测量数据

对于现代构造运动，在短期或瞬息间还不 可能在地貌上留下可以观察到的痕迹，因 此必须借助于三角测量、水准测量、远程 测量（激光测远）、天文测量等手段，即 定期观测一点（线）高程和纬度的变化， 以测出构造运动的方向和速度。
三角测量
在地面选定一系列的点（称三角点，见图中A、 B、C、……），按三角形连接成网。观测三角 形网中的所有角度∠1、∠2、∠3……。若A、 B 为已知点（其坐标可用天文测量确定），则 AB边的长度和方位角也为已知值。按三角形正 弦公式，由 AB 边可以推算出 AC 、 BC 边长，进 而求得网中所有边长。根据已知边的方位角和 网中各角可以推算网中各边的方位角。再根据 已知点坐标及各边的方位角和边长，就能逐次 求得其它各点的坐标。
节理与褶皱构造的关系
褶曲的形成和各种节理的发生序次： （一）岩层褶皱前的早期节理 （二）岩层褶皱后的晚期节理

研究节理的意义



首先，研究节理的分布、性质和组合情况， 有助于推断区域性应力场的特点和各种应 力的分布规律以及与各种构造的相互关系。 其次，研究节理有很大实际意义。 除此，节理对于地貌的发育、形态等有密 切关系。
从横剖面看褶皱的组合类型

复背斜和复向斜 同斜褶皱和等斜褶皱 隔档式和隔槽式褶皱 (图形见课本)
从平面上看褶皱的组合类型

平行状褶皱 分枝状褶皱 帚状褶皱 弧形褶皱 雁行式褶皱
如何在野外认识褶皱构造

地质方法 地貌方法
地质方法


根据岩层顺序、岩性、厚度、各露头产状 等判断褶曲是否存在，然后根据新老岩层 判断向斜还是背斜。 野外采取穿越法和追踪法了解岩层特征。
断裂构造（二）——断层

断层的几何要素 断层的分类 断层的组合类型 怎样识别断层 研究断层的意义
节理的成因分类
非构造节理 横节理 纵节理 层节理 斜节理 构造节理

节理的几何分类

指按照节理与其所在的岩层或其它构造的 关系进行的分类
根据节理与所在岩层的产状要素的关系可以分为
（1）走向节理：节理的走向大致平行于岩层 的走向； （2）倾向节理：节理的走向大致垂直于岩层 的走向； （3）斜向节理：节理的走向斜交于岩层的走 向； （4）顺层节理：节理面大致平行岩层层面。
背斜是岩层向上突出的弯曲，两翼
岩层从中心向外倾斜；
向斜是岩层向下突出的弯曲，两翼
岩层自两侧向中心倾斜。
褶曲要素
褶曲要素是指褶曲的各个组成部分和确定其几何 形态的要素。 （一）核:褶曲的中心部分。 （二）翼:指褶曲核部两侧的岩层。 （三）轴面:平分褶曲两翼的假想的对称面。 （四）枢纽:褶曲岩层的同一层面与轴面相交的线 （五）轴:指轴面与水平面的交线 （六）转折端:褶曲两翼会合的部分，即从褶曲的一 翼转到另一翼的过渡部分。
长宽之比小于3∶1，平面投影近似圆形。 若为背斜叫穹窿，若为向斜叫构造盆地。
褶曲在地质图上的表现

水平褶曲 倾伏褶曲
水平褶曲

水平褶曲，表现在地质图上其特点是： 两翼对称重复，并与走向平行。然后进一 步分析，核部为老岩层，两翼为新岩层， 所以为背斜。若核部为新岩层，两翼为老 岩层，则必为向斜。
地层接触关系
整合接触 不整合接触 （1）平行不整合 （2）角度不整合

角度不整合
角度不整合
平行不整合
岩层的产状和岩石变形


岩层是指由两个平行的或近于平行的界面 所限制的岩性相同或近似的层状岩石。 岩层的上下界面叫层面，分别称为顶面和 底面。 岩层的顶面和底面的垂直距离称为岩层的 厚度。 岩石逐渐变薄，以至消失，称为尖灭 .

空间三角测量
老构造运动的证据

地层厚度 岩相分析 构造变形 地层接触关系
地层厚度

在一定时间内在一定沉积区可以形成一定 厚度的地层。对岩层厚度进行分析，可在 很大程度上得出升降幅度的定量结论。
岩相分析



把反映沉积环境的沉积岩岩性和生物群的 综合特征，称为岩相。 岩相一般可以分为海相、陆相和海陆过渡 相（如入海处的三角洲相）三类。 海相可分为滨海相、浅海相、半深海相、 深海相等；陆相可分为坡积、冲积、洪积、 湖泊、沼泽、冰川、风成等相。
箱形褶曲
锯齿状褶曲
扇形褶曲
褶曲的纵剖面形态
根据枢纽的产状分为： （1）水平褶曲:枢纽近于水平的褶曲。 （2）倾伏褶曲:枢纽倾伏的褶曲。枢纽与其 在水平面上投影的夹角，称为倾伏角。 （3）倾竖褶曲:枢纽近于直立的褶曲。

根据轴面产状和枢纽产状综合分类
（1）直立水平褶。 （2）直立倾伏褶。 （3）倾竖褶曲。 （4）倾斜水平褶曲。 （5）平卧褶曲。 （6）倾斜倾伏褶曲。 （7）斜卧褶曲。



岩相不同 反映沉积环境的变化 当地壳下降时，海水逐渐侵入大陆。所形成的地 层，从垂直剖面来看，自下而上沉积物的颗粒由 粗变细；同时，新岩层分布面积大于老岩层，形 成所谓“超覆”现象。通常把具有这种特征的地 层称为“海侵层位”。 当地壳上升时，海水逐渐退出大陆。所形成的地 层，从垂直剖面上看，自下而上沉积物的颗粒由 细变粗；同时，新岩层的面积小于老岩层，形成 所谓“退覆”现象。通常把具有这种特征的地层 称为“海退层位”。

在同一地层剖面上有时可以看到海侵层位 和海退层位交替变化，即沉积物颗粒由粗 变细，又由细变粗，呈现有节奏的、有韵 律的变化，表明该区地壳曾经经历了由下 降到上升的过程，称为一个沉积旋回。
构造变形

构造运动常使地层的产状发生改变，产生 褶皱、断裂等构造变形。根据其形态特征 可以推测其受力的方向、性质、强度及应 力场的分布情况等。
应力、应力场、应变椭球体



应力：在物体内任一截面上单位面积的内 力，称为应力，应力的大小以kg/cm2来表 示。 地应力：组成地壳的岩石，在构造运动所 产生的构造力的作用下，其内部各点产生 的应力，称为地应力，也称为构造应力。 构造应力场：构造应力分布的空间称为构 造应力场，或简称应力场。
应变椭球体

假想其中存在一个圆球体，当立方体受三 向不等力发生均匀变形时，在不超过极限 的范围内，原来的圆球体即变成三轴不等 的椭球体，称为应变椭球体。
岩石变形的阶段
岩石变形的三个阶段： 一是 弹性变形（能恢复原状） 二是 塑性变形（不能恢复原状） 三是 断裂变形（超过强度极限）

影响岩石变形的因素
构造运动的周期性和阶段性


构造运动从缓和到强烈，叫做一次构造旋 回。 地史可以划分为许多代，代又分为若干纪， 纪还可分为几个世，就是这种阶段性的反 映。
构造运动的证据

新构造运动的证据 老构造运动的证据
新构造运动的证据

地貌标志 测量数据
地貌标志


地貌形态是内外地质作用相互制约的产物。 而构造运动常控制外力地质作用进行的方 式和速度。 以上升运动为主的地区，常形成剥蚀地貌； 以下降运动为主的地区，常形成堆积地貌。
构造运动的基本特征
构造运动的方向性 按照构造运动的方向，大致可分为两类： （一）水平运动 （二）垂直运动

水平运动
构造运动的速度和幅度
Βιβλιοθήκη 一般地讲，构造运动是岩石圈的一种长期 而缓慢的运动，其速度以每年若干毫米或 若干厘米计，因此凭人们的感官无法直接 感觉出来。 但是不管构造运动有多么缓慢，由于地球 发展历史经历了漫长悠久的时间，因而便 会产生巨大的变化。
倾伏褶曲


倾伏褶曲表现在地质图上的特点是： 两翼岩层对称重复，但彼此不平行而逐渐 转折汇合，称转折端。 若一套倾伏背斜和倾伏向斜连续出现时， 则其地质界线呈“之”字形弯曲。沿任一 褶曲轴（通过核部并对称于两翼的一条线） 岩层越来越新的方向，即为褶曲的倾伏方 向。
褶皱的组合类型

从横剖面看褶皱的组合类型 从平面上看褶皱的组合类型
褶曲的平面形态

线形褶曲 长圆形褶曲 浑圆形褶曲
线形褶曲

又称长褶曲，褶曲轴向一定方向延伸很远， 从几十千米到数百千米或者更远。
长圆形褶曲


又称短轴褶曲，长与宽之比在10∶1到3∶1 之间。 若为背斜叫短背斜，若为向斜叫短向斜。 它们在平面上的投影形态近似椭圆形。
浑圆形褶曲

五 老 向斜东南翼 峰
断裂构造（一）——节理


地壳中岩石（岩层或岩体），特别是脆性 较大和靠近地表的岩石，在受力情况下容 易产生断裂和错动，总称为断裂构造。 几乎在所有岩石中都可看到有规律的、纵 横交错的裂隙，称为节理。
节理的分类

节理的成因分类 节理的几何分类 节理的力学成因分类
根据节理的走向与所在褶曲枢纽的关系可以分为：
（1）纵节理：二者大致平行的节理； （2）横节理：二者大致垂直的节理； （3）斜节理：二者互相斜交的节理。
节理的力学成因分类

张节理 剪节理
张节理
（1）产状不甚稳定，在岩石中延伸不深不远； （2）多具有张开的裂口，节理面粗糙不平，面上没 有擦痕，节理有时为矿脉所填充； （3）在碎屑岩中的张节理，常绕过砂粒和砾石，节 理随之呈弯曲形状； （4）节理间距较大，分布稀疏而不均匀，很少密集 成带； （5）常平行出现，或呈雁行式（即斜列式）出现， 有时沿着两组共轭呈X形的节理断开形成锯齿状 张节理，称追踪张节理。
顺或逆着倾向方向，地层重复出现，倾角 变化有规律。 背斜：新 — 老 — 新 向斜：老 — 新 — 老

地貌方法

水平岩层 单斜岩层 穹窿构造、短背斜和构造盆地 水平褶皱及倾伏褶皱 背斜和向斜
倾 斜 岩 层