地球起源以及大陆的生长与破坏

自筮．未卷 第３９卷第３期＿自然论坛

ｄｏｉ：１ ０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０２５３—９６０８．２０１７．０３．００７

地球起源以及大陆的生长与破坏

万天丰

中国地质大学，北京１０００８３

摘要早期的地球是４５亿年前从太阳系星云中的较重元素所组成的星子非均匀吸积、增生而成的。陨击作用造成地表岩石

撞碎，诱发地幔的超临界流体或岩浆上涌，造成剧烈的火山爆发，并使地幔上部硅酸盐中的气体挥发分在固体地球表面聚

集，逐渐演化成水圈、大气圈。洋壳主要是由深部铁镁硅酸盐岩大面积喷出地表所形成的拉斑玄武岩所组成，可能是陨击

作用所派生的片麻岩穹窿则造成了原始大陆地壳的核心。岩石圈板块在１８～１６亿年前开始形成。大洋与大陆板块间俯冲作

用和陆陆板块间碰撞作用的应变速率都是极低的，它们可以造成岩石的局部破裂，但是韧性变形作用、变质作用，以及岩浆

与超临界流体的贯入与冷凝却使岩石愈合，非但没有使大陆被破坏与撞碎，反而使大陆不断地增生。亚洲大陆板块就是从１８

亿年前或１６亿年前到现代，由２７个较大的古地块及上百个小地块，经过１４次板块间的俯冲或碰撞而汇聚成的。至于大陆的

破坏，则可能是地幔羽的隆升或巨大陨石撞击所诱发的。

关键词地球起源 圈层的形成：陨击作用；俯冲与碰撞：大陆板块的生长 大陆的破坏

１地球的起源

现在学术界基本上认为：早期的地球是从太

阳系星云中的较重元素所组成的星子吸积、增生

而成的［１。】。地球表面岩石用Ｒｂ—Ｓｒ；去测得其同位素

是说，近４０亿年来，大规模的吸积作用早就已经

结束，地球的质量和体积都没有发生过大幅度的

变化，固体地球已经定型。

近年来的研究发现，这种星子吸积作用很

可能并不是均匀的过程，而是不均匀吸积作用

的结果［６】。欧阳白远等［７－８］在继承前人成果的基础

上，提出地球的增生主要经历了两个阶段，即非

年龄都是４５．５２亿年［４】；近年来，利用锇铼同位素

法测定，它们的形成年龄约为４６．１亿年。许多学

者因此推断［５】，原始地球可能是以球粒陨石成分

为主的星子聚集而成的，因为球粒陨石的硅酸盐

与铁质成分的比例为２：ｌ，与地球几乎一样。这就

是原始地球吸积假说的主要论点。

根据月球的演化资料判断，这种陨石的大量

均匀吸积一多阶段堆积模型。

第一阶段由巨星子ｆ直径大于３ ０００ ｋｍ）堆积

成原始地球，形成相当于现今地球质量的７０％～

９０％大小。巨星子是由金属铁组成的Ｍ群星子和

类似于月球组成的Ｌ群星子构成。在吸积、增生

的同时，地球物质在万有引力作用下向中心聚

集，体积缩小，压力增大，放出热量，使地球内

撞击使地球的质量与体积不断增大的吸积作用，

大约仅仅持续了５ ０００万年，以后陨击作用便按指

数方程的曲线特征快速地衰减。在最近４Ｏ亿年以

来，星云阶段早已结束，陨石撞击地球的数量显

著减少。由陨石撞击所造成的地球质量的增大，

总共只增加了１０ ｇ，即大约增加了地球总质量的

１／６００（地球现在的总质量为５．９７６ Ｘ １０” 】。这就

干通信作者，Ｅ—ｍａｉｌ：ｗａｎ—ｔｉａｎｆｅｎｇ＠１６３．ｃｏｍ

部物质 目对均匀的富含镁铁质的硅酸盐）发生广

泛或全部熔融，从而导致物质按照比重的不同沿

着地球半径方向发生分异和迁移。约占地球内部

物质总质量１／３的铁，由于其比重较大，较多地

２０１一＿

ｃｈ；ｎｅｓｅ 。ｕ ｎａ．。 Ｎａ ｕ ｅ

Ｉ ｖ。．３９ Ｎ。．３ Ｉ ＮＡＴｕＲＥ Ｆ。ＲｕＭ

聚集到地球的中心部位，遂形成以铁镍为主的地

核。其余的硅酸盐，就形成原始的地壳和地幔。

密度较大的富镁铁硅酸盐则相对下沉，并逐渐冷

凝成为固体，构成下地幔；密度稍小、与月球表

层岩石成分相近的硅酸盐（富含稀土元素、钾、

磷、铀和钍）则浮到上部富集，形成原始的地壳 在始太古代（３６亿年前），由于陨石仍经常撞

——

相当于现今的中地幔过渡层（现位于地面下

４００￣６７０ ｋｍ）。原始地球的壳、幔、核都经历了 生张裂，把地表的岩石炸飞，形成许多大型陨击

分异熔融作用和圈层化的过程。原始地球基本形

成的年龄约为４４亿年前，以后则一直比较稳定，

主要部分为固体状态，并大致保持其重力均衡和

圈层结构的特征。

第二阶段由较小的晚期星子（平均直径约４００

ｋｍ）堆积到地球外层——镶饰层。晚期镶嵌堆积

的星子主要是Ｃ群星子（碳质球粒陨石），也可能

有一定数量的Ｌ群星子（低铁球粒陨石）。它们堆

积在冷却中的原始地球表面上之后，也产生了分

异作用，但显然没有发生过全部熔融，仅有部分

熔融。这是根据现今全球上地幔和地壳横向成分

很不均匀的特征来推断的。上地幔补给层以部分

熔融的方式溢出地表，形成了以拉斑玄武岩为主

要成分的地壳，即形成了与现代的洋壳成分相接

近的原始地壳。

以晚期星子堆积为基础的上地幔一地壳分异系

统，自４４亿年以来一直在起作用。不过，阿莱格

习则一直坚持“均匀吸积模型”，不认为星子或 了３／４，其半径为３ ５００ ｋｍ左右（图１）。根据近代

陨石的聚集有什么阶段性，认为地球的圈层化完全

是重力分异作用的产物。但是，均匀吸积模型无法

解释各大陆块及上地幔的横向不均一性问题。

众所周知，太阳是由７０％左右的氢、２７％左

右氦以及３％左右的其他１００多种元素所组成的。

显然它是以最轻的元素为主，与太阳系原始星云

的成分比较接近。地球的物质组成是根据最常见

的陨石一球粒陨石成分的类比、地球深部地震波传

播特征以及高温高压试验的成果来推算的。地球

的化学成分估算已经得到公认，都认为地球与球

粒陨石（它们绝大部分来自小行星带，也即一颗类

地行星的“半成品”）的化学成分基本相同。地球

与其他类地行星（水星、金星、火星）相似，而与太

阳的成分相差甚远，即是由３４．６％的铁、２９．５％的

－＿■２０２

氧、１５．２％的硅、１２．７％的镁、２．４％的镍、２．２％的

钙和铝、１．９％的硫，以及１．５％的其他１００多种元素

所组成的，重元素明显地比太阳多得多。

２地球各圈层的形成

击地球表面，使得薄弱的地壳不断地被撞破，发

坑，导致地表质量亏损，从而诱发地幔的超临界

流体或岩浆上涌，造成剧烈的火山爆发，并使地

幔上部硅酸盐中的气体挥发分随着岩浆大量喷出

地表。由上地幔排出的气体以二氧化碳为主，其

次为氮气和水蒸气，它们构成了原始大气圈。至

于后来大气圈内出现较多的氧气，那是植物的功

劳。大气圈在４４亿年前基本形成，其质量已达到

现在的８５％左右。以二氧化碳为主的大气，起初

其温度曾经达￣１Ｊ５００－－６００℃，大气压力相当于现

在地球表面的３００倍，与现在的金星相近［５ｌ。以后

随着地表温度的下降，当水蒸气在低于临界温度

之后，才逐渐凝结成液态水，进而逐渐形成原始

的海洋一水圈。据估算，假设地幔内含有１％的水

（实际上比这要多），如果都释放出来，可以使覆

盖整个地球表面的水深达６ ０００多米。当然，地表

可能还有一部分水是来自天外的彗星（冰块）。

推测在４３亿年前，地核（以铁为主）已经形成

强地震的地震波探测结果，在穿过外核时，地震

波的横波无法显示，说明它现在是处于液态的；

而内核则为固态的，纵、横波均显示了出来。地

核外侧的地幔则都是固态的，厚约２ ９００ ｋｍ。其

上部则为后来形成的很薄的拉斑玄武岩一斜长岩

质地壳。但是在地幔内部岩石的晶体缝隙中超临

界流体的不规则流动仍十分强烈，即存在着地幔

羽（ｍａｎｔｌｅ ｐｌｕｍｅ，国内一些学者将此翻译成“地

幔柱”，这是不符合原意的）。

然而，至今地球上还没有大面积地发现原始

洋壳的岩石，只是在加拿大发现一些古大洋的残

片。它们的特征与地球的卫星——月球表面的高

原月岩一斜长岩类岩石的化学成分接近，具有大

于４０亿年的年龄值。现在至少可以说，最晚在３８

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亿 前 ，个球的陆先也 经开始形成。从

合理，也正是这 花岗质的片麻岩穹降控制ｒ金

ｆｆＩ利岩的分们。许多Ｊ；‘麻岩 窿成为构成原始人

陆的荩础与核心。不过， 今还没订 认定它

此，地ｊ球ｌ 就存 着陆壳与洋壳的差 。在陆地

也开始“｛现剥蚀一搬运一沉积的地质作圳过

，

低洼处则形成原始的火洋。只 过这时候海

们在１８亿年以前就 具台比较完整的大陆

圈板块的特征。

洋ｒ ，Ｊ海水温度较高，接近沸点，且 酸性，

仃｝ 强的腐蚀性，但已经开始发育低等的菌藻隹

物。流水ｎ勺侵蚀作用比现代要强得多，而大气仍

现在大陆地壳的、 均化学成分【ｌ。 （即兜拉克

值）与整个地球市Ｈ比，雄异极人。它足由４５．２％的

氧、２７．２％的 、８％的钔、５．８％的铁、５．０６％的

钙、２．７７％的镁、２．３２％的钠、１．６８％的钾、０．６８％

的钛、０．１４％的氢、０．１０％的锰、０．１Ｏ％的膦以及

０．９５％的其他ｌ００多种／ｔｌ素所组成。氰、硅和铝组

足缺氧的状态。南非的一个３４亿年前形成的沉积

铀矿床（Ｗｉｔｗａｔｅｒｓｌａｎｄ）＠，居然发现了经过机械搬

运Ｉ 沉ｇ，＇ｒＯ呈磨 状的 质铀矿碎 。大家都知

道，晶质铀矿在氧化条什下是极不稳定的，这就

ＩＩＪ］当ｌＪ 勺大气和水体都 是处 氧化条件下，肯

定没有独 的氧 存在， 是处 还原条件下。

成了以架状和链状结构为１ 的 硅睃盐陆先主

体；铁镁含 明显较低，分刖形成密度 蒋较

低、晶体结构较松散的花岗质岩石及少量铁镁质

岩 。以原岩为变质的英 长质化岗岩类（英

闪长 一奥Ｋ仡岗岩一花岗 ，ＴＴＧ，ｔｏｎａｌｉｔｅ—

ｔｒｏｎｄｈｊｅｍｉｔｅ ｇｒａｎｉｔｅ）所组成的麻 岩为卜要成分，

它们构成了古人陆和现代人陆Ｆ地先的１ 要岩

行。 Ｊ ＿人陆地壳卜 的沉秋盖层及岩浆岩！Ｊ！ｉＪ是

・Ｉ］元古代以米（最近ｌ６４Ｌ年来）逐步形成的。

３亚洲大陆板块的形成

规 多数学者都队为，令球开始肜成人陆板

块是 元古代米划（１ ８～ｌ６４Ｌ年前）… 。个球

图１现代地球ｎ勺内 结构（地壳厚８～４Ｏ ｋｍ，地幔 ２ ９００

ｋｍ，地核Ｊ ３ ５００ ｋｍ， ｌ｝Ｊ外核为液念，Ｉ～核为 念）

Ｉｉ 多数人陆板块足 ｌ８～１６４Ｌ年前定 的，

形成之后，其 体部分不再发生进‘步的 烈构

造变形，也就是说 小定掣了，￣Ｈ４１：关板块、南

作板块和南美扳块等。在 板块的’Ｆ体部分，

根 现有的地质资料来推断，存新太占代

（２８～２５亿年前）和古元 与代（２５～１ ８亿年前），

７０ ～８Ｏ 或史人而积的陆壳已经形成。它们

舰则地敞 在 体地球的表嘶，形成以花岗质岩

近ｌ６亿，Ｉｉ以来的沉 ５ 层大体Ｌｆ｝Ｉ５ｆ 持着儿乎

水平层埋的状态，几 没仃发牛过较强的构造变

肜。这就足４０多年ｌｊｉ『板块学说创 ｌＩ寸朗， 少学

然 ， 洲人陆柑石圈板块，门 Ｊ‘／ ‘代

抒以为 石 板块都足“刚 ”的ｉ 原 。

类为ｔ要成分的片麻岩穹窿，也即陆核（图２）。

它们就成为原始人陆的核心。俄罗斯学者对西

们利 结晶基底的片麻岩穹隆（陆核，Ｅｓｋｏｌａ，

ｌ９４９； 最‘ 命名）构造及含金刚 的金伯利 的

３９条增牛 则是巾２７个较大的占地块以及敞

１『Ｊ． 现为 （图３），兵 一经 了ｌ４次构造常 ：。

术期剑新构造划（１８亿年前或１６亿年ｆ 到现代），

一

碰撞带内数以百计的小地块逐渐拼合起来的ｌ １’

研究就 仃价值（ ２） 】。他们认为，片麻岩穹隆

足ｌ｝ｊ 作用所 发形成的穹降状分 的花岗质

完全／ｆ 的构造活动特 、强度小等的板块俯

冲、陆陆碰撞或板内变形，铒次构造事什的动力

麻岩。它们足陨击作ＪＬ｝ｊ所诱发的假说可能比较

口Ｌｒ

ｃｈ；ｎｅｓｅ 。ｕｍａ．。 Ｎａ ｕ ｅ

ｌ Ｖｏ１．３９ Ｎｏ．３ ｌ ＮＡＴｕＲＥ Ｆ。ＲｕＭ

图２西们利亚结品拭底”麻柑穹隆（陆核）构造 ｊ主要的金伯利岩矿田

（ 例：１．具地盾与基底穹隆的早前寒武纪变质杂岩；２．被后期构造一热事件所改造的早前寒武纪变质杂岩；３．同生的陆核

边界；４．主要的太古宙与古元古代花岗片麻岩穹隆边界；５．新元古代（里菲期）裂谷；６．主要的断层；７．西伯利亚克拉通边

：８．在壳幔边界的高密度岩块（ ≥８．４ ｋｍ／ｓ）分布区；９．含金刚石的金伯利岩管；１０．其他的金伯利岩管。片麻岩穹隆（陆

核）：Ｉ．Ｋｈｅｔａ—Ｏｌｅｎｅｋ：ＩＩ．Ｏｌｅｎｅｋ；ＩＩＩ．Ｔｙｕｎｇ￣ＩＶ．Ｖｉｌｙｕｉ；Ｖ．Ａｎｇａｒａ；Ⅵ．Ａｌｄａｎ—Ｓｔａｎｏｖｉｋ。含金刚石的金伯利岩分布区：

（￣）－Ｍａｌｏｂａｔｕｏｂａ：（室卜Ａｌａｋｉｔ；⑧一ＤａＩｄｙｎ；④一Ｍｕｎ；⑤一Ｎａｋｙｎ）

作用来源也都不相同。亚洲大陆及周边的板块运

移方向不同，运动速度也不同，影响范围及所造

成的构造变形的样式、强度和差应力大小都不相 首先我们来探讨一下洋一陆俯冲过程对大陆

同，从而使亚洲大陆呈现出一种十分复杂、变化

多样的构造格局。上述特征在全球各大陆板块的 （３．３ ｇ／ｃｍ ）显著地大于大陆型岩石圈上部的密度

构造演化历史中是十分独特和罕见的。研究亚洲

大陆岩石圈板块复杂的构造演化历史，是一件虽

陆岩石圈板块的主体部分。它没有解体，也没有

被撞碎，其原因是什么呢？

生长的影响。由于大洋型岩石圈上部平均密度

ｆ２．７ ｇ／ｃｍ ，因而当两者汇聚时，大洋型岩石圈

必然要俯冲到大陆型岩石圈之下。大洋岩石圈

然困难却很有意义的事情。

板块以每年几厘米到十几厘米的速度（其平均滑

移速度与我们人的指甲生长速度相近，每周约生

长１ ｍｍ，即每年平均移动５ ｃｍ多）向斜下方俯冲

到大陆岩石圈之下的地幔中去，其应变速率（ｓ）

很低（ ×１０。。／ｓ～ ×ｌ０－￣５／ｓ１，属于流变作用的范

畴［１ 。洋陆之问的俯冲过程的确可能诱发强地

４为什么板块间的俯冲、碰撞能使大陆

增生？

自古元古代末期以来，亚洲陆块群的２７个

人地块以及数以百计的小地块经历了ｌ４次活动特

征不同的俯冲、碰撞、离散以及板内变形的构造

事件，越聚越火，逐渐形成了全球最大的欧亚大

震，产生一些断层，并在俯冲带附近的地壳内诱

发岩浆活动，但是由于其主要变形方式属于应变

速率极低的流变作用，因而不可能造成大陆岩石

二］［＝］］ 口

筮．未志 第３９卷第３期＿自然论坛

Ｉ．古地块结晶基底形成年代

ＩＶ．碰撞带与断层

口奥陶纪、志留纪一早泥盆世结晶基底（距今４００～３９７ Ｍａ）

口新生代俯冲带、碰撞带与断层（虚线为推测界线）

ｒ－－－ｉ早寒武世结晶基底，泛非构造事件（距今６０Ｏ～５００ Ｍａ）

口新元古代结晶基底（距今Ｉ １００￣８００ Ｍａ）

ｒ－－ｉ太古宙与古元古代结晶基底（距今大于ｌ ８００ Ｍａ）

Ⅱ．碰撞增生带

［］新生代岛弧带

圈白垩纪碰撞增生带

口侏罗纪碰撞增生带

口三叠纪碰撞增生带

［７Ｉ白垩纪碰撞带与断层（虚线为推测界线）

［ 侏罗纪碰撞带与断层（虚线为推测界线）

［芝 三叠纪碰撞带与断层（虚线为推测界线）

Ｅ 中泥盆世一二叠纪碰撞带与断层（虚线为推测界线）

［ ］奥陶纪一早泥盆世碰撞带与断层（虚线为推测界线）

７ｌ新元古代碰撞带（虚线为推测界线）

［。－＝］正断层（虚线为推测界线，颜色表示其时代）

厂］逆断层（虚线为推测界线，颜色表示其时代）

Ｖ．板块特征、构造要素及板块运动

口中泥盆世一二叠纪碰撞增生带

口奥陶纪一早泥盆世碰撞增生带

ＩＩＩ．洋底地质年代

Ｌ二Ｊ侏罗纪以来大陆型岩石圈与洋陆过渡型岩石圈的界线

［ ］洋底地质年代分界线（虚线为推测界线）

Ｉ Ｉ青藏一帕米尔大陆岩石圈增厚区

Ⅵ．其他

囤第四纪 囤白垩纪

四新近纪 田侏罗纪

回古近纪 团三叠纪

回首都

口河流

口湖泊

口海岸线

Ｅ｜洲界线

图３亚洲大地构造 元 划图（深蓝色点线以尔地区为陆壳洋幔型 罔（ ７０～８０ ｋｎ１），黄色． 线 ・为增厚型大陆岩石

（厚１６０￣２００ ｋｉｎ），其他地 为普通的大陆岩石阁分布区（厚１００～１５０ ｋｍ））

［［工二

Ｃｈｉｎｅｓｅ ＪｏｕｒｎａＩ ｏｆ Ｎａｔｕｒｅ ＶｏＩ．３９ Ｎｏ。３ ＮＡＴＵＲＥ ＦｏＲＵＭ

３中构造 元编号： ３３一昌宁一孟连一清莱一 码来亚三叠纪碰撞带（２．５２～２．０ｌ

１一西伯利亚板块（１６亿年前形成）：

２一东西伯利亚海南缘侏罗纪碰撞带（２～１－３５亿年前形成）；

３一维尔霍扬斯克一楚科奇侏罗纪增生碰撞带（２～１Ｉ３５亿年 ３５一班公错一怒江一曼德勒一普吉一巴里散北缘白垩纪碰撞带

前形成）；

４一科累马一奥莫隆板块（８．５亿年前形成）；

５一蒙古一鄂霍次克（或外叭加尔）侏罗纪增生碰撞带（１．７亿年

前形成１；

６一阿尔泰一中蒙古一海拉尔早古生代增生碰撞带（５．４１～４．１９

亿年前形成）；

７一卡拉干达一吉尔吉斯早占生代增生碰撞带（５．４ｌ～４．１９亿 ４１一高加索一厄尔布尔士增生碰撞带（约２．５亿年和１－３５亿年

年前形成）； 前形成１；

８一Ｌ兰一卡拉库姆扳块（４．２亿年前形成）；

９一西天山晚古生代增生碰撞带（３．８５～２．６０亿年前形成）； ４３一土耳其一伊朗一阿富汗板块（约５．１亿年前形成）：

１０一巴尔喀什一天ｌ＿ＪＪ一兴安岭晚古生代增生碰撞带（３．８５～２．６

亿年前形成）；

１ ｌ一准噶尔地块（１４亿年前形成）：

１２一鸟拉尔晚古生代增生碰撞带（４．０～２．６亿年前形成）；

１３一完达山侏罗纪碰撞带（１．７～１．３５亿年前形成）：

１４一中朝板块（１８亿年前形成）：

ｌ５一 Ｌ【 六盘山晚古生代碰撞带（约２．６亿年前形成）； ５Ｏ一阿拉干一巽他俯冲一岛弧带（２ ３００万年以来形成）：

亿年前形成）：

３４一南羌塘一中缅码苏板块（５．１亿年前形成１；

（１．Ｏ～０．６６亿年前形成）：

３６一 底斯板块（５．１亿年前形成）：

３７一雅鲁藏布一密支那古近纪碰撞带（约０．３６亿年前形成）：

３８一喜马拉雅地块（约５．１亿年前形成）；

３９一喜马拉雅南缘主边界逆掩断层带（２ ３００万年以来形成）；

４Ｏ一印度板块（约５．１亿年前形成）；

４２一安纳托利亚一德黑兰碰撞带（１～０．５６亿年前形成）；

ｌ６一ｌｊ『ＪＪ拉善一敦煌地块（１８亿年前形成）；

ｌ７一祁连山 生代增生碰撞带（５．４ｌ～４．０亿年前形成）；

ｌ ８一柴达木地块（１ ８亿年前形成）；

ｌ９ 坷尔金 古生代左行走滑一碰撞带（５Ａ１￣４．Ｏｆ［，年前形成）；

２０一塔里木地块（１８亿年前形成）；

２ｌ一塔中新元古代碰撞带（８．５亿年前形成）；

２２一扬子一西南Ｆｌ本板块（８．５亿年前形成）；

２３一皖南一赣东北一雪峰山一滇东新元古代碰撞带（８．５亿年前 （１．３亿年前～２ ３００万年前）；

肜成）；

２４一秦岭一火别一胶南一飞牌外带三叠纪增生碰撞带（２．５～ ５９一阿留申一堪察加半岛一千岛群岛一岸页岛一Ｉ｛小东：｛Ｅ部新

２．０亿年前彤成）；

２５一 兴一ｆ‘万大…ｌ｝】三叠世碰撞带（２．５～２．３７亿年前形成）； ６０一Ｉｊ本海新近纪断陷盆地（２ ３００ 年以来）；

２６一华夏板块（４亿年前形成）；

２７一尔兴部库什一北羌塘一印支板块（８．５亿年前形成）；

２８一Ｉｆｌ闰南海新生代断陷 地；

２９一巴拉单一沙捞越一曾母暗沙地块； ６３一台东纵谷左行走滑断层带（２ ３００万年以来）；

３０一两兴都库什一帕米尔一东昆仑晚古生代一三叠纪增生碰

捕带（３．６～２亿年前形成）；

３ ｌ一余沙江一红河 程纪碰撞带（２．５２～２．０１亿年前形成）； ６６一伊豆一小繁原一马 亚纳俯冲 岛弧带（６ ５００万年以来）。

３２一双湖三叠纪碰撞带（２．５２～２．０１亿年前形成）；

４４一扎格罗斯一喀布尔增生碰撞带（１．３亿年前形成）；

４５一托罗斯增生碰撞带（２ ３００万年以来形成）；

４６一阿拉伯板块（约５．１亿年前形成）；

４７一阿曼增生碰撞带（约１．３亿年前形成）；

４８一红海裂谷带（２ ３００万年以来形成）；

４９一西缅甸（勃固山一仰光）板块（约５．１亿年前形成）；

５１一巽他板块（约５．１亿年前形成）；

５２一东加里曼丹一苏禄群岛增生碰撞带（约１．３亿年前形成）；

５３一苏拉威西海地块（约５．１亿年前形成）；

５４一东爪哇地块（约５．１亿年前形成）；

５５一北新几内亚岛弧带（２ ３００万年以来形成）；

５６一白令海 （１．７亿年～２ ３００万年问形成）；

５７一锡霍特一阿林一科里亚克白垩纪一古近纪碰撞增生带

５８一鄂霍次克板块（８．５亿年前形成）；

生代俯冲一岛弧带（４ ０００万年以来）：

６１一日本中央构造线（白 纪左行走滑断层带，现代为右行

走滑断层）；

６２一本州南部一四困南部一琉球俯冲一岛弧带（２ ３００ 年以来）：

６４一菲律宾一马鲁古双俯冲一岛弧带（６ ５００万年以来）；

６５一菲律宾海板块（６ ５００ 年以来）：

圈板块的整体破坏与裂解，最终其实只可能增加

其强度与稳固程度。

辨别其两者的差异了。曾有学者［２ｏ－２Ｈ做出法拉隆板

块俯冲到北美大陆板块之下，深达核幔边界附近

（～２ ８８５ ｋｍ）或下地幔（～１ ６００ ｋｍ以下）。不过对于

这些地震层析的成果尚有不同的认识，不一定可 洲板块（其北部为大洋型）俯冲到欧洲板块之下【１ ，

靠，至今未有定论。 印度一澳火利亚板块俯冲到亚洲板块之下ｌ ，太平 】

看来，大洋板块俯冲剑大陆岩石圈的深部可

从全球各地深部地震层析的结果来看，如非

洋板块俯冲到亚洲板块之下（图４）ｎ ，全球大洋板

块向下俯冲的最大深度基本上是以中地幔过渡层

能对于提高大陆岩石圈的稳固性是有好处的，不

可能造成大陆岩石圈的破坏与裂解。再说，至今 （深４００～６７０ ｋｍ）为限。到达中地幔过渡层后，俯

在全球还没有找到一个由于大洋板块向大陆板块

之下俯冲而造成整个大陆被破坏与裂解的实例。

冲的大洋型岩石圈与大陆深部地幔物质的温度与

密度就趋向一致，再向下去就很难用地震资料来

］［］［＝】豳

筮．－褒志 第３９卷第３期 ■自然论坛

—Ｉ二二二＝］ｌ

１％ （）％ ＋１％

图４爪平洋扳块向 俯冲的地键层析刑

那么，陆陆碰撞作用到底能使人陆增牛，

还是裂解呢？根据现ｌ仃的 地磁与构造变形的资 部，蜘１在中地壳低速高导 ｆ地震波速较低、导

料来看，山】 个人陆岩石罔的厚度！［１１著地人丁 电率较高层）、莫霍面或岩石圈底 附近产牛的

其两侧部位的岩石处在相刈’的封 系统Ｉｆ１。 深

韧性断裂会引起局部的减 、增温现 ，一ＩＩ ．

温度增』Ｊｕ ０超过岩 的固４１Ｉ线时（一般深 ｌ００ 婴耗费 多的ｚＨ－， ｔ￣：连，义没有海水作“润滑剂”，

人洋岩 ， 陆陆汇聚、碰撞时，运移起来需

而， 汇聚速发明 地小丁 俯冲速 ，一般都 ｋｍ以内１，就容易变成熔融的岩浆，形成 部的

小Ｊ ６ ｃｍ／ａ（如喜马托雅碰撞带古近纪以米的碰 岩浆房，从而造成岩浆向Ｉ 侵入或喷 的活动。

岩浆 向Ｊ：运移和扩展其体积的过程ｒｆ１，消耗能

量，温度逐渐下降，以致 地壳内（尼１ｊ 住断裂 纪汇聚一 掩迷度往ｌ～２ ｃｍ／ａ之 ）， 聚时的

中）冷凝成侵入岩，或喷ｍ地表形成火Ｉ『Ｊ岩。总

之，它们都是优先充填剑构造断裂之中，使破碎

掩速度肯Ｉ５在５～６ ｃｍ／ａ，秦岭一人别碰撞带的三叠

心变速率仅为，？Ｘ ｌ０－１６／ｓ～ Ｘ ｌＯ－ｒＳ／ｓ ｆ （即每秒变

形 为亿亿分之儿），为极低的应变速率。它们

深部竹定都处在韧性变形和流变作 的过程，

是快速、猛烈的撞 作用，因而绝不会使地 体也存向上运移的过程中逐渐冷凝、结 ，

块掩碎或解体。对丁 板块构造的流变过程ｒ『ｌ所谓

的“碰摭”， ‘定不能按照Ｈ常生活－ｌ－１两辆快速

运动的１ 辆发 碰撞米理解。陆陆碰撞过 的速 可形成各类变质岩，使岩 因挤 、碰摭而破碑

的岩 固结起来。 断裂带内，深部的超临界流

也口Ｊ 促使破碎的岩／ｆ 固结起米。 外，深度 ５

～

１０ ｋｍ之卜的构造变形都足韧性变形，同时也

的现缘几乎消失，岩石愈合的 度反 人为提

高。

总之，在低应变速率的挤 、碰撞作川过

度与应变速率通常都比板块的俯冲速度与Ｊ 变速

率 低 Ｊｊ兰，阻力更火…些， 而史 容易造成

人陆的裂解。

当然住碰撞作用过程巾，岩石块体内必然

会产牛千ｂ｛多破裂（断层与裂隙）。在碰撞带内部及 叫‘的，岩浆、流体、韧性变形利变质作 都会促

程中，大陆糟石 的构造破碎现象是局部的、暂

匾 ■口［Ｉ＝

ｃｈ ｎｅｓｅ 。ｕ ｎａ。。 Ｎａ ｕ ｅ

Ｉ Ｖｏ１．３９ Ｎｏ．３ Ｉ ＮＡＴｕＲＥ Ｆ。ＲｕＭ

全球大多数大陆板块拼合起米的潘儿亚超级大

陆，南北美洲、欧洲、非洲、大洋洲、南极洲与

亚洲北部的各大陆地块都拼合了起来，在地球Ｉ 块的增 和增人，而不是撞碎和裂解。因而，岩

排列成近南北向的超级大陆。但是在２亿年前， 圈板块的俯冲、碰撞作用所派生的强烈的构造

使各种断裂逐渐愈合与同结。所以火陆岩石圈在

这种低应变速率的碰撞过程中，最后的结果是陆

一

岩浆作用，超临界流体的运移、充填和冷凝， 以非洲大陆西端为中心，此超级大陆发生了放

射状的裂解【３ （图５）。在西半球的北美洲、南美 韧性变形和变质作用，非但不会把大陆岩石圈板

块撞碎、破坏＿年ＩＩ裂解，反而使许多小地块逐渐拼 洲与非洲之问形成了放射状张裂与拉斑玄武岩

起来。由此 ，一些学者［２２－２９１总以为太 洋

板块向两俯冲就呵造成亚洲东部华北大陆被破坏 为ＳＷ向，非洲西部为ＥＷ向～ＳＥ向，岩墙内钾

岩墙群（北美板块的岩墙群走向为ＮＷ向，南美洲

玄岩的同位素测年均为２００ Ｍａ￣ｔｉ 右，误差仅为ｌ

Ｍａ），开始出现原始的大两洋，也汉口潘儿 泛大 实的。

陆开始张裂、解体。这就足说，二叠纪时期东半 总之，火洋板块与人陆极块之间的俯冲、

球的地块还在汇聚之中，而四半球的大陆地块则

和裂解的认 ，看来是不妥当的，也是不符合事

人陆板块之问的碰撞就成为大陆岩 圈生长的主

村Ｌ制。

开始裂解。此时西半球板块的放射状张裂与岩墙

群可能是来自核幔边界的地幔羽向一Ｉ：运移所派生

的；当然也可能是臣大陨行撞击作用造成地表物

质亏损，诱发地幔物质上升，形成地幔底辟而派

生的。这两种假说都是有呵能的。不过， 今有

关的证据尚不充分，暂时还不宜定沦ｌ 。】

５大陆板块的破坏

Ｊ 为什么ｌ仃ｉ｛、ｆ大陆板块会被破坏与裂

？¨１）订最订把握的资料是潘）Ｌ￣（Ｐｅｎｇｅａ）大陆

的裂斛。 Ｉ Ｉ√卜代晚期（２．５亿年ｉｉｉ￣）形成了儿 由

２亿年前与地幔羽

相关的岩浆活动

图５ ｉ叠纪晚期（２亿年前）潘几亚大陆西半球与地幔羽相关的岩浆活动（据文献［３０—３２］的原始资料改绘）

总之，地球是从人ｌ５｝］系星云 的较重元素

所组成的星了 １１ 均匀吸积、增生而成的。巨火的

陨击作Ｉ｝ｊ在破坏地球表层，造成火山爆发，形成

裂过程中都起到了重要的诱发作用。至于亚洲大

陆板块的形成，则与周边人洋板块俯冲和小陆块

的不断汇聚和碰撞作用有关。

（１ｌ７年１月ｒ１日ｊ 稿）

原始的火气圈、水圈和陆核，以及大陆板块的张

］［【—吸

筮． 未志 第３９卷第３期 －自然论坛

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ｃｏｍｐｏｓｅｄ ｌａｒｇｅｌｙ ｏｆ ｔｈｅ ｈｅａｖｉｅｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ，ｗｈｉｃｈ ｈａｄ ｐｒｅｖｉｏｕｓｌｙ ｃｏｎｄｅｎｓｅｄ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｓｏｌａｒ ｎｅｂｕｌａ．Ｔｈｅ ｍｅｔｅｏｒｉｔｅ ｉｍｐａｃｔ ｃａｕｓｅｄ

ｔｈａｔ ｔｈｅ ｅａｒｔｈ ｓｕｒｆａｃｅ ｒｏｃｋｓ ａｇａｉｎｓｔ ａｎｄ ｃｒｕｓｈｅｄ，ｅｖｏｋｅｄ ｔｈｅ ｓｕｐｅｒｃｒｉｔｉｃａｌ ｆｌｕｉｄ ｏｒ ｍａｇｍａ ｕｐｌｉｆｔ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｍａｎｔｌｅ，ｆｏｒｍｅｄ ｔｈｅ

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ｏｆ ｉｒｏｌｌ ｍａｇｎｅｓｉｕｍ ｓｉｌｉｃａｔｅ ｒｏｃｋｓ．Ｔｈｅ ｏｒｉｇｉｎａｌ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｏｒｅｓ ｗｅｒｅ ｆｏｒｍｅｄ ｂｙ ｇｎｅｉｓｓ ｄｏｍｅｓ．ｗｈｉｃｈ ｍａｙ ｂｅ ａｌｓｏ ｃａｕｓｅｄ ｂｙ ｔｈｅ

ｍｅｔｅｏｒｉｔｅ ｉｍｐａｃｔ．Ｔｈｅ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ ｐｌａｔｅｓ ｗｅｒｅ ｄｅｖｅｌｏｐｅｄ ｉｎ １．８～１．６ ｂｉｌｌｉｏｎ ｙｅａｒｓ ａｇｏ．Ｔｈｅ ｓｔｒａｉｎ ｒａｔｅｓ ｏｆ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｓ ｂｅｔｗｅｅｎ

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Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ Ｅａｒｔｈ ｏｒｉｇｉｎ，ｓｐｈｅｒｅｓ ｆｏｒｍｅｄ，ｍｅｔｅｏｒｉｔｅ ｉｍｐａｃｔ，ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ａｎｄ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ，ｇｒｏｗｔｈ ｏｆ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｐｌａｔｅ，ｃｏｎｔｉｎｅｎｔ ｄｅｓｔｒｏｙｅｄ

（编辑：沈美芳）

２０９■■