地質構造圖中通常能夠表現哪些構造特徵
Ⅰ 什麼是地質構造 有哪幾種類型 各有什麼特徵
地質構造
是指在地球的內、外應力作用下，岩層或岩體發生變形或位移而遺留下來的形態。
地質構造有褶皺、節理、斷層三種基本類型。
褶皺的特徵：分為背斜和
向斜
。
1．背斜：岩層向上彎曲、中心部位岩層較老,兩側岩層依次變新。
2．向斜：岩層向下彎曲、中心部位岩層較新,兩側岩層依次變老。
節理的特徵：自地表向下隨深度加大,節理的密度逐漸降低。
斷層的特徵：具有顯著位移的斷裂.斷層在地殼中廣泛發育，但其分布不均勻。
第一、
地質作用
與地質構造的區別。地質作用是過程，地質構造是結果。正是由於地質作用才產生的各種不同形態的地質構造。地質作用分為
內動力地質作用
和
外動力地質作用
。
內應力
地質作用的表現：褶皺、斷層。外應力地質作用表現為：風化、侵蝕、搬運、堆積、
固結成岩
，地貌表現形式如：沙漠中風蘑菇蝕、
黃土高原
千溝萬壑、
沖積平原
。
第二、地質構造對工程的影響。
褶皺構造
核部
岩石破碎
、裂隙發育，強度低，滲透性較大。
閘壩
、電站、隧洞等選址時應盡量避開這種地段。選址還應考慮庫區的斷裂情況，較
大斷層
如伸到庫外，可能會產生庫區滲漏現象。
第三、地質構造可依其生成時間分為
原生構造
與
次生構造
，次生構造是
構造地質學
研究的主要對象，而原生構造一般是用來判斷岩石有無變形及變形方式的基準。
第四、地質構造造成了不同的
地形地貌
。豐富多彩的地質構造，才讓我們的山川河流各有各的風采。每個地方的地質構造都是不同的，同時三種基本類型又都具有，但是其中又是某種類型的構造佔主要的，從而使得每個地方的地形是主要某種類型的。
Ⅱ 高中地理各種地質構造的特徵是什麼
地質構造有褶皺、節理、斷層三種基本類型。
其中褶皺包括了背斜和向斜，背斜岩內層向容上拱起，從岩層新老關系看，背斜中間岩層老，兩邊岩層新。向斜岩層向下彎曲，中間岩層新，兩邊岩層老。
斷層基本上包括正斷層，逆斷層，平移斷層。
Ⅲ 各類地質構造在煤層底板等高線圖上有什麼特徵
褶皺和斷層在煤層底板等高線圖上的表現：
（1）傾角不變時，等專高線平行等距；傾角變屬化，等高線間距變化；煤層走向變化，等高線為一組曲線
（2）向斜構造：呈一組曲線或封閉曲線，向斜軸兩側等高線對應出現，近軸標高低。等高線封閉時為煤盆構造，不封閉時為傾伏向斜。
（3）背斜構造：性質同向斜，只是等高線近軸部位高短軸背斜：曲線長圓形封閉穹隆構造：曲線最近圓形
（4）斷層：煤層遇斷層，等高線中斷，正斷層上下盤煤交線間無等高線，表示煤層缺失，逆斷層等高線重造（當斷層傾角大於煤層傾角時）。
（5）褶皺構造遇斷層向斜遇正斷層：上、下盤斷煤交線同名等高線平距上盤大;向斜遇逆斷層：上、下盤斷煤交線同名等高線平距下盤大背斜情況相反。
（6）斷層遇斷層時：如果煤層底板等高線遇斷煤交線中斷缺失、缺失部分為無煤區，則該斷層為正斷層或正斷層式移位。如果煤層底板等高線遇斷煤交線發生重迭，重迭部分為上下煤層重復區，則為逆斷層或逆斷層式移位。
Ⅳ 地質構造類型有哪幾種
地質構造因此可依其生成時間分為原生構造與次生構造。
次生構造是構造地質學研究的主要對象，而原生構造一般是用來判斷岩石有無變形及變形方式的基準。構造也可分為水平構造、傾斜構造、斷裂和褶皺。
地殼或岩石圈各個組成部分的形態及其相互結合方式和面貌特徵的總稱。地質構造的規模，大的上千公里，需要通過地質和地球物理資料的綜合分析和遙感資料的解譯才能識別，如岩石圈板塊構造。
小的以毫米甚至微米計，需要藉助於光學顯微鏡或電子顯微鏡才能觀察到，如礦物晶粒變形、晶格的位錯等。貴州位於華南板塊內，處於東亞中生代造山與阿爾卑斯-特提斯新生代造山帶之間，橫跨揚子陸塊和南華活動帶兩個大地構造單元。
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多次造山作用的地應力場在變化多端的地應力條件下，形成了擠壓型、直扭型和旋扭型三類構造型式，交織成一幅復雜多變的應變圖象。
其特點是：
（1）貴州的地質構造屬板內構造，構造的主體為薄皮構造。
（2）變形不十分強烈，在貴州發育最完整、最廣泛的構造樣式是侏羅山式褶皺帶。都勻運動：原地礦部第八普查大隊（1980）命名，系指發生在貴州中部及南部，奧陶紀末到志留紀初之間的一次地殼運動。
該運動的表現是：在畢節-遵義-湄潭-銅仁連線與貴陽-施秉聯線之間的貴州中部地區，普遍缺失上奧陶統中上部，下志留統中上部與下伏奧陶系不同層位呈假整合，在不少地區如貴陽烏當附近可見到志留系底部的礫岩層或含礫粘土岩嵌覆於呈數米起伏的間斷面上。
Ⅳ 地質構造圖的簡介
地質構造圖
tectonic map
簡稱構造圖。通常以地質圖為基礎編制，突出反映各種構造類型的性回質、空間展布形態及其答形成順序以及同構造類型之間的交切關系。大地構造圖是反映大區域范圍的構造特徵與地質發展歷史的地質圖件。比例尺一般小於1∶50萬。具有鮮明的觀點性依據不同的構造學說編制的圖件，從內容以至表達方式均有顯著差別。表示某一地質歷史時期地質構造特徵的圖件稱為古構造圖。通常把構造等高線圖也作為地質構造圖的一種。
由於比例尺、內容、目的性以及理論依據的不同，構造圖表示的內容和表現的方式方法有很大差異。
Ⅵ 地質構造有哪些具體表現
主要表現為斷裂，褶皺。
斷裂(fracture)
顧名思義，斷裂是指岩層被斷錯或發生裂開。據其發育的程度和兩側的岩層相對位錯的情況把斷裂分為三類。一類叫劈理，是微細的斷裂變動，還沒有明顯破壞岩石的連續性。最常見的劈理是在褶曲的核部發育的軸面劈理，常呈扇形（以褶皺軸面為對稱軸）。第二類稱節理，是岩層發生了裂開但兩盤岩石沒有發生明顯的相對位移的斷裂變動。按其形成的力學性質，節理可分為張節理和剪切節理。節理常成組出現，如「X」-形的共軛節理。如果斷裂兩盤的岩石已發生了明顯的相對位移，則稱斷層，是最重要的一類斷裂。
按兩盤相對運動的方向，斷層可分為基本的三類；正斷層、逆斷層和平推斷層。上盤相對下降、下盤相對上升的斷層稱正斷層，斷層面傾角一般較陡。上盤相對上升、下盤相對下降的斷層是逆斷層，斷層面傾角變化較大，從陡傾到近水平。一系列低角度逆斷層組合起來，被沖斷的岩片就象屋頂上的瓦片那樣一個疊一個，可形象地稱為疊瓦狀構造。如果斷層兩側的岩石不是沿斷層面上下移動而是沿水平方向移動，則稱平推斷層。如果把這三類斷層與形成的構造應力聯系起來，通俗地說，正斷層由拉張應力引起，逆斷層是擠壓應力的結果（故常造成地殼的縮短），平推斷層則與剪切應力有關，其斷層面常近直立。
以上討論的主要是脆性斷裂情況，其斷裂面是看得見摸得著的。還有兩類斷裂的斷裂面則是看得見卻不一定摸得著的。塑性斷裂是岩石塑性變形的產物，象流劈理，是因片狀或板狀礦物的平行排列而使岩石能夠分裂成許多平行薄片的構造。粘滯性斷裂是岩石在高溫、高壓下發生粘滯性流動的結果，原岩的結構已完全破壞，原來組成岩石的礦物發生轉動並伴有重結晶和再排列作用，形成片理、片麻理和新生面理等。因此，說斷裂是不連續變形同樣只具相對。
又稱誘導斷裂(inced cleavage)或異裂。質譜學中，因正電荷中心對電子對吸引，使一對電子對轉移引發的斷裂。
岩石中面狀構造(如層理、劈理或片理等)形成的彎曲。單個的彎曲也稱褶曲。褶皺的面向上彎曲，兩側相背傾斜，稱為背形；褶皺面向下彎曲，兩側相向傾斜，稱為向形。如組成褶皺的各岩層間的時代順序清楚，則較老岩層位於核心的褶皺稱為背斜；較新岩層位於核心的褶皺稱為向斜。正常情況下，背斜呈背形，向斜呈向形，是褶皺的兩種基本形式 。單個褶皺大者可延伸數十公里，小者可見於手標本或在顯微鏡下才能見到。
褶皺(zhězhòu)要素
褶皺的基本組成部分，用以描述褶皺的形態和產狀。包括：①核，褶皺的中心部位；②翼，泛指核部兩側比較平直的部分；③軸跡，褶皺面從一翼過渡到另一翼時出露的軸部；④樞紐，同一褶皺面上最大彎曲點的連線；⑤軸面，各相鄰褶皺面的樞紐聯成的面，可以是平面，也可以是不規則的曲面，軸面與地面或其他面的交線稱為該面上的軸跡；⑥軸，理想的圓柱狀褶皺可以由一條平行其自身移動而描繪出該褶皺面彎曲形態的直線，這一直線又稱為褶軸。褶軸只是具有表明幾何方位意義的線段，圓柱狀褶皺的樞紐方向代表了褶軸的方向。非圓柱狀褶皺可有樞紐線而沒有統一的褶軸，只有把它分解成許多近似圓柱狀褶皺的區段，才可分別確定其褶軸；脊線和槽線，在橫剖面上褶皺面的最高點稱為脊，同一褶皺面上脊的連線稱為脊線；反之，褶皺面在剖面上的最低點稱槽，同一褶皺面上槽的連線稱為槽線。
分類
一般依據褶皺的位態或其在空間的產狀和褶皺的形態進行幾何分類。
位態分類或產狀分類
根據單個褶皺的樞紐及軸面的產狀分為：①直立水平褶皺，軸面近於直立(傾角80°～90°)，樞紐近於水平(0°～10°)；②直立傾伏褶皺，軸面近於直立，樞紐傾伏角10°～70°；③傾豎褶皺，軸面和樞紐均近於直立；④斜歪水平褶皺，軸面傾斜(傾角20°～80°)，樞紐近水平；⑤斜歪傾伏褶皺，軸面傾斜，樞紐傾伏；⑥平卧褶皺，軸面和樞紐均近於水平；⑦斜卧褶皺，軸面和樞紐的傾向和傾角基本一致，軸面傾角20°～80°。
形態分類 以在與褶皺軸相垂直的正交剖面上的形態進行劃分。根據組成褶皺的岩層厚度變化或各層的曲率變化，利用層的等斜線型式來表示。等斜線即同一翼的相鄰褶皺面上其切線傾角相等的切點的聯線。據此可分為3個類型：1型，等斜線在背形中成正扇形向內弧收斂，即內弧的曲率比外弧的大。根據其收斂的程度和層的厚度變化可進一步分為3個亞類：IA型褶皺的等斜線強烈收斂，褶皺層的厚度在轉折端比翼部的薄，也稱頂薄褶皺；IH型是理想的平行褶皺，等斜線垂直層面，上下層面互相平行，褶皺層厚度在各處相等，也稱等厚褶皺；IC型褶皺的等斜線略微收斂，層的厚度在轉折端比翼部的略厚。2型，等斜線互相平行，層的厚度在轉折端明顯大於翼部，但在平行軸面方向上測量的視厚度則各處相等。這類褶皺各層的曲率相同，各層形態相似，故稱相似褶皺。3型，等斜線在背形中呈反扇形向外弧收斂，層的厚度在轉折端明顯大於翼部，也稱頂厚褶皺。
另外，根據組成褶皺的各褶皺面之間的幾何關系可分為：①協調褶皺，各褶皺面的彎曲形態一致或作有規律的變化，如平行褶皺和相似褶皺；②不協調褶皺，各褶皺面的彎曲形態彼此有明顯的不同，層的厚度變化很不規則。
組合形式
在同一次構造變形中形成的有成因聯系的一系列背斜和向斜組成有規律的幾何型式。褶皺的組合型式是區域構造應力場、變形時的溫壓條件和組成褶皺岩層性質的綜合反映。代表性的組合型式有3種：阿爾卑斯式褶皺，又稱全形褶皺。由一系列線狀褶皺組成褶皺帶，所有褶皺的走向與褶皺帶走向基本一致，背斜向斜連續波狀的同等發育，不同級別的褶皺組合成巨大的復背斜和復向斜。侏羅山式褶皺，又稱過渡型褶皺。由一系列近於平行而間隔的褶皺組成，背斜和向斜的發育程度不同。典型的侏羅山式褶皺是背斜緊閉而明顯，但兩個背斜之間的向斜平緩開闊而不顯，褶皺層厚基本不變，為等厚褶皺，這種背斜緊閉而向斜開闊的褶皺也稱隔擋式褶皺，如中國四川的華瑩山褶皺。反之，向斜緊閉而明顯但兩個向斜之間的背斜平緩開闊並常呈箱狀的褶皺，稱為隔槽式褶皺。日耳曼式褶皺，又稱斷續褶皺。發育於構造變形十分微弱的地台蓋層中，以圓形的穹隆或長圓形的短軸背斜為主，翼部傾角極緩。它們可以孤立地產出於近水平的岩層中，也可以成群地出現並有規律的定向排列，如雁列式短背斜。
形成機制
褶皺的形成機制與其受力方式、變形環境及岩層的變形行為密切相關。不同的形成機制在不同的條件下起作用，常見的有：
縱彎褶皺作用
岩層受到順層擠壓作用而形成褶皺。一般認為岩層在褶皺前處於初始的水平狀態，所以縱彎褶皺作用是地殼受水平擠壓的結果。岩層間的力學性質差異在褶皺形成中起著主導作用。如岩系中各層力學性質很不一致，則在順層擠壓下，強硬層就會失穩而發生正弦曲線狀彎曲，形成等厚褶皺；相對軟的層作為介質，在均勻壓扁的同時被動地調整和適應由強硬層引起的彎曲形態。進一步擠壓下，強硬層的褶皺變得越緊閉，可使翼部被壓扁而成IC型褶皺。如岩系中各層力學性質差異較小且平均韌性較大，則強和弱的岩層在褶皺的同時共同受到總體的壓扁，可形成 IC型到3型的褶皺。縱彎褶皺的軸面垂直擠壓方向，褶軸與中間應變軸一致。
橫彎褶皺作用
岩層受到與層面近於垂直的力而發生彎曲的作用。由於沉積岩層初始狀態是水平的，因此，橫彎褶皺作用的外力是垂向的。它可以是由於基底的斷塊升降引起蓋層的彎曲，也可以由於鹽層或其他高塑性層的重力上浮的底闢作用(見底辟構造)引起上覆地層的彎曲，也可由岩漿上涌所引起。其特點是受褶皺的岩層整體處於拉伸狀態，常成IA型頂薄褶皺，或在頂部形成地塹。當基底的差異性升降與表層的沉積作用同時進行時，則為同沉積褶皺，背斜表現為水下隆起，向斜表現為水下凹陷，從而可引起沉積層的岩相和厚度的變化。
剪切褶皺作用
又稱滑褶皺作用，是岩層沿著一系列與層面交切的密集面發生不均勻的剪切而形成褶皺。它一般發生於韌性較大的岩系(如含鹽層)或較深層次的層狀岩系的韌性剪切帶中。這時，各岩性層間的韌性差極小而趨於均一化，而整套岩系的平均韌性較大。在變形中，岩性差異和層面只作為標志而不再具有力學意義上的不均一性，由於受差異性剪切而被動地彎曲。其軸面平行於剪切面，因此沿軸面測量的層的視厚度相等，是典型的相似褶皺。
流褶皺
岩石在較高的溫度和壓力下可以成為具高韌性和低黏度的固態物質，呈類似於黏性流體的黏滯性流動而變形，形成形態非常復雜的褶皺。深變質岩和混合岩化岩石中常可見小型的流褶皺。在比較簡單的層流條件下形成的流褶皺，實際上仍是一種剪切褶皺，仍有規律可循。在紊流條件下形成的復雜褶皺，已很難再造其運動學圖像，對分析其所受的應力場已無實際意義，但說明了其生成時的條件。
由地表非構造運動的力的作用也可形成褶皺。這類褶皺僅限於地殼表層，屬表生構造。如山坡上重力造成的蠕動構造，可使岩層發生膝狀彎曲，甚至翻轉成平卧式捲曲。地面及水下滑坡，沉積岩成岩過程中的差異壓實作用等，都能使沉積岩層產生不同形態的褶皺。這類褶皺一般規模不大，往往局限於某一層或少數岩層中。
Ⅶ 區域地質構造基本特徵
綜上所述，各種地質記錄表明，北祁連山加里東褶皺帶實際上是在大陸裂谷體制（〓）的基礎上發展演化而成的古板塊構造體系（O—S）的體現（圖1-8）。其間經歷了自陸裂拉張形成洋盆，而後經洋盆擴張、俯沖—消減，直至海盆閉合碰撞造山的全過程。
1.大陸裂谷體制海相火山活動
以中寒武統下部鈣鹼質酸性火山岩和上部基性火山岩的雙峰式海相火山－沉積岩系為特徵。據火山岩岩漿學研究（夏林圻等，1991、1996），北祁連山東段白銀地區及研究區面鹼溝—清水溝—尕大坂地區所測剖面均為「雙峰式」特徵。其Sr同位素具有殼幔混合的特點，基性火山岩微量元素具有大陸裂谷玄武岩之「穗齒狀」特徵（見圖1-9、1-10）。火山岩主元素、微量元素及Sr同位素的初始比值均具雙峰式或雙端員特徵。代表源岩漿具有幔源與陸殼部分熔融的二元混合成因，為大陸裂谷環境。
2.古板塊構造體制海相火山活動
北祁連山的古板塊構造體制是在大陸裂谷體制的基礎上發展演化而成的。從目前保存的北祁連山「三分構造格局」（鄔介人等，1997、1998），即中間復背斜（
1）奧陶紀洋脊（洋島）型火山活動
圖1-8祁連山板塊構造體制大洋盆地構造演化模式（據馮益民等，1996)
A—西段；B東段；SS—陸棚淺海；FS裂陷槽；OCEAN—大洋盆地；IA—島弧；IAB—弧間盆地；BAB—弧後盆地；RF—裂谷；R•OCEAN—殘留洋盆；R•SEA殘留海盆；C•M•SEA陸表海；MC—岩漿房；SC—俯沖雜岩（含高壓變質岩岩塊及岩片）；M—地幔
作為存在加里東古洋殼的洋脊（洋島）型火山岩帶主要分布於托勒山北坡的玉石溝—川刺溝一帶，以殘存的蛇綠岩洋殼為特徵。該蛇綠岩的組成自下而上為超基性岩、輝長－輝綠岩、枕狀熔岩、硅質岩和凝灰岩。並在其蛇綠岩序列底部變質橄欖岩層中發現有交代型金雲母（夏林圻、夏祖春等，1995），表明此古洋殼火山岩組合源於交代型富集地幔。
2）溝－弧－盆的火山活動
在北祁連山溝－弧－盆體系中，出露完整、分布連續性好的單元屬島弧和弧後盆地及代表
圖1-9郭米寺—下溝細碧岩類微量元素MORB標准化分配型式（據夏林圻等，1995)
1—郭米寺—下溝細碧岩類；2—Rio Grande大陸裂谷鹼性玄武岩
圖 1-10白銀廠細碧岩類微量元素MORB標准化分配型式（據夏林圻等，1995)
1—白銀廠細碧岩類；2—Rio Grande大陸裂谷鹼性玄武岩
這兩種環境的相應沉積物，而代表古海溝環境的地質體則是由大洋板塊俯沖、刨鏟，不斷在弧前增生而形成的以藍閃片岩帶，基性—超基性岩塊、火山岩岩片、混雜堆積岩、放射蟲硅質岩殘片、滑塌堆積、濁流沉積和復理石等組成的俯沖雜岩為特徵（許志琴等，1994）。目前已發現的有兩條：一條規模較大，西起昌馬，向東經石油河—邊麻溝—清水溝—百經寺，直至景陽嶺（吳漢泉，1982、1991）；第二條僅出露於白泉門以西九個泉一帶，規模較小。據藍片岩中藍閃石和多硅白雲母的同位素年齡388～459Ma（吳漢泉，1987；肖序常等，1988），以及島弧和弧後盆地型火山岩的Sm-Nd及Rb-Sr等時線年齡486～445Ma（夏林圻、夏祖春等，1996）來看，該俯沖雜岩帶的俯沖作用幾乎貫穿了整個奧陶紀。
島弧火山岩發育於古海溝俯沖帶的北東側，沿走廊南山分布，以早中奧陶世的島弧火山雜岩為主，部分地區與原大陸裂谷系雙峰式海相火山岩或含礦岩系相伴出露（白銀地區、清水溝—尕大坂一帶等），表明從寒武紀到奧陶紀，海相火山岩是由裂谷類型到島弧類型演化而成的。其中研究程度較高，被視為成熟島弧的岩石學標志為甘肅永登石灰溝的島弧火山岩岩石組合（夏林圻等，1991、1996），即下部拉斑玄武岩、中部鈣鹼性岩、上部鹼性岩的岩石組合。反映其島弧火山作用，由早至晚，隨著距離海溝俯沖消減帶由近而遠，呈現非常特徵的遞進式演變。
弧後盆地火山岩帶發育於島弧火山岩帶的北東側，沿走廊南山北坡分布。不僅可以見到來自島弧的直接沉積形成的火山物質，還包括極特徵的，未經固結成岩而再搬運沉積的火山碎屑復理石建造和少量火山熔岩，在少數地段還發現其中尚有源自弧後強力拉張導致洋殼型蛇綠岩在板後侵位而形成的類擴張脊型火山岩（張瑞林等，1997），此類火山岩岩石地球化學研究，證明這種火山岩具有十分清晰的島弧和洋脊火山岩雙重岩石地球化學特點，如TiO2含量一部分大於1%，一部分小於1%，微量元素地球化學特徵一部分類似於地幔柱型洋脊玄武岩，另一部分類似於島弧拉斑玄武岩。並具有明顯的過渡性特點，這些地球化學的復雜多重性，表明其源區物質組成應當具有多種組分混合的特點。具有來自深部幔源和來自淺部消減帶殼源的不同物質來源不均勻混熔的特色。
到晚奧陶世，大洋擴張脊已不再活動，島弧擴張及弧後擴張不再出現，火山作用的規模和強度急劇收斂，然而大洋板塊通過海溝的俯沖消減仍在進行。其結果導致整個北祁連大洋由擴張狀態轉入收縮狀態。取代火山作用的是由砂岩、千枚岩、板岩夾灰岩和少量火山碎屑岩組成的陸源碎屑岩沉積。僅在門源紅溝一帶發育具雙峰式特徵的細碧角斑岩系火山岩類，據前人研究結果（馮益民等，1996；夏林圻等，1996、1998）屬弧－陸碰撞作用產生的被動陸緣裂谷建造類型。這種被動型裂谷火山作用比較短暫，到志留紀已經夭折。志留紀火山活動十分微弱，主要表現為殘留海盆碎屑岩建造。
Ⅷ 地質內容及特徵在地質圖上的表現
1.水平岩層在地質圖上的表現
①岩層界線與等高線平行或重合(圖13-45中白堊系)。②同一岩層在不同地點的出露標高相同。如果未經河流切割，在地面上只能看見新地層的頂面；若經過河流下切形成溝谷，則表現為新地層位於高處，老地層位於低處。③岩層的厚度等於頂面和底面的高差。
2.傾斜岩層在地質圖上的表現
①如果地形較平坦，地層界線大致平行延伸。②如果地形有較大起伏時(如有山有谷)，地層界線與等高線斜交，在溝谷和山脊處常常形成V字形彎曲。不同傾向、傾角的地層在不同坡度的地形上，有規律地表現為不同的V字形彎曲，稱為V字形法則(圖13-45)。
其他構造線如斷層線等，其露頭形狀也適用於V字形法則。該法則常用於指導填繪大比例尺地質圖。小比例尺地質圖上，因地形、地層走向線彎曲反映不明顯，故較少運用V字形法則。地質圖上一般會標注產狀，所以不作詳述，構造地質學中將詳細介紹。
3.褶皺在地質圖上的表現
背斜和向斜 圖上地層對稱重復出現，從核部到兩翼，地層越來越新為背斜；反之則為向斜(圖13-46)。
圖13-46 金牛鎮地質圖
(據徐開禮等，1984)
褶皺類型 根據圖上標注的地層產狀分析：兩翼傾角大致相等，傾向相反，為直立褶皺；兩翼傾角不等，傾向相反，為傾斜褶皺；兩翼傾角不等，但傾向相同，為倒轉褶皺(圖上會用倒轉產狀符號表示倒轉翼)。組成褶皺的地層界線大致平行，延伸很遠，為線形褶皺；如果地層界線為長圓形或近似渾圓形，則為短背斜、短向斜、穹隆或構造盆地。
樞紐產狀 兩翼地層界線大致平行延伸，表示樞紐是水平的；如果核部忽寬忽窄，表示樞紐呈波狀起伏；如果地層界線表現為馬蹄形圈閉，表示樞紐是傾伏的，為傾伏褶皺。若是背斜向斜相連，地層界線則呈「之」字形彎曲。沿任一褶皺軸岩層越來越新的方向為樞紐的傾伏方向。
4.斷層在地質圖上的表現
地質圖中一般對斷層的性質、類型、產狀等，都會用特定的符號、顏色(多為紅色)標示出來，只要熟記有關圖例，就可以在地質圖中判讀斷層的特徵。如縱斷層(或走向斷層)表現為地層沿傾向重復或缺失；橫斷層(或傾向斷層)表現為地層沿走向發生中斷或錯開等(圖13-46)。
5.地層接觸關系在地質圖上的表現
整合接觸 地層界線大致平行，一般沒有缺層現象(有時有地層變厚、變薄及自然尖滅現象)。
平行不整合接觸 地層界線大致平行，有地層缺失現象。
角度不整合接觸 地質圖中會用特殊的界線(實線加點線)表示不整合線，靠點線一側為較新地層，其地層界線與不整合線平行；實線一側為較老地層，其地層界線與不整合線相交，新老地層之間有顯著的缺層現象(圖13-45、圖13-46中白堊系)。
6.岩漿岩體在地質圖上的表現
岩基或岩株 岩體界線常穿過不同的圍岩界線，若規模較大，形體不甚規則，為岩基；若規模較小，形體較規則，為岩株。
岩脈、岩牆 岩體界線呈長條狀，穿過不同的岩層界線。
地質圖上對不同性質的岩體，一般用不同顏色與代號表示。通常酸性岩體用紅色；中酸性岩體用粉紅色；基性岩體用綠色。
Ⅸ 地質構造特徵
一、地層特徵
Drachev et al.（1998）根據莫斯科區域地質動力學實驗室1989年採集的多道地震資料，在拉普捷夫海域125° E以東地區識別出6個地震層序反射界面，從下至上分別為：界面A、界面1、界面2、界面3、界面4和界面B，並劃分為5個地層層序：SU-1、SU-2、SU-3、SU-4和SU-5（圖7-4，圖7-5～圖7-7）。但在海域125°E以西的Ust』 Lena裂谷地區（Drachev稱之為南拉普捷夫裂谷盆地）由於盆地沉降大，地層劃分不能與東部對比，可識別出3個地震層序，分別為LU、MU和UU（圖7-8）。
1.125° E以東地層劃分
（1）反射界面特徵
反射界面A：為穿時不整合面，對應於聲波基底頂界面，在全區反射清晰，而在Ust』 Lena裂谷因盆地沉降大而無法識別。界面之下的聲波基底無特定的地震反射特徵，這可能與裂谷一期開始前晚中生代的褶皺作用和晚白堊世的強烈剝蝕、準平原化影響有關（Drachev et al.，1998）。該界面之上覆蓋的地震地層年代在裂谷區年代老，而在地壘區上覆地層年代新。
反射界面1：因地震記錄深部反射品質較弱，該界面只在Ust』 Lena裂谷區有零星反射。在裂谷東部表現為明顯的削蝕不整合（圖7-9），與歐亞海盆及海底初始擴張時間一致，可與陸上古新世-始新世之間的區域不整合對比。
反射界面2：該界面主要發育於Ust』 Lena裂谷內，可向東延伸至較高地塊之上（圖7-9）。
反射界面3：該界面在主要裂谷內外均有廣泛分布，在較高的地壘之上缺失。在地震剖面上表現為強反射特徵，可與陸上始新世-漸新世大型不整合對比。
反射界面4：該界面為明顯的不整合面，是拉普捷夫海域重要的、延伸范圍大的反射界面。
反射界面B：為一削蝕不整合，與中新世-上新世交接期海平面下降有關。
（2）地層特徵
SU-1：該層序地震反射特徵可見-中等，厚度隨正斷層的斷距變化較大。主要為白堊紀末期（？）-古新世的泥質沉積，代表裂谷一期的沉積。
SU-2：該層序對應於下-中始新統，地震反射特徵中等-強。代表歐亞海盆打開至最大時的裂谷二期沉積。
SU-3：該層序相當於中-上始新統，地震反射特徵表現為強振幅。由砂泥互層和含煤地層構成，受正斷層控制，地層厚度變化大。代表裂谷二期的末期沉積。
SU-4：該層序相當於漸新統-中中新統，主要受逆沖斷層和逆斷層作用，是歐亞海盆打開後拉普捷夫海域受到的唯一的擠壓作用階段。
SU-5：該層序相當於上中新統-第四系，在地壘區缺失該地層的上中新統下部-全新統。無明顯的地震構造特徵，古海洋學和沉積環境發生巨大變化，代錶板塊相互作用發生實質性變化，由SU-4期的擠壓作用又轉為重新拉伸作用。
圖7-4 拉普捷夫陸架主要構造事件與歐亞海盆、 挪威-格陵蘭盆地的對比
（據Drachev et al.，1998）
圖7-5 LARGE多道地震測線解釋圖
（據Drachev et al.，1998）
測線位置見圖7-1
圖7-6 LARGE009多道地震測線局部放大圖（A）及其構造與地震地層樣式解釋（B）
（據Drachev et al.，1998）
測線位置見圖7-5
圖7-7 LARGE008多道地震測線局部放大圖（A）及Bel』kov-Svyatoi Nos裂谷非對稱構造與地層解釋（B）
（據Drachev et al.，1998）
測線位置見圖7-5
圖7-8 過Ust』Lena裂谷地震測線Line 01解釋圖
（據Franke et al.，2001）
測線位置見圖7-1
LU、MU和UU分別代表下、中、上地震層序；LU包括白堊系-下古新統沉積，反應初始裂陷期；MU包括始新統-中中新統的SU-2、SU-3、SU-4地震層序；UU代表中新統-全新統的SU-5層序
圖7-9 LARGE006多道地震測線，顯示SU-1與SU-2之間的不整合
（據Drachev，1998）
位置見圖7-5
2.125° E以西地層劃分
拉普捷夫海陸架區125°E以西地區包括Ust』 Lena裂谷盆地的主體部分，新生代地層厚度為4～13km（Vernikovsky et al.，1998）。本區盆地因沉降大，沉積蓋層厚度大，且發育大量正斷層，地震地層劃分與125°E以東地區相比更加困難。Drachev et al.（1998）和Franke et al.（2001）利用地震資料在本區識別出3個大型區域不整合，分別為LS1、LS2和LS3，並劃分出3個地震層序LU、MU和UU（圖7-8）。
（1）地震反射界面特徵
LS1：為聲波基底與沉積蓋層之間的界面，是本區最重要的削蝕不整合面，除在Ust』 Lena裂谷西部外，全區均可識別。該不整合面代表晚白堊世-早古新世區域隆升後的強烈剝蝕和風化作用。持續時間為65～56Ma，這一時期北極地區主要發生如下構造運動：古新世格陵蘭與北美板塊最終裂離、格陵蘭與歐亞板塊的裂離及歐亞海盆擴張啟動。
LS2：為強反射層頂部明顯的不整合面，但在隆起區缺失。該不整合時間釐定為33Ma，因在魯培爾期與夏特期相交發生大規模海平面下降。
LS3：該不整合面在拉普捷夫海域東、西部表現均很明顯。界面下部為明顯的亞平行地震相特徵，而上部反射則較弱，表現為明顯的削截特徵。該不整合面時代為晚中新世，時間為9～10Ma，由中中新世末期的大規模海平面下降造成。
（2）地層特徵
LU：構成Ust』 Lena裂谷充填的主體，最大厚度可達10km。發育大量正斷層，為同裂陷期產物。
MU：主要發育於地塹區，隆起區地層減薄或缺失。斷層發育較少，代表裂陷活動減弱，為裂陷後期的產物。
UU：該層分布廣泛，相當於東部地區的SU-5層。
二、構造特徵
1.構造單元劃分
拉普捷夫海陸架區以發育拉普捷夫裂谷為構造背景。Drachev et al.（1995，1998）認為該裂谷長500～600km，寬50～70km。而Franke et al.（2001）利用新採集的多道地震資料，推測其寬至少達300km（圖7-3）。由於調查程度低，地質地球物理資料少，對本區的構造區劃仍存在許多不同的看法和認識（Kristoffersen，1990；Drachev et al.，1995，1998；Vernikovsky et al.，1998；Franke et al.，2001）。
本書採用Franke et al.（2001）二級構造單元劃分的方案，他將拉普捷夫陸架盆地劃分為Ust』 Lena裂谷、東拉普捷夫隆起、Anisin盆地、科捷利內地壘等構造單元（圖7-3）。
（1）Ust』 Lena裂谷
Ust』 Lena裂谷與東拉普捷夫隆起以Mv Lazarev拆離斷層為界，新生代沉積厚度平均為4～5km，在裂谷中增大至9km（Drachev et al.，1998），最大可達12km（Vernikovsky et al.，1998）。Franke et al.（2001）在 Alekseev et al.（1992）、Drachev et al.（1995，1998）推測Trofimov隆起區中發現了中央裂谷Ⅰ和中央裂谷Ⅱ，這兩裂谷新生代沉積厚度達13km。Ust』 Lena裂谷北側終止於SW-NE走向的Severnyi走滑轉換帶（Fujita et al.，1990）。該走滑斷裂推測從Khatanga灣向陸架邊緣延伸。南部，拉普捷夫裂谷由晚中生代的Olenek褶皺帶與西伯利亞台地分割（Drachev et al.，1998）（圖7-3）。
（2）東拉普捷夫隆起
Ust』 Lena裂谷以東為線性高地，也是研究程度最高的地區（Drachev et al.，1998，1999，稱為東拉普捷夫隆起；Vernikovsky et al.，1998，稱為Stolbovoi 地壘）。該隆起由北、南和東拉普捷夫地壘、Omoloi地塹、Bel 』 khov-Svyatoi Nos半地塹組成（Franke et al.，2001）（圖7-3）。
Alekseev et al.（1992）曾推測Omoloi 地塹為主裂谷，是Gakkel 海嶺從歐亞海盆向Buor Khaya灣的延伸。在早期的研究中認為Bel』 khov-Svyatoi Nos半地塹是最主要的裂谷盆地（Alekseev et al.，1992；Drachev et al.，1995，1998）。Drachev et al.（1998）認為該裂谷從海岸延伸至76°N。但Franke et al.（2001）認為，該裂谷規模較小，只是拉普捷夫地壘中幾個半地塹之一，最大深度小於5km，寬小於25km。
（3）Anisin盆地
該盆地位於陸架的北部，介於東拉普捷夫隆起與科捷利內地壘之間，盆地形態上呈北寬南窄，基本上為 N-S展布，向北地層厚度增大至10km（Franke et al.，2001）。Anisin盆地向東傾，在盆地與科捷利內地壘之間發育大型鏟狀西傾的IB Kapitan Dranitsin斷層。
2.構造演化
拉普捷夫海海域構造特徵及現今的地形地貌主要由晚中生代褶皺事件和第三紀（古、新近紀）裂陷事件所控制（Drachev et al.，1998）。
（1）晚中生代褶皺作用
該事件以古西伯利亞大陸邊緣於中中生代增生一些構造地層的地體開始為標志，以白堊紀中期廣泛的花崗岩深成作用及歐亞大型褶皺帶（包括泰梅爾、上揚斯克和新西伯利亞-楚科奇褶皺帶）進入穩定期終止為標志（Savostin et al.，1984 b；Zonenshain et al.，1990；Parfenov，1991；Fujita et al.，1997）。此次事件導致了拉普捷夫海域新生陸殼大規模伸展和沉降，也是陸架沉積盆地基底形成階段。
（2）第三紀（古、新近紀）裂陷作用
拉普捷夫大陸邊緣第三紀（古、新近紀）張裂與始於56～80 Ma的歐亞海盆擴張有關（Drachev et al.，1998）。根據前人研究成果（Drachev et al.，1998；Karasik，1974；Vogt et al.，1979；Karasik et al.，1983；Savostin et al.，1984 a；Cook et al.，1986；Savostin et al.，1988；Kristoffersen，1990），以及對板塊動力學的分析，將該區新生代構造演化劃分為4個階段：①古新世末-始新世裂谷階段，與大陸破裂和歐亞海盆海底快速擴張有關；②漸新世-中中新世擠壓轉化階段，不發育裂谷，伴隨極慢速擴張（＜1.2 cm/a）；③中中新世末-中更新世裂谷復活，加速擴張；④中更新世-至今歐亞海盆擴張減速，裂谷作用下降（圖7-4）。
此外，晚白堊世末-古新世，即Gakkel海嶺擴張之前的幾個百萬年為海底擴張前的拉伸階段，但這並未得到磁場的證實。拉普捷夫鄰近邊緣長期的拉張形成了拉普捷夫裂谷系統（LRS）。階段②是拉普捷夫裂谷系統演化的唯一受擠壓階段，對裂谷沉積充填的地震地層年代確定至關重要。
Ⅹ 地質構造影像特徵
（1）不同產狀岩層的影像特徵。傾角小於5°的岩層稱為水平岩層（近水平岩層）。它們在遙感圖像上呈現某些特有的影像和地形地貌特徵。在地形遭受強烈切割的地區，下伏岩層被剝露，較新的岩層分布在山頂或分水嶺上，而較老岩層分布於河谷或沖溝低窪處，在圖像上表現為不同色調或微地貌條帶圍繞山體或山樑呈封閉的同心圓狀、貝殼狀、花邊狀等影紋圖案。差異風化的結果形成階梯狀地形、桌狀山、平頂山等地貌景觀。
傾角大於80°岩層可以看作是直立岩層。它在遙感圖像上表現為不同色調或微地貌組合成平行的直線狀或弧線狀條帶。這些條帶不受地形切割的影響，可以穿越溝谷、山系，沿著它自身的走向延伸。堅硬的直立岩層形成兩坡對稱的山脊或脊壟狀地形；而軟弱岩層則形成平直的溝谷窪地。兩者的組合形成「肋」狀地形。
傾斜岩層是指傾角在5°～80°之間的岩層。它是最常見的岩層形態。由於產狀、地形切割程度不同，可以形成各種復雜的圖形特徵。在地勢平坦地區，因未受地形切割或切割很微弱，傾斜岩層在圖形上表現出與直立岩層相似的影像特徵，很難判斷它們的傾向和傾角。但在地表遭受強烈切割的地區，傾斜岩層在遙感圖像上表現為不同色調或微地貌條帶組成的一系列平行折線、鋸齒狀、弧線狀等影像特徵。
（2）傾斜岩層產狀的解譯。傾斜岩層產狀的解譯途徑是通過觀察、分析、判斷岩層三角面與地形坡向的關系來確定。岩層三角面是指在遙感圖像上同一傾斜岩層地表露頭線上的高點（山脊點）和與之相鄰的兩個地點（溝谷點）聯結而成的一個三角形平面。它的實際形態受岩性和地形侵蝕與岩層傾角大小的影響，圖像上可以是三角形、半圓形、半月形、梯形等形狀。多個岩層三角面常沿傾斜岩層傾向呈疊瓦狀影像，沿岩層走向斷續連結成波浪狀、鋸齒狀、或不規則折線狀。岩層三角面是判斷岩層產狀的最佳標志。
利用岩層三角面判斷岩層產狀的方法有許多種，這里僅介紹一種常用的方法——目估法。
該法是依據遙感圖像上岩層三角面頂角的大小來判斷其產狀的。岩層傾角較小時，其頂角也較小（圖3-5）。該法只能定性地判別岩層傾向及傾角大小。通常把水平岩層、緩、中等、陡傾斜及直立岩層的傾角分別定義為＜5°、5°～20°、20°～45°、45°～80°、＞80°。利用航空相片目估產狀時，要盡量選用像片中心處的岩層三角面，以減小中心投影產生的誤差。
（3）褶皺構造的解譯。根據褶皺構造的解譯標志，區內可解譯出兩個向斜和兩個背斜構造。
長塘向斜：核部為長塢組，兩翼由黃泥崗組、硯瓦山組等地層組成，呈北東向展布。兩翼岩層三角面清楚，其尖端指向相背；兩翼地層的特徵影像對稱分布，且西翼地層出露寬度較大，而東翼出露寬度較小，表明軸面傾向南東。從實地調查資料看，在向斜核部長塢組內還存在一些次級褶皺，可見該向斜為一復式向斜。
彭里向斜：核部地層為丁家山組和石頭山組，兩翼由藕塘底組和葉家塘組等地層組成，樞紐呈北東向展布，傾向南東。西翼地層出露較完整，岩層三角面清楚，尖端指向與軸線相背；東翼地層因受斷裂構造的影響，出露不完整，局部地段地層層序發生倒轉，但與西翼仍呈對稱之勢。核部地層廣泛發育岩溶地貌。縱向、橫向和斜向斷裂發育，向斜受到一定程度的破壞。
伍家弄背斜：核部地層為硯瓦山組，兩翼由黃泥崗組、長塢組等組成，樞紐呈北東向展布。兩翼岩層三角面清楚，其尖端指向相對，地層影像對稱分布。背斜核部瘤狀灰岩中縱張節理發育、岩石易於風化，沿軸線方向多形成溝谷或山鞍地形，地下水豐富，村落分布較集中。
圖3-5 利用岩層三角面影像特徵判別岩層傾角
西山倒轉背斜：沿西山呈北東向展布，核部地層為志棠組-雷公塢組、西峰寺組。兩翼為碓邊組、印渚埠組-長塢組、葉家塘組等。背斜西翼地層出露零亂，局部地層發生倒轉，如西山北段西側、外桐嶺等地可見較老地層蓋在較新地層之上；東翼為正常翼。由於該背斜內部北東向和北西向斷裂構造十分發育，受其破壞，核部地層多形成硅化破碎角礫岩帶，並構成西山的主體，背斜兩翼的影像特徵不明顯。
（4）斷裂構造的影像特徵。區內斷裂構造發育，按其走向可分為北東向、北西向、北西西向和近南北向四組。它們的影像特徵主要表現在以下幾個方面：
（a）沿斷裂走向常出現明顯的色調異常。當斷裂規模較大時，常形成具有一定寬度的色調異常帶或色調界面。如藕塘底NNW向斷裂、西山NE向硅化破碎帶等都有明顯的色調異常帶顯示（圖版3-6a）；西山東緣斷裂則表現為色調異常界面。當斷裂規模較小時，沿斷裂走向常出現色調異常線，即沿斷裂出露線顯示為比背景色調更深或更淺的色調異常。
（b）斷裂兩側出現地層缺失、重復或橫向錯開。由地層缺失、重復反映出來的斷裂，一般不易直觀地予以辨認，需要熟悉地層層序或地層的岩性組合才能給予正確的解譯。由地層（岩體）被橫向錯開而顯示的斷裂，一般容易辨認，如伍家弄、長豐—嶺家山、蓮花山—崗塢等NW向斷層（圖3-6c、d），對地層都有不同程度的錯開，並造成斷層兩側色調有明顯差異。
圖3-6 斷裂構造影像特徵
（c）沿斷裂走向出現線狀分布的陡坎（崖）、脊壠狀、低凹或溝谷地形。由於斷裂構造特徵和性質的多樣性，斷裂構造在地貌上有不同的表現。如西山西緣北東向逆斷層，沿其走向常出現陡坎和陡崖（圖3-6b）；方家山—藕塘底北東向逆斷層則幾乎沿山脊線展布，形成脊壠狀地形（圖版3-6e）；奧陶系分布區出現的大量北西向線形凹地或溝谷地形大多數與北西向張扭性斷裂有關。