构造地质学课件（吉林大学）

第一章、概述

一、构造地质学及其内涵3

二、构造地质学的学科分类3

三、构造地质学的研究意义、地位与作用4

四、构造地质学的研究方法5

第二章、基础构造地质学

第一节岩石变形及其力学基础6

一、常见的应力状态8

二、正应力与主应力之间的关系8

三、变形与应变9

四、岩石流变学12

五、岩石破裂方式与破裂理论14

第二节岩石的成层性与层状构造

一、岩石的成层性与原生构造16

二、利用层理构造和层面构造确定岩层的顶面和底面16

三、岩石成层性的几何学表示（产状）18

四、岩层、岩体的接触关系20

第三节褶皱构造与褶皱作用

一、褶皱与褶皱要素24

二、褶皱的几何形态描述25

三、褶皱的分类28

四、褶皱成因分析31

五、叠加褶皱及其基本型式37

第四门岩石脆性变形构造与变形过程

一、岩石脆性破裂形成过程及控制因素41

二、岩石节理43

三、断层构造与断层作用47

第五节、岩浆岩构造

一、喷出岩体及其原生构造55

二、侵入岩体及其原生构造56

三、花岗岩体构造与侵位机制61

第六节、变质岩区构造

一、叶理和线理63

二、变质岩区的褶皱构造68

三、构造置换作用71

四、关于变质岩区构造研究的几个重要方面73

第七节构造岩岩石学与显微构造学

・、矿物晶体塑性变形基本理论76

二、构造岩的分类及其特征81

三、构造岩中常见的显微构造84

四、构造岩岩组学87

第三章、现代构造地质学的主要分支与交叉学科

第一节、前寒武纪构造学90

一、结晶片麻岩区的构造91

二、前寒武纪变质沉积层状岩石区构造研究93

三、中国前寒武纪构造样式95

第二节、重力构造学

一、重力构造研究概述98

二、重力构造作用类型划分99

三、主要重力构造型式99

第二节、矿田构造学105

一、矿田构造学的基本理论问题105

二、控矿构造的基本类型及其控矿意义110

第四节、构造地球化学与构造年代学115

•、构造地球化学115

二、构造年代学119

第六节、深部构造问题与地壳结构研究

一、深部构造研究的基本思路与方法121

二、深部地球物理探测与科学钻探计划121

三、地壳结构的实验研究122

第四章现代构造地质学研究的儿个重要方面

第一节、大陆造山带构造124

一、造山带与造山作用125

二、大陆造山带类型及造山带构造变形研究125

三、中国主要大陆造山带的典型构造样式128

第三节逆冲推覆构造131

一、逆冲推覆构造的基本概念和组合型式132

二、逆冲推覆构造的几何结构133

三、逆冲推覆构造的扩展138

四、逆冲作用与褶皱作用139

五、逆冲推覆构造成因机制141

六、逆冲推覆构造今后重点研究方向142

第四节、韧性剪切带143

一、韧性剪切带的含义143

二、韧性剪切带的基本特征143

三、韧性剪切带的内部构造要素145

四、韧性剪切带的分类150

第六节、构造地质学研究中的现代技术与方法151

一、阴极发光分析技术151

二、电子显微镜分析（TEM&SEM）152

三、X-射线CT扫描53

四、实验岩石变形技术154

主要参考文献154

构造地质学课件/course/note/

教师简介

刘俊来，男，I960年12月生，教授，博上生导师，1998年中国地质学会银锤奖；1998年获得

国土资源部百名跨世纪人才称号与基金；同年荣获口本学术振兴会Fellow称号,应邀访问日本五

所大学，开展讲学和合作研究；1996-1997年度日本京都大学青年学者基金；1993年国家教委优

秀中青年科技工作者基金；1991年长春地质学院《五四》青年地质学家奖。

现任：中国地质学会构造地质专业委员会委员、显微构造专业委员会副主任委员；岩石力学

与固体力学学会高温高压专业委员会委员；国际构造地质学家与大地构造学家协会会员、中国地

质学会会员、欧洲地球物理学会会员、美国地球物理学会会员。

主持完成国家自然科学基金项目、自然科学基金国际合作基金等数项；主持完成口本京都大

学青年学者基金。参加完成国家自然科学基金项目、地矿部重大基础研究项目等数项。多次完成

本科生《构造地质学》、研究生《现代构造地质学理论与技术》和《Moderntheoriesandtechniques

inStructuralGeology》等课程的讲授。

第一章、概述

一、构造地质学及其内涵

在山区高速公路两侧的峭壁上、在基岩出露的地方或在水库旁的悬崖上，我们总可以看到很

多自然界的岩石具有成层性（层理、片理或劈理等），而且这些岩层经常发生变形，弯曲（褶皱）

或破裂（断层或节理），构成奇异的自然景观。这些由自然力（或地应力）作用引起的岩石的成

层性以及岩层的弯曲或破裂现象就是地质构造。构造地质学就是研究这些地质构造，包括地球岩

石圈内岩石变形形成的褶皱、断层、节理、劈理、线理等的几何学特点，产生这些地质构造的运

动学和动力学条件，以及这些地质构造形成的基本过程（或形成机制）与演化规律的科学。

地质构造的规模变化很大，从地壳尺度或全球规模、地区尺度或中比例尺区域规模、露头或

手标本规模、显微乃至亚微尺度。在不同的尺度上，地质构造的表现形式具有•定的差异。传统

构造地质学研究多限于对中比例尺区域规模、露头尺度和手标本尺度地质构造的描述、分析。现

代科学技术的发展及其在构造地质学学科研究中的渗透与应用，却大大地拓宽了构造地质学的研

究尺度与研究领域。现代构造地质学的研究领域特点表现为，在传统构造地质学研究领域的基础

匕宏观更宏观，从手标本尺度向区域乃至全球尺度发展；微观更微，从应用显微镜的微观尺度

到利用电子显微镜的亚微尺度的研究。

现代构造地质学的内容包括几个主要方面：地质构造的几何学，主要包括地质构造的几何形

态描述、产状与形体方位分析以及各种地质构造的组合形式和组合规律;地质构造形成的运动学,

主要指地质构造形成过程中物质的运动方式、运动方向与基本规律；地质构造形成的动力学，包

括地质构造形成的动力学条件及其变化、动力来源；地质构造的成因分析，主要讨论地质构造的

形成环境、形成条件、岩石变形机制与地质构造的演化过程。当然，上述几个方面的内容并不是

孤立的，彼此之间却是密切相关，相辅相成的•个统一体。

二、构造地质学的学科分类

近年来科学技术发展总的趋势表现为两个主要方面：1）学科本身自身建设与发展，从而有

分支学科的出现；2）相邻学科之间的交叉与渗透，表现为交叉学科与边缘学科的形成。构造地

质学学科的发展也不例外。构造地质学学科咱身建设的•个特点是在传统学科内容的基础上，发

展趋势

全支

-QT-■

【

实

一

曲*

【/<

梅

应

£丈(

<楼

烫

殓

€龄

<力

建

糕

«祖■

<网

弹

农

构

构

柳

电

通

构

梅

构

冶

就

他

M机-

禽

地

您

腐

建

<更<<

结a

号

本

卷

的

能

裳

季&

学

尊

皆

裳

构

后

里

)爸

【

德

】

也

方

快

通

*负K

点

癌)

j号

表现为宏观更宏、微观更微。主要分支学科包括：显微构造学，研究微观域内和亚微域内岩石变

形的显微构造类型、特点及其与岩石变形微观机制之间的耦合关系，探讨岩石变形的基本过程与

显微构造的成因；构造地质学（狭义），主要介绍和研究区域制图尺度、露头尺度和手标本尺度

地质构造的基木特点、组合关系与规律、地质构造的成因机制；区域构造学探讨地壳规模或尺度

地质构造的基本特点、大型地质构造及其在地球构造格局和演化中的地位与作用。大地构造学的

研究内容更多地包括全球构造的基本构造型式、全球构造的基木理论及其形成、演化的动力学过

程。显而易见，从显微构造学到大地构造学，研究的尺度有着巨大的差别。当然，这种尺度上的

差别也就导致其研究内容与研究方法有着显著的区别。木书所论构造地质学的研究对象主要包括

中小尺度、显微尺度乃至亚微尺度岩石的变形构造及其成因机制。

从另一个角度考虑，构造地质学学科和其它许多相邻学科的渗透，也是近年来构造地质学发展最

为显著的特点与趋势，并逐渐发展形成了许多边缘或交叉学科。构造地球化学是运用构造地质学

和地球化学的基本原理和方法，阐述在不同构造背景环境中和变形作用过程中，元素的地球化学

行为及其分配、迁移和富集规律与动力学机制；前寒武纪构造学是研究地球早期演化的地壳构造

问题，包括早期地壳的结构、主要构造型式与特点、早期构造的成因与演化等基础问题；重力构

造学的主要研究对象是地壳表层内由于重力作用产生的区域构造型式、组合规律及其成因。但是,

局部性的滑坡构造并不属于重力构造学的研究范畴；实验构造学是再现或正演地质构造形成与演

化的基本过程，阐述地质构造的成因；矿田构造学主要讨论矿床的形成与演化过程中构造变形作

用的意义。撞击构造学是界于构造地质学与行星地质学之间的边缘学科，它主要研究由天际外来

陨石等在地球或其它星球表面快速冲击形成的构造现象。

三、构造地质学的研究意义、地位与作用

构造地质学与岩石学、地层学构成地球科学的三大基础学科。构造地质学从空间上、时间演

化匕再现了岩石圈与各种规模地质体的几何形态、分布规律、形成与演化的动力学条件与过程。

它是进•步探讨地壳运动与发展规律的基础。资源与环境是过去、也是未来地球科学研究的永恒

主题，地质构造与地壳运动的分析与研究，对于指导地球资源开发、工程建设与环境保护都具有

重要的指导意义。

矿产资源，无论是金属矿产（有色金属、黑色金属、贵金属等）、非金属矿产，还是能源矿

产（煤、石油和天然气等），都是在一定的构造背景中产生，或者说受一定的地质构造所控制,

并常常遭受了后期构造变形作用的改造。尤其对于内生金属矿产而言，地质构造对于矿产分布的

控制作用表现得更为突出。地质构造为成矿物质的迁移提供了通道，也为成矿物质的富集提供了

有利的空间。

水资源贫乏已经成为很多大型城市面临的重要问题。地下水的活动，总是受大型地质构造制

约，尤其断层构造具有更重要的意义。对于地下水资源的开发与利用，必须深入研究地下水赋存

的地质构造背景。

工程建设，包括水库、堤坝、涵洞、桥梁等的建设，都必须以地质构造研究为基本依据，查

明地质构造的发育情况与活动性，对地基的稳定性作出评价。

滑坡、火山与地震是人类面临的破坏性自然灾害之首。大规模滑坡、火山活动与地震不仅仅

造成巨大的经济损失，而且常常造成人民生命财产的损失。地质构造的存在（基岩中断层、破碎

带和薄弱带）的存在常常是滑坡发生与发展的必要条件。地震与火山活动常常与现代地壳运动与

构造活动密切相关。

人类生存的环境每时每刻都在变化中。土壤的沙漠化、气候的异常变化、地方病的出现等都

在很大程度上与现代地壳运动及其产生的地质构造，例如，青藏高原的隆升，具有密切的联系。

由此可见，构造地质学不仅仅是地球科学的理论基础，而且在国民经济建设中起着重要的作用。

四、构造地质学的研究方法

随着现代科学技术不断发展，学科之间逐渐相互渗透，构造地质学的研究内容与范畴不断地

扩大，传统的研究方法不断地完善，新的研究方法也在起着越来越重要的角色。

与地球科学其它学科具有广泛的相似性，构造地质学研究也是一个反演-正演一综合的过程。反

演主要包括研究地质构造的几何学、运动学、动力学及其形成、演化的机理与过程：正演主要是

应用模拟研究的相似性原理，在实验室内再现天然变形作用过程。

传统构造地质学，最基本的研究方法以野外观察、描述和地质填图为主。通过野外实测地质

剖面、地质填图，并结合特殊构造点的重点解剖与构造测量（测量各种产状数据），阐述岩层、

岩体的产状、分布与相互关系及形成时代，查明地质构造形态、几何特点、组合关系与发生、发

展历史。航片、卫片等的遥感解译，提供了较大区域范围内地质构造的发育特点与展布，使得有

可能从更大的范围内直接观察、分析和研究区域地质构造的基本格架与空间变化规律。地球物理

探测、地球化学费料和钻探技术（尤其深海钻探技术）使得研究地质构造的深部延伸与隐伏地质

构造，揭示深部地质构造的形态轮廓成为现实，不仅使得对地质构造的研究已经从地壳表层发展

到地壳深层，而且从陆地发展到海洋。

显微镜与电/显微镜的应用，将构造地质学的研究从宏观带入到微观和亚微观领域，加深了

对变形作用微观机制的认识，为研究颗粒尺度上岩石变形机制与变形过程，阐述岩石变形的动力

学环境，判别其形成与演化的运动学规律提供了条件。

另一方面，实验构造学的发展、电子计算机数值模拟技术的运用，在实验室内模拟野外地质

构造，验证了反演过程得出的结论。传统的泥巴实验、光弹模拟实验是最有效的例证。近代广泛

开展的计算机数字模拟和高温高压实验研究，能够更加形象和准确地确定地质构造形成的环境、

动力学条件，且再现其形成与演化过程。

当然，作为地球科学的分支学科，构造地质学的研究必须与其它基础学科（岩石学、地层学

和地球物理学等）的研究密切配合、同步进行。这样，才能够对于所研究地区的总体构造格局与

构造特点有一正确的认识。

第二章、基础构造地质学

第•节、岩石变形及其力学基础

地壳运动会产生力，从而导致岩石发生变形和位移，产生了地质构造。因此，为了正确理解

岩石变形、地质构造及其形成过程，必须首先了解力学的•些基本概念和原理。

力力是物体间的相互作用，根据牛顿第二定律，力（F）应该是质量（m）与加速度（a）之

积:

F=ma2(2-1-1)

力是一个矢量。它不仅有大小，而且有方向。因此，力可以合成与分解，满足矢量的数学定

理

一个物体作用在另一个物体上的力叫做外力。外力有两种基本类型：面力和体力。面力是互

相接触的两个物体之间通过接触面传导的作用力，比如膨胀的空气对于活塞的推力；体力是作用

在两个物体之间，物体内部的任何一个质点都同时受到影响的作用力，如重力或物体之间的引力，

它们与物体的质量成正比。一个物体在没有受到外力作用的情况下，物体内部的各个质点之间

具有一定的作用力而使物体保持稳定平衡状态。物体内部各个质点之间的这种作用力称为固有内

力。如果作用在物体上的各种外力都被该物体吸收，而并未使物体移动，那么物体内部各质点间

位置与相互作用力将会发生变化。物体内部质点间作用力的改变量称为附加内力。附加内力是物

体内部质点对于所施加外力的反映，它将力图使物体内部质点恢复其固有的位置，阻止物体发生

变形。习惯上，将这种附加内力简称为内力，并与外力对应。

应力应力指在外力作用下物体内部产生的内力强度，可以用单位面积上的内力表示。应力

也是一个矢量，其方向与内力的方向一致：

o=P/A(2-1-2)

其中，A-物体内部内力分布均匀的某一截面面积；P-作用在截面A上的内力；。-作用在截

面A上的应力。如果在这•截面上内力的分布不是很均匀，那么应力是每•微小单元面积上的作

用力

o=dP/dA(2-1-3)

应力的单位为帕斯卡(Pa)。

在多数情况下，所考虑的截面方向与作用力的方向斜交，那么作用力P可以分解为与截面垂

直的分量(Pn)和与之平行的分量(Pt).与此同时，作用在截面上的应力也可以分解为与截面

垂直的应力分量叫做正应力或直应力和与截面平行的应力分量叫做剪应力或切应力(丁)，正应

力使物体受到压缩(压应力，用正值表示)或拉伸(张应力，用负值表示)：

o=dPn/dA(2-1-4)

剪应力使物体有顺时针(用负值表示)或逆时针(用正值表示)转动的趋势：

T=dPt/dA(2-1-5)

应力状态三维空间中某一点应力的方向与大小，称为该点的应力状态，点的应力状态是三

维的，可以用三维直角坐标系表示。为简便表示点的应力状态，我们可以考虑作用在一个无限小

立方体上的力的效应，立方体三个面的法线分别为x,y和z,那么，可以将作用在立方体六个

面上的应力分解为三个基本分量(图2-1-1)：对于垂直于x轴的面，有垂直于表面的正应力。xx

和平行于表面的剪应力Txy和TXZ。后二者分别平行于其它两个坐标轴y轴和z轴。对于其它

垂直于y轴和z轴方向的面，分别有相应的正应力和剪应力。综合起来，对于这一无限小立方体,

共有九个应力分量作用在三对相互垂直的面上：

垂直于X轴的面：oxxTXyTXZ

垂直于y轴的面：TyxayyTyz

垂直于z轴的面：TzxTZyOZZ

其中，OXX,ayy,和ozz为正应力，其它六个分量为剪应力。这六个剪应力分量保持立

方体处于平衡状态，因此有：；Txy=Tyx；Tyz=tzy；Tzx=Txz。因此，在表示一点的

应力状态时，只有六个彼此独立的应力分量。

0”

图2-1-1物体内无限小立方体上的应力分量

Fig.2-1-1Stresscomponentsonaninfinitesimalcubicinastressedbody

主应力对于任一给定应力状态，总有三个方向的面，它们彼此互相垂直且面上只有正应力

作用，而剪应力值为零。这样的三个面称为主应力面，它们的交线称为应力主轴（或主方向）。

垂直于主应力面的正应力称为主应力。习惯上用。1,。2,o3,表示最大主应力、最小主应力

和中间主应力（。1＞。2＞。3）。因此，一点上的应力状态可以用三个主应力及其方向来描述。

当主应力。1＞。2＞。3,并且符号相同时，•点的应力状态可以用以。1,o2,。3为半径的

椭球体表示（图2T-1）,该椭球体为应力椭球体，应力椭球体的三个主轴称为主应力轴。沿着

三个主应力平面切割椭球体的三个椭圆称为应力椭圆。

一、常见的应力状态包括：

1.单轴应力状态：只有一个主应力（。1或。3）不为零，其它两个轴为零。

单轴压缩状态：。1＞。2=。3=0

单轴拉伸状态：。3＞o1=。2=0

2.双轴应力状态：只有一个主应力为零，另外两个主应力不等于零。

双轴压缩状态：。1＞。2＞。3=0

平面应力状态：。1＞。2=0＞。3

3.三轴应力状态：三个主应力轴都不等于零。这是自然界最普遍的一种应力状态。

最大主应力和最小主应力之差（。1-。3）称为应力差或差应力，差应力的存在将引起物体

形状的变化（。1+。2+。3）/3称为平均应力

应力场上面所述是物体内部某一点的应力状态。在物体内所有各点某一瞬间的应力状态（包

括应力大小与方向）的综合称为应力场。地壳一定空间内某一瞬间的应力状态称为构造应力场，

表示那•瞬间各点的应力状态及其变化情况。如果在应力场中各点应力大小与方向相同，为均匀

应力场，否则为不均匀应力场。

二、正应力与主应力之间的关系

在一•般情况下，正应力与剪应力之间存在着一定的内在联系。下面我们忽略中间主应力。2

的效应，只考虑最大主应力。1和最小主应力。3的作用下变形岩石内部任一截面（P）方向上

的正应力与剪应力（图2T-2）,对于。1,。2和。3同时作用的自然条件情况较为复杂（请

参见有关著作）。如果已知平面PP'与。1或。3（传统上用。3）之间的夹角0,我们可以分

别确定。1作用在PP'上的正应力和剪应力与。3作用在PP'上的正应力和剪应力。然后通过

应力合成，求得。l+。3作用在PIM上的正应力和剪应力之间的关系（参见朱志澄，宋鸿林，

1991）：

(o9-(o1+a3)/2)2+T62=((ol-o3)/2)2(2-1-6)

当0=90°时，。()=。3,T0=0

图2-1-2单轴应力作用下正应力-剪应力之间的关系(据Dennis,1987)

Fig.2-1-2Therelationshipbetweennormalstress-andshearstress

(fromDennis,1987)

图2-1-3二维应力莫尔圆图解（据Dennis,1987）

Fig.2-1-3Mohr,scirclefortwodimensionalstresscomponents

（fromDennis,1987）

很显然，这是一个在。-T坐标系内以［（。1+。3）/2,0］为圆心，以（。1-。3）/2为半径的

圆的方程，这个圆称为莫尔圆（图2T-3）。从图2T-3及方程式（2T-6）可以得出：

o0=（0l+o3）/2+（（01-03）/2）cos20（2-l-7a）

T9=（ol-o3）/2sin20（2-l-7b）

由此可见，对于图2-1-2中每一具有0角的平面PP',都有相应的。。和T。值，并对

应于莫尔圆（图2-1-3）上的•点。或者说，对于给定的。1和。3,我们可以求出与。3具有

任一交角的平面（当然，该平面也垂直于包含。1和。3的面）上正应力值。0和剪应力值T0

的大小。

从图2-1-3和式2-1-7可以知道：

（1）当9=0。时，。9=。1,T0=0

在这两个面上只有正应力而无剪应力，这两个面称为主平面。

（2）当9=45°或135°时，剪应力的绝对值最大，|tmax|=（。1-。3）/2，它们是与主

应力轴。1和。3成45°交角的一对互相垂直的面，称为最大剪应力作用面。

（3）当。1=。3时，t0=0,即在均匀压力下无剪应力。在三维应力状态中，若。1=。2=。3,

称为静水压力，它只能引起物体体积的变化，而不改变物体的形状。

三、变形与应变

物体受到应力作用，内部质点发生位移，使得物体发生形状或体积改变，称之为变形。变形用应

变度量，即指在应力作用下物体形状和大小的改变量。物体形状的改变称为形变或畸变，体积的

变化称为体变，体变可以是体积增加（正值）或减小（负值）。

均匀应变与非均匀应变如果（物体内）变形前形状与方向相似的两部分在变形后仍然保持

其相似性，这种应变称为均匀应变；否则称为非均匀应变。均匀应变的特点是，变形前的直线变

形后仍为直线；变形前的平行线变形后仍是平行线。均匀应变的典型实例是杆状物体的均匀拉伸

或收缩。在这种变形体中的一个圆，就会变成一个椭圆，称为应变椭圆。在三维变形中的圆球就

变成椭球，称为应变椭球体。物体内一点上应变椭球的三个主轴方向称为应变主轴（X,Y和Z）,

在变形作用过程中它们保持相互垂直。应变椭球体内的主平面叫做应变主平面。

在非均匀应变中，直线经变形后变成曲线或折线；平行的直线失去其平行性。物体内的圆或

圆球体变形后将不变成椭球或椭球体。如果物体内各点间的应变特点是逐渐变化的，称为连续变

形，否则称为不连续变形。自然界的变形过程，非均匀应变是普遍现象。对于连续的非均匀应变,

可以考虑将变形物体分割成无数个无限小单元体，那么每个无限小单元体内的应变就可以视为均

匀应变

均匀应变的几种基本类型（Hobbs等，1976）包括：

1、轴对称伸长：在一个主方向上伸长，在其它所有方向上缩短，且缩短量相等。应变椭球

为一长椭球；

2、轴对称缩短：在个主方向上缩短，在其它所有方向上伸长，且伸长量相等。应变椭球

为一扁椭球；

3、平面应变：应变椭球的三个主轴互不相等，其中中间主应变轴与初始长度相等，缩短和

伸长分别发生在其它两个主轴方向上；

4、一般应变：应变椭球的三个主轴互不相等，且各轴都与其初始值不等；

5、纯剪应变与单剪应变：纯剪应变中变形前与应变椭球主轴平行的直线在变形后仍保持其

平行性：单剪应变中平行于剪切面方向上的平面在变形前后保持其平行性，单剪变形是一种等体

积变形。应变的度量与表示理论上的应变量主要用线应变与剪应变表示，但实际中的应变度量

情况远比理论分析复杂，因而近年来针对不同的变形体与不同的目的。发展了多种不同的应变度

量与表示方法

（1）线应变变形前、后物体内质点间线段长度的变化称之为线应变（e）：

e=（L1-L0）/L0（2-1-8）

式中L0和L1分别为变形前、后线段的长度，伸长为正值。另--种常用的线应变度量为平方

长度比

入=(L1/L0)2=(1+e)2(2-1-9)

(2)剪应变剪应变用来测量直线间夹角的变化。变形前互相垂直的两条直线变形后夹角发生变

化，其正切称为剪应变Y。

Y=tg0(2-1-10)

在地质学中顺时针角度变化为正应变，反之为负。

(3)均匀应变的弗林(Flinn)图解

岩石中原始分布较均匀的近等轴状或不规则矿物颗粒或矿物集合体，如花岗质岩石中的石英，遭

受剪切变形后形态会发生改变。其畸变程度反映了应变的强弱。通过测量畸变后应变椭球体主轴，

可以求出应变量大小并判断应变型式。具体做法是，在变形岩石中选出合适的切面，即包括应变

椭球主轴面的切面，切制成光片或薄片，然后分别测量出X、Y、Z应变主轴，并分别求出：

a=x/y=(1+ex)/(1十£y)(2-1-11)

和b=y/z=(1十ey)/(1十ez)(2-1-12)

并以a、b为座标作图。不同形状的应变椭球用K值来区别，

K=(a-1)/(b-1)(2-1-13)

或用统计的方法(如Robin法)求出轴率K：

1

K=log11n®(为1

•=l'(2-1-14)

ci

式中ai和ci分别为与应变轴平行的变形体的长短轴，n为所测量数目。各种应变状态可以描

述如下：

(a)轴对称延长：k=°°

(b)拉伸应变(长椭球)；l〈k<8

(c)平面应变(体积不变)：k=1

(d)压扁应变(扁椭球)：0<k<l

(e)轴对称压扁；K=0

图2-1-4应变椭球体的图示一Flinn图解

Fig.2-1-4Flinndiagramforhomogeneousstrain

这种方式，只用参数K值应能描述应变椭球的形态，通过K值是大于1或小于1,就能直

接区分出是拉伸应变还是压扁应变。

图2T-4a是假定体积不变而编制的，由于变形作用过程中体积变化A=0时，K=1的直

线才唯一通过原点。当△#()时(图2-l-4b),则有1十△=(1十ex)/(1十ez)=a

/b(因为K=1时应变椭球体的(1+ey)=1),所以：

a—b(1十A)

a.用K=(a-1)/(b-1)值描述不同的应变椭球体；

b.如果体积不是恒量，则以线a=b(1+A)划分收缩应变区与压扁应扁区。图中实线表示

体枳缩小20%的效应。

因此，对于一个体积变化A来说：直线a=b(1|-A)代表平面应变或收缩应变区和压

扁应变区的分界线(图2-l-4b)。

四、岩石流变学

前面分别考虑了应力和应变问题。我们知道，应变的出现与应力的作用密切相关，或简言之，应

变是应力的函数。流变学理论讨论的就是这种函数关系。

应力与应变之间最简单的流变学关系类似于弹簧的变形行为：一个正应力。施加在变形物

体上，导致物体发生伸长或缩短e(正或负值)，e与。成正比，遵循虎克定律：

ox=Eex(2-1-15)

其中E为比例常量，这种具有正比关系、瞬间性和可逆性的变形称为弹性变形。如果考虑到

变形物体的体积变化，有：

o=KAV/Voy(2-1-16)

其中的K为总模量。

剪切应力施加在变形物体上，将会引起物体发生形态变化，应力与应变之间具有下列关系：

T=f(Y)(2-1-17)

对于弹性应变而言，有：

T=GY(2-1-18)

其中G为一比例系数，称为剪切模量。

图2-1-5岩石变形的应力-应变曲线

Fig.2-1-5Stress-straincurveforthedeformationofrocks

。JI-比例极限；oy-弹性极限；。Y-屈服极限；oB-强度极限

由此可见，对于•个理想的弹性体，应力与应变之间是线性比例关系(图2T-5)。弹性变

形实际上只是物体变形早期阶段的瞬间状态，随着应力的进一步作用，变形将持续进行，当应力

值达到某一值。JI后，线性比例关系即已消失，但此时的变形仍保持其可逆性，此应力值。J1

称为比例极限。但当应力值大于。y时应力与应变之间不仅不具有线性关系，变形的可逆性亦完

全消失，oy值称为弹性极限。当应力值超过弹性极限时，岩石具有韧性，岩石中发生的永久变

形称为塑性变形。

随着岩石受到应力的逐渐加强，达到某一应力值。Y后，在不增加应力的情况下应变也持

续发展，说明此时岩石抵抗变形的能力变弱。。Y应力值称为屈服极限。受应力作用的岩石所

承受的弹性变形或塑性变形是有一定限度的。在一定的条件下（指常温、常压条件），当应力达

到或超过某一应力值时。B,岩石内部的结合力遭到破坏，就会发生断裂变形而失去其连续性。

。B值称为岩石的强度极限或破裂极限。

岩石的强度（在•定条件下抵抗施加应力的能力）并非定值，它受很多因素制约。

首先，岩石的成分与结构、孔隙度等是最基本的内在因素。以岩石成分为例，从表2-1-1

中明显看出不同成分岩石之间的强度差别。

温度和围压是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的韧性增强或减弱。因而，岩石在地表一般表

现为脆性，而向地下，随着温度和围压的增加逐渐会发生向韧性的转变。

孔隙流体对岩石强度的影响从表2T-2中也是显而易见的。究其原因主要表现为三个方面。

一方面，孔隙流体的存在可以促进岩石中矿物组成的溶解和迁移，另一方面，流体相的存在可以

引起变形晶体的水解弱化（Griggs,1974；1976）,从而促进岩石的塑性变形，再者，孔隙流体

的存在产生了一种孔隙压力，它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。

表2TT几种岩石在干、湿条件下的抗压强度

Table2-1-1Compressivestrengthsofseveralrocksunderdryandwetconditions

岩石名称干燥状态（Mpa）潮湿状态（Mpa）

花岗岩193-213162-170

闪长岩123108

煌斑岩183143

石灰岩150118.5

砾岩85.654.8

砂岩87.153.1

页岩52.220.4

时间因素是影响岩石力学性质（强度）的重要因素，尤其在地质条件下，时间计年以百万年为

单位，它对于自然条件下岩石变形的意义就更应该值得注意。时间因素对于岩石变形的影响主要

表现为三个方面：①应变速率的效应。快速施力能提高岩石的应变速率，提高岩石的强度，使

岩石发生脆性变形。常时间缓慢施力，会使脆性物质破坏所需应力值明显减小，甚至发生韧性变

形；②重复施力的作用。使岩石多次重复受力，虽然作用力不大，也能使岩石破裂，且破裂时的

岩石强度值降低；③蠕变与松驰。蠕变是在应力不增加的情况卜，随着时间的增长变形继续缓慢

增加的现象；松弛指当应变保持恒定时，随时间的增长应力逐渐减小的现象。这两种现象的存在

都说明长时间缓慢变形会降低岩石的强度。另外，其它一些因素，如作用力的方式、方向等对

岩石的强度都有重要的影响。它们的综合作用使得自然界的岩石变形具有很大的复杂性。

五、岩石破裂方式与破裂理论

岩石中的破裂有两种类型：张裂和剪裂。张裂的位移方向垂直于破裂面，张裂面一般垂直于

最小主应力方向。剪裂的相对位移平行于破裂面，破裂面一般与最大主应力方向的夹角小于

45°。在围压很小的情况下，岩石表现为脆性，以剪裂形式破坏，在压缩实验中，以轴向劈理为

特征。除了围压极低的情况外，剪裂是三轴压缩试验中宏观脆性破坏的主要形式。在超过某一稍

高的围压极限值的三轴拉伸实验中，宏观脆性破坏也是剪裂占优势，但是，剪裂面与最大主压应

力。的夹角通常在20°-30°之间，并且随着围压的增加而稍有增大。当围压增大使岩石变形

达到脆-韧性过渡时，其剪切破坏往往会形成一个由相当多微裂组成的强烈变形带，而不形成单

一的分划性剪裂，而且试验以后，样品不一定立即分裂开。

剪裂面与最大主应力轴方向的夹角称为剪裂角(0).一般剪裂面常呈两组共跳出现，包含

最大主应力轴的两个共扼剪裂面的夹角称为共扼剪裂角(图2T-6)。从应力分析可以知道，最

大剪应力作用面位于。1和。3轴之间的平分面上，与它们呈45°角，犹如剪切破裂最可能会

沿这些面发生。但实际上并非如此，岩石剪裂角常小于45°。不同学者提出了许多剪切破裂理

论和准则，以此来分析和研究破裂的形成。

1)库仑剪切破裂准则

库仑认为岩石抵抗剪切破坏的能力不仅同作用在截面上的剪应力有关，而且还与作用于该截

面上的正应力有关。设发生剪切的临界剪应力为T,可以表示为；

T=T0+non(2-1-20)

图2-1-6主应力与破裂面方位关系(据朱志澄、宋

图2T-7剪切破裂时的莫尔圆图解(据朱志

鸿林，1990)

澄、宋鸿林，1990)

Fig.2-1-6Relationshipbetweenprincipal

Fig.2-1-7TheMohr,sdiagramforshear

stressesandorientationoffractures(from

fractures(fromZhu&Song,1990)

Zhu&Song,1990)

式中on为作用于该剪切面上的正应力，T0为on等于零时的岩石抗剪强度，也称为岩石的

内聚力，对于一种岩石而言是一个常数。U为内摩擦系数，由普通的滑动类推：u=6是

材料的内摩擦角，所以库仑破裂准则可以改写为：

T=T0+on€d>(2-1-21)

在莫尔应力圆图解中(图2T-7),(2-1-21)式为两条与岩石破裂时的极限应力圆相切的

两条直线，称剪切破裂线，两个切点代表了共宛剪裂面的方位和应力状态。由图2-1-7可知，岩

石发生破裂时，剪裂面与最大主应力。1的夹角为9。

20=90°-*9=45°-。/2(2-1-22)

由此可见，剪裂角的大小取决于岩石变形时内摩擦角的大小。实验表明，许多岩石的剪裂角

在30°左右。

b

2(10

•

金

)

《

理

»

o100200MM)400500

600

2000200400600800|0(M)1200正应力(MPa)

正应力(«P«)

图2-1-8不同围压下的莫尔包络线(据Hills,1972)

Fig.2-1-8TheMohrenvelopesatconfiningpressures(fromHills,1972)

2.莫尔剪切破裂准则

莫尔根据岩石力学实验的结果。对库仑准则提出了修正。他认为材料的内摩擦角不是常数,

而是随围压的变化而变化。其破裂线的方程一般表达式为：

Tn=f(On)(2-1-23)

这是一,条由•系列实验得出的曲线，它包括了同•种岩石在不同围压下破裂时的极限应力

圆，这一曲线称为莫尔包络线(图2T-8)。从上图中可以看出，砂岩的莫尔包络线接近于直线,

<1>角大约为45°,所以剪裂角在23°左右。页岩的莫尔包络线为曲线，小角随围压的增加而变

小，当围压足够大时，剪裂角接近45°。

3.格里菲斯破裂准则

库仑和莫尔准则都是通过岩石力学实验得出的经验公式，它们不能对引起破坏的机制作出令

人满意的物理学解释。格里菲斯(1920)提出了另•种岩石破坏理论。他发现材料的实际破裂强

度远远小于根据分子结构理论计算出的材料粘结强度，达几个数量级。他认为这是由于材料中存

在许多随机分布的微裂隙末端附近应力强烈集中。当裂隙端部的拉应力达到该点的抗拉强度时,

微裂隙开始发生扩展、联结，最后导致材料的破坏。现代超微观测技术的应用，已证实了这种微

裂隙的普遍存在及其在材料破坏中的作用。在二维情况将微裂隙看作是扁平的椭圆形裂隙，可以

推导出平面格里菲斯破裂准则：

当oK-3。3时

o3=To(2-1-24)

当。1>-3。3时

(。13)2-8To(。1+o3)=0或(2-1-25)

tn2=4To(To+。n)(2-1-26)

式中To为单轴抗张强度的数值，分别为剪裂面上的剪应力和正应力。(2-1-24)式为张裂

的准则，(2-1-26)式在莫尔圆图解中是•条抛物线型的莫尔包络线(图2-1-6),与实验得出

的曲线十分近似。从(2-1-26)式可知，在单轴压缩情况下，。1=oc(抗压强度)，。3=0,

则oc=8To。但在室温常压下岩石的抗压强度往往是抗张强度的10-50倍。为此，麦克林托克

与华西(1962)又假定微观裂隙在受压方向上的闭合，将产生一•定的摩擦力而影响微裂隙的扩展。

从而提出修正的平面格里菲斯破裂准则，其莫尔包络线为：

图2-1-9平面格里菲斯破裂准则的莫尔包络线和修正的格里菲斯准则的包络线（虚线）

Fig.2-1-9TheMohr'senvelopesforGriffithcriteriaandrevisedGriffithCriteria

（dashedline）

Tn=uon+2To（2-1-27）

虽然格里菲斯准则及其修正的准则初步描述了关于破裂的真实物理模式，但它们与岩石力学

实验观测到的结果仍有些明显的不一致，如所预计的单轴抗压强度与抗张强度之比都过低，预计

的莫尔包络线斜率也与实际的斜率不严格一致。尽管如此，它们仍是目前应用于构造地质学、岩

石力学方面比较符合实际的准则，而被广泛采用。

岩石的流动与流动机制

自然界千姿百态的地质构造，它们的形成是通过岩石变形完成的。虽然不同地质构造的规模

差别可以很大，大到全球规模、区域规模、露头规模甚至手标本或显微规模，但它们都是由颗粒

尺度（或规模）上岩石结构的调整与流动实现的。岩石结构调整与流动的基本过程称为流动机制。

如前已述，岩石的力学表现及其变形行为是受很多因素制约的，岩石流动机制的变化也同样受这

些因素的影响。在影响岩石流动机制的各种因素中，随着由地壳浅部向深部温度和围压的逐渐增

加具有最重要的意义。为此，在地壳剖面的不同深度上，岩石变形通过不同的机制完成。其中主

要包括碎裂流动、压溶作用、晶质塑性和颗粒边界滑移。

碎裂流动碎裂流动是相对低温条件下的种典型岩石变形机制。岩石的破裂、岩石碎块（角

砾）的旋转与位移是这种变形机制的基本过程。在碎裂流动作用过程中，岩石破裂或较大砾径角

砾的旋转、位移过程产生的空隙与岩石结构的不协和性由较小砾径的角砾或热液充填的脉体物质

协调。碎裂流动形成的典型构造岩包括断层泥、碎裂岩和断层角砾岩。碎裂流动常常出现在低温、

高应变速率和高流体压力条件下（Passchier和Trouw,1996）,主要具有以下特点：1）角砾砾

径变化大；2）角砾可以为复成分角砾、或是由单晶构成，但更多情况下由多晶集合体构成；3）

角砾呈棱角状、具有平直的边界；4）角砾无一定的颗粒形态优选。5）角砾内的矿物颗粒含有很

多缠结位错亚结构。

压溶作用由于粒间孔隙流体的存在，变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和物质迁移

过程。沿颗粒面向压应力一侧颗粒边界溶解，溶解物质在流体内扩散、迁移并于低压应力一侧沉

淀。物质扩散迁移过程主要受应力作用梯度引起的化学势梯度制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与

被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形成的典型结构型式包括缝合线、极切颗粒（如矿物颗

粒、化石或新粒等）。当岩石由溶解度不同的颗粒组成时，压溶作用表现得最为清楚。压溶作用

在成岩过程或低温变形过程中非常发育。

晶质塑性岩石变形通过晶体内部品格结构调整或晶内变形来实现，晶内变形通过位错的运

动与增殖过程完成（详见第二章第七节）。晶质塑性变形过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢

复与动态重结晶作用过程。位错滑移指具有一定结晶学方向的位错沿着特殊晶面和晶轴方向移动

（包括沿任意结晶学方向的位错平移和沿特定结晶学方向的双晶滑移）。位错沿着垂直于滑移面

方向上的运动称为位错攀移。位错滑移与位错攀移同时发生的综合作用过程为位错蠕变。受应变

矿物晶体内部的位错，通过位错蠕变等过程排列、组合，总体趋势向着使晶体具有低内能结构发

展，产生晶内位错的低能构形，这种过程称为动态恢复作用。随着动态恢复作用发展，晶内位错

逐渐消失，位错密度减小并伴随出现与原变形晶体结晶方位有显著差异的新晶体颗粒，称为动态

重结晶作用。晶质塑性是一种温度和压力比较高的条件下出现的岩石韧性变形机制，是地壳中、

深部层次岩石变形的基本过程。受晶质塑性变形的岩石，具有特殊的变形构造与微构造组合，并

形成典型构造岩-糜棱状岩石（详见第二章第七节）。

颗粒边界滑移与岩石的超塑性岩石可以获得很高的应变而不发育形态或晶格优选组构。岩

石的这种特点称为超塑性，颗粒边界滑移（而非晶内变形）是超塑性变形的主导变形机制。岩石

的超塑性出现在某些特殊条件下，包括极细粒岩石结构、相对高温条件（T/Tm>0.5,Tm为变形

矿物的熔点温度）、较低的应力和应变速率。超塑性在许多地壳中深层次的韧性剪切带的发育中

扮演了重要的角色，颗粒边界滑移是糜棱岩形成与演化过程的一种重要机制。

第二节、岩石的成层性与层状构造

成层性是沉积岩、火山岩和变质岩共有的特点。当然，在不同成因类型的岩石中，岩石成层

性的组成、结构与成因有着显著的差异。对于沉积岩与火山岩的成层性，•般认为是岩石沉积、

成岩过程中产生的主要构造型武，称之为原生构造；而变质岩的成层性，不仅与原岩的成层性（变

质沉积岩和变质火山岩）有关，而且常常与后期变形-变质作用具有密切的成因联系。这种成层

性及相关的构造型式称为次生构造。即使不同类型岩石中的成层性具有很大差别，但是它们的儿

何表示却一致，与本章第四节将要讨论的断层与节理构造等都可以用几何学中的平面表示。本章

主要讨论沉积岩的成层性，关于火山岩和变质岩的成层性及其构造特点将分别在本章第五节、第

六节讨论。