大地构造04-板块基本原理

al.（1967），Morgan（1968），LePichon（1968）等人 块（大洋板块），如太平洋、、菲律宾海等板块。岩石圈顶层、、南美、非洲等板块。 板块构造学 全球板块构造 3板块边界分为三种类型：①分离扩张型；②俯冲会聚型；

全球活动的空间分布很不均匀，95％以上的集中 通常把带作为划分板块的 经过利用波对贝尼奥夫带作进一步在板块构造学说中，深源带已成为板块向下俯冲汇聚的主要。这种倾斜的深源带也叫贝尼奥夫带或和达—贝 几个地区的贝尼奥夫 下部已受到压应力作用；C用；D．板层析剖 俯冲板透670km界面SeismicCATScansofthemiddleAmerica 块 块边边换型边界（C）三种基本 离离散汇聚型边离散型边转换型边 AA、汇聚型边界；B、离散型边界；C、转换断层型边 一的岩石圈板块、散开，也属离 2、板块边界的基本类 — 汇聚型边地表特征为海沟及年轻造山带。在此边界，两侧板块彼此相向地汇聚动，地壳强烈构造变形。可将其进一步划分为俯冲型边界和碰撞型边界。俯冲型边界俯冲带或消减带。俯冲边界还可进一步分为马里亚纳型（岛弧型、洋内型）（）。碰撞型边界：主要为年轻造山带。大陆板块与大陆板块作汇聚运小，不可能一个俯冲到另一个之下，于是最终发生碰撞，使两个大为碰撞带或缝合带。其代表为亚欧大陆南缘宏伟的褶皱山系——喜马 （2）汇聚型边A.俯冲型边界马里亚纳型（岛弧型——洋内俯冲 （2）汇聚型边A.俯冲型边界马里亚纳型（岛弧型——洋内俯冲 （2）汇聚型边A.俯冲型边界智利型（安第斯型——陆缘 （2）汇聚型边俯冲型边界智利型（安第斯型——陆缘 （2）汇聚型边碰撞型边界——板块碰撞带或板块缝合 （2）汇聚型边B.碰撞型边界——板块碰撞带或板块缝合 （2）汇聚型边B.碰撞型边 汇聚型边 转换型边地表特征为转换断在此边界，两侧板块作平行于边界的走滑运动，岩石圈既这类边界的代表是加里福尼亚的圣安德烈斯断层，它是北美板块和太平洋板块的一段边 （C）转换型边 （C）转换型边 （C）转换型边 板块边界的基本类 板块边界的基本类 板块边界的基本类 板板块生成和消亡的岩西太西太平洋型洋内岛弧汇聚型活动大陆边缘的两种模 板块构造和岩石类 3、各类板块边界的活动特全球95％以上的都发生在板块边界地区，这些统称为板间（或板缘）。各类板块边界上的活动特点有显著差别，主要表现在如带的宽度：大洋中脊顶部的带宽度很窄，不到20km，震中沿洋脊段 。会聚型边界上 带宽度较大。在岛弧—海沟系从海沟向陆或岛弧一侧，浅源、中源和深源 依次出现在贝尼奥夫带。大陆内部板块碰撞边界的 带宽度更大，以致难于确定板块边界的确切位置。上 ，于散与冲之。 平，并与洋脊相垂直；会聚型边界是压性的，主压力轴近于水平，地震活动以逆断层型为主；转换边界主要受剪切作用，所发生的以走滑型为主。俯冲型边界上的震源机制随俯冲深度和速度而变化，有些转换断层兼有拉张或挤压性质，大陆板块碰撞带上的震源机制更复杂， 震源深度也极浅，最大震级不超过7级，在各类板块边 大陆板块碰撞带则是大陆上频度和强度最高的地带。转换型边界上的也是浅震，其活动强度和频度都比离散型边 走滑－转换边界1906年旧金 如果有三个板块相遇，它们的边界必须汇聚为一点，这一点就称为联点（triplejunction）因而成的三联如果在三联点处的板块可以连续运动而不改变这三个板块的几何形或相对位置，这样的 分分 是活动的分布。造运动（如或火山 在板块构造学说建立初期，勒皮雄（LePichon,1968）将全球岩石圈划分为六块：欧亚板块、非洲板块、美洲板块、板块（或—澳大利 流行的还有十二板块方案（Minsteretal.,1978）：将美洲板块分为 限的区域，在板块运自NUVEL-1板块运动模型（DeMetsetal.，1990）提出后，开始流行十 中，更次一级的板块还有南美洲与南极洲之间的斯科舍板块、东非裂谷带 全球板块运动研究都①岩石圈板块是刚性变形②地球的大小（表面积或地球半径）不变，即洋中脊上板块扩张增的面积与俯冲带上板板块运动或位以地球本身的惯性系为参考系的板块运动是板块的绝对运动。 ThePlateTectonics ★板块间相对运动的线速度的测1瓦因—马修斯法可达mm/。在缺失磁异常条带的地区，不能用此法求板块的相对运动速2地形法据海底张假可，洋底水深随离开洋脊的距或洋的增加而增加的，即洋底的海水深度是洋壳 的函数。可以简单地 洋底水深的变化也与海底扩张速度有关，扩张速度越快，洋壳来不及据实际量数建立洋底深与洋壳 洋底坡度关系式由洋底地形断面或测量结果得到了某一块洋壳的深度或坡度，就可得出其年龄，进而求得此洋壳生成时的海底扩张速度。此法的精度较低，在磁异常，作一替方。 ★板块间相对运动的线速度的测3（r，）法时都会出现滑动。将板块边界某处一段时间内所有边界处的板块会聚速度，而这是瓦因—系，垂直于岛弧的贝尼奥夫带的长度，大致代表了（Isckst，）。将贝尼奥夫带的长度除以1000万年，即可求得垂直于岛的板块俯冲速度。此法基于一种经验关系，所得结 参考 ★测定板块相对运动方向的方法有1转换断层法：无论是作为板块边界的转换断层，还是横错大洋中脊转换断层（断裂带），都切地示相板的对动向转断通常由起不的形征编可用 震沿活地的编图。一旦编制成图，转换断层即确切示出相邻两板块的相对运动方向。通过海洋测深，如 和法国实施的FAOUS计划，可编绘出大洋断裂带剖图从测转断的 最几，向描高辨声纳系统的使用，使转换断层方位角的测量精度有较大提高，可达3。转断的间度大它标的可是近千年板块。通过 初分得源制确发在层，此定相板间相运方。消减动比扩轴转断上难量因缺可利的 向海之也有定律就求换层破裂消带的 首，以得开中初方与朝线这分线板的动向在定角度板在减上相运方。得果是十至向。 ★板块绝对运动的推断方1相对于地球自转轴的运动：如果某一系统在地质时期中相对于地球自转轴转轴（极）等，186）相对于热点的运动：Ws（1965）和Mran（2）的热点—。通过测量热点的火山链的和长度，便可求得板块的绝对运动参对不动的，不过，即使有相对运动，其速度也在m／以下。与地表板块 ★板块绝对运动的推断方相对于无整体旋转岩石圈：假设施加于整个岩石圈的转距之和为零（Solomonetal.1974），岩石圈便无整体旋转，既不也不加速，或说其能量的消耗为最小。由于考虑的是整个岩石圈的转矩，可以不考虑板块交界处的板块相互作用力。这样，无整体旋转的岩石圈（或称平均岩石圈）， al（1974）以热点系作为静止系所得的板块绝对运动模型AM-1几乎相同（上田诚也等，1986）。Zonenshainetal（1981）也认为，俯冲 威尔逊（Wilson，1968）称为威尔逊旋回威尔逊旋回主宰了地球表层活动和演化的全局。在某种程度上可以说，大洋发展旋回是板块构造学说的一个总纲，它体现了板块构造学说的精髓；地球表面就是由漂移着的大陆和变动着的大洋（张开和关闭着）组成的，这是岩石圈板块期 期、终了期和遗痕（表2-5，图2-17） 威尔逊旋回的各个阶段特 期期d.b. 前三个分阶段表征了大洋的形成和张俯冲活动的大陆边缘或型大陆边缘，大洋中脊大致位于大洋的中轴部位；收缩着的大洋，至少有一侧是由岛弧—海沟系所组成的太平洋型大陆边缘，离而形成。当大陆在拉张应力作用下破裂地堑，它沉降下去（图a），相邻的块体的断层被称为正断层。正断层上的位移伴有水平伸张。处于大陆第一个阶段的裂谷实例如东非裂谷。但是，有些裂谷作用可能夭折，不可能再发生进一步的引张，这样的裂谷不会演化为大洋 在水平应力保持到裂谷形成之后的情况下，出现了进一步的拉张，大陆破裂进入第二个阶段，形成海底扩张中心或洋脊（图b）。与裂谷边缘伴生的正断层，现在构成了新大洋的边缘。上涌的地幔热岩石，形成新的洋壳， 洋早期发育的阶段，如红海随着扩张中心处继续进行海底扩张，形成一个大洋。由于在洋脊处新海底的生成是一个对称的过程，大洋脊把新生的大洋平分开。这是威尔逊旋回的第三个阶段（图c），其实例是 随着大洋不断张开，大洋边缘离开中脊的距离越来越远，海底也逐渐变老，岩石圈也随之变得更厚、密度更大，最后变得具有足够的不稳定性，以致岩石圈向下沉没，海沟开始发育，消减作至一定阶段，洋缘一侧的岩石圈俯冲沉没于大陆岩石圈之下，形成海沟和俯冲带，大陆边缘转化为活动大陆边缘。当板块的俯冲作用占据优势时，大洋的发展便进入威尔逊旋回第四个阶段期，如太平洋。 如果消度大于海底扩张速度，则大洋就会缩小，最后大洋脊本身也会消减下去（图e），大洋进入其第五个阶段终中生代时的地中海，北缘横贯着一系列俯冲带，颇似今日的西太平洋；南缘濒临、、北非，为宽缓的大陆边缘。古地中海洋底沿北缘海沟向北潜入欧亚大陆之现代地中海（主要指其东部）乃是古地中海萎缩后的残余海洋，其内部不见活动的洋中脊，海盆相当窄小，标志了 （图f） 线 任何一种合理的驱动第一，能够产生足够大的力第二，必须合乎物理学，包括流体动力学、热力学、力学的基本原理第三，应符合根据地球物理观测得出的地球内部的性质最后，特 的是，驱动机制所产生的效应要与现代岩石圈的性和动态一致，应能解板块构造学说的提出已有30多年，板块运动的驱动机制是什么？地科学家一直在进行探讨论的主要问题地幔对流（包括地幔柱的活动）主导作用板块运动的驱动力有什么驱动力更为重 。地球内部的热对流最早是作为一种大陆漂移的驱动 。（1931）通过定量计算证明了在地幔内部满足产生热对流的条件。此）年Hess地幔对流作为板块运动的驱动机制的最初模式认为，（）上） A-软流圈内对流；B-全地幔对流产生于核=幔边界的热起的热地幔对流的类重力对流。关于地幔对流问题的早期争论是对流仅发生全地幔对软流圈内对WILSONIAN

MOMO HotDownwelling

Platetectonic Majoroverturns

作用于岩石圈板块上的力有八种（下图）。其中两种作用于板块底面的力板块力，其余六种力以下对这些力的性质作定性讨论（Forsythet：作用于：作用于岩石圈板块上的可能的八种力（据ForsythetFDE一地幔拖曳力；FCD一大陆拖曳力；FRP一洋脊推力；FSP一板片阻力；FSU一海沟吸力；FCR一碰撞阻力；FTF一转换断层阻 ThePlateTectonics 海沟吸力的可能来源（据Forsythet 据过去40Ma的大裂谷带或汇聚带推断的板块运动方独立箭头表示NUVEL-1模型的板块运动方向，它与流线一致，不吻合出现在转换板块 板块边界划分的主要依据是板块边缘的构造、活板块的边界有三种类型：离散型、汇聚型和转换型板块边界 海沟是汇聚型板块边生俯冲消减，因此它转换断层是一种特殊类型的板块边界。沿此种边界既无板块的增生，又板块的