学习任务劈理的识别与分析

线理泛指岩石内部和表面的各种平行线状构造，它是构造变形的重要标志，具有重要的构造指向意义。线理按成因分为原生线理和次生线理，按规模大小分为小型和大型线理。
一、小型线理
在成层有序的浅变质岩系岩石中，常发育各种小型、微型透入性线理，按其成因与形态有以下几类：
（1）拉伸线理：拉长的岩石碎屑、砾石、鲕粒、颗粒或矿物集合体等定向排列显示的线理构造。拉伸线理有两种形成方式，其一是岩石组分变形时发生塑性拉长而形成的，其拉长方向与最大应变轴——X轴方向一致，属A轴线理（图7-29A），其二是由于辗滚作用而形成的，即物质垂直于力偶作用方向延伸，这种拉伸线理常与褶皱的枢纽平行，属B轴线理。
（2）矿物生长线理：由针状、柱状矿物等顺其长轴的平行排列而成的线理（图7-29B）。它们都是岩石在变形和变质过程中压溶和重结晶作用的产物，因而矿物长轴方向往往反映岩石重结晶活动的方向。例如，角闪石的平行排列就是这类线理的典型。有时，特别是在动力变质带上，在强大应力作用下矿物生长往往不依其结晶习性，却屈服于应力而拉长，甚至使原来的短柱状或等轴的矿物出现纤维状结晶。这在“三位一体”的断层擦面上常常看到的纤维状石英、方解石及纤闪石一类的擦抹晶体就是强有力的诠释。
（3）皱纹线理：由先存面理上微细褶皱枢纽平行排列所构成的线理。其波长和波幅小于数厘米，一般以毫米计，这种线理称为皱纹线理（图7-29C）。它常与滑劈理有关，其延长方向也与同期大型褶皱的枢纽方向一致，属B轴线理。
（4）交面线理：由两组面理相交或面理与层理相交形成的线理称为交面线理（图7-29D）。它与皱纹线理都是平行于同期褶皱的枢纽方向，属B轴线理。

图7-29 线理的类型

（据Turner和Weiss，1963）
二、大型线理
在强烈变形的岩石中，常会遇到一些由于岩层卷曲、辗滚、肿缩、破裂而构成的粗大平行线状构造统称为大型线理。这些线状构造各有独特的构造型式、成因和不同的构造形态。这类构造除学习情境4涉及的部分以外，现就最常见的石香肠构造、窗棂构造、杆状构造和铅笔状构造叙述如下：
（一）石香肠构造
石香肠构造又称为布丁构造，是不同力学性质互层的岩系岩层受到垂直或近垂直的挤压而形成的一种形似香肠的构造，故名石香肠构造。
石香肠构造的三维空间几何要素有长度（b）、宽度（a）、厚度（c）、横间隔（T）、纵间隔（L）等（图7-30）。从图7-30中石香肠的空间定位可知：香肠宽度方向指示拉伸方向A（或x）；厚度方向指示压缩方向C（或z）；其延长方向平行于中间应变轴B（或y）。因此，它大部分属于B型线理。

图7-30 石香肠构造要素及反映的应力方位

（据马杏垣，1965）
石香肠的横断面形态特征与拉断裂面的力学性质、能干层初始断裂的性质和方向有关。据此可将石香肠构造分为矩形、菱形、藕节状和不规则状等几种类型。
（1）张裂型石香肠构造：由垂直于层面的脆性张裂拉开，单个石香肠呈四方柱状（图7-31），断面形态呈矩形，平行褶皱枢纽排列。拉开结合部的低压空间区常被周围分泌的脉体充填。如在野外常见的是：在石灰岩区被分泌的方解石脉充填，砂岩区被分泌的石英脉充填，有时还可见破碎的角砾被脉体填充或者是不能干岩层形成对称性较好的褶皱楔入到脆性张裂中。

图7-31 张裂型石香肠的形态

（2）剪裂型石香肠构造：由斜交能干岩层层面的脆性剪切破裂切开，单个石香肠呈菱形或平行四边形断面的斜方柱状，断面形态呈菱形、梯形，平行褶皱枢纽排列（图7-32）。多个剪裂石香肠在横剖面上常呈斜列式排布，其结合部的低压空间常有不对称褶皱的楔入。

图7-32 剪裂型石香肠的形态

（3）黏滞型石香肠构造：当整套岩层平均韧性较高，即不能干性占主导时，且其中占次要地位的薄层能干岩层在压力作用下，就会产生拉伸、流动造成能干岩层发生缩颈或呈藕断丝连状，这种石香肠就称为黏滞型石香肠构造。其断面形态常呈藕节状、透镜状等（图7-33左）。在江西青塘煤矿就见有大套煤系地层，其能干性软弱，而其中所夹的中薄层状石英砂岩常被动式形成黏滞型石香肠（图7-33右）。在有些地方，当变形很大时，这种藕断丝连状石香肠就像漂在不能干岩层中的构造透镜体（大部分是煤矸石构成）。

图7-33 黏滞型石香肠的形态

此外，野外还可见褶皱型石香肠、不规则石香肠构造以及在横弯褶皱作用形成的背斜顶部可见巧克力状石香肠构造。
（二）窗棂构造
窗棂构造见于强烈变形的岩石中。在外形上形成一系列平行排列的浑圆柱状棂柱。表面常有一层应力矿物外膜，是一种大型线理构造。一般认为窗棂构造与褶皱轴方向平行，代表粗大的拉伸线理。属B轴线理。
窗棂构造主要出现在能干层与不能干层之间（如砂岩和页岩之间）的层面上，而且都是能干岩层发生强烈的卷曲而构成，在能干岩石层面上有擦痕和磨光镜面以及槽纹，它们与窗棂构造延伸方向一致，而横节理常与窗棂构造延长方向垂直。
一般说，窗棂构造的形成取决于岩石的力学性质、地处的构造部位和变形环境。窗棂构造按其形态和成因可分以下几类：
（1）节理型窗棂构造：节理型窗棂构造常发育在纵弯褶皱的能干岩层的转折端处，它受纵张节理控制，即由楔形张节理插入、切割、破坏能干岩层而形成（图7-34）。

图7-34 节理型窗棂构造素描图

（2）肿缩型窗棂构造：这种肿缩型窗棂构造是岩层受顺层挤压缩短时，不能干岩层不均匀地强楔入造成能干岩层表面形成一系列波形、谷形，一旦不能干岩层脱落，在能干岩层层面上，就会显现肿缩型窗棂构造（图7-35）。

图7-35 肿缩型窗棂构造素描图

（3）褶皱型窗棂构造：主要发育在大套强韧性岩层（不能干岩层）中，其较薄的能干岩层被迫形成一系列小型圆柱形状寄生褶皱。这类构造称为褶皱型窗棂构造（图7-36）。

图7-36 褶皱型窗棂构造素描图

（三）杆状构造
在变质岩区由于强烈的挤压，导致在岩石中分泌出的石英脉、方解石脉等，又在进一步的挤压、碾搓作用下，形成棒状体，形似旗杆故名杆状构造。又由于大部分为石英成分，亦称石英棒（图7-37）。这种杆状构造常成带成束集中的产于变质岩层中的小褶皱转折端部位，恰似一道风景线。所以说杆状构造是强烈变形和变质分异作用的联合产物，是垂直褶皱枢纽方向作碾滚的结果，它属典型的B轴线理。

图7-37 硅质片麻岩中的石英棒

（据G.Wilson）
（四）铅笔状构造
铅笔状构造是轻微变质的泥质板岩和粉砂质板岩石中常见的一种线状构造，它是由于两组或两组以上平行的面状构造交切，将岩石劈成长条多边形铅笔状而得名。在野外某些浅变质岩地区铅笔状构造密集分布，大部分属B轴线理。
三、线理的野外研究
在野外对线理的研究中，除了鉴别它们的类型外，还要区分不同期次的线理，以及线理与大型构造的关系。并按类型和期次标示在地质构造图上。这有助于分析大型构造的形成方式和过程。
（一）确定线理定向与运动轴型
线理是构造运动方向的重要标志之一。它既能够指示构造变形物质的运动方向，也能用于分析构造应变场内岩石的有限应变状态。它具有良好的指向性，对线理的分析中多采用桑德尔（B.Sander，1926）坐标系。
根据桑德尔的构造变形中运动学坐标系与构造应变椭球体坐标的关系，对与褶皱有关的线理的空间特征和几何关系，可以得出如下结论（图7-38）：①所有线理不是与圆柱状褶皱的枢纽平行就是与之垂直。若与褶皱轴（或枢纽）平行者称之为B（b）轴线理；与褶皱轴（或枢纽）垂直者称之为A（a）轴线理。②A（a）轴线理指示物质运动方向，代表变形椭球体的拉伸应变轴（x轴）；而交切、旋转和碾滚成因的线理主要为B（b）轴线理，线理方位代表变形椭球体的中间应变轴（y轴）。

图7-38 桑德尔坐标系

a—运动方向；b—褶皱轴；
ac—垂直ab面；ab—运动面
（二）线理与大型构造关系的识别
在造山带中，作为强烈变形产物的线理与同期大型褶皱和断裂具有如下几何关系（图7-39）：
（1）如果在大型弯滑褶皱中，由于层间滑动产生的摩擦线理一定是与褶皱枢纽垂直。基于这一规律，当野外见到摩擦线理与层理走向垂直时，说明该褶皱枢纽一定是水平的；如果摩擦线理与层面走向斜交时，则指示褶皱枢纽必是倾伏的。而且线理的侧伏角与枢纽的侧伏角互为余角。线理侧伏向与枢纽的倾伏向互为补角。
（2）如果在大型纵弯褶皱中发育的轴面劈理，则劈理与层理的交面线理必定平行于褶皱轴，属B轴线理。
（3）如果褶皱发育在能干与不能干岩层互层的岩系中，褶皱的翼部由于剪切、旋转或辗滚等作用下，常发育各种b轴线理。如寄生褶皱、石香肠构造、窗棂构造和杆状构造等，它们都能反映大型褶皱轴的方位，且都属b轴线理。
（4）在断裂滑动面上，摩擦成因的a线理（如擦痕）指示断层的运动方向；而剪切、碾滚成因的b线理则代表断层系统中的中间轴，它指示断层在三度空间的真实延伸方向；当b线理水平时，延伸才与断层走向一致。所以，在断层研究中，要严格区分断层运动方向、断层延伸方向以及走向这三个完全不同的概念。

图7-39 变质岩中小构造与大构造关系

（据G.Wilson，1961）
A—根据苏格兰萨德兰北部阿莫音见到的构造绘制的平卧褶皱；B—根据康尔郡亭塔盖尔地区小构造绘制的平缓逆掩断层
As—轴面片理；Sc—褶劈理；Fc—间隔劈理；Foc—断层劈理；Cf—细褶皱，锯齿状褶皱；Pf—寄生褶皱；Df—从属褶皱；Mf—小褶皱；Bou—石香肠构造；M—窗棂构造；R—杆状构造；L—拉长砾石、拉长火山弹及其拉长线理
（三）观察线理叠加关系，建立线理构造的变形序列
线理的叠加表现为早期线理被改造和晚期线理的出现。晚期线理一般比较直观，切割、掩蔽早期线理；早期线理相对隐蔽而不太连续。线理叠加反映了两次不同轴向的运动变形。线理的叠加需要通过大量的线理方位的测量统计才能真正地认识。线理叠加常在变质岩区形成一道极为赏心悦目的地质景观（图7-40）。

图7-40 辽宁海城千枚岩中叠加线理素描

学习指导
本学习情境主要论述在变质岩区和变形强烈地区出现的小型构造，它们的识别有助于恢复大构造，同时这些面理、线理也是韧性剪切带的主要产物。自然界有许多内生矿产的细脉均沿各类劈理充填，野外应格外地重视劈理与线理的识别与分析。
本学习情境重点为劈理、线理的基本特征，难点为劈理、线理的识别。
练习与思考
1.名词解释：破劈理、滑劈理、流劈理、轴面劈理、透入性、B（b）轴线理、A（a）轴线理、石香肠构造。
2.试述劈理的四大特性。
3.利用劈理如何确定层序的正常与倒转？并画图示之。
4.试述轴面劈理在判断大构造的意义。
5.区域性劈理的类型有哪些？
6.试述变形岩石中的小型线理的类型及指向性。
7.试述变形岩石中的大型线理的类型。
8.石香肠构造类型有哪些特征？
9.试述杆状构造有何构造意义。

按断层两盘相对运动划分的正断层、逆断层和平移断层是普遍采用的术语。现对这常见断层的一般特征、组合型式、地质背景等加以叙述。
一、正断层
（一）一般特征
在自然界中，正断层倾角一般较陡（倾角为60°～70°），常见地表陡倾向下会变缓，呈犁状。断层角砾呈棱角状、大小不一、杂乱分布，胶结物为外源物质（铁质、硅质）等（见图6-47）。通常断层旁侧没有小褶皱出现。
（二）组合型式的识别
大型正断层常在盆地边缘，呈单独发育。但在特定的地质背景下（伸展），也可由一系列的正断层构成特定的组合形式。
1.阶梯状断层
由若干条产状基本一致的正断层组成，各条断层的上盘依次朝同一方向向下相对位移，从而构成阶梯状（图6-11A）。阶梯状断层在区域性抬斜过程中，发生旋转形成阶梯状抬斜断块（图6-11B），在地形上常表现为山谷间列的景观。这种构造在我国中新生代盆地中较发育。

图6-11 阶梯状断层及抬斜断块示意图

2.地垒、地堑
由多条走向基本一致的相反而倾的正断层组合，称为地垒。其特点是它们中间有一共同的上升盘（图6-12左）
由多条走向基本一致相向而倾的正断层组合，称为地堑。其特点是它们中间有一共同的下降盘（图6-12右）。
地垒和地堑是地壳表面区域伸展作用而形成的结果，在地形地貌上有明显反应。形成所谓的垒堑构造或盆岭构造。如图6-12是发育在江西庐山-九江长江一线的垒堑构造，又如江西宁都青塘盆地也发育此类构造。

图6-12 江西庐山-长江垒堑构造示意图

3.环状断层和放射状断层
（1）环状断层：由若干条环、半环状断层呈同心圆状排列组合而构成（图6-13）。

图6-13 环状断层示意图

（2）放射状断层：由若干条断层呈放射状排列组合而构成（图6-14）。

图6-14 放射状断层示意图

以上两种构造组合型式与底辟构造有着密切联系。当底辟作用上拱的作用力弱时，则形成环状断层；当底辟作用上拱的作用力强时，则形成放射状断层。
4.雁列式断层
由若干条近平行的正断层呈雁列式排列组合而构成（图6-15）。
单条断层与雁列式断层带（串联线）走向常成30°～45°斜交。则表示是区域扭动（剪切）作用的结果。在我国南方这类断层常控制中小型白垩纪断陷盆地，如江西赣州-大余、宁都-寻乌等地。

图6-15 雁列式断层示意图

5.块断型断层
由两组不同方向的正断层呈相互切割构成菱形断块组合而构成。这类构造型式常控制大、中型断陷盆地。如我国柴达木盆地、塔里木盆地以及江西大余池江盆地。
（三）地质背景的分析
正断层广泛发育在各种不同的地质背景中。如在构造变动轻微的地区（如地台）或褶皱带的盖层中（如地台活化区）。正断层及组合常以主导性产出，它是区域伸展构造作用的具体反映。在构造变动强烈的地带（褶皱带）中，正断层一般不发育，仅作为派生构造出现。
近年来对大陆构造及海洋构造的研究，对伸展构造的重要性认识更深入，它具有多级别、多层次、多样式的特点。
二、逆断层
逆断层和由逆冲断层构成的推覆构造，是地壳中最常见的断裂构造之一，推覆构造也是当今构造地质学研究最热门的课题之一。
（一）一般特征
逆断层常常显示出剧烈的挤压破碎现象，形成挤压角砾岩，并伴有劈理、复杂揉皱等地质现象，是一个构造强化地段。而对位移量很大的低角度逆断层，其倾角一般在30°左右或更缓。且推移的距离在数千米以上的大型逆冲断层称为推覆构造，其断上盘的岩块称推覆体或逆冲岩席（呈平板状）。推覆构造的上盘是从远处移来，称为外来岩块、异地系统，断下盘为原地系统。研究推覆构造要极力寻找飞来峰和构造窗的位置。
1.飞来峰构造
系指在主推覆断层的前方，由断层围绕的外来岩块孤零零的分布在地势较高处，这种构造称为飞来峰构造（图6-16）。
2.构造窗
系指在主推覆断层的后方，由断层围绕的原地系统分布在地势低洼处，这种构造称为构造窗（图6-16）。

图6-16 推覆构造发育过程示意图（A→B）及平面图（C）

（据M.Mattauer，1980修改）
飞来峰与构造窗的发育过程（图6-16）：是逆掩断层和推覆构造发育地区遭受了强烈侵蚀切割后，出现一种常人难以想象的地质构造现象。
又如图6-17江西宁都赖村推覆构造，该地可见加里东期鹅婆岩体被逆掩到中生代白垩系红层（砂砾岩层）之上，并构成飞来峰构造。

图6-17 江西赖村Ⅷ号推覆断层及飞来峰剖面图

1—上白垩统长石石英砾岩；2—下白垩统复成分砾岩；3—鹅婆岩体上脑单元；4—推覆主断面
（二）逆冲断层几何形态和扩展方式
1.几何形态
逆冲推覆构造的几何形态通常为台阶式，即由长而平缓断坪与短而陡的断坡交替构成（图6-18）。断坪常顺软弱岩层发育，断坡则以高角度断层切过能干岩层，并总体构成上陡下缓的犁式形状。例如，在我国南方发育的大型逆冲推覆构造中，二叠系龙潭煤系等软弱岩层形成断坪，而泥盆系石英砾岩等能干岩层则形成断坡。

图6-18 台阶式逆冲推覆构造几何特征示意图

2.扩展方式
逆冲推覆构造多数为叠瓦式，而它的扩展方式有前展式和后展式两种。
（1）前展式是每一新的逆冲岩体（席）发育在老逆冲岩体（席）的下面，各逆冲岩体（席）依次向逆冲方向扩展，新的逆冲岩体增生在前进中的推覆体前锋。前展式是自然界中最常见的逆冲扩展方式（图6-19）。
（2）后展式是每一新逆冲岩体（席）发育在老逆冲岩体（席）的上面，各逆冲岩体（席）依次向逆冲来源方向或腹地扩展，新的逆冲岩体（席）增生在推覆的后缘（图6-20）。
由前展式形成的一套叠瓦式逆冲断层，可以在高部位上逐渐趋近而重新结合在一起。其中一个个被断层围限的岩块称为断夹块。一系列断夹块同围限它们的逆冲断层，称为双重逆冲构造。双重逆冲构造最高的共同逆冲构造面，称顶板逆冲构造，最低的共同逆冲构造面，称底板逆冲构造。顶板逆冲构造和底板逆冲构造会在双重逆冲构造的前锋和后缘汇合。要确定一个双重逆冲构造，必须鉴别出顶板逆冲构造和底板逆冲构造，如果不能鉴别出顶板逆冲构造和底板逆冲构造，这种构造应命名为叠瓦扇或叠瓦束。例如，我国南方红盆地中的楔状冲断体，就是这种双重逆冲构造的良好实例。

图6-19 前展式逆冲断层发育顺序

1～3为发育顺序；箭头示扩展方向

图6-20 后展式逆冲断层发育顺序

1～3为发育顺序；箭头示扩展方向

图6-21 双重逆冲构造

（据徐开礼等，1989）
（三）组合型式的识别
1.叠瓦式逆断层
由一系列产状相近的逆断层的断上盘依次向上逆冲，剖面上构成典型的叠瓦状。它是地壳中最常见的组合型式（图6-22）。此外，叠瓦状逆断层也可表现为前（上）陡后（下）缓，各条断层向下常汇集成一条主断层。叠瓦式逆断层常在一构造单元内或一侧产出，其逆断层总的走向与区域构造线方向一致。如四川龙门山叠瓦式逆冲断层由龙门山褶皱带东翼向四川盆地逆掩，又如我国台湾地区也发育此类构造。

图6-22 江苏茅山南段花山一带叠瓦式逆冲断层剖面图

2.对冲式逆断层
由两条以上相背而倾对冲的逆断层组成。其特征为两条断层有一共同的下（降）盘。小型对冲式断层常与背斜构造相伴（图6-23）；大型的对冲式逆断层常发育于造山带两边缘，如武夷山东、西两麓地带。

图6-23 对冲式逆断层剖面图

（据四川区调二队）
3.背冲式逆断层
由两条以上相向而倾的逆冲断层组成。其特征为两条断层有一共同的上（升）盘。背冲式断层常与复式褶皱相伴，总体构成正扇形。例如，在我国祁连山地区背冲式逆断层构造极为发育（图6-24）。

图6-24 背冲式逆断层剖面示意图

（四）逆冲推覆构造分带的识别
逆冲推覆构造依据变形程度的不同，可分为根带、中带和锋带三个主带以及相关的后缘带和外缘带（表6-1）。后缘带和外缘带虽不是逆冲推覆构造的主体，但也受到逆冲推覆作用的影响。后缘带位于根带的后侧，以拉伸的方式形成地堑式正断层和张节理为主；外缘带位于锋带的前侧，以弱挤压的方式形成宽阔的褶皱。

表6 -1 逆冲推覆构造各带变形特征表

（据朱志澄，1999）
（1）根带：是逆冲推覆作用开始发育部位，一般表现为强烈的挤压；褶皱、断层、劈理等构造产状陡立，劈理以流劈理和滑劈理为主；结构上表现为陡峻菱形块体与挤压带构成网结状构造。
（2）中带：断层面低缓，断层常常分叉构成叠瓦扇和双冲构造，以单剪切变形为主，次级断层和褶皱轴产状相对稳定，倾向根部；整个中带内、近根带变形相对强烈，中部变形稍弱，中带内劈理、旋卷构造、小褶皱、膝折和双冲构造发育。
（3）锋带：挤压作用再度增加，包括临近断层面的下伏岩系形成轴面陡立的紧闭小褶皱；岩石破碎，有是形成碎裂岩带；次级断裂发育并强烈变形。
（五）地质背景
逆断层（逆冲断层）的各种组合型式可产在不同的地质环境中，并且以叠瓦式为最普通的型式。逆冲断层一般是由区域性挤压作用而引起整体收缩产生的结果，它常与强烈褶皱伴生，这种由挤压作用所形成的构造为挤压推覆构造，简称推覆构造；而由区域伸展作用或局部重力作用形成的滑动推覆构造，简称滑覆构造。如我国河南嵩山发育重力滑动构造、江西省宁都青塘小型滑覆构造。
三、平移断层
（一）一般特征
平移断层产状陡（直立），构造带中剪裂破碎明显，构造角砾较细，呈次圆状（图6-25）。断面上常发育有水平擦痕。平移断层按照两盘相对运动可分为：左行和右行。左行平移断层是指断层两盘逆时针运动；右行平移断层是指断层两盘顺时针运动。

图6-25 平移断层角砾岩

（二）地质背景分析
1.与褶皱有关的平移断层
与褶皱、大逆掩断层等构造相伴生的平移断层，这类平移断层规模不大，它斜切构造线，遵守“米”字形规则，顺着一对共轭剪裂面发育形成左行或右行平移断层。
2.区域性平移断层（走滑断层）
走滑断层是区域主干分划性构造，规模巨大。它的形成受控于区域剪切应力场。如我国左行走滑郯庐断裂、美国右行走滑断层——圣安德烈斯断层（图6-26）就是由于太平洋板块朝北运动，而两侧的（中国、美国）大陆朝南运动而产生的结果。
（三）与平移断层相关构造的识别
自然界的平移断层在活动中，由于断层走向的局部弯转与次级断层的切割，会引起平移断层（走滑断裂）旁侧的断块一端岩块拉开、陷落形成坳陷盆地（拉分盆地）；而另一端则会重叠、挤压形成褶皱或逆冲断层；此外在平移断层旁侧会形成次级褶皱。

图6-26 美国圣安德烈斯右行走滑断层示意图

1.拉分盆地
由两条较长平移走滑断层和两条较短正断层、正-平移断层围限组合而成的盆地，称为拉分盆地。拉分盆地常以菱形断陷形式出现。它从形态上分为S形和Z形，一般说，左行雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为S形，右行雁列式走滑断层控制所形成的拉分盆地为Z形（图6-27）。其共同特征是盆地的沉积速率大、横向沉积变化亦大，是形成含有重要沉积矿床的良好沉积场所。如江西大余池江盆地就是典型的拉分盆地。

图6-27 拉分盆地示意图

2.次级（雁列式）褶皱
平移断层的主动盘运动，会造成被动盘（对盘）地层发生次级的雁列式褶皱（图6-28）。
若隐伏的基底平移（走滑）断层相对运动则会造成盖层形成一系列雁列式褶皱或雁列式分布的正断层组合的派生构造（图6-28）。

图6-28 隐伏基底平移断层与盖层雁列式构造示意图

四、顺层断层
（一）概述
顺层断层是顺着软弱（不能干）层面、不整合面等先存面滑动的断层。在构造运动中，这些先存的薄弱面就会先遭到构造力的“攻击”而变形。如纵弯褶皱作用中，顺着软弱层产生的层间滑动易形成顺层断层。指得值出的是，一是由于顺层断面与先存面基本一致，很少发生切层且地层重复和缺失现象，易被忽视，这类断层往往难以查明；二是顺层断层表现的形式有逆断层（挤压力）、正断层（重力）类型。
（二）顺层断层的识别
1.顺层展布的断层岩
顺层断层的滑动常引起层间岩层的破碎、研磨，会形成各种顺层展布的断层岩。
2.复杂揉皱和肿缩式构造
顺层断层顺软弱层滑动引起岩层揉皱或肿缩式构造。如湖南邵阳，上二叠统龙潭煤系（P2l）底部不能干的粉砂岩、页岩等岩层，与下伏的下二叠统（P1）顶部能干的厚层硅质岩互相滑动，在不能干岩层中形成复杂揉皱，或聚集为巨大的囊状体或透镜体，构成肿缩式构造（图6-29）。

图6-29 湖南邵阳林拗顺层面滑动引起的肿缩现象

3.碎屑岩墙
在顺层断层活动中，上覆岩层的破碎岩屑贯入到顺层断层裂隙中，形成碎屑岩墙。
4.地层的重复（变厚）与缺失（变薄）
顺层断层若发生切层会造成地层重复（变厚）与缺失（变薄）的现象。如果地层重复或缺失只是一套岩系中的部分地层，则易误判为是地层变厚或变薄。这一点要特别引起重视。
5.基底剪切滑动
隔档式和隔槽式褶皱是一种薄皮构造，系盖层岩系在基底软弱剪切滑动面上顺层滑动引起的变形。如欧洲侏罗山隔档式褶皱就是在海西期褶皱基底上顺着三叠系膏盐层滑动而形成的（图6-30）；我国渝北华蓥山-黔北-湘西-鄂西南一带广泛发育此类构造（见图4-16）。

图6-30 基底剪切滑动示意剖面图

顺层剪切滑动与盖层褶皱

一、概述

（一）劈理的含义

劈理生长在变质岩或强烈变形的岩石中，是一种相互平行，而且始终密集的实在（潜在）破裂面，沿着这个破裂面可将岩石劈开成无数的薄片或薄板，其破裂面称劈面，其所夹岩石薄板（片）称为微劈石，它们的组合称为劈理。

（1）劈理具有四大特性：平行、剥开、密集、透入性（次生的）。

图7-1 面状构造在同一岩体中不同尺度上的表现（示透入与尺度的关系）

（据F.J.Tumer和L.E.Weiss，1963）

A—显微尺度：颗粒界面的定向排列构成略具透入性的面状构造（S₁）；B—小微尺度：颗粒界面在上层内构成透入性面状构造（S₁），上、下两个不同组分层之间的分隔面（S₂）在这一尺度上是非透入性的；C—小型尺度：

互层平行的面（S₂），构成透入性的面状构造；D—中、小型尺度：膝折（S₃）将岩体分为两部分，S₃是非透入性的；E—中型尺度：S₃是一系列紧密排列的膝折面，可以看作是透入性的，该尺度上的分隔则应是岩浆岩体与具膝折构造的板岩之间的界面（S₄）

（2）劈理的代号：不同运动产生的劈理面代号不同，S₀代表原生层理，S₁、S₂等代表次生面理，其测量方法同层理一样，它是一种面状构造。

劈理与片理、片麻理合称为面理。

（二）研究劈理的地质意义

利用劈理与层理的关系可判断地层层序、断层位移方向、褶皱的空间位置等；韧性剪切带中的劈理极为发育，目前韧性剪切带找矿是一个新方向；劈理的密集破裂面是工程地质的“大敌”，同理，也是水文地质研究的重要对象之一；在地质构造变形强烈地段或变质岩中，劈理可掩蔽层理，给地质构造观察带来一定的困难。如江西宁都县青塘煤矿一带，该地区劈理的发育将层理掩蔽，易使人们将劈理的产状误认为岩层的产状，从而导致走向断层旁侧地层缺失的现象无法解释。

（三）劈理的域组构

劈理的域组构系指岩石颗粒的大小、形状、结构在空间上具定向分布。它常通过劈理内的片状矿物显现出来。

（1）劈理域：是指由层状硅酸盐或不溶残余物质富集成平行或交织状的薄条带或薄膜，原岩的组构已被强烈改造，矿物和矿物集合体的形态或晶格具有显著的优选方位。如图7-2深色带为劈理域。

图7-2 劈理的域组构

（2）微劈石域：是指夹于劈理域之间的区域，由窄的平板状或透镜状的微劈石岩片组成，微劈石岩片的岩石仍基本保留了原岩的矿物成分和组构。如图7-2浅色带为微劈石域。

劈理域和微劈石域之间的边界可以是截然的，也可以是过渡的，两者紧密相间，使岩石显出纹理（劈理）。

二、劈理类型和特征的识别

（一）破劈理

破劈理是岩石中的一组密集的平行状破裂面，一般与岩石中矿物的排列方向（定向）无关，呈微细裂隙，有时被细脉充填。微劈石厚度＜1cm。实际上破劈理就是密集的节理，但其密集程度和平行定向性比节理更强（图7-3）。

图7-3 江西宁都某地断层旁侧发育的破劈理实景

破劈理多数发育在轻微变质或不变质的岩石中，微劈石一般均无先存的鳞片变晶结构。因此，一般认为，破劈理是沿岩石变形的最大剪应力作用面发育而成的剪裂面。尤其是发育在褶皱翼部的层间破劈理和平行断层的破劈理，它们清楚地反映出其剪切机制的形成过程。所以破劈理的力学性质大部分为剪性。但某些发育在褶皱转折端的破劈理，则应是张裂作用或压扁基础上的弹性回跳所造成的。

（二）滑劈理

滑劈理又称应变滑劈理、折劈理、褶劈理，是发育在先存鳞片变晶结构的板岩、千枚岩及云母片岩中的一组切过先存流劈理的差异性平行滑动面（带）。滑动面（带）中矿物具新的定向排列。这种新的定向既可以是先存片状矿物被重新定向，也可以是沿滑动面重结晶的新生矿物的定向排列（图7-4）。如江西青塘地区滑发育的滑劈理分布（图7-5）。

图7-4 北京大灰厂石炭系板岩中的滑劈理

（据宋鸿林薄片素描）

图7-5 江西宁都某地断层旁侧发育的滑劈理实景

根据微劈石结构特征，滑劈理分为三种类型：膝折式（图7-6A）、揉皱式（图7-6B，C）、挠曲式（图7-6D、E）。一组与主压应力轴斜交的切过早期流劈理的剪切面，这种成因的滑劈理构造在自然界中是最常见的；向同一方向挠曲的滑劈理是叠加作用的结果；揉皱式滑劈理是递进变形产生的结果，即它是在剪切破裂基础上随应力持续作用和微劈石不断的压扁，造成劈理面从最大剪应力作用面向最大挤压面偏转（图7-7）。

图7-6 滑劈理的各种形态

S₁—先期的层理或面理；S₂—滑劈理

（三）流劈理

流劈理是成层有序的浅变质岩系板岩中最常见的一种次生的透入性构造。它是由片状、板状或扁平状结合体的定向排列构成的，具有使岩石分裂成无数薄片的性能。流劈理最显著的特征是，不但劈理面上矿物发生定向排列，而且微劈石中的矿物也呈定向排列。

它是在变质固态流变过程中产生的平行面状构造，是岩石内部组分发生压扁、拉长、旋转和重结晶作用的结果。表现在：①沿劈理面的微剪切作用——层理纹位移、包体或斑晶的旋转等；②沿劈理面的伸长和垂直劈理面缩短的压扁——变斑晶旁侧形成压力影、先存矿物集合体、卵砾、鲕粒等的压扁现象。

图7-7 滑劈理形成过程的示意图

（引自徐开礼等，1989）

流劈理亦称板劈理，劈理面上矿物重结晶较小或不显著，如板岩中的板理。如果重结晶较显著，由肉眼可辨认的片状矿物（如云母等）的平行排列所形成时，则称为片理。在片麻岩中的片麻理除了矿物定向排列以外，常伴有物质的分异，形成富暗色矿物和富浅色矿物相间的分异层理。流劈理的成因存在两种不同的解释：①压扁作用——流劈理出现在变形椭球体AB面上，变形变质过程中压溶-重结晶占主导作用。岩石在垂直劈理方向受力挤压时，易溶矿物发生溶解或溶蚀从平行劈理面方向的叶片层中迁移或拉长，难溶物质也相应在叶片层中聚集，形成新生重结晶片状矿物定向。因而流劈理面是“挤压应变面”（图7-8）。②差异性塑性流动作用——流劈理面滑动方向与最大主应力斜交。平行于劈理的拉伸和垂直于劈理的压扁实际上是两个方向共轭剪切变形的综合反映。在两个方向同等发育的情况下，岩石沿平行两个剪切面之间的锐夹角平分线方向上的拉长和钝角平分线方向上的缩短，形成菱形网络状的劈理结构和透镜状的微劈石（图7-9）。

图7-8 流劈理的显微构造

图7-9 江西宁都青塘发育的流劈理

（四）连续劈理

连续劈理发育于变质岩石中，按其重结晶的状况及其变形的特征，分为板劈理（图7-10）、千枚理、片理和片麻理。

（1）板劈理：板劈理主要发育于富泥质的低级变质岩中，其泥质岩石内部颗粒很细且可劈性良好，因此，在野外常见这类岩石被劈成十分平整的石板，人们常将其作为天然的房瓦使用。但是，在显微尺度下，板劈理的劈理域呈交织状排布，表现为富云母的层状硅酸盐域和富石英长石的透镜状域。在图7-11中可以看出，在微劈石域内，主要组成为粒状矿物或其集合体，缺乏明显的优选方位。相反在劈理域内，原岩的组构几乎完全转化为强烈定向的层状硅酸盐矿物条带。

图7-10 连续劈理（板劈理）野外实景

图7-11 流劈理的显微构造

板岩中原岩的矿物晶粒、碎屑、结核、化石、斑点等均发生变形，成为良好的应变标志（图7-12）。当包体与基质之间韧性差较大时，就会导致绿泥石和石英等应力矿物的出现，沿着劈理面在低压空间生长，造成压力影构造（图7-12F、G、H），也可参见图9-26。

图7-12 与板劈理有关的变形包体

A—变形笔石；B—变形腕足类化石；C—压扁砾石；D—椭圆化还原斑；E—变形鲕粒；

F—非旋转黄铁矿压力影；G—压碎黄铁矿压力影；H—旋转黄铁矿压力影

（2）千枚理和片理：千枚岩、片岩以其结晶矿物较大、肉眼可与板劈理相区别。根据层状硅酸盐矿物的多少，可分为三类不同的千枚理、片理：一种是富层状硅酸盐岩石中的千枚理和片理，这种岩石中的云母类矿物沿面理平行排列，层状硅酸盐矿物几乎遍布整个岩石，构成所谓“千枚状构造”（图7-13）；另一种是多矿物岩中的片理，这种片理以层状硅酸盐域呈交织状绕透镜状长英质域分布，且劈理域或微劈石域都卷入变形和重结晶作用，并以其重结晶显著而显示其特色（图7-14）；第三种是粒状单矿物岩中的片理，层状硅酸盐仅稀疏分布，主要由拉长、压扁的粒状矿物的连续排列而显示出片理。

图7-13 云母片岩中片理

（据B.E.Hobbs，1976）

云母具明显连续均匀分布的优选方向

图7-14 云母石英片岩中的片理

（据B.E.Hobbs，1976）

薄膜状云母域呈交织状围绕石英颗粒的集合体

（3）片麻理：片麻理是深变质岩区（花岗片麻岩区）广泛存在的一种连续面理。它是由深、浅两色矿物断续条带构成，宜是高度重结晶的产物（图7-15）。单矿物角闪石岩、辉石岩和斜长石岩发育的片麻理，则是由柱状或板状矿物晶体平行断续排列而构成。在深变质岩区（花岗片麻岩区）早期构造变形形迹多已殆尽，新生的片麻理成层展布，常构成区域性面理。

图7-15 花岗片麻岩中的片麻理

（五）不连续劈理

不连续劈理域之间的间隔在野外露头或手标本上可显示其不连续的构造特征。按微劈石域的结构，可将不连续劈理分为间隔劈理和褶劈理。一般说，破劈理和滑劈理（褶劈理）即为不连续劈理。

（1）间隔劈理：过去许多间隔劈理被定为破劈理。间隔劈理在显微尺度下观察，劈理域的主要成分是黏土质和碳质等不溶残余物。当劈理切断化石时，很难在相邻的劈理域内和微劈石中找见被截断的部分（图7-16）。这样有人提出，过去一些被划分为破劈理实质上与滑动无关。这种由不溶残余物构成劈理域的间隔劈理是压溶成因的，对过去用以论证剪切破裂成因的论据——层理错位也有了新的解释，被认为是压溶密合后的假错位（图7-17）。

图7-16 两种实质不同的鲕粒错位

图7-17 压溶作用密合造成的假错位

（据G.J.Borradaile等，1982）

x—压溶作用的宽度；d—密合后视距离；ϕ—劈理与层理的夹角

（2）褶劈理（滑劈理）：褶劈理以一定可见的间隔切过先有连续劈理为特色，间隔大小以0.1mm～1cm。早期连续劈理发生挠曲或微细褶皱。

根据劈理域的宽窄及其与两侧微劈石内组构的关系，可将褶劈理细分为渐变褶劈理、带状褶劈理和分隔褶劈理。

三、不同地质背景上的劈理

劈理作为岩石变形的产物，其形成不仅与地壳较深层次的变形变质作用相关；而且与褶皱、断裂（剪切带）和区域流变构造在几何上和成因上都有着极密切的关系。研究这种关系，对查明大型构造的形态、变形构造环境以及变形岩石的力学行为和形成原因等都具有重要的意义。

下面叙述与岩层产状有关的层间劈理和顺层劈理、与褶皱有关的轴面劈理、与断层有关的劈理和区域性劈理。

（一）与层理有关的层间劈理和顺层劈理

1.层间劈理

它是一种受岩性和层面控制的、产状与层理斜交的劈理。受岩性影响显著：能干岩层中劈理密度小，劈理域窄，劈理发育较差，重结晶程度低，以破劈理为主；不能干岩层中劈理密度大，劈理域宽，劈理发育较好，流变特征明显，以流劈理为主。若野外两种岩性相间，则可出现劈理折射现象（图7-18）。

层间劈理常在纵弯褶皱中组合成正扇型和反扇型劈理。即弯滑褶皱作用引起褶皱翼部层间剪切，形成一组与层理大角度相交的破劈理，在褶皱转折端形成拉张裂隙（破劈理），两者组合成正扇型破劈理（图7-22）。而弯流褶皱作用可使不能干岩层发生向转折端的塑性流动形成反扇型流劈理组合（图7-23）。

图7-18 北京大灰厂奥陶系马家沟组中劈理折射现象

（据宋鸿林照片素描）

下部纯大理岩中发育连续劈理；中部白云岩中发育间隔劈理（铅笔处）；上部白云质结晶石灰岩劈理呈S形

图7-19 北京孤山口雾迷山组中的S 形劈理

较弱的钙质千枚岩发育弧形的千枚理；较强的硅质石灰岩（左侧）发育了与层理近直交的稀疏间隔劈理，露头宽约2m

如果劈理发生在粒级层中时，随着岩石中碎屑粒度由粗到细的变化，劈理会随之发生弯曲变形（图7-20）。在观察时应注意，不要将其当成交错层。另一方面，劈理的弯曲也可由层间滑动或顺层流动时因摩擦力作用而产生。此外，岩性的影响和物质运动的结合，常常使层间劈理组合成S形劈理（图7-19）。

图7-20 砂岩粒级层中弯曲劈理

（据G.Wilson，1961）

层间劈理的形成，主要同岩石的不同变形习性和层间界面的控制作用有关。层间界面常常控制着不同岩层内的运动，使它们在不同的构造变形域内发生均匀变形。

2.顺层劈理

顺层劈理一般指宏观上与岩性界面近于平行的劈理。在成层有序的浅变质岩系中，顺层劈理是岩石在变质作用下的塑性流变过程中形成的，一般为流劈理，后期的褶皱中与变余层理一起参与弯曲。而在层状无序的中深变质岩中，顺层劈理（片理）作为变形面形成褶皱时，其形成于褶皱之前，应有沉积变质过程中的重结晶现象。

（二）与褶皱有关的轴面劈理

与褶皱有关的轴面劈理是指产状平行或大致平行褶皱轴面的劈理（图7-21）。

轴面劈理和轴面片理的产状与褶皱轴面的关系取决于组成褶皱岩层的韧性、均一性和褶皱的形态。在岩性均一、平均韧性高、韧性差小的岩系中，轴面劈理与轴面的平行性也愈高。它们的产状与两翼斜交，稳定地切穿岩层层理，使层理的连续性遭到破坏，有时甚至将层理掩蔽起来。反之，当轴面劈理发育于岩石韧性差较大，即能干与不能干岩石相间成层的岩系中，轴面劈理则会发生散开和聚敛。在能干岩层组成的背斜中，轴面劈理向斜核部呈正扇形散开（图7-22），在不能干岩层中形成的背斜里，轴面劈理则呈反扇形向上聚敛（图7-23）。

图7-21 西藏日喀则地区日喀则群砂质板岩斜歪背斜中的轴面劈理

（郭铁英摄，宋姚生素描）

图7-22 河南登封嵩山群板岩中正扇型轴面劈理

（索书田、闻立峰摄，宋姚生素描）

图7-23 河南登封嵩山群薄层石英岩组成的同斜褶皱中，千枚岩中反扇型轴面劈理

（据马杏桓等片照片素描）

轴面劈理形成于纵弯褶皱作用的晚期，是典型的挤压应变面，它与最大主压应力方向相垂直。近年来，这种劈理多被认为是褶皱经受压扁和压溶作用的结果。随着轴面劈理的形成，弯褶皱作用逐渐被剪切褶皱作用所代替。

（三）与断层有关的劈理

与断层有关的劈理也称为邻断层劈理。它包括断裂带内部和及其附近两盘岩石中发育的各种劈理，这些劈理是在断层两盘相对运动过程中形成的。劈理产状与断层面斜交或近于平行，所夹锐角指向对盘岩块相对运动方向（图7-24）。在韧性剪切带常呈“S”形，多发育为流劈理；在脆性或脆-韧性断层破碎带里，则多为破劈理和褶劈理（图7-25）。图7-5就是青塘实训基地邻断层发育的滑劈理实例。

图7-24 四川江卢家坝北逆断层中的断层劈理

图7-25 西藏当雄斯米夺温泉断裂带中的劈理

（据宋鸿林和王新华）

1—大理岩；2—绿泥石片岩（断裂带宽1～1.5m）；

3—板岩夹大理岩

（四）区域性劈理

在地表分布面积宽广，且产状陡峻稳定的一种劈理称为区域性劈理。它一般在褶皱之后叠加上去的，并常以流劈理形式出现或褶劈理形式出现（见图7-40）。如我国鄂北、豫南大别山一带发育广泛区域性劈理（见图9-13）。当其强烈时，可将原构造荡涤无存，致使复杂的构造呈现为简单单一形态。值得强调的是，古老变质岩区填出来的地质图都是大穹隆，构造单一，就可能是区域性劈理造成的结果（这是假象）。

四、劈理的观察与分析

（一）劈理的野外观察

在岩石强烈变形和变质岩区工作时，应注意对劈理的观测。要像在沉积岩区观察层理那样详细地观察劈理，大量测量其产状，并按实际地点标注在地质或构造图上。野外观察包括以下内容：

（1）区分层理和劈理：在劈理发育地区，劈理常将层理掩蔽起来。在这种情况下，要注意观察平行的面状构造中是否存在原生沉积标志，并要努力寻找和追索具有特征岩性和结构、构造的标志层。通过较大范围的追索和观察，区分出层理和劈理，进而查明两者之间的几何关系和空间展布规律。

（2）收集有关劈理的资料：野外常在同一地段内可见到几种劈理类型的过渡关系，甚至在同一构造的不同岩性层中出现不同类型的劈理。这时野外观察中，要注意区分是剪切破裂变形形成的破劈理，还是压扁和次生流变作用形成的流劈理。在确定劈理类型之后，就要先观察确定劈理面的间距及其所在的岩石类型、劈理面的延伸情况等；其次是观察微劈石的特征，包括其形态、厚度等。如在微劈石间出现剪切错位，或在微劈石上出现小褶皱，都说明劈理存在剪切运动和被进一步压缩的情况；再则是系统测量不同区段岩性中劈理的产状及其层理间的夹角，劈理面和层理面交线的产状和与劈理相关构造的各种要素产状，劈理与矿化的关系等。最后，还应采集定向标本，以供室内显微镜下进一步研究。

（二）劈理在地质构造分析中的应用

（1）确定岩层层序：由纵弯褶皱形成的背斜中，上层相对下层做向背斜顶部的运动，这是一铁律。若遵循铁律又根据层间劈理与层理所夹的锐角指示相邻岩层运动方向，就可以确定岩层的相对层序，从而指示出背斜及向斜的位置。

例如，在野外工作时，就可利用这一铁律来判别地层的正常、倒转以及确定背向斜的空间位置（图7-26），劈理倾向与地层倾向相同且劈理倾角大于岩层倾角，岩层层序为正常（图7-26A处）；劈理倾向与地层倾向相同时且劈理倾角小于岩层倾角（图7-26B处），则岩层层序为倒转；劈理倾向与地层倾向相反时（图7-26C处），则岩层层序为正常。

图7-26 利用劈理产状恢复残破褶皱的形态

A—正常层序，背斜在右；B—倒转层序，倒转背斜在左；C—正常层序，背斜在右

在变质岩层序不清的地区，尤其是纵弯褶皱作用形成的同斜褶皱区，可根据上述铁律来分析大褶皱情况，发现貌似单斜的地层却为一系列的同斜褶皱。

（2）确定褶皱枢纽的产状：不管轴面劈理还是层间劈理，它们与层理的交线都代表着变形时的中间应变轴（B轴）。换言之，它与所在的褶皱枢纽的产状是一致的。基于以上规律，在野外观察时，若见到轴面劈理走向和地层层理的走向近于平行，则表明该区段内褶皱的枢纽处于水平产状（图7-28A）。若两者相交，则枢纽是倾伏的（图7-27）。劈理切穿岩层层理时，有可能确定褶皱的倾伏方向和倾伏角，在褶皱转折端劈理与层理交迹的产状则更近于枢纽的产状（图7-27）。当背、向斜已经确定的情况下，在平面上观察，劈理与褶皱中某一岩层顶面所相交的夹角的指向就是枢纽的倾伏方向（图7-27，图7-28B、C、D）。

图7-27 根据劈理上层理的迹线确定褶皱枢纽产状的示意图

图中箭头示褶皱倾伏方向

图7-28 根据劈理和层面交角的指向确定枢纽的倾伏方向

图中箭头示褶皱倾伏方向

（3）确定轴面产状及露头在构造中的部位：在剖面上系统测量劈理产状，如果劈理与褶皱两翼的岩层产状一致，不因岩层产状改变而变化，那么它是轴面劈理，则其产状就代表轴面的产状。如果它与两翼岩层的夹角不等而呈扇形分布，通过对两翼劈理产状测量统计，得出其对称面产状即为轴面产状。

基于轴面劈理平行于褶皱轴面的这一特征，在野外工作时，若见到劈理与层理垂直的现象，说明此地应为褶皱转折端部位，若见劈理与层理斜交的现象，那么这种斜交毫无疑问应在褶皱的翼部地段。