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高分辨率红外相机单窗与劈窗陆表温度反演精度分析研究.pdf
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地质名词解释
15:24:00 作者：整理 来源：化石网 浏览次数：529 文字大小【】【】【】
地理环境 geographical environment
　　生物，特别是人类赖以生存和发展的地球表层。可分为自然环境（或自然地理环境）、经济环境（或经济地理环境）和社会文化环境。
　　自然环境是由岩石、地貌、土壤、水、气候、生物等自然要素构成的自然综合体。根据其所受人类社会的影响程度的差别，自然环境又可分为天然环境和人为环境。天然环境（原生自然环境）指只受到人类间接或轻微影响的而原有自然面貌未发生明显变化的地方，如极地、高山、大荒漠、大沼泽、热带雨林、某些自然保护区以及人类活动较少的海域等。人为环境（次生自然环境）指受到人类直接影响和长期作用而使自然面貌发生重大变化的地方，如农业、工矿、城镇等利用地。放牧的草场和采育的林地，虽然它们仍能保留草原和森林的外貌，但其原有的条件和状态已发生了较大的变化，也属于人为环境。
　　经济环境是在自然环境的基础上由人类社会形成的一种地理环境，主要指自然条件和自然资源经人类开发利用后形成的地域生产综合体的经济结构，包括工业、农业、交通和城乡居民点等各种生产力实体的地域配置条件和结构状态。
　　社会文化环境包括人口、社会、国家、民族、语言、文化和民俗等方面的地域分布特征和组织结构关系，而且涉及社会各种人群对周围事物的心理感应和相应的社会行为。社会文化环境是人类社会本身所形成的一种地理环境。
　　上述 3种环境在地域上和结构上又是互相重叠、互相联系的，从而构成统一的整体地理环境。
　　所谓地带性规律指的是纬度地带性。与此同时存在的非地带性的分异，使纬度地带性的特点发生偏移、变异，甚至完全消失。地带性在时间上是不断发展的。个别地带出现较晚，如荒漠和半荒漠地带形成于第三纪，森林草原和草原出现于第三纪末，针叶林和冻原地带出现于第四纪后半期。而且，地带形成后，随着气候的变化而发生移动，例如第四纪冰期和间冰期的更替就使大陆的地带发生过移动。
　　人文地理环境的地域分异，受控于社会发展阶段和科学技术发展水平，同时也要受到上述自然分异的影响。
　　地理环境和人类 　人是自然发展的产物，从地理环境中获得生活所需的一切。人类社会也是在地理环境中发展的。在人类社会的早期，人类主要靠采集和渔猎天然动植物繁衍生息，影响地理环境的程度有限。后来发展了畜牧业和农业，不仅更广泛地利用了自然资源，而且对环境要素进行了重大的改造。在农业生产中栽培了一系列作物，如麦类、玉米、水稻、高粱、豆类和多种多样的蔬菜,以及油料和纤维作物,把原来的森林、草原、河滩以及沼泽开垦为耕地。这些栽培植物所占的面积约为全球面积的6～8.5％。人类还把多种野生动物驯化为家畜、家禽，如牛、羊、马、驴、猪、鸡、鸭等。建立了人工灌溉网和人工水体（目前地球上人工水库总面积已超过里海面积），开采出大量矿产资源。产业革命以来，随着科学技术的迅猛发展，人类在利用改造地理环境方面取得了辉煌的成绩，但是没有正确估计地理环境的反馈作用。20世纪50年代以来，由于工业化和城市化的飞速发展，人类对地理环境的影响按其性质、规模和深刻程度都是空前的。这表现在三个方面：首先，在人文地理环境上，人口迅速而高度地集中，物质生产大量而飞跃地增长；其次，人类大量地消耗掉地理环境贮存的各种资源（淡水、石油、煤、金属等等），出现资源枯竭的危机；第三，由于人类进行规模巨大的生产活动，排放出数量惊人的各种废物，引起环境污染，造成生态危机，危及人类健康。全世界每年排入大气中的二氧化碳达240亿吨,烟尘20亿吨。还有大量的废水、废渣、废热、放射性物质、生活垃圾、农药、化肥进入地理环境中。所有这些都能使地理环境的功能和结构发生不利于人类的变化。
15:21:09 作者：整理 来源：化石网 浏览次数：569 文字大小【】【】【】
冰川地貌 glacial landform
由冰川的侵蚀和堆积作用形成的地表形态。地球陆地表面有11％的面积为现代冰川覆盖，主要分布在极地、中低纬的高山和高原地区。第四纪冰期，欧、亚、北美的大陆冰盖连绵分布，曾波及比今日更为宽广的地域，给地表留下了大量冰川遗迹。
冰川是准塑性体，冰川的运动包含内部的运动和底部的滑动两部分，是进行侵蚀、搬运、堆积并塑造各种冰川地貌的动力。但它不是塑造冰川地貌的唯一动力，是与寒冻、雪蚀、雪崩、流水等各种营力共同作用，才形成了冰川地区的地貌景观。
冰川地貌可分为冰川侵蚀地貌和冰川堆积地貌。冰川侵蚀地貌是冰川冰中含有不等量的碎屑岩块，在运动过程中对谷底、谷坡的岩石进行压碎、磨蚀、拔蚀等作用，形成一系列冰蚀地貌形态，如形成冰川擦痕、磨光面、羊背石、冰斗、角峰、槽谷、峡湾、岩盆等。冰川堆积地貌是冰川运动中或者消退后的冰碛物堆积形成的地貌，如终碛垄、侧碛垄、冰碛丘陵、槽碛、鼓丘、蛇形丘、冰砾阜、冰水外冲平原和冰水阶地等。
冰川地貌组合有一定的分布规律，从冰川中心到外围由侵蚀地貌过渡到堆积地貌。山岳冰川地貌按海拔高度可分为：雪线以上为冰斗、角峰、刃脊分布的冰川冰缘作用带；雪线以下至终碛垄为冰川侵蚀- 堆积地貌交错带 ；最下部为终碛垄、冰川槽谷和冰水平原地带。
15:19:37 作者：整理 来源：化石网 浏览次数：560 文字大小【】【】【】
地质构造 geological structure
地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其嗷ソ岷系姆绞胶兔婷蔡卣鞯淖艹啤＜虺乒乖臁Ｈ魏喂乖於际茄沂?蜓也闶芰四诹?蛲饬ψ饔孟虏??脑?嘉惶?蛎婷玻?绮憷怼⒘Ｐ虿恪⒉ê鄣雀髦衷??乖欤?约案髦衷?嘉惶?蛎婷驳母谋洌?幢湫斡氡湮唬?绺髦执紊?鸟拗濉⒔诶怼⒍喜恪⒘压取⒏┏宕?⒆?欢喜愕取?
构造尺度 按构造空间范围大小所划分的级别。一般分为大、小、微等尺度级别。大尺度构造是远远超出露头范围的区域性构造和板块构造，小尺度构造是在露头范围或手标本上能窥其整体形态的小型构造，微尺度构造是在光学显微镜下才能认识的矿物之间或矿物晶粒变形表现出的显微构造和在电镜下才能观察到的超微构造，如晶格位错。
构造层次 地壳内部不同深度处的变形性质和变形机制有明显差异的构造分层性。根据造山带中构造变形随深度而变化的规律，可将由地表至深处地壳的变形分为 3 个构造层次。①上部构造层次(又称表构造层次)。位于地壳浅表部分，主要变形性质为脆性变形 ，主导变 形机 制 是 脆性剪切作用，是断层分布区。②中间构造层次（又称浅构造层次）。其深度介于4千米至10～15千米 ，主要发生弹塑性变形，主导变形机制是弯曲作用，是等厚褶皱的分布区。③下部构造层次（又称深构造层次）。其深度在10～15千米以下，主要发生塑性变形，主导变形机制是剪切作用和压扁作用，是相似褶皱并伴有广泛发育的劈理分布区；这个层次的下部物质韧性大大提高并接近熔融流变状态，发育韧性剪切带和不规则的柔流褶皱。
构造类型 各种构造均可按形态和成因的不同而分类 。各种构造又可从不同角度进行归并分类，如按构造形成时间归并为原生构造和次生构造两类。原生构造，指成岩过程中形成的构造，岩浆岩的原生构造有流面、流线和原生破裂构造。沉积岩的原生构造有层理、波痕、粒序层、斜层理、泥裂、原生褶皱（包括同沉积背斜）和原生断层（包括生长断层）等。次生构造指岩石形成以后受构造运动作用产生的构造，有褶皱、节理、断层、劈理、线理等。又按几何要素可将构造归并为面状构造和线状构造两类。面状构造是以几何意义的面来表征的构造，如褶皱（轴面）、节理（面）、断层（面）、劈理（面）等。线状构造是以几何意义的线所表征的构造，如褶皱的枢纽、断层的擦痕、非等轴状矿物的定向排列或二构造面交线所构成的小型线理、窗棂构造及大型杆状构造的定向排列所构成的大型线理等。又按面状或线状构造在地质体中的分布特点归并为透入性构造和非透入性构造两类。透入性构造指在地质体一定尺度上连续、均匀且按一定格式弥漫分布的面状或线状构造，为劈理、片理、片麻理及小型线理。非透入性构造指非均匀、不连续且多以分隔性方式产出于地质体中的面状或线状构造。如节理面、断层面和大型线理。
构造组合 在统一的构造运动过程中所产生的多个密切联系的构造集合体。一个构造组合中的各成员构造可以是同类型的构造，如地堑是由两条（或两组）走向相同、倾向相反的正（或逆）断层组合而成，共轭节理是由两组不同方位的剪节理交叉组合而成；也可以是不同类型的构造，如滑脱构造是由盖层的褶皱和盖层与基底之间的顺层滑动的断层组合而成。不论哪一种组合，其各成员构造必须是在同一时期由同一种性质的区域应力作用所产生的有成因联系的构造。任何一种构造组合均有其形态上的总体几何特征或总的风格，这就是构造样式。一定的构造样式常常是在一定的构造作用和地质背景下形成的。因此根据构造组合及其构造样式可以分析其形成条件。
15:15:11 作者：整理 来源：化石网 浏览次数：845 文字大小【】【】【】
溯源侵蚀 headward erosion
　　河流或沟谷发育过程中，下切侵蚀不仅加深河床或沟床，并使其向上游源头侵蚀后退的现象。又称向源侵蚀。溯源侵蚀在河流源头和河口地段最为明显。河谷或沟谷源头，因河床纵剖面较陡，下切侵蚀作用加强，引起向上游不断侵蚀，从而加长河谷的长度。在黄土地区溯源侵蚀现象最为明显 ，因为黄土土质松散并多节理，降雨后沿冲沟向上侵蚀。沟头地区每年向源侵蚀可达数十米，这是黄土区水土流失的原因之一。河口地段由于侵蚀基准面的下降，可以引起河流下切，产生溯源现象，形成多级阶地。
堆积作用 deposition
　　搬运营力消失或减小时，或含溶解质的水溶液蒸发或发生化学反应而产生的物质积聚的过程。它常与沉积作用概念相通用，但含义更广。沉积作用更强调特定的环境、形体与积聚量。搬运营力包括风、重力流、水流、冰川、波浪、潮汐、海流等。水流、风、波浪、潮汐、海流在搬运物质过程中往往具有分选性，按照物质重量、搬运能力强弱和搬运介质流速的大小依次堆积。重力流、冰川的堆积没有分选现象。
　　根据物质堆积环境可分为3种类型：① 陆地堆积物，包括：风化残积物、重力堆积物、坡地水流堆积物、河流冲积物、岩溶堆积物、冰碛物、冻融堆积物、湖泊堆积物、风积物等。②海岸带堆积物，包括：三角洲堆积物，海滩、砂砾堤、潮滩等海积物，生物堆积物。③海洋堆积物，包括：陆源碎屑海积物、生物介壳海积物、化学絮凝沉积物及海底火山、熔岩堆积物等。
岩浆矿床 magmatic mineral deposit
　　在岩浆的分 异和结晶过程中 ，有用组分富集纬傻目蟠病０凑粘煽蠓绞剑?治?河裳医?峋Х忠熳饔眯纬傻难医?帜?蟠?如铬铁矿矿床)，由岩浆熔离作用形成的岩浆熔离矿床（如铜、镍硫化物矿床），与火山活动有关的岩浆喷溢矿床（如铁矿床和玄武岩矿床）等。岩浆矿床中的成矿物质通常是岩浆本身含有的造岩矿物或副矿物经高度富集而成，因此岩浆矿床基本产在岩浆岩体内，矿物成分较简单，矿石结构构造也与岩浆岩相似，矿体常产在岩体的边部或底部 ，但也有沿裂隙充填的由块状矿石组成的富矿脉。
　　岩浆矿床主要有：①金刚石矿床。原生金刚石晶体呈稀疏浸染状产在金伯利岩（一种斑状富钾橄榄岩，最先发现于南非）和钾镁煌斑岩的岩筒中，中国的辽宁和山东已开采金刚石矿床。②铂族元素矿床。与超镁铁质岩关系密切，是铂族元素的主要来源，南非有此类矿床。③铬铁矿矿床。产于超镁铁质岩中，是铬矿的主要来源，实例有中国西藏的萝卜莎矿床。④铜镍硫化物矿床。产于镁铁质和超镁铁质矿床中，矿物组合为镍黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿，加拿大萨得贝里和中国甘肃金川 铜镍矿是此类中的著名矿床。⑤钒-钛-磁铁矿矿床。与辉长岩-斜长岩类有关 ，矿石矿物为钛铁矿 、含钒钛磁铁矿和金红石，是铁和钒的重要来源，中国四川攀枝花市红格铁矿属此类型。
层控矿床 stratabound ore deposit
受多种成矿作用影响，受一定地层层位控制的矿床Ｆ淇筇宀?纯梢匝细裼氲夭阋恢拢?什阕础⑼妇底椿蛱醮??；也可以不一致，呈不规则状或网脉状，但都局限在某一固定地层单元中。层控矿床常是 多成因的 ，是以外生 成矿作用（沉积成矿作用或火山- 沉积成矿作用）为基础 ，又受到内生成矿作用包括岩浆、变质和热液等作用的叠加改造而形成的复成因矿床，兼有同生矿床和后生矿床的某些成矿特征。矿源层的存在也是层控矿床的重要特征，但矿源层和贮矿层可以是同一层位，也可以是不同层位。层控矿床类型主要有：①沉积或火山- 沉积热液叠加改造型层控矿床 。它既保存了沉积或火山- 沉积成矿的某些特点，又有后期的与热液活动有关的矿化叠加 其上 ，如中国 湖北黄 梅菱铁矿矿床 。② 喷流-沉积型层 控矿床 。成 矿主要与海底喷流 - 热泉活动有关，与火山作用常相伴随。该类矿床产有铜 、铅 、锌 、金、银、锑、汞、铁、锰等矿产，有重大经济价值，如日本黑矿型矿床 。
变质矿床 metamorphic mineraldeposit
在变质地区，因受区域变质作用影响使成矿物质富集而形成的矿床，以及原有矿床经受强烈的区域变质，成为具有另一种工艺性质的矿床。由内生作用或外生作用形成的岩石或矿石在遭受变质作用时，由于地质环境的改变，温度和压力的增加，以及变质热液的作用，它们的矿物成分、物理性质和构造结构等，都要发生变化，并在变化中形成成矿物质的富集。按变质成矿作用的不同，变质矿床有两种主要类型：①变成矿床，指在区域变质作用下，由原有岩石变成的矿床。其中，有的是在高温下，由变质重结晶作用而成，如碳质岩石变为石墨矿、石灰岩变为大理石矿等；有的是在变质热液作用下，有用组分发生迁移、富集而成矿，如铜、铅、锌、金矿等。②受变质矿床，指早期已有的矿床，受到区域变质作用的改造，使其矿物成分矿体形态产状和结构构造等发生一系列变化，但基本保存原有矿床的主要特征。例如沉积变质型铁矿，就是古老的含铁沉积建造 （含15％或更多的铁，多呈氧化物如赤铁矿或含水氧化物如褐铁矿）经受区域变质作用而成的，如中国辽宁鞍山式铁矿，其原有含铁建造已变为条带状硅质磁铁矿矿层。
变质矿床多产于年代古老的变质岩区，时代主要为太古宙和元古宙 ，矿床的层控性质明显。变质矿床具有矿种多、矿床规模大等特点，具有重大的经济价值。世界上铁矿储量的2／3以上来自变质铁矿。金、铜、铅、锌、磷、锰、菱铁矿等也占有较大比重。如中国辽宁大石桥菱镁矿矿床、山西垣曲铜矿峪铜矿、山东莱西市南墅石墨矿等。
伟晶岩矿床
伟晶岩矿床 pegmatitic mineral deposit
　　由伟晶岩中有用组分富集并具有经济价值时而形成。与一定类型的火成岩有关，主要产于花岗岩类岩石中，是在岩浆活动晚期，由富含挥发分的残余岩浆经结晶作用及以后的交代作用形成。伟晶岩形成在比较稳定的地质环境，其形成温度在 950～700℃间 。伟晶岩脉大多产在火成岩体顶部及围岩的裂隙中，往往成群出现。多数伟晶岩呈脉状或透镜状，但也有呈巢状和筒状的。伟晶岩脉大小不一，长几米到几十米的最多。花岗伟晶岩中除长石、白云母和石英外，还常含有稀有矿物和宝石矿物。伟晶岩中的金属矿产有锡、钨、钇、钍、铀、锂、铌、钽、铍、铯 、稀土元素 、锆等 ，非金属（包括宝石）矿产有水晶、长石、白云母、绿柱石、电气石、刚玉、黄玉、石榴子石等。实例有中国新疆阿尔泰地区的含稀有金属花岗伟晶岩矿床、内蒙古土贵乌拉白云母矿床等。
地质环境 geological environment
　　由岩石、浮土、水和大气这些地球物质组成的体系；有人认为地质环境只由岩石及其风化产物──浮土两个组成部分。人类和其他生物依赖地质环境而生存和发展，同时人类和其他生物的活动又不断地改变着地质环境的化学成分和结构特征。
　　组成 　地质环境是地球演化的产物。亿万年来，岩石圈和水圈之间，岩石圈和大气圈之间，大气圈和水圈之间，通过物质交换和能量流动建立了地球化学物质的相对平衡关系。人类所处的地质环境是在最近一次造山运动和最近一次冰期后形成的。
　　岩石圈 　也称地壳，是地球表面的固体部分。最大厚度为65公里以上,最小厚度为5～8公里,平均厚度30公里左右。人们能直接观察和接触到的只是地壳外层很浅的一部分。最深的矿井仅深入地下3公里左右,最深的钻井也不过 8公里。可是有的地表物质可能来自地下几十公里乃至几百公里。现在地表的火成岩，就是地球内部的物质通过火山活动和造山运动形成的。地壳表面为基岩或浮土。基岩是露在地表或位于浮土之下的坚硬岩石，浮土是包括土壤和岩石碎屑组成的松散覆盖层。浮土的厚度一般只有几十米，有的地方达几公里。浮土有的是由基岩风化就地生成，有的是异地风化产物经搬运沉积而成的。浮土在生物的、化学的和物理的作用下，经过一系列的变化，形成能使植物扎根生长的土壤。
　　岩石分为火成岩、沉积岩和变质岩三大类。火成岩是由岩浆或熔融状的成岩物质经过冷却和结晶生成的。火成岩类岩石包括超基性岩、基性岩、酸性岩、中性岩和碱性岩。基性岩中的玄武岩、酸性岩中的花岗岩是地壳表面分布最广的岩石。沉积岩是由地表上的岩石、矿物和生物残体经过风化、搬运、沉积，最后经过成岩作用而形成的。砂岩、砾岩、页岩、碳酸岩等是常见的沉积岩类岩石。变质岩是由原先存在的岩石经热力、压力和化学性质活泼的溶液的作用，在固体状态下发生变质而形成的。变质岩常见的有片岩、片麻岩、板岩、大理岩等。通过对各种岩石的化学成分的分析，在岩石圈外层16公里厚的岩带中，据估计氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁等 8种元素占这个岩带重量的98％以上。岩石圈内物质的分布是不均匀的，因而不同的地球化学环境产生不同的生态系统。在不同地区不同的岩石中蕴藏着不同的矿产。
　　现代板块学说将地壳结构分为六大板块，即太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块。地球内部的应力作用使板块发生运动，从而使地质环境发生一系列变化。如板块的相互挤压造成巨大的山脉，两个板块的同时下沉造成海底深渊。地质构造运动引起岩层的断裂、褶皱、隆起和凹陷，而形成高山和峡谷。构造运动和侵蚀作用的结果形成了地貌的基本格局。构造运动还造成火山喷发和地震等自然灾害。
　　水圈 　由地壳表面的液态水层组成，大约是在30亿年前形成的。水圈主要是海洋,约占地球表面积的70.8％，大陆上的河流和湖泊只占地球表面水域很小一部分。海洋的平均深度约为3.8公里,最深达11公里。海水总体积约为13.7亿立方公里,总质量约为1.41×1018吨。地球上水的分布极不均匀。海水约占97.2％,陆地淡水不足3％，可供人类直接利用的淡水就更少了。在太阳能的作用下，通过蒸发、降水、径流，不断地进行着水循环。水是天然的溶剂，地质环境中不存在纯水。水化学特征随地质条件而异，并对人类产生重要影响。
　　大气圈 　地球表面的气体圈层。地球大气分布在从地表至2000公里的空间，在2000公里以上，大气极为稀薄,没有明显的上限。地球大气的质量为5×1015吨,约占地球质量的百万分之一。按大气温度随高度的变化，大气圈可分为对流层、平流层、中间层和热层。对流层是指对流运动显著、靠近地表的底层大气。其厚度因纬度和季节而异。对流层与地表的关系极为密切，对人和其他生物的生存有重大影响。干洁空气的化学组成为恒定成分，主要是氮和氧两种气体，按体积计约占大气总体积的98％以上，其次为氩、二氧化碳、氖、氦等。空气中的杂质为可变成分,仅存在于低层大气中,有水、甲烷、一氧化碳、二氧化硫、氧化亚氮、氡、一氧化氮，除水外，其他成分极微。
　　内部联系 　以岩石(以及浮土)为基础，包括水、大气在内的地质环境是一个有机系统，各个组成部分之间存在着能量流动和物质交换的密切联系。这种联系表现在：①大气和水成因于岩石圈：现代大气是经过原始大气、还原大气和氧化大气三个演化阶段形成的。地球形成初期的原始大气已逃逸殆尽。后来地球由于内部放射性元素的衰变和所谓的引力致热而处于熔融状态，因而从地球内部逸出气体。由于地球引力，这些逸出的气体渐渐积蓄在地球周围形成以二氧化碳、一氧化碳、甲烷和氨为主要成分的还原大气。在地球的熔化－冷却的演化过程中，地球内部的水分以蒸汽的形式逸出，冷凝成水，逐渐形成水圈。太阳辐射使水缓慢地分解，绿色植物出现后进行光合作用,渐渐产生了氧气,原来的还原大气逐步演化成现代的以氮、氧为主的氧化大气。②水和大气对岩石圈的作用：水和大气直接参与地球表面外形细部的塑造和地表物质再分配的地质作用，对地球环境的演化有重大的影响。岩石的风化和剥蚀，风化产物的搬运和沉积，都同水流和风力有密切关系。不同类型的岩石处在水、气、热差异很大的环境中，形成了不同的地貌格局和不同的地球化学环境，从而又出现了不同的生态系统。今天人们看到的山地和丘陵是经过风化、剥蚀的地貌；河谷和平原是经过水流切割、沉积物的堆积而形成的地貌;沙漠是干旱和风蚀的结果;花岗岩广泛分布的地区则是低山、丘陵的地貌。碳酸盐广泛分布的地区形成奇峰怪石的岩溶地貌。坚硬耐风化的石英岩、砂岩分布的地区常常出现崇山峻岭。在湿润的热带和亚热带，风化淋蚀作用强烈，岩石被风化后，可溶性盐类大量流失，往往形成缺钙而富铁铝的红壤，在半干旱半湿润的温带则形成富钙缺铁的黄土。
　　同人类和其他生物的关系 　主要表现在：①地质环境是生物的栖息场所和活动空间，为生物提供水分、空气和营养元素。地质环境的区域差异，导致生物向不同方向进化。生物是地质环境的产物，但又改变地质环境，例如土壤是植物和地质环境相互作用下形成的。生命在长期演化中,同环境愈来愈适应,因此生物体的物质组成及其含量同地壳的元素丰度之间有明显的相关关系。英国地球化学家E.哈密尔顿等人通过对人体脏器样品的分析发现，除原生质中主要组分（碳、氢、氧、氮）和岩石中的主要组分（硅）外，人体组织（特别是血液）中的元素平均含量和地壳中这些元素的平均含量具有明显的相关性（见图）。这说明人体是地壳物质演化的产物。②地质环境向人类提供矿产和能源。目前人类每年从地层中开采的矿石达4立方公里,从中提取金属和非金属物质。人类还从煤、石油、天然气、水力、风力、地热以及放射性物质中获得能源。矿产资源是经过漫长的地质时代形成的，属于不可更新资源,经人类开发利用后,很难恢复，因此矿产资源的合理开发和有节制地使用是非常重要的。③人类对地质环境的影响随着技术水平的提高而愈来愈大，例如采掘矿产,修建水库,开凿运河都直接改变地质、地貌；大规模毁坏森林草原，导致水土流失，土地沙漠化；矿物燃料的大量燃烧，增加大气层二氧化碳含量，造成全球气候异常;人类向地质环境排放大量工业废弃物,造成对有机体有害的化学元素如汞、铅、镉等在地表的浓度增高。
沉积矿床 sedimentary mineral deposit
在地表条件下，成矿物质被流水以及纭⒈?ā⑸?锏劝嵩说胶印⒑?⒑Ｑ蟮人?迥冢???恋砭刍??纬傻目蟠病３粱?蟠膊?谝欢ǖ刂适逼诘某粱?蚁抵校?筇宥喑什阕?，层位稳定，矿层与周围沉积岩层产状一致。矿石成分主要为金属的氧化物和氢氧化物、碳酸盐和硅酸盐，也有硫酸盐 、磷酸盐、硫化物及有机物质等。矿石构造多为块状、结核状、鲕状、豆状。沉积矿床的分布范围广，储量规模大，矿石品位均匀，易于勘探开发，有极其重要的经济价值。主要矿产有煤、石油、天然气、铁、铝、锰、磷、盐类及各种砂矿等。
根据成矿作用的不同，沉积矿床可分为：①机械沉积矿床。成矿物质呈碎屑状被流水搬运，当因地形变化水的运载能力减弱时，它们常按体积和比重大小表现出不同的稳定性而分别沉积（分选作用），富集成矿。如砂金矿、金刚石砂矿、纯石英砂矿等，按产出环境可分为河流砂矿和海滨砂矿。②蒸发沉积矿床。成矿物质呈离子状态被搬运到封闭盆地 ，在蒸发作用下，各种盐类在水体中浓缩结晶沉淀形成矿床 ，包括钾盐、岩盐、石膏、芒硝、天然碱等。盐类矿床分为固体矿床和卤水矿床。中国青海察尔汗盐湖是现代盐矿床，既有结晶的钾盐、岩盐，又有晶间卤水。四川盆地的地下卤水早在古代就已开发利用。③化学和生物?化学沉积矿床。成矿物质在流水等介质中被搬运到水盆地中，在化学作用和生物作用下沉积形成矿床 ，如铁 、锰 、铝土矿、磷块岩、含铀-钒- 镍黑色页岩和硅藻土等 。实例有中国 湖南湘潭锰矿、云贵等省的铝土矿等。④生物沉积矿床。主要是煤和石油矿床。生物在生长过程中，吸收水和空气中各种无机盐类、CO2等，并把它们转化为生物有机体中的碳氢化合物。在有利的环境中通过生物大量繁殖、死亡和堆积，这种碳氢化合物大量聚集在含矿岩层中，并被以后形成的上覆岩层覆盖，再经过一定程度的地质作用和化学作用，有机质转化为煤、石油和油页岩等。
风化矿床 mineral deposit by weathering
　　地壳表层岩石经风化作用促使有用物示徒?鸭??纬傻目蟠病Ｋ?欠缁?饔玫闹饕??Γ?缁?饔么蠖挤⑸?谇彼?娓浇?蚱渖喜浚?植挤段в朐??沂?雎兜姆段б恢禄蛳嗑嗖辉丁?/P&
　　风化矿床的控矿因素有：①原岩成分。风化的原岩是成矿物质来源，如基性和超基性岩中铁、镍的含量较高，又易于风化，有利于形成铁、镍的风化矿床。②气候条件。它对风化成矿作用有决定性影响。在各类气候条件中以热带与亚热带地区最有利于形成风化矿床。③地形。中低山区和丘陵地区有利于风化矿床的形成和保存。④潜水面。潜水面深度适中，岩石的分解速率和淋滤速率相适应，有利于矿质的富集。⑤地质构造条件。断层和裂隙发育带有利于地下水的大规模运动，因而能控制风化矿床的产出位置和形成深度。⑥时间因素。形成规模大、质量好的风化矿床，需要漫长时间，已知的风化矿床，多数是在第三纪、第四纪或中生代形成的。
　　矿床按产出位置和成因可分为 2 类：①残余矿床。地表岩石经风化后，一部分活动性组分被淋滤，而另一部分较稳定组分残留在风化壳中相对富集而形成矿床。例如，残余的铁矿、锰矿、铝土矿、镍矿、高岭土矿床等。中国南方（如江西景德镇）的高岭土矿就是花岗岩类风化的产物。②淋积矿床。风化原岩中活动性较大的有用物质，经过淋滤被地下水带到邻近岩石中，因物理化学条件的明显变化而堆积形成矿床。如淋积的铀矿和铜矿等。著名的美国科罗拉多高原的铀 - 钒矿床就是由于有煤和沥青作为还原剂，促使潜水中的铀化合物沉淀富集而成矿。
　　风化矿产埋藏浅，多呈面型分布，矿石结构疏松，便于露天开采和加工。风化矿床的主要矿产有铁、镍、钴、锰、铀、铜、金、铝土矿、稀土元素、高岭土、磷、硫和重晶石等。中国江西等地花岗岩风化壳中的离子吸附型稀土元素矿床是重要的风化残余矿床。
成矿作用 mineralization
在地球的演化过程中，使分散存在的有用物质（化学元素、矿物、化合物）在一定的地质环境中富集而形成矿床的各种地质作用。成矿作用复杂多样，通常按成矿的地质环境、能量来源和作用方式划分为内生成矿作用、外生成矿作用和变质成矿作用，并相应地划分为内生矿床、外生矿床和变质矿床等 3种基本成因类型 。研究成矿作用和矿床成因类型对认识矿床的地质特征和分布规律，指导矿产勘查和矿山开发有重要意义。
内生成矿作用主要由于地球内部能量包括热能、动能 、化学能等的作用，导致在地壳内部形成矿床的各种地质作用。内生成矿作用是在较高温度和较大压力条件下进行的。按其含矿流体性质和物理化学条件不同，可分为：①岩浆成矿作用。在岩浆的分异和结晶过程中，有用组分聚集成矿，形成岩浆矿床。②伟晶成矿作用。富含挥发组分的熔浆，经过结晶分异和气液交代，使有用组分聚集形成伟晶岩矿床。③接触交代成矿作用。在火成岩体与围岩接触带上，由于气液的交代作用而形成接触交代矿床。④热液成矿作用。在含矿热液活动过程中，使有用组分在一定的构造、岩石环境中富集，形成热液矿床。
外生成矿作用在地壳表层，主要在太阳能影响下，在岩石、水、大气和生物的相互作用过程中，使成矿物质聚集的各种地质作用。外生成矿是在地表的温度和压力下进行。但在火山和温泉区，有大量地内热能和地内物质参加作用，因而成矿温度较高，物质组分也较复杂。外生成矿作用可分为：风化成矿作用（形成风化矿床）、沉积成矿作用（形成沉积矿床）。
变质成矿作用指在区域变质过程中发生的成矿作用或使原有矿床发生变质改造的作用，其所形成的矿床为变质矿床。变质成矿作用发生在地壳内部，成矿的温度和压力较高。就本质看，变质成矿作用是内生作用的一种，其特点是成矿物质的迁移、富集或改造基本上是在原有含矿岩系中进行的。
3大类矿床间互有联系 ，如有些热液矿床是在岩浆水与下渗大气降水的混合 作用下形成，而火山-沉积矿 床则是火山活动和沉积作用的共同产物。有些矿床则是多种成矿作用重叠的结果，如层控矿床常是内生成矿作用和外生成矿作用叠加而形成的。
成岩作用 diagenesis
形成岩石的各种地质作用的统称。如岩浆成岩作用、变质成岩作用、沉积成岩作用、花岗岩化作用、混合岩化作用等。通常所说的成岩作用是指沉积物被埋藏后，直到固结为岩石以前所发生的一切物理的和化学的（或生物）变化过程。一般包括沉积物的压实作用、胶结作用、交代作用、结晶作用、淋滤作用、水合作用和生物化学作用等。这些作用通常是在压力、温度不高的地壳表层发生的。当成岩物质被覆盖之后，由于厌氧细菌的作用，有机质腐烂分解 ，产生H2S 、CH4、NH3 和 CO2 等气体 ，促使碳酸基矿物溶解成重碳酸盐 ，高价氧化物还原成低价硫化物，酸性氧化环境变为碱性还原环境。此时沉积物质发生重新分配、组合，胶体矿物脱水陈化、压缩胶结，最终固结为岩石。成岩作用一词最早由德国学者C.W.冈贝尔（1868 )提出，各国学者对这一名词所赋予的含义并不完全一致。
古地磁场 palaeomagnetic field
　　人类史前（地质年代）和史期的地磁场。古地磁场的研究以岩石磁性的测量为基础。
　　现代地磁场的记录不超过400年,这在很大程度上限制了人们对地球基本磁场和长期变化规律的认识。地壳各处的岩石含有或多或少的各种磁性矿物，在冷却或沉积过程中被地磁场磁化，记录下岩石形成时期地磁场的方向和强度，其中一部分磁性稳定的岩石，在漫长的地质时期，完整地保留了这种记录。同理，古砖、古瓷器、炉灶等原始焙烧物在它冷却时也被当时的地磁场磁化，于是记录了人类史期的地磁场。这些珍贵资料扩大了人们对地磁场变化的认识。
　　岩石和原始焙烧物在其形成后的漫长时期，由于各种物理、化学作用，难免产生次生磁化。清除岩石的次生磁化,保留稳定的原生磁化,这项工作叫做磁清洗。由于古地磁场的方向和强度很难测定得很精确，所以，只有利用大量标本的测量结果进行统计，才可能取得较好的结果。
　　古地磁场方向 　当标本的产状(走向、倾向、倾角)已知时，由标本剩磁方向的测定可以得到标本产地的古地磁场的偏角和倾角。在地心偶极子的假定下，由古偏角和古倾角即可确定古地磁极的位置（通常叫作虚磁极）。
　　关于利用岩石标本测定地磁场的方向，1925年谢瓦利埃(R.Chevallier)曾对西西里岛的埃特纳火山近代熔岩流磁化方向进行过测定，他发现熔岩磁化方向与地磁场方向相当一致，并注意到虚磁极绕地极顺时针方向运动。至今人们已经获得许多史前和史期地磁场方向的测定结果。1962年行武毅系统分析了日本地区古偏角和古倾角的资料，发现古地磁场方向的变化具有700、1200、1800和7000年的周期成分。他认为1200年和1800年是非偶极子磁场的变化周期，而7000年是赤道偶极子的运动周期。永田武由日本第四纪熔岩流测得的虚磁极的运动，似乎有近 10000年的周期趋势。这与行武毅得到的7000年周期相近。据此永田武提出，地磁轴沿顺时针方向绕地轴运动，速度约为0.05年。70年代有人系统分析了考古地磁和近代测得的伦敦地磁场方向的变化，但没有发现相同周期的变化。因此，上述结果还有待验证。
　　古地磁场强度 　测量方法是30年代由法国人泰利埃(Thellier)最先确立的，只适用于热剩磁标本。70年代末曾有人探索利用其他类型岩石标本测定古地磁场强度的方法，但还不够完善。至今泰利埃方法仍然是测量古磁场强度的最有效方法。泰利埃方法又称“逐步加热”法,其基础是岩石“部分热剩磁定律”,即岩石在T0（室温）至T1（居里温度）温度区间所获得的总磁化，等于各温度区间所获得的磁化的总合。把T0～T1分成几个温度区间，先在零磁空间中逐段加热，测定残留磁化强度JT(n-i)，再在现代地磁场中冷却,测定重新获得的净磁化强度J孏(i),i=0,1,…,n。
　　由JT(n-i)和J孏(i)的直线斜率和现代地磁场强度F0即可求得古地磁场强度F。图1为中国北京地区古地磁场强度的测定结果。若假定古地磁场为地心偶极子场，则由某测点古地磁场强度的测定,即可标出古地磁矩。图2为全球几个地区古地磁矩的变化。可以看出，近2000年来地球磁矩是衰减的，这与现代观测结果相符；2000年前有个最大值,约为现代地磁矩的1.5倍；公元前2000年有个低值，与现代地磁矩相近；约在公元前4000年有个最小值，由此估计地球磁矩的变化周期约为 8000～10000年。
　　古地磁场的倒转 　布容 (B.Brunhes)1906年从法国熔岩中发现了磁化方向与现代地磁场方向相反的岩石。随后在其他地方也观测到同样的事实。60年代以前存在着岩石自发反向磁化和地磁场本身倒转两种观点的争论。随着反向磁化岩石的普遍发现和实验室工作的进展，到了60年代古地磁场倒转的观点已为人们普遍接受。地磁场倒转给地磁场起源和核内动力学的理论提出了一个重要的约束条件。
岩石磁性 rock magnetism
　　由岩石所含铁磁性矿物产生的磁性。岩石磁性的强弱由岩石的磁化强度决āＱ沂?绫环湃氪懦≡虮淮呕?５卑淹獯懦∪サ粢院螅?沂?曰岜Ａ粢徊糠执呕?慷龋?凶鍪Ｓ啻呕?慷龋?虺剖４拧Ｋ?唤鐾?沂?灾屎屯獯懦∮泄兀?餐?沂??Φ奈锢碜刺?约盎?Ч?逃泄亍Ｑ芯垦沂?判裕?梢宰匪菅沂?拇呕??罚?⑾止诺卮懦〉谋浠?榭觥?/P&
　　岩石在自然界中获得剩磁的方式有：①热剩磁（TRM）。在高于居里点的状态下，对铁磁性物质进行磁化，并且逐步降温，当温度低于居里点时去掉外磁场，铁磁性物质将获得永久性的剩磁。②碎屑剩磁（DRM），又称沉积剩磁 。是已经磁化的岩石碎屑在水中或空气中沉积时，受到地磁场的定向排列作用而产生的剩磁。这种剩磁相当稳定。③化学剩磁（CRM）。在常温下 ，在较弱的外磁场中 ，岩石中的磁性矿物由于氧化等化学反应、相变或结晶增长等过程而获得的剩磁。其强度和稳定性都可同热剩磁相比。此外，还有等温剩磁、粘滞剩磁、压剩磁等也与地磁场作用有关。
冲积平原 alluvial plain
河流挟带的泥沙进入低地堆积而成的平原。主要特征是地势低平，起伏和缓，海拔大 部分在200米以下 ，相对高度一般不超过50米，有的仅10～20米 ；坡度一 般在5°以下，有的不到1°或0.5°。
冲积平原的形成条件有3个：① 在地质构造上 须是相对下沉或相对稳定的地区，在相对下沉区形成巨厚冲积平原 ，在相对稳定区形成厚度不大的冲积平原；②在地形上须有相当宽的谷地或平地；③须有足够的泥沙来源。根据形成部位分为：①山前平原 ，位于山前地带 ，为洪积-冲积型平原 。河流出山口入平原，河流比降急剧减小，发生大量堆积，形成冲积扇或洪积扇，几条河流的冲积扇或洪积扇联结即成洪积-冲积平原。如黄河出孟 津后和邻近其他 河流在山麓带共同形成的平原。②中部平原，冲积平原的主体，沉积物主要是冲积物，常夹有湖积物、风积物甚至海相堆积物。中部平原坡度较缓，河流分汊，水流流速小，沉积的物质较细。洪水时期，大量悬浮物随洪水溢出，在河槽两侧堆积成天然堤和天然堤外的泛滥平原。天然堤若被洪水冲溃，河流便沿决口处改道。中部平原上的河流经常改道，留下许多古河道，并保留一些沙堤、沙坝、迂回扇、牛轭湖、决口扇和洼地等地貌和沉积物。③滨海平原，为冲积?海积型平原，其沉积物很细，湖沼面积大。因有周期性的海潮入侵，形成海积层和冲积层的相互交错现象，还常见海岸沙堤或贝壳堤、潟湖等地貌。
根据形状分为：①冲积扇平原，大量泥沙堆积在山地河流出山口处所成扇形的平原。②泛滥平原，沿河搬运的泥沙在洪水期经常泛滥、堆积在河床两侧的河浸滩上，沿河呈带状分布的平原，为大型的河漫滩。③三角洲平原，河口区的泥沙所成的三角洲，进一步发展而成的平原 。
沉积作用 sedimentation
被搬运物质由于搬运介质的物理化学条件发?浠???泄媛傻爻粱?吕吹囊恢值刂首饔谩Ｓ捎诔粱?饔猛??头缁?饔谩?嵩俗饔妹懿豢煞郑?虼搜д叱０阉?亲酆掀鹄唇?醒芯俊９阋宓某粱?饔冒?ǔ粱?锏男纬伞?嵩撕投鸦?娜??獭３粱?饔冒窗嵩私橹实牟煌?煞治?绲摹⒌孛媪魉?摹⒌叵滤?摹⒈?ǖ?、湖沼的和海洋的沉 积作用等6种类型；按沉积作用的方式可分为机械的、化学的和生物的沉积作用3种类型。
机械的搬运和沉积作用 陆源碎屑及火山碎屑物质，均以机械的方式进行搬运和沉积，并受流体力学定律的支配。按搬运介质流体的性质，可分为牵引流和重力流两类。①牵引流的机械搬运和沉积作用。这是最为常见的沉积作用，如雨水、河流、湖流、洋流、波浪流、潮汐流、等深流和风的机械搬运和沉积作用等。当牵引流体的动力大于碎屑物质的重力，并克服了粘结力和摩擦力时，物体就被搬运走，相反则将被沉积下来。沉积物通常具有明显的机械沉积分选作用，即随搬运距离的加长，碎屑物依大小、比重、形态、成分不同而分别沉积。由于波浪流、潮汐流和洋流对碎屑物质的改造能比河流大100倍 ，所以海洋沉积物具有分选好 、磨圆度高、结构成熟度和成分成熟度高的特点。冰川的机械搬运沉积作用比较复杂，一般固体搬运属重力流，在雪线以下冰川消融时可产生牵引流。冰川沉积物以分选差、磨圆度低、有擦痕、层理很差为特征。有时重达数千吨的漂砾可与细小的砾石、砂、粉砂混合堆积在一起。②重力流的机械搬运和沉积作用。重力流是一种高密度的碎屑和水或气的混合流体 ，包括泥石流、颗粒流、液化沉积物流、浊流、岩块崩塌流和热灰云流等。重力流沉积物分选性很差、无大型交错层理、常呈块状及粒序构造。常见于大陆的冲积扇、深湖或深海环境中。
化学的搬运和沉积作用 溶解在水体中的物质通常呈胶体或真溶液两种状态。胶体凝聚可沉积形成粘土矿物、磷酸盐类、铝土矿、铁矿和锰矿等。氯、硫、钙、钠、钾、镁等呈离子状态存在于水溶液中，呈真溶液被搬运并通过化学作用而沉淀，形成各种盐类及石灰岩、白云岩、多水高岭石等。
生物的搬运和沉积作用 生物通过生命活动直接或间接地促使化学元素、有机或无机物质进行分解、化合、迁移和聚集或将遗体直接堆积下来，造成生物沉积岩石。如礁灰岩、硅藻土、石油、油页岩、煤及某些磷矿、锰矿、铁矿等。
地壳中的各种沉积岩层和沉积矿产都是沉积作用的产物，保存在沉积岩层中的各种沉积现象反映着各个地质时期的地质环境，是研究全球变化的重要物证，研究沉积作用对于人类的生存和发展有重要意义。
岩石风化 rock weathering
　　地表岩石遭受太阳辐射、水、空气和生物等作用而发生的物理性状和化学成分的变化。风化作用可使坚硬完整的岩石逐渐解体，由大块变成小块，最终形成松散的土。岩石风化状况常影响水工建筑物的选址、设计和施工。
　　风化作用 　风化作用破坏岩石的方式主要有两种，即物理风化和化学风化。这两种风化作用同时发生，并相互影响和增强。在不同气候条件下，一个地区往往以某种风化作用为主导。如在湿热地区，化学风化比较强烈，而在干冷地区，则以物理风化为主。
　　物理风化 　岩石在各种机械应力作用下碎裂成小块的过程，也称崩解作用。物理风化不改变岩石的化学成分，但为化学风化的深入发展创造了有利的条件。造成岩石崩解或碎裂的主要作用有：①冰冻作用：又称冰楔作用，即渗入岩石中的水冻结时体积膨胀而把岩石撑裂。这种作用大多发生在一年中有多次冻融循环的气候区。②膨胀作用：在地下深处形成的岩石大多受到很高的围限压力，当地壳上升遭受侵蚀，上覆荷载解除后应力释放，岩石随着发生膨胀。卸荷膨胀常常形成大面积的平行地表的裂隙,这种作用也称层裂作用。③胀缩作用:由于温度变化而引起的膨胀和收缩的交替作用使岩石破坏。组成岩石的多种矿物热膨胀率各不相同，在太阳辐射热的影响下，在日夜温度变化剧烈的地方，岩石中各矿物的温度升降和体积胀缩不一致，而在岩石内部产生压应力和张应力，长期交替变化可削弱矿物颗粒间的连接而发生破坏。④动植物影响：植物根系对岩石裂隙的楔入与撑开作用,蚂蚁、蚯蚓搬运地下泥粒到地表等,通常也被认为是一种有影响的机械作用。
　　化学风化 　在水、水溶液或水气的化学作用下发生的岩石破坏作用，又称分解作用。化学风化不仅使岩石破坏，还使岩石的矿物成分和化学成分发生变化，产生新的矿物。化学风化作用的主要方式有:①水解作用:矿物与水发生反应而产生的分解作用。例如橄榄石在水的作用下,矿物可以全部分解。又如含游离CO2的水溶液可以引起长石的水解作用而生成高岭石和含硅酸的水溶液。②碳酸化作用:含游离CO2的水与金属离子发生反应形成碳酸盐。参加反应的金属离子可从硅酸盐类矿物中分解出来。例如正长石经过风化后与碳酸相遇时，便产生碳酸钾。③氧化作用：空气、雨水或地下水中的氧与矿物化合成氧化物的作用。对含铁高的矿物这种作用最活跃。硅酸盐矿物中的铁和氧结合常常形成赤铁矿和褐铁矿。④水化作用：水分子进入矿物中的作用，其结果是矿物发生膨胀，引起崩解。长石形成粘土的水解作用加上矿物的水化作用引起的膨胀可能是花岗岩风化和崩解的主要原因。
　　岩体风化剖面 　地表岩石在长期风化作用下，常常形成厚度不等的风化壳。由于各地气候条件的不同和风化作用的因素、方式、强度及母岩性质的差异，风化壳在垂直剖面上往往形成不同性状和结构的风化层。层与层之间一般是连续过渡的,但每层也具有一定的特征,反映风化发育程度的不同。
　　在工程地质领域中，通常根据岩石的褪色度、矿物蚀变、结构崩解或破裂程度和物理性质的变化或差异进行风化岩体的分层。一般分为以下各层:①全风化层:母岩的结构和构造全部破坏并分解成土或砂。②强风化层：母岩部分分解或崩碎为土，新鲜或褪色的岩石呈不连续的骨架或心石,岩石整体强度显著丧失。③中等风化(弱风化)层:岩石大部分变色，裂隙面有浸染和矿物风化蚀变，岩石强度比新鲜岩石明显减弱，但岩石整体强度仍然存在。④微风化层：仅裂隙面有浸染或轻微的风化现象，岩石整体强度无变化。⑤新鲜岩石：仅个别裂隙有轻微褪色，全部岩石呈新鲜状态，矿物晶体明亮。
大洋地层学
大洋地层学 oceanic stratigraphy
　　研究洋底地层的形成顺序和相互关系，对它进行划分、对比和年代测定的学科。属于地层学的一部分，也是海洋地质学的基础之一。
　　目前在洋底发现的地层最老不过侏罗纪，因此大洋地层在时代上只限于中生代晚期和新生代。由于大洋沉积的侧向相变远不及陆地上那样频繁，又不可能像陆地上那样进行详细的剖面测量和地质制图，因此除局部地区（如矿区）外,洋底地层一般没有必要,也没有可能像陆上那样建立地方性的地层系统和给予地方性命名。由于相对陆地或浅海来说洋底的沉积比较连续，保存条件也比较优越，大洋地层学可以采用更多的研究方法，达到更高的分辨率和连续性。它是当前地层学研究中最活跃、最富有前景的方面。
　　虽然自20世纪50年代以来，新生代浮游有孔虫化石分带和深海沉积岩心正、反向磁化的研究已为大洋地层的研究准备了条件，但大洋地层学作为学科的建立却是在1968年深海钻探计划开始之后。70年代产生了用各种方法得出的大洋地层表和年代表；在各个洋区及其周边地区制订和执行了各项地层对比计划。进入80年代以来，随着液压活塞取样设备、超导磁力仪和微量同位素分析三大新技术的发展，使深海地层的分辨率和年代标定的精确度大为提高，大洋地层学正在深入到综合发展的阶段。
地震地层学
地震地层学是以反射地震资料为基础，进行地层划分对比、判断沉积环境、预测岩相岩性的地层学分支学科。主要用于各种沉积矿产，特别是油气资源的调查勘探。
地震地层学是介于勘探地震学和沉积地层学的边缘学科，其理论基础也来自这两门学科。应用沉积地层学的知识，可以了解不同环境下形成的沉积体的三维外形轮廓、内部不同岩层的成分和分布，以及与其他沉积体的边界邻接关系等，从而可以根据沉积体的外形轮廓与邻接关系，反推其形成环境及岩性分布。
而勘探地震学中的波长和分辨率的理论、薄层干涉理论、以及地震处理过程中波形和振幅等畸变的知识，则规定了用地震资料来了解沉积体形态与邻接关系的可靠性、局限性和多解性，由于这两方面理论的发展与结合，在20世纪70年代形成了地震地层学。
地震地层学中最基本的原理是：地震反射同相轴基本上是沉积等时面，而非宏观岩性界面的反映。由此基本原理出发，可以推演出本学科的主要内容：
各反射同相轴的系统中断面表示它们反映的沉积过程的间断，这种间断面也具有相对等时性，即此面之上的所有沉积均比此面以下的任何沉积为新，而在上下两间断面之间不被间断面隔开的地层，可视为大体上连续沉积的一个地层单元，称为地震层序，层序的上下边界均被间断面或与其相当的整合面完全封闭。
层序内不同地点的沉积虽属同时生成，但其生成环境与岩相成分可能有差异。这种差异反映在剖面上的反射同相轴的平行性、连续性、强度(振幅)、波形及显示频率等特性的变化上。故可从这些显示特征(称为地震相)预测生成坏境和岩相成分。
地震地层学的研究方法有两大趋向。首先，着重考虑沉积体的外形、侧向接触关系及其岩相环境等方面的对应关系，将地震剖面上的反射同相轴视为接近于理想的地质体的反映而较少考虑畸变。这种方法常用于区域地震资料的地层解释，称为区域地震地层解释。
其次，利用物探的理论分析以及改变参数扯理和模拟方法，详细地研究地震剖面中局部反射产生变化的地质原因。由于这种研究涉及具体岩性的解释，常称为岩性地震研究。又因此种研究常牵涉复杂的计算过程，往往只能限于局部地区的分析，也被称为局部地震地层研究。
地震地层学近年来迅速发展，并衍生出层序地层学和油藏描述(或油藏钻前预测)两个分支。它们代表了地震地层学今后的发展方向。
事件地层学
事件地层学是研究利用地质事件及其地质记录，来对比地层和确定地层界线的地层学分支学科。根据事件地层学的观点，地层构架是由一系列缓慢渐变过程和短暂的突变或灾变事件组成，而突变或灾变事件在地层研究中有特殊意义，地层界线本质上应反映突变。因此，事件地层学与以渐变论和均变论为基础的传统地层学有显著区别。
事件地层学作为一个独立的分支学科，是在20世纪80年代形成的，但与之有关的认识则要早得多。人们早就认识到地质历史上的各种地质事件，如生物突变或生物大量绝灭、地壳褶皱运动和升降运动、火山喷发、气候异常、地磁极倒转、海平面升降变化、沉积环境突变和地球化学条件突然改变等，并应用这些变化对比和划分地层。
1973年，英国地质学家阿格提出了“事件地层学”的概念，但主要是涉及地球本身发生的事件。70年代末～80年代初，美国自然科学家阿耳瓦雷茨等对白垩系与第三系之间界线含铱量的研究，提出在界线处发生过外来天体撞击地球事件的假说。这个假说进一步推动了事件地层学的发展。
在白垩-第三系界线上全球的恐龙灭绝，海洋中的菊石动物永远消失，一部分有孔虫、珊瑚及超微生物死亡。据统计，在界线之下的白垩纪末期有各类生物2868个属，界线之上的第三纪初期仅有1502个属，说明以这条线为界，有近一半生物绝灭。从种-级统计，则有75%生物消失。
为了探求恐龙及其他生物突然发生全球性绝灭的原因，对这条界线进行详细研究，发现在界线处稀有元素铱异常值突然增高，类似现象在全球各大陆和大洋的多处均有发现。并在有些地点见到表面急速冷却形成特殊纹饰的微球粒。上述特殊现象，尤其是铱异常的发现，导致产生天体撞击地球突变假说。
根据这种地外灾变事件和它触发的地内事件，使环境突然改变、沉积物突然变化，生物突然大量绝灭，形成了独特的地层界线。由于宇宙事件发生突然、时间短暂、规模巨大，影响全球，其地层记录具有“全球等时性”的特点，是十分理想的地层对比标志。后来对其他地层界线的研究，也发现类似白垩第三系界线的情况。80年代，事件地层学已不仅涉及地内事件，而且扩展到宇宙事件。
任何地质事件都可能在地层中留下相应的地质记录。根据这些记录便可推断事件的类别、性质及规模，探讨事件的成因及其地层价值。地质事件通常分地内事件和地外事件(宇宙事件)。地内事件包括生物绝灭、地磁极倒转、海平面升降、火山喷发及火山灰降落、洋中脊体积变化、地壳运动、气候变化、沉积环境变化、缺氧环境出现、浊流和风暴等；地外事件包括陨星和彗星撞击地球、超新星爆发、太阳辐射强度变化等。这些事件既有突变的，也有灾变的；既有地质历史上极罕见的，也有周期性出现的。
地质事件造成的影响及产物在地层构架中以生物界变革或沉积特征变化记录下来，成为事件地层学研究的基本依据，成为地层对比划分的标志。例如，火山喷发形成火山岩层，大范围内火山灰降落形成凝灰岩；全球性气候降温可导致冰川广布，堆积冰碛岩；地磁极倒转都可能在各地的沉积物中被记录下来；天体撞击能形成特殊的粘土层，其岩石性质、产状、地球化学特点等与普通沉积岩十分不同，其厚度小、分布广、富含铱等稀有元素，形成所谓“界线粘土层”。
同一事件的地层记录在不同地区的地层剖面上是同时发生的。等时性是衡量一种事件的年代地层学价值的最重要标准。一般地说，一个事件的等时性随着地域扩大而变差，事件等时性与事件传播速度有关，传播速度越快，等时性越好。地外事件的等时性一般比地内事件的要好。大规模的外星撞击地球造成的地层记录可能是全球等时性。当前主要通过生物地层学、磁性地层学及绝对年龄测定等方法来论证事件的等时性。
确定地层界线是地层工作的重要任务，当前最迫切的是确定年代地层界线。目前通常采用的是界线层型法。这一方法要求界线选在连续层序剖面的单一岩相中，要以谱系上有祖裔关系的带化石作为确定界线的依据。由于界线层型法在确定界线时缺乏公认的标志，因此只能采用投票表决的人为方法决定地层界线。
与此同时，德国古生物学家瓦利泽尔等认为系统以至阶的界线都发生过某些地质事件，形成了一种“事件地层界线”，主张用事件地层界线作为地层界线。事件地层界线比界线层型有标志明显、易于识别、方便野外追溯等优点。目前正在研究的具代表性的事件地层界线有：震旦-寒武系、二叠-三叠系、白垩-第三系、奥陶-志留系、泥盆-石炭系及弗拉斯-法门阶等界线。
恢复地壳的发展史是地层学的基本任务。整个地质历史是由一系列缓慢渐变过程和无数急剧突变或灾变事件构成的。在地层剖面中，缓慢淅变过程常以连续的沉积物和古生物演化系列保存下来，突变或灾变事件常表现为沉积间断、不整合、古生物演化系列中断和特殊的事件沉积层等。
过去，不论进行盆地分析还是恢复某个地区的地质历史，往往侧重于渐变过程的历史分析，而忽视突变或灾变事件的地史意义。但事件地层学的观点认为，突变或灾变事件对地质历史进程的影响更为深远。例如，当前热烈讨论的某些地质时期发生的宇宙星体撞击事件，据信对生物史和沉积史产生转折性的影响。因此，要恢复地质历史的真实面目。关键在研究各种地质事件。
生物地层学
生物地层学是研究生物化石的时空分布、地层形成发育规律和确定地层相对时代的地质地层学分支学科。生物地层学这一术语是比利时学者多洛于1904年首次提出的，意指应用古生物学方法研究的地层学。
史密斯在1816年发表的名著《用生物化石鉴别的地层》中，首次提出生物顺序发生的概念，既在整个地质时期内各种生物一个接着另一个按先后顺序出现。并指出，相同的层总是发现有相同的叠覆次序，并且包含相同的特有化石。这就是说化石顺序律与地层层序律是一致的。
生物顺序发生是生物进化的结果。生物从低级到高级，从简单到复杂，从不完善到完善的过程是一个前进性的发展。1893年，多洛把生物前进性的发展称为进化不可逆法则。因此，化石是鉴别地层相对时代的最好工具。
生物化石在不同的地质年代中显示着各不相同的特定面貌，而同一地质年代的化石却有着大致相同的面貌。这种生物阶段性的发展与地质历史的阶段性是密切结合在一起的，因此就有可能用生物发展面貌命名大的地质年代，如古生代、中生代和新生代等。
物种是形态稳定的生物分类单位，而化石种是生物地层学研究的基础材料。在利用化石种作地层对比时，含有相同化石种的地层被认为是同期的地层。但一个化石种的持续期估计在50万年到200万年之间，且不同化石种的时间延限不同，所以，以化石为基础的“地质同时”，不是一个精确的时间值。因此，生物地层学的地质同时性必须与通常的时间概念相区别。
进化速率是地层对比中衡量化石价值的主要标志。对进化速度快，如笔石、菊石、蜓等类别的属种的时限只占“阶”的一部分，它们的结构特征更替迅速，可较精确地代表一定层位的相对时代，利用这种化石作地层对比的标准性较高；进化缓慢的属，如舌形贝 (从奥陶纪延续到现代)等保守类型，用于地层对比的标准性就低。
新化石类型的出现和旧类型的绝灭都是地层划分的重要依据，但当新类型的出现与旧类型的孑遗分子混杂在一起，在地层划分上有争议时，一般优先考虑新类型，因为新类型的大量出现预示新阶段的开始。
地层中所保存的生物化石及其所代表的自然环境称生物相。生物相与岩相结合是恢复古环境的主要手段。只适应特定环境的生物称为狭生性生物，如珊瑚礁主要适应热带或亚热带环境适宜的海区，底栖的三叶虫等常限于浅海环境等。有重要指相意义的生物化石称为指相化石。
生物地层学方法是解决地球上出现生物以来的地层划分、对比的主要手段，随着先进技术的采用(如电子显微镜等)，它在解决前寒武纪后期的地层问题显得越来越重要。
地理分布广、代表地层时代较短的化石称为标准化石，用标准化石作地层对比是生物地层的传统方法。确定标准化石是一个实践经验积累的过程，经过实践检验的标准化石是地层对比的可靠工具。
共生在同一层位的化石称为化石群或化石组合。化石组合反映其所生存的地质时代的生物群面貌，同时也能指示古地理环境。用化石组合法研究划分对比地层，可全面考虑时限明确的化石属种作为代表，并结合与其他化石共存关系的研究，较严格地进行地层对比。各种生物化石所代表的时限，取其最稳定的。
为了在理论上说明“生物顺序”，就需要研究化石种的亲缘关系，恢复它的演化顺序。当我们从生物学的角度证明了甲种是乙种的祖先，就可无误地断定它们出现的先后顺序。为确定地层的相对时代提供理论依据。
近30年来，数字分析的各种方法已在生物地层学中广泛应用。1964年，肖把回归分析引入生物地层对比。肖引用距离公式，统计进行对比的各剖面中化石种的出现和消失之间的厚度，求出各个剖面间的对比方程。对比方程显示剖面所在地某一地质年代的沉积速率，并可做为时间对比的依据。多元统计方法如群分析、主成分分析、马尔可夫过程等都已有人尝试应用于生物地层问题分析，目前虽处于开创阶段，已日渐引起重视。
层序地层学
层序地层学是研究旋回式、成因上有联系的、以侵蚀面或者与其可以对鹊恼?厦嫖?绲哪甏?夭愀窦埽?约俺粱?阈蚰诓康夭恪⒀蚁喾植寄Ｊ降牡夭阊Х种аЭ啤?
层序地层学通过对地震、测井和露头资料的分析，研究在构造运动、海面升降、沉积物供应和气候等因素控制下，造成相对海平面的升降变化及其与地层层序、层序内部不同级次单位的划分、分布规律；研究其相互之间的成因联系、界面特征和相带分布。以建立更精确的全球性地层年代对比、定量解释地层沉积史和更科学地进行油藏以及其他沉积矿产的钻前预测。
层序的基本概念在18世纪晚期即已提出，认为地层的顶、底界是不整合的单位。但第一次明确提出层序一词，并用于北美大陆古生代地层划分的是斯洛斯。
到了20世纪50年代后期，美国地质学家韦尔等，在研究了大量资料的基础上，于1965年提出了第一代的全球海平面相对变化曲线和地震地层学基本原理，成功地解决了北海盆地的中生代地层划分，引起了石油地质界的重视，并于1977年出版了《地震地层学在油气勘探中的应用》一书。它标志着地震地层学的诞生和层序地层学的奠基。
1987年，美国哈克、韦尔、哈登博尔等，在总结各项成果的基础上，提出第二代海平面相对变化曲线，并系统地提出层序地层学的基本理论与概念。出版了《层序地层学原理》，它标志着层序地层学进入成熟和蓬勃发展阶段。
层序地层学是在地震地层学的基础上发展起来的，它概括了地震地层学的基本概念和方法，并综合了生物地层学、同位素地层学、磁性地层学、沉积学和构造地质学的最新成果。其基本原理是构造运动、全球绝对海平面的变化和沉积物供应速度综合作用的结果，产生了地层记录，也可称作地层信号。这些记录反映了上述诸作用的规模、强弱、持续时间和影响范围。其中，构造作用与海平面变化的结合，引起了全球性相对海平面变化，它控制了沉积物形成的潜在空间。
构造作用与气候变化的结合，控制了沉积物的类型和沉积数量，以及可容纳空间中被沉积物充填的比例。而河流和海洋环境中的沉积作用，又由于水流与地形和水深间的相互影响而引起不同的岩相分布。
上述作用按其规模可以分为六级：持续时间大于5000万年的称为一级周期，500～5000万年的为二级周期，50～500万年的为三级周期，10～50万年的为四级周期，1～10万年的为五级周期，小于1万年的为六级周期。
一级周期的起因是地壳的拉张、负载引起的地壳下挠、地壳的热冷缩等，其地层记录表现为沉积盆地的形成与发展；二级周期的起因是板块边界的调整、热的扰动、大洋盆体积的变化等，表现为大规模的海进-海退旋回、大规模的大陆淹没；三级周期的起因是局部或区域性的应力释放、气候的变化、水体体积变化引起的海平面相对变化，地层记录表现为褶皱、断层、岩浆活动、刺穿作用和层序地层学的基本单位沉积层序的形成；第四、五、六级周期的起因分别是气候和水体体积的变化、地球轨道偏心率的变化、地轴倾角的变化以及岁差引起的米兰科维奇频率。
一般认为，海平面的升降是全球性的，而构造活动是地区性或区域性的。尽管后者的强度通常明显地大于前者，但是构造活动只能增强或削弱层序的边界不整合面和层序内部的沉积间断面，但不能制造这些面。
层序地层学主要根据露头、测井、地震资料和高分辨率的生物地层学断代资料，进行沉积层序分析，解释层序、体系域、准层序，建立年代地层框架；根据层序边界编制构造沉降和总沉降曲线，并解释盆地的地质历史；
将板块碰撞或离散事件、重大海进-海退旋回、岩浆活动、重大不整合面等构造事件与地层特征联系起来，进行构造-地层综合分析，划分构造-地层单元、编制相应图件、利用计算机模拟它们的发展历史；
研究层序内部的不同绥次地层单位，包括沉积体系域、沉积体系、准层序组和准层序。确定其地层分布模式和相带分布；编制年代地层框图、海面升降曲线、古地理图件、岩相图件等，以进行综合解释；
圈定有利生油和有利于形成油藏的地段，提出可供勘探的井位，圈定有利于形成其他矿产，如煤、铁、磷灰石等沉积矿床的地段，提出可供勘探的靶区。
层序地层学的诞生，提出了一系列新的概念。依照这些新概念，几乎一切与沉积地质学有关的学科，都要接受重新检验和研究。
层序地层学下一步重要发展方向是建立和完善不同构造、环境背景下的不同级次的层序地层模式，特别是目前研究薄弱的陆相环境以及元古宙的模式；改进和完善全球海平面相对变化曲线，以及统一的年代地层表；在层序地层学理论与高分辨率地震岩性勘探和计算机技术相结合的基础上，实现油藏、气藏、煤田和沉积矿床等的钻前预测和合理的资源开发。
地层接触关系
地层接触关系 strata，contact relationship of
两套不同时代地层之间的接触关系。通常分为两种类型：①整合接触。简称整合。上、下地层之间没有发生过长时期沉积中断或地层缺失，即地层是连续的。②不整合接触。简称不整合。上、下地层之间有过长时期沉积中断，出现地层缺失，即地层是不连续的。在研究地层接触关系时不能只从几何关系考虑，要结合沉积中断时限的长短，有无陆上剥蚀等情况全面考虑。
地层区划 stratigraphic regionalization
对地层进行的区域划分。其划分主要依据地壳活?⒐诺乩砘肪场⒐牌?蛱跫?凸派?锶禾卣鞯纫蛩亍５夭闱??ǔ２捎?3级划分：① 地层大区。以古大陆在一个构造阶段中的主要性质为准，大致相当于构造域。②地层分区。可以包括一个单一的古大陆区，也可以是大陆边缘区，具有相似的生物区系和相似的地层类型序列。③地层亚区。具有地层类型的空间展布和时间序列的一致性。地层区划可反映各区地层发育的总体特征，对区域地质和矿产调查、进行区域地层对比等具有实际意义。
根据中国地层发育和构造发展的特征，可将中国划分为5个地层大区：①准噶尔-兴安大区。包括阿尔泰地层区、准噶尔地层区、北兴安-乌珠穆沁地层区、伊宁-中天山地层区和内蒙古- 松花江地层区 。② 华北-塔里木大区。包括塔里木 - 南天山地层区 、北山 - 阴山地层区 、华北地层区、昆仑-祁连地层区 。③ 唐古拉-华南大区。包括巴颜喀拉-南秦岭地层区、唐古拉 - 三江地层区、扬子地层区、华南地层区、海南地层区 。④藏南 - 滇西大区 。包括冈底斯-保山地层区、喜马拉雅地层区。⑤滨太平洋大区。包括兴凯地层区、华夏地层区、台湾地层区。
地层剖面 stratigraphic section
地表或地下（ 钻井、矿坑中 ）观察到的岩石单位系列Ｗ魑?曜寄Ｊ降牡夭闫拭娉撇阈停??钩洳阈筒蛔愕牡夭闫拭娉撇慰计拭?。 测绘地层剖面是一项基本的野外地质工作，一般用图解方式表示地层剖面，要求能反映地层层序、厚度、岩性、所含化石、产状等情况。地层剖面图通常包括：①自然剖面图。又称地层剖面图或横剖面图，把野外观察到的一个地质断面，按自然地势、产状、视厚度，用不同符号代表岩性，绘制成一定比例尺的图解。②柱状剖面图。按地层上下顺序，用柱状图解方式表达，地层用真厚度标志，可附文字对岩性进行描述。按对象和内容的不同，柱状剖面图可分为露头柱状剖面图、钻井柱状剖面图和综合柱状剖面图。
地层单位 stratigraphic unit
把组成地壳的岩层按不同类型 、不同级别划分的ノ弧０吹夭惴治?沂?夭愕ノ?、 生物地层单位和年代地层单位。
①岩石地层单位。又称岩性地层单位。主要依据岩性岩相特征划分。主要岩石地层单位按级别大小为群、组、段和层。它只适用于一个小范围，为地方性地层单位。它与年代地层界、系、统和阶没有相互对应关系，与生物地层单位也不一一相互对应。
②生物地层单位。按所含化石进行划分。基本生物地层单位称生物地层带或简称生物带。生物带不分等级，而根据所含化石组合特征分为不同类型：组合带，指含有一定特征的化石组合的一段地层；延限带，指任一生物分类单位在其整体延续范围之内所占据的一段地层；顶峰带，指某些化石种、属或其他分类单位最繁盛的一段地层 ；间隔带，指上、下两个明显的生物带之间的一段地层，它可以不含特别明显的生物地层组合或生物地层特征。完全缺失化石的地层称哑间隔带。
③年代地层单位。又称时间地层单位。依据地质时代进行的划分。年代地层单位的宇、界、系、统、阶、时带分别与地质年代单位宙、代、纪、世、期、时相对应。
地层单位对研究地壳发展史、地质制图和地层对比等有重要意义。
地层层序律
地层层序律 superposition of strata，law of
传统地层学的普遍性原理。又称叠覆原理。在阕囱也愕恼?２阈蛑校?刃纬傻难也阄挥谙旅妫?笮纬傻难也阄挥谏厦妗Ｒ谰菡庖辉?恚?膳卸ㄑ也阈纬傻南群蟆Ｕ庖辉?硎堑ぢ蟮刂恃Ъ?N.斯泰诺于1669 年首先提出来的 。它是对沉积物单纯纵向堆积作用而言。但实际上还存在侧向堆积作用，而绝大部分沉积岩层是侧向进积和纵向加积两种作用的结果。因此，地层层序律对局部或单个地层剖面是适宜的，而对较大范围的区域就不一定适宜了。
地层重叠法则
地层重叠法则 law of superposition
&　 即地层上下重叠时，上位地层比下位地层为新的法则。这是N．Steno在1764年提出的法则。此处所说的地层不包括同一地层中的片层。再有由因断层等原因使地层的重叠被扰乱，而不能表现原来的上下关系时，则此法则不适用。因从重叠的两个地层的上下关系，可以知道时间的先后，所以它同地层鉴定法则都是层位学的基本法则。
地层鉴定法则（根据化石）
以化石为基础而区分地层的学问（化石层序学或生物层位学）和确定年代对比基础的法则。与地层重叠法则一起为层位学的基本法则。是英国的测量技师W．Smith在记述其地质调查结果的著作中论述的（）。作为化石主要举出了侏罗纪的菊石。确定了根据标准化石决定地层的相对年代的方法，明确了由地层的顺序而断定地质史是重要的，而且是有实用价值的。在达尔文的进化论以前已明确了生物随时代而变化的事实。
冰缘地貌 (periglacial landform)
由寒冻风化和冻融作用形成的地表形态。冰缘原意为冰川边缘地区，今一般指无冰川覆盖的气候严寒地区，范围相当于冻土分布区，部分季节冻土区也发育冰缘地貌。因而冰缘地貌又称冻土地貌。地表由于气温的年、日变化及相态变化所产生的一系列冻结和融化过程称冰缘作用。主要有冻胀作用、热融蠕流作用、热融作用、雪蚀作用、风力作用。冰缘作用形成的主要地貌类型有：石海、石河，多边形土和石环，冰丘和冰锥，热融地貌、雪蚀洼地。
冰川运动 glacier flow
　　冰川冰在重力作用下自源废蚰┒说囊贫?０?ㄋ苄员湫魏偷撞炕??街止?獭Ｔ硕?潜?ㄇ?鹩谄渌?匀槐?澹ㄈ绾颖?⒑??⒑１?偷叵卤?┑淖钪饕?氐恪Ｒ幌盗械谋?ǖ刂实孛蚕窒?如裂隙、褶皱等的形成,冰川侵蚀、搬运和沉积作用都与冰川运动紧密有关。
　　塑性变形 　冰是一种多晶体固体，当温度不远低于它的融点时，冰的变形方式像高温金属一样，变形速率与施加的应力之间成非线性关系。冰的变形可用位错理论解释。用X线衍射观测到,冰内位错的组态与其他可塑性变形物质的情况明显相似。除了晶体内位错运动和晶体间彼此相对移动外，晶体生长，晶体边界迁移和重结晶作用，对多晶体冰的变形均有重要影响。多晶体冰变形远比单晶冰变形缓慢。
　　冰的第二蠕变包括一般冰川流动中重要的应力范围(0.5～2巴)。切应变率 (εxy)与切应力（τxy）的关系为：εxy=Aτnxy，这就是通常所谓格伦冰流律。式中n为常数（变化范围为1.5～4.2，平均值约为3）；A为系数，取决于冰温度、冰晶大小及方位、杂质含量和其他可能因素。虽然上述关系式已被确立，而且可以用位错理论表述，但是,不同的试验却获得差异很大的A和n值。在给定应力和温度下测得的应变率值差可达10倍左右。在应力低于约1巴时，n值降低，接近于1。全部塑性变形发生在最低层。速度沿着离冰川源头的距离上的变化一般趋势为：纵向应变率在积累区为正，而在消融区为负。在平行于冰流方向的应力分量大于垂直于冰流方向的应力分量的地方出现伸张流，即冰层在拉伸力作用下流动；反之则出现压缩流，即冰层在压应力作用下流动；在两者相等处出现层状流，即冰体在单一剪切力中变形，流线平行于冰体表面。
　　底部滑动 　只发生在冰川的底部冰处于融点的情况下。冰川顺冰床流动，遇到基岩凸起时，同时产生两种过程。一种是再冻结（又称复冰现象）。当冰川运动通过这种凸起时，在凸起的上游一侧遇到阻力，产生余压，使冰融化，融水绕凸起流动，流至下游一侧便产生再冻结。冻结释放的潜热,通过凸起及周围的冰,传导到上游一侧，又使这里的冰融化。这样的机制不适用于基岩凸起的长度大于1米处,因为通过这种凸起的热传导，微不足道，不产生融化和冻结的反复过程。当冰温低于融点时，也不产生这种现象。另一种过程是塑性流动的增强。在凸起附近,冰内纵向应力大于冰内应力平均值,这里的应变率也大于冰内应变率的平均值，冰的运动速度同应变率和距离的乘积成正比。比较大的基岩凸起，会使冰体在凸起较大的距离上增大应力和提高运动速度。比较小的凸起这种效应较差。冰床上如果有水，会影响滑动速度；基岩、岩块和砾石之间的摩擦降低滑动速度，许多地方冰与岩层之间有砾石层也会减低滑动速度。冰川表面运动速度为冰的塑性变形速度和滑动速度之和，滑动速度与冰面速度的比率变化很大，各地钻孔测得的比率变化不同。
　　冰川跃动(glacier surges) 　有些冰川在经历了较长时期的稳定甚至停滞之后，在短暂时间内突然出现异常快速的前进或巨大的水平位移。跃动期间运动速度为正常冰川速度的10～100倍。这种冰川称跃动冰川。在同一条冰川中跃动是重复地在有规律的时间间隔中发生的；跃动起因于冰川内部的不稳定性。在跃动冰川发生地区，只是若干条冰川而并非所有冰川都发生跃动。
　　苏联中亚帕米尔的梅德韦日冰川在1963年和1973年跃动期间的特点是：冰舌末端区内停滞冰复活或被积极活动冰所超越；新的积极活动的末端在不到两个月内前进了1.5公里,最大运动速度为105米/日；运动速度不稳定。喀喇昆仑山的哈桑阿巴德冰川在20世纪初也发生过跃动，在一个冬季和春季内冰舌末端前进了9.6公里。
　　冰川的运动速度 　常态冰川运动很缓慢。不同冰川的冰面速度变化很大。中国天山乌鲁木齐河源Ⅰ号冰川，1980～1981年间51个测点的平均年流速为6米,最大年速度测点仅为10.62米。珠穆朗玛峰北坡绒布冰川中游海拔5520米处1966～1968年间最大年流速达117米。阿尔卑斯山的大山谷冰川(长10～20公里),一般年流速为80～150米,格陵兰的林克斯冰川每天的运动速度高达28米。同一条冰川在不同部分的运动速度亦有明显差异。在纵向上，零平衡线附近流速最大，而向源头或冰舌末端流速降低；在横向上，冰川中心线上流速最大，向两侧逐渐减少；在垂向，冰面流速大于冰内和冰下。冰川运动速度也随着时间而变化。一般说,时间间隔越短，速度变化愈大。冬、夏平均速度彼此间相差达10％或20％，逐月的速度差值可达40％；隔数小时测得的速度变化差，已知的达 100％或更大。产生这种差异的原因是每一点处的运动发生一系列的“跳动”，而在不同点上跳动并不同步。运动速度的季节变化主要由于冰厚度变化和冰床处融水的“润滑作用”影响所致。
大陆冰盖 ice sheets
　　　　南极和格陵兰冰盖 　这两大冰盖约占全球冰川总面积的97％,总冰量的99％。南极冰盖总面积为平方公里,占全球冰川总面积的86％,总储水量为立方公里，占全球冰川总储水量的90％。南极冰盖的平均厚度约为2000～2500米，已知最大厚度为4267米。若整个南极冰盖融化,将使世界海平面上升约61米,即使扣除南极大陆的均衡恢复，海平面也要上升约40米。横贯南极的山脉把南极冰盖分为具有不同特征的两部分：西南极冰盖大部分地区，底部位于海平面以下，即使冰全部融化，陆地均衡回升后，地面仍在海平面以下，这部分冰盖称海洋冰盖。西南极的大部分冰通过罗斯和龙尼冰架入海（图1）。东南极冰盖拥有南极冰盖全部冰量的80％以上，是一个最大高程超过4000米的穹状冰体。除个别小范围地区外，下伏基岩均在海平面以上。格陵兰冰盖总面积为1802400平方公里,总储水量为2340000立方公里，如果全部融化,将使世界海平面上升 7米。格陵兰冰盖的平均厚度为1515米，靠近冰盖中心的最大厚度为3408米。格陵兰冰盖最高点海拔3157米，平均高度2135米。
　　成冰作用和冰晶组构 　大陆冰盖的成冰作用是在没有融水参与（仅在固相和气相条件）下进行，称为冷型变质成冰作用,或干燥型变质成冰作用。成冰过程中,以沉陷和凝华再结晶作用为主。形成的冰叫原生重结晶冰，这种冰,气泡很多,颗粒较细（1～3毫米）。干雪相成冰的时间远比温性冰川长。温性的苏厄德冰川约在13米深处粒雪变成冰的时间仅3～5年。格陵兰的赛特冰川，在66米深处，成冰时间达100年以上。南极东方站在100米深处，成冰时间竟高达4000年。
　　冰晶组构指气泡的形态和分布，晶体大小、形态和方位。冰晶组构发育主要受应力类型、总应变和温度控制的假设，已在许多钻孔冰岩心的组构研究中，得到满意解释。一般认为多极大型组构在远低于融点的冰内不能形成，但是，在南极伯德站2164米深钻孔内，约在650～974米深处冰温为-28℃,冰组构有2或3个极大型组合。在大陆冰盖各处,在5米深处与粒雪变成冰的深处之间，晶体以不变的速率生长，此后，晶体生长速率随着温度的下降而降低。很多钻孔的研究表明：在现代冰与最新冰期冰的边界处，晶体尺寸存在明显的缩小现象。在未受应变的冷性冰川冰中气泡一般呈球状，气泡的形态随冰变形而变化。但是，在巴恩斯冰帽边缘，最新冰期的冰川冰的特征是含有小的球状气泡，即使在邻近冰床处，经强烈剪切的这种冰川冰内的气泡亦呈球形。
　　物质平衡 高纬地区的气候特征是气温很低,南极东方站附近年平均气温为-56℃，最低气温记录达-88.3℃。年降水量少,南极约一半地区的净积累量少于10厘米/年。因此，大陆冰盖的积累量小，消融弱，物质平衡水平低。这些冰体比较稳定。据估算，南极冰盖的年物质平衡变化范围为相当于水深+80～-30毫米，但大多数估算为正值。南极冰盖物质消耗主要是冰架边缘的不断崩解和强风把大量积雪吹离冰盖。因为温度低，消融局限于有利部位，在物质支出中居次要地位。格陵兰冰盖物质收支估算亦为正值。平均总积累量为446立方公里/年，总消融量为315立方公里/年水当量。根据127个站点资料,通过纬度、经度和高度分析，表明格陵兰北部年积累量为15～50克/平方厘米,自东北向西南渐增。格陵兰南部最高值(超过90克/平方厘米水当量)出现在东南部沿岸,向西减小。
　　冰盖温度 　根据观测资料比较，格陵兰和南极冰盖许多地点的年平均气温和10米深处的粒雪温度差仅仅在2℃以内,一般趋势是粒雪温度略低于气温。这种情况也只有在最高气温低于0℃的地区才会出现。 根据极地冰盖和冰川中温度测量，南极伯德站、和平站、劳冰穹和加拿大北极区的怀特冰川底部冰温均处于融点。冰架底部温度等于海水冰点，冰架底部热通量取决于海水温度、盐度和冰架下海水的环流。因为冰架由冰盖补给，因此，冰盖内温度分布也影响冰架的温度分布状况。
　　冰盖运动 　冰盖与冰川的力学性质没有本质的差异，因此，除了明显的差异（如谷壁对冰川运动的影响）外，冰川运动一般理论仍然适用于冰盖。
　　冰盖深钻孔冰岩心的信息 　降水中氢、氧的重、轻原子的浓度比率取决于温度。因此，冰岩心中同位素比率随深度的变化可以用来解说过去的温度变化，这样的气侯记录对于检验气侯变化理论和冰期成因是必不可少的。现有的冰岩心分析已提供了最近十多万年来最详细的气候信息。图4是根据格陵兰冰盖世纪营地1387米到达基岩的深钻孔和德文岛冰帽 400多米钻孔冰岩心分析获得的最近的12万年来的气候记录。冰岩心中还包含少量从大气散落的各种物质，如海盐、花粉、风吹尘埃、火山灰、外层空间物质(陨石等)和自然污染及核试验的痕量元素。工业时代前的痕量元素的浓度可以测量，把它与现在值比较，便可得到世界范围污染物质扩散的信息。有些散落物表现出明显的季节变化，如微粒浓度、痕量元素 (Na、Mg、Ca、K、AI)和极地雪中氧、氢同位素比率等。根据这些变化的资料可测定冰的年代和过去的降水率。火山喷发后散落物与气温变化还可以通过冰岩心分析加以测定；冰内气泡提供了过去成冰时大气的样品。
凡是以地下水为主，地表水为辅，以化学过程（溶解与沉淀）为主，机械过程（魉?质春统粱??亓Ρ浪?投鸦?┪?ǖ亩钥扇苄匝沂?钠苹岛透脑熳饔枚冀醒胰茏饔谩Ｑ胰茏饔梅⑸?奶跫??脱沂??裕?匦胧强扇艿模??拍芙?腥苁础Ｆ浯危?沂?匦胧峭杆?模?庋?乇硭?拍茏???叵滤??蛭?谘胰芄?讨校?叵滤?鹱胖鞯甲饔茫?拍苄纬勺鑫?胰鼙曛镜牡叵氯芏础＞退??裕?紫人?匦刖哂腥苁戳Γ?彼?泻?蠧O2时，溶蚀力便会增大，其次，水必须是流动的，因为停滞的水很快就变成了饱和溶液而失去了溶蚀力。因此岩石的可溶性、透水性、水的溶蚀性、流动性就成为岩溶作用的基本条件。
岩溶的化学过程如下：
水CO2＋H2O→H2CO3→H+＋HCO3-
H＋＋CaCO3→HCO3-＋Ca+
即CO2＋H2O＋CaCO3 Ca+＋2（HCO3）-
水中化合的和游离的CO2处于平衡状态，当化合的CO2与石灰岩起作用而减少时，平衡就遭到破坏，水中游离的CO2减少时，化合状态的CO2向相反的方向转化，使水中的碳酸含量减少，这时CaCO3发生沉淀作用。但由于地表水不断地补给，空气中的CO2不停地扩散，结果使石灰岩的溶解作用不断发展，以致造成各种空洞，并且日益扩大，引起地下水的机械侵蚀和洞顶的崩塌，更促进岩溶作用发展。
风蚀地貌 wind-erosion landform
　　风力吹蚀、磨蚀地表物质所形成的地表形态。风蚀地貌的主要类型有：①风蚀石窝。陡峭的迎风岩壁上风蚀形成的圆形或不规则椭圆形的小洞穴和凹坑。大的石窝称为风蚀壁龛。②风蚀蘑菇。孤立突起的岩石经风蚀作用而成的蘑菇状岩体，又称石蘑菇、风蘑菇。③雅丹地形。河湖相土状堆积物地区发育的风蚀土墩和风蚀凹地相间的地貌形态。雅丹是中国维吾尔语，意为陡峭的土丘，因中国新疆孔雀河下游雅丹地区发育最为典型而命名。其发育过程是：挟沙气流磨蚀地面，地面出现风蚀沟槽。磨蚀作用进一步发展，沟槽扩展为风蚀洼地；洼地之间的地面相对高起，成为风蚀土墩。④风蚀城堡。水平岩层经风蚀形成的城堡式山丘，又称为风城。多见于岩性软硬不一（如砂岩与泥岩互层）的地层，中国新疆东部十三间房一带和三堡、哈密一线以南的第三纪地层形成了许多风城。⑤风蚀垅岗。软硬互层的岩层中经风蚀形成的垅岗状细长形态。一般发育在泥岩、粉砂岩和砂岩地区 。⑥风蚀谷。风蚀加宽加深冲沟所成的谷地。谷无一定的形状。风蚀谷不断扩大，原始地不断缩小，最后仅残留下一些孤立的小丘，即风蚀残丘。⑦风蚀洼地。松散物质组成的地面经风蚀所形成椭圆形的成排分布的洼地。较深的风蚀洼地如以后有地下水溢出或存储雨水即可成为干燥区的湖泊，如中国呼伦贝尔沙地中的乌兰湖等。
侵蚀作用 erosion process
　　外营力对地表冲蚀、磨蚀、溶蚀等作用的总称。狭义的侵蚀作用指流水、波浪、潮流、海流、风、冰川等外营力的侵蚀作用。广义的侵蚀作用还包括在坡地重力作用下，岩石、土体下移的块体运动。剥蚀作用与侵蚀作用的概念一样，有狭义与广义之分。广义的剥蚀作用包括侵蚀作用及风化作用产生碎屑及坡地重力下岩石、土体下移的块体运动。狭义的剥蚀作用仅指风化与坡地重力的作用。还有人认为剥蚀作用即侵蚀作用。
　　根据外营力作用类型的不同，可分为：①重力侵蚀作用，多发生坡地侵蚀。②流水侵蚀作用。又可分为坡面型片状流水侵蚀作用和沟谷型线状流水侵蚀作用。线状流水侵蚀按作用方式可分为下切侵蚀、侧方侵蚀和向源侵蚀。③可溶岩的溶蚀作用。④冰川的刨蚀与磨蚀作用。⑤冻融作用。⑥风沙流的风蚀作用。⑦波浪、潮汐、海流对海岸、海底的海蚀作用。
　　侵蚀作用使地表遭受破坏，剥脱下来的物质随着大气和水流移动、运移，形成新的地貌体。或被侵蚀前形成了与各种动力类型相对应的侵蚀地貌类型。例如：重力侵蚀作用下形成的滑坡壁、各种滑坡裂隙；泥石流沟谷；海蚀作用下形成的海蚀崖、海蚀平台、海蚀穴、海蚀拱桥、海蚀柱等地貌类型。
　　侵蚀作用的强弱受构造作用与外力作用的控制。当构造上升时，由于地球表面势能的增加而产生不稳定性，并造成外力的不平衡。但是地表动力过程总是要由不平衡经过调整达到进一步相对平衡。这种调整，就是各种外力通过侵蚀作用使地面削低，侵蚀下来的物质被 搬 运至适宜的地点堆积。因此，在区域构造上升时，加速外力作用的过程，使侵蚀作用增强，侵蚀地貌发育。反之则侵蚀地貌不发育。
推覆构造 nappe tectonics
　　由冲断层及其上盘推覆体和下盘组合而成的整体构造 。冲断层总体倾斜平缓，常呈上陡下缓的铲状或下陡上缓的倒铲状，也可呈陡、缓相间的台阶状。上盘为由远距离（数千米至上百千米）推移而来的外来岩块，称推覆体。下盘为较少位移的原地岩块。推覆构造多发育于造山带及其前陆地区。
　　一个大的推覆体 ，沿其逆冲方向可分为根带 、中带和前锋带。根带是推覆体的源区，岩石变形强烈，中带为推覆体的主体，由于经受了强烈的挤压和单剪作用，其中岩石常发育有剪切褶皱、劈理及次一级叠瓦状的冲断层。前锋带自由度大，常形成断裂和等厚褶皱。由于构成推覆构造的冲断层面起伏延展，如经后来的剥蚀作用，在前锋带和中带可形成被原地岩块包围的外来岩块孤丘，称飞来峰，以及在外来岩块中暴露出原地岩块天窗，称为构造窗。
指地壳局部受力，岩石急剧变形而大规模隆起形成山脉的运动。仅影响地壳局部的狭长地带。其速度快、幅度大、范围广，常引起地势高低的巨大变化；同时，随着岩层的强烈变形，也有水平方向上的位移，形成复杂的褶皱和断裂构造。褶皱断裂、岩浆活动和变质作用是造山运动的主要标志。世界上的火山带与岛弧造山带一致。地槽是地壳不稳定区，呈带状分布，早期强烈下降，沉积巨厚岩系，晚期剧烈褶皱上升，形成高大山系，即褶皱带。地槽常围绕或分隔地台呈狭条状。现代板块构造理论认为，地槽是板块的边缘部分，板块的运动使相邻板块产生挤压碰撞，形成岛弧和山系，山体或鸟弧即为板块的界限。这种运动在地貌上表现为高大的山系、链状岛弧和伴生的深海沟，如喜马拉雅山系及西太平洋岛弧带。
地球膨胀说
地球膨胀说 Earth expansion hypothesis
以地球不断膨胀来解释大陆崩裂机制的一种大地构造偎怠?0 世纪20～30年代，由 B.林德曼和 O.C.希尔根贝格分别提出。该学说认为原始地球有一个封闭的硅铝圈，因地球内部膨胀而导致硅铝圈的破裂、离散，形成分离的大陆；而从地幔膨胀出来的物质充填在离散的大陆之间，使洋盆不断扩大。板块构造理论}