岩石力学蔡美峰版 读书笔记

1、岩石力学蔡美峰版 读书笔记 第一章绪论；1.构造地质学的研究对象与内容；构造地质学是地质学的一门分支学科，主要研究由内动；构造地质学研究的范围大至几百、上千千米乃至全球规；不同尺度的地质构造各有其不同的研究任务和研究方法；构造地质学的主要任务是要对各种变形地质体即褶皱、；1.构造地质学主要以各种地质构造的产状、形态、规；布和组合及其演化历史为研究对象，进而探讨产生地质；2.构造地质学第一章 绪论1. 构造地质学的研究对象与内容构造地质学是地质学的一门分支学科，主要研究由内动力地质作用所形成的各种地质构造的形态、产状、规模、形成条件、形成机制，分布和组合规律及其演化历史，并进而探讨产生地质构造的

2、地壳运动的方式、规律和动力来源。同时，地质构造学还要研究沉积岩在沉积过程和成岩过程中所形成的原生构造以及沉积岩岩层的产状和底层的基础关系等。 地质构造指组成地壳的岩层和岩体在内、外动力地质作用下发生变形、从而形成的各种构造，如褶皱、节理、断层、劈理以及其他各种面状和线状构造等。构造地质学研究的范围大至几百、上千千米乃至全球规模，即整个地球的结构以及地壳的巨大单元，如大陆和大洋、山脉和盆地等的形成和发展；小到组成岩石圈内各种变形地质体的空间组合和分布规律及构造特征，即一定范围的露头上或手标本上；更小则到岩石或矿物的内部组构等，需要借助显微镜才能观察，在深度上，则涉及从地壳表层至地幔深部不同层次的

3、构造现象。因此，对地质构造的观察研究，可以按规模大小划分为许多级别，称为“构造尺度”。构造尺度的划分是相对的，一般把构造尺度划分为巨、大、中、小、微以至超显不同尺度的地质构造各有其不同的研究任务和研究方法，例如小尺度或中尺度的构造地质学的主要任务是要对各种变形地质体即褶皱、断裂、面理和线理等构造现象进行识别、描述和成因解释。1.构造地质学主要以各种地质构造的产状、形态、规模、形成条件、形成机制、分布和组合及其演化历史为研究对象，进而探讨产生地质构造的地壳运动的方式、规律和动力来源。2.构造地质学还要研究沉积岩在沉积和成岩作用过程中所形成的原生构造以及沉积岩岩层的产状和地层的接触关系等。构造地质

4、学研究的基本内容是阐述有关中、小尺度的地质构造的基本特征(形态、产状、分布和组合关系)及对各种构造的认识方法和分析方法。本课程的主要内容包括四大部分：沉积岩层的产状特点及有关力学分析基础；榴皱构造的特征及研究方法；断裂构造的基本类型以及它们的特点；大地构造的基本理论和研究方法。：阐明地壳构造在空间上的相互关系和时间上的发育顺序，探讨地壳构造的演化和地壳运动规律及其动力来源。构造地质学的学科发展对整个地球科学的理论建设具有重大作用。：应用地质构造的客观规律指导生产实践，解决矿产分布、水文地质、工程地质、地震地质、石油地质及环境地质等方面有关的问题。3. 构造地质学的特征及研究方法构造地质学研究对

5、象是地壳或岩石圈的地质构造，而绝大多数地质构造又是漫长的地质历史过程中历次地壳运动的产物。所以，人们既不可能直接看到当初它们变形的环境和过程，也不可能在实验室中以同样的规模和时间过程来再造它们。对它们的研究，只能通过观察、研究它们的变形遗迹-各种地质构造的形态、产状及它们之间的相互关系，并结合其他资料加以综合分析，推测它们的受力变形的情况，进而探讨其区域应力状况及其所反映的地壳运动的性质和特点。这种研究方法称为“反序法”，它是研究构造的一种最基本的方法。这种方法的主要任务有：1. 对地质构造进行几何分析和空间分析-观察、测量、描述。2. 对地质构造进行历史分析，即阐明各类地质构造的形成时代及其

6、发育顺序。3. 对地质构造进行力学分析和成因分析-鉴定构造的力学性质。第二章 沉积岩的原生构造及原生产状沉积岩是地壳表层分布最广泛的岩石，其分布面积约占地球大陆面积的75%。大陆地壳表层的地质构造很多是沉积岩形成的。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。第一节.沉积岩层的原生构造1.岩层的概念 由于先后沉积的物质在成分、粒度、颜色、形状等方面的差异，沉积岩显示出游明显的成层现象，称为层状构造。同一岩层的成分、结构和颜色大体上是一致的，并由两个相当清楚的界面将其与上覆岩层和下伏岩层分隔开。但在同一岩层内，沿垂直层面方向的剖面仔细观察，还会发现有颗粒粗细、颜

7、色深浅甚至含有其他物质多少的变化。根据这些变化，岩层内还可以细分为若干更小的层。所以，层又是岩层的基本组成单位，一个岩层可以由一个或几个层组成。岩层的形成过程是内力地质作用和外力地质作用相互影响、相互制约的过程。如一个处于地壳不断下降过程中的接受沉积的坳陷盆地，在其边缘沉积了砾石，向盆地内部逐渐过渡为砂、细砂、粘土等物质，在离岸更远的地方为较稳定的化学沉积。这些沉积物成岩以后就分别形成了砾岩、砂岩、页岩、泥灰岩或石灰岩等（图2-2（a）。如果地壳继续下降，沉积区不断扩大，沉积区段发生变化，在原来砾石层上面又沉积了砂岩，原砂层上面又沉寂了细砂或粘土等，使水平方向和垂直方向均呈现出由粗到细逐渐过渡

8、的关系（图2-2（b）。有时沉积下降速度明显变化，造成沉积环境的明显变化，使上、下两套沉积物在物质成分、结构和颜色等方面均有明显的差异（图2-2（c）。这种相互重叠并有明显差异的地质体，成岩以后再构造上的明显特征是具有层状构造。同一岩层在形成过程中，由于气候条件，水流大小，物源供应等外力地质因素发生变化而显示出层理和层。因此，任何一个岩层都是一次地壳升降运动所造成的沉积单位，其性质受一定的时间、空间和自然地理环境所控制。同一岩层顶、底面之间的最短距离，就是岩层的厚度（真厚度）。由于沉积环境和条件的不同，岩层的厚度区域分布有变化，有的岩层在较大范围内厚度不变或基本一致，形成厚度稳定的板状岩层；有

9、的岩层在较小范围内明显地向一个方向增厚，而向另一个方向变薄甚至灭尖，称作岩层的灭尖现象；有的岩层中间厚而向两侧灭尖，形成透镜状岩层如图2-3岩层厚度的这些变化，受当时堆积形成时地壳运动的升降速度和幅度以及古地理环境的影响。因此，常采用测定各个地点、同一时代的岩层厚度数据，制作该时代岩层的等厚图（即岩层厚度等值线图）。等厚图用来分析地壳运动的变化规律。确定出隆起区和坳陷区，对寻找石油和天然气有一定的实际意义。沉积岩原生构造不仅为研究和判断岩层形成时的古地理和地壳运动特征提供重要资料，而且有些原生构造（如层理、层面构造等）还是鉴别岩层顶、低面和确定岩层相对层序的重要依据。了解这些构造特征，对观察分

10、析构造形态，其额定岩层产状和岩石变形特征具有一定的指导意义，在某些情况下这些构造特征还具有特殊的作用。2.层理及其识别3.利用沉积岩层原生构造确定岩层的顶面和低面确定岩层的新老层序是野外观察研究地质构造的一个重要课题。这是因为岩层形成并经受构造变动，层序有的保持正常，有的产生倒转。确定岩层的地质时代和层序，主要是依据化石，但在某些情况下，尤其在缺乏化石的“哑地层”中，也可以根据岩层的原生构造或某些次生构造，通过判别岩层的顶、底面去确定其相对新老层序。1. 斜层理：斜层理由一组或多组与主层面斜交的细层组成。不同类型的斜层理，细层的倾斜方向也不同，可以向同一方向倾斜，也可向不同方向倾斜。斜层理能用

11、来确定岩层顶、底面的方向，其判别特征是：每组细层理与层系顶部主层面成截交关系，而与层系低部主层面呈收敛变缓而相切的关系，弧形层理凹向顶面。根据这个特点就可以确定岩层顶、低面。2.粒级层理：粒级层理又叫底边层理，它是由岩石颗粒的粒度大小变化显示出来的。正常情况下，颗粒分布为下粗上细，其特点是在单层中从底到顶由砾岩或粗砂岩开始，向上递变为细砂岩、粉砂岩以至泥岩。有的由砾至泥粒级递变完整；有的部完整只有砾砂，或砂泥；有的重复呈条带状出现，似间互层或韵律层。粒级层理在海、湖相碎屑岩中很普遍。它可以是水流机械搬运分级沉积的结果，也可以由浊流搬运形成的粒级浊积层。在相邻两粒级层之间，下层顶面常受过冲刷，因

12、而两层在粒度上或成分上不是递变二十突变。根据粒级层理这种下粗上细递变的特征，可以确定岩层的顶、低面。3.波痕：波痕的成因和类型很多，能够用来指示岩层顶、底面的主要是对称型浪成波痕，它的波峰呈尖棱形，波谷呈圆弧形。这种波痕无论是原形还是印模，都是波峰尖端指向岩层的顶面，圆弧形波谷凸向底面。对称型浪成波痕主要发育在粉砂岩，砂岩及碳酸盐岩的表面，在细砾岩中叶可以看到。4.泥裂：泥裂也称干裂，是未固结的沉积物路出水面后经暴晒干涸时，因收缩而形成的与层面大至垂直的楔状裂缝。泥裂常使层面构成网状、放射状或不规则分差状的裂缝。剖面上则呈”V”形或“U”形裂口。这些裂缝被上覆沉积物填充时，使填充层的底面成脊形

13、印模。无论是楔形裂缝或脊形印模，其尖端均指向岩层的地面，即指向较老岩层。泥裂常见于粘土岩、粉砂岩及细砂岩层面上，偶尔也见于碳酸盐岩层面上。5.雨痕、雹痕及其印模：雨痕、雹痕是雨点或冰雹落在湿润而柔软的泥质或粉砂质沉积物表面上，击打出边缘略高于沉积物表面的原型或椭圆形凹坑。凹坑总是分布在岩层的底面。6.冲刷面:固结或半固结的沉积岩层，在出露水面或在水下经水流冲刷，在沉积岩层顶面造成凹凸不平的冲刷面。此后，这些不平整的冲刷面上有堆积物质时，被冲刷下来的下伏岩层的碎块和砾石，有可能在原冲刷沟、槽、坑出有堆积下来，形成自上而下由粗变细的充填物。这种冲刷沟、槽、坑和下粗上细的充填物特征，可以作为判别岩层

14、的顶、底面的标志。7.古生物化石的生长和埋藏状态：保存在岩层中的古生物化石，除了根据其种属确定地层的地质年代外，还可以根据某些化石在岩层内的埋藏保存状况和生长状态鉴定岩层的顶、底面。第二节.岩层的产状、厚度及出露特征1.水平岩层：岩层层面保持近水平状态，即同一层面上各点的海拔标高相同或基本相同的岩层称为水平岩层，即水平岩层的倾角不超过5度。在沉积盆地的中心部位或其他比较稳定的沉积环境中形成的沉积岩层，其原始产状一般都是水平或近似水平的。岩层形成以后，受构造运动影响轻微，其产状基本保持了原始水平状态，习惯上也叫水平岩层。水平岩层的分布规律：年轻的新岩层分布在地形高出，时代越新，分布出露的位置越高

15、；时代老的岩层分布在地形的低处，时代越老，出露位置越低。水平岩层的厚度与岩层顶、底面的高差相近；下降所引起的区域性倾斜；倾斜岩层在正常情况下，沿倾斜方向岩层的时代是由老；倾斜岩层的露头形态：当岩层倾向于地面坡向相反时，岩层倾角小于地面坡度角时；当岩层倾向于地面坡向相同时，岩层倾角大于地面坡度角时；倾角小于地面坡度角时，倾斜岩层的露头宽度；倾斜岩层的厚度和埋藏深度：；象限角表示法：；走向和倾向的表示方法：；方位角表示法：；第三章地层岩层的原始产状态岩层的厚度与岩层顶、底面的高差相近。 水平岩层的露头形态：岩层的露头形态是指把岩层在地面实际出露的情况勾绘在平面图上所呈现的形态。 水平岩层的露头宽度

16、：水平岩层的露头宽度，是指其顶、底面在地面上的出露界限之间的水平距离。 水平岩层的厚度：就是水平岩层顶、底面之间的垂直距离，即水平岩层顶、底面的标高差。 2.倾斜岩层：由于地壳运动或岩浆活动，使原始水平产状的岩层发生构造变动，形成了与水平面有一定交角的岩层，这种岩层就是倾斜岩层。倾斜岩层可以是某种构造的一部分，如为褶皱的一翼或断层的一盘，也可以是地壳不均匀抬升或下降所引起的区域性倾斜。如果一个地区的岩层向同一方向倾斜，倾角也大致相同，则成为单斜层或单斜构造倾斜岩层在正常情况下，沿倾斜方向岩层的时代是由老到新的顺序排列的。在构造变动剧烈的地区，岩层可能发生倒转，使得老岩层覆盖在新岩层之上。倾斜岩

17、层的露头形态：当岩层倾向于地面坡向相反时，当岩层倾向于地面坡向相同时，岩层倾角大于地面坡度角时；当岩层倾角小于地面坡度角时，倾斜岩层的露头宽度倾斜岩层的厚度和埋藏深度：象限角表示法：走向和倾向的表示方法：方位角表示法：第三章 地层的接触关系第一节.地层的接触关系的概念整和接触：地层连续分布，没有地质时代上的间断，这种上、下地层之间的解除关系称为整合接触。整合接触具有以下特征：1.上、下地层在沉积顺序上没有间断，连续沉积；2.岩性或所含化石都是一致的或递变的；3.产状基本一致；地层的整合接触反映了在形成这两套地层的地质时期内，该地区的地壳处于持续、缓慢下降的状态，或虽有短期上升，但是沉积作用不曾

18、间断；或者地壳运动与沉积作用处于相对平衡状态，沉积物一层层地连续沉积，这样就形成了两套地层的正和接触关系。正和接触的沉积过程所反映的地壳构造运动状态是：下降沉积下降沉积，后期沉积物覆盖前期沉积物。不整合接触：上、下地层间的层序如果有了间断，即先后沉积的地层之间缺失了一部分地层，地层之间的这种接触关系称为不整合。不整合接触可能代表没有沉积作用的时期，也可能代表以前沉积的岩石被侵蚀的时期。不整合接触在上、下地层之间有一个沉积间断面，叫不整合面，不整合面在地面的出露线叫不整合线，它是重要的地质界线之一。平行不整合：平行不整合的主要表现是不整合面上、下两套地层的产状彼此平行，故又称假整合。平行不整合的

19、特征平行不整合的形成过程：下降沉积上升、沉积间断和遭受剥蚀再下降、再沉积。平行不整合在地质图上的表现角度不整合：角度不整合是指不整合面上、下两套地层间不仅缺失一部分地层，彼此的产状也不平行，而是呈交截接触。角度不整合的特征角度不整合的形成过程：下降、接受沉积褶皱上升（常伴有断裂变动、岩浆活动、区域变质等）、沉积间断、遭受剥蚀再次下降，再次接受沉积。角度不整合在地质图上的表现。第四章 岩石边形的力学分析第一节应力与应变1.应力分析应力状态 应力场和构造应力场 通过仪器来测定。构造应力场的表示：在构造应力场中，要突出定时、定向、定量这三方面的问题，即确定构造应力场存在的时期、空间方位及应力值。正如

20、用磁力线、电力线来表示磁场与电场一样，对于构造应力场的表示，可以引入应力迹线盒应力网格的概念。2.变形和应变变形的概念：物体受到应力作用，其内部各质点间的相对位置发生改变，这种现象称为变形。物体变形可以是形状的改变（形变），也可以是体积的改变（体变），或者二者均有改变。变形有两种最基本的变形方式：线变形和剪变形。线变形（正变形）：指物体受力时，变现为单纯的拉伸或压缩的变形。剪变形（角变形）：指物体受力时，变现为物体内部任意截面都有一个旋转角度的变形。变形的方式：岩石最基本的形式是线变形和剪变形，它们组成以下五种基本的变形方式。拉伸压缩剪切变弯曲：指在沿岩长轴方向的压应力作用下产生的变形，致使岩

21、石发生弯曲。在发生形弯曲变形的岩石内部会有一个既不拉伸、也不压缩的中和面；在中和面内侧和外侧，分别的概表现为压缩变形和拉伸变形。念扭转：在岩石的两端，与轴线垂直的平面上作用的一对大小相等、方向相反的力偶所产生的变形。均匀变形、非均匀变形和递进变形：均匀变形：岩石的各个部分的变形性质、方向和大小都相同的变形。其特征是变形前的直线和平面，变形后仍然是直线和平面；变形前互相平行的直线和平面，变形后仍然互相平行，如拉伸、压缩和剪切均属均匀变形。非均匀变形：岩石的各个部分的变形性质、方向和大小都变化的变形称为非均匀变形。如弯曲和扭转。均匀变形和非均匀变形是相对的概念，在一定的研究范围内如较大尺度下是非均

22、匀变形，而在较小尺度下则表现为均匀变形。递进变形：岩石在受力条件不变的情况下，由初始形态变形为最终形态的过程，是由一系列连续发生的瞬时无限小变形的累积过程，此过程称为递进变形。应变的概念 应变是表示物体变形的程度，即在应力作用下物体形状和大小的该变量。应变分为线应变和剪应变两种。线应变：指物体受力发生变形后，所增加或缩短的长度与变形前长度的比值。 剪应变：指物体在剪应力或扭应力作用下，内部原来互相垂直的两条微小线段所夹直角的该变量。它是用物体变形时旋转角度的正切函数来度量的，所以又称为角应变。第二节岩石的变形习性及影响因素岩石与其他固体物质一样，在外力作用下，一般都经历弹性变形、塑性变形和断裂

23、变形三个阶段。岩石的这三个变形阶段是依次发生、彼此过渡的，而不是截然分开的。不同力学性质的岩石，表现出的三个变形阶段的长短和特点各部相同。如脆性岩石的塑性变形阶段较短，而韧性岩石的塑性变形阶段较长。弹性变形阶段：岩石受力后发生变形，当外力取消后，又完全恢复到变形前的状态，这种变形称为弹性变形。地震冲击波的传播就是地壳内岩石具有弹性变形性质的表现，但岩石发生纯粹变形很少留有痕迹，仅在地震研究、地震勘探、工程建设等方面具有一定的意义。 岩石的变形阶段 塑性变形阶段：当外力继续增加，应力值超过弹性极限后，如果此时取消外力，变形后的岩石不能完全恢复到变形前的形状，这种变形称为塑性变形。岩石的变形机制断

24、裂变形阶段： 岩石是一种多晶集合体。从微观结构来看，在塑性变形阶段，变形的本质是其内部质点发生的滑移，切在新的位置上达到了新的平衡，质点间的结合力仍使岩石保持其连续的完整性。塑性变形时，岩石内部质点运动有两种方式：一种是单个晶粒的粒内滑动；另一种是晶粒之间的粒间滑动（晶粒边界滑动）。 粒内滑动：是发生在矿物颗粒内部质点的位移，又可分为平移滑动和双晶滑动。粒间滑动：是发生在岩石矿物颗粒之间的位移滑动，滑动前后颗粒本身的大小和形态并不改变，又称颗粒边界滑动或晶粒边界滑动。岩石的强度：在一定条件下，岩石在外力作用下抵抗破坏的能力称为岩石的强度。同一岩石的强度极限有很多因素制约，在其他条件相同、不同性

25、质的应力作用下，差别很大。岩石的断裂方式在常温常压下，某些岩石的抗张强度、抗压强度和抗剪强度均不相同。岩石的抗压强度大于抗剪强度和抗张强度，抗压强度约为抗张强度的30倍，为抗剪强度的10倍。 张裂和剪裂：当应力达到或超过岩石的强度极限时，岩石内部质点的结合力丧失而产生破裂。岩石的破裂有两种方式：张裂和剪裂。 张裂：张裂的产生决定于张应力的大小，当张应力达到或超过岩石的抗张强度时，便沿着垂直拉伸方向发生破裂，即位移是垂直破裂面沿着拉伸方向发生。不同的应力作用方式，均可产生张裂。判断方法：两断裂面的位移沿着破裂面的拉伸方向发生。剪裂：剪裂的产生决定于剪应力的大小，当剪应力达到或超过岩石的抗剪强度时

26、，便沿着与均斜交的面上发生剪切破裂。判断方法：两断裂面的位移不是沿着破裂面的垂直方向。岩石的力学性质主要取决于其成分、结构、构造等内在因素，由于其成分和结构等的不同，表现出不同的强度。影响岩石变形习性的因素；时间效应的影响因素围压：岩石的围压实指周围岩石对；韧性，使岩石已与变形；另一方面在构造应力的作用下；了，故呈现出脆性变形的特征；重复受力：；第五章褶皱构造；第六章节理；第一节节理的概念及其研究意义；节理（裂缝或裂隙）：即岩石中的裂隙，是指没有发生；节理面：节理构造的破裂面；节理组：是指在一次构造作用的统一应力场中形成的、；节理系：是指影响岩石变形习性的因素时间效应的影响因素 围压：岩石的围

27、压实指周围岩石对它施加的压力。岩石处于地下深处，所承受的围压主要是由上覆岩石的重量所致。围压又称静岩压力，随深度的增加而增大。 花岗岩在地表环境下，抗压强度为148MPa，而若是处在地下10Km深处，静岩压力将达到270 MPa，那么在此深处的花岗岩一定该被压的粉碎了，但实际情况并非如此。围岩一方面增强了岩石的韧性，另一方面也大大提高了岩石的强度极限，岩石的弹性极限也有所提高。由此表明，在温度不变的情况下，白云岩的塑性变形随着围压的增加而明显增加。 围压对岩石力学性质和变形的影响，在于围压使固体物质的质点彼此接近，增强了岩石的内聚力，从而使晶格不易破坏，因而不易断裂。 温度：随着温度升高，弹性

28、极限和抗压强度明显境地，韧性则显著增强，易于发生塑性变形，易于形成剪裂。 温度增高对岩石力学性质和变形影响的原因在于，温度增高时，岩石质点的热运动增强，减弱了他们之间的内聚力，使物质质点更容易变位。因此，在高温条件下，较小的应力也能使岩石发生较大的塑性变形。 温度和围压使影响岩石强度的重要外在因素。温度升高使岩石强度降低，而增大围压却明显增大了岩石的强度。不过，两种因素同时导致岩石韧性的增强或减弱。因外界而，许多岩石在地表（常温常压）一般表现为脆性，而在地下，随着温度和围压的增环境加逐渐会向韧性转变。 的影溶液：地壳中的岩石或多或少的含有容易或水分，这些岩石中的溶液，一方面由响因于溶液的润滑作

29、用以及对矿物晶键的弱化作用，降低了岩石的弹性极限，提高了岩石的素韧性，使岩石已与变形；另一方面在构造应力的作用下，溶液可以促进矿物产生压溶、扩散、溶解等效应，从而促进矿物的溶解和新矿物的形成，有利于岩石的塑性变形。 实验表明，因溶液性质不同，同一岩石的强度降低程度也不相同。 溶液影响岩石力学性质和变形的原因是，由于溶液的加入使分子活动能力加强，使分子间的内聚力减弱，岩石发生软化，强度降低。 孔隙压力：岩石孔隙内流体的压力称为孔隙压力。在沉积物堆积时，一些流体封闭在粒间空隙内，水就是常见的一种，常以胶体形式吸附在粘土之中。在沉积物被压实过程中，部分流体被挤出，大部分仍留存在岩体内，或作为孔隙溶液

30、留存在孔隙中，或作为包裹体存留在结晶岩中。这些存留在岩体中的流体可以促进岩石的重结晶作用，并影响岩石的变形。如果不透水层阻挡含水层中孔隙中的流体从岩体中流走，岩体中的孔隙压力就会很大，甚至接近围压。孔隙压力对断层和某些沉积岩层构造的形成起着重要的作用。 孔隙压力对岩石变形的影响是，由于岩层空隙压力与颗粒表面垂直，并与岩石所处环境的围压方向相反，因而促进围压的效应减弱，结果导致岩石的强度降低。随着这种压力的增大，岩石屈服强度就会降低，从而易于变形。这种岩石在较小的外力作用下，就能发生较大的变形。 在地质条件下，岩石变形持续时间是长期的，通常以百万年为单位，因此时间因素是对岩石力学性质和岩石变形的

31、影响具有关键意义。时间因素对于岩石变形的影响主要表现在施力速度、重复施力和蠕变与松弛四个方面。 施力速度：快速施力能加快岩石变形速度，使岩石表现为脆性变形；缓慢施力，则会使脆性物质发生塑性变形。 施力速度影响岩石力学性质和变形的原因是，在缓慢的外力作用下，岩石质点有充分的时间固定下来，而变现为塑性变形；在快速施力的条件下，岩石质点来不及重新排列就破坏了，故呈现出脆性变形的特征。重复受力：第五章 褶皱构造第六章 节理第一节节理的概念及其研究意义节理（裂缝或裂隙）：即岩石中的裂隙，是指没有发生明显位移的断裂。节理面：节理构造的破裂面。街里面可以是平面，也可以是曲面。街里面的产状反映了节理在空间的位

32、态，仍用走向，倾向和倾角来表示。节理组：是指在一次构造作用的统一应力场中形成的、产状基本一致、力学性质形同的一组节理。节理系：是指在一次构造作用的统一应力场中形成的两个或两个以上的节理组构成的一系列节理，或在一次构造作用的统一应力场中形成的产状呈规律性变化的一系列节理（如一系列放射状张节理或同心环状张节理）。断层：有明显位移的断裂。 断裂第二节节理的分类节理的分类原生节理：指在成岩过程中形成的节理， 构造节理：指由内动力地质作用（主要是构造运动）产生的节理，分布也有一定的规律性。构造节理的特点是方位和产状稳定，与区域构造或局部构造存在一定的关系，它往往与褶皱和断层紧密相伴，成因密切，而且发育的

33、范围和深度较大，既有剪节理又有张节理。非构造节理：指在外动力地质作用下形成的节理。非构造节理的特点是发育的范围和深度有限，与各级各类构造无规律性关系，产状和方位极不稳定，以张节理为主。节理是一种小型构造，往往发育在褶皱等其他较大型构造上，并与岩层有一定的相关关系。1.根据节理与所在岩层的产状关系，可分为四类。这种分类适合于对发育在倾斜岩层地区的节理进行分类2.根据节理走向与所在褶皱枢纽间的关系，可分为三类。这种分类适合于对发育在褶皱岩层地区的节理进行分类。3.对于发育于水平岩层中的节理，一般根据其走向来划分，如北东向节理、南东向节理等。节理按其形成时的力学性质，可分为张节理和剪节理两类。张节理

34、：受张应力作用而产生的节理是张节理，张节理的主要特征：略剪节理：是由于剪应力作用而形成的节理，其两侧岩块沿节理面有微小剪切位移或有微小剪切位移的趋势。剪节理的主要特征：略第三节不同地质背景上发育的节理与褶皱有关的节理节理常作为褶皱或其他较大型构造的派生或派生小构造出现，许多节理是在岩层形成褶皱、断层时产生的，同时受造成褶皱和断层的同一应力场控制。 早期节理（略） 晚期节理（略）与断层有关的节理在断层作用中，由于断层两盘相对错动引起的派生应力作用，断层两侧常常会发育一套节理，这些节理与断层具有一定的几何关系，可为分析研究断层提供一定依据。 羽状张节理。 伴生剪节理。 派生剪节理。与区域构造有观点

35、节区域构造研究发现，地壳表层广大地区（某些构造单元）存在着规律性展布的区域性节理。区域性节理是区域性构造作用的结果，与局部褶皱和断层没有成因上的联系，在岩层产状近水平的地台盖层中常稳定产出。 区域性节理具有以下特点：发育范围广，产状稳定，节理规模大，间距宽，延伸长，可切穿不同岩层，常构成一定几何形式等。主节理：指规模明显大于该区节理平均规模的节理，常以延伸长、较稳定的产状切穿不同岩层甚至局部构造。在一定地区的各组各类节理中占主导地位。主节理是更大区域构造活动的产物，往往与一般节理不在同一次构造作用中产生。系统性节理：非系统性节理：利用节理研究恢复构造应力场：构造应力场的研究要求确定三个主应力轴

36、在三维空间中的节理在分析区域构造中的作用和问题方位，节理的统计研究在这方面有着重要意义。在具有代表性的观察点上确定三个主应力轴，共轭剪节理是良好的标志。两组共轭剪节理的交线平行于中间主应力轴，它们的夹角分别为最大主应力轴与最小主应力轴所平分。根据这个原理，在对节理进行野外大量的观察和统计研究的基础上，利用两组共轭剪节理所反映的统一剪切运动关系，在吴氏网上能够比较清楚的定出三个主应力轴的方位确定点应力状态。根据足够的点应力状态资料，即可编绘出主应力网络图，从而合理地回复区域构造应力场，解释区域内构造的成因，阐明构造的分布和发育规律。 节理在分析区域构造中存在的问题：从理论上来讲节理与一定构造和构

37、造应力场常具有特定的关系，故可利用节理来确定其所在的大型构造和构造应力场。但是实践证明，利用接力测量结果有些过于复杂，人们常常想利用节理来阐明构造，但很难得出可靠的结论。虽然节理是发育广泛的构造并有一定的系统性，但在解释应力变化中，可能是用处最小的一种构造。造成上述困难的原因很多，主要是1.节理形成时期不易准确确定，除个别情况外难以对其分期。2.节理面上的运动十分轻微而难留下痕迹，不易借以确定运动方向；3.成因多样，包括非构造成因的节理有时也混搅或叠加在一起4.多期节理的叠加和改造，即使在一次构造作用中，不同阶段和构造的不同部位也常有相应的节理组产出。第七章 断层断层与节理就其力学性质而言，并

38、无本质上的差别，断层往往是节理进一步发展而形成的。断层在地壳中分布很广泛，但其规模差异很大，大的成百上千千米，小的用显微镜才能观察研究。在垂向上，随着温度、压力的增高，岩石由脆性变为韧性，致使地壳岩石中的断层表现出层次性，即浅层次为脆性断裂，形成脆性断层，简称断层；在深层次则形成韧性断层，或称为韧性剪切带。第一节 断层的几何要素第二节 断层的分类1.根据断层走向与所在岩层走向的关系分类走向断层：断层走向和岩层走向基本一致倾向断层：断层偶像和岩层走向基本垂直斜向断层：断层走向和岩层走向斜交顺层断层：断层面和岩层层面基本一致2.根据断层走向和褶皱轴向（或区域构造线）的关系分类纵断层：断层走向和褶皱

39、轴向或区域构造线方向基本一致横断层：断层走向和褶皱轴向或区域构造线方向近于直交斜断层：断层走向和褶皱轴向或区域构造线方向斜交3.根据断层两盘的相对位移关系分类正断层逆断层平移断层枢纽断层：断层量盘不是做直线位移，而是具有明显的旋转性，这种断层叫做枢纽断层。断层的分类第三节 断层各论正断层的一般特点：正断层的产状一般较陡，大多数在45度以上，而以6070度最常见。正断层带内岩石破碎相对不太强烈，角砾岩多带棱角，断层带内通常没有强烈挤压形成的复杂小褶皱现象。正断层正断层的组合形式：正断层可以孤立地出现，但更多的是若干断层组合在一起，以一定的组合形式出现。按照断层在平面和剖面上的排列组合形式， 在平

40、面上，断层可组合成平行式斜列式环状放射状在剖面上可组合成阶梯状地堑地垒逆断层的一般特点：逆断层产状一般较缓，大多数在45度以下。逆断层带内岩石破碎相对较强烈，断层带内常常有强烈挤压形成的复杂小褶皱现象。大多数逆断层的断层面无论沿走向和倾向都常呈舒缓波状，特别是交大的逆冲断层和推覆构造表；根据断层面倾角的大小，逆断层还可分为：高角度逆断；低角度逆断层；：指断层面倾角小于45度（一般为30度）的逆断层；逆冲断层：指位移很大的低角度逆断层；推覆构造；：指断层面十分低缓而推移距离在数千米以上的大型逆；1.逆冲断层的一般特点：逆冲断层倾角一般在30度；逆冲断层2.逆冲断层的组合形式：叠瓦式逆冲断层：都常

41、呈舒缓波状，特别是交大的逆冲断层和推覆构造表现尤为明显。大多数逆断层的断层线弯曲变化比较大。逆断层可以单个出现，也可以在一个地区成群出现，有时由若干条走向近于平行的逆断层构成逆断层带。当其成群时，它们在平面上的组合形式以平行状、分叉状及雁行状最为常见；在剖面上以叠瓦状、反冲及对冲等形式出现。根据断层面倾角的大小，逆断层还可分为： 高角度逆断层：指断层面墙角大于45度的逆断层低角度逆断层：指断层面倾角小于45度（一般为30度）的逆断层逆冲断层：指位移很大的低角度逆断层。推覆构造：指断层面十分低缓而推移距离在数千米以上的大型逆冲断层。 逆断层中，最常见的是逆冲断层和推覆构造，它们是地壳中最常见的断

42、裂构造，具有总要的理论和实际意义，也是当前构造研究中最引人注目的课题。1.逆冲断层的一般特点：逆冲断层倾角一般在30度左右，常常显示出强烈的挤压现象，形成角砾岩、碎粒岩和超碎裂岩等断层岩。逆冲断层的两侧岩层常常具有强烈的变形特征。逆冲断层2.逆冲断层的组合形式： 叠瓦式逆冲断层： 背冲式逆冲断层： 对冲式逆冲断层楔冲式逆冲断层3.逆冲断层形成的地质背景：逆冲断层及其各种组合形式分别产出与不同的地质环境中，并且以叠瓦式逆冲断层为最普遍的形式；逆冲断层一般是区域性挤压作用的结果；常常与强烈的褶皱运动相伴生。推覆构造 推覆构造以及构造窗和飞来峰的概念：推覆构造通常表现为老地层被推覆到新地层上，形成老

43、地层在上、新地层在下的特征。推覆构造的上盘岩块自远处推移而来，因为叫外来岩块或推覆体；下盘岩块叫原地岩块； 构造窗（天窗）：推覆构造的上盘岩体，由于受到剥蚀而局部露出的原地岩块，称为构造窗或天窗。构造窗具有大片较老地层中出现一小片由断层圈闭的较年轻地层的特点。 飞来峰：如果剥蚀强烈，在大片原地岩块上地势较高的地方仅残留小片孤零零的外来岩块，表现为在原地岩块中残留一小片由断层圈闭的外来岩块，常常是在较年轻的地层中出现一小片由断层圈闭的较老的地层，这种被断层圈闭的地质体为飞来峰。无论是构造窗还是飞来峰，它们与周围原地岩块都呈断层接触关系。推覆构造的断距计算：推覆构造的断距一般较难计算，粗略的估计是

44、以最前端之飞来峰与最后端之构造窗之间的距离为其最小推覆距离。平移断层的一般特点：1.平移断层的两盘基本上沿断层走向相对滑动，根据相对滑动的方向可分为左行平移断层和右行平移断层。平移断层2.平移断层的断层面一般较陡，有的甚至直立，这也与垂直运动有关。 3.大型平移断层常常表现为强烈的破碎带、密集剪裂带、角砾岩化带及超碎裂岩带。平移断层的组合形式：平行状雁行状第四节 断层的观察和研究1.根据井下地层的缺失和重复：在钻井过程中，一般来说，如果发现地层确实，预示井下钻遇到了正断层；如发现有地层重复，可能遇到了逆断层。要注意的是，在通常情况下，同一个断层总是被多口井钻遇，而各钻井钻遇的深度、重复或缺失层

45、位各部相同，并且是按一定的方向做有规律变化的；另外，引起井下地层的重复和缺失除逆断层和正断层外，还有其他构造因素的影响。断层的井下识别钻遇地层重复 逆断层造成的地层重复 倒转背斜引起地层重复 钻遇地层缺失： 正断层造成的地层缺失 不整合引起的地层缺失 2.根据标准层标高的变化确定断层：若相邻的井中地层层序正常，但相邻两井中标准层的标高相差极为悬殊，可能预示在两口井之间存在着未钻遇的断层。3近距离内同层厚度突变：相邻两井钻遇同一地层时，对于岩性单一的层段，如发现其厚度突变（增厚或减薄），是断层存在的可能标志之一。4钻井过程中的井漏、井塌现象：不同性质的断层对流体所起的渗流作用不同，受张力作用的正

46、断层是流体运移的两哈通道；受挤压力作用形成的逆断层对流体其封隔作用。因此当钻井过程中钻遇正断层的断层面时，钻井液会大量漏失，出现井漏异常。由于断层的存在，钻至断层附近岩层会发生垮塌，岩心上会有擦痕、断层角砾岩或岩石由揉搓现象。这些现象都可能说明有断层的存在。5在同一层内，由于流体性质的差异、油气层的折算压力不同以及油水或油气截面不一致等，也是判断断层存在的标志6.判断井下断层，必须利用各种资料综合考虑，不能仅用某个单一资料和数据作为根据。第八章 同生构造分析（略）第九章 大地构造基本理论大地构造学主要是研究地壳的构造、运动及其发展规律的一门地质学科。当研究对象是一个比较大的区域时，一般称为区域

47、大地构造学，如对我国来说就成为中国大地构造学。大地构造学说1.槽台学说： 2.板块构造学说：板块构造学说认为，漂浮于地幔软流圈之上的地球外层岩石圈是一些被断裂或构造活动带分割开的板状块体；每个板块都在不停地运动，边生长、边移动、边消亡；板块间互相运动时形成地表各种活动和变形的根本原因；板块边界是地球表面最活动的地带，大多数地震、火山都分布在这里；大陆硅铝层驼于岩石圈板块之上，随岩石圈板块运动而飘移。3.地质力学说第一节 槽台学说第二节 板块构造理论1.板块构造理论的基本概念1.大洋脊扩张带：通过海底调查发现，在各个大洋的洋中脊中央部位，发育着一条断裂谷，深部地幔物质从此处涌出海底，为新生地壳生

48、长的地带；大洋脊部位浅源地震集中，并呈带状分布；此地热流量也高；洋中脊是海底分裂产生新洋壳的地带，是板块生长扩张的边界，故称分离型板块边界。2.贝尼奥夫带：地震台网的观测发现，全世界的深源地震只有在海沟附近才存在。这些海沟都分布在大洋的边缘，主要在环太平洋及印度洋东北边缘，深度一般为600010000m。海沟附近的重力值相当低，为负重力异常，热流值也比正常洋盆低得多，说明该区海底下的物质其温度、密度都较低。20实际50年代贝尼奥夫首先发现天然地震的震源深度与海沟有密切关系，并呈有规律的变化。在海沟附近都是浅源地震，朝大陆方向，随着离海沟距离的加大，依次出现中源地震和深源地震。震源可排列成一条由

49、海沟向大陆方向往深处倾斜的带，被后人称为贝尼奥夫带。该带的倾角一般为45度，可在1560度之间变化。贝尼奥夫带的发现，说明沿大陆边缘的海沟，存在着倾向大陆的、正在活动着的巨型断裂带，洋壳在此俯冲，下插到大陆岩石圈下面去。现在认为贝尼奥夫带就是一个洋壳的消减带，是大洋和大陆岩石圈的会聚带。 板块构造理论建立的基础3.洋底岩石的年龄：海洋调查的另一项重要成果是通过深海钻探与大洋钻探计划的执行，发现洋底的沉积物厚度很小，其下位玄武岩流，它们的厚度不超过1000m。大洋底岩石的时代都很新，没有比中侏罗纪（180Ma）更老的。大洋脊附近，洋底岩石的年龄最小，原离大洋脊的年龄则较大。深海钻探的成果更令人信

50、服地证实了海底扩张的理论。4.转换断层：在大洋脊附近，发现洋脊被一系列横向断层所切断，断距可达数百至上千千米，断层长度可达数千千米。这种截断大洋脊的断层不是一般的平移断层，而是由于自洋脊轴部向两侧扩张量不同所引起的一种特殊的断层，称为转换断层。板块构造理论的基本思想岩石圈板块的划分是以构造活动性强烈的板块边界为界限的。按照板块之间相对运动方式的不同，可以将板块边界分成三种类型：1.离散型板块边界（板块的扩张边界）：指的就是大洋脊轴部，其两侧板块相背运动，板块边界受到拉张而分离，软流圈物质上涌，冷凝成新的洋底岩石圈，所以离散型板块边界也板块边界的类型称为增生或建设性板块边界。 2.会聚型板块边界

51、（板块的收敛边界海沟俯冲带）：即海沟附近的板块俯冲带或大陆板块之间的碰撞带。当大洋与大陆板块会聚时，由于大洋板块密度较大，位置较低，故大板块的划分板块分界线的活动性洋板块总是俯冲到大陆板块之下，在地表形成海沟。当大洋板块不断俯冲到大陆板块之下，并在地表逐渐消失时，其后部的大陆板块就有可能与其他密度相近的大陆板块发生碰撞，从而产生强烈的构造变形、岩浆与变质作用，并形成山脉，此时形成的强烈构造变形带就成为板块碰撞带（即相当于以前所谓的造山带）。 3.平错型板块边界：即转换断层，其两侧板块发生水平剪切滑移。转换断层一般分布在大洋脊附近，有时也可延伸到大陆边部。 目前，一般认为全球共有12个板块，最主

52、要的是六大板块，其中以大陆为主、涉及少量海洋的板块有欧亚板块、北美板块、南美板块、非洲板块、阿拉伯板块以及南极洲板块；以海洋为主的板块有太平洋板块、菲律宾海板块、印度澳大利亚板块、加勒比海板块以及在东太平洋地区的纳兹卡板块和可可板块等。 世界上各个板块的内部，一般都是构造活动、岩浆作用、变质作用以及地震作用等相对稳定的地区。但是，各个板块之间的分界线则是各种地质作用活动非常强烈的地带，它们的活动性表现为多种形式。 岩浆上升：在海底扩张地壳生长过程中，地幔上部的基性、超基性的岩浆，经洋中脊轴部上涌到海底，冷却凝固后而成为岩石。岩浆的上升涌出是连续不断的，后涌出的冷却凝固的岩浆，将先前上涌的岩浆往两侧推移，从而使海底向两侧扩张。由于岩浆活动，洋中脊处