构造地质学提纲教案Word格式文档下载.docx
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实例3、构造对地下水的控制规律
实例4、地震与构造的关系（全球地震带及唐山地震）
四、从构造地质研究发展史谈当今的地壳构造观
《构造地质学》研究的历史，大体可以分为两个大的阶段，第一阶段为本世纪六十年代前，第二阶段为六十年代至今。
两个阶段的地质学家对地壳构造的形成和地壳运动的规律有截然不同的认识。
1、六十年代以前的地壳构造观
19世纪中到后半叶，美国学者J.Hall（1859）和J.D.Dana（1883）根据他们对世界著名的阿巴拉契亚造山带的研究，提出了垄断地质学界近一个世纪的槽台学说，在这个学说的影响下，人们普遍认为，地壳运动的方式是以升降运动为主，由此而给人们的印象是，地壳构造是由于升降运动引起的"
一刀一刀向下切"
的陡倾断层为主。
2、六十年代至今的地壳构造观
20世纪初（A.J.Wegener，1912《大陆的生成》，1915《海陆的起源》）大陆漂移学说的提出
六十年代初（H.H.Hess，Dietz，1961）海底扩张的提出
六十年代中期（Wilson，1965）转换断层和板块构造理论的提出
20世纪后半叶的COCORP计划、逆冲推覆构造、剪切带和伸展构造研究等
3、薄皮构造观的讨论与实例
①、地球内部构造的成层性与薄皮构造
②、物质平衡和能量平衡与薄皮构造
③、地球物理证据
五、地质构造研究中的几种思维方法
1、拆零-组装法（美，Alvin.Toffler;
Ilya.Prigogine）
2、历史构造分析法
3、构造类比法
4、牛顿的时空观与"
X+Y+Z=A
六、学习方法
热情+远见+行动＝成功
兴趣+计划+行动＝成功
第二章沉积岩层的原生构造及其产状
第一节沉积岩层的原生构造
一、层理及其识别
层理是沉积岩中最普遍的一种原生构造，其包括层面以及岩层内部的成分、粒度、结构、胶结物结构和颜色等特征在剖面上的突变和渐变所显示出来的一种成层性。
（一）层理的分类
根据层理形态及其结构（几何分类）可将层理分为两类，即水平层理和交错层理（波状层理和斜层理），有的教科书上将其分为三类，即水平层理、波状层理和斜层理。
（二）层理的识别标志
1、岩石的成分变化
2、岩石的结构变化
3、岩石的颜色变化
4、岩层层面上的原生构造（如波痕、底面印模、暴露标志等均可作为层理的识别标志）。
二、利用沉积岩的原生构造来鉴定岩层的顶、底面
1、斜层理
斜层理是由一组或多组与主层面斜交的细层组成。
利用斜层理来判别岩层的顶、底板时，其判别特征是：
每组细层理与层系顶部主层面成截交关系，而与层系底部主层面呈收敛变缓而相切的关系，弧形层理凹向顶面。
2、粒级层理
粒级层理又称递变层理，其特点是在一单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细，如底部是砾石或粗砂质，向上可递变为细砂、粉砂，以至泥岩。
3、波痕
波痕有很多种，能用来指示岩层顶底板的主要是对称型的浪成波痕。
浪成波痕有尖棱状的波峰和园弧状的波谷组成，利用波痕来判别岩层的顶底板时，其判别标志是：
尖棱状的波峰指示岩层的顶板，而园弧状的波谷则指示岩层的底板。
4、层面上的暴露标志
①泥裂
②雨痕
5、冲刷面
6、生物标志
第二节岩层的产状、厚度及出露特征
一、地质体的基本产状
（一）几个相关概念的介绍
1、地质体—各种成因的自然岩石体或土质体。
2、面状构造—指地质体中几何的或物理的呈面状的结构面—如岩层层面、断层面、褶皱轴面等。
3、线状构造—指地质体中几何的或物理的具一定方向延长的构造—如断层线、矿物定向排列而成的生长线、擦痕线等。
（二）面状构造的产状要素
产状三要素：
走向—倾斜面与水平面的交线叫走向线，走向线两端延伸的方向即为该平面的走向。
倾向—倾斜平面上与走向线相垂直的线叫倾斜线，倾斜线在水平面上的投影所指的（沿平面向下倾斜的）方位即倾向。
倾角—指倾斜面与水平面之间的夹角（α）。
（三）线状构造的产状要素
倾伏向（指向）—某一线段在空间的沿倾斜方向的延伸方向，即某一倾斜直线在向下倾斜方位上的水平投影线所指示的方向，用方位角或象限角表示。
倾伏角—指直线的倾斜角度，即直线与其水平投影线间所夹之锐角。
侧伏角—当线状构造包含在某一倾斜平面内时，此线与该平面走向线间所夹之锐角即为此线在那个面上的侧伏角（用量角器现场测量）。
侧伏向—就是构成上述侧伏角的走向线的那一端的方位。
产状要素的表示方法：
图示法——长线表示走向，短线表示倾向，数字表示倾角
数字法SE15060
象限法S30E60
（注意其习惯用法！
！
）
倾伏SE12030
侧伏45NE或直接书写为“侧伏向NE，侧伏角45”。
二、岩层的原始产状与水平岩层的露头特征
（一）沉积岩的原始产状
岩层的原始产状即岩层在沉积时的产出状态。
除在盆地边缘、岛屿和礁体附近有局部的原始倾斜产状外，其余大部分区域的岩层的原始产状往往被视为是水平的。
（二）水平岩层的露头特征
1、在层序未倒转的前提下：
岩层的面向——岩层由老变新的方向
2、地质界线——与等高线平行或重合
3、岩层厚度——是其顶底面的高差
4、岩层出露宽度——是其顶、底面的水平距，其大小与岩层厚度和地面坡度有关
三、倾斜岩层的露头特征
岩层——指岩石层面向某个方向倾斜的岩层。
是岩层发生变形的结果－即构造中最基本的、最多见的现象。
倾斜岩层的露头特征—V字形法则
1、当岩层倾向与地形坡向相反时—相反相同
2、当岩层倾向与地形坡向一致，岩层倾角大于地形坡度角时相同相反
3、当岩层倾向与地形坡向一致，岩层倾角小于地形坡度角时相同相同
4、直立岩层：
地质界线不受地形的影响，是一条直线。
第三节地层的接触关系
地层的接触关系分为整合接触和不整合接触两种，其中不整合接触有分为平行不整合和角度不整合。
一、整合接触
定义：
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，岩层的这种接触关系称为整合接触关系。
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。
二、平行不整合接触（又称假整合）
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。
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。
三、角度不整合接触（简称不整合）
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、生物演化不连续性。
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。
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。
四、不整合在地质图上的表示
1、在平面图上的表示
2、在剖面图上的表示
五、不整合的形成过程
1、平行不整合
下降、接受沉积→上升、沉积间断、遭受剥蚀→再下降、再沉积
2、角度不整合
下降、接受沉积→褶皱、断层等变形、变质作用或岩浆作用、上升、沉积间断、遭受剥蚀→再下降、再沉积
六、不整合的观察与研究
1、研究意义
①就构造研究本身
②在岩石地层学方面
③在岩相古地理研究方面
④在矿产研究方面
2、不整合的研究
①确定不整合的存在
标志有：
地层古生物方面的标志、沉积侵蚀方面的标志、构造方面的标志、岩浆活动方面的标志和变质作用方面的标志等。
②确定不整合的形成时代
确定原则为：
下伏地层中最新地层形成之后和上覆地层中最老地层形成以前的时间区段为不整合形成的时代，亦即本次构造运动的活动时间。
③研究不整合的空间展布和类型变化。
第三章地质构造分析的力学基础
第一节应力的概念
一、面力和体力
体力：
物质（岩体）单位重力，与质量成正比。
面力：
岩块间的相互作用力，其作用于物体的表面，故有称之为表面力。
二、应力
应力是在面力和体力作用下引起的，作用于物体内（假设面）和表面（真面）的单位面积上的一对大小相等而方向相反的力，它是作用于该面上力的大小的度量。
应力的方向与作用力方向一致，其大小用σ表示。
σ=P（作用力）/A（受力面积）
如应力在这一平面上分布不均，则该平面上的应力是每一微小面积上作用力。
σ=dP/dA
如果我们考虑的面与作用力的作用方向不垂直，则作用力P可分解为垂直断面的分力Pn和平行断面的分力Pτ，相应的合力σf亦可分为垂直断面的分力σ＝dPn／dA，该应力叫正应力或直应力，及平行断面的应力τ=dPt/dA，称之为剪应力或切应力。
在地壳运动过程中，许多面往往与作用力的方向是不平行的。
在地质学中，规定：
正应力是压应力时为正，张应力时为负；
而剪应力是逆时针时为正，顺时针时为负。
三、一点的应力状态
设一个平衡力系统作用于一个无限小的立方体上，力系可合成为作用于立方体中心的一对力。
如设立方体的三条边为三个直角坐标系的X、Y和Z，则每个面上的应力可分解为三个，即正应力σ和平行于两个坐标轴的一对剪应力。
即在立方体的各个面上一共有九个分量。
σxτxyτxz
σyτyxτyz
σzτzxτzy
如作为平衡力系统考虑，有：
-τxy=τyx
-τyz=τzy
-τxz=τzx
弹性力学证明，当物体受力平衡时，总可以找到三个相互垂直的面，其上只有正应力作用而剪应力为零。
这种面叫主应力面，其上的正应力叫主应力。
故一点的应力状态可以用三个主应力的大小和方向来表示，即σ1、σ2和σ3。
其大小为σ1≥σ2≥σ3，主应力方向亦称之为主应力轴方向。
常见的应力状态有如下几种：
1、单轴应力状态：
一个主应力不等于零，另外两个主应力为零。
单轴压缩：
σ1＞σ2＝σ3＝0
单轴拉伸：
σ1=σ2=0＞σ3
2、双轴应力状态：
一个主应力为零，另外两个主应力不为零。
双轴压缩：
σ1＞σ2＞σ3＝0
平面应力状态：
σ1＞σ2＝0＞σ3
3、三轴应力状态：
是指σ1、σ2和σ3三个压应力值都不等于零的应力状态。
σ1≥σ2≥σ3
当σ1=σ2时，称为均压，亦叫静水压力，是一种特殊的应力状态，它只引起物体的体积变化，使其缩小或膨胀，而不改变物体的形状。
引起物体改变形状的主要因素是应力差，即σ1-σ2。
第二节应力分析简介
一、二维应力状态
人们对三维事物的分析，常难以用图件直观达，因此，总是通过不同角度的二维状态来进行研究，然后再在二维分析的基础上综合出三维特征。
二维应力分析中只考虑所研究的二维平面内的应力状态，而不考虑与此平面相垂直的另一轴的应力状况。
前述的三种应力状态均可用二维应力状态来分析之。
（一）任以截面上的应力状态
设在与σ3相垂直的二维应力场中，其主应力分别为σ1和σ2，考虑任一截面AB上的应力，AB的法线与σ1轴呈α角，因我们不能直接合成或分解σ1和σ2，所以必须先把应力转换成作用于各条边上的力。
设AB线为单位长度，则OA=sinα，OB=cosα。
作用于斜面AB上沿OA和OB方向的P1和P2分别等于应力乘面积。
把P1和P2分解为垂直于AB面和平行于AB面的力，并相互相加，则垂直AB面的力为：
Pn=P1cosα+P2sinα
因为AB是单位长度，故正应力为：
σa=Pn/AB=p1cosα+p2sinα=σ1cosαcosα+σ2sinαsinα
或σa=σ1cos2α+σ2sin2α=（σ1+σ2）/2+（（σ1-σ2）/2）cos2α（3-2）
平行AB的力为：
pτ=p1sinα-p2cosα
则剪应力应为τa=pτ/AB
τa=σ1cosαsinα-σ2sinαcosα=（（σ1-σ2）/2）sin2α（3-3）
从此方程可知，当2α=90°
时，τ为最大，其值等于（σ1-σ2）/2。
故最大剪应力作用面与σ1和σ2轴的夹角为45°
（二）表示应力状态的莫尔图解
将（3—2）和（3—3）式分别平方后相加，得
上式是一个椭圆方程式，在以σ为横坐标，τ为纵坐标的坐标系统中，它代表圆心在（（σ1+σ2）/2，0）半径为（σ1-σ2）/2的一个椭圆，这就是二维应力状态下的应力莫尔园。
圆周上的任意一点P的坐标，代表其法线与σ轴成α角的截面上的正应力和剪应力。
从上图可知：
（1）当α=0°
时，σa=σ1，τa=0
当α=90°
时，σa=σ2，τa=0
在这两个面上只有正应力而无剪切应力，这两个面称为主平面，其上的应力称之为主应力。
（2）当α=45°
或135°
时，剪应力的绝对值最大τmax=（σ1-σ2）/2。
它是位于与主应力轴成45°
交角的一对相互垂直的面，称为最大剪应力作用面。
（3）σ1=σ2，τ=0，即在均压下，无剪应力。
在三维应力状态中，若σ1=σ2=σ3，称为静水压力。
二、应力场、应力轨迹和应力集中
1、应力场
物体内部各点在某一瞬间的的应力状态构成了一个场，这个场即为应力场。
2、构造应力场
地壳内一定空间范围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即其变化情况。
构造应力场的划分：
（1）根据构造应力场分布的规模可划分为局部构造应力场、区域构造应力场和全球构造应力场。
（2）根据构造运动发生的时间，可将构造应力场划分为古构造应力场和现代构造应力场。
3、应力轨迹
应力轨迹又称应力迹线，它是通过主应力方向的连线来表示某一物体受力状态的一种表示方法，其可用应力等值线来表示其强度的空间变化。
几种附加应力状态
第一种：
水平挤压力来自岩块的左侧，自上而下逐渐增大
第二种：
附加应力包括二类：
1、作用在岩块底面上呈正弦曲线形状的垂向力；
2、沿岩块底面作用的水平剪切力。
这种应力状态下形成的势断层的产状比较复杂。
在中央稳定区的上部形成两组高角度的正断层，每组断层的倾角都向深部变陡。
自中央稳定区趋向边缘，断层倾角变缓。
一组变成低角度正断层，另一组变成逆冲断层。
第三种：
侧向拉伸条件下简单剪切时的应力状态
4、应力集中
由于物体的不均质，其受力时各点的应力状况将发生变化，如在岩石内部的空洞、裂隙等就会引起在这些部位的应力集中。
设一弹性岩板内园孔附近的主应力变化情况，其在园孔附近的切线应力为：
σ=P1（1-2cos2θ）
P1是无穷远处的主应力（或平均主应力）；
θ是园孔半径与主应力P1夹角；
在A点：
θ=π/2，σ=3P1，这说明AB点处造成了三倍于平均主应力的应力集中。
在长轴平行于AB的椭圆孔周围，应力还要大。
σ=P1（1+2a/b）
a、b分别为椭圆的长轴和短轴。
在C、D点：
θ=0，σ=-P1，为单轴引张力，虽然在孔的远处为单轴压缩状态，并无引张应力存在，但在孔的顶点却引起了张力的存在。
第三节变形岩石的应变分析基础
一、变形与应变
1、变形
物体受力作用后，其内部各点间的位置所发生的改变称之为变形。
物体的变形是通过内部质点的位移来完成的。
位移的基本形式有四种平移、旋转、体变和形变。
物体的变形方式有五种拉伸、挤压、剪切、弯曲和旋转。
2、应变
应变是指与初始状态相比较的物体变形后的状态。
物体变形的结果引起内部质点间的线段长度的变化或两条相交线段之间的角度变化。
前者称之为线应变而后者称之为剪应变。
对物体应变的测量，即是通过线应变和剪应变来完成的。
（1）线应变
指物体内某个方向上单位长度的变化。
在应变分析中，常用以下几种参数来表达线的长度变化。
ε=（L1-L0）/L0
式中L0和L1为变形前后同一线段的不同长度。
其中拉伸时为正值。
平方长度比（λ）：
线段变形后的长度与变形前的长度的比的平方。
=（L1/L0）2=（1+ε）2
（2）剪应变
变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量称为角剪应变（），或简称角剪应变，其正切称之为剪应变（γ）。
=tan
在地质分析中，与剪切面垂直的物质线向右偏为正，即右行剪切为正，反之，左行剪切为负。
3、均匀变形与非均匀变形
（1）均匀变形
指物体内各点的应变特征相同的变形，其特征是：
变形前的直线，变形后仍为直线，变形前的平行线变形后仍相互平行。
面状构造亦然。
因此，任一小单元的应变性质（大小和方向）就可代表整个物体的变形特征。
其中单位园变形后为椭圆，称之为应变椭圆。
对三维均匀变形而言，园球变形后为椭球，单位园球变形后的椭球称之为应变椭球。
（2）非均匀变形
物体内各点的应变特征发生了变化的变形称为非均匀变形，与均匀变形相比较，其特征完全相反。
4、连续变形和不连续变形
如果物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐改变的，则称为连续变形；
如果是突然改变的，则应变是不连续的，称为不连续变形。
例如物体的两部分之间发生了断裂。
二、应变椭球体
1、应力椭球体与应变椭球体
应力椭球体
在分析物体受力的应力状态时，我们知道，当物体受力后处于平衡状态时，物体内任意一点总可以截取这样一个小单元，使其六个面上只有正应力作用而无剪切应力作用—主应力，当这六个面上的三对主应力相等时，物体只发生体积改变而不发生变形。
当三对主应力的大小不同时，则物体发生形变。
当σ1＞σ2＞σ3，并符号相同时就就可根据一点的应力矢量σ1、σ2和σ3为半径作一个椭球体，该椭球体即代表了作用于该点的应力状态。
称为应力椭球体，应力椭球体的三个轴称为主应力轴。
应力椭球体可以代表三维应力状态。
沿三个主应力平面切割椭球体的三个椭圆称应力椭圆。
应变椭球体
单位圆球体经均匀应变变成的椭球体称为应变椭球体。
从数学上可以证明和推导出，由单位圆球变成的应变椭球有三个互相垂直的主轴，沿主轴方向只有线应变而没有剪应变。
这三个主轴分别以X、Y、Z或A、B、C表示，并分别代表应变椭球体的最大、中间和最小应变主轴。
包含应变椭球体的任意两个应变主轴的平面称为应变主平面。
分别以XY、XZ、YZ或AB、AC、BC三个平面表示。
应变椭球体与应力椭球体的关系
应力作用方向
应变椭球体轴向
应变方式
σ1轴作用方向
λ3（C、Z）轴向
挤压
σ2轴作用方向
λ2（B、Y）轴向
中间
σ3轴作用方向
λ1（A、X）轴向
拉伸
三、岩石的变形阶段
弹性变形阶段
岩石受力后要发生变形，当外力解除后，其变形又恢复到原来的状态。
这种变形即为弹性变形。
地震波的传播是一种弹性波，因此，在许多情况下，地震所引起的变形是一种弹性变形。
塑形变形阶段
随着外力的不断加强，岩石的变形程度亦随之增强，当应力作用超过岩石的弹性极限后，即使再将应力解除，变形了的岩石也不能完全恢复其原来的状态，这种变形即为塑性变形。
岩石的塑性变形是通过矿物晶内滑动、位错滑动、位错蠕变和扩散蠕变等变形方式来完成的。
晶内滑动和位错滑移
晶内滑动是沿矿物晶体内一定的滑移系发生的，即沿某一滑移面的一定方向的滑移。
滑移系是由矿物晶体的内部结构所决定的。
滑移面通常是高原子密度和高离子密度的那些面，滑移方向通常是滑移面上原子或离子排列最密的方向，不同的矿物各具有不同数目的滑移系。
如石英矿物常沿（0001）面产生滑动。
晶内滑动既可造成晶粒的形态改变而发生塑性变形，又可使晶体发生旋转，造成晶体的优选方位。
在超微观尺度上，在一个晶体的整个滑移面上并没有同时发生滑动，只是在一个小的应力集中区（晶体缺陷处）首先发生。
滑移区与未滑移区的界线即位错线。
位错的传播犹如在一个摆满家具的房间中移动地毯。
位错的传播如受阻，则形成位错网络和位错墙。
位错蠕变
位错蠕变是一种高温变形机制，在这种情况下，位错可以从一个滑移面攀移到另一个滑移面上，当两个符号相反的位错发生攀移时会相互甄灭，符号相同时则重新排成位错壁，将一个晶粒分隔成若干亚颗粒。
亚颗粒是岩石韧性变形的一个重要标志，即多边化作用，在单偏光显微镜下其仍是一个晶体，但在正交镜下则有几度的消光位存在。
另一种情况下，在初始变形晶粒边界或局部的高位错密度处，储存了较大的高位能，在温度足够高的情况下，将形成新的重结晶颗粒—动态重结晶。
使初始的大晶粒分解成新的亚颗粒，如未完全分解则形成核幔构造。
扩散蠕变
是一种通过扩散物质的转移而达到晶粒形态发生改变的作用。
当岩石间存在晶间水膜时，扩散蠕变更易发生。
物质从高应力边界溶解，通过离子间的水膜进行迁
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