普通地质学考研复习资料.pdf

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1、 1 普 通 地质 学 考研 复 习资 料 第一章 绪论 地 质学 的研究 对象 ： 地 球；目前主要是研究固体地球的上层，即地壳和地幔的上部。 地 质学 的任务 （地 质学的 研究 实践意 义） ： 1、 指导人们寻找矿产资源、能源和水资源 ； 2、 查明地震、火山爆发、山崩、地滑、洪水、风沙、地面的沉降等自然灾害的形成规 律，指导人们和这些 自然灾害进行有效的斗争 ； 3、 地质环境和人体健康有密切关系 ，地质学能够直接服务于人类的身体健康。 地 质学 的研究 内容 ： 1、 研究组成地球的物质； 2、 研究岩石或建造在地壳中以及在整个地球内部的空间分布，即阐明地壳以及地球的 结构特征，阐

2、明这 些构造的形成条件与演化规律 ； 3、 研究地球的历史； 4、 研究地质学的应用问题； 5、 研究地质学的研究方法与手段； 6、 综合性研究。 地 质作 用： 就是形成和 改变地球的物质组成、 外部形态特征与内部构造的各种自然作用。 内 力地 质作用 ： 主要以 地球内热为热源并主要发生在地球内部， 包括岩浆作用、 地壳运 动、地震、变质作用。 外 力地 质作用 ： 主要以 太阳能及日月引力能为能源并通过大气、 水、 生物因素引起， 包 括风化作用、剥蚀作用、搬运作用、沉积作用、固结 成岩作用。 地 质作 用的特 点： 1、 地质作用具有地区性特点，不同地点出现不同的现象； 2、 地质现象

3、复杂； 3、 地质作用发生和延续的时间一般很长。 地 质作 用的研 究方 法 ： 1、 观察地质现象； 2、 运用分析、试验手段； 3、 进行理论研究， “将今论古”及“以古论今、论未来”是地质学思维的两大方法论。 第二章 矿 物 元 素： 由同种原子组成 的物质。 同 位素 ： 同种元素的原 子具有的中子数可以不同因而具有不同的原子量， 具有不同原子 量的同种元素的变种称为同位素。 2 放 射性 同位素 ： 有的同 位素其原子核不稳定， 会自行放射出能量， 即具有放射性， 称为 放射性同位素。 不具有放射性的同位素， 称为 稳定同位素。 这一放射能量的过程， 称为 放射性衰变 。 半 衰期

4、： 放射性同位素 都具有固定的衰变速度， 某一放射性元素衰变到它原来数量的一 半所需要的时间称为半衰期。 克 拉克 值： 是地壳元素 的丰度， 是化学元素在 一定自然体系 （通常为 地壳） 中的相对平 均含量，通常用重量百分数（%）或克吨表示。 矿 物： 是自然产出且内 部质点（原子、离子）排列有序的均匀固体。 矿物都属于晶体。 晶 体： 是内部质点（原 子、离子）在三维空间周期性重复排列（有序排列）的固体。 晶 质矿 物： 是内部质点 有序排列的固体矿物。 非 晶质 矿物： 是内部质 点无序排列的固体矿物。 晶 体结 构： 因晶体内部 质点呈有序排 列而具有的格子结构称为晶体结构。 同 质多

5、 象： 相同化学成 分的物质在不同的条件 （如温度、 压力等） 下 可以形成不同的晶 体结构，从而成为不同的矿物，这种现象称为同质多像。 类 质同 象 ： 矿物晶体结 构中的某种原子或离子可以部分地被性质相似的他种原子或离子 替代而不破坏其晶体结构，这种现象称为类质同像。 矿 物的 主要鉴 别特 征： 1、 矿物的形态：矿物单体形态、矿物集合体形态； 2、 矿物的光学性质：透明度、光泽、颜色和条痕； 3、 矿物的力学性质：硬度、解理、断口； 4、 矿物的密度、磁性等。 集 合体 ： 矿物晶粒的聚 合体称为集合体。 透 明度 ： 矿物透过可见 光的能力。 光 泽： 矿物对可见光的 放射能力。 颜

6、 色： 矿物吸收了白光 中某种波长的色光后所表现出来的互补色。 条 痕： 矿物粉末的颜色 。 硬 度： 矿物抵抗外力机截 作用的强度。 解 理： 在力的作用下， 矿物晶体沿一定方向发生破裂并产生光滑平面的性质。 3 断 口： 矿物受外力打击 后不沿固定的结晶方向断开时所形成的断裂面。 节 理： 是岩石中的裂隙 ， 是没有明显位移的断裂， 是地壳上部岩石中最广泛发育的一种 断裂构造。 劈 理： 变形岩石中能使 岩石易于沿一定方向劈开成无数薄片的面状构造。 线 理： 在岩石标本和露 头规模的小尺度 的透入性的线状构造。 硅 酸盐 矿物： 金属阳离 子与硅酸根化合而成的盐类矿物， 其结构中一个的周围

7、都有四个 氧，形状似四面体，称为 硅氧四面体。 第三章 岩 浆 作用 与 火 成 岩 火 成岩 ： 又称岩浆岩 ， 它是三大类岩石的主体，占地壳岩石体积的 64.7% ，它是岩浆冷 凝形成，是岩浆作用的最终产物。 岩 浆作 用 ： 是指岩浆的 发育、运动及其固结成岩的作用。 岩 浆： 地下高温熔融物 质称为岩浆。 喷 出作 用： 岩浆喷出地 表的作用称喷出作用，又称火山作用。 岩 浆的 类型 ： （一般根 据岩浆的 sio2 含量，对岩浆进行分类） 1. 超基性岩浆中sio2 含量65%。 火山经过连续多次喷发以后，其岩浆房空虚，火山锥体因失去支撑会发生崩塌和陷落； 同时， 后续的喷发活动可将

8、原有火山锥的上部炸毁， 结果均能造成比原有火山口大得多 的洼地，称为 破 火山 口 ；洼地常积水成湖，称为 火 山口 湖 。 世 界火 山的分 布 ： 1. 环太平洋火山带； 2. 地中海-印度尼西亚火山带； 3. 洋基火山带； 4. 红海沿岸与东非火山带。 侵 入作 用： 深部岩浆向 上运移， 侵入周围岩石而未达到地表， 称为 侵 入 作用 。 岩浆在侵 入过程中变冷、 结晶而形成的岩石叫 侵 入岩 。 侵入岩是被周围岩石封闭起来的三度空间 的实体，故又称 侵 入体 。包围侵入体的原有岩石称围岩 。 同 化作 用 ： 岩浆熔解围 岩，将围岩改变成为岩浆的一部分，称为同化作用。 4 混 染作

9、用 ： 岩浆因同化 围岩而改变自己原有的成分称为混染作用。 结 晶分 异作用 ： 一种成 分的岩浆按矿物熔点的高低可依次结晶出不同成分的矿物， 并依 次形成不同种类的岩石，这种作用称结晶分异作用。 鲍 温反 应 系列 ： 在岩浆 结晶分异过程中， 矿物是按照两个系列结晶出来的， 一个是连续 系列，另一个是不连续系列 。 在连续反应系列中， 通过反应部分先结晶出来的矿物同剩余岩浆之间发生作用， 形成在 化学成分上存在连续变化，而其内部结构无根本改变的一系列矿物； 在不连续反应系列中， 通过反应形成既有化学成分差异， 也有内部结构显著改变的一系 列矿物； 上述两系列又联合起来形成一个不连续的反应系

10、列它们总称为鲍温反应系列。 火 山岩 基本矿 物： 长英 质矿物 （浅色矿物） 和 铁镁质矿物 （暗色矿物） 构成火山岩基本 矿物。 伟 晶岩 ： 矿物晶体粗大 且晶形较完好的 长英质火成岩称为伟晶岩。 侵 入岩 的产出 状态 ： 即 产状，指其形状、大小及其与围岩的关系。 包括岩墙（岩脉） 、 岩床、岩盆、岩盖、岩基。 火 成岩 的结构 ： 火成岩 中矿物的结晶程度、 晶粒大小与形态及晶粒间的相互关系称为火 成岩的结构。 根据矿物晶粒的大小， 火成岩的结构可分为粗粒、 中粒、 细粒； 这些结构 用肉眼均可以识别，统称为 显晶质结构；用肉眼难以识别者称为 隐晶质结构 。 火 成岩 的构造 ：

11、是指火 成岩中矿物集合体的形态、 大小及相互关系。 有块状构造、 流动 构造、气孔构造、层状构造。 火 成岩 的主要 类型 （火成 岩的 鉴定方 法） ： 不同火成岩的差别主要表现在矿物成分、 不同矿物的相对含量、 岩石的结构和构造 方面，控制上述差别的基本因素 则是岩浆的成分及冷凝环境； 根据火成岩的sio2 的含量可以把火成岩分为超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩； 根据岩浆的冷凝环境火成岩可分为侵入岩和喷出岩， 侵入岩可分为深成侵入岩和浅 成侵入岩。 火成岩的肉眼命名 主要是根据岩石的矿物成分、颜色、结构与构造。 岩 浆的 形成 ： 组成地壳的各种岩石，以及来自地幔顶部的一部分物质是形成各

12、类岩浆的物质来 源； 高温是使岩石融化的基本因素 ， 当温度达到 600 度时有少许物质从岩石中熔出， 800 度时产生酸性成分的熔融物，1300-1350 时产生中性成分的熔融物，1400 度且样品成分 符合要求时可产生基性成分的熔融物； 压力和水分的含量对岩石熔融有很大的控制意义 ， 压力是阻碍岩石融化的因素， 压 力增大能提高岩石熔点， 压力降低， 能降低岩 石熔点， 岩石熔化是如有足够的水分参加， 就能够降低岩石熔点，起到与压力相反的作用。 5 分 熔（ 部分熔 融） ： 岩 石熔化的过程如同岩浆结晶的过程一样是有“分异”的，也就是 分级进行的，同一种岩石在不同温度条件下熔出不同成分的

13、熔融体，易熔成分现融化， 温度升高到相当程度时， 岩石完全熔化， 且熔 融成分从酸性向基性逐渐发展， 这种分级 熔化的现象称为分熔，它是岩石熔化过程的重要特征。 大 地热 流（热 流） ： 地 球内部是热的，内热外流称为大地热流（热流） 。 常 温带 ： 地下一定深度 上， 温度常年不变， 其 温度与当地年平均气温一致， 此深度称为 常温带。 地 热增 温率 （地 温梯 度） ： 常温层一下的温度 随着深度增加而增加， 深度每增加 100m 地 温增加的度数称为地热增温率（地温梯度） 。 地下达到一定深度后， 地温梯度减小 ； 深度增加伴随着压力增加， 而压力增加岩石 难于熔化，但岩石在高压下

14、其导热能力增加。地幔中并不存在一个连续的岩浆层。 地热在水平方向上的差异对于岩浆的形成有重要意义， 也是火山作用和岩浆活动空 间分布不均的重要原因之一。 地 热成 因： 解释地热的 成因有 重力分异说和放射热说 ； 重力分异认为地球由冷的星际物 质相互吸引聚集而成；放射热说认为地球的内热是由放射性元素衰变而产生。 第四章 外 力 地质 作 用 与 沉 积 岩 沉 积岩 的研究 意义： 沉 积岩占地壳岩石总面积的 7.9%， 它主要分布在地壳表层， 在表层 的三大类岩石中，它的面积占 75%，是最常见的岩石；沉积岩中赋存有煤、石油、天然 气以及其它许多金属及非金属矿产，具有重要的经济价值。 外

15、力地 质作用 ： 固体地 球被大气圈、 水圈、 生 物圈所包围， 外力地质作用是由构成这三 圈的大气、 水、 生物与构成地壳的岩石相互作用的结果。 沉积岩是外力作用形成的最终 产物。 科 里奥 利效应 ： 北半球 上一切运动的物体其运动方向均向右偏， 南半球的均向左偏， 称 为科里奥利效应，它对大气的运动方向（流水的运动也相同）发生重要影响。 大 气圈 的重要 地质 意义： 1. 大气中的成分是许多地质作用得以发生的物质因素； 2. 大气圈是生命的保护层； 3. 由于大气圈的存在，地球表面才具有适宜的温度； 4. 风的作用。 引 起外 力地质 作用 的能源 主要是太阳能 、重力 能 、日月引力

16、能。 外 力地 质作用 的类 型： 1. 风化作用； 2. 剥蚀作用； 3. 搬运作用； 6 4. 沉积作用； 5. 固结作用。 固 结成 岩作用 ： 使松散 的沉积物变为坚硬的沉积岩的作用称为固结成岩作用， 包括压固 作用、胶结作用、重结晶作用以及矿物生长作用。 分 选性 ： 碎屑颗粒粗细 的均匀程度称为分选性。 磨 圆度 （圆度 ） ： 碎屑 颗粒棱角的磨损程度称为磨圆度（圆度） 。 沉 积岩 的结构 ： 是指沉 积岩颗粒的性质、 大小、 形态、 及其相互关系 。 主要有碎屑机构 和非碎屑结构。 沉 积构 造： 是指沉积岩 形成时所生成的岩石的各个组成部分的空间分布和排列形式。主 要有 层

17、理、递变层理 、波痕、泥裂、缝合线、 结核、印模(识别岩层层序是否正确)。 第五章 变 质 作用 与 变 质 岩 变 质作 用 ：岩石在基本 上处于固体状态下，受到温度、压力及化学活动性流体的作用， 发生矿物成分、 化学成分、 岩石结构与结构变化的地质作用称为变质作用。 没有足够的 时间，变质作用不会发生或不明显。 变 质与 岩浆作 用异 同 ： 岩石变质基本上未发生熔融， 原岩未失去整体性， 如果原岩受热全面熔融变为岩浆 然后与岩浆冷凝结晶成岩，这种新岩石就是火成岩，从原岩是否遭受熔融这一角度看， 变质作用与岩浆作用的界限是清楚 的， 但是， 如果引起变质作用的温度很高， 达到岩石 在该压力

18、下的熔点， 那么变质作用就会转变为岩浆作用， 因此变质作用与岩浆作用可以 有发展上的联系。 变 质与 沉积作 用异 同 ： 引起变质作用的温度、 压力等因素， 主要来自地球内部， 与此相应， 变质作用主要 发生在地表以下一定深度， 而沉积的形成作用与大气、 水、 生物等外因有关， 且发生在 地球 的表层， 这是变质作用与沉积作用的基本差别 沉积岩形成的固结成岩作用阶段， 是 在沉积物被埋藏以后发生的， 这也与上覆沉积物的压力和地下的一定温度有关， 变质作 用与固结成岩作用 在受到温度、 压力、 的作用等方面有相似之处， 不过后者较前者的形 成温度与压力低，深度小。 变 质作 用 温度 ： 变质

19、作 用发生 150160 度至 800900 度， 低于这一温度属于固结成岩 作用， 高于这一温度属于岩浆作用。 变质作用温度的来源主要是地热、 岩浆热、 地壳岩 石断裂。 变 质作 用 压力 ： 分为静 压力、流体压力及定向压力。 静压力： 由上覆岩石重量引起的，它随着深度增加而增大。 流体压力： 通过循环于岩石空隙中的流体形成的。 定向压力： 是作用于地壳岩石的测向挤压力， 具有方向性 ， 且两侧的作用方向相反， 它 7 们可以在同一直线上，也可以不在同一直线上，前者称为 挤压力 ，后者称为 剪压力 。 化 学性 流体： 成分以 H2O 、CO2 为主并含有其它一些易挥发、易流动的物质，是

20、活跃的 化学物质，它们积极参预变质作用的各项化学反应，并控制反应过程。 交 代作 用 ： 某些成分的 原子、离子、分子从原岩中带出，而另一些成分的原子、离子、 分子从外部带入，从而使岩石的化学成分与矿物成分发生改变这种作用 称为交代作用。 变 质矿 物： 变质岩常具 有某些特征性矿物， 这些矿物只能由变质作用形成称为变质矿物。 火成岩和沉积岩的结构通过变质作用可以全部消失或者部分消失，形成变质岩的结 构，变质岩的结构分为 变晶结构和变余结构。 变 晶结 构： 由矿物重结 晶而形成的结构称为变晶结构， 其中的晶粒称为变晶。 变晶可大 可小，粒径可以均匀（等粒变晶）分布，也可以参差（斑状变晶）分布

21、。 变 余结 构： 变质岩中部 分保留原岩的结构称为变余结构， 如变余砂状结构、 变余斑状结 构。 火成岩和沉积岩的构造通过变质作用可以全部消失或者部分消失，形成变质岩的构 造，变质岩的构造分为 变成构造和变余构造。 变 成构 造： 通过变质作 用而形成的构造， 有斑点状构造、 板状构造、 片理状构造、 片麻 状构造、块状构造。 眼 球状 构造 ： 具有片麻 状构造的岩石其矿物的颗粒较粗， 其长石特别 粗大， 好似眼球称 为眼球状构造。 变 余构 造： 变质岩中残 留的原岩构造， 由火成岩变质而成的岩石称为 正变质岩 ， 由沉积 岩变质而成的岩石称为 副变质岩 。 变质 作用的 类型 ： 接

22、触变质作用、区域变质作用、混合变质作用、动力变质作用。 接 触变 质作用 ： 发生在 火成岩 （主要是侵入岩） 与围岩之间的接触带上并主要由温度和 挥发性物质所引起的变质作用称为接触变质作用。 接 触交 代变质 作用 ： 是 在温度与化学活动性流体两种因素共同作用下发生的交代作用。 其代表性的变质岩是 矽卡岩 。 区 域变 质作用 ： 在广大 范围内发生， 由温度、 压力以及化学活动性流体等多种因素引起 的变质作 用。 混 合岩 化作用 ： 它是变 质作用向岩浆作用转变的过渡性地质作用， 岩石在高温受热发生 部分熔融并形成酸性成分的熔体和地下深部分泌出的热液沿着已形成的区域变质岩的 裂隙或片理

23、渗透、 扩散、 贯入， 甚至和变质岩发生化学反应形成新的岩石， 这就是混合 岩化作用， 混合岩化作用所形成的岩石称为 混合岩 ， 变质岩称为 基体 ， 熔体和热液称为 脉体 。 动 力变 质作用 ： 又称 破裂 变质 作用 ， 它的发生 与剪切力引起的断裂活动有关， 在地壳的 表层表现为岩石的破裂， 在地壳的较深部位表现为岩石中矿物颗粒发生塑性变形、 重结 晶以及形成新矿物。 8 第六章 地质年 代 地 质年 代： 地质年代有 两层意义， 一是地质体形成或地质事件发生的先后顺序， 另一是 地质体形成或地质事件发生距今的时间，前者称为 相 对年 代 ，后者称 为 绝 对年 代 。 地 层层 序律

24、： 原始产出 的地层具有下老上新的规律称为 地层层序律（ 称叠置原理） ，它 是确定地层相对年代的基本方法。 生 物层 序律： 是根据化 石来判断地层的新老关系， 不同年代的地层含有不同种类的化石， 同一年代的地层含有相同 种类的化石， 同时生物的进化是有规律的， 地层年代越新， 含 有的生物越高级这种关系称为生物层序律。 化 石： 埋藏在岩层中的 古代生物遗体或遗迹称为化石。 标 准化 石 ： 对于研究地 质年代有决定意义的化石， 具有在地质历史中演化快、 延续时间 短、特征显著、数量多、分布广等特点这种化石称为标准化石 。 切 割律 ： 切割者新，被 切割者老；包裹者新，被包裹者老。 地

25、质体 的同位 素年 龄： 就是包含在该地质体中与该地质体同时形成的矿物的同位素年 龄。 各 个代 、纪的 延续 时间不 同的 原因： 年代越老者延续时间越长， 年代越新者延续时间越短 ， 造成这一情况的原因一个是 年代越新者保留下来的地质记录越全、 划分的越细致； 另一个是地质年代划分考虑到生 物进化的阶段性，是与生物进化速度逐步加快有关。 第七章 地 震 及地 球 内 部 构 造 地 震： 大地的震动； 发 源于地下某一点称为震源 ；地面上离震源最近的一点称为震中。 海 啸： 在海底或滨海地 区发生的强烈地震能引起巨大的波浪称为海啸。 地 震的 类型： 1、 根据地震成因分为构造地震（断裂地

26、震） ，火山地震，陷落地震； 2、 根据震源深度分为深源地震，中源地震，浅源地震，破坏性最大的地震都属于浅源 地震。 地 震波 ： 岩石震动是通 过岩石的质点以弹性波形式传播的， 从震源中产生的弹性波称为 地震波。 地 震波 的类型 ： 根据 地 震波的传播方式分为纵波、横波、表面波。 地 震仪 ： 记录地震波的 仪器。 地震 谱：由地震仪记录 下来的震动是一条具有不同起伏幅度的曲线称为。 9 震 中位 置的求 法： 纵波与横波到达同一地震台的时间差， 即时差， 与震中离地震台的距离成正比， 离 震中越远，时差越大 ，由此可求出震中离地震台的距离，即震中距； 根据三个不在一条直线上的地震台所得

27、的震中距用三点交绘法即可求出震中位置。 震 级： 是衡量地震绝对 强度的级别， 震级的计算是取距震中 100 公里处由标准地震仪记 录的地震波最大震幅的对数值；震级与释放的能量的关系是对数关系。 地 震烈 度： 地震对地面 的破坏程度；烈度相同点的连线称为等震线。 地 震的 震级与 烈 度 是度量 地震 强度的 两种 不同方 法 ； 1、 同一地震只有一个震级，烈度则随离震中或震源的距离而不同 ； 2、 同一震级的地震在不同的地区造成不同烈度的破坏，而且同一地点、同一震级的地 震，其震源越浅，造成的破坏越大，烈度越高。 地 震的 分布 ： 环太平洋 地震带 、地中海-印尼地震带 、洋基地震带。

28、 地震波通过地球内部后再回到地面，能够被地震仪所接收，供人们研究，研究中所 运用的 基 本原 理 ： 地震波在不同密度和刚性程度的介质中传播的速度不一致； 在地下压力很高的情况下，固体物质的密度越大，地震波的传播速度越快； 地震波遇到两种不同 物理性状介质的介面时，要发生反射与折射； 在液体介质中横波不能通过，纵波虽然能通过但其速度降低。 地 球内 部层圈 ： 由地壳 、 地幔、 地核组成， 地 壳与地幔是由 莫霍面 分开， 地幔与地核是 由 古登堡面 分开。 大 陆地 壳与大 洋地 壳之间 的差 别 ： 陆壳位于大陆， 占地壳面积的三分之一； 其厚度大， 平均 35km， 高山 区最厚可达

29、60-70km ， 平原区最薄近于20km ；陆壳成分接近于火成岩，其下层为深变质岩，表层多沉积岩； 陆壳的形成年代老， 内部构造很复杂 ， 地壳中最古老的岩石仅产于陆壳之中。 洋壳位于 大洋底， 占地壳面积的三分之二； 其厚度小 一般 5-10km， 平均7-8km； 洋壳由玄武岩组 成，表层有不厚的沉积物。 均 衡原 理 ： 高山下面地 壳厚， 平原下面地壳薄， 即地势的起伏同莫霍面的起伏呈镜像关 系， 是为均衡现象， 均衡现象产生的原因是设想在地幔顶部存在某个平面， 即 补偿基面 ， 在此面以上各个柱体因其物质的总重量相等， 故它们能保持重力的平衡， 均衡现象是相 对的 ，内外地质作用都

30、在不断打破均衡现象。 第八章 海 底 扩张 与 板 块 构 造 板 块构 造学说 ： 魏格纳 认为大约在距今 150Ma 前地球表面有个统一的大陆， 称为联合古大陆， 大陆是由 比重较小的花岗岩层组成的， 大陆在比 重较大的玄武岩层之上漂浮和移动， 一旦大陆发 生分裂而漂移，玄武岩层便出现在大陆间的大洋底部 休斯 认为古大陆不是一个而是两个， 北半球的一个称为劳亚古陆， 南半球的一个称为冈 10 瓦纳古陆，其间有古海洋称为古地中海（特提斯海） 。 大陆漂移说的主导思想是正确的， 但是刚性的花岗岩层不可能在刚性的玄武岩层上 漂移，潮汐摩擦阻力与离极力太小，不足以引起大陆漂移。 霍 尔姆 斯的地

31、幔对 流说 ： 他认为大陆漂移可以用地幔对流说解释。 岩石导热性不良， 放射性热能在地球内部发生不均匀聚集， 结果地幔下层的物质受 膨胀变形而上升， 地幔上层温度相对低 而密度大的物质则下降， 两者构成 封闭式的循环 流动； 在对流的早期阶段， 上升的地幔流到达原始大陆中心部分， 然后分成两股， 并朝 相反方向流动， 从而将大陆撕破， 并使分裂开来的块体随地漫流漂移， 其间便形成海洋； 上升的地漫流因压力逐渐降低而熔化成岩浆， 这些岩浆组成了洋底与岛屿； 地漫流的前 缘碰到从对面来的另一地幔流时， 就转向下流， 从而将大陆块体的底部向下牵引， 使大 陆边缘受到挤压而成褶皱， 当对流停止时， 褶

32、皱体因均衡力而上升成山脉， 与褶皱形成 的同时地漫流把洋底的玄武岩 也往下拖拽，从而形成海渊（海沟） 。 洋 脊： 是绵延全球各大 洋底 的巨大山脉； 洋脊轴部发育有许多纵向断裂和深谷 （裂谷） ， 这种现象是岩石圈破裂张开的一种表现。 洋 脊地 震带的 特征 ： 洋脊是重要的地震带， 这里地震频繁， 震级低， 震源浅 ， 这说明岩石圈沿裂谷带处 在不断拉张中， 持续的引张力导致了低震级而高频率的地震， 引张力作用只发生在地表 以下不深的部位，故为浅源地震。 洋 脊上 沉积物 的分 布特征 ： 沉积物在裂谷带中极薄， 有的部位甚至缺失， 向两坡方向对称式逐渐增厚； 洋底沉 积物最厚 只有500

33、-600 米；洋底沉积物的年龄不超过侏罗纪。 两 种大 陆边缘 ： 大陆边 缘是大陆与海洋的过渡地带， 大陆边缘 有两类， 一类是 稳定大陆 边缘 ，另一类是活动大陆边缘 。 稳定大陆边缘： 由陆架、陆坡、 陆隆组成。 比 鸟夫 带 （消 减作 用而成 ） ： 在海沟岛弧（ 山弧）系中深度由浅到深的一系列震源排 列成为由海沟向大陆倾斜的面称为比鸟夫带； 比鸟夫带是大洋板块向大陆板块下面俯冲 的构造带， 故又称为俯冲带； 大洋板块在俯冲过程中发生部分熔融， 在达到 600km 深度 后才发生全部熔融 ， 熔融物上升便引起火山作用， 形成火山弧， 俯冲板块在未全部熔融 前具有刚性， 故能在俯冲的动

34、力作用下发生破裂引起地震， 深源地震才得以在俯冲板块 的前端发生。 碰 撞造 山带 ： 随着大洋 板块的俯冲消减殆尽， 洋壳两侧的大陆便发生碰撞、 挤压、 隆起、 ， 形成高大的山链称为碰撞造山带。 边 缘海 ：岛弧和大陆之 间的海域。 海山 ： 洋底上有隐没在 水下的玄武岩质或山高地， 称为 火山， 露出海 面的就是 岛屿，具 有平顶的大部分海山称为 海底平顶山或盖伊特 。 11 热点 ： 从海山的排列及 其年龄变化的规律性可以推断， 地幔顶部存在者某种热源称为热 点， 热点是地幔深部热而轻的物质呈柱状上升到岩石圈底部而形成的， 上升的地幔物质 柱体称为 地 幔柱 。 海 底热 流值的 分配

35、 规律 ： 洋脊轴部热流值极高， 海沟热流值极低。 地热主要是来源于 放射性元素的 衰变， 而 放射性元素的含量在花岗岩中多， 在玄武岩中少， 洋底的热流除了由玄武岩本身的放射 热提供外，还从以下两方面得到了补充： 一方面软流圈顶面的位置在洋底下面比在大陆下面更接近地表； 另一方面地幔的高 温物质不断沿裂谷带上涌使洋脊轴部热流值提高； 而海沟的情况相反， 大洋板块向下潜 没，软流圈的顶部下落，而且板块因不断失热而变冷，故热值很低。 海 底扩 张 ： 由地幔中放 射性元素衰变生成的热， 使地幔物质以每年数厘米的速度进行大 规模热循环， 形成对流圈， 它作用于岩石圈， 成为推动岩石圈运动的主要动力

36、 ； 洋脊部 是地幔物质的上涌部位（对流圈的上升部位） ，即离散带，海沟是地幔物质的下降部位 （对流圈的下降部位） ，即敛合带。 海 底扩 张的要 点 ： 洋底 的洋脊裂谷带形成， 接受分裂， 并不断向两侧扩张， 同时老的洋 底在海沟处潜没消减， 因而洋底不断更新； 洋底的扩张是由于刚性的岩石圈块体驮在软 流圈上运动的结果，运动的驱动力是地幔物质的热对流，洋脊轴部是对流圈的上升处， 海沟是对流圈的下降处， 如果上升流发生在大陆下面， 就导致大陆的分裂和大洋的启开。 磁 场强 度 ： 地磁场上任 何一点都有磁力的大小， 称为磁场强度， 单位 为奥斯特 ， 地磁场 一般只 有十分之几的奥斯特。 地

37、 磁场 转向 ： 地质历史 中地磁极的南北在不断交替 ， 称为地磁场转向， 有的时候地磁南 北极向与现在一致， 有的时期相反， 前一种情况称为正向， 后一种称为反向； 保持一定 的地磁极性的大阶段称为 期，每个期内包含的短期转向阶段称为 事件 。 海 底地 磁条带 ： 海底地磁测量发现， 在垂直 于洋脊脊轴方向的一系列剖面中， 确实存在 着对称式分布的玄武岩磁性条带， 而且各磁性条带的宽度和地磁场转向期与事件的持续 时间长短成正比关系； 海底地磁条带证明了海底扩张的存在， 将玄武岩磁性条带宽度所 代表的距离除以该条带的时间跨度就能够计算出 海底扩张的速度， 大约每年数厘米； 根 据海底扩张的速

38、度和海底的宽度就可以计算出整个洋底不同部分的年龄， 最老的海底为 侏罗纪，它和实测的年龄数据十分吻合。 转 换断 层 ： 洋脊被一系 列横向断裂切割， 这种断裂称为转换断层， 它是指断层的运动方 向和运动性质在断层的两端发生了转换， 由平错变化为拉开， 表现为以轴脊为界， 左右 两侧的地质体整体地作同步的分离运动。 海 洋的 开闭旋 回 （ 威尔逊 旋回） ： 海洋作为巨大的盆地是由大陆裂开与扩张而成； 对转换断层进行了充分研究的加拿 大学者威尔逊认为大陆分裂到大洋形成， 然后从大洋收缩到大洋关闭和消失 ， 是构成连 续演变的过程： 萌芽阶段、 幼年阶段、 成熟阶 段、 收缩阶段、 结束阶 段

39、、 大陆碰撞阶段 。 地质 上将海洋开闭的过程称为威尔逊旋回。 12 板 块构 造的含 义 ：刚性 的岩石圈分裂成为许多巨大块体（板块） ，它们驮在软流圈上作 大规模水平运动，致使相邻板块相互作用，板块的边缘便成为地壳活动性强烈的地带。 板 块划 分的依 据 ： 依据是板块边缘具有强烈构造活动性，具体表现为强烈的岩浆活动、地震活动、构 造变形、变质作用以及深海沉积作用；而板块内部的构造活动性微弱的多。 洋脊扩张带是离散性的板块边界，它是一种生长性的板块边缘； 消减作用带位于海沟，它是聚敛性的板块边界 ，是一种消减板块边缘； 转换断层是一种特殊类型的板块边界，在此边界既无板块增生也无板块消减，而

40、是 相邻两个板块作剪切错动； 在大陆内部还有一种特殊的消减作用边界即 地缝合线， 它是两个大陆之间的碰撞带。 全 球板 块的划 分： 根据 板块划分依据可以将全球划分为以下板块： 南-北美洲板块， 太 平洋板块 ，欧亚板块 ，非洲板块，澳大利亚- 印度板块，南极洲板块。 地体 ： 又称 构造地层地 体 它是由统一而连贯的地质作用所形成的地质实体 ， 相邻地体在 成因上与演化上均无内在联系并恒以断层为界， 地体都是外来的； 在运动 过程中两个或 两个以上的地体可以联合成为一个整体称为 复合地体 。 第九章 风 化 作用 风 化作 用的种 类 ：物理 风化作用，化学风化作用，生物风化作用。 物 理

41、风 化作用 ： 又称机 械风化作用， 它是地表岩石发生机械破碎而不改变其化学成份也 不形成新矿物的作用。 它的过程主要方式有矿物岩石的热膨胀冷缩、 冰劈作用、 层裂 （卸 载作用） 、盐分结晶的 撑裂作用。 化 学风 化作用 ： 是指地表岩石在水、 氧及二氧化碳的作用下发生化学成分变化， 并产生 新矿物的作用。 它的主要作用方式有熔解作用、 水化作用、 水解作用、 碳酸化作用、 氧 化作用。 生 物化 学作用 ： 是指生 物活动对岩石所起的机械的或化学的破坏作用。 它的主要表现为 生物的新陈代谢作用及生物遗体腐烂分解的产物引起岩石的解离，还有根劈作用。 控 制岩 石风化 特征 与风化 速度 的

42、因素 ：气候、 地形条件、岩石的特征。 差 异风 化 ： 如果抵抗风 化能力不一致的岩石共生在一起， 则抗风化能力强的岩石突出地 表，抗风化能力弱的岩石凹入，这种现象称为差异风化。 风 化壳 ： 风化的产物成 为一个部联系的薄壳覆盖在基岩上称为风化壳， 被较新岩层覆盖 而保留下来的风化壳称为 古风化壳。 土 壤： 通过生物风化作 用而形成的含有腐殖质的 松散细粒物质称为土壤。它由 表土层、 沉积层（称为土体） ，轻微风化的基岩或沉积物（ 称为母岩层或母质层 ） 。 第十章 河 流 及其 地 质 作 用 河 流的 形成过 程 ：河流 是由片流、洪流逐渐发展而成的。 13 片流 ： 降水向下沿自然

43、 斜坡均匀流动， 其流速小、 水层薄， 水流方向受地面起伏影响大， 无固定流向，成为网状细流称为片流。 洪流 ： 随着片流的进一 步发育， 更多的水层向沟槽集中， 并以其较大的能量 刷深和扩大 沟槽，片流就转变成现状流水称为洪流。 冲 积扇 ： 洪积物在沟口 往往呈扇状分布， 扇顶在沟口， 扇形向山前低平地带展开称为冲 积扇。 洪 积平 原 ：一系列冲积 扇相互联结， 形成山前的平坦地形称为洪积平原。 河流 的地质 作用 主要有 侵蚀 、搬运 、沉 积 。 河 流的 侵蚀作 用 ：河流 以自身动能并以其搬运固体物质破坏河床称为河流侵蚀作用。 侵蚀作用的方式：溶蚀作用、水力作用、磨蚀作用。 下

44、蚀的 原因： 下蚀又称 低蚀，是指河水向下侵蚀刷深河床； 下蚀原因主要有顺坡而下的流水具有垂直向下的运动分量，坡度越陡下蚀能力越 强；在河底滚动和跳跃的砾、砂，不断撞击河底，河底加深很快，洪水期尤其明显。 锅 穴作 用 ：是由流水中 急速旋转的涡流所引起的，它促使砾石像钻具一样作用于河底， 河底上被钻出的坑称为锅穴。 侵 蚀基 准面 ： 海平面及 由海平面向大陆内引申的平面称为侵蚀基准面； 不直接入海的河 流以其所注入的水体表面如湖水水面、 主流的水面等为其侵蚀基准面称为局部侵蚀基准 面。 河 流的 纵剖面 ： 是指河 流从源头到河口沿着中线的剖面， 常常用河底纵向上不同高度点 的连线表示。

45、河 流的 平衡剖 面 ： 由于 下蚀和溯源侵蚀作用河床上的突起被削去， 凹坑被填平， 急流和 瀑布消失，河流纵剖面逐渐演变成为平滑的曲线称为河流的平衡剖面。 发 生旁 蚀的原 因 ： 旁蚀又称为侧蚀是指河水冲刷河床两侧以及谷坡使河床左右迁徙， 谷坡后退， 河床 及谷底加宽。 主要原因有弯道 离心力的作用、科力奥利效应。 （北半球偏右，南半球偏左） 自 由河 曲 ： 在平坦宽阔 的冲积平原上流动的河流， 其弯道的演化可自由而充分， 这种河 流弯道称为自由河曲。在自由河曲中，河湾绕环的地带称为河曲带。 牛湖 ：河道截弯取直以 后原来的河湾被废弃，并堵塞成湖称为牛湖。 水系 ：将主流与其支流 以及支

46、流的支流等联结而成统一的系统称为水系。 分 水岭 ：流域与流域之 间由山体或高地所分开，这种分开相邻流域的高地称为分水岭。 14 河 流袭 夺 ： 一条河流向 上坡加长的结果可以交切另一条河流， 将后者上游的河水截夺过 来这种现象称为河流袭夺。 流 水质 点的运 动方 式 ： 一种是质点呈平行层状，不互相混合，流动的层与层之间接线不交错称为 层流 ； 一种是质点以复杂的流线形式交错，质点相互混合称为 紊流 。 流 水搬 运物质 的方 式： 拖运 （滚动，滑动，跳动） 、 悬运（漂浮） 、溶运 （熔解，离子的方式） 。 沉 积作 用发生 的原 因 ： 一、河流的不同部位流速发生变化； 二、河流流

47、量随气候或季节而变化； 三、搬运物增加，负荷过重； 四、局部地段河底变平坦，涡流减弱引起河流沉积。 加 积作 用 ： 如因山崩、 滑坡以及洪水注入等均可使河流超负， 河水的能量不足以将其搬 运， 较粗的碎屑物便在河 床中沉积下来， 从而抬高河床， 这种作用称为加积作用； 河床 因加积作用而抬高， 并变为宽而浅平， 河水在宽浅的河床上流过会发生频繁的分散与汇 集形成 辫状河 。 冲 积物 的特征 ： 风选性较好、 磨圆度较好、 成 层性较好、 韵律性、 具 有流水成因的沉积 构造。 三 角洲 ：河口部位的沉 积体。 我国黄河三角洲呈扇形， 是因为黄河在近海处的松散层中形成许多分流， 河道围绕三角

48、 洲起点左右摆动，频繁改道，通过分流的沉积将三角洲不断向渤海方向推进； 我国长江三角洲呈鸟嘴状， 是因为长江只有一条主流入海， 其主流的沉积量超过波浪的 搬运量，故以主流沉积为主形成 三角洲。 河 流阶 地： 已形成河漫 滩的河流因去均夷化作用而重新下蚀时， 原来的谷底呈阶梯状残 留在新的谷坡上，成为在河谷两坡的阶梯状地形。 河 流的 发育同 地质 构造的 关系 ： 河谷的位置与取向受局部性地质构造控制， 大区域内河 流的展布受到板块构造的控制。 准 平原 ： 地面相对平缓 ， 仅有微弱波状起伏， 残存一些由抗风化剥蚀强的岩石构成的孤 山，大部分地区被较薄的松散沉积物覆盖这种地面称为准平原。

49、夷 平面 ： 准平原因随后 的地壳上升而抬高， 再受流水侵蚀切割而成为山地， 在山顶残留 着准平原的遗迹，即平坦的顶面，范围可大可小，面上可以见到 砂、砾等松散沉积物， 而且一系列向的平坦山顶大致位于同一高度， 它们代表了地质时期中准平原的表面称为 夷平面。 15 第十一章 冰 川及 其 地 质 作 用 冰川 ：是在重力影响下 由雪源向外缘慢移动着的冰体。 雪线 ：常年积雪区的下 界称为雪线。 雪 线的 高度受 那些 因素的 影响 ： 气温 ：雪线高度与气温成正比； 降雪量 ：对于冰川的形成，丰富的降雪量比严寒的气候更为重要； 地形 ： 陡坡上雪难于积累和保存， 雪线位置较高， 缓坡或平坦地带雪易停积， 雪线位置 较低，其次不同坡向和降雪量不同，也影响雪线位置。 冰 川运 动的主 要因 素： 重力和压力。 冰 蘑菇 ： 如冰面上有巨 大的砾块存在， 石块可保护下面的冰体， 延迟其消融的过程， 而 周围冰体则快速消融，久之形成冰蘑菇，即一个冰柱托着一块大 飘砾； 当砾石跌落后， 冰柱逐渐消融变细，可以形成似尖塔的冰林称为 冰塔 。 冰 川的 类型 ： 大陆冰川 ， 呈面状展布， 延展面积可达几百万平方公里以上， 冰层厚度达数千米， 压力 巨大，冰川向四周流动，可以越过较大的地形障碍，做向上运动； 山岳冰川 ，又称阿尔卑斯式冰山，主要分布在中低唯独的高山地带。