可溶性盐。水还作为最活跃的营力促进地貌的发育。
　　地球构造中的同心圈层，在分布上有一个显著的特点：在高空和地球内 部，它们基本上是上下平行分布的；但在地球表面附近，各圈层却是互相渗 透甚至互相重叠的。这一特点赋予地球表面一系列独特的性质。地球表面这 个特殊的圈称为地理圈或地理壳，是自然地理学的研究对象。
　　




第六节 地球表面的基本形态和特征

一、海陆分布


　　地球表面明显地分为海洋和陆地两大部分。连续的广阔水体称为世界 洋，它是海洋的主体。被海洋所环绕，但突出于海洋面上的部分则称为陆地。 大陆是陆地的主体；岛屿是陆地的组成部分。
　　在 5.1×108km2 的地球表面积中，海洋面积 3.61×108km2，约占 71％， 陆地面积 1.49×108km2，约占 29％。海洋与陆地的面积比约为 2.5∶1，海 洋占有明显的优势。这种情况至少在太阳系是独一无二的，故有的学者曾严 肃地称地球为“水球”。
　　地表的海陆分布不均匀。以新西兰东南为中心，包括太平洋主体的半 球，海洋占 90.5％而陆地面积极小，因而有水半球之称。另外的半球以法国 南特附近为中心，虽然名为陆半球，陆地面积占 47.3％，仍然比水域小。从 传统的南北两半球来看，陆地的 2/3 集中于北半球，占该半球面积的 39.3
％，其中只有 20°—70°N 间陆地面积（约 6.02×107km2）略超过海洋面积
（5.22×107km2）。在南半球，陆地只占总面积的 19.1％。其中的 30°—70
°S，陆地只有 7.30×106km2，而海洋面积达 1.048×108km2。尤其是 50°—
60°S 陆地只有 2×105km2，而海洋面积达 2.51×106km2，成为按纬度划分陆 地面积最少的区域（图 1-15）。
有的学者很早就注意到了海陆分布的对蹠现象（antipodal）。如以四
个古老大陆（加拿大、西伯利亚、南极和欧洲）做顶角作出一个四面体。则 它们所对应的面分别为印度洋、大西洋、北冰洋和太平洋。实际上，地球大 陆上任一点的对蹠点，95％以上可能是海洋。有些研究证明，海陆对蹠分布 乃是随机性的表现。
全球共有七个大陆，即亚洲、欧洲、非洲、北美洲、南美洲、澳大利亚
和南极洲。亚洲大陆和欧洲大陆虽以乌拉尔山脉、乌拉尔河、里海、高加索 山脉、博斯普鲁斯海峡、达达尼尔海峡为分界，但实际上它们是连在一起的 整体，合称亚欧大陆。所以也可以说全球共有六个大陆。亚洲大陆与非洲大 陆的分界线是苏伊士运河。北美与南美以巴拿马运河为界。澳大利亚和南极 大陆各以自己的海岸线为界。各大陆面积及其占全球陆地面积和全球面积的 百分比如下：

大陆名称 面积（×104km2） 占全球陆地面积（％） 占全球面积（％） 亚洲大陆 4480 29.8 8.7 非洲大陆 3060 20.5 6 北美大陆 2200 14.8 4.3 南美大陆 1790 12 3.5




南极大陆 1397 9.3 2.9 欧洲大陆 1040 7 2.1 澳大利亚大陆 780 5.2 1.5
除南极洲外，所有的大陆都是成对的。例如北美和南美，欧洲和非洲，
亚洲和澳大利亚，每对大陆分别组成一个大陆瓣。这些大陆瓣在北极汇合， 形成大陆星（图 1-16）。在星形投影图上，这一特点表现得尤其明显。每对 大陆的南北两部分都被地壳断裂带所分开。这种断裂所在的海区深度比较 大，具有众多的岛屿，并常有强烈地震和火山活动。



















　　仔细研究大陆的轮廓，将发现每个大陆都是北部比较宽广，向南逐渐变 窄，像一个底边位于北方的三角形。甚至南极大陆也可以称为三角形，其狭 窄部分对着南美。
还应该指出，南半球各大陆西边都向里凹进，而东边则向外突出。非洲
西海岸和南美洲东海岸在形态上具有明显的相似性。在 1 公里深的大陆坡上 把这两个大陆拼接起来，平均误差只有 88 公里。用同样方法将南美、非洲、 北美和格陵兰都拼接在一起，如将西班牙做一些转动，平均误差也不超过 130 公里。这样拼接的结果，给人一种强烈的印象：某些大陆似乎原来是连在一 起，以后才分开的。二十多年来板块学说的崛起和大陆漂移学说的复苏，已 为这一问题提供了肯定的答案。
　　地球上的海陆分布形式对南北两半球的气候有很大的影响。南半球由于 水面广阔，气候比较温和，普遍具有海洋性特征。北半球温度变化的幅度比 南半球高 8℃左右。

二、海陆起伏曲线

地球上各大陆高出海平面的平均高度和各大洋底部低于海平面的平均





深度存在着很悬殊的差别。南极洲平均海拔 2263 米，历来被视为世界上最
高的大陆。实际上它是由于地表覆有巨厚的冰盖所致。以裸露地表而论，亚 洲大陆最高（950 米），以下依次为北美（700 米）、非洲（650 米）、南美
（600 米）、欧洲（300 米）等。显然，大陆面积愈大，其平均海拔愈高。 据近年研究，大陆面积和高度拟合曲线的相关系数可达 0.9。这是由泛系结 构所决定的泛对称现象作为一种普遍规律在海陆分布上的表现。太平洋平均 深度达 4300 米，是世界最深的海洋，其次为印度洋（3897 米）、大西洋（3626 米），而以北冰洋为最浅（1205 米），同样表现出泛对称性。地球上最高的 山峰出现在最大的大陆上，最深的海沟分布于最大的大洋中，除表明地表具 有复杂的起伏外，也表明了泛对称现象的普遍性。
　　为了形象地表示地球上各种高度和深度的对比关系的一般概念，可以根 据陆地等高线和海洋等深线图，计算各高度陆地和各深度海洋所占的面积或 占全球总面积的百分比，绘出曲线，如图 1-17。这就是海陆起伏曲线。从这 个图上可以一目了然地看出陆地面积小，大部分陆地在海拔 1000 米以下， 平均海拔为 875 米；海洋面积大，大部分海区深度在 3000—6000 米，平均 深度约 3800 米。如用绝对数值表示图中的横轴线，就能很快读出每一高度 或深度所占的面积。以百分比表示横轴、则可迅速读出不同高度或深度地区 占全球面积的百分数。




三、岛屿


　　同样被海洋所环绕，但面积远比大陆小的小块陆地，称为岛屿。实际上， 不仅海洋中有岛屿，河流、湖泊，甚至水库中都可以形成岛屿。这里主要介 绍海洋中的岛屿，这种岛屿可以分为大陆岛和海洋岛两类：
1.大陆岛 位于大陆附近，在地质构造上与邻近的大陆有密切的联系。
大陆岛本来是陆地的一部分，由于大陆的某些部分发生破裂或沉陷而被海水 所淹没，使它与大陆分离，形成了岛屿。但它的基础仍固定在大陆架或大陆 坡上（例如马达加斯加岛、斯里兰卡岛、科西嘉岛、新地岛、格陵兰岛、我 国的台湾岛和海南岛）。许多大陆岛常成列分布在大陆外围，形成弧形列岛， 亚洲大陆东岸的弧形列岛是最典型的例子。
　　2.海洋岛 面积比大陆岛小，与大陆在地质构造上没有直接联系，从来 不是大陆的一部分。海洋岛又可按成因分为火山岛和珊瑚岛两类。
　　（1）火山岛：火山岛是海底火山喷发形成的岛屿。火山喷发首先形成 了海底火山，多次喷发使海底火山逐渐增高，最后露出海面成为火山岛。火 山岛面积不大，但地势高峻。火山岛主要分布在太平洋西南部、印度洋西部 和大西洋中部。夏威夷岛是最著名的火山岛，它的基础位于深达 4600m 的海
　　




底，而最高处又高出海平面 4166m。1973 年 1 月火山爆发后才形成的，位于
冰岛以南的大西洋中的一座火山岛，是世界上最年轻的岛屿。
　　（2）珊瑚岛：珊瑚岛是由珊瑚礁构成的岩岛。它们的分布与气候条件 有着密切的关系。热带、亚热带浅海的暖水中生长的珊瑚死亡后，残骸堆积 下来，新珊瑚又在其上繁殖。这种珊瑚残体，以 35—335 年 1 米的速度增高， 最后露出海面，即成为珊瑚礁。珊瑚礁可以分为岸礁、堡礁和环礁三种。岸 礁紧密连着大陆或岛屿的海岸；堡礁与陆地之间隔开一条水带；环礁呈近似 圆环状，但通常有缺口与海洋相通，环礁中间是平静的礁湖。
　　澳大利亚东岸的大堡礁是世界上规模最大，最著名的珊瑚礁，沿海岸分 布，南北长达 1900 公里，东西宽约 2—150 公里；落潮时露出水面，涨潮时 大半被淹没。
我国南海诸岛：东沙群岛、中沙群岛、西沙群岛和南沙群岛都是珊瑚岛。

四、地球表面的基本特征


　　地球表面有海洋、陆地，有高耸的山脉，宽广的平原和盆地，大大小小 的河流湖泊，种类繁多的生物，但是，什么是它的基本特征呢？前面已经提 到地球各圈层在地表面附近相互渗透和相互重叠这一分布特点，赋予地球表 面一系列独特的性质。这些独特性质同时也就是它的基本特征：
1.太阳辐射集中分布于地表，太阳能的转化亦主要在地表进行。高空大
气只能吸收小部分太阳辐射，大部分的太阳辐射到达地球表面后，只能穿透 地表以下很小的厚度。因此太阳辐射主要在地表发生转化，并对地表的几乎 所有自然过程起作用。如前所述，地球表层是一个远离平衡状态的有序开放 系统。正是太阳辐射的输入和输出平衡对于维持这个耗散结构的有序性起着 主要的作用。
2.固态、液态、气态物质同时并存于地表，使海洋表面成为液+气界面，
海底成为液+固界面，陆地表面成为气-固界面，而沿岸地带成为三相界面。 各界面上的物质相互渗透，三相物质相互转化，形成多种多样的胶体物质和 溶液系统。
3.地球表面具有其特有的、由其本身发展形成的物质和现象，如生物、
风化壳、土壤层、粘土矿物、沉积岩、各种地貌形态，等等。这些表层物质 乃是地球表层这一有序系统的负熵增长表现。
　　4.相互渗透的地表各圈层之间，进行着复杂的物质、能量交换和循环， 如水循环、地质循环、化学物质循环等，井且在交换和循环中伴随着信息的 传输。地表物质、能量转化过程的发展强度及速度都远比地球其他各处大， 表现形式也更复杂多样。
　　5.地球表面存在着复杂的内部分异。诚然，分异过程在高空和地球内部 也都存在，但分异程度远不及地表强烈。地球表面的内部内异在水平方向和
　　




垂直方向上都有表现。分异的结果形成了不同等级的地表自然综合体。
　　6.地球表面是人类社会发生、发展的环境，尽管随着科学技术的发展， 人类已有可能潜入深海或上升至宇宙空间，但地表仍然是人类活动的基本场
所。
　　很明显，这里所说的地球表面，具有一定的厚度，更确切的名称应为地 球表层。而现代的地球表层乃是地球历史发展的产物。地球历史发展具有不 断增加其有序性的趋势，其“记忆”痕迹表现为地球表层和局部区域在系统 中留下的遗迹。从系统论观点看来，这些记忆痕迹是在外界输入发生变化的 情况下，系统本身的不可逆变化在系统中留下的记录。地球表层的记忆痕迹 是多种多样的，包括矿物和岩石、岩层、地质构造、地貌、土壤形态剖面、 生物形态和解剖特征、化石和残余生物种、古地磁、同位素组成比例等。可 以根据这些记忆痕迹的排列组合关系重建系统的发展史和阐明其空间结构 的演变过程。

主要参考书

1.Arthur N. Strahler，Pysical Geography，John Wiley ＆ Sons，
4th.ed 1975.
2.J.A.Jacobs，A Textbook on Geonomy，AdamHilger1974.
3.Otto Struve，Elementary Astronomy，Oxford University Press，
1959.
4.Carl K. Seyfert ＆ Leslie A Sirkin Earth History and Plate
Tectonics，Harper ＆ Row，1973.
5.C.B.卡列斯尼克：普通地理学原理，地质出版社，1957。
6.傅承义：地球十讲，科学出版社，1972。
7.王维：地球的形状——人类对它认识的历史，科学出版社，1982。
8.范时清：地球与海洋，科学出版社，1982。





第二章 地壳

第一节 地壳的组成物质


　　地壳的组成物质可从元素、矿物和岩石三方面来说明。在地壳中，各种 元素化合为矿物，各种矿物集合为岩石。它们彼此相关又各有差异。

一、地壳的平均化学成分


　　地壳的平均化学成分或元素在地壳中的丰度，很早便有人进行研究。F.W. 克拉克等（1924 年）最先提出了一个比较完整的地壳元素丰度的数据，后来 又经许多学者的修改和补充。他们的研究结果表明，地壳中自然存在的九十 多种化学元素，它们的相对平均含量（即克拉克值）是极不均匀的。若按元 素含量的递减顺序排列（表 2-1），最丰富的氧和硅便占地壳总重量的 74％ 多，另六种较丰富的元素即铝、铁、钙、钠、钾和镁共占 24％多，而其余几 十种元素的总和则不足 2％。这些微量的元素，其含量也十分悬殊，有些还 是超微量的。
表 2-1 地壳中若干元素的克拉克值
元素 O Si Al Fe Ca Na K Mg Ti H P Mn S C
重量％ 46.60 27.72 8.13 5.00 3.63 2.83 2.59 2.09 0.44 0.14 0.12 0.10 0.05 0.03




（据 B.马逊）


　　元素是组成地壳的物质基础。元素的丰度在一定程度上可支配元素的地 球化学行为。例如化学性质相似的碱金属元素，其中丰度较高的钾和钠在地 壳中易形成各种独立矿物，而丰度低的铷和铯则难于达到饱和的浓度，不能 形成自己的独立矿物，总是呈分散状态存在于由其他元素（主要是钾）组成 的矿物当中。当然，元素的富集与分散除受丰度影响外，更主要的是取决于 原子的最外电子层构造及其地球化学特性，如金和汞的丰度很低，它们也能 形成独立的矿物。

二、矿物


　　自然界的矿物是由化学元素在一定的地质环境中形成的，具有一定的化 学成分和理化性质的化合物或单质。矿物是构成岩石或地壳的基本单元。
（一）矿物的基本特点及其生成方式 天然矿物的绝大多数是化合物，仅极少数为单质。各种矿物的化学组成





一般可用化学式表示，但其中或多或少都含有某些杂质（常是稀有分散元
素），而化学式只能表示其主要组分。矿物的绝大多数为固态，但也有一些 呈液态（如自然汞、石油）和气态（如各种天然气）。固态矿物多数为晶质， 仅少数为非晶质。晶质矿物的各原子有固定的比例以及有确定的排列格架
（内部构造），在适宜的空间环境中可生成有规则的几何形体，但在受限制 的情况下常形成不规则的外形，并与其他矿物紧密地镶嵌在一起。
　　通常，化学成分不同的矿物具有不同的结晶构造及相应的性质和外形。 但化学成分相同，也可形成不同的结晶构造及不同性质和外形的矿物。如同 是由碳原子组成的金刚石和石墨便是两种不同的矿物。
　　矿物的化学成分和内部构造的相互关系是其本质的属性，而矿物的几何 形态和物理性质是其表现的特征。根据这些属性与特征便可区分或鉴定各种 矿物。用肉眼识别矿物的简便方法就是根据矿物的解理、硬度、比重、颜色 和条痕以及外形特征等进行的。
　　由于矿物是在一定的环境条件下生成的，它们的性质可直接反映当时成 矿或成岩的地质作用和环境。当外界环境发生改变时，矿物亦相应地发生变 化。如在内生环境中通过岩浆结晶作用形成的长石，在表生环境下经风化分 解可成为高岭石。这说明矿物只能在一定的物理和化学条件下保持其相对的 稳定性。
矿物形成的实质是从晶体构造中增添原子的过程；矿物的破坏则是从构
造中移去原子的过程，如溶解及熔化。控制矿物形成或破坏的最重要因素是 热力、压力和离子浓度。此外，矿物在一定限度内还可发生离子置换作用。 矿物的形成与破坏过程，既可发生在地壳深处也可在地表。在自然界，矿物 的形成方式可分为如下四类：
1.由气体升华生成的矿物。如从火山气体中直接结晶而成的硫黄、雄黄
等。
　　2.由液体或熔融体中直接结晶而成的矿物。前者如石盐和石膏；后者如 岩浆岩中的各种矿物。
3.由胶体凝固而成的矿物。如蛋白石、褐铁矿和硬锰矿等。
　　4.由固体再结晶而成的矿物。在高温高压条件下，如煤变质成为石墨， 石墨变质成金刚石。
（二）主要造岩矿物 目前已知的天然矿物有三千种左右，其中硅酸盐类矿物约占 1/3，其他
的含氧盐类共占 1/3，其余为氧化物和氢氧化物类、硫化物及硫酸盐类、卤 化物类和自然元素类。按地壳重量计，硅酸盐矿物约占地壳重的 75％，氧化 物类占 17％（其中石英一种矿物就占地壳重的 12.6％）。可见，硅酸盐和
自由硅氧（即 SiO2）是构成地壳的主要造岩矿物，控制着岩石的性质，大矿
床构成中亦起很大的作用。 最常见的造岩矿物有下列几种：





长石：是地壳中最大量的一类矿物，常见于岩浆岩、沉积岩和变质岩中。
具瓷状光泽，摩氏硬度为 6，二向完全解理。解理呈正交者为正长石
（KAlSi3O8，即钾长石），多为肉红色；解理呈斜交者称斜长石，多为浅灰
白色。由于长石晶体构造中容许大量的离子置换，因而有多种类型。如斜长 石中的钠和钙可以完全置换，故产生了从钠斜长石（NaAlSi3O8）至钙斜长石
（CaAlSi3O8）的一系列种类和成分的变化。
　　石英：在大陆地壳中的数量仅次于长石，亦常见于各类岩石中。成分简 单（SiO2），无解理，呈贝壳状断口，玻璃光泽，硬度 7，质纯者无色透明， 含杂质时会有各种颜色。石英在自由生长时结晶成六面锥体（图 2-1），但 在结晶岩中因晶体发育受空间限制，皆呈不规则形状。石英性质稳定，难于 风化。

　　云母：晶体构造呈层状，故有一向极完全的解理，易剥成具弹性的光滑 透明薄片；珍珠光泽，硬度 2—3，成分复杂多样。常见的有黑云母（富含铁 镁，黑色）和白云母（含铁镁少，白色）两种。在酸性岩浆岩、砂岩和变质 岩中常见。
角闪石：成分复杂多变，常见的一种为普通角闪石 Ca2Na（Mg·Fe2+）4
（Al，Fe3+）［（Si，Al）4O11］［OH］2，呈长柱状或条状，暗绿至黑色，
硬度 5.5—6，比重 3.1—3.3，二向完全解理呈彼此斜交，性脆；在中性和 酸性岩浆岩和某些变质岩中常见。
　　辉石：成分与角闪石近似，但含铁镁较多而不含羟离子。其中常见的为 普通辉石，呈短柱状，二向中等解理呈彼此正交，绿黑色，硬度 5—6，比重
3.2—3.6；常与角闪石、橄榄石、某些斜长石等共生，在基性和超基性岩浆 岩中常见。





橄榄石：成分为（Mg·Fe）2SiO4，粒状，橄榄绿色，玻璃光泽，硬度
6.5—7，性脆；为超基性岩和基性岩的主要组成矿物。 上述造岩矿物又可归纳为两种类型：一为长英质（或浅色）矿物，包括
石英、长石和白云母，其色浅，比重较轻，含铁镁少；一为铁镁质（或深色） 矿物，包括橄榄石、辉石、角闪石和黑云母，其色深，比重较大，富含铁镁 而得名。两者共占地壳重量的 80％多。
此外，其他常见的造岩矿物有方解石（CaCO3），白云石（Ca·Mg［CO3］
2）和各种粘土矿物，它们是某些沉积岩的主要造岩矿物。

三、岩浆岩


　　岩石是地质作用形成的具有一定产状的地质体，主要由造岩矿物按一定 的结构和构造集合而成。其中由可供开采的有用矿物组成的集合体称为矿 石。实际上它是当前的技术经济条件下可供利用的一种特殊岩石。岩石中矿 物的结晶程度、颗粒大小和形状以及颗粒间相互关系的特征，称为岩石的结 构。岩石中矿物的组合形状、大小和空间上相互关系和配合方式，称为岩石 的构造。结构和构造是识别岩石的重要特征之一。岩石按其成因可分为岩浆 岩、沉积岩和变质岩三大类。
（一）岩浆作用和岩浆岩的概念
　　岩浆岩是由岩浆在地下结晶或喷出地表凝固而成的岩石。岩浆是来自上 地幔软流圈及地壳局部地段的一种成分复杂的高温熔融状物质，主要成分为 硅酸盐以及部分金属硫化物、氧化物和挥发性物质（如 H2O、CO2、H2S 等）。
　　在地壳深部处于高温高压状态的岩浆，由于温度和压力的变化便会发生 运动。当岩浆沿着岩石圈破裂带上升而侵入到地壳中时，称为岩浆侵入活 动；由此冷凝结晶而成的岩石称为侵入岩。当岩浆喷出地面时，称为火山活 动或喷出活动；由此冷却凝固而成的岩石称为火山岩或喷出岩。岩浆的活动 和冷凝的整个过程统称为岩浆作用。
（二）岩浆岩的矿物组成
　　本源岩浆在其活动过程中，由于受各种因素和条件的影响，自身的性质 也将不断发生变化。如各种矿物有规律地从熔融体中先后结晶出来，并因重 力作用而下沉和集中，从而造成熔离和结晶分异。所以同一岩浆可以分化为 理化性质各异的岩浆，固化后成为矿物组成不同的岩石。
　　岩浆岩按其化学成分和矿物组成的不同可分为四类：1）超基性岩—— 二氧化硅含量＜45％，含铁镁较多，含钾钠甚少。主要由橄榄石、辉石组成。 如橄榄岩。2）基性岩——二氧化硅含量 45—52％，主要由辉石、钙斜长石 和少量橄榄石和角闪石组成。如辉长岩、玄武岩。3）中性岩——二氧化硅 含量 52—65％，主要由角闪石、长石和少量石英、辉石、黑云母等组成。如 闪长岩、安山岩、正长岩和粗面岩。4）酸性岩——二氧化硅含量＞65％，
　　




含钾和钠较多而铁镁较少，主要由长石、石英和云母组成。如花岗岩、流纹
岩。
　　此外，岩浆在地下大量结晶后剩下的残余部分，因富含挥发组分且易与 多种金属元素化合。当它侵入围岩裂缝缓慢结晶时，常形成各种脉岩和矿 石，其中以晶体巨大的伟晶岩最为常见。在岩浆结晶期后析出的含矿气水热 液，也将沿上覆岩层的裂隙而上升，并与围岩相互接触和发生化学作用，形 成各种矿脉。岩浆作用形成的矿床主要是多种金属矿床及一些非金属矿床， 在工业上有重大的经济价值。
（三）岩浆岩的产状 由岩浆冷凝固结而成的岩体在地壳中有一定的产状，即有一定的形状、
大小和与围岩接触的关系，以及形成时的深度和构造等地质环境。根据岩体 在地壳中形成的深度和方式，可分为喷出岩体和侵入岩体，后者又可再分为 深成岩体和浅成岩体。按岩体的形状及其与上覆岩层的关系，可分为整合侵 入体和不整合侵入体。前者如岩盆、岩盖、岩床、岩鞍等；后者如岩株、岩 瘤、岩脉等（图 2-2）。
（四）岩浆岩的结构与构造
　　由于岩浆岩的形成条件和产状不同，矿物的结晶程度和颗粒大小以及矿 物集合体的形状


　　和组合方式等特征也各异。这些特征都充分反映在岩石的结构与构造 上。
岩浆岩常见的结构有：1）在喷出的熔岩表面，因快速冷却而来不及结
晶时，常形成玻璃质结构。2）在熔岩体内部冷却稍为缓慢些，常结晶成显 微级的晶体，这称为隐晶质结构。3）岩浆在地下缓慢冷却和从容结晶时形 成肉眼明显可见的晶体，这称为显晶质结构。依晶体的大小又可分为：粗粒、 中粒、细粒和伟晶等结构。4）岩浆在侵入过程中，前期因冷却较慢，从中 先结晶出一些粗大的晶体，称为斑晶；后来则冷却变快都结晶成细粒或微粒 的晶体，称为基质。因此，在基质中存在斑晶的结构称为斑状结构，又称不 等粒结构。
岩浆岩常见的构造有：1）块状构造，即岩石中各种矿物的排列无一定
方向和特殊的组合，大致呈均匀的块体。在侵入岩和一些火山岩中常见（图
2-3a）。2）斑杂构造，即岩石中矿物的成分和结构呈不均匀分布，在颜色 和粒度上乱杂排列。常见于侵入岩体的边缘（图 2-3b）。3）流纹构造，即 岩石中保存有熔岩流动的形迹，其中矿物和气孔等呈定向排列。在酸性和中 性喷出岩中常见，以流纹岩最为典型。4）气孔构造，即熔岩中大量气体逸 出时形成大小不等的空洞。喷出岩中常见（图 2-3c）。5）杏仁状构造，即 喷出岩中的气孔为次生矿物所充填。在玄武岩中常见（图 2-3 d）。






（五）岩浆岩的主要类型 综上所述，岩浆岩根据其化学成分和矿物组成可分为酸性岩、中性岩、
基性岩和超基性岩等四类；根据其结构与构造和产状的特征可分为深成岩、
浅成岩（包括脉岩）、喷出岩等三种。将这两者组合起来便可得出岩浆岩的 分类简表（表 2-2）。
表 2—2 岩浆岩分类简表






















喷 出 岩
浅成岩 渣块状 气孔状 杏仁状 流纹状
斑杂状 块状 玻璃 火山玻璃：黑曜岩、浮石等 隐晶
斑状 流纹岩
粗面岩
安山岩
玄武岩 ── 伟晶 脉岩：伟晶岩、细晶岩、煌斑岩
结晶 斑状 花岗斑岩 正长斑岩 闪长斑 岩 辉绿玢 ──
岩 深成岩 块状 显晶等 花岗岩
粒 正长岩 闪长岩 辉长岩 橄榄岩 辉岩
岩石颜色 浅色（带红） 中色（带灰） 暗色（带绿黑）
岩石比重 2.5 — 2. 7 2.7 — 2.8 2.9 ─ 3.1 3.1 — 3.5



从表 2-2 中可以看出，岩浆岩的各个类别皆具有一定的矿物组成和结
构、构造等特征，并具有各自的岩石名称。例如，花岗岩是属于深成的酸性 岩类，由显晶等粒的长石、石英和少量云母组成的块状构造的岩石。而组分 相同但结构、构造不同的喷出岩，则为流纹岩。又如玄武岩是属于喷出的基 性岩类，由隐晶质的铁镁质矿物和少量钙长石组成，具有气孔状或杏仁状构 造的岩石。酸性岩颜色较浅，比重较轻，分布于大陆地壳之中。花岗岩被剥 蚀后的露头分布广泛。如我国的黄山、华山、衡山和南岭的一些山地等。基 性岩颜色较深，比重较大，主要分布于大洋地壳之中。玄武岩在大陆地壳中 亦是常见的一种喷出岩，常呈熔岩流、熔岩被等产出。如我国东北的五大连 池，山西大同、广东琼雷地区等。其他各种岩石的基本特征都可从表 2-2 的 上方和左部看出。唯火山玻璃岩和脉岩的组成变化较大，须视具体情况而 定，但它们的数量和分布都较少。

四、沉积岩







（一）沉积物和沉积岩的概念
　　沉积岩是由成层堆积的疏松沉积物经固结而成的岩石。这些沉积物是包 括沉积于陆地或海洋中的岩矿碎屑、胶体和有机物质等的总称，是形成沉积 岩的物质基础。
　　沉积物的来源主要是先成岩石在地表风化的产物；其次是火山喷发的沉 降物以及生物成因的各种有机物；此外，尚有少数来自宇宙的降落物。这些 物质在地表条件下经过不断的迁移、分异和重新组合等一系列复杂过程，并 在一定的环境中沉积富集起来。按沉积物的成因和性质可分以下各类：
　　1.机械（碎屑）沉积物 这是由岩石风化和火山喷发而沉降的颗粒物质， 在外动力的搬运、沉积过程中，按颗粒的大小、比重、形状和矿物成分进行 分异（或分选），而形成的不同粒级组成的各种沉积物。如砾、砂、粉砂和 粘土等。
　　2.化学沉积物 这是通过化学迁移溶解于水体中的各种物质，由于其溶 解度、离子浓度和化学成分以及外界条件等的不同，形成的各种化学沉积 物。在水域环境中，通常可按氧化物→硅酸盐→碳酸盐→硫酸盐→卤化物的 顺序进行沉淀，从而形成化学成分较为单一的各种化学沉积物。
3.有机沉积物它是由各种动植物的遗体或其分泌物等堆积而成的。如泥
炭、珊瑚礁，等等。 沉积物变为沉积岩的过程既复杂又多样。大致来说，当原来的沉积物不
断被新的沉积物覆盖而加厚时，它便与上层的水体隔离，在厌氧的环境条件
下，使有机质腐烂分解，并产生各种还原性气体；使碳酸基矿物溶解为重碳 酸盐；使某些金属元素的高价氧化物还原为低价的硫化物；同时使软泥中水 的矿化度增加，介质亦由酸性的氧化环境变为碱性的还原环境。因此，沉积 物发生重新组合及形成新的次生矿物，胶体亦经脱水陈化为固体，碎屑物也 经压缩、胶结等作用，固结成为岩石。在埋藏很深的条件下，由于温度和压 力的提高以及受深层水分的影响，也可产生压溶、交代和重结晶等作用，使 沉积岩体进一步压固和使晶粒变粗。这便是沉积岩形成的大致过程。这种过 程皆发生于地球表层，与自然地理环境的关系非常密切。
（二）沉积岩的基本特征
　　沉积岩的物质组成与岩浆岩最不相同之处是富含次生矿物和有机物质 以及存在化石。沉积岩的产状以呈层状产出为其最突出的特点。岩层在垂直 和水平方向上的变化，皆能很好地反映出沉积物当时的沉积环境以及沉积岩 形成时的性质。
　　沉积岩具有多种构造，其中最突出的是层理构造和层面构造。层理是指 岩石的成分、结构、粒度、颜色等性质沿垂直于层面方向变化而形成的层状 构造（见图 2-9）。它表明岩层是按一定的顺序和形式，一层叠一层构成的。 简单的形式是由两种有关的岩石构成互层，如砂岩与页岩、或灰岩与页岩。
　　




复杂的构造形式是由层次更多而且不断重复构成层系或层系组。
　　层理通常可分为：1）水平层理，即各层之间皆呈水平排列。一般认为 它是形成于较平静的水域环境，如湖盆、海湾。2）波状层理，即其细层呈 波状起伏，但其总的层面是大致平行的。它是由波浪的振荡运动或介质在单 向前进运动中形成的。3）交错层理，即层面互不平行，细层倾斜并相互交 错。它是在物质移运方向多变的情况下形成的。在河流相、滨海及三角洲相 中可见。
　　层面构造系指上、下层面中留下的与岩石成因有联系的各种印模和痕 迹。如上层面中的波痕、雨痕、干裂；下层面中的槽模、沟模等。
　　沉积岩的结构特征和类型，对岩石的分类和命名具有重要的意义。主要 的结构类型有：碎屑结构、泥质结构、化学结构和生物结构。
（三）沉积岩的主要类型 在三大岩类中，沉积岩在地表分布的面积最广（约占 70％）。沉积岩按
其成因、物质组成和结构等特征，可分为以下各类：
　　1.碎屑岩类 由碎屑物经胶结而成。按成因可分为火山碎屑岩和正常碎 屑岩两种。
火山碎屑岩是介于火山岩与普通沉积岩之间的过渡岩类。按其结构即火
山碎屑的大小和相应粒级的含量又可分为：火山集块岩、火山角砾岩、凝灰 岩等。
正常碎屑岩是指母岩机械风化的碎屑经胶结物胶结而成的岩石。按其结
构又可分为：
　　1）砾岩与角砾岩——两者均由砾石组成，主要差别在于：砾岩中的砾 石是经长途搬运而磨圆的；角砾岩中的砾石是未经长途搬运还具有棱角的
（图 2-4）。






2）砂岩——碎屑岩中最常见的一种。按砂粒大小可分为：粗砂岩、中
粒砂岩和细砂岩。按砂粒成分可分为：石英砂岩、长石砂岩、杂砂岩等。按 胶结物性质又可分为：钙质胶结的、铁质胶结的、硅质胶结的、粘土胶结的 等各种。对于具体的岩石可将三者综合起来考虑。例如，钙质胶结中粒石英 砂岩。
　　3）粉砂岩——颗粒细小，肉眼难于辨别其成分；但岩石断面粗糙，可 与粘土岩相区别。黄土便是粉砂质为主的一种沉积物。
　　2.粘土岩类 由大量粘土矿物和其他细微物质组成；泥质结构；是介于 碎屑岩与生物化学岩之间的过渡类型；到处可见。层厚的称为泥岩；层薄的 称为页岩。页岩按其所含的附加成分可再分为：钙质页岩、铁质页岩、碳质 页岩、油页岩，等等。
3.生物化学岩类 绝大多数的生物化学岩是在海相或湖相环境中由化学 或生物化学过程形成的物质组成的；具化学结构（显晶或隐晶；鲕伏或豆状 等胶凝体）和生物结构（含遗体化石）；成分较为单一，种类繁多，常为单 矿岩或矿石。例如，铝质岩、铁质岩、锰质岩、硅质岩、磷灰岩，碳酸盐岩、 盐岩、可燃性有机岩，等等。其中最常见的为碳酸盐岩，如石灰岩




















（富含碳酸钙）和白云岩（含碳酸镁和碳酸钙）。图 2-5 为礁灰岩——石灰 岩的一种，具生物骨架结构，由层孔虫化石组成。

五、变质岩


（一）变质作用和变质岩的概念 地壳中原有的岩石，由于经受构造运动、岩浆活动或地壳内的热流变化
等内动力的影响，使其矿物成分和结构、构造发生不同程度的变化，统称为 变质作用。由变质作用形成的岩石称为变质岩。





变质作用是在较高的温度和一定的压力条件下岩石基本上是在固态中
进行的变化。所以，它既不同于表生作用，也不同于岩浆作用。它的岩性一 方面受原岩的控制而具有一定继承性；另方面也因受变质作用而具有自己的 特点，如含有新的变质矿物、变余结构和定向构造等。
　　变质岩在我国和世界各大陆分布很广。前寒武纪的地层绝大部分为变质 岩，寒武纪后的各地壳活动带和一些侵入体周围也都有变质岩的分布。这表 明大陆地壳曾经反复受到地球内动力的作用。与变质作用有关的金属和非金 属矿产也非常丰富。如前寒武纪的变质铁矿便占世界上铁矿总储量的 60％以 上。
（二）变质作用的因素 变质作用实质上是岩石中的矿物在新的环境中使原子重新组合，力求建
立新的平衡，成为在高温高压下构造稳定的新矿物的过程。这过程大多数是 在化学封闭系统中发生的，即其既不增加原子也不带走原子。
　　控制变质作用的因素主要有温度、压力和溶媒。当温度＜200℃和有少 量液相存在时，矿物可以基本不变。随着温度的升高，岩石孔隙中液体的量 也增多，反应强度也增大，新的矿物组合过程因而出现。当温度＞700℃时， 岩石中很多易熔组分变为液相，固体岩石和液态层相混在一起，从而产生介 于岩浆岩与变质岩之间过渡型的混合岩。这种岩石是超变质作用的产物。其 次，地壳中的高压亦能使矿物晶格构造的体积缩小，形成原子结构较紧密的 新矿物。但仅有静压力是不足于使岩石性质发生完全变化的。大部分的变质 岩是定向的地应力作用的结果。所以，发生于地壳中的每次大规模的构造运 动，都能使大陆地壳的一些地方产生新的变质带。此外，构造运动和岩浆活 动不仅形成高温高压，而且也常带进或产生一定的热液，它们对原有矿物的 变质也起到重要的催化作用。总之，变质作用和变质岩的形成是地球内动力 作用的一种表现形式和上述诸因素相互制约的结果。
（三）变质作用的类型和常见的变质岩
　　根据变质作用的性质、范围和主导因素，可分为以下变质作用类型及其 所形成的各种变质岩（图 2-6）。


　　1.动力（碎裂）变质作用 主要在构造运动引起的定向压力作用下，使 原岩发生碎裂、变形和一定程度的重结晶作用。这种变质作用主要发生于断 裂带。依应力的性质、强度和压碎结构的特点不同，可形成构造角砾岩、碎 裂岩、糜棱岩、千糜岩等（其碎裂程度愈来愈细）。
　　2.接触（热力）变质作用 主要因侵入体的热力烘烤，使围岩的矿物发 生重结晶作用，形成变晶结构和新的岩石构造。例如，粘土岩变质成为角岩， 灰岩变质为大理岩，砂岩变质为石英岩等。这种变质岩皆分布于侵入体与围 岩的接触带。
3.交代（热液）变质作用 由于岩浆结晶晚期析出的挥发分和热液，通





过与围岩的交代作用，使接触带的岩石发生变质。如碳酸盐岩与中、酸性岩
浆接触交代变质产生的矽卡岩等。
　　4.区域（动力）变质作用由于区域性地壳活动导致较大空间的变质作 用。影响因素多而复杂，广泛出现于古老结晶基底和造山带中，使岩石形成 不同程度的片理构造和不同类型的递增变质带。常见的岩石类型有：
　　1）板岩——由粘土岩、粉砂岩经轻度变质而成；基本上无重结晶作用； 板状构造；比原岩硬而光滑，易劈开呈薄板状（图 2-7a）。
　　2）千枚岩——变质较板岩深，基本上全为显微级重结晶；鳞片状变晶 矿物呈定向排列，在片理面上有强烈的丝绢光泽，即具千枚构造（图 2-7b）。
3）片岩——片状构造，显晶变晶结构；主要由云母、绿泥石、角闪石 等片状矿物或柱状矿物平行（定向）排列所组成；矿物颗粒比千枚岩粗，片 理发育典型（图 2-7c）。





















　　4）片麻岩——具片麻构造，即在岩石中浅色的粒状变晶矿物（主要是 石英和长石）之间，夹有呈一定方向断续排列的片状和柱状的暗色变晶矿物
（如黑云母、角闪石、辉石等）。略具片理，但沿片理面不能剥开（图 2－
7d）。
　　4.超变质作用在深度区域变质的基础上，由于地壳下沉或深部热流继续 上升，使原岩发生局部重熔、交代、注入等混合岩化作用，从而形成岩性介 于变质岩与岩浆岩之间的各种混合岩。
　　




第二节 地壳运动及其构造形迹

一、地壳运动的一般特点


　　地壳运动主要是指由于地球内动力作用所引起的地壳的机械运动，即构 造变动。它使地壳发生变形和变位，形成各种形迹的地质构造，并促使岩浆 活动和变质作用。它对地表的自然地理环境也有重要的影响。地壳运动具有 如下一些基本特点：
　　1.地壳运动具有普遍性和永恒性 地壳自形成以来，在地球的旋转能、 重力和地球内部的热能、化学能的作用下，以及地球外部的太阳辐射能、日 月引力能等作用下，任何区域和任何时间都在发生运动。从地壳的构造来 看，最快速的地壳运动是地震。此外尚有许多不为感官所能觉察到的十分缓 慢的运动，如地壳的升降和板块的移动，它们在漫长的地质时期中也显示出 极大的变化。世界上从最老到最新的岩石中都保留有地壳运动的各种形迹， 如岩层的褶皱和断裂等。因此，地壳运动不但过去有、现在有，将来也不会 停止。通常，把新第三纪以来的地壳运动称为新构造运动。
2.地壳运动具有方向性 地壳运动的方向最基本的有两种：水平运动和
垂直运动。前者是指地壳部分沿平行于地表即沿地球各地表面切线方向的运 动，它使岩层发生水平位移；后者是指其垂直于地表即沿地球铅垂线方向的 升降运动，它使岩层发生隆起与拗陷。水平运动和垂直运动是构成地壳整个 空间变形的两个分量，彼此不能截然分开，但也不能等同起来看待。它们在 具体的空间和时间中的表现常有主次之分，在一定的条件下还可彼此转化。
3.地壳运动具有非均速性 地壳运动的速度有快慢，即使缓慢的运动其
速度也不是均等的。例如喜马拉雅山的变化就说明了这一点。据研究，在 3
×108 年前的晚古生代，这里只是一个海峡（古地中海），约在 4×107 年前 的老第三纪才开始上升，当时以平均每年约 0.05cm 的速度慢慢升高，直至 2
×106a 前的新第三纪才初具山的规模。随后，上升的速度加快，从 1862—1932
年的 70 年间的观察资料表明，上升的速度增为平均每年 1.82cm。据长期观 测，目前还以平均每年 2.4cm 的速度加快上升。到目前为止，其总的上升幅 度已超过 10000m。总的来说，地壳运动的速度在时间上和在空间上都是不均 等的，有强有弱的。
　　4.地壳运动具有不同的幅度和规模 地壳运动的幅度常大小不一，这与 运动的方向和速度有关。若运动的方向在长期内保持一致而且速度又较快 时，其运动的幅度就增大；若运动的方向变化频繁，其幅度可能就小。由于 地壳运动的速度、幅度和方式不同，其波及的范围也就不同，有的可影响到 全球或整个大陆，有的仅涉及局部区域。所以，地壳运动亦有不同的尺度。 由于地壳运动的方向、速度、幅度和规模等在不同的地区、时间和条件
下各不相同，因此，其表现形式亦多种多样。







二、地壳运动在岩相、建造和地层接触关系上的表现


　　地史上的地壳运动，虽然时过境迁，但其痕迹则大量地表现在地层的岩 性、岩相、厚度和接触关系，以及各种构造形迹上。沉积岩的组分、结构、 构造和所含化石等特点，最能综合地反映它们当时形成的条件和环境（即岩 相、古地理情况），也能说明地壳运动的许多特点。沉积厚度通常也可反映 地壳升降运动的幅度。
　　岩相一般分为海相、陆相和过渡相三大类。一般来说，若地壳上升，岩 相可从海相向陆相变化，如沉积物的粒度变粗、厚度变小，形成海退层序， 甚至没有沉积或受风化剥蚀。若地壳下降，可从陆相变为海相，其沉积物的 粒度变细，厚度加大，形成海侵层序。若一个地区的地壳升降频繁，沉积物 的类型也就复杂多变。相反，一个地区的地壳运动相对稳定，沉积类型也较 简单。就同一岩性来说，如浅海沉积的页岩，若其厚度达几百米或上千米， 超过了浅海深度（＜200 米）的条件，这就表明当时当地的地壳下降幅度很 大；反之，如果当地的岩层厚度比相邻地区同一岩层为薄甚至缺失，这就表 明该地区相对的上升幅度较大，甚至曾露出地表。
沉积建造是根据彼此有共生关系的岩石或岩相的自然组合，或者岩性大
致相同的沉积组合的特征来划分的。每个建造可反映地壳运动中时空变化的 特点，即可相当于大地构造旋回的一定阶段和一定的大地构造带。基本的建 造类型有：
1）地槽型建造：在地壳构造运动的幅度差异变化很大的条件下产生于
凹槽中的建造，主要由海相地层组成，岩层厚度很大，无沉积间断或间断时 间很短，同时还广泛分布有岩浆岩和火山碎屑岩。
2）地台型建造：在构造运动的幅度和差异都不大的条件下产生于地台
中的建造，以陆相碎屑沉积为主，厚度不大，岩层在大面积内变化稳定，未 受强烈的构造变动，岩浆岩少见。
3）过渡型建造：兼有前两者的建造标志，碎屑沉积占优势，其中潟湖
沉积、大陆沉积分布广泛，海相地层通常只见于剖面的下部。 地层的接触关系是地壳运动最明显最综合的表现。常见的有整合、假整
合和不整合三类。
　　1）整合：指两套地层的产状完全一致，相互平行，地层时代也是连续 的。这种关系反映当时当地没有发生显著的升降差异运动。
　　2）假整合（平行不整合）：两套地层的产状平行，而地层的时代不连 续，即其间有地层缺失。这种关系表明它曾发生过显著的升降运动。上升时 使老地层形成风化剥蚀面（即不整合面），中间缺失的地层标志地壳上升的 期间，但后来下降又沉积了上覆新的地层。
3）不整合（角度不整合）：两套地层的产状既不平行，时代也不连续，





其间亦有地层缺失。这反映出老地层沉积后曾发生过显著的水平运动（褶
皱）和上升运动（受剥蚀），中断沉积后它又下降接受沉积，形成了上覆新 地层。总的变化较为复杂。

三、地质构造及其地貌表现


　　承受地壳运动的岩层或岩体，在地应力的作用下发生变形变位的结果， 称为构造形迹或地质构造。地应力作用的方式和结果有三类：1）压应力使 岩石发生挤压作用，形成压性构造；2）张应力使岩石发生拉伸作用，形成 张性构造；3）扭应力使岩石发生扭曲作用，形成扭性构造。岩石的应变， 除与应力的大小、方向、性质和作用时间的久暂有关外，还与岩石本身的理 化性质和周围的地质条件有关。构造变动在层状岩石中表现最为明显，基本 的构造类型有：水平构造，倾斜构造，褶皱构造和断裂构造等，其规模有大 有小，形态亦多种多样。
地壳运动是地貌形成的一个重要因素。受地质构造控制并能反映构造特
点的地貌，称为构造地貌。根据构造与地貌的关系，可以从构造来解释地貌， 也可以从地貌来分析构造。
（一）水平构造
　　原始岩层一般是水平的，它在地壳垂直运动影响下未经褶皱变动而仍保 持水平或近似水平的产状者，称为水平构造。如第三系的红层中常见。
在水平构造中，新岩层总是位于老岩层之上。当地面未受切割时，地貌
上表现为同一岩性构成的平原或高原。在受切割的情况下，老岩层出露于低 处，新岩层在高处。当顶部岩层较硬时，常形成桌状台地、平顶山或方山（图
2-8）。

　　如果水平构造的岩层是软硬相间，在差异剥蚀作用下常形成层级状山丘 地貌，在侵蚀斜坡上便形成构造阶地（即假阶地）。
　　在我国东部第三系产状平缓的红色砂砾岩中，受侵蚀后常形成顶平、坡 陡和孤立突出的城堡状、屏风状、塔状、柱状等地貌形态。如河北省承德附 近的双塔山、棒槌山，广东北部的丹霞山等。这种地貌总称为丹霞地貌（图
2-9）。

（二）倾斜构造 倾斜构造是指岩层经构造变动后岩层层面与水平面间具有一定的夹
角。倾斜岩层常是褶曲的一翼，断层的一盘，或者由不均匀的升降运动引起 的。测定倾斜岩层的产状是研究地质构造的基础。
岩层在空间上的位置称岩层产状，它可用岩层的走向、倾向和倾角三要 素来确定（图 2-10）。









　　当单斜构造上部的岩层较坚硬或软硬相间时，在差异剥蚀作用下常形成 单面山和猪背脊等典型地貌。单面山的特点是山脊沿岩层走向延伸，两坡明 显不对称。与岩层倾向一致的山坡叫顺向坡，坡度较缓，坡面较平整，坡体 也较稳定；与倾向相反的一坡叫逆向坡，其特点与顺向坡刚好相反。在软硬 岩层相间的情况下，常形成多列单面山和发育着独特的格子状水系（图 2-
11）。猪背脊的特点与单面山不同之处是：前者岩层的倾角较大（＞40°），
两坡较对称，脊峰更明显。在较大范围内如果岩层倾角由陡至缓逐渐减小， 在地貌上可能依次出现猪背脊、单面山，以及台地和方山等一系列与构造有 关的地貌类型。








（三）褶皱构造 岩层在侧方压应力作用下发生的弯曲叫褶曲。褶曲仅指岩层的单个弯
曲，而岩层的连续弯曲则称为褶皱。褶曲的形态可用褶曲要素来表示（图
2-12）。

　　褶曲的基本类型有两种：背斜和向斜（图 2-13）。通常，背斜是向上拱 起的弯曲，核部的岩层相对较老，两翼的则较新。向斜是向下弯曲，剥蚀后 中间（槽）的岩层相对较新，两翼的则较老。
在自然界，褶曲的产状和形态多种多样，规模有大有小。按褶曲的轴面
产状（剖面形态之一）可分为：直立褶曲（图 2-14）、斜歪褶曲（图 2-15）、 倒转褶曲（图 2－16）、平卧褶曲（图 2-17）、翻卷褶曲（图 2-18）。它们 的特点见图中说明。
按褶曲两翼间弯曲形状来分，有圆弧形、扇形、箱形、尖棱形和挠曲等
褶曲形态。从图






2-19 可以看出，在背斜和向斜相伴生的紧密褶皱中，图左为尖棱褶曲，图中 为扇形褶曲，图右为圆弧褶曲，右端还出现断层。在外力作用下，这个褶皱 构造在地貌上成为三座山和两条谷。图左的背斜为山，向斜为谷，这种保持 或顺应构造形态发育的地貌，称为顺地貌。图右的背斜被侵蚀为谷，而向斜 则为山丘，这种原生构造形态与次生地貌形态不相协调的现象，称为逆地貌 或地貌倒置。

　　从平面上来看，褶皱构造及其地貌表现也是多种多样的。常见的有短轴 褶曲、长轴（线状）褶曲、穹窿构造（等轴褶曲）和构造盆地等类型。
图 2-20 表示由坚硬脆性岩层中形成的短轴褶曲——尖棱状背斜。其各 个方向的倾伏端



















皆呈尖角状，剥蚀后形成多层排列的单面山，显示出岩性、构造和地貌之间 的密切关系。
当短轴褶曲成群出现时，在平面上常呈雁行式排列。由短轴的背斜和向
斜交替组成的倾伏褶曲，在剥蚀后岩层露头线呈锯齿状，在地貌上往往表现 为“之”字形山脊（图 2-21）。

　　长轴褶曲呈线状延伸，多个褶曲在平面上呈平行排列，在地貌上表现为 平行的岭谷相间分布。如四川东部的线状褶皱便极为典型。
　　穹窿构造通常是由于岩浆侵入或者由于方向直交的褶皱运动相互干扰 而形成的。穹窿的外部是沉积岩盖层，内部是结晶岩基底。当盖层被剥离后， 核心的结晶岩便显露出来，于是在穹窿周围形成各种单斜地形，在中心则形 成复杂的结晶岩山丛（图 2-22）。这个地区的水系发育也另具一格，由放射 状（初期）至环状（后期）。
（四）断裂构造



　　岩石受应力作用而发生变形，当应力超过一定强度时，岩石便发生破 裂，甚至沿破裂面发生错动，使岩层的连续性完整性受到破坏者，称为断裂 构造。按断裂的规模和破裂程度，可分为劈理、节理、断层等基本类型。劈 理因规模很小，与地貌的关系不大，故不作介绍。
　　




节理是指岩石破裂后无显著位移的裂隙（图 2-23）。它在空间上表现为
面状。由于岩石受力的情况不同，节理面有的平直、光滑，有的弯曲、粗糙， 有的裂隙张开，有的闭合，而且深浅大小也不一样。














　　按成因可分构造节理与非构造节理两类。前者是由构造作用产生的，与 褶曲和断层有一定的成因组合关系。如图 2-24 所示，背斜轴部出现的张节 理。后者是由外力作用产生的，如风化、重力等形成的裂隙。山丘上常见的 破裂石块、石缝、“一线天”等都与节理构造有关。
断层是指岩层或岩体沿断裂面发生较大位移的构造。断层的要素有：断
层面、断层线、断

盘和断距等。按断层两盘相对移动的关系，断层类型可分为：正断层、逆断 层、平推断层、直立断层和捩转断层等（图 2-25）。


　　自然界，断层往往不是单条出现，而是由若干条断层构成一定的组合型 式。例如，阶梯状正断层是由几条产状大致相同的向一侧依次下降的正断层 组成的（图 2-26）。地垒和地堑是由几条平行走向的断层使断盘产生差异升 降造成的，中间相对突起的地块称为地垒；中间相对降落的地块称为地堑， 如西欧的莱茵地堑，我国的汾渭地堑。又如有些平推断层组成一系列的错动
　　




带。如图 2-27 所示，沿短轴背斜边缘形成一列弧形错动带。




　　在野外，识别断层的重要标志有：断层镜面（摩擦的光滑面），断层擦 痕和阶步（图 2-28），断层构造岩，牵引构造（图 2-29）以及构造线的不 连续，如地层或岩脉的突然中断（图 2-30）、侵入岩或变质岩与围岩的接触 线突然错开、沉积地层的重复与缺失，等等。在地貌上，断层带常形成断层 崖、断层三角面、断层谷、错断山脊、飞来峰，带状延伸的湖泊与上升泉， 等等。
断裂构造在成因上和时空上同地震、褶皱、岩浆活动和变质作用等内动
力作用都有密切的联系。断层的规模有大有小，大者如东非裂谷、北美西部 的圣安德列斯断层等。各种规模的断层组合在一起呈带状分布时，称为断裂 带。其中有些深大断裂带广达全球，深达上地幔，如岩石圈各大板块间的一 些边界就是由各种深大断裂带构成的。





































第三节 关于大地构造的几种学说


　　关于全球性地壳运动的原因、规律和表现形式的研究，是大地构造学说 的基本内容。目前有多种大地构造学说，它们以不同的观点解释大地构造。 兹介绍如下。

一、板块构造学说


　　板块构造学说是现代最引人注目的全球性构造理论。它是在大陆漂移、 海底扩张等学说的基础上继承、发展而来的学说。
（一）大陆漂移说
　　本世纪初，德国的魏格纳（A. Wegener）根据被大洋隔开的两边陆地的 轮廓、地层、构造、古生物、古气候和冰川等各种现象和特点的相似性、相 关性和连续性，提出了轰动一时的大陆漂移说。他认为，在中生代以前，地 球上只有一块联合古陆（即泛大陆），海洋也只有一个泛大洋。后来在地球 自转的离心力和天体引潮力的作用下，联合古陆开始被分离。由较轻的硅铝 层组成的陆块，像冰块浮于水面一样，在较重的硅镁层（洋壳）上漂移，逐 渐形成了现有的海陆分布轮廓。这一假说与当时盛行的地壳水平位置固定不 变而只有升降运动的观点是针锋相对的。因而激起了“漂移”与“反漂移” 的热烈争论。由于漂移说当时还缺乏洋底地壳性质的了解，对驱动力的解释 也不够有说服力，存在一定的缺陷。结果在反对者的强攻之下被冷落下来 了，后来只有少数人还在继续研究。直到五十年代以后，由于各种资料尤其
　　




是海洋地质和地球物理方面的资料更丰富了，大陆漂移说才又被人们重视起
来，并得到了新的发展。 使大陆漂移说重新抬头的重要原因是从古地磁的研究中得到有力的证
据。古地磁的特性


　　表明，岩石，尤其是岩浆岩，形成时都按地磁场的方向被磁化，并具有 稳定的不受后来位置变动影响的剩余磁性。据此，便可测出不同地质时期和 不同地区岩石形成时的磁纬度和地磁极。测定的结果发现，各大陆岩石的古 地磁极与现在的地磁极位置发生了明显的相对变动，而且各大陆有不同的磁 极变化轨迹。这就是说，不是地磁极和地轴发生了明显的位移就是大陆发生 了漂移，二者必居其一。事实上，前者的变动是相当微小的，主要是被磁化 了的岩石和大陆一起后来发生了显著的位移。古地磁极的移动轨迹对于古大 陆的复原提供了重要的证据。最近，迪茨（R. S. Dietz）和侯尔登（J. C. Holden）根据新资料编绘出一套新的大陆漂移图（图 2-31）。
既然各大陆是从联合古陆分离出来的，那么它们的轮廓是可以拼合的。
魏格纳的假说就是在这种现象启发下提出来的。最近，布拉德（E. C. Bullard）等人应用电子计算机技术成功地完成了大西洋两侧陆块的拼接（图
2-32）。后来也发现南半球各大陆也能很好地吻合。这种现象决不像反漂移
论者所说的是“偶然性的”，而是大陆确曾漂移而造成的。

（二）海底扩张说 自第二次世界大战以来，对洋底大规模的考察中发现，洋底岩石的年龄





相当年轻，洋底沉积层也很薄；而且发现了环绕全球的高热流的大洋中脊和
裂谷体系等新情况。在六十年代初，赫斯（H. Hess）和迪茨在大陆漂移说 和地幔对流说的基础上，根据洋底的新资料提出了有名的海底扩张说。该学 说认为，大洋中脊和裂谷体系正是地幔物质上升的涌出口，涌出的岩浆冷凝 成新的洋底，由于不断涌出和冷凝，结果便导致洋底向两侧不断扩张。但海 底扩张说与过去的地球膨胀说不同之处是，较早形成的洋底，当其远离中脊 被推至海沟处时，便沿一斜面向下潜入地幔中，于是造成地幔物质的循环（图
2—33）。故地球总的体积基本上保持恒定，而洋底则在不断更新。

　　据研究，海底扩张的速度每年约数厘米，在 1—2×108 年的时间内扩张 的幅度便可达几千公里，整个洋底便可更换一次，完成一次对流周期。所以， 洋底没有发现侏罗纪以前（＞1.9×108a）的岩石，沉积层的厚度也很薄。
海底扩张的原动力主要来自地幔物质的对流。所谓大陆漂移也正是由于
海底扩张引起的。这种解释与魏格纳的也有所不同，即软流圈的物质对流是 作用于岩石圈的下部，使洋底发生更新；而岩石圈下部的移运带动了上层大 陆地壳的漂移。所以大陆不是独立、主动地漂移，而是被洋壳载运着在地幔 对流体上移动。
大陆和大洋移动的假说近来得到愈来愈多的精确证据。例如，通过古地
磁的测定，发现洋底地磁正向和反向的磁极异常带是沿大洋中脊向两侧呈对 称分布的。用与同位素定年法相结合所推算出的地磁倒转年代表的鉴定，它 们的年龄也相应呈对称变化的。根据洋底某一






地点的年龄及其与大洋中脊的距离，便可得出该地点洋底扩张的速度。图
2-34 就是根据这些古地磁资料编制而成的洋底年龄图，其实也是一幅简化的 洋底地史图。此外，还通过海底钻探、深潜作业、地震和重力等测量所得的 资料，也为海底扩张说提供了许多其他证据。通过这些资料还可以看出，环 绕全球的大洋中脊和裂谷被一系列的横向断裂分为一段一段，中脊峰顶在断 裂带两边也被错开一定的距离。但这种断层性质不同于一般的平推断层而称 为转换断层（图 2-35），因断层面两侧错动的距离受大洋中脊轴的控制而保 持一定的限度，相互错动仅发生于中脊轴之间（箭头相逆处），外侧并未错 动（箭头相同），错动的方向与平推断层的错动方向刚好相反。它是由于洋 底从中脊轴部向两侧扩张而引起的相对运动。











（三）板块构造说 六十年代后期，有一批学者在新资料新观点的基础上进行了总结，并提
出岩石圈板块构造学说（简称板块构造说）。它把海底扩张、大陆漂移、地 震与火山活动、山脉的形成等许多地质现象，纳入一个比较符合逻辑的理论 体系之中，用统一的动力学模式来解释全球性的构造运动的过程及其相互关 系。它对地球科学的发展起到巨大的推动作用。
　　板块学说认为，地球的岩石圈不是整体一块的，而是被一些构造活动带 如大洋中脊和裂谷、海沟、转换断层等分割成相互独立的构造单元。这些构
　　




造单元或岩石圈的块体，称为板块。板块内部是比较稳定的区域，各板块之
间的接合处则是相对活动的地带。目前认为，对全球构造的基本格局起控制 作用的有六大板块：太平洋板块，亚欧板块，美洲板块，非洲板块，大洋洲
（或印度洋）板块和南极洲板块（图 2-36）。这个划分方案是由勒皮松
（X.Lepichon）等人提出的（1968）。当然，除六大板块外还可划分出许多 较小的板块。
　　板块构造的内容和特点主要表现在其边界上。已知的板块构造边界有三 种类型：
　　1.扩张（或增生）型边界 它是新地壳增生的地方，喷出物多为玄武岩； 以张应力产生的正断层和节理为主；地震的震源较浅，烈度也不大。如美洲 板块与非洲板块之间的边界等。
　　2.俯冲（或汇聚）型边界 它见于两个板块相汇聚、消减的地方。它们 又可分为两种：1）岛弧海沟型边界，即质量较重的大洋地壳俯冲到较轻的 大陆地壳之下，并在重返地幔中而消亡；俯冲的这边皆为深长的海沟，被挤 压抬升的一边则形成岛弧和海岸山脉；这一带多火山（以安山岩喷出物为 主）和地震（浅至深源地震，烈度大而频繁），以及出现超深断裂及叠瓦式 逆掩构造。如太平洋板块与亚欧板块之间的边界。2）地缝合线型边界，当 两个上覆大陆地壳的板块汇聚时，最后在原弧沟系中发生碰撞，由于两边陆 壳的轻重彼此相当，于是产生大规



模的水平挤压，褶皱成巨大的山系。这种边界的范围很宽而且界限不明显； 强烈地震多，分布亦广；板块拼缩的速度较前者小（前者每年约缩减 5cm 以 上，后者多在 5cm 以内）。如印度洋板块与亚欧板块之间的边界——喜马拉 雅山系。
3.转换断层（或次生）型边界这类边界中物质既不大量增生也不发生减
少，而只是由于前两类边界的活动导致板块间的其他部分作剪切向水平错动 成为板块的分界。它仅见于大洋地壳中，以浅震为主，亦有少量玄武岩喷出。 另外，在三个板块相邻接的地点，称为板块的三联接合点。这个点可随 板块的运动而位移。若其中一个大的活动的板块及其边界条件与应力场不相
适应时，将会导致板块边界的全球性大调整。 现代的构造活动大多发生在这种定义的板块边界上，目前还可粗略地测
定各板块移动的速度和方向，并可合理地解释各种大地构造现象和其他许多 特征，如地磁、地震、火山、地热、岩浆活动、洋底地形、大洋的成因和年 龄、大陆漂移，等等。所以，这学说比其他学说更全面。
　　这一学说认为，驱动板块活动的机制主要是由于地幔物质的对流。地幔 上升流导致板块分离，下降流引起板块的汇聚。关于地幔对流的形式，有人 认为以热对流为主，也有人认为是重力对流，或两者同时起作用。对流的规
　　




模亦有不同的看法。最近有人根据重力异常和火山的性质与分布，提出了地
幔柱和热点的概念（即呈“点”状分布的圆柱状的地球深部的上升流），并 认为它也可引起板块的活动，或与地幔对流同时起作用。此外，也有人注意 到，不少大洋中脊的走向与横断中脊的转换断层呈有规则的相交，岛弧海沟 也多向东凸出，这些现象可能与地球的自转运动有关，因而提出了板块运动 中存在扩张极的问题。但这一看法如何与上述的对流机制协调起来，尚待进 一步的研究。
　　总之，关于板块运动的驱动力问题目前尚未圆满解决，有待深入研究。 但是这一学说的基本原理，即板块存在大规模的水平运动，板块可以增生也 可以消减的论点，却得到愈来愈多的证实，充满着强大的活力。

二、地槽-地台说和地洼说


　　地槽-地台说是最早的有关地史的传统学说，它曾为大地构造学说奠定 过基础。它主要从地壳运动的历史观点出发，按地壳的物质组成和建造及其 表现形式划分大地构造单元（主要是大陆部分），故又称为地史学派。它的 基本的论点是：地壳运动主要受垂直运动所控制，地壳此升彼降造成所谓振 荡运动，而水平运动则是派生的或次要的（以 B·B·别洛乌索夫为代表）、 槽台说认为，驱动力主要是地球物质的重力分异作用。物质上升造成隆起， 而下降则造成凹陷。主要的构造单元有地槽和地台两类，并认为地台是由地 槽演化而来的。
地槽区是地壳活动强烈的地带，在地表呈长条状分布；具有升降速度快
和幅度大，接受巨厚的沉积并有复杂的岩相变化，褶皱强烈，岩浆活动频繁 等特点。地槽的发展大致分为两阶段：初期以不匀速的下沉为主，地势起伏 很大，接受巨厚的沉积，并有基性岩浆活动，沉积物以陆源碎屑为主，随着 下沉的幅度增大，沉积物也由粗变细，乃至出现碳酸盐类沉积。后期，地槽 受强烈挤压抬升，沉积物由细变粗，并产生强烈的褶皱和断裂，同时出现中、 酸性岩浆活动和变质作用，最后形成突起的褶皱带（造山带）。如喜马拉雅 地槽、昆仑地槽、秦岭地槽等。地槽经过强烈的降升运动之后，活动性减弱， 并受长期的剥蚀夷平，此后逐渐转化成为地台。
　　地台区是地壳较稳定的区域，升降运动的速度和幅度都较小，构造变动 和岩浆活动也较弱。由于其前身是由地槽转化而来的，故下部为紧密褶皱和 变质的基底；上部沉积了较薄的盖层，常形成宽阔的褶皱，构造形态和地势 起伏较地槽区简单。若地台区的沉积盖层被剥蚀而露出古老的褶皱基底时， 则称为地盾。地台的例子如中朝地台，俄罗斯地台，加拿大地盾等。
　　地槽和地台也有规模大小和等级的差异。另外在地台与地槽之间具有过 渡性质的地区，常又分出另一种构造单元，称为山前拗陷或边缘拗陷带。世 界大陆上的地台（陆台）和地槽褶皱带分布见图 2-41。
　　




在地壳发展历史中，构造运动具有强弱交替的周期性和阶段性。在稳定
期，地壳运动较和缓，主要表现为缓慢的升降和引起海陆变迁。在活动期， 地壳的构造运动和岩浆活动等都较频繁，主要表现为强烈的褶皱和隆起，形 成巨大的山系，故有人称它为造山运动。地壳运动的周期性决定了地壳发展 历史具有阶段性。因此从地史的观点出发，把地球上曾经发生过的比较强烈 和影响范围较广的构造运动分为若干阶段，称为构造运动期或造山运动幂。 如加里东运动期、海西运动期、燕山运动期、喜马拉雅运动期等。由于地壳 运动发展的阶段性，可引起地壳的组成、结构和构造以及古地理环境的一系 列的发展和变化。
　　这一学说的理论基础主要是根据大陆上的资料得来的，极少涉及现代海 洋的构造和演变情况，故具有一定局限性。地槽转化为地台一说也不够全 面。大量资料表明，地台区也不是固定不变的，只是相对稳定的一种构造单 元。因此，地台和地槽都不是地壳发展的最后形式，彼此可以转化。如我国 东南部，地台区的特征已不断消失，活动性已逐渐增加，有向新阶段转化的 趋势。据此，陈国达（1956）认为，地壳构造除地槽与地台外，还存在一个 新的构造单元——地洼区（原称活化区）。这观点现已发展为一个新的分支
——地洼学说。
　　地洼说认为，在地壳发展过程中，活动区和稳定区可以相互转化，不仅 地槽区可以转化为地台区，地台区也可以转化为地洼区，这种转化绝不是简 单的重复，而是由简单到复杂、低级到高级的螺旋式的向前发展。地洼本身 也不是地壳发展的最后形式和阶段，更可能转化为别的更新的构造单元。当 然，地壳发展是不均衡的，各地区、各阶段的情况是有差别的。地洼说的出 现使传统的大地构造理论增加了新的内容。

三、地质力学学说


　　地质学家李四光从地质力学的观点研究了地壳运动和大地构造的问 题，建立了一个新学派。他认为，全球地质构造的展布不是乱杂无章的，而 具有一定的方向和方位。这是在地壳运动的一定动力方式作用下，形成了相 应形式的构造应力场的结果，从而产生出一定方向和方位的构造体系。
　　构造体系是地质力学的基本概念。它是指“许多不同形态、不同性质、 不同等级和不同次序，但具有成生联系的各项结构要素所组成的构造带以及 它们之间所夹的岩块或地块组合而成的总体”（李四光）。构造体系可划分 为三种基本类型（型式）：纬向构造体系，经向构造体系，扭动构造体系（图
2-37）。
　　1.纬向构造体系 它们的主体走向是沿纬线方向延伸的，构造上是剧烈 的挤压带，在大陆上往往表现为东西向的隆起山脉。它们规模较大，常各自 出现在一定的纬度上。如我国的天山-阴山构造带，昆仑-秦岭构造带，南岭