《构造地质学多媒体》

编制人：长安大学地球科学与国土资源学院2008.3构造地质学(60学时）整理课件构造地质学

概述（P1-1）地质构造：组成地壳或岩石圈的岩层或岩体等，在内外地质动力作用下所产生的各种变形；

如褶皱、节理、断层以及其它各种面、线状构造。构造地质学

是地质学专业的一门重要的专业基础课；是地质学的一门分支学科；

它是研究地壳上各级各类地质构造的发生、发展、演化及其与矿产分布、地震、工程稳定性、环境演化等的关系的一门学科。研究对象和内容基本概念整理课件构造地质学

概述（P1-2）研究对象：各种地质构造现象；研究内容：

各种地质构造的形态特征；形成条件；分布与组合形式；发展演化规律；形成机制。并追索产生上述地质现象的地壳运动方式、方向和力学性质，进一步探讨地壳构造运动的动力学原因。研究对象和内容整理课件构造地质学

概述（P1-3）可以从两个方面描述对地质构造的研究：

时间：发生、发展、演化；空间：分布和规模、形态特征、空间组合。几何学：形态特征、分布与组合（空间）；运动学：形成时间、顺序及演化过程（时序）；动力学：形成机制与发育条件（成因）。概念：研究各种地质构造的形态、产状、规模；形成机制、条件，分布、组合及演化；产生的地壳运动方式、运动规律与动力来源的一们学科。研究对象和内容整理课件构造地质学

概述（P1-4）构造地质学的相关学科构造分析包括：微观构造，小构造，区域构造和大地构造。微观构造分析包括岩组分析和粒组分析。岩组分析是以构造岩的应力矿物为对象，研究晶体内的构造，以及矿中的各种微观小域的形成和演变，并将各种微观的特征与宏观的构造现象联系起来解释。小构造分析的主要对象是盆地中的三级构造，包括盆地中的局部构造直到一块手标本。小构造分析的步骤是通过观察、标测和制图，掌握构造变动的几何形态，进一步分析构造的力学条件，了解相邻构造的成因联系及局部构造的发育历史。区域构造分析介于小构造与大地构造之间。它是以区域地质为背景，具体分析一个地区的地质规律。在进行区域构造分析时，往往因各家的学说观点不一样，以至使用同样的地质资料，得出截然不同的地质结论。因此，区域地质分析经常是地质学争论的焦点。大地构造分析是以整个地壳为对象，对构造形态，沉积建造，岩浆活动，变质作用，成矿作用，火山、地震等方面综合分析，汇集各种有关的地质地球物理资料阐明各级构造单元发生、发展，演化历史，探讨各级大地构造单元形成机制和分布的规律。整理课件构造地质学

概述（P1-5）构造地质学发展史-以阿尔陂斯为例时间

主要在18世纪中期；固定论阶段代表人物：魏尔纳；主要认识：山就是山，谷就是谷，是一成不变的；点评：是构造地质学的萌芽阶段，只对地表的静态描述；认识到了地表的差异（各种地质构造）的存在，它们是有区别的，这就为进一步的研究各种地质构造奠定了基础；不足之处是：1。没有认识到运动这一永恒的主题（内力）；2。没有认识到外动力地质作用在地质历史上的巨大作用；3。是人们认识地球的开始，也可以说是萌芽期。整理课件构造地质学

概述（P1-6）构造地质学发展史-以阿尔陂斯为例时间主要在18世纪末—19世纪初期；削蚀论阶段代表人物：索修尔；主要认识：山和谷不是一成不变的；山是地壳上升后经削蚀而形成的；山和谷地的内部是均一的岩块，不存在分层现象。点评：是构造地质学的奠基阶段，认识到了地表的差异（各种地质构造）的存在，它们是有区别的；认识到了地壳的运动（上升）和外动力地质作用（削蚀）的存在，这就为进一步的研究各种地质构造奠定了基础；不足处：没有认识到地球内部的分层和沉积岩石内部广泛存在的分层现象。响整理课件构造地质学

概述（P1-7）构造地质学发展史-以阿尔陂斯为例上冲论阶段—构造地质学起步阶段：时间：主要集中在19世纪后期；代表人物：施图德—«阿尔卑斯地质»主要认识：阿尔卑斯山内部可以分为若干带；由中央花岗岩和周围的沉积岩系组成；山是由于花岗岩的上升而造成的。主要进步：认识到了沉积岩系的分层和其中的不整合接触关系；认识到了岩浆活动引起地壳上升；也认识到了外力地质作用（差异剥蚀）。主要不足：没有认识地壳运动大量的机制和方式等整理课件阿尔卑斯山断面图（施图德«阿尔卑斯地质»）C—结晶质的中央带，它是构造山的主体；K—沉积岩系P1-8整理课件构造地质学

概述（P1-9）构造地质学发展史-以阿尔陂斯为例正确认识阶段：时间：19世纪末—20世纪初期；代表人物：海姆—«关于山脉形成理论的研究»主要认识：确立了平卧褶皱及大型平移断层在造山过程中的作用。认识到研究造山带内部的复杂的大型平移断层在造山中的巨大作用。主要进步：褶皱造山、断层造山。主要不足：当时的研究手段不足。整理课件贺兰山西麓地区小松山推覆体剖面图P1-10整理课件构造地质学

概述（P1-11）构造地质学发展史-以阿尔陂斯为例构造地质学研究大发展阶段：时间：近三四十年内主要特点：国内外相关学科的大发展及学科间的相互渗透，新方法、新技术的不断出现和应用，使构造地质学的研究手段不断的进步、促使人们对地质构造的认识不断的完善和深入，构造地质学研究，进入了一个全新的阶段。主要体现在四个方面：上天—航空、航天、遥感等技术的应用；入地—深钻、高分辨地震勘探技术等的应用；入微—电子显微镜的引入、构造岩组分析；模拟和综合—计算机和人工智能技术的应用。整理课件构造地质学

概述（P1-12）课程的讲授内容和方法教材：徐开礼等.构造地质学.地质出版社.1998;参考书目录：1.郭颖等.简明构造地质学教程.地质大学出版社.1996;2.俞鸿年等.构造地质学原理.南京大学出版社.1998；3.冯石等.构造地质学.石油工业出版社.1982;4.毕令斯.M.P.构造地质学，地质出版社,1956;5.霍布斯等.构造地质学纲要，石油工业出版社,1976;6.兰姆赛.J.G.岩石的褶皱作用和断裂作用，地质出版社,19677.魏宽义.构造解析学.陕西人民教育出版社.2003讲述和学习方法:

基本理论讲述+基本方法操作练习+课堂讨论+模型与标本观察描述+课外作业整理课件构造地质学

概述（P1-13）构造地质学研究的意义理论意义：1阐明各级各类构造的时空展布规律；2构造的形成机制和发展演化规律；3地壳（地球）发展演化的规律。实践意义：1指导矿产勘查（地质矿产勘查）；2水文地质勘查（水文地质学）；3国土资源调查和管理；4工程稳定性评价；5地震和灾害地质研究；6环境保护等。整理课件构造地质学

概述（P1-14）构造地质学的授课目标观察构造的能力：学会对各级各类构造进行观察、描述和记录；分辨构造的能力：

学会怎样正确的分辨各级各类构造；分析构造的能力：

学会分析各级各类构造的思路和方法；处理构造的能力；

学会如何利用对各级各类构造的分析结果综合研究区域构造的形成背景和发展演化规律整理课件构造地质学

概述（P1-15）构造地质学的研究方法

本课程是一门实践性很强的学科，也是特别复杂的学科（历史长、规模大、温度压力高、影响因素多，差异大等）。方法序法（果推因）；逻辑推理法；实验模拟法等；恢复构造运动的途径不外乎两种：

构造历史分析法以各种地质、地球物理、地球化学资料为基础，其中特别是以岩石建造、相和厚度为依据，探讨各种地质构造与构造运动成因上的联系。确定大地构造发展的特点，阐明构造运动的规律。构造运动与沉积作用经常是同时发生的，而且带有长期性。因此，恢复相、建造、厚度在时间和空间上的变化规律，则是研究构造历史的首要任务。构造变动是地应力作用于岩石引起的永久变形，它是构造运动的结果，反之构造形迹又是地壳运动的历史见证。地质力学分析法是以岩石中的永久变形为基础，研究构造变动的力学性质及其形成的顺序，进而恢复构造应力场的特征和地壳运动历史。整理课件地质构造力学基础——应力应力、正应力和剪应力；单向和双向受力状态下的二维应力分析；应力莫尔圆的基本性质及应用；剪应力互等定律；应力状态和应力椭球体；构造应力场和应力轨迹。应变、线应变（e、s、λ）和剪应变（Ψ、γ）；应变椭球体的概念及其应用；均匀变形与非均匀变形；旋转变形与非旋转变形；共轴递进变形与非共轴递进变形；岩石有限应变测量。

本章要点整理课件地质构造力学基础——应力需要掌握的几个概念：

力、应力；外力、内力；体力、面力；固有内力、附加内力；应力莫尔圆；剪应力互等定律；应力椭球体；主应力轴（应力主轴）。整理课件地质构造力学基础——应变需要掌握的几个概念：

变形、应变；线应变、剪应变；应变椭球体；应变主平面、应变主轴（应变主轴）。整理课件应力与应变—应变

一、变形的概念

(一)变形和变位：

物体受力后，使其内部各质点发生位移，通称为变形，它有四种效应：(1)直移：位置的变化；(2)旋转：方位的变化；(3)体变：体积的变化；(4)形变：形状的变化

体变和形变使物体内部各质点间的相对位置发生了变化，从而改变了物体的体积大小和形状。

上述四种效应通常同时发生，但发育程度不一定等同，而是常以某种效应为主，构成千姿百态的各种构造。

整理课件应力与应变—应变

一、变形的概念

(二)均匀变形和非均匀变形研究物体的变化基本上是一个几何学问题，可根据物体变形前后的几何特征将变形分为均匀变形和非均匀变形。1．均匀变形变形前后物体各部分的变形性质、方向和大小都相同的变形称为均匀变形．其特征是：原来的直线或平面，变形后仍然是直线或平面，但方向可能改变，原来互相平行的直线或平面，变形后仍然平行，方向也可能改变：变形物体中同一方向的直线具有相同的伸缩量和角度变化。2．非均匀变形变形前后物体各部分的变形方向，性质和大小有变化的变形称为非均匀变形．其特征是：原来的直线或平面，变形后为曲线或曲面：原来互相平行的直线或平面，变形后不再平行，变形物体中同一方向的直线伸缩量和角度变化是不同的。整理课件应力与应变—应变

一、变形的概念

自然界中构造变形大多数是非均匀的，如褶皱具有典型的非均匀变形的特征。

但是，在讨论岩石变形时，常将整体的非均匀变形分解成许多连续的局部近似均匀变形的总和。如图所示，就整体的弯曲变形而言，属于非均匀变形，但就变形体中的极微小的区域来看，具有均匀变形的特征，即每个椭圆是由变形前的小圆变来的，是均匀应变，而整个弯曲变形正是由一系列相邻小圆的均匀变形总合而成，任意两个相邻的小椭圆所代表的变形方向、性质和大小都有一定差别，在弯曲的外侧显示拉伸变形，内侧为压缩变形。整理课件应力与应变—应变

二、应变

应变是物体变形程度的度量。可以从两个方面描述变形前后质点位置的变化。①描述物体内质点间线段长度的变化量，叫线应变；②描述物体内相交线段之间角度的变化量，叫角应变，或剪应变。1.线应变线应变即物体内线段在变形前后的相对伸长和缩短。如图所示，设物体中某线段变形前长度为L0，变形后为L1，其长度改变量为∆L=L1-L0。线应变有多种表示方式:(1)线应变e，即指变形前后单位长度的改变量。e=(L1-L0)/L0=∆L/L0

(2)长度比，即变形后的长度与变形前的长度之比值：s=L1/L0=e+1

(3)平方长度比，即线段长度比的平方:=(L1/L0)2

e、s、三者之间知道其中两个，就可以计算出其余的。它对分析应变椭球是特别有用的。2.剪应变：

物体在发生变形时，其内部线段之间的交角发生了变化。原始平行的直线，变形后产生了夹角就称为角剪应变，其剪应变为：=tan;如果很小，则tan=，即=；

剪应变无单位，规定顺时针时为正。整理课件应力与应变—应变

三、应变椭球

当物体或岩石发生均匀变形时，内部质点的相对位置将发生变化。设想物体和岩石变形前内部某一点为一小圆球体，变形后这个圆球体就会变成一个椭球体，该椭球体称为应变椭球体。反之，如果变形前为一椭球，变形后这个椭球成了球体，该椭球体叫逆应变椭球体。这些椭球的二维图形如图所示。

整理课件应力与应变—应变

三、应变椭球

应变椭球体有三个互成直角的对称面，这些平面相交于椭球体的三个主直径，这些主直径的方向叫应变主方向。取1方向平行于椭球的最大直径(最大应变轴A轴)。取初始圆球的半径为1，2和3方向分别平行于椭球的中间直径(中间应变轴B轴)和最短直径(最小应变轴C轴)的方向，

1、3和3值分别叫最大主应变、中间主应变和最小主应变。通过椭球并包含任意两个主方向的平面叫应变主平面(主应变面)，它们与应变椭球相交成椭圆。应变椭球的特性之一，就是变形后的这些应变主方向，在变形前也是正交的。一般情况下，这些方向仅有线应变，无剪应变。

三个主半径不等的应变椭球体都有两个过中心的截面，它们与椭球相交成圆，这些圆叫应变椭球体的圆截面，它们彼此相交于应变的中间主方向，而且分别与1方向呈相等的夹角。对三轴应变椭球体，圆截面有两种情况：一是圆截面半径与变形前的球体半径相等，该截面称不变歪面；另一种情况下，圆截面所包含的线有相等的变形，也就是说，圆截面内所有的直线的伸长或缩短都相等，该圆截面称均匀变歪面。整理课件应力与应变—应变

四、递进变形

在同一种力持续作用的变形过程中，如应变状态发生连续的变化，这种变形称递进变形。在递进变形过程中，岩石内部的应变状态将随变形过程的发展而变化。因而在一期变形全过程中，依次出现性质和方位不同的应变状态，从面导致构造变形的发展及其力学性质的转化。由此可见，递进变形不仅涉及变形的空间分布规律，并且涉及时间因素，即岩石变形的历史过程。I．全量应变和增量应变递进变形包括两部分应变，即增量应变和全量应变。增量应变又称瞬时应变，它代表在变形历史的某一瞬时正在发生的一个无限小的应变，因此又叫无限小应变。全量应变代表在变形历史中某一瞬间已经发生的应变总和，又称总应变。这种应变常常是有限应变，是增量应变积累的结果。当研究递进变形时，为直观和方便，常将变形历史的任意瞬间应变的性质分解为巳经发生的全量应变和正在发生的增量应变两部分，以便考查递进变形的发展。对于同一变形过程来说，全量应变和增量应变之间是有密切联系的。全量应变的大小等于各阶段增量应变之和。

整理课件应力与应变—应变五.岩石应变测量

确定变形岩石内的有限应变状态及其分布规律的一个方法，就是测量和统计变形岩石内已知原始形状的标志物在变形后的形态变化，然后加以对比分析。根据变形标志物中已知长度或相对长度比的线性标志发生的长度变化，可以计算伸缩线应变；根据已知两条直线之间原始角度的变化，可以计算角剪应变和剪应变。变形岩石内可供测量和计算应变状态的标志物类型很多，一般分为两类：(1)原始为圆球或椭球的标志体；(2)已知原始形状其它标志体。

变形岩石的应变测量不仅可以帮助我们查明某些构造的形成机制，而且也是对岩石变形进行定量研究的基础，因而是现代构造地质研究中不可缺少的组成部分。近年来，形成岩石有限应变测量的热潮，并取得了一系列成果，这里仅作一些简要介绍。

整理课件应力与应变—应变五.岩石应变测量

1．原始为圆球或椭球的标志体的应变测量：

这类标志体包括砾岩中的砾石、砂岩中的砂粒、熔岩内的气孔、板岩内的还原斑、放射虫等。如果标志体原始是球体，虽然不知道体积的变化，但可以直接测定应变椭球体的形状，从面获得应变状态。

整理课件应力与应变—应变五.岩石应变测量

2．原始非球状物体的应变测量

可供应变测量的原始非球状物体包括：(1）原始形状规则，线、角成明显对称的标志物，如某些变形化石和变形晶体；(2)与应变有关的小型构造标志物，如压力影、生长矿物纤维、石香肠构造、线理、面理、节理，以及小型褶皱等。

利用上述各种变形标志体进行应变分析，必须研究标志体与基质的关系，考察它们是否具有相同的物理力学性质．如果性质相同，所测定标志体的变形，才能正确反映变形岩石的应变状态。此外，上述各标志体必须配合在一起加以利用。必须指出，即使精确地测定了上述标志体的应变主轴的方位和大小，也只能对它们作出半定量分析，因为在一般情况下，并不完全知道标志体原始的精确形状或方位。

整理课件应力与应变—应变五.岩石应变测量

图3-45是利用变形腕足类化石进行应变分析的图示。根据变形腕足类化石的两条标志线(饺合线和壳瓣对称面的痕迹)测定应变椭球体的椭圆切面(平行于层理)的主轴。如果化石A和化石B的两条标志线原来是相互垂直的，变形后仍然相互垂直，据此，可以确定应变状态。其它不同方位的化石中也有足够的信息可以测定椭圆切面的形状。整理课件地质构造力学基础

岩石变形习性一、变形阶段：弹性变形阶段：

非永久变形,虎克定律塑性变形阶段：

永久变形,连续断裂变形阶段：

永久变形,不连续,破裂y'yP12破裂塑性变形区弹性变形区eee岩石变形应力－应变曲线整理课件岩石变形的应力－应变曲线（1）弹性变形（2）塑性变形（3）破裂变形岩石变形的一般化应力－应变曲线根据材料在破裂前塑性变形的应变量可以把材料分为脆性材料（<5%）、韧性材料（>10%)、韧－脆性材料（5~7.5%）和脆－韧性材料（7.5~10%)。y'yP12破裂塑性变形区弹性变形区eee整理课件二、岩石的变形阶段

脆性和韧性岩石的变形一般都经历弹性变形、塑性变形和破裂变形三个阶段。由于受到岩石自身的力学性质、边界条件、物理化学条件、外力的性质等因素的影响，不同岩石的这三个阶段各不相同。大理岩在挤压应力作用下的变形实验结果整理课件三、岩石变形的微观机制1．脆性变形机制－－微破裂作用、碎裂作用和碎裂流岩石中固有的微裂隙引起应力集中，从而导致脆性破裂。2．塑性变形机制－－晶内滑动和位错滑动、位错蠕变（边界形化作用、动态重结晶作用和核幔构造）、扩散蠕变、溶解蠕变（压溶作用）、颗粒边界滑动岩石中矿物晶体特性和缺陷对塑性变形过程具有重要意义。整理课件地质构造力学基础

四、岩石变形影响因素(一)、岩石本身因素：

性质（如玄武岩、石英岩与灰岩、泥灰岩）结构（各项异性、层理。空隙、粒度大小、胶结特征等）。整理课件(二)、影响岩石力学性质的外界因素1．围压－－影响岩石的极限强度和韧性使固体物质的质点彼此接近，增强了质点的内聚力，从而使晶格不易破坏，因而不易破裂。围压与深度和构造环境有关。2．温度－－影响岩石的韧性和屈服极限温度升高时岩石质点的热运动增强，减弱了它们之间的联系能力，使物质质点更容易位移。温度与深度和构造环境有关。3．孔隙流体－－影响岩石的强度和质点迁移能力(异常孔隙流体）整理课件4．时间（1）时间对应变速率的影响长时间受力时质点有充足的时间固定下来，易于产生永久变形;快速受力时质点来不及重新排列就破裂了，表现出脆性特征。（2）蠕变与松弛－－长时间地缓慢变形会降低弹性极限在应力不增加的情况下，应变随着时间的增长缓慢增加的现象就是蠕变，反映了岩石的流动性。在应变恒定的情况下，所需应力可以随时间增长不断减小的现象就是松弛。岩石中各种地质构造主要是岩石蠕变的产物。整理课件地质构造力学基础

岩石变形习性五、脆性变形机制（剪裂角分析）：岩石破裂的方式有两种：垂直于拉伸方向的张裂、略小于450的共轭剪裂。库仑剪切破裂准则：格里菲斯破裂准则：经莫尔包洛线修正的格里菲斯破裂准则（麦克托林及华西）。整理课件地质构造力学基础

岩石变形习性六、塑性变形机制：1晶内滑移与颗粒变形:2动态恢复、动态重结晶与细粒化:3颗粒边界滑动和超塑性流动。整理课件读褶皱地区地质图

并做图切剖面图

P1一、目的：(1)掌握阅读褶皱地区地质图的步骤和方法；(2)学会认识分析褶皱形态、组合及形成时代；(3)掌握绘制褶皱地区图切剖面图的方法。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图P1二、方法说明：

首先从地质图的图例或地层柱状图上了解图区出露的地层的时代、层序和接触关系；然后浏览一下地质图，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，并结合比侧尺分析地形对地层露头分布形态和出露宽度的影响。

从地质图上认识褶皱，先要看地层分布是否有对称重复现象，并结合地层新老关系和地层产状，分辨出背斜和向斜，再进而分析褶皱的形态和组合特征。认识褶皱形态的关健是确定褶皱的两翼、轴面和枢纽产状。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P2(一)对单个褶皱形态的认识和分析1．区分背斜和向斜

先从一个老地层或新地层着手，横过地层总的延伸方向观察，如老地层两侧依次对称地分布着新的地层，为背斜；反之在新地层两侧对称地分布着老的地层则为向斜。通常是一个背斜两侧毗邻着向斜，一个向斜的两侧则发育着背斜。2．确定两翼产状

褶皱两翼产状及其变化，主要从地质图上标绘的地层产状符号直接去认识和分析。在一定情况下，也可以根据同一岩层在褶皱两翼露头宽度的差异，定性地对比两翼的倾角大小。这种分析是以岩层厚度基本稳定，地形起伏不大或褶皱两翼的地面坡度相似为前提，而岩层露头宽度只与岩层倾角大小有关，露头宽度窄的一翼倾角大，宽的一翼倾角小。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P3(一)对单个褶皱形态的认识和分析3．倒转翼的确定

通常在褶皱倾伏端的岩层层序和产状总是正常的。如果有倒转翼，则侧转翼的岩层从翼部向倾伏端方向，倾角一般由缓变陡(如图从C到A)，到倾伏端转折附近岩层会出现产状直立(如图A处)。在褶皱倾伏端和翼部，岩层露头宽度一般比在倾伏端附近的直立产状部分露头宽度要宽。因此，如果褶皱岩层露头从翼部向倾伏端追踪，在倾伏转折附近，露头宽度有出现特别变窄的现象，则该翼可能是倒转翼(图12)。

上述判断两翼产状的方法适用于形态和产状较筒单的褶皱，对于倾竖褶皱、平卧褶皱和斜卧褶皱或地形变化复杂时则不适用。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P44．判断轴面产状：

要较准确地确定褶皱轴面的产状，可以通过系统地测量两翼同一岩层产状，用极射赤平投影方法或几何作图法来确定。在地质图上，也可以从两翼产状大致判断出轴面产状。如两翼倾向相反，倾角大致相等，则轴面直立；两翼倾向、倾角基本相同，则轴面产状也与两翼产状基本一致(即等斜褶皱)。对于两翼产状不等或一翼侧转的褶皱，无论背斜或向斜，其轴面大致是与倾角较小的一翼的倾斜方向近于一致，除平卧褶皱和等斜褶皱外，轴面倾角一般是大于缓翼倾角，而小于陡翼倾角。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P55．枢纽产状和轴迹的确定：当地形平坦且褶皱两翼倾角变化不大时，两翼地层界线基本上平行延伸，可认为褶皱枢纽水平；如两翼岩层走向不平行，或两翼同一岩层界线呈交会或弧形转折弯曲，可认为褶皱枢纽是侧伏的，在倾伏背斜两翼同一岩层界线在枢纽倾伏处交会成V形或弧形的凸侧或V形尖端指向枢纽倾伏方向。向斜则反之。另外沿延伸方向核部地层出露的宽窄变化也能反映出枢纽的产状，核部变窄或闭合的方向是背斜枢纽倾伏方向，或向斜枢纽杨起方向(图13)。褶皱各层转折端点的联线，即为轴迹。

整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图P6

上述确定枢纽产状和轴迹的方法只适用于轴面近直立或陡倾斜的倾伏褶皱及地形比较平缓的情况。对于轴面呈中等或缓倾斜的倾伏褶皱，或地形起伏复杂的情况下,在大中比例尺地质图上，褶皱岩层界线弯曲转折端点的联线既不能代表枢纽倾伏方向，也不一定是轴迹。因此在阅读褶皱区地质图时，要多从褶皱两翼产状、褶皱岩层界线的分布形态与岩层产状和地形的关系等方面综合起来分析，才能对褶皱有正确的认识。根据两翼产状用极射赤平投影方法或几何作图方法是确定枢纽和轴面产状的可靠方法。

整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P76．转折端形态认识在地形较平缓的情况下，轴面直立或陡倾斜的倾伏褶皱，在地质图上褶皱倾伏端的地层界线弯曲形态，大致可以反映褶皱在剖面上的转折端的形态。7．褶皱形态的描述一般描述内容包括褶皱名称(地名加褶皱类型)；地理位置及其所在区域构造部位；分布延伸情况；核部位置及组成地层；两翼地层产状及转折端形态；轴面及枢纽产状；次级褶皱分布及特征及褶皱被断层或侵入岩体破坏情况等。

现举例描述如下以供参考(自1／20万南江幅地质图说明书)：

“大两会背斜位于汉王山复式向斜南侧，西起于彭家沟，往东经大两会，于王家坪倾伏，长约49Km；背斜走向近东西，开阔对称，两翼地层倾角约500-600；枢纽具波状起伏，倾伏角约30-150。核部在大两会一带出露寒武系，两翼依次为奥陶系至三叠系。在东、西两端枢纽倾伏处，次级褶皱发育，成指状分支，延伸不远，一般达8-9KM，随主褶皱一起逐渐倾伏消失。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图P8(二)褶皱组合型式的认识在逐个分析了图区的背斜、向斜之后，再从地质图对同一构造层诸褶皱的轴迹排列型式和剖面上的褶皱组合特征，确定和描述褶皱的组合型式，如雁行式、穹盆构造、隔挡式、隔槽式或复背斜、复向斜等。

(三)确定褶皱形成时代主要根据地层间的角度不整合接触来确定。在不整合面以下的褶皱形成于不整合面以下的最新地层时代之后，不整合面以上的最老地层时代之前。如图所示的褶皱形成于中志留世之后，中泥盆世之前。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P9(四)绘制褶皱地区剖面图：

褶皱构造图切剖面有两种：一种是铅直剖面，一般横切褶皱延伸方向，这是常用的剖面图，它适用于在各种比例尺地质图上反映褶皱在与图面(水平面)垂直面上的褶皱特征；另一种是垂直于褶皱枢纽的剖面，称为横截面图或正交剖面图，对于构造变形较强烈、枢纽倾伏角较大的褶皱较复杂的地区(如变质岩区)，这种横截面图能比较真实地反映褶皱在剖面上的形态。横截面图通常是在比例尺较大的地质图上绘制。皱横截面图是在垂直于褶皱枢纽的截面上投影而成的。我们顺着褶皱枢纽倾伏方向进行观察的位置，顺着枢纽倾伏方向观察产生缩短视线的“侧瞰构造”的效应。这种图是从地质图上用正投影方法绘制的，因此，一张反映褶皱构造形态出霹较完整、标明有枢纽产状的良好的地质图是绘制横截面图的基础。整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P10褶皱地区铅直剖面图绘制方法步骤：1分析图区地形和褶皱特征分析时应注意地层界线的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，如是次级褶皱，应在剖面上反映出来。2选定剖面位置剖面线应尽可能垂直相皱轴迹延伸方向，且能通过全区主要褶皱构造，剖面线应标绘在地质图上。3绘出地形剖面

4在剖面线上和地形剖面上用铅笔标出背斜(A)和向斜(V)的位置除标出明显的褶皱外．对于剖面附近可能隐伏廷展到剖面切过处的次级褶皱，也应将其轴迹线延到与剖面线相交处，也在剖面线和地形剖面上标出相应位置(图16)。整理课件P11整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图P125．绘出褶皱形态将剖面线切过的地层界线的交点和褶皱(包括次级褶皱)的转折端位置均投影到地形剖面上。在绘褶皱构造时应注意以下几点：

(1)剖面切过不整合界线时，应先画不整合面以上的地层和构造，然后再画不整合面以下的地层和构造，被不整合面所掩盖的地质界线和构造，可顺其延伸趋势延至剖面线上(如图16中的m点)，再将该点投影到不整合面，从此点绘出不整合面以下的地层界线和构造；

(2)剖面切过断层时，先画断层，然后再画断层两侧的地层和构造；

(3)绘褶皱构造应先从褶皱核部地层界线开始，逐次绘出两翼，并要注童表现出次级褶皱；

(4)剖面线与地层走向斜交时，应按地层的视倾角画出剖面，如剖面切过的地点无岩层产状数值，可按同一翼最邻近的产状数据来画；

整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图

P13

(5)褶皱同一翼的相邻岩层的倾角相差较大，上下岩层又是整合接触关系，这可能是岩层倾角局部变陡或变缓的表现，可按两翼同一岩层厚度基本不变的前提，在地表处的岩层倾角可按所测量值绘，向深处则加以适当修正，使之逐渐与产状协调一致(图17)；整理课件读褶皱地区地质图并做图切剖面图P14

(6)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露头形态大致相似，在绘转折端形态时也可根据枢纽倾伏角作纵向切面，求出到所作剖面处核部地层枢纽的深度，然后结合该层两翼倾角及枢纽位置绘成圆弧(图18)。6．按地质剖面图内容和格式进行整饰。整理课件褶皱几何特征叠加褶皱

叠加褶皱又称重褶皱，指已经褶皱的岩层在后期变形过程中又发生弯曲变形而形成的褶皱。叠加褶皱的形成，可以是两个或两个以上不同构造旋回的褶皱变形叠加复合而成的，也可是同一构造旋回不同的构造幕的褶皱叠加的结果，甚至还可以是同一期递进变形过程中由于增量应变方位和性质改变而形成的叠加变形。总之叠加褶皱变形是有先后顺序的演化过程。

叠加褶皱的几何学特征是多次褶皱作用的几何效应相互复合或干扰的结果。因褶皱类型较多，褶皱位态多变，形成叠加褶皱的干扰格式繁多，甚至形成非常复杂的干扰图形。整理课件兰姆赛以规模近似的两期褶皱叠加为例，据两期褶皱以不同的相对方位叠加造成的干扰格式，将其概括为三种基本型式：

(一)两期褶皱皆为直立褶皱，轴向大角度相交或垂直，即第二期褶皱横交叠加于第一期直立水平褶皱之上，使第一期褶皱的变形面重复变形，形成所谓“穹－盆构造”(图A)。两期背形叠加处形成穹隆构造；两期向形叠加处形成构造盆地。当晚期背形横过早期向形时，背形枢纽发生倾伏，而向形枢纽发生扬起，形成鞍状构造。这种类型的干扰格式相当于“横跨褶皱“。如将各穹隆顶或各构造盆地槽相连，可大体上恢复两期褶皱的方向和规模。褶皱几何特征叠加褶皱整理课件褶皱几何特征叠加褶皱整理课件湖南邵阳涟源一带的地质构造就是这种叠加褶皱的例子(图3－41)。早期东西向的褶皱被晚期北北东向的褶皱所叠加。中部以泥盆系及前泥盆系为核心，总体看来为一东西向背斜，但被晚期褶皱改造成一系列北北东向的矩轴背斟或穹隆。当南北两侧石炭－三叠系中近北北东向的褶皱接近早期东西向的背斜时，其枢纽一致扬起，形成短轴向斜盆地。褶皱几何特征叠加褶皱整理课件

(二)早期褶皱为等斜或平卧褶皱，晚期为直立褶皱，两者枢纽大角度相交。当晚期褶皱作用时，早期褶皱的轴面、两翼和枢纽一起褶皱，从而在水平切面上形成复杂的新月形、磨菇形等图型（图B）。褶皱几何特征叠加褶皱整理课件

(三)早期褶皱与晚期褶皱枢扭近平行。这种类型称为“共轴叠加褶皱”。早期的褶皱轴面和两翼共同卷入后期褶皱，但枢纽不受干扰，在平面或剖面上呈现双重转折，钩状闭合等。褶皱几何特征叠加褶皱整理课件褶皱几何特征同沉积褶皱

大多数褶皱是在岩层形成后受力变形而形成的。但是，也有一些褶皱是在岩层沉积的同时逐渐变形而形成的，这类褶皱称为同沉积褶皱（生长背斜）。具有：褶皱两翼的倾角一般是上部平缓，往下逐渐变陡，褶皱总的形态多为开阔褶皱；在背斜顶部岩层厚度变薄(有的层位甚至缺失)，而两翼岩层厚度却有逐渐增大的趋势，如为向斜则中心部位岩层厚度往往最大；岩层的结构构造也明显受构造控制，即背斜顶部常沉积浅水的粗粒物质，而向斜中部则沉积细粒物质。整理课件褶皱几何特征同沉积褶皱

以上特征表明岩层的褶皱变形是与沉积作用相伴生的。同沉积褶皱对油、气藏，以及煤和其它沉积矿产的形成和分布起一定控制作用。

整理课件整理课件褶皱几何特征同沉积褶皱生长背斜与油气聚集的关系

(1)有利于形成良好的储集层:在盆地内的古隆起，因为对岩性起控制作用，使古隆起上的储油物性普遍变好。例如在松辽盆地中的大庆长垣，扶余三号构造等都能证明。这种良的好储集层为早期的油气聚集提供优越的条件。同时古隆起具有沉沉积时的原始倾斜又有邻区地层增厚时的压差，为早期油气运移提供了途径。例如泸洲古隆起，以嘉陵江组顶部地层圈闭面积计，约2万多平方公里，隆起幅度约350m，每公里隆起5－7m，虽然幅度不大，但因为有良好的储集层，仍可形成大规模含油气构造。

(2)古隆起带上有长期发育的圈闭构造，并且又具备储油物性的有利相带，是油气高产富集的场所。例如，江汉坳陷王场构造、广华构造、浩口构造都存在着早期形成的古油藏。虽然后期构造变动使古隆起解体，但仍未改变当时的含油情况。总的来看，在古隆起的顶部油层多，圈闭类型亦多，因此含油最丰富，从而成为各种类型油藏叠合连片含油的场所．全盆地石油储量的67％在这类地区。类似情况在四川威远古隆起、川西北地区的中坝气田等都可见到。

(3)古隆起的鞍部；因水流阻力较小，砂岩呈舌状突起，往往顶部变薄，越过古隆起的顶部，于背水的一侧下倾尖灭，在其它因素配合下形成岩性油藏。据统计在潜江坳陷浩口－张港古隆起带，至少有3—4个岩性油藏，在古隆起上成带分布。

(4)有利于形成构造、岩性及地层等多种类型的油藏。同沉积背斜是富集油气的重要条件，但是它对油气藏形成也有不利的一面，主要是它多数情况下遭受过剥蚀，使油气散失。四川泸洲古隆起顶部嘉陵江三段以上，因剥蚀而未形成油藏就是一例。整理课件褶皱几何特征底辟构造与盐丘(一)底辟构造：是地下高韧性岩体如岩盐、石膏、粘土或煤层等，在构造力的作用下，或者由于岩石物质间密度的差异所引起的浮力作用下，向上流动并挤入上覆岩层之中而形成的一种构造。当岩浆上升，侵入围岩，使上覆岩层发生拱曲时，则可形成岩浆底辟。（二）盐丘：是由于盐岩和石膏向上流动并挤入围岩，使上覆岩层发生拱曲隆起而形成的一种构造，它是一种具有重要意义的底辟构造。整理课件褶皱几何特征底辟构造与盐丘

盐丘核部的盐体常成圆柱状或类似岩浆岩株。盐核内盐岩变形为复杂多样、大小各异的褶皱，其中多为倾竖褶皱或叠加褶皱，这与岩盐体多次上升流动有关；盐核之上的上覆岩层往往形成穹窿或短轴背斜；盐核周边与围岩常为陡倾的断层接触，围岩倾角也变陡，盐丘周围的岩层因盐丘上隆而相对下坳，并结合盐核边缘的向上拖曳而形成周缘向斜。整理课件整理课件褶皱几何特征底辟构造与盐丘

盐丘的顶部和周边通常发育有环状或辐射状正断层系。有些断层，特别是周边断层常常是在盐体缓慢上升运动中逐步发育而成的生长断层(同生断层)。盐丘顶部因遭受断裂和易受侵蚀，在地形上常形成盆地。根据现有资料推断，盐丘构造的基底变形轻微，除基底断裂外，构造一般较简单。盐丘构造具有重要的经济价值，盐核常形成重要的盐类或硫磺矿床，盐核上部及其周缘围岩中常富集石油或天然气。北美墨酉哥湾沿岸地区、德国北部、波斯湾及原苏联里海北部沿岸都有著名的盐丘分布。我国胜利油田也有类似构造。整理课件极射赤平投影原理及应用P1一、极射赤平投影(Strerographicprojection)简称赤平投影，它主要用来表示线和面的方向、相互间的角距关系及其运动轨迹，把物体三维空间的几何要素(线、面)反映在投影平面上进行研究处理。它是一种简便、直观的计算方法，又是一种形象、综合的定量图解，所以，广泛应用于天文、航海、测量、地理及地质科学中。运用赤子投影方法，能够解决地质构造的几何形态和应力分析等方面的许多实际问属．因此，它是研究地质构造的一种有效手段。赤平投影本身不涉及面的大小、线的长短和它们之间的距离，但它配合正投影图解互相补充，则有利于解决包括角距关系在内的计量问题。

整理课件极射赤平投影原理及应用P2二、极射赤平投影的基本要素

极射赤平投影是以圆球体作为投影工具，其进行投影的各个组成部分称为投影要素，包括：投影球(投射球)—以任意长为半径作成的球，投影球表面称为球面；赤平面—过投影球球心的水平面，即赤平投影面；基圆—赤平面与投影球面相交的大圆(NESW)，或称赤平大圆，圆内标有东西和南北直径线；极射点—球上、下两极的发射点，由上极射点把下半球的几何要素投影到赤平面上的投影称下半球投影，反之以下极射点把上半球的几何要素投影到赤平面上的投影称为上半球投影。介绍平面和直线的赤平投影(采用下半球投影)。

整理课件极射赤平投影原理及应用P3(一)平面的投影方法(图12-1)

设一平面走向南北，向东倾斜，倾角40，若此平面经过球心O，则其与下半球面相交为大圆PGF，以A点为发射点，PGF弧在赤平面上的投影为PHF弧，PHF弧向东凸出，代表平面向东倾斜，走向南北，DH之长度代表平面的倾角。整理课件极射赤平投影原理及应用P4(二)直线投影方法(图12-2)

设一直线向东倾伏，倾伏角40，此线交下半球面于G点，以A点为发射点，球面上的G点在赤平面上的投影为H，H与O点联线交赤平大圆于D点，D的方位角即该直线的倾伏向(E90），HD长度代表直线的倾伏角40．同理，一条直线倾伏向南西，倾伏角20，交球面于J点，其赤平投影为K。整理课件极射赤平投影原理及应用P5(三)吴氏网-吴尔福网

为了准确，迅速地作图或量度方向，可采用投影网．常用的有吴尔福网[等角距网，图12-3(A)]和施密特网[等面积网，图12-3(B)]，其基本特点相同、赖特网为据等面积网改造而成的极等面积网[图12-3(C)]。本课程以吴氏网为例介绍。整理课件极射赤平投影原理及应用P61．基圆基圆即赤平面与球面的交线，是网的边缘大圆．由正北顺时针为00—3600，示方位角，如走向，倾向，倾伏向等。2．直径

分别为南北走向和东西走向直立平面的投影.自圆心至基圆为900—00，每小格20，表示倾角、倾伏角.3．经线大圆

经线大圆是通过球心的一系列走向南北，向东或向西倾斜的平面投影．自南北直径向基圆代表倾角由陡到缓的倾斜平面．4．纬线小圆

纬线小圆是一系列不通过球心的东西走向直立平面的投影，它们将南北向直径及经线大圆弧和基曰等分(每小格20)整理课件极射赤平投影原理及应用P71．平面的投影投影产状l200∠300的平面(图12-4)

(1)将透明纸上的指N标记与投影网正N重合，以N为00,在基圆上顺时针数至1200(倾向)得一点D，为平面的倾向[图12-5(A)]。(2)转动透明纸将D点移至东西直径上，由基圆向圆心数300(倾角)得C点，描绘C所在的经线大圆弧[图12-5(B)中之ACB弧]，A，B点的方位角为平面的走向(300或2100)。

(3)转动透明纸，使指N标记与网上N重合[图12—5(C)]，ACB大包圆弧即为l200∠

300平面投影。

将透明纸(或透明胶片等)蒙在吴氏网上，描画基圆及‘+’字中心，固定网心,使透明纸能旋转(或固定透明纸旋转网)，然后在透明纸上标出N，E，S，W．整理课件极射赤平投影原理及应用P82．直线的投影投影产状为3300∠

400的直线。

(1)使透明纸上指N标记与网上N重合，以N为00，顺时针在基圆上数至3300得A，为直线的倾伏向[图(A)];(2)把A点转至东西直径上(也可转至南北直径上)，由基圆向圆心数400(倾伏角)得A’点[图12-7(B)];

(3)把透明纸的指N标志转至与网上正N重合，A’即为产状3300∠400直线的投影[图12-7(C)。

整理课件极射赤平投影原理及应用P9例如，求一产状为900∠400的平面的法线投影[图12—9]。(1)使透明纸上指N标记与网上的N重合，以N为00，顺时针数至900为在东西直径的E点，自E点沿直径向圆内数400得D，点，为平面倾斜线的投影．(2)自D，点继续数900(越过圆心)得P，点，为该平面法线的投影(极点)，也可自圆心向倾向相反方向数400(即与平面垂直的方向)得P，点，为该平面法线的投影[图12—9(B)平面和直线的投影方法，是研究线与线、线与面、面与面相互关系的基础。

3．法线的投影法线的投影指平面法线的产状的投影。平面及其法线的投影常常互为使用，两者互相垂直，夹角相差900，由于法线的投影是极点，平面的投影是圆弧，所以往往用法线投影代表与其相对应的平面投影。整理课件极射赤平投影原理及应用P101已知真倾角求视倾角：岩层产状为3000∠

400，求在走向3350方向直立剖面上的视倾角．

(1)据岩层面产状作其投影弧EHF；(2)在基圆上数方位角至3350得D’点；(图12-10)(3)作D’点与圆心O的联线，交EHF大圆弧H’点。H’点为岩层面与走向3350剖面的交线在下半球的投影，D’H’间的角距即为3350方向剖面上的视倾角。2求两平面交线的产状(图12—11)

(1)据巳知两平面的产状，在吴氏网上分别求出其投影大圆弧EHF和JHK，两大圆弧的交点H为两平面交线与下半球面交点的投影。(2)作圆心O与H点的连线交基圆于G点，G点的方位角即两平面交线的倾伏向，GH间的角距则为交线的倾伏角。整理课件极射赤平投影原理及应用P113．两直线为1200∠360和1800∠200，求所构成平面的产状及两直线间的夹角(图12-12)](1)据已知产状作出两直线的投影点F’、D’。(2)转动透明纸使F’、D’两点位于同一经线大圆弧上，AF‘D’B大圆弧[图12-12(B)]即为两直线所共的平面的投影，用前述方法求出的AF’D’B大圆弧的产状，即两直线所共的面的产状，D”方位是其倾向，D’D”反映的α角是其倾角；(3)将大圆弧转至SN[图12-12(B)]，F’D’间的角矩即为两直线间的夹角。整理课件极射赤平投影原理及应用P124．已知一平面产状为l500∠650，该面上一直线侧伏向南，侧伏角400，求此直线的倾伏向、倾伏角(图12-13)。(1)依平面产状作出其投影大圆弧，标出平面走向南端所在的点A。(2)将大圆弧转至南北方向，自平面走向南端的A点数经线大圆弧被纬线小圆弧分割的400所在的点C。

(3)点C为直线L在倾斜平面上的投影，CB间的角距r为该直线的倾伏角，B点为其倾伏向。整理课件极射赤平投影原理及应用P13一切面状构造，如岩层面、断层面、劈理面、流面、褶皱轴面等的投影方法，都可采用空间平面的投影方法。一切线状构造，如二平面的交线、走向线、倾斜线、擦痕、流线、线理、褶皱的枢纽、轴迹等的投影方法都与直线的投影相同。这些面状和线状构造的产状要素，都可以借助于前述赤平投影的作图方法求得。利用这些方法，可以解决以下构造问题：

(1)已知岩层产状，求某一方向剖面上的岩层视倾角。(2)已知岩层在两方向剖面上的视倾角，求岩层走向、倾向和倾角。(3)求断层面与岩层面交迹线的产状。(4)已知断层产状及其上擦痕的侧伏，求擦痕的倾伏向、倾伏角。(5)求一对共轭剪节理的交线(即应变椭球体B轴)的产状。整理课件节理

分期及配套

P2-1一定地区的节理一般是长期多次构造的产物，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。分期就是将一定地区不同时期形成的节理加以区分，将同期节理组合在一起。配套就是将一定构造期的统一应力场中形成的各组节理组合成一定系列。节理的分期和配套就是从时间、空间和形成力学上研究一个地区节理的形成发育史和分布产出规律，为研究一个地区构造和恢复古应力场提供一定依据。整理课件

节理

分期及配套

P2-2一、节理的分期节理的分期主要依据两个方面，一是根据节理组的交切关系；其次是利用与各期次节理有关的地质体，如与岩脉等的关系。最直接的依据是节理组的交切关系。(一)节理组的交切关系节理组的交切关系主要表现为以下几种情况：

1.错开：后期形成的节理常切断前期的节理。如后期节理属剪节理西，则表现为错断线两侧标志点的对应错开(图5-24)；整理课件

节理

分期及配套

P2-3

2.限制：一组节理延伸到另一组节理前突然中止，这种现象叫做限制，被限制节理组形成较晚，如图5-25中3、4组节理被1、2组节理所限制，所以3、4组节理形成较晚(区分错开与限制的关健是错开表现为一系列标志点的对应错开，而限制则无对应点的错开)；整理课件

节理

分期及配套

P2-43.互切：如果两组节理互相交切或切错，说明两组节理是同期形成的，有时成共轭关系(图5-26)；整理课件桌子山奥陶系灰岩中共轭剪节理的相互交切现象

—提示灰岩的形成环境及曾经受到的变形的应力方向整理课件

节理

分期及配套

P2-5

4.追踪、利用和改造:

后期节理有时利用早期节理，顺早期节理追踪或对早期节理加以改造，因此，一些晚期节理常比早期节理更明显更完整。节理的各种交切关系，往往不很明显，难于确定其形成先后。因此，在野外要认真细致的观测，综合考虑各种标志，并尽可能辅以其它依据。整理课件

节理

分期及配套

P2-6

(二)借助其它地质体判别

岩墙、岩脉和其他侵入体常可用来间接判定节理形成的顺序。沿不同期次节理贯入的岩墙、岩脉和岩体，岩性和结构上常各具特色。岩性、结构不同的岩脉、岩墙的交切关系，常常清楚地显示出节理形成的先后顺序。例如一组有岩脉充填的节理，被另一组无岩脉的节理切错，说明无岩脉的节理形成较晚。又如一组节理被侵入体所截，而另一组节理切过该侵入体，这表明前一组节理先形成，后一组节理形成较晚。整理课件

节理

分期及配套

P2-7图5-27，西北某地一岩体中发育了三套节理，一套为同心圆状节理，主要发育于岩体中部；另一套为共轭剪节理，主要发育于岩体内部边缘部位。这两套节理形成的先后顺序不易确定，从交切关系看可能是同期的。这两套节理均被另一套穿切岩体和围岩的南北向节理所切。从而利用岩体较准确地确定出三套节理的先后顺序。

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节理

分期及配套

P2-8

分析节理与岩体的相互切割关系也是判别的一种手段。分析对比不整合上下岩系中节理的发育情况也有助于判别节理的形成顺序。节理一般是在一定构造活动期中形成的，在节理形成时期总是同时形成相关构造，所以对节理进行分期，尤其对较大范围内节理进行分期时，要紧紧结合该区构造活动史全面考虑。

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节理

分期及配套

P2-9二、节理的配套：

主要据共轭节理的组合关系，辅以节理发育总体特征及其与有关地质构造的关系。(一)根据共轭节理的组合关系进行节理配套1.同一期应力场中形成的共轭剪节理具有其特定的剪切滑动关系，因此可用剪节理面上的擦痕、节理的羽列和派生张节理来确定其共轭关系)。图5-28共有四组剪节理，根据其羽列可以确定是两对共轭剪节理，分别反映1的方位为近南北向(P1)和近东西向(P2)。2.利用剪节理的尾端变化:折尾和菱形结环一般代表两组剪节理。

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节理

分期及配套

P2-103.利用两组节理的相互切错确定其共轭关系(图5-26)。4.利用追踪剪节理形成的锯齿状张节理，可以对节理进行配套(图5-12)。两组雁列张节理也可以进行配套(图5-13)。如果两组雁列脉有一条共同的张节理，更能确切证明两组是共轭的(图5-18)。

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节理

分期及配套

P2-11(二)根据节理发育地区总的地质特征进行节理配套。

一定地区或地段上发育的几组节理往往各具特色，它们常与一定的地质构造有关。例如一群节理的间距大、穿层性强、延伸远、展布范围广、具有一定方位；而另一群节理的间距小、受岩层控制、延伸不远、展布范围局限、方向随岩层产状和局部构造而变，这显然是两套节理。例如衡阳盆地的红层中发育了这样两群节理。一群节理具区域性．由北东和北西两组节理构成X型，间距大、展布广、穿层性强；另一群节理产状因地而变，间距小、局限于层中，这两群节理应分属两套。如粤北地区第三系红层中，有一套近直立的区域性节理，与红层的峰林地貌的发育密切相关，这套节理与局限于一定层中间距很小的密集节理显然分属两套。至于节理发育强度，一般只能作为配套的参考依据。共轭的两组节理并不一定均等发育。整理课件

节理

分期及配套

P2-12三、节理的分期配套中应注意的问题：1.节理的分期和配套应该而且必须同时进行；2.节理的分期和配套不仅要依据节理相互之间的关系及其本身的特征，而且应结合地质背景，结合节理所在的构造和有关地质体进行；3.节理的分期和配套主要应在野外进行，在野外观测的基础上及时进行统计分析。有时还需要把统计分析的结果再带到野外进行检验。节理的分期和配套，对分析区域构造发展史，确定古构造应力场具有相当重要的意义。但是实践证明，分期和配套是相当复杂的，许多标志和判据并不清晰而明确，所以对节理的分期和配套，不要轻易作出结论。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-13（一）、与褶皱有关的节理

与褶皱有关的节理在很大程度上决定于褶皱的形成方式和发展进程。例如纵弯褶皱上发育的节理与横弯褶皱上发育的节理就明显不同。在纵弯褶皱的不同发育阶段和不同构造部位发育的节理也不相同。在此着重分析与纵弯褶皱有关的节理。岩层在水平挤压作用下褶皱发育之初，可能孕育了一对与挤压方向(1)斜交的共轭剪裂面，其交线(2)与层面垂直(图5-29)。这对孕育状态的共轭剪裂面在褶皱作用进一步发展中常被新形成的节理所利用和改造，一般不能保存下来。所以褶皱上发育的节理主要是在褶皱发育的中期或晚期发生的，是引起褶皱的区域性应力和褶皱形成过程中派生的局部应力作用的结果。纵弯褶皱岩层中可能发育的节理主要有以下几组。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-14与纵弯褶皱有关的张节理有两组：纵张节理和横张节理。纵张节理主要发育于背斜转折端上，在褶皱横截面上排列成扇状，单个节理为尖端向下的楔形。随着背斜的不断隆起，张节理也不断从外侧向内核发展。当枢纽为水平产状时纵张节理形成的应力状态是：

l直立或近直立；2水平纵向(平行枢纽)；3水平横向(垂直枢纽)垂直节理面。横张节理形成的应力状态是：l水平横向；2直立；3水平纵向，垂直节理面。例如在北京周口店164背斜上，既有纵张节理，也有横张节理。这可能与该部位正处于背斜倾伏端有关。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-15与纵弯褶皱有关的剪节理包括一对斜向共轭剪节理以及褶皱两翼层间滑动引起的剪节理。斜向共轭剪节理与褶皱轴向斜交，倾斜陡峻，两组节理的交线代表2，也与层面直交。共轭剪节理的锐角分角线常为局部应力场1的方位。根据张文佑和狄塞特尔的意见，在背斜中1与枢纽平行，在向斜中与枢纽垂直(图5-30)。除上述张节理和共轭剪节理外，有时在垂直褶皱枢纽的横截面上见到一对与枢纽近平行的共轭剪节理。这对共轭剪节理在褶皱剖面上成交叉状，锐角分角线(1)或近水平或近直立。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-16以上是一次纵弯褶皱作用中可能形成的几组节理，这几组节理并不一定在一个褶皱里都发育。需要指出，岩层在褶皱前处于水平产状时，尤其是长期处在近水平产状的地台沉积盖层，总是有节理发育。这些节理在后期的褶皱作用中可被保留或被改造利用。此外，褶皱形成后的构造作用，还会形成新的节理。因此，分析与褶皱有关的节理及其分期配套时，应结合区域构造变形史进行合理推测，切忌把不同构造阶段中形成的节理都作为一次褶皱作用的产物。

在一些横弯褶皱作用形成的穹状背斜上，穹拱部分普遍处于引张状态，常常形成一系列放射状或同心圆状张节理。

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不同地质背景上的节理

P2-17（二）、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派生应力作用，断层两侧常常会发育一套节理(图5-31)。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。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-18羽状张节理

断层两侧的羽状张节理一般是在断层活动时派生应力活动的产物。节理成羽状斜列，常与断层面成锐角相交，与断层所交的锐角指示本盘运动方向。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2，与张节理垂直的方向代表3，1垂直于2并位于张节理面上。因此，羽状张节理对分析断层两盘相对运动时的应力状态具有一定意义。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，一组与断层面平行，一组与断层面斜交。在理想情况下，两组节理的锐交角平分线代表1方位。在正断层中，1直立；在逆冲断层中，1水平并与断层走向直交；在平移断层中，l水平并与断层走向以小于450的交角相交(图5-31)。

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不同地质背景上的节理

P2-19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)。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150，相当于剪切羽列，与断层面所交悦角指示本盘运动方向(图6-63)。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-20（三）、与区域构造有关的节理

许多学者指出，地壳表层广大地区存在着规律性展布的区域性节理。这类节理与局部褶皱和断层没有成因上的联系，应该是区域性构造作用的结果。在岩层产状近水平的地台上，常常见到这类稳定产出的区域性节理。早在1945年沙茨基就提出俄罗斯地台上有四组节理，两个正向系列-东西向节理和南北向节理以及两个斜向系列-北东向节理和北西向节理。北美地台沉积盖层中也发育有产状稳定、展布范围很广的节理。又如在变形平缓的广西河池西南地区，上古生界石灰岩中发育了一套X型节理，走向分别为600和3000，河池以西上古生界石灰岩中又发育了500和3500两组呈菱形的节理。这些节理间距宽而稳定，在上千平方公里范围内广泛产出，不受局部褶皱和断层的控制。薛虎在对安徽、江苏等地构造研究时发现，时代不同岩性不同的碎屑岩中存在着规律相同的节理:同地区同时代沉积岩层水平状态时，都有一对普遍发育的直立或近直立的共轭剪节理。他把这组节理命名为“萌芽节理”，即在沉积岩成岩时期构造成因形成的剪节理。

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不同地质背景上的节理

P2-21

凯里(S.W.Carey)在分析全球断裂中，把全球断裂按规模分为七个等级，第五、六、七三个等级均属节理。他特别指出在地台上经常见到两组直立节理，有时两组节理发育不等，一组比另一组发育。从两组节理的组合关系看，应为共轭节理。区域性节理如被岩浆充填，则形成规律性排列的岩墙群，如有的平行排列，有的呈放射状。著名的岩墙群有东格陵兰岩墙群、苏格兰岩墙群等。安徽桐城西部大别山太古界中发育了一套NE向正长岩岩墙群，密集排列成带，也是沿一组节理发育的。区域性节理不仅在地台区发育，也应该产出于变形较强以至强烈变形的构造单元。这些地区由于同期构造变形强烈或由于后期变形的叠加、改造，使早期区域性节理不易表现出明显的方位和排列的规律。

区域性节理常常表现出以下特点：

1．发育范围广，产状稳定；2．节理规模大、间距宽、延伸长，可穿切不同岩层；3．节理常构成一定几何形式。

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不同地质背景上的节理

P2-22主节理:主节理是指规模明显大于该区节理平均规模的节理。主节理延伸长，常以较稳定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有主导地位。在凯里的分类中，主节理相当于其第五、六类，节理延长规模一般为数十米以至上百米。如衡阳盆地中北东向和北西向节理、粤北红层中与峰林地貌发育密切相关的近直立节理，均属主节理。这种主节理与一般节理往往不是同一次构造中形成的，而是更大区域构造活动的产物。系统性节理和非系统性节理：系统性节理在节理产状、方位、组合、排列、间距等方面具有规律性。这种规律性节理一般是构造成因的，或者与某种构造具有成因关系。在工作中应注意观测这种规律性及其变化，探求其与一定构造的关系。非系统性节理可以是构造成因的，也可以是非构造成因的。非系统性节理也可能是原先系统性节理因后期构造作用的叠加或改造破坏了原来的系统性而造成的。所以不应忽视成片的非系统性节理，尤其应注意大片系统性节理中的局部非系统性节理。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-23

一般说节理是一种脆性变形，是地壳浅层次的构造。随着深度增加，岩石塑性会相应增高，因此节理的发育程度也发生相应变化。自地表向深部节理会越来约闭合而逐渐消失。至于消失深度，因地而异，也无准确数字，但估计不会超过10km。但从最近超深钻提供的资料分析，消失的深度可能比原先估计的要大。埋藏于地下一定深度的岩石，一旦出露于地表，由于压力降低负荷减小，会发生破裂，形成“释重节理”或“释负荷节理”。至于岩石中潜在的或隐蔽性的节理自然更明显地显露出来。节理广布于各种构造单元、各种不同岩区以及不同时代地层里。除地表局部地段有少量非构造节理外，一般都是构造节理。节理可发育在成岩和变形的不同阶段，有成岩期和成岩后变形期前的，也有变形同期和变形期后的。节理形成的多期多阶段性既为构造分析提供一定依据，也会因其复杂性给研究带来困难。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-24（四）、节理在分析区域构造中的作用和问题：

节理与一定构造和构造应力场常常具有特定关系，可用来研究其所在的大型构造和构造应力场。但用节理来研究构造应力场有很大的局限性。狄塞特尔指出，构造复杂区节理测量结果大都过于复杂，虽然常常想利用节理来阐明构造，但是很难得出可靠的结论。戴维斯(G．A．Davis)也指出，虽然节理是发育广泛的构造并有一定系统性，但在解释应力应变中，可能是用处最小的一种构造。造成上述困难的原因很多，主要有以下几方面：第一，节理形成时期不易准确确定；第二，节理面上的运动十分轻微而难以留下踪迹，不易借以确定运动方向和规模；第三，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；第四，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。整理课件节理

不同地质背景上的节理

P2-25利用节理资料探讨构造应力场：虽然利用节理恢复古构造应力场存在许多问题，但是在构造变形微弱或未遭受多次变形地区，统计分析共轭剪节理及其反映的应力状态，在一定程度上有助于恢复古构造应力场。恢复构造应力场首先要确定三个主应力轴的空间方位。而共轭剪节理在这方面可以提供简便而有意义的依据。如前所述，共轭剪节理的交线平行于中间主应力轴2，它们的夹角平分线分别为最大主应力轴和最小主应力轴1和3，一定要根据实际