地层学第六章

1、教学要求：教学要求：1 1、掌握沉积物组分和沉积组合分析的方法、掌握沉积物组分和沉积组合分析的方法2 2、熟练掌握沉积厚度与沉积基底的相互关系、熟练掌握沉积厚度与沉积基底的相互关系3 3、掌握古板块的恢复方法、掌握古板块的恢复方法4 4、了解大地构造分区和中国古板块的划分、了解大地构造分区和中国古板块的划分5 5、熟练掌握构造旋回和构造阶段、熟练掌握构造旋回和构造阶段 一、沉积物组分和沉积组合分析一、沉积物组分和沉积组合分析二、沉积物厚度分析二、沉积物厚度分析三、构造运动面分析三、构造运动面分析四、沉积相及岩相古地理分析四、沉积相及岩相古地理分析稳定的构造环境稳定的构造环境 地壳活动性微弱，整

2、体大面积缓慢升降，呈现广阔的平地壳活动性微弱，整体大面积缓慢升降，呈现广阔的平原、台地或陆棚浅海。原、台地或陆棚浅海。 地势平缓，风化、剥蚀、搬运作用可以充分进行，不稳地势平缓，风化、剥蚀、搬运作用可以充分进行，不稳定物质多已分解破坏，遗留的稳定物质圆度、粒度和分选都定物质多已分解破坏，遗留的稳定物质圆度、粒度和分选都较好。较好。 沉积体的厚度稳定，面状展布，常呈稳定的板状沉积体的厚度稳定，面状展布，常呈稳定的板状( (席状席状) )。活动的构造环境活动的构造环境 地壳构造活动强烈，发生大幅度升降，呈现高峻山脉、山地壳构造活动强烈，发生大幅度升降，呈现高峻山脉、山间盆地或海域中的洋脊、岛弧、海

3、沟、边缘海面貌。间盆地或海域中的洋脊、岛弧、海沟、边缘海面貌。 构造活动区地势高差悬殊，地震、滑坡频繁。构造活动区地势高差悬殊，地震、滑坡频繁。 沉积体的厚度不稳定，楔状或带状展布。沉积体的厚度不稳定，楔状或带状展布。 在高原山区的山麓带或山间盆地，风化剥蚀的产物未经远在高原山区的山麓带或山间盆地，风化剥蚀的产物未经远距离搬运就急剧堆积下来，所以碎屑物质多为岩屑或岩块，成距离搬运就急剧堆积下来，所以碎屑物质多为岩屑或岩块，成分不一，大小混杂，分选极差；即使在距山麓较远的冲积层中，分不一，大小混杂，分选极差；即使在距山麓较远的冲积层中，仍以岩屑砂岩或长石砂岩为主。仍以岩屑砂岩或长石砂岩为主。砾石

4、滩沙砾滩 在火山岛弧周围，大量具棱角的火山物质和岩屑及泥质急在火山岛弧周围，大量具棱角的火山物质和岩屑及泥质急剧堆积，形成杂砂岩、混杂堆积。代表火山活动地区的快速堆剧堆积，形成杂砂岩、混杂堆积。代表火山活动地区的快速堆积（成熟度低的沉积）。积（成熟度低的沉积）。 在深水洋盆，具有粒级层、槽模和滑塌构造的浊流沉积。在深水洋盆，具有粒级层、槽模和滑塌构造的浊流沉积。浊积形成过程浊积形成过程 由此可见，通过沉积相共生组合关系分析，可以推断由此可见，通过沉积相共生组合关系分析，可以推断地层形成的构造环境。人们把在一定地质时期形成的、能地层形成的构造环境。人们把在一定地质时期形成的、能够反映沉积过程中主

5、要构造环境的沉积相共生综合体称为够反映沉积过程中主要构造环境的沉积相共生综合体称为沉积组合（沉积组合（sedimentary associationsedimentary association）。）。 按地壳的构造活动程度，一般将构造环境分为稳定和按地壳的构造活动程度，一般将构造环境分为稳定和活动两大类型，因此各种沉积组合也概括归纳为稳定类型活动两大类型，因此各种沉积组合也概括归纳为稳定类型和活动类型两大类。和活动类型两大类。 在大陆上在大陆上 稳定的构造环境主要发育在广阔的准平原、内陆盆稳定的构造环境主要发育在广阔的准平原、内陆盆地及近海平原，相应的沉积组合为河湖碎屑组合、及近地及近海平原

6、，相应的沉积组合为河湖碎屑组合、及近海盆地含煤碎屑组合等。海盆地含煤碎屑组合等。 活动类型的构造环境以强烈上升的高峻山系和巨大活动类型的构造环境以强烈上升的高峻山系和巨大的陆缘火山活动带为代表，巨厚的山麓山间粗碎屑（磨的陆缘火山活动带为代表，巨厚的山麓山间粗碎屑（磨拉石）组合和大陆火山喷发碎屑组合为其典型产物。拉石）组合和大陆火山喷发碎屑组合为其典型产物。倒石锥倒石锥戈壁戈壁磨拉石磨拉石 砾石滩沙砾滩 在海洋中在海洋中 广阔的陆表海、陆棚海为稳定的构造环境，相应广阔的陆表海、陆棚海为稳定的构造环境，相应的沉积组合为稳定的滨浅海碎屑岩或碳酸盐岩组合。的沉积组合为稳定的滨浅海碎屑岩或碳酸盐岩组合。

7、陆表海、陆棚海的一般特征陆表海、陆棚海的一般特征 活动大陆边缘的弧后海、弧间海、深海沟和远洋盆地为活动大陆边缘的弧后海、弧间海、深海沟和远洋盆地为活动类型的构造环境，相应的沉积组合为活动类型的岛弧海活动类型的构造环境，相应的沉积组合为活动类型的岛弧海岩屑杂砂岩火山喷发组合、半深海至深海砂泥质复理石组岩屑杂砂岩火山喷发组合、半深海至深海砂泥质复理石组合，及包含超基性、基性岩和放射虫硅质岩的蛇绿岩套组合。合，及包含超基性、基性岩和放射虫硅质岩的蛇绿岩套组合。大西洋型大陆边缘大西洋型大陆边缘太平洋型大陆边缘地幔活动与海底火山地幔活动与海底火山辉长岩辉长岩蛇纹岩蛇纹岩席状岩墙席状岩墙枕状熔枕状熔岩岩洋

8、壳岩石组合洋壳岩石组合蛇绿岩（枕状熔岩）蛇绿岩（枕状熔岩）浊积形成过程浊积形成过程典型鲍马序列典型鲍马序列 在稳定类型和活动类型之间还有一些过渡类型的沉在稳定类型和活动类型之间还有一些过渡类型的沉积组合，如近海沉陷盆地碎屑泥质组合、海陆交互相碎积组合，如近海沉陷盆地碎屑泥质组合、海陆交互相碎屑泥质组合；非补偿边缘海碳质、硅质组合、活动陆棚屑泥质组合；非补偿边缘海碳质、硅质组合、活动陆棚泥质碳酸盐沉积组合等。过渡类型的沉积组合常被简化泥质碳酸盐沉积组合等。过渡类型的沉积组合常被简化归并到活动和稳定两大沉积组合类型中。归并到活动和稳定两大沉积组合类型中。 沉积环境和沉积物厚度分析是判断地壳垂直运动

9、的幅沉积环境和沉积物厚度分析是判断地壳垂直运动的幅度和速度的重要手段。度和速度的重要手段。 在对沉积物进行厚度分析，推断沉积盆地的构造性质在对沉积物进行厚度分析，推断沉积盆地的构造性质时，应注意区分三种情况：时，应注意区分三种情况：（一）沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致（一）沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致（二）盆地基底下降速率高于沉积速率（二）盆地基底下降速率高于沉积速率（三）沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速率（三）沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速率基盘下降幅度、海水深度与沉积厚度的关系基盘下降幅度、海水深度与沉积厚度的关系a a下降幅度；下降幅度；m m堆积厚度；堆积厚度；

10、h h0 0开始时海水深度；开始时海水深度；h h1 1结束时海水深度结束时海水深度海水深度不变海水深度不变海水深度增大海水深度增大海水深度减小海水深度减小（一）沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致（一）沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致 沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致，使古水沉积盆地基底下降速率与沉积速率大体一致，使古水深保持不变，岩相类型无较大变化，这种盆地称为补偿盆深保持不变，岩相类型无较大变化，这种盆地称为补偿盆地，补偿盆地中的沉积物厚度等于基底下降的幅度。地，补偿盆地中的沉积物厚度等于基底下降的幅度。 一般来说稳定区的沉陷速度和幅度都较小，缓慢沉陷、一般来说稳定区的沉陷

11、速度和幅度都较小，缓慢沉陷、缓慢沉积形成成熟度较高的沉积；而活动区的沉陷速度和缓慢沉积形成成熟度较高的沉积；而活动区的沉陷速度和幅度都较大，在快速补偿充填的情况下，可形成成熟度低幅度都较大，在快速补偿充填的情况下，可形成成熟度低的巨厚沉积。的巨厚沉积。 （二）盆地基底下降速率高于沉积速率（二）盆地基底下降速率高于沉积速率 盆地基底下降速率高于沉积速率，即沉积区的底盘沉陷迅盆地基底下降速率高于沉积速率，即沉积区的底盘沉陷迅速，而沉积物供给较少，沉积物不足以补偿下降幅度，使盆地速，而沉积物供给较少，沉积物不足以补偿下降幅度，使盆地水深加大，这种盆地称为非补偿盆地。水深加大，这种盆地称为非补偿盆地。

12、 如果水体加深到碳酸钙补偿深度以下，碳酸盐被溶解，沉如果水体加深到碳酸钙补偿深度以下，碳酸盐被溶解，沉积物会更少，只剩有硅质和火山物质，又由于这种环境不利于积物会更少，只剩有硅质和火山物质，又由于这种环境不利于底栖生物生存，所以生物相为浮游生物相。这种环境通常与洋底栖生物生存，所以生物相为浮游生物相。这种环境通常与洋壳增生（海底扩张）密切相关（不仅仅是沉陷作用可以造成）。壳增生（海底扩张）密切相关（不仅仅是沉陷作用可以造成）。（三）沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速率（三）沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速率 沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速率，使水体深度减沉积物的沉积速率高于沉积基底下降速

13、率，使水体深度减小，沉积物厚度大于沉积基底下降的幅度，这种盆地称为超补小，沉积物厚度大于沉积基底下降的幅度，这种盆地称为超补偿盆地。偿盆地。 由于沉积物供给量大，使沉积物堆积速度超过沉积区的沉由于沉积物供给量大，使沉积物堆积速度超过沉积区的沉陷幅度，从而使水体变浅。在超补偿沉积的情况下，同一时代陷幅度，从而使水体变浅。在超补偿沉积的情况下，同一时代地层常会有局部的厚度变化，甚至在隆起处由于被削蚀而产生地层常会有局部的厚度变化，甚至在隆起处由于被削蚀而产生不整合，它至少反映了水动力的冲刷和沉积层序的小间断。不整合，它至少反映了水动力的冲刷和沉积层序的小间断。 由于沉积物在成岩过程中要受到不同程度

14、的压实作用的由于沉积物在成岩过程中要受到不同程度的压实作用的影响。所以在利用地层厚度推断地壳沉降史时，应首先进行影响。所以在利用地层厚度推断地壳沉降史时，应首先进行地层压实校正，即把地层单元的实际厚度恢复到沉积时的厚地层压实校正，即把地层单元的实际厚度恢复到沉积时的厚度。另外，还要准确的确定古水深。古水深确定主要依据地度。另外，还要准确的确定古水深。古水深确定主要依据地层的沉积环境分析，并结合古生物群落和生态组合进行。层的沉积环境分析，并结合古生物群落和生态组合进行。 地层的间断和不整合接触是地壳运动的直接反映，所以研地层的间断和不整合接触是地壳运动的直接反映，所以研究地壳运动面（间断和不整合

15、面）对于推断地史时期的地壳运究地壳运动面（间断和不整合面）对于推断地史时期的地壳运动情况有重要意义（参见第二章动情况有重要意义（参见第二章) )。不整合接触：不整合接触：平行不整合平行不整合(parallel unconformity)(parallel unconformity)假整合假整合(disconformity)(disconformity)角度不整合角度不整合(angular unconformity)(angular unconformity)非整合（非整合（nonconformitynonconformity） 研究某一地区特定地质时期的地层分布及其沉积相类研究某一地区特定地质

16、时期的地层分布及其沉积相类型，就能了解该区当时的海陆分布及古地理、古气候特征。型，就能了解该区当时的海陆分布及古地理、古气候特征。用简明的图例将这些研究成果表示在一定比例尺的地理底用简明的图例将这些研究成果表示在一定比例尺的地理底图上，就构成了一幅古地理图。在古地理图上用各种符号图上，就构成了一幅古地理图。在古地理图上用各种符号表示其沉积类型，就构成了岩相古地理图。岩相古地理图表示其沉积类型，就构成了岩相古地理图。岩相古地理图对于分析地史时期的古地理、古气候；地壳运动及沉积矿对于分析地史时期的古地理、古气候；地壳运动及沉积矿产的形成和分布规律、指导找矿有重要意义。产的形成和分布规律、指导找矿有

17、重要意义。一、古板块恢复方法一、古板块恢复方法二、大地构造分区和中国古板块的划分二、大地构造分区和中国古板块的划分 板块说认为：岩石圈被各种类型的构造活动带（洋中脊、海板块说认为：岩石圈被各种类型的构造活动带（洋中脊、海沟、转换断层、古缝合带）分割成若干刚性的薄板状块体，称为沟、转换断层、古缝合带）分割成若干刚性的薄板状块体，称为板块。岩石圈板块在软流圈上滑动、漂移，不断生长、扩张、消板块。岩石圈板块在软流圈上滑动、漂移，不断生长、扩张、消亡。板块内部是相对稳定地区，而板块边界则是地表构造运动最亡。板块内部是相对稳定地区，而板块边界则是地表构造运动最活跃、最集中的地带，绝大部分地震和火山活动都

18、发生于此。活跃、最集中的地带，绝大部分地震和火山活动都发生于此。板块构造的地幔对流与活动边界板块构造的地幔对流与活动边界 一、古板块恢复方法一、古板块恢复方法 由于大陆区的历史悠久，所以对地史时期古板块的恢复由于大陆区的历史悠久，所以对地史时期古板块的恢复也较复杂。恢复古板块的方法一般有下列几种：也较复杂。恢复古板块的方法一般有下列几种： （一）地缝合线追踪法（一）地缝合线追踪法 （二）岩浆岩组合（二）岩浆岩组合 （三）古气候分析（三）古气候分析 （四）生物古地理法（四）生物古地理法 （五）古地磁学方法（五）古地磁学方法 （六）古大陆边缘的识别（六）古大陆边缘的识别 （一）地缝合线追踪法（一）

19、地缝合线追踪法 地缝合线（地缝合线（suturesuture）是不同板块碰撞和俯冲消减作用留）是不同板块碰撞和俯冲消减作用留下的直接证据。地缝合线本身是巨大而复杂的超岩石圈深断下的直接证据。地缝合线本身是巨大而复杂的超岩石圈深断裂带，其两侧地块的地质发展史往往有重大差异。沿地缝合裂带，其两侧地块的地质发展史往往有重大差异。沿地缝合线断续分布有蛇绿岩套、混杂堆积、高压变质带等特殊的地线断续分布有蛇绿岩套、混杂堆积、高压变质带等特殊的地质记录。质记录。混杂堆积（混杂堆积（melangemelange）是海沟、俯冲带的典型产物。其中既有）是海沟、俯冲带的典型产物。其中既有一系列逆冲断裂切碎和推覆上来

20、的洋壳或陆壳构造残片，又有一系列逆冲断裂切碎和推覆上来的洋壳或陆壳构造残片，又有因板块俯冲而刮下来的浊流、远洋沉积物及浅水区崩塌下来的因板块俯冲而刮下来的浊流、远洋沉积物及浅水区崩塌下来的先成地层的外来岩块。这种堆积的最大特点是不同成因、不同先成地层的外来岩块。这种堆积的最大特点是不同成因、不同时代的岩块和深海细粒沉积混杂，同一层位中不同时代的化石时代的岩块和深海细粒沉积混杂，同一层位中不同时代的化石混杂共生。混杂共生。沿俯冲带分布的混杂岩沿俯冲带分布的混杂岩雅鲁藏布江大竹卡混杂岩剖面图雅鲁藏布江大竹卡混杂岩剖面图 蛇绿岩套（蛇绿岩套（ophiotite suiteophiotite suit

21、e）是由代表洋壳组分的超基）是由代表洋壳组分的超基性基性岩（橄榄岩、蛇绿岩、辉长岩）、枕状玄武岩和远性基性岩（橄榄岩、蛇绿岩、辉长岩）、枕状玄武岩和远洋沉积（放射虫硅质岩、软泥等）组成的洋沉积（放射虫硅质岩、软泥等）组成的“三位一体三位一体”共生共生综合体。其中的超基性基性岩代表板块碰撞时沿地缝合线综合体。其中的超基性基性岩代表板块碰撞时沿地缝合线挤上来的古洋壳残片。挤上来的古洋壳残片。蛇绿岩蛇绿岩高压变质带也是地缝合线的一个特殊标志。在海沟、俯冲带高压变质带也是地缝合线的一个特殊标志。在海沟、俯冲带部位，挤压应力强大，但温度不高，出现以蓝闪石片岩为标部位，挤压应力强大，但温度不高，出现以蓝闪

22、石片岩为标志的高压低温变质带。志的高压低温变质带。 （二）岩浆岩组合（二）岩浆岩组合 岩石圈内各种岩浆岩组合也受构造环境的控制。岩石岩石圈内各种岩浆岩组合也受构造环境的控制。岩石系列分布和化学成分有一定的规律性，从大洋向大陆方向有系列分布和化学成分有一定的规律性，从大洋向大陆方向有如下次序：如下次序： 拉斑玄武质系列拉斑玄武质系列钙碱系列钙碱系列碱性系列碱性系列 玄武岩玄武岩安山岩安山岩英安岩英安岩流纹岩流纹岩 拉斑玄武岩拉斑玄武岩高铝玄武岩高铝玄武岩碱性玄武岩碱性玄武岩 SiO2 SiO2、Na2O + K2ONa2O + K2O的含量；的含量；K2O/ Na2OK2O/ Na2O、K2O/

23、 K2O/ SiO2SiO2、87Sr/88Sr 87Sr/88Sr 的比值，均向大陆方向增加。的比值，均向大陆方向增加。 （三）古气候分析（三）古气候分析 在热带海洋环境中，可形成生物礁、鲕粒滩、叠层石等在热带海洋环境中，可形成生物礁、鲕粒滩、叠层石等特殊的沉积物，并伴有造礁珊瑚、钙质海绵、层孔虫等。特殊的沉积物，并伴有造礁珊瑚、钙质海绵、层孔虫等。 干热气候区可出现石膏、岩盐、甚至钾盐沉积，常伴有干热气候区可出现石膏、岩盐、甚至钾盐沉积，常伴有泥裂、晶痕等沉积构造。泥裂、晶痕等沉积构造。 温暖潮湿的陆相可出现丰富的煤和植物化石。温暖潮湿的陆相可出现丰富的煤和植物化石。 地史时期不同的板块处

24、于不同的古纬度，其气候环境不地史时期不同的板块处于不同的古纬度，其气候环境不同。由于板块之间的相对运动，纬度差别曾经很大的两个板同。由于板块之间的相对运动，纬度差别曾经很大的两个板块现在相撞在一起，必然出现气候条件差异很大的沉积物和块现在相撞在一起，必然出现气候条件差异很大的沉积物和生物群彼此相邻，这为推断板块边界提供了重要依据。生物群彼此相邻，这为推断板块边界提供了重要依据。 （四）生物古地理法（四）生物古地理法 生物古地理法涉及生物相和生物地理分区两个概念。生物古地理法涉及生物相和生物地理分区两个概念。 生物相分异主要指因环境不同形成的生物群在生态组合方生物相分异主要指因环境不同形成的生物

25、群在生态组合方面的差异。面的差异。 生物地理分区主要指因温度控制和地理隔离长期形成的生生物地理分区主要指因温度控制和地理隔离长期形成的生物分类和演化体系上有重要区别的地理区划。物分类和演化体系上有重要区别的地理区划。 地史中的大陆和海洋分布及其古纬度位置由于板块运动而地史中的大陆和海洋分布及其古纬度位置由于板块运动而不断变化，这必然反映在生物区系的性质上。不断变化，这必然反映在生物区系的性质上。 （五）古地磁学方法（五）古地磁学方法 岩石中的磁性矿物，由于受当岩石中的磁性矿物，由于受当时地磁场的磁化影响，在岩石中保时地磁场的磁化影响，在岩石中保留了可以指示当时地磁方向的磁偏留了可以指示当时地磁

26、方向的磁偏角（角（D D）和磁倾角（）和磁倾角（I I）等剩余磁性。）等剩余磁性。采取退磁措施，消除后来地壳对原采取退磁措施，消除后来地壳对原有剩余磁性的影响，恢复岩石形成有剩余磁性的影响，恢复岩石形成时的磁化方向，就可以计算出古纬时的磁化方向，就可以计算出古纬度（度（）。）。 （六）古大陆边缘的识别（六）古大陆边缘的识别 现代海洋研究表明，大陆边缘可分为两种类型：现代海洋研究表明，大陆边缘可分为两种类型： 一是大西洋型的，其边缘没有洋壳俯冲带，不存在岛弧海一是大西洋型的，其边缘没有洋壳俯冲带，不存在岛弧海沟体系，这类大陆边缘称为被动大陆边缘。被动大陆边缘除沿岸沟体系，这类大陆边缘称为被动大陆

27、边缘。被动大陆边缘除沿岸地区外，陆棚浅海、陆坡陆隆的深水沉积和海底浊积扇发育。地区外，陆棚浅海、陆坡陆隆的深水沉积和海底浊积扇发育。大西洋型大陆边缘大西洋型大陆边缘 另一类是太平洋型的，其边缘有洋壳俯冲带，洋壳俯冲形另一类是太平洋型的，其边缘有洋壳俯冲带，洋壳俯冲形成岛弧海沟体系（西太平洋）或大陆火山弧海沟体系（东成岛弧海沟体系（西太平洋）或大陆火山弧海沟体系（东太平洋）。而活动大陆边缘，岛弧火山岩及共生的海沟深水浊太平洋）。而活动大陆边缘，岛弧火山岩及共生的海沟深水浊积岩发育。积岩发育。太平洋型大陆边缘 二、大地构造分区和中国古板块的划分二、大地构造分区和中国古板块的划分 （一）大地构造分区

28、（一）大地构造分区 大地构造分区是根据构造活动程度，而地壳演化过程中各大地构造分区是根据构造活动程度，而地壳演化过程中各个地区的构造活动程度并非一成不变，所以进行大地构造分区，个地区的构造活动程度并非一成不变，所以进行大地构造分区，必须坚持历史分析的原则，按照不同的构造阶段进行划分。必须坚持历史分析的原则，按照不同的构造阶段进行划分。 一级构造分区有稳定的板块区和板块间的构造活动带（包一级构造分区有稳定的板块区和板块间的构造活动带（包括板块的非稳定大陆边缘和地壳消减对接带或叠接带）两类。括板块的非稳定大陆边缘和地壳消减对接带或叠接带）两类。 二级构造分区包括稳定的板块区内较活动的裂陷槽和陆内二

29、级构造分区包括稳定的板块区内较活动的裂陷槽和陆内的碰撞带，及板块间（大陆边缘和古大洋）相对稳定的地块和微的碰撞带，及板块间（大陆边缘和古大洋）相对稳定的地块和微板块等。板块等。 （二）中国古板块的划分（二）中国古板块的划分 根据地缝合线的分布及古生物、古地理、古气候分析，可根据地缝合线的分布及古生物、古地理、古气候分析，可将我国古大陆分为不同的古板块。将我国古大陆分为不同的古板块。 地球岩石圈的构造演化具有明显的旋回性。全球性的构地球岩石圈的构造演化具有明显的旋回性。全球性的构造旋回现象称为构造旋回。构造旋回进行的时间称为构造阶造旋回现象称为构造旋回。构造旋回进行的时间称为构造阶段，它与地质年

30、代单位中的代（或亚代）大致相当。段，它与地质年代单位中的代（或亚代）大致相当。 按板块构造观点，大陆板块和大洋板块在地史时期并非按板块构造观点，大陆板块和大洋板块在地史时期并非是一成不变、永恒存在的。大陆板块的分离导致大洋盆地的是一成不变、永恒存在的。大陆板块的分离导致大洋盆地的形成；大洋盆地的萎缩、封闭导致大陆板块的聚合；大陆板形成；大洋盆地的萎缩、封闭导致大陆板块的聚合；大陆板块之间的碰撞导致造山带的形成。加拿大学者威尔逊（块之间的碰撞导致造山带的形成。加拿大学者威尔逊（19731973）根据现代地表各种海洋和大陆的实例，系统归纳了大陆板块根据现代地表各种海洋和大陆的实例，系统归纳了大陆板

31、块离合及洋盆演化的多阶段发展模式（威尔逊旋回），他把洋离合及洋盆演化的多阶段发展模式（威尔逊旋回），他把洋盆演化分为六个阶段。盆演化分为六个阶段。 威尔逊旋回：威尔逊旋回： （1 1）胚胎期，在大陆板块内部因伸展拉张而形成大陆裂谷）胚胎期，在大陆板块内部因伸展拉张而形成大陆裂谷（尚未出现海洋环境），如东非裂谷带；（尚未出现海洋环境），如东非裂谷带； （2 2）初始期，陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海槽，局部）初始期，陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海槽，局部出现洋壳，如红海；出现洋壳，如红海； （3 3）成熟期，由于大洋中脊向两侧不断扩张，海洋边缘尚）成熟期，由于大洋中脊向两侧不断扩张，海洋边缘尚未

32、出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩大，如大西洋；未出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩大，如大西洋； （4 4）衰退期，大洋中脊继续扩张增生，但大洋边缘一侧或）衰退期，大洋中脊继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现俯冲、消减现象，使海洋渐趋萎缩，面积缩小，如太两侧出现俯冲、消减现象，使海洋渐趋萎缩，面积缩小，如太平洋；平洋； （5 5）残余洋盆期，随着洋壳海域的缩小，两侧陆壳相互逼）残余洋盆期，随着洋壳海域的缩小，两侧陆壳相互逼近，其间仅残留小型洋壳盆地，如地中海；近，其间仅残留小型洋壳盆地，如地中海； （6 6）消亡期，随着大陆板块的拼合、碰撞，洋盆最终闭合，）消亡期，随着大陆板块的拼合、碰撞

33、，洋盆最终闭合，海域消失，转化为高峻山系，沿碰撞带（古缝合线）可残留洋海域消失，转化为高峻山系，沿碰撞带（古缝合线）可残留洋壳残余（蛇绿岩套），如阿尔卑斯一喜马拉雅造山带。壳残余（蛇绿岩套），如阿尔卑斯一喜马拉雅造山带。 威尔逊旋回反映了大陆板块离合及大洋盆地演化的历史。威尔逊旋回反映了大陆板块离合及大洋盆地演化的历史。大陆板块离合及洋盆演化的开合过程都伴有板块内部及板块大陆板块离合及洋盆演化的开合过程都伴有板块内部及板块边缘的规律性沉积和构造事件，并在大陆板块之间形成高峻边缘的规律性沉积和构造事件，并在大陆板块之间形成高峻山系。相应的在稳定的板块内部也出现大规模的地壳升降和山系。相应的在稳定的板块内部