地质地貌 重点

1、PAGE PAGE 10绪 论1、地质学和地貌学的定义地质学（geology）是研究地球及其演变的一门自然科学，主要研究岩石圈的物质组成、构造、形成及其变化和发展历史以及古生物变化历史。地貌学（geomorphology）则是研究地球表面的形态特征、结构及其发生、发展和分布规律，并利用这些规律来认识、利用和改造自然的科学。2、地质学的研究内容1.研究地球的物质组成研究。2.研究地壳和地球的构造特征。3.研究地球的形成历史和演化规律以及古生物演化特征研究。4.研究地质学的研究方法与手段。5.研究地质学的应用问题。6.综合性研究。3、地貌学的研究内容针对不同的研究内容，我国的地貌学出现了一些新的分

2、支学科：.1.气候地貌学研究不同气候区的地貌形成、演变规律和地貌组合特征。2.构造地貌学研究构造运动形成的各种地貌（如构造运动隆起形成的山地），以及地质构造受外力作用后形成的各种地貌类型（如背斜山、向斜谷、背斜谷、向斜山等）。3.岩石地貌学研究不同类型的岩石在外力剥蚀作用下形成的各种地貌形态。具有不同结构、构造及矿物成分的不同岩石，以及在不同外力条件下的同种岩石，都可形成不同的地貌特征。4.动力地貌学运用河流动力学、海洋动力学、冰川动力学和风沙动力学的原理，研究河流地貌的演变、海岸地貌的形成发展、冰川地貌的成因以及沙丘的形成和移动规律。5.沉积地貌学根据沉积物的成因和结构来研究地貌的形成和发展

3、。6.历史地貌学研究不同阶段的地貌发育历史及地貌组合特征，并联系古自然环境对地貌发育的影响。7.研究地貌学的应用问题分支学科有农业地貌学、工程地貌学、石油天然气地貌学等。3、地质作用的特点和研究方法1.地区特色地质作用的发生和发展具有共同规律，但不同地方的地质作用是不同的，而且同一类地质作用在不同地方也具有其特殊性。2.现象复杂地质作用包括从原子和离子的自然行为，到矿物、岩石的形成和变化，直到地壳各部分的活动以及山川的形成等。控制和影响这些变化和反应的因素是极其复杂多样的，有光、热等各种能量的相互作用和转化，有地球本身的特性，也有宇宙因素的影响等等。3.作用时间长地球约有46亿年发展历史。许多

4、地质作用过程是人们不能亲眼看到的。地质作用发生和延续的时间一般很长，海陆变迁、海底扩张等过程，一般以百万年为单位计算。有些地质作用看起来其表现时间很短，如地震、火山，但其发生之前能量的聚集过程却相当长。4、地质作用的研究方法根据地质作用的特点，它的研究方法有：1.野外调查2.室内实验、分析3.提出假说5、“将今论古”的思想内涵“将今论古”的思想是：发生在地质历史时期的地质作用及其结果，与现在正在进行的地质作用及其产物有相似之处，所以从研究现代地质作用过程和产物中总结的规律，可以用来分析和推断发生在古代的地质作用过程和当时的古地理环境。第一章 地球1、大地水准面的概念地球表面是非常崎岖不平的，我

5、们通常所说的地球形状是指大地水准面所圈闭的形状，所谓大地水准面（geoid）是指由平均海平面所构成并延伸通过陆地的封闭曲面。2、地球的形状和大小地球的整体形状十分接近于一个扁率非常小的旋转椭球体（即扁球体）。其赤道半径略长、两极半径略短，极轴相当于扁球体的旋转轴。根据国际大地测量与地球物理联合会1980年公布的地球形状和大小的主要数据如下：赤道半径6378.137km两极半径6356.752km平均半径6371.012km扁率1/298.257其实，地球的真实形状与上述扁球体稍有出入。其南半球略粗、短、南极向内下凹约30m；北半球略细、长，北极约向上凸出10m。所以夸张地说，地球的真实形状略呈

6、梨形。3、地球的物理性质4、地球的构造的概念地球的构造是指地球的组成物质在空间分布和彼此间的关系。5、地球的构造地球物质的成分和分布是不均匀的，具有层圈构造。从地表以上到地球大气的边界部位统称为地球的外部。地球的外部是由多种物质组成的一个综合体，既有有机物，也有无机物；既有气态物质，也有固态和液态物质。分布于地球外部的这些物质，并不是杂乱无章的，它经历了漫长的地质演化过程，现已形成了一些分布有序、物质构成有别的外部圈层。地球的外部圈层可分为大气圈、水圈和生物圈，它们各自形成一个围绕地表自行封闭的圈层体系。6、大气圈大气圈（atmosphere）是因地球引力而聚集在地表周围的气体圈层，是地球最外

7、部的一个圈层。7.大气圈的结构大气圈在垂直方向上的物理性质有显著的差异，根据温度、成分、电荷等物理性质，以及大气的运动特点，可将大气圈自地面向上依次分为对流层、平流层、中间层、暖层及散逸层。8、水圈（hydrosphere）是指由地球表层水体所构成的连续圈层。水（water）是组成自然界最重要的物质之一，是一切生物生存必不可少的物质条件，对地球表层环境的形成和改造起到重要的作用。9、水的循环及其意义自然界中以各种形式存在的或保存在不同环境中的水，并不是固定不变的，它在自然因素和人为因素的影响下处于不断的运动和转换之中，这就称水圈的循环。水循环是自然水体运动的最基本特征，它还可分为大循环和小循环

8、。海洋表层水体经蒸发作用，一部分水进入大气圈，并运动到陆地的上空，当气温降低时，水蒸汽又凝结成雨、雪降到陆地。降落到陆地上的水一部分进入地下成为地下水，另一部分又蒸发回到大气圈，其余部分则以地面流水的形式又回到海洋。这样水就从海洋到陆地再回到海洋完成一个完整的水循环过程，这称为水圈的大循环。水圈的小循环是指陆地内部或海洋内部的水循环，当然水圈的小循环还可以进一步划分为更次一级的水循环。实际上，自然界的水循环是很复杂的，有不同规模、不同时间尺度、不同形式的水循环。不仅有大气圈、水圈和生物圈之间的水循环，还有岩石圈与地球三个外部圈层的水循环。由于水的循环，形成了外力地质作用的动力。它们在运动过程中

9、可不断产生动能，对地球表面进行改造。10、生物圈生物圈（biosphere）是指地球表层由生物及其生命活动的地带所构成的连续圈层，是地球上所有生物及其生存环境的总称。11、地球内部圈层的划分依据目前对地球内部的了解，主要是借助于地震波研究的成果。地震发生时，人们会感到地球在剧烈颤动，这是由于地震所激发出的弹性波在地球中传播的结果，这种弹性波就叫地震波（seismicwave）。地震波主要包括纵波（P波）、横波（S波）和面波，其中对地球内部构造研究有意义的是纵波和横波（注：面波只沿地表传播）。质点的振动方向与地震波传播方向一致的波称纵波；质点的振动方向与地震波传播方向垂直的波称横波。地震波从地震

10、的震源激发向四面八方传播，到达地表的各个地震台站后被地震仪所记录下来。根据这些记录，人们可以推断地震波的传播路径、速度变化以及介质的特点，通过对许多台站的记录进行综合分析研究，便可以了解地球的内部构造。所以，有人把地震比喻为地球内部的一盏明灯，它发出的地震波“照亮”了地球的内部。12、地球内部圈层的划分地震波的传播速度总体上是随深度而递增变化的。但其中出现2个明显的一级波速不连续界面、1个明显的低速带和几个次一级的波速不连续面。莫霍洛维奇不连续面（简称莫霍面，Mohodiscontinuity）该不连续面是1909年由前南斯拉夫学者莫霍洛维奇首先发现的。其出现的深度在大陆之下平均为33km，在

11、大洋之下平均为7km。在该界面附近，纵波的速度从7.0km/s左右突然增加到8.1km/s左右；横波的速度也从4.2km/s突然增至4.4km/s。莫霍面以上的地球表层称为地壳（crust）。古登堡不连续面（简称古登堡面，Gutenbergdiscontinuity）该不连续面是1914年由美国地球物理学家古登堡首先发现的，它位于地下2885km的深处。在此不连续面上下，纵波速度由13.64km/s突然降低为7.98km/s，横波速度由7.23km/s向下突然消失。并且在该不连续面上地震波出现极明显的反射、折射现象。古登堡面以上到莫霍面之间的地球部分称为地幔（mantle）；古登堡面以下到地心

12、之间的地球部分称为地核（core）。低速带（或低速层，low-velocityzone）低速带出现的深度一般介于60250km之间，接近地幔的顶部。在低速带内，地震波速度不仅未随深度而增加，反而比上层减小510左右。低速带的上、下没有明显的界面，波速的变化是渐变的；同时，低速带的埋深在横向上是起伏不平的，厚度在不同地区也有较大变化。横波的低速带是全球性普遍发育的，纵波的低速带在某些地区可以缺失或处于较深部位。低速带在地球中所构成的圈层被称为软流圈（asthenosphere）。软流圈之上的地球部分被称为岩石圈（lithosphere）。因此，地球的内部构造可以以莫霍面和古登堡面划分为地壳、地幔

13、和地核三个主要圈层。根据次一级界面，还可以把地幔进一步划分为上地幔和下地幔，把地核进一步划分为外地核、过渡层及内地核。在上地幔上部存在着一个软流圈，软流圈以上的上地幔部分与地壳一起构成岩石圈。13、陆地地形的分类按其起伏高度又分为：山地、丘陵、高原、平原和盆地。14、海底地形的分类按海水深度和地形特点，海底地形可分为海岸带（滨海带）、浅海带（陆棚或大陆架）、半深海带（大陆坡）、深海带（洋床或洋盆）和深海沟、海岭等。15、地壳的结构根据地壳组成物质的差异，将地壳分为两层（见图1-4）（一）花岗岩质层花岗岩质层在地壳上部呈不连续分布，厚度为022km。其在陆地上较厚，在海洋较薄或缺失。化学成分以硅

14、、铝为主，故又称硅铝层。密度较小平均为2.7g/cm3，压力小，放射性高。（二）玄武岩质层玄武岩质层是花岗岩质层下面的地壳，下部呈连续分布的一层，以莫霍面为下限，深达2080km，各地不等，平均深33km。化学成分除硅、铝外，铁、镁相对增多，故称为硅镁层。密度较大，约为2.9g/cm3，压力可达9.119625108Pa，温度在1000地壳的物质，不仅在垂直方向上有显著差异，而且在水平方向上，陆地和海洋地区也有很大的差异，即陆地上层有很厚的花岗岩质层，而海洋区则主要是玄武岩质层。在太平洋底和某些内陆海底只有硅镁层而没有硅铝层。因此，地壳又可分为大陆地壳和海洋地壳两种类型。16、克拉克值和丰度值

15、美国学者克拉克（1889年）最早研究了地壳中元素的平均含量。他根据采自世界各地的5159个岩石样品的化学分析数据，求出了地壳内50种元素的平均质量百分比。鉴于他在这项工作中的贡献，地质学上把元素在地壳中的平均质量百分比称为元素的克拉克值。而某一地区某种化学元素的质量百分比称为该元素的丰度值。17、地质年代的概念和分类地质年代（geologic time）就是指地球上各种地质事件发生的时代。它包含两方面含义：其一是指各地质事件发生的先后顺序，称为相对地质年代；其二是指各地质事件发生的距今年龄，由于主要是运用同位素技术，称为同位素地质年龄。这两方面结合，才构成对地质事件及地球、地壳演变时代的完整认

16、识，地质年代表正是在此基础上建立起来的。18、相对地质年代的确定确定岩石的相对地质年代的方法通常是依靠下述三条准则（一）地层层序律地质历史上某一时代形成的层状岩石称为地层（stratum）。地层形成时的原始产状一般是水平的或近于水平的，并且总是先形成的老地层在下面，后形成的新地层盖在上面，这种正常的地层叠置关系称为地层层序律。当地层因构造运动发生倾斜但未倒转时，地层层序律仍然适用，这时倾斜面以上的地层新，倾斜面以下的地层老。当地层经剧烈的构造运动，层序发生倒转时，上下关系则正好颠倒。（二）化石层序律地质历史上的生物称为古生物，化石（fossil）是保存在地层中的古代生物遗体和遗迹，它们一般被钙

17、质、硅质等充填或交代（石化）。不同时代的地层中具有不同的古生物化石组合，相同时代的地层中具有相同或相似的古生物化石组合；古生物化石组合的形态、结构愈简单，则地层的时代愈老，反之则愈新。这就是化石层序律或称生物群层序律。（三）地质体之间的切割律块状岩石常常与层状岩石之间以及它们相互之间存在着相互穿插、切割的关系，这时，它们之间的新老关系依地质体之间的切割律来判定，即较新的地质体总是切割或穿插较老的地质体，或者说切割者新、被切割者老。19、同位素地质年龄的测定19世纪末，放射性同位素的发现，为测定岩石的绝对年龄提供了科学方法，这种方法主要是利用放射性同位素的蜕变规律，因此被称为同位素地质年龄测定法

18、。放射性元素在自然界中自动地放射出（粒子）、（电子）或（电磁辐射量子）射线，而蜕变成另一种新元素，并且各种放射性元素都有自己恒定的蜕变速度。同位素的衰变速度通常是用半衰期（T1/2）表示的。所谓半衰期，是指母体元素的原子数蜕变一半所需要的时间。因此，自然界的矿物和岩石一经形成，其中所含有的放射性同位素就开始以恒定的速度蜕变，这就像天然的时钟一样，记录着它们自身形成的年龄。当知道了某一放射元素的蜕变速度（T1/2）后，那么含有这一元素的矿物晶体自形成以来所经历的时间（t），就可根据这种矿物晶体中所剩下的放射性元素（母体同位素）的总量（N）和蜕变产物（子体同位素）的总量（D）的比例计算出来。其公式

19、如下：式中为蜕变常数，与蜕变速度（T1/2）有关。关系式为=0.639/T1/2，通常是在实验室中测定；N、D 值可用质谱仪测出。20、用来测定地质年代的同位素必须具备的条件自然界放射性同位素种类很多，能够用来测定地质年代的必须具备以下条件：具有较长的半衰期，那些在几年或几十年内就蜕变殆尽的同位素是不能使用的；该同位素在岩石中有足够的含量，可以分离出来并加以测定：其子体同位素易于富集并保存下来。21、地质年代表以地球演化的这种自然阶段性为依据，配合同位素地质年龄的测定，对漫长的地质历史进行了系统性的编年与划分，编制出一个在全球范围内能普遍参照对比的年代表，即地质年代表。22、地质作用地质学把自

20、然界引起地壳或岩石圈的物质组成、结构、构造及地表形态等不断发生变化的各种作用称为地质作用（geological process）；把引起这些变化的自然动力称为地质营力；而传播能量的媒介称为介质。23、地质作用的能量来源引起地质作用的能量来源主要包括地球外部的能源和地球内部的能源两种。24、地质作用的类型地质作用可根据能量来源和发生部位分为表层地质作用（ surface process）和内部地质作用（interal process）两大类。表层地质作用是指主要由地球外部的能源引起的、发生在地球表层的地质作用（又称外动力地质作用或外力地质作用）。风化作用是指在地表或近地表环境下，由于气温、大气、

21、水及生物等因素作用，使地壳或岩石圈的岩石、矿物在原地遭受分解和破坏的地质作用。剥蚀作用是指各种地质营力（如风、水、冰川等）在其运动过程中对地表岩石产生破坏并将破坏物剥离原地的作用。搬运作用是指经风化作用、剥蚀作用剥离下来的产物，随运动介质从一地搬运到另一地的作用。沉积作用是指各种营力搬运的物质，在介质动能减小或物化条件发生改变以及生物作用下，在新的场所堆积下来的作用。成岩作用是指使松散沉积物固结形成沉积岩的作用。内部地质作用是指主要由地球内部能源引起的地质作用（又称内动力地质作用或内力地质作用）。内部地质作用主要包括岩浆作用、变质作用和构造运动。岩浆作用是指在岩浆的形成、运动直到冷凝、结晶成岩

22、石的过程中，岩浆本身及其对围岩所产生的一系列变化。变质作用是指在地下特定的地质环境中，由于物理、化学条件的改变，使原来的岩石（包括沉积岩、岩浆岩及变质岩）基本上在固体状态下发生物质成分与结构、构造变化，从而形成新的岩石的地质作用。构造运动是指主要由地球内部能源引起的地壳或岩石圈物质的机械运动。第二章 地壳的组成物质1、矿物的概念矿物是地壳及上地幔中的化学元素经过各种地质作用所形成的，并在一定条件下相对稳定的自然产物。它们中间绝大部分是结晶质的单质和化合物，具有比较固定的化学成分和晶体结构，从而表现出一定的几何形态和物理、化学性质。2、矿物形态矿物形态是指固体矿物的外表形态。其成因是由矿物的内部

23、结构和化学成分决定的，同时也受生成环境的影响。矿物形态是矿物成因研究和肉眼鉴定的重要依据。矿物形态包括单体形态和集合体形态。3、矿物的物理性质(一)矿物的光学性质矿物的光学性质是指矿物对可见自然光的反射、吸收和折射等性质，包括颜色、条痕、光泽和透明度。1颜色矿物对可见光波进行选择性吸收和反射后，所呈现的色调称为颜色。颜色是矿物最明显的识别标志，也是找矿的简易标志。根据成因，可将矿物分为自色、他色和假色三种。(1)自色。矿物自身固有的颜色为自色。如方铅矿的铅灰色，孔雀石的翠绿色等。自色产生的原因主要与矿物本身的化学成分中所含的色素离子有关(见表2-2)。 (2)他色。矿物因混入各种带色杂质所染成

24、的颜色称为他色。他色随杂质成分不同而异，如纯净的石英晶体是无色透明的，但含有碳微粒时就呈烟灰色(墨水晶)，含锰时就呈紫色(紫水晶)，含氧化铁时则呈玫瑰色(蔷薇水晶)。由于他色具有不固定性，所以一般不能作为矿物的主要鉴定特征。(3)假色。由于矿物内部的裂隙或表面氧化膜等引起光线干扰作用所呈现的颜色为假色。其中，由于裂隙所引起的假色称为晕色，如方解石的解理面上因光程差引起的干涉色彩(像虹彩)。由于氧化膜所引起的假色称为锖色，如斑铜矿表面常出现斑驳的蓝色和紫色。假色只有对少数矿物具有鉴定意义。2条痕条痕指矿物粉末的颜色。通常将矿物在素瓷条痕板上轻轻擦，即可得到条痕。由于条痕可消除假色，减弱他色，而显

25、示自色，故此矿物颗粒的颜色更为固定，所以它对许多矿物有鉴定意义。例如赤铁矿有红、钢灰、铁黑等各种颜色，但其条痕却总是樱红色。矿物条痕色与矿物颜色可能一致，如自然金和黄铜矿二者都是金黄色。也可能不一致，如黄铁矿是浅黄铜色，而条痕色呈绿黑色。对于浅色矿物或透明矿物来说，因其条痕均呈白色或极淡的颜色，故鉴定意义不大。3光泽光泽是指矿物表面对可见光的反射能力。按反射光的强弱，光泽可分为以下几种：4透明度矿物的透光能力称为透明度。透明度取决于矿物对光线的反射率和吸收率。某些矿物初看是不透明的，将其磨成薄片时，却是透明的。肉眼鉴定时，以矿物边缘能否透过光线为标准。透明度可分为三级：(1)透明。通过矿物碎片

26、边缘能清晰地看到后面物体的轮廓，如水晶、萤石等。(2)半透明。通过矿物碎片边缘只能模糊地看到后面物体的轮廓，如浅色闪锌矿等。(3)不透明。通过矿物碎片边缘根本看不见后面物体的轮廓，如石墨、磁铁矿等。 (二)矿物的力学性质矿物的力学性质是指矿物在外力作用下(如敲打、刻划、弯曲、拉伸、压力等)表现出来的各种特性，包括硬度、解理、断口、韧性等。1硬度硬度是指矿物抵抗外来机械作用(如刻划、压入、研磨)的能力。矿物内部质点间的联结力强，硬度就大，反之，硬度就小。鉴定时一般用两种不同矿物互相刻划，来确定矿物的相对硬度。德国摩氏(FMohs)选择10种具有不同硬度的常见矿物作为标准，按大小顺序排列，排列在后

27、边的矿物能刻动前边的矿物，由此把矿物的硬度分为10级，这10种矿物称摩氏硬度计(见表2-4)。2解理与断口矿物受打击后，沿着一定结晶方向裂开，形成光滑平面的性质，称为解理。裂开的光滑平面，称为解理面。如果矿物受力后，沿任意方向破裂，并呈各种凹凸不平的形状，称为断口。解理是由晶体内部构造所决定的。各种矿物的解理方向数目不一，有一组解理(如云母)、两组解理(如长石)、三组解理(如方解石)、四组解理(如氟石)、六组解理(如闪锌矿)等。互相平行的若干解理称为解理组。根据解理破裂的难易程度和解理面的发育程度，通常把解理分为五级。(1)最完全解理。矿物极易裂成薄片，甚至用指甲即可揭成片，解理面大而平滑，很

28、难发生断口，如云母。(2)完全解理。矿物容易裂成规则的解理块或薄片，解理面相当光滑，较难发生断口，如方解石(见图2-7)。(3)中等解理。矿物较易裂成解理块，解理面小而不平滑，往往不能劈到底，常裂成小阶梯状，较易出现断口，如长石。 (4)不完全解理。矿物难于裂开，只能在细小碎块上才可以看到粗糙的解理面，容易出现断口，如磷灰石。 (5)极不完全解理(无解理)。矿物破裂形成各种断口，基本见不到解理，如石英。解理的完全程度是与断口发育的程度互为消长的。解理极完全，则无断口；断口发育，则无解理。断口常具有一定形状，故有时也可作为鉴定矿物的辅助依据，常见断口形状有以下几种：1)贝壳状断口呈椭圆形的凹凸面

29、，并具有同心圆纹，形似贝壳，如石英的断口。2)锯齿状断口呈尖锐锯齿形状，如自然铜。3)参差状断口呈参差不平的形状，如磷灰石。4)平坦状断口呈较为平坦的形状，如块状高岭石。3韧性矿物抵抗切割、锤击、弯曲、拉引等外力作用的能力称为韧性。这一物理性质对于鉴定某些矿物具有重要意义。韧性可分为以下几种：(1)脆性。指矿物容易被冲碎或压碎的性质。用小刀刻划这些矿物时极容易产生碎块或粉末。如方铅矿、黄铁矿等。(2)延展性。指矿物在锤击和拉引下，容易形成薄片或细丝的性质。如自然铜、自然银等。用小刀刻划这些矿物往往形成光亮刻痕而不产生粉末。 (3)弹性。指矿物受外力弯曲时发生变形，而在外力释放后，又能恢复原状的

30、性质，如云母。 (4)挠性。指矿物受外力弯曲时变形，而在外力释放后不能恢复原状的性质，如片状绿泥石。 (5)可塑性。指矿物加适量水分，可塑成任意形状的性质，如高岭石。(三)矿物的其他性质1相对密度2磁性3电性4发光性5放射性6易燃性4、岩浆、岩浆作用和岩浆岩的概念岩浆是形成于软流圈及岩石圈局部地段的高温熔融物质。岩浆在地下深处有很高的压力和温度。当构造运动使岩石圈局部压力降低时，岩浆就向岩石圈压力降低的方向运移。由于运移途中物理、化学条件的变化，岩浆也不断改变自己的性质和成分，最后岩浆上升到地壳上部或喷出地表，冷凝成岩石。包括岩浆形成、运移和冷凝成岩的整个活动过程，称为岩浆作用。由岩浆冷凝而成

31、的岩石叫岩浆岩。岩浆作用包括喷出作用(火山活动)和侵入作用，分别生成喷出岩(火山岩)和侵入岩。岩浆喷出地表的活动称为喷出作用，由岩浆喷出作用所形成的岩石称为喷出岩。岩浆上升到地下某一深处，占据一定空间，基本停止运移，最后冷凝结晶，这种活动称为侵入作用，由岩浆侵入作用所形成的岩石称为侵入岩。5、沉积岩的形成沉积岩的形成是一个长期而复杂的地质作用过程，一般可分为下列四个阶段：(1)松散破碎阶段。(2)搬运阶段。(3)沉积阶段。(4)硬结成岩阶段。6、变质作用的类型地壳中原来的岩石由于受构造运动、岩浆活动等内动力的影响，使其矿物成分、结构构造，甚至化学成分发生不同程度的变化，这些变化总称为变质作用。

32、根据变质因素和变质方式的不同，变质作用可以分为以下几种类型。接触变质作用是由岩浆活动引起的，发生在侵入体与围岩和接触带内的一种变质作用。动力变质作用又称为碎裂变质作用，是在构造运动产生的强应力作用下，使原岩及其组成矿物发生变形、机械破碎及轻微的重结晶现象的一种变质作用。由于区域性的地壳活动，在大范围内发生的变质作用称为区域变质作用。7、岩石的转化三大类岩石都是在特定的地质条件下形成的，但是它们在成因上又是紧密联系的。追溯到遥远的年代，那时候岩浆活动十分强烈，地壳中首先出现的岩石是由岩浆凝固而成的。但是，自从地壳上出现了大气圈和水圈以来，各种外力因素开始对地表岩石一方面进行破坏，一方面又进行建造

33、，出现了沉积岩。然而，任何岩石都不能回避自然界的改造，因此在一定条件下又出现了变质岩。图2-26基本上表明了三大类岩石的相互转化关系。PAGE PAGE 6第三章 地质构造1、地壳运动的方向地壳运动的方向包括水平运动和升降（垂直）运动，两者常交替进行。 水平运动指沿平行于地表（即沿地球切线方向）的运动，依地理方向（东北）来表明其运动方向。升降运动指垂直于地表（即沿地球半径方向）的运动，表现为上升运动或下降运动。水平运动和升降运动是地壳运动的两个主导方向。2、岩层产状岩层的空间位置叫做岩层产状。岩层产状通常用层面的走向、倾向和倾角来表示，称为产状要素。（1）走向：是指岩层面的水平延长方向，一般用

34、走向线的方位角或方向角来表示。走向线是指岩层面与水平面的交线，见图4-1中的ab直线。（2）倾向：是指岩层面倾斜的方向，它与走向垂直，倾向也是以方位角或方向角来表示，见图4-l中cd直线的方向从上述可以看出，一个岩层面，其走向有两个方向，角度相差180，倾向只有一个方向。对于同一岩层面，倾向与走向相差90。（3）倾角：是岩层面与水平面所夹的最大锐角，见图4l中的角。除岩层层面外，岩体中其他面的空间位置也可以用产状要素表示。3、褶皱构造的类型褶皱构造一般是由背斜和向斜两种基本类型组成。（1）背斜：一般中部岩层向上弯曲，两侧岩层常向外倾斜，内部为时代较老的岩层，向两边渐变为时代较新的岩层，并且两边

35、对称出现。（2）向斜：通常中部岩层向下弯曲，两侧岩层多向内倾斜，其外部岩层时代较老，向内部渐变为时代较新的岩层，并且两边也对称出现。4、褶皱要素及形态分类褶皱构造的组成部分叫褶皱要素。一个褶皱构造是由下列部分组成的：褶皱的中心部分叫轴部（核部）；褶皱的两侧部分叫翼部；由褶皱一翼向另一翼过渡的弯曲部分叫转折端；平分两翼的假想面叫轴面；轴面与岩层层面的交线叫褶皱的轴线；因褶皱轴线倾斜，使褶皱在地面消失的部分，背斜称为外倾转折端，向斜称为内倾转折端。在自然界，褶皱构造除可区分为背斜和向斜两种基本类型外，还需进一步按轴面位置和两翼产状进行分类（见图4-4）。（1）直立褶皱：轴面直立，两翼岩层向两侧倾斜

36、（见图44（a）；（2）倾斜褶皱：轴面倾斜，两翼岩层仍向两侧倾斜（见图44（b）；（3）倒转褶皱：轴面倾斜，两翼岩层向同一方向倾斜（见图44（c）。倒转褶皱中，一翼岩层层序正常，新岩层位于老岩层之上，另一翼岩层倒转，老岩层盖在新岩层之上；（4）平卧褶皱：轴面近于水平，一翼岩层层序正常，另一翼则倒转（见图44（d）（5扇形褶皱：两翼岩层均倒转，形似扇子褶皱（见图44（e）。另外，褶皱轴倾斜的背斜和向斜，分别称为倾伏背斜和倾伏向斜。此外，还有几种特殊形态的褶皱构造。如果褶皱轴向不明显，长轴短轴比小于3若是背斜则称为穹窿，若是向斜则称为构造盆地。当在褶皱的翼部有许多次一级的小背斜和小向斜组成的复杂大

37、背斜或大向斜时则分别称为复背斜或复向斜。5、断裂构造的概念及分类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（fracture）包括节理（joint）和断层（fault）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。6、节理的类型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（shearjoint）是由剪应力产生的破裂面，具有以下主要特征：剪节理产状较稳定，沿走向和倾向延伸较远。剪节理面较平直光滑，有时具有因剪切滑动而留下的擦痕。剪节理两壁一般紧闭或壁距较小，较少被矿物质充填，如被充填，脉宽较为均匀，脉壁较为平直。发育

38、于砾岩和砂岩等岩石中的剪节理，一般切割砾石和胶结物。典型的剪节理常常组成共轭X型节理系。X节理发育良好时，可将岩石切成菱形或棋盘格式。如果一组节理发育而另一组不太发育，则形成一组平行延伸的节理。不论是X 型节理或一组平行节理，节理往往成较好的等间距排列。张节理（tension joint）是由张应力产生的破裂面，具有以下主要特征：张节理产状不甚稳定，延伸不远。张节理面粗糙不平，无擦痕。张节理多开口，常常被矿脉充填成楔形、扁豆形及其他不规则形状。脉宽变化较大，脉壁不平直。在砾岩或砂岩中的张节理常常绕砾石或粗砂粒而过。张节理有时成不规则的树枝状、各种网络状，有时也具一定几何形态，如追踪X 型节理的

39、锯齿状张节理、单列或共轭雁列式张节理等。节理在野外常成群成组出现，有时当某一方向的节理特别发育时，常常会把节理面与层面相混淆，因此在野外必须认真区别节理面与层面。7、断层要素断层的基本组成部分称断层要素。它包括断层面和断盘。断层面（faultsurface）被错开的两部分岩石沿之滑动的破裂面称断层面。断层面的产状用走向、倾向和倾角表示断盘（fault wall）断层面两侧相对移动的岩块称作断盘。当断层面倾斜时，断盘有上、下之分，位于断层面以上的断块叫上盘，位于断层面以下的叫下盘。断层面为直立时，往往以方向来说明，如称为断层的东盘或西盘。如按两盘相对运动来分，相对上升的断块叫上升盘，相对下降的断

40、块叫下降盘。上升盘与上盘不见得是一致的，上升盘可以是上盘，也可以是下盘；下盘可以是上升盘，也可以是下降盘。断层两盘岩石沿断裂面的相对错动称为断层位移。断层位移的距离可以在断层两盘上选择一定的标志（对应点或对应层）来计算。断层面上相应点被错开的实际距离称为总滑距；总滑距在断层面走向上的投影长度称走向滑距；总滑距在断层面倾斜线上的投影长度称倾向滑距。8、断层的基本类型按断层两盘相对运动特点，断层可分为三种基本形态类型：正断层（normal fault）上盘相对下降、下盘相对上升的断层称为正断层（图8.19A）。正断层的断层面常常较陡，倾角一般在45以上，断层线也比较平直，它通常是在拉张和重力作用下

41、形成的。逆断层（reverse fault）上盘相对上升、下盘相对下降的断层称为逆断层（图8.19B）。逆断层的倾角有陡有缓，如果断层面倾角小于45，常称为逆掩断层或冲断层（thrust）。逆断层一般是在较强的水平挤压力的作用下形成的。平移断层（strike-slip fault）两盘沿断层面走向相对水平错动的断层称平移断层或走向滑动断层（图8.19C）。平移断层根据两盘相对滑动方向分为左行（或左旋）和右行（或右旋）两类：观察者位于断层一盘，看对面另一盘向左侧滑动者称左行，向右侧滑动者称右行。如图8.19C 为右行平移断层。平移断层的倾角通常很陡，甚至是直立的，断层线延伸较平直。这种断层多是在

42、水平剪切力偶或水平挤压力的作用下形成的。但是，自然界的断层并非总是沿着断面的倾向或走向滑动，断层经常为斜向滑动，即兼有两种滑动性质，这时可复合命名，如正平移断层、平移逆断层，前者表示以平移断层为主兼有正断层性质，后者表示以逆断层为主兼有平移断层性质。9、断层的识别标志1.构造线和地质体的不连续 2.地层的重复与缺失 3.擦痕、磨擦镜面、阶步及断层岩4.地貌及水文标志10、地震的有关概念地震时，地下深处发生地震的地区称为震源（seismic focus），它是地震能量积聚和释放的地方。实际上震源是具有一定空间范围的区间，称为震源区。震源在地表的垂直投影叫震中（epicentre）。震中也是有一定

43、范围的，称为震中区，它是地震破坏最强的地区。从震中到震源的距离叫震源深度（ focusdepth ） ， 从震中到任一地震台站的地面距离叫震中距（epicentraldistance），从震源到地面任一地震台站的距离叫震源距（图8.25）。按震源深度可把地震分为浅源、中源和深源三种类型。浅源地震（070km）分布最广，占地震总数72.5，其中大部分的震源深度在30km 以内；中源地震（70300km）占地震总数的23.5； 11震级和烈度地震震级和地震烈度是描述地震强度的两种不同的方法。1.震级（magnitude）震级是指地震能量大小的等级。一次地震只有一个震级，以这次地震中的主震震级为代表

44、。发生地震时从震源释放出来的弹性波能量越大，震级就越大。弹性波能量可用其振幅大小来衡量，因此，震级可用地震仪上记录到的最大振幅来测定。小于2 级的地震，人们感觉不到，称为微震；24 级称为有感地震；5 级以上的地震开始引起不同程度的破坏，称强震；7 级以上的地震称为大震。2.烈度（intensity）烈度是指地震对地面和建筑物的影响或破坏程度。判断烈度大小主要是根据人的感觉、家具及物品的震动情况、地面建筑物和地形的破坏程度等因素综合考虑确定的。按照它们的强弱分为若干等级，并用数字依序表示即成为烈度表。现在世界上一般采用12 度烈度表（表8.2）。地震发生后，通过对地震区的宏观调查，并在地形图上

45、注明地震时各地的烈度，然后把烈度相同的地点用曲线连接起来，便可构成等震线图。12、地震的成因类型根据地震的形成原因，可把地震分为构造地震、火山地震、陷落地震和诱发地震等。第四章 风化作用1、风化作用地壳表层的岩石在大气和水的联合作用以及温度变化和生物活动的影响下，所发生的一系列崩解和分解作用称为风化作用。2、物理风化物理风化是指岩石在外力影响下，机械地分裂成碎屑，只改变大小与外形，而不改变成分的过程。（1）矿物岩石的差异性胀缩。（2）水的冻融作用。（3）矿物的水化与结晶膨胀作用3、化学风化化学风化作用是指岩石在地表与水、氧气、二氧化碳和生物分解的气体及有机质等长期接触，在原地逐渐发生化学反应而

46、分解，不但改变其物理状态，而且改变了化学成分的作用。（1）溶解作用。（2）水化作用。 （3）水解作用。 （4）氧化作用。4、生物风化生物及其生命活动对岩石、矿物产生的破坏作用称为生物风化，实际上也表现为物理与化学两种形式。5、影响风化作用强度的因素一、岩石性质（1）岩石的矿物成分。（2）岩石的结构。（3）岩石的构造。二、岩石所处的环境条件（一）气候（二）地形与植被6、风化壳的概念岩石经过风化以后，部分物质随水溶解流失，部分物质变得疏松，残留于地表，叫做残积物。残积物可以经搬运成为其他类型的堆积物。从整个岩石圈来看，上层部分都是风化的残余物（包括就地堆积的与经过搬运的），它们构成一层薄薄的外壳叫

47、做风化壳。对于风化壳的上下部分，其岩石经受风化的程度是不同的，愈近地表，风化程度众深。一般的残积风化壳自地表向下进行分层。第一层：风化强烈，多细小的矿物质，腐殖质多。第二层：矿物质分解较差，腐殖质较少。第三层：半风化岩石层，岩石的外貌尚可辨别，但已开始风化。第四层：未经作用的新鲜岩石。7、风化作用的阶段根据上述迁移序列的分析，风化作用是按照下面几个阶段进行的： （1）机械破碎为主的碎屑阶段。（2）钙淀积或饱和硅铝的阶段。（3）酸性硅铝阶段。（4）铝的阶段。第五章 重力地貌斜坡上的风化碎屑或不稳定岩层，在重力和流水作用下发生位移，称为块体运动，这种作用称为重力地质作用，由此产生的各种地貌称为重力

48、地貌。1、崩塌斜坡上的土体或岩体在重力作用下，突然向下崩落，称为崩塌（collapse）。崩塌的运动速度很快，一般可达5200m/s，多发生在45以上的陡坡上。岩土体以跳跃、滚动形式运动，直接坠落于地面，在坡上方形成陡坎，称为崩塌崖； 2、崩塌的类型3、崩塌形成的条件4、滑坡滑坡（1andslide）是斜坡上的土体和岩体，由于地表水和地下水的影响，在重力作用下沿一定滑动面整体下滑的现象。5、滑坡的形态滑坡在平面上的边界和形态与滑坡的规模、类型及所处在的发育阶段有关。一个完整的滑坡，一般由以下要素组成（见图5-4）。（一）滑坡体简称滑体，滑坡发生后与母体脱离开的滑动部分。滑坡体由于是整体滑动，但

49、其内部基本上保留原有的层位关系以及结构、构造特征。滑坡体的表面起伏不平，裂隙纵横；原有的树木倾斜或倒伏，形成醉汉林、马刀树。滑坡体与周围不动土体分界线，称为滑坡周界。滑坡体的规模大小不一，从几十立方米到几万立方米不等。（二）滑坡床滑坡体以下未滑动的部分。它保持原有的结构、构造特征，只是靠近滑坡体部位有些破碎。（三）滑动面和滑坡带滑坡体与周围未滑动岩土体之间的分界面称滑动面。（四）滑坡壁滑坡体滑落后，滑床上方未滑动部分岩土体所形成的弧形陡壁。平面上多呈圈椅状，高数厘米至数十米，坡度一般6080，形成陡壁。（五）滑坡台阶由于各阶段滑体运动的差异，在滑坡体上形成的滑坡错台，每一错台都形成一个陡坎和平

50、缓台面，称为滑坡台阶。（六）滑坡舌又称滑坡前缘或滑坡头，位于滑坡的前部。滑坡舌的隆起部分叫滑坡鼓丘。（七）滑坡洼地与滑坡湖滑坡体与滑坡壁之间的月牙形洼地称为滑坡洼地。此洼地往往由于地下水在此出露或地表水的汇集，形成湿地、水塘、滑坡湖。如陇海铁路宝鸡附近卧龙寺滑坡，切割了含水层，有泉水涌出，形成了宽40m、深10m的滑坡湖。（八）滑坡裂缝（1）张拉裂缝。（2）剪切裂缝。（3）鼓张裂缝。（4）扇状张裂缝。6、滑坡的影响因素（一）岩土类型及性质（二）地质构造和岩体结构（三）水的作用地表水和地下水是影响边坡稳定性的重要因素，不少滑坡都与水的作用有关。水对边坡的影响是多方面的，有软化作用、冲刷作用、静水

51、压力、动水压力和浮托力作用。（1）水的软化作用。（2）水的冲刷作用。（3）静水压力。（4）动水压力。（5）浮托力。（四）地震（五）人类活动7、滑坡的类型8、滑坡的发展滑坡的发生、发展经历了不同阶段，一般来讲，滑坡的发育过程分为蠕动变形阶段、滑动阶段、稳定阶段。9、滑坡的防治10、蠕动的概念蠕动（creep）是指斜坡上的土体或岩体及其风化碎屑物在重力作用下，顺坡向下发生缓慢的移动现象。虽然蠕动的速度很慢，但多年积累结果却影响很大，也会危害生产和建设。11、蠕动的类型按照蠕动体的物质组成，蠕动分为土层蠕动、岩体蠕动。第六章 地面流水的地质作用及其所形成的地貌1、地面流水的形成流水汇集的条件有：（1

52、）必须有相当的降水量。（2）必须是水分不大量下渗的条件。（3）必须有起伏不平的地势。2、片流作用形成的地貌一般可将斜坡划分为下列三个片流作用带：（1）不明显冲刷带。（2）冲刷带。（3）淤积带。3、坡积裙的特点坡积裙是由坡面径流作用形成的坡积物所组成。其岩性与所在坡地的基岩相同。一般由粉砂、砂和块砾等碎屑物质组成。自坡积裙的顶部向前缘，机械组分由粗变细。由于这些物质搬运距离近，因此，碎屑物的磨圆度很差，分选性不好。在垂向剖面上，稍具层理结构，顺坡倾斜，并出现由片流间歇性作用形成的韵律性成层堆积和碎屑物质透镜体。按照侵蚀沟谷的纵横剖面形态特征和演变过程，可把沟谷分为切沟、冲沟和场沟三个发育阶段。（

53、1）切沟。（2）冲沟。（3）坳沟。4、沟谷水流形成的地貌组合在广大山区范围内，沟谷水流形成的地貌分布广泛，垂直分带比较明显，一般由三部分组成。（1）集水盆。（2）沟谷主干。（3）洪积扇。洪积扇平面图如图6-2所示。洪积扇组成物质具有明显的分布规律，从扇顶到扇缘，可分为三个相带。1）扇顶相：位于洪积扇顶部。通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体。砾石粒径大，砾石间常有砂、粘土混杂充填。堆积层厚度大，分选差，透水性强。由于洪积扇上沟槽很不稳定，水流多次改道、摆动，因而小型的切割、充填构造发育。在砾石层或砂层中，常夹有砂质透镜体或砾石透镜体。2）扇中相：位于洪积扇中部。组成物质较扇顶为细，主要由砾石、砂和粉

54、砂组成。扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜。砂层中常见交错层理。砂质透镜体或砾石透镜体分布亦很普遍。3）扇缘相：位于洪积扇边缘部分。组成物质较细，由亚砂土、亚粘土组成，有时夹有砂质或细砾石透镜体，具有水平层理和波状层理。地下水往往在该地带溢出地面，局部地段产生地面滞水和沼泽化等现象。5、泥石流形成的基本条件（1）大量松散的固体物质。（2）暴雨和洪水。（3）陡峻的沟谷。6、泥石流作用形成的地貌特征泥石流侵蚀和搬运作用强烈，特别是粘性泥石流的作用更为突出，往往造成流域内外地朗的巨大变化。在泥石流沟谷的源头和上游地区，以侵蚀作用为主，沟谷迅速被蚀深、展宽、沟槽顺直，横剖面多呈宽而陡的槽形。如在195419

55、64年间，古乡沟泥石流沟谷上溯500m以上，下切深度为140180m、沟床和谷缘分别展宽了3040m、150180m。泥石流沟谷的中游地段大多表现为峡谷。若峡谷段岩性单一，则沟床顺直，谷壁陡而光滑，表面可见泥石流磨蚀或撞击产生的痕迹，以及泥石流最高泛滥线留下的泥痕。若沟谷地段岩性不一，则沟谷形态或宽或窄，常出现多级跌水，在束狭段落或弯道的谷壁上，一般残留有少量的泥石流物质。泥石流沟谷的下游地段以堆积作用为主。粘性泥石流停积后，形成了许多平行于主流方向的砾石垄岗，其两侧边坡和前线坡度较陡，整体呈舌状。堆积物大小混杂，层次不显，分选性差，大石块多集中分布在堆积体的顶部、两侧和前线。砾石表面常见大而

56、粗糙的斑状或纺锤状擦痕，系石块在搬运过程中相互撞击所致。同时，沉积物中还发现有泥球、碎屑球和泥包砾等结构特征。稀性泥石流的堆积体则常呈扇状，扇面倾斜度较小，沉积物中的大石块数量较少，多呈叠瓦状排列，倾向上游，粒径向下变小，有一定的分选性。7、河道水流运动特征河流地貌形态的变化土要取决于河道水流的内部运动特征。其中紊流、环流、旋涡流对河流地貌的影响最为密切。（一）紊流（二）环流（三）旋涡流8、下蚀作用的原因与下蚀作用权限河流冲刷河床底部岩石，使河床降低的作用称为河流的下蚀作用。河流在流动过程中，河水及其搬运的沙和砾石撞击、摩擦河床基岩，使基岩受侵蚀和磨蚀而逐渐破坏。这就是机械的下蚀作用。对可溶性

57、岩石的河床则进行溶解，从而使河床被侵蚀。河流下蚀作用的大小是多种因素决定的，如河床岩石的软硬、彻流含沙量的多少。但更重要的因素是河水的流速。在相同条件下，流速快，河水施加在河床上的冲力和上举力也大，因此下蚀作用强；否则，下蚀作用弱。河流下蚀作用不是无止境的。河流下蚀河床到一定深度，当河床趋近于海平面时，河水不再具有位能差，流动就趋向停止，因而河流的下蚀作用也就停止了。所以，从理论上说起来，海洋水面是所有入海河流下烛作用的极限。我们把下蚀作用的极限称为侵蚀基准面，显然，海平面是最终侵蚀基准面。9、河谷的形成与加深河流长期下蚀河床，在陆地上造成一条条长形的洼地河谷。它向着一瑞倾斜，底部较为平坦，两

58、侧为斜坡。我们把底部较为平坦的部分叫做谷底，在河谷里被河水，占据的部分叫河床，两侧斜坡叫做谷坡。谷底、河床和谷坡称为河谷横剖面的形态要素。由于各条河流的水量、河源地面坡度、岩性及构造等因素的不同，特别是侵蚀基准面的不同，导致各条河流具有不同的溯源侵蚀速度。当两条河流向同一分水岭溯源侵蚀时，有可能发生河流甲溯源侵蚀进入河流乙的河谷内，因甲河床比乙河床低，于是河流甲把河流乙的河水夺走，这种现象称为河流袭夺。河流乙叫断头河，河流甲叫袭夺河。10、河流的侧蚀作用河水以自身的动力井以其搬运的泥沙侵蚀河床的两侧或谷坡，促使河床左右迁徒或谷坡后退的作用称为河流的侧蚀作用。侧蚀作用结果使河床左右摆动以至弯曲，

59、引起河谷谷底加宽（见图65）。这个作用与下蚀作用相似，包含着机械的侵蚀和磨蚀以及化学溶蚀等方式。11、侧蚀作用的原因河流之所以能够发生侧蚀作用，是因河水流动不是直线水流。河水哪怕有一个微小的弯曲或转折，它就在惯性力（即离心力）驱使之下向圆周运动的弧外方向偏离，即偏向弯道的凹岸，从而产生单向环流。上面已指出，对于经向河流来说，即使它的河床平直，它在科里奥利力的作用下也有侧蚀。此外，由于山崩、滑坡、支流注入等原因，往往在河床的一例有碎屑物沉积，它们迫使直线型河流变为弯道型河流，从而产生侧蚀作用。12、河谷的扩宽与弯曲侧蚀作用使谷坡遭受侵蚀而后退，从而加宽了河谷。由于侧蚀作用方向时而指向河流左岸，时

60、而又指向河流右岸，因而使河谷弯曲。河谷的凹岸在河水不断侵蚀之下，河岸向外侧和下游逐渐迁移。凹岸上泥沙被水流冲刷下来后，粗大的沉积在河床上，能被水流携带走的被运送到凸岸沉积。凹岸不断后退，凸岸不断前伸，河道的曲率逐渐增加，河曲位置逐渐下移。我们把这种河流称为曲流。13、河床的摆动与曲流的截弯取直曲流不停地发展迂回，佼曲率增加，一旦受外界条件制约，某上游一个河曲见图6-6中的A处发展速度快于其下游一个河曲见图6-6中的C处，则同侧相邻的两个河曲日益靠拢，或者，即使A与C以同等速度发展，它们也会逐渐靠拢。终于在某一次洪水冲击之下，河水从上游一个河曲直接流入同侧下游一个河曲，而它们之间的一个河曲见图6