構造地質學教案講義

　　構造地質學

　　課程簡介

　　構造地質學是地質學的主要分支學科，是地學類專業的基礎課程。它是介紹組成地殼的岩石、地層和岩體在岩石圈中力的作用下變形形成的各種現象(地質構造)、闡述這些地質構造的幾何形態、組合型式、形成機製和演化進程，探討形成這些構造的作用力方向、方式和性質的學科。

　　課程從介紹岩石變形的基礎力學與流變學理論出發，重點介紹褶皺、節理、斷層、劈理、線理等中小尺度上發育的構造型式及其形成的力學條件與運動學過程。伸展構造、逆衝推覆構造、走向滑動斷層、韌性剪切帶構造等重要構造型式的主要特點作為課程中的主要介紹內容。

　　第一章、概 述

　　一、構造地質學及其內涵

　　在山區高速公路兩側的峭壁上、在基岩出露的地方或在水庫旁的懸崖上，我們總可以看到很多自然界的岩石具有成層性(層理、片理或劈理等)，而且這些岩層經常發生變形，彎曲(褶皺)或破裂(斷層或節理)，構成奇異的自然景觀。這些由自然力(或地應力)作用引起的岩石的成層性以及岩層的彎曲或破裂現象就是地質構造。構造地質學就是研究這些地質構造，包括地球岩石圈內岩石變形形成的褶皺、斷層、節理、劈理、線理等的幾何學特點，產生這些地質構造的運動學和動力學條件，以及這些地質構造形成的基本過程(或形成機製)與演化規律的科學。

　　地質構造的規模變化很大，從地殼尺度或全球規模、地區尺度或中比例尺區域規模、露頭或手標本規模、顯微乃至亞微尺度。在不同的尺度上，地質構造的表現形式具有一定的差異。傳統構造地質學研究多限於對中比例尺區域規模、露頭尺度和手標本尺度地質構造的描述、分析。現代科學技術的發展及其在構造地質學學科研究中的滲透與應用，卻大大地拓寬了構造地質學的研究尺度與研究領域。現代構造地質學的研究領域特點表現為，在傳統構造地質學研究領域的基礎上，宏觀更宏觀，從手標本尺度向區域乃至全球尺度發展;微觀更微，從應用顯微鏡的微觀尺度到利用電子顯微鏡的亞微尺度的研究。

　　現代構造地質學的內容包括幾個主要方麵：地質構造的幾何學，主要包括地質構造的幾何形態描述、產狀與形體方位分析以及各種地質構造的組合形式和組合規律;地質構造形成的運動學，主要指地質構造形成過程中物質的運動方式、運動方向與基本規律;地質構造形成的動力學，包括地質構造形成的動力學條件及其變化、動力來源;地質構造的成因分析，主要討論地質構造的形成環境、形成條件、岩石變形機製與地質構造的演化過程。當然，上述幾個方麵的內容並不是孤立的，彼此之間卻是密切相關，相輔相成的一個統一體。

　　二、構造地質學的學科分類

　　近年來科學技術發展總的趨勢表現為兩個主要方麵： 1)學科本身自身建設與發展，從而有分支學科的出現;2)相鄰學科之間的交叉與滲透，表現為交叉學科與邊緣學科的形成。構造地質學學科的發展也不例外。構造地質學學科自身建設的一個特點是在傳統學科內容的基礎上，發展趨勢

　　表現為宏觀更宏、微觀更微。主要分支學科包括：顯微構造學，研究微觀域內和亞微域內岩石變形的顯微構造類型、特點及其與岩石變形微觀機製之間的耦合關係，探討岩石變形的基本過程與顯微構造的成因;構造地質學(狹義)，主要介紹和研究區域製圖尺度、露頭尺度和手標本尺度地質構造的基本特點、組合關係與規律、地質構造的成因機製;區域構造學探討地殼規模或尺度地質構造的基本特點、大型地質構造及其在地球構造格局和演化中的地位與作用。大地構造學的研究內容更多地包括全球構造的基本構造型式、全球構造的基本理論及其形成、演化的動力學過程。顯而易見，從顯微構造學到大地構造學，研究的尺度有著巨大的差別。當然，這種尺度上的差別也就導致其研究內容與研究方法有著顯著的區別。本書所論構造地質學的研究對象主要包括中小尺度、顯微尺度乃至亞微尺度岩石的變形構造及其成因機製。

　　從另一個角度考慮，構造地質學學科和其它許多相鄰學科的滲透，也是近年來構造地質學發展最為顯著的特點與趨勢，並逐漸發展形成了許多邊緣或交叉學科。構造地球化學是運用構造地質學和地球化學的基本原理和方法，闡述在不同構造背景環境中和變形作用過程中，元素的地球化學行為及其分配、遷移和富集規律與動力學機製;前寒武紀構造學是研究地球早期演化的地殼構造問題，包括早期地殼的結構、主要構造型式與特點、早期構造的成因與演化等基礎問題;重力構造學的主要研究對象是地殼表層內由於重力作用產生的區域構造型式、組合規律及其成因。但是，局部性的滑坡構造並不屬於重力構造學的研究範疇;實驗構造學是再現或正演地質構造形成與演化的基本過程，闡述地質構造的成因;礦田構造學主要討論礦床的形成與演化過程中構造變形作用的意義。撞擊構造學是界於構造地質學與行星地質學之間的邊緣學科，它主要研究由天際外來隕石等在地球或其它星球表麵快速衝擊形成的構造現象。

　　三、構造地質學的研究意義、地位與作用

　　構造地質學與岩石學、地層學構成地球科學的三大基礎學科。構造地質學從空間上、時間演化上，再現了岩石圈與各種規模地質體的幾何形態、分布規律、形成與演化的動力學條件與過程。它是進一步探討地殼運動與發展規律的基礎。資源與環境是過去、也是未來地球科學研究的永恒主題，地質構造與地殼運動的分析與研究，對於指導地球資源開發、工程建設與環境保護都具有重要的指導意義。

　　礦產資源，無論是金屬礦產(有色金屬、黑色金屬、貴金屬等)、非金屬礦產，還是能源礦產(煤、石油和天然氣等)，都是在一定的構造背景中產生，或者說受一定的地質構造所控製，並常常遭受了後期構造變形作用的改造。尤其對於內生金屬礦產而言，地質構造對於礦產分布的控製作用表現得更為突出。地質構造為成礦物質的遷移提供了通道，也為成礦物質的富集提供了有利的空間。

　　水資源貧乏已經成為很多大型城市麵臨的重要問題。地下水的活動，總是受大型地質構造製約，尤其斷層構造具有更重要的意義。對於地下水資源的開發與利用，必須深入研究地下水賦存的地質構造背景。

　　工程建設，包括水庫、堤壩、涵洞、橋梁等的建設，都必須以地質構造研究為基本依據，查明地質構造的發育情況與活動性，對地基的穩定性作出評價。

　　滑坡、火山與地震是人類麵臨的破壞性自然災害之首。大規模滑坡、火山活動與地震不僅僅造成巨大的經濟損失，而且常常造成人民生命財產的損失。地質構造的存在(基岩中斷層、破碎帶和薄弱帶)的存在常常是滑坡發生與發展的必要條件。地震與火山活動常常與現代地殼運動與構造活動密切相關。

　　人類生存的環境每時每刻都在變化中。土壤的沙漠化、氣候的異常變化、地方病的出現等都在很大程度上與現代地殼運動及其產生的地質構造，例如，青藏高原的隆升，具有密切的聯係。

　　由此可見，構造地質學不僅僅是地球科學的理論基礎，而且在國民經濟建設中起著重要的作用。

　　四、構造地質學的研究方法

　　隨著現代科學技術不斷發展，學科之間逐漸相互滲透，構造地質學的研究內容與範疇不斷地擴大，傳統的研究方法不斷地完善，新的研究方法也在起著越來越重要的角色。

　　與地球科學其它學科具有廣泛的相似性，構造地質學研究也是一個反演-正演一綜合的過程。反演主要包括研究地質構造的幾何學、運動學、動力學及其形成、演化的機理與過程：正演主要是應用模擬研究的相似性原理，在實驗室內再現天然變形作用過程。

　　傳統構造地質學，最基本的研究方法以野外觀察、描述和地質填圖為主。通過野外實測地質剖麵、地質填圖，並結合特殊構造點的重點解剖與構造測量(測量各種產狀數據)，闡述岩層、岩體的產狀、分布與相互關係及形成時代，查明地質構造形態、幾何特點、組合關係與發生、發展曆史。航片、衛片等的遙感解譯，提供了較大區域範圍內地質構造的發育特點與展布，使得有可能從更大的範圍內直接觀察、分析和研究區域地質構造的基本格架與空間變化規律。地球物理探測、地球化學資料和鑽探技術(尤其深海鑽探技術)使得研究地質構造的深部延伸與隱伏地質構造，揭示深部地質構造的形態輪廓成為現實，不僅使得對地質構造的研究已經從地殼表層發展到地殼深層，而且從陸地發展到海洋。

　　顯微鏡與電子顯微鏡的應用，將構造地質學的研究從宏觀帶入到微觀和亞微觀領域，加深了對變形作用微觀機製的認識，為研究顆粒尺度上岩石變形機製與變形過程，闡述岩石變形的動力學環境，判別其形成與演化的運動學規律提供了條件。

　　另一方麵，實驗構造學的發展、電子計算機數值模擬技術的運用，在實驗室內模擬野外地質構造，驗證了反演過程得出的結論。傳統的泥巴實驗、光彈模擬實驗是最有效的例證。近代廣泛開展的計算機數字模擬和高溫高壓實驗研究，能夠更加形象和準確地確定地質構造形成的環境、動力學條件，且再現其形成與演化過程。

　　當然，作為地球科學的分支學科，構造地質學的研究必須與其它基礎學科(岩石學、地層學和地球物理學等)的研究密切配合、同步進行。這樣，才能夠對於所研究地區的總體構造格局與構造特點有一正確的認識。

　　第二章、基礎構造地質學

　　第一節、岩石變形及其力學基礎

　　地殼運動會產生力，從而導致岩石發生變形和位移，產生了地質構造。因此，為了正確理解岩石變形、地質構造及其形成過程，必須首先了解力學的一些基本概念和原理。

　　力 力是物體間的相互作用，根據牛頓第二定律，力(F)應該是質量(m)與加速度(a)之積：

　　F= ma2　　　　　　　　　　　　 　　　　　　　　　　(2-1-1)

　　力是一個矢量。它不僅有大小，而且有方向。因此，力可以合成與分解，滿足矢量的數學定理

　　一個物體作用在另一個物體上的力叫做外力。外力有兩種基本類型：麵力和體力。麵力是互相接觸的兩個物體之間通過接觸麵傳導的作用力，比如膨脹的空氣對於活塞的推力;體力是作用在兩個物體之間，物體內部的任何一個質點都同時受到影響的作用力，如重力或物體之間的引力，它們與物體的質量成正比。 一個物體在沒有受到外力作用的情況下，物體內部的各個質點之間具有一定的作用力而使物體保持穩定平衡狀態。物體內部各個質點之間的這種作用力稱為固有內力。如果作用在物體上的各種外力都被該物體吸收，而並未使物體移動，那麼物體內部各質點間位置與相互作用力將會發生變化。物體內部質點間作用力的改變量稱為附加內力。附加內力是物體內部質點對於所施加外力的反映，它將力圖使物體內部質點恢複其固有的位置，阻止物體發生變形。習慣上，將這種附加內力簡稱為內力，並與外力對應。

　　應力 應力指在外力作用下物體內部產生的內力強度，可以用單位麵積上的內力表示。應力也是一個矢量，其方向與內力的方向一致：

　　σ=P/A 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-2)

　　其中，A-物體內部內力分布均勻的某一截麵麵積;P-作用在截麵A上的內力;σ-作用在截麵A上的應力。如果在這一截麵上內力的分布不是很均勻，那麼應力是每一微小單元麵積上的作用力

　　σ=dP/dA 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-3)

　　應力的單位為帕斯卡(Pa)。

　　在多數情況下，所考慮的截麵方向與作用力的方向斜交，那麼作用力P可以分解為與截麵垂直的分量(Pn)和與之平行的分量(Pt)。與此同時，作用在截麵上的應力也可以分解為與截麵垂直的應力分量叫做正應力或直應力和與截麵平行的應力分量叫做剪應力或切應力(τ)，正應力使物體受到壓縮(壓應力，用正值表示)或拉伸(張應力，用負值表示)：

　　σ=dPn/dA 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-4)

　　剪應力使物體有順時針(用負值表示)或逆時針(用正值表示)轉動的趨勢：

　　τ=dP t /dA 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-5)

　　應力狀態 三維空間中某一點應力的方向與大小，稱為該點的應力狀態，點的應力狀態是三維的，可以用三維直角坐標係表示。為簡便表示點的應力狀態，我們可以考慮作用在一個無限小立方體上的力的效應，立方體三個麵的法線分別為 x，y和z，那麼，可以將作用在立方體六個麵上的應力分解為三個基本分量(圖2-1-1)：對於垂直於x軸的麵，有垂直於表麵的正應力σxx和平行於表麵的剪應力τxy 和τxz。後二者分別平行於其它兩個坐標軸y軸和z軸。對於其它垂直於y軸和z軸方向的麵，分別有相應的正應力和剪應力。綜合起來，對於這一無限小立方體，共有九個應力分量作用在三對相互垂直的麵上：

　　垂直於 x軸的麵：σxx τxy τxz

　　垂直於 y軸的麵：τyx σyy τyz

　　垂直於 z軸的麵：τzx τz y σzz

　　其中，σxx，σyy，和σzz為正應力，其它六個分量為剪應力。這六個剪應力分量保持立方體處於平衡狀態，因此有：;τxy =τyx ;τyz =τzy;τzx =τxz。因此，在表示一點的應力狀態時，隻有六個彼此獨立的應力分量。

　　圖2-1-1物體內無限小立方體上的應力分量

　　Fig. 2-1-1 Stress components on an infinitesimal cubic in a stressed body

　　主應力 對於任一給定應力狀態，總有三個方向的麵，它們彼此互相垂直且麵上隻有正應力作用，而剪應力值為零。這樣的三個麵稱為主應力麵，它們的交線稱為應力主軸(或主方向)。垂直於主應力麵的正應力稱為主應力。習慣上用σ1，σ2，σ3，表示最大主應力、最小主應力和中間主應力(σ1>σ2>σ3)。因此，一點上的應力狀態可以用三個主應力及其方向來描述。當主應力σ1>σ2>σ3，並且符號相同時，一點的應力狀態可以用以σ1，σ2，σ3為半徑的橢球體表示(圖2-1-1)，該橢球體為應力橢球體，應力橢球體的三個主軸稱為主應力軸。沿著三個主應力平麵切割橢球體的三個橢圓稱為應力橢圓。

　　常見的應力狀態包括：

　　1. 單軸應力狀態：隻有一個主應力(σ1或σ3)不為零，其它兩個軸為零。

　　單軸壓縮狀態：σ1>σ2=σ3=0

　　單軸拉伸狀態：σ3>σ1=σ2=0

　　2.雙軸應力狀態：隻有一個主應力為零，另外兩個主應力不等於零。

　　雙軸壓縮狀態：σ1>σ2>σ3=0

　　平麵應力狀態：σ1>σ2=0>σ3

　　3.三軸應力狀態：三個主應力軸都不等於零。這是自然界最普遍的一種應力狀態。

　　最大主應力和最小主應力之差(σ1-σ3)稱為應力差或差應力，差應力的存在將引起物體形狀的變化(σ1+σ2+σ3)/3稱為平均應力

　　應力場 上麵所述是物體內部某一點的應力狀態。在物體內所有各點某一瞬間的應力狀態(包括應力大小與方向)的綜合稱為應力場。地殼一定空間內某一瞬間的應力狀態稱為構造應力場，表示那一瞬間各點的應力狀態及其變化情況。如果在應力場中各點應力大小與方向相同，為均勻應力場，否則為不均勻應力場。

　　正應力與主應力之間的關係

　　在一般情況下，正應力與剪應力之間存在著一定的內在聯係。下麵我們忽略中間主應力σ2的效應，隻考慮最大主應力σ1和最小主應力σ3的作用下變形岩石內部任一截麵(P)方向上的正應力與剪應力(圖2-1-2)，對於σ1，σ2和σ3同時作用的自然條件情況較為複雜(請參見有關著作)。如果已知平麵PP′與σ1或σ3(傳統上用σ3)之間的夾角θ，我們可以分別確定σ1作用在PP′上的正應力和剪應力與σ3作用在PP′上的正應力和剪應力。然後通過應力合成，求得σ1+σ3作用在PP′上的正應力和剪應力之間的關係(參見朱誌澄，宋鴻林，1991)：

　　(σθ-(σ1+σ3)/2 )2+τθ2=((σ1-σ3)/2)2 　　　　　　　　　(2-1-6)

　　當θ=90°時， σθ=σ3， τθ=0

　　圖2-1-2 單軸應力作用下正應力-剪應力之間的關係(據Dennis, 1987)

　　Fig. 2-1-2 The relationship between normal stress-and shear stress

　　(from Dennis, 1987)

　　圖2-1-3 二維應力莫爾圓圖解(據Dennis, 1987)

　　Fig. 2-1-3 Mohr’s circle for two dimensional stress components

　　(from Dennis, 1987)

　　很顯然，這是一個在σ-τ坐標係內以[(σ1+σ3)/2，0]為圓心，以(σ1-σ3)/2為半徑的圓的方程，這個圓稱為莫爾圓(圖2-1-3)。從圖2-1-3及方程式(2-1-6)可以得出：

　　σθ=(σ1+σ3)/2+((σ1-σ3)/2)cos2θ 　　　　　　　　　(2-1-7a)

　　τθ=(σ1-σ3)/2sin2θ 　　　 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-7b)

　　由此可見，對於圖2-1-2中每一具有θ角的平麵PP′，都有相應的σθ和τθ值，並對應於莫爾圓(圖2-1-3)上的一點。或者說，對於給定的σ1和σ3，我們可以求出與σ3具有任一交角的平麵(當然，該平麵也垂直於包含σ1和σ3的麵) 上正應力值σθ和剪應力值 τθ的大小。

　　從圖2-1-3和式2-1-7可以知道：

　　(1)當θ=0°時， σθ=σ1， τθ=0

　　在這兩個麵上隻有正應力而無剪應力，這兩個麵稱為主平麵。

　　(2)當θ=45°或135°時，剪應力的絕對值最大，|τmax|=(σ1-σ3)/2 ，它們是與主應力軸σ1和σ3 成45°交角的一對互相垂直的麵，稱為最大剪應力作用麵。

　　(3)當σ1=σ3 時，τθ=0，即在均勻壓力下無剪應力。在三維應力狀態中，若σ1=σ2=σ3 ，稱為靜水壓力，它隻能引起物體體積的變化，而不改變物體的形狀。

　　變形與應變 物體受到應力作用，內部質點發生位移，使得物體發生形狀或體積改變，稱之為變形。變形用應變度量，即指在應力作用下物體形狀和大小的改變量。物體形狀的改變稱為形變或畸變，體積的變化稱為體變，體變可以是體積增加(正值)或減小(負值)。

　　均勻應變與非均勻應變 如果(物體內)變形前形狀與方向相似的兩部分在變形後仍然保持其相似性，這種應變稱為均勻應變;否則稱為非均勻應變。均勻應變的特點是，變形前的直線變形後仍為直線;變形前的平行線變形後仍是平行線。均勻應變的典型實例是杆狀物體的均勻拉伸或收縮。在這種變形體中的一個圓，就會變成一個橢圓，稱為應變橢圓。在三維變形中的圓球就變成橢球，稱為應變橢球體。物體內一點上應變橢球的三個主軸方向稱為應變主軸(X，Y和Z)，在變形作用過程中它們保持相互垂直。應變橢球體內的主平麵叫做應變主平麵。

　　在非均勻應變中，直線經變形後變成曲線或折線;平行的直線失去其平行性。物體內的圓或圓球體變形後將不變成橢球或橢球體。如果物體內各點間的應變特點是逐漸變化的，稱為連續變形，否則稱為不連續變形。自然界的變形過程，非均勻應變是普遍現象。對於連續的非均勻應變，可以考慮將變形物體分割成無數個無限小單元體，那麼每個無限小單元體內的應變就可以視為均勻應變

　　均勻應變的幾種基本類型(Hobbs等，1976)包括：

　　1、軸對稱伸長：在一個主方向上伸長，在其它所有方向上縮短，且縮短量相等。應變橢球為一長橢球;

　　2、軸對稱縮短：在一個主方向上縮短，在其它所有方向上伸長，且伸長量相等。應變橢球為一扁橢球;

　　3、平麵應變：應變橢球的三個主軸互不相等，其中中間主應變軸與初始長度相等，縮短和伸長分別發生在其它兩個主軸方向上;

　　4、一般應變：應變橢球的三個主軸互不相等，且各軸都與其初始值不等;

　　5、純剪應變與單剪應變：純剪應變中變形前與應變橢球主軸平行的直線在變形後仍保持其平行性;單剪應變中平行於剪切麵方向上的平麵在變形前後保持其平行性，單剪變形是一種等體積變形。 應變的度量與表示 理論上的應變量主要用線應變與剪應變表示，但實際中的應變度量情況遠比理論分析複雜，因而近年來針對不同的變形體與不同的目的。發展了多種不同的應變度量與表示方法

　　(1) 線應變 變形前、後物體內質點間線段長度的變化稱之為線應變(ε)：

　　ε =(L 1-L 0 )/ L 0 　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-8)

　　式中L 0 和L 1 分別為變形前、後線段的長度，伸長為正值。另一種常用的線應變度量為平方長度比

　　λ= (L 1 / L 0)2=(1+ ε)2 　　　　　　　　　　　　(2-1-9)

　　(2)剪應變 剪應變用來測量直線間夾角的變化。變形前互相垂直的兩條直線變形後夾角發生變化，其正切稱為剪應變γ。

　　γ=tgθ 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-10)

　　在地質學中順時針角度變化為正應變，反之為負。

　　(3)均勻應變的弗林(Flinn)圖解

　　岩石中原始分布較均勻的近等軸狀或不規則礦物顆粒或礦物集合體，如花崗質岩石中的石英，遭受剪切變形後形態會發生改變。其畸變程度反映了應變的強弱。通過測量畸變後應變橢球體主軸，可以求出應變量大小並判斷應變型式。具體做法是，在變形岩石中選出合適的切麵，即包括應變橢球主軸麵的切麵，切製成光片或薄片，然後分別測量出 X、 Y、 Z應變主軸，並分別求出：

　　a=x/y=( l十εx)/(1十εy) 　　　　　　　　　　　(2-1-11)

　　和 b=y/z=( l十εy)/( l十εz) 　　　　　　　　　(2-1-12)

　　並以 a、 b為座標作圖。不同形狀的應變橢球用 K值來區別，

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

　　或用統計的方法(如Robin法)求出軸率K：

　　　　　　　　　　　(2-1-14)

　　ci

　　式中 ai和ci分別為與應變軸平行的變形體的長短軸， n為所測量數目。各種應變狀態可以描述如下：

　　(a)軸對稱延長： k=∞

　　(b)拉伸應變(長橢球);1

　　(c)平麵應變(體積不變)： k= l

　　(d)壓扁應變(扁橢球);0

　　(e)軸對稱壓扁; K= 0

　　圖2-1-4應變橢球體的圖示—Flinn圖解

　　Fig. 2-1-4 Flinn diagram for homogeneous strain

　　這種方式，隻用參數 K值應能描述應變橢球的形態，通過 K值是大於 1或小於1，就能直接區分出是拉伸應變還是壓扁應變。

　　圖2-1-4a是假定體積不變而編製的，由於變形作用過程中體積變化Δ=0時， K= l的直線才唯一通過原點。當 Δ≠0時(圖2-1-4b)，則有 l十Δ=(l十εx)/(l十εz)= a/b (因為 K=1時應變橢球體的(l十εy)= l)，所以：

　　a= b( l十Δ)

　　a.用 K=(a-l)/(b-l)值描述不同的應變橢球體;

　　b.如果體積不是恒量，則以線 a= b( 1十Δ)劃分收縮應變區與壓扁應扁區。圖中實線表示體積縮小20%的效應。

　　因此，對於一個體積變化Δ來說：直線 a= b( l十Δ)代表平麵應變或收縮應變區和壓扁應變區的分界線(圖2-1-4b)。

　　岩石流變學 前麵分別考慮了應力和應變問題。我們知道，應變的出現與應力的作用密切相關，或簡言之，應變是應力的函數。流變學理論討論的就是這種函數關係。

　　應力與應變之間最簡單的流變學關係類似於彈簧的變形行為：一個正應力σ施加在變形物體上，導致物體發生伸長或縮短ε(正或負值)，ε與σ成正比，遵循虎克定律：

　　σx= Eεx 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-15)

　　其中E為比例常量，這種具有正比關係、瞬間性和可逆性的變形稱為彈性變形。如果考慮到變形物體的體積變化，有：

　　σ=KΔV/Vσy 　　　　　　　　　　　　　(2-1-16)

　　其中的K為總模量。

　　剪切應力施加在變形物體上，將會引起物體發生形態變化，應力與應變之間具有下列關係：

　　τ=f(γ) 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-17)

　　對於彈性應變而言，有：

　　τ=Gγ 　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-18)

　　其中G為一比例係數，稱為剪切模量。

　　圖 2-1-5岩石變形的應力-應變曲線

　　Fig. 2-1-5 Stress-strain curve for the deformation of rocks

　　σЛ-比例極限;σy -彈性極限;σγ-屈服極限;σB-強度極限

　　由此可見，對於一個理想的彈性體，應力與應變之間是線性比例關係(圖2-1-5)。彈性變形實際上隻是物體變形早期階段的瞬間狀態，隨著應力的進一步作用，變形將持續進行，當應力值達到某一值σЛ後，線性比例關係即已消失，但此時的變形仍保持其可逆性，此應力值σЛ稱為比例極限。但當應力值大於σy時應力與應變之間不僅不具有線性關係，變形的可逆性亦完全消失，σy值稱為彈性極限。當應力值超過彈性極限時，岩石具有韌性，岩石中發生的永久變形稱為塑性變形。

　　隨著岩石受到應力的逐漸加強，達到某一應力值σγ後，在不增加應力的情況下應變也持續發展，說明此時岩石抵抗變形的能力變弱。σγ應力值稱為屈服極限。 受應力作用的岩石所承受的彈性變形或塑性變形是有一定限度的。在一定的條件下(指常溫、常壓條件)，當應力達到或超過某一應力值時σB，岩石內部的結合力遭到破壞，就會發生斷裂變形而失去其連續性。σB值稱為岩石的強度極限或破裂極限。

　　岩石的強度(在一定條件下抵抗施加應力的能力)並非定值，它受很多因素製約。

　　首先，岩石的成分與結構、孔隙度等是最基本的內在因素。以岩石成分為例，從表2-1-1中明顯看出不同成分岩石之間的強度差別。

　　溫度和圍壓是影響岩石強度的重要外在因素。溫度升高使岩石強度降低，而增大圍壓卻明顯增大了岩石的強度。不過，兩種因素同時導致岩石的韌性增強或減弱。因而，岩石在地表一般表現為脆性，而向地下，隨著溫度和圍壓的增加逐漸會發生向韌性的轉變。

　　孔隙流體對岩石強度的影響從表2-1-2中也是顯而易見的。究其原因主要表現為三個方麵。一方麵，孔隙流體的存在可以促進岩石中礦物組成的溶解和遷移，另一方麵，流體相的存在可以引起變形晶體的水解弱化(Griggs，1974;1976)，從而促進岩石的塑性變形，再者，孔隙流體的存在產生了一種孔隙壓力，它與岩石所處環境的圍壓方向相反，因而促進圍壓的效應減弱，結果導致岩石的強度降低。

　　表2-1-1 幾種岩石在幹、濕條件下的抗壓強度

　　Table 2-1-1 Compressive strengths of several rocks under dry and wet conditions

　　岩石名稱幹燥狀態(Mpa)潮濕狀態(Mpa)

　　花崗岩193-213162-170

　　閃長岩123108

　　煌斑岩183143

　　石灰岩150118.5

　　礫岩85.654.8

　　砂岩87.1 53.1

　　頁岩52.220.4

　　時間因素是影響岩石力學性質(強度)的重要因素，尤其在地質條件下，時間計年以百萬年為單位，它對於自然條件下岩石變形的意義就更應該值得注意。時間因素對於岩石變形的影響主要表現為三個方麵： ①應變速率的效應。快速施力能提高岩石的應變速率，提高岩石的強度，使岩石發生脆性變形。常時間緩慢施力，會使脆性物質破壞所需應力值明顯減小，甚至發生韌性變形;②重複施力的作用。使岩石多次重複受力，雖然作用力不大，也能使岩石破裂，且破裂時的岩石強度值降低;③蠕變與鬆馳。蠕變是在應力不增加的情況下，隨著時間的增長變形繼續緩慢增加的現象;鬆弛指當應變保持恒定時，隨時間的增長應力逐漸減小的現象。這兩種現象的存在都說明長時間緩慢變形會降低岩石的強度。 另外，其它一些因素，如作用力的方式、方向等對岩石的強度都有重要的影響。它們的綜合作用使得自然界的岩石變形具有很大的複雜性。

　　岩石破裂方式與破裂理論

　　岩石中的破裂有兩種類型：張裂和剪裂。張裂的位移方向垂直於破裂麵，張裂麵一般垂直於最小主應力方向。剪裂的相對位移平行於破裂麵，破裂麵一般與最大主應力方向的夾角小於45°。在圍壓很小的情況下，岩石表現為脆性，以剪裂形式破壞，在壓縮實驗中，以軸向劈理為特征。除了圍壓極低的情況外，剪裂是三軸壓縮試驗中宏觀脆性破壞的主要形式。在超過某一稍高的圍壓極限值的三軸拉伸實驗中，宏觀脆性破壞也是剪裂占優勢，但是，剪裂麵與最大主壓應力σ的夾角通常在20°-30°之間，並且隨著圍壓的增加而稍有增大。當圍壓增大使岩石變形達到脆-韌性過渡時，其剪切破壞往往會形成一個由相當多微裂組成的強烈變形帶 ，而不形成單一的分劃性剪裂，而且試驗以後，樣品不一定立即分裂開。

　　剪裂麵與最大主應力軸方向的夾角稱為剪裂角(θ)。一般剪裂麵常呈兩組共軛出現，包含最大主應力軸的兩個共軛剪裂麵的夾角稱為共軛剪裂角(圖2-1-6)。從應力分析可以知道，最大剪應力作用麵位於σ1 和σ3軸之間的平分麵上，與它們呈45°角，猶如剪切破裂最可能會沿這些麵發生。但實際上並非如此，岩石剪裂角常小於45°。不同學者提出了許多剪切破裂理論和準則，以此來分析和研究破裂的形成。

　　1)庫侖剪切破裂準則

　　庫侖認為岩石抵抗剪切破壞的能力不僅同作用在截麵上的剪應力有關，而且還與作用於該截麵上的正應力有關。設發生剪切的臨界剪應力為 τ ，可以表示為;

　　τ=τ0+μσn 　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-20)

　　圖2-1-6主應力與破裂麵方位關係(據朱誌澄、宋鴻林，1990)

　　Fig. 2-1-6 Relationship between principal stresses and orientation of fractures (from Zhu & Song, 1990)

　　圖2-1-7 剪切破裂時的莫爾圓圖解(據朱誌澄、宋鴻林，1990)

　　Fig. 2-1-7 The Mohr’s diagram for shear fractures (from Zhu & Song, 1990)

　　式中σn 為作用於該剪切麵上的正應力，τ0 為σn等於零時的岩石抗剪強度，也稱為岩石的內聚力，對於一種岩石而言是一個常數。μ為內摩擦係數，由普通的滑動類推：μ=ξφ，φ是材料的內摩擦角，所以庫侖破裂準則可以改寫為：

　　τ=τ0+σnξφ 　　　　　　　　　　　　　(2-1-21)

　　在莫爾應力圓圖解中(圖2-1-7)，(2-1-21)式為兩條與岩石破裂時的極限應力圓相切的兩條直線，稱剪切破裂線，兩個切點代表了共軛剪裂麵的方位和應力狀態。由圖2-1-7可知，岩石發生破裂時，剪裂麵與最大主應力σ1的夾角為θ。

　　2θ=90°-φ θ=45°-φ/2 　　　　　　　(2-1-22)

　　由此可見，剪裂角的大小取決於岩石變形時內摩擦角的大小。實驗表明，許多岩石的剪裂角在30°左右。

　　圖2-1-8 不同圍壓下的莫爾包絡線(據Hills，1972)

　　Fig. 2-1-8 The Mohr envelopes at confining pressures (from Hills, 1972)

　　2.莫爾剪切破裂準則

　　莫爾根據岩石力學實驗的結果。對庫侖準則提出了修正。他認為材料的內摩擦角不是常數，而是隨圍壓的變化而變化。其破裂線的方程一般表達式為：

　　τn=f(σn) 　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-23)

　　這是一條由一係列實驗得出的曲線，它包括了同一種岩石在不同圍壓下破裂時的極限應力圓，這一曲線稱為莫爾包絡線(圖2-1-8)。從上圖中可以看出，砂岩的莫爾包絡線接近於直線，φ角大約為45°，所以剪裂角在23°左右。頁岩的莫爾包絡線為曲線，φ角隨圍壓的增加而變小，當圍壓足夠大時，剪裂角接近45°。

　　3.格裏菲斯破裂準則

　　庫侖和莫爾準則都是通過岩石力學實驗得出的經驗公式，它們不能對引起破壞的機製作出令人滿意的物理學解釋。格裏菲斯(1920)提出了另一種岩石破壞理論。他發現材料的實際破裂強度遠遠小於根據分子結構理論計算出的材料粘結強度，達幾個數量級。他認為這是由於材料中存在許多隨機分布的微裂隙末端附近應力強烈集中。當裂隙端部的拉應力達到該點的抗拉強度時，微裂隙開始發生擴展、聯結，最後導致材料的破壞。現代超微觀測技術的應用，已證實了這種微裂隙的普遍存在及其在材料破壞中的作用。在二維情況將微裂隙看作是扁平的橢圓形裂隙，可以推導出平麵格裏菲斯破裂準則：

　　當σ1<-3σ3時

　　σ3=To 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-24)　　　　　當σ1>-3σ3時

　　(σ1 -σ3)2 -8To(σ1 +σ3)=0 或 　　　　　　　　(2-1-25)

　　τn2=4 To(To +σn) 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-26)

　　式中To為單軸抗張強度的數值，分別為剪裂麵上的剪應力和正應力。(2-1-24)式為張裂的準則，(2-1-26)式在莫爾圓圖解中是一條拋物線型的莫爾包絡線(圖2-1-6)，與實驗得出的曲線十分近似。從(2-1-26)式可知，在單軸壓縮情況下，σ1 =σc(抗壓強度)，σ3=0，則σc =8 To。但在室溫常壓下岩石的抗壓強度往往是抗張強度的10-50倍。為此，麥克林托克與華西(1962)又假定微觀裂隙在受壓方向上的閉合，將產生一定的摩擦力而影響微裂隙的擴展。從而提出修正的平麵格裏菲斯破裂準則，其莫爾包絡線為：

　　圖2-1-9 平麵格裏菲斯破裂準則的莫爾包絡線和修正的格裏菲斯準則的包絡線(虛線)

　　Fig. 2-1-9 The Mohr’s envelopes for Griffith criteria and revised Griffith Criteria (dashed line)

　　τn=μσn+2 To 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-27)

　　雖然格裏菲斯準則及其修正的準則初步描述了關於破裂的真實物理模式，但它們與岩石力學實驗觀測到的結果仍有些明顯的不一致，如所預計的單軸抗壓強度與抗張強度之比都過低，預計的莫爾包絡線斜率也與實際的斜率不嚴格一致。盡管如此，它們仍是目前應用於構造地質學、岩石力學方麵比較符合實際的準則，而被廣泛采用。

　　岩石的流動與流動機製

　　自然界千姿百態的地質構造，它們的形成是通過岩石變形完成的。雖然不同地質構造的規模差別可以很大，大到全球規模、區域規模、露頭規模甚至手標本或顯微規模，但它們都是由顆粒尺度(或規模)上岩石結構的調整與流動實現的。岩石結構調整與流動的基本過程稱為流動機製。如前已述，岩石的力學表現及其變形行為是受很多因素製約的，岩石流動機製的變化也同樣受這些因素的影響。在影響岩石流動機製的各種因素中，隨著由地殼淺部向深部溫度和圍壓的逐漸增加具有最重要的意義。為此，在地殼剖麵的不同深度上，岩石變形通過不同的機製完成。其中主要包括碎裂流動、壓溶作用、晶質塑性和顆粒邊界滑移。

　　碎裂流動 碎裂流動是相對低溫條件下的一種典型岩石變形機製。岩石的破裂、岩石碎塊(角礫)的旋轉與位移是這種變形機製的基本過程。在碎裂流動作用過程中，岩石破裂或較大礫徑角礫的旋轉、位移過程產生的空隙與岩石結構的不協和性由較小礫徑的角礫或熱液充填的脈體物質協調。碎裂流動形成的典型構造岩包括斷層泥、碎裂岩和斷層角礫岩。碎裂流動常常出現在低溫、高應變速率和高流體壓力條件下(Passchier和Trouw，1996)，主要具有以下特點：1)角礫礫徑變化大;2)角礫可以為複成分角礫、或是由單晶構成，但更多情況下由多晶集合體構成;3)角礫呈棱角狀、具有平直的邊界;4)角礫無一定的顆粒形態優選。5)角礫內的礦物顆粒含有很多纏結位錯亞結構。

　　壓溶作用 由於粒間孔隙流體的存在，變形岩石內的顆粒在應力作用下出現溶解和物質遷移過程。沿顆粒麵向壓應力一側顆粒邊界溶解，溶解物質在流體內擴散、遷移並於低壓應力一側沉澱。物質擴散遷移過程主要受應力作用梯度引起的化學勢梯度製約。沉澱的新生礦物顆粒可以與被溶解礦物成分一致或不一致。壓溶作用形成的典型結構型式包括縫合線、截切顆粒(如礦物顆粒、化石或鮞粒等)。當岩石由溶解度不同的顆粒組成時，壓溶作用表現得最為清楚。壓溶作用在成岩過程或低溫變形過程中非常發育。

　　晶質塑性 岩石變形通過晶體內部晶格結構調整或晶內變形來實現，晶內變形通過位錯的運動與增殖過程完成(詳見第二章第七節)。晶質塑性變形過程包括位錯滑移、位錯攀移、動態恢複與動態重結晶作用過程。位錯滑移指具有一定結晶學方向的位錯沿著特殊晶麵和晶軸方向移動(包括沿任意結晶學方向的位錯平移和沿特定結晶學方向的雙晶滑移)。位錯沿著垂直於滑移麵方向上的運動稱為位錯攀移。位錯滑移與位錯攀移同時發生的綜合作用過程為位錯蠕變。受應變礦物晶體內部的位錯，通過位錯蠕變等過程排列、組合，總體趨勢向著使晶體具有低內能結構發展，產生晶內位錯的低能構形，這種過程稱為動態恢複作用。隨著動態恢複作用發展，晶內位錯逐漸消失，位錯密度減小並伴隨出現與原變形晶體結晶方位有顯著差異的新晶體顆粒，稱為動態重結晶作用。 晶質塑性是一種溫度和壓力比較高的條件下出現的岩石韌性變形機製，是地殼中、深部層次岩石變形的基本過程。受晶質塑性變形的岩石，具有特殊的變形構造與微構造組合，並形成典型構造岩-糜棱狀岩石(詳見第二章第七節)。

　　顆粒邊界滑移與岩石的超塑性 岩石可以獲得很高的應變而不發育形態或晶格優選組構。岩石的這種特點稱為超塑性，顆粒邊界滑移(而非晶內變形)是超塑性變形的主導變形機製。岩石的超塑性出現在某些特殊條件下，包括極細粒岩石結構、相對高溫條件(T/Tm>0.5, Tm為變形礦物的熔點溫度)、較低的應力和應變速率。超塑性在許多地殼中深層次的韌性剪切帶的發育中扮演了重要的角色，顆粒邊界滑移是糜棱岩形成與演化過程的一種重要機製。

　　第二節、岩石的成層性與層狀構造

　　成層性是沉積岩、火山岩和變質岩共有的特點。當然，在不同成因類型的岩石中，岩石成層性的組成、結構與成因有著顯著的差異。對於沉積岩與火山岩的成層性，一般認為是岩石沉積、成岩過程中產生的主要構造型式，稱之為原生構造;而變質岩的成層性，不僅與原岩的成層性(變質沉積岩和變質火山岩)有關，而且常常與後期變形-變質作用具有密切的成因聯係。這種成層性及相關的構造型式稱為次生構造。即使不同類型岩石中的成層性具有很大差別，但是它們的幾何表示卻一致，與本章第四節將要討論的斷層與節理構造等都可以用幾何學中的平麵表示。本章主要討論沉積岩的成層性，關於火山岩和變質岩的成層性及其構造特點將分別在本章第五節、第六節討論。

　　一、岩石的成層性與原生構造

　　沉積岩是地殼岩石成層性表現最為特征的岩石類型，它主要由岩石層理與層麵的存在表現出來層麵是限定岩性層的上、下界麵，下界麵稱為底麵，形成在先，上界麵稱為頂麵，形成在後。

　　沉積岩層的原生構造主要包括層理構造、層麵構造和生物遺跡等。層理構造是沉積岩中最常見的原生構造，它是通過岩石成分、結構、構造和顏色在剖麵上的突然變化或漸變所顯示出來的一種成層性構造。層麵構造指在層麵上出現的一些同沉積構造現象，其中包括波痕、泥裂和雨痕等。 按照層理的形態，可以將層理構造分為：平行層理(平行狀)、波狀層理(波浪狀)和斜層理或交錯層理(與層麵斜交)。對於層理的識別，岩石成分、結構和構造的變化以及岩層層麵上原生構造的存在(波痕、底麵印模等)都是最直接的標誌。岩石化學成分與地球化學示蹤計的變化在某些條件下也具有重要意義。

　　二、利用層理構造和層麵構造確定岩層的頂麵和底麵

　　正確地鑒別層理構造和層麵構造是地質構造研究的基礎，也是恢複和研究區域構造格架所必須的，尤其在化石缺少的岩層內，層理構造和層麵構造的意義就更加顯著。它們可以用來鑒別岩層頂麵和底麵，或判斷岩層的新老順序。最主要的層理構造和層麵構造包括斜層理、粒級層理、波痕、泥裂、雨痕以及印模和衝刷痕跡等。

　　圖2-2-1 利用斜層理確定岩層頂、底麵 (據Billings，1972)

　　Fig. 2-2-1 Cross-bedding and younging direction (from Billings, 1972)

　　A-頂麵在左邊正常層序;B-岩層直立，頂麵在右邊;C-頂麵在右邊，岩層倒轉

　　斜層理 沉積岩層的微細層與層係界麵(或主層麵)相交表現出的一種構造(圖2-2-1)。斜層理在水成和風成的碎屑沉積中都可形成。斜層理的表現形式較多，如單向斜層理和交錯層理等。利用斜層理中的細層和層係界麵的關係可以確定岩層的頂麵和底麵。在斜層理中，細層撒開一端指向岩層的頂麵，收斂一端指向岩層的底麵。

　　圖2-2-2 粒級層理(據Dennis, 1987)

　　Fig.2-2-2 Graded bedding (from Dennis, 1987)

　　粒級層理或遞變層理 組成岩層的碎屑顆粒在岩層垂直方向上顆粒粒度呈韻律變化。正常粒級層理從底麵到頂麵的粒度由粗漸細，根據這種變化規律確定頂麵和底麵(圖2-2-2)。粒級層理普遍出現在各種類型的沉積岩和火山沉積岩中，如砂岩、碎屑灰岩、凝灰岩等。其中以砂岩的粒級層理最清晰。

　　波痕 波浪衝擊在岩層麵上保留下來的波狀形態。常見兩種基本類型：流動波痕和浪成波痕。流動波痕在橫剖麵中是不對稱型的，而浪成波痕是對稱型的(圖2-2-3)。後者由尖棱狀波峰和圓弧狀波穀組成，用它能夠確定岩層頂、底麵，波峰指向頂麵，波穀指向底麵。

　　圖2-2-3 對稱型浪成波痕

　　Fig. 2-2-3 Symetrical ripple marks

　　泥裂 或幹裂 粘土岩、泥質粉沙岩、泥灰岩等細粒沉積物露出水麵並經灼曬幹而發生收縮和裂開形成與層麵垂直的裂隙，裂隙組合呈多邊形狀。泥裂及其中的充填物一般上寬下窄，可用以判定岩層的頂麵和底麵。泥裂變窄的尖端指向岩層底麵，開口端指向頂麵。

　　雨痕、冰雹印痕 雨點或冰雹顆粒落在鬆軟的泥質沉積物上，衝擊出近圓形的凹坑，後被沉積物充填並呈半圓形突起。根據雨痕和冰雹印痕所保存的凹坑和半圓形突起可以確定岩層的頂麵和底麵。

　　古生物化石保存 古動物和古植物的生長狀態及其死亡後在岩層中的保存狀態具有一定的規律。例如疊層石由一些圓錐形或圓拱形的薄層疊置而成，圓錐形或圓拱形在橫剖麵上向上指向岩層的頂麵(圖2-2-4)。

　　圖2-2-4 疊層石的生長方向(據孫德育等，1986)

　　Fig. 2-2-4 The growth direction of stromatolites(from Sun, 1986)

　　瓣鰓類和腕足類化石的外殼，在水流中最穩定的保存狀態是凸出外殼朝上。可以根據保存完好的化石凸麵朝上為頂麵的這種規律判定岩層頂麵和底麵。古植物的根須是向下生長的，所以根據古植物化石根須分布狀態也可以鑒定岩層的頂麵和底麵。

　　三、岩石成層性的幾何學表示(產狀)

　　岩石的成層性(層理)，在幾何學上可以稱其為平麵。因此，可以用一定的幾何方位或幾何形態表示。應用地理方位對岩石成層性的三維空間表示稱為岩層的產狀。岩石的產狀可以是沉積過程中產生的(原始產狀)，或是經過後期變動改造過的次生產狀。

　　(一)岩層原始產狀

　　沉積岩層和火山岩層，由於具有發育不同程度的層理構造，可以反映出沉積物在沉積作用過程中所處的構造環境。這些還保持著沉積作用時形成的岩層產狀叫原始產狀。原始產狀大致是水平的，因為沉積物基本平行沉積盆地底麵，成岩之後基本近於水平狀態。但是由於沉積盆地古地形差異，在盆地邊緣、島嶼周圍、水下潛山周圍的沉積岩層表現出局部傾斜狀態，叫原始傾斜(圖2-2-5)。原始傾斜在海相和陸相沉積岩中都存在，在陸相岩層中更為明顯。

　　(二)水平岩層的特征

　　沉積岩層層麵為水平狀態的岩層稱水平岩層，一般認為水平岩層傾角小於5°。水平岩層的同一層麵海拔高度基本一致。

　　圖2-2-5原始傾斜岩層

　　Fig. 2-2-5 Primary tilting of sedimentary rocks

　　①--海麵;②--波浪作用基準麵

　　正常的水平岩層(沒有發生倒轉)具有以下特征：

　　1. 地質時代較新的岩層位於較老的岩層之上。因此 ，當地表切割輕微時，地表隻出露最新岩層;在地形切割較深的地區，自山穀至山頂，水平岩層在剖麵上，低處出露的岩層時代老，高處出露的岩層時代新。

　　2.水平岩層的出露和分布狀態受地形控製。水平岩層的出露界線隨著地形等高線彎曲而彎曲。在地形地質圖上，水平岩層的地質界限與地形等高線平行或重合。地形上相同高度的地方，岩層時代相同，露頭分布呈孤島狀，地形切割比較深時岩層出露形態呈雲朵狀。

　　3.水平岩層上、下層麵出露界線之間的水平距離的變化，受岩層的厚度和地形坡度的影響。如果岩層厚度一致，地形緩露頭寬度就大;地形陡露頭寬度就窄。如果地形坡度一致，岩層厚度大露頭寬度就大;而厚度小露頭寬度就小。

　　4.水平岩層的厚度就是該岩層上下層麵的高差。

　　(二)傾斜岩層產狀要素及其測定方法

　　受地殼運動影響，水平岩層會受到變形而產狀發生改變，形成了與水平麵有一定交角並朝一個方向傾斜的岩層，稱傾斜岩層。

　　圖2-2-6岩層的產狀要素

　　Fig. 2-2-6 The components of attidude of bedding

　　傾斜岩層常常不是單獨的構造形態，往往是某種構造的一部分，褶皺的一翼、斷層的一盤、岩層受地殼差異升降運動的影響以及岩漿活動引起上覆岩層的傾斜等。如果在一個地區一組岩層向同一方向傾斜、而且傾角大致相同，稱為單斜構造。傾斜岩層產狀用產狀要素來表示。產狀要素包括岩層的走向、傾向和傾角(圖2-2-6)。

　　走向：傾斜岩層的岩層麵與任一水平麵相交的線(或同一岩層麵相同高度的兩點連線)稱為走向線。走向線所指的地理方位角稱岩層的走向。岩層的走向表示該岩層空間延展的方向。

　　傾向：沿著岩層麵傾斜方向向下引出垂直走向線的直線，稱傾斜線。傾斜線在水平麵的投影地理方位叫傾向。如果岩層麵上所引的任一直線不與走向線垂直，則稱假傾斜線或視傾斜線。視傾斜線在水平麵上的投影叫視傾向。傾向隻有一個而視傾向有無數個。

　　傾角：岩層麵上的傾斜線與其在水平麵上投影線之間夾角或層麵與水平麵最大銳角叫岩層傾角。視傾斜線與其水平投影線的夾角為視傾角或假傾角，視傾角小於真傾角，且有無數個。 產狀要素不僅僅適用於岩層的產狀，凡是麵狀構造，諸如節理麵、斷層麵、不整合麵、片理和劈理麵、岩體與圍岩的接觸麵等都可用產狀要素表示它們的產狀。

　　產狀要素的測定有直接的和間接的測定方法。在野外可以用地質羅盤直接在麵狀構造上測得;也可以在地形地質圖上用作圖方法求得，或利用鑽孔資料，用三點法求產狀;還可以根據視傾斜用正投影法和赤平投影法求得。

　　產狀要素的表示方法主要有兩種，數字法和符號法。

　　數字法以羅盤的刻度指示的地理方位表示產狀要素。可以用象限角或方位角表示。 象限角：以北(N，0°)或南(S，180°)為準，用三個基本要素表示，即走向、傾角和傾斜象限。如N25°E/30°NW表示走向北偏東25°，傾角30°，傾向NW。

　　方位角：隻用傾向和傾角表示，如25°∠30°，傾向北偏東25°，傾角30°。

　　用符號表示產狀要素，一般是在繪製地質圖或構造圖時表示麵狀構造的產狀。不同性質的麵狀構造所采用的符號將有所不同。

　　傾斜岩層的出露特點及其在地形地質圖上的表現與水平岩層明顯不同：

　　傾斜岩層在野外出露和地質圖上呈條帶狀分布。在地形地質圖上，岩層地質界線切割地形等高線。

　　未倒轉傾斜岩層，順著岩層的傾向方向，由老到新依次排列。傾斜岩層出露的形態既受岩層產狀影響，又與地形的起伏特點有關。

　　地形、岩層厚度和地形的坡度、坡向都直接影響著傾斜岩層在地表出露的寬度。

　　傾斜岩層與傾斜岩層之間界麵的露頭形態受岩層產狀和地形兩者關係的影響。水平岩層、傾斜岩層和直立岩層的露頭形態同樣有很大的差別。

　　水平岩層露頭形態：在地形地質圖上，水平岩層的露頭形態完全受地形影響，地質界線與地形等高線平行或重合(圖2-2-7I);

　　直立岩層的露頭形態：地質界線則是直線分布，不受地形的影響(圖2-2-7II)。

　　2-2-7 水平(I)、直立(Ⅱ)和傾斜(Ⅲ)岩層的露頭形態

　　Fig. 2-2-7 The outcrop patterns of horizontal, vertical and inclined bedding

　　傾斜岩層露頭形態：岩層界線與地形等高線相交，對於地形與岩層之間的不同產狀關係表現出不同的“V”字形形態，稱“V”字形法則(圖2-2-7Ⅲ)。主要有三種基本情況(圖2-2-8)：

　　岩層傾向與地麵坡向相反時，岩層界線與地形等高線的彎曲方向相同，稱“相反相同”，但是岩層界線的曲率比地形等高線的曲率要小。岩層界線表現出的“V”字形尖端在溝穀處指向上坡，而在山梁處指向下坡(圖2-2-8a)。

　　岩層傾向與地麵坡向相同時，岩層界線與地形等高線的彎曲方向有兩種情況。

　　1)岩層的傾角大於地麵坡度角，岩層露頭界線與地形等高線呈相反方向彎曲，稱“相同相反”。岩層界線表現出的“V”字形尖端在溝穀處指向下坡，而在山梁處則指向上坡(圖2-2-8b);

　　2)岩層傾角小於地麵坡度角，岩層界線與地形等高線的彎曲方向相同，但是岩層界線的曲率比地形等高線的曲率要大。岩層界線出現的“V”字形尖端在溝穀處指向上坡，而在山梁處則指向下坡(圖2-2-8c)。

　　岩層與地形的關係所表現出的地質界線與地形等高線的彎曲情況表現出的“V”字形法則，適於所有麵狀構造，包括傾斜岩層、斷層麵、不整和麵和岩體與圍岩接觸麵等。

　　四、岩層、岩體的接觸關係

　　地殼的運動與演化是地球科學研究的一個重要課題。而地殼的運動與演化在岩層、岩體的接觸關係上有著直接的反映。通過新老岩層之間或岩漿侵入體與圍岩之間在空間上的接觸形式和在時間上的演化過程，把地殼運動直接記錄下來。地殼運動的複雜性，反映為岩層、岩體間不同類型的接觸關係。

　　岩層的接觸關係包括岩層間的整合接觸、平行不整合接觸和角度不整合接觸;岩體與圍岩間的侵入接觸和沉積接觸。

　　圖2-2-8 傾斜岩層露頭形態的“V”字形法則

　　Fig. 2-2-8 The “V” type outcrop patterns of inclined bedding

　　(一) 岩層的接觸關係

　　整合接觸關係 連續堆積的沉積物成岩後表現為新老岩層連續無間斷、上下岩層彼此平行疊置(圖2-2-9a)，岩層的這種接觸關係稱為整合接觸關係。它是在沉積盆地相對穩定下降或穩定上升時的無間斷沉積，反映了地殼運動處於相對穩定上升或下降的過程。

　　岩層整合接觸關係具有下列特征：

　　1. 一套岩層，各岩層之間在空間排列是相互平行的，新老岩層的產狀是一致的。

　　2. 新老岩層在沉積層序上是連續的，沒有間斷麵。

　　3. 由於沉積層序上是連續的，所以反映在沉積岩性和岩相變化是遞變的，岩層中所含化石也是逐漸變化的。

　　平行不整合接觸關係 平行不整合或稱假整合(圖2-2-9b)。上下兩套岩層之間在空間上是平行排列的，產狀一致，但它們之間缺失一些時代的岩層，說明經曆過一定時間的沉積間斷，或經受過一定時期的風化剝蝕作用後，再下降接受沉積的過程。

　　這樣兩套岩層的接觸麵稱為平行不整合麵。不整合麵以上的地層稱“上覆地層”，以下的地層稱“下伏地層”。平行不整合的存在說明地殼運動是一種總體沉降—抬升—沉降的演化過程。

　　圖2-2-9 岩層接觸關係

　　Fig. 2-2-9 The contact relationships between different rock units

　　a-整合;b-平行不整合;c-角度不整合

　　平行不整合接觸的特征：

　　1. 不整合麵上下的岩層彼此平行排列，岩層產狀一致。

　　2. 底礫岩、古風化殼以及風化殘餘型礦床，如褐鐵礦、鋁土礦或磷礦等是不整合存在的直接標誌。不整合麵上的沉積物成分常常與下伏地層的成分有關。

　　3. 不整合麵上下的兩套岩層在岩性和岩相以及所含化石的演化上都是截然不同的、是突變的，反映了因長時間的沉積間斷而造成的部分地層缺失與上下兩套岩層之間沉積環境的變化。

　　角度不整和接觸關係 角度不整合接觸關係簡稱不整合(圖2-2-9c)。時代較新的岩層以一定的角度覆蓋在不同時代或同一時代不同層位的老岩層之上，上覆岩層與下伏岩層之間具有明顯的沉積間斷與生物演化不連續性，不整合麵上下兩套岩層的接觸關係稱角度不整合。角度不整合是區域性造山運動的結果，基本演化過程包括：沉積盆地下降接受沉積，成岩後發生地殼變形，出現褶皺、斷裂，甚至有岩漿活動或變質作用並隆起上升，原水平岩層多數變形為傾斜岩層，同時，隆起的傾斜岩層遭受風化剝蝕，之後再下降接受沉積。地殼運動發生的時間基本上可以用上下兩套地層之間的地質時代為基本判別準則。

　　角度不整合具有以下特征：

　　1. 不整合麵上下新老岩層之間產狀明顯不同，兩者呈一定交角接觸，在地形地質圖上，不整合麵以上新岩層的地質界線與下伏不同時代層位地質界線相交截;

　　2. 不整合麵上下的新老岩層之間缺少一定時期的地層，存在沉積間斷。不整合麵上常發育有底礫岩和風化殘餘礦產。

　　3. 由於新老兩套岩層之間存在長時期的風化剝蝕和沉積間斷，在不整合麵上、下的新老岩層的岩性、岩相及古生物演化上都截然不同。

　　4. 不整合麵以下老岩層的構造(褶皺、斷裂等)常常比上覆新岩層相對強烈且複雜，岩漿活動和變質作用也具有類似的特點。 造山運動、造陸運動以及岩層接觸關係的地質意義

　　大規模強烈褶皺運動(實際上還包括和那些強烈褶皺密切聯係的各種斷裂)屬造山運動。造山運動常常形成褶皺山係，是短期的劇烈運動，它的各個組成序幕活動時期比較短促;廣大區域的隆起運動為造陸運動。造陸運動常常構成大規模的陸台，是長期緩慢運動，它大都發生在兩場強烈造山運動之間，但也可能和一場強烈造山運動同時發生，後者有時稱為準造山運動或等同造山運動。

　　在造山運動過程中，造山作用之前形成的地層係統往往經曆了強烈變形作用(褶皺作用、斷裂作用)、岩漿作用和變質作用改造，同時經曆了區域性或局部性構造抬升作用，從而產生了具有不同產狀的大規模傾斜岩層係統。造山作用之後的進一步沉降與堆積作用形成了典型的角度不整合。相應地，在造陸運動過程中，地殼主要經曆了區域性抬升和沉降作用，造陸運動前與後形成的地層之間，並未表現出很大的地層產狀變化，為此而形成了平行不整合或者整合地層係統。由此可見，角度不整合可以說是造山運動的具體表現，而整合與平行不整合則反應了區域造陸運動的特點。因此可以利用角度不整合與平行不整合構造的存在分析區域地殼運動的性質、特點、形成時間與演化規律。

　　(二) 岩體與圍岩的接觸關係

　　深成侵入岩體與圍岩之間的接觸關係是構造地質學研究的一個重要方麵。根據岩體與圍岩形成的先後順序可以識別出兩種基本類型：侵入接觸關係和沉積接觸關係。

　　圖2-2-10 侵入岩與圍岩間侵入接觸關係(據孫德育等，1986)

　　Fig. 2-2-10 Intrusive contact between intrusions and their country rocks (from Sun et al., 1986)

　　1- 大理岩;2-白雲質大理岩;3-花崗閃長岩;4-矽化花崗長岩;5-花崗岩;6-礦體

　　侵入接觸關係 岩漿岩體形成晚於圍岩，表現出典型的侵入接觸現象。岩體與圍岩接觸的部位稱為接觸帶，接觸帶靠近岩體一側為內接觸帶，靠近圍岩一側為外接觸帶。在內、外接觸帶上，侵入接觸關係表現出(圖2-2-10)：

　　1)塊狀岩體切穿圍岩岩層，包括岩層層理、層麵和各種圍岩構造，當然，某些順層侵入岩體也常常表現出順層性;

　　2)從岩體中心向接觸帶，岩體內表現出顯著相帶分布，岩體岩石成分、結構和構造等有規律地變化。在岩體內接觸帶發育有冷凝邊，是岩體快速冷凝結晶的結果;

　　3)外接觸帶圍岩常常受到熾熱岩體烘烤加熱而發育有烘烤邊和接觸變質帶或礦化蝕變現象，接觸變質帶表現出暈圈狀分布;<