构地质造特点是什么
Ⅰ 构造地质特征是什么意思，具体包括哪些方面某个地质体的发展演化也算构造地质特征吗
构造地质特征就是地壳的在构造运动作用下形成的各种地质形态特征。
主要包括版褶皱和断层、此外权还有解理、面理和线理，一般结合岩浆活动和变质特征讨论。
某个地质体的发展演化形成构造地质特征，它是构造运动的结果。
详情请看地大的《构造地质学》
Ⅱ 分析一下“地质构造特征”主要应从哪几方面入手
构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱
如果要回答地质构造特征也就主要从三内方面入手,褶皱容,断层,节理
然后说各种各样的褶皱和断层断层组合,断褶巴拉巴拉.
如果说到区域地质构造,范围就大很多了,咳咳..节理就不用说了,不建议使用槽台学说
Ⅲ 地质构造的若干特点
本区从全球构造与中国区域地质构造的宏观角度，曾有多种论述与命名。为进一步阐述本区构造面貌，重点讨论地壳演化的几个特点。
一、地壳浅层的地质结构多元配置的独特性
1）各构造层（包括某些岩石地层单位），主要是海峡西部地区，出露或保存于地表者延展范围小，连续性差，因此，在许多地区是原本处于地下不同深度、不同压力、不同温度环境下的出露面积不大的一个个构造层，几乎处于一个地表层面。如推断其变形变质时形成于地下10km处温度达500～600℃的古元古界武夷构造层，常常同在地壳浅表地区形成的加里东、海西、印支、燕山、喜马拉雅构造层共处，彼此之间形成的构造环境反差很大，这主要反映了后续形成的构造层受其地层形成过程中断裂（裂谷、裂陷、断陷）控制，亦表明后期的断裂引发的差异性升降仍在影响着之前的构造层的保存程度。永梅坳陷在武夷运动之后与震旦纪之前曾大幅度隆升剥蚀，闽西北地区中元古代之后曾相对稳定而小幅度隆升或小幅度下降；宁化新村、武平桃溪、永定稔田、兴宁城关、安溪剑斗、德化上涌、尤溪坂面及梅仙、永泰长庆、屏南泮地等地的所谓天窗，便是由几种不同类型且后期活动特点有别的块断运动所致。这批古老块断中所固有含矿层系（组）及周围深切的断裂，成为现代技术条件可勘查评价的矿层系（组）与燕山期叠加成矿的有利因素。
2）岩浆成因的不同物源与源区及受构造控制的新老岩体许多已出露于地表，它们对大多数构造层进行三维的强烈改造，使地表与地下一定深度区间地质体（包括构造层）受到多重穿切。线状展布的四条北东向侵入岩带叠加北西向两条及北东东向（两条）侵入岩带，连同闽西南的核（小陶岩体）弧（胡坊-围埔-宣和岩体）状（又称耳状）平面空间组合形态的岩体，既显示大（巨）型线性（主要是断裂）隐性构造变形带，更标明了中元古代、志留纪、中晚三叠世、早侏罗世、晚侏罗世、白垩纪上地幔与幔-中下地壳源硅酸盐熔融体上侵和气液以及热能外释（逸）的平面上通道展布。在上述多源与多元岩体带或结点上，具备成矿条件的浅剥蚀的岩体或单元隐伏的岩体（单元）内及围岩中，依成矿元素迁移能量高（钛）、中（钨、锡）、低（金、银、铜）常常构成矿化。本区宁化至将乐、龙岩至漳平、德化至永泰等构造岩浆带上，仍有地球物理与地球化学所显示的隐伏岩体及地球化学异常，值得注意。
二、断裂是最主要和最普遍的构造形式
发育于层状地质体的褶皱与断裂两大构造类型中，特别是在结晶基底地层上覆的层状岩层内，褶皱尽管比较常见，然断裂是最主要最普遍的构造形式。保存较完整的海西、印支期的明溪-连城-梅州、大田-龙岩复式背向斜带，据永梅舌状陆表海的古地理格局中存在赖源（连城）-双髻山（上杭）隆起（包括短期的水下隆）带的事实，以致在拉张背景下于坳槽状裂陷内沉积物堆积较厚，在一个个互不相连的北东向（连城田心、上杭湖洋、永定澄邦、梅州玉水、大田龙凤场-上蔡、大田雄峰-华温、德化阳山-剑斗、龙岩马坑、龙岩后田、华安草坂等）及北东东向（漳平）洛阳的石炭纪与早三叠世同生沉积的张性断裂（裂陷）中，形成沿断裂喷发的火山岩与海底火山热液，其结果是断裂、沉积、岩浆热液、成矿作用的“四位一体”。这种现象在台湾的大南澳期亦同。中元古代“井”字形裂谷中也有类似海西、印支期“四位一体”的情况。
在燕山期的象牙、南园、石帽山三个亚期内，无论是拉张或挤压环境下几乎均是以区域性几条大断裂，主导着多种地质作用，主要表现为区域性断裂、岩浆喷发（沉积）、火山断陷、成矿、区域性断裂复活、岩浆侵入、局部断裂、成矿；每个亚期均具备“四位一体”的地质演化特点，喜马拉雅时期在台东纵谷之东的海岸山脉与金瓜石地区，也具备类似燕山期的地质演化特点。
三、束状兼格状的区域性大断裂制约区内重大地质作用与成矿作用
中元古代形成的江山-绍兴、政和-安溪以及可能初始形成于此期的温州-汕头大断裂，交汇于宁波地区，构成区内早期断裂格局与束状断裂。印支运动（有的可能更早）、燕山运动（含三个幕）继承与新生的北东向（崇安-石城、光泽-武平、政和-大埔、寿宁-华安、福安-南靖、温州-汕头、大陈-乌丘（可能尚有屈尺-潮州）和北东东向光泽-九牧、宁化-南平、霞浦-古田、福州-漳平（永定）、云霄-丰顺、叉竹-嘉义）及北西向（宁德-浦城、晋江-永安、上杭-云霄及汕头-兴宁）断裂，多数是多次活动并控制着沉积作用、岩浆作用、成矿作用的，它们以脆性断裂为主，韧性、脆-韧性断裂次之，断裂带宽度较大。上述断裂往往是构造岩浆岩带，燕山期岩浆作用主要受其控制。在大断裂带格子空间内，常有密集节理-断裂棋盘格状构造。
在永梅坳陷带的北东端的南平，是本区内另一个值得注意的束状断裂聚敛处，南平-宁化与政和-大埔断裂汇聚于南平，其他一些断裂与褶皱亦然，侵入岩体的弧形也凸向该处，显示右旋的区域应力向南平方向聚积，因此，清流、将乐、顺昌、南平、大田一带的多种地质作用与成矿作用以及深部地质作用有别于其他地区，同样，束状断裂之西南地区的永梅坳陷的地质构造有别于其他地区，此种构造格局值得进一步研究。
四、重要的区域性大断裂具有清晰的多元素地球化学异常带
本区的政和-大埔大断裂带，同本区北部江山-绍兴大断裂带均具有相同的铬、镍、钴、铜等亲氧、硫元素带状地球化学异常，自丽水-镇前（政和）-古田、尤溪-华安-大埔，形成一条西部边界清楚、东部边界较模糊的宽30～50km的负异常带，在区域地球化学上相当醒目，它是南园亚期喷发、次火山、侵入岩的线性通道与定位区间的地球化学标志。上述负异常带之西的光泽-河源与筹岭（建瓯）-兴宁形成两条钾、锆、镧、钒正异常与铜、钴、镍、铬、钒负异常相套合的基本连续的地球化学异常带，它是控制区域性重熔成因岩体展布的隐蔽性大型断裂带。
北西向的上杭-云霄断裂带上，则有铬、镍、钴、钒、铜负异常带与钾、钠、锶、钡、铝正异常带，该带的空间位置在东南端为饶平，总体上反映出沿上杭-云霄断裂带侵入形成一岩体带的特征。
五、多重构造因素中垂直向上运动极具重要性，受综合性多重构造因素制约的不同物质形态垂直运动极端重要
本区内自古元古代始，在广大地区历经中元古代、新元古代、震旦纪、志留纪、石炭纪、三叠纪、早侏罗世、晚侏罗世、白垩纪、晚第三纪等11个地质时期内的软流圈、上地幔的断裂熔融，中下地壳重熔，上地壳混合岩化，上地壳裂陷及上地壳深切断等深部与浅层的区域构造、岩浆作用，它们每一次都断续地将不同形态的上地幔物质（如硅酸盐熔浆与矿浆、气液流体、热能）以多种形式（喷发、侵入、地幔岩柱等），自下而上垂直运动于地壳中不同空间内定位或散逸于大气层中。
同样，中上地壳中古老地壳受切割上地幔与地壳的断裂及引起重熔幔源为主的热能、化学能的影响，断续地以不同的物质形态（硅酸盐熔融体、矿质岩浆、气液流体等），使地壳的衍生物及地幔初始物质通过中下地壳内的折侵（底垫）、岩浆喷发、侵入、准原地混合岩化等形式而自下而上地定位于地壳中不同的三维空间，并有一部分散逸于大气层内。现今本区地表出露的线头状、槽状、斑团点状、链状、带状等不同展布态势的岩浆岩（包括行洛坑式矿质岩浆形成的斑岩矿）、上杭和平潭含自然金岩浆岩、水热蚀变岩（溪口组中所谓角岩）、内生矿体、湖洋（玉水铜矿层硫铁矿层）脉岩、混合花岗岩等等，都受综合性地质构造因素（上地幔B′、B″层隆升弯褶、断裂时地壳过热高导层失去平衡、放射性元素蜕变、壳幔中气液等物质逸出、壳幔断裂的机械能等）影响由深部垂向运动到浅部乃至地表。这种垂直向上的物质运动及其所衍生的各种物质建造记录，是本区地质构造与岩石圈中最突出的特点。第四纪以来断裂深循环热液及矿化，便是认识此种地质与构造现象的典型实例。
Ⅳ 常见的地质构造类型和特点是什么并与地表的关系如何
褶皱和断层
褶皱的基抄本形态有被斜和向斜
背斜岩层向上拱起，中心是老岩层，两翼是新岩层，常形成山岭；向斜反之。断层岩层发生断裂并错开，形成块状山地、谷地或裂谷。地质构造是地壳运动留下的痕迹珐姬粹肯诔厩达询惮墨。地壳运动塑造地表形态
Ⅳ 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。
Ⅵ 主要地质构造特征
1.褶皱构造
褶皱构造主要形成于中生代的挤压造山阶段。这时的构造环境与美国西部弧后压缩区的情况十分类似，即由岩石圈板块应力传递而形成的构造现象。由于基底块体压缩使上覆盖层产生“断褶隆起”。在隆起的顶部断裂发育，块体破碎，剥蚀严重。但由于基底硬化程度和盖层沉积厚度差异，特别是不同地点受力大小、方向的不同，变形特点因地而异。这次构造作用在太行山区发育了北北东向雁列褶皱带，华北裂谷带内主要形成了北东向的右行雁列短轴背斜和大型向斜。总体而言，太行山区褶皱的发育强度由北向南有减弱的趋势，至太行南缘地区褶皱两翼地层倾角一般不超过15°，褶皱断面形态极为宽缓。
云台山地质公园位于区域上任村－上八里复式背斜的西翼，任村－上八里复背斜南端抬升幅度较大，轴向10°N～15°E，微向北倾伏，两翼为不整合在太古宇之上的盖层沉积岩系，岩石倾向东或西，倾角5°～15°。区内地层总体倾角平缓，多表现为舒缓波状起伏。
2.断裂构造
区域上的深大断裂构造宏观上分为两组：一组位于华北裂谷西侧，另一组位于裂谷转换带北缘（图2-1）。华北裂谷西侧断裂带包括任村－西平罗大断裂，青羊口大断裂及邢台－安阳－新乡深大断裂等。其走向为北北东，构成华北裂谷带与太行山隆起带的分界线。该断裂带于中生代生成，初期表现为逆断层性质。到古近纪的伸展作用使其重新开裂活动，从而形成上盘向下滑动的正断层，一般落差1500～2000m，最大落差达5000～6000m，沿断裂带有新生代玄武岩喷发。
裂谷转换带北缘的断裂带，以焦作－商丘深断裂带为代表。焦作一带走向近于东西，新乡以东偏转为北西－南东向，断面南倾，为一南盘下降的高角度正断层。该断裂带垂直落差西部小，东部大，一般为1000～2000m，最大可达6000m。东段分布有喜马拉雅期玄武岩、安山岩及酸性火山岩，燕山期花岗闪长岩与辉长岩，为一条长期活动的切壳断裂。
3.不整合界面
不整合界面是区域构造变形的重要表现之一，它表示一个地区的上、下两套地层之间发生了沉积间断和生物演化上的不连续，是地壳运动的一种反映。其中的角度不整合界面，上、下两套岩层间不仅有明显的沉积间断，而且两套岩层以一定的角度相交，反映出这一地区在下伏岩层形成后，曾发生构造运动和剥蚀作用，且构造运动引起的构造变形已经使得下伏岩层的产状产生掀斜和褶皱。云台山地区发育的不整合界面主要有中元古界蓟县系云梦山组与太古宇之间的角度不整合界面（图2-2），寒武系与云梦山组之间的平行不整合界面，中奥陶统与寒武系之间的平行不整合界面，石炭系与中奥陶统之间的平行不整合界面。
4.典型构造变形形迹
（1）断层
按断层走向云台山公园区共有4组断层，各组断层的走向也有一些差异。如第一组为南北向断层，也有南北向、北北东向和北北西向；第二组为东西向断层，也有东西向、北东东向与北西西向；第三组为北东向断层；第四组为北西向断层。
图2-1 云台山及周边地区断裂构造略图
图2-2 中元古界蓟县系云梦山组（Pt2y）与太古宇（Ar）之间的角度不整合界面（云台山园区红石峡）
南北向断层组：南北向断层在青天河一带及老潭沟等地较发育，但往往不形成连续的“大”断层，多表现为小而密集的“断层带”。
云台天瀑断层：分布于老潭沟一带，形成平行展布的一组断层，各断层走向均为南北向，断面垂直平整，两侧地层被错断，西盘上升、东盘下降，落差一般小于10 m。云台天瀑崖即由保存完整的断层崖构成（图2-3）。
图2-3 云台天瀑断层
青天河断层：青天河一带虽无贯通性较好、规模较大的断层，但青天河峡谷的发育显然受南北向断层控制，由于一系列断距不大的断层的共同作用，使沟谷两壁地层被明显错断，并被水流沿断层侵蚀形成深切河谷。
北北东向断层：在峰林峡一带表现较为特征，也有一系列小断层共同组成北北东向延伸的“断裂带”，控制着峰林峡的总体延伸方向。沟谷两壁地层错断明显。
东西向断层组：主要分布于北部的中山区和西部山前地带。断层特征基本相同，走向近东西向，断面向南陡倾，南盘下降、北盘上升，为正断层。主要有盘古寺断层、凤凰岭断层、黑龙王庙断层等。
盘古寺断层：展布于园区南部，为焦作－商丘断裂带在本区的表现，为隐伏断层。断层走向近东西向，倾向南，倾角60°～70°，断距可达1500m。该断层南盘下降、北盘上升，构成山地与平原的分界。
凤凰岭断层：展布于园区南部，为盘古寺断层的次级断层，走向近东西，倾向南，倾角60°～80°，由一系列正断层组成，东段为隐伏断层，最大断距260m。
黑龙王庙断层：展布于园区北东部，总体呈近东西向展布，断层走向为向南凸的弧形，断面微向南倾，倾角近直立，为南盘下降、北盘上升的正断层。北盘出露蓟县系云梦山组，南盘为中上奥陶统马家沟组（图2-4），落差200～700m。
在断层南盘还发育一系列向南陡倾的次级断层，组成阶梯状断层组。
除上述较大断层外，在其他地段，尤其是园区南部还有较多规模较小的近东西向断层发育。由于它们明显受焦作－商丘断裂带的影响，多表现为南盘下降的正断层，结果造成北高南低的坡状地形。
北东向断层组和北西向断层组：在园区内主要分布于东南部的中低山与丘陵区，形成北西高、南东低的阶梯状下降的地貌特点。该组断层数量众多，发育密集，总体走向为北东向，但多数断层呈舒缓波状弯曲，且弧顶向北西凸出；断层倾向既有南东、也有北西，剖面上构成“Y”字形组合，南东倾者为主断层，北西倾者为次级派生断层。倾角一股为60°～70°，均为上盘下降的正断层。在这一区域地层倾角一般为20°左右。
图2-4 黑龙王庙断层
（2）张裂带
为多方向密集小断裂的综合表现。地质上的断层效应是被密集的小断裂分割的岩块（体）沿断裂面发生伸展性崩塌、垮塌和滑塌，共同组成宏观张裂带（图2-5），同时因为不同方向的断裂在不同地段发育强度的差异，张裂带也在不同区段表现为不同的延伸方向。这种宏观张裂带主导着园区内峡谷的形成与展布。
图2-5 地层沿断裂滑塌（潭瀑峡）
（3）破劈理带和密集节理带
破劈理带和密集节理带的区域分布特征是不均匀的，其发育受三方面因素制约：其一，在太行山隆起、华北裂谷带和裂谷转换带相对升降过程中应力传导的不均一；其二，断裂作用影响；其三，由于基底顶面的凹、凸不平。这些因素的共同作用使在适当地段形成了不均匀分布的破劈理带和密集节理带。该带大体有三种分布形式，第一种为独立发育（图2-6）；第二种临近断层或与断层有一定距离发育，其产状基本与断层一致（图2-7）；第三种在断层端部沿走向方向延伸，为断层夭折端的表现。
图2-6 独立发育的劈理带（红石峡）
图2-7 断层旁侧的劈理带（红石峡）
它们对云台地貌形成的控制作用表现在两个方面，或直接崩塌、垮塌和滑塌形成长墙等；或为水流的追踪切割创造构造脆弱带，形成深切河谷，如子房湖河谷等。
（4）区域性节理
园区内的区域性节理主要有近南北向、近东西向和北东向三组，其中以近南北向和近东西向两组最发育，近垂直相交。在红石峡，其中一组走向355°左右，另一组走向100°左右（图2-8），节理间距5～10cm。在小寨沟，一组走向355°左右，另一组走向100°左右（图2-9），节理间距10～15cm。两组节理面都很平直，延展性好，大体形成棋盘格式节理组合，在园区广泛发育。对云台地貌的控制主要有三个阶段：第一阶段形成桌状山；第二阶段在沟谷两壁造成边缘呈不平直的犬齿状；第三阶段因下部蚀空造成岩块由下而上坠落形成瓮谷。
图2-8 红石峡节理统计极点图（a）和节理走向玫瑰花图（b）（统计节理数量56条）
图2-9 小寨沟节理统计极点图（a）和节理走向玫瑰花图（b）（统计节理数量48条）
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 构造地质特征是什么意思,具体包括哪些方面某个地质体的发展演化也算构造地质特征吗
构造地质特来征就是地自壳的在构造运动作用下形成的各种地质形态特征.
主要包括褶皱和断层、此外还有解理、面理和线理,一般结合岩浆活动和变质特征讨论.
某个地质体的发展演化形成构造地质特征,它是构造运动的结果.
详情请看地大的《构造地质学》
Ⅸ 常见的地质构造类型和特点是什么并与地表的关系如何
褶皱和断层 褶皱的基本形态有被斜和向斜 背斜岩层向上拱起,中心是老岩专层,两翼是新岩层,常形属成山岭；向斜反之.断层岩层发生断裂并错开,形成块状山地、谷地或裂谷.地质构造是地壳运动留下的痕迹.地壳运动塑造地表形态
Ⅹ 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。