单斜构造,储水构造

地下水的分布除了取决于地下岩层的空隙条件外，还受到地质构造条件的影响。设想一个透水层如果没有适当的地质构造和有利的地形条件，也不能储集地下水。含水层的规模或空间展布及与隔水层 ( 弱透水层) 的组合形式对地下水的储集具有重要意义，而含水层的空间展布及其与隔水层的组合关系是由当地地质构造条件决定的。储水构造是指由透水层 ( 含水层) 和隔水层 ( 弱透水层) 组合而成的能够富集和储藏地下水的地质构造。一个储水构造的基本组成要素包括: ①一个或多个透水 ( 含水) 的岩层或岩体; ②相对隔水 ( 或弱透水) 的岩层或岩体。此外，一个储水构造中的地下水应有其补给来源和排泄去路。构成储水构造的地质构造，不仅包括由各种构造运动形成的地质构造，也包括沉积物在原生沉积环境下形成的地质构造 ( 沈照理等，1985) 。地壳表层有一部分地下水分布在一些储水构造中，认识分布有地下水的储水构造，对于寻找地下水和建立地下水定量计算模型都具有重要的意义。 1. 7. 1. 1 水平岩层储水构造 水平或近似水平展布的透水层和隔水层 ( 弱透水层) 在适宜的地形条件和补给、排泄条件下构成水平岩层储水构造 ( 图 1. 27) 。这是最简单也是比较常见的一种储水构造。含水层和隔水层 ( 弱透水层) 成层叠置 ( 图 1. 27a) ，地面以下的第一个含水层分布有潜水 ( 局部还可能有上层滞水) ，往下可以有多个承压含水层。在平原地区由冲积物和湖积物组成的相互叠置的多个砂或砂砾石含水层与粘土、粘性土隔水层 ( 弱透水层) 也可以看成是一种水平岩层储水构造 ( 图 1. 27b) 。在基岩分布地区，石灰岩及泥灰岩、泥岩、页岩夹层，砂岩及泥岩、页岩夹层，火山岩中的玄武岩及凝灰岩夹层等，均有可能构成水平岩层储水构造。水平岩层储水构造中浅部的含水层可以全部或部分位于当地侵蚀基准面之上，也可以部分或全部位于当地侵蚀基准面之下。由于含水层和隔水层 ( 弱透水层)呈水平 ( 或近似水平) 展布，描述水平岩层储水构造中地下水流动的各种数学模型是地下水定量计算的基础。 图 1. 27 水平岩层储水构造示意图 1. 7. 1. 2 单斜储水构造 由倾斜的透水层 ( 含水层) 和隔水层 ( 阻水体) 在适当的地形条件和补给、排泄条件下可以构成单斜储水构造 ( 图 1. 28) 。除了含水层和隔水层倾斜展布外，单斜储水构造的一个主要特征是在其倾没端具有阻水条件，使得单斜储水构造在有限范围内展布。单斜储水构造在倾没端的阻水条件包括: ①含水层岩性发生相变逐渐变化为不透水的岩层( 图 1. 28a) ; ②含水层尖灭 ( 图 1. 28a) ; ③断层切割使含水层与隔水层接触 ( 图 1. 28b) ;④不透水岩体或岩脉的阻挡 ( 图 1. 28c) ; ⑤由于不整合使含水层与其他不透水岩层接触等。单斜储水构造的倾没端可以大部分或部分被隔水层覆盖，地下水呈承压状态，另一端不被隔水层覆盖的部分出露地表成为补给区，地下水呈无压状态。地下水的排泄可以在倾没端通过导水断层等以泉的形式排泄，或者通过上、下弱透水层越流排泄。如果倾没端是封闭的，也可以在裸露地区以泉等形成排泄。单斜储水构造可以是单一倾斜的含水层，也可以是被断层切割了的向斜含水层的一翼。在山前的冲洪积物具有向平原方向的倾斜状分布，靠近山前沉积物颗粒粗大，为潜水含水层; 向平原方向颗粒逐渐变细，单一潜水含水层逐渐被粘性土分隔成多个承压含水层，承压含水层趋于尖灭或呈透镜体状 ( 图 1. 28d) 。在单斜储水构造的倾没端承压水的测压水头有时高于地表，形成自流水斜地。 图 1. 28 单斜储水构造示意图 1. 7. 1. 3 向斜储水构造和背斜储水构造 当透水层 ( 含水层) 和隔水层 ( 弱透水层) 呈向斜或背斜展布时，在适宜的地形条件和补给、排泄条件下可以构成向斜储水构造 ( 图 1. 29a，b) 或背斜储水构造 ( 图1. 29c，d) 。它们主要出现于沉积岩分布区以及层状、似层状变质岩和火山岩地区。 向斜储水构造中含水层之下有隔水层，含水层之上可以有也可以没有隔水层; 既有单一含水层，也有多个含水层和隔水层叠置的。地下水在位置较高的一翼的含水层出露区获得补给，在位置较低的另一翼排泄; 当向斜核部隔水顶板存在导水断层或为弱透水层时，地下水可以在向斜的两翼含水层出露区获得补给，通过核部的导水断层或越流排泄。当向斜储水构造具有多个含水层和隔水层时，每个含水层可以有自己的补给区和排泄区，也可能在各个含水层之间存在水力联系。如果向斜的展布与地形上的盆地一致时，此时的向斜储水构造也称为承压水盆地。如果向斜的展布与地形上的盆地不一致，这类向斜储水构造上部含水层的测压水位通常高于下部含水层的测压水位。 背斜储水构造 ( 图 1. 29) 中含水层通常在背斜核部出露成为无压区，往两翼倾伏端含水层常被隔水层覆盖成为承压区。地下水在含水层出露区获得补给，在两翼含水层与隔水层交界处以泉的形式排泄。在大型背斜中，背斜核部被河谷深切，地下水也可以向河流排泄或在河谷中出露泉水。单就背斜储水构造的一翼来说，有时也可以看成是一个单斜储水构造。 图 1. 29 向斜储水构造和背斜储水构造示意图 1. 7. 1. 4 断层 ( 带) 储水构造和断块储水构造 以断层破碎带为含水带、其两盘岩石为相对隔水体或弱透水体，在适当的地形和补给、排泄条件下，可以构成断层 ( 带) 储水构造 ( 图 1. 30) 。有些规模较大的张性断层沿断层面形成一个破碎带，其宽度有几米到几十米不等 ( 甚至更大) ，破碎带内以断层角砾岩及岩石碎块等粗大块状物质为主，结构较为疏松，空隙发育。另外，受到断层活动的影响，两盘岩石发育裂隙，随着远离断层，裂隙发育程度迅速减弱。断层破碎带也可以沿断层面延伸很远、很深。断层破碎带连同断层影响带构成含水带，可以储存和富集地下水。断层也可以沟通不同含水层及地表水体，起到导水作用。 图 1. 30 断层带储水构造示意图 除了在断层破碎带出露区获得大气降水及其他水体的补给外，也可以在断层两盘一定范围内获得补给，通过断层影响带汇集到破碎带中。断层 ( 带) 储水构造的地下水通常在地形适当处以泉的形式排泄。一些温泉通常分布在断层 ( 带) 附近，大多是大气降水沿断层 ( 带) 入渗经深循环获得加热后再上涌至地表而形成的。 断层可以使透水岩层和不透水岩层相对位移，致使透水岩层呈块状分布，而不透水岩层对于透水岩层而言起到阻水作用，地下水可以在透水岩块中富集，这就是断块储水构造( 图 1. 31) 。构成断块储水构造中的断层可以不止一条，有同一方向的，也可以有不同方向的，甚至有不同时期形成的断层。透水岩层也不只一层，可以有若干层。因此，断块储水构造是多种多样的，最常见的有地堑式断块储水构造 ( 图 1. 31a) 、地垒式断块储水构造 ( 图 1. 31b) 、阻水式断块储水构造 ( 图 1. 31c) 和阶梯式断块储水构造 ( 图 1. 31d)等。分布于我国北方的寒武-奥陶系石灰岩常被断层切割，多有断块储水构造。 图 1. 31 断块储水构造示意图 上述储水构造都是基本的储水构造类型。实际情况往往更为复杂，可以存在它们的组合类型 ( 图 1. 32) 或其他类型。例如，在我国西北地区内陆盆地的平原区与山区之间存在 “叠瓦状”台阶式储水构造 ( 中国地质调查局，2003，2006) 。

由含水层与隔水层互层构成的褶皱构造，隔水层往往构成隔水边界，在适宜的补给条件下，褶皱构造中的含水层储集地下水，形成褶皱储水构造。褶皱控水一方面表现在轴部裂隙密集带的富水作用，另一方面则表现为翼部的汇水作用，特别是与一定的岩性组合相配合，如砂泥岩互层，由于泥岩的相对隔水作用，地下水顺倾向汇聚于向斜核部，或组成单斜承压水斜地，利于地下水的局部富集（毛文清等，1997）。其中包括向斜储水构造和背斜储水构造。 1.2.3.1 向斜储水构造 从空间形态和地质结构来看，向斜储水构造通常都有利于地下水的聚集，是典型的汇水构造。向斜储水构造由翼部圈闭隔水层组成隔水边界，地下水从地形较高的透水岩层裸露区接受补给，向地形较低的核部或翼部谷地或盆地区汇集，溢流排泄，具有良好的地下水富集条件。一般在向斜轴部和转折端等张应力集中带，因裂隙发育，地形侵蚀强烈而低洼，常常形成富水块段。如云南楚雄腰站街向斜为基本对称的短轴向斜，地貌为向斜盆地。两翼地层倾角大致相等，向两翼逐渐变陡，一般在20°～30°之间，与地形坡度基本一致。核部岩层倾角8°～20°，较平缓。构成核部的地层为白垩系上统江底河组一、二段（K2j1－2），以泥质岩为主，普遍富含钙质或夹有泥灰岩、泥质白云岩夹层，一般均有溶隙和蜂窝状溶孔发育，赋存溶蚀裂隙孔隙水，富水性较强。白垩系下统马头山组（K1m）、普昌河组（K2p）、高峰寺组（K1g）构成两翼，分布在盆地边缘及山区，为补给、径流区，其所夹砂岩中张裂隙发育，利于地下水运移。地下水顺层、顺坡向径流，在向斜核部富集（图1.5）。据勘查示范成果，处于腰站街向斜核部的苍岭镇大村、白家村、智明小学等地，岩层倾角在8°～20°之间，地下水量丰富。示范浅井井深一般在30m左右，单井涌水量20～50m3/d的示范井占了68%，涌水量在10～20m3/d的占19%，涌水量1.8～7.5m3/d的占13%。 图1.5 腰站街宽缓向斜水文地质剖面图 1—砂砾石；2—砂岩；3—粉砂质泥岩；4—泥岩；5—钙质泥岩；6—泥灰岩；7—地层产状（上倾向，下倾角）；8—泉点；9—地下水位线 向斜储水构造的主要形成条件为： 1）向斜构造中分布有透水岩层，存在储水的空隙条件。 2）向斜在透水岩层之下分布有隔水岩层，或隔水层与透水层互层，存在阻滞地下水的边界条件。 3）透水岩层有出露地表接受补给的裸露区，存在形成含水层的补给条件。 向斜储水构造的储水机理从构造角度而言主要表现为三种情形： 1）当含水层埋藏不深时，含水层常在向斜两翼以及核部被侵蚀切割出露地表，多元接受补给，在向斜轴部或核部低洼处富集和储存，沿谷地或洼地溢出排入河流。 2）当含水层从向斜两翼向轴部，由裸露地表逐渐过渡为被隔水层埋藏状态时，地下水从向斜两翼含水岩层的裸露区接受补给，往向斜轴部运移汇集，最后在向斜轴部富集和储存，通过切穿顶板隔水层的导水断层形成上升泉排泄。 3）当含水层完全处于被隔水层埋藏的状态时，只能通过相邻含水层透过相对隔水层的越流或断裂导流获得补给，主要富集和储存在向斜轴部或断裂、裂隙发育带内。通常沿区域大断裂作深远程径流排泄。 此外，地形条件对向斜储水构造地下水的运动、富集和储存有着重要的影响，向斜盆地地下水富集带多在向斜轴部，而向斜山地地下水则多沿翼部含水层分布的谷地富集和储存。 1.2.3.2 背斜储水构造 完整的背斜储水构造往往由圈闭的隔水层及地下分水岭组成边界。地下水的补给、径流、排泄特征与向斜储水构造相似。往往沿轴部、转折端张应力集中带断层和裂隙发育，地表侵蚀形成谷地，常常形成富水块段。如仓街示范区的海源小学SK269、北屯村SK255、SK256三个孔同处于一小背斜轴部（图1.6），揭露地层岩性是粉砂质泥岩与泥灰岩互层，三口井钻至20m以下的泥灰岩层时冲洗液均完全漏失，岩心呈短柱状，沿层面溶孔发育，层面裂隙溶蚀扩张明显，透水性好。各井抽水降深分别为0.5m、3.0m和1.8m，相应的涌水量为82.3m3/d、58.9m3/d和64.8m3/d，并且水循环通畅，水质良好。从构造上分析其原因，是背斜核部拉张裂隙发育，利于地表水下渗补给，地下水可以得到不断的补给与流动，水质较好，且加剧了泥灰岩的溶蚀。 图1.6 北屯村水文地质剖面 1—钙泥质粉砂岩；2—钙质粉砂岩；3—泥质粉砂岩；4—泥灰岩

典型的基本构造形态：一、水平构造和单斜构造1.水平构造未经构造变动的沉积岩层，其形成时的原始产状是水平的，先沉积的老岩层在下，后沉积的新岩层在上，称为水平构造。分布：只是局限于受地壳运动影响轻微的地区。 2.单斜构造原来水平的岩层，在受到地壳运动的影响后，产状发生变动，当岩层向同一个方向倾斜，形成单斜构造。分布：单斜构造往往是褶曲的一翼、断层的一盘或者是局部地层不均匀的上升或下降所引起。二、褶皱构造定义：组成地壳的岩层，受构造应力的强烈作用，使岩层形成一系列波状弯曲而未丧失其连续性的构造，称为褶皱构造。 褶皱构造是岩层产生的塑性变形，是地壳表层广泛发育的基本构造之一。
三、断裂构造定义：构成地壳的岩体，受力作用发生变形，当变形达到一定程度后，使岩体的连续性和完整性遭到破坏，产生各种大小不一的断裂，称为断裂构造。 断裂构造是地壳上层常见的地质构造，包括断层和裂隙等。 四、不整合定义： 在野外，我们有时可以发现，形成年代不相连续的两套岩层重叠在一起的现象，这种构造形迹，称为不整合。不整合不同于褶皱和断层，它是一种主要由地壳的升降运动产生的构造形态。

向一个方向倾斜的岩层称为单斜构造，它可能出现在被破坏的背斜翼部，或出现在已被破坏的穹窿构造的四周、盆地的外围、掀斜的水平岩层或断层的掀斜等处。单斜地貌主要有单面（斜）山和猪背山。单面山：组成山体的岩层倾角一般在25°以下，山体沿岩层走向延伸，两坡不对称：一坡与岩层倾向相反，坡陡而短，称为前坡或单斜崖；另一坡与岩层倾向一致，坡缓而长，称为后坡或单斜脊，它构成山地主体。由不对称的两坡组成的单面山只有从单斜崖一侧看上去才像山形，故名单面山。单面山被河流切开后，往往形成多个山峰，如庐山的五老峰单面山。猪背山：当单斜层的倾角较大，形成两坡近于对称的山体时，称为猪背山（脊），它多出现在已被破坏的背斜陡翼上。

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：分为背斜和向斜。背斜：岩层向上弯曲、中心部位岩层较老，两侧岩层依次变新；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：自地表向下随深度加大，节理的密度逐渐降低。 断层：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。 拓展资料： 主要分类： 地质构造因此可依其生成时间分为原生构造(primary structures)与次生构造(secondary structures或tectonic structures)。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。在已知1400Ma地质历史时期中经历了武陵、雪峰、加里东、华力西-印支、燕山-喜山等5个阶段。 参考资料：百度百科-地质构造

NaSICON abbr.Na-superionic conductor 钠超离子导体，钠超导体; 双语例句 Optimization of sol-gel synthesis of NASICON and its effect on sensing properties ofCO_2 sensor NASICON材料溶胶-凝胶合成工艺条件优化及其对CO_2敏感器件性能的影响 2.In this thesis, a NASICON solid-electrolyte material CO2 gas sensor with tube-typeis introduced. 本论文介绍了一种管式NASICON固体电解质CO2气体传感器。 3.A Study on the Characteristics of Nasicon System Ceramic Humi-Sensitive Materialand Humidity Sensor Nasicon系陶瓷湿敏材料和湿度传感器的研究

猪背脊是一种发育在褶曲一翼单向倾斜岩层上的地貌，其特征是岩层倾角较陡，山两侧的坡度陡较陡，形如猪背，故名。如果两侧不对称则为单斜山。

经过褶皱后的岩层大部分呈倾斜状，发育在褶曲一翼单向倾斜岩层上的地貌统称单斜地貌。其中坚硬岩层通常成为单斜山（单斜山两侧山坡不对称者为单面山，两侧都陡峻者为猪背山），而沿软弱岩层发育的谷地称单斜谷。

单面山（cuesta）: 又称单斜山。在单斜构造地区，岩层倾角较缓，软硬相间，受侵蚀切割后，软岩层被蚀成谷地，硬岩层突露成山岭，即单面山山体延伸方向与构造线一致，山脊往往成锯齿形，两坡明显不对称。

(一)水平岩层 倾角小于5°的岩层是水平岩层或近水平岩层,它们在遥感图像上呈现某些特有的影像和地形地貌特征。在平坦地区,由于地形剥蚀,切割轻微,地表通常只出露最上部的层系,因而在遥感图像上的色调、水系、影纹等影像特征都显得单一而均匀;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,而较老岩层出露于河谷、冲沟等低洼处,在遥感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环状、贝壳状、花边状等影纹图案(图版43)。差异风化结果,形成阶梯状地形,方山、桌状山、平顶山发育,深切的河谷,形成千沟万壑的地貌景观。 水平岩层的影像特征有时与人工梯田或经剥蚀的褶皱构造的影像特征相似,解译时应注意区别。 (二)直立岩层 是倾角大于80。的直立或近于直立的岩层,遥感图像上的特征是不同色调或微地貌组成平行的直线状或弧线状条带,这些条带不受地形起伏的影响,可以穿越沟谷、山系,沿着它自身的走向延伸(图版44)。坚硬的直立岩层常形成两坡对称的平直的山脊或脊垅状地形;而软弱岩层则形成平直的槽沟洼地,两者组合成“肋状”地形。直立岩层可以直接根据其出露宽度确定其厚度。 (三)倾斜岩层与单斜构造 倾角在5°—80°之间的岩层,为倾斜岩层,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,因未受侵蚀切割或切割很微弱,倾斜岩层在遥感图像上表现出与直立岩层相似的影像特征。很难判断它的倾向和倾角;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由不同色调或微地貌条带组成的一系列平行折线状、锯齿状、弧线状等影像特征(图版45)。 单斜构造是指在一个地区内向同一方向倾斜,倾角也大致相同的一套倾斜岩层,根据其倾角陡缓和坚硬程度不同,倾斜岩层常常形成单面山、猪背岭等地形。缓倾斜或中等倾斜的坚硬岩层常顺着地形的坡向裸露在山坡表面上形成单面山地形,单面山地形发育区在遥感图像上可以看到山脊互相平行且延伸很远,两侧不对称山脊,顺岩层的倾斜方向形成缓坡是顺向坡,与岩层倾向相反的方向形成陡坡,称逆向坡。单面山地区的河流常沿岩层走向发育,河流两侧的支流或冲沟的发育程度有明显差别,(图8-1)。顺向坡上支流长而稀疏,次级冲沟较少,而逆向坡上支流短而密,且沿着岩层层理方向发育有密集的次级冲沟。 当陡倾的单斜岩层软硬相间且软岩层厚度较大时,能形成假单面山地形,即硬岩层组成山脊和陡而窄的顺向坡,软岩层组成宽而缓的逆向坡。此外,在陡倾斜岩层区,中等角度和低角度的断层面受侵蚀切割后亦很像平缓的倾向坡。因此,在褶皱强烈和断层发育的地区,利用单面山地形判断岩层产状时应注意区别真假顺向坡,以免造成错误(参阅第五章最后一节)。 图8-1 倾斜岩层顺向坡及递向坡上水系的差异

遥感图像上岩层产状解译，就是利用岩层三角面等影像特征来定性或半定量地测定岩层产状要素。 1. 岩层三角面 在遥感图像上确定岩层产状要素，主要利用岩层三角面这一标志。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任意山脊点和与其相邻的两个河谷点相连接成的一个三角形平面。岩层三角面是岩层层面的一部分，故这个三角面的产状可代表岩层的产状。利用岩层三角面量测岩层产状，实质就是对岩层产状的一个采样。受岩性和地形切割影响，遥感图像上的岩层三角面的形状不一定都是三角形，还可呈熨斗形、半圆形、梯形等形状。多个岩层三角面常沿岩层倾向形成叠瓦状影像，沿岩层走向断续相连形成锯齿状、波浪状或不规则的折线状 ( 图 8-8) 。 图 8-8 岩层三角面影像 2. 利用岩层三角面估算岩层倾角 在遥感图像上可以依据岩层三角面的形态特征目估岩层倾角的大小。在其他条件都相同的情况下，岩层三角面的形状随岩层倾角的大小有规律地变化。即岩层倾角越缓，三角面山脊点的夹角愈小 ( 即尖端愈尖锐) 。随着岩层倾角由缓变陡，三角面山脊点的夹角由小逐渐增大，直至岩层直立时，三角面山脊点与河谷点投影在一条直线上 ( 图 8-9) 。 也可以据岩层三角面顶角的大小来判别岩层倾角的大小，岩层倾角较小时，其顶角也较小。该方法只能定性地判定岩层倾向及倾角大小。 图 8-9 用岩层三角面的影像特征判别岩层倾角 3. 岩层走向和倾向的解译 估测岩层的走向和倾向必须在充分考虑岩层分布、露头形态、地形切割的基础上进行。在地势平坦地区，倾斜岩层出露地表的地质界线就是岩层走向线，直线状地层影像条带的延伸方向就是地层走向;在地形起伏较大的地区，倾斜岩层的露头线变成折线、波状的条带影像。 当沟谷与岩层走向近于垂直时，可根据构造地质学中的 “V”字型法则来判断岩层倾向。 ( 1) 岩层倾向与地形坡向相反时，山脊上的岩层三角面尖端指向下游，沟谷中的岩层三角面尖端指向上游; ( 2) 岩层倾向与地形坡向相同时，岩层倾角大于地形坡角，山脊上的岩层三角面尖端指向上游，沟谷中的岩层三角面尖端指向下游; ( 3) 岩层倾向与地形坡向相同时，岩层倾角小于地形坡角，山脊上的岩层三角面尖端指向下游，沟谷中的岩层三角面尖端指向上游。与 ( 1) 相比，岩层三角面形态较尖锐。 从以上分析可以看出，就最常见的第 ( 1) 、( 2) 两种情况而论，山脊上岩层三角面尖端指向与岩层倾向相反，而沟谷中三角面尖端指向与岩层倾向一致。由于沟谷中常为松散堆积物覆盖，岩层三角面在遥感图像上往往显示不清晰，因此在实际工作中人们习惯于使用山脊上的三角面。也就是说，山脊上岩层三角面尖端指向上游时，表示岩层倾向下游; 山脊上三角面尖端指向下游时，表示岩层倾向上游。如果这个三角面尖而窄，其曲率大于地形等高线，则反映岩层倾向下游，且倾角小于地形坡角。 上述解译岩层产状要素的方法，同样适用于在遥感图像上求其他地质构造面 ( 如断层面、节理面、不整合面等) 产状要素的解译。

这是古语，井田是古时的一种土地使用制度，官方的地叫井田。这种制度叫井田制，隐伏井田，指古时一般有能力的人士，归隐到乡下，叫归隐井田，或归隐山林。就叫隐伏井田。采矿工程，没有这个名词。
隐伏井田的基本特征：
普通阶段探明不详，上覆较厚第四系和白垩系地层。井田以往的勘探可分为四个阶段：即普详查阶段，精查阶段，精查补充阶段，生产补勘阶段。
在百度上，有一些关于隐伏井田的论文，可以去看看，对理解会有帮助

大地构造单元是根据一定的大地构造观点来划分地壳构造区域的单位。如按地槽——地台学说，把地壳的相对活动性和稳定性，活动性转为稳定性的时期作为划分大地构造单元的依据，可将地壳构造分为地槽和地台两个一级构造单元。地槽又可按其相对拗陷和隆起部分分为地向斜和地背斜两个二级构造单元等。再如板块构造学说把整个地壳划分六大板块或二十多个板块等等。

为了揭示研究区及其外围煤炭资源赋存的构造特征，根据收集的钻探、地质等资料，在前人工作基础上，编制了研究区及其外围 3 幅跨构造单元的构造剖面图，各剖面的位置如图 3. 1 所示。 图 3. 1 研究区构造剖面位置图 由预测区及其外围北部东西向构造剖面图可以看出 ( 图 3. 2) ，菏泽凸起总体为一向东倾的单斜构造，嘉祥凸起为一向西倾的单斜构造，两者共同构成一个大的向斜构造; 预测区所在的济宁凹陷构造单元为一背斜构造，背斜轴部大致位于 Wen24 -1 井附近; 西部兖州凸起和郓城凹陷为一向东倾的单斜构造，共同组成济宁背斜的东翼。相对于西部嘉祥凸起和东部兖州凸起，济宁凹陷北部煤系赋存相对较浅，一般在 1000m 以浅。由图 3. 2可以看出，预测区所在的济宁凹陷北部东西两侧的嘉祥和孙氏店边界断层断距较小。 图 3. 2 研究区北部东西向构造剖面 图 3. 3 为预测区及其外围南部东西向构造剖面图，总体上南部构造剖面自西向东为一向斜 - 背斜 - 向斜相间的构造赋煤形态。其中嘉祥凸起 P26 井大致位于中部隆起的转折端，西部向斜轴部位于巨野凹陷，东部向斜核部大致位于预测区附近。受西部嘉祥断层、东部孙氏店断层 2 条南北向断层共同控制，预测区所在的济宁凹陷南部埋藏深度较大，同时受中间南北向济宁断层控制，西部煤系埋深比东部更大，预计大部分都在 1500m 以深。 图 3. 3 研究区南部东西向构造剖面 图 3. 4 为跨北部郓城凹陷、中部济宁凹陷和南部成武 - 滕州凹陷 3 个构造单元的剖面图，可以看出，由北向南、由东向西，济宁凹陷煤炭资源赋存深度逐渐加深，结合两条东西向构造剖面图，济宁凹陷北部为一近东西向背斜，南部近于单斜。总体形态为一北部北东高、向南东方向倾伏的赋煤构造单元，预测区位于这一构造单元煤层埋藏较深的东南部。 图 3. 4 研究区东部南北向构造剖面

综合盆地沉积记录、岩浆作用和构造变形方面的研究成果，鲁西（南）地块构造演化具有明显的序列性、阶段性和构造应力体制的交替性，可将研究区沉积-构造-岩浆演化历史划分为11个阶段（山东煤田地质局，1993；张锡明等2007；李三忠等，2005），每个阶段之间的构造性质和盆地格局不同，它们之间的转换勾画了区域构造动力体制和岩石圈深部热体制的演化。 （1）早古生代前含煤盆地基底形成阶段 聚煤前华北地区是我国形成较早的古隆起区，石炭-二叠纪含煤岩系是在华北寒武-奥陶纪盆地地台基础上沉积的。华北盆地基底主要为太古宙、元古宙深变质岩组成的稳定地块。古元古代末的吕梁运动时期，华北北部边缘的阴山构造带已经出现，南缘的秦岭构造带也开始显现。吕梁运动界面之上相继沉积了长城系、蓟县系和青白口系等碎屑岩、泥质岩及硅镁质碳酸盐岩，这是基底之上的第一套盖层。震旦系属浅海相沉积，但华北一般都缺失该套地层。寒武系底部与青白口系间的沉积间表明华北主体部分在距今7亿年前后曾一度大规模隆起。 寒武系与奥陶系间多为整合接触，在全区均有沉积，厚600～1500m，属浅海沉积，表明再度沉降接受沉积后华北古隆起区具有整体性和稳定性的特色。中奥陶世后由于加里东运动的影响，华北地区整体隆起，使上奥陶统至下石炭统缺失，华北地区经历了长期剥蚀、夷平和准平原化，为晚古生代含煤岩系的沉积创造了有利条件。本溪组广泛地平行不整合于中奥陶统马家沟组不同层位的灰岩侵蚀面上。该侵蚀面较平缓，总体呈准平原型岩溶地貌。 总之，早古生代华北盆地主压应力方向为南北向（图3.8），盆地以垂直震荡运动为主。研究区及其外围与华北板块经历了共同的盆地构造演化历程。 图3.8 加里东-印支期南北向区域构造应力场分布示意图（据山东煤田地质局，1993，修改） （2）晚古生代（晚石炭世—二叠纪）盖层稳定发展阶段 晚古生代华北盆地继承了早古生代南北向主压应力的构造应力场（图3.8），但盆地运动开始出现南北差异升降。晚石炭世早期（本溪期），沉积盆地呈南（盆地南缘呈现起伏不大的隆起区）北高（陆相沉积）、东西相对低的古地理格架，海水主要由北东方向的辽宁、吉林和南部的安徽、河南及甘肃由北东、东、南东和北西方向侵入盆地，沉积了一套陆表海障壁-潟湖-滨外陆棚的海陆交互相含煤岩系。 晚石炭世晚期（太原期）盆地持续下降，地形更趋平坦，沉积范围更宽广。但由于南北向挤压应力场的不均匀作用，使华北沉积盆地变为北高南低的单斜古地貌，海侵由北东、东南和北西方向侵入变为由南向北方向侵入。至早二叠世山西期，盆地的大部分地区平稳抬起为陆，南部少数地区仍间有海水侵入事件，盆地的总体古地理面貌与太原期相似，但盆地沉积环境已有显著不同，广泛发育河流-三角洲湖泊沉积体系，聚煤作用逐步南移。 总之，华北盆地古生代褶曲、断裂及岩浆活动都很微弱，处于稳定克拉通盆地演化阶段。研究区煤层在该时期经历了第一次稳定深埋和变质作用。根据淄博剖面资料，研究区煤系上覆下石盒子组、上石盒子组和石千峰组厚度在980m左右。 （3）晚三叠世整体抬升与挤压变形阶段（240～200Ma） 二叠纪末华北板块与西伯利亚板块对接，三叠纪中晚期，扬子板块与华北板块拼合。印支运动使鲁西南地区整体抬升遭受剥蚀并发生挤压变形。 受到华南-华北地块沿秦岭-大别-苏鲁造山带碰撞的影响，在南北向主压应力场的作用下，鲁西（南）地块与华北地块其他地区一样，遭受挤压变形，形成近东西走向的宽缓褶皱，局部可见紧闭甚至倒转褶皱，但没有岩浆活动的报道。鲁西南地区当时可能为一个高原，没有晚三叠纪沉积，应处于强烈的剥蚀状态。这个时期郯庐断裂发生左旋剪切变形，变形时代在210～214Ma（Zhu G等，2005）。 印支期（三叠纪）是我国华北地区构造应力场转化期。印支期前，主压应力场近南北向（图3.8），近东西向断层活动，在鲁西（南）还形成了一些与之近垂直的南北向断层，当时可能存在由北向南的幔流，故而东西向断层一般是向南倾的。印支后期主压应力变为北北西、北西方向（图3.9）。以昌邑大店断层为代表的北北东向断层强烈左行走滑，与其相关，原有的或后出现的北西、北东、近东西向断层也有不同程度的活动，当时地形与古生代不同，受扬子板块由南向北的挤压，华北地区南高北低，印支末期山东省几乎都受不同程度的剥蚀。 研究区及其外围在该时期主要处于整体隆升、均衡剥蚀阶段。 （4）早、中侏罗世弱伸展作用（190±10Ma）——燕山运动第一幕 这是一个构造活动相对平静的时期，为燕山运动第一幕。继三叠纪碰撞造山之后，岩石圈发生拆离（李曙光等，2001），大陆岩石圈内部应力场发生调整，华北地块整体处于弱伸展构造环境，鲁西（南）地块中的北西向断裂发生拉张，郯庐断裂带各主干断裂均已出现并发生纵张活动，在断裂带北部坊子一带及鲁中隆起区北部沿章丘至淄博等近东西向断陷地带发育坊子组沉积。闪长岩类杂岩侵入其中，成为这次岩石圈伸展作用的重要记录。该阶段是中国东部中生代大地构造演化历史的重要过渡时期，不仅传承了特提斯构造体制向太平洋构造体制的转换，同时成为两个构造体制转换的重要分界。 图3.9 印支期晚期北北西向区域构造应力场分布示意图 鲁西南地区可能继续延伸了晚三叠世整体处于隆起剥蚀的古地貌，据现有地质资料揭示，研究区及外围没有早、中侏罗世沉积。 根据区域钻探、地震揭露的地质资料，研究区及其外围三叠纪—早中侏罗世一直处于隆起剥蚀阶段。该时期剥蚀的地层主要是上二叠统石千峰组，均匀剥蚀厚度在300m左右。 （5）中、晚侏罗世挤压变形与地壳增厚作用阶段（170～135Ma） 自中侏罗世晚期开始，中国东部构造体制发生了重要转折，古太平洋板块向亚洲大陆俯冲，使东亚陆缘构造性质发生重大变化，从被动陆缘转换为主动陆缘，区域构造应力场也由南北向变为南东东-北西西向（图3.10）。受到这一板块动力学体系的影响，华北地块东部地区受到强烈的陆内挤压变形，多幕式的挤压事件使鲁西（南）地块基底和沉积盖层发生不同程度的逆冲-褶皱变形，形成北北东至北东向紧闭-宽缓褶皱和逆冲推覆构造。 该时期地块东部边界的郯庐断裂发生左旋走滑活动，由其导生的北北西向与北北东向两组扭裂面利用已有断层又不同程度发展，特别是北西向断层有明显活动，山东省各区以隆升为主，但鲁西南地区相对下降，接受蒙阴山组（J3）沉积，末期在鲁东沿着北东、北北东断层有岩浆侵入。鲁西南地区上侏罗统蒙阴山组分布明显受断层控制，主要分布于嘉祥断层以西（图3.11）。济宁凹陷侏罗系残余地层厚度变化在0～1100m之间，平均608m。侏罗纪地层残余厚度最小值出现在济宁凹陷东北和东南，为0m；侏罗纪残余地层厚度最大值出现在YZ-1井，钻遇侏罗系1146m，未钻穿。济宁凹陷侏罗系厚度总体由东北、东南向西、西南方向增厚。根据区域侏罗系残余地层厚度变化规律，推测预测区侏罗系总体由东南向西北厚度变大，变化在200～1000m之间。 蒙阴山组分布特征说明，晚侏罗世研究区及其外围发生了受南北向断层控制的差异升降，与此同时，这种差异升降又对下伏石炭-二叠纪煤系地层造成二次剥蚀--差异剥蚀作用，即煤系地层在沉降的地方作为侏罗系沉积的盆地基底、相对抬升的地方作为侏罗系沉积的剥蚀物源区。研究区及其外围二叠纪煤系残留地层厚度如图3.12所示。 由图3.12可以看出，晚二叠世残余地层厚度也受断层控制，在西部菏泽凸起，受田桥断层控制，残余地层厚度表现为由西向东增加，变化在0～360m之间，地层残余厚度最大值出现在Y32和P1 19井附近，达442m。在东部济宁凹陷和成武-滕州凹陷西部，受嘉祥断层和孙氏店断层控制，残余地层厚度表现为由东向西增加，一般变化在0～240m之间，地层残余厚度最大值出现在成武-滕州凹陷J6 - 3井附近，达427m。根据区域晚二叠世残余地层厚度变化规律，预测区上、下石河子组地层残余厚度总体呈由东向西厚度变大，推测变化在80～160m之间。 图3.10 燕山期构造应力场分布示意图 图3.11 预测区及其外围上侏罗统残余地层厚度等值线 图3.12 预测区及其外围上二叠统（上、下石盒子组）残余地层厚度等值线 （6）早白垩世岩石圈拆沉、大陆裂谷与地壳伸展作用阶段（135～1 10Ma） 自早白垩世早期，中国东部构造体制又一次发生重大转折，构造演化进入到以大陆地壳伸展和大陆裂谷占主导的阶段，表现为广泛发育的伸展构造、断陷盆地、异常活跃的双峰式火山活动等，郯庐断裂巨型古裂谷系在此阶段形成和发育（许志琴等，1982）。这些现象反映了中国东部构造体制从中晚侏罗世以陆内挤压变形和地壳增厚作用为主转变为早白垩世以地壳引张伸展作用和岩石圈减薄为主，这种转换主要的深部原因可能与增厚的大陆岩石圈发生突发性拆沉有关（吴福元等，1999，2000）。在这种构造背景下，鲁西地块同心环状分布形式的断裂构造正与这个时期的岩石圈拆沉和地幔上隆密切相关，即北西向陡倾基底韧性剪切带切割了深部华北地幔亚热柱向外拆离的地幔岩，导致其减压释荷形成深熔岩浆（牛树银等，2004）；岩浆上侵使得变质基底隆升、周缘盖层拆离滑脱，形成典型的鲁西幔枝构造，在顶部则发育一系列明显的拆离掀斜断块。 （7）早白垩世末期挤压变形与盆地反转事件（100±10Ma） 这是一期区域性的挤压事件，使早期形成的断陷盆地发生构造反转，地层褶皱或翘倾，上、下白垩统之间形成平行或角度不整合。这种现象在鲁西（南）不明显，在鲁东的胶莱盆地有明显的记录。郯庐断裂发生左行走滑活动（朱光等，2002，2004）。 （8）晚白垩世区域隆升阶段（80～60Ma） 经过早白垩世末期的区域性挤压变形，晚白垩世地壳构造演化发生了明显的分异。这个时期，鲁西地块东界的郯庐断裂发生右行走滑活动（张岳桥等，2004），鲁西地块进一步隆升。 图3.13 预测区及其外围新近纪残余地层厚度等值线 （9）古近纪整体隆升和新近纪区域伸展-差异升降断陷盆地演化阶段 白垩纪末，随着太平洋板块向NNW方向挤压作用增强，研究区整体表现为北西-南东方向区域构造应力场（图3.15），郯庐断裂带再次发生左旋走滑作用，鲁西受挤压隆起初步形成现今地貌景观，并使鲁西南研究区缺失古近系。 新近系，随着印度板块向欧亚板块北北东西挤压应力的增强和太平洋俯冲带的东移，在热沉降和重力均衡作用下，研究区出现差异升降运动，研究区新近纪地层主要分布于嘉祥断层以西地区，济宁凹陷继续处于剥蚀状态（图3.13）。 （10）第四纪区域整体拗陷沉积阶段 鲁西南普遍发育第四纪沉积（图3.14）。 图3.14 研究区第四纪残余地层厚度等值线 图3.15 研究区喜马拉雅运动期构造应力场