基础地质学第一章——地球概论.doc

第一章 地球概论
本章主要内容
第一节 地球概述
介绍地球在太阳系中的位置，地球的形状大小及地球物理特征、圈层结构等基本特点
第二节 地质作用
介绍地质作用的概念及作用类型
第三节 地球的年龄及地质年代
地球年龄、地质年代的概念、地质年代的单位和地质年表

第一节 地 球 概 述
q 地球的位置
q 地球的基本参数
q 地球的主要物理性质
q 地球的圈层构造
q 地球表面的地形
图片1-1 地球在宇宙中的位置
图片1-2 人造卫星拍摄的地球图片
一 地球在太阳系中的位置
（一）、太阳系(solar system)
太阳系是以太阳为中心的一个天体系统。它包括了质量和体积最大的太阳，居于整个体系的中央，能自己发光和辐射热能。围绕着太阳的是九大行星，由内往外是水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星和海王星等，以及位于火星和木星间的小行星和轨道不同于其他行星的彗星，也包括某些行星所拥有的为数不多的卫星，所有这些行星均围绕着太阳转动称公转，同时各自又在作自转。但它们自己都不能发光，只能反射太阳光。相对于太阳来说，所有行星的体积和质量都是很小很小的。太阳的体积为地球的130万倍，质量为地球的33.3万倍，密度为地球的l／4。
太阳系行星从内向外为：水金地火木土天海
PS：2006年8月24日国际天文学联合会将传统九大行星之一的冥王星视为非行星，而将其列入“矮行星”
图片1-3 太阳系
（二）、地球的形状与大小
一般所说的地球形状与大小是指地球外壳及其表面水体的轮廓，从卫星拍摄的地球影像来看，地球为一球形体。
图片1-4 地球
概略地说，地球是一个旋转的三轴椭球体，或近似的扁球体，其表面起伏不平，人们以大地水准面(平均海平面)来理想地圈出一个完整的球体，作为地球形态的几何图形。
1975年第十六届国际大地测量和地球物理学会(IUGG)决定采用的数据如下：
地球形状基本参数
赤道半径：6378.137km 表面积：5.1007*108km2
两极半径：6356.779km 体 积：1.0832*1012km3
平均半径：6371.012km 赤道周长：40075.24km
最高点：8848.13M （8844.43） 最低点： -11033M（马里亚纳海沟）
海陆分布： 海71％ 陆29％
根据以上参数绘制的地球实测形状类似于一个略扁的梨形（三轴椭球体）。
1. 南半球比理想椭球体表面略低，南极向内凹约30km ,北半球略向外凸，北极向外凸出10km;
2. 赤道面呈椭圆形，长轴较短轴长430km;
3. 极半径要比赤道半径短20km左右;
图片1-5 大地水准面与扁球面
二 地球的主要物理性质
q 地球的密度
q 地球的压力
q 地球的重力
q 地球的磁场
q 地球的温度（地热）
q 地球的弹塑性
q 地球的电性
地球的主要物理性质指地表以下的整个固体地球内部所具有的密度、压力、重力、磁性、温度(地热)、电性、弹塑性、放射性等物理特性。研究地球物理性质是人们探索地球奥秘，了解地球内部动力活动的要求和结果。这是一个探索了很久但仍待深入的领域，研究方法除了直接通过深部地震资料和其它地球物理资料和表层探测之外，还可以通过高温高压实验和陨石等外星球物质的比较行星地质学的方法来推断和佐证。
（一） 密 度
依据万有引力定律，可以推算出地球的质量是5.98×1027g，再根据体积就可以算出地球整体的平均密度p=5.52g／cm3。而地球表层岩石的密度是可以直接测得的，其平均值为2.7g／cm3,地球内部密度更大。
迄今为止地球深处的物质密度仍然不能直接测得，而是通过对地震波的研究来计算的，因为地震波传播的速度与物质密度密切相关。不同学者所给出的地球深处的密度资料是不完全相同的，但基本特征是相似的,其中，布伦(K，E，Bullen)于1970年给出的地球内部密度分布模式如下表。
图片1-6 地球内部温度随深度变化
由表可见，地球内部物质的密度变化是有一定规律的，其总趋势是向深处增大，由地表的2.6g／cm3，可增至地心的13.0g／cm3，甚至更大。这说明地球内部物质处于高密集状态，或者说有高密度的物质存在，或者是处于高压条件下，很可能两个因素都有影响。
图片1-7 （书P28表2-4 详见密度）地球内部圈层和物理数据
（二） 压 力
地球内部物质从总体上说是处于高压状态的，岩石的重量是引起内部物质承压的主要原因。从表可以看出，压力是随深度递增的，地表岩石处于1个大气压(101325Pa)(1.01325×106dyn／cm2)下，到了地球中心则可高达3.64×1012dyn/cm2)，相近于350万大气压 (图) ，压力的作用可能导致地球深处物质存在状态的变化，也是引起地球某些内动力活动的原因之一。
图片1-8
压力随深度的增加率：
• 0-35km：压力较均匀地增大到1×109Pa，平均增加率为28·5×106Pa/km
• 35-2878km：压力从104atm增大到150×109Pa ，平均增加率为52×106Pa/km
• 2878-6371km：压力从150×109Pa增大到370×109Pa ，平均增加率为63.4×106Pa/km
（三） 重力
地球任何一点上的物质所受的重力是地球的万有引力和地球自转产生的惯性离心力的合力。因为离心力相对很小，只约等于万有引力的1／289，所以重力基本上就是引力，其方向也基本上指向地心。
图片1-9 图片1-10
（1）重力的本质来源是地球的引力；
（2）重力是一个表观的概念，是物体随地球一起转动时受到地球的视在的引力；
（3）重力等于物体受地球的引力和随地球绕轴转动所需向心力的矢量差。
重力在地球不同纬度和深度变化是比较复杂的：
• 地球表面的重力随纬度的增大而增大，根据计算和实测，在赤道海平面上的重力值为：978.07318cm/s2 ,在两极海平面上的重力值为： 983.2177cm/s2 ,后者比前者增加0.53%。而中纬度则逐渐过渡。这种变化是有一定规律的。国际上通常采用1967年提出的国际重力公式来计算：
g=978.0318(1+0.0053024sin2ψ－0.0000058sin2ψ)

• 另外重力还随海拔增大而减小，每升高1km , 重力值减小0.31cm/s2，减少量约为0.32%。
重力在地球内部的变化
影响重力大小的不是整个地球的总质量，而主要是所在深度以下的质量。
由于地壳与地幔的密度都比较小，从地表到地下2900km的核幔界面，重力大体上是随深度增加而略有增加，但有波动。在核幔界面上，重力值达到极大(约1069伽)，再往深处去,各个方向上的引力趋向平衡,重力值逐渐减少，直至变小为零。
图片1-11
书P28表2-4 详见重力
重力异常
实际测得的重力值与理论重力值之间的差值，称重力异常。
当实测重力值 > 理论重力值,称正异常
当实测重力值 < 理论重力值,称负异常
在埋藏有密度较小物质（如石油、煤、盐等非金属矿产）的地区，常显示负异常；而埋藏有密度大物质（如铁、铜、铅、锌等金属矿产）的地区，就显示正异常。所以人们就可以通过重力测量，来圈定重力异常的区域，寻找那些引起重力异常的非金属和金属矿产。这就是地质勘查中常用的重力探勘方法。
图片1-12 中国布格重力异常图
（四）磁性——地磁
• 人类很早就认识到了地磁这种地球物理现象。中国人对磁石能吸铁认识得最早，约在公元前5世纪成书的《山海经》中，已有磁石及其产地的记载。
• 在中国的战国时期，即公元前5世纪至公元前3世纪前后，出现了用磁石制成能指示方向的司南。
• 到北宋时期(960～1127)，对世界文明影响极大的指南针发明出来了。开始这指南针不是针，而是一条用铁片制成的“小鱼”。
图片1-13 指南鱼
1．地磁场 ： 地球是一个巨大的磁性体，在它的周围空间形成了一个具一定范围的由强到弱的磁场。地磁场的两极在地理的南北极附近，但不是正南北，地磁轴与地球自转轴斜交所成的夹角现在约为11.5º
1980年实测的磁北极位于北纬78.2度、西经102.9度（加拿大北部），磁南极位于南纬65.5度，东经139.4度（南极洲）(见书P19表1-1）
图片1-14 地球的磁场 图片1-15
2．地磁三要素
磁偏角 指南针所表示的方向正是磁力线在水平面上的投影，它与地理正北方向之间的夹角，称为磁偏角。即磁子午线与地理子午线之间的夹角。
磁偏角的大小和方向各地不同。如果磁力线方向在正北方向以东称为东编，在正北方向以西称为西偏。
我国东部地区磁偏角为西偏，甘肃酒泉以西地区为东偏。
磁倾角 指向南北的磁力线与地表的水平面之间，一般也是斜交的，在使用指南针时，表现为磁针一端的下垂及另一端的翘起。这个磁针北端与水平面的交角被称为磁倾角；通常以磁针北端向下为正值，向上为负值。
图片1-16 磁倾角图解
磁感应强度 地磁场中磁力作用的方向，可以通过磁偏角、磁倾角来表现，但不能表示磁力作用的大小。某一地点磁力大小的绝对值，用磁感应强度来表示。这必须用磁力仪来测定，一般以特斯拉作为计量单位。在地磁两极附近，磁感应的强度最大，可达60微特斯拉左右；在地磁赤道附近最小，约为30微特斯拉左右。
图片1-17 地球的磁场强度矢量
3．磁异常
磁异常是地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场，它也叠加在基本磁场之上。一个地点的磁异常可以首先通过对实测磁场强度进行变化磁场的校正，然后再减去基本磁场的正常值来求得。
• 地壳内含铁较多的岩石和富含铁族元素(Fe、Ti、Cr等)的矿体常可引起正磁异常。
• 而膏盐矿床，石油、天然气储层，富水地层或富水的岩石破碎带则常引起负磁异常。
• 因此，利用这种局部的磁异常可以了解地下的地质情况，也可用此方法进行找矿、勘探工作。
4．地球历史上的磁场
1895年居里先生(P．Curie，1859—1906)才揭开了磁场之谜。他发现一些磁性材料在温度升高到一定程度的时候就会失去磁性，在温度降低到一定程度的时候，又会重新获得磁性。这个使物质失去或获得磁性的温度临界点，被命名为居里点。不同的物质各有自己的居里点。
图片1-18 磁性才来的磁性特征与居里点
• 地壳岩石的居里点：温度一般为500—600℃，地壳内达到此温度的深度一般在20～30千米(近代火山活动或喷泉地区，居里点深度常仅为5千米左右)。因而，只有在地表附近的岩石，才可以在地磁场的作用下，获得永久的磁性。
剩余磁性：在地质时期中，地表附近的岩石(处在居里点温度之下)都被当时的古地磁场所永久磁化，岩石中的这种磁性就称为剩余磁性。
古地磁：
• 地磁极是围绕地理极附近作小幅度周期性迁移的；
• 从数千年以上的时间尺度来看，地磁极的平均位置可以看成与地理极基本上重合。根据这一原理，可以把地质历史时期的古地磁极近似地当作古地理极。
• 磁倾角与古地理纬度换算公式：tgΦ=1／2tgI (式中I为磁倾角，Φ为地理纬度)
• 这样，岩石在形成时期所产生的剩余磁化方向就可以用来大致确定古经线方向，用古磁倾角就可确定当时所处的古纬度。
例如，对我国华北与华南岩石样品进行古地磁测定，发现它们在5.5亿～4亿年时的古纬度都在赤道附近，后来才逐渐向北运移，到达现在的北纬20－40度的位置 。
5．地磁场翻转
在测定岩石的剩余磁场时，发现相当一些岩石的磁化方向与现在的地磁场方向相反，地磁场发生了180度的改变，原来的磁北极转变为磁南极，磁南极则变成了磁北极；这种现象被称为地磁极翻转或地磁场翻转。
• 20世纪40年代开始，由于军事上的需要对海底磁场进行了系统的观测，发现以大洋脊为中心，两侧对称地交替分布着正磁极性(磁极与现代的一致)与反磁极性(磁极与现代相反)的两类岩石；离扩张中心越远，岩石年龄越老——板块构造理论重要依据。
图片1-19 海底地磁极翻转与海底扩张
图片1-20 500万年来地磁极翻转、玄武岩流的磁性特征与地磁年代表
6．地磁场的成因
• 最早成因假说：地球中心的大磁铁产生出磁场。
• 但是居里先生的发现，使这个似乎完美的假说受到了挑战。因为使岩石获得或丧失磁性的居里点温度一般为500—600 ℃ ，而在岩石圈以下，温度已超过1000 ℃ ，因此地球的中心不应该有磁性。
图片1-14 地球的磁场
• 地磁翻转假说：
90年代以来，用数值模拟的方法，假设地球内核比液态外核转得快(例如每500年多转1圈)，经过几千年就可形成相对稳定的地磁场，而在一定时期之后其极性又可以翻转。
• 1996年，宋晓东与里查兹通过对地震波的系统研究，提出内核比地幔每年转快1.1°的结论。
图片1-21
（五）温度——地热
火山喷发、温泉和矿井随深度而增温等现象表明地球内部储有很大的热能，可以说地球是一个巨大的热库。调查研究发现，自地面向地下深处，地热增温现象是不均匀的。
地面以下按温度状况可分为三层：
变温层（0-30m ）：温度主要来自太阳的热辐射引起的增温。地表不同纬度上不同季节中受到太阳辐射的角度不同，接受的热量也不同，在地表形成了一个温度变化的薄的圈层。
• 变温层温度随季节、昼夜的变化而变化，日变化影响深度较小，一般仅1—1.5m，年变化影响深度可达20—30m。
常温层(20—40m): 该层地温=当地年平均温度，且常年保持不变。
• 增温层 常温层之下，地温随深度增大而逐渐增加。
• 大陆地区：常温层以下至30km深处，大致每加深30m，地温增高1℃。
• 大洋底：至15km深处，大致每加深15m，地温增高1 ℃ 。
深度每增加l00m所升高的温度，称地温梯度，其单位是℃ ／l00m，平均3 ℃ ／l00m 。
地温梯度在各地是有差异的，例如在我国华北平原的地温梯度为2—3℃/l00m，大庆地区为5℃/l00m。
在地下深处，由于受压力和密度等因素的影响，地温的增加趋于缓慢。通过多种间接方法测算，地下
l00km：温度约1300℃ 1000km：温度约2000℃
2900km：温度约2700℃ 地 心：高于3200℃
图片1-22 地内温度变化曲线
地热流值：地球内部热能是以传导、对流和辐射的方式向低温处传播的，即由地内流向地表，单位时间内通过单位面积的热量称为地热流值，地热流值单位HFU（每cm2/s的地热流值），全球平均地热流值为1.47HFU
图片1-23 各种地质构造单元的热流值
地球内部热能的来源
地球内部热能的来源问题尚无完善的结论
• 一般认为由岩石中放射性元素的衰变释放出热是地热的主要热源。据我国地质学家侯德封等的计算，这种热能可能达2.14×1021J/a。
• 其次，地球本身的重力作用也可以转化出大量热能，产生的总热量接近于放射热能。
• 此外，地球自转动能和地球物质不断进行的化学作用等都可以产生大量热能。
图片1-24 各类岩石放射性元素含量和热产率(参见书P21表2-2)
（六）地球的弹性和塑性
地球的弹性：
• 海水在日月引力的作用下发生潮汐现象。实际上这种现象也会出现在固体地球表层。用精密仪器可以观测到固体地球表层的潮汐现象，地面升降幅度可达7—15cm，这就是固体潮。
• 固体潮表明，固体地球具有弹性。
• 地球能传播地震波(弹性波) 因为地震波是弹性波，也表明地球具有弹性 。
地球的塑性：
• 地球在其自转的作用下成为一个旋转椭球体，也表明地球并不是完全的刚体。
• 岩层在应力的作用下引起岩石发生弯曲而不破裂等，形成褶皱，这些都说明地球具有塑性。

固体地球的弹性和塑性特点都是相对的：
在施力速度快、作用时间短的条件下，地球表现类似刚性体，岩层会产生弹性变形或破裂；
• 在施力缓慢持续作用时间漫长的条件下(应变速率)，地球则可表现出明显的塑性特征，如形成复杂的褶皱。
地球具有弹性和塑性是地球内部物质能发生变形、运动和位移的主要原因。
（七）地球的电性
固体地球内部的电性主要取决于地内物质的电导率和磁导率。因地壳中的电导率与岩石成分、空隙度以及充填在孔隙中的水的矿化度等有关。
高层大气电离对地面的感生电场；在大雷雨时的放电（电位差最大可达100伏/米）现象；地内岩体的温差电流；大面积的地磁场感应电流等。这些可形成大地电流，其电流密度平均约为2安培/公里2。
利用大地电磁场的分布及频率的变化，可以研究地球内部高导电层的分布及深度。地电异常常反映可能有矿体或地质构造存在。即所谓的电法勘探，是地球物理勘探方法之一。
三 地球的圈层构造
q 地球的内部圈层
q 地球的外部圈层
（一）地球的内部圈层
研究地球物质和结构仅 靠地球表面的岩石和矿物是远远不够的，必须研究地球深部。
现状：最深的矿洞约2km，最深的钻井为12km，该深度和地球半径6371km相比较，仅是其1/600，因此对于地球内部的认识，不能依靠地表研究，
方法：主要通过地球物理特别是地震波的传播情况确定地球内部结构构造和物质状态。
地震波
地震波是一种弹性波，可以分为体波、面波和自由震动等类型，体波又可以分为纵波（P波）和横波(S波)。
纵波：可以在固态，液态和气态的介质中传播
横波：仅能在固态介质中传播
同一固态介质中，纵波的传播速度为横波的1.73倍。（同同介质中纵波速度更快）
穿过地球的地震波的传播特点
图片1-25
K表示穿过外核；J表示穿过内核；C表示地球界面的反射

• 地震波按传播方式分为体波和面波。体波(body wave)是在地球内部沿三维方向传播的，可分为纵波和横波。质点的振动方向与地震波传播方向—致的称纵波(p波)；质点 的振动方向与地震波传播方向垂直的称横波(s波)。
• 在同—介质中，纵波的速度为横波的1.73倍，当纵波或横波传播到两种不同介质的界面时会发生波速的变化，并会发生反射和折射，部分可转化为另一种波继续传播(图1—23)。
• 除上述两种波相互转化外，也有部分体波转化为沿界面或地球表面呈二维方向传播的面波(surface wave)
穿过地球的地震波的传播特点
图片1-26
地震波速的快慢与介质的密度和弹性关系：

式中Vp为纵波速度，Vs为横波速度，ρ为介质密度，K为介质的体变模量；u为切变模量．
地震发生之后，分布在广大地域上的许多地震台站将先后接受到不同的地震波，经过复杂的计算，可得出地下不同深度的波速，进而反演地下物质状态。
纵波和横波波速变化得出的地球内部结构示意图
图片1-27 地球构造示意图
图片1-28 P波和S波得速度分布及地球内部结构示意图
图片1-29
图片1-30 地震波在地球内部传播速度
图片1-31 地球内部圈层和物理数据
地震波研究发现，地球内部物质是不均一的
• 无论纵波和横波在地球内部传播时都具有几个明显的波速突然变化处，即出现几个不连续位置或分界处，反映出地球内部物质或存在状态有明显变化。
1）大约在2900km深度上，有一个巨大变化处，表现为横波中断不再传播，纵波波速也有急速变化；此界面称古登堡界面(Gutenbeng discontinuity)；
2）另一处 波速突变处在30～60km(平均为33km)深度处，称莫霍面(Mohorovicic discontintiity)。
据此把地球由表面向中心分成三大圈层 地壳 地幔 地核
图片1-32 图片1-33
地球的圈层划分
图片1-34 地球的圈层划分
（二） 地球内部各圈层特征
1．地核(core)
是古登堡面以下至地心的一个球体部分，其质量占地球总质量的31.3%，半径约为3480km。还可以依据次级界面划分为：
外核和内核乃至过渡层。
外核：2885-4170km
过度核：4170-5155km
内核：5155-6371km
图片1-35
地核状态：地震波研究表明，横波不能通过外核可见外核物质应处于液态，而内核和过渡层均可以测得横波，说明它们都处于固态。
地核成分：地核物质的密度为9.98-12.51g／cm3，相当于铁陨石成分，主要由铁镍组成，也称铁镍核心。
2．地幔(mantle)
莫霍面（33km）以下至古登堡面之间的一个巨厚圈层，厚度约2850km左右，体积占地球总体积的67.8%，依据次级界面，大致以1000km处为界，可以再划分出上地幔和下地幔。
图片1-31 地球内部圈层和物理数据
上地幔上部
成分相当于石陨石成分，主要由含铁镁较多的硅酸盐和辉石、橄榄石等组成。
上地幔下部
一般认为其成分与上地幔上部无多大变化，但矿物在晶体结构上发生了变化，导致密度增大，使矿物可能分解成简单氧化物，如MgO、FeO、SiO2等所组成的“高压型”矿物。可能是导致上覆岩石圈发生构造运动的主因和发源地。
值得指出的是：上地幔上部近100km～350km(低速层或软流圈) ，主要表现为塑性，具—定的流动性，也可能有局部熔融的物质，推测共温度可能达到700～1300℃，一般认为是岩浆发源区。但总的说这一圈的运动性流动性是大。
下地幔的物质密度可达到5．1g／cm3。多数学者认为它与上地幔下部含铁较高的硅酸盐类成分差别不大；只可能是在更高压力下使物质密度更大，体积更缩小。目前对它的了解实际上还很少。

3．地壳(crust)
• 它是莫霍面以上的固体地球的最上层，也是岩石圈的上部圈层。
• 其总厚度不大，(大陆)陆壳平均厚为33km，洋壳平均厚5－7km。
• 占地球总体积的1.55%，总质量的0.8%，是一个脆弱而薄的外壳，平均密度为2.6-2.9g／cm3，由坚硬岩石所组成。
• 按次级界面(康拉德界面)可进一步把地壳划分成上地壳和下地壳 。
图片1-36
上地壳：大洋有时不存在
下地壳：大洋主要组成，但很薄

1） 大陆地壳
大陆地壳是大陆及大陆架部分的地壳，按照成分可分为上部为硅铝层和下部为硅镁层，具双层结构。
图片1-37
硅铝层的P波波速为6.0—6.2km／s；密度为2.6—2.7g／cm3；一般厚15—20km，物质组成与大陆出露的花岗岩层成分近似，故又称为“花岗岩层” 。
康拉德面(Conrad面或C界面) ，在许多地区并没有明显的C界面。（大陆超深钻）
硅镁层的P波波速为6.4—7.8km／s；密度为3.3g／cm3；厚度为15—20km。物质组成则可能与玄武岩成分相当，故称为“玄武岩层” 。
图片1-38 我国大陆部分的地壳厚度等厚度图（参见书P31图2-11）
图片1-39 青藏高原及邻区莫霍面深度
2）大洋地壳
• 大洋地壳简称洋壳，它与大陆地壳有明显差异。其厚度较薄，平均仅5—7km，一般缺乏硅铝层，即不具有地壳的双层结构，以大洋盆地为典型。
• 洋壳的岩石一般较年青，最老的岩石形成于2亿年前，大部分岩石则是1亿年以来形成的。
• 除东太平洋部分洋底外，大部分洋壳岩层很少发生变形。
从其组成物质上看，大洋地壳一般可分为三层：
1) 最上面一层是未固结的沉积物，部分洋底(如洋脊)缺此层，其厚度为0—2km，VP=2.0km／s，密度为2.2g／cm3；
2) 中间层基本为玄武岩，其厚度变化较大， 自0.5至2.0km不等， VP= 5.1km／s，密度为2.55—2.65g／cm3 ；
3) 最下面是以“玄武岩层”为主体，其波速VP= 6.8km／s、密度为2.86—3g／cm3 ，相当于基性岩，一般认为是已变质的玄武岩或辉长岩。
组成差异 厚度差异 变形差异 时代差异
图片1-40 由大陆到大洋的地壳剖面示意图
大陆与大洋地壳的差异
4 岩石圈与软流圈
岩石圈和软流圈的划分主要是依据岩石的物质状态来确定的
1）岩石圈
q 包括整个地壳及软流圈以上的固体上地幔的部分
q 厚度在50～100km以上，平均厚度75km
q 属脆性的坚硬岩石层，相对于下面的软流圈来说是一种具刚性的物质层。
q 地表所见的各种地形和构造现象都发生于此层中。
图片1-41 岩石圈与软流圈
图片1-42
2）软流圈
• 是位于岩石圈这个固体层圈下的一个柔性层；厚度在100-350km之间
• 因为物态处于高压高温条件下，是一种柔性可塑状态，受力后容易发生流动，相对于上覆石圈来说是个软弱层。—般认为最软弱部分大约在200km深的地方。
• 软流圈中有局部熔融或暂时性熔融区存在，是岩浆发源地。
• 在地震波的波速上软流圈表现为低速带。
岩石圈与软流圈的界线也不是截然分开的，很可能是过渡状态。
（三） 地球的外部圈层
在固体地球球体之外三个大的圈层：即大气圈、水圈和生物圈，统称为地球的外部圈层。它们是与固体地球相伴而生的，是地球的重要组成部分，又是三个休戚相关但组成和特征都截然不同的三个圈层。
1．大气圈(atmosphere)
概念与范围：
• 由大气组成的环绕地球的最外面的一个圈层，称为大气圈。
• 下界：水、土壤及某些岩石中也含有少量空气，但其深度一般不超过4公里。
• 上界：大气圈没有明显的上界，在赤道上方40000km高空仍有大气存在的痕迹。
• 由于地球引力作用，绝大部分大气集中在从地面到100km高度范围内，l00km以上空气极为稀薄。
图片1-43
大气圈的物质成分：
以氮和氧为主，约占大气圈总质量的98．6％
• 氮占78.09％
• 氧占20.95％
• 氩(占1.28％)
• 二氧化碳(占0.05％)
• 水蒸气(占0.006—1.7％)
图片1-44
组成与高度变化：
• 从0-l00km的高空：为各种气体成分大致均匀混合的空 气层，但在20—35km高空臭氧(O3)相当集中。
• 100—500km高空：以氧的成分为主，但气体分子电离为正离子和自由电子。
• 500－1000km：主要为氦离子
• 1000km以上：主要为氢离子
蓝色的天空
这是由于大气中的一些非常细小物质成分，如气体、粉尘等，它们的直径较阳光的波长小得多，因此，蓝色的散射较之于其他任何一种颜色能更多地被选择散射。这种散射称瑞利散射。
流星
流星就是陨石穿过大气层时，由于其速度太快，与大气摩擦产生热使陨石燃烧起来。
否则我们的地球也与月球一样“千疮百孔”
大气圈分层
根据大气的运动状态随高度不同变化特点，将大气圈划分为对流层、平流层、中间层、热 层和外大气层（散逸层 ）。与地质作用关系密切的为 对流层。
图片1-45 大气圈温度、压力、随高度的分布与进一步的分层
图片1-46 理想状态下的全球风带
2 水圈(hydrosphere)
概念：地球表面约有四分之三的面积为海洋、湖泊、沼泽、河流、冰川等水体所占据，地面以下的土壤和岩石中或多或少地充填着地下水，它们构成一个连续而不规则的圈层，称为水圈。
图片1-47 地球上各种水体的储量
图片1-48 地球中水的分类及其所占比例
水循环：陆地表面的水和海洋水经过直接蒸发，或经过植物的蒸腾，使部分水成为水蒸气而进入大气圈，由大气环流带到各处，再以雨、雪等形式返回地面，使大陆常年有水流入海洋，构成了水圈的循环。
图片1-49 水圈的循环示意图
图片1-50
3 生物圈(biosphere)
生物圈：就是指生物分布和活动的范围（从海平面以上十公里高空，到最深的海底或地下数公里深的岩石中），它处于地表层与大气圈交接带的上下，并基本上包括了整个水圈的范围。
• 生物圈的质量约为11.48×1012t。
地球上最早生物：38亿年以前地球上出现的 微生物
生物与地表组成变化：
光合作用动物呼吸遗体分解——大气、水和岩石中的碳、氢、氧、氮等和金属元素产生复杂的化学循环——地表物质成分不断变化
生物的生命活动对自然的改造是巨大的
例如，地球发展早期阶段，大气中有大量的CO2，而O2比现在少得多，到几亿年前植物大量发展后，由于植物的光合作用消耗了大部分CO2，产生了大量的O2，
生物与地质作用：岩石的风化、土壤、煤、石油及许多金属、煤、 天然气、石油的形成都与生物的作用有关。
生命演化阶段
图片1-51 生命演化阶段
图片1-52 地球生物的演化
四 地表地形及其表示方法
（一）地球表面形态
海洋与陆地
• 地球表面积的70.8％被海洋覆盖，陆地面积占29.2％ ；海洋与陆地面积之比为2.5：1。
• 大陆和大洋在地球表面的分布是不均一的，65％的陆地集中在北半球，因此北半球有陆半球之称；即便如此陆地面积仅占北半球面积的39％；
• 南半球陆地面积占19％，有水半球之称。

（二） 陆地地形
陆地地形十分复杂，按照高程和起伏情况，可以分为山地、丘陵、高原、平原、盆地、裂谷六种地形单元
山地：一般把海拔高程在500m以上、切割深度在200m以上的正地形称为山或山岳；呈线状延伸的山岳称为山脉或山系，山岳可以进一步划分为若干次级单位。

（三） 洋底地形
海洋考察发现，在浩瀚的大洋之下的洋底地形，与陆地地形类似，也有高低起伏，其规模比陆地地形宏伟，但形态相对简单，洋底地形单元划分如下。
海底地形三大单元：大陆边缘、大洋盆地、洋中脊

4） 大洋盆地（深海盆地）：
介于大陆边缘和洋中脊之间的平坦地带，水深一般4000-6000m，并可以分为深海丘陵和深海平原两类次级地形单元。
（三） 地形图及其阅读
1. 地形的表达方法：
主要有照片、地势图法和地形图法，其中地形图是最常见和常用的方法。
照片法：最直观表示方法。小范围的可用一般照相机拍摄，大范围的只有从高空中去拍照；如航空摄影形成的航空照片和卫星摄影形成的卫星照片等，
特点：最直观最真实的，立体感强；
缺陷：但由于拍照角度的关系不可能使照片上各点都处于距物体同一距离上，从而导致照片上不同地点的比例尺不一致。

中国数字高程图

2. 地形图简介
1）地形图的比例尺
绘制各种图件时，实地的地物必须经过缩小后才能绘在图纸上。地形图上线段长度和相应地面线段的水平投影长度之比称为比例尺。比例尺有数字比例尺和直线比例尺两种。
数字比例尺
即用分数表示的比例尺，一般用分子为1的分数1／M表示，分母M即实地长度缩小的倍数，常常是10、100或1000的倍数，例如1：2000，1：5000，1：10000等。比例尺的大小是按分数的比值确定的，比例尺的分母愈大，即分数越小，表示所画的图缩得越小。

按比例尺对地形图的分类：不同比例尺的地形图所反映的面积、精度也有所不同，按比例尺大小地形图可分三类：
• 小比例尺地形图：包括1：10万或更小比例尺地形图，这种图面积较大，精度较低。主要用于大面积普查找矿及区域地质测量等，可对较大地区的概况有全面了解。
• 中比例尺地形图：包括1：1万至1：5万的地形图，主要用于矿区外围普查找矿和小范围的地质测量等。
• 大比例尺地形图：包括1：500至1：5000或更大比例尺的地形图，精度较高。主要用作矿区(或矿床)地形地质图的底图，是在采矿工作中最常用的地形图 。
地形图的表示方法
地形等高线：
等高线就是地面上标高相同的邻点所连成的闭合曲线。
将不同标高的这种连线用平行投影法投射到水平面上，就得到用等高线表示的地形图，又叫等高线图。在同一等高线上各点的海拔标高是一样的。

各种地形在地形图上的表现

第二节 地质作用
地质作用：由自然动力引起的使地壳或岩石圈甚至整个地球的物质组成、内部结构和地表形态发生变化和发展的作用称为地质作用 。