构造地质学教案讲义

　　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：

　　σ=P/A 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(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;σ-作用在截面A上的应力。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

　　σ=dP/dA 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-3)

　　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(τ)，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)：

　　σ=dPn/dA 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-4)

　　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：

　　τ=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σxx和平行于表面的剪应力τxy 和τxz。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：σxx τxy τxz

　　垂直于 y轴的面：τyx σyy τyz

　　垂直于 z轴的面：τzx τz y σzz

　　其中，σxx，σyy，和σzz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：;τxy =τyx ;τyz =τzy;τzx =τxz。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。

　　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σ1，σ2，σ3，表示最大主应力、最小主应力和中间主应力(σ1>σ2>σ3)。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σ1>σ2>σ3，并且符号相同时，一点的应力状态可以用以σ1，σ2，σ3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(σ1或σ3)不为零，其它两个轴为零。

　　单轴压缩状态：σ1>σ2=σ3=0

　　单轴拉伸状态：σ3>σ1=σ2=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：σ1>σ2>σ3=0

　　平面应力状态：σ1>σ2=0>σ3

　　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(σ1-σ3)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(σ1+σ2+σ3)/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σ2的效应，只考虑最大主应力σ1和最小主应力σ3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σ1，σ2和σ3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σ1或σ3(传统上用σ3)之间的夹角θ，我们可以分别确定σ1作用在PP′上的正应力和剪应力与σ3作用在PP′上的正应力和剪应力。然后通过应力合成，求得σ1+σ3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)：

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

　　当θ=90°时， σθ=σ3， τθ=0

　　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σ-τ坐标系内以[(σ1+σ3)/2，0]为圆心，以(σ1-σ3)/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：

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

　　τθ=(σ1-σ3)/2sin2θ 　　　 　　　　　　　　　　　　　　　(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σθ和τθ值，并对应于莫尔圆(图2-1-3)上的一点。或者说，对于给定的σ1和σ3，我们可以求出与σ3具有任一交角的平面(当然，该平面也垂直于包含σ1和σ3的面) 上正应力值σθ和剪应力值 τθ的大小。

　　从图2-1-3和式2-1-7可以知道：

　　(1)当θ=0°时， σθ=σ1， τθ=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，|τmax|=(σ1-σ3)/2 ，它们是与主应力轴σ1和σ3 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σ1=σ3 时，τθ=0，即在均匀压力下无剪应力。在三维应力状态中，若σ1=σ2=σ3 ，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 　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-8)

　　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

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

　　(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，其正切称为剪应变γ。

　　γ=tgθ 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-10)

　　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) 　　　　　　　　　　　(2-1-11)

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

　　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) 　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-13)

　　或用统计的方法(如Robin法)求出轴率K：

　　　　　　　　　　　(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

　　(c)平面应变(体积不变)： k= l

　　(d)压扁应变(扁椭球);0

　　(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σ施加在变形物体上，导致物体发生伸长或缩短ε(正或负值)，ε与σ成正比，遵循虎克定律：

　　σx= Eεx 　　　　　　　　　　　　　　　(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积变化，有：

　　σ=KΔV/Vσy 　　　　　　　　　　　　　(2-1-16)

　　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：

　　τ=f(γ) 　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-17)

　　对于弹性应变而言，有：

　　τ=Gγ 　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-18)

　　其中G为一比例系数，称为剪切模量。

　　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

　　σЛ-比例极限;σy -弹性极限;σγ-屈服极限;σB-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σЛ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σЛ称为比例极限。但当应力值大于σy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，σy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σγ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。σγ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σB，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。σB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

　　岩石名称干燥状态(Mpa)潮湿状态(Mpa)

　　花岗岩193-213162-170

　　闪长岩123108

　　煌斑岩183143

　　石灰岩150118.5

　　砾岩85.654.8

　　砂岩87.1 53.1

　　页岩52.220.4

　　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σ的夹角通常在20°-30°之间，并且随着围压的增加而稍有增大。当围压增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σ1 和σ3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 τ ，可以表示为;

　　τ=τ0+μσn 　　　　　　　　　　　　　　　　　(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σn 为作用于该剪切面上的正应力，τ0 为σn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=ξφ，φ是材料的内摩擦角，所以库仑破裂准则可以改写为：

　　τ=τ0+σnξφ 　　　　　　　　　　　　　(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σ1的夹角为θ。

　　2θ=90°-φ θ=45°-φ/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：

　　τn=f(σn) 　　　　　　　　　　　　　　　　(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，φ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，φ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σ1<-3σ3时

　　σ3=To 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　(2-1-24)　　　　　当σ1>-3σ3时

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

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

　　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，σ1 =σc(抗压强度)，σ3=0，则σc =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)

　　τn=μσn+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;<