请教下物理高手和地理高手，狭管效应的原理是什么呢？小弟感激不尽，谢谢！！！不想要百度的答案。谢谢_百度知道陈效逑 - 自然地理学原理 - 第01章-1_图文_百度文库
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陈效逑 - 自然地理学原理 - 第01章-1
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&&陈​效​逑​ ​-​ ​自​然​地​理​学​原​理​
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​此​为​北​京​大​学​城​市​与​环​境​学​院​资​深​教​授​陈​效​逑​老​师​所​讲​授​的​《​自​然​地​理​学​原​理​》​课​程​的​提​纲​,​可​供​选​修​这​门​课​的​同​学​进​行​学​习​参​考​。​(​声​明​：​此​资​料​只​用​于​个​人​学​习​,​不​可​用​于​商​业​用​途​。​请​在​下​载​后4​小​时​内​删​除​,​并​到​官​网​下​载​完​整​的​讲​义​资​料​。​如​牵​涉​到​版​权​问​题​,​请​私​下​联​系​我​)
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/ 自然地理学原理　
前言　　通常用“基本”、“根基”、“基础”和“背景”这样一些词来形容自 然地理学，这是很有道理的。可以说，没有自然地理学，可能就根本没有地 理学。自然地理学论述坚硬的岩石、陆地表面的实际形状和形态、海洋的轮 廓和范围、包围地球的大气圈（我们知道，如果没有大气圈，生命就不可能 存在）、大气圈中发生的物理过程、薄薄的土壤活层和植被“绿幔”。所有 这一切，共同构成人类的自然环境。　　这些不同的方面中，每一个方面都各有其自身所关注的问题，地质学家、 气象学家、土壤学家和植物学家都密切地关注对各自领域内各种现象的认 识。自然地理学必须从这些有关的自然科学获取其大部分资料。但是地理学， 不管是自然地理学还是其他地理学，都远不只是从这些外部来源“成批”获 得的知识的编汇。地理学家所追求的是运用这些资料来描述并试图解释人类 活动环境的特征；只描述而不加以解释是不足取的，远不能令人满意。为了 使我们手头的大量资料形成某种系统和一定的关系，只要可能，都采用了包 括精心确定的高低等级单位的各种分类。尽可能客观和科学地描述、分类和 解释，是自然地理学家的三重任务。但是，理论和解释始终都应当谨慎地加 以对待，杰出的法国地貌学家 H.鲍林（Bauling）告诫我们：“??地貌学 中的真理??只不过是不断增大的概率而已”。本书 1954 年首次问世，此后的重印本和版本修订增补较少，特别是第 7版。现在伦敦大学出版社很帮忙，允许本人着手搞另一个版本，进行彻底的 修改，必要处根据最近的研究对原文进行更新。虽然这些变动大多数不太详 尽，但有些部分对自然地理学家有重大的意义。本书有关长度、面积和体积的数字同时用英制和公制给出，除了精确的数值需要作准确换算的情况外，必要处都四舍五入以进到相应的数量级。原 来地图和图表上地面点高度和等高线用英尺标出时（另有说明的地方除外）， 本书仍然用英尺标出。F.J.蒙克豪斯1974，于恩纳代尔译者的话　　《自然地理学原理》是英国著名地理学家 F.J.蒙克豪斯为英国大学地理 系学生编写的一本自然地理学基础教学用书，自从 1954 年问世以来，曾一版 再版，并多次印刷，在英国国内受到广泛的欢迎。解放以来，我国曾多次翻 译出版苏联和美国的自然地理学教科书，F.J.蒙克豪斯的这本专著是我国翻 译出版的第一本英国同类教学用书。本书内容全面，论述简明，结构新颖， 文图并茂；对自然环境各要素不仅作分析性的描述，而且注意吸收有关的最 新科学概念和成果，并把它们作为一个整体进行综合性的解释，因此可作为 我国大专院校地理系及其他有关系科或专业的教学参考用书，对农林、环境、 水土保持部门的工作人员也具有一定参考价值。　　本书前言、结语、第 1—12 章以及全书照片、插图文字说明由丁登山翻 译，第 13－20 章由金永春翻译，第 21 章由石高俊翻译。第 20 章和地名由陈 茂秀校订，其余全部译文由刘奕频校订。　　高等教育出版社黎勇奇同志在全书翻译出版过程中提出了不少宝贵意 见，在译文的审查和加工上做了大量的工作；全部附图的复制清绘工作由该 社绘图室负责完成，在此谨表示衷心感谢。译者1986 年 12 月 3自然地理学原理第 1 章 地壳的物质　　地球的外壳由硬度、固结性和透水性不同的复杂多样的岩石构成。岩石 的研究主要是地质学家的领域，但是地理学家起码也应对较普通类型的岩石 加以关注。他们应当能在野外辨认岩石，并了解一点岩石的化学组成和它们 的成因，因为许多岩石是通过仍然在起作用的自然过程产生的。岩石的研究 和岩石所揭示的事实，对于理解目前地形是如何形成的有很大的帮助。　　也许英国自然结构方面最基本的事实是人们熟悉的这么一个概念，即从 蒂斯河河口到埃克斯河河口所连结的一条线将国家大致分为“高地英国”和 “低地英国”。北部和西部主要分布古老而坚硬的岩石如古片岩、片麻岩和 砂岩、花岗岩体，火山岩和较古老的石灰岩。英国的这个部分除狭窄的沿海 平原和谷地外，大部分都是高地。这些岩石高高突起，形成连片的丘陵—— 苏格兰高地的大部分、南部高地、奔宁山脉、坎布里亚、威尔士和西南半岛。 土壤薄而贫瘠，沼泽地和粗劣牧场广布；除了相距很远、生产能力高的若干 低地外，高地英国的大部分地方人口稀少。　　低地英国除东英吉利一些地区外，实际上很不平坦。更确切地说，它是 波状起伏的地区；在这个地区内，一排排石灰岩和白垩低丘高踞于抗蚀性弱 的粘土侵蚀而成的谷地之上，但是，它们一般不超过海拔 200—230 米（600—700 英尺）。大部分土壤深厚而肥沃，人口和聚落相当密集。因此，古老抗蚀岩石和年轻较软岩石地区间的基本地质差异是形成它们不同地形的主要 原因。岩石的性质 岩石大部分由矿物颗粒的集合体构成；就“岩石”这个词的确切意义而言，沙、粘土、板岩和花岗岩都是岩石。已知有大约 2，000 种有名称的矿物，但是作为岩石成分的重要矿物相对较少。有些元素，如由 碳组成的金刚石和石墨以及硫本身就是矿物，象金、铜那样的金属也是矿物， 但是大多数造岩矿物由两种或两种以上元素的化合物构成。例如，石英是硅的氧化物（二氧化硅，即 SiO2）的一种形态。据估计，地壳 59％的岩石由二氧化硅组成，因为除了它的氧化物形态石英以外，二氧化硅与其他各种氧化 物化合，形成最大一类的造岩矿物。这些硅酸盐矿物可分为两类，第一类是 铁镁类（在这类矿物中，硅酸盐与铁和镁化合），包括橄榄石、辉石、角闪 石和黑云母。这些矿物通常呈黑色，密度大。第二类是非铁镁矿物：白云母、 长石（正长石、钠长石和钙长石）和石英。这些矿物通常呈淡色，密度比铁 镁矿物小。其他普通造岩矿物有氯化物（如岩盐）、硫化物（如黄铁矿和方 铅矿）、铁的氧化物（磁铁矿和赤铁矿）和碳酸盐（特别是碳酸钙，它的结 晶形态是方解石）。每一种矿物除了有一定的化学组成外，还具有其他明显 的性质和特征——矿物可能呈现的结晶形态、解理或沿某脆弱面或线裂开的 倾向、硬度（有从滑石=1 即滑石可用指甲划出印子到金刚石=10 的不同等 级）、颜色（但变化很大）、光泽和密度。能够辨别岩石的主要矿物成分是 很有实用意义的，而且有一本矿物学教科书以备参考也是很有用的。
岩石分类 地球表面的岩石可按照其形成方式分类。人们认为，在地球坚硬的外壳下面，岩石物质处于极高的温度和巨大的压力之下。当压力局部减轻时，这些岩石物质便变为流体，通过脆弱线向地表上升（第 3 章）。火成岩是由这 种称为岩浆的熔融岩石物质以不同方式凝结而成，因而包括一组“热成”岩 石。热成岩石约构成地球上部 16 公里（10 英里）的 95％。沉积岩大部分由 以前存在的岩石的残体以不同形式重新聚集和固结而成；它们有时被称为派 生岩石。它们还包括动植物有机残体构成的若干岩石，以及以化学作用方式 将溶液中物质沉淀而形成的其他岩石。变质岩是以前存在的岩石（既有火成 岩又有沉积岩）或因受热或因遭受压力而发生化学或物理变化后，引起不同 程度的改变和变动的岩石。　　　　　　　　　　　　　火成岩 火成岩的性质取决于两个主要的特征：第一是岩石由之凝固的岩浆的化学组成；第二是冷却和凝固所发生的自然环境。　　化学组成 许多火成岩在化学组成上极为复杂，假如不是全部的话，也 是绝大部分已知元素可以在这类岩石中找到。实际上，大概 9 种元素构成了 全部火成岩的 99％。按照化学组成对岩石所作分类的有关术语和定义曾有过 许多混乱。按照岩石的二氧化硅含量，可确定为 4 个类别（酸性、中性、基 性和超基性）。虽然这些术语含糊不清，不准确，而且现在实际上正逐渐被 废弃，但为方便起见，它们仍然在使用，例如后面岩石按成因和组成的分类 表就是这样。当然，自然地理学家无须象地质学家那样进行复杂分类，按化 学组成确定为两大类就够了。第一类包括石英和长石（铝硅酸盐矿物）占优 势、淡色和密度小的岩石，如花岗岩、流纹岩和（游离石英较少或没有的） 闪长岩和安山岩。这些岩石合称为“硅铝质”岩。第二类包括主要由铁镁矿 物（富含铁和镁）组成、暗色和致密的岩石。例如辉长岩、粗玄岩、玄武岩 和橄榄岩。这些岩石是基性和超基性岩，称为“硅镁质”岩。岩浆的冷却 由熔融岩浆凝固而成的火成岩或侵入地壳，形成呈巨大块体和呈薄片状的侵入岩；或溢出地表，在地表凝固成喷出岩。这些过程统称 为火山作用（第 3 章）。在这两种情况下，都有一定的结晶顺序，即岩浆分 异作用，每一种硅酸盐矿物都在一个特定的温度下形成，开始形成的是橄榄 石（具有简单的结构），最后是石英。因此，单一的岩浆可以产生各种各样 的火成岩。如果侵入的岩浆在地壳深处呈巨大的块体冷却，那么凝固过程便较缓慢，形成的岩石致密，质地粗，结晶颗粒大；这些岩石被称为深成岩，例如 花岗岩、闪长岩、辉长岩和橄榄岩。现在有些地质学家不认为所有的花岗岩 都是由岩浆直接凝固而形成的火成岩，而认为在有些情况下，是较老的岩石 受到了称为花岗岩化的一个过程后改变和改造而成。来自岩浆的辐射贯穿四 周的围岩，并通过化学作用将它们转变为花岗岩，不存在任何液态岩浆阶段。 但无论如何，把花岗岩看成是一种深成的即深处形成的岩石是较稳妥的。通 常在岩浆活动边缘出现的一些极粗粒侵入岩，称为伟晶岩。南达科他州的布 莱克山曾发现长 12 米（40 英尺）的晶体。　　在沿围岩的裂隙和脆弱线发生侵入的地方，岩浆冷却比在巨大块体中要 快，但又比在地表上慢；这就形成多变和中间的类型——半深成岩。称为玢 岩的一些岩石是由镶嵌于玻璃质基质的生长完好、明显不同的矿物晶体（斑 晶）组成。　　　　通常，由溢出或喷出到地表的岩浆冷却所形成的岩石结晶体小（特别是 流纹岩、安山岩和玄武岩），甚至呈玻璃质（黑曜岩）。它们统称为火山岩。 火成碎屑 这是一个小的岩石类型，由火成物质组成，但具有碎屑性。 它们从火山口被喷发了出来，包含固体熔岩的碎屑，即火山渣、火山灰和火山尘，称为火山碎屑，但已经固结和压实。　　一些重要的火成岩 对于岩石学家来说，他们主要对众多的火成岩感兴 趣，而有几种火成岩分布极为广泛，并形成突出的地形。花岗岩（它有许多 种类）是块状的深成岩；它颗粒粗，晶粒大，主要由石英、长石、角闪石和 黑云母构成；石英颗粒光亮，像玻璃，长石可能有从白色到粉红色的不同颜 色，角闪石和云母为黑色，因而岩石外貌粗糙有斑点，形成灰色或粉红色花 岗岩。倘若主要的铁镁矿物是云母，便形成黑云母花岗岩或白云母花岗岩。 如果岩石由角闪石组成，那么它就形成角闪石花岗岩。这种岩石大多呈现为 大块体或由于上覆岩石较软受剥蚀而使岩基暴露（图 29，30，41，42），例 如英格兰的西南半岛（图 30）、切维厄特丘陵、阿伦岛北部（图 29）、凯恩 戈姆山、斯凯岛东南部、爱尔兰的威克洛丘陵和莫恩山。　　辉长岩是一种深成岩，它像花岗岩一样呈块体存在，但属基性组成。它 是一种暗灰色甚至黑色的岩石，出现于苏格兰东北部、斯凯岛西南部（图 42，43，照片 25）和海峡群岛的泽西岛。玄武岩是熔岩流凝固的产物，分布极为广泛，常常形成巨大的高原（图34 及照片 2）。它是一种黑色或暗色的岩石，具有极细小的晶体并常常含铁； 这就是被风化的玄武岩表面形成铁锈状褐铁矿的原因。火成岩的节理 许多火成岩有一个特点，即存在着由于冷却引起的张应力所形成的若干节理。这在玄武岩表现得很清楚，玄武岩明显的垂直节理有 时形成完美的六方柱体，如在安特里姆郡的贾恩茨考斯韦角（照片 3）、斯 塔法岛上的芬哥尔洞和加利福尼亚州东内华达山的德弗尔斯六角柱。怀俄明 州魔塔村（照片 20）由响岩—斑岩五方柱体构成。花岗岩也可能有明显的垂 直节理，如在勃朗山的沙莫尼峰和南达科他州布莱克山的“针眼”（照片 34）。 有时花岗岩有三组成直角的主节理，形成城堡状的石块堆（照片 27）。　　　　　　　　　　　　　沉积岩 火成岩出露于地球表面时，它就遭受到天气、河流、冰盖、海浪的作用等地表雕塑过程，实际上所有这些过程统称为剥蚀（第 4 章）。结果，火成岩便可能碎裂。这种情况可能是由于极为复杂的化学分解作用（因此各种硅 酸盐分解为“粘土矿物”和溶解状态的碱，如长石变为高岭土），或者是通 过机械崩解作用而发生的。这些物质被搬运到其他地方，然后在陆地或淡水 或盐水中堆积或沉积成层（地层），并以不同方式固化或胶结。这个过程称 为岩化作用或成岩作用。各地层间的界面是层面，层面通常表示一个沉积阶 段已经结束，另一个阶段的开始。如果一个地层在水平面上变薄并消失，就 称作尖灭；而一层厚的地层则称为厚层。最小尺度的层理（有时规定厚度不 超过 1 厘米）称为薄层（因此有成层作用一语）；2 厘米的岩石可能有 100或 100 多个层次。怀俄明州的格林河页岩（总厚度 800 米，2600 英尺）以厚 度仅 0.18 毫米（0.007 英寸）的层次沉积下来。估计这些岩石的沉积需要 650 万年，每一薄层是薄薄一层紧实的淤泥，下一次洪水叠加上另一层。　　假层理或流层理（尤其在砂岩中出现）是与总的层理成不同角度斜交的 薄层。这种型式是水流或风流变化使沙粒沉积的结果。　　节理可能在沉积岩固化和压实时产生，常常与层面呈直角相交，从而将 岩面分割成大的块体。犹他州宰恩峡谷的棋盘方山（Checkerboard Mesa）之 所以有这个名称，是因为节理以极明显的直线和层面相交。　　各沉积岩层虽然通常在一水平面上沉积，但很少保持原样，因为地壳运 动可能常常使岩层倾斜或翘曲。地层倾斜的角度称为倾角，用地层层面与水 平面间夹角的度数表示（图 1）。倾角不一定是地表的坡度，记住这一点是 重要的。在一个单斜脊上，倾向坡与后坡可能有明显的差异。真倾角是地层 斜面的最大角度；其方向用与真北之间的度数（按顺时针方向）表示。与真 倾向成直交的线称为走向。走向与真倾向之间其他任意一条线是视倾向，地 层露头的大小部分取决于倾角，因而和缓的倾角导致宽广的露头，而垂直地 层的露头不大于地层本身。例如，汉普郡盆地北坡的始新世岩石向南倾斜极 缓，因而露头宽度超过 50 公里（30 英里）；但在怀特岛，岩层近于垂直陡 立，露头仅几百米。
图 1 岩层术语 沉积岩可按照其形成方式或组成进行分类。按形成方式分类，沉积岩可描述为（i）机械方式形成的沉积岩，（ii）有机方式形成的沉积岩和（iii）化学方式形成的沉积岩。按组成分类，它们可按照其组成（即它们是主要由 粗质地的沙，还是由细粘土、碳酸钙、碳或其他物质组成）划分为几类。将 成因和组成两者结合起来的分类是比较合适的，像下列表中所列的就是这 样。按成因和组成进行的岩石分类 火成岩酸性 中性 基性 超基性侵入岩深成岩
花岗岩
闪长岩
辉长岩
橄榄岩
半深成岩
花斑岩
斑岩
粗玄岩
喷出岩火山岩 流纹岩 安山岩 玄武岩 黑曜岩机械方式形成的沉积岩沉积岩（i）砂质——沙、砂岩、粗砂岩（ii）泥质——泥、粘土、泥岩、页岩　　（iii）砾质——角砾岩、砾岩、冰碛岩、砾石、岩屑堆、砾泥 有机方式形成的沉积岩（i）钙质的——白垩、各种石灰岩（海百合、珊瑚、鲕状、贝壳石灰岩）（ii）铁质的——铁矿石（iii）硅质的——硅藻土（iv）碳质的——泥炭、褐色煤、褐煤、烛煤、烟煤、无烟煤化学方式形成的沉积岩（i）碳酸盐——钙华、白云岩（钙和镁的碳酸盐）（ii）硫酸盐——硬石膏、石膏?（iii）氯化物——岩盐? 干化作用形成的蒸发岩?（iv）硅酸盐——泉华、火石、燧石 ?（v）铁矿石——褐铁矿、赤铁矿、菱铁矿 变质岩?热力或接触变质作用??形成坚实性、解理、叶理、复杂的矿物学变化动力变质作用由沉积岩变质而成的变质岩（i）沙质岩——石英岩（由砂岩和粗砂岩变质而成）（ii）泥质岩——板岩、片岩（由粘土、页岩、泥岩变质而成）（iii）钙质岩——大理岩（由碳酸钙变质而成）　　（iv）碳质岩——石墨（由有机物质变质而成）由火成岩变质而成的变 质岩实际的矿物学变化——普通辉石变为角闪石——花岗岩变为片麻岩　　（i）机械方式形成的沉积岩 这一类沉积岩包括由碎屑沉积物如沙、粉 沙、粘土和砾石经压实、干缩或胶结而形成的种种粗质地或细质地岩石，因 此，有时用术语碎屑状（Clastic，源自希腊语，意为“碎裂的”）来形容这 类岩石。这些物质可能被有胶结作用的含硅、钙或铁物质的溶液所固结。砂 质岩石中最普通的矿物是石英，它在黄色或红色砂岩中由铁化合物胶结，在 白色砂岩中由硅质或钙质胶结物来胶结。这些砂岩分布广泛，有不同的时代。 例如，极老的砂岩存在于德文郡的北部和南部、威尔士东南部，而较年轻的 砂岩出现于坎布里亚郡沿海（形成圣彼斯亥，st Bees Head）和伊登河谷， 并下伏于兰开夏郡西南部的大部地区和英格兰中部地区西部的大片地区。英 国苏格兰的苏格兰高地西北部一些最古老的岩石是前寒武纪的托里东砂岩。 一种既有砂粒又有小砾石的粗得多、胶结完好的岩石称为粗砂岩，例如 奔宁高地部分地区的磨石粗砂岩，而由大的碎屑胶结形成的岩石可能是砾岩（照片 4），其中砾石为圆形；或者是角砾岩，其中砾石有棱角。　　另一种颗粒很细的岩石是由细泥沉积物构成的岩石，其成分大多是细粒 石英和云母，例如各种粘土和坚硬的泥岩。英国东南部的溪谷，其底部分布 有粘土；灰蓝色里阿斯统粘土分布于科茨沃尔德丘陵以西，暗灰色的启莫里 阶粘土和蓝灰色的牛津粘土从多塞特郡经牛津谷分布到约克郡北部，斜穿过 英国。黄色或带有褐色的威尔德粘土分布于唐斯和威尔德地区中心之间。伦 敦盆地蓝灰色的伦敦粘土在近地表处风化成棕色。还有冰原所广泛沉积的冰 碛覆盖层。由沙和粗沙组成的岩石叫做沙质岩，由细粘土颗粒组成的岩石称 为泥质岩，由粗大颗粒组成的岩石称作砾质岩。　　（ii）有机方式形成的岩石 这些岩石由一度活着的有机体的残体构 成，其坚硬部分在漫长的时期中不断地进行堆积。分布最广、种类多样的一 类是石灰岩类，它们是由基本成分为碳酸钙的完整或散碎的贝壳或骨骼构　　成。这些岩石包括贝壳石灰岩（如诺福克郡的“巉岩”）、礁上形成的珊瑚 石灰岩、唐斯和沃尔兹白色纯净的软白垩、奔宁山脉常含化石的石炭纪石灰 岩、由如鱼卵的圆颗粒组成的科茨沃尔德鲕状石灰岩和称为泥灰岩的钙质粘 土（如剑桥的白垩泥灰岩）。　　分解中的植物物质所产生的微小细菌有机体，将帮助湖和沼泽中的水化 氧化铁沉淀下来。这种“沼铁矿”在瑞典和芬兰很久以来就是重要矿产。呈 碳酸亚铁形态的泥铁矿和粘铁矿铁矿石大概是以极为相同的方式在煤系中沉 积而成的。　　硅质岩可能是由动物（如海绵和放射虫——一种微有机体，其坚硬部分 遗留下来成为结构复杂的二氧化硅）和植物（如硅藻）的残体以有机方式形 成的。燧石（脆弱易碎、晶体微小的二氧化硅）的结核可能在某些石灰岩和 砂岩中出现，火石的结核可能在白垩中发现。巨厚的硅藻土（无数硅藻的残 体）层有时像在斯凯岛东北部、坎布里亚郡（Cumbria）的肯特米尔和在加利 福尼亚州那样占据着干涸的湖底或过去的沼泽。　　碳质岩基本上由与其他元素化合的碳组成。它们由植物体堆积而成，泥 炭、褐煤和煤系矿层中不同类型的煤，反映着在压力下它们逐渐变化的各阶 段。有各种各样固态、液态和气态的碳氢化合物。树脂、沥青和沥青页岩是 固态，矿物原油为液态，天然气是气态。（iii）化学方式形成的岩石 就大部分而言，这些岩石是由盐溶液沉淀或蒸发而成的。所有以降雨形式落到地面的水或者在地表流失，或者渗入地 下后又到达地表（第 5 章），它们都携带着溶解状态的盐类。盐类可通过水 的直接蒸发，或化学的相互作用，或地下水到达地表时压力减轻而沉淀出来。 沉积下来的碳酸盐就是这些化学方式形成的岩石的实例。河流的底部和 洞穴中呈钟乳石和石笋形态的方解石的沉积，是石灰岩地区常见的一个特 征。钙质物质为海绵状时，称为石灰华，它的沉积通常与藻类或苔藓的存在 有关。有时这种沉积发生于温泉四周，这时产物叫做钙华，它比石灰华坚硬、密实。　　白云岩是化学方式形成的碳酸钙和碳酸镁化合物。镁质灰岩便是一例。 在英国，这种岩石从诺丁汉郡向北到达勒姆沿海有出露。它形成高高的岭脊， 以西有一陡峭的崖壁；在抵达海岸处已被侵蚀成引人注目的淡黄色悬崖。其他岩石由硫酸盐从溶液中沉淀出来而形成。例如水化硫酸钙（称为石膏，呈颗粒状则叫雪花石膏）通过内流盆地（如死海）内的蒸发而形成。氯 化钠地层（岩盐）不管在地表（如美国西部的大盐湖周围）还是在深处（如 伍斯特郡的德罗伊特威奇附近、柴郡的诺斯威奇附近和蒂赛德地区附近）都 有广泛的分布。二氧化硅可能在温泉的出水口附近沉淀下来，形成硅质泉华， 如在冰岛和怀俄明州的黄石国家公园就有。结果，许多分散的盐类沉积物在 工业上具有重要价值，例如钾碱和硝酸盐。　　铁是仅次于铝（按重量占 8.13％）的分布最广泛的金属，每一吨地壳大 约含有铁 5 千克（5.06％）。大部分铁矿石的堆积是由于沉积物内的化学沉 淀作用而形成的，但是有些铁矿石像瑞典北部磁铁矿那样，是直接由于呈岩 浆分异形式的火成活动而形成的。后来，氧化和水化过程改变了它们的组成， 并增加了它们的含铁量。变质岩火成岩和沉积岩可能会发生变化，既有物理变化又有化学变化，在岩石内部的这些变化或是形成新的矿物，或是形成新的构造。这些变化可能是由 使岩石受到热（热力变化）和压力（动力变化）的地壳运动造成的。这可能 具有广泛（区域）的规模，或者仅是局部的规模，前者与大的造山运动有关， 后者与较局部的应力有关。　　其他变化可能只是由于热的影响产生的；温度的升高通常是由一大片火 成岩的侵入引起，因而致使附近的岩石受到影响。这些影响系产生于岩浆岩 与围岩的直接接触（因此叫做热力或接触变质），或者来自火成岩体或外部 的化学上活泼的热气或热液的作用。　　变质作用的结果极为复杂。热力变质作用能造成熔化或再结晶作用，如 粗粒砂岩变为石英岩，或石灰岩变为称作大理岩的粒状结晶岩。新矿物的产 生要复杂得多。这在大片花岗岩附近可以看到，这里有时可以区分出一个接 触变化带（称为接触变质带）（图 26），由于新矿物的出现，还能看到岩石 性状的逐渐过渡。　　变质作用有时会造成复杂的矿物学变化，但更常有的变化是岩石颗粒的 重新排列，产生沿着与层理无关的平行面裂开的趋势；这叫做板状劈理，在 板岩中表现得最清楚。细粒沉积物如页岩变为板岩和片岩；粗粒或结晶岩形 成石英岩、片麻岩和麻粒岩。许多岩石表现出叶理，即一种“波状颗粒”或 层片结构。例如，大部分片岩具有叶理（照片 5）。变质岩一般来说是致密而具有抗蚀力的。它们常常在与造山运动有关的地区内形成大片块体；苏格兰高地大部分，以及从布列塔尼到波希米亚贯穿 中欧的古地块的巨大部分，都是由变质岩组成的。例如，比利时阿登高原的 东部主要由板岩和石英岩组成，这些板岩和石英岩被侵蚀成为被沼泽洼地隔 开并覆盖有薄层贫瘠土壤的圆形高地。安格尔西岛是英国的一个特别有趣的 例子，其大部分物质是由古片麻岩和片岩组成，是一个过去的高地地区的残 余。　　　　　　　　　　　　岩石的年龄 迄今为止，岩石一直是按照其组成和成因方式的不同加以考虑、分类的。另一个需考虑的重要问题是岩石的年龄；地质学的一个分支（叫做地层学），其任务在于研究清楚和排列地球的历史事件，而这些事件是通过对组成地壳 的岩石进行系统研究而加以证实的。换句话说，按年龄所列出的岩石表提供 了一张方便的地球历史时间表或年表。例如，如果某些地层受到造山运动的 影响，那么便有可能确定这些运动的年代和对照世界不同部分的运动结果。 另外，某些岩石现正在一定的条件下通过某些过程而形成；如果在过去地质 时期形成了类似的岩石，那么可以设想那时具有大致类似的条件。例如，某 些砂岩形成于荒漠条件之下；有些石灰岩形成于广泛海侵的时期。　　不整合 有时，地质记录的连续性发生中断，中断时沉积物被沉积于长 期剥蚀所形成的地表，因而使正常的顺序中断，形成不整合。已经确定了三 个不同的类型。在一系列褶皱或翘起地层遭受漫长时期的侵蚀，后来又覆盖 上新的沉积岩层的地方，形成角度不整合；上覆岩层以明显的角度覆盖在下 伏岩层上。例如，奔宁山脉的基底由受加里东褶皱作用影响而强烈变质的古　　老岩石组成，岩层到处都成大角度倾斜。石炭纪石灰岩和较年轻岩石几乎水 平地覆盖于层面向下的岩石上（图 45）；存在着缺泥盆纪岩石的一个间断（约有 0.7 亿年）。这在约克郡的霍顿附近的采石场可以看到。 第二个类型是假整合，这与层次的不连续有关，但是较老和较新的地层大致平行。长期的剥蚀蚀去了某些地层，以后在它们上面沉积了新的物质， 但没有发生引起上下岩石间角度变化的任何褶皱作用或其他地壳运动。科罗 拉多河大峡谷崖壁横断面（图 71）有两处假整合，第一处是泥盆纪的雷德沃 尔石灰岩直接沉积于寒武纪穆阿夫石灰岩（Muav Limestone）之上，说明间 断了约 8000 万年，第二处是寒武纪岩石位于受侵蚀的前寒武纪基岩表面。 第三个类型是非整合，即火成岩被侵蚀，后来为沉积物所覆盖。在南非开普敦附近，一种暗色砂岩非整合地覆盖在灰白色花岗岩之上。　　相对年龄 由于所有成层的沉积岩层是一层层沉积的，因此在正常情况 下，最老的岩石位于底部，每一层上覆岩层都较为年轻，这叫做地层层序律（或叠覆律）（地壳运动能引起完全倒置，例如地层的倒转褶皱）。第二个 明显的事实，是任何岩石比组成岩石的碎屑新。第三个有用的事实，是在许 多沉积岩中都发现有化石；这些化石可能是遗存的有机体坚硬部分，也可能 是有机体被二氧化硅或碳酸钙准确地取代后的形成物。在许多情况下，每组 地层都有特定的一套有机残骸。可以把有关化石的资料与岩石物理、化学组 成的分析结合起来研究，从而得出沉积岩是按一定时代顺序进行排列的结 论。绝对年龄 岩石的实际年龄，即地球本身的年龄早已引起人类的兴趣。17 世纪，爱尔兰的大主教厄舍曾极为精确地断言，世界是公元前 4004 年 10月 22 日下午 8 时创造的。这是从《旧约全书》的年表中通过复杂的数学计算 出来的。科学家们逐渐认识到，就地球特征的发展来看，需要把这段时间延 长；地球的年龄被追溯到很久很久以前；有些岩石的年龄经确定为距今 34 亿年以上；而地壳肯定至少有 47 亿年。只是到最近若干年内，绝对年龄测定法才被发明。一个沉积岩亚带的年龄现在通常可以有把握地准确测定到大约 15 万年以内。这听起来也许是很粗 略的，但是假如寒武纪初至今是 24 小时的话，这段 15 万年时间仅 22 秒钟。 最早的方法之一是数记像怀俄明州格林河页岩那样的页岩薄层，格林河 页岩每一层（仅 0.18 毫米厚）表示每年增加的淤泥。但是大部分的沉积作用 很不均匀，使这种方法无法使用。瑞典地质学家德吉尔（DeGeer）将这个原 理应用于专门的问题，这提供了一个计算冰后期时期具一定精确程度的方 法。这种方法有赖于对每年冰原边缘溶水湖泊中所沉积的独特的带状层（称 为纹泥或韵律层）的数计。每条纹泥有两层沉积物，一层是粗的，沉积于夏 季融化期间；另一层是细的，是冬季开始以后，表层水结冰时，水的运动停 止后沉积的悬浮物质。纹泥厚度不同，不同的地区可以进行对比；据此，人 们已经推断出斯堪的纳维亚的冰后期历史；在北美洲，人们作了类似的工作。 在能找到年龄足够大的树木的地方，计算树的年轮是建立最近时代年表 的有用方法，例如在美国西南部，巨杉（thesequoia gigantea， 3000 多年）、 黄杉属乔木（Douglas fir）和芒松（达 4600 年）被用来确定年轮指数。每 一个年轮都因湿润年和干旱年而不相同，可以此加以区别和计算。这个过程 叫年轮法，对于研究史前印第安人，以及过去
年的气候变迁很有用。　　用于确定较老岩石年龄最有价值的方法，是以某些不稳定元素以已知速 率不断发生放射性衰变为基础。这种性质的元素之一铀（92U238）分布最广， 它呈沥青铀矿形态，以大约百万分之四的比例存在于花岗岩中。它可裂变为 同位素铅 P26b；其半衰期（即元素的核一半被衰变所需的时间）为 4.51× 109（45.10 亿）年。因此，一块含有铀矿的岩石的年龄可以通过查明其中仍然 存在的铀与铅同位素含量的比例（所谓铅率）来得出。另外采用的其他比率 还有钍/铅、铷/锶和钾/氩。有时同一岩石可能有两个比率。　　W.E.利比博士于 1949 年在芝加哥提出把这个原理应用于比 6—7 万年左 右更年轻的物质，这一方法称为放射性碳年龄测定。这种方法依赖于这样一个事实，即碳的放射性同位素（叫做碳-14，即 6C14）呈二氧化碳形态（C14O2）在大气圈循环，最后到达地球表面，被活着的有机体吸收。有机体死去时， 不仅停止吸收碳-14，而且含量以其半衰期 5730±40 年所表明的速率减少。 因此，泥炭沼泽中一块木头或一座坟墓中一块骨头的年代可以用相当大的精 确度加以确定。这特别有助于冰后期的研究。测定年代的其他方法包括骨化 石中氟-磷酸盐比率法、火山灰覆盖层（它是其上下物质的指示地层）年代测 定法（火山灰年代学）、岩石内保存的古磁研究、岩芯钻探获得的深海沉积 物的研究；通过贝壳和其他残骸证据可以获得温度条件变化的情况，而利用碳-14 技术，可以测定它们的绝对年代。　　从地质年代学的观点来看，最有用的方法是测定不同时代火成岩的年 龄，并把它们转换成相应时代的沉积记录。横切关系定律着重表明了这样一 个较为明显的事实，即火成岩比被它贯穿的任何其他岩石年轻。例如，岩脉 比它所贯穿的沉积岩层年轻，岩床比它上下的岩层年轻。偶然会看到一株岩 脉切穿另一株岩脉，很明显，后者必定较老。地质时代表 现在已经逐渐形成了一个一直上溯到大约 6 亿年前的地质时间的年代分类表，即这段时间被划分为三个代，分别称为古生代（Palaeozoic，源于希腊语，“古生命”的意思）、中生代（Mesozoic，“中 生命”的意思）和新生代（Cainozoic，“新生命”的意思）。前两个代有时 分别叫做原始纪和第二纪，而新生代是指第三纪，有的权威还把第四纪包括 在内。第四纪（直到最近以前，还认为它远不足一百万年）大约与人类在世 界上的出现和最后一次大冰川作用的开始相吻合（现在有些权威认为，这次 冰川作用从 180—200 万年以前开始发生，最早的人类形态还要早得多）。 实际上，这 6 亿年仅仅占地球形成以来的地质时间的一小部分。但是， 证据是如此之少，以致至今还没有一个可被普遍接受的关于古生代以前漫长 时期的划分方案。有些权威使用始生代一语（Eozoic，源于希腊语“生命之 初”）表示整个这段时间；其他一些权威把这段时间进一步划分为三个代： 始生代（最老）、太古代和元古代。最简单的方法是把整个这段时间及其岩石叫做前寒武纪和前寒武系。 代以下分为纪，然后分为世，最后分为期。在这些特定时期内形成的岩石本身相应地被分别划归界、系、统、层。这些系统采用的一些名称系源于 岩石原来被研究的地点（例如寒武（纪）在威尔士，侏罗（纪）在侏罗山）， 其余的源自岩石类型（白垩纪源于拉丁语白垩）。　　目前，界和系的名称在世界上被广泛使用，但有一些变化。例如在美国， 石炭纪被分为两个纪，前期叫密西西比纪，后期叫宾夕法尼亚纪。还是在美　　国，第三纪（系）和第四纪（系）被看作是新生代内的纪和系（英国也日益 如此）。　　花岗岩是最普通的一种岩石，它含有铀元素。所幸的是，花岗岩形成于 地球历史的不同时代，特别是与造山时期相关联，因而可以知道其相对年龄。 因此可得出结论：如果通过铅比或其他方法能获知岩石的绝对年龄，那么便 可用绝对年代编制出岩石的时代表。古生代延续时间是从 5.7 亿年至 2.25 亿年以前，中生代是从 2.25 亿年前到 0.65 亿年前，新生代是在 6500 万年 以前，这些一般没有分歧。第四纪开始的精确时间还有争论。本章最后有概 括的地质时代表。
岩石的经济地质学 岩石在经济上具有直接或间接的极大价值。风化过程所产生的土壤便在很大程度上取决于基岩的性质。一般来说，老的坚硬岩石上具有薄层、贫瘠的土壤，而较新的岩石上往往发育较深厚、较肥沃的土壤（第 19 章）。 对人类极为重要的整个供水问题与岩石的性质有密切关系：岩石影响地下水循环的方式（第 5 章）、泉的形成、达到含水层水井的挖掘、天然或人 工水库的可能性和呈河流形式的径流的数量。很明显，拟用作水库的洼地底 部的岩石应该符合不因渗透或由于其他原因而发生漏水的条件。人们常常选 择高地的坚硬、致密的岩石，在非钙质岩石从而水质为软性的地区更好。奔 宁山脉磨石粗砂岩上的许多高谷地便是如此加以利用的。许多极重要的物质是从岩石获得的。一类是燃料物质：泥炭、褐色煤、褐煤、烟煤和蒸气煤、无烟煤和矿物石油。另一类有经济价值的物质是建筑 材料。有些石灰岩和砂岩提供颗粒和质地均匀的易加工的“软性石”，如波 特兰和珀贝克石灰岩和侏罗系“巴斯石灰岩”以及部分三叠纪砂岩。花岗岩 主要在苏格兰的彼德里德和阿伯丁，在沙普和康沃尔郡开采。对其他几种装 饰用岩石也进行了开采，如蛇纹岩、玢岩和有不同“标记”的石炭纪石灰岩。 盖屋顶用的板岩来自细粒的变质岩，这些变质岩具有很清楚的解理，因而岩 片能够容易地分开。世界最大的板岩产地位于北威尔士的兰贝里斯和贝塞斯 达之间地区，这里开采的是寒武纪板岩，而在斯诺登山以南的布莱奈费斯蒂 尼奥格（Blaenau Ffestiniog）开采着奥陶纪板岩，但近年来许多采石场已 经关闭。自从伊丽莎白一世女王统治以来，康沃尔郡的德拉博尔采石场一直 生产泥盆纪板岩。　　有一系列岩石被用来做铺路碎石料。这些石料多半是火成岩——闪长 岩、辉长岩和粗玄岩，而花岗岩片石则用作防滑铺面材料。人们所利用的岩 石有英格兰中部地区的许多古老侵入体（例如莱斯特郡的芒特索勒尔）、坎 布里亚郡的花岗岩和威尔士的火成岩。沉积岩很难令人满意，因为它们容易 碎裂；但人们采用某些石炭纪石灰岩。　　人们用各种石灰岩生产石灰，以便制作灰浆或用于农业（照片 6）。波 特兰水泥系通过灼烧 2/3 石灰岩或白垩和 1/3 粘土的混合物，并将产物碾磨 成细粉末而制成。泰晤士河和梅德韦河沿岸的水泥厂使用梅德韦泥和北唐斯 白垩；而在拉格比，使用下利亚斯石灰岩；在卢顿和邓斯特布尔，使用奇尔 特恩白垩；在莱斯特郡的凯顿，使用鲕状石灰岩；在达勒姆郡的费里希尔使 用镁石灰岩。熟石膏从在纽瓦克附近特伦特河谷的考依波统泥灰岩中和在坎　　布里亚郡北部开采的石膏获得。 砖是用多种粘土制成的，最有用的粘土是英格兰中部地区的牛津粘土，这个地区的砖厂位于彼得伯勒、布莱奇利和贝德福德这样一些中心的附近。 特种耐火砖是用煤系耐火粘土制成。北斯塔福德郡陶器业采用康沃尔郡的瓷 土、多塞特郡的“球土”和当地粗质灰粘土，以及进口原料。·10·砾石被广泛地开采，以制造用于建筑工业的混凝土。人们需要沙（如曼斯菲尔德附近挖掘的红沙）用于高炉的浇铸。英国只发现有粗质玻璃 沙，较为优质的靠进口。由岩石获得的其他有用物质包括主要由磨石粗砂岩 制成的磨石和磨刀石，以及由细粒熔岩或变质岩制作的油石。　　英国生产的盐包括德罗伊特威奇、诺斯威奇、蒂赛德地区和其他地区的 二叠系和考依波统泥灰岩中的岩盐。世界各地有许多大盐矿，如突尼斯和摩 洛哥的磷酸盐，民主德国的施塔斯富特、阿尔萨斯的未卢斯附近和加拿大萨 斯喀彻温省的碳酸钾。在世界许多地方，盐矿体受到巨大压力，像圆拱或塞 子那样被迫向上抬起，并使上覆地层隆起，如在得克萨斯、路易斯安那，和 珀西亚西南部就有这种情况。这些构造通常与石油和天然气有关，有时与石 膏和硬石膏有关。　　金属矿石 金属通常以叫做矿石的含金属矿物的形态出现。许多矿石与 过去的火成活动有关，因而它们表现为占据岩石裂隙和洞穴的岩脉。这些岩 脉的形成极端复杂；矿石可能直接从熔融的岩浆沉积出来，或者可能通过既 与岩浆又与围岩起反应的极热气体的活动产生，还可能由于富含矿物的热水 溶液上升而形成。另一类矿石是地层中的矿石，如某些铁矿石。铝土矿是铝 的主要来源，它们也以水化氧化铝粘土状物质形态存在于地层中，是由原来 富含硅酸铝的各种岩石部分分解而形成。大部分金属以与其他元素化合的形态存在，形成硫化物、氧化物和碳酸盐。例如，铅、锌和银通常以硫化物形态存在，分别称为方铅矿、闪锌矿和 辉银矿。锰和锡主要呈氧化物出现，后者称为锡石。铜呈多种多样的矿物存 在，实际上大约有 360 种，但是最有用的是扎伊尔的加丹加、赞比亚、智利、 加拿大、美国犹他州和内华达州的硫化物矿。铁是地壳广泛分布的成分，最 常见的是氧化物形态，如（i）褐铁矿（水化氧化铁），洛林有开采；（ii） 赤铁矿（红色的氧化铁），产于西坎布里亚郡、苏必利尔湖附近的“铁山”， 以及乌克兰克里沃罗格（形态略有不同）；（iii）磁铁矿（黑色的铁氧化物， 出现于瑞典的耶利瓦勒和斯瓦帕瓦拉（Svappavaara）；（iv）菱铁矿（碳酸 亚铁），产于英格兰煤系和侏罗系石灰岩（照片 7）。　　有时，作用于母矿床的各种侵蚀营力可能把金属矿石、甚至母金属冲走， 并在其他地方沉积下来。由于它们密度大，河流作用对金属进行分选，并把 它们聚集在砾石层或河漫滩中，这称为砂矿；金、锡和钼可能以这种方式存 在。
岩石按时代的分类 在下表中，岩石按其正常顺序排列，最新的在上部，最老的在下部，这些名称是应用于不列颠群岛的名称，但各系（粗体字）在世界范围内使用。全新世或现代系冲积层，泥炭更新世（2） 冰碛、冰川沙上新世（7） 碎片（如贝壳沙和砾） 中新世（26）
英国缺失 渐新世（38）第四纪
粘土、灰泥、沙、石灰岩（如本布里奇石灰岩）、褐煤 始新世（65）沙（如萨尼特沙）、粘土（如伦敦粘土）、卵石（如布莱克希思卵石层） 新生代（第三纪）2白垩纪（136） 白垩 上部海绿石砂重粘土（粘土） 下部海绿石砂
威尔德层（Wealden）（如威尔德粘土和黑斯廷斯沙（Hastings Sands） 侏罗纪（190）珀贝克层 波特兰层启莫里叽粘土（Kimmeridge Clay） 科拉利层（Corallian）（贝壳石灰岩和粘土） 牛津粘土
大鲕状岩（石灰岩） 下鲕状岩（石灰岩、粘土和沙） 里阿斯统（Lias）（粘土、沙、灰泥和石灰岩） 三叠纪（225）瑞提统 3（Rhaetic）（泥灰岩、页岩、石灰岩） 考依波统（Keuper）（泥灰岩和砂岩） 班特统（Bunter）（砂岩和卵石层）二叠纪（280） 新红色砂岩、镁石灰岩 石炭纪 4（345）煤系（煤、砂岩、石灰岩、页岩） 磨石粗砂岩 约代尔层（页岩、砂岩、石灰岩） 石炭纪石灰岩泥盆纪（395） 泥盆纪板岩和石灰岩，老红色砂岩 志留纪（440）中生代
页岩、板岩、石灰岩、砂岩（如拉德洛页岩、文洛克石灰岩、兰达弗里砂岩） 奥陶纪（500）
板岩（如斯基多板岩（Skiddaw Slates））、石灰岩（如巴拉石灰岩）、火山岩（如博罗达尔 近地表火成岩）寒武纪（570） 板岩（兰贝里斯板岩）、粗砂岩（哈勒赫粗砂岩）、石英岩和板层（Flags）　　　　　　　　　　　　　　　　　　古生代 古火成、沉积和变质岩（如托里登安砂岩（Torridonian Sandstone）、刘易西安片麻岩（LewisianGneiss））
前寒武纪 括号内的数字系据伦敦地质学会采用的时代表提供的每个系（纪）的下限年代（百万年）。
1.在美国（英国也日益如此），新生代最早的部分叫做古新世，从
万年以前，与始 新世相接。
2.在 A.霍姆斯采用的修订时代表中，新生代被分为第三纪和第四纪两个纪，前者包括从古新世 到上新世（从 7，000—200 万年以前），后者包括更新世和全新世。3.有些地质学家把瑞提统看成是三叠系和侏罗系间的过渡。4.在美国，石炭系被分为两个系：密西西比系（下部）和宾夕法尼亚系（上部）。第 2 章 地球的构造　　为了在一定程度上理解地形怎样变成目前的状况，在研究地形时，需要 了解一些过去发生过的和现在正在发生的过程。为充分了解起见，还必须是 解释性的。地表特征是两组营力的产物。一方面，“内”力（压缩、扩张、 上升、偏斜、翘曲、沉降、变形、断裂、侵入和溢出）不仅以大的规模而且 也以小的规模直接影响了地壳。另一方面，剥蚀作用（即均夷作用）的“外” 力能蚀去地壳运动所抬升起来的最高大山脉，并将所产生的物质在其他地方 沉积下来。第 4 章至第 9 章将描述这些过程。　　　　　　　　　　　　地球的内部 根据地震波速度（这可以极精确地加以记录）的证据，最近又根据人工爆破所产生的地震波，似乎大陆的表层主要是由密度约 2.65—2.70 的花岗岩类组成。因为这些岩石含有大量的二氧化硅和氧化铝，它们常常统称为硅铝 层。这个硅铝层厚度是有变化的，大洋盆地的大部分区域完全缺失，特别是 太平洋。在硅铝层表面覆盖着沉积物，在长期发生沉积作用的盆地内厚几公 里，在一些古高地地区缺失。早在 19 世纪中期，通过钟摆观察发现，与印度河-恒河平原相比，喜马拉雅山没有产生根据其高度和质量计算得出的重力。这就产生了山脉以下有密度较小的硅铝岩补偿“根”的概念（图 2）。　　　　　　　　　　　图 2 地球内部示意图 硅铝层以下是一层密度较大的岩石。这些岩石由二氧化硅（但比例比硅铝层小）和富含镁、铁的矿物组成，密度约为 2.9。它们有时以玄武岩熔岩在地表出现。这层基性岩称为地壳硅镁层或镁铁质壳，并与硅铝层一起构成 地壳。整个地壳的厚度从 8—50 公里（5—30 英里）不等。在地壳以下，半可塑性的地幔向下延伸约 2900 公里（1800 英里），在地幔内，岩石密度变得比较大（3.0—3.3），它们不是逐渐过渡而是呈现一 系列的同心壳层，主要由淡绿色矿物橄榄石（铁镁的硅酸盐）构成。橄榄石 呈现为一种刚性大、称为纯橄榄岩的超基性岩形态。纯橄榄岩是橄榄岩的一 个变种。地壳和地幔之间的不连续面一般叫做莫霍面，这个面是用 1909 年发 现它的科学家 A·莫霍洛维奇的名字命名的；地震波传播速度在这里突然由 大约每秒 5.0 公里加速到 8.1 公里。为了达到莫霍洛维奇不连续面和钻入地 幔，美国科学家制订了一个向地壳深处钻探的计划。1961 年，在下加利福尼 亚半岛与瓜达卢佩岛之间的东太平洋海岸进行了试验性钻探。钻探进行得很 成功，并且找到了覆盖洋底的沉积物“岩心”。主要的上地幔计划（很自然 地称为“莫霍行动计划”）是在夏威夷群岛火奴鲁鲁岸外 270 公里（170 英 里）的一个地点，进行更加深得多的钻探，但是计划在 1966 年被放弃了，因 为美国国会未能批准经费。俄国人在北太平洋千岛群岛附近进行了类似的钻 探；他们钻穿表面沉积物，进入了玄武岩层。　　1960 年，俄国科学家发起了一项国际地幔计划，美国、加拿大和其他国 家的地球物理学家与他们进行了富有成果的合作。在大湖地震试验期间，在 苏必利尔湖水域进行水下爆炸时，经过地震冲击波分析显示出地壳和地幔边 界的深度有明显的变化。更有雄心的横跨大陆地球物理的调查，得到了横穿　　北美洲地壳和上地幔的一个完整剖面。　　地幔的一个重要特征是其表面以下 100 和 200 公里之间有一薄层存在， 这一层的岩石与上下岩石相比，刚性较小，塑性较大。因此，地震波传播速 度突然减小。这一层与其上的岩石圈（上地幔和地壳）明显不同，现在被称 为软流圈。软流圈存在的理论概念，首先被 1960 年智利地震期间所获得的详 细地震仪记录所证实。　　地幔和地核的分界是深度约 2900 公里（1800 英里）的古登堡不连续面， 这里的温度估计约为 3700℃。地核直径约 6900 公里（4300 英里），它可能 是处于巨大压力下（约每平方厘米 3.88×106 千克，即每平方英寸 24500 吨） 的镍铁体，平均密度约 10.5。人们曾经认为，这个地核完全为液态，但目前 根据近年对地震波动态的详细研究认为，中央地核是固体，密度为 16—17， 直径约
公里（ 英里）。这就解释了这样一个事实， 即整个地球的平均密度约为 5.517，尽管地壳和地幔的密度比这个密度小得 多。整个地球的质量据计算为 5.976 ×1021 吨。　　地壳均衡现象 通过地震波的研究，通过用钟摆观察重力，已经揭示出 一个有趣的事实，即太平洋洋底的硅铝层多半缺失，在其他大洋水下，它仅 以薄薄的斑块状存在。硅铝层似乎是深达大约 13 公里（8 英里）的大陆地壳 的主要组成部分，而硅镁层不仅下伏于这个大陆地壳之下，而且除了薄层沉 积物以外，它构成洋底的主体。这可用所谓安山岩线（图 3）来举例说明； 这是一条在太平洋内从阿拉斯加、日本、马里亚纳群岛、俾斯麦群岛、斐济 和汤加到新西兰以东的岩石界线。此线以西，岩石属中间类型，主要是安山 岩、英安岩和流纹岩；以东，它们为硅镁质，包括玄武岩、粗面岩和橄榄石。 换句话说，安山岩线形成亚洲大陆陆块的真正东缘，线以外是覆盖硅镁质岩 石的真正洋盆。把较轻的外地壳看成在密度较大硅镁层中的“飘浮的筏子”是有趣的。这里的硅铝层块体较高地突出（因而形成山脉），硅铝层向下较大地深入到 硅镁层内，以补偿过多的质量。相反，在大洋下面，硅铝层薄或者缺失，硅 镁层更加接近或者实际上达到固体地球的表面（图 2）。这就是为什么莫霍 计划的地点选在夏威夷附近海洋的缘故，在这个地方，地幔的表面仅深约 5 公里（3 英里），而在陆地上，它可能为 30—50 公里（20—30 英里）。这个概念被系统地概括为地壳均衡说，这一术语源于意为“均等状态”的两个希腊语单词，表示地壳中的均衡或平衡状态，在相等的表面积下面有 相等的质量。这必定会形成两种调节运动。第一种是垂直方向的运动。例如， 巨大的冰盖形成时，冰的重量可能引起地壳的下沉或下陷；当冰融化时，便 发生逐步回升，使以海面为基准的陆地高度产生相当大的变化。南极洲周围 大陆架覆盖着约 750 米（2500 英尺）深的水，而其他大陆周围仅为 180 米（600 英尺）。这可能是目前冰原的重量的结果。同样，如果没有格陵兰冰盖的巨 大重量，下伏高原的表面将高出 1100 米（3500 英尺）。北欧由于大部分冰 盖消失，抬升（即均衡回复）仍在继续之中。斯堪的纳维亚海岸附近出现许 多从前的海滩，高踞于目前波罗的海海面以上，波的尼亚湾北端的陆地正在 以每个世纪 1 米的速度上升。换句话说，斯堪的纳维亚现在仍然不平衡。这 种均衡的另一个结果是：在山脉逐渐被剥蚀，产生的物质被沉积在海底如三 角洲或地槽的底部时，沉积地区下的地壳部分下沉，侵蚀地区下的部分抬升。 第二种调节运动是在硅镁层，特别在软流圈中的某种塑性极大的缓慢水平流（即“对流”）。一个重要的问题是要说明有关的能量。岩体内持续不 断的放射性衰变释放出热量，由于上覆较密实的地层使热量不能通过辐射散 逸到地球表面，它们便可能聚集起来。据设想，这可能使硅镁层更为活动， 并且还导致硅铝质的大陆下沉，这一点可能是对周期性海侵的一种解释。然 后，积聚的热量当活动性达到顶点时消散出去（也许通过广泛的火山作用）， 硅镁层变得不易流动，大陆便开始上升，于是发生海退，在过渡期间堆积了 沉积物的从前的海底暴露出来。这些大海侵和海退在地球历史上时有发生。图 3 安山岩线　　这种热积聚说似乎已在
年通过使用地磁仪在秘鲁和玻利维 亚的安第斯山下面发现若干“热点”而在实际观测基础上得到了某种程度的 证实。这些热点与地壳运动有关，用主持这项调查的卡内基研究所（Carnegie Institation）的报告中的话来说，“似乎正在我们自己的时代重复造山运动 的壮丽景象”。　　在很久以前的 1889 年，系统地阐明和命名的整个地壳均衡概念，要比这 里的说明所包含的内容复杂得多，但是，原理还是讲清楚了。　　大陆漂移 也许由于硅镁层巨大块体发生了破裂，并且分开，结果发生 大陆块体改变它们彼此相对位置的可能性。这就是令人感兴趣的“大陆漂移” 假说，这个概念甚至在 1620 年就被弗朗西斯·培根提到，并且被 F.B.泰勒、 A.魏格纳、A.杜托伊特以及其他一些人加以发展。这些最早的理论是根据大 西洋两侧海岸线的明显的地质学相似性（尤其是南美洲与非洲密切的吻合）， 以及后来的古气候证据，特别是在大约 2.5 亿年以前石炭-二叠纪时所有四个 南大陆都有一个大规模冰期的迹象。在这一时期，它们紧靠在一起并比较靠 近南极。简言之，人们认为，原来单一的硅镁质陆块（联合古陆）曾经被一 个具有硅镁质洋底的古老大洋（泛古洋）所包围。这个陆块在前寒纪晚期分 裂，形成一块被叫做特提斯海的窄长海洋分割开的北方大陆（劳亚古陆）和 一块 南方大陆（冈瓦纳大陆）。那时，可能前一个陆块横跨赤道，后一个陆 块穿过南极。在中二叠纪和白垩纪之间的 l.5 亿年中，劳亚古陆分裂成三块（劳伦特地盾、芬诺斯坎迪亚和安加拉地盾或西伯利亚），而冈瓦纳古陆形成了整个一系列的“古核心”（在下一节叙述）。最近，在距南极约 640 公 里（400 英里）处发现了有趣的起确证作用的水龙兽化石，这是一种类似河 马的爬行动物，在大约 2 亿年前十分繁盛。它们的化石很早就在非洲发现， 在那里被认为是三叠纪的“关键标准化石”，这就进一步提供了冈瓦纳大陆 存在的引人注目的证据。　　20 世纪 50 年代以来，大陆漂移概念从岩石磁性研究（称为古磁学）中 得到新的支持。这项研究是以火成岩冷却时保持一定的磁化性这一事实为依 据的，磁化性是依照当时地球磁场方向排成一直线并具永久磁性的含铁物质 颗粒存在的结果。因此，这种“古磁性”提供了可据以确定不同时代磁极位 置的记录；从相同时代岩石得到的资料表明，各大陆一定发生过彼此相对移 动，以适应不同地区磁化的方向。　　人们在这方面还提出了一种看法，即放射性热提供所需的能量，这种能 量在整个硅镁层和软流圈中引起在一系列“房间”内流动的对流流动（估计 速度为每年 1 厘米）。这些对流流动上升到大洋以下，然后成两个相反方向 作水平运动，把较轻的硅铝质“大陆筏子”带走，使它们以目前的每年约 2.5　　厘米的速率漂移开去。这就在大陆间的洋底中间产生张性裂谷或裂缝，形成 长度约 64000 公里（40000 英里）的世界规模的 Y 形裂谷。界限最清楚的一 段是大西洋中央海岭（图 162），这条海岭似乎是被张开的裂缝分隔开的两 列海岭。这还能在东太平洋发现，并且从阿拉伯海呈东南方向向澳大利亚西 南部和南极洲延伸。其他世界规模的裂谷包括红海和东非裂谷线（图 15）， 以及沿北美西岸圣安德烈亚斯断层所示的一线和加利福尼亚湾一线。这些线 的沿线一带有地壳活动迹象、火山岛屿和频繁的地震；在沿大西洋中央海岭 的若干地点，对热流曾进行过测量，结果是大约 8 倍于正常情况。热流在“单 体房间”中下沉完成运动的地方，可能还有在相反方向的两股热流汇合的地 方，硅镁层和上地幔可能被拖带下去，形成巨大的海槽和深渊。　　板块构造 在过去几年里，有人提出，地壳中这些活动的、地震和构造 上活跃的裂谷，形成一种持续不断的网络，把岩石圈（地壳和上地幔）分成 若干板块。这便是全新而振奋人心的“板块构造”的地球物理概念的基础。 这个概念既利用复杂的观测证据，还利用电子计算机所计算出来的极复杂数 据为基础的理论模式。人们提出了不同的板块系统；看来存在着 6 个大板块（欧亚、美洲、非洲、太平洋和南极洲板块）和 12 个小板块（如加勒比地区）。 这些板块既构成大陆硅铝质“筏子”，又构成硅镁质洋底，因此严格来说， 由来已久的名词大陆漂移不再适用。板块彼此间的相对运动（可能是软流圈 热对流的结果）和它们的相互碰撞可能有助于解释线状褶皱山、岛弧、岩基 侵入、大熔岩流和在受扰动的板块接触带形成的火山喷发。大陆　　陆地表面占地球表面的 29％。从事实来看，大陆和大洋盆地在地球表面 上仅仅是略高和略低的参差不齐。珠穆朗玛峰峰巅（海拔 8848 米，29028 英 尺）和马里亚纳海沟沟底（海面以下 11033 米，36198 英尺）的高差只有大约 19.9 公里（12.4 英里），这相对于地球直径来说是很小的。地球在两极略“扁平”（地球自转的结果）；因而其赤道直径为 12755 公里（7926 英里）， 其极地直径为 12714 公里（7900 英里）。因此它可以称为椭球体，或地球体。 有不同的假说试图解释能看到的某些大致的图形；大洋和大陆大致为三 角形，北半球以陆地为主，南半球以水域为主，陆地在北极地区四周似乎形 成断断续续的环；北冰洋与南部的南极洲陆块成鲜明的对照（第 12 章）。事实上，好象存在着一种显著的情况，即陆块与水域在地球上是对跖的。　　古核心 自从地球历史的早期以来，似乎各大陆上的某些“核心”—— 劳亚古陆和冈瓦纳古陆的碎片的残留或多或少是稳定的（图 4）。不同时代 的山系被“焊接”到这些核心上面，在核心　　　　　　　　　　　　　图 4 各大陆的古核心 的边缘上和边缘附近，形成了覆盖大部分低地的一层层沉积物。这些核心是 “刚性体”或“地盾”。在西北欧，波罗的地盾（即芬诺斯坎迪亚）刚性体 出现于瑞典和芬兰地表，但在俄国西部，则为较新近的厚层沉积物所覆盖。 亚洲的地盾体由大部分掩埋在沉积岩下的西伯利亚陆台、中国陆台、越南小 部分地区、德干和阿拉伯半岛组成。非洲几乎完全由一个大地盾构成，在漫 长的地盾时期中，这个地盾的岩石受扰动相对较小。澳大利亚西部是海拔约　　　　　　　　　　　　　180—460 米（600—1500 英尺）的一个古高原。北美洲的北部由加拿大（即 劳伦特）地盾构成。在南美洲，圭亚那和巴西高原发生翘起，结果它们的大 西洋边缘形成陡峭的山脉。最后，在南部有南极洲地盾。地盾由极老的变质岩组成，许多地区的变质岩含有矿脉和矿体。
地壳运动 地壳经受着持续的内力影响，其结果造成从一般称作地震的迅速、可见的岩石运动，到极其缓慢、大规模、也许经历数百万年的造陆和造山运动等 不同的运动。有些运动使古地盾发生断裂，使某些地区下沉，而其他地区仍 然兀立，甚至整块地上升和翘起。另一些运动挤压起巨厚的岩石，特别是巨 厚的新近沉积物，形成与深沟相邻的压性弧、山链和岛屿。　　这些产生不同构造特征的力称为地壳运动力，其过程称为地壳运动。构 造一词（名词为构造运动，tectogenesis）源于希腊语“tekton”（建造者）， 有较广泛的含义，并且还包括火山作用（第 3 章的主题）的影响。由于火山 作用，熔融的岩石物质被迫进入裂隙和薄弱地带，或者到达地表。　　地壳运动分类 地壳运动最简便的分类是根据其构造结果，可分为两 类。一类包括垂直起作用的力，即沿从地球中心到地表的半径向上或向下呈 经向起作用的力。它们通常规模很大，因此叫做造陆运动，（此词源自希腊 语“epeiros”）意为大陆。它们可能引起整体的垂直上升或下沉（这可能是 均衡再调节的结果），或者挠曲和翘起。这类运动可能具有局部规模，在海岸附近特别容易看出，因此影响海陆的相对高度，从而又影响海岸线的性质。然而必须小心，不要将陆地的这些 实际运动与海面本身的变化（称为海面升降运动）混淆起来。无论哪种情况， 都可能发生海侵入陆地，或者陆地由海中出露。第二类是水平起作用的力，即与地面成切线方向的力，包括地壳的压缩和拉张，结果使岩石本身形成应变和应力。这些力是形成巨大褶皱山脉的力， 因此采用了源于希腊语“oros”（山）的术语造山运动。同样，造山的时期 称为造山期。由于一些尚未真正了解的原因，造山运动似乎是循环性的，就 是说，它们在整个地质时期内周期性地重复发生。许多造山运动极为古老， 因而需要作耐心的调查研究来综合和解释资料，并形成关于它们原有性质的 一些概念。这两大类运动为分析地形的形成提供了基础。但必须记住，它们的结果不能任意地加以分隔和区分。在切向力起作用形成褶皱山时，所影响的地区 内可能会有垂直力起作用。在形成欧洲阿尔卑斯山脉的褶皱运动发生时，这 个大陆的其他地区经受到了上升、下沉和翘起的垂直运动。
地震 已经着重指出，关于地球内部的许多知识是获自地震波的记录和分析。极“浅的”地震是地壳岩石的应变引起的地壳突然运动。但大多数源于上地幔，是由于带爆炸性质的局部能量增加而产生的，其原因还不了解，但它们 可能是由于组成地幔的硅酸盐矿物的结晶构造的变化。岩石中产生的振动或 波，从扰动中心向外传播出来，这是一次主要的震动，伴随有“前震”和“后震”（或余震）。冲击发生的地点叫做源地或震源；大部分的震动发生在地 壳的上部 20 公里（12 英里），但记录到的最深震动是在 700 公里（435 英里）。 由震源垂直向上达到的地球表面一点称为震中。按照确定的等级，可以标出 受到同等程度损害的地点的连线即等震线，以表示逐级的强度（图 5）。这 个等级过去常常是以对实际结果的观察为根据。如在图 5 上，强度Ⅵ表示“吊 灯摆动，时钟停走”等等，Ⅷ是“建筑物裂缝”，Ⅹ为“建筑物完全倒毁， 灾害普遍”。现代里克特震级是根据仪器记录而不是后果表示震动的大小；7.0 级为大地震，迄今记录到的最大震级为 8.9。灵敏的仪器即地震仪能记录 地震（其源地在数千公里之外），它是以摆的原理为基础。当摆受扰动时， 它就把这个运动传递给在转动圆筒上持续绘出记录的指针上。最现代化的类 型有照片式的（摆上有一面镜子将光线反射在感光纸上），或电磁式的（摆 内的一个小线圈产生电流后传送给一台电流计）；这两个类型都消除了磨擦。 分别测定所有三度的运动是必要的。另一种用于探测地震的极灵敏仪器是地 震检波器。
图 5 1931 年新西兰地震等震线图 等震线表示地震影响的地区和严重程度，震源（E）接近霍克湾海岸。地震使地面升高 1 米（约 3 英尺），使新西兰领土增加 13 平方公里（5 平方英里）。不幸的是，有 256 人丧生。 Ⅹ.广泛毁坏；Ⅷ.建筑物毁坏；Ⅵ.悬吊物体摆动；Ⅳ.门窗咯咯作响，此图未显示Ⅳ以下烈度。最低的烈度（Ⅰ）很少为普通观察者所觉察。这些数字是按以观测到的影响为基础的罗西—福柔震级（Rossi—Forel Scale）。 它后来被取代，首先是被改进的麦卡列震级（Modified Mercalli Scale）所 代替，然后又在 1935 年被完全基于仪器记录的里克特震级（Richter Scale） 取代。仔细观察发生在离仪器 1100 公里（700 英里）以上的地震的地震仪记录，可以区别出岩层内三种不同类型的振动；但是，如果仪器接近震源，就几乎 不可能把它们区别开来。第一类地震波与声波类似，振动时，波使每一质点 按其运动方向即纵向发生位移。这一类称为 P 波（压缩波）、地震纵波，或 者不科学但十分精确地称为“推波”。第二类地震波与光波类似，它使每一 质点与波运动方向成直角发生位移。这种横波、次波或剪切波称为 S 波（“震 动波”）。另外还区分出了 P 波和 S 波的一些中间性的波（叫做 Pg 和 P*波，Sg 和 S*波）。第三类波沿地面传播，其性质受岩层弹性的支配，称为 L 波。有两个类型：洛夫波为在水平面上振动的波，称作 Lg 波（Querwellen，为德 语“横波”，quer，横的、横向的意思）；雷利波是较慢的波，在垂直面上 振动，称作 Lr 波。两类波都以其发现者命名。　　当一次遥远的地震发生时，通过地球物质取直接路径的 P 波和 S 波首先 到达，过一段时间（其长短取决于与震源的距离）沿较长地面路径传播的 L 波才到达。因此，根据地震仪的记录，可以确定震源的距离和位置。　　根据对这些记录的分析，通过对构成一次地震的一系列振动（包括表面 波和深位波）的考察，可以获得关于地球内部性质的许多资料。各类波通过 任何地球介质都有不同的传播速度；P 波平均速度每秒 8 公里，S 波 4.5 公里。 因而 P 波到达离震中 11000 公里（7000 英里）的地点，差不多要 14 分钟， 同一次地震的 S 波却要 25 分钟以上。在到达古登堡不连续面（Gutenberg　　Discon-tinuity）以前，所有波的速度都随深度而增加，表明它们在其中传 播的岩石的密度也增加。如图 6 所示，S 波似乎在这个不连续面上消失，而 P 波受到折射，并以减小的速度继续传播。因此，在与震中相对的地球另一侧， 地球的外层存在着完全“阴影带”，在这里，根本记录不到任何波，阴影带 包围着仅能收到微弱 P 波的对跖地区。S 波仅能通过固体，所以这里有外地 核具液态性质的直接证据。　　地震的影响 如果地震发生于人口稠密、建筑物密集的地区，后果可能 是灾难性的。最严重的一些地震有里斯本（1755 年）、圣弗朗西斯科（1906）、 中国甘肃（1920）、东京—横滨（1923）、阿萨姆（1933）、摩洛哥的阿加 迪尔（1960）、智利（）、南斯拉夫的斯科普里（1963）、阿拉 斯加的安克雷奇（1964）、哥伦比亚（1967）、伊朗（、1970、1972）、秘鲁（）、南加利福尼亚（1971）、土耳其（、1971）、尼加拉瓜的马那瓜（1972）和墨西哥（1973）地震。虽然表面波波 幅常常很小，但对建筑物造成的破坏却很大；据说垂直振幅 1 厘米的表面波， 会使大多数房屋倒塌。另一方面，1899 年的阿拉斯加地震垂直位移达 14.3 米（47 英尺），而 1964 年阿拉斯加地震垂直位移还要大；阿拉斯加湾部分 海底上升 15 米（50 英尺），这是曾经记录到的最大值。在大多数易发生地 震的地区，现代建筑物的建设与一般的不同，它们能经受冲击和振动；人们 使用钢和预应力混凝土，建筑物便可以矗立在埋在地表以下的厚厚的混凝土 “筏子”上。有时，地震使地表形成张开的裂缝，或者沉降，发生滑坡，铁 路和主管道被切断，桥梁毁坏，还可能发生广泛的建筑物倒塌，有的时候由 于建筑物损坏和同时发生的火灾而造成生命的损失（照片 8）。例如，美国 西北部 1959 年 8 月 17 日的地震引起了一个大滑坡，滑坡以 60—90 米（200—300 英尺）高的岩石障壁堵塞了麦迪逊河，并使横跨河流的赫布根坝发生裂隙。离震源越远，地震颤动的影响越轻微。在地震影响洋底的地方，巨浪（称为震浪，日语名叫地震海啸）可能以每秒 500—800 公里（300－500 英 里）的速度从大洋向外传播开来，有时对沿海地区造成巨大的灾难。这些在 海上的浪常常不很引人注目；1896 年日本近海海底地震时，海上的渔民并未 注意到这些浪，但是波浪涌到了陆地上，溺死 27000 人。发生在地壳中的地震是极其频繁的，不过大多数极端微弱。例如在 1913年至 1930 年之间，研究人员用表列出了足够明显、能测定震中的地震达 6738 次。在大的造山运动时期，大地震一定比现在频繁得多。正如 L.D.斯坦普所 说：“今天的地震就像大风暴过后的尾声”。
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