大地构造学ppt课件---板块构造I.ppt

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1、第八章 板块构造第一节 地球的内部结构第二节 大陆漂移与海底扩张第三节 板块构造的基本原理第四节 板块活动与地质作用第五节 板块构造与地槽地台的关系,地形-Topography、Relief,海陆 平原 高原 山脉 海盆 中脊（错断）岛链 海沟,剖面使我们看得更清楚为什麽会这样？,第一节 地球的内部结构 一、地球内部圈层的划分 二、大陆地壳与大洋地壳,一、地球内部圈层的划分 划分依据 地震波在地球内部的传播特点；地球内部物质成分；地球内部物质的力学性质；,研究固体地球的地球物理手段,地震学重力学地磁学地热学技术手段 传统 空间技术,全球震中分布图,全球地震分布有何特点？Why？,反射,折射,散

2、射,震相之命名,外核 K内核 I地面 重复（注意大小写）,内层速度大,外层速度小,地幔速度大,地(外)核速度小,地震射线,为什么地震射线是曲线?,有两个一级成分不连续面，即莫霍面和古登堡面，它们将地球分为三大部分，即地壳、地幔和地核。地壳（A）是指地球最外的一圈，即在地面以下至莫霍面以上的地球表层。地幔（B、C、D）地幔可分三层：上地幔（B）、过渡带（C）和下地幔（D）。地核（E、F、G）包括外核、过渡层、内核三部分。,1、地球内部的成分分层,地壳（A）：贫铁、镁，富氧、硅、铝和钾、钠、钙；地幔（B、C、D）：以富镁、硅、氧为特征；地核（E、F、G）：以富铁为特征；较轻的元素可能为硅、硫等；,

3、各圈层化学成分特征,地球内部温度,2、地球内部的力学分层 根据强度及变形反应方式可分成：岩石圈；软流圈；中间圈；地核；,低速层,岩石圈软流圈,岩石圈软流圈按力学性质划分地壳地幔按岩石种类化学成分划分岩石圈包含地壳和部分上地幔,地球内部圈层力学和流变学的划分通常与成分界面不相当；,岩石圈地球的刚性外壳，包括地壳和上地幔的上部，厚度20150km，大陆地区110150km，大洋盆地7080km，洋脊裂谷2050km。软流圈岩石圈以下的弱流变区，下界一般认为不超过400km，顶部约有100km的地震低速带。具强度小，粘度低，塑性较高的特点，有局部熔融，易于蠕动变形。岩石圈板块因软流圈的存在而能运动。

4、中间圈地幔的其余部分，厚度大与2000km，强度大，不易变形。地核与成分分界相当，对其力学性质知之甚少。,二、大陆地壳与大洋地壳,上壳层：10-20Km厚，纵波速5.5-6.3km/s，平均成份 接近花岗闪长岩；中壳层：成份与上地壳相似，但具不同物理状态，层 内有低速层，易于塑性流动；中、上壳层俗称硅铝层；下壳层：其上部组分偏中性，下部含较多基性、超基 性岩，俗称玄武质层或硅镁层；地壳平均成份接近于中性火成岩（安山岩）；,1、陆壳的结构和组分特征,第一层：纵波速1.5-3.0km/s，为深洋区沉积物（深海红粘土、硅质、钙质软泥等），厚度从中脊顶部（常极薄或 缺失）向洋盆边缘增厚（可达1-2km

5、）；第二层：纵波速4.5-5.5km/s，平均厚度约1.7km；上部为夹有 深海沉积物的枕状熔岩、玻璃质碎屑岩，低钾的大洋 拉斑玄武岩；向下沉积岩夹层减少以至消失，变为辉 绿岩岩墙、岩床；底部为席状岩墙群；第三层：纵波速6.7-7.0km/s，平均厚约5km，构成洋壳的主体，成份为辉长岩、角闪岩、橄榄岩等；,2、洋壳的结构与组分特征,介于陆壳与洋壳之间，包括陆坡、陆隆、岛弧、边缘海和部分大洋岛屿；厚度15-30km，其分层特点类似于陆壳，上壳层为花岗质，下壳层为玄武质；有时称准陆壳或准洋壳；,3、过渡壳,第二节 大陆漂移和海底扩张 一、大陆漂移学说的基本内容 二、大陆漂移的证据 三、大陆漂移学

6、说的衰落 四、地质调查的新发现 五、海底扩张学说要点 六、海底扩张学说的验证,主张地球表层存在大规模水平运动的活动论观点，首先是以大陆漂移的形式公布于世。简朴的大陆漂移见解可一直追溯到几个世纪以前；法国学者纳德（A.Snider，1858）、美国地质学家泰勒（F.B.Taylor，1910）等曾论证过大陆漂移；不过一般公认德国气象学家和极地探险家魏格纳（1915）是大陆漂移的创始人。,一、大陆漂移说的基本内容 魏格纳假设地球上所有的大陆在中生代以前（180Ma）曾是一统一的巨大陆，称为联合古陆或泛大陆（Pangaea），中生代以来，联合古陆分裂，它的碎片即现代的各大陆逐渐漂移到目前所处的位置上

7、。由于大陆原来是一大块，所以以前根本不存在大西洋、印度洋，而只有围绕泛大陆的广阔海洋泛大洋（古太平洋），以后大陆分离，形成大西洋和印度洋，泛大洋收缩而形成现今的太平洋。较轻的硅铝质大陆就象大冰山一样沉浮在较重的硅镁质岩浆里，大陆就在硅镁层上漂移，当大陆漂移时，前方的洋底被大陆所掩盖，后方的硅镁层洋底不断地露出来。大陆漂移的驱动力是与地球自转有关的两种力：向西漂移的力（来自日月引力产生的潮汐摩擦力）和指向赤道的离极力。,二、大陆漂移的证据 1、海岸线形状 2、地质构造方面的证据 3、古生物的证据 4、古冰川证据 5、其它方面证据,1、海岸线的形状,2、构造、地层、岩石学等方面的证据,构造方面：北

8、美洲纽芬兰一带褶皱山系与西北欧斯堪的纳维亚半岛 的褶皱山系同属于早古生代加里东褶皱带；美国东部阿巴拉契亚山的海西褶皱带向东北可延至英国 西南部和中欧一带；地层方面：北美东部和西欧都分布有古生代红砂岩；岩石学方面：非洲西部古老岩石分布区（老于20亿年）可与巴西相近 地质年龄岩石分布区相衔接；,3、古生物化石方面的证据,目前远隔重洋的一些大陆的生物面貌有密切亲缘关系；例如：中龙：营淡水生活的小型水生爬行类；既见于巴西C-P淡水湖相地层中，也出现于南非的 石炭二叠系的同类地层中，且迄今为止也 只见于这两个区域；,古生物证据,4、古冰川方面的证据,距今3亿年前的晚古生代，在南美洲、非洲南部和中 部、印

9、度、澳大利亚、南极洲都有广泛的冰川作用；非洲南部和中部、印度、澳大利亚等目前处于热带或 温带；南美、印度、澳大利亚的古冰川遗迹反映冰川的运动方 向是从岸外向着内陆，反映古冰川不是源于本地；,5、其它方面的证据,古气候方面：用蒸发盐、珊瑚礁、红层等古气候标志来推断它 们形成时所处的古纬度；,三、大陆漂移说的衰落 大陆漂移的问世，在国际地学界掀起了轩然大波，一些人热烈赞同、深入探讨，一些人激烈反对，斥位谬论。自此以后，活动论和固定论逐渐出现了两军对垒、激烈论战的局面。魏格纳大陆漂移说的根本弱点，在于大陆漂移的机制方面。当时以英国著名学者杰弗里斯（Jefferys，1924）为首的一大批地球物理学家

10、坚决反对大陆漂移说，他们断言，洋底是坚硬的，大陆象船一样航行在洋底或硅镁层之上是根本不可能的，同时离极力太小，不足以推动深厚庞大的陆块。就这样，当时的许多地球科学家抓住了大陆漂移说的某些缺点和错误，结果把合理的内核也抛弃掉了。当1930年魏格纳在格陵兰探险遇难后，所创立的大陆漂移说也随着衰落了。后来古地磁研究决定性地推动了大陆漂移说，包括大陆之间的相对唯一的确定（磁极移曲线）和古大陆重建（不同时期的古大陆重建图），并用新的理论来解释大陆漂移的机制。,四、地质调查的新发现1、洋底地形的新发现 20世纪50年代洋底地貌探测结果表明，洋底并非为过去人们所想象的那样是简单的深海盆地，而是和陆地一样高低

11、不平，而且存在三种特殊类型的地形；,（1）在大洋中发现了绵延很长的海岭系统（中脊、中隆），规模比陆地上的任何山脉都要巨大；,大西洋洋底地形图,太平洋洋底地形图,全球洋中脊分布图,大洋海岭系统 大洋中脊上通常有一狭窄裂谷，有活火山（如冰岛）、浅源地震，表明正在活动；,（2）洋底另一醒目的地貌形态就是海沟及其附近 的岛弧，组成弧沟体系；,（3）洋底存在一系列的平顶火山；,大西洋洋底地形图,2、陆壳和洋壳厚度、结构存在很大的差异；,3、贝尼奥夫带的发现 1954年贝尼奥夫（美）根据环太平洋震源深度从大洋向大陆方向有规律地增大的现象，提出海沟下面存在一向大陆倾斜的地震带，即贝尼奥夫带，这意味着大陆和大

12、洋之间存在着相互运动。,4、大陆之间存在相对位移 1956年，Runcorn根据磁极移曲线，发现欧洲和北美在地史时期存在大规模的相对位移；,五、海底扩张学说要点 新发现的现象用传统的地质理论无法理解。到六十年代初，Hess（1961）和Dietz（1962）重新提出了对大陆漂移这一活动论思想的再认识，提出了海底扩张的假说。用动画来说明海底扩张的基本理论。他们认为上述互不相关的发现可以用海底扩张和地幔对流来统一阐述，在大洋盆地的历史这一论文中阐述了这一新的理论。,海底扩张学说要点 大洋中脊（或中隆）是地幔对流物质上升、不断形成新洋壳的地带，洋壳在中脊连续产生而把大陆向两侧推开；在地球体积基本不变

13、的假定条件下，必须有一部分洋壳在地表的另一地区等速销毁（？），洋壳就在贝尼奥夫带重新插入地幔；根据有关证据，海底扩张的速度为2cma，这就意味着占地球表面积23的大洋壳是在地球历史5的时间内（2亿年）内形成的，即大洋是年青而短命的；另一方面，大陆尽管永远存在，但却只是被动地被拉开、合拢或彼此滑移（？），各大陆仿佛坐在传送带上，在对流层上慢慢移动；海底扩张最主要的动力是地幔物质的对流；,六、海底扩张学说的验证 海底扩张学说（1961-1962年）提出以后，进一步的实践显示出这一学说强大的生命力。一系列的新发现和海底扩张理论所预测的相符。对海底扩张说的验证最主要的可以概括为以下两个方面：1、洋底磁

14、异常条带 2、洋底沉积物、洋壳年龄以及热流量变化的相关性,Manson首先在东太平洋发现磁异常条带，一直没有得到很好的解释。Vine和Matthews（1963年）把磁异常条带和海底扩张联系起来，很好地解释了磁异常条带的成因，并据此预测了未知区域的磁异常条带，并得到了证实。这为海底扩张理论提供了很充分的证据；,1、洋底磁异常条带,海底磁异常条带的发现,实测磁异常条带实例,洋底沉积物、洋壳年龄以及热流量变化的相关性于 1964年以来的深海钻探证实；洋底沉积物从中脊向两侧从无到有，逐渐加厚；洋底玄武岩年龄中脊为零，向两侧逐渐变老，不老 于170Ma；中脊是新产生洋壳的地方，热流值最高，随着两侧逐

15、渐降低；,2、洋底沉积物、洋壳年龄以及热流量变化的相关性,第三节 板块构造的基本原理 一、板块构造理论的要点 二、板块的划分 三、板块的边界类型 四、转换断层 五、大洋中脊与板块的扩张 六、贝尼奥夫带与板块的俯冲 七、板块的运动 八、大洋的演化 九、热点地幔柱假说 十、板块的驱动机制 十一、地体构造,一、板块构造理论要点 1、固体地球的上层在垂向上可划分为物理性质截然 不同的两个圈层：上部的刚性岩石圈；下垫的塑性软流圈；,2、岩石圈并非浑然一体，而是由为数不多的刚性板块组 成，彼此镶嵌排列，其边界有三种类型；各岩石圈板块以每年若干厘米速度相对移动；地壳变形是板块相互运动的结果，变形性质与板块

16、的边界类型有关；,3、板块沿地球表面大规模的水平运动符合欧拉几何学原理，可以用绕某一选定轴的简单旋转运动来描述；在全球范围内，新板块的增生和旧板块的消亡总体上应是相互补偿的；4、岩石圈板块运动的动力来自地球内部，最可能的一种机制是地幔对流；,二、板块的划分“板块”这一术语，系1965年Wilson在论述转换断层时首先提出的。整个地球的表壳（岩石圈）并不是一个连续完整的圈层，它被首尾相接的活动带（洋中脊、海沟和转换断层）分割成大小不一的块体，叫做岩石圈板块，简称板块。,全球的地震带是板块边界的相对运动造成的，这样全球各地震带相互交接、首尾相连，它们把岩石圈划分为若干内部地震较弱的板块。,环太平洋

17、（80%）；阿尔卑斯喜马拉雅（10%）；大洋中脊、转换断层（5%）；,1、六大板块方案 尽管在小板块的划分上尚有争议，然而全球现今的主要板块分布的基本轮廓是清楚的。法国地球物理学家勒皮雄（X.Le Pichon，1968）将全球现今岩石圈划分为六大板块；,2、十二板块方案 较流行的还有十二板块的划分方案。另外，大陆内部大型板块的边界上往往还镶嵌有众多的小板块；,1-拉张边界2-挤压边界3-滑动边界4-推测的小板块边界5-各板块相对于欧亚 板块的运动方向黑黑海板块里里海板块爱爱琴海板块土土耳其板块伊伊朗板块卢卢特板块阿阿富汗板块,全球地震带勾画出了板块的轮廓，这些地震带又相当于大洋中脊、转换断层

18、、海沟及年青的造山带。从板块的相对运动方式看，可将板块边界划分为三种基本类型：1、分离型边界 相当于大洋中脊轴部，两侧板块相对离开；2、汇聚型边界 相当于海沟及年青的造山带，两侧板块相对而行，可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界两种亚型；3、转换型边界 相当于转换断层，两侧板块相互滑过，既没有板块 的生长，也没有板块的破坏；,三、板块的边界类型,四、转换断层 大洋中脊被一系列横向断裂带切割，其间距约50300公里。这种断裂带大多与中脊轴线相垂直，看上去很象在后期把中脊错开的平移断层。然而，Wilson（1965）指出，这不是一般的平移断层，而是一种特殊的断层，他称之为转换断层，并认为转换断层是那种

19、位移突然终止或者改变形式和方向的平移断层；,1、转换断层的特点（与普通平移断层相比）断层两侧的两段中脊之间的距离并不加大；相互错动只发生在两段中脊之间的那一段上；错动突然终止；断层所预期的错动方向与平移断层相反；是切穿整个岩石圈的深断裂；,2、转换断层的地貌特征 横切中脊轴，平直；沿转换断层发育陡壁和槽谷；,除了洋脊洋脊型转换断层外，还有连接洋脊和海沟、海沟和海沟的转换断层。威尔逊提出了六种转换断层类型：a，洋脊洋脊型 b，洋脊凹弧型 c，洋脊凸弧型 d，凹弧凹弧型 e，凹弧凸弧型 f，凸弧凸弧型,3、转换断层的类型,Tibet,Tian Shan,Tarim,India,4、转换断层的形成机

20、制 迪茨认为，其形成与不同地段洋中脊的扩张速率不同（？）有关；威尔逊强调，大洋张开之前，大陆上存在断层或脆弱带；其它原因？,横推断层（变换带或调节带，transfer zone）在横向上调节冲断层带或铲式正断层位移量的不一致，以达到构造上的平衡；,两个侧列逆冲断层之间的传递带(据Dashlstrom,1970),构造变换带（传递断层）,大洋中脊是大洋岩石圈板块生成和扩张的地方，在大洋板块生成和扩张的过程中，洋中脊具有独特的地球物理场（重力异常、热流值），另外大洋岩石圈的厚度，海水的深度，沉积物的厚度都将发生变化。,五、大洋中脊与板块的扩张,中脊轴部布格异常约130200毫伽，明显低于两侧洋盆区

21、（后者达400毫伽），反映中脊轴部以下，必定存在低密度的层次；,1、中脊的重力异常,重力等位（势）面；大地水准面；参考椭球；自由空气（空间）异常（高程校正，自由空气校正）；布格异常（中间层校正，布格校正）；重力均衡异常（补偿校正，中间层校正）；,1、中脊的重力异常,2、中脊的热流 中脊轴部是熔融地幔物质上涌形成新洋壳的地方，洋底数公里以下便是灼热的软流圈，这里地温梯度很大，热流值也非常高，愈向两侧，地温梯度和热流值均逐渐减小。理论计算表明，洋底的热流值与洋底的年龄成反比。萨拉哈琴（1979）得出：,t0为中脊形成的年代（约1Ma）；t为洋底的年龄，单位为Ma；q单位为HFU；,热传导,3、大洋

22、岩石圈厚度的变化 岩石圈的厚度取决于地幔物质在哪一个深度上出现初始熔融。岩石圈形成之后经历的时间越长，即冷却的时间越长，软流圈顶部充填于晶粒间的玄武岩熔体将越来越多地结晶成固体，从而使岩石圈不断加厚。这样大洋岩石圈随着年龄变老，热流值不断降低，岩石圈的厚度逐渐增大。理论计算表明，洋底岩石圈厚度的变化，与其年龄的平方根成正比。这已被实际资料所证实。1975年，吉井得出了大洋岩石圈厚度与年龄的经验关系,Hl以公里为单位，t以Ma为单位。,洋底水深随年龄增加而增大；快速扩张脊（北太平洋、部分南太平洋、东南印度洋半扩张速率3cm/a）峰顶的平均水深2732米；（？）慢速扩张脊（其余海区半扩张速率3cm

23、/a）峰顶的平均水深2563米；,4、洋底水深与扩张速率,h=0.35（t）1/2=0.11（L/V）1/2,h某一点洋底水深的增大，km；t 该点的洋底年龄，Ma；L 该点距中脊轴的距离，km；V 中脊处的扩张半速率，cm/a；,洋底水深的增大与海底扩张速率有关；扩张速率大，冷却沉陷时间短，水深增加的小；扩张速率小，冷却沉陷时间长，水深增加的大；扩张较慢的中脊（大西洋中脊）两坡较陡；快速扩张的中脊（东太平洋海隆）两坡较缓；扩张较慢的中脊有裂谷发育，地形切割强烈；快速扩张的中脊大多缺失中央裂谷，地形分割性弱；,地球动力学基础,近年来借助于潜水艇观测洋中脊的火山喷发使人类对地球有了新的认识。如沿

24、洋中脊观测到的所谓黑烟囱以及周围的生物群落使人类进一步认识了发生在洋底的物质交换和生命起源的复杂性和可能的非单一性。,通常称都分熔融的地幔为耗散地幔，耗散地幔的厚度取决于部分熔融的程度。如果20的玄武岩部分熔化定义为部分熔融，洋中脊对应的海洋地壳下部耗散地幔的厚度约为25km。,5、海底扩张与海平面变动 海平面的高低取决于海水的体积和洋盆的容积；大洋中脊的形成和消失，对大洋盆地的容积有显著影响，进而影响到海平面的变化；洋中脊体积的增加导致洋盆容积减小，海水被挤出洋盆，涌向陆地，造成海进；海底扩张加快可形成宽缓庞大的洋中脊，导致海进，K晚期全球性大海进（大陆架面积增加一倍），可能与此有关；中脊体

25、积变化所引起的海平面升降（改变的是洋盆容积）的速率约1cm/ka，较冰川型（改变的是海水的量）海平面升降（约1cm/a）慢23个数量级；但影响的绝对量很大；5000km长、2000km宽、3km高的洋中脊的形成，使海平面上升40m；,6、平顶海山、珊瑚礁、大洋沉积物与洋底的沉降,在条件适宜的热带、亚热带海域，火山岛上生长珊瑚礁；当 火山岛随板块扩张而沉没时，珊瑚礁追随海平面相对上升向 上生长，并力图保持它所适应的浅水环境，其生长速度大致 与基底的沉降速度相当，最后可在深深沉没的火山岛之上形 成厚逾千米的珊瑚礁体；,水深较小的钙质沉积物被较深水 的沉积物（硅质沉积或深海红 粘土）所覆盖，实际上是

26、洋底 边扩张、边沉降的反应（？）；,六、贝尼奥夫带与板块的俯冲1、贝尼奥夫带 环太平洋地震带是全球最强烈的地震带。震源深度通常靠洋侧较浅，靠陆侧较深，构成一个倾斜的地震带称贝尼奥夫带。早在二十世纪三十年代，日本学者和达清夫首先发现这一倾斜的地震带。五十年代，美国地震学家贝尼奥夫把它当作大陆地块与大洋地块之间的巨型逆断层带；六十年代人们在研究洋底岩石圈的俯冲消亡作用时，贝尼奥夫带很自然地被当作板块的俯冲带，这一倾斜的震源带标出了板块俯冲的痕迹。,深源地震贝尼奥夫带,（1）贝尼奥夫带总与洋缘的海沟相伴随，除分布在太 平洋周边地区外，也见于印度洋东北的爪哇海 沟，大西洋的波多黎各海沟、南桑德韦奇海沟

27、等；（2）贝尼奥夫带的长度、最大深度和倾角在各地不尽 相同；岛弧下的贝尼奥夫带较陡，大多超过45，陆缘弧下的贝尼奥夫带比较平缓，通常不超过30；（3）贝尼奥夫带的长度和倾角与板块俯冲速度（为板块汇 聚的水平分速度与在自重作用下的垂向运动速度的合 成）有关，俯冲速度越大，贝尼奥夫带越长，倾角越小；,贝尼奥夫带的主要特点,环太平洋（80%）；阿尔卑斯喜马拉雅（10%）；大洋中脊、转换断层（5%）；,俯冲角度,俯冲类型,从侧面是否可以证明：板块俯冲的动力可能更主要来自洋中脊的推力；（？）,海沟洋侧斜坡：大洋板块俯 冲下弯，表层伸展；海沟陆侧斜坡前部：为浅源 地震主要分布区，挤压轴近 水平或微向岛弧下

28、倾斜；中深源地震震源完全处于刚 性的俯冲板块中，俯冲板块表面温度随深度增加而升高，从而震源可能位于下行板块的上半部；发生在下行板块内的地震，应力方向总是平行于下行板块的倾斜方向，可以是主张（重力拖拉占优势）或主压应力（周围地幔阻力占优势）；,近年来，在一些海底下，发现另有一列较弱的地震带，其倾向与贝尼奥夫带相反，长度也比较有限。有人推测这种震源带与大洋板块向下俯冲弯曲导致板块断裂有关，故该震源带的长度不超过板块的厚度（约85km）。,2、板块俯冲的证据 贝尼奥夫带活跃的地震活动，是刚性板块俯冲下倾的 重要证据；贝尼奥夫带所在的那一层中，具有很高的Q值，这是 俯冲作用的又一重要证据；许多海沟的岛

29、弧一侧或大陆一侧的斜坡内，发现了复 杂的叠瓦逆冲构造，证明存在强烈挤压逆冲作用；地震剖面上，有些海沟洋侧之下代表大洋基底的强反 射面逐渐倾伏于海沟陆侧之下；海沟地形和明显的负重力异常的存在，表明俯冲作用 仍在持续；板块的俯冲，亦是板块扩张的补偿所要求的；,是地球表面地形高差最大的地带，也是全球海洋深度最大的 地带；造成了地球上最强烈的地震带；出现了地球上最剧烈的火山带；出现了地球上最大的负重力异常，地壳的均衡状态被剧烈破 坏；是热流值变化最显著的地带，海沟处热流为1HFU，而附近的 活火山或弧后区，陡增至23HFU；产生强烈的区域变质作用（温度、压力），形成双变质带；,3、板块俯冲的某些后果,

30、火山成因 Volcanoes,岩浆产生的实质熔 融，即固态物质向液 态转变；熔融的原因或条件：岩石所处环境温度升高 或压力降低；当物质系统中富含挥发 组分时熔融更易实现；,板块运动的核心是海底扩张。岩石圈板块从中脊轴部向两侧不断扩张推移，在海沟处俯冲潜没，颇如一巨大的传送带。海底扩张和大陆漂移可以用板块运动的形式表达出来。,七、板块的运动,描绘板块运动时，通常认为板块具有刚性，表现在：岩石圈底面温度不超过地幔物质的固相线温度，从而岩石 圈板块基本上由固体岩石组成；地震波（横波）波速向下增大，反映岩石圈具有一定强度和弹性；洋底沉积物未受明显变形，形变（地震）主要发生在板块边缘；大陆拼接非常理想，

31、指示板块在运动中很少变形；板块能在很长距离内传递应力，其内部并不发生显著的塑性形变；,1、关于板块的刚性,认为岩石圈板块具有绝对的刚性是不合适的；碰撞带大规模的褶皱变形、内陆地震、构造活动和火山作用等；在岩石圈内部存在一些局部的层间滑动面，如莫霍面、康拉德面、沉积层基底界面、沉积层内部的蒸发岩层或泥质岩层的顶面等；地球物理探测资料表明，有些地区在岩石圈或地壳内部存在地震波低速层（低阻、高导层），一些低速层可能处于部分熔融状态，有的可能与水或挥发组分的聚集有关，如橄榄岩在水的参与下发生蛇纹石化，使岩石获得一定的塑性；低速层为近水平的层间滑移提供了潜在的滑动面，脆硬的岩石圈或地壳上层可以沿这些较热

32、、较软的层次拆离开，形成薄的岩石圈板片或地壳板片，并发生滑移；,1、关于板块的刚性,沿着浅部层位的滑动与板块沿软流圈顶面的运动有着根本的区别；前者涉及的地区有限，运动幅度不大，后者由于岩石圈和软流圈粘度的显著差别及软流圈中可能存在大规模的对流，从而其运动往往具有大区域或全球性质；从全球角度考察大板块运动时，近似当作刚性处理是可行的，因为与板块的长距离运动及板块边界的大规模变形相比，板块内部的形变相对小很多；,1、关于板块的刚性,2、板块的扩张增生与压缩消亡之间的补偿 地球膨胀说（半径增大、不同方向半径的差）；地球收缩说（全球性裂谷系的发现）；沿着大洋中脊轴部，地幔物质上涌形成新的岩石圈，岩石圈

33、通过俯冲消减来维持平衡；每年新生岩石圈2平方公里，每年也有2平方公里的岩石圈被俯冲销毁；,如果把板块当作刚体来处理，而且地球半径不变，那么，板块的运动严格遵守球面运动的欧拉定律；（1）欧拉定律 1776年，瑞士数学家欧拉（E.Euler）指出，一个刚体沿半径不变的球面的运动，必定是环绕通过球心的轴的旋转运动。在球体表面，任何一点的移动都不是沿着直线，而是弧线；如果这种移动表现为复杂的曲线形式，那么它的移动轨迹将有许多圆弧小段组成。板块的运动遵循欧拉定律。,3、板块沿球面的旋转运动,旋转轴、旋转极（欧勒极）、旋转赤道（扩张赤道）、欧勒纬线、欧勒经线,板块的旋转运动主要由板块的旋转轴的位置和旋转角

34、速度来确定。转换断层标识出欧拉纬线的走向，沿球面作这些纬线的垂线即可得出欧拉经线，欧拉经线交点的位置，就是旋转极的位置，为此可以求出两板块相对运动的旋转极（右图）。注意转换断层是不是纯剪切滑动；（兼有拉或压；陆上转换断层承袭古老断裂发育；）,（2）求旋转极,只要已知板块上任何一点的线速度值，同时求出该点的欧拉纬度，便可求出旋转角速度：,式中：为角速度（单位：度年）；V是线速度（厘米年）；R是地球半径，单位厘米；为欧拉纬度；0.0175由弧度/秒换算成度/秒的系数；,（3）求旋转角速度,为检验板块绕极的旋转运动，勒皮雄以板块旋转极为投影极，作了一系列墨卡托投影图。在这种图上，经线和纬线相互垂直，

35、都是直线；,测定板块相对运动线速度的方法，主要由以下几种：瓦因马修斯法：磁异常条带的宽度和该条带时间跨度的比值；地形法 洋底水深的变化是洋底年龄的函数，据此可以从洋底 水深的变化或中脊两翼的坡度求板块的扩张速度；贝尼奥夫带长度法 贝尼奥夫带长度与板块的俯冲速度成正比，根据贝尼 奥夫带的长度来估算俯冲的速度；大地测量法：激光测距、GPS测距；,4、板块相对运动速度的测定,板块运动（空间大地测量）,在板块的分布图上，常可见到三条板块边界相交于一点，这个点与三个板块相邻接，叫做板块的三联结合点（活三联点）；,5、板块的三联结合点,任何一对板块间的边界总是以三联点作为端点；三联点所邻接的三个板块的运动

36、，是严格地彼此关联的；与三联点相接的板块边界，可以是分离型、会聚型或转换 型边界；理论上这三类边界可组合成十六种不同的三联 点；如以R代表裂谷，T代表海沟，F代表转换断层，则 RRR型代表裂谷裂谷裂谷型的三联点，RFT代表裂谷 海沟转换断层型三联点，余类推。RRR型分布最广，如印度洋中脊三条分支的交点，是非洲 板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联点；,三联结合点的特点,B,三联点位置的迁移,1968年以来，勒皮雄（1968）、摩根（1971）、明斯特（Minster et al.，1974）等定量地描绘了全球各主要板块间的相对运动，第一次定量地描述了地球表层运动的全球图像；巨大的太平洋

37、板块朝西北，向西缘和北缘的俯冲带推 移，会聚速度在汤加海沟北部至日本海沟一带达到最 大，可达9cm/a，向南和向北均递减；,6、现代板块运动的全球图式,阿尔卑斯喜马拉雅造山带是另一巨型会聚型边界，直布罗陀地区欧亚板块与非洲板块会聚的速度仅为 0.5cm/a，为该造山带的西界；自此向东，会聚速度增大，至喜马拉雅地区，增 至56cm/a；再向东过渡为印度洋东北缘的俯冲边 界，会聚速度达7.0cm/a；,环太平洋汇聚边界把全球分呈不对称的两部分；太平洋外围的欧亚板块、印澳板块及美洲板块向太平洋方向 推进，后缘是大西洋和印度洋的张开；太平洋内部的太平洋板块、可可板块和纳兹卡板块则向太平 洋周缘俯冲潜没

38、，其后缘是东太平洋中隆的扩张；阿尔卑斯喜马拉雅造山带的形成，与非洲板块、阿拉伯板 块和印澳板块向北朝欧亚板块推移有关，这一推移又是印 度洋和大西洋扩张的结果；,板块的绝对运动，是指板块相对于地球旋转轴的运动。如果某一系统在地史时期相对地球旋转轴的位置固定不变，那么相对该系统的运动（如热点）也可以当作板块的绝对运动。,7、板块的绝对运动,10Ma来板块的绝对运动见图；太平洋板块的运动速度最大，向西偏北方向运动；印澳板块主要是向北运动；北美板块和南美板块主要向西偏南方向运动；非洲板块的旋转极位于非洲板块上，它环绕该极作逆时针 方向的旋转运动；欧亚板块主要是向西和向北运动；,7、板块的绝对运动,威尔

39、逊板总结了大洋开合的不同发展趋势，将大洋盆地的演化归纳为六个发展阶段；,八、大洋的演化威尔逊旋回,A.Rising magma upwarps the crust,causing numerous cracks in the rigid lithosphere.B.As the crust is pulled apart,large slabs of rock sink,generating a rift zone.C.Further spreading generates a narrows sea.D.Eventually,an expansive ocean basin and ridg

40、e system are created.,Zone of plate convergence.A.Oceanic-continental.B.Oceanic-oceanic.C.Continental-continental.,Generalized diagrams illustrating orogenesis along an Andean-type subduction zone.A.Passive continental margin with extensive wedge of sediments.B.Plate convergence generates a subducti

41、on zone,and partial melting produces a developing volcanic arc.C.Continued convergence and igneous activity further deform and thicken the crust,elevating the mountain belt,while the accretionary wedge grows in size.,九、热点地幔柱假说1、无震海岭 在大洋中，绵延着一系列线状延伸的火山性海岭，其上无中央裂谷发育，也不见横断海岭的转换断层。北太平洋中的夏威夷海岭和天皇海岭，研究比较详

42、实，往往被当作火山海岭中的样板。夏威夷海岭上的210多座火山，年龄显示出有规律的变化，向东南方向依次变新。,夏威夷岛链,威尔逊注意到海岭火山年龄的递变现象，提出热点假说；,2、热点,热点处于地幔中，其位置大体固定；当岩石圈跨越于热点之上时，板块仿佛被“烧穿”了，形成火山中心，在热点处不断地形成火山；板块不断地跨过热点，这样不断地“推陈出新”，便 发育成由新到老的一串火山链（？）；天皇海岭和夏威夷海岭之间有一明显的转折，表明太 平洋板块的运动方向发生过变更，这一转向大约发生 在4000万年以前（43Ma？）；除太平洋外，大西洋、印度洋以及陆上出现玄武岩火 山活动的一些地方，也有热点活动的踪迹；,

43、热点假说要点：,夏威夷岛链 Hawaii Chain,为了解释热点的形成，摩根（1971）提出了地幔柱假说；地幔柱是源于地幔深部的圆柱形上升流，它携带地幔物质 和热能直至地幔上层，在岩石圈和软流圈分界处四散外 流，但并没有形成补偿上升地幔柱的专门的下降带，或许 反向流均匀地散布于地幔中；它的位置大体固定于地幔中；重力异常及地震探测表明，地幔柱直径可达200Km甚至更 大，可以把上覆岩石圈抬起，在地表形成直径达上千Km 的巨大穹隆，导致质量盈余（15-20mGal正异常），同时 出现高热流值；热点处的火山活动就是地幔柱物质喷出的反映；（热点型火山岛常为富含碱质的碱性玄武岩，不同于洋中脊的拉斑玄武

44、 岩，暗示两者源于地幔的不同部位）,3、地幔柱假说,Indications for Mantle Plumes from Seismic Tomography,Wolfe et al.,1997,据摩根的看法，地球上的地幔柱总共不超过二、三十个；热点地幔柱假说为解释板块内部的火山和构造运动，为描述板块的绝对运动，以及阐明火山海岭的定向排列和年龄地变等一系列现象，开辟了有益的途径。问题：地幔柱的起因或成因机制？地幔柱与地幔中主要对流之间的关系？二者是如何交切 的？,3、地幔柱假说,任何一种合理的板块驱动机制，至少要满足下列条件：a，能产生足够大的力；b，合乎物理学（流体动力学、热力学、力学）基本

45、原理；c，符合根据地球物理观测得出的地球内部的性质；d，驱动机制产生的效应要与现代岩石圈的性状和动态相一致，应能解释板块运动在地质历史中的演变过程；,十、板块的驱动机制,对流 由于介质的热平衡或化学平衡遭到破坏，会引起各部分的密度差，从而导致重力的不稳定，轻者上浮，重者下沉，从而形成对流；两种基本类型的对流 热对流：其密度差是由化学成分相同的物质的温度差 引起的，下部的热物质到上部逐渐冷却；化学对流（重力对流）：由于存在两种或多种化学成分 不同的粘性物质，较轻的物质分布在下部；,十、板块的驱动机制,岩石圈下面软流圈的存在是板块运动的物质基础。板块驱动机制中讨论最多的是地幔热对流，后来又提出一些

46、不同的假说。1、地幔对流说（热对流）板块运动的地幔热对流假说是被多数地质学家所接受的假说。热而低密度的地幔物质上涌，在岩石圈底部向两侧扩展成为平流，平流过程中由于热传导使之变冷，冷而重的物质沉入地幔深处，在深处重新加热再升起，如此往复循环；,十、板块的驱动机制,（1）瑞利条件分析 瑞利（1916年）：R=*gh4/（*）膨胀系数；温度梯度；h层的厚度；热扩散率；动粘滞系数（=/，粘滞系数）分子促进对流的因子（浮力）；分母阻碍对流的因子（粘滞阻力及热扩散的耗散作用）R瑞利数，R越大，越容易发生对流；粘滞系数的大小，对能否发生对流影响很大；岩石圈下面存在厚度不小于100Km的低粘度层次，其粘滞系数

47、=1021Pas（泊）；下地幔粘度：1026泊？1022泊？将地幔当作流体来处理：高温、长时间力作用；厚度大有利于地幔对流的发生；,十、板块的驱动机制,（2）地球内部的传热机制 地球物理揭示，在几十Km或近百Km深度以下，低温梯度大幅度降低；如果单靠热传导方式，从地球内部难以传出足够多的热量，计算表明，单靠热传导，500-600Km深处的热到达地表，需要时间3亿年左右，地幔-地核界面的热传至地表，所需时间超过地球的历史。为了使地幔内部不致积累大量热量而被熔化，地球内部必定存在着其他方式的传热机制，它能够在低低温梯度下传出足够多的热；除热辐射外，地球内部物质本身从高温区迁移至低温区，是一种最有效

48、的传热方式，即很可能存在地幔热对流，它是地球对于其本身加热过程的一种自然平衡作用；U、Th、K等放射性元素衰变产生了地球内部的热能，冷却作用由地球表部发生，从而导致地幔内的热对流。,十、板块的驱动机制,浅地幔对流模式 下地幔粘性太大，上地幔下部的相变也可能阻碍对流，对流局限于上地幔的软流圈中，热能来自放射性衰变；深地幔对流模式 对流发生于下地幔或整个地幔内，对流热量来自地核；深浅地幔对流相结合的热柱对流模式 认为由液态外核供给热能使热的地幔物质从核幔边界沿着狭窄的圆柱形通道上涌，在地表形成热点，在近岩石圈处向两侧扩散的水平流只在软流圈中扩散开来，变冷的物质在平流过程中逐渐下降而回到地幔深处；,

49、（3）地幔的对流的三种模式,该模式认为，板块的俯冲潜没是由于板块的冷却变重所致，下潜板块与周围地幔之间的密度差产生负浮力；板块俯冲时伴随的相变（辉长岩相变为榴辉岩，橄榄岩相变为尖晶石等），也导致板块密度增大，从而更有助于把板块拉下去；,2、俯冲板块的重力拖拉作用,岩浆在洋中脊轴部灌入，如同在板块中间不断地打进楔子，从而推着岩石圈向两侧运动；,3、洋脊顶部的推挤作用,由于中脊轴部软流圈顶面的位置最高，在中脊侧翼，板块可以沿倾斜的软流圈顶面顺坡向下滑移；,4、顺坡下滑作用,注意：,在地幔对流（热对流和重力对流）中，岩石圈板块是被动的，软流圈是主动的，板块在地幔拖曳力带动下被动地驮载在地幔对流之上移

50、动，板块运动与地幔对流上部水平分支的流动方向一致；在推-拉模式中，岩石圈板块是主动的，软流圈是被动的，板块是独立地沿着软流圈顶面滑移，作用于板块底面的地幔拖曳力反而成为一种阻力，板块本身仿佛构成了对流的上部水平分支；推-拉模式的前提是岩石圈已经破裂成为若干个巨大的板块，他们取法解释地质历史中板块的形成，板块的主动机制可能提供局部的或次一级的驱动力。关于板块的驱动机制问题，迄今仍未获得圆满的解决；一种现象是否存在与能否解释，是不可混为一谈的两项命题；不能因为还难以解释其发生机制便不承认现象（如板块运动）的存在。,十一、地体构造,二十世纪七十年代中期，在北美西部科迪勒拉地区提出了一种新的大地构造理