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第五章 巖石圈板塊運動與地質作用
§1 從大陸漂移到板塊構造
1.1 大陸漂移的證據
（1）應用電子計算機技術對大陸進行拼接
　　用電子計算機對大西洋兩側大陸進行拼合，發現最佳方案并非海岸線而是海平面以下915米等深線，其平均誤差小于一個經度
（2）地質構造帶對比
　　大西洋兩岸北美和北歐之間地質構造具有一致性，非洲與南美古生代和中生代造山帶也有相似性。
　　（3）古生物與冰川、氣候證據
南半球各大陸找到的二疊紀爬行類等陸生生物有驚人的相似性。若把各大洲包括南極在內的大陸拼合在一起，晚古生代南半球各大陸的冰川分布，看起來有一定規律。此外，古氣候的分帶性與現代氣候帶亦不協調。
（4）古地磁極移軌跡
　　通過對北半球不同時代古地磁北極位置的測定，把各地質時期古地磁極位置在圖上連結成一個線，這條線稱為地質時代的極移軌跡。大量資料表明，北美和歐洲所測的極移曲線并不相合，但形態大致相似。若將兩大陸拼合在一起，則這兩條曲線就會基本重合，說明大西洋的確曾經不存在，兩個大陸曾經相連在一起。
以上事實說明，在距今大約2.5億年以前地球上的確曾經存在一個統一大陸，這個大陸稱為聯合古陸。聯合古陸大約在三疊紀后期，即約2億年前開始破裂，并逐漸漂移,成為現今的海陸布局。
那么大陸是怎樣發生漂移的呢
1.2 海底擴張
海底擴張作用是大洋巖石圈在洋中脊處裂開，地幔熾熱的巖漿從這里涌出，冷卻固結成新的大洋巖石圈，并把先期形成的巖石向兩側對稱地推擠，導致大洋海底不斷擴張。另一方面，在假設地球的體積和面積不變的情況下，大洋巖石圈也必然在大陸邊緣的海溝處沿著消減帶向大陸巖石圈之下俯沖，消亡于軟流圈中。因此，海底擴張實質上是全球洋殼在不斷地循環變化，2～3億年內更新一次。海底擴張說的確鑿證據是海底巖石年齡的分布：以年齡最新的大洋中脊為軸，向兩側呈對稱地分布，離中脊愈遠愈老。
我們怎樣知道海底巖石的年齡呢
(1)磁異常與磁場倒轉記錄
　　海底年齡的測定首先應歸功于古地磁學的研究。人們在東太平洋進行地磁研究，發現海底地磁呈整齊的條帶，并都呈南北向展布，條帶間距達幾十公里。如果把所測定的磁異常帶標到圖上，并且沿中脊軸對褶過來，那么磁異常條帶東西兩側將重合。磁異常曲線中峰與谷的順序存在著驚人的對稱性。有人推斷，地磁異常條帶并非磁化強度不均勻引起的，而是地磁場方向的歷史記錄，地磁的正負異常對應于古地磁場的正反方向變化。這樣海底就起到一臺磁帶錄音機的作用，根據地磁場的正反方向變化記錄下海洋擴張的歷史。通過對太平洋、大西洋和印度洋所測得的地磁極性年表，證明全球的地磁正向期與反向期完全一致。從而肯定了海底擴張的普遍意義。
海底擴張與海底磁異常年齡（據W.C.Pitman等，1994）
　　從20世紀60年代以來，在各大洋打了上千個鉆孔，根據所采集的放射蟲標本鑒定發現：蓋在玄武巖基底之上的最老沉積物年齡與根據磁異常所測得的年齡一致，并且愈接近洋中脊，洋底年齡愈新。
大洋鉆孔測的巖石年齡，愈接近洋中脊,年齡愈新
　　根據海底年齡編制的全球海底擴張模式圖可以看出大洋中脊與最年輕的海底吻合。而通過磁異常條帶年齡的測定可以建立等時線，從而得到自洋脊形成以來的年齡，最老的海底年齡只有1.7億年，和最老的大陸年齡38～40億年相比是太年輕了。1.7億年以前的洋殼到那兒去了呢？現在認為老洋殼沿海溝俯沖帶進入上地幔軟流圈消失了。
(2) 海底擴張速度
　　根據三大洋海底磁異常資料，如果以中脊作為磁異常計算的起點，在不同洋盆中可見，中脊兩側磁異常條帶的寬度是不同的，表明海底擴張速度存在差異。參照每個磁異常條帶的年齡及距中脊的距離，可以計算出各大洋的半擴張速率(只考慮中脊一側)，計算結果表明海底擴張全速率范圍為1～20cm/a。其中，太平洋中脊的擴張速率最大，北大西洋和紅海的洋脊速率最小。
1.3 板塊構造理論與威爾遜旋回
　　隨著海底擴張說的提出：“大陸漂移”的觀點被重新提出來了，但與以往認為硅鋁質陸殼在硅鎂質洋殼上漂移的模式不同，而是鑲嵌著大陸的剛性巖石圈板塊在塑性的高溫軟流圈上漂移。這一模式對于解釋巖石圈容易破裂、移動和地殼變形等具有重要意義。
　　海底擴張有兩種情況：一種是太平洋型，從大洋中脊新產生的大洋巖石圈，把老的大洋巖石圈向兩側推擠到大陸邊緣的海溝處，并沿消減帶分別俯沖到兩側陸殼板塊之下，消失于上地幔軟流圈中。另一種是大西洋型，洋中脊新生的大洋巖石圈向兩側推擠時，只是推動美洲大陸和非洲大陸向東西兩側移動，其間并沒有發生俯沖消減作用。因此海底擴張的發現，必然導致板塊理論的出現。即地球巖石圈是由幾個固定的大陸和洋盆組成的剛性塊體，目前多數學者認為現代的巖石圈已破裂成12個板塊。鑲嵌在巖石圈中的大陸隨著運動著的板塊漂移。
(1)板塊邊界
　　根據板塊構造理論，剛性的巖石圈板塊漂浮在部分熔融的塑性軟流圈上，沿著一個總的方向滑動，根據與相鄰板塊的相對運動方式，我們可以確定三種不同類型的板塊邊界。
　　離散型板塊邊界 所有大洋中脊都是本類型板塊邊界，兩側板塊沿著相反的方向運動，兩側以頻繁的線狀玄武巖漿上涌，拉張作用引起淺源地震和高速熱流為特征。
　　匯聚型板塊邊界 可以太平洋東西兩岸的海溝俯沖帶為代表，以產生深源地震，形成褶皺山系（海岸山脈增生楔），引起玄武質和安山質火山活動（火山弧、弧前盆地和弧后盆地）為特征。
A會聚板塊邊界形成海溝和島弧　　B通過乒乓球模型解釋海溝的彎曲
　　轉換斷層型邊界 這種邊界既不形成新的巖石圈，原來的巖石圈也不會消減。轉換斷層并不是使洋中脊發生單方向的平移錯位，而是反映了巖石圈的不均勻斷裂。轉換斷層以陡崖為標志，具有水平位移的淺源地震特征，往往伴隨著板塊的分離和火山活動。
　　每一個板塊都可能以上述三種或兩種類型的邊界組合為自身的界限。如太平洋板塊邊界包括太平洋中脊（離散型邊界）、沿太平洋西側海溝帶（匯聚型邊界），以及眾多的轉換斷層組成的邊界，而非洲板塊則只有大洋中脊和轉換斷層兩種邊界。
(2)威爾遜旋回
　　加拿大學者威爾遜（J.T.Wilson,1973）從板塊構造觀點出發，將巖石圈從大陸破裂、裂谷出現到洋盆形成，再從洋盆俯沖、縮小到閉合的完整過程，劃分為6個階段（期）。
　　胚胎期 地幔的活化最初引起穩定大陸殼的破裂，形成大陸裂谷，東非裂谷就是最著名的實例。
　　幼年期 地幔的活化使其熱熔物質噴流或上涌對流，巖石圈進一步破裂并開始出現狹窄的洋殼盆地，可以紅海、亞丁灣為代表。
　　成年期 隨著三叉裂谷內洋中脊系統的延伸和擴張作用的加強，終于出現了新的大型成熟洋盆，大西洋是其典型代表。洋盆兩側未發生俯沖作用稱為被動大陸邊緣。
　　衰退期 在洋脊系統擴張的同時，洋盆一側或兩側開始了俯沖消減作用，稱為主動大陸邊緣。洋盆面積開始收縮，可以太平洋為代表。尤其是太平洋板塊沿著亞洲東部大陸邊緣向歐亞板塊下面俯沖，形成(海)溝 (火山島)弧 (邊緣海)盆型的匯聚帶，組成現今亞洲東緣花彩列島式的地理面貌。
　　殘余期 隨著洋脊擴張作用減弱，兩側陸殼地塊相互逼近，其間僅存殘留海盆，如地中海。
　　消亡期 最后兩側大陸直接碰撞拼合，海域完全消失，轉化為高峻山系。橫亙歐亞大陸的阿爾卑斯-喜馬拉雅山脈就是最好的代表。例如，印度板塊與歐亞板塊的碰撞是屬于陸-陸碰撞型的板塊匯聚帶。由于大陸殼較輕，它漂浮在軟流圈之上，大部分不可能被帶往消減帶的深處。因而當兩個大陸碰撞時，先前的大型古洋盆因俯沖消亡而在地表只保留一些殘跡，稱為板塊縫合帶（suture），代表板塊構造演化最后的陸-陸碰撞階段。
　　威爾遜的上述總結反映了巖石圈板塊構造演化的一種常見開合周期過程，迅速獲得廣泛傳播和應用。次年（1974）即被公認為威爾遜旋回（Wilson cycle）。
1．4 板塊構造的驅動機制和超級地幔柱學說
　　目前我們還不能十分確切地解決板塊運動的動力問題。現在所能知道的僅僅是反映板塊擴張的大洋中脊和反映板塊俯沖的海溝-島弧系統的存在。地幔對流也已被地球物理資料所證實，所以地質學家根據已知的地幔對流來描述板塊構造驅動的機制。
（1） 地幔對流模型
　　學者們分析認為熱擾動可以使下地幔底層物質粘度降低，流動性增強，在熱梯度的驅動下，所有受熱擾動作用的高溫低粘度物質向熱邊界層最低處匯集，然后隨著溫度升高而形成地幔上升熱流。許多學者把地幔對流與巖石圈板塊構造運動聯系起來以描繪簡單的地球動力學模型。
（2）從大洋火山島到超級熱地幔柱
　　位于太平洋中北部的夏威夷海嶺是一個無震洋脊，除夏威夷島因火山活動發生地震外，這個島鏈基本上不發生地震而有別于發生海底擴張的多震的大洋中脊。最早由摩根(J.Morgan)和威爾遜(J.T.Wilson)提出熱點這個概念來解釋這種無震脊上的火山中心。認為熱點即是來自地幔深部上升的熱物質噴射到地表的表現。據認為柱狀熱流在地幔中的位置是固定的，當巖石圈板塊在熱點上移過時，就留下了一個年齡逐漸由老變新的火山鏈。太平洋中有三個相互平的火山島鏈，都表明了太平洋板塊沿著同一方向運動。而島鏈的轉折部分則記錄了板塊運動方向的突變。
海底漂流經過固定熱點形成火山鏈
夏威夷火山鏈的形成原因
　　顯然，大洋火山島下的熱點是一種位置相對固定、而且深度很大的點狀熱地幔柱，與引起板塊構造擴張的大洋中脊下上涌的線狀、深度較淺的地幔熱流性質不同。
　　近年日本學者丸山茂德（1994）通過地震波層析成象技術得到整個地幔內部結構圖象。圖象顯示巖石圈下插板塊一直可以沉降到670km深的上、下地幔邊界，下插板塊滯留于這個邊界之上，并被軟化、流動，當滯留板塊積累到一個臨界量之后，就會塌落到下地幔。為了填補因塌落而形成的"空間"，下地幔就會產生向上運動的熱地幔柱。因此滯留板塊塌落與熱地幔柱上升必然成對出現。并把塌落的滯留板塊稱為"冷幔柱"，上升地幔物質稱為"熱幔柱"。
　　科學家們認為這種大型地幔柱熱擾動的熱源即來自核-幔邊界的不均勻加熱作用。外地核的溫度可達3800K左右，而地幔底部的溫度僅3000K左右，相差達800K。地核不斷地通過地幔柱釋放出熱量。
　　地幔柱的上升速度是非常緩慢的。據人造衛星所測得的數據分析，已確定20個地幔熱柱的位置。地幔熱柱與板塊運動，整個過程來自地球內部的熱動力，因而又稱為地球內部的熱引擎。
§2 板塊構造與地殼運動
當兩塊板塊發生聚合時，沿板塊邊緣分布的巨厚沉積地層就會受擠壓而發生褶皺和斷裂，導致兩者之間原先存在的洋盆閉合和新生山脈隆升，同時伴隨發生巖漿入侵和巖石的變質作用，這種地質構造十分復雜的長條狀地帶稱為造山帶。
2．1 板塊運動與地殼運動類型
　　在山區常常可以看到層狀巖層被褶皺或突然斷開，以及大家熟悉的地震等都是地殼運動的結果，它們往往和板塊運動有關。
（1）造山運動
大陸上山脈中的沉積巖層在地質歷史中形成于深海洋盆等復雜環境，后來發生強烈的褶皺、斷裂、巖漿侵入和變質作用，形成這些變形造山帶的運動稱為造山運動。一般認為造山運動是巖石圈板塊碰撞或陸內俯沖的結果。
（2）造陸運動
一些地方過去曾經在海平面之下不斷接受沉積物充填并緩慢下沉，但是現在被抬升到海平面之上。這些曾被淹沒的淺海現在抬升變成陸地，這樣大規模的海陸變化，稱為造陸運動。造陸運動實際上是地殼垂直升降運動的一種表現形式，只要沒有大規模褶皺或斷裂作用，地殼的向下沉降可以形成巨大的盆地。
地殼大面積的垂直升降運動可以有多種成因機制。有的與全球或鄰區板塊構造運動直接有關，如青藏高原 ( http: / / www.21cnjy.com / " \t "_blank )強烈隆升；有的可能與區域性地殼均衡調整等因素有關，如北歐斯堪的那維亞半島第四紀冰期后的緩慢抬升。
2.2 構造變形
　　無論是板塊邊緣或板塊內部，都可以在地殼受到拉張或擠壓情況下發生一系列的褶皺和斷裂，它們的規模小的只幾厘米，大的可達數公里。當然，發生褶皺和斷裂最強烈的地區就是造山帶。
　　巖石受力發生變形，當外力增加超過一個臨界點時，一些巖層被揉皺，一些巖層發生斷裂；有一些先褶皺，然后斷裂；也可以先發生斷裂，再引起褶皺。斷裂分為兩大類，節理和斷層。
　　節理　是一種巖層沒有發生明顯位移的裂隙，常常可以看到兩組或幾組節理有規律的交叉，如果這樣，則意味著產生這種規律的應力是均勻的或連續變化的。
　　斷層　是巖層破裂有顯著位移的斷裂構造，斷層的規模可大可小，小者位移僅幾厘米，大者達數百公里，它可以上下運動，也可以左右運動。
§3 巖漿作用、地質作用與板塊構造
3．1 巖漿作用與板塊構造
　　地球內部的溫壓條件與巖漿的形成有著明顯的關系。巖漿是一種熾熱的，具有極強活動力的熔融體。通常在地下深處高溫高壓下巖漿形成時，與周圍環境處于平衡狀態。但一旦巖石圈發生破裂或產生壓力差，平衡被打破，巖漿就會上升。由于受到上覆地殼的擠壓，一部分巖漿在地殼深處緩慢冷卻結晶，一部分可以達到離地表較近的淺處較快冷卻結晶，或者沖破地殼以火山的方式噴溢出來迅速冷卻。廣泛分布于大陸地殼中的花崗巖巖基可以作為巖漿侵入的代表；而分布在大洋中脊的玄武巖和火山島帶的中酸性為主噴出巖則是火山作用的代表。
　　地質學家把這種巖漿的形成(熔融)、運移和冷凝的整個過程中，巖漿自身的變化以及對周圍巖石影響的全部地質過程叫做巖漿作用。巖漿作用有兩種方式：一種是巖漿從深部上升到達地殼隨即冷凝結晶，這一過程稱為侵入作用，冷凝結晶形成的巖石稱為侵入巖。另一種方式是巖漿溢出地面，甚至噴射到天空或水體(海底噴發)稱為火山作用，流出地面的巖漿冷卻凝結后叫做火山巖或噴出巖。
(1)侵入作用
　　由結晶粗大的礦物組成的花崗巖是怎樣形成的呢 根據花崗巖與周圍沉積巖之間截然和不協調的接觸關系，并且與花崗巖接觸處的沉積巖的礦物成分和結晶程度發生了顯著的熱力烘烤現象，因此認為花崗巖是來自地下深部熾熱的熔融物質所形成。當這些熔融的巖漿上升到離地表不遠的深處(3公里以下)，由于十分緩慢的冷卻，礦物有充分的時間來形成自己的晶形。花崗巖基規模都比較大，有時也有規模較小的稱為巖株或巖枝，巖株常在深部與巖基相連。
　　除了深成的花崗巖之外，巖漿也可以上升到更接近地表的地方(＜3公里)，但規模要小得多，冷卻得更快，因此結晶顆粒比深成巖要細，常呈斑狀或似斑狀結構。巖體與周圍巖石不協調的侵入關系可形成巖脈、巖墻，此外與圍巖的協調侵入關系還可形成巖盆、巖盤、巖床。
　　(2)火山作用
　　火山噴發是十分壯觀的地球內部能量-物質突然釋放事件。一次大規模的火山噴發所釋放的能量遠遠超過原子彈爆炸。如果從體積和質量上來看，顯然海底火山更為重要，它是大洋底形成的重要作用過程。
　　火山噴發形成的地形有的像日本富士山那樣呈錐形，稱中心式噴發，也有的像哥倫比亞高原那樣數千平方公里鋪蓋著溢出的玄武巖，這種方式稱為裂隙式噴發。
火山噴發過程
　　A水蒸氣外溢　　B水蒸氣和火山灰噴發　　C巖漿噴發
中心式噴發 火山物質從中央火山口或火山管溢出，形成典型的火山錐構造。連續的熔巖流形成熔巖錐。玄武質的熔巖溫度達到1000～1200℃，粘度低，所含氣體少，沒有爆炸現象，易于流動，擴展范圍很廣，若熔巖流源源不斷溢出，可以形成寬闊的盾形火山，坡度平緩，周長可達數十公里，寬達2000米以上。如夏威夷Mauna Loa火山即為中心式噴發的典型代表。而長英質熔巖（流紋巖）噴出溫度800~1000℃。粘度大，揮發分含量高，流動緩慢，往往呈爆烈式噴發，噴出物主要是火山灰、渣、火山彈等，形成山坡陡峭的錐形體。火山口位于錐頂，火山口內常有一個圓丘狀隆起，與高粘度熔漿因流動的力減弱而凝結在火山口有關。圓丘形成后不久即會內部冷卻收縮發生塌陷，或因爆炸而遭破壞，從而難于支撐上覆的火山錐引起塌陷，形成破火山口。破火山口的面積比火山口大得多，火山消亡或暫停活動之后，就會成為美麗的火山湖，如我國和朝鮮邊境上長白山的天池。
火山消亡后在火山口形成的美麗的火山湖
　　裂隙式噴發 熔巖與火山碎屑都是從狹長的裂隙或裂隙群中噴射(溢流)而出的，它和中心式噴發不同，具有一個線性的熔漿源，玄武質的熔巖流從裂隙中流出，稱為溢流玄武巖，它們不會形成火山，而往往構成寬闊的玄武巖高原。如哥倫比亞高原，玄武巖覆蓋面積達十三萬平方公里，熔巖厚可達100米。我國張家口以北的漢諾壩玄武巖也形成明顯的高地，導致壩上和壩下氣候也有顯著差異。
　　在大洋中脊部位，玄武巖漿從張開的裂隙中溢出，幾乎覆蓋整個洋底，這可從洋脊采集到的海底樣品中得到證實。全球的洋脊延伸可達8萬公里，在大約近1.7億年的時間內，形成了現代四個大洋的洋底玄武巖層。
　　火山的空間分布：
　　地球上存在著500～600座活火山，大多數火山分布在板塊的邊緣。據統計，其中80%分布在會聚板塊的壓性火山島弧帶，15%分布在板塊分離的拉張帶。極少數分布在板塊內部。著名的環太平洋火山鏈（又叫火圈）就集中分布近70%火山。
　　分離板塊邊緣的火山活動 全球大洋中脊裂谷體系是分離板塊的邊緣。延伸長達8萬公里，其斷裂一直延伸到地幔軟流圈。大量玄武巖漿從這里上升，溢出的玄武巖構成了洋脊、火山和玄武巖高地。
　　會聚板塊邊緣的火山鏈 是由玄武巖和安山巖噴發形成的。玄武巖來自俯沖板塊之下的軟流圈，而安山巖則可能是玄武質的洋殼和俯沖板塊攜帶的洋底含水沉積物俯沖到30～40公里深度時部分熔融的產物。
　　大洋板塊內的火山 洋底除了活火山外，還有大量死火山，僅太平洋就有10000座，有人認為它們原本都是擴張中心（含熱點）形成的活火山，當新洋殼形成，火山就隨老洋殼帶到板塊內部成為死火山。它們有的是高聳出海面的洋島，有的已被風浪侵蝕夷平成為平頂火山錐(guyet)，有的因洋殼冷卻下沉，成為不同深度的海底山脈――海山。
　　大陸板塊內的火山 往往與陸內裂谷關系密切。當深大斷裂切穿巖石圈時，玄武巖漿低速地溢出地表，沒有遭受硅鋁質陸殼的混染，這也可能標志著板塊分離萌發階段（東非裂谷帶）。
3．2變質作用與板塊構造
　　當巖石形成以后由于環境溫度和壓力等條件的改變，在不發生整體熔融和溶解的固態前提下，礦物成分和巖石的結構發生不同程度的變化，稱為變質作用。
　　變質作用可以區分為區域變質作用、接觸變質作用和動力變質作用，經歷過變質作用的巖石叫變質巖。巖漿巖、沉積巖都可以在經受變質作用后成為變質巖。
(1)變質作用的因素
　　引起巖石變質的因素有溫度、壓力和化學性質活潑的流體。
　　溫度 是導致變質巖石的重要因素。環境溫度升高使巖石內部能量增加，從而提高了礦物體內原子、離子的活性，加速了不同組分的交換和化合。溫度升高還可改變礦物的結構，破壞礦物原有晶格或使它重新結晶。上升可以來自地熱增溫，淺部的巖石隨著深埋之后溫度升高，可以引起變質，而且埋藏越深，溫度越高，變質越深。溫度上升還可能因巖漿侵入、大規模斷裂構造等因素引起。
　　壓力 是引起巖石變質的另一重要因素。在高壓的作用下巖石的結構會發生明顯變化，都是在定向壓力作用下形成的，同時定向作用還可引起重結晶作用，即在壓力方向礦物晶體生長緩慢而在垂直壓力方向迅速增長加大，形成礦物長軸垂直壓力的優選方向。與斷層或強烈褶皺相關的動壓力的作用下剪切和碾磨則會產生碎裂的粒狀結構。
　　流體 沉積巖中富含CO2的原生水和從巖漿中析出的流體，在高溫條件下由于化學性質活潑與巖石發生一系列的交代作用，引起巖石的變質。
(2)變質作用的類型
　　略。
(3)變質作用與板塊構造
　　板塊分離帶的大西洋中脊的變質玄武巖是由上涌的玄武巖經局部加熱作用，促使下滲的海水循環產生熱液，熱液使噴出的玄武巖發生淺變質作用而形成的。在板塊會聚帶，由板塊俯沖形成的熔融巖漿上升形成的侵入巖，使淺埋的沉積巖和火山巖發生變質。靠近陸地火山弧的低壓高溫變質帶，熱流值較高而壓力較低。靠近海洋海溝俯沖帶的高壓低溫變質帶，熱流值很低，而壓力很高。
§4 沉積作用與板塊構造
4.1 沉積盆地與板塊構造
　　地殼最大的一級構造單元是依據地殼的性質分為三大類，它們各具不同的自然地理環境和板塊構造意義。
　　陸殼──由厚的花崗質巖石組成，地理上表現為平原、高原或巨大的山系，是陸殼板塊的地形反映。
　　洋殼──由薄的玄武巖組成，三大洋的深海盆地及高聳的洋脊、洋島（海山）為典型景觀，是洋殼板塊的地形表現。
　　過渡殼──由減薄的陸殼或增厚的洋殼組成，包括大陸邊緣的陸棚-陸坡帶、弧后盆地和火山島弧等。除被動大陸邊緣可以出現在同一板塊內部的洋陸過渡部位外，主動大陸邊緣則是板塊邊界的良好標志。
　　地球表面不同部位間的差異升降運動，導致出現不同深度的海洋和陸地上的各種河湖平原、山間盆地等負地形，在地球外部地質營力（包括水流、風、冰川、生物作用）影響下是發生沉積作用的主要場所，稱為沉積盆地。
沉積環境與沉積相之間的聯系
　沉積盆地中由于保存大量反映該地自然地理環境演變信息以及有用礦產資源的沉積記錄，歷來受到人們的重視。
4．2 地球外部地質營力和沉積作用
地球外部的地質營力包括風力作用、地面流水作用、地下水作用、冰川作用、湖泊作用、海洋作用、生物作用等等。這些地質營力以不同的方式參加表生地質作用的部分過程或全過程。按其先后順序，表生地質作用包括：風化作用、剝蝕作用→搬運作用→沉積作用等。
1. 風化作用與剝蝕作用
　　在外部地質營力的作用下，通過物理的、化學的以及生物的各種因素，使巖石變成碎塊、砂、土和溶液的作用過程，都叫做風化作用。
　　剝蝕作用 是風、水、冰川等地質營力將巖石的風化產物剝落、刻蝕帶走的過程。
　　風化作用和剝蝕作用都是對巖石圈表殼的破壞。它們之間既有聯系，又有區別。風化作用是各種介質(水、大氣、溫度、生物)對巖石的原地破壞。而剝蝕作用是其產物被剝蝕作用的地質營力帶走。
（2）搬運作用
　　風化作用和剝蝕作用的產物——碎石、砂、土、溶液，從被地表水流、地下水、海流、風、冰川等介質帶離其形成地開始，直到在新的和件下停止運動的全部作用過程稱為搬運作用。碎屑物質的搬運方式有以下幾種：
　　冰川的搬運是固體呈塊體的搬動；
　　風和水流本身都是主動搬運碎屑顆粒的活躍介質，稱為牽引流（或挾帶流）。被搬運的顆粒呈三種運動方式：滾動的、跳躍的、懸浮的；
　　重力流是顆粒因受重力作用沿斜坡向下運動，實際上是由顆粒運動帶動介質運動。因此存在從塑性流體呈塊體搬動(泥石流等)到流體(濁流等)呈紊流方式搬運.
　　溶解物質的搬運可以呈溶液、官能團以及膠體形式搬運。
（3）沉積作用
　　被冰川、水、風等介質搬運的物質，不會永遠被搬運下去。經過一定的距離，由于搬動營力能量的降低，或者遇到適當的物理化學條件，或者在生物的參與下，在最終會被沉積下來，這種作用過程就叫做沉積作用。
牽引流沉積作用：
　　牽引流形成的碎屑物質，在粒度和比重上服從機械分異作用的規律。機械分異作用是指碎屑物質在搬運和沉積過程中，當牽引流的流動速度和運載能力延著一定方向發生有規律變化時，碎屑顆粒相應地按顆粒大小、形狀、比重和礦物成分發生分異，依次沉積。在自然界這種例子是十分常見的。沿著一條河流，我們可以看到在上游沉積有礫石、砂礫，到中下游主要是中—細砂，到河口是細砂和粉砂。從河床向河岸兩側也可以看到這樣的現象，河床中是中細粒的砂，近岸處是粉砂，越過堤岸到遠離河床的低地從粉砂過渡到泥。
礫石經過水的磨蝕被磨圓
牽引流的機械分異
　 風也是一種牽引流，除了不能搬運溶解物質外，其余與水流無異。
　　重力流沉積作用：
　　重力流是一種由水、泥、碎屑物質混合的高密度流體，最常見的重力流有泥石流和濁流。
　　泥石流通常發育在山麓地帶，在大陸斜坡的深海底又稱水下泥石流。它們是含有大量粗細碎屑和粘土的粘稠的沉積物，由粘土與水的混合而成，形成強度很高的內聚力，支撐著大小不等的碎屑顆粒呈懸浮狀態，在重力的作用下自上向下運動。泥石流呈塊體運動，內部顆粒不發生位置交換，因而沒有磨擦也不碰撞，當坡度變緩，能量降低時，它會沉積下來，泥石流的沉積作用也是整體的沉積，有如凝凍狀態，內部的水分并不與沉積物分離。因此泥石流沉積物的特點是塊狀堆積，內部不顯層理，礫石呈棱角狀、無分選、無磨圓，大小混雜，且含大量泥質雜基。
　　濁流是重力流的一種，它是泥與水混合的密度流。由于密度大于周圍水體，因此它沿水底呈高速紊流狀態運動。除地震、海嘯、風暴、滑塌可以誘發濁流之外，水下泥石流的稀釋可以轉化成濁流。濁流對海底具有極強的侵蝕作用，往往形成特有的沖刷痕 溝痕、槽痕，當它們被濁流沉積物充填后就形成溝模、模槽等砂巖的鑄型。具有極強侵蝕作用的濁流頭部過后，由于速度的減緩，身部開始發生沉積作用。
　　冰川沉積作用：
　　冰川屬于固體搬運，而且搬運力量是十分強大的，往往可以運載上千噸的大巖塊。冰川運動具有整體性，顆粒間既不碰撞也不磨擦，因此冰川作用的沉積物——冰磧物是既無分選、也無磨圓的雜亂堆積。由于冰川運動過程中一部分巖塊與基底巖石或巖壁發生磨擦，因此冰川礫石留有特殊的“T”字型擦痕。
　　化學沉積作用：
　　自然界中確實存在著純化學的沉積作用。它是母巖被風化后，一部分物質以化學溶解成真溶液或膠體溶液狀態被搬運到盆地水體中，在適當的化學條件下發生沉淀形成沉積物。
　　生物沉積作用：
　　生物在沉積巖形成過程中，起著重要的作用，特別是顯生宙以來，其作用愈來愈大。地球上現生生物的總量并不大，但是由于生物分布廣泛，并且化性活潑，在沉積物的風化、遷移和沉積過程中都起到十分重要的作用。
　　沉積作用過程中，生物既是直接的堆積體，有許多巖石就是生物成因的，如煤、石油、石灰巖等都是生物和超微生物死亡之后遺體直接堆積和轉化形成的，同時生物也參與了許多金屬元素的富集，生物死亡后分解生成大量的H2S、CH4等氣體，改變了盆地的氧化還原電位(Eh)和酸堿度(pH)，使某些含礦溶液沉淀。
　　煤是由植物殘體在不完全氧化腐解的條件下轉化而成的，這種條件只出現沼澤中，長滿植物的沼澤經過數千年至數萬年的時間，植物不斷生長、死亡，它們的遺體就在沼澤中堆積起來，在沼澤水的浸泡之下發生腐解。腐解產生的腐植質及其他有機物質，毒化了沼澤水體環境，使喜氧的細菌不能生長，這樣植物的腐解就自行終止。植物殘體在隔離喜氧細菌的環境中不能完全腐解，逐漸積聚起來，轉化為巨厚的泥炭層。巨厚的泥炭層地質歷史中堆積起來以后，由于地殼的沉降被砂泥沉積物掩埋起來，經過很長久的時間才被壓實、脫水，在一定溫度和壓力作用下轉化成煤。煤主要是陸生生物殘體堆積成的，因此只有在泥盆紀植物征服陸地以后才能出現。世界上有三次大的聚煤期：石炭紀-二疊紀；晚三疊紀-侏羅紀；第三紀。
　　石油 是由各種烴類組成的，烴是一種碳氫化合物，由氫原子結合在碳鏈上構成烴分子。天然氣是甲烷(CH4)和其它輕烷烴的混合物。它們都儲存在巖石的孔隙中。石油、天然氣也和煤一樣，生物死亡以后，經過埋藏和轉化而成的各種烴類保存于沉積物中。但能生成石油的主要是微體和超微體生物，通常在淺海陸架和大型湖泊中都存在大量繁殖這類生物的條件。它由生活在湖泊或淺海中的微體生物死亡后，經過不完全的腐解轉化成含有大量微體生物尸體的細粒(泥質)沉積物，稱為生油巖。它們被掩埋之后與氧隔絕，在溫度和上覆沉積層壓力作用下經過數百萬年之后，經化學作用轉化為各種烴類物質，這些呈液體或氣體狀態的烴類物質在壓力或構造動力的作用下，被擠壓運移到富有孔隙(如砂巖或碳酸鹽巖)的巖石中，假如這種巖石上下都有不透水的巖層(如泥頁巖)隔開，那么，石油和天然氣就不會被泄漏出去。這種富有孔隙并能盛滿石油的巖石稱為儲油層，而其頂部不透水的泥頁巖就稱為蓋層。只有生(油)、儲(油)、蓋(層)組合齊全的時候才有可能找到石油，它們是缺一不可的。除了生儲蓋組合外，還要有一個圈閉構造條件，最常見的是一個背斜，這個構造條件使水、油、氣分開。水最重，位于最下部，石油次之，處在中間，天然氣最輕，位于最上部。地質學家就是尋找這種生儲蓋組合和圈閉構造，從而找到大量石油。

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