地质学的研究对象.docx
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地质学的研究对象
地质学的研究对象：
地球；目前主要是研究固体地球的上层，即地壳和地幔的上部。
地质学的任务（地质学的研究实践意义）：
1、指导人们寻找矿产资源、能源和水资源；
2、查明地震、火山爆发、山崩、地滑、洪水、风沙、地面的沉降等自然灾害的形成规律，指导人们和这些自然灾害进行有效的斗争；
3、地质环境和人体健康有密切关系，地质学能够直接服务于人类的身体健康。
地质学的研究内容：
1、研究组成地球的物质；
2、研究岩石或建造在地壳中以及在整个地球内部的空间分布，即阐明地壳以及地球的结构特征，阐明这些构造的形成条件与演化规律；
3、研究地球的历史；
4、研究地质学的应用问题；
5、研究地质学的研究方法与手段；
6、综合性研究。
地质作用：
就是形成和改变地球的物质组成、外部形态特征与内部构造的各种自然作用。
内力地质作用：
主要以地球内热为热源并主要发生在地球内部，包括岩浆作用、地壳运动、地震、变质作用。
外力地质作用：
主要以太阳能及日月引力能为能源并通过大气、水、生物因素引起，包括风化作用、剥蚀作用、搬运作用、沉积作用、固结成岩作用。
地质作用的特点：
1、地质作用具有地区性特点，不同地点出现不同的现象；
2、地质现象复杂；
3、地质作用发生和延续的时间一般很长。
地质作用的研究方法：
1、观察地质现象；
2、运用分析、试验手段；
3、进行理论研究，“将今论古”及“以古论今、论未来”是地质学思维的两大方法论。
第二章矿物
元素：
由同种原子组成的物质。
同位素：
同种元素的原子具有的中子数可以不同因而具有不同的原子量，具有不同原子量的同种元素的变种称为同位素。
放射性同位素：
有的同位素其原子核不稳定，会自行放射出能量，即具有放射性，称为放射性同位素。
不具有放射性的同位素，称为稳定同位素。
这一放射能量的过程，称为放射性衰变。
半衰期：
放射性同位素都具有固定的衰变速度，某一放射性元素衰变到它原来数量的一半所需要的时间称为半衰期。
克拉克值：
是地壳元素的丰度，是化学元素在一定自然体系（通常为地壳）中的相对平均含量，通常用重量百分数（%）或克/吨表示。
矿物：
是自然产出且内部质点（原子、离子）排列有序的均匀固体。
矿物都属于晶体。
晶体：
是内部质点（原子、离子）在三维空间周期性重复排列（有序排列）的固体。
晶质矿物：
是内部质点有序排列的固体矿物。
非晶质矿物：
是内部质点无序排列的固体矿物。
晶体结构：
因晶体内部质点呈有序排列而具有的格子结构称为晶体结构。
同质多像：
相同化学成分的物质在不同的条件（如温度、压力等）下可以形成不同的晶体结构，从而成为不同的矿物，这种现象称为同质多像。
类质同像：
矿物晶体结构中的某种原子或离子可以部分地被性质相似的他种原子或离子替代而不破坏其晶体结构，这种现象称为类质同像。
矿物的主要鉴别特征：
1、矿物的形态：
矿物单体形态、矿物集合体形态；
2、矿物的光学性质：
透明度、光泽、颜色和条痕；
3、矿物的力学性质：
硬度、解理、断口；
4、矿物的密度、磁性等。
集合体：
矿物晶粒的聚合体称为集合体。
透明度：
矿物透过可见光的能力。
光泽：
矿物对可见光的放射能力。
颜色：
矿物吸收了白光中某种波长的色光后所表现出来的互补色。
条痕：
矿物粉末的颜色。
硬度：
矿物抵抗外力机截作用的强度。
解理：
在力的作用下，矿物晶体沿一定方向发生破裂并产生光滑平面的性质。
断口：
矿物受外力打击后不沿固定的结晶方向断开时所形成的断裂面。
节理：
是岩石中的裂隙，是没有明显位移的断裂，是地壳上部岩石中最广泛发育的一种断裂构造。
劈理：
变形岩石中能使岩石易于沿一定方向劈开成无数薄片的面状构造。
线理：
在岩石标本和露头规模的小尺度的透入性的线状构造。
硅酸盐矿物：
金属阳离子与硅酸根化合而成的盐类矿物，其结构中一个的周围都有四个氧，形状似四面体，称为硅氧四面体。
第三章岩浆作用与火成岩
火成岩：
又称岩浆岩，它是三大类岩石的主体，占地壳岩石体积的64.7%，它是岩浆冷凝形成，是岩浆作用的最终产物。
岩浆作用：
是指岩浆的发育、运动及其固结成岩的作用。
岩浆：
地下高温熔融物质称为岩浆。
喷出作用：
岩浆喷出地表的作用称喷出作用，又称火山作用。
岩浆的类型：
（一般根据岩浆的sio2含量，对岩浆进行分类。
）
1.超基性岩浆中sio2含量<45%，常在30%-40%之间；代表性的超基性熔岩称为科马提岩；
2.基性岩浆又称为玄武岩浆，其中sio2含量为45%-52%；
3.中性岩浆又称安山岩浆，其中sio2含量为52%-65%；
4.酸性岩浆又称为花岗岩浆，其中sio2含量>65%。
火山经过连续多次喷发以后，其岩浆房空虚，火山锥体因失去支撑会发生崩塌和陷落；同时，后续的喷发活动可将原有火山锥的上部炸毁，结果均能造成比原有火山口大得多的洼地，称为破火山口；洼地常积水成湖，称为火山口湖。
世界火山的分布：
1.环太平洋火山带；
2.地中海-印度尼西亚火山带；
3.洋基火山带；
4.红海沿岸与东非火山带。
侵入作用：
深部岩浆向上运移，侵入周围岩石而未达到地表，称为侵入作用。
岩浆在侵入过程中变冷、结晶而形成的岩石叫侵入岩。
侵入岩是被周围岩石封闭起来的三度空间的实体，故又称侵入体。
包围侵入体的原有岩石称围岩。
同化作用：
岩浆熔解围岩，将围岩改变成为岩浆的一部分，称为同化作用。
混染作用：
岩浆因同化围岩而改变自己原有的成分称为混染作用。
结晶分异作用：
一种成分的岩浆按矿物熔点的高低可依次结晶出不同成分的矿物，并依次形成不同种类的岩石，这种作用称结晶分异作用。
鲍温反应系列：
在岩浆结晶分异过程中，矿物是按照两个系列结晶出来的，一个是连续系列，另一个是不连续系列。
在连续反应系列中，通过反应部分先结晶出来的矿物同剩余岩浆之间发生作用，形成在化学成分上存在连续变化，而其内部结构无根本改变的一系列矿物；在不连续反应系列中，通过反应形成既有化学成分差异，也有内部结构显著改变的一系列矿物；上述两系列又联合起来形成一个不连续的反应系列它们总称为鲍温反应系列。
火山岩基本矿物：
长英质矿物（浅色矿物）和铁镁质矿物（暗色矿物）构成火山岩基本矿物。
伟晶岩：
矿物晶体粗大且晶形较完好的长英质火成岩称为伟晶岩。
侵入岩的产出状态：
即产状，指其形状、大小及其与围岩的关系。
包括岩墙（岩脉）、岩床、岩盆、岩盖、岩基。
火成岩的结构：
火成岩中矿物的结晶程度、晶粒大小与形态及晶粒间的相互关系称为火成岩的结构。
根据矿物晶粒的大小，火成岩的结构可分为粗粒、中粒、细粒；这些结构用肉眼均可以识别，统称为显晶质结构；用肉眼难以识别者称为隐晶质结构。
火成岩的构造：
是指火成岩中矿物集合体的形态、大小及相互关系。
有块状构造、流动构造、气孔构造、层状构造。
火成岩的主要类型（火成岩的鉴定方法）：
不同火成岩的差别主要表现在矿物成分、不同矿物的相对含量、岩石的结构和构造方面，控制上述差别的基本因素则是岩浆的成分及冷凝环境；根据火成岩的sio2的含量可以把火成岩分为超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩；根据岩浆的冷凝环境火成岩可分为侵入岩和喷出岩，侵入岩可分为深成侵入岩和浅成侵入岩。
（P29）
火成岩的肉眼命名主要是根据岩石的矿物成分、颜色、结构与构造。
岩浆的形成：
组成地壳的各种岩石，以及来自地幔顶部的一部分物质是形成各类岩浆的物质来源；高温是使岩石融化的基本因素，当温度达到600度时有少许物质从岩石中熔出，800度时产生酸性成分的熔融物，1300-1350时产生中性成分的熔融物，1400度且样品成分符合要求时可产生基性成分的熔融物；压力和水分的含量对岩石熔融有很大的控制意义，压力是阻碍岩石融化的因素，压力增大能提高岩石熔点，压力降低，能降低岩石熔点，岩石熔化是如有足够的水分参加，就能够降低岩石熔点，起到与压力相反的作用。
分熔（部分熔融）：
岩石熔化的过程如同岩浆结晶的过程一样是有“分异”的，也就是分级进行的，同一种岩石在不同温度条件下熔出不同成分的熔融体，易熔成分现融化，温度升高到相当程度时，岩石完全熔化，且熔融成分从酸性向基性逐渐发展，这种分级熔化的现象称为分熔，它是岩石熔化过程的重要特征。
大地热流（热流）：
地球内部是热的，内热外流称为大地热流（热流）。
常温带：
地下一定深度上，温度常年不变，其温度与当地年平均气温一致，此深度称为常温带。
地热增温率（地温梯度）：
常温层一下的温度随着深度增加而增加，深度每增加100m地温增加的度数称为地热增温率（地温梯度）。
地下达到一定深度后，地温梯度减小；深度增加伴随着压力增加，而压力增加岩石难于熔化，但岩石在高压下其导热能力增加。
地幔中并不存在一个连续的岩浆层。
地热在水平方向上的差异对于岩浆的形成有重要意义，也是火山作用和岩浆活动空间分布不均的重要原因之一。
地热成因：
解释地热的成因有重力分异说和放射热说；重力分异认为地球由冷的星际物质相互吸引聚集而成；放射热说认为地球的内热是由放射性元素衰变而产生。
第四章外力地质作用与沉积岩
沉积岩的研究意义：
沉积岩占地壳岩石总面积的7.9%，它主要分布在地壳表层，在表层的三大类岩石中，它的面积占75%，是最常见的岩石；沉积岩中赋存有煤、石油、天然气以及其它许多金属及非金属矿产，具有重要的经济价值。
外力地质作用：
固体地球被大气圈、水圈、生物圈所包围，外力地质作用是由构成这三圈的大气、水、生物与构成地壳的岩石相互作用的结果。
沉积岩是外力作用形成的最终产物。
科里奥利效应：
北半球上一切运动的物体其运动方向均向右偏，南半球的均向左偏，称为科里奥利效应，它对大气的运动方向（流水的运动也相同）发生重要影响。
大气圈的重要地质意义：
1.大气中的成分是许多地质作用得以发生的物质因素；
2.大气圈是生命的保护层；
3.由于大气圈的存在，地球表面才具有适宜的温度；
4.风的作用。
引起外力地质作用的能源主要是太阳能、重力能、日月引力能。
外力地质作用的类型：
1.风化作用；
2.剥蚀作用；
3.搬运作用；
4.沉积作用；
5.固结作用。
固结成岩作用：
使松散的沉积物变为坚硬的沉积岩的作用称为固结成岩作用，包括压固作用、胶结作用、重结晶作用以及矿物生长作用。
分选性：
碎屑颗粒粗细的均匀程度称为分选性。
磨圆度（圆度）：
碎屑颗粒棱角的磨损程度称为磨圆度（圆度）。
沉积岩的结构：
是指沉积岩颗粒的性质、大小、形态、及其相互关系。
主要有碎屑机构和非碎屑结构。
沉积构造：
是指沉积岩形成时所生成的岩石的各个组成部分的空间分布和排列形式。
主要有层理、递变层理、波痕、泥裂、缝合线、结核、印模（识别岩层层序是否正确）。
第五章变质作用与变质岩
变质作用：
岩石在基本上处于固体状态下，受到温度、压力及化学活动性流体的作用，发生矿物成分、化学成分、岩石结构与结构变化的地质作用称为变质作用。
没有足够的时间，变质作用不会发生或不明显。
变质与岩浆作用异同：
岩石变质基本上未发生熔融，原岩未失去整体性，如果原岩受热全面熔融变为岩浆然后与岩浆冷凝结晶成岩，这种新岩石就是火成岩，从原岩是否遭受熔融这一角度看，变质作用与岩浆作用的界限是清楚的，但是，如果引起变质作用的温度很高，达到岩石在该压力下的熔点，那么变质作用就会转变为岩浆作用，因此变质作用与岩浆作用可以有发展上的联系。
变质与沉积作用异同：
引起变质作用的温度、压力等因素，主要来自地球内部，与此相应，变质作用主要发生在地表以下一定深度，而沉积的形成作用与大气、水、生物等外因有关，且发生在地球的表层，这是变质作用与沉积作用的基本差别沉积岩形成的固结成岩作用阶段，是在沉积物被埋藏以后发生的，这也与上覆沉积物的压力和地下的一定温度有关，变质作用与固结成岩作用在受到温度、压力、的作用等方面有相似之处，不过后者较前者的形成温度与压力低，深度小。
温度：
变质作用发生150-160度至800-900度，低于这一温度属于固结成岩作用，高于这一温度属于岩浆作用。
变质作用温度的来源主要是地热、岩浆热、地壳岩石断裂。
压力：
分为静压力、流体压力及定向压力。
静压力：
由上覆岩石重量引起的，它随着深度增加而增大。
流体压力：
通过循环于岩石空隙中的流体形成的。
定向压力：
是作用于地壳岩石的测向挤压力，具有方向性，且两侧的作用方向相反，它们可以在同一直线上，也可以不在同一直线上，前者称为挤压力，后者称为剪压力。
化学性流体：
成分以H2O、CO2为主并含有其它一些易挥发、易流动的物质，是活跃的化学物质，它们积极参预变质作用的各项化学反应，并控制反应过程。
交代作用：
某些成分的原子、离子、分子从原岩中带出，而另一些成分的原子、离子、分子从外部带入，从而使岩石的化学成分与矿物成分发生改变这种作用称为交代作用。
变质矿物：
变质岩常具有某些特征性矿物，这些矿物只能由变质作用形成称为变质矿物。
火成岩和沉积岩的结构通过变质作用可以全部消失或者部分消失，形成变质岩的结构，变质岩的结构分为变晶结构和变余结构。
变晶结构：
由矿物重结晶而形成的结构称为变晶结构，其中的晶粒称为变晶。
变晶可大可小，粒径可以均匀（等粒变晶）分布，也可以参差（斑状变晶）分布。
变余结构：
变质岩中部分保留原岩的结构称为变余结构，如变余砂状结构、变余斑状结构。
火成岩和沉积岩的构造通过变质作用可以全部消失或者部分消失，形成变质岩的构造，变质岩的构造分为变成构造和变余构造。
变成构造：
通过变质作用而形成的构造，有斑点状构造、板状构造、片理状构造、片麻状构造、块状构造。
眼球状构造：
具有片麻状构造的岩石其矿物的颗粒较粗，其长石特别粗大，好似眼球称为眼球状构造。
变余构造：
变质岩中残留的原岩构造，由火成岩变质而成的岩石称为正变质岩，由沉积岩变质而成的岩石称为副变质岩。
变质作用的类型：
接触变质作用、区域变质作用、混合变质作用、动力变质作用。
接触变质作用：
发生在火成岩（主要是侵入岩）与围岩之间的接触带上并主要由温度和挥发性物质所引起的变质作用称为接触变质作用。
接触交代变质作用：
是在温度与化学活动性流体两种因素共同作用下发生的交代作用。
其代表性的变质岩是矽（xi）卡岩。
区域变质作用：
在广大范围内发生，由温度、压力以及化学活动性流体等多种因素引起的变质作用。
混合岩化作用：
它是变质作用向岩浆作用转变的过渡性地质作用，岩石在高温受热发生部分熔融并形成酸性成分的熔体和地下深部分泌出的热液沿着已形成的区域变质岩的裂隙或片理渗透、扩散、贯入，甚至和变质岩发生化学反应形成新的岩石，这就是混合岩化作用，混合岩化作用所形成的岩石称为混合岩，变质岩称为基体，熔体和热液称为脉体。
动力变质作用：
又称破裂变质作用，它的发生与剪切力引起的断裂活动有关，在地壳的表层表现为岩石的破裂，在地壳的较深部位表现为岩石中矿物颗粒发生塑性变形、重结晶以及形成新矿物。
第六章地质年代
地质年代：
地质年代有两层意义，一是地质体形成或地质事件发生的先后顺序，另一是地质体形成或地质事件发生距今的时间，前者称为相对年代，后者称为绝对年代。
地层层序律：
原始产出的地层具有下老上新的规律称为地层层序律或称叠置原理，它是确定地层相对年代的基本方法。
生物层序律：
是根据化石来判断地层的新老关系，不同年代的地层含有不同种类的化石，同一年代的地层含有相同种类的化石，同时生物的进化是有规律的，地层年代越新，含有的生物越高级这种关系称为生物层序律。
化石：
埋藏在岩层中的古代生物遗体或遗迹称为化石。
标准化石：
对于研究地质年代有决定意义的化石，具有在地质历史中演化快、延续时间短、特征显著、数量多、分布广等特点这种化石称为标准化石。
切割律：
切割者新，被切割者老；包裹者新，被包裹者老。
地质体的同位素年龄：
就是包含在该地质体中与该地质体同时形成的矿物的同位素年龄。
各个代、纪的延续时间不同的原因：
年代越老者延续时间越长，年代越新者延续时间越短，造成这一情况的原因一个是年代越新者保留下来的地质记录越全、划分的越细致，另一个是地质年代划分考虑到生物进化的阶段性，是与生物进化速度逐步加快有关。
第七章地震及地球内部构造
地震：
大地的震动；发源于地下某一点称为震源；地面上离震源最近的一点称为震中。
海啸：
在海底或滨海地区发生的强烈地震能引起巨大的波浪称为海啸。
地震的类型：
根据地震成因分为构造地震（断裂地震），火山地震，陷落地震；根据震源深度分为深源地震，中源地震，浅源地震，破坏性最大的地震都属于浅源地震。
地震波：
岩石震动是通过岩石的质点以弹性波形式传播的，从震源中产生的弹性波称为地震波。
地震波的类型：
根据地震波的传播方式分为纵波、横波、表面波。
地震仪：
记录地震波的仪器；由地震仪记录下来的震动是一条具有不同起伏幅度的曲线称为地震谱。
震中位置的求法：
纵波与横波到达同一地震台的时间差，即时差，与震中离地震台的距离成正比，离震中越远，时差越大，由此可求出震中离地震台的距离，即震中距；根据三个不在一条直线上的地震台所得的震中距用三点交绘法即可求出震中位置。
震级：
是衡量地震绝对强度的级别，震级的计算是取距震中100公里处由标准地震仪记录的地震波最大震幅的对数值；震级与释放的能量的关系是对数关系。
地震烈度：
地震对地面的破坏程度；烈度相同点的连线称为等震线。
地震的震级与烈度是度量地震强度的两种不同方法；同一地震只有一个震级，烈度则随离震中或震源的距离而不同；同一震级的地震在不同的地区造成不同烈度的破坏，而且同一地点、同一震级的地震，其震源越浅，造成的破坏越大，烈度越高。
地震的分布：
环太平洋地震带，地中海-印尼地震带，洋基地震带。
地震波通过地球内部后再回到地面，能够被地震仪所接收，供人们研究，研究中所运用的基本原理是地震波在不同密度和刚性程度的介质中传播的速度不一致；在地下压力很高的情况下，固体物质的密度越大，地震波的传播速度越快；地震波遇到两种不同物理性状介质的介面时，要发生反射与折射；在液体介质中横波不能通过，纵波虽然能通过但其速度降低。
地球内部层圈：
由地壳、地幔、地核组成，地壳与地幔是由莫霍面分开，地幔与地核是由古登堡面分开。
大陆地壳与大洋地壳之间的差别：
陆壳位于大陆，占地壳面积的三分之一；其厚度大，平均35km，高山区最厚可达60-70km，平原区最薄近于20km；陆壳成分接近于火成岩，其下层为深变质岩，表层多沉积岩；陆壳的形成年代老，内部构造很复杂，地壳中最古老的岩石仅产于陆壳之中。
洋壳位于大洋底，占地壳面积的三分之二；其厚度小一般5-10km，平均7-8km；洋壳由玄武岩组成，表层有不厚的沉积物。
均衡原理：
高山下面地壳厚，平原下面地壳薄，即地势的起伏同莫霍面的起伏呈镜像关系，是为均衡现象，均衡现象产生的原因是设想在地幔顶部存在某个平面，即补偿基面，在此面以上各个柱体因其物质的总重量相等，故它们能保持重力的平衡，均衡现象是相对的，内外地质作用都在不断打破均衡现象。
第八章构造运动与地质构造
第九章海底扩张与板块构造
魏格纳认为大约在距今150Ma前地球表面有个统一的大陆，称为联合古大陆，大陆是由比重较小的花岗岩层组成的，大陆在比重较大的玄武岩层之上漂浮和移动，一旦大陆发生分裂而漂移，玄武岩层便出现在大陆间的大洋底部
休斯认为古大陆不是一个而是两个，北半球的一个称为劳亚古陆，南半球的一个称为冈瓦纳古陆，其间有古海洋称为古地中海（特提斯海）。
大陆漂移说的主导思想是正确的，但是刚性的花岗岩层不可能在刚性的玄武岩层上漂移，潮汐摩擦阻力与离极力太小，不足以引起大陆漂移。
霍尔姆斯的地幔对流说：
他认为大陆漂移可以用地幔对流说解释。
岩石导热性不良，放射性热能在地球内部发生不均匀聚集，结果地幔下层的物质受膨胀变形而上升，地幔上层温度相对低而密度大的物质则下降，两者构成封闭式的循环流动；在对流的早期阶段，上升的地幔流到达原始大陆中心部分，然后分成两股，并朝相反方向流动，从而将大陆撕破，并使分裂开来的块体随地漫流漂移，其间便形成海洋；上升的地漫流因压力逐渐降低而熔化成岩浆，这些岩浆组成了洋底与岛屿；地漫流的前缘碰到从对面来的另一地幔流时，就转向下流，从而将大陆块体的底部向下牵引，使大陆边缘受到挤压而成褶皱，当对流停止时，褶皱体因均衡力而上升成山脉，与褶皱形成的同时地漫流把洋底的玄武岩也往下拖拽，从而形成海渊（海沟）。
海底在扩张
洋脊：
是绵延全球各大洋底的巨大山脉；洋脊轴部发育有许多纵向断裂和深谷（裂谷），这种现象是岩石圈破裂张开的一种表现。
洋脊地震带的特征：
洋脊是重要的地震带，这里地震频繁，震级低，震源浅，这说明岩石圈沿裂谷带处在不断拉张中，持续的引张力导致了低震级而高频率的地震，引张力作用只发生在地表以下不深的部位，故为浅源地震。
洋脊上沉积物的分布特征：
沉积物在裂谷带中极薄，有的部位甚至缺失，向两坡方向对称式逐渐增厚；洋底沉积物最厚只有500-600米；洋底沉积物的年龄不超过侏罗纪。
两种大陆边缘：
大陆边缘是大陆与海洋的过渡地带，大陆边缘有两类，一类是稳定大陆边缘，另一类是活动大陆边缘。
稳定大陆边缘：
由陆架、陆坡、陆隆组成。
P114
比鸟夫带（消减作用而成）：
在海沟—岛弧（山弧）系中深度由浅到深的一系列震源排列成为由海沟向大陆倾斜的面称为比鸟夫带；比鸟夫带是大洋板块向大陆板块下面俯冲的构造带，故又称为俯冲带；大洋板块在俯冲过程中发生部分熔融，在达到600km深度后才发生全部熔融，熔融物上升便引起火山作用，形成火山弧，俯冲板块在未全部熔融前具有刚性，故能在俯冲的动力作用下发生破裂引起地震，深源地震才得以在俯冲板块的前端发生。
碰撞造山带：
随着大洋板块的俯冲消减殆尽，洋壳两侧的大陆便发生碰撞、挤压、隆起、，形成高大的山链称为碰撞造山带。
边缘海：
岛弧和大陆之间的海域。
海山：
洋底上有隐没在水下的玄武岩质或山高地，称为火山，露出海面的就是岛屿，具有平顶的大部分海山称为海底平顶山或盖伊特。
P116
热点：
从海山的排列及其年龄变化的规律性可以推断，地幔顶部存在者某种热源称为热点，热点是地幔深部热而轻的物质呈柱状上升到岩石圈底部而形成的，上升的地幔物质柱体称为地幔柱。
海底热流值的分配规律：
洋脊轴部热流值极高，海沟热流值极低。
地热主要是来源于放射性元素的衰变，而放射性元素的含量在花岗岩中多，在玄武岩中少，洋底的热流除了由玄武岩本身的放射热提供外，还从以下两方面得到了补充：
一方面软流圈顶面的位置在洋底下面比在大陆下面更接近地表；另一方面地幔的高温物质不断沿裂谷带上涌使洋脊轴部热流值提高；而海沟的情况相反，大洋板块向下潜没，软流圈的顶部下落，而且板块因不断失热而变冷，故热值很低。
海底扩张：
由地幔中放射性元素衰变生成的热，使地幔物质以每年数厘米的速度进行大规模热循环，形成对流圈，它作用于岩石圈，成为推动岩石圈运动的主要动力；洋脊部是地幔物质的上涌部位（对流圈的上升部位），即离散带，海沟是地幔物质的下降部位（对流圈的下降部位），即敛合带。
海底扩张的要点：
洋底的洋脊裂谷带形成，接受分裂，并不断向两侧扩张，同时老的洋底在海沟处潜没消减，因而洋底不断更新；洋底的扩张是由于刚性的岩石圈块体驮在软流圈上运动的结果，运动的驱动力是地幔物质的热对流，洋脊轴部是对流圈的上升处，海沟是对流圈的下降处，如果上升流发生在大陆下面，就导致大陆的分裂和大洋的启开。
磁场强度：
地磁场上任何一点都有磁力的大小，称为磁场强度，单位为奥斯特，地磁场一般只有十分之几的奥斯特。
地磁场转向：
地质历史中地磁极的南北在不断交替，称为地磁场转向，有的时候地磁南北极向与现在一致，有的时期相反，前一种情况称为正向，后一种称为反向；保持一定的地磁极性的大阶段称为期，每个期内包含的短期转向阶段称为事件。
海底地磁条带：
海底地磁测量发现，在垂直于洋脊脊轴方向的一系列剖面中
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