炫酷模型，轻松学地质

一板块沿汇聚板块边界向相邻板块下方潜入的过程。洋壳向地幔潜入的过程。大洋板块的俯冲沿贝尼奥夫带广泛发生于环太平洋带。根据相互作用的两个板块性质的不同，俯冲作用主要分为3种类型。包括B型俯冲，A型俯冲或陆内俯冲，洋内俯冲。

海沟岛弧型边界，即质量较重的大洋地壳俯冲到较轻的的大陆地壳之下重返地幔；俯冲一侧皆为深长海沟，被挤压抬升的一边则形成岛弧和海岸山脉；多火山地震、地震、超深断裂及叠瓦式逆掩构造。如太平洋板块与亚欧板块之间的边界。

在地球演化到某一阶段，所有大陆板块会汇聚到一起，拼接成一个巨型大陆，这就是超大陆。超大陆拼合形成之后，会发生裂解，再度分裂成若干板块。在漫长的地质年代里，目前被地质学家广泛接受的超大陆有三个，分别是在18 亿年前形成的哥伦比亚Columbia （Nuna ）超大陆、在10 亿年前形成的罗迪尼亚Rodinia 超大陆和2.5 亿年前形成的盘古Pangea 超大陆。

海底扩张说（sea-floor spreading hypothesis）是海底地壳生长和运动扩张的一种学说，是对大陆漂移说的进一步发展。它是20世纪60年代，由美国海洋地质学家H.H.赫斯和R·S·迪茨分别提出的

基性岩浆的二氧化硅含量相对较小（含量介于45%至52%之间）,所以岩浆流动性高而挥发性成分多，故不易爆发，而以溢流方式喷发。

海底条带状磁异常是一种条带状磁异常，存在于各大洋底部洋盆处，由洋底岩石磁化方向不同引起。其常沿大洋中脊轴的两侧对称分布，相互平行，正负相间，对研究洋壳结构及其运动学过程、地磁场变化及相关地球内部动力学过程、以及海洋矿产资源分布等具有重要意义。

造山作用是在地球深部构造动力学背景下，岩石圈和地壳发生的剧烈构造变动，物质成分重组、结构构造重建，出现在板块边缘的连续地质过程。

钟乳一般指钟乳石。 钟乳石（stalactite），又称石钟乳，是指碳酸盐岩地区洞穴内在漫长地质历史中和特定地质条件下形成的石钟乳、石笋、石柱等不同形态碳酸钙淀积物的总称。

河流搬运物质的方式有拖运、悬运、溶运三种。拖运 河流中的巨大石块、砾石、粗砂，在河底以滑动、滚动或跳跃的方式前进，称为拖运。

搬运作用是冰川随重力下滑并搬运冻结在冰块内的岩石碎块的过程。冰川的搬运颇具特色。首先，它们是固体搬运即载移，搬运能力很大; 其次，冻结在冰体内的岩石碎块不能自由移动，彼此间很少摩擦与撞击，只是岩块与岩壁间有摩擦; 再者，冰川具有较大的压力。

Morgan(1971)认为Wilson的热点是地球内部存在起源于地球核幔边界缓慢上升的细长柱状热物质流(即地幔柱)在地表的表现形式,并进一步推测地幔柱是由地幔对流体系中上升流构成的。

温度-岩浆的温度是控制黏度的最重要因素。岩浆在相对较低的温度下，比如刚刚热到可以熔化的温度，流动起来非常困难——它非常粘稠。

挥发性硅含量和硅酸盐链的丰度可能是控制黏度的最重要的组成变量，但溶解在岩浆中的水会破坏长链，降低黏度。水和其他挥发物以其他方式降低粘度，这里不作讨论。

丰富的硅酸盐链——岩浆中的硅和氧四面体可以连接成长长的硅酸盐链，这些硅酸盐链不能弯曲，也不能轻易地相互分开。
长英质和大多数中间岩浆具有高硅和氧含量，由此产生的长硅酸盐链使岩浆非常粘稠

当矿物结晶或玻璃形成时，岩浆凝固。任何晶体的大小在很大程度上反映了岩浆冷却的速度。岩浆在高温环境中或被围岩绝缘时，会慢慢冷却。下面的照片展示了四种岩石，它们都是长英质到中间质，含有类似的矿物质(主要是长石和石英)。这四种岩石有不同大小的晶体，因为岩浆有不同的冷却历史

地幔岩石，包括软流圈中的岩石，大多是固体和结晶，而不是熔融的。尽管有高压，地幔的高温使这些岩石以弱固体的形式流动，同时保持着晶体结构。部分软流层已接近其融化温度。

无数细小的、垂直的玄武岩细晶侵入，从下面切开枕形玄武岩。这些很薄的侵入岩被称为岩脉，它们的间距非常紧密，因此被称为护套岩脉。每条岩脉都代表着岩浆流经的薄板状管道。大部分岩脉平行于洋裂谷，垂直于洋裂谷的扩张方向

热镁铁质岩浆的热量融化邻近的陆壳，产生长英质岩浆。中间岩浆由长英质岩浆和镁铁质岩浆混合或镁铁质岩浆同化大陆地壳形成。

由于压力和温度的变化，俯冲板块中的现有矿物通过变质作用转化为新的矿物。
含水的矿物，比如云母，会被分解，从而迫使水从晶体结构中流出。从矿物中释放出来的水上升到上面的软流层

利用陆地上的地形特征和海底的深度来确定可能的板块边界。在工作表中绘制显示地图上每个板块边界位置的线。

大部分与俯冲相关的岩浆可能从未到达地表，但有些会喷发，形成火山群或火山带。如果上面的地壳是大陆的，那么火山通常是山脉的一部分。如果上覆地壳是海洋性的(如上文A部分所示)，俯冲产生的岩浆会沿着岛弧形成一个个火山。在这两种背景下，俯冲形成的岩浆大多具有中间成分(安山岩)。岛弧可喷发基性岩浆，陆相岩浆可为长质岩浆。在这两种情况下，岩浆在深度和陆地表面都增加了

一个被俯冲的大洋板块最初是沿着洋中脊形成的，在那里海水流入热的地壳，形成含水的变质矿物。
海洋地壳中蓝色斑点所显示的这些含水矿物，随着板块远离山脊而移动。
海洋地壳一旦形成，就会慢慢地被来自大陆、岛屿和海洋生物的沉积物所覆盖。随着时间的推移，沉积层变厚。这些沉积物包含了被困住的海水和矿物质，包括粘土，它们的矿物结构中含有水。

如果幔源岩浆积累在大陆地壳岩浆房(⊳),它可能热地壳和融化的部分。这种融化产生的长英质岩浆可能会到达地表，也可能不会到达地表。许多镁铁质岩浆被困在大陆地壳的下部，因为它在融化地壳时失去热量并凝固。

两种岩浆如何混合取决于它们的相对密度、晶体含量、粘度和结晶温度。密度相似的岩浆可能形成混合良好的岩浆，而密度不同的岩浆可能形成岩浆类型的拼凑。

当岩基在地下形成时，大量的岩浆到达地表并爆发成火山。
火山大部分被侵蚀殆尽，但它们的记录保存在岩基和离岸海沟之间的沉积岩中，也就是现在的中央大峡谷加州。大峡谷和海岸山脉也包含了形成在海沟附近的增积棱柱的岩石。

当岩浆接近地表时，压力降低，气体就不能留在溶液中。岩浆中形成了气泡。
如果迅速形成足够多的气泡，不断膨胀的气泡会使岩浆浮力更大，帮助它上升到表面并喷发出火山。

火成岩形成的第一步是融化，通常是在地表以下40-150公里处，在地壳较深的部分或地幔中。发生融化的地方称为源区。

岩浆可以累积形成岩浆房，有些岩浆房代表着几乎同时出现的大量岩浆，但大多数是由较小批次的薄板状岩浆喷射而成，以离散的增量形式增长的。岩浆可能会在这个容器内凝固，永远无法到达地表，或者在继续上升之前，它可能会暂时停留在岩浆房内。

到达地表的岩浆以熔岩(在地表流动的熔融岩石)或火山灰的形式喷发。当岩浆中的溶解气体膨胀并将岩浆吹散成火山玻璃的小碎片时，火山灰就形成了。

如果岩浆是由源区完全融化而产生的，那么它的成分就会与源区完全相同。由于许多原因，完全融化并不常见。

如果成分偏向较长英质源的地区，如大陆地壳熔化，岩浆将是长英质。如果一种中间源几乎完全融化，岩浆将具有一种中间成分，但这种源的部分融化更常见地产生长英质岩浆。

镁铁质岩浆的温度高于长英质岩石的熔化温度，因此镁铁质岩浆能熔化长英质围岩。如果岩浆周围的岩壁熔化，它们可能会并入岩浆中，这个过程称为同化。下面的灰色变质岩已被并入和部分同化成浅颜色的侵入岩。

岩浆含有溶解的气体，如二氧化碳、二氧化硫和水蒸气(蒸汽)。当岩浆上升到较浅的位置时，压力降低使得气体在岩浆中形成气泡。如果发生这种情况，岩浆的密度就会降低，岩浆上升的速度就会加快。如果岩浆最初溶解的气体含量很低，气泡可能不会形成或帮助岩浆上升。

有些原子转移电子形成离子键。[照片由John Grotzinger/ Ramon Rivera-Moret/Harvard提供

紫水晶和石英的晶体生长在绿帘石晶体的顶部(绿色)。平面表面是晶面，反映矿物的内部原子结构。

完美的晶体在自然界是罕见的，但无论晶体表面的形状有多不规则，其角度总是完全相同的。

巨大的水晶有时会在洞穴中发现，那里有它们生长的空间。这些亚硒酸盐晶体是石膏的一种宝石级形式。

在圣萨尔瓦多的现代高盐泻湖中沉淀的岩盐晶体，巴哈马群岛的一个岛屿。注意晶体的立方形状。

氧化物包括许多有经济价值的矿物。(a)赤铁矿。(b)尖晶石。(约翰·格罗/ Ramon Rivera-Moret /
哈佛大学矿物博物馆。)

黄铁矿是一种硫化物矿物，也被称为“愚人金”。(约翰·格罗/ Ramon Rivera-Moret /哈佛
矿物博物馆。)

该图显示了晶体结构中的劈理面，垂直于该页面的方向。水平线标志着硅酸盐四面体薄片和氢氧化铝薄片的界面，氢氧化铝薄片将两个四面体薄片连接成一个三明治。卵裂发生在四面体-氢氧化铝三明治之间。这张照片显示云母薄片沿劈理面分开。

辉石和角闪石通常看起来非常相似，但是它们不同的劈理角度可以用来识别和分类它们

赤铁矿可能是黑色、红色或棕色的，但当沿着陶瓷条纹板擦过时，总会留下一条红棕色条纹。

喔哈，这就是温石棉，一种特色石棉。纤维很容易从这种固体矿物中梳理出来

上图揭示了不同部位地壳的岩石构成：接触变质作用发生在岩浆侵入变质作用邻近岩石的有限区域。区域变质作用发生在高压和高温延伸到大区域的地方。高压、低温变质作用发生在大洋地壳俯冲到大陆板块前缘之下的地方。超高压变质作用发生在地壳深处。

新的晶体成核并开始从水溶液中沉淀出来。随着时间的推移，它们生长到开放的空间。

新的水晶从中心种子向外生长。随着时间的流逝，它们保持着自己的形状，直到相互干扰。生长在有限空间中的晶体是六面体的。

褐红色的晶体由石榴石组成。这些来自纽约的晶体异常巨大;注意硬币的比例。

花岗岩是一种结晶性岩石，因为它是由互相连接的晶体生长而成的

砂岩是一种碎屑岩，因为它由单独的颗粒组成，这些颗粒被胶结在一起

部分熔融:第一次形成的熔融物比原始岩石含有更丰富的硅。随着融化的继续，岩浆变得越来越镁铁质

这个图表显示了不连续和连续的反应系列。由该系列顶部矿物形成的岩石为镁铁质，而从该系列底部形成的岩石为长英质。

结晶火成岩是根据成分和结构进行分类的

枕状玄武岩的形成。熔岩从管道中挤出，像牙膏一样从表面冒出来。

当大量低粘度的镁铁质熔岩“淹没”景观并冻结成薄片状时，就形成了泛流玄武岩。连续流动的累积形成了一个平顶高原。

抛光表面和薄切片显示岩石纹理和矿物组合的巨大优势。该标本为含石英(Q)、长石(F)、角闪石(A)、云母(M)、磁铁矿(Mg)的火成岩。(A)一块薄岩石被安装在玻璃上。薄片厚度为0.03毫米，光线可以穿透矿物质。(B)这是手工岩石样本的抛光表面。虚线矩形表示(A) (C)部分所示的薄片在显微镜下以25倍的放大倍数观察的区域。(D)此处通过偏光透镜所看到的与第(C)部分相同，以强调个别颗粒的形状和方向。

有经济价值的金属矿石是如何形成的?岩浆分异作用导致矿物晶体不断的沉淀

四大类砂岩的矿物学和最有可能发现它们的沉积环境。

片理岩石按变质程度、粒度、片理类型和条带进行分类。[板岩、千叶岩、片岩、片麻岩:约翰·格罗钦格/拉蒙·里维拉-莫雷特/哈佛矿物学博物馆;混合岩

围压和压差应力为变质介质。在沉积环境中，随着围压的增加，岩石通过体积的减小而变形。在造山过程中，受不同应力作用的岩石在施加压力的方向上缩短，在垂直于该力的方向上变粗。

岩石劈理发育。由于页岩被强烈地折叠(A。当云母片变质成板岩后，发展中的云母片被弯曲成微褶皱。C.进一步的变质作用导致云母颗粒沿褶皱边缘再结晶，以增强片理;D.这一板岩手样显示了岩石的劈理及其向残余层面的方向。

页岩接触变质作用形成角岩，石英砂岩和石灰岩接触变质作用分别形成石英岩和大理岩。

岩石的展平或剪切改变了晶粒形状和晶粒取向，产生了整体的择优取向

板条状劈理是在挤压作用下形成的。在这个例子中，随着板条劈理的发展，岩层也会弯曲形成褶皱。劈理面趋向于与轴向面平行，轴向面是一个假想的面，简单地将褶皱分成两半。

在某些情况下，片麻岩的形成涉及到极端剪切。原始对比岩石类型被涂抹成平行层。

片麻岩也可以通过变质分异作用形成，在此过程中，化学反应使长石和镁铁质矿物在不同的、分开的层中生长。

一个大的深成岩体放射出的热可以产生一个变质光环，角岩在这个变质光环中发育。远离深成接触点，品位逐渐降低。

变质岩的形成是由于原有的岩石(原岩)在温度变化的作用下发生了质地和/或固态矿物含量的变化。压力和/或差异应力的变化。变质作用也可能反映与热液流体的相互作用。有些变质岩是叶状的(有变质分层)这里和其他地方不一样。

接触变质作用发生在邻近岩浆侵入变质热的有限区域岩石。超高压变质作用发生在地壳深处。区域变质作用发生在高压和高温延伸到大区域的地方高压、低温变质作用发生在大洋地壳俯冲到大陆板块前导脊下的地方。

加州红杉国家森林的这些岩石显示了变质为大理石、片岩和片麻岩的沉积岩的条带和褶皱特征。[Gregory G. Dimiian/Science Source.l .

P-T路径表示变质作用期间岩石的运动轨迹。(a)大洋-大陆辐合带混杂变质作用。(b)大陆辐合带的变质作用。不同的P-T路径这些不同板块构造环境中形成的岩石显示了地热辐射的差异。在相同深度和压力下，岩石在山带下的温度要比同等深度b俯冲时的温度高得多。

图示地壳在变质过程中大约30公里的部分。所给的岩石名称都是由页岩产生的

铁(磁铁矿)接触交代矿床的发育。岩浆侵入围岩(石灰石)，沿接触面形成大理岩。(B)当岩浆凝固时，携带铁离子的气体离开岩浆，溶解一些大理石，n则成为磁铁矿。

压力(stress)作为一种变质剂。在沉积环境中，随着围压的增加，岩石通过体积的减小而变形。B.造山过程中，压差应力作用下的岩石在施加压力的方向上缩短，在垂直于该力的方向上变长。

接触变质作用当花岗岩岩浆侵入石灰岩层时，石灰岩层发生接触变质作用。侵入体周围有一圈蚀变岩石，有几个不同的区域。在最内层，最靠近热和冷却过程中喷出的孔隙流体，变质程度最高。

构造和变质作用板块构造理论提供了关于埋藏变质作用(1)、俯冲带区域变质作用(2)和碰撞带区域变质作用(3)的统一观点。接触变质作用(4)可以发生在任何构造背景的火成岩侵入物附近。虚线是等温线——温度相等的线。