地球探测与信息技术基础(二).ppt

1、第二章 地球探测基础概念,2.1地球层圈的特征（0）,地球形态? 结构? 圈层?,Story of our dynamic planet,Plate Tectonics : a new view towards the Earth,Story of our dynamic planet,Earthrise - as seen from Apollo 8 in lunar orbit,- Christmas 1968: Image: NASA,2.1地球层圈的特征（0）,2.1.1地球内部结构及物质组成 一、地球内部圈层结构 多年来对地球内部的研究，在全球范围内已积累了丰富的资料，根据地震波速度

2、的变异，地球内部分为地壳、上下地幔和内外地核等几个大的圈层，自外向内有： 壳幔界面 上下地幔之间的过渡层 幔核界面 内外核边界,2.1地球层圈的特征（1）,“Big Apple”,2.1地球层圈的特征（2）,层状 Earth,地球内部结构,岩石圈的变化,2.1地球层圈的特征（3）,2.1地球层圈的特征（5）,2.1地球层圈的特征（7）,多年来对地球内部的研究表明，根据地震波速度的变异，地球内部分为地壳、上下地幔和内外地核等几个大的圈层。 (1)壳幔边界 在地壳下面30-60km深度处，P波速度从6-7km/s，跳到8km/s以上，它是地壳与地幔的分界面，这个界面是南斯拉大地震学家莫霍洛维奇(M

3、ohorovicic)在1909年研究阿尔卑斯地区的区域地震P波震相时发现的，因此，这个界面又称为莫霍间断面(通常用Moho或M表示)。 (2)上下地幔的过渡层 从1956年开始澳大利亚地震学家布伦(Bullen)对地幔做了进一步地分层的研究，认为地幔由上地幔、过渡层（速度变化不均匀）和下地幔(速度变化均匀)组成。,2.1地球层圈的特征（8）,(3)幔核边界 在地幔内部，速度随深度而增加，在大约2900km处，P波速度突然从13km/s下降到8km/s左右，在地球内部出现第二大间断面。这是美国的地震学家古登堡(Gutenberg)于1914年通过大量天然地震震相分析首先提出的，该界面又称为古登

4、堡界面。 (4)内外核边界 从2900km以下进入地核，P波速度逐渐回升，S波速度因不能通过而恒为零，直到大约5300km深处S波才出现，P波速度也呈现明显跳跃，成为地球内部的第三大间断面。从而可见，外核物质为液态，内核物质则为固态。这是丹麦地震学家莱曼(Lehmann)女士在1936年首先发现的，并记为L面。,2.1地球层圈的特征（9）,上述地球分层，即主要简单的划分，从本世纪开始至50年代已大体确定，而且习惯上采用A-G字母广以命名：A(地壳)，B(上地幔)，C(过渡层)，D(下地幔)，E(外核)，F间断面，G(内核)。 最近30年来，对地球结构的认识逐步深入，目前在横向变化、非弹性和各向

5、异性诸方面的研究不断深化，故地球模型逐渐发展和完善。在地球分层模型的发展过程中，曾先后出现佐普列兹盖格模型，杰弗里斯模型，古登堡(Gutenberg)模型，布伦(Bullen)模型，安德森哈特模型以及初步地球参考模型(PREM)。这些模型彼此有联系，也有些区别，其中布伦模型和初步地球参考模型，使用较广。,2.1地球层圈的特征（10）,2.1地球层圈的特征（11）,二、地球内部物质组成 关于地球的元素丰度，上地壳、水圈、大气圈的成分可以直接观测，困难的是下地壳、地幔，尤其是下地幔和地核。 为解决这一问题，克拉克(FwClarke，1921)等应用陨石类比法；华盛顿(H5Washington，19

6、25)、梅森(Mason，1966)应用地球模型和陨石类比法；我国黎彤(1976)应用地球物理类比法研究地球的化学成分和元素丰度。他们的研究虽然有些差别，但其结果有共同特征，即地球主要元素丰度顺序为 铁、氧、镁、锡、镍、硫、钙、铝、钴、钠 地球的化学组成特点是：氧和硫(主要阴离子)原子丰度远小于全部金属阳离子的原子丰度之和，因而地球能有多余的Fe、Ni进入地核；并且地球有一些元素表现为亲氧性，成为造岩元素，另一些元素表现为亲硫性，成为金属成矿元素。,2.1地球层圈的特征（12）,2.1.2地质作用与地质演化 大陆漂移与板块构造 板块构造与地壳运动 地壳运动类型 造山运动 造陆运动 构造变形 褶

7、皱 断裂 岩浆作用 变质作用 沉积作用 地质年代与生物演化,继续,2.1地球层圈的特征（13）,一、大陆漂移与板块构造 1.大陆漂移说 大陆大规模地漂移，早已是具有直观能力的人们思索的问题，1620年法国的Bacon就在地图上对大西洋两岸相似的部分作了标记。奥地利地质学家修斯（1909）把南半球大陆拼在一起，并推测存在一个冈瓦纳大陆(Gondwanaland)。最为系统地提出大陆漂移观点的是德国青年气象学家魏格纳(AWegener，1912，1915)，他根据古生物化石、岩石特征和地质构造的相似性提出大西洋两岸曾是一个大陆，随后收集了大量证据，推测3亿年前曾经存在一个全球统一的联合古陆(pan

8、gea)，在2亿年前开始破裂才慢慢分离成现今的大陆布局。,Plate Tectonics,Continental drifting + Seafloor spreading = Plate tectonics + Mantle convection,Founder of Theory of Continental drifting,Alfred Wegener(1880-1930),Alfred Wegener,Born on November 1, 1880 1904, Ph.D in astronomy from the University of Berlin 1906, first e

9、xpedition to Greenland 1907, tutor at University of Marburg 1912-1913, two times to Greenland 1914, drafted into the German army 1924, professor at University of Graz 1930, last expedition to Greenland 1930, died,Distribution of Continents and Oceans,Continental Bridge?,Similarity of Species,Migrati

10、on of species,Stratigraphic sequence,taken from Southern England,taken from Fdol,地层,Stratigraphic sequence,taken from Deccan traps,taken from Mambai, India,Drifting history of continents,Who proposed the idea of continental drifting firstly?,Thales F. Bacon Lilienthal Press Humboldt A. Snider W. H.

11、Pickering F. B. Taylor,2.1地球层圈的特征（14）,这种理论1922年曾轰动一时，但由于魏格纳当时认为“硅铝质的大陆漂移在硅镁质的洋壳之上”，这一大陆漂移机制因为与地球物理资料不符(它们之间因粘度之大，远远超过漂移的动力而根本不可能。并且也因古生物学的证据不足，遭到了英国著名地球物理学家杰弗里斯等强烈的反对与抨击，至30年代几乎消声匿迹。直到50年代，大规模的深海调查和古地磁学的发展，使“大陆漂移”论在新的事实基础上重新抬头，在60年代形成了全球板块构造学说。 2.海底扩张说 20世纪50年代，随着海底调查积累了丰富的海底地质和地貌资料，尤其是古地磁学的进展，导致赫斯(

12、1962)和迪茨(1961)几乎同时提出海底扩张的观点。海底扩张作用是大洋岩石圈在洋中脊处裂开，炽热的地幔岩浆从这里涌出，冷却固结成新的大洋岩石圈，并把先期形成的岩石向两侧对称地推挤，导致大洋海底不断扩张。,Depth measurement of sea bottom,2.1地球层圈的特征（15）,另一方面，在假设地球的体积和面积不变的情况下，大洋岩石圈也必然在大陆边缘的海沟处沿着消减带向大陆岩石圈之下俯冲，消亡于软流圈中。 因此，海底扩张实质上是全球洋壳在不断地循环变化2-3亿年内更新一次。海底扩张说的确凿证据是海底岩石年龄的分布：以年龄最新的大洋中脊为轴，向两侧呈对移地分布，离中脊愈远愈

13、老。 海底扩张有两种情况，一种是太平洋型，从大洋中脊新产生的大洋岩石圈，把老的大洋岩石圈向两侧推挤到大陆边缘的海沟处，并沿消减带分别俯冲到两侧陆壳板块之下，消失于上地幔软流圈中。另一种是大西洋型，洋中脊（转换断层）新生的大洋岩石圈向两侧推挤时，只是推动美洲大陆和非洲大陆向东西两侧移动，其间并没有发生俯冲消减作用。因此海底扩张的发现，必导致板块理论的出现。,An amazing discovery,Topographic of Atlantic Oceanic ridge,Maurice Ewing & Bruce Heezen,1956, Lamont Geological Observato

14、ry, reported that narrow troughs or rift valleys run along the crests for most of the length of the extensive submarine mountain chains in the Antarctic, Indian and Atlantic oceans.,Global seismicity,2.1地球层圈的特征（17）,2.1地球层圈的特征（18）,2.1地球层圈的特征（19）,2.1地球层圈的特征（20）,2.1地球层圈的特征（23）,3.板块及板块边界 根据板块理论，地球岩石圈是由几

15、个固定的大陆和洋盆组成的刚性块体，目前多数学者认为现代的岩石圈已破裂成12个板块。镶嵌在岩石圈中的大陆随着运动着的板块漂移。 根据板块构造理论，刚性的岩石圈板块漂浮在部分熔融的塑性软流圈上，沿着一个总的方向滑动，根据与相邻板块的相对运动方式，我们可以确定三种不同类型的板块边界。 离散型板块边界 所有大洋中脊都是本类型板块边界，两侧板块沿着相反的力向运动，两侧以频繁的线状玄武岩浆上涌，拉张作用引起浅源地震和高速热流为特征。 会聚型板块边界 可以太平洋东西两岸的海沟俯冲带为代表，以产生深源地震，形成褶皱山系(海岸山脉增生楔)，引起玄武质和安山质火山活动(火山弧、弧前盆地和弧后盆地)为特征。,2.1

16、地球层圈的特征（24）,转换断层型边界 这种边界既不形成新的岩石圈，原来的岩石圈也不会消减。转换断层并不是使洋中脊发生单方向的平移错位，而是反映了岩石圈的不均匀断裂。转换断层以陡崖为标志，具有水平位移的浅源地震特征，往往伴随着板块的分离和火山活动。 每一个板块都可能以上述三种或两种类型的边界组合为自身的界限。如太平洋板块边界包括太平洋中脊(离散型边界)、沿太平洋西侧海沟带(会聚型边界)，以及众多的转换断层组成的边界，而非洲板块则只有大洋中脊和转换断层两种边界。 目前我们还不能十分确切地解决板块运动的动力问题，“国际地质力学计划”组织了数千名科学家探索板块运动的原因。现在我们所能知道的仅仅是反映

17、板块扩张的大洋中脊和反映板块俯冲的海沟岛弧系统的存在。地幔对流也已被地球物理资料所证实，所以地质学家根据已知的地幔对流来描述板块构造驱动的机制。,2.1地球层圈的特征（25）,二、板块构造与地壳运动 根据上节讨论的岩石圈板块构造及其驱动机制，当两个板块发生聚合时，沿板块边缘分布的巨厚沉积地层就会受挤压而发生褶皱和断裂，导致两者之间原先存在的洋盆闭合和新生山脉隆升，同时伴随发生岩浆侵入和岩石的变质作用，这种地质构造十分复杂的长条状地带称为造山带。 1. 板块运动与地壳运动类型 在山区常常可以看到层状岩层被褶皱或突然断开，都是地壳运动的结果，它们往往和板块运动有关。,2.1地球层圈的特征（26）,

18、(1)造山运动 大陆上最为雄伟的现象之一是绵延数千公里的高峻山脉，山脉中的沉积岩层在地质历史中形成于深海洋盆等复杂环境，后来发生强烈的裙皱、断裂、岩浆侵入和变质作用，形成这些变形造山带的运动称为造山运动。现在普遍认为造山运动是岩石圈板块碰撞或陆内俯冲的结果。例如我国著名的天山、祁连山、秦岭造山带的形成都与古生代或早中生代发生过的板块碰撞作用有关燕山山脉的形成则是晚中生代陆内造山带的代表。但我们现在见到的喜马拉雅山脉，则是晚第三纪(晚近纪)以来伴随印度与欧亚大陆碰撞导致青藏高原强烈抬升的结果。,2.1地球层圈的特征（27）,(2)造陆运动 一些地方过去曾经在海平面之下不断接受沉积物充填并缓慢下沉

19、，但是现在被抬升到海平面之上。如芬兰斯堪的纳维亚半岛在海拔250米处找到曾经是海滩的贝壳，证明它在第四纪冰期后发生了抬升。又如我国广东沿海中山、台山、茂名、潮汕等地，在狭长的滨海平原沉积物中可以见到海生贝壳。这些曾一度被淹投的浅海，现在抬升变成陆地，正所谓沧海变桑田，这样大规模的海陆变化到处可见，称为造陆运动。造陆运动实际上是地壳垂直升降运动的一种表现形式，只要没有大规模褶皱或断裂作用，地壳的向下沉降可以形成巨大的盆地。如我国的华北盆地，在天津附近打钻达700800m深的地下，发现还有第四纪的河流沉积，说明在最近200多万年内下降了800m以上，是地壳发生垂直运动的有力证据。,2.1地球层圈的

20、特征（28）,地壳大面积的垂直升降运动可以有多种成因机制。有的与全球或邻区板块构造运动直接相关，如青藏高原强烈隆升；有的可能与区域性地壳均衡调整等因素有关，如北欧的斯堪的纳维亚半岛第四纪大陆冰盖消融后的缓慢抬升。 2.构造变形 无论是板块边缘或板块内部，都可以在地壳受到拉张或挤压情况下发生系列的褶皱和断裂，它们的规模小的只几厘米，大的可达数公里，当然，发生褶皱和断裂最强烈的地区就是造山带。 (1)褶皱 根据岩层的倾斜方向和组合关系，在野外可以识别出背斜和向斜，统称为褶皱。根据褶皱的几何形态，可分为对称褶皱、非对称褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱；在三维)方向还可以分为穹隆与构造盆地。岩石受力发生变形，

21、当外力增加超过一个临界点时，一些岩层被揉皱岩层发生断裂；有一些先褶皱，然后断裂；也可以先发生断裂，再引起褶皱。,2.1地球层圈的特征（29）,背斜,向斜,2.1地球层圈的特征（30）,2.1地球层圈的特征（31）,2.1地球层圈的特征（32）,2.1地球层圈的特征（33）,2.1地球层圈的特征（34）,(2)断裂 断裂分为两类，节理和断层。 节理 是一种岩层没有发生明显位移的裂隙，常常可以看到两组或几组节理有规律的交叉，如果这样，则意味着产生这种规律的应力是均匀的或连续变化的，如上覆岩层的压力、区域应力或岩浆冷凝收缩都可以产生节理。通过系统测量节理的产状，可以帮助我们分析产生这些节理的应力状态

22、。 断层 是岩层破裂有显著位移的断裂构造。断层的规模可大可小，小者位移仅几厘米，大者达数百公里，它可以上下运动，也可以左右运动。据此可分为正断层、逆断层、逆掩断层、平移断层，一系列正断层的组合可形成地堑和地垒。,2.1地球层圈的特征（35）,正断层,逆断层,逆掩断层,平移断层,2.1地球层圈的特征（36）,正断层,2.1地球层圈的特征（37）,2.1地球层圈的特征（38）,2.1地球层圈的特征（39）,3.岩浆作用与板块构造 岩浆的形成(熔融)、运移和冷凝的整个过程中，岩浆自身的变化以及对周围岩石影响的全部地质过程叫做岩浆作用。 岩浆作用包括侵入作用和火山作用两种类型，其直接结果是形成侵入岩和

23、火山岩。 地球内部的温压条件与岩浆的形成有着明显的关系。岩浆是一种炽热的，且有极强活动力的熔融体。通常在地下深处高温高压下岩浆形成时，与周围环境处于平衡状态。但岩石圈一旦发生破裂或产生压力差，平衡被打破，岩浆就会上升。由于受到上覆地壳的挤压，部分岩浆在地壳深处缓慢冷却结晶，一部分可以达到离地表较近的浅处较快冷却结晶，或者冲破地壳以火山的方式喷溢出来迅速冷却。,2.1地球层圈的特征（40）,侵入作用 由结晶粗大的矿物组成的花岗岩是怎样形成的呢?根据花岗岩与周围沉积岩之间截然不同的岩性和不协调的接触关系，以及与花岗岩接触处的沉积岩的矿物成分和结晶程度发生显著的热力烘烤现象，可以证明花岗岩是来自地下

24、深部炽热的熔融物质所形成。当这些熔融的岩浆上升到离地表不远的深处(3公里以下)，由于十分缓慢的冷却，矿物有充分的时间来形成自己的晶形。最后形成规模较大的岩基，有时也有规模较小的称为岩株，岩株常在深部与岩基相连。 除了深成的花岗岩之外，岩浆也可以上升到更接近地表的地方，但规模要小得多，冷却得更快，因此结晶颗粒比深成岩要细，常呈斑状或似斑状结构。岩体与周围岩石不协调的侵入关系可形成岩墙(岩脉)，此外与围岩的协调侵入关系还可形成岩床和岩柱。,2.1地球层圈的特征（41）,陆壳板块内的侵入作用常形成富硅铝的花岗岩，洋壳板块内的侵入作用则形成富含铁镁质的橄榄岩、辉长岩和中性的闪长岩，但规模都远比花岗岩小

25、。 火山作用 火山喷发是十分壮观的地球内部能量物质突然释放事件。地球上存在着500-600座活火山，大多数火山分布在板块的边缘。据统汁，其中80分布在会聚板块的压性火山岛弧带，15分布在板块分离的拉张带。极少数分布在板块内部。著名的环太平洋火山链(又叫火圈)就集中分布近70火山。全球大洋中脊裂谷体系是分离板块的边缘。延伸长达8x104km，其断裂一直延伸到地幔软流圈。大量玄武岩浆从这里上升，溢出的玄武岩构成了规模巨大的洋脊、火山和海底玄武岩高地，会聚板块边缘的火山链是由玄武岩和安山岩喷发形成的火山岛弧带。,2.1地球层圈的特征（42）,玄武岩来自俯冲板块之下的软流圈，而安山岩则可能是玄武质的洋

26、壳和俯冲板块携带的洋底含水沉积物俯冲到30-40km深度时部分熔融的产物。 洋底除了活火山外，还有大量死火山，仅太平洋就有10000多座，有人认为它们原本都是扩张中心(含热点)形成的活火山，当新洋壳形成，火山就随老洋壳带到板块内部成为死火山。它们有的是高耸出海面的洋岛。有的巳被风浪侵蚀夷平成为平顶火山锥(guyet)，有的随洋壳冷却下沉，成为不同的海底地貌。,2.1地球层圈的特征（43）,2.1地球层圈的特征（44）,2.1地球层圈的特征（46）,2.1地球层圈的特征（47）,2.1地球层圈的特征（48）,4.变质作用与板块构造 (1)变质作用的因素 引起岩石变质的因素有: 温度、压力、化学性

27、质活泼的流体 温度是形成变质岩石的重要因素，环境温度升高使岩石内部能量增加，从而提高了矿物体内原子、离子的活性，加速了不同组分的交换和化合。温度升高还可改变矿物的结构，破坏矿物原有晶格或使它重新结晶。温度上升可以来自地热增温，浅部的岩石随着深埋之后温度升高，可以引起变质，而且埋藏越深，温度越高，变质越深。温度上升还可能因岩浆侵入、大规模断裂构造等因素引起。,2.1地球层圈的特征（49）,压力是引起岩石变质的另一重要因素。在高压的作用下岩石的结构会发生明显变化，如产生叶理、劈理、板理、线理等，都是在定向压力作用下形成的。同时定向作用还可引起重结品作用。即在压力方向矿物晶体生长缓慢而在垂直压力方向

28、迅速增长加大，形成矿物晶体长轴与压应力方向垂直。与断层或强烈褶皱相关的挤压作用下，岩石内部的剪切和碾磨则会产生碎裂的粒状结构。,2.1地球层圈的特征（50）,(2)变质作用的类型 发生变质过程的地质条件复杂多样，通常根据变质作用发生的地质背景、物理化学环境，将变质作用区分为区域变质作用，接触变质作用和动力变质作用。 在板块分离带的大西洋中脊，科学家发现了变质的玄武岩。它是由上涌的玄武岩局部加热作用，促使下渗的海水循环产生热液，热液使喷出的玄武岩发生浅变质作用。在板块边界会聚，由板块俯冲形成的熔融岩浆上升形成的侵入岩，使浅埋的沉积岩和火山岩发生变质。比较著名的是靠近陆地火山弧的低压高温变质带(红

29、柱石硅线石组合)，那里有较高热流值，而压力较低。靠近海洋海沟俯冲带的高压低温量变质带(蓝闪石硬玉组合)，热流值很低，而压力很高。在两大板块碰撞、叠合的地带，往往有大规模混合岩化和花岗岩化的区域变质作用。,2.1地球层圈的特征（51）,5. 沉积作用与板块构造 地球表层是地球内部动力与外部动力共同作用的地方，其轮廓与全球板块构造之间存在密切的关系。 (1)沉积盆地与板块构造 地球表面不同部位间的差异升降运动，导致出现不同深度的海洋和陆地上的各种河、湖、平原、山间盆地等负地形，在地球外部地质营力(包括水流、风、冰川、生物作用)影响下发生沉积作用的主要场所，称为沉积盆地。沉积盆地中，由于保存大量反映

30、该地区自然地理环境演变信息以及有用矿产资源的沉积记录，历来受到人们的重视。由于板块构造与宏观自然地理环境之间存在相当密切的制约关系，沉积盆地也相应可以分为以下六大类。它们各自具有特殊的沉积作用和沉积类型。,2.1地球层圈的特征（52）,陆内盆地 位于大陆克拉通内部，包括凹陷、裂陷、裂谷和坳拉谷。 被动大陆边缘盆地 由陆架(正常浅海沉积)、陆坡和陆隆(浊流沉积为主)组成。 大洋盆地 由深海平原、中央海岭、海山和海底高原组成，有深水放射虫硅质沉积、泥质沉积、钙质沉积、浅水碳酸盐沉积等不同的沉积类型。 与消减构造背景有关的盆地 包括深海沟、火山弧、孤前盆地和孤后盆地，有大量火山碎屑沉积和深水陆源浊流

31、沉积。 与走滑构造背景有关的盆地 走滑盆地，以岩性横向变化迅速为特征。 与碰撞构造背景有关的盆地 包括残余盆地、前陆盆地、山间盆地等，以出现向上变浅的浊流沉积、粗碎屑和陆上沉积为特征。,2.1地球层圈的特征（53）,(2)地球外部地质营力与沉积作用 地球外部的地质营力包括 风力作用 地面流水作用 地下水作用 冰川作用 湖泊作用 海洋作用 生物作用等等。 这些地质营力以不同的方式参加表层地质作用的部分过程或全过程。按其先后顺序，表层地质作用包括：风化作用、剥蚀作用、搬运作用、沉积作用等。,2.1地球层圈的特征（53）,风化作用与剥蚀作用 在外部地质营力的作用下，通过物理的(如温度变化导致的热胀冷

32、缩和水、冰、风的机械作用)、化学的(如水、CO2和有机酸导致的溶解和化学变化以及生物的(如树根扎入岩石裂缝使其崩解，海洋中某些鱼类用锋利的牙齿锉括礁石使其变成砂子和泥)各种因素，使岩石变成碎块、砂、土和溶液的作用过程，都叫做风化作用。 剥蚀作用是风、水、冰川等地质外营力将岩石的风化产物剥落、刻蚀、带走的过程。 风化作用和剥蚀作用都是地质外营力对岩石圈表壳的破坏。它们之间既有联系，又有区别。风化作用是各种介质(水、大气、温度、生物)对岩石的原地破坏。而剥蚀作用则强调风化作用产物被地质外营力带走的过程。,2.1地球层圈的特征（54）,搬运作用 风化作用和剥蚀作用的产物碎石、砂、土、溶液，从被地表水

33、流、地下水，海流、风、冰川等介质带离其形成地开始，直到新的条件下停止运动的全部作用过程称为搬运作用。 碎屑物质的搬运方式有以下几种： 冰川的搬运是固体呈块体的搬动； 风和水流本身都是主动搬运碎屑颗粒的活跃介质， 称为牵引流(或挟带流)，被搬运的颗粒呈三种运动 方式：滚动、跳跃和悬浮。,2.1地球层圈的特征（77a）,风化地貌,2.1地球层圈的特征（77b）,风化地表,2.1地球层圈的特征（77c）,风化的岩石,风化剥蚀,2.1地球层圈的特征（77d）,生物风化,风化的崖面,2.1地球层圈的特征（77e）,喀斯特地貌,2.1地球层圈的特征（77f）,2.1地球层圈的特征（78）,大型溶洞,2.1

34、地球层圈的特征（55）,沉积作用 被冰川、水、风等介质搬运的物质，不会永远被搬运下去。经过一定的距离，由于搬动营力能量的降低，或者遇到适当的物理化学条件，或者在生物的参与下，最终被沉积下来，这种作用过程就叫做沉积作用。,2.1地球层圈的特征（56）,牵引流沉积 牵引流挟带的碎屑物质，在粒度和比重上服从机械分异作用的规律。机械分异作用是指碎屑物质在搬运和沉积过程中，当牵引流的流动速度和运载能力沿着一定方向发生有规律变化时，碎屑颗粒相应地按颗粒大小、形状、比重和矿物成分发生分异，依次沉积。在自然界这种例子是十分常见的。 沿着一条河流，我们可以看到在上游沉积的是砾石、砂砾。到中下游主要是中细砂，到河

35、口是细砂和粉砂。从河床向河岸两侧也可以看到这样的现象，河床中是中细粒的砂，近岸处是粉砂，越过堤岸到远离河床的低地从粉砂过渡到泥。 由于机械分异作用的结果，一些重要的金属砂矿，如细小的金、铂、锡石、黑钨矿、金刚石、刚玉等砂粒由于比重较大富集在砂砾(岩)层中，成为重要的矿产资源。,2.1地球层圈的特征（57）,颗粒的球度和磨圆度(指接近球形和磨蚀棱角的程度)，能反映颗粒在搬运过程中变化的特征。通常，随搬运距离愈远，颗粒的球度和磨圆度愈高。当然也有例外情形，如搬运过程中颗粒破裂。除此之外，球度与圆度还与矿物成分有关。硬度大的难于磨圆，硬度小的矿物易于磨圆，等轴晶系矿物容易呈球形，而二轴晶系矿物(长条

36、形、片形)则难以磨成球形。圆度与颗粒大小也有关粗大的砾石搬运不远即可磨圆而细小的砂粒磨圆的距离要远得多。 分选性是指示沉积物或沉积岩中颗粒大小一致程度的指标。颗粒大小均匀，称为分选性好，颗粒大小悬殊，称为分选性差。分选性通常随搬运距离愈远愈好。介质强烈扰动或反复以近似的强烈扰动的地带分选性最好，如潮汐作用反复冲洗下的海滩砂。,2.1地球层圈的特征（72）,牵引流沉积物得另一个特征是层面和层理构造，由于河、湖、诲底部的水流运动速度、方向各异，在不同沉积物中形成各种流水波痕、水平层理、平行层理和各种交错层理。 风也是一种牵引流，除了不能搬运溶解物质外，其余与水流无异。只是风能搬运的最大颗粒要比水流

37、小得多。因此沙漠砂的粒度一般不超过0.3mm。风吹动砂同样有滚动、跳动，悬浮(尘土)三种方式。风的沉积作用在结构上磨圆度、球度、分选性都比水流为好。风成砂同样可以形成各种波痕和层理。风成交错层理比水流形成的倾角更陡。 重力流沉积 重力流 是一种由水、泥、碎屑物质混合的高密度流体，最常见的重力流有泥石流和浊流。,2.1地球层圈的特征（73）,泥石流沉积 泥石流通常发育在山麓地带，在大陆斜坡的深诲底又称水下泥石流。它们是含有大量粗细碎屑和粘土的粘稠的沉积物，由粘土与水的混合而成，形成强度很高的内聚力，支撑着大小不等的碎屑颗粒呈悬浮状态，在重力的作用下自上向下运动。泥石流呈块体运动，内部颗粒不发生位

38、置交换，因而没有磨擦也不碰撞，当坡度变缓，能量降低时，它会沉积下来，泥石流的沉积作用也是整体的沉积，有如凝冻状态，内部的水分并不与沉积物分离。因此泥石流沉积物的特点是块状堆积，内部不显层理，砾石呈棱角状，无分选，无磨圃，大小混杂，且含大量泥质杂基。泥石流是一种严重的自然灾害。,2.1地球层圈的特征（74）,浊流是重力流的一种，它是泥与水混合的密度流，由于密度大于周围水体，因此它沿水下斜坡呈高速紊流状态运动。除地震、海啸、风暴、滑塌可以诱发浊流之外，水下泥石流的稀释可以转化成浊流。浊流对海底具有极强的侵蚀作用，往往形成特有的冲刷痕沟痕、槽痕。当它们被浊流沉积物充填后就形成沟模、模槽等砂岩的铸型。

39、具有极强侵蚀作用的浊流头部过后，由于速度的减缓，身部开始发生沉积作用。形成自下而上由粗变细的层序。由于这一层序是由鲍玛(AHBouna)在1962年首先提出的，因此把它称为鲍玛层序。由于浊流能量的骤然降低，最粗的颗粒先行沉积在底部，然后粒度依次递减，但是泥质杂基也随着粗细砂粒同时沉积，形成杂基支撑的递变层理。,2.1地球层圈的特征（75）,冰川沉积 冰川流动时可挟带砾石、砂泥物质，是一种特殊的固体搬运方式，而且搬运力量十分强大，往往可以运载上千吨的大岩块。冰川运动具有整体性，颗粒间既无碰撞也不磨擦，因此冰川作用的沉积物冰碛物是既无分选、也无磨圆的杂乱堆积。由于冰川运动过程中一部分岩块与基底岩石

40、或岩壁发生磨擦，因此冰川砾石留有特殊的“T”字型擦痕。冰海沉积是冰川进入海洋后呈冰筏运动，当冰消融后，冰川运载的大大小小的碎屑物质就沉到水底。这种沉积物同样是石块、砂、泥俱下的混杂堆积，与泥石流沉积物类似，不同的是具有冰川擦痕和落石构造冰川落下的粗大碎屑将正常海相沉积(纹泥)的纹层压弯。,2.1地球层圈的特征（75a）,2.1地球层圈的特征（76）,化学沉积 自然界中确实存在着纯化学的沉积作用。它是母岩被风化后一部分物质以化学溶解成真溶液或胶体溶液状态被搬运到盆地水体中，在适当的化学条件下发生沉淀形成沉积物。控制化学沉积作用的因素是介质环境的pH值、Eh值及溶液的浓度值。 蒸发岩 溶解度很高盐

41、类的真溶液沉积，主要是钾、钠的氯化物和硫酸盐。它们的沉淀与强烈的蒸发作用有关，多形成于炎热的干气候带。,2.1地球层圈的特征（77）,胶体沉积 一些溶解度比较低的金属氧化物和氢氧化物，它们呈胶体溶液的方式搬运。由于胶体表面离子化作用，它的质点通常都带有正电荷或负电荷。在沉积盆地中，当它们遇到不同电荷的质点，或者由于电解质的作用，或者浓度增大，pH值的改变，胶体就会发生凝聚成絮状或团块状，在重力的作用下沉积下来，胶体沉积物在结构上呈胶冻状，成岩后呈致密状，具有贝壳状断口，常呈透镜状、团块状产出。,2.1地球层圈的特征（79）,三、地质年代与生物演化 地球上生物界的演化遵循由简单到复杂，由低级到高

42、级的不可逆过程，同时生物界能十分灵敏地反映地球表层自然地理环境及其演变特征。因此，生物演化史能够详尽而有效地反映地球历史演化的客观自然阶段。 地质年代表是根据生物演化的特征，将46亿年地球演化史划分为3个一级地质年代单位：太古宙、元古宙和显生宙。在显生宙中，根据生物界的总体面貌划分出3个二级地质年代单位：古生代(含早古生代、晚古生代)、中生代和新生代。最常用的三级地质年代单位是纪，每个纪的生物界面貌各有特色，例如震旦纪的伊迪卡拉动物群爆发演化和集群绝灭，泥盆纪的生物登陆，侏罗纪的恐龙和第四纪的人类演化等。,2.1地球层圈的特征（80）,早期的地质年代表在19世纪末叶已经建立，主要是依据生物演化

43、的先后顺序获得相对年龄早晚概念，而整个地球历史演化持续的绝对年龄长短无法知晓。19世纪未曾有人假设海水最初为淡水，然后因河流携带钠离子进入海洋而形成盐分(目前海水的平均含盐度为31%)，据此推算地球的历史只有0.91.0亿年；另外有人根据现代海洋中平均沉积速度(0.3m/1000a)和当时已知地壳中的沉积岩总厚度(25000112000m或150000m)之比，推算最老的沉积岩层约有5亿年历史；甚至20世纪50年代的早期放射性同位素年龄测定，也只获得太古宙开始于17亿18亿年前的结论；一直到6070年代同位素年代学和天文地质学的巨大进展，人们才建立起地球已经存在46亿年历史的概念。,2.1地球

44、层圈的特征（81）,2.1地球层圈的特征（82）,2.1地球层圈的特征（83）,2.1.3 大气圈、水圈与土壤特征 一、大气圈的特征 在地球引力的作用下，大量的气体集聚在地球周围的外部空间，这个包围地球的气体层称为大气层。大气层的质量约为5.31021 克，约占地球质量的百万分之一。大气的物质密度随高度增大迅速减小，且大气物质的99.9%集中在50 km以下的空间范围内。 1大气的组成 现在的大气圈是地球长期变化的结果，其发育和演变又受到地球其他圈层发育演变的影响。 由于大气中存在着空气的对流运动、湍流运动和分子扩散，大约在100km高度以下气体混合均匀而称为组成均匀的均匀层，此层以上称为非均

45、匀层。均匀层中的大气可以看作是由于洁大气、水汽及气溶胶质粒子三部分组成的。,2.1地球层圈的特征（94）,二、水圈的特征 地球上的水，特别是主要以液态形式存在的水是地球区别于太阳系其他行星的重要特征、水是地球表面分布最广的一种最重要的物质，也是参与地表物质和能量转化以及生命形成和组成的重要因素。水循环不仅影响了天气，调节了气候，而且净化了大气。水长期参与岩石圈构造演化和自然地理环境的形成和发展过程，现在仍然作为一个最活跃的因素，在许多过程中起着重要的作用。水分与热量的有机组合，使地球上形成了不同的自然地带，地球面貌变得丰富多彩。水溶解岩石圈中的固体物质，包括各种矿物、盐类、离子和胶体物质，提供

46、生物的需要，等等。人类的生存和发展与水有着密切的关系。,2.1地球层圈的特征（100）,三、土壤圈的特征 土壤圈是具有类生命性质的圈层。从地球演化历史方面考察，这个圈层形成较晚，属于比较“年轻”的成员。 土壤通常是指位于陆地表层和浅水域底部，由有机物质和无机物质组成，其厚度一般为1-2m。土壤在地球表面所构成的覆盖层称为土壤圈或土被层，它处于大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的交接地带，是生物有机体和无机环境之间强烈的相互作用面，表现为它与其他圈层间进行若不断的物质与能量交换。,2.1地球层圈的特征（110）,小结：,2.1地球层圈的特征 2.1.1地球内部结构及物质组成 一、地球内部的圈层结构 二

47、、地球内部物质组成 2.1.2地质作用与地质演化 一、大陆漂移与板块构造 二、板块构造与地壳运动 三、地质年代与生物演化 2.1.3大气圈、水圈与土壤特征 一、大气圈的特征 二、水圈的特征 三、土壤圈的特征,概念特征 空间关系 时间序列 因果关系 类比关系,2.1地球层圈的特征（111）,小结： 思考题 2.1 请举例说明地球系统中各种现象或事物的空间关系、时间序列、因果关系和类比关系。（每一种列出10个，并说明）,地学数据获取方法分类探测 地学数据的表达信息 定性数据的“量化”编码 连续数据的离散化 数据的模型化建模 模型数据的参数化 地学数据的分析信息处理 地学数据的正演与反演,地学数据获

48、取、表达与分析,2.2地学数据与信息的获取与表达(1),2.2.1地学数据获取方法分类 一、直接观察描述方法 直接观察描述方法是指通过对目标的直接或借助简单工具观察，进而对其形态、外观、色泽、体积、空间位置等特征进行描述，以获取相关数据信息的方法。这样的方法所获得的资料通常是地球科学研究的基础。 如 野外或实地视察目标概貌 用放大镜观察岩石细微特征 用罗盘确定目标方位 用尺丈量目标长短、体积 用专业术语进行特征描述 等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(2),二、地学数据间接采集方法 间接采集方法主要是指利用仪器设备采集地学数据的方法，这是现代地学数据的主要手段。这类方法一般包括： 1地面

49、仪器观测方法 地面仪器观测是用于获取目标的定性和定量资料的重要手段，通过仪器观测可以了解到研究对象的各种物理、化学性质及其静态与动态特征，为科学的分析、推理提供了依据，这类方法已成为地球科学研究的基本手段。 如 地面温度测量、地面磁场测量、地面光谱测量 等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(3),2.航空、航天的对地观测方法 利用航空、航天器所装载的各种探测仪器，对地球或某个区域进行全面的、快速的探测，以获得空间广大的、乃至整个地球的动态情况和相关信息。这种方法是对现代气象学、现代海洋学、地理学是主要研究手段，而且对现代地质学、土壤学、水文学、环境地学等也是重要研究手段。 如 航空光学遥感

50、、航空磁测、卫星光学遥感、 卫星定位、卫星重力测量 等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(4),3.室内分析仪器测量 这是地球科学中各门学科均普遍采用的研究方法，主要是从研究目标“身上”取得所需的各种样品或标本，然后在实验室进行分析、测试，获取物质成分、结构、物理与化学性质以及形成历史等方面的定性和定量资料。 如 钻井岩心测试、野外岩石标本测试、水样品测试、 大气样品测试 等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(5),三、科学实验方法 对于地球而言，许多数据和资料是无法直接或间接得到的，需要通过理论研究和科学实验进行推演。由于自然过程的时间的漫长性与空间的广泛性，影响因素多而复杂，加之实

51、验技术水平的限制，在地球科学研究中，有时很难进行与自然界一致的真实实验。因此，地球科学上常采取简化影响因素、创造一些特定的物理、化学环境，模拟自然现象的成因、过程和发展规律，从而推演之，这种方法称为模拟实验，由此获得的数据或结果称为模拟数据或推论。,2.2地学数据与信息的获取与表达(5),尽管模拟实验是近似的，其结果与实际存在差距，但这种方法在验证和探索地球科学规律、以至“再现自然”的过程中发挥着重要作用。 如 地球内部层圈特征的模拟、板块运动、恐龙灭绝 等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(6),2.2.2 地学数据的表达 地球是一个复杂而多变的系统，研究它要依赖各种各样的数据和资料。随

52、着地球科学的发展，人类对地球的认识已从“表面现象、静止状态”阶段到“内部实质和运动、发展状态”阶段。对地球及其各种现象的认识与描述也由定性发展到定量。 定性数据和定量数据是对事物不同类型的描述，定性数据通常不具备运算功能，而各种不同定量数据如连续量、离散量、有序量、比例量、矢量、张量等也不能简单地参与运算。但若对这些数据进行分析、计算和让计算机识别处理，则需要对数据做一些转化或变换。下面介绍几种常用的表达方。,2.2地学数据与信息的获取与表达(7),一、定性数据的“量化”(编码) 定性数据是事物性质的描述，它通常以符号（语言）形式表达。为了能使定性数据能具备运算功能，可以进行一些转换。转换成计

53、算机能识别的“码”。这一过程又可称为信息编码。 一种通常的方法是转换为枚举数据。如星期一、星期二、 星期日可转换成1，2，3，4，5，6，7；又如张三、李四、赵五等也可以编为101，102，103；等等。 另一种方法是转换为二态或三态逻辑数据，即0，1 或 1，0，1。例如不含水与含水可转换为0与1；又如偏西、正北、偏东可转换为 1，0，1；等等。,2.2地学数据与信息的获取与表达(8),二、连续数据的离散化 1.离散数据及其特点 在许多情况下，数据也可以是一个或多个变量的连续函数值，换句话说，某一参数可以用连续函数来描述，其称为连续数据。 在实际中，大多数数据都是以离散的形式出现，尤其对地球

54、观测的数据，大多是离散形式的数据，即离散值，如温度、密度、速度、含量，等等。 在数据分析理论中，连续数据与离散数据的研究分属两个不同理论体系。连续数据可以用解析的方法进行研究，通过理论证明、算子推导以及某些连续函数表征，在理论上它可以给出精确的答案。,2.2地学数据与信息的获取与表达(9),离散数据通常可以用（离散）数值分析的方法进行研究。离散理论是从连续（函数）理论衍生而来的，离散数据是用有限个连续函数值适当地逼近连续数据，它是某种程度的近似，甚至具有一定的随意性。 例如地层岩石弹性性质的变化特征实际上是既有渐变又有突变，而这一模型可以被离散成由若干（层内均匀的）层状介质组合来逼近，显然，这

55、将给计算带来一定的不精确性。尽管如此，数据的离散化仍然是进行科学计算的良好出发点，因为离散数据可以通过加大采样密度使其逼近连续数据，同时离散数据易于实现数值计算，从而有助于运用计算机解决实际问题。,2.2地学数据与信息的获取与表达(9a),事实上，离散理论研究主要集中在数据模型的构建与算法的实现问题上，因而备受广大地学工作者的关注。从另一方面看，观测数据大都是离散值，利用有限数目的观测资料来代替无限数目的参数(连续)是可行的的。所以，连续数据的离散化成为地学数据分析处理的重要过程。 2.离散化原则 数据的离散化一般要遵循两个原则： 一是保持精确性原则，二是可操作性原则。,2.2地学数据与信息的

56、获取与表达(12),三、数据的模型化（建模） 在对自然界中事物进行描述时，通常需要多个参数乃至多类参数进行描述。这些数据原本并不一定存在联系，但却能反映事物某个方面的特征。用一组数据来描述研究对象，也研究的需要。任何一个系统（事物）都又许多方面特征。例如一个人，除了姓名之外，还有性别、年龄、种族、身高、体重、肤色、面貌特征、行为特征等等。 用一组描述一个事物性质、特征的量构成对事物的表征，这种过程就成为模型化。 选择什么样的量来描述一个事物不是“固有”的，换句话说，量的选择是非唯一的。每一种选择都构成事物的一个形式上的模型。,2.2地学数据与信息的获取与表达(13),我们把所有的这些“选择”抽

57、象为一个空间(或集合)，该空间中每一个点都代表一个事物模型，这个空间称为模型空间，表征事物的量称为模型参数。 假设一个系统由n个实参数完全表征，事物的特征便可通过这n个实数数值体现出来。任何一个这样的模型都是n维模型空间(Rn)中的一个点。参数化的模型参数数量若是有限的，则模型空间是有限维的；若模型参数数量是无限的，则模型空间为无限维。,2.2地学数据与信息获取与表达(13a),例如，一个均匀的固体，仅用21个弹性参数即可全面地描述其弹性性质；而一个非均匀的固体，由于其弹性性质与空间坐标有关，要全面地刻画其弹性特征，则需要无限多个弹性参数。无限维空间理论比有限维空间理论更复杂，但前者的研究更具

58、有一般性。在大多数实际问题中，由于实验手段、时间及空间的限制，观测资料总是有限的。所以，模型的参数化就显得十分重要了。,2.2地学数据与信息的获取与表达(14),数据模型对我们来说并不陌生。数据库、数据结构、向量、矩阵等都可以说是数据模型。数据库中的每一条记录就是一个描述研究对象的数据模型，记录中的每一个元素或字段就是描述某一个特征的数据。在对一个复杂系统进行描述时，数据模型是最基本的工具。,2.2地学数据与信息的获取与表达(10),四、模型数据的参数化（离散化模型数据） 在自然界中，许多复杂的系统，需要用复杂的数学表达式描述它，甚至有时，这样一个数学关系是未知的。对于这种情况，需要对研究对象

59、进行“简化”或“拆分”。正如地球，我们既不能用一个球体来描述它，也不能用一个均匀同心层球体来描述它。但我们可以将其分割成若干各球面锥或球面柱，把每个球面锥或球面柱近似为均匀的块体，用一个均匀的球面锥或球面柱的几何表达和计算，要比一个非均匀的球体简单得多。这样，数学问题就是通过计算每一个球面锥或球面柱得以解决。需要指出，同一问题可以选择不同的数学物理模型来描述，用什么方法描述取决于解决问题的要求和目的。,2.2地学数据与信息的获取与表达(11),例如对于一个均匀的三度地质体，我们既可以把它简单地看作一个球体(连续模型)，用方程来描述，又可以用若干直立长方柱元去拼凑这个形体(参数化模型)。 参数化模型方法可以不同，模型越复杂、划分得越精细不等于就越好。如果要对某小盆地的三维地震勘探资料进行三维叠前偏移处理，将模型划分为几百层进行，可想而知，即使用当今世界上最快的计算机计算，也不可能在短时间内算完。因此，选择数学物理模型要综合考虑，应该在满足其精度要求