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第4章 构造运动和构造变动 229 第4章 构造运动和构造变动 第1节 概述 一、关于构造运动的概念 内力引起地壳乃至岩石圈变形、变位的作用，叫做构造运动。有人把构造运动看成是地壳运动的同义语。狭义的地壳运动，主要指由内力作用引起的地壳的隆起、拗陷和形成各种构造形态的运动，从这一概念看，两个术语大体相当；但广义的地壳运动，指地壳内部物质的一切物理的和化学的运动，其中包括地壳的变形、变质和岩浆活动等，从这一概念看，地壳运动的涵义要广一些。然而地壳运动的概念未包括整个岩石圈，从当前来看使用这一术语，似乎又有它的局限性。 由构造运动引起岩石的永久变形，称为构造变动。在前苏联，构造运动和构造变动是同一术语（Тектонизм），但在西方，构造变动主要指岩石受内力作用所产生的岩石永久变形，这种变形包括两大类，即褶皱变动和断裂变动。 根据构造运动发生的时间，可以分为老构造运动（通常加“老”字）和新构造运动。一般认为，新近纪和第四纪的构造运动称为新构造运动，在这以前的构造运动称为老构造运动。但关于新构造运动的涵义有很大分歧，有的认为第四纪的构造运动即新构造运动，也有的认为古近纪、新近纪和第四纪的构造运动为新构造运动，还有的认为凡是造就现代地形基本轮廓的运动（未有时间限制）即新构造运动。总起来说，新构造运动是指地壳发展史上最近一个时期的构造运动。 如果把时间尺度再缩短些，即把人类历史时期所发生的和正在发生的构造运动，称为现代构造运动。现代构造运动是新构造运动的一部分，它对于人类的经济活动关系更为密切。 从本质上讲，新、老构造运动都是内力引起的，都会产生岩石的变形与错位，但老构造运动是很早以前发生的，它所产生的结果和痕迹，主要记录在地层里，当时的地貌形态已不存在了；而新构造运动特别是现代构造运动除了在新地层中有显示外，常常表现在隆起、沉陷、掀斜以及各种地貌形态上。由于新、老构造运动所表现和保存的形式不同，其研究方法也不完全一样。一般地讲，研究老构造运动主要靠地层，研究新构造运动除地层外主要靠地貌，而研究现代构造运动则除用地层、地貌方法外，还要利用人类文化遗迹（考古）和历史地震记载的研究，这样往往可以得出几千年、几百年构造变动的情况，此外还可用测量仪器进行观测，得出当前构造运动的速度和方向。 二、地壳构造与演化理论的建立 地壳的构造、运动及其演变规律是地质学研究的基础理论问题之一。地壳的构造是地壳运动的结果。地壳运动的性质、方向与速率因时因地而异，具有自身的内在规律，决定了各种地质作用及其组合状况的空间格局与时间变化。地球表层的岩层和岩体各具不同的物理、化学性质，呈现复杂的空间组合形态（即各种地质构造），它们是在不同的地质作用下形成的，记录了地球历史上发生过的各种构造运动，成为地质学追溯地球演化历史的重要研究对象。因此，关于地壳构造与演化的理论必须以地质学各领域（特别是区域地质调查）的研究成果为基础，同时也反映地质学在各个领域里的研究水平和总的发展趋势。一个新学说或新理论的建立，则常常对地质学各个分支学科的研究产生深远的影响。 较早关于地壳和山脉形成的假说是法国E de 博蒙（Beaumont）1829年提出的收缩说。该学说接受康德－拉普拉斯太阳系起源的星云假说，认为地球最初是由灼热气体组成，从外向内逐步冷缩而形成固体地壳。地壳之下的熔融物质进一步冷却收缩，地壳为保持平衡，挤压成褶皱并产生了山脉，这是一个类似于苹果干缩的过程。收缩说只为解释褶皱山脉和逆冲断层的形成，对地壳运动的整体认识存在很大的局限性。但是，它对后来地壳构造理论的产生与发展起了重要的促进作用。 随着地质学的发展，相继提出的关于地壳构造发生发展规律、分布组合规律、形成机制和地壳运动原因的假说多种多样。根据不同假说之间意见分歧的焦点，可以归纳出两派对立的观点固定论与活动论。正是这两种观点的长期争论，推动了地壳演化理论以及地质学的进步。 固定论认为大陆自形成以来，其基底位置基本固定不变的，没有经历过大规模的水平运移。这种观点也称为大陆固定论或大洋永恒论。从这种观点出发，地壳构造是垂直运动的产物，虽承认有水平运动，但认为是由垂直运动派生出来的，故也被称为“垂直论”。此观点的重要代表性学说之一为“地槽－地台说”（简称槽台说）。 1859年，美国地质学者J 霍尔研究美国东部阿巴拉契亚山脉的北部，发现这些褶皱山脉曾经是地壳上巨大的拗陷。1873年，J 丹纳把这种拗陷及其产物称为地槽，并把其形成归因于地球的收缩。1885年，E 修斯指出在地壳上存在一些稳定地区，其上的沉积层十分平缓，地貌也非常平坦，并称之为地台。1900年，法国E 奥格在其著作地槽和大陆块中，明确地把地槽和地台统一起来，作为地壳上的2个基本构造单元。自此以后，地槽和地台理论就作为相互联系的不可分割的完整学说形成和发展起来，称为槽台说。槽台说形成后，从19世纪末至20世纪中，在大地构造学说中一直占统治地位。 活动论与固定论相对立，认为在地球历史演变过程中，大陆在地球表面的位置曾发生过显著的水平移动。因此也称“水平论”。“大陆漂移说”是此观点的重要代表。 有关大陆漂移的想法由来已久。1620年，F. 培根指出，非洲西海岸和南美东部海岸线如此吻合，不大可能是偶然的巧合。1658年，法国R. P. F. 普拉塞认为，南美洲和非洲曾一度相连而后来分离开了。19世纪中期，A. 斯奈德－佩利格里尼（1858）根据欧洲和北美煤层中的植物化石，绘制了石炭纪古地理图，表明在煤层形成时期，欧洲和北美连接为统一的大陆，后来才分离。20世纪初期，美国F. B. 泰勒（1908）和H. B. 贝克（1908）在研究世界山脉的分布时，几乎同时得出大陆位移的结论。 在前人有关大陆漂移概念的基础上，德国气象学家A. L. 魏格纳（Wegener）1912年提出“大陆漂移说”，并在1915年发表的海陆的起源一书中作了论证。依据大西洋两岸海岸线轮廓的相互对应，美洲和非洲、欧洲在地层、岩石、构造上的遥相呼应，大洋两岸古生物群的亲缘关系，石炭纪－二叠纪南美洲、非洲中部和南部、印度、澳大利亚等广泛存在的冰川作用等证据，认为地球上所有大陆在中生代以前曾经是统一的巨大陆块，称之为泛大陆或联合古陆，中生代开始，泛大陆分裂并漂移，逐渐达到现在的位置。大陆漂移是一种活动论的观点，对当时占统治地位的固定论提出了挑战，在世界范围内引起了一场大论战。但由于大陆漂移说证据的某些缺陷和驱动力问题没有满意的解释，大多数地学科学家对大陆漂移说持怀疑态度。 20世纪50年代，古地磁学研究获得的各大陆极移曲线表明，各大陆相对于地极位置，在地质历史中不是固定不变的，而是有规律地变化，而且彼此不同。这一现象用大陆固定论无法解释，采用大陆漂移说则可以得到圆满的解释，大陆漂移说因此得以复活。20世纪60年代初美国地质学家H H 赫斯和R S 迪茨在古地磁学研究的基础上，根据洋底磁条带、环太平洋岛弧，海沟及其与火山、地震活动的关系以及洋脊系统及其裂谷的属性，提出海底扩张说，较好地说明了大陆漂移的机制。1965年英国的F J 瓦因和D H 马修斯论述了地壳的产生和消亡，对海底磁异常条带的成因作出了合理的解释，进一步论证了海底扩张说，并通过深海钻探得到了验证。1965年加拿大的J T 威尔逊提出转换断层的概念，并首次使用板块（plate）一词。1967－1968年法国的X 勒皮雄、美国的D P 麦肯齐将转换断层概念外延到球面上，定量地论述了板块运动，用以说明全球构造运动的基本原因和运动模式，形成了完整的板块构造说。 板块构造说的兴起标志着以活动论为主导的新全球构造理论和新地球观的形成。虽然板块构造说仍存在有待解决的问题，但它对一系列地质分支学科产生的深刻影响，带来了地学的革命，使现代地质学研究进入一个新的阶段。 第2节 构造运动的特征与表现 一、构造运动的基本特征 （一）构造运动的方向性 构造运动按方向分为水平运动和垂直运动。 1．水平运动 地壳或岩石圈物质大致沿地球表面切线方向的运动，叫水平运动。这种运动常表现为岩石水平方向的挤压和拉张，也就是产生水平方向的位移以及形成褶皱和断裂，在构造上形成巨大的褶皱山系和地堑、裂谷等。所以，从19世纪中叶开始，也称这种运动为造山运动。 目前可以找到许多例证，说明现代水平运动。如1970年云南通海地震，一条60km长的NWW向断裂，水平位移量达2.2m。1976年7月28日唐山地震，断裂水平位移达1m多。又如，著名的美国西部圣安德列斯断层，地震活动频繁（如1906年旧金山大地震），在1882－1946年的65年中进行4次三角测量，结果表明断层西盘主要向NE方向移动，平均速度为1cma-1。近几年利用卫星测量资料，证明在断层两侧两个点（昆西和奥泰山）之间，4年内共靠拢了35.6cm，平均每年水平位移达8.9cm，出现了运动速度加快的趋势。 2．垂直运动 地壳或岩石圈物质沿地球半径方向的运动，叫垂直运动，也叫升降运动。它常表现为大规模的缓慢上升或下降，形成规模不等的隆起或拗陷，并引起海侵、海退，也就是导致海陆的变化。1890年，G K 吉尔伯特（Gilbert）称这种大面积的升降运动为“造陆运动”。 从现代垂直运动来看，大量的是缓慢运动，其上升或下降速度值一般为每年几个毫米到几个厘米。如据大地水准测量，喜马拉雅山的北坡地区，以每年3.3～12.7mm的速度不断上升。但有时也产生快速垂直运动，特别是在地震过程中，沿着断层在瞬息间即可产生较大的垂直位移，如1957年蒙古博各多断层，在一次活动中垂直位移达300cm。不仅是垂直运动如此，对于水平运动来说也有缓慢和迅速之分。 实际上把构造运动分为水平运动和垂直运动，并不意味着运动完全沿着水平方向或垂直方向进行。在自然界这2种运动往往相伴而生，这里所说的“相伴”有两重意思，一是在自然界，构造运动的方向不一定都是单纯的水平或垂直方向，比如一条断层更多的情况是两侧岩层斜着相对滑动，其中既有水平位移分量，也有垂直位移分量；二是从2种类型运动的相互关系看，水平运动必然引起垂直运动，而垂直运动也会引起水平运动。例如岩层因挤压而褶皱，有些地方隆起，有些地方凹陷；岩层因拉张而断裂，同样也有些地方上升，有些地方陷落。 在地球发展历史中，构造运动到底是以水平运动为主，还是以垂直运动为主，曾经有过很大争论。但从当前地球科学发展的趋势看，大多数人认为应以水平运动为主。从狭义角度看，所谓水平运动还仅仅是指地壳上层岩石受到挤压而产生变形或错位。 （二）构造运动的速度和幅度 除去地震、断层、火山等在短暂时间内可引起显著的变形、位移外，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的时间，因而便会产生巨大的变化。例如，喜马拉雅山是今天世界上最高大的一列山脉。在3 000万年以前那里还是一片东西横亘的汪洋大海（古地中海的一部分），长期处于缓慢下沉和沉积阶段，但所形成的海相沉积岩总厚度竟达30 000m，这是一个多么惊人的数字。后来亚洲大陆（板块）受到印度大陆（板块）的碰撞，岩层褶皱，大约在2 500万年前开始从海底升起，到200万年前初具规模，虽然上升速度很慢，平均每年只有4mm，但现在已居世界之巅，并仍处于继续上升的过程中。 又如，非洲和阿拉伯半岛本来连在一起，后来中间撕开一个裂口，并逐渐加宽，形成现在的红海，经测量证明，非洲已水平移动离开阿拉伯半岛200km。再以印度次大陆为例，根据地质、地层、古生物、古气候、古地磁等资料都证明它是从南半球漂移过来的。若以孟买所在的地理位置为标准点，侏罗纪时在40˚S；而在1.9亿年之后的今天，漂移到19˚N的地方，即每年以几厘米的速度向北移动了7 000km。 强调水平运动的存在，并不等于否定垂直运动的存在，例如板块的俯冲或仰冲，地壳的隆起和拗陷，岩层的褶皱和断裂，都会引起地壳的升降运动。升降运动的速度和幅度常随着时间的发展和地区的不同而有差异。例如，在同一地区，常表现为升降交替进行的情况。比方上升为下降所代替，下降又常为上升所代替。在同一时间，常表现为甲地上升而乙地下降，或者相反，彼此互相交替。无论从时间看还是从空间看，地壳运动总是呈现波浪起伏的情况。 （三）构造运动的周期性和阶段性 在地球演化历史中，构造运动无论是水平运动还是垂直运动，都表现为比较平静时期和比较强烈时期交替出现。在比较平静时期，运动速度和幅度都小；在比较强烈时期，运动速度和幅度都大。在漫长地史发展过程中，曾有过多次构造运动相对和缓与相对强烈阶段的交替，因而使构造运动表现出明显的周期性。构造运动从和缓到强烈，叫做一次构造旋回。一次构造旋回往往要经历2亿年左右的时间。 地球历史每经过一次大的构造旋回，都要引起世界性的或区域性的海陆、气候、生物、环境的巨大变化；同时，一次大的构造旋回还往往包括若干次一级的和更次一级的构造旋回，导致区域性的或局部性的地理变化。构造运动的周期性，自然也就决定了地球历史发展的阶段性。所以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。 虽然构造运动具有全球的周期性，但不同地区又有自己的周期性，而且不能认为每次构造运动都会波及整个地球，也不能设想每次构造运动在所有地方都会有相同的反映形式。例如，从新近纪以来，喜马拉雅山从古地中海升起，上升幅度达七八千米；而在同一时间，江汉平原地区却表现为缓慢下降，沉积了近一千米沉积层；在内蒙古高原地区表现为断裂活动和大面积的玄武岩喷发活动。 应该指出，在板块构造学说出现之前，对于构造运动的时空规律，其主导认识是构造运动具有全球的同时性，承认有统一的构造旋回，具有可对比性。板块构造学说兴起后，认识到岩石圈板块是以大致均匀的速率不间断地运动的。因此在一定意义上否定了构造旋回的存在。但更新的理论对于这一客观存在必将会做出新的解释。 二、构造运动的证据 （一）新构造运动的证据 1．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。如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。由于新构造运动的时间较近，有关的地貌形态保留得较好，因此地貌方法成为研究新构造运动的常用方法之一。 例如，珊瑚是生长于温暖浅海中的腔肠动物，海水深度一般不超过70m。但有些珊瑚礁沉没于海下达几百米。又如，在大陆河口以外的海底可以发现溺谷，所谓溺谷是被海水所淹没了的河谷。非洲刚果河（扎伊尔河）口外有一段溺谷延伸130km，沉没于海面以下达2 000m。中国海河也有一段河道伸入渤海7 000m。此外，有时在海面以下发现有被淹没的三角洲、阶地以及建筑物等，这些都是或可能是地壳下降的标志。 与上述情况相反，有时候在距海面10几米、20几米甚至几百米高的地方发现珊瑚礁，如中国台湾高雄附近，在距今海面200～350m高的地方发现有下更新统的珊瑚灰岩。有时候在距海面相当高的地点，发现海蚀穴、海蚀阶地、海蚀崖以及蘑菇石等。如在山东荣城、福建厦门一带，古海滩遗迹高出海面20～40m。近年在江苏连云港南云台山主峰玉女峰（625.3m）及周围山地也发现了大量海蚀阶地、海蚀穴等。在陆地上河流两岸，常会发现像台阶一样的地貌，这就是河流阶地，有的地方只有二、三级阶地，有的地方则可有五、六级阶地。越是高位阶地，时间越长，阶地保存的形态越不完整；越是低位阶地，时间越新，保存的形态也越完整。此外在山地河流出口处，常有好几个洪积扇依次叠置。这些标志都是或可能是地壳上升的证据。 但有一点应该说明，地壳升降运动常和第四纪海面升降运动叠加在一起，增加了研究问题的困难。地壳升降运动可以引起海面的升降运动，称为地动型海面升降运动。另外，由于陆源堆积物填充于海水之中，引起海盆容量的变化，可以导致海面升降；海水温度的变化，也可引起海面变化（有人计算海水温度变化1℃，海面可变化1～2m）；此外，海水负荷变化引起海盆补偿性升降，也可能导致海面升降的变化。但人们认为大陆上冰川的停积、消融，是引起第四纪海面升降运动更重要的原因。在第四纪大冰川时代，冰期时大陆上冰川面积增加，海面下降；间冰期气候较暖，冰川缩小和消融，海面上升。由上述各种原因所产生的海面变化，称为水动型海面升降运动。地动型变化和水动型变化的区别，主要是前者往往具有区域性，而后者则往往具有全球性。1842年，C 马克拉雷首先认识到冰川进退影响海面高度问题。据他估计，更新世冰期中海面高度变化达107～203m。1972年A 泰勒估计海面高度变化为180m。 这里提到这一问题，是为了提醒人们在研究地貌标志时需要注意它可以是构造运动引起的，也可能是海面升降运动引起的，或者是二者叠加在一起所产生的结果，不可一概而论。 2．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。如1953年曾在甘肃省山丹县城与十里铺之间，测得一条基线全长1 188.931m，1954年地震后用同样的仪器和方法进行复测，结果是1 188.854m，一年内缩短了7.7cm。 1972－1974年间，法、英科学家曾用3只深海潜水器对亚速尔群岛西南方的大西洋中脊进行详细考察，发现中脊裂谷深2 800m，底宽3 000m，由裂谷溢出奇形怪状的熔岩，形成新生的海底，研究证明海底不断向两侧扩张，通过磁异常条带的宽度计算，探知裂谷东侧海底扩张速度是13.4mma-1，西侧是7mma-1。用同样方法，测知太平洋中脊在赤道附近的扩张速度平均为10mma-1。前面提到过的美国西部圣安德列斯断层，若从第三纪以来计算，其水平运动速度也平均为10mma-1。 （二）老构造运动的证据 发生在几百万、几千万以至若干亿年前的构造运动所造成的地貌形态，几乎都为后期的地质作用所破坏，因此不能使用研究新构造或现代构造运动的方法进行研究。但是，构造运动的每一进程却留下可靠的地质记录。故根据地层的岩相特征、厚度、接触关系以及构造变形等，便能从中找到构造运动的信息，重塑地壳构造的发展历程。 1．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。现以浅海沉积而论，浅海深度通常只有200m左右，但从许多地方的地层剖面看，地层厚度可以达到几千到几万米。如在天津蓟县、河北兴隆一带的中、上元古界（旧称震旦亚界）厚度近10 000m。如何解释在几百米深的浅海中堆积了上千上万米厚的地层呢假如海底稳定不动，则沉积物的厚度不会超过海水深度；假如海底不断上升，则沉积物的厚度不会大于海水的深度；如果海底边下沉边接受沉积，且沉积速度、沉积幅度与海底的下降速度、幅度相适应，则沉积物必然越来越厚，但却始终保持浅海环境。又如中国中生代地层，许多是在大陆盆地中沉积的，其厚度也常达六七千米，肯定也是盆地边下沉、边堆积形成的。由此可以得出这样解释，即沉积物的厚度并不决定于沉积时海水的深度或盆地的深度，而主要决定于地壳下降的幅度。由于构造运动常常交替进行，下降运动引起相应的沉积，而上升运动则引起沉积中断或沉积物的剥蚀，所以在一定时间内形成的岩层总厚度乃是升降幅度的代数和，在一定程度上代表该地区下降的总幅度。如果在一定地区范围内进行地层厚度对比，即可了解当时下降幅度及古地理基本情况。 2．岩相分析 在一定沉积环境中，比方是海还是陆，是浅海还是较深的海，气候条件是干燥还是湿润、是炎热还是寒凉，生物情况如何，等等，必然要反映在沉积物上使之具有一定的特征，例如沉积物的矿物成分、颜色、颗粒粗细、结构构造、生物化石种类等。人们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。岩相是岩层形成环境的物质表现，一旦沉积环境发生变化，沉积物的岩性和生物特征也即随之变化。 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。其中每类又可细分成若干种相。如海相可分为滨海相、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。 图4-1 海侵层位（A）和海退层位（B） 1、2、3、4，海面位置的变化；aa’、bb’，垂直剖面位置 岩相是随着时间的发展和空间条件的改变而变化的。在同一时间的不同地点，或在同一地点的不同时间，岩相常有不同。同一岩层的横向（水平方向）岩相变化，反映在同一时期但不同地区的沉积环境的差异。同一岩层的纵向（垂直层面方向）岩相变化，反映同一地区不同时期的沉积环境的改变，而这种改变常常是构造运动的结果。 比如，当地壳下降时，陆地面积缩小，而海洋面积扩大，也就是海水逐渐侵入大陆。如图4-1A所示，这时所形成的地层，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，陆地面积扩大，而海洋面积缩小，也就是海水逐渐退出大陆。如图4-1B所示，这时所形成的地层，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”。 图4-2 沉积旋回剖面示意图 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。大多数情况，海侵层位厚度较大，保存较好；而海退层位则相反，厚度较小，不易完全保存，有时甚至缺失，出现沉积间断。如图4-2A所示，在地层剖面中可以见到4套海侵层位，而缺失海退层位，说明缓慢的下降运动常为迅速的上升运动所代替，海底上升到海面以上，自然只有剥蚀，而无沉积作用了。在图4-2B剖面上也可以看到几次沉积旋回，但海退层位保存得较好，未见有侵蚀面介于地层之间，表明该区多次由下降转为上升，但海底始终未升出海面而遭受侵蚀。自然环境变化多端，反映在岩相上也极复杂。每一沉积旋回中可以包括若干次一级旋回或更次一级旋回。 3．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。如环太平洋的山系和岛弧，以及喜马拉雅山脉等，目前多认为是板块水平移动和俯冲造成的。 4．地层接触关系 地壳下降引起沉积，上升引起剥蚀，所以，地壳运动在岩层中记录下来的各种接触关系，也是构造运动的证据。 （1）整合接触当地壳处于相对稳定下降（或虽有上升，但未升出海面）情况下，形成连续沉积的岩层，老岩层沉积在下，新岩层在上，不缺失岩层，这种关系称整合接触。其特点是岩层是互相平行的，时代是连续的，岩性和古生物特征是递变的。整合岩层说明在一定时间内沉积地区的构造运动的方向没有显著的改变，古地理环境也没有突出的变化。 （2）不整合接触由于构造运动，往往使沉积中断，形成时代不相连续的岩层，这种关系称不整合接触。2套岩层中间的不连续面，称不整合面。按照不整合面上下岩层之间的产状及其所反映的构造运动过程，可分为平行不整合（假整合）和角度不整合（斜交不整合）。 图4-3 平行不整合块状图 ①平行不整合的特点是不整合面上下2套岩层的产状彼此平行，但不是连续沉积的（即发生过沉积间断），2套岩层的岩性和其中的化石群也有显著的不同；不整合面上往往保存着古侵蚀面的痕迹（图4-3）。 平行不整合的形成过程可表示为地壳下降，接受沉积；地壳隆起，遭受剥蚀；地壳再次下降，重新接受沉积。这种接触关系说明在一段时间内沉积地区有过显著的升降运动，古地理环境有过显著的变化。 图4-4 角度不整合块状图 ②角度不整合的特点是不整合面上下2套岩层成角度相交，上覆岩层覆盖于倾斜岩层侵蚀面之上（图4-4）；岩层时代是不连续的；岩性和古生物特征是突变的；不整合面上也往往保存着古侵蚀面。 角度不整合的形成过程可表示为地壳下降，接受沉积；岩层褶皱隆起为山，遭受长期侵蚀；地壳再次下降，接受新的沉积（图4-5）。 角度不整合说明在一段时间内，地壳有过升降运动和褶皱运动，古地理环境发生过极大的变化。 无论是平行不整合或角度不整合，都常具有以下共同特点①有明显的侵蚀面存在，侵蚀面上往往有底砾岩、古风化壳等。所谓底砾岩是指位于不整合面上的砾岩（有时横向变为砂岩）而言。②有明显的岩层缺失现象，代表长期间断。③不整合面上下的岩性、古生物等有显著的差异。 不整合面的上覆地层中最老一层（底层）的时代之前，与下伏地层中最新一层（顶层）的时代之后，是不整合形成的时代，也就是构造运动的时期。 图4-5 角度不整合形成过程 由上至下地壳下降，接受沉积；开始发生褶皱；强烈褶皱，隆起为山；遭受侵蚀；地形夷平；地壳再次下降，接受新的沉积 图4-6为河北秦皇岛石门寨下古生界剖面中的平行不整合接触关系。图4-7为辽宁赛马集平顶山剖面中的角度不整合接触关系。 研究不整合关系，不仅可以确定地史发展过程中的构造运动以及相应的古地理环境（如海陆变迁、山脉隆起、生物界演替等）的变化，而且也可以找出某些矿产分布的规律，如在不整合面上常富集铝土、黏土、铁矿、锰矿等矿产。 三、岩层的产状和岩石变形 图4-6 河北省秦皇岛市石门寨中石炭统与下奥陶统的平行不整合接触关系剖面图 1. 石灰岩；2. 底砾岩；3. 褐铁矿层； 4. G层铝土矿；5. 页岩、粉砂岩 据张宝政等，地质学原理 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。任何岩层的厚度在横向上都有变化，有的厚度比较稳定，在较大范围内变化较小；有的则逐渐变薄，以至消失，称为尖灭；有的中间厚、两边薄并逐渐尖灭，称为透镜体（图4-8）。如果岩性基本均一的岩层，中间夹有其它岩性的岩层，称为夹层，如砂岩含页岩夹层，砂岩夹煤层等等；如果岩层由2种以上不同岩性的岩层交互组成，则称为互层，如砂、页岩互层，页岩、灰岩互层等等。夹层和互层反映构造运动或气候变化所导致的沉积环境的变化。 （一）岩层的产状 图4-8 岩层厚度的变化 1. 夹层；2. 变薄；3. 尖灭；4. 透镜体 1．不同产状的岩层 图4-7 辽宁省赛马集平顶山下侏罗统与奥陶系、寒武系角度不整合接触关系剖面图 据张宝政等，地质学原理 岩层在地壳中的空间存在状态称为岩层的产状。由于岩层沉积环境和所受的构造运动不同，可以有不同的产状。一般可以分为水平岩层、倾斜岩层、直立岩层和倒转岩层 （1）水平岩层在广阔的海底、湖泊、盆地中沉积的岩层，其原始产状大都是水平或近于水平的（图4-9）。在水平岩层地区，如果未受侵蚀或侵蚀不深，在地表往往只能见到最上面较新的地层；只有在受切割很深的情况下，才能出露下面较老的岩层。例如华北平原，除非根据钻孔资料，否则不能知道地下都有什么岩层。 图4-10 倾斜岩层（黄河西固，据李尚宽） 图4-9 水平岩层（四川资阳，据李尚宽） （2）倾斜岩层指岩层层面与水平面有一定交角（0～90˚）的岩层（图4-10）。有些是原始倾斜岩层，例如在沉积盆地的边缘形成的岩层，某些在山坡山口形成的残积、洪积层，某些风成、冰川形成的岩层，堆积在火山口周围的熔岩及火山碎屑层等，常常是原始堆积时就是倾斜的。但是，在大多数情况下，岩层受到构造运动发生变形变位，使之形成倾斜的产状。在一定范围内倾斜岩层的产状大体一致，称为单斜岩层。单斜岩层往往是褶皱构造的一部分。 （3）直立岩层指岩层层面与水平面直交或近于直交的岩层，即直立起来的岩层（图4-11）。在强烈构造运动挤压下，常可形成直立岩层。 （4）倒转岩层指岩层翻转、老岩层在上而新岩层在下的岩层（图4-12），这种岩层主要是在强烈挤压下岩层褶皱倒转过来形成的。 图4-12 倒转地层（北京坨里） 此图为一倒转背斜，其中左翼地层（位于图的下部）倒转 据野外地质素描 图4-11 直立岩层（湖北建始风凉槽） P1m. 下二叠统茅口组灰岩；P2w1. 上二叠统吴家坪组粉砂岩夹煤层；P2w2. 上二叠统吴家坪组灰岩 据蓝淇锋等野外地质素描 2．岩层的产状要素 指确定岩层产状的3个数值，即走向、倾向和倾角（图4-13）。 图4-13 岩层的产状要素 a代表倾角 （1）走向岩层层面与任一假想水平面的交线称走向线，也就是同一层面上等高两点的连线；走向线两端延伸的方向称岩层的走向，岩层的走向也有两个方向，彼此相差180˚。岩层的走向表示岩层在空间的水平延伸方向。 （2）倾向层面上与走向线垂直并沿斜面向坡下所引的直线叫倾斜线，它表示岩层的最大坡度；倾斜线在水平面上的投影所指示的方向称岩层的倾向，又叫真倾向，真倾向只有一个，倾向表示岩层向哪个方向倾斜。其它斜交于岩层走向线并沿斜面向坡下所引的任一直线叫视倾斜线，它在水平面上的投影所指的方向，叫视倾向。无论是倾向或视倾向，都是有指向的，即只有一个方向。 （3）倾角层面上的倾斜线和它在水平面上投影的夹角，称倾角，又称真倾角；倾角的大小表示岩层的倾斜程度。视倾斜线和它在水平面上投影的夹角，称视倾角。真倾角只有一个，而视倾角可有无数个，任何一个视倾角都小于该层面的真倾角。 图4-14 真倾角与视倾角的关系 在野外工作，都要想法求出岩层的真倾向和真倾角，但在天然剖面（如沿河谷、断崖等）和人工剖面（如沿公路、探槽、矿坑等）上所看到的岩层倾角，如果剖面方向不垂直于岩层的走向，都是视倾角。真倾角和视倾角有一定的几何关系如图4-14所示。 设ABCD为层面，ABEF为水平面，AB、CD为走向线，AFD面为与走向垂直的断面，α为倾角（真倾角），BFD面为与走向斜交的任一断面，β为岩层走向线与任一断面线BF的夹角，γ为视倾角，即层面上任一视倾斜线DB与其在水平面上投影FB的夹角。 △AFD与△BFD为具有共同边DF的直角三角形，AF＜BF，γ＜α（无例外）。 此外，还可用数学公式表示真倾角与视倾角的关系。 tan α DF/AF DF AF tan α tan γ DF/BF DF BF tan γ AF tan α BF tan γ sin β AF/BF tan γ / tan α tan γ tan α sin β α、β、γ中只要知其二，即可求第三。 3．产状要素的测量方法 测量岩层的产状要素必须用地质罗盘。地质罗盘的外形为方形（长方形）或八边形。它的主要构件有磁针、顶针、制动器、倾斜仪和底盘等。另外，在底盘上还有带刻度的圆盘和水准气泡。刻度从0˚～360˚，按逆时针方向刻制，东与西的位置和实际相反。罗盘上的N表示北（0˚）；E为东（90˚）；S为南（180˚）；W为西（270˚）。比如测得一个数据是60˚，60˚在N与E之间，则表示为NE60˚；若测得数据为300˚，300˚在N与W之间，则表示为NW300˚。60˚与300˚都称方位角。 测走向时将罗盘的长边（即NS边）与层面贴靠、放平、气泡居中后，北针所指的度数即为所求的走向。测倾向时用罗盘的N极指着层面的倾斜方向，使罗盘的短边（即EW边）与层面贴靠、放平，北针所指的度数即为所求的倾向。测倾角时将罗盘长侧边顺倾斜线贴靠层面竖起，并与走向线垂直，罗盘指针上挂的倾斜仪所指度数就是所求的倾角。表示走向和倾向都用方位角。因为走向具有两个指向，可用两个方位数值来表示，二者相差180˚，如NE35˚，SW215˚。倾向仅有一个指向，只用一个方位数值表示，如SE125˚。倾角的变化介于0～90˚，如∠45˚。上述产状合在一起记录为 NE35˚/SW215˚，SE125˚，∠45˚ 图4-15 露头产状在地形图上的表示方法 在野外测量产状要素，往往只记录倾向和倾角，如SE125˚，∠45˚。只有当岩层近于直立时，才记录走向。另一方面要把岩层的产状符号标注在地形图的相应位置上，如图4-15所示。产状符号一般是一长线、一短线互相垂直作“T”字形，长线代表走向，短线代表倾向，这两条线都要按实际方位画在图上，在短线一侧写上倾角的数字（用阿拉伯数字），不必标记“度”的符号（小圆圈），以免和“0”相混。 地质图上常用的产状符号如下 倾斜岩层，长线代表走向，短线代表倾向，数字代表倾角； 水平岩层（0～5˚），长线代表走向； 直立岩层，长线代表走向，箭头指向较新岩层； 倒转岩层，长线代表走向，箭头指向倒转后的倾向。 （二）岩石变形 1．应力、应力场、应变椭球体 岩层所以由水平岩层变成倾斜岩层、直立岩层、倒转岩层，无疑这是受到力的作用的结果；岩层发生褶皱和断裂，也同样是这一原因。当一个物体受到力的作用时，它的形状或体积发生变化，或者形状和体积同时发生变化，这就叫作变形。变形物体所受的力，可分为2种，即外力和内力。外力是指施加于物体的力；内力是指物体受外力作用，内部产生的与外力相抗衡的力，也就是物体抵抗外力发生形变时产生的各部分之间相互作用的力（这里所说的内力和外力是指力而言，不同于内力地质作用和外力地质作用。二者概念不要混淆）。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kgcm-3来表示。在地壳内岩石中的应力，称为地应力。更确切地说组成地壳的岩石，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。构造应力的空间分布状况称为构造应力场，或简称应力场。 为了说明构造应力场，也就是构造应力的空间分布规律，通常采用“应变椭球体”来作几何形象的解释。 图4-16 各种应力在应变椭球体中的分布情况 AA’. 承受最大压应力的变形面；CC’. 承受最大张应力 的变形面；TT’，T1T1’. 承受最大剪切应力的变形面 比方，在各向同性的岩石中，任取一立方体，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。如果把三度空间的应变椭球体，简化为“应变椭圆”，如图4-16所示，即可以从平面上看出岩石受力时的应力场情况，也即各种应力的空间分布情况 图中CC′方向为压应力最大的方向，AA′可为张应力最大的方向，与最大压应力或最大张应力方向成45的方向，即TT′和T1T1′为最大剪切应力的方向。所以，AA′面为承受最大压应力的变形面，CC′为承受最大张应力的变形面，TT′、T1T1′为承受最大剪切应力的变形面。在构造运动过程中，实际上张应力、压应力和剪切应力皆同时存在，并按椭球体中各种应力的相互关系而分布，构成应力场。这三种应力的任何一种都可使球体变成“应变椭球体”。应用应变椭球体来分析地质构造的力学成因及其几何分布规律，是既简便而又有效的方法。 2．岩石变形的阶段和影响岩石变形的因素 构成地壳的岩石是坚硬的，厚度和体积是巨大的，怎么会产生变形呢首先，应该知道岩石变形的3个阶段 （1）弹性变形岩石受外力发生变形，如未超过弹性极限，当外力去掉后变形立即消失，这种变形即为弹性变形。地震时所产生的弹性波（地震波）即属于这种性质，弹性变形在地壳岩石中不留任何痕迹，所以对研究地质构造来说，意义不大。 （2）塑性变形岩石受外力发生变形，如超过弹性极限，当外力消失后，不能恢复原来形状，而形成永久变形，并仍然保持其连续完整性，这样的变形称为塑性变形。在地壳中普遍保留的褶皱构造等重要地质现象即属于塑