普地复习知识点总结.docx
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普地复习知识点总结
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普通地质学总复习
一绪论
1.地质学（geology）：
是研究地球的物质组成、结构构造、地球形成与演化历史以
及地球表层的各种地质作用和现象及其成因的科学。
普通地质学（physicalgeology）是介绍“普通的”地质过程、事件、产物及其产生的原因——动力作用的科学。
2.地质学三大用途：
获取资源，保护环境，减低灾害。
3.地球科学（Earthsciences）：
研究地球系统的科学。
空间上：
地球系统中各个子系统（或圈层）的组成，结构以及相互作用。
时间上：
过去、现在、将来。
4.地球系统（Earth’sSystem）：
自地心至地球外层空间十分广阔的范围，是由固体地球圈（geosphere），大气圈（atmosphere），水圈（hydrosphere），生物圈
（biosphere）组成的一个开放的复杂巨系统。
5.地球的地质作用及其产物
地质作用：
自然界能够引起固体地球的物质组成、结构构造及地表形态等发生变化的作用。
地质营力：
引起这种变化的自然力：
包括外动力和内动力。
外动力地质作用：
太阳能（根本动力）、风、河流、湖泊、海洋、冰川内动力地质作用：
内生能源、岩浆活动、地幔对流等
6.地质学的思维方式和时空观：
思维方式：
将今论古（历史比较法）；莱伊尔（C.Lyell）系统的论证了古今地质作用的一致性（将理性带入地质学），盖基（A.Geikie）总结“The
presentisthekeytothepast”
将今论古的基本思想：
发生在地质历史时期的地质作用及其结果，与现代正在进行的地质作用及其产物有相似之处。
从研究现代地质作用的过程和产物中总结出的规律，可以用来分析保留在地层和岩石中的各种地质现象，从而推断古代地质作用的过程和古地理环境。
举例分析。
时空观：
时间从漫长到迅速；空间从宏大到微小；地质学中的快和慢；地质过程非常复杂。
工作方法——归纳法
地质学新老技术：
老技术（地质锤、放大镜和罗盘）；新技术（笔记本电脑，数码相机和GPS）.
7.地质学简史（了解）：
丹麦学者斯坦诺1669年提出了著名的地质学三定律：
叠覆律，原始连续律，原始水平律。
水火之争，“均变论和灾变论”。
二、地球的物理特征、圈层结构及特征
1.地表形态及其主要特征：
地球的形状通常指大地水准面所圈闭的形状。
大地水准面（geoid）是由全球性静止海面即平均海平面及其在陆地底下延伸所构成的封闭曲面。
在该面上各处重力位相等。
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从最大的空间尺度上看地貌，有大陆和海洋。
在次一级尺度上，大陆内部有山地、高原、平原、盆地；海洋中有大洋盆地、大洋中脊、海沟。
海底主要地形单元：
主要分为大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊三个单元。
大陆边缘
分为主动型大陆边缘（activecontinentalmargin）和被动型大陆边缘（passive
continentalmargin）。
被动型大陆边缘包括陆架、陆坡和陆隆（也称陆基），缺乏
海沟俯冲带，无强烈的地震、火山和造山运动，又称大西洋型大陆边缘;主动型大陆边缘包括陆架、陆坡、海沟、岛弧，发生板块俯冲作用，地震火山活动活跃。
又称太平洋型大陆边缘。
2.地球的主要物理性质：
密度、压力、温度、重力、磁性、弹塑性。
a）地球的重力：
地球对物体产生的引力和该物体随着地球自转而引起的离心力的
合力。
重力的方向大致指向地心。
重力场:
地球内部及其附近存在重力作用的空间;
重力场强度:
单位质量的物体在重力场中所受的重力。
它在数值上（包括方向）
等于重力加速度。
地球的地面起伏甚大，内部的物质密度分布也极不均匀，在结构上存在着显著
差异。
这使得实测的重力值与理论值之间有明显的偏离。
将实测的重力值（g）
减去该点的重力正常值（g0）,其差值即为重力异常（gravityanomaly）
把实测的重力值校正到相当于海平面高度时的重力值，这一过程称为重力校正。
重力异常的类型:
校正后的实测重力值大于理论值称为重力正异常，表示地下物质密度过大；相反为重力负异常，表示地下物质密度小。
利用重力异常可以进行矿产资源的勘探，称为重力勘探，例如富含金属矿产的地区存在正异常，而含有石油、煤等的地区则存在负异常。
b）地球磁场：
地磁场（geomagneticfield）:
地磁力线的分布空间。
地球外部磁场的特点类似于条形磁铁的特征。
地磁极:
偶极子磁轴与地面的交点。
地磁三要素：
磁场强度
【总磁场强度（T）:
地球上某一点磁力的大小和方向；
H
总磁场强度的水平分量；垂直磁场强度
Z
总磁场强度的垂
水平磁场强度（）:
D
（）:
I）:
总磁场强
直分量】；磁偏角（
磁子午面与地理子午面间的夹角；磁倾角
（
）:
度与水平面的交角。
地磁异常（magneticanomaly）：
实测地磁要素的数据与正常值
（地球基本磁场
可近似看作均匀磁化球体的磁场）有显著的差别，大于正常磁场者为正异常，反之为负异常。
磁法勘探：
若地壳中存在磁性岩体和矿体，如磁铁矿、镍矿、超基性岩等，出现正异常。
若地壳中存在金矿、盐矿、石油、花岗岩等低磁或反磁性的矿物和岩体，则出现负异常。
磁场的存在会导致岩石发生磁化，而磁场的变化会在磁化的岩石中留下记录。
由于具有不同的剩磁特征，岩石成为研究古磁场的特殊“化石”。
从对岩石的磁性、特别是对它们剩磁方向的研究，可以弄清楚岩石磁化时在地球上的位置。
古地磁研究在板块构造理论的兴起和确定过程中起了十分关键的佐证作
用。
地磁极出现“反转”,即南、北极互相颠倒的现象。
地磁场正向期—与现代地磁场方向一致的时期；地磁场反向期—与现代地磁场方向相反的时期。
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c）地热：
来源
（1）放射性元素衰变，如238U、235U、232Th、40K三元素衰变释放出巨大的热量。
集中于地壳及上地幔顶部，大陆地壳上部的酸性岩浆岩最为富集。
（2）地球的重力热，地球演化过程中原始物质聚集，体积收缩释放出的重力能和物质碰撞所转化出的热能。
（3）其他热源，包括潮汐摩擦热和化学反应释放热。
地温场（geothermalfield）（或地热场）:
是指地球内部各层中温度的分布状态，是地球内部空间各点在某一瞬间的温度值的总和。
地温场可以用等温面表示，把相同温度的各点相连接而成为等温面。
地温梯度（geothermalgradient）：
沿等温面的法线朝向地球中心方向上单位距离内温度所增加的数值,又称地热增温率,其倒数称地热增温级。
地热增温率约为2-30℃/100m。
地壳浅层的温度分布从地表向下大致可分为三层：
变温层
（0-30m，随太阳辐射的变化而变化）；恒温层（薄，太阳辐射热和地球内部热处于平衡）；增温层（地温受控于地热）。
地球的地热流（geothermalflow）：
指地球内部热能向地表散失的状况，系单
位时间内通过地表单位面积所散失的热流量。
全球实测的地热流值为
1.47热流
单位。
大陆和大洋的平均热流值接近于全球热流值。
不同的地区热流值有差别。
造山带、裂谷、深大断裂、大洋中脊热流值高。
热流值高于平均热流值称为地热异常（geothermalanomaly）。
热流值高的地区称为地热异常区，地热为天然能源。
d）地球的弹塑性：
弹性——外力消失后变形恢复的性质，变形与受力成正比（海洋潮汐和固体潮）；塑性——外力消失后部分变形不能恢复（岩石褶皱）；粘性——外力消失后变形还可能继续（北欧斯堪底那维亚冰后期的抬升）。
同一物体在不同的受力—变形条件下，可以分别表现出不同的物性。
3.地球内部的圈层结构：
（1）地球内部圈层及划分依据：
宇宙地质的依据（即陨石学的类比）；地质学依据（通过研究深源岩石及其形成时的温压条件来了解地球内部圈层的信息）；地球物
理依据（据地震波波速在地内的变化将地球内部划分成若干圈层）。
不连续面（discontinuity）：
地震波的速度在某些深度发生明显的改变，这个深度可以作为上下物质的分界面，称为不连续面。
（2）地震波：
地震产生的能量，以机械震动的方式向四周传播，形成了地震波
（seismicwave）；
体波（bodywave）：
在地球内部传播的地震波，可分为纵波（P）与横波
（S）；Primarybodywave纵波：
使得物质在波传播方向上被压缩，质点振动
方向与地震波的传播方向一致。
可在固体和液体中传播。
速度6-14km/s；
Secondarybodywave横波：
使得岩石发生上下左右的剪切，质点在垂直于波传播的方向上即横向运动。
只能在固体中传播。
速度3.6km/s。
面波（surfacewave）：
在地球表面传播的地震波。
（3）内部圈层结构：
莫霍面（Mohodiscontinuity）（莫霍洛维奇1909年发现）：
地壳与地幔的分界。
深度:
大陆地表之下平均33km；大洋地下5-8km；纵波P波速突然增加,地内温度突然升高。
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古登堡面（Gutenbergdiscontinuity）（Gutenberg1914年提出）：
地幔与地核
的分界。
深度:
2900km深度处，纵波P波速急剧降低，横波S波到此中止（固态转为液态）。
雷曼面（Lemanndiscontinuity）（Lemann1936
年发现）:
内核与外核的分界。
5000km深度处，纵波P波速在此急剧升高，横波重新出现。
（4）内部圈层的基本特征：
岩石圈lithosphere
：
软流圈之上的固体地球部分。
包括地壳（陆壳、洋
壳）、上地幔的盖层或硅镁层，由固态岩石组成。
整个岩石圈平均厚度为
100km。
岩石圈的厚度在不同地区变化很大。
大洋岩石圈厚度一般为60km左
右，最厚不超过100km；大陆部分大部分岩石圈均超过
100km，平均为120km。
地壳是岩石圈上部的次级圈层。
据地壳的演化历史和结构可分为大陆型地壳
（continentalcrust）
和大洋型地壳（oceaniccrust）
。
大陆型地壳指大陆及
大陆架部分的地壳,
具有上部硅铝层（花岗质层）和下部硅镁层（玄武质）层的双
层结构,以康拉德面为分界；大洋型地壳往往缺失硅铝层
仅发育硅镁层,
不
具双层结构（陆壳和洋壳的区别，见ppt）。
在莫霍面之下软流圈之上的固体
圈层,由于地壳的厚度变化较大，因此莫霍面是起伏不平的，该层的厚度变化也
较大。
软流圈asthenosphere概念：
又称低速带，是指地下60-250km之间地震波速度减低的地带。
特性：
全球范围内普遍存在，厚薄不一。
平均密度3.5g/cm2，
物质成分与石陨石相当，由于温度接近于岩石的熔点，岩石又并未熔化，而其塑性和活动性增强。
意义：
1）大规模岩浆活动的策源地；2）中源地震（是震源深度在70—300公里之间的地震）的发源地；3）岩石圈漂浮的载体；4）全球岩石圈循环的基础。
4.地壳均衡（重力均衡）：
指地球岩石圈和软流圈之间的重力平衡。
阐明各个板块趋向于静力平衡的原理。
在地幔内部（软流圈内），在某一深度上可以找到一个水平面称为补偿基面。
在此面的单位面积上各处所承受的上覆岩块的总重量相等。
即以此补偿面为准，高山地区的地势虽高，但是下部地幔厚度小，大洋地区的地势虽低但是地幔厚度大，故两处岩块总重量相等。
5.地球的外部圈层：
大气圈，水圈，生物圈。
a）大气圈：
包围着固体地球由多种气体混合物组成的圈层。
下界为地下数公里，
无明显上界，根据极光等物理现象，上界定为约1200公里。
大气圈的物质组成为
氮78.09%、氧20.95%、氩0.93%、二氧化碳0.03%等。
大气圈可分为：
对流层
（troposphere），平流层（stratosphere），中间层（mesosphere），电离层（暖层）
（thermosphere），逃逸层（exosphere）.
逃逸层：
800公里以上，因为地球引力小，大气向外逃逸。
暖（电离）层：
85-800公里，气体呈离子状态，反射电磁波，温度向外升高；
中间层：
50-80公里，大气稀薄，气温随高度变化而降低，顶部温度降低到-83
至-113摄氏度。
平流层：
高约10到50公里，大气呈水平运动而得名。
中间夹有一层臭氧层，吸收紫外线。
往上温度迅速增高。
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对流层：
高约0-10公里，因气体对流运动而得名。
对流层内大气每上升1km大气温度降低6C（大气降温率）。
大气环流：
只分布在对流层中，由不同纬度地面和不同高度的大气空间因间接接受太阳辐射的差异而形成的一种全球范围的大规模大气对流综合现象。
科里奥利力（Corioliseffect）:
地球上物体的运动（包括水）会受到地球自传的影响发生偏转，偏转方向北半球向右偏，南半球向左偏。
b）水圈：
分布于地球表层相互联通的水闭合圈。
包括海洋、湖泊、河流、冰川、地下水等各种水体。
水循环（watercycle）：
在太阳能的作用下，水圈通过降水降雪–地面流水–地下流水–海洋–蒸发–水汽云等不断的循环，不断对地表进行改造。
控制因素
内因：
水的三态及其转变过程
外因：
太阳辐射、地心引力、水循环路线
c）生物圈：
生物及有生命活动的地球表层所构成的圈层。
陆地数千米以下；海洋
深达10km；空中高达7km以上生物圈的意义：
地球上的生物自35亿年前开始，对地质作用产生了重要的影响。
如生物风化作用，生物沉积作用，生物成矿作用等。
生物参与了对岩石圈，大气圈和水圈的改造，也参与了地质历史时期的成岩成矿过程。
三、地球的物质组成
1.元素和矿物
元素丰度（abundance）：
指研究体系中被研究对象的相对含量，用重量百分比表示。
克拉克值（Clarkvalue）：
各种元素在地壳中的重量百分比，又称地壳元素的丰度。
矿物mineral：
由地质作用形成的天然单质或化合物，具有相对固定的化学成分和物理性质。
当矿物有序排列时具有规则的晶形（结晶质），否则不具有规则的晶形（非晶质）。
矿物是组成岩石的基本单位。
特性：
自然产生；无机的；具有特定的化学组成和晶体结构。
同质多像：
相同化学成分的物质在不同的环境条件下可以形成不同的晶体结构，从而成为不同的矿物，如碳原子在中低级变质条件下呈石墨出现，在超高压条件下变成金刚石。
类质同象：
矿物晶体结构中某种原子或离子可以部分的被性质相似的他种原子
或离子替代而不破坏其晶体结构。
如橄榄石（
2+
2+
Mg,Fe）2[SiO4]中的Mg和Fe
造岩矿物是指构成岩石主要成分的矿物。
自然界中的矿物有
4000多种，但造岩
矿物种类却少。
最常见的矿物约有20-30种，例如：
正长石、斜长石、黑云母、白云母、辉石、角闪石、橄榄石、绿泥石、滑石、高岭石、石英、方解石、白云石、石膏、黄铁矿、褐铁矿、磁铁矿等。
大多是硅酸盐和碳酸盐，也有部分为简单氧化物，均为最常见的矿物。
岩浆岩中最主要的造岩矿物：
石英、钾长石、斜长石、黑云母、角闪石、辉石和橄榄石。
2.矿物标本的鉴定特征：
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矿物的形态（单体、集合体）和矿物的物理性质
透明度、光泽、颜色、条痕、硬度、解理、断口、密度、磁性等。
矿物的形态：
（单形）形状相同，大小相等规则平面组成的晶体，如黄铁矿的立方体。
（聚形）有两种或两种以上形态不同大小不等的晶面组成的晶体。
如石英六方柱和六方双锥；（矿物集合体）由多个单形或聚形组成，如石棉。
物理性质：
颜色：
区分自色、他色和假色；
条痕（streak）：
矿物粉末的颜色，以矿物在瓷板上擦划的痕迹颜色为依据。
光泽（luster）：
矿物的新鲜面对可见光的反射、折射或吸收能力的反应。
分为金属光泽、半金属光泽和非金属光泽（玻璃光泽，如方解石、石英；油脂光泽，如石英断口；珍珠光泽；丝绢光泽等）
透明度（transparency）：
矿物透过可见光的能力。
可分为不透明、半透明和透明。
硬度（hardness）:
矿物抵抗外来作用的强度。
在肉眼鉴定中，主要指矿物抵抗外力刻划的能力。
硬度的大小主要由矿物内部的原子、离子或分子联结力
强弱所决定的，通常用摩式硬度计作为标准进行测量（熟记，见ppt）。
解理（cleavage）:
矿物晶体受力后沿一定结晶学方向裂开呈光滑平面的习性。
解理面：
矿物裂开的光滑平面。
按难易程度可包括极完全（云母）、完全（方解石）、中等、不完全、极不完全解理。
断口（fracture）：
矿物受力后形成凹凸不平的破裂面，如石英的贝壳状断口，呈油脂光泽。
其他物理性质：
弹性、挠性、延展性、磁性等。
矿物的化学性质：
酸反应（起泡）、粉末变色、特殊气味等。
3.矿物的分类：
自然元素：
石墨C；
硫化物：
黄铜矿、黄铁矿；
氧化物和氢氧化物（200多种）：
石英、刚玉、磁铁矿；卤化物：
食盐、萤石；
含氧盐（占2/3）：
包括硅酸盐、碳酸盐、硫酸盐、磷酸盐等，硅酸盐占地壳质量的75-80%。
如橄榄石、辉石、角闪石、钾长石、斜长石、云母。
四、岩浆岩
1.三大岩类的循环和相互转化，以及所占比例（见ppt）。
2.岩浆（magma）:
由地幔和地壳深处形成的，炽热而富含挥发分的、黏性和以硅酸盐为主的熔融体。
岩浆作用（magmaticprocesses）是岩浆从形成到运移到地下浅处或喷出地
表，冷凝的过程。
根据岩浆是否喷出地表分为喷出作用（extrusion）和侵入作
用（intrusion）。
岩浆岩：
由岩浆作用形成的岩石，可分为侵入岩和喷出岩。
岩浆的形成受温度、压力和水分的影响。
形成环境包括大洋中脊、板块俯冲带和地热区。
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3.黏度：
物体抵抗流动的能力，即内摩擦力。
岩浆的黏度主要受岩浆化学成分、温度和溶解的挥发物的影响。
温度：
温度越高，黏度越小。
岩浆的成分：
和Si0
2
的含量有关。
越高，则硅氧四面体（
SiO）越多，黏性越
4
大；溶解状态的挥发物（包括水蒸气和二氧化碳）阻止
Si-O链的形成，使黏度
减小。
火山喷发的猛烈程度和气体是否容易逃逸相关。
4.根据岩浆中SiO2组分含量，岩浆岩可以分为酸性岩浆岩（>66%）;中性岩浆岩（66-53%）；基性岩浆岩（53-45%）；超基性岩浆岩（<45%）。
5.岩浆作用包括侵入作用和喷出作用。
侵入作用（intrusion）：
岩浆侵入到岩石圈中，在地下深处冷却固化。
形成侵入岩；喷出作用（eruption）：
岩浆通过火山通
道喷出地表，在地表冷却并固化，形成喷出岩。
6.喷出作用：
（1）按火山活动的时间，将火山分为三类：
死火山：
人类历史以来不再活动的火山；如非洲东部的乞力马扎罗山和我国山西大同火山群。
休眠火山：
人类历史上曾有过活动而近百年来停止活动的火山；如我国长白山天池。
活火山：
现代经常性或周期性喷发的火山。
如夏威夷的基拉韦厄火山。
（2）火山喷发的方式：
a）中心式喷发（centraleruption）岩浆沿管状通道喷出，
现代火山的主要形式，喷出物若以基性熔浆喷出无爆炸过程，酸性往往伴随爆炸。
宁静式与爆裂式交替出现递变式。
b）裂隙式喷发（fissureeruption）岩浆沿一条
大裂隙或断裂带上升喷出地表，其喷出岩浆多为基性，少或无猛烈爆炸现象，如陆
上冰岛和基拉韦厄火山喷发，和海洋大洋中脊火山喷发。
地质历史时期的古生代、
中生代和第三纪时期火山喷发主要类型，如中国晚二叠世峨眉山玄武岩。
c）熔透
式喷发：
地质历史时期（如太古代），地壳很薄而被地下大面积融透，以致造成岩浆在地表的大面积溢流，又称区域喷发。
主要是基性岩浆。
火山喷发形成的地形，一般由火山锥、火山口、火山颈、熔岩流、熔岩穹、熔岩台地、熔岩高原等。
火山锥按喷出物特征可分为：
碎屑锥、熔岩锥（又称盾火山）和复合锥。
（3）喷出作用及其产物：
喷发物有气体、液体和固体。
气体：
以水蒸气为主（70%以上），其次还有CO、SO、N、HS以及少量CO,H,
2
2
2
2
2
HCL,NH3等。
某些气态喷出物可直接形成硫磺，氯化铵、氯化钾和硫化钾等；
液体有熔岩（lava）：
喷出地表而丧失了气体的岩浆，沿着地面斜坡和山谷流动，
称为熔岩流（lavaflow）。
基性岩浆粘度小、流速快、冷却慢，表层结壳后下部
还在流动，常形成绳状或波状熔岩
（pahoehoelava）
。
海底基性岩浆因淬火及水中
翻滚而呈枕状熔岩（pillowlavas）
。
酸性熔浆因粘度大、流速低、冷却快，表层
结壳后因冷却收缩破裂产生碎块，不断产生的碎块随熔浆翻滚形成渣状熔岩或块状
熔岩（blocklava）。
熔浆在凝固过程中，如果成分均匀、地形平坦且冷缩缓慢，
其质点会围绕一些大致呈等间距排列的凝结中心收缩，从而形成垂直于冷凝面的柱
状节理（columnarjoint），将岩石分割成多边形柱状体。
固体喷发物：
火山灰（volcanicash）
：
粒径<2mm，凝灰岩火山砾（lapillus）:
2-50
mm，角砾岩；火山渣（volcaniccinder）:
数厘米到数十厘米，多孔洞，像炉渣，
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也称浮石；火山弹（volcanicbomb）>50mm，岩浆在空中快速冷凝。
火山块
（volcanicblock）>50mm，呈棱角状，集块岩。
7.岩浆的侵入作用：
侵入作用：
指岩浆上升运移到地壳内岩石中冷凝成岩浆岩的活动过程。
侵入岩：
由岩浆侵入作用形成的岩石，又称侵入体
围岩：
指侵入岩周围的岩石。
侵入岩可以分为：
深成侵入岩（地表以下>10km）、中深成侵入岩（3-10km）和浅成侵入岩（<3km）
深成侵入：
通过岩浆对围岩的熔化、排挤、俘虏碎块等方式而逐渐占据空间。
形成各种深成侵入体：
如岩基、岩株。
岩基batholith
：
出露面积大于
2
100km
的深成侵入体，规模大，与围岩呈不协调接触。
岩株
stock：
出露面积小于
2
100km的深成侵入体，与围岩呈不协调接触，下部常与岩基相连。
浅成侵入：
压力作用下沿着断层、裂隙或层理贯入。
形成各种浅成侵入体：
岩脉、岩床等。
岩床sill：
又称岩席，指厚度较均匀的与围岩层理面或顶底板近于平行的层状侵入体，与围岩呈协调接触。
岩墙dike：
指厚度较稳定，形状较规则，切穿围岩层理或片理的板状侵入体，与围岩呈不协调接触，厚几十厘米
至数十米，常成群产出。
岩盆lopolith：
指侵入于层理之间，中央部位微向下凹的盆状侵入体，与围岩呈协调接触，从边缘到中央厚度渐大。
岩盖
lacolith：
又称岩盘，指侵入于层理之间、上
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