质为正断层和平移断层，它们常切断北东、北北东向的断层,有时南北向断层也被它们所切断，形成棋盘格状，因此李四光教授在《地质力学概论》一书中提出所谓“杭州棋盘格式构造”。这类断层有张性正断层：莲花峰断层F9、南高峰断层F10，扭性断层（平移断层）：桃源岭断层F11、韬光寺断层F12等。
③南北向断层：主要分布在西部和西南部，如天竺山、梅家坞、大清里一带，其标志为地层产状直立，岩石硅化。
④杭州西南地区的西北面、东南面和杭州市内还存在三条隐伏大断层，即古荡－闲林埠北东东向大断层，钱塘江北东东向大断层和市区浙江医科大学－望江门北北西向大断层，古荡－闲林埠大断层导致花岗岩等入侵，钱塘江大断层切断白垩系上统朝川组砂岩层。根据物探资料，市区的北北西大断层又切断它们两组。
另外，实习区附近还发现硅化带共计7条，它的分布具延展的连续性和严格的方向性，并与构造、岩浆活动密切相关。黄龙、栖霞、茅口灰岩及叶家塘砂砾岩均有被硅化过，硅化带中岩石强烈硅化，围岩的成分和结构已极难辨认，岩石主要由石英组成，呈隐晶质集合体，粒径＜0.01mm，岩石小裂隙中充填有微粒状（0.1－0.01mm）后期硅化产物－－石英，带中还见有灰岩、砂岩及粉砂岩零星分布。
葛岭－孤山构造节理
北山为流纹质－英安质晶屑玻屑熔结凝灰岩夹凝灰岩等。火山岩体倾向110－1500，倾角30－500，呈单斜构造。
从总体上看，北山有走向北西和北东东（少量北北东及北东）两组剪切节里，成为“棋盘格式构造”。局部分析：宝石山以70－800组节理较密集，北西向组为稀疏；葛岭附近，以走向300－3200，倾向南西和走向70－800，倾向北北西两组节理较为明显；从葛岭往西南方向，则北西、北北西向节理为密集，北东东、北东向节理为稀疏。
第八节 杭州的地质景观及其成因分析
杭州地区的地质景观极为丰富，如位于浙江西部的桐庐县瑶琳镇的瑶琳洞，有岩溶地下暗河的垂云通天河，其是我国特大型水陆兼备的溶洞之一；有位于西湖区周浦乡高达116米的“九天飞龙”石壁，被专家称之为“天下第一九龙壁”；有“灵山幻景”集高大奇险于一洞，融风水气瀑为一体而著称，灵山风景区由灵山洞、泉水洞、风水洞、孔里空洞等24个溶洞组成，其间峰峦叠翠，山花烂漫，景观富丽，分外诱人。有“中华第一石谷”－天目石谷，又称火山大石谷，坐落于西天目山原始森林北麓，谷内火山岩巨石最多，2002年被编入世界吉尼斯之最。其他的地质景观还有很多，在此不一一列举。
下面就实习区附近的杭州名泉、岩洞、西湖、钱塘江潮等地质景观作一简要介绍： 一、杭州名泉
杭州附近出露很多泉水，在新莽时期（公元9－23年）杭州就有“泉亭县”之称。杭州的泉水以虎跑泉、龙井泉、玉泉等最为著名。
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①虎跑泉：名冠杭州诸泉之首，素有天下第三泉之称，为西湖山区水质最好的泉水，是基岩裂隙泉，泉水出露地层为西湖组石英砂岩。该泉位于杭州西南白鹤峰下，遥对玉泉山。虎跑寺后有一石崖，常年水珠欲滴，故称“滴翠崖”，滴翠崖即为虎跑断层面。崖下塑有一虎，泉水涌出处建成泉池即为虎跑泉。构造位置上虎跑泉位于虎跑背斜东南翼近核部，这里西湖组（D3x）石英砂岩向南东倾斜，存在着层面裂隙和北北东、北西西向节理，同时沿北东方向又伸展一条起着拦蓄地下水作用的虎跑断层。裂隙水循构造节理系统、层面裂隙和虎跑断层汇流后，在前方遇到下伏泥岩地层阻挡，地下水被迫在断层陡崖下涌出，便形成了虎跑泉（（图2－4）。含水层是西湖组，流量为0.37升／秒，水质纯净，pH值：5.8，总矿化度仅26.1毫克／升，总硬度0.42德国度，含游离CO2：30毫克／升。属HCO3·CI－Ca·Na型水。虎跑泉含氡多达96.2－111.0贝可／升。由于石英砂岩化学性质稳定，经它“过滤”后虎跑泉泉水颇为纯净，总矿化度小，表面张力极大，水面高出杯口2－3毫米不溢出。还因为它的纯净，有利下茶叶生化成份溶解浸出，冲泡龙井茶叶的茶汤“香高、味爽、汤亮”，受人欢迎，故龙井茶叶虎跑水被誉为杭州“双绝”。
②龙井泉：龙井泉位于龙井，在诸多的卡斯特泉中最享盛名，在龙井泉一带出露有大片石炭系灰岩（C3c），岩层倾向北东，与地形坡向趋于一致。由于在泉的上游棋盘山区集水面积较大，植被茂盛，有利于地表持水和渗透补给地下水，岩层层面裂隙及节理发育，加之一条北东方向断层正好穿过龙井寺，这些都成为补给泉水的导水通道。泉出露位置位于南高峰向斜收敛扬起端，恰好处于龙井泓涧和九溪分水岭“Y”口的下方，地形上有利于水的汇集。又由于地形在龙井寺附近受到切割，地下水出露，龙井泉就形成了（图2－5）。龙井泉含水层为船山组（C3c），流量0.5－1升／秒，水温17－180，水质洁净，pH：7.2，总矿化度约280毫克／升，总硬度14.5德国度，含游离CO2约25毫克／升，属HCO3－Ca型水。
图2－4 虎跑泉形成示意图
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图2－5 龙井泉形成示意图
③玉泉：位于西湖西北的玉泉山下。从飞来峰、灵隐的山口到玉泉是一片倾斜开阔的坡地，其上覆盖的疏散沉积物，由粗变细，即所谓的全新世洪积扇。当来自飞来峰灰岩山区的裂隙水，顺地势向下流动，碰到洪积扇后部粗粒沉积物时，大部分转为地下水，到达洪积扇前缘，遇阻水的细砂或泥质沉积物及粘土透镜体，水位壅高，汩汩涌出地面，形成玉泉（图2－6）等十几处泉眼。玉泉是喀斯特水补给的孔隙泉，含水层为全新世冲洪积砂砾石层，流量0.5－1.0升／秒，水质洁净，pH=7.4，总矿化度约205毫克／升，总硬度10.4德国度，含游离CO2约15毫克／升，属HCO3－Ca型水。
图2－6 玉泉形成示意图
二、杭州的岩洞
杭州地区的岩洞按其成因可以分为二大类，一类是发育于石炭、二叠系石灰岩地区的卡斯特溶洞，如灵山洞、紫来洞、石屋洞、玉乳洞等；另一类是崩坍岩洞，如葛岭地区的紫云洞、卧云洞等。
卡斯特（又称岩溶）是指：可溶性岩石经水（主要是地下水）溶蚀为主产生的各种地表和地下地形以及作用的过程。常见岩溶地貌有：溶沟、石芽、石林、落水洞、塌陷漏斗、溶
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洞、地下湖、溶蚀谷、天生桥、溶蚀盆地、峰林等等。溶洞内由于地下水沉积作用可形成各种各样的石钟乳、石笋、石柱。溶洞是由于地下水沿着断裂破碎带、节理裂隙等径流通道对可溶性岩石不断溶蚀形成的。在形成过程中也常伴有机械崩塌作用。环抱西湖的飞来峰、南高峰、九跃山、玉皇山、将台山、紫阳山以及吴山等均由石炭、二叠系石灰岩组成，这些可溶性岩石为洞穴的形成提供了物质基础。由于各组灰岩地层的化学成分、结构、构造等差异以及地形、构造条件不一，故溶洞发育状况不一。黄龙组、船山组主要是厚层结晶灰岩，含碳酸钙成分高，卡斯特现象发育。将台山的蝙蝠洞、南高峰的烟霞洞、水乐洞、千人洞、飞来峰的玉乳洞、老虎洞等洞穴均发育在此二组地层中。
栖霞组灰岩由于含杂质（硅质、泥质、炭质等）较多，除玉皇山紫来洞受断层控制较为壮观外，洞穴发育相对较弱。
除了岩性影响外，褶皱和断层在卡斯特洞穴形成过程中直接影响或控制了洞穴展布格局和形态。本区向斜多为灰岩组成，在向斜翘起端和转折部位，节理密集，断裂发育，加上有利的地形条件，常循破裂系统或层面生成规模较大的洞穴。从断层分布来看，北东、北北东向断层规模大，发育深，影响带也宽，有利于形成地下径流带，促成了大中型岩洞的形成。如紫来洞是受北东向断层制约，洞身长80米，宽10－20米，高2－8米。其它方向断层常控制中小型洞穴发育，如烟霞洞沿南北向断层伸展，洞长40米，宽1－5米，高1.5－5米。又如水乐洞，主要受北东东向密集节理带控制，洞长80米，宽2－4米，高1－7.5米。
新构造运动造成本区间歇抬升，致使岩洞分布具有成层性。在现有基准面以上，大致可分为三层，即海拔160－180米一层，如千人洞、烟霞洞、紫来洞；海拔80－90米一层，如水乐洞；海拔40－60米的一层，如玉乳洞、蝙蝠洞等。
下面以紫云洞为例说明崩坍岩洞的形成：
紫云洞位于葛岭地区宝石山，组成岩洞的岩石为侏罗系上统的熔结凝灰岩，为岩性上坚硬的非可溶性岩石，地下水的溶蚀对它们并不起作用。因此在这类岩石中不可能发育规模巨大的岩洞。紫云洞及其东北的卧云洞、蝙蝠洞恰好位于栖霞岭断层上，该断层走向NE300倾向南东，倾角30－400之间，沿断层的熔结凝灰岩强烈片理化，并发育有50－60厘米厚的断层泥。紫云洞的洞顶面即为断层面所在。由于断层泥的存在，不仅削弱了岩石之间的联结力，而且在沿裂隙下渗的地下水到达这里时，因其透水性能差，还会使地下水在此聚积，进而地下水又将这些断层泥泡成稀泥，随着地下水流动，稀泥便被不断带走，断层泥被地下水潜蚀淘空后，上方的岩石就失去了支撑。另外由于熔结凝灰岩中有节理裂隙发育，把岩石切成大小岩块，一旦失去支撑就循节理下错，乃至崩落。洞壑及周围巨大的崩石就是这样形成的。由于这类岩洞是地下水淘空断层泥引起上方岩石崩坍所造成的，因此称其为崩坍岩洞。由于它们是受断层产状所控制，所以都具有洞形平直单调，洞顶平整如板，并向东南倾斜等一系列特征，而与石灰岩的溶洞迥然不同。
三、杭州西湖的形成
西湖复向斜是向北东方向倾伏的。位于复向斜核部的丁家山组硅质岩、砂页岩支离破碎、易被风化剥蚀，原始的西湖盆地就是丁家山组被剥蚀后留下的长条状构造盆地（后来这盆地又为黄尖组凝灰岩所充填复盖而底部显得浅平）。西湖原为海湾，南面有吴山，北面有宝石山，湾口相对狭窄，岸线弯曲度较大，湾内海水较深，具备了向泻湖发展的基本条件。由于
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杭州南临钱塘江，北面不远就是长江，泥沙来源丰富，而且强劲的钱江潮把长江入海的泥沙也带到这里来堆积，因此西湖海湾湾口迅速封闭，与大海隔绝而发展成泻湖。杭州地处湿润的季风气候带，年降水量超过它的蒸发量，泻湖不断被雨水和溪水冲淡，变成了淡水湖，这样明珠般的西湖便在杭州大地上应远而生了。淡水湖形成后，不免要承受上游溪流带来的泥沙堆积，再加上水草繁茂，湖面必然不断缩小，湖水变浅，先是变成沼泽，最后干涸填塞成为平地。西湖湖底发现有泥炭，说明西湖曾经有沼泽化的现象，而西湖至今仍未被封涸，这是由于历代疏浚和治理的结果，如唐长庆二年，即公元822年，白居易任杭州刺史，于今石涵桥附近修建湖堤，西湖湖底下0.75－0.95米和白堤锦带桥地面下5.5－6米泥炭层分别测得14C年龄值为1860±194年和1805±136年，推测现代西湖形成年龄大约在东汉（公元25－220年）时期。
四、钱江潮的形成
钱塘江流径杭州出现的“之”字形弯曲和江口的涌潮，不仅景色宏伟壮观，也是十分有意义的地质现象。
河流弯曲是一种普遍出现的自然现象。在平直河段，主流线一般位于河道的中央。而河弯处，主流线总是偏向凹岸，其结果是使水体向凹岸集中，水面壅高，在河床横断面上产生由凹岸向凸岸倾斜的“横比降”。在横比降和水的重力、弯道离心力、科里奥利力的共同作用下，水就自凹岸向下，经河床底部向凸岸，再经水面回到凹岸，这个过程称“横向环流”。但是，因水在纵向上流动向前，每个环流都不回到原来出发的地点，而是向下游移动了。所以弯道水流实际上是作螺旋形运动的。
螺旋流在凹岸处向下运动，力量较强，因而就不断淘蚀凹岸物质；凸岸处由于水流与重力方向相反，螺旋流带来的凹岸物质就在那里堆积。显然，河流弯曲必然要造成凹岸后退，凸岸加积的现象。在六和塔附近，这种现象非常清楚，六和塔处于“之”字形弯曲的凹岸部位，塔下临江处岩石裸露的陡壁就是凹岸侵蚀所造成的；江对岸巨大的滩地凸向六和塔方向，至今仍是不断接受江流泥沙堆积的场所。
河流在横向上不断侵蚀凹岸的现象称旁蚀或侧蚀，由于旁蚀作用，凹岸不断后退，凸岸不断伸展,河道变为弯曲，这就是河曲。钱塘江出闻家堰后摆脱了两岸高山的约束，进入由粉砂物质组成的宽阔平原地区，河床可以自由摆动。同时又有南来的浦阳江水汇入，迫使江流弯曲，笔直冲向六和塔一带，遇到那里坚硬的泥盆系石英砂岩，便又折向东流，这样便形成了“之”字形的河曲，在玉皇山顶观察最为完美。
钱塘江自杭州闸口以下属河口区，大尖山以下为杭州湾，象一个巨大的喇叭，张口向着东海，河流下游受海水影响的地段，随着海洋的潮汐涨落，河口区也相应出现潮汐现象。钱塘潮与众不同，其势汹涌澎湃，壮丽宏伟，在世界上是罕见的，正如苏东坡称颂的那样“八月十八潮，壮观天下无”。钱塘潮的潮头高度一般在1－2米，最高时可达2.5米，潮头传播速度每秒10米左右，大潮带来的海水每秒有几万吨，它所产生的力量是惊人的，海塘旁一些护塘的混凝土大石块，重十多吨，也常被潮头冲走。
钱塘潮是一种涌潮现象，但同时又是潮汐河口，为什么长江、黄河没有这种壮观的涌潮现象？原因在于钱塘江口具有独特的其它江河所没有的自然条件，钱塘江口是一个典型的喇叭形河口，河口大而河身小。杭州湾出口宽达100公里，澉浦附近江面只有20公里，而澉
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