《板块构造》PPT课件.ppt

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1、第七章 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,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；,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

2、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；,各圈层化学成分特征,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；,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

3、，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。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，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，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

4、厚（可达1-2km）；第二层：纵波速，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，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、过度壳,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、大陆漂移学说的衰落 四、地质调查的新

5、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（，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。由于大陆原来是一大块，所以以前根本不存在大西

6、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：北美洲纽芬兰一带褶皱山系与西北欧斯堪的纳维亚半岛

7、 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；,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

8、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，活动论和古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

9、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 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

10、（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，这意味着大陆和大洋之间存在着相互运动。,4、大陆之间存在相对位移 二十世纪六十年代，Runcon

11、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和Dietz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

12、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。

13、Vine和Matthews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 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

14、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 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

15、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。,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，19

16、68）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、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

17、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

18、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,4、转换断层的形成机制 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

19、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（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,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

20、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；,3、大洋岩石圈厚度的变化 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。,4、洋底水深与扩张速率

21、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；,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；中脊体积变化所引起

22、的海平面升降的速率约1cm/ka，较冰川型海平面升降（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，实际上是洋底边扩张、边沉降的反应；,六、贝尼奥夫带与板块的俯冲1

23、、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。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。,（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

24、块俯冲速度有关，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,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

25、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；,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；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；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,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

26、块的运动,描绘板块运动时，通常认为板块具有刚性，表现在：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；洋底沉积物未受明显变形，形变主要发生在板块边缘；大陆拼接非常理想，指示板块在运动中很少变形；但是认为岩石圈板块具有绝对的刚性是不合适的，如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。,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 沿着大洋中脊轴部，地幔物质上涌形成新的岩石圈，岩石圈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

27、；（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,板块的旋转运动主要由板块的旋转轴的位置和旋转角速度来确定。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）。,（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

28、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由角度换算成弧长的系数；,（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，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

29、距、GPS测距；,4、板块相对运动速度的测定,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，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

30、三联点；,三联结合点的特点,B,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

31、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，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

32、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 sin

33、k,generating a rift zone.C.Further spreading generates a narrows sea.D.Eventually,an expansive ocean basin and ridge system are created.,Zone of plate convergence.A.Oceanic-continental.B.Oceanic-oceanic.C.Continental-continental.,Generalized diagrams illustrating orogenesis along an Andean-type subd

34、uction zone.A.Passive continental margin with extensive wedge of sediments.B.Plate convergence generates a subduction 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 ac

35、cretionary 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。,威尔逊注意到海岭火山年龄的递变现象，提出热点假说；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，在热点除不断地形成火山；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

36、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；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；,2、热点,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，它的位置大体固定于地幔中；热点处的火山活动就是地幔柱物质喷出的反映；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

37、途径。,3、地幔柱假说,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对流，后来又提出一些不同的假说。1、地幔对流说（热对流和重力对流）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,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；浅地幔对流模式 对流发生于上地幔的软流圈中，热能来自放射性衰变；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

38、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；,地幔的对流有三种模式,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

39、滑作用,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出现了一种新的大地构造理论构造地层地体（简称地体）。此理论在原来认为均一的构造岩相带中识别出大小不等、性质不同的许多地体，成功的解释了北美大陆的增长过程。按美国地质学家D.Howell等人的定义：以断层为边界的、具有区域规模的地质实体，就是地体，地体之间以不同的地质发展史为特征。,（1）地体的四周必须由断裂围限，它们可能是深断裂；（2）地体要具有一定面积，占据一定空间，目前已知最 小的直径约50千米，大者可相当于一个次大陆，达 百万平方千米；（3）每个地体都具有自己独特的地质演化历史；在同一地体内部，有一定的地层层序、岩石组合

40、、古生物种属；有一定特征的构造运动、变质作用和岩浆 活动；（4）相邻地体之间不存在过渡岩相带；,1、地体的主要特征,2、地体运动的主要特点,地体的运动非常复杂，可以是平动或旋转运动；运动过程中地体发生离散、拼合、增生、迭缩；离散作用造成地体的破裂、分散和沿断层滑移；拼合使 小地体连成复合地体；增生使地体拼合到大陆边缘，形成新的陆壳；迭缩则导致地体拼合到大陆边缘时 由前陆区向陆内方向形成一系列推覆构造和叠瓦构造；地体拼合、增生的方式包括消减、碰撞和走向滑移，伴生 强烈造山运动、岩浆活动和变质变形；,3、地体的主要类型,根据地体组构不同，可分为四种类型：（1）地层地体：地体有清晰的地层层序，可据它

41、确定不同地 层间的内在联系，如接触关系、沉积关系等。据地体 成因的不同，又可分为大陆型、洋盆型和岛弧型，分 别相当于陆壳、洋壳和火山弧的残块；（2）破裂地体：地体内部断层发育，岩性差异明显、时代多 变，常形成不同成因岩石碎块的混杂；（3）变质地体：地体遭受复杂的变质作用，发育特定的变质 岩组合和变质组构；（4）复合地体：两个或两个以上地体拼合而成，在其发育过 程中，诸小地体曾经历过一段共同的地质演化历史；,4、地体与板块的关系,三种认识：认为地体可以取代板块，阿拉斯加由50多个地体组 成，北美西部有200多个地体，整个北美大陆可划出 1500多个地体，称之地体构造或地体学；认为地体是具体而微小

42、的板块，地体构造代表板块构 造的进一步发展；认为板块还是板块，只是北美西海岸的地质构造有其 特殊性，需要地体来补充；,第四节 板块活动与地质作用 一、岩浆活动的构造信息 二、火山岩岩石系列 三、陆壳的增生与花岗岩的成因 四、洋壳的形成与蛇绿岩套 五、俯冲变质作用 六、碰撞带的区域变质作用 七、洋底变质作用,板块构造理论的建立，将岩浆活动、变质作用等内 生作用和沉积作用纳入统一的全球构造模式中；岩浆活动、变质作用、沉积作用与所处的大地构造 环境息息相关，它们深受板块活动的控制；反过来，岩浆作用、变质作用、沉积作用研究可以 为板块构造研究提供重要信息，是大地构造研究 的重要组成部分；,一、岩浆活动

43、的构造信息,地热增温模型中熔融曲线和地热增温曲线不相交，说明上地幔是固态；,A，加热；B，减压；C，大陆裂谷和大洋中脊是减压的过程，俯 冲带是摩擦增温的过程；从而岩浆的发 生和构造变形就联系起来了；,固态岩石生成岩浆的可能途径,岩浆的熔出过程，是鲍温反应系列的逆过程，分馏作用一旦开始，其剩余成分总的来说与其原始（结晶固体）成分不再相同，而缺少了易熔组份，一般称为“亏损了的”。不同地区（构造环境）由于亏损程度不同，导致新生岩浆的成分也不同。这样根据岩浆作用生成岩石的化学及稀土元素特征可以指示大地构造背景。这就是岩浆岩地球化学研究大地构造环境最根本的理论依据。,火山岩岩石系列：指一套有成因联系的岩

44、浆岩杂岩体，它们在时间和空间上紧密伴生，并反映一定的大地构造环境；,二、火山岩岩石系列,（1）根据87Sr86Sr初始比值，可以分为两大类：幔源成因的（0.7100）；（2）根据化学成分特征分为三个系列：拉斑玄武岩系列；钙碱性系列；碱性系列；,火山岩岩石系列的分类,本系列代表岩石是拉斑玄武岩，但也含安山岩，少岩英安岩 和流纹岩；暗色矿物成分主要为辉石，不含或含少量橄榄石，基本不含角闪 石、黑云母；化学成分特征：二氧化硅饱和或弱饱和（SiO2含量多在4863之间）；贫碱、贫钾，富铁；K2O（1）和TiO2的含量极低；Na2O/K2O比值偏高，可达540；铷（Rb）、锶（Sr）、钡（Ba）等大离子

45、亲石元素含量很低；,1、拉斑玄武岩系列（TH）,碱性玄武岩,包括高铝玄武岩、安山岩、英安岩以及流纹岩，其中 以安山岩最为常见，其次是英安岩和流纹岩；钙碱性系列的化学成分和矿物组分处于拉斑玄武岩和 碱性玄武岩之间；暗色矿物可以有少量或多量角闪 石、黑云母；化学成分特征：K2O、TiO2和大离子亲石元素比拉斑玄武岩系列高；Al2O3的含量很高；铁的含量不高。轻稀土元素有一定的富集；,2、钙碱性系列（CA）,以高碱含量区别于钙碱性岩系列和拉斑系列；这一系列可分为两组：（1）钠碱组，包括碱性橄榄玄武岩、橄榄粗安岩、粗 面岩和碱性流纹岩，本组K2O/Na2O比值远低于1；（2）钾碱组，包括橄榄安粗岩、二

46、长安山岩等，本组 的K2O/Na2O比值接近于1。碱性系列化学成分基本特征：碱含量高（57，甚至更大）；K2O的含量在24以上；大离子亲石元素的含量很高；具富集型的轻稀土分配形式；铁的含量与钙碱性系列相近；,3、碱性岩系列（A）,4、火山岩系列的产出环境,大陆内的岩浆活动多集中在大陆裂谷带，某些表面上与裂谷带联系不密切的板内岩浆活动，也是在裂前拱起阶段或沿具有裂谷作用的深断裂发育的；,5、大陆裂谷带及大陆板内的岩浆活动,（1）大陆裂谷的喷出岩 以溢流玄武岩组合和双峰火山杂岩组合两种组 合或其中之一为特征；双峰组合：以基性岩和酸性岩密切共生为特点，其间很少有 中间成分的中性岩，反映基性岩浆和酸性

47、岩浆的 准同时喷发，是岩浆结晶分异良好的产物；,主要特征,溢流玄武岩组合：主要由拉斑系列和碱性系列的玄武岩、超钾质熔岩以及与它们有关的分异物组成；与洋中脊拉斑玄武岩和大洋岛碱性系列相比，大陆熔岩（玄武岩）中更富钾；强碱性或碱性系列形成于裂谷前期或初期，弱碱性或拉斑系列形成于裂谷期；从而，由于裂谷的扩张，早期的喷出岩（强碱性）分布在裂谷的边部，晚期的喷出岩（拉斑系列）则分布在裂谷的轴部地带，整体呈对称环带分布；,在裂谷带的溢流玄武岩区或其外围，常分布有 辉绿岩岩床或岩墙群；化学成分上，可以是拉斑玄武质，也可以是碱 性橄榄玄武质，它们与溢流玄武岩的岩浆同源；常产于裂谷盆地，但岩墙群可延伸到盆地之外

48、 很远的地方；,（2）辉绿岩岩床和岩墙群（浅成侵入岩）,总体成分相当于辉长岩；岩体规模从岩株到岩基变化很大；化学成分为拉斑玄武质，硅酸多不饱和，有的 具有碱性趋势；岩体内部从底部到顶部在矿物成分、化学成分 上具有过渡性；从底部到顶部依次为超基性岩、辉长岩、铁质 辉长岩或低铁闪长岩等，反映层状基性侵入 体是拉斑玄武岩浆在低压下通过结晶分异作 用产生的晶体堆积产物；,（3）层状基性侵入体（深成侵入岩）,金伯利岩是一种富镁富钾的偏碱性的超基 性岩，常以岩颈、岩脉形式产出，产于前寒武 纪地区的大陆裂谷带；,（4）金伯利岩、碳酸岩（浅成侵入岩）,俯冲带的岩浆活动主要发生在岩浆弧的范围内，距海沟轴约150

49、300km，平行于海沟或岛弧展布；自海沟向陆方向，俯冲带的岩浆岩不仅喷出体积和岩浆活动规模减小，且岩石成分有规律地变化，表现出水平分带性；一般随着与海沟轴距离的增加，依次分布有拉斑系列、钙碱系列和碱性系列；,6、俯冲带岩浆系列的水平分带性和成分极性,岛弧火山岩成分的极性 指随着与海沟轴距离和俯冲深度的加大岛弧火山岩 成分有规律的变化的现象；具体表现为：从大洋向大陆方向，岛弧的Fe、Na/K、重稀土元素减少；K、轻稀土元素、87Sr86Sr、Rb/Sr、La/Yb、Th/U、大离子 亲石元素（Rb、Cs、Ba、U、Th、Pb等）含量逐渐增加；火山岩成分的极性可以指示俯冲带的俯冲方向；,火山岩系列

50、的鉴定，对识别古岛弧、恢复古构造环境有重要的意义。采用岩石化学方法鉴别火山岩系列时，应收集尽可能多的可靠的分析数据，谨慎地综合运用各种方法，并与地质方面的其他标志相配合，方能获得较为理想的效果。,7、火山岩系列的鉴别,（1）利用（Na2O+K2O）对SiO2图解,（2）利用FeOMgO对SiO2变异图判别拉斑玄武岩系列（随 SiO2含量增加有富铁趋势）和钙碱性系列,（3）利用Cr（24）-Ti（22）坐标图可有效地判别岛弧拉斑玄武岩 和中脊拉斑玄武岩,（4）利用Zr（40）-Ti（22）坐标图也可以判别岛弧拉斑 玄武岩和中脊拉斑玄武岩,岛弧拉斑玄武岩投影于A和B区；洋中脊拉斑玄武岩投影于B和D