第三章 内动力地质作用.docx

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第三章内动力地质作用

第三章内动力地质作用

内动力地质作用是地球或地壳变化发展的根本动力。

内动力地质作用可分为地壳运动或构造运动、地震运动、岩浆作用和变质作用等四种方式。

其中又以地壳运动最为重要，地壳运动常引起岩浆活动、变质作用，而地震也主要是由地壳运动产生的岩石断裂引起的。

本章着重介绍了地壳运动及其产物的一般知识，对地震岩浆作用和变质作用也作了介绍。

第一节 构造运动

构造运动是主要由地球内部能量引起的组成地球物质的机械运动。

构造运动使地壳或岩石圈的物质发生变形和变位，其结果一方面引起了地表形态的剧烈变化，如山脉形成、海陆变迁、大陆分裂与大洋扩张等；另一方面在岩石圈中形成了各种各样的岩石变形，如地层的倾斜与弯曲、岩石块体的破裂与相对错动等。

此外，构造运动还是引起岩浆作用与变质作用的重要原因，并且对地表的各种表层地质作用具有明显的控制作用。

因此，构造运动在地质作用中处于最重要的地位。

构造运动按其运动方向可分为垂直运动和水平运动两类。

垂直运动是指地壳或岩石圈物质垂直于地表即沿地球半径方向的运动。

常表现为大面积的上升、下降或升降交替运动，它可造成地表地势高差的改变，引起海陆变迁等。

因此，这类运动过去常称为造陆运动。

水平运动是指地壳或岩石圈物质平行于地表即沿地球切线方向的运动。

常表现为地壳或岩石圈块体的相互分离拉开、相向靠扰挤压或呈剪切平移错动，它可造成岩层的褶皱与断裂，在岩石圈的一些软弱地带则可形成巨大的褶皱山系。

因此，传统的地质学常把产生强烈的岩石变形（褶皱与断裂等）并与山系形成紧密相关的水平运动，称为造山运动。

水平运动与垂直运动是构造运动的两个主导方向。

实际上对于某一个地区，常表现为既有水平运动又有垂直运动的复杂情况。

构造运动在整个地质历史时期中都在不断进行。

新第三纪以来的构造运动常在地形、地物上保存较好，人们常把新第三纪以来发生的构造运动称新构造运动；其中有人类历史记载以来的构造运动称现代构造运动。

新第三纪以前发生的构造运动称古构造运动。

一、构造运动在地形、地物上的表现

1、地形变测量反映的现代构造运动

构造运动的速率大多数是极其缓慢的，人们在短时期内常常不容易觉察到。

但是，随着科学技术的发展，人们可以凭借测量仪器来观测这种极缓慢的运动。

其基本原理是在现在地形面上设置一系列的观测点，然后用经纬仪与水准仪测量这些观测点的位置及高程随时间的变化情况，由此了解地形面的变化情况，并可推断构造运动的特征，这种方法称为地形变测量。

它是研究现今构造运动的一种重要方法。

在地形变测量中，测量观测点相对于大地水准面的高程变化称为水准测量。

水准测量对于了解现今地壳的垂直运动具有重要意义。

我国从1951年至1982年先后进行了两次全国范围和多次区域性的精密水准测量，积累了大量的基础资料，在此基础上编制出了中国大陆现代地壳垂直形变速率平面图，反映了我国大陆近30年来地壳垂直运动的总体情况。

基本上以昆仑山—秦岭—大别山一线为界，南部以上升为主，北部以下降为主。

在南部以青藏高原上升最快，一般为5～10mm/a；云南西南部次之，为5～7mm/a；广大的华南地区一般为2～4mm/a。

在北部以准噶尔盆地、塔里木盆地及东北三江平原下降较快，一般为2～5mm/a。

在地形变测量中，为了观测地形面的水平运动情况，一般使用三角测量法，即在地形面上设置多个观测点组成三角网，通过测定各个三角形的边长及内角随时间的变化，计算出各处观测点的水平位移矢量，由此得出水平运动的状况。

地形变测量揭示现代水平运动的典型例子是美国西部圣安得烈斯断层。

在美国旧金山附近跨越圣安得烈斯断层布置了三角测量网，在1882～1946年的65年间作了4次定时测量，得出了各三角测量点水平位移矢量。

各点运动矢量不尽相同，但总方向是与断层线基本平行。

断层西侧主要向西北方向移动，平均速度约4cm/a；而断层东侧只作相对较小的往复式移动。

近些年来，大地测量技术有了很大进展。

人们通过设置跨国界、跨洲际的超长基线（VLBI），并利用电磁波干涉测距、激光测距等高精度的测量新方法，可以观测大区域、甚至跨洲际的水平运动情况。

特别是近几年新发展的全球定位系统（GPS）方法，利用地球上空的人造卫星网，定时地对全球地面上的观测点或观测站进行精确的定位，可以了解全球范围内不同尺度、不同地区的水平运动情况，不仅提高了精度，而且使地形变测量变得更灵活、更简便和更实用。

初步测量结果表明，全球各大陆间或洲际间的相对水平运动速率一般为每年数毫米到数厘米。

2、构造运动在地物上的表现

尽管岩石圈的构造运动速率是极其缓慢的，但是长期积累就可以造成大规模的位移。

地物是指人类在地面上所建造的建筑物，地物建成后，如果地面发生构造运动，地物便成为记录运动的良好标志，再结合对地物的考古资料，我们便可了解构造运动的特征。

地物记录地壳垂直运动的一个典型实例，是意大利那不勒斯湾海岸的塞拉比斯城镇的遗迹。

这个城镇建于公元前105年的古罗马时代，当时城镇虽临近海岸，但无疑应在海面以上。

后来，该城镇逐渐下沉到海面以下，并被火山灰所掩埋，以后又上升到海面以上。

1749年，人们从火山灰中将该古镇废墟挖掘出来。

在城镇废墟中耸立着三根高12m的大理石柱，每根石柱上均保留着相同的地质遗迹：

石柱地基以上3.6m是被火山灰掩埋部分，柱面光滑；其上2.7m一段被海生动物钻蚀了无数密集的小孔；柱子上段5.7m一直未被海水淹没过，但遭受风化，不甚光滑。

由此可知，这三根柱子建成时在海面以上，后来逐渐下沉以致被海水淹没了6.3m，其中下部被火山灰淹埋部分因受到保护而未被海生动物蛀蚀，而未掩埋部分则被蛀蚀，海面以上的5.7m则遭受风化作用。

1749年挖掘废墟时，这些石柱已经整体升到了海面以上。

结合历史材料的考证，得知这些石柱是在公元1500年下沉到海面以下6.3m的；公元1600年开始上升。

18世纪中期（发掘时）全柱升出海面，1800年石柱处于最高位置；以后又下降，1826年石柱被淹没了0.3m，1878年被淹0.65m，1913年被淹1.53 m，1933年被淹2.05m，1954年被淹2.5m。

显然，在古城建成后，这个地区曾经历过下降、上升、再下降的过程。

水平运动与垂直运动常常是兼而有之，地物记录也充分证明了这一点。

例如，在我国宁夏石咀山市西南的贺兰山东麓红果子沟附近，明代修建的一条长城被错断。

该长城遗迹总体呈东西向延伸，大致与山麓走向垂直。

长城由于山麓断层的运动而被错断，其水平错开距离约1.45m，垂直错断距离约0.9m。

据考证，该长城修建于公元1448～1485年，距今约500a。

所以，该地区500年来，既有垂直的差异运动，也有水平的差异运动。

3、构造运动在地貌上的表现

地貌是地质作用所形成的特定地表形态，构造运动对一些地貌的形成具有明显的控制作用。

反过来，这些与构造运动有关的地貌成为我们研究构造运动的有力证据。

由于古老的地貌往往早已被剥蚀殆尽，所以现今地貌一般反映的是新构造运动所造成的结果。

反映地壳垂直运动的常见地貌有河流阶地、深切河曲、夷平面、海成阶地、多排溶洞等。

河流阶地和深切河曲 在地壳运动相对稳定时期，河流以侧蚀作用为主，河谷不断侧向迁移，形成宽阔的河谷，河谷中形成由冲积物构成的河漫滩。

如果地壳运动使该区域处于上升状态，则河流侵蚀基准面下降，河流的下蚀作用重新加强，使河床降低，原有的河漫滩相对升高，一般洪水已不能达到，形成分布于河谷谷坡上、洪水已不能淹没的、顶面较平坦的台阶状地形，称为河流阶地（river terrance）。

若该区域地壳运动表现为多次的上升—稳定—上升的过程，就会沿河谷出现多级阶地，其中位置愈高的形成时间愈早，通常从河漫滩以上最低一级阶地算起，从下而上或由新到老依次称为一级、二级、三级阶地……。

因此，河流阶地常可看作地壳垂直运动的标志之一，阶地面的相对高差大致反映了地壳上升的幅度。

在地壳相对稳定时期经长期演变已经发展成蛇曲的河流，若地壳转为上升，河流下蚀作用加强，河床降低，并深切至基岩，形成在河谷横剖面形态上成“V”形谷，而河谷在平面上仍保留极度弯曲的蛇曲形态的不协调现象，称为深切河曲（incised meander）。

它反映了地壳由相对稳定转向强烈上升运动的特征。

准平原和夷平面 地壳处于相对稳定时期，流水及其他各种表层地质作用长期共同对陆地表面进行改造，其总趋势是把原来地表高差较大的形态，经过风化、剥蚀把它削低，同时又将破坏下来的物质搬运到地表低洼处进行堆积，以减少地表的高差。

这种“削高填低”的结果，使广大地区内形成只存在零星分布的、高度不大的剥蚀残丘，整个地区变得比较平坦，这种近似平原的地形称为准平原（peneplane）。

当地表演变到准平原阶段之后，如果地壳又重新上升，准平原被抬高，并遭受流水切割而成为山地，这时在山地的顶部可以残留着原有准平原的遗迹，即相当平坦的顶面。

其范围可大可小，上面可见到准平原时期的沉积物或风化壳，而且一系列相邻的平坦山顶大致位于同一高度，它们代表了已被破坏的原来准平原的表面，称为夷平面。

根据夷平面上沉积物或风化壳的年代可以判断其形成年代，根据夷平面的高度可以推算准平原形成后地壳的上升幅度。

例如，近年来的研究成果证明，具有“世界屋脊”之称的我国青藏高原，在上新世时期地壳相对稳定，逐渐形成了地势起伏较小的准平原，当时准平原的高度大致为海拔1000m左右，随着上新世末期以来青藏高原的强烈上升，原来的准平原解体，遭受剥蚀、切割而成为夷平面，现今该夷平面的海拔高程一般为4000～5000m。

所以，上新世末期以来，青藏高原的整体隆升幅度达3000～4000m。

反映垂直运动的海（湖）岸地貌也非常丰富。

如地壳稳定时期在海（湖）面附近形成的波切台、波筑台，由于地壳重新上升可形成明显高出海（湖）面的海（湖）成阶地。

如果地壳多次地稳定—上升，则可形成多级海（湖）成阶地。

又如岩岸地区形成于海面附近的海蚀凹槽，由于地壳的间歇性上升，可形成高出海面的多排海蚀凹槽，等等。

一个地区多排溶洞的出现也是垂直运动的证据。

因为成排的溶洞原来一般是在潜水面附近经潜蚀作用而形成的，如果出现多排溶洞，则表明该地区在垂直运动的影响下潜水面与岩层的相对位置曾发生过显著的变动。

总之，垂直运动在地貌上的表现丰富多样，不胜枚举。

地壳或岩石圈的水平运动在地貌上也留下了丰富的痕迹。

水平运动可以使线状延伸的水系（河流、冲沟等）发生同步弯曲和错断。

例如在四川西部的鲜水河谷地中，一系列穿过鲜水河断裂带的水系，由于断层的水平运动而发生弯曲和错断，形成“S”形、肘状或梳状水系。

水平运动还常常使山脊或山梁错断或弯曲。

二、构造运动在地层中的表现

不同地质历史时期形成的岩石记录或地层，都蕴藏着丰富的构造运动信息，通过这些信息，进行深入的剖析，就能了解当时构造运动的一些性质和特点。

1、地层的岩相变化及厚度

地层是一定地质历史时期形成的层状岩石。

其中，沉积岩地层往往是在一定的地表沉积环境（如浅海、滨海、湖泊、河流等）中形成的，不同的沉积环境形成了不同的岩石特征及生物化石组合，这种能反映沉积岩或沉积物形成环境的岩石及所含生物化石的各种特征称为岩相。

因此，一定的岩相就代表了一定的沉积环境，岩相变化就意味着沉积环境的变化。

沉积环境可简单地分为两类：

海洋环境与大陆环境。

海洋环境中又有深海、半深海、浅海、滨海等环境；大陆环境中又有湖泊、沼泽、河流、冰川等环境。

一个地区沉积环境或岩相的剧烈变化，与构造运动存在着千丝万缕的联系。

例如，一个地区从早期的浅海沉积，逐渐转变为滨海沉积，此后又转变为陆上河流沉积，这说明了该地区的地壳是逐渐上升、海水逐渐退出的；相反，如果一个地区从早期的陆上河流、湖沼沉积，逐渐变为滨海、浅海、甚至深海沉积时，则说明了这个地区的地壳是逐渐下降、海水逐渐侵入并加深的。

因此，研究一个地区不同时期的岩相变化，一方面能查明沉积环境或古地理的变迁情况，同时也揭露了地壳升降运动的过程。

利用沉积物或沉积岩的厚度资料，不仅可以分析地壳升降运动的性质，而且还能定量地确定古代地壳垂直运动的幅度。

在地壳稳定的情况下，一定沉积环境下形成的沉积物厚度有一极大值，如浅海中沉积厚度的极大值一般不超过200m、河流沉积的最大厚度不超过河谷的深度、湖泊沉积的最大厚度不超过湖盆的深度等，如果达到其极大值时，水体将会被排出，沉积凹地被填满，从而终止沉积作用。

但是，许多地区都发现岩相类型不变，而沉积物的厚度却大大超过了相应沉积环境的极大值。

这表明是在地壳不断下降的同时不断接受沉积的条件下形成的，地壳下降幅度抵消了沉积填充的厚度，使原来的沉积环境基本保持不变，这时沉积厚度可大致作为该时期地壳下降幅度的代数和。

例如我国北京西山、河北蓟县一带，中、新元古代的浅海相沉积岩厚达1万多m，说明这个地区在中、新元古代时，地壳处于不断下降、不断沉积并始终保持浅海的沉积环境，这一时期地壳下降的幅度

2、地层的接触关系

地层接触关系是指新老地层（或岩石）在空间上的相互叠置状态。

地层接触关系受构造运动的控制，同时也记录了构造运动的历史。

通常，最基本的地层接触关系有整合、平行不整合和角度不整合三种，不同的接触关系反映了不同的构造运动特点。

整合是指上下两套地层的产状完全一致，时代连续的一种接触关系。

它是在地壳稳定下降或升降运动不显著的情况下，沉积作用连续进行，沉积物依次堆叠而形成的。

平行不整合又称假整合。

其特点是上、下两套地层的产状基本保持平行，但两套地层的时代不连续，其间有反映长期沉积间断和风化剥蚀的剥蚀面存在。

平行不整合的形成过程是：

①在地壳稳定下降或升降运动不显著的情况下，在一定的沉积环境中沉积了一套或多套沉积岩层；②地壳发生显著上升，原来的沉积环境变为陆上剥蚀环境，经长期的风化剥蚀后，地面上形成了凹凸不平的剥蚀面，剥蚀面上分布有古风化壳及铝土矿、褐铁矿等风化残积矿产；③地壳重新下降到水面以下接受沉积，形成新的上覆沉积岩层（其底部由于开始沉积的地形差异较大而常形成底砾岩），由于地壳基本上是整体上升和下降的，故上、下两套地层的产状基本保持平行。

所以，平行不整合的出现，反映了地壳的一次显著的升降运动。

角度不整合这种接触关系的特征是：

上、下两套地层的产状不一致以一定的角度相交；两套地层的时代不连续，两者之间有代表长期风化剥蚀与沉积间断的剥蚀面存在。

角度不整合的形成过程为：

①在地壳稳定下降或升降运动不显著的情况下，在沉积盆地中形成一定厚度的原始水平沉积岩层；②地壳发生水平挤压运动，使岩层产生褶皱、断裂等变形，岩层伴随着水平方向上缩短的同时，在垂直方向上则不断上升，并到达陆上的一定高度或成为山地，在此过程中还可能伴有岩浆作用与变质作用发生；③在陆上环境下，变形的地层遭受长期的风化剥蚀，形成凹凸不平的剥蚀面，同时在剥蚀面上形成古风化壳、残积矿产等；④地壳重新下降到水下沉积环境，在剥蚀面上又形成了新的原始水平沉积岩层（其底部常有底砾岩），新形成的地层与不整合面大致平行，但与不整合面以下的地层以一定的角度相交。

所以，角度不整合反映了一次显著的水平挤压运动及伴随的升降运动。

例如，我国华北地区寒武系至侏罗系的地层接触关系反映的构造运动历史大致为：

寒武纪（∈）至早、中奥陶世（O1-2），地壳稳定下降，形成一套整合接触的浅海相泥岩、泥灰岩、灰岩地层；中奥陶世（O2）以后，地壳上升到海面以上，原来的地层遭受风化剥蚀，这一过程一直持续到早石炭世（C1），在此期间形成了剥蚀面、古风化壳、残积铁矿与铝土矿、底砾岩等；晚石炭世（C2）开始，地壳又下降到水面以下接受沉积，从而形成了奥陶系（O）与石炭系（C）之间的平行不整合接触；晚石炭世（C2）至二叠纪（P）形成了一套整合接触的海陆交互—内陆湖盆相的砂岩、泥岩夹煤层沉积；三叠纪（T）时期地壳发生水平挤压运动，原来的岩层发生褶皱、断裂等变形，同时上升到陆上遭受风化剥蚀形成又一个剥蚀面；侏罗纪（J）时地壳又下降接受沉积，形成了侏罗系（J）与二叠系（P）之间的角度不整合接触。

该区在侏罗纪（J）以后，还有几次强烈的构造运动，它们在地层接触关系上都有表现。

平行不整合与角度不整合均属不整合接触关系，此外，岩浆岩与变质岩经陆上长期风化剥蚀后，再下降接受沉积形成的接触关系也属于不整合接触。

不整合是构造运动的反映，利用不整合确定构造运动时代的方法是，构造运动发生在不整合面之下最年青的地层时代之后与不整合面之上最老的地层时代之前。

三、构造运动引起的岩石变形

岩石变形是构造运动的重要表现和结果。

沉积岩形成时除局部地区具有原始倾斜以外，基本上是水平产出的，而且在一定范围内是连续的；岩浆岩则具有原生的整体性。

但是经过构造运动，岩层可由水平变为倾斜或弯曲，连续的岩层被断开或错动，完整的岩体被破碎等。

根据岩石变形的特征可以分析构造运动的性质、强度及时代等。

岩石变形的产物称为地质构造。

最常见的地质构造为褶皱和断裂。

岩石之所以能发生变形是因为它受到了构造运动所施加的力的作用。

这种力一般来自于相邻岩块的挤压、拉张与剪切作用。

在近地表的环境下，坚硬的岩石通常表现为脆性，它在强烈的构造运动作用下，容易发生破裂变形这是可以理解的。

但是，在自然界我们常看到岩石发生复杂的弯曲变形，这说明岩石在变形时曾表现出明显的韧性（柔性）。

地表看来坚硬的岩石之所以能发生明显的韧性变形，主要是因为有许多因素影响着岩石变形的力学性质，其中主要有围压、温度、溶液及构造作用力的快慢等。

一般来说，当岩石处于地下一定深度的较高围压与温度环境下，或者岩石含流体丰富、固结较差，并且施加的构造作用力比较缓慢时，岩石表现出较强的韧性，易发生连续的弯曲或褶皱变形。

1、岩层产状

构造运动使岩石变形，形成各种地质构造。

而这些地质构造的形态往往是由岩层或岩石在空间上的位置变化表现出来的。

因此，要研究地质构造，首先必须确定岩层或岩石的空间位置。

地壳表面分布最广的岩石是沉积岩，由于沉积岩具有原生层理构造，所以它对记录岩石变形的特征最为有利。

沉积岩的基本单位是岩层，同一岩层一般由成分基本一致的物质组成，岩层与岩层之间由层理面或层面分开。

一个岩层上、下两个层面，称为顶面和底面，岩层顶、底面间的垂直距离即岩层厚度，同一岩层的厚度通常是比较一致的，但有时也可出现岩层逐渐变薄并尖灭的现象。

岩层在空间的位置称为岩层的产状。

岩层产状用岩层的走向、倾向和倾角来确定，这三者称为岩层的产状要素。

   走向岩层层面与假想水平面交线的延伸方向称走向，其交线叫走向线。

走向表示岩层在空间的水平延伸方向，用走向线的地理方位角来表示（0°～360°）。

由于走向线有两个延伸方向，故同一岩层的走向有两个值，两者数值相差180°。

倾向岩层面上垂直于走向线向下所引的直线称为倾斜线，倾斜线在水平面上的投影所指的方向称为倾向。

倾向表示岩层在空间的倾斜方向，一般用地理方位角表示（0°～360°），其数值与走向相差90°。

岩层的倾向值只有一个。

倾角倾斜线与其在水平面上的投影线之间的夹角称倾角（或真倾角）。

它是岩层面与水平面之间所夹的最大锐角，倾角值为0°～90°。

在不垂直岩层走向线的任何方向上量得的倾角称视倾角或假倾角，视倾角总是小于真倾角。

岩层的产状要素在野外是直接用罗盘测量出来的，测得的产状要素用规定的文字或符号记录。

常用的文字记录格式为：

倾向方位角∠倾角，如150°∠30°表示倾向方位角为150°（即东南方向）、倾角为30°。

因为倾向方位角加、减90°即为走向方位角，所以一般不记录走向，直接记下倾向即可。

走向、倾向及倾角在地质平面图上用“

30°”符号表示，符号中的长线方位与走向一致，短线指向与倾向一致，长短线的交点应落在测量点位置上，符号旁边加注的数字为倾角。

自然界的岩层按其产状可分为三种类型：

水平岩层（倾角为0°左右）、倾斜岩层（倾角介于0°～90°之间）和直立岩层（倾角接近90°）。

其中以倾斜岩层最常见、分布最广；水平岩层只有少数地区才能见到；直立岩层也是局部现象。

2、褶皱构造

褶皱是岩层受力变形产生的连续弯曲，其岩层的连续完整性没有遭到破坏，它是岩层塑性变形的表现。

褶皱的形态多种多样，规模有大有小。

小的在手标本中可见，大的宽达几十公里、延伸长达几百公里。

褶皱中的单个弯曲称为褶曲。

（一）褶皱的要素

褶皱的组成部分称褶皱的要素。

为了正确描述和研究褶皱构造，必须弄清褶皱的各个组成部分及其相互关系。

褶皱要素主要有核、翼、转折端、枢纽、轴面等。

核组成褶皱中心部分的岩层叫核。

它的范围是相对的，一般只把位于褶皱内部的某一地层定为核。

如果是剥蚀后出露于地面的褶皱的核，通常是指最中心的地层。

翼褶皱核部两侧的岩层称为翼。

相邻的两个褶曲之间的翼是共有的。

转折端从褶皱一翼向另一翼过渡的弯曲部分称为转折端。

它是连接两翼的部分，其形态多为圆滑弧形，有时也呈尖棱状、箱状或扇状。

枢纽组成褶皱的岩层的同一层面上最大弯曲点的联线叫枢纽。

枢纽可以是直线，也可以是曲线或折线。

枢纽的空间产状可以是水平的、倾斜的或直立的，但以倾斜的最常见，枢纽的向下倾斜称为枢纽倾伏。

轴面是连接同一褶皱的各岩层枢纽所构成的面。

它是一个抽象的面，一般可把轴面看成是平分褶皱两翼的对称面。

轴面可以是平面，也可以是曲面；其空间产状可以是直立的，也可以是倾斜的或者水平的。

轴面直立，则褶皱两翼岩层倾角大致相等；轴面倾斜，则褶皱两翼岩层倾角不等。

（二）褶皱的基本类型

褶皱的基本类型有两种，即背斜和向斜。

背斜在形态上是向上拱的弯曲，其两翼岩层一般相背倾斜（即以核部为中心分别向两侧倾斜），经剥蚀后出露于地表的地层具有核部为老地层、两翼岩层依次变新的对称重复特征。

向斜在形态上是向下凹的弯曲，其两翼岩层一般相向倾斜（即两翼均向核部倾斜），经剥蚀后出露于地表的地层具有核部为新地层、两翼地层依次变老的对称重复特征。

背斜形成的上拱及向斜形成的下凹形态，经风化剥蚀后，并不一定与现在地形的高低一致。

背斜可以形成山岭，但也可以是低地；向斜可以是低地，但也可以构成山岭。

因此，地形上的高低并不是判别背斜与向斜的标志。

虽说组成背斜两翼的岩层一般相背倾斜、组成向斜两翼的岩层一般相向倾斜，但在实际工作中仅仅依靠岩层的产状来确定褶皱的基本类型是不可靠的，有时甚至是错误的。

褶皱存在的根本标志是在垂直地层走向方向上出露的相同年代的地层作对称式重复排列。

判断背斜的根本标志是核老翼新的对称式重复排列，判断向斜的根本标志是核新翼老的对称式重复排列。

褶皱的基本类型虽然只有两种，但褶皱的具体形态却多种多样，为了便于描述和研究褶皱的形态，可以根据褶皱的某些要素进行形态分类。

如按照褶皱轴面产状可分为4种类

（1）直立褶皱 轴面近于直立，两翼倾向相反、倾角大小近于相等；

（2）斜歪褶皱 轴面倾斜，两翼岩层倾向相反、倾角大小不等；

（3）倒转褶皱 轴面倾斜，两翼岩层朝同一方向倾斜，倾角大小不等，其中一翼岩层为正常层序，另一翼为倒转层序，如两翼岩层倾角大小相等则称为同斜褶皱；

（4）平卧褶皱 轴面及两翼岩层产状均近于水平，其中一翼岩层正常，另一翼为倒转。

（三）褶皱构造的形成时代

褶皱的形成时代，通常是根据区域性的角度不整合的时代来确定。

基本原则是，褶皱的形成年代为组成褶皱的最新岩层年代之后与覆于褶皱之上的最老岩层年代之前。

3、断裂构造

岩石受力作用超过岩石的强度极限时，岩石就要破裂，形成断裂构造。

断裂构造包括节理和断层两类。

岩石破裂并且两侧的岩块沿破裂面有明显滑动者称为断层；无明显滑动者称为节理。

断裂构造在地壳中分布极为普遍，它既可发育于沉积岩中，也可广泛发育于岩浆岩与变质岩中。

断裂构造的规模有大有小，巨型的长可达上千公里。

（一）节理

节理构造分布极为广泛，几乎到处可见，但在不同地区、不同的地质构造部位以及不同类型的岩石中，节理的发育程度是不同的。

根据节理形成的力学性质，可将节理分为剪节理和张节理两类。

剪节理是由剪应力产生的破裂面，具有以下主要特征：

①剪