第2章 大地构造学(板块构造理论-4板块运动及驱动力威尔逊旋回)

一、板块的运动第四节板块运动及驱动力关于岩石圈板块的刚性证据：1、地震S波可以穿越；2、大洋盆沉积物很少变形；3、地震震中主要沿板块的边界分布；4、大陆拼接明，即使发生大规模的漂移，仍保持原有的轮廓相对刚性：大陆内部有造山带；岩石圈内有低速层；板内地震从全球考虑板块在地球上的运动时，可以近似看作刚性体板块的扩张增生与俯冲消亡之间的平衡板块的运动运动基本模式－欧拉定律把岩石圈板块当作刚性，而且地球体积（半径）不变时，可以使用数学方法来描述其运动；1776年，瑞士数学家L.Euler指出：一个刚体沿着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。在球面上任何一点的移动都不是沿着直线，而是沿着弧线；如果这种运动表现为复杂的曲线形式，那么它的移动轨迹将由许多圆弧小段组成。刚性岩石圈板块在地球表面的运动，遵循欧拉定律，是一种绕通过地心的轴的旋转运动。板块沿扩张极点的纬度线旋转几个概念：旋转轴（扩张轴）；欧拉极（旋转极）：旋转赤道：欧拉纬线：欧拉经线：板块运动的旋转轴与地球自转轴板块1相对板块2的运动海底地貌图如何确定板块的相互运动？对地球表面的任何一个岩石圈板块，它的运动完全由旋转轴和围绕旋转轴旋转的角速度确定。如果位于旋转赤道上，其移动轨迹为大圆（赤道）；否则其旋转轨迹是同轴小圆弧－欧拉纬线。板块、板块边界和运动方向板块运动的相对速度和方向七大板块和五小板块的相对运动求解板块运动状态通常讨论板块运动，是指其相对运动；只有板块旋转极（欧拉极）和旋转角速度才足以反映出一个岩石圈板块的真实运动状态（板块不同部位的运动方向和大小可以不同！！）原则上说，要确定二个板块相对运动，就归结为查明它们的旋转极的地理坐标和旋转角速度。首先确定运动的欧拉纬线——转换断层具有重要作用做欧拉纬线的垂线－求欧拉极求旋转角速度：可以根据线速度来换算，而线速度可以根据各种方法求得（如VineandMathews法；大地测量法等）：ω＝V/R•cosθ•0.01745ω角速度，V线速度，R地球半径，θ欧拉纬度，0.01745角速度变成弧长的系数Transformfaults重要性1968年，Morgan首先注意到，横断大洋中脊的转换断层代表了板块在相应点的相对运动方向，给出了欧拉纬线的走向（弧形弯曲）板块构造三大假设条件：1.地球体积不变；2.地幔是对流的；3.刚性岩石圈板块在地球表面运动转换断层证明了假设3。其他2条无法证明。海底地貌图Hotspot（热点）无震海岭Mantleplume（地幔柱）大洋中除洋脊外还有一些线状延伸的火山海岭，不发生地震－－无震海岭Wilson首先注意到夏威夷火山海岭的年龄递变现象，并提出热点假设。Morgan（1972年）进而提出Mantleplume的概念J.TuzoWilson(1903-1993)HotspotTheFatherofHotspot：Nature,vol.207,p.343-347,1965.Anewclassoffaultsandtheirbearingoncontinentaldrift.以该文标志板块构造理论的诞生。热点的实例—皇帝海岭帝王海岭有60多座火山；夏威夷海岭有210多座火山64.756.248.142.438.727.77.22.61.03086露出海面的夏威夷群岛主要热点和无震脊的分布热点产生火山照片夏威夷热点A.太平洋的热点及板块运动极点B.大西洋、印度洋的热点及板块运动极点热点分布异常动画DistributionofGlobalHotSpots“热点假说”为了解板块的绝对运动开辟了有益途径。问题：成因机制；与对流环的关系；位置不固定；不是所有的海岭都符合这一现象；地慢柱理论的形成与提出1963年Wilson为解释板内岩浆作用，特别是呈链状分布的火山作用(如夏威夷一皇帝海火山链)时提出“热点”（hotspot）概念，即地幔中相对固定和长期的热物质活动中心。1972年，Morgan为解释热点的成因而提出地幔柱概念，指的是地幔深处，甚至是核幔边界上产生的圆柱状上升的热物质流，它相对静止，在地表表现为热点。它携带地幔物质和热能直至地幔上层，并在岩石圈和软流圈分界处四散外流，激起软流圈中的水平运动，从而将地幔柱当作板块运动的驱动机制之一。Morgan进一步推测地慢柱是由地慢对流体系中的上升流构成，并强调热点大体上固定于地幔中，板块相对于热点的运动便是相对于地幔固定部分的运动，也就是相对于地理极或地球自转轴的绝对运动。White和McKenzie（1989）认为，位于岩石圈下面的地幔热柱是直径约1000~2000km，温度超过正常值100-200oC的一个区域。洋岛和板内大陆裂谷玄武岩火山活动通常被看作为地幔热柱或热点在地表的表现。来自地球深部的地幔热柱头部的热使岩石圈弱化，导致岩石圈开裂。我国东部和东亚大陆新生代大面积的大陆裂谷型玄武岩浆喷发作用、大型裂谷盆地与边缘海的形成、岩石圈尺度的伸展与上隆、岩石圈尺度的强烈而快速减薄、软流圈埋深浅等，均暗示大陆下面有地幔热柱存在。地幔柱存在的主要依据虽然地慢柱并不是直接观察到的，但有关其存在的间接证据有：(1)局部高热流值和相关的火山活动(热点)出现在远离板块边界的地方;(2)热点不随板块漂移而迁移，几乎静止不动，暗示起源于活动岩石圈之下的深部地慢;(3)热点火山玄武岩的地球化学性质不同于位于离散板块边界、起源于浅部地慢的玄武岩(如MORB)，其源区为比软流圈更深的地慢库;(4)位于热点之上的大洋岛屿通常具有规模较大的地形隆起，需要有额外的慢源热能以使岩石圈膨胀;(5)最令人信服的证据来自最近的地震学研究。例如地震层析揭示冰岛地慢存在一低速柱状物质，至少延伸至400km以下，地慢热柱的直径为300km2。高温可能是造成地慢柱中低速物质的主要原因。地幔热柱的关键标志是：（1）大面积洋岛型和大陆裂谷型玄武质火山喷发；（2）岩石圈尺度的伸展与相应的裂谷盆地的发育；（3）软流圈埋深浅。超级地慢柱(Superplumes)Larson（1991）提出的超级地慢柱(superplumes)概念和热柱活动的周期性。Larson认为，在白垩纪中期，地慢对流系统曾遭受过一次大规模的扰动，而该事件是源自核慢边界的多个大规模地慢热柱(称为超级地慢柱)上涌的结果。在超级地慢柱活动期间，洋底扩张和黑色页岩沉积速率显著加快，全球温度上升，海平面上升。超级地慢柱活动开始时间与白垩纪长期正地磁极期(longnormalmagneticpolaritysuperchron)的起始时间相吻合。这些现象可能与从核慢边界以超级地慢柱形式导致大量热量的释放和大量深部物质的提取有关。地慢柱构造学说(PlumeTectonics)Maruyama（1994）在已有的地慢柱学说基础上，提出了一种新的全球构造观—超级地慢柱构造(PlumeTectonics)。他根据全球P波层析资料所作的地质解释，认为全球在南太平洋及非洲存在两大超级上升地慢柱，而在亚洲存在一个超级下沉地慢柱，大西洋中脊则是一个次一级的上升地慢柱。这一格局主宰了现今全球构造。他强调板块构造理论只能解释地球表层200km内的现象，而只有地慢柱构造才能星球各个层次的演化历史。Stein和Hofmann（1994）认为消减板块不仅可以停留在670km间断面，而且可以下沉至D’’层（核慢边界附近地震波速梯度异常低的区域），而起源于核慢边界的深部物质又可以以地慢柱的形式穿透上、下地慢之间的不连续面到达地表，从而构成巨型幕式旋回。超级地慢柱构造GlobalSeismicTopography(Maruyama,1994)受热后蜡因密度差异产生运动地慢柱与大火成岩省大火成岩省(LargeIgneousProvinces，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(CFB)和相伴生的侵入岩(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106km2，最大厚度可达5km。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<1Ma。(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。(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。Threedistinctmantleplumes:Arndt(2001)GlobaldistributionofLargeIgneousProvincesCoffin&Eldholm(1992)OntongJava峨眉山大火山岩省EmeishanLIPCourtillotetal.(1999)Temporal-spatialdistribution下三叠统Area0.50x106km2Eruptionperiod<1MaHuangetal.(1992)LT1LT2HT古地磁资料对板块运移速率的量度北美与欧洲的视极移曲线印度漂移与喜马拉亚造山带二、板块运动的驱动力板块上的作用力1.地幔拖曳力FDF：由板块和下伏软流圈之间的粘性耦合产生的作用于板块底部的剪切力，与板块的面积及板块相对于软流圈的运动速度成比例。如果在软流圈内有热对流，底部拖曳力就起驱动力的作用；如果软流圈相对板块运动而言是被动的，底部拖曳力就起阻力作用。2.大陆拖曳力FCD：大陆板块下面的软流圈和大洋板块下面的软流圈可能有不同的流变性，因此作用于大陆板块的地幔拖曳力也会与作用于大洋板块的地幔拖曳力不同，从而对大陆板块附加了一拖曳力FCD，作用于大陆板块的地幔拖曳力应为FDF+FCD。3.洋脊推力FRP：由于大洋岩石圈随时间变冷与收缩,在板块的大洋地区上积累的水平压力梯度。Bott（1993）认为洋脊推力主要源自洋脊顶部之下高压上涌地幔的重力楔入效应，是作用在靠近洋脊顶部的岩石圈边缘的板块边界力，而不是岩石圈内的体力。4.板片拉力FSP：海沟下面冷的下沉板片比周围地幔物质的密度大，因此受到一由其负浮力产生的体力，即板片拉力。5.板片阻力FSR：主要由粘滞拖曳作用引起，集中在板片的下部或前端，与海沟走向垂直，阻碍板块向地幔的推进。板块上的作用力6.海沟吸力FSU：施加在大陆或仰冲板块上把板块拉向海沟的作用力。McKenzie（1969）和Sleep等(1971)假设，海沟吸力会在下沉板片上部的上地幔内诱导出一种次级的对流环，这一次级对流环会在岛弧后产生张应力，用来作为解释边缘海打开的一种动力机制。7.碰撞阻力FCR：作用在俯冲带内同下降板块接触的上驮板块上的阻力。碰撞阻力是分布在俯冲的逆冲断层界面上的剪应力作用的结果。在板块的大陆部分发生碰撞时也会产生碰撞阻力。8.转换断层阻力FTF：转换断层处邻接板块的相对运动受阻形成的剪切摩擦力。这个阻力于每个板块的运动方向相反，是作用在与主转换断层走向平行的方向上。9.地幔柱力：除了上述8种力外，随着地幔柱研究的深入，地幔柱力已被认为是驱动板块运动的一种重要的作用力。Bott(1992,1993)计算得出，上地幔中一个中等规模的地幔柱异常能产生大约260Mpa的偏张力，它能引起大陆裂谷作用而无需其他来源的力。大陆开裂一旦发生，与地幔柱存在有关的附加洋脊推力就可能大大加快板块运动。脊推力起源示意图中脊推力和板块拉力海沟吸力的可能起源地幔对流英国地质学家A.Holmes(1929，1931)最早提出地幔热对流作为一种大陆漂移的驱动力思想，最初的模型认为，地幔对流从板块的扩张中心（洋中脊）上升，向两侧分流转为平流，逐渐冷却，在板块的汇聚边界（海沟）之下又转为下降流，返回地幔。在地幔深处，又从海沟下面反流到大洋中脊之下，并重新加热，称为上升流，如此循环。浅对流和深对流地幔对流驱动板块运动两种热对流模式最近岩石学家提出一个更为复杂的地幔成分结构，认为莫霍面至410km的上地幔上部主要为橄榄岩，410km以下橄榄石不稳定，被主要为尖晶石和单斜辉石与石榴子石的组合的岩石所取代，即尖晶石与榴辉岩，410~660km也被称为上地幔过渡层，存在较高的速度梯度，可能相当于一个榴辉岩到石榴子石的相当宽缓的发热相变带，也可能是钙钛矿出溶带。660km是一特别急剧的成分转换面，以下化学性质和物理性质都有重要变化，被密度更大的钙钛矿的物质所取代。660km深度的化学和物理性质的变化引起地震波不连续，从而将地幔划分为上地幔和下地幔。虽然对上下地幔之间界面性质仍存在化学界面及相变界面之争，但都认为这一界面会引起层状对流产生，由此提出层状对流模型。研究表明，化学界面由化学成分差异产生3%的密度差就足以引起层状对流，而相变界面由于吸热或放热产生的温度差也会引起层状对流。层状对流模型可以更好地解释地表资料的复杂性，特别是层状对流模型使地球的散热大大减慢，因此成为现在推崇的推动板块运动的地幔对流模型。三、板块运动的开合旋回——威尔逊旋回以洋中脊为对称轴对称发育的海底磁异常条带、随着远离洋中脊越来越老的对称的大洋年龄分布以及相对大陆来说大洋的年龄较年轻这些事实使人们确信大洋有生长也有消亡，是变化着的，同时也引发了对大洋起源的进一步思考。威尔逊从板块运动的观点出发，把大洋的演化归纳为六个阶段，即威尔逊旋回广泛红层少量年轻山系收缩并抬升喜马拉雅山的印度河线VI.遗迹(地缝合线)局部广泛大量源于岛弧的沉积物，但可能有蒸发岩边缘的火山岩及花岗闪长岩年轻山系收缩并抬升地中海V.终了期局部广泛大量源于岛弧的沉积物边缘的火山岩及花岗闪长岩环绕边缘的岛弧及毗邻海沟收缩太平洋IV.衰退期少量丰富的陆架沉积拉板玄武岩溢流，碱性玄武岩中心，但活动集中于大洋中央有活动洋中脊的洋盆扩张大西洋III.成年期可忽略陆架与海盆沉积，可能油蒸发岩拉板玄武岩溢流，碱性玄武岩中心狭海（有平行的海岸及中央凹陷）扩张红海、亚丁湾II.幼年期可忽略少量沉积作用拉板玄武岩溢流，碱性玄武岩中心裂谷抬升东非裂谷I.胚胎期变质作用典型沉积典型火山岩特征形态主导运动实例阶段威尔逊旋回之裂谷阶段胚胎期威尔逊旋回之陆间裂谷阶段幼年期威尔逊旋回之被动陆缘阶段成年期被动陆缘阶段示例-大西洋成年期威尔逊旋回之俯冲阶段衰退期碰撞造山作用阶段终了期遗迹(地缝合线)