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 2600—2700 公里（1600—1700 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 1963—1964 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；

1. 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（1960，1971）、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（1962、1968、1970、1972）、秘鲁（1969、1970）、南加利福尼亚（1971）、土耳其（1969、1970、

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”。

图 6 地震波的路径

地球表面没有完全无地震震动的地方，但在许多地区，地壳相当稳定， 因而出现可觉察颤动的机会极少。即使在英国，也可能出现小震动，像 1963

年 10 月 25 日在朴次茅斯附近感觉到的震动，和 1970 年 8 月 9 日在奔宁山脉中奔宁与登特断层接合处（图 10）附近的震动，这一天，颤动把画片和陶瓦震落下来并打碎。英国记录到的最严重地震，据说是 1884 年科尔切斯特地区

发生的地震，地震摧毁或损坏了 400 平方公里（150 平方英里）面积上的 1200 座建筑物，完全毁坏科尔切斯特以南的朗根霍（Langenhoe）教堂。这些事件在地球许多明显稳定的地区极端罕见。

如果将大地震的震中点绘出来，那么就会看出，有些地区发生地震比其

他地区要容易得多。图 7 以简化的形式画出了这些震中。在太平洋周围有一个大的地震带，另一个带通过地中海向东延伸，经过小亚细亚、中东和印度北部。这些地区与新褶皱山的建造、岛弧线和附近线状“海沟”都有关系， 这并不出人意料。这些地区是“板块”边缘的地壳不稳定地区。由于类似的原因，许多地区与活火山相吻合，但是与图 38 一对照就会看出，其他易发生地震的地区（如印度北部）没有一座火山。

图 7 过去一个世纪大地震的震中

据《苏联世界大地图集》（莫斯科，1938）上的一张图，加上了最近的地震。仅仅点出了“灾难性”和“破坏性”的地震。

在有些地区，特别是日本和印度尼西亚，有几次地震实际上发生在同一个地方。

地壳运动对地壳的影响

岩石可能会受到应力作用，产生体积和形状的变化。如两个力彼此向外作用，产生的应变为拉张，拉张引起地表的展延（“张性断裂”），导致节理和正断层的形成。当两个力彼此相向作用时，应变为压缩，压缩引起地表的缩短，导致幅度不同的褶皱、逆断层和冲断层的形成。如果两个力彼此平行但方向相反地发生作用，这就是剪切。它通常也与节理和断层作用相关联。当岩石两个相邻部分互相滑动时，它们的特征就发生改变，改变有时是碎裂和撞击引起的。如果应力很大，像受到极大的压力和热的（极）深处岩石那样，结果就可能是岩石的塑性形变，产生实际的粘滞流，而不是断裂。在固体流的研究中，固体对粘滞流的阻力和对弹性形变的阻力之间的关系称为流变度性；这一关系显然包含时间因素。因而，以这种方式受到形变的物质叫做流变体。

从世界范围来说，整个大洋中央裂谷系统是张性地带，褶皱山脉和弧形列岛线是压缩地带；这些地带都是“板块边缘”。

节理 在岩石实际运动或位移很小或不存在位移的地方，局部的张应力或剪切作用可能产生称为节理的裂隙。有时有两组节理，一组与岩层的倾斜方向平行，另一组与之成直角，即与走向平行。节理当然不是由于地壳运动原因形成的。

断层和断层作用产生的地形

当一个裂隙或裂缝产生，岩石在其两侧发生相对位移时，其结果叫做断层（照片 9）。整个运动叫做变位，变位既包括滑动（沿断层的相对运动）， 也包括断距（岩层高度的垂直变化）。在断层倾斜的地方，必定有一些横向位移，称为水平断距。倾斜的断层面与垂线的交角叫做断层余角（图 9）： 断层上侧的岩面为上盘，下侧的岩面是下盘。

正断层与逆断层是不相同的。正断层由拉张形成，断层面的倾向和下落盘或者都在左边，或者都在右边；逆断层由压缩形成，断层面一侧的地层冲推于另一侧之上。当压缩运动强烈发生时，则发生逆掩断层作用，这是一种角度极低的逆断层。

捩断层、平移断层、扭断层或横推断层都是垂直断裂，但位移并不是一侧相对于另一侧的垂直运动，而是沿着断层线的水平运动。这种作用有时在地震时可看到。例如发生地震时，铁路线被切断，结果断开的末端相距几米远，尽管仍在同一水平面上。圣安德烈亚斯断层（图 10）便具有这种性质； 在 1906 年地震时，断层线以西的土地被向北移动 6 米（20 英尺），而垂直位移仅约 1 米（3 英尺）。苏格兰大峡谷是英国最大的捩断层之一，这里的地层水平位移约 100 公里（65 英里）。另一个例子是新西兰的大阿尔派恩断层。在许多情况下，大捩断层划定大洋盆地的真正边缘（特别是太平洋）和大洋海沟的边界；这提供了大陆飘移的明显证据。

图 8 捩断层立体图

单斜是地层受到弯曲或折曲的张性地体。不可把它与压缩单斜褶皱相混淆；单斜褶皱确实是一翼明显地比另一翼陡峭的不对称的褶皱。单斜与正断层有密切关系，单斜可能直达深处或者沿移动线深入。

断层很少单个地存在，但有一些可能互相平行或呈雁列状。北美洲西部的断层——已提到过的圣安德烈亚斯断层是最长的单个断层之一。这条断层差不多恰好通过圣弗朗西斯科，多少与海岸平行，至少在地表可追溯 1000 公里（600 英里）（图 10）。这条断层还在活动，因而在洛杉矶渡槽穿越断层线的地方进行了加固。移动为每年约 5 厘米的数量级，这或许要比弹性能量不予释放而积累起来、从而可能发生另一次大地震要安全些。在北英格兰， 已查明一系列规模不同的断层（图 10）。有时若干断层成直角或近乎成直角相交，这个现象称为横断层现象；一个结果是：由于河流倾向于沿易受侵蚀的碎裂带流过，因此发育的水系呈明显的棱角状型式。在斯科费尔峰的沃斯代尔坡面上能看到小规模的这种现象，苏格兰高地也能看到。东非、南非的切割高原表现出了大规模横断层的影响。

有时，构成断层面的岩石可能磨得极为光滑。它们偶尔有细擦痕或凹槽。这些面叫做断层擦痕面，是摩擦形成的。通常通过沿分列两侧的断层面的差异运动所产生的热导致熔化而形成摩擦痕。它们有时表明断层两侧运动的方向。柴郡佛罗德舍姆地区的砂岩中，有一些极好的例

图 9 断层和裂谷类型ff.表示断层线

1. 垂直正断层；2.倾斜正断层；3.逆断层；4.断层术语；h＝断层余角

（度）；y＝断距（米）；x＝水平断距；5.平卧褶皱中的逆冲断层；6.“盆地和山脉”断层现象；7.地垒；8.阶状断层裂谷；9.压缩裂谷；2、3、4 中上盘在左，下盘在右。

子。沿拉尔沃思科夫以西多塞特海岸的白垩断崖（照片 85）曾经受过地壳运动极严重的影响，以致上白垩层被倒置，紧实的垂直地层有清楚断层擦痕面现象。

断层崖和断层线崖岩石沿断崖线垂直运动便产生断层崖，即下盘的面（图12）。这是一种初始的地形，是地壳运动的直接结果。断层崖受剥蚀作用的影响是如此之快，以致可能很快受到破坏；在断层崖存在的地方就是一次近期地震的结果。1959 年 8 月 17 日麦迪逊（蒙大拿州）地震形成两个断层崖

（图 11），下断了大约 6 米。这些断层垂直向下延续的深度尚不清楚，可以

在地面追溯几公里，就像是山坡上的阶地。风化作用一直在侵蚀崖面，当断层崖地表地形由冰碛物构成时，它将很快受到削蚀，并最终消失。

通常会发生这样的情况：断层作用使抗蚀力不同的岩石紧紧并置在一起，结果差别剥蚀作用就使断层线变得更加明显，形成断层线崖。例如在约克郡马勒姆区的中克雷文断层以北是一个广阔的石炭纪石灰岩高原，以南向下断落了约 1000 米，结果地表岩石由抗蚀力较弱的鲍兰页岩（Bowland Shales）构成。剥蚀作用使断层线显示了出来，成为一系列的“陡崖坡面”

——吉格尔斯

图 10 北英格兰（左）和北美洲西部（右）的断层线

左图据地质调查所（the Geological Survey）。右图已大为简化，据R.A.戴利。应当指出，在内华达山脉以东，有数量极多的大小断层。

图 11 1959 年蒙大拿州麦迪逊地震时形成的断层崖

威克和阿特玛崖面（Giggleswick and Attermire Scars）、马尔汉科夫和戈尔崖面（Malham Gove andGoredale Scar）。

剥蚀作用偶尔可能进行得很强烈，以致于断层线较高一侧的抗蚀力强的地层被蚀去，暴露出抗蚀力较弱的下伏地层。下落盘的地层此时可能抗蚀力较强，并将会逐渐突兀出来，结果断层线崖便沿着同一断层线发育，但朝向相反的方向。这有时称为逆断线崖（图 12）。威尔特郡沃尔多谷西北侧的米尔断层是一个例子。

如果剥蚀再继续下去，这个逆向断层线崖也可能随着巨厚地层的被蚀而消失。远在原来地表以下，也可能发育成面朝原来方向的断层线崖；这叫做再顺断层线崖。

高原和盆地 由于上升或下沉运动，形成了一些显著的地形。地壳可能大规模地翘曲，产生巨大的穹窿或浅盆地；或者地层发生断裂或断层，形成界限鲜明的高地、盆地和地堑断块。这些运动可能影响地盾地区（如非洲）， 这些地区基本上由一庞大系列的盆地、断层谷地和高原构成。它们也可能影响褶皱山带，伴随着大小规模断层作用的极为复杂的上升和下沉运动，可能使褶皱山脉变得复杂多样。北美洲科迪勒拉山系中间有一系列高原和盆地（图13），而中亚大部地区则由其间有大规模高原（柴达木和塔里木盆地、四川红色盆地、蒙古高原及其他许多高原）的不同时代的褶皱山脉构成。有关的垂直运动很大，因此塔里木盆地位于阿尔金山和天山之间，海拔高 1800 米

（6000 英尺），而在盆地东北部有断陷很深的吐鲁番盆地，其地面在海面以下 210 米（700 英尺）。高山包围的这些高原叫做山

图 12 断层崖和断层线崖

下图是逆向断层线崖

间高原。台地这一名称系用于指边缘界限鲜明、每一侧都很陡削的高原，如南非和阿拉伯半岛的高原。

盆地一语应用广泛，它可以指山间高原（像位于内华达州和犹他州的大盆地）、沉积物充填的“构造盆地”（如非洲的扎伊尔（刚果）或乍得盆地） 和海水充填的洼地，通常位于褶皱山系之间，如地中海、爱琴海和黑海盆地等。

断层地块 地壳上的地区可以通过断层划分成抬升或下沉的单个地体，称为断块。有时，地块被倾斜，因此有掀斜断块的名称。这些掀斜断块中最突出的一个例子是在美国西部。西面高耸的内华达掀斜断块山和东面的沃萨奇山位于大平原的两侧，每一侧都有陡峭的山崖。内华达山脉是长 650 公里（400 英里）、宽 130 公里（80 英里）的一个断块，断块曾受到抬升和倾斜，因而它明显不对称。其东坡沿平均坡度约 23°的一个大断层线崖上升到 2400 米（8000 英尺），断层线崖遭受深度切割，形成以惠特尼山（4420 米，14495 英尺）最高峰的若干山峰。而西坡仅以 2°—4°角向加利福尼亚大谷地下降。这个断层线崖不是一条主断裂的产物，而是晚侏罗纪、特别是接近上新世末期喀斯喀特造山运动期间开始整体抬升以来于不同时代出现的众多小断裂的产物。有些冰碛物实际上被断层切断，有一个地方火山锥被切穿，这些事实表明了早更新世断层作用的影响。频繁的小地震所显示的这种运动还在继续之中。1872 年欧文斯河谷地区一次较大地震，造成了一些灾害和生命损失，留下了现在仍然可以看见的一道清晰的断层崖。另一个例子是怀俄明州黄石国家公园以南的大蒂顿山，这是一个东缘受切割的沿蒂顿断层线倾斜的地块，高 4190 米（133766 英尺）。这个地块在新生代被抬升了约2000 米（7000 英尺）。

在内华达山和沃萨奇山之间有断层地块受到倾斜，通常东坡陡，西坡较缓。这些地块受到了

图 13 北美西部科迪勒拉山系的山间高原

严重侵蚀，物质沉积在深度很大的山间盆地中。这是盆地—山岭地区，所以， 这一系列的掀斜断块有时称为盆地—山岭相间构造（图 9）。

掀斜断块的陡峭、面向外的边缘形成非常引人注目的地形。塞文山脉是法国中央高原的东南边缘，莫雷纳山脉是西班牙梅塞塔高原的东南边缘，厄尔士山和里森山构成捷克斯洛伐克波希米亚的北缘，东、西高止山脉是德干高原的边缘。北奔宁山脉（图 14）有一个和缓掀斜断块的例子。这个断块有时叫做阿尔斯通断块（Alston Block），在西面以奔宁断层为界。奔宁断层的下落盘在西面。因此，断块的长而陡峭的边缘（其最高点是克罗斯山，882 米，2893 英尺）呈断层线崖形态向伊登河谷的三叠纪谷底急剧下降 500 米

（ 1600 英尺）以上，而地块的表面和缓地朝东面向北海倾斜。

地垒 当一个断块有清楚的界限时，就把它称为地垒。它之所以兀立， 可能是由于差异运动，或者是一对断层两侧地壳的下沉，或者是断层间地块的整体上升。中欧许多海西块体——孚日山脉、黑林山、哈茨山是地垒，苏伊士和亚喀巴断层之间的西奈、黄海和日本之间的朝鲜也是地垒。

地堑 在某种意义上说，地堑是地垒的倒转，因为它由位移方向相反的平行断层之间下沉而形成的地堑构成。在地堑的两边可能有一系列的断层， 形成阶状断层现象；或者地堑的侧部可能由于一个大断层两侧大幅度下落而轮廓分明，地堑到底是如何形成的，这还不清楚。主要问题是

图 14 北奔宁山脉断块

这是大致沿着通过克罗斯山的东西一线绘制的断面。

1.三叠系砂岩；2.二叠系砂岩；3.镁石灰岩；4.煤系；5.磨石粗砂岩；

1. 石炭纪石灰岩；7.下古生代岩石。注意：大温岩床从略，以免复杂化。

解释下沉的地块。地壳的拉张可能把其两侧拉开，使中间像“拱垮于顶石” 这句俗话一样下落（图 9）。另一个假说是：由于来自侧部深处的压缩运动， 结果断层两侧的地体被挤压起来，高于中间地块，中间地块在两边地体之间被迫下沉，形成谷地。此外还有一说：在普遍抬升运动期间，两个断层间的窄长地区可能比两侧的地体上升得慢。但是，另外一个理论是认为，地堑是略呈刚性的岩层和缓上弯的结果，由于上弯，沿着隆起的顶部形成了大规模开张的断裂。许多地堑与其边缘一带的火成活动有关。

无论地堑形成的机制是什么，地堑都具有明显的特征，特别是在剥蚀作用尚未明显改变其轮廓的地方。约旦裂谷的陡壁（其一侧是犹地亚荒野，另一侧是约旦的裸露的山）包围着边界清楚的地堑中的死海（照片 10）。这是一个极长的裂谷系统的北端（图 15）。它并非由一块地堑构成，而是由一系列相连、弯曲的支谷构成，它能从叙利亚北部经过约旦河谷、亚喀巴湾、红海、埃塞俄比亚和东非（它在此分叉为东、西两支）到赞比亚，追溯到 5000 多公里（3000 英里）的距离。下落盘的规模相当大。死海海底在地中海水面以下 800 余米（2600 多英尺）。

其他地堑有孚日山脉与黑林山两个地垒间的莱茵河中游裂谷（图 16）， 和苏格兰的高地与南部高地之间的米德兰谷地。但后一例界线不太清晰。虽然它无疑位于两大边界断层之间，但经历过非常严重的剥蚀和火山活动，以致其裂谷形态在很大程度上已模糊不清了。

德语 Graben 一词常常作为“地堑”的同义词使用（尽管不正确）。地堑是一种地形，而 graben 为可能是也可能不是谷地的平行断层所包围的一个构造。

近年来，对于地壳拉张、压缩或剪切所形成的其他类型的洼地，采用了各种不同的术语。这些术语包括菱形谷——侧边平行的裂谷（死海）和楔形谷——大陆地块间的三角形洼地，如阿拉伯海。

断层谷 单个断层可能决定一条谷地线。伊登河谷东以很长的奔宁断层为界（图 10、14）。安达卢西亚河谷（瓜达尔基维尔河谷）位于莫雷纳山断层边缘所划出的一个谷地之内。苏格兰大峡谷（即莫尔河谷）穿过苏格兰， 从西南部的洛恩湾和林尼湾到东北部的马里湾长 160 公里（100 英里）。这个谷地的底部不高于海拔 30 米（100 英尺）。位于断层线一带的湖泊的部分湖底，在海面以下 240 米（800 英尺）。当然，现在的谷地形态多半是由于冰川作用而形成的，但它表明一条断层是怎样提供最初的脆弱线的。莫尔河谷断层沿着该地区的“纹理”伸延，苏格兰的地图显示出许许多多方向相同的谷地和湖泊。

图 15 东非裂谷

断层用粗线表示，右图是左图所示部分向南的延伸

图 16 莱茵河裂谷褶皱作用

褶皱（图 17） 地壳上的压缩力通常能在显示微弱线的明显地带产生广泛的起皱或褶皱（照片 11，12）。这些褶皱运动有时可能只产生大小几厘米

的小皱褶，然而褶皱能形成大部分世界最大山系。褶皱的最简单形态是对称形，这种情况下，地层被弯曲成一个向上褶皱（背斜）和一个相应的向下褶皱（向斜）。两种褶皱的中心线都称为轴，而两侧为翼。如褶皱的一侧陡于另一侧，就称之为不对称。如果一褶皱的轴倾斜，就说这个褶皱在倾斜方向上倾伏。拖曳褶皱是一种小型褶皱，它或者是附属于主褶皱，或者是形成于一条断层的两侧（此处的垂直位移在两侧岩石中形成弯曲或皱褶）。褶皱的顶部在构造上通常是脆弱的，火成物质或盐的块体可能被迫进入裂隙和裂缝。这些侵入体称为底壁，这些褶皱称为底壁褶皱，或刺穿褶皱（Piecement folds）。

穹顶（或向心顶）是背斜的一种形态，规模通常较小，它从中心高处沿其轴向各个方向倾伏。它在某种意义上是长条形穹丘。实例在英格兰南部的白垩地区常可见到；它们包括贝辛斯托克以西的金斯克利尔和沙尔本穹顶。由于本身的性质，大多数穹顶特别容易沿其轴部被切开。怀俄明州的比格霍恩山提供了一个大规模的实例：地壳上一个从北到南长 160 公里（100 英里）、宽约 50 公里的褶皱陡峭地兀立于平原之上。它受到了严重侵蚀，以致褶皱中心的花岗岩核心已暴露出来，最高点是克劳德峰（4011 米，13165 英尺）。

图 17 褶皱类型

1. 简单褶皱（A—轴；AP—轴面；L—翼）；2.不对称褶皱；3.倒转褶皱；

1. 平卧背斜；5.逆冲褶皱或推覆体（TP—逆冲断层面）；6.复背斜（背斜褶皱复合体）和复向斜（向斜褶皱复合体）。

在有些褶皱系统中，主背斜和主向斜似乎有许多小褶皱覆盖于其上。这样的一个背斜复合体构成了苏格兰南部的大部分，另一个背斜复合体构成了威尔德地区，它被称为复背斜，而向斜复合体称为复向斜。

褶皱的性质取决于有关力的强度。在科罗拉多州落基山国家公园附近的落基山，其褶皱曾非常和缓而规则（图 18）；现在，剥蚀作用已经蚀去褶皱的中央部分，但仍可见两侧的上覆岩层向外倾斜。

如果褶皱运动极为强烈，不对称背斜就被推倒，可能形成倒转褶皱，甚至平卧褶皱，而一个完整系列的平行倒转褶皱则称为等斜褶皱。如果施加于平卧褶皱的压力足够大，岩石就可能断裂，一个块体将会整个地沿称为逆冲断层面的断裂面向前推冲（常达若干公里）。这确实是与水平面成极小角度的一种断层。这些逆冲断层面是所有复合褶皱地区的极为典型的特征。在苏格兰西北高地，可以区分出四个主逆冲断层面（格伦科尔，Glencoul、本莫尔、莫伊内和索莱）。在比利时阿登高原北部，有格兰德费勒杜米第（the Grande Faille du Midi）（图 25），岩石已从南向北推到了

图 18 科罗拉多州落基山国家公园处落基山剖面图（上）和蒙大拿州冰川国家公园处落基山剖面图（下）

它的上面。在蒙大拿州冰川国家公园，前寒武“带”系列被向东推到了刘易斯逆冲断层面之上（图 18），以致这些极老的岩石现在覆盖在白垩纪地层之上。

被迫远离其“根”而覆盖于这些逆冲断层面之上的逆冲体，称为推复体， 此词源于法语，覆盖物或岩席的意思。它们就像下一节中对阿尔卑斯山脉的简短描述所表明的那样，形成了一些最复杂的山系。逆冲断层最极端的形状

是其岩石可能被迫呈片状互相重叠，像苏格兰西北高地就有这种情况。这被称为叠瓦构造；地层像是倾斜得很厉害的一副纸牌（图 19）。

剥蚀作用对这些推复体构造有深刻的影响，特别是当遭受到了相当大变形的岩石在结构上很脆弱的时候。例如，褶皱地区河系的发育具有极大的复杂性。孤残层和蚀窗（法语为 fenetre）是剥蚀作用产生的两种构造地形。孤残层即孤残推复体，是被剥蚀作用破坏殆尽的推复体的残存部分，因此， 较老的岩体可能覆盖在较年轻岩体之上。这在蒙大拿州冰川国家公园表现得很清楚，公园的奇夫山是孤残层的一个极好实例（图 18）。另外有一种不同的情况，剥蚀作用可能在推复体上蚀出一个洞穴，从而使下面较年轻岩石暴露出来，成为一个“窗口”。“窗口”对地貌学家极有帮助，因为它提供了关于下伏构造的信息。在瑞士和奥地利的东阿尔卑斯山，下伏推复体暴露于三个“窗口”：在下恩加丁，塞默灵和上陶恩山地区。比利时阿登山脉的托克斯蚀窗

图 19 叠瓦构造

（The Fenetre de Theux），是由于逆冲的寒武纪—志留纪岩石被蚀去而暴露出来的泥盆纪岩体。

翘曲 在相当大面积、相当长时间里，地壳仅仅发生轻度变形的地方所产生的结果称为翘曲。虽然这种翘曲也许仅有几米的垂宜运动，但它们在海岸边缘地带，抬升准平原的表面或在近乎水平的沉积岩上可能产生重要的结果。例如苏必利尔湖盆地仍然在以这种方式翘曲，结果北岸在缓慢升高，南岸在缓慢下沉；因此，在北部能看到抬高的湖滩，南部可见沉溺的河口和淹没的森林。

褶皱山系

如果仔细看一张世界地形图或一块大陆的地形图，巨大的山脉似乎是呈长线条和互相连接的弧排列着。较近期的褶皱山系常常被叫做“较年轻褶皱”，因为运动大部分发生在新生代中期。当然，“较年轻”是在相对的和地质学的意义来使用的；这种褶皱作用最早是在中新世大约 3500 万年以前。主要的结果有：（i）从直布罗陀海峡经地中海盆地和小亚细亚，然后穿过印度北部到东南亚的阿尔卑斯—喜马拉雅山系，和（ii）由安第斯山、北美洲科迪勒拉山系和东亚岛弧（它们是部分淹没的褶皱）构成的环太平洋山系。这两个系统在澳大利亚以北复杂的印度尼西亚地区会合。各种各样的山环由这些主要系统向外延伸出去，如加勒比海周围，以及经过新几内亚至新西兰的另一个山环。关于构成这些系统的各个褶皱线之间的确切关系，还存在着许多疑问。

山系很少由单个上褶的山脊构成，更为常见的是由一深沟隔开两道弧， 或者由一系列复杂程度不同但与主走向多少平行的褶皱构成，有时包含直立古岩块和盆地状洼地。

地槽 与理解褶皱山有关的问题之一，是解释褶皱山的巨厚沉积岩。例如，构成阿巴拉契亚山的沉积岩层至少厚 7500 米（25000 英尺）。厚 8—10 公里（5—6 英里）的沉积物怎么能堆积得起来的？唯一说得通的解释是假定有一海底线形洼地（称为“地槽”），即“全球规模的”槽褶皱。这个洼地在漫长地质时期中，以与沉积物在其中沉积的速度大致相同的速度下沉。沉

积物来自这个洼地两侧陆块的剥蚀。地槽被划分为不同的类型，主要有冒地槽（火山活动很少或者没有）和伏地槽（火山活动在地槽的充填中是明显有关的特征）。

有一个地槽曾横跨现在欧亚大陆的地区，这个地槽叫做“特提斯海”。地槽以北有由不同地盾和其他古老山系构成的陆块（叫做劳亚古陆），南面是另一个陆块（称为冈瓦纳古陆），非洲、阿拉伯半岛、德干和澳大利亚西部也许是它的残片。

前陆 起初，人们曾认为，地壳运动使地槽的一侧移向另一侧，从而把侧部的地层向上挤压，并使之弯曲，向前倾斜。前陆一词是指褶皱被推到其上面的一侧，后置地或腹地是指动力由之发生的一侧。这个概念基本上已被以下观念所代替，即两块前陆相向移动，结果褶皱和逆冲断层被迫由地槽中心往外趋近于两块前陆。在巨大的亚细亚山系中，喜马拉雅山是逆冲于印度前陆的南部褶皱，昆仑山是被迫掩冲于亚细亚前陆的北部褶皱，西藏高原是这两者之间的巨大“中间地块”。

但是在欧洲，似乎大多数褶皱是被逆冲于北前陆之上。北前陆系由一系列稳定地块，主要是较老褶皱山系的剥蚀残体构成，褶皱山系对以后褶皱的排列起了相当大的作用。例如，包围北意大利平原的阿尔卑斯山巨大弯曲， 很大程度决定于法国中央高原、孚日山脉、黑林山和波希米亚

图 20 巴黎盆地北部的小褶曲断面长度约 300 公里（190 英里）。

白垩地层表现为阿尔卑斯主褶皱外缘的“波痕”。这些向斜中有两个（布赖和波罗奈斯（Boulonnais）已被蚀去顶部，露出下伏侏罗纪岩石。

高原的位置（图 23）。

褶皱的程度 在欧洲，褶皱程度取决于有关地层的位置。运动的“外波痕”仅仅产生和缓的弯曲，就像在英国东南部的威尔德所表明的那样，它最简单的形态是和缓的向上褶皱；在多塞特和汉普郡（图 95），以及在巴黎盆地（图 20），则是同样和缓、带有略微褶皱“波痕”的向下褶皱，下褶中的波痕时而消失，时而再出现，而不是连续不断的长褶皱。侏罗山显示出强烈的但表面的褶皱，上覆地层容易推进到摩擦力小的基底表面上（这个过程称为滑脱）。它们由一系列对称的短背斜和短向斜构成（图 21）。

然而，阿尔卑斯山本身却表现出极大的复杂性。因为许多国家的地质学家易于进入阿尔卑斯山，因而对它们的研究详细程度甚于其他任何山脉。可是值得注意的是，对某些地物仍然有很多争论。褶皱作用曾经极为复杂，涉及到平卧褶皱和大逆冲断层的形成，和几个推复体系列的前推。当然，剥蚀作用已经深入到这些褶皱以内，现在的山峰只不过是残体（图 22）。前阿尔卑斯山（位于日内瓦湖以东和以南）由其成因基本上仍然是个谜的一系列孤残体构成。在这些孤残体以南，是高卡尔克罗斯阿尔卑斯山（High Calcareous Alps）的推复体，它们构成伯尔尼高地（Bernese Oberland）的大部分（有迪亚布勒雪峰、少女峰、维尔德峰及其他许多美丽的山峰）。奔宁推复体位置更南，在罗讷河河谷以南，成系列的六个推复体被推出主地槽，现已形成山峰，如罗莎峰和马特峰。后者（图 22，112 和照片 13）是由海西期结晶岩

（片岩和片麻岩）构成的布朗什山（Dent Blanche）推复体的一块残片（在公认的阿尔卑斯山系列中属第六）。属于这些褶皱的有几个古花岗岩地块，

它们可能是被褶皱覆盖并被卷入褶皱的前陆的“破碎边缘”若干部分，也可能是构成褶皱“核心”的地槽底部的结晶岩，甚至还可能是岩基。勃朗峰（Mont Blenc）花岗岩体本身和邻近的山峰如大若拉斯山，是这些残体之一，而阿尔山（劳斯特拉峰就是从它刻蚀而成的）是另一个残体。这些结晶地块时常暴露出来，因为推复体面（即与褶皱运动方向成直角的线）似乎呈波状起伏， 较高的部分称为顶，较低部分叫凹（图 23）。顶把推复体较高部分向上抬起， 结果它们更加容易受到剥蚀，因此大部分被蚀去，从而露出结晶基底岩石。

图 21 侏罗褶皱山脉

侏罗山弧沿着法国和瑞士之间的边界延伸，边界以断线表示。侏罗山的法国部分主要由一断层高原（称为 the Fura tabulaire）组成，高原呈三个大台阶从东到西降低。被褶皱的侏罗山（Fura Plissé）由一系列背斜和向斜构成；由于在中央部分约有 l60 个背斜，图上背斜仅用粗线表示。这里的背斜大多形成山脊，向斜大多形成谷地（称为瓦尔谷——val）。许多地方的河流切穿背斜，呈直角河曲，形成陡坡峡谷或横谷（cluses）。最高点——内日峰达到 1723 米（5，653 英尺）：N 为纳沙泰尔。

向斜谷 向斜所形成的谷地似乎是褶皱作用的明显结果。宽浅的向斜实际上常常产生坡度和缓的盆地，如奇尔特恩（Chilterns）与北唐斯之间的伦敦盆地、汉普郡盆地和巴黎盆地。侏罗山的纵向谷地（称为瓦尔谷—val）主要是原生向斜（图 21）。向斜谷的其他例子有莱茵河上游（它反映出一条走向线，继续向东是恩加丁河）和阿特拉斯山各主脉间的谷地（有众多盐湖或旭特）。但是，真正的向斜谷比预料的要少得多。35

图 22 马特峰

这个壮观的石金字塔（参见照片 13）高 4477 米（14590 英尺），是由一巨大海西期岩层（推复体Ⅵ的一部分）倒转褶皱的核心刻蚀而成，它推掩到较年轻的光亮片岩之上。形成山峰顶部的锥体和基部的一部分的瓦尔佩利内统（黑色部分），是由黑色、发生很大变化的火成岩和变质岩（花岗岩、片麻岩、大理岩和辉长岩）构成。其下巨大的崖壁由较淡颜色的阿罗拉统花岗岩、片麻岩（断线）组成。下伏的光亮片岩（这样称呼是由于它们的外表微微发光）来源于特提斯地槽中沉积的深海沉积物。

图 23 横穿伯尔尼高地（Bernese Oberland）的剖面

较老的褶皱山

在世界许多地区，发现有大致与阿尔卑斯山同时代（早、中新生代）的褶皱山脉，包括比利牛斯山脉、喀尔巴阡山脉、喜马拉雅山脉和东亚岛弧。另一些山脉属于同一次大造山运动，但要略微老些。阿特拉斯和高加索山脉属于晚侏罗纪，落基山脉和安第斯山脉属晚白垩纪。另一方面，有一些较为年轻，特别是北美洲的太平洋沿岸山脉、西印度群岛岛弧和喜马拉雅山的西瓦利克山麓丘陵。实际上，阿尔卑斯造山运动目前可能仍在影响着地壳。

所有这些（如果持续时间长的话）都可以理解为地壳运动的一个阶段。然而，似乎山的建造是有循环性的，这可能是一系列放射能积聚“高峰”的

结果；而且看来类似的褶皱阶段（其后是宁

图 24 欧洲构造图

线条表示海西期和阿尔卑斯褶皱的大致走向

静阶段）时常出现。在每个宁静时期（有时称为 Pediocratic 时期），剥蚀作用可能部分或全部破坏以前的褶皱系统，结果使目前形态几乎根本看不出是褶皱山，而成为目前的残体、破裂地块或准平原构成的地形。

虽然如此，它们仍然是古老褶皱山。褶皱作用似乎甚至影响了前寒武纪的部分古地盾岩石。美国地质学家宣称已发现了记录在大湖附近岩石上的三次造山运动痕迹，一些地貌学家认为里金山、查恩伍德森林和莫尔文丘陵是前寒武纪“查因”沙尔尼安造山运动的残迹。在芬兰的波罗的地盾上可以找到至少四次前寒武纪造山运动的痕迹，这个地盾是呈西北到东南走向的山脉受到侵蚀而残存的“根”。

加里东褶皱作用 寒武纪以后最早的一个褶皱系统称为加里东褶皱系统，之所以这样称呼是因为它在苏格兰（古罗马名称为加里东尼亚）曾有发生。这次造山运动发生在晚志留纪和早泥盆纪，所形成的山也许曾一度像喜马拉雅山那样高耸和广袤。现在仅保存被削低的破碎的残迹，形成爱尔兰西北部的高地、苏格兰高地和斯堪的纳维亚高地西部，这里的褶皱作用紧靠着波罗的地盾发生。波罗的地盾表现为稳定的前陆。

在苏格兰南部高地、英吉利湖区和北威尔士（图 25）可以发现同一时代的褶皱。例如在湖区，岩层被抬升，成为长条形的一个穹丘。穹丘有一个近乎东北东到西南西经过斯基多的轴。在斯基多，有古老的岩石（斯基多板岩图 41，94）出露。

图 25 古老的褶皱山

此图重建了两个加里东大褶皱，一个向上褶皱（称为哈勒赫—林诺格

（Harlech-Rhinog）背斜）和一个下褶（位于现在斯诺登山所在的地区）。褶皱作用是如此之复杂，以致这两个褶皱分别成了复背斜和复向斜。正是这一褶皱作用的压力，形成了北威尔士的细粒板岩。长期的剥蚀已经基本上破坏了这个褶皱形成的地形，但是在高耸于格拉斯林之上的斯诺登山地面、在克罗文杜尔尔杜（Clogwyn Dur-arddu）崖壁上和在林伊德瓦尔以上的德弗尔斯基钦崖壁中可以找到它的痕迹。但是，从以前的背斜上至少已蚀去 6000 米（20000 英尺）岩石。

下图重建了海西期褶皱系：阿登背斜（A.A）、迪南向斜（D.S.）、孔德罗兹（Con-droz）背斜（C.A.）（有逆冲断层面——F.F.）、那慕尔向斜（它围绕比利时南部煤田）、布拉班特背斜（B.A）和肯彭向斜（K.S）（含有埋藏于厚层新生代沉积物（以小点表示）下的开姆潘煤田）。

这次褶皱作用一定曾极端强烈，就像苏格兰西北高地巨大的逆冲断层所显示的那样。古褶皱经历了持续不断的长期剥蚀，然后沉积了较新的沉积物， 接着整个被侵蚀地体在无褶皱作用（但有强烈的断层作用）的情况下被抬升， 最后被雕刻成谷地深邃、峰顶面高度一致的目前的地表。因此苏格兰高地是一个切割高原，褶皱作用仅仅在很久很久以前对它们的形成起作用。

海西褶皱作用 后来在一直到上石炭纪的一段地壳平静时期，经历了长期持续的剥蚀作用。上石炭纪时，发生了一次造山运动，运动延续到二叠纪

时期。这次运动有不同的名称：有时整个欧洲的系统被称为阿尔泰山，有时“海西”被用来既指造山运动，又指形成的山。海西一词系源于哈茨山的古罗马名称 Hercynia Silva。通常阿摩力克造山运动（Armorican）是指布列塔尼和爱尔兰西南部位置偏西的山，华力西运动（Variscan）指其余的山。

与此同一造山期，即大致与此相同时期的结果，可以在大多数大陆看到， 包括乌拉尔山、中亚的山脉如天山和南山（Nan Shan）、澳大利亚东部高地

（至少一部分）、北美洲阿巴拉契亚山和安第斯山山麓丘陵。

中欧的海西期山脉呈已遭剥蚀、覆盖沉积物、抬升和部分出露的孤立山丘存在，现在兀立于周围较新的沉积岩之上。图 24 表示这些山脉，图上对原生褶皱的走向线有所反映，它们是欧洲自然结构中的物质要素。海西期山脉在阿尔卑斯造山运动中系作为前陆的一部分，它们有助于控制阿尔卑斯褶皱的走向，后来正如已经讨论过的，被它部分地倾覆。因此，现在的欧洲地形是通过把三次造山运动（加里东、海西和阿尔卑斯）产物“焊接”到古老刚性的波罗的地盾上而形成的。同样，亚洲也有西伯利亚地盾、中国地台、德干和阿拉伯半岛等古地块，“焊接”到它们上面的有一些加里东褶皱、许多海西褶皱和一系列阿尔卑斯褶皱。

北美洲造山运动 美国地貌学家划分出影响北美大陆的 8 个主要造山运动期。其中 3 个期发生于前寒武纪，它们的遗迹已在加拿大地盾岩石中发现。它们被称为劳伦琴、阿尔戈马和基拉耐造山运动。在晚奥陶—志留纪期间，塔科耐（Taconian）造山运动引起了内华达和犹他州内的褶皱运动，泥盆纪和下石炭纪的阿卡迪亚（Acadian）造山运动引起了新英格兰州的褶皱作用。虽然阿巴拉契亚山脉成因复杂，但起主要作用的造山运动似乎是二叠纪时期的阿巴拉契亚造山运动。尽管中生代主要是平静的时代，但有证据表明： 有一个块状断裂时期（称为帕利塞迪亚 Pal-isadian 造山运动）于晚三叠纪出现于阿巴拉契亚山。而接近侏罗纪末期，内华达造山运动导致了一个巨大岩基的侵位，这一岩基形成了内华达山脉。落基山的主要山脉系由大致与欧亚大陆阿尔卑斯—喜马拉雅运动相当的拉勒米德（the Laramide）造山运动所形成，但出现要早得多，因为似乎在白垩纪期间运动就已经在进行之中。最后，喀斯喀特运动由新生代末一系列多种多样的地壳运动构成，这一时期， 喀斯喀特山脉受到抬升，内华达山脉的断层地块整个被抬升和翘曲。然后， 在早第四纪有一平静时期，接着便广泛发生火山活动，现在喀斯喀特山脉的若干山峰即在火山活动时期形成。