構造地質學~教案第一章緒論一、研究內容及對象1、構造地質學的定義地質構造指的是組成地殼的巖層和巖體在地球內、外力地質作用下所發生的變形，從而形的成諸如褶皺、節理、斷層、劈理以及其它各種面狀和線狀構造。2、構造地質學的研究對象及兩個概念的區別①研究對象構造地質學的研究對象是地殼及巖石圈中的造現象、空間分布及形成原因。②structuralgeology和tectonics的區別構造地質學有兩個分支，即structuralgeology和tectonics，這種區別在歐美國家中實際不存在，在歐美國家中，structuralgeology一詞包含了所有的地質構造，也包含了tectonics的含義。而在前蘇聯和我國，structuralgeology和tectonics兩個單詞那么具有不同的含義，即structuralgeology指的是地殼內的中、小型構造，而tectonics那么指的是包括巖石圈在內的區域大地構造，故在這些國家，將structuralgeology和tectonics兩詞分別稱之為《構造地質學》和《大地構造學》，在大學里也分別開設上述相應的兩門課程。3、構造地質學的研究內容研究內容：從構造現象(構造形跡)上講，其包括巖石和巖體〈地質體〉的原生和次生構造，尤其以研究巖石的次生構造為主。次生構造：指的是巖石形成后，在地質作用過程中所發生的破壞，包括褶皺、斷層、節理劈理等。原生構造：指的是巖石在形成過程中形成的各種面狀和線狀構造(主要指沉積巖和巖漿巖)。從地質作用的角度講，《構造地質學》主要研究內力地質作用。二、研究方法《構造地質學》的研究方法主要為反序法，即根據地質構造的形態特征及規律反尋其成因，進而去討論地殼運動的規律，即"將今論古"。在對某一構造進行實際分析時，往往包括了如下方面的研究：空間方面：主要研究地質構造的形態特征、分布規律與組合形式。時間方面：主要研究地質構造的形成順序與演變。成因方面：主要研究地質構造的形成機制及其發育的地質條件。以上三個方面的研究，歸納起來實際是對地質構造的幾何學特征，運動學特征和動力學背景的分析。三、研究意義1、理論意義實例1、大洋中脊裂谷帶的構造特征—地幔對流實例2、阿爾卑斯-喜馬拉雅帶的構造和地貌特征—板塊碰撞實例3、華南的大地構造特征—板塊俯沖2、實踐意義實例1、貴州的汞、金、鉛鋅礦與構造的關系實例2、松樹山、派因維油田、蘇北、塔里木油田構造與油氣藏的關系實例3、構造對地下水的控制規律實例4、地震與構造的關系(全球地震帶及唐山地震)四、從構造地質研究開展史談當今的地殼構造觀《構造地質學》研究的歷史，大體可以分為兩個大的階段，第一階段為本世紀六十年代前，第二階段為六十年代至今。兩個階段的地質學家對地殼構造的形成和地殼運動的規律有截然不同的認識。1、六十年代以前的地殼構造觀19世紀中到后半葉，美國學者J.Hall(1859)和J.D.Dana(1883)根據他們對世界著名的阿巴拉契亞造山帶的研究，提出了壟斷地質學界近一個世紀的槽臺學說，在這個學說的影響下，人們普遍認為，地殼運動的方式是以升降運動為主，由此而給人們的印象是，地殼構造是由于升降運動引起的"一刀一刀向下切"的陡傾斷層為主。2、六十年代至今的地殼構造觀20世紀初(A.J.Wegener，1912《大陸的生成》，1915《海陸的起源》)大陸漂移學說的提出六十年代初(H.H.Hess，Dietz，1961)海底擴張的提出六十年代中期(Wilson，1965)轉換斷層和板塊構造理論的提出20世紀后半葉的COCORP方案、逆沖推覆構造、剪切帶和伸展構造研究等3、薄皮構造觀的討論與實例①、地球內部構造的成層性與薄皮構造②、物質平衡和能量平衡與薄皮構造③、地球物理證據五、地質構造研究中的幾種思維方法1、拆零-組裝法(美，Alvin.Toffler;Ilya.Prigogine)2、歷史構造分析法3、構造類比法4、牛頓的時空觀與"將今論古"X+Y+Z=A六、學習方法熱情+遠見+行動＝成功興趣+方案+行動＝成功第二章沉積巖層的原生構造及其產狀第一節沉積巖層的原生構造一、層理及其識別層理是沉積巖中最普遍的一種原生構造，其包括層面以及巖層內部的成分、粒度、結構、膠結物結構和顏色等特征在剖面上的突變和漸變所顯示出來的一種成層性。(一)層理的分類根據層理形態及其結構(幾何分類)可將層理分為兩類，即水平層理和交錯層理(波狀層理和斜層理)，有的教科書上將其分為三類，即水平層理、波狀層理和斜層理。(二)層理的識別標志1、巖石的成分變化2、巖石的結構變化3、巖石的顏色變化4、巖層層面上的原生構造(如波痕、底面印模、暴露標志等均可作為層理的識別標志)。二、利用沉積巖的原生構造來鑒定巖層的頂、底面1、斜層理斜層理是由一組或多組與主層面斜交的細層組成。利用斜層理來判別巖層的頂、底板時，其判別特征是：每組細層理與層系頂部主層面成截交關系，而與層系底部主層面呈收斂變緩而相切的關系，弧形層理凹向頂面。2、粒級層理粒級層理又稱遞變層理，其特點是在一單層內，從底到頂粒度由粗逐漸變細，如底部是礫石或粗砂質，向上可遞變為細砂、粉砂，以至泥巖。3、波痕波痕有很多種，能用來指示巖層頂底板的主要是對稱型的浪成波痕。浪成波痕有尖棱狀的波峰和園弧狀的波谷組成，利用波痕來判別巖層的頂底板時，其判別標志是：尖棱狀的波峰指示巖層的頂板，而園弧狀的波谷那么指示巖層的底板。4、層面上的暴露標志①泥裂②雨痕5、沖刷面6、生物標志第二節巖層的產狀、厚度及出露特征一、地質體的根本產狀(一)幾個相關概念的介紹1、地質體—各種成因的自然巖石體或土質體。2、面狀構造—指地質體中幾何的或物理的呈面狀的結構面—如巖層層面、斷層面、褶皺軸面等。3、線狀構造—指地質體中幾何的或物理的具一定方向延長的構造—如斷層線、礦物定向排列而成的生長線、擦痕線等。(二)面狀構造的產狀要素產狀三要素：走向—傾斜面與水平面的交線叫走向線，走向線兩端延伸的方向即為該平面的走向。傾向—傾斜平面上與走向線相垂直的線叫傾斜線，傾斜線在水平面上的投影所指的(沿平面向下傾斜的)方位即傾向。傾角—指傾斜面與水平面之間的夾角(α)。(三)線狀構造的產狀要素傾伏向(指向)—某一線段在空間的沿傾斜方向的延伸方向，即某一傾斜直線在向下傾斜方位上的水平投影線所指示的方向，用方位角或象限角表示。傾伏角—指直線的傾斜角度，即直線與其水平投影線間所夾之銳角。側伏角—當線狀構造包含在某一傾斜平面內時，此線與該平面走向線間所夾之銳角即為此線在那個面上的側伏角(用量角器現場測量)。側伏向—就是構成上述側伏角的走向線的那一端的方位。產狀要素的表示方法：圖示法——長線表示走向，短線表示傾向，數字表示傾角數字法SE15060象限法S30E60(注意其習慣用法！！)傾伏SE12030側伏45NE或直接書寫為“側伏向NE，側伏角45”。二、巖層的原始產狀與水平巖層的露頭特征(一)沉積巖的原始產狀巖層的原始產狀即巖層在沉積時的產出狀態。除在盆地邊緣、島嶼和礁體附近有局部的原始傾斜產狀外，其余大局部區域的巖層的原始產狀往往被視為是水平的。(二)水平巖層的露頭特征1、在層序未倒轉的前提下：巖層的面向——巖層由老變新的方向2、地質界線——與等高線平行或重合3、巖層厚度——是其頂底面的高差4、巖層出露寬度——是其頂、底面的水平距，其大小與巖層厚度和地面坡度有關三、傾斜巖層的露頭特征巖層——指巖石層面向某個方向傾斜的巖層。是巖層發生變形的結果－即構造中最根本的、最多見的現象。傾斜巖層的露頭特征—V字形法那么當巖層傾向與地形坡向相反時—相反相同當巖層傾向與地形坡向一致，巖層傾角大于地形坡度角時相同相反當巖層傾向與地形坡向一致，巖層傾角小于地形坡度角時相同相同4、直立巖層：地質界線不受地形的影響，是一條直線。第三節地層的接觸關系地層的接觸關系分為整合接觸和不整合接觸兩種，其中不整合接觸有分為平行不整合和角度不整合。一、整合接觸定義：連續堆積的沉積物成巖后表現為新老巖層連續無間斷、上下巖層彼此平行疊置，巖層的這種接觸關系稱為整合接觸關系。特征：①一套巖層，各巖層之間在空間排列是相互平行的，新老巖層的產狀是一致的。②新老巖層在沉積層序上是連續的，沒有間斷面。③由于沉積層序上是連續的，所以反映在沉積巖性和巖相變化是遞變的，巖層中所含化石也是逐漸變化的。二、平行不整合接觸(又稱假整合)定義：上下兩套巖層之間在空間上是平行排列的，產狀一致，但它們之間缺失一些時代的巖層，說明經歷過一定時間的沉積間斷，或經受過一定時期的風化剝蝕作用后，再下降接受沉積的過程。特征：①不整合面上下的巖層彼此平行排列，巖層產狀一致。②底礫巖、古風化殼以及風化剩余型礦床，如褐鐵礦、鋁土礦或磷礦等是不整合存在的直接標志。不整合面上的沉積物成分常常與下伏地層的成分有關。③不整合面上下的兩套巖層在巖性和巖相以及所含化石的演化上都是截然不同的、是突變的，反映了因長時間的沉積間斷而造成的局部地層缺失與上下兩套巖層之間沉積環境的變化。三、角度不整合接觸(簡稱不整合)定義：時代較新的巖層以一定的角度覆蓋在不同時代或同一時代不同層位的老巖層之上，上覆巖層與下伏巖層之間具有明顯的沉積間斷、生物演化不連續性。特征：①不整合面上下新老巖層之間產狀明顯不同，兩者呈一定交角接觸。②不整合面上下的新老巖層之間缺少一定時期的地層，存在沉積間斷。不整合面上常發育有底礫巖和風化剩余礦產。③由于新老兩套巖層之間存在長時期的風化剝蝕和沉積間斷，在不整合面上、下的新老巖層的巖性、巖相及古生物演化上都截然不同。④不整合面以下老巖層的構造(褶皺、斷裂等)常常比上覆新巖層相對強烈且復雜，巖漿活動和變質作用也具有類似的特點。四、不整合在地質圖上的表示1、在平面圖上的表示2、在剖面圖上的表示五、不整合的形成過程1、平行不整合下降、接受沉積→上升、沉積間斷、遭受剝蝕→再下降、再沉積2、角度不整合下降、接受沉積→褶皺、斷層等變形、變質作用或巖漿作用、上升、沉積間斷、遭受剝蝕→再下降、再沉積六、不整合的觀察與研究1、研究意義①就構造研究本身②在巖石地層學方面③在巖相古地理研究方面④在礦產研究方面2、不整合的研究①確定不整合的存在標志有：地層古生物方面的標志、沉積侵蝕方面的標志、構造方面的標志、巖漿活動方面的標志和變質作用方面的標志等。②確定不整合的形成時代確定原那么為：下伏地層中最新地層形成之后和上覆地層中最老地層形成以前的時間區段為不整合形成的時代，亦即本次構造運動的活動時間。③研究不整合的空間展布和類型變化。第三章地質構造分析的力學根底第一節應力的概念一、面力和體力體力：物質(巖體)單位重力，與質量成正比。面力：巖塊間的相互作用力，其作用于物體的外表，故有稱之為外表力。二、應力定義：應力是在面力和體力作用下引起的，作用于物體內(假設面)和外表(真面)的單位面積上的一對大小相等而方向相反的力，它是作用于該面上力的大小的度量。應力的方向與作用力方向一致，其大小用σ表示。σ=P(作用力)/A(受力面積)如應力在這一平面上分布不均，那么該平面上的應力是每一微小面積上作用力。σ=dP/dA如果我們考慮的面與作用力的作用方向不垂直，那么作用力P可分解為垂直斷面的分力Pn和平行斷面的分力Pτ，相應的合力σf亦可分為垂直斷面的分力σ＝dPn／dA，該應力叫正應力或直應力，及平行斷面的應力τ=dPt/dA，稱之為剪應力或切應力。在地殼運動過程中，許多面往往與作用力的方向是不平行的。在地質學中，規定：正應力是壓應力時為正，張應力時為負；而剪應力是逆時針時為正，順時針時為負。三、一點的應力狀態設一個平衡力系統作用于一個無限小的立方體上，力系可合成為作用于立方體中心的一對力。如設立方體的三條邊為三個直角坐標系的X、Y和Z，那么每個面上的應力可分解為三個，即正應力σ和平行于兩個坐標軸的一對剪應力。即在立方體的各個面上一共有九個分量。σxτxyτxzσyτyxτyzσzτzxτzy如作為平衡力系統考慮，有：-τxy=τyx-τyz=τzy-τxz=τzx彈性力學證明，當物體受力平衡時，總可以找到三個相互垂直的面，其上只有正應力作用而剪應力為零。這種面叫主應力面，其上的正應力叫主應力。故一點的應力狀態可以用三個主應力的大小和方向來表示，即σ1、σ2和σ3。其大小為σ1≥σ2≥σ3，主應力方向亦稱之為主應力軸方向。常見的應力狀態有如下幾種：1、單軸應力狀態：一個主應力不等于零，另外兩個主應力為零。單軸壓縮：σ1＞σ2＝σ3＝0單軸拉伸：σ1=σ2=0＞σ32、雙軸應力狀態：一個主應力為零，另外兩個主應力不為零。雙軸壓縮：σ1＞σ2＞σ3＝0平面應力狀態：σ1＞σ2＝0＞σ33、三軸應力狀態：是指σ1、σ2和σ3三個壓應力值都不等于零的應力狀態。σ1≥σ2≥σ3當σ1=σ2時，稱為均壓，亦叫靜水壓力，是一種特殊的應力狀態，它只引起物體的體積變化，使其縮小或膨脹，而不改變物體的形狀。引起物體改變形狀的主要因素是應力差，即σ1-σ2。第二節應力分析簡介一、二維應力狀態人們對三維事物的分析，常難以用圖件直觀達，因此，總是通過不同角度的二維狀態來進行研究，然后再在二維分析的根底上綜合出三維特征。二維應力分析中只考慮所研究的二維平面內的應力狀態，而不考慮與此平面相垂直的另一軸的應力狀況。前述的三種應力狀態均可用二維應力狀態來分析之。(一)任以截面上的應力狀態設在與σ3相垂直的二維應力場中，其主應力分別為σ1和σ2，考慮任一截面AB上的應力，AB的法線與σ1軸呈α角，因我們不能直接合成或分解σ1和σ2，所以必須先把應力轉換成作用于各條邊上的力。設AB線為單位長度，那么OA=sinα，OB=cosα。作用于斜面AB上沿OA和OB方向的P1和P2分別等于應力乘面積。把P1和P2分解為垂直于AB面和平行于AB面的力，并相互相加，那么垂直AB面的力為：Pn=P1cosα+P2sinα因為AB是單位長度，故正應力為：σa=Pn/AB=p1cosα+p2sinα=σ1cosαcosα+σ2sinαsinα或σa=σ1cos2α+σ2sin2α=(σ1+σ2)/2+((σ1-σ2)/2)cos2α (3-2)平行AB的力為：pτ=p1sinα-p2cosα那么剪應力應為τa=pτ/ABτa=σ1cosαsinα-σ2sinαcosα=((σ1-σ2)/2)sin2α (3-3)從此方程可知，當2α=90°時，τ為最大，其值等于(σ1-σ2)/2。故最大剪應力作用面與σ1和σ2軸的夾角為45°。(二)表示應力狀態的莫爾圖解將(3—2)和(3—3)式分別平方后相加，得上式是一個橢圓方程式，在以σ為橫坐標，τ為縱坐標的坐標系統中，它代表圓心在((σ1+σ2)/2，0)半徑為(σ1-σ2)/2的一個橢圓，這就是二維應力狀態下的應力莫爾園。圓周上的任意一點P的坐標，代表其法線與σ軸成α角的截面上的正應力和剪應力。從上圖可知：(1)當α=0°時，σa=σ1，τa=0當α=90°時，σa=σ2，τa=0在這兩個面上只有正應力而無剪切應力，這兩個面稱為主平面，其上的應力稱之為主應力。(2)當α=45°或135°時，剪應力的絕對值最大τmax=(σ1-σ2)/2。它是位于與主應力軸成45°交角的一對相互垂直的面，稱為最大剪應力作用面。(3)σ1=σ2，τ=0，即在均壓下，無剪應力。在三維應力狀態中，假設σ1=σ2=σ3，稱為靜水壓力。二、應力場、應力軌跡和應力集中1、應力場物體內部各點在某一瞬間的的應力狀態構成了一個場，這個場即為應力場。2、構造應力場地殼內一定空間范圍內某一瞬間的應力狀態稱為構造應力場，表示那一瞬間各點的應力狀態即其變化情況。構造應力場的劃分：(1)根據構造應力場分布的規模可劃分為局部構造應力場、區域構造應力場和全球構造應力場。(2)根據構造運動發生的時間，可將構造應力場劃分為古構造應力場和現代構造應力場。3、應力軌跡應力軌跡又稱應力跡線，它是通過主應力方向的連線來表示某一物體受力狀態的一種表示方法，其可用應力等值線來表示其強度的空間變化。幾種附加應力狀態第一種：水平擠壓力來自巖塊的左側，自上而下逐漸增大第二種：附加應力包括二類：1、作用在巖塊底面上呈正弦曲線形狀的垂向力；2、沿巖塊底面作用的水平剪切力。這種應力狀態下形成的勢斷層的產狀比擬復雜。在中央穩定區的上部形成兩組高角度的正斷層，每組斷層的傾角都向深部變陡。自中央穩定區趨向邊緣，斷層傾角變緩。一組變成低角度正斷層，另一組變成逆沖斷層。第三種：側向拉伸條件下簡單剪切時的應力狀態4、應力集中由于物體的不均質，其受力時各點的應力狀況將發生變化，如在巖石內部的空洞、裂隙等就會引起在這些部位的應力集中。設一彈性巖板內園孔附近的主應力變化情況，其在園孔附近的切線應力為：σ=P1(1-2cos2θ)P1是無窮遠處的主應力(或平均主應力)；θ是園孔半徑與主應力P1夾角；在A點：θ=π/2，σ=3P1，這說明AB點處造成了三倍于平均主應力的應力集中。在長軸平行于AB的橢圓孔周圍，應力還要大。σ=P1(1+2a/b)a、b分別為橢圓的長軸和短軸。在C、D點：θ=0，σ=-P1，為單軸引張力，雖然在孔的遠處為單軸壓縮狀態，并無引張應力存在，但在孔的頂點卻引起了張力的存在。第三節變形巖石的應變分析根底一、變形與應變1、變形物體受力作用后，其內部各點間的位置所發生的改變稱之為變形。物體的變形是通過內部質點的位移來完成的。位移的根本形式有四種平移、旋轉、體變和形變。物體的變形方式有五種拉伸、擠壓、剪切、彎曲和旋轉。2、應變應變是指與初始狀態相比擬的物體變形后的狀態。物體變形的結果引起內部質點間的線段長度的變化或兩條相交線段之間的角度變化。前者稱之為線應變而后者稱之為剪應變。對物體應變的測量，即是通過線應變和剪應變來完成的。(1)線應變指物體內某個方向上單位長度的變化。在應變分析中，常用以下幾種參數來表達線的長度變化。ε=(L1-L0)/L0式中L0和L1為變形前后同一線段的不同長度。其中拉伸時為正值。平方長度比(λ)：線段變形后的長度與變形前的長度的比的平方。=(L1/L0)2=(1+ε)2(2)剪應變變形前相互垂直的兩條直線，變形后其夾角偏離直角的量稱為角剪應變()，或簡稱角剪應變，其正切稱之為剪應變(γ)。=tan在地質分析中，與剪切面垂直的物質線向右偏為正，即右行剪切為正，反之，左行剪切為負。3、均勻變形與非均勻變形(1)均勻變形指物體內各點的應變特征相同的變形，其特征是：變形前的直線，變形后仍為直線，變形前的平行線變形后仍相互平行。面狀構造亦然。因此，任一小單元的應變性質(大小和方向)就可代表整個物體的變形特征。其中單位園變形后為橢圓，稱之為應變橢圓。對三維均勻變形而言，園球變形后為橢球，單位園球變形后的橢球稱之為應變橢球。(2)非均勻變形物體內各點的應變特征發生了變化的變形稱為非均勻變形，與均勻變形相比擬，其特征完全相反。4、連續變形和不連續變形如果物體內從一點到另一點的應變狀態是逐漸改變的，那么稱為連續變形；如果是突然改變的，那么應變是不連續的，稱為不連續變形。例如物體的兩局部之間發生了斷裂。二、應變橢球體1、應力橢球體與應變橢球體應力橢球體在分析物體受力的應力狀態時，我們知道，當物體受力后處于平衡狀態時，物體內任意一點總可以截取這樣一個小單元，使其六個面上只有正應力作用而無剪切應力作用—主應力，當這六個面上的三對主應力相等時，物體只發生體積改變而不發生變形。當三對主應力的大小不同時，那么物體發生形變。當σ1＞σ2＞σ3，并符號相同時就就可根據一點的應力矢量σ1、σ2和σ3為半徑作一個橢球體，該橢球體即代表了作用于該點的應力狀態。稱為應力橢球體，應力橢球體的三個軸稱為主應力軸。應力橢球體可以代表三維應力狀態。沿三個主應力平面切割橢球體的三個橢圓稱應力橢圓。應變橢球體單位圓球體經均勻應變變成的橢球體稱為應變橢球體。從數學上可以證明和推導出，由單位圓球變成的應變橢球有三個互相垂直的主軸，沿主軸方向只有線應變而沒有剪應變。這三個主軸分別以X、Y、Z或A、B、C表示，并分別代表應變橢球體的最大、中間和最小應變主軸。包含應變橢球體的任意兩個應變主軸的平面稱為應變主平面。分別以XY、XZ、YZ或AB、AC、BC三個平面表示。應變橢球體與應力橢球體的關系應力作用方向應變橢球體軸向應變方式σ1軸作用方向λ3(C、Z)軸向擠壓σ2軸作用方向λ2(B、Y)軸向中間σ3軸作用方向λ1(A、X)軸向拉伸三、巖石的變形階段彈性變形階段巖石受力后要發生變形，當外力解除后，其變形又恢復到原來的狀態。這種變形即為彈性變形。地震波的傳播是一種彈性波，因此，在許多情況下，地震所引起的變形是一種彈性變形。塑形變形階段隨著外力的不斷加強，巖石的變形程度亦隨之增強，當應力作用超過巖石的彈性極限后，即使再將應力解除，變形了的巖石也不能完全恢復其原來的狀態，這種變形即為塑性變形。巖石的塑性變形是通過礦物晶內滑動、位錯滑動、位錯蠕變和擴散蠕變等變形方式來完成的。晶內滑動和位錯滑移晶內滑動是沿礦物晶體內一定的滑移系發生的，即沿某一滑移面的一定方向的滑移。滑移系是由礦物晶體的內部結構所決定的。滑移面通常是高原子密度和高離子密度的那些面，滑移方向通常是滑移面上原子或離子排列最密的方向，不同的礦物各具有不同數目的滑移系。如石英礦物常沿(0001)面產生滑動。晶內滑動既可造成晶粒的形態改變而發生塑性變形，又可使晶體發生旋轉，造成晶體的優選方位。在超微觀尺度上，在一個晶體的整個滑移面上并沒有同時發生滑動，只是在一個小的應力集中區(晶體缺陷處)首先發生。滑移區與未滑移區的界線即位錯線。位錯的傳播猶如在一個擺滿家具的房間中移動地毯。位錯的傳播如受阻，那么形成位錯網絡和位錯墻。位錯蠕變位錯蠕變是一種高溫變形機制，在這種情況下，位錯可以從一個滑移面攀移到另一個滑移面上，當兩個符號相反的位錯發生攀移時會相互甄滅，符號相同時那么重新排成位錯壁，將一個晶粒分隔成假設干亞顆粒。亞顆粒是巖石韌性變形的一個重要標志，即多邊化作用，在單偏光顯微鏡下其仍是一個晶體，但在正交鏡下那么有幾度的消光位存在。另一種情況下，在初始變形晶粒邊界或局部的高位錯密度處，儲存了較大的高位能，在溫度足夠高的情況下，將形成新的重結晶顆粒—動態重結晶。使初始的大晶粒分解成新的亞顆粒，如未完全分解那么形成核幔構造。擴散蠕變是一種通過擴散物質的轉移而到達晶粒形態發生改變的作用。當巖石間存在晶間水膜時，擴散蠕變更易發生。物質從高應力邊界溶解，通過離子間的水膜進行遷移，并在低應力邊界沉淀—壓溶作用。其構造現象是壓力影。顆粒邊界滑動是一種通過顆粒邊界之間的滑動來調節巖石總體變形的變形機制。斷裂變形階段當應力到達或超過巖石的強度極限時，巖石的內部結合力遭到破壞，進而產生破裂面，使巖石的完整性被破壞，即斷裂變形。巖石的強度極限又稱之為破裂極限，是指常溫長壓下使固體物質開始破壞時的應力值。常見的一些巖石的破裂極限值見下表。常溫常壓下一些巖石的強度極限巖石抗壓強度(MPa)抗張強度(MPa)抗剪強度(MPa)花崗巖148(37－379)3－515－30大理巖102(31－262)3－910－30石灰巖96(6－360)3－610－20砂巖74(11－252)1－35－15玄武巖275(200－350)－10頁巖(20－80)－2四、遞進變形有限應變和總應變：物體變形的最終狀態與初始狀態比照，其間所發生的變化稱之為有限應變或總應變。遞進變形：物體從初始狀態變化到最終狀態的過程是由許屢次微量應變逐次迭加的過程，這種變形的開展過程稱之為遞進變形。變形過程中某一瞬間正在發生的小應變叫增量應變，如所取的時間非常小，其間發生的微量應變過程稱為無限小應變。遞進變形實際是由許屢次無限小應變逐漸累積的過程，對變形史的某一階段進行應變分析時，總可以把應變狀態分為兩局部，即已經發生了的有限應變和正在發生的無限小應變或增量應變。如考慮被變形的物質是一些球粒物質，不同變形階段所產生的應變橢球的主軸可以是一致也可以不一致。相同者稱之為共軸變形，不同者稱之為非共軸變形。共軸遞進變形與純剪應變在變形過程中，各增量應變的主軸始終與有限應變主軸保持一致時為共軸遞進變形。根據應變橢球體應變主軸方向質點線與變形前相應質點線之間的不同關系，平面應變可分為簡單剪切與純剪兩種。純剪應變是一種均勻變形是一種均勻變形，應變橢球體中兩個主軸(λ1或A軸和λ3或C軸)的質點線在變形前后具有同一的方位，即沿應變主軸方向的質點線沒有發生旋轉。故純剪應變又稱為無旋轉變形。因此其無疑是一種共軸變形。非共軸遞進變形與簡單剪切定義：在變形過程中，各增量應變橢球的主軸與有限應變橢球的主軸不一致，即非共軸變形。單剪應變是一種非共軸變形。五、剪裂角分析剪裂角與共軛剪裂角當巖石受力并超過強度極限時，就會發生破裂，巖石的破裂有兩種方式，張裂和剪裂。張裂的位移方向垂直破裂面，張裂面一般垂直于最小應力方向(壓為正)。剪裂的相對位移方向平行于破裂面，從應力分析結果知，剪裂面在理論上與最大主應力的方向呈45°夾角，但在通常情況下其往往小于45°。剪裂面與最大主應力方向的夾角稱之為剪裂角，一般剪裂面常成兩組共軛出現，包含最大主應力軸的兩個共軛剪裂面的夾角稱之為共軛剪裂角。理論上共軛剪裂角應為90°，但實際上往往小于90°，對此問題有如下一些解釋準那么。庫侖剪切破裂準那么庫侖認為，巖石抵抗剪切破壞的能力不僅同作用在切面上的剪應力有關，而且還與作用于該截面上的正應力有關。設發生剪裂的臨界剪應力為τ。τ=τ0+μσn式中σn是正應力；τ0是σn=0時巖石的抗剪強度，也稱為巖石的內聚力，對一種巖石而言，其為一個常數；μ是巖石的內摩擦系數，即為前式所代表直線的斜率，故上式可寫為；τ=τ0+tanφ式中tanφ等于μ，φ為內摩擦角。在莫爾應力圖解之中，上式為兩條與巖石破裂時極限應力園相切的直線，稱之為剪切破裂線，兩個切點代表了共軛剪切面的方位及應力狀態。巖石破裂時剪裂面與σ1的夾角為θ，2θ=90°-φ由上可見，剪裂角的大小取決于巖石變形時內摩擦角的大小，實驗說明，許多巖石的剪裂角在30°左右。摩爾剪切破裂準那么根據實驗，摩爾對庫倫準那么進行了修正，他認為，材料的內摩擦角不是常數，而是隨圍壓的變化而改變的，其破裂線的方程一般表達為：τn=f(σn)這是一條由一系列實驗得出的曲線，他包括了同一種巖石在不同圍壓下破裂時的極限應力園，這一曲線稱之為摩爾包絡線。格離非斯準那么摩爾和庫侖的成果均為根據實驗而得，格里非斯發現，材料的實際強度遠遠要小于根據分子結構理論計算出的材料的粘結強度。他認為其是材料中隨機分布的微裂隙所致。第四節影響巖石變形行為的因素巖石的變形特征與以下因素有關：應力的大小及作用方式。巖體的力學性質及變形時的邊界條件。巖體的力學性質取決于：a、巖體的礦物組成；b、組成巖體的物質結構；c、巖體的構造。巖體變形時的邊界條件有：a、圍壓；b、溫度；c、孔隙水；d、作用時間。一、巖石的各向異性對變形的影響組成巖石的礦物成分和結構構造是各不相同的，這些不同會造成巖體的強度不同。在巖石中，層理和次生面理的發育，會造成巖石的各向異性。巖石各向異性最典型的實例是：當成層巖層受壓時可形成褶皺，而塊狀巖石受壓是那么明顯不易形成褶皺而容易產生斷層。在前面的剪裂角分析中，剪裂角θ=45°-φ/2，但在各向異性的巖石中，破裂將會受到先存薄弱面的影響，剪裂面可能會偏離θ的理論方向。甚至可能沿著層面等軟弱面發生破裂。二、圍壓對變形的影響巖石處于地下深處變形時，承受著周圍巖體的圍壓。圍壓增大時的效應一方面增大了巖石的極限強度；另一方面增大了巖石的韌性。三、溫度對變形的影響眾所周知，地殼的溫度是隨深度增大而不斷增高的，溫度的增加對巖石變形的影響與圍壓有相似之處，溫度的增加可提高巖石的韌性，但要降低巖石的屈服極限。四、孔隙流體對巖石變形的影響其主要表現在以下兩個方面：當巖石含水豐富時，可以降低巖石的強度。此外，孔隙流體的存在促使礦物質的遷移與重結晶。巖石的強度降低和重結晶均可促進巖石的韌性變形。孔隙流體壓力效應：巖石中孔隙內流體的壓力稱之為孔隙壓力。在正常情況下，地殼內任一深度上孔隙水中的壓力相當于這一深度到地表的水柱壓力，大約為靜水壓力(圍壓)的40%。在地殼運動過程中，由于快速沉積和構造變動等原因可導致沉積物快速堆積而使得孔隙水不能及時排除，故而使得巖石中孔隙水增加而孔隙壓力增大。在某些油田中測得，孔隙壓力到達了圍壓的80%，有的甚至高達100%。孔隙壓力(Pp)的增大抵消了圍壓(Pc)，使得導致巖石變形的有效圍壓(Pe)降低，即：Pe=Pc-Pp。因此，當巖石中存在異常孔隙壓力時，圍壓將隨之而降低，故而使得巖石的強度降低和使得巖石容易產生脆性破裂。強度的降低可使得巖石在較小的應力作用下發生較大的變形。五、影響巖石變形的時間因素應力作用時間對巖石變形的影響主要有如下三個方面：1、應力作用速度對巖石變形的影響快速施加應力，不僅可增加巖石的變形速度，而且可以增加巖石的脆性變形；而緩慢施加應力那么可減慢巖石的變形速度和增加巖石的韌性。2、重復施加應力對巖石變形的影響用一個很小的力施加在一個物體上，當所施加的力到達了該物體的疲勞極限時，那么物體將發生變形。3、蠕變與松弛對巖石變形的影響在應力長期作用下，即使應力在常溫常壓的短期試驗的屈服極限之下，巖石也會發生緩慢的永久變形，這種與時間相關的變形稱之為蠕變。松弛那么是指當應變保持不變時，隨著時間的增加而應力逐漸減小的現象。許多實驗說明，隨著時間的僧加，可使巖石表現出流變特征，蠕變與松弛可使巖石的彈性強度降低。第四章褶皺褶皺是由巖層中各種面(層面、面理等)的彎曲而反映出來的變形，它是巖石中的塑性變形。第一節褶皺和褶皺要素一、褶皺的根本類型根據褶皺面的彎曲形態進行劃分根據褶皺面的彎曲形態，褶皺有兩種根本類型：背形和向形。背形：指兩側(翼)褶皺面相背傾斜的上凸彎曲。向形：指兩側(翼)褶皺面相向傾斜的下凹彎曲。褶皺面既不上凸又不下凹，而是凸向旁側的彎曲稱之為中性褶皺。根據褶皺形態和組成褶皺的地層進行劃分：可將褶皺劃分為兩種根本類型——背斜和向斜。背斜：核部由老地層組成，兩翼由新地層組成，巖層凸向地層變新方向彎曲的褶皺為背斜。向斜：核部由新地層組成，兩翼由老地層組成，巖層凸向地層變老方向彎曲的褶皺為向斜。褶皺的露頭特征背斜：由中心(核部)向兩側(翼)，組成褶皺的巖層從老到新對稱重復。向斜：由中心(核部)向兩側(翼)，組成褶皺的巖層從新到老對稱重復。二、褶皺要素核(部)：指褶皺中心部位的巖層。翼(部)：指褶皺兩側比擬平直的巖層。拐點：相鄰背斜和向斜的共用翼的褶皺面常呈“S”形彎曲，褶皺面不同凸向的轉折點稱之為拐點。翼間角：指正交(橫剖面或橫切面)剖面上兩翼間的夾角(見圖)。園弧形褶皺的翼間角是指通過兩翼上兩個拐點間的切線之間的夾角。轉折端：指褶皺由一翼過渡到另一翼的那局部。樞紐：指單一褶皺面上最大彎曲點的連線。脊線和槽線：同一褶皺面上沿背斜最高點的連線為脊線；而沿向斜最低點的連線為槽線。軸面：各相鄰褶皺面的樞紐連成的面稱之為軸面。軸面是一種假想的標志面，它可以是平面，也可以是彎曲的面。軸跡：軸面和地面或任何平面的交線為軸跡。三、褶皺的波長與波幅描述一個褶皺的大小往往用褶皺的波長和波幅來表示。在正交剖面上，連接各褶皺面的拐點的連線稱褶皺的中間線；褶皺的波長(W)是指一個周期波的長度，即等于兩個相間拐點之間的距離；波幅(A)是指中間線與樞紐點之間的距離。第二節褶皺的幾何形態及褶皺一、褶皺的的描述形態園柱狀褶皺具有由一條直線平行自身移動而成的彎曲面的褶皺稱之為園柱狀褶皺。此類褶皺的軸線與樞紐線相互平行且為直線。非園柱狀褶皺除園柱狀以外的褶皺均為非園柱狀褶皺。二、褶皺的形態描述(一)剖面上的描述根據轉折端的形態進行描述褶皺轉折端的形態有園弧狀、尖棱狀、箱狀等、椐此可將褶皺描述成如下幾種。根據翼間角的大小進行描述①、平緩褶皺：翼間角(α)為120°＜α＜180°。②、開闊褶皺：翼間角(α)為70°＜α＜120°。③、中常褶皺：翼間角(α)為30°＜α＜70°。④、緊密褶皺：翼間角(α)為5°＜α＜30°。⑤、等斜褶皺：翼間角(α)為0°＜α＜5°。根據褶皺軸面和兩翼巖層產狀來進行描述可將褶皺描述為以下幾種類型。①、直立褶皺：褶皺軸面近于直立，兩翼巖層傾向相反，傾角相近。②、斜歪褶皺：褶皺軸面傾斜，兩翼巖層傾向相反，傾角不等。③、倒轉褶皺：褶皺軸面斜歪，兩翼巖層傾向相同，一翼倒轉。④、平臥褶皺：褶皺軸面近于水平，兩翼巖層一翼正常，一翼倒轉。⑤、翻卷褶皺：為軸面彎曲的平臥褶皺。根據褶皺的對稱性來進行褶皺描述可將褶皺描述成以下幾種。①、對稱褶皺：褶皺軸面與褶皺包絡面垂直，且兩翼地層的長度和厚度根本相同。②、不對稱褶皺：褶皺軸面與褶皺包絡面斜交，兩翼地層的長度和厚度不等。在不對稱褶皺中，往往于兩翼一些軟弱夾層內發育一系列次級小褶皺(或稱之為附屬褶皺)。這些附屬褶皺常呈“S”、“Z”和“M”型。它們通常有明顯的分布規律。在橫切褶皺的觀察面上，面向褶皺樞紐的傾伏方向，如背斜的左翼為長翼(緩翼)，附屬褶皺往往為順時針旋轉的“Z”字型，而短翼(陡翼)的附屬褶皺那么多為“S”型；轉折端為“M”型。反之，如背斜的右翼為長翼(緩翼)，發育于其中的附屬褶皺為“S”型，而短翼(陡翼)那么多發育“Z”字型褶皺。(二)褶皺的平面輪廓根據褶皺中同一褶皺面在平面上出露的縱向長度和橫向寬度之比，可將褶皺描述為如下幾種。①、等軸褶皺：L：W≈1：1的褶皺為等軸褶皺，其中，等軸背斜稱之為穹窿；而等軸向斜那么稱為構造盆地。②、短軸褶皺：L：W=3：1的褶皺為短軸褶皺，該類褶皺的樞紐向兩端傾伏。③、線狀褶皺：L＞＞W的各類褶皺稱為線狀褶皺。第三節褶皺的類型及其組合型式一、根據組成褶皺的各褶皺層的厚度變化進行分類平行褶皺褶皺中各褶皺面作平行彎曲的褶皺。其特點有：①、同一褶皺層在褶皺的不同部位的厚度是一致的，故又稱為等厚褶皺；②、褶皺具有同一曲率中心，故又稱為同心褶皺；③、由褶皺中心向外，各褶皺面的曲率半徑逐漸增大，曲率那么逐漸變小，巖層產狀即隨之變緩，反之，自褶皺兩翼想核部，曲率不斷增大。根據物質平衡原理，一個褶皺層在彎曲過程中要保持厚度不變，褶皺面的幾何形態必然要隨深度變化而改變曲率。順褶皺軸向下，褶皺面的彎曲將越來越緊密，甚至變為尖棱褶皺；再那么，由于要調整褶皺層的向心擠壓，在褶皺軸部會出現復雜的次級小褶皺和逆沖斷層，再向下即消失于某些滑脫面上。順軸面向上那么相反。相似褶皺相似褶皺指的是組成褶皺的各褶皺面作相似彎曲的褶皺。在相似褶皺中，各褶皺面的曲率相同，但無共同的曲率中心。褶皺的形態隨深度變化仍保持一致，但各褶皺層的厚度發生了有規律的變化，即兩翼變薄而轉折端變厚。二、根據組成褶皺各褶皺層面的幾何關系分類協調褶皺褶皺中各褶皺面彎曲的形態一致或作有規律的變化，其間沒有明顯的不協調現象者稱之為協調褶皺。平行褶皺的相似褶皺都是協調褶皺。不協調褶皺褶皺中各褶皺面彎曲的形態彼此有明顯不同，以至發生了突變者稱之為不協調褶皺。最典型的不協調褶皺是底辟構造。不協調褶皺的形成，是由于組成褶皺各層的巖性和厚度不同而導致其不同部位受力不均等原因所致。三、Rickard(1971)的褶皺分類Rickard(1971)在總結了前人的褶皺分類的根底上，提出了根據褶皺軸面產狀和樞紐產狀的定量分類，即根據褶皺的軸面傾角、樞紐的傾伏角和側伏角三個變量來進行三角圖解，近而進行褶皺分類。Rickard褶皺位態分類簡表類型軸面傾角樞紐傾伏角直立水平褶皺80—900—10直立傾伏褶皺80—9010—80傾豎褶皺80—9080—90斜歪水平褶皺10—800—10斜歪傾伏褶皺10—8010—80斜臥褶皺10—8080—90(側伏角)平臥褶皺0—100—10四、Ramsay(1967)的褶皺分類Ramsay(1967)根據褶皺面的相對曲率，提出了一套形態分類，他將褶皺面的曲率變化用等斜線來表示，所謂等斜線即為褶皺正交剖面上褶皺層的上下界面的相同傾斜點的連線。等斜線的作法如下：(1)、在褶皺正交剖面或照片上，用透明紙描出各褶皺層的跡線，并準確地畫出褶皺的軸跡。(2)、以軸跡的垂線為基準線，用三角板和量角器，按一定的角度間隔(如5°和10°)畫出兩相鄰褶皺面的切線。(3)、將相鄰褶皺面的等斜切點連接起來即為等斜線。Ramsay根據一個褶皺的等斜線樣式將褶皺分為三個大類：第一類：褶皺的等斜線向內弧收斂，內弧的曲率大于外弧曲率。根據厚度變化，又可將Ⅰ類分為三個亞類，即：Ⅰa、褶皺層厚度在樞紐局部比翼部要小，為頂薄褶皺。Ⅰb、褶皺層各局部的厚度一致，為平行褶皺、等厚褶皺。Ⅰc、樞紐處厚度變化比翼部略大，是平行褶皺(Ⅰb)與相似褶皺(Ⅱ)間的過渡類型Ⅰ。第二類：褶皺的等斜線相互平行，內、外弧曲率相同，這類褶皺的典型是相似褶皺。第三類：等斜線向外弧頂收斂，外弧曲率大于內弧曲率。五、同沉積褶皺與底辟構造同沉積褶皺：即在巖層沉積過程中逐漸變形而成的褶皺。這種褶皺具有以下幾個特點：①、兩翼地層的傾角上陡下緩。②、褶皺一般較為開闊。③、如使背斜，其頂部巖層會變薄(可缺失層位)，向兩翼那么層厚逐漸加大。背斜的頂部為淺水的粗粒沉積物。④、如是向斜，其中心部位巖層的厚度最大。向斜中心為深水細粒沉積物。底辟構造和巖丘底辟構造是地下高韌性的物質，如巖鹽、石膏、粘土、煤層等在構造應力作用下，或因物質的密度差引起的流動過程中，向上流動并擠入上覆巖層中而形成的一種構造，如巖漿侵入圍巖形成的巖漿底辟。造成底辟作用的原因是由于地下高韌性物質為核心的向上的擠入作用。因此，底辟構造由三局部組成：即底辟核；核上構造和核下構造三局部。底辟核為高韌性局部，往往形成很復雜的褶皺；核上構造一般是開闊的短軸背斜或穹隆構造，多被正斷層所切割；核下構造通常簡單平緩。如底辟核由巖鹽類物質組成，那么稱之為巖丘構造。巖丘具有重要的工業價值，其內核本身就是鹽類礦產，核部周圍以及核部與上覆巖層的接觸帶往往富含油氣等礦產。六、褶皺的組合形式(一)、阿爾卑斯型褶皺(Alpinotypefolds)１、阿爾卑斯型褶皺的特點阿爾卑斯型褶皺又稱全形褶皺和地槽型褶皺、線狀褶皺等，其特點是：①、一系列線狀褶皺成帶分布；②、所有褶皺的走向根本一致并與構造帶的延伸方向一致；③、在整個褶皺帶內，背斜和向斜呈連續波狀，并且同等發育；④、不同級別的褶皺往往組合成巨大的復背斜和復向斜。(歐洲阿爾卑斯山脈西起法國西南部，經瑞士和德國南部、意大利北部、東奧地利維也納等地。山脈整體呈北西向弧形。山脈全長1200公里，一般寬120—200公里，最寬達300公里。平均海拔為3000米，主峰勃郎峰海拔為4807米)。２、復背斜與復向斜①、復背斜：是指背斜的兩翼被一系列次級褶皺復雜化了的大型背斜。②、復向斜：是指向斜的兩翼被一系列次級褶皺復雜化了的大型向斜。③、復背斜與復向斜的特征：組成復背斜和復向斜的次級褶皺大多是比擬緊密的，自復背斜核部向兩翼，次級褶皺常由直立—斜歪—倒轉—平臥。即次級褶皺的軸面往往呈有規律的排列，其往往構成扇形和反扇形兩種。3、阿爾卑斯型褶皺的分布阿爾卑斯型褶皺主要分布于地槽區，其名稱即來自阿爾卑斯褶皺帶。(二)侏羅山式褶皺(Jura-typefolds)侏羅山式褶皺又稱過渡型褶皺和滑脫褶皺，是一類由于地層內的層間滑動引起的與基底無關的褶皺。其代表性構造是隔檔式褶皺和隔槽式褶皺(侏羅山位于法國和瑞士邊界，山脈呈北東—南西向，略呈弧形，山脈長300公里，海拔高約1000米)。1、隔檔式褶皺：又稱梳狀褶皺，其是由一系列相互平行的背斜和向斜相間排列而成，其中背斜緊閉而狹窄、發育完整、呈線狀延伸；而背斜間的向斜那么平緩開闊，四川的川東即為這種類型，歐洲的侏羅山和美國的阿巴拉契亞亦是隔檔式褶皺，侏羅山式褶皺的由來即為歐洲的侏羅山。2、隔槽式褶皺：與隔檔式褶皺相似，其也是由一系列相互平行的背斜和向斜相間排列而成，其中向斜緊閉而狹窄、發育完整、呈線狀延伸；而向斜間的背斜那么平緩開闊。貴州的黔南和黔北地區的褶皺即為這類褶皺3、隔檔式和隔槽式褶皺的特征其共同的特征有兩個：其一是一個褶皺群的變形強度明顯不同，一類緊密而另一類開闊。另一個特征是根據歐洲侏羅山區和美國阿巴拉契亞等地區的地質和地球物理研究結果證明，在這些隔檔式褶皺和隔槽式褶皺之下普遍存在一個與基底脫開了的滑脫面，故又稱其為滑脫褶皺和薄皮褶皺。4、侏羅山式褶皺的分布侏羅山式褶皺主要分布在前陸盆地內，前陸盆地即具有陸殼性質的盆地或弧后盆地(弧后前陸盆地)。(三)日爾曼式褶皺日爾曼式褶皺又稱斷續褶皺和自形褶皺及地臺型褶皺等。這類褶皺主要發育于構造變形相對較為輕微的地臺地區，其特征是褶皺多呈孤立分布，以拉長的卵圓形穹窿及拉長的短軸背斜為主。褶皺翼部的巖層傾角極緩，甚至近于水平，但規模可以很大。向斜和背斜不等同發育，空間上的展布無一定方向性。如有成群出現者，其可呈有規律的定向排列，多呈雁行式(雁列式)。所謂雁行式即為一系列呈平行斜列的短軸背斜和向斜，它可以由不同規模和級別的背斜和向斜構成，是褶皺構造的一種常見的組合型式。第四節褶皺的成因根據引起褶皺的作用力方式，將褶皺的形成機制分為縱彎褶皺作用和橫彎褶皺作用兩種。縱彎褶皺作用是指引起巖層褶皺的作用力平行于巖層層面，作用力的作用方式為擠壓，即巖層的彎曲是由于受擠壓而失穩、進而使巖層產生彎曲，力學上稱之為屈曲。橫彎褶皺作用指的是作用力垂直于巖層層面而使巖層發生彎曲的褶皺作用，在受力巖層為水平狀態時，其作用力為垂向應力。一、縱彎褶皺作用縱彎褶皺作用使巖層發生彎曲的方式有兩種，即彎滑作用和彎流作用。1、彎滑作用(彎滑褶皺作用機制)指一系列巖層通過層間滑動而使其彎曲成褶皺的作用。其有如下特點：①、被褶皺巖層各單層有自己的中和面，而整個褶皺沒有統一的中和面，各相鄰層間保持平行關系，各層的真厚度在褶皺的各部位根本一致—平行褶皺。②、褶皺作用引起的層間滑動是有規律的，并在褶皺的不同部位有一系列伴生構造發育。a、在背斜中，各相鄰的上層相對向背斜轉折端滑動，下層那么相反；b、由于順層的剪切滑動作用，相對較強硬的巖層在翼部可形成旋轉節理、同心節理和層間破碎帶等；c、由于順層滑動，在層面上還可留下一系列與樞紐垂直的擦痕；d、由于兩翼地層的層間滑動，在轉折端容易形成虛脫空間。③、當兩能干巖層間夾有軟弱夾層時，在層間滑動(順層剪切作用)過程中，軟弱層中將形成層間次級小褶皺，在褶皺的不同部位，這些層間小褶皺分別為“S”型“Z”字型和“M”型，并可以用這些附屬次級小褶皺的軸面與上下褶皺面間所夾銳角來指示上下褶皺層的相對滑動方向。巖性差異與小構造特點巖石韌性很小時形成張裂。巖石韌性中等時，形成剪裂巖石韌性大時，形成劈理2、彎流作用在順層剪切滑動過程中，在一些軟弱物性層內，可以發生物質流動現象，這種褶皺層內的物質流動是受上下層面控制的，其具有以下特征。①、流動方向：自褶皺翼部向轉折端流動，其結果使得流動的褶皺層在翼部層厚減薄而在轉折端加厚，從而形成相似褶皺和頂厚褶皺。②、當軟硬巖層相間時，能干巖層難以發生流動，其保持平行褶皺形態。而非能干巖層(軟弱層)那么容易發生流動而使得物質從兩翼流向轉折端并充填虛脫空間，形成與能干層不同的頂厚褶皺。③、當能干層間發育一大層軟弱層時，物質流動的方式并非順層理產生層間流動，其往往在主褶皺的不同部位形成一系列附屬褶皺(即“S”型“M”型和“Z”字型)，這些附屬褶皺也顯示了物質的流動方向即上下層的相對滑動方向。④、在軟弱層流動的過程中，有線理、劈理或片理等小構造發育，其間的脆性薄塊或夾塊會形成透鏡體。二、橫彎褶皺作用巖層受到與巖層層面垂直的外力作用而產生的彎曲稱之為橫彎褶皺作用，基底的斷塊抬升所形成的褶皺、同沉積褶皺和底辟構造、巖丘等均為橫彎褶皺作用的結果。其具有如下特點：1、受褶皺的巖層整體處于拉伸狀態，各層均無中和面。2、由于褶皺頂部受到強烈的拉伸，因此，如果被拉伸的巖層具有韌性，其可被拉薄成頂薄褶皺，脆性巖層那么容易被拉斷成斷層而到達減薄的效果，斷層往往為地塹和放射狀或環狀等。3、在同沉積褶皺中，背斜表現為水下隆起，向斜表現為水下凹陷，從而會因水深的不同而形成沉積相和沉積厚度的改變，背斜頂部為淺水相的粗粒物，而向斜中心那么為細粒沉積物。4、橫彎褶皺作用過程中亦產生彎流作用，物質的流動方向和縱彎褶皺作用相反，即自轉折端向兩翼流動，附屬次級褶皺的軸面與褶皺面間所夾銳角所指運動方向也與縱彎褶皺作用相反。四、其他褶皺作用1、剪切褶皺作用剪切褶皺作用又稱為滑褶皺作用，是巖層沿著一系列與層面交切的密集劈理面發生不均勻剪切而成的“褶皺”，此時原始層面S0在褶皺作用過程中不再起控制作用，只可作為滑動作用的標志，故又稱為被動褶皺作用，其具有如下特點：(1)、在橫剖面上，平行軸面(亦為滑動面)方向量得的褶皺不同部位的“褶皺層”的“厚度”根本相等，故其是一種典型的相似褶皺。(2)、不是巖層的真正彎曲，其是密集發育的劈理和面理因差異性滑動而形成的褶皺外貌，因此，此類褶皺往往發育于劈理發育的變質巖區。它與彎滑作用的區別有如下幾個方面。①、滑動面不是原生的而是次生的變形面；②、滑動方向不是順層的而是切層的；③、滑動作用不限于層內，不受層面控制，而是穿層的。2、柔流褶皺作用柔流褶皺作用是一種固態流變下的褶皺作用，往往發育于高韌性和低粘度的巖石中，巖石可以呈類似粘性流體的粘滯性流動。前述巖丘核部即是一種典型的柔流褶皺作用。五、壓扁作用對縱彎褶皺的影響壓扁與層的彎曲存在此消彼長的關系，可形成無根鉤狀褶皺-香腸化-無根鉤狀褶皺-構造置換第五節褶皺構造的觀察與研究褶皺的觀察與研究可以在地質填圖和各種地質勘察中進行。根據所觀察資料并結合其他已有資料來進行綜合研究，其目的是查清褶皺的形態、產狀和組合特征、探討褶皺的形成機制，其最終目的是為生產實踐效勞。一、褶皺的形態研究1、區域構造概況的了解在對一個地區進行褶皺構造進行研究時，首先應該對研究區的區域構造情況進行了解。這些可以根據研究區小比例尺的地質圖和其他區域資料及航、衛片等資料進行綜合分析之。如前褶皺組合規律所介紹，在地殼的不同構造單元內，所形成的褶皺其組合類型是各不相同的，因此，通過對區域構造屬性的了解，可推斷出將進行研究區域可能出現的褶皺類型。甚至還可根據區域構造格架來了解研究區的褶皺軸線方向等。2、查明地層層序(1)、區別次生的面理與層理。(2)、建立地層層序(應特別注意相變)。(3)、確定地層的正常與倒轉。3、褶皺幾何形態的觀察與研究(1)、軸面和樞紐產狀的測定(小者直接測取，大者用赤平投影方法求取)。(2)、系統測量不同層位和褶皺不同部位的巖層產狀和厚度，確定褶皺的類型，如平行褶皺、相似褶皺、頂厚褶皺、頂薄褶皺等。(3)、褶皺轉折端的研究：無論褶皺兩翼的巖層是否倒轉，轉折端巖層的層序一般都是正常的，借此還可判斷層序的正常與倒轉和確定褶皺的類型。(4)、褶皺在平面上的露頭觀察與研究。(5)、繪制褶皺剖面圖，了解褶皺的立體形態，復雜地區還要繪制褶皺的正交剖面，一般作圖切剖面。二、褶皺形態的縱深變化研究1、好的露頭情況下，直接觀察。2、通過褶皺形態進行推測。3、利用物探資料進行分析和計算。4、利用平衡剖面法求取褶皺消失深度上的底板斷層。式中：D為深度，AX為面積。三、褶皺的小構造研究與褶皺相關的小構造包括附屬小褶皺、節理與斷層、擦痕與破碎帶、劈理與線理等。(1)、小褶皺(次級附屬褶皺)：利用褶皺中不對稱的附屬小褶皺來對褶皺進行分析研究。(2)、斷層與節理：在褶皺的不同部位，往往有不同性質的斷層和節理發育。(3)、劈理與線理：強烈擠壓下，沿軸面可有軸面劈理發育，而縱彎褶皺作用過程中的層間滑動往往會留下擦痕。可根據這些小構造來判定褶皺的部位和形成機制。四、褶皺形成時代確實定1、利用不整合來確定褶皺的形成時代，即根據卷入褶皺地層的時代來判定褶皺的形成時間。(1)、下彎上不彎，褶皺形成于彎曲了的最新地層與未彎地層之間這一時段。彎與不彎地層間往往為一不整合面。(2)、上下地層均發生了彎曲，但兩者之間的彎曲是不協調的，不協調面往往為不整合面，它將兩次褶皺作用區分開來。2、巖性及厚度分析法對同沉積褶皺而言，可用巖性和厚度來判定褶皺的不同部位；反之，也可根據巖性和厚度變化的規律來判定是否是同沉積褶皺和探討其褶皺成因。第五章節理節理是巖石中的裂縫，是沒有發生明顯位移的斷裂。節理對礦產和地下水的分布都是有重要的影響的。第一節節理的分類一、根據節理與相關構造的關系進行分類(1)、根據節理的產狀與巖層產狀的關系進行分類走向節理：節理走向與巖層的走向大致平行的節理。傾向節理：節理走向與巖層走向直交的節理。斜向節理：節理走向與巖層走向斜交的節理。順層節理：節理面與巖層層面大致平行的節理。(2)、根據節理走向與褶皺軸向的關系進行劃分縱節理：節理走向與褶皺軸向大致平行的節理。橫節理：節理走向與褶皺軸向直交的節理。斜節理：節理走向與褶皺軸向斜交的節理。二、節理的力學性質分類剪節理與張節理。(1)剪節理剪節理是有剪應力作用而產生的破裂面，其具有如下特征。產狀穩定，沿走向延伸較遠。節理面光滑平直，有時具有剪切滑動留下的擦痕。遇礫石是切穿礫石而過。常為共軛的X型節理，將巖石切割成菱形，棋盤格式狀或柱狀，往往具有等距性。尾端變化：由于剪節理具有共軛發育的特征，因此，在剪節理的尾端，往往形成菱形結環(其變種為節理叉與尾折)這些菱形結環其實是有兩組共軛的X型節理組成。主剪裂面往往由羽狀微裂面組成，主剪裂面與微裂面之間的交角一般為10°—15°，相當于巖石內摩擦交的一半。其與主剪裂面之間所夾銳角指示本盤的運動方向。共軛的X型節理是一種典型的剪節理，兩組剪節理的夾角即為共軛剪裂角，他與主應力軸σ1的關系為，交平分線的方向即為最大主應力軸σ1的方向，在野外，可以用這種共軛節理來實地判定最大主應力軸σ1的方向。(2)張節理張節理是在張應力作用下形成的破裂面。其具有如下特征。產狀不穩定，延伸不遠，單條節理短而彎曲，常呈側列狀產出。節理面粗糙，一般無擦痕。節理遇礫石時繞礫石而過。節理多開口，一般被物質充填，脈寬變化大，脈壁不平直。節理的尾端往往呈不規那么的樹枝狀、各種網絡狀，有時其追蹤X型節理形成鋸齒狀。由于其是張應力作用的結果，故也常成同心園狀、放射狀等，也有單列的或共軛的雁列式張節理。特征比照剪節理張節理產狀穩定，延伸遠產狀不穩定，延伸不遠平直光滑，有擦痕和羽裂彎曲粗糙，無擦痕出現在砂、礫巖中，一般出現在砂、礫巖中，常繞切過砂礫和膠結物過砂、礫未充填時，是閉合的縫多張口，一般被充填一般是共軛“X”型節理系樹枝狀，鋸齒狀，雁列狀等剪應力產生張應力產生三、節理的分期配套1、節理的分期根據節理間的相互交切關系，可將節理形成的先后順序建立起來，對節理進行分期，常根據以下幾種交切關系來進行劃分。錯開：當一組節理被另一組節理切斷并錯開時，被錯斷的節理先形成，未被錯斷者后形成。限制：當一組節理的延伸受另一組節理所限制時，起限制作用的節理先形成而被限制的節理后形成。互切：當兩組節理同時存在又相互交切并互有錯斷時，該兩組節理為同時形成的節理。追蹤：節理的追蹤往往表現為早期的X型節理被晚期的張節理追蹤，即被追蹤者早形成，追蹤者后形成。2、節理的配套節理的配套是在節理分期的根底上進行的，根據節理的分期來進行配套，即同期形成的節理往往為同一應力場作用的結果，將不同期次形成的節理進行分組(系)并進行配套組合。X型節理：從剪切破裂理論可知，共軛的X型節理是同一應力場作用的結果，因此，可用X型節理進行構造應力場分析，當一個區域內有兩組節理可以配套成X型節理時，便可用它來進行構造應力場分析。利用剪節理的尾端變化來進行X型節理配套：由于剪節理尾端的菱形結環其實是有兩組共軛的X型節理組成，因此可用其進行X型節理配套。利用節理的相互切錯來判定節理的共軛關系：相互交切(互有切錯)的兩組節理往往為同一構造應力場作用的結果，仔細觀察，其往往具有共軛關系。利用節理的追蹤來進行X節理配套：有的張節理往往追蹤共軛的剪節理發育，在進行節理分析是，也可用其來進行配套。四、雁列節理定義：雁列節理是一組呈雁行斜列式排列的節理。雁列帶：雁列節理呈帶狀分布的空間范圍稱為雁列帶。雁列面：指穿過各單脈中心而平分雁列帶的中心面，雁列面的產狀代表雁列帶的產狀。雁列軸：指雁列面在雁列帶橫切面上的跡線。雁列角：單脈與雁列面所夾的銳角為雁列角()。根據統計，雁列角主要有兩個頂峰值，即45°和10°左右，前者為張裂型，是剪切作用下的派生張節理。后者為剪裂型，是由剪切作用中與主剪裂面成小角度相交的微剪羽裂發育而成。雁列脈的表現主要有有兩種形式。左階式：順節理走向觀察，遠側節理向左側錯列或在近端重疊時為左階。右階式：順節理走向觀察，遠側節理向右側錯列或在近端重疊時為右階。左階式和右階式可以共生，形成共軛的雁列脈。單脈的形態單脈的形態有兩種，即平直型和S型。平直型：節理平直，狹窄而延伸長者多為剪節理。S型：節理中段寬而兩端窄者多為張節理。五、縫合線構造過去認為，縫合線構造都是平行層理的，是壓溶作用的結果，是成巖作用過程中的產物。近年來的研究證實，縫合線構造不僅平行于巖層層面分布，而且還可與層面垂直或斜交。它們是先裂縫后壓溶而成，是構造作用的產物。第二節與相關構造有關的節理一、與褶皺有關的節理與褶皺有關的節理有以下四種：1、平面X節理：當巖層在水平側向擠壓應力作用下，在巖層尚未發生彎曲之前，往往先形成一對直立的共軛剪節理。因其形成較早，故又稱其為早期平面X節理。其時各應變軸的方位為；B軸直立，A、C軸水平。兩組節理在平面上呈X形叉，如按節理走向與巖層褶皺后的樞紐方向的關系，又可將其稱之為斜剪理，兩組節理所夾的銳角平分線為擠壓(C軸和σ1)方向，而鈍角平分線即為褶皺的樞紐(A軸和σ3)方向。2、剖面X節理：在擠壓持續作用下，當巖層的褶皺發生到一定程度時，最大的拉長方向(A軸)即由原來的水平位置轉到直立位置，而B軸那么由原來的直立位置變為水平并與褶皺的樞紐方向一致，此時便產生另一對X節理，兩組節理的交線(B軸)平行于褶皺的樞紐方向，在剖面上呈X狀交叉，故稱其為剖面X節理。這兩組節理的走向均平行于褶皺的樞紐方向，故又可稱其為縱剪節理。根據銳角平分線指向擠壓方向的規律，兩組剖面X節理的傾角一般均比擬平緩。3、橫張節理：橫張節理往往發育于巖層彎曲之前，常追蹤早期的平面X節理而呈鋸齒狀延伸，它是由于沿褶皺樞紐方向的張應力作用而產生的，因此，鋸齒狀張節理總的走向仍舊垂直于褶皺的樞紐方向。發育于巖層褶皺后的橫張節理有兩種情況，一是在向斜核部，往往追蹤晚期的平面X節理而呈鋸齒狀延伸；另一種情況那么是發育在背斜的一端或明顯傾伏的兩端，同樣反映了沿樞紐方向的拉伸應變，所以這種橫張節理的方位也是垂直于樞紐方向的，但其不呈鋸齒狀延伸；節理面與巖層的層面垂直，節理面的傾斜方向與樞紐的傾伏方向相反，兩者的傾角互為余角關系，因此，可以用這種橫張節理的傾斜來推斷該地段褶皺樞紐的傾伏方向與傾伏角4、縱張節理：縱張節理的發育與背斜上層(中和面之上)拱彎局部的局部張應力作用有關，其走向平行于褶皺的樞紐方向，節理面垂直于層面，并常呈上寬下窄的楔狀開口，一般在脆性巖層中發育較好，但沿走向延伸不遠。縱張節理也可追蹤背斜拱彎部位的兩組晚期平面X節理而呈鋸齒狀延伸。二、與斷層有關的節理羽狀張節理：一般是斷層活動時派生應力活動的產物。節理呈羽狀斜列，常與斷層呈銳角相交，與斷層所交的銳角指示斷層本盤的運動方向。羽狀張節理與斷層的關系所反映的應力狀態是：節理與斷層面的交線代表σ2方向，與張節理垂直的方向代表σ3方向，σ1垂直于σ2并位于張節理面上。伴生剪節理：在形成斷層的統一應力場下，可以形成兩組剪節理，其中一組與斷層面平行，而另一組那么與斷層斜交。在理想情況下，兩組節理所夾的銳角平分線代表σ1方位。在正斷層中，σ1直立；而在逆斷層中，σ1水平并與斷層走向直交；在平移斷層中，σ1水平并與斷層走向于小于45°的交角相交。派生剪節理：斷層兩盤相對運動引起的派生應力場，也可以形成兩組剪節理(S1和S2)，其中S1節理組與斷層面呈大角度相交，一般不太發育，方位也不太穩定，不易用來判別斷層兩盤的相對運動方向。另一組節理(S2)與斷層面呈小角度相交，其交角一般不超過15°，相當于剪切羽列，與斷層所交銳角指示本盤的運動方向。三、與區域構造有關的節理在地殼表層廣闊地區呈規律性展布的節理稱之為區域節理，區域節理又往往與局部的斷層的褶皺等有成因聯系。區域節理有如下一些特點。1、發育面廣，產狀穩定。2、節理的規模大，間距也大，延伸長，可以切穿不同的巖層。3、常構成一定的幾何形式。第三節節理的野外觀察一、觀察點的選擇選擇節理的觀察點應遵循如下一些原那么。露頭良好，最好能在三度空間觀測，其露頭面積一般不小于10m2，以便進行大量的測量。構造特征清楚，巖層產狀穩定。節理比擬發育，組系和相互關系比擬清楚。觀察點應選在構造上的重要部位，并在不同的構造層、不同巖系和不同巖性層中都應布點。二、觀測內容地質背景的觀測：包括構造層及其組成；地層的產狀；巖性及其成層性；褶皺和斷層的特點以及測點所在的構造部位等內容。節理的分類和組系劃分：對節理要進行分類和組系劃分，如有主節理發育，應區分出主節理和一般的節理。節理的分期和配套節理發育程度的研究：①、密度：U=n/m，即節理法線方向上單位長度(m)內的節理條數(n)；②、節理的裂縫度：G=Ut，即節理密度(U)與節理平均間距(t)的乘積。節理的延伸節理的組合型式觀測。節理面的觀察：包括節理面的形態和結構細節；節理的平直程度；節理面上是否有擦痕和羽狀裂隙等。節理的充填情況。三、節理的記錄,通常為填寫節理統計表，其內容和格式如下：節理統計表點號及位置地層時代、層位及巖性巖層產狀和構造部位節理產狀節理組系及其力學性質和相互關系節理的分期與配套節理密度節理面特征及充填物備注第六章斷層1、斷層的概念斷層是指發生了明顯位移的破裂面。2、斷層研究的意義斷層是地殼運動留下的記錄，因此，研究斷層可以揭示地殼運動的規律。在生產實踐中，斷層既可起到建設性的作用，也可起到破壞性的作用。如在成礦作用過程中，斷層既可以是成礦物質的運移通道，而又可以是成礦物質聚集的容礦空間，這些是對成礦有利的方面；但斷層也可以將礦體切斷錯開，而使礦體被破壞......。3、地殼中斷層的層次性(1)、從斷層的傾角方面，斷層的層次性表現為：淺部斷層的傾角多較高，而深部那么多變平緩，規模大的巖石圈斷層往往要到地幔頂部方才變平，小規模的斷層往往在上部地殼或蓋層中即變平并消失。(2)、從斷層巖石的變形機制方面，斷層的層次性表現為：在地殼淺部，斷層的變形往往以脆性變形為主，而在深部那么往往以韌形變形為主，韌性變形與脆性變形的轉換深度大約在10公里左右，這要取決于受變形的物質和其它條件。第一節斷層的幾何要素和位移一、斷層的幾何要素1、斷層面和斷層帶斷層面是指將巖塊或巖層斷開并籍以滑動的破裂面。一條斷層一般往往不是一個單一的面，它通常由數個面組成一個帶，即斷層帶。斷層面和斷層帶的空間位置由走向、傾向和傾角三要素確定。斷層面的產狀即為斷層和斷層帶的產狀。斷層面的產狀往往不穩定，一條斷層在不同的地段在走向、傾向和傾角上都會有所變化。2、斷盤斷盤指的是斷層面兩側沿斷層面發生位移的巖塊。根據不同的參照，斷盤有如下不同的稱謂。①、根據斷盤與斷層面的相對位置，可將斷盤分為上盤和下盤。②、根據斷盤與斷層走向間的方位關系，可用斷盤與斷層面間的相對方位來劃分斷盤，如有北東盤、南西盤、北西盤和南東盤等劃分。③、根據斷層兩盤的相對滑動位移，有上升盤和下降盤之分。3、斷層線斷層線是指斷層面與地面的交線，即斷層在地面的露頭線。斷層線在地形圖上的表示受“V”字形法那么控制。二、斷層的位移1、斷層的位移方式斷層的位移方式有兩種，即直移運動和旋轉運動。(1)直移運動：斷層兩盤的運動為一種平行運動，沒有旋轉，斷層兩盤上未斷前的平行線，發生斷層后仍為平行線。(2)旋轉運動：斷層兩盤以斷層面法線為軸發生了相對的滑動位移，此時斷層前的平行線斷層后就不平行了。2、滑距斷層的滑距指的是斷層兩盤實際位移的距離，根據觀察方向的不同，有如下幾種滑距之分。總滑距：指斷層前與斷層后兩點間的真正位移。走向滑距：指總滑距在斷層面走向上的分量。傾向滑距：指總滑距在斷層面傾斜線方向上的分量。水平滑距：指總滑距在水平面上的投影長度。3、斷距斷距指的是被錯斷巖層在兩盤上的對應層之間的相對距離。(1)、在垂直于被錯斷巖層走向方向的剖面上進行觀察，有地層斷距、鉛直地層斷距和水平地層斷距之分。①、地層斷距：指的是斷層兩盤上對應層之間的垂直距離。②、鉛直地層斷距：指的是斷層兩盤上對應層之間的鉛直地層距離。③、水平地層斷距：指的是斷層兩盤上對應層之間的水平距離。(2)、在垂直于斷層走向的剖面上觀察，有視地層斷距和視鉛直地層斷距及視水平地層斷距之分。由于地層的真傾角大于視傾角，故斷層的真斷距永遠大于視斷距。礦山開采中，為設計豎井和平巷的長度，常常采用平錯和落差一類斷距術語。第二節斷層分類一、根據斷層與相關構造的幾何關系進行分類(一)、根據斷層走向與所切巖層走向的方位關系進行分類走向斷層：指的是斷層走向與巖層走向根本一致的斷層。傾向斷層；指的是斷層走向與巖層傾向根本一致的斷層。斜向斷層：指的是斷層走向與巖層走向斜交的斷層。順層斷層：斷層面與巖層的層面、層理等原生地質界面根本一致的斷層，即斷層的產狀與地層產狀根本一致的斷層。(二)、根據斷層走向與褶皺軸向或區域構造線方向之間的幾何關系進行分類縱斷層：斷層走向與褶皺軸向或區域構造線方向根本一致的斷層。橫斷層：斷層走向與褶皺軸向或區域構造線方向根本垂直的斷層。斜斷層：斷層走向與褶皺軸向或區域構造線方向斜交的斷層。二、根據斷層兩盤的相對運動進行分類1、正斷層：指上盤相對下降而下盤上升的斷層。該類斷層的傾角一般較陡，其往往大于45°。大型正斷層往往向地下深處其傾角逐漸變緩，多呈犁式和鏟狀。2、逆斷層：指上盤相對上升而下盤下降的斷層。(1)、高角度逆斷層與逆沖斷層高角度逆斷層：指的是斷層傾角大于45°的逆斷層，其常常產在正斷層發育區。低角度逆斷層：又稱為逆沖斷層，其指的是位移量很大的的低角度逆斷層，斷層傾角往往小于45°，一般在30°左右，位移量一般在數公里(通常為5公里)以上。(2)、推覆體與逆沖推覆構造推覆體(nappe)：指的是大型逆沖斷層上盤從遠處推移而來的外來巖體。因其由外地推來，故又稱為外來體；而由于其常為平板狀，故又稱為逆沖巖席(沖斷巖席)；又由于其位于逆沖斷層面之上，故又稱為上覆體系(巖席)。逆沖推覆構造(thrustandnappetectonics)：指的是逆沖斷層與推覆體的共同組合，它由三局部組成：即上覆巖體(又稱上覆巖席、上覆體系、外來體系和推覆體)、逆沖斷層和下伏體系(又稱原地體系)。逆沖斷層帶常常顯示出強烈的擠壓破碎現象，形成角礫巖、碎粒巖和超碎粒巖等斷層巖以及反映強烈擠壓的揉皺和劈理化等現象。(3)、飛來峰與構造窗飛來峰(klippe)：在逆沖斷層和逆沖推覆構造發育區，如果剝蝕強烈，外來巖塊被大片剝蝕，只在大片被剝露出來的原地巖塊上殘留一小片小片的孤零零的外來巖塊，這些孤零的外來巖塊稱之為飛來峰。構造窗(window，fnester)：當逆沖斷層和逆沖推覆構造發育區遭受強烈侵蝕切割，將局部外來巖塊剝蝕掉而出露下伏原地巖塊時，其表現為在一大片外來巖塊中露出一小片由斷層圈閉的原地巖塊，在地質圖上常常表現為在一大片較老地層中出現一小片由斷層圈閉的較新地層，這種現象稱之為構造窗。3、平移斷層平移斷層指的是斷層兩盤順斷層面走向相對移動的斷層。因其兩盤順斷層的走向產生移(滑)動，故又稱之為走滑斷層。根據斷層兩盤的相對滑動方向，又可將平移斷層進一步命名為右行走滑斷層和左行走滑斷層。平移斷層的斷層面一般較陡甚至直立。習慣上的走滑斷層往往指的是大型的平移斷層，這種劃分并不十分合理，實際上，沿斷層面走向方向產生滑動位移的斷層有三種，即轉換斷層(板塊級別的大型平移斷層)、平移斷層(中小規模的平移斷層，即人們習慣稱謂的平移斷層)、和撕裂斷層(逆沖斷層上盤或逆沖推覆構造上覆體系中斷層走向與逆沖推覆方向一致的平移斷層)。值得注意的是，斷層兩盤的運動往往不是完全順傾向滑動或順走向滑動，而通常是既不順傾向而又不順走向的斜向滑動，于是一條斷層常常同時具有正(逆)斷滑動和平移滑動的性質。對這類斷層的命名往往采取組合命名方法進行命名，如斷層兩盤是以升降運動為主而兼具有平移性質，即稱之為平移—正(逆)斷層；反之，如斷層兩盤的滑動是以平移為主而兼具升降位移，那么稱之為正(逆)平移斷層。正斷層、逆斷層和平移斷層兩盤的相對運動都是直移運動。事實上，有許多斷層常常有一定的旋轉運動。斷層的旋轉有兩種情況，一種是旋轉軸位于斷層的一端，表現為在橫過斷層走向的各個剖面上的位移量不等；另一種是旋轉軸不在斷層端點，表現為旋轉軸兩側的相對位移方向不同，如一側為上升另一側為下降。上述兩種旋轉均使得兩盤中原來一致的產狀不再一致，旋轉量比擬大的斷層，可稱之為樞紐斷層。第三節斷層的形成機制斷層