普通地質(zhì)學（第2版）下篇

普通地質(zhì)學（第2版）下篇目錄\h第十一章湖泊和沼澤的地質(zhì)作用\h11.1湖泊的成因與水動力\h11.2湖泊的地質(zhì)作用\h11.3沼澤的形成及其分類\h11.4沼澤的地質(zhì)作用\h11.5湖泊和沼澤地質(zhì)作用的研究意義\h第十二章構(gòu)造運動及其形跡\h12.1構(gòu)造運動的一般特征\h12.2構(gòu)造變動\h12.3板塊構(gòu)造學說要點\h第十三章地震作用\h13.1地震的成因\h13.2地震的研究方法\h13.3地震作用\h13.4地震預(yù)報與抗震建筑\h第十四章巖漿作用\h14.1火山作用過程的階段性\h14.2火山噴發(fā)的產(chǎn)物\h14.3火山災(zāi)害及其防護\h14.4侵入作用與侵入巖\h14.5巖漿成因的多樣性\h第十五章變質(zhì)作用\h15.1變質(zhì)作用的特點\h15.2接觸變質(zhì)作用\h15.3動力變質(zhì)作用\h15.4區(qū)域變質(zhì)作用\h15.5沖擊變質(zhì)作用\h第十六章地質(zhì)災(zāi)害與環(huán)境\h16.1重力作用及其災(zāi)害防治\h16.2荒漠化過程及對策\h16.3河流侵蝕的破壞及預(yù)防\h16.4酸雨的形成及破壞作用\h16.5海平面上升的影響因素及對策\h第十七章人類與地球\h17.1地球系統(tǒng)運動對人類的影響\h17.2人類與地球系統(tǒng)的聯(lián)系\h17.3人類的地質(zhì)作用\h17.4人類在地球系統(tǒng)中的作用\h第十八章地質(zhì)科學發(fā)展階段與地球科學觀的演變\h18.1地質(zhì)科學的發(fā)展\h18.2地球科學觀的演變\h18.3地球科學的未來第十一章湖泊和沼澤的地質(zhì)作用被靜止或弱流動水所充填，而且不與海洋直接溝通的盆地稱為湖泊。湖泊主要發(fā)育在潮濕氣候區(qū)的低地和盆地，占大陸面積的2%以上。發(fā)育在北美的蘇必利爾湖是世界上面積最大的湖（8.24×104km2）；海拔最低的湖是位于阿拉伯半島的死海，湖面高程為－396m（中國海拔最低的是艾丁湖，湖面高程為－154m）；海拔最高的大湖是西藏的納木錯，湖面高程為4718m，面積1940km2（圖11-1）。圖11-1位于青藏高原的納木錯是世界上海拔最高的大湖湖泊在陸地表面的分布也是很不均勻的，在第四紀冰川發(fā)育區(qū)湖泊的分布最廣，例如芬蘭的國土面積不大（3.37×105km2），卻有6萬多個湖泊，北美湖區(qū)的湖泊面積達到2.45×105km2。我國也是湖泊眾多的國家之一，著名的有青海湖、鄱陽湖、洞庭湖、太湖、興凱湖、納木錯等，僅湖北省就有大小湖泊1000多個，湖泊面積7000多平方千米，也是世界著名的湖區(qū)之一（圖11-2）。湖水的深度也變化很大，水深從數(shù)米到數(shù)百米不等。世界上最深的湖泊是俄羅斯的貝加爾湖，最深處達1741m，水體體積為2.3×104km3，占世界淡水儲量的1/5；而我國五大湖泊之一的太湖，平均水深不到4m。湖泊的形態(tài)各異，有等軸狀的、卵形的、狹長形的、新月形的，湖岸的輪廓線更是異常復雜，其形態(tài)與湖泊的成因有關(guān)。圖11-2晨曦中的洞庭湖11.1湖泊的成因與水動力湖泊的成因湖泊形成于不同的地質(zhì)作用，有外動力地質(zhì)作用形成的，也有內(nèi)動力地質(zhì)作用形成的，甚至是人類活動形成的（人工湖泊可歸屬于外動力的一種特殊形式）。表11-1是湖泊的成因分類。表11-1湖泊的成因分類表11-1中湖泊所屬的組和類型的命名，只是反映了湖泊的成因和地質(zhì)作用的主要因素，實際上一個湖泊的形成往往不止一種因素，而是幾種因素共同作用形成的。例如河谷中的堰塞湖，其兩側(cè)的岸坡和湖底是地表水流的地質(zhì)作用形成的，而堰塞的第三個湖岸則是由滑坡、崩塌和熔巖等地質(zhì)作用形成的，反映了內(nèi)外地質(zhì)作用在地球這個統(tǒng)一體中共同作用的一種表現(xiàn)形式。內(nèi)動力地質(zhì)作用的湖泊主要由火山、地震或構(gòu)造運動形成的，世界上許多著名的大湖是由構(gòu)造運動形成的，如貝加爾湖、維多利亞湖等，我國的滇池、洱海也是由斷裂構(gòu)造作用形成的（圖11-3）。另一類構(gòu)造湖是由沉積物的壓實作用或沉積載荷引起的區(qū)域性的地面沉降所引起的，此類湖泊可歸屬于向斜湖，但卻與外動力的沉積作用有較大的關(guān)系，如太湖?；鹕娇诤亲畛Ｒ姷囊环N內(nèi)動力地質(zhì)作用湖，通常呈圓型湖盆，直徑數(shù)百米，水深數(shù)十米不等，長白山天池即為典型的火山口湖（圖11-4）。對于周期性活動的火山，在火山噴發(fā)的過程中，火山口湖中的水可能逸失。另一類火山口湖的形成和火山活動期后的噴氣有關(guān)，主要由火山噴出的水蒸汽或熱水形成?；鹕絿姵龅娜蹘r流可以堰塞河道，形成火山熔巖堰塞湖（圖11-5）。圖11-3直立的滇池斷層湖岸圖11-4長白山天池是一個火山口湖圖11-5熔巖的堰塞作用形成了鏡泊湖外動力地質(zhì)作用形成的湖泊更是豐富多彩（圖11-6，圖11-7，圖11-8，圖11-9），其成因不再贅述。圖11-6風蝕作用形成的艾丁湖圖11-7冰川終磧物堰塞形成的天山天池圖11-8冰川刨蝕作用形成的新疆喀納斯湖圖11-9人類活動形成的浙江千島湖湖泊的水動力湖水的補給常見的湖水補給主要來自大氣降水、地表水和地下水，少部分來自冰雪消融、海洋殘留水和巖漿原生水。湖水的補給源受氣候和地形條件所限制，如位于高山之巔的火山口湖，其補給源只有大氣降水；低地的湖泊補給源則來自多方面，大氣降水、地表水、地下水都可以稱為補給源；而氣候干旱地區(qū)湖水的補給源則主要來自冰雪的消融水或地下水。以地下水為補給源的湖泊多以潛水的形式補給，個別的以泉水的形式補給。湖水的排泄湖泊主要以地表徑流、地下滲流和蒸發(fā)的形式排泄湖水。不同的氣候條件和地理環(huán)境同樣會有不同的排泄形式，如高山的火山口湖主要以蒸發(fā)和滲流的形式排泄湖水，干旱氣候地區(qū)的湖泊多以蒸發(fā)為主要排泄方式，而潮濕地區(qū)的湖泊大多數(shù)都以地表徑流的方式排泄湖水。湖泊可以按排泄方式劃分：有出口的湖泊稱為泄水湖，無出口的湖泊稱為不泄水湖。有些湖泊受季節(jié)或氣候的影響，時而補給量大于排泄量形成湖泊，時而補給量小于排泄量而干涸，被稱為間歇湖或季節(jié)湖。湖水的運動湖水的運動形式有兩種，流動的和靜止的。有流動水的湖泊常為河流的一段，其流向受河流控制。湖水由于受熱不均也可引起運動。湖水與海水一樣，處于不斷的運動中。湖水也有波浪、潮汐、湖流、濁流等運動形式，尤其是一些大型湖泊，湖水的各種動力作用更為明顯。由于湖泊不管是面積還是水深，其規(guī)模都遠小于海洋，因此湖水的運動規(guī)模和能量也遠小于海洋。如北美的密歇根湖最大的湖浪波高不過4.5m，波長不足30m；我國的最大淡水湖鄱陽湖，波高不過1.5m，波長不足15m。因此即使是大湖，水深20m以下也極少再受到波浪的擾動。湖流也是湖水的主要運動形式，但同樣遠不及大洋，湖流的速度通常只有幾厘米/秒，大湖略大一些，像里海表面的湖流速度可達70cm/s，水深在150m處的湖流速度約為25cm/s。湖泊的濁流因為沒有大量的不穩(wěn)定沉積和風暴浪的攪動，規(guī)模也比較小。湖泊的潮汐作用也非常微弱。湖水的化學成分世界各地湖水的化學成分很不一致，其主要影響因素是氣候條件。潮濕氣候區(qū)的泄水湖，由于湖水經(jīng)常交換，含鹽量往往較低；氣候干旱的不泄水湖，由于蒸發(fā)量很大，湖水的含鹽度越來越高。湖水的成分前者以Ca（HCO3）2為主，有機質(zhì)較多；后者以NaCl和Na2SO4為主，有機質(zhì)較少。根據(jù)湖水的鹽度可以把湖泊分為四種類型：湖水的鹽度＜0.3‰的稱為淡水湖，鹽度為0.3‰～1‰的稱為微咸湖，鹽度為1‰～24.7‰的稱為咸水湖，鹽度＞24.7‰的稱為鹽湖。我國青海省的柴達木盆地分布著眾多的世界著名的鹽湖（圖11-10）。一般地說，潮濕氣候區(qū)的泄水湖是淡水湖，干旱氣候區(qū)的不泄水湖是咸水湖或者鹽湖。圖11-10青海省柴達木盆地中的茶卡鹽湖湖水的化學成分也不是一成不變的，它受到氣候、地表水流、地殼運動等因素的影響。如果湖泊面積擴大，湖水體積增加，則湖水的鹽度下降，反之則湖水的鹽度增加。11.2湖泊的地質(zhì)作用湖泊的地質(zhì)作用包括湖水及其攜帶的碎屑物對湖岸的磨蝕作用，湖內(nèi)物質(zhì)的再分配作用以及湖水的沉積作用等。湖泊地質(zhì)作用的性質(zhì)和強度取決于湖盆的大小及成因類型、湖水的成分及動力學特征以及湖中的生物特征。湖泊的磨蝕作用湖泊的磨蝕作用與湖水的運動有直接關(guān)系，首先是與風浪有關(guān)，湖水水體越大，所能形成的風浪也越高，對湖岸的破壞作用也越強。湖水對湖岸的磨蝕作用同樣會對湖岸進行塑造，在早期階段，尤其是堤壩型湖岸，湖水處于積蓄階段，其破壞力具有相當?shù)膹姸取：谇治g湖岸的過程中迫使湖岸不斷后退，并最終在較緩的岸坡形成平衡剖面，在基巖湖岸同樣會形成湖蝕洞穴、波切臺和波筑臺等地貌。如果湖岸不能抵擋住湖水的磨蝕，則湖岸在湖水的磨蝕下最終將跨塌，湖泊也就消失了。對于一些水體不大的小湖，岸坡的平衡剖面很容易形成，此時湖水對湖岸的磨蝕作用已經(jīng)非常微弱，不再塑造湖岸，湖水的運動只對湖中的沉積物進一步的磨細。一般地說，湖水的磨蝕能力遠小于海洋的磨蝕能力，對湖岸的破壞力也較小，湖岸邊容易生長地各種植物也對湖岸起到了保護作用，減少了湖水對湖岸的破壞。湖泊的沉積作用湖泊的沉積作用是湖泊地質(zhì)作用的最主要內(nèi)容，由湖水自身的破壞作用，河流、雨水攜帶而產(chǎn)生的碎屑物可以在湖盆中沉積下來。湖泊沉積物按成因類型可以大致分為三類：碎屑沉積物、生物沉積物和化學沉積物。湖成沉積的主要特點是：⑴以細組分的泥質(zhì)沉積物為主，并含有豐富的生物物質(zhì)和化學沉淀物。⑵沉積物常有細而平直的層理（層厚1～10mm），有時是微層理（紋層），這是由于湖水較為平靜的沉積條件所決定的。這些微層理還經(jīng)常反映了季節(jié)性的變化，即碎屑物的粗細韻律性變化，如夏季雨水充沛、冰雪消融，河流所攜帶的碎屑物變粗，形成粒級較大的沉積層，冬季則形成較細的沉積層。⑶由于湖泊是相對較為平靜的沉積環(huán)境，且湖中及湖岸會生長大量的植物，這些植物在秋冬季會大量死亡，在湖中形成生物沉積物，并保留較為完整的生物形態(tài)，因此湖成沉積物中常可以見到保存完好的生物化石。⑷湖水由于季節(jié)的變化，水面高程也會隨之發(fā)生變化，當湖灘露出水面后，就會形成泥裂、雨痕、沖刷面、印模等（圖11-11），因此在湖成沉積物中經(jīng)?？梢砸姷缴鲜龈鞣N層面構(gòu)造。湖水的機械沉積作用湖水的機械沉積作用以形成碎屑沉積物為主，其沉積物的來源主要是注入湖泊的河流所攜帶的碎屑物，湖水侵蝕作用由湖岸崩落的碎屑物，風和冰川所攜帶的碎屑物等。不管是河流、還是湖泊本身的波浪、潮汐、沿岸流、濁流等不同的水流形式，在向湖泊中心流動時都會受到靜止湖水的阻滯，此時沉積物便依照粒度和密度的大小順序沉積下來。由此可見，湖水的機械沉積作用所形成的碎屑物具有很好的磨圓度分選性，碎屑物的粒度在湖盆的平面上呈同心圓狀分布（圖11-12）。通常情況下由于湖水的反復作用，湖泊的機械沉積物很少見到大粒級的碎屑物，只有崩落時間不長的基巖湖岸才可見到粗碎屑和礫石。圖11-11湖灘上的泥裂現(xiàn)象圖11-12青海湖湖底沉積物分布1—礫石2—沙礫3—暗礁4—沙5—沙-淤泥6—淤泥潮濕氣候地區(qū)的湖泊，入湖的河流較多，水量也比較大，它們所攜帶的碎屑物會淤積在河流入湖口處，形成三角洲。如果河流所攜帶的泥沙較多，由于湖泊的深度通常較淺，三角洲的生長速度非?？?，湖泊的面積迅速縮小，直至消亡，此時出現(xiàn)湖積三角洲平原或沼澤。如注入洞庭湖的河流眾多，大河就有湘、資、源、澧四水和長江的四口，它們每年帶入的大量泥沙使洞庭湖迅速縮小，東至武漢、西達江陵、南臨益陽、北及漢水的古云夢大澤變成了如今面積只有約3000km2的洞庭湖（1998年約為2691km2，退耕還湖后增加約554km2）。干旱氣候地區(qū)的湖泊，入湖河流少、水量小、所攜帶的泥沙少，因而三角洲的增長緩慢。湖泊的演化趨勢總是在不斷的變小、變淺，直至消亡，除非形成湖泊的因素始終在起作用，但這種情況在地質(zhì)歷史中是不常見的，即使存在對于地質(zhì)歷史也是短暫的。因此湖泊的生命在地質(zhì)歷史中是短暫的，它們的生命周期取決于氣候條件、自然地理因素和構(gòu)造作用的活動程度。湖水的生物沉積作用湖水的生物沉積主要發(fā)生在潮濕氣候區(qū)，干旱氣候區(qū)的生物沉積則較少。平靜的湖水和有充足水源的湖岸為生物在湖泊中和湖岸的繁殖提供了良好的環(huán)境，潮濕氣候區(qū)的湖泊中生長著各種生物，尤其是植物極為茂盛。植物在湖岸和湖水中的生長隨水深的變化具有分帶的現(xiàn)象，湖水中不同深度層次也生長著不一樣的植物，這些植物絕大部分都在秋天死亡，并在湖底形成一層氈狀生物遺體。湖水表面還生長著大量的浮游動物或其他小型動物，這些動物死后沉于湖底，與其他生物沉積物和碎屑物一起構(gòu)成了湖底的有機質(zhì)泥層。湖底缺氧的環(huán)境使厭氧細菌繁殖，并對有機質(zhì)泥層發(fā)生作用，使其瀝青化，其基本組分如下：這種有機泥可以用于醫(yī)療或飼料的添加物，還可以從中獲得甲烷、汽油、凡士林、石蠟等提取物。瀝青質(zhì)有機泥一般不太厚，通常只有1～10m，但厚時可達40m。在成巖過程中，這些有機泥會轉(zhuǎn)變成膠狀腐植煤、瀝青黏土或油頁巖。在特殊的條件下，富含浮游動物或其他小型動物遺體的厚層腐植泥在較高溫度（100℃～200℃）和壓力（300大氣壓）的作用下，經(jīng)細菌和其他復雜的物理化學過程，可以形成石油，即陸相成油。湖泊的生物沉積除了上述的形式外，在溫帶較冷的氣候條件下有時會繁殖大量的硅藻，由硅藻轉(zhuǎn)化而成的硅藻土是重要的工業(yè)原料，可以用做吸附劑、耐火材料、充填材料等。湖水的化學沉積作用湖水的化學沉積作用受氣候條件的控制十分明顯，不同的氣候條件，湖水的化學沉積物有很大的區(qū)別，因此可以根據(jù)湖水的化學沉積物類型來推斷湖泊所處的氣候環(huán)境。潮濕氣候區(qū)的化學沉積潮濕氣候區(qū)由于雨量充沛，化學風化作用強烈，不僅易溶的元素如K、Na、Ca、Mg等組成的化合物呈離子狀態(tài)被搬運到湖水中，一些較難溶的元素如Fe、Mn、Al、Si、P等也可以離子狀態(tài)或膠體溶液的狀態(tài)被搬運到湖中。易溶元素由于溶解度大，加上潮濕氣候區(qū)的湖水補給量大，很難形成化學沉積物；而Fe、Mn、Al等難溶元素組成的化合物是潮濕區(qū)湖泊化學沉積的主要物質(zhì)來源。當?shù)乇硭骱偷叵滤當y帶著Fe、Mn、Al等低價鹽類或膠體溶液進入湖中，在各種物理化學過程中或者生物的參與作用中轉(zhuǎn)變成高價的難溶鹽類沉積下來，構(gòu)成了潮濕氣候區(qū)的主要化學沉積物，如Fe（HCO3）2或FeSO4的二價鐵轉(zhuǎn)化成高價鐵沉積下來。但在不同的環(huán)境條件下，沉積作用的鐵的化學組成還會有所不同。如溫熱潮濕氣候下：在冷濕氣候下：在缺氧的條件下：圖11-13羅布泊干涸后的衛(wèi)星影像干旱氣候區(qū)的化學沉積干旱氣候區(qū)的湖泊，湖水很少向外流泄，湖水的主要排泄方式是蒸發(fā)。因此，由地表水和地下水所帶來的鹽分年復一年地滯留在湖中，隨著湖水的不斷蒸發(fā)，湖水的鹽度也逐漸增加，由淡水湖逐漸轉(zhuǎn)變成咸水湖直至鹽湖，當湖水中的鹽度超過了飽和度后，各種鹽類便逐步沉積下來。強烈地蒸發(fā)和鹽類的沉積，會使湖水水面不斷下降，最終湖水將會干涸、消失（圖11-13）。湖水在干涸過程中，鹽類會按照其溶解度的大小依次沉淀下來。湖水在咸化的過程中，首先沉淀的是溶解度最小的碳酸鹽類，其中以鈣的碳酸鹽最先沉淀，其次是鎂、鈉的碳酸鹽。這些碳酸鹽沉積物有些可以形成具有經(jīng)濟價值的蘇打（Na2CO3·10H2O）、天然堿（NaCO3·NaHCO2·2H3O）等，因此稱之為堿湖。碳酸鹽類沉淀之后湖水進一步咸化，溶解度較高的硫酸鹽類也開始沉淀，形成石膏（CaSO4·2H2O）、芒硝（（Na2SO4·10H2O）等硫酸鹽沉淀，這類鹽湖稱之為苦湖。硫酸鹽析出沉淀后，湖水即變成鹵水，如果湖水繼續(xù)蒸發(fā)，將沉淀溶解度最大的氯化物，青海柴達木盆地分布了眾多的鹽湖，如茶卡鹽湖（圖11-10）、可可鹽湖、察爾汗鹽湖等。鹽湖的鹽類沉積順序在大的鹽湖中可以反映在沉積剖面上，即由下往上依次為碳酸鹽類、硫酸鹽類和氯化物；在平面上則表現(xiàn)為從邊緣向中心由碳酸鹽類向氯化物的演變。但自然界中并不是所有的鹽湖都有相似的特征，鹽湖中的鹽分還與物質(zhì)來源、氣候變化等地質(zhì)因素有關(guān)。在一些鹽分來源豐富的現(xiàn)代湖泊中，也有極高的鹵水濃度，從湖底撈出沉淀物后幾天有可以析出新的沉淀物。鹽湖除了化學沉積外，通常還會發(fā)生機械沉積，有時機械沉積量比化學沉積量還大，構(gòu)成了機械沉積與化學沉積互層的現(xiàn)象。當鹽湖完全干涸后，湖泊的地質(zhì)作用即告結(jié)束，其他地質(zhì)作用代替了湖泊的地質(zhì)作用，如風化、風的作用等。湖底中沉淀的鹽層可重新遭受風化、剝蝕，鹽層再次遭到破壞與碎屑物共同構(gòu)成了鹽土荒漠；或被其他沉積物所掩埋，并保留在地層中，形成蒸發(fā)巖類。湖泊的化學沉積是重要的成礦作用之一，其化學沉積物是重要的工業(yè)原料，其中最常見的Na、K、Br、I、Li、Rb、C5等二十多種元素是制藥、冶金甚至是一些尖端工業(yè)的重要原料。11.3沼澤的形成及其分類陸地上濕度過剩、生長著特殊類型的植物并有泥炭形成的地段稱為沼澤。沼澤占有相當大的面積（約有200×104km2），是濕地的主要類型，對地球環(huán)境的調(diào)節(jié)能起到很大的作用，被稱為地球的“肺”。保護濕地已成為保護自然環(huán)境的一項主要任務(wù)（圖11-14）。圖11-14新疆巴音布魯克天鵝湖自然保護區(qū)沼澤的形成沼澤通常在潮濕、溫和的氣候區(qū)形成，因為這樣的氣候帶地下水位高，且適合植物的生長。沼澤通常形成于湖區(qū)、河漫灘、近海低地、潮濕的叢林和低洼的草地，在一些降水量大的地區(qū)，也可在高緩的山坡等處形成。通常沼澤的形成是由于湖中長滿了沼澤水生植物，當這些植物死亡后，遺體堆積在湖底，并逐漸形成泥炭。湖中植物的生長具有分帶性，通常從湖岸開始在水深1m內(nèi)生長著薹屬植物，稍深一些1～2m的范圍內(nèi)生長著香蒲屬和蘆葦植物，在水深4～5m處生長睡蓮屬植物。隨著植物死亡遺體的逐漸累積，湖底的泥炭和植物碎片也逐漸增多，并使湖底變淺，各種植物的領(lǐng)地也逐漸向湖中擴展，也就是植物帶逐漸向湖心遷移，并最終匯合在一起，沼澤即告形成（圖11-15）。圖11-15湖泊到沼澤的演變過程示意圖不僅是底生植物對湖泊底沼澤化起到作用，一些生長在湖面的漂浮植物同樣對湖泊底部沼澤化起到重要的作用。漂浮植物可以互相連接在一起，形成毛毯狀的植物層覆蓋在湖面。漂浮植物層從湖岸開始生長，并向湖心擴張。因此，對于淺水湖來說，植物的沼澤化作用通常由單一的底生植物完成；而對于深水湖來說，植物的沼澤化作用通常由兩個植物層來完成，即深層的底生植物和表面的漂浮植物，中間由水層隔開。隨著沼澤化的發(fā)展，兩個層次的植物最終也將匯合在一起。叢林和草地的低洼處經(jīng)常處于水過剩的狀態(tài)，過剩的水將土壤中的營養(yǎng)成分淋濾出來，致使樹木和草缺少正常發(fā)育所需的養(yǎng)分和氧氣，導致死亡。取而代之的是對養(yǎng)分要求不多的地衣等苔蘚類植物，苔蘚的根部經(jīng)常處于飽水狀態(tài)，阻隔了氧氣到達腐植層的通道，使腐植層得以泥炭化，形成叢林沼澤。沼澤的分類按照沼澤所處的位置和過剩水的補給方式，可以將沼澤分為：高地沼澤、過渡型沼澤、低地沼澤和近海沼澤四種類型。高地沼澤位于隆起不大的分水嶺、河流階地、高地地緩坡等處，過剩水主要由大氣降水補給。植物的組合比較單一，以白色泥炭蘚為主，這種苔蘚在沼澤中部生長較快，沼澤的表面因此呈中部向上凸起的特征。過渡型沼澤由大氣降水和地下水雙重補給。低地沼澤分布于洼地，通常由湖泊的沼澤化形成，過剩水的補給主要通過地下水和地表水。植物的組合較為豐富，通常有苔蘚、蘆葦、灌木甚至是喬木組成（圖11-16）。圖11-16低地沼澤——諾爾蓋草地近海沼澤位于潮濕氣候區(qū)的海岸帶，占有廣大的面積，主要由大氣降水和海水補給，漲潮的時候可能被海水淹沒。近海沼澤的植物組合也很特別，主要是一些木本植物，其根系常年處于水下。熱帶區(qū)的近海沼澤主要是紅樹林沼澤（圖11-17），這是一種根系出露于地表的植物。圖11-17近海低地的紅樹林沼澤11.4沼澤的地質(zhì)作用沼澤的地質(zhì)作用最重要的是泥炭的形成。泥炭是一種生物巖，是沼澤中的植物遺體由于氧的供應(yīng)不足而不能充分分解堆積所形成的。當植物遺體沉積在湖泊或沼澤的底部被泥沙掩埋后，處于氧氣缺乏的環(huán)境中，氧化作用和細菌的分解作用都極為緩慢，同時釋放出CO2和CH4等氣體。隨著水中氧氣的消耗和腐植質(zhì)的增加，細菌無法繼續(xù)生存，氧化作用也逐漸停頓下來，在湖泊或沼澤底部形成一種半分解狀態(tài)的、富含碳氫化合物的、質(zhì)地疏松的物質(zhì)，即泥炭。根據(jù)植物的組合情況可以將泥炭分為木本植物、草本植物和地衣類植物三種類型。泥炭的堆積過程中通常還會有碎屑物的堆積，因此泥炭內(nèi)往往會夾雜著不少的泥沙。泥炭的堆積速度較慢，一般不超過4～5cm/年，少數(shù)可達10cm/年。泥炭常以透鏡體或?qū)訝畹男问酱嬖冢穸瓤蛇_20m或更多，在泥炭的堆積過程中，若發(fā)生地殼的緩慢沉降，則可形成巨厚的堆積層。泥炭的顏色通常為褐色、灰色到黑色，在正常的情況下，沼澤中泥炭的水含量可以達到85%～95%。泥炭層在受到上覆沉積物的壓力和地熱的作用下，腐植質(zhì)會繼續(xù)分解，氣體進一步析出，水分被逐漸擠出，有機質(zhì)中碳的含量逐漸增加，體積不斷縮小而密度加大，形成褐煤（含碳量60%～70%）。這種作用繼續(xù)下去，褐煤便慢慢地轉(zhuǎn)化成煙煤（含碳量70%～90%）和無煙煤（含碳量90%～95%）。我國是世界上煤炭資源最為豐富的國家之一，煤炭在全國各地均有分布，其中山西、遼寧和內(nèi)蒙古是我國主要的產(chǎn)煤基地。沼澤中還有少量的化學沉積，在以地下水為主要補給方式的低地沼澤中，有時可以見到沼澤石灰?guī)r、沼澤菱鐵礦的透鏡體。菱鐵礦遭受風化時會轉(zhuǎn)化成褐鐵礦，在酸性的條件下則轉(zhuǎn)化成藍鐵礦[Fe3（PO4）2·H2O]。11.5湖泊和沼澤地質(zhì)作用的研究意義對湖泊和沼澤地質(zhì)作用的研究，有助于提高我們對湖泊、沼澤成礦作用的認識，諸如蒸發(fā)巖類、鐵礦、泥炭、油頁巖、石油、煤炭等成礦作用及其規(guī)律。我國許多礦產(chǎn)資源都與湖泊和沼澤的地質(zhì)作用有關(guān)，如青海的眾多鹽湖，為我國的鉀鹽及其資源的綜合利用提供了可靠的保障。湖泊和沼澤的形成和演化與氣候的變化有直接的聯(lián)系，通過對湖沼沉積物的研究，可以恢復沉積物形成的古環(huán)境。如通過蒸發(fā)巖類或紅色地層，可以了解到當時的沉積環(huán)境是處于干旱的條件，而通過煤層和暗色地層的存在則可以推斷當時的形成環(huán)境應(yīng)為溫暖潮濕的氣候。對不同層次的湖沼沉積物的深入研究還可以獲得研究區(qū)氣候變遷規(guī)律，為環(huán)境變遷的研究提供依據(jù)。湖沼是濕地的主要類型，對人類生存環(huán)境會產(chǎn)生巨大的影響。研究湖沼的形成與演化規(guī)律對保護濕地也有很重要的意義，尤其是對湖水和沼澤的過剩水的補給方式進行研究，合理的利用與湖沼相關(guān)水源，使湖沼不會因人類的活動而干涸，甚至使已經(jīng)干涸的湖沼恢復生態(tài)平衡，都需要系統(tǒng)地研究湖沼及其周圍的水資源及其動力特征，才能有效地保護自然環(huán)境。第十二章構(gòu)造運動及其形跡人們在很早以前就已經(jīng)認識到滄海桑田的變換，在中國和西方國家都有這樣一些記載。西方哲學家皮法戈爾在二千五百年前就已經(jīng)認識到：“堅硬的陸地變成海洋，海洋變成陸地，海生貝殼出現(xiàn)在離大洋很遠的地方……”意大利那不勒斯附近的地獄神廟的大理石圓柱清楚地記錄了地殼運動與海平面變化留下的痕跡。研究表明，這些大理石柱的海平面記錄是地殼運動的結(jié)果。我國沿海地區(qū)如遼寧旅大地區(qū)、山東榮成地區(qū)、福建漳州地區(qū)都有許多古海灘，如今已上升到海平面以上40～80m處。這與古海灘形成以來全球海平面上升總趨勢應(yīng)有的結(jié)果恰恰相反，說明我國上述沿海陸地，因構(gòu)造運動而抬升了。更多的構(gòu)造運動形跡被記錄在巖石中（圖12-1），這些巖石中的構(gòu)造形跡是研究地殼運動最直接的依據(jù)。圖12-1山體由地殼運動而強烈變形的巖層組成12.1構(gòu)造運動的一般特征構(gòu)造運動是由于地球的內(nèi)部平衡遭到破壞所引起的地殼或巖石圈的運動，其能量主要來自于地球內(nèi)部，是內(nèi)動力地質(zhì)作用的主要形式之一。事實上，地殼的任何一個地區(qū)，或者是上升、或者是下降、或者受到擠壓、或者正在伸展，總是在不停地發(fā)生著運動。構(gòu)造運動的方向性構(gòu)造運動的方向總可以歸結(jié)為垂直運動和水平運動兩種基本形式，垂直運動是指巖石圈發(fā)生垂直于地表的上升或下降的運動，水平運動則是平行于地表方向的運動。垂直運動所留下來的“記錄”比較直觀、容易識別，如山脈的形成很容易讓人聯(lián)想到地殼的垂直運動。前面所說的意大利那不勒斯地獄神廟（圖12-2）在1742年從火山灰中被挖掘出來，據(jù)考證是羅馬帝國時代的建筑（公元前105年）。廟前的三根大理石柱保留了地殼升降運動留下的痕跡。柱子下部一段被1538年爆發(fā)的火山灰所掩埋；中間2.7m長的一段，在地面沉降時被海水所覆蓋，上面長滿了各種海生附著動物的貝殼；上部則是從未被掩埋或海水覆蓋的部分。在18世紀中期，三根石柱全柱露出海平面，到20世紀初又開始下沉，反映了垂直運動的頻繁發(fā)生。圖12-2意大利那不勒斯附近的地獄神廟大理石柱現(xiàn)今地殼的垂直運動可以通過重復的大地測量來識別，精確的測量方法是采用激光測量儀。大地測量雖然比較精確，實施起來卻比較麻煩，具有實時性和直觀性的高新技術(shù)正在開發(fā)中。地質(zhì)歷史中的垂直運動則依靠地質(zhì)學家對巖石中的地質(zhì)記錄的分析完成，如研究地層剖面、鑒別不整合面、測量斷層位移、確定沉積相與古水深的關(guān)系等，不過這種分析更多的是定性的。水平運動的實際觀測要難一些，在地質(zhì)歷史中對大規(guī)模的水平運動的分析通常采用古地磁方法或生物群落與古地理之間的關(guān)系等方法進行；小規(guī)模的水平運動則是通過走滑斷層、推覆構(gòu)造等反映近水平運動的構(gòu)造形跡加以判別。現(xiàn)今的水平運動同樣可以通過大地測量來完成，美國就在圣安德裂斯斷層上布設(shè)了三角測量網(wǎng)，并定期進行了測量。當今全球衛(wèi)星定位系統(tǒng)的技術(shù)對水平分量的觀測已經(jīng)達到0.5cm的精度，可以滿足大部分科研工作的需要，因此，對水平運動的觀測已經(jīng)基本采用全球衛(wèi)星定位技術(shù)。垂直運動和水平運動是地球三維空間運動的兩個分量，二者有著密切的關(guān)系。水平運動可以引發(fā)垂直運動，如以水平運動為主的推覆作用可以引發(fā)推覆體的垂直運動，水平方向的拉張和擠壓過程使地塹、地壘中斷塊發(fā)生升降運動；垂直運動也可以引發(fā)水平運動，如地殼的均衡調(diào)整可以引發(fā)巖石圈地幔的水平運動等。實際上地殼運動更多的是介于二者之間的各種方向的運動。構(gòu)造運動的方向常具有周期性的反向，可有各種長度的周期，這是構(gòu)造運動的重要特征之一。構(gòu)造運動的速率和幅度構(gòu)造運動的速率有快有慢，快的時候人們可以感覺到，如地震（構(gòu)造運動的一種特殊形式），慢的時候人們很難察覺，許多構(gòu)造運動的速率都在每年幾個厘米幅度以下。但這種人類難以察覺的構(gòu)造運動卻是巖石圈運動的主流，正是這種緩慢的構(gòu)造運動，在數(shù)百萬年乃至上億年的累積作用中，使地球表面發(fā)生了翻天覆地的變化。如喜馬拉雅山在距今4億年之前還處于一片汪洋大海，到2.5億年前才開始升出海面，如今已成了世界最雄偉的山脈。水平運動，如印度大陸向歐亞大陸方向運動的速度大致為1～2cm/年，大洋中脊附近的洋殼運動速度大約為2～4cm/年。構(gòu)造運動的速率往往也有長短不同的周期性變化。構(gòu)造運動的幅度也有大有小，如果一個地區(qū)的構(gòu)造運動方向保持長時間不變，則構(gòu)造運動的幅度就會相當大。如珠穆朗瑪峰的上升幅度已經(jīng)超過萬米，如今依然在上升；我國東部的郯廬斷裂錯動距離在150～200km左右，美國西部圣安德列斯斷層的相對錯動距離已達480km，大西洋兩側(cè)的大陸漂移距離則在數(shù)千千米以上。構(gòu)造運動的空間分布特征構(gòu)造運動在不同的地區(qū)有不同的表現(xiàn)形式，活動性也有很大的不同。根據(jù)構(gòu)造活動性的不同，巖石圈可以劃分為穩(wěn)定區(qū)和活動帶兩種不同類型?；顒訋г谛螒B(tài)上呈在一個方向上延伸的帶狀。在現(xiàn)今的地球上，具有全球規(guī)模的活動帶有三條：環(huán)太平洋構(gòu)造帶由環(huán)太平洋周邊的山系、海溝、島弧和弧后盆地等組成，是巖石圈構(gòu)造活動最為活躍的地帶。我國東部地區(qū)屬于這一構(gòu)造帶范圍，火山、地震和構(gòu)造運動十分活躍；特提斯構(gòu)造帶西起美洲東部的加勒比地區(qū)，向東跨過大西洋到地中海及阿爾卑斯山，再往東經(jīng)喜馬拉雅山到橫斷山，然后轉(zhuǎn)向東南，通過東南亞后與環(huán)太平洋帶匯合。這是一個巨大的構(gòu)造活動帶，以地殼的縮短構(gòu)造運動和火山、地震活動為主要特征；大洋中脊帶全球最大規(guī)模的活動帶，以火山和地震活動為主要特征，因被海水所覆蓋，研究程度相對較低。除此之外，地球上還有很多構(gòu)造活動帶，如北美東部的阿帕拉契亞帶、烏拉爾—蒙古帶、昆侖—祁連—秦嶺帶，等等。這些帶主要的構(gòu)造活動發(fā)生在地質(zhì)歷史中，它們通常被稱為某某時代的造山帶或褶皺帶，其最重要的特征是，這里地層厚度巨大、巖層變形、變質(zhì)強烈，巖漿活動及伴生的內(nèi)生礦產(chǎn)豐富（圖12-3）。造山帶記錄了地質(zhì)歷史中曾經(jīng)發(fā)生過的，豐富多彩的各種地質(zhì)作用過程。我國是一個造山帶非常發(fā)育的國家，是造山帶研究最理想的野外實驗室之一。圖12-3造山帶中巖石強烈的破碎和變形穩(wěn)定區(qū)一般呈面狀展布，被活動帶所圍限；在地形上呈廣闊的平原、高地或盆地。根據(jù)穩(wěn)定區(qū)特征或研究視角的不同，學者們用不同的名稱予以表征，如巖石圈板塊、地塊、克拉通、地臺、地盾等。根據(jù)板塊構(gòu)造學說，地球上層的巖石圈可以劃分為七大板塊（參見12.3節(jié)）。穩(wěn)定區(qū)的構(gòu)造活動相對不活躍，火山、地震等作用微弱。構(gòu)造運動的周期性全球構(gòu)造運動在地質(zhì)歷史中并不是均勻的，而是表現(xiàn)為時而激烈、時而平靜的周期性變化。早在19世紀歐洲學者就已經(jīng)發(fā)現(xiàn)了造山作用表現(xiàn)出強弱不同的變形歷史，并建立了構(gòu)造旋回的概念，并且證明了每次構(gòu)造運動旋回都經(jīng)歷了拗陷、沉積、褶皺、變形，最后形成山脈的周期性演化。隨著地質(zhì)學研究的深入，從造山帶地層之間的接觸關(guān)系中又發(fā)現(xiàn)，每一次構(gòu)造旋回還可以劃分出若干次的構(gòu)造事件，施蒂勒將這些事件稱之為褶皺幕。周期性的構(gòu)造運動規(guī)模的大小不同，所影響的范圍也不同。大的構(gòu)造運動具有全球性，而且周期很長，如超大陸旋回，影響范圍遍及整個地球，其周期可達6～10億年；小的構(gòu)造運動則表現(xiàn)為區(qū)域性的，周期較短，如褶皺幕可能只分布在局部的造山帶中，周期只有幾個百萬年。關(guān)于構(gòu)造旋回的劃分，由于每次構(gòu)造運動在世界各地的強弱不同，表現(xiàn)方式也有所區(qū)別。尤其是太古宙和元古宙，由于地質(zhì)記錄保存不全，研究程度較低，世界各地的劃分方式有比較大的差異。構(gòu)造旋回和褶皺幕的概念起源于地槽學說，但對于構(gòu)造運動周期性的研究卻不因為某個學說的興衰而改變，因為構(gòu)造運動的周期性是客觀存在的，如板塊構(gòu)造學說中對威爾遜旋回的研究，幔柱構(gòu)造理論中對超大陸旋回的研究，等等。12.2構(gòu)造變動地殼巖石在構(gòu)造運動力的作用下，發(fā)生位移、變形、破壞的過程稱為構(gòu)造變動。構(gòu)造變動是構(gòu)造運動所保留的形跡，也是構(gòu)造運動的主要證據(jù)。構(gòu)造變動主要分為兩大類：褶皺變動和斷裂變動。圖12-4巖層的產(chǎn)狀要素示意圖根據(jù)斯坦諾關(guān)于地層層序律可知，如果地層并非水平、連續(xù)或由老到新順序沉積，則一定發(fā)生了什么地質(zhì)事件，而這些地質(zhì)事件大多是由構(gòu)造運動造成的，并留下了構(gòu)造運動的形跡——地殼變形。巖層變形后，其出露的空間方位發(fā)生了變化，表征巖層（或其他地質(zhì)體）空間方位的要素稱為產(chǎn)狀，由走向、傾向和傾角構(gòu)成（圖12-4）。走向是巖層和水平面交線的延伸方向，因此巖層的走向有兩個延伸方向，反映的是巖層在空間上的延伸方向。從走向的定義看，巖層的走向?qū)嶋H上是巖層在平面地質(zhì)圖上的延伸方向。傾向是巖層向下傾斜的方向。巖層的傾向與走向相互垂直，但傾向直接描述了巖層的傾斜方向。通常如果只描述地質(zhì)體的空間方位，則用傾向來描述；若強調(diào)地質(zhì)體的延伸方向（如斷層面），則用走向來描述。傾角是巖層與水平面的夾角，反映的是巖層的傾斜程度。地殼變形可以分為兩大類：褶皺和斷裂。褶皺變動巖層發(fā)生連續(xù)的彎曲變形稱為褶皺。褶皺可以分為三種基本類型：向斜、背斜和撓曲。從褶皺的形態(tài)看，兩側(cè)巖層向上彎曲的褶皺稱為向斜，兩側(cè)巖層向下彎曲的巖層稱為背斜（圖12-5），巖層急劇彎曲且連續(xù)地連結(jié)了近平行的兩側(cè)巖層部分稱為撓曲（圖12-6）。一般地，可以把單斜巖層作為褶皺的一種特殊類型。圖12-5向斜（右）和背斜（左）的組合圖12-6巖層中的撓曲褶皺的產(chǎn)狀要素通常用以下一些術(shù)語來描述（圖12-7）：翼部分布于褶皺兩側(cè)的巖層；核部褶皺出露的中間部位；轉(zhuǎn)折端泛指褶皺巖層兩翼互相過渡的彎曲部分；樞紐轉(zhuǎn)折端彎曲的最大曲率處稱為樞紐；軸面褶皺中各巖層的樞紐通常位于同一個平面，稱為軸面。如果褶皺的樞紐線與水平面有一定的夾角，稱此角為傾伏角，稱這種褶皺稱為傾伏褶皺。圖12-7褶皺要素示意圖實際上野外觀測中有時只能看到褶皺的剖面形態(tài)，有時則只能看到褶皺的平面形態(tài)，有時不論在平面上還是在剖面上都很難看到褶皺的全貌，這時需要對褶皺的產(chǎn)狀要素進行分析，尤其是對褶皺兩翼巖層新老順序的鑒別，成為區(qū)分褶皺類型的主要依據(jù)。如圖12-8所示，剖面上的背斜，在平面上表現(xiàn)為兩側(cè)的巖層較新，而中間的巖層較老。因此從本質(zhì)上看，不管是在平面上還是在剖面上，新、老順序呈對稱分布的巖層，都構(gòu)成褶皺；兩側(cè)新中間老的為背斜，兩側(cè)老中間新的為向斜。圖12-8褶皺剖面形態(tài)及其平面投影示意圖褶皺的分類存在多種方案，以下是主要根據(jù)褶皺要素的形態(tài)分類。根據(jù)褶皺軸面的產(chǎn)狀變化可以將褶皺分為（圖12-9）：對稱褶皺（a）：褶皺軸面直立，兩翼巖層的形態(tài)呈對稱分布；不對稱褶皺（b）：褶皺軸面直立，兩翼巖層的形態(tài)呈不對稱分布；傾斜褶皺（c）：褶皺軸面傾斜（注意和傾伏褶皺的區(qū)別）；圖12-9褶皺中軸面位置的變化及褶皺類型倒轉(zhuǎn)褶皺（d）：褶皺中有一翼的巖層發(fā)生倒轉(zhuǎn)；平臥褶皺（e）：褶皺的軸面呈近水平狀態(tài)（圖12-10）。圖12-10山體中的平臥褶皺根據(jù)褶皺的不同形態(tài)，褶皺可以有名稱不同的褶皺類型（圖12-11）：圖12-11不同的褶皺形態(tài)及名稱尖棱褶皺（a）：轉(zhuǎn)折端呈尖棱狀；梳狀褶皺（b）：形態(tài)如同梳子一齒，通常由一系列的褶皺組成，總體上就成了梳狀；拱狀褶皺（c）：轉(zhuǎn)折端呈圓滑的彎拱形；箱狀褶皺（d）：具有兩個軸面的褶皺，即褶皺有兩處大的轉(zhuǎn)折端，使褶皺具有箱子的形狀；扇狀褶皺（e）：形態(tài)如同打開的扇子，確定扇狀褶皺的類型（向斜或背斜）時需要特別注意，有時可能造成錯誤。等斜褶皺（f）：褶皺兩翼的巖層產(chǎn)狀近于平行，通常表現(xiàn)為一系列的緊密褶皺。褶皺還可以按照平面上出露的長度和寬度之比進行分類：出露的長度遠遠超過寬度的褶皺稱為線性褶皺，這種褶皺的兩翼巖層往往在很長的范圍內(nèi)平行延伸；長度和寬度小于3∶1的褶皺稱為短軸褶皺；長度和寬度大致相當?shù)亩梯S背斜被稱為穹?。▓D12-12）。線性褶皺往往是褶皺帶最重要的組成成分，構(gòu)成造山帶的主體。由一系列相互平行的線性褶皺共同組成向上彎曲的褶皺群被稱為復向斜；向下彎曲的褶皺群則被稱為復背斜。短軸褶皺一般出現(xiàn)在褶皺帶的邊緣部分，有時會形成一系列呈雁行排列的短軸背斜組合。穹隆往往發(fā)育在穩(wěn)定的地塊或大型的盆地之中。圖12-12一個穹隆的航空照片斷裂變動斷裂變動是指巖石發(fā)生破裂、斷開等不連續(xù)的變形。斷裂變動是地殼構(gòu)造變動中最主要的變形形式之一。實際上，地殼巖石中到處都可以見到斷裂變動，尤其是在造山帶，幾乎所有的巖石都遭受過強烈的斷裂變動。根據(jù)巖石破裂的情況可以把斷裂變動分為以下兩種基本形式：節(jié)理和斷層。節(jié)理節(jié)理是斷裂兩側(cè)巖塊沒有發(fā)生明顯位移的斷裂形式，有時也稱之為裂隙。根據(jù)節(jié)理形成的力學機制，又可以分為張節(jié)理和剪節(jié)理。張節(jié)理是巖石受到的拉張應(yīng)力超過巖石的抗張能力時所產(chǎn)生的破裂，因此，張節(jié)理的延伸方向通常與主張應(yīng)力方向垂直。在剪應(yīng)力的作用下，巖石中也會出現(xiàn)張節(jié)理，此種張節(jié)理大多呈雁列狀成群出現(xiàn)（圖12-13）。剪節(jié)理是巖石受到的剪切應(yīng)力超過巖石的抗剪能力時所產(chǎn)生的破裂。一般情況下，巖石抗剪切的能力遠遠小于它的抗壓能力，因此巖石在承受壓應(yīng)力的情況下往往先形成兩組互相交叉的剪節(jié)理，也稱為共軛剪切節(jié)理（圖12-14）。實驗表明，共軛剪節(jié)理的銳角指示主壓應(yīng)力的方向（圖12-15）。圖12-13不同期次的張節(jié)理白色部分是前期的被充填的雁行張節(jié)理黑色的節(jié)理是后期再拉張條件下形成的圖12-14巖石在壓應(yīng)力作用下發(fā)生的兩組共軛剪切節(jié)理圖12-15銳角指示主壓應(yīng)力方向斷層斷層是被切割巖層的兩側(cè)發(fā)生了明顯的相對位移情況下的斷裂。斷層通常也常被稱為斷裂，尤其是規(guī)模大的斷層。如圖12-16所示，斷層面是巖石的破裂面，兩側(cè)巖石沿此面發(fā)生了相對位移，位于斷層面之上的巖塊稱為上盤，位于斷層面之下的巖塊則稱為下盤。斷層根據(jù)斷層面兩側(cè)巖石的相對移動方向可以分為不同的類型。圖12-16斷層位移要素示意圖斷層兩側(cè)斷盤發(fā)生的相對運動是非常復雜的，可以有直線的、旋轉(zhuǎn)的、折線的（多期的）等不同的運動方式。要詳細描述斷層的實際位移情況是很困難的，實際工作中通常采用斷盤的相對錯動距離來刻畫斷層運動?；嗍侵笖鄬觾杀P錯動前的一點在錯動后對應(yīng)點之間的直線距離（圖12-16）。斷距是指斷層兩盤對應(yīng)巖層之間的相對距離。因此，對于同一條斷層，在不同的觀測剖面上得到的斷距是不一樣的（圖12-16）。根據(jù)測定的剖面方位不同還可以分為水平斷距、鉛直斷距、地層斷距等，不再贅述。圖12-17斷層要素及類型示意圖逆斷層上盤上升，下盤相對下降的斷層稱為逆斷層（圖12-17，圖12-18）。斷層面傾角大于45°的稱為沖斷層，傾角小于30°的則稱為逆掩斷層。逆斷層通常是在擠壓條件下形成的，也是造山帶最常見的斷層類型。正斷層上盤下降，下盤相對上升的斷層稱為正斷層（圖12-17，圖12-19）。正斷層通常在拉張條件下形成，是一些拉張盆地邊緣常見的構(gòu)造。圖12-18巖石中的逆斷層圖12-19巖石中的正斷層圖12-20美國西部圣安德列斯斷層圖中可以明顯地看出右旋走滑特征平移斷層（走滑斷層）斷層兩側(cè)巖塊沿水平方向相對錯動的斷層稱為平移斷層，發(fā)生水平錯動的巖層實際上是沿著斷層的走向相對滑動，因此也叫走滑斷層（圖12-17，圖12-20）。對于平移斷層，如果觀測者對面的巖塊（遠離觀測者的巖塊）向左運動，則稱為左旋平移斷層；如果觀測者對面的巖塊向右運動，則稱為右旋平移斷層。當逆斷層的斷層面幾乎近于水平（有時呈波狀起伏），且斷層上盤的位移量較大時，被稱為推覆構(gòu)造，斷層的上盤被稱為推覆體（圖12-21）。有些推覆體的水平推覆距離可以達到幾十千米甚至幾百千米，使得推覆體可以大范圍推覆到另一些巖層之上，此時，推覆構(gòu)造的上盤巖塊被稱為外來體，下盤巖塊則稱為原地體。推覆體的前沿部分經(jīng)常容易被風化剝蝕，而形成一些孤立的巖塊或小山峰，稱之為飛來峰；在一些切割較深的地形處，有時會在推覆體中間露出下部的部分原地體，類似一個小窗口，稱之為構(gòu)造窗。圖12-21推覆到白堊紀之上的前寒武紀灰?guī)r及其形成的構(gòu)造窗和飛來峰顯然，推覆體的水平位移量不小于飛來峰的最前沿到最后一個構(gòu)造窗（或者外來體上鉆孔鉆遇的原地體）處的距離。圖12-22大西洋中脊的轉(zhuǎn)換斷層體系沖斷層和推覆構(gòu)造的形成與水平方向的擠壓作用有關(guān)，通常在褶皺山系中較為發(fā)育，如阿爾卑斯山、喜馬拉雅山、天山等造山帶都發(fā)育了大量的推覆構(gòu)造，許多推覆構(gòu)造是在水平擠壓條件下與褶皺同時形成的，有些推覆構(gòu)造形成的前期就是褶皺作用。推覆構(gòu)造經(jīng)常與平移斷層相伴出現(xiàn)，即推覆構(gòu)造的前沿顯示為逆沖推覆作用，而在推覆體的兩側(cè)則發(fā)育平移走滑斷層。轉(zhuǎn)換斷層是橫切大洋中脊的巨大的斷裂體系（圖12-22）。轉(zhuǎn)換斷層是一種特殊的斷層類型，由于斷層橫切大洋中脊，當大洋中脊擴張時，中脊兩側(cè)的板塊相背離去，其運動方向如圖所示（圖12-23），于是形成了大洋中脊中央裂谷之間一段斷層兩側(cè)的斷塊發(fā)生相對的錯動，而中央裂谷以外的兩側(cè)斷塊則沒有明顯的位移。轉(zhuǎn)換斷層的這種運動方式，使得大洋中脊附近的地震大多集中在轉(zhuǎn)換斷層兩側(cè)中央裂谷之間的一段。轉(zhuǎn)換斷層是加拿大地質(zhì)學家威爾遜在1965年提出的一種新的斷層類型，在板塊構(gòu)造學說中具有重要的意義。轉(zhuǎn)換斷層既是板塊邊界的一種重要類型，又可以用來恢復板塊的運動特征（參看12.3節(jié)）。圖12-23轉(zhuǎn)換斷層的運動形式示意圖大型斷裂的判斷斷裂構(gòu)造往往不是由單一的斷層構(gòu)成的，尤其是造山帶中，通常發(fā)育一組大致平行的斷裂，成組的斷裂被稱為斷裂帶。斷裂帶的斷距有時在數(shù)百千米以上，寬度數(shù)千米到幾十千米，很難在野外觀測中找到斷面兩側(cè)的標志物。大型斷裂帶的存在可以通過以下一些方法判斷：地層或其他地質(zhì)現(xiàn)象的不連續(xù)大型斷裂帶由于兩側(cè)斷塊的相對位移量大，因此斷裂帶兩側(cè)的巖石類型通常會有較大的差別，造成地層的不連續(xù)。同樣，其他地質(zhì)現(xiàn)象在斷裂帶的兩側(cè)也會出現(xiàn)不連續(xù)（圖12-24）。圖12-24地層頂牛顯示斷層的存在破碎帶發(fā)育大型斷裂帶的形成往往經(jīng)過多次的反復的錯動，造成斷裂附近的巖石破碎形成破碎帶（圖12-25），尤其是由多個斷層組成的斷裂帶，中間部分的巖塊一般都會在斷層的活動中被碾壓成破碎程度不同的角礫，被斷層活動磨碎的泥質(zhì)成分稱為斷層泥。地質(zhì)歷史中的斷層角礫有時會重新固結(jié)成巖，形成斷層角礫巖。圖12-25斷層破碎帶斷裂活動的痕跡許多大型斷裂帶由于風化作用或其他堆積物的覆蓋，在地表往往是斷續(xù)出露。一些地段可能出現(xiàn)斷層一側(cè)的巖石被剝蝕而出露斷層面，在斷層面上往往會留下斷層活動的痕跡，如摩擦鏡面、擦痕等。摩擦鏡面是壓性斷層常見的現(xiàn)象，是由緊閉的斷塊相互錯動時產(chǎn)生的較為光滑的巖石表面（圖12-26）。擦痕同樣是斷層兩側(cè)巖塊相對錯動時留下的痕跡，斷面上擦痕的指向與另一側(cè)斷塊的運動方向一致，可以用來判斷斷層兩側(cè)巖塊的相對運動方向。斷層擦痕與冰川的擦痕有相似性，一般情況下，擦痕通常是沿運動方向較窄較淺（試與冰川擦痕對比），圖12-26中的擦痕顯示了另一側(cè)巖塊在此斷面上自右向左方向運動。由于斷裂的活動控制了斷裂帶中各種地質(zhì)作用的進行，因此斷裂帶中各種與斷裂帶延伸方向一致的線性構(gòu)造極為發(fā)育，許多地質(zhì)體也呈長軸狀沿斷裂帶延伸，是識別斷裂帶的重要標志。圖12-26斷面上的擦痕顯示另一側(cè)斷塊在此斷面上自右向左運動斷層三角面在盆山組合中，造山帶的隆起抬升和盆地的沉降一般是通過斷層進行轉(zhuǎn)換，許多造山帶與盆地接觸的山前經(jīng)常發(fā)育斷裂帶，這種斷裂帶經(jīng)常把山梁切斷，山梁抬升后就在山前形成一系列的三角面（圖12-27）。圖12-27山前的斷層切斷山梁形成一系列的斷層三角面斷層組合大型斷裂帶中經(jīng)常出現(xiàn)一系列的正斷層組合，偶爾也有高角度逆斷層參與形成特殊的構(gòu)造類型：地壘和地塹。如果兩個相背傾斜的正斷層擁有共同的上升盤，則稱之為地壘（圖12-28a）；如果兩個相向傾斜的正斷層擁有共同的下降盤，則稱之為地塹（圖12-28b）。貝加爾地塹、萊茵地塹都是地塹研究的經(jīng)典地區(qū)，強烈的下陷使貝加爾湖的水深達到了1731m。我國的汾渭地塹與貝加爾湖形態(tài)極為相似，且地理位置（經(jīng)度）也有類似之處。圖12-28正斷層組合形成的地壘和地塹長數(shù)百千米到數(shù)千千米，寬數(shù)十千米，深數(shù)千米的巨大地塹被稱為裂谷或裂谷系，裂谷不僅發(fā)育在大陸，還發(fā)育在大洋，如東非裂谷和大洋中脊上的中央裂谷。所有的裂谷都是巖石圈在拉張作用下發(fā)生減薄破裂而形成的，下部地幔的熱物質(zhì)上升，造成裂谷的高熱流值，火山、地震作用較為頻繁。12.3板塊構(gòu)造學說要點早在魏格納的大陸漂移學說之前，“固定論”與“活動論”的學者就已經(jīng)展開了激烈的論戰(zhàn)，大陸漂移在當時未被接受的主要原因是來自地球物理學界的反對。巖石物理的研究表明，要使大陸地殼在地幔上發(fā)生水平運動，需要克服地殼與地幔之間的摩擦力，而不論是魏格納還是其他指出活動論的學者，都無法給出這種力的來源。因為長距離漂移的大陸，其輪廓保持不變表明大陸是在近于剛性的條件下發(fā)生漂移的，而剛性巖石之間的摩擦力之大是難于克服的。因此可以說板塊構(gòu)造學說的創(chuàng)立是基于以下的基本事實和假說之上的?；臼聦嵟c假設(shè)第一個基本事實是軟流圈的確認。板塊構(gòu)造學說建立之前，地質(zhì)學家對地球的圈層結(jié)構(gòu)有了一些新的認識，在大約200km深度的位置上有一個S波的低速層，科學家們因此推測該層物質(zhì)的塑性程度較高，在動力的作用下可以發(fā)生緩慢的流動，并稱之為軟流圈。在軟流圈之上的地殼和上地幔的堅硬部分則稱之為巖石圈。這一認識重新劃定了固體地球上部的兩個圈層，也使得大陸以巖石圈板塊的形式在軟流圈上的漂移得到認同。第二個基本事實是通過地球上一些星球規(guī)模的構(gòu)造帶可以把巖石圈劃分為若干個板塊。如果把環(huán)太平洋構(gòu)造帶、特提斯構(gòu)造帶、大洋中脊帶這些全球規(guī)模的、也是地球上最活躍的火山、地震帶表示到地圖上，再輔以合適的轉(zhuǎn)換斷層，就可以清楚地看到，地球表面被自然地劃分為若干塊體，即板塊。第三個基本事實是巖石圈板塊可以發(fā)生大規(guī)模水平運動。不管是大陸漂移學說還是海底擴張學說，所要說明的很重要的一個問題是巖石圈的水平運動是客觀存在的，這一事實在20世紀60年代已經(jīng)得到了地質(zhì)學家的普遍認同。為了更好的解釋板塊的運動方式和基本特征，板塊構(gòu)造學說提出時還提出了兩個基本假說，但對于板塊構(gòu)造學說的理論體系來講，這兩個假說并不是必須的。第一個基本假說就是巖石圈板塊是剛性的。這個假說主要用來解釋板塊的地質(zhì)作用主要發(fā)生在邊界上，反映了板塊之間的相互作用主要集中在板塊邊界上，而板塊內(nèi)部則比較穩(wěn)定。同時剛性板塊可以進行長距離的應(yīng)力傳遞，為板塊驅(qū)動機制中力的來源問題和傳遞問題提供了一個解決方案。第二個基本假設(shè)是地球的表面積基本保持不變。這樣在地球的某個地方如果發(fā)生板塊的增生，就會在另一個地方發(fā)生消減。板塊的邊界類型板塊的邊界有三種類型：離散型邊界、匯聚型邊界和轉(zhuǎn)換型邊界（圖12-29）。圖12-29板塊邊界的三種不同類型離散型邊界除非洲和北美西部的幾個裂谷帶之外，現(xiàn)存的所有離散型邊界幾乎全被海水淹沒，使得我們難以觀察這些區(qū)域的特征。板塊沿著洋中脊分開，并相背運動。高溫的地幔物質(zhì)從地幔深部上涌充填板塊運動后留下的空隙，部分物質(zhì)噴發(fā)到地表形成玄武巖，從而在板塊的后部邊緣出現(xiàn)新生的巖石圈。大洋中脊地形較高，因為組成它的物質(zhì)溫度較高，而密度較低，所以洋脊中央裂谷部位的熱流比洋脊兩側(cè)老洋殼的熱流要高出6倍左右。當古板塊破裂并漂移時，新板塊也同時形成，例如東非裂谷被認為是沿初期離散型板塊邊界形成的，以裂谷及火山活動為特點，進一步發(fā)展成為紅海裂谷，幾乎使沙特阿拉伯完全從非洲分離出去。離散型邊界以拉張作用為特征，張應(yīng)力產(chǎn)生斷裂，地幔部分熔融產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖漿沿著這些裂隙侵入或噴出。這些巖漿冷卻之后成為板塊的一部分，地表面積的一半以上是由沿離散型邊界的火山作用產(chǎn)生的。匯聚型邊界匯聚型邊界兩側(cè)的板塊相向運動，是一個地質(zhì)作用復雜的地區(qū)，它以巖漿作用和構(gòu)造變形變質(zhì)作用為特征，又可以分成兩種基本類型：俯沖型邊界和碰撞型邊界。俯沖型邊界有一側(cè)的板塊俯沖到軟流圈，并受熱熔融并最終成為地幔的一部分，由于陸殼物質(zhì)的密度較小，洋殼的密度較大，發(fā)生俯沖的板塊通常是大洋板塊，俯沖作用通常會形成海溝、島弧、弧后盆地的地貌組合，稱為溝-弧-盆體系，環(huán)太平洋構(gòu)造帶是俯沖型邊界的典型代表。碰撞型邊界兩側(cè)通常都是大陸板塊，二者不再發(fā)生俯沖而進入地幔，而是以地殼的變形縮短和巖漿作用為主，并最終“焊接”在一起，在板塊的結(jié)合處形成一系列的山脈，以喜馬拉雅山為代表的特提斯構(gòu)造帶是碰撞型邊界的代表。轉(zhuǎn)換型邊界轉(zhuǎn)換型邊界位于相鄰板塊相互錯動的地方，沿轉(zhuǎn)換斷層發(fā)育，在邊界處既沒有物質(zhì)的增生，也沒有物質(zhì)的消減。轉(zhuǎn)換型邊界的地震影響如圖（圖12-29C）所示，它們分隔了大洋洋脊。斷裂兩邊出現(xiàn)的地質(zhì)體年齡略有差別。值得注意的是在斷裂帶附近，地殼減薄。轉(zhuǎn)換斷層以不同的形式將匯聚板塊和離散型板塊邊界連接起來。在被錯斷的各段洋脊處，轉(zhuǎn)換斷層將兩個離散型板塊邊界連接起來，轉(zhuǎn)換斷層也可以將山脊與海溝或海溝與海溝連接起來。但不管轉(zhuǎn)換斷層以何種方式連接其他板塊邊界，轉(zhuǎn)換型邊界都與板塊相對運動的方向平行。板塊劃分方案根據(jù)全球規(guī)模的構(gòu)造帶分布所構(gòu)成的自然邊界，可以將巖石圈板塊劃分如下（圖12-30）：圖12-30全球板塊劃分方案7大板塊歐亞板塊、非洲板塊、印度一澳洲板塊、北美板塊、南美板塊、南極州板塊、太平洋板塊；7小板塊菲律賓板塊、阿拉伯板塊、加勒比板塊、納茲卡板塊、胡安德富卡板塊、可可板塊、斯科第亞板塊。板塊劃分的主要依據(jù)是全球規(guī)模的構(gòu)造帶，但不同的學者對板塊的劃分可能有一些小的差別，主要是小板塊的劃分上有所不同。實際上大部分的小板塊是古板塊未完全被俯沖消減的殘余部分，如太平洋東岸的幾個小板塊，可能是原東太平洋板塊的組成部分，絕大部分現(xiàn)在已經(jīng)被俯沖到美洲板塊之下。板塊的運動形式巖石圈板塊的運動遵守空間幾何學球面運動的歐拉定律。這是因為巖石圈板塊是在地球的球面上的運動，即在地球表面運動的板塊必定是繞某個極點的旋轉(zhuǎn)運動（圖12-31）。當板塊從球面的A位置移動到B位置時，Q、P、R各點所運動的軌跡如圖所示，各自畫出不同半徑的圓弧，與這些圓弧相適應(yīng)的大小不同的圓必定構(gòu)成一個統(tǒng)一的旋轉(zhuǎn)軸，旋轉(zhuǎn)軸與地球表面的交點稱為旋轉(zhuǎn)極，也稱為歐拉極。圖12-31板塊的球面運動方式圖12-32板塊的相對運動形成不同的歐拉極需要指出的是，歐拉極與地球的自轉(zhuǎn)軸和磁極并不重合。如圖（圖12-32）所示，板塊A、B之間相對運動的歐拉極與板塊B、C之間相對運動的歐拉極在地球表面有不同的位置，與地理北極也有較大差異。通過板塊運動的這種方式，可以利用板塊運動留下的痕跡（主要為轉(zhuǎn)換斷層）來恢復板塊相對運動的方向與歐拉極。我們還應(yīng)注意到相對于轉(zhuǎn)動極點而言，轉(zhuǎn)換斷層恰好位于緯度線上。從大西洋的海底地貌圖中可以看出，大多數(shù)轉(zhuǎn)換斷層都是這樣的。這一現(xiàn)象說明，大西洋兩岸板塊的相對運動可能受到地球自轉(zhuǎn)的影響。板塊的驅(qū)動機制板塊構(gòu)造的基本內(nèi)容在20世紀70年代就已經(jīng)形成，但地球科學家至今對板塊的驅(qū)動力問題仍未達成共識，這是因為大部分的板塊驅(qū)動力理論都處于假設(shè)階段，檢驗各種驅(qū)動力是否確實存在是十分困難的。比較讓學者相信的板塊驅(qū)動力學說主要有：俯沖板塊由于相變所產(chǎn)生的重力拖曳力、洋脊擴張產(chǎn)生的側(cè)向推擠力和地幔對流產(chǎn)生的底部托舉力。在20世紀80年代，許多科學家認為板塊的主要驅(qū)動力主要來自是俯沖板塊的重力拖曳力，洋脊的側(cè)向推擠力被認為僅次于重力拖曳力，但仍是板塊運動很重要的驅(qū)動力。90年代以后，絕大部分的學者又傾向于地幔對流是板塊運動的主要驅(qū)動力。盡管板塊構(gòu)造中仍有許多未解決的問題，大多數(shù)學者認為板塊運動的基本能量來自于地球內(nèi)部，能量以對流的方式傳遞。地幔內(nèi)的高溫物質(zhì)上升到巖石圈底部，并開始水平運動，而后冷卻下沉到地幔深處再加熱上升，形成一個物質(zhì)循環(huán)，這一循環(huán)周而復始。與這種對流類似的例子見于水壺的加熱，壺底受熱升溫，隨后膨脹并且密度降低，高溫的流體上升到頂部，然后被迫水平運動，隨后冷卻，因密度增大而下沉（圖12-33）。大多數(shù)地質(zhì)學家認為地幔對流是引起板塊運動的根本原因，但對地幔對流的形式仍有不同的見解，即上地幔對流模式和全地幔對流模式。地幔對流引起巖石圈裂解，并且隨著對流環(huán)頂部的托舉和傳送作用把巖石圈帶到俯沖帶附近，下沉的對流環(huán)位于海溝處，它有可能將巖石圈帶入地幔。有很多現(xiàn)象可用作為地幔對流的佐證，如在夏威夷的一個火山口的熔巖湖中觀察到了類似地幔對流的過程，火山口中熔巖在冷卻過程中逐漸地凝固，由于凝固的熔巖比巖漿的密度高，不久即裂成幾塊并逐漸沉入巖漿湖中。巖石圈板塊的運動與地幔對流存在著密切的關(guān)系，因此，有的學者認為板塊和地幔組成一個系統(tǒng)，在這一系統(tǒng)內(nèi)二者相互作用。當然，地幔對流與地表所見的巖石圈運動可能存在著本質(zhì)的區(qū)別。上地幔對流模式的倡導者認為，地幔對流主要發(fā)生在地幔上部。巖石圈板塊被認為可以直接俯沖到670km深處，在此深度以下由于沒有深源地震，可能俯沖板塊已經(jīng)重新熔化。因此，在700km以下，即使地幔對流存在，可能也與板塊的運動無關(guān)。這個模式的主要證據(jù)來自洋中脊玄武巖的地球化學特征，由地球化學特征推算這些玄武巖來源于上地幔。下地幔未受板塊俯沖作用的改造，它的巖漿極少到達地表。這種模型的支持者認為上地幔與下地幔之間存在明顯的界線，相互之間很少有物質(zhì)的交換，下地幔主要是提供熱源。圖12-33蠟的對流模型圖12-34地幔的三維對流模型全地幔對流的支持者認為，地幔對流涉及整個地幔，其熱源來自外核（圖12-34）。這兩種模型的最顯著的區(qū)別在于對流環(huán)的規(guī)模，根據(jù)瑞利理論，對流環(huán)的長短軸應(yīng)該大致相當，長短軸之比超過一定的數(shù)值，大的對流環(huán)將分解成一些小的對流環(huán)。從大洋中脊到俯沖帶的距離看，構(gòu)成驅(qū)動板塊運動的對流環(huán)應(yīng)該有足夠的大，只有全地幔對流才能滿足條件。威爾遜旋回板塊學說的創(chuàng)立，對一些全球構(gòu)造問題給予了合理的解釋。加拿大人威爾遜按照大洋盆的生命周期順序，把大洋形成、發(fā)展和演化分成六個階段，形象的概括了大洋從張開到閉合的整個過程。杜威和伯克將這一發(fā)展過程稱為威爾遜旋回。裂谷作用是大洋形成的第一階段（胚胎期），以東非大裂谷系統(tǒng)為代表（圖12-35，圖12-37a）。大陸板塊在下部地幔對流的作用下發(fā)生解體，形成一個長軸狀的線性裂谷，其中央部分多發(fā)育河流，兩側(cè)部分通常是由拉張應(yīng)力產(chǎn)生的巨大下降斷塊。目前大部分的學者認為，在大陸解體的原因可能是源于地幔柱。來自地幔深處的超級幔柱上升的熱流或巖漿，使巖石圈受熱膨脹，形成大規(guī)模的穹?。▓D12-36），膨脹的進一步擴大導致巖石圈破裂，并形成三支夾角120°裂谷，稱為三連點。三連點的其中兩支逐漸與其他三連點會合，形成線性洋盆（圖12-37b），另一只則逐漸夭亡，形成拗拉槽。圖12-35東非裂谷系與紅海、亞丁灣構(gòu)成了三連點圖12-36巖石圈破裂的最初階段和其后的發(fā)展演化紅海、亞丁灣代表裂谷作用的進一步發(fā)展階段（幼年期）?，F(xiàn)在的阿拉伯半島已經(jīng)完全與非洲分離，并且正在產(chǎn)生一個新的線性洋盆。其特征是具有典型增生邊界的大洋中脊的存在，中脊發(fā)育有中央裂谷和轉(zhuǎn)換斷層。紅海中脊發(fā)現(xiàn)的高溫鹵水區(qū)就是在中央裂谷和轉(zhuǎn)換斷層交會處發(fā)現(xiàn)的，顯示了這一構(gòu)造單元的高熱流值。大西洋代表北大陸漂移和海底擴張更為高級的階段（成年期）。大洋形成最初大洋中脊附近并沒有殼幔的分異，來自上地幔的增生物質(zhì)使大洋中脊不斷擴大，并把中脊兩側(cè)的新生巖石推擠開，慢慢遠離擴張中心，新生巖石也逐步冷卻下來。大洋表面的巖石由于溫度壓力的下降開始發(fā)生相變，從而產(chǎn)生了殼幔分異。此時大洋已經(jīng)發(fā)育成熟，形成包括中脊和洋盆的完整大洋（圖12-37c），但仍以洋殼增生為主，未出現(xiàn)俯沖消減作用。圖12-37大洋發(fā)育成熟的過程大洋發(fā)育成熟之后就逐漸地走向它的末日（衰退期）。太平洋就是處于衰退期的典型大洋，雖然太平洋目前仍然是世界上最大的大洋，但比起中生代它所具有的規(guī)模來已經(jīng)小得很多了。這一階段最典型的特點是大洋的增生和消減并存，但俯沖消減的速度要大于增生的速度。在大洋中脊，來自地幔深處的巖漿作用依然存在，洋殼還在增生；在大陸邊緣，由于俯沖作用的存在，大洋周邊的陸緣發(fā)生了復雜的構(gòu)造——巖漿作用，形成了以海溝-火山弧-弧后盆地為典型組合的活動大陸邊緣（圖12-38）。圖12-38太平洋各構(gòu)造單元的分布及地質(zhì)作用地中海是大洋演化另一個階段（終了期）的典型。這一階段大洋已不再增生，在俯沖作用下，大洋的規(guī)模急劇縮小。今天的地中海只有很少的古特提斯大洋殼的殘余，不久將要完全閉合（圖12-39a）。大洋演化的最后階段就是完全閉合，留下一條古大洋的遺跡，結(jié)束了大洋的演化。喜馬拉雅北側(cè)的雅魯藏布江蛇綠巖帶，代表印度次大陸塊與亞洲大陸塊之間的碰撞縫合帶，它也是古特提斯洋的遺跡（圖12-39b）。圖12-39大洋演化的最后階段第十三章地震作用地震是構(gòu)造運動的一種特殊形式，也是地球內(nèi)部存在巨大能量的證明。換句話說，當?shù)厍騼?nèi)部能量積累到一定程度時，就會以地震、火山等形式向外釋放能量。據(jù)不完全統(tǒng)計，全世界每年發(fā)生的地震約500萬次，其中絕大部分不被人類所察覺，大約只有5萬次人類能夠感覺到，稱為有感地震，而造成破壞的強烈地震每年則只有十幾次（圖13-1），造成人類巨大傷亡的地震則更少。圖13-1一組地震造成破壞的圖片雖然造成人類巨大傷亡的地震次數(shù)很少，但地震的破壞力和造成的傷亡仍然是無法估量的，地震是對人類最具威脅的自然現(xiàn)象。史料記載：1556年發(fā)生在陜西華縣的地震造成約83萬人死亡，八百里秦川哀鴻遍野，這次地震災(zāi)害可能是造成人類史上死亡人數(shù)最多的自然災(zāi)害；1920年寧夏海原發(fā)生8.5級地震，造成的死亡總?cè)藬?shù)為23.4人，其中以震中海原縣最嚴重，達7萬人，占縣總?cè)藬?shù)的一半以上；1923年的日本關(guān)東大地震造成14.3萬人死亡，對日本的經(jīng)濟造成了巨大的破壞；1976年7月28日唐山大地震把唐山市夷為平地，大約有24萬人死亡，給唐山人民帶來了巨大的災(zāi)難；1985年發(fā)生在墨西哥城的地震造成了9500多人死亡，由于地震發(fā)生在墨西哥首都，引起世界的極大震動；1999年土耳其地震造成1.7萬人死亡，4.4萬人受傷，25萬人無家可歸；2008年5月12日汶川地震死亡和失蹤人數(shù)約10萬人，給川西社會及經(jīng)濟發(fā)展造成了巨大的損失（圖13-2）；2010年1月12日海地地震造成包括我維和部隊8名戰(zhàn)士在內(nèi)的21.2萬人死亡，為美洲地震史上死亡人數(shù)最多的一次地震災(zāi)難。圖13-25·12汶川地震后的北川廢墟13.1地震的成因地震的成因是相當復雜的，各種成因假說也很多，但不管何種成因假說，幾乎所有科學家都認為，地震是由于震源區(qū)物質(zhì)發(fā)生瞬時位移所形成的彈性波到達地表所引起的震動。一般認為，地震的成因是因為地球內(nèi)部巖石所承受的應(yīng)力超過了巖石的強度發(fā)生破裂而產(chǎn)生的。地殼上部的巖石是一種彈性物質(zhì)，容易發(fā)生各種彈性變形（圖13-3）。原始狀態(tài)中的巖石在應(yīng)力作用下不斷發(fā)生變形，在巖石的彈性應(yīng)變范圍內(nèi)，這種變形并沒有釋放能量，而是轉(zhuǎn)化成應(yīng)變的形式，并隨著能量的積累使應(yīng)力和應(yīng)變不斷加大。每一種巖石都有自己的強度，也有一定的彈性變形范圍，當?shù)厍騼?nèi)部巖石所承受的應(yīng)力超過了巖石所能承受的彈性變形范圍時，巖石便發(fā)生破裂，同時由于彈性回跳而發(fā)生震動，地震就此發(fā)生了。地震過后，地球內(nèi)部的能量得到了釋放，但巖石的斷裂變形卻無法再恢復。地震往往沿一些斷裂帶發(fā)生，因為斷裂帶是地球內(nèi)部的薄弱環(huán)節(jié)，巖石的聯(lián)結(jié)性差，容易發(fā)生位移變形。另外，由于斷裂帶的存在使應(yīng)力的傳遞發(fā)生障礙，應(yīng)力場不連續(xù)，在斷裂帶的兩端容易產(chǎn)生應(yīng)力集中而發(fā)生地震。這些斷裂帶被稱為發(fā)震斷裂或地震活動斷裂。如美國西部的圣安德列斯斷層就是一條發(fā)震斷裂，沿此斷裂帶已經(jīng)發(fā)生了多次破壞性很強的地震，造成了舊金山、洛杉璣等城市的破壞。在地殼的下部到上地幔670km深處仍有很多地震發(fā)生，這種地震的成因很難用巖石斷裂的彈性回跳來解釋，因為在地球內(nèi)部深處，巖石的塑性程度已經(jīng)大為提高，巖石的變形主要以塑性為主。因此，有的科學家認為，中深源地震可能有另外的成因。一種看法是深部巖石在高溫高壓的作用下從一種結(jié)晶狀態(tài)變成另一種狀態(tài)，即相變使巖石的體積突然變化而發(fā)生地震。另一種看法是板塊在俯沖過程中，俯沖的板塊與上地幔摩擦而發(fā)生地震，俯沖帶的震源分布特征（和達-貝尼奧夫帶）也為這種觀點提供了依據(jù)。圖13-3地震成因示意圖13.2地震的研究方法我國對地震的研究由來已久，早在兩千年前的漢代，我國的古代著名科學家張衡便發(fā)明了候風地動儀（圖13-4），巧妙地利用重錘原理和地震波的傳遞特征來確定地震發(fā)生的方位，開創(chuàng)了世界地震研究之先河。隨著科學技術(shù)的發(fā)展，對地震地質(zhì)的研究也在不斷地深入，各種地震的研究方法、理論也不斷地取得進展。一般概念圖13-4根據(jù)古書記載復制的候風地動儀模型震源地震研究中最常使用的概念是震源，即地震發(fā)生的地點。震源實際上并不是地球內(nèi)部發(fā)生地震的一個點，通常是一定范圍內(nèi)遭到破壞的巖石。震中震中則是地震震源在地表的垂直投影點，也是震源與地表最近的距離，通常在震中附近地區(qū)地震的破壞程度最大。地震烈度級地震烈度級是用來刻畫地震對地表設(shè)施破壞的程度，目前中國、俄羅斯和美國均采用12級地震烈度劃分，日本則采用8級地震烈度劃分。我國的12級地震烈度劃分的破壞程度如表13-1所示。表13-1中國地震烈度表地震震級地震震級是用來表示地震所釋放的能量大小的度量。震級最初的含義是標準地震儀在距離震中100km處所記錄的最大振幅的對數(shù)值，振幅以微米（μm）為單位。震級能量E與振幅M的關(guān)系為：lgE＝11＋1.6M不同震級所釋放的能量如表13-2所示，地震每相差一個能量級，其釋放的能量相差約31.6倍。表13-2震級與能量關(guān)系表地震產(chǎn)生的震動以波的形式傳遞能量，地震波具有波的各種特點，地震波有3種形式：縱波、橫波和面波。地震發(fā)生時在震源處同時產(chǎn)生縱波和橫波，由于縱波的傳播速度比橫波快，因此最先到達地表的是縱波。地震波到達地表時會引起地表發(fā)生另一種形式的振動——面波，面波只沿著不同介質(zhì)之間的界面?zhèn)鞑?，但面波的波長較長，振幅大，會對地表建筑物造成很大的破壞。地震波在傳遞過程中通過不同的介質(zhì)會時會發(fā)生折射，并且在界面處形成新的縱波、橫波和面波。一次地震過程通常并不只是一次震動，實際過程是相當復雜的。在主震發(fā)生之前通常會有一些前震，主震發(fā)生之后還會發(fā)生一些余震。這一特征反映了震源區(qū)巖石從局部遭受破壞，到整體破壞，再到破壞后能量逐漸釋放的過程。但有時一次地震過程卻不容易區(qū)分出哪一次地震是主震，而是通過多次震級相近的地震釋放的。如1997年發(fā)生在新疆伽師的地震就發(fā)生了6次強度相當?shù)牡卣?，很難區(qū)分哪一次是主震（稱為震群型地震）。地震的類型地震按其發(fā)生的原因可以分為三大類：陷落地震、火山地震和構(gòu)造地震。陷落地震是由地面塌陷、山崩等作用引起的。陷落地震多發(fā)生于石灰?guī)r地區(qū)或礦區(qū)，由于石灰?guī)r地區(qū)的巖溶作用、礦區(qū)采掘的巷道使地下出現(xiàn)空洞，洞頂失去支撐力而發(fā)生陷落引起地表振動而形成地震。高山地區(qū)的懸?guī)r崩落也可以引起地震，但這種地震的規(guī)模比較小，影響的范圍也很小?；鹕降卣鹗怯苫鹕交顒铀鸬模涮攸c是僅局限于火山活動帶，影響范圍也不大。在火山爆發(fā)之前由于巖漿在地下運移，會使地殼應(yīng)力發(fā)生改變引起地震，1959年夏威夷基拉維厄火山爆發(fā)之前幾個月就發(fā)生了一連串的地震。構(gòu)造地震是由巖石圈的構(gòu)造運動所引起的，也是地球上數(shù)量最多、規(guī)模最大的地震類型。其特點是活動頻繁、持續(xù)時間長、分布范圍廣。破壞性極強的地震是自然災(zāi)害中危害最為嚴重的一種。全世界發(fā)生的所有地震中，構(gòu)造地震的數(shù)量在90%以上。另外人工爆破、水庫蓄水等人為因素也會引起地震，有些水庫誘發(fā)地震甚至達到相當大的規(guī)模，造成強烈的破壞，但這類地震不屬于自然的范疇。根據(jù)地震的震源深度，還可以把地震分為淺源地震、中源地震和深源地震。淺源地震——震源深度為＜70km；中源地震——震源深度為70～300km；深源地震——震源深度為＞300km。破壞性地震的震源深度一般都不超過100km。1999年9月21日我國臺灣地區(qū)發(fā)生的淺源地震是一種特殊類型的地震，震源深度只有1.5km，5級以上余震達37次之多，其形成機制還有待研究。地震的地理分布大約有95%的地震主要發(fā)生在構(gòu)造活動帶，全球地震主要分布在三個帶上，即環(huán)太平洋構(gòu)造帶、特提斯構(gòu)造帶和大洋中脊帶（圖13-5），其中環(huán)太平洋構(gòu)造帶是全球規(guī)模最大的地震帶。大陸內(nèi)部造山帶也常有地震發(fā)生。中國被環(huán)太平洋構(gòu)造帶、特提斯構(gòu)造帶所包圍，是個地震多發(fā)的國家。環(huán)太平洋地震帶分布于瀕臨太平洋的大陸邊緣與島嶼。從南美西海岸安第斯山開始，向南經(jīng)南美洲南端、馬爾維納斯群島（?？颂m群島）到南喬治亞島；向北經(jīng)墨西哥、北美洲西岸、阿留申群島、堪察加半島、千島群島到日本群島；然后分成兩支，一支向東南經(jīng)馬里亞納群島、關(guān)島到雅浦島，另一支向西南經(jīng)琉球群島、我國臺灣、菲律賓到蘇拉威西島，與地中海-印尼地震帶匯合后，經(jīng)所羅門群島、新赫布里底群島、斐濟島到新西蘭。這條地震帶集中了世界上80%的地震，包括大量的淺源地震、90%的中源地震、幾乎所有深源地震和全球大部分的特大地震。在環(huán)太平洋地震帶中超深斷裂帶特別引人注意，西太平洋地震帶的分布從深海溝的軸部開始向島弧之下傾斜，東太平洋地震帶則是向美洲大陸之下傾斜。一般情況下，震源帶的上部具有相對平緩的（15°～45°）傾角，并一直延伸到約100km深處，下部則具有較陡的傾角（60°或＞60°）。日本地球物理學家上田誠也（S.Uyeda）根據(jù)震源帶的傾角和相伴的一些現(xiàn)象，劃分出兩種不同的震源帶：具有陡傾角的馬里亞納型，不僅發(fā)育中源地震，還發(fā)育深源地震；具有緩傾角的智利型，實際上缺乏深源地震。除了太平洋的邊緣之外，超深的震源帶也出現(xiàn)在印度洋里。在印度洋，伴隨著在桑德海溝旁出露于海平面以上的馬來島，震源帶的深度超過600km。展布在大西洋中的加勒比和南桑德維奇震源帶，可以認為是環(huán)太平洋帶的伸出部分，巽他帶也具有環(huán)太平洋帶的一些屬性，所以環(huán)太平洋帶是地球主要的地震活動帶。圖13-5全球地震帶分布圖特提斯地震帶西起大西洋亞速爾群島，向東經(jīng)地中海、土耳其、伊朗、阿富汗、巴基斯坦、印度北部、中國西部和西南部邊境、經(jīng)過緬甸到印度尼西亞，與環(huán)太平洋地震帶相接。它橫越歐亞非三洲，全長2萬多千米，基本上與東西向火山帶位置相同，但帶狀特性更加鮮明。該帶集中了世界15%的地震，主要是淺源地震和中源地震，缺乏深源地震。在非洲-歐亞之間的地震帶中以淺源地震為主，一般沒有深源地震（＞300km）。該帶的卡拉布里地區(qū)（亞平寧半島的南端）和克里特島等地段具有中源地震，可以勾畫出傾斜的震源帶。再向東去，沿著阿拉伯海北岸的馬克蘭，西興都庫什和喜馬拉雅山也有向北傾斜的震源帶。在帕米爾則有方向相反的，也就是向南傾的震源帶。喜馬拉雅帶在布拉馬普特拉河谷與巽他（馬來）帶的北延部分相合。該帶在直布羅陀弧區(qū)有深度達650km的震源；在第勒尼安海（地中海之一部分）有達450km震源；在羅馬尼亞喀爾巴阡山劇烈轉(zhuǎn)彎的伏蘭恰地區(qū)有150km的震源；大高加索的東段有深度達150k