構地質造特點是什麼
Ⅰ 構造地質特徵是什麼意思，具體包括哪些方面某個地質體的發展演化也算構造地質特徵嗎
構造地質特徵就是地殼的在構造運動作用下形成的各種地質形態特徵。
主要包括版褶皺和斷層、此外權還有解理、面理和線理，一般結合岩漿活動和變質特徵討論。
某個地質體的發展演化形成構造地質特徵，它是構造運動的結果。
詳情請看地大的《構造地質學》
Ⅱ 分析一下「地質構造特徵」主要應從哪幾方面入手
構造也可分為水平構造、傾斜構造、斷裂和褶皺
如果要回答地質構造特徵也就主要從三內方面入手,褶皺容,斷層,節理
然後說各種各樣的褶皺和斷層斷層組合,斷褶巴拉巴拉.
如果說到區域地質構造,范圍就大很多了,咳咳..節理就不用說了,不建議使用槽台學說
Ⅲ 地質構造的若干特點
本區從全球構造與中國區域地質構造的宏觀角度，曾有多種論述與命名。為進一步闡述本區構造面貌，重點討論地殼演化的幾個特點。
一、地殼淺層的地質結構多元配置的獨特性
1）各構造層（包括某些岩石地層單位），主要是海峽西部地區，出露或保存於地表者延展范圍小，連續性差，因此，在許多地區是原本處於地下不同深度、不同壓力、不同溫度環境下的出露面積不大的一個個構造層，幾乎處於一個地表層面。如推斷其變形變質時形成於地下10km處溫度達500～600℃的古元古界武夷構造層，常常同在地殼淺表地區形成的加里東、海西、印支、燕山、喜馬拉雅構造層共處，彼此之間形成的構造環境反差很大，這主要反映了後續形成的構造層受其地層形成過程中斷裂（裂谷、裂陷、斷陷）控制，亦表明後期的斷裂引發的差異性升降仍在影響著之前的構造層的保存程度。永梅坳陷在武夷運動之後與震旦紀之前曾大幅度隆升剝蝕，閩西北地區中元古代之後曾相對穩定而小幅度隆升或小幅度下降；寧化新村、武平桃溪、永定稔田、興寧城關、安溪劍斗、德化上涌、尤溪坂面及梅仙、永泰長慶、屏南泮地等地的所謂天窗，便是由幾種不同類型且後期活動特點有別的塊斷運動所致。這批古老塊斷中所固有含礦層系（組）及周圍深切的斷裂，成為現代技術條件可勘查評價的礦層系（組）與燕山期疊加成礦的有利因素。
2）岩漿成因的不同物源與源區及受構造控制的新老岩體許多已出露於地表，它們對大多數構造層進行三維的強烈改造，使地表與地下一定深度區間地質體（包括構造層）受到多重穿切。線狀展布的四條北東向侵入岩帶疊加北西向兩條及北東東向（兩條）侵入岩帶，連同閩西南的核（小陶岩體）弧（胡坊-圍埔-宣和岩體）狀（又稱耳狀）平面空間組合形態的岩體，既顯示大（巨）型線性（主要是斷裂）隱性構造變形帶，更標明了中元古代、志留紀、中晚三疊世、早侏羅世、晚侏羅世、白堊紀上地幔與幔-中下地殼源硅酸鹽熔融體上侵和氣液以及熱能外釋（逸）的平面上通道展布。在上述多源與多元岩體帶或結點上，具備成礦條件的淺剝蝕的岩體或單元隱伏的岩體（單元）內及圍岩中，依成礦元素遷移能量高（鈦）、中（鎢、錫）、低（金、銀、銅）常常構成礦化。本區寧化至將樂、龍岩至漳平、德化至永泰等構造岩漿帶上，仍有地球物理與地球化學所顯示的隱伏岩體及地球化學異常，值得注意。
二、斷裂是最主要和最普遍的構造形式
發育於層狀地質體的褶皺與斷裂兩大構造類型中，特別是在結晶基底地層上覆的層狀岩層內，褶皺盡管比較常見，然斷裂是最主要最普遍的構造形式。保存較完整的海西、印支期的明溪-連城-梅州、大田-龍岩復式背向斜帶，據永梅舌狀陸表海的古地理格局中存在賴源（連城）-雙髻山（上杭）隆起（包括短期的水下隆）帶的事實，以致在拉張背景下於坳槽狀裂陷內沉積物堆積較厚，在一個個互不相連的北東向（連城田心、上杭湖洋、永定澄邦、梅州玉水、大田龍鳳場-上蔡、大田雄峰-華溫、德化陽山-劍斗、龍岩馬坑、龍岩後田、華安草坂等）及北東東向（漳平）洛陽的石炭紀與早三疊世同生沉積的張性斷裂（裂陷）中，形成沿斷裂噴發的火山岩與海底火山熱液，其結果是斷裂、沉積、岩漿熱液、成礦作用的「四位一體」。這種現象在台灣的大南澳期亦同。中元古代「井」字形裂谷中也有類似海西、印支期「四位一體」的情況。
在燕山期的象牙、南園、石帽山三個亞期內，無論是拉張或擠壓環境下幾乎均是以區域性幾條大斷裂，主導著多種地質作用，主要表現為區域性斷裂、岩漿噴發（沉積）、火山斷陷、成礦、區域性斷裂復活、岩漿侵入、局部斷裂、成礦；每個亞期均具備「四位一體」的地質演化特點，喜馬拉雅時期在台東縱谷之東的海岸山脈與金瓜石地區，也具備類似燕山期的地質演化特點。
三、束狀兼格狀的區域性大斷裂制約區內重大地質作用與成礦作用
中元古代形成的江山-紹興、政和-安溪以及可能初始形成於此期的溫州-汕頭大斷裂，交匯於寧波地區，構成區內早期斷裂格局與束狀斷裂。印支運動（有的可能更早）、燕山運動（含三個幕）繼承與新生的北東向（崇安-石城、光澤-武平、政和-大埔、壽寧-華安、福安-南靖、溫州-汕頭、大陳-烏丘（可能尚有屈尺-潮州）和北東東向光澤-九牧、寧化-南平、霞浦-古田、福州-漳平（永定）、雲霄-豐順、叉竹-嘉義）及北西向（寧德-浦城、晉江-永安、上杭-雲霄及汕頭-興寧）斷裂，多數是多次活動並控制著沉積作用、岩漿作用、成礦作用的，它們以脆性斷裂為主，韌性、脆-韌性斷裂次之，斷裂帶寬度較大。上述斷裂往往是構造岩漿岩帶，燕山期岩漿作用主要受其控制。在大斷裂帶格子空間內，常有密集節理-斷裂棋盤格狀構造。
在永梅坳陷帶的北東端的南平，是本區內另一個值得注意的束狀斷裂聚斂處，南平-寧化與政和-大埔斷裂匯聚於南平，其他一些斷裂與褶皺亦然，侵入岩體的弧形也凸向該處，顯示右旋的區域應力向南平方向聚積，因此，清流、將樂、順昌、南平、大田一帶的多種地質作用與成礦作用以及深部地質作用有別於其他地區，同樣，束狀斷裂之西南地區的永梅坳陷的地質構造有別於其他地區，此種構造格局值得進一步研究。
四、重要的區域性大斷裂具有清晰的多元素地球化學異常帶
本區的政和-大埔大斷裂帶，同本區北部江山-紹興大斷裂帶均具有相同的鉻、鎳、鈷、銅等親氧、硫元素帶狀地球化學異常，自麗水-鎮前（政和）-古田、尤溪-華安-大埔，形成一條西部邊界清楚、東部邊界較模糊的寬30～50km的負異常帶，在區域地球化學上相當醒目，它是南園亞期噴發、次火山、侵入岩的線性通道與定位區間的地球化學標志。上述負異常帶之西的光澤-河源與籌嶺（建甌）-興寧形成兩條鉀、鋯、鑭、釩正異常與銅、鈷、鎳、鉻、釩負異常相套合的基本連續的地球化學異常帶，它是控制區域性重熔成因岩體展布的隱蔽性大型斷裂帶。
北西向的上杭-雲霄斷裂帶上，則有鉻、鎳、鈷、釩、銅負異常帶與鉀、鈉、鍶、鋇、鋁正異常帶，該帶的空間位置在東南端為饒平，總體上反映出沿上杭-雲霄斷裂帶侵入形成一岩體帶的特徵。
五、多重構造因素中垂直向上運動極具重要性，受綜合性多重構造因素制約的不同物質形態垂直運動極端重要
本區內自古元古代始，在廣大地區歷經中元古代、新元古代、震旦紀、志留紀、石炭紀、三疊紀、早侏羅世、晚侏羅世、白堊紀、晚第三紀等11個地質時期內的軟流圈、上地幔的斷裂熔融，中下地殼重熔，上地殼混合岩化，上地殼裂陷及上地殼深切斷等深部與淺層的區域構造、岩漿作用，它們每一次都斷續地將不同形態的上地幔物質（如硅酸鹽熔漿與礦漿、氣液流體、熱能）以多種形式（噴發、侵入、地幔岩柱等），自下而上垂直運動於地殼中不同空間內定位或散逸於大氣層中。
同樣，中上地殼中古老地殼受切割上地幔與地殼的斷裂及引起重熔幔源為主的熱能、化學能的影響，斷續地以不同的物質形態（硅酸鹽熔融體、礦質岩漿、氣液流體等），使地殼的衍生物及地幔初始物質通過中下地殼內的折侵（底墊）、岩漿噴發、侵入、准原地混合岩化等形式而自下而上地定位於地殼中不同的三維空間，並有一部分散逸於大氣層內。現今本區地表出露的線頭狀、槽狀、斑團點狀、鏈狀、帶狀等不同展布態勢的岩漿岩（包括行洛坑式礦質岩漿形成的斑岩礦）、上杭和平潭含自然金岩漿岩、水熱蝕變岩（溪口組中所謂角岩）、內生礦體、湖洋（玉水銅礦層硫鐵礦層）脈岩、混合花崗岩等等，都受綜合性地質構造因素（上地幔B′、B″層隆升彎褶、斷裂時地殼過熱高導層失去平衡、放射性元素蛻變、殼幔中氣液等物質逸出、殼幔斷裂的機械能等）影響由深部垂向運動到淺部乃至地表。這種垂直向上的物質運動及其所衍生的各種物質建造記錄，是本區地質構造與岩石圈中最突出的特點。第四紀以來斷裂深循環熱液及礦化，便是認識此種地質與構造現象的典型實例。
Ⅳ 常見的地質構造類型和特點是什麼並與地表的關系如何
褶皺和斷層
褶皺的基抄本形態有被斜和向斜
背斜岩層向上拱起，中心是老岩層，兩翼是新岩層，常形成山嶺；向斜反之。斷層岩層發生斷裂並錯開，形成塊狀山地、谷地或裂谷。地質構造是地殼運動留下的痕跡琺姬粹肯誄廄達詢憚墨。地殼運動塑造地表形態
Ⅳ 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。
Ⅵ 主要地質構造特徵
1.褶皺構造
褶皺構造主要形成於中生代的擠壓造山階段。這時的構造環境與美國西部弧後壓縮區的情況十分類似，即由岩石圈板塊應力傳遞而形成的構造現象。由於基底塊體壓縮使上覆蓋層產生「斷褶隆起」。在隆起的頂部斷裂發育，塊體破碎，剝蝕嚴重。但由於基底硬化程度和蓋層沉積厚度差異，特別是不同地點受力大小、方向的不同，變形特點因地而異。這次構造作用在太行山區發育了北北東向雁列褶皺帶，華北裂谷帶內主要形成了北東向的右行雁列短軸背斜和大型向斜。總體而言，太行山區褶皺的發育強度由北向南有減弱的趨勢，至太行南緣地區褶皺兩翼地層傾角一般不超過15°，褶皺斷面形態極為寬緩。
雲台山地質公園位於區域上任村－上八里復式背斜的西翼，任村－上八里復背斜南端抬升幅度較大，軸向10°N～15°E，微向北傾伏，兩翼為不整合在太古宇之上的蓋層沉積岩系，岩石傾向東或西，傾角5°～15°。區內地層總體傾角平緩，多表現為舒緩波狀起伏。
2.斷裂構造
區域上的深大斷裂構造宏觀上分為兩組：一組位於華北裂谷西側，另一組位於裂谷轉換帶北緣（圖2-1）。華北裂谷西側斷裂帶包括任村－西平羅大斷裂，青羊口大斷裂及邢台－安陽－新鄉深大斷裂等。其走向為北北東，構成華北裂谷帶與太行山隆起帶的分界線。該斷裂帶於中生代生成，初期表現為逆斷層性質。到古近紀的伸展作用使其重新開裂活動，從而形成上盤向下滑動的正斷層，一般落差1500～2000m，最大落差達5000～6000m，沿斷裂帶有新生代玄武岩噴發。
裂谷轉換帶北緣的斷裂帶，以焦作－商丘深斷裂帶為代表。焦作一帶走向近於東西，新鄉以東偏轉為北西－南東向，斷面南傾，為一南盤下降的高角度正斷層。該斷裂帶垂直落差西部小，東部大，一般為1000～2000m，最大可達6000m。東段分布有喜馬拉雅期玄武岩、安山岩及酸性火山岩，燕山期花崗閃長岩與輝長岩，為一條長期活動的切殼斷裂。
3.不整合界面
不整合界面是區域構造變形的重要表現之一，它表示一個地區的上、下兩套地層之間發生了沉積間斷和生物演化上的不連續，是地殼運動的一種反映。其中的角度不整合界面，上、下兩套岩層間不僅有明顯的沉積間斷，而且兩套岩層以一定的角度相交，反映出這一地區在下伏岩層形成後，曾發生構造運動和剝蝕作用，且構造運動引起的構造變形已經使得下伏岩層的產狀產生掀斜和褶皺。雲台山地區發育的不整合界面主要有中元古界薊縣系雲夢山組與太古宇之間的角度不整合界面（圖2-2），寒武系與雲夢山組之間的平行不整合界面，中奧陶統與寒武系之間的平行不整合界面，石炭系與中奧陶統之間的平行不整合界面。
4.典型構造變形形跡
（1）斷層
按斷層走向雲台山公園區共有4組斷層，各組斷層的走向也有一些差異。如第一組為南北向斷層，也有南北向、北北東向和北北西向；第二組為東西向斷層，也有東西向、北東東向與北西西向；第三組為北東向斷層；第四組為北西向斷層。
圖2-1 雲台山及周邊地區斷裂構造略圖
圖2-2 中元古界薊縣系雲夢山組（Pt2y）與太古宇（Ar）之間的角度不整合界面（雲台山園區紅石峽）
南北向斷層組：南北向斷層在青天河一帶及老潭溝等地較發育，但往往不形成連續的「大」斷層，多表現為小而密集的「斷層帶」。
雲台天瀑斷層：分布於老潭溝一帶，形成平行展布的一組斷層，各斷層走向均為南北向，斷面垂直平整，兩側地層被錯斷，西盤上升、東盤下降，落差一般小於10 m。雲台天瀑崖即由保存完整的斷層崖構成（圖2-3）。
圖2-3 雲台天瀑斷層
青天河斷層：青天河一帶雖無貫通性較好、規模較大的斷層，但青天河峽谷的發育顯然受南北向斷層控制，由於一系列斷距不大的斷層的共同作用，使溝谷兩壁地層被明顯錯斷，並被水流沿斷層侵蝕形成深切河谷。
北北東向斷層：在峰林峽一帶表現較為特徵，也有一系列小斷層共同組成北北東向延伸的「斷裂帶」，控制著峰林峽的總體延伸方向。溝谷兩壁地層錯斷明顯。
東西向斷層組：主要分布於北部的中山區和西部山前地帶。斷層特徵基本相同，走向近東西向，斷面向南陡傾，南盤下降、北盤上升，為正斷層。主要有盤古寺斷層、鳳凰嶺斷層、黑龍王廟斷層等。
盤古寺斷層：展布於園區南部，為焦作－商丘斷裂帶在本區的表現，為隱伏斷層。斷層走向近東西向，傾向南，傾角60°～70°，斷距可達1500m。該斷層南盤下降、北盤上升，構成山地與平原的分界。
鳳凰嶺斷層：展布於園區南部，為盤古寺斷層的次級斷層，走向近東西，傾向南，傾角60°～80°，由一系列正斷層組成，東段為隱伏斷層，最大斷距260m。
黑龍王廟斷層：展布於園區北東部，總體呈近東西向展布，斷層走向為向南凸的弧形，斷面微向南傾，傾角近直立，為南盤下降、北盤上升的正斷層。北盤出露薊縣系雲夢山組，南盤為中上奧陶統馬家溝組（圖2-4），落差200～700m。
在斷層南盤還發育一系列向南陡傾的次級斷層，組成階梯狀斷層組。
除上述較大斷層外，在其他地段，尤其是園區南部還有較多規模較小的近東西向斷層發育。由於它們明顯受焦作－商丘斷裂帶的影響，多表現為南盤下降的正斷層，結果造成北高南低的坡狀地形。
北東向斷層組和北西向斷層組：在園區內主要分布於東南部的中低山與丘陵區，形成北西高、南東低的階梯狀下降的地貌特點。該組斷層數量眾多，發育密集，總體走向為北東向，但多數斷層呈舒緩波狀彎曲，且弧頂向北西凸出；斷層傾向既有南東、也有北西，剖面上構成「Y」字形組合，南東傾者為主斷層，北西傾者為次級派生斷層。傾角一股為60°～70°，均為上盤下降的正斷層。在這一區域地層傾角一般為20°左右。
圖2-4 黑龍王廟斷層
（2）張裂帶
為多方向密集小斷裂的綜合表現。地質上的斷層效應是被密集的小斷裂分割的岩塊（體）沿斷裂面發生伸展性崩塌、垮塌和滑塌，共同組成宏觀張裂帶（圖2-5），同時因為不同方向的斷裂在不同地段發育強度的差異，張裂帶也在不同區段表現為不同的延伸方向。這種宏觀張裂帶主導著園區內峽谷的形成與展布。
圖2-5 地層沿斷裂滑塌（潭瀑峽）
（3）破劈理帶和密集節理帶
破劈理帶和密集節理帶的區域分布特徵是不均勻的，其發育受三方面因素制約：其一，在太行山隆起、華北裂谷帶和裂谷轉換帶相對升降過程中應力傳導的不均一；其二，斷裂作用影響；其三，由於基底頂面的凹、凸不平。這些因素的共同作用使在適當地段形成了不均勻分布的破劈理帶和密集節理帶。該帶大體有三種分布形式，第一種為獨立發育（圖2-6）；第二種臨近斷層或與斷層有一定距離發育，其產狀基本與斷層一致（圖2-7）；第三種在斷層端部沿走向方向延伸，為斷層夭折端的表現。
圖2-6 獨立發育的劈理帶（紅石峽）
圖2-7 斷層旁側的劈理帶（紅石峽）
它們對雲台地貌形成的控製作用表現在兩個方面，或直接崩塌、垮塌和滑塌形成長牆等；或為水流的追蹤切割創造構造脆弱帶，形成深切河谷，如子房湖河谷等。
（4）區域性節理
園區內的區域性節理主要有近南北向、近東西向和北東向三組，其中以近南北向和近東西向兩組最發育，近垂直相交。在紅石峽，其中一組走向355°左右，另一組走向100°左右（圖2-8），節理間距5～10cm。在小寨溝，一組走向355°左右，另一組走向100°左右（圖2-9），節理間距10～15cm。兩組節理面都很平直，延展性好，大體形成棋盤格式節理組合，在園區廣泛發育。對雲台地貌的控制主要有三個階段：第一階段形成桌狀山；第二階段在溝谷兩壁造成邊緣呈不平直的犬齒狀；第三階段因下部蝕空造成岩塊由下而上墜落形成瓮谷。
圖2-8 紅石峽節理統計極點圖（a）和節理走向玫瑰花圖（b）（統計節理數量56條）
圖2-9 小寨溝節理統計極點圖（a）和節理走向玫瑰花圖（b）（統計節理數量48條）
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 構造地質特徵是什麼意思,具體包括哪些方面某個地質體的發展演化也算構造地質特徵嗎
構造地質特來征就是地自殼的在構造運動作用下形成的各種地質形態特徵.
主要包括褶皺和斷層、此外還有解理、面理和線理,一般結合岩漿活動和變質特徵討論.
某個地質體的發展演化形成構造地質特徵,它是構造運動的結果.
詳情請看地大的《構造地質學》
Ⅸ 常見的地質構造類型和特點是什麼並與地表的關系如何
褶皺和斷層 褶皺的基本形態有被斜和向斜 背斜岩層向上拱起,中心是老岩專層,兩翼是新岩層,常形屬成山嶺；向斜反之.斷層岩層發生斷裂並錯開,形成塊狀山地、谷地或裂谷.地質構造是地殼運動留下的痕跡.地殼運動塑造地表形態
Ⅹ 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。