大地构造学1

null大地构造学大地构造学矿业工程学院 赵红旗 目录 工贸企业有限空间作业目录特种设备作业人员作业种类与目录特种设备作业人员目录1类医疗器械目录高值医用耗材参考目录 目录绪论 第一章 近代地球图像 第一节 太阳系中的地球 第二节 地球表面形态 第三节 地球内部结构及地球物理场 第四节 地壳运动的基本规律 第二章 岩石圈和软流圈 第一节 大陆岩石圈 第二节 大洋岩石圈 第三节 软流圈 第四节 岩石圈的基本构造单元 null第三章 大陆漂移 第一节 魏格纳及其大陆漂移说 第二节 大陆漂移的证据 第三节 古地磁与大陆漂移 第四节 显生宙的大陆漂移 第四章 海底扩张 第一节 海底地形 第二节 海底磁异常 第三节 转换断层 第四节 海底年龄与深海钻探验证 第五节海底扩张说 第六节海底扩张速率 第七节洋底在扩张中的沉降 第八节大洋发展阶段 null第五章板块构造 第一节板块概念与板块划分 第二节板块运动的地质图像 第三节B型俯冲与A型俯冲 第四节板块边界 第五节地幔柱和热点 第六节板块运动 第七节板块运动的驱动机制 第八节古板块边界的确定 第九节板块运动的观测方法 null第六章板块构造理论面临的挑战 第一节板块构造的理论魅力 第二节板块构造的理论悬疑 第三节板块构造的未来发展 第四节大陆动力学问 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 第七章 中国的大地构造及其演化 （参见TectonicsCAI第十章） 第八章 大地构造学派概观 …… 绪论绪论 研究对象和研究意义：地壳及岩石圈。揭示其结构、组成、构造、特征、演化历史、运动规律及动力、成因；解释各种构造现象的本质，建立其演化规律。 大地构造学的概念 大地构造学研究方向：地壳运动的方向，即水平和升降运动；地壳运动踪迹的空间分布规律，即活动区和稳定区；地壳运动随时间的发展规律，即活动的周期性；地壳运动的动力来源，即驱动力问题。 大地构造学发展简史 主要大地构造学派主要大地构造学派主张地壳运动是以升降运动为主导，水平运动是由升降运动诱导产生的，以槽-台学说为代表。 16世纪萌芽，18世纪以后建立：把陆壳分为地槽（构造不稳定地区-活动区,1859年，美国地质学家霍尔（J.Hall）提出）；地台（相对稳定地区-稳定区，最先由奥地利地质学家休斯（E.Suess,1885）提出） 主张地壳运动是以水平运动为主导，升降运动是由水平运动诱导产生的，以板块构造学说为代表。 20世纪60年代以后发展起来，成熟于大陆漂移和海底扩张学说基础上，解决了长期以来槽台学说只限于大陆的局限问题，成为真正的全球构造。 大地构造研究方法大地构造研究方法历史-构造 分析 定性数据统计分析pdf销售业绩分析模板建筑结构震害分析销售进度分析表京东商城竞争战略分析 法：沉积特征分析；岩浆活动分析；构造变动分析；变质作用分析；成矿作用分析；地球物理和地球化学分析。 历史比较法 构造类比法 力学分析法 遥感遥测方法 高温高压实验法 行星类比法第一章 近代地球图像第一章 近代地球图像 第一节 太阳系中的地球 第二节 地球表面形态 第三节 地球内部结构及地球物理场 第四节 地壳运动的基本规律 第一节 太阳系中的地球第一节 太阳系中的地球太阳null地球null水星金星地球火星木星土星天王星海王星冥王星null太阳地球地球的起源地球的起源德国哲学家康德的“微粒假说” 法国天文学家和数学家拉普拉斯的“星云假说” 英国天文学家兼物理学家金斯的“潮汐假说” 前苏联天文学家施密特的“俘获假说” 英国天文学家霍伊尔的“新星云假说” 我国天文学家戴文赛的“星云说” 第二节 地球表面形态第二节 地球表面形态陆地地形：山地、丘陵、平原、高原、盆地、裂谷、洼地 山脉—线状延伸的山体 山系—成因上有联系的若干相邻山脉 褶皱山—岩层发生强烈褶皱而成的，如秦岭、喜山 断块山—一侧或两侧为高角度断层，作为断块抬升的，如太行山 洋底地形：洋脊、洋隆、岛弧、海沟、大洋盆地 大陆边缘：大陆架、大陆坡、大陆基 类型：西太平洋型、安第斯型、大西洋型 nullnull东欧null南美洲null东南亚null北美洲null西欧null印度null中东null山地山地 null高原null我国陆地及邻近海区形态大地构造地貌大地构造地貌     由大地构造运动形成并受大地构造控制的地貌，叫做大地构造地貌。例如，大陆与大洋、海沟与大洋中脊、岛弧与边缘海、大陆架与大陆坡、大陆裂谷与地缝合线，都是大地构造运动形成的跨越地区的大型地貌，故可以称之为大地构造地貌。 大陆与大洋大陆与大洋 大陆与大洋是地球表面最大的地貌单元。大洋的形成与海底扩张有关，大洋的消亡与板块的俯冲有关，大陆的分布是大陆的漂移、板块运动的结果。可以说，大陆和大洋是大地构造运动的产物，是最大尺度的构造地貌。 大陆与大洋的转换大陆与大洋的转换海底地形海底地形海底是地球表面的一部分。海底并非我们想象中那么平坦，倘若沧海真的变成了桑田，就会发现，海底世界的面貌和我们居住的陆地十分相似：有雄伟的高山，有深邃的海沟与峡谷，还有辽阔的平原。世界大洋的海底像个大水盆，边缘是浅水的大陆架，中间是深海盆地，洋底有高山深谷及深海大平原。位于太平洋的马里亚纳海沟深得让人难以置信，如果把世界最高峰放进去，都不会露出水面分毫。 null海沟、岛弧与边缘海海沟、岛弧与边缘海 由于大洋板块俯冲到大陆板块之下而形成的狭长的海底沟槽，叫做海沟。海沟多分布在主动大陆边缘。比如，太平洋边缘，海沟就比较发育，也比较典型。世界上最深的海沟是马里亚纳海沟，最深处为11，034m。当大洋板块俯冲到地幔一定深度时，板块就会脱落、熔融，熔融的物质上涌，从而导致靠近海沟的大陆边缘岩石圈的拉张，拉张使得大陆边缘与大陆主体分离，形成弧状的岛屿—岛弧，当然大洋岩石圈的褶皱或者隆起也可形成岛弧。岛弧与大陆主体之间陷落形成盆地—弧后盆地，如果弧后盆地与海洋连通就形成边缘海。 nullnullnull大陆边缘海海沟大洋中脊、大陆裂谷与地缝合线 大洋中脊、大陆裂谷与地缝合线     由于海底扩张形成的，位于大洋中间、纵贯世界大洋的巨大的海底山脉，叫做大洋中脊或洋中脊。洋中脊是大洋板块新生的地方，是板块的发散型边界。大陆岩石圈开裂而形成的长条状谷地，就叫做大陆裂谷，大陆裂谷是大洋新生的地方，是板块运动初期的表征。比如，红海-亚丁湾就是东非大陆裂谷所在的地方。当板块运动进入消亡期，由于板块俯冲而导致海洋的消失和陆地板块的碰撞结合。两陆地板块的碰撞结合地带就是地缝合线。现在的阿尔卑斯-喜马拉雅地带，就是古特提斯海消失形成的一条地缝合线。 全球大洋中脊全球大洋中脊 大洋中脊、海底火山、平顶山大洋中脊、海底火山、平顶山 大陆基与深海盆地大陆基与深海盆地     大陆基位于大陆边缘，即大陆地壳向海洋地壳过度的地带，是海底扩张的产物。大陆架一般认为是大陆边缘水深200 m以内，坡度和缓的地带；大陆坡则是水深大于200米，坡度较陡的斜坡地带，水深下限可以达到2 000-3,000 m；大陆基则是自大陆坡坡麓缓缓倾向大洋底的扇型地，一般位于水深2，000~5，000 m；深海盆地则是位于水深3，000~6，000 m之间平坦的洋底，是海洋的主体。从大陆架到大陆坡、大陆基，大陆地壳逐渐变薄，深海盆地则完全变为大洋地壳。 nullnullnull大陆架、大陆坡大陆架、大陆坡根据大量的海深测量资料，人们已清楚知道，海底的基本轮廓是这样的：沿岸陆地，从海岸向外延伸，是坡度不大、比较平坦的海底，这个地带称"大陆架"；再向外是相当陡峭的斜坡，急剧向下直到3000米深，这个斜坡叫"大陆坡"；从大陆坡往下便是广阔的大洋底部了。整个海洋面积中，大陆架和大陆坡占20％左右，大洋底占80％左右。假使我们把海洋底部的轮廓，画成 个示意剖面图，就有点像个水盆的样子。null大陆架大陆坡大陆架大陆架　大陆架是大陆的自然延伸，坡度一般较小，起伏也不多。世界大陆架总面积约为2700多万平方公里，平均宽度约为75公里，占海洋总面积的8%。大陆架浅海靠近人类的住地，与人类关系最为密切，大约90%的渔业资源来自陆架浅海。人类自古以来在这里捕鱼、捉蟹、赶海，享"鱼盐之利，舟楫之便"。随着生产的发展，人们又在这里开辟浴场、开采石油，利用这里的阳光、沙滩和新鲜空气，开辟旅游度假区。 大陆坡大陆坡由大陆架向外伸展，海底突然下落，形成一个陡峭的斜坡，这个斜坡叫大陆坡。它像一个盆的周壁，又像一条绵长的带子缠绕在大洋底的周围。大陆坡的宽度在各大洋不一样，从十几公里到几百公里，平均宽度约70公里，坡度为几度至20多度，平均4°30′。它是地球上最绵长、最壮观的斜坡，全球大陆坡总面积约2800万平方公里，约占海洋总面积的12%。坡麓横切着许多非常深的大峡谷，称为海底峡谷，规模比陆地上穿过山脉的山涧峡谷既深又大。 大陆区域构造地貌 大陆区域构造地貌 　　在大地构造的背景上，由于区域构造差异而形成的具有区域特征的构造地貌，叫做区域构造地貌。比如，高原、平原、盆地、山地、海底火山等，都是区域构造地貌的代表。区域构造地貌的规模要比大地构造地貌的规模小一些。尽管高原、平原、盆地、山地、海底火山等的形成均受到大地构造格局的影响，但在什么地方形成高原、平原，在什么地方形成盆地、山脉，却受到区域构造的控制。一般把海拔低于200 m的比较广阔的平坦地面,叫做平原，把海拔高度大于1,000 m的比较广阔的平坦地面,叫做高原。相对起伏高差大于200 m的，突出于地面并具有一定高度的正向地形，叫做山地。由山地环绕的负向地形叫做盆地。 局地构造地貌局地构造地貌 　　在大地构造格局与区域构造背景下，主要由于局地构造作用、影响而形成的地貌，叫做局地构造地貌。根据局地构造的类型，可以将之其划分为褶曲地貌、断层地貌、火山地貌、岩性构造地貌。     褶曲地貌：     由于岩层褶曲而形成或者受褶曲构造控制的地貌，叫做褶曲地貌。褶曲地貌可以划分为单斜地貌、背斜地貌、向斜地貌和穹隆地貌。 断层地貌断层地貌     由于断层而形成的地貌，叫做断层地貌。断层地貌主要包括：断层崖--由于断层而形成的陡崖；断层谷--沿断层断陷形成的谷地或者沿断层带发育的谷地；断层三角面--断层崖受河流侵蚀切割或者断层直接切割山嘴而形成的三角形的断层面。 大陆裂谷、断裂系大陆裂谷、断裂系 火山地貌火山地貌     火山活动形成的地貌叫做火山地貌。火山地貌主要包括：火山锥--由于火山喷发而形成的，由火山碎屑物和熔岩组成的锥状堆积体；火山口--火山锥顶部下凹的圆形洼地，它是火山喷出物的出口；火口湖--火山口积水形成的湖泊；熔岩台地--大规模的熔岩溢出地面所形成的平坦地面；熔岩丘--熔岩溢出地面快速冷却所形成的圆形或者椭圆形的小丘；熔岩垄岗--熔岩溢出地面快速冷却所形成的长条状垄岗状地貌。 nullnull火山锥火山口火山湖null岩性构造地貌岩性构造地貌nullnull第三节 地球内部结构第三节 地球内部结构圈层构造圈层构造由不同性质的、不同物态的不连续面，围绕地球中心，沿不同半径把地球划分成若干环行圈的构造。 不连续界面：地球内部由于物质和物态的变化引起地震波速或波速梯度急剧变化的界面，如康拉德面、莫霍面等。 康拉德面/莫霍面/软流圈/上下地幔分界面/古登堡面主要圈层划分主要圈层划分地壳：上地壳—硅铝层 下地壳—硅镁层 5-15km 地幔： 上地幔—上部刚性层 软流圈60-400km 上地幔下部 下地幔 1000-2900km地核：外核2900-4900km 过渡层 内核5100-6370km 岩石圈：上地壳 下地壳 上地幔上部刚性层岩石圈、软流圈、中间圈岩石圈、软流圈、中间圈岩石圈—地球最外面的脆性固体硬壳，有地壳和上地幔的刚性顶盖组成。50-150km厚，又称为构造圈。 软流圈—指低速层部分，为塑性层，局部熔融。60-250或60-400km。 中间圈—包括地幔过渡层及下地幔，400-2900km。 地球物理场地球物理场地热与热流 重力异常 地磁 地震 放射性异常 （参见TectonicsCAI第一章二、三、四、五）地热与热流地热与热流 nullnull地震分布地震分布 地磁分布地磁分布 第四节 地壳运动的基本规律 第四节 地壳运动的基本规律 地壳运动的基本规律： 地壳运动的长期性-无时不在 地壳运动的方向性-水平或升降 地壳运动的周期性-构造阶段 地壳运动的区域性— 一个区域上升，另一下降 一个区域宁静，另一强烈 活动区相对剧烈，稳定区相对宁静地壳运动的驱动力地壳运动的驱动力原因：内部的、外部的、物理的、化学的 代表的学说：冷却收缩说 / 地球膨胀说 / 地壳脉动说 / 均衡补偿说 / 深层分异说 / 地球自转速度变化说 / 地幔对流说 / 热点-地幔柱说 / 大陆漂移说 / 洋底扩张说 固定论：冷却收缩说 / 地球膨胀说 / 地壳脉动说 / 均衡补偿说 / 深层分异说 活动论：地球自转速度变化说 / 地幔对流说 / 热点-地幔柱说 / 大陆漂移说 / 洋底扩张说第二章 岩石圈和软流圈第二章 岩石圈和软流圈第一节 地球内部圈层的划分 A.地球圈层构造的地球物理证据 B.各圈层的物理状态 C.地球演化的主要能源第一节 地球内部圈层的划分第一节 地球内部圈层的划分地震波的传播速度总体上是随深度而递增变化的。但其中出现 2 个明显的一级波速不连续界面、 1 个明显的低速带和几个次一级的波速不连续面。 莫霍洛维奇不连续面（简称莫霍面， Moho discontinuity ）该不连续面是 1909 年由前南斯拉夫学者莫霍洛维奇首先发现的。其出现的深度在大陆之下平均为 33km ，在大洋之下平均为 7km 。在该界面附近，纵波的速度从 7.0km /s 左右突然增加到 8.1km /s 左右；横波的速度也从 4.2km /s 突然增至 4.4km /s 。莫霍面以上的地球表层称为地壳（ crust ）。 波速图波速图地球内部圈层的划分地球内部圈层的划分古登堡不连续面（简称古登堡面， Gutenberg discontinuity ）该不连续面是 1914 年由美国地球物理学家古登堡首先发现的，它位于地下 2885km（2900） 的深处。在此不连续面上下，纵波速度由 13.64km /s 突然降低为 7.98km /s ，横波速度由 7.23km /s 向下突然消失。并且在该不连续面上地震波出现极明显的反射、折射现象。古登堡面以上到莫霍面之间的地球部分称为地幔（ mantle ）；古登堡面以下到地心之间的地球部分称为地核（ core ）。 地球的内部构造可以以莫霍面和古登堡面划分为地壳、地幔和地核三个主要圈层。根据次一级界面，还可以把地幔进一步划分为上地幔和下地幔。 地球内部圈层的划分地球内部圈层的划分低速带（或低速层， low-velocity  zone ）低速带出现的深度一般介于 60 ～ 250km  之间，接近地幔的顶部。在低速带内，地震波速度不仅未随深度而增加，反而比上层减小 5 ％～ 10 ％左右。低速带的上、下没有明显的界面，波速的变化是渐变的；同时，低速带的埋深在横向上是起伏不平的，厚度在不同地区也有较大变化。横波的低速带是全球性普遍发育的，纵波的低速带在某些地区可以缺失或处于较深部位。低速带在地球中所构成的圈层被称为软流圈（ asthenosphere ）。软流圈之上的地球部分被称为岩石圈（ lithosphere ）。 A.地球圈层构造的地球物理证据 A.地球圈层构造的地球物理证据 关于地球内部层圈的结构和组成的认识主要是依据地球物理学的资料。地球物理学家应用地震波来研究地球的层圈构造始于1920年左右，地震波可以分成P波（纵波）、S波（横波）和表面波。它们在不同的物质中（取决于弹性和密度）有不同的传播速度。因此在地球内部物质传播中遇到不同物性（组成不同或物相不同）的界面时将产生反射和折射。这样，人们就可以根据各种波在不同观察点的记录和分析来了解地球内部的结构分层。  P波P波P波有较快的传播速度。在花岗岩中约为6km/s，基性岩7km/s，超基性岩。km/s。由于从地球表面到内部，逐渐从花岗质过渡到超镁铁质，因此P波在地核以外传播时将逐渐折射到地表，为一次P波。从地表又反射入地球内再折射到地表为PP波。P波到达核幔界面时，一部分被反射回来，为PCP波。一部分发生高角度折射，速度由14km/s降至约8km/s，这种波穿过地核再传到地球外层到达地表，为PKP波，它可以从一个半球传到另一个半球。由于外核的高角度折射，使得地球上存在一个不能接收P波的“投影带”，这是外核存在液相的有力证据。P波从外核到内核时的速度又有所增加，表明内核是固态的S波S波 S波传播速度低，约3—5km/s，因此在刚性的地球外层很快被折射到地表。由地表再反射入地球第二次折射到地表为SS波。S波不能通过外核，在外核界面反射回来的波为SCS波，因此S波不能传得很远。 表面波象水面波一样沿地表传播，只与地表的刚性层板块有关。 B.各圈层的物理状态B.各圈层的物理状态推断地球内部各圈层物质组成的主要依据有下列几个方面： a. 根据各圈层密度和地震波速度与地表岩石或矿物的有关性质对比进行推测。 b. 根据各圈层的压力、温度，通过高温高压模拟实验进行推测。 c. 根据来自地下深部的物质进行推断。火山喷发和构造运动有时能把地下深部（如上地幔）的物质带到地表，为我们认识深部物质提供了依据。 d. 与陨石研究的结果进行对比。 陨石陨石陨石是来自太阳系空间的天体碎片，就目前获得的大量陨石看，按成分可分三类： 石陨石（ stone  meteorite ）要由橄榄石、辉石等（铁、镁的硅酸盐）矿物组成，按成分大约相当于地表见到的超基性岩，金属状态的铁、镍成分很少，密度 3 ～ 3 .5g /cm 3 或更大。 铁陨石（ iron  meteorite ）主要由金属状态的铁、镍组成的天然合金，密度 8 ～ 8 .5g /cm 3 或更大； 铁石陨石   为上述两类陨石的过渡类型，其中铁、镁硅酸盐矿物与金属状态的铁、镍成分各占一部分。 岩石圈及软流圈物态 岩石圈及软流圈物态 岩石圈和软流圈的主要地球物理性质岩石圈和软流圈的主要地球物理性质软流圈物态软流圈物态软流圈深度在80—220km之间，平均厚度140km。岩石圈和软流圈的密度和地震波速度都随深度加大而减低，至220km处达到最小值。划分岩石圈和软流圈的一个最特征标志是介质的品质因数Q值，岩石圈的Q值为600，软流圈的Q值仅80。Q值越小，表示振动的衰减越大。介质的Q值对温度和熔融状态特别敏感。此外，软流圈具有较低的粘滞性和较高的导电性，软流圈的粘滞性为1021泊，而岩石圈高达1027泊。 对于软流圈的低波速、低Q值、高导电性等特征，提出过各种解释。大多数都支持初熔（IncipientMelting）作用解释。这种解释认为，软流圈的上述特征，都是由于在80—220km的深度范围内，地温接近硅酸盐岩石的熔点，并有1％～10％的岩石处于熔融状态所致。所以岩石圈和软流圈之间的界面，主要是岩石强度不同引起，而不是由相变或成份变化所造成。各圈层温度 各圈层温度 大陆岩石圈的热梯度主要通过热传导形成，对流作用较小。但地壳中放射性元素K，U，Th的含量很高，不能忽略放射性元素产生热的影响，而且这种影响在上、下地壳和岩石圈地幔部分的差别是不一样的。因此大陆岩石圈内的温度变化与地壳厚度和岩石圈厚度有密切的关系。海洋岩石圈板块的形成和增生是通过洋脊轴软流圈物质不断上涌迁移、并逐渐向两侧扩张冷却和固化而产生。其对流热损失要比热传导热损失大许多倍。 对于岩石圈以下地球内部的温度估计目前还相当肤浅。岩石圈以下的热交换主要是通过深地幔对流。根据目前高温高压的实验资料、结合地震波资料可以对地球若干界面温度作如下的估计： 岩石圈板块底界（50—110km左右），达到玄武质物质熔融，温度约1200—1300℃。 各圈层温度 各圈层温度 上地幔底界（～400km）处，橄榄石发生相变，由橄榄石型结构变成尖晶石型结构，温度相当于1500℃。 过渡层中670—700km处，出现尖晶石型到方镁石型结构的转变，温度约为1960℃。 核幔边界处2900km，外核具有液相特征，根据铁的高压熔点实验外推在2900km处应为3500℃。 内核与外核边界5100km处，金属相内核又从液相转为固相，根据铁的熔点实验外推应为4300℃，而根据硫化铁熔点实验外推应为3900℃。 C.地球演化的主要能源 C.地球演化的主要能源 造成地球体系演化的能源主要是放射能和重力能。放射能由放射性元素蜕变所产生，重力能则是地球物质重力作用的直接结果。造成地球演化的其它能源有太阳能，生物能，化学能，相变能等，它们相对处于次要或从属的地位。 放射能---- 地球形成之前，太阳系物质主要被短寿命的放射性元素如244Pu，247Cm，237Np，26Al等（半衰期在106～107年左右）的放射性衰变能所加热，使太阳系星云凝聚时温度达到2000K左右。在行星体形成以后支持其进一步演化的主要放射性能源则是长寿命的放射性元素238U，235U，232Th，和40K的放射性衰变能，它们对于地球演化和地球化学研究具有特别重要的意义。 放射能放射能 按地表平均热流1.32HFU计算，地球每年约释放出2.1×1020卡的热量。这一能量相当于平均每年地震所释放的能量的1000倍，也相当于25万颗百万吨级核弹爆炸所发出的能量。根据全球放射性元素含量（K，U，Th）和总放射能估计，它每年产生的热能大约在2.0～2.3×1020卡，即全球的放射性生热和地表热流能量基本是相当的，进一步说明地球的热能主要是由放射性衰变提供的。重力能重力能重力能它是地球演化的另一主要能源，重力能表现在以下几个方面： 重力位能的释放。地球吸积形成时和形成以后的物质分异过程都有大量重力位能释放。但是地球吸积形成时的能量很快被释放到宇宙空间，只在地球演化的早期起作用。我们可以类似地从月球和火星表面看到这些重力作用所放出的能量，它们保留了巨大的陨石坑和冲击作用引起的物质熔融和变质作用。月球上岩石年龄表明冲击作用发生在41—39亿年。地球上由于后来的物质演化，只在极少数地区见到这样的冲击陨石坑，如美国的亚历桑那陨右坑。地球核幔分异，铁，镍下沉也会放出很大能量。一种关于地球膨胀的假说，认为由于重力常数不断衰减，地球半径不断增大（约每年6mm），也能释放出巨大能量。重力能重力能静压与浮力作用。在地球表层，由于各层圈和各区域物质间密度的差异，会引起静压的不平衡和浮力作用。这种作用对于板块运动、火山作用、地震和断裂等起着十分重要的作用。例如在俯冲带，由于俯冲板块的密度比软流圈物质大，因此产生了板块下沉的牵引力。又如在海洋板块上的火山喷发高度与板块的厚度有关，在大陆上较厚的大陆地壳将阻止火山岩浆的喷发，这主要也是静压作用的影响。 剪切应力作用。在板块挤压地带的冲断层区，由于剪切应力的作用，使断层面的局部地区温度上升，并导致物质熔融。但这种能量对于地壳重熔中的贡献是很小的。 第二节岩石圈第二节岩石圈A.岩石圈的物理性质 B.岩石圈均衡与均衡异常 C.岩石圈的组成a.岩石圈的密度a.岩石圈的密度根据万有引力公式可算出地球的质量为 5.974×10 21 t ，再利用地球体积可得出地球的平均密度为 5.516g /cm 3 。但从地表岩石实测的平均密度仅为 2.7 ～ 2 .8g /cm 3 ，可以肯定地球内部必定有密度更大的物质。 目前主要是依靠地球的平均密度、地震波传播速度、地球的转动惯量及万有引力等方面的数据与公式综合求解而得出。结果表明，地球内部的密度由表层的 2.7 ～ 2 .8g /cm 3 向下逐渐增加到地心处的 12.51g /cm 3 ，在一些不连续面处有明显的跳跃，其中以古登堡面（核 - 幔界面）处的跳跃幅度最大，从 5.56g /cm 3 剧增到 9.98g /cm 3 ；在莫霍面（壳 - 幔界面）处密度从 2.9g /cm 3 左右突然增至 3.32g /cm 3 。 b.岩石圈的压力b.岩石圈的压力  地球内部的压力是指不同深度上单位面积上的压力，实质上是压强。在地内深处某点，来自其周围各个方向的压力大致相等，其值与该点上方覆盖的物质的重量成正比。地内的这种压力又称为静压力或围压。 地内压力总是随深度连续而逐渐地增加的。如果知道了地球内部物质的密度大小与分布，便可求出不同深度的压力值。例如，地壳的平均密度的 2.75g /cm 3 ，那么深度每增加 1km ，压力将增加约 27.5MPa （ MPa 读兆帕， 1MPa=10 6 N/m 2 ）。计算证明，压力值在莫霍面处约 1200MPa 、古登堡面处约 135200MPa 、地心处达 361700MPa 。 c.岩石圈重力c.岩石圈重力地球上的任何物体都受着地球的吸引力和因地球自转而产生的离心力的作用。地球吸引力和离心力的合力就是重力（ gravity ）。地球的离心力相对吸引力来说是非常微弱的，其最大值不超过引力的 1/288 ，因此重力的方向仍大致指向地心。地球周围受重力影响的空间称重力场。 在地球内部，重力因深度而不同。重力值大体上随深度而增加，但变化不大，在 2885km 处达到极大值（约 1069Gal ）。这是因为地壳、地幔的密度低，而地核的密度高，以致质量减小对重力的影响比距离减小的影响要小一些。从 2885km   到地心处，由于质量逐渐减小为零，故重力也从极大值迅速减小为零。 岩石圈重力异常岩石圈重力异常 重力的理论计算值： g =978.049 × (1+6.00528895 sin 2 θ － 0.00002462 sin 4 θ ） θ — 纬度 这样求得的重力值称正常重力值。但实际在地面某点用重力仪获得的重力观测值与该点的正常重力值常常存在偏差，这种偏差称重力异常。引起重力异常的原因主要有以下 3 个方面： ①高度， 地面观测点并不在大地水准面上，两者有一定高差，观测点位置越高重力值越小； ②中间层密度， 地面观测点与大地水准面之间的剩余物质所产生的附加重力值 ； ③地形，周围山体对测量点的引力。 进行上述三个影响因素的校正称为布格校正 （注：由法国大地测量学家布格所提出） 。布格校正之后仍然存在的异常称为布格重力异常。岩石圈重力异常的意义岩石圈重力异常的意义重力异常研究能够指导找矿勘探。例如，埋藏于地下的一些金属矿体，由于其密度较大，往往会引起局部重力异常值增高；而在一些石油、天然气的埋藏区，由于密度较小，常会导致局部重力异常值降低。所以，利用局部重力异常的存在及范围可以预测矿产的存在及分布范围。 d.岩石圈的温度d.岩石圈的温度在地壳表层，由于太阳辐射热的影响，其温度常有昼夜变化、季节变化和多年周期变化，这一层称为外热层。外热层受地表温差变化的影响由表部向下逐渐减弱，外热层的平均深度约 15m ，最多不过几十米。在外热层的下界处，温度常年保持不变，等于或略高于年平均气温，这一深度带称为常温层。在常温层以下，由于受地球内部热源的影响，温度开始随深度逐渐增高。通常把地表常温层以下每向下加深 100m 所升高的温度称为地热增温率或地温梯度（ geothermal  gradient ）（温度每增加 1 ℃ 所增加的深度则称为地热增温级）。据实测，地球表层的平均地温梯度约为 3 ℃ ；海底的平均地温梯度为 4 ～ 8 ℃ ，大陆为 0.9 ～ 5 ℃ ，海底的地温梯度明显高于大陆。 岩石圈的温度岩石圈的温度大陆地表热流的平均值（ 1.46×41.686mW/m 2 ）与海底的平均值（ 1.47×41.686mW/m 2 ）基本相等。地表的不同地区地热流值并不相同，一般在一些构造活动的地区（如年青山脉、大洋中脊、火山、岛弧等）热流值偏高，而在一些构造稳定的地区热流值偏低。 地表热流值或地温梯度明显高于平均值或背景值的地区称为地热异常区。地热异常可以用来研究地质构造的特征，同时对研究矿产（如金矿、石油等）的形成与分布也具有重要作用。地热也是一种重要的天然资源，寻找地热田可用于发电、工业、农业、医疗和民用等。 e.岩石圈的磁场e.岩石圈的磁场 岩石圈基本磁场起源于地球内部。现代物理证明，当物质的温度超过其居里温度点时，铁磁体本身便失去磁性。铁磁体的居里温度是 500 ～ 700 ℃ ，而地球深部的温度远远超过此数值，所以地球内部不可能是一个庞大的磁性体。现今比较流行的地磁场起源假说是自激发电机假说。该假说认为地磁场主要起源于地球内部的外地核圈层。由于外地核可能为液态，并且主要由铁、镍组成，因此它可能为一个导电的流体层，这种流体层容易发生差异运动或对流。如果在地核空间原来存在着微样的磁场时，上述差异运动或对流就会感生出电流产生新的磁场，使原来的弱磁场增强；增强了的磁场使感生电流增强，并导致磁场进一步增强。如此不断进行，磁场增强到一定程度就稳定下来，于是便形成了现在的基本地磁场。 岩石圈的磁异常岩石圈的磁异常变化磁场是起源于地球外部并叠加在基本磁场上的各种短期变化磁场。它只占地磁场的很小部分（＜ 1 ％）。这种磁场主要是由太阳辐射、太阳带电粒子流、太阳的黑子活动等因素所引起的。 磁异常（ magnetic  anomaly ）是地球浅部具有磁性的矿物和岩石所引起的局部磁场它也叠加在基本磁场之上。一个地区或地点的磁异常可以通过将实测地磁场进行变化磁场的校正之后，再减去基本磁场的正常值而求得。如所得值为正值称正磁异常，为负值称负磁异常。自然界有些矿物或岩石具有较强的磁性，如磁铁矿、铬铁矿、钛铁矿、镍矿、超基性岩等，它们常常能引起正异常。因此，利用磁异常可以进行找矿勘探和了解地下的地质情况。 f.岩石圈的弹塑性f.岩石圈的弹塑性地球具有弹性，表现在地球内部能传播地震波，因为地震波是弹性波。日、月的吸引力能使海水发生涨落即潮汐现象，用精密仪器对地表的观测发现，地表的固体表面在日、月引力下也有交替的涨落现象，其幅度为   7 ～ 15cm ，这种现象称为固体潮，这也说明固体地球具有弹性。同时，地球也表现出塑性。地球自转的惯性离心力能使地球赤道半径加大而成为椭球体，表明地球具有塑性；地球的弹、塑性这两种性质并不矛盾，它们是在不同的条件下所表现出来的。如在作用速度快、持续时间短的力（如地震作用力）的条件下，地球常表现为弹性体；在作用力缓慢且持续时间长（如地球旋转离心力、构造运动作用力）或在地下深部较高的温、压条件下，则可表现出较强的塑性。g.岩石圈的电性g.岩石圈的电性 岩石圈内部的电性主要受地内物质电导率影响。 地壳的电导率与岩石的成分、空隙度、空隙水的矿化度等有关。如沉积岩的电导率大于变质岩的电导率，空隙度大且充满水的岩石电导率大，空隙水的矿化度高的岩石电导率大，等等。地壳的电导率还与层理有关，沿层理方向比垂直层理方向的电导率大。温度对电导率的影响更大。溶融岩石比未溶融的同类岩石的电导率大几百到几千倍。所以在地热流大的地区电导率也大。电导率还有随深度的增加的趋势。 大地电流主要是地磁场变化而产生的，因此大地电流的强度和方向受其影响均有变化。地电场有日变、月变、年变等均匀变化，也有不 规则 编码规则下载淘宝规则下载天猫规则下载麻将竞赛规则pdf麻将竞赛规则pdf 的干扰变化。主要来自地球外部，如太阳辐射、宇宙线等。h.岩石圈的放射性和放射性异常h.岩石圈的放射性和放射性异常天然放射性是放射性元素的自然蜕变，自发地放射出一个或几个质点而变成较稳定的元素。射线放出后会和周围物质发生作用。放射性物质放出的热量，是地热的主要来源之一。 放射性元素在不同岩石中的含量不同，放射出的射线强度也不同，放射性矿物集中，射线强度会很大。放射性强度局部增高的地段，叫做放射性异常区。 放射性元素分布于各种岩石中，但主要集中在地壳，特别集中在酸性岩浆岩中。最具有地质意义的是寿命长的放射性元素铀，钍，钾，它们的半衰期长，可与地球年龄相比，能够用它们来测定地质年龄；它们在蜕变过程中释放的热量是地球内部主要热源之一。 B.岩石圈均衡与均衡异常B.岩石圈均衡与均衡异常1852 年英国 G. Everest 在测量印度北西的两个城市： Kaliana 和 Kalianpur 时发现，用表面测量的方法和同天文测量的方法有偏差。这种偏差虽然是很小的，但对十九世纪的测量 要求 对教师党员的评价套管和固井爆破片与爆破装置仓库管理基本要求三甲医院都需要复审吗 来说，也是超出了精度许可的范围。两个城市的距离为 600km ，但误差达到 160m 。 有两位学者 Pratt 和 Airy 对此现象分别提出了两种完全不同的解释。 Pratt( 普拉特 ) 的解释：高山区岩石密度小。 Airy ( 艾利 ) 的解释：高山区之下有山根。 从物理学的角度而言，两者是等效的，但实际上，只能有一种解释符合实际。 均衡与不均衡（异常）均衡与不均衡（异常）岩石圈均衡与异常的关系岩石圈均衡与异常的关系 如果出现了重力异常，根据 Airy 模式，则反映了岩石圈（地壳）的起伏；根据 Pratt 模式，则反映了岩石圈（地壳）的密度变化。 由于 Airy 模式较为普遍，因此布格重力异常与地壳厚度（即莫霍面深度）存在着很好的相关性。由于地壳的密度较小（一般 2.6 ～ 2 .9g /cm 3 ），而地幔的密度较大（＞ 3.3g /cm 3 ），所以，地壳越厚，或莫霍面的位置越低，则布格重力异常值越小或负值越大；反之，地壳越薄，或莫霍面位置越浅，则布格重力异常值越大。 岩石圈均衡与异常的关系岩石圈均衡与异常的关系 对于一级地壳单元陆壳和洋壳来说，洋壳薄，莫霍面上凸，因而布格异常通常为较高的正值，如太平洋洋盆为 +329mGal 、大西洋为 +272mGal 、印度洋为 +267mGal ；而陆壳厚，莫霍面下凹，因而布格异常一般为负值，如我国的四川盆地为 -150mGal 左右、青藏高原为 -500mGal 左右。在大陆地区内部，山脉地区布格重力异常值低或负值较大，反映山脉地区地壳厚，莫霍面下凹深，仿佛存在着 “ 山根 ” ；而盆地或平原地区重力异常值高或负值较小，反映其地壳变薄，莫霍面变浅，形成 “ 反山根 ” 。所以，地形高程常与莫霍面起伏形成一种类似镜像对称的关系。 岩石圈均衡与异常的关系岩石圈均衡与异常的关系 区域重力异常与地壳厚度及莫霍面起伏具有相关性。即重力异常越高，地壳越薄、莫霍界面越浅；反之，重力异常越低，地壳越厚、莫霍面越深。这种现象反映了地表质量的过剩（地形隆起）由地壳深处质量的亏损（莫霍面的下拗）所补偿。这种地壳物质为适应重力的作用，总是力求与其更深部的物质之间达到质量或重量上的平衡状态的现象称为地壳的重力均衡（ isostasy ）。 岩石圈的组成岩石圈的组成岩石圈是由岩石组成的，包括地壳和上地幔顶部。根据地球物理测量的研究成果，上地幔顶部主要是由镁铁质和超镁铁质成分的岩石组成的，只是橄榄岩类岩石比地壳中的硅铝质和硅镁质岩石的比重要大。由于地壳和上地幔顶部都是由岩石组成的，所以，地质学家们把它们统称为岩石圈。岩石圈厚度不均一，通常认为在大洋中脊处岩石圈厚度接近于零，到大陆下部大约100-150公里处。岩石圈厚度和地球的半径比较起来，只是薄薄的一层，几乎可以忽略不计。 C.岩石圈的组成C.岩石圈的组成根据S波与表面波资料可以得到：海洋地壳只有5—10km厚，岩石圈界面为55—75km；稳定大陆区地壳厚35—40km，岩石圈板块厚100—200km；而在造山带、板块碰撞边界，如阿尔卑斯、西藏地区地壳可厚达60—70km，刚性的岩石圈板块也只有70—80km。 克拉通区巨厚岩石圈是由亏损玄武质组份的辉橄岩组成，由于高密度的石榴子石首先部分熔融提取玄武岩浆，使残留的辉橄岩密度比正常的海洋地区的二辉橄榄岩低，因此使克拉通区能保持隆起状态。大洋岩石圈 大洋岩石圈 大洋地壳最上面是很薄的海底沉积物，向下是玄武岩，在海底形成的玄武岩由于海水的作用，岩石被塑造成一个接一个排列的“枕头”，地质学家把这种玄武岩叫做“枕状熔岩”，这是在大陆玄武岩中见不到的一种地质现象。深海钻探和地震研究发现，洋壳玄武岩下面还发育有岩墙状的辉长岩和辉绿岩，以及由超镁铁质岩石蚀变形成的蛇纹岩。 大洋地壳和上地幔顶部构成大洋岩石圈。大洋岩石圈大洋岩石圈大洋岩石圈位于大洋盆地之下，大洋盆地的总面积为270×106km2。平均深度为4.5km。大洋岩石圈在垂直方向上可分为下列三层： （1）沉积层。分布在大洋盆地之上，其平均厚度为0.6km，主要由钙质软泥组成，其次是铁质和硅质。在深海沉积物中，CaCO3占53％，SiO2和Al2O3占36.6％，该层质量仅占大洋岩石圈的总质量的0.63％。 （2）硅镁层。平均厚度为5.8km，由大洋玄武岩组成，质量占13.15％。 （3）超镁铁层。由方辉橄榄岩和二辉橄榄岩组成。是大洋岩石圈的主体，平均厚度34km，约占总质量的86.22％。大陆岩石圈大陆岩石圈 大陆岩石圈面积和大洋岩石圈相当，其垂直方向上大致可分成下列四层： （1）沉积层。大陆沉积岩层平均厚度2.3km。主要由页岩组成，其次是灰岩和砂岩。它们的质量比例大致有18∶6∶1。 （2）硅铝层。平均厚度16.8km，主要由酸性岩、中性岩及类似化学成份的变质岩组成。酸性岩和中性岩的质量比例约为4∶1。整个硅铝层大致相当于花岗闪长岩的化学成份。它是构成大陆结晶基底的主要部分。 （3）硅镁层。平均厚度9km，一般推测由辉长岩组成。自70年代后，有人提出由麻粒岩组成，或由基性岩和酸性岩的混合体组成。大陆岩石圈大陆岩石圈 关于这种分层，特别是硅铝层和硅镁层，目前已提出了疑问。一些大陆岩石圈的实测资料表明，并不存在严格的分层界线，它们呈现渐变的趋势。 （4）超镁铁层。平均厚度约为90km，主要由橄榄岩组成，有榴辉岩分凝体。 尽管大陆岩石圈和海洋岩石圈面积相当，由于大洋岩石圈平均厚度小，它们的质量比约为1∶2.6。全球上岩石圈和下岩石圈的质量比约为1∶4.2。第三节 地壳第三节 地壳人们对地球地壳结构研究新的认识: 来自布朗大学的研究人员发现其实在地球最外面的硬外壳同其比较柔软的内层（软流圈）之间有一个明确的分界线。 地球是一个半径有6370多公里的椭球体，它从表面向地心可以分为地壳、地幔和地核三部分。地壳是地球的最表层，由于地球表面有陆地和海洋，因此，又有大陆地壳和大洋地壳之分。 大陆地壳一般厚度为33-35公里，最厚地区大约为50-70公里。通常分为三层，由三种不同成分的岩石组成。最上面是沉积岩层，向下依次是花岗岩层和玄武岩层； 大洋壳的厚度很小，平均仅为6-8公里；地壳的组成地壳的组成地壳是莫霍面以上的地球表层。其厚度变化在 5 ～ 70km 之间。其中大陆地区厚度较大，平均约为 33km ；大洋地区厚度较小，平均约 7km ；总体的平均厚度约 16km ，约占地球半径的 1/400 ，占地球总体积的 1.55 ％，占地球总质量的 0.8 ％。地壳物质的密度一般为 2.6 ～ 2 .9g /cm 3 ，其上部密度较小，向下部密度增大。地壳为固态岩石所组成，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩三大岩类。地壳是当前地质学、地球物理学、地理学等学科的主要研究对象。 A.大洋地壳A.大洋地壳大洋地壳厚度较薄，一般为 5 ～ 10km （不计海水厚度），在一些洋隆或海山地区可达 10km 以上。一般而言，厚度在洋中脊地区较薄，远离洋中脊地区厚度有增厚趋势。大洋地壳从上到下一般可分为 3 层：   层 1  或称沉积层。为未固结或弱固结的大洋沉积物，厚度具有变化，一般在洋中脊的轴部地区缺失该层，由洋中脊向两侧到海沟或大陆坡坡脚处厚度逐渐增大，该层一般厚几百米，物质的平均密度为 2.3g /cm 3 ，地震波 P 波速度约为 2.2km /s 。 层 2  或称玄武岩层。主要为玄武岩组成，有时夹有少量沉积岩。该层的厚度变化较大，一般在 0.5 ～ 2 .5km 之间，物质的密度为 2.55 ～ 2 .65g /cm 3 ，地震波 P 波速度一般为 5.2km /s 。 大洋地壳的组成大洋地壳的组成层 3  或称大洋层。该层的物质可能主要为变质的玄武岩、辉长岩及蛇纹岩。该层的厚度从大洋中脊向两侧有规律地增加，一般厚度 3 ～ 5km ，物质的密度为 2.68 ～ 3g/cm 3 ，地震波 P 波速度（ 6.7±0.25 ） km/s 。   大洋层以下进入上地幔，一般认为主要由橄榄岩组成，密度为 3.3g /cm 3 ，地震波 P 波速度约为 8.1 总体来看，洋壳的厚度变化较小，物质成分主要相当于基性岩，物质的平均密度较陆壳大，约为 2.8 ～ 2 .9g /cm 3 。洋壳内部的岩石变形程度较弱，具有较统一的刚性性质。而且，洋壳形成的年代较新，一般形成于距今 2 亿年以来。 B.大陆地壳B.大陆地壳大陆地壳的厚度较大，由上向下亦可分为 3 层：   上地壳：一般厚 10 ～ 15km ，主要由沉积岩和变质岩组成，其中常侵入或穿插着一些来自下部层位的花岗岩和混合岩体。该层物质接近中 — 酸性岩，与花岗闪长岩相当。物质的密度约为 2.5 ～ 2 .7g /cm 3 ，纵波速随岩性不同变化较大，为 4 ～ 6 .1km /s 。 中地壳：一般厚 5 ～ 10km ，横向厚度变化大。该层主要由混合岩、花岗岩及糜棱岩等岩石组成，其平均化学成分接近于酸性岩，与花岗岩相当，其密度约为 .7 ～ 2 .8g /cm 3 ，地震波纵波速度一般为 5.56 ～ 6 .3km /s 。由于该层岩石中的含水性一般较下地壳强，并且其温度和压力又较上地壳高，因此，其岩石常表现出较强的塑性流变特征。 a.陆壳的组成a.陆壳的组成下地壳：一般厚 10 ～ 20km ，可能主要为麻粒岩、角闪岩及片麻岩组成，其中常散布着一些中、酸性的岩浆岩体，并可能穿插着较多的基性岩脉。下地壳物质的总体化学成分可能为中性，但略偏基性，相当于基性成分较高的闪长岩成分。该层物质的密度约为 2.8 ～ 2 .9g /cm 3 ，地震波纵波速度一般为 6.4 ～ 7 .0km /s 。 陆壳的厚度变化较大，结构较复杂，物质成分相当于中、酸性岩，物质的平均密度较洋壳小，约为 2.7 ～ 2 .8g /cm 3 。陆壳内岩石变形强烈，而且陆壳的形成年代较老，演化时间漫长。 b.原始地壳 b.原始地壳 什么是原始地壳？它是指地球上主要由岩浆作用生成的最初的固态表面。在地球增生吸积过程中，有过坚硬的地球表面，因为它们的成分和地幔没有区别，不能视为原始地壳。关于原始地壳的形成过程，目前还没有一致的认识。有人认为地球早期地表存在过熔融状态的玄武质岩浆海，玄武质岩浆海结晶分异便形成了最早的硅铝质地壳。也有人认为地球早期不可能存在玄武质岩浆海，地壳是通过局部地区的多次部分熔融发展起来的。原始地壳的成分主要取决于岩浆源区的成分，岩浆熔融程度、以及岩浆分异的程度和种类。原始地壳原始地壳原始地壳的遗留物至今没有找到，或没有被认识到，因而它的确切形成时间、厚度和成分仍然是推测性的。不过原始地壳是由原始地球（或地幔）物质由于热积累而导致熔融、产生岩浆喷发并冷凝而形成这一点上是无疑的。因此没有地幔的演化就不会形成地壳。 根据现有的资料，陨石的Rb-Sr等时年龄和U-Th-Pb年龄都在46亿年左右，月球的年龄也是46±1亿年，而地球是由陨石吸积生成，或者与陨石母体同时形成，因此地球的年龄也是46亿年。地球上火山岩和矿石铅的模式年龄也表明地球是在46亿年前后形成的c.地壳的增生和再造  c.地壳的增生和再造  尽管太古代陆核的分布面积有限，但人们相信，大约有50％以上（或更多）的地壳应该在太古代时就形成了。关于陆壳的生长方式，目前有三种模式：第一种模式认为，大部分陆壳在30亿年前便形成。30亿年以后的任何地壳生长都是由早期地壳经过由对流的上地幔循环而实现的。第二种模式认为大陆地壳呈线性生长，并且硅铝质地壳只在地壳范围内进行再循环。按这一模式，太古代时期50％的陆壳已经形成。第三种模式认为陆壳生长速率随时间演化而呈指数状增加。该模式认为，现在分布的地壳岩石年龄，反映了特定时期从地幔中产生的新地壳实际数量，经过地幔再循环的地壳物质也归为新地壳。上述三种大陆地壳生长模式，各自有它合理、正确的一面，但也存在着与事实相抵触，不能解释的另一面。模式中对地壳的概念亦有所不同。地壳的增生和再造地壳的增生和再造实验地球化学和同位素资料表明地壳的形成必须经过玄武质阶段。地幔物质直接部分熔融不能立即生长长英质地壳，只不过从玄武质阶段到长英质阶段的时间间隔不长。而地球早期从地幔经玄武质阶段而派生的硅铝质地壳主要是英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩，即所谓的TTG组合。它主要出现在大陆太古代地盾、现代岛弧俯冲带和大陆边缘（如美国西海岸和西藏冈底斯岩带）。这些岩石的地球化学特性和岛弧火山岩系相似，属于钙—碱性岩系。这些岩石习惯上称为Ⅰ型花岗岩。 地壳重熔岩石主要为花岗质岩石。地壳重熔一般发生在太古代以后。这些重熔花岗岩具有高的Si，K。地壳的增生和再造地壳的增生和再造在正常的大陆地壳下，地壳底部的温度很少能超过500—600℃，不可能造成地壳的重熔。只有在以下一些情况下才有可能使地壳发生重熔： 1）在板块俯冲带，俯冲板块把上复的沉积物带入大陆地壳之下，造成K，U，Th的不断富集，使地热增温率不断升高。同时俯冲带之上的火山岩的喷发和深成岩的侵入，加热了周围的地壳物质，因此在俯冲过程的晚期就有可能产生地壳重熔型花岗岩。如日本岛弧和安第斯山地区都有这类花岗岩。 2）在深断裂地区，当发生深断裂时，由于压力下降，使岩石圈底部岩石的干熔融温度下降，产生了基性岩浆或者软流圈物质的上升，地幔底劈产生的基性岩浆的上升会引起地壳的重熔，在中国南岭地区可以见到与深断裂有关的重熔花岗岩的侵入。地壳的增生和再造地壳的增生和再造3）在大陆板块的会聚边界，由于大陆板块的碰撞，使地壳受挤压，长度缩短，通过一系列的逆冲断层和褶皱运动，使地壳不断增厚。这时地壳的放射能便大大增加，温度梯度不断增加，从而引起地壳重熔。如青藏高原、印度大陆与欧亚大陆的碰撞，使地壳厚度增加一倍（达70km），使地壳的上部和下部都具有形成花岗岩的温压条件，从而形成了许多典型的重熔型花岗岩。 大陆会聚造成的地壳重熔花岗岩主要形成于印度和欧亚板块碰撞缝合以后（40ma），北美与欧洲的加里东、海西期重熔花岗岩与北美和欧亚大陆的分合密切有关，加里东期正是欧州大陆与北美大陆会聚的时间。 地壳的增生和再造地壳的增生和再造4）由于大陆漂移作用，当大陆地壳位移到大洋地幔之上时，大陆地壳的高放射性生热元素加上大的海洋地幔热流，使其地表热流可达到1—2HFU，这时就有可能使地壳下部因热聚集而达到重熔温度。很多大面积的花岗岩浆活动，可能迭加了这种作用的影响。如中国东南部的大面积花岗岩侵入活动，很少有英云闪长岩和花岗闪长岩系列的增生地壳，也没有明显的地壳增厚现象，就可能和地幔热流的增加有关。地壳的增生和再造地壳的增生和再造目前，在大陆的太古代地盾区，如西格陵兰、南非、西澳、北美及波罗的海等地，已发现了大于30亿年的古老地壳。根据U-Pb和Sm-Nd法测得的最古老岩石年龄为38亿年。