大地构造学基础理论提要

PAGE\*ArabicPAGE\*Arabic22大地构造学基础理论提要胡经国本文作者的话本文是根据有关高校大地构造学教学课件和有关资料编写而成的。现将它作为大地构造学基础理论提要奉献给地球科学爱好者阅读，并将其作为大家进一步了解和研究的参考。希望能够得到大家的喜欢和指教。第0章绪论一、大地构造学大地构造学（Geotectonics）是地质学的分支学科之一，是研究大陆、大洋或某一大尺度区域地壳或岩石圈的组成、结构、动力学和演化历史的一门学科。其目的是为了了解海洋、大陆、山脉及盆地的成因和发展过程，认识地壳和岩石圈的演化规律。在地球科学中，它明显具有上层建筑性质和导向性质。1、隆起说隆起说的主要论点是：地球深部的岩浆上升侵入到山体的中央部分，使岩层从中央向边缘倾斜并挤压成褶皱和断裂。它的出发点是：垂直运动是基本的，水平运动是派生的。后来，由于它不能解释褶皱带的特点和褶皱并非由岩浆侵入造成等缺陷而被摒弃。2、收缩说收缩学是认为地球由于冷却而收缩引起地壳侧向水平挤压的假说，是在1852年由法国的博蒙特（EliedeBeaumont，1798-1874）提出的。后来休斯（Suess，E.，1831－1914）在收缩说中加进了关于地壳可分成刚性地段和柔性地段的概念，认为地壳结构是不均一的，在地球普遍压缩过程中，刚性地段揉挤和压缩柔性地段形成褶皱山系。3、地槽学说地槽学说是在收缩说的基础上，由美国的霍尔（HalI，J.，1811-1898）和丹纳（Dana，J.D.，1813-1895）创立的地槽理论。它认为，地槽是地壳上的巨大坳陷，是在水平挤压力影响下产生的；坳陷被沉积物补偿充填，而以后的挤压力则把这些沉积物挤压成褶皱。二、大地构造学的特点1、大尺度研究对象的规模庞大，而且不均一。2、大科学跨度涉及学科多（地球物理、地球化学、地外事件等），涉及资料量大，综合性强。3、大思维从地球面貌、全球见识、全球观、地球系统观、地球科学观以及地球系统与地外系统相结合等的高度和广度研究和发展大地构造学。三、大地构造学的研究内容主要是：壳－幔结构及其动力学机制；岩石圈的变形、变位；岩石圈的演化；造山带和各种地质体的形成背景等。四、研究方法的综合性和多样性1、地质学（Geology）主要通过地质手段研究壳－幔深部的地质现象和作用及其发展规律。2、地球物理学（Geophysics）主要根据地震、重力、地磁和地热等地球物理资料研究壳－幔的内部结构。3、地球化学（Geochemical）主要研究壳－幔的物质成分、地球内部物质交换等地质作用。五、大地构造学的研究意义建立科学的地球观：全球观，运动观，空间观，时间观；建立地球科学逻辑思维方法；指导其他学科的研究和发展；为人类提供可靠的矿产资源；防治、减轻自然灾害（特别是地质灾害）；等。第1章地球的层圈结构一、地球层圈的划分地球由地核、地幔和地壳组成。1、地壳地壳（EarthCrust或Crust）是指莫霍面以上由固体岩石组成的地球最外部圈层。地壳平均厚度为18千米。其中，大洋地壳（洋壳）平均厚度为7千米，而且厚度均匀；大陆地壳（陆壳）厚度为20～80千米左右，平均厚度为33千米。⑴、地壳的基本特征①、厚度平均33千米，陆壳最厚达80千米（青藏），洋壳平均厚度7千米。②、组成陆壳由三大岩类（沉积岩、岩浆岩和变质岩）组成；洋壳主要由玄武岩组成。地壳物质密度为2.6～2.9，其矿物成分主要由硅酸盐矿物组成。③、构造陆壳构造复杂（存在褶皱和断裂）；洋壳构造简单（无褶皱、有断裂）。④、年龄陆壳年龄老，最老44～45亿年；洋壳年龄新，最老2亿年。传统认为，陆壳中部较普遍存在一个次一级界面（称为康拉德面，深10～15千米），据此将地壳分为上、下地壳。上地壳平均厚度15千米，为硅铝层（Si-Al层）或花岗质壳；下地壳平均厚度18千米，为硅镁层（Si-Mg层）或玄武质壳。⑵、洋壳目前，根据大洋钻探资料，洋壳一般分三层：沉积层：地震纵波波速Vp≈2.2km/s玄武岩层：地震纵波波速Vp≈5.2km/s辉绿岩、辉长岩组成的席状岩墙杂岩：地震纵波波速Vp≈6.7km/s洋壳平均厚度为7千米；在洋中脊、洋岛，洋壳厚度相对较大，为15～20千米。2、两种意义上的莫霍面⑴、岩石学莫霍面辉长岩与橄榄岩之间的界面，或者是角闪岩、中性高压变粒岩与橄榄岩、榴辉岩之间的界面。但是，存在化学不连续面与相转换面之争。⑵、地震莫霍面（壳－幔之间的地震波速不连续面）正常地壳P波波速≤7km/s；地壳之下P波波速为8.0±0.2km/s；其间的过渡带（地震莫霍面）P波波速为6.8～7.8km/s。岩石学莫霍面与地震波速莫霍面两者可能不一致。3、地幔地幔（EarthMantle或Mantle）是指莫霍面之下，古登堡面之上的圈层，厚约2870千米。根据地幔上部和下部物质成分、温度和压力的差异性，以及670千米深处地震波速的间断面，以此面为界将地幔分为：上地幔和下地幔。4、地核古登堡面以下至地心的地球核部称为地核（EarthCore或Core），为一个半径为3480千米的球体。5、岩石圈地壳与上地幔的顶部（盖层）由固态岩石组成的圈层，称为岩石圈（Lithosphere）。岩石圈平均厚度约为80千米。大洋岩石圈厚度为30～90千米；大陆岩石圈厚度为60～150千米。⑴、大洋岩石圈的成分结构大洋岩石圈的成分结构自上而下为：①、远洋深水沉积；②、基性枕状熔岩，为大洋拉斑玄武；③、辉绿岩墙或岩床，底部为席状岩墙群；④、铁镁质深成杂岩，辉长岩、角闪岩；⑤、橄榄岩（大洋岩石圈地幔）。⑵、岩石圈的化学结构大陆地壳：复杂的成分结构。地幔岩石圈：是橄榄石、辉石和石榴石的某种组合。壳－幔的化学过程：主要通过以下几个方面研究：玄武质岩石的信息；花岗质岩石的信息；捕虏体与捕虏晶的研究：岩石探针；流体包裹体的研究。⑶、关于岩石圈结构的新认识①、岩石圈的纵向和横向不均一性A、岩石圈存在垂向的分层性构造证据：不同规模、不同层次的层间滑动断裂，如变质岩区普遍存在的顺层韧性剪切带（一定层次）、固态流变构造、大型伸展剥离断层和逆冲推覆构造。B、岩石圈存在横向的不均一性不规则的多边形结构（陆块构造）；多级次的强变形带围绕弱变形域而构成的网结状构造。②、岩石圈纵向和横向不均一性的发现其意义A、大陆构造是极为复杂的，其成因机制也是复杂的——提出了大陆动力学的研究方向。B、对经典板块构造理论提出了质疑。6、软流圈软流圈（Asthenosphere），是指岩石圈以下、位于上地幔上部的圈层，在地下60～250公里之间。地震波波速在这里明显下降，软流圈一个地震波低速带。据推测，软流圈温度约为1300℃左右，压力达3万个大气压，已接近岩石的熔点。因此，形成了超铁镁物质的塑性体，在压力长期作用下，以半粘性状态缓慢流动，故称软流圈。板块构造理论的地幔对流运动，就是在软流圈中进行的。岩石圈板块就是在软流圈之上漂移的。在软流圈，地震波波速下降0.2～0.3km/s。其中，横波（S波）波速由4.6～4.7km/s下降到4.3～4.4km/s；纵波（P波）波速由8.0～8.2下降到7.7～7.8km/s。在大陆区软流圈位于100～220千米深处，厚度约为100～150千米；在大洋区软流圈位于50～400千米深处，厚度约为350千米。软流圈的低速、低阻和低Q值（Q为品质因素），其原因倾向于认为，是由于角闪石、斜长石和透辉石等低熔点矿物的存在，在软流圈的高温高压条件下导致局部熔融而造成的。地震波在实际介质中传播时。介质对地震波的能量具有不同程度的吸收作用。介质对地震波的吸收，可以用介质的品质因素Q来描述。品质因素Q的定义：在一个周期（或一个波长距离）内，振动损耗能量△E与总能量E之比的倒数。Q值越大，能量损耗越小，介质越接近于完全弹性。Q值与地震波衰减程度成反比。岩石圈Q值为1000～2000，而软流圈Q值仅为100～200。第2章地槽－地台学说一、地槽及其特征1、地槽的一般概念1873年，丹纳（J.Dana）正式把地壳上强烈下降并逐渐被沉积物充填的坳陷称为地槽（Geosyncline），而将地槽之间沉积岩层变薄或缺失的相对隆起区叫做地背斜（Geanticline）。地槽是地壳上的槽形坳陷。地槽具有以下特征：呈长条状分布于大陆边缘或二个大陆之间，具有特征性的沉积建造并组成地槽型建造序列，广泛发育强烈的岩浆活动，构造变形强烈，区域变质作用发育等。地槽是地壳上强烈活动的构造带，曾经为巨大的坳陷带，沉积有巨厚的海相沉积物，坳陷被沉积物补偿充填；以后，挤压力就把这些沉积物挤压成褶曲；最后，转变为造山带（褶皱山脉）。阿尔卑斯山沉积物中没有浅海相沉积层，却有厚度不大的深海或远海相沉积物。地槽是在大陆之间的海洋地区内发育起来的一个狭长的深海槽。现代板块构造理论认为，地槽是岩石圈板块边缘部分的阿坳陷带。2、关于地槽概念的一般理解关于地槽概念的一般理解包括：⑴、地槽的概念具有两重性质：早期主要表现为在地壳上形成深坳陷，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造山带（褶皱山系）。⑵、在时间上，指古生代以来曾经有过强烈活动的地带。⑶、在空间上，地槽主要位于大陆边缘，少数位于两个大陆之间。3、地槽的基本特征⑴、空间位置特征地槽通常出现在大陆边缘地带或两个大陆之间。因此，地槽一般都具有狭长的槽形形态，呈长条状分布；规模很大，长几百至几千公里，宽几百公里。现今地槽多为造山带（褶皱山脉）。⑵、沉积特征地槽沉积物分布在长条状的坳陷内。沉积物以海相为主，分选性差，厚度巨大，可达上万米。常常形成特殊的沉积建造和建造序列，由下而上依次为：①、硬砂岩建造这种建造多出现在地槽形成初期构造环境不稳定的情况下。②、硅质－火山岩建造（细碧角斑岩组合）相当于蛇绿岩套的一部分，标志地槽下沉最强烈的阶段，断裂、火山活动发育。③、碳酸盐建造一般不纯，常含泥质成分，标志地槽下沉最晚期海侵最为广泛，陆源物少，地势平缓。④、复理石建造海相沉积，是一种浊流沉积，标志地槽上升初期阶段。⑤、磨拉石建造常分布于山前和山间凹陷中。大部分为河流相，洪积相，标志造山运动之后的阶段。链接：地质建造以及沉积建造、岩浆建造、变质建造地质建造，泛指在地壳发展的某一构造阶段、在一定大地构造环境中所形成的具有成因联系的一套岩石的共生组合。沉积建造，泛指在地壳发展的某一构造阶段、在一定大地构造环境中以及在一定的气候条件下所形成的沉积岩的共生组合。岩浆建造，泛指在地壳发展的某一构造阶段、在一定大地构造环境中所形成的岩浆岩的共生组合。变质建造，泛指在地壳发展的某一构造阶段、在一定大地构造环境中所形成的变质岩的共生组合。⑶、成矿特征早期，细碧角斑岩建造常与块状硫化物矿床伴生；中期，为一些稀土元素矿；晚期，主要为多金属矿床。⑷、构造特征地槽发展晚期阶段，发育有线形紧闭褶皱带、推覆构造、逆掩断层等；在平面上，构造线总体与地槽展布方向一致。⑸、变质特征在地槽发育晚期，由于压力、温度升高，地层遭受不同程度的区域变质作用。⑹、地球物理特征地槽是一个地球物理上的异常带，又是一个高热流的地震带；重力异常往往成条带状，具有一定方向性；磁异常多具有正负相间的条带分布特征。二、地台及其演化地台（Platform），是指地壳上相对稳定的构造区，具有双层结构（基底＋盖层）。1、特征和标志⑴、形态地台是辽阔的块状地貌单元，一般具有等轴状展布的几何形态，多为似圆形、多边形的平原、高原或盆地。⑵、双层结构地台具有双层结构：盖层：由显生宙的岩系组成，厚度较小，构造变形微弱，未变质。基底：时代老，厚度较大，主要由褶皱、变质岩组成，常伴有岩浆岩。从这种结构上看，地槽褶皱上升后，若再次下降接受沉积，则可形成地台。因此，地槽经过造山作用演化而形成地台。⑶、发展过程地台发展过程中保持相对的稳定，主要体现在稳定的盖层沉积上，岩相和厚度比较稳定。⑷、沉积建造地台区有自己特征的沉积建造和建造序列，而且沉积岩层之间多呈整合或平行不整合（假整合）接触关系。主要建造有：石英砂岩建造（成熟度较高）、碳酸盐建造（质地纯）、铝土铁质建造（古风化壳）、含煤建造（近海或沼泽区）。⑸、岩浆活动在地台发展过程中，岩浆活动微弱；有些岩浆活动主要与深断裂有关。⑹、构造运动地台演化过程中构造运动较弱，常形成一些同沉积的宽缓褶皱，具有一定的继承性。⑺、成矿作用地台基底岩系中有各种变质矿产，如铁矿、石棉、石墨等。盖层中主要为一些外生矿产，如煤、石油、铁、铝土矿、盐、磷矿等。2、地台发展阶段⑴、早期阶段地台内部差异升降微弱，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和坳陷；坳陷内沉积厚度较大，岩相、厚度变化也较大；局部有断裂和火山活动。⑵、中期阶段地台整体沉降或大面积差异沉降，内部差异沉降微弱；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；构造变动、岩浆活动和变质作用十分微弱。⑶、晚期阶段地台整体上隆，发生海退，内部可出现断块差异升降，形成内陆坳陷或断陷盆地；发育陆相含煤、含油与膏盐沉积组合；构造变动较强烈，形成平缓开阔褶皱以及地堑一半地堑构造。三、与地槽、地台相关的概念1、地壳基本构造单元地壳基本构造单元，是指地壳的大型构造单元，又称为大地构造单元。2、克拉通克拉通（Craton），是指地壳上已达到稳定的、并在漫长的地质时代里（至少自古生代以来）已很少受到构造变形的部分。它泛指前寒武纪的稳定地区，如地盾、地台（或准地台）。地盾地盾（Shield），是指地台上的相对最稳定的部分，长期处于相对上隆，没有或很少有沉积盖层，前寒武纪变质基底大面积出露，周缘被有盖层的地台所环绕，平面形态呈盾状。地盾通常构成克拉通（地台）或大陆板块的核心，其周围环绕着寒武纪地层褶皱。准地台准地台是地槽－地台学说中所划分地台的一种，与正地台相对。准地台（Paraplatform），是指地壳上活动性比较大的地台。它的基底硬化程度一般较低，盖层厚度较大，在其发展过程中有显著而广泛的褶皱和断裂变动以及规模较大的中酸性岩浆活动。例如，中朝准地台、扬子准地台和塔里木准地台。关于地台类型的划分及根据，有不同的看法。在准地台与正地台的本质区别方面，也还存在争议。虽然地槽－地台学说在地质学界的统治地位已经让位于板块构造学说，但是关于地台、准地台的说法仍然保留至今。3、地壳运动地壳运动(CrustalMovement)是由于地球内部原因引起的组成地球物质的机械运动。地壳运动是由内营力引起地壳结构改变、地壳内部物质变位的构造运动，它可以引起岩石圈的演变，促使大陆、洋底的增生和消亡;并形成海沟和山脉;同时还导致发生地震、火山爆发等。广义的地壳运动，是指地壳内部物质的一切物理的和化学的运动，其中包括地壳的构造变形、变质作用和岩浆活动等；狭义的地壳运动，是指主要由地球内力作用所引起的地壳的隆起、坳陷以及各种构造形态形成的运动。4、造陆运动造陆运动，又称造陆作用，是指地壳大范围的上升和下降运动。它是吉尔伯特（1890年）提出的一个概念。它基本上是大面积缓慢的垂直升降运动，表现为巨大的隆起和坳陷。地壳上升时发生海退，下降时发生海侵。5、造山运动造山运动（Orogeny），又称造山作用，即形成造山带（褶皱山脉）的作用过程。造山运动，是指地壳局部受力发生急剧变形而大规模褶皱隆起形成造山带（褶皱山脉）的运动。它仅影响地壳局部的狭长地带。其速度快、幅度大、范围广，常引起地势高低的巨大变化；同时，随着岩层的强烈变形，也有水平方向上的位移，形成复杂的褶皱和断裂构造。褶皱断裂、岩浆活动和变质作用是造山运动的主要标志。造山作用，是指在地球深部构造动力学背景下，岩石圈和地壳发生剧烈构造变动、物质成分重组、结构重建的，复杂物理和化学的，漫长连续的地质作用过程。四、槽－台学说的功绩和历史局限1、优点⑴、在分析方法上无疑是正确的，槽台说基本上属于历史大地构造学的范畴；⑵、对岩相古地理、沉积作用、沉积盆地、沉积建造等方面的研究作出了贡献；⑶、对褶皱幕、构造旋回、构造层、基底、盖层等概念的形成和发展起了积极的作用；⑷、把地壳划分为活动单元（地槽）和稳定单元（地台），并以他们之间的转化作为地壳演化的标志。2、缺点⑴、局限于大陆地壳的演化研究，不能对全球地壳演化有整体认识。另外也没有全部概括陆壳的构造类型，具有一定的片面性；⑵、是以古生代以来发展区的认识总结为基础的，从时间上具有片面性；⑶、着眼于沉积建造和厚度的研究，因此，只强调了垂直运动，并认为水平运动是由垂直运动派生的，忽视了水平运动，陷于海陆固定论的圈子中；⑷、将整个地壳演化都归于由活动到稳定、地槽到地台的简单过程，并认为地台是演化的终结。第三章大陆漂移说一、理论主要内容大陆漂移说（TheoryofContinentalDrift），是解释地壳运动和海陆分布、演变的学说。大陆（Continent，theMainland）彼此之间以及大陆相对于大洋盆地之间的大规模水平运动，称大陆漂移。大陆漂移说认为，在中生代以前，地球上所有的大陆曾经是一个巨大的统一陆块，称之为泛大陆或联合古陆；从中生代开始，联合古陆分裂并漂移，逐渐漂移到现在的位置。大陆漂移的动力机制，与地球自转的两种分力有关，即：向西漂移的潮汐力和指向赤道的离极力。较轻的硅铝质大陆块漂浮在较重的黏性硅镁层之上，由于潮汐力和离极力的作用，使泛大陆破裂并与硅镁层分离，而向西、向赤道作大规模水平漂移，并且向附近移动。海岸山脉是大陆漂移受阻形成的，岛弧是大陆漂移残留的块体；动力源是地球自转和日月引力；晚石炭世出现联合古陆。二、大陆漂移证据地质证据；古气候证据；冰川分布证据；古生物证据；古地磁学证据；大西洋两岸的电子计算机拼接。第四章海底扩张说一、海底扩张说的由来和主要内容1、洋底沉积物地震资料表明，洋底沉积层非常薄，平均不超过0.5公里；直到60年代以前，通过深海钻探得出，洋底没有比白垩纪更老的岩石。2、和达清夫－贝尼奥夫带和达清夫－贝尼奥夫带，曾经译作毕乌夫带，通常称为贝尼奥夫带（BenioffZones），是指位于海沟处、平行于海沟的震源带。日本地球物理学家和达清夫在20世纪30年代首先发现这一震源带。在50年代，美国地震学家H.贝尼奥夫进一步研究予以确定。因此它称为和达清夫－贝尼奥夫带。该带连续分布着浅源地震（震源深度0～70公里）、中源地震（震源深度70～300公里）、深源地震（震源深度300～700公里）。在海沟附近为浅源地震；趋向岛弧、大陆依次为中源、深源地震。该带倾角平均为45°左右；但是沿岛弧延长方向倾角有变化，大约在15°～90°之间。3、Holmes地幔对流理论美国地质学家赫斯（Hess,1962）和迪茨（Dietz，1961）在地幔对流理论的基础上提出了海底扩张说（Sea-floorSpreadingHypothesis）。海底扩张说认为，从大洋中脊（Mid-OceanRidge）上涌的地幔热物质冷却形成新的洋壳，并推动先形成的洋壳向两侧对称地扩张，洋壳像传送带不停生长、更新，因此洋壳不会有老的留下。海底扩张说是海底地壳（洋壳）生长和运动扩张的一种学说，是对大陆漂移说的进一步发展。4、海底扩张说的主要内容⑴、大洋中脊是地幔物质上升的出口，上升的地幔物质冷凝形成新的洋壳，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称扩张。⑵、海底在洋中脊处的扩张导致新大洋两侧的大陆逐渐彼此远离，也可能使老的洋壳在大陆边缘的海沟处沿贝尼奥夫带（俯冲带）向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，从而完成对老洋壳的更新。⑶、海底扩张是刚性岩石圈块体驮在软流圈上运动的结果，运动的驱动力是地幔物质的热对流。⑷、如果地幔对流的上升流发生在大陆下面，就将导致大陆的分裂与大洋的开启。二、海底扩张说的证据1、海底磁异常海底磁异常条带（StripedMagneticAnomaliesinSeaFloor）大致平行于洋中脊轴线延伸，正负相间排列，并对称地分布于大洋中脊两侧。海底磁异常条带是由于地幔中大量含有磁性成分的物质涌出而引起的呈条带状分布的磁异常。海底呈条带状分布的磁异常，是大洋盆地中广泛存在的一种磁异常。它常沿大洋中脊轴的两侧对称分布，相互平行，正负相间。这种分布格局与陆上复杂的磁异常分布有着明显的不同。条带状磁异常的发现和解释为海底扩张说提供了论据，也是建立板块构造说（TheoryofPlateTeotonics）的基础之一。2、Vine-Matthews假说1963年，英国青年学者瓦因和马修斯提出，海底磁异常条带不是由海底岩石磁性强弱不同所致，而是在地球磁场不断倒转的背景下海底不断新生扩张的结果。瓦因和马修斯认为：在交替的地磁场中，形成交替磁化的玄武岩条带而产生的。随着海底扩张的继续进行，先成的磁性地壳将被新生的磁性地壳向两侧推开。于是，只要海底不断扩张和地磁场周期性地转向，先后相继的、正反磁化方向交替的洋壳条带就会从洋中脊轴部不断现外推移，而形成平行并对称于洋中脊分布的磁异常条带。3、洋底年龄距洋中脊愈近，洋底的地质年龄愈新，愈远则愈老。4、洋底热流20世纪50年代末，根据洋底热流测量获得，大洋中脊为裂谷，高热流，而海沟处则比正常值低。这种热流分布体制表明，热流应是从大洋中脊上涌，在海沟处下降。5、深海钻探和洋底沉积物年龄盖在玄武岩基底之上的最老沉积物年龄，与根据磁异常所测得的年龄一致，并且愈接近洋中脊，洋底年龄愈新。6、海底扩张速率海底扩张作用以洋中脊为轴向两侧扩张，通常用扩张速率来表示其强度。一般以一侧的扩张速率来表示。测算结果表明，太平洋的扩张速率为每年5～7厘米，大西洋的扩张速率为每年1～2厘米。7、转换断层转换断层（TransformFault）具有平移剪切断层性质，但与平移断层不同。后者在全断层线上均有相对运动；但是转换断层只在错开的两个洋中脊之间有相对运动；在洋中脊外侧因运动的方向和速度均相同，断层线并无活动特征。由于洋底岩石圈背离洋中脊向两侧推移，因而转换断层另一端最终与消亡边界相遇而中止。第五章板块构造一、基本原理1、岩石圈和软流圈固体地球外层在垂向上可划分为物理性质完全不同的两个圈层，即：上部的刚性岩石圈和下垫的塑性软流圈。2、岩石圈板块及其边界岩石圈在侧向上可划分为由不同类型活动边界分隔的若干大小不同的岩石圈板块，板块边界有三种类型：离散扩张型、俯冲汇聚型和平移转换型。3、岩石圈板块运动模式岩石圈板块横跨地球表面作大规模水平运动，可用欧拉几何定律描绘为一种球面上的绕轴旋转运动。4、地幔物质对流岩石圈板块运动的驱动力来自地球内部，最可能是地幔中的物质对流。二、板块划分1、板块相对运动方式板块之间有三种相对运动方式：⑴、在地貌上表现为海沟、岛弧、褶皱山脉等。⑵、在地貌上表现为裂谷、洋中脊等。⑶、运动方式类似地表的走向滑移断层。2、划分原则岩石圈的结构特征；不同类型板块边界；地震带。3、板块的划分欧亚板块、非洲板块、澳大利亚—印度板块、南极板块、菲律宾板块、太平洋板块、北美洲板块、南美洲板块、加勒比海板块、可可板块。三、板块边界类型及其基本特征1、离散型板块边界⑴、大陆裂谷陆内、陆间裂谷：东非裂谷、红海裂谷。⑵、大洋中脊板块沿着洋中脊离散并相背运动；高温的地幔物质从地幔深部上涌充填板块运动留下的空隙，部分物质喷发到地表形成玄武岩，从而板块的后缘出现新生的岩石圈。2、汇聚型板块边界⑴、俯冲型边界①、洋—洋俯冲②、洋—陆俯冲⑵、碰撞型边界——板块缝合带古老的大洋板块消亡后，原来位于大洋板块两侧的板块愈合起来；古俯冲带在地表的出露线称为缝合带或地缝合线。⑶、三种会聚板块边缘洋—洋俯冲（秘鲁—智利海沟）；洋—陆俯冲（日本海沟）；陆—陆碰撞（喜马拉雅山、西藏高原）。3、转换型板块边界转换型边界位于相邻板块相互错动的地方，沿转换断层发育，在边界处既没有物质的增生，也没有物质的消减。四、板块运动1、板块刚性的证据板块能长距离传递应力、变形集中在边界；地震波；大西洋两岸长途漂移后的完美拼贴。2、欧勒定律1776年，瑞士科学家欧勒（L.Euler）指出：一个刚体沿着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，而是沿着弧线；如果这种运动表现为复杂的曲线形式，它的移动轨迹将由许多圆弧小段所组成。⑴、由围绕一条虚拟轴旋转来描述⑵、洋脊段在经线上通过该轴极点⑶、转换断层在相对该轴的纬线上⑷、扩张量和扩张速率在赤道上最大，在极点处为零3、求旋转极的方法板块上各点的运动轨迹标出了欧勒纬线（它们是同轴圆弧）；沿球面作这些纬线的垂线，即可得出欧勒径向；欧勒经线的交点就是旋转极的位置。此外，还可以利用震源机制得出的滑动向量求旋转极。4、求旋转角速度的方法运动的另一参数就是旋转角速度。它可以根据线速度换算出来。只要已知板块上任何一点的线速度值，同时求出该点的欧勒纬度，便可以用下式求旋转角速度：＝V/(R·cos·0.01745)式中：为角速度（单位：度／年）；V是线速度（厘米／年）；R是地球半径；为欧勒纬度；0.01745是由角度换算成弧长的系数。5、板块的三联点三个相邻板块的裂解点或汇聚点，是球面上的板块边界开始或终止的端点。板块边界的类型有3种：洋中脊的生长边界（A），海沟－岛弧俯冲或大陆碰撞的消亡边界（C）和转换断层的守恒型边界（T）。所以，三联点就是由3个板块的任意3种类型的边界的交汇而成的。其组合方式在理论上有10种可能的类型，即：AAA、CCC、TTT、AAC、AAT、CCT、CCA、TTA、TTC和ACT，其中7种较为常见。五、威尔逊旋回威尔逊旋回（WilsonCycle），是指大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程。即：大陆岩石圈由崩裂开始、以裂谷为生长中心的雏形洋区渐次形成洋中脊、扩散出现洋盆进而成为大洋盆，而后大洋岩石圈向两侧的大陆岩石圈下俯冲(见俯冲作用)、消亡，洋壳进入地幔而重熔，从而洋盆缩小；或发生大陆渐次接近、碰撞，出现造山带，遂拼合成陆的过程。它于1974年由J.F.杜威和K.C.A.伯克提出。为纪念加拿大地质学家J.T.威尔逊而命名。1、胚胎期在陆壳基础上因拉张开裂形成大陆裂谷，当尚未形成海洋环境。如现代的东非裂谷。2、幼年期陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海湾，局部已经出现洋壳。如：红海、亚丁湾。3、成年期由于大洋中脊向两侧不断增生，海洋边缘未出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩张。如大西洋。4衰退期大洋中脊虽然继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现强烈的俯冲、消减作用，海洋总面积渐趋减小。如太平洋。5、终了期随着洋壳海域的缩小，终于导致两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留小型洋壳盆地。如地中海。6、遗痕（缝合线）海洋消失，大陆相碰，使大陆边缘原有的沉积物强烈变形隆起成山。如喜马拉雅山，阿尔卑斯山脉。第六章离散边缘一、夭折裂谷（坳拉槽）夭折裂谷，是指横切陆壳边缘、具有凹形湾并延伸到陆块内部很深的窄狭海槽。它是与陆缘边界线高角度相交、深入陆内一定范围的三叉裂谷的一支，多数情况下另外两支演化成开阔的洋盆。二、岩浆活动碱性程度较高的双峰式火山岩；轴部为拉斑玄武岩，两侧为碱性岩。早期：双峰式火山岩、碱性杂岩；中期：碱性玄武岩、强碱性岩；晚期：拉斑玄武岩。三、沉积作用1、陆内裂谷主要为陆相红层沉积，沉积层常夹有火山岩或火山碎屑岩（火山－沉积建造）；以山麓堆积相、河流冲积相、湖泊三角洲相和湖沼相为代表的类磨拉石建造；沿断层广泛发育有滑塌堆积和构造角砾岩。2、陆间裂谷浅海大陆架区：蒸发盐类；中轴凹槽区：金属软泥沉积。四、被动大陆边缘从地质学的角度看，海洋边缘的浅海区域是被海水淹没的大陆，称为大陆边缘（ContinentalMargin）。大陆边缘占海洋总面积的15.3%，其主体是大陆架，其次为大陆坡和大陆基。根据其结构和地质构造特征，大陆边缘可以进一步分为活动大陆边缘和被动大陆边缘两种类型。被动大陆边缘（PassiveContinentalMargin），是指在构造上长期处于相对稳定状态的稳定大陆边缘，又称为大西洋型大陆边缘（AtlanticTypeContinentalMargin）。被动大陆边缘的地壳，是从洋壳到陆壳的过渡型地壳，是大陆和海洋位于同一刚性岩石圈板块内的过渡带。它没有海沟俯冲带。早期裂开阶段位于板块内部，后被动地随着裂开的板块而移动，因此它没有强烈地震、火山和造山运动。它以生成巨厚的浅海相沉积、岩浆活动微弱和地层基本上未遭变形而与活动大陆边缘形成鲜明对照。被动大陆边缘由宽阔的大陆架、坡度相对较大的大陆坡以及平缓的大陆陆基组成。通常，年轻的稳定大陆边缘陆架较窄；发育成熟的稳定大陆边缘具有广阔的陆架区。陆架下界（陆架坡折）的平均深度约为130米。陆坡的坡度相对陆架显著增加，世界大陆坡的平均坡度为4°17′，比陆架的坡度大20倍左右。陆坡地形十分崎岖，常被海底峡谷切割。陆基是大陆坡与深海平原之间的过渡区，坡度十分平缓，由巨厚的浊流、等深流和滑塌沉积物组成，可形成许多海底复合扇。被动大陆边缘是伸展作用体制下大陆岩石圈减薄和大幅度沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属于被动大陆边缘的有：非洲边缘(北部除外)、澳大利亚西部和印度半岛的南部边缘等。北美东侧的大西洋沿岸是现代正在发育的被动大陆边缘。它开始形成于美洲与非洲分开后的晚三叠世。空间上呈一系列与大陆边缘相平行的长条形盆地；由两部分地层组成：下部地堑型盆地充填了晚三叠世陆相粗碎屑堆积和火山岩，分布于靠内陆一侧；上部为拗陷成因的厚7～12千米、大致呈水平产状的侏罗纪到新近纪的海相沉积。它们形成向海加厚的楔形体叠置在下伏厚度减薄的过渡型地壳之上。被动大陆边缘的形成源于岩石圈拉伸所导致的上地幔物质上涌，减薄了的地壳通过铲状正断作用在地表形成复杂的地堑系；来自上地幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正常厚度的大洋壳。破裂不整合标志着陆壳断开的时间。随着洋盆扩大，它外侧的陆壳逐渐远离以大洋中脊为代表的热流中心；它的冷却沉陷造就了其上巨厚的被动大陆边缘沉积岩系。1、形态与结构上部为移离系（Driftingsequence）为巨厚的海相沉积楔体，可以是碳酸盐，也可以是碎屑岩，代表新的洋壳在海底扩展中心产生以后岩石圈侧向移离过程的产物。中间为破裂不整合（Breakupunconformity）其年龄代表岩石圈被断离、新洋底在其间生成、两侧大陆开始移离的时间。下部为裂陷系（Riftingsequence）是一套含火山物质的陆相粗碎屑堆积，多位于半地堑盆地中，代表地壳遭受拉伸、减薄裂陷，但是岩石圈尚未断离阶段的产物。被动大陆边缘以进积层序为特点。五、古被动陆缘的识别1、裂陷系的相序列和碱性玄武岩组合；2、移离系浅海碎屑岩组合：砂、页岩，含有煤和褐煤。第7章汇聚边缘一、活动大陆边缘活动大陆边缘（ActiveContinentalMargin）又称为主动大陆边缘、太平洋型大陆边缘（PacificTypeContinentalMargin），是指由于洋陆汇聚、大洋板块向毗邻大陆板块之下俯冲消减而形成的强烈活动的大陆边缘。这种大陆边缘具有强烈的地震和火山活动。属于活动大陆边缘的有：安第斯、苏门答腊、亚平宁半岛、前南斯拉夫亚德里亚海岸、克里特岛、爱琴海诸岛等。从洋到陆，大陆边缘包括：海沟、弧沟间隙(非火山外弧和弧前盆地)、火山弧和弧后盆地等构造单元。其中，海沟是俯冲洋壳开始俯冲下插的地方；从下插洋壳上面刮削下来的深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上覆板块并形成外弧；下插洋壳随着深度增加发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而形成火山弧。若火山弧叠加在大陆边缘之上，像南美洲安第斯山的情况，则称为陆缘弧；若位于大洋内，则称为岛弧，如琉球弧、菲律宾弧等。岛弧与陆缘弧的区别在于它与大陆之间还隔着弧后盆地，如日本海、南海等。在地质体中准确识别古俯冲带、混杂体和岩浆弧的展布、配置、时代和演化等，对重建地质时期板块构造格局具有重要的意义。1、地质特征⑴、弧前区（海沟、增生楔）①、构造变形下伏增生楔发育逆冲叠瓦构造增生楔的构造（巽他弧）上覆海沟斜坡盆地活动大陆边缘：岛弧型（西太平洋）、陆缘弧型（安第斯）②、混杂堆积（Chaoticdeposits）混杂堆积的特征结构是岩块位于基质之中。岩块的形状、大小相差悬殊，可以自厘。③、滑塌堆积（Olistostrome）④、混杂岩（Mélange）⑤、混杂岩的形成机制米级到若干立方公里，即整个山体都由岩块组成。基质的成分多为碎屑沉积物（砂、页岩）或蛇绿质岩石，少数情况下也可以是火山岩、碳酸盐岩和蒸发岩。⑥、蛇绿混杂岩与滑塌堆积区别具有构造成因的混杂堆积，基质遭受不同程度的剪切变形、石香肠化或广泛发育窗棂构造。⑵、弧区①、弧的应力状态俯冲板块的年龄、俯冲角度、前隆、地震活动。②、弧的分类按大地构造背景分类：陆缘弧、岛弧（前锋/缘弧）、残余弧；根据岛弧基底的类型：陆基弧、增生弧、洋内弧；依据力学状态可分为：张性弧、中性弧、压性弧。③、岛弧火山岩成分极性随着与海沟轴的距离和俯冲带深度的增加，岛弧火山岩的化学成分在空间上系统变化的规律，称为成分极性。在火山岩成分极性中，最有指示意义的是当W（SiO2）一定时，W（K2O）随俯冲带深度（h）的增大而增加，K-h成线性正相关关系。④、埃达克岩埃达克岩为一套火山岩或侵入岩，形成于岛弧地区，是由≤25Ma的热俯冲洋壳熔融形成的。其地球化学特征：埃达克岩以SiO2≥56%、Al2O3≥15%（很少低于此值）和MgO通常小于3%（极少大于6%）为特点；Y和重稀土元素含量低（Y＜18ppm、Yb≤1.9ppm），Sr含量高（很少小于400ppm），87Sr/86Sr＜0.7040；其主要矿物组合是斜长石和角闪石，可以出现黑云母、辉石和不透明矿物。⑤、弧区变质作用双变质带（pairedmetamorphicbelt）A、双变质带特点高压变质带和低压变质带基本形成于同一时间。两个变质带的走向大致平行。高压变质带常位于向大洋一侧。低压变质带常位于向大陆一侧。B、双变质带成因双变质带成因与大洋板块俯冲到大陆板块之下这种运动有关。a、高压变质带成因大洋板块沿消减带下插到较深部位，形成一个局部的高压低温环境，从而形成高压变质带。b、低压变质带成因大洋板块沿消减带下插的同时，引起上覆楔形地幔部分熔融产生岩浆，岩浆上升并加热地壳，在岛弧下部形成一个局部的低压高温环境，从而形成低压变质带。⑶、弧后盆地弧后裂陷盆地弧间盆地弧后前陆盆地⑷、俯冲增生与俯冲侵蚀①、俯冲增生大洋板块和海沟中的物质在板块俯冲过程中被刮落下来，通过叠瓦状冲断层或褶皱冲断等机制，附加到上覆板块的作用。②、混杂堆积生长的主要场所——增生楔俯冲带的沉积物含有50％的水，而增生楔岩层的孔隙率仅10％，说明存在强烈的脱水作用。铍元素10Be在岛弧火山岩中骤增，说明深海沉积物中的10Be加入岩浆源，即俯冲带具很强的吞吸沉积物的能力。③、俯冲侵蚀海沟陆侧坡或上覆板块前端物质在板块俯冲过程中遭受破坏，并随俯冲作用潜入深部。陆壳不仅未增生反而受到侵蚀破坏。俯冲增生因刮落作用和底侵作用，导致增生楔加厚和弧前区抬升。而俯冲侵蚀则因缺乏沉积物和板片刮削物及下行板块的重力塌陷－回卷、失去支撑而逐渐使弧前区发生沉降。第8章造山运动（造山作用）造山运动（Orogeny）是指地壳－岩石圈局部受力、岩层（体）急剧变形而大规模隆起形成山脉的运动，仅影响地壳－岩石圈局部的狭长地带。例如燕山运动结束的时间是白垩纪末期，距今已有1亿年。造山运动是一个改变岩层（体）组构的幕式过程，如形成褶皱变动、断裂变动、变质作用、岩浆活动等等。其中，包含两个要点：一是强调地层不整合接触关系；二是造山运动具有幕式或多旋回特征。造山运动速度快、幅度大、范围广，常引起地势高低的巨大变化；同时，随着岩层的强烈变形，也有水平方向上的位移，形成复杂的褶皱和断裂构造。褶皱和断裂变动、岩浆活动和变质作用是造山运动的主要标志。造山作用（OrogenicRole）是在板块会聚边缘发生的、导致山系形成的大规模构造作用。造山作用是在地球深部构造动力学背景下，地壳－岩石圈发生的剧烈构造作用，是地壳－岩石圈物质成分重组、