构造地质学期末复习

Chapter1成层构造和地层接触关系

层理：山物质成分、颗粒大小、颜色、结构构造等的差异而表现出来，在垂直方向上明显的

反映，也即成层物质的原生界面。

层面：限制岩石的界面，同一层上有上、下层面，上、下层面之间的垂直距离即单层厚度。

原生成层构造是在岩石形成过程中形成的，因此，原生层理面的变化是研究变形历史的重要

依据。

沉积岩原始层面呈水平，仅在沉积盆地边缘、岛屿或隆起四周会有原始倾斜。

原生层理形成的决定因素：

沉积物：物质成分，颗粒大小，颜色等。

沉积环境：海相，陆相，边缘相等。

水动力条件：水能量，性质（动、静）和水流大小等。

层理分类：

按层理成因：风成层理，水成层理，冰川层理，火山层理。

按层理形态：水平层理，波状层理，交错层理斜层理。

层理的识别

1、片状矿物的分布方向（即层理方向）；

2、厚层状岩石中的微细层理；

3、洪积层中的砂层或扁平状砾石的分布（雨花台砾石层）；

4、透镜状夹层的延伸方向；

5、沉积夹层（如C和P之间梁山段页岩夹层）；

6、缝合线（厚层灰岩、砂岩中）；

7、岩层中结核延长方向（如栖霞组中燧石结核，老虎洞组燧石结核）。

岩层产状要素

走向：构造面与水平面的交线的方向,使用方位角来表示；

倾向：构造面与垂直走向直立面的交线，由高向低于水平面；

倾角：构造面与水平面之夹角

记录方式：走向/倾向/倾角：350°/NEZ500或倾向/倾角：80°/50°。

构造线的产状

构造线的倾伏一在包含构造线的垂

直面上测量

倾伏向：水平投影线指向下倾

的方向；

倾伏角：构造线与其水平投影

线之间的夹角；

构造线的侧伏一在构造面上测量

侧伏角：该线下倾一端与构造

面走向的锐夹角

侧伏向：构成此锐夹角的走向

线一端的方向

倾斜岩层的“V”字形法则（相同相反；相反相同：相同相同）

岩层倾向与地面坡向相反时，"V"字形露头线尖端指向沟谷上游，山脊下游，但张开

角度大于等高线。

岩层倾向与地面坡向相同，且岩层倾角大于地面坡角时，“V”字形露头线尖端指向沟

谷下游，山脊上游。

岩层倾向与地面坡向相同，且岩层倾角小于地面坡角时，“V”字形露头线尖端指向沟

谷上游，山脊下游，但张开角度小于等高线。

层序与层位

层序：岩层形成的先后顺序，即新与老；

层位：岩层经构造变动之后的位置，有高低之分。

层位高不等于地形的高低，同层位具相同的化石，同层位岩性不尽相同

判别岩层顶、底的标志

序粒层理（粒级层理、递变层理）：单一岩层中，从底到顶颗粒粒度由粗变细，而且期

间无明显界线，但在两个序粒层理之间，其粒度或成分均有明显变化，据此可以判别岩层顶、

底；序粒层理在浊流沉枳中发育得最好。

Tips：与韵律层理的区别：韵律层理不是发生在每一单层中的颗粒粗细的变化，而是粗

层-中层-细层反复成韵律，其间有界面。

斜层理：单层与主层理斜交的层纹构造称为斜层理：底切、顶截。

波痕：为岩层顶面构造之一（波痕要素：波痕指数=波长/波高），有浪成波痕、流水波

痕、风成波痕三种。

浪成波痕：对称波痕，振荡波痕。特点：波峰尖，波谷圆，波峰沉积物比波谷沉积物细。

流水波痕：不对称。特点：单向流水，沉积物波峰细，波谷粗。

沆水域痕剖彷哆若

地层的接触关系：

整合接触：新老岩层在岩性、古生物的演化上，基本上是连续的或逐渐变化的，而且产

状和构造特征也基本一致。

不整合接触（Unconformities）：上下岩层沉积作用不连续，地层和生物演化有间断。

平行不整合（假整合）：当某一地区地壳沉降并接受一段沉积后，但未发生明显的褶皱

运动，已沉积的地层遭受较长时间的剥蚀，发生明显沉积间断，而后又重新下降接受沉积，

这样的接触关系为平行不整合。特点：上、下岩层产状一致，但其间缺失某些时代地层，或

有一古剥蚀面。

角度不整合：地壳非平缓上升，而是伴有较强烈的褶皱、断裂变动或岩浆活动，使已沉

积的地层发生掀斜、褶皱或断裂，并隆起遭受剥蚀造成间断，而后又下沉接受新的沉积。

角度不整合的特征：

a.上、下岩层产状不一致；b.上、下岩层构造变形强弱不一致，下强上弱；

c.有沉积间断，地层缺失；

d.上岩层底部有下岩层的砾石；

e.有古剥蚀面，常有古风化壳；

£上复岩层面与不整合面平行，下复岩层的构造面（如断层面、层面）被不整合面切割；

侵入接触（火成接触）：不同岩类接触，火成岩侵入沉积岩中。

有断层接触、沉积接触。

不整合接触的地质意义及其研究

1、意义

a.鉴定地壳运动，划分构造层的分界面。构造层是在一定地史阶段内受地壳运动的作用（包

括沉积建造、构造变动、岩浆活动、变质作用等）而形成的综合地质体。

b.是划分岩石地层单位的依据之一

c.其空间分布变化情况，可以表明地壳运动的不均衡性

d.是研究古地理环境的重要依据

e.常常是风化矿床，Fe、Mn、P、Al等外生矿床的产出地带

2、研究中应注意的问题

a.确定不整合面，识别底砾岩与火山角砾岩、断层角砾岩、同生角砾岩和膏溶砾岩的区别。

b.注意不整合在空间上的变化

底砾岩：判断不整合而依据之一，种类很多，成因各不相同；识别主要标志有：磨圆度和分

选性好，砾石成分较复杂，成面性分布，并常覆盖在不同的下伏岩层之上。

沉积不整合：沉积岩层覆盖在先前火成岩体或变质岩体之上的一种接触关系。

Chapter!火成岩原生构造

侵入岩（plutons）产状

侵入岩体产状分类：根据侵入岩体与围岩(countryrocks)接触关系

协调侵入岩体：整合侵入岩体的边界面与围岩层理、面理平行或大致平行，根据规模和

形态可分为岩床、岩盘、岩盆、岩鞍等。

不协调侵入岩体：侵入岩体的边界面与围岩层理、面理截交。根据规模和形态可划分为

岩基、岩株和岩墙等。

协调侵入岩体：

1.岩床：沿平行于层面、面理等软弱面侵/注入形成的小规模层状侵入岩体。厚度一般自数

十厘米至数十米，甚至可达数百米。

2.岩盘：又称岩盖，为上凸下平的似透镜状侵入岩体。规模不大，直径从数十米至数百米

不等；以酸性岩、碱性岩居多。当岩浆粘度较大不易流动而展布不广时，则形成岩盘。

3.岩盆：与构造盆地有关的盆状侵入岩体，其顶底面均向中心倾斜。一般规模较大，直径

从几十公里到上百公里，厚几百米到数千米，面积可达数万平方公里。岩盆常由基性岩、超

基性岩或碱性岩构成。

4.岩鞍：侵入于褶皱转折端虚脱处的鞍状侵入岩体。平、剖面上表现为新月形或马鞍形，

故称岩鞍。岩鞍是褶皱区有代表性的侵入岩体，规模不大，厚度从几厘米至数十米，与褶皱

岩盘(Laccolith)和岩盆(Lopolith)

不协调侵入岩体：

1.岩基：出露面积＞100km2的规模巨大的不协调侵入岩体。岩体出露面积与岩体的剥蚀深

度相关，岩基顶部与围岩的接触面倾角较小，四周与围岩接触面产状向围岩方向倾斜，但局

部也可向岩体方向倾斜。常见花岗岩岩基。

2.岩株：不规则近浑圆状或圆柱状的中、小型不协调侵入岩体。岩株出露面积＜100km2。

岩株与围岩接触面•般较陡，呈复杂形态，如蘑菇状。规模很小的岩株称为岩枝。岩株可以

是岩基的分枝，也可以是单独的侵入岩体。岩株多沿大断裂侵入或两组断裂交汇处贯入，形

成断续、串珠状分布的岩株群，形成串珠状磁异常。

3.岩墙：截切围岩层理、面理等，呈板状或似板状的侵人岩体。岩墙长度由数公里至数十

公里，个别长达数百公里，宽度从数十厘米至数百米，个别在数公里以匕多数岩墙是岩浆

充填断裂构造形成的。组成岩墙群的成分以基性、超基性岩为主，常见辉绿岩墙。岩墙往往

成群出现形成岩墙群(Swarm)。放射状岩墙和环状岩墙

侵入岩的原生构造：岩浆向上运移，侵入围岩并逐渐冷凝固结过程中产生的构造。

侵入岩成岩过程一般经历两个阶段：

1)液态岩浆流动阶段，形成原生流动构造；

2)岩浆冷凝固化阶段，形成原生破裂构造。

在这两个阶段之间，可划分出“岩浆塑性阶段”，形成“原生塑性变形构造”。

侵入岩体的原生流动构造：在岩浆流动过程中，岩浆内先期结晶的矿物颗粒、析离体或围岩

捕虏体等，受岩浆流动的影响而发生定向排列，形成原生流动构造。侵入岩体的原生流动构

造可分为流线和流面两种。

1.面状流动构造（流面）

由片状、板状、柱状等矿物及扁平的析离体、捕虏体，在岩浆流动过程中顺流动方向平行排

列（旋转）形成的面状构造。发育在侵入岩体的边缘和顶部。

带状流动构造（假层理）：不同成分的岩石相互成层，或由于矿物分层集中形成的淡色与暗

色岩石条带的互层，常见于基性、超基性侵入岩中。

2.线状流动构造（流线）

柱状、针状、板状等矿物因岩浆流动而平行定向排列（旋转）形成的线状定向构造，也可由纺

锤状析离体和长条状捕虏体等顺长轴定向平行排列而构成。多发育于侵入岩体的边缘和顶

部。

流线的倾伏与流面的倾斜并无固定关系，流面上的流线可以是任何取向，亦即在某一

方位的流动面上，岩浆可以沿任何方向流动。

侵入岩体的原生塑性变形构造：也可称为同侵位变形构造，是岩浆侵位冷却过程中受构造

应力影响形成的构造,其特征介于流动构造与韧性剪切带变形构造之间。岩浆上涌过程中向

两侧推挤的挤压作用;岩浆上升与围岩之间形成的相对剪切作用。使塑性的结晶外壳出现定

向性很强的片麻状构造,因此片麻岩状带只发育于岩体边缘，并大致平行于岩体边界。

侵入岩体的脆性破裂构造：叶状剥落节理。

火山岩产状：

熔岩流：根据表面形态分为块状和绳状。

绳状熔岩：粘度较小，流动性好，气孔多而且呈球形。

块状熔岩流：粘度大，流动性差，形状不规则，气孔很少而且形状不规则。

火山碎屑：爆炸性火山喷发将熔岩及岩石碎片喷射到空气中。所有被带到空气中的碎片

都称为火山碎屑。

火山碎屑：根据形状和大小分类：火山灰（最小）火山砾（较大）火山弹（最大）

火山岩原生构造

一、层状构造

（1）火山物质间歇性喷发形成的层层叠置。层状火山：间歇性喷发造成熔岩流和火山碎屑流

的分层。

（2）喷发物质自上空下落时的重力分异形成的粗细分层；重力分异的火山沉积

（3）各次喷发单层内部还具有大致沿定方位（通常与单层的上下界面一致）分布的各种成层

构造，如流纹、流面、气孔与杏仁构造、枕状构造、绳状构造等。

流纹构造：熔岩流动使不同颜色的矿物或火山玻璃形成的层状色带。常见于流纹岩或其

它粘度较大的酸性、碱性熔岩中。与上、下熔岩层差异流动导致的顺层剪切作用有关，指示

了流面，但不能指示流动方向。

流面和流线：由板状、片状矿物斑晶及火山灰流晶屑的定向排列组成的构造。

绳状构造：熔岩表面呈绳索状扭曲的构造。常见于玄武岩，处于炽热塑性状态熔岩的上

部表壳受下部熔浆流动的影响而发生拖拉和卷扭的结果。绳状构造所在的表面就代表一次喷

出的熔岩的顶面。一般呈弧形，弧顶指向流动方向。

气孔构造和杏仁构造：当岩浆自火山通道向外流出时，由于压力和温度降低，其中所含

气体便向外逃逸，冷却后就在岩石中留下许多孔洞，这些孔洞称气孔构造。气孔常呈圆形、

椭圆形、蝌蚪状、管状、云朵状、倒水滴状、串珠状和不规则状等。当气孔被次生矿物，如

沸石、方解石、冰洲石、玉髓等充填时，则称为杏仁构造。气孔向顶面增多增大。

枕状构造：水下基性熔岩表面具有的一种原生构造，是水下喷发快速冷凝所致。单个岩

枕的底面较平坦，顶面呈圆形或椭圆形凸形曲面，表面浑圆，状如枕头。枕状构造可分为外

壳和内核两部分，外壳多为玻璃质，内核则为显晶质。枕状构造中可见放射状节理。

二、破裂构造

1、放射状断裂：放射状断裂分布在中心式

喷发的火山口与破火山口附近,在平面上呈

向火山口汇聚的放射状排列。被与熔岩成分

相近或其分异产物的岩墙充填，形成岩墙

群。

2、环状断裂：环状断裂在平面上呈同心圆

状围绕火山口而分布，常断断续续由若干走

向逐渐改变的断裂或弧形断裂构成不完整

的环状。断面向火山通道方面倾斜，从直立

剖面观察，环状断裂呈向火山通道汇聚的扇

状形态。

3.柱状节理：柱状节理是由熔浆冷凝收缩产生的张裂而成，发育于熔岩流或超浅成侵入体中。

节理面垂直于熔岩流动面或火山管道壁，可确定熔岩流动面或岩脉产状。

例如：在产状平缓的玄武岩内，若干走向不同的节理将岩石切割成无数个陡立的多边形

柱状体。

4.板状节理：熔岩中•系列近于水平或大致平行于地面缓坡的节理，沿节理面倾斜可延长数

十米，并将熔岩分裂成若干“层”片。可能是由于侵蚀作用，下部岩石因释重而向上发生弹

性膨胀形成的节理。板状节理无任何层状构造标志，且其间距自上面下常呈有规则的递增。

三、火山构造：由一次火山作用（可包括爆发、喷溢、侵出与超浅成侵入等四种作用，或只

是其中一种、二种作用）直接产生的构造。

火山机构的组成部分

1.火山锥：火山锥是由火山喷发物质堆积在火山口周围或旁侧构成的锥状体（图ll-8）o

其主要特征是愈近火山口，喷发物质堆枳的厚度愈大，远离火山口，其厚度渐薄。据组成物

质，可分火山渣徘、火山碎屑锥、熔岩锥与混合锥四种。据火山锥形态，有正锥、倒锥和侧

锥三种。

2.火山口与破火山口：

火山口：火山物质向外喷发的地面出口处。形态有等轴状、椭圆状以及长条状。未经侵

蚀和破坏的火山口在地表易于认识，而已受侵蚀或破坏的火山，则只能根据火山管道的平面

形态推测火山口的可能位置。

破火山口：早期火山喷发以后，由于崩坍或再次爆发而破坏了原有的火山口，形成一个

新的圆形或近于圆形的洼地。特点是直径或长轴较长，与早期形成的火山锥大小几乎相等，

形态上明显不相称。

3.火山筒（火山通道、火山颈、火山管道）：火山筒是地下熔浆源地（即地下岩浆房）与地

表火山口之间的连接通道。熔岩充填：火山塞;被火山爆发产生的破碎产物充填：角砾岩筒,

但往下仍过渡为浅成侵入体。

4.次火山侵入体：次火山侵入体指与火山作用具同时间（可以有先后，但属于一次火山

作用连续过程）、同空间、同岩浆源的浅成、超浅成侵入体，也称为火山-侵入体。侵入深度

不大于3km（据宁芜地区），一般为0.5km~1.5km之间；其形态和产状有岩脉、岩床、小岩

株及岩塞。

四、撞击构造：撞击构造是由外来陨石对地球表面的快速冲击、震动而产生的环形或卵形凹

陷构造。撞击构造形成时可出现强大冲击波，会使基岩部分熔融而形成熔岩状物质。

Tips：隐火山构造或隐爆构造：-平面上呈环形断层：-环形，陡倾角的断层被放射状

断层切割；-爆炸性火山活动。

撞击构造的标志：柯石英和斯石英、冲击三角锥、具熔融特征的岩石、地层中高的钺含

量、地层外翻、中央隆起、凹陷构造。

Chapter4应力和应变

Chapter5岩石的变形机制

Chapter6节理

节理：节理是岩石受力而产生的一种脆性破裂构造。按照形成时所受力的性质和节理形成时

两侧岩块相对微小位移趋势的性质，可将节理分为张节理和剪节理，二者分别对应于材料受

理破坏时的张裂和剪裂。

张节理：

张节理是由张应力作用而产生的。方位垂直于主张应力，或平行于主压应力；两侧岩块

在垂直于节理面的方向上有微量相背离的位移。三轴应力状态下，张节理面与Q1-Q2面平

行，与应变椭球YZ面平行。

张节理形成于主应力关系：

拉伸：主张应力超过岩石的抗张强度，按最大张应力理论，形成与主张应力垂直的张节

理。

挤压：岩石在一个方向受压，根据泊松效应，在与主压应力垂直的横向上伸长，当横向

伸长超过一定限度时.，根据最大线应变理论，形成与主压应力相平行的张节理。

剪切：等于在与剪切方向大致相交45°的方向上受到拉伸（AA'）,在与拉伸相垂直的

方向可产生张节理。这种张节理常在剪切带中或断层面两侧呈雁行排列（羽状张节理）。

图5-14不同变形方式所形成的张裂面

a—压缩＞b—拉伸ic•—剪切

张节理特征：

1.节理面粗糙不平，常绕过砾石或粗砂粒；

2.产状不稳定，平面上蜿蜒延伸或呈锯齿状延伸；

3.两壁张开，肉眼可见节理壁距，剖面呈楔形，向下节理消失,是地下水的良好通道，可被

岩脉或矿脉充填；

4.比较稀疏；

5.张节理的终端变化形状不规则：树枝状分叉、杏仁状结环。

张节理形成的最大深度

静岩压力：o=Pgh（P-岩石密度；g-重力加速度；h-深度）

岩石所受静岩压力随着深度增加而加大，静岩压力愈大，张节理就愈难产生。

受孔隙压的影响，地下水、石油、天然气和一些成矿溶液均可存留在张节理中，因此估

算一个地区张节理产生的极限深度具有重要意义。

估算方法：

有孔隙压：考虑一种岩

石有一定的抗张强度和一定

破坏应力圆的包络线。

在岩石产生张节理之前

的应力状态必然是图中稳定

区的应力圆，而通过图中A

点可以作的与包络线相切的

最大的应力圆Q1就是张节

理形成最大深度的上覆岩体

重力。

霍布斯等认为这一方法

不能估计自然缓慢受力过程

中与时间有关的软化效应，

因此对临界深度的估计过

图7-2估计干辉像岩中张节遂形成最大深度的方法（设5直立.）大。

无空隙压：在Q3为压

应力情况下，若应力差

（Q1-Q3）数值适当，一定的

孔隙压力存在的情况下岩石

同样可以产生张节理，而且其

深度是不受限制的。孔隙压力

节理产生的条件

是一种液压，可以抵消在任何面上与它本身相等的一部分压应力。因此在孔隙压力的作用下,

岩石的原应力圆没•点正应力都应减少一个P值（孔隙压力值），就等于把原应力圆I平移

成为有效应力圆n。本来圆I位于稳定区内，与包络线不相切，平移后与包络线相切，从而

产生张裂或剪裂。若恰好为代表最大张应力的A点相切于包络线，则发生张裂，若相切与其

他位置，则发生剪裂。

剪节理

剪节理是由于剪应力作用产生的节理。其两侧岩块沿平行节理面有微小剪切位移（或趋

势），其位移方向与Q2垂直。剪节理是与Q2平行，与QI、Q3成一定的夹角的方位上发

育的（共扼剪面）。

剪节理的形成机制：

cos(2(9)

剪节理是由共密剪面发展而成的，因此常成对出现。

T的曲线形态由On决定，切面上的压应力为余弦曲线，抗剪力也为余弦曲线，剪应力

为正弦曲线。

e=0°~90°：抗剪力T是从180°到360°位相的余弦曲线，为正斜率（图中实线）。在与

。1夹角（。）为o°的面上，抗剪力最小，随着e的增加，抗剪力不断增加。

0=0°~90°：剪应力是从0°到180°位相的正弦曲线。曲率在6=45°之前为正；在

6=45°之后为负（图中虚线）。9为0°和90°时，截面上的剪应力为零。

只在抗剪力与剪应力相等的面上才可以发育剪节理,抗剪力曲线与剪应力曲线必在e<

45°的位置相切于P点。

剪节理特征：

1.节理面光滑平直，产状稳定，延伸较远，在其延伸方向上常切过砾石和胶结物：

2.节理可形成羽状排列，可用来判断剪切动向（左行和右行）；

3.两壁紧闭，两壁的距离较小；

4.节理较密集（密集程度与岩性有关，能干层较软弱层的节理间距大），常发育两组共捌剪

节理；

5.当有微量位移时，节理面上有擦痕；

6.剪节理的终端变化：折尾、菱形结环、节理叉

共飘剪节理及其鉴别（同一时期，由同一动力作用产生的剪应力形成的两组剪节理，两组节

理的剪切动向相反。区别于共甄分布节理系，同时或不同时产生）

1、相反的剪切旋向。相向运动象限为。1所在，相背运动象限为。3所在，称为运动协调；

2、相向运动挤压象限钝化；

3、节理反旋向互切；

4、节理尾部有折尾，分叉现象，交界处有菱形结环

5、锯齿状追踪张裂

剪节理剪切动向的确定：

•通过被其穿过的细脉、花岗岩中的包体及析离体等的微小错动、节理的互切等观察其动向。

•剪节理两侧相对位移不明显，利用羽列构造判断剪切动向。

•次级破裂面：R面与丫面锐交角指示本盘动向。

次级破裂面：脆性剪裂面附近或脆性剪切带内可发

育一整套次级破裂面：

包括R面、R'面、T面、P面

•受内摩擦角控制，主剪面（Y面）相对滑动时派生的

次级应力场产生了一对次级剪裂面R和R'面和张

裂面（T面）。R面与丫面夹角为＜p/2（＜p为内摩擦

角）；R'面与丫面夹角为90-q）/2；T面

与丫面夹角为45°

•R面与Y面的旋向相同，R，面与丫面旋向相反

•对于丫面而言，P面与R面对称，为同旋向；P

面及R面与丫面所交的锐角指向正好相反

•Garmond发现纤维晶体平行P面生长，故纤维晶

体及P面与丫面的锐交角的指向主剪面对盘相对

运动的方向。

•R面为主剪面旁侧的羽列面。野外利用羽列面与图7-7

主剪面锐交角指向本盘动向这一特征确定剪节

理剪切动向。

节理力学性质复合的现象实例：

节理中的纤维状矿物：由纤维状方解石、石膏或石英充填的节理中，可见矿物纤维方向

与节理壁斜交，表明节理两壁的相对运动兼有剪切和拉张的分量，显示剪性与张性的复合.

羽饰构造：羽饰构造一般出现在均一的细粒碎屑岩中：粉砂岩，凝灰岩。羽饰福散开来

的方向就是裂面形成时扩展的方向。边部节理与主节理面有一很小的锐夹角，此锐夹角指向

裂面扩展前进的相反方向。表明这种节理面兼有张性和剪性的特征。

节理力学性质复合的成因：

1.当岩体中一对共辗剪节理同时发育，但其中一组的运动占主导时，另一组节理就会

出现剪切与拉张的复合现象。E.g.含有与节理壁斜交的纤维状矿物的节理脉。

2.单剪变形中的一组同旋向剪节理，由于递进变形，其位置逐渐接近局部应力场的

方向，因而逐渐由剪切的性质变为剪切又兼有张裂的性质。E.g.节理中充填矿物纤维与节

理壁交角逐渐变化。

3.戴维斯（Davis）的高能量冲裂实验：在轴向压力下，生成与主压应力呈45°交角的微细

剪节理，之后小节理末端张应力集中，节理迅速延展形成劈开式的破裂，最后由于能量耗尽,

再变为剪切破裂。可解释剪节理面上羽饰构造，裂面形成过程中剪应力一张应力一剪应力的

交替作用，或可能是剪应力与张应力在整个过程中的复合作用。微细节理末端张应力的集中

可由格里菲斯（Griffith's）理论得到解释。

4.Syme-Gash（1971）认为羽饰构造发育机制如下：①应力积累，直到岩石开始破坏；

②由于最初的破坏而发生应力脉冲；③由于反射界面的作用，应力波发生干涉，产生定向

微节理，导致主节理前方软弱带的形成；④随着这些软弱带的裂开形成羽饰构造的纹饰，裂

面的延展又引起新的应力脉冲和微节理的形成。

5.格里菲斯强度理论（格里菲斯初始破裂准则）：岩体受力后使裂纹尖端附近应力升高

值超过其抗拉强度，从而引起裂纹扩展所需满足的应力条件。岩体应力满足格里菲斯初始破

裂准则而产生的，但又不致引起破坏的裂纹扩展的最大长度，是稳定裂纹长度。

节理的组和系

节理组同时、同一应力作用下产生的性质相同、产状大体一致的节理群。

节理系同时、同一应力作用下产生的性质相同，产状不同的两个或两个以上的节理组，

或者在某种应力方式作用下形成的、其产状作有规律变化的节理群均称为节理系。

节理组（JointSets）

平行型节理组：同一节理组的节理简单的平行排列，构成•个与该组节理总体产状相同

延伸的节理带。非旋转变形产生平行型节理组。

斜列型节理组：同一组节理相互平行，但作雁行排列，即组节理分布带的总体延长方

向与节理的总体产状并不一致，单个节理之间呈有规律的偏斜。旋转变形或剪切变形产生斜

列型节理组。

右列（右阶）：沿着一条节理走向追索，前方的另一条节理出现在右侧

左列（左阶）：沿着一条节理走向追索，前方另一条节理出现在左侧。

共匏节理系：同一时期，山同一动力作用产生的剪应力形成的两组剪节理，两组节理的剪切

动向相反。与主应力轴的关系：两组剪节理的交线平行于02,两组剪节理的夹角分别为。1、

。3所平分。应变椭球：两组剪节理的交线平行于椭球的中间轴（丫轴），两组剪节理的夹角分

别被椭球的短轴（Z轴）与长轴（X轴）所平分。

节理共匏的证据：

1、相反的剪切旋向：相向运动象限为。1所在，相背运动象限为。3所在，称为运动协调

2、挤压象限钝化

3、节理反旋向互切

4、节理尾部有折尾、分叉现象，交界处有菱形结环。

5、锯齿状延伸的张裂。构成锯齿状张节理的两个折线状相连的节理常呈共朝关系，且其延

伸方向平行于。1。

影响节理密度的因素

岩层厚度

岩性（岩石的力学性质、层理、组构）

弹性变形:。=Ee（E:杨氏模量）。岩性不同，岩层厚度，拉伸长度等都相同的条件下，

每层中。的大小取决于E的大小。相同应变条件下，E大的岩层中节理间距小。

节理的疏密不仅与E有关，还与岩石的强度有关。岩石强度高，节理发育比较稀疏，

反之，节理密度就大。在相同条件下,E小（不易破裂）但强度弱的岩石，与E大但强度大的

岩石相比，会先破裂并产生密度大的节理。

应力的强弱：应力作用强，节理密度大。

应变的大小：拉伸量越大的岩层，节理密度越大，反之，节理稀疏。

边界条件：褶皱、断层等构造边界条件所引起的应力集中处，节理密集，反之，

节理稀疏。

节理等距性的两种理论模式

饱和模式：在变形材料中各个破裂先后形成，但在一个已形成的破裂构造的最近

距离内不可能产生新的破裂，使一定范围内岩体的各可能位置都被节理占据为止。因此，各

相邻破裂之间就保持着一定区间的大致相等的间距。

传播模式：由于材料的非均匀性先产生一个破裂，早生成的破裂激发了邻近的一

定距离产生新的破裂。这个过程继续下去就形成了一条又一条新的等间距的破裂。

Chapter7断层

断层的几何要素：

断层面：相邻两部分岩块发生滑动的面，可为平面或曲面，常为具有一定宽度的带。在

上地壳为破裂带，发育断层角砾岩、断层泥，在中-下地壳为韧性剪切带，发育强烈变形的

糜棱岩和构造片岩，可被硅化带或矿化带充填，或被次级断裂交切，称之为断层带（断裂带,

Faultzone）,断层规模越大，断层带越宽。

断盘：断层面两侧相对移动的岩块。断面倾斜时，按岩块的位置分上、下盘；直立的平

移断层，按岩块的方位分，如东盘、西盘。

断层线：断层面在地面的出露线，其在地质图上的水平投影遵守V字形法则。

断层位移：

相当点：同一点错动后在断层面两盘均有其相应的位置，分成两个点，两个对应点

之间的真位移为总滑距，总滑距的分量称为滑距。

相当层：同一地层错动后在断层面两盘的不同位置出现。

断距：被错断岩层在两盘的相当层之间的相对距离。根据相当层测量的位移是视位

移，不一定反映断层的真正位移方向和距离。不同方位的剖面上，断距不同。

测量：

在断层面上测量：

总滑距（ab）:断层两盘两个对应点之间的真位移

走向滑距（ac）:总滑距在断层面走向上的分量，走向滑距

与总滑距之间的锐夹角为擦痕的侧伏角

倾斜滑距（be）:总滑距在断层面倾斜线上的分量

水平滑距（am）:总滑距在水平面上的投影

在垂直于被错断岩层走向的剖面上测量：

地层断距：断层两侧相当层之间的垂直距离（h。）

铅直断距：断层两侧相当层之间的铅直距离（hg）

水平断距：断层两侧相当层之间的水平距离（hf）

正断层中水平断距为断层两侧相当层拉开的水平距离,

逆断层中水平断距为断层两侧相当层掩覆的水平距离

（Ahof中，Na为岩层倾角）

在垂直于断层走向的剖面上测量

地层断距：断层两侧相当层之间的垂直距离（h，b）

铅直断距：断层两侧相当层之间的铅直距离（h，g，）

水平断距：断层两侧相当层之间的水平距高（hT）

如果被断地层走向与断层走向不平行，

hg=h'g',h'o'>ho,hT>hf

ffl3-7断层滑昭和断距

a.断层位移在体图；b,唯近丁♦被断地层正向的剖面图皿垂直于斯浜上旬的剖面理！

ab-总滑距;4«—走向清距;4—倾斜滑距:u/n—水平滑距:，"，一地层断距iA"地赞斯能;

一帖直地层断距,“一水平断距ir一水平斯毡，。一方层演用：・一岩层反垓前

已知岩层倾角，从上述三种断距之一，即可求出另两种断距:

已知水平断距（hf）和岩层倾角a,则

地层断距ho=hf*sina

铅直断距hg=hf*tana

断层的

d.断层位移立体图；b.垂直于被断地层走囱的制而图0垂在于斯以走向的附而空

S—总常电MU—走向滑距"—Ml科肃距ME-水平精正法。一地会断座“'。'一地W酒距，分类：

—附近地展断距:〃/一水平断柜小尸一水平断距MT-岩层健用；UL岩层凡演电

根据断

层两盘相对运动：

正断层：上盘相对下盘向下滑动。

逆断层：上盘相对下盘向上滑动，断面倾角>45°的逆断层称高角度逆断层，断面倾

角<45°的逆断层称逆掩断层，规模巨大且上盘沿低角度断层面远距离推移的逆掩断层称推

覆构造。

平移断层（走滑断层）：断层两盘沿断面走向相对移动，分右行（右旋）和左行（左

旋）平移断层。

根据断层走向与被断岩层走向的方位关系：

走向断层:断层走向与岩层走向基本一致

倾向断层:断层走向与岩层走向基本直交，与倾向平行

斜向断层:断层走向与岩层走向斜交

顺层断层:断层面与岩层面基本平行

根据断层走向与褶皱轴向或区域构造线之间的几何关系：

纵断层:断层面与褶皱层面的交线同褶皱轴向一致或断层走向与区域构造线一致。

横断层:断层血与褶皱层面的交线同褶皱轴向直交或与区域构造线基本直交。

斜断层:断层面与褶皱层面的交线同褶皱轴向斜交或与区域构造线斜交。

断层的组合类型：

1.阶梯状断层：由若干条产状大致相同的正断层平行排列组合，当断层面呈弧形弯曲，

形成抬斜断块

2.地堑：两条以上走向平行，倾向相反的正断层所组成，中间共有一个下降盘，形成

长条形盆地，如汾渭地堑，贝加尔湖地堑。

3.地垒：两条以上走向平行，倾向相反的正断层所组成，中间共有一个上升盘，形成

断块隆起山地。

4.环状断层：--系列弧形或半环状断层，呈同心环状分布。

5.放射状断层：辐射状断层，平面上呈辐射状排列的多条断层组合形式，常与穹隆、

火山口相关。

6.叠瓦状构造：一系列平行排列的逆断层组合，其下部往往收敛成一主干大断层，各

断层上盘岩块依次逆冲，在剖面上似瓦片状叠伏。叠瓦状构造中逆断层的发育时间有先后，

后发育的逆断层总是沿着构造运移方向，若掩覆于先发育的逆断层的下盘，称为前列式或背

驮式；若掩覆于先发育的逆断层的上盘，称为后列式或叠掩式。

7.双重构造：叠瓦构造的顶板和底板均存在着更大的逆冲断层，夹于顶板和底板冲断

层之间的为夹块。

断层存在标志：

（一）构造标志：构造线和地质体不连续，地层产状突然改变。

（二）地层的重复或缺失（六种情况）

（三）断层面（带）的构造特征：

1.擦痕和阶步、反阶步

2.牵引构造和逆牵引构造

牵引构造：断层滑动时其附近岩层受阻产生拖曳而发生弯曲，弯曲突出方向示本盘

相对动向

逆牵引构造：发育在近水平岩层中的正断层下盘，多以背斜形式出现（煤盆地和油

气盆地）。正断层倾角向下变缓，使上盘岩层向上突出，若岩层塑性小则生成反向正断

层，在剖面上构成“Y”形断层。

3.构造透镜体：断层带中发育的呈一定方向排列、规模不等的透镜状岩块。

4.断层岩：断裂带中因动力作用被搓碎，研磨而形成的岩石，可伴有重结晶作用。

断层角砾岩：角砾结构，略有磨圆的两盘岩石碎块，角砾内部无矿物成分和结

构的变化；

碎裂岩：碾搓，研磨得更细的断层岩，显微镜下可见其颗粒细小；

糜棱岩和构造片岩：断层带内岩石显著重结晶，颗粒变小并具面理的断层岩，

是韧性剪切带的标志。

（四）地貌和水文标志

1.断层崖和断层三角面

2.山脊错断，水系急剧转向，河谷被切

3.横切山岭走向的平原与山岭的接触带

4.串珠状湖泊洼地和泉水的带状分布

5.岩体的线状分布与矿化作用

（五）地球物理标志

不同岩石的密度、磁化率、电阻率、重力等物理性质不同，因此利用地球物理资料,

可寻找断层。

断层效应P44

断层活动时代的确定

断层形成于切割的所有地层中最新地层之后；

若上覆有新地层，则在其之前形成；

若无上覆地层，根据岩体穿插等关系，结合同位素年龄测定来确定时代。

大型活动断层

裂谷

生长断层：指断层作用和沉积作用同时发生的一种断层。躲发育在沉积盆地的边缘，随着断

层活动，盆地不断沉降接受趁机，故又称同沉积断层。

特征：1.一般为走向正断层，大中型规模，主要发育在大中型盆地边缘。

2.下降盘地层厚度大于上升盘。

3.生长断层断距随深度而增大，地层时代越老断距越大。

4.生长断层上盘多出现逆牵引构造或反向断层。

5.一般具有较长时期发展的历史。

走滑断层：即走向滑动断层。指平行于断裂带走向发生相对滑动的大型平移断层，如圣安德

烈斯断层。

特征：1.走滑断层的走向线在地壳上呈直线型延伸，产状陡峻甚至直立。

2.断层两盘派生一系列雁列状次级褶皱和断层。

3.沿断层带两侧的地层、岩相带或侵入体呈有规律的错移。

4.断层带两侧有构造凹陷或构造凸起。

推覆构造：指•种请教平缓、规模较大、作远距离推移的复杂逆掩断层。

特征：较老岩层被推覆到较新岩层之上。山于后来的剥蚀，部分外来岩块剥蚀掉形成局部露

出的原地岩块，称为构造窗，外来岩块被大片剥蚀只有大片被剥露出来的原地岩块上残留小

片孤零零的外来岩石称为飞来峰。

逆掩断层及推覆体：逆掩断层：使水平基准面缩短的断层。在这个定义中：

1.并未对断层面倾角作任何限定，至少有两种情况表明断层面的倾角是有变化的，1.逆掩断

层面被褶皱了；2」一些呈犁状的逆掩断层面自浅部到深部倾角由陡变缓以至变为水平；

2.定义中也未对位移量作限定，因为断层的位移大小同岩层的厚度与岩层的能干性有关。

断层的活动机制

岩石碎裂的扩容理论：飞/

在围压和轴向压力作用下，应力差从o增加到大约岩石TIT/

破裂强度的一半：岩石发生弹性变形，体积缩小。‘口it/

应力差继续增长：微裂隙形成，岩石发生非弹性变形，1/V

体积膨胀。土一，「口

应力差达到岩石破裂强度：微裂隙大量形成并集中成为*昔

断层面，岩石体积迅速扩大，微裂隙迅速扩展导致岩石图8“岩石的犷容实芸汨〜MB刈

•花岗岩柱试件在IOOM308日下,轴向受压HI

短,岩石的扩容过程在容积应变曲段中以粗或衰

岩石剪切位移的粘滑理论:

断层的运动特征：一些地段连续稳定滑动（无

震蠕滑段）；而在另一些地段没有蠕滑，但产生

非常大速度的滑动，并发生地震（闭锁发震段）。

发生地震时，断层的瞬时滑动速度与岩石中弹性波速的量级相当。

应力集中，微裂隙形成并快速扩展，应力超过岩石的剪切强度，地震发生，应力降低。

安德生模式：

地表观察:正断层倾角一般较陡，逆断层倾角一般较缓，典型的平移断层多近于直立

状态。

受控于断层发育时的应力状态（主应力轴的方位）。

地表平面没有剪应力，在三轴应力状态下，在一定深度必有一个主应力轴与地面垂

直，其余二主应力轴呈水平。

假定内摩擦角为30°,应力在垂直和水平方向上均无变化，岩石为各向同性。

若Q1直立，Q2、Q3水平，产生正断层，断层面倾角约60°。

若Q3直立，QI、Q2水平，则产生逆断层，断层面倾角约30°。

若Q2直立，QI、Q3水平，则产生直立的与Q1成30°交角的平移断层。

所有断层面均包含或平行于Q2。

只适用于浅层，面状断裂，各向同性的岩石。

地壳内的应力：

垂直正应力：上覆岩石的重力

非构造水平正应力：泊松效应

构造水平正应力：差应力

非构造水平应力：由上覆岩石重力产生的水平挤压应力（泊松效应）

e空一必

%=*aEEE

v

哈弗勒模式：岩石的应力状态完全来自于上覆岩石的重力，受力岩块顶面是水平地面，其上

各点均承受l（）5pa的压力，岩块各处密度相同；岩块内任一水平面上各点承受的上覆压力相

等，均为上覆岩石的重力；岩块边界无剪应力的作用。

第一种附加应力状态：存在构造水平挤压力C»

=<yXI=fcpgz+C

受力状态：附加构造水平挤压力C:°3=°==围

假定岩石内摩擦角为26。，势断层为两组倾角为32°的共辄逆断层。

第二种附加应力状态：岩块边界有剪应力

受力状态：水平剪切力随深度递增。在岩块底部为：°^=卮=*呻+C-匕

岩块无旋转，应力张量的对称性要求垂直应力与水平应力平衡，因此在岩块的两侧存在剪切

力。xz，在地表为零。所有水平应力的合力为零，左侧水平应力=右侧水平应力+。勿。

形成了向上凹曲、向左倾斜和向上凸曲、向右倾斜的两组势断层。可以解释：向造山带倾斜、

呈叠瓦状向前陆依次逆冲的犁状断层；基底隆起产生的逆断层。

第四种附加应力状态：岩块底部分布着呈正弦曲线形式的附加垂直应力

非均匀介质中断层与主应力轴关系：

安德生模式和哈弗勒模式：断层与主应力轴位置的关系以均质岩石为前提。

天然岩块往往包含着先存的力学弱面(层面、老断层面、不整合面等)，只要弱面上的剪

应力达到了抗剪强度，断层就可顺其发生。这些弱面的取向与上述模式中的断裂面方位无固

,P为一弱面，与。।呈70°

夹角，AB为岩块其余部

分的莫尔包络线，CD是P

面的莫尔包络线；

♦将。3固定，把明依次

加大，构成应力圆I、

n、m.圆in的p点与CD

相遇，沿该弱面发生剪

裂，尽管它与。।夹角达

70°.

正断层「申蜃驾福承盼石中的断层作用

RQ

1.应力条件(据Hobbsetal.,1976)・圆in上的及都是稳定

正断层是一定范围内地壳深长的结果，即地壳处］噌叹周啜K屈睛静扃编伸状

态。正断层是一种使水平急转面扩大的伸展断层，重;晶凝牖主体属于伸展断层。

根据安德生模式，正断层形成的应力条件是Q1直立，Q3水平。Q1可以使岩块重力，

亦可以是火成岩体、盐丘或基底断块等上冲或向上隆起的力引起的。Q3可以使较小的压应

力，也可以是张应力。正断层可以看做是水平横向主应力Q3和铅直方向主应力Q1结合产

生的。Q3越小，形成正断层所需的Q1就越小，孔隙流体可以引发正断层。

正断层常有向深部断层面变缓的趋势。原因：在浅部，Q1值低，破裂应力圆靠左，与

包络线相切的内摩擦角大，断层面倾角也大。但是当深度增加，Q1升高，应力圆偏右，内

摩擦角变小，使断层面倾角变小，另外，浅部富流体，空隙液压较大，也是使应力圆靠左，

内摩擦角变大的因素。

2.构造背景

1.背斜轴部的局部拉伸

2.穹隆伴生的,正断层

3.区域性水平拉伸

4.区域性差异升降

5.重力滑脱层

逆断层——挤压构造成因

1.受力条件

。1水平：水平挤压

逆断层是水平主应力（。1）与垂直主应力（。3）相结合而产生的。

。3越小，形成逆断层所需要的。1就越小。

孔隙流体压可诱发逆断层（推覆构造）

2.逆断层与褶皱的关系：

a:早于褶皱形成：剪开逆断层

b:由褶皱进一步发展（翼部岩层减薄）：延伸逆断层

c:与褶皱同时发育：破裂逆断层

3.阶梯形断层面：逆冲断层沿断层面滑动时会使断层上盘的地层缩短，当缩短量达到一定

量时，逆冲断层常要切断强硬层向上扩展，遇到新的软弱层再沿其滑动，结果形成阶梯状的

断层面。

构造要素：断坪：断层面与岩层面大致平行

断坡：断层切断岩层面

推覆构造形成机制

推覆构造：通常低角度，并有大规模位移的逆冲断层。

空隙液压在推覆构造形成中的作用：

空隙液压抵消一部分载荷重力的作用（浮力），降低了推覆体自重产生的正压力，因此

摩擦阻力也相应降低，因此较小的动力就能推动较大的构造岩体。

重力滑动VS重力扩张（内容及区别）

滑动：活动地质体山于自身重力在滑动面上从高向低作长距离滑动。主体断层面向凹陷区倾

斜；推覆体后部被正断层或主体滑动断层所切。

扩张：岩石在重力作用下，垂向压扁降低高度，并在水平方向上向静岩压力小的方向流动扩

展，从而产生水平方向的推动力形成逆掩断层及推覆构造。主体断层面向隆起区倾斜；推覆

体后部被更老的逆断层所切。

区别：1.重力扩张所产生的推覆体候补是被更后面的逆掩断层所企切。重力滑动的推覆体

的后部则被正断层所切。

2.重力扩张作用实际是有重力导生出来的水平推动力，他只要求地面的足够上隆，由此

产生的逆断层面向隆起区倾斜。重力滑动主体断层是向凹陷区倾斜的正断层.

逆冲序列：逆冲断层沿底部拆离断层运动，并切断强硬层向上扩展，这种的向上切断强硬层

并与底部拆离断层相连的断层称为分支断层，断层活动中往往是依次发育许多分支断层，形

成逆冲断层系。

逆冲断层系：由逆冲断层序列产生的由主断层和分支断层形成的逆冲断层构造。最常见的为

叠瓦状构造和双重构造。

（1）叠瓦状构造：由一个底部拆离断层分支出多个分支断层，并形成一个不对称扇形构造。

根据主断层的位置：首叠瓦扇（前展）、尾叠瓦扇（后展）

（2）双重构造：由底部主断层分出若干分支断层形成叠瓦状断层，每个分支断层向上再次

合并于一个主（断层）滑动面，底部主断层称为底板断层，上部主断层称为顶板断层。这种

由顶、底板及其间叠瓦状断层形成的构造称为双重构造。

平移断层：转换挤压（褶皱，逆断层）转换拉张（正断层，拉分盆地）

Chapter8韧性剪切带

韧性变形：永久性的、连续的固态变形，在晶体颗粒的尺度或者更大尺度下，岩石保持连续

性或者没有脆性破裂.

不包括：碎裂流、软的沉积物的变形、断层相关褶皱

韧性变形的特征

应变速率与应力的关系

由热导致的变形（T>0.5Tm，材料熔点的绝对温度）

与围压弱相关

变形通过晶格缺陷的移动或者扩散来实现

剪切带：剪切作用集中的地带，包括剪节理、褶皱岩层的层间滑动以及各种断层等。剪切带

的宽窄不一，规模不等，但都具有强烈的剪切变形，剪切带两侧的岩石几乎没有变形。

类型：

图8-37剪切带类型

a—脆性剪切带；b、c—脆-韧性剪切带；d-韧性剪切带

韧性剪切带：应变高度集中带，应变向两侧边界逐渐减弱；无露头尺度上可见的不连续

面，但两端岩石却发生了明显位移；典型断层岩是糜棱岩；发育鞘褶皱、线理、面理等变

形构造。

特征：1.规模可大可小。

2.不存在露头尺度上的不连续面，但两侧岩石却发生了明显位移，带内岩石的变形

和两侧岩石的位移均系通过塑性变形实现。

3.坐标系：X轴平行于剪切方向，XY而是剪切面，Z轴垂直于XY面，YJ_X。相应

八，2,

_tan2。=——,cota=cosa+Y

的应变椭球：剪应变/二任夕，计算得：丫，其中，

e'是主应变轴Xf与x轴夹角，之前的平面标志体在xz面上的迹线与x周在变形前夹角

是a,变形后是a，。

4.应变高度集中带，应变向两侧边界逐渐减弱；

5.可分为缓倾斜的韧性推覆剪切带、陡倾斜的韧性走滑剪切带及垂直片理化带。

6.常发育有矿物拉长或矿物集合体定向排列形成的S面理。亦可发育狱卒与剪切方

向平行的面理(糜棱面理或C面理)，常发育鞘褶皱。

鞘褶皱：形态与剑鞘相似的褶皱。常见于韧性剪切带中。由于发育的程度不同，有

时也可呈饼状、舌状等。其基本特征是：在垂直于褶皱长轴(X轴)剖面上的形态以

封闭的同心圆状或眼球状为典型，也有呈半封闭的Q型；在平行X轴垂直中间应变

轴(Y轴)的剖面上为不对称的紧闭的倒转或等斜褶皱，并发育轴面面理，其上发育

明显的拉伸线理，线理长轴平行于褶皱的长轴方向，故为A型褶皱。鞘褶皱常成群

出现，以中小型为主，少数可长达数公里。

7.典型断层岩是糜棱岩。

糜棱岩：韧性剪切带中的典型断层岩(>300℃)

(a)与原岩相比，粒度显著渐小

(b)具有增强的面理、线理

(c)发育于较窄的强应变带内

8.韧性剪切带的动向确定——寻找XZ面，判断剪切动向：

(1)S-C面理：锐交角指示邻侧运动方向。

(2)旋转构造中的。碎斑和6碎斑形成的拖尾构造中尾尖指示邻侧动向。

(3)云母鱼中云母(001)解理与鱼尾的拉长，前者相当于S面理，后者相当于C

面理，鱼尾尖指示邻侧动向。

(4)书斜构造：与残斑或碎斑中微型剪切面的动向相同，与书斜式的正断方式的

错动旋向相反。

(5)压力影：黄铁矿压力影中纤维状晶体的非对称式展布，压力影尖指示邻侧动

向。

(6)层内紧闭小褶皱的不对称发育。

面理、劈理和线理

面理：岩石整体中均匀分布的面状构造

线理：岩石中均匀分布的线状构造

劈理：按一定方向的平行裂面或潜裂面将岩石劈开成为大致平行的薄片或薄板的次生构造。

岩石的构造可以归纳为面状构造和线状构造,均有原生和次生之分。

原牛.构造:沉积岩的层理、岩浆岩中的流面、流线

次生构造:成岩以后经过变形产生的，包括面理和线理

•透入性构造:均匀地弥散于地质体中的构造，反映地质体作为一个整体均匀地发生了变形。

•非透入性构造：以一种不连续面分散于地质体中，变形仅发生在不连续面及其附近，将均

匀连续的地质体分成若干部分。

•片麻理：•成分层•先存沉积层•变质作用/岩浆分异

・S面理：韧性剪切带中由矿物拉长或矿物集合体定向排列而形成的剪切带内面理，面理上

可见矿物拉伸线理。

•糜棱面理或C面理：一组与剪切方向平行的面理。

•C面理：一系列与剪切带边界平行的次一级的强剪切应变带，可由S面理逐渐演变而成,

也可以由显微尺度的微小剪破裂面表现出来，常由细小的石英或云母等矿物的拉长拖尾所组

成。

•劈理域：由云母等层状矿物或不溶残余物质富集成的近平行或交织状的薄条带或薄膜。

其中原岩组分被强烈改造，矿物或其集合体定向排列，是强变形域。

•微劈石：夹在劈理域之间的岩片，其原岩的组分和结构基本保留，由粒状矿物组成，无优

选方位，是弱变形域。

•劈理成因：与塑性变形有关,主要变形机制为粒间运动、重结晶作用和压溶作用。

（流劈理）山矿物平行排列，使岩石分裂成无数薄片，在固态流变过程中新生的面理。

（破劈理）岩石中密集、平行的剪切破裂面或压溶劈理域。裂面的定向与矿物的排列无关

（滑