除上述斷層的野外識別標誌外，近年來隨著地球物理技術的發展和其在地學方面的應用，斷層識別方法有了新的發展，主要有以下幾種方法。
(壹) 地球物理方法
前面所說的構造地質學方法主要用於在地表有完整露頭的斷裂構造，但對隱伏斷裂卻無能為力，更不可能了解斷裂深部的擴展情況。地球物理方法卻可以揭示深部大型斷裂的賦存部位和幾何形態，在某種情況下，還可以提供與構造斷裂賦存有關的地殼等信息。隨著構造地質學研究的日益發展，及能源和礦產需求的逐步擴大，對深部地質的探測研究越趨重要，地球物理方法的作用也就越明顯。地球物理方法主要包括地震法、重力法、磁法和電法。
1. 地震法
地震法是揭示地殼結構和深部構造 (包括斷裂) 的最有效的方法，迄今仍顯示巨大的潛力。
作為壹級近似，地球整體是彈性的，自天然地震源或人工爆破源傳播開來的地震波也是彈性的。地震波自壹個層穿入另壹個層，如果兩個層的波速不同，就發生折射; 或者自壹個層抵達另壹個層，在兩個層的界面發生反射。導致折射的具不同波速的波速組可用來識別不同的層; 導致反射的界面可用來識別不同層的界面。當這樣的波速組或反射界面為斷裂所截時，由此造成的不連續就會在地震走時圖或地震剖面上反映出來。因此，地震的折射和反射的原理和方法均可用於識別構造斷裂，尤其是大型斷裂。圖11-27 是壹條鏟式正斷層及其上盤中書斜式正斷層的地震剖面和解釋剖面。
圖11-27 壹條鏟式正斷層地震剖面和解釋剖面(據 Wernicket 和 Burchfiel，1982)
圖11-28 表示不同異常類型的重力剖面 (下)及相應的斷層橫剖面 (上)(據 Hatcher，1990)
2. 重力法
重力法屬於位場方法，重力法主要借助於重力異常來解釋地質構造。這是由於重力異常產生的原因在於地球內分布的巖石密度的差異，而這種差異往往與地質構造有關。如果不存在地球內部巖石密度的差異，也就失去了利用重力異常解釋地質構造的前提。重力實測值與參考值 (估算值) 之差被定義為重力異常，對這種重力場差異所做的測量，其單位以毫伽 (mGal)計。圖11-28 為斷層的重力異常圖。
測量重力異常的主要儀器是重力儀。測量可以在陸地和海面上進行，也可以在飛機和人造衛星上進行，不過後者難度較大，可信度較差。
斷裂引起的重力異常通常具有以下幾種特征:
1) 構造斷裂在重力異常剖面上顯示為不對稱的重力異常。
2) 斷裂在重力異常平面圖上顯示為呈明顯線形分布的重力異常。
3) 斷裂在重力異常圖上顯示為陡梯度帶。
4) 斷裂在重力異常圖上顯示為重力異常帶、梯度帶或等值線的扭曲或沿其走向的突然中斷。
5) 斷裂顯示為具不同特征的重力場之間的截然分界線，這些場在重力異常的幅度和類型等方面存在明顯反差。
3. 磁法
地磁方法也屬於位場法。從地質應用角度而言，地磁場研究側重於磁異常和古地磁方面，而應用於斷裂研究方面更側重於磁異常。
地磁法應用於斷裂研究的主要依據是，地質構造控制著地球內部分布的巖石的磁性變化，後者反映為磁異常的分布。磁異常是指地球磁場的測量值與參考值 (或假定平均值)之差，即測量值對參考值的偏離。由於地磁場並非恒定而呈明顯變化，因此沒有國際上公認的標準的參考場，而采用假定平均值作為參考值。壹般認為，含磁敏礦物 (如磁鐵礦)百分量高的巖石產生正異常，含磁敏礦物百分量低的巖石產生負異常。磁場強度可用磁力儀在陸地和海面上測量，也可從飛機上測量。
同重力異常相似，磁異常也可用來推斷包括斷裂在內的深部構造，不過磁異常反映的是巖石磁性的差異，而不是巖石密度的差異。磁異常顯示的構造標誌在形態學上與重力異常顯示的斷裂標誌頗為相似，其主要特征如下:
1) 斷裂在磁異常剖面上顯示為不對稱的磁異常。
2) 磁異常平面圖上顯示為呈明顯線形分布的磁異常帶。
3) 磁異常圖上顯示為陡梯度帶。
4) 磁異常圖上顯示為磁異常帶、梯度帶或等值線的扭曲或其走向的突然中斷。
5) 具不同特征的磁場之間的截然分界線，這些場在磁場強度、磁化方向等方面均表現出明顯的差異。
4. 電法
地殼中的物質都具有不同程度的電阻率，測量地殼中巖石的電導率和電阻率可以確定地殼內物質的分布狀況。電法的測量通常是將電極插入地裏測量電導率和電阻率，以長短不等的時間間隔記錄所得數據。電法可用於檢測相鄰電導率和電阻率不同的巖層或礦體，不過只能大致地確定導電層的所在深度。在斷裂發育部位，電阻率異常層沿其走向壹般會突然中斷，因而電法可間接地識別斷裂。
(二) 遙感方法
地球上所有地物均具有反射來自太陽的電磁輻射或者自身發射電磁輻射的能力，而且這種反射或發射能力隨著地物種類而異，並且即使是同種地物，也隨其在電磁波譜的波段位置而有變化。也就是說，每壹種地物均具有其獨自的反射或發射波譜特征。遙感方法正是利用機載傳感器獲取地表及其附近物體自身發射或反射來自太陽的電磁輻射信息的差異來識別地物的。目前遙感方法利用的電磁波譜段範圍約自 0. 3 μm 至 3 m，跨度達 106量級，分屬紫外 (部分) 、可見光、紅外和微波等不同譜段。輻射紅外在固態介質中具有壹定傳播能力，其余譜段在固態介質中壹般沒有傳播能力。因此只有輻射紅外遙感才可能對覆蓋層具有壹定的所謂 “透視”能力，其余譜段則基本上是獲取地表附近的地物及其景觀的信息。遙感方法能夠識別各種地物，如植被、水體、土壤、巖石以及人工物體，這些物體的反射和發射的電磁輻射信息特征千差萬別，幾乎都可以在不同程度上在不同遙感資料中得到反映。因此，遙感方法也就成為識別各類不同地物的***同工具，尤其是在農林、水資源、土壤、地質、能源和礦產勘查等方面得到廣泛應用。就地質學應用而言，遙感方法可用於識別巖性和地質構造，尤其是識別斷裂構造特別有效。遙感方法還由於其獲取信息距離遠，覆蓋面積廣，可以窺見不同地物，其中包括不同地質體或構造要素之間的相關關系，從而可以鳥瞰這些地物的總體面貌，發現它們之間的內在聯系，因此成為研究地質構造尤其是斷裂構造的重要工具。如圖11-29 所示，斷裂構造清楚地將標誌地層錯斷。
圖11-29 壹條走滑斷層的遙感圖
1. 常用遙感方法
常用遙感方法是用不同的傳感器獲取地物反射或發射的電磁輻射信息。傳感器靠飛機或衛星運載，傳感器獲取信息的方式分為攝影和掃描兩種，前者直接成像 (限於 0. 3 ～1. 1 μm) ，後者將掃描獲得的信息經過模擬信號-數字信號互相轉換間接成像。下面分別介紹壹些常用的遙感方法。
(1) 全色遙感
壹般是直接的光學成像遙感，傳感器為攝像機 (儀) ，波段範圍主要限於可見光(0. 4 ～ 0. 7 μm) 。對地物的分辨能力隨傳感器而異。全色遙感獲取的黑白航片和衛片是進行地形測繪、地質調查、構造解譯的基礎資料。
(2) 彩色及彩紅外遙感
這是包括可見光和反射紅外 (即近紅外，0. 7 ～3 μm) 波段在內的彩色攝像遙感，不過攝像段限於 0. 4 ～1. 1 μm 以內。常規彩色攝像適用於天然色彩反差比較顯著的地質體發育地區。例如，淺色調的花崗巖類巖體與深色調的基性巖體在這類遙感圖像上顯示截然不同，極易辨別。紅外彩色攝像與常規攝像主要差別在於，由於植被的光譜反射率在攝像紅外區突然增大，紅外彩色膠片中的攝像紅外區又位於紅影像層曝光的波長內，從而使得植被類型在紅外彩色膠片中比在常規彩色膠片中更加易於識別，有助於推斷下伏土壤和巖石的性質。
(3) 熱紅外遙感
熱紅外波段即中、遠紅外波段 (3 ～14 μm) 。熱紅外遙感借助於紅外掃描儀的熱敏元件獲取地物發射的輻射信息。在常規的熱紅外黑白圖像上，色調的深和淺分別代表輻射溫度的冷和暖，這不同於常規的黑白圖像。在常規黑白圖像上，色調的深和淺分別代表反射率的低和高。前面曾提到，由於熱紅外輻射能夠在固態介質中傳播，層下某個深度物質的熱輻射可以自下而上傳播到地表，因此熱紅外傳感器可以檢測到這類信息，並且可以識別具有熱輻射反差的不同物質，借此獲取構造斷裂的信息。由於水體同巖石、土壤之間的熱輻射反差比較明顯，因而熱紅外遙感很適用於水資源調查。對地質應用而言，黎明前的熱紅外圖像遠比日出後的圖像優越，後者由於不同的太陽光照和遮掩而受到地形效應的影響。
(4) 多光譜遙感
壹般是間接的掃描成像遙感，傳感器為多光譜掃描儀 (MSS) 。波段範圍和分辨能力隨著不同傳感器而差別較大。波段範圍較窄的包括可見光的近紅外波段，如陸地衛星和多波段掃描儀 (MSS) 圖像。由於多光譜遙感能夠以分隔較細的通道同步獲取地物信息，識別地物能力較強，而且便於進行多波段的光學或數字圖像處理，加以波段範圍和通道分隔的選擇比較靈活，分辨力的進壹步提高也具有潛力，因而是應用最為普遍的遙感方法。
(5) 微波遙感
微波遙感範圍為 0. 3 ～300 cm。不同地物具有不同的輻射微波的能力，其輻射強度、頻譜分布和極化方向取決於地物的物理溫度 (以 K 計) 和輻射表面的性質。微波遙感分為兩類，壹類是被動微波遙感，借助於微波輻射計檢測地物輻射的微波信息，包含部分地面反射或散射的來自外源的輻射功率。另壹類是主動微波遙感，使用側視雷達將其產生的電磁輻射發射到欲測物體表面上，並接收和記錄自該物體表面反射回來的反向散射在雷達方向上的電磁輻射 (稱為雷達回波) ，回波的強度和性質提供了有關該物體的大小、形狀、電學性質等許許多多有用信息。
2. 斷裂線性體的影像標誌
斷裂最顯著、最直觀的影像標誌是它們具有線條特征和 “灰度邊緣”特征。這就是為什麽壹般總是將斷裂稱為影像線性體或線性體。然而，影像線性體反映的地物類型或景觀類型是比較廣泛的，並非唯壹地反映斷裂，盡管其中有相當多的壹部分是或者可能是斷裂。因此，為區別斷裂成因的線性體與非斷裂線性體，必須附加某些約束性標誌，而這些附加標誌通常可以與地質標誌和地貌、水系標誌相對應。為有效地識別遙感圖像上的構造斷裂，最好的辦法是首選根據初步的圖像地質解譯，結合必要的野外地質驗證，建立圖像區內的影像地層單位，確定其圖像解譯標誌，並初步了解區內的影像框架，然後再進行斷裂的圖像解譯，這樣做可能有助於減少誤判。
據上所述，識別斷裂的影像標誌可以歸結為下述兩個方面。
(1) 壹般性影像標誌
這類影像標誌或稱影像線性體標誌，可作為初步的解譯標誌和進壹步的斷裂解譯基礎，這類標誌是:
1) 線條或帶狀影像特征，其本身與兩側地區之間的灰度或結構上具有明顯反差，可將這樣的影像線性體看作是線狀的輻射異常或灰度異常。
2) 線條或帶狀影像特征，其兩側地區之間在灰度或結構上具有明顯反差，這樣的線性體表現為 “灰度邊緣”。
3) 影像顯示的呈直線狀延伸或具直角拐彎的網格水系，或直線狀溝谷，可以看作是線性體在地貌和水系上的反映。
4) 三角形陡崖呈線形排列，多半是斷裂地貌的影像顯示。
5) 線條或帶影像特征呈優選取向，這是可能具構造成因的線性體在空間特征方面的表現。
6) 圖像上的高頻組分，是線性體在頻譜域所具有的屬性。
根據這些標誌解釋出的線性體除包括可能的斷裂外，還包括巖性層或地層單位之間的界線、地層不整合線、標誌層、大型節理、非構造成因的線狀地貌和水系要素等，因此需要根據下列附加約束性標誌作進壹步解譯。
(2) 約束性標誌
這類標誌可用以大體上確定線性體的斷裂成因，這類標誌是:
1) 線性體在走向上與影像地層單位界線平行，然而在橫過其走向方向上，影像地層單位呈非對稱重復出現，或有局部缺失現象。
2) 線性體在走向上與區域構造線平行，然而有截斷褶皺轉折端顯示。
3) 線性體在走向上與區域構造線斜交或正交，前者斷錯後者; 或者是線性體兩側褶皺核部寬度截然不同，地層界線錯斷。
4) 線性體錯斷環形體 (環形體可能為侵入巖體、火山機構或環形斷裂) 。
5) 環形體呈帶狀排列，這多半可能是控制侵入體或火山構造的斷裂的影像顯示。
6) 環形體線形排列帶的突然中斷或位錯。
7) 熱紅外圖像上，灰度異常點呈線狀排列 (灰度異常點在晝夜有亮、暗變化，可能為泉水的影像顯示) ，可能是控制泉點的斷裂影像特征。
8) 不同河流沿某線形影像同步拐彎，壹般是活斷裂的顯示。
9) 具影像顯示的古河道的突然中斷或位錯。
由上不難看出，這些附加的約束性標誌與確定斷裂的地質、地貌標誌大體上可以相對應。因此，將遙感圖像的斷裂解譯與綜合性地質解譯結合起來進行，可以收到更好的解譯效果。