褶皱与断层识别

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1、(1 )褶皱：岩层受力的挤压而发生弯曲的现象称为褶皱，几乎在任何沉积岩 区都能见到的一种极普通的构造地质现象， 只是其规模大小不同而已 大者长达 几十千米， 甚至几百千 米，小者在标本上就能观察到，甚至在显微镜下可见。不过， 在野外视野所及者，几百米、几千米的规模 居多。真正特大的褶皱，在距离较短的 剖面上是看不出来的，必须通过长距离的剖面穿越，或通过填绘地 质图以后才能分 析出来，而本书所谈的褶皱，主要是指视野范围之内能观察到的褶皱。研究褶皱的基本要点，不外乎褶皱的形态、产状、类型、形成的方式以及分布 的特点。 褶皱的基本形态，只有两种：背斜和向斜。背斜的标志是岩层向上弯曲、核心部位是老岩层

2、，两侧为新岩层。向斜的标志是岩层向下弯曲，核心部位为新地层，两侧翼部为老地层。如果岩层被侵蚀风化，在地表暴露出来 (以平面图形式表示的 话)时，从中心到两侧，岩层的排列，由老到新，对称出现，是为背斜。 相反，从 中心向两侧的岩层，自新到老，对称出现，则为向斜。认识背斜和向斜构造以后，就可以按照褶皱要素 核部、翼部、转折端、轴 向、倾伏等进行具体的描述 了。例如某背斜构造， 核部由志留系地层构成， 两侧由 泥盆系至石炭系地层构成， 轴向东北， 向西南倾伏。 然后，再将观察的褶皱进行分类，最常用的褶皱分类是根据褶皱轴面的产状分为：直立褶皱、歪斜褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱、翻卷褶皱。一般说来，这些褶皱

3、的形态都反映了岩层受力程度的不同。或者说，从 直立褶皱到翻卷褶皱， 受力越来越强，因两侧受力的程度不同，轴面向受力较弱的一侧倾斜。另一种褶皱形态分类，根据岩层弯曲的形态而定，也是野外观察剖面时常用的，有圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇形褶皱及挠曲。以上所说的褶皱形态，可以说是 “小型 ”的褶皱，即站在褶皱岩层的面前，一 眼看去，就清晰能辨。而实际 上，还有 “大型”的褶皱，在野外地质旅行，穿越长 剖面时才能辨认的，它们大多是 “非单个 ”褶皱，而是由 一系列褶皱复合组成。通 过剖面示意图最能说明此种类型 基本上有两类。一是复背斜和复向斜， 也就是在它们的两翼被一系列次一级褶皱所复杂化， 或 者

4、说，大的褶皱轮廓是背斜， 但在翼部尚包含若干小的背斜和向斜。 反过来， 大的 褶皱轮廓是向斜，而在其翼部则尚有次级的背斜和向 斜。此类复式的背 斜和向斜，常见于 “地槽区 ”，如我国的秦岭、天山、内蒙中部、喜马拉雅山等地均有所见。二是隔挡式褶皱和隔槽式褶皱：一个平行褶皱群内，如果背斜呈紧密褶皱，而向斜呈开阔平缓的褶皱，称为隔挡式褶皱， 如四川东部的褶皱群。 而隔槽式褶皱， 则是一系列相间排列的开阔背斜褶皱被一系列紧密 向斜所隔开。在褶皱形态的观察基础上，进一步就是研究形成褶皱的机理，可在地质旅行告一段落以后作详细的解剖 如纵弯褶皱作用、横弯褶皱作用、柔流褶皱作用、压 肩作用等，此处不作进一步论

5、述。 怎样研究褶皱？在地质旅行或踏勘剖面时，认识褶皱以后，如何进一步作具体的研究是一项重要的课题，基本上可从以下几方面入手。对褶皱形态的研究：其中包括查明褶皱的位置、产状、规模、形态和分布特点，探讨褶皱形成的方式和形成的时代，了解褶皱与矿产的关系等等。在这里， 需要观察的要点有： 查明地层的层序并追索标志层。 根据地层内所含 的化石特征以及岩石性质等 标志， 确定组成褶皱构造的层序关系。 进而查明其层序 是正常还是倒转。再观察这些地层的对称排列及其 重复关系，确定背斜或向斜的所 在位置。在观察地层层序及其排列关系时，必须抓住某个岩性特征显目、 厚度不大、 展布稳定的岩层作为了解褶皱的标志层。褶

6、皱的产状也可根据标志层予以确定。这些产状，主要是测定褶皱枢纽和轴面的产状，此两者是正确判断褶皱产状和真实形态的前提。其次是观察褶皱出露的形态， 也就是从褶皱在地面出露的形态作纵横方面的观 察，经过多方分析， 恢复其 真实面貌。再次，对褶皱内部的小构造研究也应注意。所谓小构造，指小褶皱、小断裂面、线理等等。它们分布于主褶皱的不同部位，各自从一个侧面反映出主褶皱的某些特 征，这些内部构造，由于规模较小，易于观察，因此，以小比大，通过对褶皱内部 小构造的研究能进一步了解和阐明主褶皱的某些特征（2 ）节理：这是很常见的一种构造地质现象，就是我们在岩石露头上所见的裂缝，或称岩石的裂缝。这是由于岩石受力而

7、出现的裂隙，但裂开面的两侧没有发生明显的 （眼睛能看清楚的 ）位移，地质学上将这类裂 缝称为节理，只要你一上山， 接触石头，到处都能见到节理 节理的名称， 根据分类的不同原则而异， 通用的名称是以节理与岩层的产状要 素的关系而划分为四种： 走 向节理：节理的走向与岩层的走向一致或大体一致。倾向节理：节理的走向大致与岩层的走向垂直，即与岩层的倾向一致。 斜向节理：节理的走向与岩层的走向既非平行，亦非垂直，而是斜交。 顺层节理：节理面大致平行于岩层层面。前三种最为常见。其次， 节理的分类还可以节理的走向与区域褶皱主要方向、 断层的主要走向或 其他线形构造的延伸方向等 关系而进行，可划分为 纵节理：

8、两者的关系大致平 行。横节理：二者大致垂直。斜节理：二者大致斜交。 如果褶皱轴延伸稳定，不发生倾伏的话，则走向节理相当于纵节理，倾向节理 相当于横节理在认识节理的形态及其名称以后，也可以适当地作些力学分析研究，如节理与 褶皱的关系， 节理的形态与受力的关系等。不过，此类问题的深入研讨，已属专题 性质，非地质旅行时所要了解的范畴了。 一般野外调查应选择节理比较密集 （数十条在一起 ）的地方作为观察点。而对 节理的记录要求，大致有下列 各项内容：节理群所在地的地理位置。节理与褶皱或断层的关系：如在褶皱的轴部、翼部、断层的上盘或下盘等等。节理所在的岩层时代或层位、岩石的性质、岩层的产状要素。节理的产

9、状要素。节理面及 充填物的特征。节理的力学性质及旋向。节理组、系归属及相互关系。节理密度统计（条/米） 。备注。（3 ）断层：断层与节理同属断裂构造，而断层往往是节理的进一步发育所致。或者说，当节理发生位移，两壁有所错动时，即称为断层。断层是野外常见的一种重要地质现象。 地质旅行时遇到断层，应如何研究呢？首先要确定断层的几何要素，其内容包括下列各点： 断层面。 所谓断层面， 就是两部分岩块沿着滑动方向所产生的破裂 面。断层面的空间位置也像地层的层面一样，是由其走向和倾向而确定的。但断层 面并非一个平整的面，往往是一个曲面，特别是向地下沿伸 的那一部分，产状可以 有较大的变化。此外，断层面不是单

10、独存在的，往往是有好几个平行地排列着，构 成所谓断层带，又由于断层带上两壁岩层的位移错动，使岩石发生破碎，因此又称为断层破碎带。其宽度达几米、甚至几十米。一般情况下，断层的规模愈大，断层 带的宽度也愈大。 断盘。 断层面两侧相对移动的岩块称为断盘。 由于断层面两壁发生相对移动， 所以断盘就有上升盘和下降盘之分。在野外识别时，按其位于断层面之上者称上盘；位于断层面之下者称下盘。当断层面垂直时，就无上盘或下盘之分。 断层线。断层面与地面相交之线，称断层线。 位移。 这是断层面两侧岩块相对移动的泛称。 在野外观察断层时， 位移的方 向是必须当场解决的问题之 一。特别遇到开矿时，一旦遇到矿脉 （或矿层

11、 ）中断， 往往是断层位移所致，需要立即追查。追查的办法是 运用两侧岩层的层序关系来判 断或抚摸断层面上的擦痕等来确定。在地质旅行时， 如何注意断层？怎样研究断层？观察什么内容？此类问题必须熟练掌握， 现分述如下： 先讨论断层的标志及两盘相对位移问题。 构造 （线）不连续。各种地质体，诸如地层、矿层、矿脉、侵入体与围岩的接触界线等都有一定的形状和分布方向。一旦断层发生，它们就会突然中断、错开，即造成构造 （线）的不连续现象，这是判断断层现象的直接标志。 地层的重复或缺失。这是很重要的断层证据。虽然褶皱构造也有地层的重复现象，但它是对称性的重复；而断层的地层重复却是单向性的。 至于地层的缺失，

12、凡沉积间断或不整合构造也可造成，但这两类地层缺 失都是区域性的，而断层造成 的地层缺失则是局部性的。 关键的问题，旅行者应对区域内的地层系统及其 分布情况有一个较为全面的了解 （可以在旅行准备时查阅地层表、剖面、地层柱状图之类）。利用地层的重复或缺失不仅是判断断层的重要手段， 而且是判断断层两盘相对 动向的重要方法，借此还可 以确定断层的性质正断层，还是逆断层？基本上有六种情况，如图所示。 断层面 （带）上的构造特征。这是识别断层的直观证据，即在眼前“方寸”之地内所能见到的若干构造现象，最常见的有以下几种： 断层擦痕：就是断层两侧 岩块相互滑动和磨擦时留下的痕迹，由一系列彼此平行而 且较为均匀

13、的细密线条组 成，或为一系列相间排列的擦脊与擦槽构成。 在坚脆岩石的断层擦痕的表面，往 往平滑明亮，发光如镜。并常覆以炭质、硅质、铁质或碳酸盐质的薄膜。有时，也在断层的擦面上见到不规则的阶梯状断口，其上覆以纤维状的矿物（如方解石之类 ） 晶体。断层擦痕对于决定两盘位移方向颇有用处，如用手抚摸时， 感到光滑的方向乃 是对盘活动位移的方向。 或 自粗而细，自深而浅的方向乃示对盘活动位移的方向。 或者利用阶梯状断口，阶梯形陡坡之倾向指示对盘 相对滑动的动向。构造岩：当断层两壁相对移动之时，岩石发生破碎，在强大的压力下，矿物出现定向排列，并有重结晶作用。也就是说，由于动力作用而发生变质，形成一系列 新

14、的岩石，即称为构造岩。构造岩的种类很多，如构造角砾石 （角砾形状不规则，大小不一 ）。碎裂岩 （破碎的程度比前者更高，主要是 原岩中的矿物颗粒的破碎，常见于逆断层或平移 断层的断裂带中 ） 。糜棱岩（破碎极细，用显微镜观察 ）。更 进一步的破碎即片理 化岩（具有片状构造的构造岩 ）。此外，还有牵引构造：是断层带中的一种伴生构造， 它是由于断层两壁发生位 移时使地层造成弧形的弯曲 现象，可以指示断层的位移方向，如图所示。与断层带有关的，还有一种断层的伴生构造， 主要是断层旁侧的节理及拖曳褶 皱。这些节理常与断层斜交， 其锐角所指的方向指示本盘滑动的动向。其他标志，主要是指地貌或水文上的一些特征，

15、不过，此种地质现象只能说明有断层存在，不易说明其两盘的运动方向，诸如三角面山，河流的突然改向，山脊 的突然中断，众多的温泉或泉水的定向分布，小型 的火成岩体的入侵及其伴生的变 质作用、矿化现象及矿脉的定向分布等等均示断层的存在， 特别是从较大 的地貌现 象所反映的断层特征，有时在航空照片甚至卫星照片上都能看到。认识断层的证据、判断断层的存在以后， 就可以进一步将断层进行分类， 这也是野外观察断层时必须解决 的问题。一般最常用的断层分类法， 是根据两盘岩块相对移动的性质而定， 分为三种： 正断层、逆断层和平移断层。 如果断层面的倾角小于 30，则又称为逆 掩断层。若规模很大的逆断层 （推移数千米

16、以至数十千米者 ），又 称为推覆体。这 是“地槽区”常见的一种构造现象，如阿尔卑斯地区是世界上最闻名的推覆体所在地。比如有下列各类最为普通。边缘，地貌上的表现，是山中如有一共同的上升盘，则不过，野外所见到的断层，往往并非单个出现，而是以组合的形态出现居多， 阶梯断层。此类组合由一系列正断层构成，多见于地壳块断运动上升地块的 脊与山谷的相间排列 （图 4.24） 。 地堑与地垒。两条大致平行的断层，其间有一共同的下降盘，称为地堑；其为地垒。一般形成地堑与地垒的断层多为正断层，也有 逆断层，或为正、逆断层的结合。许多由新生代地 层组成的盆地，多被地堑构造所 控制，例如我国的汾河、渭河地堑盆地。当然

17、，也有视野所能及的小型 地 堑与地垒构造。后者在地质旅行路线上亦有机会相遇。 叠瓦状构造。由若干条平行排列的逆断层构成，其上盘在剖面上构成一个接一个的叠瓦状（或称覆瓦状）构造，我国四川龙门山地区有此种构造存在。除三者比较常见外，在某些特殊场合还能见到以下几种类型： 环型断层及放射 状断层，多见于火山活动区 的火山锥附近或穹隆构造的周围， 也见于侵入体的周围。 近年来，不少地质学家认为天体撞击地球以后的 陨击坑周围亦有此种断裂构造，有 人认为太湖四周也能见到，故太湖也可能属天体撞击形成的。 旋扭断层，多见于较大的断裂之旁，是一种规模小的弧形断层，好似主断层派 生出来。 还有一种在地质旅行时不易见

18、到而在研究板块构造时大范围内认识的转换断层， 特别在研究海底地质构造 时十分重要，此处不再详述了。关于断层的野外观察，还有一类特大的断层，属于地壳上的深断裂带，也应注意。就目前所知的这些著名 的深断裂带，如西太平洋海沟构成的 “深断裂带 ”，北 起千岛群岛，向南经日本、琉球、我国的台湾至菲律 宾，长达 7000 千米以上。又如 东非大裂谷，南自莫桑比克向北经坦桑尼亚至乌干达以北，长达 6000 千 米。我国东 部郯城（山东）至庐江 （安徽）的大断裂，呈东北方向延伸，长达 2400 千米。还有 一条，自浙江 丽水至广东海丰的大断裂，长度亦可达 500 千米以上。这样巨大而延伸遥远的深而大的断裂，

19、能否在短距离的地质旅行中也能有所认 识呢？可以。 因为如此巨大的断裂，并非一时发育起来的，而是经过长时间的发展才形成的。 因此，在巨大断裂的两侧 的沉积岩层的特征就明显地反映出差异性。它们的沉积建造，几乎从元古代到古生代这样长的地质历程中 都不相同，其他如火成岩活动、成矿作用等也都反映出明显的差异性。所以，当我们在地质旅行穿越剖面 时，特别要 注意在近距离内，有如上述断层的两侧沉积建造等方面的差异性。在地质旅行时，除了认识和判断断层的存在、类型、性质等外，还要进一步查清断层发生（或形成 ）的时间。其方法是根据地层的年代。 总的来说， 凡被断层切 断的地层，这些断层的发生年代应在被切断的最新地层 之后，在未被切割的最老地 层之前。例如某断层切穿三叠纪地层，而未断及侏罗纪地层，则此断层形成的 时间 应在三叠纪末较妥。断层年代的确定，对于研究区域地质发展史、成矿作用的时期等都十分重要。 而年代问题的确定，主要是 在野外解决。