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构造地质学

构造地质学


构造地质学
课程简介 构造地质学是地质学的主要分支学科,是地学类专业的基础课程。它是介绍组成地壳的岩石、地层和岩体 在岩石圈中力的作用下变形形成的各种现象(地质构造) 、阐述这些地质构造的几何形态、组合型式、形成机制 和演化进程,探讨形成这些构造的作用力方向、方式和性质的学科。 课程从介绍岩石变形的基础力学与流变学理论出发,重点介绍褶皱、节理、断层、劈理、线理等中小尺度 上发育的构造型式及其形成的力学条件与运动学过程。伸展构造、逆冲推覆构造、走向滑动断层、韧性剪切带 构造等重要构造型式的主要特点作为课程中的主要介绍内容。

第一章、概 述 一、构造地质学及其内涵
在山区高速公路两侧的峭壁上、在基岩出露的地方或在水库旁的悬崖上,我们总可以看到很多自然界的岩 石具有成层性(层理、片理或劈理等) ,而且这些岩层经常发生变形,弯曲(褶皱)或破裂(断层或节理) ,构 成奇异的自然景观。这些由自然力(或地应力)作用引起的岩石的成层性以及岩层的弯曲或破裂现象就是地质 构造。构造地质学就是研究这些地质构造,包括地球岩石圈内岩石变形形成的褶皱、断层、节理、劈理、线理 等的几何学特点,产生这些地质构造的运动学和动力学条件,以及这些地质构造形成的基本过程(或形成机制) 与演化规律的科学。 地质构造的规模变化很大,从地壳尺度或全球规模、地区尺度或中比例尺区域规模、露头或手标本规模、 显微乃至亚微尺度。在不同的尺度上,地质构造的表现形式具有一定的差异。传统构造地质学研究多限于对中 比例尺区域规模、露头尺度和手标本尺度地质构造的描述、分析。现代科学技术的发展及其在构造地质学学科 研究中的渗透与应用,却大大地拓宽了构造地质学的研究尺度与研究领域。现代构造地质学的研究领域特点表 现为,在传统构造地质学研究领域的基础上,宏观更宏观,从手标本尺度向区域乃至全球尺度发展;微观更微, 从应用显微镜的微观尺度到利用电子显微镜的亚微尺度的研究。 现代构造地质学的内容包括几个主要方面:地质构造的几何学,主要包括地质构造的几何形态描述、产状 与形体方位分析以及各种地质构造的组合形式和组合规律;地质构造形成的运动学,主要指地质构造形成过程 中物质的运动方式、运动方向与基本规律;地质构造形成的动力学,包括地质构造形成的动力学条件及其变化、 动力来源;地质构造的成因分析,主要讨论地质构造的形成环境、形成条件、岩石变形机制与地质构造的演化 过程。当然,上述几个方面的内容并不是孤立的,彼此之间却是密切相关,相辅相成的一个统一体。 二、构造地质学的学科分类 近年来科学技术发展总的趋势表现为两个主要方面: 1)学科本身自身建设与发展,从而有分支学科的出 现;2)相邻学科之间的交叉与渗透,表现为交叉学科与边缘学科的形成。构造地质学学科的发展也不例外。构 造地质学学科自身建设的一个特点是在传统学科内容的基础上,发展趋势

表现为宏观更宏、微观更微。主要分支学科包括:显微构造学,研究微观域内和亚微域内岩石变形的显微 构造类型、特点及其与岩石变形微观机制之间的耦合关系,探讨岩石变形的基本过程与显微构造的成因;构造 地质学 (狭义) ,主要介绍和研究区域制图尺度、露头尺度和手标本尺度地质构造的基本特点、 组合关系与规律、 地质构造的成因机制;区域构造学探讨地壳规模或尺度地质构造的基本特点、大型地质构造及其在地球构造格 局和演化中的地位与作用。大地构造学的研究内容更多地包括全球构造的基本构造型式、全球构造的基本理论 及其形成、演化的动力学过程。显而易见,从显微构造学到大地构造学,研究的尺度有着巨大的差别。当然, 这种尺度上的差别也就导致其研究内容与研究方法有着显著的区别。本书所论构造地质学的研究对象主要包括 中小尺度、显微尺度乃至亚微尺度岩石的变形构造及其成因机制。 从另一个角度考虑,构造地质学学科和其它许多相邻学科的渗透,也是近年来构造地质学发展最为显著的特 点与趋势,并逐渐发展形成了许多边缘或交叉学科。构造地球化学是运用构造地质学和地球化学的基本原理和 方法,阐述在不同构造背景环境中和变形作用过程中,元素的地球化学行为及其分配、迁移和富集规律与动力 学机制;前寒武纪构造学是研究地球早期演化的地壳构造问题,包括早期地壳的结构、主要构造型式与特点、 早期构造的成因与演化等基础问题;重力构造学的主要研究对象是地壳表层内由于重力作用产生的区域构造型

式、组合规律及其成因。但是,局部性的滑坡构造并不属于重力构造学的研究范畴;实验构造学是再现或正演 地质构造形成与演化的基本过程,阐述地质构造的成因;矿田构造学主要讨论矿床的形成与演化过程中构造变 形作用的意义。撞击构造学是界于构造地质学与行星地质学之间的边缘学科,它主要研究由天际外来陨石等在 地球或其它星球表面快速冲击形成的构造现象。 三、构造地质学的研究意义、地位与作用 构造地质学与岩石学、地层学构成地球科学的三大基础学科。构造地质学从空间上、时间演化上,再现了 岩石圈与各种规模地质体的几何形态、分布规律、形成与演化的动力学条件与过程。它是进一步探讨地壳运动 与发展规律的基础。资源与环境是过去、也是未来地球科学研究的永恒主题,地质构造与地壳运动的分析与研 究,对于指导地球资源开发、工程建设与环境保护都具有重要的指导意义。 矿产资源,无论是金属矿产(有色金属、黑色金属、贵金属等) 、非金属矿产,还是能源矿产(煤、石油和 天然气等) ,都是在一定的构造背景中产生,或者说受一定的地质构造所控制,并常常遭受了后期构造变形作用 的改造。尤其对于内生金属矿产而言,地质构造对于矿产分布的控制作用表现得更为突出。地质构造为成矿物 质的迁移提供了通道,也为成矿物质的富集提供了有利的空间。 水资源贫乏已经成为很多大型城市面临的重要问题。地下水的活动,总是受大型地质构造制约,尤其断层 构造具有更重要的意义。对于地下水资源的开发与利用,必须深入研究地下水赋存的地质构造背景。 工程建设,包括水库、堤坝、涵洞、桥梁等的建设,都必须以地质构造研究为基本依据,查明地质构造的 发育情况与活动性,对地基的稳定性作出评价。 滑坡、火山与地震是人类面临的破坏性自然灾害之首。大规模滑坡、火山活动与地震不仅仅造成巨大的经 济损失,而且常常造成人民生命财产的损失。地质构造的存在(基岩中断层、破碎带和薄弱带)的存在常常是 滑坡发生与发展的必要条件。地震与火山活动常常与现代地壳运动与构造活动密切相关。 人类生存的环境每时每刻都在变化中。土壤的沙漠化、气候的异常变化、地方病的出现等都在很大程度上 与现代地壳运动及其产生的地质构造,例如,青藏高原的隆升,具有密切的联系。 由此可见,构造地质学不仅仅是地球科学的理论基础,而且在国民经济建设中起着重要的作用。 四、构造地质学的研究方法 随着现代科学技术不断发展,学科之间逐渐相互渗透,构造地质学的研究内容与范畴不断地扩大,传统的 研究方法不断地完善,新的研究方法也在起着越来越重要的角色。 与地球科学其它学科具有广泛的相似性,构造地质学研究也是一个反演-正演一综合的过程。反演主要包括研究 地质构造的几何学、运动学、动力学及其形成、演化的机理与过程:正演主要是应用模拟研究的相似性原理, 在实验室内再现天然变形作用过程。 传统构造地质学,最基本的研究方法以野外观察、描述和地质填图为主。通过野外实测地质剖面、地质填 图,并结合特殊构造点的重点解剖与构造测量(测量各种产状数据) ,阐述岩层、岩体的产状、分布与相互关系 及形成时代,查明地质构造形态、几何特点、组合关系与发生、发展历史。航片、卫片等的遥感解译,提供了 较大区域范围内地质构造的发育特点与展布,使得有可能从更大的范围内直接观察、分析和研究区域地质构造 的基本格架与空间变化规律。地球物理探测、地球化学资料和钻探技术(尤其深海钻探技术)使得研究地质构 造的深部延伸与隐伏地质构造,揭示深部地质构造的形态轮廓成为现实,不仅使得对地质构造的研究已经从地 壳表层发展到地壳深层,而且从陆地发展到海洋。 显微镜与电子显微镜的应用,将构造地质学的研究从宏观带入到微观和亚微观领域,加深了对变形作用微 观机制的认识,为研究颗粒尺度上岩石变形机制与变形过程,阐述岩石变形的动力学环境,判别其形成与演化 的运动学规律提供了条件。 另一方面,实验构造学的发展、电子计算机数值模拟技术的运用,在实验室内模拟野外地质构造,验证了 反演过程得出的结论。传统的泥巴实验、光弹模拟实验是最有效的例证。近代广泛开展的计算机数字模拟和高 温高压实验研究,能够更加形象和准确地确定地质构造形成的环境、动力学条件,且再现其形成与演化过程。 当然,作为地球科学的分支学科,构造地质学的研究必须与其它基础学科(岩石学、地层学和地球物理学 等)的研究密切配合、同步进行。这样,才能够对于所研究地区的总体构造格局与构造特点有一正确的认识。

第二章、基础构造地质学

第一节、岩石变形及其力学基础
地壳运动会产生力,从而导致岩石发生变形和位移,产生了地质构造。因此,为了正确理解岩石变形、地 质构造及其形成过程,必须首先了解力学的一些基本概念和原理。 力 力是物体间的相互作用,根据牛顿第二定律,力(F)应该是质量(m)与加速度(a)之积: F= ma2 (2-1-1) 力是一个矢量。它不仅有大小,而且有方向。因此,力可以合成与分解,满足矢量的数学定理 一个物体作用在另一个物体上的力叫做外力。外力有两种基本类型:面力和体力。面力是互相接触的两个 物体之间通过接触面传导的作用力,比如膨胀的空气对于活塞的推力;体力是作用在两个物体之间,物体内部 的任何一个质点都同时受到影响的作用力,如重力或物体之间的引力,它们与物体的质量成正比。 一个物体在 没有受到外力作用的情况下,物体内部的各个质点之间具有一定的作用力而使物体保持稳定平衡状态。物体内 部各个质点之间的这种作用力称为固有内力。如果作用在物体上的各种外力都被该物体吸收,而并未使物体移 动,那么物体内部各质点间位置与相互作用力将会发生变化。物体内部质点间作用力的改变量称为附加内力。 附加内力是物体内部质点对于所施加外力的反映,它将力图使物体内部质点恢复其固有的位置,阻止物体发生 变形。习惯上,将这种附加内力简称为内力,并与外力对应。 应力 应力指在外力作用下物体内部产生的内力强度,可以用单位面积上的内力表示。应力也是一个矢量, 其方向与内力的方向一致: ζ=P/A 如果在这一截面上内力的分布不是很均匀,那么应力是每一微小单元面积上的作用力 ζ=dP/dA 应力的单位为帕斯卡(Pa) 。 在多数情况下,所考虑的截面方向与作用力的方向斜交,那么作用力 P 可以分解为与截面垂直的分量(Pn) 和与之平行的分量(Pt) 。与此同时,作用在截面上的应力也可以分解为与截面垂直的应力分量叫做正应力或直 应力和与截面平行的应力分量叫做剪应力或切应力(η) ,正应力使物体受到压缩(压应力,用正值表示)或拉 伸(张应力,用负值表示) : ζ=dPn/dA 剪应力使物体有顺时针(用负值表示)或逆时针(用正值表示)转动的趋势: η=dP t /dA (2-1-5) 应力状态 三维空间中某一点应力的方向与大小,称为该点的应力状态,点的应力状态是三维的,可以用三 维直角坐标系表示。为简便表示点的应力状态,我们可以考虑作用在一个无限小立方体上的力的效应,立方体 三个面的法线分别为 x,y 和 z,那么,可以将作用在立方体六个面上的应力分解为三个基本分量(图 2-1-1) : 对于垂直于 x 轴的面,有垂直于表面的正应力 ζxx 和平行于表面的剪应力 ηxy 和 ηxz。后二者分别平行于其它 两个坐标轴 y 轴和 z 轴。对于其它垂直于 y 轴和 z 轴方向的面,分别有相应的正应力和剪应力。综合起来,对 于这一无限小立方体,共有九个应力分量作用在三对相互垂直的面上: 垂直于 x 轴的面:ζxx ηxy ηxz 垂直于 y 轴的面:ηyx ζyy ηyz 垂直于 z 轴的面:ηzx ηz y ζzz 其中,ζxx,ζyy,和 ζzz 为正应力,其它六个分量为剪应力。这六个剪应力分量保持立方体处于平衡状态, 因此有: ;ηxy =ηyx ;ηyz =ηzy;ηzx =ηxz。因此,在表示一点的应力状态时,只有六个彼此独立的应力分量。 (2-1-4) (2-1-3) (2-1-2) 其中,A-物体内部内力分布均匀的某一截面面积;P-作用在截面 A 上的内力;ζ-作用在截面 A 上的应力。

图 2-1-1 物体内无限小立方体上的应力分量 Fig. 2-1-1 Stress components on an infinitesimal cubic in a stressed body 主应力 对于任一给定应力状态,总有三个方向的面,它们彼此互相垂直且面上只有正应力作用,而剪应力 值为零。这样的三个面称为主应力面,它们的交线称为应力主轴(或主方向) 。垂直于主应力面的正应力称为主 应力。习惯上用 ζ1,ζ2,ζ3,表示最大主应力、最小主应力和中间主应力(ζ1>ζ2>ζ3) 。因此,一点上的应 力状态可以用三个主应力及其方向来描述。当主应力 ζ1>ζ2>ζ3,并且符号相同时,一点的应力状态可以用以 ζ1,ζ2,ζ3 为半径的椭球体表示(图 2-1-1) ,该椭球体为应力椭球体,应力椭球体的三个主轴称为主应力轴。 沿着三个主应力平面切割椭球体的三个椭圆称为应力椭圆。 常见的应力状态包括: 1. 单轴应力状态:只有一个主应力(ζ1 或 ζ3)不为零,其它两个轴为零。 单轴压缩状态:ζ1>ζ2=ζ3=0 单轴拉伸状态:ζ3>ζ1=ζ2=0 2.双轴应力状态:只有一个主应力为零,另外两个主应力不等于零。 双轴压缩状态:ζ1>ζ2>ζ3=0 平面应力状态:ζ1>ζ2=0>ζ3 3.三轴应力状态:三个主应力轴都不等于零。这是自然界最普遍的一种应力状态。 最大主应力和最小主应力之差(ζ1-ζ3)称为应力差或差应力,差应力的存在将引起物体形状的变化 (ζ1+ζ2+ζ3)/3 称为平均应力 应力场 上面所述是物体内部某一点的应力状态。在物体内所有各点某一瞬间的应力状态(包括应力大小与 方向)的综合称为应力场。地壳一定空间内某一瞬间的应力状态称为构造应力场,表示那一瞬间各点的应力状 态及其变化情况。如果在应力场中各点应力大小与方向相同,为均匀应力场,否则为不均匀应力场。 正应力与主应力之间的关系 在一般情况下,正应力与剪应力之间存在着一定的内在联系。下面我们忽略中间主应力 ζ2 的效应,只考虑 最大主应力 ζ1 和最小主应力 ζ3 的作用下变形岩石内部任一截面(P)方向上的正应力与剪应力(图 2-1-2) ,对 于 ζ1,ζ2 和 ζ3 同时作用的自然条件情况较为复杂(请参见有关著作) 。如果已知平面 PP′与 ζ1 或 ζ3(传统上 用 ζ3)之间的夹角 θ,我们可以分别确定 ζ1 作用在 PP′上的正应力和剪应力与 ζ3 作用在 PP′上的正应力和剪应 力。然后通过应力合成,求得 ζ1+ζ3 作用在 PP′上的正应力和剪应力之间的关系(参见朱志澄,宋鸿林,1991) : (ζθ-(ζ1+ζ3)/2 )2+ηθ2=( (ζ1-ζ3)/2)2 当 θ=90°时, ζθ=ζ3, ηθ=0 (2-1-6)

图 2-1-2 单轴应力作用下正应力-剪应力之间的关系(据 Dennis, 1987) Fig. 2-1-2 The relationship between normal stress-and shear stress (from Dennis, 1987)

图 2-1-3 二维应力莫尔圆图解(据 Dennis, 1987) Fig. 2-1-3 Mohr’s circle for two dimensional stress components (from Dennis, 1987) 很显然,这是一个在 ζ-η 坐标系内以[(ζ1+ζ3)/2,0]为圆心,以(ζ1-ζ3)/2 为半径的圆的方程,这个圆 称为莫尔圆(图 2-1-3) 。从图 2-1-3 及方程式(2-1-6)可以得出: ζθ=(ζ1+ζ3)/2+( (ζ1-ζ3)/2)cos2θ ηθ=(ζ1-ζ3)/2sin2θ (2-1-7a) (2-1-7b)

由此可见,对于图 2-1-2 中每一具有 θ 角的平面 PP′,都有相应的 ζθ 和 ηθ 值,并对应于莫尔圆(图 2-1-3) 上的一点。或者说,对于给定的 ζ1 和 ζ3,我们可以求出与 ζ3 具有任一交角的平面(当然,该平面也垂直于包 含 ζ1 和 ζ3 的面) 上正应力值 ζθ 和剪应力值 ηθ 的大小。 从图 2-1-3 和式 2-1-7 可以知道: (1)当 θ=0°时, ζθ=ζ1, ηθ=0 在这两个面上只有正应力而无剪应力,这两个面称为主平面。 (2)当 θ=45°或 135° 时,剪应力的绝对值最大,|ηmax|=(ζ1-ζ3)/2 ,它们是与主应力轴 ζ1 和 ζ3 成 45° 交角的一对互相垂直的面,称为最大剪应力作用面。 (3)当 ζ1=ζ3 时,ηθ=0,即在均匀压力下无剪应力。在三维应力状态中,若 ζ1=ζ2=ζ3 ,称为静水压力, 它只能引起物体体积的变化,而不改变物体的形状。

变形与应变 物体受到应力作用,内部质点发生位移,使得物体发生形状或体积改变,称之为变形。变形用 应变度量,即指在应力作用下物体形状和大小的改变量。物体形状的改变称为形变或畸变,体积的变化称为体 变,体变可以是体积增加(正值)或减小(负值) 。 均匀应变与非均匀应变 如果(物体内)变形前形状与方向相似的两部分在变形后仍然保持其相似性,这种 应变称为均匀应变;否则称为非均匀应变。均匀应变的特点是,变形前的直线变形后仍为直线;变形前的平行 线变形后仍是平行线。均匀应变的典型实例是杆状物体的均匀拉伸或收缩。在这种变形体中的一个圆,就会变 成一个椭圆,称为应变椭圆。在三维变形中的圆球就变成椭球,称为应变椭球体。物体内一点上应变椭球的三 个主轴方向称为应变主轴(X,Y 和 Z) ,在变形作用过程中它们保持相互垂直。应变椭球体内的主平面叫做应 变主平面。 在非均匀应变中,直线经变形后变成曲线或折线;平行的直线失去其平行性。物体内的圆或圆球体变形后 将不变成椭球或椭球体。如果物体内各点间的应变特点是逐渐变化的,称为连续变形,否则称为不连续变形。 自然界的变形过程,非均匀应变是普遍现象。对于连续的非均匀应变,可以考虑将变形物体分割成无数个无限 小单元体,那么每个无限小单元体内的应变就可以视为均匀应变 均匀应变的几种基本类型(Hobbs 等,1976)包括: 1、轴对称伸长:在一个主方向上伸长,在其它所有方向上缩短,且缩短量相等。应变椭球为一长椭球; 2、轴对称缩短:在一个主方向上缩短,在其它所有方向上伸长,且伸长量相等。应变椭球为一扁椭球; 3、平面应变:应变椭球的三个主轴互不相等,其中中间主应变轴与初始长度相等,缩短和伸长分别发生在 其它两个主轴方向上; 4、一般应变:应变椭球的三个主轴互不相等,且各轴都与其初始值不等; 5、纯剪应变与单剪应变:纯剪应变中变形前与应变椭球主轴平行的直线在变形后仍保持其平行性;单剪应 变中平行于剪切面方向上的平面在变形前后保持其平行性, 单剪变形是一种等体积变形。 应变的度量与表示 理 论上的应变量主要用线应变与剪应变表示,但实际中的应变度量情况远比理论分析复杂,因而近年来针对不同 的变形体与不同的目的。发展了多种不同的应变度量与表示方法 (1) 线应变 变形前、后物体内质点间线段长度的变化称之为线应变(ε) : ε =(L 1-L 0 )/ L 0 λ= (L 1 / L 0)2=(1+ ε)2 为剪应变 γ。 γ=tgθ 在地质学中顺时针角度变化为正应变,反之为负。 (3)均匀应变的弗林(Flinn)图解 岩石中原始分布较均匀的近等轴状或不规则矿物颗粒或矿物集合体,如花岗质岩石中的石英,遭受剪切变形后 形态会发生改变。其畸变程度反映了应变的强弱。通过测量畸变后应变椭球体主轴,可以求出应变量大小并判 断应变型式。具体做法是,在变形岩石中选出合适的切面,即包括应变椭球主轴面的切面,切制成光片或薄片, 然后分别测量出 X、 Y、 Z 应变主轴,并分别求出: a=x/y=( l 十 εx)/(1 十 εy) 和 b=y/z=( l 十 εy)/( l 十 εz) 并以 a、 b 为座标作图。不同形状的应变椭球用 K 值来区别, K= (a-1)/(b-1) 或用统计的方法(如 Robin 法)求出轴率 K: (2-1-13) (2-1-11) (2-1-12) (2-1-10) (2-1-8) (2-1-9) 式中 L 0 和 L 1 分别为变形前、后线段的长度,伸长为正值。另一种常用的线应变度量为平方长度比 (2)剪应变 剪应变用来测量直线间夹角的变化。变形前互相垂直的两条直线变形后夹角发生变化,其正切称

(2-1-14) ci 式中 ai 和 ci 分别为与应变轴平行的变形体的长短轴, n 为所测量数目。各种应变状态可以描述如下:

(a)轴对称延长: k=∞ (b)拉伸应变(长椭球) ;1<k<∞ (c)平面应变(体积不变) k= l : (d)压扁应变(扁椭球) ;0<k<l (e)轴对称压扁; K= 0

图 2-1-4 应变椭球体的图示—Flinn 图解 Fig. 2-1-4 Flinn diagram for homogeneous strain 这种方式,只用参数 K 值应能描述应变椭球的形态,通过 K 值是大于 1 或小于 1,就能直接区分出是拉 伸应变还是压扁应变。 图 2-1-4a 是假定体积不变而编制的,由于变形作用过程中体积变化 Δ=0 时, K= l 的直线才唯一通过原 点。当 Δ≠0 时(图 2-1-4b) ,则有 l 十 Δ=(l 十 εx)/(l 十 εz)= a/b (因为 K=1 时应变椭球体的(l 十 εy) = l) ,所以: a= b( l 十 Δ) a.用 K=(a-l)/(b-l)值描述不同的应变椭球体; b.如果体积不是恒量,则以线 a= b( 1 十 Δ)划分收缩应变区与压扁应扁区。图中实线表示体积缩小 20% 的效应。 因此,对于一个体积变化 Δ 来说:直线 a= b( l 十 Δ)代表平面应变或收缩应变区和压扁应变区的分界 线(图 2-1-4b) 。 岩石流变学 前面分别考虑了应力和应变问题。我们知道,应变的出现与应力的作用密切相关,或简言之, 应变是应力的函数。流变学理论讨论的就是这种函数关系。 应力与应变之间最简单的流变学关系类似于弹簧的变形行为:一个正应力 ζ 施加在变形物体上,导致物体 发生伸长或缩短 ε(正或负值) 与 ζ 成正比,遵循虎克定律: ,ε ζx= Eεx 积变化,有: ζ=KΔV/Vζy 其中的 K 为总模量。 剪切应力施加在变形物体上,将会引起物体发生形态变化,应力与应变之间具有下列关系: η=f(γ) 对于弹性应变而言,有: η=Gγ 其中 G 为一比例系数,称为剪切模量。 (2-1-18) (2-1-17) (2-1-16) (2-1-15) 其中 E 为比例常量,这种具有正比关系、瞬间性和可逆性的变形称为弹性变形。如果考虑到变形物体的体

图 2-1-5 岩石变形的应力-应变曲线 Fig. 2-1-5 Stress-strain curve for the deformation of rocks ζЛ-比例极限;ζy -弹性极限;ζγ-屈服极限;ζB-强度极限 由此可见,对于一个理想的弹性体,应力与应变之间是线性比例关系(图 2-1-5) 。弹性变形实际上只是物 体变形早期阶段的瞬间状态,随着应力的进一步作用,变形将持续进行,当应力值达到某一值 ζЛ 后,线性比 例关系即已消失,但此时的变形仍保持其可逆性,此应力值 ζЛ 称为比例极限。但当应力值大于 ζy 时应力与应 变之间不仅不具有线性关系,变形的可逆性亦完全消失,ζy 值称为弹性极限。当应力值超过弹性极限时,岩石 具有韧性,岩石中发生的永久变形称为塑性变形。 随着岩石受到应力的逐渐加强,达到某一应力值 ζγ 后,在不增加应力的情况下应变也持续发展,说明此时 岩石抵抗变形的能力变弱。ζγ 应力值称为屈服极限。 受应力作用的岩石所承受的弹性变形或塑性变形是有一 定限度的。在一定的条件下(指常温、常压条件) ,当应力达到或超过某一应力值时 ζB,岩石内部的结合力遭 到破坏,就会发生断裂变形而失去其连续性。ζB 值称为岩石的强度极限或破裂极限。 岩石的强度(在一定条件下抵抗施加应力的能力)并非定值,它受很多因素制约。 首先,岩石的成分与结构、孔隙度等是最基本的内在因素。以岩石成分为例,从表 2-1-1 中明显看出不同成 分岩石之间的强度差别。 温度和围压是影响岩石强度的重要外在因素。温度升高使岩石强度降低,而增大围压却明显增大了岩石的 强度。不过,两种因素同时导致岩石的韧性增强或减弱。因而,岩石在地表一般表现为脆性,而向地下,随着 温度和围压的增加逐渐会发生向韧性的转变。 孔隙流体对岩石强度的影响从表 2-1-2 中也是显而易见的。究其原因主要表现为三个方面。一方面,孔隙流 体的存在可以促进岩石中矿物组成的溶解和迁移,另一方面,流体相的存在可以引起变形晶体的水解弱化 (Griggs,1974;1976) ,从而促进岩石的塑性变形,再者,孔隙流体的存在产生了一种孔隙压力,它与岩石所 处环境的围压方向相反,因而促进围压的效应减弱,结果导致岩石的强度降低。 表 2-1-1 几种岩石在干、湿条件下的抗压强度 Table 2-1-1 Compressive strengths of several rocks under dry and wet conditions 岩石名称 花岗岩 闪长岩 煌斑岩 石灰岩 砾岩 砂岩 页岩 干燥状态(Mpa) 193-213 123 183 150 85.6 87.1 52.2 潮湿状态(Mpa) 162-170 108 143 118.5 54.8 53.1 20.4

时间因素是影响岩石力学性质(强度)的重要因素,尤其在地质条件下,时间计年以百万年为单位,它对 于自然条件下岩石变形的意义就更应该值得注意。时间因素对于岩石变形的影响主要表现为三个方面: ①应变 速率的效应。快速施力能提高岩石的应变速率,提高岩石的强度,使岩石发生脆性变形。常时间缓慢施力,会 使脆性物质破坏所需应力值明显减小,甚至发生韧性变形;②重复施力的作用。使岩石多次重复受力,虽然作 用力不大,也能使岩石破裂,且破裂时的岩石强度值降低;③蠕变与松驰。蠕变是在应力不增加的情况下,随 着时间的增长变形继续缓慢增加的现象;松弛指当应变保持恒定时,随时间的增长应力逐渐减小的现象。这两 种现象的存在都说明长时间缓慢变形会降低岩石的强度。 另外,其它一些因素,如作用力的方式、方向等对岩 石的强度都有重要的影响。它们的综合作用使得自然界的岩石变形具有很大的复杂性。 岩石破裂方式与破裂理论 岩石中的破裂有两种类型:张裂和剪裂。张裂的位移方向垂直于破裂面,张裂面一般垂直于最小主应力方 向。剪裂的相对位移平行于破裂面,破裂面一般与最大主应力方向的夹角小于 45° 。在围压很小的情况下,岩石 表现为脆性,以剪裂形式破坏,在压缩实验中,以轴向劈理为特征。除了围压极低的情况外,剪裂是三轴压缩 试验中宏观脆性破坏的主要形式。在超过某一稍高的围压极限值的三轴拉伸实验中,宏观脆性破坏也是剪裂占 优势,但是,剪裂面与最大主压应力 ζ 的夹角通常在 20° 之间,并且随着围压的增加而稍有增大。当围压增 -30° 大使岩石变形达到脆-韧性过渡时,其剪切破坏往往会形成一个由相当多微裂组成的强烈变形带 ,而不形成单 一的分划性剪裂,而且试验以后,样品不一定立即分裂开。 剪裂面与最大主应力轴方向的夹角称为剪裂角(θ) 。一般剪裂面常呈两组共轭出现,包含最大主应力轴的 两个共轭剪裂面的夹角称为共轭剪裂角(图 2-1-6) 。从应力分析可以知道,最大剪应力作用面位于 ζ1 和 ζ3 轴 之间的平分面上,与它们呈 45° 角,犹如剪切破裂最可能会沿这些面发生。但实际上并非如此,岩石剪裂角常小 于 45° 。不同学者提出了许多剪切破裂理论和准则,以此来分析和研究破裂的形成。 1)库仑剪切破裂准则 库仑认为岩石抵抗剪切破坏的能力不仅同作用在截面上的剪应力有关,而且还与作用于该截面上的正应力 有关。设发生剪切的临界剪应力为 η ,可以表示为; η=η0+μζn (2-1-20)

图 2-1-6 主应力与破裂面方位关系(据朱志澄、宋鸿林,1990) Fig. 2-1-6 Relationship between principal stresses and orientation of fractures (from Zhu & Song, 1990) 图 2-1-7 剪切破裂时的莫尔圆图解(据朱志澄、宋鸿林,1990) Fig. 2-1-7 The Mohr’s diagram for shear fractures (from Zhu & Song, 1990) 式中 ζn 为作用于该剪切面上的正应力,η0 为 ζn 等于零时的岩石抗剪强度,也称为岩石的内聚力,对于 一种岩石而言是一个常数。μ 为内摩擦系数,由普通的滑动类推:μ=ξθ,θ 是材料的内摩擦角,所以库仑破裂 准则可以改写为: η=η0+ζnξθ (2-1-21) 在莫尔应力圆图解中(图 2-1-7)(2-1-21)式为两条与岩石破裂时的极限应力圆相切的两条直线,称剪切 , 破裂线,两个切点代表了共轭剪裂面的方位和应力状态。由图 2-1-7 可知,岩石发生破裂时,剪裂面与最大主应

力 ζ1 的夹角为 θ。 2θ=90°-θ θ=45°-θ/2 (2-1-22) 由此可见,剪裂角的大小取决于岩石变形时内摩擦角的大小。实验表明,许多岩石的剪裂角在 30° 左右。

图 2-1-8 不同围压下的莫尔包络线(据 Hills,1972) Fig. 2-1-8 The Mohr envelopes at confining pressures (from Hills, 1972) 2.莫尔剪切破裂准则 莫尔根据岩石力学实验的结果。对库仑准则提出了修正。他认为材料的内摩擦角不是常数,而是随围压的 变化而变化。其破裂线的方程一般表达式为: ηn=f(ζn) (2-1-23) 这是一条由一系列实验得出的曲线,它包括了同一种岩石在不同围压下破裂时的极限应力圆,这一曲线称 为莫尔包络线(图 2-1-8) 。从上图中可以看出,砂岩的莫尔包络线接近于直线,θ 角大约为 45° ,所以剪裂角在 23° 左右。页岩的莫尔包络线为曲线,θ 角随围压的增加而变小,当围压足够大时,剪裂角接近 45° 。 3.格里菲斯破裂准则 库仑和莫尔准则都是通过岩石力学实验得出的经验公式,它们不能对引起破坏的机制作出令人满意的物理 学解释。格里菲斯(1920)提出了另一种岩石破坏理论。他发现材料的实际破裂强度远远小于根据分子结构理 论计算出的材料粘结强度,达几个数量级。他认为这是由于材料中存在许多随机分布的微裂隙末端附近应力强 烈集中。当裂隙端部的拉应力达到该点的抗拉强度时,微裂隙开始发生扩展、联结,最后导致材料的破坏。现 代超微观测技术的应用,已证实了这种微裂隙的普遍存在及其在材料破坏中的作用。在二维情况将微裂隙看作 是扁平的椭圆形裂隙,可以推导出平面格里菲斯破裂准则: 当 ζ1<-3ζ3 时 ζ3=To ζ1>-3ζ3 时 (ζ1 -ζ3)2 -8To(ζ1 +ζ3)=0 或 ηn2=4 To(To +ζn) (2-1-25) (2-1-26) (2-1-24) 当

式中 To 为单轴抗张强度的数值,分别为剪裂面上的剪应力和正应力。 (2-1-24)式为张裂的准则, (2-1-26) 式在莫尔圆图解中是一条抛物线型的莫尔包络线(图 2-1-6) ,与实验得出的曲线十分近似。从(2-1-26)式可知, 在单轴压缩情况下,ζ1 =ζc(抗压强度) ,ζ3=0,则 ζc =8 To。但在室温常压下岩石的抗压强度往往是抗张强度 的 10-50 倍。为此,麦克林托克与华西(1962)又假定微观裂隙在受压方向上的闭合,将产生一定的摩擦力而 影响微裂隙的扩展。从而提出修正的平面格里菲斯破裂准则,其莫尔包络线为:

图 2-1-9 平面格里菲斯破裂准则的莫尔包络线和修正的格里菲斯准则的包络线(虚线) Fig. 2-1-9 The Mohr’s envelopes for Griffith criteria and revised Griffith Criteria (dashed line) ηn=μζn+2 To (2-1-27) 虽然格里菲斯准则及其修正的准则初步描述了关于破裂的真实物理模式,但它们与岩石力学实验观测到的 结果仍有些明显的不一致,如所预计的单轴抗压强度与抗张强度之比都过低,预计的莫尔包络线斜率也与实际 的斜率不严格一致。尽管如此,它们仍是目前应用于构造地质学、岩石力学方面比较符合实际的准则,而被广 泛采用。 岩石的流动与流动机制 自然界千姿百态的地质构造,它们的形成是通过岩石变形完成的。虽然不同地质构造的规模差别可以很大, 大到全球规模、区域规模、露头规模甚至手标本或显微规模,但它们都是由颗粒尺度(或规模)上岩石结构的 调整与流动实现的。岩石结构调整与流动的基本过程称为流动机制。如前已述,岩石的力学表现及其变形行为 是受很多因素制约的,岩石流动机制的变化也同样受这些因素的影响。在影响岩石流动机制的各种因素中,随 着由地壳浅部向深部温度和围压的逐渐增加具有最重要的意义。为此,在地壳剖面的不同深度上,岩石变形通 过不同的机制完成。其中主要包括碎裂流动、压溶作用、晶质塑性和颗粒边界滑移。 碎裂流动 碎裂流动是相对低温条件下的一种典型岩石变形机制。岩石的破裂、岩石碎块(角砾)的旋转与 位移是这种变形机制的基本过程。在碎裂流动作用过程中,岩石破裂或较大砾径角砾的旋转、位移过程产生的 空隙与岩石结构的不协和性由较小砾径的角砾或热液充填的脉体物质协调。碎裂流动形成的典型构造岩包括断 层泥、碎裂岩和断层角砾岩。碎裂流动常常出现在低温、高应变速率和高流体压力条件下(Passchier 和 Trouw, 1996) ,主要具有以下特点:1)角砾砾径变化大;2)角砾可以为复成分角砾、或是由单晶构成,但更多情况下 由多晶集合体构成;3)角砾呈棱角状、具有平直的边界;4)角砾无一定的颗粒形态优选。5)角砾内的矿物颗 粒含有很多缠结位错亚结构。 压溶作用 由于粒间孔隙流体的存在,变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和物质迁移过程。沿颗粒面 向压应力一侧颗粒边界溶解,溶解物质在流体内扩散、迁移并于低压应力一侧沉淀。物质扩散迁移过程主要受 应力作用梯度引起的化学势梯度制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形 成的典型结构型式包括缝合线、截切颗粒(如矿物颗粒、化石或鲕粒等) 。当岩石由溶解度不同的颗粒组成时, 压溶作用表现得最为清楚。压溶作用在成岩过程或低温变形过程中非常发育。 晶质塑性 岩石变形通过晶体内部晶格结构调整或晶内变形来实现, 晶内变形通过位错的运动与增殖过程完 成(详见第二章第七节) 。晶质塑性变形过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢复与动态重结晶作用过程。位错 滑移指具有一定结晶学方向的位错沿着特殊晶面和晶轴方向移动(包括沿任意结晶学方向的位错平移和沿特定 结晶学方向的双晶滑移) 。位错沿着垂直于滑移面方向上的运动称为位错攀移。位错滑移与位错攀移同时发生的 综合作用过程为位错蠕变。受应变矿物晶体内部的位错,通过位错蠕变等过程排列、组合,总体趋势向着使晶 体具有低内能结构发展,产生晶内位错的低能构形,这种过程称为动态恢复作用。随着动态恢复作用发展,晶 内位错逐渐消失,位错密度减小并伴随出现与原变形晶体结晶方位有显著差异的新晶体颗粒,称为动态重结晶

作用。 晶质塑性是一种温度和压力比较高的条件下出现的岩石韧性变形机制,是地壳中、深部层次岩石变形的 基本过程。受晶质塑性变形的岩石,具有特殊的变形构造与微构造组合,并形成典型构造岩-糜棱状岩石(详见 第二章第七节) 。 颗粒边界滑移与岩石的超塑性 岩石可以获得很高的应变而不发育形态或晶格优选组构。 岩石的这种特点称 为超塑性,颗粒边界滑移(而非晶内变形)是超塑性变形的主导变形机制。岩石的超塑性出现在某些特殊条件 下,包括极细粒岩石结构、相对高温条件(T/Tm>0.5, Tm 为变形矿物的熔点温度) 、较低的应力和应变速率。 超塑性在许多地壳中深层次的韧性剪切带的发育中扮演了重要的角色,颗粒边界滑移是糜棱岩形成与演化过程 的一种重要机制。

第二节、岩石的成层性与层状构造
成层性是沉积岩、火山岩和变质岩共有的特点。当然,在不同成因类型的岩石中,岩石成层性的组成、结 构与成因有着显著的差异。对于沉积岩与火山岩的成层性,一般认为是岩石沉积、成岩过程中产生的主要构造 型式,称之为原生构造;而变质岩的成层性,不仅与原岩的成层性(变质沉积岩和变质火山岩)有关,而且常 常与后期变形-变质作用具有密切的成因联系。这种成层性及相关的构造型式称为次生构造。即使不同类型岩石 中的成层性具有很大差别,但是它们的几何表示却一致,与本章第四节将要讨论的断层与节理构造等都可以用 几何学中的平面表示。本章主要讨论沉积岩的成层性,关于火山岩和变质岩的成层性及其构造特点将分别在本 章第五节、第六节讨论。 一、岩石的成层性与原生构造 沉积岩是地壳岩石成层性表现最为特征的岩石类型,它主要由岩石层理与层面的存在表现出来层面是限定 岩性层的上、下界面,下界面称为底面,形成在先,上界面称为顶面,形成在后。 沉积岩层的原生构造主要包括层理构造、层面构造和生物遗迹等。层理构造是沉积岩中最常见的原生构造, 它是通过岩石成分、结构、构造和颜色在剖面上的突然变化或渐变所显示出来的一种成层性构造。层面构造指 在层面上出现的一些同沉积构造现象, 其中包括波痕、泥裂和雨痕等。 按照层理的形态,可以将层理构造分为: 平行层理(平行状) 、波状层理(波浪状)和斜层理或交错层理(与层面斜交) 。对于层理的识别,岩石成分、 结构和构造的变化以及岩层层面上原生构造的存在(波痕、底面印模等)都是最直接的标志。岩石化学成分与 地球化学示踪计的变化在某些条件下也具有重要意义。 二、利用层理构造和层面构造确定岩层的顶面和底面 正确地鉴别层理构造和层面构造是地质构造研究的基础,也是恢复和研究区域构造格架所必须的,尤其在 化石缺少的岩层内,层理构造和层面构造的意义就更加显著。它们可以用来鉴别岩层顶面和底面,或判断岩层 的新老顺序。最主要的层理构造和层面构造包括斜层理、粒级层理、波痕、泥裂、雨痕以及印模和冲刷痕迹等。

图 2-2-1 利用斜层理确定岩层顶、底面 (据 Billings,1972) Fig. 2-2-1 Cross-bedding and younging direction (from Billings, 1972) A-顶面在左边正常层序;B-岩层直立,顶面在右边;C-顶面在右边,岩层倒转 斜层理 沉积岩层的微细层与层系界面(或主层面)相交表现出的一种构造(图 2-2-1) 。斜层理在水成和风 成的碎屑沉积中都可形成。斜层理的表现形式较多,如单向斜层理和交错层理等。利用斜层理中的细层和层系 界面的关系可以确定岩层的顶面和底面。在斜层理中,细层撒开一端指向岩层的顶面,收敛一端指向岩层的底 面。

图 2-2-2 粒级层理(据 Dennis, 1987) Fig.2-2-2 Graded bedding (from Dennis, 1987) 粒级层理或递变层理 组成岩层的碎屑颗粒在岩层垂直方向上颗粒粒度呈韵律变化。 正常粒级层理从底面到顶面 的粒度由粗渐细,根据这种变化规律确定顶面和底面(图 2-2-2) 。粒级层理普遍出现在各种类型的沉积岩和火 山沉积岩中,如砂岩、碎屑灰岩、凝灰岩等。其中以砂岩的粒级层理最清晰。 波痕 波浪冲击在岩层面上保留下来的波状形态。常见两种基本类型:流动波痕和浪成波痕。流动波痕在横剖面 中是不对称型的,而浪成波痕是对称型的(图 2-2-3) 。后者由尖棱状波峰和圆弧状波谷组成,用它能够确定岩 层顶、底面,波峰指向顶面,波谷指向底面。

图 2-2-3 对称型浪成波痕 Fig. 2-2-3 Symetrical ripple marks 泥裂 或干裂 粘土岩、泥质粉沙岩、泥灰岩等细粒沉积物露出水面并经灼晒干而发生收缩和裂开形成与层 面垂直的裂隙,裂隙组合呈多边形状。泥裂及其中的充填物一般上宽下窄,可用以判定岩层的顶面和底面。泥 裂变窄的尖端指向岩层底面,开口端指向顶面。 雨痕、冰雹印痕 雨点或冰雹颗粒落在松软的泥质沉积物上,冲击出近圆形的凹坑,后被沉积物充填并呈半 圆形突起。根据雨痕和冰雹印痕所保存的凹坑和半圆形突起可以确定岩层的顶面和底面。 古生物化石保存 古动物和古植物的生长状态及其死亡后在岩层中的保存状态具有一定的规律。 例如叠层石 由一些圆锥形或圆拱形的薄层叠置而成,圆锥形或圆拱形在横剖面上向上指向岩层的顶面(图 2-2-4) 。

图 2-2-4 叠层石的生长方向(据孙德育等,1986) Fig. 2-2-4 The growth direction of stromatolites(from Sun, 1986) 瓣鳃类和腕足类化石的外壳,在水流中最稳定的保存状态是凸出外壳朝上。可以根据保存完好的化石凸面 朝上为顶面的这种规律判定岩层顶面和底面。古植物的根须是向下生长的,所以根据古植物化石根须分布状态 也可以鉴定岩层的顶面和底面。 三、岩石成层性的几何学表示(产状) 岩石的成层性(层理) ,在几何学上可以称其为平面。因此,可以用一定的几何方位或几何形态表示。应用 地理方位对岩石成层性的三维空间表示称为岩层的产状。岩石的产状可以是沉积过程中产生的(原始产状) ,或 是经过后期变动改造过的次生产状。 (一)岩层原始产状 沉积岩层和火山岩层,由于具有发育不同程度的层理构造,可以反映出沉积物在沉积作用过程中所处的构 造环境。这些还保持着沉积作用时形成的岩层产状叫原始产状。原始产状大致是水平的,因为沉积物基本平行 沉积盆地底面,成岩之后基本近于水平状态。但是由于沉积盆地古地形差异,在盆地边缘、岛屿周围、水下潜 山周围的沉积岩层表现出局部倾斜状态,叫原始倾斜(图 2-2-5) 。原始倾斜在海相和陆相沉积岩中都存在,在 陆相岩层中更为明显。 (二)水平岩层的特征 沉积岩层层面为水平状态的岩层称水平岩层,一般认为水平岩层倾角小于 5° 。水平岩层的同一层面海拔高 度基本一致。

图 2-2-5 原始倾斜岩层 Fig. 2-2-5 Primary tilting of sedimentary rocks ①--海面;②--波浪作用基准面 正常的水平岩层(没有发生倒转)具有以下特征: 1. 地质时代较新的岩层位于较老的岩层之上。因此 ,当地表切割轻微时,地表只出露最新岩层;在地形切割 较深的地区,自山谷至山顶,水平岩层在剖面上,低处出露的岩层时代老,高处出露的岩层时代新。 2. 水平岩层的出露和分布状态受地形控制。 水平岩层的出露界线随着地形等高线弯曲而弯曲。 在地形地质图上, 水平岩层的地质界限与地形等高线平行或重合。地形上相同高度的地方,岩层时代相同,露头分布呈孤岛状, 地形切割比较深时岩层出露形态呈云朵状。

3. 水平岩层上、下层面出露界线之间的水平距离的变化, 受岩层的厚度和地形坡度的影响。如果岩层厚度一致, 地形缓露头宽度就大;地形陡露头宽度就窄。如果地形坡度一致,岩层厚度大露头宽度就大;而厚度小露头宽 度就小。 4.水平岩层的厚度就是该岩层上下层面的高差。 (二)倾斜岩层产状要素及其测定方法 受地壳运动影响,水平岩层会受到变形而产状发生改变,形成了与水平面有一定交角并朝一个方向倾斜的 岩层,称倾斜岩层。

图 2-2-6 岩层的产状要素 Fig. 2-2-6 The components of attidude of bedding 倾斜岩层常常不是单独的构造形态,往往是某种构造的一部分,褶皱的一翼、断层的一盘、岩层受地壳差 异升降运动的影响以及岩浆活动引起上覆岩层的倾斜等。如果在一个地区一组岩层向同一方向倾斜、而且倾角 大致相同, 称为单斜构造。 倾斜岩层产状用产状要素来表示。 产状要素包括岩层的走向、 倾向和倾角 (图 2-2-6) 。 走向:倾斜岩层的岩层面与任一水平面相交的线(或同一岩层面相同高度的两点连线)称为走向线。走向 线所指的地理方位角称岩层的走向。岩层的走向表示该岩层空间延展的方向。 倾向:沿着岩层面倾斜方向向下引出垂直走向线的直线,称倾斜线。倾斜线在水平面的投影地理方位叫倾 向。如果岩层面上所引的任一直线不与走向线垂直,则称假倾斜线或视倾斜线。视倾斜线在水平面上的投影叫 视倾向。倾向只有一个而视倾向有无数个。 倾角:岩层面上的倾斜线与其在水平面上投影线之间夹角或层面与水平面最大锐角叫岩层倾角。视倾斜线 与其水平投影线的夹角为视倾角或假倾角,视倾角小于真倾角,且有无数个。 产状要素不仅仅适用于岩层的产 状,凡是面状构造,诸如节理面、断层面、不整合面、片理和劈理面、岩体与围岩的接触面等都可用产状要素 表示它们的产状。 产状要素的测定有直接的和间接的测定方法。在野外可以用地质罗盘直接在面状构造上测得;也可以在地 形地质图上用作图方法求得,或利用钻孔资料,用三点法求产状;还可以根据视倾斜用正投影法和赤平投影法 求得。 产状要素的表示方法主要有两种,数字法和符号法。 数字法以罗盘的刻度指示的地理方位表示产状要素。可以用象限角或方位角表示。 象限角:以北(N,0° ) 或南(S,180° )为准,用三个基本要素表示,即走向、倾角和倾斜象限。如 N25° E/30° NW 表示走向北偏东 25° , 倾角 30° ,倾向 NW。 方位角:只用倾向和倾角表示,如 25° ∠30° ,倾向北偏东 25° ,倾角 30° 。 用符号表示产状要素,一般是在绘制地质图或构造图时表示面状构造的产状。不同性质的面状构造所采用 的符号将有所不同。 倾斜岩层的出露特点及其在地形地质图上的表现与水平岩层明显不同: 倾斜岩层在野外出露和地质图上呈条带状分布。在地形地质图上,岩层地质界线切割地形等高线。 未倒转倾斜岩层,顺着岩层的倾向方向,由老到新依次排列。倾斜岩层出露的形态既受岩层产状影响,又

与地形的起伏特点有关。 地形、岩层厚度和地形的坡度、坡向都直接影响着倾斜岩层在地表出露的宽度。 倾斜岩层与倾斜岩层之间界面的露头形态受岩层产状和地形两者关系的影响。水平岩层、倾斜岩层和直立 岩层的露头形态同样有很大的差别。 水平岩层露头形态:在地形地质图上,水平岩层的露头形态完全受地形影响,地质界线与地形等高线平行 或重合(图 2-2-7I) ; 直立岩层的露头形态:地质界线则是直线分布,不受地形的影响(图 2-2-7II) 。

2-2-7 水平(I) 、直立(Ⅱ)和倾斜(Ⅲ)岩层的露头形态 Fig. 2-2-7 The outcrop patterns of horizontal, vertical and inclined bedding 倾斜岩层露头形态:岩层界线与地形等高线相交,对于地形与岩层之间的不同产状关系表现出不同的―V‖ 字形形态,称―V‖字形法则(图 2-2-7Ⅲ) 。主要有三种基本情况(图 2-2-8) : 岩层倾向与地面坡向相反时,岩层界线与地形等高线的弯曲方向相同,称―相反相同‖,但是岩层界线的曲 率比地形等高线的曲率要小。岩层界线表现出的―V‖字形尖端在沟谷处指向上坡,而在山梁处指向下坡(图 2-2-8a) 。 岩层倾向与地面坡向相同时,岩层界线与地形等高线的弯曲方向有两种情况。 1)岩层的倾角大于地面坡度角,岩层露头界线与地形等高线呈相反方向弯曲,称―相同相反‖。岩层界线表现出 的―V‖字形尖端在沟谷处指向下坡,而在山梁处则指向上坡(图 2-2-8b) ; 2)岩层倾角小于地面坡度角,岩层界线与地形等高线的弯曲方向相同,但是岩层界线的曲率比地形等高线的曲 率要大。岩层界线出现的―V‖字形尖端在沟谷处指向上坡,而在山梁处则指向下坡(图 2-2-8c) 。 岩层与地形的关系所表现出的地质界线与地形等高线的弯曲情况表现出的―V‖字形法则,适于所有面状构 造,包括倾斜岩层、断层面、不整和面和岩体与围岩接触面等。 四、岩层、岩体的接触关系 地壳的运动与演化是地球科学研究的一个重要课题。而地壳的运动与演化在岩层、岩体的接触关系上有着 直接的反映。通过新老岩层之间或岩浆侵入体与围岩之间在空间上的接触形式和在时间上的演化过程,把地壳 运动直接记录下来。地壳运动的复杂性,反映为岩层、岩体间不同类型的接触关系。 岩层的接触关系包括岩层间的整合接触、平行不整合接触和角度不整合接触;岩体与围岩间的侵入接触和 沉积接触。

图 2-2-8 倾斜岩层露头形态的―V‖字形法则 Fig. 2-2-8 The ―V‖ type outcrop patterns of inclined bedding (一) 岩层的接触关系 整合接触关系 连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层连续无间断、上下岩层彼此平行叠置(图 2-2-9a) , 岩层的这种接触关系称为整合接触关系。它是在沉积盆地相对稳定下降或稳定上升时的无间断沉积,反映了地 壳运动处于相对稳定上升或下降的过程。 岩层整合接触关系具有下列特征: 1. 一套岩层,各岩层之间在空间排列是相互平行的,新老岩层的产状是一致的。 2. 新老岩层在沉积层序上是连续的,没有间断面。 3. 由于沉积层序上是连续的,所以反映在沉积岩性和岩相变化是递变的,岩层中所含化石也是逐渐变化的。 平行不整合接触关系 平行不整合或称假整合(图 2-2-9b) 。上下两套岩层之间在空间上是平行排列的,产 状一致,但它们之间缺失一些时代的岩层,说明经历过一定时间的沉积间断,或经受过一定时期的风化剥蚀作 用后,再下降接受沉积的过程。 这样两套岩层的接触面称为平行不整合面。不整合面以上的地层称―上覆地层‖,以下的地层称―下伏地层‖。 平行不整合的存在说明地壳运动是一种总体沉降—抬升—沉降的演化过程。

图 2-2-9 岩层接触关系 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 平行不整合接触的特征: 1. 不整合面上下的岩层彼此平行排列,岩层产状一致。 2. 底砾岩、古风化壳以及风化残余型矿床,如褐铁矿、铝土矿或磷矿等是不整合存在的直接标志。不整合面 上的沉积物成分常常与下伏地层的成分有关。 3. 不整合面上下的两套岩层在岩性和岩相以及所含化石的演化上都是截然不同的、是突变的,反映了因长时 间的沉积间断而造成的部分地层缺失与上下两套岩层之间沉积环境的变化。 角度不整和接触关系 角度不整合接触关系简称不整合(图 2-2-9c) 。时代较新的岩层以一定的角度覆盖在 不同时代或同一时代不同层位的老岩层之上,上覆岩层与下伏岩层之间具有明显的沉积间断与生物演化不连续 性,不整合面上下两套岩层的接触关系称角度不整合。角度不整合是区域性造山运动的结果,基本演化过程包 括:沉积盆地下降接受沉积,成岩后发生地壳变形,出现褶皱、断裂,甚至有岩浆活动或变质作用并隆起上升, 原水平岩层多数变形为倾斜岩层,同时,隆起的倾斜岩层遭受风化剥蚀,之后再下降接受沉积。地壳运动发生 的时间基本上可以用上下两套地层之间的地质时代为基本判别准则。 角度不整合具有以下特征: 1. 不整合面上下新老岩层之间产状明显不同,两者呈一定交角接触,在地形地质图上,不整合面以上新 岩层的地质界线与下伏不同时代层位地质界线相交截; 2. 不整合面上下的新老岩层之间缺少一定时期的地层,存在沉积间断。不整合面上常发育有底砾岩和风 化残余矿产。 3. 由于新老两套岩层之间存在长时期的风化剥蚀和沉积间断,在不整合面上、下的新老岩层的岩性、岩 相及古生物演化上都截然不同。 4. 不整合面以下老岩层的构造(褶皱、断裂等)常常比上覆新岩层相对强烈且复杂,岩浆活动和变质作 用也具有类似的特点。 造山运动、造陆运动以及岩层接触关系的地质意义 大规模强烈褶皱运动(实际上还包括和那些强烈褶皱密切联系的各种断裂)属造山运动。造山运动常常形 成褶皱山系,是短期的剧烈运动,它的各个组成序幕活动时期比较短促;广大区域的隆起运动为造陆运动。造 陆运动常常构成大规模的陆台,是长期缓慢运动,它大都发生在两场强烈造山运动之间,但也可能和一场强烈 造山运动同时发生,后者有时称为准造山运动或等同造山运动。 在造山运动过程中,造山作用之前形成的地层系统往往经历了强烈变形作用(褶皱作用、断裂作用) 、岩浆 作用和变质作用改造,同时经历了区域性或局部性构造抬升作用,从而产生了具有不同产状的大规模倾斜岩层 系统。造山作用之后的进一步沉降与堆积作用形成了典型的角度不整合。相应地,在造陆运动过程中,地壳主 要经历了区域性抬升和沉降作用,造陆运动前与后形成的地层之间,并未表现出很大的地层产状变化,为此而 形成了平行不整合或者整合地层系统。由此可见,角度不整合可以说是造山运动的具体表现,而整合与平行不 整合则反应了区域造陆运动的特点。因此可以利用角度不整合与平行不整合构造的存在分析区域地壳运动的性 质、特点、形成时间与演化规律。 (二) 岩体与围岩的接触关系 深成侵入岩体与围岩之间的接触关系是构造地质学研究的一个重要方面。根据岩体与围岩形成的先后顺序 可以识别出两种基本类型:侵入接触关系和沉积接触关系。

图 2-2-10 侵入岩与围岩间侵入接触关系(据孙德育等,1986) Fig. 2-2-10 Intrusive contact between intrusions and their country rocks (from Sun et al., 1986) 1- 大理岩;2-白云质大理岩;3-花岗闪长岩;4-硅化花岗长岩;5-花岗岩;6-矿体 侵入接触关系 岩浆岩体形成晚于围岩,表现出典型的侵入接触现象。岩体与围岩接触的部位称为接触带, 接触带靠近岩体一侧为内接触带,靠近围岩一侧为外接触带。在内、外接触带上,侵入接触关系表现出(图 2-2-10) : 1)块状岩体切穿围岩岩层,包括岩层层理、层面和各种围岩构造,当然,某些顺层侵入岩体也常常表现出 顺层性; 2)从岩体中心向接触带,岩体内表现出显著相带分布,岩体岩石成分、结构和构造等有规律地变化。在岩 体内接触带发育有冷凝边,是岩体快速冷凝结晶的结果; 3)外接触带围岩常常受到炽热岩体烘烤加热而发育有烘烤边和接触变质带或矿化蚀变现象,接触变质带表 现出晕圈状分布; 4) 在岩体侵入过程中经常有围岩碎块或捕掳体掉落到未冷凝的岩浆中, 并在内接触带产生同化和混染现象。 沉积接触关系 岩体的形成往往伴随着造山运动或造陆运动,使之出露地表,经受风化和剥蚀作用。之后区 域性沉降又使得新的沉积物质覆盖在风化面之上,此时岩体与围岩之间的接触关系称为沉积接触关系。沉积接 触关系表现为:围岩覆盖在岩体之上,接触面上常常发育有风化剥蚀面和古风化壳,而不具有冷凝边、烘烤和 接触变质或矿化蚀变现象;上覆沉积岩层的底层常常含有岩体的成分(砾石或碎屑) ;此外,岩体内部结构和构 造往往被接触面截切。

第三节、褶皱构造与褶皱作用
褶皱构造是我们常见的岩石或地层的弯曲现象,它作为一种基本构造型式在地壳岩石中普遍存在,表现为 岩石中的各种面(如地层层面、变质岩中的叶理面、岩浆岩中的流面、断层面、不整合面等)的弯曲。 自然界的褶皱千姿百态、复杂多样。褶皱规模也变化极大,小至手标本或显微镜下的微观褶皱,大至卫星 相片上的区域性或地壳规模褶皱。褶皱的研究对于揭示一个地质构造及其形成发展具有重要意义,另一方面, 许多矿产,包括金属、非金属、煤、石油、地下水等都受褶皱构造的影响和控制。因此,褶皱构造的研究具有 重要理论和实际意义。 一、褶皱与褶皱要素 1.褶皱的基本类型 岩石中发生弯曲形成褶皱的面为褶皱面,它可以是层理、劈理或不整合面等。从单一褶皱面的弯曲形态看, 褶皱面上凸弯曲的褶皱为背形,下凹弯曲的褶皱为向形,褶皱面既不上凸也不下凹,而是凸向两侧的褶皱为中 性褶皱(图 2-3-1) 。 对于沉积岩层而言,把最老地层位于核部的褶皱称为背斜,最新地层位于核部的褶皱称为向斜。尽管在大 多数情况下背形常常就是背斜,向形就是向斜,但在已倒转岩层中发育的褶皱常表现为向形式背斜和背形式向 斜,这种褶皱在叠加褶皱地区普遍发育。 2.褶皱要素 为了分析研究自然界千姿百态的褶皱构造,首先需要对组成褶皱的某些特定部位及其几何上的点、线、面 等要素进行定义,通称其为褶皱要素(图 2-3-2) 。 枢纽 同一褶皱面上最大弯曲点的连线,可以是直线,也可以是曲线;可以是水平线,也可以是倾斜线。枢

纽的方位角通常称为褶皱的轴向。枢纽的产状通常用倾伏向和倾伏角定义,倾伏向即枢纽的倾伏方向,指在包 含枢纽线的直立面上测量的与枢纽倾伏方向一致的直立面的走向,倾伏角为枢纽与包含枢纽的直立面走向线之 间的锐夹角。

图 2-3-1 褶皱面弯曲的基本几何形态类型 Fig. 2-3-1 Basic geometric patterns of folded surfaces a-背形 b-向形 c, d-中性褶皱 核或核部 褶皱中心部位的岩层或岩石。 翼或翼部 泛指褶皱两侧比较平直的部分,准确地说,指褶皱中两个相邻枢纽之间的褶皱面区

图 2-3-2 褶皱几何要素示意图 Fig. 2-3-2 Geometrical elements of a fold 拐点、拐线 在垂直褶皱枢纽的横截面上,相邻的背形和向形共用翼常呈 S 型弯曲,褶皱面不同凸向的两部 分之间的转折点为拐点。如果翼平直,则取其中点为拐点。同一褶皱面上各拐点的连线为拐线。 轴面 同一褶皱中各相邻褶皱枢纽连成的面为轴面。轴面是一设想的标志面,可以是平面,也可以是曲面。 轴迹 轴面与任一平面的交线称为轴迹。轴面与地表的交线是十分重要的轴迹。 翼间角 指两翼之间的内夹角,圆弧形褶皱的翼间角是指正交剖面上通过两翼拐点的切线之间的夹角。 脊线和槽线 同一褶皱面上沿背形最高点的连线为脊线,沿向形最低点的连线称为槽线。 波长和波幅 波长和波幅是量度褶皱规模大小的要素。其度量方法如图 2-3-3 所示。在褶皱的横切面(正交 剖面)中, Soˊ为褶皱的包络线(面) 为连接褶皱拐点的中间线(面) ,m ,对称褶皱的波长(W)为一个周期 性波长的长度,即两个相间拐点之间的距离,波幅(A)为包络线和中间线之间的距离;不对称褶皱的波长有 两种定义,波长(Wm)和波幅(Am)与以上定义相同,而波幅(Aa)为包络线和中间线之间轴迹的长度,波 长(Wa)为通过两个相间拐点并平行轴迹的两条线间的距离。

图 2-3-3 褶皱的波长(W)和波幅(A) (据 Ramsay,1967) Fig. 2-3-3 The wave lengths and amplitudes of folds (from Ramsay, 1967) a-对称褶皱波长(W)和波幅(A) ;b-不对称褶皱波长(Wm,Wa)和波幅(Am,Aa) So`-包络面;mm-中间面(拐面) ;θ-轴面与中间面的锐角;i-拐点 二、 褶皱的几何形态描述 褶皱最显著的特征是其几何类型(通常称褶皱样式)的复杂多变。然而,褶皱三维空间上的几何形态又很 难直观地观察到(小型褶皱除外) ,因此,在对褶皱的研究过程中,地质学家们常常从不同的断面和不同的角度 观察和描述它们的形象特征,从而出现了大量的褶皱名称和术语,下面从几个方面分述一些最常见的褶皱形态 类型和术语。 (一) 横截面上褶皱形态的描述 横截面或正交剖面,是指与褶皱枢纽垂直的剖面,图 2-3-4 为褶皱的水平面、横剖面(直立剖面)和横截面 (正交剖面)之间的关系,很显然,正交剖面可以真实反映褶皱的弯曲形态。

图 2-3-4 褶皱的水平面、横截面和横剖面的关系 Fig. 2-3-4 The horizontal, vertical and normal sections 1.根据轴面和两翼的产状描述褶皱 轴面直立、两翼倾向相反,倾角近似相等时,称为直立褶皱;轴面倾斜,两翼倾向相反,但倾角不等时, 为斜歪褶皱;轴面倾斜,两翼倾向相同时为倒转褶皱;轴面水平时,为平卧褶皱(图 2-3-5) ; 2.根据翼间角的大小描述褶皱 翼间角的大小反映了褶皱的紧闭程度,也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 露良好横截面的露头上,可以直接测量翼间角;或者测量褶皱两翼的产状,利用赤平投影的方法求得翼间角。

图 2-3-5 根据轴面和两翼产状描述褶皱(据 Mattauer,1986) Fig. 2-3-6 Fold classification with occurrences of axial plane and the two limbs (from Mattauer, 1986) 根据翼间角的大小,可将褶皱描述为以下几类: 平缓褶皱 翼间角小于 180° ,大于 120° 。 开阔褶皱 翼间角小于 120° ,大于 70° 。 中常褶皱 翼间角小于 70° ,大于 30° 。 紧闭褶皱 翼间角小于 30° ,大于 5° 。 等斜褶皱 翼间角在 5° 0° 到 之间 3.根据褶皱的对称性描述褶皱 如果褶皱的轴面与中间面垂直,且两翼的长度基本相等,则为对称褶皱(图 2-3-3a) ,否则均为不对称褶皱(图 2-3-3b) 。 4.根据褶皱面的弯曲形态描述褶皱 从褶皱面弯曲的几何形态看,褶皱面呈弧形弯曲,称为圆弧状褶皱(图 2-3-6a) ;两翼平直,转折端呈尖角 状,且两翼长度相等,称为尖棱状褶皱或锯齿状褶皱(图 2-3-6b ) ;两翼长度不等,称为膝折(图 2-3-6e ) ; 两翼陡而转折端平直,褶皱呈箱状,常具一对共轭轴面,称箱状褶皱或共轭褶皱(图 2-3-6c ) ;褶皱面呈扇状 弯曲,称扇形褶皱(图 2-3-6d ) ;当褶皱面完全闭合呈眼球状时,称眼球状褶皱;缓倾褶皱面的一段突然变陡, 形成台阶状弯曲,称为挠曲或膝折。

图 2-3-6 根据褶皱的弯曲形态描述的褶皱(说明见正文) Fig. 2-3-6 Fold classification with fold patterns 5.根据褶皱内各层弯曲形态的关系描述褶皱 褶皱中各层弯曲形态基本一致或呈有规律的渐变关系, 称协调褶皱。 反之, 褶皱中各层弯曲形态明显不同, 称之为不协调褶皱。不协调褶皱比较普遍。 6.根据褶皱岩层的厚度变化、曲率大小变化描述褶皱

褶皱岩层的厚度变化和弯曲曲率变化也是褶皱形态变化的一个重要方面。传统上,据此描述褶皱基本上是 围绕两个几何模式,即平行褶皱和相似褶皱。在平行褶皱中,同一岩层垂直岩层层面的厚度在整个褶皱中是恒 定不变的,因此,也称之为等厚褶皱。同心褶皱是平行褶皱的一个特例,即褶皱的各单个褶皱面几乎具相同的 曲率,在横截面上呈圆弧状。在相似褶皱中,同一岩层的厚度变化相当大,褶皱转折端的厚度大,翼部的厚度 小,这样的褶皱也称为顶厚褶皱。相似褶皱各褶皱面的弯曲形态相似,在平行轴面方向上量度同一褶皱层顶底 面间的距离(视厚度)处处相等,因此,相似褶皱为顶厚褶皱的一种特例。此外,还有一种褶皱,转折端厚度 小,翼部厚度大,称之为顶薄褶皱。 (二)其它褶皱形态描述 1.纵切面上的褶皱形态:包含褶皱枢纽的铅直剖面为纵切面。根据枢纽与水平面的关系,可将褶皱描述为:水 平褶皱(枢纽倾伏角在 0° ° ,倾伏褶皱(枢纽倾伏角在 10° )和倾竖褶皱(枢纽倾伏角在 80° ) -10 ) -80° -90° 。 2.平面上的褶皱形态:即褶皱在地表面出露的形态。同一褶皱面的延伸长度和两翼宽度之比小于 3:1 时,称为 等轴褶皱,等轴背斜又称穹隆构造,等轴向斜又称构造盆地;当长宽比在 3:1-10:1 之间时,称短轴褶皱;长宽 比超过 10:1 时,为线性褶皱(图 2-3-7) 。

图 2-3-7 褶皱的平面形态(据刘德良等 1997) Fig. 2-3-7 Surface patterns of folds A 为线性褶皱; B 为穹隆和构造盆地 3.圆柱状褶皱和非圆柱状褶皱:如果褶皱面上的所有各点都能找出平行于褶皱枢纽的线,称为圆柱状褶皱,平 行枢纽的线则称为褶皱轴。不具备上述特征的褶皱称为非圆柱状褶皱。地壳中的大多数褶皱从整体上来看都是 非圆柱状褶皱。 三、褶皱的分类 (一) 褶皱分类 在对褶皱的研究过程中,构造地质学家们一直试图对褶皱构造进行系统的分类,但到目前为止,远没形成 综合褶皱各方面特征的统一分类方案。近年来,比较系统、便于使用而且通行的分类方案有两种。现简述如下: 1. 褶皱的位态分类 Rickard(1971)根据轴面倾角,枢纽倾伏角和侧伏角三个变量绘制出一个类似岩石命名分区图的三角投影 网图,并根据三角网图内各项数据的规律变化,将三角投影网图划分为七个区,分别代表七种特征的褶皱类型 (图 2-3-8) 。 Ⅰ. 直立水平褶皱 轴面近于直立(倾角 80° ) -90° ,枢纽近于水平(倾伏角 0° ) -10° (图 2-3-8 中Ⅰ区) 。 Ⅱ.直立倾伏褶皱 轴面近于直立,枢纽倾伏角 10° (图 2-3-8 中Ⅱ区) -80° 。 Ⅲ.倾竖褶皱 轴面和枢纽近直立,倾角和倾伏角均为 80° (图 2-3-8 中Ⅲ区) -90° Ⅳ.斜歪水平褶皱 轴面倾斜(倾角 10 ° –80° ,枢纽近于水平(倾伏角 0° ) ) -10° (图 2-3-8 中Ⅳ区) 。 Ⅴ.平卧褶皱 轴面和枢纽均近水平,倾角和倾伏角 0° (图 2-3-8 中Ⅴ区) -10°

图 2-3-8 褶皱的位态分类 (据 Richard, Ragan, 1973 及 Hobbs et al., 1976 综合编绘) Fig. 2-3-8 Fold classification with occurrence parameters (revised from Richard, Ragan, 1973; Hobbs et al., 1976) Ⅰ-Ⅶ-褶皱产状类型分区;β-枢纽极点;A-轴面投影大圆;π-褶皱面的 π 圆(环带) Ⅵ. 斜歪倾伏褶皱 轴面倾斜(倾角 10° ) -80° ,枢纽倾伏 (倾伏角 10° ) -80° (图 2-3-8 中Ⅵ区) 。 Ⅶ 斜卧褶皱 轴面倾角和枢纽倾伏角均为 10° ,倾向和倾伏向一致,倾角和倾伏角大致相等,枢纽在轴面上 -80° 的侧伏角为 80° (图 2-3-8 中Ⅶ区) -90° 。 以上七类褶皱反映了轴面和枢纽产状的连续变化系列,因此包含了自然界可以出现的各种产状的褶皱。三 角投影网图上所划分的七个区,分别代表七大类型褶皱产状的变化范围。图内各区范围的大小也大致反映出该 类褶皱在自然界出现的几率大小及其过渡类型的一般变化规律,其中Ⅵ区范围最大,表明斜歪倾伏褶皱在地壳 中最常见,它是产状变化最大的一类褶皱。 2.根据岩层厚度和等倾斜线变化的褶皱分类 Ramsay(1967)根据横截面上褶皱岩层的厚度参数 t 和 T 以及等倾斜线的排列方式提出的褶皱分类方案。 参数 t 称为正交厚度,指在横截面上岩层上下层面相同倾角(α)部位所作的与岩层面切线之间的垂直距离,因 其随倾角 α 变化而变化, 所以记作 tα; 而参数 T 称为轴面厚度, 是与轴面平行的两条切线之间的距离, 记作 Tα。 在轴面上,参数 t 和 T 为标准厚度,分别记作 t0 和 T0。此处 tα=Tα,等倾斜线是岩层上下层面具有相同倾角点 的连线(图 2-3-9) ,具体作法见(Ramsay, 1967) 。 据此,可把褶皱分为三类五型: Ⅰ类 褶皱的等倾斜线向内弧呈收敛状,内弧曲率总是比外弧大,Tα> T0(图 2-3-9) 。可细分为三个亚型: ⅠA 型 等倾斜线向内弧呈强烈收敛状,各线长短差别极大,内弧曲率远比外弧大,tα> t0,为典型的顶薄褶皱。 ⅠB 型 等倾斜线也向内弧收敛,并与褶皱面垂直,各线长短大致相等,tα= t0,内弧曲率仍大于外弧,为典型 的平行褶皱。 ⅠC 型 等倾斜线向内弧轻微收敛,转折端等倾斜线比附近两翼的略长,反映两翼厚度有变薄的趋势,tα<t0,为 Ⅰ型平行褶皱向Ⅱ类相似褶皱过渡的型式。 这一分类使对褶皱形态的研究从定性描述提高到半定量的水平, 为应用统计方法分析褶皱形态和产状特征提供了条件。

图 2-3-9 褶皱类型的等倾斜线特征(据 Ramsay, 1976) Fig. 2-3-9 Dip isogons of different types of folds (from Ramsay, 1976) Ⅱ类 等倾斜线平行且等长,内弧曲率和外弧曲率相等,Tα= T0 tα<t0,为典型的相似褶皱。 Ⅲ类 等倾斜线向外弧收敛,向内弧撒开,外弧曲率大于内弧曲率,Tα< T0,tα<t0,为典型的顶厚褶皱。 Ramsay 应用褶皱构造的几何数据来描述和划分褶皱类型,对褶皱形成机制的研究有一定的指导意义。 (二)褶皱的组合型式 在同一构造运动时期和同一构造应力作用下,成因上有联系的一系列背斜和向斜往往按一定的几何规律组 合在一起,由此形成的总体褶皱样式称为褶皱的组合型式。褶皱的组合型式往往反映了区域性褶皱的成因、区 域应变状态、大地构造属性及地壳运动性质等。从目前的研究结果来看,主要有三种类型的褶皱组合型式: 1.复背斜和复向斜 复背斜和复向斜是指褶皱内部岩层被一系列次级褶皱所复杂化的大型背斜褶皱构造和大型向斜构造。次级 褶皱与主褶皱常有一定的几何关系,典型的复背斜和复向斜的次级褶皱轴面常常向主褶皱的核部收敛。而枢纽 与主褶皱的枢纽平行。复背斜和复向斜在平面上往往为线性褶皱,并且限制在狭窄的地带中,是造山带内的主 要褶皱样式。 2. 隔挡式褶皱和隔槽式褶皱 隔挡式褶皱又称梳状褶皱或侏罗山式褶皱,由一系列平行的线性背斜和线性向斜相间组成,其中背斜窄而 紧闭,形态完整而清楚;背斜之间的向斜则开阔而平缓。隔槽式褶皱与前者相反,向斜紧闭且完整,呈线性排 列,背斜则平缓而开阔。这两类组合褶皱的共同特点是背斜和向斜的变形强度不同,较紧闭的褶皱和较开阔的 褶皱相间排列。隔挡式褶皱在欧洲侏罗山发育完美,通称侏罗山式褶皱。关于褶皱成因,一般认为是沉积盖层 沿刚性基底上的较弱层滑脱变形或薄皮式滑脱的结果 3.日尔曼式褶皱 褶皱以卵圆形穹隆或拉长的短轴背斜为主,褶皱翼部倾角平缓,或近于水平,但是规模可以很大。它们可 以独立出现,不伴有相间的向斜;可以成群展布,有规律地定向排列或无序排列。在褶皱的平面排列形式上, 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各类褶皱组合区,只是变形强度有不同 的差异而已。 四、褶皱成因分析 褶皱的千变万化与褶皱成因的复杂性密切相关。褶皱成因的研究是构造地质学的重要内容,主要目的在于 了解侧应力、岩石的力学性质、变形环境等诸多因素在褶皱形成过程中的作用。 (一) 纵弯褶皱作用 受顺层挤压应力作用导致岩层弯曲而形成褶皱的作用称纵弯褶皱作用。其最大特征是岩层垂直轴向发生缩 短。地壳水平运动是造成这类褶皱作用的主要条件,地壳中多数褶皱与这种褶皱作用有关。 纵弯褶皱作用的基本特点是:当一岩层(或一整套岩层粘结很牢作为一个整体)受到顺层挤压应力的作用 发生弯曲变形时,层面弯曲的外凸一侧处于顺层拉伸状态,而内凹一侧处于顺层压缩状态,两者之间有一既不 拉伸也不压缩的无应变的中和面或中性面(图 2-3-10) 。 当一套层状岩石受到侧向挤压时,岩层的物质运动方式、岩性的力学性质及组合特征,压扁作用对褶皱的 形成和发育、褶皱样式及内部构造特征起着十分重要的作用。 1. 褶皱过程中的物质运动方式 在褶皱作用过程中,岩层的弯曲往往通过顺层简单剪切作用来调节,这种顺层简单剪切作用有两种方式:

弯曲滑动和弯曲流动。

图 2-3-10 纵弯褶皱作用的应变特征(据 Ramsay,1987) Fig. 2-3-10 Strain patterns during flexural folding (from Ramsay) (1) 弯曲滑动 如果简单剪切在褶皱岩层中不连续分布,也就是说,剪切面之间具有一定厚度时,称为弯曲滑动,如此形 成的褶皱称为弯滑褶皱(图 2-3-11a) ,这种作用也因此称为弯滑褶皱作用。其特征是: ①主要发生在较刚性岩层并且不同岩性层被明显层面分隔的情况下; ②在弯曲作用下,各单层虽有中和面,但整个褶皱没有统一的中和面,各弯曲岩层面呈平行关系,形成平 行褶皱或同心褶皱。变形较强时,两个刚性岩层间易在褶皱转折端部位形成虚脱现象; ③弯曲滑动的结果, 在岩层中形成同心剪切节理和旋转剪切节理(图 2-3-12) ,在岩层面上形成垂直枢纽的擦痕。

2-3-11 弯滑褶皱(a)和弯流褶皱(b) Fig. 2-3-11 Flexural slip folding and flexural flow folding (2) 弯曲流动 如果简单剪切在褶皱岩层中连续分布,也就是说,这一作用发生在颗粒尺度上,并导致物质流动时,则称 为弯曲流动,也称为弯流褶皱作用。其特征为(图 2-3-11b) :

图 2-3-12 弯滑褶皱中的节理 Fig. 2-3-12 Joints formed during flexural slip folding ①大都发生在刚性层间塑性较大的岩层内(如泥岩、页岩、盐层、煤等) 。 ②在弯曲流动作用下,层内物质发生流动,流动方向一般以两翼向转折端,从而形成顶厚褶皱或相似褶皱; ③由于层内物质塑性流动,在塑性岩层中可以形成线理、叶理等小型构造,甚至形成层间小褶皱,多表现为一 翼短、一翼长的不对称褶皱,轴面与相邻上下岩层面的锐交角指向相邻岩层的滑动方向 弯曲滑动和弯曲流动作为调节弯曲岩层内部应变的一种方式,不仅可以发生在纵弯褶皱作用过程中,也可 以发生在横弯褶皱作用过程中。但在横弯褶皱作用过程中,弯曲滑动和弯曲流动对褶皱的形成和发育、褶皱样 式的影响明显不同(见后文) 。 2. 岩层力学性质在褶皱发育中的作用 纵弯褶皱作用过程中,岩层间力学性质的差异在褶皱形成过程中起着主导作用。岩层中的各向异性是褶皱 形成的基础,而各向异性的物质在变形期间的失稳是导致褶皱形成的原因。Biot 和 Ramberg 在 60 年代对岩层 力学性质在纵弯褶皱形成过程中的作用进行了系统分析,提出了褶皱发育的初始波长理论,阐明了初始褶皱波 长与岩层厚度和粘度反差的关系。这一理论较好地解释了自然界褶皱的形态及内部构造特征,可以作为讨论纵 弯褶皱作用的基础。 对于单一岩层褶皱的发育机制,Biot 通过实验和数学模拟,认为褶皱的初始波长与所受作用力的大小没有 直接关系,而是与强硬岩层的厚度与强硬岩层与基质的粘度比有关。当岩性一致时,强硬岩层与基质的粘度比 为常数,如果岩层的厚度大则其弯曲形成褶皱的波长也大。因此,一套褶皱中的各岩层因其厚度差而形成紧闭 程度不同的褶皱,层厚的岩层形成褶皱宽缓,而层薄的岩层形成的褶皱相对紧闭。因此,形成不协调褶皱。而 有特殊意义的是,波长与粘度的绝对值无关,这意味着,如果粘度比类似,地壳浅部层呈低韧性的岩石可能与 地壳深部层次高韧性岩石具相似的褶皱方式。单层纵弯褶皱中,粘度反差的不同导致不同的褶皱形态。当强硬 岩层与基质的强度反差很大时,变形初期,形成波长厚度比大的褶皱,强硬岩层的顺层缩短很小或可忽略不记, 而褶皱初始的扩幅速率很大,随着整个系统逐渐压扁,褶皱面上的扩幅速率逐降低,代之以两翼岩层向轴面旋 转和翼间角的变小。当进一步压扁时,翼部可能旋转超过 10° 而相互压紧,形成典型的肠状褶皱。当强硬岩层与 基质的强度反差很小时,变形初期,形成波长厚度比小的褶皱。与高反差的情况相反,褶皱的扩幅速率很小, 整个系统的侧向压缩使强硬岩层和基质一起发生明显的顺层缩短,不同物质的粘度越接近,顺层缩短越明显。 随着整个系统缩短变形,顺层缩短继续进行,褶皱逐渐变得显著,但不能形成肠状褶皱,而是发育明显的圆滑 和尖棱转折端相间排列的褶皱,称为尖圆褶皱。当总体收缩量很大时,大致垂直褶皱轴面方向的缩短常使褶皱 转折端厚度进一步增大,并使翼部岩层变薄。 在多层岩层褶皱系统中,一套强弱岩层相间所形成的褶皱,其形态不仅与各层的能干性有关,而且也取决 于相邻强硬岩岩层(或能干层)的互相影响程度,后者又取决于强硬岩层间的距离及褶皱应变带的宽度。 当夹于弱基质中的强硬岩层发生褶皱时,与强硬岩层相临的软弱岩层受强硬岩层的影响一起弯曲,而远离 强硬岩层则以均匀的加厚调节整个系统的顺层压缩,没有受到强硬岩层褶皱弯曲的影响,强硬岩层周围受该强 硬岩层纵弯所影响的软弱岩层的所造成的带状区称接触应变带。

如果两强硬岩层相隔很远,超过接触应变带的范围,则两层各自弯曲而互不影响,各自形成具有与自身厚 度和与基质粘度差相关的特征波长的褶皱,由此构成不协调褶皱。如果强硬岩层之间的距离很近,以使各层周 围的接触应变带互相重叠,则可能出现两种类型的几何影响:各强硬岩层厚度和之间的距离大致相近,而且强 弱岩层的粘度差相似,则形成协调褶皱;如果各强硬岩层的厚度不同或强弱岩层韧性差明显不同,则各个强硬 岩层很可能使其自己的特征波长影响总的褶皱形式,形成多种波长的褶皱复合岩层,称为多级协调褶皱。 3.压扁作用及影响 岩层在发生褶皱的过程中,经常受到垂直轴面方向的挤压作用,即压扁作用。压扁作用贯穿于整个褶皱作 用过程中,按褶皱发育的不同阶段可分为前褶皱压扁作用,同褶皱压扁作用和后褶皱压扁作用。 前褶皱压扁作 用指褶皱形成之前,即岩层受力但尚未弯曲时的压扁作用,所产生的结果是,岩层均匀缩短而厚度增大。普遍 认为,岩层间的韧性差较小而平均韧性较大时,前褶皱压扁作用显著。很显然,在高温高压的环境中,前褶皱 压扁作用所产生的效果要大得多。 同褶皱压扁作用指岩层弯曲褶皱的同时出现的压扁作用。岩层内部各点的应变状态也随之发生变化,褶皱 岩层内部各点的应变椭圆不断压扁,其长轴方位也逐渐旋转到与轴面平行的方向上(图 2-3-13) 。此时,在近平 行于褶皱轴面方向上,就可形成新的叶理,称为轴面叶理(见第六节) 。压扁越强烈,应变椭球越扁,整个褶皱 也越扁平,轴面叶理也越发育。与此同时,压扁作用的的增强,褶皱层的厚度也相应发生变化,翼部岩层越压 越薄,转折端的岩层则越来越厚,从而使整个褶皱从等厚向顶厚褶皱发展。系统统计同一褶皱层翼部厚度和转 折端厚度与岩层倾角的关系,可以求出压扁作用造成的岩层缩短应变(参见 Ramsay 1987) 。 后褶皱压扁作用,指出现于褶皱晚期阶段的压扁作用。这个阶段,岩层不再发生进一步的弯曲,继而代之 的是平行轴面的新的面状结构(轴面叶理)的形成和低韧性岩层(较刚性岩层)被拉断形成石香肠构造(或构 造透镜体)和无根钩状褶皱。 在褶皱作用过程中,压扁作用的影响效果受岩层的流变学特征(或力学性质)和变形环境所控制。如果褶 皱岩层整体上呈刚性(低韧性) ,则压扁作用的效果就不明显。如果褶皱岩层整体上显韧性,则压扁作用的效果

就十分显著。 图 2-3-13 褶皱发育过程中的压扁作用对褶皱的影响 Fig. 2-3-13 The effect of flattening during folding (二) 横弯褶皱作用 岩层受到与岩层面垂直的外力作用而发生弯曲形成褶皱的过程称为横弯褶皱作用。地壳物质的垂直升降运 动是造成这种作用的地质条件,其中,岩浆的上升顶托,岩盐、石膏或粘土等低粘度、低密度易流动物质的上 拱穿刺、基底的断块升降等都是导致横弯褶皱作用的重要因素。 横弯褶皱的一般特征是: (1)受褶皱的岩层整体处于拉伸状态,各层都没有中和面。 (2)横弯褶皱作用往往形成顶薄褶皱。 (3)在横弯褶皱作用中,如果岩层呈低韧性状态,褶皱顶部的岩层则由于顺层拉伸而断裂,于背斜顶部形成地 堑。如果是穹形隆起,则可形成放射状或环状正断层。 (4)在横弯褶皱作用过程中,也可发生弯滑和弯流作用,但与纵弯褶皱作用相比,滑动方式相反,所形成的褶 皱多是轴面向外倾倒的平卧或斜卧不对称褶皱(图 2-3-14) 。

图 2-3-14 基底隆升时两翼岩层内的小褶皱与劈理(据 Dennis, 1987) Fig. 2-3-14 Minor folds and cleavage development as a result of flowage of mantling layers (2, 3, 4) down the flanks of a rising arch in the basement (from Dennis, 1987) 底辟褶皱是地下深处的高塑性物质(岩盐、石膏等)在重力差异作用下呈圆柱状或厚塞状向上流动刺穿上 覆岩层而形成的一种构造现象。底辟构造一般包括三部分: ①高塑性物质组成的底辟核,核内物质往往呈现复杂的塑性变形; ②核上构造(上覆岩层) ,往往是外形不规则的穹隆或短轴背斜,其内部构造特征如上述横弯褶皱的基本特征; ③核下构造,一般比较简单。当底辟核为岩盐时,称为岩丘构造,典型的盐丘直径 2-3km,边部陡倾,可以向 下延伸达几公里。内部构造通常十分复杂,大量发育紧闭陡倾伏褶皱、重褶皱和多次重褶皱现象。普遍认为, 盐丘的形成是由于盐层与其上覆密度较大的围岩间密度差异所引起的浮力使盐层多次向上运动造成的结果。 如果底辟核是侵入岩,岩浆上升侵入围岩,并使上覆岩层上拱形成穹隆,这种作用过程也称岩浆底辟作用。 岩浆底辟作用是一种重要的地质作用, 它不仅导致广泛的沉积岩层发育地区出现以岩浆岩为底辟核的穹隆形成, 太古宙高级变质岩区发育的典型构造样式―卵形构造‖或称―片麻岩穹隆‖, 也多认为与岩浆底辟作用有关 (Ftetcher 1972;Ramberg, 1967;傅昭仁,1983;刘先文,1992) 。此外,岩浆底辟作用也是一些造山前伸展体制的构造 型式的基本动力(杨振升,1987) 。 (三)剪切褶皱作用 由于切层或顺层剪切而导致褶皱形成的作用为剪切褶皱作用。为此,根据剪切作用面和参与褶皱的面状组 构(层理、劈理、片理等)的关系以及剪切方向与褶皱枢纽的关系,可把剪切褶皱作用分为两类,切层剪切褶 皱作用与顺层剪切褶皱作用。 1. 切层剪切褶皱作用 即传统意义的剪切褶皱作用,也称滑褶皱作用(图 2-3-15) ,指沿着一系列垂直或斜交岩层层面的密集叶理 或破裂面发生不均匀剪切使岩层层面错动弯曲而形成褶皱的一种作用。其中,作为褶皱面的各种面状构造(层 理、劈理等)仅作为反映滑动结果的被动标志,因此,又称之为被动褶皱作用。切层剪切褶皱作用的主要变形 特征包括: (1)不论剪切作用面与褶皱面斜交或垂直,必定有一组透入性的面状构造(劈理、片理、片麻理 等)与褶皱构造共存,这组面状构造为褶皱的轴面叶理。 (2)从理论模式看,切层剪切作用为简单剪切变形,剪切面就是褶皱中每一点应变椭球的圆切面,每一点的应 变都是平面剪切应变。 (3)平行轴面方向上岩层的厚度不变,但垂直厚度在褶皱转折端变厚,在翼部减薄,形成相似褶皱或兰姆赛分 类的Ⅱ类褶皱。 (4)褶皱岩层中没有中和面。任一剪切面上所有各点的应变都是相等的。 (5)剪切面上剪切作用的方向不一 定与褶皱轴直交,唯一的条件是不能与层平行。与层呈任何角度的剪切都会有褶皱发育,但如果剪切量一定, 当剪切方向与褶皱枢纽垂直时,褶皱幅度最大。 (6)对原来垂直剪切面的岩层来说,在褶皱枢纽线两侧的剪 切方向相反。 切层剪切褶皱作用是一个广为引用的经典褶皱作用模式。尽管实验研究和理论研究证实了这种剪切作用的 可行性(Ramsay 等, 1987) ,但也确定了这种剪切褶皱作用的局限性,即褶皱的形成条件是:先于褶皱形成的一 系列密集简单剪切面和不均匀简单剪切作用,这种条件可发生在规模较大,并且剪切应变不均匀的剪切带中。 对于中浅变质岩区普遍发育的具有轴面劈理的褶皱而言,滑褶皱作用的贡献是很有限的。 ⑵ 顺层剪切褶皱作

用 顺层剪切褶皱作用是指平行于面状构造(层理、片理、糜棱叶理等)的简单剪切而导致早期面状构造发生 褶皱的一种作用,顺层剪切褶皱作用的主要变形特征是: 1)所形成的褶皱往往局限于某一固定的岩层或某一岩性层中,或者单个零星发育,或者呈数个褶皱组合的形式 发育,并在纵向上或横向上延伸不远即消失。规模较小,常为手标本规模(几厘米)或露头规模(几十米、上 百米) 。

图 2-3-15 理想的剪切褶皱作用模式(据 Hobbs et al., 1979) Fig. 2-3-15 Ideal shear folding model (from Hobbs et al., 1979) 2)褶皱一翼长,一翼短,为不对称非圆柱状褶皱,轴面往往与褶皱周围的岩层层面等面状构造斜交。鞘褶皱是 顺层剪切褶皱作用的典型褶皱型式。顺层剪切褶皱作用所形成的褶皱或者作为纵弯褶皱的内部小构造赋存于强 硬岩层之间的软弱岩层之中,或者产于大型韧性剪切带之中近年来随着对韧性剪切带内褶皱构造的研究,这种 顺层剪切褶皱构造的样式和成因(详见第四章第四节)也逐渐为人们认识。 (四)柔流褶皱作用 高塑性岩层(高塑性体)受力的作用时,呈类似粘稠的流体而发生变形形成形态复杂、褶皱要素产状变化 大、不协调性普遍的流动褶皱。底辟作用形成的底辟核内的褶皱、高级变质岩石,尤其是麻粒岩相变质岩石中 的褶皱都具有强烈塑性流动的特征。这种褶皱机制强调高塑性物质的流动对褶皱形成和褶皱样式的影响,与前

述几种成因机制并不矛盾,但显然不是一种独立的成因机制,而是对前述几种成因机制的补充。 五、叠加褶皱及其基本型式 叠加褶皱又称重褶皱,是已经褶皱的岩层再次弯曲变形而形成的褶皱。多发育于变形作用强烈而复杂的地区或 造山带内。就形成时间而言,叠加褶皱可以是两个以上构造旋回中的变形叠加造成的,也可以是同一构造旋回 不同构造幕变形叠加的结果,甚至同一期递进变形过程中由于增量应变方位和性质的改变而造成的。总之,叠 加褶皱反映了多期、多阶段变形的产物。 (一)叠加褶皱基本型式 叠加褶皱在许多地区的存在虽然早已发现,但是,对于叠加型式的研究却起始于 20 世纪 50 年代。在叠加褶皱 发育地区,由于各期褶皱作用的方位、方式、规模和强度不同,以及岩石力学性质的差异,叠加褶皱的样式也 十分复杂,类型极其繁多,因而,曾有许多对叠加褶皱样式的描述和分类。Ramsay 总结的两期褶皱叠加的四种 基本型式也因其系统性和全面性而广为引用,成为经典的两期褶皱叠加型式(图 2-3-16) 。 Ramsay 以早期褶皱为纵弯褶皱,后期褶皱为滑褶皱为前提提出四种基本叠加型式: 1.类型 0 无效叠加作用 两期褶皱相互作用没形成一般认为叠加褶皱所具有的几何现象,所产生的三维几何特征实际上与单期变形产生 的褶皱构造相似。如果两期褶皱具有相同的波长,那么最终的形态取决于两个叠加波形的同相或不同相关系。 或者同相波形叠加而仅导致褶皱振幅增大(图 2-3-16 类型 0 或图 2-3-17c) ,或者不同相波形相互抵消而使褶皱 消失,或者是上述两者之间的过渡。如果两期褶皱波长不同,则可能形成各种类型的多级协调褶皱。这种叠加 型式虽然从理论上存在,但目前还没有这方面的报道。 2.类型 1 穹隆-盆地型式 晚期褶皱的最大应变轴(或流动方向 a2)与早期褶皱的轴面平行或低角度相交,但两期褶皱的中间应变轴(B1 与 b2) (平行褶皱枢纽)高角度相交或垂直。这种叠加型式相当于所谓的―横跨褶皱‖或―斜跨褶皱‖。早期褶皱一 般为轴面近于直立的较开阔褶皱,被后期褶皱叠加后,轴面形态变化不大,但枢纽被弯曲呈有规律的波状起伏, 常见的形态为一系列穹隆和构造盆地相间的构造(图 2-3-16 类型 1; 图 2-3-17a, b) 。两期背形叠加形成穹隆构 造,两期向形叠加形成构造盆地,晚期背形横过早期向形或者晚期向形横过早期背形时,背形枢纽倾伏,向形 枢纽仰起形成鞍状构造。 值得指出的是,穹隆和构造盆地的存在并不完全意味着叠加褶皱事件,上文所述的底辟褶皱或底辟构造也可以 形成类似的样式。但不同的是两期叠加变形事件形成的穹隆和构造盆地具有高度的几何规律,叠加褶皱内与两 期变形有关的褶皱通常在样式、波幅、波长及伴生的小型构造方面均有系统的差别。

图 2-3-16 两期褶皱叠加的四种基本型式(据 J.G. Ramsay,1987) Fig. 2-3-16 Four basic types of superposed folds (from Ramsay, 1987) 类型 2 穹隆状-新月状-蘑菇状型式 晚期褶皱的最大应变轴(a2)与早期褶皱轴面夹角很大,两期褶皱枢纽(代表中间应变轴 B1 与 b2)呈中 等或大角度相交。这时早期褶皱轴面和枢纽均发生强烈弯曲(图 2-3-16 类型 2) ,在水平切面则形成复杂的新月 形、蘑菇形等图形(图 2-3-17g,h) 。 类型 3 收敛-离散型式(共轴叠加褶皱) 晚期褶皱的最大应变轴 a2 与早期褶皱的轴面夹角很大,但两褶皱的枢纽近于平行,此时早期褶皱的轴面发 生弯曲而枢纽不发生弯曲。这种叠加型式在横截面上可以出现双重转折和钩状闭合等形态 (图 2-3-16 类型 3 c) 。 尽管兰姆赛提出的上述四类褶皱叠加型式从理论上尽可能地概括了两期褶皱的叠加方式,但是,实际工作 中遇到的露头形态或地层特征可能更加复杂。因为兰姆赛提出的四类褶皱叠加型式仅是从早期褶皱的轴面与枢 纽和后期褶皱的枢纽和最大应变主轴的几何叠加关系考虑的,而早期褶皱的产状、规模和几何形态,后期叠加 褶皱的形成方式、产状、规模以及岩石的流变性都是影响褶皱叠加型式的主要因素。 (二)叠加褶皱的野外观察 由于叠加褶皱的复杂性,对叠加褶皱的研究也是一个复杂的过程。其中最基本的问题是在野外识别和确定 叠加褶皱的存在。认识和鉴别叠加褶皱的主要标志包括: 1.重褶现象,在褶皱的同一切面上。不仅有先存褶皱轴面的重新弯曲,而且还有褶皱面或褶皱岩层的双重转折 现象。

图 2-3-17 所示叠加型式在水平面上产生的主要假干涉型式(据 J.G. Ramsay,1967) Fig. 2-3-17 The surface patterns of superposition (from Ramsay, 1967) 2.新生构造有规律地变化,新生叶理和线理一般代表一期构造变形,它们有规律地弯曲一般意味着新生褶皱变 形面在新的构造应力场中的又一次弯曲变形。如轴面叶理的弯曲,置换作用形成似层理的重褶皱,以及褶皱枢 纽有规律的变位等。 3.两组不同类型且不同方位的叶理或线理有规律地交切。 4.陡倾伏褶皱的广泛发育也是叠加褶皱可能存在的标志之一。

第四节 岩石脆性变形构造与变形过程
当应力达到岩石强度极限时,岩石就会发生破裂而破坏,在破裂之前岩石未出现任何永久变形,岩石的这 种变形作用称为脆性变形作用。岩石脆性变形作用发生和发展都遵循一定的规律,并受到岩石圈的流变学性质 及应力状态的制约和环境因素的影响。岩石脆性变形作用在地壳浅部层次中广泛发育,形成了各种样式的节理 和断层构造。本节旨在讨论岩石破裂发生的条件和制约因素,以及岩石脆性变形形成的各种节理和断层的地质 特征。 一、岩石脆性破裂形成过程及控制因素 岩石破裂源于微裂隙的形成、扩展、集结、发展为宏观破裂。从微裂隙生长到宏观破裂经历了复杂的力学 和物理过程。 1. 亚临界裂隙生长 宏观破裂前的微裂隙称为亚临界裂隙,控制其生长的主要因素是应力强度因子(K) 。应力强度因子是对给 定几何形态和载荷条件下裂隙末端应力场的度量,当裂隙末端的局部应力超过岩石的临界应力强度因子(Kc) 时,裂隙就开始扩展。岩石破裂强度取决于单个裂隙的性质、应力集中的初始密度、分布及化学和热环境。 一般情况下,在应力强度因子(K)<临界应力强度因子(Kc)时,亚临界裂隙生长表现为缓慢的、依时间而变 化的裂隙生长过程,而当 K >Kc 时,裂隙加速扩展。促进亚临界裂隙生长的机制可能有以下几种(图 2-4-1) : (1)弹性应变能积累(图 2-4-1a-2) ,是与快速破裂扩展有关的主要机制。当裂隙末端出现应力集中,随之发 生弹性应变能积累,弹性应变能控制着裂隙扩展。破裂的发育有追踪岩石中软弱部位的趋势,或者穿切颗粒并

追随劈理方位,或者沿粒间而利用粒间边界。现存的表面裂隙、裂痕、颗粒边界空隙和孔隙的频率、方位、形 态和分布都可能影响着由于突发破裂扩展而破坏之前所积累的应变量。弹性应变能积累是与快速破裂扩展(脆 性破坏)有关的主要机制。

图 2-4-1 岩石破坏前作用分类(据 Knipe,1989) Fig. 2-4-1 Processes before failure of rocks (from Knipe, 1989) 1-破坏曲线;2-弹性应变积累;3-位错相互作用;4-蠕变-空隙生长;5-水力破坏;6-应力侵蚀;8-动力裂隙生长; 9-亚临界裂隙生长 Pf-流体压力;t-时间;Vc-裂隙扩展速率;K-应力强度因子;Kc-临界应力强度因子;Ko-初始 应力强度因子;e-应变率;e-应变 (2)晶质塑性作用(图 2-4-1a-3) ,致密位错缠结或高密度双晶发育,从而限制晶质塑性引起的进一步变形, 并且有可能导致破裂的急速加工硬化,这时晶质塑性可能有助于破裂作用。此外,在多晶集合体中,不同晶体 因其结晶方位和滑移系不同,导致相邻颗粒之间出现应变不协和性,从而诱发颗粒边界裂隙。 (3)扩散作用(图 2-4-1a-4) ,在张开的颗粒边界或三节点处,点缺陷和空位集中,空位扩散作用可导致空隙 的发育,从而引起破坏。此外,杂质向颗粒边界的扩散也可能导致颗粒边界的脆化和破裂。 (4)相转变和化学反应,通过产生具不同体积的产物到反应物中,诱发集合体内的应力集中,应力集中可能引 起空隙的形成,从而导致破坏。 以上四种机制归为第一类亚临界裂隙生长机制(图 2-4-1a) 。这类机制可能是在不同应变率条件和没有流体参与 的变形期间发生的。图中箭头指示破裂线位置随温度和压力增大而变化的方向。 (5)水压破裂(图 2-4-1b 中 5) ,是由于流体作用的存在诱发破裂的出现。当有效应力大于岩石强度时,流体 压力引起水压破裂或破裂扩展。流体化学对破裂扩展的控制在于,它通过裂隙末端发生化学腐蚀和反应,导致 亚临界裂隙生长,从而引起破裂扩展。 (6)应力侵蚀(图 2-4-1b 中 6) ,在裂隙末端经受应变的硅-氧键被赋以优选位置,这样有利于化学反应进行。 硅-氧的水解作用通过减弱氢键合的羟基团置换强原子键而引起裂隙扩展。这种机制引起破坏所处的条件其范围 可能很宽。例如,由晶质塑性或扩散作用引起的空隙生长可能容许流体渗入,从而导致应力侵蚀,或者由于位 错蠕变引起的内部应变能的增大,从而可能增大裂隙末端的反应和侵蚀速率。 以上两种机制可归为第二类,这类机制在流体参与下进行。图中箭头指示当流体化学性质变得具更多侵蚀 组分或应力强度因子增大期间破裂线位置运动方向。 弹性应变能积累是导致快速破裂扩展的主要机制,而在突发破裂所需临界应力水平以下,在以低速扩展的亚临 界裂隙生长中,上述所有其它机制都起着作用。亚临界裂隙生长是缓慢的裂隙生长过程,常常是由快速裂隙生 长引起大破裂的前兆。

图 2-4-2 典型的应力-应变曲线(a)和岩石扩容(b) (据 Mandl,1988) Fig. 2-4-2 Stress-strain curve and volume-gain (from Mandl, 1988) η.剪应力;ε 剪应变;ηr 剩余应力;ηy 屈服应力;ηp 极限应力;Ac-Di 累积扩容;Dimax 在 ηp 扩容率达到的极 大值 2. 岩石脆性破裂过程 在脆性域内岩石受压缩条件下的破裂过程分为四个阶段:①岩石内裂隙闭合阶段,岩石载荷导致岩石内原 有微裂隙闭合,应力-应变曲线呈上凹形态,岩石收缩(图 2-4-2 中扩容为负值) ;②弹性变形阶段,岩石载荷发 生颗粒和孔隙变形,应力-应变曲线呈线性关系,这基本上是一种可逆过程;③微裂隙生长及岩石扩容阶段,应 力超过弹性极限之后,应力-应变开始出现非线性特点。应力达到屈服应力(ηy)水平,岩石继续载荷引起微裂 隙稳定扩展,致使岩石扩容,同时伴有颗粒微应变。单个微裂隙的长轴方向有朝平行最大主应力发展的趋势, 而且基本上是张性裂隙。应力超过屈服应力继续升高,出现应变硬化,摩擦剪切强度发生变化。应力达到极限 应力(ηp) ,应变硬化随之消除,岩石扩容达到极大值(图 2-4-2 b 中扩容为正值) 。在这一阶段,声发射现象骤 增,弹性波速减小以及其它变化表明,变形已明显偏离理想弹性;④宏观破裂形成、发展阶段,应力超过极限 应力之后,应力下降出现应变软化,剪切强度逐渐减小,直到岩石里最终可见的宏观破裂。应力下降到接近剩 余应力(ηr)水平,应变软化随之消失,岩石扩容减至最小,岩石破坏。在这一阶段,在有些情况下,出现与 主压应力方向平行的张破裂;在更多情况下,出现与主压应力斜交的剪破裂,它们由沿潜在的剪切面排列的张 性微破裂发展而成。 二、岩石节理 节理是岩石中的裂隙,是没有明显位移的断裂,也是地壳上部岩石中发育最广的一种构造。节理的研究在 理论上和生产上都具有重要意义。节理有时被作为有用矿物的运移通道,有时也是含矿构造,节理也是岩石中 地下水运移、渗透的通道和储聚场所。大量发育的节理常常引起水库的渗漏和岩体的不稳定,给水库和大坝等

工程带来隐患。理论上研究节理的形态特征、产状、成因、展布规律及与其它构造的关系,有助于探讨区域地 质构造特征,揭示构造演化历史和恢复古构造应力场 1.节理的分类 节理的分类主要依据两个方面:节理与其它构造的几何关系和节理形成的力学性质。节理的几何分类也往往在 一定程度上反映了其力学成因。 (1) 几何分类 节理经常同其它构造,如褶皱、断层等相伴出现,或作为它们的派生构造而存在的。因此几何分类的主要依据 就是节理与其它构造在空间方位上的关系。 A.根据节理与所在岩层产状要素的关系,可将节理分为: 走向节理-节理走向与所在岩层走向大致平行

图 2-4-3 节理分类示意图 Fig. 2-4-3 Diagram for the classification of joints ①、②为走向节理或纵节理;③为倾向节理或横节理; ④、⑤为斜向节理或斜节理;⑥为顺层节理 倾向节理-节理走向与所在岩层走向大致垂直 斜向节理-节理走向与所在岩层走向斜交 顺层节理-节理面大致平行于岩层层面 B.根据节理与褶皱轴的关系,可以将节理分为: 纵节理-节理的走向与褶皱枢纽平行 横节理-节理的走向与褶皱枢纽直交 斜节理-节理的走向与褶皱枢纽斜交 上述两种分类在某些情况下,如对于没有倾伏褶皱发育的情况而言,常两两吻合,即走向节理相当于纵节 理,倾向节理相当于横节理(图 2-4-3) 。 此外,还可从节理面倾斜与所在岩层层面倾斜的关系将节理分为垂直层面节理,斜交层面节理及顺层节理。对 于发育在水平岩层或近水平岩层中的节理,一般根据节理的走向划分,如北东向节理、北西向节理等。 (2) 节理的力学性质分类 节理是在一定的力学条件下产生的破裂构造,与岩石破裂的两种主要方式对应。节理破裂主要有两种基本 类型,也即剪节理和张节理。

图 2-4-4 湖北黄陵背斜南部寒武系灰岩中剪节理 图 2-4-5 剪切实验形成的两组(A 组与 B 组) 羽列现象平面素描(据马宗晋等)Fig. 2-4-5 En共轭剪节理 Fig. 2-4-6 Conjugate shear joints echelon joints in Cambrian limestone from the formed in a shear experimentsA 组羽列微剪裂面 Huangling anticline, Hubei province 左图为右行与主剪裂面(MN)夹角为 α,不超过 15° 右图为左行 剪节理 剪节理是由剪应力产生的破裂面,具有以下主要特征: (a)剪节理产状稳定,沿走向和倾向延伸较 远。 (b)剪节理面平直光滑,有时剪节理面上具有滑动留下的擦痕,剪节理未被矿物质充填时是平直闭合裂隙, 如被充填,脉宽较均匀,脉壁较为平直。 (c)发育于砾岩和砂岩等岩石中的剪节理,一般穿切砾石和胶结物。 (d)典型的剪节理常常组成共轭 X 型节理系。X 型节理发育良好时,则将岩石切成菱形、棋盘格式。如果只 一组节理发育,构成平行延伸或斜列式延伸的节理组。剪节理往往成等距排列。 (e)主剪裂面由羽状微裂面组 成,往往一条剪节理经仔细观察并非单一的一条节理,而是由若干条方向相同首尾相近的小节理呈羽状排列而 成。 沿小节理走向向前观察, 后一条小节理重叠在前面一条小节理的左侧, 为左行 (或称左旋) 反之为右行 , (或 称右旋) ,由此可以判断两侧岩石相对运动方向(图 2-4-4) ,如图中箭头所示。羽状微裂面与主剪裂面交角一般 为 10° ,相当于内摩擦角(θ)的一半,图 2-4-5 是剪切实验形成的两组羽列剪节理 A 与 B。A 组微剪裂面 -15° 与主剪裂面 MN 夹角为 α,指示本盘错动方向。B 组微剪裂面与 MN 夹角为 γ 角。 X 型节理系是剪节理的典型形式,两组剪节理的夹角为共轭剪裂角,交线代表 ζ2,节理的夹角平分线分别代表 ζ1 和 ζ3。X 型节理与主应力的关系是对节理进行应力状态分析和探求应力场的依据。多年来地质学家几乎总认 为 X 型节理的锐角分角线与 ζ1 一致,即剪裂角小于 45° 。可是实际观察发现,共轭剪节理的共轭剪裂角有时可 能等于甚至大于 90° ,即剪裂角等于或大于 45° 。对此一些地质学家作了不同解释,这里要强调指出的是,不应 简单地把 X 型节理的锐角分角线作为 ζ1,在韧性变形岩石发育地区以及多次强烈变形地区应当审慎。

图 2-4-6 湖北白垩-第三系砂岩中张节理的侧列现象 Fig. 2-4-6 Joint association in Cretaceous-Tertiary sandstones from Hubei

图 2-4-7 江苏江宁受两组共轭剪节理控制的锯齿状追踪张节理铁矿脉 Fig. 2-4-7 Tracing-tension-joints along conjugate shear joints filled with iron ores from Jiangning, Jiangsu Province B.张节理 张节理是由张应力产生的破裂面,具有以下主要特征: (a)产状不稳定,延伸不远。单条节理短而弯曲, 节理常侧列出现(图 2-4-6)(b)张节理面粗糙不平,无擦痕。 。 (c)在胶结不甚坚实的砾岩或砂岩中张节理常 常绕砾石或粗砂粒而过,如果穿切砾石,破裂面也凹凸不平。 (d)张节理多开口,一般被矿脉或岩脉充填,脉 宽变化较大,脉壁平直或粗糙不平,脉内矿物(如石英)常常呈梳状结构。 (e)张节理有时呈不规则树枝状, 各种网络状,有时也追踪 X 型节理形成锯齿状张节理(图 2-4-7) ,单列或共轭雁列式张节理,有时也呈放射状

或同心状组合形式。 2.节理组合与节理系 一次变形作用形成的节理一般是有规律的,并且是成群产出,构成一定的组合型式,即节理组和节理系。 节理组是指在同一构造变形事件中,同一应力场内形成的产状基本一致且力学性质相同的一组节理。在同 一构造变形事件中,同一应力场内形成的两个或两个以上的节理组,则构成节理系,如 X 型共轭节理系等。对 于在同一次构造变形事件中,同一应力场内形成的产状呈规律性变化的一群节理,也称节理系,如放射状节理 或同心状节理。 3.节理的分期 一个地区的所有节理一般是长期多次构造活动的产物, 为了探讨该地区的构造变形史和古构造应力场演化, 常常进行节理的分期。分期就是将一个地区不同时期形成的节理,即自成岩期、成岩后变形前以及各变形期中 形成的所有节理进行形成时间顺序上的划分,组合成一定系列,为研究一个地区的构造演化和恢复古应力场提 供一定依据。 节理的分期主要依据两个方面,节理的交切关系和各期节理之间的组合关系。节理组的交切关系表现为节 理的错开、限制、互切和追踪。后期节理常切过早期的节理,如果一组节理延伸到另一组节理前突然中止,这 种现象叫做限制。被限制节理组形成较晚。如果两组节理彼此截切,表明两组节理是同时形成的,有时呈共轭 关系。至于节理的追踪,是后期节理顺早期节理追踪发育,并常常加以改造。因此,一些晚期节理比早期节理 更明显、更完整。 节理的配套是指在统一应力场中形成的各组节理的组合关系。如一对共轭剪节理及其共生的张节理组成一 套节理。节理配套是划分节理期次的良好依据。 三、断层构造与断层作用 断层指发生相对移动岩块之间的不连续面状构造,岩块之间的相对运动方向平行于断层面。这种狭义断层 属于地壳浅层岩石脆性变形的产物。许多相互平行或多条断层分割的条带状岩块区,称为断层带(图 2-4-8) 。 一些断层不见断层面,但可见明显位移,称为韧性断层或韧性剪切带(图 2-4-8) ,它们形成于地壳深部层次(详 见第四章第四节) 。

图 2-4-8 a-断层;b-断层带;c-韧性断层(剪切带) Fig. 2-4-8 a-fault, b-fault zone, c-ductile fault (shear zone) 断层在地壳中分布非常广泛,规模可大可小,大者具有全球规模,小者可见于手标本上。断层切割地壳的 深度也有很大不同,小规模断层仅切穿地壳浅层,而一些深大断层可以延伸到下地壳乃至上地幔。断层与褶皱 是密切伴生的地质构造,一些具有区域性规模的断层不仅控制着区域地质构造的发生和发展,而且常常控制着 区域成矿作用。特别是某些中型、小型断层,经常控制矿体的形态及分布,对石油、天然气和地下水的运移和 积聚也有重要的影响。现代活动断层则直接影响着工程建筑和控制地震活动。 (一) 断层的几何要素(图 2-4-9a) 断层面和断层线 断层面是岩层或岩体被断开后发生错动位移的不连续面。它是面状构造的一种,可以用走 向、倾向和倾角确定其产状。断层面往往不是一个产状稳定的平直面,沿走向和倾向都会发生变化以致形成曲 面。断层线是断层面与地面的交线,即断层在地面的出露线。断层线的弯曲形态遵循"V"字形法则。 断盘 断盘是断层面两侧发生位移的岩块。如果断层面是倾斜的,位于断层面上侧的一盘为上盘,位于断层

面下侧的一盘为下盘。如果断层面直立,按断盘相对于断层走向的方位描述,如东盘、西盘或南盘、北盘。在 断层错动过程中,断层两盘的位移是相对。两盘可能是同时错动,也可能是其中一盘相对于另一盘运动。凡沿 断层面上升的一盘称为上升盘,沿断层面相对下降的一盘称为下降盘。 断层两盘相互错动位移时,便会产生摩擦,断层面因此被磨得平滑并产生光滑的镜面,同时伴有擦痕和阶 步出现(图 2-4-9b) 。擦痕和阶步可以给出两盘相对位移方向。擦痕是断层存在的一个极为重要的标志,是确定 断层相对运动和确定断距不可缺少的线状要素。断层擦痕的产状一般用擦痕的倾伏(在竖直面内量度)和侧伏 (在擦痕面上量度其与断层走向所夹锐角)来表示。

图 2-4-9a 断层要素(据孙德育等,1986) Fig. 2-4-9a Components of a fault(from Sun et al., 1986) A-断层面; CB, 断盘;D-断层线

图 2-4-9b 断层擦痕(据孙德育等,1986)Fig. 2-4-9b Streation on the fault surface(from Sun et al., 1986) 断层位移 断层两盘的相对运动可分为直移运动和旋转运动。在直移运动中两盘相对平直滑动而无转动,两断盘 上未错动前的平行直线,运动后仍然平行。在旋转运动中两盘以断层面法线为轴相对转动滑移,断盘上未错动 前的平行直线运动后不再平行。多数断层常兼具有两种运动。 测定断层位移的途径主要有两种,一是利用相当点,即断层面上断层发生之前的一个点,断层位移后变为两个 点,此点称为相当点(或称撕裂点) ;二是利用相当层,即断层位移前一个层,断层位移后变为两个层,这两个 层称为相当层。 总滑距 断层两盘相当点之间移动的距离称总滑距(图 2-4-10ab)总滑距在断层面倾斜线上的分量称为倾向 滑距(图 2-4-10cb) 。总滑距在断层面走向线上的分量称为走向滑距(图 2-4-10ac) 。走向滑距与总滑距之间的锐 夹角∠cab 为总滑距或擦痕的侧伏角。总滑距在水平面上的投影长度称为水平滑距(图 2-4-10am) 。

断距 断距是指断层两盘上对应层之间的相对距离。在不同方位的剖面上,断距值是不同的: a.在垂直于被错断岩层走向的剖面上可测的断距有: 地层断距 断层两盘上对应层之间的垂直距离(图 2-4-10ho) 。 铅直断距 断层两盘上对应层之间的铅直距离(图 2-4-10hg) 。 水平地层断距 断层两盘上对应层之间的水平距离(图 2-4-10hf) 。

图 2-4-10 断层滑距和断距 Fig. 2-4-10 Displacements and slip of fault Ⅰ-断层位移立体图;Ⅱ-垂直被错断岩层走向的剖面图;Ⅲ-垂直于断层走向的剖面图 ab-总滑距;ac-走向滑距;cb-倾斜滑距;am-水平滑距;ho-地层断距;h′o′-视地层断距; hg=h′g′-铅直地层断距; hf-水平地层断距;h′f′-视水平地层断距;ω-岩层视倾角;α-岩层倾角 b. 在垂直于断层走向的剖面上, 也可测得与垂直于岩层走向剖面上相当的各种断距, 即图 2-4-11Ⅲ中的 h′o′, h′g′ 和 h′f′。当岩层走向与断层走向不一致时,除铅直地层断距在两个剖面上相等外,在垂直于岩层走向的剖面上测 得的地层断距和水平地层断距都小于垂直断层走向的剖面上测得的数值。 (二) 、断层的分类 断层分类是一个涉及较多因素的问题,包括地质背景、力学机制和各种几何关系等因素。因此,有各种不 同的断层分类。 1.按断层与相关构造的几何关系分类 走向断层 断层走向与岩层走向基本一致的断层。 倾向断层 断层走向与岩层走向基本直交的断层。 斜向断层 断层走向与岩层走向斜交的断层。 顺层断层 断层面与岩层层理等原生地质界面基本一致的断层。 纵断层 断层走向与褶皱枢纽方向一致或与区域构造线方向一致的断层。 横断层 断层走向与褶皱枢纽方向直交或与区域构造线基本直交的断层。 斜断层 断层走向与褶皱枢纽方向斜交或与区域构造线斜交的断层。 2.按断层两盘相对运动分类 正断层 断层上盘相对下盘沿断层面向下滑动的断层(图 2-4-11a) 。正断层产状一般较陡,多在 45° 以上, 以 60° 左右者比较常见。不过近年的研究发现,一些正断层的倾角也很缓,尤其是一些大型正断层,往往向地下 深部变缓,总体呈铲状。 逆断层 断层上盘相对下盘沿断层向上滑动的断层(图 2-4-11b) 。根据断层倾角大小而分为高角度逆断层和 低角度逆断层。高角度逆断层倾斜陡峻,倾角大于 45° ,常常在正断层发育区产出。所以,有些学者将高角度逆

断层和正断层统归属于高角度断层。倾角小于 45° 的逆断层称为低角度逆断层 逆冲断层 是位移量很大的低角度逆断层,倾角一般在 30° 左右或更小,位移量一般在数公里以上,逆冲断 层常常显示出强烈的挤压破碎现象,形成角砾岩、碎裂岩和超碎裂岩等断层岩,以及反映强烈挤压的揉皱和劈 理化等现象。 平移断层 平移断层是断层两盘顺断层面走向相对移动的断层 (图 2-4-11c) 。规模巨大的平移断层常称为 走向滑动断层。根据两盘相对滑动方向,又可进一步命名为右行平移断层(即顺时针方向旋转)和左行平移断 层(即逆时针方向旋转) 。平移断层面一般产状较陡,近于直立。 断层两盘往往不是完全顺断层面倾向滑动或顺走向滑动,而是斜交走向滑动,于是断层常兼具正、逆滑动和平 移滑动。这类断层采用组合命名,称之为平移-逆断层、逆-平移断层、平移-正断层和正-平移断层,组合命名中 以后者为主。 3.按断层成因分类 压性断层 地块或岩块受到水平挤压作用时,垂直于压应力(ζ1)方向产生的断层。此类断层发育地区的地 壳显示缩短,所以也称收缩断层。它经常显示断层上盘相对于下盘向上运动,因此该类断层主要为逆断层及逆 掩断层。 张性断层 地块或岩块受到水平拉伸作用时,垂直于张应力(ζ3)方向产生的断层。此类断层发育地区地壳 显示伸展,或者称为伸展型断层。它经常显示断层上盘相对下盘作向下运动,或者是单纯的地壳拉开,该类断 层主要由正断层组成,并经常为岩墙充填。 剪切断层 地块或岩块受到简单剪切作用时产生的断层,断层面陡,沿断层面两盘发生相对水平位移。 (三)断层的组合类型 在地壳浅部构造层次里,发育着类型不同、样式各异的断裂构造,它们在空间组合成各种几何形态。产生 这种情况的原因是多方面的,其中有些可能与岩石流变学和断裂形成时所处应力状态有关,有些则与断裂运动 有关。

图 2-4-11 按断层两盘相对运动划分的断层和组合性断层 Fig. 2-4-11 Classification of fault based on the relative movements of the two walls a-正断层 b-逆断层 c-平移断层 d-逆-平移断层 e-正-平移断层 1.各类断层基本组合形态 断层的组合方式可分为对称式和非对称式,主要取决于一对共轭断层是否以同等程度发育。两组断层以同 等程度发育时构成对称式,一组断层优先发育时构成非对称式。正断层、逆断层和平移断层及其各自的构造样 式也千差万别。然而归根结底,都是由于单个断层面的产状形态差异和断层组合方式的不同而互为区分的(表 2-4-1,图 2-4-12) 。 正断层、逆断层和走滑断层的对称组合形态分别为地堑-地垒式、背冲式-对冲式和共轭走滑系。在理想情况 下,表现为地堑-地垒,背冲-对冲和两组共轭断裂各自大体上以等间距交替出现,这显然是由于两组共轭断层以 同等程度发育所引起的。但是,这样的理想情形并不常见。正、逆和走滑断层的非对称式组合形态,平面状断 层面组合分别为阶梯式、半地堑式及书斜式(正) 、单冲式(逆)和平行式、羽状及雁行式(走滑) ;具曲面状 断层面时分别为叠瓦式(正和逆)和正或负花状构造(走滑) 。 一般情况下,在正、逆断层的非对称式组合里每种构造样式中的所有断层面倾向与同名断盘(意指或均为 上盘或均为下盘)运移方向,或者共具相同优势方向(例如书斜式或叠瓦式的正断面倾向与上盘滑向共具相同 优势方向) ,或者各具相反优势方向(例如单冲式或叠瓦式的逆断面倾向与上盘滑向各具相反优势方向) 。至于 走滑断层的非对称式组合,其断层走向和滑移方向也具优势方向。这显然都是由于一对共轭断层中只有一组断

层优先发育所造成的。

图 2-4-12 对称式和非对称式断层组合综合剖面图-以正断层为例(据 Twiss 和 Moores, 1992) Fig. 2-4-12 Synthetic cross-section of symmetrical and asymmetrical fault associations for normal faults (from Twiss and Moores, 1992) 对称式:1.地堑,2.地垒;非对称式:3.具书斜式的半地堑,4 具叠瓦式的半地堑,5.主断层,6.同向断层,7.反 向断层,8.拆离断层,9.铲式断层,10.共轭断层 2.双重构造 双重构造不仅常见于逆冲推覆构造中,也屡见于伸展断层系和走滑断层系中。逆冲双重构造和伸展双重构 造多发育在各自主断层的断坡附近,走滑双重构造往往发育在走滑断层末端、断层错开处、弯曲段或平直段上 非连续破裂部位,这些足以说明,主断层的几何形态对双重构造的形成具有直接控制作用。 Dalstrom 于 1970 年提出的逆冲双重构造和 Wernicke 于 1981 年描绘的拉张(伸展)双重构造都包含下述部 分:顶板(逆/正)断层及底板(逆/正)断层;和夹于二者之间的一套次级叠瓦式(逆/正)断层及它们围限的 断夹块(图 2-4-13) 。顶板和底板断层由双重构造中次级叠瓦式断层分别向上和向下相互趋近并相连而成,二者 在前峰和后缘汇合,构成一个封闭体系,从而有别于叠瓦扇(叠瓦扇缺少顶板断层) 。

图 2-4-13 南昌-宜丰双重逆冲推覆系结构示意图(据朱志澄,1991) Fig. 2-4-13 Structural pattern of a thrust duplex from Yifeng, Nanchang (from Zhu, 1991) 表 2-4-1 不同类型断层基本组合形态 (据庄培仁、常志忠,1996) Table 2-4-1 Principal fault associations (from Zhuang & Chang, 1996)

伸展双重构造在几何学和运动学都类似于逆冲双重构造。在正断层具有断坡-断坪形态的情形下,随着断层

作用进行,断层依次切入下盘或上盘。当同一伸展幕期间,有时较晚的正断层可能截切较早的正断层,由此逐 步形成伸展双重构造,图 2-4-14 为伸展双重构造扩展模式。 图 2-4-14a 表示铲式正断层及发育在其上盘中的滚动背斜和断坡向斜;图 2-4-14b 中表示随着断层作用进 行,正断层依次切入下盘,形成断坡及其围限的断夹块,在近地表处形成叠瓦扇,它与相邻的共轭断层组一起 构成地堑,在深部则形成双重构造;图 2-4-14c 表示最终形成共轭叠瓦扇以调节上盘变形。伸展双重构造底板断 层是活动断层,而顶板断层则终止活动。

图 2-4-14 伸展双重构造扩展模式(据 Twiss 和 Moores1992) Fig. 2-4-14 Extensional duplex model (from Twiss and Moores, 1992) a. 具断坡断坪结构的铲式正断层;b. 断层渐进扩展形成叠瓦扇和双重构造;c. 最终形成共轭叠瓦扇 ;1-5 代 表由早至晚形成的断夹块。F.断坪;R.断坡;IF 叠瓦扇;ED.伸展双重构造;CF.共轭叠瓦扇;RF.顶板断层;FF. 底板断层;H.断夹块;CH.中央高地

图 2-4-15 理想的走滑双重构造和叠瓦扇的形成(平面图) (据 Woodcock 和 Fischer,1986) Fig. 2-4-15 Ideal strike-slip duplex and the formation of duplex fans (from Woodcock and Fischer, 1986) (a) 受阻弯转及断错和释放弯转及断错形成条件;(b) 伸展双重构造的形成;(c) 收缩双重构造的形成 走滑双重构造两侧通常为两个连续的位移较大的主走滑断层带,或者两个带之间,次级雁行断层围限着断 夹块,这些断层的位移往往即具有走滑分量又具有正断层或逆断层分量。每个断夹块的长度大约相当于围限双 重构造的主断层间距的一半到两倍。 在理想情形下,走滑断层当沿其走向出现弯曲和错开时,沿其平直段上的纯走滑位移必然引起弯曲和错开 处的重叠或松开(图 2-4-15 a) 。在受阻弯转处可能形成收缩双重构造(图 2-4-15c) ,在释放弯转处可能形成伸 展双重构造(图 2-4-15b) 。当走滑断层末端出现弯曲时,可能形成收缩叠瓦扇和伸展叠瓦扇(图 2-4-15b 和 c) 。 按照位于扇侧翼的位移较大的主断层所取指向,可以分出前缘和后缘叠瓦扇。 (四)断层形成机制

断层形成机制包括断层破裂的发生和断层的形成、断层作用过程与应力状态、岩石力学性质,以及断层作 用与断层形成环境的物理状态等问题。 从断层破裂的微观机制考虑,当岩石受力超过岩石的强度极限,即差应力超过其强度极限时开始破裂。破 裂首先从微裂隙开始,微裂隙逐渐发展,相互联合和扩展,形成明显的破裂面,即断层两盘借以相对滑动的破 裂面。断裂开始出现时的微裂隙一般呈羽状散布排列。微裂隙或者属于剪裂,或属张裂性质。扫描电子显微镜 观察揭示出大多数微裂隙具张裂性。当断裂面一旦形成而且差应力超过摩擦阻力时,两盘就开始相对滑动,形 成断层。随着应力释放或差应力趋向于零,一次断层作用即告终止。 Anderson 等从断层形成的应力状态分析了断层的成因,他认为形成断层的三轴应力状态中的一个主应力轴 趋于垂直水平面。以此为依据提出了形成正断层、逆断层和平移断层的三种应力状态(图 2-4-17) Anderson 。 模式基本上为地质学家所接受,作为分析解释地表或近地表脆性断裂的依据。一般认为,断层面是一个剪裂面, ζ1 与两剪裂面的锐角等分线一致,ζ3 与两个剪裂面的钝角等分线一致。ζ1 所在盘向锐角角顶方向滑动,就是 说断层两盘垂直 ζ2 方向滑动。

图 2-4-16 形成三类断层的三种应力状态及其表现型式(据 Anderson 补充) Fig. 2-4-16 Stress states of faulting (Anderson, 1951) a-正断层 b-逆冲断层 c-平移断层 形成正断层或重力断层的应力状态是:ζ1 直立,ζ2 和 ζ3 水平,ζ2 与断层走向一致,上盘顺断层倾斜向下 滑动,根据形成正断层的应力状态和莫尔圆表明,引起正断层作用的有利条件是:最大主应力(ζ1 )在铅直方 向上逐渐增大,或者是最小主应力(ζ3)在水平方向上减小(图 2-4-16) 。因此水平拉伸和垂直上隆是最适于发 生正断层作用的应力状态。 形成低角度逆断层或逆掩断层(冲断层)的应力状态是:最大主应力轴(ζ1 )和中间主应力轴(ζ2)水平, 最小主应力轴(ζ3)直立。 (ζ2)平行于断面走向。根据逆掩断层的应力状态和莫尔圆表明,适于逆掩断层形成 的可能情况是:ζ1 在水平方向逐渐增大,或者是最小应力(ζ3)逐渐减小。因此水平挤压有利于逆掩断层的发 育。 形成平移断层的应力状态是:最大主应力轴(ζ1 )和最小主应力轴(ζ3)是水平的,中间主应力轴(ζ2) 是直立的,断层面走向垂直于 ζ2,滑动方向也垂直于 ζ2,两盘顺层走向滑动。 Anderson 模式虽然经常作为地质学家分析断层作用的应力状态的基本依据,但该模型对自然界复杂的条件 考虑不够。为此,一些学者分别考虑了某些特定的边界条件,提出了许多不同的断层带成因模式(如 W.Haffner, 1951 模式等,参见有关论著与教科书,在此不做详述) 。

第五节、岩浆岩构造

广义的岩浆岩构造既包括了各种不同类型岩浆岩体形成与演化的大地构造环境与岩浆岩的大地构造意义, 又囊括了岩浆岩体的形态、产状、内部结构等特点方面的内容。由于前者在更大程度上隶属于大地构造学的研 究范畴,这里重点对后者加以论述。 由于岩浆岩体构造的特殊性与复杂性,尤其古老克拉通与不同时期造山带内深成侵入体构造属性的复杂性,所 以长期以来关于岩浆岩体的构造特点及其成因机制一直是人们关注且有争论的课题。这里仅概要介绍岩浆岩体 构造的一些基本认识与近期研究的主要进展。 一、 喷出岩体及其原生构造 喷出岩体有三种基本类型:熔岩被、熔岩流和火山锥。它们的出现受岩浆喷出方式、熔岩性质和熔岩构造 形态的差别控制。 熔岩被:规模巨大、范围广泛、但厚度与成分相对稳定且产状平缓的喷出岩体。覆盖面积达到数千乃至数 十万平方公里,厚度可以达到数千米。熔岩被形成方式主要是镁铁质玄武岩的裂隙式喷发。比如峨眉山玄武岩, 其覆盖面积可以达十几万平方公里,遍布四川、云南、贵州等省。 熔岩流:一种呈带状或舌状展布、多局限于宽阔的河谷或低洼地带的熔岩体。熔岩流一般规模小,长度、 宽度与厚度变化都很大,而且产状也常有一定变化,受局部地形影响显著。熔岩流是由中心式喷发形成的岩体。 火山锥:围绕火山口呈锥状堆积着的火山喷发物。火山锥的形态与规模决定于火山喷发的规模、强度与熔 岩的物理性质。火山锥是典型中心式喷发的产物。根据火山喷发的组成与性质,火山锥包括:火山渣锥、火山 碎屑锥、熔岩锥和复合锥四种基本类型。 在喷出岩体形成过程中,岩浆由液态熔浆冷凝固结形成喷出岩,并形成一些喷出岩体特有的构造型式,这 些构造称为原生构造。喷出岩体的原生构造是以岩浆喷出地面到岩浆冷凝所形成的各种构造。喷出岩体的原生 构造广泛应用于确定岩层的顶底面、确定熔岩流动方向,恢复火山机构。 (1) 流线和流面构造 火山岩体的流线和流面构造与侵入岩体流线和流面的成因类似。流线由针状、柱状矿物及长条状火山碎屑 定向排列形成。它可以指示熔岩流的相对流动方向。流面是由片状,板状矿物以及扁平状火山碎屑定向排列形 成的。流面大致与火山熔岩流底面平行。 (2) 流纹构造 流纹构造是由于熔浆流动而形成的。 是由不同颜色的条带或矿物以及拉长的气孔等呈平行排列的一种构造。 流纹构造可以指示熔岩的流动面产状,它主要发育在流纹岩等酸性或碱性火山熔岩中。 (3) 气孔构造和杏仁构造 岩浆从火山口溢出时,由于温度降低,岩浆中的挥发分向外逸出,有的被存留在冷凝的火山岩中,形成圆 形、串珠状、管状及不规则形状的气孔,把这种气孔叫气孔构造;如果气孔构造内被方解石、沸石等矿物等充 填,就成为杏仁构造。气孔构造和杏仁构造多分布在火山岩层的顶部且平行底层面(图 2-5-1) 。

图 2-5-1 气孔及杏仁构造 a. 熔岩中气孔形态、分布与岩层顶底关系(据 E. S. Hills, 1972) ; b. 管状气孔分叉指向岩层底面(据 R. R. Schrock, 1948) (4) 绳状构造 熔岩流的表面外壳受其下流动着的熔岩流影响形成的绳状卷曲构造叫绳状构造。它代表了熔岩的顶面。

(5) 枕状构造 枕状构造是海底火山喷发形成的一种构造(图 2-5-2) 。特点为顶部是椭圆形的凸形表面,而底面是平坦的。 枕状构造由玻璃质的外壳和显晶质的内核组成;枕状构造内部有气孔构造和放射节理。气孔构造主要在枕状构 造的边缘部位。

图 2-5-2 枕状构造 Fig. 2-5-2 Pillow structures from pillow lava a-基性熔岩中的岩枕;b-岩枕中龟裂及气孔; 1-玻璃质;2-微晶;3-显晶质;4-放射状裂隙;5-边部气孔 2. 火山岩体的原生破裂构造 熔岩流在冷凝收缩过程中形成垂直于熔岩流表面的破裂构造, 并把熔岩分割呈多边形柱状体称为柱状节理。 有些柱状体的长轴呈环状、半环状或放射状排列(图 2-5-3) 。 二、侵入岩体及其原生构造 深源岩浆侵入到地壳深部,但未出露地表而形成侵入岩体。侵入岩体的产状、构造及内部构造特点,不仅 与岩浆自身特点有关,而且与岩浆就位的深度、环境、围岩的构造等有着密切的联系。 依据侵入岩体与围岩的 产状关系特点,可以识别出两种基本型式。整合侵入体的形态产状与围岩层理或片理具有协和性,而不整合侵 入岩体的边界往往切穿围岩的面状构造。无论整合侵入岩体,还是不整合侵入岩体,它们的形态、规模和产状 都有很大的变化。在整合侵入岩体中,岩体顺层呈板状分布构成岩床(规模、厚度小,成分以镁铁质为主,也 有其它成分的岩床) ;岩体呈透镜状上凸下平,称为岩盖;呈新月型或马鞍状时称为岩鞍(规模较小,常为酸性 和碱性岩体) ;规模巨大的岩体呈盆状出现时称为岩盆(直径可达上百公里,厚度达上千米,常由镁铁质、超镁 铁质与碱性岩构成) 。在不整合侵入岩体中,规模巨大,面积达数百或上万平方公里的岩体称为岩基。岩基组成 多为花岗质成分,而且常常为由多成分、不同阶段就位的岩体(单元)构成的复式岩体

图 2-5-3 a-以侵入岩体为中心的放射状岩墙群;b-平行岩墙群 Fig. 2-5-3 a-Radiative dyke warms around an intrusive body; b-parallel dyke swarms

图 2-5-4 a-锥状岩席和 b-环状岩墙的立体图 Fig. 2-5-4 Block diagrams of coned sheets and ringed dyke swarms (超单元) (高秉璋等,1991) 。这类岩体的构造特点与侵位机制,将在下文详述。成分单一、规模较小、形状 变化较大,平面上多为圆形的岩体称为岩珠;具有树杈状分布的岩体称为岩枝,这些岩体普遍规模较小,可以 是由长英质到超镁铁质各类岩石组成;切层延伸呈板状的侵入体称为岩墙。岩墙很少作为单一侵入体产生,普 遍情况是多条岩墙相互伴生,构成岩墙群(图 2-5-3a, b) 岩墙群内的岩墙可以多种不同组合型式出现。岩墙平行排列构成平行式岩墙群(图 2-5-3b) ,它的形成往往与区 域构造应力场有直接联系。岩墙群可以以一个侵入体为中心,组成放射状岩墙群、锥状岩墙群(图 2-5-4a)或 环状岩墙群(图 2-5-4-2) ,它们的出现直接受岩浆岩体上侵过程中产生的局部应力场制约。

图 2-5-5 锥状岩席和环状岩墙形成的应力状态分布剖面图 (据 Anderson,1936)

Fig. 2-5-5 Stress patterns for the formation of coned sheets and ringed dyke swarms (from Anderson, 1936) M-岩浆房;虚线与细线代表主应力迹线;粗实线代表最大剪应力迹线

图 2-5-6 侵入岩体立体图(据 Hills) Fig. 2-5-6 Block diagram of an intrusive body (from Hills, 1972) M-边缘冲断层,有的含有细晶岩;F-流面和叶理;L-线状流动构造;Q-横节理,有的贯入细晶岩;Str-拉伸面, 围岩中发育有平行岩体接触面的片理 关于锥状岩席和环状岩墙的成因,Anderson(1936)作了较详细的解释。他在实际地质工作的基础上,分 析了形成锥状岩席和环状岩墙的应力状态,绘制了应力迹线图解(图 2-5-5) 。如图所示,岩浆上升侵位过程中, 对上覆围岩造成强大的挤压力。此时,最大主应力迹线如图中细实线所示,自岩浆房向外呈辐射状,因此形成 剖面上呈锥状的张裂系,被岩浆充填形成锥状岩席。岩浆冷凝结晶过程中,使得上升时对上覆围岩造成的压力 逐渐减小,最大主应力迹线如图中虚线所示,近平行于岩体与围岩的接触界面,最小主应力迹线如细实线所示 与接触界面近于垂直。 图中的粗实线代表与最大主应力迹线相交约 30° 方位的剪应力迹线方向形成的剪裂面, 经 岩浆充填后形成环状岩墙。 侵入岩体是一种特殊的地质体,其特殊性在于岩体侵位与变形改造作用的复杂性。岩浆从炽热的熔浆逐渐 冷凝、结晶形成侵入岩体。在此过程中岩体经历了一种降温过程,而围岩则经历了升温-降温过程。为此,在侵 位过程中不仅岩体自身,而且围岩都具有显著的力学性质变化与变形机制转变(岩体由流动变形经塑性变形过 渡到脆性变形)并形成了相应的构造型式与构造组合。岩浆岩体侵位与冷凝过程中形成的构造型式称为原生构 造。对于岩浆岩体(尤其大规模岩体更显著)常常保留的原生构造包括了原生流动构造、原生破裂构造与塑性 变形构造。 1. 侵入岩体的原生流动构造 由于岩浆向上运移以及岩浆活动时与围岩的摩擦作用,引起岩浆各部分流速发生变化,导致早期结晶的柱 状矿物、片状矿物、析离体和捕掳体定向排列,形成两种主要的流动构造:线状流动构造和面状流动构造(图 2-5-6) 。 (1) 线状流动构造 线状流动构造简称流线。主要是针状、柱状、长条状矿物(角闪石、辉石、长石等) 、长条状析离体和捕掳 体等长轴呈定向平行排列称为流线。 岩浆早期流动过程中,早期结晶的矿物、析离体和捕掳体悬浮在未冷凝的岩浆中由于岩浆流速的变化,使不同 方向分布的早期晶出矿物、析离体和捕掳体趋近定向平行排列。好象漂浮在河流中的木材顺流而下的情景,河 流中部流速大于靠近岸边的流速,导致不同方向的木材定向排列。 流线一般平行岩浆流动的方向。反映岩浆的流动状态,但不能反映出岩浆流动指向。

(2) 面状流动构造 面状流动构造简称流面。主要由岩浆结晶出的片状、板状矿物(云母、长石等) 、扁平状析离体和捕掳体, 在流动时平行阻力最大的围岩接触面方向排列而成面状构造。面状流动构造有时是由不同成分的矿物相对集中 而成层状或带状,所以又叫流层。 流面的形成与岩浆流动有关。由于岩浆运移过程中与围岩的摩擦作用以及向外挤压作用,使已冷凝结晶的片状、 板状矿物及析离体和捕掳体平行围岩接触面排列。所以面状流动构造常发育在侵入岩体的边部和顶部。 在侵入岩体中的流动构造发育程度是不同的,它受很多因素的影响。如岩浆组成成分的不同反映出的粘度 和流速的不同、结晶分异程度的不同、接触面形态和位置的不同、侵入岩体的大小和深浅不同,流动构造发育 的程度和明显的程度也就不同。所以,有的岩体流动构造较发育,而有的岩体则不发育;有的岩体流线发育且 明显,有的岩体流面发育。流线代表岩浆流动的总趋势,但它不能表明围岩接触面的产状位置。流面则能表明 围岩接触面的产状位置,但不能指示相对流动的趋势。如果侵入岩体中的流线和流面都发育时,流线常包含在 流面之内。观测时应先找流面,在流面上找流线。流面平行围岩接触面,所以利用它可恢复岩体的形状。 2.侵入岩体内部的塑性变形构造 尽管长期以来人们普遍认为,侵入岩体内部的流动构造是由熔浆中早期结晶的板状、柱状晶体受流动应力 影响平行定向排列而产生的基本流动构造型式。但 Berger 和 Pitcher(1972)对于晶体变形现象等方面的研究发 现,岩体中早先认为是原生构造的流线和流面构造实际上是由晶质塑性变形机制产生的变形构造组合。从此开 始了关于岩体内部构造的原生流动成因与晶质塑性变形成因的长期争论。 Castro 和 Paterson(1989)曾系统总结了岩体原生流动构造与同侵位晶质塑性变形构造的成因标志,认为组 成构造的主要矿物组分的晶内塑性变形作用存在与否是区别二种构造的主要依据,而具有定向性的矿物优选组 构型式的存在,也从另一个侧面为区别二者的旁证。一般认为,如果构成定向组构的晶体发生了晶内变形和重 结晶作用,并产生了具有一定特点的组构型式,则说明定向构造是由固态岩石的晶质塑性变形产生的,否则即 使定向构造中的矿物(尤其长石成分或云母等)具有一定的方向性,但无晶内塑性变形与优选,这种构造多数 认为是由于流动作用产生的。 不过,岩体内部定向构造的流动成因与变形成因并不是彼此独立的。主要原因在于侵入岩体从熔浆固结而 成岩体的过程是一个渐变过程,从无晶体的熔浆向富含结晶物质的晶粥,至无熔体的结晶岩。在这一过程中, 岩体由粘稠的熔浆向固态岩浆岩的转变引起岩石中先期结晶矿物定向机理的转变。 同构造片麻岩或就位片麻岩(Besthe 等,1979)就是过渡转变阶段形成的一种典型岩石类型。岩石的基本 特点是(高秉璋等 ,1991) :片麻理和构造变形带发育在岩体边部,但都不进入附近的围岩里;边缘片麻岩与 岩体内部为渐变过渡关系,片麻状构造由边部向中心逐渐消失;接触变质晕围岩发生了片理化。岩体的片麻理 和围岩的片理都平行岩体接触面,构成一种整合协调关系。片麻理的矿物发生了明显的构造变形,碎裂矿物往 往发生了错位移动,具有花岗结构或花岗变晶结构。 对于同构造片麻岩, 过去一般把它看成是岩浆流动造成的,称为流状花岗岩,或者把它归因于混合岩化 (高 秉璋等,1991) 。其中出现的一些强烈变形现象,如典型的眼球状构造、矿物拉伸线理、捕掳体的压扁拉长、鞘 褶皱等是由于在岩浆侵位过程中的早期阶段,岩体边部虽已固结成外壳。但其内部仍为热的熔融体,因此其外 壳仍处于具有较高温度的塑性状态。而岩体的围岩也因岩浆侵入带来的热而处于塑性、半塑性状态。此时岩浆 的内部压力将大于外部的静水压力,一方面会对四周围岩发生向外的挤压力;另一方面会因岩浆由深部向浅部 运移时相对于围岩运动而形成剪切力,并使岩浆物质发生构造分异,形成片麻状构造。 3.侵入岩的原生破裂构造 岩浆冷却是个缓慢过程,不论岩浆体大小,总是由边缘向内部逐渐冷凝。开始在接触围岩附近先冷凝成硬 壳,由于冷凝层的收缩,硬壳内开始发育有规律排列的破裂构造称为原生破裂构造。 Cloos 在研究花岗岩体的破裂构造过程中,根据原生破裂构造与原生流动构造之间的关系,将原生破裂构造划分 下列几种(图 2-5-7) : (1) 横节理(Q 节理) 横节理的节理面与流线相垂直。产状较陡,节理面粗糙,没有擦痕面,可能是由于未冷凝的岩浆向上挤压作用 产生的侧向水平拉伸作用形成的。属于张节理性质。横节理常被残余岩浆和岩浆期后热液物质充填。 (2) 纵节理(S 节理)

纵节理面平行流线而垂直流面。节理产状较陡,节理面也较粗糙并不显擦痕,可能是岩浆上冲,岩体产生的拉 伸作用形成的。其性质也是张节理,但不如横节理发育,节理内可充填残余岩浆和岩浆期后热液物质。 (3) 层节理(L 节理) 层节理面平行流面和流线,节理面产状平缓,多发育在岩体的顶部并与接触面平行。可能是由于岩浆在垂直围 岩接触面冷却收缩而产生的破裂构造,所以也是张节理性质。常被细晶岩或伟晶岩脉充填。 (4) 斜节理(D 节理) 斜节理面与流线和流面都斜交,是两组共轭的"X"型节理。节理面光滑,常见错动,节理面上擦痕和镜面发育。 斜节理常发育在岩体顶部,可能是由于挤压作用导致的共轭剪切作用形成的,所以斜节理属剪节理性质。节理 内常被岩脉和矿脉充填。

图 2-5-7 岩浆岩体中的原生节理(据 Cloos,1922) Fig. 2-5-7 Primary joints in an intrusive body (from Cloos, 1922) F-流线;L-层节理;S-纵节理;Q-横节理;A-岩脉; Str-斜节理或平缓正断层 (5) 边缘张节理 在侵入岩体陡倾的边缘接触带内发育一组向岩体中心倾斜的斜列式的张节理称为边缘张节理。这种张节理 的形成是由于未冷凝的岩浆向上运动而对已凝固的岩体边缘产生差异运动所致。边缘张节理可延伸到围岩中并 被岩脉和矿脉充填。 (6) 边缘逆断层 在深成侵入岩体陡倾斜侧出现的逆断层叫边缘逆断层。边缘逆断层的位移量很小,但是效应较大。Cloos 认为是岩浆上升过程中,岩体边缘形成的剪切破裂面发育而成。沿边缘逆断层本身还可能产生次一级的羽状剪 节理。 此外在岩体顶部由于侧向拉伸而形成顶部平缓正断层(图 2-5-7) 。 三、花岗岩体构造与侵位机制 花岗岩体侵位机制研究是侵入岩体研究中发展最迅速的一个重要方面。尤其 80 年代以来,随着花岗岩区区 域地质填图的发展,已从单纯的花岗岩岩石学的研究向着花岗岩体岩石学、地球化学、岩体构造与侵位机制的 综合研究方面逐步深入。我国地质学家对于花岗岩体构造与侵位机制的深入研究,主要始于 80 年代末期。洪大 卫(1984)和高秉璋、高维敬等人(1987)考察了对花岗岩区地质研究程度较高的国家与地区的研究方法、思 想方法和基本工作方法。肖庆辉等(1988)综合国际地学界对于花岗岩地质研究的几个重要方面,编译了《国 外花岗岩体构造研究》一书,介绍了最近 20 年以来国外学者对花岗质深成侵入体构造与侵位机制研究的重要进 展与有关方面的代表论著。1986 年-1990 年原地质矿产部组织完成了"花岗岩类区 1:5 万区域地质填图方法"的 研究工作,并继之开展了新一轮的花岗岩区 1:5 万区域地质调查工作,为推动我国在侵入体构造与侵位机制方 面的研究工作奠定了基础 对于侵入岩体的侵位机制,Grout(1945)首先提出底辟侵位机制。Billings(1954)概括了三种基本侵位作 用型式:顶蚀作用、强力注入作用和花岗岩化作用。肖庆辉等(1988)高秉璋等(1991)和万天丰(1999)对

于花岗质侵入岩体侵位机制研究的现状分别进行了论述。普遍认为 Castro(1987)对于深成侵入体侵位机制的 概括是比较客观的。总结出岩体的侵位机制包括:隆起作用、底辟作用、气球膨胀作用、顶蚀作用、火山口沉 陷作用与岩墙扩展作用。 隆起作用:由于炽热的熔浆与冷的上覆围岩之间具有显著的密度差而致使出现重力失稳,造成岩浆上拱而上覆 围岩发生褶皱形成穹隆。在隆起作用过程中,有密度差造成的重力失稳是其主要动力来源之一,但是常常相伴 出现的区域构造应力场也具有积极作用,在背斜核部形成穹隆,而在向斜核部产生凹陷。 底辟作用:下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有倒水滴状侵入体的作用过程称为底辟作用。倒水 滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外,底辟岩体周围早期向外陡倾的岩层,其褶皱的轴 面比岩层面或岩层包络面陡;底辟岩体顶部的岩层为压扁型应变,但岩体与两侧围岩之间为剪切应变,具有拉 伸线理、鞘褶皱和拉伸岩墙布丁构造等。 气球膨胀作用:侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。气球膨胀作用模式 是 Ramsay(1981)提出的,他合理地解释了大规模岩体或岩基的就位空间问题。一般认为(朱志澄、宋鸿林, 1990) ,岩浆初始侵位时,只占现有体积的 30-40%,而现有体积的大部分是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩 浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体、构造特点与底辟岩体具有显著的差异(图 2-5-8) : (1) 岩体的平面形态多为圆形和椭圆形,立体形态多为蘑菇状或漏斗状; (2) 岩体发生横向拓宽,而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大 1-2 倍以上。 (3) 岩体周围围岩发生明显变形,围岩中具有平行于接触面的面状组构,面状组构的发育程度由接触面向外 逐渐减弱,在接触面附近往往构成了片理级的面状组构; (4) 岩体内部具有平行接触面的面状组构,面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递减,在岩体的边缘带 发育最强,往往构成片麻状叶理; (5) 岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布:分布在边缘的岩石,时代最老,成分偏于镁铁质,而中心 带的岩石时代最年轻,成分偏于长英质; (6) 如果没有后期构造改造,岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型;Flinn 参数 1≥K≥0;叶理和片理面上都 没有拉伸线理;岩体内的应变强度由边部向中心递减; (7) 在岩体的边部发育了被细晶岩,伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙; (8) 接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。 穹隆构造、底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段,由于不同侵位机制及其转变形成一 系列侵位构造型式。它们之间具有密切的成因联系。 岩墙扩展作用:深部岩浆沿着断裂上升至地表浅部,在岩浆上升过程中岩浆运移的断裂或通道不断 扩展、加宽,上升岩浆在浅部聚集形成大规模深成岩体。 (1) 平面形状为不规则状; (2) 一般没有内部构造; (3) 在侵位过程中围岩的作用是被动的。侵入作用以前的围岩在接触面附近并未被扰动; (4) 接触面弯曲,往往与围岩互相穿插; (5) 在岩体边缘常见有一些小规模顶蚀作用。 岩墙扩展机制是大陆伸展构造环境中岩浆上升侵位的重要机制。岩浆沿着由应力各向异性产生的张性断裂 上升。张性断裂切割深度可以很大(达 40Km) ,并达到深部岩浆房。 顶蚀作用:由热的岩浆在周围引起的热至爆裂及岩浆的裂块下沉的同时向裂隙中的侵入作用,其发育常常局限 于不整合侵入岩体的边缘带附近。 顶蚀作用形成的岩体,在内接触带常有不规则状、棱角状且规模不等的捕掳体,捕掳体与岩浆之间的反应 引起同化和混染现象。顶蚀岩体与围岩的接触面常常呈凹凸不平状,一般不发育由侵位产生的定向组构(朱志 澄、宋鸿林,1990) 。 火山口沉陷作用:这是基性深成岩体的典型侵位机制,指岩浆房顶盖塌陷而形成环状或锅状沉陷的岩浆侵 位机制。岩体受伸展环境中的张性断裂控制,基性岩浆沿断裂上升定位于断裂的潜在空位中,基性岩浆冷却后 形成环状断裂将岩体分割成环状断块。 关于深成岩体的侵位机制,马昌前等(1994)将 Castro(1987)等人提出的分类归纳为三种基本类型,即

主动侵位作用、被动侵位作用与诱发侵位作用。主动侵位作用包括隆起作用、底辟作用和气球膨胀作用。在这 几种侵位机制中,岩浆是以本身巨大的能量来开辟占据空间的;被动侵位作用包括岩墙扩展作用、顶蚀作用和 火山口沉陷作用,岩浆是沿先存断裂或构造缺陷,或是在区域性伸展作用下被动式侵位的;诱发侵位作用是岩 浆沿低角度张性断层带注入侵位的。

第六节、 变质岩区构造
变质岩主要分布于前寒武纪克拉通、造山带及动力变质带中,是在地壳深部温度较高、压力较大的特殊环 境中经历复杂变形-变质作用后由地壳隆升作用而抬升到地表的特殊地质体。变质岩区构造就是指这一特殊地质 体在特殊的环境中所形成的构造特点。对变质岩区构造的研究将会促进对下地壳构造特征、变形机制、下地壳 甚至壳幔运动规律的认识。它也是充分认识前寒武纪构造演化的重要途径。尤其重要的是,在变质岩区,蕴藏 着丰富的矿产资源,如金、铁、铜、磷等多种矿产,查明变质岩区构造特征是正确评价矿产赋存规律的前提。 一、叶理 和 线理 (一) 构造的透入性与非透入性 透入性是指地质构造在一个地质体中均匀连续分布的性质,它反映了地质体的整体均匀变形。反之,非透 入性是指那些仅产于地质体局部的构造,如断层面、节理面。透入性和非透入性的概念是相对于观察尺度而言, 有些在手标本和露头尺度上呈透入性的构造,在显微尺度上看就不具透入性。同样,某些节理和断层,在露头 尺度上是非透入性的,但从区域尺度上观察,就可视为透入性 (二) 叶理 叶理也称面理、剥理或劈理,泛指变形-变质作用过程中形成的次生透入性面状构造,主要包括标本和露头 尺度上呈透入性的那些面状构造。需要说明的是,在大多数文献中,劈理这一术语比较多见,指变形岩石中能 沿次生密集平行的潜在分裂面将岩石分割成无数薄板或薄片的面状构造,但主要限于低级变质的层状岩石中, 有时在中高级变质岩中也使用,是叶理的一种主要类型。 1. 叶理的类型及特征 在讨论叶理的分类问题时,近 20 年来总的趋势是放弃叶理分类的成因含义而强调以几何结构进行描述。 Powell(1979)首次提出劈理的形态分类方案。之后,Borradaile 等(1982) 、Davis(1984) 、Passchier 等(1996) 在此基础上又做了系统阐述和补充,从而形成比较系统的叶理分类方案。首先,根据劈理域(将岩石劈开的破 裂面或微破裂带)和微劈石(破裂面间的夹石)能被识别的程度,把劈理分为两类;如果劈理域和微劈石可用 肉眼鉴别,这类叶理为间隔叶理;反之,为连续叶理。其次,根据矿物粒径、劈理域的形态以及劈理域与微劈 石的关系进行进一步划分,即:

(1) 连续叶理 连续叶理是由具有优选方位的片状、板状矿物的均匀分布而成,最普遍的是由如云母、绿泥石、角闪石之 类的矿物定向排列而成的片理,石英、长石、辉石之类的粒状、短柱状矿物同变形生长或生长后变形而具面状 形态组构时也可定向形成连续叶理。 根据组成矿物粒径的大小可把连续叶理分为两类:板劈理和片理(Hobbs,1976;Powell,1979;Passchier, 1996) ,二者的区分在于肉眼能否辨认出单个层状硅酸盐矿物颗粒如云母、绿泥石。但更普遍的是,将叶理的命 名与岩石类型相联系,即以板劈理、千枚理、片理、片麻理分别定义板岩、千枚岩、片岩、片麻岩中的连续叶 理(朱志澄等,1990;蔡学林等 1996) 。 板劈理、千枚理 主要发育于富泥质的低级变质岩中,如板岩和千枚岩中。具有良好的可劈性,在显微尺度 上,片状、柱状矿物如云母、绿泥石往往连续定向排列构成薄膜状域或劈理域(M 域) ,粒状、柱状矿物如石英、 方解石、 长石往往以多个颗粒或者一个大的透镜状颗粒变成透镜状域或微劈石 (Q 域) 在垂直于叶理的薄片中, 。

薄膜状域围绕透镜状域呈交织的网状。 片理 颗粒粗至足以称为片岩的这种层状变质岩中的连续叶理,片理也具有较强的可劈性,它可以具有与板 劈理相同的形式,可以说是板劈理组构中较粗的变种,主要发育在片状、板状和柱状矿物较多的岩石中;或者 是发育于片岩中的片状、板柱状矿物在岩石中稀疏、均匀分布,不连续定向排列构成;或者是变形岩石中由片 状、板状矿物以及变形的粒状、柱状矿物的共同定向排列构成。前两者可称矿物片理,后者可称面状组构片理 (Passchier,1996) 。 片麻理 高级变质岩中最常见的透入性叶理。是由岩石中的片状、板状矿物和因变形而具面状组构的粒状矿 物定向排列而成,可劈理性差。它不仅发育于变质层状岩石,在高级变质的深成岩中也比较发育。 (2) 间隔叶理 间隔叶理指面状组构按一定的间隔产出的叶理,具有间隔叶理的岩石通常可分两种区域,劈理域和微劈石。 根据微劈石中有无早期叶理(强组构要素)的存在可把间隔叶理分为折劈理、分隔劈理、成分层和条带状构造。 折劈理是目前广泛使用的一个描述性术语,它以一定间隔切过先存连续叶理为特色,劈理域间隔大小以 0.1-10mm 或更大。微劈石内的早期叶理常发生挠曲或褶皱。对折劈理的进一步划分,主要有两种方案: ① 根据劈理域与微劈理的关系分为: 带状折劈理 劈理域为层状硅酸盐富集带,它与微劈石之间界限明显(图 2-6-1b) 。 渐变折劈理 劈理域与微劈石没有明确的边界,片状矿物连续分布。折劈理的狭窄应变带是早期叶理改变方向和 片状矿物相对富集表现出来(图 2-6-1a) 。 离散折劈理 译自 "Discrete crenctlation cleavge"。也有人译作不连续折劈、分隔折劈理,以明显的破裂面切 过早期叶理(图 2-6-1c) 。有尖灭侧现或尖灭再现的特征。在显微域内有不均匀分布的特征。

图 2-6-1 折劈理形态类型(Borradaile 1982) Fig. 2-6-1 Morphological patterns of crenulation cleavages (from Borradaile, 1982) ② 根据微劈石内叶理几何特征,还可将折劈理分为:膝折型、揉皱型和挠曲型(Wilson,1976) 大量研究表明,折劈理的形成是一渐变的发育过程。折劈理进一步发育,可能导致劈理域扩大,劈理域中 片状矿物定向排列,微劈石中早期叶理消失。 分隔劈理主要发育在轻微变质或低级变质砂岩、变质泥质岩石中。在显微尺度上,劈理域的主要成分是粘 土质和碳质等不溶残余物,表现为一系列的面状交织线带的薄膜,往往较窄,而其间的微劈石宽度常以 mm 计。 分隔劈理过去多被定为破劈理,后者原意指由一组密集的破裂面或微断层组成的劈理,破裂面上有无矿物定向 没有限定。由于其定义的不确切性,尽管这一术语在野外地质工作中被广泛使用,但具体到某一次生叶理的定 名时,往往引起一些混乱。为此,目前越来越多的地质学家已趋向废弃破劈理这一术语。 成分层和条带状构造是特殊的间隔叶理。主要发育于微劈石和劈理域宽且连续的岩石中,在中低级变质的 富泥质岩石中,当微劈石宽到肉眼可辨别的情况下,则表现为一系列平行相间的浅色条纹,可称之为成份层。 它们发育在变形较强部位。高级变质片麻岩石中,微劈石表现为富长石和石英的浅色层或条带,宽度往往稳定 在 0.1-1cm 之间,称为条纹状构造或条带状构造。 叶理的产状与岩石应变之间具有密切的成因联系。普遍认为,在没有早期透入性各向异性组构(如透入性板劈 理和片理等)的情况下,岩石变形过程中形成的叶理平行应变椭球体 λ1λ3 面(Ramsay,1987) 。因此,叶理与 变形岩石中的褶皱、断裂在成因和几何关系上都存在着密切的关系。在褶皱发育地区,叶理常常与褶皱轴面大 致平行,因此叫轴面叶理。确切地说,轴面叶理与轴面并不严格平行,而是相对轴面呈有规律地分布,通常呈 扇形。尤其是在强、弱岩层相间而形成的褶皱中,在较刚性的强硬岩性中往往呈正扇形叶理;在较软弱的岩层

中呈反扇形叶理;叶理在穿过岩性界面时常常改变方向,形成叶理折射(图 2-6-2) 。普遍认为,这是由于初始 顺层缩短之后较强硬层的被动旋转或是顺层剪切应变的产物。叶理也是韧性剪切带中的基本构造要素,其发育 与特征将在第四章第四节中讨论。

图 2-6-2 变质砂岩和页岩组成的褶皱中轴面叶理的扇形排列和折射现象(据 Hobbs,1976) Fig. 2-6-2 Fan-shaped axial foliation and foliation refraction in a fold of metasandstone and shale (from Hobbs, 1976) (三) 线理和非透入性线状构造 线理是指岩石中呈透入性产出的线状构造。线理有原生线理和次生线理之分。前者指成岩过程中形成的线 理,如岩浆岩的流线,后者指构造变形过程中形成的线理。下文只讨论构造变形产生的线理,对变形岩石中形 成的一些非透入性线状构造也一并叙述。 1. 线理和非透入性线状构造的基本类型 (1) 线理 拉伸线理 由等轴状矿物颗粒或矿物集合体强烈拉长、定向排列而显示的线状构造称拉伸线理。砾岩中的砾 石、灰岩中的、鲕粒碎屑强烈拉长定向也可形成拉伸线理(图 2-6-3c,d) 。 矿物线理 或称矿物生长线理, 是由针状、 柱状矿物或板状矿物顺其长轴定向排列而形成的线理 (图 2-6-3e, f) 。 皱纹线理 由叶理面上波长和波幅常在数厘米以下的细微褶皱枢纽平行或近平行排列而成(图 2-6-3b) 。 交面线理 由两组叶理相交所形成的线理(图 2-6-3a) 。 铅笔状构造 泥质和粉砂质岩石中见到的使岩石劈成铅笔状长条的一种线状构造。在露头上通常密集分布, 可视为透入性构造。

图 2-6-3 线理的类型(据 Passchier ,1996) Fig. 2-6-3 different types of lineation (from Passchier, 1996) a. 交面线理;b.皱纹线理; c.由拉长矿物颗粒组成的拉伸线理; d.由拉长矿物集合体确定的线理; e.由柱状矿物组成的矿物线理; f.由板状矿物组成的矿物线理 (2)非透入性线状构造 非透入性线状构造指变质岩石中不均匀分布的一些大型线状构造,主要有杆状构造、窗棂构造和香肠构造。 杆状构造 由石英等单一成分矿物组成的比较细小的棒状体。多产于小褶皱的转折端,与褶皱枢纽平行。最 典型的是由石英棒组成的杆状构造。 窗棂构造 由强硬岩层组成的形似一排密集排列棂柱的大型线状构造(图 2-6-4) 。形象地说,窗棂构造与一 堆圆木的外表形态相似。它多由强弱岩层相邻时,强岩层表面呈宽而圆的圆弧状背形和窄而尖的尖槽状向形相 间排列表现出来。一般认为,窗棂构造与相关的褶皱枢纽平行。

图 2-6-4 砂岩层和板岩层接触面上的窗棂构造 Fig. 2-6-4 Mullions at the contact of sandstones and slates 石香肠构造或布丁构造 指夹与软弱岩层之间的强硬层被分割成一系列平行排列的长条状块段,即石香肠 (图 2-6-5a) 。周围的软弱岩层楔入到石香肠之间得空隙中,把这些称之为石香肠的长条状块段分割开来。 石香肠构造的三维空间形态一般不易观察,所以,对横断面的描述较多,马杏垣曾按其横断面形态划分为 矩形、菱形、藕节状和不规则状等类型。石香肠通常平行于相关褶皱枢纽排列,以长条状石香肠构造为主,但 有些情况下强硬岩层可以从两个方向裂开形成巧克力块状石香肠(图 2-6-5b) 。

图 2-6-5 石香肠构造(据 Park 修改 1962) Fig. 2-6-5 Boudinage structures (revised from Park, 1962) A 长条状石香肠构造;B 巧克力块状石香肠构造 二、变质岩区的褶皱构造 (一) 变质岩区褶皱的基本特征

变质岩区褶皱在很多方面不同于未变质沉积岩及火山岩层中的褶皱。 1.新生叶理伴随褶皱形成:褶皱通常形成于地壳中、下部,形成的温度-压力条件较高。因此,在岩石塑性变 形过程中,普遍有一组新生叶理平行轴面或以相对轴面呈规律的分布方式形成,并且随着岩石的递进变形,新 生叶理逐渐发育,并破坏改造了褶皱。 2.褶皱样式的复杂多变性:岩石变形时的固态流变特征十分显著,从而使形成的褶皱样式十分复杂。多级褶皱 共同产出,褶皱要素产状变化较大(图 2-6-6) ,褶皱的不协调性显著。 3.褶皱面的种类繁多:褶皱面类型繁多是变质岩区褶皱的基本特征,可以是原生的面状构造,也可以是各种次 生叶理。此外,不整合界面,断层面,韧性剪切带、各种脉岩等都可以形成褶皱。多种不同性质、产状各异的 变形面同时卷入同一褶皱构造系统是普通现象。 4.叠加褶皱广泛发育:叠加褶皱的广泛发育是变质岩区褶皱构造的普遍特征,而叠加型式的复杂性也远远出乎 意料。 5.褶皱形成机制的复杂性:变质岩区褶皱构造形成机制的复杂性,随着对变质岩区构造研究的深入逐渐被认识。 变质岩区相似或顶厚褶皱形成时滑褶皱作用的地位受到质疑,纵弯褶皱作用、强烈压扁作用、韧性剪切带中简 单剪切或顺层剪切褶皱作用以及顺层流褶层(杨振升等 1995;单文琅等,1985)的意义得到了充分肯定。在多 期变形-变质岩区,多种成因机制形成的褶皱共存现象普遍

图 2-6-6 固态非层状塑性流变所形成的褶皱样式(据 Mattauer,1980) Fig. 2-6-6 Folds due to solid-state plastic flow (from Mattauer, 1980) (二) 变质岩区的褶皱样式及分类 1. 关于褶皱分类 虽然第三节中讨论的有关褶皱定性描述、半定量或定量分类(Richard,1917;Ramsay,1976)对自然界所 有褶皱的研究均具指导意义。但是,随着对于变质岩区褶皱复杂性认识的深入, 用于反映变质岩区褶皱特征的 分类和褶皱术语也相继出现。 (1)根据构造层次划分褶皱:构造层次对变质和变形作用的控制也逐渐为人们所认识。随着构造层次的变深, 温压条件逐渐升高,岩石的韧性行为增强,对变形的反映也不同。为此,马托埃(Mattauer,1980)提出下部构 造层次以流动褶皱和压扁褶皱为特征;中部构造层次以等厚褶皱为特征的划分对比。卡扎柯夫(Казакоб,1976) 也曾认为变质岩区常见的褶皱类型为纵向弯曲褶皱和层流褶皱。 (2)根据褶皱面性质,褶皱内部构造特征,变形机制和变形相、变质相的特征划分褶皱。傅昭仁等(1996)将 变质岩层中的褶皱划分为三个基本类型:①顺层掩卧褶皱,产于不同尺度的顺层剪切带内,褶皱面为原生层理, 其原始轴面产状多近水平,有共同倒伏方向。褶皱限于某一特定的层内,可见顺层拉伸的石香肠构造、窗棂构 造、杆状构造与之共生。②紧密压扁褶皱,出现在许多造山带的褶皱,是压扁作用的产物。褶皱面可以是新生 叶理或变质条带,或者是早期构造的滑断面,褶皱可以是对称的,也可以是不对称的。③深熔揉流褶皱,主要

发育于高级变质岩区,规模不大,构造方位不稳定,通常与高级变质条件下的韧性剪切变形作用相关。 (3)根据褶皱枢纽与运动方向的关系划分褶皱:通常用于简单剪切作用机制所形成褶皱的划分或描述。一般将 枢纽平行简单剪切方向的褶皱称为 a 型褶皱。这类褶皱的枢纽常常与拉伸线理或矿物线理平行;反之,枢纽与 拉伸线理垂直的褶皱称为 b 型褶皱。 尽管许多地质学家试图对变质岩区的褶皱类型进行划分,但由于变质岩区褶皱样式的复杂性,到目前为止还没 有一个完善的分类方案。上述分类方案无疑对于我们从事变质岩区褶皱构造分析时提供了一个启发,即注意变 质岩区褶皱的特殊性和复杂性。从褶皱成因机制、构造层次、变形面特征等多方面考虑,在不断积累野外资料 和有效的实验研究中制定出更为实用的分类方案。 2. 变质岩区的基本褶皱样式 (1) 卵形构造或片麻岩穹隆 卵形构造或片麻岩穹隆是变质岩区的一种经典褶皱样式。主要包括由花岗质混合岩或片麻岩组成的核,其 上覆盖了变质沉积岩或变质火山岩的盖层。核部岩石的中心部位具岩浆结晶结构,接近接触带叶理渐趋发育, 岩体叶理构造与盖层中的叶理及二者之间的接触面彼此平行。并且一般从片麻岩核向外倾斜,构成穹隆构造。 片麻岩穹隆主要发育于太古宙克拉通地区,尤其是变质深成岩发育的高级变质地区。主要表现为由片麻理、 条带状构造、表壳岩包体的长轴及各种脉体呈有规律的空间排列而显示出环形构造,在平面上多呈椭圆形或卵 形构造,并且多构成卵形构造群,或卵形构造区。在一些造山带中,或者孤立地产出,或者由多个呈线性排列 分布。其地质特点与太古宙克拉通的卵形构造也有一定的区别 不同片麻岩穹隆的内部构造和成分组成等特征具有很大的变化,成因也有所不同。主要包括两种基本类型: ① 叠加褶皱片麻岩穹隆 类似于 Ramsay(1987)提出的穹隆-盆地型褶皱叠加型式。由两期大型褶皱干扰产生 类似扁平状圆柱体的穹隆和盆地构造(傅昭仁等,1996) 。 ②以岩浆底辟为主导机制所形成的片麻岩穹隆与盐丘构造相近,塑性或近熔融状花岗质岩石由于比上覆变质上 壳岩密度低,造成重力失稳,从而导致花岗质岩石上拱,形成片麻岩穹隆(Hobbs,1976) 。Fletcher(1972) 、 Ramberg(1967)的实验再现了这一过程。分熔岩浆上浮和岩浆的"气球膨胀式"侵位也是太古宙克拉通和一些早 元古代造山带中片麻岩穹隆形成的主要原因(杨振升,1985) 。由于许多片麻岩穹隆的主体岩石由多期活动的变 质深成侵入体组成(何家善等 1998) ,这种片麻岩穹隆的形成实际上是一个长期的,由多次岩浆活动产生的复 杂的底辟侵位-气球膨胀过程。 造山带中的片麻岩穹隆是造山运动或叠加造山运动的产物(Eskola,1949) ;Hobbs 等,1976) 。近期研究发 现,有些造山带内的片麻岩穹隆实际上是前造山期伸展体制下形成的,作为该体制下所形成的隆滑构造的内核 (杨振升,1995)或岩浆核杂岩(刘俊来等,1996) 。由于后期收缩体制下的变形,而使该片麻岩穹隆特征复杂 化。 (2) 纵弯褶皱 由纵弯褶皱作用形成的褶皱,经高温、高压条件下褶皱岩层的压扁作用,使岩层厚度发生巨大变化而形成 不等厚褶皱。Mattauer(1980)称为压扁褶皱。各种不同级别、不同序次的复式褶皱群是这种褶皱的典型型式, 表现为一系列复背斜和复向斜及其中的大量次级构造形式,包括轴面叶理等次生叶理和各种逆冲滑脱构造。这 种褶皱构造是地壳收缩变形的产物,在很多造山带内,如美国宾夕法尼亚州及邻区的阿巴拉契亚褶皱带,秦岭、 大别山、天山、阿尔泰等造山带普遍发育。 (3) 剪切褶皱 以简单剪切为主要机制的褶皱。包括滑褶皱作用形成的褶皱和顺层剪切褶皱作用形成的褶皱。 顺层剪切褶皱作用形成的褶皱构造是变质岩区最普遍存在的褶皱构造型式。所谓顺层简单剪切褶皱作用指平行 先存叶理面简单剪切作用形成的褶皱。 (1)基本褶皱型式为 b 型不对称非圆柱状褶皱和鞘褶皱; (2) 褶皱限定于某一特定的层内, 尤其是近水平分层顺层剪切系统内 (单文琅等, 1984, 1987; 杨振升等, 1995) , 包括"褶叠层"(单文琅等,1984)和"流褶层"(杨振升等,1995) 。 (3)褶皱样式十分复杂,往往表现为三维空间内褶皱要素的强烈可变性和褶皱内各叶理面之间的不协调性,褶 皱样式往往受构造层次、岩性组合特征、变形强度等因素的控制。 (4)褶皱的规模变化很大,大小褶皱无规律地组合在一起。

(5)褶皱的变形面类型较多,其可以是板理面、千枚面、片理、片麻理、条带状构造,也可以是原生层理,还 可以是各种岩脉。尤其是伸展构造体制下变质沉积岩层内的"流褶层",由顺层递进剪切作用导致单一流褶层内 同时含有原生层理和次生板劈理作为变形面的褶皱。 三、构造置换作用 构造置换作用是在递进变形作用过程中一种构造被另一种构造改造并取代的过程。在变形地质体演化过程 中,最常见和最重要的是面状构造的置换,也称叶理或面理置换。 置换作用概念简单,但含义较广。叶理置换过程不仅是递进变形过程中先存叶理受褶皱作用而旋转到与褶皱轴 面近于平行,还包含了新生叶理的形成及对先存叶理的改造时,先存叶理的方位改变与相应矿物成分和化学成 分的重新调整,形成分异层理或成分层。因此,构造置换过程既是一个物理变位过程,也是岩石化学作用的变 质分异过程。 叶理置换的最简单方式是以物理换位为主的方式进行,基本过程如 Turner and Weiss(1963)的四阶段图解 所示(图 2-6-7) : (1) 层理(S0)发生相似褶皱变形(图 2-6-7a) ,包络面代表层理的总方位。 (2) 褶皱越来越紧闭,不对称性增强,陡翼减薄。弱岩层劈理化,新岩层局部置换原生层理(图 2-6-7b) 。 (3) 变薄的褶皱翼明显石香肠化,新生叶理不同程度地透入整个褶皱。原有的褶皱样式已明显改造,褶皱多 呈残片或呈新生叶理内的片内褶皱,但通过残片还大致可以建立原有褶皱的形象(图 2-6-7c) 。 (4) 被叶理分割的褶皱残片进一步压缩成透镜状,非强干层中的先存层理几乎平行新生叶理,构成岩性似层 理(图 2-6-7d) 。 这一置换过程也适合各种次生叶理被置换的情况, 反映了置换作用程度的变化。杨振升(1983)曾形象化把这 一置换过程规定为"W"型、"N" 型和"I"型置换(图 2-6-8) 。 叶理置换的另一种形式是我们讨论折劈理形成机制时所遇到的。在折劈理的形成和演化过程中,先存叶理 不仅发生方位的转换而且还发生矿物成分和化学成分的重新调整,总体上通过矿物的旋转、溶解迁移、重结晶 作用和矿物颗粒的生长等多种因素而达到先存叶理逐渐消失,新生叶理完全置换先存叶理的结果(图 2-6-9) 。 傅昭仁等(1989,1996)把构造置换分为两类,纵向构造置换和横向构造置换。并指出前者是在地壳收缩 构造体制下发生的, 其机制一般与纵弯作用和压扁、 压溶作用下轴面劈理的发育过程相联系 (图 2-6-7, 2-6-8) 图 , 后者是伴随地壳伸展而发生的,以水平韧性剪切带运动形成的叶理置换,多形成顺层叶理(图 2-6-9) 。

图 2-6-7 层理(S0)被新生叶理(S1)置换的过程示意图(据 Turner 和 Weiss 1963) Fig. 2-6-7 The transposition of bedding (S0) into new foliation (S1) (from Turner and Weiss, 1963)

图 2-6-8 面构造置换样式类型分布图(据杨振升,1983) Fig. 2-6-8 Different types of structural transposition (from Yang, 1983)

图 2-6-9 折劈理形成和演化过程示意图(据 Passchier 等 1996) Fig. 2-6-9 Formation and evolution of crenulation cleavage (from Passchier et al., 1996) 四、关于变质岩区构造研究的几个重要方面 1. 岩石再造作用问题 岩石再造作用是变形变质作用过程中不同程度的流体(主要是 H2O)渗入增加了岩石韧性,导致岩石成分 及结构构造的转变,形成了同岩异化的岩石类型呈有规律地展布(杨振升,1992) 。它与不同构造层次的韧性变 形-变质作用有密切关系。 岩石再造作用最典型的实例是地壳中浅构造层中花岗质岩石发生脆-韧性和韧性剪切变 形形成各类构造岩。由于强烈的变形,块状岩石逐渐转变为叶理十分发育的糜棱岩或构造片岩。随着变形强度 的不同,不仅岩石结构、构造发生了变化,岩石总化学成分和矿物成分也发生一定的转变。尤其是构造片岩, 由于变形过程中大量流体的加入,使原来由粒状、柱状矿物为主的岩石转变成以片状矿物为主的岩石(徐仲元 等,1996) 。 (1)岩石再造作用常常以一个具有相当规模的线性退变质带形式表现出来; (2)线性带内早期岩石的结构和构造受到显著改造,新生条带状构造和同构造生长的矿物线理普遍发育,岩石 中的矿物成分也发生一定变化。由于再造作用的不均匀性,空间上出现线性带与未改造或弱改造的残余地块相 间排列,二者之间从粒度、成分、结构、构造之间都呈有规律的渐变关系(3)在规模较大的线性带中,岩石再 造作用不仅在中浅构造相(角闪岩相、绿片岩相) ,而且在深部构造相环境(麻粒岩相)中也非常发育。 (4)由于再造作用,片麻岩中的包体、岩脉、岩墙在一定范围内,随着片麻岩的变形增强而相应发生变形,从 原来不协调、甚至是切割关系最终变为构造整合化或构造平行化,产生了假层状构造的岩貌或称复合层状构造 或复合条带状构造(图 2-6-10) 。 (5)大规模岩石再造作用带实质上地壳构造薄弱带,可为不同时期的岩浆活动和侵入提供有利空间,因此,经 常伴有一定规模的岩浆岩或岩浆杂岩呈线性分布,或有密集的线性岩墙群分布。 2.变质岩的成层性与成因 广泛发育在变质岩区的层状构造通常表现为由矿物或矿物集合体连续或非连续定向排列的形式表现出来, 或由平行或似平行状叶理分割的岩石条带以及不同类型岩层相间展布型式呈现出来。对变质岩中这种成层性的 正确认识,直接关系到对变质岩区地质历史的正确建立。 变质岩区的层状构造按照形成方式不同可以识别出几种不同类型:如变余层状构造、置换层状构造、分异 层状构造和复合层状构造等。 1)变余层状构造:沉积-火山沉积形成的层理在遭受浅或中浅变质-变形作用中,原始层理基本上未被改造而保 存较好的一种层状构造。新生顺层叶理或轴面叶理并未造成原始层理的显著改造。2)置换层状构造:早期层状 构造(包括原始层理或变形-变质作用形成的叶理) ,在一幕递进变形作用中,被晚期叶理强烈改造而形成的一 种次生层状构造。这种由于强烈构造置换作用所形成的层状构造常常形成新的岩性层。 3)分异层状构造:变质岩区具有粒状组构特征的块状或巨厚的层状岩石在经过变质-变形作用中由构造加热升 温导致岩石中发生变质分异作用形成层状构造岩。韧性断裂带内的重要岩石类型-糜棱岩是典型的分异层状构造 岩,特别在一些规模巨大的韧性剪切带中,由于糜棱岩化的强弱不同,形成具不同岩貌的变质构造岩带。在中 深变质杂岩区分布甚广的片麻状和条纹条带状长英质-镁铁质片麻岩,是一种更为重要的分异层状构造岩。由于 岩石缺少或没有发现变形组构,都曾将其归为混合岩化作用的产物。实际上,它们是块状岩体经变质构造分异

作用形成的层状构造岩。它们的结构、构造是过渡渐变的(图 2-6-11) ,是花岗岩中由变质-变形分异作用形成, 由块状构造、片麻状构造、条纹、条带状构造连续演变形成的具有不同组

图 2-6-11 块状(花岗岩)岩石经变形作用形成的不同样式的分异条带 Fig. 2-6-11 Differentiation banding formed due to deformation of massive (granitic) rocks 构的层状变质岩。 4)复合层状构造:变质岩区组成复杂、成因复杂的一种层状构造。可以分为三个亚类: ①层状+块状岩石构成的复合层状构造(图 2-6-12a) ,主要表现为块状结晶岩石中的层状包体受变形改造形成的 层状构造。 ②块状+块状岩石构成的复合层状体(图 2-6-12b) ,主要是两种或两种以上的侵入岩经变形作用而改造成的层状 构造。 ③层状+脉体构成的复合层状体(图 2-6-12c) 。是上述各种类型层状体在经后期构造-岩浆作用贯入的不同类型 脉体再遭受变形所显示出来的复合层状构造。 3.构造层次与构造相问题 许多构造地质学家早已注意到这样一个事实,在变质岩区的各种构造形迹中,有些属于地壳浅部的脆性变 形,而另外一些属于地壳深部的韧性变形。因此,在经过长期的讨论之后,逐渐形成了构造层次概念,主要在 于说明在构造变形过程中,由于地壳物理化学条件变化所导致的构造分带现象(单文琅等,1971) 。而这种构造 分带现象最直观的表现是由地表到地壳深部的垂向变化。Mattauer(1980)认为,不同构造层次的构造特征、变 形机制有很大差异(图 2-6-13) : 上部构造层次:脆性剪切作用,以脆性断裂为主;

中部构造层次:主导变形机制是弯曲滑动(挠曲) ,塑性变形产生等厚褶皱。 深部构造层次:主导变形机制包括压扁作用和流动作用,压扁作用产生的不等厚褶皱伴有分布广泛的劈理;向 更深部层次劈理消失,物质发生部分熔融,呈流体状态。

图 2-6-12 三种类型不同组合岩石的复合层状构造形成示意图 Fig. 2-6-12 Compound layering derived from three different associations of rocks a. 花岗岩及其中的变形层状岩石包体变形形成的层状构造; 花岗岩与基性岩的变形形成间隔性层状构造; 层 b. c. 状岩石与脉体变形形成的层状构造 通过对变质岩区构造的系统研究,杨振升(1987)在构造层次的基础上,提出了构造相的概念,认为构造 相是一定温度、压力条件下形成的一套特定的构造形迹群,并对变质岩系的主要构造形迹进行了系统归纳(表 2-6-1) 。 表 2-6-1 构造相类型及其构造形迹群(据杨振升 1987) Table 2-6-1 Tectonic facies and their structural associations (from Yang, 1987)

构造层次观念的建立,使得对变质岩区构造的研究已从进行几何学、运动学的分类描述和构造应力场的分

析深入到对不同深度和不同构造层次变形构造变化规律的剖析,致使对变形构造的形成环境和成因机制的探讨 更加深刻。 4.构造序列和构造组合 近 30 年来,变质岩区构造的多期变形理论逐渐为人所接受。根据多期变形理论,一个理想的变形旋回反映 了一个变形地质体从发生、 发展到定型的全过程。 在这一过程中, 变形-变质地质体经历了多期变质与变形作用, 发育有多期变形幕,使变形和变质作用经历了多次由渐变到突变的发展。每幕变形都形成多种在成因上有密切 共生关系的构造形迹组合称构造组合。而由构造组合按先后顺序依次排列的体系称构造序列。 构造序列是变形变质地质体在其形成和发展演化过程中所遭受的基本构造事件的反映。通过构造序列的研 究不但可以了解某一持定变形变质地质体的变质变形历史,而且还可以作为对比不同构造区的"化石"。

第七节、构造岩岩石学与显微构造学
一、矿物晶体塑性变形基本理论 任何显微构造,尤其韧性域内显微构造的形成,在很大程度上都取决于变形过程中晶体内部缺陷所起的作 用,以及岩石受应力作用后晶体缺陷再排列的方式。因此,在讨论显微构造发育形成之前,有必要对晶体塑性 变形的基本理论-位错理论作一简要介绍。 (一) 晶体缺陷及其类型 晶体无论是从熔体中生长,或者在固态中再结晶作用形成,其热史通常会给一个想象中的完整晶体结构带 来许多缺陷。这些缺陷的性质是受晶体结构和特定晶体化学场制约。在具有立方体结构的金属中,由于结构和 化学成分都很简单,所以这些缺陷也比较简单。然而,在天然矿物中,缺陷

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