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构造演讲(5)-南京大学地球科学系

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构造地质学(南京大学地球科学系)
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第七章断层成因分析第一节断层发育的应力状态当岩石受力超过其强度极限 , 便开始破裂 。 起初形成 微裂隙 , 并常呈羽状排列 。当断层面一旦形成 , 应力继续作用并超过其磨擦阻力时 , 两盘开始滑动 , 断层形成 。随着断层活动 , 应力也逐渐释放 , 并趋向于零 , 断层活动趋终止 。在近地表状态,一般情况下:正断层倾角较陡;逆断层倾角较缓;平移断层多近于直立。假设某岩层的内摩擦角为 30° , 应力在垂直和水平方向上均无变化,那么:若 σ1直立 , σ2和 σ3水平,产生 正断层 ,断层倾角 60° , σ2与断层走向一致 ;若 σ3 直立 , σ1 和 σ2水平,产生 逆断层 ,断层倾角 30° , σ2与断层走向一致, ;若 σ2 直立 , σ1和 σ3水平,产生与 σ1呈30° 交角 平移断层, σ2与断层走向垂直。所有断层面均包含或平行于 σ2。此即安德森 ( 1951) 提出的正 、 逆 、 平移断层 的 三种应力状态 。这一安德森模式长期为地质学家广泛接受 。认为 , 断裂面为一剪面 , σ1为两剪面的锐角平分线方向 , σ3为两剪裂面钝角平分线方向 。安德森模式 虽然常常作为地质学家分析断层作用的应力状态的基本依据,但是自然界的情况是复杂的。一些学者对复杂的地质条件进行了分析。 哈弗奈( 分析了地球内部可能存在的各种边界条件所引起的应力系统,他假定一个标准应力状态并附加以类似实际构造状况的边界条件,从而推算出各种边界应力场下 势断层 的可能产状和性质。势断层 — 可能发生的断层。哈弗奈提出的 标准状态的边界条件是 :1、岩块表面为地表,没有剪应力作用,其上各点仅受一个大气压的压力;2、岩块底部,应力指向上方,岩块内任一水平面上各点承受的上覆压力相等,均为上覆岩块的重量;3、边界上没有剪应力作用。任何处在标准条件状态下的岩石,如受水平挤压,最简单的情况就是两侧均匀受压,在这种情况下, 可能出现两组共轭 们的产状在平面或垂直方向均无变化,但此种两侧均匀受压并不常见。而两侧不均匀挤压才是常见的受力状况 ,因此,哈弗奈提出了三种附加应力状态。三种附加应力状态, 均假设中间应力轴水平,剪裂角约 60° ,含 σ1。第一种附加应力状态 ( 教材中第二种 ) — 只有水平线性变化的水平附加应力 , 水平挤压自上而下增大 , 并且两端挤压力不等 。上图: 左端应力大于右端 ;下图:势断层分布与应力不足以产生断层之空白稳定区。势断层为倾角 30°± ,倾向相反之逆断层 ,由于最大主应力轴的倾角各点不一,倾角各点也不同,但断层性质一致。第二种附加应力状态(教材中第三种) — 水平挤压应力在水平方向上自左至右呈指数递减,因而 稳定区远大于势断层分布区 。 倾向稳定区的一组断层为陡倾斜逆断层 ,其倾角自地表向下显著增大, 另一组倾角平缓,近地表为低角度逆断层 ; 向下变为缓正断层。第三种附加应力状态(教材中第四种) —附加应力包括两种: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产状比较复杂。在中央稳定区的上部形成两组高角度正断层,且倾角向深部变陡。自中央向边缘,断层倾角变缓,一侧变成低角度正断层,另一侧变成逆掩断层。哈弗奈以 壳下层的物质对流 说明这种应力状态的机制。哈弗奈模式有助于查明一定边界的应力系统下侧潜在断层, 问题在于很难选择有地质意义的边界条件,但这种模式在分析断层应力场,推测深部断层及其产状的可能变化给我们以深刻的启示。非均匀介质中断层与主应力轴的关系 :安德森模式、哈弗奈模式 都是在均匀介质为前提 分析断层与主应力轴位置关系 ,但实际上 岩体往往是非均质的 ,还有先存的力学上弱面(层面、老断层、不整合面等),而这些弱面的取向与上述二模式给出的断裂面方位并无固定关系, 因此若是沿弱面发展而成的断层,其方位与 σ1的夹角并不规则,断层面 σ2与不一定平行。第二节断层的成因分析(一)正断层的成因分析一、应力条件正断层 (现象) — 使岩层宽度在垂直于断层走向的方向上加大。共轭 正断层 一系列相间发育 , 使正断层总滑距的水平分量积多 , 水平基准面拉长;按安德森模式,正断层形成应力条件:σ1直立。 可以是岩体重力,也可以是火成岩体、岩丘等引起;σ3 水平。 与断层走向垂直。正断层面倾角向深部常常变缓。二 、 正断层形成的构造背景1、 背斜造成局部拉伸;2、 海沟外隆所产生局部拉伸;3、 区域性水平拉伸;a、 侧向水平拉伸形成盆地,盆地边缘即有了正断层形成之条件(生长断层);b、 板块分离边界 — 裂谷发育过程中正断层形成;4、 穹窿伴生之正断层;5、 区域性差异升降运动形成的正断层;6、 重力滑动之正断层,在浅海或大陆坡未固结沉积物中常有(水下滑坡);(二)逆断层的成因分析一 、 高角度逆断层的成因1、 造山带中与褶皱同时发育的高角度逆断层;倾向与同斜褶皱轴面一致 ,是造山带物质垂向差异塑性流动的构造表现。2、 造山带中与深成岩浆活动有关的高角度逆断层( γ侵入, σ1直立 ),断层上切到盖层中,断层走向平行于花岗岩平面延伸的方向。3、 差异升降运动造成的高角度逆断层(上、下剪切作用导致的次级同旋向剪裂面)二 、 低角度逆断层的成因低角度逆断层 — 因水平侧向挤压造成岩层水平基准面上侧向缩短的断层 。水平侧向挤压 :1、 由褶皱进一步发展而成( b), 两侧水平挤压力不均,差异挤压;2、 与褶皱同时发育的破裂逆断层( c): 脆性岩层受侧向挤压先造成开阔褶皱,后即破裂,在剖面 、 早于褶皱形成的剪开逆断层( a),大型 推覆构造 即由阶梯状的剪开逆断层所构成,其形成后可以与岩层同时再褶皱。阶梯状断层 由 断坪 和 断坡 两部分组成:断坪 — 断层中顺层面滑动的部分,断坡 — 断层中切层滑动的部分。三 、 逆掩断层和推覆构造的成因1、 定义 :逆掩断层 — 具有可以填图规模 、 使水平基准面缩短 、 断面倾角 <45° 的逆断层;推覆体 — 沿逆掩断层面运动来的外来岩席;推覆构造 — 上 、 下断盘间具有较大规模位移的逆掩断层;2、孔隙液压在推覆构造形成中的作用孔隙压抵消了一部分荷载重力作用,起着浮力的作用,从而降低了推覆体自重造成的在断层面上的压应力,使推覆体在断层面上的运动摩擦阻力减小。3、 逆掩断层和推覆构造的形成机制除由 水平挤压 、 板块碰撞 、 基底缩短作用等 之外还有:a、 重力滑动 — 机制和重力滑坡相似 , 但滑体巨大 , 滑动面平缓 。重力滑动条件:首先在滑动前被抬高,使其具有位能 ,其次是有发育于低强度塑性岩层中的 断层面;滑动面是一向滑动方向倾斜的正断层,其前端是收缩断层,后端是伸展断层。b、重力扩张 — 岩石在重力作用下,垂向压扁降低高度,并在水平方向上向静岩压力小的方向流动扩展,从而产生水平方向的推动力形成推覆构造。在 重力产生的侧向水平推动力 的作用下,将在板状 岩体的后部出现应力集中 ,从而产生 逆掩断层 ,而后板状岩体长度缩短,应力重新在其余的板状岩体的后部集中,产生第二个逆掩断层,依此类推,产生 叠瓦状构造 。随应力的逐渐减小,逆掩断层间距也变小。C、后方推动 — 由水平挤压形成的断层、板块碰撞等引起;d、基底缩短作用引起 ;重力扩张和重力滑动的区别 :( 1)重力扩张 所产生的推覆体后部是被更后面的逆掩断层所切 ( b) ;重力滑动 推覆体的后部为正断层所切 , 其底部为滑脱面 ( a) ;( 2)重力扩张 是由重力导生出来的水平推动力,断层倾向隆起区;重力滑动 主体断层是低角度正断层,断层倾向凹陷区;4、 逆掩断层和推覆构造的分布a、 被动大陆边缘三角洲 ( 可发育重力滑动推覆构造 ) ;b、 俯冲带上覆板块的边缘;c、 板块大陆碰撞缝合带 ( 喜马拉雅 , 阿尔卑斯 ) ;d、 活动大陆边缘内侧前陆向活动大陆边缘方向的陆壳俯冲带 ( , 向活动大陆边缘方向倾斜 , 向前陆方向推覆;四 、 断层面倾角变化的原因1、 侵蚀作用对断层产状的影响;当逆断层与地面相交后仍活动 , 就形成地面断层或侵蚀断层 。2、 断层面的再褶皱;3、 挠曲滑动断层;4、 犁式逆断层 — 深部平缓 , 浅部陡 , 断层面向上凹;(三)平移断层的成因分析一、平移断层的形成方式1、由于不均匀侧向挤压,使岩块在垂直于纵向逆断层和褶皱枢纽方向上滑动,此类一般规模不大,左行、右行均有;2、沿共轭剪面发育而成,一左一右;二 、 派生构造 — 由平移剪切面派生出张 、 剪 、 拖曳褶皱等 , 它们与主断层面的关系 (:由主断层剪切运动派生出的次级应力场:σ1与 σa 联合作用,最大主应力轴为 C,派生张节理 (T、T)与主断层交角θ=45生褶皱轴( D)与主断层交角γ=0敛平移断层作用和分散平移断层作用因平移断层面的不平直而引起局部挤压( A)拉伸( B),前者为 收敛平移断层作用 ; 后者为 分散平移断层作用。四 、 平移断层引起的垂直运动1、 两条走向不同 , 旋向相反的平移断层相交 , 必产生升降运动;2、平移断层剪切中心附近的升降运动以剪切运动量最大的地段为中心,在剪切中心的 后方为拉伸、前方为挤压;3、平移断层斜列引起的升降运动当两条右行平移断层呈 右行斜列 时,其间呈拉张状态(拉分盆地);当两条右行平移断层呈 左行斜列 时,其间呈挤压状态(褶皱隆起)。第三节韧性剪切带剪切带 — 剪切作用集中地带 。其规模大小不一,但均有强烈剪切变形,而剪切带两侧岩石没有变形。剪切带可分 脆性剪切带 、 脆 — 韧性剪切带 、 韧性剪切带 三种。1、 脆性剪切带 — 岩石发生脆性变形 , 以一明显的不连续面 ( 断面 ) 作为剪切变形运动面 , 两侧岩石被其错开;2、 韧性剪切带 — 岩石发生韧性变形 , 从一侧进入剪切带至另一侧 , 岩石被扭曲 , 但无明显断面 , 从整体上看 , 剪切带两侧岩石明显发生位移 , 但两侧却可追示 。3、 脆 — 韧性剪切带 — 于上述二者之间 , 此类可分两个过程:即韧性阶段和脆性阶段;上述三剪切带的发育随深度变化而不同。按正常地温梯度,由脆性到韧性的过渡区温度约 250— 350度。韧性断层特征:1、 应变强度自剪切带边界向中心迅速递增 , 高应变使矿物和捕虏体在大致与断层带平行的方向上明显拉长;2、 韧性断层带内片理构造亦是自边缘向中心渐趋强烈。水平剪切带片理与断层夹角,边缘 45° ,向中心渐趋小,走向呈 型;3、 韧性断层产生的断层岩为糜棱岩系列岩石,镜下可见波状消光,条形纹及石英碎斑的重结晶细小颗粒;4、 韧性断层常见于深埋条件下的块状岩石(侵入岩与变质岩中);鞘褶皱 — 韧性剪切带中的典型构造:其褶皱 枢纽平行于拉伸线理方向 、 形似剑鞘 、 规模不大 。为早期褶皱经强烈剪切作用进一步演化而成。糜棱岩 —— 韧性断层岩中的典型断层岩。系指 在较高的温度 、 压力及低应变速率条件下晶体发生 塑性变形 形成的断层岩 。特点:1、 与原岩相比,粒度明显减小;2、 具有增强的面理、线理;3、 发育于较窄的强应变带内;4、 颗粒细小、致密坚实,具有纹层状;5、 镜下可见镶嵌结构,由残斑和基质组成;在长英质糜棱岩中,残斑多为长石和石英,基质以石英为主,表现为明显的塑性变形;韧性剪切指向判断 :1、 者锐交角指示邻侧运动方向( a、 b)2、 旋转构造中的碎斑形成的拖尾构造( c、 d);3、 云母“鱼”中云母解理与鱼尾的拉长,鱼尾尖指示邻侧的动向( e);4、 与残斑中微型剪切面的动向相同、与书斜式的正断方式的运动方向相反( f);5、 黄铁矿压力影中纤维状晶体的非对称展部,压力影尖端指示邻侧动向( g);6、 层内紧闭小褶皱的不对称发育( h);第四节伸 展 构 造伸展构造 — 由岩石圈水平引张作用造成的、以正断层为主体的、具有全球范围分布的 组合构造系列 。伸展构造的主要类型有以下几种:1、大型地堑、地垒2、半地堑—由依次向一侧断落的台阶状正断层组成3、裂谷 — 区域性岩石圈伸展隆起背景上形成的巨型断陷大陆裂谷(东非裂谷)、陆间裂谷(红海裂谷)、大洋裂谷(大西洋中央海岭裂谷)4、剥离断层(拆离断层) — 由于地壳水平伸展而造成垂向变薄的犁状低角度正断层。特点:A、 剥离断层使较浅层次的新地层直接覆盖在较深层次的老地层之上,向下逐渐变缓并向近水平的韧性剪切带过渡。B、 剥离断层发育在 盖层与基底之间 ,其 上为脆性 伸展变形,其 下为韧性 变形,形成糜棱岩带;C、 剥离断层带之下的古老变质岩常呈穹状隆起而组成“核”,称为“变质核杂岩”,其上为糜棱岩化变质岩。第八章褶皱成因分析第一节褶皱形成机制岩石发生褶皱是一个 十分漫长 、 十分复杂的变形过程 , 要 受多种因素的影响 。 褶皱的形成机制是一个十分复杂尚待深入研究认识的问题 。造成岩石褶皱的作用力有两种 :1、 水平挤压 ; 2、 垂直挤压 。假定褶皱岩层原始产状近水平 , 在水平挤压力作用下使岩层产生褶皱叫 纵弯褶皱作用 ;在垂直挤压力作用下使岩层产生的褶皱叫 横弯褶皱作用 。褶皱形成过程中的运动方式主要有两种:流动与滑动。流动 — 运动的物质发生连续的位移 ;滑动 — 运动的物质发生不连续的位移 。由于岩石力学性质不同 , 当岩层弯曲后 ,其内部的应变与应力分布也不同 , 在岩层褶皱过程中 , 层面起着重要作用 。褶皱形成机制主要有四种:1、 纵弯褶皱作用;2、 横弯褶皱作用;3、 滑 ( 剪切 ) 褶皱作用;4、 柔流褶皱作用;一 、 纵弯褶皱作用由顺层水平挤压 ( 侧向挤压 ) 力而引起的岩层褶皱 。1、 当单一岩层受侧向挤压时 , 发生弯曲 ,有三个区间应力状态:a、 凸出部分受到局部张应力;b、 凹入部分则受到局部压缩应力;c、 中间有一无应变面 ( 中和面 ) 。弯曲越强烈, 中和面 越往核部移动,拉伸带扩大,挤压带缩小。2、 若岩层塑性程度高,即产生塑性变形,即引张部分变薄,压缩部分变厚( b)3、 若岩层脆性程度高,则产生断裂,外凸部分正断层(张裂隙、重力),内凹部分为小型逆推断层( c)4、 有时在外凸部分产生张裂隙,内凹部分产生小褶皱( d)以上讨论是单层岩石受侧向挤压时的情况 。当 一套岩石 受到侧向挤压时 , 岩层面引起两种作用方式:1、 弯滑褶皱作用2、 弯流褶皱作用弯滑褶皱作用 — 一系列岩层通过层间滑动而弯曲形成之褶皱 ( 即平行于层面的剪切作用 ) ;弯滑褶皱作用 的主要 特点 有a、 b、 c、 a、 本质上是层间滑动,形成同心褶皱,上层逆倾斜坡滑动,下层顺倾斜坡滑动;b、 各单层中有中和面,但无统一之中和面,各层面平行,真厚度各部位一致,因此,此类褶皱多为等厚褶皱;c、 由于层间滑动,往往转折端造成空隙现象,称为虚脱;背斜枢纽部位常发生断裂破碎;d、 硬岩层所夹之薄层塑性层 , 在弯滑作用下形成层间小褶皱 , 且不般呈不对称型 。 小褶皱轴面与层面之夹角 , 指示相邻岩层的相对滑动方向 ( 常利用此层间小褶皱判别岩层顶底 ) ;弯流褶皱作用 — 岩层弯曲变形时 , 某些层内可能出现物质流动现象 ( 无明显的滑动面 ) , 其主要 特点 :a、 本质上是层内物质发生流动 , 大都发生在脆性原岩层之间的塑性岩层内;b、 层内物质由两翼流向转折端 , 形成顶厚或相似褶皱;c、 由于层内物质塑性流动,常形成流劈理,线理或片理等;d、 若岩层塑、脆性相间,则脆性发生弯滑作用,塑性发生弯流作用而被推向转折端,形成顶厚、等厚褶皱交替现象。各点为单剪变形,变形前为长方块,变形后为长菱形,剪切方向平行层面,并向转折端流动,保持了岩层厚度不变。当顺层剪应力超过形成流动的极限时,顺层剪切面发展成同心剪切面粘土挤压实验展示的同心剪切面弯滑与弯流褶皱作用的共同点:均以层面为界 ,弯滑褶皱作用是平行于层面的拉伸或压缩;弯流褶皱作用是平行于层面的剪切。当纵弯褶皱作用发生在强、弱岩层相间的多个岩层中时,强岩层控制褶皱形态,其间的弱岩层则发生弯流作用,造成褶皱岩层上、下变形 不协调现象 。纵弯褶皱作用形成的 同心褶皱 均发生在强硬岩层中,并且相对较浅,由于 背斜的曲率半径 自上而下逐渐变小,并在 一定深度下必然消失 。 典型的同心褶皱在较浅部形成隔槽式构造,在较深部形成隔档式构造。二 、 横弯褶皱作用岩层受垂直于层面的外力作用而发生褶皱作用;其 特点 :1、 不论是一层还是多层岩层 , 均无中和面 , 岩层基本上全面受到侧向拉伸;2、 褶皱岩层物质由轴部流向翼部 , 形成顶薄褶皱 ;3、 形成机制a、 地层沉积后的地壳垂直运动;b、 同沉积时的地壳不均匀升降;c、 岩浆上拱或顶托;d、 盐丘构造上升作用;横弯褶皱 和 纵弯褶皱 作用的主要 区别 :横弯褶皱 —1、 整个岩层处于拉伸状态;2、 无中和面;3、 形成顶薄褶皱;4、 层间小褶皱显示上层顺坡滑动;纵弯褶皱 —1、 凸部拉伸 , 凹部压缩;2、 有中和面;3、 弯滑作用形成等厚褶皱;4、 层间小褶皱显示上层逆坡滑动;横弯褶皱的变形机理:原长 被垂直力顶起形成穹窿 , 岩层伸长为 形成顶薄现象 。纵弯褶皱变形机理:原长 受侧向水平挤压 , 两端相向移动 , 基本无伸长;受侧向水平挤压三 、 滑褶皱作用即剪切褶皱作用 ,其 形成机制: 岩层沿一系列与层面不平行的剪切面发生有规律的 差异滑动而形成的褶皱 。 层面 仅 为褶皱的标志 。棱角褶皱作用 — 剪切滑动发育于枢纽部位的密集滑动面,而翼部为层间滑动。滑褶皱的主要特征 :1、 在褶皱的不同部位沿轴面方向(滑动面方向),岩层视厚度相等,因此,滑褶皱是 典型的相似褶皱 ;2、 滑动面不是原生层面,是次生的变形面;3、 滑动方向不是顺层,而是切层的;4、 滑动作用不限于层内 , 而是穿层的;5、 由于滑褶皱并非真正的岩层弯曲 , 而是差异滑动形成的弯曲外貌 , 因此 , 不可能形成大规模的背 、 向斜;滑褶皱作用并 无普遍意义 , 但在变质岩区褶皱中较常见 。四 、 柔流褶皱作用高塑性岩层 受力作用时呈似粘稠的流体 , 而发生变形的形态复杂 、 产状无一定规律的流褶皱 。 如盐层因塑性流变而褶皱 ,深变质岩中的长英质脉流变成肠状褶皱等 。柔流褶皱作用特点:1、 高塑性流动;2、 形态复杂 , 无一定规律;3、 无一定方向;4、 无层面限制;柔流褶皱与弯流褶皱在外表上没有什么不同 ,只不过小型褶皱多见而已 , 常有互相过渡的现象 ,如有些煤层经受强烈弯流作用后 , 物质流动突破了层面的限制 , 在局部地方就会形成肠状褶皱 , 所以有些煤矿一处富集 , 一处尖灭现象 。除上述四种褶皱作用外 , 还有膝折作用 — 即兼具剪切褶皱作用( 滑褶皱作用 ) 和弯滑褶皱作用两种特征的褶皱作用 。膝折作用发生之条件 :1、 挤压强烈 、 2、 岩性为脆性的薄层 、3、 层间粘结较牢 、 4、 层间滑动轻微 。膝折作用方式 — 由于翼部的轻微层间滑动 , 又围绕一相当于轴面的膝折面折叠而成尖棱褶皱 。两翼对称等长的为 ‘ 人 ’ 字形褶皱 ( b) ,其轴面垂直于 σ1; 不对称的短翼部分为膝折带 ( a) 、 膝折作用—具有尖楞状转折端、两翼不等长的不对称褶皱
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