自然环境演化与社会环境
发展的物质支撑
岩石圈
岩石圈的结构、特征及其
在人地系统中的作用
岩石圈的物质组成
内力作用下的地壳构造运动
外力作用下的岩石物质运动
人为活动对岩石圈动态的影响
岩石圈表层的可持续开发利用途径
第一节 岩石圈的结构、特征
及其在人地系统中的作用
岩石圈是人地复合系统的有机组成部分，它既是固体地球
的外壳，又是地表环境系统的重要物质基础，同时，还
是外力与内力持续交互作用的场所。
岩石圈一般是指由地壳和上地幔顶部坚硬岩石所组成的地
球圈层之一，厚度约 70～ 100km。
一、岩石圈的结构
岩石圈是各种类型的岩石组成，是一个力学性质基本一致
的刚性整体。
垂直结构上,包括全部地壳和上地幔顶部的橄榄岩层。
水平结构上,地壳层包括大陆地壳和大洋地壳；地幔层也
在横向的各种构造环境中具有明显的不均一性结构。
从人为活动对岩石圈的影响来看，目前人类能 直接 涉及的
岩石圈 深度 约为 5km，最深的钻探取样深度尚不超过
13km。
从 岩石圈对人类的作用 看，人类生存与发展的环境是位于
地壳上部的地球表层系统，但地幔的组成、结构、状
态以及在地幔中进行的各种作用对人类环境有重要作
用。
人类从地壳中获取的多种资源、能源直接或间接源自地幔；
地幔中的岩浆活动、构造运动既可能形成有用矿产、有利
于发展的地貌，也可能带来地质灾害，尤其是上地幔
与地壳之间持续进行的物质与能量交换，是地表环境
形成的重要驱动力。
二、地球系统中岩石圈的特征
（一）内力与外力交互作用的层面
作用于岩石圈的地质引力，因能的来源不同，可以分为
内力作用与外力作用。
内能,地内热能、重力能、地球旋转能、化学能和结晶能
外能,太阳辐射能、日月潮汐能
内力作用与外力作用是相对独立，又相互依存的对立统一
体，二者的结合是促使地球演化、更新的动力。地表岩
石组成及地貌特征的时空分布格局是内力与外力共同作
用的结果。
（二）地球表层系统的重要物质基础
地理壳（景观壳）：在地球表层系统中，岩石圈与大气圈、
水圈、生物圈等其他自然圈层紧密交错，它们之间存在
着极为多样的非线性相互作用，整合形成复杂的自然的
综合体，并且从赤道道极地覆盖整个地球，构成地理壳。
三、岩石圈在人类生存与发展中的作用
类别 岩石圈的作用
资源
作用
提供一定种类、含量与质量的矿物资源，并且以岩石圈为
基础，形成可再生地下水资源以及土地资源
1.岩石圈中动力学过程的时空格局，尤其是有明显构造活
动的地球动力带的分布与动态，通过对海陆分布格局、重
要地貌形态分布的影响，对环境特征的形成产生影响。
2.具有灾害性的地质过程发展状况与趋势对生物与人类生
存安全产生影响
3.岩石圈中应力不稳定度的时空格局及其在受扰动后，
回到动力学平衡态的能力，对人类环境演变等产生影响
地球
动力学
作用
地球
物理
作用
1.地球物理场的时空格局对人类活动具有影响
2.地球物理场异常带与可能致病带的分布与动态对生物体
与人体健康具有一定效应。
3.与地球物理场应力强度相联系的岩石圈自调节能力以及
对进入其中的宇宙能流及地球深部能流的聚集与改变能力，
与环境的稳定度、环境对人类的适宜性有密切关联。
地球
化学
作用
1.地球化学场的非均质性，尤其是重要生命元素（或
有毒有害元素）及其化合物在一定空间范围内的严重
缺失或过度集中，对人体健康影响显著。
2.岩石圈中元素及其化合物的水迁移、气迁移、生物
迁移能力，尤其是它们进入人体与生物体中的能力，
影响环境要素与人体中元素分布与分配。
3.岩石圈表层特征对进入环境的化学组分的分散性
能和自净能力产生影响
第二节 岩石圈的物质组成
构成岩石圈的基本单位是不同类型的岩石，这一圈层的基
本状态决定于主要岩石类型的组合。组成岩石的基本成
分是矿物，即由各种化学元素组成的化合物或单质，它
们具有相对固定的化学成分和物理性质。
岩石的物质组成可以分为 化学元素、矿物、岩石 三个不同
层次进行研究。
? 化学元素组成,地壳中含有化学元素周期表中所列的绝大
部分元素，而其中 O,Si,Al,Fe,Ca,Na,K,Mg等 8种主
要元素占 98％以上，其他元素共占 1%－ 2％。
? 矿物组成, 组成岩石主要成份的矿物, 称造岩矿物,
最常见的造岩矿物有下列几种：长石, 石英, 云母,
角闪石, 辉石, 橄榄石 。 它们也是组成岩石圈的主
要矿物 。
固体地球 地 壳地 壳
1.固体地球及地壳的元素重量百分比
固体地球中主
要的元素和地
壳中含有的绝
大多数相似，
但固体地球中
铁的含量占有
很大的比例。
一、地壳的化学元素
地壳中含有周期表中的绝大部分元素，其中 O,Si,Al,Fe、
Ca,Na,K,Mg等 8种主要元素占 98％以上，其他元素共占 1%-
2％。化学元素在地壳中平均含量称 克拉克值 。地壳中化学元
素的平均含量相差极为悬殊。氧几乎占有一半，硅约占 1/4，
铝约占 1/13。
对于整个岩石圈的原子组成来说，氧占 60.4%，硅占
20.5%，铝占 6.2%，氢占 2.9%，钠占 2.49%，铁、钙、镁和钾
分别占 1.9%,1.88%,1.77%和 1.37%，其他元素含量都小于 1%。
2.岩石圈的元素组成
3.丰度：
定义：化学元素在任何宇宙或地球化学系统中（如地球、
大气圈、水圈、岩石圈）的平均含量。
广义的地壳中元素丰度可以分为,绝对丰度 （ Abosulute
abundance)和 相对丰度 (Relative abundance)
狭义的地壳中元素丰度仅指绝对丰度。
岩石圈的元素组成
（ 1）绝对丰度：
绝对丰度是指从全球范围看，地球某一子系统中化学元素的平
均含量。地壳的计算深度为 16km。
地壳中主要元素的丰度（质量分数）％
地壳中种类繁多的化学元素及同位素的绝对丰度有显著的不均
匀性。其中含量最大的元素 O,Si,Al,Fe,Ca,Na,Mg,K占地
壳总质量的 99％以上，被称为 造岩元素 。
地壳中元素丰度的变化规律：
1）元素绝对丰度随原子序数的增加而减少；
2）偶数元素的绝对丰度高于其相邻的奇数元素的丰度；
3） 4q型元素（相对原子质量为 4的整数倍）的绝对丰度高；
（ 2） 相对丰度
地壳中化学元素的相对丰度是指在一定地域范围内，给定元
素的实测量与该元素绝对丰度之比 。
相对丰度显著高或显著低的地域被称为 地球化学异常区 。
当一定空间范围内一种或几种元素的相对丰度显著地过高或
过低时，通过岩石与其他环境要素间的物质交换，会导致
整体环境中呈现相应的元素异常现象，从而可能引起对农、
林、牧业生产以及对人体健康的不良影响。
以重要的生命元素氟为例，花岗岩体、巨大含氟矿床的存在、
火山活动等都能造成区域性氟的地球化学值异常。在我国
受萤石矿、磷灰石矿影响的地区，矿脉周围岩层及地下水
中的含氟量高；渤海湾濒海平原，由于多次海侵及海退，
深层沉积物质与地下水的含氟量也高；在地质构造运动控
制下，大陆块的边缘地带和断裂带出现高氟温泉。
3.岩石圈一般组成与人体元素组成间的联系
人体通过呼吸空气、饮水、摄入食物与地球环境间进
行着物质与能量交换，从而与环境间保持着物质的动态平
衡。通过长期演化，人体中元素丰度与其生存环境中元素
丰度间有着统一性。
通过对大量样品分析结果已经清楚地表明,人体任何
一种组织中元素丰度与组成地壳的岩石中化学元素的绝对
丰度具有相似的分布形式。
人体与岩石圈元素丰度间存在重要差异。
对大量数据统计研究结果清楚地表明：人体中元素含
量与地壳岩石中元素绝对丰度间呈显著相关，而人体中元
素含量与海水中元素绝对丰度间地相关性更为显著。
经过长期复杂的地球表层化学演化与生物进化的共轭
过程，形成目前人体元素丰度与岩石圈中元素绝对丰度既
有惊人的相似性又有重要的差异性的特征。
地壳岩石中元素绝对丰度与人体血液中元素浓度的比较
二、岩石与矿物
（一）、矿物
定义, 由地质作用形成的具有一定化学成分和物理性质的天然单质
(如金刚石、自然金等 )和化合物 (如方解石、石英等 ),称为矿物，
是组成岩石和矿石的基本单元。
?有机 作用形成的珍珠、琥珀不是 矿物
?人造 宝石 不是 矿物
?除了汞 (水银 )以外,矿物 都是固 體
?矿物 具有一定的 化学组成 和物理 性质 質
?矿物 的原子排列有一定的 规则
?矿物一般都有自己固有的形态，但在自然界产出时常不完整
?只有部分矿物如水晶、金刚石、黄铁矿、方解石、黑云母、
石棉等少数矿物易形成其固有的形态特征
?矿物也有较大的形体，可以用肉眼及简单的试验方法辨认 規
則
金刚石 石英 自然金
红宝石 孔雀绿 黄铁矿
1.矿物的分类
矿物的分类方法很多,如结晶分类、工业分类、成因分类、结
晶化学分类等 。目前广泛采用的是 以矿物化学成分和晶体
结构为依据的晶体化学分类法 。
由于矿物的性质主要决定于矿物的成分和内部结构,并与一定
的生成条件有关,在一定程度上也反映了自然界化学元素结
合的规律,因此,按晶体化学原则作为矿物分类的主要依据,
相对来说是一种比较合理的分类方法。根据这种分类方法,
可以将自然界中的矿物分为五大类,自然元素、硫化物、卤
化物、氧化物及氢氧化物、含氧盐
1.自然元素
如金，金刚石、石墨、硫磺，
还有铜、银、汞等
自然铂 Pt
2.硫化物矿物：黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、
闪锌矿、辉钼矿、雄黄等
3.卤化物矿物（ F,Cl,Br,I化合物）：
石盐、钾盐、萤石等
4.氧化物和氢氧化物矿物,如赤铁矿、
磁铁矿、铬铁矿、锡石、铝土矿、软锰矿、
硬锰矿、沥青铀矿、石英等。
5.含氧酸盐矿物,最重要的是下面三种：
硫酸盐矿物,有石膏、芒硝、重晶石等
碳酸盐矿物,如方解石、孔雀石
硅酸盐矿物：如正长石
锡石（ SnO2）
方解石（ CaCO3）
硅酸盐矿物种类繁多，约占已知矿物种数的 1/4，
占地壳总重量的 85%
其中最常见的就是各类长石、云母、辉石、角闪石、
橄榄石等几种，它们广泛分布在地壳与地幔内。
奥长石
（架状硅酸盐）
蛇纹石
（层状硅酸盐）
蔷薇辉石
（链状硅酸盐）
黄玉
（岛状硅酸盐）石英（ SiO2）
2.矿物的内部结构和外形
晶体 —— 内部质点（原子、离子）在三维空间周期性重复排列
（即有序排列）的固体。
非晶体 —— 内部质点排列无序。
晶体矿物 —— 组成矿物的质点在三维空间周期性重复排列的矿
物 。 或具有晶体结构的矿物 。
对每种矿物来说, 如果晶体充分自由发展, 外形较固定, 如：
食盐的立方体, 方解石的菱体, 磁铁矿的八面体, 石英的六
方柱和六方双锥 。
只有晶体矿物生长的环境良好, 有充分的时间, 空间才有完好
的晶形, 并非所有晶体矿物都能以规则的晶形产出 。
矿物的 非晶质体,黑曜岩、珍珠岩、蛋白石
由于仪器观测精度越来越高，过去许多以为是非晶质的
矿物，其实是晶体微小的, 隐晶质,
原来被列为非晶质矿物的种数变得越来越少
矿物的同质多象与类质同象
同质多象 —— 相同化成分的物质在不同的地质条件 （ P,T）
下, 可以形成不同的晶体结构, 从而成为不同的矿物 。 如
石墨, 金刚石, 化学成分都是 C,其物理性质可以完全不
同；石英Ｓ iO2有柯石英, 斯石英等 。
类质同象 —— 矿物晶体结构中的某种原子或离子可以部
分地被性质相似的它种原子或离子替代而不改变晶体
结构 。 其物理性质差异一般不大 。
如：橄榄石 （ Ｍ g,Ｆ e） 2[SiO4]Mg,Ｆ e为类质同象的替代
3.矿物的物理性质
4.常见的造岩矿物
石英 (quartz) 的化学成分为 SiO2，晶体属三方晶系的氧化物
矿物，即低温石英（ a-石英），是石英族矿物中分布最广的
一个矿物种。广义的石英还包括高温石英（ b-石英）。
低温石英常呈带尖顶的六方柱状晶体产出，柱面有横纹，
类似于六方双锥状的尖顶实际上是由两个菱面体单形所形成
的。石英集合体通常呈粒状、块状或晶簇、晶腺等。纯净的
石英无色透明，玻璃光泽，贝壳状断口上具油脂光泽，无解
理，摩氏硬度 7，比重 2.65。受压或受热能产生电效应。
石英因粒度、颜色、包裹体等的不同而有许多变种。无色
透明的石英称为 水晶,紫色水晶俗称 紫晶,烟黄色、烟褐色
至近黑色的俗称茶晶、烟晶或墨晶，玫瑰红色的俗称 芙蓉石 ；
呈肾状、钟乳状的隐晶质石英称石髓，具不同颜色同心条带
构造的晶腺叫 玛瑙,玛瑙晶腺内部有明显可见的液态包裹体
的俗称玛瑙水胆，细粒微晶组成的灰色至黑色隐晶质石英称
燧石，俗称火石。
石英的用途很广。无裂隙、无缺陷的水晶单晶用作压电
材料，来制造石英谐振器和滤波器。一般石英可以作为玻
璃原料，紫色、粉色的石英和玛瑙还可作雕刻工艺美术的
原料。
石英是最重要的造岩矿物之一，在火成岩、沉积岩、变
质岩中均有广泛分布。巴西是世界著名的水晶出产国，曾
发现直径 2.5米、高 5米、重达 40余吨的水晶晶体。
康熙版 p33圖 3.12黄水晶、紫水晶、水晶
正长石 (orthoclase feldspar)
正长石的化学组成是 KAlSi3O8，晶体属单斜晶系的架状
结构硅酸盐矿物。正长石是钾长石的亚稳相变体，钾长石和
钠长石不完全类质同象系列。短柱状或厚板状晶体，常见卡
斯巴双晶、巴温诺双晶和曼尼巴双晶，集合体为致密块状。
肉红或浅黄、浅黄白色，玻璃光泽，解理面珍珠光泽，半透
明。两组解理（一组完全、一组中等）相交成 90°,由此得
正长石之名。摩氏硬度 6，比重 2.56-2.58。 900℃ 以上生成
的无色透明长石称透长石。
正长石广泛分布于酸性和碱性成分的岩浆岩、火山碎
屑岩中，在钾长片麻岩和花岗混合岩以及长石砂岩和硬砂岩
中也有分布。正长石是陶瓷业和玻璃业的主要原料，也可用
于制取钾肥。
正长石 (orthoclase feldspar)
斜长石 (plagioclase feldspar)
斜长石属于 NaAlSi3O8（ Ab） -CaAl2Si2O8（ An）类质同象
系列的长石矿物的总称，共分为 6个矿物种：钠长石（ An0-
10Ab100-90）、奥长石（ An10-30Ab90-70）、中长石（ An30-50Ab70-
50）、拉长石（ An50-70Ab50-30）、倍长石（ An70-90Ab30-10）和钙长石（ An
90-100Ab10-0）。岩石学中将前二者统称为酸性斜长石，而将后三者统称为基性斜长石。晶体属三斜晶系的架
状结构硅酸盐矿物，多为柱状或板状，常见聚片双晶，在晶
面或解理面上可见细而平行的双晶纹。白至灰白色，有些呈
微浅蓝或浅绿色，玻璃光泽，半透明。两组解理（一组完全、
一组中等）相交成 86° 24′,故得名斜长石。摩氏硬度 6-
6.5，比重 2.6-2.76。
斜长石广泛分布于岩浆岩、变质岩和沉积碎屑岩中。斜
长石是陶瓷业和玻璃业的主要原料，色泽美丽者可作宝玉石
材料，如日光石。
斜长石 (plagioclase feldspar)
云母 (mica)
云母的化学组成是 XY2-3[Z4O10](OH)2，晶体属单斜晶系的
一族层状结构的硅酸盐矿物的总称。 X代表 2:1型结构单元层
层间的阳离子，主要为 K+，也可为 Na+。 Y代表层内八面体片
中的阳离子，主要是 Al3+,Mg2+,Fe2+,Fe3+或 Li+。 Z代表四
面体片中的阳离子，基本上是 Si4+以及 Al3+,Si:Al为 3:1。
云母族矿物，按照成分和颜色，可分为白云母、金云母、黑
云母等。云母通常呈假六方或菱形的板状、片状、柱状晶形。
颜色多样，玻璃光泽，解理面上珍珠光泽，透明或半透明。
具一组极完全的平行底面解理，薄片富弹性。摩氏硬度 2-3，
比重 2.7-3.1。具高度的不导电性和耐火性。
白云母为无色及浅灰、浅黄、浅绿等色。呈细小鳞片状、
具丝绢光泽的异种称绢云母。
金云母是含镁的云母，黄褐色或金黄色，解理面上常具
有半金属光泽。
黑云母是含镁、铁的云母，黑、绿黑或褐黑色。
白云母和金云母可作为绝缘材料，广泛用于电器、电子
等工业生产。
云母 (mica)
黑雲母
方解石 (calcite)
化学成分为 Ca[CO3]，晶体属三方晶系的碳酸盐矿物。
晶体常为复三方偏三角面体或菱面体与六面体的聚形，集合
体多呈粒状、块状、钟乳状、鲕状、纤维状及晶簇状等。通
常为无色、乳白色，含杂质则染成各种颜色，有时具晕色，
其中无色透明的晶体称冰洲石，玻璃光泽。摩氏硬度 3，比
重 2.6-2.9，三组完全菱面体解理，故名方解石，性脆。遇
冷稀盐酸剧烈起泡，放出 CO2。
鉴定特征,菱面体完全解理，硬度不大，加稀盐酸剧烈
起泡。
方解石是分布最广的矿物之一，是组成石灰岩和大理岩
的主要成分。在石灰岩地区，溶解在溶液中的重碳酸钙在适
宜的条件下沉淀出方解石，形成千姿百态的钟乳石、石笋、
石幔、石柱等自然景观。
方解石在冶金工业上用做熔剂，在建筑工业方面用来生
产水泥、石灰。冰洲石是制作偏光棱镜的高级材料。
方解石 (calcite)
岩石圈的组成
岩石组成,
? 火成岩, 火成岩以岩浆岩为主。岩浆岩是由岩浆凝结形
成的岩石，约占地壳总体积的 65%。分类：酸性岩、中性
岩、基性岩和超基性岩。
? 沉积岩, 暴露在地壳表部的岩石，经过风化、剥蚀在原
地或经搬运堆积下来，经过成岩作用而形成的岩石。类型：
碎屑岩类,粘土岩类,生物化学岩类。
? 变质岩, 由地球内力作用引起的岩石性质的变化过程总
称为变质作用。由变质作用形成的岩石，就是变质岩。变
质作用的因素：温度、压力和化学因素。
如果根据变质母岩的性质，把变质岩归属于沉积岩
和火成岩，那么在整个地壳的岩石组成中，火成岩占 95%
，而沉积岩只占到 5%；但沉积岩却覆盖了整个地球表面
的 75%，火成岩却只覆盖了地球表面的 25%。
在岩石圈表层的大陆及其邻近海域（分布面积）：沉积岩 70％，
岩浆岩 20％，变质岩 10％
从全球表层的分布面积情况看：沉积岩 20％，岩浆岩 86％，
变质岩 4％
从岩石圈的体积上看：沉积岩 5％，岩浆岩 35％，变质岩 60％
岩浆岩由于冷凝结晶的条件不同，尽管有同样的成分，所形
成的的岩石主要矿物成分虽然差不多，但在岩貌和组构
上有明显区别，成为不同的岩石。主要结构有,1） 显晶
质结构 ； 2） 隐晶质结构 ； 3） 玻璃质结构 ； 4） 斑状结构
和似斑状结构 。主要构造有,1） 块状构造 ； 2） 流动构
造 ; 3） 气孔构造 。
隐晶质
玻璃质
斑状结构
和似斑状
结构
喷出岩
侵入岩
1.火成岩
长石
康熙版 p32圖 3.9
黑云母
石英
花岗岩组成
① 世界资源总储量的 75～ 85%是沉积和沉积变质成
因的。
② 石油, 天然气, 煤, 油页岩等可燃性有机矿产
以及盐类矿产几乎均为沉积成因 。
③ 铁矿的 90%,铅锌矿的 40～ 50%,铜矿的 25～
30%,锰矿和铝矿的绝大部分以及其它许多金属和非金
属矿产均为沉积或沉积变质成因的 。
据 19届国际地质学会统计资料
2.沉积岩与矿床
沉
积
岩
原始物质成分来源
1.主要由母岩风化产物形
成的沉积岩 (按母岩风化产
物的类型和其搬运沉积作
用不同, 再划分为两类 )
碎屑岩 按粒度划分
砾岩
砂岩
粉砂岩
粘土岩
化学岩 按成分划分
碳酸盐岩
硫酸盐岩
卤化物岩
硅岩
其它化学岩
2.主要由火山碎屑物质组成的沉积岩 火山碎屑岩
3.主要由生物遗体组成的沉积岩 按可燃性划
分
可燃生物岩
非可燃生物
岩
煤
砂岩
砾岩
页岩
岩层
沉积岩
3.变质作用与变质岩
1）变质作用的相关作用
变质作用,先成岩在地下高温高压和化学活动性流体的参与
下，在固态状态下改变其结构、构造或化学成分，从而形
成新岩石的作用过程 。
一般说来，岩石是否变质，是 以有无重结晶现象或者出不出
现变质矿物为标志 （特别在温度升高的情况下）。
根据观察判断，变质作用的温度大体在 150° — 900℃ 之间，
低于 150℃ 属于成岩作用的范畴；高于 900℃ 则又属于岩浆
作用的范畴。
岩石在变质过程中基本保持固体状态，一般不经过熔融 。
变质作用不仅形成各种变质岩，而且还形成多种类型的变质
矿产。
变质作用与岩浆作用的区别
温度：温度是引起变质的基本因素。温度的变化来源于地热、
放射性元素的蜕变、岩浆活动及地壳运动诸方面。出现高
温的地区有：侵入岩体的周围；断裂带附近；地壳深处的
放射热和地热区；现代的岛弧和大洋中脊等地区。
压力：压力可以使重结晶矿物产生定向排列，而形成变质岩
特有的片理构造。
静压力是上覆地层引起的负荷压力。有利于塑性变形和高
压矿物的产生。
定向压力：其特征是具有定向性，主要由地壳运动引起的，
在地壳中分布不均，在地壳的上部发育，使岩层产生褶皱、
断裂；使矿物的晶格变形；使其中的片状矿物和柱状矿物
垂直于定向压力的方向排列，而成片理构造。由于定向压
力出现在地壳浅处，这些地方往往有水分存在，所以在定
向压力条件下，产生的变质矿物多含 OH-，如白云母、绿泥
石、滑石等。
2）变质作用的因素
流体压力是 H2O,CO2,O2等挥发性流体占据岩石粒间空隙而产
生的。在地下深处，全部负荷压力都传递给流体，这时负
荷压力与流体压力相等。在地壳浅处，岩层裂隙发育，并
与地表沟通，这时流体压力小于负荷压力。只有在岩浆侵
入体周围，岩浆结晶时析出大量流体，才可能出现流体压
力大于负荷压力的状况。
化学活动性流体的存在可使变质作用受什么影响呢？①可以促
使其它组分的溶解，加速扩散速度，增强重结晶作用和变
质反应，同时将一些成分带入岩石中，也将某些成分带出，
从而使原岩成分发生变化；②流体的存在会大大降低岩石
的重熔温度和各变质级别的温度界限。如花岗质的岩石，
不含挥发组分时重熔温度为 950℃,若含饱和溶液时，其中
低熔组分在 640℃ 就开始重熔。
3）变质作用的方式
重结晶作用 (recrystallization)就是使非晶质的岩石变成结晶质的
岩石；结晶小的岩石变为结晶粗大的岩石。重结晶作用是在固
态条件下进行，一般不改变原岩成分。
变质结晶作用（ metacrystallization）是指原岩总成分不变，而有
新的结晶矿物形成，这说明原岩成分不纯。
平衡条件
温度 是重结晶作用的主要因素，每一种变质矿物的生成和稳定都
有一个特定的温度区间，只要温度变化超过区间，原矿物就会
消失，新矿物就开始形成，如纯石灰岩（ CaCO3），温度升高将
变成大理岩，温度继续升高，结晶颗粒有变粗的趋势。如无外
来物质的参与不会有新矿物出现，只是结构发生变化。如果是
硅质灰岩（含 SiO2的灰岩），温度升高则出现新的变质矿物硅
灰石,SiO2CaCO3→CaSiO 3＋ CO2
当压力为 1巴时，反应式的平衡温度为 273℃ ；压力为 1千巴时，平
衡温度是 580° — 680℃ ；压力为 2千巴时，平衡温度是 610° —
750℃
压力 在重结晶作用中是影响温度平衡的重要因素。上面的硅灰
石反应式就说明了这个问题。另外，压力增大有利于形成分
子体积小而密度大的矿物。例如：
Mg2SiO4＋ CaAl2SiO8→CaMg 2Al2Si3O12
（橄榄石）（钙长石） （石榴子石）
克分子体积 43.9cc 101.1cc 121cc
比重 3.2 2.7 3.4— 4.3
可见，通过反应，矿物体积缩小 24cc，这就是变质岩中出现比
重大，体积小的矿物的原因。
在变质作用过程中，由于外来流体（热气、热液）的加入，与
岩石中的某种组分起化学反应，发生臵换，使岩石中出现新
矿物，这种作用就叫交代作用。如含 Na＋ 的流体与钾长石反
应臵换出 K＋,而形成新矿物钠长石。
KAlSi3O8＋ Na＋ → NaAlSi3O8＋ K＋
(钾长石 ) (加入 Na＋ ) （钠长石）（流失 K＋ ）
交代作用的 特点 是：①在固态下进行；②交代前后岩石总体积
不变；③原矿物的成分被臵换与新矿物的形成同时。
交代作用的强度和范围决定于：①围岩性质；②化学活动性流
体的成分；③岩石裂隙的多少；④作用时间的长短 。
4）变质作用的基本类型
变质作用的分类主要根据地质环境、变质因素及产物的
特征划分为接触变质作用、碎裂变质作用、区域变质作用、
混合岩化作用及洋底变质作用。
我们学习的重点在接触变质作用、碎裂变质作用、区域
变质作用这三个类型上。
接触变质作用 （ contact metamorphism）
接触变质作用发生在岩浆岩体与围岩的接触带上，是岩浆散发
的热量和流体引起的变质作用。
一般接触变质作用发生在 3— 8km深度范围内。上覆岩层的
负荷压力在 800— 2100巴（以 275巴 /km计）。按侵入体可以上
升到 1km浅处计，接触变质作用的有效压力范围是 200— 2000巴。
这个压力与区域变质及碎裂变质的压力相比（几千 — 1万巴）
是很小的。可见接触变质作用是一种低压高温的变质作用。温
度和化学活动性流体是主要原因。
按变质因素和围岩变质特征，又可分为：①接触热变质作
用；②接触交代变质作用。
前者是岩浆岩体散发的热引起围岩的变质所形成的变质岩，
不具备片理构造，称为角岩，如红柱石角岩、大理岩等。后者
是岩体中的挥发组分与围岩发生作用引起的变质，使之产生新
矿物组合的岩石。特别是中酸性岩体与碳酸盐类的岩石接触
（石灰岩）而形成夕卡岩（含多金属如 Fe,Cu,W,Sn,Mo、
Pb,Zn等）。
一般岩浆类型不同，温度也不一样。花岗岩侵入体的温度为
700° — 800℃ ；正长岩为 900℃ ；辉长岩为 1200℃ 。这说明基
性岩体外围的变质比酸性岩外围的变质温度高。而且愈接近岩
体围岩变质深，远离岩体的围岩变质浅，最后过渡为原岩。从
平面上看，组成环状接触变质带，称为变质晕或变质圈。
接触变质作用示意图
碎裂变质作用（或动力变质作用）
（ dynamic metamorphism）
动力变质作用是在定向压力作用下发生变质的一种作用。这
种变质由于动力作用的时间短暂，又可能多次叠加，结果使
岩石发生破碎。其变质程度由岩石的破裂程度表现出来，这
种岩石称为碎裂岩。如果由大小不等的岩块嵌在一起时，叫
断层角砾岩。在韧性条件下形成的动力变质岩叫糜棱岩。
这种作用常出现在断层带上，多伴有重晶作用和变晶作用
（如出现绿泥石、绿帘石、兰晶石等），有时出现构造透镜
体。
区域变质作用 （ regional metamorphism）
这种变质作用常在大范围内发生呈带状。变质带长几百 — 几千
公里；宽几十 — 几百公里；深度从几公里 — 几十公里；压力
在 2000— 10000巴以上。引起这种变质作用除负荷压力以外，
构造运动引起的应力常叠加其上。
区域变质的温度范围在 150-900℃ 之间 。热量来源于地幔
的热流和局部的动力热和岩浆热。局部地方常因热量不均匀
积累，而有, 超高热囊, 出现，使岩石发生重熔。从整体看
温度是比较均匀的，即使有侵入体的插入和碎裂带的切割，
也没有改变区域变质带的特征。所以，引起区域变质作用的
温度与侵入岩体和构造作用关系较小。化学活动性流体的作
用普遍，主要来源于岩石和矿物的脱水和脱碳反应。
总的来说，区域变质作用是变质因素综合引起的，区域变
质岩与原岩相比，不论在化学成分上，矿物成分上以及结构、
构造上都有改变。
从历史发展角度看，区域变质作用过程是长期的、复杂
的，也是周期性叠加的。在空间上，变质程度随温度的升高
而逐渐加深，从而反映出变质作用由低级到高级的排列规律。
区域变质岩普遍具有矿物作定向性排列的片理构造。由低级
到高级显示为板状 → 千枚状 → 片状 → 片麻状构造 。
区域变质岩在高温高压下，因产生塑性变形，且多次叠
加，所以变质岩中常见复杂的小型构造。
三大类岩石的相互关系
岩石一旦改变其所处的环境将随之发生改造，可以转化为其
它类型岩石。
出露到地表面的岩浆岩、变质岩与沉积岩，经过风化、
剥蚀、搬运作用而变成沉积物，沉积物埋到地下浅处就硬
结成岩 --重新形成沉积岩。
埋到地下深处的沉积岩或岩浆岩，在温度不太高的条
件下，可以以固态的形式发生变质，变成变质岩,
不管什么岩石，一旦进入高温（大于 700～ 800℃ ）状
态，岩石就将逐渐熔融成岩浆。岩浆在上升的过程中降低
着自身的温度，使自身的成分复杂化，并在地下浅处冷凝
成侵入岩，或喷出地表而形成火山岩。
在岩石圈内形成的岩石，由于地壳抬升，上覆岩石遭
受剥蚀，它们又有机会变成出露地表的岩石。
火成岩
变质岩沉积岩
变 质 作 用
埋藏岩
化作用
搬运沉积 崩解分
解溶蚀
岩石转化循环示意图
崩解分解溶蚀 沉积物的搬运和沉积喷出的火成岩
埋藏
和
岩化
沉积岩
变质作用变质岩变质作用
熔化
侵入岩浆
的上升
侵入的火成岩
岩浆的
上升
由地壳
上升和剥
蚀而露出
放射热
太阳能
三大岩石的基本特点
岩 类
特 点
岩 浆 岩 沉 积 岩 变 质 岩
产 状 侵入, 喷出 层状产出 随原岩产状而定
形 成 环 境 岩浆泠却, 降温降
压
常温常压 增温增压
结 构 大部分为结晶的岩
石, 部分为隐晶质,
玻璃质
碎屑结构, 泥质结
构, 化学结构和生
物结构等
重结晶岩石, 具粒
状, 鳞片状, 斑状
等各种变晶结构
构 造 多为块状构造 。 喷
出岩具气孔状, 杏
仁状, 流纹状等构
造
各种层理构造, 如
斜层理, 水平层理,
交错层理等
大部分具片理构造,
部分为块状构造
标 准 矿 物 橄榄石等 石盐, 石膏等 滑石, 石墨等
其 它 不含生物化石, 围
岩有烘烤现象,不能
形成褶曲构造
多含生物化石, 可
形成明显的褶曲
可 有 化 石 (副 变 质
岩 ),可形成褶曲
内生成矿作用
在岩石圈内部，由于物理、化学条件的变化使有用物质达到工业上有
用、并且成本上合算的程度,这种有用物质的聚集就称为内生矿产
资源。
这种在岩石圈内使有用物质聚集的作用就叫内生成矿作用。
当岩浆自海底喷出时，携带了各种有用元素的气体挥发分就
可以与海水结合，迅速冷凝、堆积在海底形成富含贵金属或有色金
属的, 黑矿, 或其它硫化物矿床。热水溶液喷出海底，常在海底构
成, 黑烟囱,
与基性侵入体结晶分异作用相关的铁矿床或铂矿床
当基性岩浆侵入作用发生时，少数比重量较大的铁族、铂族元素
易于下沉到岩体下部，相对聚集，有时就可形成铁矿床或铂矿床，
如我国四川渡口最著名的攀枝花铁矿床（含钒、钛）。
矽卡岩型矿床
中、酸性侵入体的上部接触带，当与碳酸盐岩石，尤其与石膏岩
盐层相接触，围岩中的碱、氯化物、碳酸根、硫酸根与岩浆发生接
触交代变质作用。
可形成许多富铜、富铁、白钨、黄金等矿床，这是我国东部地区常
见的一种矿床类型。
气成热液矿床
中、酸性岩浆侵入活动晚期，常分泌出大量富含气体、挥发分的
流体，它们一般聚集在岩体顶部；
大气降水渗入地下，水温升高，它也可溶解并携带大量有用元素；
在成岩与变质作用过程中，晶格中与晶格间的水分子会被排出，
在地下聚集成富含有用元素的流体。
上述三种流体中的任何一种，或者是它们的混合，都可以向压力
较小的方向流动。将金属元素堆积在孔隙与裂隙较多的部位，有用元
素常可富集到上千倍或上万倍。形成气成热液矿床。
贵金属（ Au,Ag）、有色金属（ Cu,Pb,Zn）
稀有金属（Ｗ,Sn,Mo,Bi,Hg,As,Sb,Co）
放射性元素（Ｕ）
绝大部分蛇纹石石棉、菱镁矿（ MgCo３ ）、石墨（Ｃ）、磷灰岩
（磷酸钙）等有用物质聚集的主要方式。
对地下流体及其成矿作用的研究，已经成为矿床学家与地球化学
家特别注目的课题。
变质作用矿产资源
太古代到早元古代与海底火山作用相关的铁、硅质岩石，
可以在区域变质作用过程中，使铁质进一步聚集，形成磁铁
石英岩，构成矿体。
在区域变质作用下，煤层可变质而成为石墨矿层
灰黑色的石灰岩经过变质作用，将炭分或其易挥发的有
机杂质排除掉，而变成为白色的大理岩，变成良好的建筑石
材．
韧性剪切带中的金矿
后期的流体可以大体沿韧性剪切带矿物定向排列的裂开
面而聚集成矿。此时韧性剪切带其实是起到了一种良好围岩
的作用。金矿脉中金元素的含量比一般岩石中的含量富集了
上千倍。
岩石圈的物理状态决定了三大岩石（沉积岩、岩浆岩、变质
岩）的形成。
地热的显示表明了地内热场的存在。
岩浆作用是熔融的岩浆向上运移、冷凝或喷出地表的
过程。
变质作用是在地下由于温度、压力或流体作用的影响，
使原有岩石在固态条件下，发生物质成分与结构、构造的
变化。
三大岩石可以相互转化，它们是岩石圈自身动力作用
以及与其他圈层相互作用的产物。
特定的岩浆与变质作用过程，特定的物质基础有可能
使有用元素富集，形成内生矿床。
三大岩石类型总结
引起地壳及其表面形态不断变化的作用，叫做, 地质作用,
地质作用的能量来源：
放射性元素蜕变时产生的热能、重力能、旋转能等,
地球外部，主要是太阳辐射能及转化形式，如风能等
来自地球 内 部的能量所起的作用称为, 内力作用
来自地球 外 部的能量所起的作用称为, 外力作用
内外力作用的具体表现：
内力作用 主要表现为：地壳运动、岩浆活动、变质作用、地震等
外力作用 主要表现为：地壳表层物质的破坏、搬运、堆积等
地球内力 (内动力,内营力 )是因地球的内能而产生的力。
地球的内力主要作用于地球上地幔软流层之上的岩石圈,导致岩
石圈构造运动、岩浆活动、变质作用和地震作用的发生,引起
地球物质的不均匀性。
第三节 内力作用下的地壳构造运动
一、地壳构造运动
（一）、地壳构造运动概说
1.地壳构造运动的概念
构造运动 (tectonic movement)在地球内力作用下引起岩石圈的岩石发生变形、
变位的机械作用,它反映在地表,表现为地形高低变化,海洋、陆地范围的
改变,岩石产状的改变以及地震等。
广义的地壳运动是指地壳内部物质的一切物理和化学的变化,包括地壳的变
形、变质作用、岩浆作用、地震等。
狭义的地壳运动是指主要由内力作用所引起的地壳隆起、拗陷以及形成各
种构造形态的运动。
2.地壳构造运动的基本特征
（ 1） 构造运动具有方向性
包括水平运动和垂直运动两种
水平运动 （ horizontal movement）,
水平运动是指地壳在水平方向起主要作用的力,即与地面成切线方向的力 (包
括地壳的压缩和拉张 )作用下,地壳岩层所发生的运动,这种运动使相邻块
体受到挤压, 或者被分离拉开,或者剪切错动,甚至旋转 。
表现为岩石圈的水平挤压或
水平引张，使岩层发生褶
皱和断裂，甚至形成巨大
的褶皱山系或巨大的地堑
和裂谷。
相对说来，水平运动难于观
察，常用 三角测量网 来查
明，如美国西海岸旧金山
附近的圣安德列斯断层，
经三角测量证明，水平错
开达 480km。又如我国东部
的郯城 — 庐江断裂，据地
质标志估计，断层的东西
两侧平错了 740km。
旧金山附近三角测量站的相对位移
垂直运动（ vertical movement）
地壳的垂直运动是指地壳块体沿
着地球半径方向发生的上升或
下降的运动。一般表现为大面
积的上升和下降运动，形成大
型的隆起和拗陷，引起海侵和
海退
一般说来，垂直运动易于识别，
但垂直运动比水平运动缓慢。
在同一地区的不同时间内，上
升运动和下降运动常常交替进
行。另外，垂直运动总是此起
彼落。在大陆内部，垂直运动
可以通过大地水准测量来发现。
在海边可以利用各种标志来验
证。
意大利古罗马废墟塞拉
比斯古庙石柱
（二）构造运动的速度和幅度
构造运动有快有慢，但多数是长期缓慢的运动，例如喜马拉雅山，
在四千万年前还是一片汪洋，今日却成了世界屋脊。第三纪
以来，每年平均上升 0.05cm。从 1862— 1932年的 70年间，平
均每年上升 1.82cm，近些年来上升速度还在增加。此外像大
洋中脊，也以每年 2— 4cm的速度向两侧移动。
构造运动的幅度（指位移量），是随时间和地点而变化的。运动
的幅度与运动的方向和速度有关。不论垂直运动还是水平运
动，只要运动方向不变，时间愈长运动幅度愈大，同一时间
内，速度愈快，运动幅度愈大。如喜马拉雅山。自开始上升
以来，幅度已超过 10000m。相反，像江汉平原地区，根据那
里的上第三系和第四系沉积物厚度计算，却下降了 1000m左右。
三、构造运动的地质证据（地层表现）
地质证据,通过沉积物或沉积岩的厚度、岩相变化、褶皱和断裂
以及地层接触关系等来了解构造运动的状况。
岩相是指沉积岩生成时的自然环境、物质成分、结构构造以及
所含生物的特征在岩石上的总体表现。
地壳上升，沉积物的粒度变粗，厚度变小，甚至没有沉积物，
而使地表遭受风化剥蚀（这是海退）；
如果地壳下降，沉积物的粒度变细，厚度加大（这是海进）；
如果地壳运动活动频繁，交替出现，自然沉积物的粗细就复
杂多变。
反之，如果地壳运动相对稳定，沉积物就趋于简单化。
总之，沉积岩的岩相变化，就意味着地壳运动的方向、速度变
化；沉积岩的厚度变化却反映了升降运动的幅度。
? 如果同一种沉积岩在浅
海中沉积，当沉积的厚
度超过浅海深度，若超
过愈多，说明地壳下降
幅度愈大。
? 反之，如果同一种沉积
岩沉积很薄，甚至产生
缺失，这就说明该地区
相对上升的幅度很大，
也意味着该地区已露出
水面。
（二）褶皱和断层
褶皱和断层是构造运动的直接表现。一般升降运动引起的褶皱，
从形态上看常常是一些大型的宽缓的隆起和拗陷。产生的断
层也主要是张力引起的正断层或高角度的逆断层。如汾渭地
堑、莱茵地堑、东非裂谷和大洋中脊等。
（三）地层的接触关系
是构造运动的集中表现。常见的地层的接触关系有整合、假整
合和不整合三种形式。
1.整合（ conformity）
指两套地层时代连续，岩层之间产状一致，互相平行，这说明
它们在沉积时，其间没有发生间断现象。尽管有过升降运动
的交替，但沉积物没有停止过。
2.平行不整合又叫假整合（ disconformity）
指两套地层重叠，产状基本一致，但时代不连续，其间缺失
某些时代的沉积物（或地层）。这种接触关系说明其间发
生过升降运动，而且变为陆地遭受侵蚀，使两套地层之间
出现凹凸不平的侵蚀面，这个面叫不整合面。缺失的地层
时代，就是地壳上升的时期
平行不整合和角度不整合的形成过程示意图
O— 奥陶系 S— 志留系 D— 泥盆系 C— 石炭系
箭头指示构造运动方向
3.角度不整合（ unconformity）
指两套地层的接触既不相互平行，地层时代又不连续，其间有
地层缺失（沉积物发生过间断），这说明在第二套地层形
成以前，曾发生过水平挤压运动和上升运动，使上下两套
地层间成交角接触。
二、构造运动引起的岩石变形
（一）地质构造（ geologic structure）
组成地壳的岩层和岩石，在地壳运动动力的作用下，发生变形、
变位的行迹叫地质构造。
从沉积作用所知，不论在海盆、湖盆或平原上沉积而成的岩石，
它们都是水平的或近于水平的。为什么会变成种种复杂的
状态呢？显然是后来发生的变化，其主要原因就是受地壳
运动影响的结果。地壳主要由坚硬的岩石组成，难道也会
发生弯曲？其实只要考虑到地壳运动的长期性，岩石受力
的环境状况就不难理解了。
岩石在高温高压下，同样可以变得, 柔软, 。
（二）岩层的产状（ attitude of stratum）
岩层是指具有平行或近似平行顶底面的层状岩石。
岩层的产状是指岩层在空间的分布状态即岩石的面状构造 (如
层面、片理、褶皱轴等 )相对于水平参考面的空间位臵,表示
这种空间位臵的数据称产状要素,产状要素包括走向、倾向
和倾角
1.走向（ strike）
岩层或其他面状构造与水平参考面的交线称为走向线,而走向
线两端的延伸方向即为走向,它表示岩层在水平面上的延展
方向。
岩层的走向用走向线的方位角来表示,同一岩层的走向有两个
值,相差 180°
2.倾向（ dip）
指倾斜岩层层面上垂直于走向的倾斜线在水平面上的投影指向
倾斜下方的方向，也用方位角表示。倾向与走向始终保持
90° 的关系。
3.倾角（ dipangle）
倾角是指倾斜岩层层面与水
平面间的最大夹角。它的
数值在 0— 90° 的范围内
（三）褶皱构造
岩层在侧方挤压力的作用下
发生的波状弯曲的塑性变
形。岩层若只发生一个弯
曲,称为褶曲 ;
两个或两个以上的褶曲组合,
叫做褶皱。
它们是由岩层发生连续性的
移动而形成的构造形迹。
倾向
1.褶皱的基本形态
背斜 （ anticline）
向斜（ syncline）
2.褶皱要素
虽然褶皱的形态很多，
但它们都是由核部、
翼部、轴面和枢纽
等部分组成，这些
组成部分就称为褶
皱要素。
轴面
枢纽
翼
部部核
1．核部 （ core）指褶皱的中央部分。 2．翼部（ limb）指褶皱两侧的岩层。
3．轴面（ axial plane）是平分褶皱为两部分的理想面。轴面可以是直立的、倾
斜的和水平的。轴面与水平面的交线叫轴线（ axial line）。
4．枢纽（ hinge）是轴面与同一层岩层的交线。枢纽在垂直面上看可以是水平的，
也可以是波状起伏的。如果从水平面上看，它可以是一条直线，也可以是一条
曲线。它表示褶皱的延伸状态，也表示褶皱的倾伏情况。
3.褶皱的类型
褶皱类型多种多样，下面我们介绍两种重要的形态分类：
1)根据轴面产状分类
直立褶皱（ erect fold）褶皱轴面直立，两翼倾向相反，倾角相
等，又叫对称褶皱。
倾斜褶皱（ inclined fold）褶皱轴面倾斜，两翼倾向相反，但
倾角不等。
倒转褶皱（ overturned fold）褶皱轴面倾斜，两翼倾向相同，
一翼正常，一翼倒转。
平卧褶皱（ recumbent fold）褶皱轴面水平，一翼正常，一翼
倒转。
2）根据枢纽的产状分类
水平褶皱（ horizontal fold）褶皱枢纽水平，褶皱核部宽度
不变，褶皱两翼岩层的露头线平行延伸。
倾伏褶皱（ hinge fold）褶皱枢纽倾斜，两翼岩层延伸不远就
逐渐靠近而连接起来（封闭起来）。
波状褶皱（ wave fold）褶皱枢纽呈起伏状，在地面露头上表
现为核部忽宽忽窄。
如果背斜褶皱和向斜褶皱是短轴的，宽度与长度之比在 1,3内，
则叫穹隆构造（ dome）和构造盆地（ basin）。
（四）断裂构造
物体受力发生变形这是一般性常识。当变形超过岩石的
强度极限时，岩层的连续性和完整性受到破坏，就会发生断
裂。它是地壳中普遍发育的基本构造之一,其规模有大有小。
据破裂岩石的相邻岩块相对位移的程度将断裂构造分节理、
劈理和断层三大类。
（一）节理（ joint）
其实就是岩层受力后没有发生显著位移的裂隙。节理的两壁
叫节理面。节理规模大小不一。节理在岩石中常成群出现，
有时几组节理将岩石切割成块状。节理可以是平整的，也可
以是不平整的。其产状可以是直立的、倾斜的和水平的。常
见的节理有张节理和剪节理两种。
1）张节理（ tension joint）
张节理是在张应力作用下而产生的节理，张节理平行挤压
力的方向出现。节理面粗糙不平。
2）剪节理（ shear joint）
剪节理是受剪应力作用而产生的节理。它是在挤压与伸
张两个方向之间出现的一对相交节理，外形成, X”型，故叫
X节理。剪节理常呈羽列现象。
（二）劈理 是指岩石受构造运动的影响而形成的一种薄板状
裂开。只产生于构造变动比较强烈的岩层中,因此其分布不
如节理普遍。劈理可分为破劈理和流劈理。破劈理常发生在
脆性岩层内,它的形成与剪切节理相似,实质是一种密集的节
理 ;流劈理是岩石受力变形时,片状、板状或针状矿物颗粒沿
压力小的方向排列,形成易于劈开的软弱面。
（三）断层（ fault）
岩层受力后沿破裂面两侧的岩块发生显著的位移，使岩层失
去连续性和完整性，就叫断层。断层规模不等，小者在手标
本上可见，大者可以切穿岩石圈，叫深大断裂。断层形成原
因很多，外力作用也可以形成。而我们讲的是构造运动产生
的断层。
断层的分类方法较多，但按形态分类仍然是研究断层的基
础。根据断层两盘相对运动的方向分为正断层、逆断层及平
移断层。
（ 1）正断层（ normal fault）
指上盘下降，下盘相对上升。断层面倾角一般在 45° 以上。这
种断层多为张力或重力作用形成。
（ 2）逆断层（ revers fault）
指上盘上升，下盘相对下降的断层（图 8-11B）。这类断层主
要由水平挤压而形成，按断面的倾角又分为：冲断层（断面
倾角＞ 45° ）；逆掩断层（断面倾角在 25° — 45° 间）；辗
掩断层（断面倾角＜ 25° ）。
（ 3）平移断层（ strike-slip fault）
两盘沿断层面走向方向作水平运动的断层。一般这种断
层的断层面较陡，是由水平剪切力形成 。
实际上，我们在野外见到的断层，并非单纯的上下移动和
水平移动，严格的说，是上下移动和水平移动兼而有之的斜
向滑动形式。
断层的基本类型图解
四, 岩石圈活动的几种模式简介
关于全球性岩石圈运动,有多种理论加以解释,但直到现在
仍然没有一种假说能够作出全面完满的解释 。
比较有代表性的有地槽地台说, 地洼说, 板块构造说, 大
陆漂移说, 海底扩张说, 地质力学说等 。
1.板块构造学说
20世纪逐渐发展起来的全球性构造理论,目前世界上极为活
跃和最盛行的理论 。 是在大陆漂移, 海底扩张等学说的基础
上继承, 发展而来 。
(1)大陆漂移说
大陆漂移的设想早在 19世纪初就出现了, 最初的提出是为了解
释 大西洋两岸明显的对应性 。 直到 1915年, 德国气象学家 阿
尔弗雷德 ·魏格纳 （ Alfred Wegener） 的, 大陆和海洋的形
成, 问世, 才作为一个科学假说受到广泛重视 。
不同大陆生物相似性的解释
中国地处环太平洋构造带和特提斯构造带的丁字接合处，具
有中国特色的大地构造特征。, 波浪状镶嵌构造学说,,
,地质力学,,, 多旋回构造,,, 地洼说, 和, 断块构
造说, 是老一辈地质学家对我国大地构造特征的总结，被
称为, 中国五大地质构造学派, 。
,波浪状镶嵌构造, 学说
全球由不同级别的构造活动带分开，又被其镶嵌组成级级相
套的镶嵌图案。地壳运动无不采取波浪运动形式。
地质力学简介
地质力学，是运用力学的观点，研究地壳构造和地壳运动规
律的一门学科。它是我国著名地质学家李四光教授，从本
世纪二十年代初在研究我国和东亚构造的基础上，总结广
大地质工作者的长期实践经验而创建的地质科学中的一门
边缘学科。李四光教授曾形象化地讲过, 地质力学是一门
边缘学科，它的一条腿站在地质学方面，另一条腿站在力
学方面。,
地质力学的核心是构造体系。
所谓 构造体系 是指通过对构造形迹的研究,并用次序把它们联
系起来能够反映它们共同本质特征的地块总体。
构造形迹 指岩层的褶皱、节理、劈理、断层等构造现象,是地
壳运动在构造中留下的迹象。
有内在联系的构造形迹又往往聚集成带,称为 构造带 。
构造体系的类型繁多，按它们形成的地应力分析，可概括为
三类：即纬向构造体系、经向构造体系和各种扭动构造体
系。
1,纬向构造体系
纬向构造体系又称东西向构造体系，或称东西复杂构造带。
在大陆壳上突出的表现为横亘东西的隆起山岭，往往出现
在一定纬度上，它的规模很大，是具有全球意义的。
主要是受南北向挤压力而产生的。其主体是由东西走向的褶
皱或压性断裂构成的，同时还有与它垂直的张性断裂和与它
斜交的两组扭性断裂。这一系列东西复杂构造体系的共同特
征，及组成它的主要褶皱和断裂，大致都是东西走向的。在
中纬度地区比较集中，它在大陆上断续延伸长达几千公里，
在大洋底也有它存在的踪迹。
它的发展历史很长，经历了反复多次的地壳运动，一般常伴
随有东西走向的岩浆岩带分布。所以对各种矿产的分布有着
重要的控制作用。
从我国大地构造轮廓来看，有三条明显呈东西向的山脉，形
成三条横亘东西的纬向构造体系。由北往南是：阴山 — 天山
构造带、秦岭 — 昆仑构造带和南岭构造带。
地球自转所产生的离心力,使地壳物质发生由极地向赤
道方向的运动,从而形成南北向的挤压力与压性构造带。
2,经向构造体系
经向构造体系是一些走向南北的强烈构造带，又称南北构造
带。其规模不等，性质也不尽相同。它主要由走向南北的褶
皱和压性断裂以及伴生的张性、扭性断裂构成。在我国最为
显著的南北构造带出现在四川西部和云南中部，其中以大雪
山 — 戛贡山为主体，称为川滇南北构造带。该带在地理上称
为横断山脉。自西向东并列有高黎贡山、怒山和大雪山，由
一系列强烈褶皱和规模巨大的冲断层组成。
因张性断裂而形成的南北构造带最典型的例子是东非大裂谷 。
3,扭动构造体系
由于地壳组成的物质的不均一性，而使沿着纬向或经向的作
用力发生变化，导致局部地壳发生扭动，便形成各种扭动形
式的构造体系。
扭动构造体系的形式很多，根据作用力方式不同，可分为直
线扭动和曲线扭动，前者一般称为扭动构造，如, 多, 字型、
,山, 字型构造；后者一般称为旋扭构造或旋卷构造，如帚
状构造等。
根据地质力学的观点，前面所说的东西向或南北向水平应力，
是由于在重力的作用下，地球自转速度改变时所引起的离心
力（一种是南北向的，一种是东西向的）产生的结果。
3,扭动构造体系
在漫长的地质年代里，地球自转速度是有变化的。就是由于
地球自转速度的变化而产生的切应力，使地壳产生运动。切
应力在赤道上为最大（因为地球转速最大），两极为最小
（地球转速等于 0），因此在赤道附近出现巨型张裂、扭裂
以及大的旋卷构造。
地球不是一个理想的刚体，当自转角速度变快时，它的扁度
就要变大，地球表层 — 地壳物质就向赤道拥挤，中纬度地带
受挤压最强，于是就出现大规模的纬向（横向）构造带。同
时，在纬向切应力方面，当自转加速度变快时，就使地壳中
的结合不牢固的部分物质，因跟不上转速加快的步伐而掉队，
犹如车速急增时，乘客后仰一样。这就使部分地壳相对地向
西滑动，如美洲大陆相对于欧非大陆落后，便在它们之间出
现了大西洋；美洲大陆西缘遇着太平洋底硅镁层的阻挡，形
成南北向的巨大挤压带 — 纵向大山脉，伴生的山字型弧顶也
向西凸出。
地槽 -地台说和地洼说
1)地槽 -地台说 简称槽 -台说,是一种传统的大地构造学说,
曾为大地构造学说奠定基础。
基本观点,地壳运动以垂直升降运动为主,排除大规模水平运
动的可能性,并认为地壳各部分的相对位臵在地质历史中是
固定不变的,因此槽台说被称为, 固定论, 。这一学说曾经
在相当长时期内占有统治地位。
地壳是由两大构造单元 — 地槽和地台组成的,地槽是相对活
动的区域,地台是相对稳定的区域,而且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 。
槽台说对于解释地球上山脉和盆地的形成,对于古地理环境
的恢复,以及大地构造单元的划分等无疑都具有重要意义,目
前也仍然在应用于构造运动中。
这一学说也有其不足之处。
把地壳运动只看成是升降运动,这显然是片面的 ;把地壳各
部的相对位臵在地史中看成是固定不变的,这也不切合实际 ;
它无法解释全球构造的演化过程,因而有一定的局限性 。
2）地洼学说
由中南矿冶大学教授陈国达院士所倡导。
主要观点,在地壳发展过程中,活动区和稳定区可相互转化,
不仅地槽区可以转化为地台区,地台区可以转化为地洼区,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。
大陆地壳的发展过程，并非如地槽 — 地台说认为的那样，
直线地仅由地槽阶段发展到地台阶段，而是多阶段、螺旋式
的升进。通过活动区与, 稳定, 区之间的互相转化递叠，按
照, 否定之否定, 法则向前发展，这叫, 动、定转化递进
律, 。它的力源机制在于上地幔软流层的物质运动，叫散聚
交替说，它与板块构造活动有关。
地洼学说认为，地洼阶段是一个重要成矿期，其特点
是形成丰富的有色金属、稀有金属、分散元素及放射性元素
等矿床
地洼学说还认为，地洼区常可继承先成的构造单元的矿产，
形成矿床叠加，其成矿作用又可将先成矿床改造富化
由于地壳演化新阶段具有如此的成矿作用，因此引起国内
外成矿学者的高度重视。有人把地洼学说与板块构造并列为
决定当代地质学家发展的新学说。
发展的物质支撑
岩石圈
岩石圈的结构、特征及其
在人地系统中的作用
岩石圈的物质组成
内力作用下的地壳构造运动
外力作用下的岩石物质运动
人为活动对岩石圈动态的影响
岩石圈表层的可持续开发利用途径
第一节 岩石圈的结构、特征
及其在人地系统中的作用
岩石圈是人地复合系统的有机组成部分，它既是固体地球
的外壳，又是地表环境系统的重要物质基础，同时，还
是外力与内力持续交互作用的场所。
岩石圈一般是指由地壳和上地幔顶部坚硬岩石所组成的地
球圈层之一，厚度约 70～ 100km。
一、岩石圈的结构
岩石圈是各种类型的岩石组成，是一个力学性质基本一致
的刚性整体。
垂直结构上,包括全部地壳和上地幔顶部的橄榄岩层。
水平结构上,地壳层包括大陆地壳和大洋地壳；地幔层也
在横向的各种构造环境中具有明显的不均一性结构。
从人为活动对岩石圈的影响来看，目前人类能 直接 涉及的
岩石圈 深度 约为 5km，最深的钻探取样深度尚不超过
13km。
从 岩石圈对人类的作用 看，人类生存与发展的环境是位于
地壳上部的地球表层系统，但地幔的组成、结构、状
态以及在地幔中进行的各种作用对人类环境有重要作
用。
人类从地壳中获取的多种资源、能源直接或间接源自地幔；
地幔中的岩浆活动、构造运动既可能形成有用矿产、有利
于发展的地貌，也可能带来地质灾害，尤其是上地幔
与地壳之间持续进行的物质与能量交换，是地表环境
形成的重要驱动力。
二、地球系统中岩石圈的特征
（一）内力与外力交互作用的层面
作用于岩石圈的地质引力，因能的来源不同，可以分为
内力作用与外力作用。
内能,地内热能、重力能、地球旋转能、化学能和结晶能
外能,太阳辐射能、日月潮汐能
内力作用与外力作用是相对独立，又相互依存的对立统一
体，二者的结合是促使地球演化、更新的动力。地表岩
石组成及地貌特征的时空分布格局是内力与外力共同作
用的结果。
（二）地球表层系统的重要物质基础
地理壳（景观壳）：在地球表层系统中，岩石圈与大气圈、
水圈、生物圈等其他自然圈层紧密交错，它们之间存在
着极为多样的非线性相互作用，整合形成复杂的自然的
综合体，并且从赤道道极地覆盖整个地球，构成地理壳。
三、岩石圈在人类生存与发展中的作用
类别 岩石圈的作用
资源
作用
提供一定种类、含量与质量的矿物资源，并且以岩石圈为
基础，形成可再生地下水资源以及土地资源
1.岩石圈中动力学过程的时空格局，尤其是有明显构造活
动的地球动力带的分布与动态，通过对海陆分布格局、重
要地貌形态分布的影响，对环境特征的形成产生影响。
2.具有灾害性的地质过程发展状况与趋势对生物与人类生
存安全产生影响
3.岩石圈中应力不稳定度的时空格局及其在受扰动后，
回到动力学平衡态的能力，对人类环境演变等产生影响
地球
动力学
作用
地球
物理
作用
1.地球物理场的时空格局对人类活动具有影响
2.地球物理场异常带与可能致病带的分布与动态对生物体
与人体健康具有一定效应。
3.与地球物理场应力强度相联系的岩石圈自调节能力以及
对进入其中的宇宙能流及地球深部能流的聚集与改变能力，
与环境的稳定度、环境对人类的适宜性有密切关联。
地球
化学
作用
1.地球化学场的非均质性，尤其是重要生命元素（或
有毒有害元素）及其化合物在一定空间范围内的严重
缺失或过度集中，对人体健康影响显著。
2.岩石圈中元素及其化合物的水迁移、气迁移、生物
迁移能力，尤其是它们进入人体与生物体中的能力，
影响环境要素与人体中元素分布与分配。
3.岩石圈表层特征对进入环境的化学组分的分散性
能和自净能力产生影响
第二节 岩石圈的物质组成
构成岩石圈的基本单位是不同类型的岩石，这一圈层的基
本状态决定于主要岩石类型的组合。组成岩石的基本成
分是矿物，即由各种化学元素组成的化合物或单质，它
们具有相对固定的化学成分和物理性质。
岩石的物质组成可以分为 化学元素、矿物、岩石 三个不同
层次进行研究。
? 化学元素组成,地壳中含有化学元素周期表中所列的绝大
部分元素，而其中 O,Si,Al,Fe,Ca,Na,K,Mg等 8种主
要元素占 98％以上，其他元素共占 1%－ 2％。
? 矿物组成, 组成岩石主要成份的矿物, 称造岩矿物,
最常见的造岩矿物有下列几种：长石, 石英, 云母,
角闪石, 辉石, 橄榄石 。 它们也是组成岩石圈的主
要矿物 。
固体地球 地 壳地 壳
1.固体地球及地壳的元素重量百分比
固体地球中主
要的元素和地
壳中含有的绝
大多数相似，
但固体地球中
铁的含量占有
很大的比例。
一、地壳的化学元素
地壳中含有周期表中的绝大部分元素，其中 O,Si,Al,Fe、
Ca,Na,K,Mg等 8种主要元素占 98％以上，其他元素共占 1%-
2％。化学元素在地壳中平均含量称 克拉克值 。地壳中化学元
素的平均含量相差极为悬殊。氧几乎占有一半，硅约占 1/4，
铝约占 1/13。
对于整个岩石圈的原子组成来说，氧占 60.4%，硅占
20.5%，铝占 6.2%，氢占 2.9%，钠占 2.49%，铁、钙、镁和钾
分别占 1.9%,1.88%,1.77%和 1.37%，其他元素含量都小于 1%。
2.岩石圈的元素组成
3.丰度：
定义：化学元素在任何宇宙或地球化学系统中（如地球、
大气圈、水圈、岩石圈）的平均含量。
广义的地壳中元素丰度可以分为,绝对丰度 （ Abosulute
abundance)和 相对丰度 (Relative abundance)
狭义的地壳中元素丰度仅指绝对丰度。
岩石圈的元素组成
（ 1）绝对丰度：
绝对丰度是指从全球范围看，地球某一子系统中化学元素的平
均含量。地壳的计算深度为 16km。
地壳中主要元素的丰度（质量分数）％
地壳中种类繁多的化学元素及同位素的绝对丰度有显著的不均
匀性。其中含量最大的元素 O,Si,Al,Fe,Ca,Na,Mg,K占地
壳总质量的 99％以上，被称为 造岩元素 。
地壳中元素丰度的变化规律：
1）元素绝对丰度随原子序数的增加而减少；
2）偶数元素的绝对丰度高于其相邻的奇数元素的丰度；
3） 4q型元素（相对原子质量为 4的整数倍）的绝对丰度高；
（ 2） 相对丰度
地壳中化学元素的相对丰度是指在一定地域范围内，给定元
素的实测量与该元素绝对丰度之比 。
相对丰度显著高或显著低的地域被称为 地球化学异常区 。
当一定空间范围内一种或几种元素的相对丰度显著地过高或
过低时，通过岩石与其他环境要素间的物质交换，会导致
整体环境中呈现相应的元素异常现象，从而可能引起对农、
林、牧业生产以及对人体健康的不良影响。
以重要的生命元素氟为例，花岗岩体、巨大含氟矿床的存在、
火山活动等都能造成区域性氟的地球化学值异常。在我国
受萤石矿、磷灰石矿影响的地区，矿脉周围岩层及地下水
中的含氟量高；渤海湾濒海平原，由于多次海侵及海退，
深层沉积物质与地下水的含氟量也高；在地质构造运动控
制下，大陆块的边缘地带和断裂带出现高氟温泉。
3.岩石圈一般组成与人体元素组成间的联系
人体通过呼吸空气、饮水、摄入食物与地球环境间进
行着物质与能量交换，从而与环境间保持着物质的动态平
衡。通过长期演化，人体中元素丰度与其生存环境中元素
丰度间有着统一性。
通过对大量样品分析结果已经清楚地表明,人体任何
一种组织中元素丰度与组成地壳的岩石中化学元素的绝对
丰度具有相似的分布形式。
人体与岩石圈元素丰度间存在重要差异。
对大量数据统计研究结果清楚地表明：人体中元素含
量与地壳岩石中元素绝对丰度间呈显著相关，而人体中元
素含量与海水中元素绝对丰度间地相关性更为显著。
经过长期复杂的地球表层化学演化与生物进化的共轭
过程，形成目前人体元素丰度与岩石圈中元素绝对丰度既
有惊人的相似性又有重要的差异性的特征。
地壳岩石中元素绝对丰度与人体血液中元素浓度的比较
二、岩石与矿物
（一）、矿物
定义, 由地质作用形成的具有一定化学成分和物理性质的天然单质
(如金刚石、自然金等 )和化合物 (如方解石、石英等 ),称为矿物，
是组成岩石和矿石的基本单元。
?有机 作用形成的珍珠、琥珀不是 矿物
?人造 宝石 不是 矿物
?除了汞 (水银 )以外,矿物 都是固 體
?矿物 具有一定的 化学组成 和物理 性质 質
?矿物 的原子排列有一定的 规则
?矿物一般都有自己固有的形态，但在自然界产出时常不完整
?只有部分矿物如水晶、金刚石、黄铁矿、方解石、黑云母、
石棉等少数矿物易形成其固有的形态特征
?矿物也有较大的形体，可以用肉眼及简单的试验方法辨认 規
則
金刚石 石英 自然金
红宝石 孔雀绿 黄铁矿
1.矿物的分类
矿物的分类方法很多,如结晶分类、工业分类、成因分类、结
晶化学分类等 。目前广泛采用的是 以矿物化学成分和晶体
结构为依据的晶体化学分类法 。
由于矿物的性质主要决定于矿物的成分和内部结构,并与一定
的生成条件有关,在一定程度上也反映了自然界化学元素结
合的规律,因此,按晶体化学原则作为矿物分类的主要依据,
相对来说是一种比较合理的分类方法。根据这种分类方法,
可以将自然界中的矿物分为五大类,自然元素、硫化物、卤
化物、氧化物及氢氧化物、含氧盐
1.自然元素
如金，金刚石、石墨、硫磺，
还有铜、银、汞等
自然铂 Pt
2.硫化物矿物：黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、
闪锌矿、辉钼矿、雄黄等
3.卤化物矿物（ F,Cl,Br,I化合物）：
石盐、钾盐、萤石等
4.氧化物和氢氧化物矿物,如赤铁矿、
磁铁矿、铬铁矿、锡石、铝土矿、软锰矿、
硬锰矿、沥青铀矿、石英等。
5.含氧酸盐矿物,最重要的是下面三种：
硫酸盐矿物,有石膏、芒硝、重晶石等
碳酸盐矿物,如方解石、孔雀石
硅酸盐矿物：如正长石
锡石（ SnO2）
方解石（ CaCO3）
硅酸盐矿物种类繁多，约占已知矿物种数的 1/4，
占地壳总重量的 85%
其中最常见的就是各类长石、云母、辉石、角闪石、
橄榄石等几种，它们广泛分布在地壳与地幔内。
奥长石
（架状硅酸盐）
蛇纹石
（层状硅酸盐）
蔷薇辉石
（链状硅酸盐）
黄玉
（岛状硅酸盐）石英（ SiO2）
2.矿物的内部结构和外形
晶体 —— 内部质点（原子、离子）在三维空间周期性重复排列
（即有序排列）的固体。
非晶体 —— 内部质点排列无序。
晶体矿物 —— 组成矿物的质点在三维空间周期性重复排列的矿
物 。 或具有晶体结构的矿物 。
对每种矿物来说, 如果晶体充分自由发展, 外形较固定, 如：
食盐的立方体, 方解石的菱体, 磁铁矿的八面体, 石英的六
方柱和六方双锥 。
只有晶体矿物生长的环境良好, 有充分的时间, 空间才有完好
的晶形, 并非所有晶体矿物都能以规则的晶形产出 。
矿物的 非晶质体,黑曜岩、珍珠岩、蛋白石
由于仪器观测精度越来越高，过去许多以为是非晶质的
矿物，其实是晶体微小的, 隐晶质,
原来被列为非晶质矿物的种数变得越来越少
矿物的同质多象与类质同象
同质多象 —— 相同化成分的物质在不同的地质条件 （ P,T）
下, 可以形成不同的晶体结构, 从而成为不同的矿物 。 如
石墨, 金刚石, 化学成分都是 C,其物理性质可以完全不
同；石英Ｓ iO2有柯石英, 斯石英等 。
类质同象 —— 矿物晶体结构中的某种原子或离子可以部
分地被性质相似的它种原子或离子替代而不改变晶体
结构 。 其物理性质差异一般不大 。
如：橄榄石 （ Ｍ g,Ｆ e） 2[SiO4]Mg,Ｆ e为类质同象的替代
3.矿物的物理性质
4.常见的造岩矿物
石英 (quartz) 的化学成分为 SiO2，晶体属三方晶系的氧化物
矿物，即低温石英（ a-石英），是石英族矿物中分布最广的
一个矿物种。广义的石英还包括高温石英（ b-石英）。
低温石英常呈带尖顶的六方柱状晶体产出，柱面有横纹，
类似于六方双锥状的尖顶实际上是由两个菱面体单形所形成
的。石英集合体通常呈粒状、块状或晶簇、晶腺等。纯净的
石英无色透明，玻璃光泽，贝壳状断口上具油脂光泽，无解
理，摩氏硬度 7，比重 2.65。受压或受热能产生电效应。
石英因粒度、颜色、包裹体等的不同而有许多变种。无色
透明的石英称为 水晶,紫色水晶俗称 紫晶,烟黄色、烟褐色
至近黑色的俗称茶晶、烟晶或墨晶，玫瑰红色的俗称 芙蓉石 ；
呈肾状、钟乳状的隐晶质石英称石髓，具不同颜色同心条带
构造的晶腺叫 玛瑙,玛瑙晶腺内部有明显可见的液态包裹体
的俗称玛瑙水胆，细粒微晶组成的灰色至黑色隐晶质石英称
燧石，俗称火石。
石英的用途很广。无裂隙、无缺陷的水晶单晶用作压电
材料，来制造石英谐振器和滤波器。一般石英可以作为玻
璃原料，紫色、粉色的石英和玛瑙还可作雕刻工艺美术的
原料。
石英是最重要的造岩矿物之一，在火成岩、沉积岩、变
质岩中均有广泛分布。巴西是世界著名的水晶出产国，曾
发现直径 2.5米、高 5米、重达 40余吨的水晶晶体。
康熙版 p33圖 3.12黄水晶、紫水晶、水晶
正长石 (orthoclase feldspar)
正长石的化学组成是 KAlSi3O8，晶体属单斜晶系的架状
结构硅酸盐矿物。正长石是钾长石的亚稳相变体，钾长石和
钠长石不完全类质同象系列。短柱状或厚板状晶体，常见卡
斯巴双晶、巴温诺双晶和曼尼巴双晶，集合体为致密块状。
肉红或浅黄、浅黄白色，玻璃光泽，解理面珍珠光泽，半透
明。两组解理（一组完全、一组中等）相交成 90°,由此得
正长石之名。摩氏硬度 6，比重 2.56-2.58。 900℃ 以上生成
的无色透明长石称透长石。
正长石广泛分布于酸性和碱性成分的岩浆岩、火山碎
屑岩中，在钾长片麻岩和花岗混合岩以及长石砂岩和硬砂岩
中也有分布。正长石是陶瓷业和玻璃业的主要原料，也可用
于制取钾肥。
正长石 (orthoclase feldspar)
斜长石 (plagioclase feldspar)
斜长石属于 NaAlSi3O8（ Ab） -CaAl2Si2O8（ An）类质同象
系列的长石矿物的总称，共分为 6个矿物种：钠长石（ An0-
10Ab100-90）、奥长石（ An10-30Ab90-70）、中长石（ An30-50Ab70-
50）、拉长石（ An50-70Ab50-30）、倍长石（ An70-90Ab30-10）和钙长石（ An
90-100Ab10-0）。岩石学中将前二者统称为酸性斜长石，而将后三者统称为基性斜长石。晶体属三斜晶系的架
状结构硅酸盐矿物，多为柱状或板状，常见聚片双晶，在晶
面或解理面上可见细而平行的双晶纹。白至灰白色，有些呈
微浅蓝或浅绿色，玻璃光泽，半透明。两组解理（一组完全、
一组中等）相交成 86° 24′,故得名斜长石。摩氏硬度 6-
6.5，比重 2.6-2.76。
斜长石广泛分布于岩浆岩、变质岩和沉积碎屑岩中。斜
长石是陶瓷业和玻璃业的主要原料，色泽美丽者可作宝玉石
材料，如日光石。
斜长石 (plagioclase feldspar)
云母 (mica)
云母的化学组成是 XY2-3[Z4O10](OH)2，晶体属单斜晶系的
一族层状结构的硅酸盐矿物的总称。 X代表 2:1型结构单元层
层间的阳离子，主要为 K+，也可为 Na+。 Y代表层内八面体片
中的阳离子，主要是 Al3+,Mg2+,Fe2+,Fe3+或 Li+。 Z代表四
面体片中的阳离子，基本上是 Si4+以及 Al3+,Si:Al为 3:1。
云母族矿物，按照成分和颜色，可分为白云母、金云母、黑
云母等。云母通常呈假六方或菱形的板状、片状、柱状晶形。
颜色多样，玻璃光泽，解理面上珍珠光泽，透明或半透明。
具一组极完全的平行底面解理，薄片富弹性。摩氏硬度 2-3，
比重 2.7-3.1。具高度的不导电性和耐火性。
白云母为无色及浅灰、浅黄、浅绿等色。呈细小鳞片状、
具丝绢光泽的异种称绢云母。
金云母是含镁的云母，黄褐色或金黄色，解理面上常具
有半金属光泽。
黑云母是含镁、铁的云母，黑、绿黑或褐黑色。
白云母和金云母可作为绝缘材料，广泛用于电器、电子
等工业生产。
云母 (mica)
黑雲母
方解石 (calcite)
化学成分为 Ca[CO3]，晶体属三方晶系的碳酸盐矿物。
晶体常为复三方偏三角面体或菱面体与六面体的聚形，集合
体多呈粒状、块状、钟乳状、鲕状、纤维状及晶簇状等。通
常为无色、乳白色，含杂质则染成各种颜色，有时具晕色，
其中无色透明的晶体称冰洲石，玻璃光泽。摩氏硬度 3，比
重 2.6-2.9，三组完全菱面体解理，故名方解石，性脆。遇
冷稀盐酸剧烈起泡，放出 CO2。
鉴定特征,菱面体完全解理，硬度不大，加稀盐酸剧烈
起泡。
方解石是分布最广的矿物之一，是组成石灰岩和大理岩
的主要成分。在石灰岩地区，溶解在溶液中的重碳酸钙在适
宜的条件下沉淀出方解石，形成千姿百态的钟乳石、石笋、
石幔、石柱等自然景观。
方解石在冶金工业上用做熔剂，在建筑工业方面用来生
产水泥、石灰。冰洲石是制作偏光棱镜的高级材料。
方解石 (calcite)
岩石圈的组成
岩石组成,
? 火成岩, 火成岩以岩浆岩为主。岩浆岩是由岩浆凝结形
成的岩石，约占地壳总体积的 65%。分类：酸性岩、中性
岩、基性岩和超基性岩。
? 沉积岩, 暴露在地壳表部的岩石，经过风化、剥蚀在原
地或经搬运堆积下来，经过成岩作用而形成的岩石。类型：
碎屑岩类,粘土岩类,生物化学岩类。
? 变质岩, 由地球内力作用引起的岩石性质的变化过程总
称为变质作用。由变质作用形成的岩石，就是变质岩。变
质作用的因素：温度、压力和化学因素。
如果根据变质母岩的性质，把变质岩归属于沉积岩
和火成岩，那么在整个地壳的岩石组成中，火成岩占 95%
，而沉积岩只占到 5%；但沉积岩却覆盖了整个地球表面
的 75%，火成岩却只覆盖了地球表面的 25%。
在岩石圈表层的大陆及其邻近海域（分布面积）：沉积岩 70％，
岩浆岩 20％，变质岩 10％
从全球表层的分布面积情况看：沉积岩 20％，岩浆岩 86％，
变质岩 4％
从岩石圈的体积上看：沉积岩 5％，岩浆岩 35％，变质岩 60％
岩浆岩由于冷凝结晶的条件不同，尽管有同样的成分，所形
成的的岩石主要矿物成分虽然差不多，但在岩貌和组构
上有明显区别，成为不同的岩石。主要结构有,1） 显晶
质结构 ； 2） 隐晶质结构 ； 3） 玻璃质结构 ； 4） 斑状结构
和似斑状结构 。主要构造有,1） 块状构造 ； 2） 流动构
造 ; 3） 气孔构造 。
隐晶质
玻璃质
斑状结构
和似斑状
结构
喷出岩
侵入岩
1.火成岩
长石
康熙版 p32圖 3.9
黑云母
石英
花岗岩组成
① 世界资源总储量的 75～ 85%是沉积和沉积变质成
因的。
② 石油, 天然气, 煤, 油页岩等可燃性有机矿产
以及盐类矿产几乎均为沉积成因 。
③ 铁矿的 90%,铅锌矿的 40～ 50%,铜矿的 25～
30%,锰矿和铝矿的绝大部分以及其它许多金属和非金
属矿产均为沉积或沉积变质成因的 。
据 19届国际地质学会统计资料
2.沉积岩与矿床
沉
积
岩
原始物质成分来源
1.主要由母岩风化产物形
成的沉积岩 (按母岩风化产
物的类型和其搬运沉积作
用不同, 再划分为两类 )
碎屑岩 按粒度划分
砾岩
砂岩
粉砂岩
粘土岩
化学岩 按成分划分
碳酸盐岩
硫酸盐岩
卤化物岩
硅岩
其它化学岩
2.主要由火山碎屑物质组成的沉积岩 火山碎屑岩
3.主要由生物遗体组成的沉积岩 按可燃性划
分
可燃生物岩
非可燃生物
岩
煤
砂岩
砾岩
页岩
岩层
沉积岩
3.变质作用与变质岩
1）变质作用的相关作用
变质作用,先成岩在地下高温高压和化学活动性流体的参与
下，在固态状态下改变其结构、构造或化学成分，从而形
成新岩石的作用过程 。
一般说来，岩石是否变质，是 以有无重结晶现象或者出不出
现变质矿物为标志 （特别在温度升高的情况下）。
根据观察判断，变质作用的温度大体在 150° — 900℃ 之间，
低于 150℃ 属于成岩作用的范畴；高于 900℃ 则又属于岩浆
作用的范畴。
岩石在变质过程中基本保持固体状态，一般不经过熔融 。
变质作用不仅形成各种变质岩，而且还形成多种类型的变质
矿产。
变质作用与岩浆作用的区别
温度：温度是引起变质的基本因素。温度的变化来源于地热、
放射性元素的蜕变、岩浆活动及地壳运动诸方面。出现高
温的地区有：侵入岩体的周围；断裂带附近；地壳深处的
放射热和地热区；现代的岛弧和大洋中脊等地区。
压力：压力可以使重结晶矿物产生定向排列，而形成变质岩
特有的片理构造。
静压力是上覆地层引起的负荷压力。有利于塑性变形和高
压矿物的产生。
定向压力：其特征是具有定向性，主要由地壳运动引起的，
在地壳中分布不均，在地壳的上部发育，使岩层产生褶皱、
断裂；使矿物的晶格变形；使其中的片状矿物和柱状矿物
垂直于定向压力的方向排列，而成片理构造。由于定向压
力出现在地壳浅处，这些地方往往有水分存在，所以在定
向压力条件下，产生的变质矿物多含 OH-，如白云母、绿泥
石、滑石等。
2）变质作用的因素
流体压力是 H2O,CO2,O2等挥发性流体占据岩石粒间空隙而产
生的。在地下深处，全部负荷压力都传递给流体，这时负
荷压力与流体压力相等。在地壳浅处，岩层裂隙发育，并
与地表沟通，这时流体压力小于负荷压力。只有在岩浆侵
入体周围，岩浆结晶时析出大量流体，才可能出现流体压
力大于负荷压力的状况。
化学活动性流体的存在可使变质作用受什么影响呢？①可以促
使其它组分的溶解，加速扩散速度，增强重结晶作用和变
质反应，同时将一些成分带入岩石中，也将某些成分带出，
从而使原岩成分发生变化；②流体的存在会大大降低岩石
的重熔温度和各变质级别的温度界限。如花岗质的岩石，
不含挥发组分时重熔温度为 950℃,若含饱和溶液时，其中
低熔组分在 640℃ 就开始重熔。
3）变质作用的方式
重结晶作用 (recrystallization)就是使非晶质的岩石变成结晶质的
岩石；结晶小的岩石变为结晶粗大的岩石。重结晶作用是在固
态条件下进行，一般不改变原岩成分。
变质结晶作用（ metacrystallization）是指原岩总成分不变，而有
新的结晶矿物形成，这说明原岩成分不纯。
平衡条件
温度 是重结晶作用的主要因素，每一种变质矿物的生成和稳定都
有一个特定的温度区间，只要温度变化超过区间，原矿物就会
消失，新矿物就开始形成，如纯石灰岩（ CaCO3），温度升高将
变成大理岩，温度继续升高，结晶颗粒有变粗的趋势。如无外
来物质的参与不会有新矿物出现，只是结构发生变化。如果是
硅质灰岩（含 SiO2的灰岩），温度升高则出现新的变质矿物硅
灰石,SiO2CaCO3→CaSiO 3＋ CO2
当压力为 1巴时，反应式的平衡温度为 273℃ ；压力为 1千巴时，平
衡温度是 580° — 680℃ ；压力为 2千巴时，平衡温度是 610° —
750℃
压力 在重结晶作用中是影响温度平衡的重要因素。上面的硅灰
石反应式就说明了这个问题。另外，压力增大有利于形成分
子体积小而密度大的矿物。例如：
Mg2SiO4＋ CaAl2SiO8→CaMg 2Al2Si3O12
（橄榄石）（钙长石） （石榴子石）
克分子体积 43.9cc 101.1cc 121cc
比重 3.2 2.7 3.4— 4.3
可见，通过反应，矿物体积缩小 24cc，这就是变质岩中出现比
重大，体积小的矿物的原因。
在变质作用过程中，由于外来流体（热气、热液）的加入，与
岩石中的某种组分起化学反应，发生臵换，使岩石中出现新
矿物，这种作用就叫交代作用。如含 Na＋ 的流体与钾长石反
应臵换出 K＋,而形成新矿物钠长石。
KAlSi3O8＋ Na＋ → NaAlSi3O8＋ K＋
(钾长石 ) (加入 Na＋ ) （钠长石）（流失 K＋ ）
交代作用的 特点 是：①在固态下进行；②交代前后岩石总体积
不变；③原矿物的成分被臵换与新矿物的形成同时。
交代作用的强度和范围决定于：①围岩性质；②化学活动性流
体的成分；③岩石裂隙的多少；④作用时间的长短 。
4）变质作用的基本类型
变质作用的分类主要根据地质环境、变质因素及产物的
特征划分为接触变质作用、碎裂变质作用、区域变质作用、
混合岩化作用及洋底变质作用。
我们学习的重点在接触变质作用、碎裂变质作用、区域
变质作用这三个类型上。
接触变质作用 （ contact metamorphism）
接触变质作用发生在岩浆岩体与围岩的接触带上，是岩浆散发
的热量和流体引起的变质作用。
一般接触变质作用发生在 3— 8km深度范围内。上覆岩层的
负荷压力在 800— 2100巴（以 275巴 /km计）。按侵入体可以上
升到 1km浅处计，接触变质作用的有效压力范围是 200— 2000巴。
这个压力与区域变质及碎裂变质的压力相比（几千 — 1万巴）
是很小的。可见接触变质作用是一种低压高温的变质作用。温
度和化学活动性流体是主要原因。
按变质因素和围岩变质特征，又可分为：①接触热变质作
用；②接触交代变质作用。
前者是岩浆岩体散发的热引起围岩的变质所形成的变质岩，
不具备片理构造，称为角岩，如红柱石角岩、大理岩等。后者
是岩体中的挥发组分与围岩发生作用引起的变质，使之产生新
矿物组合的岩石。特别是中酸性岩体与碳酸盐类的岩石接触
（石灰岩）而形成夕卡岩（含多金属如 Fe,Cu,W,Sn,Mo、
Pb,Zn等）。
一般岩浆类型不同，温度也不一样。花岗岩侵入体的温度为
700° — 800℃ ；正长岩为 900℃ ；辉长岩为 1200℃ 。这说明基
性岩体外围的变质比酸性岩外围的变质温度高。而且愈接近岩
体围岩变质深，远离岩体的围岩变质浅，最后过渡为原岩。从
平面上看，组成环状接触变质带，称为变质晕或变质圈。
接触变质作用示意图
碎裂变质作用（或动力变质作用）
（ dynamic metamorphism）
动力变质作用是在定向压力作用下发生变质的一种作用。这
种变质由于动力作用的时间短暂，又可能多次叠加，结果使
岩石发生破碎。其变质程度由岩石的破裂程度表现出来，这
种岩石称为碎裂岩。如果由大小不等的岩块嵌在一起时，叫
断层角砾岩。在韧性条件下形成的动力变质岩叫糜棱岩。
这种作用常出现在断层带上，多伴有重晶作用和变晶作用
（如出现绿泥石、绿帘石、兰晶石等），有时出现构造透镜
体。
区域变质作用 （ regional metamorphism）
这种变质作用常在大范围内发生呈带状。变质带长几百 — 几千
公里；宽几十 — 几百公里；深度从几公里 — 几十公里；压力
在 2000— 10000巴以上。引起这种变质作用除负荷压力以外，
构造运动引起的应力常叠加其上。
区域变质的温度范围在 150-900℃ 之间 。热量来源于地幔
的热流和局部的动力热和岩浆热。局部地方常因热量不均匀
积累，而有, 超高热囊, 出现，使岩石发生重熔。从整体看
温度是比较均匀的，即使有侵入体的插入和碎裂带的切割，
也没有改变区域变质带的特征。所以，引起区域变质作用的
温度与侵入岩体和构造作用关系较小。化学活动性流体的作
用普遍，主要来源于岩石和矿物的脱水和脱碳反应。
总的来说，区域变质作用是变质因素综合引起的，区域变
质岩与原岩相比，不论在化学成分上，矿物成分上以及结构、
构造上都有改变。
从历史发展角度看，区域变质作用过程是长期的、复杂
的，也是周期性叠加的。在空间上，变质程度随温度的升高
而逐渐加深，从而反映出变质作用由低级到高级的排列规律。
区域变质岩普遍具有矿物作定向性排列的片理构造。由低级
到高级显示为板状 → 千枚状 → 片状 → 片麻状构造 。
区域变质岩在高温高压下，因产生塑性变形，且多次叠
加，所以变质岩中常见复杂的小型构造。
三大类岩石的相互关系
岩石一旦改变其所处的环境将随之发生改造，可以转化为其
它类型岩石。
出露到地表面的岩浆岩、变质岩与沉积岩，经过风化、
剥蚀、搬运作用而变成沉积物，沉积物埋到地下浅处就硬
结成岩 --重新形成沉积岩。
埋到地下深处的沉积岩或岩浆岩，在温度不太高的条
件下，可以以固态的形式发生变质，变成变质岩,
不管什么岩石，一旦进入高温（大于 700～ 800℃ ）状
态，岩石就将逐渐熔融成岩浆。岩浆在上升的过程中降低
着自身的温度，使自身的成分复杂化，并在地下浅处冷凝
成侵入岩，或喷出地表而形成火山岩。
在岩石圈内形成的岩石，由于地壳抬升，上覆岩石遭
受剥蚀，它们又有机会变成出露地表的岩石。
火成岩
变质岩沉积岩
变 质 作 用
埋藏岩
化作用
搬运沉积 崩解分
解溶蚀
岩石转化循环示意图
崩解分解溶蚀 沉积物的搬运和沉积喷出的火成岩
埋藏
和
岩化
沉积岩
变质作用变质岩变质作用
熔化
侵入岩浆
的上升
侵入的火成岩
岩浆的
上升
由地壳
上升和剥
蚀而露出
放射热
太阳能
三大岩石的基本特点
岩 类
特 点
岩 浆 岩 沉 积 岩 变 质 岩
产 状 侵入, 喷出 层状产出 随原岩产状而定
形 成 环 境 岩浆泠却, 降温降
压
常温常压 增温增压
结 构 大部分为结晶的岩
石, 部分为隐晶质,
玻璃质
碎屑结构, 泥质结
构, 化学结构和生
物结构等
重结晶岩石, 具粒
状, 鳞片状, 斑状
等各种变晶结构
构 造 多为块状构造 。 喷
出岩具气孔状, 杏
仁状, 流纹状等构
造
各种层理构造, 如
斜层理, 水平层理,
交错层理等
大部分具片理构造,
部分为块状构造
标 准 矿 物 橄榄石等 石盐, 石膏等 滑石, 石墨等
其 它 不含生物化石, 围
岩有烘烤现象,不能
形成褶曲构造
多含生物化石, 可
形成明显的褶曲
可 有 化 石 (副 变 质
岩 ),可形成褶曲
内生成矿作用
在岩石圈内部，由于物理、化学条件的变化使有用物质达到工业上有
用、并且成本上合算的程度,这种有用物质的聚集就称为内生矿产
资源。
这种在岩石圈内使有用物质聚集的作用就叫内生成矿作用。
当岩浆自海底喷出时，携带了各种有用元素的气体挥发分就
可以与海水结合，迅速冷凝、堆积在海底形成富含贵金属或有色金
属的, 黑矿, 或其它硫化物矿床。热水溶液喷出海底，常在海底构
成, 黑烟囱,
与基性侵入体结晶分异作用相关的铁矿床或铂矿床
当基性岩浆侵入作用发生时，少数比重量较大的铁族、铂族元素
易于下沉到岩体下部，相对聚集，有时就可形成铁矿床或铂矿床，
如我国四川渡口最著名的攀枝花铁矿床（含钒、钛）。
矽卡岩型矿床
中、酸性侵入体的上部接触带，当与碳酸盐岩石，尤其与石膏岩
盐层相接触，围岩中的碱、氯化物、碳酸根、硫酸根与岩浆发生接
触交代变质作用。
可形成许多富铜、富铁、白钨、黄金等矿床，这是我国东部地区常
见的一种矿床类型。
气成热液矿床
中、酸性岩浆侵入活动晚期，常分泌出大量富含气体、挥发分的
流体，它们一般聚集在岩体顶部；
大气降水渗入地下，水温升高，它也可溶解并携带大量有用元素；
在成岩与变质作用过程中，晶格中与晶格间的水分子会被排出，
在地下聚集成富含有用元素的流体。
上述三种流体中的任何一种，或者是它们的混合，都可以向压力
较小的方向流动。将金属元素堆积在孔隙与裂隙较多的部位，有用元
素常可富集到上千倍或上万倍。形成气成热液矿床。
贵金属（ Au,Ag）、有色金属（ Cu,Pb,Zn）
稀有金属（Ｗ,Sn,Mo,Bi,Hg,As,Sb,Co）
放射性元素（Ｕ）
绝大部分蛇纹石石棉、菱镁矿（ MgCo３ ）、石墨（Ｃ）、磷灰岩
（磷酸钙）等有用物质聚集的主要方式。
对地下流体及其成矿作用的研究，已经成为矿床学家与地球化学
家特别注目的课题。
变质作用矿产资源
太古代到早元古代与海底火山作用相关的铁、硅质岩石，
可以在区域变质作用过程中，使铁质进一步聚集，形成磁铁
石英岩，构成矿体。
在区域变质作用下，煤层可变质而成为石墨矿层
灰黑色的石灰岩经过变质作用，将炭分或其易挥发的有
机杂质排除掉，而变成为白色的大理岩，变成良好的建筑石
材．
韧性剪切带中的金矿
后期的流体可以大体沿韧性剪切带矿物定向排列的裂开
面而聚集成矿。此时韧性剪切带其实是起到了一种良好围岩
的作用。金矿脉中金元素的含量比一般岩石中的含量富集了
上千倍。
岩石圈的物理状态决定了三大岩石（沉积岩、岩浆岩、变质
岩）的形成。
地热的显示表明了地内热场的存在。
岩浆作用是熔融的岩浆向上运移、冷凝或喷出地表的
过程。
变质作用是在地下由于温度、压力或流体作用的影响，
使原有岩石在固态条件下，发生物质成分与结构、构造的
变化。
三大岩石可以相互转化，它们是岩石圈自身动力作用
以及与其他圈层相互作用的产物。
特定的岩浆与变质作用过程，特定的物质基础有可能
使有用元素富集，形成内生矿床。
三大岩石类型总结
引起地壳及其表面形态不断变化的作用，叫做, 地质作用,
地质作用的能量来源：
放射性元素蜕变时产生的热能、重力能、旋转能等,
地球外部，主要是太阳辐射能及转化形式，如风能等
来自地球 内 部的能量所起的作用称为, 内力作用
来自地球 外 部的能量所起的作用称为, 外力作用
内外力作用的具体表现：
内力作用 主要表现为：地壳运动、岩浆活动、变质作用、地震等
外力作用 主要表现为：地壳表层物质的破坏、搬运、堆积等
地球内力 (内动力,内营力 )是因地球的内能而产生的力。
地球的内力主要作用于地球上地幔软流层之上的岩石圈,导致岩
石圈构造运动、岩浆活动、变质作用和地震作用的发生,引起
地球物质的不均匀性。
第三节 内力作用下的地壳构造运动
一、地壳构造运动
（一）、地壳构造运动概说
1.地壳构造运动的概念
构造运动 (tectonic movement)在地球内力作用下引起岩石圈的岩石发生变形、
变位的机械作用,它反映在地表,表现为地形高低变化,海洋、陆地范围的
改变,岩石产状的改变以及地震等。
广义的地壳运动是指地壳内部物质的一切物理和化学的变化,包括地壳的变
形、变质作用、岩浆作用、地震等。
狭义的地壳运动是指主要由内力作用所引起的地壳隆起、拗陷以及形成各
种构造形态的运动。
2.地壳构造运动的基本特征
（ 1） 构造运动具有方向性
包括水平运动和垂直运动两种
水平运动 （ horizontal movement）,
水平运动是指地壳在水平方向起主要作用的力,即与地面成切线方向的力 (包
括地壳的压缩和拉张 )作用下,地壳岩层所发生的运动,这种运动使相邻块
体受到挤压, 或者被分离拉开,或者剪切错动,甚至旋转 。
表现为岩石圈的水平挤压或
水平引张，使岩层发生褶
皱和断裂，甚至形成巨大
的褶皱山系或巨大的地堑
和裂谷。
相对说来，水平运动难于观
察，常用 三角测量网 来查
明，如美国西海岸旧金山
附近的圣安德列斯断层，
经三角测量证明，水平错
开达 480km。又如我国东部
的郯城 — 庐江断裂，据地
质标志估计，断层的东西
两侧平错了 740km。
旧金山附近三角测量站的相对位移
垂直运动（ vertical movement）
地壳的垂直运动是指地壳块体沿
着地球半径方向发生的上升或
下降的运动。一般表现为大面
积的上升和下降运动，形成大
型的隆起和拗陷，引起海侵和
海退
一般说来，垂直运动易于识别，
但垂直运动比水平运动缓慢。
在同一地区的不同时间内，上
升运动和下降运动常常交替进
行。另外，垂直运动总是此起
彼落。在大陆内部，垂直运动
可以通过大地水准测量来发现。
在海边可以利用各种标志来验
证。
意大利古罗马废墟塞拉
比斯古庙石柱
（二）构造运动的速度和幅度
构造运动有快有慢，但多数是长期缓慢的运动，例如喜马拉雅山，
在四千万年前还是一片汪洋，今日却成了世界屋脊。第三纪
以来，每年平均上升 0.05cm。从 1862— 1932年的 70年间，平
均每年上升 1.82cm，近些年来上升速度还在增加。此外像大
洋中脊，也以每年 2— 4cm的速度向两侧移动。
构造运动的幅度（指位移量），是随时间和地点而变化的。运动
的幅度与运动的方向和速度有关。不论垂直运动还是水平运
动，只要运动方向不变，时间愈长运动幅度愈大，同一时间
内，速度愈快，运动幅度愈大。如喜马拉雅山。自开始上升
以来，幅度已超过 10000m。相反，像江汉平原地区，根据那
里的上第三系和第四系沉积物厚度计算，却下降了 1000m左右。
三、构造运动的地质证据（地层表现）
地质证据,通过沉积物或沉积岩的厚度、岩相变化、褶皱和断裂
以及地层接触关系等来了解构造运动的状况。
岩相是指沉积岩生成时的自然环境、物质成分、结构构造以及
所含生物的特征在岩石上的总体表现。
地壳上升，沉积物的粒度变粗，厚度变小，甚至没有沉积物，
而使地表遭受风化剥蚀（这是海退）；
如果地壳下降，沉积物的粒度变细，厚度加大（这是海进）；
如果地壳运动活动频繁，交替出现，自然沉积物的粗细就复
杂多变。
反之，如果地壳运动相对稳定，沉积物就趋于简单化。
总之，沉积岩的岩相变化，就意味着地壳运动的方向、速度变
化；沉积岩的厚度变化却反映了升降运动的幅度。
? 如果同一种沉积岩在浅
海中沉积，当沉积的厚
度超过浅海深度，若超
过愈多，说明地壳下降
幅度愈大。
? 反之，如果同一种沉积
岩沉积很薄，甚至产生
缺失，这就说明该地区
相对上升的幅度很大，
也意味着该地区已露出
水面。
（二）褶皱和断层
褶皱和断层是构造运动的直接表现。一般升降运动引起的褶皱，
从形态上看常常是一些大型的宽缓的隆起和拗陷。产生的断
层也主要是张力引起的正断层或高角度的逆断层。如汾渭地
堑、莱茵地堑、东非裂谷和大洋中脊等。
（三）地层的接触关系
是构造运动的集中表现。常见的地层的接触关系有整合、假整
合和不整合三种形式。
1.整合（ conformity）
指两套地层时代连续，岩层之间产状一致，互相平行，这说明
它们在沉积时，其间没有发生间断现象。尽管有过升降运动
的交替，但沉积物没有停止过。
2.平行不整合又叫假整合（ disconformity）
指两套地层重叠，产状基本一致，但时代不连续，其间缺失
某些时代的沉积物（或地层）。这种接触关系说明其间发
生过升降运动，而且变为陆地遭受侵蚀，使两套地层之间
出现凹凸不平的侵蚀面，这个面叫不整合面。缺失的地层
时代，就是地壳上升的时期
平行不整合和角度不整合的形成过程示意图
O— 奥陶系 S— 志留系 D— 泥盆系 C— 石炭系
箭头指示构造运动方向
3.角度不整合（ unconformity）
指两套地层的接触既不相互平行，地层时代又不连续，其间有
地层缺失（沉积物发生过间断），这说明在第二套地层形
成以前，曾发生过水平挤压运动和上升运动，使上下两套
地层间成交角接触。
二、构造运动引起的岩石变形
（一）地质构造（ geologic structure）
组成地壳的岩层和岩石，在地壳运动动力的作用下，发生变形、
变位的行迹叫地质构造。
从沉积作用所知，不论在海盆、湖盆或平原上沉积而成的岩石，
它们都是水平的或近于水平的。为什么会变成种种复杂的
状态呢？显然是后来发生的变化，其主要原因就是受地壳
运动影响的结果。地壳主要由坚硬的岩石组成，难道也会
发生弯曲？其实只要考虑到地壳运动的长期性，岩石受力
的环境状况就不难理解了。
岩石在高温高压下，同样可以变得, 柔软, 。
（二）岩层的产状（ attitude of stratum）
岩层是指具有平行或近似平行顶底面的层状岩石。
岩层的产状是指岩层在空间的分布状态即岩石的面状构造 (如
层面、片理、褶皱轴等 )相对于水平参考面的空间位臵,表示
这种空间位臵的数据称产状要素,产状要素包括走向、倾向
和倾角
1.走向（ strike）
岩层或其他面状构造与水平参考面的交线称为走向线,而走向
线两端的延伸方向即为走向,它表示岩层在水平面上的延展
方向。
岩层的走向用走向线的方位角来表示,同一岩层的走向有两个
值,相差 180°
2.倾向（ dip）
指倾斜岩层层面上垂直于走向的倾斜线在水平面上的投影指向
倾斜下方的方向，也用方位角表示。倾向与走向始终保持
90° 的关系。
3.倾角（ dipangle）
倾角是指倾斜岩层层面与水
平面间的最大夹角。它的
数值在 0— 90° 的范围内
（三）褶皱构造
岩层在侧方挤压力的作用下
发生的波状弯曲的塑性变
形。岩层若只发生一个弯
曲,称为褶曲 ;
两个或两个以上的褶曲组合,
叫做褶皱。
它们是由岩层发生连续性的
移动而形成的构造形迹。
倾向
1.褶皱的基本形态
背斜 （ anticline）
向斜（ syncline）
2.褶皱要素
虽然褶皱的形态很多，
但它们都是由核部、
翼部、轴面和枢纽
等部分组成，这些
组成部分就称为褶
皱要素。
轴面
枢纽
翼
部部核
1．核部 （ core）指褶皱的中央部分。 2．翼部（ limb）指褶皱两侧的岩层。
3．轴面（ axial plane）是平分褶皱为两部分的理想面。轴面可以是直立的、倾
斜的和水平的。轴面与水平面的交线叫轴线（ axial line）。
4．枢纽（ hinge）是轴面与同一层岩层的交线。枢纽在垂直面上看可以是水平的，
也可以是波状起伏的。如果从水平面上看，它可以是一条直线，也可以是一条
曲线。它表示褶皱的延伸状态，也表示褶皱的倾伏情况。
3.褶皱的类型
褶皱类型多种多样，下面我们介绍两种重要的形态分类：
1)根据轴面产状分类
直立褶皱（ erect fold）褶皱轴面直立，两翼倾向相反，倾角相
等，又叫对称褶皱。
倾斜褶皱（ inclined fold）褶皱轴面倾斜，两翼倾向相反，但
倾角不等。
倒转褶皱（ overturned fold）褶皱轴面倾斜，两翼倾向相同，
一翼正常，一翼倒转。
平卧褶皱（ recumbent fold）褶皱轴面水平，一翼正常，一翼
倒转。
2）根据枢纽的产状分类
水平褶皱（ horizontal fold）褶皱枢纽水平，褶皱核部宽度
不变，褶皱两翼岩层的露头线平行延伸。
倾伏褶皱（ hinge fold）褶皱枢纽倾斜，两翼岩层延伸不远就
逐渐靠近而连接起来（封闭起来）。
波状褶皱（ wave fold）褶皱枢纽呈起伏状，在地面露头上表
现为核部忽宽忽窄。
如果背斜褶皱和向斜褶皱是短轴的，宽度与长度之比在 1,3内，
则叫穹隆构造（ dome）和构造盆地（ basin）。
（四）断裂构造
物体受力发生变形这是一般性常识。当变形超过岩石的
强度极限时，岩层的连续性和完整性受到破坏，就会发生断
裂。它是地壳中普遍发育的基本构造之一,其规模有大有小。
据破裂岩石的相邻岩块相对位移的程度将断裂构造分节理、
劈理和断层三大类。
（一）节理（ joint）
其实就是岩层受力后没有发生显著位移的裂隙。节理的两壁
叫节理面。节理规模大小不一。节理在岩石中常成群出现，
有时几组节理将岩石切割成块状。节理可以是平整的，也可
以是不平整的。其产状可以是直立的、倾斜的和水平的。常
见的节理有张节理和剪节理两种。
1）张节理（ tension joint）
张节理是在张应力作用下而产生的节理，张节理平行挤压
力的方向出现。节理面粗糙不平。
2）剪节理（ shear joint）
剪节理是受剪应力作用而产生的节理。它是在挤压与伸
张两个方向之间出现的一对相交节理，外形成, X”型，故叫
X节理。剪节理常呈羽列现象。
（二）劈理 是指岩石受构造运动的影响而形成的一种薄板状
裂开。只产生于构造变动比较强烈的岩层中,因此其分布不
如节理普遍。劈理可分为破劈理和流劈理。破劈理常发生在
脆性岩层内,它的形成与剪切节理相似,实质是一种密集的节
理 ;流劈理是岩石受力变形时,片状、板状或针状矿物颗粒沿
压力小的方向排列,形成易于劈开的软弱面。
（三）断层（ fault）
岩层受力后沿破裂面两侧的岩块发生显著的位移，使岩层失
去连续性和完整性，就叫断层。断层规模不等，小者在手标
本上可见，大者可以切穿岩石圈，叫深大断裂。断层形成原
因很多，外力作用也可以形成。而我们讲的是构造运动产生
的断层。
断层的分类方法较多，但按形态分类仍然是研究断层的基
础。根据断层两盘相对运动的方向分为正断层、逆断层及平
移断层。
（ 1）正断层（ normal fault）
指上盘下降，下盘相对上升。断层面倾角一般在 45° 以上。这
种断层多为张力或重力作用形成。
（ 2）逆断层（ revers fault）
指上盘上升，下盘相对下降的断层（图 8-11B）。这类断层主
要由水平挤压而形成，按断面的倾角又分为：冲断层（断面
倾角＞ 45° ）；逆掩断层（断面倾角在 25° — 45° 间）；辗
掩断层（断面倾角＜ 25° ）。
（ 3）平移断层（ strike-slip fault）
两盘沿断层面走向方向作水平运动的断层。一般这种断
层的断层面较陡，是由水平剪切力形成 。
实际上，我们在野外见到的断层，并非单纯的上下移动和
水平移动，严格的说，是上下移动和水平移动兼而有之的斜
向滑动形式。
断层的基本类型图解
四, 岩石圈活动的几种模式简介
关于全球性岩石圈运动,有多种理论加以解释,但直到现在
仍然没有一种假说能够作出全面完满的解释 。
比较有代表性的有地槽地台说, 地洼说, 板块构造说, 大
陆漂移说, 海底扩张说, 地质力学说等 。
1.板块构造学说
20世纪逐渐发展起来的全球性构造理论,目前世界上极为活
跃和最盛行的理论 。 是在大陆漂移, 海底扩张等学说的基础
上继承, 发展而来 。
(1)大陆漂移说
大陆漂移的设想早在 19世纪初就出现了, 最初的提出是为了解
释 大西洋两岸明显的对应性 。 直到 1915年, 德国气象学家 阿
尔弗雷德 ·魏格纳 （ Alfred Wegener） 的, 大陆和海洋的形
成, 问世, 才作为一个科学假说受到广泛重视 。
不同大陆生物相似性的解释
中国地处环太平洋构造带和特提斯构造带的丁字接合处，具
有中国特色的大地构造特征。, 波浪状镶嵌构造学说,,
,地质力学,,, 多旋回构造,,, 地洼说, 和, 断块构
造说, 是老一辈地质学家对我国大地构造特征的总结，被
称为, 中国五大地质构造学派, 。
,波浪状镶嵌构造, 学说
全球由不同级别的构造活动带分开，又被其镶嵌组成级级相
套的镶嵌图案。地壳运动无不采取波浪运动形式。
地质力学简介
地质力学，是运用力学的观点，研究地壳构造和地壳运动规
律的一门学科。它是我国著名地质学家李四光教授，从本
世纪二十年代初在研究我国和东亚构造的基础上，总结广
大地质工作者的长期实践经验而创建的地质科学中的一门
边缘学科。李四光教授曾形象化地讲过, 地质力学是一门
边缘学科，它的一条腿站在地质学方面，另一条腿站在力
学方面。,
地质力学的核心是构造体系。
所谓 构造体系 是指通过对构造形迹的研究,并用次序把它们联
系起来能够反映它们共同本质特征的地块总体。
构造形迹 指岩层的褶皱、节理、劈理、断层等构造现象,是地
壳运动在构造中留下的迹象。
有内在联系的构造形迹又往往聚集成带,称为 构造带 。
构造体系的类型繁多，按它们形成的地应力分析，可概括为
三类：即纬向构造体系、经向构造体系和各种扭动构造体
系。
1,纬向构造体系
纬向构造体系又称东西向构造体系，或称东西复杂构造带。
在大陆壳上突出的表现为横亘东西的隆起山岭，往往出现
在一定纬度上，它的规模很大，是具有全球意义的。
主要是受南北向挤压力而产生的。其主体是由东西走向的褶
皱或压性断裂构成的，同时还有与它垂直的张性断裂和与它
斜交的两组扭性断裂。这一系列东西复杂构造体系的共同特
征，及组成它的主要褶皱和断裂，大致都是东西走向的。在
中纬度地区比较集中，它在大陆上断续延伸长达几千公里，
在大洋底也有它存在的踪迹。
它的发展历史很长，经历了反复多次的地壳运动，一般常伴
随有东西走向的岩浆岩带分布。所以对各种矿产的分布有着
重要的控制作用。
从我国大地构造轮廓来看，有三条明显呈东西向的山脉，形
成三条横亘东西的纬向构造体系。由北往南是：阴山 — 天山
构造带、秦岭 — 昆仑构造带和南岭构造带。
地球自转所产生的离心力,使地壳物质发生由极地向赤
道方向的运动,从而形成南北向的挤压力与压性构造带。
2,经向构造体系
经向构造体系是一些走向南北的强烈构造带，又称南北构造
带。其规模不等，性质也不尽相同。它主要由走向南北的褶
皱和压性断裂以及伴生的张性、扭性断裂构成。在我国最为
显著的南北构造带出现在四川西部和云南中部，其中以大雪
山 — 戛贡山为主体，称为川滇南北构造带。该带在地理上称
为横断山脉。自西向东并列有高黎贡山、怒山和大雪山，由
一系列强烈褶皱和规模巨大的冲断层组成。
因张性断裂而形成的南北构造带最典型的例子是东非大裂谷 。
3,扭动构造体系
由于地壳组成的物质的不均一性，而使沿着纬向或经向的作
用力发生变化，导致局部地壳发生扭动，便形成各种扭动形
式的构造体系。
扭动构造体系的形式很多，根据作用力方式不同，可分为直
线扭动和曲线扭动，前者一般称为扭动构造，如, 多, 字型、
,山, 字型构造；后者一般称为旋扭构造或旋卷构造，如帚
状构造等。
根据地质力学的观点，前面所说的东西向或南北向水平应力，
是由于在重力的作用下，地球自转速度改变时所引起的离心
力（一种是南北向的，一种是东西向的）产生的结果。
3,扭动构造体系
在漫长的地质年代里，地球自转速度是有变化的。就是由于
地球自转速度的变化而产生的切应力，使地壳产生运动。切
应力在赤道上为最大（因为地球转速最大），两极为最小
（地球转速等于 0），因此在赤道附近出现巨型张裂、扭裂
以及大的旋卷构造。
地球不是一个理想的刚体，当自转角速度变快时，它的扁度
就要变大，地球表层 — 地壳物质就向赤道拥挤，中纬度地带
受挤压最强，于是就出现大规模的纬向（横向）构造带。同
时，在纬向切应力方面，当自转加速度变快时，就使地壳中
的结合不牢固的部分物质，因跟不上转速加快的步伐而掉队，
犹如车速急增时，乘客后仰一样。这就使部分地壳相对地向
西滑动，如美洲大陆相对于欧非大陆落后，便在它们之间出
现了大西洋；美洲大陆西缘遇着太平洋底硅镁层的阻挡，形
成南北向的巨大挤压带 — 纵向大山脉，伴生的山字型弧顶也
向西凸出。
地槽 -地台说和地洼说
1)地槽 -地台说 简称槽 -台说,是一种传统的大地构造学说,
曾为大地构造学说奠定基础。
基本观点,地壳运动以垂直升降运动为主,排除大规模水平运
动的可能性,并认为地壳各部分的相对位臵在地质历史中是
固定不变的,因此槽台说被称为, 固定论, 。这一学说曾经
在相当长时期内占有统治地位。
地壳是由两大构造单元 — 地槽和地台组成的,地槽是相对活
动的区域,地台是相对稳定的区域,而且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 。
槽台说对于解释地球上山脉和盆地的形成,对于古地理环境
的恢复,以及大地构造单元的划分等无疑都具有重要意义,目
前也仍然在应用于构造运动中。
这一学说也有其不足之处。
把地壳运动只看成是升降运动,这显然是片面的 ;把地壳各
部的相对位臵在地史中看成是固定不变的,这也不切合实际 ;
它无法解释全球构造的演化过程,因而有一定的局限性 。
2）地洼学说
由中南矿冶大学教授陈国达院士所倡导。
主要观点,在地壳发展过程中,活动区和稳定区可相互转化,
不仅地槽区可以转化为地台区,地台区可以转化为地洼区,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。
大陆地壳的发展过程，并非如地槽 — 地台说认为的那样，
直线地仅由地槽阶段发展到地台阶段，而是多阶段、螺旋式
的升进。通过活动区与, 稳定, 区之间的互相转化递叠，按
照, 否定之否定, 法则向前发展，这叫, 动、定转化递进
律, 。它的力源机制在于上地幔软流层的物质运动，叫散聚
交替说，它与板块构造活动有关。
地洼学说认为，地洼阶段是一个重要成矿期，其特点
是形成丰富的有色金属、稀有金属、分散元素及放射性元素
等矿床
地洼学说还认为，地洼区常可继承先成的构造单元的矿产，
形成矿床叠加，其成矿作用又可将先成矿床改造富化
由于地壳演化新阶段具有如此的成矿作用，因此引起国内
外成矿学者的高度重视。有人把地洼学说与板块构造并列为
决定当代地质学家发展的新学说。
