地质与地貌学教案

第一篇地质学部分

1.1地质学的研究对象

地质学（Geology）：是研究固体地球的物质组成、结构构造、地质作用过

程、形成演化规律的一门自然科学。

1.2地质学研究的主体对象

是固体地球，当前主要研究固体地球的表层--地壳和岩石圈（＜200km±）,

并逐步向地球深部发展。

1.3地质学的特点及其研究方法

特点：时间的漫长性和空间的广泛性、地质学具有多种因素制约的复杂性、地

质学的实践性（包括：野外调查实践和室内实验研究）

地质学的研究方法：由于上述特点，地质学研究的基本方法是在实践的基础上

进行推理论证，推理的基本方法是演绎和归纳，并常以归纳法为主。

地质研究的一般程序

1）调查研究、2）推断解释、3）实践检验

第一章总论

第一节地球概况

一、地球的形状与大小

目前，利用人造地球卫星轨道的

变化可以获得地球大小的较精确数

据，地球表面崎岖不平，通常所说

的地球形状是指大地水准面（是指

由平均海平面所构成并延伸通过陆

地的封闭曲面）所圈闭的形状。

国际大地测量与地球物理联合会

1980年公布的地球形状和大小主

要数据为：

赤道半径：6378.137km

两极半径：6356.752km

平均半径：6371.012km

子午线周长：40008.08km

表面积：5.101X108km2

体积：10832X108km3

二、地球的物理性质

（一）地球的密度

地球的平均密度为5.517g/cm3,地壳上部岩石的平均密度为2.65g/cm3,地球

内部有密度更大的物质.

根据地震资料，地球密度是随深度的加深而增大的.

（―）地球的重力

地球重力场的一般特征

地球的重力主要指地球对地表附近和地内物质的吸引力。

在地学中重点研究的是重力加速度（单位质量所受的重力），简称重力。

由于地球不是正球体，并有自转，所以地表的的重力除主要受地球质量的影

响外，还受自转产生的离心力和各点与地心距离的影响，因此，实测的重力实

际是地心吸引力与离心力的合力。

赤道的重力为978.0318伽(厘米/秒2)重力(g)标准值随纬度(巾)的变化规

律为：g=978.0318(l十0.0053024sin2<1)-0.0000059sin22<1))

重力异常

重力理论值一按公式g=978.0318(1十0.0053024sin2巾-0.0000059sin226)

求得的重力值，实际是在海平面(海拔为0米)高度的，即相当于地球为理想

的旋转椭球体，并且内部密度无横向变化时的理论重力值，也叫重力标准值。

重力异常--在具体地区实际测量时，由于地形高度、周围地形以及地下局部岩

石密度差异，都使实测重力值偏离正常理论值(标准值)，形成区域或局部的重

力异常。为了比较各测站的的重力，必须进行一些校正，计算出各测站在海平

面上的校正值，这种校正后的实测值与该测站的标准值往往也有差值，这种现

象称之为重力异常(gravityanomaly)。

1)正异常----实测值大于标准值为正异常(positiveanomaly)

2)负异常----实测值小于标准值为负异常(negativeanomaly)o

根据重力异常的范围大小又可分为：

1)区域重力异常(regionalgravityanomaly)(范围大于等于儿千平方公里)

2)局部重力异常(localgravityanomaly)(范围小于等于儿百平方公里)。

地表地形对实测重力值的影响包括两方面：

第一、测点高度因其直接影响测点与地心距离，高差每增减1米，重力差

为0.3083毫枷。可根据测点海拔计算予以消除，一律校正至海平面高度，经这

样校正后的重力值与理论重力值之差，称为自由空气异常。

第二，测点周围地形的侧向影响测点周围高于海平面的山体的质量对测点

有引力，其垂直分量影响重力值；低于海平面则产生引力亏损。必须根据实际

周围地形及岩石密度(一般地表附近取平均植2.67克/厘米3)计算扣除。自由

空气异常经这样校正后得出的异常称为布格重力异常。

(三)地球的磁性

地磁场和地磁要素

地球是一个均匀磁化球体，分布特征和棒形磁铁的磁场相似，形成一个偶极

子磁场。偶极子磁轴与地面的交点称为地磁极(geomagneticpole)。

1)地磁场的南北两极和地理南北两极并不在一处，而且相距颇远，而且磁

轴也不通过地心。

2)地磁轴和地球自转轴不相重合，交角约11°。

3)地磁极与地理极之间的相对位置也在不断改变；地磁极的迁移可能是地

内深部物质运动引起的。

地磁子午线--地磁场也有无数磁力线在地球表面上通过两地磁极，每一条

这样的磁力线叫地磁子午线(geomagneticmeridian)□

磁偏角一一由于地磁极和地理极不相吻合，因此，在大多数地方，地磁子午

线与地理子午线之间也就有交角，这个交角叫磁偏角(magneticdeclination)。我

们用罗盘(Compass)测方位时应加以校正才能得到地理方位。

磁倾角™磁针与水平面之间的夹角叫磁倾角

磁场--磁力线分布的空间叫磁场(magneticfield)

磁场强度--磁场内有磁力作用存在，磁力的大小叫磁场强度(magnetic

intensity)o

地磁要素(magneticelements)---磁场强度、水平分量、竖向分量、磁偏角0

和磁倾角a。

第二节内生矿床

1）内生矿床主要是在岩浆活动过程中，在一定条件下，有用组分富集起来

所形成的矿床。内生矿床提供了绝大多数的有色金属、稀有金属和部分

非金属矿产。

2）根据岩浆的发展顺序和冷凝成矿阶段，内生矿床可以分为岩浆矿床、伟

晶岩矿床、气化热液矿床和火山矿床。

一、岩浆矿床

岩浆矿床：是由各类岩浆在地壳深处，经过分异作用和结晶作用，使分散在

岩浆中的成矿物质聚集而形成的矿床。

这类矿床一般形成于具有较高温、压环境的地下深处，相当于深成岩的形成

部位。形成矿床的矿物质来源于上地慢或地壳深处，由于是在较高的温压条件

下形成的，矿石矿物一般为熔点高、密度大、成分简单的矿物，矿体几乎都产

于超基性或基性侵入体母岩内，母岩即是围岩，二者多呈逐渐过渡的关系。绝

大多数的格、锲、粕族元素及相当数量的钮、铁、钻、稀土等矿产，都产于岩

浆矿床中。

岩浆矿床分为：早期岩浆矿床、晚期岩浆矿床和熔离矿床

岩浆矿床特征：

1）成矿作用和成岩作用基本上是同时进行的，即岩浆矿床的形成过程和母岩体

的冷凝结晶过程，在时间上大体一致。少数岩浆矿床的成矿作用可以延续到较

晚时间，但甚本上不超出岩浆活动时期。

2）矿体主要产在岩浆岩母岩体内。在有的矿床中，整个岩体就是矿体，如含金

刚石的金伯利岩管、含浸染状铝铁矿的纯橄榄岩体等。

3）浸染状矿体与母岩-一般呈渐变或迅速过渡关系;贯入式矿体则具清楚、明显的

界线。围岩蚀变一般不发育。

4）矿石的矿物组成与母岩的矿物组成基本相同，仅矿石中矿石矿物相对富集。

如在纯撒揽岩中，格尖晶石一般含量小于1%,作为副矿物出现，但当其含量富

集到15%,即矿石中的Cr2O3含量达10%以上时，则构成了铭铁矿矿体。因

此，岩浆矿床就是岩浆岩中的有用组份富袋到了能为工业利用的程度，这样就

形成了矿床。

5）由于成矿作用是在岩浆熔融体中大体同时发生的，因此多数岩浆矿床的成矿

温度较高，达1500—1200℃。

（一）早期岩浆矿床

是指有用矿物在岩浆冷凝结晶过程中，比主要造岩矿物的硅酸盐矿物（橄榄

石、辉石等）早结晶或同时结晶所形成的矿床。

这种矿床的形成，主要与结晶分异作用有关。

结晶分异作用：岩浆温度下降到一定程度，便开始结晶。由于不同组分有不

同熔点，再加上其它因素影响，有的先结晶，有的后结晶，各种组分按照一定

顺序结晶，叫作结晶分异作用。这种矿床主要存在于橄榄岩或蛇纹岩等超基性

岩中。这类矿床的矿物组成与母岩的矿物组成基本上是一致。矿体与母岩没有

明显的界限，一般呈逐渐过渡关系，矿石常具自形晶一半自形晶结构，矿石构

造以浸染状为主，矿体形态呈矿瘤、矿巢、凸镜状和似层状。早期岩浆矿床除

阿扎尼亚的布什维尔德矿床外，其余早期岩浆矿床的工业价值较小。产在金伯

利岩中的金刚石矿床，也属早期岩浆矿床。

（二）晚期岩浆矿床

是指有用矿物在岩浆冷凝过程中，在主要硅酸盐矿物结晶后形成的矿床。这

种矿床的形成主要与气体分异作用有关。岩浆中含有大量的挥发性成分，愈到

结晶晚期岩浆中所富集的挥发性成分也愈多。矿体常呈条带状或似层状，矿体

与围岩间--般界限明显，矿石以典型的海绵陨铁结构为主，矿石以稠密浸染状

为主，矿石的矿物组成与母岩基本上是一致的。

挥发性成分作用：

1）一是化学性很活泼，常跟分散在岩浆中的微量金属元素相结合，

形成“携带”金属元素的挥发性成分；

2）二是有很强的运移能力，随着岩浆结晶分异过程的进行，这些挥

发性成分常从岩浆底部向上层移动集中，从而使克拉克值很低的

金属元素也跟着得到富集，创造形成矿床的条件；

3）三是可以降低岩浆熔点，形成含矿熔浆，到岩浆晚期才结晶成

矿。

此类矿床亦主要产于超基性或基性岩体中，矿体与围岩多呈渐变关系，世

界上许多大型辂铁矿、钮钛磁铁矿（四川攀枝花钮铁磁铁矿）、钳族金属、稀

土矿等多属于晚期岩浆矿床。

（三）熔离矿床

岩浆的成分很复杂，在高温高压条件下可以混熔在一起，但由于温度逐渐降

低或压力减小，岩浆中的某些成分可以分离出来，形成矿床。

熔离作用：由于物理或化学条件的变化使岩浆在液态情况下发生分异的作用称

为熔离作用或液态分异作用。凡是由于熔离作用使有用组份呈液态从岩浆中分

离出来而凝结形成的矿床称为熔离矿床。

这类矿床是在早期岩浆阶段便熔离分异，而到晚期岩浆阶段才形成矿床。主

要形成多为金属硫化物矿床。

二、伟晶岩矿床

伟晶岩是利矿物颗粒结晶粗大的，具有一定内部构造特征的，常呈不规则

岩墙、岩脉或凸镜体状的地质体。当伟晶岩中的有用组份富集并达到工业要求

时，即成为伟晶岩矿床。

1）伟晶岩一般可分为岩浆伟晶岩和变质伟晶岩两大类。

2）矿床的形成根挥发分的大量富集密切相关。

3）在伟晶岩矿床中，带状构造是最主要而常见的。它是由伟晶岩不同结构

的部分组成的条带。发育完好的带状构造，从伟晶岩体的边缘到中心，

一般可分如下儿个带。

三、气化一热液矿床

成矿物质在热气和热液中被搬运并填充到岩石裂隙里所形成的矿床，统称

为气化-热液矿床。气水热液的来源或成因主要有四类：岩浆的、地下水的、海

水的和变质的。

成矿作用有两种方式：充填作用和交代作用。

充填作用:由于温度、压力的变化或其他因素的影响，直接沉积在裂隙中，

这种成矿作用称为充填作用，形成的矿床称为充填矿床。充填矿床特征：一

般多为脉状，与围岩的界线清楚，矿体中矿物的沉淀顺序是从两壁向里面生

长，具一些典型的构造，如梳妆构造、晶簇构造、对称带状构造及同心圆状

构造等。

交代作用：交代作用指矿液与围岩发生化学反应或置换作用，而造成矿质的

聚集。有交代作用形成的矿床称为交代矿床。

四、火山矿床

是指在火山活动过程中，产于地表或接近地表（0—L5Km）的矿床。根据成矿

作用可以分为火山岩浆矿床、火山气液矿床和火山沉积矿床。

（一）火山岩浆矿床

是由于岩浆的喷发作用，把早期结晶的有用矿物和熔融状态的有用组分带至

地表或抵近地表，所形成的一-些特有矿床。

世界上的原生金刚石矿，几乎都来源于本类矿床。

（二）火山气液矿床

是火山喷发或喷发期后的气体和热液，在一定地质条件下，气液相互作用或气

液与围岩作用，促使有用组分富集和沉淀所形成的矿床。

在火山热液矿床中最有价值的是各种斑岩型矿床。过去乂称为“细脉浸染型”矿

床，主要以铜、钳为主，近年来又发现了斑岩鸨矿、斑岩锡矿等。

（三）火山沉积矿床

是火山喷发过程中产生的有用组分，溶解在水中经过搬运和沉积所形成的

矿床。海底火山活动更可提供大量金属元素，在海底具有巨大水柱压力的条件

下，矿质不易散失，最终沉积在海底，形成矿床。

近年来海底火山沉积矿床的成矿理论及其实际价值日益受到人们的重视。

1979年，在北纬210的东太平洋洋隆附近水下2600米处首次观测到温度高达

350℃的热液流，正从地球内部通过高出海底13米的矿化烟囱涌出的现象。黑

色云状金属硫化物在矿化烟囱顶部汹涌翻腾，这是本世纪地学研究领域内最伟

大的一次发现。它和海水混合后形成铁、铜、锌、铅、镒、金、银等金属矿泥

的沉积。

第三节外生矿床

一、风化矿床

（一）残积一坡积砂矿床

岩石或矿脉等在风化过程中，一些比重小、颗粒微细的碎屑被流水、风等

带走，而其中比重大、化学性稳定的矿物颗粒，如金、粕、锡石、金刚石等，

在风化碎屑中就会相对增加。这种有用矿物若堆积在原地，则称为残积砂矿床;

若沿地表移动堆积于山坡上，则称为坡积砂矿床。

该类矿床一般具有棱角或保留原来矿物的外形；无分选或分选很差；无明显

层理等特征。

（二）残余矿床

残余矿床：岩石在化学风化为主的条件下，可溶物质被淋滤，带出风化壳；

而难溶或不溶的物质则残留原地及其附近，由此而形成的矿床称为残余矿床。

在残余矿床中，最重要的就是高岭石矿床和蒙脱石（微晶高岭石组成）矿床

（三）淋积矿床

又称渗滤矿床。地表岩石或品位较低的矿床，在风化过程中有一部分溶于

水的组分渗入地下，因沉积作用或沿途与围岩发生交代作用所形成的矿床，称

为淋积矿床。

某些含银的超基性岩，在风化淋滤作用下可以使锲矿得到富集，形成银矿床

二、沉积矿床

（一）机械沉积矿床

机械沉积矿床：岩石风化形成的碎屑产物，在搬运过程中，按粒级和比重

大小进行沉积分异，便有用成分聚集形成矿床，叫做机械沉积矿床，通常简称

为砂矿床。

砾砂粘土金黄铁矿金刚石石英S®城珀

<16.0X5.0X3.1X2.65X2,16X1.07>

图11-1按碎屑体积大小的机■械分异图图112彼碎屑比型:轻重的机械分异图

冲积砂矿床：由河流作用形成的砂矿床，称为冲积砂矿床。

海滨砂矿床：由河流带来的或海岸岩石被破坏物质，经海浪和岸流的冲刷、

分选和沉积，往往便有用矿物富集，形成海滨砂矿床。这种矿床沿海岸呈带状

分布，在海滨地带因海浪把碎屑物抛回海滩，回流和底流乂把较轻碎屑带走，

经过反复冲刷，沉积物彻底分选，使一些硬度大、比重大的矿物富集成矿。有

些砂矿保留在海岸阶地沉积物中，形成海滨阶地砂矿。

（二）化学及生物化学沉积矿床

蒸发沉积矿床：指溶解于水的盐类物质，由于蒸发作用在地表水体中沉淀结

晶而成的矿床，也叫蒸发盐矿床或真溶液矿床。

造成蒸发沉积的条件：

一•要有封闭的地理环境（如湖盆、渴湖、海湾等）；

二要有干燥的气候，水的蒸发量超过补给量；

三要有盐类物质的补给。

由于各种矿物的溶解度不同，盐类沉积一般按其化学分异规律，即按石灰岩、

白云岩一石膏、硬石膏一石盐一钾盐一镁盐的顺序沉积，所以盐类矿床往往具

有明显的沉积韵律和垂直分带。

生物及生物化学沉积矿床：指生物遗体堆积或由生物作用直接间接引起有

用物质的聚集所形成的矿床。

生物作用所引起的有用物质沉积，是指在生物活动过程中产生的02、

CO2、H2S、有机酸等的影响下或在植物光合作用下以及细菌作用下，有用物

质的聚集成矿。

此类矿床有：沉积磷灰岩矿床、硫化铁矿床、沉积自然硫矿床、硅藻土矿

床、生物灰岩矿床等。

生物化学沉积矿床特点：

1）主要产于陆棚浅海盆地的边缘地带，炎热气候条件提供了生

物生长繁殖的环境，所以他们多赋存于海相地层中，有一定

的成矿时代和含矿层位。

2）含矿岩系为富含有机质的页岩、砂岩、碳酸盐岩。

3）矿体形状主要为层状、透镜状、扁豆状，沿走向可以延伸很

远，但沿倾向延长比较小。

4）矿石以致密块状、条带状构造为主。

5）矿床规模大，分布广。

三、可燃有机岩矿床一煤

煤是由植物遗体堆积在一定环境，经过复杂的变化而成的一种可燃有机岩。

煤的成分包括有机组分和无机组分。

1）有机组分主要由碳、氢、氧等元素组成，主要由植物遗体转化而

来，燃烧后便挥发逸失；

2）无机组分燃烧后变成残渣，称为灰分。煤中的灰分-一般在30%以

下。

形成煤必须具备一定条件：

（1）必须有植物大量繁生，提供形成煤的物质来源。而植物茂盛又必须有湿热

等气候条件。

（2）植物遗体堆积后必须与空气隔绝，以免彻底分解破坏。而满足这种条件则

必须具备一定的沉积环境。

（3）使成煤作用持续进行，还必须有有节奏的地壳运动。由于地壳运动反复进

行，才能导致煤层反复堆积，在同一地区形成很厚的含煤地层。

成煤作用一植物转变为煤的过程，大体可分为三个阶段：

（1）菌解阶段，即泥炭化阶段，当植物堆积在水下被泥砂覆盖时便逐渐与氧气

隔绝，由嫌气细菌参与作用，促使有机质腐烂分解及分解物的合成，使植物遗

体中氢、氧成分逐渐减少，而碳的成分以及腐殖酸、沥青等新生合成物质逐渐

增加。

（2）煤化阶段，即褐煤阶段，泥炭被沉积物覆盖形成顶板后，便处于完全

封闭的环境，细菌作用逐渐停止。在一定温度和压力的作用下泥炭被压缩、脱

水和胶结，碳的含量进一步增加，过渡为褐煤。

（3）变质阶段，即烟煤及无烟煤阶段，如果褐煤埋藏在地下较深位置，就

会受到高温高压的作用，使褐煤在化学成分上发生变化，主要是水分和挥发成

分减少和碳的含量相对增加，腐殖酸完全消失;在物理性质上也发生改变，主要

是密度、比重、光泽和硬度等增加，而成为烟煤。这种作用就是煤的变质作

用。

（二）油页岩

1）油页岩是一种高灰分、干储后可以获得页岩油的可燃有机岩，又称油母

页岩。

2）油页岩由有机质和无机质组成：

有机质主要为腐泥质成分，含未经充分分解的低等生物遗体；

无机质主要是石英、长石、粘土、碳酸盐类、黄铁矿及其它矿物微

粒。

3）油页岩主要用来炼油和化工原料。

4）油页岩矿床可分为近海型（特点是厚度不大，含油率高一如广东茂名油

页岩）和内陆湖泊型（特点是常与煤共生，厚度大一如抚顺油页岩）。

（三）石油和天然气

1）石油和天然气是产于地层中的可燃性油质液体和气体。它们不能形成独

立的地层，而存在于岩石空隙和裂隙之中。

2）石油主要由碳和氢组成，碳和氢的总量在95—99%之间。石油中已鉴定

出3000种化合物，其中炫类化合物230种以上，主要有烷属烧、环烷属

煌、芳香属蜂等，种类繁多。

3）天然气比石油轻，所以常位于石油的上部，称为气顶。也有单独的天然

气矿藏。天然气一般无色无味，可以燃烧，是重要能源之一。

石油成因

在石油地质学发展史中，出现两种石油成因学说，一种是石油无机成因说，

一种是石油有机成因说。

石油有机成因说认为石油是在地质时期生物死亡后有机物分解而形成的。生

物包括动物，植物、浮游生物和低等微生物。具有工业价值的石油是有机成因

的。世界上99%以上的油气田分布在富含有机质的沉积岩中。

干酪根成油说：

认为石油是沉积物的干酪根在成岩过程中的晚期经过热解生成的。干酪根

是沉积物中既不溶于无机碱、又不溶于有机溶剂的有机聚合物，其分子量很

大，约占沉积岩中有机质的80%以上。干酪根的原始母质可以是主要由动物与

低等植物遗体组成，富含类脂化合物与蛋白质的分解产物，以脂肪蜂结构为特

征，称为腐泥型;也可以是主要由高等植物组成，富含木质素与碳水化合物分解

产物，以芳烧结构为特征，称为腐殖型;还有一类介于腐泥型与腐殖型之间，称

为过渡型。干酪根成油说已成为石油生成的现代最重要的理论，并成为指导石

油勘探工作和评价油气资源的重要依据。

石油的生成，不仅是有机质中原有煌类的富集过程，更重要的是在有机质埋

藏过程中不断形成新的烽类。

近年研究揭示了干酪根转化成油的机理，认为有机质在一定深度和温度条件

下才能大量转化为石油。

油、气藏的形成•

油、气生成后，还必须经过由分散到集中的转化过程，也就是必须具备生

油、集中和保存的条件，才能形成油、气藏或者说油、气矿床。

(1)生油层指当初具备成油条件生成油气的地层。故泥质岩和某些碳酸盐岩

常形成良好的生油层。

(2)储油层运移集中到孔隙和裂隙发育较好的岩层中形成油气藏。油层的孔

隙性越好，储油的能力越大。

(3)圈闭油气从生油层运移到储油层后必须有东西挡住油气继续前进的道

路，使之集中并且得以保存，形成油气藏。

圈闭形式：岩性圈闭、地层圈闭、断层圈闭、构造圈闭。

第四节变质矿床和多成因矿床

在变质地区受到区域变质作用影响形成的矿床，统称变质矿床。

由内生作用或外生作用所形成的岩石或矿石，由于地质环境的改变，温度

和压力的增加，它们的矿物成分、化学成分、物理性质以及构造结构等，都要

发生变化；同时在变化的过程中，还会使原岩的物质成分发生强烈的改造或活

化迁移，并在新的条件下富集。由这种成矿作用所形成的矿床，称为变质矿

床。

根据变质矿床形成时的地质环境和条件，变质成矿作用可分为接触变质成矿

作用、区域变质成矿作用和混合岩化成矿作用三类。

变质矿床可以分为受变质矿床、变成矿床、混合岩化矿床三类。

(一)受变质矿床

1)指原已形成的矿床，后又受到区域变质作用改造所形成的矿床。

2)在变质作用过程中的特征为：原岩重结晶和产生定向结构，矿体本身可

拉长成长条状，有时局部成浸染状，含矿组分少有运移和再集中。

3）这类矿床主要产于古老变质岩中。

（二）变成矿床

指原来岩石中含有某些有用矿物组分但末形成矿床，在区域变质作用过程中

使某些成分话化、集中，重结晶所形成的矿床。

这类矿床又可分为二类：变质重结晶型矿床和变质热液型矿床

变质重结晶型矿床：原岩受到高温高压的影响，以变质重结晶作用为主形成

的矿床，含矿组分没有明显迁移。

1）如有机质岩石形成石墨矿床

2）富含硅铝成分的泥质岩石形成红柱石、蓝晶石、矽线石或刚玉等矿床

3）白云岩、白云质灰岩形成菱镁矿、滑石、蛇纹石、石棉等矿床。

变质热液型矿床：原岩受到变质热液的作用所形成的矿床。热液水分主要

来自结晶水或从晶格中析出的水分。

矿床主要有铁、铜、铅、锌、金和某些非金属矿床。

（三）混合岩化矿床

原岩在变质作用后期受区域混合岩化作用及部分深熔作用所形成的矿床。这

类矿床主要是矿源层中的成矿组分，在混合岩化流体的作用下，发生运移和集

中而形成的。

二、多成因矿床

（一）改造矿床

指早期分散于地层或岩石中的元素或有用矿物组分，在后期的地质作用中产

生活化、运移、富集而形成的矿床。形成改造矿床的重要媒介经常是下渗加热

的热水溶液或来自岩浆的热液。

（二）叠加矿床

在先存矿床（主要指沉积矿床）的基础上，叠加了后期热液带来的成矿物质，

形成具有双重成因的矿床，或者说形成于两个时代、两种成矿作用的矿床，称

为叠加矿床，亦称叠生矿床。大多数矿床为叠加改造矿床

（三）层控矿床

广义的层控矿床指受地层或层状岩石控制的矿床，而不论其成因如何；狭义

的层控矿床指由沉积作用（包括火山沉积作用）初步形成矿源层，经后期改造富

集或再造叠加而形成的矿床。

层控矿床最显著的特点是在一定区域内，产于一个或几个特定地层单元内，

明显受到层位、岩性和岩相的控制。研究层控矿床的成矿规律，有助于在一定

区域一定层位中探寻新的矿点。

层控矿床特征：

1）层控矿床是多种成矿作用的产物。

2）矿体呈层状、似层状甚至不规则形状，层位稳定，受一定地层层位控

.制,

3）常具同生和后生成矿作用特征，

4）矿石成分较简单，

5）矿石品位较稳定，规模较大，分布较广。

第七章构造运动和构造变动

构造运动：内力引起地壳乃至岩石圈变形、变位的作用，叫作构造运动。由

构造运动引起岩石的永久变形，称为构造变动。

根据构造运动发生的时间，可以分为两类：老构造运动和新构造运动。一般

认为，晚第三纪和第四纪的构造运动称为新构造运动，在这以前的构造运动称

为老构造运动。

研究老构造运动主要靠地层，研究新构造运动主要靠地貌。

第一节构造运动的基本特征

一、构造运动的方向性

水平运动：也称造山运动，地壳或岩石圈物质大致沿地球表面切线方向进行的

运动。这种运动常表现为岩石水平方向的挤压和拉张，在构造上形成巨大的褶

皱山系和地堑、裂谷等。

垂直运动：也叫升降运动，地壳或岩石圈物质沿地球半径方向的运动。它常

表现为大规模的缓慢的上升或下降，形成规模不等的隆起或拗陷，并引起海

侵、海退，也就是导致海陆的变化。

水平运动和垂直运动在自然界中往往相伴而生。

垂直运动：槽台说

水平运动：板块运动说

第二节构造运动的证据

新构造运动的证据

（一）地貌标志

由于新构造运动的时间较近，有关的地貌形态保留得较好，因此用地貌方

法研究新构造运动，是特别重要的方法。如以上升运动为主的地区，常形成剥

蚀地貌；以下降运动为主的地区，常形成堆积地貌。

（二）测量数据

地壳下降标志：珊瑚位于海水深度一般不超过70m水下，但有些珊瑚礁

沉没于海下达几百米。海面以下发现有被淹没的三角洲I、阶地以及建筑物

等。

地壳上升标志：在距海面以上部位的地方发现珊瑚礁，海蚀穴、海蚀阶

地、海蚀崖以及蘑菇石等。在陆地上河流两岸的河流阶地。

二、老构造运动的证据

（一）地层厚度

从理论上讲，一定沉积环境中形成的沉积物厚度应该有一个极限值。比如浅

海的水深不超过200m,所以浅海沉积物的厚度按理要小于200m；河床的水深

一•般不到50m,所以河流冲积物的厚度也应小于50m,但是在许多地区发现，

在沉积相保持不变的情况下，沉积物的厚度却大大超过了该环境的水深。如北

京西山地区，中元古代的浅海相白云岩层的厚度有3000-4000m,远远超过了浅

海环境的最大水深。这只能说明，在沉积作用的同时，地壳也在持续稳定地下

降，并且沉积物的堆积速度与地壳的下降速度大体上是一致的。反之，如果某

地在特定的沉积环境下，反应其沉积环境的沉积地层厚度远小于理论--值，就

表明该地的地壳下降速度要明显大于沉积物的堆积速度。

沉积物的厚度并不决定于沉积时海水的深度或盆地的深度，而主要决定于地

壳下降的幅度。

（二）岩相分析

岩相：把反映沉积环境的沉积岩岩性和生物群的综合特征，称为岩相。岩相

是岩层形成环境的物质表现。

当地壳上升时，陆地面积扩大，而海洋面积缩小，也就是海水逐渐退出大

陆。具有这种特征的地层称为“海退层位”。

当地壳下降时，陆地面积缩小，而海洋面积扩大，也就是海水逐渐侵入大

陆。把具有这种特征的地层称为“海侵层位”。

（三）构造变形

构造运动常使地层的产状发生改变，产生褶皱、断裂等构造变形。根据其

形态特征可以推测其受力的方向、性质、强度及应力场的分布情况等。

（四）地层接触关系

地壳下降引起沉积，上升引起剥蚀，所以，地壳运动在岩层中记录下来各

种接触关系。它们是构造运动的证据。

地层接触关系

地层接触关系有两种：整合接触和不整合接触

整合接触：当地壳处于相对稳定下降（或虽有上升，但未升出海面）情况

下，形成连续沉积的岩层，老岩层沉积在下，新岩层在上，不缺失岩层，这种

关系称整合接触。

其特点是：岩层是互相平行的，时代是连续的，岩性和古生物特征是递变

的。

整合岩层说明在…定时间内沉积地区的构造运动的方向没有显著的改变，古

地理环境也没有突出的变化。

不整合接触：由于构造运动，往往使沉积中断，形成时代相连续的岩层，

这种关系称不整合接触。两套岩层中间的不连续面，称不整合面。

按照不整合面上下两套岩层之间的产状及其所反映的构造运动过程，不整合

可分为平行不整合（假整合）和角度不整合（斜交不整合）

1）平行不整合：不整合面上下两套岩层的产状彼此平行，但不是连续沉积的

（即发生过沉积间断），两套岩层的岩性和其中的化石群也有显著的不同；不

整合面上往往保存着古侵蚀面的痕迹。

形成过程：地壳下降，接受沉积；地壳隆起，遭受剥蚀；地壳再次下降，重新

接受沉积。

这种接触关系说明在i段时间内沉积地区有过显著的升降运动，古地理环

境有过显著的变化。

2）角度不整合：不整合面上下两套岩层成角度相交，上覆岩层覆盖于倾斜岩层

侵蚀面之上；岩层时代是不连续的；岩性和

古生物特征是突变的；不整合面上也往往保

存着古侵蚀面。

形成过程：地壳下降，接受沉积；岩层褶皱

隆起为山，遭受长期侵蚀；地壳再次下降，

接受新的沉积。

角度不整合说明在一段时间内，地壳有过

升降运动和褶皱运动，古地理环境发生过极

大的变化。

不整合接触特点

①有明显的侵蚀面存在，侵蚀面上往往有底

砾岩、古风化壳等。

②有明显的岩层缺失现象，代表长期间断。

图7-5"JJ支不整合形成过程

由上至后地光卜降•接受沉积，开始发生精

装；强料情诚•隆起为山।遭受侵蚀，地形夷乎：地

光再次卜降•接受新的沉积

③不整合面上下的岩性、古生物等有显著的差异。

（二）不整合形成时代的研究

不整合的形成时代，只能定在不整合面下伏的最新地层形成以后、上覆的最

老地层发育之前，因此，是一-段相对确定的时间阶段。这种定年方法可称为“年

间法

平行不整合的形成年代较易确定。根据不整合面上下地层即可判断此平行不

整合的形成时代。

角度不整合的形成年代要困难一些，因为下伏地层在经过褶皱变形和不均匀

的抬升以后，其最新的那套地层并非随处可见。因此对角度不整合年代的正确

判断，需要对一个较大地区进行全面的地层对比才能正确进行。

不整合存在的标志

1）沉积学标志：从沉积学角度来看，不整合是一个剥蚀面或夷平面。它通

常是起伏不平的，有时还保留有古风化壳。不整合面上下的两套地层在

岩性和沉积相上可能截然不同，但在物质成分上往往具有某种联系。比

如不整合面的下伏地层为坚硬和耐风化的石英岩或砂岩时，在不整合面

的上覆地层的底层常会含有由这些岩石碎屑构成的底砾岩；如下伏地层

是富含长石的花岗岩或片麻岩时，上覆地层常有高岭土层或长石砂岩；

如下伏地层为碳酸盐岩层时，其风化残余物有可能聚集在上覆地层的底

部，形成风化型铁、铝、镁、磷等矿床。与之相比，断层面和侵入接触

面通常不具备上述特征。

2）地层古生物标志：在一些地层中，有时可以发现局部的冲刷、剥蚀现

象，这说明在局部地区曾有过小的沉积间断。但地层的层序和化石的时

代是基本连续的，所以仍属于整合接触；反之，若地层上、下层序相差

甚远，其中的古生物时代变化较大，有一些重要的古生物种属突然绝

灭；也有一些新的种属突然出现，就有可能是不整合存在的标志。

3）构造、岩浆与变质作用标志：相邻两套地层的产状明显不同，一构造变

形的强弱和方向不同，褶皱和断裂发育的程度和特征也不相同，都可能

指示有不整合存在。另一方面，由于不整合面上、下的两套地层是在地

壳发展的不同阶段形成的，下伏的较老地层无疑遭受过更多次地壳运动

的影响，在岩浆活动和变质作用方面也相应比较复杂；上覆地层则相应

比较简单。两者之间的差异往往十分明显，因而也可以看作是不整合存

在的重要标志。

第三节岩层的产状和岩石变形

岩层在地壳中的空间方位称为岩层的产状。

岩层的产状分为水平岩层、倾斜岩层、直立岩层和倒转岩层。

水平岩层：在海底、湖盆、盆地中沉积的岩层，其原始产状大都是水平或近

于水平的。

倾斜岩层：指岩层层面与水平面有一定交角（0—90°）的岩层。有些是原始倾

斜岩层，但在大多数情况下，岩层受到构造运动发生变形变位，使之形成倾斜

的产状。

直立岩层：指岩层层面与水平面直交或近于直交的岩层，即直立起来的岩

层。在强烈构造运动挤压下，常可形成直立岩层。

倒转岩层：指岩层翻转、老岩层在上而新岩层在下的岩层，这种岩层主要是

在强烈挤压下岩层褶皱倒转过来形成的。

二）岩层的产状要素

指确定岩层产状的三个数值，即走向、倾向和倾角。

走向：岩层层面与任一假想水平面的交线称走向线。

1）走向线两端延伸的方向称岩层的走向

2）岩层的走向也有两个方向，彼此相差180°

3）岩层的走向表示岩层在空间的水平延伸方向

倾向：层面上与走向线垂直并沿斜面向下所引的直线叫倾斜线，它表示岩层的

最大坡度；

1）倾斜线在水平面上的投影所指示的方向称岩层的倾向，

2）倾向表示岩层向哪个方向倾斜。

3）倾向是有指向的，只有一个方向。

倾角：层面上的倾斜线和它在水平面上投影的夹角，又称真倾角；

1）倾角的大小表示岩层的倾斜程度。

2）真倾角只有一个，

3）任何一个视倾角都小于该层面的真倾角。

（三）测量产状要素的方法

1）仪器为地质罗盘

2）在野外测量产状要素时，只记录倾向和倾角

3）岩层的产状符号在地质图上表示法：长短线互相垂直，长线代表走向，

短线代表倾向，短线一侧写倾角

岩石变形

（一）应力、应力场、应变椭球体

应力：在物体内任一-截面上单位面积的内力，称为应力，应力的大小以

kg/cm2来表示。

应力场：组成地壳的岩石，在构造运动所产生的构造力的作用下，其内部各

点产生的应力，称为地应力，也称为构造应力。构造应力分布的空间称为构造

应力场，或简称应力场。

为了说明构造应力场，也就是构造应力的空间分布规律，通常采用“应变椭

球体”来作几何形象的解释。

（二）岩石变形的阶段

岩石变形的三个阶段：

1）弹性变形，岩石受外力（不超过弹性极限）发生变形。当外力去掉后变形

立即消失，这种变形即为弹性变形。弹性变形在地壳岩石中不留任何痕

迹。

2）塑性变形，岩石受外力（超过弹性极限）发生变形，当外力消失后，不能

恢复原来形状而形成永久变形，但仍然保持其连续完整性，这样的变形

称为塑性变形。褶皱构造属于此种变形。

3）断裂变形，岩石受外力达到或超过岩石的强度极限时，岩石内部的结合

力遭到破坏，产生破裂面，失去了它的连续完整性，这种变形即为断裂

变形。断裂构造属于此种变形。

（三）影响岩石变形的因素

岩石的变形与岩石所处的外界环境条件如围压、温度、时间、应力状态等有

关。

第四节褶皱构造

褶皱分为背斜和向斜两种。

外形：背斜是岩层向上突出的弯曲。向斜是岩层向下突出的弯曲；

判断依据：应根据组成褶皱核部和两翼岩层的新老关系来区分，即褶皱的核

部是老岩层，而两翼是新岩层，就是背斜；相反，褶皱核都是新岩层，而两翼

是老岩层,就是向斜。

褶皱要素：

（一）核

褶皱的中心部分，褶曲出露地表最中心部分的岩层。

（二）翼

指褶曲核部两侧的岩层。一个褶曲具有两个翼。

（三）轴面

平分褶曲两翼的假想的对称面。轴面的形态和产状可以反映褶曲横剖面的形

态。

四）枢纽

褶曲岩层的同一层面与轴面相交的线，叫枢纽。它表示褶曲在其延长方向上

产状的变化。

（五）车由

指轴面与水平面的交线。永远是水平的。它可以是水平的直线或水平的曲

线。轴向代表褶曲延伸的方向，轴的长度可以反映褶曲的规模。

（六）转折端

褶曲两翼会合的部分，即从褶曲的一翼转到另一翼的过渡部分。它可以是一

点，也可以是一段曲线。这种形态变化在一定程度上可以反映褶曲的强度或岩

石的强度。

三、褶曲的形态分类

（一）横剖面形态：根据轴面产状，根据转折端形状

横剖面形态一根据轴面产状

⑴直立褶曲：轴面直立，两翼对称，又叫对称褶曲。

⑵倾斜褶曲：轴面倾斜，两翼不对称，又叫不对称褶曲。

⑶倒转褶曲：两翼向同一方向倾斜，其中一翼岩层发生倒转。

（4）平卧褶曲：轴面水平或近于水平，两翼岩层的产状也近于水平；一翼层位是

正常的，另一翼层位发生倒转。

⑸翻卷褶曲：轴面翻转向下弯曲。

横剖面形态一根据转折端形状分类

（1）圆弧褶曲：转折端呈圆滑弧形。

（2）箱形褶曲：转折端平直而两翼陡峭，在两翼转折处呈膝状弯曲，形似箱

状。

（3）锯齿状褶曲：也叫尖棱褶曲，转折端是一点，呈锯齿状。这种褶曲常发生

在岩性较坚硬且脆的岩层中。

（4）扇形褶曲：转折端平缓而两翼岩层均倒转，此种褶曲反映了两翼受到侧压

力较大逐渐向轴面运动。

（二）纵剖面形态：根据枢纽的产状，根据轴面产状和枢纽产状

纵剖面形态一根据枢纽的产状

(1)水平褶曲：枢纽近于水平的褶曲。

(2)倾伏褶曲：枢纽倾伏的褶曲。枢纽与其在水平面上投影的夹角，称为倾伏

角。

(3)倾竖褶曲：枢纽近于直立的褶曲。

纵剖面形态一根据轴面产状和枢纽产状

(1)直立水平褶曲：轴面近于直立，而枢纽近于水平。

(2)直立倾伏褶曲：轴面近于直立，而枢纽倾斜

(3)倾竖褶曲：轴面和枢纽均近于直立。

(4)倾斜水平褶曲：轴面倾斜，而枢纽近于水平。

(5)平卧褶曲：轴面近于水平，枢纽也近于水平。

(6)倾斜倾伏褶曲：袖面倾斜，枢纽也倾伏，但二者的倾向和倾斜程度不一致。

(7)斜卧褶曲：轴面倾斜，枢纽也倾伏，但二者的倾向基本平行，倾角也大致相

等。

(三)平面形态：根据长宽比

平面形态一根据长宽比

线形褶曲：又称长褶曲，褶曲轴向方向延伸很远，长与宽之比大于10:1。

长圆形褶曲：又称短轴褶曲，长与宽之比在10:1到3:1之间。它们在平面上

的投影形态近似椭圆形。

浑圆形褶曲：长宽之比小于3:1,平面投影近似圆形。若为背斜叫穹窿，若

为向斜叫构造盆地。

短背斜、短向斜、弯窿、构造盆地等是最理想的储油构造，是石油地质工作

的重要勘探对象之一。

四、褶曲在地质图上的表现

在地质图上分析褶曲，首先要注意岩层的新老关系，其次要注意岩层的产

状，第三要注意地形与岩层的关系。

(一)水平褶曲

表现在地质图上其特点是：两翼对称重复，并与走向平行。

(二)倾伏褶曲

倾伏褶曲表现在地质图上的特点是:两翼岩层对称重复，但彼此不平行而逐渐

转折汇合，称转折端。若一套倾伏背斜和倾伏向斜连续出现时，则其地质界线

呈"之''字形弯曲。

沿任一褶曲轴岩层越来越新的方向，即为褶曲的倾伏方向。即沿倾伏方向总

是逐渐出露较新岩层。

五、褶皱的组合类型

(一)从横剖面看褶皱的组合类型

复背斜和复向斜：复背斜(复向斜)是规模巨大的翼部为次一级甚至更次一级

褶曲所复杂化的背斜(向斜)构造。

同斜褶皱和等斜褶皱：由一系列褶曲轴面和两翼岩层向同一方向倾斜的倒转

褶曲所组成的褶皱，称为同斜褶皱。如果倾角几乎相等，这样的褶皱称为等斜

褶皱。

隔档式和隔槽式褶皱：由轴向平行，发育不等的一系列背斜和向斜组成。隔

档式褶皱为宽阔平缓的向斜和狭窄紧闭的背斜交互组成；隔槽式褶皱为宽阔平

缓的背斜和狭窄紧闭的向斜组成。

（二）从平面上看褶皱的组合类型

平行状褶皱：一系列背斜向斜相间平行排列，它反映在一个应力场中以压

应力为主所形成的褶皱。

分枝状褶皱：指一个褶曲沿其延伸方向分叉，形成若干个褶曲，犹如树枝

状。

帚状褶皱：指若干个褶曲相间排列，一端收敛而另一端散开，形如帚状。

由区域水平旋扭运动造成。

弧形褶皱：指一系列（或单个）褶曲呈明显弧状的褶皱。由区域不均匀的水

平运动造成。

雁行式褶皱：在区域水平扭力作用下，形成一系列短轴褶皱，其轴线成斜列分

布的褶皱构造。

六、如何在野外认识褶皱构造

（一）地质方法

1、对一个地区的岩层顺序、岩性、厚度、各露头产状等进行测量。根据新

老地层关系判断背斜或向斜。

2、不知考察路线，一是垂直岩层走向观测，二是沿某一标志层追索。

（二）地貌方法

水平岩层、单斜岩层、穹窿构造、短背斜和构造盆地、水平褶皱及倾伏褶

皱、背斜和向斜

在更多的情况下，是在背斜部位侵蚀成谷，而在向斜部位发育成山，在背斜顶

部因受张应力作用，极易形成一组平行轴面的张裂隙，给外力侵蚀作用提供条

件。

七、研究褶皱构造的意义

（一）褶皱与矿产

1）许多赋存于褶皱的沉积岩层中的矿产，必须搞清楚构造形态、规模，才

能探明矿床的分布、大小、产状等情况。

2）在背斜顶部常发育一组张裂隙，提供矿液的侵入通道，在此部位容易形

成脉状矿体（矿脉）。

3）岩层褶皱时，由于层间滑动，在上下层转折端部位容易形成空隙，常为

矿质填充提供条件，形成鞍状矿体。

4）具有封闭条件的穹窿、短背斜等是重要的储油、储气构造。

5）构造盆地常形成良好的储水构造。

（二）褶皱与地貌

褶皱构造与地貌的关系至为密切，它儿乎控制了大中型地貌的基本形态。

（三）褶皱构造与地球发展历史

1）利用角度不整合的时代来确定褶皱的时代。

2）不整合面来代表一次构造运动，而不整合的形成时代即是褶皱形成的时

代。

第五节断裂构造一节理

断裂构造分为节理和断层两大类。

一、节理的分类

节理即断裂两侧的岩块沿着破裂面没有发生或没有明显发生位移的断裂构

造。沿着节理劈开的面称节理面。

节理常与断层或褶曲相伴生，它们是在统一构造作用下形成的有规律的组

合。

(一)节理的成因分类

按照成因可以分为两类，一是非构造节理，另一是构造节理。在地质文献中

不加说明的节理是指构造节理。

非构造节理

非构造节理：指岩石在外力地质作用下，这类节理常分布于地表浅部的岩石

中，节理的儿何规律性较差，一般没有矿化现象，但这些风化裂隙等常形成地

下水运移的通道。

非构造节理还包括岩石在成岩过程中所形成的节理，即所谓原生节理。

原生节理

横节理：又称Q节理，指节理面与岩体中流线构造(原生线状流动构造，相垂直

的节理。节理面较粗糙，其中常被岩浆填充，形成互相平行的岩墙或岩脉。

纵节理：又称S节理，指节理面平行于流线构造的节理。节理面平直，节理裂

隙紧闭，产状较陡。

层节理：称L节理，指节理面平行于流面的节理，

柱状节理：在玄武岩熔岩流或其他浅成岩体中，垂直冷凝面常发育成规则的六

方柱状节理。

构造节理：指在构造运动作用下形成于岩石中的节理，常常成组成群有规律地

出现。这种节理往往与褶皱、断层等有一定的组合关系和成因联系。

(二)节理的几何分类

根据节理与所在岩层的产状要素的关系可以分为：

⑴走向节理：节理的走向大致平行于岩层的走向；

⑵倾向节理：节理的走向大致垂直于岩层的走向；

⑶斜向节理：节理的走向斜交于岩层的走向；

(4)顺层节理：节理面大致平行岩层层面。

(二丫节理的力学成因分类

赢产生节理的力学性质，节理主要分为张节理和剪节理。

张节理：是岩石在张应力作用下所产生的节理。

特征：

⑴产状不甚稳定，在岩石中延伸不深不远；

⑵多具有张开的裂口，节理面粗糙不平，面上没有擦痕，节理有时为矿脉所填

充；

(3)‘在碎屑岩中的张节理，常绕过砂粒和砾石，节理随之呈弯曲形状；

(4)节理间距较大，分布稀疏而不均匀，很少密集成带；

⑸常平行出现，或呈雁行式(即斜列式)出现，有时沿着两组共扼呈X形的节理

断开形成锯齿状张节理，称追踪张节理。

剪节理：又称剪切节理，是岩石在剪切应力作用下所产生的节理。

特征：

(1)产状比较稳定，在平面中沿走向延伸较远，在剖面上向下延伸较深；

⑵常具紧闭的裂口，节理面平直而光滑，沿节理面可有轻微位移，因此在面上

常具有擦痕、镜面等；

⑶在碎屑岩中的剪节理，常切开较大的碎屑颗粒或砾石，或切开结核、岩脉等;

(4)节理间距较小，常呈等间距均匀分布，密集成带；

⑸常平行排列、雁行排列，成群出现；或两组交叉，称"X节理"，或称"共扼节

理"。两组节理有时一组发育较好，一组发育较差。

二、节理与褶皱构造的关系

（一）岩层褶皱前的早期节理

当水平岩层受到水平方向的侧向压力时，在层面上出现两组剪切节理，即X

节理（共扼节理）;这种节理面垂直于层面，是为平面型X节理。

如果继续受力，会在沿着压力方向产生一组张节理，又叫横张节理;有时是沿

着X节理面曲折拉开，形成追踪张节理。

（二）岩层褶皱后的晚期节理

岩层在水平压力的继续作用下，开始弯曲褶皱，在背斜顶部产生平行于枢纽

的张节理，又叫纵张节理。这种节理垂直层面，上宽下窄呈楔形，在脆性岩层

中发育较好，有时追踪早期X节理，形成锯齿状的纵张节理。它们沿走向一般

延伸不远。

如果褶皱继续发展，沿着最大剪切面又发育成X节理，晚期X节理在剖面上

呈X交叉，而在层面上与枢纽平行，故称剖面X节理。

如果岩层中间夹有塑性较大岩层（如页岩）。岩层褶皱时由于层间滑动所产生的

力偶作用使岩层发生小型褶皱，叫层间牵引褶皱或拖拉褶皱。

如果岩层中间夹有脆性较大的岩层，则在上下层的力偶作用下，形成层间剪

节理。

三、研究节理的意义

研究节理的分布、性质和组合情况，有助于推断区域性应力场的特点和各种

应力的分布规律以及与各种构造的相互关系。

1）岩浆活动侵入的通道，并控制矿体的形成和分布。

2）富含张节理的岩石，对于地下水的运动和富集有密切关系。

3）在进行工程设计和施工时，必须对岩石节理做详细的调查和测量，防止

引起破坏作用和不良影响。

节理构成岩石的软弱面，提供了风化和侵蚀的有利条件，常沿节理风化或

侵蚀，造成各种地貌。如球状风化地貌、悬崖峭壁、石柱等。

第六节断裂构造一断层

一、断层要素

断层面：断层面是指岩石被断开成两部分、并沿之滑动的破裂面。断层面的产

状及其测定，也由产状三要素来确定之。

大型断层的断层面在实际上往往不是一个单一的几何面，而是由一系列次级断

层或破裂面所组成的断层带。

断层线：断层线是断层面与地面的交线，即断层在地表的出露线。

断层线形态决定于断层面的弯曲程度、断层面的产状以及地面的起伏。

断盘：沿断层面发生相对滑动的两侧岩块称作断盘。

1）如果断层面是倾斜的，位于断层面上方的岩块称作上盘，位于其

下方的称作下盘。

2）当断层面直立时，断层就按照其相对于断层面的方位来命名。

3）在断层的运动过程中，再根据两盘的相对运动方向，将相对上升

的一盘称作上升盘，相对下降的一盘称作下降盘。

图7-67断层要素

1.F盘，2,上盘；3.断层线；4.断层破碎带।5.断层面

位移：断层两盘的相对移动统称位移。

实际工作中（在野外或在地质图上）根据相当层被错开的距离来测量位移。通常

是在垂直岩层走向的剖面上来测量相当层之间的位移，这样算出来的位移都是

视位移，一般称之为断距。

视断距：断层两盘上相当层的同一层面错开后的位移量。

地层断距：断层两盘相当层层面之间的垂直距离，相当于二相当层之间重复或

缺失的那一部分地层的厚度。

铅直地层断距：断层两盘相当层层面在铅直方向上的距离。

水平断距：在断层面上同一高度的两侧相当层层面之间的距离，这个断距代表

断层面两侧相当层位移拉开的水平距离或两侧相当层掩覆的水平距离。

二、断层的分类

（一）根据断层走向与两盘岩层产状的关系分类

走向断层：断层的走向与岩层的走向一致。

倾向断层：断层的走向与岩层的走向垂直。

斜交断层：断层的走向与岩层的走向斜交。

顺层断层：断层与岩层面大致平行。

（二）根据断层走向与褶曲轴或区域构造线的关系分类

纵断层：断层的走向与褶曲的轴向或区域构造线一致。

横断层：断层的走向与褶曲的轴向或区域构造线直交。

斜断层：断层的走向与褶曲的轴向或区域构造线斜交。

（三）根据断层两盘相对位移的关系分类

正断层：上盘相对下降，下盘相对上升的断层叫正断层。

特点：断层面的倾角一般较陡，多在450以上，断层线一般比较平直。

形成原因：断层是在张力或重力作用下形成的。

逆断层：上盘相对上升，下盘相对下降的断层叫逆断层。

形成原因：逆断层主要是在水平挤压力作用下形成的。

逆断层分类

1）冲断层：指高角度的（倾角大于450）的逆断层。断层线比较平直。

2）逆掩断层：指断层面倾角小于450的逆断层。

3）推覆构造：如果规模巨大、断层面倾角平缓（一般小于300,并呈

波状起伏、上盘沿断层面远距离推移，这样的逆掩断层称为推覆

构造。推覆构造特征：老岩层推覆在新岩层之上

构造窗和飞来峰：如果在推覆构造的上盘岩块中，由于差异侵蚀局部露出

下盘较新的原地岩块，这种构造称为构造窗。相反，如果由于强烈侵蚀，上盘

的外来岩块只局部残留于较新的原地岩块之上，这种构造称为飞来峰。构造窗

和飞来峰，在平面图上都表现为和周围的岩层呈断层接触，构造窗表现为新岩

层的周围都是老岩层，而飞来峰则是老岩层的周围都是新岩层。构造窗可以暴

露下伏岩块的信息，可提供探矿和开采的有利条件。飞来峰则常形成老岩层压

在新岩层之上的孤立山峰。

平推断层：指断层两盘沿着断层面在水平方向发生相对位移的断层，又叫

平移断层。平推断层往往是在褶曲形成过程中在水平剪切应力作用下产生

的，断层走向常与褶曲轴垂直或斜交，断层面多近于直立。

枢纽断层：断层运动具有旋转性质，好像上盘围绕着一个轴作旋转运动，这

样的断层叫枢纽断层或旋转断层。两盘运动方式有两种情况：

1）旋转轴位于断层的一端，其特点是在同一条断层的不同地段其位

移量不等；

2）旋转轴位于断层的中间，其特点是除了位移量随断层不同地段而

变化外，还表现为在旋转轴的两侧，一侧为正断层，一侧为逆断

层。

（四）根据断层的力学性质分类

根据应力性质可以把断层分为张性、压性、扭性、张性兼扭性（张扭、压性

兼扭性（压扭）等五种。

张性断层：断层面一般较粗糙；断层带较宽或宽窄变化悬殊，其中常填充构造

角砾岩，常形成地下水的通道;沿着断层裂缝常有岩脉、矿脉填充。正断层多属

于张性断层。

压性断层：断层面的产状沿走向、倾向常有较大变化，呈波状起伏;断层带中

破碎物质常有挤压现象，出现片理、拉长、透镜体等现象;断层两侧岩石常形成

挤压破碎带，为地下水运移和储集提供了有利条件，而断层带本身由于挤压密

实，反倒形成隔水层；逆断层多属于压性断层。

扭性断层：断层面产状较稳定;断层面平直光滑，犹如刀切，有时甚至出现

光滑的镜面;断层面上常出现大量擦痕、擦沟等;断裂面可以切穿岩层中的坚硬砾

石和矿物;断裂带中的破碎岩石常辗压成细粉，出现糜棱岩。平推断层多属于扭

性断层。对于扭性断层相对扭动方向，常用左行、右行术语来表示。

1）张扭性断层：这种断层具有张性和扭性断层的特点，断层面上常显示上

盘斜向滑动的擦痕，断裂有时呈雁行状排列。

2）压扭性断层：这种断层具有压性和扭性断层的特点，断层面小范围内显

示光滑平直，大范围内常呈舒缓波状;断层面上斜冲擦痕和小陡坎（阶步）

发育;其它特点多与府性断层相似或相同。

三、断层的组合类型

从平面上看，断层排列有平行状、雁行状、环状和放射状等。

从剖面上看，有阶梯状、叠瓦状、地堑和地垒等。

（一）阶梯状断层

两条以上的倾向相同而又互相平行的正断层，其上盘依次下降，这样的断层

组合称为阶梯状断层。它在地形上常表现为阶梯状下降或阶梯状上升的块状山

地。

（二）叠瓦状断层

两条以上的倾向相同而又互相平行的逆断层，其上盘依次向上推移，形如叠

瓦，这样的组合称为叠瓦状断层，又称叠瓦状构造

（三）地堑

1）两条或两组大致平行的断层，其中间岩块为共同的下降盘，其两侧为上

升盘，这样的断层组合叫地堑。

2）组成地堑的断层在地表一般表现为正断层。

3）在地形上地堑常造成狭长的凹陷地带。

4）按照板块理论，巨型地堑是开始分离的两个岩石圈板块之间的扩张构

造，也是地下岩浆涌出的通道，所以多火山喷发活动。

（四）地垒

1）两条或两组大致平行的断层，其中间岩块为共同的上升盘，其两侧为下

降盘，这样的断层组合叫地垒。

2）造成地垒的断层一般是正断层。

3）地垒构造往往形成块状山地。

4）无论是地堑和地垒，其两侧断层可能是一条，也可能是由若干条断层组

成的阶梯状断层。

（五）环状断层与放射状断层

在弯窿构造等地区，常出现在平面上呈环状或放射状的断层。断层的产状不

同，环形断裂断续相连，而断层的性质一般是以正断层为主。

四、怎样识别断层

研究断层首先要判断是否有断层存在；第二要判断断层的性质、成因；第三要

判断断层的时代。

（一）断层存在的标志

断层面和断层带上的标志

1）断层擦痕：断层两盘相对错动，常在断层面上留下平行细密而均

匀的擦痕，有时形成相间平行排列的擦脊和擦槽。这些擦痕有时

呈一头粗深一头浅细的“丁”字形，由粗向细的方向代表对盘运动

的方向。用手抚摸擦痕，光滑方向代表对盘移动方向。

2）断层滑面（镜面）：断层两盘相对错动，可引起断层面上的温度升

高，使一些铁、镒、钙、硅等成分的物质粉末重熔，敷在断层面

上形成一层光滑的薄膜，叫断层滑面。在扭性、压扭性断层面上

更容易出现断层滑面。

3）阶步：断层两盘相对错动，在断层面上所形成的小陡坎（台阶）称

阶步。阶步常垂直擦痕方向延伸，但延伸一般不远，阶步间彼此

平行排列。阶步陡坎方向指示对盘运动方向。

4）断层构造岩：断层带形成各种构造岩。最常见的有断层角砾岩。

典型的断层角砾岩常见于正断层（或张性断层）。

如果断层两盘剧烈错动，破碎岩石常被辗磨成细小碎屑和粉末，若松软末胶

结，称断层泥;若胶结起来，致密坚硬，称糜棱岩。在逆断层、平推断层中常见

此种构造岩。

5）构造透镜体：在压性、压扭性断层带中，出现构造透镜体。在透

镜体周围往往环绕着片状矿物，形成片理。

岩层上的标志

1）岩层的不连续：断层常把原来连续的地层、矿脉、岩脉、变质带以及各

种构造线错开，使它们发生不连续或中断现象，特别是横断层、倾向断

层和平推横断层，这种现象非常明显。

岩层和构造的错开中断可以为岩层尖灭和岩层的角度不整合接触所形成。最

主要区别：断层所形成的岩层中断是上盘岩层界线与断层线斜交，而不整合所

形成的岩层中断，是不整合面上的岩层界线与不整合线平行。

2）构造（线）的不连续：任何地质体或地质界线，如矿层、岩脉、侵入体

和变质岩的相带、侵人岩与围岩的接触界线等，如果发上述各种地质体或地质

界线，在平面或剖面上便会突然成构造（线）的不连续现象，这是断层存在的

一个重要的直接标志。

断层的间接（地貌、水文、植被等）标志

1）断层崖和断层三角面：断层面（一般是上升盘）露出地表形成悬崖，叫断

层崖。断层崖受到流水的侵蚀切割，形成V形谷，谷与谷间形成一系列

三角形面，称断层三角面。三