构造方法复习资料整理

1、第一讲：张波EBSD！二次电子：10nm，反应表面信息、表面形貌；需导电，但易产生电荷积累，可以对手标本、薄片进行观测！背散射电子：10nm40nm，可以揭示内部化学元素信息，反映深度较深1.场发射扫描电子显微镜SEMField emission Scanning Electron MicroscopeBSED -背散射电子探头，对应的图像名称BSEBSE图像的优势：样品成分/相变化；样品形貌特征；不容易发生电荷积累/放电现象2.电子背散射衍射系统/仪EBSDElectron Back Scatter DiffractionEBSD - 电子背散射衍射，对应的结果为EBSP和EBSD-map！

2、晶体学研究、开展相鉴定3.能谱仪/系统EDSEnergy Dispersive Spectrometer不同元素发出的特征X射线具有不同频率，即具有不同能量，能谱定性分析主要是根据不同元素之间的特征X 射线能量不同，通过EDS 检测试样中不同能量的特征X 射线，即可进行元素的定性分析，EDS 定性速度快，但由于它分辨率低，不同元素的特征X 射线谱峰往往相互重叠，必须正确判断才能获得正确的结果，分析过程中如果谱峰相互重叠严重，可以用WDS和EDS联合分析，这样往往可以得到满意的结果。EDS能谱优点：1：元素分析时能谱是同时测量所有元素，而波谱要一个一个元素测量，所以分析速度远比波谱快；2：能谱探

3、头紧靠试样，使X 射线收集效率提高，有利于试样表面光洁度不好及粉体试样的元素定性、定量分析；3：能谱分析时所需探针电流小，对电子束照射后易损伤的试样，例如生物试样、快离子导体试样等损伤小；4.阴极发光仪CL Cathode Luminescence阴极发光是指晶体物质在高能电子的照射下，发射出可见光、红外或紫外光的现象。例如一些氧化物、矿物等，在电子束流照射下均能发出不同颜色的光。结晶学优选测量：单剪、纯剪、运动学涡度应用：1.对方解石机械双晶，计算应力主轴方向 2.锆石变形 3.矿物相鉴定第二讲：裂变径迹裂变径迹定年方法及其应用一、原理：裂变径迹是指矿物内238U原子核自发裂变碎片形成的辐射

4、损伤痕迹，其密度和长度受时间和温度的控制。裂变径迹定年方法遵从同位素定年方法的原理，利用238U的自发裂变的现象，但它测量的是放射性衰变对矿物晶体的物理损伤，而不是另一种同位素。裂变径迹分析不仅可以确定地质体的冷却年龄，而且同时获得低温(<110±10°C)阶段热演化历史。二、应用：结合其他同位素年代测试结果，裂变经迹技术可研究造山带的隆升构造演化历史和长期的大陆剥蚀与构造演化；测定断层的活动年龄；岩矿形成年龄测定以及岩体热历史；沉积物源、沉积盆地的热历史演化；磷灰石裂变径迹退火温度范围为12060 °C，与生油门限相吻合，可评估盆地区油气生成、储藏的可能性

5、等。第三讲：大地构造沉积前陆 Foreland在Glossary of Geology中：是一个相邻造山带的稳定地区，造山带岩石向其逆冲，一般前陆是地壳的大陆部分，是克拉通或地台的边缘。（1）边缘前陆盆地：位于陆陆碰撞时造山带的外弧,A型俯冲（2）后退弧前陆盆地：位于岩浆弧之后，与大洋岩石圈消减有关，B型俯冲前陆盆地系统（1）楔顶带：被厚层沉积物所埋没的逆冲（盲）断带；厚层海相地层（2）前渊：沉积主体，可达300Km宽，2-8Km厚，物源主要来自逆冲断层带，少量来自克拉通，沉积相从海陆交互相到深海相均有，角度不整合和沉积物过路不留面分布广泛（3）前隆：挠曲板块向上弯曲的部分，其高度与板块厚度、

6、刚度、挠曲宽度及是否断裂有关。一般是剥蚀或非沉积区，前隆的迁移可导致不整合发育。水下前陆盆地系统的前隆也有滨浅海沉积。（4）隆后：挠曲板块向下弯曲的部分，远离造山带故沉积宽广但物质较细，浅海或非海相，局部可有近源粗碎屑沉积。前陆盆地构造与沉积特征（1） 大规模褶皱逆冲构造（2） 多个沉积不整合（3） 沉积与构造关系：沉积作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被卷入逆冲褶皱系，发生剥蚀搬运，沉积作用同时在前陆盆地和背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区。1 .盆地的板块构造分类及其位置?答：（1）被动大陆边缘（大西洋型、被动火山型）和洋壳型盆地（2）主动大陆边缘盆地、弧后盆地 （3）陆内伸展型盆

7、地（4）走滑型盆地 （5）与碰撞有关的盆地2. 前陆盆地系统的概念及其意义?答：在Glossary of Geology中：前陆是一个相邻造山带的稳定地区，造山带岩石向其逆冲，一般前陆是地壳的大陆部分，是克拉通或地台的边缘。在构造地质和板块构造百科全书中：前陆是克拉通邻近冒地槽的那部分。分为两类：1）边缘前陆盆地（peripheral foreland basin）：位于陆-陆碰撞时造山带的外弧,A型俯冲2）后退弧前陆盆地（retro arc foreland basin）：位于岩浆弧之后，与大洋岩石圈消减有关，B型俯冲。3 .前陆盆地构造与沉积特征及其相互关系？答：构造特征：1） 大规模褶皱

8、逆冲构造；2）多个沉积不整合；3）沉积与构造关系：沉积作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被卷入逆冲褶皱系，发生剥蚀搬运，沉积作用同时在前陆盆地和背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区。沉积物特征：1）早期：富石英，贫长石，主要源于克拉通地区，接受来自被动陆缘基底克拉通的沉积，细粒的浊流沉积；通常在陆架水深之下，此时造山带生长，碎屑物搬运速率较低； 2）晚期：富岩屑，来源于造山带，由造山带隆升提供，少部分由克拉通提供；浅水的大陆型磨拉斯，山脉已形成到“标准”尺度，剥蚀和上升达到平衡相互关系：1）沉积作用总是发育于逆冲前缘之前方，继尔被卷入逆冲褶皱系，发生剥蚀搬运 2）沉积作用同时在前陆盆地和

9、背驮式盆地中发育，早期盆地被上升成为蚀源区4.前陆盆地结构、沉积、构造特征分析1）楔顶带：聚积在造山楔顶部的沉积单元。在地表环境中，这个沉积带包含了最粗粒的矿物，通常是冲积或河成的沉积物；在水下环境中，楔顶沉积典型的包含有重力流和细粒的席状沉积物。楔顶沉积向克拉通方向尖灭。楔顶带内沉积岩构造特征：广泛出现的渐变不整合面和不同类型的生长构造，例如生长褶皱、断层、递变的辐射状劈理楔。顶沉积带内沉积地层构造暗示/构造记录：“同造山期和近同造山期的隆升面和沉降面上聚积、变形。2）前渊带：它是在造山楔顶部前缘与前隆之间的沉积单元。沉积特征：发育有向克拉通方向尖灭的楔形沉积物，地表的前渊沉积带的沉积物来自

10、纵向和横向冲积或河成的沉积系统。水下的前渊产生于浅湖泊、海洋的沉积系统，可以是三角洲、浅海陆棚或浊积扇。3）前隆带：前渊靠近克拉通一侧挠曲抬升的沉积区域。沉积特征：上升的地形，前隆带通常被认为没有沉积或侵蚀的。4）后隆带：聚积在前隆和克拉通之间的沉积单元，沉积特征：大部分的沉积物来自造山带。在水下环境中，克拉通和碳酸盐台地的物质补给也是明显的。后隆沉积带的沉积系统主要是浅海相和陆相，沉积物通常是细粒的，因为离主要物源区-造山带较远。5. 前陆盆地的沉积序列？前陆盆地海陆交互相磨拉斯沉积序列6. 前陆盆地的动力学演化过程？7.不整合及其研究意义：区域不整合的识别（分布范围、岩性、构造变形、变质、

11、产状、界面）意义：造山运动的历史记录8.不整合对造山运动时代的限定：区域不整合是确定造山运动的证据，其判断证据有：1、沉积相方面:上覆地层的沉积相突变2. 构造相证据 磨拉斯盆地：磨拉斯-浅水建造3.不整合之上地层证据4.不整合之下构造变形时代证据5.不整合之下地层证据8.混杂岩的定义：许靖华：板块构造解释。变形岩石的集合体=基质（matrix，普遍剪切）+岩块（block，构造混入）9、混杂岩物质组成及构造组征组成特征：由形成深度和地质体决定（1）深度: 浅变质，高压变质，超高压变质（2）地质体：蛇绿岩，岛弧岩浆岩，深海泥质岩，硅质构造特征：岩块与基质的变形-韧性变形 产出位置：缝合带10.

12、混杂岩的研究意义：围绕华北板块与西伯利亚板块之间古亚洲洋闭合的位置和时间问题，选择内蒙古中西部若干缝合带地区，研究代表两大板块最终会聚过程的混杂堆积。通过确定内蒙古中西部与古亚洲洋闭合有关的混杂岩带的位置、组成、时代和延伸，追溯古亚洲洋闭合的位置、时代和过程。从沉积地质学的研究角度，查明内蒙古中西部古亚洲洋闭合过程的沉积响应，进而对回答两大板块会聚历史和古亚洲洋的闭合过程这一重要科学问题做出独特的贡献11.混杂堆积：基质及岩块强片理化韧性变形，外来蛇绿岩块，高压变质作用，位于板块缝合带内，产于俯冲带环境滑塌堆积：同沉积变形，无强片理化，无蛇绿岩块，无变质作用，局限于一套沉积地层中，产于伸展环境

13、（无层序、无变形）第四讲：构造几何学1.2. 构造几何学研究各类构造的组成要素及其形态、产状、方位、大小和展布等，分析构造内部各要素之间和相关构造之间的几何特征和空间关系。3. 构造运动学根据构造现象的几何学特征、基于构造的运动学标志，反演该构造现象形成（变形）过程中的运动状态和运动过程。4.构造动力学在构造几何学和运动学基础上，从构造现象分析引发岩石变形的应力作用方式与作用过程，恢复变形构造应力场，进而分析形成构造的动力来源、动力学演变过程，并建立可能动力演化模式。5. 构造解析：对一个露头或一个区域内所有构造现象的描述和解释。即：通过对所有构造现象的分析研究、对研究区所有构造之间的时空和成

14、因关系提出一个系统认识，并对其形成过程和机制进行解释。所以：构造解析包括对各种构造（如面状线状构造）的几何形态、运动学特征的地质观察、描述和分析。6. 韧性剪切带运动方向的判别1) 被错开的标志体（如岩脉等）及其拖曳现象 2) 不对称褶皱 3) 鞘褶皱 4) SC面理 5) 矿物条带斜交面理 6) 伸展褶劈理 7) 云母鱼构造 8) 不对称旋转碎斑系 9) 曲颈状构造 10) 不对称压力影构造11)多米诺构造 12) 不对称布丁构造 13) 旋转雪球构造14) 脆韧性剪切带中的雁列脉15) 岩组分析第五讲：有限元在地学中由于地质构造形态的复杂、区域划分的困难、岩石力学的特殊，使得对地质体的静、

15、动态应力和变形分析，过去只能处于定性的阶段。然而自从二十世纪60年代后期将有限单元法引入地学以后，这方面的工作就进入了一个新的阶段。现在有限单元法已成为地学工作者进行地球动力学、构造物理学研究的重要工具。有限元方法已成为研究复杂地质构造区域中应力场的有效方法。有限元法的基本思路第一步:结构的离散化 将一个连续的结构体分解为一组较小的部分组成，每一个这种较小的部分称为单元。划分单元时应选择适当的单元类型，设置各单元结点的位置。不同的单元类型，应相应选择其位移模式。第二步：单元分析 根据选择的单元的位移模式，将单元内各点的应变、应力、等效结点载荷等均表示成位移的函数，每一个单元为均质的，可以用应变

16、-应力关系式，这一步一般称为单元分析。第三步：总体分析 在单元分析的基础上，将结构体的所有单元组合起来，列出结构体的总体平衡方程，即矩阵形式的平衡方程。如果每个单元内的位移线性分布，则得到的总体平衡方程将是一组线性方程，即解线性方程组。第四步：解方程 结合附加的位移约束来求解这个巨大的线性方程组，得到各个结点的位移，并据此计算出每个单元的应力与应变。研究意义构造应力场模拟的研究目的：通过研究区内各类岩石样品的岩石力学参数测定，根据各期次构造图的断裂分布样式，利用弹性有限元方法，进行构造应力场的数值模拟计算，分析每一个构造期次的各种构造是否形成于统一的构造应力场，并讨论主要构造的力学成因机制。构

17、造应力场的模拟一、根据区域地质资料分析，提出适当的地质模型。二、适当简化地质模型，转化为相应的几何模型，用Ansys8.1实体建模工具输入到计算机，形成相应的几何模型。三、选定网格剖分密度，由计算机来完成对几何模型的自动网格单元剖分。四、根据区域构造分析，确定研究区的力学边界条件，并根据研究区岩石力学参数，给每个单元赋予力学参数。五、施加荷载，进行计算。 六、由软件输出结果，并对结果进行分析。有限元数值模拟方法的局限性（1）数值模拟的主观性问题 数值模拟的出发点是一个概念上的模型，并且在一个构造体上遵从的是同一种牛顿流体或者本构方程等，但是在实际上，研究块体并不是统一的遵循一种力学机制而是多种

18、；有限元数值模拟方法在力学规律上的简化虽然降低了软件的计算难度与繁度，但是却使得模型在一定程度上失真。这是其一。其二，数值模型的建立也具有主观性。任何反演过程都必定会面临多解问题；数值模拟属于反演拟合过程， 。与既有岩墙群、破裂等数据拟合的应力场模型可能有多个，我们只是选择其中的已知的几种模型进行拟合分析，但并不能排除有其他应力场模型存在的可能。地质调研数据的增加，只能够降低模型错误的可能性，但是并不能明确的说这种拟合模型的绝对可靠性。（2）有限元数值模拟方法在边界、初始条件和参数数据设定上具有一定的局限性。 由于岩石性质的差异性，我们很难精确设定某一区域内的岩石力学参数；我们只能对区域进行分

19、块处理（这种“分块”并非有限元意义上的分块，其大小远大于有限元分析中的每个应力三角形），并对各个块体赋以相应的力学参数。（3）数值模拟的时间非连续性 有限元数值模拟方法能够在一定空间范围内进行连续处理，但是在就时间问题的分析上往往只能做多次“频闪”式分析，即对不同的时期做分别的应力场分析。（4）断面相互摩擦力/粘滞力往往会被忽略 在对既有断层的处理上，数值模拟方法往往是把断层设定为互相接触、但是却不存在相互应力联系的两个表面。在实际地质活动中，这些既成断面之间并不是相互孤立的：他们之间存在相应正应力；如果彼此滑动，则还可能产生相应的摩擦阻力/粘滞阻力。这些阻力在研究活动断层、地震学中尤为重要，

20、对其忽略造成的影响尤为明显。（5）构造应力场方法对褶皱的运用程度未达到理想水平 盆地沉积构造研究方法很重视对前陆褶皱带的分析处理；在对碰撞带的判定上，褶皱带是其一个重要依据。在构造应力场中，最具有影响力的因子是破裂，利用破裂的数量和断裂的走向等数据对应力场结果进行拟合。褶皱本身也具有一些定量属性，如曲率、轴面产状、两翼产状等，这些属性与岩石所受应力状态时紧密联系的。但是在应力场的构建中，这些属性却很少得以利用。三维有限元方法可以考虑到这周的曲率因素！有限元数值模拟实验方法在大地构造和油田构造中的应用：不同体制下的构造应力场数值模拟、构造应力场对火山岩裂缝发育区的影响，从而对钻探位置提出指导性意

21、见。 岩墙群作为应力标志的应力场数值模拟 油田构造应力场的数值模拟 盆地构造应力场的数值模拟 裂缝油气藏的构造裂缝定量预测应力拟合标志 1：通过GPS测量获得现代应力场 2：通过井壁崩落测得到的现代主应力方向 3：通过地震震源机制反演现代主压应力方向 4：古构造应力方向和大小测量：岩墙群，共轭节理，断层及擦痕，褶皱轴面等 5：岩石声发射法 6：岩石磁组构分析法：最大主应力方向平行于最短磁化率主轴 7：超显微构造分析法 8：泥火山群：最大水平主应力方向第六讲：构造年代学一地质填图；二绝对年代学；三地震地层学1、MSWD:MSWD(Mean Square Weighted Deviation)（加

22、权平均方差），主要是应用在同位素年代学，其作用是检验定年等时线年龄和表观年龄统计的可靠性，与过去表征线性特征的相关系数或者简单的正态判别相比，是同位素年代学测试领域非常重要的计算处理方面的进步，为地质年代学可靠性判别提供了重要支持。等时线的MSWD算法相对复杂，现以表观年龄的 MSWD为例，来说明它的算法以及作用。在K-Ar和40Ar/39Ar定年中，表观年龄概率统计或者等时线年龄出现偏差的原因有两个。第一个是仪器精度，使用同一个仪器测同一个样品，因为精度的关系测出来的有效数字都有偏差。但这类偏差属随机误差，可以用增多样品测试数量的方法来克服。第二个是每个样品本身不属于同一个真值，即不满足同位

23、素体系的同源，同时，封闭的前提条件，各个样本点与真值的偏差较大。MSWD就是判断年龄的偏差到底是什么原因造成的，如果等于或趋近于则表明偏差是由仪器精度引起的随机误差，属第一原因可信。若MSWD趋向大于则表明引起偏差的原因包含第二个因素，即存在外部误差，所以不具可靠性。若MSWD趋向小于1则表明仪器所测的有效数值达不到样品真实精度的要求，因此年龄结果也不可信。相对年代学：地质体形成或地质事件发生的先后顺序，为相对地质年代。以斯坦诺的地层层序律、原始连续性定律和原始水平性定律为基础（注意侵入关系和切割关系）。等时线年龄：Rb-Sr, Re-Os, Sm-Nd, Lu-Hf（对一组岩石或矿物样品进行

24、等时线处理，必须满足:1)同源，具有相同的初始子体同位素组成2)相同的成岩成矿年龄；3)岩石、矿物形成后，自始至终保持着放射性母子体的封闭体系）热年代学方法：反映的是热事件而非构造，因此用于构造时有严格的逻辑限定，方法有：裂变径迹；钾长石K-Ar、40Ar/39Ar；锆石U-Pb封闭温度：对一个地质事件所涉及的各种同位素体系来说，并不是在矿物、岩石形成的那一瞬间就开始计时，而必须当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时，即子体由于热扩散导致的丢失量可以忽略不计时，子体才开始积累，这个开始计时的温度就是封闭温度。2、两种构造岩的定年技术1. 断层泥定年前要考虑的问题：样品是什么，跟研究目的有什么

25、关系，其中的逻辑是？定年矿物是什么（构造、变形新生的矿物）？e.g.用断层泥而非断层角砾定年，因为断层角砾反映的是围岩，而断层泥为断层破裂时碾碎的产物，为构造时的产物。定年是利用新生矿物如伊利石来定年。 1）保证断层泥并非后期充注 2）保证伊利石为构造形成而非后生 3）如何挑选伊利石？伊利石的大小（2-4m是否能够测量？（颗粒小时更多的40Ar在边部à逃逸à并非封闭2. 糜棱岩1） 变形时的温度是多少？EBSD看石英哪个面发生位移从而确定变形温度；矿物TP计。如果变形温度>封闭温度，此时无法测定变形T；如果封闭温度>变形温度，基本限定年龄（但对于糜棱岩矿物不一定

26、达到平衡）2） 利用切入的岩脉限定上限（岩脉无变形），如钉合岩体。3） 如果岩脉为弱变形，反映与糜棱岩同时期，与糜棱岩的某些变形域统一；如果糜棱岩变形域中有热事件（强变形域），那么围岩与糜棱岩的热事件应为不同，这种不同反映了变形年龄。第七讲：构造磁学课后作业/思考题：1.虚地磁极和古地磁极有何异同？答：虚地磁极（VGP）：在某一测点单次观测地磁场方向换算得到的地磁极位置。古地磁极：是通过测量某一地质年代岩石的剩余磁化强度的方向所确定的该地质年代的地磁极位置。古地磁极是通过时间平均掉周期性的非偶极子分量引起的长期变化而得出的所测地质年代岩石在ChRM获得时的地磁极位置，与当时的旋转轴近似一致。相同点：二者都是通过测量某一地质年代岩石的剩余磁化强度的方向来确定该地质年代地磁极的位置。不同点：虚地磁极是在单个测点，单次观察计算出的；而古地磁极是通过时间平均掉周期性的非偶极子分量引起的长期变化而得出的所测地质年代岩石在ChRM获