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1、几种常见岩石的辨别和描述（野外编录）三种常见的岩浆岩：1花岗岩 是分布最广的深成侵入岩。主要矿物成分是石英、长石和黑云母，颜 色较浅， 以灰白色和肉红色最为常见， 具有等粒状和块状构造。 花岗岩既美观抗 压强度又高，是优质建筑材料。2橄榄岩 侵入岩的一种。主要矿物成分是橄榄石及辉石，深绿色或绿黑色，比 重大，粒状结构。是铂及铬矿的惟一母岩，镍、金刚石、石棉、菱铁矿、滑石等 也同这类岩石有关。3玄武岩 一种分布最广的喷出岩。矿物成分以斜长石、辉石为主，黑色或灰黑 色，具有气孔构造和杏仁状构造，玄武岩本身可用作优良耐磨的铸石原料。（ 沉积岩 ） 又叫“水成岩”。 是在常温常压条件下岩石遭受风化作用
2、的破坏产物， 或生物作用和火山作用的产物，经过长时间的日晒、雨淋、风吹、浪打，会逐渐 破碎成为砂砾或泥土。在风、流水、冰川、海浪等外力作用下，这些破碎的物质 又被搬运到湖泊、 海洋等低洼地区堆积或沉积下来， 形成沉积物。 随着时间的推 移，沉积物越来越厚，压力越来越大，于是空隙逐渐缩小，水分逐渐排出，再加 上可溶物的胶结作用， 沉积物便慢慢固结而成岩石， 这就是沉积岩。 沉积岩分布 极广，占陆地面积的 75，是构成地壳表层的主要岩石。 四种常见的沉积岩：1砾岩 一种颗粒直径大于 2 毫米的卵石、砾石等岩石和矿物胶结而成的岩石， 多呈厚层块状，层理不明显，其中砾石的排列有一定的规律性。2砂岩 颗
3、粒直径为0. 12毫米的砂粒胶结而成的岩石。分布很广，主要成分 是石英、长石等，颜色常为白色、灰色、淡红色和黄色。3页岩 由各种黏土经压紧和胶结而成的岩石。是沉积岩分布最广的一种岩石， 层理明显，可以分裂成薄片，有各种颜色，如黑色、红色、灰色、黄色等。4石灰岩 俗称“青石”，是一种在海、湖盆地中生成灰色或灰白色沉积岩。主 要由方解石的微粒组成， 遇稀盐酸会发生化学反应， 放出气泡。 石灰岩的颜色多 为白色、灰色及黑灰色，呈致密块状。变质岩： 地壳中的火成岩或沉积岩， 由于地壳运动、 岩浆活动等所造成的物理、 化学条件的变化，使其成分、结构、构造发生一系列改变，这种促成岩石发生改 变的作用称为变
4、质作用。 由变质作用形成的新岩石叫做变质岩， 例如由石英砂岩 变质而成的石英岩， 由页岩变质而成的板岩， 由石灰岩、 白云岩变质而成的大理 岩。变质岩常有片理构造。 三种常见的变质岩：1大理岩 由石灰岩或白云岩重结晶变质而成。颗粒比：石灰岩粗，矿物成分主 要为方解石，遇酸剧烈反应， 一般为白色，如含不同杂质， 就有各种不同的颜色。 大理岩硬度不大， 容易雕刻，磨光后非常美观， 常用来做工艺装饰品和建筑石材。2板岩 由页岩和黏土变质而成。 颗粒极细，矿物成分只有在显微镜下才能看到。 敲击时发出清脆的响声，具有明显的板状构造。板面微具光泽，颜色多种多样， 有灰、黑、灰绿、紫、红等，可用做屋瓦和写字
5、石板。3片麻岩 多由岩浆岩变质而成。晶粒较粗，主要矿物成分为石英、长石、黑云 母、角闪石等。矿物颗粒黑白相间， 呈连续条带状排列， 形成片麻构造。 岩性坚， 但极易风化破碎。C、（ 矿物） 是地壳内外各种岩石和矿石的组成部分， 是具有一定的化学成分和物 理性质的自然均一体。 大部分矿物是固体， 也有的是液体 （如自然汞、 石油）或气体（如C02 H: S等）矿物学家把所有矿物分为有机矿物和无机矿物两种： 前者种类比较少，主要是碳 氢氧化合物，如：琥珀等。后者在地球上数量众多，由于每年都有几十至几百种 新矿物被发现，据统计，目前已有三四千种。许多种矿物是我们日常生活离不开 的，例如：中小学生几乎
6、天天都用铅笔，制造笔心的石墨就是矿物的一种。我们 每餐都用的食盐也是天然石盐矿物的一种，可以说人类时时刻刻都离不开矿物。转三大岩类野外观察描述定名技巧经验总结三大岩类野外观察描述定名技巧经验总结一）岩浆岩的观察与描述对岩浆岩的观察，一般是观察其颜色、结构、构造、矿物成分及其含量，最后确 定其岩石名称。肉眼鉴定岩浆岩，首先看到的就是颜色。颜色基本可以反映出岩 石的成分和性质。对岩浆岩进行肉眼鉴定第一步是要依据其颜色大致定出属于何种岩类。 比如，若是浅色，一般为酸性岩（花岗岩类）或中性岩（正长岩类）；若是深色，一般为基性岩或超基性岩。由 酸性岩到基性岩，深色矿物的含量逐渐增多，岩石的颜色也就由浅到
7、深。同时还 要注意区别岩石新鲜面的颜色和风化后的颜色。 还可根据其中暗色矿物与浅色矿 物的相对含量来进行描述，如暗色矿物含量超过 60涉为暗色岩，在3060涉 为中色岩，在30%以下者为浅色岩。第二步是观察岩浆岩的结构与构造。 据此，便可区分出是属深成岩类、浅成岩类 或是喷出岩类。根据岩石中各组分的结晶程度，可分为全晶质、半晶质和玻璃质 等结构。不仅要对全晶质的结构区分出显晶质或隐晶质结构，还要对其中的显晶质结构岩石按其矿物颗粒大小，进一步细分出等粒、不等粒、粗粒或细粒等结构。 对具有斑状结构的岩石要描述斑晶成分、 基质的成分及结晶程度。假如岩石中矿 物颗粒大，呈等粒状、似斑状结构，则属深成岩
8、类；假如矿物颗粒微细致密，呈 隐晶质、玻璃质结构，则一般皆属喷出岩类；假如岩石中矿物为细粒及斑状结构， 即介于上述两者之间，属于浅成岩类。观察岩石中矿物有无定向排列，进而就能 推断岩石的形成环境，含挥发组分多少以及岩浆流动的方向。若无定向排列称之 为块状构造；若有定向排列，则可能是流纹构造、气孔构造或条带状构造。深成 岩、浅成岩大多是块状构造；喷出岩则为流纹构造和气孔构造等。对于岩石中有 规律排列的长柱状矿物、气孔捕虏体等均要观测其方向。对于那些在接触面上有 规则排列的片状矿物，要描述其组成成分，并测其产状要素。第三步是观察岩浆岩的矿物成分。 矿物成分是岩石定名最重要的依据。岩浆岩类 别是根据
9、SiO2含量百分比确定的，而SiO2含量可在岩石矿物成分上反映出来。 假如有大量石英出现，说明是酸性岩；如果有大量橄榄石存在，则表明是超基性 岩；如果只有微量或根本没有石英和橄榄石， 则属中性岩或基性岩。假如岩石中 以正长石为主，同时所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜长石为主， 暗色矿物又多为角闪石，属于中性岩；若暗色矿物多系辉石，则属基性岩。对于 岩石中凡能用肉眼识别的矿物均要进行描述。首要的是描述主要矿物形态、大小 及其性质。其次，要对次要矿物作简略描述第四步是为岩浆岩定名。在肉眼观察和描述的基础上确定岩石名称。 请注意在岩 石名称前面冠以颜色和结构，比如，可将某岩石定名为浅灰色粗
10、粒花岗岩。另外，在野外还要注意查明岩浆岩体的产状， 即岩体的空间分布位置、规模大小 以及与围岩的接触关系等，结合岩石的结构与构造，以推论岩石的形成环境。也 要注意不同侵入体或同一侵入体之间的岩性变化、时间顺序及相互关系。（二）沉积岩的观察与描述沉积岩是分布于地表的主要岩类。它种类繁多，岩性变化较大。野外识别沉积岩， 其最显著的宏观标志就是成层构造，即层理。据此，很容易与岩浆岩、变质岩相 区别。根据沉积岩成因、结构和矿物成分，可进一步区分出次一级的类别。凡具 碎屑结构，即碎屑粒径大于20.005毫米，被胶结物胶结而成的岩石，是碎屑 岩；凡具泥质结构，即粒径小于0.005毫米，质地均匀、较软，有细
11、腻感，常具 页理的岩石是粘土岩；凡具化学和生物化学结构，多为单一矿物组成的岩石，是 化学岩和生物化学岩。由于各类沉积岩的岩性差别，因此在鉴定方法上也不相同-1、碎屑岩的肉眼鉴定鉴定碎屑岩时着重观察其岩石结构与主要矿物成分。首要的是看碎屑结构。抓住 这一特征，就不会与其他岩石相混淆了。要仔细观察碎屑颗粒大小：粒径大于2毫米是砾岩，20.05毫米是砂岩，一0.005毫米是粉砂岩。粉砂岩颗粒肉眼难 以分辩，用手指研磨有轻微砂感。按砂岩的粒径又可定出粗砂岩（20.5毫米）中砂岩（一0.25毫米）和细砂岩（一0.05毫米）。对于砾岩，还应注意观察其 颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者
12、为砾岩。其次，看 碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分 选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些 岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二 氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或黄色。硅质最硬，小刀刻不动。钙质滴稀 HCI起泡。弄清楚了结构和成分，就 可为碎屑岩定名。例如，碎屑矿物成分以石英为主，其含量超过50%长石和岩屑含量均小于25%勺砂岩，叫做石英砂岩。也可按其胶结物命名，如可称某岩石 为铁质石英砂岩。碎屑岩中可见化石，但一般保存较差。火山碎屑岩的鉴别比较困难。
13、因为，它在成因上具有火山喷发和沉积的双重性， 是一种介于岩浆岩与沉积岩之间的过渡型岩石。 常常是以其成因特点、物质成分、 结构、构造和胶结物的特征来区别于碎屑岩。2、粘土岩的肉眼鉴定鉴定粘土岩的主要依据是其泥质结构。 粘土岩矿物颗粒非常细小，肉眼仅能按其 颜色、硬度等物理性质及结构、构造来鉴定。它多具滑腻感，粘重，有可塑性、 烧结性等物理性质。若是纯净的粘土岩，一般为浅色的土状岩石。层理是粘土岩 中最明显的特征，因此，人们就按粘土岩层理（倘层理厚度小于1毫米称页理）及其固结程度进行分类，将固结程度很高、页理发育，可剥成薄片者称作页岩。 页岩常含化石。粘土岩中以页岩为主。将那些固结程度较高、不具
14、页理，遇水不 易变软者称泥岩。最后，再根据颜色与混入物的不同进行命名，如可称作紫红色 铁质泥岩、灰色钙质页岩等。3、化学岩和生物化学岩的肉眼鉴定此类岩石中分布最广和最常见的有碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩和磷质岩，尤以碳酸盐类岩石分布为广。有无生物遗骸是判断属于生物化学岩或是化学岩的标志。化学岩成分常较单一。它们多为单矿物岩石，故此，可按其矿物的物理性质进行 鉴定。化学岩具有化学结构，即结晶粒状结构和鲕状结构等；生物化 学岩具生物结构，即全贝壳结构、生物碎屑结构等。综合上述，在观察和描述沉积岩时应注意：要描述岩石整体的颜色，区分岩石是碎屑结构、泥质结构或结晶结构和生物结构 等；据其矿物成分、颗粒大小
15、及颜色上的差异，观察岩石的层理，注意层面上波痕、 泥裂等构造特征；要描述组成岩石的主要矿物、碎屑物及胶结物等成分。对砾石的形状、大小、磨圆度和分选性等特征要描述，并要确定胶结类型，以及 胶结程度。对沉积岩命名时应遵循“颜色+胶结物+岩石名称”的法则。此外，还需注意沉积 岩体形状、岩层厚度及产状、风化程度、化石保存情况及其类属。（三）变质岩的观察与描述我国区域变质岩系十分发育， 时代自太古宙到期中生代均有出露。 其变质岩石类 型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石（变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变 质硅铁质岩、 大理岩、变质铁镁质岩及区域混合岩等。 有关原岩建造主要有超基 性到酸性喷出岩（包括熔岩
16、、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不同性质的侵入 岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不同时期、 不同类型区域变质作用 的结果。区域变质作用的主要类型大致可分为地壳演化早期造盾阶段的区域中高 温变质作用， 及造盾阶段之后与造山运动有关的区域动力热流变质作用、 区域低 温动力变质作用和埋深变质作用。不同成分的原岩经受不同类型的区域变质作 用，在一定的温高压力条件下， 形成各具特征的矿物和常见矿物共生组合， 并因 之分别构成不同温压条件的麻粒岩相、角闪岩相（高角闪岩 、低角闪岩相）、 绿片岩相（高绿片岩相、低绿片岩相）、蓝闪石片岩相（蓝闪绿片岩相、蓝闪石 硬柱石片岩相）及次绿片岩相（浊沸石相和葡
17、萄石 绿纤石相）。我国区域层 状变质岩系按大地构造运动可分为 12 期，从太古宙迁西期 新生代喜马拉期变 质岩系均有。 所以，变质岩系的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的 关系。在全球构造位置上， 我国处于欧亚板块、 太平洋板块及度板块的结合部位， 地质环境差异较大， 发展历史很不相同， 因而区域地质各具特色， 造成变质岩石 类型复杂，岩石相对难以识别。在野外鉴别变质岩的方法、 步骤与前述岩浆岩类似， 但主要根据是其构造、 结构 和矿物成分。 这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。 第一 步可先根据构造和结构特征， 初步鉴定变质岩的类别。 譬如， 具有板状构造者称 板岩
18、；具有千枚构造者称千枚岩等。 具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。 例 如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同， 但前者具变晶结构， 而后者却是碎屑结构。 第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步 详细定名。 一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例， 以及浅色矿物 中长石和石英的比例， 因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。 例如，某岩 石以浅色矿物为主， 而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石， 就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。变质岩中的特 有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变 质前原岩
19、以及变质作用的条件， 故也是野外鉴别变质岩的有力证据。 关于板岩和 千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色 +所含杂质”方式命名，如可 称黑色板岩、 炭质板岩； 千枚岩可据其“颜色 + 特征矿物”命名， 如可称银灰色 千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。比如，石英岩与大理岩两者在 区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。 假如此类岩石围绕侵入体分布， 并和板岩共生， 则为接触变质形成； 假如此类岩 石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形 成。对变质岩我们也应描述岩石总体颜色， 注意其岩石结构。
20、若为变晶结构， 则 要对矿物形态进行描述。 注意观察岩石中矿物成分是否定向排列， 以便描述其构 造。用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。 若无变斑晶， 就按矿物含 量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。至于 其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。在为变质岩 定名时，应本着 “特征矿物+片状（或柱状）矿物 +基本岩石名称 ”的原则。如， 可将某岩石定名为蓝晶石黑云母片岩。跟我看构造喜欢地质构造的同仁们进来看看吧我精心整理的除了图片还收集了注解如果喜欢的话就请转载吧，不过转载的时候最好在评论栏里留下你的足迹不声不吭转走就不像话呐哈哈、板劈理
21、：板岩所特有的连续劈理。它发育在细粒的低级变质岩中，肉眼极难区别出劈理域或微劈石；在显 微尺度上，劈理域由平行面状或交织状排列的云母或绿泥石等层状硅酸盐矿物富集成薄膜或薄 层，宽约0.005毫米；微劈石由石英、长石等浅色矿物的集合组成，呈薄板状或透镜状，宽约1 0.01 毫米或以下。板劈理使板岩具有良好的可劈性，将岩石劈成十分平整的薄板。二、劈理折射：强弱相间的岩层中 , 强硬层中的劈理和软弱层中的劈理以不同角度与层理相交，强硬层中为间隔 劈理，与层理交角较大；软弱层中为连续劈理，与层理交角较小。三、矩形石香肠：白云岩中的硅质条带拉断形成矩形石香肠，反映硅质能干层（强硬层）与白云岩软弱层之间的
22、高粘性差。（石香肠构造，各位可还记得）不同力学性质互层的岩系受到垂直或近垂直岩层的挤 压而形成。软弱岩层被压向两侧塑性流动，夹在其中强硬岩层不易塑性变形而被拉断，构成平面 上呈平行排列的长条状块段， 即石香肠。在被拉断的强硬岩层的间隔中， 或由软弱层呈褶皱楔入， 或由变形过程中分泌出的物质所充填。四、透镜状石香肠： 灰岩中相对强硬的白云岩形成的透镜状石香肠构造。香肠体的两端有分泌的方解石充填，示压溶 作用的存在。五、挠曲： 在水平或平缓的岩层中，由一般岩层突然变陡而表现出的膝状弯曲，或是由于岩层翘曲或其他和缓变形所形成的弯曲。六、膝状褶皱：以早期板劈理为变形面发生褶皱， 由左到右褶皱形式发生变
23、化， 既由膝状 -箱状- 圆弧状渐变过渡。七、膝折：由一系列互相平行的膝折带组成的尖棱褶皱，称为膝折褶皱；两翼平直，转折端尖棱。八、平缓褶皱：平缓褶皱是指翼间角小于 180、大于 120的褶皱九、开阔褶皱：翼间角为12070的褶皱。十、 W 型对称褶皱：为石英岩中的W型对称褶皱。中部褶皱较紧闭，向两侧逐渐开阔，褶皱转折端加厚，翼部减薄。十二、不对称N型褶皱：不同褶皱层的褶皱形态的变化，强硬的硅质层（石英岩）具典型的相似褶皱的特点，较软弱的铁 质层（富磁铁矿层）为顶厚褶皱。十三、不对称褶皱： 指两翼不等长褶皱的中面与轴面互相不垂直，以轴面为标志面褶皱两翼不呈镜像对称的褶皱。对于一系列连续发育的不
24、对称褶皱，如果顺褶皱枢纽的倾伏方向观察，可将其褶皱面形态从长翼到短翼的变化描述为S型或Z型，它们反映了褶皱的倒向：S型为左行或逆时针倒向；Z型为右行 或顺时针倒向。十四、斜歪水平褶皱：轴面倾斜（倾角20。80 ），枢纽近水平，横断面为相似褶皱，三维形态为斜歪水平褶皱。十五、平行褶皱：是一种典型的褶皱几何模式。组成褶皱的各褶皱面作平行弯曲，同一褶皱层的厚度保持不变，所 以也称为等厚褶皱；弯曲的各层具有同一曲率中心，所以又称同心褶皱。由中心向外褶皱面的曲 率半径逐渐平行褶皱增大、曲率变小，岩层越来越平缓；向着核部方向, 曲率逐渐变大；由于要保持褶皱层的平行性及厚度不变，因而褶皱形态必须随深度而调整
25、。如背斜顺其轴面向下，褶皱 面弯曲越来越紧闭，甚至成尖顶背斜；或为了调整褶皱层的向心挤压，在核部出现复杂的小褶皱 和冲断层；再向下褶皱消失，与下伏岩层间出现一滑脱面。平行褶皱一般发育在不变质的沉积地 层中，出现于构造变形不太强烈的地区。十六、相似褶皱：是一种典型的褶皱几何模式，组成褶皱的各褶皱面作相似的弯曲。各面的曲率相同，但没有共同 的曲率中心，褶皱的形态随深度没有变化。相似褶皱在理想的相似褶皱中，褶皱岩层中平行轴面 测量的视厚度在各部位保持一致，而其真厚度则表现为两翼变薄而转折端加厚，为顶厚褶皱。这 类褶皱一般发生于较深构造层次中、浅变质岩区或软弱岩层中。（看到平行褶皱和相似褶皱，不由回想
26、起当时考构造地质学的情景，当时我们班因为“魔幻四重 奏”的困扰，几乎一半的人折戟沙场）十七、顶厚褶皱：相似褶皱在理想的相似褶皱中，褶皱岩层中平行轴面测量的视厚度在各部位保持一致，而其真厚度则表现为两翼变薄而转折端加厚，为顶厚褶皱。这类褶皱一般发生于较深构造层次中、浅变质岩区或软弱岩层中。（兰姆塞分类里曾出现过）十八、钩状褶皱：褶皱两翼变形强度有差异，一翼被拉断呈勾状，转折端加厚，具 Ic 型褶皱（兰姆塞分类，还记 得么？不记得快翻书去吧哈哈）特点。十九、不协调褶皱：当褶皱岩层中几种岩石的力学性质差别较大，特别是相邻强硬层相距较远时，在统一褶皱作用中 各岩层将独立变形，各有其自身的特征波长，从而
27、表现出褶皱的各岩层的几何特征不相一致，这 种褶皱就是不协调褶皱。该图中薄层灰岩不同褶皱层间不协调，层厚者褶皱波长大，层薄者褶皱 波长小。二十、复式褶皱：各褶皱层复式协调弯曲一、叠加褶皱：已经褶皱的岩层再次弯曲变形而形成的褶皱。叠加褶皱在造山带十分发育，在变质岩中亦常见。 就其形成时间而言，叠加褶皱可以是两个或两个以上构造旋回中的褶皱变形的叠加，也可以是同 一构造旋回不同构造幕的褶皱变形的叠加 ，甚至可是同一期递进变形过程中晚期增量应变对早 期褶皱的叠加。图1早期褶皱为不协调紧闭褶皱，褶皱两翼总体夹角小于30。；晚期褶皱为开阔 褶皱，使早期褶皱轴面发生圆弧状弯曲。图2早期为等斜褶皱，两翼平行，转
28、折端强烈加厚。晚期为开阔褶皱，晚期褶皱枢纽与早期褶皱枢纽近平行，发生共轴叠加。二十二、尖圆褶皱：是横剖面上相邻背形、向形的形态为圆顶（舌状）和尖顶相间排列的褶皱。此类褶皱的形成是当 韧性差卩1/卩2较小的软硬岩层界面在平行缩短方向受压时，尖圆褶皱沿此界面纵弯作用的不稳定性使强硬物质向软弱物质偏移，造成具较大波长的圆滑褶皱；而由软弱物质向强硬物质偏移形 成较小波长的尖顶褶皱，楔入强硬岩石中。典型实例是在砂岩和板岩界面上发育的由尖、圆褶皱 构成的窗棂构造。它是地壳上最主要的褶皱类型之一。二十三、非圆柱状褶皱：非圆柱状褶皱是指极点的90%位于平均n圆左右20环带以外的褶皱。如圆锥状褶皱、穹窿、构造盆
29、地等。二十四、共轭X型剪节理：在同一应力场作用下形成的两组剪节理相互交切，交线指示中间应力轴（T 2;在垂直交线的平面上，两组节理的锐夹角平分线指示最大主压应力方向 c1钝夹角平分线指示最小应力方向 c 3（前两个星期上岩溶工程地质课时讲到这里，就这个问题讨论了二十多分钟）二十五、剪节理：剪节理形成于主构造破碎带的边缘，如果是密集带又可称为劈理化带或构造破碎带，是一种比较 平直、紧闭、陡倾角（ 80-90 度）的裂隙。单组剪节理（又称剪切裂隙）延伸可以较长，地质构 造力学把它叫做扭性裂隙。普遍产在刚性（坚硬）的岩石中，而塑性岩石则以褶皱、柔皱和弯曲 为主。 剪节理是由剪应力产生的破裂面，具有以
30、下主要特征：（a）产状稳定，岩走向和倾向延伸较远；。（b）剪节理平直光滑，有时具有因剪切滑动而留下 的擦痕。剪节理未被矿物填充时是平直闭合缝，如被填充，脉宽较为均匀，脉壁较为平直（c）发育于砾岩和砂岩等岩石中的剪节理，一般穿切砾石和胶结物。（d）典型的剪节理常发育成共轭“X”型节理系。（e）主剪裂面由羽状微裂面组成。（当年乌当实习时阿毛问我剪节理和张节理在野外如何识别当时我记混概念了所以无从说起加上王约诡异的眼神，于是上帝给了我一堆杯具）二十六、剪节理及派生分支张节理：剪节理平直稳定，派生分支张节理与剪节理面呈 30 度角相交，锐夹角指示本盘运动方向； 交汇处张节理裂口较宽，运离则尖灭消失。沿
31、剪节理及张节理均充填石英脉，石英矿物生长纤维 显示剪节理具张剪性特点。（考卷上似曾相识根据这玩意儿判断断层的性质可还记得？） 二十七、张节理：张节理是由张应力产生的破裂面，具有以下主要特征：（ a）产状不稳定，延伸不远。单条 节理短而弯曲，节理常侧列出现。（b）张节理面粗糙不平，无擦痕。（c）在胶结不甚坚实的砾 岩或砂岩中张节理常常绕砾石或粗砂粒而过，如果穿切砾石，破裂面也凹凸不平。（d）张节理多开口，一般被矿脉或岩脉充填，脉宽变化较大，脉壁平直或粗糙不平，脉内矿物（如石英）常 常呈梳状结构。（e）张节理有时呈不规则树枝状，各种网络状，有时也追踪 X型节理形成锯齿 状张节理，单列或共轭雁列式张
32、节理，有时也呈放射状或同心状组合形式。（多多注意张节理和剪节理的区别啊同学们看到没？这张图里张节理又粗糙，又延伸不远， 脉宽较大）二十八、雁列张节理：雁列张节理以右阶型式排列，节理中充填方解石脉。二十九、节理的交切：发育两组时代不同而相互垂直的节理，沿节理均充填方解石脉，早期节理细长，具剪裂特点，晚 期节理较宽，延伸不稳定，为张裂。晚期节理切过早期节理。（从这张图可以看张裂和剪裂的区 别了）三十、羽饰：是发生在比较均匀细粒脆性的岩层中节理面上的纹饰，主节理面上发育的羽状或人字形花纹，指 示节理面的破裂扩展方向，人字纹尖端指向裂纹源。有时主节理面上还出现贝壳状肋痕，称为蚌 纹构造，显示裂纹扩展时的前缘。边缘带的边缘节理在层面上显示雁列式排列，与主节理面一般 呈 5 20相交。边缘节理面上发育次级羽饰构造。边缘节理与连接其间的坎面（横断口）代 表主节理面的扩展裂纹接近层面（自由面）时发生的迅速破断（剪切唇）。两侧岩块节理面上的 花纹互相嵌合，标志着节理生成后未发生相对位移。三十一、正断层：正断层的基本特征是上盘相对下降，下盘相对上升。其最
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