度大)密切相关。这种大规模的复杂窿起在古老地盾中往往成群分布(图9-6)。(四四)构造型式与变形时代有构造型式与变形时代有密切关系密切关系 一、基本特点一、基本特点 P11它们的平面形态常呈浑圆形或长圆形。直径常达几公里、乃至上百公里。两翼一般平缓，也可能陡倾，在外缘部位甚至向内倒转，使穹窿拱如扇形。然而，就在这种看来似乎简单的穹窿区内，却隐藏着十分复杂的多期构造。特别是在穹窿的外缘部分和穹窿之间部分，一系列紧密同斜的倒转褶皱环绕着穹窿

252、展布，使古老地盾内部呈现出穹窿与变质槽皱带间列的构造格局。202 但在一些元古代及以后的造山带里的构造，却以狭但在一些元古代及以后的造山带里的构造，却以狭长的浅变质褶皱带为主。在这种强应力作用的构造带长的浅变质褶皱带为主。在这种强应力作用的构造带里，构造作用往往先于变质作用。里，构造作用往往先于变质作用。尽管构造形态和方尽管构造形态和方位有时也很复杂，但在排除了构造的叠加干扰之后，位有时也很复杂，但在排除了构造的叠加干扰之后，就可以看到同一次构造应力场形成的褶皱及其伴生面就可以看到同一次构造应力场形成的褶皱及其伴生面理和线理，在形态和方位上都具有明显的规律性。理和线理，在形态和方位上都具有明显

253、的规律性。 例如对河南登封嵩山群及北京西山浅变质岩褶皱例如对河南登封嵩山群及北京西山浅变质岩褶皱带的研究表明，不论组成某一世代的带的研究表明，不论组成某一世代的b b线理的构造类型线理的构造类型和大小如何，它们在一定区域内都具有一定的优选方和大小如何，它们在一定区域内都具有一定的优选方位，并且与同期的圆柱状褶皱系或平行逆冲断裂系相位，并且与同期的圆柱状褶皱系或平行逆冲断裂系相平行。平行。 一、基本特点：一、基本特点： P12203 成层构造是产生褶皱变形的必要前成层构造是产生褶皱变形的必要前提。但是，对具有双重构造的变质岩层提。但是，对具有双重构造的变质岩层褶皱来说情况比较复杂，它除了以原生褶

254、皱来说情况比较复杂，它除了以原生成层构造作为变形面以外，各种次生面成层构造作为变形面以外，各种次生面理也会发生褶皱变形。因此，卷入面理理也会发生褶皱变形。因此，卷入面理褶皱的变质岩层无论在其先存厚度上或褶皱的变质岩层无论在其先存厚度上或产状上都与一般沉积岩褶皱有很大的差产状上都与一般沉积岩褶皱有很大的差异。异。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P13204( (一一) )对变质岩成层构造的认识：对变质岩成层构造的认识： 一观点认为，具有层状构造的面理是原生沉积岩层或火山岩层，一观点认为，具有层状构造的面理是原生沉积岩层或火山岩层，在上覆岩层铅直载荷的作用下，在变质过程中顺原生层理

255、拟态重结晶在上覆岩层铅直载荷的作用下，在变质过程中顺原生层理拟态重结晶形成的。因而这种面理与层理一致，称为顺层面理。并且有人认为，形成的。因而这种面理与层理一致，称为顺层面理。并且有人认为，粘土在上覆岩系载荷下压紧、脱水形成页岩时，粘土矿物乃顺层排列，粘土在上覆岩系载荷下压紧、脱水形成页岩时，粘土矿物乃顺层排列，本身已经具有水平的劈裂性。后来岩石随温度、压力增高发生变质时，本身已经具有水平的劈裂性。后来岩石随温度、压力增高发生变质时，一种类似层面的片理就顺层产生了。这时岩石成分中的原生差异经过一种类似层面的片理就顺层产生了。这时岩石成分中的原生差异经过重结晶作用后，便产生了具有面理的片麻状岩石

256、。重结晶作用后，便产生了具有面理的片麻状岩石。 另一种观点则认为，单纯的静载是不能形成面理的，许多埋藏很另一种观点则认为，单纯的静载是不能形成面理的，许多埋藏很深的沉积岩层未发生片理化的事实就可证明。相反在具有成层构造的深的沉积岩层未发生片理化的事实就可证明。相反在具有成层构造的变质岩层里，顺层掩卧褶皱及其轴面劈理、片理和变质分集条带的广变质岩层里，顺层掩卧褶皱及其轴面劈理、片理和变质分集条带的广泛发育、顺层韧性剪切带的普遍存在，以及石香肠构造、构造透镜体、泛发育、顺层韧性剪切带的普遍存在，以及石香肠构造、构造透镜体、窗棂构造和杆状构造等说明，变质岩层构造的形成是构造窗棂构造和杆状构造等说明，

257、变质岩层构造的形成是构造- -热事件的热事件的产物。顺层面理实质上可能是早期紧闭褶皱的轴面面理，是先存层理产物。顺层面理实质上可能是早期紧闭褶皱的轴面面理，是先存层理或面理发生构造置换的结果。或面理发生构造置换的结果。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P14205( (二二) )构造置换构造置换 构造置换是指岩石的一种构造在经过递进变形构造置换是指岩石的一种构造在经过递进变形之后被另一种构造所代替的现象。之后被另一种构造所代替的现象。在变形地质体在变形地质体的演化过程中，最常见和最重要的构造置换是面的演化过程中，最常见和最重要的构造置换是面状构造的置换，线状构造也相应发生置换。状

258、构造的置换，线状构造也相应发生置换。 面状构造的置换首先是层理的置换，即原生面状构造的置换首先是层理的置换，即原生层理在褶皱发育过程中被新生的轴面劈理或轴面层理在褶皱发育过程中被新生的轴面劈理或轴面片理所置换。片理所置换。层理的置换过程大体可分为三个阶层理的置换过程大体可分为三个阶段段( (图图9-7)9-7)。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P15206 早期阶段：原始层理S0作为运动面，在递进的弯褶皱过程中发生弯曲，并越来越紧闭(图9-7A)，进而产生近于平行褶皱轴面的劈理或片理(图9-7B)。这时层理仍大体保持连续性，只显示部分或初步的置换。 中期阶段：随着挤压的加强，两

259、翼层理的产状与新生的轴面面理(S1)之间的夹角愈来愈小，强硬岩层被拉断，发生石香肠化及片内褶皱(图9-7C)。这时，原始层理的连续性已逐渐丧失，新生的平行面状构造已开始取得主导地位。 晚期阶段：完全的置换使层理(S0)完全破坏，原有岩性单位与新生面理(S1)几乎完全平行，造成了貌似均一的面理或层带，给以区域性正常沉积序的假像，使真正原生地层层序无法确定(图9-7D)。 207产生什么形式的置换在很大程度上取决于岩层本产生什么形式的置换在很大程度上取决于岩层本身的力学性质、先存产状和受力方向之间的关系。身的力学性质、先存产状和受力方向之间的关系。图图9-89-8表明了强、弱不同的岩层在构造置换过

260、程表明了强、弱不同的岩层在构造置换过程中所出现的褶皱、石香肠化及新生面理之间的关中所出现的褶皱、石香肠化及新生面理之间的关系。三种不同产状的岩层在同一递进挤压作用下系。三种不同产状的岩层在同一递进挤压作用下会发生三种不同形式的构造置换。会发生三种不同形式的构造置换。当岩层与主压应力轴大于600角时(图9-8A)，软弱岩层发生面理，强硬标志层则只能形成石香肠。随着压缩量逐步加大，面理与标志层残余层理的交角也相应逐步变小，从而在宏观上最终造成面理与层理一致的假像。当岩层与主压应力轴呈小于300时，该强硬标志层先发生z型或s型不对称褶皱，同时褶皱包络面逐步旋转。当它越过与主应力轴成450角的应变面(

261、点线)以后，褶皱岩层从压缩状态转化为伸展状态，褶皱岩层被拉伸呈斜列的片内无根褶皱群。软弱岩层的面理，一直处于该褶皱群轴面的位置(图9-8B)。当岩层与主压应力轴平行时，岩层发生M型对称褶皱，软弱岩中发育的轴面劈理平行于对称褶皱轴面，褶皱包络面也没有旋转，一直到被挤压分离呈钩状(图9-8C)。二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P17208 构造的置换过程，实质上就是新生的构造使岩层构造的置换过程，实质上就是新生的构造使岩层“均一化均一化”的过程，一的过程，一次重大的全面构造置换，意味着地壳经历过一次重大的构造次重大的全面构造置换，意味着地壳经历过一次重大的构造- -热事件。在多热事件

262、。在多期变形和变质作用地区，当早期构造置换结束，后一次构造期变形和变质作用地区，当早期构造置换结束，后一次构造- -热事件又会出热事件又会出现新生的面状构造置换。现新生的面状构造置换。 例如冀东太古代迁西群的构造就经历过三个世代的三种不同型式的构造置换。最早是随着紫苏混合花岗岩穹窿的拱起，经过横弯流动褶皱作用的递进变形，将原生火山岩的成层构造置换成顺层片麻理。进而又以新生片麻理为变形面发生纵弯褶皱，并在递进变形中将片麻理置换成轴面片理，使穹窿外缘弧形褶皱带呈现“单斜”假像。最后由于运动集中在一些韧性剪切带，二种面理又在剪切带部位遭到置换，形成一条条宽数十米到上百米的片理带。 构造多期置换的现象

263、是古老变质岩构造变形的一大特点，从目前的资料构造多期置换的现象是古老变质岩构造变形的一大特点，从目前的资料来看，在一个大的构造变形旋回中，一般都显示了一个从全面置换到部分置来看，在一个大的构造变形旋回中，一般都显示了一个从全面置换到部分置换再到局部置换的递降过程。随着变质岩韧性的递降，各期构造的置换程度换再到局部置换的递降过程。随着变质岩韧性的递降，各期构造的置换程度也相应降低。也相应降低。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P18209( (三三) )变质岩区地层系统的双重概念变质岩区地层系统的双重概念 所谓地层系统，原是指成层岩系的生成顺序。但在变质岩所谓地层系统，原是指成层岩

264、系的生成顺序。但在变质岩发育区，由于原生地层在区域变质过程中遭受过固态流变作发育区，由于原生地层在区域变质过程中遭受过固态流变作用的改造，因而在建立地层系统上，与沉积岩区地层学的概用的改造，因而在建立地层系统上，与沉积岩区地层学的概念不同。工作时应根据构造置换的程度，把地层系统明确区念不同。工作时应根据构造置换的程度，把地层系统明确区分为分为沉积褶叠地层系统沉积褶叠地层系统和和褶皱变质混合杂岩地层系统褶皱变质混合杂岩地层系统两个不同的范畴。两个不同的范畴。1.1.沉积褶叠地层系统沉积褶叠地层系统：主要是指一套基本上能按时代主要是指一套基本上能按时代的新老划分大套层序，而在本质上又是一套经历过一

265、定程度的新老划分大套层序，而在本质上又是一套经历过一定程度变质固态流变改造的新的构造变质固态流变改造的新的构造- -地层单元。这种地层系统，一地层单元。这种地层系统，一般只能在构造置换不太强烈的地区才能建立。般只能在构造置换不太强烈的地区才能建立。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P19210 一般来说，在浅变质岩系里，原生层状构造保存较好。虽然一般来说，在浅变质岩系里，原生层状构造保存较好。虽然新生的面状构造已经产生，也局部地置换了原生层理，但原生新生的面状构造已经产生，也局部地置换了原生层理，但原生成层岩层仍在一定程度上保持其连续性。特别是一些岩性强硬成层岩层仍在一定程度上保

266、持其连续性。特别是一些岩性强硬的标志层，虽经变质和变形，仍能作为划分地层的基础。至于的标志层，虽经变质和变形，仍能作为划分地层的基础。至于地层层序的正倒，虽然多数地区没有化石依据，仍然可以通过地层层序的正倒，虽然多数地区没有化石依据，仍然可以通过某些残余的原生构造和次生构造予以确定。因此凡原生成层构某些残余的原生构造和次生构造予以确定。因此凡原生成层构造保存完好或较为完好的地区，都要力求建立原生沉积地层系造保存完好或较为完好的地区，都要力求建立原生沉积地层系统，并按所划分的地层单位制图。以统，并按所划分的地层单位制图。以S S0 0作为构造研究的起点，作为构造研究的起点，以层理为界面，测绘出它

267、们复杂多变的图形。以层理为界面，测绘出它们复杂多变的图形。 但必须指出但必须指出: :在变质岩区建立起来的这种地层系统，毕竟是在变质岩区建立起来的这种地层系统，毕竟是经过一定程度变质固态流动改造过的地层系统。其组成岩层的经过一定程度变质固态流动改造过的地层系统。其组成岩层的外部形态，内部构造，或是其厚度和相变，都与未变质、变形外部形态，内部构造，或是其厚度和相变，都与未变质、变形前的地层系统有很大不同。前的地层系统有很大不同。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P202112.2.褶皱变质褶皱变质- -混合杂岩地层系统混合杂岩地层系统: : 组成新生褶皱变质组成新生褶皱变质- -混

268、合杂岩地层系统的各套构造混合杂岩地层系统的各套构造- -岩岩性单元，虽然也沿用地层学中群、组、段等地层单位术语，性单元，虽然也沿用地层学中群、组、段等地层单位术语，但实际上是指一定的构造岩石组合的岩层在构造但实际上是指一定的构造岩石组合的岩层在构造- -热事件之热事件之后重新建造的地质实体。其中每一后重新建造的地质实体。其中每一“套套”都包含着复杂的都包含着复杂的组分。它的原岩既可以是不同时代的沉积岩和火山岩，也组分。它的原岩既可以是不同时代的沉积岩和火山岩，也可以是早期侵入岩和各种混合岩。因此由这种地层单元所可以是早期侵入岩和各种混合岩。因此由这种地层单元所圈定出来的构造形象，一般都会出现别

269、具一格的样式。严圈定出来的构造形象，一般都会出现别具一格的样式。严格说来，所谓褶皱变质格说来，所谓褶皱变质- -混合杂岩地层系统并不具有地层学混合杂岩地层系统并不具有地层学的生成先后概念，而只说明它们在某地区的片理或片麻理的生成先后概念，而只说明它们在某地区的片理或片麻理褶皱中的上、下关系。褶皱中的上、下关系。 二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P21212研究变质岩区的构造，必须正确认识变质岩层成层构研究变质岩区的构造，必须正确认识变质岩层成层构造的性质。造的性质。 如果不加区别地把新生的片理、片麻理等同于层如果不加区别地把新生的片理、片麻理等同于层理，势必把复杂的事物简单化。理

270、，势必把复杂的事物简单化。 但是当变质岩层的原生构造已经不占主导地位、但是当变质岩层的原生构造已经不占主导地位、甚至消灭殆尽，一定要用常规方法去追寻原始地层的甚至消灭殆尽，一定要用常规方法去追寻原始地层的空间展布和建立原始沉积时的新老顺序，将是徒劳的，空间展布和建立原始沉积时的新老顺序，将是徒劳的，甚至使工作陷入盲目性。甚至使工作陷入盲目性。建立变质岩区地层系统的双重概念，有利于不同变质建立变质岩区地层系统的双重概念，有利于不同变质岩区构造特征的对比。岩区构造特征的对比。二、变质岩层的成层构造二、变质岩层的成层构造 P22213 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P23 叠加褶皱皱

271、是一种已经褶皱的岩层再弯曲而叠加褶皱皱是一种已经褶皱的岩层再弯曲而形成的褶皱。凡经历多期变形的层状岩层，都形成的褶皱。凡经历多期变形的层状岩层，都有可能再度弯曲而形成叠加褶皱。叠加褶皱在有可能再度弯曲而形成叠加褶皱。叠加褶皱在变质岩区广泛发育，极为普遍。因此，正确地变质岩区广泛发育，极为普遍。因此，正确地识别叠加褶皱，就成为查明变质岩区构造及变识别叠加褶皱，就成为查明变质岩区构造及变形历史的关键，这是建立变质岩层层序中必须形历史的关键，这是建立变质岩层层序中必须注意的问题。注意的问题。( (一一) )叠加褶皱的露头型式叠加褶皱的露头型式: :不同岩性层露头的排不同岩性层露头的排列型式是发现和确

272、定叠加褶皱的基本依据。列型式是发现和确定叠加褶皱的基本依据。 214 兰姆赛得出叠加褶皱的三种基兰姆赛得出叠加褶皱的三种基本干扰型式。本干扰型式。 第第I I型型( (图图9-9)9-9)：第二期滑褶皱“横跨”叠加于第一期水平直立褶皱之上，其差异滑动方向(a2)与第一期褶皱轴面平行，第二期褶皱轴(b2)与早期褶皱轴(b1)成较大角度相交或垂直，使第一期褶皱的变形面重复变形，形成所谓“穹-盆构造”。两期背形叠加处形成穹窿，两期向形叠加处形成构造盆地。当第二期背形横过第一期向形时，背形的枢纽发生倾伏，而向形的枢纽出现扬起，形成鞍状构造。如果将各穹窿顶端或各构造盆地的槽部相连，可以大体上恢复两期槽皱

273、的方向和规模。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P24215第第型型( (图图9-10)9-10)：第一期为平卧褶皱，第第一期为平卧褶皱，第二期滑褶皱轴向与第一期褶皱轴向大角度斜二期滑褶皱轴向与第一期褶皱轴向大角度斜交或垂直，但第二期褶皱的运动方向交或垂直，但第二期褶皱的运动方向( (a2)a2)与与第一期褶皱的轴面垂直。结果，第一期褶皱第一期褶皱的轴面垂直。结果，第一期褶皱的轴面和两翼因沿的轴面和两翼因沿a2a2方向差异性滑动而被重方向差异性滑动而被重褶成一系列的背形和向形。同时，第一期褶褶成一系列的背形和向形。同时，第一期褶皱的枢纽也随之上拱和下凹。当第一期褶皱皱的枢纽也随之

274、上拱和下凹。当第一期褶皱两翼产状不同时，在第二期褶皱的纵剖面上，两翼产状不同时，在第二期褶皱的纵剖面上，必然可以看到同一岩层在褶皱上、下翼及枢必然可以看到同一岩层在褶皱上、下翼及枢纽产状各不相同。这种三度空间的形态，由纽产状各不相同。这种三度空间的形态，由于剥蚀深度的不同，可以呈现出一系列有规于剥蚀深度的不同，可以呈现出一系列有规律变化的复杂的露头型式，平面上呈新月形、律变化的复杂的露头型式，平面上呈新月形、蘑菇形等等。蘑菇形等等。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P25216第第型型( (图图9-11)9-11)：第第二期滑褶皱二期滑褶皱“共轴共轴”叠加于第一期斜卧褶叠加于第一

275、期斜卧褶皱之上，第一期褶皱皱之上，第一期褶皱轴未发生波状弯曲，轴未发生波状弯曲，只是第一期褶皱的两只是第一期褶皱的两翼被再成褶皱弯曲。翼被再成褶皱弯曲。因此，在平行褶皱轴因此，在平行褶皱轴的剖面上很难看到两的剖面上很难看到两种褶皱的叠加，但在种褶皱的叠加，但在横剖面上则出现明显横剖面上则出现明显的两次转折图形。的两次转折图形。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P26217在上述三种类型中，共轴叠加的褶皱比较普遍。正像要使已波状在上述三种类型中，共轴叠加的褶皱比较普遍。正像要使已波状弯曲的铁皮再次弯曲那样，如果加压施力方向垂直于早期波状弯弯曲的铁皮再次弯曲那样，如果加压施力方向垂直

276、于早期波状弯曲轴，铁皮很容易围绕原来的褶皱轴再次弯；如果平行于波状弯曲轴，铁皮很容易围绕原来的褶皱轴再次弯；如果平行于波状弯曲轴的方向施力，变形就困难多了。在自然界中，第曲轴的方向施力，变形就困难多了。在自然界中，第 型叠加褶型叠加褶皱多塑造成皱多塑造成“穹穹- -盆构造盆构造”而第而第型叠加褶皱则在横截面上呈现型叠加褶皱则在横截面上呈现出复杂的干扰图型出复杂的干扰图型( (图图9-12)9-12)。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P27218当然，上述三种叠加干当然，上述三种叠加干扰型式是最基本的，实扰型式是最基本的，实际工作中遇到的霹头形际工作中遇到的霹头形态会更加复杂，首

277、先，态会更加复杂，首先，早期褶皱的位态是多样早期褶皱的位态是多样的，晚期褶皱叠加方向的，晚期褶皱叠加方向也会以不同角度与早期也会以不同角度与早期褶皱相交，因而在上述褶皱相交，因而在上述三种基本型式之间，还三种基本型式之间，还会出现各种各样的过渡会出现各种各样的过渡型式。兰姆赛根据两期型式。兰姆赛根据两期褶皱的叠加概括出九种褶皱的叠加概括出九种干扰格式干扰格式( (图图9-13)9-13)。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P28219其次，叠加次数越多，造成的干扰型式越复杂其次，叠加次数越多，造成的干扰型式越复杂( (图图9-149-14，图，图9-15)9-15)。此外还应考虑

278、卷入叠加褶皱的褶皱几何类型和褶皱形成方式，及此外还应考虑卷入叠加褶皱的褶皱几何类型和褶皱形成方式，及叠加褶皱的剥蚀深度等等。叠加褶皱的剥蚀深度等等。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P29220利用叠加褶皱来研究变质岩区的构造序列，用以确定构造利用叠加褶皱来研究变质岩区的构造序列，用以确定构造事件是变质岩区构造研究的重要内容。事件是变质岩区构造研究的重要内容。但是必须指出，叠但是必须指出，叠加褶皱只是一个描述性术语，指的是同一褶皱变形面多次加褶皱只是一个描述性术语，指的是同一褶皱变形面多次弯曲的复合。弯曲的复合。同一次递进变形的结果也会形成复杂的叠加同一次递进变形的结果也会形成复

279、杂的叠加干扰图像。不应简单地把任何重褶现象都归因于不同期次干扰图像。不应简单地把任何重褶现象都归因于不同期次变形，人为地把构造事件复杂化。利用叠加褶皱来揭构造变形，人为地把构造事件复杂化。利用叠加褶皱来揭构造的变形史，不仅要研究不同产状的褶皱的叠加。还要考虑的变形史，不仅要研究不同产状的褶皱的叠加。还要考虑岩性类似岩层的不同样式的构造叠加。更要结合构造置换岩性类似岩层的不同样式的构造叠加。更要结合构造置换等现象一并加以考虑。等现象一并加以考虑。一期构造变形的出现，绝不是孤立一期构造变形的出现，绝不是孤立现象，只有全面分析造成褶皱叠加干扰的原因，并结合其现象，只有全面分析造成褶皱叠加干扰的原因，

280、并结合其他构造的演化，才能建立构造演化史，恢复构造应力场他构造的演化，才能建立构造演化史，恢复构造应力场。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P30221( (二二) )叠加褶皱的露头叠加褶皱的露头观察观察 大型叠加构造的认识一般大型叠加构造的认识一般是从露头或手标本上看到的重是从露头或手标本上看到的重褶皱或新生面理，线理有规律褶皱或新生面理，线理有规律的弯曲或切割现象开始的。最的弯曲或切割现象开始的。最常见和最主要的褶皱叠加标志常见和最主要的褶皱叠加标志如下。如下。1.1.重褶现象：重褶现象：在褶皱的同一切在褶皱的同一切面上不仅有先存榴皱轴面的重面上不仅有先存榴皱轴面的重新弯曲，

281、而且还有相应的双重新弯曲，而且还有相应的双重转折，使褶皱呈转折，使褶皱呈“钩状钩状”（图（图9-169-16）。在褶皱范围内出现双）。在褶皱范围内出现双重褶皱要素。重褶皱要素。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P312222.2.新生构造有规律的弯曲：新生构造有规律的弯曲：新生面理或线理一般代表一期变形，它们有新生面理或线理一般代表一期变形，它们有规律的弯曲，一般意味着新生褶皱变形面在新的构造应力场的又一次变形。规律的弯曲，一般意味着新生褶皱变形面在新的构造应力场的又一次变形。如图如图9-179-17，一组包含早期顺层平卧褶皱及其轴面片理的磁铁石英岩层，又一，一组包含早期顺层平卧

282、褶皱及其轴面片理的磁铁石英岩层，又一次变形成重褶皱。次变形成重褶皱。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P322233.3.两组不同类型和不同方位的面理或线理两组不同类型和不同方位的面理或线理有规律的有规律的交切交切( (图图9-18)9-18)以及陡倾伏或倾竖褶皱的广泛发育以及陡倾伏或倾竖褶皱的广泛发育( (图图9-19)9-19)，也是判别叠加褶皱的标志之一。此外，也是判别叠加褶皱的标志之一。此外，研究大型褶皱的转折端具有重要意义，因为褶皱的研究大型褶皱的转折端具有重要意义，因为褶皱的叠加现象在这里显示得最为明显。如图叠加现象在这里显示得最为明显。如图9-209-20中横切中横

283、切晚期褶皱轴面的小褶皱可以指示存在着大型叠加褶晚期褶皱轴面的小褶皱可以指示存在着大型叠加褶皱。皱。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P33224 需要指出，切忌在个别露头上看到某一种褶皱需要指出，切忌在个别露头上看到某一种褶皱构造的叠加，就认定整个地区的构造都发生了叠构造的叠加，就认定整个地区的构造都发生了叠加。加。在褶皱不协调现象强烈发育地段尤应审慎。在褶皱不协调现象强烈发育地段尤应审慎。褶皱轴面的弯曲和断层面的弯曲可能是同期构造褶皱轴面的弯曲和断层面的弯曲可能是同期构造变动中递进变形或构造应力状况的不均一引起的。变动中递进变形或构造应力状况的不均一引起的。因此，除了收集上述各

284、方面的典型实例而外，还因此，除了收集上述各方面的典型实例而外，还要大量测定构造要素，通过赤平投影加以整理，要大量测定构造要素，通过赤平投影加以整理，结合褶皱的几何分析，才能准确地确定叠加褶皱结合褶皱的几何分析，才能准确地确定叠加褶皱在区域上的表现。在区域上的表现。 三、变质岩区的叠加褶皱三、变质岩区的叠加褶皱 P34225变质岩区断裂可分为两大类，一类形成于区域变质作用过程中，变质岩区断裂可分为两大类，一类形成于区域变质作用过程中，以韧性剪切作用为主。另一类形成于区域变形变质作用晚期或后以韧性剪切作用为主。另一类形成于区域变形变质作用晚期或后期，以脆性破裂作用为主。在区域变质过程中由于构造滑动

285、而产期，以脆性破裂作用为主。在区域变质过程中由于构造滑动而产生的同变质断裂，具如下特点。生的同变质断裂，具如下特点。 四、变质岩区构造滑动断裂四、变质岩区构造滑动断裂 P351 1这类断层通常平行这类断层通常平行于变质岩系的成层界面。于变质岩系的成层界面。从露头上看，很少与残从露头上看，很少与残余层理或新生面理交切。余层理或新生面理交切。但从区域上看，这种似但从区域上看，这种似顺层的断裂却与原生层顺层的断裂却与原生层理呈低角度交切，它标理呈低角度交切，它标志着上、下岩层已经发志着上、下岩层已经发生明显的滑移生明显的滑移( (图图9-21)9-21)。2262 2构造滑动断裂是变质岩层中流劈理和

286、片理相对强烈发育的新构造滑动断裂是变质岩层中流劈理和片理相对强烈发育的新生面理带，也是静态重结晶作用的变余糜棱岩化带，在该带甚至生面理带，也是静态重结晶作用的变余糜棱岩化带，在该带甚至会发生局部混合重熔现象。会发生局部混合重熔现象。四、变质岩区构造滑动断裂四、变质岩区构造滑动断裂 P363 3变质岩层中构造滑动变质岩层中构造滑动断裂也可称为断裂也可称为“顺层韧性顺层韧性剪切带剪切带”。它可以发育于。它可以发育于岩层被拉伸变薄的区段，岩层被拉伸变薄的区段，在构造透镜体四周呈菱形在构造透镜体四周呈菱形网格状分布；也可以发育网格状分布；也可以发育在等斜褶皱的翼部与褶皱在等斜褶皱的翼部与褶皱轴面平行或

287、呈低角度切交；轴面平行或呈低角度切交；如果发育在岩层反复褶叠如果发育在岩层反复褶叠的岩系里，会形成多级紧的岩系里，会形成多级紧密褶皱与滑动构造的叠置密褶皱与滑动构造的叠置( (图图9-22)9-22)。2274 4构造滑动断裂是一种较深层次的固态流变的构造产构造滑动断裂是一种较深层次的固态流变的构造产物。物。在整个岩层处于高度塑性条件下，岩石力学性质在整个岩层处于高度塑性条件下，岩石力学性质相对软弱的岩层会造成强烈的应变，岩层随剪切流动相对软弱的岩层会造成强烈的应变，岩层随剪切流动而逐渐减薄，发生粘滞性断开，两盘相对滑移。在这而逐渐减薄，发生粘滞性断开，两盘相对滑移。在这个过程中，天然的界面往

288、往起着控制作用，使岩系中个过程中，天然的界面往往起着控制作用，使岩系中各个先存的不同部分分层剪切。因此，许多构造滑动各个先存的不同部分分层剪切。因此，许多构造滑动断裂的断裂面断裂的断裂面( (带带) )实际上就是变质岩系中的分层剪切实际上就是变质岩系中的分层剪切面面( (带带) )，从而把复杂的变形变质地质体分割成不同等，从而把复杂的变形变质地质体分割成不同等级的岩性级的岩性- -构造单元。构造滑动断裂也因此而自然成为构造单元。构造滑动断裂也因此而自然成为新生层状地质体的天然边界面之一。新生层状地质体的天然边界面之一。 四、变质岩区构造滑动断裂四、变质岩区构造滑动断裂 P372285 5构造滑

289、动断裂作为一构造滑动断裂作为一种区域变质时期的构造，种区域变质时期的构造，通常与其他变质构造一通常与其他变质构造一道卷入变质期后面理褶道卷入变质期后面理褶皱之中，并作为新生地皱之中，并作为新生地质面发生各种弯曲或断质面发生各种弯曲或断裂。在现今出版的许多裂。在现今出版的许多变质岩区地质图中，可变质岩区地质图中，可能有许多地质界线就是能有许多地质界线就是这种同变质构造滑动断这种同变质构造滑动断层线层线( (图图9-23)9-23)。 四、变质岩区构造滑动断裂四、变质岩区构造滑动断裂 P38229 前寒武纪尤其是太古代变质岩系中角度不整合的研究一直前寒武纪尤其是太古代变质岩系中角度不整合的研究一直

290、十分薄弱，常常难于确定。事实上，在经历了长期多期变形的十分薄弱，常常难于确定。事实上，在经历了长期多期变形的古老变质岩系内，角度不整合应该是普遍存在的，但是由于变古老变质岩系内，角度不整合应该是普遍存在的，但是由于变质质- -变形的特殊构造作用，不整合常被掩蔽或缺乏元古代以后不变形的特殊构造作用，不整合常被掩蔽或缺乏元古代以后不整合的特征，因而难以确定。整合的特征，因而难以确定。 ( (一一) )变质岩系间不整合的特征变质岩系间不整合的特征 变质岩区有两种角度不整合，一种是沉积盖层与变质岩系变质岩区有两种角度不整合，一种是沉积盖层与变质岩系之间的不整合，另一种则是发育于变质岩系内部，分割着不同

291、之间的不整合，另一种则是发育于变质岩系内部，分割着不同变质构造层之间的隐蔽不整合。前者易于识别，以下讨论后一变质构造层之间的隐蔽不整合。前者易于识别，以下讨论后一种不整合。种不整合。五、变质岩系间的隐蔽不整合五、变质岩系间的隐蔽不整合 P39230这种不整合一般表现为以下特征。这种不整合一般表现为以下特征。1.1.不整合接触的两个岩群之间，往往发育有渐变过渡不整合接触的两个岩群之间，往往发育有渐变过渡带。带。这一过渡带宽窄不等，从数米、数十米甚至更宽，这一过渡带宽窄不等，从数米、数十米甚至更宽，其主要组成是下伏岩系，有时也波及上覆岩系的底部其主要组成是下伏岩系，有时也波及上覆岩系的底部岩层。它

292、们或者是沿接触面强烈退变质的结果，或者岩层。它们或者是沿接触面强烈退变质的结果，或者是古风化壳变质结晶的产物。因此，在这一渐变过渡是古风化壳变质结晶的产物。因此，在这一渐变过渡带内，往往具有与上覆岩系相同的变质特点，与下伏带内，往往具有与上覆岩系相同的变质特点，与下伏岩系的岩石化学组合相同。这个带的上限一般以上覆岩系的岩石化学组合相同。这个带的上限一般以上覆砂砾岩层为界，向下则向古老岩系过渡，逐渐显示下砂砾岩层为界，向下则向古老岩系过渡，逐渐显示下伏岩系的本来面目。伏岩系的本来面目。 五、变质岩系间的隐蔽不整合五、变质岩系间的隐蔽不整合 P40231 2.2.在上覆变质岩层与花岗片在上覆变质岩

293、层与花岗片麻岩或其他古老变质杂岩之麻岩或其他古老变质杂岩之间经常发育有一种特殊的片间经常发育有一种特殊的片理。理。卡扎科夫曾在北贝加尔高原卡扎科夫曾在北贝加尔高原详细描述过妈妈河群与下伏片麻详细描述过妈妈河群与下伏片麻状花岗岩之间的接触带的这种特状花岗岩之间的接触带的这种特殊叠加片理殊叠加片理( (图图9-24)9-24)。在我国，。在我国，也常见到下伏岩系片理沿着上覆也常见到下伏岩系片理沿着上覆岩系底面重新定向；使不整合面岩系底面重新定向；使不整合面上、下原来不同方位的片理一致。上、下原来不同方位的片理一致。根据这种特殊片理的空间展布，根据这种特殊片理的空间展布，常常可以圈出花岗常常可以圈出

294、花岗- -片麻岩基底隆片麻岩基底隆起的轮廓。起的轮廓。 五、变质岩系间的五、变质岩系间的隐蔽不整合隐蔽不整合 P412323 3两种不同变质岩系的接两种不同变质岩系的接触面经常表现为上覆岩系与触面经常表现为上覆岩系与结晶古老基底之间的构造滑结晶古老基底之间的构造滑动面。动面。以不整合下伏强硬结以不整合下伏强硬结晶基底为基盘的上覆岩系的晶基底为基盘的上覆岩系的构造滑动，使这个不整合接构造滑动，使这个不整合接触表现为断层。嵩山群变形触表现为断层。嵩山群变形过程中的底滑动面就是两套过程中的底滑动面就是两套变质岩群之间不整合画变质岩群之间不整合画 图图9-25)9-25)。五、变质岩系间的五、变质岩系

295、间的隐蔽不整合隐蔽不整合 P422334 4顺深变质岩区不整合带常发生高于正常的顺深变质岩区不整合带常发生高于正常的混合岩化。混合岩化。一般来说，结晶岩的导热性比沉一般来说，结晶岩的导热性比沉积岩和火山岩为大，特别是上覆岩系为石英积岩和火山岩为大，特别是上覆岩系为石英砾岩、砂岩一类岩石时，它们与基底结晶岩砾岩、砂岩一类岩石时，它们与基底结晶岩系接触处往往成为聚积大量热能的场所，以系接触处往往成为聚积大量热能的场所，以致引起岩石的部分熔融和超变质作用，从而致引起岩石的部分熔融和超变质作用，从而在两大岩群之间形成一条强烈混合岩化带。在两大岩群之间形成一条强烈混合岩化带。我国冀东地区迁西群与滦县群之

296、间的不整合我国冀东地区迁西群与滦县群之间的不整合就是被混合花岗岩化带所掩蔽。就是被混合花岗岩化带所掩蔽。 五、变质岩系间的隐蔽不整合五、变质岩系间的隐蔽不整合 P43234五、变质岩系间的隐蔽不整合五、变质岩系间的隐蔽不整合 P45(二二)变质岩系构造层的划分和对比变质岩系构造层的划分和对比 角度不整合是划分构造层的依据。但在变质岩区由于不整合角度不整合是划分构造层的依据。但在变质岩区由于不整合常常渐变过渡为退变质带，或被片理化带、断裂构造以及混合岩常常渐变过渡为退变质带，或被片理化带、断裂构造以及混合岩化带掩蔽，确定不整合往往有赖于不同岩系之间变形化带掩蔽，确定不整合往往有赖于不同岩系之间变

297、形-变质的序变质的序列对比。通过对两个岩系的详细填图和构造解析，从不同尺度上列对比。通过对两个岩系的详细填图和构造解析，从不同尺度上研究它们的变质建造组合、变形特征、岩浆活动史，并进行序列研究它们的变质建造组合、变形特征、岩浆活动史，并进行序列对比，把两个构造层具体划分开来。对比，把两个构造层具体划分开来。 一般说来，不同构造层在构造格局、变形一般说来，不同构造层在构造格局、变形-变质、混合岩化、变质、混合岩化、岩浆活动以至成矿作用等方面都不同。岩浆活动以至成矿作用等方面都不同。例如河南嵩山地区登封群例如河南嵩山地区登封群与嵩山群，不仅在岩石变质程度上有明显差别，而且两个构造层与嵩山群，不仅在

298、岩石变质程度上有明显差别，而且两个构造层的构造格局迥然不同，登封群为东西向构造，嵩山群为近南北向的构造格局迥然不同，登封群为东西向构造，嵩山群为近南北向构造。登封群中岳变形旋回的变形构造。登封群中岳变形旋回的变形-变质序列和岩浆序列在嵩山变质序列和岩浆序列在嵩山群中没有踪迹，而嵩山群嵩阳旋回的变形群中没有踪迹，而嵩山群嵩阳旋回的变形-变质系列却在登封群变质系列却在登封群中有所反映。说明登封群较之嵩山群有更加复杂的和更久远的变中有所反映。说明登封群较之嵩山群有更加复杂的和更久远的变形历史。形历史。235六顺层和韧性剪切六顺层和韧性剪切 长期和深层次的构造变长期和深层次的构造变形和变质作用造成了变质岩形和变质作用造成了变质岩系中众多的韧性剪切尤其是系中众多的韧性剪切尤其是顺层韧性剪切。这是变质岩顺层韧性剪切。这是变质岩区断裂构造的一个典型特征。区断裂构造的一个典型特征。236谢谢观赏！谢谢观赏！