《构造地质学》2000 年硕士学位研究生考试试题

2000年硕士学位研究生考试试题 基本概念 1.均匀应变与非均匀应变;2.蠕变与松驰:3.压溶作用:4.晶质塑性;5.叠加褶皱:6.断 层擦痕的倾伏与侧伏:;7.深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用;8.岩石再造作用 二、试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 三、简述根据岩层等倾斜线变化的褶皱分类( Ramsay分类)及其意义 四、试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 五、简述变质岩的成层性与成因 基本概念 1.均匀应变与非均匀应变如果(物体内)变形前形状与方向相似的两部分在变形后仍然 保持其相似性,这种应变称为均匀应变;否则称为非均匀应变。均匀应变的特点是,变形前 的直线变形后仍为直线:变形前的平行线变形后仍是平行线。均匀应变的典型实例是杆状物 体的均匀拉伸或收缩。在这种变形体中的一个圆,就会变成一个椭圆,称为应变椭圆。在 维变形中的圆球就变成椭球,称为应变椭球体。物体内一点上应变椭球的三个主轴方向称为 应变主轴(X,Y和Z),在变形作用过程中它们保持相互垂直。应变椭球体内的主平面叫 做应变主平面。 在非均匀应变中,直线经变形后变成曲线或折线:平行的直线失去其平行性。物体内的 圆或圆球体变形后将不变成椭球或椭球体。如果物体内各点间的应变特点是逐渐变化的,称 为连续变形,否则称为不连续变形。自然界的变形过程,非均匀应变是普遍现象。对于连续 的非均匀应变,可以考虑将变形物体分割成无数个无限小单元体,那么每个无限小单元体内 的应变就可以视为均匀应变 2.蠕变与松驰蠕变是在应力不増加的情况下,随着时间的増长变形继续缓慢增加的现 象:松弛指当应变保持恒定时,随时间的增长应力逐渐减小的现象。这两种现象的存在都说 明长时间缓慢变形会降低岩石的强度 3.压溶作用由于粒间孔隙流体的存在,变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和 物质迁移过程,表现为沿颗粒面向高压应力一侧颗粒边界溶解,溶解物质在流体内扩散、迁 移并于低压应力一侧沉淀。物质的扩散迁移过程主要受应力作用梯度引起的化学势梯度的存 在所制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形成的典型 结构型式包括缝合线、截切颗粒(如矿物颗粒、化石或鲕粒等)。当岩石由溶解度不同的颗 粒组成时,压溶作用表现得最为清楚。压溶作用在成岩过程或低温变形过程中非常发育 4.晶质塑性岩石变形通过晶体内部的晶格结构调整或晶内变形来实现,晶内变形通 过位错的运动与增殖过程实现。晶质塑性变形过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢复与动 态重结晶作用过程。位错滑移指的是具有一定结晶学方向的位错沿着特殊的晶面和晶轴方向 的移动(包括沿任意结晶学方向的位错平移和沿特定结晶学方向的双晶滑移)。位错沿着垂 直于滑移面方向上的运动称为位错攀移。位错滑移与位错攀移同时发生的综合作用过程为位 错蠕变。受应变矿物晶体内部的位错,通过位错蠕变等过程促使位错排列、组合,总体趋势 向着使晶体具有低内能结构发展,产生晶内位错的低能构形,这种过程称为动态恢复作用 随着动态恢复作用的发展,晶内位错逐渐消失,位错密度减小并伴随岀现与原变形晶体结晶 方位有显著差异的新生晶体颗粒,称为动态重结晶作用。 晶质塑性是一种温度和压力比较高的条件下出现的岩石韧性变形机制,是地壳中、深部

2000 年硕士学位研究生考试试题 （一） 一、基本概念 1．均匀应变与非均匀应变；2．蠕变与松驰；3．压溶作用；4．晶质塑性；5．叠加褶皱；6．断 层擦痕的倾伏与侧伏；7．深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用；8．岩石再造作用 二、试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 三、简述根据岩层等倾斜线变化的褶皱分类（Ramsay 分类）及其意义 四、试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 五、简述变质岩的成层性与成因 一、基本概念 1．均匀应变与非均匀应变 如果（物体内）变形前形状与方向相似的两部分在变形后仍然 保持其相似性，这种应变称为均匀应变；否则称为非均匀应变。均匀应变的特点是，变形前 的直线变形后仍为直线；变形前的平行线变形后仍是平行线。均匀应变的典型实例是杆状物 体的均匀拉伸或收缩。在这种变形体中的一个圆，就会变成一个椭圆，称为应变椭圆。在三 维变形中的圆球就变成椭球，称为应变椭球体。物体内一点上应变椭球的三个主轴方向称为 应变主轴（X，Y 和 Z），在变形作用过程中它们保持相互垂直。应变椭球体内的主平面叫 做应变主平面。 在非均匀应变中，直线经变形后变成曲线或折线；平行的直线失去其平行性。物体内的 圆或圆球体变形后将不变成椭球或椭球体。如果物体内各点间的应变特点是逐渐变化的，称 为连续变形，否则称为不连续变形。自然界的变形过程，非均匀应变是普遍现象。对于连续 的非均匀应变，可以考虑将变形物体分割成无数个无限小单元体，那么每个无限小单元体内 的应变就可以视为均匀应变。 2．蠕变与松驰 蠕变是在应力不增加的情况下，随着时间的增长变形继续缓慢增加的现 象；松弛指当应变保持恒定时，随时间的增长应力逐渐减小的现象。这两种现象的存在都说 明长时间缓慢变形会降低岩石的强度。 3．压溶作用 由于粒间孔隙流体的存在，变形岩石内的颗粒在应力作用下出现溶解和 物质迁移过程，表现为沿颗粒面向高压应力一侧颗粒边界溶解，溶解物质在流体内扩散、迁 移并于低压应力一侧沉淀。物质的扩散迁移过程主要受应力作用梯度引起的化学势梯度的存 在所制约。沉淀的新生矿物颗粒可以与被溶解矿物成分一致或不一致。压溶作用形成的典型 结构型式包括缝合线、截切颗粒（如矿物颗粒、化石或鲕粒等）。当岩石由溶解度不同的颗 粒组成时，压溶作用表现得最为清楚。压溶作用在成岩过程或低温变形过程中非常发育。 4．晶质塑性 岩石变形通过晶体内部的晶格结构调整或晶内变形来实现，晶内变形通 过位错的运动与增殖过程实现。晶质塑性变形过程包括位错滑移、位错攀移、动态恢复与动 态重结晶作用过程。位错滑移指的是具有一定结晶学方向的位错沿着特殊的晶面和晶轴方向 的移动（包括沿任意结晶学方向的位错平移和沿特定结晶学方向的双晶滑移）。位错沿着垂 直于滑移面方向上的运动称为位错攀移。位错滑移与位错攀移同时发生的综合作用过程为位 错蠕变。受应变矿物晶体内部的位错，通过位错蠕变等过程促使位错排列、组合，总体趋势 向着使晶体具有低内能结构发展，产生晶内位错的低能构形，这种过程称为动态恢复作用。 随着动态恢复作用的发展，晶内位错逐渐消失，位错密度减小并伴随出现与原变形晶体结晶 方位有显著差异的新生晶体颗粒，称为动态重结晶作用。 晶质塑性是一种温度和压力比较高的条件下出现的岩石韧性变形机制，是地壳中、深部

层次岩石变形的基本过程。受晶质塑性变形的岩石,具有特殊的变形构造与微构造组合,并 形成典型构造岩糜棱状岩石 5.叠加褶皱又称重褶皱,是已经褶皱的岩层再次弯曲变形而形成的褶皱。多发育于构 造作用强烈而复杂的地区或造山带内。就形成时间而言,叠加褶皱可以是两个以上构造旋回 中的变形叠加造成的,也可以是同一构造旋回不同构造幕变形叠加的结果,甚至同一期递进 变形过程中由于增量应变方位和性质的改变而造成的,总之,叠加褶皱反映了多期、多阶段 变形的结果。 6.断层擦痕的倾伏与侧伏:倾伏:在竖直面内量度;侧伏:在擦痕面上量度其与断层 走向所夹锐角来表示 7.深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用 底辟作用:下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有到水滴状侵入体的作用过程 称为底辟作用。到水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外,底辟岩 体周围的早期向外陡倾的岩层,其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡;底辟岩体顶部的 岩层为压扁型应变,但岩体与两侧围岩之间为剪切应变,具有拉伸线理鞘褶皱和拉伸岩墙 布丁构造等 气球膨胀作用:侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。 气球膨胀作用模式是 J.G. Ramsay(1981)提出的,他合理地解释了大规模岩体或岩基的就 位空间问题。一般认为,岩浆初始侵位时,只占现有体积的30-40%,而现有体积的大部分 是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体, 构造特点与底辟岩体具有显著的差异。 (1)岩体的平面形态多为圆形和椭圆形,立体形态多为蘑菇状或漏斗状 (2)岩体发生横向拓宽,而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大 1-2倍以上 (3)岩体周围围岩发生明显变形,围岩中具有平行于接触面的面状组构,面状组构的发育 程度由接触面向外逐渐减弱,在接触面附近往往构成了片理级的面状组构 (4)岩体内部具有平行接触面的面状组构,面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递 减,在岩体的边缘带发育最强往往构成片麻状叶理 (5)岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布:分布在边缘的岩石,时代最老,成分偏 基性,而中心带的岩石时代最年轻,成分偏酸性 (6)如果没有后期构造改造,岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型:1≥K≥0:叶理和 片理面上都没有拉伸线理:岩体内的应变强度由边部向中心递减 (7)在岩体的边部发育了被细晶岩,伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙 (8)接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。 底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段,由于不同侵位机制及 其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切得成因联系。 8.岩石再造作用:是变形变质作用过程中不同程度的流体(主要是H2O)渗入增加了 岩石韧性,导致岩石成分及结构构造的转变,形成了同岩异化的岩石类型呈有规律地展布 它与不同构造层次的韧性变形-变质作用有密切关系。岩石再造作用最典型的实例是地壳中 浅构造层中花岗质岩石发生脆-韧性和韧性剪切变形形成的各类构造岩。由于强烈的变形, 块状岩石逐渐转变为叶理十分发育的糜棱岩或构造片岩。随着变形强度的不同,不仅岩石结 构、构造发生了变化,岩石总化学成分和矿物成分也发生一定的变化。尤其是构造片岩,由 于变形过程中大量流体的加入,使原来由粒状、柱状矿物为主的岩石转变成以片状矿物为主 的岩石

层次岩石变形的基本过程。受晶质塑性变形的岩石，具有特殊的变形构造与微构造组合，并 形成典型构造岩-糜棱状岩石。 5．叠加褶皱又称重褶皱，是已经褶皱的岩层再次弯曲变形而形成的褶皱。多发育于构 造作用强烈而复杂的地区或造山带内。就形成时间而言，叠加褶皱可以是两个以上构造旋回 中的变形叠加造成的，也可以是同一构造旋回不同构造幕变形叠加的结果，甚至同一期递进 变形过程中由于增量应变方位和性质的改变而造成的，总之，叠加褶皱反映了多期、多阶段 变形的结果。 6．断层擦痕的倾伏与侧伏：倾伏：在竖直面内量度；侧伏：在擦痕面上量度其与断层 走向所夹锐角来表示。 7．深成侵入岩体形成的底辟作用与气球膨胀作用 底辟作用：下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有到水滴状侵入体的作用过程 称为底辟作用。到水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外，底辟岩 体周围的早期向外陡倾的岩层，其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡；底辟岩体顶部的 岩层为压扁型应变，但岩体与两侧围岩之间为剪切应变，具有拉伸线理鞘褶皱和拉伸岩墙 布丁构造等。 气球膨胀作用：侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。 气球膨胀作用模式是 J.G.Ramsay（1981）提出的，他合理地解释了大规模岩体或岩基的就 位空间问题。一般认为，岩浆初始侵位时，只占现有体积的 30-40%，而现有体积的大部分 是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体， 构造特点与底辟岩体具有显著的差异。 （1）岩体的平面形态多为圆形和椭圆形，立体形态多为蘑菇状或漏斗状； （2）岩体发生横向拓宽，而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大 1-2 倍以上。 （3）岩体周围围岩发生明显变形，围岩中具有平行于接触面的面状组构，面状组构的发育 程度由接触面向外逐渐减弱，在接触面附近往往构成了片理级的面状组构； （4）岩体内部具有平行接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递 减，在岩体的边缘带发育最强往往构成片麻状叶理； （5）岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布：分布在边缘的岩石，时代最老，成分偏 基性，而中心带的岩石时代最年轻，成分偏酸性； （6）如果没有后期构造改造，岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型；1≥K≥0；叶理和 片理面上都没有拉伸线理；岩体内的应变强度由边部向中心递减； （7）在岩体的边部发育了被细晶岩，伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙； （8）接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。 底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段，由于不同侵位机制及 其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切得成因联系。 8．岩石再造作用：是变形变质作用过程中不同程度的流体（主要是 H2O）渗入增加了 岩石韧性，导致岩石成分及结构构造的转变，形成了同岩异化的岩石类型呈有规律地展布。 它与不同构造层次的韧性变形-变质作用有密切关系。岩石再造作用最典型的实例是地壳中 浅构造层中花岗质岩石发生脆-韧性和韧性剪切变形形成的各类构造岩。由于强烈的变形， 块状岩石逐渐转变为叶理十分发育的糜棱岩或构造片岩。随着变形强度的不同，不仅岩石结 构、构造发生了变化，岩石总化学成分和矿物成分也发生一定的变化。尤其是构造片岩，由 于变形过程中大量流体的加入，使原来由粒状、柱状矿物为主的岩石转变成以片状矿物为主 的岩石

二、试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 地壳运动的复杂性,反映为岩层、岩体间不同类型的接触关系。岩层的接触关系包括岩 层间的整合接触,平行不整合接触和角度不整合接触;岩体与围岩间的侵入接触和沉积接触。 岩层的接触关系: 整合接触关系连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层之间连续无间断、上下岩层彼 此平行叠置,岩层的这种接触关系成为整合接触关系。它是在沉积盆地相对稳定下降或稳定 上升时的无间断沉积,反映了地壳运动处于相对稳定上升或下降的过程。岩层整合接触关系 具有下列特征: (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 平行不整合接触关系平行不整合或称假整合。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 这样两套岩层的接触面称为平行不整合面。不整合面以上的地层称“上覆地层”,以下的 地层称“下伏地层”。平行不整合的存在说明地壳运动的是一种总体沉降一抬升一沉降的演 化过程。 平行不整合接触的特征: (1)不整合面的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,反映了因常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 角度不整和接触关系角度不整合接触关系简称不整合。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 断与生物演化不连续性,不整合面上下两套岩层的接触关系称角度不整合。角度不整合是区域 性造山运动的结果,基本演化过程包括:沉积盆地下降接受沉积,成岩后发生地壳变形,出现 褶皱、断裂,甚至有岩浆活动或变质作用并隆起上升,原水平岩层多数变形为倾斜岩层,同时, 隆起的倾斜岩层遭受风化剥蚀,之后再下降接受沉积。地壳运动发生的时间基本上可以用上下 两套地层之间的地质时代为基本判别准则 角度不整合具有以下特征: 1)不整合面上下的新老岩层之间的产状明显不同,两者呈一定交角接触,在地形地质 图上,不整合面以上的新岩层的地质界线与下伏不同时代层位的地质界线相交截 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)不整合面以下的老岩层的构造(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。 大规模强烈褶皱运动(实际上还包括和那些强烈褶皱密切联系的各种断裂)属造山运动, 造山运动常常形成褶皱山系,是短期的剧烈运动,它的各个组成序幕活动时期比较短促;广 大区域的隆起运动为造陆运动。造陆运动常常构成大规模的陆台,是长期缓慢运动,它大都

二、试述岩层、岩体接触关系的研究内容与研究意义 地壳运动的复杂性，反映为岩层、岩体间不同类型的接触关系。岩层的接触关系包括岩 层间的整合接触，平行不整合接触和角度不整合接触；岩体与围岩间的侵入接触和沉积接触。 岩层的接触关系： 整合接触关系 连续堆积的沉积物成岩后表现为新老岩层之间连续无间断、上下岩层彼 此平行叠置，岩层的这种接触关系成为整合接触关系。它是在沉积盆地相对稳定下降或稳定 上升时的无间断沉积，反映了地壳运动处于相对稳定上升或下降的过程。岩层整合接触关系 具有下列特征： （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。 平行不整合接触关系 平行不整合或称假整合。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。 这样两套岩层的接触面称为平行不整合面。不整合面以上的地层称“上覆地层”，以下的 地层称“下伏地层”。平行不整合的存在说明地壳运动的是一种总体沉降—抬升—沉降的演 化过程。 平行不整合接触的特征： （1）不整合面的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，反映了因常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。 角度不整和接触关系 角度不整合接触关系简称不整合。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 断与生物演化不连续性，不整合面上下两套岩层的接触关系称角度不整合。角度不整合是区域 性造山运动的结果，基本演化过程包括：沉积盆地下降接受沉积，成岩后发生地壳变形，出现 褶皱、断裂，甚至有岩浆活动或变质作用并隆起上升，原水平岩层多数变形为倾斜岩层，同时， 隆起的倾斜岩层遭受风化剥蚀，之后再下降接受沉积。地壳运动发生的时间基本上可以用上下 两套地层之间的地质时代为基本判别准则。 角度不整合具有以下特征： 1） 不整合面上下的新老岩层之间的产状明显不同，两者呈一定交角接触，在地形地质 图上，不整合面以上的新岩层的地质界线与下伏不同时代层位的地质界线相交截； 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） 不整合面以下的老岩层的构造（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。 大规模强烈褶皱运动（实际上还包括和那些强烈褶皱密切联系的各种断裂）属造山运动。 造山运动常常形成褶皱山系，是短期的剧烈运动，它的各个组成序幕活动时期比较短促；广 大区域的隆起运动为造陆运动。造陆运动常常构成大规模的陆台，是长期缓慢运动，它大都

发生在两场强烈造山运动之间,但也可能和一场强烈造山运动同时发生,后者有时称为准造 山运动或等同造山运动 在造山运动过程中,造山作用之前形成的地层系统往往经历了强烈的变形作用(褶皱作 用、断裂作用)、岩浆作用和变质作用的改造,同时经历了区域性或局部性构造抬升作用 从而产生了具有不同产状的大规模倾斜岩层的存在。而造山作用之后的进一步沉降与堆积作 用形成了典型的角度不整合。相应地,在造陆运动过程中,地壳主要经历了区域性抬升和沉 降作用,造陆运动前与后形成的地层之间,并未表现出很大的地层产状变化,为此而形成了 平行不整合或者整合地层系统。由此可见,角度不整合可以说是造山运动的具体表现,而整 合与平行不整合的存在则反应了区域造陆运动的特点。因此可以利用角度不整合与平行不整 合构造的存在分析区域地壳运动的性质、特点、形成时间与演化规律 岩体与围岩的接触关系: 深成侵入岩体与围岩之间的接触关系是构造地质学研究的一个重要方面。根据岩体与围 岩形成的先后顺序可以识别出两种基本类型:侵入接触关系和沉积接触关系。 侵入接触关系岩浆岩体形成晚于围岩,表现出典型的侵入接触现象。岩体与围岩接 触的部位称为接触带,接触带靠近岩体一侧为内接触带,靠近围岩一侧为外接触带。在内 外接触带上,侵入接触关系表现出 1)往往是块状的岩体切穿围岩岩层,包括围岩岩层的层理、层面和各种围岩构造,当然, 某些顺层侵入的岩体也常常表现出顺层性;2)从岩体中心向接触带,岩体内表现出显著的 相带分布,岩体岩石成分、结构和构造等有规律地变化,在岩体的内接触带发育有冷凝边, 是岩体快速冷凝结晶的结果:3)外接触带的围岩常常受到炽热的岩体烘烤加热而发育有烘 烤边和接触变质带或矿化蚀变现象,接触变质带表现出晕圈状分布的特点;4)在岩体侵入 过程中经常有围岩碎块或捕掳体掉落到未冷凝的岩浆中,并在内接触带产生同化和混染现 沉积接触关系岩体的形成往往伴随着造山运动或造陆运动,使之出露地表,经受风化和 剥蚀作用,之后的区域性沉降又使得新的沉积物质覆盖在风化面之上,此时岩体与围岩之间 的接触关系称为沉积接触关系。沉积接触关系表现为:围岩覆盖在岩体之上,接触面上常常 发育有风化剥蚀面和古风化壳,而不具有冷凝边、烘烤和接触变质或矿化蚀变现象:上覆沉 积岩层的底层常常含有岩体的成分(砾石或碎屑):此外,岩体内部结构和构造往往被接触 面截切。 三、简述根据岩层等倾斜线变化的褶皱分类( Ramsay分类)及其意义 Ramsay(1967)根据横截面上褶皱岩层的厚度参数t和T以及等倾斜线的排列方式提出 的褶皱分类方案。参数t称为正交厚度,指在横截面上岩层上下层面相同倾角(α)部位所 作的与岩层面切线之间的垂直距离,因其随倾角α变化而变化,所以记作t;而参数T称 为轴面厚度,是与轴面平行的两条切线之间的距离,记作T。。在轴面上,参数t和T为标 准厚度,分别记作t和T。此处T=T,等倾斜线是岩层上下层面具有相同倾角点的连线 据此,可把褶皱分为三类五型 I类-褶皱的等倾斜线向内弧呈收敛状,内弧曲率总是比外弧大,Ta)To。可细分为三 个亚型: ⅠA型-等倾斜线向内弧呈强烈收敛状,各线长短差别极大,内弧曲率远比外弧大,ta to,为典型的顶薄褶皱 Ⅰε型等倾斜线也冋内弧收敛,并与褶皱面垂直,各线长短大致相等,ta=to,内弧 曲率仍大于外弧,为典型的平行褶皱 Ic型等倾斜线向内弧轻微收敛,转折端等倾斜线比附近两翼的略长,反映两翼厚度

发生在两场强烈造山运动之间，但也可能和一场强烈造山运动同时发生，后者有时称为准造 山运动或等同造山运动。 在造山运动过程中，造山作用之前形成的地层系统往往经历了强烈的变形作用（褶皱作 用、断裂作用）、岩浆作用和变质作用的改造，同时经历了区域性或局部性构造抬升作用， 从而产生了具有不同产状的大规模倾斜岩层的存在。而造山作用之后的进一步沉降与堆积作 用形成了典型的角度不整合。相应地，在造陆运动过程中，地壳主要经历了区域性抬升和沉 降作用，造陆运动前与后形成的地层之间，并未表现出很大的地层产状变化，为此而形成了 平行不整合或者整合地层系统。由此可见，角度不整合可以说是造山运动的具体表现，而整 合与平行不整合的存在则反应了区域造陆运动的特点。因此可以利用角度不整合与平行不整 合构造的存在分析区域地壳运动的性质、特点、形成时间与演化规律。 岩体与围岩的接触关系： 深成侵入岩体与围岩之间的接触关系是构造地质学研究的一个重要方面。根据岩体与围 岩形成的先后顺序可以识别出两种基本类型：侵入接触关系和沉积接触关系。 侵入接触关系 岩浆岩体形成晚于围岩，表现出典型的侵入接触现象。岩体与围岩接 触的部位称为接触带，接触带靠近岩体一侧为内接触带，靠近围岩一侧为外接触带。在内、 外接触带上，侵入接触关系表现出： 1）往往是块状的岩体切穿围岩岩层，包括围岩岩层的层理、层面和各种围岩构造，当然， 某些顺层侵入的岩体也常常表现出顺层性；2）从岩体中心向接触带，岩体内表现出显著的 相带分布，岩体岩石成分、结构和构造等有规律地变化，在岩体的内接触带发育有冷凝边， 是岩体快速冷凝结晶的结果；3）外接触带的围岩常常受到炽热的岩体烘烤加热而发育有烘 烤边和接触变质带或矿化蚀变现象，接触变质带表现出晕圈状分布的特点；4）在岩体侵入 过程中经常有围岩碎块或捕掳体掉落到未冷凝的岩浆中，并在内接触带产生同化和混染现 象。 沉积接触关系 岩体的形成往往伴随着造山运动或造陆运动，使之出露地表，经受风化和 剥蚀作用，之后的区域性沉降又使得新的沉积物质覆盖在风化面之上，此时岩体与围岩之间 的接触关系称为沉积接触关系。沉积接触关系表现为：围岩覆盖在岩体之上，接触面上常常 发育有风化剥蚀面和古风化壳，而不具有冷凝边、烘烤和接触变质或矿化蚀变现象；上覆沉 积岩层的底层常常含有岩体的成分（砾石或碎屑）；此外，岩体内部结构和构造往往被接触 面截切。 三、简述根据岩层等倾斜线变化的褶皱分类（Ramsay 分类）及其意义 Ramsay（1967）根据横截面上褶皱岩层的厚度参数 t 和 T 以及等倾斜线的排列方式提出 的褶皱分类方案。参数 t 称为正交厚度，指在横截面上岩层上下层面相同倾角（α）部位所 作的与岩层面切线之间的垂直距离，因其随倾角α变化而变化，所以记作 tα；而参数 T 称 为轴面厚度，是与轴面平行的两条切线之间的距离，记作 Tα。在轴面上，参数 t 和 T 为标 准厚度，分别记作 t0 和 T0。此处 T0=Tα，等倾斜线是岩层上下层面具有相同倾角点的连线。 据此，可把褶皱分为三类五型： Ⅰ类-褶皱的等倾斜线向内弧呈收敛状，内弧曲率总是比外弧大，Ta〉To。可细分为三 个亚型： ⅠA 型-等倾斜线向内弧呈强烈收敛状，各线长短差别极大，内弧曲率远比外弧大，ta〉 to，为典型的顶薄褶皱。 ⅠB 型 等倾斜线也向内弧收敛，并与褶皱面垂直，各线长短大致相等，ta= to，内弧 曲率仍大于外弧，为典型的平行褶皱。 ⅠC型 等倾斜线向内弧轻微收敛，转折端等倾斜线比附近两翼的略长，反映两翼厚度

有变薄的趋势,ta(to,为Ⅰ型平行褶皱向Ⅱ类相似褶皱过渡的形式 Ⅱ类等倾斜线平行且等长,内弧曲率和外弧曲率相等, Ta=To ta(to,为典型的相似 褶皱 Ⅲ类等倾斜线向外弧收敛,向内弧撒开,外弧曲率大于内弧曲率,Ia〈To,ta(to, 为典型的顶厚褶皱 Ramsay应用褶皱构造的几何数据来描述和划分褶皱类型,对褶皱形成机制的研究有 定的指导意义。 四、试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 由于变形作用使岩石的结构和构造,甚至矿物成分发生变化,形成一种组构、矿物成 分与原岩不同的新类型岩石,称之为构造岩。对于构造岩的类型划分,目前较流行的方案 主要有两类:一类是以结构为主的分类方案,以为代表:另一类方案是按成因机制。根据 形成机制和结晶作用特点不同,将构造岩划分为碎裂岩系列、构造片岩系列、糜棱岩系列」 变晶糜棱岩系列和构造片麻岩系列。 碎裂岩系列:岩石以脆性变形为主,其显著特点是无定向或具弱定向,岩石中裂隙发育, 岩石被裂隙切割成大小不一的碎块。随着应变的加大,碎块间位移加大,粒度变细,碎块 间碎基增多,碎块逐渐被碎粒和碎粉所包围,呈残留碎块状,以至最后岩石可全部变为碎 粒或碎粉 断层角砾岩由仍保持原岩特点的岩石碎块组成。角砾胶结物为磨碎的岩屑、岩粉以 及岩石压溶物质和外源物质。这类角砾岩中的角砾形状多不规则,大小不一,杂乱无定向。 断层角砾中角砾的棱角也可以被磨蚀而成透镜状、椭圆状,角砾也可成雁列式等定向排列。 胶结物有时也显示定向,围绕角砾,甚至发育劈理。 初碎裂岩岩石具碎裂结构或碎斑结构。碎块位移或转动较大,碎块呈残留碎斑状, 被碎基所包围。碎基含量约占10%-50%,但岩石中碎斑仍多于碎基,碎斑粒已变小,一般 小于2mm。碎斑中常见破裂和边缘粒化现象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性质和结构。 碎裂岩 岩石具碎裂结构,碎斑少而小,岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉,碎基 约占50-90%。颗粒趋于均一,原岩结枃难以辩认。弱碎粒较多,由碎粒与碎粉组成碎粒结 构,也称为碎粒岩。 超碎裂岩岩石中碎斑小而少见,碎基分布较均匀,多为碎粉状,占90%以上。原 岩结构已无法辨认。大部分由碎粉组成,故也称之为碎粉岩。 假玄武玻璃岩石一般颜色较深,常呈黑色或黑绿色,外貌很象玄武质玻璃,故称假 玄武玻璃,也有人称构造熔岩。岩石一般隐晶质、玻璃质结构或玻基碎斑结构。玻璃基质 可呈流动构造、条带状构造或碎粉状构造,还可见球状、树枝状微晶结构、气孔和杏仁构 造和球粒构造等。有时可以见到局部结晶,这些结晶质可能是假玄武玻璃形成过程中保留 下来的,也可能是玻质脱化而成的。碎斑大小不等,但多在0.2mm以下,呈浑圆状或不规 则状。成分依原岩而不同,可以是长石、石英或其它矿物,含量一般较少。碎斑结构的产 状主要是因为形成假玄武玻璃时时间短,以及碎屑矿物成分、变形形态和熔体成分的影响 等,一般达不到主岩熔融,使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑,而形成碎屑斑结构。 糜棱岩系列:糜棱岩最初( Lapworth,1885)用于描述苏格兰高地莫因断层中的岩石。认为 是一种细粒的具强烈叶理化的岩石,是在脆性破碎和研磨作用下形成的,不伴有组分的重 结晶作用。后来 Christie(1960)发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象,但却没 有打破糜棱岩为脆性变形产物的观点,认为是后构造重结晶所致。直到η年代,人们对糜 棱岩的显微构造、组构等特征及成因机制等才有了新的认识。到1981年在美国 Pannose召 开了一次国际会议,对糜棱岩的显微构造、变形机制、形成条件及命名原则等广泛地进行

有变薄的趋势，ta〈to，为Ⅰ型平行褶皱向Ⅱ类相似褶皱过渡的形式。 Ⅱ类 等倾斜线平行且等长，内弧曲率和外弧曲率相等，Ta=To ta〈to，为典型的相似 褶皱。 Ⅲ类 等倾斜线向外弧收敛，向内弧撒开，外弧曲率大于内弧曲率，Ta〈To， ta〈to， 为典型的顶厚褶皱。 Ramsay 应用褶皱构造的几何数据来描述和划分褶皱类型，对褶皱形成机制的研究有一 定的指导意义。 四、试述构造岩的分类与各种类型的基本特征 由于变形作用使岩石的结构和构造，甚至矿物成分发生变化，形成一种组构、矿物成 分与原岩不同的新类型岩石，称之为构造岩。对于构造岩的类型划分，目前较流行的方案 主要有两类：一类是以结构为主的分类方案，以为代表；另一类方案是按成因机制。根据 形成机制和结晶作用特点不同，将构造岩划分为碎裂岩系列、构造片岩系列、糜棱岩系列、 变晶糜棱岩系列和构造片麻岩系列。 碎裂岩系列：岩石以脆性变形为主，其显著特点是无定向或具弱定向，岩石中裂隙发育， 岩石被裂隙切割成大小不一的碎块。随着应变的加大，碎块间位移加大，粒度变细，碎块 间碎基增多，碎块逐渐被碎粒和碎粉所包围，呈残留碎块状，以至最后岩石可全部变为碎 粒或碎粉。 断层角砾岩 由仍保持原岩特点的岩石碎块组成。角砾胶结物为磨碎的岩屑、岩粉以 及岩石压溶物质和外源物质。这类角砾岩中的角砾形状多不规则，大小不一，杂乱无定向。 断层角砾中角砾的棱角也可以被磨蚀而成透镜状、椭圆状，角砾也可成雁列式等定向排列。 胶结物有时也显示定向，围绕角砾，甚至发育劈理。 初碎裂岩 岩石具碎裂结构或碎斑结构。碎块位移或转动较大，碎块呈残留碎斑状， 被碎基所包围。碎基含量约占 10%-50%，但岩石中碎斑仍多于碎基，碎斑粒已变小，一般 小于 2mm。碎斑中常见破裂和边缘粒化现象。初碎裂岩在不同度上保留原岩的性质和结构。 碎裂岩 岩石具碎裂结构，碎斑少而小，岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉，碎基 约占 50-90%。颗粒趋于均一，原岩结构难以辩认。弱碎粒较多，由碎粒与碎粉组成碎粒结 构，也称为碎粒岩。 超碎裂岩 岩石中碎斑小而少见，碎基分布较均匀，多为碎粉状，占 90%以上。原 岩结构已无法辨认。大部分由碎粉组成，故也称之为碎粉岩。 假玄武玻璃 岩石一般颜色较深，常呈黑色或黑绿色，外貌很象玄武质玻璃，故称假 玄武玻璃，也有人称构造熔岩。岩石一般隐晶质、玻璃质结构或玻基碎斑结构。玻璃基质 可呈流动构造、条带状构造或碎粉状构造，还可见球状、树枝状微晶结构、气孔和杏仁构 造和球粒构造等。有时可以见到局部结晶，这些结晶质可能是假玄武玻璃形成过程中保留 下来的，也可能是玻质脱化而成的。碎斑大小不等，但多在 0.2mm 以下，呈浑圆状或不规 则状。成分依原岩而不同，可以是长石、石英或其它矿物，含量一般较少。碎斑结构的产 状主要是因为形成假玄武玻璃时时间短，以及碎屑矿物成分、变形形态和熔体成分的影响 等，一般达不到主岩熔融，使假玄武玻璃保存有母岩的岩屑和晶屑，而形成碎屑斑结构。 糜棱岩系列：糜棱岩最初（Lapworth，1885）用于描述苏格兰高地莫因断层中的岩石。认为 是一种细粒的具强烈叶理化的岩石，是在脆性破碎和研磨作用下形成的，不伴有组分的重 结晶作用。后来 Christie（1960）发现了莫因断层中的糜棱岩普遍发育重结晶现象，但却没 有打破糜棱岩为脆性变形产物的观点，认为是后构造重结晶所致。直到 70 年代，人们对糜 棱岩的显微构造、组构等特征及成因机制等才有了新的认识。到 1981 年在美国 Panrose 召 开了一次国际会议，对糜棱岩的显微构造、变形机制、形成条件及命名原则等广泛地进行