第四章 硅铝层的塑性和硅镁层的粘滞性

关于在硅镁层中漂浮的硅铝地块能否移动这个问题，重要的是硅铝岩石的熔点一般比硅镁岩石的熔点高 200—300 度①，因而在同一个温度下，岩浆状的硅镁质和固态的硅铝质可以同时存在。如果可以假设在大陆地块底部存在这种状态，则对大陆移动论是特别有利的，因为它要求在同一个温度下， 硅铝层具有固体的特性，而硅镁层则具有流体的特性。就我们现在对岩石熔点以及对地心温度的了解而言，与此是不相矛盾的。德尔特和德伊的试验表明，复合的硅酸盐岩石没有一个确定的熔点，只有一个有时甚至相当宽的熔融区间；可以说，辉绿岩约在 1，100℃左右、维苏威熔岩约在 1，400℃至 1， 500℃熔化。当然这些数值只适用于大气压下，对于 100 公里的深处恐怕要加上几百度②。另一方面，现在最深的钻孔——上西里西亚的苏荷夫Ⅱ.号钻和帕鲁绍维奇 V 号钻——对地壳最上层的两公里得出的增温为每 100 米 3.1 度

③。可惜不能用这个值作线性外推。因为一则这种测量是在沉积岩中进行的，

沉积岩因其空气含量（较小的比重）而可能具有低得多的导热性，这必然使得在它们之中的等温线密集；对于在沉积岩之下的原生岩石，应假设温度随深度而增高较慢，即使热流相等。另外，愈往深处去，热流也必然愈弱，而到地球中心点处显然肯定是零，因此地球核心部分的温度实际上是相同的。需要多长时间才能接近这个中心温度，自然取决于是假设地球纯然为一个从表面向内部冷却的炽热火球呢？还是认为放射性物质的衰变有重大影响？和过去高得不着边际的估计相反，今天假设地心温度为 3，000°—5，000℃。据此我们就不得按线性外推法，假设 100 公里深处的温度为 3，100℃，而是在 1，000°—2，000℃之间，因此认为在这个深度处，已经达到与上面叙述过的状态这种假设并不是不可能成立的。

表明大陆地块下端的硅铝层有时也会熔融的某些迹象，将在以下章节讨论。通过克鲁斯新近在南非的观察，排除了以前对花岗岩熔融所作解释的各种怀疑，这些花岗岩的熔融，显示出熔点的等温面有时甚至会上升到地表处。

如果说我们设想硅铅地块主要是由固体的结晶物质构成的，那并不是说它们不具有塑性。在大范围中，这种塑性就表现在造山过程的挤压上，它使地块反复重新变厚；小规模的我们甚至从原生岩石的手标本中显示出来的复杂皱纹就可以看到。从受高压的固体总是表现出大小不等的塑性（假塑性） 这个一般的经验可以推知，大陆地块的塑性必然也随深度增加。温度随深度的增加在相同方向上起作用这一点，可以用实验证明，硅酸盐在未达到熔点温度之前，就已经全然是真正塑性的了。

为了进一步阐明这个观点，在此提前举几个例子，从大陆移动论的角度出发加以论述。塑性随深度的增强解释了下列引人注意的事实，即本来的断裂边界，例如非洲和南美洲的大西洋海岸，在现在的海岸线中较好地保持了

① 参 看 Doelter，Petrogenesis.Die Wissenschaft，Bd 13.Braunschweig1906.

② 几乎所有物质的熔点都随压力的增加而稍为上升；根据巴卢斯的计算，辉绿岩的熔点每增加一个大气压上升 0.025°，伏格特（Vogt ）修正为 0.005°。

③ 见 Michael und Quitzow，Die Temperaturmessungen im Tief-behrloch Czuchow in Oberschlesien.Jahrb.d.Kgl.Preuβ.Geol.Reich-sanstalt 1910.早就应该把已过时的概念“地热深度梯度”改为温度落差了！我们把温度看作深度的函数，而不是相反。

它们原有的对应性，而它们的海底陆坡，则因不规则的岩浆涌起破坏了这种对应性。裂缝壁 4—6 公里深的部分，事实上已经处于它们所承受的岩层的全部压力之下，而从海洋方向却没有受到与此相当的侧压力，因此它们就由于本身的塑性而向海洋方向运动①。这种侧向的涌起，自然伴随着地块边缘相应的沉降，而沉降在上部较脆的岩层中，则往往取走向与海岸平行的断层这种形式。

如果我们不说大陆边缘的这种涌起是缺少测压力，而是说有一种侧向拉力，那也不过是换了一种表达方式。这就引起一个问题，即硅铝层对拉力到底如何反应。拉薄因而减少厚度，这种情况虽然可能出现，但总只能达到很小的程度。冰岛法罗陆棚的形状，使人猜想在某些地点曾经产生过这种拉伸， 如果可以象下面的章节中所描述那样来理解它的运动的话，则尤其如此。塔斯马尼亚和澳大利亚之间的巴斯海峡大裂谷表明，这里的上部较脆岩层（可能由于南极洲的断离）是被拉断了的；下部岩层则显然被拉伸过，因为塔斯马尼亚并不象新西兰那样原地未动，而是被澳大利亚带走，也就是说仍然和它相连。用完全类似的办法，似乎也可以解释纽芬兰从爱尔兰断离开的时候， 为什么以前一直相连着的陆地大部分沉降到海平面之下成为陆棚。爱琴海的沉陷以及很多其它的这类现象，可能也是同样方式造成的①。

这类例子还可以举很多，但从这几个已经可以看出这种拉伸是比较微小的，并且仅限于硅铝带的较深岩层。我们坚定地认为，这种物质对拉力的反应主要是断开。无论如何，这种拉伸为较薄岩层的微小程度与褶皱山系的巨大挤压是不能相比的。也就是说同样大小的压力和拉力交替出现时，它们的作用并不能相互抵消，相反它们单向的连续发展，会引起大陆地块的分离和推挤。这样，原来完整的硅铝地球外壳就不断裂开，而且水平方向的面积减小，同时厚度则增加。

硅镁层的塑性则很不相同。如果说硅铝层形成一个塑性的盖层，硅镁层则是一种粘滞的流体。熔融试验已经表明，熔化的硅酸盐浆具有极大的粘滞性。这种粘滞流体的特性之所以奇特，是因为作用力的持续时间长对它们起很大的作用。室温下的火漆就是一个好例子。如果把一根火漆掷到地上，它会折断成锋利的断块。但是如果将它由两点支撑悬搁着，经过几个星期就会看到它弯曲了；几个月以后，不是支撑着的部位会变得几乎是垂悬着。与此相对应，地球对地震波那样的快速震动的反应象固体（因为流体不能传播象地震波那样的（横）波），然而它也能表现出均衡补偿运动，即是说如果给它足够的时间，它会象流体那样地动作。因为地质学家面对的是非常长的时间，所以从他们的观点出发，应该把火漆这样的物质看成是非常稀的；但是对他们说来硅镁层却粘滞的。许韦达确实从用水平摆可以测出的“固体”地球的月潮汐，求得硅镁层的粘滞性约为室温下火漆粘滞性的一万倍。冰川是在这方面很能说明粘滞性的又一个例子。冰川的流动，初看起来也是荒谬的，

① 进一步考虑表明，大陆地块中相对于与其相邻的海洋的剩余压力，从前者的表面到海平面增长很快，从海平面到深海底则以一半的速度增长，并达到其最大值，然后向大陆底面方向减小到零。这个情况和威里士假定的正好相反，他假设较重的海底岩石压进大陆地块深部岩层。（参阅 Research in Chine，Vol.I，S.115 ff.Washington 1907）

① 奎令强调指出，这种由于各个部分沿裂隙作水平移动产生块状山的过程中，往往面积也在扩大。（见 Die Entstehung der Schollengebirge，Zeitschriftdeutsch.geol.ges.1913，Abhandl.Heft III；引自 O.E.Meyer）

于是人们曾认为必须假设一些特殊的原因来解释它，例如再结冻。这种想法直到最近才被人们放弃，那是由于对同样是流动的、而内部温度很低的极地冰川的观察，使我们得以比较正确地理解这种物体的粘滞性。

硅镁质的量比较大，对地球整个行为的作用比硅铝质大，因此在这里似应阐述一下关于地球粘性①得出的数量结果，虽然目前这些结果看来还不适于用以支持某种观点。地球的粘性，从其对地震波表现出刚性而对自转产生的离心力表现出流动性来看，至多只存在于某个范围之内。地球只部分地随之应变的月潮使我们能够通过对这部分应变的测量，定量地测定这种粘性。开尔文、雷波尔-帕许维支、赫克尔、许韦达等人的工作就是这样，他们借助水平摆，推算出地球作为整体大致具有钢的性质。用另一种方法也得到了同样的结果。俄勒从理论上证实了摄动曲线，认为地球的自转极每 305 天沿此曲

线围绕隋性极运动一周，而根据国际经度局的测量则约 430 天才运动一周。纽坎布推想，这是由于地球部分地适应转动椭球体的各个新位置引起的，奥格和许韦达则据此计算出地球的行为必然和钢相同。后者考虑到地心的分层作了进一步计算，求出维赫特通过地震观察认为可能存在的铁地核具有三倍于钢的粘性，1，50O 公里厚的硅酸盐地幔，其粘性则为钢的八分之一①。

但是这些数字对我们的观点没有什么补益。因为我虽然知道钢这种物质在使用适当的压力时表现出塑性，而它却不适于说明流动，即在较弱的重力作用下的运动。如果想在实验室里获得分子受重力制约的现象，则应选择粘性小几千倍的物质。优越得多的办法是借助地球表面本身的现象来阐明硅镁层的粘性，但是为此必须提前假定大陆移动论是正确的。

普遍存在的均衡，以及深海底的平缓和无褶皱山系，大陆的移动，均标志着硅镁层是流动的。另一方面有些现象正应归因于这种流体的粘性。所有均衡补偿运动的滞留都属于这类现象。例如原为冰层覆盖的地区，在冰层溶化后很长时期中隆起仍在继续；斯堪的纳维亚还在上升，约每 100 年 1 米。高耸的海岸线肯定是在隆起之前就已形成了的，而当时——起码在很多地点

——冰盖显然已经消失了。归因于硅镁层粘性的现象，还有大陆地块向着硅镁层移动时，在前缘形成一道堵阜，形式为与地块边缘平行的褶皱山脉。深海沟也证实了硅镁层的粘性；不管原因何在，它们总是洋底的凹陷，它们的张裂或者说深陷进行得很快，以致硅镁质来不及流入。

① 目前使用的有几个在数学上稍有区别的关于粘滞度的定义；最常用的一种定义，为了避免混淆而引入了“阻滞（Riegheit）”这个词。

① 伯恩多夫作了综合论述，载(ber die physikalische Beschafienheitdes Erdinneren.Mitteil.d.Geol.Ges.Wien III， 1908.此外见 Pockels，DieErgebnisse der neueren Erdbebenforschung in bezug auf die physikalischeBescbaffenheit des Erdinneren.Geolog.Rundsch 1，249—268，1910.