《构造地质学》教案

《构造地质学》教案

第一章绪论

一、研究内容及对象

1、构造地质学的定义

地质构造指的是组成地壳的岩层和岩体在地球内、外力地质作用下所发生的变形，

从而形的成诸如褶皱、节理、断层、劈理以及其它各种面状和线状构造。

2、构造地质学的研究对象及两个概念的区别

①研究对象

构造地质学的研究对象是地壳及岩石圈中的造现象、空间分布及形成原因。

②structuralgeology和tectonics的区别

构造地质学有两个分支，即structuralgeology和tectonics,这种区别在欧美国家中

实际不存在，在欧美国家中，structuralgeology一词包含了所有的地质构造，也包含了

tectonics的含义。而在前苏联和我国，structuralgeology和tectonics两个单词则具有不

同的含义，即structuralgeology指的是地壳内的中、小型构造，而tectonics则指的是包

括岩石圈在内的区域大地构造，故在这些国家，将structuralgeology和tectonics两词分

别称之为《构造地质学》和《大地构造学》，在大学里也分别开设上述相应的两门课程。

3、构造地质学的研究内容

研究内容：从构造现象（构造形迹）上讲，其包括岩石和岩体〈地质体〉的原生和次生构

造，尤其以研究岩石的次生构造为主。

次生构造：指的是岩石形成后，在地质作用过程中所发生的破坏，包括褶皱、断层、节

理劈理等。

原生构造：指的是岩石在形成过程中形成的各种面状和线状构造（主要指沉积岩和岩浆

岩）。从地质作用的角度讲，《构造地质学》主要研究内力地质作用。

二、研究方法

《构造地质学》的研究方法主要为反序法，即根据地质构造的形态特征及规律反寻

其成因，进而去讨论地壳运动的规律，即"将今论古"。在对某一构造进行实际分析时，

往往包括了如下方面的研究：

空间方面：主要研究地质构造的形态特征、分布规律与组合形式。

时间方面：主要研究地质构造的形成顺序与演变。

成因方面：主要研究地质构造的形成机制及其发育的地质条件。

以上三个方面的研究，归纳起来实际是对地质构造的几何学特征，运动学特征和动

力学背景的分析。

三、研究意义

1、理论意义

实例1、大洋中脊裂谷带的构造特征一地幔对流

实例2、阿尔卑斯-喜马拉雅带的构造和地貌特征一板块碰撞

实例3、华南的大地构造特征一板块俯冲

2、实践意义

实例1、贵州的汞、金、铅锌矿与构造的关系

实例2、松树山、派因维油田、苏北、塔里木油田构造与油气藏的关系

实例3、构造对地下水的控制规律

实例4、地震与构造的关系(全球地震带及唐山地震)

四、从构造地质研究发展史谈当今的地壳构造观

《构造地质学》研究的历史，大体可以分为两个大的阶段，第一阶段为本世纪六十

年代前，第二阶段为六十年代至今。两个阶段的地质学家对地壳构造的形成和地壳运动

的规律有截然不同的认识。

1、六十年代以前的地壳构造观

19世纪中到后半叶，美国学者J.Hall(1859)和J.D.Dana(1883)根据他们对世界著

名的阿巴拉契亚造山带的研究，提出了垄断地质学界近•个世纪的槽台学说，在这个

学说的影响下，人们普遍认为，地壳运动的方式是以升降运动为主，由此而给人们的

印象是，地壳构造是由于升降运动引起的"一刀一刀向下切”的陡倾断层为主。

2、六十年代至今的地壳构造观

20世纪初(A.J.Wegener,1912《大陆的生成》，1915《海陆的起源》)大陆漂移学说的

提出

六十年代初(H.H.Hess,Dietz,1961)海底扩张的提出

六十年代中期(Wilson,1965)转换断层和板块构造理论的提出

20世纪后半叶的COCORP计划、逆冲推覆构造、剪切带和伸展构造研究等

3、薄皮构造观的讨论与实例

①、地球内部构造的成层性与薄皮构造

②、物质平衡和能量平衡与薄皮构造

③、地球物理证据

五、地质构造研究中的几种思维方法

1、拆零-组装法(美,Alvin.Toffler;Ilya.Prigogine)

2、历史构造分析法

3、构造类比法

4、牛顿的时空观与"将今论古"

X+Y+Z=A

六、学习方法

热情+远见+行动=成功

兴趣+计戈U+行动=成功

第二章沉积岩层的原生构造及其产状

第一节沉积岩层的原生构造

一、层理及其识别

层理是沉积岩中最普遍的一种原生构造，其包括层面以及岩层内部的成分、粒度、

结构、胶结物结构和颜色等特征在剖面上的突变和渐变所显示出来的一种成层性。

（-）层理的分类

根据层理形态及其结构（几何分类）可将层理分为两类，即水平层理和交错层理（波状

层理和斜层理），有的教科书上将其分为三类，即水平层理、波状层理和斜层理。

（-）层理的识别标志

1、岩石的成分变化

2、岩石的结构变化

3、岩石的颜色变化

4、岩层层面上的原生构造（如波痕、底面印模、暴露标志等均可作为层理的识别标志）。

二、利用沉积岩的原生构造来鉴定岩层的顶、底面

1、斜层理

斜层理是由一组或多组与主层面斜交的细层组成。利用斜层理来判别岩层的

顶、底板时，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

底部主层面呈收敛变缓而相切的关系，弧形层理凹向顶面。

2、粒级层理

粒级层理又称递变层理，其特点是在一单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细，

如底部是砾石或粗砂质，向上可递变为细砂、粉砂，以至泥岩。

3、波痕

波痕有很多种，能用来指示岩层顶底板的主要是对称型的浪成波痕。浪成波痕

有尖棱状的波峰和园弧状的波谷组成，利用波痕来判别岩层的顶底板时，其判别标

志是：尖棱状的波峰指示岩层的顶板，而园弧状的波谷则指示岩层的底板。

4、层面上的暴露标志

①泥裂

②雨痕

5、冲刷面

6、生物标志

第二节岩层的产状、厚度及出露特征

一、地质体的基本产状

（一）几个相关概念的介绍

1、地质体一各种成因的自然岩石体或土质体。

2、面状构造一指地质体中几何的或物理的呈面状的结构面一如岩层层面、断层面、褶

皱轴面等。

3、线状构造一指地质体中几何的或物理的具一定方向延长的构造一如断层线、矿物定

向排列而成的生长线、擦痕线等。

（~）面状构造的产状要素

产状三要素：

走向一倾斜面与水平面的交线叫走向线，走向线两端延伸的方向即为该平面的走向。

倾向一倾斜平面上与走向线相垂直的线叫倾斜线，倾斜线在水平面上的投影所指的

（沿平面向下倾斜的）方位即倾向。

倾角一指倾斜面与水平面之间的夹角3）。

（三）线状构造的产状要素

倾伏向（指向）一某一线段在空间的沿倾斜方向的延伸方向，即某一倾斜直线在向下倾斜

方位上的水平投影线所指示的方向，用方位角或象限角表示。

倾伏角一指直线的倾斜角度，即直线与其水平投影线间所夹之锐角。

侧伏角一当线状构造包含在某一倾斜平面内时，此线与该平面走向线间所夹之锐角即为

此线在那个面上的侧伏角（用量角器现场测量）。

侧伏向一就是构成上述侧伏角的走向线的那一端的方位。

产状要素的表示方法：

图示法—长线表示走向，短线表示倾向，数字表示倾角

数字法SE150°Z60°

象限法S30OEN60。

（注意其习惯用法！！）

倾伏SE120°Z30°

侧伏45°NE或直接书写为“侧伏向NE,侧伏角45。”。

二、岩层的原始产状与水平岩层的露头特征

（―）沉积岩的原始产状

岩层的原始产状即岩层在沉积忖的产出状态。除在盆地边缘、岛屿和礁体附近有局

部的原始倾斜产状外，其余大部分区域的岩层的原始产状往往被视为是水平的。

（-）水平岩层的露头特征

1、在层序未倒转的前提下：

岩层的面向——岩层由老变新的方向

2、地质界线——与等高线平行或重合

3、岩层厚度——是其顶底面的高差

4、岩层出露宽度——是其顶、底面的水平距，其大小与岩层厚度和地面坡度有关

三、倾斜岩层的露头特征

岩层——指岩石层面向某个方向倾斜的岩层。是岩层发生变形的结果一即构造中最

基本的、最多见的现象。

倾斜岩层的露头特征一V字形法则

1、当岩层倾向与地形坡向相反时一相反相同

2、当岩层倾向与地形坡向一致，岩层倾角大于地形坡度角时相同相反

3、当岩层倾向与地形坡向致，岩层倾角小于地形坡度角时相同相同

4、直立岩层：地质界线不受地形的影响，是一条直线。

第三节地层的接触关系

地层的接触关系分为整合接触和不整合接触两种，其中不整合接触有分为平行不整

合和角度不整合。

一、整合接触

定义：连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层连续无间断、上下岩层彼此平行叠置，

岩层的这种接触关系称为整合接触关系。

特征：

①一套岩层，各岩层之间在空间排列是相互平行的，新老岩层的产状是一致的。

②新老岩层在沉积层序上是连续的，没有间断面。

③由于沉积层序上是连续的，所以反映在沉积岩性和岩相变化是递变的，岩层中所

含化石也是逐渐变化的。

二、平行不整合接触（又称假整合）

定义：上下两套岩层之间在空间上是平行排列的，产状一致，但它们之间缺失一些时代

的岩层，说明经历过一定时间的沉积间断，或经受过一定时期的风化剥蚀作用后，

再下降接受沉积的过程。

特征：

①不整合面上下的岩层彼此平行排列，岩层产状一致。

②底砾岩、古风化壳以及风化残余型矿床，如褐铁矿、铝土矿或磷矿等是不整合存

在的直接标志。不整合面上的沉积物成分常常与下伏地层的成分有关。

③不整合面上下的两套岩层在岩性和岩相以及所含化石的演化上都是截然不同的、

是突变的，反映了因长时间的沉积间断而造成的部分地层缺失与上下两套岩层之

间沉积环境的变化。

三、角度不整合接触（简称不整合）

定义：时代较新的岩层以一定的角度覆盖在不同时代或同一时代不同层位的老岩层之

上，上覆岩层与下伏岩层之间具有明显的沉积间断、生物演化不连续性。

特征：

①不整合面上下新老岩层之间产状明显不同，两者呈一定交角接触。

②不整合面上下的新老岩层之间缺少一定时期的地层，存在沉积间断。不整合面上

常发育有底砾岩和风化残余矿产。

③由于新老两套岩层之间存在长时期的风化剥蚀和沉积间断，在不整合面上、下的

新老岩层的岩性、岩相及古生物演化上都截然不同。

④不整合面以下老岩层的构造（褶皱、断裂等）常常比上覆新岩层相对强烈且复杂，

岩浆活动和变质作用也具有类似的特点。

四、不整合在地质图上的表示

1、在平面图上的表示

2、在剖面图上的表示

五、不整合的形成过程

1、平行不整合

下降、接受沉积一上升、沉积间断、遭受剥蚀一再下降、再沉积

2、角度不整合

下降、接受沉积一褶皱、断层等变形、变质作用或岩浆作用、上升、沉积间断、遭

受剥蚀T再下降、再沉积

六、不整合的观察与研究

1、研究意义

①就构造研究本身

②在岩石地层学方面

③在岩相古地理研究方面

④在矿产研究方面

2、不整合的研究

①确定不整合的存在

标志有：地层古生物方面的标志、沉积侵蚀方面的标志、构造方面的标志、岩

浆活动方面的标志和变质作用方面的标志等。

②确定不整合的形成时代

确定原则为：下伏地层中最新地层形成之后和上覆地层中最老地层形成以前的

时间区段为不整合形成的忖代，亦即本次构造运动的活动时间。

③研究不整合的空间展布和类型变化。

第三章地质构造分析的力学基础

第一节应力的概念

一、面力和体力

体力：物质（岩体）单位重力，与质量成正比。

面力：岩块间的相互作用力，其作用于物体的表面，故有称之为表面力。

二、应力

定义：应力是在面力和体力作用下引起的，作用于物体内（假设面）和表面（真面）的单位

面积上的一对大小相等而方向相反的力，它是作用于该面上力的大小的度量。应力

的方向与作用力方向一致，其大小用6表示。

G=P（作用力）/A（受力面积）

如应力在这一平面上分布不均，则该平面上的应力是每一微小面积上作用力。

bdP/dA

如果我们考虑的面与作用力的作用方向不垂直，则作用力P可分解为垂直断面的

分力Pn和平行断面的分力PT,相应的合力of亦可分为垂直断面的分力o=dPn/dA,

该应力叫正应力或直应力，及平行断面的应力T=dPt/dA,称之为剪应力或切应力。在地

壳运动过程中，许多面往往与作用力的方向是不平行的。

在地质学中，规定：正应力是压应力时为正，张应力时为负；而剪应力是逆时针时

为正，顺时针时为负。

三、一点的应力状态

设一个平衡力系统作用于一个无限小的立方体上，力系可合成为作用于立方体中心

的一对力。如设立方体的三条边为三个直角坐标系的X、Y和Z,则每个面上的应力可

分解为三个，即正应力。和平行于两个坐标轴的一对剪应力。即在立方体的各个面上一

共有九个分量。

"xGyTxz

OyTyxTyz

dTzxGy

如作为平衡力系统考虑，有：

-Txy=Tyx

・Tyz=%

-Txz=Tzx

弹性力学证明，当物体受力平衡时，总可以找到三个相互垂直的面，其上只有正应

力作用而剪应力为零。这种面叫主应力面，其上的正应力叫主应力。故一点的应力状态

可以用三个主应力的大小和方向来表示，即5、6和6。其大小为6仑。22。3,主应力

方向亦称之为主应力轴方向。

常见的应力状态有如下几种：

1、单轴应力状态：一个主应力不等于零，另外两个主应力为零。

单轴压缩：5＞。2=°3=0

单轴拉伸：ai=O2=0

2、双轴应力状态：一个主应力为零，另外两个主应力不为零。

双轴压缩：

平面应力状态：5＞62=0＞。3

3、三轴应力状态：是指5、s和6三个压应力值都不等于零的应力状态。

5人2次3

当5=6时，称为均压，亦叫静水压力，是种特殊的应力状态，它只引起物体的

体枳变化，使其缩小或膨胀，而不改变物体的形状。引起物体改变形状的主要因素

是应力差，即5P2。

第二节应力分析简介

一、二维应力状态

人们对三维事物的分析，常难以用图件直观达，因此，总是通过不同角度的二维状

态来进行研究，然后再在二维分析的基础上综合出三维特征。二维应力分析中只考虑所

研究的二维平面内的应力状态，而不考虑与此平面相垂直的另一轴的应力状况。前述的

三种应力状态均可用二维应力状态来分析之。

(-)任以截面上的应力状态

设在与5相垂直的二维应力场中，其主应力分别为5和%，考虑任一截面AB上

的应力，AB的法线与5轴呈a角，因我们不能直接合成或分解5和6,所以必须先

把应力转换成作用于各条边上的力。设AB线为单位长度，则OA=sina,OB=cosa«作

用于斜面AB上沿0A和0B方向的P,和P2分别等于应力乘面积。

02

把Pi和P2分解为垂直于AB面和平行于AB面的力，并相互相加，则垂直AB面的力

为：

Pn=Picosa+Pzsina

因为AB是单位长度，故正应力为：

aa=Pr/AB=piCosa+p2sina=oiCosacosa+o2sinasina

或51=。18$%+02$皿2a=(5+Q2)/2+((5P2)/2)COS2a(3-2)

平行AB的力为：

PT=Pisina-p2cosa

则剪应力应为q=P"AB

Ta=6cosasina-6sinacosa=((5p2)/2)sin2a(3-3)

从此方程可知，当2a=90。时，T为最大，其值等于(5-6)/2。故最大剪应力作用面与5

和6轴的夹角为45。。

(二)表示应力状态的莫尔图解

将(3—2)和(3—3)式分别平方后相加，得

(。欠--—)+“=(----){cos2a+sin2a=(―—)

上式是一个椭圆方程式，在以O为横坐标，T为纵坐标的坐标系统中，它代表圆心在

((5+6)/2,0)半径为(G「6)/2的一个椭圆，这就是二维应力状态下的应力莫尔园。圆周

上的任意一点P的坐标，代表其法线与o轴成a角的截面上的正应力和剪应力。

T

P（aTa）

01

从上图可知:

(1)当a=0°时，aa=O],Ta=0

当a=90°时，5=戋，Ta=0

在这两个面上只有正应力而无剪切应力，这两个面称为主平面，其上的应力称之为

主应力。

(2)当a=45。或135。时，剪应力的绝对值最大tmax=(5-6)/2。它是位于与主应力轴成45。

交角的一对相互垂直的面，称为最大剪应力作用面。

(3)6=02，T=0,即在均压下，无剪应力。在三维应力状态中，若6=6=6，称为静水

压力。

二、应力场、应力轨迹和应力集中

1、应力场

物体内部各点在某一瞬间的的应力状态构成了一个场，这个场即为应力场。

2、构造应力场

地壳内一定空间范围内某一瞬间的应力状态称为构造应力场，表示那一瞬间各点的应

力状态即其变化情况。构造应力场的划分：

(1)根据构造应力场分布的规模可划分为局部构造应力场、区域构造应力场和全球构

造应力场。

(2)根据构造运动发生的时间，可将构造应力场划分为古构造应力场和现代构造应力

场。

3、应力轨迹

应力轨迹又称应力迹线，它是通过主应力方向的连线来表示某一物体受力状态的一种

表示方法，其可用应力等值线来表示其强度的空间变化。

几种附加应力状态

第一种：水平挤压力来自岩块的左侧，自上而下逐渐增大

第二种：附加应力包括二类：1、作用在岩块底面上呈正弦曲线形状的垂向力；2、

沿岩块底面作用的水平剪切力。这种应力状态下形成的势断层的产状比较复

杂。在中央稳定区的上部形成两组高角度的正断层，每组断层的倾角都向深部

变陡。自中央稳定区趋向边缘，断层倾角变缓。一组变成低角度正断层，另一

组变成逆冲断层。

第三种：侧向拉伸条件下简单剪切时的应力状态

4、应力集中

由于物体的不均质，其受力时各点的应力状况将发生变化，如在岩石内部的空洞、裂

隙等就会引起在这些部位的应力集中。设•弹性岩板内园孔附近的主应力变化情况，

其在园孔附近的切线应力为:

o=Pl(l-2cos20)

Pl是无穷远处的主应力(或平均主应力)；。是园孔半径与主应力P1夹角;

在A点：0=n/2,c=3P1,这说明AB点处造成了三倍于平均主应力的应力集中。在长

轴平行于AB的椭圆孔周围，应力还要大。

o=Pi(l+2a/b)

a、b分别为椭圆的长轴和短轴。

在C、D点：0=0,o=-Pl,为单轴引张力，虽然在孔的远处为单轴压缩状态，并无引

张应力存在，但在孔的顶点却引起了张力的存在。

第三节变形岩石的应变分析基础

一、变形与应变

1、变形

物体受力作用后，其内部各点间的位置所发生的改变称之为变形。物体的变形是

通过内部质点的位移来完成的。

位移的基本形式有四种平移、旋转、体变和形变。

物体的变形方式有五种拉伸、挤压、剪切、弯曲和旋转。

2、应变

应变是指与初始状态相比较的物体变形后的状态。物体变形的结果引起内部质点

间的线段长度的变化或两条相交线段之间的角度变化。前者称之为线应变而后者称之

为剪应变。对物体应变的测量，即是通过线应变和剪应变来完成的。

(1)线应变

指物体内某个方向上单位长度的变化。在应变分析中，常用以下几种参数来表达

线的长度变化。

£=(L]-L())/LO

式中％和L,为变形前后同一线段的不同长度。其中拉伸时为正值。

平方长度比(九)：线段变形后的长度与变形前的长度的比的平方。

九=(L/Lo)2=(1+£)~

(2)剪应变

变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量称为角剪应变(⑺，或

简称角剪应变，其正切称之为剪应变(丫)。

y=tan(p

在地质分析中，与剪切面垂直的物质线向右偏为正，即右行剪切为正，反之，左

行剪切为负。

3、均匀变形与非均匀变形

（1）均匀变形

指物体内各点的应变特征相同的变形，其特征是：变形前的直线，变形后仍为直线，

变形前的平行线变形后仍相互平行。面状构造亦然。因此，任一小单元的应变性质

（大小和方向）就可代表整个物体的变形特征。其中单位园变形后为椭圆，称之为应

变椭圆。对三维均匀变形而言，园球变形后为椭球，单位园球变形后的椭球称之为

应变椭球。

（2）非均匀变形

物体内各点的应变特征发生了变化的变形称为非均匀变形，与均匀变形相比较，其

特征完全相反。

4、连续变形和不连续变形

如果物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐改变的，则称为连续变形；如果是突然

改变的，则应变是不连续的，称为不连续变形。例如物体的两部分之间发生了断裂。

二、应变椭球体

1、应力椭球体与应变椭球体

应力椭球体

在分析物体受力的应力状态时，我们知道，当物体受力后处于平衡状态时，物体

内任意一点总可以截取这样一个小单元，使其六个面上只有正应力作用而无剪切应力

作用一主应力，当这六个面上的三对主应力相等时，物体只发生体积改变而不发生变

形。

当三对主应力的大小不同时，则物体发生形变。当5＞立＞。3,并符号相同时就

就可根据一点的应力矢量5、6和5为半径作一个椭球体，该椭球体即代表了作用

于该点的应力状态。称为应力椭球体，应力椭球体的三个轴称为主应力轴。应力椭球

体可以代表三维应力状态。沿三个主应力平面切割椭球体的三个椭圆称应力椭圆。

应变椭球体

单位圆球体经均匀应变变成的椭球体称为应变椭球体。

从数学上可以证明和推导出，由单位圆球变成的应变椭球有三个互相垂直的主

轴，沿主轴方向只有线应变而没有剪应变。这三个主轴分别以X、Y、Z或A、B、C

表示，并分别代表应变椭球体的最大、中间和最小应变主轴。

包含应变椭球体的任意两个应变主轴的平面称为应变主平面。分别以XY、XZ、

YZ或AB、AC、BC三个平面表示。

应变椭球体与应力椭球体的关系

应力作用方向应变椭球体轴向应变方式

＜71轴作用方向入3（C、Z）轴向挤压

"2轴作用方向X2(B>Y)轴向中间

a3轴作用方向M（A、X）轴向拉伸

三、岩石的变形阶段

弹性变形阶段

岩石受力后要发生变形，当外力解除后，其变形又恢复到原来的状态。这种变形即为

弹性变形。地震波的传播是一种弹性波，因此，在许多情况下，地震所引起的变形是

一种弹性变形。

塑形变形阶段

随着外力的不断加强，岩石的变形程度亦随之增强，当应力作用超过岩石的弹性极限

后，即使再将应力解除，变形了的岩石也不能完全恢复其原来的状态，这种变形即为

塑性变形。岩石的塑性变形是通过矿物晶内滑动、位错滑动、位错蠕变和扩散蠕变等

变形方式来完成的。

晶内滑动和位错滑移

晶内滑动是沿矿物晶体内一定的滑移系发生的，即沿某一滑移面的一定方向的滑移。

滑移系是由矿物晶体的内部结构所决定的。滑移面通常是高原子密度和高离子密度的

那些面，滑移方向通常是滑移面上原子或离子排列最密的方向，不同的矿物各具有不

同数目的滑移系。如石英矿物常沿（0001）面产生滑动。

晶内滑动既可造成晶粒的形态改变而发生塑性变形，又可使晶体发生旋转，造成晶体

的优选方位。在超微观尺度上，在一个晶体的整个滑移面上并没有同忖发生滑动，只

是在一个小的应力集中区（晶体缺陷处）首先发生。滑移区与未滑移区的界线即位错

线。位错的传播犹如在一个撰满家具的房间中移动地毯。位错的传播如受阻，则形成

位错网络和位错墙。

位错蠕变

位错蠕变是一种高温变形机制，在这种情况下，位错可以从一个滑移面攀移到另一个

滑移面上，当两个符号相反的位错发生攀移时会相互甄灭，符号相同时则重新排成位

错壁，将一个晶粒分隔成若干亚颗粒。亚颗粒是岩石韧性变形的一个重要标志，即多

边化作用，在单偏光显微镜下其仍是一个晶体，但在正交镜下则有几度的消光位存在。

另一种情况下，在初始变形晶粒边界或局部的高位错密度处，储存了较大的高位能，

在温度足够高的情况下，将形成新的重结晶颗粒一动态重结晶。使初始的大晶粒分解

成新的亚颗粒，如未完全分解则形成核幔构造。

扩散蠕变

是一种通过扩散物质的转移而达到晶粒形态发生改变的作用。当岩石间存在晶间水膜

时，扩散蠕变更易发生。物质从高应力边界溶解，通过离子间的水膜进行迁移，并在

低应力边界沉淀一压溶作用。其构造现象是压力影。

颗粒边界滑动

是一种通过颗粒边界之间的滑动来调节岩石总体变形的变形机制。

断裂变形阶段

当应力达到或超过岩石的强度极限时,岩石的内部结合力遭到破坏，进而产生破裂面,

使岩石的完整性被破坏，即断裂变形。

岩石的强度极限又称之为破裂极限，是指常温长压下使固体物质开始破坏时的应力值。

常见的一些岩石的破裂极限值见下表。

常温常压下一些岩石的强度极限

岩石抗压强度（MPa）抗张强度（MPa）抗剪强度（MPa）

花冈石148(37-379)3-515-30

大理岩102(31-262)3-910-30

石灰岩96(6-360)3-610-20

砂岩74(11-252)1-35-15

玄武岩275(200-350)——10

页岩(20-80)—2

四、递进变形

有限应变和总应变：物体变形的最终状态与初始状态对比，其间所发生的变化称之

为有限应变或总应变。

递进变形:物体从初始状态变化到最终状态的过程是由许多次微量应变逐次迭加的

过程，这种变形的发展过程称之为递进变形。

变形过程中某一瞬间正在发生的小应变叫增量应变，如所取的时间非常小，其间发

生的微量应变过程称为无限小应变。

递进变形实际是由许多次无限小应变逐渐累积的过程,对变形史的某一阶段进行应

变分析时，总可以把应变状态分为两部分，即已经发生了的有限应变和正在发生的无限

小应变或增量应变。

如考虑被变形的物质是一些球粒物质，不同变形阶段所产生的应变椭球的主轴可以

是一致也可以不一致。相同者称之为共轴变形，不同者称之为非共轴变形。

>共轴递进变形与纯剪应变

在变形过程中，各增量应变的主轴始终与有限应变主轴保持一致时为共轴递进变形。

根据应变椭球体应变主轴方向质点线与变形前相应质点线之间的不同关系，平面应变

可分为简单剪切与纯剪两种。

纯剪应变是一种均匀变形是一种均匀变形，应变椭球体中两个主轴Q1或A轴和X3

或C轴）的质点线在变形前后具有同一的方位，即沿应变主轴方向的质点线没有发生

旋转。故纯剪应变又称为无旋转变形。因此其无疑是一种共轴变形。

>非共轴递进变形与简单剪切

定义：在变形过程中，各增量应变椭球的主轴与有限应变椭球的主轴不一致，即非共

轴变形。单剪应变是种非共轴变形。

五、剪裂角分析

剪裂角与共钝剪裂角

当岩石受力并超过强度极限时，就会发生破裂，岩石的破裂有两种方式，张裂和剪裂。

张裂的位移方向垂直破裂面，张裂面般垂直于最小应力方向（压为正）。

剪裂的相对位移方向平行于破裂面，从应力分析结果知，剪裂面在理论上与最大主应

力的方向呈45。夹角，但在通常情况下其往往小于45。。

剪裂面与最大主应力方向的夹角称之为剪裂角，一般剪裂面常成两组共朝出现，包含

最大主应力轴的两个共轨剪裂面的夹角称之为共腕剪裂角。理论上共辗剪裂角应为

90°,但实际上往往小于90。，对此问题有如下一些解释准则。

>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切面上的剪应力有关，而且还与作

用于该截面上的正应力有关。设发生剪裂的临界剪应力为To

T=To+|lGn

式中心是正应力；S是d=0时岩石的抗剪强度，也称为岩石的内聚力，对一种岩石

而言，其为一个常数；R是岩石的内摩擦系数，即为前式所代表直线的斜率，故上式

可写为；

r=T0+tan（p

式中tan（p等于内中为内摩擦角。在莫尔应力图解之中，上式为两条与岩石破裂时极

限应力园相切的直线，称之为剪切破裂线，两个切点代表了共钝剪切面的方位及应力

状态。

岩石破裂时剪裂面与5的夹角为0,2©90。呻

由上可见，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。

>摩尔剪切破裂准则

根据实验，摩尔对库伦准则进行了修正，他认为，材料的内摩擦角不是常数，而是随

围压的变化而改变的，其破裂线的方程一般表达为：

Tn=f（Gn）

这是一条由•系列实验得出的曲线,他包括了同种岩石在不同围压下破裂时的极限

应力园，这一曲线称之为摩尔包络线。

＞格离非斯准则

摩尔和库仑的成果均为根据实验而得，格里非斯发现，材料的实际强度远远要小于根

据分子结构理论计算出的材料的粘结强度。他认为其是材料中随机分布的微裂隙所

致。

第四节影响岩石变形行为的因素

岩石的变形特征与下列因素有关：

1）应力的大小及作用方式。

2）岩体的力学性质及变形时的边界条件。

岩体的力学性质取决于：a、岩体的矿物组成；b、组成岩体的物质结构；c、岩体的构

造。

岩体变形时的边界条件有：a、围压；b、温度；c、孔隙水；d、作用时间。

一、岩石的各向异性对变形的影响

组成岩石的矿物成分和结构构造是各不相同的，这些不同会造成岩体的强度不同o

在岩石中，层理和次生面理的发育，会造成岩石的各向异性。岩石各向异性最典型

的实例是：当成层岩层受压时可形成褶皱，而块状岩石受压是则明显不易形成褶皱而容

易产生断层。在前面的剪裂角分析中，剪裂角0=45。呻/2,但在各向异性的岩石中，破

裂将会受到先存薄弱血的影响，剪裂面可能会偏离。的理论方向。甚至可能沿着层面等

软弱而发生破裂。

二、围压对变形的影响

岩石处于地下深处变形时，承受着周围岩体的围压。围压增大时的效应一方面增大了岩

石的极限强度；另一方面增大了岩石的韧性。

三、温度对变形的影响

众所周知，地壳的温度是随深度增大而不断增高的，温度的增加对岩石变形的影响与围

压有相似之处，温度的增加可提高岩石的韧性，但要降低岩石的屈服极限。

四、孔隙流体对岩石变形的影响

其主要表现在以下两个方面：

1）当岩石含水丰富时，可以降低岩石的强度。此外，孔隙流体的存在促使矿物质的迁

移与重结晶。岩石的强度降低和重结晶均可促进岩石的韧性变形。

2）孔隙流体压力效应：岩石中孔隙内流体的压力称之为孔隙压力。在正常情况下，地

壳内任•深度上孔隙水中的压力相当于这一深度到地表的水柱压力，大约为静水压

力（围压）的40%。在地壳运动过程中，由于快速沉积和构造变动等原因可导致沉积

物快速堆积而使得孔隙水不能及时排除,故而使得岩石中孔隙水增加而孔隙压力增

大。在某些油田中测得，孔隙压力达到了围压的80%,有的甚至高达100%。孔隙

压力（Pp）的增大抵消了围压（Pc）,使得导致岩石变形的有效围压（Pe）降低，即：

Pe=Pc-Ppo

因此，当岩石中存在异常孔隙压力时，围压将随之而降低，故而使得岩石的强度降低和

使得岩石容易产生脆性破裂。强度的降低可使得岩石在较小的应力作用下发生较大的变

形。

五、影响岩石变形的时间因素

应力作用时间对岩石变形的影响主要有如下三个方面：

1、应力作用速度对岩石变形的影响

快速施加应力，不仅可增加岩石的变形速度，而且可以增加岩石的脆性变形；而缓

慢施加应力则可减慢岩石的变形速度和增加岩石的韧性。

2、重复施加应力对岩石变形的影响

用一个很小的力施加在一个物体上，当所施加的力达到了该物体的疲劳极限时，则

物体将发生变形。

3、蠕变与松弛对岩石变形的影响

在应力长期作用下，即使应力在常温常压的短期试验的屈服极限之下，岩石也会发

生缓慢的永久变形，这种与时间相关的变形称之为蠕变。

松弛则是指当应变保持不变时，随着时间的增加而应力逐渐减小的现象。

许多实验表明，随着时间的僧加，可使岩石表现出流变特征，蠕变与松弛可使岩石

的弹性强度降低。

第四章褶皱

褶皱是由岩层中各种面（层面、面理等）的弯曲而反映出来的变形，它是岩石中的塑

性变形。

第一节褶皱和褶皱要素

一、褶皱的基本类型

>根据褶皱面的弯曲形态进行划分

根据褶皱面的弯曲形态，褶皱有两种基本类型：背形和向形。

背形：指两侧（翼）褶皱面相背倾斜的上凸弯曲。

向形：指两侧（翼）褶皱面相向倾斜的下凹弯曲。

褶皱面既不上凸又不下凹，而是凸向旁侧的弯曲称之为中性褶皱。

>根据褶皱形态和组成褶皱的地层进行划分:可将褶皱划分为两种基本类型——背斜

和向斜。

背斜：核部山老地层组成，两翼由新地层组成，岩层凸向地层变新方向弯曲的褶皱为

背斜。

向斜：核部由新地层组成，两翼山老地层组成，岩层凸向地层变老方向弯曲的褶皱为

向斜。

>褶皱的露头特征

背斜：由中心（核部）向两侧（翼），组成褶皱的岩层从老到新对称重复。

向斜：由中心（核部）向两侧（翼），组成褶皱的岩层从新到老对称重复。

二、褶皱要素

核（部）：指褶皱中心部位的岩层。

翼（部）：指褶皱两侧比较平直的岩层。

拐点：相邻背斜和向斜的共用翼的褶皱面常呈“S”形弯曲，褶皱面不同凸向的转折点称之

为拐点。

翼间角：指正交（横剖面或横切面）剖面上两翼间的夹角（见图）。园弧形褶皱的翼间角是指

通过两翼上两个拐点间的切线之间的夹角。

转折端：指褶皱由翼过渡到另一翼的那部分。

枢纽：指单一褶皱面上最大弯曲点的连线。

脊线和槽线：同-褶皱面上沿背斜最高点的连线为脊线；而沿向斜最低点的连线为槽线。

轴面：各相邻褶皱面的枢纽连成的面称之为轴面。轴面是一种假想的标志面，它可以是平

面，也可以是弯曲的面。

轴迹：轴面和地面或任何平面的交线为轴迹。

三、褶皱的波长与波幅

描述一个褶皱的大小往往用褶皱的波长和波幅来表示。在正交剖面上，连接各褶皱面的

拐点的连线称褶皱的中间线；褶皱的波长（W）是指一个周期波的长度，即等于两个相间

拐点之间的距离；波幅（A）是指中间线与枢纽点之间的距离。

第二节褶皱的几何形态及褶皱

一、褶皱的的描述形态

园柱状褶皱

具有由一条直线平行自身移动而成的弯曲面的褶皱称之为园柱状褶皱。此类褶皱的轴

线与枢纽线相互平行且为直线。

非园柱状褶皱

除园柱状以外的褶皱均为非园柱状褶皱。

二、褶皱的形态描述

(-)剖面上的描述

>根据转折端的形态进行描述

褶皱转折端的形态有园弧状、尖棱状、箱状等、据此可将褶皱描述成如下几种。

>根据翼间角的大小进行描述

①、平缓褶皱：翼间角(a)为120°<a<180°«

②、开阔褶皱：翼间角(a)为7(r<a<120。。

③、中常褶皱：翼间角(a)为30。<(1<70。。

④、紧密褶皱：翼间角(a)为5。<01<30。。

⑤、等斜褶皱：翼间角(a)为0。<(1<5。。

>根据褶皱轴面和两翼岩层产状来进行描述

可将褶皱描述为以下几种类型。

①、直立褶皱：褶皱轴面近于直立，两翼岩层倾向相反，倾角相近。

②、斜歪褶皱褶皱轴面倾斜，两翼岩层倾向相反，倾角不等。

③、倒转褶皱褶皱轴面斜歪，两翼岩层倾向相同，一翼倒转。

④、平卧褶皱褶皱轴面近于水平，两翼岩层一翼正常，一翼倒转。

⑤、翻卷褶皱为轴面弯曲的平卧褶皱。

>根据褶皱的对称性来进行褶皱描述

可将褶皱描述成以下几种。

①、时称褶皱：褶皱轴面与褶皱包络面垂直，且两翼地层的长度和厚度基本相同。

②、不对称褶皱：褶皱轴面与褶皱包络面斜交，两翼地层的长度和厚度不等。

在不对称褶皱中，往往于两翼一些软弱夹层内发育一系列次级小褶皱(或称之为从

属褶皱)。这些从属褶皱常呈“S”、“Z”和“M”型。它们通常有明显的分布规律。在横

切褶皱的观察面上，面向褶皱枢纽的倾伏方向，如背斜的左翼为长翼(缓翼)，从属

褶皱往往为顺时针旋转的“Z”字型，而短翼(陡翼)的从属褶皱则多为“S”型；转折端

为“M”型。反之，如背斜的右翼为长翼(缓翼)，发育于其中的从属褶皱为“S”型，而

短翼(陡翼)则多发育“Z”字型褶皱。

(二)褶皱的平面轮廓

根据褶皱中同一褶皱面在平面上出露的纵向长度和横向宽度之比，可将褶皱描述为如下

几种。

①、等轴褶皱：L：W句：1的褶皱为等轴褶皱，其中，等轴背斜称之为穹窿：而等轴

向斜则称为构造盆地。

②、短轴褶皱：L：W=3：1的褶皱为短轴褶皱，该类褶皱的枢纽向两端倾伏。

③、线状褶皱：L>>W的各类褶皱称为线状褶皱。

第三节褶皱的类型及其组合型式

一、根据组成褶皱的各褶皱层的厚度变化进行分类

>平行褶皱

褶皱中各褶皱面作平行弯曲的褶皱。其特点有：①、同一褶皱层在褶皱的不同部位的厚

度是一致的，故又称为等厚褶皱；②、褶皱具有同一曲率中心，故又称为同心褶皱；③、

由褶皱中心向外，各褶皱面的曲率半径逐渐增大，曲率则逐渐变小，岩层产状即随之变

缓，反之，自褶皱两翼想核部，曲率不断增大。

根据物质平衡原理，•个褶皱层在弯曲过程中要保持厚度不变，褶皱面的儿何形态必然

要随深度变化而改变曲率。顺褶皱轴向下，褶皱面的弯曲将越来越紧密，甚至变为尖棱

褶皱；再则，由于要调整褶皱层的向心挤压，在褶皱轴部会出现复杂的次级小褶皱和逆

冲断层，再向下即消失于某些滑脱面上。顺轴面向上则相反。

>相似褶皱

相似褶皱指的是组成褶皱的各褶皱血作相似弯曲的褶皱。在相似褶皱中，各褶皱面的曲

率相同，但无共同的曲率中心。褶皱的形态随深度变化仍保持•致，但各褶皱层的厚度

发生了有规律的变化，即两翼变薄而转折端变厚。

二、根据组成褶皱各褶皱层面的几何关系分类

>协调褶皱

褶皱中各褶皱面弯曲的形态一致或作有规律的变化，其间没有明显的不协调现象者称

之为协调褶皱。平行褶皱的相似褶皱都是协调褶皱。

>不协调褶皱

褶皱中各褶皱面弯曲的形态彼此有明显不同，以至发生了突变者称之为不协调褶皱。

最典型的不协调褶皱是底辟构造。

不协调褶皱的形成，是由于组成褶皱各层的岩性和厚度不同而导致其不同部位受力不

均等原因所致。

三、Rickard。971)的褶皱分类

Rickard(1971)在总结了前人的褶皱分类的基础上，提出了根据褶皱轴面产状和枢纽产状

的定量分类，即根据褶皱的轴面倾角、枢纽的倾伏角和侧伏角三个变量来进行三角图解,

近而进行褶皱分类。

Rickard褶皱位态分类简表

类型轴面倾角枢纽倾伏角

直立水平褶皱80°—90°0°—10°

直立倾伏褶皱80°—90°10°—80°

倾竖褶皱80°—90°80°—90°

斜歪水平褶皱10°—80°0°—10°

斜歪倾伏褶皱10°—80°10°—80°

斜卧褶皱10°—80°80。一90。(侧伏角)

平卧褶皱0°—10°0°—10°

四、Ramsay(1967)的褶皱分类

Ramsay(1967)根据褶皱面的相对曲率，提出了一套形态分类，他将褶皱面的曲率变化用等

斜线来表示，所谓等斜线即为褶皱正交剖面上褶皱层的上下界面的相同倾斜点的连线。等

斜线的作法如下：

(1)、在褶皱正交剖面或照片上，用透明纸描出各褶皱层的迹线，并准确地画出褶皱的轴

迹。

(2)、以轴迹的垂线为基准线，用三角板和量角器，按一定的角度间隔(如5。和10。)画出两

相邻褶皱面的切线。

(3)、将相邻褶皱面的等斜切点连接起来即为等斜线。

Ramsay根据一个褶皱的等斜线样式将褶皱分为三个大类：

第一类：褶皱的等斜线向内弧收敛，内弧的曲率大于外弧曲率。根据厚度变化，又可将

I类分为三个亚类，即：

Ia、褶皱层厚度在枢纽部分比翼部要小，为顶薄褶皱。

Ib、褶皱层各部分的厚度一致，为平行褶皱、等厚褶皱。

Ic、枢纽处厚度变化比翼部略大，是平行褶皱（Ib）与相似褶皱（ID间的过渡类型I。

第二类：褶皱的等斜线相互平行，内、外弧曲率相同，这类褶皱的典型是相似褶皱。

第三类：等斜线向外弧顶收敛，外弧曲率大于内弧曲率。

五、同沉积褶皱与底辟构造

同沉积褶皱：即在岩层沉积过程中逐渐变形而成的褶皱。这种褶皱具有以下几个特点：

①、两翼地层的倾角上陡下缓。②、褶皱一般较为开阔。③、如使背斜，其顶部岩层会

变薄（可缺失层位），向两翼则层厚逐渐加大。背斜的顶部为浅水的粗粒沉积物。④、如

是向斜，其中心部位岩层的厚度最大。向斜中心为深水细粒沉积物。

>底辟构造和岩丘

底辟构造是地下高韧性的物质，如岩盐、石膏、粘土、煤层等在构造应力作用下，

或因物质的密度差引起的流动过程中，向上流动并挤入上覆岩层中而形成的一种构

造，如岩浆侵入围岩形成的岩浆底辟。

造成底辟作用的原因是由于地下高韧性物质为核心的向上的挤入作用。因此，底辟

构造由三部分组成：即底辟核；核上构造和核下构造三部分。底辟核为高韧性部分，

往往形成很复杂的褶皱；核上构造一般是开阔的短轴背斜或穹隆构造，多被正断层

所切割；核下构造通常简单平缓。

如底辟核由岩盐类物质组成，则称之为岩丘构造。岩丘具有重要的工业价值，其内

核本身就是盐类矿产，核部周围以及核部与上覆岩层的接触带往往富含油气等矿

产。

六、褶皱的组合形式

（一）、阿尔卑斯型褶皱（Alpinotypefolds）

1、阿尔卑斯型褶皱的特点

阿尔卑斯型褶皱又称全形褶皱和地槽型褶皱、线状褶皱等，其特点是：

①、一系列线状褶皱成带分布；

②、所有褶皱的走向基本一致并与构造带的延伸方向•致；

③、在整个褶皱带内，背斜和向斜呈连续波状，并且同等发育；

④、不同级别的褶皱往往组合成巨大的复背斜和复向斜。

（欧洲阿尔卑斯山脉西起法国西南部，经瑞士和德国南部、意大利北部、东奥地利

维也纳等地。山脉整体呈北西向弧形。山脉全长1200公里，一般宽120—200公里,

最宽达300公里。平均海拔为3000米，主峰勃郎峰海拔为4807米）。

2、复背斜与复向斜

①、复背斜：是指背斜的两翼被一系列次级褶皱复杂化了的大型背斜。

②、复向斜：是指向斜的两翼被系列次级褶皱复杂化了的大型向斜。

③、复背斜与复向斜的特征：组成复背斜和复向斜的次级褶皱大多是比较紧密的，

自复背斜核部向两翼，次级褶皱常由直立一斜歪一倒转一平卧。即次级褶皱的

轴面往往呈有规律的排列，其往往构成扇形和反扇形两种。

3、阿尔卑斯型褶皱的分布

阿尔卑斯型褶皱主要分布于地槽区，其名称即来自阿尔卑斯褶皱带。

（―）侏罗山式褶皱（Jura-typefolds）

侏罗山式褶皱又称过渡型褶皱和滑脱褶皱，是一类由于地层内的层间滑动引起的与基底

无关的褶皱。其代表性构造是隔档式褶皱和隔槽式褶皱（侏罗山位于法国和瑞士边界，

山脉呈北东一南西向，略呈弧形，山脉长300公里，海拔高约1000米）。

1、隔档式褶皱：又称梳状褶皱，其是由一系列相互平行的背斜和向斜相间排列而成，

其中背斜紧闭而狭窄、发育完整、呈线状延伸；而背斜间的向斜则平缓开阔，四川

的川东即为这种类型，欧洲的侏罗山和美国的阿巴拉契亚亦是隔档式褶皱，侏罗山

式褶皱的由来即为欧洲的侏罗山。

2、隔槽式褶皱：与隔档式褶皱相似，其也是由一系列相互平行的背斜和向斜相间排列

而成，其中向斜紧闭而狭窄、发育完整、呈线状延伸；而向斜间的背斜则平缓开阔。

贵州的黔南和黔北地区的褶皱即为这类褶皱

3、隔档式和隔槽式褶皱的特征

其共同的特征有两个：其一是一个褶皱群的变形强度明显不同，一类紧密而另一类开

阔。另・个特征是根据欧洲侏罗山区和美国阿巴拉契亚等地区的地质和地球物理

研究结果证明，在这些隔档式褶皱和隔槽式褶皱之下普遍存在一个与基底脱开了

的滑脱面，故又称其为滑脱褶皱和薄皮褶皱。

4、侏罗山式褶皱的分布

侏罗山式褶皱主要分布在前陆盆地内，前陆盆地即具有陆壳性质的盆地或弧后盆地

（弧后前陆盆地）。

（三）日尔曼式褶皱

日尔曼式褶皱又称断续褶皱和自形褶皱及地台型褶皱等。这类褶皱主要发育于构造变形

相对较为轻微的地台地区，其特征是褶皱多呈孤立分布，以拉长的卵圆形穹窿及拉长的

短轴背斜为主。褶皱翼部的岩层倾角极缓，甚至近于水平，但规模可以很大。向斜和背

斜不等同发育，空间上的展布无一定方向性。如有成群出现者，其可呈有规律的定向排

歹人多呈唯行式（腰列式）。所谓履行式即为一系列呈平行斜列的短轴背斜和向斜，它可

以由不同规模和级别的背斜和向斜构成，是褶皱构造的一种常见的组合型式。

第四节褶皱的成因

根据引起褶皱的作用力方式，将褶皱的形成机制分为纵弯褶皱作用和横弯褶皱作用

两种。

纵弯褶皱作用是指引起岩层褶皱的作用力平行于岩层层面，作用力的作用方式为挤压，

即岩层的弯曲是由于受挤压而失稳、进而使岩层产生弯曲，力学上称之为屈曲。

横弯褶皱作用指的是作用力垂直于岩层层面而使岩层发生弯曲的褶皱作用，在受力岩层

为水平状态时，其作用力为垂向应力。

一、纵弯褶皱作用

纵弯褶皱作用使岩层发生弯曲的方式有两种，即弯滑作用和弯流作用。

1、弯滑作用（弯滑褶皱作用机制）

指一系列岩层通过层间滑动而使其弯曲成褶皱的作用•其有如下特点：

①、被褶皱岩层各单层有自己的中和面，而整个褶皱没有统一的中和面，各相邻层间

保持平行关系，各层的真厚度在褶皱的各部位基本一致一平行褶皱。

②、褶皱作用引起的层间滑动是有规律的，并在褶皱的不同部位有一系列伴生构造发

育。a、在背斜中，各相邻的上层相对向背斜转折端滑动，下层则相反；b、由于

顺层的剪切滑动作用，相对较强硬的岩层在翼部可形成旋转节理、同心节理和层

间破碎带等；c、由于顺层滑动，在层面上还可留下一系列与枢纽垂直的擦痕；d、

由于两翼地层的层间滑动，在转折端容易形成虚脱空间。

③、当两能干岩层间夹有软弱夹层时，在层间滑动（顺层剪切作用）过程中，软弱层中

将形成层间次级小褶皱，在褶皱的不同部位，这些层间小褶皱分别为“S”型“Z”

字型和“M”型，并可以用这些从属次级小褶皱的轴面与上下褶皱面间所夹锐角来

指示上下褶皱层的相对滑动方向。

岩性差异与小构造特点

岩石韧性很小时形成张裂。

岩石韧性中等时，形成剪裂

岩石韧性大时，形成劈理

2、弯流作用

在顺层剪切滑动过程中，在一些软弱物性层内，可以发生物质流动现象，这种褶皱层

内的物质流动是受上下层面控制的，其具有以