板块构造基本原理
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近100万年来全球板块与火山分布
地球上有地球 许多板块！
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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
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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。
地震和火山就在这些地方发生
东北日本之下的双层震源
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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— 70—300km） 地震，还有深源（300— 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— 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° 45°，倾向大陆和岛弧所 在的方向，深度可达300— 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° 45°增大到南面的90° 90°；太平洋岛 弧下的Benioff带大多＜在45° 45°；东太平洋安第斯型大 陆边缘之下的Benioff则比较缓，一般＜30° 30°。
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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）
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第三章 板块构造基本原理 一、几个与板块构造有关的 概念 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。
这就是 转换断层
ห้องสมุดไป่ตู้� � � �
大西洋中脊 与转换断层
San anderas faut
大西洋中脊 的转换断层 与地震分布
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（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
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。
转换断层 与平移断层
几种可能的 机制解释
转换断层就是 这样形成的
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2、岩石圈及软流圈 （1）、软流圈：又称2、岩石圈低速层，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。
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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。
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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。
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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。
地球上有地球 许多板块！
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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
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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。
地震和火山就在这些地方发生
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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— 70—300km） 地震，还有深源（300— 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— 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° 45°，倾向大陆和岛弧所 在的方向，深度可达300— 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° 45°增大到南面的90° 90°；太平洋岛 弧下的Benioff带大多＜在45° 45°；东太平洋安第斯型大 陆边缘之下的Benioff则比较缓，一般＜30° 30°。
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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）
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第三章 板块构造基本原理 一、几个与板块构造有关的 概念 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。
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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。
转换断层 与平移断层
几种可能的 机制解释
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2、岩石圈及软流圈 （1）、软流圈：又称2、岩石圈低速层，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。
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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。
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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。
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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。