餐桌高度，一般餐桌高度是多少

一般情况下餐桌是80cm，椅子是45cm（标准的）如果八仙桌的话 一般是88-90cm左右，椅子是48-50cm。

常用尺寸：

独居时，家中空间如果不大，那么餐桌的长度最好不要超过12m;两人世界则适合14m-16m的餐桌;为人父母或者老人合住的家庭则适用16m或者更大的餐桌。下面我们来说说家用餐桌的两款类型以及家用餐桌的。

圆形餐桌：

如果客厅、餐厅的家具都是方形或长方形的，圆桌面直径可从150mm递增。在一般中小型住宅，如用直径1200mm餐桌，常嫌过大，可定做一张直径1140mm的圆桌，同样可坐8-9人，但看起来空间较宽敞。如果用直径900mm以上的餐桌，虽可坐多人，但不宜摆放过多的固定椅子。如直径1200mm的餐桌，放8张椅子，就很拥挤。可放4-6张椅子。在人多时，再用折椅，折椅可在贮物室收藏。

长方形餐桌：

760mmx760mm的方桌和1070mmx760mm的长方形桌是常用的餐桌尺寸。如果椅子可伸入桌底，即便是很小的角落，也可以放一张六座位的餐桌，用餐时，只把需餐桌拉出一些就可以了。760mm的餐桌宽度是标准尺寸，至少也不宜小于700mm，否则，对坐时会因餐桌太窄而互相碰脚。餐桌的脚最好是缩在中间，如果四只脚安排在四角，就很不方便。桌高一般为710mm，配415mm高度的坐椅。桌面低些，就餐时，可对餐桌上的食品看得清楚些。

实木餐桌保养：

实木餐桌，其最大优点在于浑然天成的木纹，与多变化的自然色彩。由于天然木是不断呼吸的有机体，建议您放置在温湿度合宜的环境里，同时须避免饮料、化学药剂或过热的物体放置在表面，以免损伤木质表面的天然色泽。

若是美耐板材质，当污垢较多时，建议您可利用稀释过的中性清洁剂佐以温水先擦拭一次，再以清水擦试，记得以柔软的干布擦去残离水渍，待完全擦净后，再使用保养蜡磨亮，就算大功告成了，唯有重视日常的清洁与保养，才能使木家具历久弥新。

玻璃餐桌保养：

玻璃具有易碎性，因此玻璃家具最好都安放在较为固定的地方，别经常来回移动。放置在家具上的物品特别注意轻拿轻放，否则容易损伤玻璃面。使用率较高的玻璃餐桌或茶几时尽量避免用力碰撞，可在上面铺上台布，防止玻璃面被刮花。

平时清洁家中玻璃家具时，对于一般污渍，我们用湿毛巾或者报纸、卫生纸擦拭即可。如果上面有较难清洁的污渍，可以用毛巾蘸一些白酒、啤酒或温热的白醋擦除，千万别用酸碱性较强的液体清洁，因为玻璃的主要成分是二氧化硅，不耐强酸强碱，这类物质容易腐蚀玻璃。擦拭带花纹的毛玻璃时，可用牙刷蘸取一些清洁剂，顺着图样进行打圈擦拭即可除掉污渍。

这类玻璃也可在上面滴几滴煤油或粉笔灰和石膏粉蘸水涂在玻璃上，待晾干后用干净的布或者棉花擦，这样擦出来的玻璃既干净、又明亮。

根据所在的位置，可将岩溶地貌划分为出露于地表和埋藏在地下的两大类。

（一）地表岩溶地貌

1溶沟和石芽　溶沟和石芽是地表岩溶的最初形态。当可溶性岩石在地表出露后，在水流的作用下，发生不均衡的溶浊，沿着层面及其他裂隙较强烈处，逐渐形成许多凹槽，称为溶沟，其间的突起部分称为石芽。其规模从数厘米至数米不等，最大可达十余米。

溶沟和石芽的延伸方向由裂隙走向所决定，间距疏密不定，有规律地排列。因此，编制出溶沟和石芽的走向玫瑰图，可以作为预查地质构造的一个方法。地形对溶沟和石芽的形成也有一定的作用。在较陡的斜坡上，水流沿着坡面流动，也可以形成互相平行的溶沟和石芽。在平缓的斜坡上，水流形成树枝状的交织系统，如果是厚层的可溶性岩石，溶沟和石芽也作类似的排列分布。质纯、层厚而致密的石灰岩坡面上，溶沟石芽非常密集；薄层或含有白云质、硅质、泥质等成分的则发育较差。

石芽有裸露的，也有埋藏的。埋藏石芽常是裸露石芽被后期的松散堆沉物所复盖而形成，多分布在斜坡的下部。在高温多雨的热带和亚热带，植被发育，土壤中的腐殖质分解形成大量CO，地下水的溶蚀能力特别强，也可以形成埋藏石芽。

据其形态特征，可以分为三种类型：

（1）尖脊式石芽　这种石芽发生在厚层质纯的石灰岩上。溶沟狭窄，石芽呈尖脊状。石灰岩越纯，石芽脊越尖锐。岩层越厚，石芽脊向四周分岔越明显，常呈无规律的排列。石灰岩区的河流，在洪、枯水位变幅带内，也能形成尖脊式的石芽。

（2）车轨式和棋盘式石芽　发生在薄层和构造裂隙发育的石灰岩区。如果裂隙平行排列，石牙也互相平行呈车轨状；如果两组沿着裂隙相交，则石牙排列成棋盘状。由于沿着裂隙分布，溶沟一般都较深而长。

（3）块状石芽　厚层石灰岩区，当溶沟扩大为宽阔的溶槽，可以形成块状石芽，耸立地面上。

（4）石林　石林由特别巨大的石芽组成。这种石芽生成在近于水平的巨厚层或厚层石灰石之上，具有两组以上的垂直裂隙、地形一般均较平坦。巨厚层的石灰岩的刚性较强，在构造变动中易产生多组深而长的裂隙。水流沿着这些裂隙向下溶蚀的结果，使其不断扩大加深，便形成石林。云南东部的路南地区，发育在下二叠统阳新灰岩中的石林最典型。路南石林由密集的石柱所组成，其间是窄而深的溶沟，沟壁陡直，一般高约5—25m。（图5-5）。

薄层和产状斜倾较大，或在谷坡附近的石灰岩，都不易生成石林。白云岩，泥灰岩和硅质灰岩也不能生成石林。

石林进一步发展，由于溶蚀作用继续沿深沟向下发展，使石柱不断增高。彼此进一步脱离，便开始发生大量崩坍，使其遭受破坏而衰亡

2溶蚀漏斗和塌陷漏斗　溶蚀漏斗是碟形或圆锥形的洼地，平面轮廓呈圆或椭圆形，其宽度较深度为大，一般宽约数至数十米，深约数至十余米。当其向下剧烈发展，深度也可以达到数十米，与宽度相当。其底部常有垂直裂隙或管道与地下暗河相通（图5-6）。如果管道不发育，或被溶蚀残余粘土碎石所堵塞，可以暂时积水成湖。溶蚀漏斗是地下水沿裂隙向下溶蚀发展的结果，在两组裂隙的交汇处或原始地形较低洼处最易发生。如果暗河埋藏较深，地下水的垂直循环作用较强烈，漏斗也较发育。所以宽浅的碟形漏斗多分布在暗河埋藏较浅的分水岭地段，深陷的圆锥形漏斗多分布在暗河埋藏较深的谷坡地段。溶蚀漏斗常在地面成串排列，这种现象是判定暗河位置和延伸方向的可靠标志（图5-7）。它的发育和逐渐衰退对研究新构造运动处于活动或相对稳定，也具有重要的意义。

图5-5　石林（云南路南）

图5-6　成串排列的溶蚀漏斗（湖南茶陵）

如果地下洞穴的洞顶崩坍，也能形成漏斗状的洼地，称为塌陷漏斗。其特点是漏斗壁较陡，底部有较多的崩积岩块（图5-8）。

由孤立的囊状洞穴崩坍所造成的塌陷漏斗，不能作为判定暗河位置的标志，如果沿着暗河的洞顶发生一连串的崩坍，也能确定暗河的延伸方向和位置。

3落水洞和竖井　落水洞是联接地表水流和地下暗河的垂直管道。一般沿着裂隙发育，受裂隙的形态所控制，可以是垂直、倾斜或曲折的。其宽度比深度小得多，很少超过10m；深度视暗河的埋深而定，一般深约数至数十米，最大可以达到100m以上。落水洞是地下水溶蚀和机械侵蚀交互作用下的产物。当其处于发育的初期，溶蚀作用比较显著，被溶蚀所扩大了的裂隙表现为缝隙状。随着裂隙逐渐扩大，机械冲刷和局部崩坍作用开始发生，落水洞也逐渐转变为井状。落水洞可以直接出露于地面，也常分布在溶蚀漏斗，溶蚀洼地，干谷和盲谷的底部。地下多层溶洞之间的垂直通道也是落水洞的一种。落水洞也可以被溶蚀的残余粘土或碎石所堵塞。按照其吸水的性质，还可以分为长期有效的，周期有效的和干落水洞。

图5-7　溶蚀漏斗和暗河的关系

图5-8　塌陷漏斗的形成过程

竖井是暗河顶部崩坍而形成的。缝隙状落水洞在发育过程中，如果崩坍作用显著，也可以生成竖井。竖井与一般的井状落水洞的区别在于其井壁特别陡直，往往可以从竖井中直接看到暗河的水面。

成列分布的落水洞和竖井都有助于判定暗河的位置。

4溶蚀洼地　指溶蚀作用所形成的小型封闭洼地，面积一般为数至数十平方公里，平面形态多呈圆或椭圆形，其长轴常沿构造线而发育（图5-9）。溶蚀洼地的底部一般呈浅凹形或略有轻微起伏，有较厚的溶蚀残余粘土覆盖，并有若干落水洞和小型溶蚀漏斗分布。随着这些落水洞和漏斗的发展，使洼地底部更加起伏不平。一般认为溶蚀洼地是岩溶地貌发育的早期产物，由溶蚀漏斗逐渐溶蚀扩大，或相邻的漏斗合并而成。

在地壳运动间歇性上升的影响下，溶蚀洼地可以成层分布。有时在同一洼地的底部也有不同时期生成的溶蚀残余平台。残余平台镶嵌式套生在一起，反映了它们在形成过程中的阶段性。如在广西都安地区，成层分布的溶蚀洼地可以与成层的溶洞和河流阶地互相对比，二者均可以作为研究新构造运动间歇性上升的标志。

溶蚀洼地也可以积水成湖。

5坡立谷　坡立谷（又称岩溶盆地或岩溶平原）是大型的有地表河流穿过的岩溶洼地。其面积较大，可达十余至上百平方公里。坡立谷常生成在地壳运动相对长期稳定的地区。在这里，经过长期的作用，垂直循环带内的形态被破坏无遗，水平循环带内的暗河在谷缘出露，成为地表河流。其谷底平坦，接近于附近的排水基面的高程，有冲积层覆盖，有时还有蚀余的孤峰和峰林分布。所以坡立谷实质上是四周有山地围绕的溶蚀准平原。坡立谷的生成常与地质构造有关，其长轴多与构造线相一致。沿断层，较大的构造裂隙，不同岩层的接触面，向斜及其他构造洼地，都能生成坡立谷（图5-10、11）。

在山区，某些孤立的或悬挂式的水平循环带出露于地表，也能形成规模较小的坡立谷。由于其谷底远远高出于附近的排水基面，还能不断向下发展，谷底并有落水洞和溶蚀漏斗分布。因为水流的水平循环式运动较不稳定或流量补给不足，地表河流有时干枯，只有雨季才有水。所以与典型的溶蚀准平原式的坡立谷不同，属于与溶蚀洼地的过渡类型。是溶蚀洼地向下发展至局部的悬挂式水平循环带的产物，有时由于地下溶洞逐渐扩大，引起洞顶崩坍也能生成。

图5-9　重庆青木关附近，沿背斜轴分布的溶蚀洼地与坡立谷（据成都地质学院水文一队）

图5-10　坡立谷与地质构造的关系（据广西水文地质队）

1—断裂带；2—向斜轴；3砂页岩露头；4—沿构造裂隙发育的坡立谷

6干谷和盲谷　干谷是岩溶地区的古河谷。它是由于后期地壳上升，水平循环带下降，水流沿落水洞或溶蚀漏斗转入地下而遗留在地表的干涸河谷。有些地区，由于河流借地下通道贯穿而裁弯取直，也能在地面留下弯曲的干谷（图5-12）。但是，大多数的干谷都受地质构造所控制，表现为平直延伸的槽状谷地，所以又常称为溶蚀槽谷。

于谷内除保留有原来的河流地貌外，还分布着大量生成后期的岩溶形态。随着地壳间歇性上升，谷底常套生着多级溶蚀台地。如在川东的许多溶蚀槽谷内，便有可与附近的河流阶地相应的溶蚀台地成层分布。

盲谷是死胡同式的干涸古河谷，其末端为石灰岩陡壁所限，地表水流经落水洞转入地下。

在岩溶山区，地表河流与暗河常交替出现，水流大多转入地下，干谷和盲谷分布十分普遍。地表河流由于水量小，河流地形和冲积物都不太发育。

7峰丛、峰林和孤峰

图5-11　四川岳池溪口的坡立谷（据南江水文地质大队）

图5-12　干谷（据北京大学）

（1）峰丛　峰丛指成簇突起于石灰岩山地或高原面上的溶蚀残丘，其顶部多呈尖锐或圆锥形，与溶蚀洼地、溶蚀漏斗、溶蚀槽谷或干谷互相套生在一起。常分布在石灰岩山区的中心部分，形成大面积分布的峰丛山地。

（2）峰林　峰林是基部微微相连的成群簇生的石灰岩山峰，是峰丛进一步溶蚀发展的结果。其特殊的笔架式地形常是岩性不同，经差异溶蚀的产物。基部往往是难溶的岩层，顶峰是易溶的岩层。峰林常分布在石灰岩山区的边沿部分，在褶皱舒展、岩层平缓的地区，峰林呈星点状分布；在褶皱紧密、岩层倾斜的地区，峰林呈条带状分布。在簇生的峰林顶峰之间，常有溶蚀洼地存在。

（3）孤峰　孤峰是孤立的石灰岩山峰，是峰林进一步发展的结果。它常分布在坡立谷底和其他溶蚀平原上。根据产状和岩性的差异，其形态可有不同的表现。质纯、层厚、产状水平的石灰岩，孤峰峭拔挺立，形若石笋。如果垂直裂隙发育，其边坡更陡。在广西的厚层及块状，质纯的上石炭统马平灰岩，中泥盆统东岗岭灰岩和中石炭统黄龙灰岩的上部发育最佳；产状水平的不纯石灰岩，基部大，顶部小，如圆锥状。在广西以二叠系栖霞和茅口灰岩发育最好；在倾斜的地层中，则形成不对称的单面丘式的孤峰。

在山间的溶蚀洼地，干谷和小型的坡立谷底，有时由于难溶岩层的存在，也能沿着岩层走向生成成串排列的孤立的溶蚀残丘，但是其形态多呈圆锥、穹状或长垣形，很少能发育成平地峭立的石笋状孤峰形态。

峰丛、峰林和孤峰的生成和构造裂隙发育程度有关，裂隙的密度越大，它们越发育。也和高温多雨的湿热气候及长期溶蚀发展密切相关（图5-13）。

8天生桥　天生桥多系水平溶洞或暗河顶部崩坍后的残余部分。某些裂隙经溶蚀扩大，也能形成规模较小的天生桥。

（二）地下岩溶地貌

1溶洞　溶洞是大型的地下管道，多沿层面裂隙、断层或其他构造裂隙发育，它常是水平循环带的产物，是地下暗河的水平通道。需要指出的是，即使沿水平循环带发育，也往往沿着与其相近的各种裂隙延伸。所以溶洞的平面和纵剖面形态都十分曲折，在裂隙交会的地段常形成巨大的“大厅”，而在沿单一裂隙的地段比较顺直狭窄，水平的溶洞常与上、下穿插的各种垂直或倾斜的管道相通，加以伸展四出的大小支洞，组成十分复杂的地下洞穴体系。如某洞，其主洞长达64km，全部洞穴体系共长在250km以上。不仅在岩洞内有许多规模十分巨大的“大厅”与狭窄的通道并存，形成显著的对比。而且整个岩洞管道系统还与周围围岩中的细微溶蚀裂隙和孔隙并存，具有极不均衡发育的现象，是地下岩溶地貌的重要特点。

图5-13　峰丛、峰林和孤峰（广西漓江，据贾疏源）

溶洞地下水属管道水流，与周围岩体内的裂隙水流不同的是其水流较大而集中，流通循环比较迅速，常有较多的侵蚀性CO2不断补充，因此其溶蚀作用和冲刷作用都较显著，逐渐扩大地下管道。随着管道的加大，沿着各种裂隙面，尤其是破碎带集中的地段，很容易发生机械崩解，便使整个溶洞越来越迅速地发展。

根据成因，可将溶洞划为三种类型：

（1）阶地型溶洞　新构造运动相对稳定的条件下，沿地下水水平循环带生成，其形态基本上水平顺直。随着新构造运动间歇上升，可以形成成层溶洞，上、下层之间互以垂直管道相通，一般可以和附近的河流阶地相对比，作为研究新构造运动的一种标志（图5-14、15）。

图5-14　阶地型溶洞

在作溶洞和阶地的对比时，应充分认识当时的暗河与河床水面之间的原始水位差，以及由于新构造运动强烈上升，河床迅速下切，溶蚀作用落后于河床下切作用的特点，同一期的溶洞应较阶地为高，不能单纯使用高程资料作硬性对比。

与现代水平循环带相应的阶地型溶洞是暗河的主要通道，有时在较低洼的溶蚀洼坑或盲洞内，或因大量崩坍堵塞暗河，还能积水形成地下湖。地下湖水不流动，或通过溶隙及其上、下游的暗河而很缓慢地流动。

（2）层面型溶洞　沿可溶性岩石的层面裂隙生成。常发生在隔水层之上或某一性质较纯的可溶性岩层内（图5-16）。层面型溶洞的状态由产状所决定，可以是倾斜、水平或微弯的。当其产状水平时，必须慎重与阶地型溶洞相区别。

图5-15　阶地型多层溶洞（广西都安）

（3）裂隙型溶洞　沿断层或其他构造裂隙生成，其形态、产状和规模变化都很大。其中，沿断层发生的较大，沿其他裂隙发生的较小（图5-17）。

图5-16　层面型溶洞

图5-17　裂隙型溶洞

层面型和裂隙型溶洞有时也能成为暗河的通道，但是由于其产状常是倾斜的，所以往往只在较低的一端位在地下水水位之中，可以积水或有水流通过，较高的一端则是干洞，可以和阶地型溶洞相区别。

2溶孔和溶隙　溶孔和溶隙多见于虹吸管式和深部循环带内，是地下水沿构造裂隙缓慢流动的溶蚀产物。其直径一般从几毫米到十余厘米，延伸方向和形态由构造裂隙和地下水流动方式所决定。在虹吸管式循环带，多呈弯曲的管道，从河谷两侧汇集在河底低压区，使河底的可溶性岩石成为蜂窝状，在深部循环带，溶孔的形态受构造裂隙控制更明显，越往深部，溶孔越少也越小。

沿裂隙生成的溶蚀裂缝称为洞隙。

现代航天遥感技术，将人们对地物的感知距离由一般的航空高度，扩展到遥远的外层空间，且将观察手段，由较窄的可见光扩大到紫外、红外以及微波等电磁波谱的广阔范围。陆地卫星（LANDSAT）所记录的丰富信息，通过一定的处理方法，能有效地感知地面地质现象的存在与变化，可以用来判读人迹罕至的沙漠、高山地区的地质现象，对第四系覆盖与水下一定深度的地质结构，也有独特的反映能力。

滇黔桂地区是我国南方碳酸盐岩油气勘探的重要领域，面积近40万km2。其中的南盘江流域，是这次卫片目视解译的重点区。

一、地质概况

本区东连江南隆起，西以南北向小江断裂带与古老的康滇隆起相隔，南系南华台块，北接黔中隆起，并与四川盆地（地块）相望，是处在各大地构造单元交接带上，以负向构造运动为主要发展历史的三叠系广泛覆盖区。本区构造线纵横交错，但以北东和北西两组最醒目。南北和东西走向的构造线，在1:50万卫片镶嵌图上才有清晰的显示（照片1），如横亘东西的普定—惠水带与纵贯南北的贵定—东兰带等。这些现象同样记录着本区复杂的地史过程。

照片1　南盘江地区卫片镶嵌图（南盘江地区从影纹结构上明显地分为A、B、C三大区）

本区册亨—罗甸断裂带以北，变质基底属扬子型，由前震旦系昆阳群（或板溪群）板岩或千枚岩构成，仅出露于解译区的东北及西南部。在不整合面之上，震旦系和下古生界为夹碳酸盐岩之碎屑建造，厚3000～4000m，出露于西部和一些高背斜核部。断裂带以南，盖层缺失奥陶系、志留系，岩性有向南华型过渡之势。

晚古生代，黔中、江南隆起较高，出露水面而成为重要的物源区。区内在隆起或一些高背斜带上出现超覆现象，普安—龙吟、罗甸以北尤为明显。东吴运动之后，构造格局有了变化，中生代早期，本区海水有变深之势，三叠纪时沿福泉—安顺—册亨—丘北构成一条醒目的相变带，成“S”形蜿蜒长达500余公里，且沿带发育着串珠状生物礁。带之东南以浊流沉积（照片2）为主的砂泥岩相区，厚3000～4000m。带之西北为浅海台地相的碳酸盐岩分布区，厚约3000m。印支、燕山运动，使那些在加里东、海西期古构造格架控制下形成的盖层，发生褶皱和断裂，并为现今构造布局奠定基础。

照片2　广西潞城中三叠统浊积岩中的槽模结构

二、多波段卫片的影像特征及其地质含义

地表或地下一定深度的地质体，对电磁波辐射及反射能力，在不同波谱范围内有着不同的特性。它通过一定几何形态的色调异常记录在卫片上。人们利用记录在多波段（MSS）卫片上的各种影像及其组合关系的对比分析，揭示地质体属性及本质，以达到认识地质体的目的。卫片上不同几何形态的色调及组合，首先是地貌景观的反映，但地貌景观与地层、岩体、地质构造作用直接有关，因此，分析研究各种影像特征，是进行地质解译的重要环节。现以1:50万之7波段镶嵌图为基础，从色、形、影三要素入手，讨论各影像特征及所包含的地质意义。

（一）影像的综合特征是区域地质概貌的反映

本区在7波段镶嵌图上，以灰色和浅灰色调为主，夹有深灰、黑灰及少量白色调。从整体来看，由东南向西北色调变深，黑及黑灰与浅灰相间构成的条带状、线状及被其分割的块状影像，成为本区卫片影像的宏观特征。据色调组合，本区以泸西—册亨—罗甸及册亨—普定连线，大体可分为东南（A）、东北（B）及西南（C）三部分（照片1）。

东南部：由灰、浅灰色调构成，具有粗糙感之细碎树枝状影纹结构，其中点缀着为数不多的黑灰色块状色调。块状色调多半呈菱形或椭圆形。由于色差较大，边界清晰（照片3），据实地考察，大片浅色调之粗糙影纹，系巨厚的中三叠统板纳组与兰木组砂泥岩及其浅表褶皱的反映。黑灰色调的菱形块体，则系断裂围限的石炭系、二叠系灰岩，如广西凌云、巴马所见者属之。灰色调椭圆形块体，是以泥盆系和寒武系白云岩或白云质灰岩为核心的隆起构造，广西隆林—西林复背斜带属之。两者色差之大，固然与岩石本身的颜色、成分、结构有关，但地貌也是不可忽视的因素。因碳酸盐岩在解译区的特殊岩溶地貌，构成彼此孤立的柱状山丘，其面积均在MSS所要求的最低分辨力（79m×79m）之上。其群体与缓坡状起伏的板纳、东兰组砂、泥岩地貌对比（照片4），恰好构成电磁波在地表的漫射条件。由于电磁波的漫射，损耗了很大一部分能量，因此，在MSS正片上必然反映为深色调。

照片3　块状影像结构

深色为不同时代之灰岩，浅灰色枝状影纹系中三叠统砂泥岩

照片4　凌云城西地貌剖面

右侧为中三叠统砂泥岩地貌，左侧为C—P系岩溶地貌

东北部：灰及暗灰色调构成的巨大环状及带状结构，是本区的主要影像特征。东北边缘灰色条、块状之粗糙影纹为江南隆起西南沿的前震旦纪变质岩。巨大的环状体分布在都匀、罗甸一带（照片5）。从地面资料看，是北部伸入本区的巨型鼻状隆起的南倾部分，面积万余平方公里。其核部由寒武系—志留系组成，南缘渐次为泥盆系、石炭系和二叠系。纵贯南北、长达150km以上的贵定—昌明—掌布带状影像，分环形体为两部分，东部有更高的隆起幅度。带状体则由三叠系的褶皱、断裂组成，在MSS各波段上均清晰可见。值得指出的是，环状体并不包括整个巨型鼻状隆起，而只是其中的大部分。这是否存在更深的地质背景，有待进一步研究。

西南部：由灰、浅灰及少量暗灰色调构成，别具形态、方位的皮壳状结构。普安以东，色调较深，结构也较细腻，长条状呈北东向排列；普安以西色调较浅，在宏观上显示着南北向伸展的菱形或长卵形斑块状结构。经对比分析，前者是在面积较大的泥盆系、石炭系和二叠系褶皱背景上，分布着平面形态成三角形的三叠系特殊褶皱组合（照片6），这种组合显然是受地腹两组以上断裂控制的结果。后者，是石炭系—二叠系、主要是三叠系不均一围绕前震旦系、寒武系、志留系而构成的巨大菱形块体。其东南侧散布着少量受北东向断裂控制的老第三系红层（照片7）。实际上这一带已处于古老、有长期活动历史的康滇隆起的东部边缘。因此，断裂、褶皱格外发育。

照片5　块状、环带状影像结构

照片6　枝状、皮壳状影纹结构

照片7　块状、缟状影纹结构

（二）特殊影像的地质含义

遥感图像是按比例缩小的综合地貌景观，包含许多直接或间接的地质要素。这些地质要素往往通过某种特定的色调，突现在背景色中，因而构成了具有各种几何形态的色调异常。这些色调异常，便是认识各种地质现象至关重要的线索。为使某影像与地质概念建立起自然联系，根据本区地质条件及图像的特征，以构造为主要内容，初步分为线形、圆形、块状及条带状影像等。

1线形（有称线性）影像及其地质含义

线形影像是直线延伸或近于直线延伸的色调异常。由于MSS对宽度只要超过15m的地面线形体就有较好的分辨力，因此，卫片中线形信息量尤其丰富。其构成有下列三种方式：

（1）突现在背景色中的深、浅色调或深、浅色调在延伸方向上的间互出现。这种影像细而明晰，常为扭性断裂的反映，如广西利周—玉洪断裂（见表1）。

表1　断裂要素简表

续表

注：走向/倾向∠倾角。

照片8　广西玉洪茶厂，走向25°大断裂通过该处，地层遭受强烈挤压，呈鳞片状破碎

照片9　雨厦—陆良断裂在雨厦点表现为巨大破碎带，并为方解石充填（白色者为方解石团块）

照片10　隆林潞城中三叠统薄层灰岩强烈挤压并发展为断层

照片11　隆林祥播断裂带形成的断层崖，由二叠系灰岩构成，逆于三叠系粉砂质泥岩之上

（2）特殊影纹在某方向上的连续延伸。由于延伸长，穿越不同的岩性单元，线形影像宽窄不一，色调深浅也有差异。经验证，这是地面断裂带的反映。剥隘（滇）—玉洪（桂）—独山（桂）北东向断裂带便是典型一例。该带延伸长达250km，发育于中三叠统粉砂质泥岩与粉砂岩中。因挤压，地层破碎不堪，局部呈鳞片状，就近破劈理极为发育（照片8），破碎带宽可达400～500m，并为该处地形控制的主要因素，河流、山系均沿25°～30°方向延伸。该断裂在乐业城南，使灰岩高度破碎，局部成糜棱岩，沿带严重方解石化，宽达50余米，为顺时针的压扭性断裂。至于宽窄不一的原因，是不同岩性造成的地貌差异，而色调差，除上面的原因外，还与亲水性质有关。

（3）板块状色调的边界。均一的板块状色调边界或两种板块状色调的交线，其清晰度，随色差而异，但通常呈隐晦状，是具不同覆盖程度的地面断裂。如云南陆良—雨厦北西向断裂，它在MSS4、5，尤其是5波段上显示最清楚。其东北侧为板块状暗灰色调，西南侧呈板块状浅灰色调。该影像断续延伸190km而出图。雨厦露头点调查的结果，是一条通过地貌表现出来的大断裂带，东南段控制水系，调查点恰系中三叠统岩相变化带。浅灰色调系浅绿色砂质、粉砂质泥岩夹砂岩，植被以杂草为主；暗色调则为灰岩夹白云岩，有较厚的坡积物。植被以灌木林为主，杂有茅草。正常的地层产状为25°∠19°。由于断裂、破碎，角砾岩比比皆是，方解石化也甚为严重（表1，照片9）。

当然，并不是所有线形影像都是地面断裂的直接反映，而实际上的地质、非地质含义还要广泛得多。像地层界线、褶皱轴线、水体边界和人工建筑等等。

2圆形影像及其地质含义

又分圆形及环形两类。

1）圆形影像：指均一、光滑圆形和近圆形之色调异常或特殊影纹结构异常。据野外考察有地质与非地质两种意义。

（1）具地质意义者：其一，由两种岩类构成的圈闭构造。岩类差别愈大，色调或影纹结构异常愈显著。前者，如广西巴马龙凤穹状背斜，三叠系砂、泥岩圈闭的核部，出露了下石炭统、二叠系灰岩。因灰岩与泥岩相比有着深得多的色调特征，故构成暗灰色调异常（照片3）。后者，如广西田林西的者苗背斜，它由中三叠统兰木组形成圈闭，核部出露板纳组，二者均为砂岩、泥岩。但兰木组砂岩厚且硬，抗风化能力强。板纳组砂岩薄而疏松，抗风化能力弱，因而表现了不同的地貌特征，构成了影纹结构上的差异。其二，侵入体的反映。在沉积岩分布区，侵入体就具有独特的产出特征。由于成分、结构及构造上的原因，常显示浅灰或白色调，即使是隐伏岩体也有不同程度的反映。如广西南丹大厂有一边缘模糊的圆形浅灰色调异常，经钻井证实为潜伏花岗岩体。

（2）非地质意义者：多半由水体、植被或纯地貌因素引起。广西旧州南侧在MSS各波段上，均有一深色圆形细碎影纹结构异常。观察的结果是，该处分布着中三叠统的兰木组砂岩夹泥岩，产状多变。在圆形异常的地面边界上，没有地质现象的突变，而主要是植被分布上的差异。色调异常区为深绿色、墨绿色之茂密的杂木林区，以栗树、枫树、油茶树等宽叶林为主。非异常区是零星状分布的小松木，其界限分明。

2）环形影像：由深或浅色调及深浅色调间互而成圆形、近圆形的圈闭影像。有单环状和多环状。单环状影像常反映具有明显蚀变晕或蚀变带的侵入体，如南丹—河池花岗岩体。岩体本身显示灰或浅灰色，而外蚀变带为深色调，故影像就成深色环状体。由两种以上不同岩性构成的平缓圈闭构造，其核部出露较老的一组（背斜）或覆盖新的一组（向）时，影像也呈环状。多岩性组合影像则呈多环状。

3块状影像及其地质含义

指卫片上具同一影纹结构或某均一色调的巨型规则或不规则之块状影像。它既是某地貌景观的反映，也是地表及地下一定深度内地质结构信息的综合反映。从几何形态上看，本区块状影像可分卵形与多边形两类，前者如黔南、隆林等块状影像；后者有牛首山、罗平、宣威等块状影像。

（1）黔南块状影像：由带状影像环绕而显示卵形，长轴呈南北向，长达120km，面积万余平方公里，具深、浅两色网格状影纹结构。在布格重力图上显示相对负异常。地质资料表明，本区泥盆—石炭纪时，是以沉降为主的负向构造带，仅泥盆系、石炭系厚度就接近4000余米（一般只有2000m左右），而当前地表却为南倾鼻状隆起斜坡上的正向箱形褶皱群。

（2）牛首山块状影像：由北东及北西向两组线形影像围限的浅色斑状结构显示的菱形体。长对角线北北东向延伸约达240km，面积近万平方公里。核部尚有一隐晦的环状体，由前震旦纪变质岩构成。向南、北各依次为寒武系、志留系和泥盆系。据地质资料，北东、北西向线形影像，显然是断裂带。因此，牛首山块状影像，尽管是个古老隆起，但从目前的结构上看，是印支—燕山期仍有活力的构造块体。

4条带状影像及其地质含义

是指由深、浅色调间互构成，并呈平行直线或曲线状延伸的影像特征。在很多情况下，是线形影像的复合体。虽然形态复杂，但其地质含义远不及线形影像那么广泛。区内主要反映：

（1）断裂带。如东兰—贵定带状影像就是由两条以上（北北西向）断裂切割石炭—二叠系及三叠系之不同岩性组合构成的，长约150km，北延至贵定以远。MSS4、5波段显示白色或浅灰色，MSS6、7不均匀加深。这除岩石本身在不同波段有不同特征外，该断裂带尚具有一定的亲水性质。

（2）褶皱带。是多岩性组合的线状褶皱，受到剥蚀以后的影像特征。贵定—昌明—掌布南北向带状体，就是石炭系、二叠系和三叠系构成的紧密向斜带。此外，大型的平缓褶皱群，在受到不同程度的剥蚀后，也可构成带状或环带状影像特征。

以上，是本区与构造有直接联系的特殊影像的初步归纳，目前正在实践中，待不断地扩充和丰富。

三、地质解译效果分析

卫片解译的最终目的，是认识地质现象，掌握地质规律，从而作出油气勘探远景评价。欲达此目的，除解译人员有一定的业务水平外，卫片的质量和用以解译的方法也有重大关系。至于卫片在一个地区的使用价值，除上述因素外，还取决于解译效果。

通过简短的野外观察和已知资料对比、分析，就1:50万假彩色合成片来说，其目视解译效果是比较好的。尤其是断裂构造（见图1），笔者曾对室内解译的30余条线形影像进行了野外观察。其结果表明，这些线性影像绝大部分为地面断层、形变挤压带或隐伏断裂的反映（表1）。

当然，不是说所有地面断裂在卫片上都有反映，或者说都可进行目视解译，这要取决于卫片本身的分辨力和肉眼对卫片所记录灰度的鉴别能力。另外，由于卫片有广阔的视域，对确定断裂在空间上延伸及其相互关系上都有独特的优点。如以往一直认为紫云—都安是一条大断裂，但卫片镶嵌图却清楚地反映，它由三组不同断裂构成。即其北段为水城—紫云—东兰断裂的一部分，中段为册亨—罗甸断裂的一部分，南段为贵阳—南丹（340°）或清镇—南丹（330°）断裂的一部分。这三条断裂不仅方位不同，其形成时间也有差别（后有讨论）。又如师宗—弥勒带也不是一条断裂。它的西南段是弥勒—师宗—清镇断裂带的一部分，北段则由罗平—盘县断裂带构成，等等。

构造块体，卫片更有特殊的反映能力。因为它的宏观性，完全取代了从点到线和从线到面全部工作过程所要达到的目的；由于它的真实性，则又填补了在上述过程中，因精度限制和人为观察的局限性而造成的失真现象。它在广阔空间的对比中，通过平面的不同构造组合及纵向上的相关因素而反映出来的独特色调之地貌景观和它们的相互关系，就是地下块体结构在地表的综合影像。这是以往各种地质图件所无法反映和表达的。

至于局部构造的解译效果，要取决于构成局部构造之岩层间的岩性差别。岩性差别大，卫片上的色差就大，肉眼就易于鉴别，解译效果就好。本区东南部，局部构造的解译效果远比本区其他地方差，就是因为该区局部构造，绝大部分都由中三叠统单一的砂、泥岩构成的。这种砂、泥岩在卫片上的灰度差，远远低于肉眼的分辨能力。

图1　1:50万假彩色合成片解译的断裂比1:20万区测图所反映的断裂数量多、精度高

四、区域构造模式及油气勘探有利构造带的选择

通过卫片的地质解译，我们试图将各种孤立的地质构造现象或一些具有地质含义的特殊地貌景观，经过分析，有机地组合成一个整体。这种整体既不割断地质历史，又可用某统一的构造应力场予以解释，故称为“模式”。这种模式的最大意义在于预测地质构造和有关地质现象，从而为最终的油气勘探远景评价提供依据。

从解译图上统计的结果看，断裂有15组之多。从卫片上看有的清晰，有的断续隐晦。清晰者，多为暴露地表的大断裂。隐晦者，多系潜伏线状构造或半覆盖状的断裂。这些断裂将本区地壳割裂成许多巨大的块体，并在地壳浅部以特有的褶皱型式嵌接于各构造带之间，因而更增添了本区构造的复杂性。但通过构造组合关系的分析，仍然可以看出，本区至少有三次以上的明显构造发育期与相应的褶皱、断裂组系。即：东西向褶皱构造和与之配套的“X”型（340°与40°）断裂；北东向褶皱构造和与之直交的（320°）张性断裂带及以南北向褶皱构造为主体，同时伴有北西向褶皱和有关的断裂带（表2、图7）。

表2　各构造带及其特征表

东西向构造带，在镶嵌图上可解译出6～7条。者海—普定—惠水及以北的贵阳—清镇带规模较大，宽约10km。它们的影像较隐晦，可能是潜伏构造的反映。据区域资料，东西向构造在元古宙雪峰期就已出现，加里东期占有重要地位，并使滇黔桂地区隆起成陆。340°、40°方位一组“X”断裂就是南北向挤压的必然产物（图2）。值得指出的是，东西向构造虽发育于元古宙，但在燕山期仍有一定的反映。根据“X”型断裂方位的变化，南北向的压应力是断续的，且有应力轴方位上的变化（图3）。

图2　南北向水平挤压下除形成东西向褶皱外，形成一对扭性断裂

图3　随着地史发展南北向压应力轴向东侧偏转，一对扭性断裂的方位也略有改变

北东向（35°～40°）褶皱构造及压性断裂，主要发育于本区的西部。褶皱的主体由震旦系—泥盆系构成，是华夏系构造体系的组成部分（图4）。从沉积看，自进入海西构造旋回之初就开始发育。与之直交的北西向（310°～320°）张性断裂，逐渐使本区基底形成北西向槽状陷落，并控制了晚古生代的沉积。因而改变了本区以北东向为主沉积相带的分布特点。例如水城—紫云—那莫泥盆—石炭系窄相带的沉积厚度在3000～4000m。这是迄今区域构造模式的重要背景条件。

图4　在逆时针扭动应力作用下，形成北东向褶皱或压性断裂，同时产生与之直交的张性断裂

图5　在东西压应力作用下，形成一组共轭的扭性断裂

海西末期，本区受到了东西向的水平挤压，并在地史发展过程中逐渐增强，至印支—燕山期达到顶峰，因而奠定了本区现今区域构造的轮廓。南北向褶皱带、北西、北东一对“X”型断裂就是其中的重要产物（图5）。上述构造带，在昆明幅（G-48）地质图上也有清楚的反映（照片12）。仔细分析该图，对卫片解译中提出的潜伏构造，都有不同程度的反映。主要为东西、北东及北西向三组。南北向构造带自然更醒目（图6），其中最突出的则是北东（65°～70°）和北西（310°）两组具共轭性质的复合型构造带。而水城—关岭—紫云及曲靖—补郎—修文尤具典型意义。表面上看，本区是一幅主要在印支—燕山期东西向挤压应力严格控制下的褶皱图案。例“X”型断裂之一的水城—关岭—紫云左形斜列褶皱带，就是逆时针扭动的结果。然而，实质上这组褶皱带是在加里东末或海西初期发育起来的北西向张性断陷带的背景上并在其控制下形成的。也就是说，该构造带在很大程度上反映了前期（潜伏断裂）构造要素。该带西北段出现的偏北分支，就是前期断裂在该地表的直接反映。从卫片上看，两者夹角10°左右。共轭的典靖—补郎—修文构造带也只是在前期构造带（NE40°）上，覆以印支—燕山期北东向的扭断裂而构成。至于南北向各构造带，与北东、北西向构造带一样，同属印支—燕山期产物，因此，无论在地质图或卫片上都是显而易见的。

照片12　昆明幅地质图反映各构造带间的平面关系

图6　据昆明幅地质图编制的构造纲要示意图

图7　在F1、F2潜伏断裂控制下，受到东西挤压后而形成的构造形态和组合

综上所述，本区的构造模式就是印支—燕山期，在东西、北东向褶皱带和北西向张性断陷带的背景上，受到东西向挤压（尚有顺时针扭动的迹象）而形成的构造规律。由于东西向挤压，造成南北方向上的拉张，形成水岭—关岭—紫云、弥勒—清镇交叉断裂以南的犁头状断陷，使三叠系厚度达到了4200～5000m之巨。对应的北侧，处于黔中隆起的南缘，由于黔中隆起在相应时期内，不断上升扩大，产生了南推之力，限制了因张力造成的北移，因而下陷不甚明显。那些受前期“X”型断裂切割的断块，基于同样的理由，在垂向上产生了差异运动。有的下陷，有的上升。前者，如罗平、黔南等断块。罗平断块内，仅上二叠统就厚达2000余米，而越过东侧、北侧边界（断层）就迅速减至为442m与500m。后者有牛首山断块，它长期以来就处在相对上升状态中，这当然与它处在康滇古隆东缘的构造位置上有一定的关系。由于构成断块的断裂是多期性的，且具不同的组合方位，因此，反映在卫片上，就成了不同几何形态的块状影像。另一方面，断块在地史发展过程中，存在独立于区域构造应力场的边界条件，故得以构成具有局部性的、独特的构造组合形态。反映在卫片上便构成别具一格的影纹图案，从而成为认识地下地质结构的重要标志。宣威、普定间的中营构造群就是典型例子（照片6及图7）。它是由上石炭统马平灰岩夹白云岩构成，底朝西的三角形背斜与近南北向中、下三叠统向斜和弧形状中、上石炭统背斜构成的特殊形态之构造组合。显然，这是在北西、北东向一对“X”型断裂控制下，受到东西向挤压作用时形成的构造特征。因此，潜伏构造（断块或断裂）完全有可能，通过地表的特殊地貌形态和盖层某种褶皱组合关系的分析而加以认识。

照片13　西林，中三叠统薄层灰岩构成东西走向之箱形背斜，上为其核部切面形态

必须指出，上述涉及的各构造发展过程，在时空上是相互联系的，有的则是长期的。如前所述，东西向构造虽然发育于元古宙，但至少中生代时仍有一定的反映。西林紧密的箱形褶皱就是其中的产物之一（照片13）。当然，不是说南北向压应力一直起主导作用，而是不同的地质时期有着不同的反映，东西向或其他性质的构造应力也是如此。因此，在分析具体地质问题时，必须要有明确的时空概念。

至于油气勘探中有利构造带的选择，由于工作的深度，仅从区域构造角度出发提供一些粗浅意见，作全面评价时参考。

从区域资料分析，上震旦统灯影组是四川盆地重要产气层。该组在本区亦系白云岩，厚约500m。下古生界总厚超过1200m，上震旦统至志留系可构成下生－储－盖组合，而东西向构造带在本区发育最早，并在加里东构造期就已成型。因此，东西向及其有关的圈闭构造，是下古生界油气储集的有利场所。虽然册亨—罗甸断裂带以南，下古生界有轻度变质，但在以北地区，如宁南—纳雍—卫城及宣威—六枝—都匀正向褶皱带中的低背斜，仍然是下组合油气勘探的有利构造带，尤其是龙里等那样的大型穹状背斜。由泥盆系至三叠系构成的上生－储－盖组合，在本区有着广泛的分布，厚约6000m。特别是水城—关岭—紫云及弥勒—清镇交叉断裂以南的广阔地区。本区控制上组合的圈闭构造，是在逆时针扭动应力作用下，首先形成的北东向构造带及继后发育起来的南北向褶皱带。因此，北东向、南北向的背斜带又成了上组合油气勘探的有利场所。上述两种构造带叠加（复合），有良好保存条件的背斜构造，尤具勘探价值。

五、简要结论及问题建议

自卫星遥感图像用于不同地域的地质解译以来，不断地丰富了解译内容，取得了不少成果。因而更增强了遥感图像地质解译的意义，同时也暴露了不少问题。有的可在图像处理系统的应用中得到解决，有的还需今后继续讨论。因此，对遥感技术在地质中的应用作出恰如其分的结论，为时尚早，尽管如此，卫片所具有的形象、真实和宏观性特征，仍然是地质工作者借以研究、讨论及至解决区域地质问题的有效方法之一。

（1）由于卫片本身的分辨力和前述特征，较适宜于区域构造或构造群体组合的解译和研究。对区域性大断裂及侵入岩体，更有独特的解译效果。至于局部构造的深入解译，还必须辅以航空遥感资料或有待于电子计算机识别方法的应用。

（2）通过地物信息在纵、横向上的组合分析及地面构造形态组合研究，可对各种潜伏构造进行推断解译。从而在一定程度上，深化了对区域地质结构特点和规律的认识，为油气勘探提供重要的背景条件。

（3）由于肉眼难以分辨那些岩性相近的不同地层在卫片上所记录的微小灰度差，因此，地层岩性的目视解译效果不甚理想，因而也影响局部构造的深入研究。

（4）为便于野外验证及使解译成果有实用价值，应将解译成果转绘于1:5万或1:10万地形图上，然后再进行其他处理。因此，地形图应作为解译区工作前资料准备的内容之一。