威尔逊旋回中为什么大洋会闭合 动力是什么

1、威尔逊旋回（Wilson swirled）是指大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程。该理论于1974年由J.F.Deway和K.C.A.Burke提出，命名“威尔逊旋回”是为了纪念加拿大地质学家J.T.Wilson（威尔逊旋回的思想是由Wilson提出的）。 2、威尔逊旋回比较通俗的理解就是大洋从张开到闭合的一生。威尔逊旋回认为大洋盆地的演化可以归纳为6个发展阶段：胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终结期、遗痕期。大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回形式，主宰了地球表层活动和演化。

威尔逊旋回(Wilson cycle)板块构造学说中威尔逊旋回的六个阶段(Strahler,1997)的重要理论,威尔逊(JT Wilson,1968)在研究了大陆裂解到大洋开闭的过程后,将大洋盆地的形成及其构造演化归纳为六个阶段,人们称之为威尔逊旋回。这六个阶段是：①胚胎期：地壳上拱、岩石圈破裂,形成大陆裂谷,如东非裂谷；②幼年期：地幔物质上涌、溢出,岩石圈进一步破裂,开始出现洋壳,红海、亚丁湾为其代表；③成年期：洋盆扩大,洋中脊形成,出现成熟的大洋盆地,大西洋为其典型代表；④衰退期：随着海底扩张,洋盆一侧或两侧出现海沟,俯冲消减作用开始进行,洋盆缩小,边缘发育沟 弧体系,太平洋为其实例；⑤终了期：随着俯冲消减作用的进行,两侧大陆靠近,发生碰撞,边缘发育年轻的造山带,其间残留狭窄的海盆,地中海即处于此阶段；⑥遗痕期,两侧大陆直接碰撞拼合,海域完全消失,形成年轻造山带,阿尔卑斯 喜马拉雅山脉即其代表。威尔逊认为一个大洋的演化周期可以在2～3亿年内完成。这一旋回主宰了地球表层构造活动和演化的全局；在某种程度上可以说它是板块构造学说的一个总纲,体现了板块构造学说的精髓。

【任务描述】 ①理解威尔逊旋回；②掌握地质历史时期主要构造阶段的划分。地球岩石圈的构造演化具有明显规律性的旋回现象，即构造旋回，根据不同的构造旋回所占有的时间可以划分不同的构造阶段。作为一定时期构造事件的构造旋回和发生这些构造事件的构造阶段是相互对应的。构造旋回可以分为不同的级次，对全球的岩石圈板块来讲，大陆板块的离合旋回（威尔逊旋回）是一级旋回，而大陆边缘或造山带旋回为二级旋回。一、威尔逊旋回图6-14 威尔逊旋回和地缝合线的形成示意图（据Condie，1982）板块学说认为，大陆板块和大洋盆地在地质历史时期并非一成不变和永恒存在的。大陆板块的分离导致大洋盆地的形成；大洋盆地的萎缩、封闭导致大陆板块的聚合；大陆板块之间的碰撞导致造山带的形成。加拿大地质学家威尔逊（1973）根据现代大陆和大洋的实例归纳了大陆板块离合和大洋盆地演化的发展旋回模式，即威尔逊旋回（图6-14）。他把洋盆演化分为六个阶段：①胚胎期，指在大陆板块内部伸展拉张形成大陆裂谷的时期，现代实例为东非裂谷；②初始洋盆期，指陆壳分裂形成狭长的海槽，局部出现洋壳，现代实例为红海；③成熟大洋期，由于大洋中脊的向外扩张，大洋边缘尚未出现俯冲消减，使大洋盆地迅速扩大，现代实例为大西洋；④衰退大洋期，大洋中脊持续扩张，但大洋边缘出现俯冲消减，使洋盆出现萎缩，面积缩小，现代实例为太平洋；⑤残余洋盆期，随着大陆板块的相互挤压，洋壳快速消减，洋盆急剧萎缩，出现残留的小洋盆，现代实例为地中海；⑥消亡期，随着大陆板块的碰撞，洋盆最终闭合，海域消失，形成造山带，沿碰撞带（古缝合线）残留洋壳残余（蛇绿岩套），现代实例为阿尔卑斯-喜马拉雅造山带。威尔逊旋回客观地反映了大陆板块离合和大洋盆地演化的历史，每个旋回的大致时限为1.5亿～2亿年。一次大陆板块的分合和大洋盆地离闭过程都伴有板块内部及板块边缘规律性的沉积、生物和构造事件，并在大陆板块之间形成规模宏大的造山带。与此相对应，稳定的板块内部也出现大规模的地壳升降和海平面升降的旋回性变化。这种旋回性的变化规律是全球岩石圈演化史中存在客观自然阶段的反映，我们把这种全球性的构造作用旋回现象称为构造旋回。并把发生这种构造旋回的时间称为构造阶段。二、地质历史时期主要构造阶段的划分构造旋回和构造阶段划分主要是根据全球性的威尔逊旋回或造山带旋回划分的。在一个旋回期，通常有一系列的洋盆相继闭合，形成造山带，这个时期即为一个构造阶段。构造旋回和构造阶段的命名一般采用经典造山带所在地命名。如早古生代后期在欧洲形成加里东造山带，该构造旋回和构造阶段称之为加里东构造旋回和加里东构造阶段；晚古生代形成海西（或华力西）造山带，中新生代形成阿尔卑斯造山带，相应的构造旋回和构造阶段分别称为海西（华力西）构造旋回和海西（华力西）构造阶段、阿尔卑斯构造旋回和阿尔卑斯构造阶段。在中国和东亚地区，中新生代岩石圈演化具一定的特殊性。故进一步细分为印支构造旋回和印支构造阶段（三叠纪）、燕山构造旋回和燕山构造阶段（侏罗纪-白垩纪）、喜马拉雅构造旋回和喜马拉雅构造阶段（新生代）。关于构造阶段和地壳运动的划分和命名，不同专家的观点不尽相同。王鸿祯等根据运动强化期把构造史分为大阶段和阶段，阶段之间的构造运动称为造山期。大阶段的划分标志是岩石圈稳定块体的形成和地表构造格局的改变。阶段的分界代表岩石圈构造发展的质变期。如阜平造山期大致与中太古代末陆核的形成相当；吕梁造山期大致与原地台的最后形成相对应；晋宁造山期可以分为早、晚两期，晚期与地台区的最终形成时期相当。据此，可以相应分出几个构造阶段或过程，并用阶段结束的造山期给以命名。表6-1列出了我国和蒙古的构造大阶段和主要地质事件。表6-1 中国和蒙古的构造大阶段与地质事件注：据王鸿祯等（2006）；海平面变化曲线根据王鸿祯、史晓颖、王训练等（2000）资料综合。

威尔逊于1966年认为在联合古陆之前还应存在过更早期的曾拼合一起的早期“泛大陆”。这种大陆崩裂，洋盆的开启与闭合，被理解为具开始与终结的过程，可以重复出现的现象（见构造旋回），并把威尔逊旋回的起始和终结用萌发期→青年期→成熟期→衰落期→终结期→地缝合线来表达，相对应的实例为东非裂谷→红海亚丁湾→大西洋→太平洋→地中海→喜马拉雅山。岩石圈板块基本上重力均衡漂浮于地幔软流圈之上，岩石圈板块因下部热对流而随之被驭拖漂移（见地幔对流说）。板块运动由洋中脊生长边界的扩散速率测算，或消亡边界的运动特征及被动大陆边缘（见大陆边缘）间的对比，显示出洋盆开与合虽具周期重复性，但其时间可长可短，由几亿年至2000万年不等，并无一定规律性。由于洋中脊的生长扩散速率变化不大，从而认为板块构造运动及其作用,基本上是一个连续的发展过程,递进较为均匀，不具脉冲性运动或间隙性。这是板块构造学对传统大地构造学说造山旋回周期性认识的一个重要改变。威尔逊旋回是重建古大陆的基础。大陆的拼合界线就是古洋盆闭合遗留下的由蛇绿岩套或蛇绿混杂岩类所代表的洋壳碎片带，沿此带可出现呈带状分布的钙碱性系列的火山岩及花岗岩类的侵入体，也可有大陆边缘带前陆盆地沉积建造等。当然，重建古大陆是有一定难度的，因为前中生代的洋底特征已经消失，古大陆已经支解破碎改造,古大陆边缘及其形态已经消亡,碰撞带岩石记录已经被破坏消毁等。用威尔逊旋回重建古大陆，在北美大陆较为成功，至少可追溯到早元古宙。

大西洋属于威尔逊旋回的成熟大洋期。威尔逊将大洋盆地的演化归纳为6个发展阶段：胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终结期、遗痕期。大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回形式，主宰了地球表层活动和演化，体现了板块构造的精髓。

关于大洋盆地的起源曾经有过种种假说。不过目前被普遍接受的是威尔逊1974年所提出的观点。威尔逊研究了大陆分合与大洋开闭的关系，将大洋盆地的形成和构造演化分为六个阶段，胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终了期、遗痕期，这就是迄今为止具有重要意义的“威尔逊旋回”。在胚胎期，地幔物质的上升导致岩石圈拱升，形成大致连续的裂谷体系，如东非大裂谷。进入幼年期，形成与岸线近似平行的狭长海，如红海和亚丁湾。到了成年期，随着大洋的进一步扩张，形成洋中脊居中的大洋盆地，如大西洋。随着洋底变窄，大洋进入衰退期，如太平洋；发生相向运动的大陆彼此接近，大洋趋于关闭，如现在的地中海；处于终了期的残余海洋进一步收缩，洋壳俯冲殆尽，海水全部退出，大洋就此消亡，两侧大陆发生碰撞，在巨大的挤压作用下地面隆升，山根沉陷，形成地壳厚度增加的巨大褶皱山系——喜马拉雅山。

海洋也和人一样，有着生命周期，你知道吗？（威尔逊旋回理论）海洋也是有着生命周期的，有着开始也有着终点。威尔逊循回理论认为：海洋从开始到终点的过程是：大陆裂谷——红海型海洋——大西洋型海洋——太平洋型海洋——地中海型海洋——地缝合线。威尔逊旋回理论1、大陆裂谷（大洋胚胎期）东非大裂谷，就是大洋的胚胎期。东非大裂谷位于非洲板块和印度洋板块之间，两个板块之间属于生长边界、相互分离，所以东非大裂谷越来越大。科学家预测100万年以后，非洲之角想要彻底脱离非洲大陆，脱离后被海洋隔开。那个海洋就是大洋的胚胎期。东非大裂谷2、红海—亚丁湾（大洋幼年期）红海—亚丁湾，位于非洲板块和亚洲板块交界处，两个板块相互分离。如果再继续扩张，基性岩浆不断侵入和喷出，新洋壳把老洋壳向两侧推移，扩张速率以每年5cm计，大约经过1亿年，就会形成一个新的“大西洋”。红海—亚丁湾3、大西洋（大洋成年期）位于欧洲、非洲与南南美洲、北美洲和南极洲之间。为世界第二大洋，面积约9165.5万平方千米，占地球表面积的近20%。大西洋最大特点是：有着大西洋海岭，纵贯南北呈S形，宽达1610千米，也称为大西洋中脊。大西洋中脊4、太平洋（大洋发展的衰退期）太平洋比大西洋年龄要老，属于大洋发展的衰退期，也就是说太平洋的未来变化是逐渐变小的。太平洋是世界上最大的大洋，总面积18134.4万平方公里，约占地球海洋总面积的二分之一，大小相当于10个南美洲，18个中国。太平洋地图5、地中海（大洋发展的终了期）现在的地中海，是宽阔的古地中海（特提斯海）长期发展演化的残留部分。地中海位于亚欧大陆板块和非洲板块之间，相互挤压，未来的结局就是逐渐缩小和消失。地中海的面积约为251.2万平方公里（包括马尔马拉海，但不包括黑海），是世界上最大的陆间海。地中海地图6、喜马拉雅山脉以及地缝合线的形迹（代表大洋发展的遗痕）地缝合线，就是两个大陆板块相互挤压，前缘因为碰撞挤压变形，形成高耸的山脉，两个板块逐渐合并之中，两个板块合并出露地表的接触线，就是地缝合线。可以认为喜马拉雅山脉，就是印度洋板块和亚欧板块之间的地缝合线。地缝合线代表大洋发展的遗痕，也就是曾经的喜马拉雅山脉所处位置也是海洋，现在却变成了世界上海拔最高的山脉。这真是沧海桑田，世事变迁啊！综上，这就是威尔逊旋回理论（大洋发展旋回），过程为大陆裂谷——红海型海洋——大西洋型海洋——太平洋型海洋——地中海型海洋——地缝合线。

阶段 实例 主导作用 特征形态 典型火山岩 典型沉积 变质作用 I胚胎期 东非裂谷 抬升并扩张 裂谷 拉斑玄武岩溢流，碱性玄武岩中心 少量沉积作用 可忽略 II幼年期 红海，亚丁湾 扩张 陆间海 拉斑玄武岩溢流，碱性玄武岩中心 陆架与海盆沉积，可能有蒸发岩 可忽略 III成年期 大西洋 扩张 有活动中脊的洋盆 拉斑玄武岩溢流，碱性玄武岩中心，但活动集中于大洋中心 有丰富的陆架沉积 少量 IV衰退期 太平洋 收缩 有俯冲边缘的洋盆 安山岩质火成岩、花岗闪长岩、片麻岩、深成岩 大量源于岛弧沉积物 局部广泛 V终结期 地中海 收缩并抬升 残留海盆 边缘的火成岩及花岗闪长岩 大量源于岛弧沉积物，但可能有蒸发岩 局部广泛 VI遗痕期 喜马拉雅山阿尔卑斯山 收缩并抬升 年轻山系 少量 红层 广泛 （据马宗晋等，2003）

1. 萌芽阶段 　　在陆壳基础上因拉张开裂形成大陆裂谷，当尚未形成海洋环境。如现代的东非裂谷。 2.初始阶段 　　陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海湾，局部已经出现洋壳。如： 红海、亚丁湾. 3. 成熟阶段 　　由於大洋中脊向两侧不断增生，海洋边缘又出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩张。如大西洋. 4. 衰退阶段 　　大洋中脊虽然继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现强烈的俯冲、消减作用海洋总面积渐趋减小。如太平洋. 5. 残馀阶段 　　随著洋壳海域的缩小，终於导致两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留小型洋壳盆地。如地中海. 6. 消亡阶段海 　　洋消失，大陆相碰，使大陆边缘原有的沉积物强烈变形隆起成山。如喜马拉雅山，阿尔卑斯山脉.

根据海底扩张说，地中海在全球海洋发展史中，属于“残留海”一类，它是遥远古代特提斯海的残留物。在非洲板块向北漂动的同时，特提斯海面积不断缩小，原来同属于特提斯海的一部分，又与地中海相连的里海、成海与大海完全脱离，变成内陆的湖泊。黑海也变成地中海的一个特殊的海区，靠着一条细细的土耳其海峡与地中海相连。而地中海也依赖直布罗陀海峡维持着生命，终有一天会在地球上完全消失。

以下内容来源于网络;地震在地质学里分为两种，一种是人为造成的，一种是地壳运动造成的。一般人为造成的地震都很小，影响范围也不大，如在进行地球物理勘探时使用的浅层地震测量就要人造地震（就是用炸药进行爆破，产生地震波，经过测量仪器测量来查证地表以下（浅层）的地质情况），这个方法在找石油时比较常用。而我们一般说的地震，是地球表层壳体运动能量释放的一种方式，其形成的原因有火山作用、板块运动等。火山作用也是一种地壳运动能量释放的一种表现，所以地震可以理解为是地壳运动形成的结果。关于地壳运动，地质学家威尔逊提出了威尔逊旋回这一学说，威尔逊学说认为：陆壳由于受力的作用，发生断裂，开始向两侧慢慢拉张，由一个板块变成两个板块，拉张的宽度越来越大，从裂隙变成裂谷，由裂谷变成海洋。而由于拉张作用使两个板块分离，在两个板块之间形成的海洋里有了地幔物质上涌，也就是形成了洋中脊，洋中脊的物质从地幔上涌，冷却形成新的洋壳，随着拉张的继续，洋中脊处地幔物质的不断上涌，在其两侧的洋壳向两侧推移，最终在洋壳和陆壳的接触部位（比如现在的日本岛到菲律宾这一岛链）挤压断裂，洋壳俯冲到大陆板块之下，然后再深部再次熔融成岩浆，当岩浆上升喷出地表就形成了火山，而在这个俯冲带的周边就往往会发生地震，这都是地壳碰撞、俯冲、以及火山活动造成的能量释放。地震就是这样形成的。有关更详细的解释可去查阅《普通地质学》这本书，里面有较详细的介绍，这里本人提到的威尔逊旋回学说，可能有些纰漏，请各位海涵。如要更加深究请自己去找资料吧。

608.下列关于鱼翅的说法不正确的是？ A.鱼翅该吃就吃，不用管别人说什么。(正确答案) B.由于鲨鱼是软骨鱼，使得鱼翅的口感很特殊。 C.鲨鱼灭绝将会对全球生态平衡造成不利影响 D.以上都是 答案解析：鲨鱼一直以海上霸王的姿态稳坐海洋生物食物链的顶端。鱼翅是指鲨鱼的背鳍、胸鳍和尾鳍。如今由于人类贪婪地猎捕鲨鱼获取鱼翅，使鲨鱼的数量日益减少。国际保护动物组织号召大家不吃鱼翅，保护鲨鱼。 609.无居民海岛的开发利用，需进行填海连岛等严重改变海岛自然地形、地貌的行为时，应经过什么程序？ A.当地人民政府审批 B.国家海洋局审批 C.国务院审批(正确答案) D.国家严禁此类行为发生 答案解析：无居民海岛的开发利用，需进行填海连岛等严重改变海岛自然地形、地貌的行为时，应经过国务院审批的程序。 610.世界上首先提出实施海岸带综合管理问题的是？ A.美国(正确答案) B.中国 C.法国 D.英国 答案解析：国家主权包括领土，领空，领海的管理。海岸线越长，国土面积越广，管辖区域越大，国家越发达。海洋经济资源丰富，世界主要贸易往来是通过海运，这样可以更加有效的控制和掌握经济发现势头，和经济发现中心。由此美国首先提出实施海岸带综合管理问题。 611.20世纪40年代初，对日本实行贸易禁运、禁止向日本出口石油的国家是？ A.英国和法国 B.中东和荷兰 C.美国和英国(正确答案) D.法国和美国 答案解析：20世纪40年代初，二战爆发，英美属同盟国，向法西斯日本宣战，故对其实行石油禁运。 612.黄河三角洲湿地成为世界上土地面积自然增长最快的自然保护区的主要成因是什么？ A.黄河径流量大 B.黄河输沙量大(正确答案) C.黄河一带雨水较多 D.黄河一带植被较多 答案解析：黄河三角洲是黄河带来的泥沙在河口堆积而成，则土地面积增长最快的原因是输沙量大。 613.哪一年中国加入《湿地公约》？ A.1990年 B.1991年 C.1992年(正确答案) D.1993年 答案解析：中国于1992年3月1日加入《湿地公约》，并于2000年11月8日正式发布了《中国湿地保护行动计划》，于2004年2月2日通过了《全国湿地保护工程规划》（2004—2030年）。 614.板块构造理论的“威尔逊旋回”包括几个阶段？ A.4 B.5 C.6(正确答案) D.7 答案解析：威尔逊旋回是指大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程，可分为胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终了期和遗迹期六个阶段。 615.黄河三角洲湿地，是世界上暖带保存最广阔、最完善、最年轻的湿地生态系统，1992年确立为国家级自然保护区。请问黄河三角洲位于哪里？ A.山东省东营市(正确答案) B.山东省青岛市 C.河北省黄骅市 D.山东省青岛市 答案解析：位于山东省东营市的黄河三角洲国家级自然保护区，是中国乃至世界上暖带保存最广阔、最完善、最年轻的湿地生态系统。 616.东营市森林湿地公园现改名为什么？

按照板块学说研究地壳上的沉积作用，就会发现“槽台说”定义的那种具有特定构造和沉积作用特征及演化模式的地槽，在现实中是不存在的。现代巨厚沉积物的沉积环境大多沿着大陆边缘分布。根据大陆边缘在板块中的位置不同，可分为活动大陆边缘和被动大陆边缘。活动大陆边缘接近或位于板块边缘，是板块构造运动最活跃，地震、岩浆活动表现较为强烈的地区；而被动大陆边缘与其所邻接的大洋位于同一板块内，两者之间没有相对运动，因此大地构造性质较稳定，没有强烈的构造活动及岩浆和变质作用。不同类型的大陆边缘，其沉积环境及沉积作用特征也是不同的。所谓的地槽可以理解为在大陆或板块边缘的海洋中所分布的长形深凹槽，它并不具有“槽台说”所规定的各个发展阶段和旋回性特征。依据板块理论，古代的地槽沉积可以通过两种途径形成，一种是在大陆边缘长期下沉环境中，由沉积物堆积形成；另一种则可能在板块的边缘，由于板块的俯冲作用，在俯冲带上形成的混杂岩堆积。海洋地质研究表明，现代海洋沉积中存在着与古代地槽类似的沉积物和沉积岩，如深海黏土岩和放射虫硅质岩，海底扩张喷发形成的基性熔岩，在弧沟间隙由浊流沉积形成的复理石。古代的造山带与两个大陆板块碰撞形成的褶皱隆起山脉相当，磨拉石是在碰撞造山带的前缘坳陷内形成的粗碎屑岩堆积。古代的优地槽，从其狭长的形态、沉积岩石的组合、岩浆作用和变形作用相伴生以及活动性较强等方面，可以和板块俯冲带环境及其形成的混杂岩堆积相类比，但它们的形成和发展机理却是截然不同的。根据板块理论解释，优地槽一般位于大陆斜坡的基部，其基底属硅镁质洋壳，其内除沉积岩外还有基性或中酸性火山岩；而冒地槽多分布在近大陆一侧，位于大陆架环境，基底为硅铝质陆壳，其内主要发育浅海碎屑岩和碳酸盐岩，而没有岩浆岩。这两种地槽往往相互邻接，相互平行。各个地质历史时期的地槽都主要环绕当时的大陆边缘分布，现代地槽相当于现代大陆边缘的大陆架、大陆坡、边缘海、岛弧和深海沟等环境。地槽的类型及其分布与大陆边缘在板块中的位置关系密切，冒地槽沉积在被动大陆边缘较为发育，而优地槽沉积在活动大陆边缘的岛弧、海沟带较为典型。米切尔和里丁根据板块构造运动所形成的大陆边缘及其沉积特征将地槽划分五种类型：大洋型、安第斯型、岛弧型、日本海型和地中海型，这五种类型地槽反映了大洋岩石圈从扩张到消亡的不同发展阶段。加拿大地质学家威尔逊根据现今地球上存在着从大陆裂开到大洋形成，从大洋缩小到关闭等地壳不同演化阶段的代表产物，提出了一个大洋从产生、发展直至消亡的全过程，称之为威尔逊旋回。威尔逊将大洋发展的整个过程划分为六个阶段：萌芽阶段、幼年阶段、成年阶段、收缩阶段、残留洋阶段、大陆碰撞阶段，前三个阶段代表板块的活动方式是扩张，形成相应的断陷型地槽和大西洋型地槽，后三个阶段代表板块活动方式是汇聚碰撞，形成了大致相当于上述的岛弧型、日本海型和地中海型地槽。威尔逊旋回说明，所谓的地槽和造山带是板块运动的结果，由反映板块运动的三种主要作用形成：①大陆裂开和海底扩张作用；②板块俯冲和海洋收缩；③海洋关闭和大陆碰撞作用。大陆上或大陆边缘上有些小型盆地的形成与平移断层或转换断层有关。

一、岩石圈动力学研究的几个重要历史阶段1.大陆漂移、刚性板块构造（1910～1968）魏格纳从非洲和南美大陆边界几何相似性提出的大陆漂移假说起，一直到二战结束后大规模海底地形调查发现大洋中脊两侧火山岩地形图、磁性图、火山岩年龄图的对称性和全球地震分布的关系，才诞生了板块构造理论，而且是在岩石圈板块刚性的认识基础上，通过驱动机制假说完善了这个理论。板块构造理论解释了95%的发生在板块边界的地质现象，比如大洋中脊、俯冲带、岛弧、弧后盆地、板块碰撞造山带、增生楔等。威尔逊旋回阐述了洋壳板块从扩张到消亡的演化过程。特别是全球成矿带的分布和成矿类型与板块结合带的分布和性质密切关联。但是板块构造理论的局限性在于岩石圈刚性的假定，而事实上人类认识到岩石圈从流变学性质角度可以分为上下两层（Scholz,1990），上部脆性的断裂组层强度主要受破裂强度控制，遵守Byerlee法则。下部韧性的塑性层主要体现流变性，遵守流动法则。在造山带，随着时间的持续，岩石圈的流变变形可以用Newton体和Maxwell体流变本构方程去描述应力和应变关系，而且应变速率与时间关系极为密切。2.软板块构造（1987～1996）在1987～1996年，岩石圈刚性的假定由于多个原因被批判，主要因为它不适合解释大陆构造而更适合大洋构造（Moller,1988），因为洋壳板块比大陆板块强度大。从岩石的流变学实验证据表明板块构造理论适合洋壳板块而不适合大陆板块内部。海洋大地水准面监测卫星资料强有力地支持大陆板块内部变形明显不同于洋壳板块。从区别刚性岩石圈板块的角度，用软板块理论解释大陆板块内部变形的基础是大陆岩石圈弹塑性流变模型，而区别于大洋岩石圈的黏弹性流变模型。3.超板块构造（1980～）由于外层空间行星研究的进展，人类从更宽广的视野整体考虑银河系中地球的岩石圈、大气圈、水圈和生物圈的相互作用，认为地球的各层圈在宇宙中是开放系统，经典的板块构造理论应该变革为碰撞理论（impact theory），进而合理地考虑科学的各分支，比如逻辑学、数学、社会科学。摈弃经典的线性系统思维，代之非线性动力学系统考虑。二、岩石圈动力学定量研究时代的重要标志1.两本重要著作2002年，Springer出版社出版了葡萄牙里斯本大学地质系Antonio Ribeiro教授编写的专著《Soft Plate and Impact Tectonics》。该专著从全球构造理论的回顾、全球构造与刚性板块—基础和局限性、全球构造与变形板块、威尔逊旋回回顾、地球作为一个开放的动力学系统等五个方面论述了软板块和碰撞构造的主要观点。他从大洋岩石圈布丁体对增加的非地震应变、大洋岩石圈的均匀性缩短、岩石圈扭曲、黏弹性回弹、地震中破裂空间的构造意义、对于断裂用Scaling定律描述不连续变形中的有限应变和增加应变、有限动力学和板内应变、大洋和大陆岩石圈流变、驱动机制、大陆岩石圈随着时间变量的机制响应等多方面论述了大洋和大陆岩石圈变形的应力应变关系（本构关系），并且提供了不同构造地区、不同层次岩石变形参数，如泊松比、弹性模量、黏性系数、平均剪切应力等。从应力应变关系的角度重新理解威尔逊旋回不同阶段岩石圈变形。尽管在一些重要领域仍然过多地用文字描述，但是它已经表明用数学方法、流变学理论去理解岩石圈变形的基本思想，为进入定量研究岩石圈动力学奠定了原则基础。2007年，Springer出版社出版了奥地利盖兹大学Kurt Stuwe的专著《Geodynamics of the lithosphere》第二版。虽然这是一本非常明显带有教科书性质的专著，主要原理与我国20世纪90年代出版的教材《岩石力学性质与构造应力场》相同，但是该专著从板块构造角度理解地球层圈的几何学、动力学、层圈机制、地球内部热量产生与温度、地热梯度及对岩石力学性质的影响、变质作用过程、岩浆作用过程、层圈变形形态与运动学、大洋和大陆岩石圈流变学应力应变关系等完全用数学化的应力—应变—几何—时间方程去描述地球不同构造带，比如大陆拉张环境下盆地沉降机制、盆地类型、沉降分析、大陆拉张本构模型；比如碰撞带中的大陆的热演化、机制描述、造山楔；比如大洋玄武岩和地幔柱、地幔岩石圈分层、低压高温变质作用、高压变质作用、构造超压等，以及在所有情况下适合的数学工具。2.分层分区分带流变本构方程条件的约束在不同构造单元建立本构方程，求解随时间变量的物质运动学规律，需要设定初始条件、应力级别、边界条件、随时间变化或者随热流变化的黏性系数、泊松比等。在任何构造单元建立本构方程和设定初始条件已经有明确的模型。三、岩石圈动力学定量研究可能产生的重大影响1.基于流变力学的造山带动力学理论和造山带精细结构不同类型的造山带具有不同的结构。参与造山作用的不同岩石、影响的层圈深度、地热梯度都会导致岩石力学性质的差异。造山作用时间、应力方式、边界条件等因素都将导致造山带精细结构的巨大区别。2.重要成矿带矿床就位精细结构在不同类型和结构的造山带中，矿床就位的空间除了受造山带精细结构的制约，还受成矿类型的制约，比如与岩体有关的矿床（斑岩型、超基性岩型）、与断裂有关的热液脉型矿床、与沉积作用有关的层控型矿床等。3.造山带和矿床就位精细结构的数值模拟（基于热场、流体场、流变应力场、应变场的动力学研究）近20年来，具有热场、流体场、流变应力场、应变场联合计算模块的大型软件已经从最初的固体工程学应用领域拓展到构造地质学领域，并且有单模块成功应用的实例。目前面临的问题是，在已经具有较好研究基础的地区，开展多模块联合模拟并且用一些实例去检验和修正模拟参数，使之成为矿床就位精细结构预测的有效工具。（于海峰执笔）

可以由海变陆，也可以由陆变海。在地球表面某位置发生的由海变为陆或由陆变为海的变化叫做海陆变迁。海陆变迁可以分为局部性（小面积、小规模）海陆变迁、区域性（较大面积、较大规模）海陆变迁、全球性（大面积、大规模）海陆变迁。传统地质学最早发现了地球表层的垂直升降运动，证据是在高山上发现海相的沉积岩，并且有海中特有的贝类化石。这表明某些大陆地区的地壳在过去的地质年代中曾经是海洋。地质学中有所谓海进和海退之说，表明局部地壳是有升降变化的。但是传统地质学否认地球表层曾有过大尺度的水平运动。海陆变迁的阶段：在地球漫长的岁月中，海陆不断变迁，经历着“分久必合、合久必分”的历史过程。加拿大科学家威尔逊最先注意到大洋开启和闭合的不同发展趋势。将大洋盆地的演化过程归纳为“萌芽-幼年-成熟-收缩-结束-大陆碰撞造山”六个阶段，被称为“威尔逊旋回”。其中，前三个阶段显示大洋的开张和生成，后三个阶段代表大洋的收缩和关闭。以上内容参考：百度百科-海陆变迁以上内容参考：新华网-从华南大陆到南海：在海陆变迁“经典地区”探索科学前沿

1.正断层一般特点正断层是断层上盘沿断层面相对向下滑动的断层。正断层产状一般较陡，大多在45°以上，而以60°～70°者最为常见。大型正断层的陡直断层面向地下深处常常变缓。正断层带内岩石破碎相对不太强烈，角砾岩多带棱角，超碎裂岩不太发育，通常没有强烈挤压形成的复杂小褶皱等现象。2.伸展构造伸展构造是在岩石圈水平拉张作用下形成的以正断层为主体的组合构造系列。伸展构造与挤压构造是全球构造中最为醒目的两种构造类型。从全球构造及其演化的角度考虑，伸展构造与挤压构造是构造作用在时间和空间上紧密相关的两个方面，如果把地球作为一个统一的大系统进行观察，对一个地史阶段而言（时间一定），某一地区处于挤压造山，形成盆山构造，那么在毗邻的另一地区一定存在拉张成盆，形成盆岭构造；而对某一特定地区而言，在某一时期处于拉张成盆，接受巨厚沉积，而在另一时期则可能转换成挤压造山，形成强烈的挤压构造变形带。由于构造研究源于造山带，造山带又以挤压变形为特色，以致曾长期忽视拉张伸展作用及其形成的伸展构造。关于伸展构造的重要性，马杏垣教授曾精辟地指出，“其实，引张作用也造就了全球范围的构造现象，其规模甚至比挤压变动还更大”。伸展构造与石油、天然气、固体资源矿产、地质灾害及地震等有成因上的联系，与国民经济可持续发展息息相关。由于在一定条件下地壳水平运动与垂直运动可以互相转化，因此区域性隆起上升作用又可导致地壳表层的侧向拉张，进而形成伸展构造；按正断层的各种组合，伸展构造主要有以下几种构造类型：（1）地堑、地垒及盆岭构造地堑 地堑主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成。两条正断层之间有一个共同的下降盘（图6-7A）。巨型地堑系应属裂谷，下面将专门讨论，这里主要讨论一般规模的大中型地堑。构成大中型地堑边界的正断层常常不是一条单一的断层，而是由数条产状相近的正断层构成一个同向倾斜的阶梯式断层系列。两侧正断层可以是均等发育的，也可以是一侧断层较另一侧发育。图6-7 地堑和地垒地垒 地垒主要由两条走向基本一致倾斜方向相反的正断层构成（图6-7B）。两条正断层之间有一个共同的上升盘。组成地垒两侧的正断层可以单条产出，也可由数条产状相近的正断层组成，形成两个依次向两侧断落的阶梯状断层带。通常情况下，地堑和地垒相伴发育，且常发育在褶皱和缓地区。地堑在地貌上呈狭长的谷地或成串展布的长条形盆地与湖泊，如我国规模较大的汾渭地堑，世界上著名的莱茵地堑、贝加尔湖地堑等。地垒则常呈断块隆起山地。大型地堑和地垒形成盆岭型构造 地貌单元。盆岭构造 是地壳大规模伸展活动的一种表现，是指在拉张伸展构造动力学环境下（如热隆伸展、陆隆伸展），因地壳差异隆升形成由不对称的纵向单面山（山岭）及其间的盆地组合而成的构造地貌单元。其构造样式主要表现为：地堑、地垒、掀斜式阶梯断层等。美国西部科迪勒拉山系的盆岭区是建立盆岭构造的经典地区。盆岭构造与热隆及造陆隆升的山岭、高原密切相关，往往是造陆运动的结果。我国鄂西峡东地堑地垒群也属这类构造。（2）阶梯状断层及箕状构造阶梯状断层由若干条产状基本一致的正断层组成。各条断层的上盘依次向同一方向断落，构成阶梯式（图6-8A）。图6-8 阶梯状断层和抬斜断块阶梯状断层在区域性抬斜过程中常发生一定旋转形成阶梯状抬斜断块（图6-8B）。这种阶梯状抬斜断块在地形上表现为单面山与山谷间列景观。一些在地质历史中发育的阶梯式抬斜断块在地形上已不明显，但是可以反映在断陷沉积上，为一系列平行的箕状构造或称半地堑盆地（图6-9）。这类箕状构造在我国东部中、新生代盆地中十分发育，如中生代华北盆地、松辽盆地等。图6-9 山东济阳坳陷中的箕状构造（据石油工业部）（3）环状断层和放射状断层若干弧形或半环状断层围绕一个中心呈同心圆状排列，即构成环状断层。若干条断层自一个中心呈辐射状排列，即构成放射状断层。环状和放射状断层往往是隆拱作用引起平面引张的结果。两者可以在同一构造上产出，也可以单独发育（图6-10）。（4）雁列式断层若干条近平行的断层呈斜向错列展布，便构成雁列式断层（图6-11）。雁列式断层带的走向与其排列的总体方向（雁列轴）成30°～45°角斜交。在我国南方这类断层常常控制了中小型红色盆地的发育，使红盆呈雁列式展布。如湖南东部汨罗、平江、醴攸、茶永诸盆地，单个盆地走向北东30°，构成了近南北向的盆地带；江西赣州-于都一带各小型红色盆地也显示明显的雁列式组合。图6-10 环状断层和放射状断层图6-11 雁列式断层（5）裂谷裂谷是区域性伸展隆起背景上形成的巨大窄长断陷，切割深，发育演化期长，常伴有火山岩沉积。1984年格雷戈里（J.W.Gregory）研究东非裂谷带时正式提出。从结构上看，裂谷是区域性大型地堑系，过去常常将它作为大地堑的同义词。它在地质和地球物理等方面均具有一定特征，所以，单从构造上把裂谷理解为大型地堑是不全面的。有的裂谷一侧为主干断裂，另一侧断裂规模较小，两侧断裂并不对称。按照裂谷发育的区域构造部位及其地质构造特征，可分为大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。大西洋中央海岭上的裂谷是大洋裂谷的典型；东非裂谷是大陆裂谷的典型；红海裂谷是陆间裂谷的典型。以下仅论述大陆裂谷特征。大陆裂谷的主要特征如下：1）裂谷是由一系列以正断层为主的地堑、半地堑组成的复杂地堑系，通常发育于区域性隆起的轴部，表现为断陷谷和断陷盆地等构造-地貌景观，反映岩石圈的伸展作用。2）裂谷中往往沉积一套巨厚的包括磨拉石之类的碎屑沉积，常伴有蒸发岩、火山熔岩和火山碎屑沉积。裂谷沉积中常包含重要的沉积矿产。3）裂谷往往是浅源地震带和火山带。裂谷带内的地球物理场一般表现为巨大的负布格重力异常和负磁异常，或者为负背景值上的正异常。裂谷的边界一般表现为明显的重力梯度带和磁力梯度带。大陆裂谷热流值一般较高，但变化幅度较大。4）大陆裂谷的岩浆岩有两类共生组合：①大陆溢流玄武岩，主要为拉斑玄武岩，也包括碱性玄武岩及其深成侵入岩体；②双峰式组合，可以是拉斑玄武岩-流纹岩套，也可以是碱性玄武岩-响岩或粗面岩套。5）深部结构上，裂谷下地幔升高，地壳变薄，玄武岩层下普遍存在着波速较低的壳幔物质混合组成的裂谷堑。世界上最著名的大陆裂谷是东非裂谷（图6-12，6-13）。这条裂谷自赞比亚河口向北延伸到红海，顺红海北上直达小亚细亚，长约6000km。沿线为一系列巨大的湖泊、洼地、峡谷和陡崖，这里也是一条巨大的火山-地震带。东非裂谷正处于即将发生新洋壳的孕育阶段，而红海已处于新洋壳的形成初期。图6-12 东非红海裂谷带简图（据E.E.Милановский简化）图6-13 红海裂谷剖面（据Г.Газиев和u0496.Bape简化）上图—过红海中段；下图—过红海南段我国的汾渭地堑带，以渭河地堑和汾河地堑为主体，由一系列雁列式地堑-盆地组成。北段汾河地堑位于山西台背斜区域隆起轴部。该带地壳厚度较薄，地震强度大，频度高，震源浅，一般深10～30km，所以，从地质特征等各个方面看，它显示出裂谷的特征。郯庐大断裂是我国东部一条巨大的断裂，对它的性质有不同的认识，看来至少在中生代晚期曾显示裂谷性质。关于裂谷的成因，一直是地质学家关注的课题，曾提出过不同的假说。最著名的是克鲁斯（H.Cloos）于1919年提出的隆张说。他认为裂谷是区域性穹隆生长时沿轴部张裂断陷形成的。近年来通过深部构造等方面的研究，认为地幔柱上涌是裂谷形成的主因。区域性隆起和拉伸只是这种作用的表现或结果。还要指出，裂谷是地壳或岩石圈伸展的一种表现，但是在地堑等引张性构造格局中，总是显示出一定的平移作用，而且有挤压引起的逆冲断层等构造。自20世纪60年代初板块学说提出后，裂谷作用一直是区域构造研究中的一项重大课题。威尔逊（J.T.Wilson，1973）从板块运动的观点出发，把裂谷作用与全球构造有机地联系起来，认为大洋裂谷、陆间裂谷和大陆裂谷共同构成全球裂谷系。大陆裂谷→陆间裂谷→大洋裂谷是一演化系列，就是大陆开裂、漂移、海底扩张的过程。不过，并非所有的大陆裂谷都演化成大洋裂谷。大洋演化可分为六个阶段：胚胎期 大陆裂谷发育阶段，如东非裂谷；幼年期 陆间裂谷发育阶段，如红海；成年期 以大西洋为代表；衰退期 以太平洋为代表；终了期 以地中海为代表；遗迹 以喜马拉雅山为代表。这个从大洋发生、发展到衰亡的整个过程，即所谓的威尔逊旋回。裂谷在现代全球构造中的重要地位是人所共知的。但在整个地质历史中裂谷作用又占有怎样的地位和意义呢？E.E.米兰诺夫斯基从裂谷规模、建造、构造组合、分布规律和演化历史等几个方面，将裂谷发育划分为以下阶段：太古宙裂谷作用阶段 太古宙时期地壳薄，热力高，活动性大，岩浆活动渗透性大，这种裂谷以绿岩带为代表，兼具地槽与裂谷的特点；古元古代裂谷作用 裂谷与地槽开始分化，但分化并不明显；新元古代至古生代 裂谷与地槽明显分化，但两者关系密切，坳拉槽是其主要表现型式；中新生代裂谷作用中新生代大陆解体，次生洋盆形成，典型现代裂谷出现。典型裂谷出现于中新生代是普遍公认的事实。不过许多学者均认为裂谷出现的时期可能更早，至少在古生代时期已经发生。坳拉槽（aulacogen）是克拉通发育早期的重要伸展构造，一般认为是与大洋张开有关的衰亡裂谷，作为三联裂谷的“退化臂”。（6）拆离断层及变质核杂岩拆离断层（detachment fault）也称剥离断层（denudational fault），1972年由R.L.Armstrong提出，指发育于美国西部盆岭区的犁状低角度正断层，它使较浅层次的年轻地层直接覆盖在较深层次的老地层之上。一般产出于盖层与基底之间，其上、下盘岩石的变形行为明显不同，上盘为脆性伸展变形，下盘为韧性变形，形成糜棱岩带，并可因其被拆离逐渐上升至浅表而被脆性变形叠加，断层带之下的古老变质岩和侵入岩则常成穹状隆起而组成“核”，称变质核杂岩，其上部为糜棱岩化变质岩。其中绿泥石角砾岩即为近上盘的糜棱岩受脆性变形叠加而形成的断层岩。变质核杂岩（metamorphic core complex）是因构造拆离伸展的未变质沉积盖层所覆盖的、呈孤立穹隆状的结晶岩构成的隆起（P.J.Coney，1980）（图6-14）。根据经典地区变质核杂岩和我国一些地区变质核杂岩的发育状况和结构，一般认为变质核杂岩具备以下基本特征：图6-14 剥离断层和变质核杂岩剖面结构示意图（据Lister，1989，转引自朱志澄等，1990）1）变质核杂岩由深层抽拉抬升的变质基底（下盘）和变形较轻（有时亦发生变质）的盖层（上盘）组成，外形近圆形或椭圆形，直径一般十余千米至数十千米，呈分散孤立的穹隆状产出。2）基底与盖层以规模巨大的低角度拆离断层分隔；基底岩石属塑性变形域，内部有岩体侵入，变形强烈；顶部总是发育一条厚达几十米甚至几百米厚的糜棱岩带，糜棱岩化随着与拆离断层距离的增加而减弱，向深部过渡为正常片麻岩。3）拆离断层原始产状近水平，在伸展拆离中变成犁式，其上盘以发育多米诺式断层为特征，亦有次级顺层断层并使地层拆离减薄和缺失，使得地层柱中的上部地层直接覆于基底变质杂岩之上，变形属脆性域。盖层也可因侵入作用而变质，如安徽安庆洪镇变质核杂岩中的盖层已发生不同程度的糜棱岩化。原始拆离断层可因穹隆作用而呈穹状。在长期发展中可形成不止一条拆离断层所组成的拆离断层带。4）拆离断层（带）是一条岩石强烈破碎带，与其接触的糜棱岩带的顶部可卷入碎裂岩化而形成绿泥石微角砾岩（超碎裂岩）；随着顺拆离断层倾斜向下趋近塑性域，碎裂带逐渐转变为狭窄的网状韧性剪切带，进而汇入糜棱岩构成的韧性剪切带。变质核杂岩可因伸展于其周缘形成箕状断陷盆地，其中常常堆积了一套粗碎屑沉积。箕状断陷是与变质核杂岩同步或稍晚发育的，所以对其中沉积物的分析有助于确定变质核杂岩形成时期和发育过程；在以滑动摩擦作用为主导变形机制的拆离断层上盘底部形成了沿拆离断层面向下运动的连续倒转褶皱、平卧褶皱及伴生的低缓角度正断层组合，其构造样式类似于地壳浅层次的重力滑动构造样式（图6-15）。（7）岩墙群岩墙是横切围岩构造的板状侵入岩体，常成群出现，呈平行或放射状排列，是伸展构造的一种重要样式。我国大同、集宁地区古老变质岩系分布区的辉绿岩墙群、三峡地区黄陵花岗岩体内部的粗玄岩墙群，与加拿大、格陵兰等古老大陆上的基性岩墙群（1000～600Ma）一样，均反映了中元古代-新元古代全球范围内大陆壳的相对稳定性及大规模的伸展滑动（B.F.Windley，1977）。在裂谷带、变质核杂岩的深部及大型隆起和坳陷的过渡带，都是岩墙群发育的优选部位，因此，可以借助于岩墙群计算伸展量，研究地壳在垂向和水平方向上不同部位的伸展变形之间的联系（图6-16）。图6-15 重力滑动构造的结构要素（据马杏垣，索书田等，1981，转引自朱志澄等，1990）1—下伏系统；2—润滑层；3—滑面；4—滑动系统；5—前缘推挤带图6-16 垂向上岩墙群发育伸展变形（据Helgason et al.，1985，转引自朱志澄等，1990）伸展构造也与挤压构造一样，具有多级次、多层次、多类型、多样式的特点。这方面的研究在理论上和实际上，尤其在寻找能源方面具有重要意义。需要指出的是，区域性岩浆活动，尤其是大规模的玄武岩溢流活动，如我国二叠纪峨眉山玄武岩流，也是区域性伸展作用的具体表现。

前面提到了断裂的分类及其性质，在区域地质研究中，不同性质的断裂组合往往代表不同期次的构造运动。典型的区域断裂构造组合有逆冲推覆构造，即挤压背景下构造组合; 伸展构造，即拉张背景下的构造组合; 此外还有走滑断裂构造体系，是构造作用下几何调节的产物。(一) 逆冲推覆构造逆冲推覆构造或推覆构造是由逆冲断层及其上盘推覆体或逆冲岩席组合而成的构造。逆冲推覆构造主要产出于造山带及其前陆，一般是挤压或压缩作用的结果。它有两种主要的形成机制。一种是褶皱推覆体和冲断推覆体，海穆 (A. Heim，1921) 等认为，挤压引起的岩层褶皱，由直立→斜歪发展成为倒转→平卧。在倒转平卧褶皱的倒转翼因挤压而拉抻撕开，顺断开面而运移。这类推覆可称为褶皱推覆体，如图11-30 所示。但是另有一些推覆体，并未发生强烈褶皱作用，只是顺剪裂面显著位移，这类推覆体可称为冲断推覆体。另一种是推覆和滑覆，在伸展作用和重力滑动中，也可引起板状岩席的大规模位移。所以推覆体可分为两类: 挤压体制下引起的推覆或简称推覆以及重力作用和伸展作用下引起的岩席滑移，可称为滑覆。图11-30 周口店黄山店逆冲推覆构造剖面图(据宋鸿林，1980)1. 逆冲推覆构造的一般特征逆冲推覆构造是指断层面较缓、断层位移较大 (一般超过 5 km) 的逆断层及其组合。在横剖面上逆冲推覆构造的前缘变形最为强烈，其后缘变形较弱。在平面地质图上，由于剥蚀作用的影响，将部分外来岩块剥掉而露出下伏原地，表现为在一片外来岩块中露出一小片由断层圈闭的原地岩块，常常是较老地层中出现一小片由断层圈闭的较年轻地层，这种现象称为构造窗 (window) ; 如果剥蚀强烈，外来岩块被大片剥蚀，只在大片被剥露出来的原地岩块上残留小片孤零零的外来岩块，称为飞来峰 (klippe) (图11-31) 。2. 逆冲推覆构造的构造样式逆冲断层虽然可以单条产出，更常见的是产状相近的若干条逆冲断层成束产出。根据一个构造单元中逆冲断层的排列组合及其逆冲方位，可以分为以下几种类型: 单冲型、背冲型、对冲型和楔冲型。(1) 单冲型一套产状相近并向一个方向逆冲的若干条逆冲断层，构成单冲型逆冲断层，一般表现为叠瓦式 (图11-32) 。叠瓦式逆冲断层系中各条断层的倾向一致，间距和规模基本相同。(2) 背冲型自一个构造单元的两侧分别向外缘逆冲的两套叠瓦式逆冲断层，乃构成背冲型逆冲构造。背冲型中两套分别向相反方向逆冲的逆冲断层是在统一构造应力场中形成的，并且与所在构造同时形成。大型背冲式逆冲断层常与造山带复背斜共同产出。例如天山大复背斜南北两翼上各产出一套逆冲断层系，分别向塔里木盆地和准噶尔盆地逆冲。一些较小规模的与背斜伴生的逆冲断层，可产出于背斜核部，分别自核部向两翼逆冲(图11-33) 。图11-31 飞来峰和构造窗发育过程示意图(据 M. Mattauer，1980)图11-32 叠瓦式逆冲断层系图11-33 背冲式逆冲断层系(3) 对冲型两套叠瓦式逆冲断层，对着一个中心相对逆冲。对冲型逆冲断层常与盆地伴生，自盆地两缘向盆地中心逆冲。例如江西萍乐坳陷带中西段的南北两缘分别发育了一套逆冲断层，北缘的南昌-宜丰逆冲推覆构造自北向南逆冲，南缘的武功山北缘逆冲断层自南向北逆冲 (图11-34) 。(4) 楔冲型产状相近的一套逆冲断层和一套正断层共同构成上宽下窄的楔状冲断体。这种型式的逆冲断层一般产于盆地之中或两个盆地之间。湖南衡阳盆地中这类楔状冲断体构成 3 条NE—NNE 向构造带。苏南茅山也是一条楔状冲断体 (图11-35) 。楔冲型逆冲断层或楔状冲断体具有相当的普遍性。在某种程度上，与不对称山系结构相似。图11-34 江西萍乐坳陷带中段的对冲式构造和武功山隆起的背冲式构造图11-35 江苏茅山南段花山-带叠瓦式逆掩断层(据江苏煤田地质勘探公司)3. 逆冲推覆构造的几何结构逆冲推覆构造的几何结构是逆冲推覆构造研究的基础，具有重要意义。(1) 逆冲推覆构造的台阶式结构台阶式是逆冲断层发育之初岩层处于水平产状时的基本结构，由长而平的断坪 (flat)与连接其间的短而陡的断坡 (ramp) 交替构成。断坪顺层发育，产出于岩性软弱的岩层之中或岩性差异明显的界面上，断坡切层发育，产出于较强硬岩层中。台阶式是逆冲断层发育之初，岩层处于水平产状表现的型式。在进一步变形中，初始台阶式会发生变化。所以确定断坡、断坪主要是根据上、下盘岩层产状，与逆冲断层产状一致的区段称为断坪; 上、下盘岩层产状与逆冲断层交切，即断层切层部位，为断坡。根据断坡走向与逆冲运移方向的关系，断坡可分为前断坡、侧断坡和斜断坡 (图11-36) 。前断坡位于逆冲岩席前侧，走向与逆冲方向直交，表现为逆倾向滑动。侧断坡是断坡走向与逆冲方向一致的断坡，表现为走向滑动。斜断坡是断坡走向与逆冲方向斜交的断坡，兼具走向滑动和逆倾向滑动。(2) 双重逆冲构造双重逆冲构造又称双重构造，1970 年由 Dalstrom 提出，是逆冲推覆构造中有普遍性的重要结构型式。双重逆冲构造是由顶板逆冲断层与底板逆冲断层及夹于其中的一套叠瓦式逆冲断层和断夹块组合而成 (图11-37) 。双重逆冲构造中的次级叠瓦式逆冲断层向上相互趋近并且相互连接，共同构成顶板逆冲断层; 各次级逆冲断层向下相互连接，构成底板逆冲断层。各次级逆冲断层围限的断块叫断夹块 (horse) 。双重构造中的顶板逆冲断层和底板逆冲断层在前峰和后缘汇合，而构成一个封闭块体。双重构造的横剖面形态决定于组成它的断夹块形态、间距、分支断层与底板逆断层的夹角。双重逆冲构造中断夹块内岩层可以呈膝折式弯曲，更常常形成拉长的背斜-向斜对 (图11-37) 。图11-36 逆冲断层的台阶式结构 (A) 及其上盘褶皱变形 (B)图11-37 双重逆冲构造如果一套叠瓦式逆冲断层向上没有连接成顶板逆冲断层，这套叠瓦式逆冲断层可称之为叠瓦扇。Boyer (1982) 等将叠瓦扇和双重构造并列为逆冲体系和两大类构造。要确定一条双重构造，必须确定出顶板逆冲断层和底板逆冲断层。双重逆冲构造和叠瓦扇的次级逆冲断层自主干逆冲断层或底板逆冲断层分叉产出。主干逆冲断层与分支逆冲断层的交线称断叉线或分叉线。分支逆冲断层的前缘称断端线或断尖线 (tip line) 。断叉线是自主干逆冲断层分出分支断层的起始线，断端线是分支断层向上逆冲伸展的锋缘。(3) 反冲断层在一定方向逆冲断层系中，常常出现与总体逆冲方向相反的逆冲断层，这种反向逆冲断层称为反冲断层 (图11-38) 。反冲断层主要发生于逆冲断层的前锋部位和断坡后侧，在应变较弱的断坪上也可发育反冲断层。有些反冲断层向下产状变陡，甚至再转为与逆冲方向一致。由于反冲作用，会形成冲起构造和构造三角带 (图11-38) 。图11-38 反冲断层与冲起构造(据朱志澄，1991)冲起构造是逆冲断层与反冲断层构成背冲式构造的会合部位，被两条断层限定的岩层因强烈挤压而上冲，即形成冲起 (图11-38) 。冲起构造在一定程度上与底辟构造相似，常常表现为断层切割岩层扭曲的背形。构造三角带 (triangle zone) 是逆冲断层、反冲断层和底板逆冲断层三向围限的部位，即构成变形强烈的构造三角带。(二) 伸展构造伸展构造 (extension) 是在区域性拉张作用下形成的一套具有特色的构造系统。纵观全球及其演化，挤压作用与拉张作用是构造作用在时间和空间上紧密相关的两个方面。由于构造研究源于造山带，造山带又以挤压变形为特色，以致长期忽视拉张伸展作用及其形成的伸展构造。从构造应力状态和变形体制看，伸展作用和挤压作用可概括为 “开”与“合”。“开”与 “合”乃地壳的水平运动，在一定条件下水平运动、升降运动相互转化。升降运动中的上升隆起往往导致重力势的变化和重力不稳，引起地壳表层顺坡下滑，形成重力滑动构造。下面分别介绍几种典型的伸展构造模式。1. 地堑和地垒地堑 (graben) 主要由两条走向基本一致的相向倾斜的正断层构成。两条正断屋之间是一个相对的下降盘 (图11-39A) 。巨型地堑系应属裂谷。这里主要讨论一般规模的地堑。构成大中型地堑边界的正断屋常常不是一条单一断层，而是由数条产状相近的正断层构成一个同向倾斜的阶梯式断层系列。两侧正断层可以是均等发育的，也可以是一侧断层较另一侧发育。地堑虽然主要是由正断层构成，但是地堑中也可以有逆断层甚至逆冲断层发育。不过后者不是在地堑形成时的统一应力场中形成的，而是地堑形成前期或后期构造活动的结果，或者是派生作用的产物。图11-39 地堑 (A) 和地垒 (B)地垒 (horst) 主要由两条走向基本一致的反向倾斜的正断层构成 (图11-39B) 。两条正断层之间是一个共同的上升盘，组成地垒的正断层可以呈单条产出，也可以是由数条产状相近的正断层组成的依次断落的阶梯状断层带。从区域地质构造看，地堑比地垒具有更重要的地质意义。2. 阶梯状断层由若干条产状基本一致的正断层组成，各条断层的一盘依次向同一方向断落，构成阶梯状断层 (step fault) 。阶梯状断层中各条断层可以是平面状的，也可以是弧形的。根据各条断层的倾向与所夹岩层的倾向，可以分为两者倾向一致的同向断层组和两者倾向相反的反向断层组。阶梯状断层中断层限定的断块一般均发生过旋转。在同向断层组中，每条断层的总滑距都小于未发生旋转的冲滑距。在反向断层组中，每条断层的总滑距均大于未发生旋转时的总滑距。3. 箕状构造如果地堑中一侧断层发育，形成一侧由主干正断层控制的不对称构造，称为箕状构造或半地堑 (图11-40) 。箕状构造可单个产出，也可以由几个箕状构造组成一个系列，类似形成弧形梯状断层。但是箕状构造规模大，主干断层一般为同沉积断层，而且可以呈独立单元产出。箕状构造在我国东部中新生代盆地中广泛发育，与油气储聚有密切的关系。图11-40 箕状构造4. 盆岭构造在伸展区，掀斜构造、阶梯状断层、地堑、地垒等共同产生，形成由不对称的纵列单面山、山岭及其间宽广盆地组合成的构造-地貌单元，即盆岭构造。美国西部科迪勒拉山系的盆岭区是建立盆岭构造的经典地区，我国南方长江中下游的湖北和相邻的湘赣一带的中新生代构造也具有盆岭式构造特色。5. 大型断陷盆地大型断陷盆地是以边界断层控制的区域性沉陷单元，呈菱形、带状或等轴状盆地产出，如华北盆地、松辽盆地、江汉盆地、萍乐坳陷等。6. 裂谷裂谷 (rift) 是区域性伸展背景上形成的巨大窄长断陷，切割深，发育演化期长，常具有地堑型式。按照裂谷发育的区域构造部位及其地质构造特征，可分为大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。大西洋中内海岭上的裂谷是大洋裂谷的典型，东非裂谷是大陆裂谷的典型，红海裂谷是陆间裂谷的典型。人们认为大洋裂谷、陆间裂谷和大陆裂谷共同构成全球裂谷系。大陆裂谷→陆间裂谷→大洋裂谷是一演化系列，就是大陆开裂、漂移、海底扩张的过程，也称威尔逊旋回。不过，并非所有的大陆裂谷都演化成大洋裂谷。大陆裂谷的主要特征如下:1) 裂谷是由一系列以正断层为主的地堑、半地堑组成的地堑系，通常发育于区域性隆起的轴部，为断陷谷和断陷盆地等形成的构造-地貌景观，反映岩石圈的伸展作用。2) 裂谷中常常沉积一套巨厚的包括磨拉石之类的碎屑沉积，常伴有蒸发岩、火山熔岩和火山碎屑沉积。所以，裂谷沉积中常常包含重要的沉积矿产。3) 裂谷常常是深源地震带和火山带。裂谷带内的地球物理场一般表现为巨大的负布格重力异常和负磁异常，或者为负背景值上的正异常。裂谷的边界一般表现为明显的重力梯度带和磁力梯度带。大陆裂谷热流值一般较高，但变化幅度较大。4) 大陆裂谷的岩浆岩有两类共生组合。一类是大陆溢流玄武岩，主要是拉斑玄武岩，也包括碱性玄武岩及其深成侵入岩体。另一类为双峰系列，可以是拉斑玄武岩-流纹岩套，也可以是碱性玄武岩 － 响岩或粗面岩套。5) 深部结构上，裂谷下地幔升高，地壳变薄，玄武岩层下普遍存在着由波速较低的壳幔物质混合组成的裂谷垫。自 20 世纪 70 年代以来，我国地质学家对裂谷进行了广泛的研究，提出了中新生代时期以至更老的裂谷，如华北平原新生代裂谷、白垩纪沂沭裂谷以及攀西裂谷等等。7. 剥离断层剥离断层 (detenchment fault) 是一种上陡下缓的大型铲状正断层，主要产出于盖层与基底之间，上盘包括一套正断层组合。剥离断层发生于区域性隆起背景上，是岩石圈多层次拆离盖层在基底上滑脱的具体表现。8. 变质核杂岩变质核杂岩 (metamorphic core complex) 是被构造上拆离及伸展的未变质沉积层所覆盖、呈孤立的平缓穹形或拱形、强烈变形的变质岩和侵入岩构成的隆起 (P. J. Coney，1980) (图11-41) 。变质核杂岩由深层抽拉抬升的变质基底 (下盘) 和变形较轻 (有时亦发生变质) 的盖层 (上盘) 组成，外形近圆形或椭圆形，直径一般十余千米至数十千米，呈分散孤立的穹窿状产出。其基底与盖层之间的接触带为规模巨大的低角度正断层，基底变形主要为塑性变形，盖层变形主要为脆性。图11-41 拆离断层和变质核杂岩结构示意图(据 Lister，1984)(三) 走向滑动断层走向滑动断层 (简称走滑断层) 一般是指大型平移断层，两盘顺直立断层面相对水平滑动。人们对走滑断层的认识和研究晚于对正断层和逆冲断层的认识和研究。地质学家在 19 世纪就认识了正断层和逆冲断层，而大型走滑断层直到 20 世纪初才被发现。主要原因有: ① 作为研究断层位移的参考面 (线) 在走滑断层中相对较少; ②走滑断层产状陡立，不易与正断层区分; ③结构复杂，较难查明断层运动的性质。现在发现，走滑断层和兼具倾向滑动的走滑断层是相当普遍的，并在区域构造活动中具有重要意义。1. 走向滑动断层的基本特征(1) 主要特点走滑断层常具以下特点: 第一，走滑断裂带包括一系列与主断裂带相平行或以微小角度相交的次级断层，单条断层延伸一般不远，各级断层分叉交织，常构成发辫式; 第二，常常伴生有雁列式褶皱、断裂以及断块隆起和断陷盆地等构造; 第三，断层两侧地层-岩相带成递进式依次错移，时代愈老，移距愈大; 第四，断层常成直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形仍保持直线形，在航片、卫片上显示良好的线性。(2) 左阶式和右阶式在雁列式走滑断层系中，除根据两盘相对错动分为左行和右行外，还根据雁列断层的相互排列和部分叠覆的关系，分为左阶式和右阶式。左阶式是指各次级断层顺断层走向观察依次向左错列，右阶式则指各次级断层依次向右错列 (图11-42) 。两条雁列断层之间的叠复部位称为重叠，相互垂距称为间隔 (图11-43) 。(3) 离散性走向滑动和收敛性走向滑动平移滑动的应力场常具双重力学性质，在以剪切为主时，又具有拉张或挤压，表现为为张剪性或压剪性，即剪切拉张和剪切挤压。张剪性走滑为离散性走向滑动断层，压剪性走滑为收敛性走向滑动断层，相应形成张剪性和压剪性两类构造。图11-42 左阶式和右阶式走滑断层系及其控制的拉伸带和挤压带图示图11-43 雁列式走滑断层中的重叠 (O)和间隔 (W)2. 走向滑动断层控制下形成的构造在走滑断裂作用中，往往形成一些特征性构造。这些构造，如拉分盆地和花状构造，不仅具典型性，而且具有重要的理论意义和实际意义。(1) 拉分盆地拉分盆地 (pull-apart basin) 是走滑断层系中拉伸形成的断陷盆地。它是伯希菲尔(B. C. Burchfiel，1966) 在研究圣安德列斯走滑断层控制的死谷盆地时首次提出的。此后在研究圣安德列斯断层和亚喀湾-死海裂谷系时，对拉分盆地有了更深入的了解，初步建立了相应模式 (图11-44) 。拉分盆地形似菱形，曾称为菱形断陷。盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层。菱形断陷盆地从形态上分为 “S”型和 “Z”型，左行左阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “S”型，右行右阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为 “Z”型。拉分盆地的规模变化很大，大者长逾百余千米，宽数十千米，小者长数百米宽仅数十米。根据世界上已查明的拉分盆地的长宽比统计，比值约为 3。(2) 花状构造花状构造 (flower structure) 是走滑断层系中又一种特征性构造。剖面上一条走滑断层自下而上呈花状撒开，故称为花状构造。根据花状构造的结构和力学性质可分为正花状构造和负花状构造。正花状构造 是聚敛性走滑断层派生的在压扭性应力状态中形成的构造 (图11-45) 。一条陡立走滑断层向上分叉撒开，形成以逆断层组成的背冲构造。断层下陡上缓凸面向上，被切断的地层多成背形，但不具弯滑褶皱性质。正花状构造像一个细管的倒立锥体。自然界也有一些非走滑断层引起的类似花状的构造。鉴别花状构造的准则是构造的平面和剖面的结构及区域应力场等特征。如果是花状构造，则剖面上背冲式断层向下汇总为一条陡立的断层，区域上显示走滑断层特点。负花状构造 是离散性走滑断层派生的在张扭性应力场中形成的构造 (图11-46) 。一套凹面向上的正断层构成了似地堑式构造。堑内地层平缓，浅部稍成被正断层破坏的向斜，向斜也不具弯滑褶皱的性质。(3) 雁列式褶皱雁列式褶皱是走滑断层派生的特征性构造。褶皱以背斜为主，褶皱轴与主走滑断层成小角度相交，所以锐角指示对盘滑动方向。褶皱是在走滑剪切作用派生的次级压应力作用下的产物。褶皱一般产出于断层一侧，并且随着远离主断层而逐渐减弱或倾伏而消失。著名的圣安德列斯走滑断层具有这类典型的雁列褶皱，其褶皱轴与主走滑断层所交锐角指示圣安德列斯断层为左行式 (图11-47) 。(4) 牵引式弯曲走滑断层两侧的地层常发生牵引式弯曲。著名的新西兰阿尔卑斯走滑断层的东南段发育了巨大的弧形弯曲，弯曲中包含了陡倾褶皱 (图11-48) 。我国郯庐断裂南端大别山构造的弧形弯曲可能也是这种牵引式弯曲。图11-44 拉分盆地理想化模式图(据 J. C. Crowell，1974，简化并修改)(5) 棋盘构造主要由两组反向滑动的走滑断层相互交切而构成棋盘格子或菱形网络 (图11-49) 。莫迪和张文佑等许多地质学家均有论述。丁国瑜等 (1979) 专门论述了我国地震活动与现代破裂网络的关系，建立了 NE-SW 和NW-SE 向断裂构成的棋盘格式构造。这种棋盘格式断层，显然具有走滑断层的性质。图11-45 正花状构造示意图图11-46 负花状构造示意图图11-47 圣安德列斯断层一侧的雁列式褶皱示意图(据 Moody 等，1956)图11-48 新西兰阿尔卑斯走滑断层及其东南盘的牵引弯曲图(据 H. W. Wellman，1952)图11-49 棋盘构造图11-50 周口店车厂捕虏体被韧性剪切带错开(陈云峰摄，2002)(四) 韧性剪切带韧性剪切带 (ductile shear zone) 又称韧性断层，是岩石在塑性状态下发生连续变形的狭长高应变带。韧性剪切带是地壳中深层次的主要构造类型之一。地壳的浅层次一般发育脆性剪切带，即通常所称的断层。脆性剪切带的特点是具有清楚的不连续面 (断层面) ，两盘位移明显，变形集中在个别的断层面上，其两侧的岩石几乎未经变形。韧性剪切带在露头尺度上一般见不到不连续面，带内变形和两盘的位移完全由岩石塑性流动完成。因此，剪切带与围岩之间无明显的界线，但两侧岩石发生了相对位移。所以，韧性剪切带好像断而未破，错而似连 (图11-50) 。围岩中的标志层通过剪切带时常会发生方向的变化及厚度的改变，剪切带中的矿物组分及粒度也会发生一定程度的变化，形成一系列的构造和岩石学方面的特征。脆性和韧性剪切带之间的过渡类型是脆-韧性剪切带，有两种表现型式: 一种是似断层牵引现象的脆-韧性剪切带，在不连续面两侧的一定范围内岩层或其他标志层发生了一定程度的塑性变形; 另一种是雁列脉型式的韧-脆性剪切带，剪切带内由剪切派生的张应力形成呈雁列的张裂隙，反映岩石的脆性破裂。张裂隙之间的岩石一般受到一定程度的塑性变形。以上 3 种剪切带反映了它们变形时岩石力学性质的差异，也反映了变形时温度和围压等环境的不同，或一般地反映了变形时的深度。从地表向下，变形从脆性逐渐过渡为韧性。西布森 (R. H. Sibson，1977) 提出的断层双层结构，反映了岩石变形随着深度变化的最一般模式。对于长英质岩石中的断层，从脆性到韧性转变的深度大约在 10 ～15 km。韧性剪切带向上穿过基底与盖层的接触面，在盖层下部过渡为脆-韧性剪切带，至地壳的浅部转变为脆性剪切带，以逆冲断层型式到达地表(图11-51) 。与此相似，在拉伸区，浅部盖层为中等到高角度的正断层，向下延至较深层位，过渡为低角度的脆-韧性剪切带，延至基底变为韧性剪切带。图11-51 造山带的垂向构造层次及其相应的构造群落(据 M. Mattauer，1980)

自太古宙以来，地壳或岩石圈的演化以“超大陆旋回”为其最主要特征。所谓超大陆（Supercontinent）是指在地质历史上的某个时期，全球所有大陆地壳或一些主要大陆地壳相互拼接在一起组成一个超级大陆的现象。魏格纳（1915）曾论证了晚古生代末期存在的超大陆，称之为潘基亚大陆（Pangaea，意为联合古大陆或泛大陆），中生代以来该超大陆逐渐发生了裂解、漂移。现代研究表明，晚古生代末期存在超大陆的现象并不是唯一的，它只是距今最近的一次，在此之前还可能存在多次超大陆聚合现象。一个超大陆从逐渐裂解、漂移，再到不同大陆块体逐渐碰撞、拼合，并最终形成总体轮廓明显不同的新超大陆的过程称为超大陆旋回（Supercontinent cycle）。超大陆旋回实质上是岩石圈演化的超级威尔逊旋回。一个超大陆旋回通常要经历数亿年的时间，有些学者认为其可能与太阳系的银河年周期有相关性。超大陆的逐渐裂解通常表现为广泛的大陆裂谷作用及新大洋的形成与扩张；而超大陆的逐渐聚合则通常表现为全球性-洲际规模的造山作用与造山带的形成。近年来的研究认为，至少在新太古代末期、古元古代末期、中元古代末期和晚古生代末期存在过四期超大陆，相应地可划分出四次超大陆旋回。其中，中元古代末期和晚古生代末期的超大陆已基本上得到公认，古元古代末期存在超大陆的认识也渐趋一致，但新太古代末期的超大陆目前尚存较大争议。最早的超大陆可能形成于新太古代（距今28亿～25亿年），由一系列前期的古陆核、陆块及岛弧逐渐拼贴、碰撞而形成。许多学者（如W.Bleeker，2003；H.Williams et al.，1991）注意到：现今全球存在30多个相对独立的太古宇变质岩组成的古陆块（图11-12），这些古陆块的边缘均表现为后期裂解边缘，暗示它们可能是一个更大古陆分裂的产物；新太古代时期在这些不同古陆上广泛发生的碰撞、造山作用为该时期超大陆的形成提供了佐证。对于新太古代末期超大陆的展布轮廓目前尚未得到统一认识。一些学者（如H.Williams et al.，1991）认为是一个相互联结的单一超大陆，称之为Kenorland超大陆（图11-13a），而另一些学者（如W.Bleeker，2003）认为是由少数几个并没完全联结的超级古陆块组成（图11-13b）。图11-13 新太古代末期（距今25亿年）超大陆分布轮廓示意图（据P.Kearey et al.，2009）a—相互联结的单一超大陆（Kenorland超大陆）；b—少数没完全联结的超级古陆块进入古元古代以后，新太古代末期形成的超大陆（或超级古陆块）逐渐发生裂解、漂移；至古元古代晚期，分离的古陆块又逐渐会聚，开始了形成新的超大陆的过程。古元古代晚期-中元古代初期（距今21 亿～17 亿年）逐渐形成的超大陆被称为哥伦比亚（Columbia）超大陆（因为该超大陆存在的一些典型研究证据主要来自北美的哥伦比亚地区和印度东部）（J.J.W.Rogers et al.，1996；2002）。该超大陆的形成也是通过一系列大陆块体的碰撞、拼接完成的，同时在大陆拼接带附近形成广泛分布的碰撞造山带，这些造山带的形成年代主要集中在距今21亿～18亿年之间（图11-14），部分地区可持续到中元古代初期（距今17亿年左右）。哥伦比亚超大陆可能于距今16亿～14亿年开始逐渐发生裂解、漂移，形成广泛分布的陆内裂谷、大陆边缘裂谷和被动大陆边缘，其中广泛发育的中元古代海相碳酸盐岩和石英砂岩等沉积是该超大陆裂解的重要证据。图11-14 古元古代末期-中元古代初期（距今18 亿年前后） 哥伦比亚超大陆分布轮廓（据P.Kearey et al.，2009）目前，关于中元古代晚期（距今13亿～10亿年）形成的超大陆已有充分论证（造山作用、裂谷作用、地层古生物、古地磁、地球化学等方面），称之为罗迪尼亚（Rodinia）超大陆（Rodinia一词来自俄文，是“创生”的意思，指该超大陆孕育了后来的各大陆）（P.F.Hoffman，1991；I.W.D.Dalziel，1991）。中元古代晚期罗迪尼亚超大陆的形成是与该时期全球规模的造山作用及造山带的形成紧密联系的，其中以北美的格林威尔（Grenville）造山带（距今13亿～10亿年）为典型代表。地质年代大致相当的全球性的格林威尔期造山带几乎在不同大陆边缘或内部可连续分布，如劳伦（Laurentia）古陆（北美与格陵兰岛的主体）边缘、北欧的波罗的古陆边缘、东南极古陆边缘、澳大利亚古陆边缘、非洲及南美的古陆边缘与内部等地区均发育有该期造山带。正是通过格林威尔期造山带的碰撞、拼合作用，使得在中元古代末期（距今10 亿年）形成了罗迪尼亚超大陆的主体（图11-15）。新元古代-古生代的地壳演化总体上经历了罗迪尼亚超大陆的逐渐裂解、漂移和潘基亚超大陆的逐渐形成过程。新元古代中期（距今8亿～7亿年）罗迪尼亚超大陆已明显地发生了裂解（万天丰，2004），裂解作用主要发生在劳伦古陆与周缘的澳大利亚、南极洲、西伯利亚、北欧、南美之间，以及南美与非洲内部的一些大陆块体之间。新元古代晚期-早古生代初期（距今7亿～5亿年），一些分离的古陆又逐渐聚合形成冈瓦纳（Gondwana）古陆（由魏格纳命名）（图11-16a）。冈瓦纳古陆是一个准超级大陆，主要由南美、非洲、南极洲、澳洲和印度组成。伴随着冈瓦纳古陆的形成，在上述大陆块体上发生了广泛的造山运动，其中以非洲最为典型，故称之为泛非（Pan-Africa）造山作用。但大致在同期，劳伦古陆（北美）、北欧、亚洲的西伯利亚、华北等陆块正处于裂离过程之中，各陆块相距甚远（图11-16b）。图11-15 中元古代末期（距今10亿年）罗迪尼亚超大陆分布轮廓示意图（据F.K.Lutgens et al.，2009）图11-16 新元古代末期（距今6亿年）大陆地壳分布轮廓（据F.K.Lutgens et al.，2009）a—冈瓦纳古陆的形成；b—地球另一侧的非冈瓦纳大陆早古生代晚期，北美与北欧发生大陆碰撞、拼合，两者之间的古大西洋关闭，并形成分布于北美东部和北欧西部（阿巴拉契亚-纽芬兰-格陵兰-苏格兰-挪威等地区）的碰撞造山带，以北欧西部的加里东（Caledonian）造山带为典型代表（该期造山作用称为加里东运动）（图11-17a）；该时期冈瓦纳古陆已整体向南极方向移动。晚古生代，已拼接的北欧-北美大陆与古亚洲的西伯利亚、中亚、华北等陆块的距离逐渐缩短；冈瓦纳古陆逐渐向北移动。在晚古生代晚期，北欧-北美大陆和古亚洲的西伯利亚、中亚等陆块碰撞，形成乌拉尔（Ural）山脉，构成范围更大的北方古陆即劳亚（Laurasia）古陆（由魏格纳命名）；北美、非洲、西南欧的陆块之间碰撞、拼合，形成海西（Hercynian）造山带（该期造山作用一般称为海西运动），使劳亚古陆与冈瓦纳古陆相连。至此，距今最近的一期超大陆基本形成，这就是魏格纳所称的潘基亚（Pangaea）大陆或泛大陆（图11-17b）。图11-17 早古生代末期（a）和晚古生代末期（b）的海陆分布轮廓（据F.K.Lutgens et al.，2009）中生代-新生代的地壳演化总体上表现为潘基亚超大陆的逐渐裂解过程（图11-18）。三叠纪时期，潘基亚超大陆可能发展到鼎盛阶段（图11-18a）。如我国南方及邻区的部分陆块可能在该时期聚合到亚洲大陆之中，相应的造山作用被称为印支（Indochina）运动。潘基亚超大陆的裂解可能始于侏罗纪（图11-18 b）。首先从北大西洋南部和古地中海西部开始分裂，继而南美-非洲与冈瓦纳大陆其余部分开始分裂，印度与澳大利亚-南极洲开始分裂。白垩纪时期（图11-18 c），南美与非洲之间开始分裂，北大西洋北部-南大西洋初具规模，并开始向北大西洋北部扩展；印度已明显向北漂移，印度洋开始明显扩展。进入新生代古近纪早期（图11-18 d），南大西洋已经展宽，北大西洋进一步向北裂开；印度洋加速扩展，而特提斯海不断闭合；印度次大陆加速北移，已接近亚洲大陆南部边缘；澳大利亚已从南极大陆分裂并向北漂移。大约在古近纪始新世中-晚期（距今4500万年前后）印度与欧亚大陆碰撞，特提斯海闭合，并形成喜马拉雅山（Himalayas）造山带。新近纪以来（图11-18e），印度次大陆进一步向北推挤，澳大利亚进一步向北漂移，大西洋中脊进入北冰洋，现今海陆格局逐渐形成。图11-18 中生代以来潘基亚超大陆的裂解、漂移过程（据F.K.Lutgens et al.，2009）

主张轮南-塔河油田是一个晚期成藏的“整装”的储层非均质的(O1)位于塔里木盆地加里东—海西期前陆盆地前隆起上巨型不整合削截圈闭的几项根据如下。1.盆地中的下奥陶统及中上奥陶统分别代表两个不同时期伸展和聚敛的盆地原型或层序塔里木盆地沉降的开始，始于740Ma的早震旦世(Z1)。早震旦世到早奥陶世(Z1—O1)的盆地的性质或原型与扬子和鄂尔多斯西缘同期沉积相似，属于被动大陆边缘上的一个伸展盆地(图5-16，图5-17)，而非拗拉槽(aulacogen)。在盆地中部，与北美Sauk(590～476Ma)相当的此一层序，以巴楚型的碳酸盐台地为核心，通过东、北、南三面有生物地层或地震相作根据的台地—台地前缘(以丘状杂乱反射作特征)和前缘斜坡(以平行斜交前积反射为特征)(图5-18)，过渡到非补偿的静海盆地相。后者它代表一种浪迹面以下少受生物扰动的深海环境，是富含Ⅰ型干酪根的盆地历史上最重要的油源岩。这就是许靖华据以估算塔里木资源量为500亿t的那个静海盆地(许靖华，1993)。图5-16 库尔勒—安迪尔兰干SN520-线层序地层剖面示盆地显生宙沉降始于早震旦世( )上述情况，与四川盆地东缘和鄂尔多斯盆地西缘所见同一时期的层序几乎相同。三个盆地的古生代前陆盆地层序对比(表5-1)。表5-1 鄂尔多斯、塔里木和扬子三个地区中上奥陶统—泥盆系前陆盆地层序划分及对比表①此处的D3( )就是原划分的东河塘砂岩之底。图5-17 塔里木盆地北部早奥陶世(两河口—牯牛潭早期)沉积相古地理图(据周棣康等，2000)示由三个相区，八个相带组成的被动大陆边缘▲露头剖面位置及编号：1—南雅当山；2—元宝山；3—却尔却克；4—兴地塔格；5—乌里格孜塔格；6—蓬莱坝；7—四石厂；8—大湾沟；9—鹰山；10—肖尔布拉克；11—苏盖特布拉克；12—唐王城；13—大板塔格；Ⅰ—南天山库鲁克塔格海槽盆地相区：Ⅰ1—库鲁克塔格南带海槽盆地相带，Ⅰ2—库鲁克塔格北带岸外海台-斜坡相带，Ⅰ3—南天山海槽盆地相带；Ⅱ—满加尔半深海盆地相区：Ⅱ1—满西斜坡相带，Ⅱ2—满中盆地-盆地边缘相带；Ⅲ—中央浅海台地相区：Ⅲ1—轮南台地边缘相带，Ⅲ2—阿克苏-满西1井开阔台地相带，Ⅲ3—和田河局限台地相带(Er)剥蚀区盆地内部的奥陶系，以满加尔坳陷所见中、上奥陶统与下奥陶统间的上超不整合为界，应分属两个不同的层序(图5-19)，其中，中、上奥陶统，相当于北美划分的Tippecanoe Ⅰ(441～475Ma)。在塔里木盆地东半部，中、上奥陶统代表一种活动边缘或弧前沉积层序，已为少数钻井(群克1井、塔东1井)证明，是一套具有完整鲍马序列、深海笔石和向上变浅的以陆源砂泥岩复理石充填的，具有早古生代最高沉积速率的(140m/Ma)残留海(Ramnant)环境下浊积盆地性质的沉积。沉积类型与地面却尔却克山、元宝山地区兰维恩期—阿什及尔期的巨厚复理石(＞2500m)相当或相近(周志毅，1990)。图5-18 塔里木盆地东北地区奥陶系地震相模式剖面以TBB-88-E78线示Sauk由巨层序(Z1—O1)的台地、台地前缘、前缘斜坡及盆地相组成的被动边缘。注意O2—3(Tippicanoe)与Sauk的关系以及东厚西薄并尖灭于阿克库勒“凸起”的楔型(代表由残留海和类B式俯冲产生的复理石增生楔)与寒武系—下奥陶统在静海盆地中低的沉积速率(1～5m/Ma)，以及自满加尔西坡向东因海水加深、欠补偿导致地层减薄的情况相反，中、上奥陶统代表盆地发展到开始聚敛阶段的一种弧前后增生楔性质的沉积，具有东厚西薄、总体向西上超尖灭的同造山期前陆盆地的楔形结构。因此，中、上奥陶统与下奥陶统之间的分界面，也就是Sauk与Tippecanoe间的界面( )，应是一个反转面，代表了盆地东部所在微陆块与东天山、阿尔金山所含微陆块之间早奥陶世之后的一次聚敛碰撞活动的开始(图5-20)。从中、晚奥陶世开始发生的同造山期复理石，到晚泥盆世以东河塘砂岩为代表的磨拉石红层，即与北美 Tippecanoe Ⅱ大体相当的层序(438～350Ma)，是加里东“祁连造山旋回”在盆地内部的表现。它对塔中、塔东(阿满凹陷)、塔北为代表的盆地内部的形成和形变，以及早期成藏组合的产生和破坏，都是非常重要的。习惯上，我们把岩石圈演化的“开局”、“吃”、“碰”、“杠”(朱夏，1990)旋回，即威尔逊旋回加里丁旋回，称为一个开合旋回。塔里木盆地中的震旦纪—早奥陶世沉积，形成于西昆仑和南天山“两个海洋”的被动边缘上，代表受伸展构造控制的裂离构造相(rift-drift)；中、晚奥陶世—晚泥盆世，代表一种微陆块聚敛碰撞的挠曲相(flexural)，二者构成了一个完整的开合旋回。其中裂离相阶段中形成的静海盆地，是塔里木地质历史上最重要的烃源岩；而从中上奥陶统的复理石到志留系—泥盆系的磨拉石，是这个盆地古生代与鄂尔多斯西缘和四川盆地东缘同一时期的一个弧后(周棣康，1996)的前陆盆地(图5-20)。图5-19 塔里木盆地奥陶系地震层序地层系统(据于炳松等，2005，补充)示O1-2(O1)及O2-3(O3)不同的层序以及O3—D向隆起的上超2.阿克库勒地区古生代地层中 (O1顶)、 (D3底)和 (P2—T底)三个不整合，分开了该区Z—O1、O2-3—D1-2、D3—C(P)以及三叠系(T)四个独立的地层层序在层序之间的关系上，有以下几方面特征。 界面上下不整合的角度达到18°(视倾角)， 以上地层区域性北倾， 以下古生代地层区域性南倾(图5-21)。换句话说，由于O2-3、S—D以及D3—C1地层在阿克库木(轮南)地区的逐层尖灭或削截，导致三叠系直接与O1侵蚀面斜接，同时，O2-3—D1-2层序(Tippecanoe Ⅰ)、D3—CP 层序(Tippecanoe Ⅱ—Kaskaskia)，以及原划作C1底部的东河塘砂岩(D3)，在阿克库木地区全部尖灭和消失。因此证明O1顶是个巨大的非等时的侵蚀面，此外，因南北沉积层序差异所产生的位势差异也是明显的。图5-20 塔里木盆地北部大陆边缘沉积-构造演化示意图(a)(据周棣康，1996)及据古地磁得出的塔里木板块显生宙运动模式图(b)(据方大均，1994)示一个开合旋回及弧后前陆盆地的位置图5-21 TB-85-N136线地质解释剖面图(示S—D、O2-3及D3—C1地层向北对O1的超覆和削截)根据钻井资料，周兴熙将轮南-塔河地区的D3—C1-2地层分成C1—C77个岩段，其中C1(小海子组)在该区未见保存，C2砂泥岩段—C7(东河塘砂岩段)则是清楚地自南向北超覆。换句话说，由于 (东河塘砂岩)在凸起围斜中尖灭，凸起三分之二地区则为下泥岩段(C5)—砂泥岩段(C2)相对非渗透的地层所掩覆，从而造成 以上的地层圈闭。此时的阿克库勒，作为O2-3之后的隆升，在D3—CP期间，继续为北高南低的地形，并以阿克库勒北面的弧形犁式断层为最高点，自南向北，伴随巴楚组(D3)和卡拉沙依组(C1)5～6个岩段的相继尖灭，D3—C1地层从南部谷地中厚近200m减薄至零。然而过了阿克库勒断层，即在轮南断裂以南所称的平台地区，仍有C1地层分布。换句话说，如果把阿克库勒凸起看作是一个以O1为核心，以狭义阿克库勒(轮南油田)为高点的古地貌高地，那么，这个高地四周，是被D3—C1地层不同岩性段不同性质的盖层所包围(图5-22)(孙肇才，1999)。3.形成阿克库勒“凸起”的时间及地应力(动力)不是来自天山问题如图5-23盆地北部地震AE-1-59线所示，阿克库勒凸起显然形成于 (D3)以前。许多研究者常把海西早期(即 )的形变动力，与北面的雅克拉断隆(狭义的塔北隆起)一起，归为来自天山造山带的由北向南的挤压(周永昌，1998，2000；康玉柱，1998，2001)。图5-22 示沿下奥陶统顶部侵蚀面D3—C1地层自南向北的逐层超覆(据周兴熙，2001，修编)现在重新考虑满加尔古生界那个有 —O1分布的被动边缘特点的静水海相盆地，以及有深水浊积、沉积楔体、岩矿特征(O2-3砂岩中含有40%～50%的来自岛弧火山岩岩屑)的O2-3残余海盆地(同造山期复理石前陆)和S—D1-2以红层为特征的磨拉石前陆。也就是控制塔里木盆地塔北、塔中和塔南(或北民丰)的边界断裂，如图5-24所示，由于构成或控制每个隆起的主边界断裂(亚南、吐木秀克、北民丰)，是一组面朝南的与配套断裂(轮南、马扎塔克)构成“Y”形对偶的基底卷入型的主压应力指向北的韧性剪切带，因此，直到晚海西期，塔里木盆地内部形变的水平挤压应力是来自南部和东南部的阿尔金地区。根据塔东1井O2-3的区域浅变质情况，推断塔里木块体与柴达木块体之间沿着当今孔雀河斜坡或库鲁克塔克东缘，应有一条代表形成O2-3俯冲增生楔体的敛合边界，导致上述“Y”形对偶断层夹持的块体向北或西北滑移。由此判断，满加尔地区O2-3—D1-2的以阿克库勒凸起作前隆的前陆盆地，应具有弧后前陆性质(图5-20中的弧后意见是周棣康同志的认识)。在此，我引一段周棣康在《塔里木盆地北部寒武—奥陶系储层特征及油气前景》一文中的一段话：“早奥陶世末期，古塔里木板块自南纬18°向北漂移(参见方大均，1994，古地磁资料)，古板块北部边缘(相当于今塔里木东北缘、东南缘)东天山、阿尔金山一带，由于洋壳的消减，由前期被动大陆边缘转变为主动大陆边缘，火山岛弧发育，构造背景由引张向聚敛转化……古板块南部(今塔里木西北缘与西南缘)，则可能继续保持被动大陆边缘态势……”(叶德胜等，2000)。这段话与笔者前面的意见一起，除了说明，阿克库勒凸起及其东西两侧的凹陷，是盆地中最早出现的NE-SW向构造之外，同时说明，盆地内部早期的挤压动力是自南向北(参见图5-20及5-24b)。4.轮南-塔河早奥陶世油(气)田是一个统一的整装的油(气)田问题图5-23 塔里木盆地北部AE-1-E59线层序地层解释剖面图(据樊太亮，1994)注意 面以下O2-3—D地层对阿克库勒凸起(前隆)的上超及明显楔形由于在该凸起范围以内，北起阿克库木，经平台区，再经阿克库勒至艾桑地区，钻遇奥陶系的工业油气流井已有25口，还有24口井见不同程度的显示(数据来自西北局1988年勘探成果图；CNPC 1987年报的数字是32口井见显示，14口井获工业油流；康玉柱在1998年底资料中的出油井是21口)。因此，笔者非常同意康玉柱同志在《奥陶系是找大油气田的重要层位和勘探建议》一文中，跳出大阿克库勒隆起上局部的小包包的控油观念，在奥陶系含油规模或范围上“很可能是整个凸起”(亦即“整装”)控油的意见(康玉柱，1998)。就是说，10年以前首先由地矿系统提出的那张奥陶系顶面( )等深度图，即面积超过4000km2的隆起(参见图5-5)是我们考虑含油气圈闭机制和范围的基础)(孙肇才，1999)。图5-24 控制盆地内部古生代“三隆两坳”的断裂系统(a)及(b)示亚南(二八台)、轮台对偶“Y”形断裂的主从关系及主应力(σ1)方向图5-25是一张工业部门提供的有关O1含油气层位的图件，这张图至少说明了这样的两个问题：钻井证明O1含油层位紧紧位于不整合( )之下，O1顶部的风化壳之中。从阿克库木(轮南)经平台区到阿克库勒以及包括塔河3号至4号地区内，O1含油层位是连片的一个整体。个别井含油气情况不佳，是O1碳酸盐岩储层致密，即由碳酸盐岩物性的极不均一性所引起的。5.轮南-塔河不整合削截圈闭的形成时间在石油天然气勘探部门，把阿克库勒看做“下古生代是鼻隆、上古生代是断层、中生代有披盖，新生代因库车北倾才形成大圈闭”的说法或“阿克库勒凸起定型于喜马拉雅晚期”的说法非常流行。有两个问题，需在概念上理清：一个是圈闭的层次问题，因为整个凸起区，有不同性质和时期的层次；二是圈闭形成的时间，这里当然是指O1顶作储层形成不整合圈闭的时间。图5-25 示轮南塔河地区O1含油层位置图就像雅克拉油气田那样，奥陶系含气层的圈闭是不整合，而J—K砂岩含气圈闭是背斜；阿克库勒凸起中生代和以O1为主体的早古生代，也是背斜或披覆背斜与不整合的所谓双层结构。如果讨论O1顶不整合面( )削截圈闭形成的时间，则有两个时间应考虑：一个是下石炭统(C1)沉积之后(或C1地层北部尖灭线以南，轮南34井以南)；另一个是轮南(阿克库木)被三叠系覆盖以后。O1削截圈闭的关键是不整合面 以上的地层能否起到盖层的作用。据CNPC公布的图件(周兴熙，1998)，在广义的轮南地区，石炭系在艾桑区以南的谷地厚达150m，伴随向北的减薄到厚度为零，石炭系所属的6个自下而上的岩段，有规律的自南而北尖灭于隆起的不同地带上(参见图5-2，图5-22，图5-26)：①C7和C6(砂砾岩段)的北界在艾桑以南；②C5(下泥岩段)的北界过了阿克库勒到了平台中部；③C4(双峰灰岩)的北界到了轮南12井；④C2+3(上泥岩和砂泥岩段)的尖灭线到了阿克库木(轮南)高地南缘轮南34井一带。图5-26 阿克库勒地区奥陶系古岩溶地貌剖面图(据周兴熙，2000)为C1不同层位向北的尖灭线图5-26表明，由于巴楚组(C6+7)的砂砾岩段在塔河附近已经尖灭，具有良好封闭性的早石炭世上下泥岩段地层，不整合地覆盖了凸起的主体，从而对遭受削截的O1风化壳以 为界，在C1沉积之后就形成了圈闭。由于在轮南地区O1与三叠系直接接触，伴随C1地层的尖灭，起封闭盖层作用的地层是轮南区三叠系底部的泥岩层。因此，包括阿克库木地区在内的整个凸起不整合圈闭的形成时间是三叠纪沉积以后。6.轮南-塔河O1油(气)藏的形成时间直到现在(包括笔者本人1999年前的文章)，以“4个并存”为内涵的“多源多期”成藏的观念，似乎已成为业界在塔里木成藏时间上的共识。然而，下述两项资料，包括后面还要提到的有效油气源岩分析，都支持轮南-塔河油田，是一个“晚期—新近纪—成藏”的又一实例。表5-2是有关轮南-塔河地区有地层温度、地层压力、饱和压力及成藏埋深下限资料的4口钻井资料。这4口井资料支持该油田的形成时间是 以来，其中解放128井(平台区)成藏期为库车组( )以来。表5-2 轮南奥陶系油气藏形成时间的确定(据梁狄刚，1999)假如我们把储集于阿克库木(轮南)三叠系之下奥陶系(O1)风化壳中的石油，与平台区、阿克库勒区以及桑塔木地区O1中的油气看成是一个动力油藏系统，则O1中的油气，显然是三叠纪沉积以后进入这个不整合圈闭的。这与“轮南14井油藏成藏埋深为2435m，相当于吉迪克组晚期”的意见(梁狄刚，1999)是一致的。也与西南石油学院陈又才等利用PVT相图计算得出的轮南断垒三叠系Ⅰ油组及桑塔木石炭系气藏形成于库车组沉积晚期意见相一致。7.轮南-塔河油田烃源岩问题这个问题，历来是多次科技攻关课题讨论研究的对象，或许涉及的问题和领域并非单纯一个“源”字能说清楚，因此直到现在还有不同意见。根据对这个问题的认识，以1999年为界，可以分成两个阶段。1999年以前，各家对将塔里木盆地包括轮南-塔河的主力油气源岩，以寒武系—奥陶系被动大陆边缘上早寒武世盆地相为关注的核心，并以多源、多期和“四个并存”(孙肇才，1996b、c)作为认识上的统一观念，似乎已对这个问题下了结论。其中，包括许靖华在国外发表的意见，主张塔里木作为有500亿t的远景储量的根据，也是那个在满加尔坳陷偏东部在地震反射上有下超及凝缩段特点的“静海盆地相”。但从1999年下半年以来，特别是梁狄刚在96-111-03报告中，将与斯坦福大学合作研究的一批中上奥陶统源岩与轮南区的下奥陶统至石炭系的原油样品的生物标记化合物成果公布后，联系到以前已经知道的深埋满加尔坳陷腹地达7000m以下的 源岩的有效性，进一步对 盆地相源岩的贡献，以及该源岩成熟于加里东或早海西至今还能经过多次“折腾”还能保存下来的担心。正因为如此，所以自1999以来，就产生了该区源岩是 —O1及O2-3两种不同的意见。加上塔中区O1—C1的油源有人认为是来自西部和深2井区 (盐下)的意见出来后，此一问题，包括对多源、多期和“四个并存”的怀疑，进一步使问题(似乎)复杂化。图5-27 塔里木盆地古生界岩石和原油中24-异丙基胆甾烷/24-正丙基胆甾烷值(据梁狄刚，1999)指示不同时代24-异丙基胆甾烷分布及油源对比笔者认为，假如承认中上奥陶统是一套聚敛阶段初期，由残留海组成的同造山期的前陆复理石，那么将O2-3自东向西在隆起边缘(如轮南区)上超部分形成的所谓泥灰丘相，定成O2-3的“斜坡”并不恰当。诚如笔者在前陆盆地共性中所说，在所有前陆盆地楔体中，都有一个沉降与沉积中心的非吻合问题(见图2-23)。O2-3的沉降中心，在满加尔厚度＞4000m，有机质丰度低，TOC＜0.2%，但在前缘相带，虽然厚度在500m以内，但TOC平均达到0.85%，相当Jones的C相带或有海洋上升流作用的生产力模式(梁狄刚，1999)。这种相似的沉积模式，我们在鄂尔多斯西缘O2-3沉积内侧、在扬子东缘内侧，都可以看到由狭义的“平凉页岩”(含笔石)及“五峰页岩”组成的这种相带。图5-28 原油和岩石中24-降胆甾烷相对含量随地质年代变化(据梁狄刚，1999)示寒武系与奥陶系的差异图5-29 原油与岩石抽提物24-降胆甾烷与三芳甲藻甾烷储量关系(据梁狄刚，1999)为此，笔者从当初(1996b、c)支持多源、多期及“四个并存”，转而支持有生物标记化合物的梁狄刚和Moldowan的意见(图5-27～图5-30)，这是与前文所述晚期成藏的内涵相联系的，是与近几年来认识到一个油(气)藏形成年龄和保存年龄与地史年龄相比是“小菜一碟”相联系的。当然，由于本区从下奥陶统产出的油气相态变异很大，既有密度大于0.9的重质原油，又有常规油、轻质油或凝析油；既有与常规油伴生的天然气，又有凝析气甚至干气。加上所处构造部位性质以及内部结构的复杂性，有关此一问题的继续研究和讨论，是显而易见的一个课题。图5-30 原油与岩石抽提物中三芳甲藻甾烷与3-甲基豆甾烷比值随年代变化(据梁狄刚，1999)

（1）地球物质系统是一个开放系统地球作为茫茫宇宙中的一颗行星天体，不可能是个封闭孤立系统，而与其他天体毫无干系。事物发展的基本规律告诉我们，自然现象之间的互相联系、互相制约是普遍存在的。很难想像地球在几十亿年的时间内，其发展演化是与宇宙的发展演化分割开来的。地质现象的发生与发展绝不是孤立的，它与宇宙中各种天体的运动变化有关。地球靠万有引力与其他天体维系在一起，并适应引力与斥力联合力场的要求，稳固在现在的绕日轨道上。各种天体的运动变化作为一种能量的转换，势必引起地球自转角速度的变化，进而影响各种地质现象的发生。地球物质系统从地球形成之时到其形成以后的整个发展演化过程中，始终处于开放状态。地球是太阳系的一颗行星，太阳系形成之时，也就是地球诞生之日。关于太阳系起源的假说有几十种，它们的提出者们都是把太阳系的起源置于开放系统中来论述的。康德的“微粒假说”认为，物质有其自身的运动规律，宇宙中普通分布着由尘埃微粒和气体质点组成的“原始星云”，在原始太阳星云的空间，由于万有引力作用，中心密实的庞大“星云团”演变成原始太阳，四周稀疏的微粒在引力和斥力作用下，一方面由小聚大，另一方面绕日旋转，逐步形成行星和卫星。这表明地球在其形成之时就处于开放系统中。地球在其形成以后的整个发展进程中也一直处于开放系统。徐道一等在《天文地质学概论》中，对银河系运动与宏观地质现象、超新星爆发与地质灾害、太阳活动与日地关系、太阳系天体对地球的影响等问题进行了系统阐述，从多个方面论述了天文因素对地球物质系统发展演化的影响并列举了大量例证。银河系中G值（万有引力常数）的变化与地质现象的发生有良好的对应关系。当太阳从近银心点运行到远银心点时，G值增大，导致太阳光度变大，地球半径缩小；当太阳从远银心点运行到近银心点时，G值减小，太阳光度变小，地球半径增大。这些变化会引起地球质量的变化，以及地球上地质构造、红层与矿产的形成。太阳系在银道面上下的往返周期（约0.8亿年）及其半周期与各种地质旋回的基本周期相近，表明太阳系在银河系中的运动，对地球物质系统的发展演化确有深刻影响。太阳是太阳系的中心天体，地球是离太阳较近的一颗行星。太阳活动对于地球的影响显而易见。太阳是地球大气、陆地和海洋温度变化的基本能源。太阳的运动变化会导致地球环境的改变、气候的改变、大冰期的重复出现，对生物的产生、发展和灭绝产生深刻影响。太阳活动（主要表现为太阳黑子、耀斑、谱斑、日珥等）的周期性变化制约着地球上各个方面、各个因素的周期性变化。太阳活动可影响到大气圈、水圈、生物圈，也可波及岩石圈。现代构造变动、地震活动与太阳活动有良好的相关性。太阳系天体（包括行星、卫星、小行星、彗星、流星及陨石等）的运动变化也会对地球产生影响。在地球上已经发现百余个陨石坑，这表明陨石冲击事件的存在。陨石冲击事件的发生促使地球产生一系列相关地质作用，并进而影响地球今后的长期发展。小行星撞击作用可在地球上引起构造变动、冲击变质、地壳局部熔融而产生的岩浆活动、地震、海啸、地磁倒转、气候变化和生物灭绝等地质事件的发生。月球对地球物质系统的作用也不可忽视，地球因月球的引力作用产生潮汐，潮汐力消耗地球动能，并对其内、外动力地质作用产生影响。以上我们阐述了地球在其形成之时、在其形成之后均处于开放系统中，银河系、太阳系的运动变化都会对地球产生影响，充分说明了地球物质系统是一个开放系统。（2）物质交换过程及其对环境演变的影响自从生命产生以来，地球系统的发展始终受到物质交换过程的影响。理论上这种生理过程对地球系统的影响可以被分为三种不同类型。1）估计自40亿年前，起码自38亿年前，生理过程已在进行。这些过程是通过有38亿年年龄的格陵兰Isua岩石中特殊的碳同位素信息以及化石遗存被证实的。碳交换的开始曾导致一种特殊的与有机体相关的分异。据估计，当时绝大多数生理过程大都是在缺氧、高温的水环境中进行的。看来，现代的深部生物圈似乎代表着这种原始状态。2）30多亿年之前，各种不同细菌中光合作用系统（叶绿素Ⅱ和其他色素和膜系统）的发展导致了氧气的释放，并与此相联系促使地球系统发生了一次深刻的变革。富O2大气圈的形成持久地改变着表层生物圈（地球表层/土壤、水圈、大气圈等）的生物化学和地球化学过程，O2胁迫作用导致了在一个细胞内复杂的微细胞器群体的产生（内源共生体理论），并由此形成了真核细胞，进而形成复杂的多细胞系统。3）前寒武纪向寒武纪的转折时期出现了生物矿化作用（Biomineralization）过程。当时水环境中过饱和钙的存在，可能导致了特殊的能够耦合Ca2＋的大分子的出现。有机体被迫发展排除钙毒害作用的机制，而这种机制可能控制着真菌的钙交换。这种分子中的一种类型就是母体分子，它们的功能在于吸纳生物矿物质并控制矿物质的生长。只有通过这种过程，才形成了复杂的有机物控制系统，而这一控制系统可能造就了有机体、有机体群落以及生态系统的差异性。进一步关于地球历史中物质交换过程发展的研究，对于将来预估岩石圈表层进行着的地质过程、地球化学过程和生物化学过程将会有重大的影响。（3）地球-生命耦合系统生物圈和生命的发展史具有不连续性，而生物多样性的变化反映了这种不连续性。地史过程包含着生物进化过程，生物多样性变化总是伴随着新的栖息地的形成和灾难性事件的出现。目前很多研究者认为，人类正面临着生物多样性危机，这种危机正在接近地史时期中的生命大灾难时期，或者也可能正在跨越生命大灾难时期。地史时期很多大灾难都被认为是生物不再能够适应由地球本身因素和/或地球外部因素导致的环境突变（如气候变化、火山爆发、海陆变化或流星撞击等）的最终结果。（4）地球物质系统是一个远离平衡态的系统地球从其形成之时，就一直处于长期的发展演化中，它从未达到不再随时间变化的平衡态。因此，地球物质系统是一个远离平衡态的系统，它时刻都在运动变化，进行着从无序向有序的演化。地球大约在46亿年前开始形成，它最初的形式是围绕太阳旋转的一团星云物质，由于向心力作用而逐渐凝聚收缩形成地球。其内圈经历了由原始地核（熔融状态、无层次，50亿～46亿年前）-核幔分化-幔壳分化（46亿～35亿年前）-硅钙层形成（34亿～30亿年前）-硅铝层形成（30亿～19亿年前）的循序演化序列；地球外圈经历了从原始地壳（45亿年前）-大气圈形成-水圈形成与生命伴生（34 亿年前）-生物进化（34亿年前至今）的循序和同步演化序列。现今地球的多圈层周心式绕核运动，体现了地球物质系统的发展是其结构从无序到有序、从少层次到多层次的过程。地球圈层的形成经过了从原始均匀球到现代非均质球、从重力热力分异到物理化学分异、从内部圈层到外部圈层的同心增长的演变历程。不仅地球的圈层演化是地球物质系统在远离平衡态下从无序向有序发展的体现，而且地壳的波动旋进，地球自转快慢的递变，地球体胀缩交替变化，地球的重热均衡代偿，地球物质的多相分化，岩矿的共生组合，有规律旋回发展的构造变动、岩浆活动、变质作用、沉积作用及成矿作用等，都是地球物质系统在离平衡态下从无序向有序发展的体现。威尔逊从板块运动的观点出发，根据现今世界上大洋盆地的特点，以时间轴为坐标轴，按生命周期总结出大洋发展的6个阶段：胚胎期（大陆裂谷）-幼年期（红海亚丁湾）-成年期（大西洋）-衰退期（太平洋）-终了期（地中海）-遗迹（喜马拉雅山）。“威尔逊旋回”体现了地球物质系统中大洋这个子系统在远离平衡态下从无序向有序的演化。综观上述，地球物质系统的形成演化史，就是其在远离平衡态下不断向有序化发展的历史。现今的地球物质系统仍是一个远离平衡态的系统，仍继续向更高级的有序方向发展。（5）地球物质系统内部各个要素之间存在着非线性的相互作用这些相互作用产生的协同效应与相干效应，是推动地球物质系统向有序化发展的必要条件之一。地球物质系统是一个规模庞大、空间广阔、时间漫长、结构复杂、功能综合、因素众多的复杂动态自然系统，其内部诸要素之间的相互作用或联系，显然不可能是简单线性的相互作用，而只可能是复杂非线性的相互作用。从地质作用的角度来看，沉积作用、岩浆活动、变质作用、构造变动以及成矿作用都不是彼此孤立互不相干的。成矿作用的发生，依赖于其余四种作用的发生，构造变动是以其余四种作用的产物作为其物质基础的。岩浆活动、变质作用和沉积作用的发生也与各自相异的其他四种作用的发生有关。这些地质作用的非线性关系，表现为在时间分布上的不均匀性与不可逆性，以及在空间分布上的不均匀性。在地球发展史中，某一时期所发生的地质作用类型、强度及规模等不可能是前期的简单重复，在这一时期是以这种地质作用占主导，而另一个时期可能是以另一种地质作用占主导，这是地质作用在时间分布上不均匀与不可逆性的体现。空间分布上的不均匀性表现为，在此区域是以此种地质作用为主，而在彼区域是以彼种地质作用占主导。一个区城的隆起必然有另一个区城的沉降相对应，而一个区域的挤压必然导致相邻区域的拉张。以上分析表明，地质作用是彼此相关的，故其相关性不可能由简单的线性关系来表征。地壳岩石圈三大类岩石之间也存在着非线性相互作用。岩浆岩、沉积岩、老的变质岩为变质岩的形成提供物质来源；岩浆岩、变质岩、老的沉积岩为沉积岩的形成提供物质来源；岩浆岩的来源有二，一是深埋于地下的沉积岩、变质岩和老的岩浆岩的重熔，二是地幔物质的上涌与侵入。三大类岩石之间的相互依存关系，并非是简单的线性关系，而是复杂的非线性关系。地球的地壳、地幔、地核之间同样存在非线性相互作用。地幔物质的上涌与侵入，为岩浆岩的一种来源，是壳幔相互作用的一种表现。地幔对流驱动岩石圈板块运动，地幔物质在大洋中脊处通过海底扩张涌入洋壳，洋壳板块与陆壳板块碰撞，陆壳物质加入洋壳板块中，洋壳板块携带地壳物质在毕鸟夫带俯冲消亡进入地幔。上述过程也是地幔与地壳相互作用的体现。综上所述，各类地质作用之间的相互作用，岩石圈三大岩类之间的相互作用，地核、地幔、地壳之间的相互作用，均是地球物质系统内部诸要素之间存在的非线性相互作用的一部分表现形式。这诸多的非线性相互作用所产生的协同效应与相干效应，是地球物质系统不断向有序化发展的必备条件之一。（6）涨落导致有序，巨涨落与地质事件中的巨旋回运动相对应把耗散结构理论中的“涨落导致有序”原理应用于地球物质系统，巨涨落这个概念可以和地质事件中的巨旋回运动（如印支运动）相对应。我们可把巨旋回运动称之为“巨涨落地质事件”。巨涨落地质事件一旦停止，形成的动态有序结构的功能作用暂时消失，而这种结构还可保留到下一个巨涨落地质事件的开始期。两个巨涨落地质事件发生之间的时期，地球物质系统进入一个较为平静的发展阶段，发生的涨落也相对小一些，这段时期相当于哲学上所讲的量变或渐变阶段；而巨涨落地质事件发生阶段，相当于哲学上所讲的质变或突变阶段。地球物质系统在其漫长的发展演化历程中，巨涨落地质事件的发生起了十分重要的作用。涨落导致有序。涨落是使地球物质系统螺旋式从无序向有序演化的必要条件之一。下面以中国大地构造的演化为例，说明巨涨落地质事件在地球物质系统发展演化中的巨大作用。中国大地构造演化经历了8个阶段，分别对应于8个巨涨落地质事件，每个巨涨落地质事件在中国大地构造演化中所起作用各不相同，下面逐一论述（以发生年代由早至晚为序）。1）阜平巨涨落地质事件（25亿年前），下分二期。迁西期（30亿年前），导致中国最早陆核的形成；阜平期（25亿年前），开始中国陆壳的一个重要形成期，形成萌地台。2）吕梁巨涨落地质事件（18.5亿年前），下分二期。五台期（22亿年前），导致出现雏地槽、雏地台两种性质不同的单元，并最终形成规模较大的原地台；吕梁期（18.5亿年前），导致中朝准地台的基本形成。3）晋宁巨涨落地质事件（8.5亿年前），导致扬子、塔里木地台形成，并与中朝准地台连成一体，形成古中国地台。4）加里东巨涨落地质事件（4亿年前），导致古中国地台解体，昆仑、秦岭、北山、天山等地槽系形成。5）海西巨涨落地质事件（2.3亿年前），导致中国北部中亚-蒙古等地槽系封闭，西伯利亚地台与中朝地台连成一体，中国南部原始中国大陆壳与印度大陆壳联结起来；中国东部太平洋板块俯冲，将中国大陆部分与中国台湾、琉球、日本、库页岛、堪察加半岛等连成一体，从而导致古亚洲大陆壳的形成。6）印支巨涨落地质事件（1.95亿年前），古亚洲大陆部分解体，滨太平洋和特提斯、喜马拉雅构造域开始强烈活动。印支巨涨落地质事件发生前，中国大地构造的发展就总体讲，分别围绕华北-塔里木、西伯利亚和印度3个古陆壳发展，陆壳有不断扩大趋势，此时中国构造主体方向与华北-塔里木地台呈一致的东西向延伸。印支巨涨落地质事件发生后，塑造了浩大的西部印支褶皱带，而东部则一改以前长期存在的南北分异局面，开始进入东西分异的新阶段，从根本上改变了中国东部构造发展的方向和格局。7）燕山巨涨落地质事件（0.65亿年前），导致统一的中国大陆继续解体，中国大陆及邻近地区的构造格局和古地理轮廓发生了重大变化，裂陷作用的强度和规模空前。8）喜马拉雅巨涨落地质事件（0.65亿年前至今），导致古特提斯海的关闭，发生强烈的褶皱断裂变动、岩浆活动和变质作用，对最终形成中国现代复杂的地貌景观有重大影响。关于巨涨落地质事件的发生机制，一方面，地球物质系统内部两个巨涨落地质事件之间的渐变阶段，是各种能量逐渐积累聚集的时期，当能量积聚到一定程度，就可导致巨涨落地质事件的发生；另一方面，如前所述，地球物质系统是一个开放系统，银河系中任何天体的运动变化均可能导致巨涨落地质事件的发生。再者，巨涨落地质事件的发生也可能是上述两个方面联合作用的结果，但因时间和（或）空间的不同，这两个方面的作用有主次之分。倘若地球物质系统内部的能量已积聚到一触即可发生巨涨落地质事件的程度，此时又有地球物质系统以外天文因素的诱导，则可发生规模和强度更加宏大的巨涨落地质事件。

1 位于亚欧板块与非洲板块交界处，两板块相互挤压，使地中海面积不断变小，最终消失2 位于印度洋板块与非洲板块的交界处，两板块相互分离，红海面积不断扩大，最终形成心得大洋3 位于印度洋板块与亚欧板块交界处，两板块相互挤压，喜马拉雅山被迫不断抬升4 位于亚欧板块与太平洋板块交界处，板块运动频繁，多火山地震5 位于印度洋板块与亚欧板块交界处，两板块不断挤压碰撞，地壳活跃

O.Tomurtogoo（Institute of Geology,Mongolian Academy of Sciences）摘要　蒙古古生代的北方超（级）地块由多种类型的增生地体组成，它是西伯利亚南部褶皱带的一部分。南方超（级）地块是古特提斯洋向北方（中朝古大陆边缘）多次前进中形成的，它属于中朝克拉通北缘褶皱带的一部分。两者之间的构造线应为劳亚与冈瓦纳古大陆块的基底缝合线的一部分。关键词　构造格架　北方超（级）地块　南方超（级）地块　蒙古蒙古古生代构成了亚洲内部造山带[1,17]，即所谓的阿尔泰造山带[25]内一个几乎完整的剖面，位于西伯利亚和中朝克拉通之间。本文作者利用地体拼贴的观点，分析了蒙古古生代总体构造分带性，这一观点主要是由美国和加拿大学者提出并发展起来的[3,6,10]。正如地体分析所表示的那样，蒙古地区的褶皱基底可划分成北方和南方超（级）地块，其边界沿着新近建立起来的蒙古中部构造线延伸。这些超（级）地块可进一步划分成若干年龄不同和类型不同的地体（图1）。蒙古古生代的北方超（级）地块的特点是：明显地拼贴格局，广泛地推覆构造，和多种多样地复合地体。一般而言，从北向南时代由老变新。这些超（级）地块中的重要部分是图瓦-蒙古超（级）地体，它是一个典型的微大陆构造[4,5,12,14,24,26]，其基底非常不均匀。最近，发现了4个里菲期地体，从西向东组成复合推覆褶皱构造，它们是：（1）Ulaantaigyn被动大陆边缘地体，它由已知的Sangilen前寒武纪“中间地块”的东翼所代表，该地块被中—上里菲期碳酸盐所覆盖，并与其变质基底分离。（2）Shishged-Dariv洋壳地体，它形成了两个由相同类型的变质杂岩组成的外来体构造。（3）Khugein-Gol增生楔地体，包括广泛分布的具蓝片岩透镜体的辉绿岩-绿片岩杂岩[15]。（4）巨大的Darkhad-Zavkhan-Orkhon安第斯型活动大陆边缘地体，包括“早前寒武纪的变质核部”和“灰色”英云闪长片麻岩、不同类型的上壳岩层杂岩（长石片麻岩-角闪岩-石英大理岩等）年龄分别为（2645±45）Ma、2370～1830Ma，约1700Ma的斜长岩侵入体[4,9,31]、以及外部巨型褶皱带广泛分布的中—晚里菲期变火山岩-变沉积杂岩和放射性年龄为1300～752Ma的众多不同类型的花岗岩类侵入体[5,14,18]。合并后杂岩将上面提到的4个地体连接成一个超（级）地体，这些合并后的杂岩是由震旦纪到早寒武世（包括阿姆加阶）海进系列含磷的浅海陆源碳酸盐沉积物组成，其底部含有哈萨克斯坦型的类冰碛物[1,5,14]。湖区、Uvs Nuur和Eg-Uuri岛弧地体从西侧和东北侧逆冲到图瓦-蒙古超（级）地体之上。三个岛弧地体形成所谓的湖区-Dzhida组合地体，该组合地体有独特的推覆构造和时代为（695±25）Ma（Sm-Nd法）的特罗多斯型蛇绿岩，但是，更重要的是其成分上含有玻安岩熔岩、高钛亚碱性和钙碱性系列的熔岩、砂屑石灰岩、凝灰质浊积岩和放射性年龄为480Ma的I型花岗岩类[7,8,12,14,16,17,26,27,30]。蛇绿岩的性质和湖区-Dzhida组合地体的岛弧杂岩清楚地指明这是一条超级俯冲带。图1　蒙古古生代的地体格架北方超（级）地块：1—超（级）地体；2—变质地体；3—岛弧地体；4—洋壳地体；5～7—浊积岩地体南方超（级）地块：8—增生柱地体；9—大陆边缘地体；10—洋壳地体；11—硅铝质岛弧地体；12—硅镁质岛弧地体主要的构造线：Ⅰ—Khangay剪切带；Ⅱ—蒙古中部构造线超（级）地体：1,2—图瓦-蒙古大陆边缘地体（1—北方部分；2—南方部分），包括Ulaantaigyn（1.1）和Darkhad-Zavkhan-Orkhon（1.3+2.2）大陆边缘地体，Shishged-Dariv洋壳地体（1.2+2.1）和Khugein-Gol增生楔地体（1.3）组合地体：4～6—湖区-Dzhida组合地体（包括4—Uvs Nuur地体；5—Eg-Uuri地体；6湖区地体），8,9—Khovd-Kharaa组合地体（包括8—Khord地体；9—Zag-Kharaa地体）简单地体：3—东Ehubsugul地体；7—巴彦洪古尔地体；10—蒙古阿尔泰地体；11—Khangay-Khentey地体；12—Duch-Gol地体；13—南阿尔泰-Ereehdava地体（断线是Ikhbogd-Kerulen缝合线）；14—外阿尔泰地体；15—Ajbogd地体；16—戈壁地体；17—戈壁-天山-Nuketdavaa地体；18—Zamin Und地体；19—Toto山地体；20—Solonkher地体对湖区-Dzhida组合地体的北部，侵位到东Khnbsugul变质地体中，区域构造上位于西伯利亚克拉通南部褶皱边缘内的Khamardaban克拉通地体的西南端。该地体是由具宽广的花岗岩穹窿构造和早前寒武纪—志留纪带状变质杂岩组成[27]。在图瓦-蒙古超地体的东缘有一个狭长的、外来的巴彦洪古尔洋壳地体，该地体由巨厚的单质蛇纹混杂岩带组成，呈巨大的块状，为蛇绿岩剖面出露的部分[7,14]。蛇绿岩是由年龄在569Ma（Sm-Nd法）的辉长岩、席状岩墙杂岩和含有海相地层的E型和T型洋中脊玄武岩枕状熔岩组成。海相地层中含有早寒武世化石[7,18]。南方超（级）地体的南部，是由一系列下、中古生代浊积岩地体组成的[1,11,12,16,17.29]。特别是Khovd-Kharaa组合地体出现的露头主要是由寒武纪-奥陶纪单成分火山质浊积岩和下伏具破碎的蛇绿岩的俯冲混杂岩组成，这清楚地表明它们是增生楔的一部分。那时，相同时代的具有混杂蛇绿岩和厚层亚长石砂岩质复理石的蒙古阿尔泰浊积岩地体可能是一个被埋藏的洋中脊。在浊积岩地体的南部体系中有一个独立的构造，即Khangay-Khentey地体，其特点是由巨厚的志留纪—泥盆纪和早、中石炭世外来浊积岩组成。最近发现，该地体是一小洋盆的碎片，因为它在晚志留世—泥盆纪沉积的Adaatsag-Onon浊积扇整合地盖于具有席状岩墙系列和N型洋中脊玄武岩的枕状熔岩之上[14]。上面介绍的北方超（级）地块中，所有的地体都被不同类型的叠覆杂岩所覆盖。主要的成分是古生代中期火山成因的陆源沉积（不包括Khangay-Khentey地体）和含不同类型磨拉石的晚古生代陆源火山岩[2,11,12,16,17,26,29]。蒙古古生代的南方超（级）地块与北方超（级）地块相比有完全不同的构造。前者表现出线性构造对称的特点以及由大陆边缘加长的地体有规则地交替（在剖面上），并具有相似的或狭形的地体组成了古洋壳杂岩。由南阿尔泰-Ereendavaa，戈壁-天山-Nu-Ketdavaa和Toto山大陆边缘地体组成的这些一级构造都具有相当单一的早加里东的褶皱基底，这些基底中含有不同时代的杂岩。因此，可以认为这些地体通常是一个单独褶皱区的组成部分。在这一褶皱基底之上，新元古代碳酸盐-片岩杂岩占主导地位，它位于下伏的前寒武纪早期多次变质的杂岩和“灰色”片麻岩之上[1,4,12]。前面提到的杂岩在许多性质与在中期克拉通北缘充填在“古地堑”中的渣尔泰群和白云鄂博群的变质杂岩相同[19,20]。这些地体的基底之上的剖面是震旦纪—早寒武世陆棚碳酸盐沉积，其上部含有古杯海绵化石。只有在南阿尔泰-Ereendavaa地体基底上的Ikhbogd-Kerulen缝合带内，上部的陆棚碳酸盐被相同年龄的蛇绿岩突然地置换，它类似于中朝克拉通北部的鄂尔多斯缝合带中的蛇绿混杂岩[1,12,14,19,20]。以上描述的大陆边缘地体中的早加里东基底被中寒武世的S型花岗岩类侵入体所穿切[1,12]。大陆边缘地体覆盖的沉积物包括中奥陶世到早石炭世的陆棚碳酸盐-陆源岩，它们的下部层位的某些部分被单成分的浊积岩所替代，而剖面其它地段被志留系—泥盆系堤礁或泥盆系—早石炭世火山成因的磨拉石建造所取代[1,12,17,23,26,27,29]。偶尔，晚寒武世—早奥陶世裂谷成因的火山-复理石杂岩出现在沉积盖层中，这些杂岩含有大陆拉斑玄武岩成分的变质基性岩。此外，在大陆边缘地体中还有晚古生代至早三叠世不同类型叠置的杂岩，它们主要是由陆源火山岩和大陆或海岸磨拉石组成[1,2,12]。南方超（级）地块中，二级地体是以古海洋缝合线的形式存在的[13,14,23,27,29]，它们的特点是推覆构造和多种类型的火山沉积杂岩发育，并伴随有含薄层蛇纹大理岩-放射虫岩层的利古里亚（Ligurian）型蛇绿岩，蛇纹大理岩-放射虫岩层位于基性玄武熔岩的上部单元。这些杂岩的时代范围是变化的，外阿尔泰洋壳地体，Ajbogd、戈壁和Dzamin Uud岛弧地体时代为志留纪—早石炭世，最南部Solonkher岛弧地体为中石炭世—晚二叠世。与后者年龄相似的还有Duch-Gol增生楔地体，它的位置正相反，位于超地块的北缘。典型的泥盆纪—早三叠世俯冲混杂岩出现在这个地体中，该地体主要是由复理石与绿片岩变质岩和可能是泥盆纪的残留蛇绿岩混杂而成[17]。更重要的是Solonker地体和Duch-Gol地体的晚古生代杂岩中伴随有不同的动物群，前者通常是典型的特提斯动物群，而后者主要是北方动物群[1,17,23]。蒙古古生代地体拼贴的形式可用下面的地球动力学模式加以解释（图2）。图2　蒙古古生代板块构造形成模式1—前寒武纪华夏古陆；2—西伯利亚前寒武纪陆壳碎片；3—北亚加里东大陆；4—增生地体；5—蛇绿岩缝合带；6—洋壳；7—扩张中心；8—海山；9—增生楔；10—火山弧；11—盆地内部和边缘火山成因的陆源系列和硬砂岩系列；12—堤礁；13—大陆坡和隆升区的单成分浊积岩；14—陆棚沉积物；15—磨拉石；16—火山成因的磨拉石杂岩构造格架图中的阿拉伯数字表明了洋盆、增生楔和缝合带的形成位置：①，③，④古亚洲洋洋盆（①阿尔泰-Khentey洋盆；③Shishged洋盆；④Dzhida洋盆）；②古太平洋的Khangay-Khentey洋盆；⑤，⑥—具大洋型地壳的消减槽（⑤Ikh Boyd-Kherlen消减槽；⑥戈壁-阿尔泰消减槽）和古特提斯洋的洋盆（⑦外阿尔泰洋盆；⑧南蒙古洋盆；⑨内蒙古洋盆）在古元古代，整个蒙古地区古生代地质体是瑞典－芬兰型活动带的一部分。开始，这条带极有可能具有西太平洋型的现代大地动力学系统，但是后来，由于格林维尔构造作用而固结（concolidated），最终变成了超级泛大陆的一部分。在里菲期—早奥陶世，发现蒙古古生代超（级）地块以图瓦－蒙古微大陆形式存在于古亚洲洋内，它的周围是洋盆。然而，古生代南方超（级）地块成为中朝大陆的戈壁边缘的一部分。由于古特提斯洋向华夏古陆不断前进，北方超（级）地块受到破坏作用的影响。在这些事件中，古亚洲洋中的古蒙古部分可看作是大陆增生系统中的一个差异侵蚀盆地。它们中的大多数在早奥陶世终结并焊接在西伯利亚克拉通上，最后转变成广阔的亚洲北部加里东大陆。在中奥陶世和三叠纪侵入作用开始的时间内，北亚大陆在其南部被古亚洲洋的蒙古－鄂霍次克（Khangay-Khentey）小洋盆所包围。中朝大陆的戈壁边缘逐渐向西伯利亚运动，并在古特提斯的前进作用中遭受破坏，由于“威尔逊旋回”而再次“焊接”。到中三叠世，北亚板块与中朝板块斜向碰撞，导致了蒙古－鄂霍次克洋盆Khangay-Khtutey部分的完全消失，最终导致了蒙古古生代联合大陆壳的形成。对蒙古古生代地体构造的分析可得出如下结论：（1）蒙古古生代的北方超（级）地块是一个古生代的推覆－褶皱区。它是由形成于加里东古亚洲洋（加里东地体系统）和古太平洋的华力西蒙古－鄂霍次克洋盆（Khangay-Khentey地体）中多种类型的增生地体所组成。在亚洲内部造山带的区域构造中，蒙古古生代的北方超（级）地块是包围西伯利亚克拉通的南部褶皱带的中亚古生代褶皱带的一部分[17]。（2）蒙古古生代的南方超（级）地体是一个碰撞型的华力西褶皱带，它是在古特提斯洋向北方（现代方向）中朝古大陆边缘多次前进中形成的。该事件随着早、中、晚古生代“威尔逊旋回”的产生。在亚洲内部造山带的区域构造上，蒙古古生代的南方超（级）地块属于中朝克拉通北缘褶皱带的额尔齐斯－兴安褶皱带[28]。（3）蒙古的线性边界可划分成上面提到的亚洲内部造山带的增生和碰撞褶皱带，称之为蒙古中部构造线。该构造线是一条向西延续的已知的蒙古－鄂霍次克构造线[17]，并一直进入中亚的内部地区，它代表了亚洲北部古大陆与中朝古大陆斜向碰撞的痕迹。因而，蒙古中部构造线是劳亚与冈瓦纳古大陆块的基底缝合线的一部分。（刘淑春译，郝梓国校）参考文献[1]A.L.Ynashin 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分类: 教育/科学 >> 职业教育 解析: §3.板块构造 在大陆漂移和海底扩张的基础上，人们开始将大陆地质的研究与海洋地质的研究结合并统一起来。力图找出它们之间本质的联系。这就产生了板块构造的理论。 最早将板块构造的思想介绍到我国的是地质界老前辈尹赞勋1972年。 一、板块构造的基本内容1．固体地球在垂向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层——上部刚性的岩石圈与下部塑性软流圈。 2.岩石圈在侧向上又可划分为大小不一的板块。板块之间以洋脊、海沟、转换断层及地缝合线为界。板块边界是地震、火山、构造活动集中的地带。 3岩石圈板块在地球表面作大规模水平运动。洋脊处扩张增生，海沟处压缩消亡，以保证地表面积不变。 4．板块运动的驱动力来自地球内部的地幔对流。 二、板块的划分 （一） 边界类型 1． 洋脊———离散型边界，生长性边界。 地幔物质在此涌出，洋壳增生，两侧板块沿边界相背运动（离散运动）。 大量的玄武岩喷发及频繁的浅源地震。 2． 海沟———汇聚（敛合）型边界（消减带、消之带、俯冲带）。 沿此边界相邻板块作相向运动，洋壳府冲潜入陆壳之下消亡。沿此边界有了强烈的地震，岩浆活动（火山、侵入）构造变形、变质作用）。 3． 转换断层——（与洋脊、海沟通共生）平错型边界。 相邻两板块作剪切错动，无增生，无消减。沿此边界有地震及构造变形。 4． 地缝合线——汇聚型边界（碰接边界）。 两大陆壳的碰撞带或焊接线。 两板块相碰，洋中壳府冲到地幔中消失，两侧的陆壳相碰，发生强烈挤压，经长期褶皱、逆掩、破裂、混杂、变质形成的线状分布，复杂地带，喜马拉雅山、阿尔卑斯山、雅鲁藏布江。 (二)、全球板块的划分 根据以上的边界樗，全球大致可划分为六大板块（法地球物理学家1968年提出Le.P:chon） 上述六大板块可以称为全球性的一级板块，在板块内部又划分出次一级的小板块，小板块边界类型仍与大板块相同，仅规模小。 以上讲的是现代地球队表面板块划分，这里板块边界仍然是活动着的。在整个地质历史中，如果都贯穿着板块运动，析以块必定有分、合合分的现象，对古板块的划分，还有待于进一步研究。 三、板块的运动及驱动力 1． 板块的运动 严格地说板块不是平面，是曲面是球面上的一部分。 板块运动也不是水平运动，它是刚体沉球面运动。根据“欧拉定律”球面（球面几何定律）说明，任何一个刚体沿球体表面的运动都必定是一种绕轴的旋转运动。因此板块运动也必定绕某些旋转轴的运动。 旋转轴在球面的投影我们叫旋轴极。显然板块运动在靠近板点处，速度慢，而远离极尤其在旋转赤道上，速度最大。转换断层很可能是为适应和调节运动调节运动速度差异而产生的。 以大西洋脊为例，基本证实了这个理论。 大西洋脊上的转换断层基本垂直于某一轴——旋转轴。与旋转轴垂直的旋转赤道上，扩张速度最快2cm/年，向两极递减。 2． 动驱动力 地热对流，早在1928英国霍姆斯设想了不能存在地幔对流。 由于地幔对流，上升该处为洋脊，下降流处为海沟，其间岩石圈板块，象驮伏在传送带上，向两侧运动。 无直接证实，是板块构造对＊辩于的问题。 三.板块运动与大洋的起源和发展 在讲大陆漂移的理论时，我们讲过魏格纳能及后来五十年代新资料都证实了，侏罗纪之前地球表面仅有泛大陆大洋。理在分隔各大陆的大西洋和印度洋都不存在。而中生代之后，联合古陆分裂，漂移才形成理代的大西洋和印度洋。 大西洋、印度洋—中生代之后形成的年青的大洋。 太平洋——古老的洋盆、年青的洋底（≤1.7年）当初魏解释，Si-Al层在 Si-Mg之上漂移。一方面两钢性体之间的大规模移动本身难以成立，另一方面也无法解释太平洋矛盾的现象。 板块构造理论提出后，人们用板块的离散边界和汇聚边界比较圆满地解释了新大洋的张开，及古老大洋的收缩。 新大洋形成处正是离散边界开始出现的地方，这里洋壳俯冲的少，洋底生长快，谓之慢，洋底扩大，增生多。 古老太平洋，洋脊生长同时，海沟处消亡。消亡量>生长量。海盆缩小（太平洋缩小量正好＝大西洋 + 印度洋张开的量，地表面积不变）。 同时，由于生长与消亡的循环，使太平洋保留下年青的洋底。 1974年加拿大学者威尔逊把大洋的开合，大洋盆地的演化归为六个发展阶段。称威尔逊旋回： 阶段 实例 主导运动 特征形态 胚胎期 东非裂谷 抬升 裂谷（断裂、地裂） 幼年期 2000万年红海亚丁湾 扩张 狭海（有平等的海岸及中央凹陷） 成年期 印度大西洋 扩张 洋盆中有活动的洋脊 衰退期 太平洋 收缩 有发青的岛屿及海沟 终了期 地中海 收缩 无活动的中脊狭小 遗痕（地缝线） 喜马拉雅山 抬升 年青山系 前三个阶段，表明了大洋形成和张开，后三个阶段标志了大洋的收缩关闭。 扩张中的大洋泛发育大西洋型大陆边缘（大陆架、大陆坡、陆隆） 收缩中的大洋至少有一侧是太平洋型大陆边缘（大陆架、大陆坡、弧、海沟） 大洋的发展过程中，大西洋型大陆边缘，由于软流图的下降流引及地壳均衡作用，逐渐转化为太平洋型大陆边缘。 板块运动存在的问题： 1． 驱动力尚无直接证据； 2． 切断洋脊的原因； 3． 洋底含煤沉积的原因无法解释 4． 从目前资料来看，非洲板块的南、东、西都被扩张的洋脊所环绕 如何消减？ 5． 日前板块构造涉及的时间范围不超过中生代，对更早时代的地质现象 如何解释，也就是古板块划分如何是人们关注的问题。 有些板块构造学者认为，现代大陆上很多山脉或大构造行迹都是古板块相撞的结果。大陆是多次板块碰撞焊接而成，但很难严格地划分识别古板块边界，推测板块运动。识别古板块还无令人信服的理论依据。

会，地质上有威尔逊旋回一说，你可以查查威尔逊旋回的详细资料，应该有不少，太平洋的成熟期已经过了，正在迈向衰退，可能几百万或者几千万几亿年之后，亚洲会和美洲对接，就像欧亚板块和印度板块碰撞似的

1、印度洋是地球上的第三大洋，但在地质年代上，它是地球上最年轻的大洋。为什么呢？原来根据板块学说的原理，印度洋是在距今6500万年至2.25亿年的中生代时产生的。2、在2亿多年前，印度半岛、澳大利亚、南极洲和非洲的南半部是连在一起的一块古老大陆。印度洋洋盆是随大陆漂移而不断发展形成的。估计在1.8～2亿年前，地球内部的伟大力量，无情地撕裂了这块古陆，这使它的“碎片”各奔东西，原始的印度洋诞生了！

1.早期红海应该是陆地，然后因为板块运动开裂形成大陆裂谷，进一步裂开形成现在的陆间海，然后随着板块间的分离的加剧，会发展成为大洋（如现在的大西洋），当大洋发展到了尽头就开始衰退（如太平洋），最终板块加压形成一条地缝合线，可能会有残留海（地中海）。这是威尔逊旋回说2.红海的形成仍是非洲与阿拉伯半岛这两个板块漂移和彼此分离的结果。大约在2000万年前，红海首先在北部形成，在距今300～400万年前，今日红海中轴地壳发生张裂，海水入侵，出现了亚喀巴湾及南部海区。就是说，现在的红海实际上是在300多万年前出现的。其后，海底继续扩张，裂谷不断拓宽，红海中轴处新生的洋壳不断将古老的岩石基底向两侧推移。今天在海底可以观测到，随着逐流远离中轴，两翼岩石的年龄也逐渐增大，从300万年增至2000万年，目前红海仍在继续分离，其扩张速率为每年1.0～1.5厘米，阿拉伯半岛正以这个速度向亚洲压挤。可以推想，如果照此发展下去，那么2500万年后波斯湾就会消失，而沙特阿拉伯将与伊朗碰撞在一起，红海将成为地球上烟波浩渺的“世界第五大洋”。希望对你有帮助

非岩浆成因的超镁铁质岩石，按照产出的构造背景可分为两类：一是因构造作用冷侵位形成的超镁铁质岩；二是由玄武质岩浆和金伯利岩浆携带的地幔岩捕虏体（简称地幔包体）。（一）构造侵位超镁铁质岩1.蛇绿岩及其中的超镁铁质岩蛇绿岩（ophiolite）是一套岩石组合的总称，而不是单一的岩石类型，因而，也常常称为 “蛇绿岩套”。蛇绿岩的传统定义是指出露在地表、最初形成于古扩张中心的大洋岩石圈的残片（Coleman，1977）。蛇绿岩可分为MOR型和SSZ型。MOR型蛇绿岩形成于洋中脊，即属于威尔逊旋回的最初阶段（海底扩张）的产物。SSZ型蛇绿岩形成于俯冲带上（supra－subduction zone）构造环境（Robinson et al.，2003）。现在，SSZ术语扩展到俯冲带影响的所有大洋橄榄岩（Dilek ＆ Furnes，2009）。因此，蛇绿岩是古大洋盆地和造山带重建的关键标志。在造山带沿断裂带分布的蛇绿岩杂岩被看成碰撞的大陆板块或增生地体之间的缝合带。例如，以青藏高原的雅鲁藏布江蛇绿岩为主要标志，将青藏高原划分为北侧属于欧亚板块的拉萨地体和冈底斯弧岩浆带，以及南侧属于印度板块的喜马拉雅造山带（许志琴等，2011）。图6－1 蛇绿岩层序示意图（转引自路凤香和桑隆康，2002）在深海沉积物之下，理想的蛇绿岩剖面自上而下包括枕状熔岩、席状岩墙杂岩（sheeted dikecomplex）、辉长岩及超镁铁质堆晶岩、变形橄榄岩等岩石单元（图6－1）。其中，只有变形橄榄岩才是典型的非岩浆成因的超镁铁质岩，变形橄榄岩上部的超镁铁质堆晶岩虽然也是构造侵位的超镁铁质岩，但它本质上是火成堆晶成因的（见下节）。◎枕状熔岩：多为拉斑玄武岩，因喷发于海底，多具枕状构造，也可以呈层状、块状、透镜状。熔岩中夹有火山角砾，玄武岩层间或玄武岩枕体间有火山灰或石灰质充填其中。原生的拉斑玄武岩常常遭受到海水的蚀变和钠质交代形成细碧岩，矿物组合为钠长石－绿泥石－绿帘石－方解石－沸石。在这一单元中可以出现由玄武岩浆分异形成的中性、中酸性火山岩，它们遭受蚀变后变为角斑岩及石英角斑岩。◎席状岩墙杂岩：通常认为是由100％的辉绿岩墙组成，它们直立在海底扩张脊下，是上部熔岩的通道。由于岩墙在浅部形成，通常有玻璃质的对称冷凝边，但后面的岩墙不断地挤入到前面的岩墙，使得前面的岩墙两侧的冷凝边不对称。岩墙的数量往上逐渐减少，熔岩的数量增多，直至过渡到喷出岩层。◎辉长岩及超镁铁质堆晶岩：通常是蛇绿岩中厚度最大的组成单元。这一单元的岩石组成上部是辉长岩、闪长岩及斜长花岗岩，辉长岩和闪长岩多以杂岩体形式产出，上部多无带状和火成层理构造，而靠下部往往为层状辉长岩；而斜长花岗岩多呈岩枝、岩墙产出，并穿插于辉长岩等岩石中。下部为超镁铁质堆晶岩，具火成堆晶结构，发育火成层理构造，可见韵律层。岩石类型有纯橄岩、二辉橄榄岩、辉石岩。主要矿物辉石和橄榄石多数是富镁的变种，一般不出现向富铁方向演化的趋势，以此可以与大型岩盆状的层状岩体相区别。从地震波速上看，超镁铁质堆晶岩具有地幔岩的特点，但只有在超镁铁质堆晶岩的下部，才出现岩石学上的壳幔边界（Moho面）。◎变形橄榄岩：具变形变质结构的橄榄岩中最常出现的是蛇纹岩或蛇纹石片岩，往往在岩体中间包含未蚀变的纯橄岩、方辉橄榄岩及辉石岩的层、岩块、透镜体，它们之间可呈构造接触，见不到淬火边或接触变质带；也可以是逐渐过渡关系，显示出蛇纹岩是橄榄岩蚀变的产物；也有些粗粒辉石岩形成岩脉穿插在橄榄岩中。值得指出的是，在自然界，图6－1剖面中的各类岩石很难同时见到，往往只出现其中的一部分或几部分。目前，世界上已知最古老的蛇绿岩是格林兰西南的Isua蛇绿岩带，其年龄约为38亿年（Furnes et al.，2007），其中的超镁铁质岩主要为层状橄榄岩，多已发生蛇纹石化或硅钙化，而研究较深入的是塞浦路斯Troodos蛇绿岩（图6－2）和土耳其Antalya蛇绿岩。其中的超镁铁质岩的地质特征如下：（1）野外产状超镁铁质岩是蛇绿岩套的重要组成单元，常与其他镁铁质岩石呈层分布，如塞浦路斯Troodos蛇绿岩带剖面（图6－2），包括下部的角闪石岩细片、构造侵位的方辉橄榄岩，在方辉橄榄岩中常常具有辉石岩岩墙和豆荚状纯橄岩，中部的超镁铁质岩则主要为超镁铁质堆晶岩，上部为镁铁质的岩墙或岩床等。总的来说，蛇绿岩带下部的超镁铁质岩主要为变质变形方辉橄榄岩，如Troodos和Antalya蛇绿岩带，以方辉橄榄岩为主（Bagci et al.，2006），它们常呈陡倾的长条状、透镜状岩体产出，平行于构造线成群成带分布。（2）矿物组成蛇绿岩带内的超镁铁质岩大多发生强烈蛇纹石化作用和变质变形作用，但其矿物组合和原始结构仍然可以部分保留，以青海省德尔尼蛇绿岩为例（Yang et al.，2009），其主要地幔岩为方辉橄榄岩，矿物由橄榄石（75％ ～90％）、斜方辉石（10％ ～25％）和铬尖晶石（＜1％）组成，其橄榄石均蛇纹石化，而斜方辉石有部分被保留；纯橄岩则由橄榄石（93％～96％）、斜方辉石（3％ ～6％）和少量尖晶石组成，其斜方辉石大多蚀变为绢石；蛇绿岩带内少量的二辉橄榄岩则以橄榄石（70％～80％）、斜方辉石（10％～15％）、单斜辉石（5％～10％）和少量尖晶石组成。（3）结构变形的超镁铁质岩主要出现定向构造和碎斑结构，矿物内部也可见到变形结构，如波状消光及扭折带（kink band）。（4）化学成分由于其主要矿物为橄榄石、辉石、尖晶石等富镁铁质矿物，导致其地球化学组成表现出高Mg、Fe、Cr、Co、Ni含量，较低的Na/Mg、Ca/Mg等比值的特征。以西藏日喀则蛇绿岩中地幔橄榄岩为例（表6－2），岩石以方辉橄榄岩为主，少量的纯橄岩，岩石具有较低的SiO2（41.6％～44.6％）、Al2O3（0.04％ ～0.42％）、CaO（0.3％ ～1.2％）、Na2O＋K2O（0.02％～0.06％）和TiO2（0.06％～0.24％）含量，而具有高Fe和Mg的特征。此外，岩石具有“V” 字形的稀土配分型式，其（La/Gd）N比值变化于3.2～64.6之间，铂族元素具有显著的富Pd特征。从结构、构造和成分特点来看，地幔橄榄岩不同于火成的橄榄岩，它属于原始地幔岩或经部分熔融后的残余地幔。从这种地幔派生出新的洋壳后，两者共同构成大洋板块，在洋中脊扩张时作为一个整体移动。最近，Dilek ＆ Furnes（2011）划分出与俯冲有关的蛇绿岩（subduction－related ophiolite）和与俯冲无关蛇绿岩（subduction－unrelated ophiolite）两大类，前者包括俯冲带上和火山弧两个亚类，它们的演化是受板片脱水和相伴的地幔交代作用、俯冲的沉积物的熔融以及交代橄榄岩的多幕部分熔融控制的，发育于洋盆关闭过程中。后者包括大陆边缘、洋中脊（近地幔柱、远离地幔柱、远离海沟）和地幔柱（近柱脊、大洋高原）等几个亚类，它们是在裂谷漂移和洋底扩张过程中发展演化起来的。地质历史时期，蛇绿岩的形成和侵位分别与碰撞形成超大陆、大陆裂解以及和地幔柱相关的超级岩浆事件的峰期时间相一致。图6－2 塞浦路斯Troodos蛇绿岩剖面图（据Dilek ＆ Fumes，2009）表6－2 西藏日喀则蛇绿岩中代表性地幔变形橄榄岩化学组成续表（据Chen＆ Xia，2008）2.造山带超镁铁质岩（1）野外产状该类岩石是指与大洋壳或蛇绿岩无关的地幔岩，代表着地壳下部地幔组成，其主要岩石类型为含石榴子石、尖晶石或斜长石的橄榄岩，如意大利阿尔卑斯造山带，故又称为阿尔卑斯型超镁铁质岩或造山带橄榄岩。该类超镁铁质岩由于没有经过岩浆阶段，是构造 “侵位”形成的，因而与围岩之间为构造接触，没有岩浆成因的侵入接触关系，接触带亦不存在接触变质现象，并且多呈形状不规则、规模大小不等的构造岩片产出。岩石可呈岩块分布在变质沉积岩中，并沿着碰撞缝合带或断层呈条带状延续分布（Bodinier＆ Godard，2003）。该类岩石常常与造山带变质带紧密联系，按照其产出的主体岩相和剥蚀前的P－T轨迹，可以将造山带超镁铁质岩分为高压/超高压型（HP/UHP）、中压型（IP）和低压型（LP），依次对应的主要地幔岩石类型为石榴子石橄榄岩、尖晶石橄榄岩和斜长石橄榄岩。此外，大陆地壳剖面超镁铁质岩也属于造山带超镁铁质岩，以意大利北部的Ivrea－Verbano构造带（IVZ）为代表。（2）矿物组成阿尔卑斯型超镁铁质岩的组成矿物主要为橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、尖晶石，以及少量的斜长石、铬铁矿和石榴子石，其中铬铁矿以较高的Cr/Fe比值为特征。纯橄岩主要由浑圆状橄榄石晶体组成，含少量铬尖晶石，当纯橄岩中橄榄石和尖晶石含量都较多时，常常出现韵律交替环带，在一些强烈蛇纹石化的纯橄岩中还会出现磁铁矿；异剥橄榄岩主要由橄榄石（45％～80％）和单斜辉石（20％～25％）组成，以中堆晶结构为主；二辉橄榄岩则主要由橄榄石（70％～80％）和辉石（20％ ～30％）组成，斜方辉石（常常为顽火辉石）和单斜辉石（常为透辉石）均有，增生堆晶结构发育；方辉橄榄岩主要由橄榄石（70％ ～85％）和斜方辉石（15％～25％）组成，含少量的铬铁矿等矿物（5％）。（3）结构阿尔卑斯型超镁铁质岩岩石结构复杂多样，主要结构有：(1)残存原生岩浆结构，表现为具浸染状分异成因的铬铁矿矿条及尖晶石、绢石组成的流动构造；(2)变质变晶结构，如粒状变晶结构，交代结构等；(3)压碎结构，如重结晶和塑性变形等；(4)嵌晶结构，如嵌晶石榴子石结构（图6－3a），表现为石榴子石颗粒内具有晶内斜方辉石和细小橄榄石（图6－3b），且斜方辉石具有明显的晶体优选方位，呈针状分布在石榴子石晶体内（图6－3c，d）。图6－3 嵌晶石榴子石结构（石榴子石颗粒内部具有斜方辉石和橄榄石熔融残余颗粒）（据Spengler et al.，2006）（4）化学成分造山带超镁铁质岩包括造山带橄榄岩和造山带辉石岩。造山带橄榄岩中主量元素具有一定相关性，如Mg和Al具负相关关系，而Ca和Al具有正相关性，此外，相对于蛇绿岩和大洋岩石圈地幔岩，造山带橄榄岩富集轻稀土元素。按照其稀土组成特征，可以将造山带橄榄岩稀土划分为四类：(1)未交代的肥沃二辉橄榄岩型（N－MORB型稀土分布，平坦的HREE，较亏损的LREE，La含量约为球粒陨石的0.1～1倍，而HREE为球粒陨石的2倍）；(2)未交代的难熔橄榄岩型（REE含量整体亏损，与未交代的肥沃二辉橄榄岩相比，前者具有更高的轻重稀土分异比值）；(3)交代的二辉橄榄岩型（具明显的LREE富集特征）和(4)重富集的难熔橄榄岩（平坦的REE配分模式和正Eu异常）。特别注意的是强不相容元素（Rb、Cs、Ba、Nb、Ta、Th和U）在各类岩石中具有规律性变化，即由交代的造山带橄榄岩→未交代的造山带橄榄岩→蛇绿岩和海洋橄榄岩，其强不相容元素含量逐渐降低。造山带辉石岩可分为低铝辉石岩和高铝辉石岩，前者Al2O3 ＜10％，主要为铬透辉石辉石岩，后者Al2O3 ＞10％，主要为含铝普通辉石辉石岩。造山带辉石岩的稀土组成受到其构造类型和矿物种类的控制，例如被基性岩脉切割的辉石岩具有轻稀土和中稀土富集的特征，稀土配分模式为上凸型，而与橄榄岩面理平行的呈层状的辉石岩则具有变化的REE总量和变化的LREE组成，其中含铝尖晶石单斜辉石岩具有富集的HREE组成。3.深海环境超镁铁质岩（1）野外产状除了海底钻探可以获得大洋超镁铁质岩石的样品外，绝大部分大洋地幔岩是通过与裂谷作用相关的正断层或者转换断层而剥蚀到海平面获得的，产出环境主要包括大洋中的洋脊断片边部、断层末端、深海、蛇纹石化海域或者被动大陆边缘环境。由于大洋上地幔最佳的剥落窗口是缓慢扩张（＜3cm/a）的洋中脊，而快速扩张（＞10cm/a）的洋中脊系统超镁铁质岩极少出露，因此，在大西洋和印度洋等缓慢扩张的洋中脊系统中的断层或裂谷带内，就广泛发育这类岩石。大洋核杂岩就是深海环境的超镁铁质岩的典型代表。大洋核杂岩中的超镁铁质岩主要为方辉橄榄岩，少量的二辉橄榄岩。大洋关闭后可以以蛇绿岩形式产出。除了洋中脊扩张中心，在俯冲带也可见少量的深海超镁铁质岩，如地中海西部的Tyrrhenian地区，伊豆－小笠原－马里亚纳弧前地域和南沙丁湾弧盆（Bodinier ＆ Godard，2003）。（2）矿物组成典型的大洋地幔岩的原始矿物组合为橄榄石、尖晶石、斜方辉石、单斜辉石和斜长石，其中方辉橄榄岩中不含单斜辉石，除此之外，还具有少量的重结晶矿物（橄榄石、单斜辉石等）。原始的橄榄石和斜方辉石为粗粒，粒径达到20mm，而重结晶的橄榄石则较小，粒径为0.2～0.5mm。而斜方辉石在受到变形作用后，会发生重结晶作用，形成大颗粒变晶（1～5mm），该变晶具有扭折带和显微裂隙。（3）结构绝大多数的深海超镁铁质岩为无斜长石橄榄岩，大多为粗粒结构，但是在发生了高温重结晶作用后，岩石均发育碎斑结构。特别注意的是，当岩石中具有橄榄石和斜方辉石两种碎斑时，可根据其相互关系和特征划分为两类（Seyler et al.，2003）：一类是斜方辉石形态高度不规则，具有广泛的熔融颗粒边界，其熔融港湾状部位充填着自形－半自形的重结晶橄榄石；另一类是斜方辉石未发生变形，为半自形晶，与具有波状消光的粗粒橄榄石颗粒呈圆滑曲线接触。（4）化学成分特别注意的是，该类超镁铁质全部都发生了高度的蛇纹石化蚀变，其岩石地球化学成分发生了较大改变。因此，全岩地球化学特征不能反映其真实信息，但是部分矿物仍然具有探究源区属性的作用，以印度洋中脊西南为例（Seyler et al.，2003），其橄榄石Fo值为89.28～90.73，NiO含量为0.32％～0.43％；斜方辉石Mg＃值为89.29～92.27，并且核部较边部富集Al、Cr、Ca；单斜辉石斑晶发育强烈环带结构，自核部到边部Al2O3和Cr2O3含量逐渐减低，Mg＃则具有边部高核部低的特征，而Cr＃和CaO（21％～24％）含量则相对稳定的；尖晶石矿物则具有较均一的矿物成分，Cr＃和Mg＃分别变化于15.1～51.1和62～76之间。（二）地幔包体（捕虏体）地幔捕虏体或称超镁铁质岩捕虏体（ultramafic xenolith），是由地幔岩浆（主要是玄武岩、金伯利岩、钾镁煌斑岩等岩浆）从地幔岩浆源区或从岩浆上升的地幔通道中捕虏而来的地幔岩碎片，主要岩石种属有方辉橄榄岩、尖晶石二辉橄榄岩、橄榄二辉岩、石榴二辉橄榄岩及纯橄岩等。捕虏体的矿物组成和化学成分显示不均一性（Menzies，1983），由于碱性玄武岩的起源深度较金伯利岩和钾镁煌斑岩浅，其携带的地幔包体反映了地幔浅部特征，而金伯利岩和钾镁煌斑岩岩浆携带的捕虏体代表较深部位的地幔组成特征。包体通常比岩浆重得多，密度比寄主岩浆大，正是由于寄主岩浆以高达0.1～4.0m/s的速度从100多千米以上的地幔深处上升，才克服了包体在岩浆中的重力沉降，将其带出地表或近地表处。该类岩石主要产于张性或裂谷的环境，寄主岩浆起源深度大、温度高。地幔包体的岩石特征如下：1.野外产状金伯利岩通常含有金刚石矿物，其代表起源深度至少为150km，因此，金伯利岩能够携带较多类型的地幔捕虏体。捕虏体直径一般为10～30cm，大者可达1m，呈棱角状或浑圆状。常见的包体类型主要为含石榴子石二辉橄榄岩，方辉橄榄岩、纯橄岩、辉石岩和云母岩也有出现。捕虏体常常与金伯利岩岩浆中高压结晶的巨晶橄榄石、辉长和石榴子石等矿物共存（Wilson，1989）。碱性玄武岩和霞石岩中的地幔捕虏体则主要为尖晶石二辉橄榄岩，含极少量的石榴子石橄榄岩和纯橄岩，如夏威夷檀香山中碱性玄武质凝灰岩中零星点缀了二辉橄榄岩和少量纯橄岩捕虏体（Carmichael et al.，1974）。2.矿物组成地幔包体最常见的矿物组合有两种：(1)70％ ～80％的橄榄石和20％ ～30％的辉石、尖晶石等矿物组成；(2)80％～90％的辉石和少量的橄榄石和尖晶石组成。其中金伯利岩中地幔包体的主要富铝相为石榴子石，而碱性玄武岩中包体富铝相则主要为尖晶石。3.结构地幔捕虏体以变质结构为主，而且许多捕虏体具有多期次变质事件的结构证据，少部分含有岩浆成因的矿物残余。根据MercierNicolas（1975）的研究，地幔捕虏体大多具有原生粒状结构－碎斑结构，而NielsonPike ＆ Schwarzman（1977）则认为，超镁铁质岩捕虏体多为碎斑结构和碎裂结构。一些主要的结构类型如下：图6－4 地幔橄榄岩的原生粒状结构（据路凤香，1988）◎原生粒状结构（protogranulartexture）：粗粒（主要矿物粒径＞4mm），颗粒之间呈曲线接触，橄榄石中有少量的扭折带。局部发生重结晶作用，大的颗粒发生了多角化，小的颗粒重结晶具接近相同的方位，在受到重结晶影响的这部分矿物集合体中，矿物颗粒具直线边缘，具镶嵌结构（图6－4）。◎碎斑结构（porphyroclastic texture）：岩石由碎斑和碎基组成，碎斑颗粒较大，可达1cm，主要为橄榄石和顽火辉石，因应力造成的晶格错位而具强烈的扭折。碎基由粒度较小的新生变晶组成，有橄榄石、顽火辉石、透辉石、尖晶石等，可呈定向排列（图6－5）。◎粒状镶嵌结构（equant mosaic texture）：矿物颗呈近等轴的粒状，彼此以直线镶嵌接触。理想的情况是，在三矿物接触处界线平直，交角均为120°。◎板状等粒结构（equant tabular texture）：橄榄石有时呈拉长状，顽火辉石多为压扁形态，矿物颗粒边界平直。岩石叶理发育，部分橄榄石具扭折带。◎部分熔融结构（partial melting texture）：是橄榄岩在源区经历过部分熔融的证据，表现为单斜辉石中出现无光性的深色物质麻点或周边出现海绵边。海绵边由细小的辉石、橄榄石和空腔组成，是熔融时发生的破裂所致。部分熔融进一步发展，在岩石中可形成熔融囊体。部分岩石中可发育叶理、线理等定向组构。岩组测定表明，以包体形式的橄榄岩，大部分具矿物的优选定向。图6－5 地幔橄榄岩的碎斑结构（据Mercier ＆ Nicolas，1975）由于超镁铁质包体的侵位环境与其形成的初始环境没有联系，其结构主要受温度、压力、应变率、矿物组合、各向异性和变质作用的强度等控制。由于地幔岩经历了高温高压环境，常常出现变质变形结构、交代结构等。例如含斜方辉石嵌晶的包体中，橄榄石和其他的细小辉石常常以基质形式出现，而斜方辉石嵌晶在应力作用下发生变质变形，常常出现出溶叶片等结构，而橄榄石等基质则发生高度的重结晶作用。4.化学成分包体形式的超镁铁质岩一般比蛇绿岩套堆晶成因的超镁铁质岩更富Mg、Cr、Ni、Co，而贫K2O、Na2O、Al2O3、CaO，地幔不相容元素Rb、Ba、Sr、Th、U、LREE等丰度明显偏低。尤其是早期有过部分熔融亏损的地幔橄榄岩更是如此。如西班牙、摩洛哥、法国、阿尔卑斯地区造山带橄榄岩中的LREE丰度仅为球粒陨石的0.01～0.6（Coish et al，1982）。虽然与堆晶成因的橄榄岩具相似的矿物组合，但包体形式的超镁铁质岩中的橄榄石和斜方辉石更富 MgO，富镁橄榄石（Fo＞84，高者可Fo＞95）和斜方辉石（En＞85，高者可En＞93）常见。同时，包体岩石中斜长石、尖晶石或石榴子石分别只存在于各自稳定的压力范围内（图6－6），对岩石的来源深度具指相意义。图6－6 地幔橄榄岩的概略相图（据Wyllie，1970）特别注意的是，以包体形式产出于火山岩中的超镁铁质岩来源于深部地幔源区，其矿物组成、矿物化学及相关成分均受其源区性质控制，大致可划分为原始地幔岩、亏损地幔岩和富集型地幔岩。原始地幔岩主要为二辉橄榄岩，是未经过部分熔融和流体交代的地幔岩，其化学成分与世界地幔岩相近，Mg＃为87～89，主要矿物为橄榄石（40％ ～90％），单斜辉石和斜方辉石两者含量相近，且都大于5％；亏损地幔岩是经过部分熔融后的地幔残余部分岩石，相对于原始地幔明显亏损K、Na、Ca和地幔不相容元素，以方辉橄榄岩为主，Mg＃较高，一般大于91，主要矿物为橄榄石和斜方辉石，且橄榄石含量高于斜方辉石的含量，相对于原始地幔岩，亏损地幔岩的橄榄石的Fo、斜方辉石的En和单斜辉石的Mg＃均大于原始地幔相应值；富集型地幔是经过流体交代或地壳物质混染的地幔岩，相对于原始地幔明显富集K、Na、Ca和地幔不相容元素，Mg＃较低，可低至79，以尖晶石二辉橄榄岩为主，如我国河北阳原二辉橄榄岩包体（马金龙等，2006），主要矿物为橄榄石（62％ ～83％）、斜方辉石（14％ ～30％）、单斜辉石（0.9％ ～10％）和尖晶石（0.3％～2.1％），而邯邢地区纯橄岩则以贵橄榄石为主（Fo88.5～88.8，含量大于95％），少量交代成因的金云母和单斜辉石（许文良和林景仟，1991）。总之，非岩浆成因的超镁铁质岩主要包括二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和纯橄岩。它们是直接来自地幔的使者，是研究地幔组成及结构的最直接的样品。非岩浆成因的超镁铁质岩石具有高镁特征，其镁铁比值（MgO/（FeO＋2Fe2O3＋MnO＋NiO），均为分子数）多大于7，多介于7～11，个别岩石可以高达14以上。该类岩石中常见矿床有铬铁矿、金、铂族、钴－多金属、石棉、菱镁矿等。以地幔包体形式产出的超镁铁质岩产有镁橄榄石、镁铝榴石等宝石矿物，如我国吉林蛟河、河北万全等地的镁橄榄石－镁铝榴石－普通辉石等宝石级成矿带。同时，绝大多数的橄榄岩都发生了以蛇纹石化为主的蚀变，蛇纹石在H2O和CO2的作用下，还可进一步反应生成滑石和菱镁矿。蚀变的结果形成蛇纹岩、滑镁岩和石英菱镁岩。而蛇纹岩通常为致密、较暗淡的深色岩石，多呈黑色、暗绿色、黄绿色，常具油脂光泽，密度为3.3～2.6g/cm3，蚀变完全的蛇纹岩可作为玉石材料。一般认为，原始地幔岩的成分接近于二辉橄榄石，但由于地幔岩是大部分镁铁质岩的岩浆源区，部分地幔岩因易熔组分的熔出而受到改造，转变成了方辉橄榄岩或纯橄岩。实验岩石学研究也表明，当地幔岩熔出约45％的熔浆时，其残留岩石相当于纯橄岩；熔出25％时，相当于斜方辉石橄榄岩；熔出5％时，相当于二辉橄榄岩（Carmichael et al.，1974）。如挪威太古宙造山带橄榄岩。Spengler et al.（2006）研究挪威造山带地幔岩时提出了部分熔融模型，认为地幔岩石自350km或以上深度上升过程中，经历了多次熔融事件，并形成了富含石榴子石的克拉通根，在经历了太古宙铝亏损的科马提岩岩浆作用之后，该克拉通根主要以残存的石榴子石橄榄岩为主。

1.板块构造学说的形成及其基本概念从20世纪50年代以来，地质学家和地球物理学家们经历十余年的艰辛工作，取得了在地磁、地震、地热、海洋地貌、海洋地质等方面大量的科学数据和资料。科学地解释了地幔对流、磁场倒转、海底平顶山、大洋中脊、门多西诺断层、转换断层，以及海底扩张的发现，有力地论证了一个世纪以来悬而未解的大陆漂移学说，并使其焕发了新的生命力，进而为板块构造学说的建立，奠定了理论基础。1965年威尔逊最早提出“板块构造”（Plate Tectonics）概念，在转换断层的论证中建立起大洋演化模式：大洋有张开和闭合旋回，开始形成裂谷，随后加宽、收缩，直至形成山带，这就是大家所共识的山脉形成的威尔逊旋回。1966—1968年，法国地球物理学家来毕顺（Xavier Le Pichon）参加大洋中脊联合考察（FAMOUS），亲自潜入洋底，获得现代大洋裂谷的第一手材料。通过深入研究转换断层的方向和磁条带的宽度，发现像球面几何学欧拉转动一样，地球上板块间相对运动实际上是围绕某一极点的转动，其运动量最大。因此，根据洋底磁条带的宽度可推断旋转极的位置。在距离旋转极90°的地方，磁条带最宽，而越接近极点磁条带越窄。来毕顺的这些论断，对板块构造理论的形成起了重要作用。他在《海底扩张与大陆漂移》一文中，把整个地球岩石圈划分为6个大板块，即今公认的：太平洋板块、亚欧板块、印度板块、非洲板块、美洲板块以及南极板块。同时计算出6大板块相对运动的旋转极和相对速度，1973年算出消亡边界上运动向量达40处。这就是大家共识的原始板块构造格局。1967年美国地球物理学家摩根（W.T.Morgan）在美国地球物理学联合会的报告中，基本上勾画出了现代板块构造理论轮廓。他认为：地球表面可以划分20来个相对运动的刚性块体，它以大洋中脊、海沟（褶皱山脉）和转换断层作为边界。提出借助球面几何学原理（欧拉定理）探索板块的相对运动，求得其运动规律。利用威尔逊热对流理论，提出地幔柱观点，认为“热点”是在深地幔，乃至在核幔界面上，深地幔上升流是地幔对流的动力。摩根的观点在当时起了深远影响，因为他本人原本笃信固定论，受到威尔逊以及剑桥大学的瓦因和美国海洋资源研究所的梅纳德（Henry W.Menard）的启发和影响，转变了自己的地球观，积极地参与板块构造理论的研究，并做了贡献。板块构造学说，严格说来诞生于20世纪的60年代，在70年代获得理论与实践上的论证和发展，进入80年代成为地球科学的支柱性学科，受到许多学者的高度评价，有人提出板块构造理论的诞生与发展是地球科学的一次革命。著名加拿大地球物理学家威尔逊，在他的《大陆漂移与大陆固定》一书的序言中做了如下评述：“许多科学家都相信，近10年中在自己的学科里已经发生了一场科学革命，如以前一样，新的信仰并没有使过去的观测失效，新的信仰决定于地质学、地球物理学的重新解释，并表明了这两大学科的相互依赖关系。大陆漂移学说的被接受，已把地球科学基于对自然现象平凡解释而拘于事实的研究，改变成为一门统一的科学，这是令人振奋和富有生命力的，并对未来的科学实践提出展望。”板块构造学说的诞生与论证，确实凝聚一批具有革新思想的地质学家和地球物理学家们的辛勤劳动。除上述的学者外，尚有薛定谔（E.S.Shutingen）和海森堡（W.K.Heisonberg）等，同时以量子力学原理论述了板块构造的力学机制。艾萨克斯（B.Esacks）提出板块增长与消亡以及俯冲机制，宾克斯根据地幔机制推断了板块相对运动，英国的地质学家麦肯齐（D.P.Mekenzie）、帕克（K.L.Parker）等，都对板块构造学说的论证做出过贡献。板块构造学说很快获得多数地质学家不同程度的认可，充分表明这个假说在理论上的创新和进步。但是，也应该重视到还有些学者认为板块构造说在基本立论上尚存在严重缺陷，并持有完全不同的观点，有待进一步修正和更新，因而提出绝不能陶醉于已取得的成就，更不可视为绝对真理而盲目崇拜，重蹈历史复辙。20世纪70年代初，正当板块构造学说风靡全球时，以著名地质学家尹赞勋、李春昱教授为代表的中国地质学界，全面开展了学习和运用板块构造理论的热潮，以中国区域大地构造结构和特征，特别是结合我国各大地构造学派的特点和成就，经过几年的地质实践与理论探索，在某些区域和领域内又丰富了板块构造理论内涵，引起国际同行的重视。2.板块构造学说的争论交点对板块构造学说持不同观点的学者中，以英国著名地球物理学家杰弗瑞斯（Sir Harold Teffreys，1891—？年）和苏联大地构造学家别洛乌索夫（B.B.Бeлoycoв）等为代表。别洛乌索夫1970年发表的《反对洋底扩张说》，提出了13条反对意见，其要点摘述如下：（1）玄武岩不能成岩墙，而作为岩流喷出，远近不同，前沿曲折，不能形成平行条带；（2）从玄武岩变质事实，与扩张说不符；（3）各地沉积岩时代不是到处都与扩张所论相符；（4）大洋中脊两侧地磁异常往往不相对应；（5）沉积岩分布和磁异常与扩张论不符；（6）中脊两侧地磁异常对称是在370万年间建立起来，与东太平洋相符，而南大西洋不符，在北印度洋的卡尔斯堡脊就完全各异；（7）扩张轴的设想，缺乏科学依据；（8）把大洋岩石圈一概说成是刚性体，与实际不符；（9）火山岛随洋底迁移之说，值得怀疑；（10）海沟俯冲带为何沉积少？菲律宾的双重俯冲难以理解；（11）岩石圈下沉进入软流圈的说法，缺乏科学论证；（12）地磁测量的准确性问题，像冰岛的数据尚不能说明扩张的可能性（没有张裂现象）；（13）人造卫星测得的地幔质量与扩张理论不相符合。总之，别氏认为：这个假说不顾许多已建立起来的大陆地质和地球物理的成就，在科学论据不充分的条件下，独撰另一地质思想体系，这是不科学的。英国著名学者杰弗瑞斯，一直坚持反对大陆漂移说及板块构造理论。在1976年出版的代表作《地球》第六版中，虽然增加了关于板块构造理论的介绍内容，但仍坚持其反对观点，并提出了一些值得探索的重要建议：（1）完成全球重力测量，使地球表面上每个点都处在重力测量区5°以内；（2）没有一种现行山脉形成理论能解释：为什么这么多重要山系都出现在中国西部及其附近？这可能主要是中国西部巨厚的上层较轻物质引起的，这些假说可用重力测量来检验；（3）地震剪切波观测没有什么大的改进，台站应配备记录S波的仪器，对大洋下短距离的S波走时作直线观测；（4）用垂直运动和重力异常的详细对比，来检验表面载荷差对产生这些运动的作用；（5）建立一种塑性不稳定性的定理理论；（6）对蠕动与时间相关规律进行研究；（7）对火山熄灭原因作研究；（8）洋底热流测量值可能有一些系统误差。此外，持不同论点的学者，还有Meyrnoff Mc Donald以及Schwidericki等。有的学者还认为：作为自称活动论的经典板块学说中也存在着不少固定论的成分，诸如在运动方式上忽略垂直运动，把三维空间的复杂的相对运动简化为一个方向；在板块形态上，板内结构、洋陆壳类型方面认为都有固定论成分存在。

裂谷盆地也称伸展盆地，是地壳或岩石圈在引张作用下减薄、破裂和沉陷形成的盆地。 伸展构造是指在区域性引张作用下形成的各种构造变形。 裂谷盆地和构造所形成的背景可以是各种不同的构造环境下，如重力滑动、拉张、挤压、扭动和上拱等条件，并可出现在岩石圈演化或威尔逊旋回的各个发展阶段。

陆内（克拉通内）坳陷盆地、克拉通边缘盆地及其与前陆盆地的叠合盆地是最重要的海相盆地，其中克拉通边缘和前陆盆地中发现的可采油气储量占世界总可采油气储量的67.5%。世界上发现大油气田的盆地主要是上述类型的盆地，如阿拉伯-波斯湾、西西伯利亚、黑海北部、伏尔加-乌拉尔、提曼-伯朝拉、北海、三叠、伊利兹、西加拿大、二叠、西内部、阿帕拉契亚、阿拉斯加北坡、委内瑞拉等盆地。1.克拉通边缘盆地-前陆盆地叠合盆地经历了从裂谷盆地至被动大陆边缘（图3-5），经克拉通边缘坳陷盆地（残留洋阶段），直至周缘前陆盆地（具磨拉石沉积）（图3-6）几个大的演化阶段，即几乎经历了整个威尔逊演化旋回（表3-2）。早期裂谷阶段主要为陆相沉积物，之后为浅海初始海湾沉积（图3-5a）。大洋扩张开始，盆地演化为狭长的中央凹槽，发育半深海沉积物和各种重力流堆积物（图3-5b，c）。进入被动陆缘阶段，陆架、陆坡和陆隆发育加积和前积建造，早期主要为碎屑物，其后为频繁的页岩和碳酸盐岩建造，最后形成宽广、很厚的海堤（图3-5d，e）。在宽广的大陆边缘缺氧带广泛发育烃源岩，并可广泛发育砂岩、碳酸盐岩储层。进入板块聚敛阶段，残留洋盆地近克拉通一侧继续沉降，于边缘坳陷盆地中充填浅海陆架沉积物，陆架内坳陷分隔环境可发育烃源岩，浅水高能带发育碳酸盐岩或砂岩储集体。而沿活动边缘则叠置弧前盆地、斜坡盆地等（图3-6a）。随残留洋的闭合，残留洋盆地、弧前盆地等成为褶皱-逆冲造山带的组成部分，其中局部发育小型陆相磨拉石盆地。唯靠近克拉通一侧的边缘坳陷盆地（内陆架）可保留下来，其上可叠置前陆盆地。另外，海相弧后前陆盆地后期可以叠置以陆相为主的磨拉石盆地从而保存或部分保存下来（图3-6b）。前陆盆地形成末期及以后，可遭受不同程度和形式的改造。如西加拿大前陆盆地后期变形很微弱；中东扎格罗斯前陆盆地形成规模大的同心褶皱及裂缝，造成有利油气聚集场所，改善储层；东委内瑞拉前陆盆地则被分隔为两个次盆地，美国落基山前陆盆地由于拉拉米运动发生基底拆离，伴生逆冲断块上升，被分隔为一系列次级盆地并充填新的层序。这些盆地虽经历后期改造，但因改造程度微弱或较为适中，仍具有良好的勘探前景。图3-5 盆地从早期裂谷阶段、初始海湾，演化到初始洋、被动陆缘阶段克拉通边缘盆地及其上叠置的前陆盆地，是油气最为富集的盆地。中东阿拉伯-波斯湾盆地，即是一个由克拉通边缘盆地和前陆盆地组成的叠合盆地，前陆盆地发育在东北部的扎格罗斯山前（图3-7a）。中生代，在特提斯洋西南侧宽阔的陆架上，发育碳酸盐岩和碎屑岩层序，陆架东北部构造分异较明显，发育区域高地、地垒、翘倾断块和盐隆，在这些较高部位以浅水碳酸盐岩和蒸发岩为主，在陆架内盆地中以厌氧条件下的碳酸盐岩堆积为主（图3-7b）。晚白垩世，受扎格罗斯山链造山作用影响，东北部形成逆掩冲断带，图3-6 大洋闭合阶段盆地演化表3-2 威尔逊旋回与盆地演化阶段图3-7 中东阿拉伯-波斯湾盆地地质综合图陆坡和深的开阔海大多被卷入到造山带之中。外陆架区产生前渊，即扎格罗斯山前叠加前陆盆地，而靠近地台区地台沉积持续到中新世造山晚期。上述演化特点决定了中东地区油气极其富集：①中侏罗世—晚白垩世克拉通边缘坳陷—早期前陆盆地演化阶段，于饥饿陆架盆地中发育丰富的盆地相薄层页理状灰泥质烃源岩，有机碳含量一般3%～5%；②与烃源岩邻近的边缘礁、颗粒灰岩及浅水砂岩高孔渗储层发育，并为页岩和潮上蒸发岩封盖，且未受到沉积期后严重侵蚀和深部强烈大气水循环影响，保存条件好（图3-7c）；③前陆盆地演化后期构造作用和寒武系盐岩滑脱层的存在，形成了构造简单且规模很大的圈闭，油气柱高度大；④该区大规模油气富集的另一极其重要的原因是存在巨大的大陆架，其规模达到宽2000～3000 km，长5000 km。概括起来，克拉通边缘-前陆叠合盆地油气富集与早中期多套优质烃源岩、储盖组合发育、晚期沉降生成大量油气、适中变形产生大量大规模圈闭、长距离高强度充注有关。与之相比，中国境内发育的前陆盆地下伏被动陆缘层序不发育或未被保存下来，前陆盆地早期海相层序也不发育，因此油气富集程度逊色于阿拉伯-波斯湾等盆地。2.克拉通内（陆内）坳陷盆地陆内或克拉通内坳陷盆地以宽阔、缓慢沉降、长期发育为特征。这类盆地可以进一步划分为两类，一类是以古生代褶皱基底或其他类型盆地为基底，其一般下伏裂谷带，以充填浅海相沉积为主，如巴黎盆地、北海废弃裂谷带之上的侏罗纪盆地（海相页岩烃源岩发育）、西西伯利亚盆地（晚侏罗世沥青质页岩为烃源岩）。另一类是以前寒武系为基底的盆地，如北美、北非、原苏联发育的古生代盆地，其中亦存在大油气田。这类盆地演化历史长，可从1.5亿年至7亿年，一般由几个时期不同性质的盆地叠置而成。一般具多套烃源岩，多套储盖组合，多个成藏期次，圈闭规模相对小，故以中小型油气田为主。少数早期有裂谷盆地发育的克拉通内盆地，如西西伯利亚、北海盆地，各种石油地质条件匹配良好，形成重要的油气富集区。

研究区南北盖层有明显的差异，兹将南北的盖层分述如下。1.北部盖层此区盖层以区域性不整合覆盖在太古宇太华群之上，其中包括中—上元古界、寒武系，局部分布奥陶系，如同整个华北一样缺失中奥陶统—下石炭统，而中石炭统至三叠系分布于研究区北缘，侏罗系及其以上的中、新生界以坳陷及断陷盆地陆相沉积为特征。盖层属华北型，但与研究区以北的华北盖层相比，变形较为强烈，常常发生绿片岩相的变质作用。（1）中上元古界盖层包括熊耳群、汝阳群、洛峪群以及震旦系黄连垛组、董家组及罗圈组，这套厚达数千米的岩层包括大陆裂谷型火山岩系及滨浅海稳定沉积。1）熊耳群为一套具双峰火山岩特征的中基性及中酸性的火山岩系，夹沉积岩层。分布于晋、豫、陕三省交界处，是中元代早期三岔裂谷系中沉积的火山岩系。这一裂谷北支伸向山西垣曲以北，西支及东支从陕西小秦岭经豫西往东延至鲁山舞阳一带。这套火山岩系的岩石特征、成因及形成环境曾经有过激烈的争论，夏林昕认为它是一套细碧角斑岩岩系，亦有人认为是玄武安山岩——石英安岩系，其同位素年龄为1710～1320Ma(Sm-Nd、U-Pb、Rb-Sr等）。20世纪80年代以来的研究表明，研究区熊耳群分布于北缘推覆体不同层次的逆冲岩席及基底之中，以往地质工作者所讨论的熊耳群处于推覆体的顶部逆冲岩席之中，其变质程度很浅，仅为绿纤岩相，还保存火山岩的玻基结构，有人将这部分熊耳群称之为“北带熊耳群”。另外在此逆冲岩席之下有一套呈绿色片岩的熊耳群火山岩，其变质程度达中－低绿片岩相，分布于栾川北部马超营、鲁山熊背及方城神林一带。在南召、方城西部的构造窗中出露一套处于推覆体基底的变质熊耳群，至确山一带基底的熊耳群大面积出露，后者被称之为“南带熊耳群”。南带熊耳群由二云石英片岩、白云石英片岩、斜长角闪片岩、黑云角闪斜长片麻岩、白云斜长片麻岩及各类变粒岩等构成，其中常保存火山岩的杏仁构造及气孔构造。笔者曾经将这套变质火山岩历年来所采的岩石化学样品投影于TAS图中（图1-4），将其与夏林昕根据豫西及陕东的“北带熊耳群”所作的TAS图相比较，发现两者投影点分布的趋势是相似的，惟一的差别是“南带熊耳群”缺少偏酸性火山岩样品。而变质熊耳群火山岩与本区其他地层中的火山岩（如栾川群）完全不同，由此排除了它是其他层位火山岩变质的可能性。图1-4　熊耳群火山岩的TAS图（a）夏林听等根据豫西及陕西东部的北带熊耳群岩石化学分析数据所作的TAS图；（b）本区南带熊耳群的TAS图在稀土元素地球化学研究领域中，有关变质作用过程中稀土元素迁移性状的研究仍是一个薄弱的环节，我们分别对豫西（嵩县、栾川）的熊耳群火山岩及本区南带熊耳群变质火山岩的不同类型岩石采样，测定了其稀土元素含量，所作稀土元素标准化模式图的曲线形状是基本一致的（图1-5，标准值据赫尔曼，1978，下同）。本区推覆体以下的变质火山岩是动力变质过程中形成的岩石，这类岩石通常变质后云母含量显著增加，表明构造推覆过程中滑脱面附近存在水溶液，可能这一过程使稀土元素不同程度地被带出，以致变质火山岩较未变质的火山岩稀土总量不同程度地减少，但看来总的分配模式并未发生明显的变化。图1-5　熊耳群火山岩的稀土元素标准模式图（a）南带熊耳群变质岩中基性火山熔岩；（b）北带熊耳群（方城、嵩县）的中－基性火山熔岩南带熊耳群最显著的特征是在片理及片麻理面上经常见到由矿物定向排列及拉长的杏仁体所显示的拉伸线理，其方向呈稳定的近南北向，即为典型的S-L构造岩。与上覆推覆体岩层中见到的拉伸线理方向相一致，表明南带熊耳群的主要变质作用发生在构造推覆阶段，其剪切滑移的矢量为近南北向。镜下见到这类岩石大多已经过静态恢复，其中呈带状分布的石英晶体呈柱状，其柱面平行于片理面，部分石英颗粒之间出现近120°的三连点结构，但仍残留有早期韧性变形阶段动态重结晶过程中所形成的组构，如局部的残斑及其周围细粒化的细小颗粒、拉长的石英颗粒及残存的由不同矿物构成的显微滑动层、压力影及S-C组构等。矿物组合为Ald+Qz+Mu+Bit（含铁铝榴石二云石英片岩）、Mu+Qz（白云石英片岩）、Pl+Ald+Ep+Qz（铁铝榴石绿帘斜长片麻岩）、Ep+Bit+Qz（绿帘黑云石英片岩）……等。上述岩石中角闪石呈短柱状—纤维状，颜色为黄绿色—蓝绿色，多色性明显，并以蓝绿色纤维状为主，电子探针分析结果表明其（Ca+Na)B＞1.34,NaB＜0.67(NaB是据电子探针分析结果计算的Na离子占位系数），属钙质角闪石，在AlⅣ－AlⅥ变异图上投影在角闪岩相区（图1-6），而斜长石通过油浸法测定的牌号为An=12～20，为更长石—更钠长石，以上矿物组合及角闪石、斜长石等矿物特征显示其变质相为高绿片岩相（绿帘－角闪岩相），局部地段已达高绿片岩相的上部，有可能达低角闪岩相。综上所述，南带熊耳群实际上由一套构造片岩及构造片麻岩构成。确山地区南带熊耳群断续出露的宽度接近20km。长期以来，人们一直认为熊耳群主要分布于豫西，往东过了鲁山以后熊耳群厚度逐渐变薄以至趋向于尖灭。上述认识是根据北带熊耳群的分布得出的，如果考虑“南带熊耳群”的存在及推覆构造引起的位移，则熊耳群原始分布状况与人们的认识将有很大出入。由本区南带熊耳群分布的态势判断，往东熊耳群并不一定比现今豫西出露的北带熊耳群厚度薄，且再往东熊耳群应没入华北平原。有关中元古代以来古华北板块南缘存在沟－弧－盆体系的看法（胡受奚等，1988）由于未弄清一些基本地质事实而难以成立，以往根据北部地层的地表出露，认为熊耳群代表陆缘火山弧，其南部分布的栾川群、官道口群及陶湾群为弧前盆地沉积；其北部分布的汝阳群和洛峪群为弧后盆地沉积。推覆构造的研究显示无论是官道口群还是栾川群或陶湾群都由北往南推覆于南带熊耳群之上，相对于准原地基底南带熊耳群而言，上述地层原始位置是在其北部而并非位于其南侧的“弧前”位置，故“弧前”及“弧后”位置的判断似是而非。图1-6　确山南部基底变质熊耳群中角闪石AlⅣ－AlⅥ（左图）及AlⅥ－Si变异图（右图）AlⅣ、AlⅥ、Si为据角闪石电子探针分析结果以给定阳离子为基础计算出的阳离子数2）汝阳群、洛峪群在熊耳群火山岩之上，平行不整合覆盖岩性有差异的两套地层，北部为中元古界的汝阳群与洛峪群。汝阳群由云梦山组、白草坪组、北大尖组构成，厚度通常达1000m以上；洛峪群由崔庄组、三教堂组、洛峪口组构成，厚数百米。上述地层以石英砂岩、页岩为主，夹碳酸盐岩，底部为砾岩层，属滨浅海的稳定沉积，其中豫西出现大片河口三角洲相沉积。在云梦山组底砾岩层之上，通常有厚几十米至上百米的岩性与熊耳群相似的偏基性火山岩，其测定的Rb-Sr年龄值为1267Ma；汝阳群上部北大尖组海绿石K-Ar年龄值为1129、1134、1160Ma（河南省区域地质志，1982）。洛峪群中海绿石的K-Ar年龄值为1159～1012Ma（河南省区域地质志，1982），因此汝阳群及洛峪群为中元古代晚期沉积的地层，可能延续到新元古代。3）震旦系由黄连垛组、董家组、罗圈组构成，为泥砂质沉积岩、碳酸盐岩、砾岩及冰碛砾岩层，上述地层总厚数百米。董家组砂岩中海绿石年龄值为617～656Ma,Rb-Sr年龄值为727Ma（关保德，1988），罗圈组海绿石K-Ar年龄值为503Ma,Rb-Sr年龄值为523Ma，有人认为罗圈组冰碛层时代为早寒武世。（2）古生界及三叠系与华北陆块同一时代分布的地层完全一致，即下古生界主要出露寒武系，局部出露奥陶系（陕县、渑池、鲁山下汤一带）等海相沉积，上古生界出露中、上石炭统海陆交互相沉积及以陆相沉积为主的二叠系、陆相的三叠系，显示石炭纪末期以来东秦岭古海已逐步消失，并逐渐进入陆－陆碰撞阶段，华北陆块南部逐步开始隆升。1）寒武系下寒武统辛集组为含磷、铀炭质页岩及砂岩、白云岩及石灰岩层，馒头组为白云岩，薄层泥灰岩，下寒武统总厚数百米；中寒武统毛庄组、徐庄组、张夏组为杂色砂页岩层，鲕状灰岩及条带状灰岩，厚300～600m；上寒武统及奥陶系仅局部出露。值得注意的是寒武系愈往南层位愈低，且为较深水沉积（刘印环，1990），确山东部辛集组含炭质页岩层作为高塑性的地层局部出露于北缘推覆体底部。2）石炭系—二叠系—三叠系分布于三门峡、宜阳、鲁山、临汝—平顶山一线，上述地层包括本溪组、太原组、山西组、上石盒子组、下石盒子组、石千峰组、二马营组、油房庄组、椿树腰组等，其中的古生物群落与华北陆块内部同一时代沉积层完全一致。这套厚达千米以上的地层中，含有大量的粘土页岩，特别是本溪组及山西组中的铝土矿层、高铝页岩层，由于特殊的岩性而成为山麓推覆构造带推覆体底部的滑脱面所在层位。3）中—新生代陆相沉积层（J—E）作为陆相的盖层分布，其中侏罗系与华北同期沉积层的生物群落可对比，而白垩系及古近系大多为断陷盆地沉积。侏罗系分布于研究区西北部的义马盆地（渑池、义马一带）及东南部的确山一带。义马盆地发育完整的侏罗系，其中下侏罗统义马组为砂－砾岩、粘土岩夹煤层，厚200余m，上侏罗统马凹组由砂砾岩及粘土岩构成，厚约190m。确山的侏罗系仅局部出露于北缘推覆体的逆冲岩片中，出露的厚度很薄，含丰富的植物化石。下白垩统分布于研究区北部汝阳、嵩县及宝丰一带，其中以裂隙式中酸性火山喷发岩为主夹湖相沉积，鉴于研究区以东这一时代的火山活动逐步增强，在安徽省大别山区火山活动更为强烈，因此认为下白垩统的火山岩是我国东部中生代火山活动的一部分。上白垩统及古近系为红色碎屑沉积，以往多划入古近系，近年来一些地区陆续发现恐龙蛋化石后划归K2—E。这一地层除了作为同构造沉积分布于山麓推覆构造带的背驮式盆地及前陆盆地（临汝、汝阳）外，还沉积于伸展构造有关的断陷盆地中。而晚白垩世晚期以来，豫西已进入盆岭构造演化阶段，出现一系列的NEE向盆地及处于盆地之间的熊耳山、崤山、小秦岭等山岭，在盆地之中沉积了较厚的红色碎屑岩。2.南部盖层前已提到，中元古代早期华北陆块南缘的大陆裂陷作用，通过早期熊耳群火山岩的喷出，逐步出现南、北两个沉积盆地，北部的沉积盆地沉积了汝阳群、洛峪群及震旦系等，南部的沉积盆地沉积了官道口群（即陕西的洛南群）。但这一次大陆裂谷系演化到相当于威尔逊旋回的红海期至少年期时即告夭折，表现为中元古代晚期至新元古代早中期，在华北陆块最南部又一次出现区域性隆起，陕西的洛南群及豫西的官道口群沉积后发生长期沉积间断，它们的上部平行不整合覆盖寒武系及栾川群，而在伏牛山地区官道口群在沉积了高山河组及龙家园组之后即发生地层缺失，其上平行不整合覆盖栾川群。中元古代晚期的地壳隆起是又一次发生大陆裂谷的先兆，在震旦纪再次发生裂陷作用，出现新的陆缘裂谷，沉积了极具大陆裂谷火山作用及沉积作用特征的栾川群，这一裂谷进一步发展出现陶湾群的半深海沉积，至此东秦岭古海逐步生成。由于后期推覆构造的改造及栾川群、陶湾群本身岩性变化大，加之经受了变质作用，在西部定名的栾川群、陶湾群的东延问题一直未能解决，笔者于20世纪80年代末期对栾川群进行了专题研究，在这一过程中逐步探索到栾川群及陶湾群是分布于推覆体前缘带特定逆冲岩席之中的地层，并顺利地结合推覆构造的研究，确定上述地层沿推覆体前缘断续分布达300余km。在复杂的北缘推覆体前缘带，如果对栾川群、陶湾群不熟悉将不可能开展区域构造研究工作，因此本章将较为详细地介绍这些地层，并将涉及到颇有争议的白术沟组等问题。1）宽坪群分布于研究区最南部北缘推覆体的基底，以它为主体构成北缘推覆体以下的另一个更深层次的推覆体——宽坪推覆体。主要由基性火山岩、碎屑岩及碳酸盐岩组成，其中基性岩具大洋拉斑玄武岩特征。宽坪群变质程度达高绿片岩相—角闪岩相，由于多期强烈变形，其层序问题难以建立。主要由三类地层组成，即角闪岩、角闪片岩类，云母石英片岩－石英云母片岩类，“片麻状”大理岩类。在20世纪80年代开展的第一轮秦巴项目中，宽坪群是重点研究的地层，研究者趋向于认为宽坪群是裂陷槽沉积，其早期的变形及变质作用发生在宽坪群形成时期的拉张构造环境（王仁民，1990）。据年代学研究，其形成于中—新元古代（(1142±18)Ma～（986±169)Ma，张宗清等，1991）。宽坪群与其他地层之间，均为断层接触，至今对其在中—新元古代构造演化过程中的定位问题尚不清楚，一些地球化学家提出这一地层曾是属于扬子陆块的一部分（张国伟等，2001），是否如此有待进一步研究确定。2）官道口群为平行不整合覆盖在熊耳群之上的另一套地层，以白云石大理岩为主，夹石英砂岩、砾岩、板岩，其中白云岩不同层位中含丰富的叠层石化石。官道口群由高山河组、龙家园组、巡检司组、杜关组、冯家湾组构成，在卢氏—栾川一带厚达1000m以上。往东在伏牛山区仅沉积高山河组及龙家园组，再往东地层缺失。底部高山河组中有厚数十米至百余米的与熊耳群岩性特征类似的中—基性火山岩，此与汝阳群底部出现的同一岩性火山岩夹层一致，表明它与汝阳群云梦山组为同一时代地层。高山河组泥质板岩Rb-Sr等时线年龄为（1394±45)Ma，侵入冯家湾组的花岗岩Rb-Sr等时线年龄值为999Ma，虽然上述年龄值的可靠性仍有待研究，但这些地层与陕西的洛南群可以对比，应为中元古代中—晚期地层。3）栾川群为分布于北缘推覆体前缘带极具特色的地层，呈狭窄带状断续出露于卢氏、栾川、南召、方城至确山一线，延续300余km，栾川地区的栾川群由三川组、南泥湖组、煤窑沟组、大红口组构成。栾川群底部的三川组下段由变质的含砾石英砂岩、石英砂岩及千枚岩构成，三川组上段以大理岩为主，其内部往往含石英等陆源碎屑及已变质为云母类矿物的泥质物。南泥湖组下段亦为一套以变质的中—粗粒石英砂岩为主夹细—粉砂岩及千枚岩；南泥湖组中段为钙质绢云片岩夹透镜状变质砂岩及大理岩，根据片岩中w(K2O）的高含量（达4%～7%）及稀土总量达250×10-6～514×10-6判断，部分原岩为火山碎屑沉积岩，局部地区已见到粗面岩夹层；南泥湖组上段为含云母的白云石大理岩（原岩为含泥质的白云岩）。煤窑沟组较为特征，其下段由变质中—粗粒石英砂岩、含长石砂岩、中—细粒石英砂岩、绢云石英片岩、石英绢云片岩及大理岩组成，其中含黑云变斑石英绢云片岩的原岩为含火山碎屑的沉积岩；煤窑沟组中段由含叠层石白云大理岩、白云石大理岩构成，岩石中见富藻斑点；煤窑沟组上段底部有一厚几米至数十米的质纯的石英砂岩，其下部有可作为标志层的厚数十米的泥炭质层（石煤层），往上为含叠层石白云石大理岩、核形石白云石大理岩及白云石大理岩。大红口组由碱性火山岩构成，夹沉积岩夹层。由于栾川群分布区断层极其发育且露头出露往往欠佳，难以准确测定地层厚度。在栾川群各个组出露较全的栾川及南召—方城一带，测得的栾川群总厚度分别为＞2600 m及＞2800 m。栾川群中最具特色的为大红口组碱性火山岩、煤窑沟的含圆柱状叠层石大理岩及石煤层，这些地层可作为标志层。栾川群中的岩浆岩由两类构成：一类为深色的变质基性岩石；另一类为浅色的变质中—酸性岩石。由于其中缺乏中基性岩类，故具典型的双众数岩套特征。栾川群的基性岩呈岩墙出现，主要分布于豫西，往东至方城—南召一带基性岩墙规模变小且数量急剧减少，更往东在桐柏山北部至今未发现栾川群中有基性岩分布。值得注意的是陶湾群在豫西未发现同构造期的岩浆岩分布，但往东在方城—确山地区见到呈岩株状的基性岩体侵A陶湾群中，更往东陶湾群中见到层状的变质基性火山岩及岩株状侵入体。从外貌看，栾川群及陶湾群中的基性岩均已变为斜长角闪岩类而难以在野外区分。为进一步揭示栾川群形成以来华北板块南缘的构造演化，我们将二者合并研究。由全碱－SiO2图（图1-7）显示栾川群的变基性岩属碱性玄武岩系列，陶湾群则属拉斑玄武岩系列。它们的稀土分配模式图亦明显不同（图1-8），前者为向右倾斜的轻稀土元素富集曲线，后者为类似洋脊玄武岩的近水平分布曲线。两类基性岩的微量元素研究结果表明，前者具板内玄武岩特征，后者具大洋拉斑玄武岩特征。栾川群的变质浅色岩浆岩的岩性较为复杂，包括火山熔岩（碱性流纹岩、粗面岩），变质火山碎屑岩（凝灰岩、集块岩、火山碎屑沉积岩）及浅成脉状、岩株及岩枝状的正长斑岩及石英正长斑岩。TAS图（图1-9）显示由西往东，栾川群的浅色岩浆岩在豫西以中性岩为主，至方城—南召一带为中—酸性岩，东部以酸性岩为主。在SiO2-AR图解中（图1-10），除少数样品落入过碱性区外，栾川群中绝大部分浅色岩属碱性岩。稀土元素的研究表明这些岩石中，粗面岩－正长斑岩类∑REE=757.06×10-6～1356.97×10-6，平均值为1010.74×10-6，含量相当高。碱性流纹岩∑REE稍低，为490.60×10-6～621.29×10-6，平均值为558.5×10-6。稀土元素分配模式图显示这些岩石亦均为向右倾斜的轻稀土元素富集曲线，通常δEu有弱至中等程度亏损。Pearce等将花岗岩按构造环境分为四类，即洋脊花岗岩、火山弧花岗岩、同碰撞期花岗岩及板内花岗岩，考虑到直接利用元素及元素组合对比来区分各类花岗岩较为困难，因而选用了K2O、Rb、Ba、Th、Ta、Nb、Ce、Hf、Zr、Sm、Y、Yb等大离子亲石元素及稀土元素，利用标准化因子（normalizing factor）与理论上洋脊花岗岩标准因子比较作出标准化模型进行对比。鉴于大红口组存在中—酸性岩，其中一些是浅成的侵入岩，Pearce的判别方法也应当适用于此类岩石。我们根据栾川群中浅色岩浆岩的8个样品计算了其洋脊花岗岩的标准化平均值，并对不同区域的标准化平均值作了分布模式图（图1-11，图1-12），特征是：①这些浅色岩尽管岩性复杂，且空间上岩性逐步发生变化，但这一断续分布长达300余km的岩带模式图是一致的，表明它们是同一时期、同一构造背景下形成的；②上述岩石标准化分布型式与标准的板内花岗岩分布模型相似，应为与奥斯陆裂谷型类似的大陆裂谷型花岗岩类。图1-7　栾川群及陶湾群变质基性岩的全碱－w(SiO2）图①碱性玄武岩平均值；②大陆拉斑玄武岩平均值；③大洋拉斑玄武岩平均值。1—栾川地区栾川群中变辉长－辉绿岩；2—南召、方城地区栾川群中变辉长－辉绿岩；3—南召及方城地区陶湾群中变基性岩；4—桐柏山北部地区陶湾群中变基性岩图1-8　栾川群及陶湾群变质基性岩稀土元素分布模式图（图中虚线为栾川群变质基性岩，实线为陶湾群变质基性岩）图1-9　栾川群大红口组火山岩及浅成侵入体的SiO2-AR图解1—栾川地区样品；2—南召－方城地区样品；3—确山－桐柏地区样品图1-10　栾川群大红口组火山岩的TAS投影图1—栾川地区；2—确山及桐柏地区；3—方城及南召地区S3＝粗面安山岩；U3＝碱玄质响岩；Ph＝响岩；T＝粗面岩；R＝流纹岩图1-11　以洋脊花岗岩为标准的板内花岗岩分布模型（据Pearce J.A.,1984）图1-12　栾川群大红口组火山岩的洋脊花岗岩标准化分布型式l—栾川地区三个样品平均值；2—南召、方城地区两个样品平均值；3—确山、桐柏地区三个样品平均值以上资料表明栾川群是震旦纪华北陆块南缘再一次裂陷作用形成的岩层，新的裂谷的拉张伴随着热收缩并形成了最初的大陆架，栾川群的滨浅海沉积是这一演化阶段的产物。早期裂谷为—狭窄的与外界不连通的闭塞封闭的环境，从而形成了煤窑沟组的泥炭质层（石煤层）。而裂谷的拉张伴随着地幔的局部熔融并产生碱性玄武岩岩浆，这一岩浆上升至壳幔界面熔化了下地壳物质，形成壳幔混合岩浆，栾川群中双众数特征的岩浆岩套是大陆裂谷演化的证据。栾川群中最可靠的同位素年龄值是张宗清等（1991）测定的，他采的栾川群顶部大红口组变粗面岩及侵入其中的变辉长岩的8个样品，分别测得Rb-Sr等时线年龄值为（660±27)Ma及Sm-Nd等时线年龄值为（682±60)Ma，这两个极其吻合的年龄值代表栾川群形成的上限。栾川群形成的下限测定目前尚有困难，但依据大陆裂谷演化的一般规律，其时限不可能很长。因此，这一裂谷应发生于震旦纪晚期。4）陶湾群分布于北缘推覆体最底部的逆冲岩席之中，在栾川—卢氏一带，由鱼库组、三岔口组、凤脉庙组、秋木沟组构成。其中鱼库组以厚层白云石大理岩为主体，底部夹云母片岩，厚数百米；三岔口组为含炭钙质砾岩、含砾大理岩，厚100～200m，值得注意的是三岔口组砾石大小悬殊，在卢氏县小清河可见到长达几十米至100m以上的巨大砾块，显然应为滑塌堆积，表明三岔口组形成于大陆斜坡；凤脉庙组及秋木沟组由含炭泥质岩、不纯碳酸盐岩构成，经变质后成为含炭质千枚岩、云母片岩、大理岩，厚数百米。陶湾群往东延岩性变化很大，在方城—南召一带，以薄层条带状大理岩为主，已无法与栾川的陶湾群逐层进行对比，惟一作为确定陶湾群依据的是这里存在三义口组砾岩层。这一带陶湾群中出现变基性火山熔岩，即斜长角闪岩及基性脉岩，前已提到其属于大洋拉斑玄武岩系。再往东至确山、桐柏一带，这里在推覆体底部岩席中除了见到条带状大理岩以外，已见不到三岔口砾岩，根据其中夹层变基性火山熔岩层属拉斑玄武岩系列判断，应为方城—南召陶湾群的东延部分。由此可见如果不根据构造部位系统地追索，岩性变化极大的陶湾群往东延的问题是无法解决的。陶湾群与栾川群之间呈断层接触，根据三岔口组砾岩层中发现含有煤窑沟组叠层石大理岩砾石及大红口组火山岩砾石判断，陶湾群的层位应在栾川群之上。陶湾群中测定的多个Rb-Sr年龄值为（569±66)Ma～406Ma,20世纪80年代以来陆续有人报道陶湾群中发现化石碎片及完整的化石（胡德祥，1987；王宗起，1990），由于陕西东部与河南陶湾群对比问题及化石碎片的可靠性问题有待解决，至今对是否存在化石尚无定论。但层位、同位素年龄测定无疑表明陶湾群应形成于震旦纪晚期至早古生代。陶湾群主要为不纯碳酸盐沉积，其中三岔口组砾岩具有大陆斜坡沉积特征，因此与栾川群不同，陶湾群主要为半深海沉积，方城—确山陶湾群中大洋拉斑玄武岩系列火山岩存在表明，由栾川群至陶湾群，已由威尔逊旋回的红海期向少年期演化，东秦岭古海已具雏形。5）白术沟组为分布于栾川及其以西的一套含磷铀的地层，由炭质千枚岩、砂岩层构成，厚度应在100m以上。多年来将这一地层划入栾川群底部，著名的黄背岭复式背斜即以白术沟组构成“背斜”核部地层。笔者经过大量的野外工作，确认这一地层与栾川群及官道口群不同层位均呈断层接触，且很多情况下为平缓的韧性断层，而白术沟组总是处于上述平缓断层下盘，与上盘栾川群地层之间出现变质相带倒转，从而断定白术沟组与上覆地层之间为一局部的构造滑脱面，认为这一地层是华北下寒武统含磷铀炭质页岩相同层位的沉积层，详细情况将在后面叙述。6）下白垩统为一套灰黑、灰绿、黄、褐色的湖相沉积，除底部有厚度不大的砾岩层外，主要由泥岩、砂岩、页岩、泥灰岩构成。这一地层中含热河动物群地区性淡水生物化石组合，已发现双壳类、腹足类、介形类、轮藻、昆虫等大量生物化石。最早曾认为其时代为J3—K1，后来认为时代为K1。这一地层分布于北缘推覆体底部及基底，断续出露于南召县马市坪至方城一带。由于其卷入到北缘推覆构造带之中，对于确定北缘推覆构造带活动时间的上限意义重大。7）上白垩统—古近系为红色陆相碎屑沉积，局部出露于断陷盆地中。由于缺乏古生物化石，通常被笼统地称之为古近系。

主动大陆边缘又称活动大陆边缘，与汇聚型板块边界有关，是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的地带，代表威尔逊旋回的后期历史。火山弧（可以是岛弧或陆缘火山弧）、海沟和贝尼奥夫带（B式俯冲带）三者的共生是其基本特征。一般将其划分为岛弧型（或称沟-弧-盆体系型或西太平洋型）大陆边缘和陆缘弧（沟-弧）型（安第斯型或东太平洋型）大陆边缘。1.岛弧型主动大陆边缘的沉积作用岛弧型活动大陆边缘（图9-4），从大洋向大陆方向依次为海沟、弧-沟间隙、火山岛弧、弧后（盆地）区。各单元的沉积作用特征如下：图9-4 岛弧型主动大陆边缘的剖面图（据K.C.Condie，1982；转引自马文璞，1992）（1）海沟海沟以大洋壳为基底，是大洋板块俯冲的位置。海沟长而窄，延伸方向与岛弧平行，长达数百至数千千米，宽达数十至数百千米，深度为6000m左右。已知最深的是马里亚纳海沟，深度达11034m。海沟的沉积物主要有两部分：一是由板块俯冲带来的深海平原沉积物；二是在海沟形成的深海沉积物，包括远洋钙质沉积、硅质沉积、深海红黏土、火山灰沉积以及在海沟形成的浊流沉积。海沟沉积物一般厚达几百米，受俯冲作用的影响，海沟沉积物保存不完整，并多发生强烈变形。（2）混杂堆积混杂堆积（又称俯冲杂岩或消减杂岩）是由板块俯冲形成的，由已变形的深海平原沉积物、海沟沉积物及洋壳碎块等组成的构造岩带。其原始层序完全被破坏，由外来岩块、原地岩块和基质三部分构成，并广泛遭受剪切变形。混杂堆积发生在俯冲带及碰撞带，古代的混杂堆积在许多造山带都有发现，尤以北美西部海岸山脉古近纪的圣弗朗西斯科群及阿尔卑斯山的混杂堆积出露较好。其主要特点是：①不同时代、不同来源、不同种类的岩石相混杂，构成岩块的岩石，有海沟原地形成的浊积杂砂岩、粉砂岩、砾岩，也有来自俯冲板块上的放射虫硅质岩等大洋沉积和枕状玄武岩、辉绿岩、蛇纹岩、橄榄岩、榴辉岩等洋壳和地幔的碎块，还可以有海沟内壁上的蓝闪石片岩，构成基质的主要是洋壳的蛇绿岩质以及在海沟和大洋中沉积的泥质岩等，这些岩石的时代往往彼此不同；②岩块大小和形状差别很大，并且是构造作用造成的，其大小从几毫米到数千米不等，呈不规则形状，其边界常是断层面或滑动破裂面；③基质普遍遭受剪切，较坚硬的蛇绿岩块可以被强烈辗搓成极细粒的绿泥石；④混杂堆积是沿俯冲带和碰撞带普遍剪切的产物，可以把它看作是仰冲板块前缘的复杂的叠瓦构造带。容易与混杂堆积混淆的是滑塌堆积。滑塌堆积是由杂乱无序的不同类型物质（如岩块和泥质）所组成的一种沉积体，这种沉积体是由水下重力滑动或塌落的松散沉积物堆积而形成的。由于它们的成因不同，仍然有许多明显的差别。滑塌堆积与混杂堆积的主要的区别是：①成因不同，滑塌堆积是沉积作用产生的，在水介质中形成，除重力外，只受到海水的压力，而混杂堆积是构造作用产生的，在海沟内壁之下形成，受汇聚板块间的强烈挤压应力作用，而且其上可有数百米甚至5～10km厚的俯冲带岩石，因此它是已固结的岩石在强烈挤压和负载压力下遭受变形的产物；②基质的力学状态不同，滑塌堆积的基质在滑动时是泥砂而不是岩石，混杂堆积的基质是泥质岩或蛇纹岩，并在高压下发生塑性流动；③岩块的成因不同，滑塌堆积中的岩块是原岩在崩塌、滑动中被打碎的，并且主要为来自陡坡处的岩石，混杂堆积的岩块主要是俯冲过程中俯冲板块基底断片楔入或高度剪切作用的产物；④滑塌堆积是一个地层单元，以层状或透镜体产出，层序正常，厚度不太大，它的上、下都是正常沉积物，彼此为沉积接触（底部可有一冲刷面），混杂堆积是个构造单元，它以冲断岩片形式产出，相邻是未被普遍剪切的岩石，其间为断层接触，层序和厚度均无法确定；⑤滑塌堆积像沉积层一样，只需要很短一段地质时间就可形成，而混杂堆积的形成是整个与俯冲作用有关的剪切运动所经历的时间，一般较长；⑥滑塌堆积可在不同的构造环境中形成，只要有陡的斜坡或地震活动就可能形成，其分布范围受古地理格架的限制，混杂堆积是板块俯冲带的标志之一，它的发育是区域性的，有的是可达数千平方千米的地质体。（3）弧前盆地弧前盆地位于海沟坡折处与岩浆弧之间。弧前盆地地貌复杂，沉积相空间变化大，可以出现三角洲相、滨岸相、陆架相、陆坡相以及浊积相。弧前盆地的沉积物主要来自岩浆弧，源区不仅有火山岩，而且有经隆起和剥蚀作用暴露出来的深成岩和变质岩，还有海沟坡折处弧沟隙的局部隆起。由于物源很近，且供应量大，因而弧前盆地的沉积以碎屑为主，其中浊积岩是最主要的。在弧前盆地和海沟地带的浊积岩是复理石沉积的最典型的类型。其物源主要来自岛弧，碎屑成分是不成熟或极不成熟的，有大量的火山碎屑、岩屑砂和长石砂。这种特征反映了受板块构造控制的岩浆弧蚀源区特征。（4）岩浆弧岩浆弧的沉积以火山成因为主。迪金森将岩浆弧的岩石组合划分成三种成因类型：①喷发中心及其附近的中心相和近源相，主要是熔岩、火山碎屑岩及某些沉积岩成互层；②呈沉积物裙或沉积覆盖层产出的以火山碎屑岩为主的分散相；③沉积在弧边部的海盆相。岩浆弧的沉积作用主要发生在弧边部的海盆和因强烈断裂而形成的弧内盆地中，弧内盆地通常平行于弧的走向延伸，以断层为界的张裂盆地，基底为过渡壳或陆壳，它的形成与深部岩浆上升使弧地壳隆起产生的拉张构造有关，也与火山和构造作用产生的局部沉降有关。其沉积物主要来自岩浆弧，这种特点决定了弧内盆地沉积物中火山碎屑及深成岩屑占有极重要地位，沉积相的类型可能包括有从陆相层到深水浊积岩等一系列类型。（5）弧后（盆地）区指岩浆弧与大陆边缘之间（大陆与岛弧之间）的广阔地带的边缘海盆。一般将岩浆弧与大陆边缘之间的盆地称为弧后盆地（边缘海），它由弧后扩张作用形成，其基底为大洋型地壳。现代的弧后盆地主要分布在西太平洋边缘，包括白令海、鄂霍次克海、日本海、南海、西菲律宾海、苏禄海等，水深可达3000m。这种盆地被称为日本海型，盆地中浊流沉积非常发育，被称为日本海型复理石。沉积物分别来自两侧，广阔而稳定的大陆供给大量比较成熟的碎屑沉积，岩浆弧则供给大量火山碎屑特别是凝灰质沉积。因而，盆地两侧的复理石特征不同，靠大陆一侧是在陆壳或过渡壳基底上形成成分成熟度较高的沉积，与被动大陆边缘的沉积相似；在靠岩浆弧一侧是在过渡壳和洋壳基底上形成成分成熟度较低的沉积。2.陆缘弧型主动大陆边缘的沉积作用陆缘弧型大陆边缘是海沟（俯冲带）与大陆边缘隆起带相邻接，其后无弧后扩张形成的边缘海，典型的现代实例是南美西海岸安第斯山附近的大陆边缘，其构造单元由大洋向大陆方向依次为：海沟、混杂堆积带、弧前盆地、陆缘弧和弧背盆地。除弧盆地外其余各单元的沉积特征与岛弧型大陆边缘相似，故此仅对弧背盆地进行介绍。弧背盆地（也称弧后前陆盆地）位于陆缘火山山弧（如安第斯山）后侧紧邻的大陆板块周围地带，基底全部为陆壳。这个盆地对于岩浆弧而言是弧后盆地，对于大陆板块内部而言是前陆盆地。弧后前陆盆地与边缘海盆地的区别不仅表现在基底地壳的不同，还表现在盆地边缘靠弧一侧有与弧平行并向弧后（向大陆）逆冲的褶皱冲断带存在，因此盆地内的应力状态通常是挤压的。在挤压的情况下，较热而轻的火山弧会逆掩到毗邻冷而较重的大陆岩石圈上，而在两者之间产生前陆盆地或弧背盆地。弧背盆地的沉降作用，部分是大陆板块边缘沿陆内俯冲带进入到岩浆弧下引起岩石圈挠折的反应，部分是褶皱冲断岩片的构造负载引起的均衡沉降的结果。如果岩浆弧与大陆的拼接是通过弧-陆碰撞形成的，弧后前陆盆地就很可能是在已褶皱的原有边缘海盆地或被动陆缘沉积岩系的基底上发展起来的继承性盆地。随着挤压变形作用的发展，盆地在弧一侧的山麓沉积遭到破坏，并最终使盆地的充填物在褶皱冲断带范围内揉皱，整个盆地产生一种变形强度向陆内减弱的不对称构造。弧后前陆盆地可以部分被海水淹没，形成河流三角洲相、浅海陆架相沉积，也可以全部处于大陆环境，形成山麓相、河流相及湖沼相沉积。沉积物主要来源于岩浆弧和隆起的褶皱冲断带的岩石，也有些来源于大陆。这样，沉积物进入盆地及在盆地中的散布作用主要是横向的，碎屑主要从岩浆弧一侧向大陆方向运送。

中—新元古代时期，一个全球性的超级大陆（Rodinia）逐渐形成并随之裂解[96～98]，1000～850Ma被认为是新元古代Rodinia超大陆形成时期，而800～500Ma为超大陆的裂解期[99]。近年来，针对这一大陆拼合-裂解机制的探讨方兴未艾，成为国内外前寒武地质研究的一个热点。作为Rodinia超大陆的重要组成部分之一，扬子陆块周边新元古代岩浆活动频繁，岩石成因类型多样。据此，前人研究并总结出俯冲—碰撞—伸展—裂解这样一套具“威尔逊旋回”特征的地球动力学过程，认为约1100～880Ma是Rodinia超大陆聚合过程中洋壳消减俯冲及陆-陆碰撞的阶段，以出现岛弧岩浆作用和同碰撞S型花岗岩为特征[83]，到825Ma左右受地幔柱（或超级地幔柱）事件影响[100]，超大陆发生裂解，岩浆活动愈趋频繁。山东省的地壳演化，在中元古代表现为两次裂解事件，第一次裂解事件发生于中元古代初期（1.84～1.72Ga），主要标志是济宁裂谷和鲁西第一期基性岩墙群的形成，基性岩墙与济宁岩群中的酸性火山岩显示了双峰式岩浆岩特点。这一次裂解事件与鲁西新元古代末期构造变形事件连续发生，代表了造山作用结束后地壳伸展减薄的结果；第二次裂解事件发生于中元古代晚期（1.20～1.05Ga），主要标志是海阳所幔源岩浆杂岩和鲁西第二期基性岩墙群的形成。新元古代的地质事件是与Rodinia超大陆聚合有关的陆-陆碰撞作用，形成了一条规模巨大的岩浆活动带、构造活动带和古地震活动带。新元古代早中期（0.9～0.72Ga）以出现同碰撞的S型和I型花岗岩（荣成和月季山片麻岩套）为特征，伴随有强烈的挤压型韧性变形作用，形成雄伟的碰撞造山带，在造山带北西侧——华北陆块南缘产生具前陆盆地性质的沂沭盆地。新元古代晚期（南华纪—震旦纪）华北陆块与扬子陆块之间的挤压碰撞结束，地壳开始伸展减薄，形成产于造山后伸展环境的A型花岗岩——岚山头片麻岩套和具后继盆地性质的蓬莱盆地及具上叠盆地性质的石桥盆地，伴随有强烈的伸展型韧性变形作用及强烈的地震活动。苏鲁造山带新元古代花岗质片麻岩构成了较完整的碰撞造山型花岗岩系列：造山前期板块俯冲引起的岩浆活动，首先形成TTG花岗岩类；陆-陆碰撞主造山期，造山带加厚地壳拆沉引起地壳的突然减薄和快速隆升，形成同碰撞双花岗岩，其中荣成岩套形成时间略早，深俯冲到地幔中遭受了超高压变质作用，而月季山岩套是在超高压岩片快速折返过程中形成的，没有受到超高压变质作用改造；碱性系列花岗岩是伸展构造环境的产物，岚山头A型花岗岩的出现标志着碰撞造山作用的结束，伸展塌陷的开始。岚山头碱性花岗质片麻岩的准确厘定，不仅为苏鲁造山带在新元古代晚期从碰撞造山转向伸展塌陷提供了可靠的岩石学证据，而且对深化认识并细化Rodinia超大陆的裂解机制也是一个有益的补充。

（一）板块构造与岩浆作用岩浆作用分侵入作用和喷出作用。喷出作用是侵入作用进一步发展到地表的结果。所以，喷出作用的活动特征与规律往往是岩浆作用的体现。现代活火山已知共有523 座（其中455座在陆地上，68座位于海底），而死火山则多得无法统计。这些火山在地理位置上分布是很不均匀的，呈狭长的火山带分布，主要集中在以下三个带：第一，环太平洋火山带。集中分布于太平洋西缘和北缘的岛弧及东缘的沿岸山脉，占世界活火山的3/5，火山活动频繁而强烈，素有“火环”之称。第二，阿尔卑斯（地中海）-喜马拉雅-印度尼西亚火山带。此带横贯欧亚大陆南部，向西延入大西洋中脊，东南端与环太平洋火山带相接，有活火山百余座，占世界活火山的1/5。第三，大洋中脊及大陆裂谷火山带。主要包括太平洋、印度洋、大西洋洋中脊及红海、东非裂谷带等。对比上述三个火山带与板块边界的分布就不难得出结论，岩浆活动的空间分布主要集中在板块的边界附近。不仅如此，板块的边界活动还控制着岩浆活动的成分、来源及成因机制等特征。在分离型板块边界的大洋中脊，主要为基性的岩浆活动，出现大规模的裂隙式火山喷溢，熔岩溢出的方式主要为平静式（如冰岛拉基火山）。大洋中脊实际上是全球最大的火山活动带，沿中脊轴部到处都可以见到新鲜的火山岩，近年来沿中脊轴带采得的大量火山岩的同位素年龄一般不超出第四纪。洋中脊岩浆的起源位于轴带下方的地幔软流圈中。由于中脊轴部的拉张作用，导致其下压力降低，从而使物质的熔点降低，超基性的软流圈物质分熔出基性的玄武质岩浆，在压力梯度的驱动下沿中脊轴部裂隙上涌。一部分岩浆溢出海底，形成枕状熔岩，构成洋壳第二层；另一部分岩浆未到达地表，以基性岩墙或岩体的形式冷凝成洋壳的第三层。在大陆裂谷系发生的岩浆活动具有与大洋中脊类似的特征。汇聚型板块边界包括俯冲边界和碰撞边界两种情况，实际上碰撞边界是俯冲边界进一步发展的结果。俯冲板块边界的岩浆活动以中、酸性为主，也有部分基性岩浆，其中以中性岩浆活动为典型代表。这里的岩浆活动均发育于海沟轴部靠大陆或岛弧一侧。环太平洋火山带正是这种俯冲边界附近的火山活动，其火山活动以中、酸性特别是中性安山岩类为主，多为中心式喷发，且因岩浆黏度较大、富含挥发分常表现出强烈爆发性质。俯冲地区岩浆的起源一般较深，大多为幔源和壳幔混源，且与板块的俯冲活动紧密相关（图9-13）。当大洋板块向大陆板块之下俯冲到一定深度（一般＞80 km）时，由于地热增温、板块俯冲的摩擦增温及压力的增高，使原来洋壳中的含水矿物（如蛇纹石、角闪石及沉积物等）发生大量的脱水。这种热液水降低了岩石熔点的温度，使得原来的洋壳发生部分熔融，分异出富硅、铝和碱（K，Na，Ca）的岩浆。这种岩浆由于质轻、体积膨胀和富含挥发分而上升。其在向上的运移过程中，还会进一步同化围岩，最终到达地壳上部形成以中性为主的岩浆活动。当大洋板块俯冲完毕、大陆与大陆发生碰撞时（即碰撞边界），岩浆活动的特征又发生了明显变化。这时期主要为酸性的岩浆活动，岩浆来源主要是地壳本身的局部重熔。其成因大多是由于强烈的碰撞与聚敛作用，使岩石强烈变形、岩块（或岩片）大量冲断推覆，在机械剪切热、地热及流体等因素的联合作用下地壳发生局部重熔而形成。图9-13 板块俯冲带与岩浆作用和地震的关系（据李叔达，1983）（二）板块构造与变质作用板块活动与变质作用之间有着紧密的联系。在分离型板块边界的洋脊轴部附近，由于岩浆不断上涌形成新的洋壳，因而具有较高的地热梯度及热液作用，使先形成的洋壳岩石发生中—低级变质作用，并随海底扩张分布于整个洋底，都成秋穗（1979）称之为“洋底变质作用”。在平错型板块边界，则主要为动力变质作用。例如圣安德烈斯转换断层就发育一条宽达几千米的动力变质岩带。接触变质作用常常与板块活动引起的岩浆作用伴随。变质作用中最主要的是区域变质作用，这种变质作用与汇聚型板块边界的活动关系密切。区域变质作用大致可分为高压、中压和低压三种类型。在板块的俯冲边缘，当大洋板块沿海沟向下俯冲时，冷的洋壳及上覆沉积物也随之向下牵引，这样在海沟及海沟靠大陆的内壁附近，就出现了很低的地热梯度和热流值；另一方面，由于此处具有较大的板块俯冲动压力和上覆岩层的重力，这样就形成了高压低温的变质环境。所以，在海沟近陆侧可出现以蓝片岩为代表的高压型区域变质作用。在离海沟稍远的火山岛弧地区，板块俯冲导致活跃的火山和岩浆活动，其热流值与地热梯度相当高，创造了高温、低压的变质条件，因而常形成含红柱石、矽线石等矿物的低压型区域变质带（图9-14）。例如，在日本就并列地展布着三对高压和低压变质带，研究表明它们是在不同地质历史时期板块俯冲的背景下形成的。必须指出，上述两类区域变质作用都与中压型区域变质作用呈过渡关系。当大洋板块俯冲完毕、大陆与大陆强烈碰撞时，则可发生更加广泛的区域变质作用。图9-14 板块俯冲带与变质作用的关系（据都城秋穗，1979）（三）板块构造与地震及岩石变形的关系地震是现今构造运动的一种表现形式，其分布、类型及成因都与现代板块活动有密切关系。世界上的地震主要集中分布在以下三个地震带上。（1）环太平洋地震带这是一条地震活动最强的地震带，全球约80%的浅源地震、90%的中源地震以及几乎全部深源地震都发生在这个地震带内，所释放的地震总能量约占全球地震释放能量的76%。该带地震活动的特点是：地震带宽度大，地震频次高，地震震级大（达 MW 9.5级），浅源、中源、深源地震由海沟向大陆一侧有规律地分布，构成贝尼奥夫地震带。很显然，环太平洋地震带的分布与环太平洋板块俯冲带相一致，贝尼奥夫带与向下俯冲的板块相一致。过去，人们虽然相信浅源地震是由岩石破裂（或断层）所引起的，但对于中、深源地震的成因问题一直没能解决。因为按一般情况理解的话，在几百千米的地下深处，岩石已具很强的塑性，不可能发生脆性破裂并引起地震。但板块构造对这一问题作了成功的解释，并得到震源机制资料的验证。当冷的刚性岩石圈大洋板块沿海沟向下俯冲时，由于其下插速度较大，深部物质来不及对它马上加热、同化，因此这种刚性的下插板块常常可以到达很深的地方仍保持较强的弹性或脆性。这样，在俯冲产生的机械力的作用下，俯冲板块内部发生断裂和变形，便可以产生中、深源地震（图9-13）。（2）阿尔卑斯（地中海）-喜马拉雅-印度尼西亚地震带为世界上第二大地震带，地震释放总能量约占全球的22%。地震活动的特点是：地震带宽度很大，震中很分散；地震频次较高；基本上是浅源地震，深源地震很少，中源地震分布在局部地段。很明显，这个带的分布与欧亚板块与非洲板块和印度板块的碰撞边界（印度尼西亚处为俯冲边界）相一致。板块碰撞造成了比较宽的岩石强烈变形带，因而形成了较强、较宽的地震活动带。由于局部地段具有俯冲性质或保存有俯冲板块的残片以及碰撞后大陆板块之间的陆内俯冲等原因，使这个带存在一些震源较深的地震。（3）大洋中脊及大陆裂谷地震带主要沿大洋中脊的中央裂谷附近及转换断层分布，在大陆上则是沿狭长的裂谷系分布，延伸长达6×104 km，但地震带宽度窄，全部为浅源地震，地震活动频次及震级均不及上述两地震带。该带的地震活动主要与分离型板块边界及一些转换断层有关。由此可见，板块边界是地震发生的主要场所。各类板块边界的地震活动特点见表9-1。表9-1 各类板块边界的地震活动特点板块构造学说认为，板块内部是比较稳定的，岩石变形一般较弱，通常以大面积的长期而舒缓的升降运动为主（即造陆运动）；板块边缘是构造活动强烈的地带，在分离型及平错型板块边界附近，岩石变形以断裂为主，但在汇聚型板块边界附近，岩石变形异常强烈，同时伴随强烈的岩浆活动与变质作用，常常可以形成高大的褶皱山系（即造山运动）。事实上， 近地质时期形成的年轻褶皱山系，皆展布于板块汇聚边界。环太平洋山系发育于太平洋周缘的汇聚板块边界，其山系主要是由板块的俯冲作用形成，以北美西部的科迪勒拉山系及南美西部的安第斯山系为典型代表；阿尔卑斯-喜马拉雅山系展布于欧亚板块与非洲板块及印度板块的碰撞边界附近，其形成与大洋板块俯冲完毕之后，大陆板块与大陆板块之间发生的强烈碰撞作用有关。不仅如此，现在大陆内部的一些较古老的巨型褶皱山系（如天山、祁连山、阿巴拉契亚山脉等），也都是在一定地质历史时期的板块俯冲、碰撞作用下形成的，这些山系两侧的大陆可能曾经是远隔重洋的，只是由于洋壳的不断俯冲消亡，大陆逐渐靠近，并导致碰撞，同时在两者之间形成了褶皱山系（图9-15）。（四）板块构造与表层地质作用发生在地壳表部的表层地质作用与地表的地形及气候条件直接相关。但是，地表地形轮廓的形成及演变受构造运动的制约，而与板块活动关系密切；且板块活动也能引起地表自然条件和气候的变化及变迁。在不同的地形条件下发育不同类型的表层作用，大陆及山地风化、剥蚀作用强烈，而低洼的盆地及海洋是沉积作用的主要场所。地表最主要的剥蚀源地是高大的褶皱山系，而这些山系的形成一般与汇聚型板块边缘的俯冲、碰撞有关（见前述板块构造与岩石变形的关系）。地表最重要的沉积盆地是大陆裂谷系盆地和海洋，它们的形成也是板块活动演化的结果。大陆裂谷系是大陆内部出现的一些大规模的线性、拉张断陷型盆地，地貌上常表现为一系列大型深陷的湖泊，如东非裂谷、贝加尔裂谷等。从统一的大陆板块发展成为大陆裂谷系盆地，一般与岩石圈板块的相背分离运动及热的软流圈物质上涌有关，即具有与洋中脊类似的动力学环境，因此大陆裂谷可视为洋脊发育的胚胎期。如果大陆裂谷沿分离的方向继续发展，则沉积盆地进一步变大、变深，中间部位出现新生洋壳，成为狭窄的原始海洋，如非洲与阿拉伯半岛之间的亚丁湾—红海即属于这种情况。沿着这个方向继续发展（即海底扩张），便可形成宽大的海洋，如大西洋就是这种情况。这种时期的大洋常具有宽广的大陆架、大陆坡及大陆基，是地表沉积最发育的场所，可形成巨厚的沉积物。这种大洋边缘尚未出现海沟，大陆与大洋一侧同属一个板块，称为被动大陆边缘。随着海底扩张的不断进行，被动大陆边缘处的洋壳发生断裂，并向大陆之下俯冲，形成海沟，这种具有海沟的俯冲边缘称为主动大陆边缘，现今的太平洋就是这种情况。这一时期的大洋开始衰退、萎缩，由于俯冲作用，在大陆边缘可形成高大的山系，成为重要的剥蚀物源地区。随着俯冲作用的进行，大洋最后消亡，大陆与大陆碰撞，形成巨大的褶皱山系，成为陆上剥蚀的主要场所。如果有些地区碰撞尚未进行彻底，还可保留某些残留海盆，如现今的地中海即是。由此可见，沉积环境与剥蚀环境的形成与演变，与板块的活动是分不开的。上述从大陆裂谷发展到大洋并进一步发展成为造山带的演化过程，反映了大洋形成与消亡的一般规律，被称为威尔逊旋回（图9-12，图9-15）。图9-15 大陆-大陆碰撞造山的发展过程（据J.F.Dewey et al.，1970）板块运动在引起地形巨变的同时，还会引起自然条件和气候的变化，导致表层地质作用的营力类型及特点发生变化。例如，在汇聚边缘形成的高大山系，当其从雪线以下升至雪线以上时，就会出现冰川环境，于是便会从原来的以风化、流水等地质作用为主转变为以冰川地质作用为主，如我国的喜马拉雅地区在第四纪就发生过多次冰川活动。不仅如此，地形巨变还影响到其周围地区的外力地质作用，如一些学者认为，新生代后期喜马拉雅山和青藏高原的升起，阻挡了印度洋向北吹的潮湿空气，是使中亚广大地区成为荒漠的重要原因。此外，板块的整体水平运动可以引起大陆古地理纬度的变化，从而使气候环境发生变迁，导致表层地质作用的特点发生变化，例如原来在极地以冰川地质作用为主的大陆，如果漂移到低纬度地区，将会变为以风化、流水等地质作用为主。

研究表明：中国乃至欧亚大陆腹地存在两种类型的造山带，即特提斯和古亚洲洋两种造山带（张旗，1997；殷鸿福，1998），前者属全球特提斯域的一部分，后者则类似于现今的环太平洋构造域（包括北美西部、俄罗斯远东、日本等）。前者又可称作阿尔卑斯造山带，后者又可称作科迪勒拉造山带。它们具有完全不同的形成轨迹，特提斯造山带大体遵循大陆破裂－洋盆扩张－俯冲－碰撞的演化过程，即所谓开合旋回，而科迪勒拉造山带则是洋壳不断向大陆俯冲，使大陆边缘形成岛弧或山弧，或使其发生边缘裂陷，这些作用在长期地质演化过程中，反复地进行着，最终所要碰撞的两个大陆原先并非是同一大陆。特提斯带中一条蛇绿岩带可能代表一条缝合带，而科迪勒拉造山带缝合带可由多条蛇绿岩组成，例如祁连造山带就是如此；特提斯带大陆的破裂和继之而来的海底扩张可能与来自地球深部的地幔柱活动有关，而科迪勒拉造山带则是岩石圈地幔和洋壳与软流圈地幔交换作用的结果；特提斯造山带具威尔逊旋回，科迪勒拉造山带则不具备完整的威尔逊旋回，特提斯造山带多是硬碰撞（RigidCollision），是陆与陆的正面碰撞（Head-on Continental Collision），是单旋回（Moncyclicity），而科迪勒拉是多岛洋（archipelagic Ocean）间的软碰撞（Soft-Collision），是多旋回（Multicyclicity），这里软碰撞只造陆不造山或造山，碰撞能量小，碰撞方式是追上碰撞（Catch-up Collission），最后也可能是大陆与大陆之间的正面碰撞。特提斯型少地体，科迪勒拉型地体拼贴常见。本文认为，屹立于华北古陆西南缘的祁连造山带，加里东期就是一个科迪勒拉造山带，理由如下：（1）缝合带中的陆块在古元古代或元古代以前就各自有不同大陆边缘，前寒武纪两个大陆有不同的岩石建造序列，具有不同的地质构造演化历史和成矿系统演化历史（见后文）。不存在所谓裂谷体系；（2）至少长城纪以来，就存在所谓祁连洋，就存在祁连洋向柴达木古陆北缘的俯冲作用；祁连洋早古生代是双向俯冲，两大陆块均具活动大陆边缘，且都发育沟弧盆体系，形成了规模宏大的中祁连离散型岛弧地体，形成了断续分布的白银—清水—昌马陆缘弧，也形成了白银北—永登石灰沟—走廊南山洋壳型岛弧；在靠近大陆边缘，形成了两条对称的弧后盆地构造带——河西走廊海盆和南祁连弧后盆地；此外在北祁连缝合带中，存在两条蓝片岩带，见海沟相混杂堆积；（3）祁连蛇绿岩多为洋岛型，真正洋中脊玄武岩仅见于弧后盆地；Moores和Coleman从蛇绿岩产出的大地构造背景出发，将全球蛇绿岩划分为特提斯型和科迪勒拉型。特提斯型造山带是从大陆裂谷开始，经被动陆缘而结束于大陆碰撞；科迪勒拉型造山作用则是从被动陆缘开始，由于大洋岩石圈长时期的消减作用而经历了漫长的活动陆缘或岛弧阶段。虽然特提斯造山作用在其发育晚期阶段也经历了海洋岩石圈板块的消减作用，在特提斯型蛇绿岩中也有类似科迪勒拉型那样的岛弧拉斑玄武岩、洋岛拉斑玄武岩和玻安岩产出，但科迪勒拉型造山带的深海沉积物和火山物质比特提斯型更丰富。在科迪勒拉造山带，蛇绿岩和蓝片岩常构造超覆在增生的深海沉积物和岛弧火山岩之上，而在特提斯造山带它们则位于被动陆缘和古老的大陆基底之上（张旗，1997）。对祁连山蛇绿岩的研究表明，由于新生代的构造改造十分强烈，许多蛇绿岩仰冲于晚古生代及新生代地层之上（张旗，1997；左国朝，1997），但如果用历史的眼光来观察祁连山加里东期的构造作用特点，不难推知，祁连山蛇绿岩只能构造侵位于岛弧或深海沉积物之上，这正是科迪勒拉型蛇绿岩的特征。科迪勒拉型或者说是洋岛型（马瑞士，1993）蛇绿岩特征的确定，暗示祁连洋是一个颇具规模的大洋盆；（4）祁连造山带在早古生代中期及以前，主要是单向或双向俯冲作用，造山类型主要是俯冲造山（图4-53），其地球动力学是以热能为主的，早古生代末期到晚古生代早期，主要是碰撞造山，其地球动力学是以机械能为主的；晚古生代末到中生代主要是陆内造山，形成上叠盆地；中生代以来，是A型俯冲造山（见后文），形成盆岭地貌；图4-53　俯冲造山带与碰撞造山带形成示意图（据杨巍然，1991）（5）从地球物理模型上（图4-54），祁连山地幔界面略向下凹，属有根造山带；图4-54　祁连造山带及其南北邻区的地球动力学模型（据高锐，1996）1—拆离断层；2—地体边界地层；3—冲断层；4—Moho面补偿抬升；5—地幔软流圈抬升；6—双向挤压；7—岩石圈运动方向：8—沉积盖层；9—地幔流（6）早古生代末期，祁连洋消失，柴达木陆块与华北古陆缝合，原来柴达木陆块的位置，则让位于新的大洋——特提斯洋，柴达木陆块和华北古陆部分地区沦为该洋的滨海地段。综上所述，再结合后文部分研究内容，祁连区自中元古代以来的造山模式可概括为：单向俯冲造山→双向俯冲造山→软碰撞造山（陆）→陆与陆碰撞造山→陆内造山。该模式与欧洲阿尔卑斯造山带及海西造山带是不同的（图4-55）。它正如地学泰斗黄汲清先生生前所指出的那样，是多旋回造山。图4-55　欧洲阿尔卑斯造山带及法国诺曼底—中央地块板块碰撞造山模式（a）西阿尔卑斯中、新生带碰撞造山模式（据舒良树，1995）；（b）法国诺曼底—中央地板碰撞造山动力学演化模式（据Faure,1991）

中国海洋大学普通地质学综合复习题（要点及解析）二．放射性同位素；稳定同位素；克拉克值；矿物；晶体；矿物的常规鉴定；摩氏硬度计.三．火成岩分类表（SiO2的含量）；产状；结构；构造；枕状构造；安山岩线；两种喷发方式；火山地貌；火山分布三大地带；鲍温反应系列；鬣刺结构；斑状结构；似斑状结构；同化；混染；捕虏体四．外动力地质作用一般特征：1）外力地质作用的因素（大气圈、水圈（科里奥利效应）-生物圈）， 2）外力地质作用的能源（太阳热能、重力能、日月引力能）， 3）外力地质作用的类型或沉积岩的形成过程（风化作用-剥蚀作用-搬运作用-沉积作用-固结作用包括压固、胶结、重结晶、新矿物的生长） 碎屑结构，非碎屑结构；沉积构造意义（确定形成环境、岩层顶部、成岩过程）；递变层理；交错层理；斜层理；冲刷构造；波痕；泥裂构造；沉积岩平均矿物成分；八种主要造岩矿物；四类沉积岩（碎屑岩-化学岩-生物化学岩-粘土岩）. 五．变质岩形成因素（温度、压力、具化学活动性流体）；变质作用方式（热力重结晶、接触交代、区域变质、韧性剪切或动力变质）；变余结构，变晶结构；片麻构造。 热力重结晶：大理岩；接触交代: 矽卡岩；区域变质:板岩、千枚岩、片岩、蓝片岩、片麻岩（长石+石英>50%, 长石>石英）、麻粒岩，榴辉岩、混合岩化岩石；混合岩（基体+脉体）；韧性剪切：糜棱岩。变质特征矿物6-8种; 高压与超高压的代表矿物：蓝闪石，柯石英，金刚石。三大类岩石的形成与演化关系。六．标准化石; 生物层序律; 地层层序律; 相对与绝对年龄；地质年代表（五代十三纪）；各纪代号；早古、晚古；新生代：古、始、渐、中、上、更、全.七．震级(智利8.9级)确定、裂度、分布；波的传播（介质）；P波最快、S波不能过液体、面波破坏最大；地震预报三要素。 地球内部层圈构造及主要界面：1）地壳(Si-Al层,Si-Mg层)-上地幔(岩石圈-软流圈-上地幔)-下地幔-外地核-内核及深度；2）各层主要物理性质、物质状态、深度；3）地球内部四个不连续面（康拉德面、莫霍面、古登堡面、来曼面）。八．构造活动的二种基本方式；褶皱（地层对称重复和新老分布）+断裂+节理；褶皱要素（轴面、枢纽、弧尖）；形态（剖面形态、平面形态、合围转折、组合形态）；单斜山、单面山、猪背岭. 6种接触关系：沉积不整合（假花岗岩）、侵入、整合、假整合、断层、不整合（剥蚀面、底砾岩、风化壳、不整合面上下地层新老、变质变形差异）、断裂要素；识别标志（相当层错开、地层重复缺失、擦痕、派生构造、温泉分布、矿产、角砾岩、三角面山等）、研究内容：时代、动向、断距、组合特征及应力场等. 断层研究意义. 地堑、地垒. 画六个图以便判断断层的性质断层类型 地层和断层倾向相反 地层和断层倾向相同 地层>断层 地层<断层正断层 重复 重复 缺失逆断层 缺失 缺失 重复九．海底扩张六方面证据与威尔逊旋回（板块构造的理论精髓）六阶段特征1．海底扩张证据方面: 1）地形吻合性；2）地质（洋中脊；古生物；构造；冰川；平顶山；洋中脊二侧岩石年龄变化的对称性）；3）地球物理（海底岩石的正、负磁异常条带对称分布；地热、重力；浅源、中源、深源地震集中分布在环太平洋边缘带）；4）深海钻探（包括深潜器）证实了洋底确切地貌、洋中脊高热流和枕状熔岩的存在。5）发现蛇绿岩套，完善了洋壳剖面。6）大洋中转换断层的发现。2.威尔逊旋回方面: (1)定义,(2)6阶段:萌芽阶段(东非裂谷)-幼年阶段(红海)-成熟阶段(大西洋)-收缩阶段(太平洋)-结束阶段(地中海)-碰撞阶段(喜山),(3)各阶段应力,(4)沉积,(5)火成岩,(6)变质等特征. 转换断层；蛇绿岩套（洋壳剖面）；地体构造。三种板块边界（压：海沟、造山带；张：洋脊；剪：转换断层）.活动陆缘（太平洋：沟-弧-盆；沟-弧）；被动陆缘（大西洋：陆-架-棚-坡-洋盆，无海沟）。板块构造三大理论支柱（刚体绕球面的旋转运动或地幔对流、海底磁异常、转换断层）；全球板块划分。十．化学风化；物理风化；水化；水解；球状风化；地形倒置.十一．河谷横剖面形态要素；侵蚀方式（溶蚀、水冲力、磨蚀）；侵蚀方向（下蚀：取决与河水流速、水中泥砂含量、河床岩石性质及地质构造等；旁蚀；塑源）；三种侵蚀的产物；V型河谷；侵蚀基准面；横向环流；截弯取直；河流的袭夺；搬运方式（拖运、悬运、溶运）；沉积；三级河流阶地示意图；夷平面（根本原因是构造作用）. 河流三角洲沉积特征与形成条件：1)河流三角洲 Delta定义: 在河口部位，因流速降低，动能减小，形成的大规模沉积体平面上呈三角形，称之。进一步发展则形成三角洲平原。2)三角洲的形态：a．鸟嘴状（一条河流入海者，如长江）；b．鸟足状（若干条河流入海者，如密西西比河）；c．扇形（许多条河流入海着，如黄河）。3) 三角洲的形成条件：1．有充足的沉积物来源；2．河口处坡度较小，易于沉积（日本东部不能形成）；3．水动力较小，沉积物易于保存。十二．大陆与山岳冰川；冰川剥蚀（刨蚀）；搬运（推运、载运）；沉积（八条特征）；山谷冰川地貌（U形谷、羊背石）；冰川构造（冰裂隙、钉子形擦痕）；三大冰期.十三．地下水类型（包气带水、潜水、承压水；空隙水、裂隙水、Karst水）；水质影响因素；水的富集运移；温泉和地下热水形成条件（构造、地热、水文地质条件）; Karst的发育条件、盲谷、落水洞十四．海水运动；浪基面、波切台、波筑台、海蚀平衡剖面；潮汐；滨海（外、前、后滨）沉积特性、浅海沉积特性、深海沉积特性；浊流、浊流沉积与鲍玛序列（E. 块状泥岩,含远洋化石(陆隆环境）；D. 水平纹层状页岩,含生物化石(陆坡)；C. 丘状波纹层粉砂岩,前积层理（斜层理）（陆坡)；B. 平行纹层状砂岩，具粒序性(陆坡)；A. 粗粒递变层：砾岩-砂岩,冲刷面及印模发育）(陆坡))；等深流；生物礁沉积.十五．湖泊成因10种类型；淡、咸、盐湖的标准； 干旱气候区湖泊消亡四阶段及其沉积规律（垂直剖面和水平分布）： 1)干旱区大湖消亡四阶段:湖区不断缩小咸化，溶解度小的先沉积：碳酸盐沉积(方解石+白云石:咸湖)→硫酸盐沉积(石膏+芒硝:苦湖)→氯化物沉积如氯化钠(盐湖,卤水,>25‰,含K、Mg、B矿)→盐湖干枯,盐层埋藏(盐矿);2) 湖岩分带（垂直剖面和水平分布）：1)湖浅而小者:碎屑相分带(砾岩-粗砂岩-砂岩-细砂岩-粉砂岩-泥页岩),2) 湖深而大者:碎屑相→化学相分带(碎屑岩→化学岩即砾岩-粗砂岩-砂岩-细砂岩-粉砂岩-泥页岩→灰岩-石膏-盐矿岩)。十六．风的剥蚀、搬运、沉积；风蚀地貌；风棱石（风从多个方向对砾石进行摩擦与冲撞, 风向改变、砾石滚动,最终磨蚀而成的一种边角奇异,油光滚圆的石头）；黄土的特征（1.定义:风将荒漠中的粉沙、尘土搬运到沙漠的边缘堆积而成的堆积物。2）.矿物成分：石英,长石,碳酸盐矿物为主。3).化学成分：SiO250-60%、Al2O39-12%、CaO7-10%、MgO3%、Fe2O34-5%、K2O2%。4)颜色：黄色到棕黄色；时代：第四纪；具垂直节理，质地均一，无层理；遇水易剥落；有钙质结核。5).黄土分布：中纬度气候温暖地带。6).黄土的成因：原生黄土系风对沙漠物质的搬运和沉积形成。次生黄土为河流搬运沉积的产物。);沙漠化；现代沙漠的分布（将古论今）十七．块体运动的条件(重力、斜面和水是运动发生的直接因素;地震、爆破则是触发因素)；泥石流与蠕移机制；滑坡易于形成的五种场所.十八．行星运动方式、特征；成分、密度；陨石成分分类；冲击构造：陨石、冲击构造及其识别标志

1、威尔逊旋回（Wilsonswirled）是指大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程。该理论于1974年由J.F.Deway和K.C.A.Burke提出，命名“威尔逊旋回”是为了纪念加拿大地质学家J.T.Wilson（威尔逊旋回的思想是由Wilson提出的）。2、威尔逊旋回比较通俗的理解就是大洋从张开到闭合的一生。威尔逊旋回认为大洋盆地的演化可以归纳为6个发展阶段：胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终结期、遗痕期。大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回形式，主宰了地球表层活动和演化。

太平洋属于威尔逊旋回的衰退阶段。威尔逊旋回是指大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程。威尔逊旋回认为大洋盆地的演化可以归纳为6个发展阶段：胚胎期、幼年期、成年期、衰退期、终结期、遗痕期。大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回形式，主宰了地球表层活动和演化。

1、胚胎期，大陆地壳在拉张应力作用下上拱，岩石圈破裂，形成裂谷，如东非大裂谷。2、幼年期，地幔物质上涌、溢出，岩石圈进一步破裂，开始出现洋壳，形成陆间裂谷，如红海、亚丁湾。3、成年期，洋盆扩大，洋中脊形成，出现成熟的大洋盆地，如大西洋。4、衰退期，随着海底扩张，洋盆一侧或两侧出现海沟，俯冲消减作用开始进行，洋盆缩小，边缘发育沟弧体系，如太平洋。5、终了期，随着俯冲消减作用的进行，两侧大陆靠近，发生碰撞，边缘发育年轻的造山带，其间残留狭窄的海盆，如地中海。6、遗迹期，两侧大陆直接碰撞，海域完全消失，形成年轻造山带，如阿尔卑斯-喜马拉雅山脉。

威尔逊旋回编辑本段回目录正文 大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程。即大陆岩石圈由崩裂开始、以裂谷为生长中心的雏形洋区渐次形成洋中脊、扩散出现洋盆进而成为大洋盆，而后大洋岩石圈向两侧的大陆岩石圈下俯冲（见俯冲作用）、消亡，洋壳进入地幔而重熔，从而洋盆缩小；或发生大陆渐次接近、碰撞，出现造山带，遂拼合成陆的过程。1974年由J.F.杜威和K.C.A.伯克提出。为纪念加拿大地质学家J.T.威尔逊而命名。 威尔逊于1966年认为在联合古陆之前还应存在过更早期的曾拼合一起的早期“泛大陆”。这种大陆崩裂，洋盆的开启与闭合，被理解为具开始与终结的过程，可以重复出现的现象（见构造旋回），并把威尔逊旋回的起始和终结用萌发期→青年期→成熟期→衰落期→终结期→地缝合线来表达，相对应的实例为东非裂谷→红海亚丁湾→大西洋→太平洋→地中海→喜马拉雅山。 岩石圈板块基本上重力均衡漂浮于地幔软流圈之上，岩石圈板块因下部热对流而随之被驭拖漂移（见地幔对流说）。板块运动由洋中脊生长边界的扩散速率测算，或消亡边界的运动特征及被动大陆边缘（见大陆边缘）间的对比，显示出洋盆开与合虽具周期重复性，但其时间可长可短，由几亿年至2000万年不等，并无一定规律性。由于洋中脊的生长扩散速率变化不大，从而认为板块构造运动及其作用,基本上是一个连续的发展过程,递进较为均匀，不具脉冲性运动或间隙性。这是板块构造学对传统大地构造学说造山旋回周期性认识的一个重要改变。 威尔逊旋回是重建古大陆的基础。大陆的拼合界线就是古洋盆闭合遗留下的由蛇绿岩套或蛇绿混杂岩类所代表的洋壳碎片带，沿此带可出现呈带状分布的钙碱性系列的火山岩及花岗岩类的侵入体，也可有大陆边缘带前陆盆地沉积建造等。当然，重建古大陆是有一定难度的，因为前中生代的洋底特征已经消失，古大陆已经支解破碎改造,古大陆边缘及其形态已经消亡,碰撞带岩石记录已经被破坏消毁等。用威尔逊旋回重建古大陆，在北美大陆较为成功，至少可追溯到早元古宙。 编辑本段回目录多阶段发展模式 从板块构造观点来看,洋壳盆地并非永恒存在,一般都经历开裂、扩张、收缩、闭合的发展过程。加拿大地球物理、地质学者威尔逊（J.T.Wilson,1973）首先联系现代各种海洋实例，系统归纳了洋盆开合的多阶段发展模式： 1. 萌芽阶段：在陆壳基础上因拉张开裂形成大陆裂谷，当尚未形成海洋环境。如现代的东非裂谷。 2.初始阶段：陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海湾，局部已经出现洋壳。 如： 红海、亚丁湾. 3. 成熟阶段：由于大洋中脊向两侧不断增生，海洋边缘又出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩张。如大西洋. 4. 衰退阶段：大洋中脊虽然继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现强烈的俯冲、消减作用海洋总面积渐趋减小。如太平洋. 5. 残余阶段：随着洋壳海域的缩小，终于导致两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留小型洋壳盆地。如地中海. 6. 消亡阶段：海洋消失，大陆相碰，使大陆边缘原有的沉积物强烈变形隆起成山。 如喜马拉雅山，阿尔卑斯山脉. 上述海洋开闭过程在地质历史中反复出现，即构造运动具周期性。 需要说明，地史中古板块和古洋盆的情况更为复杂，上述威尔逊旋回6个阶段不一定全部依次发展，小型或微型板块的分裂和拼合过程也有特殊性，在实际应用时需要根据具体情况具体分析。

1. 萌芽阶段　　在陆壳基础上因拉张开裂形成大陆裂谷，当尚未形成海洋环境。如现代的东非裂谷。2.初始阶段　　陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海湾，局部已经出现洋壳。如： 红海、亚丁湾.3. 成熟阶段　　由於大洋中脊向两侧不断增生，海洋边缘又出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩张。如大西洋.4. 衰退阶段　　大洋中脊虽然继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现强烈的俯冲、消减作用海洋总面积渐趋减小。如太平洋.5. 残馀阶段　　随著洋壳海域的缩小，终於导致两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留小型洋壳盆地。如地中海.6. 消亡阶段海　　洋消失，大陆相碰，使大陆边缘原有的沉积物强烈变形隆起成山。如喜马拉雅山，阿尔卑斯山脉.

所谓的水文地质旋回通常是指威尔逊旋回1婴儿阶段　　在陆壳基础上因拉张开裂形成大陆裂谷，当尚未形成海洋环境。如现代的东非裂谷。2.幼年阶段　　陆壳继续开裂，开始出现狭窄的海湾，局部已经出现洋壳。如： 红海、亚丁湾.3. 成熟阶段　　由於大洋中脊向两侧不断增生，海洋边缘又出现俯冲、消减现象，所以大洋迅速扩张。如大西洋.4. 衰退阶段　　大洋中脊虽然继续扩张增生，但大洋边缘一侧或两侧出现强烈的俯冲、消减作用海洋总面积渐趋减小。如太平洋.5. 残馀阶段　　随著洋壳海域的缩小，终於导致两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留小型洋壳盆地。如地中海.6. 消亡阶段海　　洋消失，大陆相碰，使大陆边缘原有的沉积物强烈变形隆起成山。如喜马拉雅山，阿尔卑斯山脉

1.一般特征被动大陆边缘是构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。它缺失海沟俯冲带，位于板块的内部，被动地随着板块而移动，故无强烈的地震、火山和造山运动。被动大陆边缘亦称大西洋型大陆边缘、稳定大陆边缘、拖曳大陆边缘、离散大陆边缘等。然而，被动陆缘遭到显著的沉陷和张裂活动，承受了巨量沉积物，许多学者把它当作现代的地槽区。因而，所谓“稳定”大陆边缘，亦不过相对而言。被动大陆边缘是洋壳与陆壳的过渡区，向洋盆方向与深海盆地相邻，有时边缘还有小型陆壳块体构成的碳酸盐平台，如巴哈马平台等，它们是大陆裂谷和大洋扩张时期残留的大陆块体。被动大陆边缘基底常见有裂谷式沉积，其中有时还有陆相红层、盐类和火山活动等堆积物，上面逐渐覆盖海相层。在开阔海洋发育阶段以前，常由裂谷发育逐步过渡到红海演化阶段。2.沉积作用被动大陆边缘由大陆架、大陆坡和大陆麓组成。陆架上，在不同环境可接受陆源沉积（特别是三角洲沉积）或含丰富生物碎屑碳酸盐岩沉积。生物碎屑碳酸盐岩沉积主要见于热带和温带；寒带海域不利于碳酸盐岩的沉积，而是硅藻土较为常见。陆架上还有少量自生矿物沉积，如海绿石、磷钙石等。由于陆架多处于波浪、潮流活动的高能环境，故以砂质沉积多见。陆架沉积作用在早期较快，后期如沉陷减缓则变慢。沉积物常构成一向海增厚的楔形体。向大陆一侧，陆架沉积被滨岸沉积及陆相沉积所更替。陆坡上，与陆源沉积作用有关的营力主要有：①浊流，大部分浊流沉积沿海底峡谷被带过大陆坡，输往大陆麓，可能有部分浊流沉积停留在陆坡上；②滑塌和滑坡，其发生常与斜坡过陡或沉积物堆积过快有关，也可能受到风暴浪、海啸、地震、火山等触发而引起。陆麓上，除浊流、滑塌和滑坡带来大量沉积物外，等深流也相当活跃。等深流具连续作用性质，常沿大陆麓活动。等深流可搬运粘土和粉砂，偶尔还有细砂，也可以把携带的沉积物搬运至另一地区停积下来。这样，陆麓上既有浊流和滑塌沉积，也包含分选良好的细粒的等深流沉积。向大洋一侧，逐渐过渡为深海平原。被动大陆边缘沉积中，浊流沉积占有重要地位。在造山带地层中，大部分复理石建造可以解释为浊流沉积。据其成分特征，复理石可分为成熟型（火山岩碎屑贫乏）和不成熟型（火山岩碎屑丰富）。成熟型复理石富含石英，可有长石、变质岩碎屑，可见其以陆源物质为主，缺乏火山物质。如处于风化强烈的热带地区，或历经长途搬运，则其中不易风化的石英较为丰富。巨厚的大陆麓、深海扇浊流沉积物，是大洋中最庞大的陆源沉积体，构成了深水沉积的最重要组分。当巨厚的成熟型复理石与巨厚的浅水碳酸盐岩建造（陆棚相）伴生时，便可推断其属大西洋型大陆边缘环境。被动大陆边缘的演化，是在大陆分离、海底扩张的背景上进行的。被动大陆边缘的沉积剖面底部可有代表大陆裂谷环境的河湖相沉积，它以砂岩为主，伴有玄武质火山岩夹层；向上为陆间裂谷环境的黑色页岩、蒸发岩等闭塞海湾相沉积；上部过渡为毗邻开阔大洋环境的陆架陆坡-陆麓沉积相组合（图9-3）。成熟度自下而上逐渐升高。这种沉积序列，记录了大陆裂离的演化过程。与威尔逊旋回对照，以上3 个阶段分别相当于大洋演化旋回（威尔逊旋回）的胚胎期、幼年期和成年期。一旦发生俯冲、碰撞作用，便意味着大西洋型大陆边缘发展历史的终结，进入主动大陆边缘发展阶段。图9-3 大西洋型大陆边缘沉积剖面示意图（据金性春，1984）1—大陆裂谷阶段的粗碎屑沉积；2—闭塞海湾相沉积；3—大陆型地壳；4—过渡型地壳；5—大洋型地壳

1.一般特征被动大陆边缘是构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。它缺失海沟俯冲带，位于板块的内部，被动地随着板块而移动，故无强烈的地震、火山和造山运动。被动大陆边缘亦称大西洋型大陆边缘、稳定大陆边缘、拖曳大陆边缘、离散大陆边缘等。然而，被动陆缘遭到显著的沉陷和张裂活动，承受了巨量沉积物，许多学者把它当作现代的地槽区。因而，所谓“稳定”大陆边缘，亦不过相对而言。被动大陆边缘是洋壳与陆壳的过渡区，向洋盆方向与深海盆地相邻，有时边缘还有小型陆壳块体构成的碳酸盐平台，如巴哈马平台等，它们是大陆裂谷和大洋扩张时期残留的大陆块体。被动大陆边缘基底常见有裂谷式沉积，其中有时还有陆相红层、盐类和火山活动等堆积物，上面逐渐覆盖海相层。在开阔海洋发育阶段以前，常由裂谷发育逐步过渡到红海演化阶段。2.沉积作用被动大陆边缘由大陆架、大陆坡和大陆麓组成。陆架上，在不同环境可接受陆源沉积（特别是三角洲沉积）或含丰富生物碎屑碳酸盐沉积。生物碎屑碳酸盐沉积主要见于热带和温带；寒带海域不利于碳酸盐的沉积，而是硅藻土较为常见。陆架上还有少量自生矿物沉积，如海绿石、磷钙石等。由于陆架多处于波浪、潮流活动的高能环境，故以砂质沉积多见。陆架沉积作用在早期较快，后期如沉陷减缓则变慢。沉积物常构成一向海增厚的楔形体。向大陆一侧，陆架沉积被滨岸沉积及陆相沉积所更替。陆坡上，与陆源沉积作用有关的营力主要有：①浊流，大部分浊流沉积沿海底峡谷被带过大陆坡，输往大陆麓，可能有部分浊流沉积停留在陆坡上；②滑塌和滑坡，其发生常与斜坡过陡或沉积物堆积过快有关，也可能受到风暴浪、海啸、地震、火山等触发而引起。陆麓上，除浊流、滑塌和滑坡带来大量沉积物外，等深流也相当活跃。等深流具连续作用性质，常沿大陆麓活动。等深流可搬运黏土和粉砂，偶尔还有细砂，也可以把携带的沉积物搬运至另一地区停积下来。这样，陆麓上既有浊流和滑塌沉积，也包含分选良好的细粒的等深流沉积。向大洋一侧，逐渐过渡为深海平原。被动大陆边缘沉积中，浊流沉积占有重要地位。在造山带地层中，大部分复理石建造可以解释为浊流沉积。据其成分特征，复理石可分为成熟型（火山岩碎屑贫乏）和不成熟型（火山岩碎屑丰富）。成熟型复理石富含石英，可有长石、变质岩碎屑，可见其以陆源物质为主，缺乏火山物质。如处于风化强烈的热带地区，或历经长途搬运，则其中不易风化的石英较为丰富。巨厚的大陆麓、深海扇浊流沉积物，是大洋中最庞大的陆源沉积体，构成了深水沉积的最重要组分。当巨厚的成熟型复理石与巨厚的浅水碳酸盐岩建造（陆棚相）伴生时，便可推断其属大西洋型大陆边缘环境。被动大陆边缘的演化，是在大陆分离、海底扩张的背景上进行的。被动大陆边缘的沉积剖面底部可有代表大陆裂谷环境的河湖相沉积，它以砂岩为主，伴有玄武质火山岩夹层；向上为陆间裂谷环境的黑色页岩、蒸发岩等闭塞海湾相沉积；上部过渡为毗邻开阔大洋环境的陆架-陆坡-陆麓沉积相组合（图9-3）。成熟度自下而上逐渐升高。这种沉积序列，记录了大陆裂离的演化过程。与威尔逊旋回对照，以上3个阶段分别相当于大洋演化旋回（威尔逊旋回）的胚胎期、幼年期和成年期。一旦发生俯冲、碰撞作用，便意味着大西洋型大陆边缘发展历史的终结，进入主动大陆边缘发展阶段。图9-3 大西洋型大陆边缘沉积剖面示意图（据金性春，1984）1—大陆裂谷阶段的粗碎屑沉积；2—闭塞海湾相沉积；3—大陆型地壳；4—过渡型地壳；5—大洋型地壳

地震在地质学里分为两种，一种是人为造成的，一种是地壳运动造成的。一般人为造成的地震都很小，影响范围也不大，如在进行地球物理勘探时使用的浅层地震测量就要人造地震（就是用炸药进行爆破，产生地震波，经过测量仪器测量来查证地表以下（浅层）的地质情况），这个方法在找石油时比较常用。而我们一般说的地震，是地球表层壳体运动能量释放的一种方式，其形成的原因有火山作用、板块运动等。火山作用也是一种地壳运动能量释放的一种表现，所以地震可以理解为是地壳运动形成的结果。关于地壳运动，地质学家威尔逊提出了威尔逊旋回这一学说，威尔逊学说认为：陆壳由于受力的作用，发生断裂，开始向两侧慢慢拉张，由一个板块变成两个板块，拉张的宽度越来越大，从裂隙变成裂谷，由裂谷变成海洋。而由于拉张作用使两个板块分离，在两个板块之间形成的海洋里有了地幔物质上涌，也就是形成了洋中脊，洋中脊的物质从地幔上涌，冷却形成新的洋壳，随着拉张的继续，洋中脊处地幔物质的不断上涌，在其两侧的洋壳向两侧推移，最终在洋壳和陆壳的接触部位（比如现在的日本岛到菲律宾这一岛链）挤压断裂，洋壳俯冲到大陆板块之下，然后再深部再次熔融成岩浆，当岩浆上升喷出地表就形成了火山，而在这个俯冲带的周边就往往会发生地震，这都是地壳碰撞、俯冲、以及火山活动造成的能量释放。地震就是这样形成的。有关更详细的解释可去查阅《普通地质学》这本书，里面有较详细的介绍，这里本人提到的威尔逊旋回学说，可能有些纰漏，请各位海涵。如要更加深究请自己去找资料吧。

Wilson（1963）发现了在岩石圈与上地幔中存在着热点现象，但这些地球上部的热点是如何形成的呢？随着后来对地球内部研究的不断深入，地球科学家们提出了地幔热柱的概念（mantle plume，或译作地幔羽），并对地幔的运动特征形成了初步认识（W.J.Morgan，1971；D.L.Anderson，1982；S.Maruyama et al.，1994）。地幔热柱往往发育于地球深部的核-幔边界附近，这里发生着很强的层圈相互作用，在其中的外核物质运动更为剧烈、形成旋涡，热流体相对富集部位的上方就形成了规模较大的地幔热柱的尾部（图10-8，图10-9）。地幔热柱的温度比周围高，整体虽为固态，但富含高温流体；其整体的向上运动是十分缓慢的，主要是通过一些高温的挥发性流体在晶体间隙或岩石缝隙中流动，而起到从下向上传递热能的作用。地幔热柱向上运移的过程中逐渐扩大，并有周围热流体、化学物质及能量（放射能、化学能等）的加入；当热柱上升到岩石圈底部附近时进一步向四周扩散，于是在岩石圈中形成具有火山活动的许多热点（图10-9，图10-6）。图10-9 地幔热柱的结构示意图（据S.Maruyama et al.，1994）除了地幔热柱以外，还存在着地幔冷柱。地幔冷柱的形成主要起因于岩石圈俯冲板块；当冷的板块前缘俯冲到上、下地幔的分界附近时（深度约670 km），由于遇到强大的阻力，加之温压条件的升高，使板块前缘发生水平弯曲，较冷的物质不断雍积增厚，并同时发生密度增加和矿物的相变与重组；当这些相对较冷的物质体积增加到某一临界值后，便发生重力塌陷，形成插入到下地幔的地幔冷柱，并可能一直到达核-幔边界附近（图10-9）。不断停积在核-幔过渡带的地幔冷柱物质，其重力作用和冷却作用将会改变旋转外核的局部对流形式；同时，这里的物质发生重力分异和化学分异，过剩的物质沿水平方向扩散（部分进入地核内），补偿地幔热柱尾部所亏损的物质。地幔热柱和地幔冷柱是现代地球内部的主要对流形式，分别对应着上升流和下降流。这种对流形式与传统的“传送带式地幔对流模式”具有明显的不同。主要表现为地核、地幔和岩石圈都参与了这种对流和相互作用。其中，地核的差异旋转运动、液态外核的热对流、热扰动（或涡流）、热扩散和核-幔过渡带的强相互作用等是主要的驱动因素；上升的地幔热柱和回返的地幔冷柱是主体的对流结构；在地球上部，地幔热柱的主体并没有直接从软流圈顶部流向地幔冷柱（并带动岩石圈运动），而是进入或穿过岩石圈，导致岩浆活动和岩石圈增生，并促进岩石圈的扩张运动；地幔冷柱则主要导源于岩石圈板块的俯冲作用；地幔柱的对流主要是一种热对流（包括热流体），并以垂直运动为主，真正的大规模物质对流是极其缓慢的，而表层以水平运动为主的岩石圈板块在重力、热力、构造应力等因素作用下则运动较快。上述有关地幔热柱、地幔冷柱和新的地幔对流形式的认识即是近些年来逐渐兴起的“地幔柱构造学说”，它在一定程度上反映了现阶段对地球内部层圈相互作用与动力学系统的综合认识。现在人们一般认为，地幔热柱能导致岩石圈板块的分裂与扩张，而地幔冷柱能促使板块发生汇聚；因此，地幔柱构造可能是岩石圈板块运动的主要驱动力。在板块构造的威尔逊旋回中，大陆裂谷至大洋阶段可能主要受地幔热柱的控制；当大洋岩石圈板块的俯冲作用开始并逐渐强化后，地幔冷柱逐渐形成，并开始控制板块的聚敛运动（图10-10）。随着地幔冷柱的强化，其所控制的板块水平聚敛运动也会增强，并出现不均匀的幕式变化；这时，早先洋脊附近的地幔热柱或热点会发生偏移、减弱，或在板内导生新的次级热点。Maruyama等（1994）认为，在地质历史上超大陆是因为超级地幔热柱的上涌而裂开的，而超级地幔冷柱的形成又最终导致了超大陆的聚合；在现今地球上，位于南太平洋和非洲之下的两个超级地幔热柱和亚洲大陆之下的超级地幔冷柱制约着全球主要的板块运动（图10-9）。图10-10 板块构造与地幔柱构造之间的关系示意图（据S.Maruyama et al.，1994）

地震在地质学里分为两种,一种是人为造成的,一种是地壳运动造成的.一般人为造成的地震都很小,影响范围也不大,如在进行地球物理勘探时使用的浅层地震测量就要人造地震（就是用炸药进行爆破,产生地震波,经过测量仪器测量来查证地表以下（浅层）的地质情况）,这个方法在找石油时比较常用.而我们一般说的地震,是地球表层壳体运动能量释放的一种方式,其形成的原因有火山作用、板块运动等.火山作用也是一种地壳运动能量释放的一种表现,所以地震可以理解为是地壳运动形成的结果.关于地壳运动,地质学家威尔逊提出了威尔逊旋回这一学说,威尔逊学说认为：陆壳由于受力的作用,发生断裂,开始向两侧慢慢拉张,由一个板块变成两个板块,拉张的宽度越来越大,从裂隙变成裂谷,由裂谷变成海洋.而由于拉张作用使两个板块分离,在两个板块之间形成的海洋里有了地幔物质上涌,也就是形成了洋中脊,洋中脊的物质从地幔上涌,冷却形成新的洋壳,随着拉张的继续,洋中脊处地幔物质的不断上涌,在其两侧的洋壳向两侧推移,最终在洋壳和陆壳的接触部位（比如现在的日本岛到菲律宾这一岛链）挤压断裂,洋壳俯冲到大陆板块之下,然后再深部再次熔融成岩浆,当岩浆上升喷出地表就形成了火山,而在这个俯冲带的周边就往往会发生地震,这都是地壳碰撞、俯冲、以及火山活动造成的能量释放.地震就是这样形成的.有关更详细的解释可去查阅《普通地质学》这本书,里面有较详细的介绍,这里本人提到的威尔逊旋回学说,可能有些纰漏,请各位海涵.如要更加深究请自己去找资料吧.

板块构造，又叫做全球大地构造，它是大陆漂移和海底扩张说的进一步引伸与发展。1912年，魏格纳（Wegener A L）提出大陆漂移学说；20世纪60年代，赫斯（Hess H H）和迪茨（Dietz R S）提出海底扩张理论；1965年，威尔逊（Wilson J T）提出转换断层和板块构造的概念，由此产生板块构造学说。这个学说直到现在仍在继续发展。（一）板块构造学说的基本思想板块构造学说认为：在固体地球的上层，存在比较刚性的岩石圈及其下伏的较塑性的软流圈。岩石圈并非是整体一块，它具有侧向的不均一性，被许多活动带如大洋中脊、海沟、转换断层、地缝合线、大陆裂谷等分割成大大小小的块体，这些块体就是所说的板块。换言之，整个岩石圈可以理解为由若干刚性板块拼合起来的圈层。板块内部是稳定的，而板块的边缘和接缝地带则是地球表面的活动带，也是发生构造运动、沉积作用、岩浆活动、火山活动、变质作用、地震活动的主要场所，又是极有利的成矿地带。岩石圈板块是活动的，并以水平运动占主导地位，可以发生几千千米的大规模水平位移。在漂移过程中，板块或分散裂开，或碰撞焊合，或平移相错。这些不同的相互运动方式以及相应的各类活动带的产生、转化和消失，决定了全球岩石圈运动和演化的基本格局。总之，板块构造说是海底扩张说的发展和延伸，而从海底扩张到板块构造，又促进了大陆漂移的复活。因此，人们称大陆漂移、海底扩张和板块构造为不可分割的“三歩曲”。（二）岩石圈板块的划分1968年法国地球物理学家勒皮雄（Le Pichon X）根据各方面的资料，把全球岩石圈划分成六大板块：即太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块（图7-5）。其中除太平洋板块几乎完全是海洋外，其余五大板块既包括大块陆地，又包括大片海洋。随着研究工作的进展，又有人进一步在大板块中划分出许多小板块。如美洲板块分为北美和南美板块；印度洋板块又分为印度和澳大利亚板块；东太平洋单独划分为一个板块，称纳兹卡板块；欧亚板块中分出东南亚板块以及菲律宾、阿拉伯、土耳其等小板块。所有这些大小板块拼接起来，就构成了全球的板块构造，它既包含了板块的分布和几何特征，又包括了它们相互的连接和运动关系。这些板块都是活动的，主要表现为大规模的具有一定方向性的水平运动。如太平洋板块，从太平洋东部中隆生长脊新生长出来的大洋壳，平均每年以5cm的速度向西移动，2亿年内可移动10000km。从东太平洋中隆至马里亚纳海沟的消亡带正好为约10000km，而马里亚纳及其附近海底岩石年龄也正好为1.5亿～2亿年。这雄辩地说明太平洋底大约每2亿年更新一次。图7-5 六大板块的划分（据勒皮雄，1968）（三）板块的边界及其类型不同的板块边界，有着不同性质的相对运动形式。岩石圈活动带的板块边界，可以归纳为三种类型：1.离散（张性）型板块边界 主要出现在洋中脊、中隆和大陆裂谷系统中。它是岩石圈板块的生长场所，也是海底扩张的中心地带。板块在此做相背运动，板块边界受到拉伸、引张，故在洋脊轴部形成平行洋脊的张裂缝。其主要特征是岩石圈张裂，基性、超基性岩浆涌出，并伴随有高热流值及浅震。随着板块的分离，地幔物质沿裂谷上升，造成较大规模的岩浆侵入和喷出活动，形成新的洋底，促使板块边界不断增长。如大西洋中脊、东太平洋中隆等都属于此种类型，在洋脊两侧分布有直线排列的火山。大陆裂谷也属于拉张性边界。绝大多数裂谷为复式地堑构造，中间下陷最深，两侧为一系裂阶梯状断层，主要为高角度正断层。典型的裂谷位于隆起带的顶部，如东非大裂谷、贝加尔裂谷等，垂直断距可达数千米。在裂谷中火山活动比较频繁，浅源地震比较活跃，有明显的高地热流异常。有一部分大陆裂谷被认为是胚胎时期的洋脊，可发展形成新的海洋。2.汇聚（挤压）型板块边界 是两个板块对冲、挤压、碰撞的场所。由于两个板块在这里聚合，故构造活动强烈、复杂。按板块汇聚性质，又可分为以下三种型式：（1）岛弧-海沟系（图7-6）主要分布在西太平洋边缘。两个都是海洋板块，接触处产生岛弧-海沟系，如马里亚纳群岛；海洋板块和前缘带有岛弧的大陆板块相衔接，在接触处也表现为岛弧-海沟系，如日本岛弧-海沟、千岛岛弧-海沟、汤加岛弧-海沟等，这里是两个板块相向移动、挤压、对冲的地带。（2）山弧-海沟系（图7-7）海洋板块和大陆板块的直接接触，在接触处表现为山弧海沟系，即岛弧不发育，而相当于岛弧的海岸山脉发育，形成陆缘火山弧，如南美西海岸。图7-6 岛弧-海沟系示意图（据Edward＆Frederick，1976）图7-7 山弧-海沟系示意图（据Edward＆Frederick，1976）（3）山弧-地缝合线（图7-8）两个大陆板块互相碰撞，陆壳彼此受到挤压，形成山脉，标志两个板块缝合之处，称为地缝合线，如雅鲁藏布江地缝合线。图7-8 山弧-地缝合线示意图（据Edward＆Frederick，1976）3.平错（剪切）型板块边界 两个板块沿边界互相错动，两侧板块不发生褶皱、增生和消亡，只有剪切错动的边界，但浅震活跃。转换断层就属于这种性质的边界。它一般分布在大洋中，但也可以在大陆上出现，如美国西部的圣安德烈斯断裂，就是一条有名的从大陆上通过的转换断层。转换断层是威尔逊于1965年提出的一种新型断层，它构成了板块构造模式中最重要的特点之一。如图7-9所示，大洋中脊常为垂直于它的横断层所错开，并常切成许多段。从表面看，这些断层非常像平推断层，但经过地震发震机制等的研究，它又和平推断层有许多差异。图7-9 转换断层块状示意图图中大洋中脊被平推断层错开（两个大黑箭头表示运动方向），洋脊两侧海底持续扩张（白箭头所指方向），结果使断层两盘运动方向发生改变（小箭头所示），而在洋脊以外地段断层两盘向同一方向运动转换断层在海底常形成一些深沟，水平断距可达数百千米。著名的美国西部圣安德烈斯断层为一右旋断层，其西盘向北移动达1100km，是有名的地震带。从前被认为是一条平推断层，威尔逊和瓦因根据地磁资料，证实它是一条错开太平洋中隆的转换断层。（四）板块的扩张与俯冲板块的运动，是一种绕极旋转的运动，因此，洋中脊各段的扩张速度是不一致的。扩张速度必定在扩张赤道最大，在扩张极为零。在冰岛有好大一段中脊裂谷出露于水面上，它是大西洋中央裂谷的直接延伸部分。1967年起，以梅森为首的一批英国学者，在冰岛裂谷区设置了大量标杆，他们利用激光系统定期测量标杆之间的距离，其精度可达千分之几厘米。测量结果表明：在几年中不同地段扩张5～8cm。这直接地证明了板块在不间断地扩张着。在板块扩张过程中，还伴随有下降运动。因而随着板块的扩张，离洋中脊距离加大，洋底深度相应增加。在洋中脊轴部火山活动强烈之处，多形成火山岛。这些火山岛在波浪作用下，顶部被削平形成平顶的火山岛（又称平顶山），并随板块向外边扩张、边沉降。有的平顶山，往往被数千米厚的珊瑚礁覆盖着。珊瑚是一种腔肠动物，它的生存具有一定的局限性，一般只能在水深90m左右生长。如果海底水深稳定不变的话，珊瑚礁向上生长只能到一定程度。有数千米厚珊瑚礁的存在，必然是在礁体不断增高的同时，礁体生长的基底在不断发生沉降，才能使珊瑚保持浅水的生活环境。20世纪50年代，美国在马绍尔群岛西北端的埃尼威托克环礁钻了两口井，钻孔穿透了珊瑚礁层而达到玄武岩，终孔深度分别为1267m和1405m。由此推断，洋底从始新世形成平顶山以来，大约下沉了1200多米。因此洋底的沉降速度，平均每年约0.02～0.03mm。当平顶山推移到海沟时，可随板块倾没于海沟，与洋壳一起消亡。当洋壳板块向两侧扩张推移，遇着大陆板块而彼此相碰时，会向下俯冲于大陆板块之下（图7-10）。这一俯冲部分称为俯冲带。俯冲带向下进入到地幔，与地幔物质熔融同化，使这部分板块消失，所以也称为消亡带或俯冲消减带。美国地震学家贝尼奥夫曾通过地震研究肯定了此带的存在，故在地震学上把俯冲带称为贝尼奥夫带（或毕鸟夫带）。俯冲带的倾角，一般为45°左右。从地震震源深度和分布得知，俯冲深度一般为300千米，少数地区深达720千米。由于板块俯冲下弯，就形成了海沟。当俯冲带俯冲到距地表150～200千米时，洋壳岩石进入地幔，由于两个板块摩擦生热，使俯冲的洋壳岩石部分熔融。熔融成的岩浆，上升喷发地表，于距深海沟约150～200千米处的仰冲板块一侧形成火山，构成火山岛，称为火山岛弧。如阿留申群岛、千岛、日本、琉球等都是明显的岛弧。当俯冲板块直接沿大陆边缘俯冲，则火山沿大陆边缘成带状或弧状分布，不成岛弧，而是像南美安第斯山脉这样的带状构造山系。图7-10 大洋板块碰撞俯冲现象示意图（五）板块运动与海洋演化按照板块构造理论，在海洋中有洋壳分裂、地幔物质涌出、新洋壳的生长；而在大陆上也有同样的现象，大陆裂谷就是这样的地带。东非大裂谷正处于陆壳开始张裂，即大洋发展的胚胎期。倘若裂谷继续发展，海水侵入其间，好像红海和亚丁湾一样，被认为是大洋发展的幼年期。如果再继续扩张，基性岩浆不断侵入和喷出，新洋壳把老洋壳向两侧推移，扩张速率以每年5cm计算，大约经过1亿年后，就会形成一个新的“大西洋”。板块学说认为大西洋就是正处于大洋发展的成年期；而太平洋的年龄比大西洋要老，它正处于大洋发展的衰退期；地中海是宽阔的古地中海经过长期发展演化的残留部分，代表大洋发展的终结期；印巴次大陆长期北移，最后和欧亚板块相撞，二者熔合一起，形成巍峨的喜马拉雅山脉以及地缝合线的形迹，地缝合线代表大洋发展的遗痕。据上所述，海洋从开始形成到封闭，可以归纳为下列过程：大陆裂谷→红海型海洋→大西洋型海洋→太平洋型海洋→地中海型海洋→地缝合线。这一过程被称为大洋发展旋回或威尔逊旋回。

板块构造理论认为，在洋—陆转换的威尔逊旋回不同阶段会伴生出裂谷、洋脊、岛弧、同碰撞型、晚碰撞型和期后型等岩浆岩类型，揭示着岩相及地化特征的差异性，因此岩浆岩带在空间展布上受控于板块构造体制演化过程，经常出现在裂谷、洋脊、俯冲带、碰撞带等板块活动部位，从而形成具有大地构造意义的构造岩浆岩带。东南亚中南半岛地区的构造岩浆岩带总体上具有岩浆类型多、演化历程长、期次多的特点，并有成带、成片展布的规律。本书基于东南亚地区编图成果，综合前人研究，归纳出八条较大规模的构造—岩浆岩带，它们是那加—若开构造岩浆岩带、实皆构造岩浆岩带、三塔—拉廊构造岩浆岩带、昌宁—孟连—景栋—清迈构造岩浆岩带、印支西陆缘构造岩浆岩带、南海西布康—昆嵩构造岩浆岩带、哀牢山—红河—马江构造岩浆岩带、斋江构造岩浆岩带等。3.3.3.1 那加—若开构造岩浆岩带那加—若开构造岩浆岩带近南北向展布于印度东部那加丘陵—缅甸西部若开山脉沿线的板块结合带内（图3.11）。该带以发育蛇绿岩为特征，由橄榄岩大岩体、蛇纹岩、辉长岩、闪长岩等小岩体组成，带长断续延伸1200km，带宽8～15km，以透镜体形式分布于新生代复理石层中，或作为外来岩片出现在沿线断裂带中。原始洋脊蛇绿岩可能形成于早白垩世，与同期深海洋壳沉积为正常接触层序，代表洋壳扩张期侵位阶段。3.3.3.2 实皆构造岩浆岩带实皆构造岩浆岩带在地质图面上呈大头向上的扫帚状展布于那加—若开构造岩浆岩带以东的实皆断裂带内，主要分布于缅甸中部南起安达曼海，北至密支那—葡萄及我国腾冲—盈江地区（图3.11）。岩浆岩体空间展布明显受到实皆走滑断裂带的改造和控制。缅甸中南部博固山脉西侧见有粗玄岩墙和橄榄粗玄岩岩床分布，主峰博巴山（海拔1518m）附近可见从基性（橄榄粗玄岩）、中性（安山岩）到酸性（流纹岩）的火山岩序列及古火山口。博巴山向北，钦敦江沿线主要为超基性、基性、中酸性小型侵入岩群及火山杂岩带；敏金山脉一带发育渐新世花岗闪长岩；实皆主断裂两侧分布晚白垩世花岗闪长岩岩基。北部：南茂羌安山岩群为海相火山杂岩，其上为晚三叠世地层覆盖；温朵一带见到新生代火山岩（βCz）与古生代—中生代侵入岩（γmipzMz）组成的岩浆杂岩带；弄屯岩体、朗普岩体、密支那—圭道岩体等均为古生代—中生代侵入岩（γmiPzMz）、白垩纪超基性岩体（∑K）、岩浆杂岩带、新生代基性岩体（vcz）及新生代基性火山岩（βcz）共同组成的复合岩体。这种岩体可见于实皆断裂两侧。概括起来，岩浆岩带活动具有长期性，并兼有多期次多类型特点。中新世前后北西南东向韧性走滑伸展（见抹谷变质核杂岩相关研究，Betrand et al.,1999）及其后的实皆断裂脆韧性右行走滑改造，对于区域岩浆构造的格局形成具有重要意义。图3.11 东南亚中南半岛地区构造岩浆岩带分布示意图3.3.3.3 三塔—拉廊构造岩浆岩带三塔—拉廊构造岩浆岩带指介于安达曼海和泰国湾之间的半岛内的岩浆岩带，北部为梅平走滑断裂局限，南部达劳勿—文冬缝合带，总体近南北走向（图3.11）。该岩浆岩带主要由S型—I型花岗岩组成，展布严格受断裂控制，以拉廊断裂带及三塔断裂带为中心具对称分布特点，并呈共轭条带状V字型展布。白垩纪花岗岩，时代为120～65Ma不等，主要分布于拉廊断裂带及三塔断裂带沿线；东西两侧为三叠纪末—侏罗纪早期花岗岩及闪长岩（李方夏等，1995）。根据最新构造年代学研究（图3.9），拉廊断裂带及三塔断裂带于渐新世—中新世早期存在活动记录，呈共轭剪切样式，显然是受到了来自于西部印度板块的远程挤压效应。与此同时，东北部因他暖山地区发生伸展。但随后的实皆右行走滑运动基本终止了这种构造的抬升（18Ma以后）。3.3.3.4 昌宁—孟连—景栋—清迈构造岩浆岩带昌宁—孟连—景栋—清迈岩浆岩带位于保山—掸泰地块和兰坪—思茅地块的构造结合带上，北起我国三江地区，南部截止于梅平断裂带附近。岩浆岩带呈南北走向，东西近于对称分布（图3.11）。中间带：北部为昌宁—耿马—孟连一带是一个蛇绿混杂岩，中间南部景栋—因他暖山一带有古生代石炭纪花岗岩，芳县—清迈一带发育蛇纹岩，含有早石炭世澜沧江洋中脊扩张带信息。两侧则发育二叠纪—三叠纪花岗岩及新生代侵位岩枝，著名的有临沧花岗岩基、素贴山—因他暖山岩体等，在洋盆关闭过程中，南部产生上盘向西的推覆构造，这可能是造成现今清迈以南地区古缝合带未出露的主要原因；中新世早期发育大规模伸展构造，拆离断层、铲式正断层作用显著（图3.8、3.9）；中新世以后，澜沧—景洪断裂带和梅平剪切带对本岩浆岩带有进一步改造作用，临近地区产生显著拖曳构造及水平面上的双重构造。现今该带上仍为地热异常区（图3.4）。总之该带为一个长期活动的、复杂的构造岩浆岩带，保留有古生代特提斯洋壳沉积序列，并叠加了不同时期的火山弧岩浆岩，经历了洋盆扩张及关闭过程及其后伸展过程。3.3.3.5 印支西陆缘构造岩浆岩带本带相当于李方夏等（1995）定义的黎府—乌泰他尼构造岩浆岩带，系南海印支地块陆核边缘海西期褶皱带新生代活化形成的复杂构造岩浆岩带。印支西陆缘构造岩浆岩带北起黎府，南至庄他武里，包括同海西期褶皱作用的辉长岩体、花岗岩体（二叠纪—三叠纪）及喜马拉雅期中新世—全新世玄武岩，多表现为复合型态。本岩浆岩带在那空沙旺—洞里萨湖之间被梅平走滑断裂带改造（图3.11）。3.3.3.6 南海西布康—昆嵩构造岩浆岩带相当于李方夏等（1995）定义的长山构造岩浆岩带及昆嵩—大叻构造岩浆岩带（图3.11）。这两个岩浆岩带内有古陆核，北部的布康古陆核，南部的昆嵩古陆核。二者均受到特提斯洋消减关闭及新生代南海西部逃逸构造体系活动的影响，因此将其统一命名为南海西布康—昆嵩构造岩浆岩带。本岩浆岩带内有色金属资源十分丰富。核部为前寒武纪布康杂岩及昆嵩杂岩，发育古元古代、中元古代片麻岩及麻粒岩；其后发育加里东期花岗片麻岩、海西期闪长岩和花岗岩（与印支西缘一致）；中三叠世，安山—流纹岩发育较广；燕山期，发育花岗岩及新生代上新世—全新世溢流玄武岩，并有伸展型变质核杂岩构造。布康核杂岩发生了北北东向伸展，与红河断裂、南海西断裂的右行走滑及左行走滑梅平剪切带的活动具有关联性。3.3.3.7 哀牢山—红河—马江构造岩浆岩带哀牢山—红河—马江构造岩浆岩带北以红河断裂为界，南以马江缝合带为界，北西西—南东东展布于华南地块、扬子地块与南海印支地块的结合带上，包括哀牢山变质岩带及范士板杂岩带（图3.11）。古元古代发育有最古老的范士板杂岩，约2030～2300Ma。前寒武纪—始新世超基性岩、基性岩、中酸性岩岩体发育。从以上对边界构造及构造单元的论述可以看出，该构造岩浆岩带大地构造背景比较复杂。哀牢山—马江缝合带曾为古特提斯洋一支。新生代以来先后受哀牢山左行韧性走滑剪切带及红河右行剪切带改造。3.3.3.8 斋江构造岩浆岩带斋江构造岩浆岩带分布于红河断裂以北的越北—滇东南—广西西南部。该岩浆岩带发育志留纪、侏罗纪、白垩纪河江花岗岩等复式岩基（图3.11），并见大量寒武纪—石炭纪小岩株。斋江构造岩浆岩带早期具有华南加里东褶皱带变形特点，中生代燕山期发育变质核杂岩构造，新生代在西侧小江断裂及南部红河断裂的影响下最终形成。

一般模式　海底扩张是板块运动的核心，板块从大洋中脊轴部向两侧不断扩张推移（见海底扩张说）。就板块的相对运动方向而言，海沟和活动造山带是板块的前缘，大洋中脊则是板块的后缘。脊轴是软流圈物质上涌,岩石圈板块生长的地方，其热流值很高，岩石圈极薄（厚仅数公里），水深较浅（平均在2500米左右）。随着板块向两侧扩张，热流值与地温梯度降低，岩石圈逐渐增厚，密度升高，洋底冷缩下沉。大洋边缘的古老洋底岩石圈的厚度约100公里,水深可达6000米左右。洋底水深是洋底年龄的函数。新生的洋底岩石圈下沉最快，下沉作用随时间呈指数衰减。这解释了以下事实：大洋中脊斜坡在靠近脊顶处坡度较陡，远离脊顶坡度逐渐减缓；快速扩张的洋脊边坡较缓（如东太平洋海隆），慢速扩张的洋脊边坡较陡（如大西洋中脊）。若大陆与洋底组成同一板块，这时陆-洋过渡带构成稳定（或被动）大陆边缘；若大洋板块在洋缘俯冲潜入地幔，则形成活动(或主动)大陆边缘。周缘广泛发育被动大陆边缘的大洋逐渐扩张展宽，周缘广泛发育活动大陆边缘的大洋则收缩关闭。在面积不变的地球上，一些大洋的张开必然伴随着另一些大洋的关闭。因此，大洋的开合与大陆漂移都是板块分离和汇聚的结果。大洋开合的发展过程，又称威尔逊旋回（见海洋起源与演化）。