地质学基础讲稿

地质学基础讲稿主讲：二00三年二月0绪论地质学的概念地质学的研究对象与研究任务地质学的特征与研究方法地质学基础的主要内容、教学重点地质学基础与其它后继课程的关系，该课程的知识在油气田开发系统工程中的作用与地位让学生明确学习该门课程的必要性和重要性，激发学生学习兴趣0.1介绍教师介绍：课程介绍：基础地质课程地质学基础：石油工程专业的一门重要基础课；油气藏地质、石油工程测井、钻井工程、采油工程、油藏工程、天然气工程的重要基础课；地学基础，重点是关于地层、沉积岩、地质构造方面的知识、理论、技能0.2地质学的研究对象和任务0.2.1地质学的定义地质学—以地球为研究对象的一门自然科学。或者说，地质学是研究地壳的物质组成及其变化规律、地壳构造和地壳运动、古生物特征及其演化规律、有用矿产的形成及其分布规律、探矿方法等服务于生产的自然科学。古老而年轻的学科——地质学是地学中的主要分科。它的发展历史可谓源远流长，但直至公元十八世纪后半期才开始成为一门独立的学科，至今，已有近三百年的研究历史。进化论的观点认为，宇宙物质创造了地球，地球创造了生物，包括人类。人类一旦产生，其衣食住行都离不开地球（嫦娥、孙悟空等人例外），对地球上的万事万物都会自觉不自觉地产生正确或不正确的认识。我国：从我国历史文献的记载来看，远在奴隶社会的春秋战果时代（公元前700—400年），对地球上的地质现象都有不少正确的见解。如《诗经》：高岸为谷，深谷为陵。中国古代道家的金木水火土五行学说等都体现了对地质现象的朴素唯物主义认识。国外：奴隶社会的古希腊（公元前600—300年），对地震、火山、海陆变迁、洪水等地质现象都有不少非神论的解释。如著名的水成论（Thales,636-546B.C.）和火成论（赫勒克莱特）之争。亚里斯多德认为“万事万物皆由火、、土、水、空气四种元素配合而成”。它的发展与其它学科有相似之处，即由概略到详细、由总体研究到越来越细的分科研究。十九世纪中期，由于岩石显微镜的引入，大大拓宽了地质学研究的领域，促使地质学向纵深发展。即地质学的内涵不断丰富，外延也越来越宽泛。0.2.2研究对象研究对象——地球地壳地壳的岩石圈。地质学的研究对象是地球。目前，人类的经济生活主要局限于地球表面，同时，也由于科学技术条件的限制，地质学研究的最主要对象是地球的表层，也就是地壳。a.人类生活在地球上，生产及生活资料都取自地球对矿产资源(包括能源及农业用矿物肥料)：研究其形成和分布的规律性是关系其能否合理开发利用的依据；石油、天然气、煤、金属、非金属矿产对一些基础建设如道路、桥梁、水坝等：无一不需要地质勘查资料。三峡大坝许多自然灾害如地震、火山爆发，泥石流等均属地质现象．加强地质研究准确测报，可减小灾害损失。唐山地震地质作用所形成的自然景观，有许多是可供开发的旅游资源：如石林、峨嵋、九寨沟等。b.科学技术条件的限制：目前的技术虽可九天揽月、五洋捉鳖，但对人类赖以生存的地球的了解还是很有限的。目前最深的钻井也就11000多米。0.2.2研究任务研究任务研究地球（地壳）的物质组成、形成、分布及演化规律；研究地球的内部结构、地表形态及其发展变化的规律性。0.2.3地质学分支随着人类的生产活动和科学技术的发展，地质学也逐渐建立和形成了许多分支学科，发展成为一个完整的学科体系。地学作为一门科学，可谓历史悠久，属于理学的范畴，与工学的区别。地质学分支：地质学结晶学（crystallography），矿物学（mineralogy），岩石学（petrology）——研究地球(主要是岩石圈)物质组成及其变化规律。矿物学——主要研究矿物的化学成分、物理性质、分类、成因和用途。岩石学——主要研究岩石的化学成分、矿物成分及其组合规律、成因和分类。构造地质学（structuralgeology），大地构造学（tectonics），地貌学（geomorphology），地质力学（geomechanics）等——研究地球结构，地壳运动及地表形态形成发展变化规律。构造地质学——主要研究岩层和岩体的各种构造形式、成因及其发展现律。大地构造学——主要研究地壳构造的发生、发展规律和地壳运动的原因。地质力学——运用力学的观点研究地壳构造体系和地完运动规律（李四光）。地史学（historicalgeology），地层学（stratigraphy），古生物学（paleontology）等——研究地球形成历史、演变规律性。古生物学——研究古动物和古植物的分类、鉴定及其发展演化的规律。地史学——研究地壳的发展历史及其演变规律。矿床学（mineraldepositgeology），石油天然气地质学（petroleumgeology），煤田地质学（coalgeology），水文地质学（hydrogeology），工程地质学（engineeringgeology）、找矿勘探地质学（explorationgeology）等——研究各种矿产形成分布规律及对其调查勘探的理论和方法。矿床学——主要研究矿床的分类、分布及其产生的规律。石油天然气地质学——研究油气的形成、分布规律等。地震地质学（seismics），环境地质学（environmentalgeology）及旅游地质学等——研究防范灾害，保护环境及利用环境方面内容的学科。新型学科：地球物理学（physicalgeology）——地质学与物理学结合；地球化学（geochemistry）——地质学与化学结合；地质力学（geomechanics）——地质学与力学结合；数学地质（mathematicgeology）——地质学与数学结合；遥感地质（remotesensinggeology）——应用遥感手段；同位素地质学（isotopicgeology）——应用同位素手段；深部地质学——利用深钻技术海洋地质学（submarinegeology）——利用海洋物探技术区域地质（arealgeology）野外地质学（fieldgeology）冰川地质学（glacialgeology）农业地质学（agriculturalgeology）军事地质学（militarygeology）经济地质(学)（economicgeology）实验地质学（experimentalgeology）环境地质学工程地质学需要说明的是：上述学科是相互交叉、相互联系的。因此，地质学属于大学科。地质学是天、地、生、数、理、化等几类重大基础学科之一，是自然发展和人类生活所不可缺少的一个重要领域，是一门具有广阔前景的自然科学。0.3地质学的特点及研究方法地球是一个庞大而复杂的星体，在地质学的研究方法上应考虑到研究对象的地域差异巨大，经历时间悠长，地质过程复杂的特点。地质学的特点地质事件的空间性从空间上来讲，地质事件包括地质作用及其产物或地质现象，既有宏观的，也有微观的。也就是说，地质事件可能具有全球性或区域性，不同区域（气候、地形、陆海等区域）和不同部位（地表、地下）有着不同的地质事件。全球性的：如气候的变化、海面升降。区域性的：如地震、河流的冲刷、河水的泛滥、火山爆发。但就空间上涉及的范围来说，大多数地质事件涉及的范围较大。但大规模的地质事件，又常常会由彼此联系相对微观的变化中表现出来在认识它们的特征时，就必须既从宏观上又从微观上去把握，从而得出比较正确的结论。这就是空间观念。地质事件的时间性（沧海桑田）地质现象的产生和延续：长期的、缓慢的、人类能直接感知的：可延续数百万年、数千万年乃至数亿年。地壳构造运动等导致的海陆变迁，使地表升起一条山脉，需要几百万年甚至几千万年；短暂的、急速的、很难被人感知的：可能只经历数年、数月、甚至更短，，短至几秒。火山爆发和地震的发生每次不过几天、几小时，几分或几秒。想想唐山大地震和今年发生在印度的地震吧。地质学研究的对象中多是延续时间很长的。地壳形成至今已有46亿年的历史。地质学以百万年作为时间单位人类有文化以来的历史不过四五千年，只有地球历史的百万分之一。历史学以“年”作为时间单位。地质事件还具有阶段性和周期性。构造运动在塑造地壳岩层各种变形的过程中有剧烈期和缓慢期交替发展的规律，呈螺旋式演进，每一旋回历史长者1—2亿年，短者几百万年。因此，在研究地质事件时要树立时间观念。地质过程的复杂性就成因来讲，地质事件或地质现象有：机械的（物理的）、化学的和生物作用的地质矿产（地质事件或地质作用的产物之一）的形成过程，很多都具有多种成因性质，由多种成因综合作用形成，表现出成因上的复杂性特征。如石油、煤的形成。有机质埋藏（机械作用）转化（化学作用、生物作用）运移聚集在对一个地质现象的产生、演变和发展的研究过程中，除了从其几何形态和空间位置上去尺度（长、宽、高）外，还应考虑到它在不同时期或不同阶段的变化和发展趋势，也就是说，要完成地认识一个地质事件或现象必须加上一个时间尺度。这就是地质事件或现象的四度空间特征或四维特征。地质学的研究方法地质学和其它自然科学一样，主要是应用观察、综合分析和实验的方法，但也有其特殊性。地质调查、收集资料研究的第一步。研究地质学的一项基础工作。观察要系统、全面地进行，既有地面的，也要有地下的，尽可能获取真实、准确的资料；同时要认真收集和借鉴前人的工作成果，以期在此基础上深化研究，取得新成果，而不致重复前人的工作。归纳分析、综合资料研究的第二步。充分利用各种实验技术手段，检验和深入野外观察所得的认识，先解决一些容易解决的问题；对需要验证的问题，在作出初步判断之后，有时需依仿地质条件进行模拟实验，在一定程度上再现地质作用过程，取得数据资料，这有助于对地质现象和地质作用的深入了解。地质作用过程漫长而复杂，模拟实验也难以满足复杂多变，历时漫长的自然条件，因此，在地质学的研究方法中“将今论古”的历史比较法得到了广泛应用。采用模拟实验的方法所得结果往往与实际资料不能完全一致，需要随时加以修正和补充。正因如此，只要模拟实验与实际资料基本吻合就算是满意的了。如生油模拟实验。推论、提出假说它是在归纳分析、综合资料研究，并结合模拟实验结果的基础上进行的一种反演推理。这种假说再经过实践验证，不断修正，直到最后升华为规律。“将今论古”法什么是将今论古？就是以观察研究现代的各种地质作用过程和结果，来推断我们所见到的过去地质结果的形成原因。也就是说根据现代的地质作用，推断过去的地质作用；利用现在的己知，推断过去的未知，以现在分析过去，恢复地质历史，例如，螺蚌是生于水中的，在组成高山的地层里找到了螺蚌化石，就可以判定这高山所在过去曾经是海洋或者河湖，并可得出结论，地球各处的山脉并不是开天辟地以来就存在的，而是地壳历史发展的产物。通过煤的存在推断其所在地区经历过什么环境。为什么要用将今论古方法？人类历史自有文字记载以来的许多事实和现代观察到的地震、火山、山崩、地滑等地质现象，证明：地球在不断运动和变化。我们把由自然力所引起的地球运动和地球的物质组成、内部结构、构造及地表形态变化、发展的作用称为地质作用。当前，地质学主要是研究岩石圈的地质作用。地质学所研究的矿物、岩石和各种地质现象，大都是几十万年，甚至几十亿年以前地质作用的产物，其漫长的地质作用过程人们不能亲眼见到，只能见到其结果。如何使用将今论古方法？辨正地使用。历史比较法不意味着现在是过去的机械重复，作简单类比，而应考虑各方面资料进行综合分析。例如，现代的海百合生活于深海中，但在地质历史中却与典型的浅海生物造礁珊瑚生活在一起。0.4地质学基础课的任务和内容地质学基础是石油工程专业必修的专业基础课，其任务是为后续课(石油地质，测井解释，油层物理)及专业课l钻井工程，采油工程，油藏工程)奠定地质学的基本理论，基本知识，基本技能的基础——这是学好后续课及专业课的前提，也是今后工作的需要。根据石油工程专业教学计划的要求，地质学基础课程内容包括：地球概述，地质作用，矿物、岩浆岩与变质岩，沉积岩，沉积相，地层，地质构造等七个部分。要求：掌握地壳的基本结构和组成,成层岩层的层序,地层划分及地质年代;明确矿物的基本概念和性质；认识常见的造岩矿物；掌握沉积岩基本特征、分类和命名；认识三大类沉积岩的常见岩石类型；掌握沉积环境和相及其基本类型；掌握与油气生成密切相关的沉积相及储集砂体基本特征；掌握褶皱、断层、裂缝构造的基本概念、分类和特征；在地质图（特别是横剖面图上、构造等值线图）上分析、认识断层和褶皱。关键是与石油工程研究对象密切相关的成层岩层——地层、沉积岩、构造方面的知识。0.5教材、参考书及其它教材：石玉章，杨文杰，钱峥,地质学基础,石油大学出版社,１９９６.参考书：李亚林,地质学基础,地质出版社,１９９４张家环，普通地质学，1986年3月第1版徐子牛，地质学基础，石油工业出版社，1997北京大学地质学教学参考丛书，普通地质学，（俄）А·Ф·雅库绍娃В·Е·哈茵В·И·斯拉温，1995年10月第1版课程安排，考试，实验0.6提要与思考什么是地质学？地质学的研究对象和任务是什么？地质学的研究方法主要有哪些？试举例说明将今论古的推理方法。地质学基础课程的任务是什么？

1地球概论主要内容：地球形状、大小简介；地球表面特征；地球物理性质；地球的结构；重点：地球表面特征（特别是洋底地形）；地球内圈划分及地壳的基本特征；与地球物性有关的概念及地球温度．压力和弹塑性表现。难点：地球物理性质及其相关概念。使同学明确地球表面的地形特征、地球的圈层结构、物理性质的变化等。0地球在太阳系中的位置太阳系以太阳为核心的一个天体系统。太阳位于整个体系的中央，是体系中质量和体积最大，能自己发光和辐射热能的一个恒星。围绕太阳的是九大行星，自内向外依次是：水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星和冥王星位于火星和木星间的小行星，50000多颗，总质量估计只有地球的1/1000；其中1800颗较大的小行星的轨道已计算出来。运行轨道不同于其它行星的彗星一些行星还有自己的卫星，如地球的卫星——月亮还有各种宇宙尘埃、各种射线和陨石等可见和不可见的物质所有成员都循自己的固定轨道绕太阳运行，构成以太阳为中心的一个星体运动体系——太阳系。基本参数太阳系的直径：约为29个天文单位（太阳到地球的距离为1.5×108km，为1个天文单位）。太阳：直径：139.2×104km；体积：地球的130倍；质量：地球的33.3万倍；密度：地球的1/4；表面温度：6000℃1.2地球的表面特征关于地球的形状，自古以来人来就在不断地探索。殷周之际“盖天说”：天圆如张盖，地方如棋局汉张衡“浑天说”：天如鸡子，地如子黄，孤居于内，天大而地小。航海地发现1.2.1地球的形状和大小至16世纪一些天文学家研究及根据牛顿等人的计算：地球是一个两极半径有些短的扁球体或二轴球体。进一步研究发现：地球的赤道面也不是一个圆，而是一个椭圆，两者相差200m。因此，地球是一个旋转的三轴椭球体。1.2.2地球的形状参数固体地球的表面崎岖不平，其大部分为海水所覆盖。为便于测算，以平均海平面通过大陆延伸所形成的封闭曲面(即大地水准面)作为参考面，地球的形状和大小就是指大地水准面的形态和大小。国际大地测量和地球物理协会于1975年公布了修订的地球参数如下：赤道半径(a)6378.140km两极半径(c)6356.755km平均半径(R)6371.004km扁平串((a-c)/a)1/298.257赤道周长(2πa)40075.36km子午线周长(2πc)39940.670km表面积(4πR2)510070100km2体积(4/3πR3)1083157900000km3地球的外形是其内部持征的反映：第一，地球接近于旋转椭球体，说明地球具有一定的塑性，是地球自转离心力作用的结果。第二，地球的实际外形与旋转椭球体并不完全重合，说明地球内部物质是不均匀的。1.2.3固体地球表面的形态特征地球固体外壳表面高低不平，以平均海平面为界，分为海洋和大陆两大地理单元。海洋的总面积为3.61×108km2，占地表面积的70.8％；其平均深度为-3729m，最深处是西太平洋的马里亚纳海沟(-11034m)。大陆面积为1.495×108km2，占地表面积的29.2％；平均海拔高度为875m，最高的是珠穆朗玛峰，其海拔高度为8848m(1994年8月最新测量数据为8846.27m。大陆地表的形态陆地地形十分复杂、按照高程和起伏待征，可分为以下主要单元：山地海拔高度在500m以上，地形起伏高差在200m以上的地区叫山地或山岳，其分类见表1呈线状延伸的山地叫山脉，在成因上相联系的若干相邻的山脉总称山系。世界上有许多著名的山脉，如南、北美洲西缘的海岸山脉、亚洲的喜马拉雅山脉、欧洲的阿尔卑斯山脉等。丘陵丘陵为大陆地表海拔高程在500m以下，切割深度不超过2000m（一般为数十米）的起伏地形。如川中丘陵、东南沿海丘陵等。平原平原是面积广阔、地势乎坦或略有起伏、海拔高程在600m以下的地区。如我国的华北平原、松辽平原、长江中下游平原等。高原高原是海拔在600m以上，地势较为平坦或有一定起伏的广阔地区。如我国的青藏高原、云贵高原等。盆地四周是山地或高原、中央相对凹下且较平坦（平原或丘陵）的地形称盆地。如四川盆地、塔里木盆地、柴达木盆地等。裂谷系统裂谷系统是大陆上的一些规模宏伟的线状低洼谷地，其延伸可达数千公里，宽仅数十公里．两壁(或一壁)为断崖。如世界上著名的东非大裂谷为一系列峡谷和湖泊组成，全长6500多公里。海底地表的形态海底面积约占地表面积的71％。大量的海底考察表明：海底地形或洋底地形与陆地地形类似，有比大陆更广阔平坦的平原，也有更险峻、宏伟的山脉和陡深的峡谷，但形态相对简单。根据地形特征和位置，海洋中主要有以下地形单元(表1—2)：重点掌握：洋脊、海沟与岛弧、大陆架、大陆坡太平洋海底地貌洋脊和海岭一般海底的山脉叫海岭。贯穿洋盆，呈线状延伸几千公里的海岭，其顶部有中央裂谷的称洋脊或洋中脊；顶部无明显中央裂谷的称为洋隆。洋脊：是一条遍及全球，横贯大洋盆地，线状延伸的海底山脉。海底山脉除表层为极薄的沉积层外，几乎全部由玄武岩组成。中央裂谷：在洋脊中央部位与洋脊延伸方向一致的深裂缝。中央裂谷是地壳内部或地幔物质（熔融物质或软流物质）上涌、产生新地壳（或洋壳）的地方。洋脊一般都是正在活动的海岭，经常发生地震。洋脊或洋隆宽可达1000——200m，高出海底2000——4000m。每个大洋底都有一个；其中，大平洋底为洋隆，其余三大洋底都为洋脊；各大洋的洋脊或洋隆互相连接，主干洋脊从北冰洋经大西洋进入印度洋，然后横跨南太平洋进入北美洲西海岸的加利福尼亚湾，全长近65000km，占地球表面积的四分之一，是地表上最大的地形和地质单元。大洋盆地大洋盆地(简称洋盆)是地球表面的最大洼地，约占海底面积的一半，一般水深为4000——5000m，平均水深3700m。洋盆中表面极为平坦的部分称为深海平原，其坡度一般只有万分之几，最大不超过千分之一。洋盆中连绵起伏的小山丘叫深海丘陵，多为馒头状或覆盆状，相对高度仅数十至数百米。海山海山是洋底上孤立的隆起地形，其高度大于1000m，一般多呈圆锥状，边坡较陡。如果大的海山顶端露出水面，则成为岛屿，绝大多数海山都是由海底火山形成的。有的海山顶部平坦，叫平顶海山，一般认为平顶海山是高度在海平面附近的海山，其顶部被风化剥蚀和海水冲蚀夷平后，由于区域性下沉淹没于水中而形成的。岛弧与海沟岛弧：紧邻大陆一侧呈弧形延伸的火山列岛。它延伸距离长达数百到数千公里，常发育于大陆架的边缘。如太平洋中的阿留申、日本、菲律宾、印度尼西亚岛弧带。海沟：靠近大洋边缘紧邻大陆发育的深度超过6km的长条形巨型深陷凹槽。西太平洋边缘的马里亚纳海沟是世界上最深的海沟，深度超过11km；海沟很窄，宽度一般小于100km，但延伸可达数千公里。海沟在横剖面上呈不对称的“V”字型，平面上往往呈条带状或弧形。海沟与岛弧常平行伴生，构成一个统一体。岛弧和海沟合称岛弧—海沟系。海沟与岛弧具有地壳表面最活跃的地质作用——强烈的火山作用、地震作用、低热流、地球上最大的重力异常。大陆边缘大陆边缘是大陆和大洋盆地之间的连接地带，占海底总面积的五分之一左右，它主要包括：大陆架和大陆坡。(1)大陆架（陆棚）是紧靠大陆分布的浅水台地，与陆地连接的浅海平台。是大陆在水下的自然延伸部分。表面平坦，坡度一般小于0.1。。外缘有坡度明显变陡的坡折线，平均水深133m，最深可达500m，一般是指水深在200m以内的水域。平均宽度75km，我国的大陆架宽度由100km到300km以上不等。如渤海、黄海均为大陆架，水深分别为18m、14m；东海大陆架最宽处560km，水深70m；南海大陆架最宽处为278km，水深55m。(2)大陆坡大陆坡是在大陆架外缘转向深海海底、坡度变陡的地带。其平均坡度为4.3。。，最大可达20。，平均宽度只有28km，坡脚深度为1400——3200m。大陆坡是世界上最长、最直和最高的斜坡，呈20－40km宽的条带围绕着大陆架。大陆坡在一些地方被通向深海底的深海“v”形峡谷所切割。这些海底峡谷深达数百米，两壁陡峭，坡度可达45。以上。大多数深海峡谷是由在近海底形成的含大量悬浮碎屑物质密度比一般海水大的浊流冲蚀而成的。大陆坡下面还有一个大陆基。因此，大陆架、大陆坡、大陆基也合称大陆边缘。地形的表示方法照片：普通相机、航空照片、卫星照片地势图：直接素描或用色调不同的线条或深浅不一的晕色来描绘地形立体图或具有立体感的平面图。但示意性强，定量性差。地形图：用地形等高线的原理表示地形的起伏和形态的一种方法1.2地球的主要物理性质地球的物理性质指：密度、压力、重力、磁性、温度（地温）、电性、弹塑性、放射性重力勘探、磁法勘探、电法勘探，地震勘探、放射性勘探1.2.1密度及其变化根据万有引力公式推算出地球的质量是5.976×1027g，然后除以地球的体积得到它的平均密度为5.52g/cm3。但地表岩石的平均密度仅为2.7—2.8g/cm3，由此可推测，地球内部的物质应具有更大的密度。根据地震波速变化的计算结果，也证实如此。如图1—5所示：地球的密度随深度的增加而增大，但增长不均匀，在大约400、650、900、2900、4640km深度处变化较明显，其中以2900km处变化最大。到地心密度可达13g/cm3。表明地球内部物质处于高密度状态，或者说高密度物质存在，或处于高压条件下。1.2.2压力及其变化地球内部的压力主要是指静压力，它是由地球本身的物质重量引起的。地球内部的压力基本上是随深度的增加而增大，在地表以下11km处的压力约为10kPa，33km处为12kPa，在2285km处为1325kpa，地心处估计高达3600kpa。在这么大的压力下，物质的原子结构完全破坏了。不难看出，压力的作用不仅可导致地球深处物质状态的改变，也是引起地球某些内动力活动的原因之一。1.2.3重力地球上某处的重力是该处所受地心引力和地球自转产生的离心力的合力(图1—6A)。但离心力只约等于引力的1/289,相对很小，因此，重力基本上是引力，其方向也基本上指向地心。单位用重力加速度伽(Gal，即cm/s2)和毫伽(mGal)来表示。根据万有引力定律可知，F＝GMm/r2，地表某处物体所受的地心引力F与物体的质量成正比，与距地心的距离即地球半径的平方成反比；因此，地心的引力在赤道附近最小，在两极最大。离心力：α＝r1.ω（ω：角速度；r1：受力点至转轴的半径），赤道最大，两极最小，为0。在赤道上，离心力（最大时）约相当于引力的1/289。因此，引力可近似代表重力值。赤道地区最小（约978.0Gal），在两极最大（983.2Gal），中纬度为过渡值；这些重力值指海平面上的重力值。海拔高度增加，重力值减小，每上升1km，减少0.31Gal。国际重力计算公式：θ——纬度，g——重力，单位Gal标准重力值：假设地球为一均质体，以海平面为基准面计算的重力值。该值随纬度升高而增大。重力异常和重力勘探（探测）：测站高度不同，各测量地区的岩性等的不同，以及地球内部物质密度分布的不均等，都会使实测值与标准值不一致。将实测值进行高度校正，计算出各测站相当于海平面的校正值。如果该值与标准值仍有差异，其差值称为重力异常（正或负）。正异常：表明地下埋藏有密度较大的物质，如铁、铜、铅、锌等金属或超基性岩；负异常：地下可能埋藏有油、煤、盐、地下水等。区域重力异常：范围大（≥千km2）；局部重力异常：范围小（几百km2）据此原理，人们可以通过重力测量来寻找正、负重力异常的矿床或了解地质构造。称为重力勘探或重力探测。归纳如下：地面重力场随纬度增加而增加；地面重力场随高度增加而减小；地球内部重力变化不规则。地表-->2900km：重力逐渐增加（物质分布不均匀造成的）；2900-->地心：重力锐减，地心则为01.2.4温度探矿井温度升高、地下温泉的流出和高温岩浆的喷出等现象．都说明地球内部是热的、并且蕴藏着巨大的热能。根据大陆地表以下温度的分布状况和地热来源，可分为以下三层：外热层(变温层)：是地球最外表的一个温度层，该层的热量主要来自于太阳的辐射热能，因此其温度是向下逐渐降低的。由于太阳的辐射有昼夜变化和四季变化等周期性变化，该层的温度也会随之而变化，但变化的幅度没有当地的气温变化大。温度变化的深度也随纬度、季节、植被、海陆分布等的不同而不同，但一般都不太深，最多30——40m，在该深度以下，温度变化就不明显了。常温层（恒温层）：即外热层以下厚度不大的一个温度层，温度常年大致保持在当地的年平均温度。一般中纬度地区和内陆地区的常温层深度大于赤道和两极地区，内陆地区的深度大于海滨地区。内热层(增温层)常温层以下的温度层，该层不受太阳幅射的影响，其热能来自地球内部，其中主要是放射热，其次是其它形式的能量(如机械能、化学能、重力能、旋转能等)转化而来的热能。该层温度随深度的加深而逐渐有规律地增高，即每下降一定深度便增高一定温度，有两种表示方法：地温梯度(地热增温率)：深度每增加100m所增加的温度，用℃表示。地温级(地热增温级，地温深度)：即温度每升高1℃所增加的深度，用m表示。这两种表示数值互为倒数，如地温梯度为5℃，则地温级为20m。一般常用地温梯度来表示。不同地区的地温梯度并不相同，如亚洲地区平均为2.5℃(我国大庆为5℃，华北平原为1—2℃)，欧洲多数地区为3—3.5℃，北美地区为2—2.5℃；在火山地震区和山区可高达5.2℃以上。整个地球从地表向下到70km左右，地温梯度为2.5℃；往下逐渐变小，大约为0.5—1.2℃，在100km深处温度大约为1300℃；再向下地温梯度更小，到2900km处温度大约为2850—4400℃；地心的温度一般认为不超过5000℃。热流或热流值：地球内部的热能可通过各种方式(如通过温泉、岩浆活动和传导、辐射、对流等方式)流至或传到地表，我们把单位时间内通过单位面积的热量叫做热流。观测数据表明：大洋区的热流值比大陆区高，太平洋又高于大西洋和印度洋。大洋中以海岭最高，海沟最低。地热流高的地区(如温泉、火山、地震区)称为地热异常区。这些地区可利用地热来发电，也可将地热用于工农业、医疗卫生和人民生活中。作为一种廉价、无污染的能源，地热正越来越受到重视。1.2.5地球的磁性地磁场和地磁要素地磁场：地球是一个磁化的球体，所以在它的周围空间都存在着磁场，叫做地磁场。我国劳动人民早在2000年前就开始利用地球的磁性（倘若没有地磁场，就不会有四大发明之一的指南针了），但直到17世纪人们才证实地球的磁性来自地球本身。而且还发现地磁极和地理极是不一致的(图1—7)。后来，人们又发现地磁极随着时间的变化而不断地变化，如1971年磁北极位于76。N和101。W，磁南极位于76。06’N和140。E；到1975年磁北极位于75。06'N和100。W，磁南极位于65。48’S和139。24'E。地磁场包围着整个地球，其范围可以延伸到100000km以上地高空。远离地球，地磁场由强到弱。如果没有外界因素的影响，它将是一个对称的形态。但由于地球离太阳很近，在向太阳一面受到太阳风的压力，而把磁场作用范围压缩到了只有7—10个地球半径的高度内，背靠太阳一面，其磁场则可能达到数百个地球半径以外的高空，形成“磁尾”。同时，地球在自转，所以这一形态是变化的，处于动态平衡状态。地磁三要素：磁偏角D、磁倾角I、地磁场强度（F与方向H、Z、X）Y磁偏角：由于地磁极和地理极不一致，地磁子午线地磁子午线：通过地球磁场两极的每个大圆；与地理子午线地理子午线：通过地球两极的每个大圆。的夹角叫磁偏角；指北针偏在地理子午线东边者叫东偏角，用正号“+”表示；指北针偏在地理子午线西边者叫西偏角，用负号“－地磁子午线：通过地球磁场两极的每个大圆；地理子午线：通过地球两极的每个大圆。磁倾角：地磁磁力线在赤道地区是水平的，在两极地区则是直立的，除此之外的其它任何地区，地磁力线（磁针）与水平面之间都有一定的夹角，这个夹角就是磁倾角。以磁指北针为准，下倾者为正(北半球)、上仰者为负(南半球)。地磁场强度是一个矢量，在任何一点上的总地磁强度F，都可以分解为水平分量H和竖直分量Z；水平分量又可按地理方向分解为北向分量X和东向分量Y；加上磁偏角D和磁倾角I，共七个分量，叫做地磁要素(图l—8)。地磁异常与磁法勘探正常磁场：把地磁场看成是一个均匀的磁化球体产生的磁场，这种磁场称为正常磁场；磁异常：如果实际观测到的地磁场(消除短期磁场变化)与正常磁场不一致，则称为磁异常。磁异常分类：按相对大小分{正磁异常：实际磁场大于正常磁场。负磁异常：实际磁场小于正常磁场。按磁异常的范围大小分{大陆磁异常区域磁异常局部磁异常大陆磁异常是地壳内部构造不均匀造成的，其长宽可达数千公里，如整个亚洲地区就是一个正磁异常区。区域磁异常是由地球表层分布较大的磁性岩层(或岩体)和区域构造等引起的；局部磁异常是由小范围分布的浅处磁性岩体、矿体和局部构造等因索引起的。磁法勘探：利用磁异常（主要是局部磁异常）来探测地下矿产和地质构造的方法叫做磁法勘探，它是重要的物探方法之一。在有磁铁矿、镍矿、超基性岩体的地区，常显比较强的正磁异常；而在金、铜、盐、石油、石灰岩等矿区一般显负磁异常。古地磁：地质历史时期的地磁场叫古地磁，对保留在岩石中的剩余磁性测定可了解地质历史时期的古地磁场状况，据此可帮助判断地壳不同部分的相对位移情况，还可据地磁场的反转周期确定岩石的形成年代。古地磁如何产生的：地磁场的存在，对于正在冷却凝固的熔岩或沉积的岩石都会产生磁化作用，把当时的磁场特征（要素）保存在固结的岩石中，形成古地磁。1.2.6地球的电性地球具有电性，也可以导电。如发电厂以大地作为回路，高层大气电离对地面产生感应电流，雷雨是放电现象，地球内部岩体可产生温差电流，地磁场的感应电流等。地球的电性：地球内部的电性主要与地内物质的磁导率和电导率有关。磁导率一般变化不大；但电导率变化较大，它与温度、岩石的类型、矿物成分、岩石中的孔隙度、孔隙水的含量及其矿化度等众多因素有关。如沉积岩的电导率大于结晶岩；孔隙多含水量大的岩石的电导率大于孔隙少含水量少的岩石；熔融岩石的电导率比未熔融的同类岩石的电导率大数百到数干倍。地电异常与电法勘探：利用大地电磁场的分布及其频率的变化，可研究地球内部高导电层的分布及其深度。但地电会发生周期性变化和受宇宙辐射的影响，正常地电场值：设置固定的观测站连续观测，消除外加电场后便可得到正常地电场值。然后将附近地区测得的值与之比较，如有偏差，便是地电异常。电法勘探：地电异常指示可能有某种矿体或地质构造存在；如硫化物矿体可产生自发电流，矿体下部为正电极，上部为负电极，地面电流流向矿体，在矿体附近电位下降，形成负电中心；石墨也产生负电位，而无烟煤则产生正电位。利用地电异常可探明一些矿体及其位置，这种方法叫做电法勘探，它也是重要的物探方法。1.2.7地球的弹、塑性地球的弹塑性表现地球具有塑性取消外力后变形仍然存在而不恢复原状，同时也未破裂，这种性质称为塑性。取消外力后变形仍然存在而不恢复原状，同时也未破裂，这种性质称为塑性。地球自转产生的离心力使地球内部的物质向赤道移动，致使赤道半径大于两极半径而成扁球体，说明地球内部物质向赤道移动，这是塑性变形的表现；野外经常见到成层岩石弯曲成各种各样的褶曲形态，这也是塑性变形的一种表现。地球的塑性记录了永久变形的结果，使我们得以了解它们过去的变形历史。地球具有弹性物体受到外力作用时产生变形，取消外力作用后恢复原状的性质称为弹性。物体受到外力作用时产生变形，取消外力作用后恢复原状的性质称为弹性。固体潮：固体地球也和海水一样，在日月引力作用下会产生潮汐现象，这种潮汐叫固体潮，固体潮没有液体潮明显，地壳因潮汐作用升降最大仅几十厘米，一般需用精密仪器才能观测到；地球能传播地震波(弹性波)。地球的弹性使得地震波能够在地内传播，通过它可以帮助我们了解地球现今地内部构造。因此而有了目前广为使用的地震勘探。脆性：地表或地球内部岩石中的破裂则是脆性的表现。保存于地质历史时期中的断裂提供了过去岩石（层）断裂变形的记录。地震波通过地震波在地球内部传播速度的变化，可以确定地球内部物质状态的变化。地震波{面波只能在物质界面上传播体波可在整个介质中传播{纵波(P波，初波)横波(S波，续发波)地震波主要有横波和纵波两种。纵波：为一种压缩波，传播时介质质点振动方向与波的传播方向相同，简称P波，因此，其传播速度最快，大约为横波的1.73倍，所以又称初波。它可以通过固体、液体和气体等介质传播。横波：一种剪切波，传播时介质质点的振动方向与波的传播方向垂直，简称S波；其传播速度较纵波慢，且只能在固体介质中传播。该波又称续发波。液体中横波不能传播，是因为切变模量为0。地震波波速的快慢与介质的密度和弹性有关，它们的关系是：Vp——纵波速度；Vs——横波速度；——介质密度；K——介质的体变模量，表示物质在围压下的压缩程度，K值越大越难压缩；——介质的切变模量，即刚性模量，表示定向压力下物质变形程度，越大越难变形。由上式可知，Vp>Vs，为时，物质为气态或液态，则Vs＝0,横波不能在其中传播；波速与物质的刚性程度成正比，与物质密度呈反比。根据两种地震波在地球内部的传播速度及其变化情况(图1—5)。横波在地球内部2900km处突然消失，而在4600km深处又出现(由纵波转化成的横波)，说明在2900—4600km的深度范围内物质呈液态。当地震波在传播途中遇到不同物质的分界面时，由于传播速度的变化会产生折射和反射现象，利用此原理，我们可通过测定人工地震产生的地震波在地下的传播速度的变化情况，探测地下不同物质的分界面，从而可了解地下深处的地质构造和矿产，并还可用以研究地球内部的结构，这就是物探工作中最常用的地震勘探法。1.2.8地球的放射性（自学）地表的岩石、水、大气和生物中都存在着放射性元素；地球内部也有放射性元素，但主要集中在地球上部特别是岩浆岩中。所谓放射性就是放射性元素在不稳定原子核衰变为稳定的原子核的过程中发出射线、释放能量的现象。放射性元素在衰变过程中释放的能量相当大，如1g铀衰变产生的能量相当于燃烧25t煤所释放出的热量，而镭释放的热量比铀还要大几百倍。因此、人们认为放射性元素是地热的主要来源之一。放射性元素在地球内部到处都存在．但其分布却很不均匀．一般都集中在固体地球的表面，而且主要集中在岩浆岩中(见表1—3)。在地球表层的0——20km范围内的岩石中，放射性元素的含量大致与花岗岩中的含量相当，在20——60km深度内，放射性元素的含量大致与玄武岩中的含量相当，更挥处的放射性元素的含量可能与球粒陨石中的含量相当。放射性元素的重要持征就是其放射性，我们可以用专门仪器来寻找地壳中局部放射性强度较高的地区，即放射性异常区，进而寻找含放射性元素及与放射性元素有关的矿床，这种找矿方法就是放射性勘探，它是重要的物探方法之一。放射性元素以恒定的速度衰变不受外界环境变化的影响，利用岩石或矿物中的放射性元素，通过测定其中放射性元素及其衰变产物的数量，可计其出岩石或矿物的形成年龄。这种方法已形成一个专门学科，叫放射性年代学。该方法已广泛应用于天文、地质、考古等学科领域。1.3地球的结构1.3.1地球外圈及其主要特征（自学为主）地球外圈就是包围着固体地球表层的地球物质组成部分，根据物理性质和存在状态的不同，可将其分为大气圈、水圈和生物圈。外圈是一切生命活动必不可少的环境要素，也是外动力地质作用的动力来源。大气圈水圈生物圈1.3.2地球内圈及其主要特征圈层划分依据地球的内圈就是地球内部物质分布的圈层。目前所掌握的对地球内圈的直接观测资料是较少的，因为地球上最深的钻井才llkm，因风化剥蚀而出露在地表的岩石，其原来的形成深度最多也不超过25km，这些与地球的半径6367km相比，是微不足道的。对地球内部圈层结构特别是对地球深部结构的认识主要来自于一些间接资料．特别是物探方面的资料，根据地震波在地球内部的传播形式和传播速度的变化情况．可推测出内部物质成分、物质状态、分布的深度范围。圈层划分地壳、地幔、地核尽管当前学者们对这些界面的性质和连续性仍有不同的看法，但都承认这三大圈层的存在。地球内部有两个最明显、也是最重要的地震波速度变化的界面。莫霍面(Mohorovicicdiscontinuity)：该界面是南斯拉夫地震学家莫霍洛维契奇于1909年发现的，是地壳和地幔的分界面，大陆上在30—60km深处，其平均深度为33km左右，在大洋底则为11—12km；地震波穿越莫霍面时，波速突然增大，纵波由6—7km/s突增至8.0km/s。古登堡面(Gutenbergdiscontinuity)：它是美国地球物理学家古登堡于1914年提出来的，其深度为2898km，是地幔和地核的分界面；地震波穿越该面时，波速突然降低，其中纵波速度由13.3km/s突降为8.1km/s；横波速度则降为零，表明不能穿越，据此可以判断古登堡面以下的地核的部分物质是液态的。除莫留面和古登堡面外，地球内部还有一些次一级的地震界面，它们是进一步划分二级或三级圈层的依据。软流圈：随全球物探工作的发展，得到另一重大发现：在约100—350(或400)km深的一个地带内，存在一个使地震波速普遍下降的低速带，这很可能是该带物质处于塑性潜柔状态所致，故称软流圈，位于上地幔上部。岩石圈：软流圈以上的地球的这个由岩石构成的圈层称岩石圈。各圈层特征地核地核是古登堡面以下直到地心的地球中心球状体。半径约3473km，它占地球总体积的16.3％，总质量的32％。根据地震波速度的变化情况，以4640km和5155km深度两个界面为界，将地核分为外核、过渡层和内核三个次级圈层。外核厚度为1742km，平均密度约10.5g/cm3，由于纵波波速在此急剧降低，且横波不能通过，证明外核是由液态物质组成。过渡层厚度只有515km，这一层波速变化复杂，并已测到速度不大的横波，可能是由液态向固态物质转变的一个圈层，称为过渡层。内核厚度为1216km，平均密度13.0g/cm3左右。纵波和横波都能穿过，所测到的横波是由纵波转化而来。所以．内核是由固态物质组成的。根据与陨石资料的对比，一般认为地核的成分相当于铁陨石，即含铁量＞80％，含镍量为5—20％。外核中还混有一些轻元素。如硫和硅等。地幔地幔也叫中间层，即B、C、D层，位于莫霍面以下，古登堡面之上；是介于地壳和地核之间的一个巨厚圈层。厚度约2860多公里。占地球半径的将近44％；体积为整个地球的83.3％；质量为地球的67.8％；平均密度约4.5g/cm3。上地幔和下地幔（雷波蒂面）：由于波速在984km（约1000km）深度上突然增大，以此为界，将地幔分为上地幔(B、C层)和下地幔(D层)两层。上地幔：平均密度：3.5g/cm3(上部)3.64-4.64g/cm3(下部)以上，平均为3.5g/cm3左右（根据地震波速、密度和陨石等资料分析）；上部物质成分：基本上相当于陨石，主要由含铁、镁很高的硅酸盐和辉石、橄榄石组成，与超基性岩橄榄岩类和榴辉石类成分相当，含橄榄石46—55%，辉石25%—35%或更高，其次为石榴子石。下部物质成分：与上部相比无多大变化，但由于处于高压下，矿物在结晶结构上发生了变化，致使密度增大，并使矿物分解成简单地氧化物：MgO、FeO，SiO2；下地幔：密度较高，平均为5.1g/cm3。一般认为其物质成分仍是以铁、镁的硅酸盐矿物为主、与上地幔并无多大的区别，但由于压力增大，形成了一些晶体结构更紧密的高密度矿物、因此。下地幔是由超基性岩的超高压相矿物组成的。软流圈和岩石圈：在上地幔中地震波速变化比较复杂，其中在60—400km深度范围内，地震波的穿越速度下降，特别是在100—150km的深度范围内降低最为明显，横波在此带的部分地段不能通过，这说明该带的物质可能局部呈熔融状态，整体呈塑性状态。超过400km界线，波速又逐渐上升，恢复“正常”，所以构造地质学中称该地震波速降低的低速带为软流圈。并把其上的由固体岩石组成的上地幔的一部分和地壳合称为岩石圈。因此，岩石圈包括花岗质岩层、玄武质岩层和超基性岩层，它是地球的一个刚性外壳，“浮”在具塑性状态的软流圈之上。地质学研究的各种地质作用几乎全发生在岩石圈中。地壳地壳(即A层)：莫霍面以上的固体地球最外面的一个圈层，也是岩石圈的上部圈层，是地质学家研究的主要对象。地壳的厚度在全球各地是不均匀的：在大陆区(包括大陆架和大陆坡)的平均厚度为33km，最厚约70km；在大洋区则较薄，厚度一般为4—9km，平均为6km。整个地壳的平均厚度为16km，为地球半径的1/400，体积为地球体积的0.77％，质量占整个地球质量的0.39％。地壳{上地壳花岗岩质层或硅铝层，2.65g/cm3，纵波速度为5.6—6.0km/s康拉德面下地壳玄武岩质层或硅镁层，2.9g/cm3，纵波速度为6.6—7.6km/s地壳可分为上、下两层，其中上地壳(即A'层)的平均岩石成分、平均密度(2.65g/cm3)和波速(纵波速度为5.6—6.0km/s左右)都与以硅、铝为主的花岗质的岩石一致，因此一般又将此层称为花岗岩质层或硅铝层；而下层(即A''层)的平均岩石成分、平均密度(2.9g/cm3)和波速(纵波速度为6.6—7.6km/s左右)都与洋底所见的，由硅、镁、铝为主的玄武岩相当，因此一般又将此层称为玄武岩质层或硅镁层。地壳{陆壳陆壳厚，密度小，具硅铝层和硅镁层大陆坡角处洋壳洋壳薄，密度大，仅有硅镁层大陆地区的地壳叫大陆地壳，简称陆壳。它由硅铝层和硅镁层两层组成，具双层结构；大洋地区的地壳叫大洋地壳，简称洋壳。它仅由下地壳(硅镁层)一层组成。现将陆壳与洋壳各自特点对比如下(见表1—5)：海洋≠洋壳，大陆≠陆壳：大陆地壳和大洋地壳的分界线并不在海岸线处，虽然大陆架和大陆坡被海水淹没，但就其地壳性质来看仍然属于大陆地壳，所以，大陆地壳和大洋地壳的分界线是在大陆坡脚处。所以，尽管海洋面积占地球表面的71％左右，但大洋地壳却只占地表面积的60％左右。由此可见，海洋和洋壳、大陆和陆壳，它们之间不是同一个范畴。1.4地壳的物质组成主要内容：地壳的物质组成简介重点：地壳基本物质组成及相互关系1.4.1地壳的化学成分元素在地壳中的分布和克拉克值地壳是由物质组成的，和其它物体一样，其最小单位是元素。研究地壳中的化学成分及各种元素在地壳中的分布规律，也是地质学的重要课题之一。地壳中的化学元素除少数以自然元素（石墨、金等）产出外，大多以化合物形式存在，尤以氧化物最为常见。从种类上讲，组成地壳的元素几乎包括了周期表上的所有元素。迄今为止，地壳中已发现的元素共有几十种、但它们的分布极不均匀。从19世纪以来．许多学者从世界各地采集了具代表性的岩石标本进行定量分析，确定各元素在地壳中的含量。克拉克值：美国人克拉克(F.W．Clark)统计了全球地壳中的化学分析资料，计算出了地壳中50余种化学元素的分布量。后来为纪念他，国际上将各种元素在地壳中分布的重量百分比叫做克拉克值。地壳中各种主要元素的克拉克值见表1—6：元素的丰度：为了研究和生产的需要，在一些较小的区域内或一定的地壳构造单元内取得的元素的重量百分。不同人得出的研究结果是有差异的。如氧的含量：46.95(克拉克，1924)；49.13(费尔斯曼，1933-1939)；46.60(哥尔德斯密特，1937)，47.00(维诺格拉多夫，1962)；46.00(黎彤，1976)。从表中可以看出，各种元素在地壳中的分布极不均匀，相差悬殊。如氧/氢的含量比达335之多，其它元素的含量比更大，可达成千上万倍；仅氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁八种元素的重量就占地壳总重量的99％以上，这些元素是地壳中各种岩石的基本成分，另外的84种天然元素的重量总和还不足地壳总重量的1％。但必须注意：元素的克拉克值并不能完全反映它在地壳中局部地方的富集情况。如铁、铝等元素、克拉克值大，容易富集成矿；但有些元素的克拉克值大小却不能反映它在局部的富集情况，如锆的克拉克值比铅大12倍，钛的克拉克值比锌大120倍，但锆和钛却较分散、不易集中，而铅和锌却比较易于集中富集成矿。所以元素富集成矿的情况，除了与其在地壳中的克拉克值大小有关外，还与地质作用和元素的化学性质有关。氧和硅是最重要的组成元素，几乎占了大约75%—76%的比例。组成地壳的组要元素包括：O,Si,Al,Fe,Ca,Na,K,Mg等8种，占总量的97%—99%以上，其它数十种元素的总含量很少。元素在地壳中的迁移和富集元素的含量和分布在地壳中是很不均匀的。不仅如此，地壳中的元素还可以因为某些原因发生迁移。也可以使某些元素在特定的条件下相对聚集起来（富集）。水的溶解带走某些元素，化学反映带走某些元素就整个地壳来说，克拉克值是基本不变或很少变化的。而具体到某个地点、地区或局部范围内，在一定时间内则是可以变化的（元素的迁移和富集所致）。迁移和富集某些元素相对集中而形成一定的矿产资源；或者使某些资源受到破坏。了解和掌握元素迁移和富集规律，寻找矿产资源的前提和理论依据。地球化学找矿：通过对地表岩石和土壤的系统采样和分析化验，可以求得某地区某种元素的百分含量，把它与正常的地球化学背景值进行比较，就会发现取样地区元素含量与标准比值的差异，从而确定某些元素的高富集区（异常区）。某些元素的含量很少，克拉克值很低，似乎不能形成矿产，但在一定的条件下仍可富集成矿。如重要的稀有元素矿物和贵金属。什么样的地质作用形成的？（需要地质工作者探索）1.4.2矿物矿物的定义：矿物是在地质作用下形成的自然元素的单质或化合物。它是地壳中岩石的基本组成成分，除少数天然矿物是由一种元素组成的单质外，大多数都是由两种或两种以上的元素按一定比例组成的化合物；而且绝大多数矿物都为固态，仅少数的几种矿物为液态或气态。矿物都有一定的物理性质和化学性质。矿物的分类矿物按其化学成分和晶体结构可将其分为五大类：即自然元素类、硫化物及其类似化合物类、卤化物类、氧化物和氢氧化物类、含氧盐类。造岩矿物：目前已发现的矿物种类多达3000多种，但构成岩石的主要矿物仅有二、三十种，我们把这些种类不多，又大量出现并构成岩石的主要矿物叫做造岩矿物。它们以硅酸盐矿物为主，多为非金属矿物，约占地壳总重量的90％以上；对那些种类繁多，但数量不多，在一定地质作用下能聚集成矿床的矿物，称为有用矿物(也称矿石矿物)，有用矿物多为金属矿物。1.4.3岩石岩石是矿物的天然集合体，它是地壳的直接组成成分。有些岩石是由一种造岩矿物组成，如纯洁的大理岩完全由方解石组成；但大多数岩石都由两种或两种以上的矿物组成。地壳中的岩石类型较多，按其成因可分为岩浆岩、沉积岩和变质岩三大类。在地表，沉积岩的覆盖面积占总面积的75％，岩浆岩和变质岩仅占25％。但就整个地壳来看，沉积岩仅占地壳总体积的5％，岩浆岩和变质岩却占了95％。说明由地表向下沉积岩的分布逐渐减少。1.6提要与思考地球是太阳系的一颗行星，是一个三轴椭球体，平均半径为6371km。地球具有密度、压力、温度、重力、磁性、弹塑性等重要物理性质，其中温度、压力和密度均有向地心增大的趋势；重力等的变化比较复杂。人们对地球物理性质的研究有何意义？地球在整体上是分层（圈）的：包括由地壳、地幔、地核组成的内圈和由大气圈、生物圈和水圈组成的外部圈层。这些圈层的物质运动形成了地球的各种地质作用。地球内外圈划分的主要依据是什么？什么是岩石圈、软流圈？地壳是莫霍面以上的固体地球的外壳部分，可分为陆壳和洋壳。它们各有何特点？

2地质作用2.1地质作用概述2.1.1地质作用的一般概念地质作用：引起地壳的物质组成，内部结构和表面形态不断运动、变化和发展的各种自然作用称为地质作用。在漫长的地球历史中、地壳自形成以来，一直在不停地运动、发展和变化着。极快地地质作用：地质作用是一极其复杂的过程，有些进行得很快，易于直接观察，如地震、火山喷发等。缓慢地地质作用：但大多地质作用进行得极其缓慢，不易察觉，如地壳运动，即使在活动强烈地区，其活动速度也不过每年几毫米。地质作用的结果：可引起海陆分布的变迁；形成千姿百态的地貌景观。地质作用也促使着各种岩石、矿物的形成与破坏，不断地对地壳进行着建造和改造。2.1.2地质作用的能量来源任何地质作用都要消耗能量，根据引起地质作用的能量的来源和特点，可将其分为内能和外能两大类。内能：是指来自地球内部自身的能量。主要有以下几个方面：A.重力能：即地心引力给予物体的能量。重力存在于地球的各个部分(位)．地心引力给物体以势能，这种势能可促使地球内部物质的重新分配。密度大的重物质下沉集中在下面，密度小的轻物质上升富集于上层。这种过程不仅可形成重要的有用矿产(如铬铁矿)的富集，而且可促使地壳局部发生升降运动和水平运动。对形成地球的圈层构造起了重要作用。B.放射能（热能）：即放射性元素衰变产生的热量，这种热量是巨大的，它是地热的主要来源。地球内部是一个巨大的热库，估计地心的温度可达5000—6000℃、它每年释放的热量相当于三百亿t煤燃烧释放出的热量。C.旋转能：地球自转的离心力给予地表物体的能量。前面讲过，地球是一个扁率为1/298.257的椭球体，这是地球自转产生的离心力长期作用的结果。在地球自转过程中，地球的不同纬度上产生不同大小的离心力，赤道离心力最大。因而促使高纬度的物质向赤道运移，造成赤道鼓起，两极压扁。自转产生的旋转能约为1×1029J。内动力地质作用的主要动力。D.结晶能和化学能：即物质结晶相变产生的能和地壳与地幔、上地幔与下地幔等不同圈层之间化学成分转变产生的能。炽热的岩浆冷却结晶时放出的热能，岩浆作用与变质作用中进行的一系列化学反应产生的化学能，它们都转化成热能．使温度局部升高甚至使物质溶化。这些都是地壳与地慢，上下地幔之间存在着化学成分的转变和结晶相变所产生的结晶能与化学能。外能：是指来自于地球以外的能量，主要包括：A.太阳辐射能：是地球表面最主要的能源，是形成地面流水和大气运动的主要动力。B.日月引力能：日月引力可形成潮汐，还可在地球固体表面形成固体潮，仅潮汐每年就要释放巨大的能量。2.1.3地质作用的类型根据地质作用的能量来源，可将其分为内动力地质作用和外动力地质作用两大类：内动力地质作用：由地球内能引起的、作用在整个地壳甚至整个岩石圈的地质作用叫内动力地质作用。构造运动：促使地壳(岩石圈)变形、变位，洋壳和陆壳增生和消亡，并使岩石产生褶皱、断裂等各种构造形态的运动。地壳运动：由内动力地质作用所引起的地壳(或岩石圈)岩石发生变形、变位的一种机械运动，又常称构造运动。地壳运动除导致岩石的变形、变位外，还能导致岩浆作用、变质作用和地震等，涵义比构造运动广。据研究，我国舟山群岛、台湾岛和海南岛在第四纪早期都是和大陆相连的，后来由于台湾海峡地区地壳下降才分开的。四川盆地在距今一亿八干万年才升起为陆。喜马拉雅山是在第三纪才从大海中升起来褶皱成山脉的。新构造运动：通常把第三纪以后发生的地壳运动。（可找到现存的证据）古构造运动：第三纪以前的地壳运动。要求掌握：构造运动、新构造运动、古构造运动的概念。地震作用：由动力作用使岩石圈产生快速颤动的现象。本部分要求同学们自学，掌握有关概念地震的主要参数：震源：地震发生的地方。根据震源的深度把地震分为浅源地震、中源地震和深源地震三种。浅源地震：震源深度不超过70km，以几公里到20km为最多，虽然震源浅，但由于波及范围较小，能量集中，故破坏性极大。世界上大多数地震特别是灾害性地震都是浅源地震。中源地震：震源深度在70—300km之间。深源地震：震源深度在300km以下，虽然震源深，但由于波及范围很广，能量分散，故破坏性往往较小。地震资料表明，世界上最深的地震发生在720km以上。震中：震源在地面上的投影震源距（震源深度）：从震中到震源的距离。震中距：地面上任一点到震中的距离。震源距：地面上任一点到震源的距离。震级：震级的大小是由地层释放出的能量大小来确定和由仪器来测定的。烈度：地表面及其上的建筑物遭受地震破坏的强烈程度称为烈度，它直接地反映地震对人类的影响。岩浆作用：指岩浆的形成、演化、运移直到冷凝形成岩石的全部过程。（后面会再讲到）。变质作用：指原有的岩石在地下一定深处，在一定的物理化学条件下，在保持固态的条件下发生结构、构造和矿物成分的变化而形成新岩石的地质作用。（后面会再讲到）。外动力地质作用：由地球外能(太阳能、日月引力能等)引起的、作用在地壳表层的地质作用叫外动力地质作用。风化炸用：在大气、水、气温变化和生物等的作用下，岩石在原地被分解破坏的作用。剥蚀作用：地表流水、地下水、风、冰川、海浪等介质在运动过程中对地表岩石进行破坏并将破坏产物剥离原地的作用。搬运作用：风化剥蚀的产物被搬至其它地方的作用。沉积作用：被搬运的物质到达适当场所，由于介质条件的变化而发生沉积，形成松散沉积物的作用。固结成岩作用：松散沉积物固结成岩石的作用。固结成岩作用也称沉积后作用。地质作用的破坏和建设作用各种内、外动力地质作用在促进地壳物质运动、变化的过程中，都有建设和破坏两方面的作用，一方面在不断形成新的岩石、矿物、矿产、地质构造和地面形态；另一方面又不断破坏原有的岩石、矿物、矿产、地质构造和地面形态。正是由于地质作用的破坏、建设、再破坏、再建设，这样不断反复地作用，才促使地壳不断地发展变化。所以，地质学研究的问题，无一不是动力地质作用的产物，研究各种地质作用的规律，是地质学中最基本的内容。以石油形成为例各种地质作用之间的关系2.2内动力地质作用2.2.1地壳运动地壳运动的概念地壳运动是指由内动力地质作用所引起的地壳(或岩石圈)岩石发生变形、变位的一种机械运动，又常称构造运动。不过严格地说，两者是有区别的。地壳运动除导致岩石的变形、变位外，还能导致岩浆作用、变质作用和地震等，涵义比构造运动广。地壳运动除了作用于地壳本身之外，还包括上地幔中软流圈以上的固体岩石，即岩石圈的下部。地壳运动通常表现为不易被人们察觉的长期缓慢的运动。据研究，我国舟山群岛、台湾岛和海南岛在第四纪早期都是和大陆相连的，后来由于台湾海峡地区地壳下降才分开的。四川盆地在距今一亿八干万年才升起为陆。喜马拉雅山是在第三纪才从大海中升起来褶皱成山脉的。地壳运动的分类由于地壳动的方向不同，地壳运动又可分水平运动和垂直运动两种类型。水平运动地壳物质大致平行地球表面，即沿着大地水准球面切线方向进行的运动，叫地壳的水平运动。运动方向依地理方向(东、南、西、北)表示。水平运动的类型地壳物质的水平运动，基本上有两种主要类型：一是两个地壳板块作相背的运动。如通常所说的大陆漂移、海底扩张等；二是两个地壳板块沿其共同边界彼此作横向运动。如沿着断层的水平运动或剪切位移的运动等。产生水平运动的原因a.大洋中脊顶部中央裂谷是地幔物质上升的涌出口，上涌的地幔物质冷凝形成新的洋底、并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称地扩张(每年约为几厘米)，从而产生水平运动。b.地球是一个快速旋转的椭球体，其旋转产生的离心力，被地球的重力抵消时，就要产生一种指向赤道水平方向的挤压力。c.当地球的自结角速度变化时，上述挤压力的大小、方向也随着变化，同时还要产生一种与自转方向相反的惯性力，对地壳施加影响。水平运动的结果水平运动的结果使地壳受到挤压、拖曳、旋扭等，从而使地壳遭受压缩或拉伸，产生强烈的褶皱和断裂，并因此增大了地壳的起伏。垂直(升降)运动地壳物质沿着地球半径方向、即垂直大地水准面方向进行的上升或下降的运动，叫垂直运动。垂直运动的类型一是向上运动(抬升)，二是向下运动(沉降)。几乎在地球上的所有部分，地壳不是抬升就是沉降。其速度每年平均几毫米。造陆的垂直运动往往涉及巨大而呈方形的地区，而且发生的速度极其缓慢；造山的垂直运动则常涉及狭长而略成线状的地带，并且发生的速度比造陆运动要快—些。再者，在地球上的某些区域里，沉降和抬升发生在较短的距离之内时，共差异速度较大，例如，在1000公里的水平距离内，其差异速度超过1.6厘米/年。产生垂直运动的主要原因a.拉张与挤压作用：地壳拉张变薄引起张裂陷落(图2—1，A)；地壳挤压堆叠而变厚可引起上隆(造山运动)，如图2—1，B所示。b.构造作用下的岩石圈挠曲：大洋板块沿俯冲带向下弯曲，洋底被俯冲板块牵引而下沉，形成海沟(地壳并未变薄)；在上覆板块抵抗下，下弯部后缘的岩石圈上拱，形成宽缓的外缘隆起带(图2—1，c)。此外，在褶皱冲断带的构造负载下岩石圈会向下挠曲(图2—1，D)，以及当板块内部受到来自板缘的强大侧压力时，使位于板内地台区的岩石圈有可能被压弯而呈隆、坳相间的波状起伏(造陆运动)，如图2—1，E所示。c.地壳的均衡作用：冰川、积水、沉积以及火山物质的大规模堆积，均可导致地壳因加载而引起的均衡下沉；融冰、剥蚀和蒸发等作用，则导致地壳卸裁引起均衡上升(图2—1，F)。d.温度效应：地壳或地幔内某一部位密度发生变化，伴随着体积改变（膨胀或收缩），会引起地面上升或下沉(图2—1，G)e.相变效应及其它：组成地壳和地幔的硅酸盐，随温度和压力的改变会出现相的转变(即化学成分不变，但原子结构型式不同)，从而导致因密度增大(收缩)或减小(膨胀)引起地表下沉或浮升(图2—1，H)。此外，来自地幔的高密度基性、超基性岩浆的上侵和溢出出时，也会导致地表发生沉降。综上所述，垂直运动的起因是复杂的，一种因素可以触发另一些因素，并且许多因素往往联合或交错发生作用。垂直运动的一般特征a.交替性：表现在地壳上的同一地点，上升被沉降代替，或沉降为抬升代替；在空间上则表现为甲地抬升乙地下降，或相反的相互交替。b.周期性：表现出抬升——沉降——抬升的周期性特点。并且在时间和空间上，并不是简单的重复，而是存在着运动速度上的快馒，以及运动幅度和范围的大与小的差别。c.复杂性：即在一个地区的沉降运动中，往往伴生着次一级的抬升运动；或在抬升运动的过程中伴生着次一级的沉降运动。因此，判断垂直运动属于抬升或沉降阶段，就要用抬升与沉降幅度总和的大或小来加以确定。并规定一个地区从沉降开始到抬升终止，称为一个构造旋回。垂直运动的结果从上述地壳垂直运动的特征中，不难得出，地壳的垂直运动始终存在着不均衡性的结论。因此，由于升降运动的速度差异，以及运动方向的变化，其结果就会引起组成地壳的岩石发生倾斜、弯曲(褶皱)、甚至断裂，产生大规模的隆起和坳陷，引起地表地势高低的变化和海陆变迁。此外，升降(垂直)运动还控制了在坳陷区的沉积物的物质来源和成分的性质，以及它们的厚度和分布范围。水平运动与垂直运动的关系由于一次地壳运动在每一地点都具有水平和垂直方向的两个分量，因此，水平运动与垂直运动是密切联系不能截然分开的，只是在同一地区和同一时间表现为以某一方向的运动为主而已。并且二者在运动过程中还可以转化。至于地壳运动究竟以垂直运动为主还是以水平运动为主的问题，目前已经证实是以水平运动为主导的。表现在：运动规模和幅度上的差别在垂直运动方面，全球总高差只将近20公里，再加上因剥蚀削减的幅度，估计地表隆起(或下陷)的最大幅度可达20——30公里。再以水平运动来说，岩石圈板块的水平漂移动动辄以数千公里计(中生代以来，印度向北漂移达7000公里以上；大西洋从无到有扩展了数千公里)，一些断层的推覆和平移距离也可达数百公里。可见，水平运动的幅度超过垂直运动的幅度大约两个数量级。运动速度上的差别据大地测量资料，垂直运动的速度大者一般每年只有数毫米，超过每年10厘米者相当罕见。若以地质年代的时间为尺度，则垂直运动的速度大多不过每年0.01—0.1毫米(百万年数十米)。板块的水平运动速度却是每年数厘米，有时每年可达十多厘米。因此，垂直运动的速度也和幅度一样，难与水平运动相比拟。地震震源机制的证明大部分地震断层的水平运动分量明显地大于垂直运动分量。近年来，测试地应力的成果也表明，在绝大多数记录中，均以近水平方向的应力占优势。由上述可知，水平运动具有全球的规模，就总体而言，水平运动无疑居于地壳的主导地位。尚需指出，多数重要的垂直运动，是地壳的水平运动所派生的(如板块汇聚边界大规模的造山运动)。相反，像大陆漂移这样的水平远动，却不能由垂直运动派生。地壳的垂直和水平运动可以相互转化，且往往共存于同一地区，如青藏高原近期仍然是一边垂直隆起、一边在水平压缩。古构造运动与新构造运动地壳运动的速度虽然是十分缓慢，但却是在不断地进行。通常把第三纪以后发生的地壳运动称之为新构造运动，第三纪以前的地壳运动称之为古构造运动。新构造运动的证据新构造运动发生的时间距今不太久，许多地貌和地物方面的证据保存得较好、故可通过：a.对地貌标志；b.文化遗迹的；c.进行定期、定点的大地测量研究，半定量地测定这一段时期的构造运动。地貌标志：新构造运动过程必然要引起地表外貌的改变，因此，地貌可提供新构造运动的宝贵资料。例如远离现今海岸线的海蚀凹槽和海蚀崖、河成阶地、深切河曲、干溶洞等的出现为新构造运动上升的标志；埋藏阶地及水下森林等的存在则是新构造运动下降的标志。文化遗迹：文化遗迹也常是研究新构造运动的良好资料。最典型的例子是意大利那不勒斯湾海边的波簇奥里城有一座地狱神庙废墟，是1742年从火山灰沉积中发掘出来的。据考证该庙修建于公元前105年罗马帝国时代，庙前还保存着三根大理石柱(见图2—1)，柱高12米，每一根柱子上都保留着同样的地质遗迹：柱子下部3.6m长一段在1538年努渥火山喷发时被火山灰掩埋，柱面光滑；其上2.7m长一段在地壳下降时淹没在海水中，被海生动物(瓣腮类)蛀蚀了许多小孔；柱子上段长5.7m。一直露在水面上未被淹没过，但遭受风化，不甚光滑。18世纪中期全柱升出海面，20世纪初又开始下沉。根据这些地质遗迹和历史资料，说明该地区曾经历过下降和上升的沧桑之变。大地测量：大地测量对于研究现代的新构造运动是一种有效方法，它不仅可以定量地确定运动速度和幅度，也可以准确地定出运动方向。持别是激光测距法的问世，大大地提高了测量精度。许多国家正相继开展这项工作。例如1967年在冰岛洋脊裂谷两侧设置标杆，用激光测距法进行重复测量，发现几年之内标杆间距离增大了5—8cm，表明裂谷两侧正以每年不到1cm的运动速度被拉开。古构造运动的证据由于第三纪以前发生的地壳运动的时间距今比较久远、当时的地貌形态巳被后期地质作用所破坏，上述研究的第三纪以后(即新构造)运动的一些研究方法，已不能适用。但地壳运动在岩石中仍留下了许多遗迹，这些遗迹有沉积厚度和岩相变化、地质构造、地层接触关系等，却作为地壳运动的物质记录保存在地层中。2.2.2地震本部分要求同学们自学，掌握有关概念地震现象和类型地震作用：由动力作用使岩石圈产生快速颤动的现象。地震是地壳长期的，缓慢运动的结果，不易被人感觉到。但是一旦地壳运动所积累的地应力超过了组成地壳的岩石受力强度时，岩石就要发生断裂而引起地震。全世界每年大约发生几百万次大大小小的地震，但能为人们感觉到的只有几万次，约占百分之一，破坏性的大地震(6级以上)就更少了。八级以上的大地震平均每年约一次，七级以