大地构造课后题

1、构造课后题绪论1什么是构造构造学是研究地壳和上地幔主要为岩石圈的结构、组成、构造特征及其演化、成 因、运动、动力的一门学科构造学是研究地壳和上地幔主要为岩石圈的结构、组成、 构造特征及其演化、成因、运动、动力的一门学科黄邦强,1984 .1构造学的研究容和方法有哪些构造学要解决的中央问题是：地壳运动的方向,即水平运动和升降运动*地壳运动踪迹的空间分布规律,即活动区和稳定区地壳运动随时间的开展规律,即活动的周期性*地壳运动的动力来源,即驱动力的问题在研究容和方法上,构造学主要包括三个方面： 地质学方面：主要通过各种地质手段研究深部作用的地质表现及其开展规律 地球物理方面：主要根据地震、重力、地磁

2、和地热等资料研究地壳及上地幔的部结构和 发育过程 地球化学方面：主要研究地壳和上地幔的成分,构造圈的物质交换以及岩浆活动、变质作用的原因和机理2构造学开展经历了哪几个阶段构造学研究简史： 感知时期前17世纪萌芽时期17世纪中19世纪初历史构造学时期19 世纪一20世纪中 板块构造时期20世纪中一中国构造学研究简史： 1926年以前,以外国人为主.1927-1955 ,中国构造的开创奠基时期.1956-1976,构造学派百家争鸣时期.1976年以来,板块构造盛行并“一统天下时期.4区域地质构造的概念、研究方法区域构造学：应用构造理论来研究区域地质的根本特征,特别是古生代以来的区域构造基 本特征,

3、揭示其岩石圈形成、发育和演化的根本规律,以及各类地质矿产的成矿规律和分 布特征.区域构造学的研究方法: 历史一构造分析法 将今论古法构造类比法地壳和上地幔构造1掌握地球部圈层划分情况主要界面及各圈层特征康拉德面为地球部的次级不连续面在此面上地震波发生加速,纵波 P波由5.6km/s左右增加到7.6km/s左右,横波左右,横波S波由3.2km/s左右增加到左右增加到 4.2km/s左右大陆地壳花岗岩层和玄武岩层之间的界面在莫霍面上下,纵波速度从7.0 km/s迅速增加到8.1 km/s左右；横波速度那么从 4.2km/s增加到4.4km/s左右莫霍面出现的深度,大陆下平均为33 km ,大洋下平

4、均仅为 7km 莫霍面之上称为地壳 1914年由美籍德裔学者古登堡年由美籍德裔学者古登堡 B. Gutenberg, 1889-I960 发现在此不连续面上下,纵波速度由13.64km/s忽然降低为7.98km/s ;横波速度从7.23km/s到忽然消失 该界面位于地下 2885 km处.莫霍面之下到古登堡面之间称 为地幔,此界面之下到地心,称为地核软流圈 上地幔顶部存在着一个地震波低速层,其深度一般在地表之下100km-350km.是低速带的物质发生局部熔融使其强度降低的结果.该带易于发生塑型流动,称软流圈.其上的地壳和上地幔顶部组成岩石圈.2理解岩石圈板块垂向和横向上的不均一性的表现大陆岩

5、石圈成分的不均一性大陆岩石圈的上部是由非均一成分和具有复杂构造和热演化史的不同块体拼合而成,因而它们具有不同的强度.大陆下地壳的性质因地而异,不同的性质造成了复杂多样的效应与结果.岩石圈的纵向和横向不均一性：岩石圈存在垂向的分层性和横向的不均一性3重力场、地热场、地磁场在构造学理论中的应用结合后面学习容地热场衡量地热的两个参数是地温梯度和热流值地温梯度：常温层以下,每向下加深100米所升高的温度热流值：每秒通过地表单位面积的热量,为岩石热导率和地温梯度的乘积,单位为毫瓦/米2常用单位为HFU 微卡/厘米2, 1HFU=41.87毫瓦/米2地磁场地磁三要素磁场强度磁偏角磁倾角地球磁场包括根本磁场

6、、变化磁场和磁异常地球中央假定的磁柱被称为磁偶极子,由它产生的偶极子磁场占地磁场成分的95%以上,是构成稳定地磁场的主体,即地球的根本磁场.根本地磁场的强度在地表附近较强,向上 在空气中逐渐减弱.这说明它主要为所地因素限制.变化磁场主要由于来自地球外部的带电粒子的作用,叠加在根本磁场上.太阳是这些带电 粒子流的主要来源.地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场,它也叠加在根本磁场之上.一地的磁 异常为实测磁场强度减去根本磁场的正常值来求得.所得值为正值称正异常,为负值称负 异常.地壳含铁较多的岩石和富含铁族元素(Fe、Ti、Cr等)的矿体常可引起正异常,而膏岩矿床,石油天然气储层,富水地层

7、或富水的岩石破碎带那么常引起负异常.(4)根本概念：岩石圈、布格重力异常、重力均衡岩石圈：地球表层的刚性壳,由能够独立地相互运动的不连续的板块组成,这种板块的组合就构成地球的岩石圈.厚50-200km布格重力异常：经过高度和剩余物质校正的重力异常.重力均衡：地壳物质为适应重力的作用,总是力求与其更深部的物质之间到达质量或重量 上的平衡状态的现象.地台与地槽(1)地槽和地台的概念关于地槽的理解：地槽的概念具有两重性质,早期主要表现为地壳上形成深坳陷,这种深坳陷可以被沉积 物所补偿,从而形成被巨厚沉积物所占据的沉降带,也可以不被沉积物所补偿,形成深海 盆地；晚期强烈褶皱上升形成巨大的山系时间上指古

8、生代以来曾有过强烈活动的地带地槽主要位于大陆边缘,少数位于大陆部地台是地壳上相对稳定、具有明显双层结构的地区.(2)复理石沉积组合和磨拉石沉积组合的涵义及其揭示的构造意义复理石建造：是地槽沉积建造中的重要类型.复理石是一种有规律的复杂互层的巨厚沉积 建造,通常有两种或两种以上的岩石在剖面上有韵律地交互出现.绝大局部为很规那么的单 调的砂岩和泥(页)岩互层,或夹有极少的泥灰岩、灰岩.单个韵律厚度较小,仅为 0.5m-2m ,韵律底部较粗,向上顺序变细,顶部韵律常有大量的各种象形印模和沉积物的 滑动痕迹.岩层中几乎不含化石,层理一般很好,但岩石分选性差,显然没有遭受波浪的 再造作用和再沉积作用.形

9、成复理石建造的构造环境是在地槽处于褶皱回返前奏的构造运 动,当时地槽分裂成几个槽型盆地,其间有岛屿和岛列隆起,正在隆起的山脉遭受强烈的 侵蚀,泥砂碎屑物质在陡峻的斜坡上,一次又一次地受到重力滑动的扰动,巨大的沉积体 被卷入浊流,不断地冲流到槽型盆地中,每一次扰乱的浊流按粒级分选堆积,形成复理石 韵律.磨拉石建造：出现于褶皱回返期后阶段.磨拉石建造通常分布在地槽褶皱带外侧的边缘盆 地中,这个坳陷是由于地槽褶皱隆起而形成的补偿性坳陷.建造物质组成中以砾岩、长石 砂岩、复矿砂岩等粗碎屑岩占绝对优势,此外尚夹有粉砂岩、粘土岩.边缘坳陷是一个不 对称的坳陷盆地,近地槽褶皱带的一侧下陷快而幅度大,发育大量

10、砾岩,时夹砂岩,这些 沉积物大局部是快速水流搬运和沉积的河流相、洪积相,所以它们具有明显的流水层理一 交错层,沉积厚度大,变化快,自几百米到几千米.向外他们就迅速变为红砂岩和泥(页)岩,夹蒸发岩沉积,再向外随着远离山系,颗粒就变得更细.(3)比照地槽和地台的主要特征地质特征f也槽地 台形态特征皇秋长的祭带状,匕达数百至数 宽仅数十至数百km星近方园形的块状,面积广阔, 达数目至数千kn?地貌特征宏伟的长条形巾腺地势平垣地层特征内度巨大.泄地槽走向公布,骞 性复杂.岩桎、厚度变化大跃度不人,野性、心相、修度较 修定沉积建造硬砂岩健造、复理石建造、磨拉 的建造、珊岩角堤岩崖凿等午英砂岩建造.碳酸岩

11、建造、红 色碎屑岩建造誓构造形态复杂.格皱世那么.形成大紧密 线形褶皱.筋裂发育的单,褶皱微弱,岩层产状近水 平.形成鹿缓短轴褶皱岩浆活动强烈.不同时期有不同岩性、不 同类型和产状的岩浆岩微弱r仅局部沿断裂有小戊侵入 体和喷发岩分疝变质作用右心常遭受一定程明的区城变项岩石一般无区域变质现象矿产特征以内生广产为主,伴葩不同时期 的岩浆活动有相应的产类型二外力矿产为主,Fe. Mn、P、AL煤、石油.洋盐等地球物理多为施震活动带：M面深：具 异常上地慢；重力异常呈带状展 小二微异塔里一定短模沿走向线 形分布；热流值而无异常上地悔；篁力异常为低负 倬,小规那么,变化平缓；磁异常 常兄宛媛的不规那么形

12、：异常幅收 变化较小；热流值低(4)优地槽和冒地槽的区别及联系优地槽：以坳陷过程中伴有强烈的海底岩浆喷溢,形成细碧角斑岩沉积组合为特征.沉积 物巨厚,且多为深水相浊流沉积,这些沉积岩系遭受了晚期的强烈构造改造,并叠加有广 泛的区域变质作用.当优地槽与冒地槽共生时,优地槽总是位于远离大陆的一侧冒地槽：以缺乏喷溢火山岩的巨厚沉积岩系为特征,浅海碳酸盐岩沉积占优势.在造山过 程中,缺少大规模的中、酸性岩浆侵入活动,变质作用也不十清楚显.当冒地槽与优地槽 共生时,冒地槽总是位于靠近大陆的一侧(5)地槽和地台的开展演化过程地槽的开展过程分为沉降阶段和上升阶段.1沉降阶段沉降阶段以强烈下降为主,下降速度快

13、、下降幅度大,从邻区搬运来的大量沉积物快速堆 积,沉积厚度可达几千米甚至上万米,除下部有少量陆相沉积外,主要为海相沉积.下降 初期：沉积物主要是相邻大陆地区剥蚀搬运来的陆源碎屑物质,因此最下部形成以长石石 英砂岩、硬砂岩等陆源碎屑岩沉积为特征,称为下部陆源碎屑沉积组合.下部为陆相,上 部为海相沉积组合.下降后期：海侵围扩大,在广阔的浅海里,陆源碎屑成分减少,生物 化学沉积增多,形成成分不纯的碳酸盐岩,并夹有粘土岩、细碎屑岩和硅质岩；也有泥质 页岩沉积组合强烈下降常伴生巨大断裂,导致中性一基性为主的海底火山喷发和侵入活 动,形成与之有关的海底火山沉积组合,伴有基性-超基性侵入体2上升阶段上升阶段

14、以强烈上升、褶皱为特征,下部为海相、上部为陆相沉积.上升初期：地槽正处 于升降交替的阶段,地壳运动较活泼,诱发的浊流较发育,形成复理石沉积组合,继之形 成上部陆源碎屑沉积组合.上升后期：各中央隆起之间形成假设干山前坳陷,其中往往有残 留海水,四周被山地阻隔而外海隔绝,因强烈的蒸发作用而形成含膏盐沉积组合；又由于 中央隆起局部为植物繁生提供了场所,在边缘坳陷中常形成含煤沉积组合地槽上升后,出 现高耸山区,剥蚀的碎屑物质快速充填于山间、山前坳陷中形成磨拉石沉积组合强烈上升 诱发大规模的岩浆侵入,中期有大、中型花岗岩侵入,后期有碱性岩侵入和火山喷发 地台开展可分为三个阶段：早期阶段：差异升降较明显,

15、部构造有一定程度的分异.地台部差异升降微弱,形成开阔 的大型隆起和坳陷,接受少量沉积,岩相、厚度较稳定.地台边缘差异升降较明显,形成 狭长带状的隆起与坳陷,坳陷沉积厚度大,岩相、厚度变化也较大,局部有断裂和火山活 动.中期阶段：地台整体沉降或大面积差异沉降,部差异沉降微弱,沉积厚度小且稳定, 岩相稳定,以滨、浅海相的碎屑岩、碳酸盐岩和海陆交互相含煤沉积为主,构造变形、岩 浆活动和变质作用十分微弱.晚期阶段：地台整体上隆,发生海退,部可出现断块差异隆 升,形成陆坳陷或断陷盆地,发育陆相含煤、含油与膏盐沉积组合,构造变动较强烈,形 成平缓开阔褶皱及地堑-半地堑构造(6)评述槽台学说的价值及局限性价

16、值和意义: 槽台学说主要从地壳组成的观点研究构造,强调对组成地壳的沉积岩、岩浆岩、变质岩 的性质和分布及其开展历史的研究,各学科之间横向交叉受到了鼓励 槽台学说从对立统一的观点出发,把地壳划分为相对稳定和相对活动的构造单元,并以 它的转化作为地壳演化的标志简历了地壳构造开展的阶段性的观点,由此产生的比拟构造 学思路对区域地质工作者具有深刻的影响局限性： 槽台学说的根本出发点是固定论,在分析地壳运动时,多数学者只注重垂直运动而无视 了水平运动,学术思想体系属于海陆固定论,也没有使地质科学摆脱描述为主的状态 槽台学说取材于大陆,未涉及占全球70%以上面积的洋底；工作也多侧重在易于大围对比的古生代浅

17、海相地层,以偏概全,把根据大陆围古生代这个短暂阶段的资料概括出来的 规律性熟悉,不加限制地外推到全球整个地质历史时期,导致很多熟悉上的失误 将地壳划分为地槽和地台两种根本构造单元缺乏以概括全球地壳的构造类型 用槽台转化模式解释地壳的开展演化不能解释各地质时期动力环境的多样性 各级构造名称繁杂,使地槽的概念陷于混乱大陆漂移学说(1)大陆漂移学说的根本观点 石炭纪以前全球只有一个大陆(泛大陆、Pangea联合古陆)和一个大洋(泛大洋) 大陆由较轻的、刚性的硅铝层组成,它漂浮在较重的、黏性的硅镁层之上 从中生代开始,在潮汐力和离心力的作用下,联合古陆逐渐破裂、别离,产生离极漂移 和向西漂移,造成现在

18、的海陆分布 大西洋、印度洋是在大陆分裂漂移的过程中形成的,太平洋是泛大洋的剩余 大陆漂移的驱动力主要是向西漂移的力和指向赤道的离竭力,西漂的力源于日月引力所 产生的潮汐摩擦力,离竭力那么来自地球自转的离心力 大陆在向赤道和向西漂移的过程中,前缘受到挤压褶皱形成山脉,后缘由于硅镁层的黏 结、拖曳而脱落形成岛弧、岛屿(2)大陆漂移学说的主要证据大陆拼合 地质构造的联接 地层、岩石、矿床发育的证据十古生物证据 古冰川与古气候证据古地磁与大陆漂移(3)大陆漂移学说的主要问题所在 漂移机制由于当时熟悉水平有限,对漂移方式和动力所做解释,难以自圆其说格纳从地壳均衡观点出发,认为较轻的硅铝质大陆块像冰山一样

19、沉浮在较重的硅镁质岩浆 里,大陆Si-Al块就在Si-Mg层上漂移,当大陆漂移时,其前方的洋底被大陆所掩覆,而在 它的前方,新的 Si-Mg层洋底不断地露出来.但事实上,洋底硅镁层并不具塑性和流动性 大陆漂移的驱动力Wegener提出的驱动力有两种： 离竭力一经计算只占重力的几百万分之一,缺乏以引起 两极向赤道漂移. 潮汐力一经计算非常小,只有 10-4达因达因/cm2 ,远缺乏以推动大 陆向西漂移 测量数据的精度Wegener曾利用一组测量数据论证大陆漂移,他引用天文测量成果指出格陵兰东北与欧洲 之间的距离,以每年 35m的速度在逐年增加,但当时的测量精度及技术条件远缺乏以来证 实或否认大陆

20、漂移,这组误差甚大的测量数据引起了许多学者的抨击. 其它 大陆漂移说不能合理地解释石炭纪以前的地质历史海底扩(1)海底扩学说的根本思想海底扩学说的根本思想： 全球规模的大洋中脊是洋壳生长的地方.大洋中脊顶部为地幔物质上升的涌出口,源源 不绝的上涌地幔物质冷凝形成新的洋底,并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称的扩移动 海底并不是无限扩的,在海沟随着地幔下降流而俯冲消亡于地幔中,洋脊扩中央的拉伸 或增生作用与海沟俯冲带的消减作用并存 大洋的形成和消亡使大陆发生破裂、漂移和拼合,并维持地球外表积的平衡(2)海底扩学说的主要证据大洋中脊和裂谷系海沟及贝尼奥夫带海底磁异常深海钻探成果与海底年龄转换断层(3)

21、贝尼奥夫带、双变质带、瓦因-马修斯假说、转换断层的概念震源深度靠洋侧较浅,靠陆侧较深,总体构成一个向大陆倾斜的震源带,在地震学上称为贝尼奥夫带或和达-贝尼奥夫带(Vadati-Benioff zone )双变质带：俯冲作用中,由于温度和压力作用,常形成高压低温型和高温低压型双变质 带.瓦因-马修斯假说：海底磁异常条带是在地球磁场不断倒转的背景下,海底不断新生和扩的 结果.高温的地幔物质不断沿大洋中脊轴部上涌冷却成新的海底,当它冷却至居里温度 时,便会沿当时地球磁场被磁化；如某个时候地磁场发生转向,那么这时形成的海底玄武岩 层便在相反的方向上被磁化；扩着的海底象录音带一样记录着地球磁场倒转的历史

22、转换断层(transform fault )由Wilson于1965年提出大西洋中脊被东西向转换断层错 开.转换是指一种构造转换为另一种构造,是运动方式或构造带类型的转换,转换断层就 是位移忽然终止或者改变形式和方向的断层(4)转换断层与平移断层的区别转换断层与平移断层比照特征平移断层转换断层常距错开的中誉耨越错越远开的中智间距不会加大错动抽固错前沿餐个断裂发生惜动悦发生在中脊轴之间;中方铺 外.崎层两盘移动方向相同.速度 相同*无相互位移错各方向和运 动方向关系中餐情动方向扃断屎运 劾方向中脊之间错动方向和断层运动后向 相反簿端靖勖两嫡躅来招弱.逐 渐终止中间不新错动,故地震频微.中 套外错

23、动忽然修止,转变为另一科| 运动.如扩张无地震形成时间断层形成晚于中青断层与中脊同时彩成板块构造学说(1)板块构造学说的根本容固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层：上部刚性的岩石圈 和下部的塑性软流圈.整个地球的岩石圈并不是连续完整的圈层,它被中脊、海沟、转换断层及年青造山带几 种活动带分割成假设干大小不一的块体,叫做岩石圈板块,简称板块.板块彼此间在软流圈 之上作大规模水平运动.相邻岩石圈间水平运动有三种类型：在洋中脊裂谷带,两板块作背向运动离散,产生新洋壳和海底扩在海沟-岛弧带位置上,两板块相向运动会聚,伴随洋壳消亡或大陆碰撞；在转换断层处,相邻板块间发生走向滑动,洋

24、壳既无新生,也无消减.岩石圈板块横跨地球外表的大规模水平运动,可用欧拉定理描绘为一种球面上的绕轴旋 转运动.在全球围,板块沿别离边界的扩增生与沿会聚边界的收敛消亡相互补偿抵消,从而使地 球半径和体积保持不变.岩石圈板块运动的驱动力来自地球部,最可能是地幔中的物质和热对流.2十二板块划分方案以大陆为主以大洋为主北美板块(Nurih American Platti)菲律宾板块(Philippine Plate)欧亚板块(Eurasian Plate)太平洋板块(Paciik Plate)南美板块(Souih Amcrisn Plate)印度一澳大利亚板块.油6Austrjlian Plate?善洲

25、板块(African Plate)纳兹士板块Nwra Pl出亡阿拉伯板块(ArHbuan Plate)力口勒比板块1%由抽皿1 Plate南极洲板块? Antoctk: Plate可可板块(Cocos Plate)3三种板块边界类型离散边界相当于大洋中脊轴部,两侧板块相背离开,其应力状态是拉.中脊轴部是海底 扩中央,软流圈物质从这里上涌,冷凝成新的洋底岩石圈,并添加到两侧板块的后缘上, 故别离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界会聚边界 两侧板块相向运动,垂直或斜交于边界线运动,其应力状态是挤压的,故地 壳强烈变形,伴有大量岩浆活动,可形成造山带,可分为俯冲边界和碰撞边界两种俯冲边界：相

26、当于海沟,相邻板块相互叠覆,由于大洋板块厚度小,密度大,位置 低,而大陆板块厚度大,密度低,位置高,故大洋板块俯冲于大陆板块之下,或大型洋壳 板块俯冲于小型大洋板块之下,并潜没消亡于地幔之中,所以称消亡型或破坏型板块边 界,又包括三种类型：A弧后盆地-岛弧-海沟型B陆缘弧-海沟型安底斯型 C大洋岛弧-海沟型碰撞边界：当敛合边界两侧都是陆壳板块,即古大洋板块已全部俯冲消亡,两大 陆直接碰撞,故称为碰撞带,由于它使两个大陆板块缝合在一起,故又叫缝合带,这时, 一陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲,并在继续俯冲的陆壳产生一系列逆冲断 层,导致SI-AL壳明显增厚；沿此带,地壳厚度增大,强烈变形,

27、形成宏伟的山系,并伴 有广泛的区域变质和岩浆侵入活动,如喜山、阿尔卑斯山,中国岭 转换边界 是以转换断层为界,两侧板块平行边界作走滑运动,其应力状态是剪切的, 沿转换边界,岩石圈既不增生,也不消亡.型运动方向应力 状毒在蟠石图演化中的作用葩懦版康的 班克性质构造带实例堂直于边 界的背履 运动浅旄、正新睡型夫时岩石展 分裂,大洋 岩石园生也崎克昧壳大陆裂谷带【率非N 谷将洋克弹克大洋空谷带1大洋申 青,重*于边 界的相同 运动挤压就於、中KL深 越冲甑瓶里, 并麟深度叟牝大洋岩石嶙 消亡,丈隈 岩石屈生悦洋充洋克* 牌 带洋网印沟系1岛调 孙隔克洋壳陆势利淘至工安第斯陆亮L或道 雹壳林壳殛插带?

28、喜马拉雅.阿尔 再断等平行于边 界的走滑 运动浅灰、走滑断 型不生长才不 消亡各种类型转接茄屉1圣安通讯断断4 A型俯冲、B型俯冲、成熟岛弧、非成熟岛弧A弧后盆地-岛弧-海沟型：是大洋向大陆的边缘俯冲,这种大陆边缘即是西太平洋型大陆 边缘,发育弧后盆地-成熟岛弧-海沟,实例如日本海-日本岛-日本海沟为大陆板块与大洋板 块之间的俯冲边界.B陆缘弧-海沟型安底斯型：大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下,火山弧为陆缘弧,而非 岛弧,岩浆弧后均为大陆壳,是大陆板块与大洋板块间界线.C大洋岛弧-海沟型：岛弧为非成熟岛弧,是两大洋板块之间的俯冲边界,如马里亚纳-汤加弧-沟体系,是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界

29、.成熟岛弧：其中存在老基底,是由弧后扩将其从大陆边缘别离出去形成岛弧,其弧后一般为过渡壳可有洋壳出现,更远为大陆块非成熟岛弧：火山岛弧是由洋壳叠覆形成的,属新生的,无老基底,远离大陆,其弧后为 大洋地壳,如汤加弧,弧后为菲律宾海板块(5)威尔逊旋回的阶段划分及特征一个统一的岩石圈板块从大陆裂谷开始破裂成为两个或多个岩石圈板块并形成新的大洋岩 石圈,这个新生的大洋不断地扩,而其它地区的大洋岩石圈相应地发生聚敛缩小,直至消 亡,大洋岩石圈在这个过程中不断地得到更新,构成旋回式的演化过程.加拿大学者威尔 逊首先总结了板块构造运动的大洋演化规律,认为板块漂移意味着一系列连续的洋盆曾经 经历过诞生、扩、

30、消亡和关闭的运动学过程,因而地学界将板块构造理论中关于大洋的这 一演化过程称为威尔逊旋回於陵实例主号作用特曲惠地火山善曲理:冗也变黄作用4雁期东车裂谷抬小由r张裂谷校团交武商天 盍,破杜玄春 台中央少量沉粮作用可硒&呦先期红潺,丑丁湾拒卡陆同校岗交武岩盍 流,碱性治青中央陪桀与港公同 税,可爱有蕉友岩可迪|成年助丈酹有和中管的 洋盆检司玄武吉假设 型,施性玄篙 心,娱 瞧中于行 中央有壬富的给部沉租沙更1庶现太平洋出展有碎中边缀的洋工边爆的安山岩 反花冏岩、闪耀源于庄丽 双q物局部广浅惦了朝地中旬监痹并行殛身后盆以京的火谓 屈身闪畏岩腾源千岛强 建飘孙世可 能有蒸发岩局部广,江VI遑融BSWi

31、U监警弁肝年轻山系.膛缸屎r泛(6)理解板块驱动机制中地幔对流、重力驱动和地幔柱驱动的方式 地幔对流一拖曳作用地球深部热源上涌,导致地幔形成两个方向相反的对流环,可与茶杯中水的加热过程类比 洋脊部位是密度较小的热流上升处,海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处(因密度增大也 起到拉动洋脊扩的作用)岩石圈板块运动可类比为自动式传送带. 重力驱动的推-拉模式在重力场中运动中的板块,主要是受洋脊推动和下沉板片的拉力而运动的.岩浆在洋中脊 轴部贯入推力使岩石圈向中脊两侧的斜坡滑动,中脊高出洋盆3km,岩浆推力大于300巴,海沟处下沉板片负浮力产生了拉力密度差引起,在推力和拉力的作用下,板块不 断沉入岩石圈中

32、. 地幔柱学说Whitehead -Luther 1975用染色水从高粘度和高密度的葡萄糖浆底部注入.结果产生大 头细尾形态.他们认为从地球深部高温低粘度D层产生的热幔柱的形态应与此相似.他们实验还证实,热幔柱顶冠大小与尾柱直径粗细的比例关系主要取决于热幔柱和周围物质 的粘度差,粘度差愈大,尾柱愈细 运动特征A地幔柱的启动和上升热幔柱的活动需要一个热边界层,这样的热边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面,或是核幔边界的,或是核幔边界的D层,一般认为是启动于核幔边界的D 层.理论分析说明：要产生直径为1000km的热幔柱球状头部,形成大规模溢流玄武岩,热幔柱只有启动于下地幔底部才能完成热幔柱的化

33、学成分特征说明它主要来源于富集型地幔即下地幔如果D层受到某种热扰动,在热梯度的驱动下,所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界层最低处汇 聚,并在那里形成地幔柱.热幔柱上升速率是非常慢的,一个典型的热幔柱从D层到达地表或近地表大约需要100Ma ,其相对移动速度一般低于,其相对移动速度一般低于1cm/a ,大规模的溢流玄武岩是热幔柱经过长期积累和捕虏周围地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物,在通 道打通之前,热幔柱不可能快速上升,由于上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散 失,从而减少地幔柱的活动水平.其他构造学说1 了解收缩、膨胀、脉动说、地质力学理论、多旋回构造理论、断块构造说、地洼构

34、、 造说、波浪状镶嵌构造说略造山带及其特征(1)造山作用、造山带的概念造山作用(orogeny )是在地球深部构造动力学背景下,岩石圈和地壳发生的剧烈构造变 动、物质成分重组、结构重建的复杂的物理、化学的漫长连续地质作用过程,是造成岩石 圈横向收缩、垂向增厚、隆升成山的作用.造山带(orogenic belt )是指在构造事件中因褶皱和其他变形作用形成的线状延伸地带, 包含上层山脉的形成、逆掩、褶皱、断裂等过程以及深部的塑性变形、变质与岩浆作用 等,其形成过程属于构造活动带畴,后期多数呈现为山脉隆起带.(2)造山作用存在的标志角度不整合：地层的角度不整合是一次强烈构造作用的产物,代表了地壳经历

35、过一次下 降-抬升-再下降的过程,是造山作用发生的最明显证据.磨拉石沉积组合：由于强烈的构造作用使岩层发生褶皱和断裂而隆升,并遭受剧烈剥蚀 而形成快速堆积的产物,造山作用过程中,每一次较强的构造事件均会产生同造山磨拉石 沉积组合,是造山作用产生的直接证据.沉积组合性质的突变：造山作用发生之前多为稳定性的沉积组合,而在造山作用期间那么 以火山-沉积组合和磨拉石沉积组合为代表的非稳定型沉积组合类型为主.造山作用前后沉 积组合发生了巨大变化,沉积组合突变现象可以用来鉴定造山作用是否发生.构造变形：强烈的构造变形是造山作用存在的直接标志.造山作用期间,使地壳物质发 生了强烈构造变形,如强烈褶皱和大规模

36、逆冲推覆构造等,造成了地壳的大量缩短,这些 构造变形特征,明显不同于造山作用前和造山作用后可能发生的较微弱变形动力变质作用：在造山作用过程中,由于较强大的构造挤压作用,可使断裂带附近或整 个地壳岩石发生普遍动力变质作用.岩浆活动：剧烈的岩浆活动是造山作用的直接产物,在造山作用期间,随着大规模逆掩 断层的形成,导致了地壳岩石发生局部熔融,形成的岩浆随着强烈的构造作用侵入或喷出 至地表,造成了剧烈的岩浆活动(3) 了解全球造山带的分布略俯冲型造山带1主动活动陆缘、被动稳定陆缘、增生楔、岛弧、弧前盆地、弧后盆地被动稳定大陆边缘：洋盆两侧未发生俯冲作用洋陆边缘.洋中脊新生的大洋岩石圈向 两侧推挤时,带

37、着大陆向两侧移动,使大陆“漂移开去.主动活动大陆边缘：洋盆一侧或两侧开始了俯冲消减作用.从大洋中脊新产生的大洋 岩石圈,把老的大洋岩石圈向两侧推挤,到大陆边缘的海沟处,老的大洋岩石圈沿消减带 俯冲到上地幔软流圈中增生楔为俯冲的大洋板块从海沟下潜时被上盘板块刮削下来的沉积盖层和洋壳碎片,连同 原地深海沉积物堆积到海沟的向陆侧而成.火山岛弧是大洋中呈弧形分布且有火山活动的群岛.实为露出水面的海底火山山脉.它是 两个板块接触地带,即板块边缘的俯冲地带,岩石局部熔融,在俯冲带的上部构成火山岛 弧.弧前盆地位于岛弧和海沟之间,由于在俯冲过程中,增生楔状体不断扩大或俯冲带的后 退,使弧间岩石圈挠曲而下沉,

38、形成一个巨大的坳陷弧后盆地位于岛弧后面向着大陆的一侧,发育于B型俯冲的俯冲板块上.假设俯冲速度加快,可使软流圈加热增温,从而在弧后地区诱发小型热对流,使局部上地幔物质底劈上升 流动,上部岩石圈产生拉效应,形成弧后盆地.（2） 5种类型的俯冲型造山带特征日本岛弧型俯冲造山带日本岛弧型表现为海沟不断后退,岛弧不断增长,不同时代的增生楔由而外平行成带展布.主要特点是分带性强,一般认为这是在古生代以来多 次俯冲情况下发育的结果.新西兰北岛型俯冲造山带主要特点是无海沟情况下俯冲消减,或因走滑成因斜向俯冲引起,弧前、弧后体系类似日本岛弧型俯冲造山带,但没有表现出定向迁移特征科迪勒拉型俯冲造山带这是一个复合

39、俯冲造山带,早期是一个洋岛弧与大陆碰撞带,以碰撞带为基底,在其西侧发育了一条新的俯冲消减体系,故晚期的消减杂岩、弧前盆地都叠加在早期消减杂岩之上.北美西海岸由西向东亦由增生杂岩弗朗西斯科杂岩、弧前盆地大谷地群和华达岩浆弧组成莫克兰型俯冲造山带位于伊朗至巴基斯坦南部沿海的莫克兰造山带,由晚白垩世-现代的增生楔组成,构造上为一系列向南逆冲的叠瓦状构造.始新世 -中新世 向南变新的增生楔似乎说明：海沟逐渐后退,但更可能的情况是海沟因逆冲作用渐被填 充,中新世-上新世浅海磨拉石沉积那么标志着早期增生楔已因挤压增厚而隆起.安第斯型俯冲造山带安第斯型俯冲造山带沿南美板块西部边缘展布,安第斯俯冲边缘与其它地

40、方明显不同之处在于：在弧前地带存在着一些变质岩组成的弧形大陆地 块,有些地块十分接近海沟,在多处它们是弧前盆地的基底.这些块体都是些构造上不稳 定的强烈变形及挤压与伸展构造共存.小结：日本岛弧型表现为海沟不断后退,岛弧不断增长,不同时代的俯冲杂岩体由而外平行成带 展布；新西兰北岛型主要特点是无海沟情况下的俯冲消减,或因走滑成因斜向俯冲引起, 但弧前弧后体系却类似于日本岛弧,只是没有表现出定向迁移；科迪勒拉型是一个复合俯 冲带,晚期俯冲带叠加在早期碰撞带之上,弧前体系发育,既有发育的俯冲杂岩,又有弧 前盆地,但弧后表现为隆起背景下的伸展和逆冲；安第斯型是底角度俯冲的代表,弧前体系不发育,岛弧地块

41、逼近海沟,弧后不是伸展而主要表现为克拉通地块向岛弧之上的反向逆 冲而隆起,可能是这一体制下的强大挤压力所致；莫克兰型是无扩脊的剩余洋盆俯冲作用 的代表,可作为板块对接或软碰撞的一个典型实例.碰撞型与陆造山带(1)岛弧一大陆碰撞带的形成过程和组成单元相互靠拢着的被动大陆边缘与岛弧,前者通常覆有巨厚的沉积层,岛弧靠海沟一侧那么发育 复理石及含蓝片岩的混杂岩体大洋盆地或边缘盆地在洋底俯冲作用下逐渐关闭,残留萎缩 的小洋盆中堆积起更多的复理石随着岛弧与大陆碰撞,海盆复理石和被动陆缘上的巨厚沉 积物在俯冲带前受挤褶皱,以至发生逆掩推覆,出现一系列向陆方向推挤的叠瓦状逆掩断 层,混杂岩体推覆于被动陆缘的变

42、形地层上岛弧另一侧洋底终将破裂,形成倾向相反的新 俯冲带(俯冲带极性反转),碰撞作用结束,新俯冲带形成.被动陆缘地层褶皱系：缺失岩浆活动,其上褶皱变形的强度靠洋侧较强,可出现扇形褶 皱、倒转褶皱、逆掩断层和推覆体,褶皱倒转的方向以及逆掩断层逆推的方向总是指向大 陆,向陆方向,变形强度渐趋减弱,褶皱变得平缓,以至消失,并过渡为大陆地台区蛇绿岩带：逆冲蛇绿岩推覆体被岛弧的增生杂岩体所掩覆,被动陆缘地层的推覆体又被逆 冲蛇绿岩所逆掩.岛弧与大陆碰撞,是蛇绿岩侵位于陆缘上的一种重要机制岩浆活动带：长期发育钙碱性为主的火山活动,且伴有高温变质作用.由于被动陆缘的大 量沉积物陷入俯冲带被熔化,故在碰撞阶段

43、可形成酸性岩浆,出现大型花岗岩体新生边缘褶皱系：是新俯冲带活动的产物,火山-沉积地层的变形和逆掩推覆的方向指向大洋一侧,与被动陆缘地层褶皱系的变形方向恰好相反.就整个岛弧-大陆碰撞带而论,两缘褶皱系的变形方向分别指向外侧,即呈现为背驰的双侧逆冲构造(2)大陆-大陆碰撞带的形成过程、根本特征和根本类型 碰撞带形成过程大陆与大陆碰撞,一般是被动大陆边缘与安第斯型大陆边缘碰撞,后者仰冲于前者之上. 当二陆相接时,被动陆缘的巨厚沉积,以及安第斯型陆缘的复理石沉积,均受挤强烈变 形,并向被动大陆边缘一侧逆掩推移.当下插的大洋岩石圈俯冲已尽,由于大陆岩石圈难 以整体地下潜,代之以出现普及碰撞带的断裂与逆冲

44、作用.随着俯冲挤压作用加剧,地体 向上隆升,顺坡的重力滑动可使一些推覆体进一步向前推进,并形成野复理石.在碰撞发生前,可能 有一些蛇绿岩被逆冲到陆缘上,原先发育于俯冲带处的蛇绿混杂岩体也 可以在碰撞时被推挤出来,成为碰撞缝合带的标志.扎格罗斯造山带是阿拉伯地盾与伊朗 高原相撞的缝合线,包含有蛇绿岩、硅质页岩、复理石和混杂岩体.随着大陆地壳楔的逆推和地壳的强烈缩短,沿大陆 -大陆碰撞带,板块会聚所受的阻力越来越大.大陆的冲 撞挤压不可能无止境地延续下去,大陆和大陆的碰撞最终也会沿大陆的另一缘形成新的海 沟与新的俯冲带,大陆碰撞与挤压逆冲作用亦随着停息大陆和大陆碰撞也可以发生在两个活动大陆边缘之间

45、的碰撞高加索地区在中、新生代就发生过这种形式的碰撞 碰撞带根本特征地壳：年轻的大陆-大陆碰撞带总是构成宏伟的褶皱山系,一方面地势高耸,另方面莫霍面 下凹,形成山根,故地壳厚度显著增大.大陆碰撞的根本趋势是板块敛合、地壳短缩.随 着地壳面积的缩小,势必导致地壳厚度的增大.脆硬的岩石圈地壳上层可以沿某些较热、较软的层拆离开,形成薄的岩石圈板片或地 壳板片,并发生滑移当两大陆彼此逼近时,大陆的突出地段比相邻地段先到达俯冲带,拆 离作用从碰撞接触点向前方推进,上部地壳的脱离,导致地壳的总浮力降低,较轻的上部 地壳板片拆离下来成为推覆体,较重的下部地壳那么随地幔盖层俯冲潜没.早期缝合和晚期缝合：大陆碰撞

46、并非同时发生.突出地段早期缝合,变形强烈,有时发育 与缝合带高角度相交的撞击裂谷凹入局部那么晚期缝合,变形较弱,可能发育与缝合带高角 度相交的坳拉槽.岩浆活动：大陆碰撞带地壳巨厚、山根极深,有利于地壳硅铝物质重熔,或形成再生花岗 岩岩基.这些花岗岩是地壳板片冲掩过程中地壳重熔的产物.碰撞带可出现中酸性、中基 性火山喷发,但较之岛弧及活动陆缘逊色.这与碰撞带缺乏大规模的深抵软流圈的俯冲作 用有关,另外,碰撞带处于强烈的挤压应力场,性断裂较少,也不利于岩浆通达地表.变质作用：沿大陆大陆碰撞带,由于板片冲掩、剪切生热,以及花岗岩浆的形成,可导致 中压和低压变质作用.在碰撞带大规模基底推覆体下,有时可

47、见到蓝片岩变质作用.在大 陆-大陆碰撞带,双变质带一般不发育.沉积作用：大陆-大陆碰撞带作为大洋关闭的结果,常见大陆边缘以及大洋区的各种沉积 物.大局部洋底沉积物可能已在俯冲过程中潜没消失了,那些尚未俯冲潜没的洋底沉积物 多以混杂岩形式赋存于缝合带上.在大陆碰撞阶段,典型的沉积作用主要发生在褶皱山系的山前盆地和山间盆地中.随着褶 皱山系的强烈抬升,剥蚀作用盛行,年轻山系必然被巨厚的磨拉石沉积所环绕.山前磨拉 石形成的速度和厚度反映了山地上升的速度和高度.构造变形：在大陆碰撞缝合过程中,可构成广阔的变形带.推覆体和逆冲断层逐渐由缝合 带向前陆方向迁移,依次形成越来越新的推覆体和逆冲断层.这标志着

48、造山运动从褶皱山 系带向外带迁移,伴随着发生野复理石、磨拉石堆积向外带迁移. 碰撞带根本类型挤出型喜马拉雅型：是宽阔大洋闭合的产物,是一对活动大陆边缘的碰撞,岩浆作用 及变质作用都比拟强烈.当碰撞作用发生于充分发育的大陆边缘时,碰撞开始,增生楔常 向后逆覆于自己后障边缘之上,随着碰撞作用继续推进,因俯冲作用受阻而使增生楔加厚 向上隆起和地幔岩石圈缩短增厚向下挤入的作用十分强烈,从而导致后来的地幔岩石圈拆 沉和上部的强烈隆升,形成挤出型碰撞造山带.上驮型阿尔卑斯型：是指发育短暂的陆间洋盆闭合,两个被动大陆边缘发生碰撞,造 成两个陆缘的强烈逆冲叠覆,增生楔增厚向上隆起和地幔岩石圈缩短增厚向下挤入的

49、作用 不十分强烈,而叠覆式推覆作用的向前推进,导致前缘背向逆冲作用和后缘伸展变形非常 发育,形成上驮型碰撞造山带.穹窿型祁型：是指被地幔穹窿支撑而没有明显山根的造山带.当一个被动大陆边缘与 一个活动大陆边缘碰撞时,因推动力有限,使消减主要以拆沉陷落的形式进行,从而引起 地幔强烈地热扰动,地幔物质上涌到地壳底部呈大面积隆起而形成穹窿型碰撞造山带.底劈型天山型：一个被动陆缘与一个成熟的活动陆缘的碰撞,因推动力有限,使消减 主要以拆沉陷落的形式进行,从而引起地幔强烈地热扰动,地幔物质上涌沿狭窄通道上升 到中下地壳,引起地受热膨胀而呈底劈式上升,下部那么挤入地幔形成山根.底劈型碰撞造 山的主要动力是岩

50、浆沿狭窄通道上升到中、下地壳使其受热膨胀.3陆造山带的主要特征、构造样式和动力学机主要特征分布特征：陆造山带主要分布在陆横切板块边缘,形成时的地壳 -岩石圈类型是大陆型地 壳,包括克拉通围早已出现的古老地壳,也包括以前为洋壳或过渡壳转化而成的较新陆壳构造变形：陆造山带为多条主干逆掩断层组成的大规模逆冲推覆构造系统,在几何形态上 表现为后端厚前端薄的构造楔形体,构造楔形体根本上由位于造山带前缘的薄皮构造和位 于造山带根部的厚皮构造两局部组成.前陆沉积盖层在基底上滑脱变形,基底没有被卷入盖层变形的褶皱一逆冲带向下终止于巨 大的底板滑脱面上,因而盖层与基底构成显著的构造不协调现象.如果基底与其盖层一

51、起 卷入变形,那么称为厚皮构造.变质作用：陆造山带无区域变质作用发生,动力变质作用以出现高压变质岩为特征,并常 以带状形式分布于主逆冲断层附近,多以似层状或透镜状赋存于围岩之中岩浆活动：陆造 山带没有标志剩余洋壳的蛇绿岩和远洋沉积；没有安山质火山岩及其相应的侵入岩,根本 上为中上地壳局部熔融的产物,表现为酸性岩石组合和钙碱性岩石系列,并且在造山过程 中具有分期演化的特征,往往构造活动最强烈的时期岩浆岩更偏酸性沉积组合：陆造山带 的磨拉石沉积组合,分布于造山带的各个构造单元,且在造山过程中的每次强烈活动都会 留下磨拉石沉积组合的记录,表现出分期演化的特征.主要构造样式拆离断层：指结晶变质基底杂岩

52、与上覆沉积盖层之间的大型低角度正断层或伸展断层,即 分割变质核杂岩与上盘岩石的并将这两种构造层次相差很大的岩石单元叠置于一起的大规 模低角度正断层推覆构造是指板状岩席沿低缓的低角度逆冲断层面远距离运移位移一般大于5km ,倾角一般在30.左右或更小而形成的构造系统.逆冲断层面以上的板状岩席称外来系统或异地岩体,逆冲断层面以下停留在生成地的岩体称为原地系统或原地岩体.根据推覆体的构造特征,又可分为褶皱推覆体和冲断推覆体.动力学机制陆造山说：陆造山带起源于古老陆块上沿薄弱地带发育的古裂陷槽,即克拉通话结束较晚 的地带.三个阶段：岩石圈在上涌地幔的作用下伸展；地幔岩石圈不断分异出玄武岩浆, 残留的地

53、幔岩石圈拆离下沉；拆沉作用导致地壳相互重叠而造山,地幔岩石圈继续局部熔 融导致后造山期花岗岩侵位及表层的逆冲推覆.地幔柱上升说：陆造山带的成因与深部的地幔柱活动有关.地幔柱的上升和地幔柱头的上 顶,在陆造山带的形成过程中都起到了重要作用.地幔柱的上顶,引起地表隆升和放射状 裂的发育,产生的穹窿可达上千平方千米；地幔柱的上升,引起岩石圈地幔发生局部熔 融,导致拆沉作用的发生,并由此派生出大陆板块部的俯冲以及其他较强烈的构造变形和 岩浆活动,熔融的岩浆向上侵位引起岩石圈上部放射状裂的继续活动.板块碰撞的远程效应说：在板块碰撞的远程效应影响下,陆先前形成的造山带发生C型俯冲,造山带的山根因拆沉作用而

54、丧失,引发造山带的快速均衡回跳,并使地表的构造体制 从挤压状态变为伸展状态,导致造山带塌陷和造山侵蚀作用的发生.由于造山带抬升速度 快,且抬升幅度可达几千米或更多,导致强烈侵蚀作用的发生,其结果使深部的变质岩系 被剥露地表.盆地概述与主要盆地特征(1)理解各种构造环境下盆地的概念、构造样式、沉积充填及开展演化特征盆地是在一定的地质时期,在独立的地理区,于相对统一的构造环境中,由来自一处或多 处沉积物源的沉积物所组成的沉积岩体.沉积盆地是指地球历史上长期处于沉积状态并被厚层沉积物充填的盆地.略中国构造区划(1)分析显生宙以来中国板块的构造环境自古生代以来,中国构造开展主要由两个因素和制约：中国夹

55、于印度和西伯利亚两古板块之间,是呈东西向延伸的相对活动地带,所以中国古 生代造山褶皱带主要呈东西向展布,是古生代构造演化的主要特征,也奠定了现代构造的 根本轮廓；中新生代以来,中国处于太平洋洋壳与欧亚板块陆壳交接与转化带,交接线呈北北东向展布,所以中国北北东向构造特别发育,并与东西向构造相互交叉.由于中国是夹持于三个构造带之间的三角区,使中国出现复杂的构造格局,黄汲清将中国 划分为三个构造域：古亚洲构造域围：南界：昆仑一岭一一大别北界：西伯利亚板块南缘活动时间：中晚元古代一早三叠世构造线方向：总体近东西向构造背景：西伯利亚板块与中国古板块之间的相互作用特提斯构造域围：印度与欧亚板块碰撞及后续挤压的影响围北界：红河一龙门山祁连山一天山北麓以上新世-第四纪形成的山前盆地的磨拉石建造为标志活动时间：三叠纪以来构造线方向：NWW向的弧形,东侧三江地带为 NNWSN构造背景：印度板块与欧亚板块的相互作用,始新世碰撞,对接后继续挤