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1、主讲：童亨茂主讲：童亨茂地球科学学院地球科学学院第五讲：板块构造理论（二）七、板块的运动板块运动的核心是海底扩张。岩石圈板块从中脊轴部向两侧不断扩张推移，在海沟处俯冲潜没，颇如一巨大的传送带。海底扩张和大陆漂移可以用板块运动的形式表达出来。1、关于板块的刚性 在描绘板块运动时，通常认为板块具有刚性，表现在：板块能在很长距离内传递应力，其内部并不发生显著的塑性形变；洋底沉积物未受轻微变形，形变主要发生在板块边缘；大陆拼接非常理想，指示板块在位移时很少形变。 但是认为岩石圈板块具有绝对的刚性是不合适的，如碰撞带大规模的褶皱变形、内陆地震、构造活动和火山作用等。2、板块的扩张增生与压缩消亡之间的补偿
2、沿着大洋中脊轴部，地幔物质上涌形成新的岩石圈，岩石圈通过俯冲消减来维持平衡。每年新生岩石圈2平方公里，每年也有2平方公里的岩石圈被俯冲销毁。3、板块沿球面的旋转运动如果我们把板块当作刚体来处理，而且地球半径不变，那么，板块的运动严格遵循球面运动的欧拉定律欧拉定律1776年，瑞士数学家欧拉（E. Euler）指出，一个钢体沿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，而是弧线；如果这种移动表现为复杂的曲线形式，那么它的移动轨迹将由许多圆弧小段组成。板块的运动遵循欧拉定律（板块沿球面的旋转运板块沿球面的旋转运动图片及两板块的相对运动图片动图片及
3、两板块的相对运动图片）。板块的球面运动，遵循欧拉定律求旋转极板块的旋转运动主要由板块的旋转轴的位置和旋转角速度来确定。转换断层标识出欧拉纬线的走向，沿球面作这些纬线的垂线即可得出欧拉经线，欧拉经线交点的位置，就是旋转极的位置，为此可以求出两板块相对运动的旋转极（图片图片）美洲和非洲板块相对运动的旋转极求旋转角速度只要已知板块上任何一点的线速度值，同时求出该点的欧拉纬度，便可求出旋转角速度：式中为角速度（单位：度/年），V是线速度（厘米/年），R是地球半径，单位厘米，为欧拉纬度。为了检验板块绕极的旋转运动，勒皮雄以板块旋转极为投影极，作了一系列墨卡托投影图。在这种图上，经线和纬线相互垂直，都是直
4、线（图）。4、板块相对运动速度的测定 测定相对运动线速度的方法，主要有以下几种：瓦因-马修斯法 磁异常条带的宽度和该条带时间跨度的比值地形法 洋底水深的变化是洋底年龄的函数，据此，可以从洋底水深的变化或中脊两翼的坡度求板块的扩张深度贝尼奥夫带长度法 贝尼奥夫带长度与板块的俯冲速度成正比，根据贝尼奥夫带的长度来估算俯冲的速度（图）。大地测量法 激光测距、GPS测距贝尼奥夫带长度法5、板块的三联结合点在板块的分布图上，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，叫做板块的三联结合点（或三联点）。任何一对板块间的边界总是以三联点作为端点。与三联点相接的板块边界，可以是分离型、会聚型或转换
5、型边界。在理论上，这三类边界可组合成十六种不同的三联点。如以R代表裂谷， T代表海沟，F代表转换断层，则RRR型代表裂谷-裂谷-裂谷型的三联点，RFT代表裂谷-海沟-转换断层型三联点，余类推。 RRR型分布 最广，如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型三联点（图）。三联点所临接的三个板块的运动，是严格地彼此关联的（图）三三联联裂裂谷谷的的形形成成过过程程据据E.J.Tarbuck,1987)三联点所临接的三个板块的相对运动的矢量和应等于零三联点所临接的三个板块的相对运动的矢量和应等于零6、现代板块运动的全球图式 1968年以来，勒皮雄（1968）、摩根（19
6、71）、明斯特（Minster et al., 1974)等定量地描绘了全球各主要板块间的相对运动相对运动。巨大的太平洋板块朝西北，向西缘和北缘的俯冲带推移，会聚速度在汤加海沟北部至日本海沟一带达到最大，可达9cm/a，向南和向北均递减。阿尔卑斯-喜马拉雅造山带是另一巨型会聚型边界，直布罗陀地区欧亚板块与非洲板块会聚的速度仅为0.5cm/a，是该造山带的西界。自此向东，会聚速度增大，至喜马拉雅地区，增至5-6cm/a。再往东过渡为印度洋东北缘的俯冲边界，会聚速度达7.0cm/a。环太平洋会聚边界把全球分成不对称的两部分，太平洋外围的欧亚板块、印奥板块及美洲板块向太平洋方向推进，后缘是大西洋和印
7、度洋的张开；太平洋内部的太平洋板块、可可板块和纳兹卡板块则向太平洋周缘俯冲潜没，其后缘是东太平洋中隆的扩张。阿尔卑斯-喜马拉雅造山带的形成，与非洲板块、阿拉伯板块和印奥板块向北朝欧亚板块推移有关，这一推移又是印度洋和大西洋扩张的结果。一些主要板块相对运动角速度表全球板块定量运动数据7、板块的绝对运动板块的绝对运动，是指板块相对于地球旋转轴的运动。如果某一系统在地史期间相对地球旋转轴的位置固定不变，那么相对该系统的运动（如热点）也可以当作板块的绝对运动。一千万年来板块的绝对运动见图，其中以太平洋板块的运动速度最大，向西偏北方向运动；印奥板块主要是向北运动；北美板块和南美板块主要向西偏南方向运动；
8、非洲板块的旋转极位于非洲板块上，它环绕该极作逆时针方向的旋转运动；欧亚板块主要是向西和向北运动。板板块块绝绝对对运运动动图图式式八、大洋的演化-威尔逊旋回1、大洋的起源关于大洋的起源问题，是地质学最重大的理论问题之一，长期以来曾提出种种假说。大洋永存说是丹纳等倡导的，认为大洋是原生的，洋壳形成于地壳早期阶段，大陆则是后来形成并逐渐增生的，现代大洋盆地是大陆增生后原始大洋的残留部分。大洋化说是前苏联学者别洛乌索夫所宣扬的，认为古生代末期以前，全球都被大陆地壳所覆盖，古生代末至中生代初，来自地幔的基性和超基性物质大规模上升，陆壳破裂成块状，与基性超基性岩浆混合，变质加重沉入地幔中，陆块沉陷之处形成
9、洋盆2、威尔逊旋回大陆漂移、海底扩张和板块运动的概念，使人们对大洋成因和演化的认识发生了根本的变化。新活动论主张，大洋的发生发展离不开岩石圈板块的分离和汇聚运动。Wilson首先注意到大洋开合的不同发展趋势，将大洋的演化归纳为6个发展阶段（图片图片和表和表），称为威尔逊旋回。可见，大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回形式。由于大洋盆地是全球最大的构造-地貌单元，大洋开闭的发展旋回主宰了地球表层活动和演化的全局。大洋盆地演化旋回中的各个阶段及其特征大洋盆地演化旋回中的各个阶段图 3、威尔逊旋回对大陆构造分析的意义一个威尔逊旋回2亿年，意味着相邻的大陆在相同时限内发生过大致相同幅度的水平运动，从而它所
10、经历的自然地理环境、距离特定板块边界的远近、以及由此导致的深部热体制、地壳结构也必然会发生深刻的变化。大洋演化可导致海平面的变化，大洋盆地演化前期，海底扩张作用建造起庞大的中央海岭，造成海平面上升。晚白垩纪和早古生代的海平面上升就认为与此有关。大洋演化始自大陆岩石圈的拉伸变薄，最后转化为挤压增厚体制而结束，在地质记录上表现为大陆裂谷、大陆边缘和挤压碰撞带等地球动力学环境的更迭，本身构成了一个完整的构造旋回。4、大洋现今的活动趋势目前，大西洋和印度洋在扩张，太平洋在收缩（图图），这是联合古陆破裂四散分离的继续。大西洋、印度洋周缘的被动大陆边缘，不是板块的边界，相邻的洋底和大陆是作为同一板块移动的
11、，故大西洋、印度洋周缘的大陆被扩张着的洋底推动着，主要是向外侧推移。相反，太平洋周缘诸大陆漂移的方向都是指向太平洋内部的。一个大陆，相对于大陆漂移方向而言，有前缘和后缘之分，美洲大陆的前缘是陡峭的活动大陆边缘，后缘则是宽缓的被动大陆边缘（图图）。随着美洲大陆向西漂移，前方的太平洋趋于收缩，后方的大西洋逐渐张开。大洋现今的活动趋势大洋现今的活动趋势九、热点-地幔柱假说1、无震海岭在大洋中，绵延着一系列线状延伸的火山性海岭。其上无中央裂谷发育，也不见横断海岭的转换断层。北太平洋中的夏威夷海岭和天皇海岭，研究比较详实，往往被当作火山海岭中的样板。夏威夷海岭上的210多座火山喷溢火山的照片喷溢火山的照
12、片，年龄显示出有规律的变化，向东南方向依次变新（海岭立体排列海岭立体排列图片和年龄变化图片图片和年龄变化图片）。2、热点威尔逊注意到海岭火山年龄的递变现象，提出了热点假说。热点处于地幔中，其位置大体固定，当岩石圈跨越于热点之上时，板块仿佛被“烧穿”了，形成火山中心。在热点除不断地形成火山，而板块不断地跨过热点。这样不断地“推陈出新”，便发育成由新到老的一串火山链图图。天皇海岭和夏威夷海岭之间有一明显的转折，表明太平洋板块的运动方向发生过变更，这一转向大约发生在4000完年以前（图图）。除太平洋外，大西洋、印度洋以及陆上出现玄武岩火山活动的一些地方，也有热点活动的踪迹（图图）火山链热点形成模式图
13、火山链热点形成模式图(据据E.J.Tarbuck,1987)由热点形成的无震海岭由热点形成的无震海岭地球表面热点分布3、地幔柱假说为了解释热点的形成，摩根（1971）提出了地幔柱假说地幔柱是源于地幔深部的圆柱形上升流，它携带地幔物质和热能直至地幔上层，在岩石圈和软流圈分界处四三外流，它的位置大体固定于地幔中。热点处的火山活动就是地幔柱物质喷出代表的反映（图片图片）。据摩根的看法，地球上的地幔柱总共不过二、三十个（见热点分布图片图片）。热点-地幔柱假说为解释板块内部的火山和构造活动，为描绘板块的绝对运动，以及阐明火山海岭的定向排列和年龄递变等一系列现象，开辟了有益的途径地幔柱示意图十、板块的驱动
14、机制岩石圈下面软流圈的存在是板块运动的物质基础。板块驱动机制中讨论最多的是地幔对流，后来又提出一些不同的假说。1、地幔对流说板块运动的地幔热对流假说是被多数地质学家所接受的假说。热而低密度的地幔物质上涌，在岩石圈处向两侧扩展成为平流，平流过程中由于热传导使之变冷，冷而重的物质沉入地幔深处，在深处重新加热再升起，如此往复循环（图片图片）。地地幔幔对对流流模模式式图图地幔的对流有三种模式：深地幔对流模式（图a） 对流发生于下地幔或整个地幔内，对流热量来自地核。浅地幔对流模式（图b） 对流发生于上地幔的软流圈中，热能来自放射性衰变。深浅地幔对流相结合的热柱对流模式（图d） 认为由液态外核供给热能使热
15、的地幔物质从核幔边界沿着狭窄的圆柱形通道上涌，在地表形成热点，在近岩石圈处向两侧扩散的水平流只在软流圈中扩散开来，变冷的物质在平流过程中逐渐下降而回到地幔深处。深地幔对流模式深地幔对流模式浅地幔对流模式浅地幔对流模式热柱对流模式热柱对流模式重力推拉模式重力推拉模式(据据E.J.Tarbuck,1987)2 、重力驱动的推拉模式Elasser, W.M.（1967）认为在重力场中运动的板块，主要受洋脊推力和下沉板块的拉力而运动（图图）岩浆在洋中脊轴部灌入，推着岩石圈向两翼斜坡滑动；海沟处致密的下沉板块产生拉力。应力长距离传送，在推力和拉力的作用下，板块不断沉入软流圈中，并排走周围软流圈物质，这些物质又在拉张的洋中脊升起。3、板块运动的动力和阻力1975年、上田成也等总结分析了作用于岩石圈板块上的八种力（图片图片），在这些力的共同作用下，板块发生运移。
