地球的板块运动

1、地球的板块运动在讨论板块的球面运动时，通常认为板块是刚性或近于刚性的，并认为地球 表面积保持不变，这样就有可能用数学方法来描绘板块运动了。板块相对运动及其几何学板块运动一般是指地球表面一个板块对于另一个板块的相对运动。举例来 说，大西洋中脊两侧的欧亚板块和北美板块正在相互分离，但这并不能断定大西 洋中脊相对于 地理极是静止的，也无法确定两个板块之中哪一个是静止不动的， 我们只能假定其中一个板块静止不动，然后去分析另一板块相对于它的运动。由 此可知，欧亚板块相对于北美板块是向东运动，而北美板块相对于欧亚板块则 是向西运动。欧亚板块相对于太平洋板块是向西运动，相对于印度洋板块则是向 南运动。举例说

2、来，大西洋四周各大陆间的距离，在过去2亿年的时间内，全 少移动了数千千米，而利用现代空间技术所观测到的现代板块间的相对运动，则 可以达到每年几个厘米的量级（图5. 27）。刚体板块沿地球表面的运动，应遵循球面运动原理，即必定是环绕通过球心 （地心）轴的旋转运动（图5. 28）。在球面上，任何一点的移动都不是沿着直 线而是沿着弧线的运动。平行于赤道（离旋转极90的大圆）的一系列同轴圆 弧（欧拉纬线）标明了板块旋转运动的方向，同轴圆弧的垂线（大圆）相交于旋 转极。正因为板块运动是一种旋转运动，所以，板块上不同位置的线速度随远离 旋转极而增大，至旋转赤道线速度最大。板块的旋转运动由旋转极（欧拉极、扩

3、 张极）的地理坐标（Y、甲）和旋转角速度（3）确定。己知两板块相对运动的欧拉矢量为G,则其边界上球（弛）心位33LC- LC-置矢量为Y的某点的相对运动速度为：v =xy ,反之，己知边界上一些点的相对速度和方向，也可反演两板块间相对运动的欧拉矢量。圈5.28板块旅转运动示意图图5.29根块地球表面运动示意图由于转换断层的走向平行于相邻板块之间的相对运动方向，也就是说，相邻 板块在球面上的运动轨迹就是转换断层（图5. 29），故采用求转换断层为界的 各对板块之间相对运动的旋转极（p），例如，采用作图法对大西洋中脊不同转 换断层分别作垂直于它们的球面大圆，结果都相交于球面上一个很小的范围内， 理

4、解为一个极点，即旋转极，实际位置在58 E及38 W附近。有了扩张极（旋转极），利用扩张速率便可求出旋转角速度，即：3 =v /R cos 0 - 0.017 45式中3为旋转角速度（度/a）； v为扩张速率（cm/a）； R为地 球半径（6.37X 10&m） ； 0为欧拉纬度；0.017 45为角度的孤长系数。表5. 2 即为明斯特（J.B.Minster etal， 1974）和蔡斯（C.Chase 1978）等人求出的 全球部分板块之间现代运动的扩张极和角速度，根据所求得的旋转极位置和角速 度大小，板块边界上各点的线速度可以很方便地换算出来。表5. 2全球部分板块的旋转及旋转速度相对旋

5、转的板块对旋转极坐标旋转角速度（10-度 a）纬度经度欧亚一非洲/29.6N25.7W1.429.2N23.5W1.42欧亚一印度23.0N33.9E6.524.2N37.4E7.17欧亚一太平洋65.3N69.9W9.160.8N80.6W9.5印度一太平洋59.8S178.0E12.662.0S174.3E12.72印度一南极洲10.7N31.6F6.717.4N32.1E6.79太平洋一南极洲68.7N79.6W10.366.2N83.5W10.05太平洋一纳兹卡56.6N85.6W16.450.9N87.0W16.85北美一太平洋50.9N66.3W7.548.2N72.3W8.64太

6、平洋一菲律宾海45.5N150.2E12.039.5N141.7E8.73北美一欧亚69.3N128.0E2.753.7N137.3W2.29由于板块的刚性是近似的，故板块旋转运动的定量计算值不可能是实际值。 不过利用现代空间技术观测到的板块间相对运动速率显示板块运动方向和速率 的地学估计与短时间尺度的直接测量结果大体上还是一致的。由前述可知，当两个各具边 界形态的板块发生运动时，它们都有自己的旋 转轴及旋转极，若三个板块同时发生运动则它们三者不可能是绕同一旋转极的转 动，其中第三个板块的旋转极必然随转动而移动变位，所以，其旋转极只能是 一个平均数。另外，每对板块扩张极的位置在时间上是变化的，

7、所以，板块运动 的旋转极只具有瞬时的位置性质。判断板块运 动的标尺是时间段落，所以，旋 转极就总是一个平均数，空间上是一个理想的点。对重建古大陆位置而言，确定 板块旋转极的位置非常重要。板块的绝对运动板块的绝对运动是指板块相对于深层地幔（地幔一热点）的运动。相对于深 层地幔平均位置固定的框架，称为板块绝对运动参考架（参照系），这种参考架 是通过热点和岩石圈的无整体旋转（No-net-rotation）或称为平均岩石圈参考 架来实现的。热点参考架的含义是，在地幔中存在一系列热点，一些学者认为， 热点位置相对于地球自转轴和深层地幔是长期固定的，板块相对于热点的运动 也就是板块的绝对运动，它可通过测

8、量跨越热点火山链的年龄和长度得到。岩石 圈无整体旋转参考架的含义是，如果岩石圈与软流圈的耦合侧向均匀，并且板 块边界的力矩对称作用于两个相邻板块，则平均岩石圈参考架就是相对于深层地 幔不动的参考架。板块相对于该框架的运动就是板块的绝对运动。图5. 30即为 基于上述两种参考架所标定的全球各主要板块的绝对运动（A.E.格里普等，1990； D.F.阿古斯等，1991）。可见，在大多数板块上两种参考架标定的绝对运动基本 一致，但也有一定的差别，这主要是由平均岩石圈参考架相对于热点参考架有整 体西向漂移的缘由所致。除上述两种参考架外，也有学者5 .n.佐年沙英等，1981）以西太平洋岛 弧一海沟系作

9、为参照系，计算了 1000万年以来全球各主要板块以及一些热点相 对于它的板块运动（图5. 31），发现夏威夷热点、南大西洋热点、非洲提贝斯 提热点等的位移量都很少，从而认为西太平洋岛孤一海沟参照系与这些热点组成 了一个统一的系统，该系统可作为至少1000万年以来板块绝对运动的参照系 统。这样就大致标明了上述时间内各大板块的绝对运动，其中以太平洋板块的运 动速率最大，它主要是向西偏北方向运动；印度板块主 要向北运动；北美和南 美板块主要向西偏南方向运动，北美板块的旋转极位于白令海中，该极点四周的 北美板块（部分），以及亚洲东北端均环绕该极做旋转运动，方向比较复杂；非洲板块的旋转极位于几内亚湾内，

10、它基本上是环绕该极做左旋运动；欧亚板块 主要是向西和向北运动，特别是更新世以来，亚洲大陆向北推移趋势明显。由 此可知，板块的相对运动和绝对运动是不同的，以欧亚板块和太平洋板块为例， 它们的绝对运动有可能都向西或都向东或向其他方向，但它们之间的相对运 动 则必须是相互汇聚的。这明确表示，板块绝对运动的旋转极，不同于一对板块之 间相对运动的旋转极。板块运动的全球图式及变动特征巨大的太平洋板块朝西北、西及北的海沟俯冲推移。太平洋板块与欧亚板块 和印度板块的汇聚速率，在日本一汤加海沟一带达到最大，可达9cm/a。汤加海 沟以南，日本海沟以北，汇聚速率递减，向南至克马德克海沟，向北至阿留申海 沟减至7c

11、m/a左右。在马里亚纳和菲律宾海沟附近，海沟出现分叉现象，其间夹 着菲律宾海板块，由于间夹板块处于环太平洋汇聚挤压带范围内，故其间并未出 现离散型边界。欧亚板块与次级菲律宾海板块之间相对运动的旋转极在日本北海 道东北，它们的汇聚速率在日本九洲附近为（34） cm/a，向南逐渐增大，至我 国台湾以南增大到7cm/a以上。太平洋板块东边侧，沿秘鲁一智利海沟，次级可 可板块和纳兹卡板块与南美板块相互对冲（俯冲和仰冲），其汇聚速率也在9cm/a 以上。=EZ3 S513圈5.31全1000万年以来各大按块绝对运动图以西太平洋岛弧一海沟系为参照系）践位置；3.板块运动方向；4.各大板块相对于1的旋1.西

12、太平洋岛一海沟系；2. 1000万年前大陆或其他界转极;F峭太平洋板块;EU为欧洲板块；丽为北美板块 ;S妫南美板块；M为非洲根块;为印度板块;岫 南极洲板块；岫夏威夷热点；S.相对于1移动很小 的地区南、北美板块之间的加勒比板块与菲律宾海板块一样，也处于环太平洋汇 聚挤压带内，同样也未见有离散型边界出现。加勒比板块的西界是中美海沟，东 界是小安的列斯岛弧一海沟系，二者均属汇聚型边界，南、北两端均为转换断 层，北端左旋，南端右旋。因此，加勒比板块向东仰冲于大西洋洋底之上。欧亚板块南界西端为大西洋亚速尔三联点，从亚速尔到直布罗陀一线，非洲 板块相对于欧洲板块左旋，其相互汇聚速率仅0.5cm/a。

13、自此向东为阿尔卑斯一 喜马拉雅巨型纬向造山带，以北为欧亚板块，以南依次为非洲板块、阿拉伯板块 和印度板块，它们相对挤压、汇聚，压缩速率自西而东逐渐增大，至印度板块西 面的帕米尔楔，其汇聚速率为4.3cm/a，向北偏西插入欧亚板块，至东面的阿萨 姆楔，则以6.4cm/a的汇聚速率向北东突入欧亚板块。由于两端向北推进的速率 不一致、不对称，故在印度板块向北运动的同时兼有左旋动势。印度板块的这种 运动性质是形成青藏高原构造形变的最重要因素。再往东过渡为印度洋东北缘的 俯冲边界，沿爪哇海沟其汇聚速率为7cm/a左右，至东南边缘则被新西兰转换断 层所替代。阿拉伯板块与印度板块之间，在阿拉伯板块的西北缘和

14、东南缘均为北 北东向的左旋转换断层，并以此与印度板块相分隔。上述全球主要板块的相互协调和彼此关联，以及增生扩张和消亡压缩现象， 集中体现为全球的三大巨型构造系，一是环太平洋深消减带板舌构造系，所环绕 的太平洋面积占全球面积的1/4； 二是太平洋增生带洋脊构造系，相当于环绕地 球赤道两周的总长度；三是大陆碰撞造山带构造系，主要分布在北半球北纬 20。50。之间，是一个包括阿尔卑斯一喜马拉雅造山带在内，宽达2 0003 000km的环带。这三个具有全球尺度的巨型构造又具有以下变动特征。岩石圈板块总体向西漂移的定向性：根据J.B.明斯特（1978）和A.E.格里 普（1990）等人的研究，北半球岩石

15、圈板块运动矢量相对热点参考架都是向西 漂移旋转的。南半球除印度洋、太平洋和非洲是向北运动外，太平洋和大西洋洋 脊，虽然以向两侧做离散运动为主，但洋脊西侧运动矢量明显大于东侧，因此， 整体上仍然可以看作是向西漂移的。由于北半球较南半球向西漂移量较大，故在 赤道附近可能存在着一个南、北半球相对运动的扭动带。目前整个岩石圈相对 地幔做向西的整体运动已得到普遍的承认。岩石圈板块运动强度的非平稳性：主要有三点依据，即大洋中脊的变格和跳 位现象，以及热点轨迹走向的显著变化；古地磁视极移曲线沿走向突然改变而分 开；岩石圈板块相对于热点，其运动速率发生过较大变化，比如北美、欧亚、非 洲和南极洲板块早期的运动速

16、率曾达到过8cm/a，而现在的运动速率则为2cm/a 左右。地震活动的幕式特征也是板块运动非平稳性的反映。岩石圈巨型构造系的反对称性：全球巨型构造系的空间位置和几何形式虽相 互对称，但活动构造特征是相反的，故称反对称性。全球3/4的大洋和洋脊裂谷 集中在南半球，那里有相当高的热流值，代表扩张型半球；相反，全球3/4的大 陆和活动造山带则集中在北半球，那里有广泛的地震活动，代表压缩型半球，此 与南半球形成鲜明对照。在以经度180。为中心的太平洋半球，其环太平洋消减 带代表着压缩型半球，边缘环带为以180半径为中心的环带；以经度0。为中 心的大西洋半球，则在0。以西，呈面状分布着一系列纵向洋脊和裂谷，代表着 纵张型半球，二者的反对称性特征亦相当明显。此外，在同一构造系内，也存在 着明显的反对称性，如在环太平洋深消减带板舌构造系内，西太平洋的板舌倾角 多数大于45，以至直立下插，而东太平洋的板舌倾角多小于45，在南美西 岸可以低