地質構造由陡變緩叫什麼
❶ 地貌成因
地貌的形成包括兩個方面,一是地貌形成的物質基礎,如岩石、構造等; 二是地貌形成的動力因素。當物質基礎和動力因素不同時,形成的地貌形態也不一樣。
1. 地貌形成的物質基礎
地貌形成的物質基礎包括岩石和地質構造。岩石的性質和地質構造的類型對地貌的形態都會產生影響。
(1)岩石
岩石(rock)或沉積物(sediment)是地貌形成的基礎,任何地貌都是由岩石或沉積物構成的。不同類型的岩石可影響地貌的形態特徵,因此在野外可根據地貌形態判別岩石的類別。影響地貌形成的岩石特徵主要有成分、結構、構造和節理。
岩石成分(lithologic composition)就地貌形成而言,可把岩石分成可溶性岩石和不可溶性岩石兩大類。可溶性岩石主要有灰岩、白雲岩、岩鹽、鉀岩等。由於岩鹽和鉀岩溶解度大,分布也很局限,一般只在乾旱氣候區形成鹽殼地貌。而灰岩和白雲岩分布廣泛,厚度大,經水的溶蝕作用可形成奇特的岩溶地貌,如廣西桂林、雲南石林、北京石花洞等地貌。灰岩的純度(CaCO3)越高,越有利於岩溶地貌的形成。而不可溶性岩石類型很多,這類岩石經水、風、冰川等動力改造後可形成各種各樣的地貌。如花崗岩經風化作用和流水的侵蝕作用可形成千奇百態的地貌,常以奇為特徵,如黃山、三清山地貌; 若是紅色的砂岩、砂礫岩、砂質泥岩等,在南方地區經地面流水的侵蝕作用則可形成類似岩溶地貌的 「丹霞地貌」,如在江西、廣東等省; 如果是堅硬的石英岩、石英砂岩可形成險峻的地貌,如湖南的張家界; 若是軟硬岩石相間的沉積岩,可形成階梯狀、塔狀地貌(圖 2-23)。
岩石的結構、構造(rock texture and structure)岩石成分的均一程度越高,越有利於形成規模較大、氣勢宏偉的地貌,如花崗岩、灰岩、石英岩等構成的地貌。在沉積岩中,厚層狀岩石比薄層狀岩石有利於形成規模較大的地貌,若是厚、薄岩層相間易形成階梯狀地貌或古塔狀地貌(圖 2-23)。
圖 2-23 岩性特徵與地貌形態
岩石的節理(joint)在花崗岩地貌中,它的奇特與岩石發育的3 組原生節理有關,風化作用和流水侵蝕作用沿節理發展,形成各種形態的地貌。在灰岩地區,節理控制地下水的溶蝕方向,也控制了地貌的形成,石林、峰叢、峰林、落水洞、溶蝕漏斗等的形成都受到節理的影響。
(2)地質構造
地質構造既能直接形成地貌,也能影響地貌的形成和形態。把由地質構造直接形成的或直接影響的地貌稱為構造地貌,如斷層崖、向斜谷等。影響地貌形成的地質構造主要包括地層產狀、皺褶和斷裂。
圖 2-24 地層產狀與地貌的關系
地層產狀(stratigraphic occurrence)地層產狀主要影響地貌的形態,尤其是地形面坡度的變化。水平岩層形成塔狀的山丘,山坡的坡度陡緩相間變化; 緩傾斜的地層形成一側山坡緩、另一側山坡陡的單面山; 隨著地層傾角增大,地形的坡度變陡,如果地層中夾有堅硬的岩層,可形成豬脊嶺(圖2-24); 直立岩層形成陡峻或直立的山坡。
斷裂(fault)斷裂構造造成岩石破碎,形成軟弱帶,使岩石的抗風化和侵蝕能力降低,常形成溝谷地貌(圖 2-25)。多條正斷層的組合構成地塹或地壘(圖 2-25),在地貌上形成谷地或山地。另外,斷裂構造直接形成地貌,如斷層面形成懸崖峭壁,如雲南滇池西山、華山、武當山等的一些陡崖。
圖 2-25 地質構造與地貌的關系(據邦達爾楚克,《地貌學原理》,1957)
皺褶(fold)皺褶的類型影響或控制地貌的形成。在背斜的形成過程中,其軸部處於拉張狀態形成一系列斷裂和節理,因此沿軸部經侵蝕作用常形成谷地。由於溝谷與皺褶橫剖面的地層彎曲方向相反(圖 2-25),這種地貌稱為逆構造地貌,但背斜也是可以形成穹窿或山丘的,這種地貌稱為順構造地貌。沿向斜的軸部多形成山,但也可形成谷地,相對比較少。總的來說,背斜成谷,向斜成山。
從區域地貌來看,地質構造控制了地貌單元的分布格局,如山脈、盆地、谷地等的走向都是受地質構造控制的。中國的幾大山脈,如秦嶺、祁連山、昆侖山、橫斷山、太行山等都是沿著構造帶(造山帶)發育的。
2. 地貌形成的動力因素
地貌形成的動力因素可分為內動力和外動力兩部分,這兩種動力在地貌形成上所產生的影響不同。內動力包括構造運動和火山作用,而外動力比較復雜,地球表層的運動介質都可成為地貌形成的外動力,如流水、風、冰川等。
(1)內動力
構造運動(tectonic movement)這是地貌形成最為重要的動力,是地貌形成的初始動力來源,可以說控制了從巨型地貌到小型地貌的形成和發展。按照構造運動的方向,它可分為水平運動和垂直運動兩種形式。這兩種運動形式對地貌形成的作用有所不同。水平運動導致山脈的形成,也可造成一些小型地貌的變形,如河流、山脊、洪積扇、階地等的水平位移。垂直運動對面狀地貌或台階狀地貌形成影響比較明顯,如構造運動間歇性上升,就能形成階地、夷平面等地貌。構造運動不僅使海陸格局發生變化,而且也可使地形起伏發生變化,從而引起地表的外動力條件的改變。隨著山脈的隆起,地貌形成的外動力作用可由地面流水作用向冰川作用轉變,化學風化作用和生物風化作用向物理風化作用轉化。在我國西北地區,由於青藏高原的隆起,阻隔了印度洋的暖濕氣流,導致外動力條件的改變,形成了分布廣泛的風成地貌。
火山作用(volcanism)火山噴發作用直接形成火山地貌,如火山錐、熔岩平原、熔岩高原、火山口等; 在海底,形成海山、平頂山、大洋中脊等。
(2)外動力
地貌形成的外動力,按照地質營力的特點可分為地面流水、地下水、冰川、湖泊、海洋、風等動力,形成各種外力地貌(表 2-13)。
表 2-13 外動力作用及其地貌
地表的形態是外動力和內動力共同作用的結果,但這兩者在改造地表形態的趨勢上是不同的。內動力作用的總趨勢是使地表起伏增加; 而外動力卻相反,使地表起伏降低,即削高填低。內、外動力在不同規模的地貌中所起的作用也不一樣,內動力對形成巨、大型地貌具有重要控製作用,而外動力在形成中、小型地貌中起的作用比較大(圖 2-26)。內動力與外動力這一對矛盾的統一體,相互作用共同推動地表形態的發展和演化。
圖 2-26 動力作用與地貌規模的關系
圖 2-27 地貌的成因分類
3. 地貌的成因分類
根據地貌形成的動力因素,將地貌分成內動力地貌、外動力地貌和人工地貌。內動力地貌主要由內動力因素形成,像構造運動、火山活動形成的地貌,如斷層崖、火山錐等; 外動力地貌主要由外部動力形成,又可分為地面流水地貌、冰川地貌、岩溶地貌等(圖 2-27)。人工地貌是由人工改造形成的地貌,如運河、梯田等。
❷ 坡陡和坡緩是什麼
首先應搞清一個概念:坡度的陡緩決定了是迎風坡還是背風坡,而不內是風將坡削成陡緩不一(容影響很小可忽略不計)。在迎風坡一面,因其坡度小,對暖濕氣流的阻擋使其被迫抬升而降溫,易成雲致雨,降水較多。而在背風坡,氣流因下沉而升溫,難成雲致雨,降水較少。
❸ 地質構造
受測試手段的限制及後期構造變形的疊加和強烈改造,前寒武紀變形時代的確定有一定難度,在對變形構造特徵論述中測試數據有限,有部分是合理的推斷。
1.阿爾金地區變形特徵
變形地質體包括長城系、薊縣系及青白口系,屬阿爾金造山帶結晶基底之上的蓋層沉積,按照區域變質程度和變形特徵(圖3-4)可分為:高綠片岩相長城系變形區;低綠片岩相薊縣系-青白口系變形區。
長城系變形特徵 長城系為一套高綠片岩相副變質岩系,其構造變形是以S0為變形面的順層掩卧褶皺,在弱變形域中有殘留,順層掩卧褶皺的軸面為S1面理;露頭尺度控制岩性成分層。S2疊加在順層流變掩卧褶皺層(層狀無序)之上,為區域透入性片理,是長城系的主導面理,理順、歸並和改造了S1面理,使絕大多數以S0為變形面的頂厚流變褶皺、無根褶皺的軸面平行於S2面理,即S1平行S2,S1頂厚流變褶皺頂端常被順層剪切帶截切,並見同構造分泌脈的貫入。S2片理產狀南傾為主,傾角40°~82°。在其強變形帶(區)中,早期面理被徹底置換,同構造變質礦物平行S2片理定向排列。由S2構成的韌性剪切帶呈網結狀將長城系變形體切割成不同構造岩片,在區域上呈北東向菱形塊體被韌性剪切帶包繞,剪切帶內發育不同類型的糜棱岩、方解石、石英脈體,其旁側構造指示為左行走滑。
圖3-4 普爾錯-勝利達坂昆侖-於田剖面
圖例同圖2-7
薊縣系-青白口系變形特徵 其典型構造樣式以填圖尺度的等厚褶皺為特徵,分布於阿中地塊北部。以S0為變形面,形成線狀等厚的背、向斜構造,褶皺軸線總體走向北東東,與區域構造線基本一致,南部為對稱寬緩褶皺、發育間隔狀軸面劈理,北部背斜南翼緩(35°~55°)、北翼陡(60°~78°),向斜則相反,呈水平斜歪褶皺。靠近變形地層體底部,剪切滑脫帶形成南傾北倒的倒轉褶皺,直至軸面向南緩傾的同斜-平卧褶皺。上述褶皺翼部多發育露頭尺度,伴生層間牽引褶皺,順層剪切劈理。變形區南部,地層變形明顯增強,變形層次趨深,一般在能幹岩層(石英岩、大理岩、變粒岩、變基性火山岩)區,褶皺形態呈兩翼長短不齊的不對稱斜歪褶皺;能幹岩層與軟弱層相間地區,能幹層發育成不對稱非圓柱狀褶皺和膝折狀褶皺,軟弱層順層片理化,發育緊閉-同斜褶皺,並形成一些同構造分泌脈,呈黏滯型石香腸或殘存的鉤狀褶皺存在於片理間。以軟弱岩層為主區段,所夾的能乾性岩層表現為橫向置換,發育斷續的、形態不對稱的N型和S型褶皺。
2.昆侖山地區變形特徵
變形地質體有白沙河岩群、小廟岩群、苦海岩群及萬寶溝岩群,構造形跡表現為北西南東向或北西西-南東東向構造片麻理或片理、透入性的韌性剪切及相關的剪切褶皺(見圖2-7)。
白沙河岩群晉寧期變形遺跡 疊加於白沙河岩群片麻理上的片理、韌性剪切帶是該期變形的產物。韌性剪切帶中糜棱面理發育,糜棱面理在不同區段產狀略有變化,東部一般與構造片麻理平行,產狀20°~60°∠60°~80°,面理上拉伸線理近水平,產狀295°∠5°。宏觀韌性剪切構造常見眼球狀、透鏡狀、扁豆狀的長石單晶和長英質集合體,被外圍的構造面理包繞定向排列。不對稱眼球體及S-C組構顯示平面右旋韌性剪切。顯微尺度的長石石英集合體顯示σ型碎斑系、石英顆粒核幔結構、雲母扭折彎曲發育。在中西部,糜棱面理主體產狀4°~10°∠70°~85°,糜棱面理上的礦物拉伸線理295°∠35°。花崗質片麻岩中淺色長英質脈體發育塑形流變褶皺,變形過程中有鉀質的帶入,常形成鉀長石眼球體,片柱狀礦物多數平行流變面理排列,石英晶內塑性變形、核幔結構、拔絲結構常見,石英動態重結晶顆粒邊界多呈鋸齒狀。不對稱長英質眼球體、碎斑系及S-C構造岩,總體剪切流動方向為右行。1∶25萬阿拉克湖幅對白沙河岩群拉忍溝北西西-南東東向韌性剪切帶進行了鋯石U-Pb年齡測試,其中兩件構造片麻岩樣品獲得Pb-Pb年齡811~776 Ma,可大體代表該期變形的時間。
苦海岩群晉寧期變形特徵 東昆侖南部苦海岩群該期變形是疊加在早期片麻理、片理和塑性流褶皺之上的區域性片麻理、水平分層韌性剪切帶和伴生的順層掩卧褶皺等。順層面理置換和透入性韌性剪切帶是主體構造樣式。沿順層韌性剪切帶發育不同類型糜棱岩帶。在以長英質為主體的高級變質岩區,發育花崗質、長英質片麻狀糜棱岩、眼球狀糜棱岩,眼球體的不對稱形態組構顯示總體為右旋平移韌性剪切,即平面上的右行走滑,剖面上的韌性逆沖。在大理岩層區,發育碳酸鹽質糜棱岩,其定向流動構造平行片麻理,一些粗粒方解石、輝石、閃石等礦物構成殘斑,並發育方解石的e雙晶,沿片麻理面上發育礦物拉伸線理,顯示片麻理既是變質作用產物,也是變形作用形成的面理,記錄了順層片麻理的差異剪切運動的方向和強烈程度。區域上苦海岩群構造面延伸方向為北西-南東向,構造面理傾向南西,傾角50°~70°。在哈拉郭勒,產出於苦海岩群中的變質侵入體(眼球狀黑雲二長花崗質片麻岩、含鉀長石斑晶的片麻狀石英二長閃長岩及片麻狀似斑狀二長花崗岩)片麻理產狀為185°~225°∠60°~85°,較明顯的截切了苦海岩群早期片麻理,說明苦海岩群有過兩期變質變形。根據不對稱眼球體的形態組構及眼球體的拖尾,判斷東哈拉郭勒地區的苦海岩群有由南向北的韌性逆沖變形。苦海岩群深層次韌性剪切變形構造年代學研究,在可可曬爾溝一帶的苦海岩群中發育北西-南東向韌性剪切系,在其中的含石榴黑雲斜長片麻岩中獲得顆粒鋯石Pb-Pb年齡為706 ± 17 Ma,可能是晉寧期的構造熱事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球狀鉀長石集合體內所產岩漿鋯石,獲得SHRIMP U-Pb年齡1000 Ma和單顆粒鋯石核部2400 Ma的年齡信息及422 Ma的邊部新生環帶年齡(1∶25萬冬給措納湖幅)。這些鋯石Pb-Pb年齡,既反映了古元古代的成岩信息,也明確了存在深熔繼承生長成因的環帶。而1000~800 Ma的年齡信息,則可能反映四堡-晉寧期的構造熱事件,也應是結晶基底的主(峰)期變形、變質時間,422 Ma的邊部新生環帶年齡是後期構造熱事件的疊加。
昆侖中、新元古代變質侵入體變形特徵 昆侖中新元古代變質侵入體主要在昆中和昆北發育,早期變形是侵入岩結構-構造的改變,由塊狀向片麻狀過渡,顯示為深層次塑性剪切流變,形成新生片麻理。第二期變形,為侵入體的構造平行化和中深層次的韌性剪切,老侵入體邊界與副變質地層面理趨於平行,或形成似層狀構造。東昆侖那陵格勒河古侵入體發育中深層次韌性剪切帶,剪切帶走向北西,由花崗質糜棱岩系列組成,構造岩有糜棱岩化條帶狀黑雲斜長構造片麻岩、眼球狀黑雲斜長片麻岩、眼球狀黑雲鉀長構造片麻岩、花崗質糜棱岩等,條帶狀構造、眼球狀構造、糜棱狀構造發育。構造面理走向北西西南東東,產狀190°~210°∠50°~60°。結合糜棱面理產狀和碎斑等運動學標志判斷,該期韌性剪切帶是由北向南的左旋逆沖。該剪切帶被華力西早期岩體侵入,其變形特徵有別於加里東期的韌性剪切帶,結合區域古構造格局推斷為晉寧期陸內俯沖-碰撞造山的變形。
此外,西昆侖長城-青白口系及古侵入體和東昆侖中、新元古代萬寶溝岩群也遭受了晉寧期構造變形,共同特徵是弱變形域殘塊中保留有片理和片麻理面和深層次塑性流變褶皺、同構造分泌脈的W→N→I型的露頭尺度無根揉流褶皺。從弱變形域→強變形帶,無根褶皺轉折端形態,從W型→同斜緊閉N型→無根鉤狀逐漸消亡演變,反映剪切流變有遞進變形和最終理順平行化,逐漸被密集流劈理置換,形成從S-C型過渡為L-C型糜棱岩帶的規律性。
❹ 地層及形變是什麼
地層是一段地質時期內形成的沉積岩層的統稱。地層的含有物及特徵是地質歷史的記錄,它具有時間性和空間性。地層的時間性是指某一地層是在一定的地質時期內形成;地層的空間性是指地層特徵的縱、橫向變化都表明其形成時的古地理條件的變遷。
地層形成之後,在地球的內動力地質作用(主要是地殼運動)下,會形成各種形變(如褶皺和斷裂),稱之為地質構造。石油和天然氣在地層中形成,在地層中運移,又保存於一定的地層地質構造之中,形成油氣藏。因此,研究油氣的生成與聚集,必須研究地層及其形變。
一、地層
研究地殼上的地層,首先應明確地層的新老關系,建立地層系統。
(一)地層系統建立的依據
1.地層層序律
地層層序律是指在正常情況下,先沉積的地層在下,後沉積的地層在上,即下伏地層比上覆地層老的自然順序。這里「正常情況下」是指地層形成之後未受到嚴重的地殼運動而發生倒轉。
2.化石層序律
化石是指保存在地層中的古代生物的遺體或遺跡。由於生物的演化具有從低級向高級、從簡單向復雜進化的方向性,以及不可逆性和階段性的特點,因此,在同一地區不同的地層中應含有不同的生物化石,而在不同地區含有相同的生物化石的地層則應屬同一時代形成的地層,這就是化石層序律。
3.地層的接觸關系
空間上緊密相鄰且形成時間不同的兩套地層間的接觸關系有兩種:
(1)整合接觸:上、下兩套地層連續沉積或基本上連續沉積,其間沒有顯著的沉積間斷或僅有過短暫的沉積間斷;在地層產狀上,上、下兩套地層彼此平行或大致平行。它標志著地層沉積期間,地殼持續穩定沉積,而沒有產生較長時間的沉積間斷。
(2)不整合接觸:上、下兩套地層為不連續沉積,其間存在著較長期的、明顯的沉積間斷,即在沉積間斷時期不僅沒有接受沉積,還受外力的剝蝕作用,造成兩套地層間具有一個明顯的風化剝蝕面,稱為「不整合面」。
不整合接觸是地殼經過較為劇烈的運動造成的。根據地殼運動的性質與強度,可分為平行不整合和角度不整合兩類接觸關系(見圖2-2)。
圖2-6階梯狀斷層和疊瓦狀斷層
(2)逆斷層。上盤相對上升、下盤相對下降的斷層為逆斷層。逆斷層是由水平擠壓應力形成。斷面傾角小於45°的逆斷層稱為逆掩斷層;小於25°的逆斷層稱為碾掩斷層;大於45°的逆斷層稱為沖斷層。其組合形式主要有疊瓦狀斷層,見圖2-6(b)。
(3)平移(推)斷層。兩盤沿水平方向相對位移的斷層為平移(推)斷層。平移(推)斷層是由剪切地應力作用形成。斷裂構造,尤其是裂縫,可以作為油氣的儲存空間。生油層中的微裂縫可以作為油氣向儲集層中運移的通道。封閉性斷層可以成為圈閉的遮擋條件,形成斷塊油氣藏。但在油氣藏形成之後,地殼運動形成的斷層又會破壞油氣藏。
❺ 陡坡帶的地質特徵
如第一章中所述,陡坡帶是裂谷盆地伸展活動的起始帶,是控凹主斷層的版發育部位。陡坡帶具有權坡度陡、物源近、古地形起伏大、相帶窄、變化快和構造活動強烈等特點。由於不同地區、不同的構造背景、不同的伸展斷層類型和組合,不同的構造樣式、形成不同的沉積類型和不同的油氣分布規律。陡坡帶按控凹邊界伸展斷層的性質和斷層組合,又可以細分為平面式、鏟式、坡坪式和階梯式四種類型。其中以鏟式和階梯式陡坡帶油氣聚集最有利。因為這兩類陡坡帶,控凹主斷層是由上陡下緩的鏟式斷層和發育有多條與控凹主斷層近平行的順向斷層組成,這些斷層向凹陷方向,節節下掉,形成二台階,三台階等,呈階梯狀展布。圈閉比較發育;沉積區距物源區相對較遠,分選性較好。一般發育有近岸水下扇、扇三角洲、小型的辮狀河三角洲等多種沉積類型。扇體規模較大,期次較明顯,垂向厚度不大,沉積作用主要表現為側向加積。
同時,控凹主斷層面不是單一的斷面,又是一個超剝面。不同時期的沉積往往超覆在斷剝面上,對於形成地層超覆油藏十分有利。
❻ 容易形成崩塌的地質構造
裂縫將山體分離、隔開,最有利於崩塌的形成。坡體中的裂隙越發育、越容易產生崩回塌。陡峭答山坡上被裂縫分開的石塊有的規模很大,有的只是陡坡上的一塊孤石,這些都是容易發生崩塌的危岩體。危岩體受到震動或暴雨影響,容易從陡峭的山坡上墜落下來形成崩塌,造成人員傷亡和財產損失。
地質災害避險自救科普讀物
被多組裂縫分割形成的危岩體
❼ 地質構造綜合解譯
9.3.1 構造層解譯
色調和色差,地貌和水系是構造層解譯最突出的特徵信息。Z~O構造層呈黑灰色,背景色調為灰色,灰白色的D~T構造層,色差大,界線一目瞭然。不同構造層有不同的水系,湘西的志留系構造層普遍發育順向溝谷,組成梳狀紋形;第四系和元古界構造層發育樹枝狀水系,碳酸鹽岩地區發育潛流水系和格子狀水系。根據上述解譯標志進行構造層解譯效果較好。如中上元古界揚子地塊褶皺基底集中分布於武陵、雪峰山區和湘東的臨湘、衡東一帶,包括冷家溪群和板溪群,為一套淺變質碎屑岩系,形成中、低山地形,水系以樹枝狀為特徵,影像表面粗糙多為條塊狀中等結構。雪峰山區以東地區Z~S構造層,紋形較細,常呈細片狀、網格狀,局部有人字狀。D2~T1構造層的灰岩,多為低山丘陵和高丘陵、浮土覆蓋多,影像反映岩溶地貌不突出,為條塊狀、點紋狀;T3~J構造層往往色調呈淺灰至灰色,多以小盆產出;K~E構造層主要分布於洞庭湖、沅(陵)麻(陽)、平(江)長(沙)、衡陽—桃水、茶(陵)永(興)盆地,為一套斷陷堆積的紫紅色碎屑岩。組成低山丘陵,植被不發育,具面狀結構,紋形種類較多,湘東呈雁形排列的紅層多被斷層圍限,表現出凹陷和斷陷的雙重特徵。第四系構造層大面積分布於洞庭湖平原,湘、資、沅、澧四水流域亦有分布,地勢平坦、河湖眾多,河道彎曲,樹枝狀水系發育。
9.3.2 斷裂構造解譯
斷裂在遙感圖像上主要表現為線性體,但圖像上的線性體並非全部是斷裂。因此,利用遙感資料解譯本省斷裂構造時,我們進行了兩方面工作,第一是識別線性體,第二是驗證線性體,即判別斷裂構造線性體和非斷裂線性體。線性體的驗證實質上屬於斷裂遙感標志的確定和構造驗證。目前,遙感技術對斷裂線性體具有較強的檢測能力。由於遙感資料信息量大,處理速度快,覆蓋面廣,識別物種多,不同時相圖像能夠反映物候變化等特點,線性體分析已成為區域構造及深部構造分析、礦產和能源勘查、區域穩定性及地震評估等方面的重要手段之一。工作中,為了有效地識別遙感圖像上的斷裂構造,我們首先根據初步的圖像地質解譯,結合必要的野外地質驗證,建立圖像覆蓋區的影像地層單位,確定其圖像解譯標志,並初步了解區內影像構造框架,然後再進行斷裂的圖像解譯。
斷裂性質解譯是在斷層產狀和兩盤相對錯動判譯基礎上,與地面資料結合進行。正斷層容易形成斷層陡崖、斷層三角面,特別是高角度正斷層最容易形成上述地貌。階梯狀的斷層陡崖、斷陷盆地和地塹湖泊,也是正斷層所形成。逆沖推覆構造在圖像上出露斷裂線通常呈曲線形,特別是其前峰部位往往表現為凸凹不平的弧形斷裂,在地貌上容易形成不同岩性造成的陡壩。影像弧的顯示方向與推覆構造的運移方向一致,這類構造的典型實例是永興逆沖推覆構造帶。遙感圖像上走滑斷裂兩側通常表現出派生構造現象,如低序次的牽引褶皺和羽狀節理、旋扭構造等;以平行排列、斜列、共軛扭裂面等形式成組出現,把岩塊切成菱形或正方形塊體,地貌上多表現為線性負地形,或沿某一方向斷續延伸,並與區域總的山系、水系格局不協調。平移斷層水平錯動跡象,在地形、水系和地質體錯動上反映最為明顯,具明顯的色調界面及線性負地形。這類斷層的典型實例有長壽街—雙牌斷裂和遂川—熱水斷裂。
9.3.3 環形構造的影像分布特徵
根據遙感解譯所反映的環形影像,結合地質資料,對本省環形影像構造作如下解釋和分類。
(1)岩體或隱伏岩體環:這類環形影像最為發育,如金井、望鄉、板杉鋪、歇馬、南嶽、宏夏橋、萬洋山、彭公廟、騎田嶺、大義山北側、藍山山口等環形影像。這些環形影像都呈圓環狀或橢圓狀,色調環明顯,面積由數十至數百平方公里。
(2)基底隆起環:這類環形影像呈渾圓形態,邊界不清,如華容桃花山兩側、祁東雞龍街東部、衡陽茶山坳、武崗鄧家鋪及益陽環形影像,並表現出重力低和圈閉的航磁正異常。
(3)隱伏凹陷環:由地殼局部沉陷形成下凹的環形構造,遙感圖像上為圓形和橢圓形邊界,環內具有色調異常及有別於環外的紋形圖案,邊緣發育環形水系,如安鄉凹陷,平江凹陷等。
(4)水系地貌環:主要表現為環形影像沿水系呈環狀分布,反映了一種由環狀構造控制的水系形態。較典型的有益陽南環狀水系,長沙河西烏山放射狀水系等,這類環形構造多數與活動構造有關。
(5)隕擊環:在遙感解譯時新發現的一種環形構造,與海南白沙隕擊環形構造極為相似,分布於石門縣蘇家鋪,直徑約10 km。我們與長沙大地所王道經研究員一起進行了野外考察,發現環形構造地貌特徵明顯,環內分布有大小不一、雜亂堆積的礫塊直至山頂,底部岩石由志留—奧陶系砂岩及粉砂質泥岩組成震裂帶,但未發現隕石碎塊,值得進一步工作。
9.3.4 基底韌性剪切構造
武陵期EW向韌性推覆剪切構造帶北界大約在花垣—慈利—臨湘一線,南界在安化—湘潭一線,呈一近東西向長條帶展布,寬約100 km,向西見於武陵山、芷江,往東延入省境入幕阜—九嶺地區。帶內地層主要為中元古界冷家溪群,武陵構造運動使其產生形變,形成主體為東西向的褶皺帶,自北向南發育三條韌性推覆剪切帶,它們分別是花垣—慈利—臨湘韌性推覆剪切帶、仙池界—連雲山韌性推覆剪切帶、芷江—安化—湘潭—瀏陽韌性推覆剪切帶。
9.3.5 逆沖推覆構造
據初步統計,湖南省中、新生代逆沖推覆構造分布見表9-2。表中所列推覆構造分布於7市21縣中,主要出現於雪峰山隆起的東西兩側、祁陽弧內側和中新生代紅色盆地周邊。雪峰山地區推覆體主要沿東西兩側北北東向壓扭性斷裂分布,造成辰溪附近約20km2大小的小龍門飛來峰,使中上石炭統推覆在三疊系煤系層之上;辰溪深促灣石油一井、二井所見,據深1059 m及1360 m的二疊系再次被推覆到侏羅系之上,而另一井中多次見到二疊系推覆到白堊系之上。湘中地區,祁陽弧沿內弧斷裂帶在白馬鋪、五峰鋪、仙槎橋等多處見到由東向西的低角度逆沖,造成泥盆系及南鎮煤礦石炭系煤系推覆到侏羅系之上。甘塘煤礦見到梓門橋段,被測水段煤系地層推覆,構成大鼓塘飛來峰及九嶺一帶跳馬澗組逆沖在石磴子組之上。
表9-2 湖南省逆沖推覆構造統計表
湘南南北向構造帶,由於強烈的由東向西推擠,形成楊梅山煤礦雙層飛來峰,使石炭系大塘階逆沖在三疊系煤系地層及白堊系之上。永興推覆體位於耒陽、永興、郴州三縣市交界處,面積達14 km2,西緣分布有面積為1 km2的肥江飛來峰,逆沖斷面上下的二疊系地層構造形態不協調,使有的地段變成無煤帶,有的地段煤層重疊產出。大多數推覆構造長度為數公里至數十公里,少數大於100 km,外來岩體絕大多數為晚古生代,其中主要為上泥盆統錫礦山組和中、上石炭統壺天群。原地岩則多數為上三疊統至下侏羅統,上二疊統龍潭組和下石炭統測水段的煤系地層,也有元古界板溪群變質岩推覆於晚古生代甚至中新生代地層之上。各推覆構造的總體走向受所在區域構造控制,雪峰山隆起區兩側,走向為北東向;祁陽弧內側自北而南由北東向轉變為北西向,與褶皺軸方向一致;中新生代盆地中湘東為東西向,湘東南則為北東或南北向。
9.3.6 走滑旋扭構造
從湖南省布格重力異常圖(圖9-1)可看出,在南嶺東西向構造帶以北湘贛地區,主要有三條 NNE向重力梯度帶,即贛江重力梯度帶、修水—茶陵—郴州重力梯度帶、安化—城步重力梯度帶。此外還分布有常德—安仁、邵陽—郴州、新寧—藍山等三條 NW向次級重力梯度帶。湖南省境內兩條 NNE向異常帶規模和強度甚大,錯斷和圍限 NW 向異常帶,地學大斷面上為顯著的岩石圈厚度陡變帶及直插軟流層的低阻帶,說明茶陵—郴州、安化—城步一帶存在著切穿岩石圈、並具走滑性質的深大斷裂帶。常德—安仁一帶為向NE陡傾的低密度(衛星自由空氣重力異常強度為-20~-30 mGa1)和低阻(50~90Ω·m)狹窄深延帶———岩石圈斷裂構造帶,而邵陽—郴州異常帶和新寧—藍山異常帶則是切穿陸塊基底的隱伏大斷裂反映。據方適宜、李先福等研究,沿 NE18°修水—茶陵—郴州主斷裂兩側主要為 NE、NNE 向左行雁列走滑斷裂構造帶,自北而南有湘陰—資源斷裂、長壽街—雙牌斷裂、茶陵—郴州斷裂、遂川—熱水斷裂,以及較小的桂東斷裂、資興斷裂、塘洞斷裂等。單條大斷裂的走向與深部走滑剪切面的夾角一般在 16°左右,長度從170 km(桂東斷裂)~400 km(長壽街—雙牌斷裂)不等。這些斷裂都表現為一系列次級斷裂順走向疊接的分枝復合直線型位移帶,但在不同區段表現不完全相同。就單條斷裂而論,在其主幹部位,一般表現為平移直立斷層,在其尾端,則表現為帚狀或分枝狀,並在其尾右側,又疊接有同一條平移斷裂。如是首先疊接,沿主斷裂兩側,分別向 NE 和 SW方向直線型延伸。當斷裂切穿花崗岩基時常表現為寬大而直立的破碎帶,在沉積岩和變質岩區則表現為多條平移逆斷層和階梯狀平移正斷層組合,特別是斷層與褶皺構造線方向平行時,只有通過地球物理資料才能查明它在結晶基底的具體位置。總之,NE向斷裂在平面上服從雁行排列的組合樣式,在剖面上具明顯的花狀構造,並在不同地段和部位表現出正、負花狀或先後疊加復合。
9.3.7 NW向構造帶特徵分析
(一)NW向構造垂向分帶
湖南省NW向構造帶在上地殼斷面上的構造型式與下殼層內狹窄的近直立斷層帶(低密度、低阻延伸帶)相比,發生了明顯的變化。根據邵陽—郴州、五峰仙—豐州等地紅層、沉積蓋層和褶皺基底中的NW向構造特徵觀察發現,NW向構造在湘中南地區上地殼不同構造層上表現為不同的構造形式(表9-3)。
(二)北西向斷裂帶的構造定位和表現
邵陽—郴州NW向構造帶:區域地質地球物理資料表明,邵陽—郴州NW向構造帶下殼層結晶基底表現為狹窄的陡傾斷裂構造帶,其總體走向為NW320°,傾向 NE,並造成上盤莫霍面逆沖抬升2~5 km。該斷裂帶在上地殼層內,則明顯地轉換為一系列 NW向剪切褶皺、斷裂和剪切重熔花崗岩等要素組成的構造帶,其剖面形態自下(韌性流層)而上(地表)呈辮狀撒開(圖9-2)。平面構造圖上,主應變帶位置(從SE向NW)是:自茶陵—郴州走滑斷裂西側的良田NW向斷裂帶開始至洋市—大義山南側S型剪切褶曲拐點切線方向,入衡陽盆地到金蘭橋被NNE向長壽街—雙牌走滑斷裂左旋平錯,後由祁陽斷褶帶的NE側至邵陽—白馬山帶被桃江—城步走滑斷裂截接。該構造帶在不同地段,表現形式也不相同。
圖9-1 湖南省布格重力異常與深部斷裂構造格局
表9-3 湘中南 NW向構造垂向分帶
圖9-2 湖南橫穿北西向構造帶剖面示意圖
郴州—常寧段NW向構造帶:北東側為金銀寨—城口斷裂岩漿岩帶,南西側與塔山旋扭構造相鄰,平面地質圖上表現為典型的剪切斷裂褶皺。大義山花崗岩構造帶其特點是:①剪切褶皺,大義山原近SN向蓋層被剪切彎曲成「S」型,反映出的左旋位移度至少在30 km以上;②斷裂構造有兩種類型,一類是先期形成的斷層在NW向剪切應變中出現方位調整及力學性質轉換,如桂陽弧內形成的一系列S形扭性斷層系,其位態特徵受先期既成構造格局和NW向構造應力場雙重因素影響,另一類是NW向構造作用下形成的斷裂,如大義山南緣NW向斷層系,如良田NW向斷層等;③NW向岩漿岩帶,從NW向SE主要有大義山花崗岩、松嶺石英正長岩及良田斷層一帶大量出露的花崗斑岩體。根據常寧—郴州一帶剪切褶曲、斷裂結構樣式及空間組合特點,可判斷該地段NW向構造帶變形寬度約15 km左右。衡陽盆地南部金蘭橋—歸陽段NW向構造帶,表現為一系列NW向陡傾同沉積正斷層系及右旋平移正斷層系,剖面上組合成「塹—壘」構造型式。
祁陽段NW向構造帶:南西側為祁陽斷褶帶,北東側為關帝廟旋扭穹窿構造,地質圖上表現為十分明顯的NW向斷裂—剪切褶皺構造帶:①NW向斷層系呈帶狀發育於褶皺基底和沉積蓋層中,斷裂規模從1 km到30 km不等,走向多為330°,斷面傾角陡(大於75°)。據1∶20萬邵陽幅區調報告,該組斷層早期表現為左旋平移—逆斷層性質(如七寶山斷層),晚期則表現為右旋平移斷層(如蓋層中的NW向斷層系)。②剪切褶曲構造,以祁陽和白地市剪曲重褶皺、睦頭關重褶皺為典型代表,它們是印支期近SN向褶皺受NW方向剪切作用形成的軸向NW向重褶皺。
邵陽—白馬山段NW向構造帶:受NNE—NE向邵陽斷褶帶影響,此段NW向構造形跡表現不明顯。平面地質圖上沿邵陽—隆回一帶可見到一組NW向斷層,其規模不超過6 km。邵陽南側褶皺呈向NW突出的剪切或彎曲;白馬山一帶發育有長軸方向為NW的橢圓形花崗岩。
常德—安仁NW向構造帶:自茶陵—郴州走滑斷裂西側的安仁開始,向NW至衡山後被長壽街NNE向斷裂左旋平錯,其對應點為歇馬岩體,再經偽山至黃土店一帶被桃江—城步走滑斷裂截切,全長約310 km,總體構造線方位為310°。深部地質地球物理資料表明,常德—安仁NW向構造帶在低速層以下的岩石圈內,表現為向NE中等傾斜的狹窄斷裂構造帶,其下盤岩石圈底界面和莫霍面的落差相對上盤分別為100 km和5 km。該構造帶向上(上殼層內)逐漸向西側擴展,橫剖面上構成了典型「背沖型」花狀樣式。平面地質圖上,塔山至安仁帶內,印支運動定型的基底穹狀褶軸被旋轉到NW向,溈山、歇馬、紫雲山、南嶽和川口等中生代花崗岩沿褶皺核部就位,而兩翼的板岩中普遍發育NW向劈理化帶及左旋平移逆沖斷層,反映了NW向左旋剪切擠壓變形特徵。根據重力上延15 km垂向二次導數異常圖上零值線的圈定,常德—安仁NW向斷裂—岩漿構造帶的寬度約40 km。
新寧—藍山NW向構造帶:自茶陵—郴州走滑斷層西側的莽山—天塘開始,向NW至西山—藍山—北市—單江—廟頭—新寧,在苗兒山一帶被桃江—城步走滑斷裂截切,全長300 km,總體走向NW310°左右。深部地球物理資料顯示,新寧—藍山NW向構造帶在下殼層內,為切穿莫霍面的近直立斷裂在上殼層內明顯轉換為NW向剪切褶斷構造岩漿帶。①剪切褶斷構造:天塘S型剪切重褶皺位於該構造帶的南東端,印支期褶軸位於南北向,S型重褶皺拐彎處泥盆—石炭系地層走向NW325°,由此確定的左旋平移幅度在30 km以上。道縣—廟頭一帶,NNE向蓋層褶皺被牽引成NNW—NW向,平面上構成一巨大的弧形斷褶帶;②岩漿岩帶:新寧—藍山構造帶除發育有西山流紋岩、玄武岩和大量斑岩體外,還控制了九嶷山—九獅嶺—越城嶺隱伏花崗岩的分布。
(三)與NE向斷裂的關系
對不同尺度上斷裂規模、力學性質、組合型式及斷裂產出的區域構造背景和應力場特徵分析表明,NW向斷裂作為中新生代NNE向簡單水平剪切應力場中重要的反向走滑斷層,必然與相關的NNE同向走滑斷裂構成了多級走滑剪裂菱形網路系統,並控制斷陷盆地和花崗岩的展布。
湘東上殼層內,走滑主斷裂上明顯地轉換成一系列NNE—NE向區域性P斷裂和NW向R′斷裂構造帶,空間上構成了多組合菱形網路系。與R′斷裂交切組合的區域P斷裂有長壽街—雙牌斷裂、公田—寧鄉—新寧斷裂,茶永盆地邊緣斷裂系、資興斷裂、桂東斷裂、遂川—熱水斷裂,它們在平面上呈左行左階排列,NE30°~NE50°方向展布,長度一般超過200 km。值得注意的是,湘東南茶陵—郴州主斷裂帶東西兩側有較小 R′斷裂分布,其走向320°左右,長度不超過170 km,主要有茶陵—大坪洞、五峰仙—豐州、金銀寨—城口,及耒陽—永興斷裂、岔頭斷裂等。它們在平面上呈右行右階式排列,與當地P斷裂一道組成了控制湘東南—贛西南特大型、大型 W、Sn 和鈾礦田分布。這一組合樣式在更小尺度上也有明顯反映,並為礦床的重要容礦場所。
圖9-3 湖南省構造分區示意圖
9.3.8 湖南省地質構造分區及主要特徵
湖南省內重要的構造變形期有武陵期、雪峰期、加里東期、印支期、燕山期和喜馬拉雅期。但對一個地區而言,存在一個主導變形期,它塑造了一個區域最引人注目的構造現象和構造輪廓,並強烈改造前期構造和制約後期構造。另一方面,由於構造所處不同的構造環境、機制不同,演變歷史與所處的邊界條件也不一樣,這些因素使得構造組成物質、受力方式和強度不同,從而使得構造樣式、構造線方向、變形強度及變形層次等都會有所不同,即使在同一個區的內部也存在差異。基於此,根據主導變形期變形特點的區域差異,為了便於應用,將本省地質構造分成湘中北、湘中南兩大區,六個亞區(圖9-3)。它們分別是:Ⅰ1 湘西北燕山期侏羅山式褶皺變形區;Ⅰ2 雪峰山加里東期逆沖褶皺變形區;Ⅰ3 湘東北武陵—雪峰期逆沖褶皺變形區;Ⅰ4 洞庭盆地新構造變形區;Ⅱ1 湘中—湘南印支期岩漿—構造變形區;Ⅱ2 湘東燕山期走滑構造變形區。
❽ 山脈是如何由陡峭變的平緩的
原因就是因為 西部 靠近大陸板塊邊緣,地殼運動會將板塊猛烈撞擊,從而形成山脈,且回陡峭。
美國西部偏南,不答只是山脈陡峭,更是地址運動活躍板塊,地震和海底活動頻繁。
東部反之,遠離了大陸板塊邊緣,大西洋沿岸平原和墨西哥沿岸平原都是大陸架升高與海平面的結果,沒有強烈的地質運動,大河復年沖擊,是典型的沖積扇平原。越而往東,地緣偏低,形成了更低的三角洲。
❾ 構造地形
(一)概述
構造地形是地質構造形態的外部表現,是地質構造形態與地形形態一致的地形。由於地質構造形態在其形成和發展過程中都在不同程度上受到剝蝕作用的破壞和堆積作用的改造,所以,除極個別的場合外(例如,新發生的斷層崖),絕大部分的地質構造形態,都受到不同程度的破壞和改造。所謂構造地形實際上是地質構造形態在一定程度上被破壞,但其基本特點仍被保留下來,並且在地形的形成中仍起主導作用的地形。在構造地形中,分為明顯地帶有地質構造形態的特點的正向構造,如背斜、穹窿、地壘等形成高凸的或相對高凸的正地形;以及負向構造,如向斜、構造盆地、地塹等形成負地形。地質構造形態未被破壞或輕微破壞的構造地形,叫做原生構造地形。原生構造地形的形態與地質構造的形態是一致的。地質構造形態在較大程度上受到剝蝕作用的破壞,但仍然控制著地形的基本特點的地形,叫做剝蝕構造地形。剝蝕構造地形包括埋藏在地下被剝露出來的地質構造形態所形成的地形(剝露構造地形)。確定較小規模的構造地形的具體標志是構造面(褶皺面、斷層面、噴出岩和侵入岩體表面)和構造形態在地形中所佔的比重。如果一種地形表面主要是由上述這些構造面所組成並且地質構造的基本輪廓仍然在地形形成中起主要作用時,便叫做構造地形。大規模的構造面很難保留完整,所以,大構造地形主要是根據地質構造形態的基本輪廓保留的程度加以確定的。
在地貌學中,常常把構造地形與構造運動地形等同起來。但如上述,構造地形所指的是一些已形成的較古老的地質構造形態在某種程度上被改造但構造變形面仍能分辨的地形。而構造運動地形所指的則是能夠反映新構造運動的地形。新構造運動可以形成明顯的新地質構造形態,如上升的高原,下降的湖泊和沼澤低地和平原等。所以,構造運動地形包括由新構造運動形成的新地質構造地形和受新構造運動控制的地形。由新構造運動形成的新地質構造地形,可以看出新地質構造形態和構造變形面;受新構造運動控制的地形,看不出明顯的新地質構造形態和構造變形面。
下面所討論的地形包括構造地形和構造運動地形。
(二)水平岩層構造地形
這是一類岩層產狀接近水平(小於5°),地形表面與岩層表面基本吻合的地形。這種地形通常是沉積的海底及湖底,由於構造上升運動浮出水面所形成的。由於冰體融解而露出的冰積表面也屬於這一類。浮出的海底、湖底和冰積面在大多數場合下都是一種平原地形,叫做構造平原。由水平的火山岩層所構成的平原,也屬這一類。構造平原的表面一般是平展的,但也可以具有微小的原始的和後期形成的起伏。
構造平原在構造運動上升的過程中不斷地經受到剝蝕作用的破壞,首先是河流的侵蝕作用的破壞。組成構造平原各個岩層抵抗剝蝕作用的能力,通常都是有差別的。這樣,在切割構造平原的河谷的斜坡上,便會產生了階梯狀地形。抗剝蝕能力強的岩層,組成階面和階坎的上部;抗剝蝕力較弱的岩層,組成階坎的下部。由於這種階狀地形受著地質構造的控制,因此,它被叫做構造階地。構造平原不斷上升會被分割成為一些山嶺和孤立的山嶽或丘陵。如果組成構造平原頂部的岩層較堅硬,則它們的頂部是平展的。由水平岩層所形成的孤立的平頂山叫做方山。方山進一步被剝蝕作用所破壞,其規模漸漸變小,從而使一些方山的頂部呈錐形,叫做小方山或尖山。
如果構造上升運動長期停滯,河谷不再下切,構造階地和方山地形繼續經受剝蝕作用,最後可以完全被破壞。這時,構造平原再度顯示出較為平展的由被挖掘出的較堅硬的水平岩層的構造表面。這種次成構造平原一般較原始構造平原復雜,通常是一種帶有起伏的剝蝕-構造平原或堆積-構造平原。因為在這種平原上,除次成構造面而外,還有小規模的剝蝕地形面或堆積地形面(圖9-1)。
圖9-1構造平原(高原)、構造階地、方山和尖山示意剖面圖
(三)單斜地形
單斜地形是一種主要由單斜構造形態所造成的地形。單斜地形分布很廣,單斜地形較之水平岩層地形更易於受到剝蝕作用的破壞。因此,在絕大多數場合下,單斜地形都是一些剝蝕構造地形。
單斜地形的原始構造地形是由傾斜岩層所構成的傾斜構造平原和單斜山,組成傾斜構造平原的岩層的傾角由5。至20°,組成單斜山的岩層傾角,大於20°(圖9-2)。
圖9-2傾斜構造平原和單斜山地形
由軟硬岩層的互層所構成的傾斜構造平原,被剝蝕作用破壞後形成的一種最普通的剝蝕構造地形是單面山。單面山是一種平行於單斜岩層走向的剝蝕構造山脊,具有一個沿縱節理面發展的陡坡和沿傾斜岩層面延展的緩坡。沿縱節理面發展的陡坎叫做斷崖坡。其上部由較硬岩層組成,下部有軟岩層構成;沿層面延展的斜坡與較硬岩層的層面重合,叫做傾斜坡。斷崖坡是岩層沿縱節理面破碎的結果。縱節理面垂直於層面,所以,斷崖坡的斜坡角大致與岩層傾斜角的餘角成正比。因為構成單面山的岩層傾斜角為20以下,所以,斷崖坡的坡度角可達70°,通常是比較陡峭的。傾斜坡基本上是岩層的層面,其坡度與岩層的傾角大致相同,一般在20。以下(圖9-3)。
傾斜構造平原和單面山時常出現在濱岸地帶。它們的近陸一邊通常分布著由較老的岩層所組成的前陸。在單面山的形成過程中,前陸亦受到破壞。如果組成前陸的岩層較松軟,通常形成一個低窪的地帶,叫做前陸峪或凹地。此外,如一個地區有許多軟硬岩層的互層,則形成許多條單面山嶺。介於單面山嶺之間的凹地常成為一些平行於岩層走向的河流的次成河谷或窪地。
然而,並非所有單面山都出現於濱岸地帶。在大陸內部,很多被破壞的岩層傾角較小的背斜和穹窿的翼部也分布著這種地形。
橫切單面山的河流時常將單面山切斷。同時,單面山之間谷地和窪地中的河流侵蝕作用和其它重力崩塌、地滑、洪流等剝蝕作用促使斷崖坡向著岩層傾斜方向移動,從而引起單面山的遷移。在這一過程中,單面山的某些部分被河流所割切,脫離了單面山的主體,孤立地位於斷崖坡之前,叫做遺證崗或外露崗。另一方面,在一些地區,埋沒於單面山之下的底部岩層構成的凸起,在單面山後退過程中被揭露出來,叫做內露崗。
單斜山是一種由單斜層所形成的平緩的高地或山嶺。單斜山被破壞後形成的剝蝕-構造地形叫做豬背崖。除岩層的傾角較大而外,構成豬背崖的岩層條件與單面山是類似的。豬背崖是一種比較尖銳的山脊,兩坡都較陡峭,其長度雖可較大,但其寬度通常卻較小。
(四)褶皺地形
褶皺地形包括由構造穹窿和盆地、背斜和向斜以及鹽丘構造所形成的地形。原始的褶皺地形可以是正地形,也可以是負地形。原始褶皺正地形是一些褶皺山嶽和丘陵;原始褶皺負地形是一些褶皺窪地或谷地。但除鹽丘而外,自然界中原始褶皺地形很少,大部分都是遭到不同程度破壞的剝蝕-褶皺地形。
圖9-3豬背崖、單面山和方山地形
如果在褶皺的翼部是由軟、硬岩層互相構成的,則經過剝蝕作用對褶皺構造進行了一定程度的破壞後,在其翼部按其傾斜角度的不同,可形成前面談到的單面山、豬背崖以及介於其間的窪地或谷地。在穹窿和背斜核部,由於受張力作用,節理和裂隙較發育,抗剝蝕能力較弱,容易受到剝蝕作用的破壞。特別是當這種穹窿或背斜的軸部分布著松軟的岩層時,尤其容易受到剝蝕作用的破壞。在這種場合下,褶皺地形繼續發展的結果,是因而在穹窿和背斜核部往往形成剝蝕的窪地或谷地;而盆地和向斜的軸部卻往往造成山嶽或丘陵。這種在正向地質構造表現為相對低的地形,而負向地質構造卻形成相對高地形的現象,叫做「地形的倒置」。(圖9-4)在有些場合下,如果構造穹窿和背斜核部是由較堅硬岩層組成,例如,由一種堅硬的石英岩或由厚層矽質灰岩構成,而且裂隙和節理不發育,在剝蝕作用將上部較松軟的岩層剝蝕後,露出的底部較堅硬岩層可形成的次成的構造正地形,即剝蝕背斜山或剝蝕穹窿山。(圖9-5)
圖9-4剝蝕-褶皺地形(主要是向斜脊和背斜谷地)
圖9-5剝蝕背斜山示意剖面圖
(五)斷層地形
1.斷層崖斷層崖是由斷層形成的陡峭的斜坡或懸崖。斷層崖常常構成高原或山嶽和丘陵的邊緣或階梯狀地形的陡坎。斷層崖是由於斷層引起地層垂直錯動,在斷層上升盤的邊緣形成的(圖9-6)。斷層崖的坡度與斷層的傾角有關。斷層崖的規模,取決於斷層運動的規模和強度。許多連續活動或間歇活動的新斷層運動所形成的斷層崖,例如,我國東部平原與鄰接山嶽地區之間由劇烈的間歇性活動的新斷層運動所形成的斷層崖,可以達到很大的高度。
在抗剝蝕能力強的岩石中新形成的高角度的斷層崖,可以保持著實際的斷層面,可見有斷層擦痕或斷層角礫岩。然而,這樣的斷層崖卻非常少。常見的斷層崖都在一定程度上被風化和剝蝕作用破壞和改造。在斷層崖形成後,各種風化作用和剝蝕作用使斷層崖上部的物質迅速蠕動、滑動、崩落和被搬運,使整個斷層崖的坡度變得平緩。在這種過程中,斷層崖的上部受到破壞;斷層崖的基部或下部,被由上部搬運下來的鬆散堆積物所復蓋。其結果是斷層崖的上部向後退卻,斷層崖的坡度變得平緩,斷層崖的高度也陸續減小,最後,在地貌上呈陡崖的特徵可以完全被破壞。但如果斷層崖的某些基本輪廓是由斷層運動形成的,仍然可以叫做斷層崖。
在陡峭的斷層崖上,順著斷層崖斜坡發生的河流或溪流,叫順向河。沿斷層崖麓順斷層方向發生斷的河流,叫斷層河。順向河沿斷層崖的傾斜方向向下流動,由於坡度大,水流急,可切割成為峽谷。峽谷可藉助順向河的向源侵蝕進入以斷層崖為邊緣的上升盤地塊——斷塊高原或山嶽和丘陵。在這種侵蝕作用下,統一的斷層崖被一些順向河的峽谷分割成為一系列的三角面或梯形面,三角面或梯形面以及它們的基底大致沿著斷層軌跡分布或平行於斷層的軌跡分布。
在斷層崖形成後,在構造運動長期穩定的場合下,河流侵蝕作用和其他風化作用及剝蝕作用進行下去,一條斷層崖的上部可以被改造成為一些彼此分離的剝蝕丘陵或山嶽,以至斷層崖的形態盪然無存;而其下部則可以被保存於沖積物和其他鬆散堆積物的掩埋之下。斷層崖地形於是消失。
當斷層運動再度活動,重新使斷層的一側地形相對升高,一側相對降低時,則在原剝蝕殘留形態的基礎上,重新形成崖的形態特徵,稱復活的斷層崖。
當斷層崖兩側由於構造上升運動相對於周圍地區升高時,復蓋斷層崖的沉積物被河流和其他剝蝕作用所破壞,被埋藏的斷層崖被剝露出來,形成剝露斷層崖。剝露斷層崖是一種受斷層構造控制的主要由侵蝕作用所形成的剝蝕(侵蝕)構造地形,叫做斷層線崖(圖9-7)。
斷層崖與斷層線崖,特別是與復活斷層崖,在形態上有許多類似之處,常常不易於區別。但這種區別卻是非常重要的。因為它們反映著不同的地質歷史和構造運動環境。復活的斷層崖發生於差異斷層運動間歇活動地區,斷層線崖發生於構造運動上升地區。
圖9-6斷層崖地形發生示意圖
上圖—平行岩層走向的斷層崖;中圖—橫交褶皺的斷層崖;下圖—海洋中脊區斷層崖
圖9-7斷層線崖地形
a—復向(再生)斷層線崖;b—逆向斷層線崖
如果一個地區的構造運動類型在時間過程中是變化的,便可以形成復合斷層崖。復合斷層崖的一部分可以是斷層崖或復活斷層崖,另一部分可以是斷層線崖。如果一條斷層崖的底部被河流切割露出,那麼,該斷層崖的上部與斷層運動同時產生的原生的斷層崖,其下部便是受斷層控制的由侵蝕作用挖掘出來的斷層線崖。相反,一條剝露斷層線崖也可以由於再生斷層運動而升高,使其下部變成真正的斷層崖。
斷層崖可以構成高原或山嶽的邊緣,其方向與高原的延長方向和山嶽的走向一致;也可以橫交或斜交高原延長方向或山脊的走向。橫交高原或山脊的斷層崖,可以由高角度的垂直錯動的斷層運動發生,也可以由水平錯動的斷層形成。如果一條斷層橫切一個山嶽,無論發生垂直錯動或水平錯動,都將引起該山嶽的所有山脊以及介於其間的谷地的錯動。斷層崖不僅見於大陸,也發生於海底。平行於大陸裂谷和海洋中脊的中央裂谷兩側的斷層崖,都達到很大的規模;橫交海洋中脊的轉換斷層也形成巨大的洋底斷層崖,長可達數百甚至上千公里,高1—2km。
2.地震斷層崖及有關地形在地震區域,由於地殼沿垂直裂隙錯動發生斷層崖——地震斷層崖。地震斷層崖的長度雖然可以很大,但高度一般卻較小。地震斷層崖可以是地震斷層運動產生的本義的斷層崖,也可以是由於在地震過程中,地殼物質的差異壓緊作用和蠕動所產生的次生裂隙錯動形成的次生斷層崖。在這些斷層崖的底部,常常發生封閉的小規模的盆地、陷坑或溝糟。與地震伴生的及地震發生之後的土爬、泥流、水噴和侵蝕作用,常常很快破壞這些原生的和次生的地震斷層崖。我國的海城、唐山和其他地震過程中,都有這樣的地震崖和有關地形出現。
3.斷塊地形斷塊地形包括由斷層運動形成的正地形和負地形。斷層運動引起垂直錯動,使相對升高的部分成為正地形——斷塊山嶽(或高原、丘陵);相對下降的部分成為斷塊窪地(或平原)。斷塊山和斷塊窪地可以由一個方向的斷層形成,也可以由幾個方向的斷層形成。斷塊山和斷塊窪地周圍界以斷層崖。較大規模不規則的多角形斷塊窪地,叫斷塊盆地;長條形的斷塊窪地,叫做斷層谷。斷塊窪地可以集水成為湖泊,也可以被堆積物復蓋成為斷塊堆積平原。斷塊山和斷塊窪地常常伴生,它們的組合地形叫做盆地-山脈斷塊地形或簡稱為盆地-山脈地形。
常見的斷塊地形是地壘和地塹地形。地壘地形是中央斷塊相對升高的正地形,它可以是高原、山嶽和丘陵;地塹是中央斷塊相對下降的負地形,它可以是盆地、谷地或窪地。地壘和地塹地形隨斷層運動的方向、組合及其規模而異。
裂谷是一種大規模的斷塊負地形,是中部斷塊下降形成的斷塊谷地。谷地兩側以斷層崖為界。現已證明,裂谷不是由於簡單的水平張力引起的斷塊下降運動形成的。裂谷是由於穹曲運動形成的大規模彎曲構造頂部的張性斷裂形成的斷陷造成的。所以,裂谷與穹曲高原伴生。
斷塊地形的分布非常廣泛,斷塊地形可以發生在近水平的岩層中,也可以發生在古老的褶皺地層中。發生於近水平岩層中的斷塊地形如我國的太行山區。那裡,古生代近乎水平的地層被北北東和近東西方向高角度的正斷層所割切。成為一些斷塊山(地壘山)和山間斷陷盆地(地塹盆地)。又如我國長白山系的一些地區由褶皺的前寒武系和古生界地層組成;另一些地區近水平的中生代地層和新生代玄武岩復蓋在褶皺的古生代地層之上。北東和北北東方向的高角度的正斷層與北西方向的高角度正斷層交切,形成一系列地壘和介於其間的地塹盆地。在一些地壘山和地塹盆地或谷地邊緣,分布著斷層崖。由於發生時代晚或由於岩石堅硬,尚未受到侵蝕作用及其他剝蝕作用的嚴重破壞。一些地塹盆地集水成為湖泊。郯廬斷裂帶的東北部分的分枝之一——伊通-伊蘭斷裂,形成一條寬數公里至數十公里的裂谷。裂谷的一些部分在晚新生代時期內,斷塊下降運動幅度達3000m以上。被巨厚新第三紀—第四紀堆積物充填,裂谷內的火山和穹曲,在裂谷內形成谷中分水嶺。世界上著名的萊茵裂谷、東非裂谷、貝加爾裂谷、約旦裂谷等都是一些大規模的斷塊負地形。萊茵裂谷切過古老的結晶岩系和較老的褶皺構造,新構造運動又在中生代和新生代地層中形成新地質構造。東非裂谷是一些斜列式的地塹系,分東、西兩個裂谷組。東非裂谷一般寬30—50km,大致相當於地殼厚度。邊緣的斷層崖基本上都是正斷層形成的。裂谷內的現代火山和橫交裂谷的穹曲,在裂谷內形成分水嶺,以致在西裂谷南部湖泊中的水流入剛果河,北部湖泊中的水流入尼羅河。東裂谷水系都是內陸水系,注入高鹽湖或鹽湖。東非裂谷被第三紀—第四紀沉積物充填,沉積物基底低於海面650m。東非裂谷發生於一個巨大的穹曲高原中。裂谷周圍是地壘山。地壘頂部的漸新世剝蝕面被穹曲,穹曲面向著裂谷兩側方向傾斜。東非裂谷的地塹下降運動和鄰接地區的地壘穹曲運動,現時仍在進行。在肯亞湖區周圍,穹曲上升速度現時為
(六)穹窿地形
產生穹窿狀地形的過程有鹽丘、泥丘、岩漿侵入作用等。這些過程使上復岩層和沉積物向上穹曲,形成穹窿地形。
1.鹽丘形成的穹窿地形鹽丘被認為是鹽類在靜壓作用下或在構造運動壓力下,向上流動形成的一種構造現象,它能引起上復岩層產生穹窿構造和產生穹窿地形。這樣的構造運動過程,叫做底辟構造運動。它與岩漿的侵入作用是類似的,但其發生的機制卻有所不同。鹽類包括岩鹽、石膏等,被埋藏於數百公尺乃至數千公尺之下,由於超負荷而變為流體,沿著上復岩層中的裂隙向上穿透,並使上復岩層或鬆散沉積物形成穹窿,並伴生有斷層和褶皺現象,形成在平面圖上呈圓形或橢圓形的穹窿狀的地形。鹽岩位於這種地形的核部。鹽丘的規模隨在底辟構造運動過程中,鹽類向上流動的量而不同,一般規模都較小,但有時直徑可達10km。在鹽丘的周圍,由於鹽類物質向鹽丘底部遷移而發生下降運動,在地表形成環形低地或凹陷。鹽丘形成後,以其頂部為中心,發生沿其翼部向外流動的放射狀水系。鹽丘的頂部,由於穹曲變形使岩層拉伸、變薄並產生裂隙,還因為其位置較高,所以,易於被河流和其他剝蝕作用破壞。被破壞的鹽丘頂部,形成凹陷,凹陷的周圍環以上復岩層形成的低小的單面山。在大規模的鹽丘頂部單面山的坡麓,形成環狀水系。
鹽丘多產於乾旱地區。在乾旱氣候條件下,鹽類是一種抗剝蝕能力較強的單礦物岩石。在上復的抗剝蝕能力較弱的岩層或第四紀堆積物被破壞後,鹽類露出地表,成為剝露鹽丘構造地形。在潮濕氣候條件下,鹽類很快被溶解,鹽丘地形也被破壞以至消失。由於鹽丘形成的過程較快速,所以,可以引起河流改道。大部分鹽丘產於鬆散的第四紀堆積物中。鹽丘的出現,說明深部存在著巨厚的鹽類堆積。
我國西北部和內蒙地區,分布著鹽丘地形;西南亞諸國,以及加拿大、前蘇聯等國,鹽丘分布尤多。由於構成鹽丘的鹽類本身的經濟價值以及它與石油的密切關系,所以,成為研究勘探的重要對象。
2.泥丘形成的穹窿狀地形泥丘是一種小的構造運動地形,見於大河流的三角洲內。在三角洲內,汊河的快速增長和沉積物的快速累積,使下伏的三角洲堆積物或淺海堆積物中的粘土層產生局部超負荷而成為可塑體。如上復的三角洲堆積厚度超過100m,使塑性粘土向上流動,便可發生底辟侵入作用,其上復的沉積物便可形成穹窿狀的泥丘。泥丘在三角洲中呈孤島狀分布。由於構成泥丘的三角洲堆積物抗剝蝕能力弱,所以,泥丘易於被破壞,它的存在是暫時的。
泥丘是三角洲中下伏有可塑粘土層的標志。泥丘的研究,一方面,可根據來自下部粘土的成因類型以及其中含有的生物群落,研究沉積環境的變化以及三角洲的形成歷史;另一方面,對於三角洲中水文地質和工程地質的研究,也具有重大的意義。
3.侵入岩體形成的穹窿狀地形淺成的岩席侵入體引起的膨脹可以使上復地層變形,成為穹曲構造,在地形上表現為穹形丘陵。厚度較大的岩盤(透鏡狀侵入體)可以使上復岩層形成更為明顯的穹曲構造和地表穹曲地形。岩盤是一種未噴發的火山,常與火山伴生。淺成的岩盤與火山是過渡的。規模較大的岩鍾、岩株和岩基的侵入,使上復岩層造成更為顯著的構造穹曲、穹窿和伴生的褶皺構造。岩株和岩基侵入體通常深度較大,上復岩層的厚度較大,與上復岩層形成的穹狀地形的規模和強度也較大。在這種穹曲頂部向外圍的岩層受重力滑動,可發生褶皺和斷層。在這些種穹曲的形成過程中,地表也可呈現相應的地形。在這些地形中,有相對升高的正地形,也有相對下降的負地形。在這種地區,作為一個整體,伴隨著侵入岩體的形成和上復岩層升高的同時,在侵入岩體周圍地區,由於在深部岩漿形成過程中,物質向形成侵入體的岩源部位遷移,在其周圍的上復岩層可作補償性的下降運動,因而可在侵入體的周圍形成環形坳陷構造,在地形上表現為環形窪地。
所有上述上復岩層構成的地形,雖然與侵入岩體的形成有關,但卻不是侵入岩體構造地形本身,它們是一些與侵入岩體有關的地形。只有侵入岩體露出地表時,才能形成侵入岩體地形。
埋藏在復蓋層之下的侵入岩體,由於構造運動上升而被抬高並受到剝蝕,使復蓋層被破壞,從而使侵入岩體露出地表。如果復蓋層的抗剝蝕能力較低於侵入岩體,則侵入岩體露出地表並能基本上保持其原始的侵入岩體構造形態。這樣的地形叫做剝蝕(剝露)-侵入岩體構造地形(圖9-8)。按照侵入岩體構造形態,將它們分為岩基、岩株、岩盤、岩鍾、岩脈、岩席等剝蝕構造地形。它們常常是一些不同規模的山嶺、山脊、穹窿和高地。如果復蓋它們的是沉積岩,在它們的周圍常常形成環形的單面山、單斜斷崖等地形。
我國燕山期花崗岩的各種規模的侵入岩體,常常形成這類剝露-構造地形。
(七)準平原和夷平面
準平原是一種由各種剝蝕作用形成的廣大的具有微小起伏的平原。在準平原的一些較為低窪的部分,可以有不厚的鬆散堆積物復蓋;準平原的一些部分,由於地質構造和岩石條件而具有較強的抗剝蝕能力,可以相對地凸起;在準平原上可形成一些明顯突起於周圍的殘丘。準平原是一種發展緩慢的地形,在準平原上,剝蝕作用和堆積作用,都比較微弱,並且接近平衡。
準平原是地區性的各種剝蝕作用使地形(其中包括山嶽、丘陵、平原、河谷地形等等)夷平的結果。準平原切過各種不同的地質構造。地區性的夷平條件是:(1)漫長的時間;(2)在準平原的外圍,需要存在剝蝕作用所產生的碎屑物質的堆積窪地;(3)構造運動長期相對穩定;(4)準平原形成時的高度,接近接受堆積物窪地的高度,因為,只有在這樣的高度條件下,準平原的剝蝕作用和堆積作用才能變得很微弱,使準平原地形得以存在。
在準平原形成之後如發生構造上升運動,可以將準平原抬高成為高原。由於高度增大,剝蝕作用首先是河流侵蝕作用再度活躍,將準平原切割並使其進一步破壞,以至使準平原不再是一個連續的平面,而變成一些孤立的平頂山或丘陵。如剝蝕作用進行下去,平頂山頂部保留的一部分準平原面,也可以完全被破壞。這時,準平原只能用大致相同高度山頂的山頂面作為代表。在地貌學中,把這種上升的準平原叫做夷平面。
如果在一個地區內,構造運動不止一次地間歇性上升,便可以形成幾個高度不同的夷平面,呈階梯狀分布在山嶽和高原頂部和斜坡之上。地貌學中把這種地形叫做多層地形。但多層地形不單指多層夷平面地形。多層地形包括各種地形構成的階梯狀地形。多層地形中的每一個階梯地形,都由一個平面和一個陡坎組成。平面是在構造運動穩定時期形成的,一般,這個時期相對地漫長;陡坎是在構造運動上升過程中形成的,這個時期較短。
準平原在形成之後,也可以由於發生構造運動下降而被堆積物埋藏,形成沉沒準平原或埋藏準平原。準平原也可以由於各種不同類型的構造運動而發生穹曲、坳陷、斷層等連續的和不連續的變形。
準平原和夷平面雖然是一種剝蝕面,但卻是在一定構造運動條件下形成並受構造運動控制的地形,所以,是一種剝蝕-構造地形。準平原和夷平面的研究,對於恢復山嶽和高原的形成以及新構造運動的歷史是非常重要的。此外,在長期剝蝕和風化作用所形成的準平原面上,常常賦有殘積的和其他類型的堆積礦產,所以,準平原的研究,特別是埋藏準平原的研究,具有很重要的實際意義。
❿ 坡道的陡與緩常用什麼來表示
坡道的陡與緩,常用坡度來表示。
坡度,是指坡道線路中心線與水平夾角的正切值,即一段坡道兩端點的高差與水平距離之比。坡道坡度的大小,通常是用千分率來表示。