大地构造复习题

1、 大地构造学复习题1.大地构造学是研究地壳和上地幔（主要为岩石圈）的结构、组成、构造特征及其演化、成因、运动、动力的一门学科。2.在研究内容和方法上，大地构造学主要包括三个方面：地质学方面：主要通过各种地质手段研究深部作用的地质表现及其发展规律；地球物理方面：主要根据地震、重力、地磁和地热等资料研究地壳及上地幔的内部结构和发育过程；地球化学方面：主要研究地壳和上地幔的成分，构造圈内的物质交换以及岩浆活动、变质作用的原因和机理3.区域大地构造学：应用大地构造理论来研究区域地质的基本特征，特别是古生代以来的区域大地构造基本特征，揭示其岩石圈形成、发育和演化的基本规律，以及各类地质矿产的成矿规律和分

2、布特征。区域大地构造学的研究方法：历史构造分析法，将今论古法，构造类比法4.大地构造学研究简史： 感知时期（前17世纪） 萌芽时期（17世纪中19世纪初）历史大地构造学时期（19世纪20世纪中） 板块构造时期（20世纪中 ）5.地球内部圈层结构：康拉德面：康拉德面为地球内部的次级不连续面，大陆地壳内花岗岩层和玄武岩层之间的界面，在此面上地震波发生加速，纵波（P波）由5.6km/s左右增加到7.6km/s左右，横波（S波）由3.2km/s左右增加到4.2km/s左右 莫霍洛维奇面（莫霍面）：在莫霍面上下，纵波速度从7.0 km/s迅速增加到8.1 km/s左右；横波速度则从4.2km/s增加到4

3、.4km/s左右，莫霍面出现的深度，大陆下平均为33 km，大洋下平均仅为7km，莫霍面之上称为地壳古登堡面：在此不连续面上下，纵波速度由 13.64km/s突然降低为7.98km/s；横波速度从7.23km/s到突然消失，该界面位于地下2885 km处。莫霍面之下到古登堡面之间称为地幔，此界面之下到地心，称为地核上地幔顶部存在着一个地震波低速层，其深度一般在地表之下100km-350km。地震波速比其上部减少5%-10%左右。是低速带内的物质发生部分熔融使其强度降低的结果。该带易于发生塑型流动，称软流圈。其上的地壳和上地幔顶部组成岩石圈6.岩石圈存在垂向的分层性（不均一性）证据：不同规模、不

4、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；地球物理证据：广泛存在低速层和高导层，大陆岩石圈存在“三明治”结构。7.布格重力异常：经过高度和剩余物质校正的重力异常。布格重力异常与地壳厚度存在着很好的相关关系，对于找矿勘探有着重要意义：金属矿产：密度大，局部重力异常值增高，油气：密度小，局部重力异常值降低8.重力均衡：地壳物质为适应重力的作用，总是力求与其更深部的物质之间达到质量或重量上的平衡状态的现象9.岩石圈：地球表层的刚性壳，由能够独立地相互运动的不连续的板块组成，这种板块的组合就构成地球的岩石圈。厚50-200km。

5、力学的岩石圈：弹性或绕曲的岩石圈，相对刚性，可以在塑性的软流圈上发生漂移。热学的岩石圈： 支撑一个热传导梯度的地球的冷的外层，大洋岩石圈为5km（洋中脊处）100km（俯冲带处），大陆岩石圈为100-250km。10.地槽的概念具有两重性质，早期主要表现为地壳上形成深坳陷，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，也可以不被沉积物所补偿，形成深海盆地；晚期强烈褶皱上升形成巨大的山系，时间上指古生代以来曾有过强烈活动的地带，地槽主要位于大陆边缘，少数位于大陆内部。地台是地壳上相对稳定、具有明显双层结构的地区。上构造层由未变质的、产状平缓和厚度较小的沉积岩层组成，一般称为沉

6、积盖层；下构造层由巨厚的强烈褶皱的变质岩和岩浆岩组成的复杂岩系，通常称为结晶基底或褶皱基底；褶皱基底与沉积盖层之间由一个明显的区域性角度不整合隔开，标志着地台的褶皱基底与沉积盖层具有完全不同的发展经历，分别代表两个不同的大地构造发展阶段。地台盖层形成阶段，地壳处于相对稳定的发展阶段；地台基底形成阶段，地壳处于强烈活动的发展时期，是地台形成以前的地槽阶段的产物。11.地槽基本特征：形态特征：一般呈狭长带状，延伸具方向性，长达数百至数千公里，宽仅数十至数百公里地貌特征：常为宏伟的长条形山脉，地形切割较强地质特征： 各时期地层沿地槽走向呈狭长带状分布，有一定的方向性；在地槽发育阶段沉积物以海相沉积为

7、主，有时还可出现半深海相和深海相沉积；沉积物分选性较差，沉积厚度很大，可达上万米或更厚；岩性、岩相和厚度变化显著；地槽中经常可见一些特有的沉积建造，如硬砂岩建造、硅质火山岩建造、复理石建造和磨拉石建造等。 构造复杂。地槽发展晚期，一般经历了剧烈的构造变动，地槽中的岩层发生褶皱和断裂，形成十分复杂的构造。地槽褶皱带中经常见到紧密褶皱、大型断裂和逆掩推覆构造，以及由它们复合组成的复背斜、复向斜、断裂带和褶皱带 岩浆活动剧烈。有不同时期、不同岩性、不同类型和产状的火山岩与侵入岩，它们在时间和空间上的分布具明显的规律。一般早期以基性超基性岩浆的海底喷发与小型侵入为主；中期以中酸性酸性岩浆的大型侵入为主

8、；晚期为碱性系列的喷发活动和小型浅成侵入活动。早、晚期岩浆活动多受深断裂控制，呈带状分布；中期花岗岩类岩基侵入体多分布于复背斜核部。 地槽型沉积建造往往伴随褶皱遭受一定程度的区域变质作用。矿产丰富，以内生矿产为主。地球物理特征： 地槽-褶皱带（尤其是中新生代造山带）多为地震活动带；莫霍面埋藏深、具异常上地幔； 重力异常成带状，为强烈正负异常地区的结合； 磁异常呈一定规模的线状或链状分布，异常走向与地槽延伸方向一致，横过走向出现正负异常交替 热流值高。一般地槽-褶皱带的时代越新，热流值越高。12.地台基本特征：形态特征：地台一般具有面状展布的几何形态，大多呈不规则圆形、菱形、多边形等地貌特征：地

9、势平坦、起伏不大，以平原、盆地、高原为主地质特征： 地台结构的显著特点是其双层结构下构造层为基底岩系，由经过褶皱和变质的前寒武系组成，上构造层称盖层，由显生宙岩系组成，以沉积较薄、构造变形较弱和岩石未变质为特点 地台盖层的沉积建造是在相对稳定的构造环境中形成的，岩性一般比较单一，结构也较均匀，在剖面上或是平面上变化不大，在广阔的范围内比较稳定；以砂质、泥质和碳酸盐岩为主，海相沉积物居多，也有部分陆相沉积，或出现海陆交互相沉积；沉积组合的厚度较小，而且各地差别不显著；沉积岩层之间多为整合或平行不整合接触；常见石英砂岩沉积组合、铝土铁质沉积组合、石灰岩沉积组合、石膏白云岩沉积组合、含煤沉积组合、红

10、色碎屑岩沉积组合 地台岩浆活动较微弱地台发展阶段的岩浆活动与地槽相比，无论在规模上，活动方式上和岩性上都有明显的区别。典型的地台岩浆活动较微弱，一般出现两种类型，一类是浅成的小型侵入体，一类是大片的玄武岩流，其活动与断裂活动密切相关，岩性上多以碱性岩为特征；更长环斑花岗岩是地台上特有的岩石，其主要特点是长石集合体特别巨大，长石成分从晶体内部向外部发生变异。这种岩石形成于比较稳定的构造环境，有利于侵入岩浆的晶体缓慢生长，形成环状构造 地台盖层构造变形一般比较微弱。典型的地台型的褶皱构造比较平缓开阔，常常出现各种断续的褶皱。这些褶皱的特点是成孤立的褶曲分布于近于水平产状的岩层之间，即背斜两侧未必有

11、同等发育的向斜存在；地台上的断裂变动一般也不强烈，且多为高角度的正断层，主要发育在地台上的隆起区。在穹窿上的断裂多呈环状或放射状分布，在长垣和短轴背斜上的断裂与褶皱轴向可平行、垂直或斜交等多种形式存在 岩层一般无区域变质现象； 以铁、锰、磷、铝、煤、石油、膏盐等为主的外生矿产丰富地球物理特征： 地壳厚度接近全球平均地壳厚度，无异常上地幔，低速带埋藏深度一般较大 重力布格异常为低负值，异常呈不规则形，变化较平缓 磁异常呈宽缓的不规则形，异常幅度变化较小 热流值低13.复理石建造：是地槽沉积建造中的重要类型。复理石是一种有规律的复杂互层的巨厚沉积建造，通常有两种或两种以上的岩石在剖面上有韵律地交互

12、出现。绝大部分为很规则的单调的砂岩和泥（页）岩互层，或夹有极少的泥灰岩、灰岩。单个韵律厚度较小，仅为0.5m2m，韵律底部较粗，向上顺序变细，顶部韵律常有大量的各种象形印模和沉积物的滑动痕迹。岩层中几乎不含化石，层理一般很好，但岩石分选性差，显然没有遭受波浪的再造作用和再沉积作用。形成复理石建造的构造环境是在地槽处于褶皱回返前奏的构造运动，当时地槽分裂成几个槽型盆地，其间有岛屿和岛列隆起，正在隆起的山脉遭受强烈的侵蚀，泥砂碎屑物质在陡峻的斜坡上，一次又一次地受到重力滑动的扰动，巨大的沉积体被卷入浊流，不断地冲流到槽型盆地中，每一次扰乱的浊流按粒级分选堆积，形成复理石韵律14.磨拉石建造：出现于

13、褶皱回返期后阶段。磨拉石建造通常分布在地槽褶皱带外侧的边缘盆地中，这个坳陷是由于地槽褶皱隆起而形成的补偿性坳陷。建造物质组成中以砾岩、长石砂岩、复矿砂岩等粗碎屑岩占绝对优势，此外尚夹有粉砂岩、粘土岩。边缘坳陷是一个不对称的坳陷盆地，近地槽褶皱带的一侧下陷快而幅度大，发育大量砾岩，时夹砂岩，这些沉积物大部分是快速水流搬运和沉积的河流相、洪积相，所以它们具有明显的流水层理交错层，沉积厚度大，变化快，自几百米到几千米。向外他们就迅速变为红砂岩和泥（页）岩，夹蒸发岩沉积，再向外随着远离山系，颗粒就变得更细。15.优地槽：以坳陷过程中伴有强烈的海底岩浆喷溢，形成细碧角斑岩沉积组合为特征。沉积物巨厚，且多

14、为深水相浊流沉积，这些沉积岩系遭受了晚期的强烈构造改造，并叠加有广泛的区域变质作用。当优地槽与冒地槽共生时，优地槽总是位于远离大陆的一侧冒地槽：以缺乏喷溢火山岩的巨厚沉积岩系为特征，浅海碳酸盐岩沉积占优势。在造山过程中，缺少大规模的中、酸性岩浆侵入活动，变质作用也不十分明显。当冒地槽与优地槽共生时，冒地槽总是位于靠近大陆的一侧16.地槽的发展过程分为沉降阶段和上升阶段。沉降阶段：沉降阶段以强烈下降为主，下降速度快、下降幅度大，从邻区搬运来的大量沉积物快速堆积，沉积厚度可达几千米甚至上万米，除下部有少量陆相沉积外，主要为海相沉积下降初期：沉积物主要是相邻大陆地区剥蚀搬运来的陆源碎屑物质，因此最下

15、部形成以长石石英砂岩、硬砂岩等陆源碎屑岩沉积为特征，称为下部陆源碎屑沉积组合。下部为陆相，上部为海相沉积组合下降后期：海侵范围扩大，在广阔的浅海里，陆源碎屑成分减少，生物化学沉积增多，形成成分不纯的碳酸盐岩，并夹有粘土岩、细碎屑岩和硅质岩；也有泥质页岩沉积组合强烈下降常伴生巨大断裂，导致中性基性为主的海底火山喷发和侵入活动，形成与之有关的海底火山沉积组合，伴有基性超基性侵入体 上升阶段上升阶段以强烈上升、褶皱为特征，下部为海相、上部为陆相沉积。上升初期：地槽正处于升降交替的阶段，地壳运动较活跃，诱发的浊流较发育，形成复理石沉积组合，继之形成上部陆源碎屑沉积组合上升后期：各中央隆起之间形成若干山

16、前坳陷，其中往往有残留海水，四周被山地阻隔而外海隔绝，因强烈的蒸发作用而形成含膏盐沉积组合；又由于中央隆起部分为植物繁生提供了场所，在边缘坳陷中常形成含煤沉积组合地槽上升后，出现高耸山区，剥蚀的碎屑物质快速充填于山间、山前坳陷中形成磨拉石沉积组合;强烈上升诱发大规模的岩浆侵入，中期有大、中型花岗岩侵入，后期有碱性岩侵入和火山喷发17.地台发展可分为三个阶段：早期阶段：差异升降较明显，内部构造有一定程度的分异。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与坳陷，坳陷内沉积厚度大，岩相、厚度变化也较大，局部有断裂和火山活

17、动中期阶段：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，构造变形、岩浆活动和变质作用十分微弱晚期阶段：地台整体上隆，发生海退，内部可出现断块差异隆升，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，形成平缓开阔褶皱及地堑-半地堑构造18.槽台学说价值和意义：槽台学说主要从地壳组成的观点研究大地构造，强调对组成地壳的沉积岩、岩浆岩、变质岩的性质和分布及其发展历史的研究，各学科之间横向交叉受到了鼓励；槽台学说从对立统一的观点出发，把地壳划分为相对稳定和相对活动的构造单元，并以它的转化作

18、为地壳演化的标志简历了地壳构造发展的阶段性的观点，由此产生的比较大地构造学思路对区域地质工作者具有深刻的影响槽台学说局限性：槽台学说的基本出发点是固定论，在分析地壳运动时，多数学者只注重垂直运动而忽视了水平运动，学术思想体系属于海陆固定论，也没有使地质科学摆脱描述为主的状态；槽台学说取材于大陆，未涉及占全球70%以上面积的洋底；工作也多侧重在易于大范围对比的古生代浅海相地层，以偏概全，把根据大陆范围内古生代这个短暂阶段的资料概括出来的规律性认识，不加限制地外推到全球整个地质历史时期，导致很多认识上的失误；将地壳划分为地槽和地台两种基本构造单元不足以概括全球地壳的构造类型；用槽台转化模式解释地壳

19、的发展演化不能解释各地质时期动力环境的多样性；各级构造名称繁杂，使地槽的概念陷于混乱四 大陆漂移学说（1） 大陆漂移学说的基本观点 石炭纪以前，全球只有一个大陆（泛大陆或Pangea 联合古陆）和一个大洋（泛大洋） 大陆由较轻的、刚性的硅铝层组成，它漂浮在较重的、黏性的硅镁层之上 大西洋、印度洋是在大陆分裂漂移的过程中形成的，太平洋是泛大洋的残余 大陆在向赤道和向西漂移的过程中，前缘受到挤压褶皱形成山脉，后缘由于硅镁层的黏结、拖曳而脱落形成岛弧、岛屿（2）大陆漂移学说的主要证据 大陆拼合 地质构造的联接 地层、岩石、矿床发育的证据 古生物证据 古冰川与古气候证据 古地磁与大陆漂移（极移曲线：按

20、时间顺序，把各时代的古地磁极连起来即可得出古地磁极迁移轨迹）具体看课件（3）大陆漂移学说的主要问题所在 漂移机制：魏格纳从地壳均衡观点出发，认为较轻的硅铝质大陆块像冰山一样沉浮在较重的硅镁质岩浆里，大陆Si-Al块就在Si-Mg层上漂移，当大陆漂移时，其前方的洋底被大陆所掩覆，而在它的后方，新的Si-Mg层洋底不断地露出来。但事实上，洋底硅镁层并不具塑性和流动性 大陆漂移的驱动力：Wegener提出的驱动力有两种： 离极力经计算只占重力的几百万分之一，不足以引起两极向赤道漂移 潮汐力经计算非常小，只有10-4达因/cm2，远不足以推动大陆向西漂移 大地测量数据的精度：Wegener曾利用一组大

21、地测量数据论证大陆漂移，他引用天文测量成果指出格陵兰东北与欧洲之间的距离，以每年35m的速度在逐年增加，但当时的测量精度及技术条件远不足以来证实或否认大陆漂移，这组误差甚大的大地测量数据引起了许多学者的抨击。 其它：对漂移说列举的地质、古生物等方面证据，固定论者或不加理睬或另加解释，如将冈瓦纳大陆C-P冰川作为山岳冰川、古生物分布的陆桥说等，大陆漂移说不能合理地解释石炭纪以前的地质历史五 海底扩张学说1960-1962年间，美国地质学家H. H. Hess（1962）用地幔对流机制解释海底地形Guyot和Dietz（1961）用大西洋中脊解释热流高异常，几乎同时在地幔对流基础上，提出了海底扩张

22、说（1） 海底扩张学说的基本思想 全球规模的大洋中脊是洋壳生长的地方。大洋中脊顶部为地幔物质上升的涌出口，源源不绝的上涌地幔物质冷凝形成新的洋底，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称的扩张移动 海底并不是无限扩张的，在海沟随着地幔下降流而俯冲消亡于地幔中，洋脊扩张中心的拉伸或增生作用与海沟俯冲带的消减作用并存 大洋的形成和消亡使大陆发生破裂、漂移和拼合，并维持地球表面积的平衡（2） 海底扩张学说的主要证据 大洋中脊和裂谷系：地球物理资料表明，洋中脊轴部之下，莫霍面向上隆起，岩石圈也很薄，紧接莫霍面的是异常上地幔，它的布格异常显著低于两侧，是强烈的重力相对极小带，反映其物质密度小，并且具有独特的地表

23、热流量和地幔热流量，都证明高热流、低速、低密度的地幔物质在洋中脊轴部之下，向上涌，形成新的大洋岩石圈。 海沟及贝尼奥夫带：海沟是大洋岩石圈的俯冲消亡带提供了最有力的证据。海沟不仅具有较低的热流值，巨大的负重力异常（负均衡异常），而且沿海沟分布的地震活动与沿海弧分布的火山带，都只能用大洋岩石圈的俯冲消亡来解释早在30年代日本学者和达清夫首先发现这个倾斜的震源带，50年代，美国地震学家Benioff对此带详加研究，并将其作为大陆和大洋地块之间的巨型逆断层带，至60年代人们研究洋底岩石圈的俯冲消亡作用时，Benioff带很自然地被当作板块的俯冲带（或称消亡带、消减带），认为这一倾斜的震源带标出了板块

24、俯冲的形迹 海底磁异常 深海钻探成果与海底年龄 转换断层：转换断层是由中脊两侧海底的扩张移动引起，其错动方向也就是海底扩张的方向，其发现和验证，为海底扩张说提供了又一有力证据转换断层与海底磁异常、深海钻探成果，并列为海底扩张说的三大证据（3） 转换断层与平移断层的区别（4）贝尼奥夫带、双变质带、瓦因-马修斯假说、转换断层的概念贝尼奥夫带：震源深度靠洋侧较浅，靠陆侧较深，总体构成一个向大陆倾斜的震源带，在地震学上称为贝尼奥夫带或和达-贝尼奥夫带双变质带：俯冲作用中，由于温度和压力作用，常形成高压低温型和高温低压型双变质带瓦因-马修斯假说：海底磁异常条带是在地球磁场不断倒转的背景下，海底不断新生和

25、扩张的结果。转换断层:转换是指一种构造转换为另一种构造，是运动方式或构造带类型的转换，转换断层就是位移突然终止或者改变形式和方向的断层板块构造学说的基本内容 固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层：上部刚性的岩石圈和下部的塑性软流圈。 整个地球的岩石圈并不是连续完整的圈层，它被中脊、海沟、转换断层及年青造山带几种活动带分割成若干大小不一的块体，叫做岩石圈板块，简称板块（lithosphere plate）。板块彼此间在软流圈之上作大规模水平运动。 相邻岩石圈间水平运动有三种类型： 在洋中脊裂谷带，两板块作背向运动（离散），产生新洋壳和海底扩张； 在海沟-岛弧带位置上，两板块

26、相向运动（汇聚），伴随洋壳消亡或大陆碰撞； 在转换断层处，相邻板块间发生走向滑动，洋壳既无新生，也无消减。 岩石圈板块横跨地球表面的大规模水平运动，可用欧拉定理描绘为一种球面上的绕轴旋转运动。 在全球范围内，板块沿分离边界的扩张增生与沿汇聚边界的收敛消亡相互补偿抵消，从而使地球半径和体积保持不变。 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和热对流。（1） 十二板块划分方案以大陆为主以大洋为主北美板块菲律宾板块欧亚板块太平洋板块南美板块印度澳大利亚板块非洲板块纳兹卡板块阿拉伯板块加勒比板块南极洲板块可可板块（2） 三种板块边界类型从板块间相对运动方式来说，可以将板块边界分为三种类

27、型：离散型板块边界、汇聚型板块边界、转换边界 离散边界：相当于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌，冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界 汇聚边界：两侧板块相向运动，垂直或斜交于边界线运动，其应力状态是挤压的，故地壳强烈变形，伴有大量岩浆活动，可形成造山带，可分为俯冲边界和碰撞边界两种 俯冲边界：相当于海沟，相邻板块相互叠覆，由于大洋板块厚度小，密度大，位置低，而大陆板块厚度大，密度低，位置高，故大洋板块俯冲于大陆板块之下，或大型洋壳板块俯冲于小型大洋板块之下，并潜没消亡于地幔

28、之中，所以称消亡型或破坏型板块边界，又包括三种类型： A 弧后盆地-岛弧-海沟型 B 陆缘弧-海沟型（安底斯型） C 大洋岛弧-海沟型A 弧后盆地-岛弧-海沟型：是大洋向大陆的边缘俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地-成熟岛弧-海沟，实例如日本海-日本岛-日本海沟为大陆板块与大洋板块之间的俯冲边界。B 陆缘弧-海沟型（安底斯型）：大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下，火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧后均为大陆壳，是大陆板块与大洋板块间界线。C 大洋岛弧-海沟型：岛弧为非成熟岛弧，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳-汤加弧-沟体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。成熟岛弧：其

29、中存在老基底，是由弧后扩张将其从大陆边缘分离出去形成岛弧，其弧后一般为过渡壳（可有洋壳出现），更远为大陆块非成熟岛弧：火山岛弧是由洋壳叠覆形成的，属新生的，无老基底，远离大陆，其弧后为大洋地壳，如汤加弧，弧后为菲律宾海板块 碰撞边界：当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已全部俯冲消亡，两大陆直接碰撞，故称为碰撞带（collision zone），由于它使两个大陆板块缝合在一起，故又叫缝合带（suture zone），这时，一陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，并在继续俯冲的陆壳内产生一系列逆冲断层，导致Si-Al壳明显增厚；沿此带，地壳厚度增大，强烈变形，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区

30、域变质和岩浆侵入活动，如喜山、阿尔卑斯山，中国秦岭 转换边界是以转换断层为界，两侧板块平行边界作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消亡。（4） A型俯冲、B型俯冲、成熟岛弧、非成熟岛弧A型俯冲、弧后盆地-岛弧-海沟型：是大洋向大陆的边缘俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地-成熟岛弧-海沟B型俯冲、陆缘弧-海沟型（安底斯型）：大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下，火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧后均为大陆壳，是大陆板块与大洋板块间界线。成熟岛弧、其中存在老基底，是由弧后扩张将其从大陆边缘分离出去形成岛弧，其弧后一般为过渡壳（可有洋壳出现），更远为大陆块非成熟

31、岛弧、火山岛弧是由洋壳叠覆形成的，属新生的，无老基底，远离大陆，其弧后为大洋地壳（5）威尔逊旋回的阶段划分及特征 （6）理解板块驱动机制中地幔对流、重力驱动和地幔柱驱动的方式板块运动的驱动机制是一个迄今仍在探索的问题，曾提出过多种假说，任何一种合理的驱动机制，至少要满足以下四点： 能产生足够大的力 必须合乎物理学（包括流体力学、热力学、力学）的基本原理 应符合根据地球物理观测得的地球内部的性质 驱动机制产生的效应要与现代岩石圈的性状和状态相一致，应能解释板块运动在地质历史中演变过程 地幔对流 拖曳作用板块运动机制解释：地球深部热源上涌，导致地幔内形成两个方向相反的对流环，可与茶杯中水的加热过程

32、类比洋脊部位是密度较小的热流上升处，海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处（因密度增大也起到拉动洋脊扩张的作用）A 全幔对流B 软流圈内对流C 由产生于核幔边界热柱和冷柱组成的对流地球演化过程中可能出现过幕式的全地幔对流（Larson et Hauri, 1997），与较长时期的双层对流有重大不同。这两种地幔过程的相互转换和交替可能是地球阶段性演化的重要内在原因。遇到的困难：（1）大洋中脊被转换断层错开成许多段落，圆滑的对流上升流不一定能够与彼此错开的洋中脊轴部处处吻合；转换断层也散失能量，使能量不能全部用来对流（2） 当三条中脊相接或中脊与海沟相接（三联接点），下面如何对流（3） 大洋中脊可能会移

33、动，很难理解其下的对流体也会同步位移 重力驱动的推-拉模式埃尔萨塞（W.M.Elsasser,1967）等在对运动着的板块受力分析的基础上，提出了重力驱动板块运动的推拉模式。 在重力场中运动中的板块，主要是受洋脊推动和下沉板片的拉力而运动的。岩浆在洋中脊轴部贯入推力使岩石圈向中脊两侧的斜坡滑动，中脊高出洋盆3km，岩浆推力大于300巴，海沟处下沉板片负浮力产生了拉力（密度差引起），在推力和拉力的作用下，板块不断沉入岩石圈中在这种模式中，也有地幔对流（回流），但软流圈不是主动的（是被动的）。遇到的困难：（1） 基本前提是岩石圈已经破裂成为若干巨大的板块，那么，最初是何种机制作用下破裂？（2）隆起

34、的洋中脊开始又是如何形成的？ 转动惯量假说岩石圈板块是在旋转着的地球表层发生的，于是不少学者寻求把板块运动同地球作为一个星球的转动联系起来，出现了依据角动量守恒来解释板块运动的学说。魏格纳提出大陆漂移说时，就将驱动力解释为离极力和潮汐力，李四光创立地质力学时，创立和发展了重力控制下的地球自转离心力假说。 地幔柱学说 运动特征A 地幔柱的启动和上升 热幔柱的活动需要一个热边界层，这样的热边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面（ 670km ），或是核幔边界的D”层，一般认为是启动于核幔边界的D”层 。 理论分析表明：要产生直径为1000km的热幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩，热幔柱只有启动于

35、下地幔底部才能完成 热幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔（即下地幔） 如果D”层受到某种热扰动，在热梯度的驱动下，所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界层最低处汇聚，并在那里形成地幔柱。 热幔柱上升速率是非常慢的，一个典型的热幔柱从D”层到达地表（或近地表）大约需要100Ma，其相对移动速度一般低于1cm/a，大规模的溢流玄武岩是热幔柱经过长期积累和捕虏周围地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物，在通道打通之前，热幔柱不可能快速上升，因为上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散失，从而减少地幔柱的活动能力。B 热幔柱的脉冲运动特征Scott等（1986）认为热幔柱是以单波脉冲形式向

36、上运动，这种认识被后期许多研究者所证实、承认Larson（1991）认为热幔柱的单波脉冲运动特征是导致地磁极周期反转，气候和海平面周期变化的一个重要原因C 地幔对流对地幔柱运动的影响一个新生热幔柱从D”层启动后，上升至地表要穿过整个地幔对流层，一些学者认为地幔水平对流会改变热幔柱的直立形态，使其发生弯曲倾斜，他们认为大洋中许多孤立火山岛屿是热幔柱受地幔对流作用弯曲变形的结果。但近年来许多证据表明，地幔并非分层对流而是整体对流，对流速度很慢，尤其是下地幔基本上是无应力条件下的对流，因此，多数学者认为地幔对流对热幔柱不会有明显影响，所以热幔柱这种固定属性使其成为测量全球板块运动的最佳坐标系。地幔柱

37、构造与板块构造的区别 板块构造主要涉及地球岩石圈的构造运动，而地幔柱构造假说则提供了地球不同圈层相互作用的动力学框架； 板块构造主要讨论板块的水平运动，而地幔柱构造假说则主要讨论地球内部的垂直运动； 板块构造学说对发生在板块边缘的现象能很好地作出解释，对远离板块边界的现象，如大洋火山链和大陆溢流玄武岩，则不能很好解释，而地幔柱构造假说则能对大洋火山链和大陆溢流玄武岩之类的现象作出很好的解释。07 其它大地构造学说简介（1）了解收缩、膨胀、脉动说、地质力学理论、多旋回构造理论、断块构造说、地洼构造说、波浪状镶嵌构造说08 造山带及其特征（1）掌握造山作用、造山带、拆沉作用、斜压变形、侧向挤出作用

38、、多岛洋与软碰撞、碰撞作用、后碰撞作用的基本概念。造山作用： 以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过（ 1、造山作用不局限于板块边界2、造山作用是一漫长过程 ）造山带：首先是经历了造山作用过程而形成的地壳或岩石圈中的巨大狭长的构造活动带，有其特有的地质特征；第二，造山带的发展并不仅限于造山作用阶段，它具有更为长期的地质演化过程和复杂的物质组成、多期强烈的构造变形和强烈的热液活动。拆沉作用：泛指由于重力的不稳定而引起的岩石圈地幔、大陆下地壳或洋壳沉入软流圈或地幔的过程。斜压变形：由于斜向汇聚作用而引起的垂直造山带方向的缩短、增厚作用和平行造山带走向方向的走滑作用并存的

39、现象。侧向挤出作用基本限制条件：1)造山带一侧存在一强硬的刚性体，另一侧是向造山带楔形挤入的地质体或块体；2)造山带内部是一已增厚的、热的、重力上不稳定的软弱带；3)侧边界缺乏限制因素结果： 造山带核部隆起，隆起形成的地形高度差，导致造山带核部发生伸展塌陷，同时造山带物质沿造山带走向向外大规模挤出逃逸，物质的逃逸被限制在与造山带平行而运动方向呈对偶的两条边界走滑断层之间，与此同时，由于造山带的伸展塌陷和构造逃逸还导致平行造山带的伸展，从而使地壳减薄，深部物质剥露地表。多岛洋与软碰撞：造山带内部存在着一系列不同性质的岛或岛弧，包括大陆碎块、大洋火山岛以及海山等（如介于扬子地台与华北地台间的秦岭大

40、别古生代洋，华南古生代洋，特提斯洋）。殷鸿福等将这种内部含有许多地块、岛弧等所构成的小洋盆称之为多岛洋。多岛洋的特点决定了大陆之间的碰撞不是一次完成的，而是经过多个次一级过程才完成，碰撞造山的总动量被分解为多个小块体、多次性的小碰撞分动量，并且常表现为与面对面碰撞方式所不同的追上碰撞方式，碰撞强度不大，另外众多小块体在碰撞过程中还起一定的缓冲作用，使碰撞强度进一步减弱，因而，每一次小碰撞常常难以立即达到动力学焊合和造山的程度，即往往粘连不焊合、碰撞不造山。这种小块体间的碰撞，任纪舜(1994)称之为软碰撞，以区别于巨大陆块间的强烈硬碰撞。碰撞作用（collision)：指两个或多个“大陆”板块

41、最初的主碰撞，以大型逆冲断层和高压变质作用为特征。后碰撞作用（post-collision) ：指其时间比碰撞作用要晚，但仍与碰撞作用有关系的构造作用。这就将碰撞事件本身与海洋关闭以后的时间更长的板块会聚作用区别开来。从这种意义上来说，后碰撞时期通常开始于一个陆内环境主海洋已关闭了但沿巨大剪切带仍然有大量水平方向块体的运动，这就排除了与板内环境的相似之处。也有人称之为“碰撞（广义的）”、“陆内碰撞”作用。后造山作用（post orogenesis）实际是指造山期后破坏或改造了造山期所形成的构造格局的重要构造作用。（2）理解并掌握判断造山作用存在的标志1）角度不整合：地层的角度不整合是一次强烈构

42、造作用的产物，代表了地壳经历过一次下降抬升再下降的过程，是造山作用发生的最明显证据。2）磨拉石沉积组合：由于强烈的构造作用使岩层发生褶皱和断裂而隆升，并遭受剧烈剥蚀而形成快速堆积的产物，造山作用过程中，每一次较强的构造事件均会产生同造山磨拉石沉积组合，是造山作用产生的直接证据。3）沉积组合性质的突变：造山作用发生之前多为稳定性的沉积组合，而在造山作用期间则以火山沉积组合和磨拉石沉积组合为代表的非稳定型沉积组合类型为主。造山作用前后沉积组合发生了巨大变化，沉积组合突变现象可以用来鉴定造山作用是否发生。4）构造变形：强烈的构造变形是造山作用存在的直接标志。造山作用期间，使地壳物质发生了强烈构造变形

43、，如强烈褶皱和大规模逆冲推覆构造等，造成了地壳的大量缩短，这些构造变形特征，明显不同于造山作用前和造山作用后可能发生的较微弱变形。5）动力变质作用：在造山作用过程中，由于较强大的构造挤压作用，可使断裂带附近或整个地壳岩石发生普遍动力变质作用。6）岩浆活动：剧烈的岩浆活动是造山作用的直接产物，在造山作用期间，随着大规模逆掩断层的形成，导致了地壳岩石发生部分熔融，形成的岩浆随着强烈的构造作用侵入或喷出至地表，造成了剧烈的岩浆活动。（3）了解全球造山带的分布环太平洋带、特提斯带、乌拉尔-蒙古带、北大西洋带、北冰洋带（详情请看课件）（4）掌握俯冲、碰撞及陆内造山带所处的大地构造位置、基本构造单元组成、

44、构造特征及其经历的构造阶段。大陆造山带可进一步划分为俯冲型造山带、碰撞型造山带和陆内型造山带3种类型。1）俯冲型造山带或由一个陆缘演化而来（俯冲型），或是两个陆缘（两个活动陆缘或一个被动陆缘和一个活动陆缘）拼合的产物（碰撞型）。所以造山带中既含有活动陆缘（老年期陆缘），也包含有被动陆缘（青年期陆缘） 。所以造山带中多可以识别出弧前体系、弧后体系和被动陆缘体系三部分。而根据现代活动大陆边缘特征，弧前体系一般由海沟、增生楔（俯冲杂岩）及蛇绿岩套、弧前盆地和火山岛弧四部分组成；弧后体系主要由弧后盆地和残留弧组成。被动大陆边缘：拉张裂离作用显著，断陷盆地发育，缺乏海沟俯冲带，无强烈的地震、火山和造山运

45、动的大陆边缘。经典威尔逊旋回：活动陆缘是被动陆缘的进一步发展，所以被动陆缘体系也是造山带的重要组成部分。被动陆缘的沉积与火山建造总的趋势是：由大陆的、稳定类型组合向大洋的、非稳定类型组合演化，火山岩组合由偏碱性、钙碱性，向拉班质、双峰式组合演化。（这五种俯冲造山带类型）日本岛弧型表现为海沟不断后退，岛弧不断增长，不同时代的俯冲杂岩体由内而外平行成带展布；新西兰北岛型主要特点是无海沟情况下的俯冲消减，或因走滑成因斜向俯冲引起，但弧前弧后体系却类似于日本岛弧，只是没有表现出定向迁移；科迪勒拉型是一个复合俯冲带，晚期俯冲带叠加在早期碰撞带之上，弧前体系发育，既有发育的俯冲杂岩，又有弧前盆地，但弧后表

46、现为隆起背景下的伸展和逆冲；安第斯型是底角度俯冲的代表，弧前体系不发育，岛弧地块逼近海沟，弧后不是伸展而主要表现为克拉通地块向岛弧之上的反向逆冲而隆起，可能是这一体制下的强大挤压力所致；莫克兰型是无扩张脊的残余洋盆俯冲作用的代表，可作为板块对接或软碰撞的一个典型实例。2）碰撞型造山带基本单元：a）中央核心带 b）周缘前陆盆地 c）后陆盆地碰撞造山带大致可分为a）岛弧大陆碰撞带；b）大陆-大陆碰撞带。下面从这两种分别分析一下。a）岛弧大陆碰撞带：a.a）碰撞方式：岛弧与被动大陆边缘碰撞 ；岛弧与活动大陆边缘之间的相互碰撞； 活动大陆边缘从后面追上岛弧与其碰撞；活动大陆边缘与不活动岛弧之间的碰撞b

47、) 大陆-大陆碰撞带:b.a)碰撞带的形成过程：大陆与大陆碰撞，一般是被动大陆边缘与安第斯型大陆边缘碰撞，后者仰冲于前者之上。当二陆相接时，被动陆缘的巨厚沉积，以及安第斯型陆缘的复理石沉积，均受挤强烈变形，并向被动大陆边缘一侧逆掩推移。当下插的大洋岩石圈俯冲已尽，由于大陆岩石圈难以整体地下潜，代之以出现遍及碰撞带的断裂与逆冲作用。在碰撞发生前，可能有一些蛇绿岩被逆冲到陆缘上，原先发育于俯冲带处的蛇绿混杂岩体也可以在碰撞时被推挤出来，成为碰撞缝合带的标志。大陆和大陆碰撞也可以发生在两个活动大陆边缘之间的碰撞。b.b)碰撞带的基本特征：【1、】年轻大陆大陆碰撞带总是构成宏伟褶皱山系，一方面地势高耸

48、，另方面莫霍面下凹，形成山根，地壳厚度显著增大。【2、】脆硬的岩石圈（地壳）上层可以沿某些较热、较软的层拆离开，形成薄的岩石圈板片或地壳板片，并发生滑移【3、】早期缝合和晚期缝合：大陆碰撞并非同时发生。突出地段早期缝合，变形强烈，有时发育与缝合带高角度相交的撞击裂谷，凹入部分则晚期缝合，变形较弱，可能发育与缝合带高角度相交的坳拉槽。【4、】岩浆活动：大陆碰撞带地壳巨厚、山根极深，有利于地壳硅铝物质重熔，或形成再生花岗岩岩基。碰撞带可出现中酸性、中基性火山喷发，但较之岛弧及活动陆缘逊色。这与碰撞带缺乏大规模的深抵软流圈的俯冲作用有关，另外，碰撞带处于强烈的挤压应力场，张性断裂较少，也不利于岩浆通

49、达地表。【5、】变质作用：沿大陆碰撞带，由于板片冲掩、剪切生热，以及花岗岩浆的形成，可导致中压和低压变质作用。在碰撞带大规模基底推覆体下，有时可见到蓝片岩变质作用。在大陆碰撞带，双变质带一般不发育【6、】构造变形：在大陆碰撞缝合过程中，可构成广阔的变形带。推覆体和逆冲断层逐渐由缝合带向前陆方向迁移，依次形成越来越新的推覆体和逆冲断层。这标志着造山运动从褶皱山系内带向外带迁移，伴随着磨拉石堆积向外带迁移。【7、】沉积作用：大陆碰撞带作为大洋关闭的结果，常见大陆边缘以及大洋区的各种沉积物。大部分洋底沉积物可能已在俯冲过程中潜没消失了，那些尚未俯冲潜没的洋底沉积物多以混杂岩形式赋存于缝合带上。在大陆

50、碰撞阶段，典型的沉积作用主要发生在褶皱山系的山前盆地和山间盆地中。随着褶皱山系的强烈抬升，剥蚀作用盛行，年轻山系必然被巨厚的磨拉石沉积所环绕。山前磨拉石形成的速度和厚度反映了山地上升的速度和高度。3）陆内造山带分布特征：陆内造山带形成时地壳-岩石圈类型是大陆型地壳构造变形：陆内造山带为多条主干逆掩断层组成的大规模逆冲推覆构造系统，在几何形态上表现为后端厚前端薄的构造楔形体，构造楔形体基本上由位于造山带前缘的薄皮构造和位于造山带根部的厚皮构造两部分组成。变质作用：陆内造山带动力变质作用以出现高压变质岩为特征，并常以带状形式分布于主逆冲断层附近，多以似层状或透镜状赋存于围岩之中岩浆活动：陆内造山带

51、没有标志残余洋壳的蛇绿岩和远洋沉积；没有安山质火山岩及其相应的侵入岩，基本上为中上地壳部分熔融的产物，表现为酸性岩石组合和钙碱性岩石系列，并且在造山过程中具有分期演化的特征，往往构造活动最强烈的时期岩浆岩更偏酸性沉积组合：陆内造山带的磨拉石沉积组合，分布于造山带的各个构造单元，且在造山过程中的每次强烈活动都会留下磨拉石沉积组合的记录，表现出分期演化的特征。（动力学机制三种）a:内陆造山说：陆内造山带起源于古老陆块上沿薄弱地带发育的古裂陷槽，即克拉通话结束较晚，三个阶段：岩石圈在上涌地幔的作用下伸展；地幔岩石圈不断分异出玄武岩浆，残留的地幔岩石圈拆离下沉；拆沉作用导致地壳相互重叠而造山，地幔岩石

52、圈继续部分熔融导致后造山期花岗岩侵位及表层的逆冲推覆。b: 地幔柱上升说：陆内造山带的成因与深部的地幔柱活动有关。地幔柱的上升和地幔柱头的上顶，在陆内造山带的形成过程中都起到了重要作用。地幔柱的上顶，引起地表隆升和放射状张裂的发育，产生的穹窿可达上千平方千米；地幔柱的上升，引起岩石圈地幔发生局部熔融，导致拆沉作用的发生，并由此派生出大陆板块内部的俯冲以及其他较强烈的构造变形和岩浆活动，熔融的岩浆向上侵位引起岩石圈上部放射状张裂的继续活动。c: 板块碰撞的远程效应说：在板块碰撞的远程效应影响下，陆内先前形成的造山带发生C型俯冲，造山带的山根因拆沉作用而丢失，引发造山带的快速均衡回跳，并使地表的构

53、造体制从挤压状态变为伸展状态，导致造山带塌陷和造山侵蚀作用的发生。由于造山带抬升速度快，且抬升幅度可达几千米或更多，导致强烈侵蚀作用的发生，其结果使深部的变质岩系被剥露地表。（5）了解全球造山带类型及特征。（内容较多，大家看课件）环太平洋带 特提斯带 乌拉尔-蒙古造山带 北大西洋造山带 北冰洋造山带09 盆地及其特征（1）掌握沉积盆地、弧前盆地、弧后盆地、前陆盆地、克拉通盆地、活动大陆边缘、被动大陆边缘、海沟、增生楔、双变质带、裂陷槽的基本概念弧前盆地：弧前盆地位于岛弧和海沟之间, 由于在俯冲过程中, 增生楔状体不断扩大或俯冲带的后退, 使弧间岩石圈挠曲而下沉, 形成一个巨大的坳陷, 称之为弧

54、前盆地。 弧后盆地：弧后盆地位于岛弧后面向着大陆的一侧，发育于B型俯冲的俯冲板块上。若俯冲速度加快，可使软流圈加热增温，从而在弧后地区诱发小型热对流，使部分上地幔物质底劈上升流动，上部岩石圈产生拉张效应，形成弧后盆地。前陆盆地是指位于造山带和稳定克拉通之间的、由造山带冲断席负荷引起挠曲沉降而形成的沉积单元。海沟：海沟是岩石圈板块的汇聚型板块边界（消亡边界），大洋岩石圈板块在此俯冲、消亡。主要分布于环太平洋地区，也见于印度尼西亚之西的印度洋和加勒比海域。在太平洋西部和印度洋，海沟与岛弧平行排列；在太平洋东部，海沟与陆缘火山链相伴随。增生楔：增生楔为俯冲的大洋板块从海沟下潜时被上盘板块刮削下来的沉

55、积盖层和洋壳碎片，连同原地深海沉积物堆积到海沟的向陆侧而成。克拉通（craton）指地壳上已经达到稳定，并在漫长的地质历史时期（至少古生代以来）已很少受到变形的部分。克拉通盆地：在克拉通基础上形成的面积广泛、形状不规则、沉降速率相对较慢并以坳陷为主要特征的沉积层序。沉积盆地是指地球历史上长期处于沉积状态并被厚层沉积物充填的盆地裂陷槽（又称拗拉槽，拗拉谷）指地质历史时期发育的张裂构造，是大规模刚性块体上形成的槽状拗陷。大陆裂谷的演化，并非都能最后发展为大洋裂谷，也可能裂谷发展终止于陆间裂谷阶段。可以形成大型深水盆地，最终完全被沉积物所填充。被动大陆边缘：又称大西洋型大陆边缘，即通常所说的稳定大陆

56、边缘，构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。其地壳是洋壳到陆壳的过渡，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，随后被动地随着裂开的板块而移动，故无强烈地震、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。活动大陆边缘：又称主动大陆边缘、太平洋型大陆边缘，洋陆汇聚、大洋板块向毗邻大陆板块之下俯冲消减形成的强烈。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下插的地方；从它上面刮削下来的深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；下插

57、洋壳随着深度增加发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而成为火山弧双变质带：岛弧区常有变质岩带出现。岛弧外侧为高压低温型变质带，内侧为高温低压型变质带，两条变质带因受倾斜的震源带控制而相互平行，称双变质带（2）了解盆地分类原则，掌握常用盆地类型（掌握以下四种1）裂陷构造环境 2）聚敛构造环境3）走滑断裂构造环境4）克拉通构造环境，这些都在课件上，大家认真看看）（3）理解并掌握前陆盆地结构及特征前陆盆地：1）分布位置：造山带与克拉通之间；2）地壳性质：以陆壳为基底；3）动力学机制：挤压构造负荷引起挠曲沉降是盆地形成主要原因；4）平面展布：带状展布，纵向范围相当于相邻造山带前缘的冲断-褶皱的长度；5）形态特征：不对称 前陆盆地系统： a、前陆盆地系统是在造山带与毗邻克拉通之间沉积物堆积的潜在地区b、由四个分隔的构造沉积带组成：逆冲楔顶部带、前渊带、前隆