构造地质学提纲教案

构造地质学~教案第一章绪论一、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。②structuralgeology和tectonics的区别构造地质学有两个分支，即structuralgeology和tectonics，这种区别在欧美国家中实际不存在，在欧美国家中，structuralgeology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，structuralgeology和tectonics两个单词那么具有不同的含义，即structuralgeology指的是地壳内的中、小型构造，而tectonics那么指的是包括岩石圈在内的区域大地构造，故在这些国家，将structuralgeology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、从构造地质研究开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《大陆的生成》，1915《海陆的起源》)大陆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方案、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、学习方法热情+远见+行动＝成功兴趣+方案+行动＝成功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，而园弧状的波谷那么指示岩层的底板。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、地质体的根本产状(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，其余大局部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－即构造中最根本的、最多见的现象。倾斜岩层的露头特征—V字形法那么当岩层倾向与地形坡向相反时—相反相同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：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、古风化壳以及风化剩余型矿床，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局部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剩余矿产。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那么为：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。第三章地质构造分析的力学根底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，其作用于物体的外表，故有称之为外表力。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)和外表(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，那么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，那么作用力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，那么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。σxτxyτxzσyτyxτyzσzτzxτzy如作为平衡力系统考虑，有：-τxy=τyx-τyz=τzy-τxz=τzx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＞σ32、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＞σ33、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根底上综合出三维特征。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，那么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，那么垂直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=σ1cos2α+σ2sin2α=(σ1+σ2)/2+((σ1-σ2)/2)cos2α (3-2)平行AB的力为：pτ=p1sinα-p2cosα那么剪应力应为τa=pτ/ABτa=σ1cosαsinα-σ2sinαcosα=((σ1-σ2)/2)sin2α (3-3)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τmax=(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，假设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：(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拟复杂。在中央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。自中央稳定区趋向边缘，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根底一、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。位移的根本形式有四种平移、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拟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)2=(1+ε)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，与均匀变形相比拟，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，那么称为连续变形；如果是突然改变的，那么应变是不连续的，称为不连续变形。例如物体的两局部之间发生了断裂。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，那么物体发生形变。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应变椭球体轴向应变方式σ1轴作用方向λ3(C、Z)轴向挤压σ2轴作用方向λ2(B、Y)轴向中间σ3轴作用方向λ1(A、X)轴向拉伸三、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，那么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，符号相同时那么重新排成位错壁，将一个晶粒分隔成假设干亚颗粒。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，但在正交镜下那么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，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，如未完全分解那么形成核幔构造。扩散蠕变是一种通过扩散物质的转移而到达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到达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抗压强度(MPa)抗张强度(MPa)抗剪强度(MPa)花岗岩148(37－379)3－515－30大理岩102(31－262)3－910－30石灰岩96(6－360)3－610－20砂岩74(11－252)1－35－15玄武岩275(200－350)－10页岩(20－80)－2四、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比照，其间所发生的变化称之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屡次微量应变逐次迭加的过程，这种变形的开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屡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局部，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。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那么。库仑剪切破裂准那么库仑认为，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+tanφ式中tanφ等于μ，φ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°-φ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，实验说明，许多岩石的剪裂角在30°左右。摩尔剪切破裂准那么根据实验，摩尔对库伦准那么进行了修正，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：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。格离非斯准那么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以下因素有关：应力的大小及作用方式。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，而块状岩石受压是那么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°-φ/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：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。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，孔隙压力到达了围压的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；而缓慢施加应力那么可减慢岩石的变形速度和增加岩石的韧性。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，当所施加的力到达了该物体的疲劳极限时，那么物体将发生变形。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。松弛那么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。许多实验说明，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。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、褶皱的根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，褶皱有两种根本类型：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根本类型——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)：指褶皱两侧比拟平直的岩层。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局部。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根本相同。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(或称之为附属褶皱)。这些附属褶皱常呈“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)，附属褶皱往往为顺时针旋转的“Z”字型，而短翼(陡翼)的附属褶皱那么多为“S”型；转折端为“M”型。反之，如背斜的右翼为长翼(缓翼)，发育于其中的附属褶皱为“S”型，而短翼(陡翼)那么多发育“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；而等轴向斜那么称为构造盆地。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，曲率那么逐渐变小，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；再那么，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。顺轴面向上那么相反。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。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根底上，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轴面倾角枢纽倾伏角直立水平褶皱80—900—10直立倾伏褶皱80—9010—80倾竖褶皱80—9080—90斜歪水平褶皱10—800—10斜歪倾伏褶皱10—8010—80斜卧褶皱10—8080—90(侧伏角)平卧褶皱0—100—10四、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、褶皱层厚度在枢纽局部比翼部要小，为顶薄褶皱。Ⅰb、褶皱层各局部的厚度一致，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)，向两翼那么层厚逐渐加大。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，底辟构造由三局部组成：即底辟核；核上构造和核下构造三局部。底辟核为高韧性局部，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，那么称之为岩丘构造。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(Alpinotypefolds)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、所有褶皱的走向根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。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拟紧密的，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；而背斜间的向斜那么平缓开阔，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；而向斜间的背斜那么平缓开阔。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根本一致—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育。a、在背斜中，各相邻的上层相对向背斜转折端滑动，下层那么相反；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，并可以用这些附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)那么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附属褶皱(即“S”型“M”型和“Z”字型)，这些附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。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，脆性岩层那么容易被拉断成断层而到达减薄的效果，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，而向斜中心那么为细粒沉积物。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，附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”根本相等，故其是一种典型的相似褶皱。(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效劳。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附属小褶皱、节理与断层、擦痕与破碎带、劈理与线理等。(1)、小褶皱(次级附属褶皱)：利用褶皱中不对称的附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、褶皱形成时代确实定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。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。产状稳定，沿走向延伸较远。节理面光滑平直，有时具有剪切滑动留下的擦痕。遇砾石是切穿砾石而过。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。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。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。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。产状不稳定，延伸不远，单条节理短而弯曲，常呈侧列状产出。节理面粗糙，一般无擦痕。节理遇砾石时绕砾石而过。节理多开口，一般被物质充填，脉宽变化大，脉壁不平直。节理的尾端往往呈不规那么的树枝状、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。特征比照剪节理张节理产状稳定，延伸远产状不稳定，延伸不远平直光滑，有擦痕和羽裂弯曲粗糙，无擦痕出现在砂、砾岩中，一般出现在砂、砾岩中，常绕切过砂砾和胶结物过砂、砾未充填时，是闭合的缝多张口，一般被充填一般是共轭“X”型节理系树枝状，锯齿状，雁列状等剪应力产生张应力产生三、节理的分期配套1、节理的分期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。限制：当一组节理的延伸受另一组节理所限制时，起限制作用的节理先形成而被限制的节理后形成。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根底上进行的，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。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，雁列角主要有两个顶峰值，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。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轴那么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拟平缓。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。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；另一种情况那么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)拱弯局部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，而另一组那么与断层斜交。在理想情况下，两组节理所夹的锐角平分线代表σ1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。三、与区域构造有关的节理在地壳表层广阔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那么。露头良好，最好能在三度空间观测，其露头面积一般不小于10m2，以便进行大量的测量。构造特征清楚，岩层产状稳定。节理比拟发育，组系和相互关系比拟清楚。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。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。节理的分期和配套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。节理的延伸节理的组合型式观测。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。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：节理统计表点号及位置地层时代、层位及岩性岩层产状和构造部位节理产状节理组系及其力学性质和相互关系节理的分期与配套节理密度节理面特征及充填物备注第六章断层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，而深部那么多变平缓，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，而在深部那么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”字形法那么控制。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。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根本一致的断层。倾向断层；指的是断层走向与岩层倾向根本一致的断层。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根本一致的断层，即断层的产状与地层产状根本一致的断层。(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根本一致的断层。横断层：断层走向与褶皱轴向或区域构造线方向根本垂直的断层。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。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(thrustandnappetectonics)：指的是逆冲断层与推覆体的共同组合，它由三局部组成：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，将局部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，那么称之为正(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，旋转量比拟大的断层，可称之为枢纽断层。第三节断层的形成机制断层