构造地质学电子版

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目录

第一章 绪论

第一节 构造地质学的内涵、构造尺度和构造变形场

第二节 地壳-岩石圈的层圈式结构和构造层次

第三节 构造观和褶皱幕问题

第四节 构造解析的基本原则

主要参考文献

第二章 地质体的基本产状及沉积岩层构造

第一节 面状结构和线状结构的产状

第二节 沉积岩层的原生构造

第三节 软沉积变形

第四节 水平岩层

不整合的构造意义和研究

主要参考文献

第三章 构造研究中的应力分析基础

第一节 应力

第二节 应力场

主要参考文献

第四章 变形岩石应变分析基础

主要参考文献

第五章 岩石力学性质

第一节 岩石力学性质的几个基本概念

第二节 影响岩石力学性质的因素

第三节 岩石的能干性

第四节 岩石变形的微观机制

第五节 岩石断裂准则

主要参考文献

第六章 劈理

第一节 劈理的结构、分类和产出背景

第二节 劈理的形成机制和应变意义

第三节 劈理的观察与研究

主要参考文献

第七章 线理

第一节 小型线理

第二节 大型线理

第三节 线理的观察与研究

主要参考文献

第八章 褶皱的几何分析

第一节 褶皱和褶皱要素

第二节 褶皱的描述

第三节 褶皱的分类

第四节 褶皱的组合型式

第五节 叠加褶皱

主要参考文献

第九章 褶皱的成因分析

第一节 纵弯褶皱作用

第二节 横弯褶皱作用

第三节 剪切褶皱作用

第四节 柔流褶皱作用

第五节 关于褶皱作用问题

主要参考文献

第十章 节理

第一节 节理的分类

第二节 雁列节理和羽饰构造

第三节 节理脉的充填机制和压溶作用

第四节 区域性节理

第五节 岩浆岩体中的节理

第六节 节理的野外观测

主要参考文献

第十一章 断层概论

第一节 断层的几何要素和位移

第二节 断层分类

第三节 断层形成机制

第四节 断层岩

第五节 断层效应

第六节 断层的识别

第七节 断层的观测

第八节 断层作用的时间性

主要参考文献

第十二章 伸展构造

第一节 伸展构造型式

第二节 伸展构造模式

第三节 构造反转

第四节 伸展和挤压两种作用和两类构造对比

主要参考文献

第十三章 逆冲推覆构造

第一节 逆冲推覆构造的组合型式

第二节 逆冲推覆构造的几何结构

第三节 逆冲推覆构造的扩展

第四节 逆冲作用与褶皱作用

第五节 逆冲推覆构造的运动学和动力学

第六节 逆冲推覆构造的地质背景及其与滑覆和岩浆活动的关系

主要参考文献

第十四章 走向滑动断层

第一节 走向滑动断层的基本结构

第二节 走向滑动断层的应力状态

第三节 走向滑动断层控制下形成的构造

第四节 区域剪切应力场引发的雁列构造和陆块旋转

主要参考文献

第十五章 韧性剪切带

第一节 剪切带的基本类型

第二节 韧性剪切带的几何特征

第三节 韧性剪切带内的岩石变形

第四节 韧性剪切带的运动方向的确定

第五节 韧性剪切带的观察与研究

主要参考文献

第十六章 构造地质学的研究方法和技术

第一节 面状和线状构造产状的测定方法

第二节 极射赤平投影的原理和方法

第三节 地质图的读图分析

第四节 基础性地质剖面图的编制

第五节 岩石有限应变测量的技术和方法

第六节 构造主应力方位的确定和古应力大小的估算

第七节 构造模拟与实验研究

第八节 计算机技术在构造地质学中的应用

主要参考文献

第一章 绪论

第一节 构造地质学的内涵、构造尺度和构造变形场

一、 构造地质学的内涵

构造地质学是地质学的基础学科之一，主要研究组成地壳的岩石、岩层和岩体在岩石圈中力的作用下变形形成的各种现象。研究这些构造的几何形态、组合型式、形成机制和演化进程，探讨产生这些构造的作用力的方向、方式和性质。

二、 构造尺度

构造尺度主要是指构造规模。地壳和岩石圈中的构造规模相差极大，大至全球性，小至纳米级，为研究方便乃对各级不同规模的构造划分为不同尺度。构造尺度的划分不仅与研究的内容和侧重点相关，而且与研究方法和手段有关。各种尺度的构造既表现在空间的组合和叠加，还表现在构造的主次控制关系。每一构造单元和构造实体，都可划分为不同尺度的构造。每一级尺度的构造即具有其自身特征，又反映其总体规律。因此，越是从不同尺度观察和研究构造，对构造的认识也越全面越深入。

关于构造尺度的划分尚无统一方案，一般分为巨型、大型、中型、小型、微型和超微

型六级。

巨型构造 主要是指山系和区域性地貌的构造单元，如喜马拉雅造山带等。

大型构造 造山系等区域构造单元中的次级构造单元，如复背斜、复向斜或区域性大断裂。一般展布于1：200000图幅或联幅范围内。

中型构造 主要见于一个地段上的褶皱和断层，在1：50000或更大比例尺地质图可见其全貌。

小型构造 主要指出露于露头上和手标本上的构造，如各种小褶皱、断裂及面状和线状等构造。

微型构造 见于手标本或偏光显微镜下显示的构造，如各类面理和线理。

超微构造 主要是利用电子显微镜研究的构造，如位错构造。

上述构造尺度的划分是相对的，变化范围很大。不同尺度构造研究的对象、任务、目的、研究方法和手段也各不相同。构造地质学的主要研究对象是中、小型构造；大型、巨型以至全球性构造则属于大地构造学的研究范畴。

以中、小型构造为主要探讨对象的构造地质学是各地质专业的一门基础课程。由于中、小型构造与大型构造以至巨型构造之间有着天然的联系，在分析讨论中、小型构造时，不得不涉及更大型的构造和更广阔的区域构造背景。另一方面为了探索构造与其内部组构的关系和构造的运动学过程、动力学机制，还必须研究微型构造和超微构造。

各级各类构造基本上都是在各级各类构造应力场中形成的。构造应力场可分为压应力场、张应力场和剪应力场及其过渡和转换型式。

三、 构造变形场

对于一种主导构造应力均匀作用的空间及其形成的构造，可称之为构造变形场。根据变形场内的代表性构造及其反映的构造作用和主导应力，构造变形场可概括为六种：伸展构造、压缩构造、升降构造、走滑构造、滑动构造和旋转构造。简称之为伸、缩、升降、剪、滑、旋。1.伸展构造 伸展构造是水平拉伸形成的构造，或垂向隆起导生的水平拉伸形成的构造，如裂谷、地堑-地垒、盆岭构造、变质核杂岩等构造。

2.压缩构造 压缩构造是水平挤压形成的构造，如褶皱系和逆冲推覆构造。

3.升降构造 升降构造是是岩石圈或地幔物质垂向运动的体现，表现为地壳的上升和下降，区域性隆起和拗陷。隆起造就了山系和高原；而凹陷则形成各种盆地。

4.走滑构造 走滑构造是顺直立剪切面水平方向滑动或位移形成的构造。直立剪切面可以是区域剪切扭动形成的走滑断层，也可以是区域压缩引起的两组交叉走滑断裂。

5.滑动构造 滑动构造主要是重力失稳引起的重力滑动构造，也包括某些大型平缓正断层。

6.旋转构造 旋转构造是指陆块绕轴转动形成的构造。

以上六种基本构造变形场，各有其特定构造和力学属性，也存在着各种交叉和过渡型式，规模上也可以分为不同层次。

第二节 地壳-岩石圈的层圈式结构和构造层次

一、 地壳-岩石圈的层圈式结构

地壳-岩石圈垂向上是成层的，侧向上是不均一的。岩石圈可分为岩石圈和大洋岩石圈，两者的结构、厚度和物质组成、地球物理属性、形成演化和年代截然不同，以下讨论的主要是岩石圈。

岩石圈包括地壳和软流圈以上的地幔顶部，地壳可分为上地壳、中地壳和下地壳。上地壳又分为由沉积岩、火山岩和相应中、浅变质岩组成的盖层及结晶基底，后者包含花岗岩类侵入岩和片麻岩、结晶片岩等。中地壳主要是闪长岩类岩石及物性上相近的片麻岩和部分片岩。下地壳主要是玄武岩质的辉长岩类及相应变质岩等岩石。莫霍面以下的地幔岩石圈主要是超基性岩类。各层圈的密度、强度、地球物理性质互有差异，层圈内部也是不均一的。岩石圈的厚度和地壳及其各分层的厚度变化很大。各层圈的界面及其内部分层界面可以是渐变的，也可以是急变的，他们不仅是物质组成的划分面，也常常是构造活动面。近年来，通过地球物理探测、地震活动性和区域构造分析提出的中地壳低速层引起的地质学家的关注。

中地壳低速层是具有很高塑性的可以发生很大蠕变而表现为韧性的流动层或壳内软层，维尼克将之称之为流壳层。宋鸿林等认为维尼克模式中的流壳层更相当于一个近水平的韧性剪切带。流壳层一般位于地下10～15km处，这一深度的温度相当于绿片岩相的变质环境。由于分层的不均一性，不同岩性层进入流变限的温压条件各异，所以流壳层不止一个，更可能是一个层组。中地壳流变层是一重要的构造界面，上地壳中的某些陡倾大断裂可能终止于此面（层），某些犁式大断层则可能向下与近水平的韧性剪切带（流壳层）连通。它可以是构造滑脱面、拆离面，并且具有对上地壳伸展和挤压的调节作用。

在盖层与结晶基底之间及盖层内部也存在一些软弱岩系。这些软弱岩系及其与强硬岩系的界面，往往既是构造滑动面，又是上下层系构造不协调的划分面。

所以在构造研究中，应充分注意地壳-岩石圈的各级层圈性及其构造活动性。

二、 构造层次

构造层次是与构造层圈性论述的现象近似的一个概念，也是讨论地壳-岩石圈的分层性。地壳-岩石圈的层圈式分层主要是由组成地壳-岩石圈的物质不同和变化引起的；而构造层次主要是因向地下深处温压升高引起岩石力学性质变化导致变形变化造成的。在同一次构造变形中，不同深度的各带的变形各具特点和规律，形成特征性构造。于是，自表层至深层划分成不同层次。

在构造层次划分上涉及以下几个问题：①深度问题。层次与深度关系密切，但并不严格按深度划分。不同构造区的同一构造层次有深有浅，同一构造区内同一构造层次也可以有明显起伏。②温压变化和物态问题。随着趋向深处温压升高，岩石由脆性转变为韧性以至流变，相应产生不同性质和特色的变形。在影响岩石物性变化和物态转变上，温度影响比压力影响更大更重要。③层次的代表性构造问题。一般，以变形中反应物性、物态比较敏感的褶皱作为基本依据，结合断层和面理进行分层。④界面性质问题。有些界面是渐变的；有些是急变的，即不整合面尤其是断层面；也有一些渐变性界面上叠加界面急变的断层。

根据深度变化引起岩石物性物态的变化和相应产出的构造，笔者将构造层次划分为：表构造层次、浅构造层次、中构造层次和深构造层次（图1-1）。

表构造层次 主导变形作用是剪切作用和块断作用，代表性构造是各类断层、断块构造、横弯褶皱和纵弯褶皱。

浅构造层次 主导变形作用是纵弯褶皱作用，代表性构造是平行褶皱和各类断层。

中构造层次 主导变形作用是相似褶皱作用和压扁作用。该层次顶面以板劈理出现为界，即板劈理前锋面。代表性构造是相似褶皱、顶厚褶皱及韧性剪切带和断层。

深构造层次 主导变形作用是流变作用和深熔作用，顶面以片理带为界。代表性构造是柔流褶皱和韧性剪切带，深部发生混合岩化，甚至形成深熔花岗岩。

以上各构造层次一般在造山带内展示比较明显。由于造山带内地热梯度和构造梯度大且变化显著，所以层次较全，各层次的厚度较小，层次界面变化也大。由于构造变形幕中地壳的升降及多幕变形的影响，会出现层次的穿插和急变。在巨大的逆冲推覆等作用下，甚至可能发生层次倒置现象。

第三节 构造观和褶皱幕问题

构造观是指对全球构造和岩石圈构造的总体结构、形成和演化、鋳成构造的构造运动性质和动力来源的基本认识和观点。构造观涉及到对大地构造学和构造地质学中一系列重大问题的看法和态度。例如，是活动论还是固定论？是灾变论还是均变论？是水平运动为主导还是升降运动为主导？控制地壳-岩石圈构造变形的仅仅是挤压作用还是挤压、拉伸和剪切等多种作用？以及构造动力动力来源、构造旋回和褶皱幕问题等。我们不拟对这些问题一一讨论，只是提出我们在分析构造上的主导性趋向性的认识。简言之可概括如下：①以水平运动为主因的岩石圈构造是高度活动的；②构造演化是以不可逆的渗入突变的阶段

式发展，而非表现为时限相对一致的旋回式进程；③构造动力主要来自地球深部活动，地球旋转和包括陨星撞击的天文活动也有一定作用；④岩石圈结构是层圈式的、不均一的，各分层界面常常是活动的，具有一定的控制性；⑤挤压作用、伸展作用和剪切作用分别或共同铸造了地壳-岩石圈的各级各类构造；⑥构造形成过程和定型有多种方式，一般表现为缓慢渐近发育达到急变而定型，但是不能认为这是构造形成的唯一方式，如某些同沉积构造和区域滑脱引发的构造就是在长期缓慢持续渐进中成型的。这又涉及到“褶皱幕”问题。

“褶皱幕”理论是著名构造地质学家施蒂莱提出的，曾被奉为地质基本规律，也曾起过有益的作用。但是随着资料的积累和研究的深入，“褶皱幕”观点寓含的问题日益显露，受到众多地质学家的批判。关于其“褶皱幕”全球同时的观点虽已被扬弃，但其内涵的某些方面仍有较大的影响。先举一例以说明“褶皱幕”观点引起的混乱：燕山运动被认为是我国东部侏罗纪-白垩纪时期广泛强烈的运动，各地区“幕”的划分理应一致，可是在同一构造单元的各省没有哪两个省份的划分是一致的，不仅时间不同，而且性质和强度各异。

“褶皱幕”应予以批判的主要原因，首先是其立论依据的收缩论与当代认识的地质实际和基本理论相悖。其次，板块运动和对接缝合碰撞是区域构造变形的基本作用和主导因素，而各版块的运动是相对的，板块的相互缝合及不平直边缘的两板块不同部位的缝合碰撞，都不会是同时的。第三，地壳-岩石圈是三维多级镶嵌体，不均一性是其基本属性，即使在同一场构造运动中，各级块体也反应各异，变形时期也有差异。又如张治洮指出的“把造山、侵蚀、褶皱、断裂活动……都叙述在一个纪的末期，即构造幕内进行，也就是把这些长期行为塞入短期内”。

总之，在分析和认识一定构造单元的构造及其发展和演化上，应该依据以上论述的现代构造观的基本方面以及影响构造的多因、多时、多性（脆性、塑性、弹塑性和流变性等）的基本因素。对“褶皱幕”的理解和使用应严加，只应限定为：在结构和组成基本均

一的同一构造单元的构造演化中构造急变定型的变形期。

第四节 构造解析的基本原则

如何研究构造，认识其基本面貌，揭示其发展过程和形成原因，一直是构造地质学家不懈探索的课题，并从不同视角提出了各种研究方法和思路。马杏垣基于构造研究的丰富实践，结合有关论述，以辩证唯物论作指导，提出了研究构造的解析原则，为观察、分辨、分析和处理构造树立了一条正确的构造观和方。他指出（1983）：“它（解析）包括几何学的、运动学的和动力学的解析三个方面。而所谓‘解析’也是一种思维方法，即把整体分解为部分，把复杂的事物分解为简单的要素加以研究的方法。解析的目的在于透过现象掌握本质，因此，需要把构造现象的各个方面放在矛盾双方的相互联系、相互作用中去，放到构造的运动、演化中去，看看它们在地壳、岩石圈的整体结构中占何种地位，各起什么作用，各以何种方式与其他方面发生相互制约又相互转化的关系等等”

几何学解析就是认识和测量各类各级构造的形态、产状、方位、大小、构造内部各要素之间及该构造与相关构造之间的几何关系，从而建立一个完整的具有几何规律的构造系或型式。几何学分析提供的资料和数据则是运动学和动力学分析的基础。

运动学解析的目的在于再现岩石形成至变形期间所经历的过称和发生的运动，主要是通过对岩石或岩层中的原生构造，尤其是次生构造的分析揭示其运动规律，解释改变岩层和岩体的位置、方位、大小和形态的平移、转动、体变及形变的组合情况。

动力学解析是要阐明产生构造的力、应力和力学过程，其目的是查明变形应力的性质、大小和方位。在进行动力学分析时，常常要求定量评价地质标志体的原始大小和形状的改变程度，即进行应变分析。所以，应变分析已成为构造分析的基础。

对于一套区域性构造，构造解析还涉及构造层次、演化序列、叠加置换和所处的构造变形场等等。

地质构造是地质演化至今的一个画卷，而且是一个残破的画卷。构造地质学家的任务就是从现状重塑原态，从现今再现历程。

关于构造解析的原则，除前述的构造变形场、构造尺度和构造层次外，在对其他一些原则作如下概述。

一、构造组合

任何构造总是与其他相关构造组成一个相互联系的整体。要全面认识和深入理解一种构造，必须从它与相关构造的相互联系相互依存上去考察和剖析，即进行构造组合的研究。所谓构造组合就是“去识别具有内部组合和秩序的许多密切相联系的构造要素的集合体——构造组合或构造系。它包括不同构造变形场中不同层次、尺度和序列等的各种构造单元、构造要素和构造单体的组合，也包括构造-沉积、构造-岩浆和变质的组合”（马杏垣，1983）。

许多学者曾对构造组合进行了研究，并给以不同术语，如构造体系（李四光）、构造组合（霍布斯，1976）、构造群落（傅昭仁、单文琅，1983）、构造类型（索书田、游振东等，1987）等等。虽然一些学者对构造的组合使用的术语不同，内涵和侧重点各异，但都具有以下共同点：几何形态的特殊性、空间发育的普遍性、成因上的共同性，而且产于特定的地质背景中和一定的构造层次中。例如，索书田等（1987）在探讨我国变质岩群的构造类型上，从代表地层和主要岩石类型、变质程度及温压范围、混合岩化作用、原生结构要素保存完好程度、变形结构要素发育程度、构造置换程度、大型构造组合及样式特征等方面，概括为五大类型。

构造样式是与构造组合相近似的一个概念，常常用来分析和描述构造。样式一词原引自建筑学，建筑样式是指一群或一幢建筑所表现的特征和风格，以此而与其他建筑群相区分。所以构造样式是指一套相关的构造的总特征。根据构造样式可对不同地区和不同时代的构造群进行区分和比较。构造样式多用于概括褶皱的特征，而被称为褶皱样式。

三、 叠加和置换、继承和新生

㈠ 构造叠加

构造叠加是指已变形的构造又再次变形而产生的复合现象。两期变形可以分属两个构造旋回，或是同一构造旋回相继的构造幕，也可以是同一幕的递进变形过程。叠加主要表现在褶皱的叠加，详见第八章褶皱的几何分析。此外叠加亦发生在断裂等构造上。

㈡ 构造置换

构造置换是岩石中的一种构造在后期变形中或通过递进变形过程被另一种构造所代替的现象。最常见的构造置换就是层理在褶皱发展过程中被新生的轴面劈理或片理所置换。新生的面理在以后的变形作用中则作为变形面参与变形。构造置换在构造研究中具有重要意义。傅昭仁、单文琅（19）指出“变质岩区构造地质学和地质填图的核心问题是认识和对待构造置换”。

构造置换是在地壳收缩下发生的，其机制一般与纵弯褶皱作用和压扁压溶作用下轴面劈理的发育过程相联系。特纳（1963）等提出了置换的过程，概括之，可分为以下三个阶段。1.早期阶段 原始层理S0作为变形面，在褶皱过程中，褶皱越来越紧闭，逐渐发育相似褶皱，并发生与轴面近一致的面理（图1-2A、B）。这时层理仍大体保持连续性，

只显示部分或初步置换。

2.中期阶段 随着进一步的压缩，褶皱不对称性增强，褶皱两翼产状与新生轴面面理（S1）之间的夹角愈来愈小，强硬岩层被拉断，发生石香肠化及片内无根褶皱（图1-2C）。这时原始层理的连续性已逐渐丧失，新生的平行面状构造已开始取得主导地位。

3.晚期阶段 完全的置换使层理（S0）完全破坏，原有岩性单位与新生面理（S1）几乎完全平行（S0//S1）造成了貌似均一的面理或层带，给人以区域性沉积序列的假象，真正的原生层序已无法确定（图1-2D）

构造置换过程实质上就是新生的构造使岩层“均一化”的过程。一次重大的全面构造置换意味着地壳经历了一次重大的构造-热事件。在多期变质变形地区，可能发生不只一次构造置换，层理（S0）被面理（S1）置换后，面理S1又作为变形面形成褶皱，再被第二次变形形成的面理（S2）置换。构造置换使地层的原始层序彻底改变，造成地层重复和缺失，似是产状单一的简单构造，可能掩盖或包含着复杂的变形事件。

㈢ 构造继承

如果前期构造控制或影响了后期构造的形成和发展，后期构造保留了前期构造的某些主要特点，即为构造继承。构造继承一般表现在两个构造旋回之间的大型构造关系上，如两个旋回的构造方位一致，是构造方位继承，也可以表现在构造的几何形式上。区域性断裂的再次活动也具有构造继承性质。

㈣ 构造新生

与构造继承对应的是构造的新生。构造新生有两重含义：①后期构造不受前期构造的影响或制约，形成一套在方位、几何形态、类型和样式上完全不同的构造；②后期构造改造并使前期构造的一部分或全部卷入到后期构造之中，形成一套完全服从后期变形的全新构造。

四、 世代和序列

一个复杂变形区，尤其是变质岩区，一般都经历了不止一次的变形。变形世代和序列的解析或简称序列解析就是要查明构造形成和发展的过程和顺序，即从时间上分析并再造其演化历史。

构造世代主要是指不同旋回或不同构造幕中形成的构造顺序。在一个构造幕中形成的构造群，就是一个世代的构造。不同时期的构造群按其发育的顺序构成一个完整的系列，即构造序列。序列解析中首先要分析和查明构造的叠加、置换、继承和新生的关系。叠加和置换的构造总是晚于被叠加和置换的构造；继承和新生的构造则比被继承或卷入的构造年轻。序列分析主要包括以下几点：①要注意探查可能残存的前期构造。②尽可能查明并恢复构造的三度空间形象、构造样式、主次构造的组合关系，以便进行配套。③研究中注意区分主期构造，主期构造是指在研究区展布广泛、特征清楚、参数多样、易于识别的构造。主期构造一般具有控制性和主导性。在确立了主期构造的基础上，再筛分并恢复前期构造和后期构造。④应充分应用对比原则。在对构造关系较为明显的构造进行仔细研究后，再由线而面进行分析对比。⑤研究必须将大、中、小、微各种尺度的构造结合起来进行。为了研究微型构造，应采集定向标本准备在偏光显微镜下观察。在变质岩区进行序列解析时，还应与变质序列和混合岩化序列的研究相配合。

五、 岩性介质

构造是各类岩石、岩层、岩系在构造力作用下的变形，同一构造变形场中不同岩石和岩层会形成服从于总体变形又各具特色或个性的构造。所以在构造研究中，应注意分析和建立岩石能干性系列和岩系能干性结构。

岩石能干性系列是指一套岩层中各种岩石粘度大小的顺序，岩系能干性结构是指能干性不同的岩石的组合关系和厚度比例关系。

岩性介质对褶皱、断层等各类构造的形成和发育有明显的影响。对褶皱的影响表现在：①褶皱规模、主次褶皱的关系；②主波长和接触应变；③在挤压中各类岩石是通过平行褶皱作用还是通过相似褶皱作用而变形。在逆冲推覆作用下，台阶式结构主要决定于岩系粘度差和厚度比。一套逆冲断层穿过岩性差异显著、厚度很大的两个岩系，断层发育会发生明显变化。索书田等（1987）在研究大别变质地体时指出：“要充分注意地质体结构的不均一性和岩层能干性差异导致变形的不稳定，以及岩层粘性和厚度对褶皱形态与大小的影响。”

岩性介质还表现在对构造层次划分的影响上，在同样变形环境中，一套纯泥质岩系的劈理前锋面的深度比一套坚实的厚层石英砂岩或长石石英砂岩的劈理前锋面高，因为前者较易屈服于压扁作用，而后者较难压扁，只有在更深层次中才会形成劈理。

在构造研究中分析和建立岩石能干性系列时，既要立足于各类岩石的能干性，还要考虑整个岩系的能干性；既要依据现在出露岩石的能干性，更要分析变形时岩石所处的层次而可能具有的能干性。

六、 构造位移指向性

构造位移指向性是构造运动学的重要研究内容。近年来，许多构造地质学家相当注意变形岩石中的运动学标志，这反映了构造运移指向研究的重要意义。构造运移方向的分析和确定不仅在认识构造变形的运动学上，而且在认识构造动力学以至几何学上都将提供重要的信息。

能够提供运动指向的现象很多，其中许多现象是人们熟知并经常采用的，如褶皱倒向、Z-M-S型伴生褶皱、邻断层牵引褶皱和羽状节理及擦痕阶步等等。还有一些是近年来提出的，如旋转碎斑系、C-S结构、鞘褶皱和A线理等等。

关于反映运动方向的各种现象和标志在有关章节分别予以讨论。以下只从分析和认识角度提出几个问题：①应提高对运动指向性的认识。②构造运移包括平移和旋转及各种过渡形式。构造地质学家过去注意了平移而忽视了旋转，这一点应引起注意。③同一构造幕中形成的大、中、小、微各种尺度构造的各类运动标志和现象，是在统一应力场中形成的，具有反映运移方向的共性，但因种种原因各类运动学标志和现象反映的运移方向又会存在差异。所以在研究中，要对各种尺度构造的各类运动学标志和现象认真分析对比、相互补充、相互印证。④运移方向常常是变化的。在同一次运动中，运动方向不一定稳定不变，不同次运动中运移方向更可能发生很大变化，甚至发生反向运动。⑤应注意长期发育的大型构造的递进变位。

七、 平衡和复原

构造研究一般假定构造是从原始水平状态起始变形的，现在保存的构造是过去变形又遭侵蚀的残余。因此，要认识构造及其形成发育的全过程则应进行构造复原。构造研究中的反序法就是从现状出发，一步步回溯过去，重塑变形过程，恢复变形原始面貌。

构造复原的一个基本依据就是岩石、岩层、岩系虽然发生变形，但是除深层次和部分中层次的变形外，总体是平衡的。例如，在浅层次平行褶皱发育区，岩层厚度、岩层面积和体积基本不变。平衡剖面就是在这种认识的基础上提出的。

所谓平衡剖面就是指可以把剖面变形构造通过几何原则全部复原的剖面，是全面准确表现构造的剖面，已用于油田构造、计算造山带的缩短及逆冲推覆构造的缩短量和运移距离等方面，效果良好。

沉积岩层原始水平层理是基本参考面，是回溯过去构造原貌以至水平产状的重要依据。

构造解析的基本原则和思路可以认为是系统工程论在构造地质研究上的具体体现。通过近年的实践，构造解析已为越来越多的构造地质学家所重视。不过这些原则、思路仍需充实、提高和完善，以便能更有成效地应用于构造研究和构造预测中去。

主要参考文献

马杏垣，1983，解析构造学邹议，地球科学，第3期

马文璞，1992，区域构造解析——方法理论和中国板块构造，P.33～36。北京：地质出版社。

朱志澄，1996，对几个重大地质构造问题的思考，地质科学情报，第15卷第4期。

刘德良、沈修志等，1997，地球与类地行星构造地质学，P.1-4、123-142。合肥：中国科学技术大学出版社。

宋鸿林、单文琅等，1992，论壳内韧性流层及其构造表现，现代地质，第6卷第4期。

李扬鉴等，1996，层控构造导论，P.1～6。北京：地质出版社。

单文琅、宋鸿林等，1991，构造变形分析的理论、方法和实践，P.4～29。武汉：中国地质大学出版社。

徐开礼、朱志澄等，19，构造地质学（第二版），P.1～4。北京：地质出版社。

俞鸿年、卢华复等，1984，构造地质学原理（第二版，1998），P.1～3。南京：南京大学出版社。

游振东、索书田等，1991，造山带核部杂岩变质过程与构造解析，P.1～28。武汉：中国地质大学出版社。

傅昭仁、蔡学林，1996，变质岩区构造地质学，P.7～29。北京：地质出版社。

Davis,G.H.,1984,区域和岩石构造地质学，张樵英等译，1988，P.1～21。北京：地质出版社。

Hobbs,B.E.,Means,W.D.,Williams,P.F.,1976,构造地质学纲要，刘和甫等译，1982，P.224～259。北京：石油工业出版社。

第二章 地质体的基本产状及沉积岩层构造

第一节 面状结构和现状结构的产状

地壳-岩石圈是由沉积岩、岩浆岩和变质岩及其变形构造组成的。自地表向地下深处，占主导地位的沉积岩逐渐让位于变质岩和岩浆岩。地质学家直接面对的各种地质实体大多事由沉积岩、火山岩及变质岩组成的各级各类构造。虽然构造的类型、成因、规模和形态千差万别，但从几何学看，其基本结构可归纳为面状结构和线状结构。观测和确定构造构造的面状结构和线状结构的方位和空间状态，即其产状，则是构造研究的基础。

一、 面状结构的产状要素

平面的产状是以其在空间的延伸方位及其倾斜程度来确定的。任何面状构造或地质体界面的产状均以其走向、倾向和倾角的数据表示。

走向 倾斜平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。一走向线两端的方位相差180°。任何一个平面都有无数条相互平行的不同高度的走向线。

倾向 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 指倾斜平面上的倾斜线与其在水平面上的投影线之间的夹角，即在垂直倾斜平面走向的直立剖面上该平面与水平面间的夹角。

当剖面与岩层的走向斜交时，岩层与该剖面的交迹线叫视倾斜线；视倾斜线与其在水平面上的投影线间的夹角称视倾角，也叫假倾角。视倾角值比倾角值小。

倾角与视倾角的关系如图2-2所示。两者间的关系可用数学式表示：tana=tanb*tanc。当视倾向偏离倾向越大时，视倾角越小；当视倾向平行走向时，视倾角等于零。

二、 现状结构的产状要素

直线的产状是直线在空间的方位和倾斜程度，直线的产状要素包括倾伏向、倾伏角，及其所在平面上的侧伏向和侧伏角。

倾伏向（指向） 某一直线在空间的延伸方向，即某一倾斜直线在水平面上的投影线所指示的该直线向下倾斜的方位，用方位角或象限角表示。

倾伏角 指直线的倾斜角，即直线与其水平投影线间所夹之锐角。

侧伏角 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。

侧伏向 构成侧伏锐角的走向线的那一端的方位。

第二节 沉积岩层的原生构造

一、 层理及识别

层理是沉积岩的最基本的原生构造，是研究构造的最基本的参考面。构造变形主要是通过层理而得以显示，所以在构造研究中，首先要识别层理。层理一般是清晰明显的，而在成分和结构均一的巨厚岩层中，层理一般会被隐蔽，变形变质岩中产生的新生面理也会掩蔽原生层理。在层理不清的情况应尽力识别出原生层理。

沉积岩层理可根据岩石的成分、结构、色调等的变化而得以识别。

1. 成分的变化 沉积物成分的变化是显示层理的重要标志。在成分较均一的巨厚岩层中，有时可能存在成分特殊的薄夹层，藉助于这类夹层可以识别巨厚岩层的层理。

2. 结构的变化 碎屑沉积岩层一般由不同粒度、不同形状的颗粒分层堆积而成，根据碎屑粒度和形状的变化可以识别层理。

3. 颜色的变化 在层理隐蔽、成分均一、颗粒较细的岩层中，如有颜色不同的夹层或条带，可以指示层理。

4. 层面原生构造 波痕、底面印模、暴露标志等层面原生构造也可以作为确定和识别层理的标志。

二、 利用原生沉积构造鉴定岩层的面向

面向是指成层岩层顶面法线所指的方向，是成层岩系中岩层由老变新（由底面至顶面）的方向。沉积岩层的面向是构造研究的基础。以下列举几种在构造研究中可以用来确定岩层面向的原生沉积构造。

1. 交错层理 交错层里是由纹层互相斜交组成的，常呈弧形，有多种类型。根据前积纹层的形态及被层系面截切的关系可以判断岩层的顶、底面。前积纹层的顶部多被截切，与层系面呈高角度相交，下部常逐渐变缓收敛，与底面小角度相交或相切。

2. 递变层理 递变层理的特点是在一个单层中，从底面到顶面粒度由粗变细，如由底部的砾石或粗砂向上递变为细砂、粉砂以至泥质，递变层理的顶面与其上一层的底面常是突变的，有明显的界面。

3. 波痕 波痕是沉积物表面由于水和空气流动而形成的波状起伏不平的形态。主要发育在粉砂岩、砂岩及碳酸盐岩的表面。

波痕类型很多，用于确定岩层顶、底面的主要标志是震荡式浪成波痕。震荡式波痕成对称的尖脊圆谷状，尖脊指向顶面，圆弧则指向底面。

4. 层面暴露标志 当未固结的沉积物暴露在水面之上时，其表面会留下各种成因的暴露标志。常见的暴露标志有泥裂、雨痕等，可用来确定岩层的顶、底面。泥裂也称干裂，是未固结的沉积物露出水面后，经暴晒干固时收缩形成的与层面大致垂直的楔状裂缝。泥裂常使层面构成网状、放射状或不规则分叉状的裂缝，在剖面上则呈“V”型。这些裂缝被上覆沉积物填充，使填充层的底面形成底面脊状印模。楔状裂缝和脊状印模的尖端均指向岩层底面。泥裂常见于粘土岩、粉砂岩及细砂岩层面上。

雨痕是当雨点落在湿润而又柔软的泥质或粉砂质沉积物表面时，冲打出的圆形凹坑及其凸起的边缘。雨痕被上覆沉积物填充掩埋并成岩后，岩层面上会留下凹坑，在上覆岩层底面形突起印模。

5. 生物标志 根据某些化石在岩层内的埋藏保存状态也可鉴定岩层的顶、底面或面向。藻类形成的叠层石，虽类型不同形态各异，但均具有向上穹起的叠积纹层构造，穹状纹层的凸出方向指向岩层的顶面。

一些古植物的根系也可以作为确定岩层顶、底面的标志，古植物的根系分叉方向指向底面。此外，异地埋藏的介壳化石多数保持着凸面向上的稳定状态，其凸出的方向往往指示岩层的顶面。

6. 底面印模 当水流或涡流在松软的沉积物上流动时，由于涡流对沉积物的侵蚀或水流携带物（如介壳碎片、岩屑、树枝等）对沉积物表面的刻划，会在沉积物的表面留下各种形态的凹坑和沟槽，这些痕迹常被砂质所充填。成岩后，它们多在泥质岩层之上的砂岩底面保留下来，称作底面印模，也称作铸型。由于页岩易于风化而砂岩抗风化能力强，故这种印模常保存在砂岩的底面上。底面印模都以原始凹槽相反的形态表现出来，常见舌状凸起或细长的脊状等，因此根据底面印模可以判定岩层的顶、底面。

判断岩层顶、底面或面向的标志并非仅仅是上述几种原生构造。在野外工作中认真观察和分析，常可发现一些有用的标志，如沉积层系内的冲刷面等。冲刷面是固结和半固结的沉积层的顶面，因水流冲刷面成为凹凸不平的面。在这不平整的冲刷面之上在沉积时，被冲刷下来的下伏岩层的碎块和砾石往往堆积在冲刷出的沟、槽中。根据冲刷面和上覆岩层的碎屑，可以判断岩层的相对层序。

第三节 软沉积变形

软沉积变形是指沉积物尚未充分固结成岩时发生的变形。软沉积变形是比较常见的，有些还具有很大规模。斯宾塞指出，褶皱造山带中坚硬岩石内见到的一些构造可能是在沉积物尚未固结或半固结时形成的。他甚至提出，巨大的逆冲断层、褶皱系，甚至某些板状劈理都可能是岩石处于半固结状态中发生的。笔者提出软沉积变形的目的，一方面是要指出构造现象并不全是成岩后构造作用引起的，以便更好地理解构造形成和发展的复杂历程；另一方面是为了正确分析和区分成岩前与成岩后的变形或其叠加关系，避免构造分析简单化。

软沉积变形涉及面很广，包括形成软沉积变形的构造环境、动力和促成因素、形态类型等等。本节只对一些常见的软沉积变形作一实例分析。从局部沉积区来说，软沉积变形

的形成作用包括：负荷引起的软沉积变形、重力滑塌和滑移作用、孔隙压力效应和水体扰动作用等。

一、 负荷引起的软沉积变形

当砂层沉积在塑性的泥质层之上因差异压实会使沉积物发生垂向流动而形成软沉积变形构造。

1. 火焰状构造 当砂质层堆积在含水且具高塑性泥质层之上时，差异压实会引起上、下砂质层与泥质层之间发生相互垂向运移。泥质层成尖舌状贯入上覆砂质层中，形成一排尖舌，称之为火焰状构造。火焰状构造的舌尖指向岩层顶面。

2. 砂岩球和砂岩枕 在差异负荷状态下覆于塑性泥质层之上的砂质层，会因震动等触发而断开并下陷至泥质层中，形成砂球或砂枕。这类砂球或砂枕或断续相连或孤立产出。其周围的泥质层常绕砂球或砂枕弯曲。砂岩球和砂岩枕的凹面指向岩层顶面。

二、 滑塌作用和滑移作用

滑塌作用和滑移作用一般是在陆上尤其在水下隆起的斜坡上，由于重力、水流和震动等原因引起松软沉积物顺坡下滑或顺层流动的作用。滑塌作用的下滑速度较小，甚至为蠕动式。滑塌作用的下滑速度快而突然，滑移作用的下滑速度较小，甚至为蠕动式。滑塌作用和滑移作用中还常常有孔隙压力参与。

发育在软沉积中的滑塌作用和滑移作用常局限于同一层中，但也会影响几个沉积层。其厚度、规模从数厘米至数十米或更大，影响空间可达数十平方公里。卷曲层理是滑塌和

滑移引起的一种常见的构造。卷曲层理是具有盘回褶皱和复杂褶皱的变形特点，多限于同一层或个别层内。缺乏脆性断裂和角砾化是鉴别它的主要标志。

三、 软沉积变形中孔隙压力效应

当饱和水的砂层被不透水的层封闭并受到重压等作用时，砂岩中的孔隙水就会产生异常高压，即异常孔隙压力。孔隙压力可以诱发近地表砂层的滑坡，导致柔软沉积物出现各种滑塌构造，甚至促发大规模的冲断作用。一些沉积岩中的砂岩墙，就是饱水砂层被压入裂隙中形成的。

1. 砂岩墙 砂岩墙是碎屑岩墙的一种，是穿插贯入于沉积岩等岩石中的板状和脉状砂岩体。砂岩墙早在19世纪已被发现，近年来更引起地质学者的关注。砂岩墙主要是未固结碎屑物质液化后贯入到裂隙中形成的。砂岩墙形态复杂，规模差别极大，内部常具流动构造，如流动褶皱、流动条带，反映了液化碎屑物质的贯入-变形作用。其形成机制仍在探索之中，不过孔隙压力效应具有重大作用。碟状构造也是一种可能由孔隙压力引起的构造。

2. 碟状构造 碟状构造“碟”的直径一般为1～50cm左右，边缘上翘，在横向上成断续分布，在垂向上互相叠置。它们主要发育于快速堆积又饱含孔隙水的细粒砂层内，在高压-超高压孔隙压力作用下，引起孔隙水向上运动，冲断砂质纹层，截切砂质层成碟状。这种碟状纹层的凹面指向岩层顶面。

以上只是概述了软沉积变形的某些实例，还有一些重要的值得注意的软沉积变形，如压实作用下埋丘上的同沉积形成的顶薄褶皱。马克斯韦尔还指出，某些板状劈理是在压实引起异常孔隙压力的作用下形成的。在阿留申海沟内壁和墨西哥海湾陆架上更新世泥岩中发现的劈理，为这种假说提供了佐证。

软沉积变形已引起构造地质学家的注意。如何鉴别软沉积变形，可提出以下几点作为鉴别和分析的参考：①软沉积变形常局限于一定层位或一定岩层中，如果一强烈变形层夹于整套变形轻微岩系中，则说明个别层是软沉积变形的结果；②软沉积变形常局限于沉积盆地中一定得地段，如沉积盆地边缘、大隆起边缘等；③软沉积变形主要是重力作用的结果，一般不显示构造应力造成的构造定向性。所以，在研究软沉积变形中，应该把沉积作用、沉积环境与构造变形结合起来。至于如何从已强烈变形的构造中筛选出早期软沉积变形，则是一项很复杂的工作。

第四节 水平岩层

水平岩层是未经变动的仍保持成岩后原始状态的沉积岩层。

地台盖层变形极其轻微，往往成水平或近水平产出，如北美地台和和俄罗斯第台的盖层，近水平产出，展布范围可达数十万平方公里。我国一些后期变形微弱的大盆地中的沉积盖层，如四川盆地中部某些地区的侏罗系和白垩系地层，也基本呈近水平产出。

水平岩层具有如下特征：

⑴ 在地形地质图上，岩层的地质界限与地形等高线平行或重合。在山顶或孤立的山丘上的地质界线呈封闭的曲线，在沟谷中呈尖齿状条带，其尖端指向上游。

⑵一套水平岩层，老岩层在下，新岩层在上。如地形切割强烈，则在沟谷处出露较老的地层，自谷底至山顶地层时代依次变新。

⑶岩层顶、底面之间的垂直距离是岩层的厚度，水平岩层的厚度即为其顶、底面的标

高差。

⑷岩层出露宽度是其顶、底面出露线间的水平距，水平距的大小取决于岩层厚度和地面坡度。

水平岩层是分析区域构造的基点。水平岩层原始展布区基本上代表原沉积盆地的规模或范围。严格的说，水平岩层主要产出于盆地内部。在沉积盆地边缘，从沉积区过渡到隆起侵蚀区初始沉积的岩层常常具有原始倾斜。沉积盆地边缘也是海水进退表现明显的地带，分析盆缘的岩层的原始倾斜和盆缘位置的变化将有助于对盆地古地理以至区域构造发展演化的认识。

第五节 不整合的构造意义和研究

地层间的接触关系，是构造运动和地质发展历史的记录。地层接触关系基本上可分为整合接触和不整合接触两大类型。

当一个地区长期处于地壳运动相对稳定的条件下，即沉积盆地持续下降，或虽上升但未超过沉积基准面以上，或地壳升降与沉积处于相对平衡状态，沉积物则一层层地连续堆积而没有沉积间断。这样一套套产状一致时代连续的地层之间的接触关系，为整合接触。如果上、下两套地层之间有明显的沉积间断，即先、后沉积的上、下两套地层之间有明显的地层缺失，这种接触关系为不整合接触。不整合的类型有两种，即平行不整合和角度不整合。

一、 不整合的类型

1. 平行不整合 平行不整合又称假整合，主要表现是不整合面上、下两套地层的产状彼此平行一致，但因时代间断而地层缺失。平行不整合的形成过程为：下降、沉积→上升、沉积间断、遭受剥蚀→下降、再沉积。如北京西山中奥陶统灰岩与中石炭统直接接触，两套地层之间缺失了大量地层，但两者产状基本一致，仅以一古风化侵蚀面分开。

2. 角度不整合 角度不整合主要表现为不整合面上、下两套地层间不仅有地层缺失，而且产状不同，褶皱型式和变形强弱程度不同，断裂构造发育程度和性质不同，上、下两套地层的构造方位不同，上、下两套地层的变质程度和岩浆活动也常有明显差异。上覆地层的底面切过下伏构造和不同时代地层的界面。在地质图和剖面图上，角度不整合表现为上覆地层底面的地质界限截切下伏不同时代地层的地质界线。

如果不整合面的沟槽等低凹部位被后来的沉积物充填会产生上覆新地层和下伏地层均与不整合面相交截。这种新沉积物充填于下伏老地层侵蚀凹地之中，如同新地层嵌入下伏地层中的现象叫嵌入不整合或不整合嵌入。在不整合嵌入中，新、老地层在横向上直接接触的现象叫毗连。

由于地壳运动的幅度、速度和方向的变化，会引起沉积区的范围和位置的变化，造成盆地边缘区特殊的沉积接触关系。当新沉积物的展布范围超过早先的盆地边界而覆盖在下伏地层或原为剥蚀区的基底上，使下伏早期地层产生尖灭，这种现象叫超覆。如图（略）。中侏罗统只发育于本区中、北部、而上侏罗统则展布于全区，上侏罗统超覆于中侏罗统之上。在本区中北部上侏罗统地质界线以微小角度切过中侏罗统地质界线，造成中侏罗统尖灭的现象。上白垩统与中、上侏罗统成平行不整合关系。

二、 不整合的观察和研究

不整合接触关系和研究是研究地质发展历史、鉴定地壳运动特征和确定构造变形时期的重要依据。不整合也是划分地层单元的依据之一，不整合线是地质填图的重要的地质界限。对不整合在空间的展布及其类型变化的研究有助于了解古地理环境和古构造状况及其变化。不整合面上的岩层中常可形成铁、锰、磷和铝土矿等沉积矿产。不整合面利于岩浆和含矿溶液活动，常常形成各种热液型矿床；不整合面也是石油、天然气储聚的有利场所。

不整合面的观察和研究主要包括以下几方面：

1. 确定不整合 确定不整合的存在是研究不整合的基础。确定的依据是不整合的各种标志，即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程度方面的标志。

如果上、下两套地层中的化石所代表的时代有大的间隔，反映了生物演化过程的中断，说明可能存在不整合。

上、下两套地层之间如果存在各种沉积-侵蚀标志，如故侵蚀面、古土壤及其有关的残积矿床（铁矿、铝土矿、磷矿、金矿等）、底砾岩等，说明上覆地层形成前，曾一度发生隆起、侵蚀和风化等作用，表明存在不整合。

如果上、下两套地层的变形有明显差异，如产状不同，构造线不同，褶皱型式和变形强度各异，断层类型、产状和强度对比鲜明，而且下伏地层中的断层被上覆地层截切，说明存在角度不整合。

不整合的上、下两套地层发育于不同的构造阶段，并经历了不同的构造作用，因此，与这两套地层相关的岩浆岩系列也有明显的差异。这两套地层中岩浆岩系列的成分、产状、

规模及岩浆活动的强度和性质的差异，反映了两种不同的构造环境，所以，这两套地层之间可能存在角度不整合。与岩浆活动相关的内生矿产方面的差异，也有助于分析确立不整合的存在。

不整合的上、下两套地层变质程度的截然差异，也可作为分析、确定不整合存在的标志。

以上简述了存在不整合的五个方面的标志。在确定和分析不整合时，要尽量收集各种标志并相互补充验证；要尽力排除易于与不整合混淆的断层等构造现象；还要考虑到常常发生的断层叠加于不整合的情况。

2. 不整合时代的确定 不整合形成的时代通常相当于不整合面上、下两套地层之间所缺失的那部分地层的时代，或下伏地层中最新地层以后与上覆地层中最老地层以前之间的时期。角度不整合的时代是构造运动强烈活动的时期。当缺失地层较少时，确定不整合形成的时代较为准确；若上、下两套地层时代间隔很大，不整合形成的时代就不易准确判定，这期间也可能发生过多次运动。

要正确地鉴定不整合所代表的地壳运动的时期，还必须从较大区域进行地层对比和区域地质构造发展的综合研究，以便确定地层是“缺”（即当时就没有沉积），还是“失”（即原有的地层被剥蚀掉了）。

3. 研究不整合的空间展布和类型变化 不整合研究不应仅局限于个别地段。由于不同地区构造运动的强度和性质常常是变化的，互有差异的，所以，不整合在广大空间常常是变化的，会由一地区的角度不整合过渡到另一地区的海侵式不整合、平行不整合甚至转变为整合。例如，中国南方的加里东运动，在湘南表现为角度不整合，而在湘北至鄂东南一带

则过渡为平行不整合。即使均为角度不整合，但在不同地区上、下两套地层变形的强度也会有明显差异，从而反映引起不整合的各个地区的构造运动强度的差异。此外，同一角度不整合，在不同地区上、下两套地层的时代差，即缺失地层的时代可以不同，这说明引起不整合所经历的时间在各个地区是不同的。所以，在研究大区域角度不整合时，应综合对比不同地区不整合的特点，分析其空间展布及其类型和性质的变化。

主要参考文献

冯增昭、王英华等，1994，中国沉积学，P.269～298。北京：石油工业出版社。

俞鸿年、卢华复编，1998，构造地质学原理（第二版），P.3～11。南京：南京大学出版社。

徐开礼、朱志澄主编，19，构造地质学（第二版），P.5～24。北京：地质出版社。

魏家庸、卢重明等，1991，沉积岩区1：5万区域地质填图方法指南，P.29～62。武汉：中国地质大学出版社。

Hills, E.,1972, 构造地质学原理，李叔达等译，1981，P.4～50。北京：地质出版社。

Ragon,D.M.,1973,构造地质学几何方法导论，邓海泉等译，1984，P.1～9。北京：地质出版社。

Davis,G.H.,Reyolds,S.J.,1996,Structural Geology of Rocks and Regions,2nd ed.,P.2～25,john wiley and Sons,Inc.

第二章 构造研究中的应力分析基础

地壳岩石中千姿百态的构造变形都是力的作用的结果。要研究各种构造变形的力学成因和相关规律，需要了解有关岩石受力变形的基础知识。为此，在第三、四、五章中，分别介绍构造研究中的应力分析基础、应变分析基础和岩石力学性质。

第一节 应力

一、 面力和体力

应力是连续介质力学中一个重要的基本概念。为介绍此概念，需从力谈起。力是物体相互见 间的一种机械作用，它趋向于引起物体形态、大小或运动状态的改变。相邻岩块或地块之间的作用力属于接触力。接触力往往作用在物体边界一定的面积范围内，称为面力。当接触面积与物体边界面积相比量级很小时，可简化为集中力。地壳岩石受到的重力、惯性力等属于非接触力。非接触力作用在物体内部每一质点上，与围绕质点邻域所取空间包含的物质质量有关，也称为体力。

二、 外力和内力

处于地壳中的任何地质体，都会受到相邻介质的作用力。这种研究对象以外的物体对被研究物体施加的作用力称为外力。由外力作用引起的物体内部各部分之间的相互作用力称为内力。外力与内力是一对相对的概念，当研究范围扩大或缩小时，外力可以变为内力，内力可以变为外力。例如，当考察一个岩体内的某个矿物颗粒的受力时，周围颗粒对该颗粒的作用力是外力；当研究对象是该岩体时，周围颗粒与该颗粒之间的相互作用力变成了内力，而围岩对岩体的作用力是外力；当研究的对象扩展到该岩体所在板块时，围岩与该

岩体之间的相互作用力又变成了内力，而相邻板块对该板块的作用力是外力。

三、 截面上的应力、正应力、剪应力

在考虑研究对象内部某一截面的内力时，可设想沿此截面将物体截开，并将其中的一部分移去，但仍保留其对另一部分的作用力，然后考虑被保留部分的平衡，则可计算出该截面上的内力。此分析方法称为截面法。当然，内力在截面上一般不是均匀分布的，但其变化可以认为是连续的。为了研究截面某点附近的内力集度，可以围绕该点取一微小面积△F，设其上的作用力为△P，则将……

四、 应力单位及其换算

应力的国际单位为帕斯卡，简称帕（Pa）,即N/㎡。其他应力单位换算成帕时可采用表3-1（略）。

五、 一点的应力

㈠ 应力椭圆和应力椭球

上述的应力矢量P是与n截面联系在一起的。通过地壳岩石中的任一点m,可作出无数个截面，因而存在无数个应力矢量。故地块中某一点的应力是不能用一个简单的矢量来表示的。

假设在一个薄平板上，当所受外力都集中于平板，过平板中的某点作垂直于平板面的截面，在该截面上存在一个应力矢量。通过该点并垂直于平板的直立轴按某一方向连续改变该截面的取向，则可得到一系列的应力矢量。一般来说，存在三种可能情况：

①所有应力矢量都指向中心点，即所有应力矢量的发向分量都为压应力矢量；②所有应力矢量都背离中心点，即都为张应力矢量；③一部分为压应力矢量，另一部分为张应力矢量。许多地质问题中都出现第一种情况。这时，所有应力失的尾端都落在一个椭圆上，这种椭圆称为应力椭圆。对于第二种情况，应力失的首端的轨迹构成应力椭圆。第三种情况则作不出应力椭圆，过一点的所有截面的全部应力矢量，才代表一点的应力状态。因此，如前面已提到的，一个应力矢量不能代表一点的应力。

上述应力椭圆中的所有应力矢量，都位于同一平面内，故称二维应力状态。在三维应力状态下，通过一点的应力之失端或失尾的轨迹所确定之椭球称为应力椭球。

㈡ 应力分量

为了从数值上来研究一点的应力状态，在直角坐标系中，可以围绕改点取一个正六面体单元体，当三对相互正交的平行面无限靠近直至重合时，则单元体表面上的应力矢量代表了该点的三个正交截面上的应力矢量。该单元体上应力矢量的集合，称为单元体的应力状态。若已知单元体的应力状态，一点的应力状态也就确定了。

单元体表面上的应力矢量可以分解成该面上的正应力与剪应力，而后者又可进一步分解成沿两个坐标轴方向的剪应力分量，一共可得9个应力分量，如图3-4中所示（略）

……

因此可认为，过一点三个正交截面上的6个应力分量决定了一点的应力状态。

六、 主应力、主方向、主平面

随着单元体取向的改变，应力分量也将变化。可以证明，能够找到这样一种取向：单元体表面上的剪应力分量都为零，即三个正交截面上没有剪应力作用而只有正应力作用，这种情况下的正应力称为该点的主应力，分别以a1、a2、a3表示，并在代数值上（规定压应力为正，拉应力为负）保持a1>a2>a3。主应力的方向称为该点的应力主方向，三个截面则称为该点的三个主平面。显而易见，一个点的3个主应力中有2个为零时，称为单轴应力，有1个为零时，称为双轴应力或平面应力，当三个主应力都不为零时，称为三轴应力。

七、 应力莫尔圆

八、 静水应力和偏斜应力

对于一般的平面应力状态，可看成是由各向等值拉应力状态或各向等值压应力状态与等值拉压应力（纯剪应力）的合成。可设想为首先形成一个圆心在原点的应力圆，然后向纵坐标左边或右边移动圆心位置即成。反之，也可以说，平面一般应力状态可以分解成两部分，其一为各向等值拉应力或等值压应力状态；其二为等值拉压应力状态。前者又称为静水应力状态，后者又称为偏斜应力状态。

……

第二节 应力场

第一节分析了一点的应力状态。本节介绍点与点之间应力状态变化的有关概念。

一、应力场的基本概念

受力物体内的每一点都存在与之对应的应力状态。物体内各点的应力状态在物体占据的空间内组成的总体，称为应力场。物体内各点应力状态相同时，组成均匀应力场，否则，组成非均匀应力场。

……

由构造作用造成的应力场称为构造应力场。地壳岩石中存在的应力称为地应力。地应力除了构造应力外，还有非构造应力，如由重力引起的应力，地形引起的应力，开挖引起的应力，人工载荷引起的应力，等等。后三者影响范围有限，往往仅在局部应力场中起作用。在区域应力场和全球应力场中，一般都有重力应力和构造应力的双重作用，不过两者所占的比例随区域而变化。

……

在地史时期作用的应力场称为古应力场。现今作用的应力场称为现今应力场。古应力场的研究，对于探讨地壳运动规律，指导成矿预测等，具有重要意义。现今应力场的研究，对于地震预报分析和工程场地稳定性评价，具有重要的意义。

古应力场的研究，通常采用节理统计方法和位错密度、亚颗粒粒径等显微和超显微构造研究方法（万天丰，1988）.现今应力场的研究主要有应力解除法、水压致裂法、震源机制解法等。不管是古应力场还是现今应力场研究，模拟方法都能起到重要作用（曾佐勋，刘立林，1992）。不管是古应力测量还是现今应力测量，由于地质条件、工作方法与工作量的，往往只能得到一些局部的数据。以这些已知数据为基础，配合其他地质条件研究，可利用数学模拟（如有限元法）和物理模拟（如光弹性法）方法，获得更为详尽的应力场资料。

三、 应力场的图示

应力场的图示通常采用主应力迹线和主应力等值线、最大剪应力迹线和最大剪应力等值线。有时采用主应力迹线和应力椭圆双重表示。有时也采用主应力矢量图表示。

……

四、 应力场的扰动

对于理想情况，在一定的边界条件下，可以获得均匀应力场。但是，即使不考虑体力作用，在均匀的面理作用下，由于岩块或地块内部的局部不均匀性和不连续性等，也可造成应力场的局部变化。笔者将应力场的这种局部变化称为应力场的扰动。应力场的扰动包括应力迹线的偏移和应力值的局部集中或变异。

1. 圆孔附近的应力场扰动

……

2. 断裂尖端的应力场扰动

……

3. 能干层褶皱引起的应力场扰动

……

主要参考文献

万天丰，1988，古构造应力场，P.76～95。北京：地质出版社。

王仁、丁中一、殷有泉，1979，固体力学基础，P.186。北京：地质出版社。

曾佐勋、刘立林，1992，构造模拟，P.36。武汉：中国地质大学出版社。

Means,W.D.,1976,Stress and strain ,P.118～120.Springer-Verlag New York,Inc.

第四章 变形岩石应变分析基础

一、 变形和位移

当地壳中岩石体受到应力作用后，其内部各质点经受了一系列的位移，从而使岩石体的初始形状、方位或位置发生了改变，这种改变通常称为变形。从几何学的角度来看，研究物体的变形需要比较物体内各质点的位置在变形前后的相对变化。为此，首先要确定参考坐标系。物体的位移是通过其内部各质点的初始位置和终止位置的变化来表示的。质点的初始位置和终止位置的连线叫位移矢量。这条连线并不代表质点的真正位移路径，只表示位移的最终结果。位移可以通过物体内一个网格的变化形象地表示出来。位移的基本方式可分为四种：平移、旋转、体变和形变。

平移和旋转是指刚体的平移和旋转，是物体相对于外部坐标作整体的平移或旋转。这种位移并不引起物体内部各质点间相对位置的变化，因此，并不会改变物体的形状。

体变和形变分别指体积的变化和形状的变化。体变和形变使物体内部各质点间的相对

位置发生了改变，从而改变了物体的大小和形状，即引起了物体的应变。因此，应变是物体在应力作用下的形状和大小的改变量，有时也包含一定程度的旋转。

二、 应变的度量

应变与应力状态的含义不同，是表示物体变形的程度。应力状态是指某一瞬间作用于物体上的应力情况，而应变是指与初始状态比较的物体变形后的状态。应变是物体受应力作用发生变形的产物，应力和应变之间的关系是一种因果关系。变形的结果引起物体内质点之间的线段长度的变化或两条相交线段之间的角度的变化，前者为线应变，后者为剪应变。测量这种变化，就可以计算出物体应变的大小和方向，即确定其应变状态。

㈠ 线应变

在应变分析中，根据不同情况采用不同参数来表达线的长度变化。

……

㈡ 剪应变

……

三、 均匀应变和非均匀应变

物体的变形有各种不同的方式。根据物体内各点的应变状态的变化与否可将物体的变形分为均匀变形与分均匀变形。在非均匀变形中，根据应变变化连续与否又可分为连续变形和不连续变形。

㈠ 均匀变形

物体内各点的应变特征相同的变形称为均匀变形。其特征是：变形前的直线变形后仍是直线；变形前的平行线变形后仍然平行。因此，其中任一个小单元体的应变性质（大小和方向）就可代表整个物体的变形特征。如图4-2（略）就具备均匀变形的特征。其中的单位圆变形后成为椭圆，称为应变椭圆。在三维均匀变形中，圆球变成了椭球，单位圆球变形而成椭球称为应变椭球。

㈡ 非均匀变形

物体内各点的应变特征发生变化的变形称为非均匀变形。与均匀变形相反，直线经变形后不再是直线，而成了曲线或折线，平行线经变形后不再保持平行。这时，圆变形后亦不再是圆或椭圆（图4-3，图4-4，略）。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（图4-3C,略），在分析连续的非均匀变形时，可以把受变形的物体分割成许多无限小的单元体。这时，每一个单元体的变形可以当作均匀变形来处理。地质上大多数变形是不均匀的，常见的褶皱就是一种典型的非均匀变形。原始平行的平直的层间界面被弯曲成褶皱后就成了曲面，而且上下界面也不一定仍互相保持平行，垂直层面的平行线可以变成扇形。这时就不可能用一个单元体的应变来表示整套岩层或岩体的应变。如果应变变化是连续的，则可用各微小单元体的应变特征及其系统变化来表示总体构造的特征（图4-4，略）。有些非均匀应变从宏观的尺度上可以近似地看成均匀变形，从而以一个平均的应变椭球来表示其总的变形特征。反之，有些在露头上或肉眼看来是均匀的变形，在更小的尺度上却可表现为不连续变形。如图4-2B(略)，在放大镜下为未变形的卡片（只作刚体平移）和卡片间的微小滑动（剪切变形）组成宏观的均匀变形。

四、 应变椭球的概念

……

五、 应变椭球体形态类型及其几何表示法

……

六、 旋转变形和非旋转变形

根据代表应变椭球体主轴方向的物质线在变形前后方向是否改变，可把变形分为两类：旋转变形和非旋转变形。

非旋转变形中，代表应变主轴方向的物质线在变形前后不发生方位的改变。其中的一种特殊情况，即在变形中不发生体积变化且中间应变轴的应变为零的变形，称为纯剪变形。这是一种体变为零的平面应变。

旋转变形中，代表应变主轴方向的物质线在变形前后发生了方位的改变，即旋转了一个角度。最典型的是简单截切变形，可用一叠卡片的剪切来模拟（图4-2，略）。这是一种体变为零的平面应变，变形发生在卡片侧面的AC面上，垂直图面的B轴不发生变形。在图4-2中的矩形受到……

从该图中也可以看出，一个简单剪切造成的旋转变形，可以看作是一个纯剪变形再加上一个刚体的旋转。

七、 递进变形

物体变形的最终状态与初始状态对比发生的变化，称为有限应变或总应变。实际上，在变形过程中，物体从初始状态变化到最终状态的过程是一个由许许多多次微量应变的逐次叠加过程，这种变形的过程称为递进变形。其中，变形期中某一瞬间正在发生的小应变叫增量应变，如果所取瞬间非常微小，期间发生的微量应变可称为无限小应变。可以认为，递进变形就是许多次无限小应变逐渐积累的过程。在变形史的任一阶段，都可把应变状态分解为两部分：一部分是已经发生了的有限应变；另一部分是正在发生的无限小应变或增量应变。图4-8（略）表示初始圆经受了一系列变形的过程，用各阶段的有限应变椭圆来表示。在中间的某个阶段，如第三阶段时，第一行的椭圆代表了当时有限应变状态。如果这时再在物体中设想一个圆形标志体，从3→4时，这一标志圆又变为椭圆，这叫增量应变椭圆。第四阶段的有限应变椭圆就是第三阶段的有限应变椭圆叠加这个增量应变的结果。在研究自然界的变形岩石时，只能见到变形作用的最终产物，而看不到其递进变形的过程。但有可能看到代表从轻微应变到强烈应变的各中间阶段的产物。通过连续地比较和综合，有可能推断出变形发展的总的进程。

在递进变形过程中，如果各增量应变椭球体的主轴始终与有限应变椭球体的主轴一致，这种变形叫共轴递进变形。否则就叫非共轴递进变形。

㈠ 共轴递进变形

递进纯剪变形是共轴递进变形的典型实例。……

㈡ 非共轴递进变形

递进的简单剪切是非共轴递进变形的典型实例。……

所以，在变形分析中，不能只根据构造的空间方位简单地来推断和解释其所反映的应力作用方式，必须从构造发生和发展的过程来分析。不应把构造现象看作是一成不变的东西，它只是漫长的构造演化过程中某一阶段的产物。只有系统地研究一个地区内不同应变强度和应变状态的构造特征，才有可能比较全面地了解构造发展的全过程。

主要参考文献

郑亚东、常志忠，1985，岩石有限应变测量及韧性剪切带，P.1～99。北京：地质出版社。

韩玉英，1984，有限变形几何学及其在地质学中的应用，P.1～186。北京：地质出版社。

Hobbs,B.E.,Means,W.D.,Williams,P.F.,1976,构造地质学纲要，刘和甫等译，1982，P.4～48。北京：石油工业出版社。

Ramsay,J.G.,1967,岩石的褶皱作用和断裂作用，单文琅等译，1985，P.16～226。北京：地质出版社。

Ramsay,J.G.，Huber,M.I.,1983,现代构造地质学方法，刘瑞珣等译，1991，P.1～39。北京:地质出版社。

第五章 岩石力学性质

第一节 岩石力学性质的几个基本概念

有关岩石力学性质的多数资料是通过岩石力学实验获得的。试验装置主要为可控温度和温压的三轴压力机，圆柱状试样受到轴向压力或拉力及周围流体或固体介质施加的温压（图5-1，略）。轴向应力与温压之差叫差应力，……

当应力超过一定值时，岩石就会以某种方式而破坏，发生断裂变形。这时的应力值称为岩石的极限强度或强度。同一岩石的强度，在不同方式的力的作用下差别很大，表5-1（略）列出了常温、常压下一些岩石的强度。从表5-1中可知，岩石的抗压强度远大于抗张强度。

在断裂前的塑性变形的应变量小于5%的材料，称为脆性材料；在断裂前的塑性变形的应变量超过10%材料称为韧性材料。在常温、常压下多数岩石表现为脆性，即在弹性变形范围内或弹性变形后立即破裂，这种破裂称为脆性破裂。但在增高温度和围压等条件下，岩石常表现出一定的韧性。图5-3（略）表示了岩石试样的变形行为。

流体的粘性，指的是流体内部各流层之间发生相对滑动时，层面之间存在的一种内摩擦效应。例如脸盆里搅动起来的水，速度会逐渐变慢，最后静止下来，这就是内摩擦力，即粘性在起作用。如果用桐油做同样实验，可发现桐油比水静止下来要快些，因此桐油比水的粘性要大些。

……

上面的论述，是针对流那个体而言的，因为流体具有明显的流动性，对于粘体也容易表现出来，这容易理解和接受。实际上，岩石也具有一定的流动性，只是其流动速度比液体要缓慢得多而不易察觉出来，这说明岩石的粘度非常大。例如，常温常压下，灰岩的粘度约为冰川冰粘度的1亿倍，冰川冰的粘度为沥青（50℃）的10万倍，而沥青（50℃）

的粘度是水（20℃）的一亿倍。某些材料的粘度如表5-2（略）所列。

既具有弹性，又能发生粘性流动的材料，称为粘弹性体，它所表现出的力学性质，称粘弹性。如蛋清就是一种粘弹性体。正是由于它具有粘弹性，蛋黄才能受其保护而不怕外界的振动。岩石的粘弹性不像蛋清这样明显，这主要是它的流动性需要在长期加载的情况下才能表现出来。如果要在短期加载的情况下表现出来，则需要提高温度。因为对于液体和固体来说，温度越高，粘度越低，反映流动性的流速越大，因此熔岩流表现出明显的流体性质。

第三节 影响岩石力学性质的因素

由于矿物组成、结构、构造有别，不同岩石表现出不同的力学性质。通常所说的岩石力学性质，一般是常温、常压、短期静载条件下的力学性质。实际上，同一种岩石在不同的环境下，也表现出不同的力学性质。下面分别介绍各向异性、围压、温度、孔隙应力、应变速度等对岩石力学性质的影响。

一、 各向异性对岩石力学性质的影响

表5-1（略）列举了一些岩石由于其成分和结构等的不同，而据不同的强度。同一岩性的岩石常由于层理或次生面理的发育，而造成岩石力学性质的各向异性。岩石各向异性对变形的影响，最明显的例子是层状岩石受压可形成褶皱，而块状的各向同性岩石一般无法显示出褶皱变形来。后面在讨论断裂准则时，都假设材料是各向同性的。在各向异性岩石中，脆性破裂的发生将会受到先存薄弱面（各种界面）的影响，其极限强度将随主应力轴相对于岩石中的各向异性构造的方位变化而变化，而且，其剪裂面也可能明显地偏离断裂准则所预测的方向。……

二、 围压对岩石力学性质的影响

岩石处于地下深处变形时，承受着周围岩体对它施加的围压。增大围压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。图5-7（略）所示的实验结果表明：在低围压下，岩石表现为脆性，在弹性变形或发生少量的塑性变形后立即破坏（图5-8A、B，略）；在围压超过20MPa时，在宏观破裂之前所达到的应变增加得非常明显，岩石表现为韧性（图5-8D）；随着围压的增高，岩石的屈服极限和强度也大大提高，而且，不同岩石随围压增高而增大韧性的程度是不同的。

三、 温度对岩石力学性质的影响

温度的升高常使材料的韧性增大，屈服极限降低。多数岩石在地表表现为脆性；趋向地下，随着温度和围压的增加，到一定深度就会从脆性向韧性过渡。因此，岩石力学实验中常把围压和温度一起来考虑。赫德以发生破坏时的应变值达到3%～5%作为岩石脆性和韧性行为的转变，对索伦霍芬石灰岩作了系统的实验（图5-10）。如以地壳岩石的平均压力梯度为27MPa/km、平均地热增温梯度为25℃/km，干的石灰岩的脆-韧性过渡在压缩条件下（形成逆断层）将出现在3.5km处，而在拉伸条件下（形成正断层）在15km处。

四、 孔隙流体对岩石力学性质的影响

岩石孔隙中的流体对岩石力学性质的影响表现在两个方面：

一方面，当岩石中富含流体时，可使岩石强度降低。另外，孔隙流体的存在可以促进矿物在应力作用下的溶解迁移和重结晶，从而促进了岩石的塑性变形。表5-3列举了几种岩石在潮湿条件下抗压强度的降低。

另一方面，产生孔隙流体压力的效应。岩石孔隙内流体的压力称为孔隙压力。在正常情况下，地壳内任一深度上孔隙水中的流体静压力相当于这一深度到地表的水柱的压力，约为静岩压力（或围压）的40%。由于某些原因，如快速沉积或构造变动使沉积物快速压实而孔隙水不能及时排出等，可使孔隙压力异常增大。在油田中曾测到，孔隙压力与围压之比达80%，甚至也存在接近于1.0的可能性。

……

莫尔图解可以很好地说明孔隙压力对岩石破坏的促进（图5-11，略）。图5-11中横坐标表示有效正应力（总正应力与孔隙压力之差）。圆I代表孔隙压力为零时的应力状态，这时岩石是稳定的。随着孔隙压力的逐渐增大，虽然外加的总正应力不变，但有效正应力逐渐减小，使应力圆向左移动。一旦应力圆移到圆II处，与莫尔包络线相切，岩石就要破坏。因此，异常孔隙压力的作用可促使岩石发生断裂。

当孔隙压力大到几乎等于围压时，就使岩石产生了浮起效应。休伯特和鲁比用这种效应较好地解释了巨大岩席的推覆和滑动的可能性。

五、 影响岩石力学性质的时间因素

与岩石力学实验不同，地质条件的岩石变形持续的时间很长，造山带的变形可能要几百万年才能完成。因此，时间的因素对岩石变形具有重要的影响，但这是目前实验难以解决的问题。

㈠ 应变速率的影响

应变速率对岩石力学性质的影响，在人们的日常生活中也不乏实例。例如沥青、麦芽糖等材料，在快速的冲击力作用下，呈现脆性破裂；如缓慢施力，则在较小的应力作用下可发生很大的变形而不断裂。即应变速率的降低，使材料的屈服极限降低，变成韧性。地质上的应变速率既有快速的冲击，如陨石的碰撞或地震的发生，但更经常的是长期而缓慢的变形。如对美国西部圣安德列斯断裂带及欧洲阿尔卑斯山变形速率的估计，都在……

岩石在这种缓慢的应变速率下，都表现出韧性的特点。赫德（1963）对大理石在不同应变速率下的实验说明，随着应变速率的降低，岩石的屈服应力显著降低（图5-12，略）。在初始的弹性变形后，呈相当长时期的具应变硬化的塑性流动。在极缓慢的应变速率下，岩石接近于完全塑性，不再增加应力而可以继续变形。但这个应变速率也比代表性的地质应变速率要高的多。为了把这些实验结果外推到应用于地质应变速率下，赫德用提高变形时的温度来获得相当于降低应变速率的效应，从而外推到地质应变速率的条件下，耶鲁大理岩在300℃时的基本强度仅7～50MPa，其大小随主应力轴和原始各向异性的定向而变化，超过屈服应力，岩石呈稳态的粘性流动。

㈡ 蠕变与松弛

如上所述，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，这种在恒定应力作用下，应变随时间持续增长的变形称为蠕变。另一方面，在恒定变形情况下，岩石中的应力也可以随时间不断减小，这一现象称为松弛。

图5-13（略）表示在应力不变的情况下，应变与时间的关系。在应力作用开始时（t0）,岩石受到了一个短暂的弹性应变阶段。然后是第一期的或瞬时蠕变阶段，这一阶段初始应变速率较大，然后逐渐变小，代表了一个延迟的弹性蠕变。如果撤出应力时（t1），当即发

生不完全的弹性恢复，然后是一个减速的恢复，直至t2时才完成，这是一种弹性后效现象。第二期蠕变以应变速率近于常量为特征，称为稳态或假粘性蠕变。这时岩石发生塑性流变。如果撤出应力时（t3）,则在经过瞬时的和延迟的弹性恢复后（t4）,仍保留有永久变形。蠕变的最后阶段称为第三期的或加速蠕变阶段，这时应变速率增加，最后材料破坏。

松弛有两种类型。一种是应力随时间减小，逐渐趋于一个大于零的定值（图5-14A，略）。另一种是应力经很长时间后可趋近于零（图5-14B，略）。两者的共同特点是大体可分为两个阶段。初始阶段应力迅速减小，松弛速率急剧下降。第二阶段应力减小缓慢，逐渐趋于一极值。对于弹性体，应变能是可以保存的。对于粘弹性体，随着应力松弛，应变能逐渐变小。当卸去外载时，不能像弹性体那样完全恢复原状，使得部分（或全部）变形成为永久变形。这相当于降低了岩石的弹性极限。

蠕变能在低于岩石弹性极限的情况下使岩石产生永久变形，松弛能使部分弹性变形转化为永久变形，其共同效果都相当于降低了岩石的弹性极限。实际上都表现出了时间因素对岩石力学性质的影响。

第三节 岩石的能干性

岩石的能干性是用来描述岩石变形行为相对差异的术语。人们经常把岩石按能干性的差异分成能干的（强的）和不能干的（弱的）。这是指在相同的变形条件下，能干的岩石比不能干的岩石不易发生粘性流动。因而，在一定程度上，也可以用粘度比来表示岩石的能干性差异。在一般的意义上，人们也经常把能干性差异与韧性差异相混用。严格的讲，韧性差异是指岩石在达到破坏以前塑性变形量的差异，它与能干性差异的含义不完全一致。对某个地区的岩石，可以根据其构造特征的观察，排列出能干性大小的顺序。在同样的变形条件下，相对能干的岩石可以不发生内部变形而脆性断裂，或弹塑性弯曲而褶皱；相对

不能干岩石可以发生很大的内部应变来调节总体的变形（图5-15、图5-16，略）。因此，可以根据经历相同变形条件的同一地区的岩石变形差异，估测岩石的能干性差异。以下是常见的四种方法（Ramsay,1982；曾佐勋等补充和简化，1996）。

1.有限应变状态的对比 若两种岩石经历了相同的应变史，则能干的岩石比不能干的岩石将发生较小的有限应变。因而通过岩石有限应变状态对比，可获得不同岩石类型的能干性差异。

2.劈理折射的对比 劈理在两种不同的岩性界面上发生折射，在能干性较低的岩层中劈理与层面的夹角小，相反，在能干性较高的岩层中劈理与层面的夹角大。

3.香肠构造的对比 香肠构造的出现可以说明构造变形时香肠体是较能干的，而基质的能干性较低。并且在同一种基质中不同能干性香肠体的几何特征不同，矩形石香肠体岩石比胀缩石香肠体岩石能干性高。

4.褶皱形态的对比 能干层褶皱的形态与褶皱层对基质的能干性差异有关。对同一种基质中同一厚度的不同岩性的能干层来说，能干性高者具有较大的初始波长，能干性低着具有较小的初始波长。两种不同能干性岩层界面往往形成尖-圆褶皱，即褶皱式窗棂构造。尖-圆褶皱的尖指向能干性高的岩层。

应用以上方法，可以在一定地区内，建立起岩石能干性的定性排序表（表5-4，略）。需要强调的是，在进行岩石能干性排序时，应该以相同的构造变形环境为前提。

以上所述是定性研究岩石能干性的方法。目前正在利用天然构造研究岩石能干性（粘度比）的定量方法。已尝试的主要有应变折射法（Kanagama，1993）、香肠构造法和能

干层褶皱法（曾佐勋等，1996）。读者可进一步阅读有关文献。

第四节 岩石变形的微观机制

岩石变形的微观机制主要包括脆性变形机制和塑性变形机制。脆性变形机制相对简单，主要有微破裂作用、碎裂作用和碎裂流。而塑性变形机制比脆性变形机制要复杂的多。通过岩石变形实验及变形实验与天然变形岩石的显微和超微构造相对比，人们发现，由于岩石的流变特性及其显微构造、组成矿物的性质及变形条件等的不同，会有多种不同的变形机制。岩石是一种多晶集合体，其塑性变形绝大多数是由单个晶粒的晶内滑动或晶粒间的相对运动（晶粒边界滑动）所造成的。

一、 微破裂作用、碎裂作用和碎裂流

在一定的条件下，岩石内部的某些部位容易造成应力集中而形成微破裂。造成应力集中的因素很多。例如：具有不同热膨胀系数的矿物组成的岩石经历温度的变化；变形过程中相邻颗粒点接触部位的互相楔入；矿物包裹体或孔隙尖端受应力作用；颗粒内的位错和双晶运动不足以调节应变；等等。

微破裂一旦形成，其尖端又是应力集中的有利场所。在应力作用下，单个微破裂扩展，多各微破裂互相连接。在拉伸条件下，扩展成宏观破裂。而在一定的围压条件下，无数微破裂扩展、连接、局部密集成带，使岩石沿断裂或断裂带破裂成碎块。当应力增大时，沿断裂或断裂断裂带分布的岩石碎块进一步破裂和细粒化，形成高度破碎的岩石碎块和粉晶集合体。这一过程称为碎裂作用。当差应力足够大时，高度破碎的岩石碎块和粉晶重复破碎，粒径不断减小，相互之间产生相对摩擦滑动和刚体转动，因而，整体上能承受大的变形和相对运动。这种变形过程称为碎裂流。碎裂流动过程中，形成很多孔隙，经常被流体

携带的硅质和碳酸盐物质充填，并可能卷入后续碎裂作用。因而大多数碎裂岩、角砾岩含有石英脉或碳酸盐脉的角砾。以上所述的脆性变形机制主要在地壳浅层次起作用，但高流体压力有利于碎裂流形成，这也是导致脆性构造岩石中常见石英脉、碳酸盐脉或其角砾的原因之一。

二、 晶内滑动和位错滑动

晶内滑动是沿晶体一定的滑移系发生的，即沿某一滑移面的一定方向滑移。滑移系是由晶体结构决定的，滑移面通常是原子或离子的高密度面，滑移方向则是滑移面上原子或离子排列最密的方向。不同矿物晶体各具不同数目的滑移系。如石英常沿底面（0001）上一个或一个以上的a轴方向发生滑移。方解石在低温下常沿e面发生机械双晶，这也是一种晶内的滑移。晶内滑移不仅使晶粒形状改变而发生塑性变形，还使结晶轴发生旋转，造成晶格优选方位。如图5-17（略），设一晶粒的横剖面ABCD，沿着a方向发生均匀缩短，在变形过程中AB与CD保持平行。假设只有一个滑移面平行于对角线BD，面内的滑移方向平行于BD。如果滑移是变形的唯一机制，则变形中沿滑移方向测量的晶粒大小保持不变，垂直于滑动面方向各滑动面间的距离不变。因而随着变形的继续，不仅沿BD方向发生滑动，而且滑动面本身也必须相对于缩短方向作顺时针的转动，这就使滑移面的法线向着缩短轴方向旋转。如果滑移面是石英的底面（0001），则缩短不仅使石英颗粒压扁，形成形态优选方位，而且使其c轴向缩短轴接近，形成晶格优选方位。

在微观上，晶格滑动可以和一叠卡片受剪切而滑动相比拟。然而，在超微的原子尺度上，在一个晶体的整个滑移面上并没有同时发生滑动，只是在一个小的应力集中区（晶体缺陷处）首先发生。然后，这个滑移区沿着滑移面扩张，直到最后与晶粒边界相交，在那里产生了一个小阶梯为止。滑移区与未滑移区之间的界限是位错线（图5-18，略）。位错的传播可以很形象地用移动地毯来说明（图5-19，略）。如果要拉动一张压着许多家俱的

地毯，显然要费很大的力气。同样的道理，沿着晶体内的一个面要使大量原子同时发生移动，也需要很大的力，以致会引起晶体破裂。如果先将地毯的一边折成一个背形褶皱，并慢慢地使这一皱折传递到相对应的另一边（必要时把家俱稍抬起一下），这样一来，便可最终使地毯在地板上整体平移一小段距离。这一过程需力不大，只是时间较长。同样，晶体中的位错在通过滑移面发生传播时是通过用额外半面的逐渐移动晶体来完成的。最后，在滑移面一侧的晶体相对于另一侧的晶体发生了一个晶胞的位移（图5-20，略）。

当一个晶体随着变形而位错的密度增大时，由于杂志的存在或不同方向不同滑移面上位错的存在，可以使位错的传播受到阻挡，使位错形成网格和缠结。这时则要求增大应力，以便使位错能在晶体中继续传播。这就是低温蠕变下应变硬化现象的原因。最后，如果应力大到矿物的强度，晶体就发生破碎。所以，只是位错滑动，不可能形成大的塑性变形量。

三、 位错蠕变

这是高温下的一种变形机制，当温度大于熔融温度时，恢复作用显得重要起来，位错可以比较自由地扩展且从一个滑移面攀移到另一个滑移面。从而符号相反的两个位错可以通过攀移而相互湮灭（图5-21，略）；符号相同的位错可以重新排列成位错壁，将一个晶粒分隔为亚晶粒。亚晶粒亚晶粒之间在晶格方位上有一轻微差异，而亚晶粒内部位错密度降低，使变形能继续进行（图5-22C，略）。这种现象称为多边形化作用。在显微镜单偏光观察仍为一个晶粒，在正交偏光下观察可以看到相邻亚晶粒间的消光位有几度之差。

另一种作用是动态重结晶作用。在初始变形晶粒边界或局部的高位错密度处，储存了较高的应变能，在温度足够高的条件下，形成新的重结晶颗粒，使初始变形的大晶粒分解成许多无位错的细小的新晶粒。如果大晶粒还没有分解完，就形成了核幔构造（图5-23，略）。动态重结晶颗粒与亚晶粒之差别在于相邻小晶粒之间的光性方位差别大（10°～15°

以上），因此，在正交偏光下，晶粒之间界线明显。由于这种初始重结晶的晶粒是从各个孤立的晶核彼此面对面的生长，晶粒间的界面生长速率受新老晶粒间的方位差和老晶粒内位错密度的控制，因此，当新晶粒互相接触时常呈不规则的犬牙交错状边界。在其后的正常晶粒生长时（静态重结晶），趋向于降低晶粒的表面能，而使晶粒变大，边界变平，形成多边形晶粒和面角为120°的三结点。这时如果应力继续作用，就会使新生的晶粒又受到变形而细粒化。因此，在应力作用下的重结晶是一种动态重结晶。

晶体受应力而变形，使晶内位错密度增加而应变硬化，恢复作用和动态重结晶作用使变形的初始晶体细粒化而降低位错密度，使变形得以继续进行。因此，在高温下的位错蠕变可以使晶体及岩石发生很大的塑性变形而不破裂。但这时岩石发生细粒化，新生晶粒的形态并不能反映岩石的总应变量。

四、 扩散蠕变

扩散蠕变是通过晶内和晶界的空位运动和原子运动来改变晶粒形状的一种塑性变形机制。在差异应力作用下，空位朝高压应力区迁移，与此相反，原子朝低压应力区迁移。这种作用的结果，造成高压应力作用边界物质的损失和低压应力作用边界物质的增加。空位和原子的迁移有两种路径：一种是沿颗粒内部晶格迁移；另一种是沿颗粒晶界迁移。前者称为纳巴罗-赫林蠕变，也称体积扩散蠕变；后者称柯勃尔蠕变，也称晶界扩散蠕变。一般认为，晶界扩散蠕变与体积扩散蠕变相比，所需温度较低。两者所需的差异应力都较低，具有线性粘性体力学性质，即应力指数n=1。

需要强调的是，晶界扩散蠕变和体积扩散蠕变都没有流体的参与，因而也称为固态扩散蠕变。

五、 溶解蠕变

溶解蠕变也称压溶，是一种有流体参与的塑性变形过程：物质在高压应力区溶解，通过流体迁移，在低压应力区沉淀，从而造成塑性变形。被溶出的物质可以在岩石的张性裂隙中沉淀，形成同构造脉；也可以在被压溶颗粒的两端张性空间处沉淀，形成须状增生晶体；或沉淀于强硬矿物的平行于拉伸方向的两端，形成压力影构造（图5-24，略）；或者迁移出体系之外。由于压溶作用，可以使岩石在压缩方向缩短，拉伸方向伸长，使总体发生变形，但矿物内部晶格并没有发生塑性变形，晶格方位也不会改变。它是岩石变形中很重要的一种变形机制，在不变质或浅变质岩区尤其显著。

六、 颗粒边界滑动

颗粒边界滑动是通过颗粒边界之间的调整来调节岩石总体变形的一种变形机制。如果用橡皮口袋装一袋砂子，在力的作用下，可以使装满砂子的口袋发生总体的变形，但每个砂粒并不变形，这是通过砂粒之间的边界滑动来调节变形的。但岩石不是松散的砂子，各晶粒之间相互紧密镶嵌粘结，不能自由滑动。因此，只有在晶粒很细的岩石中（粒度在几微米到几十微米范围内），在很高的温度下，扩散的速率能够及时调节由于晶粒相互滑动而产生的空缺或叠复时，才能实现颗粒边界滑动（图5-25，略）。这种变形机制称为超塑性流动，它可以使岩石总体受到极大的应变（量）但不发生破坏。如阿尔卑斯赫尔维推覆体根带中的钙质糜棱岩，其应变量X:Z可高达100：1。超塑性流动的另一特点是：虽然总体的应变量很大，但各晶粒本身并不变形或只有轻微地拉长，而且不存在晶格优选方位及亚晶粒构造。

第五节 岩石断裂准则

断裂是指由于外力作用在物体中产生的介质不连续面。控制断裂产生的因素较多，但最基本的因素有两个：①将发生断裂的截面内的应力状态，即临界应力状态或极限应力状态；②材料力学性质（王维襄，1984）。在极限应力状态下，各点极限应力分量所应满足的条件，称为断裂条件或断裂准则。

一、 水平直线型莫尔包络线理论

……

二、 斜直线型莫尔包络线理论

……

三、 抛物线型莫尔包络线理论

……

四、 格里菲斯断裂准则

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主要参考文献

王维襄、韩玉英，1977，棋盘格式构造的力学分析，地质力学论丛，第4号。北京：科学出版社。

王维襄、韩玉英，1980，一类人字形断裂构造力学的研究，国际交流地质学术论文集（1）。北京：地质出版社。

孙希贤、易顺华、曾佐勋，1985，大云山岩体侵入接触构造体系的初步研究，中国区域地质，第14辑。北京：地质出版社。

傅昭仁、单文琅、成勇等，1990，北京西山的构造变形相分析，北京西山地质研究，P.8～17。武汉:中国地质大学出版社。

索书田、钟增球，1991，造山带核部地壳岩石的流变学，造山带核部杂岩变质过程与构造解析，P.14～28。武汉：中国地质大学出版社。

曾佐勋，1990，双核型旋钮构造力学研究，地质学报，第2期。北京：地质出版社。

曾佐勋、付永涛，1996，岩石流变性质的构造研究，华南地质与矿产，第4期。

曾佐勋、付永涛，1998，岩石古流变性质的构造研究进展，地球科学进展，第2期。

Hobbs,B.E.,Means,W.D.,Williams.P.F.,1976,构造地质学纲要，刘和甫等译，1982，P.43，52，59、76。北京：石油工业出版社。

……

第六章 劈理

面状构造和面式结构（或统称之面理）是地壳中广泛发育的重要构造现象，也是构造

研究中最基础的研究对象和构造标志。面理成因多样、类型繁多。

从面理的形成和发育过程分析，可分为原生和次生两大类。原生面理包括沉积岩中的层理和韵律层及岩浆岩中的成分分异层和流面等。次生面理是指变形变质作用中形成的劈理、片理、片麻理和各种破裂面。

面理一词译自Foliation，亦译作剥理、叶理，原义主要是指上述的次生面理，亦有人将岩浆岩中的面状构造归之于面理。为了使概念明确，并利于论述，本书将面理涵义界定为在变形变质作用中形成的具有透入性的面状构造，即劈理、片理、片麻理等。原生层理及节理和断层不包括于面理范畴。

所谓构造“透入性”是指在一个地质体中均匀连续弥漫整体的构造现象，反映了地质体的整体发生并经历了一度变形或变质作用。反之，“非透入性”构造是指那些仅仅产出于地质体局部或只影响其个别区段的构造，如断层之类。透入性与非透入性的概念又是相对的，主要决定于观察尺度（图6-1，略）。

面理可由矿物组分的分层、颗粒粒度变化显示出来，也可由**行的不连续面、不等轴矿物或片状矿物的定向排列，或某些显微构造组合所确定（图6-2，略）。

本章的中心内容是论述面理中的劈理，至于面理中的片理、片麻理等，因涉及变质作用等问题，不予以讨论。

第一节 劈理的结构、分类和产出背景

劈理是一种将岩石按一定方向分割成平行密集的薄片或薄板的次生面状构造。它发育

在强烈变形轻度变质的岩石里，具有明显的各向异性特征，发育状况往往与岩石中所含片状矿物的数量及其定向的程度有密切关系。

一、劈理的结构

劈理的基本微观特征之一是具有域结构，表现为岩石中劈理域和微劈石相间的平行排列（图6-3，略）。劈理域常是由层状硅盐酸或不溶残余物质富集成平行或交织状的薄条带或薄膜，故称薄膜域。其中原岩的组构（指结构和构造）被强烈改造，矿物和矿物集合体的形态或晶格具有显著的优选方位。微劈石是夹于劈理域间的窄的平板状或透镜状的岩片，亦称透镜域。其中原岩的矿物成分和组构仍基本保留。微劈石与劈理域之间的边界可以是截然的，也可以是渐变的，它们紧密相间，使岩石显出纹理。正是由于劈理域内的层状硅酸盐矿物的定向排列使岩石具有潜在的可劈性。

三、 劈理的分类

劈理的分类和命名方案很多，这里介绍目前常用的两种不同分类方案，即传统分类方案和结构形态分类方案。

㈠ 传统分类

这是一个目前仍在广泛使用但有待改进的一种方案。该方案根据劈理的结构及其成因将劈理分成为流劈理、破劈理和滑劈理。

1. 流劈理 是变质岩中和强烈变形岩石中最常见的一种次生透入性的面状构造，它是由片状、板状或扁圆状矿物或集合体的平行排列构成的，具有使岩石成无数薄片的性能

（图6-4，略）。

关于流劈理的涵意目前尚未完全统一。但越来越多的人认为，板劈理、片理、片麻理等是不同变质岩类中流劈理的具体表现形式。流劈理泛指岩石在变质固态流变过程中新生的平行面状构造，它是岩石变形时，岩石内部组分发生压扁、拉长、旋转和重结晶作用的产物。

2. 破劈理 原意是指岩石中一组密集的剪破裂面，裂面定向与岩石中矿物的排列无关。破劈理的间隔一般为数毫米至数厘米（图6-5，略）。破劈理与剪节理的区别只是发育密集程度和平行排列程度的不同，当其间隔超过数厘米时，就称作剪节理了。因此，从其原意来看，破劈理与剪节理之间并没有明显的界线。但在显微尺度上，沿破劈理细缝中可观察到粘土等不溶残余物质，形成劈理域（图6-5，略）。同时还发现，破劈理能使两侧层理发生错开。虽然这种错开使它好似断层，但它不是滑动面，其上没有擦痕和磨光面，如有化石被劈理穿切，劈理域两侧可能找不到化石的对应部分，在另一侧常只遗留有化石的一部分（图6-6，略）。这说明，破劈理并非都是剪切破裂作用形成的，也可能有压溶作用参与。

3. 滑劈理 滑劈理或应变滑劈理在形态上就是褶劈理，发育于具有先存面理的岩石中，它是一组切过先存面理的差异性平行滑动面。滑动面实为滑动带。在滑动带中，矿物具新的定向排列构成域劈理。这种排列可以是先存片状矿物被旋转到与滑动面平行或近于平行的结果，也可以是沿着滑动面重结晶的新生矿物定向排列的产物。滑劈理的微劈石中先存面理一般均发生弯曲和形成各式各样柔皱（图6-7）。所以，这种劈理通常又称为褶劈理。

㈡ 结构形态分类

这个分类方案目前在欧美国家较为流行，是由鲍威尔提出的。它根据劈理化石内劈理

域结构及其特征能识别的尺度，把劈理分为连续劈理和不连续劈理。

1. 连续劈理 凡岩石中矿物均匀分布，全部定向，或劈理域宽度极小，以至只能借助偏光显微镜和电子显微镜才能分辨劈理域和微劈石的劈理，均称为连续劈理。连续劈理有又细分为板劈理、千枚理和片理。据此，前述的流劈理（图6-4，略）即属于连续劈理。

2. 不连续劈理 劈理域在岩石中具有明显间隔，用肉眼就能直接鉴别劈理域和微劈石的劈理，称为不连续劈理。不连续劈理又分为褶劈理和间隔劈理。据此，前述的破劈理（图6-5，略）和滑劈理（图6-7，略）可属于不连续劈理。

鲍威尔认为劈理的传统分类具有成因含意，并不符合地质实际，而且不易准确定名，于是提出以形态为主的分类，对各类劈理作了定量的划分。如对间隔劈理，根据劈理域的间隔大小，又进一步细分为弱间隔、中等间隔、强间隔和很强间隔劈理。其实，根据笔者的实践，即使借助偏光显微镜等手段，也难以对鲍威尔的分类给以准确定名。劈理定名或其界定的困难是因各类劈理常常是连续过渡的，或构造递进叠加造成的。也应指出，其分类的定量性，的确深化了劈理的研究，具有一定的意义。

四、 劈理产出的构造背景

劈理的形成不仅与地壳较深层次的变形变质作用相关，而且，与褶皱、断层（剪切带）和区域性流变构造在几何上和成因上都有密切关系。下面着重讨论与褶皱有关的轴面劈理、与成层构造有关的层间劈理和顺层劈理、与断层有关的劈理及区域性劈理。

㈠ 轴面劈理

所谓轴面劈理，是指其产状平行于或大致平行于褶皱轴面的劈理。这类劈理主要发育在强烈褶皱的地质体里。

轴面劈理的产状与褶皱轴面的关系取决于组成褶皱岩石的粘度、均一性和褶皱的形态。在岩性均一、粘度及粘度差较小的岩系里，轴面劈理与轴面的平行性也愈高。反之，在岩石粘度差较大、强弱岩石相间的不均匀岩系里，轴面劈理则发生散开（图6-8，略）和聚敛（图6-9，略）现象。

轴面劈理形成于褶皱作用过程的中晚期阶段，是强烈压扁作用和剪切流变的结果。

㈡ 层间劈理

层间劈理是一种受岩性及层面控制，与层理斜交的劈理。在粘度不同的岩层内，劈理的类型、间隔、产状各不相同。一般来说，在相对强硬岩石中的劈理密度小、间隔宽，与层面夹角较大；反之，在相对软弱的岩层里劈理密度大间隔小，与层面夹角相对较小。从而在强弱相间的相邻岩层接触面及其附近出现劈理折射现象，也可在相同岩层里因颗粒粒度由粗到细的变化而使劈理发生弧形变化（图6-10，略）。

层间劈理的形成，主要与岩石的不同力学性质和层间界面的控制作用有关。层间界面常常控制着不同岩层内的物质运动，从而各在不同的岩层内发生相应的劈理化变形。

㈢ 顺层劈理

顺层劈理一般是指在宏观上与岩性界面近于平行的劈理。它们在褶皱中作为变形面随褶皱而弯曲。顺层劈理是岩石在变质作用下的塑性流变过程中形成的，一般为流劈理。

㈣ 断裂劈理

断裂劈理包括断裂带内及其附近两盘岩石中发育的各种劈理，这些劈理是在断层的形成和两盘相对运动过程中产生的。其产状与断层面斜交或近于平行。在强烈变形的韧性剪切带里多为流劈理，呈“S”型展布，但在脆性或脆-韧性断裂破碎带里，则多为破劈理和褶劈理。劈理常与断层面交成锐角，其尖端指向对盘岩块相对运动的方向（图6-11，略）。

㈤ 区域性劈理

区域性劈理一般是指与个别褶皱和断裂（剪切带）无一定成因关系，而是以其稳定产状叠加在前期褶皱、断裂和岩体之上的劈理。一般是在区域性构造应力作用下变形变质过程中形成的，多为流劈理和滑劈理。

第二节 劈理的形成机制和应变意义

一、劈理的形成作用

劈理的基本特征是具有域结构。如何解释劈理的这一特征及其形成？又如何模拟出与天然相同的各种劈理？这是地质学家长期以来探索的课题。经典的解释认为，原岩在压扁作用下由于矿物组分的机械旋转、矿物的定向结晶或沿着紧密间隔裂隙状的不连续面的简单剪切变形而成。虽然，这些机制中的每一种对劈理形成都可能有作用，但不能充分地解释域结构的形成。近年来的研究认为，劈理的形成不仅与压溶作用引起母岩中物质迁移及岩石的体积变化有密切的关系，而且与岩石中矿物的晶体塑性变形有关。同时，褶劈理显然与岩石中先存面理的再褶皱作用有关。现将劈理形成的可能机制概括如下。

㈠ 机械旋转

早在1856年，索尔比根据对退色斑的有限应变测量确定了垂直面理有75%的缩短，并根据板岩的岩石学研究和粘土压缩实验提出，白云母等片状矿物在变形过程中的旋转与刚性颗粒在塑性流动基质中旋转一样，一直旋转到与压缩垂直的平面上（图6-12，略）。索尔比企图用机械旋转的机制来解释板劈理的形成。塔里斯和伍德对威尔士寒武系板岩退色斑的测量也表明，垂直于板劈理缩短量达60%。

虽然机械旋转使片状、板状矿物垂直于缩短方向定向排列，为解释劈理域（M域）中的白云母定向排列提供了一定的证迹。然而机械旋转不能解释劈理域中的云母为何如此富集，而且也不能解释劈理域中扁圆状或透镜状石英的存在。

㈡ 重结晶

定向结晶作用在板劈理的形成中较为明显。板岩中的云母或层状硅酸盐矿物的（001）面垂直于最大压缩方向排列。由于云母的定向生长，可能促使其中的石英等矿物呈长条状或扁平状，使石英等矿物具有形态上的优选方位。此外，无域结构流劈理的形成与定向重结晶有关。由于方解石的定向重结晶使大理岩具有流劈理的特征（图6-4，略）。石英岩中的劈理，由定向次生加大的石英和胶结物定向重结晶的云母所组成（图6-13，略）。

定向重结晶能使颗粒呈长条状或扁平状，对于劈理的形成起着重要的作用，但与机械旋转机制一样，定向重结晶不足以解释板劈理的域结构的形成，也不能解释板劈理的劈理域中的石英、长石颗粒强烈变细的事实。

㈢ 压溶作用

70年代以来，通过对劈理的研究，许多学者都认识到岩石通过压溶作用而达到的压扁作用是劈理形成的重要因素。

压溶作用发生在垂直最大压缩方向的颗粒的边界上，溶解出的物质由化学势能控制下向低应力区迁移和堆积。板岩中的石英、长石在垂直压缩方向上被溶解，使其颗粒变成透镜状或长条状。压溶作用不断地垂直压缩方向的颗粒边界或层的界面推进，渐渐地使石英或石英集合体变成透镜状，形成微劈石。溶解出的物质迁移至低应力区形成须状增生物、压力影或分异脉（图6-14，略）。岩石中的粘土或云母等不溶残余物质便相对富集，云母等片状矿物在应力作用下递进旋转而定向排列，形成劈理域（M域）。压溶作用能较合理地解释板劈理的域结构的形成及其特征。

同样，压溶作用也能较好地解释褶劈理的形成（图6-15，略）。先存的流劈理，在顺层或与层斜交的缩短作用下，发生纵弯褶皱作用，形成微褶皱。当应变状态所需要的缩短作用超过只凭褶皱所达到的量时，岩石开始由压溶作用使物质溶失而缩短。沿着褶皱翼部易溶的浅色长英质被溶失，云母或层状硅酸盐的不溶残余相对富集，形成劈理域。微劈理的转折端相对富集了粒状的石英和长石等浅色矿物。又因微褶皱翼部溶解出的物质在溶解中沿着化学势能的路径迁移到转折端，在那里使石英等矿物次生加大，形成富石英的微劈石。因此，褶劈理的形态和间隔的大小与微劈理的主波长有关，与横截微褶皱翼部的溶解所引起的缩短量有关。劈理域最初与整体缩短方向以多种角度相交，但递进变形中的压扁作用使劈理域近于垂直缩短方向排列。垂直于最大缩短方向的强烈的压溶作用可以使褶皱翼部中的可溶物质全部溶掉，使微劈石中的先存劈理像断层似地被截断，与劈理域截然相接，形成分隔褶劈理（图6-15最右图，略）。

压溶作用在破劈理的形成中同样起着重要作用。泥灰岩中的破劈理，压溶作用使可溶物质迁出，粘土质或炭质等不溶残余堆积成缝合线状的劈理域。

㈣ 晶体塑性变形

变形岩石中矿物颗粒通过晶体塑性变形作用，如位错蠕变或固态扩散蠕变，促使扁平状或长条状颗粒沿着应变椭球体XY主应变面平行排列，获得晶体形态优选方位，从而构了岩石中连续的面理或流劈理。例如韧性剪切带内通常见到的条带状糜棱面理，就是这种晶体塑性变形机制的典型产物。

劈理形成机制是一个复杂的尚未解决的重要问题，已经证明上述机制是劈理形成的主要机制，但也不能排除还可能存在其它机制。Spencer等（1977）提出，未固结沉积物会在压实作用下形成劈理。而且区域性劈理与层理一致的现象，说明深埋地下的岩石有可能在“负荷变质”作用下于成岩过程中形成区域性劈理。

三、 劈理的应变意义

有限应变测量表明，劈理一般垂直于最大缩短方向，平行于压扁面，即平行于应变椭球体的XY主应变面。

在变形岩石中，与褶皱同期发育的绝大多数劈理都大致平行于褶皱轴面（图6-16，略）。在强岩层（如砂岩）与弱岩层（如板岩）组成的褶皱中，强岩层中的劈理常呈向背斜核部收敛的扇形，弱岩层中的劈理则呈向背斜转折端收敛的反扇形。强弱岩层相间的褶皱和岩系中，劈理以不同角度与层面相交，形成劈理的折射现象（图6-17，略）。紧闭褶皱中，劈理与轴面几乎一致，与褶皱两翼近于平行，仅在转折端处，劈理与层理呈大角度相交或近垂直，充分表明劈理垂直于最大压缩方向。

虽然大多数劈理垂直于最大压缩方向，并平行于应变椭球体的XY主应变面，但不能

排除劈理的发育与剪切应变有关的事实。如韧性剪切带中的糜棱面理，就是由于在剪应变作用下，矿物平行剪切方向定向排列形成的。更能说明劈理与剪应变有关的是北京西山磁家务地区顺层韧性剪切带中寒武系板岩的压扁退色斑（相当于压扁的应变椭球体），其压扁面或长轴与板劈理面约成5°～3°的极小交角，表明板劈理与应变椭球体的XY主应变面不完全平行，而与剪应变面有一定的关系。

第三节 劈理的观察与研究

面理是变形岩石体中最常见的面状构造。在未变质或极低级变质的沉积岩区，原生面理（如韵律层或流动面理）不仅是研究这些地区的成岩作用和变形作用及其相互之间的关系的重要的参照面，而且，原生面理的发育特征为研究成岩作用过程提供了最直接的信息。相比之下，各种次生面理则主要发育于变质岩区或强烈变形岩石区。在这种情况下，正确区别原生面理和次生面理是面理观察与研究工作的第一步。

在岩石强烈变形和变质的岩石出露工作时，对劈理的观察与研究，除大量测量各种劈理的产状要素并均匀地标绘在相应的地质图或构造图上外，在露头良好的地区，应对劈理作深入的观察。工作中应注意：

1.区分劈理和层理 在强烈变形变质岩石中，劈理的发育常常把层理掩蔽起来。区分层理和劈理，一方面要观察所观测到的平行面状构造是否存在原生沉积标志，如粒级层、交错层、波痕等，特别要努力寻找和和追索具有特殊岩性或结构、构造的标志层。通过较大范围的追索和填图，把层理和劈理区分开来，查明两者之间的几何关系和空间展布规律。必须指出的是，当运用劈理和层理之间的几何关系，即通常采用劈理和层理之间的夹角关系来判断沉积岩层层序是正常还使倒转的关系时，要十分谨慎。应与其他原生沉积构造标志的判断相结合。否则，可能会得到与实际情况相反的结论。

2.精细观察劈理的结构及其几何形态 鉴别劈理域和微劈石的岩石化学成分、矿物成分及其相互关系，以区分劈理的类型（图6-17，略）。

3.观察劈理与岩性之间的关系 逐层测量劈理与层理之间的夹角，以确定劈理的折射现象，进而调查劈理发育特点与岩石间的粘性或能干性差异的关系（图6-17，略）。

4．确定劈理化岩石的应变状态 寻找劈理化岩石中的各种应变测量标志，诸如压力影、退色斑、变形化石、变形颗粒和S-C面理等，进行劈理化岩石的有限应变和增量应变及应变状态的测量与分析，以了解变形岩石中劈理发育特征与岩石应变状态之间的关系（图6-15，略）。

5.确定劈理之间相对发育次序，建立劈理发育发展序列 因为每一期劈理的出现表示经历了一次构造事件，所以，分析劈理的叠加关系及其先后顺序对建立构造发展序列具有重要的理论和实践意义。图6-18提供了在板岩和片言发育带分析劈理叠加关系的一般程序：①D1世代变形阶段，流劈理S1与D1大褶皱是不协调的，与层理S0成多种夹角关系，在大褶皱长翼两者近于平行而在褶皱转折端处两者近于直交；②D2世代为褶劈理S2的发育阶段，早期的流劈理S1因褶皱和压扁而形成S2；③D3世代为S2的再褶皱作用阶段，D3褶皱的轴面方位（图6-18D3中虚线方向）代表了D3世代形成的褶劈理S3(图6-18D3右边小圆内所示的微构造)的方位。

6.观察劈理与其他构造的生成关系 劈理可以单独出现。但在变形强烈的地区，各种劈理的出现往往与更大规模的褶皱、断层和韧性剪切带有关。如图6-16（略）和图6-18D1(略)中的流劈理构成了同期大型褶皱的轴面劈理，代表了应变椭球体的XY主应变面。值得注意的是：图6-18D1(略)中流劈理S1在大褶皱翼部与沉积面理S0近于平行，而在转折端两者近直交，这也表明了S1对S0的叠加置换改造作用由强变弱。S2是另一期变形形成

的。详细观察这些细微变化关系，对认识劈理的形成与发展过程具有实质性意义。

7.观察劈理与岩石类型和变质条件的关系 劈理的发育状况及其形成机制，在不同类型岩石和变质条件下，是各不相同的。在泥质岩中，机械旋转、压溶作用、定向成核和重结晶作用都可在劈理形成中起作用。在大多数情况下，成岩面理形成于次生面理发育之前。在一些极低级变质条件下，劈理域与成岩组构成一定的夹角关系，而微劈石中成岩面理则发生褶皱作用；在碎屑岩中，连续劈理出现在细粒岩石体中，而不连续劈理则发育在粗粒岩石体中。后一种情况下多伴有压溶作用发生；在灰岩中，劈理发育程度取决于温度的大小和云母的含量。在低温条件下，压溶和双晶化作用是颗粒形态组构构成的劈理的重要机制。在高温条件下，晶体塑性流变和双晶化作用才是灰岩中流劈理的主导形成机理。在变基性岩石中，无论是连续劈理，还是不连续劈理，都是由角闪石、绿泥石、绿帘石和云母及透镜状成分层的定向排列显示出来。在低级变质条件下，机械旋转和新生矿物的定向生长、重结晶和晶体塑形变形。因此，对劈理与岩类和变质条件之间关系的研究，不仅有助于了解劈理的形成过程及其机理，而且有助于解释劈理所代表的构造物理学意义。

8.采集定向标本 为室内深入研究劈理的物质组成、微观结构构造特征及其变形和变质作用特点提供基本物质基础。

为了野外记录方便，通常以S0表示原生面理，以S1、S2、S3……表示不同世代的次生面理。

主要参考文献

王春增，1988，变形分解作用及其研究意义，地质科技情报，第7卷，第2期。

刘俊耒，1988，叶理研究现状，世界地质，第7卷，第1期。

周玉泉，1987，劈理的形态分类法，世界地质，第6卷，第2期。

蔡学林、石绍清，1981，顺层片理形成机制分析，科学通报，第9期。

Beach，A.,1982，低级变质的变形过程中的化学作用：压溶和液压断裂作用，张秋明译，1983，国外地质科技，第3期。

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第七章 线理

线理是岩石中发育的一般具有透入性的线状构造。根据成因，线理可分为原生线理和次生线理。前者是成岩过程中形成的线理，如岩浆岩中的流线；后者是指构造变形中形成的线理。本章只讨论次生线理。根据观察的尺度，可将线理划分为小型线理和大型线理，前者指露头或手标本尺度上透入性线状构造，后者指大中尺度上不一定具有透入性的线理。

第一节 小型线理

在强烈变形岩石中，常常弥漫着各种微型或小型的线理，其形态和成因各异，主要有以下几种：

一、拉伸线理

拉伸线理是拉长的岩石碎屑、砾石、鲕粒、矿物颗粒或集合体等平行排列而显示的线

状构造（图7-1A,略）。它们是岩石组分变形时发生塑性拉长而形成的。其拉长的方向与应变椭球体的最大主应变轴——X轴方向一致，故为一种A型线理。

二、矿物生长线理

矿物生长线理是由针状、柱状或板状矿物顺其长轴定向排列而成（图7-1B，略）。矿物生长线理是岩石在变形和变质作用中矿物在引张方向重结晶生长的结果。因而矿物及其纤维生长的方向往往指示岩石重结晶或塑性流动的拉伸方向。一般平行于应变椭球体的长轴方向排列，故为一种A型线理。

三、皱纹线理

皱纹线理由先存面理上微细褶皱的枢纽平行排列而成（图7-1C,略）。微细褶皱的波长和波幅常在数厘米以下，或仅以mm计。皱纹线理的方向与其所属的同期褶皱的枢纽方向一致。需要指出的是，某些面理上的X型极细微的皱纹线理，是X型微剪节理与面理交切的结果。

四、 交面线理

交面线理是两组面理相交或面理与层理相交形成的线理（图7-1D,略），常平行于同期褶皱的枢纽方向。

第二节 大型线理

变形或变质岩石中常发育一些独特形态的粗大线理，一般不具透入性，但在大尺度上观察，也可看作是透入性的，主要有石香肠构造、窗棂构造、压力影构造等。

一、 石香肠构造

石香肠构造又称布丁构造，是不同力学性质互层的岩系受到垂直或近垂直岩层挤压时形成的。软弱层被压向两侧塑性流动，夹在其中的强硬层不易塑性变形而被拉伸，以致拉断，构成断面上形态各异、平面上呈平行排列的长条状块段，即石香肠。在被拉断的强硬层的间隔中，或由软弱层呈褶皱楔入褶皱或分泌物充填的构造组合。

为了描述和测量石香肠构造在剖面上及层面上的大小并标定其方位，必须从三度空间来进行其长度（b）、宽度（a）、厚度（c）以及横间隔（T）和纵间隔（L）等要素的观察和测定（图7-2，略）。

从石香肠构造的形成可知，其长度指示了局部的中间应变轴（Y轴）。故石香肠实际上可看作一种B型线理。石香肠的宽度指示拉伸方向（X轴）或局部的最小主应力（a3）方向；厚度指示压缩方向（Z轴）或局部的最大主应力（a1）方向。

石香肠构造的三维空间形态一般不易观察，所以对其横断面的描述较多，马杏垣曾按其横断面的形态划分为矩形、梯形、藕节状和不规则状等几种类型（图7-3，略）。石香肠的横断面上形态的变化主要取决于两个因素：①岩层之间的年度差；②强硬层所受拉伸作用的强弱。当岩层间的粘度差很大，最强硬岩层在应变很小时就出现张裂，进一步的拉伸使断块分离，则形成横剖面上为矩形的石香肠（图7-3A,图7-4中的第1层，略）。当岩层的粘度差为中等时，较强硬的岩层常常先发生明显的变薄或细颈化，进而被剪裂而拉断，形成菱形或透镜状的石香肠（图7-3B、图7-3C、图7-4中第2、3层，略）。如果岩层中的粘度差很小，则相对强硬的岩层可能只发生肿缩，形成细颈相连的藕节状石香肠（图7-3C、图7-4中第3层，略）。

软弱层的塑性流动使石香肠体的边缘受到剪切改造，原为矩形的石香肠体可以变成桶状和透镜状，端部成鱼嘴状（图7-4，略）。

在石香肠化的岩石中，常见有石香肠体相对于围岩的层理发生一定角度的偏转甚至旋转。这些现象可能是顺石香肠的层理剪切作用的结果。但石香肠体的旋转也可以由于强硬层的延长方向与应变主轴斜交所致。旋转石香肠体常以角度不对称为特征，各石香肠体之间的楔入褶皱也旋转成一翼长一翼短的不对称型式。

……

二、 窗棂构造

窗棂构造是强硬层组成的形似一排棂柱的半圆柱状大型线状构造。棂柱表面有时被磨光，并蒙上一层云母等矿物薄膜，其上常有与其延伸方向一致的沟槽或凸起，并常被与之直交的横节理所切割。

窗棂构造常沿着强弱岩层相邻的强硬层的界面出现（图7-6和图7-7，略）。一系列宽而圆的背形被尖而窄的向形嵌入强硬层，强硬层面呈圆拱状的背形突向软弱层，从而铸成一系列圆柱形的肿缩式窗棂构造。实验证明，窗棂构造是岩层受到顺层强烈缩短引起纵弯失稳形成的。实验还证实窗棂构造的主波长与强弱岩层之间的粘性差有关。此外，也有人把外貌与一排棂柱相似的褶皱构造称为褶皱式窗棂构造。

窗棂构造与石香肠构造不同。前者反映了平行层理的缩短，而石香肠构造则反映了垂直层理的压缩。但窗棂柱的方向与香肠体的长轴一样，都代表了应变椭球体的Y轴，故亦为一种B型线理。

三、 杆状构造

杆状构造是由石英等单矿物组成的比较细小的棒状体。杆状体常产出于变质岩内小褶皱的转折端。杆状体的长度一般较小，从数厘米至十数厘米。与窗棂构造的主要不同在于多数杆状体是由变形过程中同构造分泌物质所组成。最典型的杆状构造是石英棒组成的杆状构造（图7-8，略）。石英棒的物质来源于硅质岩石，在变质过程中分泌出来并集中于褶皱转折端低压带，以石英脉形式产出。也有一些石英棒是先存的石英细脉随着围岩的褶皱辗滚而成。此外，断层作用造成的低压空间也有利于石英、方解石的沉淀，因辗滚而形成石英棒、方解石棒，产出于断裂带中。

四、 铅笔构造

铅笔构造是轻微变质的泥质或粉砂质岩石常见的使岩石劈成铅笔状长条的一种线状构造。根据铅笔构造的形成作用，可分为两类：①劈理与层理交切的结果或剪切面与层理交切的结果；②成岩压实与顺层挤压变形共同作用的结果。

⑴ 交切面的铅笔构造，通常是透入性劈理面或剪切面与层面相交而成。交面的铅笔构造常具有较规则的断面形状，平行于同期褶皱的褶皱。

⑵ 压实与变形共同作用下形成的铅笔构造，其形成过程如下：初始泥质和粉砂质沉积物在垂直层面的压实作用下，随着沉积物的压实和孔隙水的排逸，引起原始沉积物的体积损失，形成单轴旋转扁球体型的应变（图7-9A,略）。在其后的构造变形中，由于平行层理的压缩及沿垂直方向的拉伸，使岩石变形成单轴旋转长球体型，其应变椭球体的轴值X>Y=Z。这时，片状、柱状和针状矿物发生旋转，顺X轴方向定向排列，致使岩石顺X轴方向易于劈开。岩石可破裂成大小不一的碎条，称作铅笔构造（图7-9C,略）。这种铅笔

构造最主要的特征是没有面状构造要素，横截面常呈不规则的多边形或弧形（图7-10，略），其长轴虽平行于岩石中有限应变椭球体的X轴方向，但是又平行于区域构造变形的B轴方向（图7-9C，略）。

五、 压力影构造

压力影构造是矿物生长线理的另一种表现，常产出于低级变质岩中。压力影构造由岩石中相对刚性的物体及其两侧（或四周）在变形中发育的同构造纤维状结晶矿物组成（图7-11，略）。岩石中作为相对刚性的物体的有黄铁矿、磁铁矿，还有化石、砾石、岩屑和变斑晶等。变形一般不强，只出现微破裂、波状消光、变形纹等。核心物体的两侧的结晶纤维常由石英、方解石、云母或绿泥石等矿物组成。

在应力作用下，这些相对刚性的物体在变形时将引起局部的不均匀应变，使其周围的韧性基质从相对刚性的物体表面拉开，形成低压引张区，为矿物提供了生长的场所。在压溶作用下，基质中易溶物质从矿物界面上发生溶解，并从受压边界向低压引张区运移，沿着最大拉伸方向（X轴）生长成纤维状影中矿物。纤维的生长方向随着变形过程中最大拉伸轴方向的变化而变化。因此，相对刚性的物体两侧的影中矿物的不同形状反映了不同的应变状态。在挤压变形或纯剪变形中，相对刚性的物体两侧的结晶纤维常呈对称状（图7-11A、B，略）。在单剪作用下，随着非共轴的递进变形，最大主应变轴（X轴）发生偏转。因此，相对刚性的物体两侧的结晶纤维呈现出单斜对称的形状。对黄铁矿晶体进行旋转变形模拟实验结果表明，不对称的影中矿物的结晶纤维生长情况随着剪切应变量的大小呈有规律的变化。因此，通过对压力影构造中矿物结晶纤维生长方向的测定，可以确定变形的主应变轴方位及其变化。

第三节 线理的观察与研究

在变形岩石中，除了次生的线状构造外，还可能残存原生的线状构造，如砾石的原生定向排列、岩浆岩的流线等。因此，在野外地质观察中，首先要区分原生线理和次生线理。在区分两者时，除在单个露头上注意研究线理的主要特征外，还要在更大范围内研究它们展布规律及其与其他构造的关系，这样才能查明其成因，区分两类线理。

确定了次生线理后，还要根据其基本特征确定线理的类型。线理在空间方位的确定是识别线理类型和确定它与所属大构造几何关系的关键。测量线理产状也同测量其他线状构造的产状一样，量度其指向、倾伏角、侧伏向和侧伏角。

值得注意的是，测量线理产状时，切忌把任意露头面上见到的相互平行的迹线当作线理。线理只有在面理面上的线状迹线才是真正的线理。如图7-12（略），只是在面理面（S1，略）上看到的拉长矿物集合体的定向排列，才是真正的线理，其他切面上的线状或“长轴”的定向排列，都不是真正的线理。因此，线理的测量一定要在与其伴生的面理上进行。

线理还是构造运动学的重要标志之一。它们既能够指示构造变形中岩石物质的运动方向，又能用于分析构造变形场内岩石的有限应变状态。一般地，在挤压、拉伸和压扁等情况下，构造变形中运动学坐标系a、b、c轴(图7-13，略)的方位与应变椭球体的主应变轴X、X、Z轴（或A、B、C轴）的方位一一对应，互为一致。在这种情况下形成的拉伸线理、矿物生长线理等的方位既能代表变形岩石中物质的运动方向，又能代表岩石有限应变椭球体的最大主应变轴——X轴的方位；而石香肠、窗棂构造和皱纹线理等的方位则代表了岩石有限应变椭球体的中间应变主轴——Y轴的方位。但在简单剪切变形中两者并不完全一致。因单剪变形中剪切面是运动面（图7-14A，略），其上的剪切方向为a轴；b轴位于ab面上，与a轴垂直，而单剪变形是旋转变形，最大主应变轴——X轴（或A轴）和最小主应变轴——Z轴（或C轴）随着变形的进行而发生旋转，与运动轴——a轴和c轴的方向完全不同。只有中间主应变轴——Y轴不变，并与b轴的方位相一致。因此，在这种

情况下形成的矿物生长线理和拉伸线理的方位只能代表岩石有限应变椭球体的最大主应变轴——X轴的方位，而不能代表岩石变形过程中物质运动的方位（图7-14，略）。不过，在这种情况下形成的皱纹线理和交面线理等方位仍能代表岩石有限应变椭球体的中间主应变轴——Y轴的方位。因此，必须在变形岩石有限应变状态及其他构造形迹（如褶皱、断层和剪切带等）研究的基础上，结合线理与面理和其他构造之间的关系的综合研究，才能有效地运用线理来分析和判断构造变形中岩石物质的运动学方位。

如前所述，线理的研究应与产出的大构造或区域性构造的研究密切结合，这样不仅有助于对线理等小构造形成机制和发育过程的深入理解，而且为大构造甚至区域构造的研究提供有益的重要信息。例如不同类型线理在所在褶皱不同部位发育的程度其变化，可以指示各部位变形时的运动学和动力学状态；通过石香肠类型的变化，可以了解变形时岩石的粘性及其差异等。

为了深入研究线理，有时采取定向标本以便室内研究也是必要的。

主要参考文献

马杏垣，19，北京西山窗棂构造简记，地质评论，第22卷，第6期。

马杏垣，1965，北京西山的香肠构造，地质论述，第23卷，第1期。

刘如琦，1963，湖南长沙岳麓山砂岩组的香肠构造，地质学报，第43卷，第3期。

李晓波，1988，近十年来国外小型构造地质研究方法的新进展，地质科学动态，第20期。

武汉地质学院区地教研室著，1987，地质构造形迹图册，P.97～108。北京：地质出版社。

……

第八章 褶皱的几何分析

褶皱是地壳中一种最基本的构造型式和最引人注目的地质现象。褶皱是由岩石中的各种面（如层面、面理等）的弯曲而显示的变形。褶皱形象地反映了地壳岩石发生了连续变形。

褶皱的形态千姿百态，复杂多样。褶皱的规模差别极大，小至手标本或显微镜下的微型褶皱，大至卫星像片上的区域性褶皱。褶皱的研究对于揭示一个地区的地质构造及其形成和发展具有重要的意义。褶皱与许多矿产的形成及其产状和分布的关系极为密切。因此，研究褶皱也具有重要的实际意义。

第一节 褶皱和褶皱要素

一、褶皱的基本类型

褶皱的形态虽然多种多样，但从单一褶皱面的弯曲看，基本形态有两种：背形和向性。背形是指褶皱面上凸式弯曲；向性是指褶皱面下凹式弯曲。也有一些褶皱面既不上凸也不下凹，而是凸向旁侧。

根据褶皱的形态和组成褶皱的地层面向，将褶皱分为两种基本类型：背斜和向斜。背斜是核部由老地层、翼部由新地层组成的褶皱（图8-1，略）。向斜是核部由新地层、翼部

由老地层组成的褶皱（图8-1，略）。

二、褶皱要素

褶皱要素是褶皱的基本组成部分，褶皱要素主要有（图8-2，略）：

1.核 褶皱的中心部分。

2.翼 褶皱中心两侧平弧状的部分。

3.拐点 相邻的背形和向性共用翼的褶皱面常呈“S”形弯曲，褶皱面相反凸向的转折点称作拐点。如果翼平直，则取其中点作为拐点。

4.翼间角 正交剖面上两翼间的内夹角（图8-3，略）。圆弧形褶皱的翼间角是指通过两翼上两个拐点的切线之间的夹角（图8-3B，略）。

5.转折端 褶皱面从一翼过渡到另一翼的弯曲部分。

6.枢纽 单一褶皱面上最大弯曲点的连线。

7.脊线和槽线 同一褶皱面上沿着背形最高点的连线为脊线，沿向形最低点的连线为槽线。脊线或槽线在其自身的延伸方向上常有起伏变化。脊线中最高点表示褶皱隆起部位，称为高点，脊线中最低部位称为轴陷。

8.轴面 各相邻褶皱面的枢纽连成的面称为轴面（图8-2，略）。轴面是一个设想的标志面，它可以是平直面，也可以是曲面。轴面与地面或其他任何面的交线称作轴迹。轴面

与地形面的交线在地质图上的投影称为地质图上的轴迹。

第二节 褶皱的描述

正确地描述褶皱形态是研究褶皱的基础，分析褶皱要素的特征并测量其产状，才能形象地恢复褶皱形态。因此，人们常从褶皱不同方面，尤其是根据褶皱的直立剖面（横剖面）和正交剖面（横截面）的形态来描述褶皱。

正交剖面是指与褶皱枢纽相垂直的剖面。图8-4示褶皱在水平面、铅直剖面和正交剖面上的空间关系。从图8-4中可见，只有正交剖面上才能表示出褶皱的真实形态。因此，褶皱形态的描述常从正交剖面上的褶皱形态分析入手。

一、正交剖面上褶皱的形态

㈠ 转折端的形态

褶皱转折端的形态有圆弧状、尖棱状、箱状等，据此将褶皱描述为以下几种（图8-5，略）：

1.圆弧褶皱 转折端呈圆弧形弯曲的褶皱（图8-5A，略）。圆弧中点可作为褶皱的枢纽点。两翼常是弧形的、连续的褶皱成正弦曲线形弯曲。

2.尖棱褶皱 转折端为尖顶状，常有平直的两翼相交而成（图8-5B，略）。

3．箱状褶皱 转折端宽阔平直，两翼产状较陡，形如箱状（图8-5，略）。如果箱状由两个共轭的轴面组成，则称共轭褶皱。

4.挠曲 在平缓岩层中，一段岩层突然变陡而变形出褶皱面的膝状弯曲（图8-5D，略）。

㈡ 翼间角的大小

根据翼间角的大小将褶皱描述为以下几种（图8-6，略）：

1．平缓褶皱 翼间角小于180°，大于120°。

2.开启褶皱 翼间角小于120°，大于70°。

3.中常褶皱 翼间角小于70°，大于30°。

4.紧闭褶皱 翼间角小于30°，大于5°。

5.等斜褶皱 翼间角5°～0°。

翼间角的大小反映褶皱的紧闭程度，亦反映了褶皱变形的强度，是描述褶皱形态的一个重要方面。在出露良好近于正交剖面的露头或照片上，翼间角可直接测量。一般只需测量褶皱翼的代表性产状，利用赤平投影的方法求出翼间角。

㈢ 轴面产状

根据轴面产状和两翼产状，褶皱可以描述为以下几种（图8-7，略）：

1.直立褶皱 轴面近直立，两翼倾向相反，倾角近相等（图8-7A，略）；

2.斜歪褶皱 轴面倾斜，两翼倾向相反，倾角不等（图8-7B，略）；

3.倒转褶皱 轴面倾斜，两翼向同一方向倾斜，一翼地层倒转（图8-7C，略）；

4.平卧褶皱 轴面近水平，一翼地层正常，另一翼地层倒转（图8-7D，略）；

5.翻卷褶皱 轴面弯曲的平卧褶皱（图8-7E，略）

褶皱轴面在空间上的位态取决于褶皱枢纽产状和两翼产状的关系。同一褶皱层两翼倾角基本相等的褶皱，其轴面与翼间角的平分面近于重合。否则，不能将翼间角的平分面简单地当作轴面。轴面的确定要在实地的露头（如开采壁面上）或在地质图上测出同一褶皱在不同平面上的两个以上的轴迹方位，用赤平投影方法求出轴面产状。

㈣ 褶皱的对称形

根据褶皱的对称性，可将褶皱描述为：

1.对称褶皱 褶皱的轴面与褶皱包络面垂直，而且两翼的长度基本相等（图8-8A、C，略）。

2.不对称褶皱 褶皱的轴面与褶皱的包络面斜交，而且两翼的长度不相等（图8-8B、D，略）。

褶皱的两翼常发育次级从属褶皱（图8-9，略），由一翼长一翼短的不对称褶皱组成。褶皱的形态从长翼至短翼的变化呈现出“S”型或“Z”型。从属褶皱轴面的倾倒方向为倒向。在背斜褶皱的左翼上（图8-9，略），如果从属褶皱是右行倒向或顺时针倒向，从属褶

皱为“Z”型；在其右翼，从属褶皱为左形倒向或逆时针倒向，从属褶皱为“S”型。褶皱转折端处从属褶皱是对称的“M”型或“W”型。需要指出的是，从属褶皱的“Z”型和“S”型是顺着褶皱枢纽的倾伏方向观察而定的，如果从相反方向观察，“Z”型即为“S”型，反之亦然。

根据从属褶皱的形态变化，可以判断它们所属的高一级褶皱的几何性质。即通过同一褶皱上各从属褶皱枢纽连面构成的包络面，代表高一级褶皱面的褶皱形态。根据不对称从属褶皱轴面与其上、下相邻的褶皱面或包络面所夹的锐角，可以指示相邻层的相对滑动方向。进而确定岩层层序是正常或倒转，以及背斜和向斜的相对位置（图8-10，略）。

二、平行褶皱枢纽方向褶皱的形态

㈠ 枢纽的产状

枢纽一般是一条直线，也可以是一条曲线。枢纽产状包括指向和倾伏角。指向一般代表褶皱在空间延伸的方位。倾伏角可从水平（0°）至直立（90°）。根据枢纽倾伏角，可对褶皱描述如下：

⑴ 当枢纽倾伏角近于水平（0°）时，称水平褶皱，这种状态下水平面上褶皱两翼的迹线互相平行（图8-11A，略）。

⑵ 如果枢纽是倾斜的，该褶皱称倾伏褶皱，这种状态下水平面上褶皱两翼同一褶皱面相汇合（图8-11，略），背斜汇合部位称倾伏端，向斜汇合部位称扬起端。背斜的倾伏端表现褶皱面环绕倾伏端向外倾斜（图8-11A，略）。向斜的扬起端表现为向内倾斜（图8-11B，略）。倾伏端、扬起端处的平面轮廓一般反映褶皱转折端的形态。背斜倾伏端处顺着枢纽倾

伏方向地层变新，向斜扬起端顺着枢纽扬起方向地层变老。

⑶ 如果枢纽直立（90°），该褶皱称倾竖褶皱。

㈡ 褶轴

从几何学观点来看，转折端浑圆的褶皱面，可看作一条直线通过平行自身移动而构成的一个曲面（图8-12A、B，略），这种褶皱称为圆柱状褶皱，这条直线称为褶轴。褶轴是一个纯几何学的概念，并不是褶皱面上某一特定的直线。在圆柱状褶皱中，褶轴的产状可由褶皱枢纽来代表（图8-13，略）。

圆柱状褶皱的褶皱面可以是单一的圆柱面的一部分（图8-12B，略），但更多的情况是由许多不同直径共轴排列的圆柱面所构成的切面（图8-12C，略）。圆柱状褶皱的几何性质是其褶皱面的每一部分都包含着一条与枢纽线方位相同的线，这条线的方位即褶皱的方位。

凡不具有以上特征的褶皱统称为非圆柱状褶皱（图8-14，略）。非圆柱状褶皱没有褶轴。非圆柱状褶皱可分成许多均匀区段，每一区段可以近似地看成圆柱状褶皱。通过逐段解析其几何特征，再进行综合，可以得出整个褶皱的几何形态及其变化。

褶轴的产状常用指向和倾伏角或用在轴面上的侧伏角确定。出露良好的小褶皱，可用罗盘直接测量褶轴的指向和倾伏角。大多数褶轴产状是在测量两翼产状的基础上，利用赤平投影方法求出的。一般采用∏图解和B图解。圆柱状褶皱在赤平投影上表现为：同一褶皱面不同部位产状投影的平面大圆交汇成一点或密集在很小范围内，而同一褶皱面不同部位的法线投影（极点）将大致沿着一平面大圆（∏圆）分布。非圆柱状褶皱的褶皱面各段的极点，在赤平投影网上的投影点相当分散，不能落在同一个共同的大圆上。所以极点沿

大圆(∏圆)的分散程度代表了褶皱的非圆柱状程度。非圆柱状褶皱中的一种特殊形态称圆锥状褶皱（图8-14B、D，略），其形态可以看成是将一轴线一端固定进行旋转而成。在赤平投影上，圆锥状褶皱的褶皱面各部位的极点呈小圆分布。

三、褶皱的平面轮廓

褶皱的平面轮廓可以根据褶皱中的同一褶皱面在平面上出露的纵向长度和横向宽度之比予以表达。据此可将褶皱描述为：

1.等轴褶皱 长与宽之比近于1：1的褶皱。等轴背斜又称穹窿构造（图8-15A，略），等轴向斜又称构造盆地（图8-15B，略）。

2.短轴褶皱 长与宽之比约3：1的枢纽向两端倾伏的褶皱。

3.线状褶皱 长度远大于宽度的各类狭长的褶皱。

四、褶皱的大小

褶皱的大小以褶皱的波长（W）和波幅（A）来确定，在正交剖面上连接各褶皱面的拐点的线称作褶皱的中间线。褶皱波长（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（图8-16，略）。

对于由较小褶皱系列组成的褶皱，可在正交剖面上，连接各褶皱面的拐点以建立更大一级的褶皱（图8-17，略）。低级次的小型褶皱有时称为大型褶皱的寄生褶皱。

区域性的大型至巨型的褶皱，常常是由规模不等的多级褶皱组成。复背斜和复向斜是

这种由多级褶皱组成的复杂褶皱的代表。

第三节 褶皱的分类

一、褶皱的位态分类

褶皱在空间的位态取决于轴面和枢纽的产状。以横坐标表示轴面的倾角，纵坐标表示枢纽倾伏角，可将褶皱分成七种类型（图8-18，略）：

1.直立水平褶皱（图8-18I区，略） 轴面近于直立，倾角为90°～80°，枢纽近水平，倾伏角为0°～10°。

2.直立倾伏褶皱（图8-18Ⅱ区，略） 轴面近于直立，倾角为90°～80°，枢纽倾伏角10°～70°。

3.倾竖褶皱（图8-18Ⅲ区，略） 轴面近于直立，倾角为90°～80°，枢纽倾伏角70°～90°。

4.歪斜水平褶皱（图8-18Ⅳ区，略） 轴面倾角为80°～20°，枢纽近水平，倾伏角为0°～10°。

5.歪斜倾伏褶皱（图8-18Ⅴ区，略） 轴面倾角为80°～20°，枢纽倾伏角为10°～70°。

6.平卧褶皱（图8-18Ⅵ区，略） 枢纽倾伏角和轴面倾角均为0°～20°。

7.斜卧褶皱（图8-18Ⅶ区，略） 枢纽和轴面两者倾向及倾角基本一致，轴面倾角为

20°～80°，枢纽在轴面上的侧伏角为20°～70°。

前三类褶皱轴面直立，表示褶皱两翼倾向相反，倾角相等。第Ⅳ、Ⅴ两类褶皱轴面倾斜，表示褶皱两翼倾角不相等。当两翼倾向同一方向时，其中一翼地层面向下，即为倒转地层，称为倒转褶皱。平卧褶皱和斜卧褶皱中的一翼地层面向亦向下。

二、褶皱的形态分类

褶皱形态的变化主要反映在各褶皱面形态的相互关系和褶皱层的厚度变化上。据此，对褶皱进行形态分类。

㈠ 根据组成褶皱的各褶皱层的厚度变化和几何关系的分类

1.平行褶皱 典型平行褶皱的几何特点是褶皱面作平行弯曲（图8-19，略）。同一褶皱层的厚度在褶皱各部分一致，所以也称为等厚褶皱，弯曲的各层具有同一曲率中心，所以又称为同心褶皱。由中心向外，褶皱面的曲率半径逐渐增大，曲率变小，岩层越平缓；向着核部方向，曲率逐渐变大。例如，一个圆弧形直立的背斜，因为要保持褶皱层的厚度不变，褶皱面的几何形态必须随深度而调整。顺其轴面向下，褶皱面的弯曲越来越紧闭，甚至成为尖顶状背斜，或是为了调整褶皱层的向心挤压，在背斜核部会出现复杂的小褶皱和逆冲断层；再向下则消失于滑脱面上（图8-19，略）。顺轴面向上，情况相反，褶皱面越来越平缓，褶皱趋于消失。

2.相似褶皱 典型的相似褶皱的几何特点是组成褶皱的各褶皱面作相似的弯曲（图8-20，略）。各面的曲率相同，没有共同的曲率中心。所以，褶皱的形态不随着深度的变化而改变。同一褶皱层的厚度发生由规律的变化，两翼变薄转折端加厚，平行轴面量出的

视厚度在褶皱各部位保持一致。

平行褶皱和相似褶皱是反映褶皱层的厚度变化和几何关系规律性变化的两种代表性型式，在自然界有一定的广泛性，有助于对褶皱向深部变化的分析，是分析一个地区褶皱发育规律的有实际意义的概念。

平行褶皱和相似褶皱中各褶皱面弯曲的形态协调一致或作有规律的变化，其间没有明显的突变现象，因此属于协调式褶皱。如果褶皱中各褶皱面弯曲的形态彼此明显不同，无几何规律可循和各层的褶皱型式常出现突变，这类褶皱可称为不协调褶皱（图8-21，略）。褶皱不协调是较为普遍的现象。是由组成褶皱各层的岩性和厚度之差异，不同部分受力不均及多层褶皱作用中接触应变的影响等原因所引起的。

3.底辟构造 最典型的不协调褶皱是底辟构造。底辟构造一般由变形复杂的高塑性层（如岩盐、石膏和泥质岩石等）为核心，刺穿变形较弱的上覆脆性岩层的一种构造。一般分为底辟核、核上构造和核下构造三个部分。底辟核褶皱复杂，形态多样；核上构造一般是开阔的短轴背斜或穹窿构造，多被正断层切割；核下构造通常简单平缓。如果底辟核由岩盐类组成，则称盐丘构造（图8-22，略）。盐丘具有重要的经济价值，内核是重要的盐类矿床，核部周围及核部与上覆岩层接触带常富集油气等矿产。

㈡ 兰姆赛的褶皱形态分类

平行褶皱和相似褶皱只是褶皱层可能出现的多种形态中的两种简单类型。兰姆赛根据褶皱层的相对曲率，提出了一套形态分类，目前已被广泛采用。

褶皱面的曲率变化可用等斜线表示。等斜线是褶皱正交剖面上层的上、下界面的相同

倾斜点的连线（图8-23，略）。等斜线的作法如下：

⑴ 在垂直褶皱枢纽的照片或从地质图上作出的正交剖面上，用透明纸描绘出各褶皱面弯曲形态，并准确地画出轴迹或实地水平线。

⑵ 在绘好的褶皱层正交剖面上，以标出的水平线为基准线或以轴迹的垂直线为基准线，按一定角度间隔（如以5°或10°为间隔）画出两相邻褶皱面的切线。

⑶ 用直线将上、下层面上等倾角的切点连接起来，即为等斜线。

……

兰姆赛根据褶皱层的等斜线型式和厚度变化参数所反映的相邻褶皱曲率关系，将褶皱分为三类五型（图8-26，略）：

Ⅰ类 这类褶皱的等斜线向内弧呈收敛状，内弧曲率总是大于外弧曲率，故外弧倾斜度也总是小于内弧倾斜度。根据等斜线的收敛程度（图8-26，略），再细分为三个亚型：

ⅠA型 等斜线向内弧强烈收敛，各线长短差别极大，内弧曲率远大于外弧曲率。为典型的顶薄褶皱。

ⅠB型 等斜线也向内弧收敛，并与褶皱面垂直，各线长短大致相等，褶皱层真厚度不变，内弧曲率仍大于外弧曲率，为典型的平行褶皱。

ⅠC型 等斜线向内弧轻微收敛，转折端等斜线比两翼附近的要略长一些，反映两翼厚度有变薄的趋势，内弧曲率大于外弧曲率。这是平行褶皱向相似褶皱的过渡型式。

Ⅱ类 等斜线互相平行且等长，褶皱层的内弧和外弧的曲率相等，即相邻褶皱面倾斜度基本一致，为典型的相似褶皱。

Ⅲ类 等斜线向外弧收敛向内弧撒开，呈倒扇形，即外弧曲率大于内弧曲率，为典型的顶厚褶皱。

自然界中，多数褶皱都可归属上述基本类型之中，但也存在着更为复杂的褶皱类型。如图8-27（略），邻近枢纽的等斜线是撒开的，属Ⅲ型褶皱；翼部的等斜线是收敛的，属Ⅰ型褶皱，曲率也不符合上述三种基本类型，因此，不能将这一褶皱简单地归入某一类。

在不同岩性层组成的褶皱中，各褶皱层常具有不同的褶皱形态，从而在正交剖面上的褶皱出现等斜线的折射现象（图8-28，略）。

用等斜线的方法分析褶皱形态，能较精确地测定褶皱 的几何形态。许多可能被忽视的或不可能用传统的分类方法表现的褶皱特征，用等斜线方法都能清楚地表现出来，并可预测褶皱样式从一层至另一层的变化及褶皱层内的变化。

第四节 褶皱的组合型式

在地壳一定区域或一定大地构造单元里，不同形态、不同规模和不同级次的褶皱常以一定的组合型式展布。在同一构造运动时期和同一构造应力作用下，在成因上有联系的一系列背斜和向斜组成的具有一定几何规律的褶皱总体样式，称为褶皱的组合型式。研究褶皱的组合型式，可以进一步探讨褶皱发育区的大地构造属性、褶皱的形成机制、区域应变状态及地壳运动性质等。褶皱的组合主要有下列三种代表性的典型类型。

一、阿尔卑斯式褶皱

阿尔卑斯褶皱又称全形褶皱。其基本特点是：①一系列线状褶皱呈带状展布，所有褶皱的走向基本上与构造带的延伸方向一致；②整个带内的背斜和向斜呈连续波状，基本同等发育，布满全区；③不同级别的褶皱往往组合成巨大的复背形和复向斜，并伴有叠瓦状断层。

复背斜和复向斜是一个两翼被一系列次级褶皱所复杂化的大型褶皱构造。在一个平面上观察，如其部位的次级褶皱的组成地层老于两侧次级褶皱的地层，则为复背斜（图8-29A，略）。反之，如其部位的次级褶皱的组成的地层新于两侧次级褶皱组成的地层，则为复向斜（图8-29B，略）。

组成复背斜或复向斜的次级褶皱大多是比较紧闭的，自复背斜核部趋向两翼常由直立褶皱变为歪斜、倒转褶皱，甚至为平卧褶皱。所以，次级褶皱的轴面常呈有规律的排列。复背斜的次级褶皱轴面如果向核部收敛，则构成扇形复背斜（图8-29A，略）；次级褶皱轴面如果向复背斜顶部收敛，则构成倒扇形复背形。复向斜中次级褶皱的轴面向核部收敛则构成扇形，向槽部收敛则构成倒扇形。自然界中以扇形复背斜和倒扇形副向斜最为常见。这些次级褶皱的延伸方向与主体褶皱一致，但枢纽时有起伏，并且会因次级褶皱的倾伏或扬起，出现次级褶皱的分叉和归并现象。

复背斜和复向斜形成于地壳运动强烈地区，是造山带褶皱构造的主要样式，一般认为是垂直褶皱方向强烈挤压的结果，如我国天山褶皱带中的构造。

二、侏罗山式褶皱

侏罗山式褶皱又称过渡型褶皱。侏罗山式褶皱的代表性构造是隔挡式与隔槽式褶皱。隔挡式褶皱又称梳状褶皱，由一系列平行褶皱组成，其特征是背斜紧闭，发育完整，而两个背斜之间的向斜平缓开阔。如四川东部一系列NNE向的褶皱就是这类褶皱的典型实例（图8-30，略）。隔槽式褶皱与前者相反，特征是向斜紧闭且发育完整，而两个向斜之间的背形平缓开阔，常呈箱状。黔北-湘西一带发育了较典型的隔槽式褶皱（图8-31，略）。

在活动性较强盖层较厚的稳定构造单元，如我国四川盆地、江南隆起侧缘区，也有侏罗山式或类侏罗山式褶皱产出。柴达木盆地北缘一带产出的雁列式褶皱系也可归属此类（图8-32，略）。

这两类组合褶皱的共同特点是背斜和向斜应变积累差异导致变形程度不同，较紧闭的褶皱和较开阔的褶皱相间并列。这两类褶皱尤其是隔挡式褶皱在欧洲侏罗山发育完善，统称侏罗山式褶皱（图8-33，略）。关于其成因，现在一般认为是沉积盖层沿刚性基底上的软弱层滑脱变形或薄皮式滑脱的结果。从薄皮构造观点看，这类构造主要产出于造山带前陆。

需要指出的是，箱状褶皱与隔挡式和隔槽式褶皱在组合上也可能为同一构造，只不过是由于地表被剥蚀的程度不同而露出的部位不相同而已。如图8-34（略）所示，在Ⅲ水平面上显示为隔槽式褶皱，在Ⅱ水平面上显示箱状褶皱，而在Ⅰ水平面上则显示隔挡式褶皱。

三、日耳曼式褶皱

日耳曼式褶皱又称断续褶皱。这类构造发育于构造变形十分轻微的地台盖层中，以卵圆形穹窿、拉长的短轴背斜或长垣为主。褶皱翼部倾角极缓，甚至近于水平，但规模可以很大，延长可以数十公里计。穹窿或长垣也可稍呈有规律地定向排列。

这类构造在北美地台上常产出于区域性巨大构造盆地之中，称作平原式褶皱。我国川中构造盆地也有这类褶皱。

这三类基本的典型褶皱组合之间还存在一些过渡型式。

在褶皱的平面排列型式上，还可表现为平行线列式、雁列式、弧形线带式等，并且可以产出于以上三类褶皱组合区，只是变形强度有不同程度的差异而已。

第五节 叠加褶皱

叠加褶皱又称重褶皱，是指已经褶皱的岩层再次弯曲变形而形成的褶皱。叠加褶皱是一个描述性的术语，它的褶皱面可以是层理面（S0），也可以是其他面理（S1或S2、S3……）。就形成时间而言，叠加褶皱可以是两个或两个以上构造旋回中的褶皱变形叠加而成的，也可以是同一构造旋回不同构造幕的褶皱变形叠加的结果；甚至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造成的。总之，叠加褶皱反映了多期变形的结果。

一、叠加褶皱的三种基本型式

在叠加褶皱中，由于前、后两期褶皱的构造方位、形态、位态、叠加方式和规模，以及叠加强度和岩石力学性质的差异，因此，叠加褶皱形态十分复杂，类型及其繁多，曾有多种分类。兰姆赛（1967，1987）以规模近似的两期褶皱叠加为例，提出以下变量决定的叠加褶皱的基本要素（图8-35，略）：

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