❶ 聖源惠眾拆分盤怎麼樣
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❷ 關於「聖源惠眾」 哪位高人給解釋下
麗達王妃生了許多可愛的孩子，其中有兩個兄弟，不光是感情特別要好，長相也幾乎一模一樣，很容易讓人以為他們倆是一對雙生子。其實，在這兩兄弟中，哥哥是麗達王妃與天神宙斯所生的兒子，弟弟則是與巴斯達國王所生的，倆人為同母異父的兄弟，而且哥哥的身份是「神」，且有永恆的生命，弟弟則是一般的普通人。有一天，希臘遭到了一頭巨大的野豬攻擊，王子們召集許多的勇士去追殺野豬，當野豬順利地被解決後，勇士之間卻因為互爭功勞，而在彼此之間結下了仇恨。在一次市集的熱鬧場合中，兩邊互看對方不順眼的勇士不期而遇，當然又免不了一番爭吵。在爭吵中，有人開始動起武來，於是場面變得一發不可收拾，許多人都在這場打殺中受傷，甚至死亡。很不幸地，兩位王子當中的弟弟，也是在這一場混亂之中，被殺身亡。一向與這個弟弟特別要好的哥哥，完全無法接受弟弟已經死亡的消息，抱著弟弟的屍首不停的痛哭，希望弟弟可以起死回生，讓兩人可以一起重享以前手足情深的歡樂日子。於是，哥哥回到天上向父親宙斯請求，希望宙斯可以讓弟弟復活。但是宙斯向他表示，弟弟只是個普通的人，本就會死，若是真的要讓弟弟復活，就必須把哥哥剩餘的生命分給弟弟。感情深厚的哥哥，當然是毫不猶豫地馬上答應了，從此之後，兄弟倆又可以一起快樂的生活了。
❸ 大陸岩石圈張裂、分離過程及其變形特徵
大陸岩石圈在張性應力場作用下，是怎樣變形的呢?到目前為止，科學家已提出三種模式：首先是McKenzie(1978，1980)提出純剪切模式(pure-shear model)，他認為，岩石圈在受到張性應力作用時，可將岩石圈整體看作一塑性體，發生純剪切拉張而厚度變薄。在此基礎上，他利用求解一維熱傳導方程來計算大陸邊緣的熱沉降、溫度和熱流的演化歷史。第二種模式是由Wernicke(1981，1985)提出的。他對美國西部地區進行野外觀測，發現了許多低角度斷層，他認為這些斷層可切穿整個岩石圈，當岩石圈受到張性應力場作用時，它可沿這些低角度斷層被拉開。由此他提出了岩石圈的簡單剪切的變形模式(simple-shear model)。第三種模式是Lister等(1986)提出的。根據美國西部盆地和山脈省岩石圈中存在拆離斷裂、變質核和變質雜岩，他們認為岩石圈被拉開時，會出現上板塊邊緣和下板塊邊緣，由此他們提出了岩石圈的拆離模式(delamination model)。這三種模式是目前關於張性應力場作用時岩石圈變形的最流行之模式。下面，我們以南海北部陸緣為例，研究大陸岩石圈在張性應力場作用下是怎樣變形的。
南海北部大陸邊緣的上地殼和中地殼中存在許多張性正斷層，斷層的傾角由上向下角度變小，成為犁式正斷層；下地殼中基本無斷層，但存在許多近水平的斷續的地震反射界面；岩石圈上地幔存在斷面反射波，說明這里存在斷裂。由此作者認為，在張性應力場作用下，岩石圈的物理性質是分層的：上地殼和中地殼呈脆性，下地殼為塑性，而岩石圈上地幔仍表現為脆性。因此，當張性應力場作用於岩石圈時，上地殼和中地殼發生脆性斷裂，產生許多斷塊，斷塊沿斷面轉動，在地表產生一系列地塹和半地塹，並使上地殼和中地殼的厚度減薄；下地殼則發生塑性蠕動，產生許多蠕動面，這些面上可產生地震反射波，即我們所觀測的近水平反射波，同時，下地殼由於塑性蠕動而厚度減薄；岩石圈上地幔也可產生斷層，其變形方式與上、中地殼基本相同。由此作者提出了岩石圈的分層剪切變形模式(Layered-shear model，姚伯初，1998)。
南海南北大陸邊緣在新生代為被動大陸邊緣，在新生代南海海底擴張之前，南沙地塊和禮樂-東北巴拉望地塊與南海北部是連在一起的，只是在海底擴張期間南部邊緣曾不斷地向南運動，直到17Ma前才到達今日的位置(Taylor等，1980，1983)。因此，南海南北邊緣是一對共軛邊緣。這里我們將通過研究這對共軛邊緣的地殼結構和沉積剖面特徵，推測大陸岩石圈在張裂和分離時的變形特徵。
7.2.1 南海北部陸緣的張裂特徵
南海西北部的紅河-鶯歌海-南海西緣-萬安-盧帕爾斷裂在新生代是一條重要的斷裂，是華南地塊和印支地塊的分界線。在中生代末至新生代早期，它是一條右旋走滑斷裂，沿此斷裂，華南地塊向東南方向拉伸運動；在42～35Ma期間，南沙地塊沿它向南運移，直到35Ma時到達與婆羅洲碰撞的位置；約25Ma時，由於印支地塊向南擠出，此斷裂成為左旋走滑斷裂；到5Ma時，它停止了走滑運動。西沙海槽斷裂是一條深切地殼的斷裂，可能是印支-西沙地塊與華南地塊在中生代早期的縫合線(姚伯初等，1994)。在32～17Ma期間，南海發生第二次海底擴張，禮樂-東北巴拉望地塊沿中南-禮樂斷裂向南運動，直到與加里曼丹-蘇祿地塊碰撞的位置(姚伯初，1995)。Tongkul(1990)認為，這條斷裂向南可能延伸至加里曼丹的沙巴地區，成為東北沙巴地區東西向構造與西南沙巴地區北東向構造的分界線。南海海盆呈北東向菱形，中南-禮樂斷裂將其分為西北海盆、西南海盆和中央海盆。西北海盆的構造走向呈北東向，其中部的雙峰海山之走向為北東向(薛萬俊，1987；鮑才旺，1987)。由於此海盆太窄，至今未能對比出磁異常條帶。但根據其區域構造走向和沉積特徵，推測它與西南海盆是同時形成的(姚伯初，1999)。西南海盆的區域構造走向為北東向，其中部的長龍海山亦呈北東向。Taylor等(1983)雖然沒有在這里對比出磁異常條帶，但認為西南海盆是與南海中央海盆同時形成的。陳聖源(1987)曾在此海盆中對比出M7-M11號磁異常條帶(126～119Ma)；因此，何廉聲(1988)認為南海第一次海底擴張發生在白堊紀。Briais(1993)通過對比磁異常，推測南海西南海盆是在25～17Ma期間通過海底擴張形成的。姚伯初等(1994)利用高通濾波法，濾去磁異常訊號中的低頻部分，然後對比出13-18號磁異常條帶(42～35Ma)。在中央海盆，Taylor等(1980，1983)對比出5d-11號磁異常跳帶，由此他們認為中央海盆是在32～17Ma前由南北向海底擴張而形成的。Briais(1993)和姚伯初等(1994)的工作結果也和Taylor的結果一致。由上述討論可見，南海地區在新生代發生過兩次海底擴張：第一次發生在晚始新世至早漸新世(42～35Ma)，擴張方向為北西—南東向；第二次擴張發生在晚漸新世至早中新世(32～17Ma)，擴張方向為南北向。多方向和多次海底擴張，可能是邊緣海海底擴張的特徵。
圖7.1 南海北部東沙群島東南陸坡處的地震反射剖面(速度單位為km/s)
南海北部在中生代末至新生代早期發生過一次張性構造運動，被命名為神狐運動(何廉聲，1987；姚伯初，1993)。神狐運動是早白堊世北東向燕山運動造山帶的岩石圈在晚白堊世至早古新世時期發生岩石圈拆離而產生的構造運動，這次運動使古南海北部邊緣發生區域抬升並產生一系列北東向正斷裂和由斷裂運動而產生的地塹半地塹。在晚始新世時，這里又發生了一次張性構造運動，被稱做南海運動(姚伯初，1993)。南海運動是印度板塊在42Ma前和歐亞板塊發生碰撞而使亞洲大陸上地幔產生向東南方向運動所引起的，它進一步對南海北部陸緣岩石圈又一次拉張，並引起南海新生代第一次海底擴張。從北部陸緣東沙群島東南處的地震反射剖面可見(圖7.1)，海底反射出現在3.2～3.5s(雙程走時)處，新生代沉積地層沉積在兩個半地塹中，基底反射出現在4.5～6.5s處。上部沉積的速度為1.6～3.6km/s，是一套近水平地層；下部地層沉積在兩個半地塹中，其速度為4.0km/s，是一套充填沉積。基底反射為多相位低頻反射，其地震層速度為5.0km/s，反映它可能是中生代沉積頂部的反射。由南部的半地塹看出，半地塹是由基底斷裂形成的。基底斷裂向北傾斜，下延至6.6km/s地殼層和7.0km/s地殼層之間的界面上，然後沿該界面延伸。此斷裂並沒有切斷7.0km/s地殼層，說明該斷裂到下部成為剪切帶，而不再是斷裂。此斷裂應是一條犁式斷裂。莫霍反射出現在9.2s處，為一多相位反射。北部半地塹也是由基底斷裂形成的，基底斷裂也是一條犁式斷裂，只是由於多次波的干擾而不易看清。由上述分析可見，南海北部陸緣的基底斷裂大多為犁式斷層，它們切斷上地殼，至中地殼與下地殼的界面，但不能切斷整個地殼。這類斷裂在基底面上形成許多半地塹，它們後來發展成為新生代沉積盆地。
7.2.2 陸緣岩石圈的變形特徵
圖7.2 南海北部東沙群島隆起處的合成排列剖面(SAP，速度單位為km/s)
在南海北部東沙群島東北部觀測的地震反射剖面上(圖7.2)，基底反射波在2.2～2.5s(雙程走時)處，為一低頻彎曲反射。新生代沉積的地震縱波速度在1.7～4.7km/s之間，厚2.6km左右。上下地殼之間的界面出現在6s附近，上地殼中只存在傾斜反射，應是斷面反射波；上地殼的地震層速度在5.3～6.2km/s之間，厚4.0km。而下地殼中則出現許多近水平反射，是一系列近水平波阻抗界面的反射；下地殼的速度在6.5～7.2km/s之間，厚22km。莫霍反射出現在10.5s處，為一低頻(約8Hz)反射波組，由六個反射波組成。反映莫霍界面是由多層物質組成的，應是一個層，而不是一個面。在岩石圈上地幔中，既有近水平的反射，也存在傾斜的斷面反射。圖7.3是中國大陸有記錄以來震級等於或大於6級的地震之震源深度分布圖。由圖可見，絕大多數地震發生在10～25km深度范圍內。而中國大陸地殼的厚度從東部30km到西部青藏地區76km(朱介壽，1986)。因此，中國大陸上地殼下部和中地殼可積累應變能，當應變能超過岩石的極限強度時，岩石便破裂，釋放應變能，發生地震。而下地殼不能積累或很少積累應變能，因此不能或很少發生地震。由此我們推測，上地殼和中地殼的物理性質呈脆性，而下地殼則表現為塑性。這和上面在南海北部陸緣觀測的地震反射剖面之特徵所反映的岩石圈地殼物理性質是一致的。
圖7.3 中國大陸的地震震源深度分布圖
德國科學家Kusznir等(1988)計算了地殼與上地幔的黏滯度隨深度變化之函數，他們發現，上地殼和中地殼的黏滯度較大，而下地殼的黏滯度則很小。他們稱下地殼為低黏滯度窗(low viscosity channel)。下地殼的黏滯度小，表示它的塑性強，流動性大；而上地殼和中地殼的黏滯度大，表明它們的塑性小，脆性強。他們的計算結果和我們通過對天然地震之觀測和人工反射地震剖面的分析結果是一致的。另外，根據MONA LISA Working Group在北海所做深地震反射剖面的結果，在岩石圈上地幔中僅存在陡傾角斷裂(1997)。由此作者曾提出過大陸岩石圈的變形模式為：在張性應力場的作用下，上地殼和中地殼呈脆性變形，發生斷裂；下地殼則表現為塑性，發生塑性流動；而岩石圈上地幔仍表現為脆性，可發生斷裂。這就是作者提出的岩石圈之分層變形模式(layered-shear model)。
7.2.3 南海南北共軛邊緣地殼剖面的對比分析
南海南北邊緣是一對共軛邊緣，在南海新生代海底擴張之前，它們是連在一起的。從南海北部珠江口外下陸坡—深海平原處的地震反射剖面分析(圖7.4)，海底反射波在4.4s(雙程走時)附近，陸坡基底在5.0～5.8s之間；進入深海平原，洋殼基底(層2頂面)下落至5.8～7.3s之間。陸坡基底上存在兩條南傾的斷裂，南邊一條為盆-坡邊界。基底斷裂影響到海底，反映它們的構造活動影響到近代。由洋殼年代推測，Tg—T4之間的沉積應為漸新世沉積，而T4至海底之間的沉積是中新世至第四紀沉積。深海平原上的沉積厚2.4s，而陸坡上的沉積較薄，不足1s。反映陸坡早期的沉積受底層流或濁流沖刷，大部分沒有保留下來，直到上新世後，大部分沉積才能保存。
在南部禮樂灘北部邊緣的地震反射剖面上顯示(圖7.5)，在禮樂灘上，水深約0.4s(300m)，新生代沉積厚1.0～3.0s(曾維軍，1991)。由禮樂灘向北，海底出現第一條斷裂，視傾角約80°，海底視斷距1.5s(1125m)；第二條斷裂的視斷距1.0s(750m)。再往北經過四條斷裂，到盆-坡邊界處存在另一條斷裂，這條斷裂海底水深4.5s(3375m)，它應是陸坡和海盆的邊界。從盆-坡邊界到禮樂灘，陸坡上的沉積為雜亂沉積，反映它們是由於斷裂活動而發生滑坡，最後堆積而成的。
圖7.4 南海北部珠江口外下陸坡海盆與陸坡交界處的地震反射剖面(速度單位為km/s)
圖7.5 南沙群島禮樂灘北部陸坡和深海平原處的地震反射剖面
根據南海南北共軛邊緣的地殼對比剖面分析(圖7.6)，北部陸坡下部的水深3000～3500m；新生代沉積厚1000～1500m。上地殼厚2.0～2.5km，層速度為6.0km/s。大陸地殼中上地殼上部之速度一般在5.4～5.8km/s之間，很顯然，這里缺失這一地殼層。下地殼包含兩個地殼層，其速度分別為6.5km/s和6.9km/s，總厚度為10.5km。莫霍速度為8.3km/s，是正常地幔頂部的速度。向南越過盆-坡邊界，進入深海平原，地殼為洋殼結構。由聲吶浮標SB34探測結果看，這里層1(沉積層)厚2.0km，地震速度在1.8～3.4km/s之間；層2的速度為5.5km/s，厚1.6km；層3含兩個地殼層，速度分別是6.5km/s和7.3km/s，厚4km。莫霍的地震速度為8.4km/s。在南部邊緣，如上述，禮樂灘上水深300m，由其向北，海底以陡傾角斷裂向北下落，經五條斷裂後，海底水深下降到4000m，然後經盆-坡邊界進入深海平原，即洋盆。Schluter等(1996)在這里進行過地球物理探測，證明這里深海平原是洋殼。深海平原磁測資料(磁異常條帶)和海底地形地貌資料表明，這里南北剖面上的盆-坡邊界點在海底擴張之前是連在一起的，在大陸岩石圈發生分離和隨後的海底擴張之後，它們才分開，位於今日的位置。
圖7.6 南海南北邊緣地殼對比剖面(速度單位為km/s)
7.2.4 大陸岩石圈在破裂分離時的變形特徵
大陸岩石圈在發生張裂之後，經過一段構造發展時期，可能要發生破裂分離，及隨後的海底擴張。那麼，大陸岩石圈在破裂分離時是如何變形的呢?我們希望通過對南海南北共軛邊緣的研究，來討論這個問題。
上面已經分析過南海南北共軛邊緣的剖面結構特徵，由此我們可推測它們在破裂分離時的變形情景。在神狐運動(晚白堊世—早古新世)中，古南海北部邊緣的大陸岩石圈受到北西—南東向拉伸，上、中地殼發生許多犁式正斷層，它們向下延伸到中地殼與下地殼邊界處，沿水平方向伸展，變為剪切帶；在邊緣的北部，斷層的下降盤沿斷面向南運動，形成被動大陸邊緣的樞紐帶；在邊緣的南部，斷層的下降盤沿斷面向北滑動；這些斷層的活動，在地表則形成一系列半地塹。下地殼由於物理性質具塑性，受拉伸後則發生塑性變形，被整體拉長而厚度減薄。岩石圈上地幔由於具脆性，受拉伸後可產生陡傾角斷裂，這些斷裂可能沿燕山運動古縫合線延伸。南海運動(晚始新世至早漸新世)進一步拉伸岩石圈；到晚漸新世，上、中地殼沿犁式斷裂拉開，下板片邊緣留在北部，而上板片邊緣(禮樂-東北巴拉望地塊)則向南移動。下地殼被塑性拉斷，而岩石圈上地幔則沿陡傾斷裂被拉開。此時從上地幔來的熔融物質(岩漿)進入地表，開始海底擴張，在南北地塊之間形成新洋殼；同時，熔融物質也占據南移上板塊邊緣的上地殼板片之下的空間，形成新的下地殼。在17Ma前，南移的禮樂-東北巴拉望地塊與加里曼丹-蘇祿地塊發生碰撞，海底擴張停止了。從此之後，南海新洋殼開始發生熱沉降，南部禮樂-東北巴拉望地塊上地殼上部板片之下的熔融物質也冷卻沉降，而其南部地區的地殼之熱沉降很小。因此，禮樂灘北部邊緣上地殼板片不斷向北下落，在當時地表(基底面)形成一系列向北的陡傾角正斷層(圖7.7)，最後形成了今日我們在地震剖面上所見之構造景觀。我們這里所提出的大陸岩石圈破裂分離時的變形模式是分層的，即岩石圈分為上中地殼、下地殼和岩石圈上地幔三層，由於它們的物理性質不同，所以變形方式也不同，這就是我們稱之為分層破裂分離模式(Layered-breakup model)。
圖7.7 南海海底擴張時大陸岩石圈的變形特徵
7.2.5 討論
這里我們通過研究南海南北共軛邊緣的地殼剖面結構，探討大陸岩石圈在張裂和分離時的變形特徵。我們的研究發現，大陸岩石圈的物理性質是分層的，因此其變形方式也是分層的：上、中地殼呈脆性，在受張性應力場作用時，可以發生犁式斷裂，形成一系列斷塊，斷塊沿斷面轉動，使地殼層厚度減薄，並在地表形成一系列半地塹；下地殼表現為塑性，受張性應力場作用時被塑性拉長，從而使地殼厚度減薄；岩石圈上地幔仍表現為脆性，受張性應力場作用後，可發生斷裂，地塊沿斷裂錯動，使其厚度減薄。當張性應力場進一步作用時，上、中地殼沿犁式斷裂被拉開，形成上、下板塊邊緣並被分開；下地殼則被塑性拉斷；而岩石圈上地幔將沿斷裂被拉開，從而整個岩石圈發生破裂分離。這就是我們關於岩石圈變形方式和破裂分離時的分層破裂分離模式。此模式的特點是認為大陸岩石圈的物理性質是分層的，因此，其變形和破裂分離也是分層進行的，而不是以前的模式那樣認為岩石圈是一整體板片，因此其變形和破裂分離也按整個板片進行的。板塊運動的主要特徵表現在邊緣處，本文討論離散邊緣形成過程中岩石圈之變形特徵，是板塊運動研究的重要課題，至今仍未得到理想的解決。大陸岩石圈破裂分離後形成離散邊緣，離散邊緣在大洋中為洋中脊，即海底擴張脊，在大陸邊緣則是被動大陸邊緣，即大西洋型大陸邊緣。大西洋兩岸邊緣是不對稱的，本文提出的模式是根據南海南北共軛邊緣之構造特徵而提出的，它所產生之邊緣是不對稱的，與大西洋兩岸的構造景觀是相符的。因此，我們認為，我們的分層破裂分離模式符合對大西洋式被動大陸邊緣之岩石圈用地球物理方法觀測的結果，並與大西洋兩岸今日之構造景觀是一致的。因此我們的模式是較符合實際的。
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