地质构造图中通常能够表现哪些构造特征
Ⅰ 什么是地质构造 有哪几种类型 各有什么特征
地质构造
是指在地球的内、外应力作用下，岩层或岩体发生变形或位移而遗留下来的形态。
地质构造有褶皱、节理、断层三种基本类型。
褶皱的特征：分为背斜和
向斜
。
1．背斜：岩层向上弯曲、中心部位岩层较老,两侧岩层依次变新。
2．向斜：岩层向下弯曲、中心部位岩层较新,两侧岩层依次变老。
节理的特征：自地表向下随深度加大,节理的密度逐渐降低。
断层的特征：具有显著位移的断裂.断层在地壳中广泛发育，但其分布不均匀。
第一、
地质作用
与地质构造的区别。地质作用是过程，地质构造是结果。正是由于地质作用才产生的各种不同形态的地质构造。地质作用分为
内动力地质作用
和
外动力地质作用
。
内应力
地质作用的表现：褶皱、断层。外应力地质作用表现为：风化、侵蚀、搬运、堆积、
固结成岩
，地貌表现形式如：沙漠中风蘑菇蚀、
黄土高原
千沟万壑、
冲积平原
。
第二、地质构造对工程的影响。
褶皱构造
核部
岩石破碎
、裂隙发育，强度低，渗透性较大。
闸坝
、电站、隧洞等选址时应尽量避开这种地段。选址还应考虑库区的断裂情况，较
大断层
如伸到库外，可能会产生库区渗漏现象。
第三、地质构造可依其生成时间分为
原生构造
与
次生构造
，次生构造是
构造地质学
研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。
第四、地质构造造成了不同的
地形地貌
。丰富多彩的地质构造，才让我们的山川河流各有各的风采。每个地方的地质构造都是不同的，同时三种基本类型又都具有，但是其中又是某种类型的构造占主要的，从而使得每个地方的地形是主要某种类型的。
Ⅱ 高中地理各种地质构造的特征是什么
地质构造有褶皱、节理、断层三种基本类型。
其中褶皱包括了背斜和向斜，背斜岩内层向容上拱起，从岩层新老关系看，背斜中间岩层老，两边岩层新。向斜岩层向下弯曲，中间岩层新，两边岩层老。
断层基本上包括正断层，逆断层，平移断层。
Ⅲ 各类地质构造在煤层底板等高线图上有什么特征
褶皱和断层在煤层底板等高线图上的表现：
（1）倾角不变时，等专高线平行等距；倾角变属化，等高线间距变化；煤层走向变化，等高线为一组曲线
（2）向斜构造：呈一组曲线或封闭曲线，向斜轴两侧等高线对应出现，近轴标高低。等高线封闭时为煤盆构造，不封闭时为倾伏向斜。
（3）背斜构造：性质同向斜，只是等高线近轴部位高短轴背斜：曲线长圆形封闭穹隆构造：曲线最近圆形
（4）断层：煤层遇断层，等高线中断，正断层上下盘煤交线间无等高线，表示煤层缺失，逆断层等高线重造（当断层倾角大于煤层倾角时）。
（5）褶皱构造遇断层向斜遇正断层：上、下盘断煤交线同名等高线平距上盘大;向斜遇逆断层：上、下盘断煤交线同名等高线平距下盘大背斜情况相反。
（6）断层遇断层时：如果煤层底板等高线遇断煤交线中断缺失、缺失部分为无煤区，则该断层为正断层或正断层式移位。如果煤层底板等高线遇断煤交线发生重迭，重迭部分为上下煤层重复区，则为逆断层或逆断层式移位。
Ⅳ 地质构造类型有哪几种
地质构造因此可依其生成时间分为原生构造与次生构造。
次生构造是构造地质学研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱。
地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其相互结合方式和面貌特征的总称。地质构造的规模，大的上千公里，需要通过地质和地球物理资料的综合分析和遥感资料的解译才能识别，如岩石圈板块构造。
小的以毫米甚至微米计，需要借助于光学显微镜或电子显微镜才能观察到，如矿物晶粒变形、晶格的位错等。贵州位于华南板块内，处于东亚中生代造山与阿尔卑斯-特提斯新生代造山带之间，横跨扬子陆块和南华活动带两个大地构造单元。
(4)地质构造图中通常能够表现哪些构造特征扩展阅读
多次造山作用的地应力场在变化多端的地应力条件下，形成了挤压型、直扭型和旋扭型三类构造型式，交织成一幅复杂多变的应变图象。
其特点是：
（1）贵州的地质构造属板内构造，构造的主体为薄皮构造。
（2）变形不十分强烈，在贵州发育最完整、最广泛的构造样式是侏罗山式褶皱带。都匀运动：原地矿部第八普查大队（1980）命名，系指发生在贵州中部及南部，奥陶纪末到志留纪初之间的一次地壳运动。
该运动的表现是：在毕节-遵义-湄潭-铜仁连线与贵阳-施秉联线之间的贵州中部地区，普遍缺失上奥陶统中上部，下志留统中上部与下伏奥陶系不同层位呈假整合，在不少地区如贵阳乌当附近可见到志留系底部的砾岩层或含砾粘土岩嵌覆于呈数米起伏的间断面上。
Ⅳ 地质构造图的简介
地质构造图
tectonic map
简称构造图。通常以地质图为基础编制，突出反映各种构造类型的性回质、空间展布形态及其答形成顺序以及同构造类型之间的交切关系。大地构造图是反映大区域范围的构造特征与地质发展历史的地质图件。比例尺一般小于1∶50万。具有鲜明的观点性依据不同的构造学说编制的图件，从内容以至表达方式均有显著差别。表示某一地质历史时期地质构造特征的图件称为古构造图。通常把构造等高线图也作为地质构造图的一种。
由于比例尺、内容、目的性以及理论依据的不同，构造图表示的内容和表现的方式方法有很大差异。
Ⅵ 地质构造有哪些具体表现
主要表现为断裂，褶皱。
断裂(fracture)
顾名思义，断裂是指岩层被断错或发生裂开。据其发育的程度和两侧的岩层相对位错的情况把断裂分为三类。一类叫劈理，是微细的断裂变动，还没有明显破坏岩石的连续性。最常见的劈理是在褶曲的核部发育的轴面劈理，常呈扇形（以褶皱轴面为对称轴）。第二类称节理，是岩层发生了裂开但两盘岩石没有发生明显的相对位移的断裂变动。按其形成的力学性质，节理可分为张节理和剪切节理。节理常成组出现，如“X”-形的共轭节理。如果断裂两盘的岩石已发生了明显的相对位移，则称断层，是最重要的一类断裂。
按两盘相对运动的方向，断层可分为基本的三类；正断层、逆断层和平推断层。上盘相对下降、下盘相对上升的断层称正断层，断层面倾角一般较陡。上盘相对上升、下盘相对下降的断层是逆断层，断层面倾角变化较大，从陡倾到近水平。一系列低角度逆断层组合起来，被冲断的岩片就象屋顶上的瓦片那样一个叠一个，可形象地称为叠瓦状构造。如果断层两侧的岩石不是沿断层面上下移动而是沿水平方向移动，则称平推断层。如果把这三类断层与形成的构造应力联系起来，通俗地说，正断层由拉张应力引起，逆断层是挤压应力的结果（故常造成地壳的缩短），平推断层则与剪切应力有关，其断层面常近直立。
以上讨论的主要是脆性断裂情况，其断裂面是看得见摸得着的。还有两类断裂的断裂面则是看得见却不一定摸得着的。塑性断裂是岩石塑性变形的产物，象流劈理，是因片状或板状矿物的平行排列而使岩石能够分裂成许多平行薄片的构造。粘滞性断裂是岩石在高温、高压下发生粘滞性流动的结果，原岩的结构已完全破坏，原来组成岩石的矿物发生转动并伴有重结晶和再排列作用，形成片理、片麻理和新生面理等。因此，说断裂是不连续变形同样只具相对。
又称诱导断裂(inced cleavage)或异裂。质谱学中，因正电荷中心对电子对吸引，使一对电子对转移引发的断裂。
岩石中面状构造(如层理、劈理或片理等)形成的弯曲。单个的弯曲也称褶曲。褶皱的面向上弯曲，两侧相背倾斜，称为背形；褶皱面向下弯曲，两侧相向倾斜，称为向形。如组成褶皱的各岩层间的时代顺序清楚，则较老岩层位于核心的褶皱称为背斜；较新岩层位于核心的褶皱称为向斜。正常情况下，背斜呈背形，向斜呈向形，是褶皱的两种基本形式 。单个褶皱大者可延伸数十公里，小者可见于手标本或在显微镜下才能见到。
褶皱(zhězhòu)要素
褶皱的基本组成部分，用以描述褶皱的形态和产状。包括：①核，褶皱的中心部位；②翼，泛指核部两侧比较平直的部分；③轴迹，褶皱面从一翼过渡到另一翼时出露的轴部；④枢纽，同一褶皱面上最大弯曲点的连线；⑤轴面，各相邻褶皱面的枢纽联成的面，可以是平面，也可以是不规则的曲面，轴面与地面或其他面的交线称为该面上的轴迹；⑥轴，理想的圆柱状褶皱可以由一条平行其自身移动而描绘出该褶皱面弯曲形态的直线，这一直线又称为褶轴。褶轴只是具有表明几何方位意义的线段，圆柱状褶皱的枢纽方向代表了褶轴的方向。非圆柱状褶皱可有枢纽线而没有统一的褶轴，只有把它分解成许多近似圆柱状褶皱的区段，才可分别确定其褶轴；脊线和槽线，在横剖面上褶皱面的最高点称为脊，同一褶皱面上脊的连线称为脊线；反之，褶皱面在剖面上的最低点称槽，同一褶皱面上槽的连线称为槽线。
分类
一般依据褶皱的位态或其在空间的产状和褶皱的形态进行几何分类。
位态分类或产状分类
根据单个褶皱的枢纽及轴面的产状分为：①直立水平褶皱，轴面近于直立(倾角80°～90°)，枢纽近于水平(0°～10°)；②直立倾伏褶皱，轴面近于直立，枢纽倾伏角10°～70°；③倾竖褶皱，轴面和枢纽均近于直立；④斜歪水平褶皱，轴面倾斜(倾角20°～80°)，枢纽近水平；⑤斜歪倾伏褶皱，轴面倾斜，枢纽倾伏；⑥平卧褶皱，轴面和枢纽均近于水平；⑦斜卧褶皱，轴面和枢纽的倾向和倾角基本一致，轴面倾角20°～80°。
形态分类 以在与褶皱轴相垂直的正交剖面上的形态进行划分。根据组成褶皱的岩层厚度变化或各层的曲率变化，利用层的等斜线型式来表示。等斜线即同一翼的相邻褶皱面上其切线倾角相等的切点的联线。据此可分为3个类型：1型，等斜线在背形中成正扇形向内弧收敛，即内弧的曲率比外弧的大。根据其收敛的程度和层的厚度变化可进一步分为3个亚类：IA型褶皱的等斜线强烈收敛，褶皱层的厚度在转折端比翼部的薄，也称顶薄褶皱；IH型是理想的平行褶皱，等斜线垂直层面，上下层面互相平行，褶皱层厚度在各处相等，也称等厚褶皱；IC型褶皱的等斜线略微收敛，层的厚度在转折端比翼部的略厚。2型，等斜线互相平行，层的厚度在转折端明显大於翼部，但在平行轴面方向上测量的视厚度则各处相等。这类褶皱各层的曲率相同，各层形态相似，故称相似褶皱。3型，等斜线在背形中呈反扇形向外弧收敛，层的厚度在转折端明显大於翼部，也称顶厚褶皱。
另外，根据组成褶皱的各褶皱面之间的几何关系可分为：①协调褶皱，各褶皱面的弯曲形态一致或作有规律的变化，如平行褶皱和相似褶皱；②不协调褶皱，各褶皱面的弯曲形态彼此有明显的不同，层的厚度变化很不规则。
组合形式
在同一次构造变形中形成的有成因联系的一系列背斜和向斜组成有规律的几何型式。褶皱的组合型式是区域构造应力场、变形时的温压条件和组成褶皱岩层性质的综合反映。代表性的组合型式有3种：阿尔卑斯式褶皱，又称全形褶皱。由一系列线状褶皱组成褶皱带，所有褶皱的走向与褶皱带走向基本一致，背斜向斜连续波状的同等发育，不同级别的褶皱组合成巨大的复背斜和复向斜。侏罗山式褶皱，又称过渡型褶皱。由一系列近於平行而间隔的褶皱组成，背斜和向斜的发育程度不同。典型的侏罗山式褶皱是背斜紧闭而明显，但两个背斜之间的向斜平缓开阔而不显，褶皱层厚基本不变，为等厚褶皱，这种背斜紧闭而向斜开阔的褶皱也称隔挡式褶皱，如中国四川的华莹山褶皱。反之，向斜紧闭而明显但两个向斜之间的背斜平缓开阔并常呈箱状的褶皱，称为隔槽式褶皱。日耳曼式褶皱，又称断续褶皱。发育於构造变形十分微弱的地台盖层中，以圆形的穹隆或长圆形的短轴背斜为主，翼部倾角极缓。它们可以孤立地产出於近水平的岩层中，也可以成群地出现并有规律的定向排列，如雁列式短背斜。
形成机制
褶皱的形成机制与其受力方式、变形环境及岩层的变形行为密切相关。不同的形成机制在不同的条件下起作用，常见的有：
纵弯褶皱作用
岩层受到顺层挤压作用而形成褶皱。一般认为岩层在褶皱前处於初始的水平状态，所以纵弯褶皱作用是地壳受水平挤压的结果。岩层间的力学性质差异在褶皱形成中起著主导作用。如岩系中各层力学性质很不一致，则在顺层挤压下，强硬层就会失稳而发生正弦曲线状弯曲，形成等厚褶皱；相对软的层作为介质，在均匀压扁的同时被动地调整和适应由强硬层引起的弯曲形态。进一步挤压下，强硬层的褶皱变得越紧闭，可使翼部被压扁而成IC型褶皱。如岩系中各层力学性质差异较小且平均韧性较大，则强和弱的岩层在褶皱的同时共同受到总体的压扁，可形成 IC型到3型的褶皱。纵弯褶皱的轴面垂直挤压方向，褶轴与中间应变轴一致。
横弯褶皱作用
岩层受到与层面近於垂直的力而发生弯曲的作用。由於沉积岩层初始状态是水平的，因此，横弯褶皱作用的外力是垂向的。它可以是由於基底的断块升降引起盖层的弯曲，也可以由於盐层或其他高塑性层的重力上浮的底辟作用(见底辟构造)引起上覆地层的弯曲，也可由岩浆上涌所引起。其特点是受褶皱的岩层整体处於拉伸状态，常成IA型顶薄褶皱，或在顶部形成地堑。当基底的差异性升降与表层的沉积作用同时进行时，则为同沉积褶皱，背斜表现为水下隆起，向斜表现为水下凹陷，从而可引起沉积层的岩相和厚度的变化。
剪切褶皱作用
又称滑褶皱作用，是岩层沿著一系列与层面交切的密集面发生不均匀的剪切而形成褶皱。它一般发生於韧性较大的岩系(如含盐层)或较深层次的层状岩系的韧性剪切带中。这时，各岩性层间的韧性差极小而趋於均一化，而整套岩系的平均韧性较大。在变形中，岩性差异和层面只作为标志而不再具有力学意义上的不均一性，由於受差异性剪切而被动地弯曲。其轴面平行於剪切面，因此沿轴面测量的层的视厚度相等，是典型的相似褶皱。
流褶皱
岩石在较高的温度和压力下可以成为具高韧性和低黏度的固态物质，呈类似於黏性流体的黏滞性流动而变形，形成形态非常复杂的褶皱。深变质岩和混合岩化岩石中常可见小型的流褶皱。在比较简单的层流条件下形成的流褶皱，实际上仍是一种剪切褶皱，仍有规律可循。在紊流条件下形成的复杂褶皱，已很难再造其运动学图像，对分析其所受的应力场已无实际意义，但说明了其生成时的条件。
由地表非构造运动的力的作用也可形成褶皱。这类褶皱仅限於地壳表层，属表生构造。如山坡上重力造成的蠕动构造，可使岩层发生膝状弯曲，甚至翻转成平卧式卷曲。地面及水下滑坡，沉积岩成岩过程中的差异压实作用等，都能使沉积岩层产生不同形态的褶皱。这类褶皱一般规模不大，往往局限於某一层或少数岩层中。
Ⅶ 区域地质构造基本特征
综上所述，各种地质记录表明，北祁连山加里东褶皱带实际上是在大陆裂谷体制（〓）的基础上发展演化而成的古板块构造体系（O—S）的体现（图1-8）。其间经历了自陆裂拉张形成洋盆，而后经洋盆扩张、俯冲—消减，直至海盆闭合碰撞造山的全过程。
1.大陆裂谷体制海相火山活动
以中寒武统下部钙碱质酸性火山岩和上部基性火山岩的双峰式海相火山－沉积岩系为特征。据火山岩岩浆学研究（夏林圻等，1991、1996），北祁连山东段白银地区及研究区面碱沟—清水沟—尕大坂地区所测剖面均为“双峰式”特征。其Sr同位素具有壳幔混合的特点，基性火山岩微量元素具有大陆裂谷玄武岩之“穗齿状”特征（见图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双峰式或双端员特征。代表源岩浆具有幔源与陆壳部分熔融的二元混合成因，为大陆裂谷环境。
2.古板块构造体制海相火山活动
北祁连山的古板块构造体制是在大陆裂谷体制的基础上发展演化而成的。从目前保存的北祁连山“三分构造格局”（邬介人等，1997、1998），即中间复背斜（
1）奥陶纪洋脊（洋岛）型火山活动
图1-8祁连山板块构造体制大洋盆地构造演化模式（据冯益民等，1996)
A—西段；B东段；SS—陆棚浅海；FS裂陷槽；OCEAN—大洋盆地；IA—岛弧；IAB—弧间盆地；BAB—弧后盆地；RF—裂谷；R•OCEAN—残留洋盆；R•SEA残留海盆；C•M•SEA陆表海；MC—岩浆房；SC—俯冲杂岩（含高压变质岩岩块及岩片）；M—地幔
作为存在加里东古洋壳的洋脊（洋岛）型火山岩带主要分布于托勒山北坡的玉石沟—川刺沟一带，以残存的蛇绿岩洋壳为特征。该蛇绿岩的组成自下而上为超基性岩、辉长－辉绿岩、枕状熔岩、硅质岩和凝灰岩。并在其蛇绿岩序列底部变质橄榄岩层中发现有交代型金云母（夏林圻、夏祖春等，1995），表明此古洋壳火山岩组合源于交代型富集地幔。
2）沟－弧－盆的火山活动
在北祁连山沟－弧－盆体系中，出露完整、分布连续性好的单元属岛弧和弧后盆地及代表
图1-9郭米寺—下沟细碧岩类微量元素MORB标准化分配型式（据夏林圻等，1995)
1—郭米寺—下沟细碧岩类；2—Rio Grande大陆裂谷碱性玄武岩
图 1-10白银厂细碧岩类微量元素MORB标准化分配型式（据夏林圻等，1995)
1—白银厂细碧岩类；2—Rio Grande大陆裂谷碱性玄武岩
这两种环境的相应沉积物，而代表古海沟环境的地质体则是由大洋板块俯冲、刨铲，不断在弧前增生而形成的以蓝闪片岩带，基性—超基性岩块、火山岩岩片、混杂堆积岩、放射虫硅质岩残片、滑塌堆积、浊流沉积和复理石等组成的俯冲杂岩为特征（许志琴等，1994）。目前已发现的有两条：一条规模较大，西起昌马，向东经石油河—边麻沟—清水沟—百经寺，直至景阳岭（吴汉泉，1982、1991）；第二条仅出露于白泉门以西九个泉一带，规模较小。据蓝片岩中蓝闪石和多硅白云母的同位素年龄388～459Ma（吴汉泉，1987；肖序常等，1988），以及岛弧和弧后盆地型火山岩的Sm-Nd及Rb-Sr等时线年龄486～445Ma（夏林圻、夏祖春等，1996）来看，该俯冲杂岩带的俯冲作用几乎贯穿了整个奥陶纪。
岛弧火山岩发育于古海沟俯冲带的北东侧，沿走廊南山分布，以早中奥陶世的岛弧火山杂岩为主，部分地区与原大陆裂谷系双峰式海相火山岩或含矿岩系相伴出露（白银地区、清水沟—尕大坂一带等），表明从寒武纪到奥陶纪，海相火山岩是由裂谷类型到岛弧类型演化而成的。其中研究程度较高，被视为成熟岛弧的岩石学标志为甘肃永登石灰沟的岛弧火山岩岩石组合（夏林圻等，1991、1996），即下部拉斑玄武岩、中部钙碱性岩、上部碱性岩的岩石组合。反映其岛弧火山作用，由早至晚，随着距离海沟俯冲消减带由近而远，呈现非常特征的递进式演变。
弧后盆地火山岩带发育于岛弧火山岩带的北东侧，沿走廊南山北坡分布。不仅可以见到来自岛弧的直接沉积形成的火山物质，还包括极特征的，未经固结成岩而再搬运沉积的火山碎屑复理石建造和少量火山熔岩，在少数地段还发现其中尚有源自弧后强力拉张导致洋壳型蛇绿岩在板后侵位而形成的类扩张脊型火山岩（张瑞林等，1997），此类火山岩岩石地球化学研究，证明这种火山岩具有十分清晰的岛弧和洋脊火山岩双重岩石地球化学特点，如TiO2含量一部分大于1%，一部分小于1%，微量元素地球化学特征一部分类似于地幔柱型洋脊玄武岩，另一部分类似于岛弧拉斑玄武岩。并具有明显的过渡性特点，这些地球化学的复杂多重性，表明其源区物质组成应当具有多种组分混合的特点。具有来自深部幔源和来自浅部消减带壳源的不同物质来源不均匀混熔的特色。
到晚奥陶世，大洋扩张脊已不再活动，岛弧扩张及弧后扩张不再出现，火山作用的规模和强度急剧收敛，然而大洋板块通过海沟的俯冲消减仍在进行。其结果导致整个北祁连大洋由扩张状态转入收缩状态。取代火山作用的是由砂岩、千枚岩、板岩夹灰岩和少量火山碎屑岩组成的陆源碎屑岩沉积。仅在门源红沟一带发育具双峰式特征的细碧角斑岩系火山岩类，据前人研究结果（冯益民等，1996；夏林圻等，1996、1998）属弧－陆碰撞作用产生的被动陆缘裂谷建造类型。这种被动型裂谷火山作用比较短暂，到志留纪已经夭折。志留纪火山活动十分微弱，主要表现为残留海盆碎屑岩建造。
Ⅷ 地质内容及特征在地质图上的表现
1.水平岩层在地质图上的表现
①岩层界线与等高线平行或重合(图13-45中白垩系)。②同一岩层在不同地点的出露标高相同。如果未经河流切割，在地面上只能看见新地层的顶面；若经过河流下切形成沟谷，则表现为新地层位于高处，老地层位于低处。③岩层的厚度等于顶面和底面的高差。
2.倾斜岩层在地质图上的表现
①如果地形较平坦，地层界线大致平行延伸。②如果地形有较大起伏时(如有山有谷)，地层界线与等高线斜交，在沟谷和山脊处常常形成V字形弯曲。不同倾向、倾角的地层在不同坡度的地形上，有规律地表现为不同的V字形弯曲，称为V字形法则(图13-45)。
其他构造线如断层线等，其露头形状也适用于V字形法则。该法则常用于指导填绘大比例尺地质图。小比例尺地质图上，因地形、地层走向线弯曲反映不明显，故较少运用V字形法则。地质图上一般会标注产状，所以不作详述，构造地质学中将详细介绍。
3.褶皱在地质图上的表现
背斜和向斜 图上地层对称重复出现，从核部到两翼，地层越来越新为背斜；反之则为向斜(图13-46)。
图13-46 金牛镇地质图
(据徐开礼等，1984)
褶皱类型 根据图上标注的地层产状分析：两翼倾角大致相等，倾向相反，为直立褶皱；两翼倾角不等，倾向相反，为倾斜褶皱；两翼倾角不等，但倾向相同，为倒转褶皱(图上会用倒转产状符号表示倒转翼)。组成褶皱的地层界线大致平行，延伸很远，为线形褶皱；如果地层界线为长圆形或近似浑圆形，则为短背斜、短向斜、穹隆或构造盆地。
枢纽产状 两翼地层界线大致平行延伸，表示枢纽是水平的；如果核部忽宽忽窄，表示枢纽呈波状起伏；如果地层界线表现为马蹄形圈闭，表示枢纽是倾伏的，为倾伏褶皱。若是背斜向斜相连，地层界线则呈“之”字形弯曲。沿任一褶皱轴岩层越来越新的方向为枢纽的倾伏方向。
4.断层在地质图上的表现
地质图中一般对断层的性质、类型、产状等，都会用特定的符号、颜色(多为红色)标示出来，只要熟记有关图例，就可以在地质图中判读断层的特征。如纵断层(或走向断层)表现为地层沿倾向重复或缺失；横断层(或倾向断层)表现为地层沿走向发生中断或错开等(图13-46)。
5.地层接触关系在地质图上的表现
整合接触 地层界线大致平行，一般没有缺层现象(有时有地层变厚、变薄及自然尖灭现象)。
平行不整合接触 地层界线大致平行，有地层缺失现象。
角度不整合接触 地质图中会用特殊的界线(实线加点线)表示不整合线，靠点线一侧为较新地层，其地层界线与不整合线平行；实线一侧为较老地层，其地层界线与不整合线相交，新老地层之间有显著的缺层现象(图13-45、图13-46中白垩系)。
6.岩浆岩体在地质图上的表现
岩基或岩株 岩体界线常穿过不同的围岩界线，若规模较大，形体不甚规则，为岩基；若规模较小，形体较规则，为岩株。
岩脉、岩墙 岩体界线呈长条状，穿过不同的岩层界线。
地质图上对不同性质的岩体，一般用不同颜色与代号表示。通常酸性岩体用红色；中酸性岩体用粉红色；基性岩体用绿色。
Ⅸ 地质构造特征
一、地层特征
Drachev et al.（1998）根据莫斯科区域地质动力学实验室1989年采集的多道地震资料，在拉普捷夫海域125° E以东地区识别出6个地震层序反射界面，从下至上分别为：界面A、界面1、界面2、界面3、界面4和界面B，并划分为5个地层层序：SU-1、SU-2、SU-3、SU-4和SU-5（图7-4，图7-5～图7-7）。但在海域125°E以西的Ust’ Lena裂谷地区（Drachev称之为南拉普捷夫裂谷盆地）由于盆地沉降大，地层划分不能与东部对比，可识别出3个地震层序，分别为LU、MU和UU（图7-8）。
1.125° E以东地层划分
（1）反射界面特征
反射界面A：为穿时不整合面，对应于声波基底顶界面，在全区反射清晰，而在Ust’ Lena裂谷因盆地沉降大而无法识别。界面之下的声波基底无特定的地震反射特征，这可能与裂谷一期开始前晚中生代的褶皱作用和晚白垩世的强烈剥蚀、准平原化影响有关（Drachev et al.，1998）。该界面之上覆盖的地震地层年代在裂谷区年代老，而在地垒区上覆地层年代新。
反射界面1：因地震记录深部反射品质较弱，该界面只在Ust’ Lena裂谷区有零星反射。在裂谷东部表现为明显的削蚀不整合（图7-9），与欧亚海盆及海底初始扩张时间一致，可与陆上古新世-始新世之间的区域不整合对比。
反射界面2：该界面主要发育于Ust’ Lena裂谷内，可向东延伸至较高地块之上（图7-9）。
反射界面3：该界面在主要裂谷内外均有广泛分布，在较高的地垒之上缺失。在地震剖面上表现为强反射特征，可与陆上始新世-渐新世大型不整合对比。
反射界面4：该界面为明显的不整合面，是拉普捷夫海域重要的、延伸范围大的反射界面。
反射界面B：为一削蚀不整合，与中新世-上新世交接期海平面下降有关。
（2）地层特征
SU-1：该层序地震反射特征可见-中等，厚度随正断层的断距变化较大。主要为白垩纪末期（？）-古新世的泥质沉积，代表裂谷一期的沉积。
SU-2：该层序对应于下-中始新统，地震反射特征中等-强。代表欧亚海盆打开至最大时的裂谷二期沉积。
SU-3：该层序相当于中-上始新统，地震反射特征表现为强振幅。由砂泥互层和含煤地层构成，受正断层控制，地层厚度变化大。代表裂谷二期的末期沉积。
SU-4：该层序相当于渐新统-中中新统，主要受逆冲断层和逆断层作用，是欧亚海盆打开后拉普捷夫海域受到的唯一的挤压作用阶段。
SU-5：该层序相当于上中新统-第四系，在地垒区缺失该地层的上中新统下部-全新统。无明显的地震构造特征，古海洋学和沉积环境发生巨大变化，代表板块相互作用发生实质性变化，由SU-4期的挤压作用又转为重新拉伸作用。
图7-4 拉普捷夫陆架主要构造事件与欧亚海盆、 挪威-格陵兰盆地的对比
（据Drachev et al.，1998）
图7-5 LARGE多道地震测线解释图
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-1
图7-6 LARGE009多道地震测线局部放大图（A）及其构造与地震地层样式解释（B）
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-5
图7-7 LARGE008多道地震测线局部放大图（A）及Bel’kov-Svyatoi Nos裂谷非对称构造与地层解释（B）
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-5
图7-8 过Ust’Lena裂谷地震测线Line 01解释图
（据Franke et al.，2001）
测线位置见图7-1
LU、MU和UU分别代表下、中、上地震层序；LU包括白垩系-下古新统沉积，反应初始裂陷期；MU包括始新统-中中新统的SU-2、SU-3、SU-4地震层序；UU代表中新统-全新统的SU-5层序
图7-9 LARGE006多道地震测线，显示SU-1与SU-2之间的不整合
（据Drachev，1998）
位置见图7-5
2.125° E以西地层划分
拉普捷夫海陆架区125°E以西地区包括Ust’ Lena裂谷盆地的主体部分，新生代地层厚度为4～13km（Vernikovsky et al.，1998）。本区盆地因沉降大，沉积盖层厚度大，且发育大量正断层，地震地层划分与125°E以东地区相比更加困难。Drachev et al.（1998）和Franke et al.（2001）利用地震资料在本区识别出3个大型区域不整合，分别为LS1、LS2和LS3，并划分出3个地震层序LU、MU和UU（图7-8）。
（1）地震反射界面特征
LS1：为声波基底与沉积盖层之间的界面，是本区最重要的削蚀不整合面，除在Ust’ Lena裂谷西部外，全区均可识别。该不整合面代表晚白垩世-早古新世区域隆升后的强烈剥蚀和风化作用。持续时间为65～56Ma，这一时期北极地区主要发生如下构造运动：古新世格陵兰与北美板块最终裂离、格陵兰与欧亚板块的裂离及欧亚海盆扩张启动。
LS2：为强反射层顶部明显的不整合面，但在隆起区缺失。该不整合时间厘定为33Ma，因在鲁培尔期与夏特期相交发生大规模海平面下降。
LS3：该不整合面在拉普捷夫海域东、西部表现均很明显。界面下部为明显的亚平行地震相特征，而上部反射则较弱，表现为明显的削截特征。该不整合面时代为晚中新世，时间为9～10Ma，由中中新世末期的大规模海平面下降造成。
（2）地层特征
LU：构成Ust’ Lena裂谷充填的主体，最大厚度可达10km。发育大量正断层，为同裂陷期产物。
MU：主要发育于地堑区，隆起区地层减薄或缺失。断层发育较少，代表裂陷活动减弱，为裂陷后期的产物。
UU：该层分布广泛，相当于东部地区的SU-5层。
二、构造特征
1.构造单元划分
拉普捷夫海陆架区以发育拉普捷夫裂谷为构造背景。Drachev et al.（1995，1998）认为该裂谷长500～600km，宽50～70km。而Franke et al.（2001）利用新采集的多道地震资料，推测其宽至少达300km（图7-3）。由于调查程度低，地质地球物理资料少，对本区的构造区划仍存在许多不同的看法和认识（Kristoffersen，1990；Drachev et al.，1995，1998；Vernikovsky et al.，1998；Franke et al.，2001）。
本书采用Franke et al.（2001）二级构造单元划分的方案，他将拉普捷夫陆架盆地划分为Ust’ Lena裂谷、东拉普捷夫隆起、Anisin盆地、科捷利内地垒等构造单元（图7-3）。
（1）Ust’ Lena裂谷
Ust’ Lena裂谷与东拉普捷夫隆起以Mv Lazarev拆离断层为界，新生代沉积厚度平均为4～5km，在裂谷中增大至9km（Drachev et al.，1998），最大可达12km（Vernikovsky et al.，1998）。Franke et al.（2001）在 Alekseev et al.（1992）、Drachev et al.（1995，1998）推测Trofimov隆起区中发现了中央裂谷Ⅰ和中央裂谷Ⅱ，这两裂谷新生代沉积厚度达13km。Ust’ Lena裂谷北侧终止于SW-NE走向的Severnyi走滑转换带（Fujita et al.，1990）。该走滑断裂推测从Khatanga湾向陆架边缘延伸。南部，拉普捷夫裂谷由晚中生代的Olenek褶皱带与西伯利亚台地分割（Drachev et al.，1998）（图7-3）。
（2）东拉普捷夫隆起
Ust’ Lena裂谷以东为线性高地，也是研究程度最高的地区（Drachev et al.，1998，1999，称为东拉普捷夫隆起；Vernikovsky et al.，1998，称为Stolbovoi 地垒）。该隆起由北、南和东拉普捷夫地垒、Omoloi地堑、Bel ’ khov-Svyatoi Nos半地堑组成（Franke et al.，2001）（图7-3）。
Alekseev et al.（1992）曾推测Omoloi 地堑为主裂谷，是Gakkel 海岭从欧亚海盆向Buor Khaya湾的延伸。在早期的研究中认为Bel’ khov-Svyatoi Nos半地堑是最主要的裂谷盆地（Alekseev et al.，1992；Drachev et al.，1995，1998）。Drachev et al.（1998）认为该裂谷从海岸延伸至76°N。但Franke et al.（2001）认为，该裂谷规模较小，只是拉普捷夫地垒中几个半地堑之一，最大深度小于5km，宽小于25km。
（3）Anisin盆地
该盆地位于陆架的北部，介于东拉普捷夫隆起与科捷利内地垒之间，盆地形态上呈北宽南窄，基本上为 N-S展布，向北地层厚度增大至10km（Franke et al.，2001）。Anisin盆地向东倾，在盆地与科捷利内地垒之间发育大型铲状西倾的IB Kapitan Dranitsin断层。
2.构造演化
拉普捷夫海海域构造特征及现今的地形地貌主要由晚中生代褶皱事件和第三纪（古、新近纪）裂陷事件所控制（Drachev et al.，1998）。
（1）晚中生代褶皱作用
该事件以古西伯利亚大陆边缘于中中生代增生一些构造地层的地体开始为标志，以白垩纪中期广泛的花岗岩深成作用及欧亚大型褶皱带（包括泰梅尔、上扬斯克和新西伯利亚-楚科奇褶皱带）进入稳定期终止为标志（Savostin et al.，1984 b；Zonenshain et al.，1990；Parfenov，1991；Fujita et al.，1997）。此次事件导致了拉普捷夫海域新生陆壳大规模伸展和沉降，也是陆架沉积盆地基底形成阶段。
（2）第三纪（古、新近纪）裂陷作用
拉普捷夫大陆边缘第三纪（古、新近纪）张裂与始于56～80 Ma的欧亚海盆扩张有关（Drachev et al.，1998）。根据前人研究成果（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），以及对板块动力学的分析，将该区新生代构造演化划分为4个阶段：①古新世末-始新世裂谷阶段，与大陆破裂和欧亚海盆海底快速扩张有关；②渐新世-中中新世挤压转化阶段，不发育裂谷，伴随极慢速扩张（＜1.2 cm/a）；③中中新世末-中更新世裂谷复活，加速扩张；④中更新世-至今欧亚海盆扩张减速，裂谷作用下降（图7-4）。
此外，晚白垩世末-古新世，即Gakkel海岭扩张之前的几个百万年为海底扩张前的拉伸阶段，但这并未得到磁场的证实。拉普捷夫邻近边缘长期的拉张形成了拉普捷夫裂谷系统（LRS）。阶段②是拉普捷夫裂谷系统演化的唯一受挤压阶段，对裂谷沉积充填的地震地层年代确定至关重要。
Ⅹ 地质构造影像特征
（1）不同产状岩层的影像特征。倾角小于5°的岩层称为水平岩层（近水平岩层）。它们在遥感图像上呈现某些特有的影像和地形地貌特征。在地形遭受强烈切割的地区，下伏岩层被剥露，较新的岩层分布在山顶或分水岭上，而较老岩层分布于河谷或冲沟低洼处，在图像上表现为不同色调或微地貌条带围绕山体或山梁呈封闭的同心圆状、贝壳状、花边状等影纹图案。差异风化的结果形成阶梯状地形、桌状山、平顶山等地貌景观。
倾角大于80°岩层可以看作是直立岩层。它在遥感图像上表现为不同色调或微地貌组合成平行的直线状或弧线状条带。这些条带不受地形切割的影响，可以穿越沟谷、山系，沿着它自身的走向延伸。坚硬的直立岩层形成两坡对称的山脊或脊垄状地形；而软弱岩层则形成平直的沟谷洼地。两者的组合形成“肋”状地形。
倾斜岩层是指倾角在5°～80°之间的岩层。它是最常见的岩层形态。由于产状、地形切割程度不同，可以形成各种复杂的图形特征。在地势平坦地区，因未受地形切割或切割很微弱，倾斜岩层在图形上表现出与直立岩层相似的影像特征，很难判断它们的倾向和倾角。但在地表遭受强烈切割的地区，倾斜岩层在遥感图像上表现为不同色调或微地貌条带组成的一系列平行折线、锯齿状、弧线状等影像特征。
（2）倾斜岩层产状的解译。倾斜岩层产状的解译途径是通过观察、分析、判断岩层三角面与地形坡向的关系来确定。岩层三角面是指在遥感图像上同一倾斜岩层地表露头线上的高点（山脊点）和与之相邻的两个地点（沟谷点）联结而成的一个三角形平面。它的实际形态受岩性和地形侵蚀与岩层倾角大小的影响，图像上可以是三角形、半圆形、半月形、梯形等形状。多个岩层三角面常沿倾斜岩层倾向呈叠瓦状影像，沿岩层走向断续连结成波浪状、锯齿状、或不规则折线状。岩层三角面是判断岩层产状的最佳标志。
利用岩层三角面判断岩层产状的方法有许多种，这里仅介绍一种常用的方法——目估法。
该法是依据遥感图像上岩层三角面顶角的大小来判断其产状的。岩层倾角较小时，其顶角也较小（图3-5）。该法只能定性地判别岩层倾向及倾角大小。通常把水平岩层、缓、中等、陡倾斜及直立岩层的倾角分别定义为＜5°、5°～20°、20°～45°、45°～80°、＞80°。利用航空相片目估产状时，要尽量选用像片中心处的岩层三角面，以减小中心投影产生的误差。
（3）褶皱构造的解译。根据褶皱构造的解译标志，区内可解译出两个向斜和两个背斜构造。
长塘向斜：核部为长坞组，两翼由黄泥岗组、砚瓦山组等地层组成，呈北东向展布。两翼岩层三角面清楚，其尖端指向相背；两翼地层的特征影像对称分布，且西翼地层出露宽度较大，而东翼出露宽度较小，表明轴面倾向南东。从实地调查资料看，在向斜核部长坞组内还存在一些次级褶皱，可见该向斜为一复式向斜。
彭里向斜：核部地层为丁家山组和石头山组，两翼由藕塘底组和叶家塘组等地层组成，枢纽呈北东向展布，倾向南东。西翼地层出露较完整，岩层三角面清楚，尖端指向与轴线相背；东翼地层因受断裂构造的影响，出露不完整，局部地段地层层序发生倒转，但与西翼仍呈对称之势。核部地层广泛发育岩溶地貌。纵向、横向和斜向断裂发育，向斜受到一定程度的破坏。
伍家弄背斜：核部地层为砚瓦山组，两翼由黄泥岗组、长坞组等组成，枢纽呈北东向展布。两翼岩层三角面清楚，其尖端指向相对，地层影像对称分布。背斜核部瘤状灰岩中纵张节理发育、岩石易于风化，沿轴线方向多形成沟谷或山鞍地形，地下水丰富，村落分布较集中。
图3-5 利用岩层三角面影像特征判别岩层倾角
西山倒转背斜：沿西山呈北东向展布，核部地层为志棠组-雷公坞组、西峰寺组。两翼为碓边组、印渚埠组-长坞组、叶家塘组等。背斜西翼地层出露零乱，局部地层发生倒转，如西山北段西侧、外桐岭等地可见较老地层盖在较新地层之上；东翼为正常翼。由于该背斜内部北东向和北西向断裂构造十分发育，受其破坏，核部地层多形成硅化破碎角砾岩带，并构成西山的主体，背斜两翼的影像特征不明显。
（4）断裂构造的影像特征。区内断裂构造发育，按其走向可分为北东向、北西向、北西西向和近南北向四组。它们的影像特征主要表现在以下几个方面：
（a）沿断裂走向常出现明显的色调异常。当断裂规模较大时，常形成具有一定宽度的色调异常带或色调界面。如藕塘底NNW向断裂、西山NE向硅化破碎带等都有明显的色调异常带显示（图版3-6a）；西山东缘断裂则表现为色调异常界面。当断裂规模较小时，沿断裂走向常出现色调异常线，即沿断裂出露线显示为比背景色调更深或更浅的色调异常。
（b）断裂两侧出现地层缺失、重复或横向错开。由地层缺失、重复反映出来的断裂，一般不易直观地予以辨认，需要熟悉地层层序或地层的岩性组合才能给予正确的解译。由地层（岩体）被横向错开而显示的断裂，一般容易辨认，如伍家弄、长丰—岭家山、莲花山—岗坞等NW向断层（图3-6c、d），对地层都有不同程度的错开，并造成断层两侧色调有明显差异。
图3-6 断裂构造影像特征
（c）沿断裂走向出现线状分布的陡坎（崖）、脊垅状、低凹或沟谷地形。由于断裂构造特征和性质的多样性，断裂构造在地貌上有不同的表现。如西山西缘北东向逆断层，沿其走向常出现陡坎和陡崖（图3-6b）；方家山—藕塘底北东向逆断层则几乎沿山脊线展布，形成脊垅状地形（图版3-6e）；奥陶系分布区出现的大量北西向线形凹地或沟谷地形大多数与北西向张扭性断裂有关。