地质上什么是a型褶皱
1. 学习任务韧性变形带的识别与分析
一、韧性变形带的识别
（一）概述
岩石中呈连续过渡的递进变形高应变带，称为韧性剪切带；在变质层状岩石中，当剪应变量达到一定值时，岩石变形出现宏观上的不连续状况时，称为韧性断裂，后者往往有明显强弱变形分界面（图9-20），二者合称韧性变形带（也属狭义韧性剪切带）。它们是岩石受力产生递进变形演化阶段的不同产物（图9-21）。
图9-20 韧性变形带的两种构造样式
图9-21 韧性剪切带递进变形模式
（据张家声，1988，修改）
韧性变形带发育在块状岩石中，通常形成由弱至强连续过渡的应变糜棱岩带，并常具有递进变形的一系列特征，它无明确的变形边界，这在变质侵入岩中或厚层的块状岩石内（如石英岩、厚层大理岩等）常有发现。韧性变形带在层状岩石中，通常是与褶皱作用的面状构造置换以及顺层滑脱作用等密切伴生，变质岩层状岩石中出现十分特殊的变质构造岩带。
韧性变形带的规模大相径庭：规模宏大的韧性变形带延伸可达数千米，宽数百米；规模可小至手标本的毫米级。从形态而言，古老的韧性变形可以被后期构造变形影响而发生褶皱，造成多变的形态，而较新的韧性剪切带常常是呈线形展布（见图6-1）。
韧性变形带是地壳中，深层次变形的产物。它是深部地壳中一个构造薄弱带，通常构成地壳内一个线形的热液蚀变带、退变质带、线形构造岩浆侵入带和成矿带，经风化剥蚀而表露于地表。因此，研究它们是窥视地壳深部构造变形作用的一个重要窗口。
（二）韧性变形带类型
按现代对断裂构造层次的概念，Sibson（1977）提出断层双层模式图是大家所熟知的。随着研究工作的不断深入，使得韧性变形带的构造层次概念不断发展和深化。我国地质工作者在研究变质岩区构造时，按构造相的基本观点，将韧性变形带分为三种主要类型：
（1）浅部构造相韧性变形带：与绿片岩相的形成空间大体相同。
（2）中部构造相韧性变形带：与角闪岩相的形成空间大体相同。
（3）深部构造相韧性变形带：与麻粒岩相的形成空间大体相同。
不同构造相中的韧性变形带有其各自特征性的矿物组成和变质构造岩特征（表9-1，表9-2）。
表9 -1 不同的脆韧性剪切带特征简表（以长英质岩石中发育的剪切带为例）
（引自房立民等，1991）
表9 -2 深构造相、中构造相韧性变形带中岩石变形特征一览表
（引自房立民等，1991）
二、糜棱岩的识别
糜棱岩呈狭长带状分布，致密坚硬，矿物多呈显微细晶，少量呈碎斑。基质细密具有面理构造，面理围绕碎斑分布，形成似流动构造——糜棱面理。
糜棱岩系列岩石的重要特征是：矿物在较高温度和压力作用下，晶体经塑性变形和明显的重结晶而形成的具有强烈优选方位，流动构造发育，岩性为条纹状细粒岩石。通常具有以下特点：①发育在强应变带内；②表现出强化的面理和线理；③与原岩相比，粒径更细。
随着糜棱岩化程度（糜棱岩中细粒化基质性质和含量、主要颗粒粒径大小以及重结晶作用的程度）的增高，可将糜棱岩进一步划分为糜棱岩化××岩、初糜棱岩、糜棱岩、超糜棱岩。随着变形后重结晶的增高，糜棱岩中的细小颗粒因重结晶而增大，并有一些新生矿物出现，使糜棱岩转变形成各种结晶片岩。基质以重结晶作用为主的糜棱岩，可根据结晶程度和结晶颗粒的大小，分为千糜岩、变余糜棱岩、构造片岩和构造片麻岩。
三、韧性剪切带标志及剪切运动方向的分析
（一）韧性剪切带宏观标志及剪切运动方向的分析
（1）S型面理：S型面理的发育程度和岩石的变质变形程度从剪切带的边部向中心逐渐增强（图9-21）。在各向同性的均质岩石中，韧性剪切带内部的新生面理与韧性剪切带的边界成45°夹角，夹角指向对盘运动方向。自边缘向中心，这个夹角越来越小，在中心部位，面理与剪切带的边界近于平行。宏观上呈S形（图9-22）或反S形。这种剪切带内部面理称糜棱面理，常用S表示，面理相当于应变椭球体的AB面。其空间展布形式反映了剪切带内部的应力、应变状态。
图9-22 韧性剪切带内部的 “S” 型面理及其反映的应变变化
（2）S-C组构：除了剪切带内部的S型或反S型面理外，还常发育有平行剪切带边界的面理，称剪切面理，用C或Sc表示，它是由更细的颗粒或云母等矿物组成的。在剪切带内糜棱面理S与剪切面理C相交，构成S-C组构（图9-23）。S-C组构也可以指示剪切带内部的应力、应变状态。
图9-23 S-C 组构
（3）a型褶皱和鞘褶皱：①褶皱轴与剪切带内拉伸线理平行的褶皱，称为a型褶皱，一般发育在剪切带内强烈剪切部位（图9-24B、D、E）。而地壳浅层次形成的褶皱，轴垂直于拉伸线理，称为b型褶皱（图9-24C）。a型褶皱可以由剪切作用直接导致层状岩石形成，或是由开阔的b型褶皱随着剪切变形的加剧改造而成。②鞘褶皱是a型褶皱发育完好时的一种特殊类型，其褶皱轴与拉伸线理平行，形似刀鞘，常呈扁圆状或舌状，甚至圆筒状，多为不对称褶皱，沿剪切方向拉得很长（图9-24E，图9-25）。鞘褶皱常成群出现，大小不一，以中小型为主。
图9-24 韧性剪切带中的褶皱
（据Mattauer，1980，略修改）
A—韧性剪切带中的拉伸线理，M为剪切运动方向，L为拉伸线理；C—褶轴垂直拉伸线理的b型褶皱；
B、D、E—褶皱轴平行拉伸线理的a型褶皱；E—已进一步发育成鞘褶皱
（4）拉伸线理：在剪切带内的面理上矿物沿最大拉伸方向定向排列，构成平行剪切滑动方向的拉伸线理，用L表示。由于剪切带内发育良好的S型面理及剪切面上的拉伸线理L，使剪切带具有良好的面状构造和线状构造，有时称这种构造岩为S-L构造岩。
图9-25 韧性剪切带中的鞘褶皱及拉伸线理
（据Gidon）
拉伸线理平行于应变椭球体A轴（即X轴），即平行于剪切运动方向。如糜棱岩中常见的角闪石等矿物定向及生长，以及构造片麻岩中辉石链状分布，它们都产生于韧性剪切作用中。因此，在野外可以根据糜棱岩带、新生面理带或退化变质带、鞘褶皱及其伴生的拉伸线理等构造确定韧性剪切带的存在，进而判定其剪切方向。其中，拉伸线理平行于其变形时的运动方向。
（5）压力影：它是在构造应力作用下，矿物在压力大的方向上发生溶解；而在压力小的方向上发生沉淀形成的。它广泛发育在变质岩地区和糜棱岩中，压力影尾端呈“S”形弯曲，其延伸方向指示剪切运动方向（图9-26）。
图9-26 压力影宏观示意图
（二）韧性剪切带微观标志及其剪切运动方向的分析
显微镜下观察糜棱岩具有多种韧性变形现象，如旋转碎斑系、压力影、显微S-C组构、云母鱼、晶体剪破与书斜式构造等，可作为剪切运动的指示标志。
（1）旋转碎斑系：糜棱岩中相对较硬的矿物或集合体（长石、石榴子石等）构成旋转碎斑系。其尾端由变形的基质或动态重结晶物质组成，它们多呈单斜对称形式，从而构成σ型与δ型（图9-27A）。σ型或δ型旋转碎斑系，其结晶尾延伸方向指示剪切运动方向。
（2）显微S-C组构及云母鱼：显微S-C组构与宏观S-C组构具有相似的含义。“云母鱼”构造是另一种S-C组构，大多发育在石英云母片岩中，不对称的“云母鱼”尾可指示剪切方向（图9-27B、C）。
（3）晶体剪破与书斜式构造：受剪切作用改造沿Sc面剪破晶体或沿次级剪切破裂剪破晶体并发生平移产生书斜式构造（又称“多米诺骨牌”构造）。其裂面与剪切带的锐夹角示剪切方向（图9-27D）。
图9-27 韧性剪切带剪切运动微观标志
A—旋转残斑系；B—显微S-C组构；C—云母鱼；D—书斜式构造
2. 地质构造中何为翘褶皱
你打错了吧应该是鞘褶皱，鞘褶皱是指形态与剑鞘相似的褶皱。常见于韧性剪切带中。由于发育的程度不同，有时也可呈饼状、舌状等。其基本特征是：在垂直于褶皱长轴 (X轴)剖面上的形态以封闭的同心圆状或眼球状为典型，也有呈半封闭的 Ω型；在平行X轴垂直中间应变轴 (Y轴)的剖面上为不对称的紧闭的倒转或等斜褶皱，并发育轴面面理，其上发育明显的拉伸线理，线理长轴平行于褶皱的长轴方向，故为 A型褶皱。鞘褶皱常成群出现,以中小型为主，少数可长达数公里。
鞘褶皱的出现反映了岩石经受了很强的韧性剪切变形。通常其最大应变轴和最小应变轴之比可高达10以上。根据鞘褶皱的不对称性，可以比较确切地判定韧性剪切运动的方向。
鞘褶皱可有不同的形成方式。一种是原来枢纽略有弯曲的褶皱，在剪切过程中沿剪切方向被拉长，褶皱的枢纽受到被动的旋转而与剪切方向趋于平行，最终形成鞘褶皱（见图）。多数鞘褶皱是由于剪切过程中的不均匀变形而形成的，剪切引起的局部挠动可使岩层形成局部的不对称片内褶皱，在递进的剪切过程中，褶皱被拉得越来越向前突出和变尖，从而使初始的饼状到舌状直至形成典型的鞘状，从初始的枢纽垂直于拉伸方向的B型褶皱变成最终的A型褶皱。其间可以有各种过渡的AB型褶皱。
3. 褶皱的等倾斜线型式分类
Ramsay(1967)根据褶皱横截面上岩层各部位厚度变化和等倾斜线型式所反映出来的褶皱层面曲率变化特征，划分褶皱类型。
如图4-21所示，在垂直褶皱枢纽方向的褶皱横截面图上或照片上，画两条分别与上下岩层面相切的平行线AB和CD，B和D分别为两条直线与褶皱上、下层面的切点，直线BD就是该褶皱的一条等倾斜线。AB、CD与轴面在剖面上的迹线EF的垂线GE相交，夹角为a，两条平行线间的垂直厚度为ta，在平行褶皱轴面方向上的厚度为Ta，则ta=Ta·cosa。褶皱岩层的厚度是围绕着褶皱枢纽而变化的，因此ta和Ta是随着a角大小的变化而改变的。在褶皱枢纽部位 a 角为0°，所以ta=Ta，此时两种厚度分别记为t0和T0。在褶皱两翼上的ta和Ta的值是随着褶皱类型的不同而变化。根据ta/t0和Ta/T0两种比值的变化，Ramsay(1967)将褶皱分为三类五型(图4-22)。
图4-21 褶皱横截面上ta和Ta的测量
(据J.G.Ramsay，1967)
(1)当ta/t0＞1，Ta/T0＞seca时，褶皱岩层在枢纽部位的厚度小于其在翼部的厚度，是一种顶薄褶皱，为ⅠA型褶皱(图4-22A)。
(2)当ta/t0=1，Ta/T0=seca时，褶皱岩层的厚度处处相等，岩层的顶底面相互平行，为ⅠB型褶皱(图4-22B)。
(3)当1＞ta/t0＞cosa、seca＞Ta/T0＞1时，则为平行褶皱向相似褶皱过渡的类型，为ⅠC型褶皱(图4-22C)。
(4)如果褶皱岩层在平行于轴面方向所测得的厚度处处相等，即Ta/T0=1，同时岩层的垂直厚度ta随着a角值的变化而变化，这种褶皱称为相似褶皱，属Ⅱ型褶皱(图4-22D)。
(5)当ta/t0＞cosa，Ta/T0＜1时，这种褶皱岩层在转折端处的厚度大于其在翼部的厚度，是一种顶厚褶皱，属Ⅲ型褶皱(图4-22E)。
如果以a角为横坐标，分别以ta/t0和Ta/T0为纵坐标，可以画出两种厚度比值随a角变化的图像，这五种类型的褶皱在图中占据相应的位置(图4-22右侧图)。
等倾斜线：又称等倾角线，是指褶皱层上、下褶皱面倾角相等的切点的连线。在褶皱的横截面上用三角板和半圆仪作图(图4-23)，具体步骤如下：
图4-22 褶皱类型的几何特征及参数图像
(据J.G.Ramsay，1967)
(1)在根据褶皱枢纽倾伏数据所作出的褶皱横截面图上或者在垂直于褶皱枢纽的剖面或照片上，用透明纸描绘出各褶皱岩层的弯曲形态，并准确地画出轴面迹线和实地水平线。
(2)在已经绘制的褶皱横截面图上，以标出的水平线为基准，按每间隔一定角度(如以每10°为间隔，即0°，10°，20°，…)的倾角，在同一褶皱岩层上下层面上各作一系列倾角值的切线。
(3)用直线将上、下岩层面上等倾角的切点连接起来，即成为褶皱岩层内有规律分布的等倾斜线。
从图4-22左图中可以看到，Ramsay(1967)三类五型的褶皱类型划分方案中的等倾斜线特征及其变化规律。
Ⅰ类褶皱：等倾斜线向内弧呈收敛状，内弧的曲率总是大于外弧的曲率。根据等倾斜线的长度变化和收敛程度又可以进一步划分为三个亚型。
ⅠA型：等倾斜线向内弧强烈收敛，在背形中呈扇形撒开，各等倾斜线长短差别极大，翼部等倾斜线长度大于其在枢纽部位的长度，内弧曲率远大于外弧曲率，为典型的顶薄褶皱。
图4-23 褶皱等倾斜线绘制方法
(据J.G.Ramsay，1967)
ⅠB型：等倾斜线向内弧收敛，并与褶皱岩层面相垂直，各等倾斜线长度大致相等，褶皱岩层厚度不变，内弧曲率大于外弧曲率，为典型的平行褶皱。
ⅠC型：等倾斜线向内弧呈微收敛状，枢纽部位的等倾斜线比两翼的略长，反映褶皱两翼的厚度有变薄的趋势，内弧曲率略大于外弧曲率，这是平行褶皱向Ⅱ类相似褶皱的过渡类型。
Ⅱ类褶皱：等倾斜线互相平行且等长，褶皱岩层内弧和外弧的曲率相等，相邻褶皱岩层的倾斜度基本一致，为典型的相似褶皱。
Ⅲ类褶皱：等倾斜线向外弧收敛，向内弧撒开，在背斜中呈倒扇形状，外弧曲率大于内弧曲率，为典型的顶厚褶皱。
自然界中，多数褶皱都可以归属于上述几种基本类型，但也存在较为复杂的褶皱类型，不能将其简单地归并为某一类型。另外在不同岩性层组成的褶皱中，各褶皱层常具有不同的褶皱形态，导致在褶皱在横截面上的形态出现等倾斜线的折射现象(图4-24)。
图4-24 山东五莲白垩系砂岩及页岩中的褶皱等倾斜线及其变化
(据朱志澄，2005)
用等倾斜线的方法分析褶皱的形态，能够精确地测定褶皱的几何形态，许多可能被忽视的或不可能用传统的分类方法表现的褶皱特征，用等倾斜线的方法都能够清楚地表现出来，并可预测褶皱样式从一层至另一层的变化及褶皱层内的变化，帮助分析褶皱成因机制。
4. 褶皱构造的野外观察和研究
4.2.1.1 常见的褶皱分类
(1)褶皱的位态分类(Ricard，1971)
根据褶皱轴面和枢纽的产状，褶皱可分为七种类型：
直立水平褶皱：轴面倾角80°～90°，枢纽倾伏角0°～10°；
直立倾伏褶皱：轴面倾角80°～90°，枢纽倾伏角10°～80°；
倾竖褶皱：轴面倾角80°～90°，枢纽倾伏角80°～90°；
斜歪水平褶皱：轴面倾角10°～80°，枢纽倾伏角0°～10°；
斜歪倾伏褶皱：轴面倾角10°～80°，枢纽倾伏角10°～80°；且轴面倾向与枢纽倾伏向不一致；
平卧褶皱：轴面倾角0°～10°，枢纽倾伏角0°～10°；
斜卧褶皱：轴面倾角10°～80°，枢纽倾伏角10°～80°，且轴面倾向与枢纽倾伏向基本一致。
(2)褶皱的形态分类(Ramsay，1962)
根据褶皱横截面上等斜线的关系，将褶皱分为3类5型。
1)Ⅰ型褶皱：等斜线向内弧收敛，内弧曲率大于外弧曲率。再根据褶皱层厚度变化细分为三型。
ⅠA型褶皱：褶皱层厚度在转折端部位比翼部小，可称顶薄褶皱；
ⅠB型褶皱：褶皱层的厚度在各部位相等，是理想的平行褶皱；
ⅠC型褶皱：转折端处的厚度比翼部略大，是平行褶皱(ⅠB型褶皱)和相似褶皱(Ⅱ型褶皱)的过渡类型。
2)Ⅱ型褶皱：等斜线相互平行，内弧和外弧曲率相同，为典型的相似褶皱。
3)Ⅲ型褶皱：等斜线向外弧收敛，外弧曲率大于内弧曲率，为典型的顶厚褶皱。
4.2.1.2 褶皱构造的野外观察与分析
在区域地质调查中，查明褶皱构造的形态、产状和组合分布特点，探讨褶皱形成机制和形成时代，对研究区域地质构造特征及其发展演化历史、探索矿产的形成及其产状和分布、了解水文地质和工程地质条件具有重要的意义。因此褶皱构造的观察与研究，常被地质工作者所注重。就褶皱的规模来讲，大体上可以两种：一种是较大规模的，其轴向延伸几千米、几十千米乃至几百千米的大型褶皱；另一种是在野外有限的露头上可视其全貌的小型褶曲构造。
在野外对褶皱构造应注意收集如下几个方面的资料并进行详细研究：
(1)褶皱构造在调查区内出露的位置、规模、轴长、出露宽度、长宽比，进行平面上形态分类，如穹隆构造、构造盆地、短轴褶皱、线状褶皱等。
(2)褶皱构造的地层组成和地层层序，追索标志层和两翼岩性的变化等。推断褶皱形成的时代。
(3)测量褶皱两翼及转折端的岩层产状，分析轴面、枢纽的产状，查明两翼地层是正常层序还是倒转层序。据此可将褶皱进行位态分类(如里卡德分类)和翼间角分类等。
(4)查明同一岩层厚度在褶皱不同部位的变化，将褶皱进行分类，如等厚褶皱、顶厚褶皱(相似褶皱)、顶薄褶皱等，进而研究其形成机制。如等厚褶皱常是弯滑褶皱作用形成的；顶厚褶皱或者相似褶皱可能是弯流褶皱作用形成的；而顶薄褶皱既可能是横弯褶皱作用所致，又可能是同沉积褶皱作用的产物。同沉积褶皱作用形成的背斜特点为：①顶部岩层厚度小，层数少，单层厚度薄。两翼厚度大，层数多，单层厚度也大。②两翼倾角自下而上逐渐变缓。③岩石结构构造上表现为顶部粗、翼部细，这些是区别成岩后形成的顶薄褶皱的主要依据。
(5)褶皱构造的空间组合关系。查明褶皱与其他褶皱、断裂的相互关系。注意是否有叠加褶皱的存在。确定褶皱形成的时代及其所反映的地壳应力场，研究褶皱构造与矿产形成及分布的关系。
(6)充分应用各种图件或照片来表示褶皱，如平面图、剖面图、素描图等。
5. 剪切带控矿问题
剪切带对金矿床的控制具有一定的普遍性，产于变质地层单元内的中温金矿床很多都赋存在剪切变形带中。因此探讨剪切带与金成矿的关系问题既有重要的理论意义，也有极大的找矿价值。
（一）含金剪切带的特征、类型和演化
含金剪切带是指一种成矿或控矿的韧性、脆-韧性或脆性剪切带构造系统，它表现为一套已片理化（叶理化）和糜棱岩化，并普遍遭受不同程度热液蚀变和含有工业金矿体的构造岩石组合，它常位于狭长而又长期活动的大型构造通道内，呈线状分布，长几十公里至几百公里，宽几百米至数公里。其宏观特征表现为强烈的片理化带、线性延展的蚀变和退（进）变质带；露头尺度上，出现勾状褶皱、A型褶皱、眼球状构造、石英的定向拉长和石香肠等；微观构造特征更为复杂多样，如石英的核幔构造、亚颗粒、残斑眼球和旋转眼球构造、显微S-C组构、书斜式构造、波状消光、变形双晶、压力影和云母鱼等；超显微的构造特征表现出石英的位错。
不同的含金剪切带在产状、变形、运动学、力学和形成条件等方面不尽相同。如在产状上有低角度和高角度之分，顺层和切层之分，在运动学上有逆冲推覆、走滑（右行与左行）和拆离之别，在变形特点上有韧性、韧-脆性、脆-韧性之异，在形成条件方面有高压型、低压型和退变质型的不同。研究表明，小营盘、柏枝岩、排山楼、十八顷壕、河台、金山以及小秦岭等金矿的容矿剪切带都具有显著的逆冲或逆冲走滑性质；而夹皮沟北西向剪切带、排山楼北北东向剪切带及金厂峪金矿和南龙王庙金矿容矿剪切带主要具有走滑的性质；此外小秦岭界面性质剪切带、五台山绿岩带边界剪切带具有拆离或正向剪切的性质。
剪切带的应变特点包含时间和空间两个结构序列。从空间结构上看，韧性剪切带对应于地壳的中深层次（＞15km），韧-脆性剪切带对应于地壳的中浅层次（5～15km），而脆性剪切带对应于地壳的浅层次（＜5km）。从时间结构上看，含金的剪切带往往都经历了长期的演化历史和多期次变形作用的叠加，多数剪切带至少包括两次剪切变形作用，早期以韧性或脆-韧性为主，而晚期有韧-脆性或脆性叠加。研究表明，金矿化与剪切带的时空结构关系直接影响金矿床的规模和产状。定位层次深、时间早的金矿化一般以浸染和交代型为主，产状不稳定，矿体呈“鸡窝状”分布，变化大、规模小，表现出这一特点的金矿如南龙王庙、十八顷壕、柏枝岩等铁建造内的金矿化等。而定位层次浅，时间晚的金矿化既有浸染状也有脉状，一般产状稳定，延伸长、深度大、规模也大，如小秦岭、夹皮沟、排山楼、金厂峪、小营盘、猫岭、金山等。
（二）剪切带控矿的空间特征
在一定区域内，剪切带对金矿床的控制作用反映在各种不同的尺度上，大到成矿带、矿床集中区，小到细小的矿脉，也即剪切带控矿具有多级性、规律性。含金剪切带一般由韧性和脆-韧性剪切带组成，区域性韧性剪切带是一级构造，它控制了矿带和矿田的分布，如夹皮沟地区北西向剪切带长达40多公里，控制了北西向矿带的分布；小秦岭地区的金矿床可分为南、北、中等三条矿带和亚带，它们与多条平行排列的区域性剪切带相对应。脆-韧性剪切带是二级构造，它控制了金矿床的产出，矿体往往产于剪切带内强应变和脆性叠加带，从远矿围岩到矿体顶底板由糜棱岩化岩石→初糜棱岩→糜棱岩。此外矿体也产于弧形剪切带的弧顶扩容区域、剪切带的转弯部位（图6-4）、剪切带宽窄急变处、不同方向剪切带的交叉和复合处、差别明显的不同岩石类型之间。三级控矿构造包括剪切带中的糜棱面理和脆-韧性剪切带内的R、P、D、T等裂隙系统，它们控制了矿脉产出的方位、分布和形态。如五台山绿岩带中狐狸山金矿床含金石英脉的分布即与里德尔裂隙系统一致（图6-5），而夹皮沟金矿矿脉与糜棱叶理的交角也符合里德尔剪切模型（表6-8）。
表6-8糜棱叶理与含金石英脉产状表
注：夹皮沟本区选的是新二、四、六、老三、五等5条大型矿脉。
图6-4小秦岭60号脉东段1936m中段矿体产出位置及应力分析平面图（据黎世美等，1994）
1—含金剪切带；2—工业矿体；3—应变椭球体表示局部引张部位的应力状态；4—不同层次的作用力方向
图6-5狐狸山含金石英脉的型式图
A—为狐狸山金矿在近于垂直拉伸线理（La）断面上剪切叶理（Sc）和硅化石英脉D（中心剪切脉）及P脉（斜剪切脉＝La）之间的关系素描图，图的上方为西，下方为东；B—为狐狸山矿区YD103号平硐口含金石英脉的排列型式素描，P脉为硅化石英脉，D脉为白色的细晶石英脉，小断裂是沿节理的轻微错动
（三）剪切带控矿的时间特征
从时间特点方面看，剪切变形作用和成矿作用的关系大致可分为两种：一种为同时关系，另一种为间断关系。
同时关系是指成矿作用与剪切变形作用发育在同一地质事件之内，矿床的形成与剪切变形的演化同步进行或稍稍滞后。根据许多学者（Bonnemaison等，1986,1990;Colvine等，1988;Hodgson,1989）的研究，在这种情况下剪切变形作用和成矿作用往往要经历多幕多阶段的演化序列。一般来说早期在强烈剪切变形和热液蚀变的双重作用下，在剪切带的核部形成浸染状的金矿化；接着是石英脉的形成，随后在韧-脆性变形条件下，石英脉发生破碎形成金的富集；晚期阶段在张力构造体系或脆性变形中形成石英网脉和富金矿化。
间断关系是指剪切变形作用和主成矿作用不发生在同一个地质时代，两者之间有较长的时间间隔，矿床相对于变形作用具明显的后生性。剪切带对成矿的控制主要反映在导矿和容矿作用上。
从我国金矿床的产出特征和形成时代看，上述两类金矿床都存在。其中与剪切变形作用同时形成的金矿床，如南龙王庙、夹皮沟、排山楼、金厂峪、小营盘、猫岭、河台、金山等，而晚于剪切变形作用形成的金矿床以小秦岭、胶东为代表。在同时形成的金矿床中可以看到矿石的塑性变形特征，如具有一定延展性矿物的黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿和黄铜矿等的定向拉长（图6-6）；石英脉呈条带状、透镜状产出；含金石英脉中石英在高压透射电镜下具位错现象等（图6-7）。间断关系形成的金矿床其矿脉和矿石矿物的变形一般很弱到无，成矿同位素年代资料同矿区内的岩浆热事件一致。
图6-6黄铁矿与韧性剪切变形的关系
a、b—与韧性剪切变形同期；c、d、e、f—韧性剪切变形之前或早期；a、b、c、d、e产于夹皮沟（吕建生，1994）；f产于金厂峪（杨振升，1991）
（四）剪切变形在成矿中的作用
剪切带之所以为重要的含金构造，是由其特定的形成条件所决定的。大量的研究资料表明，剪切带在成矿中的作用是复杂多样的，各种因素的耦合演化、互为因果、相互推动促使了矿床的形成。概括而言主要体现在以下几个方面：
图6-7夹皮沟金矿含金石英脉透射电镜下的错位构造
a—87c743样；b—88c1004样
1.深部流体上升的通道或导矿构造。如前所述，含金剪切带一般都是多级序的，而主干剪切带通常具有地壳规模的特征，其切割很深，为深部流体的上升和浅部流体的下行提供了通道条件。而从另一个角度看，剪切带多发育于地质体（地体、地块、板块等）的边部，与造山或造盆作用紧密相关，而这些边界又是各种地质流体非常活跃的地区，因而也为剪切带成矿提供良好的物质条件。
2.形成含矿热液。剪切变形不仅是一种物理的地质作用，而且也是化学的地质作用。岩石在遭受强烈的剪切变形时，一般都要发生退变或进变质作用，随着矿物晶格的变形和新旧矿物的替换，一部分水和离子分解出来，游离于矿物之间或剪切裂隙内，它们一面聚合，一面又和岩石之间发生化学反应，在矿物粒度不断变细、元素结合能降低的情况下，这种反应的速度会逐渐提高，从而导致含矿热液的形成。构造地球化学研究表明，矿体两侧经历剪切变形的岩石金含量常明显降低，形成一定范围的贫金区，这反映了构造侧分泌作用的存在。
3.驱动力。金矿流体的流动必须具备两个条件，其一是溶液的内力，打开通道而迁移，如强大的内压力作用、热能等；其二是构造的外力作用，剪切作用增强了岩石的可透性，为矿液运移开辟了通道，矿液受构造挤压和泵吸作用而流动。
4.容矿空间。深度很大的主干剪切带，常常不是赋存金的最佳场所，次级剪切带在它形成的初级阶段实际上包含了许多封闭裂隙，这种裂隙空间基本保持真空状态，随着进一步发展演化，规模不断延伸扩大，当与主带贯通时，就使主次带之间产生了温压梯度，含矿流体必定向自由能低的较为封闭的空间聚集，并在那里沉淀成矿。
5.良好的物理化学圈闭。相比较而言，韧-脆性剪切带一般是剪切带中成矿最好的地段，这是因为韧-脆性剪切带是地壳中重要的物理化学条件转变带，该带以下岩石的渗透率较低，而其上较大，深部流体在此可发生自由对流，并与上部下渗的天水混合冷却，导致含矿流体的失稳沉淀。韧-脆性剪切带的深度大致发生在8～15km，温度大致在240～360℃，与成矿的温压条件基本一致。
6.多期多阶段的作用。大规模的剪切带一般都是多期多阶段活动的长寿构造，这为成矿物质的多期次叠加、富集提供了可能性。
6. 褶皱构造的观察与研究
韧性变形带中的褶皱构造是十分特殊又复杂多样的，它们与区域褶皱构造作用所形成的褶皱是有明显区别。
韧性变形带中的褶皱与区域褶皱构造作用形成的褶皱的主要区别是：首先，两者的形成条件及其形成过程明显不同，韧性变形带中的褶皱是和变形带形成作用直接相关，不论是哪一种类型的变形带，褶皱都限定于这一特殊的变形带内，离开变形带就不见有这种类型褶皱，它们是带内剪切流动变形的产物；而区域性褶皱则是产生在层状岩石中的具有统一规律的褶皱产物，从某种意义上是透入性的，是区域构造作用产物。其次，变形带中的褶皱变形的产生常是带内物性不均一性和韧性差明显的岩石的不均塑性流动形成的新生面理构成的褶皱。因而，它们最重要特征是分布的不均一性和形态的极其多样性，因此，它们在变形带中的产出是不连续的，在这种情况下褶皱形态学研究主要是为变形带的运动学机制提供证据；而区域性褶皱在空间分布上是呈有规律的组合关系，不同级别褶皱具有密切的空间几何关系，可以通过小型褶皱研究探讨同期大型褶皱的几何特征；这一点显然与变形带的褶皱不同。但这里应指出，在复杂的多期变形区，韧性变形带整体可能卷入后期的区域性的褶皱变形中，当这一情况产生时，最重要的任务是首先查明卷入褶皱的韧性变形带是否存在，然后，在这个基础上再分别进行研究，这样才不致产生失误。
韧性变形带的褶皱的研究已进行了许多有意义工作，其中Mattauer（1980）进行了系统的概括（图4-3-5）。鞘褶皱或A型褶皱一般发育在韧性剪切带的强烈剪切变形部位，其最本质的特点是拉伸线理于褶皱轴趋近平行。它们在剪切带中成群出现，大小不等，沿剪切带拉伸也不尽相同。这类褶皱可以是受剪切作用直接形成，也可能由先存B型褶皱随变形加剧使褶皱枢纽强烈弯曲，甚至拉长呈刀鞘状，使褶皱伸长于拉伸线理平行。在韧性剪切带中，常常可以由边部到其强烈变形带看见从B型褶皱到A型褶皱的演变过程（图4-3-5）。
图4-3-5 韧性剪切带中的褶皱构造
（据Mattauer，1980）
a—韧性剪切运动于其拉伸线理；b—褶皱轴平行于拉伸线理的A型褶皱；c—B型褶皱枢纽变形；d—鞘褶皱；e—复杂型褶皱；f—晚期褶皱倒转翼上的倒转B型褶皱；M—剪切运动方向；L—拉伸线理
表4-3-1 韧性剪切带内鞘褶皱形态与变形强度关系
褶皱形态的观察与研究中首先注意不同断面的褶皱形态特征（表4-3-1）。一般情况下在明确了变形带内的线理产状前提下，分别对垂直和平行线状构造的剖面进行分析，常常在横剖面中（YZ面）即垂直X轴（运动方向）剖面上褶皱形态样式复杂多样。而在垂直Y轴（平行运动方向）的剖面上褶皱形态样式较为简单，常呈不同倾斜的歪斜式褶皱，甚至出现平行条带，而不见褶皱出现。在对变形带褶皱样式进行描述时，应首先确定观察剖面的类型和方位，然后素描其形态样式。在记录上不出现具有成因意义的一些术语，例如A型褶皱等。这些术语可以在进行变形带的褶皱成因研究时，在充分综合分析基础上进行讨论时使用，这主要是避免产生失误。此外，在进行褶皱样式的观察中，应特别注意卷入褶皱的面理类型和岩石类型，这对正确建立变形带的演化是有意的。在一些具有长期发育的变形带中出现有叠加褶皱的现象，但这种情况主要见于局部地段。特别是变形带中塑性流动受阻的部位常见。这种叠加褶皱是不具有区域意义的。
在对褶皱样式观测的同时，应注意与其伴生的构造资料的收集，例如新的次生面理的特征，以及褶皱枢纽的系统的测量，尤其后者常可为综合分析时提供运动学依据。
7. 变质岩区的褶皱
(一)变质岩区褶皱的基本特征
变质岩区的褶皱不同于一般未变质沉积岩及火山岩层的褶皱，基本特征如下：
(1)褶皱面和褶皱层的类型繁多：在变质岩区，卷入褶皱的面状构造除了原生层面，更多的是新生劈理、片理、片麻理；不仅有原生的角度不整合，也有构造作用形成的断裂面、韧性剪切带、构造滑脱面，还有各种侵入岩体的接触面。卷入褶皱的岩层不仅有原生的和经构造置换而形成的沉积岩层和火山岩层，也有各种岩脉、岩墙或岩席，还有构造作用再造的假层状侵入岩。因而，在变质岩的同一构造部位上，往往有各种不同性质的变形面先后卷入同一褶皱构造系统之中。
由于卷入褶皱的变形面的性质不同，它们的先存产状自然不完全平行，甚至明显斜交，当它们同时卷入较晚一期褶皱时，两种变形面将会产生不同样式的褶皱，这一类褶皱称为相交面褶皱，多见于浅变质岩区。
(2)新生叶理伴随褶皱形成：变质岩区的褶皱通常形成于地壳中、下部，形成的温、压条件较高，因此，在岩石塑性变形过程中，普遍有一组新生叶理平行轴面或以相对轴面呈规律的分布方式形成，并且随着岩石的递进变形，新生叶理逐渐发育，并破坏改造了褶皱。
(3)褶皱样式的复杂多变性：岩石变形时的固态流变特征十分显著，从而使形成的褶皱样式十分复杂。多级褶皱共同产出，褶皱要素产状变化较大，褶皱的不协调性显著。
(4)褶皱形成机制的复杂性：变质岩区褶皱构造形成机制的复杂性，随着对变质岩区构造研究的深入逐渐被认识。变质岩区相似或顶厚褶皱形成时滑褶皱作用的地位受到质疑，纵弯褶皱作用、强烈压扁作用、韧性剪切带中简单剪切或顺层剪切褶皱作用以及顺层流褶层(杨振升等，1995；单文琅等，1985)的意义得到肯定。在多期变形、变质岩区，多种成因机制形成的褶皱共存现象十分普遍。
(5)叠加褶皱广泛发育：多期变形造成的褶皱叠加现象在变质岩区广泛出现，可以形成多种褶皱叠加的构造图案。而且，这种叠加褶皱的形式和叠加图案可能比 Ramsay(1967)提出的叠加类型更加复杂，因为Ramsay(1967)提出的褶皱叠加主要是从几何学角度考虑的，实际上强烈的构造置换和褶皱形成机制可能导致褶皱叠加方式的增加和褶皱叠加图案的复杂化。
(二)变质岩区的褶皱样式及分类
1.关于褶皱分类
虽然第四章第三节中讨论的有关褶皱定性描述、半定量或定量分类(Richard，1971；Ramsay，1976)对自然界所有褶皱的研究均具指导意义，但是，随着对于变质岩区褶皱复杂性认识的深入，用于反映变质岩区褶皱特征的分类和褶皱术语也相继出现。
(1)根据构造层次划分褶皱。随着构造层次的变深，温压条件也逐渐增加，岩石的韧性行为增加，对变形的反映也不同，构造层次对变质和变形作用的控制也逐渐被认识，为此，马托埃(Mattauer，1980)提出了下部构造层次以流动褶皱和压扁褶皱为特征；中部构造层次以等厚褶皱为特征的划分对比。卡扎柯夫(Казакоб，1976)也曾认为变质岩区常见的褶皱类型为纵向弯曲褶皱和层流褶皱，并把褶皱按内部应力状态和伴生的小褶皱进一步分为两类四型，即：
A-Ⅰ型：转折端和核部未变形的弯曲褶皱；
A-Ⅱ型：具有核部挤压带和转折部拉张带的弯曲褶皱；
A-Ⅲ型：转折端和核部具有均匀变形的弯曲褶皱；
B-Ⅳ型：层流褶皱。
(2)根据褶皱面性质，褶皱内部构造特征，变形机制和变形相、变质相的特征划分褶皱。这是傅昭仁等(1996)提出的褶皱分类，依据以上原则，将变质岩层中的褶皱划分为三个基本类型：
顺层掩卧褶皱：产于不同尺度的顺层剪切带内，褶皱面为原生层理，其原始轴面产状近于水平，有共同倾伏方向，褶皱限制于某一特定的层内，可见顺层拉伸的石香肠构造、窗棂构造、杆状构造与之共生。
紧密压扁褶皱：出现在许多造山带中，是压扁作用的产物，褶皱面可以是新生叶理或变质条带，或者是早期构造的滑断面，褶皱可以是对称的，可以是不对称的。
深熔柔流褶皱：主要发育于高级变质岩区，规模不大，构造方位不稳定，通常与高级变质条件下的韧性剪切变形作用相关。
(3)根据褶皱枢纽与运动方向的关系划分褶皱。通常用于简单剪切作用机制所形成褶皱的划分或描述：
A型褶皱：一般将枢纽平行简单剪切方向的褶皱称为A型褶皱，这类褶皱的枢纽常常与拉伸线理或矿物线理平行。
B型褶皱：枢纽与拉伸线理垂直的称为B型褶皱。
(4)根据褶皱过程中岩层的变形行为划分褶皱。可把褶皱分为主动褶皱和被动褶皱两类：
主动褶皱：当受褶皱的层状岩系，其各层之间岩石的韧性差比较显著，即层的力学性质积极地控制着褶皱的发育时，这种褶皱称为主动褶皱。多纳斯等称其为弯曲褶皱。它们通常形成于地壳的中浅构造层次(深度约数千米内)。
被动褶皱：在地壳的中构造层次，由于温度和围压的增高，各层岩石均显示极大的韧性，如果岩石间的韧性差达到均一，则层理在褶皱变形中不再具有力学上的不均一性，只是被动地作为变形的标志，这种褶皱称为被动褶皱。
尽管许多地质学家试图对变质岩区的褶皱类型进行划分，但由于变质岩区褶皱样式的复杂性，到目前为止还没有一个完善的分类方案。上述分类方案无疑对于我们从事变质岩区褶皱构造分析时提供了一个启发，即注意变质岩区褶皱的特殊性和复杂性，从褶皱成因机制、构造层次、变形面特征等多方面考虑，在不断积累野外资料和有效的实验研究中制定出更为实用的分类方案。
2.变质岩区的基本褶皱样式及特点
以褶皱形成机制为基础，结合褶皱几何形态特点和伴生的组构要素特点，将变质岩区褶皱分为顺层剪切褶皱、纵弯褶皱和片麻岩穹隆三个基本类型。
(1)顺层剪切褶皱
顺层剪切褶皱也称为变质固态流变褶皱(傅昭仁等，1996)，尽管二者含义基本一致，但“变质固态流变褶皱”似乎更多强调在褶皱形成过程中岩石强烈塑性流动的性质，为了与滑褶皱作用(剪切褶皱作用)相区别，使用“顺层剪切褶皱”一词定义该类褶皱。
顺层剪切褶皱作用是指平行于先存叶理面(原生层理、次生叶理)的剪切作用形成褶皱的过程。实际上，这种顺层剪切形成褶皱的作用最初被用于描述纵弯褶皱作用和横弯褶皱作用过程中由于层间滑动而形成的层间褶皱，称为弯流褶皱作用。但近年来，随着韧性剪切带研究及变质岩区构造研究的深入，逐渐发现这种顺层剪切褶皱作用已不再是纵弯和横弯褶皱作用过程中起辅助性的褶皱机制，而是一种在变质岩石中广泛发生的主导性的褶皱形成机制，所形成的褶皱为顺层剪切褶皱。
顺层剪切褶皱的几何和产出特征如下：
1)顺层剪切流变褶皱是剪切变形的产物，通常产于韧性剪切带中或发生剪切变形的变质层状岩石中。其中一个特例是产于变质地层中，形成顺层剪切带，这种顺层剪切带在中、浅变质岩区往往产于相对软弱(或黏度系数大)的变质岩层中，构成层间顺层剪切带；在高级变质岩区，顺层剪切变形可能是多种不同岩性的岩层都卷入变形。
2)顺层剪切流变褶皱在XY截面上表现为一翼长、一翼短不对称褶皱(图10-8)。在一定构造区段里，往往形成发育成熟度不等、倾向相同但轴面倾角变化不一的不对称褶皱系列。按其截面上的褶皱面形态，可归结为图10-9所示的序列模型，此模型可以反映剪切流变褶皱从萌芽到成熟的发展过程。随着递进变形的发生，褶皱轴面产状逐渐旋转，形成的褶皱被拉断成无根褶皱或褶皱构造透镜体，有些甚至重褶成共轴叠加褶皱。
图10-8 大青山高级变质杂岩中近水平顺层滑脱韧性剪切带中的不对称剪切褶皱(箭头指示剪切方向)
在三维空间上，大多数顺层剪切流变褶皱呈非圆柱状，各级枢纽斜列分布，并呈波状弯曲，与拉伸线理垂直或斜交，即所谓豆荚状褶皱，因而同一露头上测量的主褶皱和次级褶皱的局部枢纽产状往往不一致。如果剪切流动不均匀，褶皱枢纽会逐渐弯曲，从平直→舌状→鞘状变化，形成鞘褶皱(参见图10-28)。
3)褶皱往往限制在一定的层内，通常以褶皱单体或小规模褶皱群落的形式产出；上、下各层褶皱的发育彼此独立(图10-9～图10-11)；在褶皱体内，各层之间，由于岩层的能干性和厚度、黏结度等习性不同，褶皱往往具有不协调和半协调变形特征。
图10-9 顺层剪切流变褶皱的几何模型(XY切面)
(据Hansen，1971)
W—褶皱宽度；H—褶皱短翼高度
图10-10 北京西山奥陶系纹带灰岩中的分层剪切褶皱
(据傅昭仁等，1996)
图10-11 大青山高级变质杂岩中近水平顺层剪切变形的褶皱特征
(据徐仲元，2003)
A、B产于石榴云母片麻岩岩组；C、D产于黑云角闪片麻岩岩组(⊥X剖面)
4)顺层剪切流变褶皱最根本的特点是，褶皱体内发育有新生的轴面叶理和拉伸线理。轴面叶理和拉伸线理的发育程度与应变有关，随着递进变形的发生，轴面叶理和拉伸线理逐渐发育，并逐渐置换早期参与褶皱的叶理，同时，逐渐旋转到与剪切面平行。
(2)纵弯流变褶皱
纵弯流变褶皱是顺层挤压的结果，是纵弯褶皱作用的产物，与顺层剪切流变褶皱的特征明显不同，主要特征如下：
1)纵弯流变褶皱产于造山带内，通常与板岩劈理带或陡倾叶理带共生。板岩劈理带和陡倾叶理带均属于造山作用的产物，二者的构造特征基本相同，但形成的构造环境不同，前者形成于绿片岩相变质环境，后者则形成于角闪岩相-麻粒岩相环境。
2)纵弯流变褶皱XY截面上多表现为轴面直立或陡倾的褶皱，通常是由不同序次褶皱组成的复式褶皱，主褶皱通常是对称的，但次级褶皱可以是对称，也可以是不对称的。随着变形的增强，褶皱从宽缓渐变为紧闭，翼间角也逐渐变小。不论褶皱的形态如何变化，在同一构造带中，所有褶皱的轴面产状相对稳定(图10-12)。
图10-12 大青山高级变质杂岩中东西向陡倾叶理带的纵弯褶皱
在三维空间上，该类褶皱大多为圆柱状褶皱，褶皱枢纽可以是水平的，也可以是倾伏的，但多平行排列，并垂直运动方向，为B型褶皱。
3)在弱变形区域，褶皱是连续成群产出的，并发育与轴面平行的轴面叶理。但随着递进变形的发生，逐渐强烈的纵向构造置换破坏了褶皱的连续性，使褶皱呈无根褶皱或褶皱构造透镜体产出。
(3)卵形构造或片麻岩穹隆
卵形构造或片麻岩穹隆是变质岩区的一种经典褶皱样式。主要包括由花岗质混合岩或片麻岩组成的核，其上覆盖了变质沉积岩或变质火山岩的盖层。核部岩石的中心部位具岩浆岩结晶结构，接近接触带叶理渐趋发育，岩体叶理构造与盖层中的叶理及二者之间的接触面彼此平行。一般从片麻岩核向外倾斜，构成穹隆构造。
片麻岩穹隆主要发育在太古宙克拉通地区，尤其是变质深成岩发育的高级变质地区，主要表现为由片麻理、条带状构造、表壳岩包体的长轴及各种脉体呈有规律的空间排列而显示出环形构造，在平面上多呈椭圆形或卵形构造(图10-13)，且多构成卵形构造群，或卵形构造区。
图10-13 阿尔丹地盾中部的片麻岩褶皱卵形隆起
(据萨洛普.Л.И.，1971)
1—在航空照片上看到的岩层走向；2—在航空照片上判读的以及经过详细地质测量追索的不同石英岩层(伊叶格拉亚群的库鲁姆坎组及斯旺奇特组)；3—地层界线(a—详测确定的，b—中比例尺地质测量确定的)；4—二级褶皱轴走向(示意)；5—前寒武纪断裂线(仅表示西部)；6—地台盖层(前寒武纪、寒武纪以及侏罗纪地层)。褶皱卵形隆起：Ⅰ—上阿尔丹；Ⅱ—乌斯蒙；Ⅲ—下提姆朴汤
在一些造山带中，或者孤立地产出，或者由多个呈线性排列分布。其地质特点与太古宙克拉通的卵形构造也有一定的区别。不同片麻岩穹隆的内部构造和成分组成等特征具有很大的变化，成因也有所不同。主要包括两种基本类型：
1)叠加褶皱片麻岩穹隆：类似于Ramsay(1987)所提出的穹隆-盆地型褶皱叠加型式。由两期大型褶皱干扰产生一系列类似扁平状圆柱体的穹隆和盆地构造(傅昭仁等，1996)。
2)以岩浆底辟为主导机制所形成的片麻岩穹隆：与盐丘构造相近，塑性或近熔融状花岗质岩石比上覆变质上壳岩密度小，造成重力失稳，从而导致花岗质岩石上拱，形成片麻岩穹隆(Hobbs，1976)。Fletcher(1972)，Ramberg(1967)的实验再现了这一过程。分熔岩浆上浮和岩浆的“气球膨胀式”侵位也是太古宙克拉通和一些古元古代造山带中片麻岩穹隆形成的主要原因(杨振升，1985)。由于许多片麻岩穹隆的主体岩石由多期活动的变质深成侵入体组成(何家善等，1998)，因此，这种片麻岩穹隆的形成实际上是一个长期的、由多次岩浆活动产生的复杂的底辟侵位过程。
造山带中的片麻岩穹隆是造山运动或叠加造山运动的产物(Eskola，1949；Hobbs et al.，1976)。近期研究发现，有些造山带内的片麻岩穹隆实际上是前造山期伸展体制下形成的，作为该体制下所形成的隆滑构造的内核(杨振升，1995)或岩浆核杂岩(刘俊来等，1996)。由于后期收缩体制下的变形，而使该片麻岩穹隆特征复杂化。
8. 答地质特征应该怎么答呢
首先,要知道具体地质特征当然有具体的分析方式.
一、本区概括
包括自然气候、交通条件和人口、文化、历史情况.大概就行了,这不是主要的.
二、本区地形
描述本区的地形地貌,如果没有字数限制,越详细、越精确越好.
在描述各个地行地貌单元时别忘了加上海拔范围,最后还要分别写上最高点、最低点的位置和相应的海拔.
三、本区岩层特征
包括岩层的年代、岩性、产状、出露范围,各岩层的接触关系及其上的小型构造单元（露头尺度上的各种小褶皱、断裂及面状和线状构造）的产状、产生年代和过程（包括应力分析）,甚至可以把微型（偏光显微镜下）和超微（电子显微镜下）构造也写上.
反正和上一点一样,如果没有字数限制,越详细、越精确越好.但不要显得没有条理,若有多个构造单元就按产生年代书写.
四、本区构造特征
这是整个地质分析的核心啊,不过一般不涉及小型、微型或超微型的,如果你上面写了这里就不用写了,如果你上面没写这里就可以写上,当然也可以不写.
一般按构造单元从早到晚的顺序描述,当不能确定年代时,按从大到小描述.描述本区的巨型构造单元包括类型（一般为山系或区域性地貌构造单元）、分布和大小、产生年代和过程（包括应力分析）以及由其所引起的在较小构造尺度上发生的变化；大型构造（1:200000）包括类型、分布和大小、产状、产生年代和过程（包括应力分析）以及在较小尺度上发生的变化；中型构造（1:5000）和大型构造包括的内容一样.但是如果本区没有那么大,就只需点出本区所处的巨型、大型等等构造单元条件,直到满足的真正需要.
需要注意的是,除上述相同点外,不同类型的构造单元在具体描述时并不一样.如描述断层时,还需描述断层的类型、伴生构造和组合形式；在描述褶皱时,还需描述褶皱的形态[剖面形态（转折端形态、紧闭度、对称性和协调性）和平面形态]、位态（枢纽产状、轴面产状和位态分类）、组合形式和Ramsay分类；在描述线理时,还需描述线理是a型还是b型；等等等等.
总之,具体问题具体分析.
五、本区地质演化史
这就是地质学的工作,根据上面的铺垫,完成重建本区地质演化过程.老要求,能写多详细写多详细,但是一定要注意：不能凭想像,要凭现象.
9. 怎样分析地质特征
首先，要知道具体地质特征当然有具体的分析方式。然后嘛：
一、本区概括
包括自然气候、交通条件和人口、文化、历史情况。大概就行了，这不是主要的。
二、本区地形
描述本区的地形地貌，如果没有字数限制，越详细、越精确越好。
在描述各个地行地貌单元时别忘了加上海拔范围，最后还要分别写上最高点、最低点的位置和相应的海拔。
三、本区岩层特征
包括岩层的年代、岩性、产状、出露范围，各岩层的接触关系及其上的小型构造单元（露头尺度上的各种小褶皱、断裂及面状和线状构造）的产状、产生年代和过程（包括应力分析），甚至可以把微型（偏光显微镜下）和超微（电子显微镜下）构造也写上。
反正和上一点一样，如果没有字数限制，越详细、越精确越好。但不要显得没有条理，若有多个构造单元就按产生年代书写。
四、本区构造特征
这是整个地质分析的核心啊，不过一般不涉及小型、微型或超微型的，如果你上面写了这里就不用写了，如果你上面没写这里就可以写上，当然也可以不写。
一般按构造单元从早到晚的顺序描述，当不能确定年代时，按从大到小描述。描述本区的巨型构造单元包括类型（一般为山系或区域性地貌构造单元）、分布和大小、产生年代和过程（包括应力分析）以及由其所引起的在较小构造尺度上发生的变化；大型构造（1:200000）包括类型、分布和大小、产状、产生年代和过程（包括应力分析）以及在较小尺度上发生的变化；中型构造（1:5000）和大型构造包括的内容一样。但是如果本区没有那么大，就只需点出本区所处的巨型、大型等等构造单元条件，直到满足的真正需要。
需要注意的是，除上述相同点外，不同类型的构造单元在具体描述时并不一样。如描述断层时，还需描述断层的类型、伴生构造和组合形式；在描述褶皱时，还需描述褶皱的形态[剖面形态（转折端形态、紧闭度、对称性和协调性）和平面形态]、位态（枢纽产状、轴面产状和位态分类）、组合形式和Ramsay分类；在描述线理时，还需描述线理是a型还是b型；等等等等。
总之，具体问题具体分析，楼主可以告诉我究竟想分析什么，然后我再有针对性地回答。
五、本区地质演化史
这就是地质学的工作，根据上面的铺垫，完成重建本区地质演化过程。老要求，能写多详细写多详细，但是一定要注意：不能凭想像，要凭现象。
差不多了吧。
10. 褶皱的观察内容
野外对褶皱研究首先是几何学的观察，目的在于查明褶皱的空间形态、展布方向、内部结构及各个要素之间的相互关系，建立褶皱的构造样式，进而推断其形成环境和可能的形成机制。其观察研究要点可概括为以下几个方面。
1.褶皱的识别
空间上地层的对称重复是确定褶皱的基本方法。多数情况下，在一定区域内应选择和确定标志层，并对其进行追索，以确定剖面上是否存在转折端，平面上是否存在倾伏端或扬起端。在变质岩发育且构造变形较强地区，要注意对沉积岩的原生沉积构造进行研究，以判定是正常层位或倒转层位；利用同一构造期次形成的小构造对高一级构造进行研究恢复。
从上述褶皱分类可以看出，褶皱位态由轴面和枢纽两个要素确定。对于直线状枢纽或平面状轴面，只需测量其中一个要素就可以确定褶皱的方位，但不能确定其位态，因为具有相同枢纽方位的褶皱具不同的位态，轴面可以是曲面，枢纽也可以是曲线。
实际工作中，露头上可见的褶皱全部暴露时，可用罗盘直接度量其枢纽的倾伏向、倾伏角和轴面的倾向、倾角。若枢纽、轴面为曲线（曲面），则必须测量若干代表性区段的产状来说明二者的变化。当褶皱没有完全剥露时，只要能测量出褶轴（或枢纽）、轴迹、轴面3个要素中任何两个要素，就可用赤平投影方法求出另一个的数据；对大型褶皱的轴面和枢纽则需要用π或β图解求导。
褶皱形态一般是在正交剖面上进行观察和描述。由于露头面不规则和褶皱本身形态、位态等方面的复杂性而使褶皱轮廓可能呈现出一个多解的现象（畸变面）。故观察视线应与枢纽保持一致，沿其倾伏方向下进行。只有对不同位置、不同方向出露的形迹进行综合分析才能得出褶皱的真实形态。
对褶皱横剖面形态的研究应侧重于枢纽、轴面、转折端形态、翼间角、包络面以及波长和波幅等褶皱要素、参数的观察、测量和描述。根据需要可自行设计表格，将上述诸项信息存集备用。
2.褶皱样式
对褶皱研究，不仅着眼于其形态、位态，还必须研究它们的样式。F.J.特纳和L.E.韦斯（1963）将褶皱样式分为10种类型，其依据可概括为：①褶皱层的平行性或相似性；②褶皱的不连续性及不协调性；③褶皱的紧闭性和翼间夹角大小；④褶皱的对称性；⑤成双的共轭褶皱。
褶皱样式有许多是取决于两个褶皱面之间的单层横截面的形态，上述兰姆赛的分类可视为描述褶皱基本样式的方法之一。为研究褶皱样式，必须取得岩层倾角和相关的厚度等原始数据资料。这些资料可以从顺枢纽方向的有关图件、露头或手标本、素描图或相当于正交剖面上进行收集。在野外工作中，如果褶皱出露良好，且断面相当于正交剖面，全部工作可以直接在露头上操作。根据一定间隔测量有关厚度的参数，分别编制厚度变化曲线图，并与相关图示的标准线进行比较，即可确定褶皱的形态类型或样式。
影响褶皱样式还有另外一些因素，如卷入褶皱的岩石类型、组成褶皱岩层的能干性的差异等。在相同变形条件下，弱岩层易发生塑性流变，因此，褶皱样式随岩层能干性而发生变化。若强弱岩层相间，一般情况下板岩可能形成尖棱状褶皱，而砂岩则可能形成圆弧状褶皱，二者组合为尖圆褶皱样式；如果两强硬层间距很大，其间弱岩层形成独立小褶皱，则构成不协调褶皱；若间距很小，两强岩层一并弯曲变形而形成协调褶皱。
3.褶皱的伴生构造
在褶皱形成过程中，不同部位的局部变形环境可有差异。褶皱层的某段可以伸长或缩短，而有些部分则无任何应变。因此，褶皱不同部位形成不同类型的派生、伴生小构造可与主褶皱保持一定的几何关系，各自从一个侧面反映出主褶皱的基本特征。借助这些从属构造阐明大褶皱的几何特征，分析褶皱形成机制及发育过程是野外地质工作中常采用的手段之一。
1）褶皱两翼的小构造：层间擦痕（线）的观察与测量可用以判断相邻岩层相对位移方向和主褶皱转折端位置以及类型（水平褶皱、倾伏褶皱、A型褶皱、B型褶皱等）。对翼部从属褶皱观察与测量，可据其不对称类型（s或z形）、倾伏方向来确定它们处于大褶皱的位置并进一步恢复大褶皱总体形态。
2）褶皱转折端的小构造：观察节理和小断层的类型、特征，鉴别其力学性质，测量其产状要素，利用它们的组合系统和方位分析转折端的应力、应变状态；从属褶皱类型（M或W形）及其随剖面深度的变化状况，也是研究内容之一；在这些资料的基础上再结合地层时代关系确定褶皱性质（背斜、向斜）。另外，还应认真观察转折端的虚脱现象及被岩浆、矿液充填的情况。
4.叠加褶皱的野外研究
1）叠加褶皱的识别准则：①早期褶皱的轴面、变形面、枢纽等构造要素在后期褶皱作用中发生明显的变形和变位；②晚期面理、线理等新生构造要素的出现；③眼球状等封闭褶皱构造的出现；④原生示顶构造与褶皱伴生构造指向矛盾；⑤重褶现象及双重褶皱要素存在；⑥两组不同类型和不同方位的面理或线理有规律的交切；⑦与同期褶皱规律不相符合的反常小褶皱出现。露头上直接观察小褶皱重褶与否，是判断叠加褶皱的最可靠标志。当早、晚两期褶皱要素不平行时，露头或填图（大、中比例尺者尤为明显）可呈现一系列封闭状的各种图案，如“蘑菇形”、“新月形”等，其次是陡倾或倾竖褶皱的广泛发育。
2）判断重褶露头所处区域叠加褶皱的部位。应用兰姆赛的三类五型基本型式、层理和劈（片）理关系及小型褶皱特征很容易判别其所处区域构造的部位。如在露头上看到小褶皱重褶，则这个露头可能处于早期褶皱的转折端；若在露头上看到S0∥S1∥S2，这个露头一般归属叠加褶皱的翼部；若看到S2和S1呈直交，这个露头可视为后期褶皱转折端部位。
3）叠加褶皱型式判断。根据褶皱的构造要素，主要是两期叠加褶皱的轴面和枢纽的叠加关系可划分叠加褶皱的型式。早期一系列紧闭褶皱和晚期开阔褶皱的枢纽近于平行，且早期褶皱轴面业作为晚期褶皱变形面发生弯曲，则二者显示为共轴叠加褶皱的型式。
4）叠加褶皱观测要点及图面表达方式：①叠加褶皱在三度空间上的形态和位态；②不同期次的面理和线理的测量统计及分析；③建立褶皱形成序列；④叠加褶皱的表达方式可分为剖面表达——在剖面的上方或地下深处用虚线示出重褶图形，剖面本身仍按常规画出岩性花纹及晚期面理；构造纲要图表达——在图面上用不同的符号、线条示出各期褶皱轴迹，在晚期褶皱轴迹通过处，较早形成的地质体如岩脉、地质界线、早期断层或剪切带等也应协调变化（图6-17）。
图6-17 登封纸坊水库坝东水渠壁五指岭组中叠加褶皱素描
（据马杏垣等，1981，略有修改）
5.观察研究褶皱的一般程序
在地质调查过程中若发现露头良好的褶皱正交剖面时，应做如下观察、描述、测量和记录。
1）确定观察点和绘制褶皱素描图，记录褶皱的地理位置和所处的大褶皱部位。
2）褶皱发育状况及相关地质概况：①褶皱核部和两翼的地层及岩性；②褶皱两翼、枢纽和轴面等要素的产状；③褶皱对称性；④褶皱在强层和弱层中发育的差异性；⑤褶皱伴生组合要素及各自表现特征；⑥尽可能实地收集不同部位岩层厚度及其变化等原始资料并在正交剖面上拍照。
3）根据收集的数据、资料和信息对褶皱形态、位态、样式等初步进行几何学分析；经综合归纳和深入研究后再对其成因机制进行解释。