板块构造1

nullnull第七章 板块构造 第一节 地球的内部结构 第二节 大陆漂移与海底扩张 第三节 板块构造的基本原理 第四节 板块活动与地质作用 第五节 中国板块构造演化的轮廓null 第一节 地球的内部结构 一、地球内部圈层的划分 二、大陆地壳与大洋地壳 null一、地球内部圈层的划分 1、地球内部的成分分层 有两个一级成分不连续面，即莫霍面和古登堡面，它们将地球分为三大部分，即地壳、地幔和地核。 地壳（A）是指地球最外的一圈，即在地面以下至莫霍面以上的地球表层。 地幔（B、C、D）地幔可分三层：上地幔（B）、过渡带（C）和下地幔（D）。 地核（E、F、G）包括外核、过渡层、内核三部分。null地区分层三维图片null一、地球内部圈层的划分 （2）地球内部的力学分层 地球内部圈层力学和流变学的划分通常与成分界面不相当［图片］。根据强度及变形反应方式可分成岩石圈、软流圈、中间圈和地核［图片］。null岩石圈 地球的刚性外壳，包括地壳和上地幔的上部，厚度20－150km，大陆地区110－150km，大洋盆地70－80km，洋脊裂谷20－50km。 软流圈 岩石圈以下的弱流变区，下界一般认为不超过400km，顶部约有100km的地震低速带。具强度小，粘度低，塑性较高的特点，有局部熔融，易于蠕动变形。岩石圈板块因软流圈的存在而能运动。 中间圈 地幔的其余部分，厚度大与2000km，强度大，不易变形。 地核 与成分分界相当，对其力学性质知之甚少。nullnullnullnullnull第二节 大陆漂移和海底扩张学说 一、 大陆漂移说 主张地球表层存在大规模水平运动的活动论观点，首先是以大陆漂移的形式公布于世。简朴的大陆漂移见解可一直追溯到几个世纪以前。法国学者纳德（A.Snider，1958）、美国地质学家泰勒（F.B.Taylor，1910）等曾论证过大陆漂移。不过一般公认德国气象学家和极地探险家魏格纳是大陆 漂移的创始人。null一、大陆漂移说的基本内容 魏格纳假设地球上所有的大陆在中生代以前（180Ma）曾是一统一的巨大陆，称为联合古陆或泛大陆（Pangaea），中生代以来，联合古陆分裂，它的碎片—即现代的各大陆逐渐漂移（白垩纪末大陆位置图）到目前所处的位置上（大陆漂移过程图）。 ［中生代以来大陆漂移动画］ 由于大陆原来是一大块，所以以前根本不存在大西洋、印度洋，而只有围绕泛大陆的广阔海洋－泛大洋（古太平洋），以后大陆分离，形成大西洋和印度洋，泛大洋收缩而形成现今的太平洋。 较轻的硅铝质大陆就象大冰山一样沉浮在较重的硅镁质岩浆里，大陆就在硅镁层上漂移，当大陆漂移时， 前方的洋底被大陆所掩盖，后方的硅镁层洋底不断地陆出来。大陆漂移的驱动力是与地球自转有关的两种 力：向西漂移的力和指向赤道的离极力。nullnullnullnullnull二、大陆漂移的证据 1、大陆的拼合［图1，图2］ 2、古生物的证据 3、地质构造方面的证据［图1，图2］ 4、古冰川证据 5、古气候证据nullnullnullnullnullnullnull三、大陆漂移说的衰落 大陆漂移的问世，在国际地学界掀起了轩然大波，一些人热烈赞同、深入探讨，一些人激烈反对，斥位谬论。自此以后，活动论和古定论逐渐出现了两军对垒、激烈论战的局面。 魏格纳大陆漂移说的根本弱点，在于大陆漂移的机制方面。当时以英国著名学者杰弗里斯（Jefferys，1924）为首的一大批地球物理学家坚决反对大陆漂移说，他们断言，洋底是坚硬的，大陆象船一样航行在洋底或硅镁层之上是根本不可能的，同时离极力太小，不足以推动深厚庞大的陆块。 就这样，当时的许多地球科学家抓住了大陆漂移说的某些缺点和错误，结果把合理的内核也抛弃掉了。当1930年魏格纳在格陵兰探险遇难后，所创立的大陆漂移说也随着衰落了。 后来古地磁研究决定性地推动了大陆漂移说，包括大陆之间的相对唯一的确定（磁极移曲线）和古大陆重建（不同时期的古大陆重建图），并用新的理论来解释大陆漂移的机制。nullnull第二节 海底扩张学说 大陆漂移说的提出，很圆满地解释了大陆上的很多地质现象，冲击了固定论。但这一假说所提示的运动缺乏圆满的机制，地球物理学家研究证实，硅铝层在硅镁层上漂移是不可能的，最后大陆漂移学说彻底衰落。而海底扩张的提出彻底冲破了固定论，使人们对海洋地质和大洋演化有了全新的认识，为板块构造理论的提出作了铺垫。海底扩张学说的提出，主要基于二十世纪五、六十年代地质调查的新发现，特别是洋底地质调查 的新发现。null一、地质调查的新发现 五、六十年代前后，国际地科联组织进行了全世界大规模的海洋地理、地球物理和地质的调查和研究工作，以及二战海洋探测资料的公开，对于海洋有了许多新的发现，这些发现和以前人们对海洋的设想完全不同，或完全出乎意料。这些现象由地形地貌方面的，也有地质和地球物理方面。null一、地质调查的新发现 1、洋底地形的新发现 洋底地貌探测结果表明，洋底并非过去人们所想象的那样是 简单的深海盆地，而是和陆地一样高低不平（洋底地形主要单元 示意图），而且存在三种特殊类型的地形。 在大洋中发现了绵延很长的海岭系统，规模比陆地上的任何山脉都要巨大。 洋底地貌另一醒目的地貌形态就是海沟及其附近的岛弧，组成弧－沟体系（参见太平洋洋底地形图和海沟分布图）。 洋底存在一系列的平顶火山（参见太平洋洋底地形图）。nullnull大洋海岭系统：中脊与中隆 大西洋、印度洋和北冰洋的海底山脉称中脊（大西洋洋底地形图、洋底地形单元示意图，全球洋中脊分布图与大洋中脊的裂谷系统剖面图）， 脊上通常有一狭窄裂谷，有活火山（如冰岛）、浅源地震，表明正在活动；东太平洋海底的山脉称做中隆，比较简单，未发现裂谷（太平洋洋底地形图）。nullnullnullnullnullnull一、地质调查的新发现 2、陆壳和洋壳厚度、结构存在很大的差异（图）。 3、贝尼奥夫带的发现（图） 1954年贝尼奥夫根据环太平洋震源深度从大洋向大陆方向有规律地增大的现象，提出海沟下面存在一向大陆倾斜的地震带，即贝尼奥夫带，这意味着大陆和大洋之间存在着相互运动。 4、大陆之间存在相对位移 二十世纪六十年代，Runcon根据磁极移曲线，发现欧洲和北美在地史时期存在大规模的相对位移。nullnullnullnullnull二、海底扩张学说要点 新发现的现象用传统的地质理论无法理解。到六十年代初，Hess和Dietz重新提出了对大陆漂移这一活动论思想的再认识，提出了海底扩张的假说（海底扩张假说示意图）。用动画来说明海底扩张的基本理论［海底扩张的动画］。 他们认为上述互不相关的发现可以用海底扩张和地幔对流来统一阐述，在《大洋盆地的历史》这一论文中阐述了这一新的理论。 其要点如下：nullnullnull海底扩张学说要点 大洋中脊（或中隆）是地幔对流物质上升、不断形成新洋壳的地带，洋壳在中脊连续产生而把大陆向两侧推开（图）； 在地球体积基本不变的假定条件下，必须有一部分洋壳在地表的另一地区等速销毁，洋壳就在贝尼奥夫带重新插入地幔（图）。 根据有关证据，海底扩张的速度为2cm／a，这就意味着占地球表面积2／3的大洋壳是在地球历史5％的时间内（2亿年）内形成的，即大洋是年青而短命的。另一方面，大陆尽管永远存在，但却只是被动地被拉开、合拢或彼此滑移，各大陆仿佛坐在传送带上，在对流层上慢慢移动。 海底扩张最主要的动力是地幔物质的对流（图）nullnullnull三、海底扩张学说的验证 海底扩张学说提出以后，进一步的实践显示出这一学说强大的生命力。一系列的新发现和海底扩张理论所预测的相符。对海底扩张说的验证最主要的科概括为以下两个方面： 1、洋底磁异常条带 2、洋底沉积物、洋壳年龄以及热流量变化的相关性null三、海底扩张学说的验证 磁异常条带 Manson首先在东太平洋发现磁异常条带［磁异常条带图］［磁异常条带发现录像］，一直没有得到很好的解释。Vine和Matthews把磁异常条带和海底扩张联系起来（海底扩张形成磁异常条带的图片1，图片2），很好地解释了磁异常条带的成因，并据此预测了未知区域的磁异常条带，并得到了证实（海底扩张及磁异常条带形成模型录像）。这为海底扩张理论提供了很充分的证据。nullnullnullnullnullnull三、海底扩张学说的验证 洋底沉积物、洋壳年龄以及热流量变化的相关性1964年以来的深海钻探证实，洋底沉积物从中脊向两侧从无到有，逐渐加厚；洋底玄武岩年龄中脊为零，向两侧逐渐变老，不老于170Ma（洋壳年龄分布图）（挑战者号钻探验证海底扩张录像）；中脊是新产生洋壳的地方，热流值最高，随着两侧逐渐降低，与实际的观察资料吻合［洋中脊热流剖面图片］。nullnullnullnullnull第三节 板块构造理论 一、板块构造理论的要点 二、板块的划分 三、板块的边界类型 四、转换断层 五、大洋中脊与板块的扩张 六、贝尼奥夫带与板块的俯冲 七、板块的运动 八、大洋的演化—威尔逊旋回 九、热点—地幔柱假说 十、板块的驱动机制null一、板块构造理论要点 1、固体地球的上层在垂向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层—上部的刚性岩石圈和下垫的塑性软流圈（图）。 2、岩石圈并非浑然一体，而是有为数不多刚性板块组成，彼此镶嵌排列，并以每年若干厘米的速度相对移动，其边界有三种类型（图），地壳变形是板块相互运动的结果，变形性质与板块的边界类型有关； 3、板块沿地球表面大规模的水平运动符合欧拉几何学原理，可以用一选定轴的简单旋转运动来描述，在全球范围内，新板块的增生和旧板块的消亡总体上应是相互补偿的； 4、岩石圈板块运动的来自地球内部，最可能的一种机制是地幔对流（图）。nullnullnullnullnull二、板块的划分 “板块”这一术语，系1965年Wilson在论述转换断层时首先提出的。整个地球的表壳（岩石圈）并不是一个连续完整的圈层，它被首尾相接的活动带（洋中脊、海沟和转换断层）分割成大小不一的块体，叫做岩石圈板块，简称板块（右图）。 全球的地震带是板块边界的相对运动造成的，这样全球各地震带（全球地震带分布图片）相互交接、首尾相连， 它们把岩石圈划分为若干内部地震较弱的板块。nullnullnull1、六大板块 尽管在小板块的划分上尚有争议，然而全球主要板块分布的基本轮廓是清楚的。法国地球物理学家皮雄（X.Le Pichon，1968）将全球岩石圈划分为六大板块（六大板块分布图片）。 2、十二板块方案 较流行的还有十二板块的划分方案（十二板块分布图片）。另外，大陆内部大型板块的边界上往往还镶嵌这众多的小板块（镶嵌的小板块图片）nullnullnullnull三、板块的边界类型 全球地震带勾画出了板块的轮廓，这些地震带又相当于大洋中脊、转换断层、海沟及年青的造山带。从板块的相对运动方式看，可将板块边界划分为三中基本类型（图）：1、分离型边界，相当于大洋中脊轴部，两侧板块相对离开；2、汇聚型边界，相当于海沟及年青的造山带，两侧板块相对而行，可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界两种亚型（图）；3、平错型板块边界，相当于转换断层，两侧板块相互滑过，既没有板块的生长，也没有板块的破坏。七条剖面的图片（图片）标出了地球上不同地区的三种类型的边界。不同边界有震源机制确定的应力状态和地震活动特点分别见图片和表（典型活动的震源机制解图片，不同边界地震活动特点表）。nullnullnull四、转换断层 大洋中脊被一系列横向断裂带切割，其间距约50－300公里（大西洋底地形图）。这种断裂带大多与中脊轴线相垂直，看上去很象在后期把中脊错开的平移断层。然而，Wilson（1965）指出，这不是一般的平移断层，而是一种特殊的断层，他称之为转换断层（图）。nullnullnull1、转换断层的特点（与普通平移断层相比） 断层两侧的两段中脊之间的距离并不加大； 相互错动只发生在两段中脊之间的那一段上 错动突然终止 断层所预期的错动方向与平移断层相反； 是切穿整个岩石圈的深断裂。null2、转换断层的地貌特征 横切中脊轴，平直，岩转换断层发育陡壁和槽谷。null 3、转换断层的类型 除了洋脊－洋脊型转换断层外，还有连接洋脊和海沟、海沟和海沟的转换断层。威尔逊提出了六种转换断层类型，即洋脊－洋脊型、洋脊－凹弧形、洋脊－凸弧形、凹弧－凹弧形、凹弧－凸弧型、凸弧－凸弧形。null五、大洋中脊与板块的扩张 大洋中脊是大洋岩石圈板块生成和扩张的地方，在大洋板块生成和扩张的过程中，洋中脊具有独特的地球物理场（重力异常、热流值），另外大洋岩石圈的厚度，海水的深度，沉积物的厚度都将发生变化。null1、中脊的重力异常 中脊轴部布格异常约＋130—200毫伽，明显低于两侧洋盆区（后者达＋400毫伽），反映中脊轴部以下，必定存在低密度的层次。null2、中脊的热流 中脊轴部是熔融地幔物质上涌形成新洋壳的地方，洋底数公里以下便是灼热的软流圈，这里地温梯度很大，热流值也非常高［图］［正在活动的冰岛录像］，愈向两侧，地温梯度和热流值均逐渐减小。理论计算表明，洋底的热流值与洋底的年龄成反比。萨拉哈琴（1979）得出：t0为中脊形成的年代（约1Ma），t为洋底的年龄，单位为Ma，q单位为HFU。nullnullnull3、大洋岩石圈厚度的变化 岩石圈的厚度取决于地幔物质在那一个深度上出现初始熔融。岩石圈形成之后经历的时间越长，即冷却的时间越长，软流圈顶部充填于晶间的玄武岩熔体将越来越多地结晶成固体，从而使岩石圈不断加厚（图）。这样大洋岩石圈随着年龄变老，热流值不断降低，岩石圈的厚度逐渐增大。理论计算表明，洋底岩石圈厚度的变化，与其年龄的平方根成正比。这已被实际资料所证实。 1975年，吉井得出了大洋岩石圈厚度与年龄的经验关系Hl以公里为单位，t以Ma为单位。nullnull六、贝尼奥夫带与板块的俯冲 1、贝尼奥夫带 环太平洋地震带是全球最强烈的地震带。震源深度通常靠洋侧较浅，靠陆侧较深，构成一个倾斜的地震带（图）称贝尼奥夫带。早在二十世纪三十年代，日本学者和达清夫首先发现这一倾斜的地震带。六十年代人们在研究洋底岩石圈的俯冲消亡作用时，贝尼奥夫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。 贝尼奥夫带总与洋缘的海沟相伴随，除分布在太平洋周边地区外，也见于印度洋东北的爪哇海沟，大西洋的波多黎各海沟等。 岛弧下的贝尼奥夫带较陡，大多超过45°，陆缘弧下的贝尼奥夫带比较平缓，通常不超过30 °（图）。 nullnullnull 近年来，在一些海底下，发现另有一列较弱的地震带，其倾向与贝尼奥夫带相反（下图），长度也比较有限。有人推测这种震源带与大洋板块向下俯冲弯曲导致板块断裂有关，古该震源带的长度不超过板块的厚度。null2、板块俯冲的证据 贝尼奥夫带活跃的地震活动，是刚性板块俯冲下倾的重要证据； 贝尼奥夫带所在的那一层中，具有很高的Q值，这是俯冲作用的又一重要证据（图）； 许多海沟的岛弧一侧或大陆一侧的斜坡内，发现了复杂的叠瓦逆冲构造，是大洋板块向下俯冲的反映； 板块的俯冲，亦是板块扩张的补偿所要求的。nullnull3、板块俯冲的某些后果 造成了地球上最强烈的地震带（图）； 出现了地球上最剧烈的火山带（活火山分布图，火山景观图，板块俯冲火山活动模型动画） 是地球表面地形高差最大的地带（图） 出现了地球上最大的负重力异常（图），地壳的均衡状态被剧烈破坏 是热流值变化最显著的地带海沟1HFU，而附近的活火山或弧后区，陡增至2－3HFU 产生强烈的区域变质作用，形成双变质带（图） nullnullnullnullnullnullnullnull七、板块的运动 板块运动的核心是海底扩张。岩石圈板块从中脊轴部向两侧不断扩张推移，在海沟处俯冲潜没，颇如一巨大的传送带。海底扩张和大陆漂移可以用板块运动的形式表达出来。null1、关于板块的刚性 在描绘板块运动时，通常认为板块具有刚性，表现在： 板块能在很长距离内传递应力，其内部并不发生显著的塑形变； 洋底沉积物未受轻微变形，形变主要发生在板块边缘； 大陆拼接非常理想，指示板块在位移是很少变形。 但是认为岩石圈板块具有绝对的刚性是不合适的，如碰撞带大规模的褶皱变形、内陆地震、构造活动和 火山作用等。null2、板块的扩张增生与压缩消亡之间的补偿 沿着大洋中脊轴部，地幔物质上用形成新的岩石圈，岩石圈通过俯冲消减来维持平衡。每年新生岩石圈2平方公里，每年也有2平方公里的岩石圈被俯冲销毁。null3、板块沿球面的旋转运动 如果我们把板块当作刚体来处理，而且地球半径不变，那么，板块的运动严格遵守球面运动的欧拉定律 （1）欧拉定律 1776年，瑞士数学家欧拉（E.Euler）指出，一个刚体沿半径不变的球面的运动，必定是环绕通过球心的轴的旋转运动。在球体表面，任何一点的移动都不是沿着直线，而是弧线；如果这种移动表现为复杂的曲线形式，那么它的移动轨迹将有许多圆弧小段组成。板块的运动遵循欧拉定律（板块沿球面的旋转运动图片及两板块的相对运动图片）。nullnull（2）求旋转极 板块的旋转运动主要由板块的旋转轴的未知和旋转角速度来确定。转换断层标识出欧拉纬线的走向，沿球面作这些纬线的垂线即可得出欧拉经线，欧拉经线交点的位置，就是旋转极的位置，为此可以求出两板块相对运动的旋转极（右图）。null（3）求旋转角速度 只要已知板块上任何一点的线速度值，同时求出该点的欧拉纬度， 便可求出旋转角速度：式中为角速度（单位：度／年），V是线速度（厘米／年），R是地球半径，单位厘米，为欧拉纬度。null 为检验板块绕极的旋转运动，勒皮雄以版块旋转极位投影极，作了一系列墨卡托投影图。在这种图上，经线和纬线相互垂直，都是直线（下图）。null4、板块相对运动速度的测定 测定相对运动线速度的方法，主要由以下几种： 瓦因－马修斯法：磁异常条带的宽度和该条带时间跨度的比值； 地形法：洋底水深的变化是洋底年龄的数，据此，可以从洋底水深的变化或中脊两翼的坡度求板块的扩张速度； 贝尼奥夫带长度法：贝尼奥夫带长度与板块的俯冲速度成正比，根据贝尼奥夫带的长度来估算俯冲的速度（图）； 大地测量法：激光测距、GPS测距；nullnull5、板块的三联结合点 在板块的分布图上，常可见到三条板块边界相交于一点，这个点与三个板块相邻接，叫做板块的三联结合点（活三联点）。任何一对板块间的边界总是以三联点作为端点。 与三联点相接的板块边界，可以是分离型、会聚型或转换型边界。在理论上，这三类边界可组合成十六种不同 的三联点。如以R代表裂谷，T代表海沟，F代表转换断层，则RRR型代表裂谷－裂谷－裂谷型的三联点，RFT代表裂谷－海沟－转换断层型三联点，余类推。 RRR型分布最广，如印度洋中脊三条分支的交点，是非洲板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联点（图）。 三联点所邻接的三个板块的运动，是严格地彼此关联的（图）。nullnullnull6、现代板块运动的全球图式 1968年以来，勒皮雄（1968）、摩根（1971）、明斯特（Minster et al.，1974）等定量地描绘了全球个主要板块间的相对运动，第一次定量地描述了地球表层运动的全球图像。 （图） 巨大的太平洋板块朝西北，向西缘和北缘的俯冲带推移，会聚速度在汤加海沟北部至日本海沟一带达到最大，可达9cm/a，向南和向北均递减。 阿尔卑斯－喜马拉雅造山带是另一巨型会聚型边界，直布罗陀地区欧亚板块与非洲板块会聚的速度仅为0.5cm/a，使该造山带的西界。自此向东，会聚速度增大，至喜马拉雅地区，增至5－6cm/a。再向东过渡为印度洋东北缘的俯冲边界，会聚速度达7.0cm/a。 环太平洋汇聚边界把全球分呈不对称的两部分，太平洋外围的欧亚板块、印奥板块及美洲板块向太平洋方向推进，后缘是大西洋和印度洋的张开；太平洋内部的太平洋板块、可可板块和纳兹卡板块则向太平洋周缘俯冲潜没，其后缘是东太平洋中隆的扩张。阿尔卑斯－喜马拉雅造山带的形成，与非洲板块、阿拉伯板块和印奥板块向北朝欧亚板块推移有关，这一推移又是印度洋和大西洋扩张的结果。nullnull7、板块的绝对运动 板块的绝对运动，是指板块相对于地球旋转轴的运动。如果某一系统在地史时期相对地球旋转轴的位置固定不变，那么相对该系统的运动（如热点）也可以当作板块的绝对运动。一千万年来板块的绝对运动见图（图片），其中以太平洋板块的运动速度最大，向西偏北方向运动；印奥板块主要是向北运动；北美板块和南美板块主要向西偏南方向运动；非洲板块的旋转极位于非洲板块上，它环绕该极作逆时针方向的旋转运动；欧亚板块主要是向西和向北运动。nullnull九、热点－地幔柱假说 1、无震海岭 在大洋中，绵延着一系列线状延伸的火山性海岭。其上无中央裂谷发育，也不见横断海岭的转换断层。 北太平洋中的夏威夷海岭和天皇海岭，研究比较详实，往往被当作火山海岭中的样板。夏威夷海岭上的210多座火山［喷溢火山的照片］，年龄显示出有规律的变化，向东南方向依次变新（海岭立体排列图片和年龄变化图片）。nullnullnull2、热点 威尔逊注意到海岭火山年龄的递变现象，提出了热点假说。热点处于地幔中，其位置大体固定，当岩石圈跨越与热点之上时，板块仿佛被“烧穿”了，形成火山中心。在热点除不断地形成火山，而板块不断地跨过热点。这样不断地“推陈出新”，便发育成由新到老的一串火山链［图］。 天皇海岭和夏威夷海岭之间有一明显的转折，表明太平洋板块的运动方向发生过变更，这一转向大约发生在4000万年以前（图）。 除太平洋外，大西洋、印度洋以及陆上出现玄武岩火山活动的一些地方，也有热点活动的踪迹（图）。nullnullnullnull3、地幔柱假说 为了解释热点的形成，摩根（1971）提出了地幔柱假说。地幔柱是源于地幔深部的圆柱形上升流，它携带地幔物质和热能直至地幔上层，在岩石圈和软流圈分界处四散外流，它的位置大体固定于地幔中。热点处的火山活动就是地幔柱物质喷出代表的反映（图片）。据摩根的看法，地球上的地幔柱总共不超过二、三 十个（见热点分布图片）。 热点－地幔柱假说为解释板块内部的火山和构造运动，为描述板块的绝对运动，以及阐明火山海岭的定向排列和年龄地变等一系列现象，开辟了有益的途径。nullnullnull十、板块的驱动机制 岩石圈下面软流圈的存在是板块运动的物质基础。板块驱动机制中讨论最多的是地幔对流，后来又提出一些不同的假说。 1、地幔对流说 板块运动的地幔热对流假说是被多数地质学家所接受的假说。热而低密度的地幔物质上涌，在岩石圈出向两侧扩展成为平流，平流过程中由于热传导使之变冷，冷而重的物质沉入地幔深处，在深处重新加热再升起，如此往复循环（图片）。nullnull地幔的对流有三种模式： 深地幔对流模式（图a） 对流发生于下地幔或整个地幔内，对流热量来自地核。 浅地幔对流模式（图b） 对流发生于上地幔的软流圈中，热能来自放射性衰变。 深浅地幔对流相结合的热柱对流模式（图d） 认为由液态外核供给热能使热的地幔物质从核幔边界沿着狭窄的圆柱形通道上涌，在地表形成热点，在近岩石圈处向两侧扩散的水平流只在软流圈中扩散开来，变冷的物质在平流过程中逐渐下降而回到地幔深处。nullnull2、重力驱动的推拉模式 Elasser，W.M.（1967）认为在重力场中运动的板块，主要受洋脊推力和下沉板块的拉力而运动（下图和图c），岩浆在洋中脊轴部灌入，推着岩石圈向两翼斜坡滑动；海沟处致密的下沉板块产生拉力。应力长距离传送，在推力和拉力的作用下，板块不断沉入软流圈中，并排走周围软流圈物质，这些物质又在控制的洋中脊升起。null3、板块运动的动力和阻力 1975年，上田成也等分析了作用于岩石圈板块上的八种力（下图），在这些力的共同作用下，板块发生运移。null第五章 槽台学说的基本观点及评述 板块构造理论提出前的一个多世纪中，槽台学说在大地构造地质学说中占主导地位，在此学说指导下积累了大量的资料。目前的问在于重新解释这些资料，得出新的认识。 一、槽台学说的发展概况 二、地槽及其演化 三、地台及其演化 四、槽台学说的评述 五、板块构造理论对地槽、地台的解释null一、槽台学说的发展概况 1859年Hall从美国的古生界地层的厚度变化中，把山脉和沉降带联系起来（图片），1873年Dana把这种凹陷称之为地槽（图片）。 1887年卡尔宾斯基根据东欧近水平的古生界地层到处不整合在变质的结晶基底之上的现象，建立了地台的概念。 1900年奥格首次清楚地分出地槽和地台两类基本大地构造单元。 贝特兰提出了褶皱幕和构造旋回的概念，提出了构造活动的周期性和旋回性。提出了地壳发展历史上可以划分出休伦、加里东、海西和阿尔卑斯等四个大的褶皱期。 到二十世纪中叶，槽台学说达到全盛阶段。 nullnull二、地槽及其演化 1、地槽的概念及其特点 根据槽台学说，地槽是地壳的基本构造单元，是地壳上构造性质活跃的部分。 对于地槽的确定，北美和苏联的地质学家有不同的标准：北美地质学家强调前期的强烈沉陷是地槽识别的首要标志；而欧洲和苏联的地质学家则趋向于把造山变形作为地槽鉴别的主要标准。 地槽主要具有以下特点： 形态上一般呈长条状，长度超过千公里，宽度数百公里； 出现在大陆边缘或克拉通之间，如乌拉尔地槽； 地貌反差很大，场由线状山脉或谷地组成； 含有特定的沉积建造系列，其一般顺序为硬砂岩、硅质火山岩、复理石和磨拉石等组合； 岩浆活动强烈 构造变形强烈，以遍布的线型褶皱及逆冲断裂为特征。null2、地槽的分类 地槽分优地槽和冒地槽，它们在空间上并列组成地槽偶（图片）。 （1）优地槽 以强烈的火山活动，特别是蛇绿岩套的发育为特点，深水沉积在其沉积剖面中占重要位置。 （2）冒地槽 活动性相对较弱，以陆源碎屑和碳酸盐岩等浅水沉积为主，缺乏火山物质。 （3）地槽偶 当冒地槽和优地槽在空间上并列时，冒地槽总是位于靠近大陆的一侧，而优地槽位于远离大陆的一侧，两者共同构成地槽偶。nullnull3、地槽的演化 地槽要经历漫长而复杂的演化，从垂直运动的角度，总的可以划分为两个阶段，前期的差异沉降和后期的差异上升两个大的阶段，期间的转折称为构造回返或皱褶回返（图）。构造回返以后，地槽就结束其发展而成为褶皱带，地台演化阶段是从褶皱带夷平阶段开始的。褶皱带的时代根据地槽回返时期确定。 奥庞（1965）根据对希腊半岛阿尔卑斯褶皱带的详细研究，认为一个地槽演化的延续时间可达二亿年，其中四分之三以上为地槽发展阶段，即沉降阶段；基性海底火山喷发及蛇绿岩套只出现在优地槽种。无论是前期的沉陷、还是后期的造山变形和区域变质作用都是明显穿时性的，首先发生在地槽内带，再逐渐向外推进。 nullnull2、地台的分类 双层结构中的不整合面是地台发展历史中的转折，并由此确定地台形成的时代。 （1）古地台（克拉通） 前寒武纪形成的地台称古地台或克拉通。 （2）新地台 显生宙期间形成的地台称为新地台，我国习惯用褶皱带这个名称。 （3）地盾 有些克拉通的盖层由于长期剥蚀抬升，结晶基底达面积出露，这种地区称为地盾。null3、地台的演化 （1）裂陷槽（拗拉槽）发育阶段 在地台形成的早期，在统一的盖层出现以前，是长期的裂陷槽发育阶段。如华北地台形成以后，在中晚元古代有裂陷槽发育，如燕辽裂陷槽（图）。 （2）稳定盖层发育阶段 整个地台准平原化，并作为整体统一接受沉积。nullnull四、槽台学说的评述 作为在一个多世纪占主导地位的大地构造学说，槽台学说在组织实际材料、推动地球科学发展、满足生产需要曾起过重要的作用，对认识地壳构造的发展规律，作出了一定的贡献。然而，槽台学说存在明显的不足与局限。 （1）取材的局限，取材只局限于大陆，未涉及占地球表面积70％的大洋底，这样从大陆概括出来的认识，推到全球整个地质历史时期，会导致许多错误。 （2）槽台学说并没有阐明地槽发生、发展、迁移和封闭的本质，也不能解释为什么地壳上会出现长条状的活动带和其间大面积的稳定区。 （3）槽台学说强调建造的分析、强调垂直运动，导致认识上的局限。null五、板块构造理论对地槽、地台的解释 1、地槽与大陆边缘 鉴别现代地槽的基本条件：呈长条状，宽数百公里长数千公里；它是一个拗陷地带，需要长期稳定的物质来源，使之足以累积起巨厚的沉积层。大陆内部一般难以大幅度沉降接受巨厚沉积，所以，不应当在大陆内部寻找现代地槽。 在优地槽褶皱带中，常有蛇绿岩套发育，说明优地槽发育于大洋基底上。但深海远洋地区，由于远离物质，沉积物极薄。只有大陆边缘符合上述所有条件，这样可以把大陆边缘看作现代地槽区（图）。 一些地槽褶皱带目前看分布在大陆内部，如乌拉尔、天山等褶皱带，但是它们原先也分布在大陆边缘。nullnull2、褶皱造山带与会聚板块边界的关系 从世界地质图上可以看出，中、新生代形成的年青褶皱造山带，皆展布于板块的汇聚边界（图1，图2）：环太平洋造山带发育与太平洋周缘的会聚边界，其形成与板块的俯冲活动有关；阿尔卑斯－喜马拉雅造山带本身构成了欧亚板块和印度板块的会聚边界，其形成与板块的碰撞有关。 这样地槽“回返”和褶皱山系的形成从根本上说并非原生的垂直运动所至，而板块会聚和水平方向挤压作用的结果。这就合理地解释了褶皱山系中广泛发育的紧密、甚至倒转的褶皱，以及大规模的逆冲断层和推覆体。 由此看来，造山作用发生在板块会聚边界地区，在这里导致褶皱断裂的构造运动和隆升成山的作用，因而，会聚型边界乃是造山运动的策源地。nullnullnull第六章 岩浆作用和变质作用研究 长久以来，人们已经认识到，岩浆活动、变质作用与所处的大地构造环境息息相关。板块构造理论的建立，随即将包括岩浆活动、变质作用在内的内生作用纳入统一的全球构造模式中，岩浆作用和变质作用深受板块构造的控制。反过来，岩浆作用和变质作用研究可以为板块构造研究提供重要信息，是大地构造研究的重要内容。 一、岩浆活动的构造信息 二、火山岩岩石系列 三、陆壳的增生与花岗岩的成因 四、洋壳的形成与蛇绿岩套 五、俯冲变质作用 六、洋底变质作用nullnull一、岩浆活动的构造信息 地热增温模型（图片）中熔融曲线和地热增温曲线不相交，说明上地幔是固态。 两种可能可以使固态岩石生成岩浆：加热和减压。大陆裂谷和大洋中脊是减压的过程［图片］，俯冲带是摩擦增温的过程［图片］。这样岩浆的发生和构造变形就联系起来了。 岩浆的熔出过程，是鲍温反应系列的逆过程。分馏作用一旦开始，其成分总的来说与原来的结晶固体不再相同，而缺少了易熔组份，一般称为“亏损了的”。不同地区（构造环境）亏损程度不同，岩浆的成分也不同（图）。这样根据岩浆作用生成岩石的化学及稀土元素特征可以指示大地构造背景。这就是岩浆岩地球化学研究大地构造环境最根本的理论依据。nullnullnullnull二、火山岩岩石系列 1、概念 火山岩岩石系列指的是：一套有成因联系的岩浆岩杂岩体，它们在时间和空间上紧密伴生，并反映一定的大地构造环境。 根据87Sr／86Sr初始比值，可以把火山岩分为两大类：幔源成因的（<0.7076）和陆壳重熔的>0.7100）。然后，按化学特征分如下系列（三种火山岩系列图片）：拉斑玄武岩系列，钙碱性系列和碱性系列。nullnull2、拉斑玄武岩 本系列代表岩石是拉斑玄武岩，但也含安山岩，少岩英安岩和流纹岩。SiO2含量大多再8－63％之间，基本特征是： K2O（<1％）和TiO2的含量极低； Na2O/K2O比值偏高，可达5－40； 铷（Rb）、锶（Sr）、钡（Ba）等大离子亲石元素含量很低。null3、钙碱性系列 包括高铝玄武岩、安山岩、英安岩以及流纹岩，其中以安山岩最为常见。钙碱性系列的化学成分和矿物组分处于拉斑玄武岩和碱性玄武岩之间。基本特征是： K2O、TiO2和大离子亲石元素比拉斑玄武岩系列高； 轻稀土元素有一定的富集； Al2O3的含量很高； 铁的含量不高。null4、碱性岩系列 以高碱为特征，以高碱含量区别于钙碱性岩系列和拉斑系列。这一系列可分为两组：1、钠碱组，包括碱性橄榄玄武岩、橄榄粗安岩、粗面岩和碱性流纹岩，本组Na2O/K2O比值远低于1；2、钾碱组，包括橄榄安粗岩、二长安山岩等，本组的Na2O/K2O比值接近于1 。碱性系列的基本特征是： 碱的含量高（5－7％，甚至更大）， K2O的含量在2－4％以上； 大离子亲石元素的含量很高； 具富集型的轻稀土分配形式； 铁的含量与钙碱性系列相近。nullnull6、火山岩系列的鉴别 火山岩系列的鉴定，对识别古岛弧、恢复古构造环境有重要的意义。 采用岩石化学方法鉴别火山岩系列是，应收集尽可能多的可靠的分析数据，谨慎地综合运用各种方法，并与地质方面的其他标志相配合，方能获得较为理想的效果。null6、火山岩系列的鉴别 （1）利用（Na2O+K2O）对SiO2图解（图）火山岩系列的鉴别null6、火山岩系列的鉴别 （2）判别拉斑玄武岩系列和钙碱性系列时，可采用FeO＊／MgO对 SiO2变异图（图）。null6、火山岩系列的鉴别 （3）使用Cr-Ti坐标图可有效地判别岛弧拉斑玄武岩和中脊 拉斑玄武岩（图）null（4）使用Zi-Ti坐标图也可以判别岛弧拉斑玄武岩和中脊拉斑玄武岩（图）。6、火山岩系列的鉴别 null6、火山岩系列的鉴别 （5）使用Ti-Zr-Y图解有助于判别各种玄武岩（图）。null6、火山岩系列的鉴别 （6）利用稀土元素的分配形式判别火山岩系列。null三、陆壳的增生与花岗岩的成因 1、陆壳的增生 研究分析表明，岛弧和活动大陆边缘的火山岩与大陆地壳的平均化学成分有惊人的一致性，这预示着大陆地壳的生长与安山岩浆的生成有关。人们相信，通过俯冲带的岩浆活动，中酸性物质不断添加到岛弧活活动大陆边缘上，从而导致大陆地壳的增生。null2、花岗岩的成因 花岗岩是大陆地壳种分布最广的代表性岩石，因而，花岗岩的成因问题，是有关陆壳起源的根本问题。 目前，大多数学者相信，花岗岩形成于较大的深度，是地壳物质深熔作用的产物。这必须解决两方面的问题：热液和能量的来源问题；花岗岩中富含钾及其它活泼元素的机制问题。这两个问题在以往的任何一种花岗岩成因假说中，均未活得圆满的解决。目前看来，正是板块的俯冲带具备了促使花岗岩形成的各种物质和能量条件。大洋板块好似一条巨大的传送带，它不断潜入岛弧或活动大陆边缘之下，为俯冲带源源不绝地送来了H2O、K2O等组分。在洋壳中，钾、钠、二氧化硅以及其它一些亲石元素，随着温度的升高，逐渐从俯冲板块析离出来，并富集起来。换句话说，沿俯冲带，发生这强烈的脱水、去碱和去硅的作用（图）。在俯冲带强大的压力作用下，这些饱含碱和二氧化硅的流体升腾至上覆板块处，与岛弧或活动陆缘的火山－沉积层发生作用，形成变质成因的花岗岩。nullnull2、花岗岩的成因 如果俯冲带的上覆板块是大陆板块，大陆地壳的下部可处与俯冲带的摩擦增热地带中，加上沿俯冲带上升的岩浆或热流体的作用，陆壳物质可遭到重熔。其中，由火成物质重熔者称I型花岗岩类；由沉积物质重熔形成者，称S型花岗岩类。null四、洋壳的形成与蛇绿岩套 1、板块扩张带的岩浆活动于洋壳的形成 大洋地壳形成于中脊轴部。处于稳定拉张状态的中脊轴部，有着极其活跃的岩浆活动和大规模的裂隙式火山喷溢。这条长达80000公里的全球性断裂带，是全球最大的火山活动带。在中脊裂谷中央，存在大量年轻的盾状火山及一些不大的火山口（洋底黑烟囱图）谷底布满新鲜的枕状熔岩（图片）。 中脊岩浆活动的源头位于轴带下的软流圈中。一部分岩浆溢出洋底，形成枕状熔岩，构成洋壳第二层的上部；另一部分未喷出地表，呈辉绿岩墙形式；或冷凝成辉长岩（图）。nullnullnullnullnull1、板块扩张带岩浆活动与洋壳的形成 据推测，在中脊轴带以下的异常地幔中，存在着巨大的岩浆房。大洋地壳首先形成于中脊轴部，由于异常地幔和岩浆房规模较大，在脊轴以外，可能还不时地发生侵入活动，从而会添加上一些新的辉长岩和堆积超基性岩，使洋壳第三层的厚度自脊轴逐渐增大（图）。 洋底的岩浆活动，可以说纯粹起源于地幔，大洋地壳便是地幔岩浆活动的直接产物。nullnull2、蛇绿岩套 蛇绿岩套是法国的Brongniant提出的，用来描述蛇纹岩化的镁体质岩石。二十世纪初，Steinman发现蛇绿岩往往与放射虫硅质岩、远洋粘土等深水沉积物密切共生，为纪念他，Hess（1955）把蛇纹岩、 镁铁质岩石和放射虫硅质岩的共生组合，称为斯坦曼三位一体。 板块构造理论认为，陆基下面的洋壳和地幔岩可以由于变形而被卷入到陆基沉积物中而成为蛇绿岩。 蛇绿岩在大陆内部的出现，应标志着过去已消失的古大陆。这样，蛇绿岩的识别和追索就成为重建古大陆的重要线索。蛇绿岩广泛出露于不同时代的造山带中（图）。nullnull2、蛇绿岩套 通常认为，蛇绿岩在层序上（由下至上）包括以下层序［图］： （1）底部的变质超镁铁质杂岩 有纯橄榄岩、斜辉橄榄岩等，往往遭受多期变形和变质，形成蛇纹石化橄榄岩或蛇纹岩。 （2）堆晶杂岩 下部为堆积的橄榄岩，向上为堆积的辉长岩。 （3）席状岩墙群 多为细粒的辉绿岩，是一系列平行的岩墙，是岩浆沿张性裂隙先后依次贯入而形成。 （4）枕状熔岩 属海底喷发，以拉斑玄武岩为主。枕状熔岩顶部与深海沉积物互层，向上则被深海沉积物所覆盖。nullnull五、俯冲变质作用 岩石圈板块活动所伴随的地球动力作用，是变质作用的一个基本控制因素。在板块生长带和俯冲带，发生着规模宏大的变质作用。都城秋穗把大洋中脊的变质作用叫做洋底变质作用，俯冲带或造山带的变质作用叫做区域变质作用或造山变质作用。这里主要论述其中的区域变质作用。null（1）俯冲带的变质相 1915年，爱斯科拉首先提出了变质相的概念。在一定的压力－温度条件下重结晶的岩石可归属一定的变质相。几种主要的变质相及其所代表的P-T去碱如图所示（图）。null（1）俯冲带的变质相 固然，我们不可能直接测出俯冲带附近各部位的压力和温度，但是，根据地表测得的热流值，可以对俯冲带温度的分布作出合理的推断（图），压力可根据深度直接计算。这样对照变质相所示的P-T区，便可以得出俯冲边界临近地区变质相的分布（图）。nullnullnull（2）俯冲带的变质相系 1961年，都城秋穗提出了变质相系的概念。一个变质的地质体所对应的温度和压力范围较宽，从而不限于一个变质相，它可以用一系列的变质相来表示，这就是变质相系，各变质相系P-T图解上可以用不同的曲线（曲线的斜率代表地温梯度）表达出来（图），从而可以将变质相系划分为不同的类型。根据压力及温度条件，可划分出三种变质相系，即高压型、中压型和低压型三种变质作用类型。nullnull（2）俯冲带的变质相系 高压变质相系 其特征矿物为蓝闪石、硬玉、硬柱石及多硅白云母。由于蓝闪石分布较广，含蓝闪石的变质岩在变质相上 相当与蓝片岩相，故高压型变质作用也叫蓝片岩相变质作用。它形成于地温梯度较低的环境（约10°C／Km）。 低压变质相系 其特征矿物为红柱石，在温度较高时还可以出现硅线石，常见堇青石、十字石和黑云母。这类变质作用发育 于高地温梯度（大与40°C／Km ）的环境。 中压变质相系 其特征矿物是蓝晶石和硅线石，前者产生与较低温部位，后者产生与较高温部位。这类变质作用发育于中等 地温梯度的环境（ 典型为20°C／Km ）。null（3）双变质带 由于板块的俯冲作用，在海沟和海沟内壁，出现很低的地温梯度，为发生高压低温变质作用提供了有利条件。在火山岛弧地区，板块俯冲导致活跃的火山和岩浆活动，其热流值和地热梯度相当高，为这里出现高温低压的变质作用创造了合适的环境。事实上，在日本及太平洋周缘其它一些地区，并列地展布着高压低温变质带和低压高温变质带，构成了双变质带（图），二带时代大致相同，性质迥异。太平洋周缘 存在多处双变质带（图）。nullnullnull六、洋底变质作用 大洋地壳在中脊轴部形成以后，可蒙受变质作用，这与岩浆不断沿脊轴上侵，有较高的地温梯度（图）及热液作用有关。洋底变质作用主要是变质的基性岩和超基性岩。组成洋壳的超基性岩与水反应，在绿片岩相的温度条件下，会发生蛇纹岩化。 由于高地温梯度及热液活动均出现于大洋中脊，故洋底变质作用主要发生在中脊地区。随着洋底板块的扩张，所形成的变质岩又可以向两侧推移，广布于整个大洋盆地中。但是，由于洋底沉积物的覆盖，在断裂带以外的广大洋盆底部，变质岩露头十分少见。nullnull第七章 垂直运动和水平运动研究 地壳运动无外乎表现在两个方面：垂直运动和水平运动。 一、垂直运动研究 二、水平运动研究null一、垂直运动研究 1、经典厚度法 厚度法是根据地层的厚度变化来分析地壳的负向运动的。厚度法的应用对槽台理论的发展作出了很大的贡献。 厚度法在本二十世纪二十年代提出，1955年，Kay把这一方法的原理概括为： 地质历史时期形成的沉积岩和火山岩的厚度和岩性在地表上有很大的变化，反映了它们在堆积以前和堆积期间地壳的形变作用，其中： 厚度是坳陷和沉降的尺度； 岩性特征反映沉积环境和沉积盆地周围高地的性质； 地质体的几何形态和它们随时间的演化表明了形变速度的变化。 这样，我们就可以依据地层厚度及其形成深度沿剖面方向的变化来恢复相应时期的地壳运动，这就是厚度法的基本原理。null一、垂直运动研究 2、构造沉降史分析方法 （1）经典厚度法的缺陷 经典厚度法在本世纪前半期得到过广泛的应用，特别是苏联。但随着认识水平的提高，这一方法的缺陷也变得明显起来。 它未考虑压实效应 松散沉积物的初始厚度与它完全成岩后的厚度可以相差很远，而经典厚度法使用的厚度值直接测字地层剖面。 未考虑均衡调整作用 任何沉积物的加载必然会引起下伏地壳的附加沉陷，以保持平衡（图）。 经典厚度法中补偿状况的判定主要是根据不同时期沉积物形成的变化。可是除了地壳的升降运动以外，任何非构造因素的海平面变动也会产生同样的效果。经典厚度法没有考虑对它的校正。nullnull2、构造沉降史分析方法 （2）构造沉降曲线的制作 根据前面的分析，经典厚度法存在很大的缺陷，自七十年代以来，Watts和Steckler发展了一套“构造回剥”的新厚度分析方法，从沿层厚度中把构造沉降部分提取出来，Bond（1984）把这一方法计算机程序化，使之成为实用。 下面简述一下其处理过程，详细见“盆地分析”中的构造沉降史模拟。null（2）构造沉降曲线的制作 对于一个完全成岩的地层剖面（图）来说： 第一步 移去所有的上覆地层，只留下下部第一个地层单位，根据它沉积时的孔隙度来恢复原来的体积和厚度1a（去压实校准，图a）； 第二步 消除由于1a厚度沉积物载荷所引起的对基底的附加均衡沉陷和海平面变化影响的构造沉降Y1（图b）; 第三步 恢复地层单位2的原始厚度，（方法同第一步），并置于堆积时的平均水深之下，调整第一个地层单位的厚度成1b（可以理解为地层单位1在单位2的负荷下开始压实，图c）。然后在对1b+2a两个单位载荷进行均衡校正，得出Y2（图d）。 上述步骤如此重复下去，直到完成全部剖面层序的计算，结合测年（年龄）资料，于是得出如图（图）右侧的累积构造沉降曲线。nullnullnull3、构造运动面及构造旋回 通过岩相和厚度的研究，可以恢复一个地区地壳的负向运动及构造坳陷的形态和历史，但是沉降和隆起，堆积和剥蚀总是共存的。null（1）上升运动的幅度和速度 Kuenen在五十年代的一次估算作了很好的说明，河流带入海洋碎屑物质12，溶解物、海蚀作用0.12km3、总共13.6km3。 目前海平面以上陆地全部体积为130106km3，按照这样速度，在不到10Ma的时间内就会把它们全部夷平到海平面。而地质记录已证明全球大陆从未被夷平过，这表明了上升运动的普遍存在。 上升运动是一个剥蚀的过程。和沉降作用不一致，剥蚀量的准确计算是不前还未解决的难题。下面给出一组数据速度的数据： 密西西比河地区：剥蚀总量6.9km（白垩纪以来），平均4.6cm/ka 阿巴拉契亚地区：剥蚀总量7.8km（白垩纪以来），平均6.2cm/ka 喜马拉雅山地区：剥蚀总量8.5km （40Ma以来），平均21.0cm/ka 珠穆朗玛峰：剥蚀总量34Ma以来超过20km，平均约60cm/kanull（2）构造运动面 上升运动表现为已堆积的沉积物或基底遭剥蚀，一致到新的沉降幕再度出现。新的沉积物与遭受剥蚀、变形甚至变质的下伏地质体之间就有了一个明显的分隔面，这种分隔面就叫构造运动面。分不整合和假整合。 构造运动面是研究上升运动，而且是区域地质分析中一个极为重要的研究对象。只有那些分布范围广、划分构造演化阶段的构造运动面才是区域地质分析的主要对象。 两个区域性构造运动面之间的地层构造组合叫构造层。null（3）构造旋回 主要的构造运动面代表着一个大区域历史演化阶段的质变点，顺序排序的这些运动面反映这一地区的地壳变形史。