大洋地壳的构造与岩石组成

大洋地壳的构造与岩石组成一、大洋地壳的结构二、大洋中脊及其岩石组成三、大洋盆地及其岩石组成四、大洋地壳相关理论五、大陆漂移、海底扩张与板块运动大洋地壳的结构确定洋壳岩石性质的主要手段是深海钻探及海底拖挖采样。深海钻探的许多钻孔已穿透沉积层到底大洋基底，但大量钻孔还仅限于揭露第二层的上部，所采样品几乎都是低钾的拉斑玄武岩，通常呈枕状产出。钻探并揭示有的玄武岩熔岩夹有沉积岩层（含有孔虫和放射虫化石）。洋壳结构与岩石性质的获取洋壳结构与岩石性质的获取根据洋壳各层的地震波速与实验室测得的一些岩石速度的比较，可以对洋壳的岩石性质作出某些推测。可是，用地震波速推测洋壳的岩石组成有很大的局限性。好多不同的岩石可以具有相近的速度值；而遭受破碎、变质等作用的同一种岩石，却可以测得不同的速度值。从第三层的纵波速度值（6.70土0.25公里/秒）看，认为第三层由玄武岩组成的看法是有问题的，应该是辉长岩、角闪岩等。与第二层速度值相当的岩石更是多样。大洋地壳覆盖地球表面的一半以上，但是由于其表面被海水覆盖，大洋钻探的深度又不够，所以对大洋地壳的研究仍然十分薄弱。大洋地壳：厚度薄、质地致密，年轻大陆地壳：厚度大、比重小、古老层1，沉积层，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。层2，火山岩层，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。层3，辉长岩或橄榄岩，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在5公里左右，是大洋地壳的主体部分。层3的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤入上部，迅速冷却和蚀变的结果洋壳的分层洋壳岩石的三层结构第一层，沉积层，地震纵波速度1.5—3.0公里每秒。具有间断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1—2.5公里；在洋中脊斜坡上较薄，约200米；在中脊顶部100—200公里宽的地带，沉积层极薄或缺失。沉积物主要为陆源碎屑、火山碎屑、生物碎屑及一些自生矿物。第二层，火山岩层（基底层），具有到处分布的特征，其纵波速度为4.5—5.5公里每秒，平均厚度1.5公里。地震反射探测显示这层表面极其不平坦。岩性为大洋拉斑玄武岩，夹有固结的沉积岩。第三层，大洋层，在大西洋，这层速度值的80％落在6.5—7.1公里每秒之间。他的平均厚度为5公里左右。是大洋地壳的主体层。这层的厚度随洋底高度增大而增大。物质可能是辉长岩或角闪岩及蛇纹石化橄榄岩。层序厚度(Km)纵波速度(Km/s)密度(g/cm3)水层4.81.51.03第一层0.52.21.90第二层1.55.22.55第三层4.96.82.86莫霍面下约12Km8.13.30标准大洋地壳结构层二分为两个或三个亚层二A：枕状玄武岩，厚约700m；二B：枕状玄武岩、玄武岩流和岩脉互层，与二A呈过渡状态，并具蚀变强烈的角砾岩，其上具多种自生矿物；二C：块状玄武岩和岩脉，玄武岩具蚀变现象。层三可分为两个亚层岩浆房岩浆房的大小与大洋中脊（海隆）的扩张速度有关上述标准大洋地壳结构是指大洋盆地的地壳结构，大洋中脊的地壳结构则有显著不同。大洋中脊地壳的主要特点是：厚度较正常大洋地壳小，且地壳之下存在一层异常的波速层：7.3～7.7公里每秒。这一波速大于第三层的速度值，而小于上地幔的速度值，有人称之为“壳幔混合层”。多数学者把这一层当作不正常地幔，称之为“异常上地幔”。大洋中脊地壳变薄和存在异常上地幔，系与深部热而膨胀的地幔物质上涌有关。近年来发现，这一层亦见于陆上的构造活动带。正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为5-10公里。在大洋中脊轴部，由于沉积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至3～5公里。在无震海岭或海底火山区，地壳厚度可以增大到15公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大陆地壳。人们通常把较薄的大陆地壳叫做次大陆地壳，把较厚的大洋地壳叫做次大洋型地壳，二者也统称过渡型地壳。大洋型地壳区别于大陆型地壳的要点，在于薄而重，同时缺失大陆型地壳所特有的“花岗岩层”。大陆型地壳不仅具有“花岗岩层”，而且“玄武岩层”也比大洋型地壳大大增厚。这样一般大陆地壳就比大洋地壳厚达4—6倍。大洋地壳和大陆地壳的过渡在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现为不同的型式。第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起运移。根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）

在非洲的大西洋海岸，沿塞拉勒窝内大陆架的边缘，地震资料探出有大型断裂。在大陆坡地带不到100公里的横向距离内，地壳厚度由洋向陆陡然加大（约增加三倍以上）。非洲台地基底的花岗岩层沿推断的断裂与洋壳的第二层和第三层接触。同时发现早、中古生代的沉积地层（地震波速5.2－5.4公里/秒）向大洋方向尖灭。在大西洋和印度洋周缘，洋壳第二层向大陆方向，通常至大陆坡尖灭，有的在离大陆坡较远的洋底，洋壳第二层便已经尖灭，有的第二层可以以火山岩形式延至陆上，在北大西洋，厚度达3～4公里的第二层以高原玄武岩形式出露于冰岛和法罗群岛上。太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为两种，一种以西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列为代表，另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边缘为代表。前一种情况（西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列）最为复杂，过渡带的范围异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟—岛弧—边缘海深海盆地—陆坡—陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型大陆边缘相似，在大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地壳。安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。在大西洋型和安第斯型大陆边缘，通常可以将大陆坡麓作为大陆型地壳和大洋型地壳的分界（如图）。在岛弧—海沟—边缘海地区，大陆型地壳和大洋型地壳之间的过渡是复式的，因为岛弧陆侧又出现具大洋型或过渡型地壳的边缘盆地。上述几种地壳过渡形式，以岛弧—海沟—边缘海系列最为复杂，安第斯型次之，大西洋型大陆边缘最为简单。地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，厚度递变就比较缓和。大洋中脊及其岩石组成大洋中脊是绵延于洋底的巨大火山岩系，长6万Km，宽数百公里，占洋底面积33%，高出洋底1-3Km，脊顶水深2-3Km大洋中脊的地壳结构与大洋盆地有显著区别。在大西洋中央裂谷带底下，缺失洋壳第三层，第二层直接覆盖在异常地幔上；有些地方第二层变厚，厚度变化在1—4.5公里之间，中脊轴部的地壳总厚度明显变薄。东太平洋海隆轴部的地壳结构属于另一种类型，洋壳第三层连续越过海隆，但厚度减薄至3公里左右；第三层覆盖于异常地幔上；整个地壳厚度也有减薄，莫霍面向上抬升（如图）。印度洋中脊的地壳结构有的段落属于大西洋中脊型，另有些段落类似于东太平洋海隆类型。各大洋中脊特征大西洋中脊:最典型，它与两侧大陆平行，略呈S形；高出洋底2000—3000m，洋脊的中央常为一深陷裂谷——中央裂谷。裂谷两侧有一系列阶梯状断层，形成地堑构造。大洋中脊的一段各大洋中脊特征印度洋中脊分三支，呈“人”字形；位于印度洋中央，沿东经70°方向南北延伸，在南纬20°处分叉，东南延伸至太平洋、西南延伸至大西洋，与大西洋中脊相连、向北进入亚丁湾。太平洋中脊偏东侧，称东太平洋海岭，起伏程度小。有些海底山脉不在大洋的中间，一般称为海岭。如印度洋的东印度海岭北冰洋的罗蒙诺索夫海岭太平洋东部的海岭（其没有明显的中央裂谷），也称太平洋中隆。全球大洋中脊分布三大洋中脊南端在南半球相连，北端进入大陆，东太平洋海岭在加利福尼亚进入大陆；印度洋中脊在红海延伸到阿法尔和埃塞尔比亚裂谷；大西洋中脊越过北冰洋，到达贝加尔湖地区。大洋中脊的特点洋脊为高地热流异常区。中央裂谷附近的热流值常是深海盆正常值的2—3倍。裂谷为重力负异常区，说明物质的密度较小。洋脊处地壳较薄，大部分地段基岩裸露。主要为玄武岩，没有或有极薄的深海沉积物，在较深部位的岩石有不同程度的变质现象。综上所述，洋脊位于温度高的地幔软流圈上隆的地段，是岩石圈的巨型张裂谷，是岩浆的涌出口和地热排泄口，也是区域变质发生的地带。大洋中脊的岩石类型大西洋：北纬45°区：无斑非晶质玄武岩，局部有少量斜长石斑晶，具斑晶的玄武岩中含少量橄榄石和圆形辉石。北纬36°区：苦橄玄武岩和苦橄岩类，具有较高的Fe/Mg值和Ti值。北纬22°-23°区：拉斑玄武岩，外面有一层30-40mm的橙玄玻璃，属高铝玄武岩，局部有变质玄武岩。印度洋中脊：岩性主要为拉斑玄武岩，斑晶为斜长石，部分为橄榄石，低Na、K，富含橄榄石斑晶的玄武岩产生于中脊裂谷壁上，富含铬。局部地区具有大量的蛇纹石化橄榄岩等超铁镁岩。大洋中脊的岩石类型东太平洋隆起：北纬45°-49°区：富含橄榄石和辉石的玄武岩；北纬21°区：①富斜长玄武岩，高Ti，高Fe/Mg比值，占3%；②斜橄辉玄武岩，呈枕状熔岩形态，高Ti，高Fe/Mg比值，占87%；③橄榄玄武岩，橄榄石为早期结晶，占10%。北纬8°-9°区：①铁玄武岩，由辉石、斜长石和钛磁铁矿组成，Fe含量12-15%，Ti>2%；②斜橄辉玄武岩，橄榄石含量<9%，Fe含量10%-12%，Ti含量1.5%-2%；③斜长辉石玄武岩，缺橄榄石，Fe含量<11%，Ti含量<1.5%，富含重稀土元素。南纬5°-15°区：由低钾拉斑玄武岩组成，以斜长石斑晶为主，仅少量单斜辉石和橄榄石。大洋中脊的岩石类型大西洋和印度洋的玄武岩中富橄榄石和橄榄石斑晶，常见的是富镁的苦橄玄武岩类。东太平洋隆起的玄武岩以单斜辉石和斜长石为主要成分，缺少超铁镁质岩，出现富铁的玄武岩。大洋中脊的岩石类型大洋盆地及其岩石组成与大洋中脊沉积层薄而间断分布的特点不同，深海盆地的沉积盖层几乎是连续的，在凹凸不平的基底上带有填充和披盖性质，沉积层厚度大致在数百米至一公里之间。沉积层的产状差不多是水平的，一般无形变的痕迹，有些沉积层带有滑移迹象；断层十分少见，主要出现在靠近海沟外缘隆起的地方。洋盆的沉积物主要为深海红粘土、钙质和硅质软泥，陆源碎屑物质比较少见。在邻近岛弧或火山岛的地区，火成碎屑成分占有一定的比重。一般在浅于碳酸钙补偿深度的海区，接受了远海钙质软泥沉积，而在水深大于碳酸钙补偿深度的地方，沉积了硅质软泥和深海红粘土。在赤道生物高产带沉积速率甚高，沉积厚度较大。在近极地海域，则停积了冰山搬运的物质。深海底流的侵蚀作用有时会在洋底导致沉积间断，并记录在洋底沉积剖面中。

深海盆地基岩的研究程度不如中脊地区，基岩露头一般比较少见，主要见于洋底隆起区周缘的断裂带和一些构造阶梯处。在深海盆地拖采和钻遇的玄武岩、辉长岩以及超基性岩类，与大洋中脊的相应岩石是十分类似的。大西洋：DSDP第39航次355孔：无斑非显晶质玄武岩及由斜长石、橄榄石和单斜辉石组成的角砾岩；DSDP第11航次105孔：获取侏罗纪玄武岩，岩性与洋中脊玄武岩相似。太平洋：东北太平洋：拉斑玄武岩，与太平洋隆起类似；DSDP第24航次319孔：辉绿结构的玄武岩，具流动构造。印度洋：DSDP第26航次250孔：富含橄榄石、辉石、斜长石及铁矿的玄武岩；DSDP第24航次235孔及236孔：含辉石和斜长石斑晶的玄武岩，与大西洋成分相近；DSDP第22航次211、212、213孔：碱性玄武岩和碱性橄榄岩以及蚀变玄武岩，与太平洋成分相近。深海盆地的自由空气异常十分平稳（接近于0），布格异常可达400毫伽，重力场表明深海盆地处于地壳均衡状态。这里热流值不高，平均约为1.2微卡/平方厘米·秒左右。深海盆地的磁场，在许多地方，特别是邻近中脊区域呈现出典型的条带状磁异常，并可与地磁场转向年表对比用来确定洋底的年龄。整个深海洋盆地是地震活动最宁静区域，火山活动也局限于个别地区。位于板块内部的洋盆地区，洋底岩石圈沿着软流圈顶面作整体位移，构造活动相当微弱。大洋地壳相关知识

1、海底磁异常带

上世纪50年代后半期，英国学者梅森等发现大洋底存在独特的线性磁异常，与陆上的大规模磁异常有着显著的区别。在海底磁异常图中，黑色代表正异常，白色代表负异常。海底磁异常的强度一般是数百伽玛，在大洋中脊的强度较大，向两翼变小。磁异常大体平行于中脊轴延展，正负异常相间排列，对称的分布于中脊轴的两侧。单个的磁异常条带的宽度大约数公里到数十公里，纵向上绵延数百公里以上，在遇到洋底断裂带时被整体错开。对于磁异常条带有不同的解释，有人主张由于洋底岩石磁性的强弱不同引起。然而，广泛分布于世界洋底的磁异常条带，表明它必然起源于某种全球性的作用过程。1963年，瓦因和马休斯提出瓦因—马休斯假说，认为洋底磁异常条带并不是洋底岩石磁性的强弱不同引起，而是在地球磁场不断转向的背景下海底扩张的结果。地球磁场的极向会发生倒转，如果海底是以海底扩张方式不断产生的话，那么地幔物质沿大洋中脊轴部上涌冷凝形成新海底的过程中，当温度降低通过居里点时，新海底就会沿着当时地磁场的方向被磁化。新海底不断在中脊轴部形成，老海底则被推动着向两侧扩张。如果某个时间地磁场发生了转向，则这时形成的海底便会在相反方向上被磁化。这样，只要地磁场在反复的转向，而海底又不断地新生和扩张，那就会形成一系列正向磁化和反向磁化相见排列的海底条带，并对称地分布于大洋中脊轴的两侧。扩张着的海底，实际上像录音机一样记录了地磁场转向的历史。瓦因-马休斯假说地球磁极在不断转向，而且时间间隔为几万或几十万年。瓦因—马休斯假说，是符合现在的科学研究的，即磁异常条带为地球磁场不断转向的背景下海底扩张的结果。磁异常条带与地磁场转向年表作比较后，发现他们能一一对照。而且，这种对应关系也见于世界大洋其他海域。如冰岛雷克雅内斯海岭（如图），将他的磁异常图案与地磁场转向年表对比后，得出该海岭单侧的扩张速度为1厘米/年

洋底沉积物形成过程中，会在当时的地磁作用下被磁化，但由于大洋沉积速度微小，而且沉积层中的磁化强度远远弱于玄武岩（大约为1/10000）。所以尽管洋底覆有数百甚至上千米厚的沉积物，仍然不影响对大洋基底磁异常的测定。后来发现，沉积岩岩芯中的正反磁化段也可以与海底的磁异常条带进行对比。也就是说，他也可以和地磁场转向年表相对比。如果沉积速度保持不变的话，有三种不同的尺度：一是地磁转向年表的间隔，二是海底磁异常条带的宽度，三是海底沉积层中的正反向磁化带段的厚度，这三种不同尺度都以不同比例变化。足以见得，地磁场确实在频繁地倒转着，这在陆地上和洋底均有记录。洋底的磁异常条带也就是洋底的等时代线。磁异常条带线的年龄相当于它被磁化的年代，即这部分洋底在大洋中脊轴部被带到地表的年代。在大洋中脊两侧某些洋盆区域，并没有磁异常条带出现，常被称为磁静带，这因为地磁场在一个相当长的时期没有发生过转向。海底扩张速度的算法：磁异常条带距脊轴的距离和这些条带的年龄，便可以求出那里的扩张速度（如图），可以看出大西洋中脊、印度洋中脊、东太平洋海隆的扩张速度。大洋的线性磁异常格局一般不延至陆壳结构的大陆台阶和陆上，在大洋地壳和大陆地壳的边界处，磁异常格局发生急剧的变化。大陆地区的磁异常显得比较复杂，可能与其下的花岗岩层有关，大洋地壳与大陆地壳上磁性特征截然不同，反映了两者之间的截然差异。大洋地壳相关知识

2、转换断层大洋中脊被一系列横向断裂带切割，断裂带之间通常相互平行，其间距约50—300公里。许多断裂带延至中脊边缘处变得形迹不清。断裂带使得两侧中脊错开，看上去很像把中脊错开的平移断层。

1965年，加拿大学者威尔逊指出，这种横断中脊的断裂带不是一般的平移断层，而是自中脊轴部向两侧的海底扩张所引起的一种特殊断层。威尔逊称之为转换断层。平移断层随着时间的推移，断层两侧两段中脊之间的距离会越来越远；但是转换断层，虽然中脊轴两侧海底不断扩张，断层两侧的两段中脊之间的距离却未必增大。其次，平移断层，错动是沿整条断裂线发生的，至于转换断层，相互错动仅发生在这两段中脊轴之间的BC段，在该段以外的断裂带上，断层两侧海底的扩张移动方向相同，其间没有相互错动。最后，转换断层中BC段的错动方向，恰好与平移断层中把中脊错开的方向相反，如图所示，平移断层的错动方向为右旋，转换断层则为左旋。CCBBDADA地震资料表明，地震活动确实都集中在中脊轴之间的错动地段BC上，而在该段外面的断裂带基本上没有地震发生。震源机制表明，断裂带上地震震源的应力是剪切，其错动方向与把中脊错开的视错动方向相反，亦即完全符合转换断层所要求的方向。洋底断裂带确实是一种不同于平移断层的转换断层。例如，赤道大西洋的一系列横向断裂带，以往被当作为左旋平移断层，现在看来应该是右旋转换断层（如图）转换断层为海底扩张引起的，转换断层的错动方向也就是海底扩张或板块运动的方向。全球表面被若干球面帽盖状的巨大岩石圈板块所覆盖。板块沿地球表面的运动应遵循欧勒定理，它是一种绕某根通过地心的轴旋转运动（如图）。转换断层实际上标出了板块旋转运动的方向。某一中脊段落的一系列转换断层应相互平行，呈现为一系列环绕板块旋转轴的同轴圆弧，因此，横断中脊的转换断层应追随地球表面呈弧形弯曲。转换断层总的看来相当平直。但是在某些段落发生转折、错开。由于断裂带标示了海底扩张或板块运动的方向，断裂带走向的转折表明海底扩张方向曾发生过变化。转换断层的类型脊-脊型转换断层：横切洋底中脊的断层，数量众多，平行于纬线，可能与中脊同时形成或形成更早。脊-海沟型转换断层：连接洋脊与海沟的转换断层。海沟-海沟型转换断层：连接海沟与海沟的转换断层。大洋地壳相关知识

3、岛弧—海沟系俯冲带：当大洋板块俯冲到大陆板块之下时，大洋板块向大陆板块之下俯冲的那部分称为俯冲带。俯冲带进入地幔一定深度便被熔融、同化以及消亡，又称消亡带或消减带。20世纪50年代贝尼奥夫（Benioff）发现这一地震带，又称贝尼奥夫带。俯冲带倾斜角度：上部30°，下部50°—60°，甚至直立。俯冲带的深度：一般300Km，少数至700Km。俯冲带形态：高应力型（智利型）和低应力型（马里亚纳型），两种俯冲带可以相互转化。智利型：板块碰撞后紧密接触，具有俯冲侵蚀作用；马里亚纳型：海沟陆侧斜坡上形成系列正断层，具塌陷构造侵蚀作用。海沟一般与岛弧共生，但是有的海沟直逼陆缘，与陆缘的弧形山脉伴生，后者可称为弧形山脉（或山弧）—海沟系，即所谓的安第斯型大陆边缘。广义的岛弧—海沟系也包括山弧—海沟系，相当于板块的俯冲边界。岛弧—海沟系是地球表面上最活跃的地带。最深的海渊、最强烈的地震、最剧烈的火山活动、最大的重力异常、最显著的热流值变化，都发生在岛弧—海沟系。这里的地壳均衡状态被剧烈破坏。外缘隆起：位于海沟洋侧的低缓宽广的隆起带，是大洋板块向大陆板块俯冲挤压拱起的产物。向洋侧坡缓，向陆侧坡陡，顶部产生断裂，具浅源地震和岩浆活动。海沟：大洋板块向大陆板块的俯冲地带，形成深达6500-10000m的海底凹地。海沟坡折：位于海沟陆侧斜坡上，在俯冲过程中受强烈挤压，形成褶皱挤压带，发育系列的逆冲断层。地貌上为一条平行海沟的岭脊，又称外弧。火山弧：发育于海沟陆侧，距海沟轴部150-200km，由火山岩及深成侵入岩组成一条弧形火山岛。又称内弧或第二道弧。弧沟间隙地及弧前盆地：从火山弧到海沟坡折间的地带称弧沟间隙地，间隙内发育弧前盆地，接受巨厚沉积。残留弧：火山弧后面常有边缘盆地或弧间盆地发育，弧间盆地后缘遗有残留弧，亦称为第三弧。残留弧位于火山弧的陆侧，在弧后扩张的环境下，以断裂方式从火山弧分离出来。弧后盆地：火山弧与大陆间发育的深水盆地称为弧后盆地。形成于扩张拉裂作用。1.岛弧—海沟系结构上的一般特征

海沟的外壁（洋侧斜坡）多正断层，常呈阶梯状排列。这类构造（包括外缘隆起）的形成，可能是大洋板块俯冲下弯，导致弯曲部凸面的板块表层处于伸张状态之故

海沟的内壁，变形强烈，有一系列逆掩构造。海沟沟底的沉积物一般很少蒙受变形，推断内壁下部是俯冲作用开始的地方。

在海沟内壁或岛弧外缘有俯冲带混杂岩（或称为岛弧混杂岩）。由深海沉积物、玄武岩、辉长岩、蛇纹石化橄榄岩等，经常还有高压低温变质岩等这些大小悬殊、性质、成因、年代极不相同的岩石和沉积物遭受强烈剪切和变形，相互混杂在一起组成。岛弧可以分为外弧和内弧从板块构造的观点看来，非火山性外弧实际上是在板块俯冲挤压作用下，在海沟陆侧斜坡上，沉积层及岩石圈碎块受到逆掩和刮削作用而产生的机械堆积的结果。火山性内弧的形成，则与俯冲板块局部熔融引起的火山活动有关。火山活动出现在海沟向陆侧的一定距离处。沿岛弧火山活动带与海沟之间有一个宽约一、二百公里的无火山地带，1971年，迪金逊把它命名为弧沟间隙。2.俯冲带的岩石组合类型1、混杂堆积：大洋板块与大陆板块碰撞时，不同性质、不同时代、不同来源的岩石经挤压、搅拌混杂在一起，称为混杂堆积。在北美西部海岸山脉、我国的雅鲁藏布江和秦岭等地都有发现。特征：1）、成分复杂，由不同性质、不同时代的外来岩块、原地岩块和基质三部分混杂组成，其中有海沟坡侧上的浊积复理式沉积、洋中脊的蛇绿岩套、各种沉积岩和变质岩。2）、混杂堆积中岩块大小不一，形态各异，差异悬殊；混杂堆积带延伸较长，宽窄不一。3）、混杂堆积中剪切裂隙发育，基质和岩块普遍受到剪切变形，岩块可以在基质中发生自身旋转和位移。4）、混杂岩常与蛇绿岩套、高压低温变质带共生分布在海沟坡折地带，形成俯冲带前端叠瓦状楔形构造带。2.俯冲带的岩石组合类型2、增生楔状体：大洋板块向大陆板块俯冲时，其表面所覆盖的沉积物大部分堆积于海沟路坡侧，形成增生楔状体。增生楔状体组成物质为混杂堆积物质，其中包括大洋沉积物和镁铁质及超镁铁质洋壳物质。随着大洋板块不断向下俯冲，不断增生，引起海沟陆坡向大洋方向扩展，同时海沟和俯冲带也向大洋方向迁移。增生楔形体不断增积于大陆边缘，大陆不断增生，弧前盆地加宽，洋壳向陆壳转化，大陆边缘不断向外扩展。当大洋板块向下俯冲时，大洋地壳和上覆的沉积物会遭受高压低温变质作用。在大洋一侧出现绿片岩相和蓝闪石片岩相，向陆侧出现角闪岩相。高压低温变质带（外带）一般以蓝闪石片岩为代表，它分布在靠近海沟的地带，常与蛇绿岩套及混杂岩共生。在火山岛弧部位，岩浆上升，温度较高而压力减小，则出现高温低压变质作用（内带），以红柱石等为代表，常与安山岩质火山活动及花岗岩、闪长岩活动伴生在一起。高压低温和高温低压变质带组成的成对变质带，是识别古岛弧—海沟系的一项重要标志。2.俯冲带的岩石组合类型3、双变质带：大洋板块向大陆板块俯冲，在板块接触地带会出现两个变质带：高压低温变质带和高温低压变质带，它们分布在弧沟间隙两侧成对出现，称双变质带。2.俯冲带的岩石组合类型4、蛇绿岩套：代表一套一超基性岩、基性岩为主体的复杂的岩石组合，代表上地幔物质。基性火山岩（枕状构造）基性席状岩墙群奥长花岗岩辉长岩橄榄辉长岩辉长岩橄榄岩斜方辉石橄榄岩现代板块学说认为蛇绿岩套沿俯冲的大洋板块一侧分布，由一条超铁镁质岩、铁镁质岩和深海沉积物组成的复杂的岩体。现在完整的蛇绿岩套由橄榄岩、铁镁质和超铁镁质堆积杂岩、席状岩墙杂岩和枕状熔岩等岩石组成，其上被含放射虫、有孔虫等深海沉积物覆盖。蛇绿岩套的出现被认为是古代岩石圈板块消亡的位置。3.岛弧—海沟系的火山岩在一个发育成熟的岛弧中，火山岩的分布从大洋一侧向大陆一侧，依次出现拉斑玄武岩系列、钙—碱性系列以至碱性系列。这些岩浆是在不同的深度或压力条件下产生的。拉斑玄武岩岩浆发生的深度较浅，钙—碱性岩浆发生的深度较深，碱性岩浆发生的深度最大。久野（1960）认为岛弧火山岩的岩浆源地与向陆侧倾斜的贝尼奥夫带有关。从岛弧外侧向内侧方向，火山岩中铁的含量减少，碱的含量，特别是K2O的含量升高（如图）。有人发现岛弧系中的震源深度与地面火山岩中的含钾量有密切关系。拉斑玄武岩系列火山岩除见于岛弧地区，还几乎见于所有其他构造环境，如洋中脊、边缘海、大洋岛屿及稳定大陆。钙—碱性系列火山岩则主要发育于岛弧系，因而钙—碱性系列所发育的大量安山岩常被当作岛弧火山岩中的特征性岩石。碱性系列火山岩有时可见于岛弧靠大陆一侧的边缘地带。但是碱性系列火山岩也出露于稳定大陆、大洋岛屿等构造环境中。4.岛弧的类型及其演化岛弧包括弧形山脉在内总长度约40000公里。根据它们的构造位置和地壳特征，可分为以下三类：⑴陆缘弧，分布在大陆地块的边缘，岛弧与大陆之间没有具大洋地壳的深海盆地把它们隔开。陆弧缘又可以分为两种类型，一种呈弧形山脉直接是大陆块的组成部分；另一种在岛弧与大陆之间，隔以具大陆地壳的陆架浅海（前陆盆地）这种岛弧又称为裾弧。⑵边缘弧，与大陆之间被具大洋地壳的边缘海隔开。边缘弧又可以分为两种类型：一是岛弧的地壳结构属于大陆型地壳，他原来可能曾与大陆块邻接，后来因为弧后扩张作用才与大陆分开；二是岛弧地质体中基本上无大陆基底岩石。⑶洋内弧或大洋弧，远离大陆，位于洋盆中间，岛弧地质体中一般无大陆基底岩石，在弧后地带通常是具大洋地壳的弧间盆地。在有的分类中没有划出边缘弧，而将边缘弧也划归洋内弧中，即仅分为陆缘弧和洋内弧两大类。根据岛弧的地壳结构、地壳厚度以及火山岩系列，分为四类：1.胚胎阶段火山链，主要由深海拉斑玄武岩组成，拥有大洋型地壳，厚约12公里左右。它们可能相当于岛弧的前驱阶段。2.未成熟岛弧，有海沟俯冲带相伴随，以拉斑玄武岩为主，岛弧地质体中缺失或极少花岗岩基底岩石，地壳厚15—20公里。这种类型大致相当于上面分类的大洋弧。3.成熟岛弧，有拉斑玄武岩和钙—碱性系列的安山岩和英安岩，由大陆型地壳（厚约25—40公里）组成，花岗岩在地壳中占到30—40％。4.弧形山脉，火山岩主要属于钙—碱性系列，硅质含量较高，有厚的大陆型地壳（约30—70公里），花岗岩层与玄武岩层厚度大致相当。随着岛弧中大陆地壳的逐渐发展，钙—碱性系列的火山岩在所有火山岩中所占的百分比逐渐增大。由小火山岛弧构成的未成熟岛弧，钙—碱性系列火山岩仅占0—40％；由大岛组成的具大陆型地壳的成熟岛弧，一般为40—80％；至于有巨厚大陆地壳的弧形山脉，则达80—100％。因此，在年轻的未成熟岛弧中，玄武岩占主导地位。在成熟岛弧中，安山岩是主要的。总的看来，大多数火山岛弧主要由玄武—安山岩和安山岩组成。流纹岩和碱性岩石在岛弧中一般少见，但是可以出现于具大陆型地壳的弧形山脉中。随着岛弧中钙—碱性系列岩石所占比例的增加和大陆地壳的发展，整个火山岩中硅质的含量亦随之增加。较小的未成熟岛弧所出露的岩石，一般不老于第三纪或白垩纪；大型成熟的岛弧出露的岩石，则可以更老，不过在其上也叠置了大量年青火山岩。在成熟岛弧中，往往有一比较古老的地块核心。在小岛组成的未成熟岛弧中，一般没有明显的古老褶皱核或花岗岩层。有些未成熟弧的基底中见有变质岩，但是主要是变质的基性和超基性岩浆岩。在地震剖面上，却往往把这些年青的大洋弧的地壳结构解释为次大陆型地壳，即具有厚度不大的花岗岩层。但是许多学者推断年青大洋弧中不存在花岗岩层。事实上，岛弧系的形成和发展，具体反映了通过板块俯冲作用洋壳转化为陆壳的总趋势。那些成熟岛弧无疑具有大陆型地壳，对于处在发展过程中的年青岛弧则有必要加以具体分析，它们中有许多拥有过渡型地壳。5.边缘盆地边缘盆地亦称为弧后盆地，主要见于西太平洋岛弧—海沟系陆侧。在大西洋安的列斯弧及斯科舍弧后面，地中海、印度洋的安达曼海中，也有边缘盆地发育。⑴边缘盆地的特征和成因大多数边缘盆地的地壳结构属于或接近于大洋型，地壳厚度一般不超过10公里。有的边缘盆地由于濒临大陆而有较厚的沉积层。许多边缘盆地的基底玄武岩也是拉斑玄武岩。但是个别边缘盆地的地壳厚度达15公里以上。边缘盆地具有惊人的年青性。边缘盆地的洋壳与周缘陆壳常以断层接触，有的边缘盆地还见有引张构造发育。尤引人注意的是，边缘盆地具有大洋中脊顶部相当的高热流值，一般在2微卡/平方厘米●秒以上。在活动边缘盆地底下，往往有一高频横波强烈衰减的地带。这些特征暗示边缘盆地是高温地幔物质上涌的地方，边缘盆地具有扩张新生性质。一些板块学者进一步主张，边缘盆地是通过弧后扩张作用，导致岛弧从大陆裂离或岛弧本身裂开而形成。由于边缘盆地总是与岛弧—海沟系紧密共生，构成统一的沟—弧—盆体系，不难想见，边缘盆地拉裂扩张的动力源很可能就在海沟俯冲带。如图所示，图A，当大洋板块向陆一侧俯冲潜没，由于摩擦加热，可以导致高温地幔物质自俯冲带向上浮起，地幔热底辟的膨胀和浮力可以克服板块俯冲边界中显然存在的压应力，从而导致弧后地区的扩张作用。图B，板块俯冲作用使得弧后地区贝尼奥夫带上方产生次一级的地幔对流，正是这种次生上升流成为边缘盆地张开的驱动力。除了弧后扩张作用外，还有少数边缘盆地，如阿留申盆地，可能原来属于深洋底的一部分，岛弧是后来形成的，才把这部分洋底包围分割出来。关于边缘盆地的成因，与拉裂扩张的见解相对立，还有苏联学者的固定论观点，他们提出，边缘盆地是大陆陷落，经过大洋化作用而形成。近年来，在不少边缘盆地中发现了条带状磁异常，人们尝试将边缘盆地的磁异常与地磁场转向年表对比，确定了这些磁异常的编号，从而得出了边缘盆地扩张的时代。但是，有些边缘盆地虽然有磁条带却难以与地磁年表对比。总的看来，边缘盆地的磁异常强度较弱，线性布局及对称性也不如大洋盆地清晰，还有些边缘盆地，至今尚未查明有条带状磁异常，加上边缘盆地中一般无类似于大洋中脊的地形，因而不少学者认为边缘盆地的扩张可能与大洋盆地的扩张不完全相同。关于边缘盆地的扩张方式，还待进一步研究。在许多边缘海中，往往有海底岭脊纵贯其间，魏宁●曼奈兹曾经将这些海岭称为第三弧。卡里格认为，这些海岭是前缘岛弧的残留部分，叫做残留弧。当地幔物质上升，导致岛弧沿弧的走向一裂为二，其间所形成的盆地，叫做弧间盆地，它位于前缘弧与后缘的残留弧之间。在弧间盆地未开裂前，前缘弧与残留弧应该连为一体（如图）（2）残留弧与边缘盆地的演化（2）残留弧与边缘盆地的演化前缘弧又可以再次分裂，形成新的弧间盆地，位于老弧间盆地的洋侧。当洋侧新的弧间盆地张开后，老的边缘盆地被遗在后面，由于它远离俯冲带这个动力源地，扩张停止，于是转变成不活动的边缘盆地，并逐渐冷却下沉（热流降低，水深增大）。在同一沟—弧—盆体系中的诸边缘盆地，向着大洋方向随着接近海沟，其年龄变新、热流升高、水深减小。西太平洋大多数岛弧—海沟系凸面向洋，贝尼奥夫带倾向大陆。他们是极性正常的岛弧。少数岛弧凸面向陆，贝尼奥夫带相反倾向大洋一侧，为极性倒转的反向弧。上图A，侧缘有海沟俯冲带（与反向弧伴生）的边缘盆地，标志了边缘盆地演化中的衰退期。当边缘盆地的洋壳俯冲殆尽，反向岛弧与大陆边缘（或残留弧）碰撞，边缘盆地闭合消逝（如图）。从演化进程来看，边缘盆地至少可以分为：正在活跃扩张的活动边缘盆地，扩张已经停止的不活动边缘盆地以及趋向收缩的衰亡的边缘盆地。边缘盆地关闭，岛弧与大陆碰撞汇合，成为大陆的组成部分，这是大陆增长的一种最重要方式。大洋地壳相关知识

4、无震海岭及微型大陆无震海岭的地质地球物理特点无震海岭在洋底呈线状延伸的水下山脉，三大洋中都有分布，在太平洋尤其多见。海岭上无中央裂谷，也没有横断海岭的转换断层，其地形不像大洋中脊那么崎岖。无震海岭上现代活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动。许多无震海岭绵延数千公里，宽约一、二百公里，高出两侧洋盆1～3公里，其走向往往与大洋中脊垂直或斜交，有时从大洋中脊方面直延至大陆边缘附近。所以，无震海岭一般横切过磁异常条带的走向，二者并不协调。无震海岭往往有一隆起的基座，在隆起基座上再发育了链状分布的海山，高者出露水面成为岛屿。无震海岭上的沉积层，有远海碳酸盐沉积、生物礁相及火山碎屑等，其厚度不一，取决于深度及气候条件。一些顶部较平坦开阔的海岭上，沉积厚度较大，可达一、二公里，这与大洋中脊缺乏沉积盖层形成鲜明的对照。这些海岭高出于碳酸钙补偿深度之上，接受了较厚的碳酸盐沉积。据深海钻探揭示，有许多海岭曾发生大幅度的沉陷。沉积层以下，第二层显著加厚，有的厚度达到9—10公里。其下的大洋层，厚者可达10—12公里。整个地壳厚度比两侧深海盆地明显加厚（可达20公里左右）。结果，在无震海岭底下，地壳向下突入地幔之中，形成“山根”。莫霍面以下地幔的波速，在某些地方明显增大，如在夏威夷群岛底下，高达8.5公里每秒有的火山成因海岭具有显著的正的自由空气异常（100～200毫伽）。火山海岭地壳第二层和第三层的波速一般比相邻海盆的相应波速低，可见海岭质量过剩的根源不在地壳中，而是由地幔波速偏高所引起的。这里可能是深部重的地幔物质上升的地方。海岭的磁场展布在地区上比较局限。除线状延伸的异常外，尚具有等轴和不规则的形状，视各处火山体的形态而异。火山海岭的磁异常一般表现较强，但是东经90度海岭等的磁异常却反映较弱。海岭的磁场与大洋盆地的磁场颇不协调，往往彼此交切。无震海岭的热流与深海盆地相当或略偏高，一般在1.2—2.0微卡/平方厘米●秒之间。在活火山或近期活动过的火山海岭处，热流值显著增大。无震海岭的成因及热点假说通常认为，无震海岭属于火山成因。但是有的学者提出，少数海岭可能属于断块成因，这种海岭的边缘被断裂带所限。所以，无震海岭可分为火山性海岭和断块性海岭两类。火山性海岭的分布十分广泛。火山海岭的成因与大断裂有关。断裂的存在导致其下压力降低，地幔物质局部熔融，并沿裂隙喷溢出来，从而形成了纵长绵延的海底火山链。近年来，还提出了热点和地幔柱假说，用来解释一系列无震海岭的成因。为了解释火山年龄的递变现象，威尔逊提出了著名的热点假说。热点源于岩石圈板块以下的地幔处，相对于地球自转轴的位置大体上是固定的，它提供炽热岩浆，贯穿板块上升到地表形成火山。先形成的火山随板块运动移出热点并成为死火山，在后面的热点处又形成新的火山。由于热点处断续地喷溢形成火山，而板块不停地移过热点，这样不断地“推陈出新”，就发育成由老到新的一串火山链。因此，火山链实际上标出了板块漂移过热点的轨迹，录下了板块的运动方向。北太平洋中的天皇海岭也由夏威夷热点的火山活动所形成。但是，天皇海岭的走向（北偏西）与夏威夷海岭的走向（北西向）间有一明显转折，表明太平洋板块的运动方向曾发生过变更。太平洋中部还有几列海岭，也可能是板块越过热点而形成。一列从土阿莫土群岛至莱恩群岛，土阿莫土群岛的南端（复活节岛）就是一个热点；另一列从土布艾群岛，经埃利斯群岛、吉尔波特群岛至马绍尔群岛，土布艾群岛的东南端也有一个热点（麦克唐纳海山）。这两列海岭与夏威夷、天皇海岭差不多彼此平行地发生转折（如图），有力证明了太平洋板块的运动方向发生过改变（从偏北向变为西北向）。从转折点的年龄可以判断，该转向发生在4千万年前。在大西洋南部，特里斯坦●达库尼亚岛是一个热点。它随海底向两侧扩张，形成两列无震海岭—鲸鱼海岭和里奥●格兰德海岭。这两列火山链轨迹，可能表明非洲板块和美洲板块在当时不仅向东西两侧分离，还有向北的运动分量。

1971年，摩根进一步提出了地幔柱的概念。地幔柱是一种圆柱状的深部地幔物质的上升流。由于深部地幔物质向上涌升，导致这里物质盈余，故形成了高重力值。热点处的火山活动就是地幔柱物质贯穿岩石圈喷出地表的反映。根据重力异常分析及地震波探测，地幔柱的直径可达200公里以上。地幔柱可以把上覆的岩石圈抬起，在地表呈现为巨大的穹隆，并具有高的热流值。由热点喷出的火山岩往往富含碱质的碱性玄武岩，这一点也支持热点熔岩系来源于地幔深处，同时也解释了无震海岭的火山岩一般较富含碱质。热点—地幔柱概念只是一种推断性假说，有的火山链的年龄测定值与热点说不符。有关热点—地幔柱的分布和形成机理，尚待进一步研究。热点—地幔柱微型大陆微型大陆是指散布于海洋深水区的大陆型或次大陆型地块，它们在地形上表现为海底的隆起，顶部一般比较平坦，局部高起处突露水面成为岛屿，地块周缘常被较陡的阶梯所局限。微型大陆的首要标志是地壳厚度较大洋型地壳明显增大，往往出现大陆地壳所特有的“花岗岩”层。有的微型大陆还广泛发育了火山岩建造。新西兰东南的新西兰海台，是最庞大的微型大陆。印度洋中，塞舌尔—马斯克林海底高原是一典型的微型大陆。在北大西洋，不列颠群岛西北面，罗考尔海台属于微型大陆性质。在南大西洋，福克兰海底高地属于微型大陆，该海底高地东西向延伸达1800公里。北冰洋的罗蒙若索夫海岭，其下可能存在着“花岗岩岩”层，并覆以古生界沉积地层。加勒比海的开曼海岭、尼加拉瓜海岭也属于微型大陆。西北太平洋的沙茨基海隆也可能属于微型大陆。马达加斯加岛及其南面的马达加斯加海底高原据推断也可能属于微型大陆。在地中海或小洋盆中也有微型大陆。微型大陆的成因微型大陆可以视为大陆在构造演化过程中留下的一些残余部分，故亦称为残余大陆。有的固定论者认为它们是大陆沉没、经历大洋化作用的残余部分，活动论者则认为它们是大陆分裂、漂移过程的残余部分。大洋地壳相关知识

5、地震活动海底的地震活动，主要与环太平洋地震带以及大洋中脊地震带有关。大洋中脊两侧的大洋盆地是地球表面上地震活动最平静的地区。其中一些有火山活动的海岭和岛屿，偶尔有浅源地震发生。大洋中脊地震带十分狭窄，其宽度不超过数十公里，有的地方仅20公里。这一地震带纵贯于太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋之中，在各大洋之间首尾相连，成为统一连贯的大洋中脊地震带，且与环太平洋地震带、阿尔卑斯—喜马拉雅地震带相连接。全球各地震带相互交替，首尾相连，把岩石圈划分为若干内部地震活动较弱的巨大板块（如图），地震带实际上是岩石圈板块的边界。

大洋中脊上的地震全是浅源地震，地震主要分布在中脊轴部以及横断中脊的断裂带上。中脊轴部以及横断中脊的断裂带均属于板块边界，它们分别为分离型板块边界和转换断层型板块边界。

环太平洋地震带、阿尔卑斯—喜马拉雅地震带属于汇聚型板块边界。中脊轴部的地震以正断层型为主，断裂带的地震以走向滑动占优势，汇聚型板块边界多为逆断层型。各类板块边界地震活动性的强弱，包括大地震发生的频度和最大震级，似乎与相对运动着的板块间接触面积（包括板块厚度）有关。大洋中脊轴部的岩石圈板块厚度最小，它是各类板块边界中地震活动最弱者，最大震级不超过7级。随着离开中脊轴部，在洋底断裂带处，板块厚度有所增大，其最大震级可达8.4级。在板块俯冲边界，二板块相互叠覆。一板块俯冲下去，另一板块仰冲上来，彼此倾斜接触，使得板块间的接触面积大为增加。全球几乎所有的深源地震，以及大多数中源和浅源地震，都发生在板块俯冲边界。最大震级（8.9级）的地震就发生在这里。板块构造学说认为，地震只是发生在刚硬的岩石圈中。大洋岩石圈的厚度一般不超过90公里，所以大部分海区只有浅源地震。唯有在岩石圈板块向下俯冲的岛弧—海沟系及安第斯型大陆边缘，才有可能出现中源和深源地震。因为俯冲板块内部温度不高，仍有可能发生弹性断裂。当板块俯冲到更深处，温度不断升高，弹性逐渐丧失，最终甚至被地幔物质同化，将不再发生地震。大洋中脊的情况与海沟系恰好相反。大洋盆地以及大西洋型大陆边缘地区，属于板块的内部，地震活动十分微弱。大陆漂移、海底扩张以及板块运动学说十九世纪~二十世纪初期，固定论占据主要地位——以槽台学说为代表。其立论依据是人们对大陆地质的研究。二十世纪初期，魏格纳提出了大陆漂移说，引起了地质学中固定论和活动论的争论。二次世界大战之后，海洋科学和地球物理学的发展，人们对海洋地质现象了解增多。赫斯（H.H.Hess）和迪茨（R.S.Deitz）在1960—1962年，提出了海底扩张说。其立论依据是海洋地质现象。1967年，美国的摩根（J.Morgan）、英国的麦肯齐（D.P.Mekenzie）、法国的勒皮顺（X.LePichon）等人，把海底扩张说的基本原理扩大到整个岩石圈，提出了板块构造学说。板块构造学说是人们对岩石圈的运动和演化的总体规律的认识。其立论依据是人们对大陆地质和海洋地质的各种认识，因此又称“全球构造理论”。是目前人们对地壳运动的最高认识，但还有许多地方有待于进一步完善和发展。大陆漂移说的由来和发展大陆漂移观点是1910-1912年间由魏格纳(A.L.Wegener,1912)等在德国法兰克福地质大会上提出。1915年出版《海陆的起源》，从海陆地形轮廓、大西洋两岸大陆的地质、古生物和古气候特征等方面进行论述。

地球自诞生以来，从未停止过活动，沧海桑田、山河巨变。2千多年前，古希腊人就认为大地像“木筏”那样漂浮在水上。1620年已有人注意到大西洋两岸轮廓可以相互拼合。1915年德国气象学家魏格纳正式提出了“大陆漂移说”。他认为2亿年前全球各大陆曾拼合在一起，组成一个超大陆，又称‘联合古陆’，随后才分裂，逐渐漂移到现在的位置。大陆漂移示意图大陆漂移说的主要论据1.大西洋两岸大陆海岸线轮廓相似魏格纳为证实大陆漂移所收集的大量资料，至今仍然是难以辩驳的铁证。其中，大陆岸线的吻合是最吸引人的证据。巴西东端的直角突出部分与非洲西岸直角凹进的几内亚湾非常吻合。2.地层相似巴西东南部与非洲西南部地层层序相似。非洲的前寒武纪片麻岩高原与巴西的片麻岩高原也十分相似。就象一张被撕成两半的报纸，不仅完全可以重新拼合起来，其上面的文字也是可以读通的。3.地质构造相连北大西洋两岸的古山系——加里东山脉。在大西洋东岸的挪威看到的是山系，过爱尔兰后似乎淹没在大西洋下。在加拿大的纽芬兰有一古山系——老阿巴拉契亚山脉，仿佛从大西洋里爬上来，和欧洲的加里东山脉有许多相同之处。魏格纳认为北美的阿巴拉契亚山脉曾一度和欧洲的加里东山脉相连。如果把大陆拼合在一起，就形成一条连续的山系。非洲南部二叠系地层组成的开普山脉，向西延伸为南美的布宜诺斯艾利斯低山。4.古生物相似魏格纳充分利用古生物学的资料来证实大陆的漂移。由于相同的生物种不可能在相隔十分遥远的地点分别独立出现，它们应该起源于同一地区，然后再逐渐传播到其他地区。但是，魏格纳通过对比发现，在远隔重洋的大西洋两岸许多生物种群却存在着亲缘关系，其中特别是那些根本无法远涉重洋的陆生生物群落，只有用“联合古陆”的观点才能得到圆满解释。水龙兽，四足短矮，属于陆地生活的爬行类动物。广泛分布于南美、南非、印度、南极等地。它们不可能漂洋过海，只能通过大陆漂移而至。在南美东部、非洲西部和南极洲2亿年前的地层中分别都找到同一个属种的‘中龙’化石。它们是只喝淡水的小型陆生爬行动物。无法想象它们可以游过宽阔的大西洋而互相沟通。显然，他们应该曾经生活在联合古陆上，此后才漂移开来2亿年前的舌羊齿是生活在寒冷气候带的蕨类植物，但目前它的化石却遍布于南美洲、南非、印度、南极洲和澳大利亚等大陆的不同气候带上。看来，只有用当时这些大陆曾经组成了联合古陆的解释才最为合理。日月的潮汐摩擦力产生使大陆向西的漂移力地球自转离心力分解出的离极力推动大陆在径向上漂移大陆漂移的动力机制大陆漂移说的主要观点大陆系由较轻的刚性硅铝质组成，它漂浮在较重的粘性硅镁质之上。全世界大陆在古生代石炭纪以后联结成一体，名为泛大陆。围绕泛大陆的广阔海洋，称为泛大洋。在潮汐力和地球自转离心力的作用下，自中生代开始向赤道和向西漂移。泛大陆逐渐破裂、分离、漂移，形成现代海陆分布的基本格局。各大陆在向赤道和向西漂移的过程中，前缘受挤压并褶皱形成山脉，如科迪勒拉山脉和安第斯山脉。后缘由于硅镁层的粘结、拖曳作用而脱落下来形成岛弧、岛屿，如亚洲大陆东缘的岛弧群、小岛。大陆漂移说的新证据大陆漂移说的争议大陆漂移的驱动力问题没有得到解决。硬的硅铝层在较软的硅镁层上发生漂移，为什么硅铝层的前缘褶皱成山而硅镁层的边缘反倒没有褶皱而只拗陷为海沟？如果大陆漂移从中生代开始，那么古生代以前的褶皱山脉是怎样形成的？由于许多问题无法解释，特别是固定论者的坚决反对，30年代，此学说逐渐消沉下去。50年代以来，古地磁及海洋地质等方面研究的进展，使一度沉寂的大陆漂移说重新得到认识。1.很好拼接的大陆轮廓1965年E.C.布拉德研究认为：大陆的边界应当以大陆壳的边界即大陆坡的坡脚为准，并应考虑消除在大陆分裂后陆壳的增建和改造部分。利用电子计算机以数学方法进行拼接，取得令人满意的结果。2.欧洲、美洲相似的磁极移动曲线北美大陆近10亿年的极移曲线和欧洲大陆近10亿年的极移曲线，二者大致平行，近期才逐渐靠近，最终汇于北磁极若欧美大陆是固定的，只能得出一条极移曲线，而今得出两条，因此只有设想欧美大陆原来是合在一起，后来逐渐分离，直到形成现在的位置，才能解释这种现象。3.相衔接的地层界线非洲的加纳、象牙海岸及其以西地区，有年龄为19亿年以上的岩石；在贝宁、尼日利亚及其以东地区，为6亿年左右的岩石。两组岩石在加纳的阿克拉附近有一条明显的界线。而在南美洲巴西的圣路易斯附近，也有一条这样的两组岩石的界线。如果把南美和非洲大陆拼合起来，两个大陆的两组岩石界线正好相接。非洲和南美洲岩石年龄不同地区之间的界限4.古气候相似根据古冰川沉积物和冰川擦痕等证据，表明在2亿年前，目前位于热带、温带地区的南美、南非、印度和澳大利亚等地都分布着大片古冰川遗迹，而北半球找到的却是热带植物化石，这样势必会作出南半球万里冰封，北半球郁郁葱葱不合情理的结论。但如果按照大陆漂移说的观点，当时的大西洋和印度洋并未出世，而各大陆又联合在一起，并以南非为中心同居于南极附近，出现冰川自不足为奇。海底扩张说二次大战后，科技发展，展开了多方面的海洋调查，获得了大量海洋科学资料：大洋中脊形态海底地热流分布异常海底地磁条带异常海底地震带及震源分布岛弧及与其伴生的深海沟海底年龄及其对称分布地幔上部的软流圈在这些新资料的基础上，产生了一个崭新的学说——海底扩张说。大洋中脊两侧的地质特点海底沉积层中脊→两侧薄→厚

洋脊处基岩(玄武岩)裸露沉积物以大洋中脊为中心对称分布1.海底沉积物厚度对称分布洋脊上沉积物的分布2.海底磁条带对称排列

正负异常，以洋脊为中心对称排列。每一条磁条带宽度不超过数十千米，而长度却可达几千千米以上。3.海底沉积物年龄对称排列

海底沉积物的两个特点：一是最老的沉积物年龄不早于侏罗纪，即不早于2亿年。二是海底沉积物年龄从洋脊到两侧由新到老对称分布。4.深海钻探与洋壳的研究1961年，“莫霍计划”，美国“卡斯1号”钻探船曾在东太平洋进行第一次深海试钻，在水深3560米以下，井深仅183米。“莫霍计划”夭折。“地球深部取样联合海洋研究机构”，制订了深海钻探计划—DSDP。至1968年8月以来，深海钻井揭露了洋底沉积层以至玄武岩基底。在洋底地壳、大洋沉积、古环境以及矿产资源等方面取得了异常丰富的资料。洋壳的年龄利用深海钻探技术，从洋底钻取了大量的岩心样品，发现它们的年龄都不超过2亿年，相比之下大陆上测出最老的岩石可达38亿年，这说明洋底十分年轻，更老的洋壳已被深海沟吞没了。而且，洋底年龄是以洋中脊为对称轴，向两侧有序地增加，最年轻的洋底都在洋中脊上，向两侧，洋底的年龄逐渐由新到老排列。而特别惊人的事实是沉积物的年龄与磁异常条带所预测的年龄完全一致。海沟——深切岩石圈的断裂海沟是切穿岩石圈的深大断裂

海沟轴线靠近大洋一侧为一系列阶梯状断层；靠近大陆一侧，为陡峻谷壁；轴线附近为一宽约30m的破碎带。大陆壳推覆在大洋壳之上，属于逆断层性质；大洋壳向下斜插于大陆之下，为一系列张断裂或阶梯状正断层。总之，大洋中脊是将岩石圈拉开，而海沟带则是使岩石圈受到压缩。1.海沟是切穿岩石圈的深大断裂2.海沟是陆壳、洋壳的重叠处大洋壳以较大的角度（45°±15°）向大陆壳下俯冲插入。换言之，大陆壳向着大洋壳之上仰冲。构成了环太平洋地震带，世界的中、深源地震主要发生在这里。贝尼奥夫带。3.海沟是地热流值较低区在海沟附近，地热流值较低（0.99—1.16HFU），一般没有现代火山活动；海沟向陆一侧150—200km左右，则往往是一系列火山带；为一系列岛弧带，热流值升高（2.0HFU左右）。在岛弧的靠大陆一侧，往往形成边缘海（弧后盆地），高地热流异常区也常扩大到这一地区。海底扩张学说上述这些奇怪现象的发现，引起科学工作者的极大兴趣和注意。人们提出了一系列问题希望得到解决的：例如，洋脊是岩石圈的张裂带和岩浆涌出口，岩石圈会不会被拉开？越来越多的岩浆流到哪里去？海沟是岩石圈的挤压带，岩石圈将会缩短到什么程度？深海沉积物既薄而又年轻，如果深海沉积速度以每100年1mm计，从太古代至今，应该有30km以上的厚度，但实际上只有几十、几百米的厚度，这是因为什么？凡此种种，如果按照传统的地质学理论是无法加以解释的。因此，一个新的课题摆在人们面前，那就是大洋壳究竟是如何形成和演化的。1960—1962年，赫斯（H.H.Hess）和迪茨（R.S.Deitz）首先提出一种理论，叫海底扩张说。赫斯与海底扩张说

哈雷·赫斯（HarryHess）是海底扩张假说的创立者。

赫斯的地学研究生涯起始于他年青时在美国海军服役的经历。二战期间，赫斯是美国太平洋舰队“约翰逊角”号运输舰上的一名军官。在多次横渡太平洋的过程中，他注意到船上的雷达探测到了海底一连串的圆形山体。这些山体高出洋底约2000米，且都有一个共同的特点，即顶部异常平坦。赫斯认为这些都是沉落于海洋中的火山。不久的勘测也证实了他的设想。但是问题的难点在于如何解释这些山体平顶的特征。战后长期的研究融入了赫斯丰富的想象力。在1962年诞生了《海洋盆地的历史》这篇论文。在这篇论文中，赫斯正式提出了海底扩张的假说。他的思想复活了魏格纳的大陆漂移学说，并奠定了导致地学革命的板块构造理论的基础。几年之后，他的假说就为深海勘探所证实。赫斯本人也因之而成为地学史上的一代宗师。

赫斯的经历同时也印证了中国著名学者胡适的治学真言：“大胆假设，小心求证”，也许正体现了人类对待科学应有的态度。海底扩张说的主要观点（1）密度较小的大洋壳浮在密度较大的地幔软流圈之上；因地幔温度不均一，地幔或软流圈中引起物质的对流，形成若干环流；在两个向上环流的地方，大洋壳拉张，形成大洋中脊和中央裂谷。岩浆不断在此涌出，冷凝后形成新的洋壳。所以大洋中脊又叫生长脊，温度和热流值都较高；新洋壳不断生长，随着地幔环流不断向两侧推开。因此，地磁异常条带在大洋中脊两旁有规律的排列以及洋壳年龄离洋脊越远越老；大洋中脊两侧向外扩张速度（半速度）大约为每年1—2cm，有的可达3—8cm。海底扩张说的主要观点（2）大洋壳与大陆壳相遇处，因洋壳密度较大，位置较低，俯冲到大陆壳下，形成海沟或贝尼奥夫带。倾斜插入陆壳下的洋壳，由于远离中脊，温度已经变冷，同时沉积物中的水分也被带入深部，形成海沟低热流值带；地热和摩擦的作用，在约深150—200km处，大洋壳局部或全部熔融，形成岩浆。岩浆及挥发成分的强大内压使其上侵，并携带大量热能上升。因此海沟向陆一侧一定距离处形成高热流值；岩浆喷出地表形成火山和岛弧。大洋壳俯冲带，因其下部逐渐熔化、混合而消亡，故贝尼奥夫带又称为大洋壳消亡带。海底扩张说的主要观点（3）海底扩张说对于许多海底地形、地质和地球物理特征，都能作出很好的解释。特别是它提出一种崭新的思想，即大洋壳不是固定的和永恒不变的，而是经历着“新陈代谢”的过程。地表总面积基本上是一个常数，既然有一部分洋壳不断新生和扩张，那就必然有一部分洋壳逐渐消亡。这一过程大约需2亿年。这就是在洋底未发现年龄比这更老的岩石的缘故。

海底扩张说认为：洋中脊是海底扩张的策源地，那里热的地幔物质不断上涌，冷却后形成的新洋底向两侧推移。老洋壳连同其上的沉积物不断被推向大洋边缘，扩张速度每年约几厘米。如果在洋壳上方驮有大陆地块，它们将象传送带上的货物那样逐渐被载动而去。在大陆边缘岛弧、海沟区，老洋壳向下俯冲、消减，连同沿途携带的洋底沉积物统统被带入地幔。海底扩张运动反映了地幔内存在着环状对流圈，大约经过2亿年整个洋底将彻底更新一遍。冰岛是洋中脊露出水面的部分，人们可以不必下海就能研究洋中脊地形。冰岛斯凯弗塔裂谷，是全长27千米裂谷的一部分。该裂谷于1783年爆发，8个多月的时间里喷出13立方千米的熔岩。喷出的火山灰和气体造成冰岛75％的动物死亡，由此引起的饥荒造成1万多居民死亡。冰岛是洋脊唯一出露海面形成的岛屿，经常有玄武岩浆喷发，这是1973年喷发情景。深海底洋中脊玄武岩浆涌出形成枕状熔岩。板块构造说1912年，魏格纳提出大陆漂移。此后论战持续了近40年。50年代，海底调查和古地磁研究的突破性进展，激发了人们的兴趣；1962年，地质诗人赫斯提出了海底扩张的假说。1967和1968年剑桥大学的麦肯齐（D.P.Mckenzin）和派克（R.L.Parker），普林斯顿大学的摩根（W.J.Morgan）和拉蒙特观测所的勒皮松（X.Lepichon）发表了几篇合写的文章，从不同的观点论证了“新全球构造学”。根据这一批论文，板块构造学说意义明确地形成了。板块构造以恢弘的气势建立新的全球说，用和谐的框架将大量的杂散的专门发现协调组织成一个完整的体系，几乎包含了地球科学的各学科领域：岩石学、矿床学、大地构造、海底资源。板块构造的基本思想

地球表层的硬壳——岩石圈（或称构造圈），相对于软流圈来说是刚性的，其下面是粘滞性很低的软流圈。岩石圈具侧向不均一性，被许多活动带如大洋中脊、海沟、转换断层、地缝合线、大陆裂谷等分割成大大小小的块体，这些块体就是所说的板块。整个岩石圈为由若干刚性板块拼合起来的圈层，板块内部是稳定的，而板块的边缘和接缝地带则是地球表面的活动带，有强烈的构造运动、沉积作用、深成作用、岩浆活动、火山活动、变质作用、地震活动，又是极有利的成矿地带。岩石圈板块的是围绕着一个旋转扩张轴在活动，并且以水平运动占主导地位，可以发生几千千米的大规模的水平位移；在漂移过程中，板块或拉张裂开，或碰撞压缩焊结，或平移相错。这些不同的相互运动方式和相应产生的各种活动带，控制着全球岩石圈运动和演化的基本格局。板块构造的划分全球岩石圈划分成六大板块：太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块。太平洋板块几乎全是海洋，其余板块既包括陆地，又包括海洋。

板块构造边界类型大洋中脊（中隆、海岭）

岩石圈板块的生长场所和海底扩张的中心地带。岩石圈张裂；基性、超基性岩浆涌出；高热流值及浅震。如大西洋中脊、东太平洋中隆等。大陆裂谷也属于拉张性边界。绝大多数裂谷为复式地堑构造。如东非大裂谷、贝加尔裂谷等，垂直断距可达数千米。在裂谷中火山活动比较频繁，浅源地震比较活跃。高地热流；东非大裂谷是胚胎时期的洋脊，可发展形成新的海洋。1.拉张（分离）型边界

2.挤压（汇聚）型边界

挤压型边界

又称汇聚型边界、消亡带或贝尼奥夫带岛弧-海沟型西太平洋最为典型，日本岛弧-海沟。两个板块挤压、碰撞。

大洋岩石圈板块沿着消亡带俯冲到大约150—200km深度，洋壳局部熔融形成岩浆，岩浆喷发形成火山岛弧。火山岛弧带距离海沟为150—200km。在岛弧与海沟间形成50—100km宽的无火山带。山弧—海沟系山弧-海沟型南美，一侧为海沟，一侧为安第斯山。山弧—地缝合线山弧-地缝合线型两大陆板块汇合相撞，形成一侧是高山，一侧是地缝合线。阿尔卑斯-喜马拉雅褶皱带，雅鲁藏布江一带为缝合线。喜马拉雅山是印巴次大陆板块和欧亚板块互相碰撞的结果。喜马拉雅山的形成喜马拉雅山是印巴次大陆板块和欧亚板块互相碰撞的结果。在碰撞成山之前，板块之间一片海洋，这就是古地中海（又称特提斯海）。

3.剪切（平错）型边界

转换断层是一种特殊类型的板块边界。此种边界板块既无增生又无消减，相邻两个板块作剪切错动大洋中脊常为垂直于它的横断层所错开，并常切成许多段美国的圣安德列斯断层，是一条错开太平洋中隆的转换断层圣·安得列斯断裂板块运动与海洋演化板块运动与大西洋的形成板块运动与太平洋的形成演化威尔逊旋回威尔逊（J.T.Wilson）对海洋和裂谷的发展研究后认为：洋壳分裂、地幔物质涌出、新洋壳的生长不仅在海洋出现，大陆上同样可以现象。海洋的发展可以看成裂谷的发展过程。海洋开始形成到封闭经历下列过程：大陆裂谷→红海型海洋→大西洋型海洋→太平洋型海洋→地中海型海洋→地缝合线。这一过程被称为大洋发展旋回或威尔逊旋回。

威尔逊旋回：地质历史时期海洋的开启与封闭

大陆漂移、海底扩张和板块运动的概念使人们对于洋盆演化的认识发生了根本的改变。这种新活动论认为，在地球漫长的岁月中，海洋与陆地是在不断变迁的，经历着分久必合、合久必分的历史过程。加拿大的威尔逊首先注意到大洋开启和闭合的不同发展趋势，将大洋盆地的演化过程归纳为萌芽、幼年、成熟、收缩、结束及大陆碰撞造山等六个阶段。其中，前三个阶段显示大洋的开张和生成，后三个阶段代表大洋的收缩和关闭。萌芽：大陆受到拉张，岩石圈变薄，地表张裂，形成大规模地堑或地堑群，同时沿断裂有广泛的火山活动，其现代的代表是东非裂谷带。幼年：大陆继续拉张，岩石圈开裂，地幔中岩浆沿裂开处涌出，开始形成洋壳，此时海洋初现，呈狭长形盆地，如现今的红海和亚丁湾等。成熟：断开的岩石圈进一步扩张，形成广阔的大洋。大洋中部出现洋中脊，大洋两侧对称地发育了稳定大陆边缘，并堆积了巨厚的海相沉积物。现今的代表是大西洋。收缩：沿着稳定大陆边缘与洋底的交接带，洋壳由于在生成数亿年后逐渐冷却、变重而下沉；而在稳定大陆边缘本身因巨厚沉积物的覆盖不易散热，这里的岩石圈不断受热膨胀，变轻。由于两侧的比重及岩石力学性质的不同，在交接处必然发生断裂，导致重的洋壳向轻的大陆壳下俯冲。当今的实例就是太平洋。结束：大洋板块进一步俯冲，使海洋面积缩小，成为残留的狭窄盆地。在海沟附近，洋壳在俯冲时被刮削下来的物质堆积成楔状地质体，称为增生楔。此时，伴有强烈的火山和地震活动。现代的实例就是地中海。大陆碰撞造山：代表地点为青藏高原。印度板块与亚欧板块发生碰撞后，印度板块持续向亚欧板块之下俯冲，特提斯洋消失。板块构造说对各种地质现象的解释板块构造学说认为，地槽可在板块的不同部位美洲东部大陆边缘的沉积地层，在一个板块上，海陆间无俯冲带和火山和地震带，为冒地槽，称为大西洋型地槽。南美洲西部大陆边缘的沉积地层，位于两个板块的挤压带上，多火山和地震，沉积物中多火山碎屑物，远海地带形成碳酸盐岩，为优地槽，称为安第斯山型地槽。太平洋西部岛弧地带，沉积物多为陆源碎屑，夹火山碎屑及熔岩，间有侵入岩，称为岛弧型地槽。此外还有日本海型地槽、地中海型地槽等。在一定条件下地槽类型可以转化如日本海型地槽槽转化为大西洋型地槽。1.现代地槽2.造山作用

板块相撞使地槽沉积发生褶皱和断裂，形成山脉。阿尔卑斯山推覆构造是非洲板块和欧亚板块碰撞的结果喜马拉雅山脉是印度板块和亚欧板块碰撞的结果阿尔卑斯山的形成（M.Bradshawetal,1993）A.5千万年前的褶皱造山B.经长期剥蚀之后全球构造与全球构造山系3.混杂堆积混杂堆积——板块俯冲带上由不同时代、不同成因、不同大小的岩石相混杂的现象。岩块大小不一，形状各异，最大可达数千米。原始产地不同：外来岩块、原地岩块和基质。成分不同：包括沉积岩、火成岩、变质岩。混杂堆积分布：宽度不一，延伸很长，与俯冲带平行分布。成因板块俯冲下插时，两板块边缘碰撞、刮削而破碎。尤其是仰冲板块，象推土机一样把俯冲板块上不同地区、不同时代和不同成因、甚至