构造比较稳定的地区在大地构造上一般分为两类：一类具有双层结构，称为地台。另一类不具双层结构称为地盾。
稳定巨地貌的构造地貌特点：
①         构造运动主要表现为幅度小，速度小的大范围垂直运动。下沉速率约为0.01～0.1m/ka。上升速率为0.01～0.03m/ka。
②         岩浆活动多为基性岩浆，并且多为熔岩流的形式溢出。
③         形态为不规则的地块：若为圆形则与周围构造单元的关系多为挠折关系。若为块形，则与周围构造单元的关系多为断裂关系。
④         在地台区地断裂多为隐伏断裂，并以正断层为主，断距不大，仅形成相对高差不大的断块和断陷盆地。
⑤         地台多为地槽演化而来。
⑥         地台经较长时间稳定后，又有较强的断裂活动，导致地台活化，形成活化地台。它具有三层结构的特征。
2，      构造山系
活动地区一般在大地构造上称为地槽。
地槽在形态上多呈长条形，其发展过程为：a，地壳强烈下沉，形成凹陷，堆积厚达数千米的沉积层；b，地壳隆起回返，沉积物被褶皱，同时伴随火山和岩浆活动，断裂活动，形成巨大山系。
活动区的构造地貌特征主要有：
①         平面形态呈长条状，形成巨大山系；
②         构造活动，幅度，速率，梯度都很大；
③         地层被强烈地褶皱，多形成复向斜和复背斜；
④         断层多为逆掩断层和辗掩断层，地层被推覆；
⑤         褶皱带中心常为花岗岩岩基分布，岩浆侵入形成地隆起；
⑥         活动区地貌的发展趋向稳定区转化。
活动区的地貌还可以用板块构造学来解释。
3，      大陆架巨地貌
①         大陆架的形态特征和地貌特征
a，      地形平坦，微向海倾斜，平均坡度0.07o，坡度较大也不超过1－2o。
b，      水深<200m。宽度不一，平均70km。
c，      由于大陆架是大陆的一部分，曾出露呈陆地，其上有许多陆上地貌。
②         大陆架的成因
 4，            大陆裂谷
大陆裂谷的地貌特征：
①               由断裂围陷的断陷谷地，宽30－75km少数可达几百km，长度几十到几千km，长度超过宽度。
②               裂谷的高度一般不超过3500m。
③               裂谷两侧的山地和裂谷的基底一般有剥蚀平坦的地形残余。
④               裂谷主要由正断裂，常常呈梯状，在其内形成不同级别的地堑和地垒。
⑤               堆积大量沉积物，常夹有火山岩。
⑥               热流值高，地壳厚度20－30km。
 第三节  地质构造地貌
        地层在构造运动影响下所产生的变形，变为形式称为地质构造，即岩层产状的变化。由不同地质构造和不同岩层的差异抗蚀力而表现出来的地貌称为地质构造地貌。
  一，水平岩层的构造地貌
1, 构造高原与构造平原：地形面与地层面相一致的高原地形称为构造高原，平原地形则称为构造平原。
2，      方山与桌状台地
3，      塔状地形
4，      构造阶地
二，单斜岩层的构造地貌
    1，单面山与猪背脊：单面山一般形成于岩层倾斜不大的单斜地层地区，一般较缓，它与岩层的倾斜方向一致，称为构造坡。另一坡较陡，与岩层的构造面不一致，称为剥蚀坡。在单斜地层倾角较大的情况下构造坡与剥蚀坡的坡度与坡长相差不大时，这种单面山称为猪背脊。
    2，单斜地区的水系形式
三，褶曲构造地貌
年青的褶皱山区，褶曲构造主要形成背斜山和向斜谷，这种构造与地貌现象一致的地貌称为顺地貌。其保存条件一般为:褶皱比较舒缓，起伏不大，硬岩层较厚。
在构造稳定了相当长的一段时间后，背斜轴部由于挤压强烈，发育较多裂隙，加之外力剥蚀形成谷地，称为背斜谷。向斜中心部分相反，外力剥蚀较弱反而成为山地，称为向斜山。这种与地质构造现象不一致，并且呈相反状态的地貌现象称为倒置地貌。
四，断层构造地貌
根据断层的现代活动性质可将其分为两类：不活动断层（现代已经停止活动的断层）和活动断层（现代仍在活动的断层。一般形成于第四纪，可以是新生的也可以是老断层复活。
断裂活动不仅造成岩层的垂直错动，也可造成水平移动，下面分两方面介绍断层形成的构造地貌
1，垂直错动形成的地貌
①         断层崖  由断层错动直接形成的陡崖，它不一定就是断层面，断层崖的高度基本代表了断层垂直错动的距离。
②         断层线崖  当断层稳定相当一段时间时，由于断层两盘抗侵蚀能力的差异，造成上盘低，下盘高的倒置地貌，称为断层线崖。它是由剥蚀作用形成的，不是断层直接形成，仅受断层控制。
③         断层谷  沿断层破碎带发育的河谷，一般谷坡两侧高低不对称。
④         断块山与断陷盆地   地垒，地堑，盆－山地貌
2，断层水平移动形成的构造地貌
①       河流错动
②       斜列断层的首尾接触地貌
③       平直水平活动断层两侧的地貌
④       收敛与散开形成的地貌
五，岩浆活动构造地貌
岩浆活动可分为两类：岩浆侵入与岩浆喷发，据此岩浆活动构造地貌可分为两种类型。
1，岩浆侵入形成的构造地貌
①               岩浆侵入直接形成的构造地貌，主要为正地貌，如，穹形高地。
②               岩浆侵入停止后在外力作用下形成的地貌
穹隆构造地貌，环状水系
由岩脉，岩墙，岩基等侵入形成的构造地貌
    2，岩浆喷发形成的构造地貌 
       岩浆喷发有多种形式，概括起来主要有如下三种：中心喷发，裂隙喷发，区域喷发。不同的喷发形式可以形成不同的地貌现象
①               中心式喷发形成的构造地貌
主要表现为火山，根据喷出物的粘性可将火山分为：低平火山，盾状火山，穹（钟）状火山，锥状火山。
②               区域喷发与裂隙喷发形成的构造地貌
熔岩高原（如：印度德干高原）
熔岩长垣
第三章 风化作用
岩石暴露于地表，在太阳辐射作用下并与水圈、大气圈和生物圈接触，其所处的物理与化学环境发生了变化，岩石为适应新的环境其物理与化学性质常发生变化，造成岩石崩解、分离、破碎。岩石这种物理、化学性质的变化称为风化；引起岩石这种变化的作用称为风化作用。
风化作用的速度虽然比较缓慢，但它对地貌的形成与发展起着重要的作用，是一切其它外营力作用的先导。只有岩石经过了较强的风化作用，流水、冰川、风和波浪等外力作用才能施展其强大的侵蚀能力和搬运功能，造就出丰富多彩的地貌形态。风化作用不仅是其它外力过程作用的基础，而且它本身也能造就地貌形态。因此研究风化作用有着十分重要的意义。
 第一节：风化作用的类型
岩石的风化作用可以分为三种基本类型：物理风化、化学风化和生物风化。
一．    一．物理风化（机械风化）
岩石暴露地表或近地表因压力、温度、水的冻融和盐类的结晶等而发生崩解、破碎的过程称物理风化。它仅使岩石物理状态发生变化，孔隙度和表面积增加，而化学成分和性质并没有变化。根据产生机械破碎的原因可将物理风化分为如下几种：
1.       卸？荷裂隙（卸荷剥离作用）
大量的证据表明，现在位于地表的岩石以前曾被埋在地下20km以下深度。在瑞士的阿尔卑斯山脉，据推算在最近3000万年中地表被剥蚀了大约30km，也就是说现在出露于地表的岩石在3000万年前位于地下30km的深度。在美国的阿伯拉契山地区，自晚古生代（3.6亿年）至少有8km的岩石被剥蚀。在新西兰的惠灵顿（Wellington）地区，自三叠纪（2.5亿年）以来地表的剥蚀量约为16－24km。
岩石自距地表以下很深的深度剥露至地表，其原有的压力环境发生了改变。上述所列距地表深度处的岩石出露于地表后，它要释放出大约1.5－8×105千帕（Kpa）的压力。典型岩石释压的弹性膨胀系数为0.1－0.8％。在地表200m以内，地温的递减率降低？地温衡定？，使减压膨胀率增加。如果岩石的四周荷下部都被固定在岩石中的话，这种减压膨胀将主要发生在向上的方向上。当这种减压膨胀超过岩石的弹性变形强度时，它就会发生破裂形成平行于地表的页理。这种作用称为页理作用。
页理作用时一种近地表现象，它在像厚层板状砂、石英岩等中最为普遍。在美国马萨诸塞州的一个花岗岩采石场中，因页理作用产生的页理层在近地表层为10cm－1m厚，而至距地表20km处迅速增加为5m厚，而至30－40m深处厚度变至10m以上。页理虽然很小，但它破坏了岩石的整体块状结构，有利于水分和盐类溶液的进行，为进行的物理风化和化学风化创造了条件。
2．热力风化
岩石因温度变化发生剥落的过程称热力风化。地表所受的太阳辐射不仅有昼夜变化也有季节变化，这造成气温和地温也发生日变化和年变化。岩石是不良导体，所以受阳光影响的岩石温度变化也仅限于表面。当白天岩石受太阳暴晒时，岩石表面受热膨胀，而较内的部分，因其导热较差温度仍较低，膨胀较小，岩石内外这种膨胀的差异，可造成各部分受力不均，导致破碎。当夜晚时，表面因气温的降低而温度迅速下降收缩，而岩石内部的温度仍保持较高，收缩有限，这种各部分收缩上的差异也可导致受力不均，发生破碎。另外，对多数岩石来说，它们并非由单一的矿物组成，各种矿物受热的膨胀系数和冷却的收缩系数都是不一样的，组成岩石的各种矿物膨胀系数和收缩系数的差异也可导致岩石受热和变冷时各部分受力不一，发生崩解，剥落。
热力风化的强度取决于岩石温度变化的幅度和频率。幅度频率越大，热力风化越强。在荒漠地区，地表裸露，白昼的地温可高达60－70℃，而夜晚可降到0℃以下，地温巨大的日较差使岩石的热力风化较严重，甚至可听到岩石爆裂的声响。但在湿润地区，地表植被覆盖较好，地温的日较差较小，岩石的热风化不明显，表面剥落现象不明显。岩石热力风化的强弱还决定于岩石的组成，一般说来，单矿岩石的热力风化弱于多矿岩石。细晶多矿岩石弱于粗晶多矿岩石。
3.       冻融风化
岩石由于水的周期性冻结和融化造成的机械崩解作用称冻融风化。
岩石孔隙或裂隙中的水在冻结成冰时，体积膨胀大约9％。因而它对周围的岩石可以施加很大的压力，使岩石裂隙加宽加深。据研究，在封闭条件下，-22℃的冰对围岩的压力大约是2115kg/cm3，而在开放条件下，其压力仅是上值的十分之一。当冰融化时，水沿扩大了的裂隙更深的渗入岩石的内部，同时水量也可能增加。当再次冻结成冰时，重新对岩石施加压力，扩大裂隙。这样水的反复冻结融化，就可使岩石的裂隙不断加深加宽，以致最后破裂成碎屑。因为岩石的这种机械风化作用，主要是由冰加大岩石裂隙完成的，所以又称冰劈作用。
冻融风化能否进行，取决于水能否成冰。我们知道在标准状态下，水结成冰的温度是0℃。但是岩石裂隙和孔隙中的水并非处于标准条件下，它们一般都由于岩石和其它因素处于较大的压力下，。随着压力的增加，水的冰点温度也要降低，在2000bars压力条件下，水的冰点是-20℃。但在-22℃以下，不管压力是否多大，水都能成冰。因为即使是高压环境，水也能形成高密度冰。冻融风化的强度取决于地温在冰点上下波动的频率和幅度。威曼在实验室进行了两种实验研究，他将两块同岩性的岩石中的一块在-7－6℃之间2次/1天，而另一块在-30－15℃之间1次/4天，36天后的测量结果表明，低幅高频的冻融风化比高幅低频的更强烈。由此看来地温通过冰点的频率对冻融风化更具有意义。威曼将低幅高频的冻融风化称为冰岛型冻融风化；而将高幅低频的冻融风化称为西伯利亚型冻融风化。
4.       盐风化
由于盐类的结晶和体积更大的新盐类的形成对围岩施加压力造成的岩石破坏作用称为盐风化。
在岩石中经常含有诸如FeS2之类的矿物，这类矿物在暴露于富氧的地下水和潮湿的空气中时就会被氧化形成铁的氧化物。这些新生的铁的氧化物一般具有较原来矿物低的密度和大的体积。体积的增加就会对其围岩产生膨胀压力使岩石破碎。
另一类重要的盐风化是盐的结晶。当岩石孔隙和裂隙中的水溶液被蒸发时，盐类会逐渐达到饱和，盐类就会结晶析出，使体积增大。盐类结晶就会对其围岩产生膨胀压力，使裂隙扩大加深，最后使岩石破裂。
由以上可以看出尽管盐风化的结果是使岩石发生机械破碎，但在这个风化过程中有溶解、结晶、新矿物的生成等化学反应和过程发生，所以又有人将盐风化归类于化学风化。
二.化学风化
   岩石在水、水溶液和空气中氧、CO2等作用下由于溶解、水化、水解、碳酸化以及氧化等作用下发生成分和性质变化的风化作用，称为化学风化。化学风化可以通过易溶盐类的溶解使部分元素被水带走，而另一部分元素发生富集，化学风化的主要方式包括以下几种：
1.       溶解作用
水是一种很好的溶剂，因为水分子的偶极性，使它能同极性型或离子型的其它分子产生相互吸引，致使将其它分子溶入其中，所以水是一种好的溶剂。矿物绝大部分都是离子型分子组成的，因此当它们遇水后，就会不同程度地被溶解，形成水溶液并随水流失。矿物在水中地溶解度主要决定于两个方面，一是组成矿物地各种元素的电价、离子半径、负电性、离子电位和化合键类型等；另一是水的温度、压力、pH值和浓度等外界条件。按溶解度的大小，常见的矿物可被分为5类：
①        极易溶矿物：主要为K+、Na+的各种化合物，包括卤化物、氟化物、硫酸盐、硝酸盐、碳酸盐和硅酸盐等。
②        易溶矿物：主要为Ca++、Mg++、Fe+++、Mn++、Al+++、Cu++的卤化物和硫酸盐等。
③        微溶矿物：主要为Ba++、Sr++、Zn++和Ag+等的硫酸盐类。
④        难溶矿物：主要为Zn++、Ca++、Mg++的硅酸盐和Cu++、Pb++的碳酸盐等。
⑤        极难溶矿物：主要为Fe+++、Al+++等的氢氧化物等。
常见的主要造岩矿物的溶解度的大小顺序如下：食盐>石膏>方解石>橄榄石>辉石>角闪石>滑石>蛇纹石>绿帘石>正长石>黑云母>白云母>石英。
2.       水化作用
   岩石中的某些矿物与水接触后，其分子可以与水分子结合形成新的含水矿物。如硬石膏水化后可形成石膏：
CaSO4+2H2O—→CaSO4•2H2O
硬石膏经水化形成石膏后，硬度降低，比重减小，可以造成岩石更容易被物理风化和外营力侵蚀；另一方面，其体积膨胀60％，对围岩施加巨大的压力，其本身也可造成物理风化作用，加速岩石崩解。
再如赤铁矿水化后可形成褐铁矿也是如此。
3.       水解作用
纯水本身虽呈中性，但它离解后可部分形成H+和OH+离子，从而使水具有酸性反应或碱性反应能力。当一些强碱弱酸或弱酸强碱形成的盐类矿物溶于水后，其离子能和水中的H+或OH+离子结合形成新的矿物。如正长石经水解可形成高岭土：
K2O•Al2O3•6SiO2+nH2O—→  Al2O3•2SiO2•2H2O+4SiO2•nH2O+2KOH
   在上述过程中形成的极易溶化合物KOH随水流失；次生矿物高岭土则残留原地；SiO2•nH2O为胶体，在温带气候条件下，它可能会凝聚形成蛋白石残留下来，而在热带亚热带湿热气候条件下，它在碱性溶液中它不能凝聚，与KOH真溶液一起随水流失。在热带亚热带湿热气候条件下，高岭土还可以进一步水解，将SiO2析出，形成铝土矿：
Al2O3•2SiO2•2H2O +  nH2O —→ Al2O3•nH2O + 2SiO2•2H2O
4.       碳酸化作用
自然界的水很少是纯水，实际上是一种水溶液。大气和土壤中的CO2与水化合可形成碳酸，并在水溶液中部分电离：
CO2+H2O←→H2CO3
H2CO3←→H++ HCO3－
HCO3－←→H++ CO32－
碳酸电离后形成的H+离子增加了水得 溶解能力，从而使某些矿物更易溶解，并发生化学变化形成新的矿物。如正长石经碳酸化后可形成高岭土：
K2O•Al2O3•6SiO2+ CO2+H2O —→Al2O3•2SiO2•2H2O+K2CO3+4SiO2
在上述过程中，形成的K2CO3是易溶盐，SiO2呈胶体状态，在碱性溶液中不能凝聚，故和K2CO3一起随水流失，只有高岭土残留原地形成高岭土矿。
5.       氧化作用
    在空气中，水中和地下一定的深度中都有大量的游离氧，因此氧化作用是岩石实现化学风化的一个极重要的形式。许多变价元素在地下缺氧条件下常形成低价元素矿物，当其出露地表以后，在地表氧化环境中，这些低价元素矿物极不稳定，容易被氧化形成新的矿物。如黄铁矿经氧化后可形成褐铁矿：
2FeS2+7O2+2 H2O—→2FeSO4+2H2SO4
12 FeSO4+3O2+6 H2O—→4Fe2（SO4）3+4 Fe（OH）3
Fe2（SO4）3+6 H2O—→2Fe（OH）3+3H2SO4
黄铁矿被氧化后形成褐铁矿，不仅使原来的矿物发生了化学变化，它产生的硫酸为另一种硫酸化作用创造了条件，另一方面褐铁矿密度低，体积大，它还可造成盐风化这样的物理风化。
以上仅是自然界存在的几类主要的化学风化形式，除它们之外还有硫酸化作用、还原作用、去碳作用、脱水作用、中和作用等。实际上自然界的化学风化是以上多种作用的综合。
三.生物风化
   生物在其生长过程中对岩石所起的物理的和化学的风化作用，称生物风化作用。因为生物风化是通过物理风化和化学风化完成的，所以有人将生物物理风化和生物化学风化分别归类于物理风化和化学风化之中，所以自然界的风化作用，实质上只有物理风化和化学风化两种基本类型。
1.       生物物理风化
主要是指植物在其生长过程中，其根系对岩石施加的劈裂、穿凿和动物的挖掘作用。一般的植物根系可以深入地下几十厘米到一米左右，高等植物的根系有时可达十几米。据研究，树根对围岩施加的压力可达10－15kg/cm2。当植物根在岩石裂隙中生长加粗时，其施加的压力可使裂隙加宽加深，类似于冰生长对岩石的冰劈作用，所以有时又称这种生物物理风化为根劈作用。我们知道大部分啮齿类动物都以洞穴为生，其洞深有时可达距地表数米以下，动物打洞时的挖掘和穿凿活动也会加速岩石的机械崩解。
2.       生物化学风化
生物在新陈代谢过程中，一方面从土壤和岩石中吸取养分，改变岩石的化学风化环境，促进元素的迁移；另一方面，它们又分泌出诸如碳酸、硝酸、各类有机酸之类的化合物，这些化合物溶解和腐蚀岩石，也可以对岩石造成破坏。生物的这种通过吸收养分和分泌化合物对岩石施加的破坏作用称为生物风化作用。各类高等生物，特别是植物对岩石的化学风化时显而易见的，但是各类微生物的作用更是不能忽视。因为它们的个体很小，又能忍耐各种环境，在距地表很深的地下和致密的岩石解理面上都可以发现它们的踪迹，它们对岩石的破坏和崩解具有更大的意义。
 以上简要介绍了风化作用的基本类型，岩石风化的这三种基本类型，实质上是两种基本类型，是相互紧密联系的，它们同时进行，相互促进。物理风化作用，加大岩石的孔隙度，增加了岩石的表面积，使岩石获得了较好的渗透性和透气性，这就更越来越水分、气体和微生物等的侵入，促进化学风化作用的进行。从某种意义上说。物理风化使化学风化的前驱和必要准备。化学风化在改变岩石化学成分和性质的同时，也在改变其物理性质。一般说来，物理风化只能使颗粒破碎到一定的粒径，大致0.02mm是其破碎粒径的下限。然而化学风化却能使岩石破碎到更小的粒径，直到胶体溶液和真溶液。从某种意义上说，化学风化使物理风化的继续和深入。
第二节：风化阶段
一.   物理风化为主的阶段：
严格地说，物理风化与化学风化并不是一个在先，另一个在后，而是同时进行地，即使在最寒冷、干旱地地区，也仍然有化学风化过程存在；在刚出露的新鲜岩石的表面，由于和水与空气的接触，必然也会立即有化学风化的加入。但是在在上述两种情况下，所看到的岩石风化产物主要是粗大的岩石碎屑，很少有细粒的诸如粘土之类的化学风化产物。这说明化学风化在岩石出露地表之初缺乏足够的发育时间；在高寒或干旱的地区，极低的气温和稀少的降水抑制了化学风化的进行，只有在相当长的时间内化学风化才能形成较多的细粒物质。如果时间长的足够的话，仍有明显的化学风化产物形成，在高山地区我们常见到冰碛之上发育有厚达几十厘米甚至更厚的土壤，这说明即使在高寒地区化学风化依然是旺盛的。岩石在暴露之初，主要以机械破碎产生粗粒岩屑为主，我们称这一时期为物理风化为主阶段。如果条件许可，随着风化的进行，它会进入以化学风化为主的阶段。如果在坡度较大的坡地上，碎屑物质的运移迅速，机械风化的物质不断被搬运而走，新鲜岩石不断出露，风化作用也会长期停留于物理风化为主的阶段。
二.化学风化为主的阶段
化学风化是一个极为复杂的过程，一般将其分为如下三个阶段。
1.富钙阶段
风化进入以化学风化为主的阶段后，在其早期，岩石中的K+、Na+等活性较强的碱土金属阳离子首先被水中的H+置换，从矿物中离解出来；岩石中的氯化物和部分硫酸盐多为易溶矿物，它们也很快溶于水中。溶于水中的活性阳离子和卤化物、硫酸盐随水逐渐地迁出风化产地。而岩石中诸如CaCO3、MgCO3之类的碳酸盐是难溶盐类，仅部分碳酸化后形成重碳酸盐，随水流失。在这一阶段中因大量的氯化物、硫酸盐的流失，以碳酸盐为主的碳酸盐相对富集起来，故称为富钙阶段。
在干旱、半干旱气候条件下，由于降水稀少，蒸发量大于降水量，易溶盐类的淋失极其缓慢，碳酸盐类不仅没有淋失，还常因水分的蒸发从饱和溶液中大量结晶淀积出来，风化作用长期停留在富钙阶段。富钙阶段所形成的主要矿物为方解石、菱铁矿、赤铁矿等。风化壳的SiO2/Al2O3>4。