岩溶地貌的分析与介绍

岩溶地貌的分析与介绍第1页/共187页第2页/共187页岩溶作用

溶蚀冲蚀崩塌堆积岩溶作用第3页/共187页一、溶蚀作用

（一）溶蚀作用机理：溶蚀作用机理——通过溶解、水解、水合、碳酸化、氧化等作用对矿物和岩石的破坏作用。

1、溶解——矿物遇水以后一些矿物质点（离子或分子）逐步离开矿物表面，进入水中，形成水溶液而流失。易溶解的矿物，K+

、Na+、Ca+

、Mg+

、Fe2+

、Mn2+

、Al2+

、Ca等的卤化物，硫酸盐可溶岩造岩矿物的溶解度：食盐>石膏>方解石第4页/共187页

2、水解——指矿物与水发生反应而分解纯水是中性的，但仍具有离解性，即部分水能够离解成H+

离子和OH-

离子，它们能使一些弱酸强碱或强酸弱酸的盐类矿物在水中也能离解为阴、阳离子。因此，某些矿物溶于水后，其离子能和水中的H+或OH-离子结合而形成新的矿物。-第5页/共187页3、水合（水化）作用——水与一些不含水的矿物相结合，水参与到矿物的晶格中去，改变了原来矿物的分子结构，形成新的含水矿物。如

CaSO4+2H2OCaSO4•2H2O

硬石膏石膏水化作用的结果：矿物硬度变小，密度降低，体积膨胀。第6页/共187页4、碳酸化作用——大气和土壤中的CO2与水化合就成碳酸，碳酸与岩石中的金属离子发生反应形成碳酸盐。

CO2与水化合成碳酸CO2+H2OH2CO3碳酸又离解为H+与HCO3-离子：H2CO3H++HCO3-HCO3-

H++CO32-

水中的CO2含量越高，H+也越多，当多含量H+的水对石灰岩作用时，H+就会与CaCO3中的CO32-结合成HCO3-

，分离出Ca2+，而使CaCO3溶解于水。H++

CaCO3HCO-3+Ca2+

综合反应式：CaCO3+H2O+CO2Ca2++2(HCO3)-

方解石第7页/共187页

上述反应是可逆的，当水与空气中减少，碳酸含量也随之减少，将发生沉淀。石灰华。石钟乳、石笋的成因介如此。第8页/共187页

5、氧化作用——物质和氧化合的反应（大气中含氧21%，溶在水里的空气含氧达33—35%）。

第9页/共187页

水的溶蚀能力（二）影响溶蚀作用的因子

岩石的可溶性

岩石的透水性

1、水的溶解能力（1）水的化学成分水的化学成分主要是指水含碳酸、有机酸、无机酸、等的多少。

第10页/共187页A、碳酸只要有CO2进入水中，就会产生H+和HCO-3

。水中CO2的来源：

来自大气（火山喷发、有机物的燃烧、动植物的呼吸）。

土壤中有机质的氧化和分解（如生物残体的腐烂，系有机成因的CO2

）。

无机成因的CO2

：岩石体内一些矿物如（黄铁矿等）氧化水解出无机酸，并与碳酸盐岩反应产生CO2

。第11页/共187页2FeS2+7O2+2H2O2FeSO4+2H2SO4

CaCO3+H2SO4CaSO4+H2O+CO2

三种来源的CO2溶于水所提供的溶蚀占全球溶蚀强度的58%

第12页/共187页B、有机酸（腐植酸、胡敏酸属之。生物活动或死亡后分解而产生）占全球溶蚀强度的37.11%C、无机酸（硫酸、硝酸属之。硫化铁氧化时产生硫酸、闪电时产生的二氧化氮溶入水后形成硝酸）也是促进岩石溶解的重要物质。硫酸、有机酸、硝酸对石灰岩产生强烈溶蚀第13页/共187页（

2）水的温度：

a、水中CO2的含量与温度成反比。

b、随着温度的升高，化学反应速度加快，溶蚀力加强。

b的作用大于a的作用，故热带地区岩溶地貌发育快。

第14页/共187页

（3）气压的影响：压力愈高，水中的CO2含量愈多,CaCO3溶解度愈大。

（4）水的流动性及流量：流动性愈好，流量愈大，水的溶蚀能力愈强。因水的流动能不断补充C02，导致溶液的混合。第15页/共187页

2.岩石的可溶性（1）可溶岩的溶解度：卤盐类>硫酸盐类>碳酸盐类（2）碳酸盐岩石的溶解度：质纯的石灰岩>白云岩>硅质石灰岩>泥质石灰岩（3）岩石的结构和溶解度：晶粒越小,溶解度越大（表5-5）第16页/共187页第17页/共187页3.岩石的透水性透水性愈好，岩溶地貌愈发育。透水性强弱取决于岩石的孔隙大小和多少。第18页/共187页

二、冲蚀作用

冲蚀作用指水的冲击和磨蚀作用。流动的水除了溶蚀岩石外，还有机械的侵蚀作用—冲击及所夹砂砾对岩面的摩擦—磨蚀作用。第19页/共187页

三、崩塌作用

1、错落：发生在地表岩坡，岩快整体下坐位移。

2、陷落：塌顶属之。

3、气爆：洞内密封性好，空气压力特大，将洞顶爆破.。第20页/共187页

四、堆积作用

1、物理性的碎屑物堆积（主要由崩塌作用产生）

2、化学堆积（CO2逸出，水中的碳酸氢钙分解为CaCO3,并沉淀）

CaCO3+CO2+H2OCa（HCO3）

水温或气温升高

CO2浓度降低导致CO2逸出的原因水流速度加大出现紊流藻类等生物吸收第21页/共187页五、岩溶水的分布与运动对岩溶的影响（一）、地表径流的特征

1、地表径流、湖泊、沼泽是地下水的补给区。

2、径流少，水量不多。

3、水质已矿化。

第22页/共187页（二）地下径流的分带和水流特征

潜水——埋藏在第一个隔水层之上的地下水。

承压水——埋藏在上下两个隔水之间，承受一定压力的地下水叫承压水，又叫自流水。

第23页/共187页第24页/共187页

1、包气带（垂直渗透带）：地面以下潜水面以上的地带。

包气是指带内土和岩石的空隙中包含有空气，没有被水流充满，这个带平时没有多少水，降雨或冰雪融化时水流受重力作用由上往下渗流，故又称垂直渗透带。垂直溶蚀的结果，造成各种垂直性的溶隙、管道和洞穴。第25页/共187页

2、季节变动带：丰水期潜水面和枯水期潜水面的之间的地带。丰水期时，该带水流方向近水平，向河谷排泄，横向溶蚀。干季时，该带水流方向垂直，垂直溶蚀。故该带溶蚀作用及地貌多变。第26页/共187页3、饱水带（水平流动带）：位于枯水期潜水面之下。该带地下水终年达饱和状态，水平流动，所形成的地貌以水平溶洞和地下河为主。4、深部滞流带（下部饱和带）：位于承压水所在的那个带。流动慢，岩溶作用弱。第27页/共187页喀斯特地貌

一、地表喀斯特地貌

（六种）

（一）小型溶蚀地貌溶沟和溶槽

1）特征：横剖面呈楔形、V形或U形，长度不一，深数十厘米至数米。

2）成因：雨水初始沿裂隙溶成浅窄的溶纹，以后逐渐扩大为沟槽

第28页/共187页石芽、石脊和石林

1）石芽：突出于溶沟槽之间的齿形岩石称为石芽。形状有笋状、菌状、柱状、尖刀状等，大小不一。质纯厚层的石灰质可发育出尖锐而高大的石芽；薄层的泥质灰岩和硅质灰岩发育出矮小而圆滑的石芽。石芽有裸露和埋藏两种类型，广西西江两岸有大片石芽地形。第29页/共187页溶沟和石牙第30页/共187页溶沟和石牙第31页/共187页第32页/共187页

2）石脊：突出于溶沟槽之间的呈岭脊状延伸的岩石。

3）石林：很高大而密集的石芽。

云南路南石林成因：

是在厚层质纯、产状平缓、节理倾角陡但密度较疏的石灰岩中，加上当地地壳轻微上升，气候湿热多雨等条件下发育而成，它出露之前，曾经埋藏在第三系红层之下。第33页/共187页第34页/共187页城堡状石林第35页/共187页拟人石林第36页/共187页高大的剑状石林第37页/共187页柱状石林第38页/共187页塔柱状、蘑菇状、锥状石林第39页/共187页云南路南石林世界地质公园：

位于云南省，面积400km2，以碳酸盐峰林地貌为特色景观，由晚古生代浅海相灰岩、白云岩构成。因厚层块状碳酸盐岩中垂直节理发育，丰沛的雨水沿裂隙节理下渗、溶蚀，形成各种岩溶地貌，如石牙、溶沟、溶斗、峰林、溶洞和溶蚀盆地等。

第40页/共187页

本区以溶蚀峰林最为壮观，或如柱，或如剑，或如古塔，或如蘑菇，貌似人形，怪兽，千姿百态，高达20－50m，群集如林，望而生义，名为石林。第41页/共187页第42页/共187页第43页/共187页第44页/共187页

（二）岩溶洼地

1、特征：封闭性的小型盆地，长宽度多在数十米至数百米。

2、类型及成因：

第45页/共187页1、坡立谷（polje）：原意是可耕种的平地。我国云贵地区俗称坝子。

特征：大型岩溶盆地，宽数百米至数千米，长数千米至数十千米，谷底常有河流穿过。（桂林地区属之）

（三）坡立谷与槽谷（大型岩溶盆地）第46页/共187页类型及成因:

1）边界型发育于可溶岩与非溶岩的接触地带，由于石炭岩漏水性强，括囊了非溶岩地区的地表流水，使其汇集在接触带上，造成该带岩溶作用显著，从而形成坡立谷。

非熔岩可熔岩第47页/共187页2）构造型发育在断陷盆地或向斜构造基础之上。第48页/共187页

3）基准面型发育在可溶岩区。因潜水面埋藏浅，大面积岩石受强烈的溶蚀及地表河的侵蚀而成。第49页/共187页

（四）、盲谷和干谷

1、盲谷盲谷——一种死胡同式的河谷。当地面河进入地下河的入口转变为地下河时，河谷的前方常为石灰岩壁，岩壁的脚下是地下河入口，这种向前没有通路的河谷就叫盲谷。

第50页/共187页2、干谷干谷——岩溶地区往昔的河谷，现已无水。成因有三：

1）潜水面降低到河谷之下：

a.地壳上升

b.岩溶作用向地下发展

2）地下河袭夺地表河上游，使它的下游变成干谷。

3）曲流河段因地下河的裁弯取直产生干谷（见前图）第51页/共187页

（五）、岩溶石山岩溶石山——岩溶作用下所形成的石山。

第52页/共187页1、峰丛石山

特征：基座相连而峰顶分离，基座厚度大于峰顶的厚度，峰顶相对高度100—200米。

成因：由溶蚀洼地或谷地等分割岩体而形成。

第53页/共187页2、峰林石山

特征：基座分离或稍有相连的石山群山峰，相对高度在百米以上。

成因：由峰丛石山进一步发育而来。第54页/共187页

我国桂林，阳塑等地峰林地貌显著。第55页/共187页3、孤峰（残丘）特征：分布在岩溶平原或坡立谷中的孤立低矮石山，相对高度数十米。

成因：峰林石山进一步破坏而成。第56页/共187页

（六）岩溶平原

1、特征：面积广阔，地形平坦

2、成因：1）由多个坡立谷合并而成。

2）由地下河出口的袋形谷的扩大和地表河侧蚀的共同作用而形成。

第57页/共187页二、地下溶岩地貌

（一）落水洞在岩溶发育地区连接地表水流和地下河的通道，多呈缝状及井状，有垂直的、倾斜的、曲折的。第58页/共187页第59页/共187页

（二）溶洞（karstcave）

溶洞——岩溶区地下水沿着岩层的层面和裂隙进行溶蚀和机械侵蚀而形成的地下空洞。第60页/共187页

1、溶洞的形成机制

（1）普通非承压含水层（潜水层）成洞模式。溶洞的发育需具备二个必要条件：一是要有溶蚀能力的地下水流；二是岩石具有水渗透溶蚀的空间（裂隙、节理、层面和孔隙等）。第61页/共187页

节理——岩层的连续性遭到破坏而形成裂隙的一种构造。裂隙两边的岩石，没有发生显著的相对移动，这是与断层相区别的主要标志。第62页/共187页

当从空气、土壤和岩石中获得了碳酸与其他无机酸和有机酸的大气降水通过岩层空间时，即产生溶蚀作用，并扩大这些空隙（称为溶隙）——初始洞穴阶段。随着水流流量和流速在溶隙中的差异增大，水流开始集中并逐渐汇集增大形成管流——初始管道阶段。管道流除溶蚀作用外，还有机械侵蚀和崩塌作用，使渗透空间进一步发展扩大——系统洞穴阶段。第63页/共187页（2）普通承压含水层成洞模式（3）深部热矿水成洞模式（4）海岸混合水成洞模式第64页/共187页

2、溶洞形态：通道：人能通过的管状洞的总称。洞室、洞厅：底面积较大的单个溶洞或洞段，“室”小于“厅”。石窟：沿水平方向切入陡坡、陡壁或岩壁的单个浅洞，洞口大,深度小。第65页/共187页3、溶洞化学堆积形态石钟乳、石笋、石柱均是由洞顶滴水而产生的堆积地貌。（由洞顶渗出的含有丰富Ca（HCO3）2地下水，当CO2逸出和水分蒸发时，部分碳酸钙重新沉淀而成。）第66页/共187页

石钟乳（stalactite）：溶洞中自洞顶下垂的石灰质体，形状似钟状或乳房状。石钟乳的增长速度：1cm/100年

第67页/共187页石笋（stalagmite）：发育在溶洞底部的竹笋状碳酸钙沉淀。

第68页/共187页第69页/共187页第70页/共187页石柱(stalacto--stalagmite)：石钟乳和石柱,经长期的增长连接成柱状，即为石柱。第71页/共187页

（2）石幔、石旗、边石坝、钙华板均是由薄膜层状岩溶水沉淀而成的堆积地貌，总称为“流石”。

a.石幔：含碳酸钙的水溶液在洞壁上漫流时因CO2迅速逸散而产生片状和层状的碳酸钙堆积，即形成布幔状或瀑布状流石，称石幔。

b.石旗：水溶液沿一凸棱漫流时所形成的薄片状堆积似一面旗帜，称石旗。第72页/共187页

c、边石坝（边石堤）：是在洞底特别是底部两边的堤状堆积物。高度在数厘米至数十厘米，又似梯田土埂，排列在洞底缓倾的地面上，由上往下呈阶梯下降，并且呈弧形向外弯曲，堤内积水成池，称为边石池或石田。成因：缓流遇小凸起流速加快CO2逸出凸起处堆积流速加快……反复作用

第73页/共187页d、钙华板：饱和的碳酸钙水溶液在洞底流动时所形成的多孔状的堆积层。

第74页/共187页（3）石花、卷曲石、爆玉米一类附生在其他大型碳酸钙堆积形态的微小形态，有毛发状、草叶状、豆芽状或花球状等。第75页/共187页

4、溶洞崩塌地貌

（1）崩塌堆：崩塌的类型有洞顶崩塌，石钟乳坠落，石柱的断裂等。崩塌发生后，洞底就会发生崩塌堆。

（2）天窗（karstwindow）溶洞失去局部洞顶，形成一个从上部能透自然光的通气口，称“天窗”。第76页/共187页（3）天生桥、穿洞

a.天生桥：（naturalbridge）溶洞或地下河洞顶崩塌后，其中残余未崩塌的洞顶，形成天然的拱桥，称天生桥。第77页/共187页b.穿洞(perforatedrock)

天生桥下的洞，两头可对望，称穿洞。第78页/共187页第79页/共187页（三）地下河(undergroundriver)

即“暗河”，岩溶地区没入地表以下沿地下溶洞和裂隙边流的河流。石质河槽顶面平坦，有石锅和贝穴，两面有边槽。第80页/共187页脚洞边槽第81页/共187页岩溶地貌发育的规律性

一、岩溶地貌发育的地带性

气温和降水直接或间接地影响岩溶水的径流量和溶解的速度。

气候具有地带性岩溶地貌具有地带性第82页/共187页

（一）热带湿润地带岩溶地貌

A、气候、水文、生物特点：气温较高、温差小、雨量多、降水强度大、地表水量多、水流循环快、生物化学作用活跃。

B、岩溶作用特点：速度快、强度大、集中于浅层。

C、岩溶地貌特点：地表岩溶和浅层岩溶地貌发育，地貌种类多、密度高、规模大。第83页/共187页D、典型地貌组合峰丛—洼地型山峰锥状、峰峰相依、洼地封闭第84页/共187页

峰林—平原型山峰塔状、峰林外围与平原相邻第85页/共187页

沿河平原式：

平原上有较大的外源河通过。第86页/共187页（二）亚热带季风气候地带岩溶地貌

A、气候、水文、生物特点：气温、降水稍逊于热带、地表水量多、水流循环快、生物化学作用稍逊于热带。

B、岩溶作用特点：岩溶作用较强烈，速度、强度稍逊于热。

C、岩溶地貌特点：以喀斯特丘陵与溶蚀洼地为代表。第87页/共187页（三）半干旱温带的岩溶地貌

A.气候、水文、生物特点：气温较低，冬季寒冷，年降水量较少，地表径流量较小，水流活动时间较短，生物化学活动明显减弱。

B.岩溶作用特点：岩溶作用较弱。

C.地貌特点：除了干谷较多以外，其余如石芽、溶沟、落水洞及溶蚀谷底等很少见到，地下岩溶地貌以溶隙、溶孔及小型溶洞为主。

我国东北、华北属这个类型。第88页/共187页（四）干旱带的岩溶地貌

A.气候、水文、生物特点：年降水量很少，风力强、蒸发大、地表径流几乎绝迹，地下水深埋，地下径流微弱，地面植被和土壤缺乏。

B.岩溶作用特点：岩溶地貌发育很差。

C.岩溶地貌特点：数量少、规模小、形态极不完全。保存有古岩溶地貌

我国西北干旱地区属此类型。第89页/共187页（五）寒带的岩溶地貌

A.气候、水文、生物特点：气温低，结冰期长

B.岩溶作用特点：溶蚀强度低于热带，但高于干旱带。

C.岩溶地貌特点：有少数的圆洼地及小型溶斗。第90页/共187页二、岩溶地貌的演化

第91页/共187页

构造运动：地壳运动中的机械运动使地壳发生变形变位，改变地壳的构造形态，并促进岩浆活动和变质作用，即内力的机械运动造成了地壳的构造上的变动，这种机械运动称为构造运动

构造地貌：主要由岩石圈构造运动造成的地表形态。

构造地貌分级第一级：全球构造地貌（大陆、大洋属之）第二级：大地构造地貌（大陆、大洋之内）第三级：地质构造地貌（向斜谷等）第92页/共187页

构造地貌是以内力作用为主导而成的地貌。三级构造地貌关系是以第一级为基础，第二和第三级分别叠加上去，最后组成了地貌的总体。A/lll第93页/共187页全球构造地貌

一、大陆与大洋

大陆和大洋是全球二种最巨型的地貌，大陆是高出海平面的正地貌，大洋是低于海平面的负地貌，它们不仅形态不同，而且地质构造上也有本质的差别。第94页/共187页（一）大陆特征面积：1.48亿km²比例29.2%平均高875m最高：喜马拉雅山的珠穆朗玛峰（海拔8848m）

最低：死海盆地为-399m，二者高差为9247m。

主体500至8000m山地占大陆47.82%200至500m丘陵26.8%0至200m平原24.85%第95页/共187页第96页/共187页（二）大洋特征

面积：

3.61亿km²

组成：大陆架大陆坡洋底

主体：洋底

水深：

3000至於6000m占全球面积54.7%占大洋面积77.2%

洋底的次级地貌有海岭、海底平原、深海丘陵、深海平原、海底峡谷等。第97页/共187页

大洋是指海平面之下的水底地形。大洋的构造可分为二部分：水深由0—2500m（或3000m）处为陆壳与洋壳之间的过渡带，称为大陆边缘，此处陆壳厚度逐渐减小。水深2500m（或3000m）至6000m以下属洋壳构造，地貌上称为洋底。整个大洋，从大陆边缘至洋底可连成一条下凹形的起伏曲线，它基本上反映了大洋的轮廓。洋底的起伏也很大，最深的海沟（马里亚纳海沟

11034m）与最高的海底山脉（夏威夷岛的冒纳罗亚火山海拔4170m）相比，高差达15000多m。大洋平均深度为3800m。夏威夷第98页/共187页二、大陆与大洋成因

（一）地壳厚度与地壳结构

地壳：位于岩石圈的表面层，并位于莫霍面以上的坚硬固体外壳。属于岩石圈的一部分。莫霍面（M--界面）——由莫霍洛维奇依据地球内部不同部分的地震波传播速度的资料所得出。大陆第一个间断面位于地表以下33km处，此间断面称为莫霍面。（大陆地壳的平均厚度也由此而来。）第99页/共187页第100页/共187页地壳17KM陆壳厚度（一般30—50，最厚70，平均33km）结构上层：沉积岩、变质岩中层：花岗岩（2.7克/cm³)下层：玄武岩（2.9克/cm³)

厚度（一般5—10，平均7km）结构上层：末固结的松散沉积岩中层：火山岩层下层：玄武岩（2.7克/cm³)洋壳陆壳厚度大而轻，洋壳厚度薄而重。第101页/共187页（二）大陆与大洋成因1、地壳均衡说

地壳均衡？（1）、普拉特——地壳之下有一平坦的均衡面，各段地壳物质密度不等。（2）、艾里——地壳之下有一起伏的均衡面，各段地壳物质密度相等。（3）、实际情况：赫斯凯恩均衡的63%——按艾里深部补偿原理；37%——由普拉特密度差来补偿。静态均衡动态均衡第102页/共187页第103页/共187页第104页/共187页2、海底扩张——板块构造说

该学说应用海底扩张及板块运动理论，解释了大陆及大洋的生成及其演变过程。该学说认为：大洋生成的前期出现板块分裂，产生大陆裂谷，如东非裂谷。以后随着裂谷的扩大，形成了狭长的海洋，如红海。再后，海底不断扩张，海洋扩大成为广阔的大洋，如大西洋、太平洋。第105页/共187页

在海底扩张和板块运动过程中，大陆也可能下沉，成为海洋，如现代各大洋中存在的海底高原，即为沉没时的陆块。如果二板块互相靠拢时，海洋则逐渐收缩，如欧亚板块与非洲板块之间的古地中海西部，缩小至现代的地中海。最后，当二板块发生碰撞时，海洋则消失，变为新大陆，如欧亚板块与印度洋板块之间的古地中海东部，变为现代的喜马拉雅山大陆。由此可见，海底扩张与板块运动是大陆与大洋生成、发展或消亡的主要力量。

第106页/共187页（1）海底扩张说

大洋中海岭——新地壳产生的地带地幔中的物质不断从大洋中脊的裂缝溢出——形成海洋地壳。过程不断进行——新地壳不断产生——海底不断扩张年轻老老大洋底约2—3亿年更新一次地球年龄50—60亿年大洋底2亿年古老的海水年轻的洋底第107页/共187页第108页/共187页第109页/共187页海底扩张说动画演示第110页/共187页大洋板块俯冲图海沟第111页/共187页（2）板块构造学说第112页/共187页板块的划分亚欧板块太平洋板块非洲板块印度洋板块美洲板块南极洲板块第113页/共187页板块划分的依据第114页/共187页（2）板块构造说要点：岩石圈板块重力均衡的位于塑性软流圈之上，并在地球表面发生大规模水平移动，板块与板块之间或相互离散，或相互会聚，或相互平移，引起地震、火山、和构造运动。第115页/共187页印证：每一板块内部较稳定，而两板块交界的地方常有火山、地震、挤压褶皱、断裂、地热增高、岩浆上升和地壳俯冲等。相背运动：美洲与非洲分离，太平洋与美洲分离？太平洋与美洲不能说是分离！相向运动：阿尔卑斯山喜山岛弧

相切平移：

断层第116页/共187页板块构造学说的应用：用来解释火山，地震的形成和分布，以及矿产的生成和分布等

板块构造学说囊括了大陆漂移说，海底扩张说，转换断层，大地碰撞等概念和学说，为解释地球地质作用和现象提供了极有成效的模式，是当代最有影响的全球构造理论。实例：热带——大陆冰盖北极——煤层锡矿石油

第117页/共187页（三）其他学说

收缩说：地球是由一个炽热的星球冷却而成，冷却后，表面褶皱，高的地方成了陆地，低地方成了海洋。

膨胀说：地球由于内部热能积聚，导致地球膨胀，地表发生裂开，于是形成陆地与海洋。

灾变说1：地球自转过程中，速度较快，因而在转的过程中就摔出一些陆块，掉了陆块的地方就成了海洋，其他地方就是大陆，月球是太平洋那个地方的陆块摔出去形成的。

第118页/共187页

灾变说2：地球表面是由众多的星子堆积而成，堆得多的地方就较高，于是成了陆地，堆得少的地方就成了海洋。

火山喷发说：地球的北极地区是一个巨大的火山口（现为北冰洋），在这个地方曾经发生大规模火山喷发，喷发出来的物质，沿着地表自北向南流动，流出的物质后来冷却就成了大陆地壳，没有火山物质的就成了大洋。第119页/共187页一、大陆区：

大陆内部不同的大地构造单元，有着不同的发展历史和地貌形态，如：板块边界是构造活动区，其主要地貌是新生代褶皱山带和大陆裂谷。当板块内部为构造活动区时，产生的主要地貌是褶皱—断块山、断块山和大高原。当板块内部为构造稳定区时，产生的主要地貌是大平原和大盆地。大地构造地貌

（二级构造地貌）第120页/共187页（一）褶皱山系：

褶皱：岩层受力发生连续的波状弯曲，称为褶皱。褶曲。两个以上的褶曲称为褶皱。

褶皱山系：——原始岩层受地球运动水平分力挤压后发生波状弯曲，由此而形成的山系即称褶皱山系。第121页/共187页地质年代地壳运动褶皱山系全球大陆褶皱山系分为两带

环太平洋带东西走向带第122页/共187页

新生代褶皱山带是现代世界上最大的褶皱山带，是由欧亚板块与非洲板块、印度洋板块碰撞所成。它西起比利牛斯山及阿特拉斯山，向东经阿尔卑斯山、喀尔巴阡山、巴尔干半岛和小亚细亚半岛山地、伊朗高原南北山地至喜马拉雅山。这些山地有以下特征：（析教材P17）第123页/共187页地质年代表

显生宙（宇）

隐生宙（宇）地球初期发展阶段（冥古代）：距今46亿年，地球形成，生命现象开始出现。第124页/共187页显生宙（宇）

新生代中生代古生代

晚古生代早古生代第125页/共187页

新生代

新生代为被子植物时代、哺乳动物及人类出现的时代。第四纪晚第三纪早第三纪全新世距今1万年，持续1万年。系人类时代、现代植物时代。更新世距今2.5万年，持续2.4万年。冰川广布，黄土形成。上新世古猿出现，草原面积扩大。中新世哺乳类分化。渐新世蔬果繁盛始新世哺乳类急速发展古新世距今六千七百万年，持续六千四百五十万年第126页/共187页

中生代

中生代为裸子植物与爬行动物时代。白垩纪：距今137百万年，持续70百万年。广泛海漫、晚期造山运动，恐龙、菊石等绝灭。今鸟类出现。侏罗纪：距今195百万年，持续58百万年。恐龙、菊花石极盛，始祖鸟出现。第二次森林广布，煤田。三叠纪：距今230百万年，持续35百万年。陆地大，恐龙发育，原始哺乳类出现。第127页/共187页晚古生代

陆生孢子植物时代二叠纪：距今285百万年，持续55百万年。造山作用强烈。生物发生剧变。石炭纪：距今350百万年，持续65百万年。爬行类发生，煤田生成南半球冰川。泥盆纪：距今400百万年，持续50百万年。陆生孢子植物发育，鱼类极盛，两栖发育。两栖动物时代第128页/共187页早古生代

水生无脊椎动物时代志留纪：距今440百万年，持续40百万年。裸蕨植物出现，珊瑚礁发育，气候局部干燥，加里东末期造山。奥陶纪：距今500百万年，持续60百万年。海水广布，无脊椎动物盛行，鱼类出现。寒武纪：距今570百万年，持续70百万年。浅海广布，三叶虫繁盛，硬壳动物出现。第129页/共187页元古代

距今25亿年，持续20亿年左右。陆核、原地台、大陆地台形成，真核生物（绿藻）、高级藻类出现。早期冰川广布，晚期海侵广泛。元古代晚期为震旦纪！第130页/共187页太古代

距今45亿年，持续20亿年。地质作用明显（鞍山运动、五台运动），原核生物（最低等原始生命菌类、蓝藻）出现。第131页/共187页

新生代褶皱山带是现代世界上最大的褶皱山带，是由欧亚板块与非洲板块、印度洋板块碰撞所成。它西起比利牛斯山及阿特拉斯山，向东经阿尔卑斯山、喀尔巴阡山、巴尔干半岛和小亚细亚半岛山地、伊朗高原南北山地至喜马拉雅山。这些山地有以下特征：（析教材P17）第132页/共187页发育于西藏的直立岩层第133页/共187页褶曲要素：

核：褶曲的中心部分A。

轴面：平分褶曲的假想面ABCD。翼：被轴面平分的褶曲的两侧部分EAFB、EAGB

轴：轴面与水平面的交线AB。

枢纽：轴面与层面的交线EB，如果枢纽倾斜，两翼岩层在B处汇合并倾没于地下，B点称为倾伏端。第134页/共187页倒转褶曲——轴面倾角较小，其中一翼发生倒转，岩层的新老顺序被颠倒。

第135页/共187页第136页/共187页第137页/共187页

平卧褶曲——轴面水平或近于水平，两翼岩层冶近与水平，一翼层位是正常的，另一翼层位发生倒转。

第138页/共187页逆掩断层推覆体：

a、正断层——上盘相对向下位移的叫正断层第139页/共187页第140页/共187页

平移断层（走滑断层）：断层两侧岩块沿水平方向相对错动的断层称为~，发生水平错动的岩层实际上是沿着断层的走向相对滑动，因此也叫走滑断层。第141页/共187页b、逆断层——上盘相对向上位移的叫逆断层冲断层（倾角大于45°）逆掩断层（倾角25°~45°)

辗掩断层（倾角小于25°）第142页/共187页、推覆——一部分上盘覆盖了一部分下盘。褶皱山系成因板块碰撞C、第143页/共187页第144页/共187页

当逆断层的断层面几乎近于水平（有时呈波状起伏），且断层上盘的位移量较大时，被称为推覆构造，断层的上盘被称为推覆体。第145页/共187页飞来峰和构造窗

有些推覆体的水平推覆距离可以达到几十千米甚至几百千米，使得推覆体可以大范围推覆到另一些岩层之上，此时，推覆构造的上盘岩块被称为外来体，下盘岩块则称为原地体。推覆体的前沿部分经常容易被风化剥蚀,而形成一些孤立的岩块或小山峰，称之为飞来峰;

在一些切割较深的地形处，有时会在推覆体中间露出下部的部分原地体，类似一个小窗口,称之为构造窗。第146页/共187页（二）断块山断块山——由于新生代的块断活动，使一些断块强烈上升所形成的山。第147页/共187页构造运动主要按时间分为：（古）构造运动——发生于第三纪末期以前；新构造运动——晚第三纪末和第四纪；现代构造运动——五六千年前至现代。第148页/共187页

断块山的山坡一般为急陡的断层崖所包围，山形呈地垒式或掀斜式。前者是山体中部上升最大，向两侧下降，如果作多级下降时，则成为复式地垒山。后者是山体的一侧强烈翘起，形成主脊和陡崖，另一侧只作轻微上升或下降，山坡和缓。第149页/共187页

断块山内的河流因受断块活动而往往发生倒流、改向或重新下切。如恒山断块，因北坡翘起，使原来由南向北流（灵邱一广灵）的一河流倒向南流；

又如山西古汾河的南段，由于峨嵋台（紫金山一稷王山）的断隆而迫使它在侯马附近改向西流人黄河。

再如庐山自中更新世急速上升后，早期发育的河谷重新下切，造成下游峡谷的产生。第150页/共187页河流侵蚀复活 河流袭夺第151页/共187页（三）褶皱——断块山

第152页/共187页

该类山地的发育先是板块碰撞、挤压、形成褶皱山后，由块断运动形成断块山。

准平面——起伏和缓、宽谷残丘相间的近地平原的地形。第三系、第四系：指第三纪、第四纪沉积的地层。

夷平面——（夷：削平）又称均夷面，是地壳在长期稳定的条件下，由各种动力地质作用对地面进行剥蚀与堆积的统一过程中形成的近似平坦的地面。第153页/共187页褶皱—断块山其特点是：

（1）山体高大，呈地垒状，山间多断陷盆地或断陷谷如天山高4000-7439m，分南、北、中三带，山带之间有吐鲁番、哈密、艾比湖、尤尔都斯及焉耆等断陷盆地，北侧还有伊犁河断陷谷。又如秦岭的北坡有大断层崖，北接渭河大断陷谷。第154页/共187页（2）山体裂断升降活动强烈如天山山体强烈上升，但山前却强烈下沉。根据断陷盆地堆积层的厚度7000—8000m(R-Q)计算，天山的升降幅度可达11000-15000m之巨。第155页/共187页四、断陷谷与断陷盆地：断陷谷与断陷盆地：

由块断和沉陷作用而形成的谷地和盆地。如:汾河八百里秦川淮河吐鲁番盆地滇池

断陷力学机理：地块响应剪切力产生张应力，张应力把地块拉张，进而断裂

第156页/共187页

河流相沉积：沉积物由河流作用搬运而来。湖泊相沉积：沉积物中含有湖泊中生活着的动、植物化石。洪积相沉积：以沟口为中心的半圆形扇状堆积物。第157页/共187页五、大陆裂谷

最大的地堑式断陷谷。东非大裂谷，纵贯非洲东部，全长约7000KM，在非洲大陆上长约4000KM。它包括一系列南北向裂谷和湖盆，沿线多高大火山：如乞力马扎罗山、肯尼亚山，地震亦频繁。

成因：地幔物质上涌，地壳拱起、变薄、断裂，形成谷地。（它分布在板块的分离型边界或张裂带上，由于板块的相背运动，在拉张作用下形成）。第158页/共187页东非大裂谷示意图贝加尔裂谷第159页/共187页东非大裂谷一段（埃塞俄比亚境内）

裂谷不论在构造和沉积上都有其独特之处：（1）

裂谷区地壳运动强烈，断裂升降或水平活动均十分明显

如东非裂谷的加利湖区，沉降速度达60—l00mm／a，亚丁湾为2.7mm／a。在埃塞俄比亚段的水平扩张速度为l0mm／a，红海为1—2mm／a(表6.6)。裂谷内或附近有火山活动，地震活动频繁，震源深度为30km，与裂谷区地壳厚度相当。第160页/共187页第161页/共187页（2）裂谷构造复杂，沉积层厚度大而且夹有火山熔岩

裂谷构造一般呈复式地堑或次级的地堑地垒系。上覆堆积层的厚度超过1500m，其中常夹着大量火山熔岩，表示沉积过程中时有火山喷发。第162页/共187页（3）裂谷区地热值高

达到2.0μcal/cm2(1μcal==4.1868×10-6J下同)，比全球热平均值1.5μcal/cm2要大，这与高温的地幔物质上涌有关。

大陆裂谷的成因，按板块说认为，它是地幔物质上涌及地壳拉张的产物，也是板块的生长线。当地幔对流上升时，在高温高压作用下，地壳拱起、变薄张裂而成为谷地，同时也产生火山及地震。如果地幔上升流出现在洋底时，则成为大洋中脊，又称洋底裂谷。裂谷随着板块运动而不断扩大，如贝加尔裂谷，最初出现于南贝加尔盆地，以后逐渐向东北和西南延伸。第163页/共187页第164页/共187页第165页/共187页二、大洋区

稳定大陆边缘大陆架（一）大陆边缘活动大陆边缘大陆坡和大陆基

大陆边缘洋底

大洋第166页/共187页稳定大陆边缘：陆壳与洋壳同一板块，两壳之间无相对运动。活动大陆边缘：两板块会聚。第167页/共187页大陆边缘:

它是大陆至洋底的过渡地带，地貌上由陆向洋分成三个部分，即大陆架、大陆坡和大陆基（又名大陆裾）。第168页/共187页

大陆坡——位于大陆架外围，坡度发生显著变化的地带。大陆坡是连接大陆架与大洋底的海底大斜坡，平均坡度为4º17´，下界水深在2500m左右。这个深度是陆壳向洋壳转变的起点。大陆坡的平均宽度为20—40km。

第169页/共187页

大陆基——位于大陆坡与洋底之间的一种大型扇形地（深海扇形地）堆积。水深在2000-5000m处。它的上部披覆在大陆坡的坡麓上，下部覆盖在洋底的边缘，宽度约600—1000km，堆积物厚度一般为数1km，最大可达l0km。大陆基在大西洋二侧最发育，印度洋次之，太平洋最差。此外，它在各大河口外也发育得很好，因为这里的物质来源丰富，如亚马孙河、刚果河、密西西比河、恒河等口外的大陆基。第170页/共187页

大陆坡地貌形态种类多：如由断层作用而成的