地球物理学七大基本问题

一、固体地球的模型及其基本物理参数（一）、固体地球模型根据地球内部波速和密度的分异，首先可将其划分出三个一级圈层，即我们熟悉的地壳、地幔和地核，这也是地球内部最主要的物性及化学组分的分界单元。其中，地壳和地幔之间的分界面称作莫霍面，平均深度33km；地幔和地核之间的分界面称作古登堡面，深度2891km。这两个界面上下的物质，无论在化学组成、物质状态和物理性质上，都有重大的区别。根据在这些方面更细致的分异特征，可以再从整体上将地球内部划分为七个二级圈层，从地表向地球深部依次为A（地壳）；B，C，D（地幔）；以及E，F和G层（地核）。进一步地，大陆地壳还可再分为上、下地壳两层，即Ａ１和Ａ２；在地幔的B层中则包括三个三级分层：B1、B2（为一地震波低速层，故推断为熔融状态．故也称软流圈）和B3；D层中包含着两个三级分层，它们依次被称作D′和D″层。地球内部圈层的形成，一般认为是由于地球内部加热、原始物质分异和分层作用共同产生的结果。在最初的时候，地球上的原始物质熔离出重金属铁和镍，后者下沉形成地核。当它们熔离出去以后，残留的物质——以橄榄石＋辉石为主形成地幔岩，组成现代的地幔。地幔是地球体积和质量最大的一个圈层，具有相当复杂的成分（详见第四章３.1节）。除了地幔上部有一层软流圈是熔融态外，其余部分主要是固态的。地幔物质的分异作用今天仍然在继续进行：对压力和温度变化的分析结果表明，在B层内还在发生玄武岩的熔离作用，这个熔离带成为软流圈（即B2层）的主要组成部分。此外，当较轻的玄武岩熔出并上升到地壳中后，上地幔B层的物质组成中失去了部分二氧化硅，这一部分的地幔岩从成分上相当于组成上地幔的超基性岩石。上地幔的玄武岩与超基性岩的分界，具有物质性质密度和弹性波速度显著变化的特征，而且对应于波速界面莫霍面。此外，分异作用不仅涉及到古登堡面，而且也涉及到其下伏的C层。地壳也是地球分异作用的结果。玄武岩是由软流圈中的地幔岩分熔出来的，然后呈巨大的熔融状岩流上升到地壳中，成为地壳的重要组成部分。在接近地壳底部时，这类岩体便成为地球表面各种地质活动的发源地。“固定”在地壳底部的熔融状岩流称作玄武岩的底侵作用，它使地壳下部物质加热和熔化，形成地壳中主要的长英质岩浆源。根据陨石学研究，推断地核所具有的铁镍成分，应该近似于一种铁陨石古橄铁镍陨石。对金属进行的冲击压缩实验结果则表明，外地核（E层）处于液态或极为接近于液态，而且除了铁镍成分外，还含有氧化铁；在这种情况下，铁镍熔浆的成分不超过84—92％。在深度为4900—5150km范围内的过渡带（F层），推断主要是由二硫化铁也即古橄铁镍陨石特有的化合物所组成的。有关内核（G层）的资料最少，但从各种地球物理分析的结果来看，它显然是由铁镍合金组成、并且是固态的。地球内部：根据地震波可以将其划分为：地壳，地幔和地核（二）、固体地球物理的基本物理参数地球物理学家根据地震波在地球内部不同深度下传播特征的变化情况，结合实验岩石学的测试资料，发现了不同的波速与密度界面。以此为基础推算了地球内部的密度分布状况，进而分析了地球内部的物理结构和物质分布的基本特征。圈层深度（km）Vp(km/s)V

s(km/s)密度(g/cm3)特征其它名称代号地壳上地壳AA1陆洋壳壳15；0-5固态，陆壳区横向变化大，许多地区夹有中间低速层。固态岩石圈构造圈下地壳A0地幔上地幔盖层BB133；1260～2002204006707固态

莫霍面低速层B28.04.43.36塑性为主软流圈均匀层B8固态，波速较均匀中间圈过渡层C5.63.723.99固态，波速梯度大下地幔DD′2893固态，下部波速梯度大古登堡面D″5地核外核E47718.010.0009.9011.87液态内圈过渡层F515010.2012.06液态，波速梯度小内核G637111.012.7713.09固态地球内部主要物理性质和圈层划分表二、全球的版块构造板块构造论（又称板块构造假说、板块构造说学或板块构造学）是为了解释大陆漂移现象而发展出的一种地质学理论。该理论认为，地球的岩石圈是由板块拼合而成；全球分为六大板块，海洋和陆地的位置是不断变化的。根据这种理论，地球内部构造的最外层分为两部分：外层的岩石圈和内层的软流圈。这种理论基于两种独立的地质观测结果：海底扩张和大陆漂移。据新编的《系列世界地图》中的四种全球板块分布图可知，全球一共有13个大板块，分别是:非洲板块，南极板块，阿拉伯板块，澳大利亚板块，印度板块，加勒比板块，可可此外，在板块中还可以分出若干次一级的小板块，如把美洲大板块分为南、北美洲两个板块，菲律宾、阿拉伯半岛、土耳其等也可作为独立的小板块。板块之间的边界是大洋中脊或海岭、深海沟、转换断层和地缝合线。斯板块，欧亚板块，纳兹卡板块，北美板块，太平洋板块，菲律宾板块，南美板块。全球岩石圈六大板块美国航天的卫星图整理出来的最近100万年的板块运动图（2002年）三、三大断层模型（一）、断层的概念沿破裂面两侧岩块发生显著相对位移的断裂构造。断层的规模大小不等,大者沿走向延伸可达上千公里,向下可切穿地壳，常由许多断层组成，称为断裂带；小者可见于手标本。几何要素断层由断层面和断盘组成。断层面是岩石沿之发生相对位移的破裂面，简称断面，可以是一个单一的面，也可以是一个有一定宽度的带。断层面与地面的交线称为断层线。断盘指断层面两侧的岩块。位于断层面之上的一盘称为上盘，断层面之下的一盘称为下盘。如断层面直立，则按其相对于断层走向的方位来描述。断层的位移即断层面两侧岩块相对错开距离的统称。按测量位移的参照物的不同,分为滑距和断距。滑距即断层两盘真正的相对错开的距离。断层面上错动前的一点，错动后分成两个对应点之间的直线距离，称为总滑距。总滑距在断层面走向线上的分量称走向滑距。总滑距在断层面倾斜线上的分量称倾斜滑距。断距即被错断的岩层在两盘对应层之间的相对距离。在不同方向的剖面上，断距的值可不同。在垂直于被错断岩层走向的剖面上，断层两盘对应层之间的垂直距离称为地层断距；对应层之间的铅直距离称为铅直地层断距，相当于直立的钻孔中测得的距离；对应层之间的水平距离称水平地层断距，相当于沿水平坑道测得的距离。按断层走向与被断地层走向的几何关系分为：①两者近于平行的走向断层；②两者近于垂直的倾向断层；③两者斜交的斜向断层；④与被断地层层面大致平行的顺层断层。分类：按断层走向与区域褶皱轴向的几何关系分为：①两者近于平行的纵断层；②两者近于垂直的横断层；③两者斜交的斜断层。按断层两盘相对运动的方向分为：①上盘相对下降的正断层;②上盘相对上升的逆断层,低角度(小于30°)的逆断层又称冲断层。正断层和逆断层的两盘相对运动方向大致平行于断层面的倾斜方向，故又统称为倾向滑动断层；③两盘沿断层走向作相对水平运动的平移断层，又称走向滑动断层（简称走滑断层）。两盘作逆时针剪切的平移断层称左旋或左行平移断层，反之，作顺时针剪切的称右旋或右行平移断层。另外，对于断层位移方向与断层面走向斜交的斜向滑动断层，可根据其走向滑距和倾斜滑距分量的相对大小而复合命名,如正-平移断层或平移-逆断层,复合命名中的后者表示主要的运动分量。断层是地壳上部构造层次脆性剪切变形的典型产物。有的大断层向深处其倾角逐渐变缓，使断层面成凹面向上的弯曲，其剖面似铲形或犁形，称铲状断层或犁式断层。在地壳深处的韧性变形域，相当于断层的两盘作相对剪切位移的变形带称为韧性剪切带。形成机制：断层运动的基本特点是两盘岩石沿断层面的剪切滑动，所以断层作为剪切面与其形成时的应力状态密切有关。断层形成的安德森模式简明地说明了两者的关系（图2安德森断层理论模式）。因为地面与空气间无剪应力作用,所以地面为一主平面,即必然有一个主应力轴与地面垂直，其余两个主应力轴呈水平状态。假定岩石为各向同性，其内摩擦角统计平均值为30°。按库伦-莫尔脆性破裂准则,在应力作用下形成的两组共轭剪切面的交线与中间应力轴□2平行,其锐角分角线与最大主应力轴□1平行,断层面与□1的夹角约30°。这样，三种应力作用方式就可造成3种断层:①当□1直立时,形成高角度正断层；②当□2直立时，形成近直立的平移断层；③当□3直立时,形成低角度的逆断层。这一模式较好地说明了大量浅层次的脆性破坏所形成的断层，如大量的正断层的倾角在60°左右，而平移断层常是近直立的。但由于地壳的不均一性，各地实际的应力状态还要复杂得多，如在上升岩浆岩的边部或隆起区边缘的差异性升降运动都可造成高角度的逆断层，而在地壳较深处又可有近水平的低角度正断层。（参考书目朱志澄、宋鸿林主编：《构造地质学》，中国地质大学出版社，武汉，1990。）（二）、三大断层模型1、正断层地质构造中断层的一种。是根据断层的两盘相对位移划分的。断层形成后，上盘相对下降，下盘相对上升的断层称正断层。它主要是受到拉张力和重力作用形成的。断层面倾角较陡，通常在45°以上。正断层在地形上表现显著，多形成河谷、冲沟和湖泊等。正断层与平移断层多出现于张裂性版块边界。2、平移断层又称横移断层、走滑断层，亦称为扭转断层，平移断层作用的应力是来自两旁的剪切力作用，其两盘顺断层面走向相对位移，而无上下垂直移动。规模巨大的平移断层通常称为走向滑动断层。由于断层面是采水平方向移动的，所以在野外的观察上经常没有明显的断崖，只会在地面上看到一条断层直线。3、逆断层地质构造中断层的一种。是根据断层的两盘相对位移划分的。指上盘上升，下盘相对下降的断层。这类断层主要由水平挤压而形成，按断面的倾角又分为：冲断层（断面倾角＞45°）；逆掩断层（断面倾角在25°—45°间）；辗掩断层（断面倾角＜25°）。根据断层倾角的大小，可分为：高角度逆断层和低角度逆断层。高角度逆断层面倾斜陡峻，倾角大于45°，常常在正断层发育区产成，所以有些学者将高角度逆断层与正断层统一归属于高角度断层。倾角小于45°（一般多在30°左右或更小）的逆断层称为低角度断层。位移距离很大的低角度逆断层称为逆冲断层。聚合性板块边界多逆断层与褶皱构造四、中国大陆版块经历几次构造运动及每次特点中国地壳构造发展的大阶段包括陆核形成大阶段、地台形成大阶段、联合古陆形成大阶段、联合古陆解体大阶段。各阶段构造运动及特点见下：（一）、陆核形成大阶段

形成于28亿年前的古陆核见于华北地区。西部的鄂尔多斯陆核大部为中生界盖覆，由以麻粒岩变质相为主的岩系构成，与集宁群相当。华北东北部有蓟辽陆核，组成岩系以迁西群、阜平群为代表。东南部有河淮陆核,主要构成岩系是麻粒岩和片麻岩,有时也有镁质大理岩和石墨片岩等。在扬子地台上，出露于黄陵背斜的崆岭群麻粒岩有28亿年的变质年龄值，所以鄂西－川中可能是古陆核。大别山群虽也有超过28亿年的岩石，但无法识别由其构成的地块。此外，塔里木地台南部地球物理特征与华北的陆核区相似。由于阿尔金山地区已确定有\o"太古宙"太古宙地层，所以塔南陆核可能存在。在三个地台区,古元古界变质岩系都有广泛分布,在华北和塔里木，太古宙地层和古元古界为似盖层的中元古界不整合覆盖，吕梁造山期影响普遍。扬子地台崆岭群\o"地球化学"地球化学特征以及下、中地壳的结构特征与华北有明显的差异。所以，华北地台与扬子地台在太古宙时很可能是不相连的。（二）、地台形成大阶段

这一大阶段可以分为原地台形成（18亿年前）和地台形成(8亿年前)两个阶段。从太古宙晚期到古元古代末，地壳的几个圈层都经历了重要的变化。在华北区，太古宙末期的五台群及同期的绿岩带的发育及其后的五台期造山活动使各陆核之间初步连接。在这个尚未稳定的基础上发育了以古元古界滹沱群为代表的原裂陷槽。滹沱群及同期地层的褶皱变质形成条带状的磨拉石造山沉积，并使整个华北区固结成一相对稳定的整体。这就是吕梁运动和华北原地台的形成。类似的过程见于塔里木的北缘，形成包括古元古界在内的稳定基底。扬子地台西南部在古元古代主要是\o"岛弧"岛弧向西扩展使地块增生的过程，但也有原裂陷槽的发育。在华北和塔里木，中、新元古界是原地台上的似盖层沉积，所以地台的形成阶段主要是稳定化的过程。以华北为例，内部发育裂陷槽，南北边缘都出现边缘型裂陷槽，如秦岭和白云鄂博，特点是火山岩发育，陆壳变薄，向外过渡为洋壳。这种以拉伸为主的大陆边缘在外侧同样可造成挤压和洋壳俯冲，北秦岭的新元古代向陆俯冲可为例证。扬子地台由于基底固结较差，除鄂西和滇中分别发育神农架和昆阳裂陷槽，其西北和东南边缘则是边缘裂陷与岛弧俯冲并存，结果导致陆壳扩展增生，东南边缘更为明显。到新元古代，造山运动和造山沉积分布普遍，这就是晋宁运动和地台的最后形成。

看来，古元古代发育原裂陷槽，褶皱变质形成原地台，中、新元古代发育裂陷槽，进一步固结为地台，这是华北类型。古元古代原地台固结较弱，中、新元古代形成边缘裂陷和岛弧体系，这是扬子类型。新元古代的另一特点是小型地块大量出现。如西北的准噶尔、柴达木、西藏的羌塘,东南的武功和陈蔡,有的是晚元古代或稍晚从母体大陆分裂而出，有的原来位置不明，或曾构成更大的块体，但作为阶段的特征，它们都是在晋宁运动期固结构成的。

（三）、联合古陆形成大阶段

这一大阶段包括震旦纪至\o"三叠纪"三叠纪，由加里东、海西和印支3个阶段组成,但实际上海西阶段与印支阶段在中国、在亚洲不易区分。陆核形成、地台形成两大阶段是地表大陆地壳不断增长的过程，但从稳定地台形成之后，各大陆块各自作为一个整体在地表上发生相对位移和相互分合，而大陆地壳的总量可能并无大的变化。演变发展的主要过程包括了大陆边缘的破碎、移离,边缘海和岛弧的出现,岛弧外侧的洋壳俯冲和边缘海的封闭等，可称为大陆边缘的复杂化过程。这个过程在中国范围内有较好的体现。

在加里东阶段，华北地台主体的南北边缘都发生了边缘破碎和岛弧发育的现象。北缘的温都尔庙群是震旦纪至\o"寒武纪"寒武纪、\o"奥陶纪"奥陶纪的岛弧组合地层，其上不整合覆盖中、上志留统，是岛弧向南叠接后的沉积，形成了狭长的加里东带。在南侧的北秦岭，以秦岭群为部分基底的奥陶纪岛弧带有奥陶系草滩沟群岛弧沉积，内侧有洋壳海底的边缘海。奥陶纪末形成加里东叠接带，与祁连山区的广大加里东造山区相连。柴达木地块可能原与阿拉善相连，新元古代张裂形成岛弧带及洋壳海，晚奥陶世至志留纪逐渐对接闭合。扬子地台与华夏地块之间，从\o"元古宙"元古宙到\o"早古生代"早古生代至少西段都是广深海域，自奥陶纪末至\o"志留纪"志留纪，扬子地台与华夏地块对接，形成广大的加里东造山区。在海西－印支阶段，中国各大陆块之间的关系比较复杂。华北地台与塔里木地台尚未连结。但他们分别与西伯利亚－蒙古地块和哈萨克斯坦地块逐步接近。首先，在\o"石炭纪"石炭纪蒙古地块的南缘扩展到额尔济斯－居延一线和苏尼特－贺根山一线。然后，在二叠纪末，塔里木地台、伊宁地块与准噶尔－哈萨克斯坦地块相互连结成为一体。华北地台北缘与佳木斯－松辽地块南缘沿苏尼特－林西一线对接。所以在中国境内，华北地台、塔里木地台与西伯利亚-蒙古地块之间主要是海西褶皱区。扬子地台在海西－印支阶段的主要特征是张裂作用。地台西缘松潘地块、昌都地块和临沧地块从古生代中期即脱离扬子地台向西移离，到石炭纪、二叠纪有大规模的开裂和岩流的喷溢，但仍属于华夏植物群分布范围。在东南边缘和相邻的加里东褶皱区，泥盆纪、石炭纪都形成规模不同的裂陷。湘桂地区泥盆纪碳酸盐台地间的小型海槽，赣北乐平地区以及闽南石炭纪的裂陷槽都可作为例证。黔南、桂西发生在二叠纪的大规模裂陷，形成了右江地槽印支褶皱带，与粤闽沿海的印支带可能成弧形相连。海南地台属冈瓦纳大陆北部边缘体系，也在印支期与扬子－华南地台对接。扬子地台与华北地台的接近始于志留－泥盆纪,到中、晚三叠世，海域消失,互相对接，形成印支褶皱带，向西与巴颜喀喇和三江、滇西的广大印支褶皱区相连。所以中国扬子地台与华北、塔里木地台之间，主要是印支褶皱区，扬子地台和羌塘地块向北运移，使古生代的古特提斯海域闭合，其结果是欧亚古大陆主体的最终形成。

（四）、联合古陆解体大阶段

印支运动期以后，中国和亚洲的主要部分已全部固结。中国境内的主要经历是：①青藏地区的一些地块不断北移到位，最后形成青藏高原；②陆内碰撞和挤压形成大规模的逆掩推覆和不同类型的挤压盆地；③西太平洋边缘海－岛弧体系形成沿海的一些地体拼贴和陆上的张裂型盆地。在中国西部地区，印支运动之后，羌塘地块之南形成新特提斯广海。羌塘地块与冈底斯地块之间的海域可能范围不广，于\o"侏罗纪"侏罗纪末、\o"白垩纪"白垩纪初封闭，属于燕山构造阶段；冈底斯地块与喜马拉雅地块之间的海域范围更大，于白垩纪末、第三纪初封闭，属于喜马拉雅构造阶段。第三纪印度地块向北向东挤压，引起进一步的陆内碰撞，使柴达木盆地和准噶尔盆地南缘都受影响，形成山前盆地磨拉石堆积，在滇西、三江地区，直至龙门山前，也形成大规模的向东逆掩推覆和山前磨拉石堆积。在中国东部地区，印支运动之后，出现大致北北东向的新华夏盆地群。在西带形成陕北和四川等大型内陆盆地，中带形成松辽、江汉等裂谷盆地，在北方的兴安－内蒙古和南方的闽浙沿海则发育大规模的火山喷溢和小型裂谷盆地。自晚白垩世起，张裂作用处于主导地位，与日本海和中国南海的开启有密切的关系。与此同时，陆内碰撞与逆掩推覆也是重要现象。扬子地台向着华北地台的陆内俯冲导致秦岭山区大规模的向南推覆。也有向北的推覆和山前盆地的形成。这种向北的挤压可能与科拉板块的向北推移有关。在扬子地台的东南缘，雪峰山区和皖南赣北，也出现大规模的向西北的逆掩推覆，时代都是燕山期的。华北地台北缘阴山－燕山带以及内蒙古地区的向南逆掩推覆也是燕山期的产物。所以，中国的构造和地势格局的基础主要是在燕山构造阶段形成的。在中国范围内，既有保存较好的古老的陆核，又有最新地质时期才褶皱抬升的巨大山系和高原；既有长期稳定发展的古老地台区，又有在地质晚期才逐步拼贴的地体形成的造山带。它们之间有消失了的洋壳海盆，也有经过分裂移离和（或）大规模挤压、碰撞、叠覆的大陆地壳块体。这些构造过程留下了丰富的记录。对中国地质构造的研究，将为全球构造的研究作出重要的贡献。五、固体地球物理及其圈层特征（一）、固体地球物理学用物理学的方法和观点研究固体地球的运动、状态、组成、作用力和各种物理过程的一门学科。所谓固体地球是相对于大气和海洋而言的。其实地球本体之内，也并非全部是固体，例如地球核的外层就处于液态，但它仍属于固体地球物理学的研究范围。地球物理学这个词，自20世纪初才正式为人采用，但它的内容也包括不少从很久以前就延续下来的科学课题。约到了50年代，由于这门学科的飞跃发展，又进一步分为大气物理学、海洋物理学、宇宙地球物理学和固体地球物理学;利用物理学的电学、磁学、热学、运动学及动力学等方面的理论和方法，研究各种地球物理场和固体地球部分的物理性质、物理条件、物理状态及其中所发生的各种物理过程，从空间和时间两个方面找出以上各方面的发展和联系，以寻求其发展变化规律的科学。固体地球物理学又称地体学或大地物理学，也就是一般所说的地球物理学。固体地球物理学可分为两个大的方面：研究大尺度和一般原理的，叫普通地球物理学;勘查石油、金属、非金属矿或其它地质体、用于工程场地性能勘探的，叫勘探地球物理学，又称物理探矿学。固体地球物理学主要包括大地测量学、火山学、地震学、地电学、地磁学、地热学、重力学、大地构造物理学和应用地球物理学等几个传统分支，以及深部探测、地球动力等几个新的十分活跃的分支学科。大地测量学：固体地球物理学中最老的学科之一。它是研究地球的形状和地面上各地点的空间位置和几何关系的一门学科。从大尺度来看，地面不是平的，甚至不是一个简单的规则曲面，而铅垂线的方向也并不总同真实地面垂直。于是测定远距离地点的方位和高程便不是一个简单的问题，而早已形成一个专门的学科。由于铅垂线的方向决定于重力，所以大地测量学和重力学是分不开的，后者是专门研究地球重力场的分布和成因的一门学科。地球重力场决定于地下物质的分布。重力学除同大地测量学有密切关系外，也同地质构造和矿产分布有关。重力分布是阐明地质构造和勘探有用矿床的一种重要数据。地震学：固体地球物理学的主要支柱，应用极广。地震学不仅研究天然地震，而且利用由天然地震或人工地震所产生的地震波，来研究地球内部的结构或其他信息，特别是储油构造。地震勘探法主要是利用人工地震的地震波，现在已成为石油勘探最重要的方法之一。除此之外，地震观测还是监视地下核爆炸唯一有效的方法。在取得地球内部信息方面，地震学走在地学各学科的最前列，其潜力也是最大的。地磁学：也是一门古老的学科。中国在战国时期就已知道磁石的吸铁性和指极性；11世纪以前已发现地磁偏角；约在9世纪至10世纪的时候就已将磁针用于航海。不过对于地磁场的最早解释则是由英国人吉伯(W.G.il-bert)在1600年提出的。然而只是到了1839年，德国数学家C.F.高斯用球谐分析的方法阐明了地磁场的基本特征，地磁学才真正得到系统的发展。地磁学是阐明地球磁场的形态、成因和应用的一门学科。对于解释地质构造，勘探磁性矿床和石油都有一定的作用。由于地面磁场受空间电流影响极大，地磁学同天电学有时是不可分割的。它们都是固体地球物理学同大气物理学或宇宙地球物理学之间的边缘学科。地电学：研究地球物质的电性变化和地内电流分布的一门学科。用于找矿，电法勘探已是一种内容丰富而又有效的技术；但用于解释地球内部的情况，地电学还不能给出精确的结论，还有待进一步的发展。地热学：研究地球内部热源和温度分布，以及地球发展的热历史的一个学科。近年来，由于地下热能的开发和利用，地热学得到很大的推动，地热地球物理勘探已成为物理勘探的方法之一。和地热学密切相关的还有同位素年代学，这在解释地质现象中有极广泛的应用。此外，固体潮和地球自由振荡是两个重要的地球物理课题，前者现正发展成为学科，后者常和地震波一起讨论，做为研究地球内部构造的一个重要方法。上述各学科基本上是根据某种地球物理场来划分的，例如重力场、地磁场、弹性场、温度场、放射性场等等。各学科所用的方法和理论各成体系。不过一个重大的地球物理问题，常常不是以某一种地球物理场为特征，而往往涉及多种地球物理场。用这个观点划分，就有：地球内部物理学，它是研究地球内部的各种物理过程（包括结构和物质组成）的一门学科。大地构造物理学，约在30年代，这门学科只讨论岩石和矿物形成的物理条件和过程，但近年来这个词的涵义已扩大到同固体地球物理学几乎同义。地球动力学，原来是研究地球内部的作用力及其导致的变化过程的一门学科，但现在实际上与大地构造物理学很难区别。大地构造物理学、地球动力学与地球内部物理学不同之处，是前者较侧重地质因素，而后者则侧重物理因素，但实际差别是微乎其微的。应用地球物理学，即勘探地球物理学，它研究所有的地球物理勘探方法。（二）、地球的圈层构造地球圈层分为地球外圈和地球内圈两大部分。地球外圈可进一步划分为三个基本圈层，即大气圈、水圈、生物圈；地球内圈可进一步划分为三个基本圈层，即地壳、地幔和地核。此外在地球外圈和地球内圈之间还存在一个软流圈，它是地球外圈与地球内圈之间的一个过渡圈层，位于地面以下平均深度约150公里处。这样，整个地球总共包括八个圈层，其中岩石圈、软流圈和地球内圈一起构成了所谓的固体地球。对于地球外圈中的大气圈、水圈和生物圈，以及岩石圈的表面，一般用直接观测和测量的方法进行研究。而地球内圈，目前主要用地球物理的方法，例如地震学、重力学和高精度现代空间测地技术观测的反演等进行研究。地球各圈层在分布上有一个显著的特点，即固体地球内部与表面之上的高空基本上是上下平行分布的，而在地球表面附近，各圈层则是相互渗透甚至相互重叠的，其中生物圈表现最为显著，其次是水圈。1、地球内部圈层划分依据地球内部情况主要是通过地震波的记录间接地获得的。地震时，地球内部物质受到强烈冲击而产生波动，称为地震波。它主要分为纵波和横波。由于地球内部物质不均一，地震波在不同弹性、不同密度的介质中，其传播速度和通过的状况也就不一样。大约在陆地地壳平均33公里深处，纵波速度为7.6公里/秒，横波为4.2公里/秒。再向下纵波急增为8.1公里/秒，横波为4.6公里/秒。这个波速不连续面是1909年奥地利地震学家莫霍洛维奇发现的，故名莫霍洛维奇界面，简称莫霍面。在距地表2900公里深处，纵波速度由13.64公里/秒突然降为8.1公里/秒，而横波至此完全消失。这个不连续界面是美籍德人地震学家古登堡于1914年发现的，故称为古登堡面。根据这两个不连续面将地球内部划分为三个圈层：地壳、地幔和地核。2、地球内部圈层的划分地壳：位于莫霍面以上部分称为地壳。地壳表层岩石平均密度2.65克/厘米3，处在常温、常压下。地壳底部密度增加到2.9克/厘米3，温度高达1000℃左右，压力可达1万个大气压。地壳的总体积只占整个地球体积的1%;其质量仅占地球总质量的0.8%。地壳又可分为大陆型和海洋型，大陆型地壳厚度大，平均厚约33公里，高山地区厚度更大，我国西藏及天山地区可达70公里厚。大洋型地壳厚度小，平均只有7.3公里。按组成岩石类型地壳又可分为上下两层，上层主要由花岗岩和沉积岩组成，称为花岗岩层。此层在山区厚度可达40公里，在平原区平均厚为10公里左右，在大洋底则很薄，甚至缺失。下层主要由玄武岩组成，称玄武岩层，在陆上较厚，可达30公里，在深海底仅为5—8公里地幔：莫霍面以下古登堡面以上的圈层，底界深为2900公里，其体积占地球总体积的82%，质量占67.8%，物质密度从上部的3.32克/厘米3向下递增到5.66克/厘米3，底界面上压力可达140万个大气压，温度从上部的1200℃到下部增到2000℃。按地震波变化，以984公里深为界把地幔分为上下两部分。上地幔以橄榄岩为主，称为橄榄岩层。在距地表50—地核：古登堡面以下到地心称为地核。根据地震波传播情况，又可分为外核与内核。从2900—5100公里范围称为外核。在外核部分地震波的横波完全消失，只有纵波能通过，而且波速减慢，所以外核的物质可能是液态的。5100公里以下到地心，为内核。在这里地震波的横波重新出现，纵波波速也有突然增大的现象。由此推测内核物质可能是固态的。据推测地核物质非常致密，密度可达9.7—17.9克/厘米3。按体积地核只占整个地球的17%，但其质量却占31.5%。地核内压力可达300—360万个大气压，温度为2000—3000℃，最高不超过5000（三）、地壳物质组成地壳中的化学元素：地壳中有90多种天然化学元素，其中氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁八大元素含量占地壳总重量的97％，其余元素只占3％。而地壳中的氧约占49％；硅约占26％。地壳中的矿物：地壳中的化学元素，随着地质作用的变化不断地进行化合和分解，形成各种具有一定物理—化学性质特征的矿物①。而矿物又是形成地壳岩石与矿石的基本单位。地壳中的矿物大约有3000种，但与形成岩石有关的矿物主要有：石英、正长石、斜长石、角闪石、辉石、云母、方解石等，这类矿物通常称为造岩矿物。主要造岩矿物特征：石英（SiO2），晶体为柱状或块状，透明或半透明，具有油脂光泽，硬度7②，用刀刻划不产生条痕，为重要造岩矿物。长石，各类岩石都有，为含有钾、钠和钙的硅酸盐矿物，硬度6—6.5，柱状或板块状，正长石常为肉红色，斜长石为灰白色。角闪石，暗灰色或黑色，硬度5.5—6，常与石英、长石共生。云母，能沿解理方向揭成很薄的光滑薄片，发亮，透明，能弯曲，硬度2—3，具绝缘性。方解石（CaCO3），白色，透明或半透明，硬度3，用刀刻划可见条痕，遇稀盐酸反应起泡。六、所有岩石类型及各期的岩石类型和年代（一）、沉积岩又称为水成岩，沉积岩是在地壳表层的条件下，由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分，经搬运、沉积及其沉积后作用而形成的一类岩石，是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一。以物质来源为主要考虑因素的分类，沉积岩被分成三类，即由母岩风化物质、火山碎屑物质和生物遗体形成的不同沉积岩。1、母岩风化物质母岩分化产物形成的沉积岩是最主要的沉积岩类型，包括碎屑岩和化学岩两类。碎屑岩根据粒度细分为砾岩、砂岩、粉砂岩和黏土岩，化学岩根据成分，主要分出碳酸盐岩、硫酸盐岩、卤化物岩、硅岩。砾岩：是粗碎屑含量大于30%的岩石。绝大部分砾岩由粒度相差悬殊的岩屑组成，砾石或角砾大者可达1米以上，填隙物颗粒也相对比较粗。具有大型斜层理和递变层理构造。砂岩：在沉积岩中分布仅次于黏土岩。它是由粒度在2～0.1毫米范围内的碎屑物质组成的岩石。在砂岩中，砂含量通常大于50%，其余是基质和胶结物。碎屑成分以石英、长石为主，其次为各种岩屑以及云母、绿泥石等矿物碎屑。粉砂岩：中，0.1～0.01mm粒级的碎屑颗粒超过50%，以石英为主，常含较多的白云母，钾长石和酸性斜长石含量较少，岩屑极少见到。黏土基质含量较高。黏土岩：是沉积岩中分布最广的一类岩石。其中，黏土矿物的含量通常大于50%，粒度在0.005～0.0039mm范围以下。主要由高岭石族、多水高岭石族、蒙脱石族、水云母族和绿泥石族矿物组成。碳酸盐岩：常见的岩石类型是石灰岩和白云岩，是由方解石和白云石等碳酸盐矿物组成的。我国桂林有“山水甲天下”之美称，奇妙莫测的七星岩是另一种类型的沉积岩，即碳酸盐地区形成的喀斯特地貌。硫酸盐岩：硫酸盐矿物是金属元素阳离子和硫酸根相化合而成的盐类。由于硫是一种变价元素，在自然界它可以呈不同的价态形成不同的矿物。硅质岩：沉积岩中以二氧化硅为主要成分的岩石叫做硅质岩。也称燧石岩。其主要矿物成分是自生石英、玉髓和蛋白石。火山活动可提高海洋中的硅质含量，也是硅质岩中硅的主要物源。2、火山碎屑物质火山碎屑岩：是介于岩浆熔岩和沉积岩之间的过渡类型的岩石，其中50%以上的成分是由火山碎屑流喷出的物质组成，这些火山碎屑主要是火山上早期凝固的熔岩、通道周围在火山喷发时被炸裂的岩石形成的，碎屑包括岩屑、晶屑、玻璃质屑、浆屑、火山块、火山砾和火山灰。这些碎屑降落到地面或海底，经过固结形成岩石，由于火山也可以在海底爆发，所以火山碎屑岩有陆相沉积的也有海相沉积的。3、生物遗体生物遗体可组成可燃性（如煤及油页岩）和非可燃性两种生物岩。生物沉积岩是由生物体的堆积造成的，如花粉、孢子、贝壳、珊瑚等大量堆积，经过成岩作用形成的。（二）、岩浆岩岩浆岩是由岩浆凝结形成的岩石，约占地壳总体积的65%。岩浆是在地壳深处或上地幔产生的高温炽热、粘稠、含有挥发分的硅酸盐熔融体。是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的母体。根据矿物成分和硅酸（SiO2）的含量变化规律，将岩浆岩分为酸性岩（含SiO2大于65%）、中性岩（含SiO252-65%）、基性岩（含SiO240-52%）和超基性岩（含SiO2小于40%）四类。1、超基性岩类本类岩石几乎全部由铁镁矿物组成，占95%以上，如橄榄石和辉石，有时也见到一些角闪石和黑云母，因此，在化学成分上SiO2含量小于40%，本类岩石最主要的有橄榄岩和辉岩。橄榄岩：主要由橄榄石和辉石组成的岩石，两者含量近似，各占50%左右，一般为暗绿色或黑绿色，全晶质粗粒或中粒结构、块状构造，易风化，常变为蛇纹岩。辉岩：主要由辉石组成，也可以含有一些橄榄石、铁矿等。辉石常形成粗大的晶体，橄榄石则很小，散嵌在辉石的晶体之间，颜色多呈褐色或绿褐色。2、基性岩类本类岩石SiO2含量比超基性岩中的含量增多，占40-52%，而铁镁含量相对减少，所以在主要矿物中出现了浅色矿物斜长石，暗色矿物以辉石为主，浅色和暗色矿物含量近于相等。辉长岩：辉长岩是深成岩，它主要由辉石和基性斜长石（钙斜长石）组成，另外也有一些橄榄石、角闪石和黑云母等次要矿物。辉长辉绿岩：基性岩类的浅成岩，也有称之为辉长玢岩的（具有斜长石斑晶者称玢岩；具有正长石斑晶者称斑岩）。它的矿物成分和辉长岩的相同，颜色一般较深，其中矿物成分基本上能辨认，为斑状结构，斑晶为斜长石。玄武岩：基性岩类的喷出岩，它的成分和辉长岩形似。玄武岩常常有大面积的分布，多呈岩流、岩钟和岩盖产出。3、中性岩类（闪长岩—安山岩类）本类岩石SiO2含量比基性岩有所增加，占52-65%，而铁镁的含量相对减少很多。同时在本类岩石中出现了K2O，所以其主要矿物中浅色矿物更多了，浅色矿物中主要是含CaO和Na2O的中性斜长石。闪长岩：闪长岩是中性岩的深成岩，主要由斜长石（70%左右）和角闪石（30%）左右组成，其次含有一些辉石、黑云母及磷灰石等。正长石和石英常可以少量出现。闪长岩颜色多为灰色、淡灰绿色，具有全晶质中粒或粗粒结构，块状构造。闪长玢岩：闪长玢岩是浅成岩，其矿物成分与闪长岩相同，具斑状结构，其斑晶为斜长石，多呈岩脉产出。安山岩：安山岩是中性岩类的喷出岩，它的成分和闪长岩相同，只因其生成的环境不同，表现出有不同的结构和构造。安山岩经常是致密隐晶质、半晶质或斑状结构，块状构造。岩石的颜色常为褐色、紫红色、灰色或灰绿色。4、中性岩类（正长岩—粗面岩类）本类岩石SiO2的含量和闪长岩类差不多，是硅酸正好饱和的岩石，故一般不含石英，其主要矿物为正长石，暗色矿物很少，多为黑云母、角闪石和辉石等。正长岩：这种岩石几乎全部由肉红色或灰白色的正长石组成，暗色矿物常有黑云母、角闪石和辉石，一般无石英，副矿物有磷灰石、磁铁矿等。正长岩的颜色多为肉红色、灰白色，多半是中粒结构，块状构造。正长斑岩：正长斑岩为浅成岩，其成分与正长岩完全相同，主要特征是具正长石斑晶，但暗色矿物也有成为斑晶的，其量很少。正长斑岩多以岩脉形态产出。粗面岩：粗面岩为喷出岩，其成分完全与正长岩相同，一般为灰白色或粉红色，斑状结构，块状和气孔状构造，斑晶为正长石，以此与安山岩相区别。粗面岩在自然界分布的不多，但较正长岩为多，常以岩墙、岩床、岩被等形态产出。5、酸性岩类花岗岩：花岗岩是酸性深成岩，是以浅色矿物为主的岩石，浅色矿物中以正长石和石英为最多。暗色矿物主要是黑云母和角闪石，尚含有磷灰石、电气石等次要矿物。花岗岩一般为浅色，全晶质粗粒或中粒结构，块状构造。花岗斑岩：花岗斑岩是浅成岩，矿物成分相同于花岗岩，为全晶质的，具有似斑状结构，斑晶以长石、石英为主，有时也有云母、角闪石等，石基部分具有相同的成分。石英斑岩：斑状结构，斑晶主要是石英，此外还有透长石（钾长石的一种），石基为隐晶质。流纹岩：流纹岩是酸性喷出岩，在矿物成分上基本相同于花岗岩，但结构和构造上有显著的不同。流纹岩具斑状结构，斑晶为石英及无色透明的透长石。6、脉岩类随着各种深成岩的形成，往往形成一些沿围岩或某些深成岩体之内的裂缝充填的特殊岩石，常呈脉状产出，故称脉岩。因常具有特殊的矿物成分和结构，因而将它单独归为一类。伟晶岩：伟晶岩是具有伟晶结构的浅色脉岩。矿物结晶粗大，一般在1-2厘米以上，个别的甚至以米来衡量或以吨来计算。矿物成分有的相当于花岗岩，有的相当于闪长岩、辉长岩或正长岩。可富集成有价值的矿床。细晶岩：细晶岩是因岩石具有细粒他形结构而得名。细晶岩中浅色矿物大量集中，不含或少含暗色矿物，故颜色浅，常呈灰白、黄白、浅红、灰绿等色。主要矿物成分为细粒石英和长石，二者含量在90%以上，又称长英岩。煌斑岩：煌斑岩是一种脉状产出的暗色岩石，组成岩石的矿物主要是辉石、角闪石、黑云母等暗色矿物，呈暗绿、黑色、黑褐色。粒状结构、斑状结构。7、火山玻璃岩火山玻璃岩是指由火山喷发出来的熔浆在地表急骤冷凝的条件下，形成一种几乎完全由玻璃质构成的岩石。结晶矿物极少，这种岩石多分布在古今火山区，而以酸性玻璃岩最多，在构造上也往往出现流纹构造和气孔构造黑曜岩：黑曜岩呈黑色、灰黑色、深灰或淡红色，几乎全是玻璃质，具明显的玻璃光泽及贝壳状断口。硬度大，有时含少量石英和透长石斑晶。岩石含水量小于1%。因酸性玻璃质黑曜岩最常见，也可有中性玻璃质黑曜岩，但少见。珍珠岩：珍珠岩外表与黑曜岩近似。但珍珠岩具有松脂光泽和略具流纹构造。镜片下观察珍珠岩的玻璃基质中有球粒状的珍珠结构。含水约百分之几。浮岩：浮岩是具有多气孔的玻璃质岩石。基性、酸性都有，前者色深，后者色浅。质轻（比重0.3-0.4），能浮于水而得名。多分布于古代和现代火山口附近或火山颈中，同各种火山岩共生。8、火山碎屑岩类火山碎屑岩是由于火山喷发所产生的各种碎屑物质经过短距离搬运或就地沉积形成的岩石。火山碎屑岩是喷出岩和沉积岩过渡类型的岩石。在结构构造上则又与沉积碎屑岩有相似之处，但又有很多差别。根据碎屑颗粒大小，可分为以下几种：火山集块岩：火山集块岩有1/5以上的火山碎屑的直径大于50毫米，碎屑带棱角。火山集块岩成分主要是各种中基性、基性熔岩块及火山弹大小不一的岩块堆积而成。形状多半为纺锤形、梨形、面包状等。多气孔。火山角砾岩：有1/3以上的火山碎屑介于2—50毫米之间。火山角砾岩主要为各种熔岩角砾，也可由一些其它岩石的角砾组成，棱角明显，分选性差，通常为火山灰所胶结。凝灰岩：主要由火山灰所构成的岩石堆积而成。组成岩石的碎屑较细，小于2毫米，含量超过半数，其成分多属火山玻璃、矿物晶屑和岩屑，此外尚有一些沉积物质。（三）、变质岩变质岩是在高温高压和矿物质的混合作用下由一种石头自然变质成的另一种石头。变质岩是在地球内力作用，引起的岩石构造的变化和改造产生的新型岩石。习惯上先按变质作用类型和成因，把变质岩分为下列岩类：1、区域变质岩类板岩：具板状构造的浅变质岩，由泥质岩、粉砂岩或中酸性的凝灰岩经轻微变质作用形成，原岩在矿物成分上没有或部分重结晶，只有脱水、硬度增高，岩石外表呈致密隐晶质，矿物颗粒细小，肉眼难以鉴别。千枚岩：具有典型的千枚状构造的浅变质岩石。由泥质、粉砂岩或中酸性的凝灰岩经低级变质作用形成。主要由细小的绢云母、绿泥石、石英、钠长石等矿物组成，岩石一般呈细粒鳞片变晶结构，颗粒平均粒径小于0.01mm。岩石的片理面上，具有明显的丝绢光泽。片岩：主要是由片状矿物（云母、绿泥石、滑石等）、柱状矿物（阳起石、透闪石、普通角闪石等）和粒状矿物（长石、石英等）组成的，具有显晶质的等粒鳞片变晶结构，片状构造的岩石，一般经低中级变质作用而成，肉眼可辨矿物成分。片麻岩：岩石具有明显的片麻状构造，含长石、石英等粒状矿物较多，粒度较粗（＞1mm），岩石中长石和石英的含量超过50%，当片状矿物较多时，过渡为片岩。片柱状矿物可以是云母、角闪石等，有时也含较多的夕线石、蓝晶石、石榴子石、堇青石等变质矿物。变粒岩：是一种含长石（＞25%）、石英（＞70%）较多，云母和其它暗色矿物较少的具有细粒等粒状结构的岩石。石英岩：是石英含量＞85%的变质岩，由石英砂岩或硅质岩经区域变质或热液接触变质作用而成，岩石中还含少量长石、绢云母、绿泥石、白云母、黑云母、角闪石、辉石等矿物，具有粒状变晶结构，块状或条带状构造。大理岩：碳酸盐岩矿物（方解石、白云石为主）含量＞50%的变质岩，它是由碳酸盐岩红区域变质或热接触变质作用形成的，一般具有粒状变晶结构和块状构造。2、接触变质岩类热接触变质岩：围岩受岩浆散发的热量影响发生变质结晶和重结晶而未发生交代作用而形成的岩石。其代表性岩石是角岩，角岩肉眼下一般为致密均匀的块状构造，但有时可见变余的层理。角岩的种类很多，有泥质角岩、长英质角岩、钙硅酸盐角岩等。接触交代变质岩：由岩浆带来的挥发分的影响，使原岩发生变质结晶、重结晶并发生交代作用的变质岩，其代表性岩石是矽卡岩，它是在深度不大或中等温度下，由碳酸盐岩和中性侵入岩接触时，由交代作用而形成的，由石榴子石、辉石及其它钙硅酸盐矿物组成的岩石。3、动力变质岩类构造角砾岩：断裂带中，原岩受应力破碎成棱角状碎块，在剪切或重力作用的影响下，发生过一定的位移，大多数碎块的粒度在2mm以上，并被破碎细屑及部分外来沉淀物质胶结的岩石碎裂岩:具有碎裂结构或碎斑结构的岩石，它是在较强的应力作用下，受到挤压，原岩被碎裂成大小不等的碎块，分布在被粉碎的细粒基质中。糜棱岩:具有糜棱结构和定向构造的岩石称为糜棱岩，它是原岩经过强烈研磨作用的产物，往往分布在断裂带两侧，由于压扭应力作用使岩石发生错动研磨粉碎而成。千糜岩:在强烈挤压的应力作用下，形成具有千枚状构造的糜棱岩。岩石在矿物成分和构造上和千枚岩相似，但成因和产状不同。4、气液变质岩类蛇纹岩：由超基性的岩石，经气－液交代作用，使其中的橄榄石和部分辉石，转化成蛇纹石，形成蛇纹岩。滑石菱镁岩：超镁铁质岩或蛇纹岩经富含CO2的热液交代成富含滑石、菱镁矿、白云石、石英以及铁的氧化物等矿物组合的岩石。青磐岩：中性喷出岩（安山岩）经热液（H2O、CO2）蚀变成富含绿泥石、钠长石、绿帘石、石英、方解石以及阳起石、黄铁矿等暗绿色到浅绿色的致密块状的热液蚀变岩石。云英岩：主要是由含氟的白色云母、石英、黄玉、萤石以及锡石等矿物组成的浅色蚀变岩。5、混合岩类由混合岩化作用形成的岩石，它是地下深处、重熔高温带的岩石，经大量热液和熔浆及携带物质相互渗透、交代、贯入、混合等形成的岩石，其代表性岩石是混合花岗岩。混合花岗岩岩性与岩浆成因的花岗岩极为相似，但混合花岗岩没有完整的产状形态和明确的接触面。七、现固体地球物理的热点研究问题地球内部结构和构造是20世纪以来固体地球物理学最为重要的基础研究成果。板块构造中国地球物理学家致力于板块运动的驱动机制、西太平洋俯冲带和板内俯冲与块体边界场效应的地球物理研究，并有一系列的成果。全球地学断面（GGT），对此的研究主要是可以深化对以下问题的认识:（1）揭示了地壳与上地幔介质与结构在不同构造单元地域的不均匀性和复杂格局；（2）地体边界地球物理场效应和岩石圈与软流圈的界带；（3）构造活动、地震活动、地热活动及其间的相互作用；（4）断裂体系，特别是大型水平推覆和滑脱构造的追踪；（5）岩石圈的形成与演化及其深层动力过程。地震活动和地震预测，中外地球物理学家们一系列工作和研究与探索中集中表现在以下4个方面：（1）地震的全球分带特征。喜马拉雅—古地中海和环太平洋世界地震带的形成与板内地震活动的特异构造背景及其分区与分带特征；（2）大地震“孕育”、发生与发展的深部介质和构造环境与震源的物理—力学过程和成因有了一定的认识；（3）防震、减灾、地震灾害评估和地震预测（包括地点、时间与震级），取得了重要进展；（4）建立了全球地震数字台网和各个国家和区域的数字地震台网。非均匀性、非线性与各向异性介质中的地震波动理论与计算方法地球动力学：（1）板块构造驱动的动力源和机制及边界地球物理场效应；（2）地热活动、地震活动和重力均衡补偿的深部异常场形成的要素；（3）地幔对流“猜想”的提出对物质和构造运动的分析、解释以及对全球地球动力系统的认识；（4）410km、670km间断面，核—幔边界与D"层、地幔对流和地幔热柱的形成及深部物质上涌；（5）天体运动，如地球自转、极移与九大行星之间的相互作用和地球内部物质分异、调整与响应。此外，还有全球范围内最具典型性地域的地球物理研究（1）青藏高原被誉为世界层脊，它的形成与演化不仅改变了东亚地区的人文与气候，而且形成了独特的地质构造。多年来，中外地球物理学家倾注了大量心血为揭开高原之秘做出了巨大贡献。青藏高原地壳巨厚，块体边界具有显著的地球物理标志，是陆—陆碰撞、造山和深部物质与能量强烈交换的场所；并且由于其深部物质的侧向流动延展，对川、滇地带地震活动和构造应力场有强烈影响，至今深部物质仍在运移，高山尚在继续隆起。（2）大