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1、三、板块构造学说,三、板块构造学说,板块构造学说的形成先后经历了60年(1910-1970年)，坎坷曲折的历程。 1912年魏格纳提出的大陆漂移说，后经E.Argant (1924)、A.Holmas(1928)、Ou Toit(1937)等进一步发挥，然而最终未能成为大地构造学派的主流思想。 50年代，英国物理学家 M.P.S.Blackeet、S.K.Runcorn通过对大陆古地磁的测量和研究，以精确的数据说明了大陆间的相互位移，促使大陆漂移学说的复兴。,三、板块构造学说,美国地质学家H.H.Hess(1960,1962)在研究海底平顶山(guyot)的基础提出了海底扩张说，后来得到R.S
2、.Dietz(1961)、F.J.Vine,D.H.Matthews (1963)、J.T.Wlison(1965)、J.R.Hentzler(1968)等进一步的论证和完善。 W.J Morgan、X.Lepichon、D.P.Mekenzie、B.Isacks等于1968年美国地质学会年会上提出板块构造学说。,板块构造理论的提出，成功地回答了地球岩石圈的运动规律，以及产生运动的机制。解决了许多便地质学家有百思不得其解的地质事实，如南半球广泛分布的舌羊齿化石。同时将地质学领域许多地质现象有机地联系起来，如构造带与岩浆活动带的关系，构造带与沉降带的联系等，故被地质学家们称为它是地质学中的一次革
3、命，这一理论称之为“新全球构造”。 这一理论在指导地质学的研究中和找矿方面都起到了决定性的作用。盆地构造与演化研究就是在这种思想下才诞生的。因此在石油地质学的研究和指导找油的方面，板块构造理论成为主导学说。,三、板块构造学说 （一）板块构造基本理论,固体地球上层在垂向上可分为性质不同的两个圈层。即上部的刚性岩石圈，下部的软流圈。 岩石圈在侧向上被一些构造活动带分割成若干既不连续、又互相“镶嵌”起来的大小不一球面块体，每个块体的厚度相对于其面积及地球半径来说是很薄的，呈板状，故称为岩石圈板块(简称板块)。 坚硬的岩石圈板块驮在塑性的软流圈之上，横跨在地球表面上发生大规模的水平移动。,在板块之间，
4、或互相分离，或互相汇聚，或互相平移。或者板块本身裂解成新的小板块，或者两板块汇聚镶接成新的大板块。 板块边界是地球表面最活动的地带，大多数地震、火山都分布在这里。板块间的相互作用，即板块运动是形成地表各种构造活动和变形的根本原因。,（一）板块构造基本理论,（一）板块构造基本理论,在板块分离处，软流圈内的地幔物质上涌，冷凝构造成新的洋壳，使板块新生；在板块汇聚处，一个板块俯冲到另一个板块之下，使之返回地幔同化，导致板块的消亡。 比重较轻的大陆板块，总是驮在软流圈之上漂移，难以消亡掉。因此陆壳上保持有3600Ma以上的地质历史记录。 板块的相互运动，激起了地震和火山活动，推动了大陆漂移和大洋盆地的
5、张开与关闭，也导致了地壳上各种地质构造的产生和各种矿产的形成。,（一）板块构造基本理论,岩石圈板块所作大规模的水平运动，是一种在球面上的绕轴旋转运动。可用欧勒定律来描绘。 板块沿分离型边界扩张、增生；与此同时它又沿汇聚型边界缩减、消亡，相互补偿，便地球半径保持不变。 板块运动的驱动力来自地幔中的物质对流。 因此，对岩石圈和软流圈(特别是其中的低速层)的深入认识，对板块构造学说的完善和发展有重要作用。,通过天然地震的研究发现在上地幔上部存在低速层。大洋下边低速层顶面深度较小，一般约50-60km，其厚度较大；大陆下低速层顶面深度较大，约100-200km，其厚度较小。 低速层的厚度范围150-2
6、50km，比岩石圈厚得多，有能力推动板块移动。低速层中地震横波速度降低，暗示其物质较热、较轻和较软，具有一定的塑性。 上地幔可能由二辉橄榄岩形成，其中温度可能略超过二辉橄榄岩的固相线温度，少量易熔组分熔化生成一些玄武岩浆。 据大地电磁测深资料，在低速层的深度上，导电率显著升高，称为高导层，表明软流圈物质具有塑性变形和缓慢流动的性质。,（二）岩石圈与软流圈,（二）岩石圈与软流圈,（二）岩石圈与软流圈,软流圈的上界取决于地幔物质在哪个深度上达到固相线的温度。故上界面的深度或岩石圈的厚度与各地的地温梯度的高低有关。 在地壳活动带特别是在具有高热流值的大洋裂谷带、大陆裂谷带及年轻的造山带的轴部之下，软
7、流圈（或低速层）的上界面显著抬起。在大洋裂谷带之下，软流圈上界面距洋底甚至只有几公里。 地球内部有可以缓慢流动的软流圈存在，为板块构造活动提供了驱动机制。 深部地震还发现，地壳内部亦存在低速层。 因此，岩石圈下边低速层与壳内低速层都是地壳变形的最基本的深层原因。,（三）板块的划分与板块边界类型,洋脊、海沟和转换断层三种构造活动带把地球岩石圈划分成若干大小不一的块体，简称板块。 95以上的地震都是集中在这些狭长的现代构造活动带内。 运动的板块体系处于一种应变状态，大部分的应变能在板块边界通过地震活动释放出来。 积蓄在板块内部少量的应变能，能沿板块内部的一些薄弱带发生断裂而释放出来。 中国地台的活
8、化可能是和这类应变能的释放有关。,大陆、岛弧、洋盆与板块之间的相互关系 （J F Dewey,J.M.Bird，1970)剖面位置见左图,全球12个主要板块的分布 1一中脊轴线； 2一转换断层； 3俯冲边界； 4一碰撞边界 点划线A、B、C、D、E、F、G代表图 323中剖面位置,（三）板块的划分与板块边界类型,沿大陆内部大型板块边界，往往镶嵌着众多的小型板块，如欧亚板块南缘的阿尔卑斯喜马拉雅活动带，就镶嵌着一系列小板块。在地中海区，加勒比海区同样也存在着一系列小板块。 这些小板块的运动不是由于地幔对流所驱动，而是从属于大板块的运动而运动。,按板块间相对运动方式，可将板块边界分为三种类型，即分
9、离型、汇聚型以及转换断层型(或平移型)。汇聚型又可分为俯冲型和碰撞型。,（三）板块的划分与板块边界类型,1、拉张型（分离型）板块边界,拉张型（分离型）板块边界是岩石圈板块（或洋壳）生长的场所，故又称为增生或发散板块边缘。 主要特征：岩石圈张裂、基性超基性岩浆侵入与喷发，浅震，高热流值等。大多数呈锯齿状。又分为两种型式：裂谷（如红海裂谷）和洋脊（和洋隆）。 在拉张型板块边界处，两个板块相背而行，上升的岩浆物质所充填，形成新的洋壳。,东非大裂谷（ 6500km ）中段,坦噶尼喀湖,大裂谷的象群,大裂谷的角马群,大裂谷的长颈鹿,大裂谷的斑马群,死海的盐,海拔 -416 m 面积 1050 km2,死
10、海泥,2、挤压型（汇聚型）板块边界,挤压型板块边界是岩石圈板块对冲、消减、碰撞的场所，又称为消减或聚合板块边缘。由于两个板块在这里聚合，构造活动强烈、复杂，所形成的岛弧和山脉大多呈弧形。 四种型式：1. 岛弧一海沟系；2. 山弧海沟系：如南美安第斯山弧一海沟系。3. 陆间海，如地中海。4. 地缝合线：如雅鲁藏布江地缝合线。 前两种以有海沟为共同特征；第三种由于洋壳接近完全消减、两大陆壳合拢，海沟表现不明显而接近于消失；第四种代表两个陆壳碰撞接触面与地面的交线。 它们代表板块俯冲碰撞过程的不同阶段。,山弧海沟系,岛弧海沟系,马里亚纳海沟地形,山弧地缝合线系3,阿尔卑斯山,山弧地缝合线系,山弧地缝
11、合线系1,山弧地缝合线系,喜马拉雅山,山弧地缝合线系2,珠穆朗玛峰，8844.43m,山弧地缝合线系,山弧地缝合线系4,阿尔卑斯山长1200km，主峰勃朗峰4807m。,山弧地缝合线系,2、挤压型（汇聚型）板块边界,岛弧一海沟系：主要分布于西太平洋边缘 根据岛弧所处的构造位置或与地壳的相关性，可将岛弧分为陆缘弧和洋内弧。 陆缘弧是以陆棚浅海与大陆相隔的岛弧，如台湾、苏门答腊、爪哇岛等。 洋内弧与大陆之间以具有大洋型地壳的边缘海或弧后盆地相隔离。,2、挤压型（汇聚型）板块边界,洋内弧又可分为： (1)分离型洋内弧：弧体本身为大陆型地壳，因弧后扩张作用与大陆分开，如日本岛弧； (2)稳定型洋内弧：
12、弧后无扩张作用，弧体本身无大陆基底岩石，如阿留申岛弧； (3)迁移型洋内弧：原是一个岛弧，后因扩张作用一分为二，靠近海沟的称火山弧，远离海沟的称残余弧或死弧，二者之间为弧间盆地，死弧之后为不活动边缘海盆地，如马里亚纳群岛； (4)反极的洋内弧：位于海沟靠洋的一侧，如吕宋岛等。,在挤压型板块边界处，两个板块相向而行，作敛合运动。一个板块俯冲下去，一个板块仰冲上来，或表现为两个大陆板块相互碰撞。常见的有四种情况： 1两个都是海洋板块的接近。在接触处产生海沟岛弧系，如马里亚纳群岛。 2海洋板块和前缘带有岛弧的大陆板块的接近。在接触处亦表现为海沟岛弧系，如日本、琉球等。 3海洋板块和大陆板块的直接接近
13、。在接触处表现为海沟山弧系，如南美西海岸。 4两个大陆板块的接近。两个大陆板块互相碰撞，在沉积层内引起巨大推覆体和俯卧褶皱，并形成高原和弧形山脉，如西藏高原、冈底斯山和喜马拉雅山等，或形成高山和残余海盆地，如高加索山和黑海、里海等。,（3）剪切型板块边界,转换断层即是。 一般比较平直。这里岩石圈既不生长，也不消减。浅震活跃。发育碎裂变质岩。两侧板块沿边界相互错动，作剪切运动。,因此，板块构造运动有三种类型：挤压型，为褶皱作用或造山作用；引张型，为裂陷作用或地裂运动；剪切型，是伴随引张或挤压作用出现的。 正因为板块与板块间有构造运动存在，板块边界才成为构造活动带。由于板块间的运动方式不同，才有不
14、同类型的板块分界线及其不同的构造活动特征。板块运动乃是产生地表构造的原因。板块边界和板块运动是板块构造研究的重点。,（三）板块的划分与板块边界类型,（四）板块的三联点与运动,在板块分布图上，常可见到三条板块边界相交于一点，这个点与三个板块相邻接，叫做板块的三联接合点(或三结点)。 任何一对板块间的边界总是以三联接合点作为端点。在理论上，四联接合点也有可能出现，但在一般情况下，四联接合点会立即转化为两个三联接合点。,（四）板块的三联点与运动,与三联接合点相接的板块边界，可以是分离型、汇聚型或平错型边界。 在理论上，这三类边界可以组合成十六种不同的情况，可以出现十六种不同的三联接合点类型。 如以R
15、代表裂谷，T代表海沟，F代表转换断层，则RRR型就是裂谷裂谷裂谷型的三联接合点；RTF型代表裂谷海沟一断层型的三联接合点，其余类推。,（四）板块的三联点与运动,RRR型分布最广 在印度洋中部，印度洋中脊三条分支的交点是非洲板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联； 非洲东北部的阿法尔三角地区，是红海裂谷、亚丁湾裂谷和埃塞俄比亚型谷相交接的三联； 太平洋东部加拉帕戈斯群岛附近，是太平样板块、可可板块和纳兹卡板块之间的RRR型接合点。 RRF型三联点分布于大西洋洋脊上 从亚速尔群岛向北和向南为大西洋中脊，向东沿亚速尔-直布罗陀一线，主要是平移滑动边界，亚速尔乃是北美板块、欧亚板块和非洲板块之间
16、的RRF型接合点。,在印度洋中部，印度洋中脊三条分支的交点是非洲板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联；,非洲东北部的阿法尔三角地区，是红海裂谷、亚丁湾裂谷和埃塞俄比亚型谷相交接的三联；,（四）板块的三联点与运动,TTT型见于日本本州岛东南部 日本海沟、西南日本海沟和小笠原海沟在这里相接，成为欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块之间的三联点。 其他接合类型如RTT型、RRT型十分少见。 一些三联接合点类型，如RRR型是稳定的，随着板块运动，有保持自己形状的趋势。另有些三联接合点则是不稳定的，随着板块运动，它们很快改变自己的外形。,日本海沟、西南日本海沟和小笠原海沟在这里相接，成为欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块之间的三联点(TTT型)。,（四）板块的三联点与运动,如果板块是作为刚体运动着的，其内部不发生塑性形变，那么，三联接合点所邻接的三个板块的运动，是严格地彼此相关的。 假定板块C不动，板块A和B相对于C移动。若板块A和B均离开板块C而运动，那么板块A和B之间势必要逐渐分离，即这二板块之间也存在首相对位移(箭头b
