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地球构造
2017-05-11
 
地球构造

地球的结构同其他类地行星相似,是层状的,而这些层可以通过它们的化学特性和流变学特性确定。地球拥有一个富含硅的地壳,一个非常粘稠的地幔,一个液体的外核和一个固体的内核。这些对地球内部结构的认识来源于物理学证据和一些推断,这些证据包括火山喷出的物质和地震波。

概述

地球结构可以由化学手段和力学的手段——例如流变学确定。物理学上,地球可划分为岩石圈、软流层、地幔、外核和内核5层。化学上,地球被划分为地壳、上地幔、下地幔、外核和内核。地质学上对地球各层的划分,按照自地表的深度,分别是:

深度(千米)         层

0–60                岩石圈(深度介于5公里至200公里之间)
0–35                  地壳(深度介于5公里至70公里之间)
35–60                 地幔顶层
35–2890             地幔
100–200               软流层
35–660                上地幔
660–2890              下地幔
2890–5150           外核
5150–6360           内核

地球的各层可以由折射和反射的地震波的传播时间间接得知。横波不能通过地核,在其他的层中速度也不同。波速在不同层中间的变化遵守折射的斯涅尔定律。高速地震波引起的反射则和光波在镜面上的反射类似。

地核

地球的平均密度为5,515kg/m3。由于地表物质的平均密度只有约3000 kg/m3,因此我们可以得知,地球核心区域有密度更大的物质。关于地核的更多信息则来自于地震学研究。

地震学测量显示,地核由2部分构成:半径为1220公里的固体内核和裹在外面的液体外核,总半径3400公里。固体内核是由英格·莱曼在1936年发现的,成分主要是铁和镍。

在45亿年前的地球早期,高温熔融的状态使得较重的物质下沉到地球中心,较轻的物质上浮到地壳,这个过程称为行星分化。地核的成分因此可以推断为80%的铁,以及镍,以及一些轻元素。其他的重元素,例如铅和铀,不是含量过少,就是同其他的轻元素结合而留在地壳里。内核甚至被认为是由铁晶体组成。

液体的外核包裹在内核周围,成分也是铁和镍,还有少量的轻元素。

最近的研究显示,地核最内部可能富含金、铂和其他亲铁元素。

组成地球的成分和普通球粒状陨石和太阳外部的成分有很大关系。地球的成分同普通球粒陨石相似,而与另一种顽火辉石球粒陨石完全不同。在1940年初,包括弗朗西斯·伯奇在内的很多科学家在这个研究成果的基础上建立了地球物理学。两种陨石出现如此巨大的差异的原因是生成顽火辉石球粒陨石的环境必须是极端缺氧的环境。这使得亲氧的元素部分或全部保留在和地核相同的合金中。

发电机理论认为,外核的对流,以及科氏效应为地球创造了磁场。内核由于高于居里温度而不能保持一个稳定的磁场,但是可能对外核产生的磁场起到了稳定作用。

最近的研究显示,内核可能比地球的其他部分转得快。在2005年8月,一些地球物理学家在《科学》上发表了一篇论文,称地球的内核每年比地表多转0.3至0.5度。

地幔

地幔深度达2890公里,是地球最厚的层。地幔底部的压强高达140×109帕(约140万个大气压)。地幔由富含铁和镁的硅酸盐岩石组成,和地壳相近。虽然地壳是固体,但是高温使得硅酸盐拥有足够的延展性,以在很长时间内缓慢流动。地幔的对流在地面上体现为板块运动。物质的熔点和粘度随着压强的变化而变化。由于地幔越向下压强越大,因此地幔上方的部分比下方的部分更容易流动(化学变化也可能起着一定的作用)。地幔的黏度介于1021-1024Pa·s之间。作为比较,水的粘度为约10-3Pa·s,而沥青的黏度为107 Pa·s。

地壳

地壳深度介于5公里至70公里之间,是地球最外层的结构。海盆下比较薄的海洋地壳是由含铁镁的硅酸盐岩石组成的。比较厚的大陆地壳则是由含钠钾铝的硅酸盐岩石构成。由于大陆地壳的主要构成元素是硅和铝,因此也称为硅铝层。同样,海洋地壳被称为硅镁层。地壳和地幔的区别有两部分。首先,地壳和地幔间有一个不连续面,导致地震波的速度变化,称为莫霍洛维奇面,简称莫霍面。造成莫霍面的原因是面上方的岩石包含长石,而下方的岩石不含长石。第二,铁镁堆积岩和橄榄岩之间有一个化学不连续面。

很多构成地壳的岩石年龄在1亿年左右,但已知最老的岩石年龄为44亿年。因此可以推断,地球在那时就拥有一个固体地壳。



岩石圈

岩石圈是地球的表层,薄而坚硬。岩石圈在软流圈之上,包含部分上部地幔和地壳。地壳在地幔之上,由莫氏不连续面作为分界。根据板块构造学说,岩石圈并非整体一块,而是由许多板块组成。

岩石圈相对于其下的软流圈,属于较刚性、脆性的一部分。在这种情况下,岩体仍然有足够的强度来累积能量,发生地震。

岩石圈与软流圈的区别在于对应力的不同响应:岩石圈在很长时间内保持刚性、弹性形变、最终可能发生脆性断裂;软流圈黏滞变形,在应力下塑性形变。

岩石圈的厚度因地而异。一般而言,大陆地壳的岩石圈厚度大于海洋地壳的岩石圈厚度,但是其具体深度存在争议。岩石圈的下界是上地幔岩石从脆性转变为黏性的等温线。超过此温度(~1000°C),上地幔中最软弱的矿物——橄榄石将黏性形变。洋底岩石圈典型厚度为50–100 km thick(但在大洋中脊下的岩石圈厚度仅相当于地壳厚度),大陆岩石圈的厚度约40 km到可能的75 km;其上部的~30到~50 km是大陆地壳。岩石圈的地幔部分主要由橄榄岩组成。地壳与上地幔的化学组成成分有很大不同,二者的分界面即莫霍面。

大洋岩石圈

大洋岩石圈主要由镁铁质地壳与超镁铁质地幔(橄榄岩)组成,密度比大陆岩石圈更大。大陆地壳主要是长英质岩石。随着年龄增加与越来越移动离开洋中脊,大洋岩石圈也逐渐变厚。这种加厚主要是通过传导冷却把热的软流圈转化为岩石圈地幔,因而大洋岩石圈地幔的厚度与其年龄的平方根成比例。
h~2√κt
其中h是大洋岩石圈中地幔的厚度,κ是热扩散系数(近似10-6 m2/s),t是洋底年龄。

大洋岩石圈在生成之后最初数千万年,其密度小于软流圈。此后大洋岩石圈的密度会逐渐增大最终超过软流圈。这主要是因为岩石圈中的地幔部分热胀冷缩,随着温度的下降,其密度超过了软流圈;虽然大洋地壳由于化学分异造成密度总是小于地幔。成熟的大洋岩石圈因重力不稳定而在消减带拆沉进入下伏的地幔软流圈。因而大洋岩石圈的年龄最大不超过1.70亿年,比数十亿年的大陆岩石圈年轻得多。

被消减的岩石圈

21世纪初的地球物理研究发现,一些被消减的岩石圈的大块深入地幔深达2900 km,几乎接近核幔边界,同时有的岩石圈块体漂浮于上地幔中,还有的插入地幔400 km但仍附着于上面的大陆板块,类似于佐敦于1988年提出的“构造圈”。



隐没带

隐没带(英语:subduction zone),也称“俯冲带”、“消减带”、“隐没带”,指地球的岩石圈中对流的沉降流(downwelling)所在的地区。

隐没带存在于聚合板块边缘(convergent plate boundary)。海洋板块扩张到大陆板块边缘,因为海洋板块较重,会沉入大陆板块之下,形成聚合板块边缘。地球的岩石圈、海洋板块、沉积层以及被困住的水分就是经由隐没带回收到地幔深处的。目前地球是唯一已知有隐没带的行星,金星与火星都没有隐没带。但是根据1999年火星全球探勘者号(Mars Global Surveyor)对火星磁场的观察发现,火星早期可能有板块活动,但尚未得到确认。没有隐没作用(subduction),地球也不会是现在的样子。没有隐没带,地壳不会分化出大陆与海洋,所有的固体地球也都会被一个全球性的大海洋所覆盖。

岩石圈(地壳加上上部地幔的坚硬部分)与软流圈的密度差造成隐没作用。岩石圈比地幔的软流圈部分的密度要高的时候,岩石圈容易沉入地幔里,形成隐没带;而隐没作用在岩石圈密度比软流圈小的地方会遭到抵抗。岩石圈的密度比其下的软流圈的密度大或是小取决于相关地壳的性质。地壳的密度总是比软流圈或是地幔的岩石圈部分的密度来得小。然而因为大陆地壳总是比海洋地壳厚,密度也总是比海洋地壳小,大陆岩石圈的密度也总是比海洋岩石圈的密度小。海洋岩石圈的密度通常比软流圈大。例外的情况发生在大片的洪流玄武岩(flood basalt),又称为“大型火成岩区(large igneous provinces(简称LIPs))”。

这类例外的情况会造成海洋地壳极度增厚,浮力太大而无法隐没。当在下沉板块之上的岩石圈浮力太大无法隐没时会产生碰撞,因此有这句常说的话:隐没作用引起造山运动。

隐没带与地球最深的地震有关。地震通常发生在地壳较浅、较容易碎的部分,深度通常浅于20公里。然而在隐没带发生的地震深度可达到700公里。这些地震的震源勾勒出了一块向内陆倾斜的地震活动地区,称为Wadati-Benioff带(英语:Wadati-Benioff zone)(中文或称“瓦班氏带”、“班氏带”或“班尼奥夫带”)。Wadati-Benioff带勾勒出了下沉的岩石圈。地震层析成像法(seismic tomography)也帮助人们勾勒出没有地震的地区的下沉的岩石圈。一些隐没的板块似乎没有办法穿透到地幔主要的位于深约670公里的不连续面,而其他一些隐没的海洋板块可以一直穿透到地核与地幔的交界处。位于地幔中深度410公里与670公里的地震不连续面被隐没带深处较冷的下沉板块所扰乱。

隐没作用会形成海沟,例如马里亚纳海沟。海沟处在一个板块开始沉降到另一个板块的地方。隐没带上方的火山通常位在一个弧状炼中,如圣赫伦那山及富士山,因此有“火山弧”、“ 岛弧”这些名词。不是所有的“火山弧”都是弧状的,海沟与“弧”可以是直线状的。



聚合板块边缘

聚合性板块边缘(Convergent plate boundary / Destructive plate boundary,又译大陆汇聚带、聚合性板块边界、破坏性板块边界),顾名思义,是指边界两旁板块相移近之处。其动力源自软流圈中下沈的熔岩对流,乃三种主要板块边界之一。由于板块相撞时产生巨大挤压力和摩擦力,并形成俯冲带,产生大量熔岩,故容易触发地震、火山爆发和海啸等自然灾害。与此同时,亦造出折皱山脉、海沟、火山、火山岛弧等自然地貌。

形成和原理

软流圈中的对流会带动岩浆流动,当岩浆和板块间产生摩擦,就会带动板块移动。若果对流上升,板块会相移开,形成扩张性板块边缘;若果对流下沈,板块会相移近,形成聚合性板块边缘。

板块相撞时密度较高的一块会下沈,使其在板块边缘的部分被对面的板块压着,形成俯冲带。俯冲带会一直伸入软流圈,然后熔掉,故聚合性板块边缘又名破坏性板块边界。

衍生地形和例子

聚合性板块边界产生巨大挤压力和熔岩,可以形成褶皱山脉(又名褶曲山)、海沟、火山和火山岛弧等地形特征。另外,亦可能形成逆断层。

当边界两旁都是大陆板块时,两个板块均密度不高,不会产生俯冲带。大陆碰撞的过程产生巨大挤压力,推高原来的沉积物,形成折皱山脉。其著名例子包括欧亚板块和印度板块碰撞形成的喜马拉雅山脉,以及欧亚板块和非洲板块碰撞形成的土耳其本廷山脉,其中喜马拉雅山脉上有世界最高峰。

当边界两旁都是海洋板块时,密度较重的一个会隐没在另一个板块之下,形成俯冲带。过程中,会产生一个地形上的凹陷处,称为海沟。另外,由于产生大量熔掉物质,造就火山活动,故会形成火山岛弧。其著名例子包括太平洋板块北部和北美洲板块西北部形成的阿留申群岛 , 太平洋板块、菲律宾板块和欧亚板块形成的日本、太平洋的马里亚纳海沟等。

当边界两旁分别为大陆板块和海洋板块时,密度较重的海洋板块会被压在大陆板块下,形成俯冲带。过程中,会产生火山、折皱山脉和海沟等地形。其著名例子包括纳斯卡板块沉入南美洲板块时形成的安第斯山脉和秘鲁-智利海沟。

自然灾害

板块移动时会产生巨大力量,可能触发地震、火山爆发和海啸。其中在环太平洋火山带,板块边界多为聚合性,亦是世上地震、火山爆发和海啸最密集的地方之一。



分离板块边缘

分离板块边缘是地壳由于张力作用向两侧扩张延伸,地幔上部经熔融作用冒出产生新的岩石圈,形成洋脊。这个地区成为大陆的末端,最终形成大洋盆地(Oceanic basic)。大陆板块移离成为裂谷(Rift valley),而海洋板块移离则成为中洋脊。熔岩在板块间流出冷却,形成盾状火山和火山岛。

例子
大西洋洋中脊
东太平洋海隆
加科尔山脊
探险家海岭
太平洋-南极洋脊



转换断层

转换断层(Transform fault)是沿着板块边缘的断层,这些板块的移动方向以横向为主,互相擦过对方而没有导致地壳面积增加或减少。

大部分转换断层在海床,与海底扩张的洋脊相连。

形成

形成机制尚未明了,一般认为可能是由洋脊上不稳定处断开而产生的。不过2010年塔拉斯·戈亚(Taras Gerya)的电脑模拟显示,转换断层是洋脊在扩张时于动态不稳定下渐渐弯曲而产生的。

例子
美国的圣安德烈亚斯断层(San Andreas Fault),位于陆地上的转换断层。
中东的死海断层(Dead Sea Transform Fault)
新西兰的阿尔卑斯断层(Alpine Fault)
巴基斯坦的恰曼断层(Chaman Fault)
土耳其的北安那托利亚断层(North Anatolian Fault)
北美洲的夏洛特皇后断层(Queen Charlotte Fault)



软流圈

软流圈(Asthenosphere)是地球地幔的一部分弱塑性变形区域,位于岩石圈的下面、中间圈的上面,其深度下界在地表以下180-220km深处,其基部甚至在700km深处。

岩石圈与软流圈的边界,定义在1300°C等温线。此线以上的岩石圈为刚性变形,此线以下的软流圈为黏滞变形。地震波在软流圈的波速下降10%左右,形成一个低速区。这可能是由于软流圈存在部分熔融。大洋地壳下的岩石圈-软流圈边界比较浅(平均在60km深处)。在中洋脊,岩石圈-软流圈边界在大洋地壳下几千米处。

软流圈由J.巴拉鹿于1914年命名,来源于希腊语单词asthenēs(weak)与单词sphere的组合;推测为塑性状态的超铁镁物质;软流圈以上的地幔顶部为坚硬的岩石,与地壳的岩石合称为岩石圈;因为板块构造论的地幔对流体的运动就是在软流圈中进行,岩石圈板块在软流圈之上受到对流体的驱动而飘移,故称软流圈。

虽然早在1926年,就有推测软流圈的存在,但软流圈的证实始于1960年5月22日智利地震。



地壳

在地理上,地壳(英语:Crust)是指一个星球最外层的实心薄壳,可以用化学方法将它与地幔区别开来。地球,月球,水星,金星,火星以及其它星球的地壳大部分都是由火成岩形成的,星球的地壳比起它们的地幔有更多的不相容成分。

地球地壳

地球地壳是指地球地表至莫霍界面之间一个主要由火成岩,变质岩和沉积岩构成的薄壳,是岩石圈组成的一部分,平均厚度17公里,地壳下面的是地幔,上地幔大部分由橄榄石(一种比普通岩石密度大很多的岩石)构成。地壳和地幔之间的分界线被称为莫氏不连续面。地壳的质量只占全地球0.2%,按结构分为大陆地壳和海洋地壳两种。大陆地壳有硅酸铝层(花冈岩质)和硅酸镁层(玄武岩质)双层结构,而海洋地壳只有硅酸镁层(玄武岩质)单层结构,大陆地壳平均厚度有33公里,海洋地壳平均厚度只有10公里。

地壳的温度随着其不断加深而逐渐升高,从200°C(392°F)到400°C(752°F)不等。

大陆地壳的组成

一般说来大陆地壳的组成成分是火成岩和安山岩。以下的成分表和接下来的结论大部分基于Rudnick and Gao(2003)的汇总。大陆地壳比由玄武岩构成的海洋地壳拥有更多的不相容成分,而海洋地壳又比它下面的地幔更富有不相容成分。尽管大陆地壳的硅酸盐含量仅仅占地球总含量的0.6%,但它却含有全球20%至70%的不相容成分。

氧化物            含量(百分比)

SiO2               60.6
Al2O3              15.9
CaO                6.4
MgO                4.7
Na2O               3.1
Fe as FeO          6.7
K2O                1.8
TiO2               0.7
P2O5               0.1

所有的其他成分除了水在地壳中只有很少的含量,它们的总量少于地壳总质量的1%。上地壳的平均密度介于2.69 g/cm3至2.74 g/cm3,下地壳的平均密度介于3.0 g/cm3至3.25 g/cm3。

月球地壳

大碰撞说认为一个特别大的陨石在地球正在形成的时候与地球发生了碰撞,而这次撞击产生的碎片喷进入太空并最终成为了月球。当月球形成之后,它的最外层融化形成了一个“月球岩浆海”。在这个“海洋”中,大量的斜长石结晶不断地向着月球表面浮动,并逐渐积累形成了月壳。上月壳大概有88%是由斜长石构成的(上月壳的底部大概有90%为斜长岩):下月壳含有较多的铁镁矿物如辉石和橄榄石,但即使这样,下月壳仍有大概78%由斜长石构成。月壳下面的地幔也含有大量的橄榄石。



大陆地壳

大陆地壳(英语:continental crust)是岩石圈的一部分,和海洋地壳一同成为固态地球的最外层,主要由较轻之硅铝质岩石如花岗岩、沉积物和变质岩组成,偏向酸性。相对于海洋地壳,大陆地壳的硅酸盐较丰富,密度也较小,平均密度约2.7g/cm3(海洋地壳3.0g/cm3)。大陆地壳就像冰山浮水一样浮于地幔之上,在地面上可见的山脉只占其厚度的一部分,实际上,一般大陆地壳的厚度在20至80公里之间。



海洋地壳

海洋地壳是岩石圈的一部分,由密度较大的硅镁质岩石构成,偏向碱性,与大陆地壳相比,硅酸盐较缺乏,密度也较大,平均密度约3.0g/cm3(大陆地壳2.7g/cm3),由于密度较大,根据大陆均衡学说,海洋地壳无法像大陆地壳般在地幔之上浮得那么高。

主要是由玄武岩组成。海洋地壳的厚度约在5至10公里之间,地球内部由于热的作用产生对流,岩浆上升处,是在地表张裂板块,产生分离板块边缘(divergent boundaries),中洋脊是为代表,该地区会有许多浅的、正断层(张裂作用)式的小地震。大部分情况下,和板块碰撞时隐没,因此地质年龄也较年轻,现存的海洋地壳年龄都在200百万年之内。在中洋脊由深部岩浆加进来,所产生的是为海洋板块,在浅部都是玄武岩,深部则为辉长岩。

海洋地壳上的大板块只有太平洋海板块,其余均为较小的板块。

海洋板块以每年两公分的速度向外扩张(称为海底扩张学说),直到碰到大陆板块边缘,由于海洋板块密度较大,会隐没到大陆板块之下,产生聚合板块边缘(convergent boundaries)。海洋板块在挤压过程中,会推动大陆板块移动,产生“大陆漂移”,目前世界五大洲分布,是由二亿年前一大块“盘古”大陆(泛大陆)张裂开来的。聚合板块边缘由于两种不同性质的板块碰撞,不断的在挤压,不断的在累积变形能量,直到超过岩石能够忍受的程度,遂将累积之变形能量在瞬间释放出来,发生地震。这种巨大的碰撞力量,使聚合板块边缘产生许多浅至深的、逆冲断层(挤压作用)式的大地震。海洋板块沿着隐没带,俯冲下插到大陆板块之下约七百公里,才会与周遭物质同化,因此最深的地震也可到达七百公里。



地幔

地幔(德语:Erdmantel;英语:mantle;法语:manteau;原于拉丁语:mantellum,意为斗篷),台湾称作地函,位于地壳之下,地核之上,和地壳以莫氏不连续面为界,和地核间则以古氏不连续面为界。厚度约2900公里。化学成分主要是含铁、镁的硅酸盐,平均密度是3.3–5.5 g/cm3。地幔含石榴子石、辉石、橄榄石及其他类型的岩石。占地球体积的83%,总质量的68%。由于P波及S波皆可通过地幔,故推测地幔主要为固体构成。地幔可分成上部地幔、过渡带及下部地幔。

结构

上部地幔

上部地幔约为地壳以下至深度400公里处,包含部分岩石圈及软流圈,岩石圈部分厚约100公里。

古登堡认为上部地幔有一激波低速带(low-velocity zone, LVZ),此带的P波及S波的波速皆越深越慢,其顶端约在地面以下70至100公里,底部则约200至250公里深处,激波低速带的上方为岩石圈,此带相当于软流圈。P波及S波的波速减慢表示岩石的刚性降低,岩石部分融熔为较具有塑性的岩石,可能是岩浆出现或是有极热的岩石存在。于低速带以下的波速又会开始增加。

上部地幔的组成方式有两种说法,一说为由双辉橄榄岩所组成,矿物以辉石及橄榄石为主,并含有少量尖晶石及石榴子石,相当于澳洲地球内部学家泰德.林伍德所创立的玄橄岩成分,为玄武岩及橄榄岩以1:3所组成的结合体。另一说为由榴辉石所组成,含有约等量的石榴子石及辉石。

过渡带

过渡带顶部约地表以下360至400公里,底部约深650至700公里处,P波及S波的波速在此带突然增加,此带也是最深震源所存在之处。此带的形成和主要化学成分的变化无关,而是和结晶构造或相的变化有关。于过渡带的下部因压力增加使橄榄石分解为密度较大的简单氧化物,如氧化铁、氧化硅、氧化镁等,但详细的矿物组成仍在研究中。此处的矿物因高压而变得较有弹性,密度加大,进而增加了波速。

下部地幔

下部地幔为地表下700至2900公里深处,其下方即为地核。越往深处波速缓慢增加,是因压力增大所造成,岩石的化学成分及岩相则少有变化。主要组成成分可能为密度高的硅酸盐或硅、镁的氧化物(氧化镁、氧化硅),氧化铁占约10至12%,另含有少量的氧化钙、氧化铝及氧化钠等。

地幔组成元素

地幔组成元素与其氧化物组成重量百分比

元素    百分比          氧化物        百分比

氧      44.8   
硅      21.5            氧化硅        46
镁      22.8            氧化镁        37.8
铁      5.8             氧化铁        7.5
铝      2.2             氧化铝        4.2
钙      2.3             氧化钙        3.2
钠      0.3             钠氧化物      0.4
钾      0.03            钾氧化物      0.04
总计    99.7            总计          99.1



地核

地核(英语:core),位于地球的最内部。半径约有3470公里,高密度,平均每立方厘米重12克。温度非常高,约有4000~6000℃。

它可再分为内核和外核。由地震波的传送可知,外核是融熔的。从源自其他行星核心的铁陨石来推测,地核也是由铁和镍组成。地球磁场的自激发电机理论,也需要一个液态金属外核的存在才能成立。至于内核,则极有可能是固态铁。



外核

外核是地球在固体的内核之上并在地幔之下,由镕融的铁和镍构成,厚度大约2,200 km(1,400 mi)。它的上层边界大约在地壳表面之下大约2,900 km(1,800 mi),内核和外核转换的位置大约在地球表面之下5,100 km(3,200 mi)处。

外核的温度范围大约从外侧的4400°C向内增加至接近内核的6100 °C,在外核的铁镍流体中的埃迪电流被相信会影响地球的磁场。外核虽然有着和内核一样的成分,但因为没有足够的压力使它成为固体,所以呈现液态。硫磺和氧也存在于外核中。



内地核

地球的内核,是地球的最深层的部分,半径1220公里。一般相信它以铁-镍之合金组成,以及大概与太阳表面温度相同,约为5700开氏度。



岩石

岩石,是固态矿物或矿物的混合物(也可说成是由多种矿物所产生的),其中海面下的岩石称为礁、暗礁及暗沙,由一种或多种矿物组成的,具有一定结构构造的集合体,也有少数包含有生物的遗骸或遗迹(即化石)。岩石有三态:固态、气态(如天然气)、液态(如石油),但主要是固态物质,是组成地壳的物质之一,是构成地球岩石圈的主要成分。

岩石在人类进化和文明中具有重要意义。人类从猿到人转变的决定性的一步是使用工具,而人类早期工具的重要来源就是岩石,因此,人类的第一个文明时期被称为石器时代。岩石一直是人类生活和生产的重要材料和工具。

分类

岩石根据其成因、构造和化学成分分类,大多数岩石含有二氧化硅(SiO2),而74.3%的地壳成分都是后者。岩石中硅的含量是决定岩石属性的重要因素之一。按其成因主要分为三大类:火成岩(火成岩)、沉积岩和变质岩,火成岩是地幔中的岩浆涌入岩石圈或出露地表冷凝成固态形成的;沉积岩是由外力作用下形成的,其中一部分又叫“水成岩”,是由水将风化或水侵蚀的物质搬运沉积,经过压密和胶结作用形成的;变质岩是由于地球内力的高温高压造成岩石中的化学成分改变或重结晶形成的。

整个地壳中,火成岩大约占95%,沉积岩只有不足5%,变质岩最少。不过在不同的圈层,三种岩石的分布比例相差很大。地表的岩石中有75%是沉积岩,火成岩只有25%。距地表越深,则火成岩和变质岩越多。地壳深部和上地幔,主要由火成岩和变质岩构成。火成岩占整个地壳体积的64.7%,变质岩占27.4%,沉积岩占7.9%。其中玄武岩和辉长岩又占全部火成岩的65.7%,花岗岩和其他浅色岩约占34%。

这三种岩石之间的区别不是绝对的。随着构成矿物的变化,它们的性质也会发生变化。随着时间和环境的变迁,它们会转变为另外一种性质的岩石。因而有人认为这种分类法较为武断。

火成岩

火成岩是由熔岩或岩浆冷却后凝固而成的岩石。岩浆可能是来自地幔或地壳中既有的岩石,部分熔解后形成岩浆,一般而言,岩浆的熔化是由于以下原因中任一种,或是多种组合而成:温度上升、压力下降,以及成分的改变。

火成岩按成因分为两类,一类是岩浆出露地表凝却而形成的火山岩,也称为喷出岩,一类是岩浆在地表以下缓慢凝却形成的侵入岩,也称为深成岩。像浮岩、玄武岩属于火山岩,脉岩、花岗岩属于侵入岩。鲍氏反应系列是不同化学成分的火成岩在不同的温度及压力下结晶的情形,得名自加拿大岩石学家诺曼·鲍文,大部分的火成岩都可以在其中找到。

火成岩可以依二氧化硅比例分为酸性岩、中性岩、基性岩及超基性岩,二氧化硅比例以酸性岩最高、超基性岩最低,若中性岩的氧化钠及氧化钾成分偏高,称为碱性岩。火成岩详细可分为橄榄岩、玄武岩、安山岩、花岗岩、粗面岩、响岩、脉岩及火山碎屑岩八大类。地壳体积的64.7%都是火成岩,因此其岩石分类也最多,其中16%为花岗岩、17%为花岗闪长岩及闪长岩,只有0.6%是正长岩,0.3%是橄榄岩及纯橄榄岩。海底的地壳99%是玄武岩,是铁镁质的火成岩。花岗岩和类似的岩石(称为元花岗岩)形成许多大陆的地壳。目前已发现约700种的火成岩,大部分都在地壳表面以下形成,依其化学成分,形成时的温度及压力,其性质也有所不同。

沉积岩

沉积岩是在地表因水中固体物质沉积及胶结而成,固体物质可能是旧有岩石或矿物的碎片、有机体、或是水中生物成长或是化学沉淀而成。过程中会使碎屑岩沉积物或是有机物质碎屑开始累积,或是溶液中的物质沉淀形成(即蒸发岩)。而沉积物质在相当的温度及压力下压缩并且胶结(成岩作用),形成沉积岩。

沉积物可能是由风化作用形成,或是其他岩石因侵蚀作用形成,之后由水、风、冰、冰川或是崩坏作用运输到后来的位置。其中mud rock(泥岩、页岩及粉砂岩)占65%,砂岩占20到25%,而碳酸盐岩(石灰岩及白云岩)占10到15%。地表约7.9%的岩石是由沉积岩组成,其中82%是页岩,其他的包括石灰岩(6%),砂岩及长石沙岩(12%)。沉积岩中常会有化石。沉积岩是在重力的影响下形成,一般会是以平行地面(或地层)或是接近平行的方式分布,也称为地层岩。沉积岩中一小部分沉积在陡峭的山坡上,其中一层岩石在在界面上突然停止,而另一层岩石覆盖了原来的岩石,会看出交错的纹理。

沉积岩按沉积结构和组成可分为:砾岩 - 页岩 – 砂岩 – 石灰岩 – 生物岩 – 化学岩, 主要分布在地表浅层。

变质岩

变质岩是沉积岩、火成岩或是其他较早期的变质岩,在不同的温度及压力下所产生的,此过程称为变质作用,会让岩石的物理性质及化学性质有显著的改变,变质作用前的岩石称为原岩,在变质作用后变质成其他的矿物,或是产生再结晶作用,变质成同一矿物的不同形式。变质岩可以依原岩分为两大类:“正变质岩”和“副变质岩”,正变质岩是火成岩经变质作用形成的,副变质岩是沉积岩经变质作用形成的。变质作用的温度需高于150 to 200 °C,压力需大于1500 bars,都是比地表的温度及压力要高的条件,变质岩约占地壳体积的27.4%。许多主要的经济矿物都是在变质岩中生成的。

变质岩可以依变质的机制分为三类:因为岩浆的侵入,加热附近的岩石,会产生接触变质(contact metamorphism),是以温度为主的变质。当沉积物埋在地下深处,会产生压力变质(Pressure metamorphism),也称为埋藏变质(burial metamorphism),以压力为主,温度的影响不大,这类变质会产生类似玉之类的矿物。若热及压力都有相关影响,这称为区域变质(regional metamorphism),一般会出现在造山区。

依结构的不同,变质岩可以分为二类,一类有纤维状平面组织的称为有叶理,另一类则是无叶理的。岩石的名称会依其中有的矿物而定,片岩是有叶理的变质岩,主要含有像云母等薄纹性矿物,片麻岩有不同亮度的可见带,最常见的是花岗片麻岩,其他有叶理的变质岩有板岩、千枚岩及糜棱岩。常见的无叶理变质岩有大理石、滑石及蛇纹石,无叶理变质岩也包括由砂岩变质而成的石英岩,以及角页岩。

人类的应用

在人类发展中,岩石的应用涉关社会、科技等许多层面。人类和其他人科的岩石使用记录可以追溯到250万年前的旧石器时代。利用岩屑技术可以找到一些最古老,而仍在继续使用的技术。有关金属矿石的开采也是人类进步的几个重要因素之一,依不同地区可以取得金属的不同,其文明进步速度也有所影响。

采矿

采矿是由将有价值的矿物或其他地质材料,由矿石、矿脉等来源取出,和土壤分离的过程。采矿可采集的原料包括碱金属、贵金属、铁、钨、煤、钻石、石灰岩、油页岩及岩盐等。若一种材料无法用农业方式产生,也无法在实验室或工厂用合成的方式取得,就需要以采矿的方式取得。广义的开采是指从地球中取得任何自然资源(如石油、天然气、盐其至是水)。

岩石及金属的开采早在史前时代就已经开始,现代的开采程序会先期矿体的探戡、分析矿石的潜在利益、开采需要的原料、若开采结束,将土地复原,可以供其他的使用。

开采程序的特性,会对环境带来潜在的负面冲击,不论是在开采过程中,甚至是在开采结束后都有影响。因此世界上大多数国家都用法律管理开采程序的负面影响。

做建材

大理岩:大理岩的岩面质感细致,常用来作为壁面或地板。由于大理岩是由石灰岩变质而成,主要成分为碳酸钙,因此也是制造水泥的原料。大理岩材质软而细致,是很好的雕塑石材,许多有名的雕像都是由大理岩作成的,如著名的维纳斯像。其他如墙面或摆饰,也常是由大理石加工琢磨而成,如花瓶、烟灰缸、桌子等家用品。 另外,也有大量以其石粉所生产的人造石 之建材; 其性质与天然大理石非常类似。
花岗岩:台湾本土的花岗岩只有在金门才看得到,因此金门的老房子几乎都是用花岗岩做成的。台湾的寺庙所用的花岗岩,是来自福建,多用于寺庙里的龙柱、地砖、石狮。
板岩:因其容易裂成薄板状,且在山区极易取得,故原住民至今仍使用板岩作为建材,筑成石板屋或围墙。
砾岩:有些砾岩含有鹅卵石及砂,而且胶结不良,容易将它们分散开来,例如:台湾西部第四纪的头嵙山层中就是这种砾岩,其中卵石和砂都是建材。
石灰岩:台湾最常见的石灰岩是由珊瑚形成的,通称为珊瑚礁石灰岩。在澎湖,珊瑚礁石俗称“石”,居民用以作为围墙建材,以遮蔽强烈的东北季风,保护农作物。
泥岩:由于其主要成分是黏土,自古就被作为砖瓦、陶器的原料。
安山岩:由于材质坚硬,亦常用来作庙宇的龙柱、墙壁的石雕、墓碑、地砖等。

提炼金属

金矿:含金的岩石经过风化和侵蚀作用,金会被分离出来而成自然金,因为金比泥沙重得多,容易沉积下来,经过淘洗,就成为黄金。
黄铜矿:黄铜矿是提炼铜最主要的矿物。
方铅矿:方铅矿呈现铅灰色,有立方体的解理,是最重要的含铅矿物。
赤铁矿:赤铁矿外观颜色呈现铁灰色或红褐色,是最重要的含铁矿物。
磁铁矿:磁铁矿属含铁矿物,具有磁性,吸附含铁物质。



岩石列表

岩石依不同的形成方式,可粗略分为三类:火成岩、沉积岩和变质岩。

火成岩 Igneous rocks
    火山岩 (Volcanic rock)
        流纹岩 (Rhyolite)
            黑曜岩 (Obsidian)
            松脂岩 (Pitchstone)
            珍珠岩 (Perlite)
        粗面岩 (Trachyte)
        响岩 (Phonolite)
        英安岩 (Dacite)
        安山岩 (Andesite)
        粗安岩 (Latite/Trachyandesite)
        玄武岩 (Basalt)
    浅成岩 (Hypabyssal rock)
        斑岩 (Porphyry)
        霏细岩 (Felsite)
        细晶岩 (Aplite)
        伟晶岩 (Pegmatite)
        玢岩 (Porphyrite)
        粒玄岩 (Dolerite)
        煌斑岩 (Lamprophyre)
    深成岩 (Plutonic rock)
        花岗岩 (Granite)
        正长岩 (Syenite)
        二长岩 (Monzonite)
        花岗闪长岩 (Granodiorite)
        闪长岩 (Diorite)
        辉长岩 (Gabbro)
        斜长岩 (Anorthosite)
        橄榄岩 (Peridotite)
        辉石岩 (Pyroxenite)
        角闪石岩 (Hornblendite)
        蛇纹大理岩 (Ophicalcite)
        碳酸岩 (Carbonatite)

沉积岩 Sedimentary rocks
    碎屑岩 (Clastic rock)
        砾岩 (Conglomerate)
        角砾岩 (Breccia)
        砂岩/沙岩 (Sandstone)
            长石砂岩 (Arkose)
            杂砂岩 (Greywacke)
        泥岩 (Mudstone)
        页岩 (Shale)
    火山碎屑岩 (Pyroclastic rock)
        集块岩 (Agglomerate)
        凝灰岩 (Tuff)
    生物岩 (Biolite)
        石灰岩 (Limestone)
            白垩岩 (Chalk)
        燧石 (Chert)
        硅藻土 (Diatomite)
        叠层岩 (Stromatolites)
        煤炭 (Coal)
        油页岩 (Oil Shale)
    化学岩 (Chemical sedimentary rock)
        石灰岩 (Limestone)
        白云岩 (Dolomite)
        燧石 (Chert)

变质岩 Metamorphic rocks
    接触变质岩 (Contact metamorphic rock)
        角页岩 (Hornfels)
        大理岩 (Marble)
        石英岩 (Quartzite)
        硅卡岩 (Skarn)
        云英岩 (Greisen)
    区域变质岩 (Regional metamorphic rock)
        板岩 (Slate)
        千枚岩 (Phyllite)
        片岩 (Schist)
        片麻岩 (Gneiss)
        混合岩 (Migmatite)
        角闪岩 (Amphibolite)
        麻粒岩/粒变岩 (Granulite)
        榴辉岩 (Eclogite)
        蛇纹岩 (Serpentinite)
    动力变质岩 (Dynamic metamorphic rock)
        糜棱岩 (Mylonite)



火成岩

火成岩或称岩浆岩,是指岩浆或熔岩冷却和凝固后(地壳里喷出的岩浆,或者被熔化的现存岩石),成形的一种岩石。火成岩是三种主要岩石类型之一,其他两种类型分别是沉积岩和变质岩。现在已经发现700多种岩浆岩,大部分是在地壳里面的岩石。常见的岩浆岩有花岗岩、安山岩及玄武岩等。
安山岩:是岩浆借由火山口喷发出地面、快速冷却而成。
玄武岩:是岩浆经缓和喷发、漫流而出,逐渐冷凝形成的。
花岗岩:岩浆并不喷出地面,而是在地底下慢慢冷却形成。

一般来说,岩浆岩易出现于板块交界地带的火山区。

地质学意义

火成岩和变质岩构成地球地壳的顶部16公里90-95%的体积。

火成岩对地质学研究很重要,因为:
它们的矿物和化学结构提供很多关于地壳结构的知识。学者可以从岩浆岩的存在地点,形成的温度和压力条件,以及原有的岩石种类中推断地壳结构。
它们的年龄可以从各种各样辐射测量断代法测量,以此和临近地层年代比较,可以推断事件发生顺序。
它们的特点通常是一个具体构造环境的典型,允许大地重新构造,可以研究板块构造(见板块构造论)。
在一些罕见情况下,它会含有重要矿物,例如,在花岗岩与闪长岩中通常可能有钨,锡和铀,而在辉长岩中通常可能有铬和铂。

形态和设定

在形成方式方面,火成岩可以是侵入岩,喷出岩(火山的)或浅成岩的岩石。

分类

岩浆岩以形成方式,结构、纹理,所含矿物学、化学成分和岩体的几何形状分类。其结构包括形成地点、几何形状、包含的矿物粒度等。

许多不同类型火成岩的分类可以向我们提供关于它们在形成条件下的重要信息。用于火成岩的分类有两个重要的变量是粒度尺寸,这在很大程度上取决于冷却历史,和岩石的矿物成分。

形成模式

岩浆岩分为火山岩(外部)、浅成岩和深成岩(内部):
浅成岩又名侵入岩,是岩浆在地下,侵入地壳内部3-1.5千米的深度之间形成的火成岩,一般为细粒、隐晶质和斑状结构;
深成岩是岩浆侵入地壳深层3千米以下,缓慢冷却相成的火成岩,一般为全晶质粗粒结构;亦名侵入岩。
火山岩在火山爆发岩浆喷出地面之后,再经冷却形成,所以又名喷出岩,由于冷却较快,所以一般形成细粒或玻璃质的岩石。

结构和构造

岩浆岩最明显的分别是纹理,主要与组成晶子(粒子)的大小和形状相关。

粒度

根据晶子粒的大小,岩浆岩分成五类:
1.伟晶岩质,有非常大的颗粒
2.晶岩质,只有大的颗粒
3.斑状,有一些大颗粒和一些小颗粒
4.非显晶质,只有小颗粒
5.玻璃状,没有颗粒结晶

晶体结构

晶体形状也是纹理的一个重要因素,以此分成三类:
全形:晶体形状完全保存。
半形:晶体形状部分保存。
他形:认不出晶体方向。

其中以第3项居多

构造

块状结构和条带状结构常见于各类侵入岩;
流纹结构常见于酸性喷出岩;
气孔结构和杏仁结构常见于基性喷出岩;
枕状结构常见于海底基性喷出岩。

化学成分

二氧化硅的含量:
酸性火成岩含量>66%
中性火成岩含量66%~52%
基性火成岩含量52%~45%
超基性火成岩含量45%~40%

石英,碱长石和似长石的含量:
长英质:含量很高,一般颜色较浅,密度较低。
铁镁质:含量低,颜色深,而且密度较高。

Na2O+K2O和二氧化硅的含量:
碱性岩:Na2O+K2O含量高,二氧化硅的含量较低。
次碱性岩:Na2O+K2O含量低,二氧化硅的含量较高。





喷出岩

喷出岩是一种火成岩,也被称为火山岩,是由火山喷出的岩浆在地表迅速冷却凝固后形成的岩石,由于冷却速度很快,一般喷出岩的结构会形成细粒、隐晶,或形成玻璃质,经常包含有碎屑和斑晶;含有斑晶的称为“某某斑岩”,比如英安斑岩、流纹斑岩等等,岩石中及含有斑晶也含有碎屑,大些的碎屑则称为角砾。

喷出岩由于冷却很快,有时其中气体无法逸出,形成很小的气泡,最典型的如浮岩,由于含气量大,造成比重小,甚至能在水中漂浮。

喷出岩中含硅量低的一般称为玄武岩,含硅量高的为流纹岩,此外硅含量中等的还有安山岩、粗面岩和英安岩等。火山喷出的火山灰和碎屑会形成凝灰岩。其实就是一一对应了超基性,基性,中性,酸性花岗岩岩浆化学成分对应的岩类:蛇绿岩套(辉长岩、辉绿岩等),闪长岩,花岗闪长岩,花岗岩。只是说在成因上一个是喷出岩,一个是潜伏岩。



沉积岩

沉积岩,在有水循环的星球上又称为水成岩,是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一(另外两种是岩浆岩和变质岩)。

沉积岩是在地表不太深的地方,将其他岩石的风化产物和一些火山喷发物,经过水流或冰川的搬运、沉积、成岩作用形成的岩石。在地球地表,有70%的岩石是沉积岩,但如果从地球表面到16公里深的整个岩石圈算,沉积岩只占5%,因此沉积岩是构成地壳表层的主要岩石。沉积岩主要包括有石灰岩、砂岩、页岩等。沉积岩中所含有的矿产极为丰富,占全部世界矿产蕴藏量的80%。

沉积岩特征是有层理,某些含有动植物化石,所以可以断定其地质年代。相较于火成岩及变质岩,沉积岩中的化石所受破坏较少,也较易完整保存,因此对考古学来说是十分重要的研究目标。

成因

风化的岩石颗粒,经大气、水流,到一定地点沉积下来,受到高压的成岩作用,逐渐形成岩石。沉积岩保留了许多地球的历史信息,包括有古代动植物化石,沉积岩的层理有地球气候环境变化的信息。

风化侵蚀:在河流上、中游两岸的大岩石,经年累月被侵蚀、风化或直接被河水切割后,逐渐崩解成碎块或更小的沙、泥碎屑。
搬运:崩解、被切割下来的岩石碎屑,被河水从上游往下游搬移。
堆积:河流的流速向下游逐渐减缓,搬运能力也越来越小,因此,河中岩石碎屑便一路沉积下来。由上游、下游到海底,分别是“砾石层”、“砂层”、“泥层”。此外,由珊瑚、藻类等生物所堆积形成的,便是“珊瑚礁石层”。
压密:由于新的层积物不断堆压在旧的上面,时间一久,底下的沉积物便会被压得紧密结实。
胶结:密实的沉积物依然有许多孔隙。当地下水流经这些孔隙,带来的矿物质将孔隙一一填满,同时将岩石碎屑颗粒紧紧胶黏再一起。
露出:堆积在海底的沉积岩层在板块的推挤下露出地表来。

构造

层理构造

层理构造是由沉积物的成分或粒径大小的结构沿垂直于沉积物表面(层面)方向及侧向延伸变化而显示出来的一种层状构造。层理构造是与岩浆岩、变质岩区别的重要标志。常见的有:

水平层理:由一系列与层面平行的细层组成的层理;一般形成于平静的或微弱流动的水环境中。
斜理层理:由一系列与层面斜交的细层组成的层理;一般是在单向水流(或风)的作用下形成的,常见于河床沉积物中。
交错层理:有些斜层理与原来生成的斜层理呈一定角度相交,相互交错(切蚀)而形成的。
递变层理:同一层内碎屑颗粒粒径向上逐渐变细;它的形成常常是因沉积作用发生在运动的水介质中,其动力由强逐渐减弱。

层面构造

波痕:在还没有固结的沉积层面上,由于流水、风或波浪的作用形成的波浪起伏的表面,经过成岩作用保存下来。可指示流水方向与地层上下方向。
泥裂:没有固结的沉积物露出水面干涸时,经过脱水收缩干裂而形成的裂缝。可用来指示地层上下方向。

分类

碎屑沉积岩

是从其他岩石的碎屑沉积形成的,包括有长石,闪石,火山喷出物,黏土,以及变质岩的碎屑,碎屑的大小不同形成的岩石也不同,形成页岩的碎屑小于0.0039 mm,形成粉砂岩的碎屑在0.0039 至 0.0625 mm 之间,形成砂岩的碎屑则有0.0625 到 2 mm之间,形成砾岩的碎屑则有2 到 256 mm。

沉积岩的分类不仅根据其形成颗粒的大小,还要考虑到组成颗粒的化学成分,形成的条件等因素。颗粒形成的条件,是被冰、水、温度变化将岩石碎裂,也有是由于化学作用,如淋溶再析出等。在搬运过程中,颗粒体积进一步变小,最终在一个新地点沉积成岩。

生物沉积岩

是由生物体的堆积造成的,如花粉、孢子、贝壳、珊瑚等大量堆积,经过成岩作用形成的。

一般认为,地球大气中的含碳量之所以相对其他行星如金星要低,就是因为被石灰岩等沉积岩固定。形成石灰岩的碳和钙都能在生物系统中循环。

化学沉积岩

由各种溶解物质或胶体物质沉淀而成,某种化学成分沉淀后,在一定条件下常同时结晶。

岩盐、石膏等。



成岩作用

成岩作用是指沉积物在埋藏后,固结为坚硬岩石,受到变质、风化作用前的各种物理、化学、生物的变化。其中沉积物变为沉积岩的变化,是狭义的成岩作用。

沉积后,沉积物连续埋藏,被溶解物中的矿物胶结。沉积物的颗粒,岩石碎片、化石可在成岩时被其它矿物交代。在成岩时孔隙度常会减小,除矿物溶解、白云石化作用。研究岩石的成岩作用常用于了解它们的构造史,及通过它们的流体的性质和类型。从商业角度,这些研究可帮助评估发现各种经济上可行的矿藏的可能性以及石油资源。 成岩作用过程同样在骨头的分解中有重要作用。

阶段

成岩

沉积物被新的薄层沉积物掩盖,与原沉积环境隔绝。引起成岩的一个重要因素是厌氧细菌,导致介质的pH值急剧增大,Eh值降低。如莓状(球状)黄铁矿就是这一时期形成的有代表性的矿物。

成岩作用中,低温反应常放热,伴有络合物形成。有利于有机质转化为石油、某些元素的迁移、富集、沉淀。在富含细菌的还原条件下,许多较大分子被破坏,植物分解,只保存稳定的木质部分。

成岩持续时间、深度,取决于沉积物成分、结构、有机组分、堆积速率、水深等。下界相当于细菌作用消失的深度,厚约1~100米。成岩发生在埋藏不深的地带、无垂直贯通裂隙的沉积物中,主要是本层物质的迁移、重新分配组合,几乎没有外来物质参加。温度不高,压力不大。自生矿物颗粒不大,新生矿物或其集合体的分布受层理控制,可穿过层理,但不穿过层面。矿物常为碱性、还原条件下的产物。

后生

后生作用的发生,与较高的温度、压力、外来物质加入有关,强度常取决于大地构造。在构造变动剧烈的造山地带,由于最初地壳强烈下沉、上覆巨厚沉积的负荷、后来强烈构造力的叠加,岩石发生强烈变化,甚至变质。在构造变动较弱、埋藏不深地区,作用不明显。由于静水压、负荷压、构造应力等,沉积物中可出现大量的裂隙,有助于水溶液的流动。后生作用的介质常为碱性至弱碱性、弱还原条件。

后生阶段因温度、压力高,作用时间长,形成的新生矿物晶体粗大,由于外来物质的加入,新生的自生矿物性质常与本层物质无关,其分布不受原生构造(层理)的控制。既可穿过层理,也可穿过层面。最常见的是交代、重结晶、次生加大等。形成的自生矿物反映了后生期介质的pH、Eh特点,为比重大、分子体积较小的变种。如成岩早期形成的莓状黄铁矿,会转变成立方体黄铁矿等。

影响因素

物质的成分、性质涉及自由能、形成络合物的稳定常数等,可影响物质成分在溶液中是长期保持迁移,还是很快沉淀。岩性因素(孔隙度、渗透性),决定溶液迁移的快慢、远近。强烈坳陷快速堆积、埋藏的地槽区,沉积岩可受较长时间、强烈后生作用,成岩阶段可能较短,稳定的沉积缓慢的地台区,沉积岩(物)可表现出较明显的成岩变化。
水作用:后生变化几乎在水参加下进行。当溶液中的任何物质的活度系数减小,会加大克分子浓度、溶解度。盐类在水中要增大克分子浓度,减小活度系数值。因此,CaCO3在NaCl溶液中比在纯水中溶解更完全。盐水比纯水更有溶解力,有利于物质迁移。介质的Eh、pH条件对各种矿物(特别含变价元素、氢氧化物、氧化物的矿物)的稳定性影响较大。
温度:可影响矿物结晶的地球化学性质、综合剂的电离化、OH-的活度、矿物的溶解度、溶液的流动性。
压力:可影响矿物的溶解度,埋藏较浅时,一般只发生机械压实,埋藏较深时,可能出现化学压实。压力下,矿物的转化趋向为分子体积较小的变种。
生物活动(细菌):可改变介质的Eh值、pH值,使沉积物发生变化。还可提供某些物质,如脱硫细菌的作用可分解出H2S,参与形成硫化物。腐殖质在溶解不溶性盐类释出金属离子、溶解矿物、硅酸盐,延迟金属的沉淀、对金属的螯合作用、阳离子的交换、表面吸收等方面,起很大作用。
气候:在潮湿气候带的海盆地,可发生海解、成岩、后生、表生成岩、变质作用。在干旱的大陆环境中,有机质的作用很弱,成岩、后生阶段划分不明显,由于高矿化度的上升水作用强烈,表生成岩作用显著(盐渍化、碳酸盐化等)。

作用方式

压实:上覆沉积物不断加厚,负荷压力增加,松散沉积物变得致密,体积减小,水含量减小。化学压实伴有颗粒间、颗粒与水的反应、新生矿物形成。
水化:矿物与水结合为含水矿物,如硬石膏(CaSO4)转化为石膏(CaSO4·2H2O)。沉积盆地的沉积大都在水介质中进行,最初一般发生水化,随着埋藏深度加大,沉积物固结增强,逐渐发生脱水。
水解:矿物在水作用下发生分解。水起着盐基的作用,提供氢氧离子。大多数硅酸盐矿物可发生水解,这与水介质的pH值有关,矿物水解中可有金属阳离子的游离。
氧化、还原:大陆、海环境的沉积物表层常发生氧化,停滞的闭流盆地沉积物常发生还原。同生阶段,沉积常处于氧化、弱氧化环境(海解、陆解阶段),在成岩、后生期变为还原、弱还原环境。
离子交换、吸附:水中呈离解状态的H+、OH-与遭受变化的矿物中的离子发生交换。水电离产生的H+,能置换矿物中的碱金属离子。在成岩、后生阶段,粘土矿物、沸石类矿物等,可进行离子交换、吸附。容易被吸附的是H+、OH-,然后是Cu2+、Al3+、Zn2+、Mg2+、Ca2+、K+、Na+;S2-、Cl-、SO42-。当H+、OH-离子被吸附后,吸附剂带有自由电荷。如粘土矿物常与盐基离子结合带负电荷,因此能从海水、溶液中吸附许多稀有金属。某些矿物吸附一些离子、进行离子交换后,转变为另一矿物。
胶体陈化:胶体脱水、过渡为偏胶体,最后形成稳定的自生矿物,如蛋白石-玉髓-石英的变化。重结晶是后生中常见现象,压力增大(或伴有温度升高)下,体积缩小、矿物变为分子体积较小的变种。
交代:发生在已固化的沉积岩内,对已有矿物的一种化学替代,在化学上它是保持晶形不变情况下的沉淀转化作用,主要发生在后生期、表生成岩期。经交代后常造成某些矿物的假象。
结核:是在矿物岩石特征(成分、结构等)上与周围沉积物(岩)不同的、规模不大的包体,它可以产生在成岩的各个阶段,通常是化学、生物化学的产物。
自生矿物形成:成岩、后生期,形成与各期介质条件平衡的自生矿物。如成岩期的莓状黄铁矿、菱铁矿、白云石、鳞绿泥石;后生期的赤铁矿、板钛矿、次生沸石、次生碳酸盐、云母类、自生长石。
胶结:个别颗粒彼此联结,可通过粒间矿物质的沉淀、碎屑颗粒的溶解、沉淀、反应等方式完成。常用于表述颗粒岩石(如砂岩)。
固结、石化:松散的沉积物转变为坚硬岩石,粘土岩、各种生物化学岩。各种未固结的沉积物,转变为坚硬岩石。

生烃的成岩作用

当动物植物在沉积时被埋葬,有机分子的成分在温度和压力升高的过程中被毁坏。这种转换发生在埋藏的最初的几百米,结果是产生两种初级产物:干酪根和沥青。

通常被认为烃类是通过这些干酪根热量的改变形成的(油气生物成因学说)。在这种方式,给一个特定的条件(与温度特别相关),干酪根通过化学过程如裂化或后生作用会分解形成烃类。

一个基于实验数据的动力学模型能够知道成岩作用的实质的变化,以及一个压实孔隙方法的数学模型来研究溶解-析出原理。这些模型已经被广泛地研究了,已在实际地质中应用。

成岩作用基于烃类起源和煤起源可分为:早、中、晚期成岩作用。在早期成岩作用阶段泥岩失去孔隙水,形成少量或没形成烃类,煤变成褐煤和次烟煤。在中期成岩作用时,发生粘土矿物脱水,石油主要在这一期产生,并形成低挥发烟煤。在晚期成岩作用时有机质裂化,产生干气;发育贫煤。



变质岩

变质岩(英语:Metamorphic rock)是经由变质作用所形成的。原岩受到热(温度高于150-200℃)和压力(1500巴)的作用,其内部的物理和化学性质逐渐变化。原岩可以是沉积岩、火成岩或是变质岩。

地壳有很大一部分是由变质岩组成,并依照化学及矿物的组成(变质相)进行分类。原岩可因受地球内部的高温及岩层上方的巨大压力而形成变质岩。构造的过程也可形成变质岩,如大陆的碰撞造成的水平的压力,使原岩摩擦和变形。岩脉的侵入也可形成变质岩。研究变质岩(大多因侵蚀及抬升而露于地表)可进一步了解地壳深处的温压环境。

变质岩的一些例子︰片麻岩,板岩,大理岩,片岩,石英岩。

变质相

变质相(metamorphic facies)是在一定的温度和压力范围内,不同成分的原岩经变质作用后形成的一套矿物共生组合引。变质相首先由芬兰的P.埃斯克拉于1920年提出。他指出,在恒定的温度、压力条件下,通过变质而达到化学平衡的任一岩石的矿物组成受原岩总化学成分的控制,而与原岩的形成方式无关。

分布

变质岩在地壳中分布广,大陆和洋底都有,从太古宙到现代都有产出。区域变质岩分布最广,其他成因类型分布较少。

区域变质岩主要出露于各大陆的前寒武纪地盾和地块及显生宙的变质活动带(常与造山带伴生〕,面积很大,常为几万至几十万平方公里,约占大陆面积的18%。

前寒武纪地盾和地块常组成各大陆的稳定核心,古生代及以后的变质活动带常围绕前寒武纪地盾或地块呈线形分布,如加拿大地盾东面的阿巴拉契亚造山带、波罗的地盾西北面的加里东造山带、俄罗斯地块南面的华力西造山带和阿尔卑斯造山带等,有些年轻的变质活动带沿着大陆边缘或岛弧分布,如太平洋东岸和日本岛屿,这表明大陆是通过变质活动带的向外推移不断增长的。另一情况下,变质活动带也可斜切古老结晶基底而分布,这代表大陆经解体而形成的陆内造山带。

20世纪60年代以来,还发现大洋底部的沉积物和玄武质岩下,有变质的玄武岩、辉长岩的广泛分布,它们是洋底变质作用形成的。

变质岩在中国分布也很广,华北地块和塔里木地块主要由前寒武纪旱期的区域变质岩和混合岩组成,并构成了中国大陆的古老核心。



板块构造论

板块构造论(又称板块构造假说、板块构造学说或板块构造学,总称“板块飘移”)是为了解释大陆漂移现象而发展出的一种地质学理论。该理论认为,地球的岩石圈是由板块拼合而成;全球分为六大板块(1968年法国勒皮雄划分),海洋和陆地的位置是不断变化的。根据这种理论,地球内部构造的最外层分为两部分:外层的岩石圈和内层的软流圈。这种理论基于两种独立的地质观测结果:海底扩张和大陆漂移。

岩石圈可以分为大板块及小板块,两板块相接触的部分则可依其相对运动来分为分离板块边缘、聚合板块边缘及转形断层。在板块边缘常会出现地震、火山、造山运动及海沟。每年的相对运动距离约在0至100 mm不等。

板块可以分为海洋板块及较厚的陆地板块,两者都有各自的地壳。在聚合板块边缘会有隐没带,会将板块沉降至地幔,使岩石圈质量减少,而分离板块边缘因海底扩张形成的新地壳,这种对板块的预测称为输送带原理。较早期的理论认为地球会渐渐膨胀或是渐渐收缩,也都还有一些人支持。

板块可以移动的原因是因为岩石圈的强度比下方的软流圈要大,地幔密度的变化造成了地幔对流。一般认为板块运动是由海底远离扩张脊的运动(因为地形及地壳的变化,造成地球引力的差异)、阻力及隐没带向下的吸力等影响组合而成。另一种解释则是考虑地球旋转的受力差异,以及太阳及月亮的潮汐力。这些因素之间的相对重要性及其关系还不清楚,目前也还有许多争议。

历史演进

1909年克罗地亚地震学家莫霍洛维奇发现地壳与地幔的交界,即莫霍界面。1913年古登堡发现了地幔与地核的交界(即古登堡界面),地球具有分层的现象,且能具体说明分层的深度。

1912年大气学家伟格纳根据地质证据,提出大陆漂移学说,因缺乏飘移的动力来源而不被接受。1929年英国地质学家霍姆斯相信大陆地壳下的热对流是造成大陆分裂和飘移的原因,首次提出聚合与张裂的想法。

1940年代,发现海洋地壳与大陆地壳的花岗岩岩质不同,其厚度仅七公里。1954年日本地震学家和达清夫与美国地质学家班尼奥夫发现连接海沟与火山岛弧底下的震源分布,有一向内陆倾斜的带状区域(班尼奥夫带),为板块构造学说想法的先驱。

1956年澳大利亚国家学院的艾尔文等人测量陆地的古地磁发现,若回推磁极,大陆都历经长期漂移,且移动路径与魏格纳所描述十分接近。1959年哥伦比亚大学的布鲁斯·希森与地球物理学家玛丽·萨普根据水深资料绘出第一张海底地形图,清楚显示了中洋脊与海沟。1962年美国地质学家赫斯指出地幔的热对流导致海洋地壳从中洋脊向外伸张,隐没于海沟,迫使大陆水平移动。板块学说于焉成形,由原本的水平移动思维进化成地球内部的运动影响地表的想法。

1960年代,得到陆地的古地磁反转时间表,也认为中洋脊两侧交互出现的正反磁极,应为海洋地壳侧向生长造成。现在学界已经能够掌握全球各地海洋地壳年龄以及中洋脊扩张速率以及海沟隐没速率,可以标出板块的形状,分布以及移动速率及移动历史。

古代大陆分布

1968年法国的勒皮雄根据各方面的资料,首先将全球岩石圈分为六大板块,即太平洋板块、亚欧板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块。

随着研究工作的进展,有人在勒皮雄的基础上在大板块中又分出许多小板块,如在香港出版的会考教科书《中学会考活学地理》一书中将全球分为七大板块——太平洋板块、亚欧板块、非洲板块、印度-澳大利亚板块、北美洲板块、南美洲板块和南极洲板块——以及六个较小的板块--阿拉伯板块、菲律宾板块、胡安·德富卡板块、科科斯板块、纳斯卡板块、加勒比板块。而环太平洋板块边界的板块活动最为活跃,故此地震作用和火山作用也最为频密。

板块实际上就是岩石圈,包含了地壳以及一小部分的上部地幔(地幔)。因此板块没有“大陆板块”与“海洋板块”的分法,只有依其成分组成命名为“大陆性的板块”与“海洋性的板块”。

前寒武纪

形成于11亿年前的罗迪尼亚超大陆这时开始分裂。前寒武纪晚期的世界与现在的气候十分相近,是一个冰室世界。罗迪尼亚大陆大约在7.5亿年前分裂成两半,形成了古大洋。

寒武纪

具有硬壳的生物在寒武纪第一次大量出现。诸大陆为浅海所泛滥。超大陆冈瓦那开始在南极附近形成。巨神海在劳伦大陆(北美)、波罗地(北欧)和西伯利亚这几个古大陆之间扩张。

奥陶纪

奥陶纪时,古海洋分隔开劳伦大陆、波罗地、西伯利亚和冈瓦那大陆。奥陶纪末期是地球历史上最寒冷的时期之一。冈瓦那大陆的南方完全为冰所覆盖。巨神海隔开了波罗地和西伯利亚大陆,原特提斯洋分隔开冈瓦那大陆、波罗地和西伯利亚大陆,古大洋则覆盖了北半球的大部分。

志留纪

劳伦大陆与波罗地大陆的碰撞闭合了巨神海的北面,形成了老红砂岩(Old Red Sandstone)大陆(欧美大陆)。珊瑚礁扩张,陆生植物开始覆盖荒芜的大陆。大陆碰撞导致斯堪地那维亚半岛上的加里东山脉(Caledonide Mts.)的形成,以及大不列颠北部、格陵兰和北美东海岸的阿帕拉契山脉的形成。

泥盆纪

泥盆纪时,古生代早期海洋闭合,形成“前盘古(pre-Pangea)”大陆。淡水鱼类从南半球迁徙至北美和欧洲。森林首次在赤道附近的古加拿大生长。植物大量生长,形成了今天加拿大北部、格陵兰北部和斯堪的纳维亚的煤炭。

石炭纪早期

石炭纪早期,欧美大陆和冈瓦那大陆间的古生代海洋闭合,形成阿帕拉契山脉和维利斯堪山脉(Variscan Mts.)。南极开始形成冰帽,同时四足脊椎动物在赤道附近的煤炭沼泽开始发展。

石炭纪晚期

石炭纪晚期,由北美及欧洲组成的大陆与南方的冈瓦那大陆碰撞,形成了盘古大陆的西半部分。南半球大部分被冰所覆盖,而巨大的煤炭沼泽则沿着赤道形成。以赤道为中心,盘古大陆从南极延伸至北极,将古特提斯洋与古大洋分隔在东、西两侧。

二叠纪

二叠纪时,巨大的沙漠覆盖了西盘古大陆。同时爬行动物扩散到整个超大陆。99%的生物在灭绝事件中消失,标志着古生代的终结。

三叠纪

形成于三叠纪的盘古超大陆使陆生动物可以从南极迁徙到北极。在二叠纪-三叠纪大灭绝之后,生命开始重新多样化。同时,暖水生物群落扩散到整个特提斯洋(古地中海)。

侏罗纪

侏罗纪早期,中南亚开始形成。宽广的古地中海将北方大陆与冈瓦那大陆分隔开。尽管盘古大陆依然完整,不过可以听到大陆开始分裂的隆隆声。

侏罗纪晚期

侏罗纪中期,盘古大陆开始分裂。侏罗纪晚期,中大西洋是将非洲与北美东部隔开的狭窄海洋。东冈瓦那大陆开始与西冈瓦那大陆分离。

白垩纪

白垩纪时南大西洋张开。印度从马达加斯加分离,加速向北对着亚欧大陆撞去。值得注意的是,北美仍与欧洲相连,澳大利亚仍然是南极洲的一部分。白垩纪时全球的气候比现在要温暖。恐龙与棕榈树出现在现在的北极圈,南极洲以及澳大利亚南部。虽然白垩纪早期的极区可能会有一些冰帽存在,但是整个中生代都没有任何大规模的冰帽出现过。白垩纪是海盆迅速张裂的时期。中洋脊迅速扩张导致了海平面的上升。

白垩纪-第三纪灭绝

恐龙灭绝包括数个说法,但并未有一致认同的答案,其中之一为小行星撞击地球,造成希克苏鲁伯陨石坑,导致全球气候剧烈变化,恐龙和许多其他种类的生物因此而灭绝。白垩纪晚期,海洋继续拓宽,印度接近亚洲南缘。

始新世

5千万至5千5百万年前,印度开始撞击亚洲,形成了青藏高原和喜马拉雅山脉。原本与南极洲相连的澳大利亚,此时也开始迅速向北移动。

中新世

2千万年前,南极洲被冰雪所覆盖,同时北方各个大陆迅速冷却。世界看起来和现代相似,不过佛罗里达和亚洲的一部分仍然在海洋之下。

冰川时期晚期

当地球处于“冰室”气候时,两极皆被冰雪覆盖。极区冰盖因为地球轨道变化(米兰科维奇循环)而扩张。最后一次极区冰盖扩张发生在18,000年前。

现代世界

地球进入了大陆碰撞的新阶段,这最终会在未来形成新的盘古超大陆。全球气候在变暖(参看全球变暖,存在争议),因为正在脱离冰川时代,同时也因为人类向大气层中排放温室气体。

未来世界

5千万年后

如果今天的板块继续运动,大西洋将会拓宽,非洲会与欧洲碰撞,并使地中海闭合,澳大利亚将会与东南亚碰撞,加利福尼亚将向北滑移到阿拉斯加海岸之上。

1.5亿年后

沿着北美和南美东海岸将产生新的潜没带,这将消耗掉分开北美和非洲的海底。距今1亿年后大西洋中脊将潜没,各个大陆将逐渐靠拢。

2.5亿年后

北大西洋和南大西洋的海底将会潜没在北美和南美之下,结果产生第二个盘古大陆——“终极盘古大陆”。这个超大陆中央会陷下一个小洋盆。

板块的运动及边界

板块在软流圈之上运动,由地幔热柱产生驱动力而运动。

板块之间有三种相对运动方式:聚合、张裂与保守(错动)三种方式,所以板块之边界可分为张裂型板块边界、聚合型板块边界和错动型板块边界三种类型。聚合型板块边界是板块相互挤压的地区,在地貌上表现为海沟、火山岛弧、褶曲山脉等。张裂型板块边界是板块相互拉张的地区,在地貌上表现为裂谷、中洋脊等。错动型板块边界(保守性板块边界)是两个板块互相摩擦的地区,转形断层发育,其运动方式类似地表的走向滑移断层,因面积无改变而称之为保守性。

地球板块列表

板块

非洲板块
南极洲板块
阿拉伯板块
印度-澳大利亚板块
    澳大利亚板块
    印度板块
加勒比板块
科科斯板块
亚欧板块
胡安·德富卡板块
纳斯卡板块
北美洲板块
太平洋板块
菲律宾海板块
斯堪第亚板块
南美洲板块

小板块

爱琴海板块
阿尔蒂普拉诺板块
阿穆尔板块
安那托利亚板块
巴尔莫勒尔礁板块
班达海板块
西伊里安查亚板块
缅甸板块
加洛林板块
康威礁板块
复活节岛板块
富图纳板块
加拉帕戈斯板块
希腊板块
伊朗板块
斯瓦尔巴板块
胡安·斐南迪兹板块
克马德克板块
马努斯板块
毛克板块
马里亚纳板块
马鲁古海板块
新海布里地板块
纽阿福欧板块
北安第斯板块
北俾斯麦板块
鄂霍次克板块
冲绳板块
巴拿马板块
里维拉板块
三明治板块
设得兰板块
所罗门海板块
索马里板块
南俾斯麦板块
巽他板块
帝汶板块
汤加板块
木百灵板块
长江板块

隐没板块

亚得里亚
探险家板块
戈尔达板块

古板块

波罗的海板块
Bellingshausen Plate
Charcot Plate
基梅里板块
法拉龙板块
岛屿板块
山间板块
伊邪那岐板块
库拉板块
拉萨板块
莫阿板块
菲尼克斯板块



克拉通

克拉通或称稳定地块、大陆核心、古陆、古陆核、刚块、安定地块(来自希腊语kratos,意为“强度”)是大陆地壳上的古老而稳定的部分,在最近至少5亿年内的大陆和超大陆的会聚和分裂过程中几乎没有发生变化。有些克拉通甚至在20亿年前或更早就形成了。克拉通一般都存在于大陆内部,由古代的结晶基底构成,这些基岩的成分主要是小比重的长英质火成岩如花岗岩。克拉通内的地壳较厚,并有深根插入地幔,可达200公里深处。

克拉通一词最早是由德国地质学家L. Kober在1921年提出的。他把坚固的大陆地台叫做"Kratogen",而把与之相对的山地或曾经形成过山脉的地区叫做"orogen"。后一术语原封不动地沿用下来,中文译为造山带。前一术语则被后来的学者简化成kraton或craton。

按地槽-地台说的观点,克拉通是大陆地壳内部的稳定区域,它和其周边活动性的地槽不同,后者是一个接受沉积的线形拗陷区。克拉通又是由地盾或地台和结晶基底构成的。地盾是克拉通中前寒武纪基岩广泛出露于地面的部分;与之相反,地台则是在这些基岩上覆有水平或近水平的沉积层的部分。

按板块构造论的观点,多数克拉通是在中到新太古代陆续形成的。形成之后,由于板块运动而逐渐拼合、增生成为大陆。因此,太古代形成的克拉通也叫做陆核(continental nucleus)。

地质区域

克拉通可以再分为在地理上不同的地质区域(province)。一个地质区域可以只包括单一的优势构造单元(如一个构造盆地或一个褶皱带),也可以是一系列相邻构造单元的集合。相邻的地质区域在结构上可能是相似的,但由于演化史不同,而被看作不同的实体。在不同的上下文中,地质区域的具体意义也不尽相同。

结构

大陆性的克拉通有深根向下插入到地幔中。地幔层析成像显示克拉通的下部是可以与岩石圈相对应的不规则的冷地幔,其厚度是成熟大洋岩石圈或非克拉通的大陆岩石圈的厚度(大约100公里,即60英里)的两倍。在这样的深度上,可以说一些克拉通实际上是扎根于软流圈之上的。因为克拉通具有中性或正的浮力,所以它和地幔根的化学组成必然不同,而且为了抵消因地热收缩造成的密度增加,克拉通还具有较低的内部密度。

现已得到的地幔根的岩石样本为橄榄岩,它以地幔包体的形式上侵到近表面的被叫做金伯利岩筒的含金刚石的次火山岩筒中。这些包体的密度与克拉通相同,由高度部分熔融的地幔物质残块组成。对于了解地球深部的物质组成和克拉通的起源来说,橄榄岩显得较重要,因为包体中的橄榄岩结核是受部分熔融改造过的地幔岩石。斜方辉橄岩代表了在与成分相当于玄武岩和科马提岩的熔融物分离之后的残余结晶体。阿尔卑斯橄榄岩则是最上部地幔的薄层,多来自于大洋岩石圈,它们同样是与部分熔融物分离之后的残余,但它们最终与大洋地壳一起沿逆冲断层分布到了阿尔卑斯造山带中。与之相关联的包体叫作榴辉岩,其岩石成分在结构上与大洋地壳玄武岩相近,但在深地幔条件下受到了变质作用。同位素研究提示,许多榴辉岩包体是几百万年前在超过150公里(90英里)深处消减到深金伯利金刚石区的古洋壳的样品。它们始终位于漂移的板块内的同一部位,直到被深根性的岩浆喷发带至表面。如果橄榄岩包体和榴辉岩包体是同时起源的,那么橄榄岩包体也一定是在几百万年前的海底扩张中形成的,或者是在那时受到洋壳消减影响的地幔中形成的。

在地球形成的早期,当它还很炽热的时候,扩张的大洋中脊处的高度熔融的物质形成了具有厚达超过20公里(12英里)的地壳的大洋岩石圈,以及高度亏损的地幔。由于其浮力,以及密度较高的熔融物的分离降低了残余地幔的密度,这样的岩石圈并不会向下深陷或消减。因此,克拉通的地幔根很可能由具浮力的高度亏损的大洋岩石圈的消减薄层构成。这些深部的地幔根增加了克拉通的稳定性,固定了克拉通,并保证其有较长的寿命,从而使它们远不易受因碰撞而发生的构造增厚作用或沉积物消减造成的破坏的影响。

形成

从早期岩石形成克拉通的过程叫做克拉通化。最早的大型的克拉通化的陆块形成于太古宙。在早太古代,由于放射性同位素的富集和地球吸积的残余热的释放,地球的热流量几乎比现在高两倍。当时的构造运动和火山活动都比现在强烈得多;地幔更具流体形态,地壳则薄得多。这导致了大洋地壳在中脊处的快速形成和众多热点的出现,以及洋壳在消减带的快速回收。地球表面当时很可能碎裂为许多的小板块,其上分布有大量的火山岛和岛弧。在地壳岩石被热点反复熔融,并在消减带回收的时候,小型的前大陆(克拉通)形成了。

早太古代不存在大型大陆,小型的前大陆很可能是中太古代的标准型式,因为剧烈的地质活动阻碍了它们联合成为较大的单元。这些长英质的前大陆(克拉通)很可能是在热点处形成的,它们有多种来源:溶解了较多长英质岩石的铁镁质熔浆,铁镁质岩石的部分熔融物,以及长英质沉积岩的变质转化。尽管最早的大陆是在太古宙形成的,今天世界上的克拉通只有7%是由这个时代的岩石构成的;即使考虑了旧地层的侵蚀和破坏作用,有证据表明,现今的大陆地壳中也只有5-40%是在太古宙形成的(Stanley, 1999)。

Hamilton(1999)给出了太古宙的克拉通化过程可能是怎样首先出现的演化图景:

多数海底的镁铁质及较少的超镁铁质火山岩的极厚的岩层,以及多数较年轻的陆上或海底的长英质火山岩和沉积物被挤压为复杂的向斜,位于由下部地壳的含水的部分熔融物推动的上升的长英质岩基的年轻背斜之间。在伴随有降起的成分逆转的过程中,上地壳花岗岩-绿岩地体经受了中等程度的区域缩短,与下地壳脱离开来,但克拉通化马上就发生了。在一些绿岩岩层之下保留了英云闪长岩质的基底,但表壳岩通常会渐渐变成相关的或更年轻的火成岩。……地幔羽很可能还不存在,形成中的大陆在较凉的地区集中。热区的上地幔是部分熔融的,大量的熔浆——多数为超铁镁质的——通过极薄的地壳上的许多短命的海底火山口和裂谷喷发出来。……保存下来的太古宙地壳来自较凉的、较亏损的地幔区域,在这些区域,较高的稳定性造就了不寻常的较厚的火山喷发物,大量部分熔融、低密度的长英质岩石得以从这些喷发物中形成。

 

   
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