地质构造由陡变缓叫什么
❶ 地貌成因
地貌的形成包括两个方面，一是地貌形成的物质基础，如岩石、构造等; 二是地貌形成的动力因素。当物质基础和动力因素不同时，形成的地貌形态也不一样。
1. 地貌形成的物质基础
地貌形成的物质基础包括岩石和地质构造。岩石的性质和地质构造的类型对地貌的形态都会产生影响。
(1)岩石
岩石(rock)或沉积物(sediment)是地貌形成的基础，任何地貌都是由岩石或沉积物构成的。不同类型的岩石可影响地貌的形态特征，因此在野外可根据地貌形态判别岩石的类别。影响地貌形成的岩石特征主要有成分、结构、构造和节理。
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两大类。可溶性岩石主要有灰岩、白云岩、岩盐、钾岩等。由于岩盐和钾岩溶解度大，分布也很局限，一般只在干旱气候区形成盐壳地貌。而灰岩和白云岩分布广泛，厚度大，经水的溶蚀作用可形成奇特的岩溶地貌，如广西桂林、云南石林、北京石花洞等地貌。灰岩的纯度(CaCO3)越高，越有利于岩溶地貌的形成。而不可溶性岩石类型很多，这类岩石经水、风、冰川等动力改造后可形成各种各样的地貌。如花岗岩经风化作用和流水的侵蚀作用可形成千奇百态的地貌，常以奇为特征，如黄山、三清山地貌; 若是红色的砂岩、砂砾岩、砂质泥岩等，在南方地区经地面流水的侵蚀作用则可形成类似岩溶地貌的 “丹霞地貌”，如在江西、广东等省; 如果是坚硬的石英岩、石英砂岩可形成险峻的地貌，如湖南的张家界; 若是软硬岩石相间的沉积岩，可形成阶梯状、塔状地貌(图 2-23)。
岩石的结构、构造(rock texture and structure)岩石成分的均一程度越高，越有利于形成规模较大、气势宏伟的地貌，如花岗岩、灰岩、石英岩等构成的地貌。在沉积岩中，厚层状岩石比薄层状岩石有利于形成规模较大的地貌，若是厚、薄岩层相间易形成阶梯状地貌或古塔状地貌(图 2-23)。
图 2-23 岩性特征与地貌形态
岩石的节理(joint)在花岗岩地貌中，它的奇特与岩石发育的3 组原生节理有关，风化作用和流水侵蚀作用沿节理发展，形成各种形态的地貌。在灰岩地区，节理控制地下水的溶蚀方向，也控制了地貌的形成，石林、峰丛、峰林、落水洞、溶蚀漏斗等的形成都受到节理的影响。
(2)地质构造
地质构造既能直接形成地貌，也能影响地貌的形成和形态。把由地质构造直接形成的或直接影响的地貌称为构造地貌，如断层崖、向斜谷等。影响地貌形成的地质构造主要包括地层产状、皱褶和断裂。
图 2-24 地层产状与地貌的关系
地层产状(stratigraphic occurrence)地层产状主要影响地貌的形态，尤其是地形面坡度的变化。水平岩层形成塔状的山丘，山坡的坡度陡缓相间变化; 缓倾斜的地层形成一侧山坡缓、另一侧山坡陡的单面山; 随着地层倾角增大，地形的坡度变陡，如果地层中夹有坚硬的岩层，可形成猪脊岭(图2-24); 直立岩层形成陡峻或直立的山坡。
断裂(fault)断裂构造造成岩石破碎，形成软弱带，使岩石的抗风化和侵蚀能力降低，常形成沟谷地貌(图 2-25)。多条正断层的组合构成地堑或地垒(图 2-25)，在地貌上形成谷地或山地。另外，断裂构造直接形成地貌，如断层面形成悬崖峭壁，如云南滇池西山、华山、武当山等的一些陡崖。
图 2-25 地质构造与地貌的关系(据邦达尔楚克，《地貌学原理》，1957)
皱褶(fold)皱褶的类型影响或控制地貌的形成。在背斜的形成过程中，其轴部处于拉张状态形成一系列断裂和节理，因此沿轴部经侵蚀作用常形成谷地。由于沟谷与皱褶横剖面的地层弯曲方向相反(图 2-25)，这种地貌称为逆构造地貌，但背斜也是可以形成穹窿或山丘的，这种地貌称为顺构造地貌。沿向斜的轴部多形成山，但也可形成谷地，相对比较少。总的来说，背斜成谷，向斜成山。
从区域地貌来看，地质构造控制了地貌单元的分布格局，如山脉、盆地、谷地等的走向都是受地质构造控制的。中国的几大山脉，如秦岭、祁连山、昆仑山、横断山、太行山等都是沿着构造带(造山带)发育的。
2. 地貌形成的动力因素
地貌形成的动力因素可分为内动力和外动力两部分，这两种动力在地貌形成上所产生的影响不同。内动力包括构造运动和火山作用，而外动力比较复杂，地球表层的运动介质都可成为地貌形成的外动力，如流水、风、冰川等。
(1)内动力
构造运动(tectonic movement)这是地貌形成最为重要的动力，是地貌形成的初始动力来源，可以说控制了从巨型地貌到小型地貌的形成和发展。按照构造运动的方向，它可分为水平运动和垂直运动两种形式。这两种运动形式对地貌形成的作用有所不同。水平运动导致山脉的形成，也可造成一些小型地貌的变形，如河流、山脊、洪积扇、阶地等的水平位移。垂直运动对面状地貌或台阶状地貌形成影响比较明显，如构造运动间歇性上升，就能形成阶地、夷平面等地貌。构造运动不仅使海陆格局发生变化，而且也可使地形起伏发生变化，从而引起地表的外动力条件的改变。随着山脉的隆起，地貌形成的外动力作用可由地面流水作用向冰川作用转变，化学风化作用和生物风化作用向物理风化作用转化。在我国西北地区，由于青藏高原的隆起，阻隔了印度洋的暖湿气流，导致外动力条件的改变，形成了分布广泛的风成地貌。
火山作用(volcanism)火山喷发作用直接形成火山地貌，如火山锥、熔岩平原、熔岩高原、火山口等; 在海底，形成海山、平顶山、大洋中脊等。
(2)外动力
地貌形成的外动力，按照地质营力的特点可分为地面流水、地下水、冰川、湖泊、海洋、风等动力，形成各种外力地貌(表 2-13)。
表 2-13 外动力作用及其地貌
地表的形态是外动力和内动力共同作用的结果，但这两者在改造地表形态的趋势上是不同的。内动力作用的总趋势是使地表起伏增加; 而外动力却相反，使地表起伏降低，即削高填低。内、外动力在不同规模的地貌中所起的作用也不一样，内动力对形成巨、大型地貌具有重要控制作用，而外动力在形成中、小型地貌中起的作用比较大(图 2-26)。内动力与外动力这一对矛盾的统一体，相互作用共同推动地表形态的发展和演化。
图 2-26 动力作用与地貌规模的关系
图 2-27 地貌的成因分类
3. 地貌的成因分类
根据地貌形成的动力因素，将地貌分成内动力地貌、外动力地貌和人工地貌。内动力地貌主要由内动力因素形成，像构造运动、火山活动形成的地貌，如断层崖、火山锥等; 外动力地貌主要由外部动力形成，又可分为地面流水地貌、冰川地貌、岩溶地貌等(图 2-27)。人工地貌是由人工改造形成的地貌，如运河、梯田等。
❷ 坡陡和坡缓是什么
首先应搞清一个概念：坡度的陡缓决定了是迎风坡还是背风坡，而不内是风将坡削成陡缓不一（容影响很小可忽略不计）。在迎风坡一面，因其坡度小，对暖湿气流的阻挡使其被迫抬升而降温，易成云致雨，降水较多。而在背风坡，气流因下沉而升温，难成云致雨，降水较少。
❸ 地质构造
受测试手段的限制及后期构造变形的叠加和强烈改造，前寒武纪变形时代的确定有一定难度，在对变形构造特征论述中测试数据有限，有部分是合理的推断。
1.阿尔金地区变形特征
变形地质体包括长城系、蓟县系及青白口系，属阿尔金造山带结晶基底之上的盖层沉积，按照区域变质程度和变形特征（图3-4）可分为：高绿片岩相长城系变形区；低绿片岩相蓟县系-青白口系变形区。
长城系变形特征 长城系为一套高绿片岩相副变质岩系，其构造变形是以S0为变形面的顺层掩卧褶皱，在弱变形域中有残留，顺层掩卧褶皱的轴面为S1面理；露头尺度控制岩性成分层。S2叠加在顺层流变掩卧褶皱层（层状无序）之上，为区域透入性片理，是长城系的主导面理，理顺、归并和改造了S1面理，使绝大多数以S0为变形面的顶厚流变褶皱、无根褶皱的轴面平行于S2面理，即S1平行S2，S1顶厚流变褶皱顶端常被顺层剪切带截切，并见同构造分泌脉的贯入。S2片理产状南倾为主，倾角40°～82°。在其强变形带（区）中，早期面理被彻底置换，同构造变质矿物平行S2片理定向排列。由S2构成的韧性剪切带呈网结状将长城系变形体切割成不同构造岩片，在区域上呈北东向菱形块体被韧性剪切带包绕，剪切带内发育不同类型的糜棱岩、方解石、石英脉体，其旁侧构造指示为左行走滑。
图3-4 普尔错-胜利达坂昆仑-于田剖面
图例同图2-7
蓟县系-青白口系变形特征 其典型构造样式以填图尺度的等厚褶皱为特征，分布于阿中地块北部。以S0为变形面，形成线状等厚的背、向斜构造，褶皱轴线总体走向北东东，与区域构造线基本一致，南部为对称宽缓褶皱、发育间隔状轴面劈理，北部背斜南翼缓（35°～55°）、北翼陡（60°～78°），向斜则相反，呈水平斜歪褶皱。靠近变形地层体底部，剪切滑脱带形成南倾北倒的倒转褶皱，直至轴面向南缓倾的同斜-平卧褶皱。上述褶皱翼部多发育露头尺度，伴生层间牵引褶皱，顺层剪切劈理。变形区南部，地层变形明显增强，变形层次趋深，一般在能干岩层（石英岩、大理岩、变粒岩、变基性火山岩）区，褶皱形态呈两翼长短不齐的不对称斜歪褶皱；能干岩层与软弱层相间地区，能干层发育成不对称非圆柱状褶皱和膝折状褶皱，软弱层顺层片理化，发育紧闭-同斜褶皱，并形成一些同构造分泌脉，呈黏滞型石香肠或残存的钩状褶皱存在于片理间。以软弱岩层为主区段，所夹的能干性岩层表现为横向置换，发育断续的、形态不对称的N型和S型褶皱。
2.昆仑山地区变形特征
变形地质体有白沙河岩群、小庙岩群、苦海岩群及万宝沟岩群，构造形迹表现为北西南东向或北西西-南东东向构造片麻理或片理、透入性的韧性剪切及相关的剪切褶皱（见图2-7）。
白沙河岩群晋宁期变形遗迹 叠加于白沙河岩群片麻理上的片理、韧性剪切带是该期变形的产物。韧性剪切带中糜棱面理发育，糜棱面理在不同区段产状略有变化，东部一般与构造片麻理平行，产状20°～60°∠60°～80°，面理上拉伸线理近水平，产状295°∠5°。宏观韧性剪切构造常见眼球状、透镜状、扁豆状的长石单晶和长英质集合体，被外围的构造面理包绕定向排列。不对称眼球体及S-C组构显示平面右旋韧性剪切。显微尺度的长石石英集合体显示σ型碎斑系、石英颗粒核幔结构、云母扭折弯曲发育。在中西部，糜棱面理主体产状4°～10°∠70°～85°，糜棱面理上的矿物拉伸线理295°∠35°。花岗质片麻岩中浅色长英质脉体发育塑形流变褶皱，变形过程中有钾质的带入，常形成钾长石眼球体，片柱状矿物多数平行流变面理排列，石英晶内塑性变形、核幔结构、拔丝结构常见，石英动态重结晶颗粒边界多呈锯齿状。不对称长英质眼球体、碎斑系及S-C构造岩，总体剪切流动方向为右行。1∶25万阿拉克湖幅对白沙河岩群拉忍沟北西西-南东东向韧性剪切带进行了锆石U-Pb年龄测试，其中两件构造片麻岩样品获得Pb-Pb年龄811～776 Ma，可大体代表该期变形的时间。
苦海岩群晋宁期变形特征 东昆仑南部苦海岩群该期变形是叠加在早期片麻理、片理和塑性流褶皱之上的区域性片麻理、水平分层韧性剪切带和伴生的顺层掩卧褶皱等。顺层面理置换和透入性韧性剪切带是主体构造样式。沿顺层韧性剪切带发育不同类型糜棱岩带。在以长英质为主体的高级变质岩区，发育花岗质、长英质片麻状糜棱岩、眼球状糜棱岩，眼球体的不对称形态组构显示总体为右旋平移韧性剪切，即平面上的右行走滑，剖面上的韧性逆冲。在大理岩层区，发育碳酸盐质糜棱岩，其定向流动构造平行片麻理，一些粗粒方解石、辉石、闪石等矿物构成残斑，并发育方解石的e双晶，沿片麻理面上发育矿物拉伸线理，显示片麻理既是变质作用产物，也是变形作用形成的面理，记录了顺层片麻理的差异剪切运动的方向和强烈程度。区域上苦海岩群构造面延伸方向为北西-南东向，构造面理倾向南西，倾角50°～70°。在哈拉郭勒，产出于苦海岩群中的变质侵入体（眼球状黑云二长花岗质片麻岩、含钾长石斑晶的片麻状石英二长闪长岩及片麻状似斑状二长花岗岩）片麻理产状为185°～225°∠60°～85°，较明显的截切了苦海岩群早期片麻理，说明苦海岩群有过两期变质变形。根据不对称眼球体的形态组构及眼球体的拖尾，判断东哈拉郭勒地区的苦海岩群有由南向北的韧性逆冲变形。苦海岩群深层次韧性剪切变形构造年代学研究，在可可晒尔沟一带的苦海岩群中发育北西-南东向韧性剪切系，在其中的含石榴黑云斜长片麻岩中获得颗粒锆石Pb-Pb年龄为706 ± 17 Ma，可能是晋宁期的构造热事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球状钾长石集合体内所产岩浆锆石，获得SHRIMP U-Pb年龄1000 Ma和单颗粒锆石核部2400 Ma的年龄信息及422 Ma的边部新生环带年龄（1∶25万冬给措纳湖幅）。这些锆石Pb-Pb年龄，既反映了古元古代的成岩信息，也明确了存在深熔继承生长成因的环带。而1000～800 Ma的年龄信息，则可能反映四堡-晋宁期的构造热事件，也应是结晶基底的主（峰）期变形、变质时间，422 Ma的边部新生环带年龄是后期构造热事件的叠加。
昆仑中、新元古代变质侵入体变形特征 昆仑中新元古代变质侵入体主要在昆中和昆北发育，早期变形是侵入岩结构-构造的改变，由块状向片麻状过渡，显示为深层次塑性剪切流变，形成新生片麻理。第二期变形，为侵入体的构造平行化和中深层次的韧性剪切，老侵入体边界与副变质地层面理趋于平行，或形成似层状构造。东昆仑那陵格勒河古侵入体发育中深层次韧性剪切带，剪切带走向北西，由花岗质糜棱岩系列组成，构造岩有糜棱岩化条带状黑云斜长构造片麻岩、眼球状黑云斜长片麻岩、眼球状黑云钾长构造片麻岩、花岗质糜棱岩等，条带状构造、眼球状构造、糜棱状构造发育。构造面理走向北西西南东东，产状190°～210°∠50°～60°。结合糜棱面理产状和碎斑等运动学标志判断，该期韧性剪切带是由北向南的左旋逆冲。该剪切带被华力西早期岩体侵入，其变形特征有别于加里东期的韧性剪切带，结合区域古构造格局推断为晋宁期陆内俯冲-碰撞造山的变形。
此外，西昆仑长城-青白口系及古侵入体和东昆仑中、新元古代万宝沟岩群也遭受了晋宁期构造变形，共同特征是弱变形域残块中保留有片理和片麻理面和深层次塑性流变褶皱、同构造分泌脉的W→N→I型的露头尺度无根揉流褶皱。从弱变形域→强变形带，无根褶皱转折端形态，从W型→同斜紧闭N型→无根钩状逐渐消亡演变，反映剪切流变有递进变形和最终理顺平行化，逐渐被密集流劈理置换，形成从S-C型过渡为L-C型糜棱岩带的规律性。
❹ 地层及形变是什么
地层是一段地质时期内形成的沉积岩层的统称。地层的含有物及特征是地质历史的记录，它具有时间性和空间性。地层的时间性是指某一地层是在一定的地质时期内形成；地层的空间性是指地层特征的纵、横向变化都表明其形成时的古地理条件的变迁。
地层形成之后，在地球的内动力地质作用（主要是地壳运动）下，会形成各种形变（如褶皱和断裂），称之为地质构造。石油和天然气在地层中形成，在地层中运移，又保存于一定的地层地质构造之中，形成油气藏。因此，研究油气的生成与聚集，必须研究地层及其形变。
一、地层
研究地壳上的地层，首先应明确地层的新老关系，建立地层系统。
（一）地层系统建立的依据
1．地层层序律
地层层序律是指在正常情况下，先沉积的地层在下，后沉积的地层在上，即下伏地层比上覆地层老的自然顺序。这里“正常情况下”是指地层形成之后未受到严重的地壳运动而发生倒转。
2．化石层序律
化石是指保存在地层中的古代生物的遗体或遗迹。由于生物的演化具有从低级向高级、从简单向复杂进化的方向性，以及不可逆性和阶段性的特点，因此，在同一地区不同的地层中应含有不同的生物化石，而在不同地区含有相同的生物化石的地层则应属同一时代形成的地层，这就是化石层序律。
3．地层的接触关系
空间上紧密相邻且形成时间不同的两套地层间的接触关系有两种：
（1）整合接触：上、下两套地层连续沉积或基本上连续沉积，其间没有显著的沉积间断或仅有过短暂的沉积间断；在地层产状上，上、下两套地层彼此平行或大致平行。它标志着地层沉积期间，地壳持续稳定沉积，而没有产生较长时间的沉积间断。
（2）不整合接触：上、下两套地层为不连续沉积，其间存在着较长期的、明显的沉积间断，即在沉积间断时期不仅没有接受沉积，还受外力的剥蚀作用，造成两套地层间具有一个明显的风化剥蚀面，称为“不整合面”。
不整合接触是地壳经过较为剧烈的运动造成的。根据地壳运动的性质与强度，可分为平行不整合和角度不整合两类接触关系（见图2-2）。
图2-6阶梯状断层和叠瓦状断层
（2）逆断层。上盘相对上升、下盘相对下降的断层为逆断层。逆断层是由水平挤压应力形成。断面倾角小于45°的逆断层称为逆掩断层；小于25°的逆断层称为碾掩断层；大于45°的逆断层称为冲断层。其组合形式主要有叠瓦状断层，见图2-6（b）。
（3）平移（推）断层。两盘沿水平方向相对位移的断层为平移（推）断层。平移（推）断层是由剪切地应力作用形成。断裂构造，尤其是裂缝，可以作为油气的储存空间。生油层中的微裂缝可以作为油气向储集层中运移的通道。封闭性断层可以成为圈闭的遮挡条件，形成断块油气藏。但在油气藏形成之后，地壳运动形成的断层又会破坏油气藏。
❺ 陡坡带的地质特征
如第一章中所述，陡坡带是裂谷盆地伸展活动的起始带，是控凹主断层的版发育部位。陡坡带具有权坡度陡、物源近、古地形起伏大、相带窄、变化快和构造活动强烈等特点。由于不同地区、不同的构造背景、不同的伸展断层类型和组合，不同的构造样式、形成不同的沉积类型和不同的油气分布规律。陡坡带按控凹边界伸展断层的性质和断层组合，又可以细分为平面式、铲式、坡坪式和阶梯式四种类型。其中以铲式和阶梯式陡坡带油气聚集最有利。因为这两类陡坡带，控凹主断层是由上陡下缓的铲式断层和发育有多条与控凹主断层近平行的顺向断层组成，这些断层向凹陷方向，节节下掉，形成二台阶，三台阶等，呈阶梯状展布。圈闭比较发育；沉积区距物源区相对较远，分选性较好。一般发育有近岸水下扇、扇三角洲、小型的辫状河三角洲等多种沉积类型。扇体规模较大，期次较明显，垂向厚度不大，沉积作用主要表现为侧向加积。
同时，控凹主断层面不是单一的断面，又是一个超剥面。不同时期的沉积往往超覆在断剥面上，对于形成地层超覆油藏十分有利。
❻ 容易形成崩塌的地质构造
裂缝将山体分离、隔开，最有利于崩塌的形成。坡体中的裂隙越发育、越容易产生崩回塌。陡峭答山坡上被裂缝分开的石块有的规模很大，有的只是陡坡上的一块孤石，这些都是容易发生崩塌的危岩体。危岩体受到震动或暴雨影响，容易从陡峭的山坡上坠落下来形成崩塌，造成人员伤亡和财产损失。
地质灾害避险自救科普读物
被多组裂缝分割形成的危岩体
❼ 地质构造综合解译
9.3.1 构造层解译
色调和色差，地貌和水系是构造层解译最突出的特征信息。Z～O构造层呈黑灰色，背景色调为灰色，灰白色的D～T构造层，色差大，界线一目了然。不同构造层有不同的水系，湘西的志留系构造层普遍发育顺向沟谷，组成梳状纹形；第四系和元古界构造层发育树枝状水系，碳酸盐岩地区发育潜流水系和格子状水系。根据上述解译标志进行构造层解译效果较好。如中上元古界扬子地块褶皱基底集中分布于武陵、雪峰山区和湘东的临湘、衡东一带，包括冷家溪群和板溪群，为一套浅变质碎屑岩系，形成中、低山地形，水系以树枝状为特征，影像表面粗糙多为条块状中等结构。雪峰山区以东地区Z～S构造层，纹形较细，常呈细片状、网格状，局部有人字状。D2～T1构造层的灰岩，多为低山丘陵和高丘陵、浮土覆盖多，影像反映岩溶地貌不突出，为条块状、点纹状；T3～J构造层往往色调呈浅灰至灰色，多以小盆产出；K～E构造层主要分布于洞庭湖、沅（陵）麻（阳）、平（江）长（沙）、衡阳—桃水、茶（陵）永（兴）盆地，为一套断陷堆积的紫红色碎屑岩。组成低山丘陵，植被不发育，具面状结构，纹形种类较多，湘东呈雁形排列的红层多被断层围限，表现出凹陷和断陷的双重特征。第四系构造层大面积分布于洞庭湖平原，湘、资、沅、澧四水流域亦有分布，地势平坦、河湖众多，河道弯曲，树枝状水系发育。
9.3.2 断裂构造解译
断裂在遥感图像上主要表现为线性体，但图像上的线性体并非全部是断裂。因此，利用遥感资料解译本省断裂构造时，我们进行了两方面工作，第一是识别线性体，第二是验证线性体，即判别断裂构造线性体和非断裂线性体。线性体的验证实质上属于断裂遥感标志的确定和构造验证。目前，遥感技术对断裂线性体具有较强的检测能力。由于遥感资料信息量大，处理速度快，覆盖面广，识别物种多，不同时相图像能够反映物候变化等特点，线性体分析已成为区域构造及深部构造分析、矿产和能源勘查、区域稳定性及地震评估等方面的重要手段之一。工作中，为了有效地识别遥感图像上的断裂构造，我们首先根据初步的图像地质解译，结合必要的野外地质验证，建立图像覆盖区的影像地层单位，确定其图像解译标志，并初步了解区内影像构造框架，然后再进行断裂的图像解译。
断裂性质解译是在断层产状和两盘相对错动判译基础上，与地面资料结合进行。正断层容易形成断层陡崖、断层三角面，特别是高角度正断层最容易形成上述地貌。阶梯状的断层陡崖、断陷盆地和地堑湖泊，也是正断层所形成。逆冲推覆构造在图像上出露断裂线通常呈曲线形，特别是其前峰部位往往表现为凸凹不平的弧形断裂，在地貌上容易形成不同岩性造成的陡坝。影像弧的显示方向与推覆构造的运移方向一致，这类构造的典型实例是永兴逆冲推覆构造带。遥感图像上走滑断裂两侧通常表现出派生构造现象，如低序次的牵引褶皱和羽状节理、旋扭构造等；以平行排列、斜列、共轭扭裂面等形式成组出现，把岩块切成菱形或正方形块体，地貌上多表现为线性负地形，或沿某一方向断续延伸，并与区域总的山系、水系格局不协调。平移断层水平错动迹象，在地形、水系和地质体错动上反映最为明显，具明显的色调界面及线性负地形。这类断层的典型实例有长寿街—双牌断裂和遂川—热水断裂。
9.3.3 环形构造的影像分布特征
根据遥感解译所反映的环形影像，结合地质资料，对本省环形影像构造作如下解释和分类。
（1）岩体或隐伏岩体环：这类环形影像最为发育，如金井、望乡、板杉铺、歇马、南岳、宏夏桥、万洋山、彭公庙、骑田岭、大义山北侧、蓝山山口等环形影像。这些环形影像都呈圆环状或椭圆状，色调环明显，面积由数十至数百平方公里。
（2）基底隆起环：这类环形影像呈浑圆形态，边界不清，如华容桃花山两侧、祁东鸡龙街东部、衡阳茶山坳、武岗邓家铺及益阳环形影像，并表现出重力低和圈闭的航磁正异常。
（3）隐伏凹陷环：由地壳局部沉陷形成下凹的环形构造，遥感图像上为圆形和椭圆形边界，环内具有色调异常及有别于环外的纹形图案，边缘发育环形水系，如安乡凹陷，平江凹陷等。
（4）水系地貌环：主要表现为环形影像沿水系呈环状分布，反映了一种由环状构造控制的水系形态。较典型的有益阳南环状水系，长沙河西乌山放射状水系等，这类环形构造多数与活动构造有关。
（5）陨击环：在遥感解译时新发现的一种环形构造，与海南白沙陨击环形构造极为相似，分布于石门县苏家铺，直径约10 km。我们与长沙大地所王道经研究员一起进行了野外考察，发现环形构造地貌特征明显，环内分布有大小不一、杂乱堆积的砾块直至山顶，底部岩石由志留—奥陶系砂岩及粉砂质泥岩组成震裂带，但未发现陨石碎块，值得进一步工作。
9.3.4 基底韧性剪切构造
武陵期EW向韧性推覆剪切构造带北界大约在花垣—慈利—临湘一线，南界在安化—湘潭一线，呈一近东西向长条带展布，宽约100 km，向西见于武陵山、芷江，往东延入省境入幕阜—九岭地区。带内地层主要为中元古界冷家溪群，武陵构造运动使其产生形变，形成主体为东西向的褶皱带，自北向南发育三条韧性推覆剪切带，它们分别是花垣—慈利—临湘韧性推覆剪切带、仙池界—连云山韧性推覆剪切带、芷江—安化—湘潭—浏阳韧性推覆剪切带。
9.3.5 逆冲推覆构造
据初步统计，湖南省中、新生代逆冲推覆构造分布见表9-2。表中所列推覆构造分布于7市21县中，主要出现于雪峰山隆起的东西两侧、祁阳弧内侧和中新生代红色盆地周边。雪峰山地区推覆体主要沿东西两侧北北东向压扭性断裂分布，造成辰溪附近约20km2大小的小龙门飞来峰，使中上石炭统推覆在三叠系煤系层之上；辰溪深促湾石油一井、二井所见，据深1059 m及1360 m的二叠系再次被推覆到侏罗系之上，而另一井中多次见到二叠系推覆到白垩系之上。湘中地区，祁阳弧沿内弧断裂带在白马铺、五峰铺、仙槎桥等多处见到由东向西的低角度逆冲，造成泥盆系及南镇煤矿石炭系煤系推覆到侏罗系之上。甘塘煤矿见到梓门桥段，被测水段煤系地层推覆，构成大鼓塘飞来峰及九岭一带跳马涧组逆冲在石磴子组之上。
表9-2 湖南省逆冲推覆构造统计表
湘南南北向构造带，由于强烈的由东向西推挤，形成杨梅山煤矿双层飞来峰，使石炭系大塘阶逆冲在三叠系煤系地层及白垩系之上。永兴推覆体位于耒阳、永兴、郴州三县市交界处，面积达14 km2，西缘分布有面积为1 km2的肥江飞来峰，逆冲断面上下的二叠系地层构造形态不协调，使有的地段变成无煤带，有的地段煤层重叠产出。大多数推覆构造长度为数公里至数十公里，少数大于100 km，外来岩体绝大多数为晚古生代，其中主要为上泥盆统锡矿山组和中、上石炭统壶天群。原地岩则多数为上三叠统至下侏罗统，上二叠统龙潭组和下石炭统测水段的煤系地层，也有元古界板溪群变质岩推覆于晚古生代甚至中新生代地层之上。各推覆构造的总体走向受所在区域构造控制，雪峰山隆起区两侧，走向为北东向；祁阳弧内侧自北而南由北东向转变为北西向，与褶皱轴方向一致；中新生代盆地中湘东为东西向，湘东南则为北东或南北向。
9.3.6 走滑旋扭构造
从湖南省布格重力异常图（图9-1）可看出，在南岭东西向构造带以北湘赣地区，主要有三条 NNE向重力梯度带，即赣江重力梯度带、修水—茶陵—郴州重力梯度带、安化—城步重力梯度带。此外还分布有常德—安仁、邵阳—郴州、新宁—蓝山等三条 NW向次级重力梯度带。湖南省境内两条 NNE向异常带规模和强度甚大，错断和围限 NW 向异常带，地学大断面上为显著的岩石圈厚度陡变带及直插软流层的低阻带，说明茶陵—郴州、安化—城步一带存在着切穿岩石圈、并具走滑性质的深大断裂带。常德—安仁一带为向NE陡倾的低密度（卫星自由空气重力异常强度为-20～-30 mGa1）和低阻（50～90Ω·m）狭窄深延带———岩石圈断裂构造带，而邵阳—郴州异常带和新宁—蓝山异常带则是切穿陆块基底的隐伏大断裂反映。据方适宜、李先福等研究，沿 NE18°修水—茶陵—郴州主断裂两侧主要为 NE、NNE 向左行雁列走滑断裂构造带，自北而南有湘阴—资源断裂、长寿街—双牌断裂、茶陵—郴州断裂、遂川—热水断裂，以及较小的桂东断裂、资兴断裂、塘洞断裂等。单条大断裂的走向与深部走滑剪切面的夹角一般在 16°左右，长度从170 km（桂东断裂）～400 km（长寿街—双牌断裂）不等。这些断裂都表现为一系列次级断裂顺走向叠接的分枝复合直线型位移带，但在不同区段表现不完全相同。就单条断裂而论，在其主干部位，一般表现为平移直立断层，在其尾端，则表现为帚状或分枝状，并在其尾右侧，又叠接有同一条平移断裂。如是首先叠接，沿主断裂两侧，分别向 NE 和 SW方向直线型延伸。当断裂切穿花岗岩基时常表现为宽大而直立的破碎带，在沉积岩和变质岩区则表现为多条平移逆断层和阶梯状平移正断层组合，特别是断层与褶皱构造线方向平行时，只有通过地球物理资料才能查明它在结晶基底的具体位置。总之，NE向断裂在平面上服从雁行排列的组合样式，在剖面上具明显的花状构造，并在不同地段和部位表现出正、负花状或先后叠加复合。
9.3.7 NW向构造带特征分析
（一）NW向构造垂向分带
湖南省NW向构造带在上地壳断面上的构造型式与下壳层内狭窄的近直立断层带（低密度、低阻延伸带）相比，发生了明显的变化。根据邵阳—郴州、五峰仙—丰州等地红层、沉积盖层和褶皱基底中的NW向构造特征观察发现，NW向构造在湘中南地区上地壳不同构造层上表现为不同的构造形式（表9-3）。
（二）北西向断裂带的构造定位和表现
邵阳—郴州NW向构造带：区域地质地球物理资料表明，邵阳—郴州NW向构造带下壳层结晶基底表现为狭窄的陡倾断裂构造带，其总体走向为NW320°，倾向 NE，并造成上盘莫霍面逆冲抬升2～5 km。该断裂带在上地壳层内，则明显地转换为一系列 NW向剪切褶皱、断裂和剪切重熔花岗岩等要素组成的构造带，其剖面形态自下（韧性流层）而上（地表）呈辫状撒开（图9-2）。平面构造图上，主应变带位置（从SE向NW）是：自茶陵—郴州走滑断裂西侧的良田NW向断裂带开始至洋市—大义山南侧S型剪切褶曲拐点切线方向，入衡阳盆地到金兰桥被NNE向长寿街—双牌走滑断裂左旋平错，后由祁阳断褶带的NE侧至邵阳—白马山带被桃江—城步走滑断裂截接。该构造带在不同地段，表现形式也不相同。
图9-1 湖南省布格重力异常与深部断裂构造格局
表9-3 湘中南 NW向构造垂向分带
图9-2 湖南横穿北西向构造带剖面示意图
郴州—常宁段NW向构造带：北东侧为金银寨—城口断裂岩浆岩带，南西侧与塔山旋扭构造相邻，平面地质图上表现为典型的剪切断裂褶皱。大义山花岗岩构造带其特点是：①剪切褶皱，大义山原近SN向盖层被剪切弯曲成“S”型，反映出的左旋位移度至少在30 km以上；②断裂构造有两种类型，一类是先期形成的断层在NW向剪切应变中出现方位调整及力学性质转换，如桂阳弧内形成的一系列S形扭性断层系，其位态特征受先期既成构造格局和NW向构造应力场双重因素影响，另一类是NW向构造作用下形成的断裂，如大义山南缘NW向断层系，如良田NW向断层等；③NW向岩浆岩带，从NW向SE主要有大义山花岗岩、松岭石英正长岩及良田断层一带大量出露的花岗斑岩体。根据常宁—郴州一带剪切褶曲、断裂结构样式及空间组合特点，可判断该地段NW向构造带变形宽度约15 km左右。衡阳盆地南部金兰桥—归阳段NW向构造带，表现为一系列NW向陡倾同沉积正断层系及右旋平移正断层系，剖面上组合成“堑—垒”构造型式。
祁阳段NW向构造带：南西侧为祁阳断褶带，北东侧为关帝庙旋扭穹窿构造，地质图上表现为十分明显的NW向断裂—剪切褶皱构造带：①NW向断层系呈带状发育于褶皱基底和沉积盖层中，断裂规模从1 km到30 km不等，走向多为330°，断面倾角陡（大于75°）。据1∶20万邵阳幅区调报告，该组断层早期表现为左旋平移—逆断层性质（如七宝山断层），晚期则表现为右旋平移断层（如盖层中的NW向断层系）。②剪切褶曲构造，以祁阳和白地市剪曲重褶皱、睦头关重褶皱为典型代表，它们是印支期近SN向褶皱受NW方向剪切作用形成的轴向NW向重褶皱。
邵阳—白马山段NW向构造带：受NNE—NE向邵阳断褶带影响，此段NW向构造形迹表现不明显。平面地质图上沿邵阳—隆回一带可见到一组NW向断层，其规模不超过6 km。邵阳南侧褶皱呈向NW突出的剪切或弯曲；白马山一带发育有长轴方向为NW的椭圆形花岗岩。
常德—安仁NW向构造带：自茶陵—郴州走滑断裂西侧的安仁开始，向NW至衡山后被长寿街NNE向断裂左旋平错，其对应点为歇马岩体，再经伪山至黄土店一带被桃江—城步走滑断裂截切，全长约310 km，总体构造线方位为310°。深部地质地球物理资料表明，常德—安仁NW向构造带在低速层以下的岩石圈内，表现为向NE中等倾斜的狭窄断裂构造带，其下盘岩石圈底界面和莫霍面的落差相对上盘分别为100 km和5 km。该构造带向上（上壳层内）逐渐向西侧扩展，横剖面上构成了典型“背冲型”花状样式。平面地质图上，塔山至安仁带内，印支运动定型的基底穹状褶轴被旋转到NW向，沩山、歇马、紫云山、南岳和川口等中生代花岗岩沿褶皱核部就位，而两翼的板岩中普遍发育NW向劈理化带及左旋平移逆冲断层，反映了NW向左旋剪切挤压变形特征。根据重力上延15 km垂向二次导数异常图上零值线的圈定，常德—安仁NW向断裂—岩浆构造带的宽度约40 km。
新宁—蓝山NW向构造带：自茶陵—郴州走滑断层西侧的莽山—天塘开始，向NW至西山—蓝山—北市—单江—庙头—新宁，在苗儿山一带被桃江—城步走滑断裂截切，全长300 km，总体走向NW310°左右。深部地球物理资料显示，新宁—蓝山NW向构造带在下壳层内，为切穿莫霍面的近直立断裂在上壳层内明显转换为NW向剪切褶断构造岩浆带。①剪切褶断构造：天塘S型剪切重褶皱位于该构造带的南东端，印支期褶轴位于南北向，S型重褶皱拐弯处泥盆—石炭系地层走向NW325°，由此确定的左旋平移幅度在30 km以上。道县—庙头一带，NNE向盖层褶皱被牵引成NNW—NW向，平面上构成一巨大的弧形断褶带；②岩浆岩带：新宁—蓝山构造带除发育有西山流纹岩、玄武岩和大量斑岩体外，还控制了九嶷山—九狮岭—越城岭隐伏花岗岩的分布。
（三）与NE向断裂的关系
对不同尺度上断裂规模、力学性质、组合型式及断裂产出的区域构造背景和应力场特征分析表明，NW向断裂作为中新生代NNE向简单水平剪切应力场中重要的反向走滑断层，必然与相关的NNE同向走滑断裂构成了多级走滑剪裂菱形网络系统，并控制断陷盆地和花岗岩的展布。
湘东上壳层内，走滑主断裂上明显地转换成一系列NNE—NE向区域性P断裂和NW向R′断裂构造带，空间上构成了多组合菱形网络系。与R′断裂交切组合的区域P断裂有长寿街—双牌断裂、公田—宁乡—新宁断裂，茶永盆地边缘断裂系、资兴断裂、桂东断裂、遂川—热水断裂，它们在平面上呈左行左阶排列，NE30°～NE50°方向展布，长度一般超过200 km。值得注意的是，湘东南茶陵—郴州主断裂带东西两侧有较小 R′断裂分布，其走向320°左右，长度不超过170 km，主要有茶陵—大坪洞、五峰仙—丰州、金银寨—城口，及耒阳—永兴断裂、岔头断裂等。它们在平面上呈右行右阶式排列，与当地P断裂一道组成了控制湘东南—赣西南特大型、大型 W、Sn 和铀矿田分布。这一组合样式在更小尺度上也有明显反映，并为矿床的重要容矿场所。
图9-3 湖南省构造分区示意图
9.3.8 湖南省地质构造分区及主要特征
湖南省内重要的构造变形期有武陵期、雪峰期、加里东期、印支期、燕山期和喜马拉雅期。但对一个地区而言，存在一个主导变形期，它塑造了一个区域最引人注目的构造现象和构造轮廓，并强烈改造前期构造和制约后期构造。另一方面，由于构造所处不同的构造环境、机制不同，演变历史与所处的边界条件也不一样，这些因素使得构造组成物质、受力方式和强度不同，从而使得构造样式、构造线方向、变形强度及变形层次等都会有所不同，即使在同一个区的内部也存在差异。基于此，根据主导变形期变形特点的区域差异，为了便于应用，将本省地质构造分成湘中北、湘中南两大区，六个亚区（图9-3）。它们分别是：Ⅰ1 湘西北燕山期侏罗山式褶皱变形区；Ⅰ2 雪峰山加里东期逆冲褶皱变形区；Ⅰ3 湘东北武陵—雪峰期逆冲褶皱变形区；Ⅰ4 洞庭盆地新构造变形区；Ⅱ1 湘中—湘南印支期岩浆—构造变形区；Ⅱ2 湘东燕山期走滑构造变形区。
❽ 山脉是如何由陡峭变的平缓的
原因就是因为 西部 靠近大陆板块边缘，地壳运动会将板块猛烈撞击，从而形成山脉，且回陡峭。
美国西部偏南，不答只是山脉陡峭，更是地址运动活跃板块，地震和海底活动频繁。
东部反之，远离了大陆板块边缘，大西洋沿岸平原和墨西哥沿岸平原都是大陆架升高与海平面的结果，没有强烈的地质运动，大河复年冲击，是典型的冲积扇平原。越而往东，地缘偏低，形成了更低的三角洲。
❾ 构造地形
（一）概述
构造地形是地质构造形态的外部表现，是地质构造形态与地形形态一致的地形。由于地质构造形态在其形成和发展过程中都在不同程度上受到剥蚀作用的破坏和堆积作用的改造，所以，除极个别的场合外（例如，新发生的断层崖），绝大部分的地质构造形态，都受到不同程度的破坏和改造。所谓构造地形实际上是地质构造形态在一定程度上被破坏，但其基本特点仍被保留下来，并且在地形的形成中仍起主导作用的地形。在构造地形中，分为明显地带有地质构造形态的特点的正向构造，如背斜、穹窿、地垒等形成高凸的或相对高凸的正地形；以及负向构造，如向斜、构造盆地、地堑等形成负地形。地质构造形态未被破坏或轻微破坏的构造地形，叫做原生构造地形。原生构造地形的形态与地质构造的形态是一致的。地质构造形态在较大程度上受到剥蚀作用的破坏，但仍然控制着地形的基本特点的地形，叫做剥蚀构造地形。剥蚀构造地形包括埋藏在地下被剥露出来的地质构造形态所形成的地形（剥露构造地形）。确定较小规模的构造地形的具体标志是构造面（褶皱面、断层面、喷出岩和侵入岩体表面）和构造形态在地形中所占的比重。如果一种地形表面主要是由上述这些构造面所组成并且地质构造的基本轮廓仍然在地形形成中起主要作用时，便叫做构造地形。大规模的构造面很难保留完整，所以，大构造地形主要是根据地质构造形态的基本轮廓保留的程度加以确定的。
在地貌学中，常常把构造地形与构造运动地形等同起来。但如上述，构造地形所指的是一些已形成的较古老的地质构造形态在某种程度上被改造但构造变形面仍能分辨的地形。而构造运动地形所指的则是能够反映新构造运动的地形。新构造运动可以形成明显的新地质构造形态，如上升的高原，下降的湖泊和沼泽低地和平原等。所以，构造运动地形包括由新构造运动形成的新地质构造地形和受新构造运动控制的地形。由新构造运动形成的新地质构造地形，可以看出新地质构造形态和构造变形面；受新构造运动控制的地形，看不出明显的新地质构造形态和构造变形面。
下面所讨论的地形包括构造地形和构造运动地形。
（二）水平岩层构造地形
这是一类岩层产状接近水平（小于5°），地形表面与岩层表面基本吻合的地形。这种地形通常是沉积的海底及湖底，由于构造上升运动浮出水面所形成的。由于冰体融解而露出的冰积表面也属于这一类。浮出的海底、湖底和冰积面在大多数场合下都是一种平原地形，叫做构造平原。由水平的火山岩层所构成的平原，也属这一类。构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后期形成的起伏。
构造平原在构造运动上升的过程中不断地经受到剥蚀作用的破坏，首先是河流的侵蚀作用的破坏。组成构造平原各个岩层抵抗剥蚀作用的能力，通常都是有差别的。这样，在切割构造平原的河谷的斜坡上，便会产生了阶梯状地形。抗剥蚀能力强的岩层，组成阶面和阶坎的上部；抗剥蚀力较弱的岩层，组成阶坎的下部。由于这种阶状地形受着地质构造的控制，因此，它被叫做构造阶地。构造平原不断上升会被分割成为一些山岭和孤立的山岳或丘陵。如果组成构造平原顶部的岩层较坚硬，则它们的顶部是平展的。由水平岩层所形成的孤立的平顶山叫做方山。方山进一步被剥蚀作用所破坏，其规模渐渐变小，从而使一些方山的顶部呈锥形，叫做小方山或尖山。
如果构造上升运动长期停滞，河谷不再下切，构造阶地和方山地形继续经受剥蚀作用，最后可以完全被破坏。这时，构造平原再度显示出较为平展的由被挖掘出的较坚硬的水平岩层的构造表面。这种次成构造平原一般较原始构造平原复杂，通常是一种带有起伏的剥蚀-构造平原或堆积-构造平原。因为在这种平原上，除次成构造面而外，还有小规模的剥蚀地形面或堆积地形面（图9-1）。
图9-1构造平原（高原）、构造阶地、方山和尖山示意剖面图
（三）单斜地形
单斜地形是一种主要由单斜构造形态所造成的地形。单斜地形分布很广，单斜地形较之水平岩层地形更易于受到剥蚀作用的破坏。因此，在绝大多数场合下，单斜地形都是一些剥蚀构造地形。
单斜地形的原始构造地形是由倾斜岩层所构成的倾斜构造平原和单斜山，组成倾斜构造平原的岩层的倾角由5。至20°，组成单斜山的岩层倾角，大于20°（图9-2）。
图9-2倾斜构造平原和单斜山地形
由软硬岩层的互层所构成的倾斜构造平原，被剥蚀作用破坏后形成的一种最普通的剥蚀构造地形是单面山。单面山是一种平行于单斜岩层走向的剥蚀构造山脊，具有一个沿纵节理面发展的陡坡和沿倾斜岩层面延展的缓坡。沿纵节理面发展的陡坎叫做断崖坡。其上部由较硬岩层组成，下部有软岩层构成；沿层面延展的斜坡与较硬岩层的层面重合，叫做倾斜坡。断崖坡是岩层沿纵节理面破碎的结果。纵节理面垂直于层面，所以，断崖坡的斜坡角大致与岩层倾斜角的余角成正比。因为构成单面山的岩层倾斜角为20以下，所以，断崖坡的坡度角可达70°，通常是比较陡峭的。倾斜坡基本上是岩层的层面，其坡度与岩层的倾角大致相同，一般在20。以下（图9-3）。
倾斜构造平原和单面山时常出现在滨岸地带。它们的近陆一边通常分布着由较老的岩层所组成的前陆。在单面山的形成过程中，前陆亦受到破坏。如果组成前陆的岩层较松软，通常形成一个低洼的地带，叫做前陆峪或凹地。此外，如一个地区有许多软硬岩层的互层，则形成许多条单面山岭。介于单面山岭之间的凹地常成为一些平行于岩层走向的河流的次成河谷或洼地。
然而，并非所有单面山都出现于滨岸地带。在大陆内部，很多被破坏的岩层倾角较小的背斜和穹窿的翼部也分布着这种地形。
横切单面山的河流时常将单面山切断。同时，单面山之间谷地和洼地中的河流侵蚀作用和其它重力崩塌、地滑、洪流等剥蚀作用促使断崖坡向着岩层倾斜方向移动，从而引起单面山的迁移。在这一过程中，单面山的某些部分被河流所割切，脱离了单面山的主体，孤立地位于断崖坡之前，叫做遗证岗或外露岗。另一方面，在一些地区，埋没于单面山之下的底部岩层构成的凸起，在单面山后退过程中被揭露出来，叫做内露岗。
单斜山是一种由单斜层所形成的平缓的高地或山岭。单斜山被破坏后形成的剥蚀-构造地形叫做猪背崖。除岩层的倾角较大而外，构成猪背崖的岩层条件与单面山是类似的。猪背崖是一种比较尖锐的山脊，两坡都较陡峭，其长度虽可较大，但其宽度通常却较小。
（四）褶皱地形
褶皱地形包括由构造穹窿和盆地、背斜和向斜以及盐丘构造所形成的地形。原始的褶皱地形可以是正地形，也可以是负地形。原始褶皱正地形是一些褶皱山岳和丘陵；原始褶皱负地形是一些褶皱洼地或谷地。但除盐丘而外，自然界中原始褶皱地形很少，大部分都是遭到不同程度破坏的剥蚀-褶皱地形。
图9-3猪背崖、单面山和方山地形
如果在褶皱的翼部是由软、硬岩层互相构成的，则经过剥蚀作用对褶皱构造进行了一定程度的破坏后，在其翼部按其倾斜角度的不同，可形成前面谈到的单面山、猪背崖以及介于其间的洼地或谷地。在穹窿和背斜核部，由于受张力作用，节理和裂隙较发育，抗剥蚀能力较弱，容易受到剥蚀作用的破坏。特别是当这种穹窿或背斜的轴部分布着松软的岩层时，尤其容易受到剥蚀作用的破坏。在这种场合下，褶皱地形继续发展的结果，是因而在穹窿和背斜核部往往形成剥蚀的洼地或谷地；而盆地和向斜的轴部却往往造成山岳或丘陵。这种在正向地质构造表现为相对低的地形，而负向地质构造却形成相对高地形的现象，叫做“地形的倒置”。（图9-4）在有些场合下，如果构造穹窿和背斜核部是由较坚硬岩层组成，例如，由一种坚硬的石英岩或由厚层矽质灰岩构成，而且裂隙和节理不发育，在剥蚀作用将上部较松软的岩层剥蚀后，露出的底部较坚硬岩层可形成的次成的构造正地形，即剥蚀背斜山或剥蚀穹窿山。（图9-5）
图9-4剥蚀-褶皱地形（主要是向斜脊和背斜谷地）
图9-5剥蚀背斜山示意剖面图
（五）断层地形
1.断层崖断层崖是由断层形成的陡峭的斜坡或悬崖。断层崖常常构成高原或山岳和丘陵的边缘或阶梯状地形的陡坎。断层崖是由于断层引起地层垂直错动，在断层上升盘的边缘形成的（图9-6）。断层崖的坡度与断层的倾角有关。断层崖的规模，取决于断层运动的规模和强度。许多连续活动或间歇活动的新断层运动所形成的断层崖，例如，我国东部平原与邻接山岳地区之间由剧烈的间歇性活动的新断层运动所形成的断层崖，可以达到很大的高度。
在抗剥蚀能力强的岩石中新形成的高角度的断层崖，可以保持着实际的断层面，可见有断层擦痕或断层角砾岩。然而，这样的断层崖却非常少。常见的断层崖都在一定程度上被风化和剥蚀作用破坏和改造。在断层崖形成后，各种风化作用和剥蚀作用使断层崖上部的物质迅速蠕动、滑动、崩落和被搬运，使整个断层崖的坡度变得平缓。在这种过程中，断层崖的上部受到破坏；断层崖的基部或下部，被由上部搬运下来的松散堆积物所复盖。其结果是断层崖的上部向后退却，断层崖的坡度变得平缓，断层崖的高度也陆续减小，最后，在地貌上呈陡崖的特征可以完全被破坏。但如果断层崖的某些基本轮廓是由断层运动形成的，仍然可以叫做断层崖。
在陡峭的断层崖上，顺着断层崖斜坡发生的河流或溪流，叫顺向河。沿断层崖麓顺断层方向发生断的河流，叫断层河。顺向河沿断层崖的倾斜方向向下流动，由于坡度大，水流急，可切割成为峡谷。峡谷可借助顺向河的向源侵蚀进入以断层崖为边缘的上升盘地块——断块高原或山岳和丘陵。在这种侵蚀作用下，统一的断层崖被一些顺向河的峡谷分割成为一系列的三角面或梯形面，三角面或梯形面以及它们的基底大致沿着断层轨迹分布或平行于断层的轨迹分布。
在断层崖形成后，在构造运动长期稳定的场合下，河流侵蚀作用和其他风化作用及剥蚀作用进行下去，一条断层崖的上部可以被改造成为一些彼此分离的剥蚀丘陵或山岳，以至断层崖的形态荡然无存；而其下部则可以被保存于冲积物和其他松散堆积物的掩埋之下。断层崖地形于是消失。
当断层运动再度活动，重新使断层的一侧地形相对升高，一侧相对降低时，则在原剥蚀残留形态的基础上，重新形成崖的形态特征，称复活的断层崖。
当断层崖两侧由于构造上升运动相对于周围地区升高时，复盖断层崖的沉积物被河流和其他剥蚀作用所破坏，被埋藏的断层崖被剥露出来，形成剥露断层崖。剥露断层崖是一种受断层构造控制的主要由侵蚀作用所形成的剥蚀（侵蚀）构造地形，叫做断层线崖（图9-7）。
断层崖与断层线崖，特别是与复活断层崖，在形态上有许多类似之处，常常不易于区别。但这种区别却是非常重要的。因为它们反映着不同的地质历史和构造运动环境。复活的断层崖发生于差异断层运动间歇活动地区，断层线崖发生于构造运动上升地区。
图9-6断层崖地形发生示意图
上图—平行岩层走向的断层崖；中图—横交褶皱的断层崖；下图—海洋中脊区断层崖
图9-7断层线崖地形
a—复向（再生）断层线崖；b—逆向断层线崖
如果一个地区的构造运动类型在时间过程中是变化的，便可以形成复合断层崖。复合断层崖的一部分可以是断层崖或复活断层崖，另一部分可以是断层线崖。如果一条断层崖的底部被河流切割露出，那么，该断层崖的上部与断层运动同时产生的原生的断层崖，其下部便是受断层控制的由侵蚀作用挖掘出来的断层线崖。相反，一条剥露断层线崖也可以由于再生断层运动而升高，使其下部变成真正的断层崖。
断层崖可以构成高原或山岳的边缘，其方向与高原的延长方向和山岳的走向一致；也可以横交或斜交高原延长方向或山脊的走向。横交高原或山脊的断层崖，可以由高角度的垂直错动的断层运动发生，也可以由水平错动的断层形成。如果一条断层横切一个山岳，无论发生垂直错动或水平错动，都将引起该山岳的所有山脊以及介于其间的谷地的错动。断层崖不仅见于大陆，也发生于海底。平行于大陆裂谷和海洋中脊的中央裂谷两侧的断层崖，都达到很大的规模；横交海洋中脊的转换断层也形成巨大的洋底断层崖，长可达数百甚至上千公里，高1—2km。
2.地震断层崖及有关地形在地震区域，由于地壳沿垂直裂隙错动发生断层崖——地震断层崖。地震断层崖的长度虽然可以很大，但高度一般却较小。地震断层崖可以是地震断层运动产生的本义的断层崖，也可以是由于在地震过程中，地壳物质的差异压紧作用和蠕动所产生的次生裂隙错动形成的次生断层崖。在这些断层崖的底部，常常发生封闭的小规模的盆地、陷坑或沟糟。与地震伴生的及地震发生之后的土爬、泥流、水喷和侵蚀作用，常常很快破坏这些原生的和次生的地震断层崖。我国的海城、唐山和其他地震过程中，都有这样的地震崖和有关地形出现。
3.断块地形断块地形包括由断层运动形成的正地形和负地形。断层运动引起垂直错动，使相对升高的部分成为正地形——断块山岳（或高原、丘陵）；相对下降的部分成为断块洼地（或平原）。断块山和断块洼地可以由一个方向的断层形成，也可以由几个方向的断层形成。断块山和断块洼地周围界以断层崖。较大规模不规则的多角形断块洼地，叫断块盆地；长条形的断块洼地，叫做断层谷。断块洼地可以集水成为湖泊，也可以被堆积物复盖成为断块堆积平原。断块山和断块洼地常常伴生，它们的组合地形叫做盆地-山脉断块地形或简称为盆地-山脉地形。
常见的断块地形是地垒和地堑地形。地垒地形是中央断块相对升高的正地形，它可以是高原、山岳和丘陵；地堑是中央断块相对下降的负地形，它可以是盆地、谷地或洼地。地垒和地堑地形随断层运动的方向、组合及其规模而异。
裂谷是一种大规模的断块负地形，是中部断块下降形成的断块谷地。谷地两侧以断层崖为界。现已证明，裂谷不是由于简单的水平张力引起的断块下降运动形成的。裂谷是由于穹曲运动形成的大规模弯曲构造顶部的张性断裂形成的断陷造成的。所以，裂谷与穹曲高原伴生。
断块地形的分布非常广泛，断块地形可以发生在近水平的岩层中，也可以发生在古老的褶皱地层中。发生于近水平岩层中的断块地形如我国的太行山区。那里，古生代近乎水平的地层被北北东和近东西方向高角度的正断层所割切。成为一些断块山（地垒山）和山间断陷盆地（地堑盆地）。又如我国长白山系的一些地区由褶皱的前寒武系和古生界地层组成；另一些地区近水平的中生代地层和新生代玄武岩复盖在褶皱的古生代地层之上。北东和北北东方向的高角度的正断层与北西方向的高角度正断层交切，形成一系列地垒和介于其间的地堑盆地。在一些地垒山和地堑盆地或谷地边缘，分布着断层崖。由于发生时代晚或由于岩石坚硬，尚未受到侵蚀作用及其他剥蚀作用的严重破坏。一些地堑盆地集水成为湖泊。郯庐断裂带的东北部分的分枝之一——伊通-伊兰断裂，形成一条宽数公里至数十公里的裂谷。裂谷的一些部分在晚新生代时期内，断块下降运动幅度达3000m以上。被巨厚新第三纪—第四纪堆积物充填，裂谷内的火山和穹曲，在裂谷内形成谷中分水岭。世界上著名的莱茵裂谷、东非裂谷、贝加尔裂谷、约旦裂谷等都是一些大规模的断块负地形。莱茵裂谷切过古老的结晶岩系和较老的褶皱构造，新构造运动又在中生代和新生代地层中形成新地质构造。东非裂谷是一些斜列式的地堑系，分东、西两个裂谷组。东非裂谷一般宽30—50km，大致相当于地壳厚度。边缘的断层崖基本上都是正断层形成的。裂谷内的现代火山和横交裂谷的穹曲，在裂谷内形成分水岭，以致在西裂谷南部湖泊中的水流入刚果河，北部湖泊中的水流入尼罗河。东裂谷水系都是内陆水系，注入高盐湖或盐湖。东非裂谷被第三纪—第四纪沉积物充填，沉积物基底低于海面650m。东非裂谷发生于一个巨大的穹曲高原中。裂谷周围是地垒山。地垒顶部的渐新世剥蚀面被穹曲，穹曲面向着裂谷两侧方向倾斜。东非裂谷的地堑下降运动和邻接地区的地垒穹曲运动，现时仍在进行。在肯尼亚湖区周围，穹曲上升速度现时为
（六）穹窿地形
产生穹窿状地形的过程有盐丘、泥丘、岩浆侵入作用等。这些过程使上复岩层和沉积物向上穹曲，形成穹窿地形。
1.盐丘形成的穹窿地形盐丘被认为是盐类在静压作用下或在构造运动压力下，向上流动形成的一种构造现象，它能引起上复岩层产生穹窿构造和产生穹窿地形。这样的构造运动过程，叫做底辟构造运动。它与岩浆的侵入作用是类似的，但其发生的机制却有所不同。盐类包括岩盐、石膏等，被埋藏于数百公尺乃至数千公尺之下，由于超负荷而变为流体，沿着上复岩层中的裂隙向上穿透，并使上复岩层或松散沉积物形成穹窿，并伴生有断层和褶皱现象，形成在平面图上呈圆形或椭圆形的穹窿状的地形。盐岩位于这种地形的核部。盐丘的规模随在底辟构造运动过程中，盐类向上流动的量而不同，一般规模都较小，但有时直径可达10km。在盐丘的周围，由于盐类物质向盐丘底部迁移而发生下降运动，在地表形成环形低地或凹陷。盐丘形成后，以其顶部为中心，发生沿其翼部向外流动的放射状水系。盐丘的顶部，由于穹曲变形使岩层拉伸、变薄并产生裂隙，还因为其位置较高，所以，易于被河流和其他剥蚀作用破坏。被破坏的盐丘顶部，形成凹陷，凹陷的周围环以上复岩层形成的低小的单面山。在大规模的盐丘顶部单面山的坡麓，形成环状水系。
盐丘多产于干旱地区。在干旱气候条件下，盐类是一种抗剥蚀能力较强的单矿物岩石。在上复的抗剥蚀能力较弱的岩层或第四纪堆积物被破坏后，盐类露出地表，成为剥露盐丘构造地形。在潮湿气候条件下，盐类很快被溶解，盐丘地形也被破坏以至消失。由于盐丘形成的过程较快速，所以，可以引起河流改道。大部分盐丘产于松散的第四纪堆积物中。盐丘的出现，说明深部存在着巨厚的盐类堆积。
我国西北部和内蒙地区，分布着盐丘地形；西南亚诸国，以及加拿大、前苏联等国，盐丘分布尤多。由于构成盐丘的盐类本身的经济价值以及它与石油的密切关系，所以，成为研究勘探的重要对象。
2.泥丘形成的穹窿状地形泥丘是一种小的构造运动地形，见于大河流的三角洲内。在三角洲内，汊河的快速增长和沉积物的快速累积，使下伏的三角洲堆积物或浅海堆积物中的粘土层产生局部超负荷而成为可塑体。如上复的三角洲堆积厚度超过100m，使塑性粘土向上流动，便可发生底辟侵入作用，其上复的沉积物便可形成穹窿状的泥丘。泥丘在三角洲中呈孤岛状分布。由于构成泥丘的三角洲堆积物抗剥蚀能力弱，所以，泥丘易于被破坏，它的存在是暂时的。
泥丘是三角洲中下伏有可塑粘土层的标志。泥丘的研究，一方面，可根据来自下部粘土的成因类型以及其中含有的生物群落，研究沉积环境的变化以及三角洲的形成历史；另一方面，对于三角洲中水文地质和工程地质的研究，也具有重大的意义。
3.侵入岩体形成的穹窿状地形浅成的岩席侵入体引起的膨胀可以使上复地层变形，成为穹曲构造，在地形上表现为穹形丘陵。厚度较大的岩盤（透镜状侵入体）可以使上复岩层形成更为明显的穹曲构造和地表穹曲地形。岩盘是一种未喷发的火山，常与火山伴生。浅成的岩盘与火山是过渡的。规模较大的岩钟、岩株和岩基的侵入，使上复岩层造成更为显著的构造穹曲、穹窿和伴生的褶皱构造。岩株和岩基侵入体通常深度较大，上复岩层的厚度较大，与上复岩层形成的穹状地形的规模和强度也较大。在这种穹曲顶部向外围的岩层受重力滑动，可发生褶皱和断层。在这些种穹曲的形成过程中，地表也可呈现相应的地形。在这些地形中，有相对升高的正地形，也有相对下降的负地形。在这种地区，作为一个整体，伴随着侵入岩体的形成和上复岩层升高的同时，在侵入岩体周围地区，由于在深部岩浆形成过程中，物质向形成侵入体的岩源部位迁移，在其周围的上复岩层可作补偿性的下降运动，因而可在侵入体的周围形成环形坳陷构造，在地形上表现为环形洼地。
所有上述上复岩层构成的地形，虽然与侵入岩体的形成有关，但却不是侵入岩体构造地形本身，它们是一些与侵入岩体有关的地形。只有侵入岩体露出地表时，才能形成侵入岩体地形。
埋藏在复盖层之下的侵入岩体，由于构造运动上升而被抬高并受到剥蚀，使复盖层被破坏，从而使侵入岩体露出地表。如果复盖层的抗剥蚀能力较低于侵入岩体，则侵入岩体露出地表并能基本上保持其原始的侵入岩体构造形态。这样的地形叫做剥蚀（剥露）-侵入岩体构造地形（图9-8）。按照侵入岩体构造形态，将它们分为岩基、岩株、岩盘、岩钟、岩脉、岩席等剥蚀构造地形。它们常常是一些不同规模的山岭、山脊、穹窿和高地。如果复盖它们的是沉积岩，在它们的周围常常形成环形的单面山、单斜断崖等地形。
我国燕山期花岗岩的各种规模的侵入岩体，常常形成这类剥露-构造地形。
（七）准平原和夷平面
准平原是一种由各种剥蚀作用形成的广大的具有微小起伏的平原。在准平原的一些较为低洼的部分，可以有不厚的松散堆积物复盖；准平原的一些部分，由于地质构造和岩石条件而具有较强的抗剥蚀能力，可以相对地凸起；在准平原上可形成一些明显突起于周围的残丘。准平原是一种发展缓慢的地形，在准平原上，剥蚀作用和堆积作用，都比较微弱，并且接近平衡。
准平原是地区性的各种剥蚀作用使地形（其中包括山岳、丘陵、平原、河谷地形等等）夷平的结果。准平原切过各种不同的地质构造。地区性的夷平条件是：（1）漫长的时间；（2）在准平原的外围，需要存在剥蚀作用所产生的碎屑物质的堆积洼地；（3）构造运动长期相对稳定；（4）准平原形成时的高度，接近接受堆积物洼地的高度，因为，只有在这样的高度条件下，准平原的剥蚀作用和堆积作用才能变得很微弱，使准平原地形得以存在。
在准平原形成之后如发生构造上升运动，可以将准平原抬高成为高原。由于高度增大，剥蚀作用首先是河流侵蚀作用再度活跃，将准平原切割并使其进一步破坏，以至使准平原不再是一个连续的平面，而变成一些孤立的平顶山或丘陵。如剥蚀作用进行下去，平顶山顶部保留的一部分准平原面，也可以完全被破坏。这时，准平原只能用大致相同高度山顶的山顶面作为代表。在地貌学中，把这种上升的准平原叫做夷平面。
如果在一个地区内，构造运动不止一次地间歇性上升，便可以形成几个高度不同的夷平面，呈阶梯状分布在山岳和高原顶部和斜坡之上。地貌学中把这种地形叫做多层地形。但多层地形不单指多层夷平面地形。多层地形包括各种地形构成的阶梯状地形。多层地形中的每一个阶梯地形，都由一个平面和一个陡坎组成。平面是在构造运动稳定时期形成的，一般，这个时期相对地漫长；陡坎是在构造运动上升过程中形成的，这个时期较短。
准平原在形成之后，也可以由于发生构造运动下降而被堆积物埋藏，形成沉没准平原或埋藏准平原。准平原也可以由于各种不同类型的构造运动而发生穹曲、坳陷、断层等连续的和不连续的变形。
准平原和夷平面虽然是一种剥蚀面，但却是在一定构造运动条件下形成并受构造运动控制的地形，所以，是一种剥蚀-构造地形。准平原和夷平面的研究，对于恢复山岳和高原的形成以及新构造运动的历史是非常重要的。此外，在长期剥蚀和风化作用所形成的准平原面上，常常赋有残积的和其他类型的堆积矿产，所以，准平原的研究，特别是埋藏准平原的研究，具有很重要的实际意义。
❿ 坡道的陡与缓常用什么来表示
坡道的陡与缓，常用坡度来表示。
坡度，是指坡道线路中心线与水平夹角的正切值，即一段坡道两端点的高差与水平距离之比。坡道坡度的大小，通常是用千分率来表示。