《区域大地构造学》全套教学课件

1、区域大地构造学课程目的了解区域大地构造基本概念了解区域大地构造基本分析方法了解中国区域地质基本轮廓课程特点涉及学科多涉及地域广涉及资料量大，综合性强强调三基：基本概念、基本理论、基本方法、理论体系活动论的理论思想体系新全球构造授课方式授课与文献查阅紧密结合典型性与全面性的结合课程总体安排理论与术语体系研究方法基本轮廓作业：基本概念、基本理论、基本方法实例分析总结考试：基本概念、基本理论、基本方法重要区域大地构造类型基本特征重要中国区域构造单元基本地质特征第一章 区域大地构造基本概念一、岩石圈：1、概念 概念始于19世纪末20世纪初，指的是地球的石质外壳，现代岩石圈的概念与板块构造相联系。 一般

2、理解：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50200km，地球分层结构及岩石圈分层性对岩石圈含义的四种不同理解力学的岩石圈 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，计算厚度约100km地震波的岩石圈地震波的岩石圈 地震发生或人工爆炸时，能量就会以弹性波的形式向各个方向传播，并通过折射和反射先后到达地面接收点。由于地震波传播速度取决于地球介质的弹性和密度，接收点所获得的不同波速就反映了地球内部介质的性质和组成，因此地球内部的分层（壳、幔、核及岩石圈等）就是这样确定的。当

3、地球内部的物质组成和性质发生突然变化时，地震波就表现出突变和不连续性，构成不连续面（震波间断）。 岩石圈底界就是一个地震波不连续面，其下波速降低低速层，或者称之为软流圈。界面深度在年轻大洋下不到45km，大陆下约为150km。岩石圈的速度结构根据地震波速变化，岩石圈可分大陆岩石圈、大洋岩石圈和过渡岩石圈三大类，相应地壳分陆壳、洋壳和过渡性地壳。他们具有不同的速度结构。陆壳：传统的大陆岩石圈分上地壳（硅铝层）、下地壳（硅镁层）、上地幔固体表层（岩石圈地幔）。许多资料显示康拉德面并非到处可见，科拉半岛超深钻揭示，原预测的7km深处的康拉德面并不存在，在该深度以下仍为斜长片麻岩、花岗片麻岩和角闪岩

4、，只是随着深度增加角闪岩夹层增多。因此现在康拉德界面莫霍面（Moho）陆壳通常采用三层模型:上地壳: Vp 5.96.3km/s中地壳：Vp6.46.7km/s下地壳：Vp 6.87.6km/s陆壳平均厚30-38km，变化于30-80km之间。洋壳：传统观点认为，大洋岩石圈包括洋壳和岩石圈地幔，洋壳与陆壳的不同在于缺硅铝层，只有硅镁层。目前根据大洋钻探洋壳一般分三层：沉积层: Vp 2.2km/s玄武岩层：Vp5.2km/s辉绿、辉长岩组成的席状岩墙杂岩：Vp 6.7km/s洋壳厚度57km，洋脊洋岛变化在1520km岩石圈地幔：地壳与软流圈之间的刚性地幔部分。其地震波速值与构造活动性有关。

5、洋盆区Vp 7.98.5km/s；大陆地盾区：Vp 8.18.5km/s；大陆裂谷区和洋中脊区往往不存在岩石圈地幔。（after Songlin Li et al., U.S. Geological Survey, 1998)Crustal thickness (km) obtained primarily from seismic refraction/ wide-angel reflection experiments (after U.S. Geological Survey, 1998). 莫霍面两种意义上的莫霍面（1）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

6、岩与橄榄岩、榴辉岩之间的界面。存在化学不连续面与相转换面之争（2）地震莫霍面（壳幔之间的地震波速不连续面）： 正常地壳P波速7km/s；其下的波速8.00.2km/s；过渡带（地震莫霍面）P波速6.87.8 km/s。岩石学莫霍面与地震波速莫霍面两者可能不一致软流圈：位于岩石圈之下，与上地幔过渡层之间。大陆区位于100220km深处，厚度100150km密度小，大洋区位于50400km深处，厚约350km。软流圈是地震波速低速带，并具有低阻、低Q值。地震波速下降0.2-0.3km/s，横波由4.6-4.7km/s下降到4.3-4.4km/s，纵波（Vp)由8.08.2下降到7.77.8 km/

7、s。软流圈的低速、低阻和低Q值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，在软流圈的温压条件下导致局部熔融而成。岩石圈成分结构大洋岩石圈的成分结构自上而下：1、远洋深水沉积2、为基性枕状熔岩，为大洋拉斑玄武岩3、为辉绿岩墙或岩床，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）陆壳成分结构的传统认识对陆壳成分结构的新认识（主要针对下地壳成分）科拉半岛超深钻揭示，原预测的7km深处的康拉德面并不存在，在该深度以下仍为斜长片麻岩、花岗片麻岩和角闪岩 ，只是随着深度增加角闪岩夹层增多。剥露到地表的麻粒岩相下地壳成分以长英质片麻岩、麻粒岩为主体。很多新的火山

8、岩携带的大量下地壳包体也以长英质片麻岩、麻粒岩为主体。因此现在一般理解的陆壳的下地壳成分仍以长英质或花岗质成分为主。大陆岩石圈成分的不均一性大陆岩石圈的组成和物性变化很大，缺乏一个共同的成因方式，大陆岩石圈的组成上部是由非均一成分和具有复杂构造和热演化史的不同块体拼合而成，因而它们具有不同的强度。 大陆下地壳的性质因地而异，不同的性质造成了复杂多样的效应与结果，诸如活动断裂带的宽度、震后响应和震间应变、造山带高度、沉积盆地以及被动大陆边缘的下沉速度的差异等.岩石圈的力学结构陆壳力学结构的几种基本认识1、 由2030 km 和4060 km 两个韧性层及其 间的两个脆性层和一个上地幔脆性层组成2

9、、由下地壳韧性层和上、下两个脆性层构成的 “三明治”结构. 共同点都认为下地壳属于弱的塑性层3、 新的研究认为大陆岩石圈是由软弱的中地壳和强的下地壳组成，并且下地壳的强度可能超过其下伏的地幔。这些论点是基于由地震分布和地形负载的弹性厚度作出的推断，但缺乏其他佐证。Ranalli和Murphy(1987)建立的七种岩石圈流变学剖面模型模式a: 40km的石英花岗质地壳前寒武地盾区，如加拿大地盾（1）上地壳（20-25km以内）脆性（2）下地壳(25-40km)塑性（3）上地幔上部（40-80km)脆性（4）上地幔下部强度逐渐减小模式b: 40km厚的地壳，但上地壳为石英花岗质地壳；下地壳为中基性

10、部分前寒武地盾区 整个地壳和上地幔均为脆性，仅在上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。模式c: 60km的石英花岗质地壳中新生代大陆对接带 与模式a类似，但因地壳厚度大，其塑性的下地壳厚度大，且强度很低模式d: 60km厚的地壳，但上地壳为石英花岗质；下地壳为中基性造山带区与模式b不同的是，由于地壳厚度的加大，在20-30km处和40-60km处各存在一个塑性变形带，分隔三个脆性层。模式e: 30km厚的地壳，脆性层10-15km厚，其它部分以塑性变形为主，但在莫霍面附近蠕变强度有一个突然变化。可能的构造区大陆伸展构造区、板内或板间走滑构造带。模式f: 30km的地壳厚度。上地壳为石英花岗质；下地

11、壳为中基性。（1）10-15km有一个塑性层，分隔上地壳和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存在蠕变强度突变带。模式g: 地壳很薄，约10km,由基性岩组成。大洋岩石圈40km以上岩石圈为脆性层。岩石圈力学强度模型（Jackson，2003）岩石圈的温度结构 壳幔的温度状态主要是通过热流量获得的。热流是地表单位面积上在单位时间内由地球内部散发出来的热量，单位:HFU微卡/（厘米2.秒，1HFU=41.8mW/(m2.s)全球已有测量数据:大陆和大洋平均值：1.5HFU洋中脊：2.53HFU，最高达8HFU海沟：约1HFU；岛弧及边缘海：约2HFU 岩石圈热状态主要与U、Th、40K等生热放射性同

12、位素有关，它们主要富集在大陆花岗岩、流纹岩中，比基性、超基性岩生热率大上千倍。岩石圈的化学结构大陆地壳：复杂的成分结构地幔岩石圈：多认为是橄榄石、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2、岩石圈构造基本类型大陆岩石圈大陆裂谷、地台、造山带过渡岩石圈岛弧、边缘海、陆间裂谷、弧前盆地、弧间盆地大洋岩石圈大洋中脊、大洋盆地、大洋火山岛、海沟3、对岩石圈结构的一些新认识（1）岩石圈的纵向和横向不均一性对岩石圈的经典理解刚性的固体板块超深钻和地球物理探测发现：a、岩石圈存在垂向的分层性构造证据：不

13、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。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（10-8108）的强变形带围绕弱变形域而构成的网结状构造。壳内低速层的不连续全球统一的软流圈是否存在？ 岩石圈之下的软流圈一般为低速层，但有些大陆没有观测到软流圈的低速层。岩石圈纵横向上的不均一性的发现其意义在于：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对经典板块构造理论提出了质疑壳内高导低速层的解释显生宙盖层

14、与结晶基底的界面上地壳的低速层与含水和岩石破碎有关来自俄罗斯科拉半岛超深钻的观测资料下地壳中包含的沉积岩层地壳深处水平层状的物质流动层下地壳的部分熔融岩浆(2)、岩石圈的力学性质岩石圈的流变分层性传统的岩石圈流变学分层性均一的地壳以石英为代表的流变学行为均一的上地幔以橄榄石为代表的流变学行为三明治式的多层流变模型 存在一个或多个塑性强度低的或不能干的层分隔开具有脆性破裂特征的强度高或能干的层。这种三明治式的多层流变结构是地壳（岩石圈）厚度、岩石学特征、温度等物理状态的函数。Ranalli和Murphy(1987)建立的七种岩石圈流变学剖面模型模式a: 40km的石英花岗质地壳前寒武地盾区，如加

15、拿大地盾（1）上地壳（20-25km以内）脆性（2）下地壳(25-40km)塑性（3）上地幔上部（40-80km)脆性（4）上地幔下部强度逐渐减小模式b: 40km厚的地壳，但上地壳为石英花岗质地壳；下地壳为中基性部分前寒武地盾区 整个地壳和上地幔均为脆性，仅在上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。模式c: 60km的石英花岗质地壳中新生代大陆对接带 与模式a类似，但因地壳厚度大，其塑性的下地壳厚度大，且强度很低模式d: 60km厚的地壳，但上地壳为石英花岗质；下地壳为中基性造山带区与模式b不同的是，由于地壳厚度的加大，在20-30km处和40-60km处各存在一个塑性变形带，分隔三个脆性层。模式

16、e: 30km厚的地壳，脆性层10-15km厚，其它部分以塑性变形为主，但在莫霍面附近蠕变强度有一个突然变化。可能的构造区大陆伸展构造区、板内或板间走滑构造带。模式f: 30km的地壳厚度。上地壳为石英花岗质；下地壳为中基性。（1）10-15km有一个塑性层，分隔上地壳和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存在蠕变强度突变带。模式g: 地壳很薄，约10km,由基性岩组成。大洋岩石圈40km以上岩石圈为脆性层。二、造山带（一）概念 地壳上的强烈的变形带，呈长条状、线状，是褶皱、断裂和火山活动十分发育的地带。（二）基本地质特征形态：线状沉积厚度巨大。典型沉积建造：复理石建造、细碧角斑岩建造、磨拉石建造

17、、硅质岩建造3.构造变动强烈，变形复杂4.岩浆活动强烈5.广泛的变质作用沉积建造沉积建造泛指在一定构造背景条件下，当地壳发展到某一阶段时所形成的一套具有特定岩相组合的沉积岩系。沉积建造是一定大地构造和古气侯背景下的岩石共生组合体，包括：建造的岩性岩相共生组合、建造的构造旋回（时代）、建造的区域大地构造环境、建造的古气侯背景。因此沉积建造分析是构建古构造环境和大地构造相的重要方面。造山带中典型沉积建造复理石建造：一种有规律的复杂互层的巨厚沉积，绝大部份为很规则的单调的砂岩和泥（页）岩互层，或夹有少量的泥灰岩、灰岩。典型沉积浊积岩细碧角斑岩建造：海底基性火山岩。玄武岩发生洋底变质作用后形成细碧角斑

18、岩。磨拉石建造：出现于造山阶段之后，由于造山隆起，在造山带内部或外侧形成补偿性凹陷，其中堆积的以砾岩、砂岩等粗碎屑物质。一般磨拉石的出现代表一次构造运动的结束。硅质岩建造：深水化学沉积，与细碧角斑岩建造常共生，两者也叫硅质火山岩建造。（三）地球物理特征地壳结构厚度大，莫霍面明显凹入，双突型2、热流值：较高，一般为1.51.8.卡/cm2.s (HFU)3、磁异常：线性排列，幅值变化大，正值往往对应花岗岩类，负值往往对应大断裂。4、重力异常：一般负异常，负值一般-200-300毫伽。 （四）造山带与地槽 James Holl（1859）研究美国东部阿帕拉契亚山脉时发现上万米的古生代沉积，比密西西

19、比平原几乎成水平产出的古生代地层厚十多倍，两者形成鲜明的对比。 他指出山脉占据了长条形的沉降地带，其中堆积了很厚的沉积物，褶皱山系是在地壳上巨大凹陷的部位形成的。J.D.Dana(1873)称这一巨大凹陷为地槽。 欧洲学者研究Alps造山带后发现，Alps造山带形成之前并没有巨厚的浅海相沉积层，但发现厚度不大的深海沉积，他们认为地槽凹陷未必表现在沉积物的巨大堆积厚度上，也可以反映在深海洋壳盆地的出现，沉积物没有得到补偿。因此 H.Stille认为地槽的主要特征是后期强烈的褶皱作用。地槽发展的两阶段：早期：下降为主，差异性强，海水总趋势是不断加深，沉积物又粗到细，构造变动主要为伸展断裂，岩浆活动

20、为海底喷发的基性火山熔岩。晚期：上升为主，海侵范围不断缩小，直至最后脱离海侵，沉积物由细到粗，构造变动强烈，褶皱和断裂十分发育，岩浆活动以中酸性为主，并伴随变质作用，最后形成山脉。 （五）造山作用与造山带 概念起源：起源于早期地质学家们对地球表面山链成因的思考，Boue(1874)最早提出造山作用(orogeny)这一术语，指出山脉的的形成是由构造原因引起，Gilbert(1889)指出造山作用就是形成山脉的过程。显然，早期地质学家们就已把造山作用理解为以山脉为结果的一种构造作用。 地槽理论对造山作用赋予了构造含义： 地槽理论的推崇者们则更多强调的是其构造含义，而忽略了其形态含义，如Haug(

21、1907)年将造山作用定义为形成地壳起伏时的一个构造幕，并明确指出它是一种可以在褶皱地区看到记录的构造作用；Stille(1919)定义造山作用为“一个改变岩石组构的幕式过程，这个过程产生一些肉眼能看到的构造变动，如断层、褶皱、逆冲构造等” ，并指出造山运动的最明显的证据就是角度不整合。Stille的这一定义具有很强的的可操作性，因而很快被广大地质学家所采用，并成为造山带概念的基础。然而，限于当时的地质认识水平，Stille的定义过分强调了造山作用的短暂的幕式事件的特征。板块构造理论兴起以来对造山作用的新理解： 板块构造理论造山作用理解为板块边界的相互作用的过程，而板块边界的相互作用往往是长期

22、的持续作用过程，从而对造山作用又赋予了许多新的含义，但也出现许多对造山作用的不同理解。Monger和Francheteau(1987)指出“造山的形变发生在会聚板块、离散板块和转换板块等边界” 。 Sengor(1992)在系统评述前人对造山作用概念理解的基础上，提出了一个更为严格的定义，提出“造山作用是一个用以表征会聚板块边缘所有地质过程的集合名词” ，大陆内部构造研究对造山作用的一些新认识：Sengor等的定义把造山作用限制在会聚板块边界。但80年代中后期以来的研究表明，造山作用并不局限于板块边界，板块内部同样会发生强烈造山作用，并形成“板内造山带”或“陆内造山带” ，杨巍然则用“断裂造山

23、作用”来概括板内造山作用。 Weinicker(1981,1985)把强烈拉张区(如美国西部盆岭区)与强烈挤压区比较，划出一类“拉张造山带” ，显然，这些对造山作用的理解把裂谷等伸展构造都纳入了造山带的范畴。 综上所述，目前对造山作用的一般理解如下： 造山作用是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程。 强调以收缩挤压作用为主导有三方面含义： (1)收缩挤压的构造体制可以发生在会聚板块边界，也可发生在大陆板块内部，即造山作用不局限于会聚板块边界； (2)造山作用是一复杂过程，以收缩挤压作用为主导并不排除斜向会聚挤压的转换压缩(从应力角度为压扭)造山作用； (3)造山

24、作用是一漫长过程，形成的造山带更是经历了长期的发展演化，因而，以收缩挤压作用为主导形成的造山带中可以出现一些伸展构造，这些伸展构造既可以是同造山的(造山作用过程中的短期应力松弛或伸展)，也可以是后造山的。青藏高原新生代主要构造分布图（引自汪洋等，2006）图中标示出主要断层的初始活动时间，走滑断层的滑移速度以及主要缝合带位置。MCT主中央逆冲断层；MBT主边界逆冲断层；STDS藏南拆离系；GCT大反向逆冲断层；GST冈底斯逆冲断层；NLTB北部拉萨逆冲断层系；GSB改则色林错反冲断层；SGAT狮泉河改则安多冲断层；LRT鲁谷绒玛逆冲断层；WKTB西昆仑逆冲断层带； QT祁漫塔格逆冲断层；QTN

25、KT祁漫塔格北昆仑逆冲断层带；NQT北柴达木逆冲断层；NTB南山冲断带；YZS雅鲁藏布江缝合带；BNS班公湖怒江缝合带；JS金沙江缝合带；AKMS阿里玛切昆仑木孜塔格缝合带；SQS南祁SQS南祁连山缝合带青藏高原下地壳层流构造模式（李德威，2003）1. 碎屑岩；2. 磨拉石建造；3.花岗岩; 4.蛇绿岩; 5.韧性下地壳; 6.部分熔融;7.逆冲断层; 8.正断层和剥离断层; 9.下地壳层流方向对造山带的概念新理解 造山带(orogenic belt)是一与造山作用既有联系又有区别的术语 第一，它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

26、，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。（六）造山带类型的划分不同学者有不同的划分方案按岩石圈板块聚合阶段1、陆缘造山带环太平洋2、陆间造山带天山兴蒙、秦祁昆大别苏鲁3、陆内造山带燕山Sengor的划分1、转换挤压型2、俯冲型3、增生型4、仰冲型5、碰撞型许志琴按构造类型划分1、叠覆型造山带山链2、增生弧型造山带山链3、双向型造山带山链李继亮等的碰撞造山带分类陆陆碰撞型陆前缘弧碰撞型陆残留弧碰撞型陆增生弧碰撞型弧弧碰撞型陆弧陆碰撞型（七）造山作用与成山作用造山作用（Orogeny） 以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩

27、石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过程。 1、造山作用不局限于板块边界 2、造山作用是一漫长过程成山作用（Mountain building） 指山脉的形成过程。 1、造山作用可以包含成山作用，也可以不包括成山作用，即造山不成山 2、造山带必然包含造山作用和成山作用两阶段 3、不是所有的山脉都属造山带（八）造山带其它相关术语概念拆沉作用(delamination)拆沉作用概念最初由Bird(1978,1979)提出，指由于大陆下岩石圈地幔密度较软流圈大而产生的重力不稳定性，当存在适当的破裂时，岩石圈地幔沉入于软流圈中，从而与岩石圈拆离开来，此即为通常所指的狭义的拆沉作用。最近人们对造山带的研究发

28、现，被构造加厚的造山带地壳下部(大于40km)将形成较其下部地幔岩石密度更大的榴辉岩(在600MPa和室温下榴辉岩和地幔岩石密度分别为3.43gcm-3和3.29 gcm-3)，另外，基性岩浆底侵于下地壳底部以及下地壳部分熔融产生的残留体，经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度(3.33.6 gcm-3)，因此，由这些榴辉岩和基性麻粒岩组成的下地壳也将形成重力的不稳定性，并将沉入地幔，构成所谓的大陆下地壳的拆沉作用。洋壳俯冲于大陆之下一定深度也会相变为密度较大的榴辉岩而导致重力不稳定，从而造成洋壳的拆沉作用。综合起来，拆沉作用应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

29、圈或地幔的过程。重力不稳定是拆沉作用的驱动力，直接结果是岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈，并引起热的软流圈与下地壳直接接触，从而对下地壳迅速加热而发生广泛的部分熔融，引起造山带范围内广泛的酸性岩浆活动。由于重的榴辉岩和麻粒岩等基性物质组成的岩石圈地幔或下地壳沉入于软流圈或地幔中，因而下地壳或地壳总体成分将向长英质方向演化。岩石圈的减薄将导致重力重新调整，其结果是深部物质抬升，大规模花岗岩岩浆向上地壳的侵入会加剧这一抬升过程。 从壳幔相互作用角度，拆沉作用是一种十分重要的动力学过程：它反映地壳、岩石圈地幔和软流圈地幔三者之间的物质交换和动力学过程。1、地壳加厚2、相变获得高密度下地壳镁铁质-超镁铁质

30、麻粒岩相变为榴辉岩。大陆深俯冲过程中部分表壳岩、变基性火山岩和玄武岩质岩石也可以相变为含柯石英（或微粒金刚石）榴辉岩。3、密度倒转引起重力不稳定榴辉岩密度（3.3 g/cm3）明显大于上地幔橄榄岩密度（3.2g/cm）。这种岩石密度的差异引起重力不稳定性和负向浮力。4、拆沉在构造应力的驱动下高密度下地壳和部分岩石圈通过断开和拆沉作用返回地幔5、软流圈上涌，下地壳加热，部分熔融形成花岗岩浆上侵，壳-幔物质再循环。 拆沉作用的基本模型(Nelson, 1992, Geology)（Davies and von Blanckenburg, 1995）板片断离模式Simple thermomechan

31、ical modeling suggests that the preceeding oceanic plate may detach and sink into the deeper asthenospheric mantle. The ensuing heating will generate syncollsional bimodal magmatism and also the rise of high-pressure metamorphic rocks. The model has been compared to observations in the Alps and othe

32、r orogens. 2、斜压变形(transpressive deformation）研究表明，大部分造山带表现出斜向汇聚缩短，而非正向压缩，斜向缩短除引起垂直造山带方向的缩短和增厚作用外，还将引起平行造山带方向的剪切分量。剪切引力分量或者沿平行造山带的一系列弥散的走滑断层分布，或者集中分布于一些平行造山带的较宽阔的压纽性剪切带中。这种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现象即为斜压变形。 3、侧向挤出作用(lateral extrusion)造山带的研究过去多侧重垂向方向，综合考虑造山带三维运动图像则是现代造山带研究的基本特点，侧向挤出

33、作用概念的提出就是典型成果之一。这一概念是从Tapponier运用滑线场理论解释青藏高原的隆升及东亚的构造逃逸的综合运动图像延续过来的，Ratschbacher等(1991)通过东阿尔卑斯造山带的构造分析及模拟正式提出这一概念。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(escaping)，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

34、断层之间，构造逃逸速度的差异则引起众多平行造山带走向的走滑断层，两条边界走滑断层最为明显，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。侧向挤出作用模型很好地解释了东阿尔卑斯造山带渐新世中新世以来走滑和正断层的综合构造变形运动型式。滑线场理论的模拟结果滑线场理论模型向东挤出Tapponnier et al, 1982，1986Armijo et al., 1989连续变形模型大陆逃逸模型(Tapponnier et al., 1982)(England and Houseman, 1986)4、多岛洋与软碰撞对中国许多造山带构造古地理恢复的研

35、究结果表明，造山带的前身并非是干净的大洋，其内部结构实际极为复杂，存在着一系列的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，洋的宽度也远不及现代的大洋大，介于扬子地台与华北地台间的秦岭大别古生代洋是如此，华南古生代洋如此，特提斯洋也如此。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

36、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。 5、构造迁移构造迁移指各种构造变动、岩浆活动、沉积中心随时间的发展而发生有规律的迁移的现象。构造迁移是多岛洋造山过程的重要特点，一系列小块体依次有规律与大陆碰撞造成横向构造迁移。大陆或陆块间的碰撞常常不是面状碰撞，而往往是从一点开始逐渐发展，从而造成平行碰撞边界的纵向构造迁移。 6、造山、后造山与非造山构造阶段划分碰撞、后碰撞与碰撞后1.碰撞作用（collision)：指两个或多个“大陆”板块最初的主碰撞，以大型逆冲断层和高压变质作用为特

37、征。2. 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。西藏和东南亚是现代后碰撞的例证。过去有人称为“碰撞（广义的）”、“陆内碰撞”作用。3.板内环境：指只有到该地区存在一个单一的旋转极以及由一个单一的板块组成才开始的构造作用。4.后碰撞到板内阶段的转变标志着造山阶段的结束，所以板内阶段的开始被称作后造山（post-orogenic）阶

38、段。后碰撞的构造特点：后碰撞环境是一个复杂的时期，该时期包括了诸如沿剪切带的大规模运动、合拢(docking) 、岩石圈拆沉作用、小型海洋板块的俯冲以及裂谷的生成等。因为这些事件包括持续的或间歇性的伸展体制，因此各种类型的岩浆作用都发生在这个环境中。按板块构造理论，两个大陆板块之间的大洋消失后导致陆-陆碰撞造山（continent- continent collision orogeny），这是陆间的大陆碰撞作用（inter- continent collision），两个大陆碰撞在一起后，岩石圈的会聚仍在进行，由于一个很大的大陆板块内部常常有许多相对独立的块体，我们称为陆内块体（intra-

39、 continent block），它们之间常常有拉薄的过渡性地壳作为边缘，因此，在陆-陆碰撞及其后的岩石圈继续会聚过程中，沿这些陆内块体的边界常常发生陆内块体间的碰撞作用，我们把它们叫做陆内块体间碰撞作用或陆内碰撞造山作用。 注意inter(间)和intra(内)两个词头的区别陆-陆碰撞造山作用（intercontinent collision orogeny）和陆内碰撞造山作用（intracontinental collision orogeny）三、地台（Plateform) 克拉通(Craton)（一）概念1885年奥地利人E.Suess提出，基本含义是：地壳上长期稳定的、自形成以后不

40、再遭受褶皱变形的地区，岩层产状平，地貌平坦。（二）地台基本地质特征形态成面状，不规则，地形简单，平坦，常呈高原、平原、盆地具有双层结构，下部为基底，上部为盖层盖层，盖层与基底之间以角度不整合面分开盖层沉积为稳定类型沉积建造岩浆活动微弱构造变动微弱盖层基本无变质作用，或变质作用极为微弱地台的基本结构双层结构盖层：沉积较薄，岩相变化不大，稳定类型沉积，产状平缓，地壳运动为大面积的缓慢的升降运动，岩浆活动微弱，很少受变质作用基底：活动类型沉积，构造复杂，深成岩系发育，深融作用普遍，区域变质作用强地台典型沉积建造石英砂岩建造石灰岩建造碎屑含媒建造膏盐建造红色碎屑岩建造（三）地台地球物理特征地壳厚度一般

41、3540km地壳结构简单地热热流值较低，一般11.3HFU重力：布格重力异常-10-50mg,变化幅度和梯度均较小，显示接近均衡状态地震活动微弱（四）中国地台区的特殊性 相对其它地台区，中国地台区在经历了古生代稳定发展后，到中新生代表现出一些与典型地台特征不相容的现象出现巨大的断裂带产生巨厚的沉积出现较强烈的岩浆活动几种观点： 1、 别洛乌索夫（1954）将之称为后地台阶段或地台活化 2、陈国达称后地台阶段为地洼发展阶段，作为与地槽和地台并列的第三构造单元类型地洼 3、黄汲清提出准地台的概念，与地台活化概念不同的是，准地台是指活动性较大的地台，活动性表现在整个发展过程中，而不仅限于中新生代。中

42、国地台区为什么活动性较大？与中国大陆处于三大构造动力学体系有关 阿尔卑斯喜马拉雅构造动力学体系； 西太平洋构造动力学体系； 在古亚洲构造动力学体系基础上的中新生代环西伯利亚构造动力学体系三大构造体系域:阿尔卑斯喜马拉雅、西太平洋和中新生代环西伯利亚构造体系域及其复合汇交四、大陆裂谷和陆间裂谷（Rift)(一）概念 英国地质学家Gregory研究东非裂谷时提出，定义为：地壳断裂作用形成的谷状地形。现在的完整理解： 地壳上延伸很长，切割很深的张裂带，有两个要点：1、规模大，所发育的断裂可切割整个岩石圈。2、处于引张环境，地形上表现为纵长的凹陷和谷地。 简言之：裂谷是地壳岩石圈上的大型构造类型，是由

43、于地壳或岩石圈的伸展作用而形成的延伸很长的狭长断陷带。 发育于陆壳上的得裂谷就是大陆裂谷（二）地质特征1、地形上的狭长谷地，裂缘带常表现为陡峭断崖，高约几百米甚至上千米如东非大裂谷、贝加尔裂谷2、构造上以断裂为边界，且断层均为正断层，垂直断距可达几公里，形成盆岭构造。如美国西部盆岭区。3、类型上有平行式和三叉裂谷式 著名的“东非大裂谷”亦称“东非大峡谷”或“东非大地沟”。裂谷宽几十至200 km，深达I 0002 000m，谷壁刀削斧劈，长度相当于地球周长的1/6，气势宏伟，景色壮观，是世界上最大的裂谷带，被形象地称为“地球表皮上的一条大伤痕”。南起赞比西河的下游谷地，向北延仲到马拉维湖北部，

44、并在此分为东西两条，东面的一条是主裂谷，穿越坦桑尼亚中部的埃亚西湖、纳特龙湖等，经肯尼亚北部的图尔卡纳湖以及埃塞俄比亚高原中部的阿巴亚湖、兹怀湖等，继续向北直抵红海和亚丁湾，全长5000多公里;西面一条经坦噶尼喀湖、基伍湖、爱德华湖、艾尔伯特湖等一直到苏丹境内的白尼罗河附近，全长1 700多公里。 从整个非洲大陆来看，东非大裂谷是全非洲最高地带，属东非裂谷高原区，总面积500多万平方公里，占非洲面积的1/6多，非洲的几座海拔在4 500 m以上的高峰，全部分布在这个自然区内，其中有著名的乞力马扎罗山、肯尼亚山、埃尔贡山等。4、大多伴有强火山活动及深成岩浆活动，并常有地幔岩包体。大陆裂谷火山岩以

45、碱性玄武岩为主，当向过渡型裂谷发展时，可以出现拉斑玄武岩。裂谷火山岩的另一特点是常出现双峰式火山岩系列：基性岩浆与酸性岩浆大致同时喷发，几乎缺失过渡的中性岩浆。基性岩浆属幔源，酸性岩浆属壳源。5、堆积厚度很大，可达几公里，沉积序列一般：下部：粗碎屑岩中部：深湖沉积，有泥岩和湖相浊积岩等上部：往往形成蒸发盐岩地层中常厚度不等的含有火山岩（三）地球物理特征1、浅源地震活动带，震源深度一般2045km2、一般为负的布格重力异常。负异常的的产生是由于厚的沉积物和下部存在低密度的异常地幔3、地壳厚度较薄，一般小于30km。4、热流值较大，一般比两侧高23倍。一般大于1.5HFU，最高可达3.84.4HF

46、U.（四）裂谷形成和演化的地球动力模型1、早期成穹阶段2、断裂下陷阶段3、陆间裂谷阶段或裂谷消亡阶段拗拉槽概念：延进大陆内部以高角度和地槽相连的未得到充分发展的残余裂谷大陆裂谷 陆间裂谷 大洋中脊裂谷五、沟（海沟）弧（岛弧）盆（边缘海）系列（一）大陆边缘类型1、活动大陆边缘（太平洋型）西太平洋型活动大陆边缘（日本型）东太平洋型活动大陆边缘（安第斯型）2、被动大陆边缘（大西洋型大陆边缘）（二）沟弧盆系列的典型结构：（三）海沟及俯冲带 沟弧盆系统（或安第斯型大陆边缘）的地震震源分布及其含义： 环太平洋是地球上最强烈的地震带，浅源（70km)、中源(70300km)、深源（300670）地震均有分布

47、。震源的分布具有规律性。从海沟向大陆内部地震震源越来越深，分别从浅中深，浅源地震多集中于海沟的陆侧斜坡及岛弧带，中深源地震见于弧后地区，这样构成一个自海沟向大陆的震源带，震源机制解反映的是逆冲剪切带，与俯冲带相对应，因此人们称此带为地震剪切带。20世纪50年代美国地震学家Benioff首先对此带进行解释，为纪念他的功绩，因而也称贝尼奥夫带(毕鸟夫带），其倾角一般在45o左右，但可以在1590之间变化。印尼8.7级地震介绍活动概况地震位于印度板块与欧亚板块碰撞形成的安达曼弧上，构造特征为印度板块俯冲到欧亚板块下面。该地震的震源机制为逆断层。印度次板块澳大利亚次板块菲律宾板块欧亚板块印度板块印尼8

48、.7级地震介绍地震海啸成因活动概况Vertical Slice Through a Subduction ZoneA. Between EarthquakesB. During an EarthquakeC. Minutes Later（四）增生楔及其发育过程：1、物质构成（1）滑塌沉积（2）大洋板块表面铲刮下来的物质，包括洋壳表面的覆盖物、洋壳、洋岛、海山及大陆碎块等2、构造：为构造混杂堆积，褶皱及逆掩断层极为发育，构造面向大陆。3、变质：高压低温变质作用，标志性矿物为兰闪石、硬绿泥石，代表挤压环境的动力变质4、成因俯冲带变质晕圈的形成及变质级的到转（五）火山弧（岩浆弧）岩浆活动十分强烈，火

49、山深成岩系发育，熔岩以安山岩为主，常伴有玄武岩、英安岩、流纹岩等火山岩极性：靠洋一侧主要为拉斑玄武岩、中部常为钙碱性、靠陆一侧为碱性系列成熟岛弧与未成熟岛弧：（1）未成熟岛弧：小岛，地壳厚1020km，拉斑玄武岩为主（2）成熟岛弧：大岛，地壳厚2540km，火山岩包括拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩甚至碱性玄武岩注意：许多岛弧实际上是从大陆分裂出来的，如日本（六）边缘海1、位置：岛弧与大陆间的小型洋盆。2、地壳厚度一般1000 kg/s)High He isotopic ratiosLow velocity (Vp) (V Courtillot et al., 2003)地慢柱与大火成岩省大火成岩省(

50、Large Igneous Provinces，简称 LIP)是指规模巨大，岩性主要为镁铁质的喷出岩和侵入岩。它包括大陆溢流玄武岩和相伴生的侵入岩(CFB，如德干高原，西伯利亚溢流玄武岩等)，被动火山边缘，洋脊高地，大洋盆地溢流玄武岩(如加勒比海溢流玄武岩)以及火山链(如夏威夷一皇帝海链)。LIPS具有以下重要特征:(1)它由面积广瀚的熔岩流组成，覆盖面积通常超过106 km2，最大厚度可达5 km。这些规模巨大的岩浆是在相当短的时间内形成的，即具有极高的喷发速率。喷发时限1 Ma。 (2) 以玄武质熔岩为主导地位，大多数CFB为S02含量较高的石英拉斑玄武岩，在一些地区具有双峰式分布特征。(

51、3)玄武岩浆喷发之前，地壳通常发生弯隆，垂直幅度为1km。弯隆区基本与玄武岩覆盖范围相当。(4)大陆区的LIPS(即CFB)的同位素组成范围很大，由典型洋岛玄武岩组成到接近古老地壳组成。大多数CFB中等或强烈富集不相容元素，但显示强烈的Nb、Ta负异常。 由此可见，LIPS是地球上所知最大的火山作用，记录了在某一特定历史时期巨量物质和能量由地球内部向外迁移。LIPS的成因显然不同于“正常”洋底扩张过程，难以用传统的板块构造理论来解释，而与特殊的地慢动力学过程有关。在很短时间内形成巨大的岩浆喷出量要求地慢深部有巨大的热异常的存在。地慢热柱学说是目前解释这一热异常最可能的模型。Three dist

52、inct mantle plumes: Arndt (2001)Global distribution of Large Igneous ProvincesCoffin & Eldholm (1992)Ontong Java峨眉山大火山岩省Emeishan LIPCourtillot et al. (1999)Temporal-spatial distribution下三叠统Area 0.50 x 106 km2Eruption period 1000 kg/s)High He isotopic ratiosLow velocity (Vp) (V Courtillot et al., 200

53、3)地慢柱与大火成岩省大火成岩省(Large Igneous Provinces，简称 LIP)是指规模巨大，岩性主要为镁铁质的喷出岩和侵入岩。它包括大陆溢流玄武岩和相伴生的侵入岩(CFB，如德干高原，西伯利亚溢流玄武岩等)，被动火山边缘，洋脊高地，大洋盆地溢流玄武岩(如加勒比海溢流玄武岩)以及火山链(如夏威夷一皇帝海链)。LIPS具有以下重要特征:(1)它由面积广瀚的熔岩流组成，覆盖面积通常超过106 km2，最大厚度可达5 km。这些规模巨大的岩浆是在相当短的时间内形成的，即具有极高的喷发速率。喷发时限1 Ma。 (2) 以玄武质熔岩为主导地位，大多数CFB为S02含量较高的石英拉斑玄武岩

54、，在一些地区具有双峰式分布特征。(3)玄武岩浆喷发之前，地壳通常发生弯隆，垂直幅度为1km。弯隆区基本与玄武岩覆盖范围相当。(4)大陆区的LIPS(即CFB)的同位素组成范围很大，由典型洋岛玄武岩组成到接近古老地壳组成。大多数CFB中等或强烈富集不相容元素，但显示强烈的Nb、Ta负异常。LIPS是地球上所知最大的火山作用，记录了在某一特定历史时期巨量物质和能量由地球内部向外迁移。LIPS的成因显然不同于“正常”洋底扩张过程，难以用传统的板块构造理论来解释，而与特殊的地慢动力学过程有关。在很短时间内形成巨大的岩浆喷出量要求地慢深部有巨大的热异常的存在。地慢热柱学说是目前解释这一热异常最可能的模型

55、。Three distinct mantle plumes: Arndt (2001)Global distribution of Large Igneous ProvincesCoffin & Eldholm (1992)Ontong Java峨眉山大火山岩省Emeishan LIPCourtillot et al. (1999)Temporal-spatial distribution下三叠统Area 0.50 x 106 km2Eruption period 1 Ma Huang et al. (1992) LT1LT2HT第三章 区域大地构造研究方法基本方法：历史构造分析方法 从各种地

56、质、地球物理、地球化学的资料入手，按地史发展顺序，归纳不同大地构造发展阶段的特点，比较地壳、地幔去年各部分构造的发生、发展和转化，找出共性和个性，总结出地壳岩石圈发生发展演化规律。区域大地构造研究基本内容：1、建造分析（地层分析、沉积分析）2、构造分析3、岩浆活动4、变质作用5、成矿作用6、地球物理、地球化学以地质、地球物理、地球化学等资料为基础以构造为主线的多学科研究方法不同时期、不同构造单元地质综合对比研究区域大地构造形成演化过程及动力学探讨地层系统及其研究地层系统时空分布地层关系及其地质事件地层研究沉积组合、结构构造研究沉积相环境及古地理分布沉积盆地成因分析沉积作用研究几何学、运动学研究

57、流变学研究构造序列及年代学研究构造动力学研究构造作用研究岩浆组合及系列岩浆作用方式及动力岩浆作用构造环境岩浆作用研究变质岩组合及关系变质温压及PTt轨迹变质作用及构造背景变质作用研究典型矿床地质地球化学矿床成矿系列研究成矿动力学研究成矿作用研究地质作用研究区域地球化学研究不同岩石组合地球化学特征构造环境示踪信息地球化学研究地球物理场纵横向特征研究地表及深部结构构造研究地球物理研究区域大地构造研究基本内容一、建造分析沉积建造：泛指在一定构造背景条件下，当地壳发展到某一阶段时所形成的一套具有特定岩相组合的沉积岩系。沉积建造是一定大地构造和古气侯背景下的岩石共生组合体，包括：建造的岩性岩相共生组合、

58、建造的构造旋回（时代）、建造的区域大地构造环境、建造的古气侯背景。因此沉积建造分析是构建古构造环境和大地构造相的重要方面。不同环境常见的沉积建造陆棚环境：石英砂砾岩建造、粉砂岩-泥岩建造、铁质岩建造、锰质岩建造、磷质岩建造、火山碎屑沉积建造、硅质泥岩-硅质岩建造。台地碳酸盐环境：生物屑亮晶碳酸盐岩建造、生物屑泥晶碳酸盐岩建造、藻纹层藻团粒碳酸盐岩建造、礁碳酸盐岩建造、沥青质碳酸盐岩建造、砾屑灰岩建造、硅质团块-条带碳酸盐岩建造、硅质灰岩建造、瘤状碳酸盐岩建造、白云质灰岩-白云岩建造、磷质岩建造。陆缘斜坡环境：陆源碎屑浊积岩建造、碳酸盐岩浊积岩建造、滑混岩建造、火山碎屑沉积建造、等深积岩建造。陆

59、内裂谷环境：粉砂岩-泥岩建造、长石石英砂岩建造、复成分砾岩建造、滑混岩建造、陆源碎屑浊积岩建造、碳酸盐岩浊积岩建造、火山碎屑浊积岩建造、双峰系列火山岩建造。大陆边缘裂谷环境：粉砂岩-泥岩建造、有机质泥岩建造、长石石英砂岩建造、复成分砾岩建造、礁碳酸盐岩建造、沥青质碳酸盐岩建造、陆源碎屑浊积岩建造、滑混岩建造、碳酸盐岩浊积岩建造、火山碎屑浊积岩建造、双峰系列火山岩建造。坳陷盆地环境：石英砂砾岩建造、铝土质岩建造、含煤碎屑岩建造、炭质泥岩-油页岩建造、泥晶灰岩-泥灰岩建造、蒸发岩建造。断陷盆地环境：复成分砂砾岩建造、复成分粉砂岩-泥岩建造、杂砂岩建造、含煤碎屑岩建造、蒸发岩建造、火山碎屑沉积建造、

60、碱性火山岩建造、碱玄岩建造、双峰系列火山岩建造。拉分盆地环境：粉砂岩-泥岩建造、杂砂岩建造、复成分砾岩建造、火山碎屑沉积建造、火山碎屑浊积岩建造、陆源碎屑浊积岩建造、炭质泥岩-油页岩建造。前陆盆地环境：磨拉石建造（长石石英砂岩建造、复成分砾岩建造、陆源碎屑浊积岩建造）。岛弧环境：钙碱性碱性火山岩建造、火山碎屑岩建造、陆源碎屑浊积岩建造。海沟增生柱环境：混杂堆积，包括滑塌沉积、大洋板块表面铲刮下来的物质（包括洋壳表面的覆盖物、洋壳、洋岛、海山及大陆碎块等）洋岛环境：复成分砂砾岩建造、复成分粉砂岩-泥岩建造、杂砂岩建造、含煤碎屑岩建造、蒸发岩建造、火山碎屑沉积建造、碱性火山岩建造、碱玄岩建造、双峰