第一篇：天府地区构造地质学实习报告(长版)

天府地区构造地质学实习报告

一、前言

1、天府实习区概况

本次实习区域一重庆市北碚区，代家沟，天府镇为主。其地理坐标为东经106°28′-106°31′，北纬29°50′-29°50′。实习地区为天府镇及周边地区，面积约20平方公里，地跨北碚区、合川区、渝北区三境。天府镇位于北碚区东北部，位于四川盆地东部重庆市西北郊，东连静观镇，南起嘉陵江边的白庙子，北止华蓥山宝顶南簏与合川市接壤。该地处重庆市主城区接合部，离重庆市区45公里，距北碚主城区3公里。区内的地表形态为山地类型低山区，海拔高度在400-750米左右最高点为后峰山，海拔为773米，该地北高南低。天府实习区山峰林立，谷沟交错，具典型的“一山二岭两槽”的地貌特征。山、岭、槽的延伸方向为北北东—南南西向，与褶皱轴向及岩层走向基本一致。该区属于正底层，海拔最高的“一山”大多与背斜核部一致。其“两槽”系背斜两翼的嘉陵江组夹膏岩的碳酸盐被强溶蚀形成。北西翼代家沟—后风岩—水岚垭槽为前槽，发育较好。南东翼的后槽因断层发育较差。更外侧的二岭则是抗侵蚀能力强的须家河组砂岩构成。区内经强烈侵蚀、溶蚀作用及人文因素后，基岩裸露，泥薄水浅，深林稀疏。

本区人口密集，天府镇幅员面积54平方公里，人口密集达5万余人。梯田密布，在两侧的上三叠统沙泥岩分布区，峰峦叠嶂、青松翠柏、气势巍峨，常翠欲滴，自然环境俱佳，而此附近有多处旅游胜地。经济与交通天府镇已形成煤炭、建材、化工、钢铁、摩配、机械、造纸、玻璃等支柱产业。境内森林、煤炭、硫铁矿、石灰石、白云石、白泡石、粘土等矿产资源丰富，发展采矿业和矿产品加工业具有得天独厚的条件。特别是石灰石储量大、品位高，据地质部门探明可开采储量为7.5亿吨，尤其是优质石灰石可供开采储量为3.7亿吨，有巨大的开发利用价值。重庆市国内有名的三大火炉之一，气温在7、8月份可达三、四十度，实习山地区域气温稍低，雨季多在10-11月份，雨量不大，冬季多雾。在农业方面两槽盛产水稻、莲藕，其中坡地以红薯、玉米、红苕为主，但耕作条件一般。在交通方面，重庆市区和大学城均有高等公路直通北碚。北碚至后风岩（即天府住处）的公共汽车没十五分钟一班，时长约需三十分钟。襄渝铁路和北仪公路横贯全境，“文干”和“文代”镇级主干道与乡村公路连接遍布各村，交通方便。在人文方面，人口稠密以汉族为主，文化较发达，生活开化。

2、实习工作概况

3、人员组织

二、底地层岩石简介（详细产状见附录小组日志）

此区域地层发育情况在四川盆地内部，一般为侏罗系“红色”地层所覆盖。重庆及川东地区，褶皱强烈，出露三叠系以下地层，而在本区北东方向40公里的溪口地区，由于华蓥山大断层的抬升，可见到中上寒武统地层，此处缺失泥盆系和石炭系的上下统地层。本区最老地层为下二叠统茅口组，最新底层为中侏罗系中统上沙溪庙组。背斜轴向为北北东-南南西向,并向南西 发生倾伏。茅口组为背斜的核部,两翼的地层分别为龙潭组、长兴组、飞仙关组、嘉陵江组、雷口坡组、须家河组、自流井组、沙溪庙组。茅口组、龙潭组、长兴组、飞仙关组依次发生倾伏。二叠茅口组到侏罗系自流井组地层简介如下：

1、茅口组

本组沉积在栖霞组之上，为深灰色厚层，块状含燧石团块生物碎屑泥晶灰岩和浅灰色生物灰岩，燧石团块呈灰黑色，大小分布不均，具有眼球状构造，有时被方解石脉切割方向上燧石团块减少，具有缝合线构造。缝合面上有泥质充填，岩石溶洞发育，多被结晶方解石脉充填，岩溶发育，主要为石林石崖。含有新希瓦格蜓、米氏蜓、费伯格蜓。此组分布在背斜核部，断续出现。

2、龙潭组

此组为重要含煤地层，是中国南方开采对象，此组地层分成五段。龙潭第一段底部位于峨眉山玄武岩岩层位，华蓥山为灰绿色砾状凝灰岩，火山灰的在此活动造成的。角砾于基质接近硅质，厚度近十米。龙潭组第二段灰褐色含硅质，灰质泥晶生物生物白云岩，化石丰富。龙潭组第三段黑色、灰色页岩与泥质粉砂岩互层，夹有六层煤层，页岩中含有菱铁矿，黄铁矿呈珠状顺层分布，化石以及植物碎片较多。龙潭组第四段灰黑色含白云质，硅质泥晶生物灰岩，越往上硅化作用越强，甚至变成碎屑交代硅质岩，主要生物为蕉叶贝、欧姆贝、珊瑚，岩石呈厚层，致密坚硬。龙潭组第五段此段厚约90米，黑灰色页岩与和灰色泥质粉砂岩不等厚互层，夹少量含欧姆贝、窗格苔藓虫、德皮贝。

3、长兴组

长兴组厚约一百米。为浅灰色中到厚层状含燧石生物灰岩，底部燧石较少，中部最多，燧石一般不规则的团块和串珠状，条状顺层分布，缝合线内有沥青充填，缝洞较为发育，多为方解石脉充填，本组灰岩中产大量古蜓、南京蜓、拉切尔蜓以及瓦缸珊瑚的生物化石。在此层顶部有时可见灰黑色硅质岩中层状，透镜体硅质岩和泥质灰岩、页岩交替出现。燧石灰岩同上覆地层下三叠统飞仙关组地层接触，解除关系为假整合。

4、三叠系飞仙关组

本组分为五段，其中一三五段是紫红色页岩，二四段，为灰岩。

飞仙关组第一段本段厚百余米，暗紫色泥灰岩同暗紫色钙质泥岩，页岩。下部和上部多为暗紫色泥灰岩，常呈球状风化，中部多为钙质泥岩及页岩。本段以灰黄色灰绿色页岩为底部。薄层状泥灰岩，紫红色页岩等与下伏地层二叠系硅质岩。灰色规制夜宴，块状燧石灰岩，接触面上有时可见到一层白色的或黄白色的粘土，标明为假整合接触，在底部页岩中生产大量生物化石。

飞仙关组第二段本层厚二十余米。浅灰至深灰厚层状鲕粒灰岩，向下颜色变浅。鲕粒变小，底部为灰色砂屑灰岩，灰岩中缝合线发育，顶面偶尔有波痕。

飞仙关组第三段本层厚约二百米。紫色钙质页岩为主，夹紫红色薄层搅动泥纹灰岩及介壳透镜体，透镜体下部居多。上部页岩较多，产较多克氏哈等瓣鳃类化石。

飞仙关组第四段本层厚约百米。主要为灰色薄到中层状鲕粒灰岩组成韵律层理，有时砂屑、砾屑灰岩代替介壳灰岩组成韵律层理。中下部一介壳灰岩为主夹砂屑灰岩及薄层泥灰岩，越向下走鲕粒状灰岩越少。厚度变薄，介壳减少，底部泥灰岩偶见瓣鳃类化石，近顶部有一层七至八米的灰黄色钙质页岩。

飞仙关组第五段本层厚约五十米，紫红色页岩同灰色页岩夹灰色泥晶含介屑、砂屑鲕状灰岩。含瓣鳃类、腕足类海百合等化石。上部紫色灰质页岩。中部夹泥晶含介屑细粒砂鲕状灰岩。下部紫红色灰质页岩与灰色介屑含泥质灰岩。近底部的含介屑灰岩中有对称波痕。

5、嘉陵江组

嘉陵江组主要有灰色、浅灰色灰岩，白云质灰岩、白云岩、豹皮灰岩和角砾状灰岩组成，其间夹有石膏层，但地表不容易看到，下部夹有一层黄绿色页岩，地貌上岩溶特别发育，常形成溶洞，草谷地形。本组分为四段。

嘉陵江组第一段厚约240米。灰色介屑灰岩或砾屑灰岩与泥纹粉晶、泥晶灰岩砾序层。上部：介屑灰岩岩层发育。中部：薄层介壳灰岩发育。下部：泥纹粉晶与泥晶发育。厚度达数公尺，介壳减少，以介粒灰岩、含介屑灰岩，或似砾屑灰岩与前者组成互层或夹层。介屑球粒为厚度数公尺的透镜体夹于粉晶灰岩中。

嘉陵江组第二段厚约80米。一泥晶白云岩、灰色白云质灰岩为主，慧眼大多数含有白云质，主要为藻灰岩，豹皮灰岩，大多发生不同程度的白云化。顶部为砾屑灰岩，上部夹有一层报批装团状灰岩和溶塌角砾岩，地位粉晶、逆境白云岩、刀砍纹发育。

嘉陵江组第三段厚约140米。灰色泥晶介壳球粒灰岩和搅动泥晶灰岩，顶部有白云岩。上部为白云化的泥晶含介屑球粒灰岩与泥晶灰岩序粒层，夹小扁豆体的砾屑泥晶灰岩。

嘉陵江组第四段厚约115米。灰色溶塌角砾岩，逆境白云岩为主，加结晶灰岩，上部以砂屑。砾屑灰岩为主夹泥晶白云岩，下部为一套重结晶灰岩，顶部为交代成因有口虫泥晶白云岩，刀砍纹较为发育。

6、雷口坡组

本组以灰色砾屑灰岩为主，砂屑灰岩与粉屑泥晶灰岩组成的粒序层为主。夹泥晶白云岩及溶塌角砾岩，底部为绿豆岩与下三叠统假整合接触。

7、须家河组

本组主要有灰白色、黄绿色长石石英砂岩组成，次为粉砂岩、砂质页岩及煤层等，在页岩中常见植物化石。本组分为六段：

须家河组第一段厚约百米与下伏雷口坡组假整合接触，厚度变化大，有缺失，本剖面厚。主要为灰色、褐灰色及灰黑色页岩、分砂质页岩，夹薄煤层，夹砂岩数层，砂岩细至中粒均有，斜层理发育，多呈向上编出变厚的层序。底部起伏不平，局部可见粘土岩、细砾岩及褐铁矿残余。有植物化石碎片。

须家河组第二段为浅灰色、褐黄色细至中粒石英砂岩及长石石英砂岩，发育斜层理，多中层至厚层块状。

须家河组第三段为灰色、黑灰色页岩，分砂质页岩，夹薄煤层。局部见灰岩或砂质页岩。可见植物化石碎片。

须家河组第四段为灰色、浅黄色细至中粒石英砂岩，含少量长石的及岩屑，中层至块状，斜层理发育。须家河组第五段为黑色、黑色砂质泥岩，炭质泥岩类薄煤层。夹长石石英砂岩。

须家河组第六段与上覆侏罗系地层假整合接触，本曾受到侵蚀，厚度变化较大。主要为浅灰色、灰白色厚层块状细至中粒长石石英砂岩，斜层理发育，风画面多为黄褐色。

8、侏罗系自流井组

自流井组第一段为紫红色、黄绿色页岩、页岩，家黄绿色、紫红色石英砂岩、粉砂岩。局部底部常见粘土岩，赤铁矿层、底砾岩等。可有瓣鳃类、腹足类化石等。本段泥岩以下不含钙质、砂岩层较多。

自流井组第二段主要为灰色、深灰色及灰黑色页岩、泥岩夹深灰色薄层，介屑灰岩及粉砂岩。页岩你眼中产介形虫及叶肢节，灰岩中富含瓣鳃类化石。灰岩相对集中于下部。

自流井组第三段紫红色极深灰色灰质泥岩为主，夹少量同色灰质粉砂岩及浅色长石石英砂岩。泥岩中含灰质小团块。砂岩相对较多。有瓣鳃类化石。

自流井组第四段为灰色深灰色介屑灰岩与灰黑色、灰绿色钙质泥页岩的不等厚互层。灰岩中瓣鳃类化石丰富，局部含砾石，粒序层理和斜层理发育。

自流井组第五段为深灰色、灰色、灰黄绿色泥岩、砂质泥岩夹泥质粉砂岩、石英砂岩。局部见介壳灰岩透镜体。

三、沉积相简单分析

1、嘉陵江边白庙子下三叠统沉积相分析

白庙子飞仙关组下段剖面位于观音峡嘉陵江边，剖面完整，各种相标志明显。由于江水的原因，底部未出露，被淹没。下三叠统本区为浅海陆棚环境，主要是紫红色钙质泥岩，黄灰色泥灰岩夹薄层生屑凝粒岩。未见顶。

环境分析：飞仙关组一段基本上属于浅海陆棚相，主要为暗紫色钙质泥岩、泥灰岩和砂屑灰岩。飞仙关组二段为潮坪相，主要为灰色的砂屑灰岩、鲕粒灰岩、藻纹灰岩和灰岩。剖面沉积发展史飞仙关组一段为较稳定的浅海陆棚相，沉积了一套厚度较大的钙质泥岩，安静的水体使得水平层理发育，可能由于火山的喷发造成这段时间生物不发育。到飞仙关组二段时期，气候温暖，陆源物丰富，地壳轻微下降，为潮坪环境沉积，受波浪，潮汐和风暴的影响，水体动荡，波痕层理发育，其中最明显的是形成了一套风暴浊积岩。

2、自流井组东岳庙段沉积相分析

东岳庙段处于早侏罗世晚期至中侏罗世早期的浅湖-滨湖且湖底开始抬升的沉积环境，沉积物的颜色自下而上呈紫红色-黄褐色-灰色，反映出一个干燥-半干燥-温湿的气候环境。此后有过短暂的暴露。东岳庙时期水体为一个由浅-深-浅的过程，浅湖生物发育，处于弱氧化弱还原环境，具有一定的生油能力。

环境分析：嘉一段为碳酸盐岩台地泻湖沉积，主要为灰色薄-中层泥晶灰岩、凝粒岩，嘉二段为碳酸盐岩台地浅滩沉积，为灰色中-厚层白云岩和膏溶角砾岩。

3、姚家沟剖面沉积相分析

本处的剖面沉积相代表了嘉陵江组时期的又一次海侵沉积，四川的广大地区又成为浅水海洋。海水初始侵入飞仙关时期，西部古陆有相当多的陆源物质供应，与之临近的川南和川西主要发育泥质沉积。本次所看姚家沟即为嘉陵江组的第一第二段沉积。此处局限台地和蒸发台地沉积。剖面沉积发展史嘉一段早期发生了海侵，规模不大，水体稍有变深，但任受波浪潮汐的作用，各种层理发育，生物大量繁殖，尤其是浅水带的水平生物钻孔发育，中期水深达最大，发育了黄铁矿晶体，晚期海水逐渐退去，嘉一整体为一个水体由浅-深-浅的过程。到嘉二段时期，大规模的海退使岩层频繁的暴露于地表，气候干旱炎热，海水蒸发强，形成了一整套白云岩和膏溶角砾岩。嘉一与嘉二可以构成一个沉积旋回，即海侵和海退。嘉一中的含砂屑和砾屑灰岩的沉积环境特征不是很明显，有可能为潮汐作用形成的。嘉一段为泥晶灰岩和凝粒灰岩，可以作为油气的盖层，如果黄铁矿发育好的话也能作为矿床。

四、实习区构造分析描述

实习区断层发育，类型交齐全，在冯家湾-芹菜田以北，多集中发育在背斜轴部及南东翼上，多为走向断层。实习区断层 整个背斜，背斜轴线为北东-南西向。核部地层为龙潭组，两翼为长兴组、飞仙关组和嘉陵江组，倾角较陡，北西翼大于南东翼。褶皱总体为一个线状紧闭向南西倾伏的不对称背斜。天府地区的观音峡背斜属于川东南褶皱带，华蓥山大背斜向南分支的一用。

此次实习共发现了12条断层，其中10条为逆断层，一条正断层，一条平移断层。此外，构造缝合线、节理也相当发育，还有南端侵蚀作用形成的两个侵蚀窗。

五、结束语

为期6天的构造实习很快就结束了，天气也是非常给力，让我们的实习过程顺利进行下来。每个人都学习到了很多东西，无论是专业知识的实地对比学习，还是精神情感上的收获。

在以前的学习中，我们知识对书本上的知识点或描述有所了解，知识单纯的记下了理论上的各种岩石及特征或构造分类等，但拿到实地的地层上来却显得异常生疏和迷茫。通过这几天实习时间在山中的摸索，以及老师现场的讲解，同学之间的讨论、争辩，我经历到了一场实实在在认识过程和清晰地看到明显的进步之路。在一遍遍重复寻找、观察各地层的过程中，我可以说对岩层顺序了熟与心，对岩石的岩性、产状、构造特征、层理等有了更深的理解，也对实习区域的地形、地貌、地层分布以及整体情况有了比较清晰的把握。把以前的局部小知识整合起来，形成一个叫完善的系统认识，看许多问题以及分析也变得更明了。更具体的说，大家都学会使用地质人的基础工具--罗盘，他的测岩层和节理的产状、测方位角、仰俯角等；对地层厚度的测量;如何寻找分界点；用卷尺粗测算岩层厚；以及后期的会剖面图、写报告和日志。

这次的160多人的大队登山学习之旅在我心中占据一个重要难忘的部分，无论男女都一样的路程，一样的坚持不懈。更完全理解到书本学习之外实践的非凡意义，两种方式、两个地方学到的东西有着很不同的感受。首先，我们懂得了一种成功来自分工，团结协作的重要性不可忽视。实习培养了我们小组的分工协作的能力，增进了同学之间的感情，深化了友谊。大家在野外没有任何拘束和娇气，有的只是相互的鼓励、照顾，以及异常浓厚的学习、探索兴致。在实习过程中会碰到意见不统一的情况，我们能反而能够通过交流和沟通得出有意义的结果，或者靠及时向老师询问解决疑惑，还发现了许多平时完全没注意到的问题。能够上山实地观察研究才算真正学到有用的东西，以后才能完成各种单位上的工作，达到相应的锻炼成长的效果。对“实践实践验证真理的唯一标准”“学以致用”这些的内涵总算有所领悟。不怕累，不怕汗，才是我们地质人该有的志气。我很珍惜学校为我们安排实习这一理论与现实连接的重要环节，我将永远珍惜这份难忘经历，做一个真正的地质者！

第二篇：构造地质学讲稿（模版）

《构造地质学》讲稿

第一章

绪论

一、造地质学的研究对象和内容

构造地质学

是地质学的一门分支学科，其研究对象是地壳或岩石圈的构造。

地质构造

是指组成地壳的岩石（岩体）在内，外动力地质作用下发生的变形与变位，而形成的各种（构造）现象，诸如褶皱、断裂、劈理以及其它各种面、线状构造等。

构造地质学研究内容

主要研究内动力地质作用

所形成的各种构造地质的形态、产状、规模，形成条件、形成机制，分布和组合规律及其演化史，并进一步探讨产生地质构造的地壳运动的方式，规律及动力来源。

内动力地质作用 下产生的各种构造现象主要是在成岩后形成的次生构造，但对沉积岩在成岩过程中、岩浆岩在侵位和结晶过程中形成的原生构造也要加以认识和研究。

构造尺度

可以分为巨、大、中、小、微、超微 等级别，不同的构造尺度其研究任务与方法不同。●野外调查通常是从小或中尺度构造现象入手； ●室内研究则为微、超微尺度研究；

●巨、大型尺度研究已属大构造研究领域，除上内容研究之外，还需对该区地层，沉积相和建造、岩浆活动，变质作用，及成矿作用等综合研究分析。新理论、新技术、新方法、新仪器的应用

近20-30年来构造地质学发展迅猛，如航天遥感技术（航、卫片）、地球物理探测方法的发展、电子显微镜的发明等，对地球的研究已从陆地延伸至海洋，从地壳表层发展到深层（超深钻），将地球作为一个整体与天体行星进行类比研究。电子显微镜、高温高压实验，以及晶体缺陷的研究，加深了人们对构造变形机制的深刻了解。

二、构造地质学的研究意义

理论意义

阐明地壳构造在空间上的相互关系和空间上的发育顺序，探讨地壳构造演化和地壳运动规律及其动力来源。实践意义

与国民经济建设想相关，有利的方面，如矿产资源（能源资源），水资源，受一定的构造控制，不利的方面，如地震活动，工程地质，环境地质，保护、改善利用环境地质，防止和减少地质灾害等都与构造地质密切相关。构造地质学与工程地质稳定性实例

1、法国马尔帕赛水坝薄拱坝坝高60m，底宽6.26m，顶宽1.5m，修建在片麻岩上。1959年12月2日，当水库接近满库时坝体突然崩溃。其中地质上原因是坝上游拉应力分布区内陡倾张裂隙和缓倾软弱面相连，导致孔隙水压急剧增高，引起坝基滑移。

2、四川永川县陈食水库坝基渗漏，在坝基附近岸坡坡脚处，风化泥岩中发育一组与岸坡走向平行的陡倾卸荷裂隙，有的开口达20cm之大，渗漏造成的。

3、安徽梅山水库连拱坝坝肩破裂，受右坝肩花岗岩体内一组平缓裂隙向河谷方向滑移导致。

4、意大利瓦依昂水库滑坡事件，坝高267m，是当时世界上最高的双拱坝。库区蓄水后，山体突然以高达25－30m/s的速度下滑，近2亿方土石迅速淤满水库，掀起高过坝顶100余m的涌浪，冲毁下游3KM处的村镇，造成3000人死亡，水库变为石库。

三、构造地质研究方法

1、构造地质研究三大方面：几何学、运动学和动力学，此外尚有构造发育、演化历史分析。●几何学

研究构造地质的形态、产状、规模、组合型式及相互关系、各种要素的测量及其各个构造之间的相互关系，从而建立一个完整的具有几何规律的构造体系或型式。它是运动学和动力学分析的基础。

●运动学

根据几何学的有关资料和数据，重塑和再现岩石在构造变形期间所发生的运动和变位，包括变形岩石内外部的运动。

●动力学

探索构造变形的作用力性质、大小、方向、应力场的演化及其发育顺序，应变分析也属于动力学研究的内容。三者之间彼此相互联系，相辅相成的。

2、研究方法

⑴、地质测量（填图）是基本方法，制图、数理统计提供依据。⑵、显微构造分析

是对中小尺度研究的修正和外充。

⑶、航、卫片解译

扩大视域和深度，弥补野外中小尺度研究的局限性。⑷、⑸、应用力学原理，鉴定构造的力学性质和相互关系，分析形成机制及各构造之间的内在关系，以从而得出区域构造的分布和发展规律。⑹、室内测试和计算

应变测量与计算、变形（应力）矿物尤其是标型矿物的温度压力测试、同位素年代学测定等。

⑺、摸拟实验

石蜡或泥巴摸拟、光弹性实验、数学力学模拟和高温高压实验，再现构造变形。⑻、⑼、⑽、⑾、⑿、⒀、⒁、⒂、⒃、⒄、⒅、⒆、⒇、⑹、历史分析

根据地层间不整合接触关系、各种构造之间的交切关系，结合沉积相，岩浆活动，配合同位素年代测定资料，分析构造发展的顺序，划分发育阶段，恢复构造演化历史，从而对构造的规律有一个较全部系统的正确认识。

四、构造地质学与其它学科的关系 数学

力学（弹、塑性力学、流变学、断裂力学）古生物学

地史学（或地层学）矿物、岩石学 地貌学 地球物理 地球化学

计算机制图等学科关系密切

构造地质学是一门实践性很强的专业基础学科。我们必须坚持唯物主义的认识论，理论联系实际，才能学好用这门学科，并使之向前发展。

第二章

沉积岩层的产状及其原生构造 §1 岩层产状、厚度及其出露特征

一、岩层的原始产状

沉积盆地（海洋或大型湖泊）中心，形成的岩层是水平的或近水平的，而边缘、岛屿，水下隆起等周围的沉积物产状具有一定的倾角，称为原始倾斜。原始水平的岩层，经构造变动后，可变为倾斜、直立、倒转以及各种褶皱形态，但也有仍保持近水平状态。

二、水平岩层

岩层上下两个面保持水平状态，即同一层面上各点海拔高度基本相同的岩层，称为水平岩层。其特征如下：

1、在层序没有倒转的前提下，地质时代较新的岩层叠置在较老的岩层之上。当地形剥蚀切割轻微的地面只出露最新岩层；如切割强烈时，老岩层则出露于河谷，冲沟等低洼处，较新岩层分布于山顶或分水岭上，即岩层愈老出露愈低，岩层愈新其出露的位置愈高。

2、水平岩层的露头形态，完全受地形控制，其出露线（岩层与地面的交线）在地质图上表现为与地形等高线平行或重合，而不会相交。

3、水平岩层的厚度就是岩层顶面与底面标高之差。

4、水平岩层露头宽度，与岩层厚度和地形坡度的变化有关。

三、倾斜岩层

由于地壳运动，使原始水平的岩层发生构造变动，形成倾斜岩层。单斜岩层可以是褶皱的一翼或断层的一盘，也可以是区域性不均匀沉隆或上升引起的区域性倾斜。

（一）岩层产状及其测定

1、产状要素：走向、倾向、倾角

真倾角与视倾角之间关系为：tanβ= tanα.cosω（式中α为真倾角，β为视倾角，ω真倾向线与视倾向线之间夹角）

2、岩层产状要素的测定与表示方法（要求学生回顾地学概论和南京实习时现场实际测量）。岩层产状要素，通常用罗盘直接测量，有些情况下需用作用法，赤平投影法求出岩层产状要素。

⑴

层产状文字表示法：通常只记录倾向和倾角即可，走向则通过倾向加或减90度换算。● 方位角

SW205°∟25°或205°∟25° ● 象限角法，以北或南作为起点（0°），一般记为 N65°W∟25°或 NW65°∟25° ⑵ 符号表示（用于地质图上）

（二）岩层的厚度 真厚度、视厚度、铅直厚度三者具有一定的三角函数关系附录V有详细介绍。

（三）倾斜岩层的露头形态（V字形法则）（本章重点之一）● 水平岩层

露头线与等高线平行或重合；

● 直立岩层

露头线不受地形影响，始终呈直线延伸；

● 倾斜岩层

露头界线复杂，表现为与地形等高线交切关系，并显示出一定的规律性，即在经过山脊和河谷时，均呈“V”字形态展布即“V”字形法则。有下列三种情况：

1、岩层倾向与地面坡向相反：在山脊处“V”字形尖端指向山下，在沟谷处“V”字形尖端指向上游。

2、岩层倾向与地面坡向相同，且岩层倾角大于地面坡角时，在山脊处“V”字形尖端指向山下，沟谷处“V”字形尖端指向上游。

3、岩层倾向与坡向相同，但岩层倾角小于地面坡角时，“V”字形尖端在山脊处指向山下，沟谷处指向上游。1、3两种情况相似，不同的是后者“V”字形弯曲大于等高线，而前者“V”字形弯曲度小于等高线。示图。

（四）岩层的露头宽度（自学）

岩层厚度、倾角、坡角、坡向与岩层倾向，倾角之间关系的影响，学生自己阅读即可。§2 沉积岩层的原生构造

沉积岩是地球表分布最广泛的岩石，其分布面积约占地球大陆面积的75%，因此，大部分地质构造是由沉积岩形成的。所以观测分析沉积岩层的原生构造、岩层产状和接触关系是研究地质构造的一项基础工作，也是本课程的基本内容之一。

举例：安徽贵池徐桥银矿产于奥陶系灰岩裂隙中，为脉状矿体。奥陶系灰岩为厚层～块层状且大理岩化，层理看不清。地质人员对地层产状长时间争论不休，后来我根据大理岩中残留的生物碎屑的排列方向，确定了原始层理，令地质人员十分信服。

● 岩层

由两个平行或近乎平行的界面所限制的、岩性基本一致的层状岩体。由沉积作用形成的岩层称沉积岩层。

● 层面

上、下岩层的界面。上层面叫做顶面，下层面叫底面，两个岩层的接触面，既是上覆岩层的底面，又是下覆岩层的顶面。● 厚度

两个层面之间的垂直距离。

沉积岩在沉积过程中或成岩作用过程中产生的非构造变动的构造称为沉积岩层的原生构造。如层理、层面构造（泥裂、雨痕、印模等）、结核、叠锥以及生物遗迹等等。尽管这些都是沉积岩石学研究的内容，但是，其对构造地质的研究也有重要意义。

一、层理及识别

1、层理

是沉积岩最常见的一种原生构造，是由岩石成分、结构和颜色在剖面上突变或渐变所显现出来的一种成层构造。

层理

按其形态可分为三种基本类型：平行层理、波状层理、斜层理。（放映照片、展示标本或模型）细层与层系

概念介绍，示图a为细层，图b为层系。

2、层理的识别

（1）岩石成份变化，系由成分差异而显示出来的层理（2）岩石结构变化，指岩石粒度和形状的变化显示出来（3）岩石颜色变化，由于颜色的不同显示出层理来

（4）岩层的原生层面构造，包括波痕、泥裂、雨痕、生物遗迹及其印模等。

二、利用沉积岩原生构造确定岩层的顶面和底面

确定岩层新老关系是野外观察研究地质构造的一个重要问题。

未经构造变动的岩层，其正常层序总是上顶下底，即上新下老，但经构造变动后岩层则可直立，甚至倒转，新老层序倒置的现象。化石是确定新老关系和地质年代的依据，但有些无化石的“哑地层”，则只能根据原生构造和某些次生构造来确定新老层序。况且确定地层的新老关系，原生构造的方法比化石来得更容易些。（1）斜层理

（2）粒序（韵律）层理，正粒序与反粒序层理（3）波痕（4）泥裂

（5）雨痕、冰雹痕及其印模（6）冲刷充填构造

（5）古生物化石的生长和埋藏状态 §3 地层之间的接触关系

一、整合与不整合

1、整合：岩层连续沉积，层序无间断、产状一致、时代连续或其中的生物演化是渐变。

2、不整合： 层序有间断、缺失，即部分地层无沉积或虽有沉积但却被剥蚀。

二、不整合类型

（一）平行不整合：下降沉积→上升、沉积间断、剥蚀→再下降再沉积；不整合面上有下伏岩层组成的砾石、古风化壳、古土壤层。

（二）角度不整合

特征：缺失部分地层，上下岩层产状不一致呈一定的角度相交，不整合面上有下伏岩层组成的底砾岩，古风化壳，古土壤层等。

形成过程：下降沉积→褶皱上升（伴有断裂活动、岩浆活动，变质作用等）→沉积间断、遭受剥蚀→再下降再沉积。反映上覆地层沉积之前，曾发生过褶皱等重要的构造事件。

（三）地理不整合（区域不整合），指局部为平行不整合接触，但大范围内却是角度不整合。

（四）嵌入不整合三、不整合的研究

（一）确定不整合的存在（重点）

1、地层古生物方面的证据：化石反映出生物演化的不连续性（种、属的突变），生物群落迥然差异。

2、沉积方面的标志，存在侵蚀面、古风化壳、古土壤以及Fe、Mn、P、Ni，稀土或铝土矿等，底砾岩。

3、构造方面的标志：产状，变形变质程度。

4、岩浆活动和变质作用方面的标志。

（二）观察研究不整合面及其上、下地层的产状，岩性及时代。

1、详细测制剖面，研究岩性，岩相和化石，确定时代，观察构造形态，变质情况，岩浆活动等。

2、砾石来源、粒度、圆度、分选性、排列方向等。

3、制图、素描图、照相等

（三）研究不整合的空间和类型变化

举例

宁镇山脉J1-2xn与下覆地层的接触关系，在栖霞山高地为不整合，仙鹤观J1-2和T3h为平行不整合，在钟山则为整合接触关系。

（四）确定不整合的形成时代（重点）形成时代：不整合面之下覆相对最新的地层时代为下限，不整合面之上相对最老的地层时代为其上限，缺失地层时代为其形成时代。注意二点：

①

取下覆最新时代为下限，两者之间相隔最近的时代为不整合形成时代；

②

同一次构造运动周期不同地区有先有后，时间可长可短，缺失地层并不一致，这是褶皱幕的穿时代性的反映。③

大范围内，可发生多次构造变动，形成多个角度不整合和平行不整合，在接近大陆的地方，几个不整合面往往逐渐归并为一个角度不整合，其向缺失地层很多，实际上是包含了多次地壳运动所经历的构造事情。

④

注意“缺”与“失”的关系，如我国华北O2/C2，是缺失O3、S、D、C1，还是原先有沉积，后来剥蚀掉即“失”去了。§4 软沉积变形

软沉积变形

指沉积或成岩作用过程中形成的非构造应力作用形成的变形。沉积物此时尚未固结成岩，处于塑性或半塑性状态，故称之为软沉积变形。

一、负荷作用形成的软沉积变形 负荷构造、火焰构造、砂球和砂枕（视图）

二、滑塌和滑移作用

滑塌褶皱、爬折构造、卷曲层理（视图）

三、与孔隙液压效应有关的软沉积变形 砂岩墙、碟状构造

四、软沉积变形的成因机制

内因：沉积物力学性质高度塑性，抗剪（切）强度极差。

外因：一定角度的斜坡地形和地震、风暴、海啸等外部诱发因素。

第三章

地质构造分析的力学基础

一、力和体力

1、力： 物体相互间的一种机械作用

2、接触力：物体与物体间的作用力

3、面力：作用在物体表面的接触力

4、应力集中：接触面积与物体边界面积比量级很小时，即集中

5、体力：非接触力作用在物体内部每一支点上时，为体力

二、外力和内力

1、外力：外界物体向研究物体施加的作用力

2、内力：外力作用引起的物体内部各点之间的相互作用力

三、应力、正应力、剪应力

1、应力：在外力作用下，物体内任一截面单位面积上的受力大小

2、正应力：垂直截面的应力，以ζ表示

3、剪应力：平行截面的应力，以η表示

四、主应力、主方向、主平面

1、主应力：某一截面上只有正应力，没有剪应力时的正应力

2、主方向：主应力的方向

3、主平面：垂直于 主应力的平面

五、应力椭球体和应变椭球体

1、应力椭球体：

ζ1—最大压（最小拉）应力轴；

ζ2—中间应力轴；

ζ3 —最小压（最小拉）应力轴

故：ζ1＞ζ2＞ζ3

2、应变椭球体：

A(X)—最大应变轴；

B(Y)—中间应变轴；

C(Z)—最小应变轴

六、应力分析简介

1、常见的应力状态：

单轴应力状态：一个主应力不为零，其余两个均为零

双轴应力状态：一个主应力为零，其余两个均不为零

三轴应力状态：三个主应力均不为零，且ζ1＞ζ2＞ζ3

2、二维应力状态分析（平面应力状态分析）

若：有两轴主应力（ζ1，ζ2）作用在斜截面（AB）上，且 ζ1＞ζ2，ζ3 = 0；分析斜面（AB 面）上的应力状态。

规定：α—AB法线与ζ1的夹角，AB线—AB 面的截线，单位长度（=1）

∵ AB = 1，∴ OA = sin α，OB = cos α

又∵ ζ = P / A ，P = ζ A

∴在 OA 面上的正应力 P2 = ζ2 OA = ζ2 sin α ，在 OB 面上的正应力 P1 = ζ1 OB = ζ1 cos α（1）在垂直AB面上的力： 为 P1 和 P2 的分力之和：

即 ： Pn = P1n + P2n = P1 cosα+ P2 sinα

AB面上的正应力： ζα= P1 cosα+ P2 sinα

= σ1 cosα cosα+ σ2 sinα sinα

= σ1 cos 2 α + σ2 sin 2 α

σ1 + σ2

σ1σ2

= ———— sin2α

（2）

讨论：

由（1）：当α= 0 时，cos 2α= 1； ζα = ζ1（最大）； ζ2 不起作用

说明：垂直该面的应力对该面作用最大

平行该面的应力对该面无作用

由（2）：当α= 0 时，ηα = 0

当α= 90° 时，ηα = 0（2 α= 180 °）

当α= 45° 时，ηα 达最大值（2 α= 90 °）

σ1-σ2

即： ηα = ————

说明：与主应力呈45 °的面上剪应力最大，易产生剪切面

第四章

变形岩石应变分析基础

一、变形与变位

1、变形（strain）：

岩石体受到应力作用后，其内部各质点经受了一系列的位移从而使岩石体的初始形状、方位或位置发生了改变。

2、位移：物体内各质点的位置在变形前后的相对变化。（平移、旋转、体变、形变）平移、旋转：改变坐标，不改变形态（内部各质点相对位置不变）体变、形变：改变形态和体积（内部各质点相对位置改变）

二、应变的度量（应变测量）

应力状态：某一瞬间作用于物体上的应力情况

应变状态：物体变形后的状态

1、线应变：

（1）定义： 变形前后线段长度的变化（ε）

（2）应变量计算：

l 1-l 0

A、单位长度比：ε= ——

l 0 式中： ε—线应变量；

l 0、l 1—变形前、后同一线段的长度比（伸长为正；缩短为负）

B、平方长度比：λ=(l 1 / l 0)2 =(1+ ε)2

式中：λ—变形前、后同一线段的长度比的平方

2、剪应变：

（1）定义：

角应变：变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量（ψ）

剪应变：角应变的正切（γ）（（2）应变量计算：

γ= tgψ

（右偏为正；左偏为负）

三、均匀应变与非均匀应变

1、均匀应变：

（1）定义：物体内各质点的应变特点相同的变形

（2）特点：变形前的直线，变形后仍是直线；变形前的平行线，变形后仍是平行线

2、非均匀应变：

（1）定义：物体内各质点的应变特点发生变化的变形

（2）特点：变形前的直线，变形后为曲线或折线；变形前的平行线，变形后不在保持平行

3、连续变形：物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐变化的（弯曲）

4、不连续变形：物体内从一点到另一点的应变状态是突然变（断开），褶皱是一种非均匀连续变形

四、应变椭球体

1、定义：用来表示应变状态的椭球

2、特征：

（1）变形前是球，均匀变形后为一椭球

（2）有三个相互垂直的主轴（X、Y、Z），分别代表最大、中间、最小应变轴（或λ

1、λ

2、λ3；A、B、C）

（3）有三个相互垂直的主平面（YZ、XZ、XY），分别垂直X、Y、Z轴

（4）应力与应变有密切关系：

最大应变轴平行最小压应力轴和最大张应力轴 最小应变轴平行最大压应力轴和最小张应力轴

五、弗林（Flinn）指数

表示应变椭球体的形态—应变强度

k = tanα =(a-1)/(b-1)

式中：a = X / Y =（1+ε1）/（1=ε2）

b = Y / Z =（1+ε2）/（1+ε3）讨论：

k值相当于p点与原点（1，1）的斜率

k=0

单轴旋转扁球体（轴对称缩短）

1＞k＞0

扁形椭球体（压扁型）

k=1

平面应变椭球体

∞＞k＞1

长型椭球体（收缩型）

k=∞

单轴旋转长球体（轴对称伸长）

六、旋转变形与非旋转变形

1、非旋转变形：代表应变主轴方向的物质线在变形前后不发生方位的改变

2、旋转变形：代表应变主轴方向的物质线在变形前后发生了方位的改变

七、递进变形

1、有限应变（总应变）： 物体变形的最终状态与初始状态对比发生的变化

2、递进变形：变形的发展过程（许多微量应变逐次叠加的过程）

第五章

岩石变形行为

（自学为主）

第六章

劈理

就几何形态而论，任何构造都可看成是面状构造或线状构造。

面状构造和线状构造都可以分成为“透入性”和“非透入”性两类。透入性构造

均匀地弥漫于地质体中的构造，反映地质体作为一个整体，也均匀地发生了变形。

非透入性构造

以一种不连续面分散于地质体中，变形仅发生在不连续面及其附近，将均匀连续的地质体分成若干部分，所以又称为“分划性”构造。

透入性和非透入性是相对性概念。如图7-1中的S2小尺度观察是透入性构造，微小尺度划分不连续的分划性构造了。

§1 劈理的结构、分类和产出背景

一、劈理岩石的域组构（cleavage domain）劈理域和微劈石（microlithon domain）(一)劈理域的形态及排列

1、劈理的平面度—劈理域的平面程度 ●

平直； ●

粗糙； ●

锯齿状； ●

缝合线状的

2、劈理的排布格式 ●

平行劈理 ●

交织劈理

（二）微劈石的结构 ①由粒状矿物组构，无优选方位；②常保持先存板岩和千枚岩的面理。

（三）劈理的间隔 两劈理面之间垂直距离，5-20cm-0.01mm（上下限）（C.MCA.Powell,1979）

（四）劈理域的相对宽度 劈理域宽/微劈石宽或劈理域宽度总量/岩石测线总长度×100%计量。

劈理域宽成劈理带，劈理域窄显示面状分割特点。

二、劈理分类

（一）传统分类：流劈理、破劈理、滑劈理

（二）劈理的结构分类 C.MCA.Powell，（1979）提出“用带有成因含义的术语来描述劈理构造弊病很多”，因此，需要有一个描述劈理组构和形态的分类方案。G.E.Borradail & G.H.Davis等人的方案

1、连续劈理

矿物均匀分布，完全定向，或在显微镜下辨别出劈理域和微劈石者，如板劈理，千枚理，片理和片麻理。（1）板劈理

富泥质的低级变质岩中，具良好的可劈性、使岩石劈成十分平整的石板，但显微尺度下，劈理域却是交织排布的。与板劈理有关的变形包体，矿物晶粒、碎屑、结核、化石、斑点等。（2）千枚理和片理，矿物结晶颗粒较大，肉眼可见与板劈理相区别之。①富层状硅酸盐岩石（云母片岩类），如“千枚状构造”。②复矿物成分岩石中的片理（云母石英片岩）③粒状单矿物岩（大理岩、石英片岩）

（3）片麻理，深变质岩中的劈理，由深浅两色矿物条带组成，与千枚理和片理比较通常连续性较差。

2、不连续劈理，劈理间隔肉眼可见，露头和手标本可显示其不连续的构造特征。按微劈石域的结构，可分为间隔劈理和褶劈理。

（1）间隔劈理，过去称为破劈理。显微镜下观察劈理域的主要成分是粘土质和碳质等不溶物（Nickelsen,1972），过去认为是剪切滑动，实际是压溶成因。

（2）褶劈理，肉眼可见间隔切过先存在的连续劈理为特点，间隔大小0.1mm-10mm。早期连续劈理发生挠曲或微褶皱。进一步可分为： ①渐变褶劈理 ②带状褶劈理 ③分隔褶劈理

近年来，Gray和Durney（1979）强调压溶作用在褶劈理的成因。

三、不同地质背景上发育的劈理

（一）轴面劈理

岩性均一，在韧性差小的岩系里，平均韧性高，与轴面平行性越高，反之韧性差较大，强弱相间的岩系里轴面劈理则发生散开和聚钦。强岩层呈正扇形，弱岩层中呈反扇形。

轴面劈理形成于褶皱作用的晚期，是最大的挤压面（AB面）⊥ζ1。近年研究认为轴面劈理是压扁和压溶作用结果。随着轴面劈理的形成弯滑作用逐渐为剪切褶皱作用所代替。

（二）层间劈理

（三）顺层劈理 代表褶皱前期一组挤压应变面，但亦有人认为是沉积变质过程中重荷、重结晶的结果。

（四）断裂劈理 在断裂的两盘岩石中或断层带中，与断裂具有统一的力学机制。（断层一章讲授）

（五）区域劈理

§2 劈理的形成机制

一、劈理的形成作用

1、机械旋转

2、重结晶作用

3、压溶作用

4、晶体塑性变形

二、劈理的应变意义

即与应变椭球体的关系 §3 劈理的野外研究

一、区分劈理与层理

二、测定劈理参数、描述劈理的结构特征

1、劈理的间隔，大间隔75mm，小间隔1-5mm，微间隔0.01-0.1mm，连续<0.001mm

2、劈理域的形态

3、微劈石的结构

三、观察和测量劈理和层理之关系

1、利用劈理判断相邻岩层运动方向

2、确定正常与倒转，背向斜位置

3、劈面与轴面平行或以轴面对称面对称分布，赤平投影上，劈理极点投影不是与轴面一致，就是与轴面对称分布。

4、圆柱状褶皱劈理与层理分线与褶皱枢纽平行，都代表褶皱变形的中间高变轴。

四、利用劈理特征推断岩石变形机制和构造环境。

五、研究变斑晶外面理，探讨变形与变质作用的关系。

六、观察交切关系，建立先后发展顺序。

第七章

线理

线理（Lineation）

岩石内部或表面的各种平行线状构造，主要是露头或手标本上的平行透入性构造。而与褶皱有关的线状构造如枢纽。香肠构造、窗棂和杆状构造等也被看为作粗大的线理。§1 变形岩石中的小型线理

一、拉伸线

形成方式有二：其一物质塑性流动过程中的伸长变形，位于ab面之上，指示物质运动方向，代表应变椭球体的长轴方向，为a线理；其二是辗滚而成。使物质垂直力偶作用的方向拉伸，这种线理常与褶皱枢纽平行，为b线理。

二、生长线理 针状、柱状等矿物定向排列构成，它们都是岩石在变形和变质过程中压溶和重结晶作用的产物。因而反映岩石重结晶流动方向。有时在动力变质带上，在强大的应力作用下，矿物生长往往不依结晶习性，却屈服于应力生长，如断层面上的石英、方解石纤维状晶体。均属a线理。

三、皱纹线理

发育在千枚岩、片岩中，由早期劈理或片理揉皱成的平行定向构造，与褶皱或褶劈有关，平行褶皱枢纽，称b线理。

四、交面线理

两个面状构造的交线，如层理与面理，面理与面理之交线，与褶皱枢纽β平行，称b线理。§2 变形岩石中的大型线理

石香肠，窗棂和杆状构造最为常见。

一、石香肠构造（Boudinage structrue）

根据人工模拟实验结果，绘图分别介绍张裂石香肠、剪切型石香肠、粘滞性、褶皱型石香肠的特征和形成机制

石香肠与组构轴关系，纵弯褶皱中平行枢纽，横弯褶皱中空间上呈“巧克力方盘”状。

二、窗棂构造（mullion structrue）窗棂构造是强裂褶皱中的大型线理，非型为圆核计柱体或呈波状起伏的浑圆楔状，表现常有一层应矿持薄膜。成因分类：

1、节理式窗棂构造

2、肿缩式窗棂构造

3、褶皱式窗棂构造

三、铅笔构造（pencil structrue）

发育在泥板岩和粉砂质板岩中的一种线状构造，成因是由二组或二组以上平行面状构造交切分割而成。

四、杆状构造

由石英、方解石或其它成份单一的强硬岩石物质构成，成带成束地出现在变质岩中。其与窗棂构造的区别在于杆状构造是由变质作用中产生的析离体组成，析离体在未分裂或辗滚成棒之前，一般呈囊状、透镜体或似层状分布于面理之间。与枢纽平行应为b线理。

五、压力影构造

§3 线理的野外研究 线理作为一维变量，是反映岩石变形和变质过程中物质运动方向的良好标志。线理位于运动面上，即ab面上，平行或垂直运动方向，指示主要运动方向，通过线理研究可揭示大型构造形成方式和形成过程，恢复区域构造变形史。

一、区分原生线理及次生线理，实测产状。

二、正确进行线理定向，确定线理的运动轴型 B.Sander（1926）座示系统介绍

三、认识线理与大构造的关系，为区域构造分析提供依据

1、根据线理与层理走向相交关系，推测褶皱枢纽（β）产状。

2、如果大型褶皱发育了轴面劈理，则应注意平行轴褶的各种交面线理，寄生褶皱以及其它大型线理的构造表现及组合型式。

3、注意拉伸线理在轴面上的表现展布

4、断层滑动面上的线理往往指示断层运动方向，辗滚成因的线理的代表中间应变轴，它指示断层三度空间的真实延伸方向。

四、与线理的研究要同时进行的工作

1、新生线理矿物组合，推测线理生长时期的变形环境；

2、应变测量，确定线理生长期岩石变形情况。

五、划分线理的形成期次

第八章

褶皱

褶皱（folds）——岩石受力后发生弯曲变形，原来岩石中近乎垂直的面，变成了弯曲面，它们可是So，Sx，岩浆岩的流面，甚至节理面和断层面等等。巨、大、中、小、显微尺度的规模。§

1、褶皱和褶皱要素

一、褶皱的基本类型 ①背斜与向斜 ②背形与向形

③褶皱面向：在褶皱轴面上⊥β观察地层变新的方向

二、褶皱要素 核、翼、拐点、翼间角、枢纽、轴面、轴迹、脊线、枢线、轴陷、轴隆（高点）

§

2、褶皱描述 正交剖面概念

圆柱状褶皱：一轴线平行自身移动形成的弯曲面。

非圆柱状褶皱：凡不属于上述特征的褶皱，其中有一特殊类型即圆锥状褶皱。它是由一轴线一端固定，以某一角度绕旋转轴进行旋转而成。

一、转折端的形态（圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、挠曲褶皱）

二、翼间角 反映褶皱紧密程度

三、枢纽：指向；倾伏端、扬起端

四、褶皱的大小，波长，波幅

五、褶皱的对称性

Z、M、S型褶皱；倒向（从属褶皱的轴面的倾倒方向）

六、平面轮廓

§2 褶皱的形态描述

一、横剖面上褶皱形态描述

1、根据轴面产状和两翼产状：

●直立褶皱 ●斜歪褶皱 ●倒转褶皱 ●平卧褶皱 ●翻卷褶皱

2、对称性：

●对称褶皱（轴面与水平面或包络面垂直）；●不对称褶皱（轴面与水平面或包络面斜交）。

3、据翼间角大小分：

▲平缓褶皱：翼间角小于180°，大于120° ▲ 开阔褶皱：翼间角小于120，大于70° ▲ 闭合褶皱：翼间角小于70°，大于30° ▲ 紧闭褶皱：翼间角小于30°

▲ 等斜褶皱：翼间角近于0°，两翼近平行

4、据褶皱面弯曲形态：圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇状褶皱、挠曲褶皱

5、据各层弯曲形态变化规律：协调褶皱、不协调褶皱

二、褶皱在平面（地面）上的露头形态 ◆穹隆构造

L/W≮3:1的背斜 ◆构造盆地

L/W≮3:1的向斜 ◆短轴褶皱

L/W=3:1-10:1 ◆线状褶皱

L/W≯10:1 狭长形褶皱

§3 褶皱的类型及褶皱的组合型式

一、褶皱的位态分类（M.J.Rickard,1971）

（一）、Rickard三角投影网的结构特征

示图说明

（二）、Rickard的七大类褶皱

Rickard 分类表

枢纽倾伏角γ

轴面倾角α水平（0°-10°）倾 伏（10°-80°）近直立（80°-90°）

近直立（80°-90°）Ⅰ 直立水平褶皱Ⅱ 直立倾伏褶皱Ⅲ 倾竖褶皱

倾

斜（10°-90°）Ⅳ 斜歪水平褶皱Ⅵ 斜歪倾伏褶皱

Ⅶ 斜卧褶皱

近水平（0°-10°）Ⅴ平卧褶皱

上表只要抓住其命名原则，就不难记住。

命名原则是：轴面产状＋枢纽产状＋褶皱＝褶皱名称

（三）、特征：

①正确地反映褶皱三维空间形态和产状特征，避免前述二维空间对褶皱观察描述的偏面性。②七个区代表大类型变化范围，各区面积大小，代表自然界中出现的机率。③定量化描述，便于统计分析

④易观察某地区褶皱的产状变化规律

二、褶皱横越面的几何类型

（一）平行褶皱和相似褶皱

Han Hise.C.k.（1896）根据褶皱岩层的厚度变化及各层之间的几何关系划分的二类型

1、平行褶皱(parallel folds)又名同心褶皱(Syncore

folds)，指各岩层成平行弯曲，象两条铁轨一样平行延伸，其间的宽度（厚度）处处相等；具有一个共同的曲率中心，向内弧方向曲率逐渐增大，往深部最终消失。

2、相似褶皱（Similar folds）

各层的曲率基本不变，无共同的曲率中心，褶皱形态往深部延伸，保持不变；同一层岩真厚度翼薄顶厚，但平行褶皱面方向量度的“厚度”在各部位保持不变。

（二）据各褶皱层面之间的几何关系分类

1、协调褶皱（harmonic folds）

2、不协调褶皱(disharmonic folds)

（三）兰姆赛的褶皱几何分类(J.G.Ramsay, 1967)分类依据是根据褶皱横截面（⊥β）上褶皱层的等倾斜线型式和厚度变化参数所反映的相邻褶皱面的曲率关系。

等倾斜线的绘制：①在⊥β的照片或横剖面图上，以实际水平线为基准；②以基准线，按一定角度间隔（10°，20°„）作相邻褶皱的切线；③连接等斜切点即为等倾斜线。兰姆赛的三类五型褶皱

Ⅰ类：ⅠA 顶薄，等倾斜线强烈向内收敛，不等长 ⅠB 等厚，等倾斜线向内弧收敛，等长

ⅠC顶厚，等倾斜线向内弧轻微收敛，不等长

Ⅱ类：等倾斜线平行且相等，曲率相等，相似褶皱 Ⅲ类：等倾斜线向外领、内撒开、倒扇形、顶厚褶皱

三、同沉积褶皱和底辟构造

（一）同沉积褶皱（Synsedimentary folds）

（二）底辟构造(diapiric structure)和盐区(Salt dome)同沉积褶皱顾名思义，褶皱与岩层沉积同时形成，有3个特征：

①

产状，褶皱两翼上部产状缓、下部变陡，总体多为开阔褶皱。②

厚度变化，在背斜顶部厚度小（甚至缺失），两翼岩层厚度最大。

③

结构上的变化，背斜顶部则因水浅，粒度粗大，而向斜中心部位则因水体较深，粒度最细。（示图）

底辟构造是地下深部高韧性岩体（如岩盐、石膏、粘土或煤层等，在构造作用力下，或者由于岩石间密度差异所引起的浮力作用下，向上流动或挤入（刺入）上覆岩层之中而形成的一种构造。如岩浆上升侵入围岩，使围岩发生挠曲时，则可形成岩浆底辟构造。（示图）

四、褶皱的组合型式和分布

（一）阿尔卑斯式褶皱（Alpinotype folds）

又称全形褶皱，基本特点是： ①

褶皱呈线状成带展布，走向与构造带一致； ②

背向斜同等发育，布满全区。

③

不同级别的褶皱往往成复背斜和复向斜构造，是造山带强烈地带主要构造样式。复背斜和复向斜概念。

（二）侏罗山式褶皱（Jura-type folds）

又称过度型褶皱，其代表性构造是隔档式与隔槽式褶皱，隔档式褶皱又称梳状褶皱。其成因是沉积盖层在刚性基底的软弱层上滑脱变形或薄皮滑脱的结果，属于造山带前陆的构造现象。

我国湘、鄂西、黔北和川东发育外，在湘赣一带也广泛发育。（示图）

（三）日尔曼式褶皱（German-tpye folds）

又称断续式褶皱：主要发育于构造变形轻微的地台盖层中，以卵圆形穹隆，拉长的短轴背斜或长垣为主。

褶皱翼部产状很缓，甚至近水平，但规模很大，延长数十公里以外，可以弧零地产出于水平岩层中，背斜、向斜发育不同等，展布无定向，有的成群分布，呈雁行式排列。这类褶皱常产于北美地台上，区域性巨大盆地中，在中国川中以及柴达木盆地之中也有类似褶皱。

五、叠加褶皱（Superimposed folds）

（一）叠加褶皱的三种基本型式（兰姆赛，1967）示图说明： Ⅰ

型：晚期褶皱最大应变轴（A、X、a1）或流动方向a2与早期褶皱的轴面平行，两期褶皱的枢纽（中间应变轴B、Y、a2）方向不一致，一般呈大角度相交，这种类型褶皱相当“横跨”“斜跨”褶皱。

F1的轴面变形影响不大，而β1再褶皱，呈有规律的起伏，表现为穹盆相间的构造，类似两个波叠加，波峰+波峰=峰更高，波谷+波谷=谷更低，波峰+波谷=中和，相当一个鞍部。Ⅱ 型、a2⊥s1（或大角相交）B1∡b2成中等或大角度相交

F1常为紧闭或等斜的斜歪褶皱，平卧褶皱，S1与翼一起褶皱，B1也同时褶皱，形成平面上的新月型或蘑菇型褶皱。

Ⅲ 型、共轴叠加褶皱，a2∡s1成大角度相交，但B1‖b2。F1之S1和两翼共同被褶皱，尤其在正交剖面上更为清楚，可出现双重褶皱或钩状闭合褶皱。§4 褶皱形成机制

一、褶皱形成机制的基本类型

（一）纵弯褶皱（Buckling）

即顺层挤压力作用下，岩层发生褶皱。●单层纵弯（或多层粘结很牢的一套岩层）。中和面、拉张区与挤压区

●当多层（一套岩层）纵弯作用，无中和面、层面的往往起着重要的作用，常通过下列二种方式形成褶皱。

1、弯滑作用（flexural sliping）这种情况下，当两硬层夹一软弱岩层时，则在上下硬岩层滑动的力偶作用下，使薄层软弱（韧性）层产层间小褶皱可帮助我们确定层序倒转与否及背、向斜的位置。

方法是：新岩层总是向背斜转端滑动，老岩层则对反方向滑动，画作层间小褶皱的轴面，与主褶皱面所交锐角光指示相邻居层相对滑方向，滑动方向一经确定，就可确定背、向斜的位置，也知道岩层正常与倒转。

2、弯流作用（flexural flow）

指岩层产生褶皱变形时，不仅有层间滑动，而且会有岩层内部的物质流动现象。

（二）横弯褶皱作用（Bending）

即岩层受到层面方向外力作用（预托作用）。如岩浆底群、盐丘等都可能导致上覆岩层的横弯褶皱作用。

（三）剪切褶皱（Shear folding or slip folding）

又称滑褶皱，是沿一系列与层面不平行的密集劈理面发生差异性的滑动而形成的“褶皱”，所以层理面S0不起作用，只是作为褶皱的标志，故又称之为被动褶皱作用。

（四）柔流褶皱作用（Rheid folding）

指高韧性岩石（岩盐、石膏或煤层）或处于高温高压环境下变成高韧性体，受到外力作用产生的粘性流动（既有层流动又有紊流），形成复杂多变的褶皱。混合岩化变质作用地区常见构造。

（五）膝折作用

是兼具弯滑褶皱作用和剪切褶皱作用两种特征的特殊褶皱作用，主要出现在岩性较均一的薄层岩石或片理化的浅变质岩中。

其形成方式，在一定的围压限制下，受到与层理或面理近水平或斜交的压应力作用，岩层顺层间滑动，但又受到限制常使滑动面发生急剧的转折。（示图）

二、褶皱形成过程中的压扁作用。（示图）

三、影响褶皱作用的主要因素

（一）层理的影响

（二）厚度和力学性质的影响（主波长理论）

毕奥特(M.A.Biot，1957，1965)和兰伯格（1963）通过模拟实验和野外褶皱的实际观察研究，对侧向纵弯作用下的褶皱发育机制进行了力学、数学分析弹性弯曲（虎克体），粘弹性层弯曲（牛顿流体）作用。岩性在地表条件下的变形基本上是弹性的（ζ=Eε）即ζ∝ε。可将岩层当作弹性板来考虑，其形成的褶皱波长与作用大小有关。

岩石在地下深处，较高的温压条件下，在小应力长期作用下，不同的岩石可以看作是粘度各异的粘性固体的变形，可简化为牛顿体的变形来表达，即应力与应变速率成正比（ζ=με），岩石的粘度在变形中起着主导作用，粘性大的岩层在褶皱发育过程中起骨干作用，这种岩层称为能干层或强岩层。

设想：一厚为d的高粘度（μ1）强岩层夹于低粘度（μ2）的软弱层之间，使其侧向顺层挤压，而发生纵弯作用（示图）。此时，强硬岩层发生纵弯曲受到两种阻力。①来自强岩层内部阻力（f内阻）。外弧拉伸，内弧压缩，层要弯曲，必须克服内部阻抗（f内阻），若岩层弯曲波长愈大，弧愈缓（内外曲率愈小），内阻抗愈小。所以如没有介质的包围，它趋向于形成最大的可能波长即一个波。②另一种阻力（f外阻）来自上、下软弱层（μ2）。强岩层弯曲时，必须要推开上下软弱层，而软弱层则反作用，力图阻止其弯曲。这种外部阻挠力与硬岩层的波长成正比，与波幅成正比（f外阻∝W，f外阻∝A波幅）。所以外部阻挠力要求褶皱的波长尽可能小。按照最小功原理，岩层将选择做功最小，而又能抵抗这两种阻力，使某一调和的中间值作为最易褶皱的初抬主波长Wi，即这种波长的褶皱最易发育，据毕奥特的计算：

Wi=2πd(μ1/6μ2)1/3 或

Wi/d=2π(μ1/6μ2)1/3

式中：μ1—主导层（硬岩层）的粘度；μ2—低粘度介质（软弱层）且μ1>μ2；d—主导层的厚度。

由上式可知，主波长（Wi）与应力无关（应力只影响褶皱发育的速率）

从上式可以看出：当μ1≈μ2时，Wi≈3.46时，这样的褶皱是非常微弱的，因此，当μ1=μ2时，只有均匀缩短，而不会有褶皱。

当硬岩层为多层岩层（μ1）时，Wi=2πd(nμ1/6μ2)1/3，主波长（Wi）除受层数（n）控制外，其它情况同单层。

（三）岩层埋深及应变速率对褶皱形成的影响

埋深：1）浅部：P.T较低，岩石呈弹性性状，层理显示不均一，褶皱以弯滑为主。

2）深部：P.T较高，岩石呈韧性性状（粘弹性），岩层层理不均一性减小以至消失，褶皱作用由弯流→剪切→柔流褶皱，如太古界、元古界等变质岩区发育的相似褶皱，肠状褶皱等，就是这个缘故。

应变速率：ε大，深部的岩石也会呈弹性弯曲或脆性。断裂：ε小，岩石呈粘性材料（1011-1022泊），t大而ζ很小，则ε很大，岩石发生强烈褶皱。

在地表（或浅部）低T低P下，即使ζ很小，只要t呈足够长，岩层由蠕变而发生强烈褶皱，甚至达到破坏强度。

（四）基底构造对盖层褶皱的影响 §5 褶皱构造的观察与研究

基本任务是：野外观察和填图，结合各种地质勘探（物化探、山地工程）等手段，航、卫片解释等研究，查明褶皱的形态；产状；组合分布特点；形成机制和形成时代；为研究区域地质构造特征，褶皱与矿产及水文、工程地质、环境地质等提供基础资料和依据。

一、褶皱形态的研究

（一）了解区域构造总轮廓，小比例尺地质图，航卫、片解释分析，或在露头良好的地区横穿几条路条观察。

（二）查明地层层序和追索标志层

（三）根据褶皱各部位地层产状确定褶皱几何形态 ①轴面和枢纽产状的确定

②根据同一层位在不同高度的岩层倾角变化规律，结合岩层厚度的变化，分析几何形态，是否为平行褶皱还是相似褶皱、顶厚褶皱等。

③转折端处岩层产状的研究，此处层序始终是正常的。

（四）观察褶皱出露形态及其平面图像

示图，重点解释，平面图上褶皱岩层露头线，最大弯曲点的联线是否是褶皱的轴迹，其方向反映枢纽的倾伏向。

①地面起伏不大，较平坦，轴面近直立，枢纽平缓者，其转折端联线，近乎褶皱的轴迹，其方向大致反映了枢纽的倾伏方向。②斜歪倾伏褶皱（Ⅵ），尤其斜卧褶皱（Ⅶ）形态复杂的褶皱，或地形复杂起伏较大，其联线就不一致了。前者联线与轴迹平行，但位置不同；后者联线与轴迹既不平行，位置也不一样。

这个现象可用多层不同颜色的纸褶皱后浸入水中来观察。

（五）绘制褶皱剖面图和横截面图

褶皱是个复杂的立体形态地质体，一般通过地质图和剖面图来表示其空间关系。剖面图一般有2种，其一是横剖面图（铅直剖面图），其二是横截面图（或正交剖面图）。正交剖面图，故名思义，指与褶皱枢纽垂直的剖面图，即枢纽为剖面的法线（示图）。当褶皱枢纽倾伏时，需要作正交剖面图来反映其形态。如枢纽的产状是变化的，要分区段来绘制正交剖面。

二、褶皱形态的深部变化的研究 可从以下五方面入手解决：

1、峡谷深沟的陡崖上，直接观察测量不同高程上的褶皱变化。

2、由表及里、由浅入深，从褶皱的地表形态特征推断向下延伸的变化。

系统测量岩层的产状，了解褶皱的几何形态，研究各层所表现的力学性质；系统测量厚度变化，了解变形的特点，从而推断褶皱各岩层所表现出的深部变化规律。如地表为顶薄褶皱，平行褶皱，顶厚褶皱，相似褶皱等，则向下向深部变化的情景不一样。

3、利用物探和钻探方法所取得的资料来确定褶皱深部形态的特点和变化

三、褶皱内部的小构造研究

与主褶皱有成因联系的次级小褶皱（从属小褶皱），可以反映大褶皱的形态和产状（系统统计测量其轴面、纽枢产状）。此外，还可利用小褶皱来判断岩层层序正常与否，背、向斜的位置，前已述。

但需注意还有一类独立的小褶皱，与主褶皱无成因联系，可能是主褶皱前或之后另一次构造运动的产物。

四、确定褶皱形成的时代

按褶皱形成与成岩时间的关系可分为，成岩后的褶皱（构造运动形成），成岩之前的褶皱（同沉积褶皱）。

（一）角度不整合分析法（详见第二章不整合的研究）

（二）岩性厚度分析法（示图讲解）

该背斜在1层沉积之前尚未隆起，背斜隆起时期是1-3层沉积时期，第4层沉积时，背斜又停止隆起。4-8层则是在8层沉积以后中又褶皱的。

此外，还可以根据与褶皱相接触的岩浆岩体的同位素，年龄来间接确定：也可以根据垒叠加褶皱的相对先后顺序，未确定相对的新老关系。

第九章

节理

1、节理的定义

节理（joint）即岩石中的裂隙（fissure or fracture），是指没有明显位移的断裂。断裂包含节理（无显著位移者）和断层（fault）（有显著位移者）

2、节理研究的理论和实践意义

实际意义：1）矿液、石油、天然气运移通道、储集场所，控制矿体形态。

2）地下水、石油渗透性，含油性，含水性与节理发育的密度，开启性有关。

3）影响水工建筑物的渗漏性和岩体的稳定性。理论意义：节理与褶皱断裂和区域性构造密切相关，它的研究对认识和阐明区域地质构造及其形成和发展方面具有重要意义。§1 节理的分类

一、几何分类（Classification of joint）

（一）据岩层产状关系分

1、走向节理（strike joint）

2、倾向节理（dip joint）

3、斜向节理（oblique joint）

4、层节理（bedding joint）

（二）据褶皱枢纽关系分

1、纵节理（longitudind joint）

2、横节理（transcurrent joint）

3、斜节理（oblique joint）

注意：当褶皱枢纽是倾伏时，在转折端（倾伏端）部位，纵节理相当拉倾向节理，横节理相当于走向节理。

二、成因分类 原生节理：（primary joint）次生节理：（subsequent joint）

三、根据力学性质分类

1、剪节理（shear joint）

2、张节理（tension joint）

剪节理、张节理与主应力轴和主应变轴之间的关系。

（一）剪节理的特征

1、产状稳定（沿走向和倾向均如此片）；

2、节理面平直光滑，时有擦痕，脉壁平直；

3、切割砾石或较大的矿物颗粒；

4、常发育成共轭X节理系（conjugate joint）

5、由羽列组成（feather joint or phumose joint）

6、尾端特征：①折尾；②菱形结环；③分叉

（二）张节理的特征

1、产状不稳定

2、节理面粗糙不平整，无擦痕（Stria,slickenside）；

3、常绕砾石和粗砂颗粒而过，一般不切割；

4、多开启性，脉体充填，形态成楔形、扁豆形等；

5、不规则树枝状、网状、有时呈追踪X型、雁行式、放射状、同心圆状的组合形式。

6、尾端变化、树枝状、多级分叉、杏仁状结环、不规则状；

四、节理力学性的转化

五、雁列节理和雁列脉（en echelon joint and en echelon wein）

1、雁列脉的要素，雁列带、雁列轴、雁列角、雁列宽度，示图。

2、雁列的左、右列确定方法：“S”形，反“S”形

六、缝合线（suture, sutural line）

七、裂开—愈合（rack-heal）

八、羽饰构造（feather S.）

九、节理组（joint set）和节理系（joint system）

节理组：指统一应力场中一次构造作用下形成的产状基本一致，力学性质相同的一群节理。节理系：指统一应力场中一次构造作用下形成的两个或两个以上的节理组，如“X”节理、放射状节理、同心状节理等。§2 节理的分期与配套 一定地区的节理一般是长期多次构造应力场的产物，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

就是从时间尺度上对一定地区的所有节理进行分类，划分出先后序次，确定其长幼关系。配套

是指从亲缘关系（或成生联系）上对一定空间范围内的所有节理进行组合，显然一个地区至少可以有一个或多个具亲缘关系的节理系。分期与配套的目的是，为研究区域构造和恢复古应力场提供依据。

一、节理的分期

1、错开——被错开者早于错开者

2、限制——被限制者晚于限制者

3、互切——同时形成

4、追踪，利用和改造——同时或稍晚

5、间接标志：不同期次节理贯入的岩脉、岩墙、岩体、岩性、结构构造上各具特色；岩脉等互相切割，交切关系等有助于确定相对先后关系。

6、不整合面上下层系中的节理发育差异。

二、节理的配套

（一）根据共轭节理的组合关系

1、擦痕、羽列，派生张节理确定共轭关系；

2、尾端变化特征；

3、利用两组节理的相互切错，确定共轭关系；

4、利用追踪张节理，两组雁列张节理等配套。

（二）根据节理发育总体特征以及节理与其它构造关系

节理的分期和配套应注意以下几点：

1、分期与配套同时进行；

2、不能仅依据节理自身相互关系及特征，还要考虑地质背景；

3、分期配套必须在野外现场进行，有时还需要把统计分析的结论带至野外实践中检验。§3 不同地质背景上发育的节理

一、与纵弯褶皱伴生的节理

图示讲解以下各点

1、早期平面“X”节理系，应力轴ζ

1、ζ

2、ζ3，应变轴A、B、C，2、晚期平面“X”节理系（当岩层褶皱后，出现局部应力场作用）◆ 背斜转折端“X”节理系； ◆ 向斜转折端“X”节理系。

3、剖面“X”节理系（注意：在层理面上其走向永远是彼此平行的，不受后期构造运动的影响）

4、横张节理

●早期追踪张节理，岩层褶皱后⊥枢纽β；

●褶皱枢纽倾伏端的横张节理，节理倾角与枢纽倾伏角互余； ●晚期平面“X”节理系，在向斜核部的角追踪张

5、纵张节理

发育于褶皱的转折端，与枢纽平行。

6、层内剪节理

发育于层间，上下岩层相互滑动引起的与层理平行。

二、与横弯褶皱有关的节理

环状和辐射状节理系，ζ1直立，ζ

2、ζ3水平

三、与断层有关的节理

1、羽状剪节理

2、羽状张节理

四、与区域构造有关的节理

1、主节理；

2、系统节理和非系统节理

五、节理在分析区域构造中的作用和问题 §4 节理的野外观测

节理自然界虽然广泛普遍发育，但是尚未形成一套系统的研究方法。研究方法因任务不同而异，但不外乎系统的观察、测量统计、然后结合地质构造进行分析。下面主要介绍区域性构造研究中节理观测的内容和方法

通常在工作之前，对航、卫片进行解释，宏观地观察认识工作区节理的特点和规律，常能收到事半功倍之效。航卫片上可确定节理的方向、产状及其与各级构造的关系、节理的组合型式及其变化、节理发育程度、展布范围和被充填的情况。

一、观察点的选定

示研究任务而定，一般不要求均匀布点，而是根据构造情况及节理发育情况布点，做到疏密适度。

选定观察点时，还应注意到：

1、露头良好，最好能两个面都能观察到，露头面积一般不小10m2，便于大量测量；

2、构造特征清楚，岩层产状稳定；

3、节理比较发育，组、系相互关系明确，且观测点要选择在重要的构造部位；

4、一定地区各种不同的构造层，各类构造，岩体和岩石组合中的节理总是互有差异的。因此，可划分不同的节理区域，分别进行测量统计。

二、观测内容

1、地质背景的观测（构造部位、地层及产状，岩性及成层性、褶皱、断裂的特点）；

2、节理的分类和组系划分；

3、节理的分期与配套；

4、节理发育程度的研究；

（1）岩性对节理发育程度的影响表现为： ●韧性岩层：剪节理发育，共轭剪裂角大 ●脆性岩层：张节理发育，共轭剪裂角小（2）岩层单层厚度的影响

厚度大，节理间距大，稀疏；厚度小，节理间距小，密集；原因是层理降低强度。（3）节理发育程度常用密度或频度表示

a、密度或频度：指节理法线方向上的单位长度（米）内的节理条数，n条/m，n/m b、缝隙度（G）（水工建筑，油气勘探），密度（μ）与节理平均壁距（t）的乘积，即：G=ut c、单位面积内长度表示：u=l/πr2（r半径圆内节理总长度l）

5、节理的延伸；

6、节理的组合型式观测；

7、节理面的观察；

8、含矿性和充填物的观察，含矿性、充填与否、充填物。

三、节理的观测和记录 §5 节理测量资料的整理

一、编制和分析节理玫瑰图（joint rose diagram）

节理玫瑰花图制作简便，反映节理性质和方位比较明显，是统计节理的一种常见图式，分两种路即走向玫瑰花图和倾向玫瑰花图。

（一）、节理走向玫瑰图制作方法

1、数据整理，将野外测量的节理走向，按一定的方位间隔分组，换算成北东和北西方向。间隔一般采用5°或10°为一间隔，如0°-9°，10°-19°„，习惯上将0°归入0°-9°，余类推。统计每组的节理数目，计算每组的平均走向，填入表格中。

2、确定作图比例尺座标，选取一定长度的线段代表一条节理，然后以等于或稍大于按比例表示的，数目最多的一组节理的线段的长度为半径，作半圆，画上E、W、S、N线，标明方位角。

3、找点连线：从0°-9°一组开始，根据各组平均走向方位角及各组节理数目相应比例尺的线段长度确定各组节理点然后顺次连点，如等组节理为零，则连线回到圆心，再从圆心引出下一组相连（边找边联为宜）。

4、写上图名及比例尺即可。

（二）、倾向玫瑰花图制作

按倾向方位角分组，求出各组平均倾角和节理数目，用圆周代表节理平均倾向，半径长度代表节理条数，其余作法同上。

（三）、节理倾角玫瑰图

按上述倾向方位角分组，求出各组平均倾角，然后用节理的平均倾向和平均倾角作图，圆半径代表倾角，从圆心至圆周代表0°-9°，找点连线即成。

（二）和

（三）常作在一张图上。走向玫瑰花图适合于节理产状直立或近直立的情况下，不同力学性质的节理应分别作图，或作在一幅图上用颜色区别之。

二、节理的极点图与节理等密图

（一）节理极点图

节理极点图是根据节理法线的极点绘制的。通常在施氏网上绘制，网的圆周方位表示倾向，由0°-360°。为方便作图，可用与施氏网原理相同的极等面积网即赖特网。网中放射线表示倾向（0°-360°），同心圆表示倾角（由圆心至圆周0°-90°）。例如一节理产状为20°-70°，由N顺时针数20°（即倾向），再由圆心向圆周数70°点即是。若产状相同的节理数条则在旁侧注明条数。为区分不同力学性质，不同规模，不同矿化的节理与褶皱、断层的关系，可分别作图，或画成各种不同颜色以示区别。

（二）节理等密图的编制

1、在透明纸极点图上作方格网（或在透明纸极点图下垫一张方格纸），平行EW、SN线，间距等于大圆半径的1/10。

2、用密度计统计节理数（1）、工具：中心密度计，为外方内圆的胶板，小圆半径是大圆半径的1/10；边缘密度度，是两端有两个小圆的长条胶板。小圆半径是大圆半径的1/10，两个小圆心距离等于大圆的直径。中间有一条窄缝，便于转动和来回移动。（2）、统计：先用中心密度计从左至右，由上而下，顺次统计小圆内节理数目，并注在每方格“+”中心，即小圆圆心处。边缘密度计统计圆周附近残缺小圆内的节理数，两端加起来记在有“+”的那个残缺小圆内。小圆圆心不能与“+”重合时，可沿窄缝稍作移动或转动。如果两个小圆心均在圆周上，则在圆周上的两个小圆心上都计上相加的节理数。（3）、连等值线，将“+”中心上的节理数，换算成百分比，然后将相同百分比点相连即达到百分比等值线图。

（三）节理等密图的分析

第十章

断层

§1 断层的几何要素和位移

一、断层的几何要素

◆断层面(ault surface or plane)

空间位置，由走倾向、倾角定之 ◆断层线（fault line）◆断层带（fault zone）

◆断盘： 上盘（hanging wall），上升盘（upthrow），下盘（foot wall），下降盘（downthrow）

二、位移（desplacement）直移运动、旋转运动

（一）滑距（slip）

以相应点为参照系，两个时应点间的真正位移称为总滑距（net desplacement）（ab）

1、滑距（strike slip）（ac）

2、倾斜滑距（dip slip）（cb）

3、水平滑距（horizontal slip）（am）

（二）断距（sepration）

两对应层之距离

1、垂直被错岩层走向的剖面上测得（1）地层断距（stratigraphic slip）(ho)（2）铅直地层断距（vraticed stratigraphi slip）（hg）（3）水平断距（horizontal slip）(hf)

2、垂直于断层走向的剖面上

除铅直地层断距相等外，其余均大于前者，故称视断距。§2 断层分类

一、断层与有关构造的几何关系分类

（一）根据断层与岩层走向的方位关系分：走向断层、倾向断层、斜向断层、顺层断层。

（二）根据断层与褶皱枢纽走向或区域构造线之间关系分：纵断层、横断层、斜断层

二、按断层两盘相对运动方向分

1、正断层（Normal Fault）

2、逆断层（Revers Fault）

●原地岩块（系统）（Autochthon）

●外来岩块（系统）（Allochthon）

●逆冲岩席（片）（Thrust Sheet）

●逆冲推覆构造或推覆构造（Nappe）

●构造窗（Fenestlla or Window）

●飞来峰（Klippe）（pl.）

3、平移断层（transcurrent）●左行平移（left faults）●右行平移（right faults）

●斜交断层走向滑动的断层，组合命名

4、枢纽断层（hinge fault）§3 断层各论

一、伸展构造类型（extensional structure）正断层、组合型式：

（一）地堑和地垒（graben horst）

主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层组成，两条走向基本一致正断层之间为下降盘，巨型者即为裂谷（rift）；地垒与地堑正好相反。

（二）阶梯状断层（step fault），箕状构造（besin range/hemi graben）和盆岭构造（basin and rage step）

（三）环状和放射状断层

（四）雁行式断层

（五）大型断陷盆地 如华北、松江、江汉、萍乐等

（六）裂谷（系）（rift system）◆大洋裂谷（oceanic rift）大西洋 ◆大陆裂谷（contineatal rift）车外 ◆陆间裂谷（intercontinenta rift）红海

◆大陆裂谷→陆间裂→谷大洋裂谷为一演化序列

◆我国华北平原新生代裂谷，白垩纪沂沐裂谷以及攀西裂谷等。

（七）剥离（拆离）断层（detachment）

为一上陡下缓的大型铲状正断层（listric-normal fault）。主要产出于盖层与基底之间，上盘包括一套正断层组合，发育区域隆起背景上，是岩石圈多层次拆离盖层在基底上滑脱的具体表现，具有垂向分带性即：表层次为正断层组合；中层次为塑性变形为主的韧性剪切（8-15km）；深层次，伸展塑性流变。

（八）重力滑动构造（gravity sliding~spreading）组成：下伏系统、润滑层、滑面、滑动系统 分带：后缘拉伸带、中部滑动带、前缘推挤带

二、收缩构造（Contractional s.）

逆冲构造（Thrust）的研究始于19世纪中叶，19世纪晚期第一次研究高潮，20世纪70年代，COCORP组织在南阿巴拉契亚造山带前陆下发现大型Thrust并延伸至盆岭之下，并发现了大油气田，再次掀起研究高潮。

（一）逆冲撞覆的概念

1、褶皱撞覆和冲断撞覆

2、撞覆与滑覆

（二）逆冲撞覆的构造式样（s.style）

1、单冲型

2、背冲型

3、对冲型

4、楔冲型

（三）逆冲撞覆构造的台阶式 台阶式：断阶（Flat）、断坡（Ramp）

（四）逆冲撞覆构造的扩展

前展式（背驮式）、后展式（上叠式）

三、走滑断层（strike slip fault）

走向滑动断层即大型平移断层，两盘直立相对水平滑动。人们对走滑断层的认识比对正，逆断层的认识要晚，地质学家在19世纪就认识了正逆断层，而走滑断层20世纪初才被发现。

1、走滑断层的基本特征（1）主要特点

①走滑断层包括一系列与主断层带平行或近微小角度相交的次级断裂组成，单条断裂沿伸一般不远，各级断裂分叉交织，常呈发辫状。

②常伴有雁列褶皱及断层以及断层隆起与断陷盆地。

③断层两盘地层一岩相带成递进式依次错开，时代愈老错移越大。

④断层常呈直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形仍保持直线形，航卫片上显示良好的线性。⑤根据断层两盘运动方向分为左行和右行。

⑥力学性质具双重性即以剪切为主，又具有拉张或挤压，前者称张剪性，后者称压剪性走滑断层。

2、走滑断层的内部应力状态和有关构造（1）应力状态

（2）走滑断层弯曲引起的应力应变场（3）走滑断层交切引起的挤压和拉伸（4）尾端应力状态

3、有关伴生构造

（1）雁行式褶皱（en echelon folds）（2）牵引式弯曲

（3）拉分盆地（pull apart Basin）

B.C.Burchfiel，1966年研究圣安德列斯走滑断层系控制的死谷盆地时首次提出。

四、同沉积断层

五、韧性剪切带（ductile shear tone）

1、定义：韧性剪切带亦性韧性断层（ductile

fault）是岩石塑性状态下发生连续变形的狭长高应变带，是中深—深层次的主要构造类型之一。在露头尺度上一般见不到不连续面，带内变形和两盘的位移完全由塑性流动来完成。剪切带与围岩无明显界线，但确有位移。

2、剪切带的类型

由脆性→韧性剪切带之间的过渡类型是脆—韧性剪切带有二种，即B、C图。

3、R.N.Sibson断层双层结构模式

上述剪切带反映了它们变形时的岩石力学性质差异，也反映了变形时温度和围压等环境的不同，或一般地变形时深度。即由地表向下，由脆性逐渐过渡为韧性R.N.Sibson（1977年）提出的断层的双层结构模式。示图

4、剪应变值γ与剪切位移S的计算方法（1）标志层法 如剪切带内存在早先的岩墙，岩脉或其它标志等 ①应变值γ

cotanα’=γ+cotα 即γ=cotα’-cotα ②总位移量S等于标志层错开的距离

（2）利用张裂脉γ、S假定：A、simple shear；B、初始小脉与Shear Belt交角45°。Ctanα’＝ Ctanqα＋γ，令α＝45°则γ＝Ctanα’－1，S =∑γi * dxi（i=1 to n）（3）利用Sc和Ss面理求γ、S

tan2θ’＝2/γ

5、鞘褶皱，A型褶皱

6、糜棱岩（mylonite）

7、剪切指向

示图说明之

8、剪切带的规模上产状

（1）规模 几mm(ncm),几+km，几百km，上千km（2）产状：①陡，平移D、S、E；②平缓，韧性逆冲F（撞覆S、E），剥离F

9、韧性剪切带的区域构造样式

网格状、菱形、透镜状或眼球状弱变形域与环绕弱变形域的强应变带组合 §4 断层成因机制 示图讲解：

一、安德森模式（E.M.Anderson，1957）

二、哈佛奈模式（W.Hafner 1951）§5 断层效应

广义的断层效应是断层引起的各种现象，这里讨论的是走向断层、横断层、斜向断层引起的视错动。

一、走向断层引起的效应

地层重复和缺失的6种情况

示图

二、横断层引起的效应

（一）、正（逆）断层引起的效应

示图

（二）、平移断层引起的效应

示图

（三）、平移正（逆）断层引起的效应

示图

1、没错动，滑移线平行岩层在断层面上的迹线。

2、滑移线在迹线下侧，剖面上看正断层、平面上看平移断层。

3、滑移线在迹线上侧，剖面上看逆断层，平面上看平移断层。

（四）、横断层错断褶皱引起的效应

褶皱的核部宽窄发生变化。示图 §6 断层的观察与研究

一、断层的识别或确定

（一）地貌标志

1、断层崖；

2、断层三角面；

3、错断的山脊；

4、山岭和平原的突变；

5、串珠状湖泊洼地；

6、泉的带状分布；

7、水系特点

（二）构造标志

（三）地层标志—重复与缺失

6种情况

（四）岩浆活动与矿化作用

（五）岩相与厚度的急变

二、断层面产状的测定

三、断层两盘相对运动方向的确定

（一）两盘新老关系

（二）牵引构造

（三）擦痕与阶步

（四）羽状节理

（五）断层两侧的小褶皱

（六）断层角砾岩

四、断层岩

（一）碎裂岩系列

1、断层角砾岩（＞2mm）；

2、碎粒岩（0.1~2mm）；

3、碎粉岩（<0.1mm），又称超碎粒岩；

4、玻化岩；

5、断层泥。

（二）糜棱岩系列（Mylonite system）

特征：波状消光、变形带、变形纹、带状石英、核幔构造等。

（三）断层岩的分类 示分类表

五、断层作用时间性

（一）确定时间：①不整面；②岩脉体同位素年龄；③构造运动力学成因分析；④重力构造。

（二）长期活动的断层分析

1、地层发育及厚度，岩相变化，郯庐断裂带在山东，两侧至少古生界不同

2、大型走滑断层

3、同沉积断层 §8 同沉积断层

同沉积断层主要特点：示图

1、一般为走向正断层，剖面上呈勺状或犁式；

2、上盘地层明显增厚，生长指数=下降盘厚度/上升盘厚度；

3、断距随深度增大，地层愈老，断距愈大；

4、常在上盘发育反牵引构造（Revers drag structure）。

第十一章 岩浆岩体的构造研究 §1 岩浆岩体的产状及其构造控制

本节与普通地质学及岩浆岩岩石学内容重复，视情况可不介绍。

一、侵入岩体的产状

（一）协调侵入体：岩床、岩盘、岩盆、岩鞍

（二）不协调侵入岩体：岩基>100km2、岩株<100km2、岩枝、岩浆底辟、岩墙。

二、喷出岩体的产状

1、熔岩被（盖），基性玄武岩浆构成，面广、厚度大。

2、熔岩流，带状分布的熔岩体，局限河谷与低洼地带。

3、火山锥、火山喷发物围绕火山通道堆积成的一种锥状体，可分为火山灰锥，火山碎屑锥，熔岩锥和复合锥四种。§2 岩浆岩体的原生构造

一、侵入体的原生流动构造

（一）线状流动构造（流线）针状、柱状、板状矿物及析离体和捕虏体的在凝固的岩浆液体中，悬浮。随着岩浆的差异流动而定向，象放竹、木排一样。流线反映岩浆相对流动方向，不能指示岩浆绝对运动方向。

（二）面状流动构造（流面）片状矿物、板状、柱状矿物以及扁平的析离体、捕虏体，在岩浆流动过程中平行排列形成面状构造。

流面形成与“层流”有关，常发育在顶部及边缘部位，平行于接触面，因而流面产状暗示了接触面的产状，在找矿勘探中具有十分重要的经济意义。流面与流线构造在同一岩体中并不均等发育。

二、侵入岩体的原生塑变构造 岩体边缘的塑性构造，片理、线理以及相伴的边缘片岩及褶皱。面理上发育黑云母及捕虏体。过去认为是区域变质作用产物，称片麻构造W.S.Pitcher（1983）等人对爱尔兰多尔加花岗岩带研究结果表明，在区域变质弱的地方这种面也同样发育，而单纯的岩浆流动不可能造成在长达57km内出现完全一致的面面，因而认为是岩浆侵入作用引起的塑性变形。气球膨胀作用（岩浆侵位构造模式）介绍。

三、侵入体的原生破裂构造

1、横节理（Q），⊥流线，流面；

2、纵节理（S），∠流线，⊥流面；

3、层节理（L），平行流面，平行于流线；

4、斜节理（D），不∠流线；

5、边缘张节理；

6、边缘逆断层。

四、喷出岩体的原生构造

（一）原生流动构造

1、流纹构造，由不同矿物和火山玻璃组成的色带常见拉流纹岩或其它粘度大的配酸性，碱性熔岩中。

2、流面和流线

3、绳状构造，玄武岩流层理面上

4、气孔和杏仁状构造

（二）喷出岩原生破裂构造

1、枕状构造

2、柱状节理 §3 岩浆层体的次生构造

一、岩浆岩体的褶皱，流面或破裂面弯曲而成二、岩浆岩体的次生断裂构造

§4 岩浆岩体构造的野外观测和研究

一、产状的恢复

（一）接触面产状的恢复

（二）岩体相带的划分

二、岩体原生构造和次生构造的观察研究

（一）岩体形成前的构造观测

（二）岩体形成时的构造研究

1、原生流动构造研究

2、原生破裂构造研究

3、岩体形成对围岩构造的影响

（三）次生构造的研究

三、岩体接触关系和形成时代的确定

（一）接触关系

1、侵入接触关系（热接触）

2、沉积接触关系（冷接触）

3、断层接触关系

（二）岩体形成时代

1、根据接触关系

2、岩性特征对比

3、根据与区域构造运动关系确定时代

4、岩体相互穿插，截切关系

①具冷凝边的岩体晚，具烘烤边或接触变质的岩体为早； ②被切割的岩体为早；

③具平行面岩体接触面的流动构造岩体晚； ④具另一岩体成分的捕虏体的岩体晚。

5、根据次生构造差别。

实习一 地质图的基本知识及读水平岩层地质图

一、目的要求

1、明确地质图的概念，了解地质图的图式规格

2、了解阅读地质图的一般步骤和方法

3、掌握水平岩层在地质图上的表现特征

二、说明

（一）地质图的概念及图式规格

1、地质图概念 内容

图名（命名法则：行政区划+城镇、居民点、山脉河流）； 比例尺（数字比例尺和线条比例尺）；

图例 地层排列由新—老排列；喷出岩、变质岩岩石由新—老排列，时代未定岩浆岩由酸性—基性排列；构造（地质界线、褶皱、断层、节理、劈理等）；最后排责任表。

2、地质剖面图

①单独绘制时需有图名，图切剖面则以标号标出。

②剖面在地质图上的位置用细线标出，要注上剖面代号。③比例尺和地质图比例尺一致，水平基线，竖线高程数据。

④剖面图的放置一般0（不包括0°）→180°放在右端，180°-360°放在左端。⑤剖面图与地质图所用的地层符号，色谱应一致。⑥剖面图内一般不留空白，根据地表来推断绘出。

3、地层柱状图（综合地层状图）

（二）阅读地质图的一步骤和方法

1、先看图名、图例、比例尺；

2、分析图区的地形特征；

3、分析地层时代、层序、岩石类型、性质和岩层岩体的产状、分布及其相互关系、分析褶皱、断裂、岩浆岩及变质岩的发育情况；

4、边读边记录，边作剖面图或构造纲要图。

（三）读水平岩层地质图

分析阅读水平岩层在地面和地形地质图上的特征；

布置作业

实习二

用间接方法确定岩层产状要素

一、目的要求

1、学会在地形地质图上和用三点法求岩层产状要素

2、掌握岩层产状概念

二、说明

（一）在地形地质图上求岩层产状要素的方法

此法适用于大比例尺地形地质图上，而且在测定范围内，岩层产状稳定，无小褶皱或断层干扰，求解原理。作图步骤以图Ⅱ-4讲解。

（二）三点法求岩层产状要素

适用于产状平缓，罗盘不易测量，或钻探得到岩面标高资料求地下岩（矿）石产状。三点法求岩层产状前提是：

①三点要们于同一层面上，但又不在一条直线上；

②三点的方位，相互水平距离和标高或高差为已知，且三点相距不太远； ③在三点范围内岩层面平整，产状无变化，无褶皱和断层；

三点法要点：示图，最高点A和最低点C之间的连线上，必有一点与B点等高的D点，作走向线DB，过C点或A点作出另一走向线，余者就是

（一）中所述的在地形地质图上求岩层产状问题（略）。求解步骤如下：

①求等高点，在最高点与最低点之间找等高点； ②求倾向，量角器直接量出；

③求倾角，直接量出或计算

α=tanOE/OF。

布置作业

实习三

读倾斜岩层和不整合接触关系地质图并作剖面图

一、目的要求

1、认识倾斜岩层和不整合接触关系在地质图上的表现特征，学会用“V”字型法则分析倾斜岩层产状；

2、学习编绘倾斜岩层地质剖面图的方法；

二、说明

（一）分析倾斜岩层在地质图上的表现特征

（二）认识不整合在地质图上的表现特征 首先从图例和地质图上看地层层序是否缺失，若缺失，上下两套地层界线基本平行，则为平行不整合；若上下两套地层产状不平行，呈角度相交，则为角度不整合。注意：

1、角度不整合在地质图上表现，不整合面即较新构造层的同一底界，截过不同时代的较老地层界线，而不整合面以上的地层界线始终保持和不整合面界线平行。

2、而断层造成的两盘岩层的相截（顶牛），表现为一盘不同的岩层界线与另一盘不同的岩层相接触。

（三）绘制倾斜岩层地质剖面图

一幅正式地质图通常附有1-2或更多的通过图区主要构造地质的图切地质剖面图，以反映构造形态及其组合特征，与地质图配合，可反映三维空间地质构造形态和产状。图切地质剖面的方法步骤：

1、选择剖面位置：①垂直区内地层走向，通过区内地层出露完全和图区主要构造部位。②选定后，标在地质图上；

2、绘地形剖面；

示图

3、绘地质剖面，即将地质界，不整合面、断层、岩体界线等（剖面所经过的）投影至地形剖面图上，若岩层走向与剖面斜交（小于80°）时，要按视倾角绘制分界线；

4、标绘花纹，代号；

5、整饰剖面图。

作业：1）定性指出图区岩层产状，附图1、2、4地层接触关系

2）绘制附图AB剖面

实习四

根据已知岩层产状编制岩层露头界线

一、目的要求

1、学会根据在一已知标高露头上的层面（矿层面、不整合或断层岩）

2、通过这一作图方法，加深理解地质界线与岩层产状和地形的关系

二、说明

（一）原理：岩层的某层面的露头线，即该岩层与地面的交线也就是说露头线上的所有点的高程，既代表该点岩层面高程非代表该点地形高程，或者说，露头线上岩层面和地形的高程是相等的。换句话说，只有在地形高程与岩层面的高程相等时，岩层才能出露地表，否则隐伏地下或高出地表。放线距——在层面平整，产状稳定的倾斜岩层层面上，作出一系列同一等高距的不同高度的走向线，这些等高距不同高程的走向线投影在水平面上，便成为间距相等的一系平行线，这些投影线间的间距又叫放线距。

（二）作图方法步骤

1、已知条件，在有等高线的地质图上，已知岩层界面一露头点A的产状要素，图Ⅱ-9 B。

2、求放线距 方法有二 1）计算法，即根据放线距（a）等高距（h）和岩层倾角（α）关系求出，即a=hcotα 求出的a为实际距离水平，应按图上的比例尺折算成图上的平距。如等高距h=10m，a=45°，则a=10m，按1:2000比例尺，则a在图上的平距为0.5cm。2）图解法：如图Ⅱ-10所示

①过图上已知点A作为一走向线AA’，并延至图框外AA’

②垂直走向线AA’作一条直线，并在一端注明A点的高程（80m），以此线为基准，按比例尺以等高线高差为间距作出一系与之平行的直线，并以露头点A高程为准，以次注上高程90m，70m，60m等。

③过A”点，以80m线为基线，作岩层倾斜线（30°倾角）分别交于各高程平行线于Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ

④然后过Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ点作AA’走向平行线，如ⅡⅡ’，Ⅲ Ⅲ’等线，则各平行线间距离a即放线距。

3、作图方法步骤

1）过A点作该点岩层走向线，其高程即为A点的标高，再按放线距沿倾向依次画出一系列不同高程的走向线，注明各自的标高。

2）然后，分别定出各相同高程的走向线和地形等高线之交点，把这些交点依次用平滑的曲线连接起来，即该岩层界面的地质界线。

注意，在联线通过山脊或沟谷处时，应联V字形转折。往往在转折端不一定有交点，为准确画出转折端，可用插入法作辅助等高线和相应的走向线。

三、作业

注意：由于K和Pt不整合接触，上下产状不一致，前者为168°<10°，后者为20°<27°，应分别作各自的放线距，并先绘出不整合面，即作下层面界线。

实习五

读褶皱区地质图

一、目的要求

1、初步掌握阅读褶皱地区地质图的方法步骤

2、学习从地质图上认识和分析褶皱的形态，组合特征及形成时代

二、说明

与一般读地质图的方法一样，首先了解地层层序，接触关系浏览一下地质图，概略地认识图区新老地层的分布和延展情况，了解其地貌特征，并结合比例尺分析露头形态和出露宽度的影响。

从地质图上认识褶皱，先看地层分布是否对称重复出现特征，并结合新老关系，确定背、向斜，其次根据两翼产状，轴面产状，枢纽产状，分析褶皱的形态特征和组合特征。

（一）单个褶皱的认识和分析

1、区分背、向斜；

2、确定两翼产状，①已标出的产状，②地形平坦，根据露头宽度；

3、倒转翼的确定；

4、判断轴面产状，①赤平投影，②地质图上判断；

5、枢纽和轴迹的确定； ①地形平坦，两翼倾角变化不时，取最大弯曲点的连线；

②轴面中等倾斜或缓倾斜的倾伏褶皱，或地形起伏情况，在大、中比例尺地质图上，褶皱岩层弯曲转折端点的联线既不代表枢纽倾伏方向，也不一定是轴迹，需综合两翼产状，岩层界分布形态与地层产状和地形的关系等方面资料，才能获得对褶皱的正确认识。根据赤平投影方法或几何作图法确定的枢纽和轴面产状是可靠的方法； ③在倒转褶皱中，岩层呈直立处的岩层走向的一端反映了枢纽的倾伏方向，其走向与枢纽方向呈直交处的岩层倾角等于枢纽倾伏角。

6、转折端形态认识

7、褶皱形态的描述

①名称—地名+褶皱类型 ②地理位置及构造部位 ③分布延伸情况

④核部位置及地层组成 ⑤两翼产状及转折形态 ⑥轴面及枢纽产状 ⑦次级褶皱分布特征

⑧后期断层和侵入岩体破坏情况，与矿产控制关系

（二）褶皱组合型式的认识

根据同一构造层诸褶皱的轴迹在平面上和剖面上的组合排列特征确定。如平行式、雁列式、穹盆式、隔档式、隔槽式、复背斜、复向斜等。

（三）确定褶皱形成时代

根据地层间的角度不整合面来确定：其原则是不整面以下的褶皱形成于不整合以下最新的岩层之后，不整合以上最老的岩层之前。

三、作业

实习六

绘制褶皱地区剖面图

一、目的要求

学会在褶皱区地质图上绘制图切割面图（铅直剖面图和横截面图）的方法

二、说明

褶皱构造图切剖面图有两种：

1、铅直剖面，横切褶皱枢纽方向的剖面，反映水平面（图面）和垂直剖面上的褶皱特征，适用于各种比例尺地质图。

2、横截面图或正交剖面图，大比例尺，构造变形强烈，枢纽倾伏角较大的褶皱区。

（一）铅直剖面图的绘制

绘制步骤：（边绘图边讲解）

1、分析图区褶皱特征及地形，注意地层界线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？如果是次级褶皱，在剖面图上应反映出来；

2、选定剖面位置并绘在地质图上，原则是垂直褶皱轴迹且尽可能通过全区主要褶皱构造；

3、绘制地形剖面；

4、在剖面线上和地形剖面上标出背斜，向斜的位置，“∡”背斜，“V”向斜，对于剖面附近可能隐伏的次级褶皱的轴迹去应延伸至剖面上来。

5、绘出褶皱形态 注意：

①切过不整合面时，应先绘制不整合面以上的地层界线和构造，然后绘制不整合面以下的地层和构造；被不整合面所掩盖的地层和构造，可顺其延伸趋势延至剖面线上，再投影到不整合面上，从此点绘出不整合面以上的地层界线和构造。

②有断裂，先绘出断裂，后绘制断裂两盘的岩层，岩体岩脉亦如此。

③绘褶皱构造时，先绘褶皱核部地层，后绘两翼地层，并注意表现出次级褶皱。④剖面线与地层走向垂直时地层倾角画真倾角，斜交时，画视倾角。⑤褶皱同一翼的相邻岩层的倾角相差较大时，又非断裂或不整合关系，只是岩层局部倾角变缓，变陡造成的，可按两翼同一岩层基本不变的前提，可将岩层倾角在地表按实测绘制，向深处加以修正，使之逐渐与主要协调一致。⑥恢复褶皱转折端形态

●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伏端的形态基本一致。●根据纽构倾伏角作纵切面，求出剖面处核部地层枢纽的埋深，然后结合两翼产状及枢纽位置成圆弧。

（二）褶皱横截面图的绘制方法

原理；顺着褶皱枢纽倾伏方向侧瞰，产生缩短视线的效应。“侧瞰构造”效应。

方法：正投影绘制，要求褶皱形态完整，枢纽产状良好，当枢纽有变化时，应分段作图。步骤：

1、在地质图上画等间距方格，纵坐标线平行枢纽β倾伏方向，横坐标线垂直枢纽β倾伏方向。

2、作横截面图上的网格，横截面图⊥纵坐标，基线与横坐标平行等长。纵坐标间距保持不变，原大，垂直褶皱枢纽β的横坐标间距等于

h’=h.sinθ（h-原坐标间距，θ-枢纽倾伏角）或作图求出h’。画横截面网格。

3、将平面图上的岩层界线，按坐标网相应位置绘到横截面图上的坐标网格的相应位置，根据平面图连接相邻点即成。

实习七

编制和分析节理玫瑰花图

一、目的要求

1、整理节理资料和绘制节理玫瑰花图。

2、分析节理玫瑰花图反映的构造意义。

二、说明

（一）绘制节理走玫瑰花图的方法

1、资料的整理，将野外测理和节理走向，换算成北东和北西方向，按其走向方位角的一定间隔分组。分组间隔大小依作图要求及地质情况而定，一般采用5°或10°为一间隔，如分成0°-9°、10°-19°„„。习惯上把0°归入0°-9°内，10°归入10°-19°组内，以此类推。然后统计每组的节理数目，计划处每组节理平均走向，如0°-9°组内，有走向为6°、5°、4°三条节理，则其平均走向为5°。把统计整理好的数值填入表中（如表2）。

2、确定作图比例尺

根据作图的大小和各组节理数目，选取一定长度的线段代表一条节理，然后以等于或稍大于按比例尺表示的，数目最多的那一组节理的线段的长度为半径，作半圆，过圆心作南北线及东西线，在圆周上标明方位角（图23）。

3、找点连线

从0°-9°一组开始，按各组平均走向方位角在半圆周上作一记号，再从圆心向圆周上该点的半径方向，按该组节理数目和所定比例尺定出一点，此点即代表该组节理平均走向和节理数目。各组的点子确定后，顺次将相邻组的点连线。如其中某组节理为零，则连线回到圆心，然后再从圆心引出与下一组相连。

4、写上图名和比例尺

（二）绘制节理倾向玫瑰花图的方法 按节理倾向方位角分组，求出各组节理的平均倾向和节理数目，用圆周方位代表节理的平均倾向，用半径长度代表节理条数，作法与节理走向玫瑰花图相同，只不过用的是整圆

（三）绘制节理倾角玫瑰花图的方法 按上述节理倾向方位角的组，求出每组的平均倾角，然后用节理的平均倾向和平均倾角作图，圆半径长度代表倾角,由圆心至圆周从0°-90°,找点和连线方法与倾向玫瑰花图相同.倾向、倾角玫瑰花图一般重叠画在一张图上。作图时，在平均倾向线上，可沿半径按比例找出代表节理数和平均倾角的点，将各点连成折线即得。图上用不同颜色或线条加以区别（图24）。

（四）节理玫瑰花图的分析

玫瑰花图是节理统计方式之一，作法简便，形象醒目，比较清楚地反映出主要节理的方向，有助于分析区域构造。最常用的是节理走向玫瑰花图。

分析分理玫瑰花图，应与区域地质构造结合起来。因此，常把节理玫瑰花图，按测点位置标绘在地质图上（图25）。这样就清楚反映出不同构造部位的节理与构造（如褶皱和断层）的关系。综合分析不同构造部位节理玫瑰花图的特征，就能得出局部应力状况，甚至可以大致确定主应力轴的性质和方向。

走向节理玫瑰花图多应用节理产状比较陡峻的情况，而倾向和倾角玫瑰花图多用于节理产状变化较大的情况。

三、作业

表2是将表3的天平山8号观测点的节理测量资料按方位间隔加以整理的结果，对其中尚未统计整理的，应补充整理填入表2中，然后根据整理后的表2中的节理资料作节理走向玫瑰花图。

实习八

编制节理极点图和等密图

一、目的要求

编制和分析节理极点图和等密图。

二、说明

（一）节理极点图的编制

节理极点图通常是在施密特图上编制的，网的圆周方位表示倾向，由0°-360°，半径方向表示倾角，由圆心到圆周为0°-90°。作图时，把透明纸蒙在网上，标明北方，当确定某一节理倾向后，再转动透明纸至东西向或南北向直径上，依其倾角定点，该点称极点，即代表这条节理的产状。为避免投点时转动透明纸，可用与施密持网投影原理相同的极等面积投影网（赖特网）（图26）。网中放射线表示倾向（0°-360°）。同心圈表示倾角（由圆心到圆周为0°-90°）。作圆时，用透明纸蒙在该网上，投影出相应的极点。如一节理产状为NE20°<70°，则以北为0°，顺时针数20°即倾向，再由圆心到圆周数70°（即倾角）定点，为节理法线的投影，该点就代表这条节理的产状（图26a点）。若产状相同的节理有数条，则在点旁注明条数（图26b点）。把观测点上的节理部分投成极点，即成为该观测点的节理极点图。

有时，为了区分不同力学性质、不同规模、不同矿化的节理与褶皱、断层的关系，可分别作图。

（二）节理等密图的编制

等密图是在极点图的基础上编制的。其编制步骤如下：

1、在透明纸极点图上作方格网（或在透明纸极点图下垫一张方格纸），平行E-W、S-N线，间距等于大圆半径的1/10（图27）。

2、用密度计统计节理数（1）工具

中心密度计是中间有一小圆的四方形胶板，小圆半径是大圆半径的十分之一；边缘密度计是两端有两个小圆的长条胶板，小圆半径也是大圆半径的十分之一，两个小圆圆心连线，其长度等大圆直径，中间有一条纵向窄缝，便于转动和来回移动（图27）。（2）统计

先用中心密度计从左到右，由上到下，顺次统计小圆内的节理数（极点数），并注在每一方格“十”中心，即小圆中心上；边缘密度计统计圆周附近残缺小圆内的节理数，将两端加起来（正好是小圆面积内极点数），记在有“十”中心的那一个残缺小圆内，小圆圆心不能与“十”中心重合时，可沿窄缝稍作移动和转动。如果两小圆中心均在圆周，则在圆周的两个圆心上都记上相加的节理数。

有时，可根据节理产状特征，只统计密集部位极点，稀疏零散极点可不进行统计。（3）连线

统计后，大圆内每一小方格“十”中心上都注上了节理数目，把数目相同的点连成曲线（方法与连等高线一样），即成节理等值线图（图28）。一般是用节理的百分比来表示，即小圆面积内的节理数，与大圆面积内的节理总数换算成百分比。因小圆面积是大圆面积的百分之一，其节理数变成比例。如大圆内的节理数为六十条，某一小圆内的节理数为六条，则该小圆内的节理比值相当于百分之一。

在连等值线时，应注意圆周上的等值线，两端具有对称性（图29）。

（4）整饰

为了图件醒目清晰，在相邻等值线（等密线）间着以颜色或画以线条花纹，写上图名、图例和方位（图30）。

（三）分析

图30是根据400条节理编制的等密图。等值线间距为百分之一，图上可清楚地看出有两组节理：第1组走向NE60°，倾角直立；2组走向SE120°，倾角直立；1组与2且构成“X”其轭节理系。然后进一步结合节理所处的构造部位，分析节理与有关构造之间的关系及其形成时的应力状态。

节理等密图的优点是表现比较全面，节理的倾向、倾角和数目都能得到反映。尤其反映出节理的优势方位，缺点是作图工作量较大。

三、作业

根据表4节理测定的产状资料（共100个节理），用极等面积投影间编制节理极点图，进而编制节理等密图。测点处岩层产状为NE25°<69°。

实习九

读断层地区地质图并求断层产状及断距

一、目的要求

1、学会在地质图上分析断层

2、在地质图上求断层产状及断层断距

二、说明

（一）断层发育区地质特征的概略分析

1、地层出露特征，建立层序

2、判别不整合的时代

3、研究新老地层分布产状

4、确定区内褶皱形态及断层发育情况

（二）断层性质的分析

1、产状的确定

2、两盘相对运动方向确定

1）走向（纵向）断层，上升盘老，下降盘新，但当断层倾向与岩层倾向一致，且断层倾角小于岩层倾角，或地层倒转时，则上升盘为新地层

2）横向或倾向正（或逆）断层切过褶皱时，根据背向斜核部宽窄变化，来判断两盘运动方向

3）倾斜岩层或斜歪褶皱被横断层切断时，正、逆断层，平移断层都可以是导致岩层和褶皱轴线的错开的要综合考虑其它因素，确定其相对运动方向。岩层界线向该岩层倾向方向移动的一盘为相对上升盘，若是褶皱，则向轴面倾斜方向移动的一盘为上升盘。

产状和位移方向确定后，断层的性质就确定了。

（三）断距的测定（hg）

1、铅直地层断距的确定

断层任一盘上某一层某高程的走向线，延长穿过断层另一盘同一层面相交，此交点的标高与走向线之间标高之差即是hg.2、水平断距的测定（hf）

断层两盘，同一层面的等高两走向线之间的垂直距离，即是hf

3、地层断距（ho）

利用公式 ho=hg.cos 或 ho=hfcosα，计算而得

上述断距的测定，是以岩层错断后，两盘产状不变化前提条件的，即断层面未发生旋转。

四、断层时代的确定

五、断层的描述 作业

实习十 分析褶皱断层地区地质图并作剖面图

一、目的要求

综合阅读和分析褶皱和断层共同发育区地质图

二、说明

这次实习是在褶皱、断层单项读图的基础上，分析褶皱与断裂共同发青区的构造特点和组合规律，其基本方法是先分析各类构造的形态特征，然后找出它们在时空上的关系，进而分析它们的成因上的内在联系。分析松岭峪地质：

1、地层及接触关系

2、褶皱

Z构造层：褶皱为近EW花边状褶皱岩体破坏。

∈1-O1构造层：为NW延伸的以O1核部，∈2+3，∈1为两翼的倒转倾伏向斜褶皱，NE翼正常，倾向SW倾角50°-65°，SW翼倒转，倾向SW，倾角60°-65°，向南东端扬起，且SW翼被F2断裂破坏不完全。D1-T1构造层：

1、彩云—羊山背斜，核为D1，两翼为C1-T1，枢纽起伏，NW、SE倾伏；

2、香溪向斜，NW向走向，核部为T1，两翼为C2，C1，D2，直立水平褶皱。

3、松岭短轴背斜 E1-E2构造层:

1、红石向斜盆地

2、云岭山向斜

E3-N构造层:近水平。

三、断层

1、F4，最早，被早期υ破坏

2、F3，早期与F4同时，后期花岗岩活动，沿断裂侵入

3、F2，在O1-D2形成

4、F1，逆断层E-T1之间形成，被金沟花岗岩破坏

5、F5，在E-T1之间形成

横断层与斜断层与褶皱同期形成。

四、岩浆岩

①υ岩体侵入（Z-∈1）②γδ岩体侵入在 E-T1之间 ③γ可能在T1后侵入 ④

岩脉最晚

极射赤平投影在构造地质学中的应用 §1 极射赤平投影的基本原理

一、投影要素

1、投影球—以任意长为半径的球，球面即球表面

2、赤平面—过投影球球心的水平面

3、基圆—赤平面与球面相交的大圆，或称赤平大圆 凡过球心的平面与球面相交的大圆，统称为大圆，不过球心的一球面与球面相交所成的圆统称小圆。

4、极射点—球上两极发射点，分上半球投影和下球投影。

二、平面和直线的投影的解析

（一）平面投影

1、过球心的平面投影 任何一个过球心的无限伸展的平面（岩层面、断层面、节理面或轴面等），必然于球面相交成球面大圆，球面大圆与极射点的连线必然穿过赤平面，在赤平面上这些穿透点的连线即为该平面的相应大圆的赤平投影，简称大圆弧。1）直立大圆（平面）——为基圆直径 2）水平大圆（平面）——为基圆本身

3）倾斜大圆（平面）——以基圆直径为弧的大圆弧 性质：球面大圆投影后在赤平面上仍为一个圆。

2、不过球心的平面投影

不过球心的平面与球面相交成直径小于球直径的小圆、球面小圆投影仍为一个小圆。1）直立小圆（平面）——部分为基圆内一条弧，部位为基圆外一条弧 2）水平小圆（平面）——为基圆的同心圆 3）倾斜小圆（平面）①全部位于圆基内的小圆

②部位于基圆内，部分在基圆外 ③全部在基圆外

性质：1）球面大圆或球面小圆投影在赤平面仍为一个圆

2）半径角距相等的球面小圆（即面积相等的小圆），其投影小圆面积不等，近基圆圆心处，远离圆在大。

3）任何过极射点（P）的球面大圆或小圆其赤平投影均为一条直线。

4）球面大圆或小圆在赤平面上的投影圆的圆心（R’）与作图圆心（C）是不重合的；只有水平球面大圆和水平球面小圆投影后，投影圆心（R’）作图圆心（C）与基圆的圆心O点重合，并且投影圆的圆心（R’）与基圆圆心（O）愈远，R’与C分离愈大。

（二）直线投影

过球心的直线无限延伸心交于球面两点，称极点。

1、铅直线投影点为基圆圆心

2、水平线投影点为基圆直径的两个端点

3、倾斜线股影点，一个在基圆内，另一个在基圆外，称对距点，其角距为180°

三、投影网：吴尔福网和施密特网

（一）吴氏网的结构及成因原理 吴氏网的结构：基圆、径几大圆弧、纬向小圆弧、东西、南北经纬线，间距2°，误差±0.5°

1、基圆，赤平大圆，代表水平面，0°-360°方位角刻度

2、经向大圆弧，由一系列走向SN的，向东或西倾斜，倾角不同（0°-90°），间隔2°的投影大圆弧（代表倾斜平面）组成。

3、纬向小圆，为一系列走向东西、直立小圆的投影小圆弧组成。

（二）吴氏网和施氏网的主要区别

吴氏网上，面积大小相等小圆，投影后成面积不等的小圆。

施氏网上，面积相等的球面小圆，投影后成加级曲线，面积等于球面小球面积二分之一。一般求面、线的角距用吴氏网；而研究面、线群统计（极点图和等表图）用施氏网。

为了便于大量的极点投影，采用同心圆（水平小圆）和放射线（直立大圆）相成极等角度网和极等面积网（赖特网）投点。投射线表示化石向方位同心圆表示倾角。§2 赤平投影网的使用方法

一般步骤：①画“+”中心，②标出E、S、W、N方位（顺钟向）

一、平面的赤平投影

步骤：

1、基圆顺钟找倾向；

2、东西直径定倾角（由圆周向圆心数）；

3、径向圆弧以平面。

二、直线的投影（步骤同1、2即可）

三、法线的投影，关键理解和面垂直，倾向相反，倾角互余。作业：P15，练习题1、2 补充

3、已经线理产状（倾伏向和倾伏角）①150°<26°，②250°<50°，③330°<78°，④42°<10°。试用吴氏网求出投影点。

§2 四——九

P8-10和§3，二P15-16学生自学

注意：①复习线状构造产状要素，倾伏向和倾伏角及侧伏角 ②两平面间平角与平面之两法线间夹角之关系为互补关系 作业：

1、四——九共6个例题作为学习题

2、P16 练习题3，4，5

十、求一平面（或直线）绕一水平轴旋转后的产状

1、预备知识

①水平轴与基圆的直径一致：其旋转轨迹就相对于把要旋转的点（直线或面的法线的投影）沿某一纬度旋转，角度在纬度上定，旋转方向，根据已知条件定，一平面绕轴旋转，产状变化，走向与轴平行时则倾向或一致或相反。②纬向小圆弧的构造是旋转板平的双圆锥，其锥度为直立小圆；下半部圆锥面的产状与上半部圆锥的拉互关系。

2、例：一平面AB产状130°<50°，（RCD）走向60逆时针水平沿走向旋转30° 作法：①作出AB平面投影，RCD st.60° ②转动RCD与N.S重合

③将AB弧上任意点反钟向（向SE方向）旋30°，得新点，连接新点即在。注意有的点不够30°，要到外对焦去数。

3、用面的法线旋转

十一、求一平面（或直线）绕一倾斜轴旋后的产状

有间接法和直接法这分。均很繁琐。仅介绍前者，分二步：①高倾斜轴为水平轴。②按十法旋转再要原。

例：平面160°<40°，绕倾斜轴R（30°<30°），顺时针旋转120°，求该平面旋转后的产状。

方法：①作平面P和R的投影

②将R沿纬向弧转成水平轴至基圆上R’，P同步沿所在纬向弧运移到P1 ③将R’转到SN径上，P1绕R’转120°（顺钟向），P2-P3 ④R’复原到R，P3同步运移到P4，P4点即是

十二、求作小圆，已知小圆投影圆心及其角距

例：一小圆投影圆心（相当旋转轴）产状10°<70°，小圆半径角距55°（相当于旋转轴与一直线夹角），求投影小圆（相当于求该直线绕旋转一圈的圆锥体的度面。方法：

①作投影圆心R（10°<70°），并转到EW或SN径上，也可以在R的某大圆弧上取55°的角距半径。

②使R落在直径线上，以小圆角距的线长度为直径作小圆，即成。

③若已知R和小圆圆周上一点A，同法可作小圆。方法是大圆弧上量RA角距，使R转至直径上，以R为准，分别量RA角距，得直径角距，即可得小圆。

十三、求作小圆，已知小圆投影圆心（R）方位及其圆周上两点

例：已知小圆圆心R的方位290°，小圆周上两点A、B，求作小圆及其投影圆心R的产状。1）作A、B及290°方向线

2）作AB两点的垂直平分线与290°方向线交于C点，C点即为小圆O的作圆中心 3）以C为圆心，CA=CB 为半径作圆，而且小圆与290°方向线相交得小圆直径角距 4）在位于EW直径上的290°方向线上，找小圆投影圆心R，即取角距的一半的点。

十四、求小圆圆周上两点之间的弧度

例：见作法十三及图1-21，已求得小圆及小圆圆周上AB弧。其弧度量法：

1）直接法：即作与R⊥的大圆弧GMH，再过RA及RB分别作大圆弧，交GMH为A′、B′，同前沿线度移至A′、B′，延长R′A、OA′、OB′、R′B′至基圆周A〞B〞，OA〞,OB〞直线圆心角即得

3）注意A、B间的弧度有三个，θ或360-θ

十五、求两小圆在同一大圆上同步旋转后的产状

便：两小圆投影圆心R1，R2，半径角距为θ1，θ2，求两小圆同前转至水平时的小圆转特。方法：

1）据方法二、十二作R1，R2及小圆

2）使R1、R2位于同一大弧上，并以R1、R2大圆弧的走向线为轴，并将轴转到，SN径上，把R1、R2沿所在纬向弧同前转到水平状态，则R1、R2变为R1，R2 3）分别将R1和R2转到SN径上，以R1和R2为圆心，θ1和θ2为半径角度，描出两小圆。

4）指北标志转回到N。

十六、过通过三点A、B、C作一小圆及投影圆心（R）

作法：1）连接AB、BC分别作中垂线交于C’点，以C’为圆心，C’A、C’B、C’C为半径画圆即为小圆。

2）把C’移到EW径上，取FC’D的角距中点R，为投影圆心 练习，P28，23、25、29

第三篇：构造地质学总结

走向：某一倾斜构造面和任一水平面的交线成为走向线，走想想所指的地理方位角，成为走向。

倾向：在构造面上，沿倾斜面引出垂直走想想的直线，称倾斜线，倾斜线在水平面上的投影线向下倾斜一段的方位角，成为倾向。

倾角：构造面上的倾斜线与其在水平面上投影线之间的夹角，称倾角或真倾角。

水平岩层的特征

1、地质时代较新的岩层位于较老岩层之上。

2、水平岩层的地质界线随着地形等高线的弯曲而弯曲。

3、水平岩层的厚度等于岩层顶面和地面的标高差。

4、水平岩层上、下层面出露界线之间的水平距离（露头宽度）的变化受岩层厚度和地面坡

度的影响。

倾斜岩层的特征：

1、倾斜岩层在野外和地形图上呈条带状分布，切割地形等高线。

2、在没有发生倒转的前提下，顺着岩层的倾向，岩层的时代由老到新排列。

3、横穿沟谷的岩层倾角越大，岩层的条带越接近直线状，若岩层的倾角越小，则岩层越弯

曲。

简述V字形法则：

岩层的露头界线是指岩层露头在空间上的分布状态。岩层的露头分布形态受岩层的产状和地形两者关系的影响，也就是倾斜岩层地址界线与地形等高线相交处展现V字形，故又称V字形法则。当岩层的倾向与地面的坡向相反时，岩层的界线与地形等高线的弯曲方向相同，即“相反相同”；当岩层的倾向与地面的坡向相同时，有两种情况，一是当岩层倾角大于地面的坡度角时，岩层的露头界线与地形等高线呈相反方向弯曲，即“同大相反”，二是当岩层倾角小于地面坡度角时，岩层界线与地形等高线的弯曲方向相同，即“同小相同”。

角度不整合接触：

角度不整合接触简称不整合，又叫斜交不整合。一组较新地层呈角度解除覆盖在不同时代较老地层之上，它们之间有明显的古风化剥蚀面，这种地层解除关系称角度不整合。角度不整合可简单表示为：沉积盆地下降接受沉积→在地壳运动的影响下发生褶皱、断裂，往往有岩浆作用和变质作用相伴生，同时隆起上升遭受风华剥蚀→再下降接受新的沉积。

第四篇：构造地质学专业

构造地质学专业

硕士研究生培养方案

一、培养目标

构造地质学学科是地球科学领域中的基础学科，培养的硕士研究生应在德、智、体诸方面全面发展，具有创业精神和创新能力、从事科学研究、工程技术及管理的高级专门人才，以适应社会主义现代化建设的需要。具体要求如下：

1、努力学习马列主义、毛泽东思想和邓小平理论，拥护中国共产党，拥护社会主义，具有较高的综合素质，遵纪守法，品行端正，作风正派，服从组织分配，愿为社会主义经济建设服务。

2、在本门学科内掌握坚实的地质基础理论、系统的构造地质学知识和野外室内工作方法；必要的实验技能和较熟练运用计算机的能力；了解本学科专业发展现状和动向；掌握一门外国语，能熟练地进行专业阅读并能撰写论文摘要；具有从事本学科领域内科学研究、大学教学或独立担负专门技术工作的能力，具有较强的综合能力，包括创新能力、分析问题与解决问题的能力、语言表达能力及写作能力，具有实事求是，严谨的科学作风。

3、坚持体育锻炼，具有健康的体魄。

二、学习年限

硕士研究生的学习年限为3年，课程学习和学位论文的时间各占一半。硕士生应在规定学习期限内完成培养计划要求的课程学习和学位论文工作。

三、研究方向

本学科设置下列3个研究方向：

1、石油构造分析

2、变形分析与应用构造

3、板块构造与沉积盆地

四、课程设置

课程设置包括学位课、非学位课和实践环节，课程总学分为35或以上。学位课为必修课，含公共课、专业基础课，学分不低于21学分；非学位课不低于12学分；实践环节为必修课，含学术活动、专业实践、社会实践和教学实践，学分为2学分。

（一）学位课8门（共21学分）

（1）公共学位课3门，10学分

5包括自然辩证法、科学社会主义理论与实践和第一外国语。（2）专业学位课5门，11学分

本学科点的专业学位课包括地质统计学、面向对象程序设计、数理统计与随机过程、含油气盆地分析、石油勘探构造分析。

（二）非学位课6门（12学分）

非学位课由指导教师和研究生根据专业培养方案的要求，根据研究方向的需要，以及研究生原有的基础和特长，爱好共同确定，给研究生留有充分的选修灵活性，鼓励研究生跨学科、跨专业选修课程，至少2学分，以拓宽研究生知识面，培养他们的适应能力，但所选课程学分不低于12学分。

在导师指导下研究生应阅读60篇以上的中、外文文献资料，且外文资料比例应占三分之一以上，并做到有检查，有考核。

（三）补修本科生课程

这类课程设置主要是以同等学历或跨学科、专业录取的硕士生，除完成培养方案规定的学位课、非学位课外，还应补修该专业本科阶段的主干课程3～5门，如不修完规定的本科课程，不能进入硕士生论文撰写及答辩。

（四）实践环节

硕士生应参加一定数量的学术活动，考核合格者记1学分。其中，必须在院（系）及以上级别学术会议上至少做一次学术报告，每次0.5学分，参加院（系）及以上级别学术会议，每次0.1学分。另外，还应从其它实践环节中至少选1个实践环节, 考核合格后取得学分。研究生实践环节由导师和系主任负责安排、指导、检查与考核，研究生学院审核确认。

（五）野外地质调查

地质类专业研究生应当十分重视野外地质调查及第一性地质资料的收集，这不仅是论文工作所必需，也是培养和提高研究生野外实际工作能力的重要环节。野外地质调查主要结合自己的硕士论文进行，参加有野外地质和油田现场地质资料收集的科研项目，要求全面掌握野外地质调查与综合分析的方法。

本专业课程设置见附表。

五、培养方式

1、导师应根据培养方案的要求和因材施教的原则，从每个研究生的具体情况出发，在研究生入学后三个月内制定出研究生的培养计划。

2、对研究生的培养采取课程学习和论文工作相结合的方式，既要使研究生深入掌握基础理论和专门知识，又要使研究生掌握科学研究的基本方法和技能，具有从事科学研究的76

能力。整个培养过程应贯彻理论联系实际的方针。

3、在指导上采取导师负责或者与指导小组集体培养相结合的方法。

4、研究生的学习应强调学位课以听课为主，统一考试；选修课可以采取考试、写读书报告的形式完成。教师的作用在于启发他们深入思考与正确判断，培养独立分析问题和解决问题的能力。

5、加强硕士研究生的思想政治工作和道德品质的教育，要求硕士研究生认真参加政治理论课和时事政策的学习，积极参加公益劳动。

六、中期筛选

对攻读硕士研究生实行中期筛选分流制，是提高研究生培养质量的一项重要措施。所谓“筛选分流”是选拔优秀，促进多数，淘汰个别的一种鞭策机制。研究生的素质应从品德、学识、能力三个方面来衡量，通过中期筛选对研究生进行一次全面的政治思想教育和培养目标教育。

七、学位论文

论文工作是培养硕士生掌握科学研究方法，使其具有科学研究能力的重要环节。为保证硕士生论文质量，硕士生在学期间必须在公开刊物上至少发表1篇学术论文。文章应以长江大学为第一署名单位，硕士生本人为第一作者或其导师排序第1，硕士生排序第2。硕士研究生的毕业论文强调在导师的指导下，由研究生独立完成，其主要数据、图件基本上是研究生自己采集、编制。采用他人成果需标注，且其数量要严格控制。要培养研究生独立思考，敢于创新的精神，充分发挥研究生的主观能动性，硕士生在论文开始前要进行文献阅读和综述，进行生产实际的调查研究，积极参加院内外有关学术活动，参加学术活动次数不少于5次，并用中、英文作学术报告各1次，硕士生最迟在第三学期末第四学期初进行学位论文的开题报告，并在一定范围内（课题组或系）报告，广泛听取意见，经指导教师同意和系审定确认后，制定论文工作计划，开展科学研究。论文的选题要贯彻“三个面向”的方针，选题必须对国民经济有意义或在学术上有一定意义或价值。

研究生在修完规定的学分和撰写完学位论文后，可按《中华人民共和国学位条例暂行实施办法》和学校有关规定组织论文答辩。通过答辩者，准予毕业并由学校学位评定委员会批准，授予硕士学位。

附表：

构造地质学专业硕士研究生课程设置一览表

第五篇：构造地质学教案

《构造地质学》教案

第七章

断

层（10-14）

一、本章安排

 共授课5次，计10学时。分别为：断层概论、伸展构造、逆冲推覆构造、平移断层、韧性断层

 实习课

 每堂课首先讨论、复习前面已经涉及的与应力、应变、变形有关的概念；然后作本节课程主要内容介绍，最后小结并布置思考讨论题

二、本章主要内容、要点

1、主要内容

断层的形成机制//断层岩//断层识别//伸展构造及重力滑动构造//剥离断层与变质核杂岩体//逆冲推覆构造//推覆与滑覆的对比和鉴别//走滑断层//拉分盆地//花状构造//韧性剪切带及剪切动向的判别

2、本章要点

断层的形成机制（Anderson模式, Hafner模式）断层的识别标志

伸展构造的概念和伸展构造的类型

剥离断层、变质核杂岩、重力滑动构造的构造特征和构造组合 逆冲推覆构造的几何结构：相关名词及几何图形 推覆构造与滑覆构造的对比和鉴别

走向滑动断层的内部应力状态（外部作用力和内部应力状态的关系和区别）

走向滑动断层的伴生褶皱和相关构造 拉分盆地、花状构造的基本概念 韧性剪切带的几何特征和构造特征

糜棱岩的形成机制、糜棱岩系列及其分类、糜棱岩的识别

三、授课内容 第一节 断层概论



（一）概述 断层的定义 研究断层的意义  几何要素和位移 断层几何要素

断层面／带／线（形态）断盘 位移 直移／旋转

滑距（在断层面上，实际滑移距离）总滑距 走向滑距 倾斜滑距 水平滑距－总滑距在水平面投影 断距  断层分类

方案涉及到：①地质背景

②运动方式

③力学机制

④各种几何关系 与有关构造几何关系

 与岩层走向的关系

１．走向断层、２．倾向断层、３．斜向断层、４．顺层断层

 与褶轴／区域构造线关系 １．纵、２．横、３．斜 两盘相对运动

 正

 逆——逆冲，<３０°，>５ＫＭ 构造窗／飞来峰（１２－５）平移

 组合命名：平移－正断层；逆－平移断层  枢纽断层（１２－６）

（二）断层形成机制  断层形成机制涉及到： ①破裂的发生和断层的形成 ②断层作用与应力状态 ③岩石力性

④断层作用与形成环境的物理状态  断层的形成作用

据电镜观察，羽状微裂隙多为张性。——联合成断面，当σσ３>阻力时发生宏观滑动 扩容试验

Ｓan Address Ft.应力释放与地震  断层形成的应力状态 Anderson model Hafner model 浅层非均质，先存软弱面

（三）断层岩  碎裂岩

断层角砾岩 >2mm；注意与其它角砾岩的区分

１－碎粒岩 0.1-2mm 碎粉岩 >0.1mm 玻化岩 断层泥（Tab.12－１） 摩棱岩 基本特征

 粒度变小

 Enhanced foliation & lineation  在强应变带内产出

 塑性流变现象：Ｑ－ribbon，矩形晶、锯齿状亚晶、动态重晶粒、核幔结构

 残斑（Ｐl）——碎裂或波状消光，机械双晶 摩棱岩类型（Tab１６－１）

（四）断层效应（简述）仅讨论地层关系变化和视错动 

1、走向断层引起的缺失、重复

正断层

逆断层（Tab１２－２），由二个变量可确定第三个 

2、横向断层引起的效应 

（五）断层的识别 

1、地貌标志

断层//三角面（１２－２３）//山脊错断//盆岭边界－切局部山脉走向//串珠湖泊洼地（１２－２４）//带状泉水//水系－河流急转 

2、构造标志

地质界线中断（１２－２５）

构造强化：产状突变（吴家坪）//节理带//劈理带//小褶皱//挤压破碎//擦痕//构造透镜体（张口子）

断层岩 

3、地层标志

重复／缺失——见“效应”一节 

4、岩浆、矿化

沙沟花岗岩和矿化、（卡林型）金矿——双王、马鞍桥、于坪硅化、蚀变、热液活动 放射／环状岩墙 

5、岩相和厚度标志 

（六）断层的观测

产状、相对运动、性质、规模、组合



1、产状确定 “Ｖ”字型、三点法 利用伴生／派生小构造

 剪节理、劈理带、揉皱、构造岩面理、构造透镜体 注意产状变化 

2、二盘动向

 脉动性、反复活动、反向运动——现代活动断层在一定时期内相对稳定。

地层新老关系

 纵向断层，横向断层（切背、向斜）牵引（１２－２９），逆牵引（见后述同沉积断层）擦痕, 阶步（１２－３０）羽状节理

侧旁小褶皱（１２－３３Ｄ）角砾岩（１２－３４）

ＸＹ与断层所夹锐角示对盘运动方向（角砾近于构造透镜）

3、断层规模 长度、深度

中小型断层——标志层／作图、定断距 大型断层——标志层／平衡剖面，查位移 

（七）断层作用时间性

涉及①形成和活动时间；②长期活动  活动时代的确定 与褶皱的关系、规律性 不整合（地层、岩体）岩墙——同位素年龄（沙沟）同沉积断层、地层（见后） 大断层长期活动分析 岩相厚度控制

不同时代错距不一致（平移）岩浆活动、矿化多期性  同沉积断层

原合编教材（１２－３５）

第二节 伸展构造及重力滑动构造

 重要性

 “开”与“合” 

（一）伸展构造类型 （1）地堑、地叠（１３－１）

（2）①阶梯状断层；②箕状构造；③盆岭构造 ①（１３－２）一般均有旋转 ②箕状——半地堑

单个或多个，与阶梯状相似，但规模大，主干断层一般为同沉积 华东、山东济阳（１３－３）③盆岭——地貌单元 不对称纵列单面山 （3）大型断陷盆地

区域性沉陷，菱列、带状、等轴、华北、松辽、江汉盆地 （4）裂谷 rift(valley) continental rift  Inter-continent rift  oceanic rift  Wilson circle 裂谷特征：

 地堑系、隆起轴部、岩石圈伸展  沉积作用

 磨拉石

 蒸发岩和红层  熔岩  碎屑岩

 浅源地震、火山

 负重力异常，或负背景上的正异常  负磁异常

 边界平行于重力梯度带（及磁异常带） 热流高  岩浆岩

 大陆溢流（ＴＨ，碱性玄武岩或双峰系列火山岩；或碱性玄武岩-响岩或粗面岩层）

 深部结构、幔涌、壳薄、裂谷垫（异常地幔，波速低）（4）剥离断层（第三节专题论述）盖层与基层之间

剥离断层上盘位正断层组合 

（二）伸展构造模式

 据伸展构造形成时的应力状态 纯剪－地堑、裂谷

单剪－巨型剥离断层＋上盘阶梯断层  据地壳结构的模式 三个构造层次

 表层次：各种正断层组合

 中层次：韧性带、Ｍy１带、塑性伸展构造－塑性变形为主

 深层次：地壳深部伸展性塑性流变，常有花岗岩和基性岩墙群

伸展构造外来系统（马杏垣）

 ——大型正断层以上部分（据华东中新生代伸展结构） 各种正断层（正、反向阶梯状、地堑、地垒） 旋转、垂向变薄、横向拉长（13-6），深层次为韧性流动和岩墙群

 据断层活动方式（动力学机制）分类——沃尼克（Ｂ.Ｗernicke）二类三型模式(Tab１３－１)旋转伸展

平面状断层伸展系统，断层、岩层均旋转，断块发生伸展

 若已知断层和岩层产状，可计算伸展量（Ｆig １３－８，１３－９）

伸展百分率（％）＝（x-1）×１００

＝［或

伸展百分率（％）＝[Sini1]×１００

Sin(1)Sin()－１］×１００ Sin铲状断层，―――无相应计算公式 非旋转伸展

（13-11）

 查明断层产状和几何形态（平面状或铲状），岩层产状及变化；旋转或非旋转，在此基础上查明伸展量



（三）剥离断层与变质核杂岩

 剥离断层－Ａrmstrong（1972），北美盆岭区，上部年轻地层直接覆于深变质地层之上。

 定义：伸展构造区平缓的铲状大型正断层，往往伴以变质核杂岩体。位于基底与盖层间。上剥离盘－浅层次正断层组合 下剥离盘－core complex  核杂岩

古老片麻岩，穹隆状，以剥离断层为界，变质变形强烈。顶部为糜棱岩带，厚几十米－数公里，常叠加脆性断层。a线理；鞘褶皱；Ｌ－Ｓ结构（线＋Ｍyl面理）常有侵入体相伴；深部基性岩和岩墙群常见。断层岩序列变化（由下而上）：

 糜棱岩

 碎裂岩，绿泥石化糜棱岩  掺有糜棱岩碎粒的碎粉岩、碎斑岩  角砾岩

剥离断层发育时间长，常与区域隆起／伸展同时，且不限于同一层位或接触带

剥离断层带宽且厚，断层岩序列可出现穿插，叠覆 上剥离盖层中常见顺层滑脱，导致地层减薄，缺失 剥离断层和核杂岩确定标志

 糜棱岩和穹状片麻岩  盖层与基底之间滑脱断层现象

 盖层底部地层缺失及断层岩

 盖层中的顺层断层表现为地层减薄、缺失、滑动破碎 剥离断层与成矿

 卡林型金、金属矿——内华达、亚到桑那、加州  成矿机理：上剥离盘中的氧化环境低温水溶液与下剥离盘中的还原环境高温水溶液，二者在剥离断层附近交汇，促使含矿溶液沉淀。剥离面若破碎强烈，可形成客矿空间。如胶东片麻岩、花岗岩中的金矿、安庆月山多金属矿

剥离断层与不整合

 产状一致，被强迫，可能为糜棱岩面理  e.g.嵩阳界面、周口店侵入体与围岩接触界面



（四）重力滑动构造 概念：重力作用、影响 （1）基本结构

下伏系统：变形相对弱，固化程度高，坚实 润滑层：软弱层，盐、粘土、煤

 华南的巨厚志留系砂泥岩－区域性润滑层、岩性差异很重要

滑面：断层面，常发育于不整合面、不同岩性之间的界面、塑性界面

 主滑面、次级滑面、铲状 滑动系统－滑面以上、强变形

 褶皱＋逆断

 褶皱强度渐增；斜歪→侧转→平卧；逆断发育于倒转翼，断面与轴面平行

（2）分带

后缘拉伸带：正断、地堑（垒）、张节理、角砾岩 中部滑动带：明显定向（褶＋断）、滑面隐伏

前（外）缘推挤带、侧转平卧、叠瓦、滑裂岩（似混杂堆积）。重力滑动构造总体结构特点

 后缘至前缘：拉伸→剪切→挤压

平面上，后缘断裂成弧形，弧顶指后方；前缘断裂成弧形，弧顶指前缘  不协调：

 滑动系统与下伏系统之间  滑动系统内部次级滑面上下

（3）构造样式

滑片型－一系列叠臵的铲状和叠瓦断层及所夹断片（13-16）滑褶型－一系列复杂褶皱（13-17）滑块型－组合性断层及切割的断块

 主发育于（似）侏等式褶皱构成的滑动系统中  断层组合成对冲式、背冲式、地堑槽式、正一逆槽式、正逆拱式（１３－１８）

（4）重力滑动构造的形成条件 适宜的坡度。坡陡、速度快，滑动构造复杂

滑动系统岩层具一定厚度（重量），厚度大利于滑动形成 润滑层、孔隙压 第三节 逆冲推覆构造

 19世纪晚期－第一次高潮

 70’Ｓ中期，ＣＯＣＯＲＰ，南阿巴拉契亚，薄皮、油气、圈层结构



（一）基本概念和构造样式 （1）基本概念

 thrust + nappe  主产于造山带及前陆，多为挤压、收缩结果 褶皱推覆 冲断推覆 推覆与滑覆

（2）构造样式（组合）单冲型、叠瓦状 背冲 对冲 楔冲



（二）几何结构 （1）台阶式

断坪（flat，顺软层）+断坡（Ｒamp，切硬层）交替 总体呈铲状——具普遍性

 岩层处于水平状态时的形成，后期可发生变化 图：上盘断坡（ＨＷＲ）hanging wall ramp  下盘断坡ＦＷＲ foot wall ramp 图14-9：前、侧、斜断坡  ——据断坡走向与逆冲位移方位关系决定 （2）双重逆冲构造－双冲构造 Ｃ.Ｄ.Ａ.Ｄalstrom（1970）提出 结构

 顶板

 叠瓦逆冲断层+断夹块（horse） 底板逆冲断层 叠瓦扇 inbrecated fan  叠瓦构造，无顶板断层  与duplex并列，(14-13) 断端线或断尖线tipline；分叉thrust前缘常被剥蚀掉

 断叉线（分叉线）branch line——分支thrust 与主干thrust的交线

（3）冲断褶隆 Culmination 顶部宽平的箱状和穹状

（4）反冲断层（backthrust）和冲起构造

反冲断层：主要见于前锋和断坡后侧，亦见于应变较弱的断坪

 有些backthrust向下变陡，甚至转为与逆冲方向一致 冲起构造（pop up）－因强烈挤压上冲、隆起，与底辟或刺穿相似

 常表现为扭曲的背斜（断层切割）（5）分带性：根、中、锋带、后（外）缘带 表现在结构、构造、变形强度上，与变形作用相关。 后缘带：根带后侧  外缘带：锋带前侧 根带：起始发育部位

 强挤压、面理、轴面、小断层陡－直立、塑性增高，有时为ductile zone，流劈理、褶劈理相对发育  陡峻菱形体与挤压面构成网结

 自根带向中带断层开始分叉，产状变缓。

 根带的研究对确定逆冲推覆在区域中的地位、活动和运移规模、变形性状和形成作用具重要意义。

中带

 断层分叉，叠瓦扇和双冲  单剪为主

 次级断裂、褶皱产状相对稳定，倾向根带  变形强度：强（近根带）→稍弱→强（近锋带）

 断坡处较断坪处强，复杂。

E.g.南昌－宜丰

 图解：塑性降低

劈理化减弱，变稀疏（密集节理）

定向性小构造：褶皱式窗棂、膝析、旋卷、透镜体、小型双冲 锋带

 岩层倾角增大

 陡立紧闭小褶皱（下盘近断层面处） 碎裂（带）

 构造定向性较根带明显  次级断层发育，并强烈变形 影响锋带变形的影响因素： 作用力大小，持续时间 作用力停止的快慢

岩席的岩石性质，强度差和组合结构 底板逆断层的扩展速率 底板逆断层的位移量 岩席内缩短量

逆冲前陆构造或前侧的其它构造 Tab１４－１

（14-17）：垂向变化 可由一个或多个nappe组成

变形过于复杂。上部推覆体形成早 应变不均匀

接触面处应变最强。可达100：1（Ｘ：Ｚ）

多次推覆，叠置形成堆拄（nappe rill）伴生、派生构造明显变化（自底向上）cleavage, Joint, Fd, N-Ft, Lineation 反映变形强度、变形性状、应力状态、ＰＴ的变化

·变形由下面上趋于复杂，因为上部nappe运移历史长形成早 逆冲断层的走向变化——总体移量基本一致，叠瓦状逆冲断层带中各单条逆冲断层的运移量和压缩量可变

逆冲断层的终止—— 一条主要的逆冲断层分为多条次级断层，或转变为褶皱等压缩性构造 

（三）逆冲推覆构造的扩展

顺序发展 imbrecated fan & duplex 自造山带向前陆运移 （1）扩展方式：

前展（背驮）式 piggyback propagation 向前陆向腹陆扩展 绝大部分为前展式－据野外、模拟及理论分析 后展（上叠）式 overstep propagation 扩展方式的判别 ①总体变形特征 ②各级各类构造发育状况 ③各断层交切关系

e.g.１４－１７

前展式逆冲断层中，早期冲断层变形强烈。台阶结构被变形，破坏。据各主要逆冲断层变形强度及被切割的情况可较准确地确定逆冲顺序。

 一些多次逆冲形成的逆冲断层，变形强度呈递进变化。晚期保存为台阶式，早期形成的已强烈弯曲。

次级断层发育机制、扩展进程的分析、模拟和构造模式（14-19）―――Ｍandl（１９８１）

 逆冲岩席中压应力值向前呈正弦规律递减；二个压应力最大点（尾部下角与岩席表面的一点） 其连线为第一条断层位臵  此时sheet的完整性遭到破坏

 前方岩席照此方式继续发展，逐渐形成叠压构造  各断层间的间距为

d2/d1=d3/d2=„„＝a(d1>d2>d3„)（14-19）

（2）双冲构造扩展模式（Boyer & Elliof,1982）根据：规模和角度的实测数据

假定：平面应变、长度不变、褶皱为膝折式 

（四）逆冲作用与褶皱作用 逆推构造总与褶皱伴生 二者几何学上具相关性，成因上具统一性

e.g.褶皱侧向与逆冲方向一致，变形强度共同衰减。

① 阿巴拉契亚谷岭区，侏罗山式褶皱，东南造山带，褶皱强，Ｆt增多；向西北（锋带）及北美台边缘，Ｆd变平缓开阔以至消失。

② 湘鄂西至川东与之类似 二个问题：

① 断层和褶皱，谁为主导？ ② 褶皱形成机制？  逆冲推覆与褶皱形成的传统观点 褶皱导致逆冲推覆－先褶后断

 Ｈeim（１９２１）Alps 水平挤压，先褶后断，形成褶皱推覆体

现代认识－逆冲推覆控制褶皱－先冲后褶；据松树山模式（１４－７）

 70’S以来，对前陆及造山带的逆冲推覆有了更全面认识，认识到逆冲引起褶皱的作用。但并不等于Ｈeim的观点全部过时。仍有部分运用。

 褶皱由逆推引起，逆推发生早

 箱状褶皱、侏罗山式褶皱是逆冲滑脱形成，断坡(Ramp)对褶皱形成起重要作用

 褶皱的影响因素：断坡（倾角、长度、间距）运移速度和规模、岩系组成、逆冲作用进程，滑脱层（性质、厚度、深度）

 Ｒamp可能向上延伸切断顶板断层，形成切顶构造（2）逆冲作用控制下褶皱的发育

 Ｗ．Ｒ．Ｊamison（1987），单个褶皱的发育及几何学分析和模拟

 三种类型（据褶－断关系）

 断弯褶皱作用（Fault-bend folding）

 断展褶皱作用（Fault-Propagation folding） 断滑（滑脱）作用（Detachment folding）

（14-21）在岩席爬升断坡时形成；发生在断坡形成之后。

形成于thrust终端，与断坡的形成同时或近于同时 thrust终端，顺层滑脱结果，与Ｒamp无关

·决定褶皱与Ｆx二种作用的主导因素，可能是地质力学性质 断滑－下伏有能干层，其上为软层 断展－上、下岩层韧性差不显著 

（五）逆冲推覆构造的形成作用

涉及若干相关问题：断裂发生、滑动和位移、驱动力、构造演化  关于驱动力（尚无定论）

早期认识：（１）收缩论，水平挤压；（２）重力滑动

 区域性水平挤压，包括前陆与造山带 对称叠瓦由巨型复背斜发展而来，例如天山、祁连山

 后部推动，形成不对称叠瓦状构造 e.g.Alps喜山  此种解释存在的问题：

 某些逆冲带无强烈褶皱  压应力与岩石强度相矛盾

 应力传递。在弹塑性状态下，应力难以远距离传递  对重力滑动的质疑－基底冲断面坡度

板块构造解释

 accretionary prism  collision between island arc & continental margin  foreland and backland  A-type subduction  板块（应力）传送带  Qinling-tectonic explanation 其它

 重力扩展//液压传动//热产生元素 关于（异常）孔隙压力

 主要发生于快速沉积带和构造加压带  水热增加－放射性元素？

 摩擦

 孔隙压力作用：

 降低围压、利于剪裂  浮力效应

 表层ＰＴ状态延伸至深部，使其保持脆性和完整性（由于围压降低使深部状态改变，接近于表层状态）



（六）推覆与滑覆的对比和鉴别 （1）挤压推覆与重力滑覆

挤压推覆：整体挤压、根带可能大于中带和缘带 重力滑覆：拉伸－挤压，锋带挤压强度大 应变轴方向

 挤压推覆有限应变长轴方向直立  重力滑覆有限应变长轴方向水平断层根带产状不同

 推覆：变陡下插，倾向后方  滑覆：变缓上升，倾向前方 断面形态、倾向

 推覆：台阶或平滑弧形，倾向根带  滑覆：铲状，倾向前锋 地层层序

 推覆：老地层往往上覆

 滑覆：老地层可上覆，但往往是新地层在上并造成部分地层缺失（构造剥蚀）

地层关系、规律性和连续性

 推覆体中地层具有规律性、连续性较好，地层序列相对容易恢复

 滑覆体中地层十分混乱，规律性连续性差，并由于滑覆顺序（新地层先滑），可形成倒序叠量（perticulation）

褶皱特征

推覆:倒转－平卧，倒转翼变薄拉断

滑覆:下翼（倒转翼）往往完整 （2）逆冲推覆构造与剥离构造（剥离断层及上、下盘）表１４－２ 第四节 走滑断层



（一）走滑断层基本特征、构造样式 （1）基本特征 主要特点

 带状、包括次级断层、分叉交织、发辫状  常伴生雁列式褶皱、断裂

 二盘地层一岩相带依次错移，地层时代老，错距大  直线状，航卫片上明显 左阶式、右阶式（15-11）离散性／收敛性走滑

 张剪／压剪 （2）走滑断层构造样式

单条、平行线、雁列、菱格／棋盘格

单条式：一条或多条主干断层，或分或合；次级断裂：平行或小角度斜交。

平行线式：二条或更多断层并列、平行 雁列式

可形成pull-apart basin 菱格式

大区域，丁国瑜－现代地震（中国）

（二）走滑断层内部应力状态、相关构造  应力应变场

 断层弯曲引起的应力应变场 隆起、逆断、正断、盆地  走滑断层交切引起的挤压、拉张  断层端部应力状态

端部还可能存在与断层斜交的张剪／压剪应力带，并形成相应构造

 此外，基岩结构不均匀，走滑过程中剪切方向偏转，进一步使走滑带中形成复杂的挤压－拉伸带，并交替变换。年轻断层在地貌上可显示。

（三）走滑断层伴生的褶皱  雁列式褶皱

褶轴小角度交于断层，多为背斜 远离断层倾伏、消失

产于断层一侧，二侧，或带内，亦产于隐伏断层上覆盖层（５－１１）（５－１２） 牵引式弯曲（褶皱）新西兰Alps,郯庐

hinge: steep dipping 

（四）拉分盆地

Ｂ．Ｃ．Ｂurchfiel（1966），研究了圣安德列斯，死谷盆地之后，提出理想化模式  拉分盆地的几何特点

曾称作菱形断陷，分为Ｓ型、Ｚ型 Ｓ型－左行左阶 Ｚ型－右行右阶

规模：长数百米——百公里；宽：数十米——数十公里 长宽比约３：１  拉分盆地的演化 可在二条断层控制下发育 也可在一组雁列断层控制下发育

大型拉分盆地中的次极断层和拉分盆地，形成堑中堑（盆中盆）和堑中垒

拉分盆地形态：一般窄而长，宽度相对稳定，长宽比达到３：１时停止发育

决定盆地发育的因素：①雁列走滑断层的间隔和重垒；②断层长度；③活动持续时间和切割深度 消亡过程，自边界向内部萎缩  拉分盆地的地质特点

发育快、沉降快、厚度大、相变快 陆缘陆相→海相；或海相→湖相→河流相 陆内拉分盆地：全为陆相

大型拉分盆地，长期生长，地壳相对薄，有火山活动，热流较高 油气、盐类  厚的多有机物海、湖相沉积，快速沉降埋藏，高热流－生油层

 碎屑沉积－储油层  雁列褶皱－储油圈闭 地震

 伸展扭动背景中，多震——土耳其安那托利亚断层  海原地震（１９２０） 滇西北红河北段第四次断陷



（五）花状构造

 根据形态、力性分为正花状和负花状  正花状

收敛性走滑断层派生 压扭性应力状态 逆断层组合，背冲

 断面下陡上缓，凸面向上  地层呈背形，但非弯滑褶皱  负花状 离散性、张扭性 正断层、凹向上

 似地堑构造  地层平缓

 浅部纵向斜（不具弯滑性质）

花状构造多发育于未强烈变形和叠加地区，我国中、西部多正花状，东部以负花状为主 

（六）走滑断层在区域构造中的地位、意义 在区域上可是单剪或纯剪的结果，可是独立体系或区域中一个单元，对区域构造进行转换和调整 e.g.印度二侧的平移

前陆褶冲带（油气）走向上常被走滑断层横切 大逆冲岩席二侧被二条走滑断层限制  几种重要构造现象 菱格和发辫式构造

 菱格

 产状平缓，新构造区显著

e.g.地震与现代破裂网格(fig盆地轮廓（塔里木、柴达木）（南缘阿尔盆左行平移）

菱形强应变带与弱应变域－网结 变质杂岩中、大别

 发辫式构造

 图解说明：雁列吕德尔剪裂，先形成

低角度剪裂Ｐ形成在Ｒ之后，由模拟得出

·主剪切带、ＲＲ’，Ｐ断裂滑向均一致 ·关于Ｐ断裂

·由于Ｐ的发育，使ＲＰ’相互联接，夹有菱形地块

 双重构造－貌似平面上的双重逆冲构造

陆块构造

Ｒ.Ｌ.Ｂruhn（１９８７）

 基本内涵：

 地壳被切成块体（微板块－数km块） 块体间相互作用、运动、转动

 走滑断层和转换拉张（transextesion）转换挤压（transpressure）

——引起陆块转动的主要动力

强调transextension & transpressure引起地壳块体的普遍活动和转动。 块体转动类型：

绕直立轴－走滑断层引起

绕水平轴－与伸展剥离有关

二者是相互调整的，反映在应力／应变；均和陆块运动学及边界条件有关

转换断层与走滑断层

Ｊ.Ｔ.Ｗilson（1965）,transform fault 二者区别（Ｔable 15-1）figs 第五节 韧性剪切带



（一）剪切带基本类型

定义:塑性状态下发生连续变形的狭长高应变带，中深－深层构造类型

剪切带类型（脆－脆韧－韧脆－韧性）

（二）韧性剪切带几何特征 包括剪切带边界条件和几何性质  带外岩石不变形 不均匀简单剪切 不均匀体变 １＋２

 带外岩石均匀应变 均匀应变＋不均匀单剪 均匀应变＋不均匀体变

均匀应变＋不均匀单剪＋不均匀体变 

（三）构造特征（ductile shear zone） 简单剪切带的基本几何关系

各类剪切带的变形均为非均匀单剪，可看作无限小均匀剪切带的组合。

〃均匀单剪单元几何学分析 设：

（１）坐标 Ｘ－剪切方向

ＸＹ－剪切面

Ｙ－垂直于Ｘ

Ｚ－垂直于ＸＹ面

（２）应变椭球 图解：Ｘf≥yf(＝C ；e2＝0)≥Zf

Q’＝Xf与X的夹角

(3)标志层∧Ｘ＝α（变形前）

标志层∧Ｘ＝α’（变形后）ω（Ｘf的旋转角）＝Ｑ－Ｑ’

－剪应变；φ－角剪切；d－位移距离（∥Ｘ轴）

 据上述假设 剪切带基本几何关系为：

（１）＝tgφ（２）d=·Z(剪切带宽度)（３）tg2’=

（４）ctgα’=ctgα+ 以上为“小均匀单剪”应变单元

自然界：值是变化的，故各物理量计算要复杂一些。 简单剪切带的组构 新生面、线理

 Ｓ（剪切带内面理），∥ＸfＹf（finite strain） 方位变化

 据Ｓ方位计算位移d ① 依次测θ’〈＝Xf∧X(∥C组构)② 求

（据tg2’＝）③ 利用－作图

22 线理 ∥Ｘf，强度随变形程度变化与边界锐夹角示对盘运动方向 图

 Ｓ－Ｌ构造岩——韧性剪切带得标志 先存面的变形

 方向、厚度改变与剪应变的关系  ctgα’=ctgα+

α－面∧Ｘ轴（变形前，在ＸＺ面上）α’－面∧Ｘ轴（变形后，在ＸＺ面上）

可根据上式计算总位移量，方法与据面理计算相似。

 剪切可使标志层产生被动褶皱 一般为相似式

hinge∥标志层与ＸＹ面交线 轴面∥剪切带 图解：hinge⊥纸面

 标志层厚度变化

1、韧性差小

厚度变化，决定于①标志层产状②与剪切带夹角（α）t’=Sin't Sint-原始厚度

t’－改变的厚度 图解：先加厚，后褶皱 韧性差大

（标志层与基质）变薄或拉断 韧性差大

2、韧性差大

纵弯褶皱→石香肠（Ｂ３）或石香肠化褶皱（Ｃ３）先存线理变形

 沿着Ｌ０与Ｘ轴（运动学a轴）构成的大园上运移变位  向Ｘ轴方向靠拢，趋于形成一极密

 涉及体积变化和围岩均匀变形时，Ｓ面理与Ｃ夹角不再是简单的剪应变之函数，参考有关文献

 鞘褶皱 sheath fold 扁圆、舌状、圆柱状、多不对称 轴：

 Ｘ，∥运动方向（a） Ｙ，⊥Ｘ，位于剪切面上  Ｚ

不同断面形态（图）ＹＺ面 ＸＺ面 形成方式：

 先期hinge在剪切过程中变弯－叠加变形

 被动层原始偏斜→褶皱（枢纽弯曲、形态复杂）→鞘（应变量大；>10）



（四）剪切方向的确定 错开的岩脉／标志层 不对称褶皱

 注意，当很大时，褶皱形态改变，倒向，Ｓ型会转为Ｚ型

鞘褶皱——hinge弯曲指向 ＸＺ面上褶皱倒向 Ｓ－Ｃ组构（Ｉ型面理）

云母鱼－Ⅱ型Ｓ－Ｃ面理石英；云母片岩中常见 旋转碎斑系——σ型与型 不对称压力影 “多米诺骨牌” 曲颈状构造

此外，岩组、Ｑ、Ｃc的Ｃ组构 

（五）区域韧性剪切带及其构造型式  规模及产状

mm-cm-数十km——数百km——上千km，但几何学，产状和组合都几乎相同 类型：Mattauer（1980）分为二类

平移

平缓的逆冲或剥离  区域构造样式

一般为二组方向、网结状：由弱变形域与强变形带构成 共轭剪切带 σ１象限夹角>90０ 剪切带的尖灭和联合

 尖灭的二种模式

① 分散，变宽

② 引起侧向位移，造成复杂应变型式

若二侧受限，剪切带可弯曲，或交切，或联合，构成（菱形）网格 

（六）韧性剪切带的观测  识别：

强烈密集片理，狭窄高应变带，Ｍy1（化）测量：方位、产状及变化、宽度、延伸

接触面（截然或渐变），围岩片理，板状体进入剪切带后的变化  Ｓ－Ｃ及Ｑ角，剪切位移  Move sense  sheath fold Ａ线理 标志层  变形变质

退变质、水化矿物（Sericite），岩石变化（Alps,铝质片麻岩） sampling-镜下及超微定向标本  mapping

四、要求掌握的要点和基本概念

 名词：逆掩断层，（逆冲）推覆构造，飞来峰/构造窗（及其形成过程），枢纽断层，（反）阶步，同沉积断层，反转构造

 *Anderson模式：要点（内容）、条件（点、均匀）、断层产状、剪裂面

 *Hafner模式的修正补充，实际意义  正、逆断层应力状态莫尔圆的表示  *糜棱岩的形成机制  *断层的识别标志  确定二盘相对动向  时间性——应用

 *剥离断层、变质核杂岩、滑覆构造、拉分盆地、花状构造  逆冲推覆构造的几何结构  推覆构造与滑覆构造的区别  图示断层派生构造*  走滑断层带内部应力状态  走滑断层的伴生构造

五、思考、讨论题

 Anderson模式在多大程度上解释了断层形成时的应力状态？这种模式的局限是什么？

 褶皱是塑性变形，断层是脆性变形，二者为何可以同时出现？

 断层的识别标志中哪些是最重要的标志？可否根据一、二条标志确定断层的存在？

 如何理解逆冲推覆构造的台阶式结构？形成这种结构有无变形条件的限制？

 走滑断层带内部应力状态的解释可否用于对其它类型断层带的解释？