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雁荡山火山岩地貌特征及其成因

（浙江师范大学地理与环境科学学院 浙江 金华 ）

摘要

雁荡山世界地质公园地处环太平洋亚洲大陆边缘的南部——中国滨海太平洋构造域，以其极具完整多样的白垩纪破火山地质景观，成为中国燕山运动岩浆大爆发的一个典型代表，更是全球性中生代复活型破火山的天然模型，是研究酸性火山岩浆作用的天然博物馆。

通过结合前人研究及实地考察，探讨雁荡山火山岩在岩浆活动变化期的表征和稳定后期受风化、流水及重力等外动力地质作用下呈现的不同类型地貌特征。

关键词：雁荡山世界地质公园；中生代复活型破火山；火山岩地貌；外动力地质作用

前言

雁荡山以山水奇秀闻名，素有"海上名山、寰中绝胜"之誉，史称中国"东南第一山"，主体位于浙江省温州市东北部海滨，小部分在台州市温岭南境内。地处北纬27°50′~28°30′，东经120°27′~120°41′，总面积450平方公里。

雁荡山形成于一亿二千万年以前，是亚洲大陆边缘巨型火山带中白垩纪火山的典型代表，也是流纹质岩浆喷发的大型破火山。雁荡山独特的流纹岩地貌景观，在形态、成因、审美学意义上均有别于砂砾岩地貌、喀斯特地貌、丹霞地貌和花岗岩地貌，雁荡山地貌可以作为中生代火山岩地貌的模式地，它具有典型性、代表性，可称之为雁荡山地貌或雁荡山型火山岩地貌【1】。

雁荡山的地貌景观具有独特性，巨厚的流纹质火山岩层在外动力地质作用下形成的叠嶂、方山、石门、柱峰、岩洞、天生桥和峡谷、瀑潭、涧溪和河湖等岩石地貌或风景地貌。

雁荡山地形复杂、景象丰富，其景观特点多呈现一景多象、移步换景，因此风景区内蕴含雄、奇、险、秀、幽、奥、旷等所有景象，融科学价值与美学价值于一体。雁荡山地质地貌的形成记录了地壳抬升、断裂切割、重力崩塌、流水侵蚀和风化剥蚀等地质作用过程。

雁荡山实习区域总体地质背景

雁荡山地处中国东南沿海，位于环太平洋亚洲大陆边缘的南部，在地质构造上属于环太平洋构造域，由扬子古陆块和华夏古陆块在漫长的地质演化历史中多次拼合-裂解-再拼合而成，是晚中生代火山岩-花岗岩大量分布的地区，是滨太平洋地区一个宏伟岩浆岩带的重要组成部分。

东南沿海火山岩带属于环太平洋亚洲大陆边缘巨型火山岩带。亚洲大陆边缘巨型火山岩带自北至南依次为鄂霍茨克—楚可奇火山岩带。该岩带以发育流纹质岩石为特色而被称流纹岩链。

根据前人运用的SHRIMP锆石U-Pb年龄测定法，结果显示雁荡山火山岩的形成年龄为97.2±2.3Ma、105.6±4.3Ma、98.3±2.7Ma，属于早白垩世晚期，经区域火山地层对比，确定雁荡山火山岩可归入火山岩系永康群小平田组【2】。

中国东部燕山期火山喷发共形成7条火山岩带，其中东南沿海火山岩带受燕山运动NE、NEE向构造控制，长约1200km，宽约500km，以酸性岩浆的喷发占主导地位，形成大面积的火山碎屑流堆积，包括未熔结流、熔结凝灰岩，而东南沿海火山岩带中，浙江东部火山岩面积出露最大，平均厚度约为4986m。以江山-绍兴断裂为界，以西称浙西北区，以东称浙东北区。雁荡山地质公园处于该区域，以其保存较完整的破火山火山结构、岩性岩相齐全的典型陆相流纹质火山地质特征，成为东南沿海火山岩带中最具代表性的一座复活型古破火山，构成雁荡山世界地质公园的主体。

此外，亦有相关学者研究发现，雁荡山地区中生代期间的大地构造环境不是典型的岛弧型，且与安第斯活动大陆边缘也有区别，是处于活动大陆边缘靠板内的环境【2】。据相关研究表明，在距今1.4亿年前的中生代晚期，中国大部分地区是河流、湖泊纵横的内陆盆地，而雁荡山所在地却是古太平洋西海岸上的一片湖沼湿地，在平静的地表下，隶属于古太平洋板块的库拉板块逐渐俯冲进来。

随着库拉板块与古亚洲板块的俯冲，产生了巨大的热量，雁荡山所在地深部的古大陆岩石熔融形成岩浆，巨大压力还使其上的地壳破裂，岩浆顺势向上汹涌流动，1亿多年前雁荡山火山开始猛烈喷发，大量的火山气体及火山灰被喷射到空中，又在火山热气底浪的托举下沿着火山锥崩腾而下，随后当古亚洲板块将库拉板块逐渐消熔，板块碰撞产生的火山活动也逐渐减弱消亡，雁荡山所处地也成为一片火山岩组成的陆地。

雁荡山地区火山活动旋回和演化历史

浙江东南部火山活动分为早、晚两期共4个旋回，火山产物分为上下两个火山岩系，而雁荡山破火山发育复杂，包括两次破火山的形成与发育，且在相对较短的时期内（97.2-105.6Ma）喷出厚度近2000m的火山岩，以单一流纹质岩浆爆发为特色。在本区域内，火山岩层自下而上可以划分为4个岩性段（K1y1、K1y2、K1y3、K1y4）,它们在平面上呈环状分布，地层层序清晰，末期岩浆沿主要火山通道侵位，构成中央侵入体（Ky）。此外，在雁荡山破火山的外围地层中，包括火山岩磨石山群高坞组、西山头组和火山-沉积岩系永康群馆头组、朝川组（图1）【3】。

图1 雁荡山地区地质略图

1-第四系;2-5雁荡山火山岩石地层第四-第一单元;6-雁荡山侵入单元;7-次火山岩、岩脉;8-12 -雁荡山火山外围岩石地层单元,K1c-朝川组,K1g-馆头组,K1x1-西山头组一段,K1x2-西山头组二段,K1gw-高坞组;13-侵出岩穹;14-火山通道;15-破火山边界;16-岩流、岩穹组合边界;17-断裂;18-破碎带;19-假流纹产状;20-流面产状(K1均表示早白垩世)

雁荡山世界地质公园及周边分布的火山构造有雁荡山破火山、望海岗火山穹隆、章岙破火山、牛角门破火山、枫林破火山、方山破火山和晋岙破火山。

中生代火山喷发活动在园区内堆积了累计厚度达万米的火山喷发物。公园火山岩石类型有凝灰岩、熔结凝灰岩、含角砾凝灰岩、含角砾熔结凝灰岩、集块角砾岩、集块角砾熔岩、流纹岩等。

结合以往区域调查资料及科研成果，余明刚先生等将雁荡山破火山形成演化的历史总结为7个阶段，包括4期火山喷发（图2、图3、图4）、2次破火山口塌陷与复活和1期中央侵入体的侵位（图5）【4】。

图2 沙帽峰

1.第一次喷发阶段

该阶段岩相多为火山碎屑流相，属于第1岩性段K1y1，火山呈大规模普林尼式喷发，代表性岩石为低硅流纹质熔结凝灰岩，分布于破火山边缘带，呈围斜内倾，火山内部由于断裂切割，于溪谷底部有部分出露。

2.第一次破火山形成阶段

该阶段岩相多为侵出相和爆发相，第1岩性段大体积的K1y1爆发后，其岩浆房排空，引发火山口塌陷，导致K1y1岩层产状围斜内倾，并形成环状和放射状断裂，岩浆沿上述断裂侵位，形成侵出相的英安流纹质凝灰熔岩岩穹。在智仁一带的破火山口湖中发生局部蒸汽岩浆爆发，形成涌流相凝灰岩。

3.第二次喷发阶段

该阶段岩相多为火山碎屑流相和侵出相（晚期），早期破火山复活，属于第2岩性段K1y2，与下伏K1y1地层呈角度不整合接触。在这一阶段为早期破火山复活阶段，呈大规模溢流式喷发，喷出厚度较大的流纹岩；局部为普林尼式爆发，形成火山碎屑流相熔结凝灰岩，晚期有侵出相流纹斑岩岩穹。岩层产状近乎水平，略向火山内部倾斜。雁荡山的嶂、洞、瀑等景观主要分布在这一岩石地层单元之中。

4.第三次喷发阶段

该阶段岩相多为火山碎屑流相和溢流相，属于第3岩性段K1y3，火山呈小规模亚普林尼式喷发，代表性岩石为火山碎屑流相熔结凝灰岩、凝灰岩以及局部的溢流相流纹岩，典型岩石出露于方洞外公路的两侧，上灵岩村之北、观音峰之东形成小型峰丛景观，平面上构成破火山内环。

图3 观音峰

5.第四次喷发阶段

该阶段岩相多为火山碎屑流相和溢流相，属于第4岩性段K1y4，并与K1y3共同构成破火山内环，地貌上呈山巅和山脊。这是雁荡山最后一次全区性普林尼式猛烈爆发，代表性岩石为火山碎屑流相流纹质熔结凝灰岩和局部的溢流相凝灰熔岩。

6.第二次破火山形成阶段

该阶段经多次大体积火山爆发、溢流后，岩浆房排空，火山口再次发生塌陷，导致K1y2、K1y3、K1y4火山岩产状向中心内倾，并与K1y1地层之间呈角度不整合接触。

7.中央侵入体形成阶段

该阶段岩相主要为中央侵入相，晚期破火山复活，岩浆沿主要喷发中心上升侵位形成中央侵入相石英正长斑岩（Ky），中央侵入体经抬升、剥蚀、现出露为六个大小不等的岩体。岩体与第四层岩石地层单元的侵入关系，标志着雁荡山破火山岩浆活动的结束。后期英安玢岩、流纹斑岩、斜长霏细斑岩、霏细斑岩等酸性岩墙和岩脉沿破火山环形与放射状断裂侵入。

中央侵入体侵位后，雁荡山地区岩浆活动全面结束，进入长期风化剥蚀阶段。期间，上覆火山岩顶盖遭剥蚀而暴露中央侵入体，最终受各种外动力地质作用，形成现代地貌景观。

图4 博物馆观音峰模型岩浆运动各期示意图

图5 雁荡山破火山演化示意图

雁荡山地貌景观的总体特征

雁荡山属于浙东南中低山、丘陵区，地势西高东低，西部为低山丘陵，东部与乐清湾相接，为海积平原。山脉多呈北东一南西向展布，海拔一般500到600米，最高峰百岗尖海拔1056.5米。

雁荡山地貌属浙闽侵蚀剥蚀中低山、丘陵区，地貌发育深受地壳运动、构造、岩性、气候、水流等诸因素的影响，区内新构造运动以缓慢间歇性的振荡升降并有自西北向东南方向掀升特征，在风化、流水及重力等外动力地质作用下，最终形成了西区部为中低山、东部为丘陵和平原的地貌格局。

按地貌成因类型，可以将雁荡山的地貌划分为堆积地貌、侵蚀地貌和构造地貌3种类型。

雁荡山四条实习路线的地貌类型及特征

灵峰景区

1.锐峰

（1）天冠峰（山顶型锐峰）

位于灵峰景区入口内，峰高约120m，宽约150m，状如礼帽，由K1y2流纹岩构成，其上部保留了熔岩流动的痕迹——近水平的流动构造，其下部含角砾、球泡的流纹岩，且其角砾、球泡易剥落形成小型洞穴（图6）.

这类锐峰一般位于山体的顶部，与沟谷型锐峰相比，其体量大、敦厚粗壮，呈桶形，多是由于早期区域构造抬升、沟谷下切，相对抬升的岩嶂长时期持续崩塌，导致其所包围的山体不断收缩后的结果，这类锐峰代表一个地貌发育的历史阶段。

图6 天冠峰（实习拍摄）

（2）双笋峰（沟谷型锐锋）

双笋峰位于观音洞东南，两峰拔地而起，高约80m，形修长而顶尖圆，像双笋并立，在观音洞向此处望去，两峰又似“供台对蜡”；夜幕下又成为“公婆回首”、“老僧送客”等造型，双笋峰主要是垂直节理切割岩层形成（图7）。

此类锐峰一般发育在K1y2地层中，分布在沟谷的坡脚附近，少数位于谷地中央；形态上呈柱状，高挑清秀，密者如峰林。这类锐峰多是由于顺着岩层内的垂直节理风化、流水侵蚀和重力崩塌，导致部分岩体与山体分离因而在谷地与山地的过渡带上产生了这类锐峰。

图7 双笋峰（实习拍摄）

（3）金鸡峰（山顶型锐锋）

金鸡峰是骆驼峰顶的一块象形石，如“金鸡报晓”、“美女梳妆”。夜晚看峰顶，如“鲸鱼喷水”，缘于K1y2的流纹岩作基座，其上为火山爆发形成的火山碎屑岩，其岩石结构复杂，内部差异大，各组成风化侵蚀速率不同所致（图8）。

此外，其下的骆驼峰是流纹岩、熔结凝灰岩因节理切割和流水侵蚀、风化剥蚀而成。

图8 金鸡峰（实习拍摄）

（4）合掌峰（沟谷型锐锋）

合掌峰位于鸣玉溪畔，是“倚天峰”和“灵峰”合一的奇峰，高约270m，从一侧看像两掌合在一起（图9）。它的形成可能是顺着岩层内的垂直节理风化、流水侵蚀和重力崩塌，导致部分岩体与山体分离。

图9 合掌峰（实习拍摄）

2.洞穴

（1）观音洞（直立式裂隙型）

观音洞（图10），高约113m，宽14m，深76m。佛殿顺洞陡坡构建，九层楼阁，洞顶有泉水三束，名为洗心泉、漱玉泉和石釜泉。洞顶岩石裂开一隙，称“一线天”。

从观音洞内往外看，半山悬崖左洞壁上有“一指观音”，洞外奇景林立，双笋峰已变成蜡烛峰。它是断层破碎带经风化作用和水沿裂隙下渗侵蚀作用，岩石不断崩落垮塌形成。

这类洞穴洞壁为流纹岩，在垂直张性断裂切割下，岩石破裂，这些碎裂的岩块经风化剥落后，逐步扩大成洞，其洞体的高度远远大于宽度。

图10 观音洞（实习拍摄）

（2）北斗洞（平卧式风化剥蚀型）

北斗洞（图11）位于观音洞北侧，雁荡山著名道观之一，洞口面对伏虎峰，宽敞高大，冬暖夏凉。

洞顶偏左有闪长玢岩岩脉侵入于流纹岩中，俗称“青龙卧虎”，而且洞顶有两条较为明显的斜交密集节理，裂缝渗水，在流水侵蚀和重力崩塌作用下，缝隙扩大。洞壁见近水平的流纹构造，洞壁的角砾或球泡流纹岩经剥落后形成各种小尺度造型的奇石。

这类洞穴的形成机理较为特殊，雁荡山巨厚层的岩石，由多次喷溢堆积而成，因每次火山喷溢形成的岩石结构都有差异，受火山喷溢间隔的影响，下层岩石特别容易产生节理和劈理，在水流作用和气温热冷影响下容易发生侵蚀、重力崩塌而形成岩洞。

图11 北斗洞（实习拍摄）

（3）朝阳洞（瀑水冲蚀——剥蚀型）

朝阳洞（图12）位于朝阳嶂南端，灵峰入口五碑嶂的顶部，洞口向东，犹如半瓢，洞顶有泉下洒，颇为幽奇。

朝阳洞的形成，是由于它发育在K1y2流纹岩层内，岩层下部多含角砾、球泡，易剥落，同时发育垂直裂隙（节理），使岩石张裂、岩块剥落，经亿年风雨侵蚀，水平方向发展扩大而成。

图12 朝阳洞（实习拍摄）

（4）风洞（重力崩塌——堆积型）

洞口小，洞内大，夏吹凉风，冬吹暖风。这一现象早在391年前徐霞客就发现并记载“洞仅半规，风蓬蓬出，射数步外”。

风洞（图13）为重力崩塌产生的倒石堆积物形成的洞穴，洞口甚小，而其内部甚大，其内部空气温度受到“保温”，即洞内空气温度季节变化小，年平均气温为14-16℃，夏季气温低于外界，冬季气温高于外界，洞体内外由于气温差异形成小型热力环流，因此冬夏皆有风，被称为天然空调器。

图13 风洞（实习拍摄）

3.岩障

（1）朝阳嶂（单面嶂）

朝阳嶂（图14）位于响岭头北面，横亘逾400m，高百米以上，层层叠叠，方展如屏，故徐霞客称之为“叠嶂”【5】。朝阳嶂岩石为K1y2的流纹岩，经断裂切割成岩嶂，岩流下部为含角砾、球泡的流纹岩，易剥落成为洞穴，嶂上的那条植物带可指示此处为小型断裂带，可能有流水出露或汇集。

单面嶂是沟谷在流水的不断侵蚀作用下会加深加长，其两侧的谷坡在重力崩塌作用下，经常会形成一些陡峭、具有一定高度和宽度的岩壁。对于山体来说，这种岩壁只是位于其一侧，因此称之为单面岩嶂。

图14 朝阳嶂（实习拍摄）

4.微观构造地貌

（1）流动构造

岩浆在地面流动时，由于地形的起伏和岩石等阻碍物的阻挡，在岩浆凝固成岩石后，会呈现蜿蜒曲折的形态，在地质学上这种现象被称之为流动构造（图15）。

若出现某几层岩层存在空隙，这是由于这些岩层中所含的是抗风化侵蚀能力弱的碎屑物等物质。

图15 流动构造（实习拍摄）

三折瀑景区

三折瀑景区中下折瀑瀑高约50m，瀑壁内凹，瀑下一水潭，直径约5m。中折瀑瀑高约120m，瀑下水潭呈椭圆形，短轴40m，长轴100m；由于溯源侵蚀，瀑布在水平方向上深陷于岩体之中，深达80m；陷于岩体之中的瀑布呈喇叭形状，洞顶口径小，下部阔，瀑布向岩内倾斜。

上折瀑是三折瀑中高度最大的，达130m；同中折瀑一样，瀑布也深陷岩体之中，水平纵深约120m，竖直向上呈喇叭形；从空中下落的瀑水如断线珍珠晶莹透亮，此外，陡峭崖壁上刻蚀着许多垂直棱柱和沟槽，棱柱高度一般达80m。

三折瀑最奇妙之处，在于其三阶圆瓮状山崖流瀑，仰望瀑顶，发现其为宽口状变窄，说明瀑布由大变小正在萎缩。同一流水，经三级悬崖，倾泻而成上、中、下三瀑，其形成成因是三折瀑瀑壁均为巨厚的流纹岩层，“三折”地貌反映了三次火山喷溢，三次岩流垒置。

三次溢流构成三个岩流单元。每个单元的上部为火山玻璃质流纹岩，发育流纹，质地坚硬，蓄水能力差，可形成岩槛，薄弱处则能被流水侵蚀出裂点形成跌水、瀑布；中部为致密块状流纹岩，发育柱状节理，为隔水层；下部为角砾状流纹岩，为透水层。经断裂、风化剥蚀和特别流水向源侵蚀，形成三折瀑桶状瀑壁的独特造型。

1.瀑布

区域内沟谷流水地貌的发育归因于水流对地表基岩或沉积物的侵蚀以及对侵蚀物质的堆积这两个过程。沟谷流水地貌就包括了流水侵蚀地貌和流水堆积地貌【6】，瀑布属于流水侵蚀地貌。

（1）下折瀑

下折瀑（图16）落差为50余米，居中折瀑之下，瀑壁内凹，为火山喷溢的流纹岩。瀑下有一水潭，直径约5米。

图16 下折瀑（实习拍摄）

（2）中折瀑

中折瀑（图17）的落差约为120m，崖壁为火山喷溢的流纹岩，可见流纹构造。由于岩石劈理发育、重力崩塌、流水侵蚀，瀑水不断后退呈半桶状。

洞壁有很深、很密的裂缝，由劈理形成。中折瀑下有一椭圆形水潭，长轴约100m，短轴约40m。

图17 中折瀑（实习拍摄）

（3）上折瀑

上折瀑（图18）在三折瀑中高度最大，达130m，同中折瀑一样，瀑布也深陷于岩体之中，水平纵深120m，但由于高度较高，在瀑底部很少积水。

图18 上折瀑（实习拍摄）

2.洞穴

（1）下折瀑游龙洞（风化剥落型）

下折瀑左侧的洞为游龙洞（图19），岩层内角砾剥落，在重力作用下逐步崩塌而形成。

图19 游龙洞（实习拍摄）

3.微观地貌

（1）壶穴

从下折瀑拾级而上，途中溪流多壶穴（图20），坑穴壁上光滑如镜。

壶穴的形成是急流中挟带砂砾石磨蚀基岩河床而产生的圆形凹穴，之后水流中携带的砾石对坑穴的侧壁进行不断刮擦扩大。

图20 壶穴（实习拍摄）

（2）劈理构造

劈理（图21）是一种将岩石按一定方向分割成平行密集的薄片或薄板的次生面状构造，其基本构造特征表现为岩石内部发育有由劈理域和微劈石域相间排列而成的域构造。

它发育在强烈变形轻度变质的岩石中，如褶皱的沉积岩和变质岩，具有明显的各向异性特征，发育状况往往与岩石中所含片状矿物的数量及其定向的程度有密切关系。

图21 劈理（实习拍摄）

（3）垂直沟槽和棱柱

陡峭岩壁在瀑布水流长年溯源侵蚀下不断崩塌后退，侵蚀崩塌后退处便逐渐形成竖直状沟槽，瀑布也随沟槽深陷于岩体之中而相邻沟槽间没有被侵蚀，侵蚀后退较慢的部分则成为突出来的垂直棱柱。

这种垂直沟槽和棱柱相间分布的地貌景观在三折瀑景区的上折瀑附近（图22）发育得最好，这里的沟槽陷入岩体中的深度最大可达120米，棱柱高度一般大于50米。

图22 垂直沟槽和棱柱（实习拍摄）

灵岩景区

1.小龙湫瀑布

小龙湫（图23）位于灵岩寺西北，瀑布隐于深谷中，瀑水从断崖飞流而下，高约70米。在瀑布的下方有类似崩塌倒石堆形状的基岩锥体，锥体的锥顶指向瀑布落水处，基岩锥体的大小随瀑布的大小而变化，两者呈正相关。

该地貌体通常出现在上部基岩密实坚硬、垂直节理发育，下部基岩软弱处。此外，在此地形成如此高大的悬崖陡壁，是北北东向与近北西向的断裂在此呈“人”字形交会，后经水流冲刷以及风化剥蚀所形成。

从成因上看，由于瀑布的下部基岩较软弱，上部倾向进行侵蚀，最终使得下部出现一水平向向岩体内部凹入的洞穴（水流冲刷性洞穴）。不断深凹的洞穴引起上部垂直节理发育的坚硬基岩发生崩塌而后退，原来洞穴的底部也暴露出来，这样在现瀑布陡崖的崖脚附近就留下了一倒石堆状的基岩锥体。

图23 小龙湫（实习拍摄）

2.南天门（石门）

天柱峰和展旗峰夹谷相对，成为南天门（图24、25）。石门高约270m，两峰相距250m应是多组节理在谷地汇聚，为易活动断裂地，崩塌风化形成石门。

天柱峰为沟谷型锐峰，发育在第二期溢流相的流纹岩中。受节理和断裂的影响，流纹岩中沟谷发育，在风化和流水作用下形成锐峰。柱壁上保留了岩浆流动过程中形成的流纹、球泡以及节理。

图24 南天门左端（天柱峰）

图25 南天门右端（展旗峰）

3.洞穴

（1）龙鼻洞（直立式裂隙型洞穴）

龙鼻洞（图26）位于插龙峰下，洞宽10m，深逾30m，高约40m，洞尽端有石柱连顶，四处透空，因而湿滑。

龙鼻洞由于两条断裂作用使岩石开裂，岩块崩落而成。洞顶有闪长玢岩脉侵入流纹岩内，形成成因是此地是曲折的活动断裂带，先有小的裂隙，但位移错动较小，然后岩脉侵入，再两边进行错动形成。

图26 龙鼻洞（实习拍摄）

（2）卧龙谷洞穴（风化剥蚀型洞穴）

在崖洞中，有“石船神水”——船形巨石，船形背上有一裂隙，涌出周边高山的承压泉水。

纵观卧龙谷洞穴（图27），均呈平卧式，洞的长宽高基本相等；观察洞顶，片片岩石崩裂，势欲下坠，地上也可见到掉落的石屑。

图27 卧龙谷洞穴（实习拍摄）

大龙湫景区

大龙湫景区位于雁荡山中部偏西，面积约28平方千米，由于此处受北北东向和北西向两组断裂交会，切割岩层，以及垂直节理裂隙发育，形成了危岩巨峰后，又经风化剥蚀作用，雕琢出奇石景观。

1.大龙湫瀑布

大龙湫（图28），位于锦溪分支尽端，瀑布之水来自海拔1056m的百岗尖，下有龙潭。瀑布落差196m，是中国单级落差最大的瀑布。在瀑布底部，形成了瀑水冲蚀——剥蚀型洞穴。

大龙湫的形成原因，是由一条北北东向断裂切割连云嶂所引起，后来随着连云嶂的不断抬升，形成落差达196m的悬崖陡壁。

图28 大龙湫瀑布（实习拍摄）

2.剪刀峰（沟谷型锐峰）

剪刀峰（图29）位于锦溪右侧，峰上部一分为二，状如指向蓝天的剪刀，随着进入此峰依次出现“剪刀”、“啄木鸟”、“一帆”、“桅杆”等造型景观。

剪刀峰岩石为火山喷溢的流纹岩，由于经过断裂切割，周围岩石崩落成为孤立的孤峰。岩峰有流纹岩柱状节理（裂隙）使岩峰中部裂开。

图29 剪刀峰（实习拍摄）

3. 流纹岩岩穹

侵出相流纹岩形成的岩穹（图30），位于大龙湫的东南侧约200m。此处流纹从下而上，由直立到弧形，这表明岩浆是从这里溢出地表成为一个岩穹，目前岩穹已破裂保留了右半部分，从某种意义上说，大龙湫流纹岩是距今1.21亿年前从这喷溢出的。

此外，附近也有火山喷气口，它是挥发性气体在该处大量溢出，巨大压力将岩石、碎屑物伴随熔岩球等喷出，后受重力下坠堆积但未完全堵塞形成。

图30 流纹岩岩穹（实习拍摄）

4.微观地貌

（1）流纹构造

流纹构造（图31）的这种岩石有近乎平行的纹理，当有集块、角砾时，流纹绕过其而过呈弯曲状。

若流纹纵剖面出现一层凸出一层凹入，则表明存在软硬互层，两者岩性不同，抗风化侵蚀能力存在差异。流纹岩与沉积岩的分层区别在于流纹可能是不连续的且存在鞣曲，而沉积岩则是连续的内部矿物结晶定向近水平分布的物理风化层。还有一种岩石，具有假流纹构造，是由压扁拉长的塑变玻屑和塑变岩屑呈定向排列所形成的一种构造。

图31 流纹构造（实习拍摄）

（2）球泡流纹岩

在通往大龙湫路旁岩壁流纹岩中，有层层密布的圆形石球，大的如篮球，小的有拳头大小，这称为石泡流纹岩（图32）。

它与恐龙蛋化石的区别有三处：

1、埋藏的周围土壤是否是红层；

2、上面是否有壳有裂隙；

3、是否近乎椭圆，恐龙蛋化石大小一般不超过十几厘米。

此处形成时间距今1.17亿年，当时雁荡山火山喷发，流纹岩从火山口中涌出，因挥发性成分含量高，流纹质岩浆黏度大，岩浆一边沿火山通道滚动流溢，一边围绕矿物质点中心凝聚，就形成了球状石泡，若石泡是空心的，即称为球泡构造。

球泡构造是含有气体的岩浆，溢出地表后，熔岩在流动的过程中气体局部聚集，形成有空腔的球泡。若球泡空腔再次被岩浆填充，则称为球石泡。球泡周围的纹理痕迹是流动构造。如果形成越早，滚动距离越长，石（球）泡就越大。由于石（球）泡流纹岩经常分布在火山通道附近，因此是判断火山结构的依据。

图32 球泡流纹岩（实习拍摄）

野外地质实习基本内容

1.罗盘的使用

图33 地质罗盘结构图

用途：

①确定方位角（平面360）——中线对准目标之后让水平泡居中。

②确定面（岩层层面、断层面、节理面） 上下左右移动，走向只描述一四象限，用30°确定区间。倾向实测。让管状水泡居中。

③确定所在位置（后方交汇法，三线交点）东西到人用南针，管状水平泡居中。

岩层走向的测定

岩层走向是岩层层面与水平面交线的方向也就是岩层任一高度上水平线的延伸方向。测量时将罗盘长边与层面紧贴，然后转动罗盘，使底盘水准器的水泡居中，读出指针所指刻度即为岩层之走向。

岩层倾向的测定

岩层倾向——是指岩层向下最大倾斜方向线在水平面上的投影，恒与岩层走向垂直。测量时，将罗盘北端或接物觇板指向倾斜方向，罗盘南端紧靠着层面并转动罗盘，使底盘水准器水泡居中，读指北针所指刻度即为岩层的倾向。

岩层倾角的测定

岩层倾角是岩层层面与假想水平面间的最大夹角，测量时将罗盘直立，并以长边靠着岩层的真倾斜线，沿着层面左右移动罗盘，并用中指搬动罗盘底部之活动扳手，使测斜水准器水泡居中，读出悬锥中尖所指最大读数，即为岩层之真倾角。

2. 定点观测

进行地质实习时以下几点需要进行定点观测：

①断层（走向倾向倾角）、断层面（逆断层舒缓波状，断层锯齿状）——擦痕阶步、断层破碎带（宽度，角砾岩——正断层典型构造岩两边岩石击碎无分选磨圆后期有岩脉，构造透镜体——逆断层，断层泥）。断层越小越容易看。需要判断力学性质，辨识断层两盘岩性，根据沉积岩确定年代。

②地层界线：界线（角度不整合面波状起伏），确定接触关系，（有整合，角度不整合，平行不整合，后两者有风化壳和古土壤作为标志）。

③侵入岩与围岩界线，有侵入接触、接触交代变质作用两种关系。

④存在重要研究意义的岩性差异的岩层。

⑤典型的地质构造，有意义的如岩石矿藏、化石。

地貌调查过程，定点观测要注重颜色、构造、矿物成分含量，并采集样品和标本。如，采集河流沉积物颗粒，看大小，画样方，采样。

总结

通过雁荡山地质实习，真正地将书本知识学以致用。在众多老师的带领指导下，也通过攀登、摸索、记录等方式，将雁荡山的火山岩地貌归结为内、外动力地质作用共同作用的结果。

内动力地质作用塑造了雁荡山地貌中生代破火山的地质基础，不同岩浆运动时期形成了不同岩相的火山岩，而产生的巨厚熔岩层和熔结凝灰岩层以其复杂的岩性结构造就了大尺度的景观地貌。

后期，在受到地壳抬升剥蚀火山构造、区域构造断裂和岩石节理作用导致岩石破裂岩块崩塌、流水侵蚀以及风化剥蚀等外动力地质作用下，造就了各具特色的火山岩单体地貌单元。

参考文献

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【2】余明刚.雁荡山世界地质公园火山地质研究【D】.陕西：长安大学,2005.

【3】陶奎元；余明刚；邢光福等.2004.雁荡山白奎纪破火山地质遗价值与全球对比【J】.资源调查与环境,25(4):297一304.

【4】余明刚；邢光福；沈加林等.2008.雁荡山世界地质公园火山作用研究【J】.岩石矿物学杂志，27（2）：101-113.

【5】陶奎元.徐霞客与雁荡山—初论雁荡山自然景观成因与科学文化内涵【N】.火山地质与矿,17(12):107一117

【6】牛家丛.雁荡山“世界地质公园”地貌景观的科学内涵研究【J】.上海：上海师范大学，2007.

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