第一章 绪论
一、研究内容及对象
1、构造地质学的定义
地质构造指的是组成地壳的岩层和岩体在地球内、外力地质作用下所发生的变形，从而形的成诸如褶皱、节理、断层、劈理以及其它各种面状和线状构造。 2、构造地质学的研究对象及两个概念的区别
① 研究对象
构造地质学的研究对象是地壳及岩石圈中的造现象、空间分布及形成原因。 ② structural geology和tectonics的区别
构造地质学有两个分支，即structural geology和tectonics，这种区别在欧美国家中实际不存在，在欧美国家中，structural geology一词包含了所有的地质构造，也包含了tectonics的含义。而在前苏联和我国，structural geology和tectonics两个单词则具有不同的含义，即structural geology指的是地壳内的中、小型构造，而tectonics则指的是包括岩石圈在内的区域大地构造，故在这些国家，将structural geology和tectonics两词分别称之为《构造地质学》和《大地构造学》，在大学里也分别开设上述相应的两门课程。 3、构造地质学的研究内容
研究内容：从构造现象(构造形迹)上讲，其包括岩石和岩体〈地质体〉的原生和次生构
造，尤其以研究岩石的次生构造为主。
次生构造：指的是岩石形成后，在地质作用过程中所发生的破坏，包括褶皱、断层、节
理劈理等。
原生构造：指的是岩石在形成过程中形成的各种面状和线状构造(主要指沉积岩和岩浆
1
岩)。从地质作用的角度讲，《构造地质学》主要研究内力地质作用。
二、研究方法
《构造地质学》的研究方法主要为反序法，即根据地质构造的形态特征及规律反寻其成因，进而去讨论地壳运动的规律，即\"将今论古\"。在对某一构造进行实际分析时，往往包括了如下方面的研究：
空间方面：主要研究地质构造的形态特征、分布规律与组合形式。 时间方面：主要研究地质构造的形成顺序与演变。
成因方面：主要研究地质构造的形成机制及其发育的地质条件。
以上三个方面的研究，归纳起来实际是对地质构造的几何学特征，运动学特征和动力学背景的分析。
三、研究意义
1、理论意义
实例1、大洋中脊裂谷带的构造特征—地幔对流
实例2、阿尔卑斯-喜马拉雅带的构造和地貌特征—板块碰撞 实例3、华南的大地构造特征—板块俯冲 2、实践意义
实例1、贵州的汞、金、铅锌矿与构造的关系
实例2、松树山、派因维油田、苏北、塔里木油田构造与油气藏的关系 实例3、构造对地下水的控制规律
实例4、地震与构造的关系(全球地震带及唐山地震)
四、从构造地质研究发展史谈当今的地壳构造观
《构造地质学》研究的历史，大体可以分为两个大的阶段，第一阶段为本世纪六十年代前，第二阶段为六十年代至今。两个阶段的地质学家对地壳构造的形成和地壳运动
2
的规律有截然不同的认识。 1、六十年代以前的地壳构造观
19世纪中到后半叶，美国学者J.Hall(1859)和J.D.Dana(1883)根据他们对世界著名的阿巴拉契亚造山带的研究，提出了垄断地质学界近一个世纪的槽台学说，在这个学说的影响下，人们普遍认为，地壳运动的方式是以升降运动为主，由此而给人们的印象是，地壳构造是由于升降运动引起的\"一刀一刀向下切\"的陡倾断层为主。 2、六十年代至今的地壳构造观
20世纪初(A.J.Wegener，1912《的生成》，1915《海陆的起源》)漂移学说
的提出
六十年代初(H.H.Hess，Dietz，1961)海底扩张的提出 六十年代中期(Wilson，1965)转换断层和板块构造理论的提出
20世纪后半叶的COCORP计划、逆冲推覆构造、剪切带和伸展构造研究等 3、薄皮构造观的讨论与实例
①、地球内部构造的成层性与薄皮构造 ②、物质平衡和能量平衡与薄皮构造 ③、地球物理证据
五、地质构造研究中的几种思维方法
1、拆零-组装法(美，Alvin.Toffler;Ilya.Prigogine) 2、历史构造分析法 3、构造类比法
4、牛顿的时空观与\"将今论古\"
X+Y+Z=A
六、学习方法
3
热情+远见+行动＝成功 兴趣+计划+行动＝成功
4
第二章 沉积岩层的原生构造及其产状
第一节 沉积岩层的原生构造
一、层理及其识别
层理是沉积岩中最普遍的一种原生构造，其包括层面以及岩层内部的成分、粒度、结构、胶结物结构和颜色等特征在剖面上的突变和渐变所显示出来的一种成层性。 (一) 层理的分类
根据层理形态及其结构(几何分类)可将层理分为两类，即水平层理和交错层理(波状层理和斜层理)，有的教科书上将其分为三类，即水平层理、波状层理和斜层理。 (二) 层理的识别标志
1、岩石的成分变化 2、岩石的结构变化 3、岩石的颜色变化
4、岩层层面上的原生构造(如波痕、底面印模、暴露标志等均可作为层理的识别标志)。 二、利用沉积岩的原生构造来鉴定岩层的顶、底面
1、斜层理
斜层理是由一组或多组与主层面斜交的细层组成。利用斜层理来判别岩层的顶、底板时，其判别特征是：每组细层理与层系顶部主层面成截交关系，而与层系底部主层面呈收敛变缓而相切的关系，弧形层理凹向顶面。 2、粒级层理
粒级层理又称递变层理，其特点是在一单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细，如底部是砾石或粗砂质，向上可递变为细砂、粉砂，以至泥岩。 3、波痕
波痕有很多种，能用来指示岩层顶底板的主要是对称型的浪成波痕。浪成波痕
5
有尖棱状的波峰和园弧状的波谷组成，利用波痕来判别岩层的顶底板时，其判别标志是：尖棱状的波峰指示岩层的顶板，而园弧状的波谷则指示岩层的底板。 4、层面上的暴露标志
① 泥裂 ② 雨痕 5、冲刷面 6、生物标志
第二节 岩层的产状、厚度及出露特征
一、地质体的基本产状 (一) 几个相关概念的介绍
1、地质体—各种成因的自然岩石体或土质体。
2、面状构造—指地质体中几何的或物理的呈面状的结构面—如岩层层面、断层面、褶
皱轴面等。
3、线状构造—指地质体中几何的或物理的具一定方向延长的构造—如断层线、矿物定
向排列而成的生长线、擦痕线等。
(二) 面状构造的产状要素
产状三要素：
走向—倾斜面与水平面的交线叫走向线，走向线两端延伸的方向即为该平面的走向。 倾向—倾斜平面上与走向线相垂直的线叫倾斜线，倾斜线在水平面上的投影所指的
(沿平面向下倾斜的)方位即倾向。 倾角—指倾斜面与水平面之间的夹角(α)。 (三) 线状构造的产状要素
倾伏向(指向)—某一线段在空间的沿倾斜方向的延伸方向，即某一倾斜直线在向下倾斜
6
方位上的水平投影线所指示的方向，用方位角或象限角表示。 倾伏角—指直线的倾斜角度，即直线与其水平投影线间所夹之锐角。
侧伏角—当线状构造包含在某一倾斜平面内时，此线与该平面走向线间所夹之锐角即为
此线在那个面上的侧伏角(用量角器现场测量)。 侧伏向—就是构成上述侧伏角的走向线的那一端的方位。 产状要素的表示方法：
图示法——长线表示走向，短线表示倾向，数字表示倾角 数字法SE15060 象限法S30E60
(注意其习惯用法！！) 倾伏SE12030
侧伏45NE或直接书写为“侧伏向NE，侧伏角45”。 二、岩层的原始产状与水平岩层的露头特征 (一) 沉积岩的原始产状
岩层的原始产状即岩层在沉积时的产出状态。除在盆地边缘、岛屿和礁体附近有局部的原始倾斜产状外，其余大部分区域的岩层的原始产状往往被视为是水平的。 (二) 水平岩层的露头特征
1、在层序未倒转的前提下：
岩层的面向——岩层由老变新的方向 2、地质界线——与等高线平行或重合 3、岩层厚度——是其顶底面的高差
4、岩层出露宽度——是其顶、底面的水平距，其大小与岩层厚度和地面坡度有关 三、倾斜岩层的露头特征
7
岩层——指岩石层面向某个方向倾斜的岩层。是岩层发生变形的结果－即构造中最基本的、最多见的现象。 倾斜岩层的露头特征—V字形法则
1、 当岩层倾向与地形坡向相反时—相反相同
2、 当岩层倾向与地形坡向一致，岩层倾角大于地形坡度角时相同相反 3、 当岩层倾向与地形坡向一致，岩层倾角小于地形坡度角时相同相同 4、直立岩层：地质界线不受地形的影响，是一条直线。
第三节 地层的接触关系
地层的接触关系分为整合接触和不整合接触两种，其中不整合接触有分为平行不整合和角度不整合。 一、整合接触
定义：连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层连续无间断、上下岩层彼此平行叠置，
岩层的这种接触关系称为整合接触关系。 特征：
① 一套岩层，各岩层之间在空间排列是相互平行的，新老岩层的产状是一致的。 ② 新老岩层在沉积层序上是连续的，没有间断面。
③ 由于沉积层序上是连续的，所以反映在沉积岩性和岩相变化是递变的，岩层中所
含化石也是逐渐变化的。
二、平行不整合接触(又称假整合)
定义：上下两套岩层之间在空间上是平行排列的，产状一致，但它们之间缺失一些时代
的岩层，说明经历过一定时间的沉积间断，或经受过一定时期的风化剥蚀作用后，再下降接受沉积的过程。 特征：
8
① 不整合面上下的岩层彼此平行排列，岩层产状一致。
② 底砾岩、古风化壳以及风化残余型矿床，如褐铁矿、铝土矿或磷矿等是不整合存
在的直接标志。不整合面上的沉积物成分常常与下伏地层的成分有关。 ③ 不整合面上下的两套岩层在岩性和岩相以及所含化石的演化上都是截然不同的、
是突变的，反映了因长时间的沉积间断而造成的部分地层缺失与上下两套岩层之间沉积环境的变化。
三、角度不整合接触(简称不整合)
定义：时代较新的岩层以一定的角度覆盖在不同时代或同一时代不同层位的老岩层之
上，上覆岩层与下伏岩层之间具有明显的沉积间断、生物演化不连续性。 特征：
① 不整合面上下新老岩层之间产状明显不同，两者呈一定交角接触。
② 不整合面上下的新老岩层之间缺少一定时期的地层，存在沉积间断。不整合面上
常发育有底砾岩和风化残余矿产。
③ 由于新老两套岩层之间存在长时期的风化剥蚀和沉积间断，在不整合面上、下的
新老岩层的岩性、岩相及古生物演化上都截然不同。
④ 不整合面以下老岩层的构造(褶皱、断裂等)常常比上覆新岩层相对强烈且复杂，
岩浆活动和变质作用也具有类似的特点。
四、不整合在地质图上的表示
1、在平面图上的表示 2、在剖面图上的表示 五、不整合的形成过程
1、平行不整合
下降、接受沉积→上升、沉积间断、遭受剥蚀→再下降、再沉积
9
2、角度不整合
下降、接受沉积→褶皱、断层等变形、变质作用或岩浆作用、上升、沉积间断、遭受剥蚀→再下降、再沉积
六、不整合的观察与研究
1、研究意义
① 就构造研究本身 ② 在岩石地层学方面 ③ 在岩相古地理研究方面 ④ 在矿产研究方面 2、不整合的研究
① 确定不整合的存在
标志有：地层古生物方面的标志、沉积侵蚀方面的标志、构造方面的标志、岩浆活动方面的标志和变质作用方面的标志等。 ② 确定不整合的形成时代
确定原则为：下伏地层中最新地层形成之后和上覆地层中最老地层形成以前的时间区段为不整合形成的时代，亦即本次构造运动的活动时间。 ③ 研究不整合的空间展布和类型变化。
10
第三章 地质构造分析的力学基础
第一节 应力的概念
一、面力和体力
体力：物质(岩体)单位重力，与质量成正比。
面力：岩块间的相互作用力，其作用于物体的表面，故有称之为表面力。 二、应力
定义：应力是在面力和体力作用下引起的，作用于物体内(假设面)和表面(真面)的单位
面积上的一对大小相等而方向相反的力，它是作用于该面上力的大小的度量。应力的方向与作用力方向一致，其大小用σ表示。
σ=P(作用力)/A(受力面积)
如应力在这一平面上分布不均，则该平面上的应力是每一微小面积上作用力。
σ=dP/dA 如果我们考虑的面与作用力的作用方向不垂直，则作用力P可分解为垂直断面的分力Pn和平行断面的分力Pτ，相应的合力σf亦可分为垂直断面的分力σ＝dPn／dA，该应力叫正应力或直应力，及平行断面的应力τ=dPt/dA，称之为剪应力或切应力。在地壳运动过程中，许多面往往与作用力的方向是不平行的。
在地质学中，规定：正应力是压应力时为正，张应力时为负；而剪应力是逆时针时为正，顺时针时为负。 三、一点的应力状态
设一个平衡力系统作用于一个无限小的立方体上，力系可合成为作用于立方体中心的一对力。如设立方体的三条边为三个直角坐标系的X、Y和Z，则每个面上的应力可分解为三个，即正应力σ和平行于两个坐标轴的一对剪应力。即在立方体的各个面上一共有九个分量。
11
σx σy σz
τττ
xy
τττ
xz
yxyz
zxzy
如作为平衡力系统考虑，有：
-τ-τ-τ
xy
= τ = τ= τ
yx
yzzy
xz zx
弹性力学证明，当物体受力平衡时，总可以找到三个相互垂直的面，其上只有正应力作用而剪应力为零。这种面叫主应力面，其上的正应力叫主应力。故一点的应力状态可以用三个主应力的大小和方向来表示，即σ1、σ2和σ3。其大小为σ1≥σ2≥σ3，主应力方向亦称之为主应力轴方向。
常见的应力状态有如下几种：
1、单轴应力状态：一个主应力不等于零，另外两个主应力为零。
单轴压缩：σ1＞σ2＝σ3＝0 单轴拉伸：σ1=σ2=0＞σ3
2、双轴应力状态：一个主应力为零，另外两个主应力不为零。
双轴压缩：σ1＞σ2＞σ3＝0 平面应力状态：σ1＞σ2＝0＞σ3
3、三轴应力状态：是指σ1、σ2和σ3三个压应力值都不等于零的应力状态。
σ1≥σ2≥σ3
当σ1=σ2时，称为均压，亦叫静水压力，是一种特殊的应力状态，它只引起物体的体积变化，使其缩小或膨胀，而不改变物体的形状。引起物体改变形状的主要因
12
素是应力差，即σ1-σ2。
第二节 应力分析简介
一、二维应力状态
人们对三维事物的分析，常难以用图件直观达，因此，总是通过不同角度的二维状态来进行研究，然后再在二维分析的基础上综合出三维特征。二维应力分析中只考虑所研究的二维平面内的应力状态，而不考虑与此平面相垂直的另一轴的应力状况。前述的三种应力状态均可用二维应力状态来分析之。 (一) 任以截面上的应力状态
设在与σ3相垂直的二维应力场中，其主应力分别为σ1和σ2，考虑任一截面AB上的应力，AB的法线与σ1轴呈α角，因我们不能直接合成或分解σ1和σ2，所以必须先把应力转换成作用于各条边上的力。设AB线为单位长度，则OA=sinα，OB=cosα。作用于斜面AB上沿OA和OB方向的P1和P2分别等于应力乘面积。
把P1和P2分解为垂直于AB面和平行于AB面的力，并相互相加，则垂直AB面的力为：
Pn=P1cosα+P2sinα
因为AB是单位长度，故正应力为：
σa=Pn/AB=p1cosα+p2sinα=σ1cosαcosα+σ2sinαsinα
或σa=σ1cosα+σ2sinα=(σ1+σ2)/2+((σ1-σ2)/2)cos2α 平行AB的力为：
pτ=p1sinα-p2cosα
则剪应力应为τa=pτ/AB
τa=σ1cosαsinα-σ2sinαcosα=((σ1-σ2)/2)sin2α
(3-3)
2
2
(3-2)
从此方程可知，当2α=90°时，τ为最大，其值等于(σ1-σ2)/2。故最大剪应力作用
13
面与σ1和σ2轴的夹角为45°。 (二) 表示应力状态的莫尔图解
将(3—2)和(3—3)式分别平方后相加，得
上式是一个椭圆方程式，在以σ为横坐标，τ为纵坐标的坐标系统中，它代表圆心在((σ1+σ2)/2，0)半径为(σ1-σ2)/2的一个椭圆，这就是二维应力状态下的应力莫尔园。圆周上的任意一点P的坐标，代表其法线与σ轴成α角的截面上的正应力和剪应力。
从上图可知：
(1) 当α=0°时，σa=σ1，τa=0
当α=90°时，σa=σ2，τa=0
在这两个面上只有正应力而无剪切应力，这两个面称为主平面，其上的应力称之为主应力。
(2) 当α=45°或135°时，剪应力的绝对值最大τ
max
=(σ1-σ2)/2。它是位于与主应
力轴成45°交角的一对相互垂直的面，称为最大剪应力作用面。
(3) σ1=σ2，τ=0，即在均压下，无剪应力。在三维应力状态中，若σ1=σ2=σ3，称
为静水压力。
二、应力场、应力轨迹和应力集中
1、应力场
物体内部各点在某一瞬间的的应力状态构成了一个场，这个场即为应力场。 2、构造应力场
地壳内一定空间范围内某一瞬间的应力状态称为构造应力场，表示那一瞬间各点的应
力状态即其变化情况。构造应力场的划分：
14
(1) 根据构造应力场分布的规模可划分为局部构造应力场、区域构造应力场和全球构
造应力场。
(2) 根据构造运动发生的时间，可将构造应力场划分为古构造应力场和现代构造应力
场。 3、应力轨迹
应力轨迹又称应力迹线，它是通过主应力方向的连线来表示某一物体受力状态的一种
表示方法，其可用应力等值线来表示其强度的空间变化。 几种附加应力状态
第一种：水平挤压力来自岩块的左侧，自上而下逐渐增大
第二种：附加应力包括二类：1、作用在岩块底面上呈正弦曲线形状的垂向力；2、
沿岩块底面作用的水平剪切力。这种应力状态下形成的势断层的产状比较复杂。在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部变陡。自稳定区趋向边缘，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。
第三种：侧向拉伸条件下简单剪切时的应力状态 4、应力集中
由于物体的不均质，其受力时各点的应力状况将发生变化，如在岩石内部的空洞、裂隙等就会引起在这些部位的应力集中。设一弹性岩板内园孔附近的主应力变化情况，其在园孔附近的切线应力为：
σ=P1(1-2cos2θ)
P1是无穷远处的主应力(或平均主应力)；θ是园孔半径与主应力P1夹角；
在A点：θ=π/2，σ=3P1，这说明AB点处造成了三倍于平均主应力的应力集中。在
15
长轴平行于AB的椭圆孔周围，应力还要大。
σ=P1(1+2a/b)
a、b分别为椭圆的长轴和短轴。
在C、D点：θ=0，σ=-P1，为单轴引张力，虽然在孔的远处为单轴压缩状态，并无引张应力存在，但在孔的顶点却引起了张力的存在。
第三节 变形岩石的应变分析基础
一、变形与应变
1、变形
物体受力作用后，其内部各点间的位置所发生的改变称之为变形。物体的变形是通过内部质点的位移来完成的。
位移的基本形式有四种平移、旋转、体变和形变。 物体的变形方式有五种拉伸、挤压、剪切、弯曲和旋转。 2、应变
应变是指与初始状态相比较的物体变形后的状态。物体变形的结果引起内部质点间的线段长度的变化或两条相交线段之间的角度变化。前者称之为线应变而后者称之为剪应变。对物体应变的测量，即是通过线应变和剪应变来完成的。 (1) 线应变
指物体内某个方向上单位长度的变化。在应变分析中，常用以下几种参数来表达线的长度变化。
ε=(L1-L0)/L0
式中L0和L1为变形前后同一线段的不同长度。其中拉伸时为正值。 平方长度比(λ)：线段变形后的长度与变形前的长度的比的平方。
=(L1/L0) =(1+ε)
16
2
2
(2) 剪应变
变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量称为角剪应变()，或简称角剪应变，其正切称之为剪应变(γ)。
=tan
在地质分析中，与剪切面垂直的物质线向右偏为正，即右行剪切为正，反之，左行剪切为负。 3、均匀变形与非均匀变形 (1) 均匀变形
指物体内各点的应变特征相同的变形，其特征是：变形前的直线，变形后仍为直线，变形前的平行线变形后仍相互平行。面状构造亦然。因此，任一小单元的应变性质(大小和方向)就可代表整个物体的变形特征。其中单位园变形后为椭圆，称之为应变椭圆。对三维均匀变形而言，园球变形后为椭球，单位园球变形后的椭球称之为应变椭球。 (2) 非均匀变形
物体内各点的应变特征发生了变化的变形称为非均匀变形，与均匀变形相比较，其特征完全相反。 4、连续变形和不连续变形
如果物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐改变的，则称为连续变形；如果是突然改变的，则应变是不连续的，称为不连续变形。例如物体的两部分之间发生了断裂。 二、应变椭球体
1、应力椭球体与应变椭球体
应力椭球体
在分析物体受力的应力状态时，我们知道，当物体受力后处于平衡状态时，物体
17
内任意一点总可以截取这样一个小单元，使其六个面上只有正应力作用而无剪切应力作用—主应力，当这六个面上的三对主应力相等时，物体只发生体积改变而不发生变形。
当三对主应力的大小不同时，则物体发生形变。当σ1＞σ2＞σ3，并符号相同时就就可根据一点的应力矢量σ1、σ2和σ3为半径作一个椭球体，该椭球体即代表了作用于该点的应力状态。称为应力椭球体，应力椭球体的三个轴称为主应力轴。应力椭球体可以代表三维应力状态。沿三个主应力平面切割椭球体的三个椭圆称应力椭圆。 应变椭球体
单位圆球体经均匀应变变成的椭球体称为应变椭球体。
从数学上可以证明和推导出，由单位圆球变成的应变椭球有三个互相垂直的主轴，沿主轴方向只有线应变而没有剪应变。这三个主轴分别以X、Y、Z或A、B、C表示，并分别代表应变椭球体的最大、中间和最小应变主轴。
包含应变椭球体的任意两个应变主轴的平面称为应变主平面。分别以XY、XZ、YZ或AB、AC、BC三个平面表示。
应变椭球体与应力椭球体的关系 应力作用方向 σ1轴作用方向 σ2轴作用方向 σ3轴作用方向 三、岩石的变形阶段
弹性变形阶段
岩石受力后要发生变形，当外力解除后，其变形又恢复到原来的状态。这种变形即为
18
应变椭球体轴向 λ3(C、Z)轴向 λ2(B、Y)轴向 λ1(A、X)轴向 应变方式 挤压 中间 拉伸 弹性变形。地震波的传播是一种弹性波，因此，在许多情况下，地震所引起的变形是一种弹性变形。 塑形变形阶段
随着外力的不断加强，岩石的变形程度亦随之增强，当应力作用超过岩石的弹性极限后，即使再将应力解除，变形了的岩石也不能完全恢复其原来的状态，这种变形即为塑性变形。岩石的塑性变形是通过矿物晶内滑动、位错滑动、位错蠕变和扩散蠕变等变形方式来完成的。 晶内滑动和位错滑移
晶内滑动是沿矿物晶体内一定的滑移系发生的，即沿某一滑移面的一定方向的滑移。滑移系是由矿物晶体的内部结构所决定的。滑移面通常是高原子密度和高离子密度的那些面，滑移方向通常是滑移面上原子或离子排列最密的方向，不同的矿物各具有不同数目的滑移系。如石英矿物常沿(0001)面产生滑动。
晶内滑动既可造成晶粒的形态改变而发生塑性变形，又可使晶体发生旋转，造成晶体的优选方位。在超微观尺度上，在一个晶体的整个滑移面上并没有同时发生滑动，只是在一个小的应力集中区(晶体缺陷处)首先发生。滑移区与未滑移区的界线即位错线。位错的传播犹如在一个摆满家具的房间中移动地毯。位错的传播如受阻，则形成位错网络和位错墙。 位错蠕变
位错蠕变是一种高温变形机制，在这种情况下，位错可以从一个滑移面攀移到另一个滑移面上，当两个符号相反的位错发生攀移时会相互甄灭，符号相同时则重新排成位错壁，将一个晶粒分隔成若干亚颗粒。亚颗粒是岩石韧性变形的一个重要标志，即多边化作用，在单偏光显微镜下其仍是一个晶体，但在正交镜下则有几度的消光位存在。 另一种情况下，在初始变形晶粒边界或局部的高位错密度处，储存了较大的高位能，
19
在温度足够高的情况下，将形成新的重结晶颗粒—动态重结晶。使初始的大晶粒分解成新的亚颗粒，如未完全分解则形成核幔构造。 扩散蠕变
是一种通过扩散物质的转移而达到晶粒形态发生改变的作用。当岩石间存在晶间水膜时，扩散蠕变更易发生。物质从高应力边界溶解，通过离子间的水膜进行迁移，并在低应力边界沉淀—压溶作用。其构造现象是压力影。 颗粒边界滑动
是一种通过颗粒边界之间的滑动来调节岩石总体变形的变形机制。 断裂变形阶段
当应力达到或超过岩石的强度极限时，岩石的内部结合力遭到破坏，进而产生破裂面，使岩石的完整性被破坏，即断裂变形。
岩石的强度极限又称之为破裂极限，是指常温长压下使固体物质开始破坏时的应力值。常见的一些岩石的破裂极限值见下表。
常温常压下一些岩石的强度极限 岩石 花岗岩 大理岩 石灰岩 砂岩 玄武岩 页岩 四、递进变形
有限应变和总应变：物体变形的最终状态与初始状态对比，其间所发生的变化称之
20
抗压强度 (MPa) 148(37－379) 102(31－262) 96(6－360) 74(11－252) 275(200－350) (20－80) 抗张强度 (MPa) 抗剪强度 (MPa) 3－5 3－9 3－6 1－3 － － 15－30 10－30 10－20 5－15 10 2 为有限应变或总应变。
递进变形：物体从初始状态变化到最终状态的过程是由许多次微量应变逐次迭加的过程，这种变形的发展过程称之为递进变形。
变形过程中某一瞬间正在发生的小应变叫增量应变，如所取的时间非常小，其间发生的微量应变过程称为无限小应变。
递进变形实际是由许多次无限小应变逐渐累积的过程，对变形史的某一阶段进行应变分析时，总可以把应变状态分为两部分，即已经发生了的有限应变和正在发生的无限小应变或增量应变。
如考虑被变形的物质是一些球粒物质，不同变形阶段所产生的应变椭球的主轴可以是一致也可以不一致。相同者称之为共轴变形，不同者称之为非共轴变形。 共轴递进变形与纯剪应变
在变形过程中，各增量应变的主轴始终与有限应变主轴保持一致时为共轴递进变形。 根据应变椭球体应变主轴方向质点线与变形前相应质点线之间的不同关系，平面应变可分为简单剪切与纯剪两种。
纯剪应变是一种均匀变形是一种均匀变形，应变椭球体中两个主轴(λ1或A轴和λ3或C轴)的质点线在变形前后具有同一的方位，即沿应变主轴方向的质点线没有发生旋转。故纯剪应变又称为无旋转变形。因此其无疑是一种共轴变形。 非共轴递进变形与简单剪切
定义：在变形过程中，各增量应变椭球的主轴与有限应变椭球的主轴不一致，即非共轴变形。单剪应变是一种非共轴变形。 五、剪裂角分析
剪裂角与共轭剪裂角
当岩石受力并超过强度极限时，就会发生破裂，岩石的破裂有两种方式，张裂和剪裂。
21
张裂的位移方向垂直破裂面，张裂面一般垂直于最小应力方向(压为正)。
剪裂的相对位移方向平行于破裂面，从应力分析结果知，剪裂面在理论上与最大主应力的方向呈45°夹角，但在通常情况下其往往小于45°。
剪裂面与最大主应力方向的夹角称之为剪裂角，一般剪裂面常成两组共轭出现，包含最大主应力轴的两个共轭剪裂面的夹角称之为共轭剪裂角。理论上共轭剪裂角应为90°，但实际上往往小于90°，对此问题有如下一些解释准则。 库仑剪切破裂准则
库仑认为，岩石抵抗剪切破坏的能力不仅同作用在切面上的剪应力有关，而且还与作用于该截面上的正应力有关。设发生剪裂的临界剪应力为τ。
τ=τ0+μσn
式中σn是正应力；τ0是σn=0时岩石的抗剪强度，也称为岩石的内聚力，对一种岩石而言，其为一个常数；μ是岩石的内摩擦系数，即为前式所代表直线的斜率，故上式可写为；
τ=τ0+tanυ
式中tanυ等于μ，υ为内摩擦角。在莫尔应力图解之中，上式为两条与岩石破裂时极限应力园相切的直线，称之为剪切破裂线，两个切点代表了共轭剪切面的方位及应力状态。
岩石破裂时剪裂面与σ1的夹角为θ，2θ=90°-υ
由上可见，剪裂角的大小取决于岩石变形时内摩擦角的大小，实验表明，许多岩石的剪裂角在30°左右。 摩尔剪切破裂准则
根据实验，摩尔对库伦准则进行了修正，他认为，材料的内摩擦角不是常数，而是随围压的变化而改变的，其破裂线的方程一般表达为：
22
τn=f(σn)
这是一条由一系列实验得出的曲线，他包括了同一种岩石在不同围压下破裂时的极限应力园，这一曲线称之为摩尔包络线。 格离非斯准则
摩尔和库仑的成果均为根据实验而得，格里非斯发现，材料的实际强度远远要小于根据分子结构理论计算出的材料的粘结强度。他认为其是材料中随机分布的微裂隙所致。
第四节 影响岩石变形行为的因素
岩石的变形特征与下列因素有关：
1) 应力的大小及作用方式。
2) 岩体的力学性质及变形时的边界条件。
岩体的力学性质取决于：a、岩体的矿物组成；b、组成岩体的物质结构；c、岩体的构
造。
岩体变形时的边界条件有：a、围压；b、温度；c、孔隙水；d、作用时间。 一、岩石的各向异性对变形的影响
组成岩石的矿物成分和结构构造是各不相同的，这些不同会造成岩体的强度不同。 在岩石中，层理和次生面理的发育，会造成岩石的各向异性。岩石各向异性最典型的实例是：当成层岩层受压时可形成褶皱，而块状岩石受压是则明显不易形成褶皱而容易产生断层。在前面的剪裂角分析中，剪裂角θ=45°-υ/2，但在各向异性的岩石中，破裂将会受到先存薄弱面的影响，剪裂面可能会偏离θ的理论方向。甚至可能沿着层面等软弱面发生破裂。 二、围压对变形的影响
岩石处于地下深处变形时，承受着周围岩体的围压。围压增大时的效应一方面增大了岩
23
石的极限强度；另一方面增大了岩石的韧性。 三、温度对变形的影响
众所周知，地壳的温度是随深度增大而不断增高的，温度的增加对岩石变形的影响与围压有相似之处，温度的增加可提高岩石的韧性，但要降低岩石的屈服极限。 四、孔隙流体对岩石变形的影响
其主要表现在以下两个方面：
1) 当岩石含水丰富时，可以降低岩石的强度。此外，孔隙流体的存在促使矿物质的迁
移与重结晶。岩石的强度降低和重结晶均可促进岩石的韧性变形。
2) 孔隙流体压力效应：岩石中孔隙内流体的压力称之为孔隙压力。在正常情况下，地
壳内任一深度上孔隙水中的压力相当于这一深度到地表的水柱压力，大约为静水压力(围压)的40%。在地壳运动过程中，由于快速沉积和构造变动等原因可导致沉积物快速堆积而使得孔隙水不能及时排除，故而使得岩石中孔隙水增加而孔隙压力增大。在某些油田中测得，孔隙压力达到了围压的80%，有的甚至高达100%。孔隙压力(Pp)的增大抵消了围压(Pc)，使得导致岩石变形的有效围压(Pe)降低，即：Pe=Pc-Pp。
因此，当岩石中存在异常孔隙压力时，围压将随之而降低，故而使得岩石的强度降低和使得岩石容易产生脆性破裂。强度的降低可使得岩石在较小的应力作用下发生较大的变形。
五、影响岩石变形的时间因素
应力作用时间对岩石变形的影响主要有如下三个方面： 1、应力作用速度对岩石变形的影响
快速施加应力，不仅可增加岩石的变形速度，而且可以增加岩石的脆性变形；而缓慢施加应力则可减慢岩石的变形速度和增加岩石的韧性。
24
2、重复施加应力对岩石变形的影响
用一个很小的力施加在一个物体上，当所施加的力达到了该物体的疲劳极限时，则物体将发生变形。
3、蠕变与松弛对岩石变形的影响
在应力长期作用下，即使应力在常温常压的短期试验的屈服极限之下，岩石也会发生缓慢的永久变形，这种与时间相关的变形称之为蠕变。
松弛则是指当应变保持不变时，随着时间的增加而应力逐渐减小的现象。 许多实验表明，随着时间的僧加，可使岩石表现出流变特征，蠕变与松弛可使岩石的弹性强度降低。
25
第四章 褶皱
褶皱是由岩层中各种面(层面、面理等)的弯曲而反映出来的变形，它是岩石中的塑性变形。
第一节 褶皱和褶皱要素
一、褶皱的基本类型
根据褶皱面的弯曲形态进行划分
根据褶皱面的弯曲形态，褶皱有两种基本类型：背形和向形。 背形：指两侧(翼)褶皱面相背倾斜的上凸弯曲。 向形：指两侧(翼)褶皱面相向倾斜的下凹弯曲。
褶皱面既不上凸又不下凹，而是凸向旁侧的弯曲称之为中性褶皱。
根据褶皱形态和组成褶皱的地层进行划分：可将褶皱划分为两种基本类型——背斜
和向斜。
背斜：核部由老地层组成，两翼由新地层组成，岩层凸向地层变新方向弯曲的褶皱为背斜。
向斜：核部由新地层组成，两翼由老地层组成，岩层凸向地层变老方向弯曲的褶皱为向斜。
褶皱的露头特征
背斜：由中心(核部)向两侧(翼)，组成褶皱的岩层从老到新对称重复。 向斜：由中心(核部)向两侧(翼)，组成褶皱的岩层从新到老对称重复。 二、褶皱要素
核(部)：指褶皱中心部位的岩层。 翼(部)：指褶皱两侧比较平直的岩层。
拐点：相邻背斜和向斜的共用翼的褶皱面常呈“S”形弯曲，褶皱面不同凸向的转折点称
26
之为拐点。
翼间角：指正交(横剖面或横切面)剖面上两翼间的夹角(见图)。园弧形褶皱的翼间角是指
通过两翼上两个拐点间的切线之间的夹角。 转折端：指褶皱由一翼过渡到另一翼的那部分。 枢纽：指单一褶皱面上最大弯曲点的连线。
脊线和槽线：同一褶皱面上沿背斜最高点的连线为脊线；而沿向斜最低点的连线为槽线。 轴面：各相邻褶皱面的枢纽连成的面称之为轴面。轴面是一种假想的标志面，它可以是平
面，也可以是弯曲的面。
轴迹：轴面和地面或任何平面的交线为轴迹。 三、褶皱的波长与波幅
描述一个褶皱的大小往往用褶皱的波长和波幅来表示。在正交剖面上，连接各褶皱面的拐点的连线称褶皱的中间线；褶皱的波长(W)是指一个周期波的长度，即等于两个相间拐点之间的距离；波幅(A)是指中间线与枢纽点之间的距离。
第二节 褶皱的几何形态及褶皱
一、褶皱的的描述形态
园柱状褶皱
具有由一条直线平行自身移动而成的弯曲面的褶皱称之为园柱状褶皱。此类褶皱的轴线与枢纽线相互平行且为直线。 非园柱状褶皱
除园柱状以外的褶皱均为非园柱状褶皱。 二、褶皱的形态描述 (一) 剖面上的描述
根据转折端的形态进行描述
27
褶皱转折端的形态有园弧状、尖棱状、箱状等、椐此可将褶皱描述成如下几种。 根据翼间角的大小进行描述
①、平缓褶皱：翼间角(α)为120°＜α＜180°。 ②、开阔褶皱：翼间角(α)为70°＜α＜120°。 ③、中常褶皱：翼间角(α)为30°＜α＜70°。 ④、紧密褶皱：翼间角(α)为5°＜α＜30°。 ⑤、等斜褶皱：翼间角(α)为0°＜α＜5°。 根据褶皱轴面和两翼岩层产状来进行描述
可将褶皱描述为以下几种类型。
①、直立褶皱：褶皱轴面近于直立，两翼岩层倾向相反，倾角相近。 ②、斜歪褶皱：褶皱轴面倾斜，两翼岩层倾向相反，倾角不等。 ③、倒转褶皱：褶皱轴面斜歪，两翼岩层倾向相同，一翼倒转。 ④、平卧褶皱：褶皱轴面近于水平，两翼岩层一翼正常，一翼倒转。 ⑤、翻卷褶皱：为轴面弯曲的平卧褶皱。 根据褶皱的对称性来进行褶皱描述
可将褶皱描述成以下几种。
①、对称褶皱：褶皱轴面与褶皱包络面垂直，且两翼地层的长度和厚度基本相同。 ②、不对称褶皱：褶皱轴面与褶皱包络面斜交，两翼地层的长度和厚度不等。 在不对称褶皱中，往往于两翼一些软弱夹层内发育一系列次级小褶皱(或称之为从属褶皱)。这些从属褶皱常呈“S”、“Z”和“M”型。它们通常有明显的分布规律。在横切褶皱的观察面上，面向褶皱枢纽的倾伏方向，如背斜的左翼为长翼(缓翼)，从属褶皱往往为顺时针旋转的“Z”字型，而短翼(陡翼)的从属褶皱则多为“S”型；转折端为“M”型。反之，如背斜的右翼为长翼(缓翼)，发育于其中的从属褶
28
皱为“S”型，而短翼(陡翼)则多发育“Z”字型褶皱。
(二) 褶皱的平面轮廓
根据褶皱中同一褶皱面在平面上出露的纵向长度和横向宽度之比，可将褶皱描述为如下几种。
①、等轴褶皱：L：W≈1：1的褶皱为等轴褶皱，其中，等轴背斜称之为穹窿；而等轴
向斜则称为构造盆地。
②、短轴褶皱：L：W=3：1的褶皱为短轴褶皱，该类褶皱的枢纽向两端倾伏。 ③、线状褶皱：L＞＞W的各类褶皱称为线状褶皱。
第三节 褶皱的类型及其组合型式
一、根据组成褶皱的各褶皱层的厚度变化进行分类
平行褶皱
褶皱中各褶皱面作平行弯曲的褶皱。其特点有：①、同一褶皱层在褶皱的不同部位的厚度是一致的，故又称为等厚褶皱；②、褶皱具有同一曲率中心，故又称为同心褶皱；③、由褶皱中心向外，各褶皱面的曲率半径逐渐增大，曲率则逐渐变小，岩层产状即随之变缓，反之，自褶皱两翼想核部，曲率不断增大。
根据物质平衡原理，一个褶皱层在弯曲过程中要保持厚度不变，褶皱面的几何形态必然要随深度变化而改变曲率。顺褶皱轴向下，褶皱面的弯曲将越来越紧密，甚至变为尖棱褶皱；再则，由于要调整褶皱层的向心挤压，在褶皱轴部会出现复杂的次级小褶皱和逆冲断层，再向下即消失于某些滑脱面上。顺轴面向上则相反。 相似褶皱
相似褶皱指的是组成褶皱的各褶皱面作相似弯曲的褶皱。在相似褶皱中，各褶皱面的曲率相同，但无共同的曲率中心。褶皱的形态随深度变化仍保持一致，但各褶皱层的厚度发生了有规律的变化，即两翼变薄而转折端变厚。
29
二、根据组成褶皱各褶皱层面的几何关系分类
协调褶皱
褶皱中各褶皱面弯曲的形态一致或作有规律的变化，其间没有明显的不协调现象者称之为协调褶皱。平行褶皱的相似褶皱都是协调褶皱。 不协调褶皱
褶皱中各褶皱面弯曲的形态彼此有明显不同，以至发生了突变者称之为不协调褶皱。最典型的不协调褶皱是底辟构造。
不协调褶皱的形成，是由于组成褶皱各层的岩性和厚度不同而导致其不同部位受力不均等原因所致。 三、Rickard(1971)的褶皱分类
Rickard(1971)在总结了前人的褶皱分类的基础上，提出了根据褶皱轴面产状和枢纽产状的定量分类，即根据褶皱的轴面倾角、枢纽的倾伏角和侧伏角三个变量来进行三角图解，近而进行褶皱分类。
Rickard褶皱位态分类简表 类型 直立水平褶皱 直立倾伏褶皱 倾竖褶皱 斜歪水平褶皱 斜歪倾伏褶皱 斜卧褶皱 平卧褶皱
轴面倾角 80—90 80—90 80—90 10—80 10—80 枢纽倾伏角 0—10 10—80 80—90 0—10 10—80 10—80 80—90(侧伏角) 0—10 0—10 30
四、Ramsay(1967)的褶皱分类
Ramsay(1967)根据褶皱面的相对曲率，提出了一套形态分类，他将褶皱面的曲率变化用等斜线来表示，所谓等斜线即为褶皱正交剖面上褶皱层的上下界面的相同倾斜点的连线。等斜线的作法如下：
(1)、在褶皱正交剖面或照片上，用透明纸描出各褶皱层的迹线，并准确地画出褶皱的轴
迹。
(2)、以轴迹的垂线为基准线，用三角板和量角器，按一定的角度间隔(如5°和10°)画
出两相邻褶皱面的切线。
(3)、将相邻褶皱面的等斜切点连接起来即为等斜线。 Ramsay根据一个褶皱的等斜线样式将褶皱分为三个大类：
第一类：褶皱的等斜线向内弧收敛，内弧的曲率大于外弧曲率。根据厚度变化，又可将
Ⅰ类分为三个亚类，即：
Ⅰa、褶皱层厚度在枢纽部分比翼部要小，为顶薄褶皱。 Ⅰb、褶皱层各部分的厚度一致，为平行褶皱、等厚褶皱。
Ⅰc、枢纽处厚度变化比翼部略大，是平行褶皱(Ⅰb)与相似褶皱(Ⅱ)间的过渡类型Ⅰ。 第二类：褶皱的等斜线相互平行，内、外弧曲率相同，这类褶皱的典型是相似褶皱。 第三类：等斜线向外弧顶收敛，外弧曲率大于内弧曲率。 五、同沉积褶皱与底辟构造
同沉积褶皱：即在岩层沉积过程中逐渐变形而成的褶皱。这种褶皱具有以下几个特点： ①、两翼地层的倾角上陡下缓。②、褶皱一般较为开阔。③、如使背斜，其顶部岩层会变薄(可缺失层位)，向两翼则层厚逐渐加大。背斜的顶部为浅水的粗粒沉积物。④、如是向斜，其中心部位岩层的厚度最大。向斜中心为深水细粒沉积物。 底辟构造和岩丘
31
底辟构造是地下高韧性的物质，如岩盐、石膏、粘土、煤层等在构造应力作用下，或因物质的密度差引起的流动过程中，向上流动并挤入上覆岩层中而形成的一种构造，如岩浆侵入围岩形成的岩浆底辟。
造成底辟作用的原因是由于地下高韧性物质为核心的向上的挤入作用。因此，底辟构造由三部分组成：即底辟核；核上构造和核下构造三部分。底辟核为高韧性部分，往往形成很复杂的褶皱；核上构造一般是开阔的短轴背斜或穹隆构造，多被正断层所切割；核下构造通常简单平缓。
如底辟核由岩盐类物质组成，则称之为岩丘构造。岩丘具有重要的工业价值，其内核本身就是盐类矿产，核部周围以及核部与上覆岩层的接触带往往富含油气等矿产。
六、褶皱的组合形式
(一)、阿尔卑斯型褶皱(Alpinotype folds)
１、阿尔卑斯型褶皱的特点
阿尔卑斯型褶皱又称全形褶皱和地槽型褶皱、线状褶皱等，其特点是：
①、一系列线状褶皱成带分布；
②、所有褶皱的走向基本一致并与构造带的延伸方向一致； ③、在整个褶皱带内，背斜和向斜呈连续波状，并且同等发育； ④、不同级别的褶皱往往组合成巨大的复背斜和复向斜。
(欧洲阿尔卑斯山脉西起法国西南部，经瑞士和德国南部、意大利北部、东奥地利维也纳等地。山脉整体呈北西向弧形。山脉全长1200公里，一般宽120—200公里，最宽达300公里。平均海拔为3000米，主峰勃郎峰海拔为4807米)。 ２、复背斜与复向斜
①、复背斜：是指背斜的两翼被一系列次级褶皱复杂化了的大型背斜。
32
②、复向斜：是指向斜的两翼被一系列次级褶皱复杂化了的大型向斜。
③、复背斜与复向斜的特征：组成复背斜和复向斜的次级褶皱大多是比较紧密的，
自复背斜核部向两翼，次级褶皱常由直立—斜歪—倒转—平卧。即次级褶皱的轴面往往呈有规律的排列，其往往构成扇形和反扇形两种。
3、阿尔卑斯型褶皱的分布
阿尔卑斯型褶皱主要分布于地槽区，其名称即来自阿尔卑斯褶皱带。
(二) 侏罗山式褶皱(Jura-typefolds)
侏罗山式褶皱又称过渡型褶皱和滑脱褶皱，是一类由于地层内的层间滑动引起的与基底无关的褶皱。其代表性构造是隔档式褶皱和隔槽式褶皱(侏罗山位于法国和瑞士边界，山脉呈北东—南西向，略呈弧形，山脉长300公里，海拔高约1000米)。
1、隔档式褶皱：又称梳状褶皱，其是由一系列相互平行的背斜和向斜相间排列而成，
其中背斜紧闭而狭窄、发育完整、呈线状延伸；而背斜间的向斜则平缓开阔，四川的川东即为这种类型，欧洲的侏罗山和美国的阿巴拉契亚亦是隔档式褶皱，侏罗山式褶皱的由来即为欧洲的侏罗山。
2、隔槽式褶皱：与隔档式褶皱相似，其也是由一系列相互平行的背斜和向斜相间排列
而成，其中向斜紧闭而狭窄、发育完整、呈线状延伸；而向斜间的背斜则平缓开阔。贵州的黔南和黔北地区的褶皱即为这类褶皱 3、隔档式和隔槽式褶皱的特征
其共同的特征有两个：其一是一个褶皱群的变形强度明显不同，一类紧密而另一类开
阔。另一个特征是根据欧洲侏罗山区和美国阿巴拉契亚等地区的地质和地球物理研究结果证明，在这些隔档式褶皱和隔槽式褶皱之下普遍存在一个与基底脱开了的滑脱面，故又称其为滑脱褶皱和薄皮褶皱。 4、侏罗山式褶皱的分布
33
侏罗山式褶皱主要分布在前陆盆地内，前陆盆地即具有陆壳性质的盆地或弧后盆地
(弧后前陆盆地)。
(三) 日尔曼式褶皱
日尔曼式褶皱又称断续褶皱和自形褶皱及地台型褶皱等。这类褶皱主要发育于构造变形相对较为轻微的地台地区，其特征是褶皱多呈孤立分布，以拉长的卵圆形穹窿及拉长的短轴背斜为主。褶皱翼部的岩层倾角极缓，甚至近于水平，但规模可以很大。向斜和背斜不等同发育，空间上的展布无一定方向性。如有成群出现者，其可呈有规律的定向排列，多呈雁行式(雁列式)。所谓雁行式即为一系列呈平行斜列的短轴背斜和向斜，它可以由不同规模和级别的背斜和向斜构成，是褶皱构造的一种常见的组合型式。
第四节 褶皱的成因
根据引起褶皱的作用力方式，将褶皱的形成机制分为纵弯褶皱作用和横弯褶皱作用两种。
纵弯褶皱作用是指引起岩层褶皱的作用力平行于岩层层面，作用力的作用方式为挤压，
即岩层的弯曲是由于受挤压而失稳、进而使岩层产生弯曲，力学上称之为屈曲。 横弯褶皱作用指的是作用力垂直于岩层层面而使岩层发生弯曲的褶皱作用，在受力岩层
为水平状态时，其作用力为垂向应力。
一、纵弯褶皱作用
纵弯褶皱作用使岩层发生弯曲的方式有两种，即弯滑作用和弯流作用。 1、弯滑作用(弯滑褶皱作用机制)
指一系列岩层通过层间滑动而使其弯曲成褶皱的作用。其有如下特点：
①、被褶皱岩层各单层有自己的中和面，而整个褶皱没有统一的中和面，各相邻层间
保持平行关系，各层的真厚度在褶皱的各部位基本一致—平行褶皱。
②、褶皱作用引起的层间滑动是有规律的，并在褶皱的不同部位有一系列伴生构造发
34
育。a、在背斜中，各相邻的上层相对向背斜转折端滑动，下层则相反；b、由于顺层的剪切滑动作用，相对较强硬的岩层在翼部可形成旋转节理、同心节理和层间破碎带等；c、由于顺层滑动，在层面上还可留下一系列与枢纽垂直的擦痕；d、由于两翼地层的层间滑动，在转折端容易形成虚脱空间。
③、当两能干岩层间夹有软弱夹层时，在层间滑动(顺层剪切作用)过程中，软弱层中
将形成层间次级小褶皱，在褶皱的不同部位，这些层间小褶皱分别为“S”型“Z”字型和“M”型，并可以用这些从属次级小褶皱的轴面与上下褶皱面间所夹锐角来指示上下褶皱层的相对滑动方向。 岩性差异与小构造特点
岩石韧性很小时形成张裂。 岩石韧性中等时，形成剪裂 岩石韧性大时，形成劈理 2、弯流作用
在顺层剪切滑动过程中，在一些软弱物性层内，可以发生物质流动现象，这种褶皱层内的物质流动是受上下层面控制的，其具有以下特征。
①、流动方向：自褶皱翼部向转折端流动，其结果使得流动的褶皱层在翼部层厚减薄
而在转折端加厚，从而形成相似褶皱和顶厚褶皱。
②、当软硬岩层相间时，能干岩层难以发生流动，其保持平行褶皱形态。而非能干岩
层(软弱层)则容易发生流动而使得物质从两翼流向转折端并充填虚脱空间，形成与能干层不同的顶厚褶皱。
③、当能干层间发育一大层软弱层时，物质流动的方式并非顺层理产生层间流动，其
往往在主褶皱的不同部位形成一系列从属褶皱(即“S”型“M”型和“Z”字型)，这些从属褶皱也显示了物质的流动方向即上下层的相对滑动方向。
35
④、在软弱层流动的过程中，有线理、劈理或片理等小构造发育，其间的脆性薄块或
夹块会形成透镜体。
二、横弯褶皱作用
岩层受到与岩层层面垂直的外力作用而产生的弯曲称之为横弯褶皱作用，基底的断块抬升所形成的褶皱、同沉积褶皱和底辟构造、岩丘等均为横弯褶皱作用的结果。其具有如下特点：
1、受褶皱的岩层整体处于拉伸状态，各层均无中和面。
2、由于褶皱顶部受到强烈的拉伸，因此，如果被拉伸的岩层具有韧性，其可被拉薄成
顶薄褶皱，脆性岩层则容易被拉断成断层而达到减薄的效果，断层往往为地堑和放射状或环状等。
3、在同沉积褶皱中，背斜表现为水下隆起，向斜表现为水下凹陷，从而会因水深的不
同而形成沉积相和沉积厚度的改变，背斜顶部为浅水相的粗粒物，而向斜中心则为细粒沉积物。
4、横弯褶皱作用过程中亦产生弯流作用，物质的流动方向和纵弯褶皱作用相反，即自
转折端向两翼流动，从属次级褶皱的轴面与褶皱面间所夹锐角所指运动方向也与纵弯褶皱作用相反。
四、其他褶皱作用
1、剪切褶皱作用
剪切褶皱作用又称为滑褶皱作用，是岩层沿着一系列与层面交切的密集劈理面发生不均匀剪切而成的“褶皱”，此时原始层面S0在褶皱作用过程中不再起控制作用，只可作为滑动作用的标志，故又称为被动褶皱作用，其具有如下特点：
(1)、在横剖面上，平行轴面(亦为滑动面)方向量得的褶皱不同部位的“褶皱层”的
“厚度”基本相等，故其是一种典型的相似褶皱。
36
(2)、不是岩层的真正弯曲，其是密集发育的劈理和面理因差异性滑动而形成的褶皱
外貌，因此，此类褶皱往往发育于劈理发育的变质岩区。它与弯滑作用的区别有如下几个方面。
①、滑动面不是原生的而是次生的变形面； ②、滑动方向不是顺层的而是切层的；
③、滑动作用不限于层内，不受层面控制，而是穿层的。 2、柔流褶皱作用
柔流褶皱作用是一种固态流变下的褶皱作用，往往发育于高韧性和低粘度的岩石中，岩石可以呈类似粘性流体的粘滞性流动。前述岩丘核部即是一种典型的柔流褶皱作用。
五、压扁作用对纵弯褶皱的影响
压扁与层的弯曲存在此消彼长的关系，可形成无根钩状褶皱-香肠化-无根钩状褶皱-构造置换
第五节 褶皱构造的观察与研究
褶皱的观察与研究可以在地质填图和各种地质勘察中进行。根据所观察资料并结合其他已有资料来进行综合研究，其目的是查清褶皱的形态、产状和组合特征、探讨褶皱的形成机制，其最终目的是为生产实践服务。 一、褶皱的形态研究
1、区域构造概况的了解
在对一个地区进行褶皱构造进行研究时，首先应该对研究区的区域构造情况进行了解。这些可以根据研究区小比例尺的地质图和其他区域资料及航、卫片等资料进行综合分析之。如前褶皱组合规律所介绍，在地壳的不同构造单元内，所形成的褶皱其组合类型是各不相同的，因此，通过对区域构造属性的了解，可推断出将进行研究区域
37
可能出现的褶皱类型。甚至还可根据区域构造格架来了解研究区的褶皱轴线方向等。 2、查明地层层序
(1)、区别次生的面理与层理。 (2)、建立地层层序(应特别注意相变)。 (3)、确定地层的正常与倒转。 3、褶皱几何形态的观察与研究
(1)、轴面和枢纽产状的测定(小者直接测取，大者用赤平投影方法求取)。 (2)、系统测量不同层位和褶皱不同部位的岩层产状和厚度，确定褶皱的类型，如平
行褶皱、相似褶皱、顶厚褶皱、顶薄褶皱等。
(3)、褶皱转折端的研究：无论褶皱两翼的岩层是否倒转，转折端岩层的层序一般都
是正常的，借此还可判断层序的正常与倒转和确定褶皱的类型。 (4)、褶皱在平面上的露头观察与研究。
(5)、绘制褶皱剖面图，了解褶皱的立体形态，复杂地区还要绘制褶皱的正交剖面，
一般作图切剖面。
二、褶皱形态的纵深变化研究
1、好的露头情况下，直接观察。 2、通过褶皱形态进行推测。 3、利用物探资料进行分析和计算。
4、利用平衡剖面法求取褶皱消失深度上的底板断层。
式中：D为深度，AX为面积。
三、褶皱的小构造研究
与褶皱相关的小构造包括从属小褶皱、节理与断层、擦痕与破碎带、劈理与线理等。
38
(1)、小褶皱(次级从属褶皱)：利用褶皱中不对称的从属小褶皱来对褶皱进行分析研究。 (2)、断层与节理：在褶皱的不同部位，往往有不同性质的断层和节理发育。 (3)、劈理与线理：强烈挤压下，沿轴面可有轴面劈理发育，而纵弯褶皱作用过程中的
层间滑动往往会留下擦痕。可根据这些小构造来判定褶皱的部位和形成机制。
四、褶皱形成时代的确定
1、利用不整合来确定褶皱的形成时代，即根据卷入褶皱地层的时代来判定褶皱的形成
时间。
(1)、下弯上不弯，褶皱形成于弯曲了的最新地层与未弯地层之间这一时段。弯与不弯
地层间往往为一不整合面。
(2)、上下地层均发生了弯曲，但两者之间的弯曲是不协调的，不协调面往往为不整合
面，它将两次褶皱作用区分开来。 2、岩性及厚度分析法
对同沉积褶皱而言，可用岩性和厚度来判定褶皱的不同部位；反之，也可根据岩性和厚度变化的规律来判定是否是同沉积褶皱和探讨其褶皱成因。
39
第五章 节理
节理是岩石中的裂缝，是没有发生明显位移的断裂。节理对矿产和地下水的分布都是有重要的影响的。
第一节 节理的分类
一、根据节理与相关构造的关系进行分类 (1)、根据节理的产状与岩层产状的关系进行分类
走向节理：节理走向与岩层的走向大致平行的节理。 倾向节理：节理走向与岩层走向直交的节理。 斜向节理：节理走向与岩层走向斜交的节理。 顺层节理：节理面与岩层层面大致平行的节理。 (2)、根据节理走向与褶皱轴向的关系进行划分
纵节理：节理走向与褶皱轴向大致平行的节理。 横节理：节理走向与褶皱轴向直交的节理。 斜节理：节理走向与褶皱轴向斜交的节理。 二、节理的力学性质分类
剪节理与张节理。 (1) 剪节理
剪节理是有剪应力作用而产生的破裂面，其具有如下特征。 1. 产状稳定，沿走向延伸较远。
2. 节理面光滑平直，有时具有剪切滑动留下的擦痕。 3. 遇砾石是切穿砾石而过。
4. 常为共轭的X型节理，将岩石切割成菱形，棋盘格式状或柱状，往往具有等距性。
40
5. 尾端变化：由于剪节理具有共轭发育的特征，因此，在剪节理的尾端，往往形成菱
形结环(其变种为节理叉与尾折)这些菱形结环其实是有两组共轭的X型节理组成。 6. 主剪裂面往往由羽状微裂面组成，主剪裂面与微裂面之间的交角一般为
10°—15°，相当于岩石内摩擦交的一半。其与主剪裂面之间所夹锐角指示本盘的运动方向。
7. 共轭的X型节理是一种典型的剪节理，两组剪节理的夹角即为共轭剪裂角，他与主
应力轴σ1的关系为，交平分线的方向即为最大主应力轴σ1的方向，在野外，可以用这种共轭节理来实地判定最大主应力轴σ1的方向。
(2)张节理
张节理是在张应力作用下形成的破裂面。其具有如下特征。 1. 产状不稳定，延伸不远，单条节理短而弯曲，常呈侧列状产出。 2. 节理面粗糙，一般无擦痕。 3. 节理遇砾石时绕砾石而过。
4. 节理多开口，一般被物质充填，脉宽变化大，脉壁不平直。
5. 节理的尾端往往呈不规则的树枝状、各种网络状，有时其追踪X型节理形成锯齿状。
由于其是张应力作用的结果，故也常成同心园状、放射状等，也有单列的或共轭的雁列式张节理。
特征对比 剪节理 产状稳定，延伸远 平直光滑，有擦痕和羽裂
张节理 产状不稳定，延伸不远 弯曲粗糙，无擦痕 41
出现在砂、砾岩中，一般 切过砂砾和胶结物 未充填时，是闭合的缝 一般是共轭“X”型节理系 剪应力产生 三、节理的分期配套
1、节理的分期
出现在砂、砾岩中，常绕 过砂、砾 多张口，一般被充填 树枝状，锯齿状，雁列状等 张应力产生 根据节理间的相互交切关系，可将节理形成的先后顺序建立起来，对节理进行分期，常根据以下几种交切关系来进行划分。
错开：当一组节理被另一组节理切断并错开时，被错断的节理先形成，未被错断者后形
成。
：当一组节理的延伸受另一组节理所时，起作用的节理先形成而被的
节理后形成。
互切：当两组节理同时存在又相互交切并互有错断时，该两组节理为同时形成的节理。 追踪：节理的追踪往往表现为早期的X型节理被晚期的张节理追踪，即被追踪者早形成，
追踪者后形成。 2、节理的配套
节理的配套是在节理分期的基础上进行的，根据节理的分期来进行配套，即同期形成的
节理往往为同一应力场作用的结果，将不同期次形成的节理进行分组(系)并进行配套组合。
X型节理：从剪切破裂理论可知，共轭的X型节理是同一应力场作用的结果，因此，可
用X型节理进行构造应力场分析，当一个区域内有两组节理可以配套成X型节理时，便可用它来进行构造应力场分析。
42
利用剪节理的尾端变化来进行X型节理配套：由于剪节理尾端的菱形结环其实是有两组
共轭的X型节理组成，因此可用其进行X型节理配套。
利用节理的相互切错来判定节理的共轭关系：相互交切(互有切错)的两组节理往往为同
一构造应力场作用的结果，仔细观察，其往往具有共轭关系。
利用节理的追踪来进行X节理配套：有的张节理往往追踪共轭的剪节理发育，在进行节
理分析是，也可用其来进行配套。
四、雁列节理
定义：雁列节理是一组呈雁行斜列式排列的节理。 雁列带：雁列节理呈带状分布的空间范围称为雁列带。
雁列面：指穿过各单脉中心而平分雁列带的中心面，雁列面的产状代表雁列带的产状。 雁列轴：指雁列面在雁列带横切面上的迹线。 雁列角：单脉与雁列面所夹的锐角为雁列角()。
根据统计，雁列角主要有两个高峰值，即45°和10°左右，前者为张裂型，是剪切作用下的派生张节理。后者为剪裂型，是由剪切作用中与主剪裂面成小角度相交的微剪羽裂发育而成。 雁列脉的表现 主要有有两种形式。
左阶式：顺节理走向观察，远侧节理向左侧错列或在近端重叠时为左阶。 右阶式：顺节理走向观察，远侧节理向右侧错列或在近端重叠时为右阶。 左阶式和右阶式可以共生，形成共轭的雁列脉。 单脉的形态
单脉的形态有两种，即平直型和S型。
平直型：节理平直，狭窄而延伸长者多为剪节理。
43
S型：节理中段宽而两端窄者多为张节理。 五、缝合线构造
过去认为，缝合线构造都是平行层理的，是压溶作用的结果，是成岩作用过程中的产物。近年来的研究证实，缝合线构造不仅平行于岩层层面分布，而且还可与层面垂直或斜交。它们是先裂缝后压溶而成，是构造作用的产物。
第二节 与相关构造有关的节理
一、与褶皱有关的节理
与褶皱有关的节理有以下四种：
1、平面X节理：当岩层在水平侧向挤压应力作用下，在岩层尚未发生弯曲之前，往往
先形成一对直立的共轭剪节理。因其形成较早，故又称其为早期平面X节理。其时各应变轴的方位为；B轴直立，A、C轴水平。两组节理在平面上呈X形叉，如按节理走向与岩层褶皱后的枢纽方向的关系，又可将其称之为斜剪理，两组节理所夹的锐角平分线为挤压(C轴和σ1)方向，而钝角平分线即为褶皱的枢纽(A轴和σ3)方向。
2、剖面X节理：在挤压持续作用下，当岩层的褶皱发生到一定程度时，最大的拉长方
向(A轴)即由原来的水平位置转到直立位置，而B轴则由原来的直立位置变为水平并与褶皱的枢纽方向一致，此时便产生另一对X节理，两组节理的交线(B轴)平行于褶皱的枢纽方向，在剖面上呈X状交叉，故称其为剖面X节理。这两组节理的走向均平行于褶皱的枢纽方向，故又可称其为纵剪节理。根据锐角平分线指向挤压方向的规律，两组剖面X节理的倾角一般均比较平缓。
3、横张节理：横张节理往往发育于岩层弯曲之前，常追踪早期的平面X节理而呈锯齿
状延伸，它是由于沿褶皱枢纽方向的张应力作用而产生的，因此，锯齿状张节理总的走向仍旧垂直于褶皱的枢纽方向。
44
发育于岩层褶皱后的横张节理有两种情况，一是在向斜核部，往往追踪晚期的平面X节理而呈锯齿状延伸；另一种情况则是发育在背斜的一端或明显倾伏的两端，同样反映了沿枢纽方向的拉伸应变，所以这种横张节理的方位也是垂直于枢纽方向的，但其不呈锯齿状延伸；节理面与岩层的层面垂直，节理面的倾斜方向与枢纽的倾伏方向相反，两者的倾角互为余角关系，因此，可以用这种横张节理的倾斜来推断该地段褶皱枢纽的倾伏方向与倾伏角
4、纵张节理：纵张节理的发育与背斜上层(中和面之上)拱弯部分的局部张应力作用有
关，其走向平行于褶皱的枢纽方向，节理面垂直于层面，并常呈上宽下窄的楔状开口，一般在脆性岩层中发育较好，但沿走向延伸不远。纵张节理也可追踪背斜拱弯部位的两组晚期平面X节理而呈锯齿状延伸。
二、与断层有关的节理
羽状张节理：一般是断层活动时派生应力活动的产物。节理呈羽状斜列，常与断层呈锐
角相交，与断层所交的锐角指示断层本盘的运动方向。羽状张节理与断层的关系所反映的应力状态是：节理与断层面的交线代表σ2方向，与张节理垂直的方向代表σ3方向，σ1垂直于σ2并位于张节理面上。
伴生剪节理：在形成断层的统一应力场下，可以形成两组剪节理，其中一组与断层面平
行，而另一组则与断层斜交。在理想情况下，两组节理所夹的锐角平分线代表σ
1
方位。在正断层中，σ1直立；而在逆断层中，σ1水平并与断层走向直交；在平移断层中，σ1水平并与断层走向于小于45°的交角相交。
派生剪节理：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(S1和S2)，
其中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15°，相当于剪切羽列，与断层所交锐角指示本盘的运动方向。
45
三、与区域构造有关的节理
在地壳表层广大地区呈规律性展布的节理称之为区域节理，区域节理又往往与局部的断层的褶皱等有成因联系。区域节理有如下一些特点。
1、发育面广，产状稳定。
2、节理的规模大，间距也大，延伸长，可以切穿不同的岩层。 3、常构成一定的几何形式。
第三节 节理的野外观察
一、观察点的选择
选择节理的观察点应遵循如下一些原则。
1、 露头良好，最好能在三度空间观测，其露头面积一般不小于10m，以便进行大量的测
量。
2、 构造特征清楚，岩层产状稳定。
3、 节理比较发育，组系和相互关系比较清楚。
4、 观察点应选在构造上的重要部位，并在不同的构造层、不同岩系和不同岩性层中都
应布点。
二、观测内容
1、 地质背景的观测：包括构造层及其组成；地层的产状；岩性及其成层性；褶皱和断
层的特点以及测点所在的构造部位等内容。
2、 节理的分类和组系划分：对节理要进行分类和组系划分，如有主节理发育，应区分
出主节理和一般的节理。 3、 节理的分期和配套
4、 节理发育程度的研究：①、密度：U=n/m，即节理法线方向上单位长度(m)内的节理
条数(n)；②、节理的裂缝度：G=Ut，即节理密度(U)与节理平均间距(t)的乘积。
46
2
5、 节理的延伸
6、 节理的组合型式观测。
7、 节理面的观察：包括节理面的形态和结构细节；节理的平直程度；节理面上是否有
擦痕和羽状裂隙等。 8、 节理的充填情况。
三、节理的记录,通常为填写节理统计表，其内容和格式如下：
节理统计表
点号及地层时代、层位岩层产状和构节理产节理组系及其力学节理的分节理节理面特征备注 位置 及岩性 造部位 状 性质和相互关系 期与配套 密度 及充填物 47
第六章 断层
1、断层的概念
断层是指发生了明显位移的破裂面。 2、断层研究的意义
断层是地壳运动留下的记录，因此，研究断层可以揭示地壳运动的规律。在生产实践中，断层既可起到建设性的作用，也可起到破坏性的作用。如在成矿作用过程中，断层既可以是成矿物质的运移通道，而又可以是成矿物质聚集的容矿空间，这些是对成矿有利的方面；但断层也可以将矿体切断错开，而使矿体被破坏......。 3、地壳中断层的层次性
(1)、从断层的倾角方面，断层的层次性表现为：浅部断层的倾角多较高，而深部则多
变平缓，规模大的岩石圈断层往往要到地幔顶部方才变平，小规模的断层往往在上部地壳或盖层中即变平并消失。
(2)、从断层岩石的变形机制方面，断层的层次性表现为：在地壳浅部，断层的变形往
往以脆性变形为主，而在深部则往往以韧形变形为主，韧性变形与脆性变形的转换深度大约在10公里左右，这要取决于受变形的物质和其它条件。
第一节 断层的几何要素和位移
一、断层的几何要素
1、断层面和断层带
断层面是指将岩块或岩层断开并籍以滑动的破裂面。一条断层一般往往不是一个单一的面，它通常由数个面组成一个带，即断层带。断层面和断层带的空间位置由走向、倾向和倾角三要素确定。断层面的产状即为断层和断层带的产状。断层面的产状往往不稳定，一条断层在不同的地段在走向、倾向和倾角上都会有所变化。 2、断盘
48
断盘指的是断层面两侧沿断层面发生位移的岩块。根据不同的参照，断盘有如下不同的称谓。
①、根据断盘与断层面的相对位置，可将断盘分为上盘和下盘。
②、根据断盘与断层走向间的方位关系，可用断盘与断层面间的相对方位来划分断
盘，如有北东盘、南西盘、北西盘和南东盘等划分。 ③、根据断层两盘的相对滑动位移，有上升盘和下降盘之分。 3、断层线
断层线是指断层面与地面的交线，即断层在地面的露头线。断层线在地形图上的表示受“V”字形法则控制。 二、断层的位移
1、断层的位移方式
断层的位移方式有两种，即直移运动和旋转运动。
(1) 直移运动：断层两盘的运动为一种平行运动，没有旋转，断层两盘上未断前的平
行线，发生断层后仍为平行线。
(2) 旋转运动：断层两盘以断层面法线为轴发生了相对的滑动位移，此时断层前的平
行线断层后就不平行了。 2、滑距
断层的滑距指的是断层两盘实际位移的距离，根据观察方向的不同，有如下几种滑距之分。
总滑距：指断层前与断层后两点间的真正位移。 走向滑距：指总滑距在断层面走向上的分量。 倾向滑距：指总滑距在断层面倾斜线方向上的分量。 水平滑距：指总滑距在水平面上的投影长度。
49
3、断距
断距指的是被错断岩层在两盘上的对应层之间的相对距离。
(1)、在垂直于被错断岩层走向方向的剖面上进行观察，有地层断距、铅直地层断距
和水平地层断距之分。
①、地层断距：指的是断层两盘上对应层之间的垂直距离。 ②、铅直地层断距：指的是断层两盘上对应层之间的铅直地层距离。 ③、水平地层断距：指的是断层两盘上对应层之间的水平距离。
(2)、在垂直于断层走向的剖面上观察，有视地层断距和视铅直地层断距及视水平地
层断距之分。
由于地层的真倾角大于视倾角，故断层的真断距永远大于视断距。 矿山开采中，为设计竖井和平巷的长度，常常采用平错和落差一类断距术语。
第二节 断层分类
一、根据断层与相关构造的几何关系进行分类
(一)、根据断层走向与所切岩层走向的方位关系进行分类
走向断层：指的是断层走向与岩层走向基本一致的断层。 倾向断层；指的是断层走向与岩层倾向基本一致的断层。 斜向断层：指的是断层走向与岩层走向斜交的断层。
顺层断层：断层面与岩层的层面、层理等原生地质界面基本一致的断层，即断层的产状与地层产状基本一致的断层。
(二)、根据断层走向与褶皱轴向或区域构造线方向之间的几何关系进行分类
纵断层：断层走向与褶皱轴向或区域构造线方向基本一致的断层。 横断层：断层走向与褶皱轴向或区域构造线方向基本垂直的断层。 斜断层：断层走向与褶皱轴向或区域构造线方向斜交的断层。
50
二、根据断层两盘的相对运动进行分类
1、正断层：指上盘相对下降而下盘上升的断层。该类断层的倾角一般较陡，其往往大
于45°。大型正断层往往向地下深处其倾角逐渐变缓，多呈犁式和铲状。 2、逆断层：指上盘相对上升而下盘下降的断层。 (1)、高角度逆断层与逆冲断层
高角度逆断层：指的是断层倾角大于45°的逆断层，其常常产在正断层发育区。 低角度逆断层：又称为逆冲断层，其指的是位移量很大的的低角度逆断层，断层倾
角往往小于45°，一般在30°左右，位移量一般在数公里(通常为5公里)以上。
(2)、推覆体与逆冲推覆构造
推覆体(nappe)：指的是大型逆冲断层上盘从远处推移而来的外来岩体。因其由外
地推来，故又称为外来体；而由于其常为平板状，故又称为逆冲岩席(冲断岩席)；又由于其位于逆冲断层面之上，故又称为上覆体系(岩席)。
逆冲推覆构造(thrust and nappe tectonics)：指的是逆冲断层与推覆体的共同组
合，它由三部分组成：即上覆岩体(又称上覆岩席、上覆体系、外来体系和推覆体)、逆冲断层和下伏体系(又称原地体系)。
逆冲断层带常常显示出强烈的挤压破碎现象，形成角砾岩、碎粒岩和超碎粒岩等断层岩以及反映强烈挤压的揉皱和劈理化等现象。 (3)、飞来峰与构造窗
飞来峰(klippe)：在逆冲断层和逆冲推覆构造发育区，如果剥蚀强烈，外来岩块被大片剥蚀，只在大片被剥露出来的原地岩块上残留一小片小片的孤零零的外来岩块，这些孤零的外来岩块称之为飞来峰。
构造窗(window，fnester)：当逆冲断层和逆冲推覆构造发育区遭受强烈侵蚀切割，
51
将部分外来岩块剥蚀掉而出露下伏原地岩块时，其表现为在一大片外来岩块中露出一小片由断层圈闭的原地岩块，在地质图上常常表现为在一大片较老地层中出现一小片由断层圈闭的较新地层，这种现象称之为构造窗。 3、平移断层
平移断层指的是断层两盘顺断层面走向相对移动的断层。因其两盘顺断层的走向产生移(滑)动，故又称之为走滑断层。根据断层两盘的相对滑动方向，又可将平移断层进一步命名为右行走滑断层和左行走滑断层。平移断层的断层面一般较陡甚至直立。
习惯上的走滑断层往往指的是大型的平移断层，这种划分并不十分合理，实际上，沿断层面走向方向产生滑动位移的断层有三种，即转换断层(板块级别的大型平移断层)、平移断层(中小规模的平移断层，即人们习惯称谓的平移断层)、和撕裂断层(逆冲断层上盘或逆冲推覆构造上覆体系中断层走向与逆冲推覆方向一致的平移断层)。
值得注意的是，断层两盘的运动往往不是完全顺倾向滑动或顺走向滑动，而通常是既不顺倾向而又不顺走向的斜向滑动，于是一条断层常常同时具有正(逆)断滑动和平移滑动的性质。对这类断层的命名往往采取组合命名方法进行命名，如断层两盘是以升降运动为主而兼具有平移性质，即称之为平移—正(逆)断层；反之，如断层两盘的滑动是以平移为主而兼具升降位移，则称之为正(逆)平移断层。
正断层、逆断层和平移断层两盘的相对运动都是直移运动。事实上，有许多断层常常有一定的旋转运动。断层的旋转有两种情况，一种是旋转轴位于断层的一端，表现为在横过断层走向的各个剖面上的位移量不等；另一种是旋转轴不在断层端点，表现为旋转轴两侧的相对位移方向不同，如一侧为上升另一侧为下降。上述两种旋转均使得两盘中原来一致的产状不再一致，旋转量比较大的断层，可称之为枢纽断层。
52
第三节 断层的形成机制
断层的形成机制是一个复杂的课题，它涉及到破裂的发生与断层的形成、断层作用与应力状态、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。下面对这些问题作一概括分析。
当岩石受力并超过其强度，即应力超过其强度时，岩石便开始破裂。破裂之初，岩石出现微裂隙、微裂隙逐渐发育，相互联合，便形成一条明显的破裂面，即断层面。
断层形成之初发生的微裂隙一般为羽状散布，但对其性质，目前尚未得到一直认识。近年来用扫描电镜进行观察，发现大多数微裂隙是张性的。
当断层面一旦形成并且应力超过摩擦阻力时，两盘就开始相对滑动，形成断层。随着应力释放，应力差趋向于零或小于滑动摩擦阻力时，一次断层作用结束。 一、Anderson(1951)的断层形成模式
安德森(Aderson，1951)等学者分析了形成断层的应力状态，他认为，因为地面和空气间无剪切应力作用，所以形成断层的三轴应力状态中的一个应力轴趋于垂直水平面，并以此为依据提出了正断层、逆(冲)断层和平移断层的应力状态。 1、正断层
形成正断层的应力状态是：σ1直立，σ2和σ3水平，σ2与断层走向一致，上盘顺断层面倾斜向下滑动。根据形成正断层的应力状态和莫尔圆表明，引起正断层作用的有利条件是，最大主应力(σ1)在铅直方向上逐渐增大，或最小主应力(σ3)在水平方向上减小，因此，水平拉伸和铅直上隆最适合于发生正断层作用的应力状态。 2、逆(冲)断层
形成逆(冲)断层的应力状态是：最大主应力轴(σ1)和中间主应力轴(σ2)是水平的，最小主应力轴(σ3)是直立的，σ2平行于断层面走向。根据形成逆(冲)断层
53
的应力状态和莫尔圆表明，适宜于逆(冲)断层形成作用的可能情况是，最大主应力(σ1)在水平方向上逐渐增大，或最小主应力(σ3)逐渐减小，因此，水平挤压有利于逆冲断层的发育。 3、平移断层
形成平移断层的应力状态是：最大主应力轴(σ1)和最小主应力轴(σ3)是水平的，中间主应力轴(σ2)是直立的，σ2垂直于断层面走向。滑动方向也垂直于σ2，两盘顺断层走向滑动。
二、W.Hafner的断层发生模式
Hafner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，他假定一个标准的应力状态并附加以类似实际构造状况的边界条件，从而推算出各种边界应力场下势断层的可能产状和性质。Hafner提出的标准状态的边界条件包括如下三种情况。
1、岩块表面为地表，没有剪应力作用，仅受一个大气压的应力。 2、在岩块底部，应力指向上方，并等于上覆岩块的重量。 3、边界上没有剪应力作用。 第一种附加应力状态
水平挤压力来自左侧，自上而下逐渐增大，这种情况下形成的势断层为两组逆冲断层，倾角约30°、倾向相反，倾向稳定区的一组逆冲断层的倾角自地表向下逐渐增大，但断层的性质不变。 第二种附加应力状态
①、一为岩块底面应力状态呈正弦曲线状的垂向力。 ②、沿岩块底面作用的水平剪切力。
这种应力状态下形成的势断层比较复杂。在稳定区的上部形成两组高角度正断层，每组断层的倾角都向深部变陡。自稳定区趋向边缘，断层倾角变缓，一组变
54
成低角度正断层，另一组变成逆冲断层。
第四节 断层的识别
断层的存在与否可根据地层、构造、岩石和地貌等标志来判定，这种判定可以在野外实地进行现场判定，也可以用航片、卫片及根据物探资料等进行判定。 一、地貌标志
横切山岭的平原与山岭的接触带； 串珠状的湖泊与洼地； 泉点的带状分布；
水系特征，如河流的急转弯等。 二、构造标志
1、断层面
2、线状和面状标志的错开 3、擦痕与阶步 4、断层岩
5、构造透镜体：其多为两组剪共轭节理切割所致，包含长轴和中间轴的面一般与断层
面平行或与断层面呈小角度相交
6、断层旁侧小褶皱：其轴面一般为压性面，与断层面所交锐角指示断层对盘的运动 三、地层标志
造成地层的重复与缺失 四、岩浆作用与矿化
1、导矿断层； 2、控矿断层； 3、容矿断层；
55
4、断层的构造改造与矿化。 五、相变和厚度标志
区域性断层往往控制岩相和厚度的变化，反之可用其来识别断层。 六、其它标志：如地震等。
第五节 断层的观测
认识断层存在后，应测量断层的产状和分析两盘的相对运动，进而确定断层的性质，并测定和分析断层的规模和组合关系。 一、断层面产状的测定
1、直接测定：在野外出露的断层面上直接测量。 2、间接测定：
①、在地质图上用“V”字形法则求，在钻探中用三点法求；
②、根据伴生的构造参考面：如简节理和劈理等，在有些断层带中可用构造透镜体
的AB面和同斜紧闭褶皱的轴面等代替断层面产状(往往有一个小角度相交)。
3、断层产状的深部变化
①、多数情况下，断层的倾角由上向下是由陡变缓。
②、在隆起带的边缘，断层的倾角有由上向下是由缓变陡的情况出现。
二、断层两盘相对运动方向的确定
1、根据两盘地层的新老关系进行判定
①、对于走向断层；上升盘一般出露老地层。
②、对于横断层切过褶皱：背斜上升盘核部地层变宽，而向斜则上升盘核部地层变
窄。
2、牵引构造
断层两盘紧邻断层面(带)的地层，在断层两盘岩体相对滑动的过程中，往往要发生明
56
显的弧形弯曲，这种弯曲称之为牵引褶皱。一般认为，这种牵引褶皱是在断层两盘相对错动过程中的拖曳结果。我们可以弧形弯曲的突出方向指示牵引褶皱所在盘的运动方向 3、擦痕与阶步
擦痕和阶步是断层两盘岩层相对错动过程中，在断层面上因磨擦等作用而留下的痕迹。
(1)、擦痕：擦痕是两盘岩层被磨碎的岩屑和岩粉在断层面上刻划的结果，其在断层
面上表现为比较均匀的平行细纹。在硬而脆的岩石中，擦面常常被磨光和重结晶，有时附有Fe质和Si质或碳酸盐薄膜，以至光滑如镜，故称之为磨擦镜面。 擦痕一般表现为一端粗而深而另一端细而浅，可用此特征来判定断层两盘的相对运动方向。
(2)、阶步：在断层面上与擦痕直交的陡坎称之为阶步，可用阶步来判定断层两盘的
相对运动方向 4、羽状节理
在断层两盘相对运动过程中，一盘或两盘上常常发育呈羽状排列的张节理和剪节理，可用这些节理来判定断层两盘的相对运动方向。
(1)、羽状张节理：常与断层面呈45°角相交，锐角尖指示本盘的相对运动方向 (2)、剪节理：除羽状张节理外，常有两组剪节理与断层面相伴，其中一组与断
层面呈小角度相交(α＜15°)，即内摩擦角的一半；另一组与断层面呈大角度相交。往往采用小角度一组节理与断层面所夹锐角来判定断层两盘的相对运动方向，即锐角尖指示本盘的相对运动方向。
5、旁侧小褶皱
在有些断层带上，可用断层面(带)附近的旁侧小褶皱来判定断层两盘的相对运动方
57
向。 6、断层角砾岩
如断层切割并错碎某一标志层或矿层，可根据该层断层角砾岩在断层面上的分布来判定断层两盘的相对运动方向(见图)。 三、断层规模的观测
1、直接追索：顺走向追索和在倾向上对深度和断距进行分析。 2、间接分析：大的断层带往往宽而复杂，因此断距亦大，反之亦反。
第六节 断层效应
断层效应即断层作用引起的各种现象，本节指的是岩层的视错动。 一、走向断层引起的效应
走向断层常常造成地层的重复和缺失，地层的重复和缺失决定于断层的性质与断层面与地层层面倾向的关系，有以下6中情况。
断层倾斜与地层倾斜的关系 二者倾向相同 断层性质 二者倾向相反 断层倾角 大于岩层倾角 断层倾角 小于岩层倾角 正断层 逆断层 重复(A) 缺失(D) 缺失(B) 重复(E) 重复(C) 缺失(F) 断层两盘 相对动向 下降盘出 现新地层 下降盘出 现新地层 上升盘出 现新地层 1、平移断层引起的效应
58
在倾向(斜)断层顺断层面发生走向滑动时，断层面上会出现正(逆)断层效应。即断层两盘上的倾斜岩层在一盘表现为上升，另一盘表现为下降，铅直地层断距的大小取决于总滑距和地层倾角，二者愈大，则铅直地层断距愈大。 2、正(逆)断层引起的效应
当倾斜(向)断层的两盘沿倾斜的断层面滑动时，侵蚀夷平后的两盘岩层表现为水平错动，给人以平移断层的假象。
在上述两种情况下，水平地层断距的大小取决于总滑距和岩层倾角大小，总滑距愈大，岩层倾角愈小，水平地层断距则愈大。 3、平移正(逆)断层或正(逆)平移断层引起的效应
当倾斜(向)断层的上盘在断层面上斜向滑动时，会出现三种情况。
(1)如滑移线与岩层在断层面上的迹线平行，则不论总滑距如何，平面上或剖面上
都好象没有错动。
(2)对于平移－正断层或正－平移断层，如果滑移线在断层面上的侧伏角大于岩层
与断层面交线的侧伏角，剖面上表现为正断层，平面上表现为平移错开。 (3)对于平移－正断层或正－平移断层，如果滑移线在断层面上的侧伏角小于岩层
与断层面交线的侧伏角，剖面上表现为逆断层，平面上表现为平移错开。
4、横断层错断褶皱引起的效应
平面上有二种情况
(1)、断层两盘中核部地层的宽度变化。 (2)、褶皱轴迹的错移。
正(逆)断层切过直立褶皱时，只在核部地层的宽度上发生变化；正(逆)断层切过斜歪褶皱时，既有核部地层的宽度变化效应，又有轴迹平移效应。
第七节 断层岩与剪切带
59
A 断层岩 一、概述
1、定义：断层岩是指断层两盘岩石在断层作用中被改造而形成的具有特征性结构构造
和矿物成分的岩石。
根据物性和断层形成时的温压条件，一条断层的变形可分为脆性和韧性，故而相伴的断层岩也可以分为两大类；即碎裂岩系列和糜棱岩系列。 2、研究历史
从断层岩的研究历史导出其在构造研究中的重要性，两个重要的转折：一为Sibson(1977)的文章；二为1982年的糜棱岩彭罗斯会议。 3、研究意义 ①、断层标志；
②、从断层岩的变形机制讨论断层的形成机制；
③、从糜棱岩的形成温度讨论断层的形成温度以及与相关矿床的关系； ④、从断层岩的发育规模和迭加改造讨论断层的规模与活动演化。 ⑤、断层岩的组构特征可以指示断层或剪切带的运动方向。
a、构造透镜体；
b、S-C组构、残斑、压力影等； c、定向组构。
二、碎裂岩系列
有以下几种： 1、断层角砾岩
指的是断层岩整体还保持原岩特点的岩石，该类断层岩由一系列保持原岩特点的岩石碎块组成。
60
组成断层角砾岩的物质可分为两部分。即角砾和胶结物。角砾的大小不一，杂乱无章，粒径一般在2mm以上，根据磨园程度不同，可判断断层性质；胶结物为研磨的岩屑(粉)或压溶物质，也可以有外源物质，局部可显定向性或劈理发育。基质小于50%。
角砾岩的种类很多，有底砾岩(不整合面上)、火山角砾岩、同生角砾岩、膏盐角砾岩、岩溶角砾岩等等，应注意其区别。 2、碎粒岩
碎粒岩的粒径在0.1mm—2mm之间，基质为50—90%。 3、碎粉岩
碎粉岩的粒径小于0.1mm，较均质，或称为超碎粒岩，基质大于90%。 4、波化岩
在强烈研磨下，岩石局部熔融而经快速冷凝而形成的黑色玻璃状物质称波化岩或假玄武玻璃。波化岩往往呈脉状产于断层岩中。 5、断层泥
断层泥是一种经强研磨形成的泥状物质，因固结程度差或未固结，故称为断层泥。断层泥中可见碎块小于30%。
三、糜棱岩
1、糜棱岩的定义
Lapworth(1885)的原始定义：指由脆性破碎和研磨形成的条纹状细粒岩石，其命名地点为英国的莫因逆断层。 2、糜棱岩的特征 (1)、一般特征
糜棱岩的4个基本特征是：①与原岩相比，粒度显著减小；②具增强的面理和(或)
61
线理；③发育于狭窄的强应变带内;④岩石中至少有一种主要矿物发生了明显的塑性变形。 (2)、外观特征
糜棱岩的外表特征(宏观或手标本)一般较为致密，肉眼无法辨认颗粒，外观明显具流纹状面理。在某些情况下，还可见基质绕某些脆性残斑流动的流动构造。 (3)、微观特征
①波状消光； ②带状消光； ③变形纹；
④带状石英或拔丝构造； ⑤核幔构造； ⑥亚颗粒。
四、两类断层岩的形成环境和特征对比
1、形成深度
碎裂岩＜10—15km；糜棱岩＞10—15km。 2、形成温度
碎裂岩＜300°C；糜棱岩＞300°C。
3、一条断层随着变形强度和深度的增加，有如下关系：
早期————中期————晚期 脆性变形—韧性变形—韧性流动 浅——————中—————深
62
B、剪切带 一、几个基本概念
1、变形分解作用和应变局部化现象(作用)
在应力作用下，由于物体(或岩石体)内部结构和构造的不均一性，导致物体(或岩石体)的变形首先出现或集中发生在物体内某些薄弱的部位或缺陷位置上，从而造成变形分解作用，其结果将出现应变局部化。 应变局部化现象的构造表现如下：
构造透镜体的普遍存在
剪切构造带(剪切带)的长期和多期活动 2、剪切带的概念
长宽比至少大于5:1的平面状或曲面状强剪应变带。
二、剪切带的基本类型
1、依据剪切带的几何产状和运动方式的不同，可将其分：
平移(走滑)型剪切带 逆冲(推覆)型剪切带 正断(滑覆)型剪切带
2、依据剪切带发育的物理环境和变形机制的不同，可将其分为三种基本类型：
脆性剪切带(断层或断带) 脆－韧性剪切带 韧性剪切带 脆性剪切带(断层或断层带)
存在一个或多个不连续界面，脆性变形。 脆－韧性剪切带
63
存在不连续界面，既有塑性变形，又有脆性变形 韧性剪切带
岩石在塑性状态下发生连续变形形成的狭窄高剪切应变带。不存在不连续界面，塑性变形。“断而未破，错而似连”。
三、韧性变形与塑性变形
韧性变形
指连续的流动变形。包括碎裂流动和塑性流动变形。 塑性变形
指晶格尺度上发生的导致矿物晶体出现连续变形的一种变形行为。 1、韧性剪切带内的岩石变形特征
先存面状构造的褶皱变形 鞘褶皱
2、韧性剪切带剪切运动方向的确定
运动学标志
剪切运动方向的判别和确定
第八节 正断层与伸展构造
伸展构造是指在区域性引张作用下形成的一套具有特色的构造系统，其构造应力场的三个主应力轴的方向为，σ1直立，σ3和σ2水平，σ2与断层走向平行。 一、薄皮构造观与正断层的观念改变
从简单剪切到纯剪谈正断层的产状变化，即原理论上认为正断层多为高角度断层，引入单剪后，合理地解释了地壳上广泛分布的低角度正断层。举例说明；如美国的盆岭地区和我国的苏北油田等。 二、伸展构造类型
1、地堑和地垒
(1)、地堑：由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成，两条正断层之间有一
个共同的下降盘。巨型的地堑系为裂谷。确切的讲，大型地堑的边界断层往往为多条，即由数条产状相近的正断层构成一个倾斜的阶梯式断层系列。 (2)、地垒：由两条走向基本一致的相背倾斜的正断层构成，两条正断层之间有一
个共同的上升盘。
2、阶梯状断层、箕状断层和盆岭构造
(1)、阶梯状断层
由若干条产状基本一致的正断层组成，各条断层的上盘依次向同一方向断落，在剖面上形象地构成阶梯式。阶梯状断层又可进一步分为同向断层组和反向断层组。 (2)、箕状断层
如地堑中一侧断层发育，而另一侧不发育，往往会形成一侧由主干断层控制的不对称构造，称之为半地堑或箕状构造。 (3)、盆岭构造
在地壳伸展区，掀斜构造、阶梯状断层、地堑、地垒等同时产出，形成不对称的从列单面山，由山岭及其间的宽广盆地一起组合成的构造地貌单元。 3、大型断陷盆地
是以边界断层控制的区域性沉降单元，往往呈棱形带状或等轴状盆地产出。 4、裂谷
裂谷是区域性伸展隆起背景上形成的巨大狭长断陷带，其切割深，发育演化期长，常呈地堑形式产出。根据裂谷带的地壳性质，可将裂谷分为裂谷、大洋裂谷和陆间裂谷等三种类型。
65
裂谷带具有如下特征：
(1)、裂谷是由一系列正断层为主的地堑、半地堑组成的复杂地堑系，通常发育于
区域性隆起带的轴部。
(2)、裂谷中常常沉积一套巨厚的包括磨拉石建造的碎屑沉积，并经常伴有蒸发岩、
火山熔岩和火山碎屑沉积。
(3)、裂谷带往往是一个浅震和火山带，负的布格重力异常带和负的磁异常带，热
流值高。
(4)、裂谷带有两类岩浆岩共生，一类是溢流玄武岩、拉斑玄武岩并包括碱性
玄武岩；另一类是双峰火山岩。
(5)、在深部结构上，裂谷之下的地幔上升，使地壳变薄，玄武岩之下普遍存在一
个波速较低的地幔物质混合组成的裂谷垫。
三、几个概念的区别
(1)、Detachment(滑脱断层)
由Lugeon(1900)提出：指由于变形所引起的沿一个(或几个)地层层面的滑脱。滑脱面两侧的变形是各自的或部分的。产生滑脱断层的地层往往是低强度和高应变的软弱层，滑脱断层为一条断层和一个断层系统。 (2)、Denudational fault(剥离断层)
由Armstrong(1972)提出：是指美国西部盆岭地区的低角度正断层，其效应为浅层次的年轻地层直接覆盖在老地层之上。Denudational fault (剥离断层)是伸展区广泛存在的一种平缓状产出的铲状大型正断层，并往往伴有变质杂岩体。
变质杂岩：由被构造上拆离及伸展的未变质沉积盖层所覆盖的，呈孤立的平缓穹隆状产出或拱形强烈的变质岩和侵入岩构成的隆起。基底和盖层之间是低角度正断层，一般呈铲状，称拆离断层。其浅处是脆性断层，到深处转变位韧性剪切带。
66
3、lag fault(滞后断层)
Wernicke(1988)建议：对于拉伸区位于脆性上剥离盘之下的大型低角度正断层，用lag fault(滞后断层)一词较为合适，其lag的原因有二：其一是，在板块运动过程中，由于引起运动的主要因素是地幔流动，即当板块向两侧或向上(洋中脊)的运动过程中，上部地壳是在下部地幔的带动下产生运动，故上部地壳的运动要滞后(lag)于下部地幔；其二是(主要原因)，尽管lag fault(滞后断层)的重要性与thrust(逆冲断层)相似，但对lag fault(滞后断层)的认识却整整晚了一个世纪。
在伸展区，造成lag fault(滞后断层)和Denudational fault(剥离断层)或Detachment(滑脱断层)的主要原因可归结如下：
①、平行于断层面运动方向的大面积伸展。
②、这些低角度断层的下盘大部分，特别是在很深的部位未经构造变动。 ③、在许多低角度断层上显示了大的位移(数十公里)。 ④、在断层下盘，缺乏大规模的下降证据。 4、Domino fault(多米洛断层)
Jackson(1981)提出：在某些伸展区的10—15公里的韧性变形带内，存在一种listric fault和其间的block与sole fault呈一种有规律的骨牌状排列，故称之为Domino fault(多米洛断层)。Jackson提出的domino fault，在系统中的所有单元都同时发生了旋转。 四、伸展构造模式
1、地壳伸展的单剪与纯剪模式(Wernicke，1982；Lister，1986；见图)。
①、纯剪：即理想的对称剪切，正断层系统多为地堑和地垒等组合。 ②、单剪：即非对称剪切，表层多为阶梯状断层组合，之下为剥离断层。 2、地壳伸展的三层模式(Eaton，1980；马杏垣，1982)
67
三层结构如下：
①、表层为各种正断层组合。
②、中层以塑性变形为主，形成糜棱岩带。
③、深层次位于地壳深部，主要为塑性流动构造，常有花岗岩和基性研侵入。
3、伸展正断层的二类三型模式(Werniche，1982)
伸展正断层的二类三型模式如下表：
类型 构造(断层和岩层) 断层面形态 非旋转类断层和岩层均不旋转 平面状 型 岩层旋转而断层不旋转 铲状 旋转类型 岩层和断层都旋转 铲状或面状 4、地壳伸展的综合模式(Allmendinger et al，1987)
该模式包括了地壳的单剪和纯剪及不同深度层次上的伸展和Domino断层。a、对称的裂谷，地堑和地垒；
b、正断层之下的水平拆离(eaton，1979)； c、正断层系统之下的网状透镜体； d、穿透地壳的简单剪切带剪切带。
五、重力滑动构造
1、重力滑动构造的基本结构
由如下4部分组成：
①、下伏系统(原地系统)； ②、润滑层(通常为软弱层)；
68
③、滑动面；
④、滑动系统(上覆系统)。
2、重力滑动构造的分带
①、后缘拉伸带
常形成倾向与滑动方向一致的正断层，地堑与地垒及大量的张节理和角砾岩等。 ②、中部滑动带
主滑面隐伏在其下，滑动系统中的褶皱及伴生构造呈定向性。 ③、外缘挤压带
形成复杂的紧闭倒转乃至平卧褶皱和迭瓦状逆冲断层带。
六、构造反转
是指早期为一个张性或张扭性的盆地后期转变为压性或压扭性构造盆地(正反转)。盆地
由伸展沉降转变为挤压上隆，正断层转变为逆断层的现象。反之，则称为负反转构造。
第九节 走滑断层
一、基本概念
走滑断层即走向滑动断层，一般指大型平移断层，断层两盘顺直立的断层面作相对的水平滑动。人类认识走滑断层要晚于正断层和逆断层。19世纪初，地质学家就认识了正断层和逆断层，而走滑断层到20世纪初才被人们认识。其原因如下有三个：
①、作为研究断层位移的参考面(线)，在走滑断层中相对较少； ②、走滑断层产状陡立，不易与正断层区分；
③、走滑断层的结构较为复杂，查明断层的性质较为困难。
二、走滑断层的类型(据A.G.Sylvster，1988简化)
1、转换断层(trasform fault)
69
是一种切穿岩石圈，并协调板块间运动的断层(Wilson，1965)。如右图所示，由于洋中脊本身向两侧在扩张，因而在断层两侧被洋中脊部分的实际运动方向正好与洋中脊所表现的错动方向相反。
由于转换断层是协调板块间相互运动的断层，故它的规模往往较大，断层切割深度达上地幔。
2、平移断层(transcurrent fault)
一般发育深度限于地壳内部。 3、撕裂断层(tear fault)
此种断层仅限于逆冲推覆构造的外来系统中或外来系统的边界上，它是由于外来岩席内或外来岩席与相邻构造单元之间的差异性走滑作用所至。撕裂断层横切变形岩石的走向延伸，故亦被称之为平移断层或平推断层。早在1919年Heim就发现在侏罗山的许多褶皱推覆带内就有这种断层存在。Mandle(1981)指出：一个逆冲席体在其前端和尾端往往以逆冲断层为界，而在横向上则被撕裂断层所错开。
三、走滑断层的特征
1、主要特点
①、走滑断层包括一系列与主干断裂平行或以微小角度相交的次级断层，单条断层
一般延伸不远，各级断层分叉交织，常构成发辫状。 ②、常伴有雁列式褶皱、断裂、断块隆起和断陷盆地等构造。
③、断层两侧的地层—岩相带呈递进式依次错移，时代愈老、依距愈大。 ④、断层常呈直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形亦然。 2、左阶式和右阶式
根据平移断层两盘的运动方向，可进一步将其分为右行走滑与左行走滑两种类型。此外，根据雁列式断层的相互排列和部分迭覆关系，可将走滑断层分为左阶式和右阶式
70
两种。左阶式指的是个次级断层顺断层走向观察依次向左错列；右阶式指的是各次级断层顺走向观察依次向右错列。 3、离散型走滑断层与收敛型走滑断层
走滑断层往往具有双重力学性质，在剪切运动为主的走滑断层中，常有具有拉张和挤压特征，表现出张剪(扭)性和压剪(扭)性。具有张剪(扭)性特征的走滑断层称之为离散型走滑断层，而具有压剪(扭)性特征的走滑断层称之为收敛型走滑断层。 四、走滑断层的样式
1、单条式
单条式走滑断层由一条主干断层和若干条次级断层组成，次级断层与主干断层以小角度相交或平行产出。 2、平行式
平行式走滑断层由两条或更多条断层平行并列而成，如撕裂断层。 3、雁列式
雁列式走滑断层由数条相互平行并依次斜向错开排列的走滑断层构成斜列式。 4、菱格式(棋盘格式)
主要由两组反向滑动的走滑断层相互交切而构成棋盘格式或菱形网络。 五、拉分盆地(pull—apart basin)
指走滑断层中因拉伸作用而形成的断陷盆地，由Burchfiel(1966)提出(圣.安德烈斯断层)。
1、拉分盆地的几何特点
①、形状多为菱形，曾被称之为菱形断陷盆地。 ②、盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层。
③、左行左阶雁列式走滑断层控制的拉分盆地为“S”型，右行右阶走滑断层控制
71
的拉分盆地为“Z”字型。
④、根据统计，世界上拉分盆地的长宽比约为3。 2、拉分盆地的演化
拉分盆地可以在两条走滑断层控制下发育，亦可在多条走滑断层控制下发育，即可在一组雁列式走滑断层控制下发育而成。
①、“S”型和“Z”字型拉分盆地的演化。 ②、单个拉分盆地的演化。 ③、复合拉分盆地的演化。
六、花状构造
花状构造是走滑断层系中的一种特征性构造，其在剖面上为一条走滑断层自下而上呈花
状撒开，称之为花状构造。
根据花状构造的结构和力学性质，可将花状构造如下两种。 1、正花状构造
正花状构造是收敛型走滑断层派生的在压扭性应力状态中形成的构造。其表现为一条陡立的走滑断层向上分叉撒开，成逆断层组成的背冲构造，断层面下陡上缓，凸面向上，被切断地层多组成背形，但不具弯滑性质。 2、负花状构造
负花状构造是离散型走滑断层派生的在张扭性应力状态中形成的构造。断层由一套凹面向上的正断层组成，常构成地堑，地堑内地层平缓，浅部略呈被受正断层控制的向斜，向斜不具弯滑褶皱作用性质。 走滑断层伴生的褶皱
走滑断层两侧的地层在剪切作用下常形成一系列褶皱构造。
雁列式褶皱是走滑断层伴生的特征性构造之一。褶皱轴与断层成小角度相交，多以背斜
72
型式产出。随着远离断层褶皱逐渐减弱或倾伏(图A)。雁列褶皱发育于走滑断层一侧，或两条走滑断层之间。在隐伏走滑断层的上覆盖层中，也常常发生雁列式褶皱(图B)。
第十节 逆冲推覆构造
一、逆冲推覆构造的概念和构造样式
1、概念
逆冲推覆构造或推覆构造是由逆冲断层及其上盘推覆体组合而成的构造。逆冲推覆构造有外来系统(上覆系统)、滑动系统(逆冲断层)和原地系统(下伏系统)等三部分组成。推覆构造又分褶皱推覆(Heim，1921)和断层推覆两种。Heim(1921)认为，褶皱推覆是岩层在受力弯曲过程中，褶皱由直立—斜歪—倒转—平卧的演化过程中所形成的推覆。
2、逆冲推覆构造的构造样式 (1)、单冲式或迭瓦式
单冲式逆冲断层是指一个产状相近，并向一个方向逆冲的若干逆冲断层。常构成迭瓦状逆冲断层体系(imbricate thrust system)。迭瓦状逆冲断层指的是一系列产状一致、间距和规模相同的逆冲断层的组合，组成迭瓦状构造的逆冲断层的倾角一般上陡下缓，并向下归并在一条底板逆冲断层上，这些逆冲断层在剖面上构成向下收敛、向上撒开的扇形，故又称之为迭瓦扇。 (2)、背冲式
背冲式逆冲断层指的是自一个构造单元的两侧分别向外缘逆冲的两套迭瓦状逆冲断层构成背冲式，背冲式逆冲断层中的两套倾向相反的迭瓦状逆冲断层是在统一的构造应力场中形成的，大型的背冲式构造往往与造山带的复背斜共生。 (3)、对冲式
对冲式逆冲断层指的是两套迭瓦状逆冲断层对着一个中心逆冲，这种逆冲断层常与盆
73
地伴生，如江西的萍乐盆地。 (4)、楔冲式
产状相近的一套逆冲断层和一套正断层共同构成上宽下窄的楔状冲断体，一般产于盆地中或两盆地间，如江苏的花山煤矿即如此。 二、逆冲推覆构造的几何结构 1、逆冲推覆构造的台阶式
由长而平的断坪(flat)与联结其间的短而陡的断坡(ramp)构成台阶状逆冲断层。断坪往往顺层发育，往往发育于相对较为软弱的物性层中，而断坡则通常切层发育，往往发育于相对较为强硬的物性层中。 2、双重构造(duplex)
duplex一词由Dalstrom(1970)提出，指的是由顶板逆冲断层、底板逆冲断层及夹于其间的一套迭瓦状逆冲断层或断夹块(horse)组合而成。
①、顶板逆冲断层(Roof thrust)：双重构造中的次级迭瓦状逆冲断层向上趋近并相互
联结而构成统一的一条顶板逆冲断层，之所以称之为顶板逆冲断层，是因为它位于次级迭瓦状逆冲断层的顶部。②、底板逆冲断层(Floor thrust)：与顶板逆冲断层相反，底板逆冲断层则由duplex中的次级逆冲断层向下趋近并连接起来构成统一的一条逆冲断层，之所以称之为底板逆冲断层，是因为它位于次级迭瓦状逆冲断层的底部。
③、断夹块(Horse)：被次级迭瓦状逆冲断层所围限的部分称之为断夹块(又成为马石)。
如一套迭瓦状逆冲断层体系(imbricate thrust system)向上没有联结成顶板逆冲断层，这种迭瓦状构造称之为迭瓦扇(imbricate fan)。
在双重构造和迭瓦扇中，次级迭瓦状逆冲断层与主干断层或底板逆冲断层的交点称之为断叉点或断叉线(brach line)；次级迭瓦状逆冲断层的前缘称之为断端线或断
74
尖线(tip line)。 3、冲断褶隆(culmination)
冲断褶隆(culmination)是指逆冲作用形成的穹状隆起构造。常见于逆冲岩席经断坡爬升至上一滑动面于断坡上形成的背斜式构造。一般成顶部宽平的背斜式箱状构造和穹状背斜。
4、反冲断层(backthrust)
在向一定方向逆冲的逆冲断层系中，常常出现与总体逆冲方向相反的逆冲断层，这种反向逆冲断层称之为反冲断层。反冲逆冲断层主要发育于逆冲断层的前锋部位；在应变较弱的断坪上也可发育反冲断层。
冲起构造(pop up)：在逆冲断层中，反冲断层与同时形成的逆冲断层所围限的部位，往往因强烈挤压而上冲，形成变形强烈的隆起构造，即冲起构造(见图)。冲起构造与底辟或穿刺构造相似。冲起构造常常表现为断层切割岩层扭曲的背斜形式。 三、逆冲推覆构造的分带性
在平面上，逆冲推覆构造可分为三个带：即根带、中带和锋带。自根带至锋带，在结构、构造、变形强度等方面的分带性都非常明显。
1、根带：即逆冲作用的始发部位。该带一般表现为强烈的挤压，面理、小褶皱轴面和
小断层等的产状陡峻乃至直立，变形性状上塑性变形增加，有时出现韧性变形地带(如江西的九岭山)，劈理尤其是流劈理和褶劈理相对较为发育。自根带至中带，断层分叉并产状变缓。
2、中带：该带断层常分叉构成迭瓦状构造或(duplex)，应力状态以单剪为主，次级断
层和褶皱产状稳定，褶皱一般为斜歪褶皱，轴面和次级断层均向根带倾斜。与根带相比较，该带变形相对较弱，趋向锋带则逐渐加强。
3、锋带：该带挤压作用强烈，岩层倾角增大，包括邻近断层面的下伏岩系常形成两翼
75
紧闭轴面陡立的小褶皱；岩石破碎，有时会形成破碎带；构造定向性或高或低，并较根带明显；次级断层发育并强烈变形。画图讲解逆冲推覆构造的三带特征。
四、逆冲推覆构造的扩展
逆冲推覆构造一般构成双重构造和迭瓦扇，在一次构造作用中形成的各条逆冲断层和各个推覆体，都是顺序发展的。褶皱造山带前陆中的逆冲推覆构造，总是自造山带或腹陆向前陆运移，其中各条逆冲断层和各个推覆体的扩展，有两种可能的方式，即前展式和后展式。
1、前展式：又称为背驮式(piggy back propagation)，在前展式逆冲断层中，每一条
新的逆冲断层发育在先存逆冲断层的下面，各逆冲岩席依次向逆冲方向或前陆方向扩展，并增生在前进中的逆冲岩席前锋。
2、后展式：又称为上迭式(overstep propagation)，在后展式逆冲断层中，每一条新
的逆冲断层发育在先存逆冲断层的上面，各逆冲岩席依次向逆冲来源方向或腹地方向扩展，并增生在前进中的逆冲岩席的后缘。 前展式和后展式逆冲断层中各逆冲断层的新老关系为：
piggyback propagation：位置最高或最后缘的逆冲断层最先形成。 overstep propagation：位置最高或最后缘的逆冲断层最后形成。
五、逆冲作用与褶皱作用
逆冲断层和褶皱往往是相伴形成的，即在同一应力场作用下，既可以形成褶皱，又可以
形成逆冲断层，在挤压变形过程中，褶皱作用和逆冲断层作用往往是共存的。 1、逆冲推覆与褶皱形成的几种观点 (1)、先褶皱后逆冲的观点
60年代以前，受Heim(1921)的褶皱推覆观影响，认为逆冲断层是褶皱由直立—斜歪—倒转—平卧的发展过程中于褶皱弯曲拐点处拉断而形成逆冲断层和推覆体，即褶皱
76
作用早于逆冲断层作用。 (2)、先逆冲后褶皱
70年代以来，对前陆和造山带的研究结果表明，很多逆冲推覆构造带的褶皱是先断层而后褶皱的。如北美的Appalachia，欧洲的Jura type fold和黔中地区。根据上述地区的逆冲推覆构造，可总结出如下规律：
①、逆冲推覆构造中的褶皱是逆冲作用引起的，逆冲作用早于褶皱作用。
②、箱状褶皱、侏罗山式褶皱都是盖层在基底上的滑脱作用所至，断坡对褶皱的形成
具有重要意义。
③、逆冲推覆构造中形成的褶皱，其几何形态和组合类型受断坡(倾角、长度、间距)、
运移速度和规模、组成岩系、逆冲作用过程、滑脱层(性质、背景和深度)等诸多因素影响。
④、在构造变形进一步发展时，断坡可能向上延伸而切断顶板断层，形成切顶构造。 2、逆冲作用控制下的褶皱发育
W.RJamison(1987)将逆冲作用引起的褶皱作用分为三种，即断弯褶皱作用(fault—bend folding)、断层扩展作用(fault—propagation)和断滑褶皱作用detachment folding)。
①、断弯褶皱作用(fault—bend folding)：断弯褶皱作用(fault—bend folding)
是冲断席体在爬升过程中引起的褶皱作用，这种褶皱作用与断坡密切相关，褶皱形成于断坡之后。
②、断层扩展作用(fault—propagation)：断层扩展作用(fault—propagation)也与
下伏逆冲断层的断坡密切相关，不过，褶皱形成于逆冲断层的终端，而且是在断坡形成的同时或近于同时发生。这种作用意味着逆冲断层沿着断坡的位移逐渐消失以至停止，褶皱实际上是塑性应变的地质表现。
77
③、断滑褶皱作用detachment folding)：断滑褶皱作用detachment folding)中发
育的褶皱与断展褶皱作用中相似，也产生与断层终端。所不同的是与下伏逆冲断层的断坡无关，而是顺层滑脱的结果。在褶皱之下顺层滑脱的位移也逐渐消失以至停止。
六、Detachment 与顺层断层 (一)、定义：伸展构造中已述。 (二)、表现
1、纵弯褶皱过程中的层间滑动。 2、伸展构造中的滞后断层和剥离断层。 3、台阶状断层中的断坪。 4、侏罗山式褶皱中的底板层。
5、迭瓦状构造、duplex等逆冲断层体系中的底板断层和顶板断层。 (三)、特点与标志
1、顺层展布的断层岩。
2、顺层且受层控制的复杂褶皱和肿缩式构造。 3、层滑作用中挤入的碎屑岩墙。
4、地层的重复与缺失(往往为部分缺失，常被忽略)。 5、侏罗山式褶皱。
第十一节 断层作用的时间性
断层作用的时间性涉及到以下两方面的问题：①、断层形成和活动时间；②、长期活动的断层问题。 一、断层活动时间的确定
断层一般是在一定构造运动中形成的。对于这些基本上于一次构造运动中形成的断层，
78
可以利用断层与同期变形的地层和褶皱等的相互关系来确定其形成时期。
1、如果一条断层切断一套较老的地层，而被另—套较新的地层以角度不整合所覆盖，
可以确定这条断层形成于角度不整合下伏地层中最新地层形成以后和上覆地层中最老一层形成时代之前，即在下伏地层强烈变形时期。
2、如果断层被岩墙岩脉充填，而且岩墙岩脉有错断迹象，则岩体侵入于断层形成或活
动时期。
3、利用放射性同位素法可测定岩体时代。从而确定出断层的形成时代或活动时代。如
果断层被岩体切断，断层形成显然早于岩体。如果断层切割岩体，则断层活动应晚于岩体。
4、如果断层与被其切断的褶皱成有规律的几何关系，十分可能是在同一次构造运动中
形成的。查明这次构造作用的时期，也就确定了断层形成时期。此外，由重力作用引起的重力滑动断层，可以在沉积时期，成岩时期、构造运动时期或其后的任一时期发生。这类断层的形成时期可以根据卷入断层的最新地层和未被切断的上覆最老地层来确定。
总之，断层一般形成于某一构造运动时期，也可以与某一沉积盆地的沉积作用同时活动，而重力滑动断层可以在地质发展的任一阶段形成和发育。所以对断层形成和发育时期，应对具体断层进行具体分析。 二、断层长期活动的分析
地壳上，一些区域性大断裂是长期活动的。这些断裂常常经历了一个以上的构造旋回。即使在一个构造旋回中，不仅在构造旋回的激化时期活动，在相对宁静时期也在活动，也可以在活动一定时期后静止，以后又再活动。大断裂的长期多次活动主要根据断裂控制下发育的地层及其厚度和岩相的变化来确定。表现在断层两盘几个时期的地层的岩相和厚度有显著差异，从而说明这类大断裂有过长期多次活动的历史。
79
大型走向滑动断层会引起两侧地层对应性水平错开，时代愈老的地层错移距离愈远。控制沉积盆地边缘的大型正断层，常常与盆地沉降同时活动，即同沉积断层。
岩浆活动也是分析确定断层是否有长期活动的一个依据。长期多次活动的大断裂往往成为多期岩浆适动带。由此所形成的构造岩浆岩带为分析断裂的长期多次活动提供了重要依据，其岩性也在一定程度上反映切割深度的变化。伴随长期多次岩浆活动，会发生长期多次成矿作用，形成复杂多金属成矿带。 三、同沉积断层
同沉积断层又称生长断层，主要发育于沉积盆地边缘。在沉积盆地形成发育的过程中，盆地不断沉降，沉积不断进行、盆地外侧不断隆起，这些作用都是在控制盆地边缘的断层不断活动中发生的。
同沉积断层主要发育于沉积盆地边缘，尤其是大中型断陷盆地的边缘，但在大盆地内部也常有次级同沉积断层。
同沉积断层规模大小不一，以大中型为主。在形成时代上，主要发生在中新生代，很可能与中新生代断陷盆地的广泛发育有密切关系。 同沉积断层有以下主要特点：
1、同沉积断层一般为走向正断层，剖面上常成上陡下缓的凹面向上的铲状； 2、上盘即下降盘地层明显增厚，这是同沉积断层最基本的特征和识别标志。
同一地层在下降盘与上升盘的厚度比称为生长指数，生长指奴反映了同沉积断层的
活动强度；
3、断距随深度增大，地层时代愈老，断距愈大；
4、常在上盘发育逆牵引构造。因为断距是累积的，所以任一标志层的断距都反映了这
层以前断层活动引起的断距之和；
5、逆牵引构造一般构成背斜，与断层走向一致延伸，背斜顶点向深部逐渐偏移，偏移
80
的轨迹与断层面大致平行。
(w.K.Hamblin)根据科罗拉多高原西部的观察所作的解释。他指出，这里的断层实际上是一个凹向上的曲面，断层上盘沿断层面下滑时，由于向下倾角变小而在上部出现裂口。当出现裂口时，为了弥合这个空间，上盘下降的拖力将使上盘地层下弯，以至形成逆牵引构造。如果地层脆性较高而未能塑性弯曲时，其可能形成反向断层。
同沉积断层一般发育于伸张性断陷盆地的边缘，常常继承了基底断层，重力滑动和差异压实也在一定程度上促进了同沉积断层的活动。
同沉积断层与成油盆地的形成和演化以及逆牵引背斜与储油具有密切的关系，因此，引起了人们的注意和兴趣
81
第七章 面理和线理
几个概念
1、面状构造与线状构造
面状构造：层面、断层面、节理面、褶皱轴面、及劈理、片理、片麻理等具有面状特
征的构造均为面状构造。
线状构造：褶皱枢纽、柱状矿物的定向排列、各种构造面的交线等为等具有线状特征
的构造为线状构造。 2、透入性构造与非透入性构造
透入性构造：指均匀地分布在地质体中的构造，其反映了该地质体整体发生了均匀变
形。
非透入性构造：是指不连续分布在地质体中的构造，其变形往往集中在不连续面附近，
把地质体分割成若干部分，又称为“分化性”构造。 3、面理与劈理
面理：在构造上一般具有透入性。其涵义界定为在变形变质作用中形成的具有透入性
的面状构造，即劈理、片理、片麻理等。
劈理：是一种将岩石按一定方向分割成平行密集的薄片或薄板的次生面状构造。
第一节 劈理
一、劈理的结构
1、劈理的概念：劈理是指变形岩石中能沿次生的密集平行排列的潜在面将岩石分
割成无数薄板或薄片的面状构造。
2、劈理的结构：劈理的结构表现为劈理域和微劈石两部分平行排列，由此而构成明显
的定向排列。
(1)、劈理域：通常为由层状硅酸盐或不溶残余物富集而成的平行或交织状的条带和
82
薄膜，故又称为薄膜域。其中的原岩组构被强烈改造，矿物和矿物集合体的形态或晶格具有明显的优势方位。
(2)、微劈石：指夹于劈理域间的窄的平板状或透镜状岩片，故又称之为透镜域。其中原岩的矿物成分和结构构造仍基本保留。
劈理域与微劈石间的边界可为突变边界，也可为渐变边界，它们紧密相间而构成纹理。正是由于劈理域内的层状硅酸盐的定向排列，才使得岩石具有潜在的可劈性。 二、劈理的类型
1、Leith(1950)和Knill(1960)的成因分类
Leith(1950)和Knill(1960)根据劈理的成因和结构，将劈理分为板劈理或流劈理、破劈理和滑劈理。
(1)、板劈理或流劈理：指由于岩石中矿物组分的平行排列而成的劈理。 (2)、破劈理：指岩石中一组密集发育的破裂面，其与矿物组分的平行排列无关。 (3)、滑劈理：是指切过先成流劈理的差异性滑动面，故又称之为应变滑劈理。 2、Powell(1979)，Davis(1984)的结构分类
Powell(1979)，Davis(1984)根据劈理的结构(识别尺度)，将劈理分为二大类。 a、不连续劈理：在肉眼范围能鉴别出微劈石和劈理域的劈理称之为不连续劈理。
不连续劈理又可进一步分为褶劈理(带状劈理、分隔劈理)和间隔劈理。 b、连续劈理：在偏光显微镜和电子显微镜下能鉴别出劈理域和微劈石的劈理称之
为连续劈理。连续劈理又可进一步分为板劈理、千枚理和片理。
连续劈理
板劈理：矿物颗粒小于0.2mm，发育于低级变质岩(板岩)中的透入性构造。 千枚理：粒径间于上述两者之间，是千枚岩中的一种透入性构造。
片理：矿物颗粒大于0.2mm，一般在1—10mm之间，是发育于片岩中的一种透入性构
83
造。 不连续劈理
褶劈理：褶劈理是以一定可见的间隔切过先成连续劈理的岩石为特征，其间隔大小为
01.—10mm，据其构造域的形态又分为褶劈理和分隔劈理。
a、褶劈理：是由先成的连续劈理形成紧密相间、平行排列的微褶皱发展而成的。褶劈
理面大致平行于褶皱轴面。褶劈理中的微劈石一般以石英和长石为主，其次是层状硅酸盐矿物，其中保存有先成连续劈理的微褶皱。劈理域常由微褶皱的翼部发展而成，富集有层状硅酸盐和石墨，长石质矿物含量减少并变细。劈理域边缘的层状硅酸盐逐渐减少，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，故又称之为带状劈理。带状劈理的劈理域较宽，域内的每一片层状硅酸盐矿物都以小角度与劈理域的总方位相交。
b、分隔劈理：当劈理域变得十分窄，并切截了微劈石中的连续劈理，使相邻的微劈石
截然分开，则是分隔劈理，从带状劈理到分隔劈理间还存在过渡类型。
间隔劈理：一般相当于过去所说的破劈理。其是由一系列的平面状交织线带、缝合线带
的薄膜与其间的微劈石组成，劈理域一般较窄，间隔常以mm计。
在微观尺度上，多数间隔劈理的细缝中充填有粘土等不溶残余物质，形成劈理域。研究发现，间隔劈理能使两侧层理产生错开，虽然这种错开好象微断层，但其不是滑动面，其上无滑动标志，如为化石被错开，劈理域的两侧找不到化石的对称部分，在另一侧常留下化石的极小部分，其实是被压溶了，压溶作用的不溶残余物堆积而成了劈理域。 三、劈理的成因
经典的解释认为，原岩在压扁作用下，由于矿物组分的机械旋转，矿物的定向重结晶或沿着紧密间隔裂隙状的连续面的简单剪切变形而成。 1、机械旋转
84
通过机械旋转，使得片状、板状矿物垂直于缩短方向排列而形成劈理(Sorby，1856)。 2、重结晶作用
板劈理中的云母和层状硅酸盐的(001)面垂直于最大压缩方向而排列，存在定向重结晶。石英等矿物呈条带状拉长和压扁，与板、片状矿物一致排列，亦存在定向重结晶作用。故认为重结晶作用是劈理形成过程中的一个重要因素。 3、压溶作用
近年来，由于对压溶作用的认识愈来愈深入，使许多压溶作用得到进一步认识，如前述的间隔劈理即是压溶作用的产物，石英和石英集合体被压溶而形成透镜状微劈石。压溶作用和重结晶作用是相互相存的。
四、劈理的野外观察
层理与劈理的区别：应注意如下方面。
1、认真描述劈理的性质，区分劈理的类型，分析劈理与所在岩石的化学、矿物成分及
岩石结构之间的关系。 2、逐层测量劈理与层理的夹角。
3、寻找劈理化岩石中的各种应变测量标志进行测量。 4、观察劈理之间及劈理与其他构造的先后关系。 5、系统采集定向标本进行室内显微构造分析。
第二节 线理
一、概念
1、线理是一种小尺度的透入性线状构造。 2、原生线理与次生线理
①、原生线理：成岩过程中形成的线理，如：流线。 ②、次生线理：构造变形过程中形成的线理(本节所讨论)。
85
3、A型线理与B型线理
①、A型线理：线理的延伸方向与物质运动方向平行，一般与应变椭球体的最大应
变轴(XorA)方向一致(σ3方向)
②、B型线理：线理的延伸方向与物质运动方向垂直，一般与应变椭球体的中间应
变轴(YorB)方向平行(σ2方向)
二、小型线理
1、拉伸线理
指拉长的岩石碎屑、砾石、鲕粒、矿物颗粒和矿物集合体等因定向排列而显示出的线状构造。为塑性拉长，为A型线理。 2、矿物生长线理
由柱状、针状或板状矿物顺长轴方向定向排列而成，是变形过程中矿物在引张方向上重结晶生长的结果，为A型线理。 3、皱纹线理
皱纹线理是由先存面理上细微褶皱的枢纽平行排列而成，细微褶皱的波长和波幅常在数厘米以下，仅以mm计，皱纹线理的方向与其所属的同期褶皱的枢纽方向一致，故属B型线理。 4、交面线理
交面线理是两组面理相交或面理与层理相交形成的线理，常为B型线理。
三、大型线理
变形或变质岩石中常发育一些独特形态的粗大线理，一般不具有透入性，但在大尺度上观察，亦可视为透入的。 1、石香肠构造(boudinage)
石香肠构造又称之为布丁构造，是不同力学性质互层的岩系受到垂直或近于垂直岩层
86
的挤压而形成。在这种挤压中，软弱岩层被压向两侧产生塑性流动，而夹在其中的强硬岩层则不易塑性流动而被拉长以至拉断，构成在断面上形态各异、平面上平行排列的长条状块段，即布丁构造(见下图)。石香肠的宽为A轴方向(σ3方向)；厚为C轴方向(σ1方向)；长为B轴方向(σ2方向)，由此可见，石香肠构造一种B型线理。 根据石香肠的形态，可有矩形石香肠、菱形石香肠和藕节形石香肠。 2、窗棂构造(mullion structure)
窗棂构造(mullion structure)是由强硬层组成的形似一排棂柱的半圆状大型线状构造。棂柱表面有时被磨光，并蒙上一层云母等矿物的薄膜，其上可有与延伸方向一致的沟槽或凸起，并常被与之直交的横节理切割。
窗棂构造中窗棂柱的方向与石香肠构造中香肠体的长轴方向一致，故其应为B型线理。
3、杆状构造(rodding structure)
杆状构造(rodding structure)是由石英等单矿物组成的比较细小的棒杆，常产于小褶皱的转折端，其长度为几公分—几十公分。杆状构造为B型线理。 4、铅笔构造
是变质岩或粉砂岩中常见的使岩层被劈成铅笔状长条的一种线状构造。其有两种成因：
①、成岩作用中的压实作用和顺层挤压共同作用而成。 ②、变形面理与层理交切而成。 5、压力影(pressure shadow)
压力影(pressure shadow)是由岩石中强硬个体及四周在变形中发育的同构造期的纤维状结晶矿物组成。
压力影(pressure shadow)的形成过程：在应力作用下，较强硬的硬矿物体在变形时
87
将引起局部的不均匀应变，使周围的韧性基质从坚硬矿物表面拉开，形成低压引张区，为矿物生长提供场所。在压溶作用下，基质中易溶物质从矿物界面上发生溶解，并从受压边界向低压引张区运移，使其沿最大拉伸方向生长成纤维状影子矿物。压力影(pressure shadow)为A型线理。 四、线理的识别
1、线理的识别
认识线理往往不难，关键在于区分其是原生的还是次生的，要作到这一点，需要作大范围的分析，了解其宏观规律及线理与其他构造的关系，进而确定之。 2、研究线理的基本特征
主要根据线理与物质的运动方向确定线理的类型。 3、测定线理的产状。
88
第八章 岩浆岩体构造
第一节 岩浆岩体的产状
一、侵入岩体的产状
侵入岩体的产状可分为两大类：即整合侵入岩体和不整合侵入岩体，又称为协调侵入岩体与不协调侵入岩体。 (一)、整合侵入岩体
整合侵入岩体指的是侵入岩体的边界面或接触面与围岩的层理或片理平行或基本平行的侵入岩体。有如下几类。
1、岩床：是一种顺层侵入的板状侵入体。规模不等，一般为中小型，厚度数厘米至数
米，组成岩床的岩石成分自酸性至基性乃至超基性均有，但以基性岩床居多。 2、岩盆：岩盆是一种规模巨大的似盆状侵入体，多产于构造盆地中，岩体和围岩均自
四周向中心倾斜。岩盆的直径可达数十至上百公里，岩体厚度可达数百米乃至上千米。组成岩石一般为流动性大的基性、超基性和碱性岩类。
3、岩盘又称岩盖，是一种上凸下平的似透镜状侵入体。岩盘的规模一般较小，直径多
为数十米到数百米。岩性多为酸性和碱性，粘度较大而不易顺层展布。 4、岩鞍是一种星月形或马鞍状的小岩体，均产于褶皱转折端的虚脱部位。 (二)、不整合侵入岩体
侵入岩体的边界面或接触面与围岩的层理或片理斜交的侵入体称之为不整合侵入体。主要有岩基、岩株、岩枝和岩墙等类型。
1、岩基：岩基是常产于造山带核部的巨大岩体，面积超过100km2，常达数千甚至上万
平方公里。岩基一般成不大规则的长圆形，与区域构造走向一致。岩基一般由花岗岩类或花岗闪长岩类岩石组成，往往由多期多次侵入的不同岩石组成的复式大岩体。
2、岩株：岩株是规模不大、形态不太规则的近等轴状的岩体，其平面上多为圆形。面
积不超过100km2，多数岩株的直径不过数公里。组成岩株的岩石包括酸性、中酸性、基性、超基性等各类岩石。
3、岩墙是一种板状侵入体，一般产状陡并切割围岩。岩墙的规模变化大，宽度一般为
数十厘米至数十米，长度一般为数百米至数公里。组成岩墙的岩石有酸性、中性和基性，区域性岩墙群多为基性。
4、岩枝是一种形态成枝状的不规则小岩体，常常是大岩体的分支。 二、喷出岩的产状
根据熔岩的形态、性质和喷出方式，可将喷出岩的产状分为熔岩被、熔岩流和火山锥等三种。
1、熔岩被是一种喷发规模大、厚度和成分较稳定、产状平稳的喷出岩体。熔岩被的覆
盖面积以可达数千平方公里到数万平方公里，厚度可达数百至数千米。熔岩被由裂隙式喷发而成，岩浆成分多为基性玄武岩。如西南地区的二叠系峨眉山玄武岩即是以熔岩被形式产出
2、熔岩流是一种成带状和舌状展布的喷出岩。一般为中心式喷发所致。
3、火山锥是由火山喷发物围绕火山通道构成的锥状体。通常是中心式喷发的产物。火
山锥的顶部为原型的漏斗状火山口。根据组成火山锥的火山喷发物的成分，可将火山锥分为碎屑锥、熔岩锥和混合锥三类。
第二节 岩浆岩体构造
一、侵入岩体的原生流动构造
侵入岩体的原生流动构造是在岩浆流动过程中，由于岩浆内部某些先期结晶的矿物颗粒、析离体或捕虏体等，受岩浆流动的影响发生定向排列而成。侵入体的原生流动构造
90
包括流面和流线两种。 1、流面
又称面状流动构造，是云母、长石等片状、板状矿物或扁平状捕虏体、析离体等经面状定向排列而成，流面一般平行于岩体与围岩的接触面，常发育于侵入体的边缘或顶部。流面的形成与岩浆的层流有关。 2、流线
流线又称线状流动构造。其是由角闪石、长石等线状、柱状矿物或透镜体、长条状捕虏体和析离体优选定向排列而成。流线多发育于侵入体的边部和顶部。流线一般平行于岩浆流动方向，其反映了岩浆的相对流动方向。
二、侵入岩体片麻岩带和韧性剪切带 (一)、片麻岩带
1、片麻岩带的特点
一些大型的深成岩体，如岩基之类的边缘常发育一条正片麻岩带，该带具有如下特点：
①、常发育于岩体的内缘，呈带状分布。
②、从岩体的边缘向中心，片麻状构造逐渐减弱以至消失。 ③、组成片麻状构造的定向矿物常具塑性变形特点。
④、造山带深成岩体边缘的片麻岩与片理化围岩的片理一般近于平行，如江西的九岭。
2、边缘片麻岩带的形成作用
形成岩体边缘构造片麻岩的作用主要有两种，即压扁作用和剪切作用。
当深成岩体的边缘带开始冷凝而岩体中心的岩浆仍在继续上升时，由于岩体四壁向外扩张而引起的挤压力，使塑性的结晶外壳因压扁而出现片麻岩带。
91
造成片麻岩带的剪切作用是岩浆向上运移时相对围岩运动而产生的。大多数构造片麻岩带是压扁作用和剪切作用联合造成的。 (二)、韧性剪切带
岩体内，尤其是岩体的边缘，常常发育有韧性剪切带。韧性剪切带内糜棱岩发育，由糜棱岩组成的韧性剪切带与围岩有时界面明显，有时为渐变过渡关系。 三、侵入岩体的破裂构造
侵入岩体在岩浆晚期冷凝阶段，常常发生脆性变形，形成产状不同、性质各异的断裂构造。按照其规模可分为节理和断层两类。 1、克鲁斯(H.Cloos，1922)的节理分类
克鲁斯(H.Cloos，1922)根据侵入体中节理的产状与流动构造的关系，将侵入体中的节理分为以下几种：
①、L节理：又称层节理，指的是与流面平行的节理，常平行于岩体与围岩的接触
面，产状一般较缓。
②、S节理：又称纵节理，指的是平行于流线、垂直于流面的节理。倾斜一般较陡。 ③、Q节理：又称横节理，指的是垂直于流线和流面的节理，节理面粗糙、倾角陡。 ④、D节理：又称斜节理，指的是与流线和流面都斜交的两组共轭节理。 ⑤、边缘张节理：常发育于侵入岩体的边缘，向侵入岩体中心倾斜，常切割接触面
伸入围岩，总体呈雁行式排列。克鲁斯等利用塑料粘土进行了模拟实验，活塞缓缓上升模拟了岩浆向上流动，岩浆与围岩间的剪切作用产生了边缘张节理。 ⑥、边缘逆断层：位于侵入体陡倾的边缘接触带，断层面向岩体中心倾斜，产状平
缓，由岩体内部向围岩方向逆冲。
2、涅弗斯基(В.А.Невский)的成因分类
以涅弗斯基(В.А.Невский)为代表的前苏联地质学家对克鲁斯(H.Cloos，
92
1922)等的节理形态分类提出了批评，他们认为这种分类没有搞清楚节理的成因和形成机制。因此，他们提出了侵入体节理的成因分类，其包括了三类。
①、岩浆力学活动产生的节理：这种节理主要发育在侵入体的边缘和外接触带，节
理从岩体中心向外逐渐增加，呈同心环状和放射状分布，裂面近于直立。 ②、热收缩张节理：广泛分布于各种产状的侵入体的顶部和边缘，形成于岩浆熔融
体冷凝收缩过程中优先冷凝的外壳中，此时岩体内部仍为液态岩浆。热收缩张节理的形成时间比由岩浆力学活动产生的节理稍晚。
③、构造节理：构造节理是在岩浆冷凝后的晚期构造作用中产生的裂隙。它往往迭
加在先形成的裂隙之上，其发育程度、分布特点与区域构造变形强度、变形方式和变形期次有关，往往改造了早期节理。
四、喷出岩体的原生构造
喷出岩体的原生构造主要有与熔岩流动有关的流纹构造、绳状构造和流线以及与脆性破裂有关的枕状构造、柱状构造和渣状构造等。 1、绳状构造
绳状构造是指熔岩表面的绳索状扭曲。常见于粘度小、气体多、温度高、流动快、凝
固慢的基性熔岩表面。
成因：当熔岩表面已凝固成塑性薄壳时，下伏仍在流动的熔岩使熔岩表面发生拖拉扭
曲而成。
绳状构造所在的表面代表了熔岩的顶面，突出的弧顶指向熔浆的流动方向。 2、枕状构造
枕状构造发育于基性熔岩的表面。单个岩枕上凸下平，表面呈浑圆状，底面平坦，形
如枕状，故称枕状构造。
枕状构造的结构：由外壳和内核两部分组成，外壳很薄，多为玻璃质，常见气孔；内
93
核则呈显晶质。
枕状构造成因：一般认为是喷溢岩浆在水下环境中快速冷凝而成。 3、柱状节理
柱状节理多发育于产状平缓的火山岩内，一般垂直于熔岩流顶、底面或火山管道壁。
若干走向不同的这种节理将岩石切割成多边形柱状体，故称之为柱状节理。 柱状节理的形态：横切面常为六边形，但亦有四边形、五边形和七边形等。 柱状节理的产状：常见于玄武质、安山质熔岩之中，还可发育于火山灰流中，也可在
超浅成岩体中见到。
柱状节理总是垂直于火山岩的基底面，故可用其来确定岩体的流动面和岩体的产状。 柱状节理的成因；冷凝收缩为流行之说。
第三节 岩浆岩体构造的观察与研究
观察研究的主要内容为：查明岩浆岩体发育的地质背景；观察岩浆岩体的几何形态；研究岩体构造和围岩构造；确定岩体的形成时代；恢复古火山机制(喷出岩)。 一、侵入岩体产出地质背景分析
应注意如下诸方面：
1、岩体所在地区的区域大地构造属性。 2、区域变形特征(强度)。 3、岩体与区域性断裂的关系。
4、岩浆岩体的一般特征、侵位机制及区域性岩浆岩带的特点。 5、岩体产出部位的构造。
二、岩体的几何形态研究
94
岩体几何形态研究的主要内容是恢复岩体的空间形态，其方法有：
1、填绘地质图(包含各种地质界线，岩体与围岩中的各种变形构造以及接触带内的变形构造等)。
2、用地球物理资料来恢复岩体的形态。 三、岩体内部的观察
观察内容包括：定向组构、侵位节理、韧性剪切带、岩石类型的空间分布规律等。 1、定向组构
①、流动构造；②、片麻状构造。
2、侵位节理：常常被充填了，注意研究如下内容：
①、发育背景；②、组合规律；③、充填物成分；④、相互交切情况；⑤、变形特征及其与定向组构的关系。 3、韧性剪切带的研究
主要发育于岩体的边缘，常常被误判为片麻岩带和混合岩带，应注意如下内容的研究：
①、构造特征和变形特征的研究。 ②、糜棱岩的分带特征研究。 4、观察岩体中岩石类型的空间分布规律
在岩浆冷凝成岩过程中，由上往下、从边缘到中心，由于温度、压力条件和岩流速及岩浆冷凝速度等的不同，常形成若干相带，通常情况下，由岩体中心到边缘，可分为如下三个相带：
①、中心相带：位于岩体的中心部位，又称中心相带。该带内岩石颗粒较粗，晶体
常为自形，原生流动构造不发育，岩性较为均匀，与边缘相带相比较，相对较偏酸性。
95
②、边缘相带：位于岩体的边缘。该带内岩石颗粒较细，晶体自形程度较差，原生
流动构造较为发育，并常含有围岩的捕掳体，岩石的性质受围岩的影响较大，如围岩为高硅岩石，岩性即偏酸性、若围岩围岩为碳酸盐岩，则岩石往往偏基性。
③、过渡相带：位于前两带之间，岩石的粒度、自形程度，原生流动构造发育程度
以及岩性变化均介于前两带之间。
四、岩体围岩构造观察
岩体在侵位过程中，既受围岩构造影响，又与围岩相互作用，从而在围岩附近发生一定程度的变形变质作用。观察研究内容如下：
1、围岩的构造型式和产状。
2、围岩的层理或面理与侵入体内面理等定向组构的关系。 3、接触变质晕的宽窄和分带。 4、变形岩石的应变测量。
五、观察岩体的接触关系和确定岩体的形成时代 (一)、岩体的接触关系观察
侵入岩体与围岩的接触关系可分为侵入接触、沉积接触和断层接触等三种类型。 1、侵入接触
侵入接触又称为热接触，判别侵入接触可根据如下标志：
①、岩体边缘有边缘带和冷凝边，边缘带中定向组构发育。 ②、岩体内有围岩的捕掳体，其主要分布在岩体的边部和顶部。 ③、围岩中有从岩体中伸出的岩枝或岩脉。
④、岩体附近的围岩有接触变质相，甚至发育混杂现象，并且自接触面向外逐渐减
弱或呈分带性。
96
2、沉积接触
沉积接触是岩体侵入形成后再被新的沉积物所覆盖的一种接触关系，即岩体的形成时代早于上覆地层。 3、断层接触
断层接触是指侵入体形成后，由于断层作用，使得岩体与围岩接触，接触面即为断层面(带)。
(二)、岩体形成时代的确定
确定岩体形成时代的主要方法为同位素年龄法和地质法两种： 1、根据接触关系确定岩体的形成时代
①、当岩体与围岩呈侵入接触时，则岩体形成于被岩体侵入的整套地层中最新的地
层之后。
②、当岩体与围岩为沉积接触时，即岩体被角度不整合所覆盖，则岩体的形成要早
于被侵入的不整合下伏地层中最新地层之后，在角度不整合的上覆地层中的最老地层之前。
2、根据岩体特性对比确定岩体的形成时代
当岩体侵入到某些时代不明的地层中，或岩体与围岩的接触关系不明而无法根据接触关系来确定岩体的形成时代时，可以与邻区已知时代的岩体进行对比推断岩体的形成时代。对比的内容包括岩体的构造型式、侵位机制、岩石的结构构造、矿物成分、化学成分和微量元素等。一般来说，同期同源的岩体具有许多共性。 3、根据与区域构造的关系来确定岩体的形成时代
岩浆作用总是与某一构造运动幕相关，搞清了岩体与区域构造的空间关系和时间上的相互切割关系，就可以根据其与区域构造的关系来判定岩体的相对形成时代。 4、利用岩体的相互穿插关系来确定复式岩体内多期侵入的顺序
97
利用岩体的相互穿插关系来确定复式岩体内多期侵入的顺序的判别标志如下： ①、具有冷凝边的岩体为晚期岩体，具有烘烤边或接触变质晕的岩体为早期岩体。 ②、定向组构被切割的岩体为早期岩体，定向组构平行于两岩体接触面的岩体为晚
期岩体。
③、如果一岩体中包含有相邻岩体的捕掳体，则为晚期岩体。
④、一岩脉穿到一个岩体内而被相邻岩体所截切，截切岩脉的岩体其形成时代较晚。 5、根据同位素年龄测定来确定岩体的形成时代。 六、古火山口的确定与古火山机构的恢复 (一)、古火山口的确定
确定古火山口应注意如下方面的分析与研究： 1、根据区域性断裂确定古火山口
要确定古火山口的位置，首先应当观察区域性断裂的展布和组合型式。因为无论是中心式喷发还是裂隙式喷发，大都是受断裂控制的。 2、根据火山岩厚度和岩性变化来确定火山口
通常情况下，集块岩和熔结集块岩多分布在火山口附近，火山碎屑物的粒度由火山口向外逐渐变小，熔岩的厚度远离火山口也减小。岩相带和蚀变带以火山口为中心呈规律的线状或环状分布。
3、根据熔岩流动方向来确定古火山口 反映熔岩流动方向的标志有如下几种：
①、气孔和杏仁体的形状。管状、串珠状气孔倾倒方向、云朵状气孔的倾倒方向、蝌
蚪状气孔大头的指向代表熔岩的流动方向。
②、流纹、流带原始褶曲轴面的倾倒方向及岩屑、斑晶、捕掳体的倾倒方向代表熔岩
的流动方向(见图中B)。
98
③、熔岩枕的大头方向及其与层理面相交锐角所指方向、柱状节理弯折和倾倒方向，
层节理弯曲所指的方向代表熔岩的流动方向(见图中C)。
④、绳状构造弯曲的凸出方向、绳状构造变为渣状构造的方向代表熔岩的流动方向。 (二)、古火山机构的恢复
本课程所讲的火山机构指的是火山机构的各个组成部分的位置、产状、相互关系及喷发机制等。火山机构的主要结构要素是火山口、火山颈、火山锥体以及围绕火山的锥状、放射状、环状断层等。 1、古火山颈的识别
古火山颈有如下标志可识别：
①、平面上一般呈等轴状、透镜状、串珠状，少数呈脉状；剖面上呈岩筒状、漏斗状。 ②、与围岩呈不整合接触关系。
③、常具分带性，一般为块状熔岩，边部为火山碎屑岩。 ④、次火山岩发育。
⑤、四周有放射状和环状断裂，充填后成岩墙群。
⑥、颈壁常发育流动构造，产状陡倾或近于直立，与颈壁平行。 ⑦、具有蚀变和矿化现象，其中次石英岩尤其发育。 2、塌陷破火山口的识别
火山活动的晚期，火山机体可沿环状断裂塌陷，形成塌陷破火山口。此外爆发也可形成破火山口，但规模较小。塌陷破火山口有如下特征可供识别： ①、平面上呈圆形、椭圆形；剖面上呈漏斗状，构成下陷盆地。
②、熔结角砾岩、熔结凝灰岩发育，破火山口中还常见各种火山碎屑岩及湖相沉积岩，
次火山岩发育。
③、发育环状、半环状、锥状、放射状断裂和岩墙。
99
④、在破火山口范围内，有一个或几个火山通道及残余的火山锥、火山口。 ⑤、火山岩的产状在中部近水平、边缘变陡(10°—30°)，向内倾斜，在环状断裂以
外，向围岩倾斜。
⑥、重力、磁力异常呈环状分布。 3、恢复古火山机构的方法
恢复古火山机构的方法主要包括岩石学和构造地质学两方面的内容，具体有如下一些方面：
①、确定火山活动产物的先后顺序。
②、研究火山活动产物的成分，以了解火山喷发类型及提供火山岩相的划分依据。 ③、划分火山岩相带。
④、确定火山岩的产状。火山岩的产状并非仅指岩层的走向、倾向等，还包括火山岩
体的产出状态、如喷出、侵入等。 ⑤、原生断裂构造的研究。
100
因篇幅问题不能全部显示，请点此查看更多更全内容