工程地质(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)

作者：周桂云

出版社：东南大学出版社

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工程地质试读：

内容提要

本书为高等学校土木建筑专业应用型本科系列规划教材之一，是根据高等学校土木工程专业的工程地质课程基本要求编写的。全书共由7章内容组成，主要介绍工程地质的任务及在土木工程中的作用。主要内容包括造岩矿物和岩石，地质构造，地表水的地质作用，地下水的地质作用，不良地质现象的工程地质问题，岩体的工程地质性质与分类，工程地质勘察。本书根据最新的技术规范编写，结合工程地质学学科近年来的发展，系统地介绍了工程地质的基本原理和分析方法，注重基本理论、基本概念的阐述，强调基本原理的工程应用。全书各章附有思考题，以供测试参考。

本书可作为土木建筑等专业教学用书，也可供有关工程技术人员参考。

高等学校土木建筑专业应用型本科系列规划教材编审委员会

名誉主任　吕志涛

主　　任　蓝宗建

副 主 任（以拼音为序）

　　　　艾　军　陈　蓓　陈　斌　方达宪

　　　　汤　鸿　夏军武　肖　鹏　宗　兰

　　　　张三柱

秘 书 长　戴坚敏

委　　员（以拼音为序）

　　　　戴望炎　董良峰　董　祥　郭贯成

　　　　胡伍生　黄春霞　贾仁甫　李　果

　　　　李幽铮　刘　桐　刘殿华　刘子彤

　　　　龙帮云　吕恒林　王照宇　徐德良

　　　　殷为民　于习法　余丽武　喻　骁

　　　　张　剑　张靖静　张敏莉　张伟郁

　　　　张志友　赵　玲　赵冰华　赵才其

　　　　赵庆华　周　佶　周桂云

总前言

国家颁布的《国家中长期教育改革和发展规划纲要（2010—2020年）》指出，要“适应国家和区域经济社会发展需要，不断优化高等教育结构，重点扩大应用型、复合型、技能型人才培养规模”；“学生适应社会和就业创业能力不强，创新型、实用型、复合型人才紧缺”。为了更好地适应我国高等教育的改革和发展，满足高等学校对应用型人才的培养模式、培养目标、教学内容和课程体系等的要求，东南大学出版社携手国内部分高等院校组建土木建筑专业应用型本科系列规划教材编审委员会。大家认为，目前适用于应用型人才培养的优秀教材还较少，大部分国家级教材对于培养应用型人才的院校来说起点偏高，难度偏大，内容偏多，且结合工程实践的内容往往偏少。因此，组织一批学术水平较高、实践能力较强、培养应用型人才的教学经验丰富的教师，编写出一套适用于应用型人才培养的教材是十分必要的，这将有力地促进应用型本科教学质量的提高。

经编审委员会商讨，对教材的编写达成如下共识：

一、体例要新颖活泼。学习和借鉴优秀教材特别是国外精品教材的写作思路、写作方法以及章节安排，摒弃传统工科教材知识点设置按部就班、理论讲解枯燥无味的弊端，以清新活泼的风格抓住学生的兴趣点，让教材为学生所用，使学生对教材不会产生畏难情绪。

二、人文知识与科技知识渗透。在教材编写中参考一些人文历史和科技知识，进行一些浅显易懂的类比，使教材更具可读性，改变工科教材艰深古板的面貌。

三、以学生为本。在教材编写过程中，“注重学思结合，注重知行统一，注重因材施教”，充分考虑大学生人才就业市场的发展变化，努力站在学生的角度思考问题，考虑学生对教材的感受，考虑学生的学习动力，力求做到教材贴合学生实际，受教师和学生欢迎。同时，考虑到学生考取相关资格证书的需要，教材中还结合各类职业资格考试编写了相关习题。

四、理论讲解要简明扼要，文例突出应用。在编写过程中，紧扣“应用”两字创特色，紧紧围绕着应用型人才培养的主题，避免一些高深的理论及公式的推导，大力提倡白话文教材，文字表述清晰明了、一目了然，便于学生理解、接受，能激起学生的学习兴趣，提高学习效率。

五、突出先进性、现实性、实用性、操作性。对于知识更新较快的学科，力求将最新最前沿的知识写进教材，并且对未来发展趋势用阅读材料的方式介绍给学生。同时，努力将教学改革最新成果体现在教材中，以学生就业所需的专业知识和操作技能为着眼点，在适度的基础知识与理论体系覆盖下，着重讲解应用型人才培养所需的知识点和关键点，突出实用性和可操作性。

六、强化案例式教学。在编写过程中，有机融入最新的实例资料以及操作性较强的案例素材，并对这些素材资料进行有效的案例分析，提高教材的可读性和实用性，为教师案例教学提供便利。

七、重视实践环节。编写中力求优化知识结构，丰富社会实践，强化能力培养，着力提高学生的学习能力、实践能力、创新能力，注重实践操作的训练，通过实际训练加深对理论知识的理解。在实用性和技巧性强的章节中，设计相关的实践操作案例和练习题。

在教材编写过程中，由于编写者的水平和知识局限，难免存在缺陷与不足，恳请各位读者给予批评斧正，以便教材编审委员会重新审定，再版时进一步提升教材的质量。本套教材以“应用型”定位为出发点，适用于高等院校土木建筑、工程管理等相关专业，高校独立学院、民办院校以及成人教育和网络教育均可使用，也可作为相关专业人士的参考资料。高等学校土木建筑专业应用型本科系列规划教材编审委员会2010年8月

1　造岩矿物和岩石

矿物是在各种地质作用中所形成的天然单质或化合物。具有一定的化学成分和内部结构，从而有一定的形态、物理性质和化学性质。它们在一定的地质和物理化学条件下稳定，是构成岩石的基本单位。也就是说，矿物的集合体即为岩石。但由于地质作用的性质和所处环境不同，不同岩石的矿物组合关系也不同，从而使岩石具有一定的结构和构造。其中岩石的结构是指岩石中矿物的结晶程度、颗粒大小、形状及颗粒间的相互关系；岩石的构造是指岩石中矿物集合体之间或矿物集合体与岩石的其他组成部分之间的排列方式及充填方式。另外，岩石根据其不同成因可分为岩浆岩、沉积岩和变质岩。这三类岩石之间相互联系、相互演变，加之在成因上还逐渐过渡，难以区分，因此构成了地壳复杂的物质基础。

1.1　造岩矿物

目前，地壳中已发现的矿物有3000多种。除个别以气态（如碳酸气、硫化氢气等）或液态（如水、自然汞等）出现外，绝大多数均呈固态。固态物质按其质点（原子、离子、分子）的有无规则排列，可分为晶质体和非晶质体。在晶质体中，习惯上还根据肉眼能否分辨晶粒而分为显晶质和隐晶质两类。大多数矿物是晶质的，但非晶质矿物，特别是其中的胶体矿物，也有一定的数量。1.1.1　矿物的形态

矿物的形态是指矿物的单体及同种矿物集合体的外貌特征。在自然界，矿物多数呈集合体出现，但是也出现具有规则几何多面体形态的单晶体，所以矿物单体形态就是指矿物单晶体的形态。

矿物的单晶体形态可分为两种，一种是由单一形状的晶面所组成的晶体，称为单形。如黄铁矿的立方体晶形，就是由6个同样的正方形晶面所组成的（图1-1（a））；磁铁矿的八面体晶形，则是由8个同样的等边三角形晶面所组成的。另一种是由数种单形聚合而成的晶体，称为聚形。如石英的晶体通常是由六方双锥和六方柱这两种单形聚合而成的（图1-1（b））。图1-1　单形和聚形

应该指出的是，我们这里所说的晶体形态是理想晶体形态。所谓理想晶体，它的内部结构应严格地服从空间格子规律，外形应为规则的几何多面体，面平、棱直，同一单形的晶面同形等大。但是，实际上晶体在生长过程中，真正理想的晶体生长条件是不存在的，总会不同程度地受到复杂的外界条件的影响，而不能严格地按照理想发育。此外，晶体在形成之后，还可能受到溶蚀和破坏。因此，实际晶体与理想晶体相比较，就会有一定的差异。

还应注意的是，同一种矿物因其形成时物理化学条件的不同，可以出现几种不同的晶形。例如磁铁矿的晶体除有八面体的单形外，还有菱形十二面体的单形以及八面体和菱形十二面体的聚形。而不同的矿物又可以有相似的晶形，如岩盐、萤石、黄铁矿等都可以呈现立方体的晶形。这在鉴定矿物时是必须注意的。1.1.2　矿物的集合体形态

在自然界中，晶质矿物很少以单体出现，而非晶质矿物则根本没有规则的单体形态，所以常按集合体的形态来识别矿物。矿物集合体形态往往反映了矿物的生成环境。常见矿物集合体形态有：（1）晶簇

一种或多种矿物的晶体，其一端固定在共同的基底之上，另一端则自由发育成比较完好的晶形，显示它是在岩石的空洞内生成的，这种集合体的形态，称为晶簇。如水晶簇、方解石晶簇等。（2）粒状

是由大小相近，不按一定规律排列的矿物晶粒聚合在一起形成的粒状集合体。按粒度大小可分为粗粒状、中粒状和细粒状3种。（3）纤维状

是由许多针状或柱状的同种单体矿物平行排列而成。如石棉、纤维石膏等。（4）钟乳状

是钙质溶液或胶体因水分蒸发，从同一基地向外逐层生长而成的圆锥形或圆柱形矿物集合体。如由洞顶向下生长而形成下垂的石钟乳；由下向上逐渐生长的石笋；石钟乳和石笋相互连接时，就形成了石柱。（5）鲕状

胶体物质围绕着某质点凝聚而成一个结核，一个个细小的结核聚合成集合体，形似鱼卵。如鲕状赤铁矿。（6）土状

集合体疏松如土，是由岩石或矿石风化而成。如高岭石。（7）块状

矿物细小紧密集合在一起，无一定排列形式。如蛋白石、块状石英。1.1.3　矿物的物理性质

矿物的物理性质由矿物的化学成分和晶体构造所决定，主要包括颜色、条痕、光泽、透明度、硬度、解理、断口、密度和相对密度等。

1）颜色

矿物的颜色主要取决于矿物的化学成分和内部结构，是矿物对可见光波的吸收作用所致。根据矿物颜色产生的原因，可将颜色分为自色、他色和假色。（1）自色

自色取决于矿物的内部性质，是矿物本身所固有的颜色。如黄铁矿呈现铜黄色，方解石为白色。自色比较固定，因而具有鉴定意义。（2）他色

他色是矿物混入了某些杂质所引起的，与矿物的本身性质无关。他色不固定，随杂质的不同而异。如石英是无色透明的，常因有色的杂质混入而呈现紫色、玫瑰色、烟灰色等。（3）假色

假色是由于矿物内部的裂隙或表面的氧化薄膜对光的折射、散射所引起的。如方解石解理面上常出现的虹彩。

2）条痕

矿物粉末的颜色称为条痕，是指矿物在白色无釉瓷板上擦划时所留下的粉末痕迹。条痕可清除假色显示自色。例如赤铁矿有红色、钢灰色、铁黑色等多种颜色，而条痕总是樱红色。

3）光泽

矿物表面反射光线的能力，称为光泽。根据矿物光泽的强弱分为以下3种：（1）金属光泽

反射性很强，类似于金属磨光面上的反射光，闪耀夺目。如方铅矿、黄铁矿、黄铜矿等。（2）半金属光泽

类似于一般金属光泽，但较为暗淡。如磁铁矿、铬铁矿等。（3）非金属光泽

按其反光强弱可细分为金刚光泽，如金刚石、闪锌矿；玻璃光泽，如水晶、萤石；油脂光泽，如石英断口上的光泽；丝绢光泽，如石棉、石膏；珍珠光泽，如白云母；蜡状光泽，如蛇纹石；土状光泽，如高岭石。

4）透明度

矿物透过可见光的能力，称为透明度。透明度取决于矿物的化学性质与晶体构造，还明显和厚度及其他因素有关。因此，有些看来是不透明的矿物，当其磨成薄片时（0.03mm），却是透明的。据此，透明度可分为以下3级：（1）透明

绝大部分光线可以透过矿物，因而隔着矿物的薄片可以清楚地看到对面的物体。如无色水晶、冰洲石（透明的方解石）等。（2）半透明

光线可以部分透过矿物，因而隔着矿物薄片可以模糊地看到对面的物体，如闪锌矿、辰砂等。（3）不透明

光线几乎不能透过矿物，如黄铁矿、磁铁矿、石墨等。

5）硬度

矿物抵抗外力刻划、压入、研磨的能力，称为硬度。一般采用两种矿物对刻的方法来确定矿物的相对硬度，并以“摩氏硬度计”中所列举的10种矿物作为对比的标准，见表1-1。例如某矿物能被石英所刻动，但不能被长石所刻动，则矿物的硬度必介于6°～7°之间，可以确定为6.5°。但必须指出，摩氏硬度只是相对等级，并不是硬度的绝对数值，所以不能认为金刚石比滑石硬10倍。表1-1　摩氏硬度计

在野外现场，为了方便起见，常用指甲（2°～2.5°）、小刀（5°～5.5°）来粗略地测定矿物的硬度。

6）解理

晶质矿物受打击后常沿一定方向裂开，这种特性称为解理。裂开的光滑平面称为解理面。矿物之所以产生解理，是由于内部质点规则排列的结果。

根据矿物解理面的完全程度，可将解理分为极完全解理、完全解理、中等解理、不完全解理。（1）极完全解理：解理面非常平滑光亮，极易裂开成薄片，如云母。（2）完全解理：解理面平滑，矿物易分裂成薄板状或小块，如方解石。（3）中等解理：解理面不甚平滑，如角闪石。（4）不完全解理：解理面很难出现，如磷灰石。

7）断口

矿物受打击后，沿任意方向发生不规则的断裂，其凹凸不平的断裂称为断口。断口和解理是互为消长的，解理越完善，则断口越难出现。断口可分为贝壳状断口（如石英）、参差状断口（如黄铁矿）和锯齿状断口（如自然铜）。

8）密度和相对密度2

矿物的密度是指矿物单位体积的质量，度量单位通常为g/cm。矿物的相对密度则是矿物在空气中的重量与4℃时同体积水的重量比，与密度在数值上是相同的，但它更易于测定。通常情况下，大比重矿物手感很沉，如方铅矿、重晶石、黑钨矿等。

矿物的物理性质还表现在其他很多方面，例如磁性、压电性、发光性、弹性、挠性、脆性、延展性等。1.1.4　常见造岩矿物及鉴定特征

在目前发现的3000多种矿物中，主要有20多种构成岩石的主要成分，且明显影响岩石性质，对鉴定岩石类型起重要作用，这些矿物被称为造岩矿物。常见的造岩矿物及其鉴定特征见表1-2。表1-2　常见的造岩矿物及其鉴定特征、成因产状及用途

1.2　岩浆岩

由岩浆冷凝固结后形成的岩石称为岩浆岩（或火成岩），占地壳总质量的95%。在三大岩类中，岩浆岩占有重要的地位。

岩浆岩的成分不同于岩浆，主要是含挥发成分的量极少或无。岩浆可以在不同的地质环境下冷凝固结成岩，通常将其分为侵入岩和喷出岩两大类。侵入岩是指岩浆在地下不同深度冷凝固结的岩石，根据其形成深度的不同，可进一步分为深成岩和浅成岩。喷出岩是指岩浆及其他岩石、晶屑等沿火山通道喷出地表形成的岩石。它又可分为两类岩石：一类是由岩浆沿火山通道喷溢地表冷凝固结而成，称为熔岩；另一类是由火山爆发出来的各种岩石碎块、晶屑、岩浆团块等各种火山碎屑物质堆积而成，称为火山碎屑岩。1.2.1　岩浆岩的物质成分

1）岩浆岩的矿物成分

组成岩浆岩的大多数矿物，根据其化学成分特征，常分为硅铝矿物和铁镁矿物。硅铝矿物中SiO和AlO的含量较高，不含铁、镁，223包括石英与长石类矿物，它们的颜色通常较浅，又叫浅色矿物；铁镁矿物中含FeO和MgO较多，SiO和AlO较少，包括橄榄石类、辉石223类、角闪石类及黑云母类，矿物颜色较深，又叫深色或暗色矿物。

根据造岩矿物的含量及在岩浆岩分类和命名中所起的作用，可把岩浆岩的矿物分为主要矿物、次要矿物和副矿物3类。

主要矿物：是岩石中含量较多的矿物，一般都在10%以上。它们对划分岩石大类不起作用，但可作为确定岩石种属的依据，如石英闪长岩中的石英。

次要矿物：是岩石中含量不多的矿物，一般都在10%以上。它们是划分岩石大类的依据，如花岗岩中的钾长石和石英，没有它们就不能定名为花岗岩。

副矿物：是岩石中含量很少的矿物，通常不到1%，偶尔可达5%。如磷灰石、磁铁矿等。

2）岩浆岩的化学成分

地壳中存在的元素在岩浆中几乎都有，O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti在岩浆岩中普遍存在。岩浆岩中的化学成分常用氧化物表示，根据SiO的含量，可以把岩浆岩分为4类：超基性岩（SiO＜2245%）、基性岩（SiO：45%～52%）、中性岩（SiO：52%～65%）、22酸性岩（SiO＞65%）。2

岩浆岩中各种氧化物有一定的变化规律，当SiO含量增高时，2NaO和KO的含量增高，而MgO和CaO则相对减少；反之亦然。221.2.2　岩浆岩的产状

岩浆岩的产状是指岩浆岩体的形态、大小、深度以及与围岩的关系。由于岩浆岩生成条件和所处的环境不同，其产状多种多样，主要产状见图1-2。

1）岩基

岩基是一种规模巨大、形状不规则、下大上小的深成侵入岩体，2其横截面积超过100km，常常可达数百至数千平方千米。岩基通常切割围岩，但有时局部也与围岩平行。岩基一般由粗大的等粒全晶质花岗岩构成。图1-2　岩浆岩的产状

2）岩株

岩株是岩基边缘的分枝，在深部与岩基相连。岩株切穿围岩，其横截面积为几平方千米至几十平方千米，规模比岩基小得多。

3）岩盘

岩盘和岩盆：岩浆顺裂隙上升，侵入岩层中，由压力将岩层沿层面撑开，岩浆在其中冷凝形成一个上凸下平的透镜状岩体，与围岩呈平整的接触关系。岩盆与岩盘一样，其不同点是顶部平整，而中央向下凹，形似面盆，故称岩盆。

4）岩床

岩体顶、底都是平的，呈层状夹于沉积岩中，且与之呈整合接触关系。但上、下岩层皆受热力影响而发生变化，表示岩床系由岩浆侵入作用所造成。厚度为数米至数百米不等。

5）岩墙

岩墙是指岩浆沿岩层中的裂隙侵入冷凝而形成的侵入体。它切穿围岩并与之成不谐和的接触关系。岩墙的规模大小不一，厚度从几厘米至数千米，延伸从几米到数十千米。形状不规则的岩墙或其分支，叫做岩脉。

6）喷出岩的产状

常常由熔岩被或熔岩流形成层状及由火山碎屑物形成火山锥。

熔岩被是熔岩大量涌出地表时覆盖在广大地面上的岩体。熔岩流是熔岩大量涌出，自火山口向前流动的舌状岩体。1.2.3　岩浆岩的结构和构造

岩浆岩的结构和构造是岩浆岩生成时所处外界环境条件的反映，也是岩浆岩分类和命名的重要依据之一。

1）岩浆岩的结构

岩浆岩的结构是指组成岩浆岩矿物的颗粒大小、结晶程度、形状及这些组分之间的相互关系。最常见的结构有：等粒结构、斑状结构和隐晶质结构。（1）等粒结构

岩石中的矿物全部为显晶质，呈粒状，且主要矿物颗粒大小近于相等。等粒结构是深成岩浆岩特有的结构，见图1-3。按矿物结晶颗粒细分为粗粒结构（晶粒直径＞5mm）、中粒结构（晶粒直径为5～1mm）、细粒结构（晶粒直径＜1mm）。（2）斑状结构

组成岩石的主要矿物结晶颗粒大小不等，相差悬殊。其中晶形完好、颗粒粗大的称斑晶，小的称基质。斑晶颗粒粗大，而基质为隐晶质或玻璃质，即斑晶和基质颗粒粗细反差很大，而形成明显的斑状结构。斑状结构是浅成岩或喷出岩的重要特征（见图1-4）。图1-3　等粒结构图图1-4　斑状结构图（3）隐晶质结构

矿物晶粒微小，在肉眼和放大镜下看不见，只有在显微镜下才能观察到。从外表看，岩石断面是粗糙的，它是在岩浆很快冷却的情况下形成的，常为喷出岩所具有。

2）岩浆岩的构造

指岩石外表的整体特征，它是由矿物集合体的排列方式和充填方式决定的。常见的构造有：（1）块状构造

块状构造是指组成岩石的各种矿物无一定的排列方向，而是均匀分布于岩石之中，是侵入岩，特别是深成岩所具有的构造。（2）流纹状构造

流纹状构造是黏度大的岩浆在流动过程中，形成不同颜色的条纹或拉长的气孔，长条状矿物沿一定方向排列，所表现出来的熔岩流的流动构造。它是流纹岩所具有的典型构造。（3）气孔状构造

岩石中有很多大小不一、互不连通的圆形或椭圆形空洞。这是岩浆喷出地表后，冷凝速度较快，所含气体占有一定空间位置，气体逸出，便造成空洞（即气孔），形成气孔构造。（4）杏仁状构造

当喷出岩中的气孔被外来矿物所充填，便形成杏仁状构造。其充填矿物多为硅质、钙质充填。1.2.4　岩浆岩的分类及常见岩浆岩

1）岩浆岩的分类

自然界的岩浆岩种类繁多，它们彼此间存在着物质成分、结构构造、产状及成因等方面的差异，同时又具有密切的联系和一定的过渡关系。一般是根据岩浆岩的化学成分、矿物成分、结构、构造和产状等对岩浆岩进行分类，见表1-3。表1-3　岩浆岩的分类

2）常见的岩浆岩及其特征（1）花岗岩

花岗岩一般为灰白色、灰色、肉红色。矿物成分以石英和钾长石为主，其次为黑云母、角闪石、白云母等。全晶质等粒结构，块状构造。花岗岩分布广泛，质地均匀、坚固，颜色美观，是良好的建筑装饰材料。（2）花岗斑岩

斑状结构，斑晶为钾长石和石英，基质由细小的长石、石英及其他矿物组成。其他特征与花岗岩相似。（3）流纹岩

一般呈浅灰色、粉红色，也有呈灰黑色、绿色或紫色者。矿物成分与花岗岩类同，往往具斑状结构，斑晶为石英和钾长石，以流纹状构造为其特征，但也有气孔状构造。（4）闪长岩

浅灰色、灰色及灰绿色。矿物成分以角闪石、斜长石为主，其次为辉石、黑云母，有时含少量正长石和石英。全晶质等粒结构，块状构造。闪长岩致密块状，强度高，具有较高的韧性和抗风化能力，是良好的建筑材料。（5）闪长玢岩

灰色、灰绿色。斑状结构，斑晶主要为斜长石或角闪石，基质呈细粒或致密状。（6）安山岩

灰色、紫色、浅玫瑰色、浅黄色、红褐色。浅色矿物为斜长石，暗色矿物有辉石、角闪石、黑云母等。斑状结构，斑晶为斜长石。杏仁状构造特别明显，气孔中常为方解石所充填。（7）正长岩

浅灰色、灰色或肉红色。与闪长岩不同的是，正长石大量出现，也含少量斜长石。暗色矿物有角闪石和黑云母。具等粒结构，有时具斑状结构、块状构造。其物理力学性质与花岗岩相似，但不如花岗岩坚硬，抗风化能力差。（8）正长斑岩

其特点与正长岩相似，区别在于具明显的斑状结构。（9）粗面岩

浅灰色、浅黄色或粉红色。矿物成分主要为碱性长石，其次为黑云母，此外尚有少量斜长石和角闪石。常具粗面结构（系长条状的碱性长石微晶近于平行的流状排列）及斑状结构，斑晶为碱性长石，基质为隐晶质。一般为块状构造，有时可见流纹构造及多孔状构造。（10）辉长岩

灰色、灰黑色或暗绿色。主要矿物有辉石、斜长石，次要矿物有角闪石、橄榄石。全晶质等粒结构，块状构造。辉长岩强度高，抗风化能力较强。（11）辉绿岩

灰绿色、深灰色。矿物成分与辉长岩相似，具有特殊的辉绿结构（辉石充填在斜长石晶体格架的空隙中）。常含有方解石、绿泥石等次生矿物。（12）玄武岩

深灰色、灰黑色或黑色。矿物成分同辉长岩。隐晶结构，气孔或杏仁状构造。原生柱状节理特别发育。玄武岩因其岩浆黏度小，易于流动，通常以大面积的熔岩流产出。岩石致密坚硬、性脆，强度很高。（13）橄榄岩

暗绿色或黑色粒状岩石。主要矿物为橄榄石，其次为辉石或角闪石，不含长石和石英。岩石中若辉石数量特别多时则过渡为辉岩。辉岩往往形成粗大晶体，橄榄石则很小，散嵌在辉石晶体内，颜色多呈绿褐色。

1.3　沉积岩

由沉积物经过压固、脱水、胶结及重结晶作用变成的坚硬岩石，称为沉积岩。沉积岩占地壳总量的5%，但就地表分布而言，面积占75%。因此，沉积岩在地壳表层呈层状广泛分布，是区别于其他类型岩石的重要标志之一。1.3.1　沉积岩的物质组成

组成沉积岩的矿物有两类：一类是原来岩石经过风化、剥蚀、搬运来的矿物，主要有石英、正长石和白云母；另一类是在沉积作用中形成的新矿物，主要有方解石、白云石、岩盐、石膏、高岭石、菱铁矿、褐铁矿等。如果将沉积岩与岩浆岩中的矿物成分相比较，则可看出两者有显著的区别。如橄榄石、辉石、角闪石、黑云母等在岩浆岩中大量存在的矿物，在沉积岩中极为罕见。而在岩浆岩中很少有的矿物，如黏土矿物、岩盐、石膏及碳酸盐矿物等，在沉积岩中却占有显著的地位。

此外，在沉积物颗粒之间还有胶结物（就是把松散沉积物联结起来的物质）。胶结物对于沉积岩的颜色、坚硬程度有很大影响。按其成分可以分为以下几种：（1）泥质胶结物

胶结物为泥土或黏土，多呈黄褐色，其胶结成的岩石硬度小，易碎，易湿软，断面呈土状。（2）钙质胶结物

胶结物成分为钙质，所胶结的岩石硬度比泥质胶结的岩石大，具可溶性，呈灰白色。（3）硅质胶结物

胶结物成分为二氧化硅，所胶结的岩石强度高，呈灰色。（4）铁质胶结物

胶结物成分为氢氧化铁或三氧化二铁，所胶结的岩石硬度仅次于硅质胶结，常呈黄褐色或砖红色。1.3.2　沉积岩的结构和构造

1）沉积岩的结构

沉积岩的结构是由其组成物质的形态、性质、颗粒大小及所含数量决定的。常见的沉积岩结构有4种：（1）碎屑结构

由碎屑物质被胶结而形成，是碎屑沉积岩所特有的结构。按碎屑粒径的大小又分为：

①砾状结构：碎屑粒径＞2mm，磨圆度较好而无棱角。若磨圆度较差，棱角明显，则称为角砾状结构。

②砂状结构：碎屑粒径为0.05～2mm，其中，0.5～2mm的为粗砂结构，0.25～0.5mm的为中粒结构，0.05～0.25mm的为细粒结构；碎屑粒径0.005～0.05mm的为粉砂质结构。（2）泥状结构

由粒径＜0.005mm的黏土矿物颗粒组成。为泥岩、页岩等黏土岩所具有的结构。（3）结晶结构

为化学岩所具有的结构。是物质从真溶液或胶体溶液中沉淀时的结晶作用以及非晶质、隐晶质的重结晶作用和交代作用所产生的。如石灰岩、白云岩是由许多细小的方解石、白云石晶体集合而成的。（4）生物结构

由生物遗体或碎片所组成，如生物贝壳结构、珊瑚结构等。

2）沉积岩的构造

沉积岩的构造是指其组成部分的空间分布及其相互间的排列关系。沉积岩最主要的构造是层理构造。

层理构造是由于季节性的气候变化及先后沉积下来的物质颗粒的大小、形状、成分及颜色发生变化而显示出来的成层现象。根据层理的成因和形态，层理可分为水平层理、波状层理、斜层理和交错层理。根据层理的形态可以推断沉积物的沉积环境和介质搬运特征。1.3.3　沉积岩的分类及常见的沉积岩

1）沉积岩的分类

根据沉积岩的成因、物质成分及结构构造等，可将沉积岩分为3类：碎屑岩类、黏土岩类、化学及生物化学岩类，见表1-4。表1-4　沉积岩分类简表

2）常见的沉积岩（1）火山角砾岩

火山碎屑物质占90%以上，碎屑直径一般为2～10mm，多数为大小不等的熔岩角砾，亦有少数其他岩石的角砾。火山角砾多呈棱角状，分选性差，常为火山灰所胶结。颜色多种，常呈暗灰、蓝灰、褐灰、绿及紫色等。这类岩石多具孔隙并以此为其特征。（2）凝灰岩

组成岩石的碎屑一般小于2mm，外表颇似砂岩或粉砂岩，但比砂岩表面粗糙。其成分多属火山玻璃、矿物晶屑和岩屑，此外，尚有一些沉积物质。火山碎屑物亦成棱角状。岩石颜色多呈灰色、灰白色，亦有黄色和黑红色等。凝灰岩是很好的建筑材料，有时也可用作水泥原料。（3）砾岩

经过较长距离的搬运或受到海浪反复冲击的破碎的岩块，形成圆形或椭圆形的砾石（或称卵石）后，再经胶结的岩石称为砾岩。具砾状结构、层状构造，但层理一般都不发育。若这类岩石中砾石未被磨圆而具明显棱角者，则称为角砾岩。（4）砂岩

砂岩是指由各种成分的砂粒被胶结而成的岩石，具砂状结构，层状构造，层理明显。按砂粒的矿物成分可分为石英砂岩、长石砂岩和长石石英砂岩等；按砂粒粒径大小可分为粗砂岩、中粒砂岩和细砂岩；根据胶结物的成分，可分为硅质砂岩、铁质砂岩、钙质砂岩和泥质砂岩等。（5）黏土岩

一般呈较松散的土状岩石。主要矿物成分为高岭石、蒙脱石及水云母，并含有少量极细小的石英、长石、云母、碳酸盐矿物等。黏土颗粒含量占50%以上，具有典型的泥质结构，质地均一，有细腻感，可塑性和吸水性很强，岩石吸水后易膨胀。颜色多呈黑色、褐红、绿色等，但也有呈浅灰色、灰白色和白色。（6）页岩

由松散黏土经硬结成岩作用而成。页岩是黏土岩的一种构造变种，具有能沿层理面分裂成薄片或页片的性质，常可见显微层理，称为页理，页岩因此得名。页岩成分复杂，除各种黏土矿物外，尚有少量石英、绢云母、绿泥石、长石等混入物。依混入物成分不同，又可分为钙质页岩、硅质页岩、铁质页岩、碳质页岩和油页岩等。除硅质页岩强度稍高外，其余页岩岩性软弱，强度低，易风化，与水作用易于软化。（7）泥岩

泥岩的成分与页岩相似，但层理不发育，呈块状构造。（8）石灰岩

石灰岩由结晶细小的方解石组成，常有少量白云石、熟土、菱铁矿及石膏等混入物。纯石灰岩为灰色、浅灰色，当含有杂质时为浅黄色、浅红色、灰黑色及黑色等。以加冷稀盐酸强烈起泡为其显著特征。石灰岩分布相当广泛，岩性均一，易于开采加工，是用途很广泛的建筑石料，同时又是水泥工业的重要原料。（9）白云岩

白云岩主要由细小的白云石组成，含有少量方解石、石膏、菱镁矿及黏土等。其外表特征与石灰岩极为相似，但加冷稀盐酸不起泡或起泡微弱，具有粗糙断面，且风化表面多出现格状溶沟。白云岩的强度比石灰岩高，是一种良好的建筑材料。（10）硅质岩

硅质岩主要由蛋白石、石髓和石英组成，SiO含量在70%～90%，2尚有少量的黏土、碳酸盐等。硅质岩包括燧石岩、碧玉铁质岩和硅藻土等，其中以燧石岩最为常见。燧石岩致密坚硬，常具隐晶质结构，带状构造。

1.4　变质岩

变质岩是由组成地壳的岩石（岩浆岩、沉积岩和变质岩）因地壳运动和岩浆活动而在固态下发生矿物成分、结构构造的改变而形成的新的岩石。因此，它不仅具有自身独特的性质，而且还保留着原来岩石的某些特征。引起岩石变质作用的主要因素有温度、压力及化学活动性流体。1.4.1　变质岩的物质组成

组成变质岩的矿物可分成两部分：一部分是与岩浆岩和沉积岩共有的矿物，主要有石英、长石、云母、角闪石、辉石、方解石、白云石等；另一部分是变质岩所特有的变质矿物，主要有石榴子石、红柱石、蓝晶石、硅灰石、透辉石、透闪石、矽线石、绿泥石、蛇纹石、绢云母、石墨、滑石等。变质矿物是鉴别变质岩的重要标志。1.4.2　变质岩的结构和构造

1）变质岩的结构

变质岩几乎都具有结晶结构，但由变质作用的程度不同又可分为：（1）变余结构

在变质作用过程中，原岩的矿物成分和结构特征部分被保留下来，即构成变余结构。（2）变晶结构

变晶结构是变质岩最重要的结构，是原岩中各种矿物同时再结晶所形成的。如等粒变晶结构的石英岩、大理岩和斑状变晶结构的片岩、片麻岩。（3）压碎结构

压碎结构是由于动力变质作用，使岩石发生破碎而形成的，如碎裂岩等。

2）变质岩的构造

变质岩的构造是识别各种变质岩的重要标志。（1）片理构造

片理构造不仅是识别各种变质岩，而且是区别于其他岩类的重要特征。片理构造的形成，是由于岩石中的片状、板状和柱状矿物（如云母、长石、角闪石等），在定向压力作用下重结晶，垂直压力方向呈平行排列而形成的。根据形态不同，片理构造又可分为以下几种：

①片麻状构造

岩石中的深色矿物（黑云母、角闪石等）和浅色矿物（长石、石英等）相间呈条带状分布，构成一种黑白相间的断续条带状构造。具有这种构造的岩石沿片理面不易劈开，如片麻岩。

②片状构造

由大量片状、针状或柱状矿物作平行排列而成。片理特别清楚，是片岩所具有的构造。

③千枚状构造

片理清晰，片理面上有许多细小的绢云母鳞片有规律地排列，呈明显的丝绢光泽，即称千枚状构造，是千枚岩所具有的构造。

④板状构造

泥质岩石受挤压后形成易劈成薄板的构造，劈开面上常有鳞片状绢云母分布，是板岩所具有的构造。（2）块状构造

矿物无定向排列，也不能定向裂开，其分布大致呈均一状，如大理岩、石英岩等。1.4.3　变质岩的分类和常见的变质岩

1）变质岩的分类

根据矿物成分、结构、构造和变质类型对变质岩进行分类，见表1-5。表1-5　变质岩分类简表

2）常见的变质岩（1）板岩

板岩是一种结构均匀、致密且具有板状劈理的岩石，它是由泥质岩类经受轻微变质而成。因而，其结晶程度很差，尚保留较多的泥质成分，具变余泥质结构，板状构造。板岩可沿板理面裂开成平整的石板，故广泛用于建筑石材。（2）千枚岩

岩石的变质程度比板岩深，原泥质一般不保留。主要矿物除绢云母外，尚有绿泥石、石英等。具明显的丝绢光泽和千枚状构造。一般为绿色、黄绿色、黄色、灰色、红色和黑色等。这类岩石大多由黏土类岩石变质而成，少数可由隐晶质的酸性岩浆岩变质而成。（3）片岩

片岩是以片状构造为其特征的岩石。组成这类岩石的矿物成分主要是一些片状矿物，如云母、绿泥石、滑石等，此外尚含有石榴子石、蓝晶石、十字石等变质矿物。片岩与千枚岩、片麻岩极为相似，但其变质程度较千枚岩深。（4）片麻岩

以片麻状构造为其特征。变质程度较深，矿物大都重结晶，且结晶粒度较大，肉眼可以辨识。主要矿物为石英和长石，其次为云母、角闪石、辉石等。（5）大理岩

较纯的石灰岩和白云岩在区域变质作用下，由于重结晶而变为大理岩，也有部分大理岩是在热力接触变质作用下产生的。具等粒变晶结构，块状构造。滴冷稀盐酸强烈起泡。大理岩色彩多异，广泛用作建筑石料和雕刻原料。（6）石英岩

石英岩是由较纯的石英砂岩经区域变质作用和接触变质作用而形成，具等粒变晶结构，块状构造，硬度和结晶程度均较砂岩高。（7）蛇纹岩

蛇纹岩多数是由超基性岩（橄榄岩）在热液作用下使其中的橄榄石、辉石变成蛇纹石而形成。质软，略具滑感，片理及碎裂构造常见。蛇纹岩常含有由蛇纹石纤维状变种（石棉）所组成的细脉。因此，蛇纹岩常是石棉矿床的找矿标志。（8）构造角砾岩

构造角砾岩是断层错动带中的岩石在动力变质中被挤碾成角砾状高度角砾岩化的产物。碎块大小不一，形状各异，其成分取决于岩石的成分。破碎的角砾和碎块已离开原来的位置杂乱堆积，带棱角的碎块互不相连，被胶结物所隔开。胶结物以次生的铁质、硅质为主，亦见有泥质及一些被磨细的本身岩石的物质。（9）碎裂岩

在压应力作用下，岩石沿扭裂面破碎，方向不一的碎裂纹切割岩石，碎块间基本没有相对位移，这样的岩石称碎裂岩。（10）糜棱岩

糜棱岩是粒度比较小的强烈压碎岩，在压碎过程中，由于矿物发生高度变形移动或定向排列而成，岩性坚硬，具明显的带状、眼球纹理构造。

1.5　岩石和土的工程地质评述

岩石和土都是矿物的集合体，是自然界地质作用的产物，并在地质作用下相互转化。土在一定温度和压力下，经过压密、脱水、胶结及重结晶等成岩作用形成岩石；岩石经风化作用，又可变成土。岩石与土之间，既存在多方面的共性和密切联系，又有明显的不同。从其工程性质来看，大部分岩石的建筑条件比土体要优越得多，但也存在个别岩石与土很难区别，如黏土岩、泥灰岩等，表现出与土接近的工程性质。但总的来说，许多土体中出现的问题对岩石来说则显得十分微弱。1.5.1　岩石的工程地质评述

岩石是矿物的集合体，是相对完整的岩块。其工程地质性质包括岩石的物理性质、水理性质和力学性质。其中，物理性质是岩石的基本性质，主要包括岩石的密度、重度、相对密度、孔隙率及孔隙比；水理性质是指岩石与水作用所表现的性质，主要包括岩石的吸水性、透水性、溶解性、软化性、膨胀性、崩解性及抗冻性；力学性质是指岩石受到外力作用后，岩石的强度和变形特性。主要的变形指标有弹性模量、变形模量及泊松比；主要的强度指标包括岩石的抗压、抗拉及抗剪强度。然而，从工程角度出发，作为建筑环境的那部分工程体是由各种岩石块体与结构面自然组合而成的“结构体”，这就使得工程体的工程地质性质往往不在于岩石的强度如何，而在于岩体的工程地质特征。岩体的工程地质特征主要包括岩体的复杂性、岩体的强度特性及变形破坏特性。

1）岩体的复杂性

岩体是复杂的地质体，主要表现在以下方面：（1）形成过程复杂。自然界中的矿物按照不同的成岩方式形成了地壳表层的岩石层，而岩石层在经历了多期构造运动及各种风化作用后，便形成了形态各异的复杂岩体。（2）岩体的组成复杂。组成岩体的岩石成因不同，矿物成分及结构构造不同，使得岩石具有不同的性质，而岩石风化状态的多样性又对原岩进行着由内到外的改造，形成了复杂的组分。（3）结构复杂。由于岩体存在大量各种成因的结构面，而结构面的空间分布、组合方式及填充情况等千变万化，使得岩体的结构形式复杂多样。（4）处于复杂的地质环境中。岩体中存在复杂的天然应力场、温度场和渗流场，使得岩体的赋存环境异常复杂。

2）岩体的强度特性

岩体是岩块和结构面的组合体，这就使得岩体的强度既不同于岩块的强度，也不同于结构面的强度。但是由于结构面是岩体力学强度相对较弱的部位，它导致岩体力学性能的不连续性、不均一性和各向异性。因此，岩体的强度主要取决于结构面的强度。一般情况下，其强度介于岩块与结构面强度之间。

3）岩体的变形破坏特性

岩体的变形包括岩块变形和结构变形。结构变形主要取决于结构面的闭合、充填物的压缩及结构面的张裂和剪切滑移。表现为两个特点：一是不同岩体结构的力学性质差别很大；二是岩体变形具有显著的各向异性，也就是说受结构面控制的岩体在岩体各个方向的变形有区别。岩体的破坏形式主要取决于结构面的组合形式。一般情况下，硬岩岩体主要为脆性破坏，软岩岩体主要为塑性破坏，硬岩岩体破坏强度大大高于软岩岩体。

事实上，在硬岩岩体中，结构面的力学强度大大低于岩块的力学强度，因此，硬岩岩体的变形破坏首先是沿结构面的变形破坏。而在软岩岩体中，因岩块的力学强度较低，有时与结构面相差无几，甚至低于结构面强度，所以，对于软岩岩体，其变形破坏往往取决于岩块的变形破坏。1.5.2　土的工程地质评述

土是地壳中的岩石经风化、剥蚀后形成的大小悬殊的颗粒，在原地残留或以不同的方式搬运，并在各种自然环境下堆积形成的产物。按形成土体的地质应力和沉积条件，可将土分成残积土、坡积土、洪积土、冲积土、风积土、湖积土、海洋沉积土和冰川沉积土等。

由于不同类型土的形成年代、作用和环境不同，形成后经历的变化过程也不同，因此，不同类型土的物质组成和结构特征也不一样，从而也使得土体具有不同的工程地质特性。土体的工程地质特性主要表现为土的力学特性、土的固结特性及特殊土的工程地质特性。

1）土的塑性特性

土的塑性主要是土中黏土矿物与水溶液发生一些相互的物理化学作用而表现出的工程性质，因此，土的塑性可以是区别黏性土和砂性土的重要特征，也可作为黏性土的分类依据。已有研究表明：土的塑性主要取决于土中黏土矿物的含量及含水率的多少。因此，对于黏性土，黏土矿物含量越高，含水率变化范围越大，其塑性越强；反之，其塑性越弱，土体越坚硬。

2）土的力学特性

土的力学特性是指土在外力作用下所表现的性质，主要包括土的压缩性和抗剪性，亦即土的强度和变形特性。土的力学特性是土的工程地质性质中最重要的组成部分。（1）土的压缩性

土在压力作用下体积缩小的特性称为土的压缩性。试验研究表明，在一般工程压力（100～600kPa）作用下，固体矿物颗粒和水的压缩量极其微小，一般不到土体总压缩量的1%，工程上可以忽略不计。因此，土体的压缩可以看作是土中孔隙体积的缩小，其实质是：在荷载作用下，土中的水和气体不断排出，土颗粒之间产生相对移动靠拢，土体孔隙逐渐减小所致。（2）土的抗剪强度

土的强度是指土体抵抗外力时保持自身不被破坏时所能承受的极限应力。对工程土体而言，土的强度也就是工程土体承受工程荷载的能力。在工程实践中，土的强度问题涉及地基、边坡和地下硐室的稳定性等问题，因而是土的力学特性中的关键问题。

大量的工程实践表明，土体在通常应力状态下的破坏多表现为剪切破坏。即土体在自重或外荷载作用下，其某个曲面上产生的剪应力值达到了土对剪切破坏的极限抗力（这个极限抗力称为土的抗剪强度），导致土体沿着滑裂面发生剪切破坏。因此，土体的强度问题实质是土的抗剪能力问题，即土的强度由抗剪强度决定。地基承载力、土坡稳定和挡土结构的土压力都与土的抗剪强度有直接的关系。

3）土的固结特性

在荷载作用下，透水性大的饱和无黏性土，其压缩过程在短时间内就可完成。但黏性土的透水性很小，其中的水分只能慢慢排除，因此其压缩所需时间要比砂土长得多。这种土的压缩随时间而增长的过程称为土的固结。如饱和软黏性土，其固结变形往往需要几年甚至几十年的时间才能完成，因此必须考虑变形与时间的关系，以便控制施工加载速率，确定建筑物的使用安全措施。有时地基各点由于土质不同或荷载差异，还需考虑地基沉降过程中某一时间的沉降差异。所以，土的固结问题十分重要。

4）特殊土的工程地质特性（1）黄土的工程性质

黄土是以粉粒为主，含碳酸盐，具大孔隙，质地均一，无明显层理而有显著垂直节理的黄色陆相沉积物。其颗粒成分中粉粒约占60%～70%，砂粉和粘粒各占1%～29%和8%～26%；黄土的密度为1.5～221.8g/cm，干密度为1.3～1.6g/cm，其中干密度反映了黄土的密实程2度，且干密度小于1.5g/cm的黄土具有湿陷性；黄土的天然含水率一般较低，且含水率与湿陷性有一定关系，含水率低，湿陷性强，含水量增加，湿陷性减弱，当含水量超过25%时就不再湿陷了；黄土多为中压缩性土，抗剪强度中等。此外，黄土地区常常有天然或人工洞穴，由于这些洞穴的存在和不断发展扩大，往往引起上覆建筑物突然塌陷，称为陷穴。（2）膨胀土的工程性质

膨胀土是一种富含亲水性的黏土矿物，并且随含水量增减，体积发生显著胀缩变形的高塑性黏土。其颗粒成分以粘粒为主，含量在35%～50%以上，粉粒次之，砂粒很少。粘粒的矿物成分多为蒙脱石和伊利石，这些黏土颗粒比表面积大，有较强的表面能，在水溶液中吸引极性水分子和水中离子，呈现强亲水性。天然状态下，膨胀土结2构紧密，孔隙比小，干密度达1.6～1.8g/cm，土体处于坚硬或硬塑状态，有时被误认为良好地基；膨胀土中裂隙发育，是不同于其他土的典型特征。同时，裂隙在水的淋滤作用下，裂面附近蒙脱石含量增高，呈白色，构成膨胀土中的软弱面，导致边坡失稳滑动；膨胀土在天然状态下抗剪强度和弹性模量比较高，但遇水后强度显著降低。另外，膨胀土具有超固结性。超固结性是指膨胀土在历史上曾受到过比现在的上覆自重压力更大的压力，因而孔隙比小，压缩性低，一旦被开挖外露，卸荷回弹，产生裂隙，遇水膨胀，强度降低，造成破坏。（3）软土的工程性质

软土是天然含水率大、压缩性高、承载力和抗剪强度很低的，呈软塑+流塑状态的黏性土。其颗粒分散性高，连结弱，孔隙比大，含水率高，孔隙比一般大于1，可高达5.8；软土的透水性很差；荷载作用下排水不畅，固结慢，压缩性高，在建筑物荷载作用下容易发生沉降及不均匀沉降，而且沉降完成的时间较长；软土的强度低，无侧限抗压强度在10～40kPa；软土具有触变性，即软土受到振动，颗粒连结破坏，土体强度降低，呈流动状态的特性。触变可导致地基土大面积失效，引发建筑物破坏；软土具有流变性，即在长期荷载作用下，变形可延续很长时间，最终引起破坏。（4）冻土的工程性质

冻土是指温度在零摄氏度或以下，含有固态水（即冰）的各类土。冻土处在冻结状态时，往往具有较高的强度和较低的压缩性或无压缩性。但当其融化时，强度则明显下降，压缩性急剧增高。如果将冻土作为建筑环境，尤其作为建筑物地基，则不利于建筑环境或地基稳定。

冻土可分为季节冻土和多年冻土。季节冻土是随季节变化周期性冻结融化的土，而多年冻土则是冻结状态持续3年以上的土。对于季节性冻土而言，其冻胀和融沉与土的颗粒成分和含水量有关。由于受季节性控制和周期性冻结、融化的特点，这类土的结构形式及对工程问题的影响有很大区别。对于多年冻土而言，其强度和变形主要反映在抗压强度、抗剪强度和压缩系数等方面。由于多年冻土常存在于地表以下一定深度，其上部近地表部分受季节性影响，冬冻夏融，为季节性融冻层，这就使得多年冻土的力学性质随温度和加载时间而变化的敏感性大大增加，表现出更加复杂的工程特性。思考题

1.简述矿物、岩石的定义，并阐明三大类岩石的主要成因。

2.岩石和岩体有何区别？

3.岩体有哪些工程地质特征？

4.简述土的压缩性及固结性的定义、区别及联系。

5.特殊土有哪些？其工程地质问题是什么？

2　地质构造

地质构造是地质体（geologic body）或地壳中的岩块受到应力作用造成永久变形的产物。地质体泛指天然的岩石块体，不论其规模大小、形状、内部结构和成因。地质体在地面上直接露出部分称为露头（outcrop）。露头上往往赋存有地质构造的一些信息，因而成为地质工作者在野外调查研究的重要对象。

2.1　地质年代

地球形成至今已有46亿年。在整个地质历史时期，地球的发展演化及地质事件记述需要一套相应的时间概念即地质年代。地质年代是指地质体形成或地质事件发生的时代。地质学以相对年代和绝对年代两种方法计算时间。表示地质体形成或地质事件发生的先后顺序为相对年代，表示地质体形成或地质事件发生距今的年龄称为绝对年代（同位素年龄）。2.1.1　相对年代的确定

1）地层层序律

地层层序律是确定地层相对年代的基本方法。地层是指在一定地质时期内所形成的层状岩石（岩层）。未经构造运动改变的层状岩层大都是水平岩层。水平岩层的层序为先形成的位于下部，后形成的覆盖其上部，即下老上新的层序规律（图2-1（a））。

如果岩层因构造运动发生倾斜但未倒转时，倾斜面以上的岩层新，倾斜面以下的岩层老（图2-1（b））。图2-1　地层层序律（岩层层序正常时）1、2、3、4依次从老到新

当构造运动使岩层层序颠倒称地层倒转，则老岩层就会覆盖在新岩层之上（图2-2）。这时要仔细研究沉积岩的泥裂、波痕、递变层理、交错层理等原生构造来判别岩层的顶、底面，恢复其原始层序，以定其相对新老关系。

2）生物层序律

沉积岩中保存的地质时期生物遗体和遗迹称为化石。化石的成分常常已变为矿物质，但原来的生物骨骼或介壳等硬件部分的形态和内部构造却在化石里保存下来。图2-2　地层层序律（岩层层序倒转时）1、2、3、4依次从老到新

在漫长的地质历史时期，生物的演变是从简单到复杂、从低级到高级不断发展演化的。因此，一般来说，年代越老的地层中所含的生物越原始、越简单、越低级；年代越新的地层中所含生物越进步、越复杂、越高级。根据地层中所含生物化石的特征来推断地层相对年代或先后顺序，称为“生物层序律”。

不同地质时代的岩层中含有不同类型的化石及其组合。而在相同地质时期的相同地理环境下形成的地层，只要原先的海洋或陆地是相通的，则含有相同的化石及其组合。

应该指出，有些生物对环境变化的适应能力很强，虽经过漫长的地质历史，但它们的特征没有明显变化。如舌形贝5亿多年前即已在海洋中出现，至今仍然存在。因而这种化石对于确定地层年代意义不大。对于研究地质年代有决定意义的化石，应该具有在地质历史中演化快、延续时间短、特征显著、数量多、分布广等特点，这种化石称为标准化石。

3）切割律

地层层序律和生物层序律主要适用于沉积岩或具有层状岩石的新老关系，而对于呈块状产出的岩浆岩或变质岩则难以运用，因为它们不成层也不含化石。但是这些不同时代块状与层状岩石之间以及它们相互之间存在着穿插、切割关系。就侵入岩与围岩相比，侵入者年代新，被侵入者年代老，切割者年代新，被切割者年代老，包裹者年代新，被包裹者年代老，这就是切割律。这一原理还可以用来确定有交切关系或包裹关系的任何两地质体或地质界面的新老关系（见图2-3）。图2-3　运用切割律确定岩石形成顺序1—石灰岩，最早形成；2—花岗岩，形成晚于石灰岩；3—硅卡岩，形成时间同花岗岩；4—闪长岩，晚于花岗岩形成；5—辉绿岩，形成晚于闪长岩；6—砾岩，最晚形成2.1.2　同位素年龄（绝对年代）的测定

自20世纪30年代发现了元素的放射性后，同位素地质年代测定方法得到越来越广泛的应用。基本原理是基于放射性元素具有固定的衰变系数（衰变系数λ代表每年每克母体同位素能产生子体同位素的克数），而且矿物中放射性同位素蜕变后剩余的母体同位素含量（N）与蜕变而成的子体同位素含量（D）可以测出，根据下列公式：

就可以计算出该矿物和该矿物同时形成的岩石从形成到现在的实际年龄，即代表岩石的绝对年代。

放射性同位素的种类很多，能够用来测定地质年代的必须具备以下条件：（1）具有较长的半衰期，几天或几年内就蜕变殆尽的同位素是不能使用的。（2）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。（3）其子体同位素易于富集并保存下来。

通常用来测定地质年代的放射性同位素有钾-氩（K-Ar）、铷-锶（Rb-Sr）、铀-铅（U-Pb）和碳-14等。其中碳-14的半衰期短，主要用于500万年以内的年龄测定，专用于测定最新地质事件和大部分考古资料的年代；钾-氩（K-Ar）有效范围大，适用于绝大部分地质年龄，而且钾是常见元素，应用范围很广；铷-锶（Rb-Sr）、铀-铅（U-Pb）主要用来测定较古老岩石的地质年龄。2.1.3　地质年代表

通过对全球各个地区地层划分和对比及对各种岩石进行同位素年龄测定等，按年代先后顺序进行系统性的编年，便建立起目前国际上通用的地质年代表（见表2-1）。它的内容包括各个地质年代单位、名称、代号和同位素年龄值等。

地质年代表使用不同级别的地质年代单位（时间单位）和地层年代单位（地层单位）。地质年代单位包括宙、代、纪、世，与其对应的地层年代单位分别是宇、界、系、统。

宙是地质年代的最大单位，根据生物演化，把距今6亿年以前仅有原始菌藻类出现的时代称为隐生宙，距今6亿年以后称为显生宙，是地球上生命大量发展和繁荣的时代。与宙相应的地层单位为宇。

代是地质年代的二级单位。隐生宙划分为2个代：太古代和元古代。显生宙进一步划分为3个代：古生代、中生代、新生代。与代相应的时段内形成的岩石地层相应单位为界。

纪是地质年代的三级单位。古生代分为6个纪，中生代分为3个纪，新生代分为2个纪。在纪的时段内形成的岩石地层其年代地层单位为系。

世是纪下面的次一级地质年代单位。一般一个纪分成3个或2个世，称为早世、中世、晚世或早世与晚世，并在纪的代号右下角分别标出1、2、3或1、2表示。比较特殊的是新生代分为7个世。与世相应的年代地层单位称为统，它们的相应地层为下统、中统和上统。表2-1　地质年代表（年代地层表）

各个代、纪延续时间不一，总趋势是年代越老延续时间越长，年代越新延续时间越短；年代越新者保留下来的地质事件的记录——地层越全、划分越细。此外，地质年代单位的划分也考虑到生物进化的阶段性，年代越新，生物进化的速度加快，反映出地质环境演化速度加快。

地质年代表中“地壳运动”一栏是表示世界和我国主要地壳运动的时间段名称，它们都是以最早发现并经过详细研究的典型地区的地名来命名的。

地质年代表中的符号是采用英文缩写来表示的。2.1.4　地方性岩石地层单位

除了国际性地层单位外，还有按岩性特征划分地层的地方性岩石地层单位。

各地区在地质历史中所形成的地层事实上是不完全相同的。地方性岩石地层划分，首先是调查岩石性质、运用确定相对年代的方法研究它们的新老关系，对岩石地层进行系统划分。岩石地层单位，或称地方性地层单位，可分为群、组、段等不同级别。

群是岩石地层的最大单位，常常包含岩石性质复杂的一大套岩层，它可以代表一个统或跨两个统，如南京附近有象山群、黄马青群、青龙群等。

组是岩石地层划分的基本单位，岩石性质比较单一。组可以代表一个统或比统小的年代地层单位，如南京附近有栖霞组、龙潭组等。

段是组内次一级的岩石地层单位，代表组内具有明显特征的一段地层，如南京附近栖霞组分出臭灰岩段、下硅质岩段、本部灰岩段等。

群、组、段的前面常冠以该地层发育地区的地名。在岩石地层层序建立的基础上，通过古生物化石研究以及同位素绝对年龄测定，建立地方性地层表或地层柱状图。它与年代地层单位之间没有对应关系。

2.2　岩层产状与地层接触关系

地球自形成以来，地壳是不断运动、发展和变化的，一直处于运动状态。如喜马拉雅山地区，在约2500万年以前还是一片汪洋大海，以后由于地壳上升，形成了今天的“世界屋脊”。这种由于地球内力地质作用引起地壳变化，使岩层或岩体发生变形和变位的运动，称为地壳运动。地壳运动也常称为构造运动。

构造运动是一种机械运动，涉及范围包括地壳及上地幔上部即岩石圈。按运动方向可分为水平运动和垂直运动两种基本形式。

水平方向的构造运动是指岩块相背分离裂开或相向聚集，发生挤压、弯曲或剪切、错开，甚至形成巨大的褶皱山系或裂谷。例如美国西部的圣安得列斯断层，从中新世以来水平位移距离达260km。

垂直方向的构造运动是指地壳沿垂直地面方向进行的升降运动，表现为地壳大面积的上升或下降，形成大规模的隆起和坳陷。

构造运动至今仍在发展之中，一般把第四纪以来的构造运动称为新构造运动。其中又将人类历史时期到现在所发生的新构造运动称为现代构造运动。

地壳运动的结果，使地壳中的岩层发生变形、变位，形成了各种不同的构造形迹，如褶皱、断裂等，称为地质构造。地质构造的规模有大有小，大者分布可达几千千米，而小的在显微镜下才能观察到。褶皱构造和断裂构造是最主要的构造类型（见图2-4）。图2-4　地质构造2.2.2　岩层的产状

岩层产状是岩层在空间产出的状态和方位的总称，它是研究地质构造的基础。岩层的产状是由岩层面在三度空间的延伸方位及其倾斜程度来确定的，即采用岩层面的走向、倾向和倾角3个要素的数值来表示。除水平岩层成水平状态产出外，一切倾斜岩层的产状均以其走向、倾向和倾角表示，称为岩层产状三要素。

1）岩层产状的定义

走向：岩层面与水平面交线的延伸方向，层面上的水平线叫走向线（见图2-5中的AB线），走向线两端所指的方向即为岩层的走向。所以，岩层走向有两个方位角数值。可由两个相差180°的方位角来表示，如NE30°与SW210°。

倾向：垂直走向线、沿岩层面向下倾斜的直线叫倾斜线（又称真倾斜线），它在水平面上的投影线称为倾向线，如图2-5（a）中的倾斜线OD在水平面上的投影线OD′所指的方向，就是岩层的倾向（又称真倾向）。沿着岩层面但不垂直于走向线的向下倾斜的直线为视倾斜线，其在水平面上的投影线称为视倾向线，视倾向线所指的方向为视倾向。走向与倾向相差90°。

倾角：真倾斜线与其在水平面上的投影线（倾向线）的夹角叫倾角（如图2-5（b）中的α角），又称真倾角。视倾斜线与其在水平面上的投影线（视倾向线）的夹角叫视倾角。如图2-5（b）所示，图中直角三角形OGH中∠α为真倾角，直角三角形OCH中∠β为视倾角，∠ω是视倾向与真倾向的夹角。由几何关系可推出视倾角与真倾角的关系如下：tanβ=tanα·cosω

野外测定岩层产状，通常是测量其真倾向和真倾角。但有时要用视倾角。例如，绘制地质剖面或作槽探、坑道编录时，如剖面方向或槽、坑的方向与岩层的走向不直交时，剖面图或素描图上岩层的倾角就要用作图方向的视倾角来表示。图2-5　岩层的产状

2）岩层产状要素的测定与表示方法

岩层的产状要素通常是用地质罗盘直接在岩层面上测量的（见图2-6）。图2-6　岩层产状要素及其测量方法（1）岩层产状的具体量测方法

测量走向时，使罗盘的长边紧贴层面，将罗盘放平，当圆形水准器气泡居中时，读指北针或指南针所示的方位角，就是岩层的走向。

测量倾向时，将罗盘北端指向岩层向下倾斜的方向，以南端短棱靠着岩层层面，当圆形水准器气泡居中，读指北针所示的方位角，就是岩层的倾向。因为岩层的倾向只有一个，所以在测量岩层的倾向时，要注意将罗盘的北端朝向岩层的倾斜方向。

测量倾角时，需将罗盘横着竖起来，使罗盘长边紧靠层面，并用右手中指拨动底盘外之活动扳手，同时沿层面移动罗盘，当管状水准器气泡居中时，读测斜指针所指的最大度数，就是岩层的真倾角。（2）岩层产状要素的表示方法

岩层产状要素有文字和符号两种表示方法，其中符号表示法主要用于地质图，见图2-7所示。图2-7　岩层产状的符号表示法

岩层产状的文字表示方法有象限角和方位角两种。

象限角是以北或南为0°，向东或向西测量角度，角度范围可为N0°～90°E、N0°～90°W或S0°～90°E或S0°～90°W。方位角是以北为0°，顺时针转动测量角度，角度范围从0°到360°。象限角表示法：常用走向、倾向和倾角象限表示。如N65°W/25°SW，即走向为北偏西65°，倾角为25°，向南西倾斜。

方位角表示法：常用倾向和倾角表示。如205∠65，即倾向为南西205°，倾角65°，其走向则为NW65°或SE65°。走向可根据倾向加减90°后得到。2.2.3　岩层露头线特征

露头是一些暴露在地表的岩石。它们通常在山谷、河谷、陡崖以及山腰和山顶出现。未经过人工作用而自然暴露的露头称天然露头，经人为作用暴露在路边、采石场和开挖基坑中的露头称人工露头。露头观察发现岩层除水平状态和倾斜状态外，还有直立状态。

露头线是指岩层层面与地面的交线。它的形态取决于岩层的产状和地面起伏即地形状况。水平岩层、直立岩层和倾斜岩层露头线分布特征是不相同的。

水平岩层露头线与地形等高线平行重合，但不相交（见图2-8）。直立岩层露头线呈直线延伸，不受地形影响，其延伸方向即为岩层走向。倾向岩层露头线呈“V”字形形态。但“V”字形的弧顶朝向，两侧张开或闭合程度皆受岩层倾向与地形坡向、倾角与坡脚的制约。倾斜岩层走向与山脊或沟谷延伸方向垂直时，露头线“V”字形有3种分布规律：图2-8　水平岩层的出露特征（1）“相反相同”

岩层倾向与地面坡向相反，露头线与地形等高线呈相同方向弯曲，但露头线的弯曲度总比等高线的弯曲度要小。“V”字形露头线的尖端在沟谷处指向上游，在山脊处指向下坡（见图2-9）。图2-9　与坡向相反的倾斜岩层的出露特征（2）“相同相反”

岩层倾向与地面坡向相同，但岩层的倾角大于地形的坡角时，露头线与地形等高线呈相反方向弯曲。“V”字形露头线的尖端在沟谷处指向下游，在山脊处指向上坡（见图2-10）。图2-10　与坡向相同的倾斜岩层的出露特征（岩层倾角＞地形坡角）（3）“相同小相同”

岩层倾向与地面坡向相同，岩层倾角小于地形坡角，露头线与地形等高线呈相同方向弯曲，但露头线的弯曲度总是大于等高线的弯曲度。“V”字形露头线的尖端在沟谷处指向上游，在山脊处指向下坡（见图2-11）。图2-11　与坡向相同的倾斜岩层的出露特征（岩层倾角＜地形坡角）

根据以上“V”字形法则，就可以判断岩层的倾向。“V”字形法则同样可以用来判断断层面的倾向，但不能判断断层的性质。2.2.4　地层接触关系

在地质历史发展演化的各个阶段，构造运动贯穿始终。由于构造运动的性质不同或所形成的地质构造特征不同，往往造成新老地层之间具有不同的相互接触关系。地层接触关系反映了岩石形成和构造运动的特征。地层接触关系是构造运动最明显的综合表现。

概括起来，地层接触关系主要有以下几种：

1）整合接触

相邻的新、老地层产状一致，时代连续，沉积作用没有间断。表明它是在构造运动处于持续下降或持续上升的背景下发生连续沉积而形成的（见图2-12）。图2-12　整合接触及其形成过程

2）假整合接触

假整合接触又称平行不整合接触。相邻的新、老地层产状平行一致，而地层时代不连续，它们的分界面是沉积作用的间断面，或称为剥蚀面，剥蚀面的产状与相邻的上下地层的产状平行。其间缺失了某些地层，标志着这期间地壳曾一度上升。上升时遭受风化剥蚀，形成具有一定程度起伏的剥蚀面。随后地壳均衡下降，在剥蚀面上重新接受沉积，并形成上覆地层（见图2-13）。图2-13　假整合接触及其形成过程

3）不整合接触

不整合接触又称角度不整合接触，相邻新、老地层产状不一致，以角度相交，地层时代不连续，期间有剥蚀面相分隔，剥蚀面的产状与上覆地层的产状一致，与下覆地层的产状不一致。反映其间曾发生过剧烈的构造运动，致使老地层产生褶皱、断裂，地壳上升遭受风化剥蚀，形成剥蚀面。而后地壳下降，在剥蚀面上接受沉积，形成新地层（见图2-14）。图2-14　不整合接触及其形成过程

4）侵入体的沉积接触

地层覆盖在侵入体之上，期间有剥蚀面分开，剥蚀面上堆积有由该侵入体被剥蚀所形成的碎屑物质。沉积接触表明，侵入体形成后，地壳上升并遭受剥蚀，侵入体上面的围岩以及侵入体上部的一部分被剥蚀，形成剥蚀面，然后地壳下降，在剥蚀面上接受沉积，形成新的地层。该侵入体的年代恒老于其上覆岩层的年代（见图2-15）。

5）侵入接触

侵入接触是侵入体与被侵入围岩间的接触关系。侵入接触的主要标志是，侵入体边缘有捕虏体，侵入体与围岩接触带有接触变质现象，侵入体与其围岩的接触界线多呈不规则状等。侵入接触的存在说明该地区曾经有构造运动发生，因而引起了岩浆的侵入，形成了侵入体。侵入体的年代晚于被侵入围岩的年代（见图2-16）。图2-15　花岗岩与围岩的侵入接触与沉积接触关系图2-16　花岗岩侵入奥陶纪沉积地层

6）断层接触

地层与地层之间或地层与岩体之间，其接触面本身为断层面（见图2-17）。图2-17　断层接触关系

上述接触关系中，图2-12～图2-14为沉积岩层间的接触关系，图2-15、图2-16为岩浆岩与沉积岩层间的接触关系。由于整合接触中的不整合面是下伏古地貌的剥蚀面，常有较大的起伏，同时常有风化层或底砾存在，层间接合差，地下水发育，当不整合面与斜坡倾向一致时，常成为潜在的滑动面，如开挖路堑，经常沿此面产生斜坡滑动，对工程建筑不利。

2.3　褶皱构造

岩层受力而发生弯曲变形称为褶皱。岩层在构造运动作用下，或者说在地应力作用下，改变了岩层的原始产状，不仅使岩层发生倾斜，而且大多数形成各式各样的弯曲。褶皱是岩层塑性变形的结果，是地壳中广泛发育的地质构造的基本形态之一。褶皱的规模可以长达几十到上千米，也可以小到在手标本上出现。褶皱构造通常指一系列弯曲的岩层，而把其中一个弯曲称为褶曲。2.3.2　褶皱要素

为了研究和描述褶皱形态及空间展布特征，首先要弄清楚褶皱的各个组成部分（褶皱要素）及其相互关系（见图2-18）。褶皱要素是褶曲形态分类的重要依据。图2-18　褶皱要素示意图

1）核

褶皱中心部位的地层，当剥蚀后，常把出露在地面的褶皱中心部分的地层称为核。

2）翼

褶皱核部两侧的地层。

3）轴面

褶皱内各相邻褶皱面上的枢纽连成的面称为轴面。轴面是一个假想的标志面，它可以是简单的平面，也可以是复杂的曲面；轴面与地面或其他任何面的交线称为轴迹。

4）枢纽

同一褶皱层面与轴面相交的线，叫枢纽。枢纽可以是直线，也可以是曲线；可以是水平线，也可以是倾斜线。

5）弧尖

在垂直于枢纽的切面上轴面与层面的交点称为弧尖，是层面弯曲最大的部位，同一层面上弧尖的连线就是枢纽。

6）轴线

轴线是指轴面与地面或水平面的交线。2.3.3　褶皱的类型

褶曲的形态是多种多样的，但基本形式只有背斜和向斜两种（见图2-19）。

从外形上看，背斜是岩层向上突出的弯曲，两翼岩层从中心向外倾斜；向斜是岩层向下突出的弯曲，两翼岩层自两侧向中心倾斜。这种从形态上的划分，大多数情况下是对的，但在有些情况下则是无法判断的。例如，当褶曲是横卧时，或褶曲两翼平行而顶部被剥蚀掉时，或褶曲呈扇形弯曲而顶部亦被剥蚀，或褶曲呈翻卷状态时，都无法利用形态区分是背斜或向斜。图2-19　褶皱的类型

从本质上讲，应该根据组成褶曲核部和两翼岩层的新老关系来区分，即褶曲的核部是老岩层，而两翼是新岩层，就是背斜；相反，褶曲核部是新岩层，而两翼是老岩层，就是向斜。或者说，由核到翼，岩层越来越新，并在两翼呈对称出现，为背斜；由核到翼，岩层越来越老，并在两翼呈对称出现，为向斜。

褶曲的形态分类是描述和研究褶曲的基础，它不仅在一定程度上反映褶曲形成的力学背景，而且对地质测量、找矿和地貌研究等都具有实际的意义。

1）根据轴面产状并结合两翼特点分类（1）直立褶皱：轴面直立，两翼岩层向不同方向倾斜，两翼倾角相等（图2-20（a））。（2）倾斜褶皱：轴面倾斜，两翼岩层向不同方向倾斜，两翼倾角不等（图2-20（b））。（3）倒转褶皱：轴面倾斜，两翼岩层向同一方向倾斜，倾角大小不等，其一翼岩层为正常层序，另一翼岩层发生倒转；如两翼岩层向同一方向倾斜，且倾角大小相等则称为同斜褶皱（图2-20（c））。（4）平卧褶皱：也叫横卧褶皱，轴面水平或近于水平，两翼岩层的产状也近于水平重叠；一翼层位为正常层序，另一翼层位发生倒转（图2-20（d））。（5）翻卷褶皱：轴面为一曲面（图2-20（e））。

上述5种褶曲基本上反映了褶曲变形程度从轻微到强烈、从简单到复杂的过程以及水平挤压力的不同强度。但不能绝对化，有时与岩性和构造条件等有关。图2-20　根据轴面和两翼产状的褶皱分类

2）根据横剖面的形态分类（1）扇形褶皱：在横剖面上呈扇形展开，两翼岩层产状可能同时倒转（图2-21（a））。（2）箱形褶皱：在横剖面上呈箱形，底部岩层平缓而两翼岩层产状近于直立。转折端平直而两翼陡峭，在两翼转折处呈膝状弯曲，形似箱状。大型箱形褶曲的一翼可称挠曲，即岩层成一面倾斜的台阶状或膝状褶曲（图2-21（b））。（3）单斜：岩层向一个方向倾斜渐变为平缓（图2-21（c））。图2-21　根据横剖面形态的褶皱分类

3）根据枢纽的产状分类（1）水平褶皱：枢纽近于水平，两翼岩层走向平行一致（图2-22（a））。（2）倾伏褶皱：枢纽倾伏，两翼岩层走向呈弧形相交。对背斜而言，弧形的尖端指向枢纽倾伏方向。而向斜则不同，弧形的开口方向指向枢纽的倾伏方向（图2-22（b））。严格地说，自然界褶曲的枢纽很少是水平的，大多数都是倾伏的；大规模的褶曲，其枢纽往往是有起伏的。图2-22　根据枢纽产状的褶皱分类

4）根据褶曲的平面形态分类（1）线形褶曲：又称长褶曲，褶曲轴向一定方向延伸很远，从几十千米到数百千米或者更远。长与宽之比大于10:1。（2）长圆形褶曲：又称短轴褶曲，长与宽之比在10:1到3:1之间。若为背斜叫短背斜，若为向斜叫短向斜。它们在平面上的投影形态近似椭圆形。（3）浑圆形褶曲：长宽之比小于3:1，平面投影近似圆形。若为背斜叫穹窿，若为向斜叫构造盆地（图2-23）。

上述短背斜、短向斜、穹窿、构造盆地等常常独立存在。其中短背斜、穹窿等是最理想的储油构造，是石油地质工作的重要勘探对象之一。图2-23　根据平面形态的褶皱分类2.3.4　褶皱的组合类型

在一个地区，褶曲常是连续出现，形成各种褶皱组合特征，特别是在地壳活动强烈地区，往往形成很复杂的褶皱带。常见的褶皱组合类型如下：（1）复背斜和复向斜

不同大小级别的褶皱往往组合成巨大的复背斜和复向斜。即规模大的背斜、向斜的两翼被次一级的褶皱复杂化；从横剖面看，复背斜的褶曲轴面多向下形成扇状收敛，而复向斜的褶曲轴面多向上形成倒扇状收敛。

复背斜和复向斜多分布于一定的区域，即构造运动强烈的褶皱带。一些著名的褶皱山脉如昆仑山、祁连山、秦岭等常出现这类复杂的褶皱构造。（2）同斜褶皱和等斜褶皱

由一系列褶曲轴面和两翼岩层向同一方向倾斜的倒转褶曲所组成的褶皱，称为同斜褶皱。如果一系列相连的倒转褶曲轴面和两翼岩层不仅向同一方向倾斜，而且其倾角几乎相等，这样的褶皱称为等斜褶皱。

同斜褶皱和等斜褶皱都出现在构造运动特别强烈的褶皱山地，是在受到强烈的挤压情况下形成的。这类褶皱在经过剥蚀之后，其地表露头极似单斜岩层。因此，必须根据岩层新老关系及对称排列情况，才能恢复其褶皱构造形态。（3）隔档式和隔槽式褶皱

在四川东部、贵州北部以及北京西山等地，可以看到由一系列褶轴平行，但背斜向斜发育程度不等所组成的褶皱。有的是由宽阔平缓的向斜和狭窄紧闭的背斜交互组成的，称隔档式褶皱；有的是由宽阔平缓的背斜和狭窄紧闭的向斜组成的，称隔槽式褶皱。2.3.5　褶皱的野外识别

野外观察褶皱时，经常采用地质方法结合地貌的方法，可按下列顺序进行识别：（1）判断有无褶皱存在

垂直岩层走向进行观察，当岩层重复出现对称分布时，即可判断有褶皱存在。如岩层虽有重复出现，但并不对称分布，则可能是断层形成的，不能误认为褶皱。（2）确定褶皱的基本类型

若新岩层在两边，老岩层在中间，即为背斜；若新岩层在中间，老岩层在两边，即为向斜。（3）确定褶皱的形态分类

根据褶皱的形态特征确定其形态分类。岩层形成褶皱后如未经风化剥蚀，则背斜成山，向斜成谷。但野外的背斜常遭受强烈风化剥蚀而夷为平地，向斜反而成为山脊，即形成背斜谷和向斜山。这种地形与构造不相吻合的现象称地形倒置。为什么会产生这种情况？在背斜顶部因受张应力作用，极易形成一组平行轴面的张裂隙，给外力侵蚀作用提供了条件，如果核部岩层较软，那就更相得益彰，最后侵蚀谷地。在向斜槽部，因受压应力作用，岩石往往挤压密实，难以破坏，如果核部岩层较硬，那就更难侵蚀风化，最后突起形成高山。2.3.6　研究褶皱构造的意义

褶皱现象十分普遍，具有重要的研究意义。根据褶皱的对称性，如果在褶皱的一翼发现矿床，并且证明矿床先于褶皱形成，则可以预测另一翼也应当存在相应的矿床。背斜常常构成油气的封闭圈，成为油气勘探的重点部位；而地下水则常常储存于开阔的向斜中，既能提供优质的地下水源，也能给地下工程带来威胁和危害。2.3.7　褶皱构造的工程地质评价

褶皱构造对工程的影响程度与工程类型及褶皱类型、褶皱部位密切相关。对于某一具体工程来说，所遇到的褶皱构造往往是其中的一部分，因此褶皱构造的工程地质评价应根据具体情况作具体的分析。

由于褶皱核部是岩层受构造应力最为强烈、最为集中的部位，因此在褶皱核部，无论是公路、隧道还是桥梁工程，容易遇到工程地质问题，主要是由于岩层破碎产生的岩体稳定问题和向斜核部地下水的问题。这些问题在隧道工程中往往显得更为突出，容易产生隧道塌顶和涌水现象。

对于褶皱的翼部主要是单斜构造中倾斜岩层引起的顺层滑坡问题。倾斜岩层作为建筑物地基时，一般无特殊不良的影响，但对于深路堑、高切坡及隧道工程等则有影响。对于深路堑、高切坡来说，当路线垂直岩层走向，或路线与岩层走向平行但岩层倾向与边坡倾向相反时（亦称为反向坡、逆向坡），就岩层产状与路线走向的关系而言，对边坡的稳定性是有利的；当路线与岩层走向平行且岩层倾向与边坡倾向一致时（亦称为顺向坡）稳定性较差，特别是当边坡倾角大于岩层倾角且有软弱岩层分布在其中时稳定性最差。对于隧道工程来说，从褶皱的翼部通过一般较为有利。如果中间有软弱岩层或软弱结构面时，则在顺倾向一侧的洞壁有时会出现明显的偏压现象，甚至会导致支护结构的破坏，发生局部坍塌。

2.4　断层

岩石受力后发生形变，当作用力超过岩石的强度时，岩石的连续完整性遭到破坏而发生破裂，形成断裂构造。断裂构造包括节理和断层。岩石破裂后，沿破裂面无明显位移的裂隙（缝）称为节理，而有明显位移滑动者称为断层。

断层是地壳中最重要的一种地质构造，分布广泛，形态和类型多样，它大小不一，规模不等，小的不足1m，大到数百、数千千米。但都破坏了岩层的连续性和完整性。在断层带上往往岩石破碎，易被风化侵蚀。沿断层线常常发育为沟谷，有时出现泉或湖泊。2.4.1　断层要素

断层的各个组成部分称断层要素。断层要素包括断层面、断层线、断层盘等（见图2-24）。图2-24　断层的要素ABCD—断层面；1、2—断层盘（1—下盘；2—上盘）；AA′—滑距

1）断层面

岩层或岩体断开后，两侧岩体沿着断裂面发生显著位移，这个断裂面称为断层面。它可以是平面，也可以是弯曲或波状起伏的面。它也可以是直立的，但大多是倾斜的。

断层面的产状和岩层一样，用走向、倾向、倾角来表示。同是一条断层，其产状在不同部位常有很大变化，甚至倾向完全相反。大规模断层不是沿着一个简单的面发生，而往往是沿着一系列密集的破裂面或破碎带发生位移，这称为断层带或断层破碎带。

2）断层线

断层面与地面的交线称断层线，它表示断层的延伸方向。它可以是一条直线，也可以是一条曲线或波状弯曲的线。断层线的形状取决于断层面的产状和地形起伏条件。

3）断层盘

断层面两侧发生相对位移的岩块，即称为断层盘（见图2-24）。（1）上盘和下盘

当断层面倾斜时，位于断层面以上的断盘叫上盘，位于断层面下部的断盘称为下盘。当断层面直立时，常用断块所在方位表示，如东盘、西盘等。（2）上升盘和下降盘

从运动角度看，很难确定断层面两侧岩盘究竟是怎样移动的，也许是一侧上升另一侧下降，也可能是两侧同向差异上升或两侧同向差异下降。因此，在实际工作中是根据相对位移的关系来判断上升和下降，相对上升的岩块叫上升盘，相对下降的岩块叫下降盘。应该指出，上升盘与上盘，下降盘与下盘，切勿混淆起来。上升盘可以是上盘，也可以是下盘；下降盘可以是下盘，也可以是上盘。2.4.2　断层的类型

1）按断层两盘相对运动方向分类（1）正断层

正断层是沿断层面倾斜线方向，上盘相对下降，下盘相对上升的断层（见图2-25）。一般是在水平方向因张力作用或重力作用下形成的。断层面倾角一般较陡，往往大于45°或在60°以上。正断层向深处变缓呈梨状，若干个高角度正断层在深处联合成一个规模巨大的低角度正断层。最后，由于断层滑动造成上部浅层次年轻地层以断层直接覆盖在深层次古老岩层之上。这种梨状正断层称剥离断层，是一种伸展构造。图2-25　断层形态分类（2）逆断层

逆断层是沿断层面倾斜方向，上盘相对上升，下盘相对下降的断层。逆断层一般是在两侧受到近于水平的挤压力作用下形成的。由于形成的力学条件与褶皱近似，所以多与褶皱伴生。断层面的角从陡到缓都有，按其倾角大小，逆断层分为：①断层面倾角大于45°的称为冲断层，或称高角度断层。②倾角介于25°～45°的称为逆冲断层或逆掩断层；规模巨大，同时上盘沿波状起伏的低角度断层面作远距离推移（数千米至数十千米）的逆掩断层，称为推覆构造。推覆构造多出现在地壳强烈活动的地区。例如欧洲阿尔卑斯山区的格拉鲁斯推覆构造，其上盘推覆距离达4km。四川彭县地区、河南嵩山、西藏喜马拉雅山等地区都发育有推覆构造。③小于25°的称辗掩断层。（3）平移断层

平移断层是断层两盘沿断层走向方向发生位移的断层。其倾角通常很陡，近于直立。根据断层两盘相对位移方向，又可进一步分为右行（或右旋）和左行（或左旋）平移断层。

2）断层的组合类型（见图2-26）

断层的形成和分布不是孤立的现象，常以一定的排列方式有规律地组合。常见的断层组合形式有以下几种：（1）阶梯状断层

阶梯状断层是由若干条产状大致相同的正断层平行排列而成。（2）地堑与地垒

地堑与地垒是由走向大致相同、倾向相反、性质相同的两条或数条断层组成。两条断层中间的岩块相对上升、两边岩块相对下降时，相对上升的岩块叫地垒，常常形成块状山地，如我国的庐山、泰山等。而两条断层中间的岩块相对下降、两侧岩块相对上升时，形成地堑，即狭长的凹陷地带。我国的汾河平原和渭河谷地都是地堑。（3）叠瓦式断层

叠瓦式断层是由一系列产状大致相同平行排列的逆断层组合形成。图2-26　断层的组合类型

3）根据断层走向与被断岩层走向的几何位置关系分类（见图2-27）（1）走向断层：断层走向与地层走向一致。（2）倾向断层：断层走向与地层倾向一致。（3）斜向断层：断层走向与地层走向斜交。（4）顺层断层：断层面与岩层层理基本一致。

4）按断层活动发生的时代分类（1）老断层：是指侏罗纪至白垩纪（燕山期）及更老时代产生的而近期无明显活动的断层。（2）新断层：新生代（喜山期）形成的，它是新构造运动的产物。（3）活断层：是指影响到全新世（Q4）的断层，又称为活动断裂。即指现在正在活动或在最近地质时期发生过活动的断层。活断层对工程建设地区稳定性影响大，因此它是区域稳定性评价的核心问题。图2-27　断层引起的构造不连续现象F—走向断层；F2—倾向断层；F3—斜向断层12.4.3　断层存在的标志

1）地貌上的标志（见图2-28）图2-28　断层的地貌标志（1）断层崖和断层三角面

在断层两盘的相对运动中，当断层的断距较大时，上升盘的前缘在地貌上形成的陡崖称为断层崖。如峨眉山金顶舍身崖、昆明滇池西山龙门陡崖。当断层崖受到与崖面垂直方向的地表流水侵蚀切割，形成沿断层面分布的三角形陡壁，称为断层三角面。如河南偃师的五佛山。图2-29　断层的地貌标志（2）断层湖、断层泉

沿断层带常形成一些串珠状分布的断陷盆地、洼地、湖泊、泉水等，可指示断层延伸方向。如我国云南东部顺南北向的小江断裂带分布了一串湖泊，自北向南有杨林海、阳宗海、滇池、抚仙湖、杞麓湖以及昆明盆地、宜良盆地、嵩明盆地、玉溪盆地等。（3）错断的山脊、急转的河流

任何线状或面状的地质体，如地层、岩脉、岩体、变质岩相带、不整合面、侵入体与围岩的接触界面、褶皱的枢纽及早期形成的断层等，在平面或剖面上的突然中断、错开等不连续现象是判断断层存在的一个重要标志（图2-29）。正常延伸的山脊突然被错断，往往是断层两盘平移运动的结果；横切山脊走向的平原或盆地与山岭的接触带，往往是断层通过的地方，如太行山前断裂带，使太行山在华北平原西缘拔地而起，成为华北平原的西部屏障；正常流经的河流突然产生急转弯，或一些顺直深切的河谷，都能指示断层延伸的方向，如鲜水河的支流在断层通过的地方突然发生转向。

2）断层的地质标志地层的重复与缺失

走向断层能破坏地层的层序，造成地面上某些地层发生不对称的重复现象或是某些层位的缺失现象。图2-30是由正断层引起的地层重复与缺失。图2-30　正断层引起的地层重复和缺失的两种情况

3）断层面（带）的构造特征

断层面（带）的构造特征是指由于断层面两侧岩块的相互滑动和摩擦，在断层面上及其附近留下的各种证据。如擦痕、阶步、牵引构造、伴生节理、构造透镜体、断层角砾岩和断层泥等。（1）镜面、擦痕与阶步

断层面表现为平滑而光亮的表面称为镜面，平行而密集的沟纹称为擦痕。它们都是断层两侧岩块相对滑动所留下的痕迹。断层面上还有与擦痕方向垂直的小陡坎，其陡坡与缓坡连续过渡者，称为阶步；如陡坡与缓坡不连续，其间有与缓坡方向大致平行的裂缝或有呈较大交角的裂缝隔开者，称为反阶步（见图2-31）。它们都是因断层活动受到某种阻力所形成的。此外，擦痕的方向平行于岩块的运动方向，阶步的陡坡倾斜方向指示对盘岩块的动向，反阶步的陡坡倾斜方向指示本盘岩块的动向。图2-31　擦痕、阶步与反阶步（2）牵引构造

断层两侧岩层受断层错动影响所发生的变薄或因受断层面摩擦力拖曳发生弧形弯曲的现象称为牵引构造。牵引构造弧形弯曲突出的方向一般指示本盘的相对运动方向（见图2-32）。图2-32　牵引构造（3）断层岩

断层岩是断层带中因断层动力作用被破碎、研磨，有时甚至发生重结晶作用而形成的岩石，主要有断层角砾岩、碎裂岩及糜棱岩等（见图2-33）。图2-33　断层角砾岩与断层糜棱岩

断层角砾岩由断层两盘岩石的碎块组成，由磨碎的岩屑、岩粉及地下水带来的钙质、硅质、铁质胶结。发育在正断层的断层带中时，角砾棱角分明、杂乱无章称为张性角砾岩。在较大的逆断层、平移断层和低角度正断层中，由于断层上覆压力大、位移量也较大，角砾经揉搓、碾滚而且有一定程度圆化，称压碎角砾岩或断层磨砾岩。

碎裂岩是比断层角砾岩破碎程度高、碎块更细小的构造岩，若其中残留有较大的碎块，则称为碎斑岩；若被研磨成泥状，其单颗粒不易分辨而又未固结者称断层泥。

糜棱岩是一种具层纹构造的细粒岩石，外观颇似硅质岩。它主要是在较高的温度、压力及低应变速率条件下，由矿物晶体发生塑性变形而形成的构造岩。它不出现在脆性破裂构造的断层中，是韧性剪切带（韧性断层）中的典型构造岩。（4）伴生节理

在断层剪切滑动作用下，发生在断层面两侧岩层中的节理，称为伴生节理，也是断层存在的标志之一。

以上是野外识别断层的主要标志，但不能孤立地根据一种标志进行分析，应综合多种证据，才能得到可靠的结论。2.4.4　断层的形成年代

确定断层的形成年代视具体地质情况可采用不同方法，但其基本原则是：断层发生的年代晚于被断最新地层的年代，早于不整合覆盖在断层之上未受其切割的最老地层的年代。图2-34所示断层的形成年代应为二叠纪与三叠纪之间。断层形成年代是评价其对工程稳定性影响的重要指标。图2-34　断层形成年代在二叠纪（P）与三叠纪之间（剖面图）2.4.5　断层的工程地质评价

岩层被不同方向、不同性质、不同时代的断裂构造切割，如果发育有层理、片理，则情况更复杂。所以，岩体被认为是不连续体，不连续面是断层、节理、层面等，又称结构面。

不连续面的断层是影响岩体稳定性的重要因素，因为断层的存在破坏了岩体的完整性，加速了风化作用、地下水的活动及岩溶发育，对工程建设产生了如下影响：（1）断层是软弱结构面（带），应力集中，裂隙发育，岩石破碎，整体性差，岩石强度和承载力显著降低，透水性增强。（2）断层陡壁岩体不稳定，易崩塌，易滑动。（3）断层上下两盘岩性有差异，坐落于两盘的建筑物易产生不均匀沉降。（4）断层可能富水，施工中可能涌水，而且饱水的断层带稳定性差，但富水性强的断层带是良好的供水地。（5）在新构造运动强烈地区，断层可能激活并诱发断层地震。（6）断层对地下水、风化作用等外力地质作用往往起控制作用。

因此，断层带对工程建设不利，特别是道路工程建设中，选择线路、桥址和隧道位置时，应尽可能避开断层破碎带。断层发育地区修建隧洞最为不利。当隧道轴线与断层走向平行时，应尽量避开断层破碎带；当隧道轴线与断层走向垂直时，为避免和减少危害，应预先考虑支护和加固措施。由于开挖隧道代价较高，为缩短其长度，往往将隧道选择在山体比较狭窄的鞍部通过。从地质角度考虑，这种部位往往是断层破碎带或软弱岩层发育部位，岩土稳定性差，属地质条件不利地段。

沿河各地段进行公路选线时也要特别注意与断层构造的关系。一般来说，线路垂直通过断层比顺着断层方向通过受的危害小；断层面倾向线路且倾角大于10°的，工程地质条件差；当线路与断层走向平行或交角较小时，路基开挖易引起边坡发生滑塌，影响公路施工和使用。

选择桥址时要注意查明桥基部位有无断层存在。一般当临山侧边坡发育有倾向基坑的断层时易发生严重坍塌，甚至危及邻近工程基础的稳定性。2.4.6　活断层

活断层一般是指目前还在活动的断层，或者近期（更新世以来）曾有过活动，不久的将来还可能重新活动的断层。由于它对工程建设地区稳定性影响大，所以是区域稳定性评价的核心问题。

1）活断层的特性（1）活断层的活动方式

活断层的活动方式基本上有两种。一种是以地震方式产生间歇性的突然滑动，这种断层称为地震断层或粘滑型断层。粘滑型活断层的围岩强度高，断裂带锁固能力强，能不断地积累应变能。当应力达到一定强度极限后产生突然滑动，迅速而强烈地释放应变能，造成地震，沿这种断层往往有周期性的地震活动。另一种是沿断层面两侧岩层连续缓慢地滑动，这种断层称为蠕变断层或蠕滑型断层。蠕滑型活断层主要发育在围岩强度低，断裂带内含有软弱充填物，或孔隙水压、地温高异常带内，断裂的锁固能力弱，不能积累较大的应变能，在受力过程中易发生持续而缓慢地滑动。断层活动一般无地震发生，有时可伴有小震。（2）活断层的继承性与反复性

研究资料表明，活断层往往是继承老的断裂活动的历史而继续发展的，而且现今发生地面断裂破坏的地段过去曾多次反复地发生过同样的断层运动。

一些活动构造带的古地震震中总是沿活动性断裂有规律地分布，岩性和地貌错位反复发生，累积叠加，其中尤以走滑断层最为明显。例如，新疆喀依尔特—二台活断裂在地质时期内长期活动，其右旋走滑运动幅度的最大值为26km；上更新世早期形成的水系被错移的最大值为2.5km。根据大量古地震现象，不同期次断层错动不同层序沉积物的资料和碳-14年代测定等综合分析，初步可确定断裂带上有3～5次古地震事件，各次地震位移累积叠加。说明该断裂在相当长的地质历史时期内，在差不多同一构造应力条件下以同一机制沿着已经发生错动的断裂带继续活动，主要活动方式是粘滑。现今的富蕴地震断裂带是它继承性活动和发展的产物，它的展布范围与该活动断层完全一致。（3）活断层的长度与断距及重复活动周期

活断层的长度与断距，是在活断层区修建建筑物时地震预报和设防的重要资料。它是根据地震时地表错断的情况来确定的，通常用强震导致的地面破裂（地震断层或地表错断）的长度（L）和伴随地震产生的一次突然错断的最大位移值（D）表示。通过对地表错断的研究，可以了解地震破裂的方式和过程，判定地震断层动力学特征，又可了解地震时的地面效应，判定地震危险性和震害程度，为在活断层区修建建筑物的抗震设计提供参数。近年来，我国地震部门也对全国40余条地震地表错断进行了研究。同样震级的地震由于震源深度和锁固段岩体强度不同，其地表断裂的长度是不相同的。

研究表明，地震地表错断长度从小于1km至数百千米，最大位移自几十厘米至十余米。一般说来地震震级愈大，震源深度愈浅，则地表错断就愈长。大于7.5级的浅源地震均伴有地表错断，而小于5.5级的地震则除个别特例外均无地表错断。同样震级的地震则由于震源深度不同或锁固段岩体强度不同而地表断裂的长度各不相同。一般认为，地面上产生的最长地震地表断裂，可以代表地震震源断层的长度。而地震震源断层长度与震级大小是正相关的。各国学者又开展了地震震级与地表破裂长度及地表断层位移的统计关系分析，力图建立它们之间的相关关系式，以便根据已知断裂估计可能的地震震级。

我国地震工作者统计了我国和邻近地区地震的地面断裂资料，于1965年提出了如下关系式：

lgD=0.48M-1.57（2-1）

松田时彦统计了日本大陆上主要历史地震的震级M伴随的错移量L的关系，其相关方程式为：

lgD=0.6M-4.0（2-2）

式中：M——地震震级；

D——地震时断层的位移量（mm）。

当某次地震已知其震级时，即可按上式估算震源断层的位移量。（4）活断层的错动速率和错动周期

活断层的错动速率和错动周期，也是近年来进行地震预报的重要资料之一。活断层的错动速率是反映活断层活动强弱、断层所在地区应变速率大小的重要数据。

活断层的错动速率是相当缓慢的，两盘相对位移平均超过10mm/a，已属相当强的活断层。世界上著名的活断层为美国的圣安德列斯断层，两盘间年平均最大相对位移也只有5cm。所以即使现今还在蠕动的断层，也不能用一般的观测方法取得它活动的标志，而需采用精密地形测量（包括精密水准和三角测量）和研究第四纪沉积物年代及其错位量获得。近年来还采用全球定位系统或超长基线（VIBI）测量法测得两盘相对位移。

通过第四纪沉积物年代和错位量的研究，可以测定活断层在最新地质时期内的平均错动速率。据统计，我国西部地区大部分活断层的垂直平均错动速率为0.5～1.6mm/a；水平平均错动速率：新疆地区8～18mm/a，青藏高原周围2～9mm/a，青藏高原内部2.5～10mm/a。东部地区大部分活断层的垂直平均错动速率：华北平原0.2mm/a，银川地堑、汾渭地堑分别为2.3mm/a、1.8mm/a，华南地区每年百分之几至十分之几毫米；水平平均错动速率：华北平原0.5～2.3mm/a，鄂尔多斯周围8～5mm/a，华南地区0.4～2mm/a，台湾6～12mm/a。

需要指出的是，活断层的错动速率是不均匀的，一些地震断层在临震前往往加速，地震后又逐渐减缓。根据断层的错动速率，可以将活断层分为活动强烈程度不等的级别。日本分为如表2-2所示的5级，我国则分为如表2-3所示的4级。表2-2　日本活断层分级表2-3　我国活断层分级

地震断层两次突然错动之间的时间间隔，就是活断层的错动周期。由于活断层发生大地震的重复周期往往长达数百年甚至数千年，已超出了地震记录的时间。因此，要正确制定一些活断层上强震的重复时间间隔，必须加强史前古地震的研究。即利用古地震时保存在近代沉积物中的地质证据以及地貌记录，来判定断层错动的次数和每次错动的时代。例如克拉克等人在加利福利亚博利戈山地震（1968年，M=6.4）时产生的地表断层上开挖沟槽，发现地层年代越老错动就越大。利用碳-14测定各地层的绝对年龄，判定该断层在过去3000年间大约每隔200年错动一次。

地震断层的错动周期主要取决于断层周围地壳应变速率和锁固段断层面的强度。若应变速率小，则应力达到断层面强度的时间（错动周期）就变长；若断层面强度小的话，即使应变速率也小，它也能在较短时间内达到极限强度而发生地震。地壳应变速率用断层的平均错动（位移）速率s表示，断层面强度用一次地震的错移量D表示，则该断层的错动周期R=D/s（图2-35（a））。若两次地震间断层有蠕滑运动时，则R=D/（s-c），c为平均蠕滑速率（图2-35（b））。显然，平均错移速率低的断层错动周期要大得多。图2-35　平均错动速率和一次地震错移量、地震再现期的关系

于是得到：lgR=0.6M-（lgs+4.0）（2-3）

式中d、s的单位各为m及m/a。

根据上述关系式可绘制出图解（图2-36）。可知，s为1～10mm/a的A级活断层，当发生M=7～8的地震时，其发震周期约为103年，而s小于一个数量级的B级活断层，要发生这样大的地震，大约周期为104年。因此，可以这样认为：刚发生过大地震的断层，即使是AA级断层，该地带应该是安全的。图2-36　地震重现周期计算图解（据松田时彦，1978）

当地震断层伴有蠕动位移时，由它所发动地震的震级和周期均显著地缩小。需要指出的是，如果地震断层的一个断层面每次都以明显不同的震级和时间间隔发生位移的话，则根本不可能求出地震周期。

2）活断层的判别标志

活断层是活动在最新地质时期内的断层，因而较之老断层来说，在地质、地貌和水文地质等方面的特征更为清楚，根据这些特征就可以鉴别它。（1）地质方面

保留在最新沉积物中的地层错开，是鉴别活断层的最可靠依据。这种现象在一些活动构造带中较多见。例如，宁夏贺兰山东麓的活断层，在贺兰口村一带错开了第四纪中更新世至全新堆积的所有洪积物，落差大于50m，相对上升的一盘在地表形成了刀切似的直线形断崖（见图2-37）。位于汾渭地堑中段的平遥活断层，错断了晚更新世中晚期的黄土，断距40～50m，在航、卫片上表现为清晰的线性构造。黄土下伏的断层两盘岩性截然不同，东盘（上升盘）为早、中更新世红色土，而西盘（下降盘）为早更新世至晚更新世早期的湖相黏土和黏土质粉砂层（见图2-38）。一般来说，只要见到第四纪中、晚期的沉积物被错断，无论是新断层还是老断层的复活，均可判定该断层的活动性。需注意与地表滑坡产生的地层错断的区别。图2-37　贺兰山东麓活断层剖面图1—三叠纪页岩；2—第四纪沉积物；3—活断层图2-38　平遥活断层剖面图

活断层的断层带（面）一般都由松散的破碎物质所组成，而非复活老断层的破碎带均有不同程度的胶结，所以松散、未胶结的断层破碎带也可作为鉴别活断层的地质特征。

伴随有强烈地震发生的活断层，当强震过程中沿断裂带常出现地震断层陡坎和地裂缝，是鉴别活断层的重要依据。（2）地貌方面

一般来说，活断层的构造地貌格局清晰，许多方面的标志可作为鉴别依据。通过地貌标志研究活断层是一种比较成熟和易行的方法。

活断层分布地段往往是两种截然不同的地貌单元直线相接的部位，其一侧为断陷区，而另一侧为隆起区。由于在近期地质时期内断块的长期活动，高耸区和低洼的平原、盆地分化幅度很大。例如汾渭地堑的南段渭河断陷盆地，在其南侧的秦岭太白山上保留有早第三纪侵蚀平原的残迹，而盆地中却堆积了6000多米厚新生代地层：可见秦岭北麓大断裂自第三纪至今断距达万米，而第四纪以来的差异升降幅度为2000m左右。该地堑北段差异升降运动最弱的雁同断陷盆地，新生代堆积物最大厚度也在3000m以上，其中第四纪堆积物达460m。据此可以推算出升降幅度值。地貌上的突然变化及沉积物厚度的显著差别是活动性断裂存在的重要标志。

河流地形方面，例如河流纵比降（测量点之间高差与测量点之间水平距离的比值）一般上游段增大，向下游段减小。如果出现违反常规的异常现象，河床坡降曲线突然变陡则指示有隐伏活断层存在的可能。又如河漫滩与平水期河水面高度差，可反映构造运动是上升还是下降。河漫滩二元结构面形成之后，地壳上升，此面高于平水期河面，上升速度快，则高差大；反之，地壳下降，此面低于平水期河面（见图2-39）。图2-39　河漫滩二元结构面与河水面A—二元结构面；B—河漫滩相；C—河床相；R—平水期河水面

走滑型的活断层，常使通过它的河流、沟谷方向发生明显的变化。当一系列的河谷向一个方向同步移错时，即可作为确定活断层位置和错动性质的佐证。山脊、山谷、阶地和洪积扇等的错开，也是鉴别走滑型活断层的标志。

此外，在活动断裂带上滑坡、崩塌和泥石流等工程动力地质现象常呈线形密集分布。（3）水文地质方面

活动断裂带的土石裂隙和孔隙发育，使得岩性透水性和导水性强，常形成脉状含水层，因而当地形地貌条件合适时，沿断裂带泉水成线状分布，植被发育。由于有些老断层的破碎带导水性也较强，泉水也有线状分布的特征，故以此鉴别活断层时需慎重。此外，由于当断层活动时产生的机械能转化成了热能的缘故，许多活断层沿线常有温泉出露，并表现为沿断裂带呈线状分布的特点。我国东南地区的温泉大体上是沿活动性断裂呈串珠状分布的。（4）地壳形变测量、地球物理和地球化学标志

地壳形变测量就是对比同一地区、同一路线相同点位在不同时期测量的结果。用这种方法可以确定断层两盘的相对位移。地震波法等地球物理方法也是研究活断层的有效手段。特别是地震波法广泛应用于松散层中的隐伏断裂研究。地球化学方法对了解地下断层带活动与否，具有较高的灵敏度和分辨率。常用的方法是测量土壤中汞、氡气或氦气。当断层有新的活动表现时，这些气体便从地壳内部大量释放，这时分析测定它们的含量，即可判别断层中气体的异常情况。例如氡气在活断层上可达27000～30000ppm，而正常背景含量仅0.5ppm。

3）活断层的工程地质评价（1）断层的地面错动及其附近伴生的地面变形，往往会直接损害跨断层修建或建于其邻近的建筑物。如我国1976年唐山地震时长达8km的地表错断，呈北30°东方向由市区通过，最大水平错距3m，垂直断距0.7～1m，错开了道路、围墙、房屋、水泥地面等一切地面建筑物。宁夏石嘴山红果子沟一带的活断层，也将明代（约400年前）长城边墙水平错开1.45m（右旋），且西升东降垂直断距约0.9m。（2）活断层多伴有地震，而强烈的地震又会使建于活断层附近较大范围内的建筑物受到损害。

2.5　节理

节理就是岩石中的裂隙（缝），它较断层更为普遍。节理规模大小不一，细微的节理肉眼不能识别，一般常见的为几十厘米至几米，长的可延伸达几百米，甚至上千米。节理张开程度不一，有的是闭合的。节理面可以是平坦光滑的，也可以是十分粗糙的。节理的发育程度是工程岩体强度的重要影响因素。

岩石中节理的发育是不均匀的。影响节理发育的因素很多，主要取决于构造变形的强度、岩石形成时代、力学性质、岩层的厚度及所处的构造部位。例如，在岩石变形较强的部位，节理发育较为密集。同一个地区，形成时代较老的岩石中节理发育较好，而形成时代新的岩石中节理发育较差。岩石具有较大的脆性而厚度又较小时，节理易发育。在断层带附近以及褶皱轴部，往往节理较发育。

节理的空间位置依节理面的走向、倾向及倾角而定。节理常常有规律地成群出现，相同成因且相互平行的节理称为一个节理组，在成因上有联系的节理组构成节理系。2.5.1　节理的类型

1）按节理的成因分类

按节理的成因，节理包括原生节理和次生节理两大类。

原生节理是指在成岩过程中形成的节理。如沉积岩中的泥裂，火山熔岩冷凝收缩形成的柱状节理（见图2-40），岩浆侵入过程中由于流动作用及冷凝收缩产生的各种原生节理等。图2-40　玄武岩的柱状节理

次生节理是指岩石成岩后形成的节理，包括非构造节理和构造节理。

非构造节理是指岩石由风化作用、崩塌、滑坡、冰川及人工爆破等外动力地质作用下所产生的裂隙。非构造节理常分布在地表浅部的岩土层中，延伸不长，形态不规则，多为张开的张节理。范围小，延伸不远，深度小，无方向性。

构造节理是地壳构造运动的产物，常与褶皱、断层相伴出现并在成因和产状上有一定的联系，是广泛存在的一种节理。特点：延伸范围大，空间分布具有一定的规律性，成群出现。

2）按节理形成的力学性质分类

按节理形成的力学性质，可分为张节理和剪节理两类。（1）张节理

张节理是在张应力作用下形成的破裂面，多发育于褶皱轴部等张应力集中部位。张节理发育稀疏，节理间距大，沿走向延伸不远即消失，但在附近不远处又会断续出现，并有分支复合现象。节理多具有较大裂口，节理面较粗糙，一般很少有擦痕。发育在粗碎屑岩中的张节理往往绕砾石和粗砂粒而过，并不切穿颗粒。在褶皱构造中，主要发育于褶皱的轴部。（2）剪节理

剪节理是由剪应力作用形成的破裂面。在岩石中往往成对出现，形成“X”节理或共轭节理。节理面两侧岩块有微小位移，节理面上常可见擦痕。节理面平直光滑，常紧闭。砾岩和砂岩中的剪节理往往平整地切割砾石和粗砾粒。节理沿走向和倾向延伸较远，产状稳定，多是闭合的，一般发育密集，即节理间距小。剪节理主要发育于褶皱的翼部和断层附近。

3）按节理与所在岩层产状要素的关系分类

按节理与所在岩层产状要素的关系，可分为以下几种（见图2-41）：图2-41　根据节理产状与岩层产状关系的节理分类1—走向节理；2—倾向节理；3—斜向节理；4—顺层节理（1）走向节理

节理走向与所在岩层走向大致平行。（2）倾向节理

节理走向与所在岩层走向大致垂直。（3）斜向节理

节理走向与所在岩层走向斜交。（4）顺层节理

节理大致平行于岩层面。

4）根据节理与褶皱枢纽方向的关系分类

根据节理与褶皱枢纽方向的关系，可将节理分为以下几种（见图2-42）：（1）纵节理

节理走向与褶皱枢纽向平行。（2）横节理

节理走向与褶皱枢纽向垂直。（3）斜节理

节理走向与褶皱枢纽向斜交。图2-42　根据节理产状与褶皱枢纽关系的节理分类2.5.2　节理对工程的影响

节理是一种发育广泛的裂隙。节理将岩层切割成块体，对岩土强度和稳定性有很大影响。构造成因的节理分布范围广、埋藏深度大，并向断层过渡，对工程稳定性影响较大。节理受力为张应力时比剪应力的工程性能差。节理倾向和边坡一致时稳定性差。

1）当岩石中存在节理时，节理与工程的关系（1）节理破坏了岩石的完整性，给风化作用创造了有利条件，促进岩石风化速度。（2）节理降低了岩石强度、地基承载力、稳定性。当节理主要发育方向与路线走向平行，倾向与边坡一致时，无论岩体的走向如何，路堑边坡都容易发生崩塌等不稳定现象。（3）节理的存在有利于挖方采石，但影响爆破作业的效果。（4）节理是地下水良好的通道，加快可溶岩的溶蚀，对工程不利，会在施工中造成涌水。（5）节理发育的岩层是良好的供水水源点。

2）节理的工程地质评价

当岩层中存在节理，在工程上除了有利于开挖外，对岩体的强度和稳定性都有不利的影响。节理有可能成为影响工程设计施工的重要影响因素，所以应对节理进行深入的调查研究，评价其工程地质性质。

对节理的工程地质评价主要包括节理的发育方向、发育程度和节理的性质三方面内容。（1）主要节理发育方向的评价

节理多数情况下看起来是杂乱无章的，但经统计后有一定的规律性，可以找出节理发育的主要方向。较为常用的节理统计图是节理玫瑰图，节理玫瑰图中可以用节理走向编制，也可以用节理倾向编制。

节理走向玫瑰图的作图程序如下：在一半圆上分画0～90°和0～270°的方位。把所测得的节理走向按每5°或每10°进行分组，算出每组节理的平均走向，然后作一个标注有方位的半圆，以径向线的方位表示节理的走向，径向线的长度表示节理数，把每组节理的平均走向及节理数用径向线方位及其长度表示并点绘于图中，最后用折线把径向线端点连接起来。图中的每一个“玫瑰花瓣”代表一组节理的走向，“花瓣”的长度代表这个方向上节理条数，“花瓣”越长表示沿这个方向分布的节理越多，花瓣的胖瘦表示分散程度。如图2-43所示，比较发育的节理有15°、75°和312°三组。

节理倾向玫瑰图的编制，把所得的节理倾向按5°或10°间隔进行分组，统计每组节理平均倾向和个数。在注有方位角的圆周图上（图2-44），以节理个数为半径，按各组平均倾向定出各组的点，用折线连接各点即得节理倾向玫瑰图。用节理统计资料的各组平均倾向和平均倾角作图，圆半径长度代表平均倾角，可得节理倾角玫瑰图。图2-43　节理走向玫瑰图图2-44　节理倾向、倾角玫瑰图（2）节理发育程度的评价

评价裂隙发育程度的定量指标主要是节理间距、节理密度、节理率及完整系数等。节理间距越小，岩石破碎程度越高，岩体承载力将明显降低。节理密度（线密度）是指在垂直于节理走向方向1m距离内节理的数目（条数/m），线密度的倒数即为节理的平均间距，两者都是评价岩体质量的重要指标。（3）节理性质的评价

节理的性质是指裂隙的延伸长度、贯通情况、节理面的粗糙程度、力学性质、充填情况等，这些性质影响着节理的工程性质。节理持续性是指节理裂隙的延伸程度。一般来说，＜1m及1～3m，差；3～10m，中等；10～30m及＞30m，好及很好。持续性越好的节理对工程影响越大。节理粗糙度一般分为平直、波状、阶梯状3种形态，并进一步有光滑、平滑、粗糙3种分级。首先区别非构造与构造节理，然后区分其力学性质是张节理还是剪节理。节理的充填物一般有泥土、方解石脉、石英脉和长英质岩脉。除泥土外，其余充填物一般对节理裂隙起胶结作用，有利于它的稳定。泥土遇水软化起润滑作用，不利于稳定。

2.6　地质图

地质图是反映一个地区各种地质条件的图件。它是将地壳中的各种地质体和地质现象（如各种岩层、岩体、地质构造、矿床等的时代、产状、分布和相互关系）用一定的符号、色谱和花纹按一定比例缩小并投影到平面图（地形图）上的一种图件，是工程实践中需要收集和研究的重要地质资料。

有时为了某种特殊的目的，着重表示某种地质现象的图件，称为专门的地质图，如北京西山地区水文地质图。2.6.2　地质图的种类和基本内容

1）地质图的种类（1）普通地质图

以一定比例尺的地形图为底图，反映一个地区的地形、地层岩性、地质构造、地壳运动及地质发展历史的基本图件，称为普通地质图，简称地质图。在一张普通地质图上，除了地质平面图（主图）外，一般还有1个或2个地质剖面图和综合地层柱状图。普通地质图是编制其他专门性地质图的基本图件。

按工作的详细程度和工作阶段不同，地质图可分为大比例尺的（＞1:25000）、中比例尺的（1:5000～1:10万）、小比例尺的（1:20万～1:100万）。在工程建设中，一般是大比例尺的地质图。（2）地貌及第四纪地质图

以一定比例尺的地形图为底图，主要反映一个地区的第四纪沉积层的成因类型、岩性及其形成时代、地貌单元的类型和形态特征的一种专门性地质图，称为地貌及第四纪地质图。（3）水文地质图

以一定比例尺的地形图为底图，反映一个地区总的水文地质条件或某一个水文地质条件及地下水的形成、分布规律的地质图件，称为水文地质图。（4）工程地质图

工程地质图是各种工程建筑物专用的地质图，如房屋建筑工程地质图、水库坝址工程地质图、铁路工程地质图等。工程地质图一般是以普通地质图为基础，只是增添了各种与工程有关的工程地质内容。如在地下洞室纵断面工程地质图上，要表示出围岩的类别、地下水量、影响地下洞室稳定性的各种地质因素等。图2-45　中国地质图

2）地质图的基本内容（1）平面地质图图2-46　平面地质图

平面地质图又称为主图，是地质图的主体部分，主要包括：

①地理概况：图区所在的地理位置（经纬度、坐标线）、主要居民点（城镇、乡村所在地）、地形、地貌特征等。

②一般地质现象：地层、岩性、产状、断层等。

③特殊地质现象：崩塌、滑坡、泥石流、喀斯特、泉及主要蚀变现象。（2）剖面图

在平面图上，选择1条至数条有代表性的图切剖面，以表示岩性、褶皱、断层的空间展布形态及产状、地貌特征等。（3）柱状图

主要表示平面图区内的地层层序、厚度、岩性变化及接触关系等。（4）比例尺

说明比例尺的大小，用数字：1：×××

也可用尺标：（5）图例

说明地质图中所用线条符号和颜色的含义，按照沉积地层层序、岩浆岩、地质构造及其他地质现象的顺序排列。（6）责任栏（图签）

说明地质图的编制单位、图名、图号、比例尺、编审人员、成图日期等，便于查找。

3）地质图的一般规格

一幅正规的地质图应该有统一的规格，除图幅本身外，还包括图名、比例尺、图例和责任表（包括编图单位或人员、编图日期及资料来源等），并附有综合地层柱状图和地质剖面图。

图名表明图幅所在地区和图的类型。一般采用图区内主要城镇、居民点或主要山岭、河流等命名。如果比例尺较大，图幅面积小，地名小，不为众人所知或同名多，则在地名上要写上所属的省（区）、市或县名。如《北京市门头沟区地质图》、《四川省江油县马角坝地质图》。图名用端正美观的字体书写于图幅上端正中或图内适当位置。

比例尺又称缩尺，用以表明图幅反映实际地质情况的详细程度。地质图的比例尺与地形图或地图的比例尺一样，有数字比例尺和线条比例尺。比例尺一般注于图框外上方图名之下或下方正中位置。

图例是一张地质图不可缺少的部分。不同类型的地质图各有所表示的地质现象的图例。普通地质图的图例用各种规定的颜色和符号来表明地层、岩体时代和性质。图例通常是放在图框外的右边或下边，也可放在图框内足够安排图例的空白处。图例要按一定顺序排列，一般按地层、岩石和构造的顺序排列，并写上“图例”二字。

地层图例的安排是从上到下，由新到老。如放在图的下方，一般是由左向右从新到老排列。图例都画成大小适当的长方形的格子排成整齐的行列。在长方格的左边注明地层时代，右边注明主要岩性，方格内着上和注明与地质图上同层位的相同颜色和符号。

构造符号的图例放在地层、岩石图例之后，一般排列顺序是地质界线、褶皱轴迹（构造图中才有）、断层，除断层线用红色线外，其余都用黑色线。

凡图幅内存在的和表示出的地层、岩石、构造及其他地质现象就应无遗漏的有图例，图内没有的就不能列上图例。地形图的图例一般不标注在地质图上。

图框外左上侧注明编图单位，右上侧写明编图日期，下方左侧注明编图单位、技术负责人及编图人，右侧注上引用的资料（如图件）单位、编制者及编制日期。或者将上述内容列绘成“责任表”放在图框外右下方。

4）地质图的表示方法（1）地层岩性

通过地层分界线、年代符号或岩性代号和颜色，并配合图例说明来表示。第四纪松散沉积层形状不规则，但有一定的规律性，大多在河谷斜坡、盆地边缘、平原与山地交界处，大致沿山麓等高线延伸。岩浆侵入体的界线，形状最不规则，也无规律可循，需根据实地情况测绘。（2）地质构造

褶皱在地质图上主要通过地层的分布规律、年代新老关系和岩层产状综合表示出来。为了突出褶皱轴部的位置及褶皱的形态类型，在地质构造图上，常在褶皱核部地层的中央用下列符号加重表示：图2-47　褶皱的表示符号

在断层出露位置，在彩色地质图上常用红线、在黑白地质图上用粗黑线符号表示：图2-48　断层的表示符号

正断层，长线代表断层出露位置和断层线延伸方向，带箭头的短线代表断层面的倾向，度数为断层面倾角，不带箭头的双短线所在的一侧为断层的上升盘。逆断层，符号与同正断层。

平移断层，箭头代表本盘相对滑动的方向，短线代表断层面倾向，度数表示断层面的倾角。2.6.3　地质剖面图

比例尺放大，应注明水平比例尺和垂直比例尺。

剖面图两端的同一高度上注明剖面方向（用方位角表示）。剖面所经过的山岭、河流、城镇等地名应注明在剖面的上面所在位置。为醒目美观，最好把方向、地名排在同一水平位置上。

剖面图的放置一般南端在右边，北端在左边，东右西左，南西和北西端在左边，北东和南东端在右边。

剖面图内一般不要留有空白。地下的地层分布、序、构造特征推断绘出。（见图2-49地质剖面图）图2-49　某地的地质剖面图2.6.4　地层柱状图

正式的地质图或地质报告中常附有工作区的地层综合柱状图。地层柱状图可以附在地质图的左边，也可以绘成单独一幅图。比例尺可根据反映地层详细程度的要求和地层总厚度而定。图名书写于图的上方，一般标为“✕✕地区综合地层柱状图”。

综合地层柱状图是按工作区所有出露地层的新老叠置关系恢复成水平状态切出的一个具有代表性的柱子。在柱子中表示出各地层单位或层位的厚度、时代及地层系统和接触关系等。一般只绘地层（包括喷出岩），不绘侵入体。也有将侵入岩体按其时代与围岩接触关系绘在柱状图里。用岩石花纹表示的地层岩性柱子的宽度，可根据所绘柱状图的长度而定，使之宽窄适度、美观大方，一般以2～4cm为宜。2.6.5　阅读地质图的步骤和方法

1）阅读步骤（1）图名、比例尺、方位：了解地理范围和精度

读地质图首先要看图式和各种规格，即先看图名、比例尺和图例。

从图名和图幅代号、经纬度，了解图幅的地理位置和图的类型，从比例尺可以了解图上线段长度、面积大小和地质体大小及反映详略程度，图幅编绘出版年月和资料来源，便于查明工作区研究史。（2）图例

熟悉图例是读图的基础。首先要熟悉图幅所使用的各种地质符号，从图例可以了解图区出露的地层及其时代、顺序，地层间有无间断，以及岩石类型、时代等。读图例时，最好与图幅地区的综合地层柱状图结合起来，了解地层时代顺序和它们之间的接触关系（整合或不整合）。（3）地形地貌、水系

在阅读地质内容之前应先分析图区的地形特征。在比例尺较大（如大于1:50000）的地形地质图上，从等高线形态和水系可了解地形特点。在中小比例尺（1:10万～1:50万）地质图上，一般无等高线，可根据水系分布、山峰标高的分布变化认识地形的特点。（4）地层的分布、产状及其与地形的关系

一幅地质图反映了该地区各方面地质情况。读图时一般要分析地层时代、层序和岩石类型、性质和岩层、岩体的产状、分布及其相互关系。（5）地质构造的类型、分布及其相互关系

对于分析地质构造方面主要是褶皱的形态特征、空间分布、组合和形成时代；断裂构造的类型、规模、空间组合、分布和形成时代或先后顺序。（6）分析地史

综合分析本区构造运动性质及其在空间和时间上的发展规律、地质发展简史及各种矿产的生成与分布等，从而对该区的总体地质概况有较全面的认识。（7）分析评价工程地质条件

在上述阅读分析的基础上，对图幅范围内的区域地层岩性条件和地质构造特征，结合工程建设的要求，进行初步分析评价，并提出进一步勘察工作的意见。思考题

1.如何确定岩石的相对地质年代？

2.地质年代单位有哪些？

3.什么是岩层的产状？有哪些要素？野外如何确定岩层的产状？

4.地质体之间的接触关系有哪些？其反映的地质内容是什么？

5.简述地层露头线的判别方法。

6.如何识别褶皱并判断其类型？

7.按轴面的产状褶曲分哪几类，各有何特点？地形倒置现象是怎样形成的？

8.褶皱区如何布设工程建筑？

9.简述构造节理的特征。

10.分析节理对工程建筑的影响。

11.断层的类型及组合型式有哪些？

12.野外怎样识别断层？

13.什么是活断层？它对工程建筑有什么影响？

14.地质平面图、剖面图及柱状图各自反映了哪些内容？

15.如何阅读分析一幅地质图？

3　地表水的地质作用

第四纪沉积物是地壳岩石受到大气、水、生物及人类活动影响发生破坏后的产物，经水流、风、冰川、海洋、湖泊等作用形成的一种松散沉积物。因沉积环境变迁，第四纪沉积物结构、构造、发育厚度在横向和纵向均有较大的空间变异性。本章主要介绍与第四纪沉积物形成密切相关的风化作用、地表流水（包括暂时性和常年性流水）地质作用，以及海洋、湖泊和风的地质作用，并阐述第四纪地貌及特殊土的工程地质性质。

3.1　风化作用

风化作用是地表及地表附近的岩石受温度变化以及水、二氧化碳、氧气及生物等因素的影响，在原地发生机械破碎或化学分解的过程。风化作用一般在地表最为强烈，往地下逐渐减弱。风化后的岩石完整性被破坏，力学强度降低，对工程稳定性造成不利影响。

按照风化作用的性质和方式，可分为3种类型：物理风化作用、化学风化作用、生物风化作用。

1）物理风化作用

物理风化作用是指由于气温频繁升降的反复变化，地表岩石内部产生裂隙，发生碎裂，形成岩矿碎屑的一种机械破坏作用。由于环境温度变化，使得岩石内外温差可达40～60℃，加之岩石中各种矿物膨胀系数的不同，就产生了膨胀收缩的差异，天长日久岩石就产生裂隙，小裂隙串成大裂隙乃至网裂隙，导致岩石表层的逐层剥离，这个过程称为剥离作用。

岩石孔隙和裂隙中的水，当温度下降到0℃以下时就会结冰使体积膨胀，对裂隙周围产生很大的挤压力。在-22℃时，每平方千米面积上可产生108kg的压力，致使裂隙不断扩大，岩石破裂成碎块，称为冰劈作用。

物理风化的特征是岩矿碎屑的成分不发生变化，与母岩相同。

2）化学风化作用

化学风化作用是指岩石在大气、水以及水中溶解物质的作用下发生化学变化，从而使岩石分解破坏，并产生新矿物的作用。化学风化作用有以下几种作用方式：（1）氧化作用。是岩石中的氧化亚铁、硫化物、碳酸盐类矿物在氧和水的联合作用下发生化学反应，形成新矿物的过程。如硫化物的氧化，即FeS+14HO+15O=2（FeO·3HO）+8HSO　（3-1）22223224

还有磁铁矿氧化成赤铁矿，在地表常形成的铁帽是寻找原生矿的重要标志。（2）水解作用。是弱酸强碱盐或强酸弱碱盐遇水解离或带不同电荷的离子，这些离子与水中的H+和OH-发生反应形成含OH-的新矿物，岩石因此遭到破坏，如（3）水化作用。是有些矿物质能吸收一定量的水参加到矿物晶格中，形成含水分子的矿物，如

同时体积扩大60%，造成物理破坏作用。（4）溶解作用。自然界中的水总会有一定数量的O、CO和一22些酸、碱物质，因此具有较强的溶解能力，能溶解大多数矿物，如含硫酸的水的作用：

以及含碱质水的作用：（3-4）（3-5）

石灰岩和白云岩与CO水的作用形成重碳酸钙等。2

3）生物风化作用

生物风化作用是指生物活动对岩石造成的物理或化学破坏作用，主要包括：（1）根劈作用。树根对岩石的劈裂作用。（2）穴居动物破坏作用。打洞对岩石造成的破坏作用。（3）生物的新陈代谢作用。生物生存要吸取养分同时分泌酸性物质，从而破坏矿物岩石。（4）生物遗体腐烂分解的产物引起岩石的离解，从而破坏岩石。

上述三类风化作用在大多数情况下都是相伴而生，相互影响和促进，共同破坏着岩石。3.1.2　影响风化作用的因素

1）气候

气候通过气温、降水量以及生物繁衍影响风化作用方式，寒冷干旱地区以物理风化为主，湿热地区以化学风化、生物风化为主。

2）地形

高山区、背阳面以物理风化为主；低山丘陵以及平原区、朝阳面以化学风化为主。

3）岩石特征

岩石抗风化能力的强弱与它所含矿物成分和数量有密切的关系，常见矿物的抗风化能力由小到大的次序为：①方解石—橄榄石—辉石—角闪石—长石—方石—黏土矿物—石英。②一般来说，岩石成分均一，较难风化，成分复杂，相对容易发生风化。致密程度、坚硬程度越高，岩层厚度越大越难风化（等粒结构、块状结构），疏松多孔容易风化。节理越发育越容易风化。3.1.3　风化作用的产物

风化产物包括：①碎屑物质：主要是物理风化作用的产物，也有一部分是岩石在化学风化过程中完全分解的矿物碎屑。②溶解物质：是化学风化和生物风化作用的产物。③难溶物质：一些相对不活跃的Fe、Al等元素残留物在原地，形成褐铁矿、黏土矿和铝土矿。

1）风化壳

大陆地壳的表层由风化残积物组成的成层的不连续的薄壳称为风化壳。厚度一般为数厘米至数十米。被较新的岩石覆盖而保存下来的风化壳称为古风化壳。根据岩石风化后的颜色、结构、矿物成分及物理力学性质等方面的变化，将风化岩石划分为全风化、强风化、弱风化和微风化4个带，岩石风化壳分带及各带基本特征见表3-1。表3-1　岩石风化壳分带及各带基本特征

2）残积物

岩石风化后在原地残留的碎屑物质称为残积物。残积物主要分布在风化作用强烈的山区、丘陵和剥蚀平原。残积物一般由地表向深处颗粒由细变粗。残积物的成分主要为残留原地的碎屑物以及新形成的矿物，其中残留的碎屑物是鉴定残积物的主要依据。残积碎屑物质大小不均，棱角显著，结构松散，不具层理，表面较平坦，底界起伏不平，与基岩是过渡关系，具有垂直分带性。

由于地形起伏变化和岩石风化程度不一，残积物厚度变化很大，有时甚至相差十余米，因此在工程建设中要注意其分布的不均匀性。

3.2　暂时性水流地质作用及其堆积物

陆地流水主要来自大气降水，其次是融雪水，在地下水丰富的地区也可以泉水形式转为陆地流水。陆地流水分为暂时性流水（片流和洪流）和常年性流水（河流）。

由于重力作用形成流水的重力势能，并不断转化为动能，动能的大小与流水的流量（m）、流速（v）成正比，流量流速越大，流水的动能越大，对陆地的改造速度就越大，流水的地质作用也就越强。

现代地貌（高山峡谷、广阔平原）主要是由流水地质作用形成的，陆地流水是分布最广泛的地质外营力，陆地流水地质作用分为侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。3.2.1　片流（坡流）的地质作用

在降雨或融雪时，地表水一部分渗入地下，其余的沿坡面向下运动。这种暂时性的无固定流槽的陆地薄层状、网状细流称为片流。片流对坡面产生剥皮式的破坏作用，使高处被削低，称为洗刷作用。片流搬运的碎屑物质在坡麓堆积下来形成坡积物，如图3-1所示。图3-1　风化及暂时性流水产物分布示意图

坡积物的物质来源于坡上，而雨水、雪水的搬运能力不强，所以坡积物主要以细颗粒为主，其矿物成分与下卧基岩没有直接关系，成分主要为岩屑、矿屑、砂砾或矿质黏土。由于搬运距离较短，坡积物碎屑颗粒大小混杂，分选性差，层理不明显。

坡积物底部坡度受下伏基岩控制，其表面坡度与形成时间长短有关，时间长则表面坡度小而厚度大。坡积物在陡坡处厚度薄，在坡脚等相对平缓处堆积较厚，因此坡积物厚度变化较大。新近形成的坡积物疏松、含水量较大，压缩性较高。进行工程建设时要注意坡积物的上述工程地质特征，防治地基的不均匀沉降，避免地基失稳问题。3.2.2　洪流的地质作用

山洪急流、暴雨或骤然大量的融雪水逐渐集中汇成几段较大的线状水流，再向下汇聚成快速奔腾的洪流。洪流把大量的碎屑物质搬运到沟口或山麓平原堆积起来，形成洪积物。

洪流猛烈冲刷沟底、沟壁的岩石并使其遭受破坏，称为冲刷作用。冲刷作用将坡面凹地冲刷成两壁陡峭的沟谷。多次冲刷两侧形成许多小冲沟，共同构成了冲沟系统。冲沟的形成应具备如下条件：一是斜坡较陡并且坡面较疏松；二是有集中性降水或大量冰雪融水；三是坡面无植被覆盖。冲沟的发展通常经历4个阶段：一是初始阶段，沟槽较浅，水流沿沟槽发生冲刷；二是下切阶段，冲沟向底部深切，沟壁几乎直立，冲沟向上游发育；三是平衡阶段，冲沟的下切作用微弱，沟壁坡度变缓，冲沟宽度不断扩大；四是衰老阶段，冲沟坡度平缓，沟谷宽阔，沟谷形态稳定，有植被覆盖。冲沟的发育对工程建设会造成不利影响，特别是对线路工程影响较大。

洪流携带的碎屑物质既有巨大的石块又有细小的泥砂，随着地形逐渐开阔，水流逐渐分散，洪流搬运能力大大降低，棱角分明的块石、碎石、粗砂在沟口形成厚度巨大的堆积；较小的颗粒则被搬运到离沟口较远的山前倾斜平原沉积起来。洪流多次冲刷后，山口处形成锥形的洪积物，在平面上呈扇形，如图3-2所示，称为洪积扇。相邻沟谷的洪积扇连接起来，形成洪积群。图3-2　洪积扇示意图

洪积物的特点是大小混杂，分选性差，磨圆度差，颗粒一般有棱角，可见不规则的交错层理、尖灭及透镜体构造等，如图3-3所示。洪积扇顶部厚度大，颗粒粗大，越向外堆积越少越薄，颗粒细小，具明显的分带性，可分为3个带：山口带颗粒较大，棱角分明，厚度巨大，地下水埋深大，地基承载力较高，可作为良好的天然地基。在山口和山前倾斜平原之间存在一个过渡带，颗粒变细，地下水埋深浅，常常溢出地表，形成沼泽，因而地基承载力低，不利于工程建设。靠近平原的前缘带主要由细小的粉土、黏土颗粒组成，土质较坚硬，地基承载力一般比较高，可作为较好的天然地基。图3-3　洪积物剖面示意图

若发现洪积扇未生长植被，则应注意其发展、移动可能对工程建设的危害。洪积扇中一般地下水较丰富，可作为小型供水水源，同时也应注意工程建设时可能引发的透水问题。

3.3　河流的地质作用及其堆积物

河流是指具有明显河槽的常年性的水流，它是自然界水循环的主要形式。由河流作用所形成的谷地称为河谷。河水流动时，对河床进行冲刷破坏，并将所侵蚀的物质带到适当的地方沉积下来，故河流的地质作用可分为侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。

1）河流的侵蚀作用

河流以河水及其所携带的碎屑物质，在河水流动过程中，不断冲刷破坏河谷，加深河床的作用，称为河流的侵蚀作用。河流侵蚀作用的方式，包括机械侵蚀和化学溶蚀两种。按照河流侵蚀作用的方向，分为垂直侵蚀、侧方侵蚀和向源侵蚀3种。（1）垂直侵蚀

垂直侵蚀作用又称下蚀作用，是指坡度较陡、流速较大的河流向下切割，使河谷变深、谷坡变陡。一般河流上游水流湍急，河床坚硬，河床底部落差大，下蚀作用表现显著，因此上游河谷常呈“V”字形，如图3-4所示。图3-4　下蚀作用的表现

垂直侵蚀的发展取决于侵蚀基准面，即河流所流入的相对静止的水体的水面。河流大多流入海洋，所以它们的侵蚀基准面就是海平面。当河床纵剖面形成河口与海平面齐平的平滑和缓的曲面时，垂直侵蚀暂时停止，这个剖面称为均衡剖面。

垂直侵蚀作用使跨河建筑物的地基遭受破坏，应使这些建筑物基础埋置深度大于下蚀作用的深度，并对基础采取保护措施。（2）侧方侵蚀

侧方侵蚀作用又称旁蚀或侧蚀，是指受地球自转偏向力的作用或河道弯曲影响，水流形成横向环流，对河岸产生侧向冲刷，使河床加宽，河谷形态复杂化，形成河曲（图3-5）、蛇曲、河流摆尾和牛轭湖等地貌现象。

如图3-5所示，在地球自转偏向力的作用下，河道中的表层水流以较大的流速冲向凹岸，使凹岸岸壁不断受冲刷而坍塌后退；被冲刷下来的碎屑物质受横向环流作用在凸岸不断堆积起来，河湾曲率增大；在纵向流的作用下，河湾逐渐向下游移动，日积月累，河床平面发生摆动，河道加宽。图3-5　河曲水流示意图

河曲发育逐渐形成蛇曲，如图3-6所示，仍然不断发生凹岸冲刷、凸岸堆积，最终水流不再绕过蛇曲部分（图中阴影部分），而是直接顺着河道流向下游，这种作用称为裁弯取直。图中的阴影部分在地貌上形成牛轭湖。图3-6　河流裁弯取直作用示意图

一般河流中游河床底坡变缓，水流流速降低，侧方侵蚀表现显著，因此河谷常呈“U”字形。（3）向源侵蚀

向源侵蚀作用又称溯源侵蚀作用，是指由于河流下切的侵蚀作用而引起的河流源头向河间分水岭不断扩展伸长的现象。向源侵蚀的结果是使河流加长，扩大河流的流域面积，改造河间分水岭的地形和发生河流袭夺现象，形成断头河和袭夺河。

2）河流的搬运作用

河流将其携带的大量碎屑物质和化学溶解物质不停地向下游方向输送的过程，称为河流的搬运作用。河流搬运的物质主要来源于两个方面：一是流域内由片流洗刷和洪流冲刷侵蚀作用产生的物质；二是由河流对自身河床的侵蚀作用产生的物质。河流的搬运方式可分为机械搬运和化学溶运。在河流上游流速大，碎屑颗粒沿河床滚动、滑动，以拖运（推运）为主；在河流中下游，泥砂大小和数量随流速改变，以悬运为主；可溶性物质在河流里则以溶运为主。河流搬运能力和输送泥砂的数量取决于流速和流量的大小，流速大则搬运能力强，搬运物质颗粒就大，因此河流搬运物质在上游颗粒较粗，向下游逐渐变细，这也是河流的分选作用。由于搬运距离长，被搬运物质与河床直接不断地碰撞摩擦，颗粒棱角被磨圆。

3）河流的沉积作用

河水在搬运过程中，由于流速和流量的减小，搬运能力也随之降低，而使河水在搬运中的一部分碎屑物质从水中沉积下来的过程，称为河流的沉积作用。由此形成的堆积物，称为河流的冲积物。河流的沉积作用会造成河道淤塞、浅滩和水库淤积等问题。

河流的冲积物特征主要是磨圆度良好，分选性好，层理清晰。河流上游多沉积大的块石、卵石、砾石；中游多为卵砾石、粗砂；下游多为中砂、细砂和黏性土等。

河流冲积物分布很广，可分为山区河谷冲积物、山前平原冲洪积物、平原河谷冲积物和河口三角洲沉积物等类型。

山区河谷冲积物大多为卵石、砾石，大小不同的卵砾石互相交错，透水性很大，抗剪强度高。因山区河流流速大，所以冲积物厚度不大。由于山区常发生泥石流，因此山区河谷中还可能有泥石流堆积物。

山前平原冲洪积物常沿山麓分布，厚度巨大，具有分带性。山口处主要是冲积物和洪积的粗碎屑物，力学性质和工程地质性质较好；平原前缘主要为砂和黏性土，力学性质和工程地质性质变差。

平原河谷冲积物可分为河床冲积物、河漫滩冲积物和牛轭湖沉积物等。河床冲积物由卵石、砾石、砂、黏性土和淤泥等组成；河漫滩冲积物是洪水泛滥溢出河床带来的沉积物，洪水带来的细砂、黏性土覆盖在下部河床沉积的粗颗粒上，形成二元结构，具斜层理和交错层理；牛轭湖冲积物主要是富含有机物的淤泥、泥炭等。平原河谷冲积物中卵石、砾石和密实的粗砂等承载力较高，地基稳定性较好；饱和的细砂、淤泥、泥炭、未固结的黏性土工程地质性质差，是软弱地基。

河口三角洲沉积物厚度巨大，颗粒较细，以砂和黏性土为主，一般呈层状分布，局部呈透镜体状。河口三角洲沉积物一般含水量较大，有的有淤泥分布。河口三角洲沉积物上层经过长期干燥和压实后，含水量变小，承载力提高，被称为硬壳层，在工程建设中适当利用，可节约工程造价。在河口三角洲上进行工程建设时还要注意查明暗浜、古河床等。

4）常见地形地貌

由于河流沉积作用影响，形成了以下常见地貌：（1）冲积扇，即河流沉积作用形成的扇形碎屑堆积。（2）三角洲，即河流入海处沉积形成的喇叭形碎屑堆积。（3）冲积平原，即河流沉积作用形成的平原。（4）沙洲，河道中间部分因流速减小沉积形成的碎屑沉积。（5）阶地，指沿着谷坡走向呈条带状分布或断断续续分布的阶梯状平台（图3-7）。（6）河谷（图3-8），河谷是在流域地质构造的基础上，经河流的长期侵蚀、搬运和堆积作用逐渐形成和发展起来的一种地貌。河谷上、中、下游地貌特征不同（图3-9）。谷底是河谷地貌的最低部分，地势较平坦，其宽度为两侧谷坡坡麓之间的距离。谷底上分布有河床及河漫滩。河床是在平水期间为河水所占据的部分，河漫滩是在洪水期间才为河水淹没的河床以外的平坦地带。谷坡是高出谷底的河谷两侧的坡地。

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