板块构造基本原理

地震和火山就在这些地方发生
东北日本之下的双层震源



四、Benioff带与板块俯冲 环太平洋带是地球上最强烈的地震带，这里既 有浅源（0—70km）地震，也有中源（70—300km） 地震，还有深源（300—700km）地震。浅源地震多 集中在海沟的大陆一侧斜坡地带；中源和深源地震 则见于弧后地区。震源深度通常靠洋侧浅，靠陆侧 深。早在本世纪三十年代，日本学者和达清夫 （Wadati地球物理学家）首先发现了这个倾斜的震 源带，五十年代美国地质学家Benioff对该带进行了 详细的研究和讨论，并把它当作大陆地块和大洋地 块之间的巨型逆断层带。板块构造提出后，这个带 很自然地被当作板块的俯冲带，这一倾斜的震源带 标出了板块俯冲的痕迹。由于Benioff和Wadati在该 带上的贡献，故又将其称为Wadati—Benioff带。 concept：指岛弧—海沟系俯冲带上面反映震源 活动的地带，其倾角平均为45°，倾向大陆和岛弧 所在的方向，深度可达300—700km，它是板块的俯 冲带。 俯冲带总是与海沟相半生的，主要分布在太平 洋周边地区，近年来发现，Benioff带沿岛弧走向上 的倾角变化很大，如伊豆—小笠原—马里亚纳海沟， 倾角由北面的45°增大到南面的90°；太平洋岛弧 下的Benioff带大多＜在45°；东太平洋安第斯型大 陆边缘之下的Benioff则比较缓，一般＜30°。
近100万年来全球板块与火山分布
地球上有地球 许多板块！





二、板块边界类型及特征 板块有三种边界类型 1、离散型边界（Divergent boundary） Divergent boundary的两侧板块作垂直于边界走向的相背运动,使板块向两 侧分离、散开。其应力状态为拉伸状态。 地球上巨大的张裂带均发生在这种边界上。其既可发生在大洋岩石圈板 块内，亦可发生在大陆岩石圈板块内。前者如大西洋，后者如东非裂谷。 2、敛合边界（convergent boundary） convergent boundary的两侧板块作垂直于边界走向的相向运动,其应力状态 为挤压状态。沿板块边界，地壳强烈变形，有岩浆活动和造山带形成。有两 种基本类型： ①、当大洋板块与大陆板块（或较小的大洋板块）相互汇聚运动时，由 于洋壳的比重较大，所受的浮力较小，因此，它总是俯冲消亡在陆壳板块或 较小的大洋板块之下。这种以俯冲作用为主的边界称之为subduction zone。
San anderas faut
离散型
汇聚型 陆壳—陆壳
汇聚型 洋壳—洋壳
汇聚型 陆壳—洋壳

Hale Waihona Puke 三、各类板块边界的地震活动特点 我们知道，现今世界上， 95% 的地震集中 在一些狭长的地震带内。其中环太平洋 80%±； Alps—himalaya10%±；大洋中脊5%±。 全球地震活动带首尾相接，将岩石圈划分 为若干内部地震活动相对较弱的六大板块。而 这些地震的发生，正是板块运动及其相互作用 的结果。 95%以上的地震都集中在板块边界上， 可见板块的相互作用是地震的一个基本成因。 通常可将地震带当作板块划分的首要标志。地 貌特征是板块划分的另一标志。各类板块边界 上的地震活动特征见下表。




subduction zone：板块构造学说认为，大洋 板块向某一方向移动，遇到大陆地壳并彼此相碰 时，大洋板块由于其密度较大，地位低，便俯冲 到大陆地壳之下，这一俯冲部分被称之为俯冲带。 根据弧后地壳类型和应力状态及构造活动， 俯冲边界又可分为两种（Dickinson 1981）：即陆 缘弧沟系和洋内弧沟系。前者是大洋板块俯冲在 大陆板块之下，岩浆弧和弧后区是大陆地壳。弧 后为陆地或浅海，弧后的应力状态是挤压或中性 的（如安第斯）；后者是大洋板块俯冲到另一洋 壳之下，弧后区是大洋地壳，岩浆弧的地壳是过 度型的。 ②、当convergent boundary两侧均为陆壳板块， 或者陆壳板块与岛弧板块相互敛合时，由于两者 的比重都比较小，或浮力都比较大，陆壳板块难 以俯冲到另一陆壳板块之下的地幔中，于是，两 个板块最终碰撞在一起，这种边界称之为 Collision zone。 collision zone：两个大陆换大陆与岛弧相碰撞 的地带，由于相互碰撞的两个地壳单元岩石密度 均较低，难以进入地幔，最后被挤压而成造山带。




板块俯冲带的特征 1、它是地球上最强烈的地震活动带； 2、是地球上最强烈的火山活动带，已知现代活火山有 62% 分布在环 太平洋带； 3、是地球表面上地形高差起伏最大的地带。马里亚纳海沟深11022m， 从马里亚纳群岛直落海沟底，其落差为11500m。 4、出现地球上最大的负重力异常带； 5 、是地球上热流值变化最显著的地带，海沟作为板块下潜的地方， 是热流值最低的地方； 6 、它是强烈的区域变质带。发生高温低压变质作用和低温高压变质 作用。 五、板块的驱动机制 1、地幔对流 地幔对流是热动力对流与重力对流联合作用的结果。在大洋中脊，热 而密度低的地幔物质上涌，到达岩石圈附近，向两侧产生平流，平流过 程中，因热传导而使之变冷，冷而重的物质在俯冲带下沉再进入地幔， 如此循环往返而构成了地幔对流。 2、重力、体力推动的推—拉模式 埃尔萨塞（ W.M.Elsasser ， 1967 ）提出：在重力场中运动的板块，主 要受洋中脊的推力和下沉板片的拉力而运动。 3、转动惯量假说 与地质力学相同。
现代板块边界上的这些活动带都是地震活动带。 1968年，X.Le Pichon（法国地球物理学家）将全 球岩石圈划分为六大板块：即欧亚板块、美洲板 块、非洲板块、太平洋板块、印度—澳洲板块和 南极洲板块。 根据岩石圈的类型，板块可以分为大洋岩石 圈板块（或大洋板块、洋壳板块）、大陆岩石圈 板块（或陆壳板块、大陆板块）和过度型岩石圈 板块（或过度壳板块）。 太平洋、菲律宾—大洋岩石圈板块，伊朗板 块—大陆岩石圈板块。以几个大陆为核心的板块 属过度型板块。

plate tectonics 的基本概念是：岩石圈板 块的相互作用是引起大地构造活动的基本原 因，板块构造学就是研究这种作用的。板块 的相互作用主要发生在它们的边缘部分。在 板块相互离散的边界（如洋中脊）上，大洋 板块运动过程 岩石圈不断增生；在板块相互敛合运动的边 界（如岛弧、碰撞造山带）上，大洋岩石圈 消亡，大陆岩石圈增长；在板块相互平移的 边界上，岩石圈既不增生也不消亡，出现地 壳上最宏伟的大陆或大洋走向滑动断裂带。 这些不同类型的板块边界构成了地球表面上 最重要的构造活动带。

第三章 板块构造基本原理 概念 一、几个与板块构造有关的
这就是 转换断层

1 、 转 换 断 层 （ transform fault） （1）、研究历史 自五十年代以来，在大洋中 陆续发现了许多横切大洋中脊的 断裂带，这些断裂带长而直，长 可达数百到数千公里，宽数十公 里。过去从传统的构造地质学观 点出发，都把这些断层当作平移 断层。Wilson （1965）从海底扩 张的观点出发，考虑到它所切开 的是不断向两侧扩张的洋中脊， 因此，必定具有与一般平移断层 完全不同的性质。他在详细研究 了这些断层的基础上，将这种断 层命名为transform fault。
大西洋中脊 与转换断层
San anderas faut
与的大 地转西 震换洋 分断中 布层脊




（2）、The concept of transform fault transform fault 是伴随着洋中脊分布的一 种剪切运动的断层，其延伸方向常常与洋中脊 垂直，长度为数百公里。在转换断层中，由于 洋中脊本身在向两侧扩张，因而在转换断层两 侧被洋中脊限制的这一部分（图中的 A 、 B ） 的实际相对运动正好与洋中脊整体所表现的错 动方向相反。 Wilson 对美国西海岸的San anderas faut进 行研究后，认为其是一条右旋转换断层。 （3）、 transform fault的形成机制 ①、Ditz认为： transform fault的形成与 洋中脊上不同地段的扩张速率不同有关。 ②、 Wilson （ 1965 ）在解释赤道大西洋 转换断层的成因时，强调在大西洋扩张以前， 如大陆上存在断层或脆性线，则大陆分成两块 时新的张性破裂就会追踪和受老的断层的影响， 而出现拉张段和平移段交替的 transform fault。 ③、张文佑（1978）用锯齿状断层的发 展来解释 transform fault的形成及活动方式




3、转换边界（transform boundary） transform boundary是由转换断层构成的 板块边界，两侧板块平行于边界作走滑运动 其应力状态为剪切应力状态。沿转换边界， 岩石圈既不增生又不消减 。如 San Aderas transform fault就是太平洋板块与北美板块之 间的一条transform boundary。 4、板块边界的转化 板块的边界类型主要有以上三种，但它 们之间还有许多过度类型。当两个板块的运 动矢量与板块边界的方向斜交时，则板块边 界的性质会发生改变。如太平洋板块与北美 板块之间的边界在3000万年以前是汇聚性边 界，3000年之后，许多地方改变成了转换型 边界。 5、各类板块边界的特征（见下表）
转换断层 与平移断层
转换断层就是 这样形成的
机几 制种 解可 释能 的




2、岩石圈及软流圈 （1）、软流圈：又称低速层，系指岩石圈以下的 一个层圈,该层是一软弱层,它的机械强度和抵抗变形 应力的强度都低于其上的岩石圈。软流圈位于地幔上 部，深度各地不一样，顶面深度为50—60Km±，大 陆区顶面深度为100—200Km。 （2）、岩石圈：指的是地球的脆性外壳，其范围 自地表而深延至低速层（软流圈）。洋底岩石圈的平 均厚度为50—60Km；大陆则为120—150Km。 3、岩石圈板块的概念 “Plate”这一术语是由Wilson（1965）在有关 transform fault的文章中提出的，通常说的岩石圈板块 是指被活动带所分割的由岩石圈构成的球面盖板。它 的面积很大（数万至上亿Km2），厚度很小（仅 100Km±），并同地球表面轮廓一致弯曲。这些岩石 圈板块在软流圈之上按球面运动规律不断改变着彼此 的位置，并与其下的软流圈之间作相对运动。因此， 它不是固定不动的，而是运动着的；相对板块边缘而 言，它本身较少变形，或者变形只在有限的范围内和 有限程度上发生。从这个意义上讲，它又是“相对稳 定”的。