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1、区域大地构造全册区域大地构造全册配套完整教学课件配套完整教学课件区域大地构造学区域大地构造学课程目的课程目的1. 了解区域大地构造基本概念了解区域大地构造基本概念2. 了解区域大地构造基本分析方法了解区域大地构造基本分析方法3. 了解中国区域地质基本轮廓了解中国区域地质基本轮廓课程特点课程特点涉及学科多涉及学科多涉及地域广涉及地域广涉及资料量大，综合性强涉及资料量大，综合性强强调三基：基本概念、基本理论、基本方法、强调三基：基本概念、基本理论、基本方法、理论体系理论体系活动论的理论思想体系活动论的理论思想体系新全球构造新全球构造授课方式授课方式授课与文献查阅紧密结合授课与文献查阅紧密结合典型性
2、与全面性的结合典型性与全面性的结合课程总体安排课程总体安排理论与术语体系理论与术语体系研究方法研究方法基本轮廓基本轮廓作业：作业：基本概念、基本理论、基本方法基本概念、基本理论、基本方法实例分析总结实例分析总结考试：考试：基本概念、基本理论、基本方法基本概念、基本理论、基本方法重要区域大地构造类型基本特征重要区域大地构造类型基本特征重要中国区域构造单元基本地质特征重要中国区域构造单元基本地质特征第一章第一章 区域大地构造基本概念区域大地构造基本概念一、岩石圈：一、岩石圈：1、概念、概念 概念始于概念始于19世纪末世纪末20世纪初，指世纪初，指的是地球的石质外壳，现代岩石圈的概的是地球的石质外壳
3、，现代岩石圈的概念与板块构造相联系。念与板块构造相联系。 一般理解：一般理解：地球表层的刚性壳，由能够地球表层的刚性壳，由能够独立地相互运动的不连续的板块组成，独立地相互运动的不连续的板块组成，这种板块的组合就构成地球的岩石圈。这种板块的组合就构成地球的岩石圈。厚厚50200km，地球分层结构及岩石圈分层性地球分层结构及岩石圈分层性对岩石圈含义的四种不同理解对岩石圈含义的四种不同理解力学的岩石圈力学的岩石圈 弹性或绕曲的岩石圈，相对刚性，弹性或绕曲的岩石圈，相对刚性，可以在塑性的软流圈上发生漂移。可以在塑性的软流圈上发生漂移。热学的岩石圈热学的岩石圈 支撑一个热传导梯度的地球的冷的支撑一个热传
4、导梯度的地球的冷的外层，计算厚度约外层，计算厚度约100km地震波的岩石圈地震波的岩石圈 地震波的岩石圈地震波的岩石圈 地震发生或人工爆炸时，能量就会以弹性地震发生或人工爆炸时，能量就会以弹性波的形式向各个方向传播，并通过折射和反射先波的形式向各个方向传播，并通过折射和反射先后到达地面接收点。由于地震波传播速度取决于后到达地面接收点。由于地震波传播速度取决于地球介质的弹性和密度，接收点所获得的不同波地球介质的弹性和密度，接收点所获得的不同波速就反映了地球内部介质的性质和组成，因此地速就反映了地球内部介质的性质和组成，因此地球内部的分层（壳、幔、核及岩石圈等）就是这球内部的分层（壳、幔、核及岩石
5、圈等）就是这样确定的。当地球内部的物质组成和性质发生突样确定的。当地球内部的物质组成和性质发生突然变化时，地震波就表现出突变和不连续性，构然变化时，地震波就表现出突变和不连续性，构成不连续面（震波间断）。成不连续面（震波间断）。 岩石圈底界就是一个地震波不连续面，其岩石圈底界就是一个地震波不连续面，其下波速降低下波速降低低速层，或者称之为软流圈。界低速层，或者称之为软流圈。界面深度在年轻大洋下不到面深度在年轻大洋下不到45km，大陆下约为大陆下约为150km。岩石圈的速度结构岩石圈的速度结构根据地震波速变化，岩石圈可分大陆岩石圈、大洋岩石根据地震波速变化，岩石圈可分大陆岩石圈、大洋岩石圈和过渡
6、岩石圈三大类，相应地壳分陆壳、洋壳和过渡圈和过渡岩石圈三大类，相应地壳分陆壳、洋壳和过渡性地壳。他们具有不同的速度结构。性地壳。他们具有不同的速度结构。岩石圈地壳上地幔固体表层上地壳下地壳软流圈（低速层）硅铝层硅镁层地幔橄榄岩莫霍面陆壳：陆壳：传统的大陆岩石圈分上地壳（硅铝层传统的大陆岩石圈分上地壳（硅铝层）、）、下地壳（硅镁层）、上地幔固体表下地壳（硅镁层）、上地幔固体表层（岩石圈地幔）。许多资料显示康拉德面并非到处可见，科拉半岛超深钻层（岩石圈地幔）。许多资料显示康拉德面并非到处可见，科拉半岛超深钻揭示，原预测的揭示，原预测的7km深处的康拉德面并不存在，在该深度以下仍为斜长片麻深处的康拉
7、德面并不存在，在该深度以下仍为斜长片麻岩、花岗片麻岩和角闪岩岩、花岗片麻岩和角闪岩 ，只是随着深度增加角闪岩夹层增多。因此现在，只是随着深度增加角闪岩夹层增多。因此现在康拉德界面康拉德界面莫霍面（莫霍面（Moho）陆壳通常采用三层模型陆壳通常采用三层模型:上地壳上地壳: Vp 5.96.3km/s中地壳：中地壳：Vp 6.46.7km/s下地壳：下地壳：Vp 6.87.6km/s陆壳平均厚陆壳平均厚30-38km，变变化于化于30-80km之间。之间。洋壳：洋壳：传统观点认为，大洋岩石圈包括洋壳和岩石圈地幔，传统观点认为，大洋岩石圈包括洋壳和岩石圈地幔，洋壳与陆壳的不同在于缺硅铝层，只有硅镁层
8、洋壳与陆壳的不同在于缺硅铝层，只有硅镁层。目前根据大洋钻探洋壳一般分三层：目前根据大洋钻探洋壳一般分三层：沉积层沉积层: Vp 2.2km/s玄武岩层：玄武岩层：Vp 5.2km/s辉绿、辉长岩组成的席状岩墙杂岩辉绿、辉长岩组成的席状岩墙杂岩：Vp 6.7km/s洋壳厚度洋壳厚度57km，洋脊洋岛变化在洋脊洋岛变化在1520km岩石圈地幔：岩石圈地幔：地壳与软流圈之间的刚性地幔部分。其地震波速值与地壳与软流圈之间的刚性地幔部分。其地震波速值与构造活动性有关。洋盆区构造活动性有关。洋盆区Vp 7.98.5km/s；大陆地盾大陆地盾区：区：Vp 8.18.5km/s；大陆裂谷区和洋中脊区往往不大陆
9、裂谷区和洋中脊区往往不存在岩石圈地幔。存在岩石圈地幔。（after Songlin Li et al., U.S. Geological Survey, 1998)Crustal thickness (km) obtained primarily from seismic refraction/ wide-angel reflection experiments (after U.S. Geological Survey, 1998). 莫霍面莫霍面 两种意义上的莫霍面两种意义上的莫霍面（1 1）岩石学莫霍面：辉长岩与橄榄岩之间的界面，或者是角闪）岩石学莫霍面：辉长岩与橄榄岩之间的界面，或者是
10、角闪岩、中性高压变粒岩与橄榄岩、榴辉岩之间的界面。岩、中性高压变粒岩与橄榄岩、榴辉岩之间的界面。存在化学存在化学不连续面与相转换面之争不连续面与相转换面之争（2 2）地震莫霍面（）地震莫霍面（壳壳幔之间的地震波速不连续面幔之间的地震波速不连续面）：）： 正常地壳正常地壳P P波速波速77km/skm/s；其下的波速其下的波速8.08.00.20.2km/skm/s；过渡过渡带（地震莫霍面）带（地震莫霍面）P P波速波速6.86.87.87.8 km/s km/s。岩石学莫霍面与地震波速莫霍面两者可能不一致岩石学莫霍面与地震波速莫霍面两者可能不一致 软流圈：软流圈：位于岩石圈之下，与上地幔过渡层
11、之间。大陆区位于位于岩石圈之下，与上地幔过渡层之间。大陆区位于100100220220kmkm深处，厚度深处，厚度100100150150kmkm密度小，大洋区位于密度小，大洋区位于5050400km深处，厚约深处，厚约350km。软流圈是地软流圈是地震波速低速带，并具有低阻、低震波速低速带，并具有低阻、低Q值。值。地震波速下降地震波速下降0.2-0.30.2-0.3km/skm/s，横波由横波由4.6-4.74.6-4.7km/skm/s下降到下降到4.3-4.44.3-4.4km/skm/s，纵波（纵波（VpVp) )由由8.08.08.28.2下降到下降到7.77.77 7.8 .8 k
12、m/skm/s。软流圈的低速、低阻和低软流圈的低速、低阻和低Q值倾向于认为是由于角闪石、斜长石和值倾向于认为是由于角闪石、斜长石和透辉石等低熔点矿物的存在，在软流圈的温压条件下导致局部熔融而成。透辉石等低熔点矿物的存在，在软流圈的温压条件下导致局部熔融而成。大洋岩石圈的成分结构大洋岩石圈的成分结构自上而下：自上而下：1 1、远洋深水沉积、远洋深水沉积2 2、为基性枕状熔岩，为大洋拉斑玄武岩、为基性枕状熔岩，为大洋拉斑玄武岩3 3、为辉绿岩墙或岩床，底部为席状岩墙、为辉绿岩墙或岩床，底部为席状岩墙群群4 4、铁镁质深成杂岩，辉长岩、角闪岩、铁镁质深成杂岩，辉长岩、角闪岩5 5、橄榄岩（大洋岩石圈
13、地幔）、橄榄岩（大洋岩石圈地幔）岩石圈成分结构岩石圈成分结构陆壳成分结构的传统认识陆壳成分结构的传统认识岩石圈地壳上地幔固体表层上地壳下地壳软流圈（低速层）硅铝层硅镁层地幔橄榄岩莫霍面对陆壳成分结构的新认识对陆壳成分结构的新认识（主要针对下地壳成分）（主要针对下地壳成分） 科拉半岛超深钻揭示，原预测的科拉半岛超深钻揭示，原预测的7km深处的深处的康拉德面并不存在，在该深度以下仍为斜长康拉德面并不存在，在该深度以下仍为斜长片麻岩、花岗片麻岩和角闪岩片麻岩、花岗片麻岩和角闪岩 ，只是随着，只是随着深度增加角闪岩夹层增多。深度增加角闪岩夹层增多。 剥露到地表的麻粒岩相下地壳成分以长英质剥露到地表的麻
14、粒岩相下地壳成分以长英质片麻岩、麻粒岩为主体。片麻岩、麻粒岩为主体。 很多新的火山岩携带的大量下地壳包体也以很多新的火山岩携带的大量下地壳包体也以长英质片麻岩、麻粒岩为主体。长英质片麻岩、麻粒岩为主体。因此现在一般理解的陆壳的下地壳成分仍以长因此现在一般理解的陆壳的下地壳成分仍以长英质或花岗质成分为主。英质或花岗质成分为主。大陆岩石圈成分的不均一性大陆岩石圈成分的不均一性大陆岩石圈的组成和物性变化很大，缺乏一大陆岩石圈的组成和物性变化很大，缺乏一个共同的成因方式，大陆岩石圈的组成上部是个共同的成因方式，大陆岩石圈的组成上部是由非均一成分和具有复杂构造和热演化史的不由非均一成分和具有复杂构造和热
15、演化史的不同块体拼合而成，因而它们具有不同的强度。同块体拼合而成，因而它们具有不同的强度。 大陆下地壳的性质因地而异，不同的性质造成大陆下地壳的性质因地而异，不同的性质造成了复杂多样的效应与结果，诸如活动断裂带的了复杂多样的效应与结果，诸如活动断裂带的宽度、震后响应和震间应变、造山带高度、沉宽度、震后响应和震间应变、造山带高度、沉积盆地以及被动大陆边缘的下沉速度的差异等积盆地以及被动大陆边缘的下沉速度的差异等. .岩石圈的力学结构岩石圈的力学结构陆壳力学结构的几种基本认识陆壳力学结构的几种基本认识1 1、 由由202030 km 30 km 和和404060 km 60 km 两个韧性层及其两
16、个韧性层及其 间的两个脆性层和一个上地幔脆性层组成间的两个脆性层和一个上地幔脆性层组成2 2、由下地壳韧性层和上、下两个脆性层构成的由下地壳韧性层和上、下两个脆性层构成的 “三明治三明治”结构结构. . 共同点都认为下地壳属于弱的塑性层共同点都认为下地壳属于弱的塑性层3 3、 新的研究认为大陆岩石圈是由软弱的中地壳新的研究认为大陆岩石圈是由软弱的中地壳和强的下地壳组成和强的下地壳组成，并且下地壳的强度可能超过并且下地壳的强度可能超过其下伏的地幔其下伏的地幔。这些论点是基于由地震分布和地这些论点是基于由地震分布和地形负载的弹性厚度作出的推断形负载的弹性厚度作出的推断，但，但缺乏其他佐证缺乏其他佐
17、证。RanalliRanalli和和MurphyMurphy(1987)(1987)建立建立的七种岩石的七种岩石圈流变学剖圈流变学剖面模型面模型模式模式a: 40kma: 40km的石英的石英花岗质地壳花岗质地壳前寒武地盾区，如加拿大地盾前寒武地盾区，如加拿大地盾（1 1）上地壳（）上地壳（20-2520-25kmkm以内）以内）脆性脆性（2 2）下地壳）下地壳(25-40(25-40km)km)塑性塑性（3 3）上地幔上部（）上地幔上部（40-8040-80km)km)脆性脆性（4 4）上地幔下部）上地幔下部强度逐渐减小强度逐渐减小模式模式b: 40kmb: 40km厚的地壳，但上地壳为石厚
18、的地壳，但上地壳为石英英花岗质地壳；下地壳为中基性花岗质地壳；下地壳为中基性部分前寒武地盾区部分前寒武地盾区 整个地壳和上地幔均为脆性，仅在整个地壳和上地幔均为脆性，仅在上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。模式模式c: 60kmc: 60km的石英的石英花岗质地壳花岗质地壳中新生代大陆对接带中新生代大陆对接带 与模式与模式a a类似，但因地壳厚度大，其塑性类似，但因地壳厚度大，其塑性的下地壳厚度大，且强度很低的下地壳厚度大，且强度很低模式模式d: 60kmd: 60km厚的地壳，但上地壳为石英厚的地壳，但上地壳为石英花花岗质；下地壳为中基性岗质；下地壳为中基性造
19、山带区造山带区与模式与模式b b不同的是，由于地壳厚度的加大，在不同的是，由于地壳厚度的加大，在20-20-3030kmkm处和处和40-6040-60kmkm处各存在一个塑性变形带，分隔三处各存在一个塑性变形带，分隔三个脆性层。个脆性层。模式模式e: 30kme: 30km厚的地壳，脆性层厚的地壳，脆性层10-1510-15kmkm厚，厚，其它部分以塑性变形为主，但在莫霍面附近其它部分以塑性变形为主，但在莫霍面附近蠕变强度有一个突然变化。蠕变强度有一个突然变化。可能的构造区可能的构造区大陆伸展构造区、板内或大陆伸展构造区、板内或板间走滑构造带。板间走滑构造带。模式模式f: 30kmf: 30
20、km的地壳厚度。上地壳为石的地壳厚度。上地壳为石英英花岗质；下地壳为中基性。花岗质；下地壳为中基性。（1 1）10-1510-15kmkm有一个塑性层，分隔上地壳有一个塑性层，分隔上地壳和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存在蠕变强度突变带。在蠕变强度突变带。模式模式g: g: 地壳很薄，约地壳很薄，约1010km,km,由基性岩组成。由基性岩组成。大洋岩石圈大洋岩石圈4040kmkm以上岩石圈为脆性层。以上岩石圈为脆性层。岩石圈力学强度模型（岩石圈力学强度模型（Jackson，2003）岩石圈的温度结构岩石圈的温度结构 壳幔的温度状态主要是通过热流量获得的。
21、热流壳幔的温度状态主要是通过热流量获得的。热流是地表单位面积上在单位时间内由地球内部散发出是地表单位面积上在单位时间内由地球内部散发出来的热量，来的热量，单位单位:HFU微卡微卡/（厘米（厘米2.秒秒，1HFU=41.8mW/(m2.s)全球已有测量数据全球已有测量数据:大陆和大洋平均值：大陆和大洋平均值：1.5HFU洋中脊：洋中脊：2.53HFU，最高达最高达8HFU海沟：约海沟：约1HFU；岛弧及边缘海：约岛弧及边缘海：约2HFU 岩石圈热状态主要与岩石圈热状态主要与U、Th、40K等生热放射等生热放射性同位素有关，它们主要富集在大陆花岗岩、流纹性同位素有关，它们主要富集在大陆花岗岩、流纹
22、岩中，比基性、超基性岩生热率大上千倍。岩中，比基性、超基性岩生热率大上千倍。岩石圈的化学结构岩石圈的化学结构大陆地壳：复杂的成分结构大陆地壳：复杂的成分结构地幔岩石圈：多认为是橄榄石、辉石和石榴石的地幔岩石圈：多认为是橄榄石、辉石和石榴石的某种组合某种组合壳幔的化学过程：主要通过几个方面研究：壳幔的化学过程：主要通过几个方面研究： 玄武质岩石的信息玄武质岩石的信息 花岗质岩石的信息花岗质岩石的信息 捕虏体与捕虏晶的研究：岩石探针捕虏体与捕虏晶的研究：岩石探针 流体包裹体的研究流体包裹体的研究2 2、岩石圈构造基本类型、岩石圈构造基本类型 大陆岩石圈大陆岩石圈大陆裂谷、地台、造山带大陆裂谷、地台
23、、造山带 过渡岩石圈过渡岩石圈岛弧、边缘海、陆间裂谷、弧前盆地、岛弧、边缘海、陆间裂谷、弧前盆地、弧间盆地弧间盆地 大洋岩石圈大洋岩石圈大洋中脊、大洋盆地、大洋火山岛、海沟大洋中脊、大洋盆地、大洋火山岛、海沟3、对岩石圈结构的一些新认识、对岩石圈结构的一些新认识（1）岩石圈的纵向和横向不均一性岩石圈的纵向和横向不均一性 对岩石圈的经典理解对岩石圈的经典理解刚性的固体板块刚性的固体板块 超深钻和地球物理探测发现：超深钻和地球物理探测发现：a、岩石圈存在垂向的分层性岩石圈存在垂向的分层性构造证据：不同规模、不同层次的层间滑构造证据：不同规模、不同层次的层间滑动断裂，如变质岩区普遍存在的顺层韧动断裂
24、，如变质岩区普遍存在的顺层韧性剪切带（一定层次）、固态流变构造、性剪切带（一定层次）、固态流变构造、大型伸展剥离断层和逆冲推覆构造大型伸展剥离断层和逆冲推覆构造地球物理证据：地球物理证据：广泛存在低速层广泛存在低速层和高导层，和高导层，大陆岩石圈存在大陆岩石圈存在“三明治三明治”结结构。构。b、岩石圈存在横向的不均一性岩石圈存在横向的不均一性不规则的多边形结构（陆块构造）不规则的多边形结构（陆块构造） 多级次多级次（1010-8-810108 8）的强变形带围绕弱变的强变形带围绕弱变形域而构成的形域而构成的网结状构造网结状构造。壳内低速层的不连续壳内低速层的不连续全球统一的软流圈是否存在？全球
25、统一的软流圈是否存在？ 岩石圈之下的软流圈一般为低速层，但有岩石圈之下的软流圈一般为低速层，但有些大陆没有观测到软流圈的低速层。些大陆没有观测到软流圈的低速层。岩石圈纵横向上的不均一性的发现其意义在于：岩石圈纵横向上的不均一性的发现其意义在于：1. 大陆构造是极为复杂的，其成因机制也是复大陆构造是极为复杂的，其成因机制也是复杂的杂的提出了提出了大陆动力学大陆动力学的研究方向的研究方向2. 对经典板块构造理论提出了质疑对经典板块构造理论提出了质疑 壳内高导低速层的解释壳内高导低速层的解释 显生宙盖层与结晶基底的界面显生宙盖层与结晶基底的界面 上地壳的低速层与含水和岩石破碎上地壳的低速层与含水和岩
26、石破碎有关有关来自俄罗斯科拉半岛超深来自俄罗斯科拉半岛超深钻的观测资料钻的观测资料 下地壳中包含的沉积岩层下地壳中包含的沉积岩层 地壳深处水平层状的物质流动层地壳深处水平层状的物质流动层 下地壳的部分熔融岩浆下地壳的部分熔融岩浆(2)、岩石圈的力学性质岩石岩石圈的流变分层性圈的流变分层性 传统的岩石圈流变学分层性传统的岩石圈流变学分层性均一的地壳均一的地壳以石英为代表的流变学行为以石英为代表的流变学行为均一的上地幔均一的上地幔以橄榄石为代表的流变学行为以橄榄石为代表的流变学行为 三明治式的多层流变模型三明治式的多层流变模型 存在一个或多个塑性强度低的或不能存在一个或多个塑性强度低的或不能干的层
27、分隔开具有脆性破裂特征的强度高干的层分隔开具有脆性破裂特征的强度高或能干的层。这种三明治式的多层流变结或能干的层。这种三明治式的多层流变结构是地壳（岩石圈）厚度、岩石学特征、构是地壳（岩石圈）厚度、岩石学特征、温度等物理状态的函数。温度等物理状态的函数。RanalliRanalli和和MurphyMurphy(1987)(1987)建立建立的七种岩石的七种岩石圈流变学剖圈流变学剖面模型面模型模式模式a: 40kma: 40km的石英的石英花岗质地壳花岗质地壳前寒武地盾区，如加拿大地盾前寒武地盾区，如加拿大地盾（1 1）上地壳（）上地壳（20-2520-25kmkm以内）以内）脆性脆性（2 2）
28、下地壳）下地壳(25-40(25-40km)km)塑性塑性（3 3）上地幔上部（）上地幔上部（40-8040-80km)km)脆性脆性（4 4）上地幔下部）上地幔下部强度逐渐减小强度逐渐减小模式模式b: 40kmb: 40km厚的地壳，但上地壳为石厚的地壳，但上地壳为石英英花岗质地壳；下地壳为中基性花岗质地壳；下地壳为中基性部分前寒武地盾区部分前寒武地盾区 整个地壳和上地幔均为脆性，仅在整个地壳和上地幔均为脆性，仅在上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。上地壳和下地壳底部存在薄的塑性层。模式模式c: 60kmc: 60km的石英的石英花岗质地壳花岗质地壳中新生代大陆对接带中新生代大陆对接带 与模式
29、与模式a a类似，但因地壳厚度大，其塑性类似，但因地壳厚度大，其塑性的下地壳厚度大，且强度很低的下地壳厚度大，且强度很低模式模式d: 60kmd: 60km厚的地壳，但上地壳为石英厚的地壳，但上地壳为石英花花岗质；下地壳为中基性岗质；下地壳为中基性造山带区造山带区与模式与模式b b不同的是，由于地壳厚度的加大，在不同的是，由于地壳厚度的加大，在20-20-3030kmkm处和处和40-6040-60kmkm处各存在一个塑性变形带，分隔三处各存在一个塑性变形带，分隔三个脆性层。个脆性层。模式模式e: 30kme: 30km厚的地壳，脆性层厚的地壳，脆性层10-1510-15kmkm厚，厚，其它部
30、分以塑性变形为主，但在莫霍面附近其它部分以塑性变形为主，但在莫霍面附近蠕变强度有一个突然变化。蠕变强度有一个突然变化。可能的构造区可能的构造区大陆伸展构造区、板内或大陆伸展构造区、板内或板间走滑构造带。板间走滑构造带。模式模式f: 30kmf: 30km的地壳厚度。上地壳为石的地壳厚度。上地壳为石英英花岗质；下地壳为中基性。花岗质；下地壳为中基性。（1 1）10-1510-15kmkm有一个塑性层，分隔上地壳有一个塑性层，分隔上地壳和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存和下地壳内部的脆性层。莫霍面附近也存在蠕变强度突变带。在蠕变强度突变带。模式模式g: g: 地壳很薄，约地壳很薄，约1010km
31、,km,由基性岩组成。由基性岩组成。大洋岩石圈大洋岩石圈4040kmkm以上岩石圈为脆性层。以上岩石圈为脆性层。二、造山带二、造山带（一）概念（一）概念 地壳上的强烈的变形带，呈长条状、线状，地壳上的强烈的变形带，呈长条状、线状，是褶皱、断裂和火山活动十分发育的地带。是褶皱、断裂和火山活动十分发育的地带。（二）基本地质特征（二）基本地质特征1.1. 形态：线状形态：线状2.2. 沉积厚度巨大。沉积厚度巨大。典型沉积建造：复理石建造、细碧角斑岩建造、典型沉积建造：复理石建造、细碧角斑岩建造、磨拉石建造、硅质岩建造磨拉石建造、硅质岩建造3.3.构造变动强烈，变形复杂构造变动强烈，变形复杂4.4.岩
32、浆活动强烈岩浆活动强烈5.5.广泛的变质作用广泛的变质作用沉积建造沉积建造沉积建造泛指在一定构造背景条件下，当地壳沉积建造泛指在一定构造背景条件下，当地壳发展到某一阶段时所形成的一套具有特定岩相组合发展到某一阶段时所形成的一套具有特定岩相组合的沉积岩系。的沉积岩系。沉积建造是一定大地构造和古气侯背景下的岩沉积建造是一定大地构造和古气侯背景下的岩石共生组合体，包括：建造的岩性岩相共生组合、石共生组合体，包括：建造的岩性岩相共生组合、建造的构造旋回（时代）、建造的区域大地构造环建造的构造旋回（时代）、建造的区域大地构造环境、建造的古气侯背景。因此沉积建造分析是构建境、建造的古气侯背景。因此沉积建造
33、分析是构建古构造环境和大地构造相的重要方面。古构造环境和大地构造相的重要方面。造山带中典型沉积建造造山带中典型沉积建造 复理石建造：一种有规律的复杂互层的巨厚沉复理石建造：一种有规律的复杂互层的巨厚沉积，绝大部份为很规则的单调的砂岩和泥（页）积，绝大部份为很规则的单调的砂岩和泥（页）岩互层，或夹有少量的泥灰岩、灰岩。岩互层，或夹有少量的泥灰岩、灰岩。典型沉典型沉积积浊积岩浊积岩 细碧角斑岩建造：海底基性火山岩。玄武岩发细碧角斑岩建造：海底基性火山岩。玄武岩发生洋底变质作用后形成细碧角斑岩。生洋底变质作用后形成细碧角斑岩。 磨拉石建造：出现于造山阶段之后，由于造山磨拉石建造：出现于造山阶段之后，
34、由于造山隆起，在造山带内部或外侧形成补偿性凹陷，隆起，在造山带内部或外侧形成补偿性凹陷，其中堆积的以砾岩、砂岩等粗碎屑物质。一般其中堆积的以砾岩、砂岩等粗碎屑物质。一般磨拉石的出现代表一次构造运动的结束。磨拉石的出现代表一次构造运动的结束。 硅质岩建造：深水化学沉积，与细碧角斑岩建硅质岩建造：深水化学沉积，与细碧角斑岩建造常共生，两者也叫硅质造常共生，两者也叫硅质火山岩建造。火山岩建造。（三）地球物理特征（三）地球物理特征1. 地壳结构地壳结构厚度大，莫霍面明显凹入，厚度大，莫霍面明显凹入，双突型双突型2、热流值：、热流值：较高，一般为较高，一般为1.51.8 .卡卡/cm2.s (HFU)3
35、、磁异常：磁异常：线性排列，幅值变化大，正值往往对应花线性排列，幅值变化大，正值往往对应花岗岩类，负值往往对应大断裂。岗岩类，负值往往对应大断裂。4、重力异常：、重力异常：一般负异常，负值一般一般负异常，负值一般-200-300毫伽。毫伽。 （四）造山带与地槽（四）造山带与地槽 James HollJames Holl（18591859）研究美国东部阿帕拉契亚山研究美国东部阿帕拉契亚山脉时发现上万米的古生代沉积，比密西西比平原几乎成脉时发现上万米的古生代沉积，比密西西比平原几乎成水平产出的古生代地层厚十多倍，两者形成鲜明的对比。水平产出的古生代地层厚十多倍，两者形成鲜明的对比。 他指出山脉占据
36、了长条形的沉降地带，其中堆积了很他指出山脉占据了长条形的沉降地带，其中堆积了很厚的沉积物，褶皱山系是在地壳上巨大凹陷的部位形成厚的沉积物，褶皱山系是在地壳上巨大凹陷的部位形成的。的。J.D.Dana(1873)J.D.Dana(1873)称这一巨大凹陷为称这一巨大凹陷为地槽。地槽。 欧洲学者研究欧洲学者研究AlpsAlps造山带后发现，造山带后发现，AlpsAlps造山带形成之造山带形成之前并没有巨厚的浅海相沉积层，但发现厚度不大的深海前并没有巨厚的浅海相沉积层，但发现厚度不大的深海沉积，他们认为地槽凹陷未必表现在沉积物的巨大堆积沉积，他们认为地槽凹陷未必表现在沉积物的巨大堆积厚度上，也可以反
37、映在深海洋壳盆地的出现，沉积物没厚度上，也可以反映在深海洋壳盆地的出现，沉积物没有得到补偿。因此有得到补偿。因此 H.StilleH.Stille认为地槽的主要特征是后期认为地槽的主要特征是后期强烈的褶皱作用。强烈的褶皱作用。地槽发展的两阶段：地槽发展的两阶段：早期：早期：下降为主，差异性强，海水总趋势下降为主，差异性强，海水总趋势是不断加深，沉积物又粗到细，构造变是不断加深，沉积物又粗到细，构造变动主要为伸展断裂，岩浆活动为海底喷动主要为伸展断裂，岩浆活动为海底喷发的基性火山熔岩。发的基性火山熔岩。晚期：晚期：上升为主，海侵范围不断缩小，直上升为主，海侵范围不断缩小，直至最后脱离海侵，沉积物
38、由细到粗，构至最后脱离海侵，沉积物由细到粗，构造变动强烈，褶皱和断裂十分发育，岩造变动强烈，褶皱和断裂十分发育，岩浆活动以中酸性为主，并伴随变质作用，浆活动以中酸性为主，并伴随变质作用，最后形成山脉。最后形成山脉。 （五）（五）造山作用与造山带造山作用与造山带 概念起源：起源于早期地质学家们概念起源：起源于早期地质学家们对地球表面山链成因的思考，对地球表面山链成因的思考，Boue(1874)Boue(1874)最早提出造山作用最早提出造山作用( (orogenyorogeny) )这一术语，这一术语，指出山脉的的形成是由构造原因引起，指出山脉的的形成是由构造原因引起，Gilbert(1889)
39、Gilbert(1889)指出造山作用就是形成山指出造山作用就是形成山脉的过程。显然，早期地质学家们就已脉的过程。显然，早期地质学家们就已把造山作用理解为以山脉为结果的一种把造山作用理解为以山脉为结果的一种构造作用。构造作用。 地槽理论对造山作用赋予了构造含义：地槽理论对造山作用赋予了构造含义： 地槽理论的推崇者们则更多强调的是其构造地槽理论的推崇者们则更多强调的是其构造含义，而忽略了其形态含义，如含义，而忽略了其形态含义，如Haug(1907)Haug(1907)年将年将造山作用定义为形成地壳起伏时的一个构造幕，造山作用定义为形成地壳起伏时的一个构造幕，并明确指出它是一种可以在褶皱地区看到记
40、录的并明确指出它是一种可以在褶皱地区看到记录的构造作用；构造作用；Stille(1919)Stille(1919)定义造山作用为定义造山作用为“一个一个改变岩石组构的幕式过程，这个过程产生一些肉改变岩石组构的幕式过程，这个过程产生一些肉眼能看到的构造变动，如断层、褶皱、逆冲构造眼能看到的构造变动，如断层、褶皱、逆冲构造等等” ” ，并指出造山运动的最明显的证据就是角，并指出造山运动的最明显的证据就是角度不整合。度不整合。StilleStille的这一定义具有很强的的可操的这一定义具有很强的的可操作性，因而很快被广大地质学家所采用，并成为作性，因而很快被广大地质学家所采用，并成为造山带概念的基础
41、。然而，限于当时的地质认识造山带概念的基础。然而，限于当时的地质认识水平，水平，StilleStille的定义过分强调了造山作用的短暂的定义过分强调了造山作用的短暂的幕式事件的特征。的幕式事件的特征。板块构造理论兴起以来对造山作用的新理解：板块构造理论兴起以来对造山作用的新理解： 板块构造理论造山作用理解为板块边界的相板块构造理论造山作用理解为板块边界的相互作用的过程，而板块边界的相互作用往往是长互作用的过程，而板块边界的相互作用往往是长期的持续作用过程，从而对造山作用又赋予了许期的持续作用过程，从而对造山作用又赋予了许多新的含义，但也出现许多对造山作用的不同理多新的含义，但也出现许多对造山作
42、用的不同理解。解。MongerMonger和和Francheteau(1987)Francheteau(1987)指出指出“造山的形造山的形变发生在会聚板块、离散板块和转换板块等边变发生在会聚板块、离散板块和转换板块等边界界” ” 。 Sengor(1992)Sengor(1992)在系统评述前人对造山作在系统评述前人对造山作用概念理解的基础上，提出了一个更为严格的定用概念理解的基础上，提出了一个更为严格的定义，提出义，提出“造山作用是一个用以表征会聚板块边造山作用是一个用以表征会聚板块边缘所有地质过程的集合名词缘所有地质过程的集合名词” ” ，大陆内部构造研究对造山作用的一些新认识：大陆内部
43、构造研究对造山作用的一些新认识：SengorSengor等等的定义把造山作用限制在会聚板块边的定义把造山作用限制在会聚板块边界。但界。但8080年代中后期以来的研究表明，造山作年代中后期以来的研究表明，造山作用并不局限于板块边界，板块内部同样会发生用并不局限于板块边界，板块内部同样会发生强烈造山作用，并形成强烈造山作用，并形成“板内造山带板内造山带”或或“陆陆内造山带内造山带” ，杨巍然则用，杨巍然则用“断裂造山作用断裂造山作用”来概括板内造山作用。来概括板内造山作用。 Weinicker(1981,1985)Weinicker(1981,1985)把强烈拉张区把强烈拉张区( (如美国如美国西
44、部盆岭区西部盆岭区) )与强烈挤压区比较，划出一类与强烈挤压区比较，划出一类“拉张造山带拉张造山带” ，显然，这些对造山作用的理，显然，这些对造山作用的理解把裂谷等伸展构造都纳入了造山带的范畴。解把裂谷等伸展构造都纳入了造山带的范畴。 综上所述，目前对造山作用的一般理解如下综上所述，目前对造山作用的一般理解如下： 造山作用是以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩造山作用是以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过程。石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过程。 强调以收缩挤压作用为主导有三方面含义：强调以收缩挤压作用为主导有三方面含义： (1) (1)收缩挤压的构造体制可以发生在会
45、聚板块边界收缩挤压的构造体制可以发生在会聚板块边界，也可发生在大陆板块内部，即造山作用不局限于会，也可发生在大陆板块内部，即造山作用不局限于会聚板块边界；聚板块边界； (2) (2)造山作用是一复杂过程，以收缩挤压作用为主造山作用是一复杂过程，以收缩挤压作用为主导并不排除斜向会聚挤压的转换压缩导并不排除斜向会聚挤压的转换压缩( (从应力角度为从应力角度为压扭压扭) )造山作用；造山作用； (3) (3)造山作用是一漫长过程，形成的造山带更是经造山作用是一漫长过程，形成的造山带更是经历了长期的发展演化，因而，以收缩挤压作用为主导历了长期的发展演化，因而，以收缩挤压作用为主导形成的造山带中可以出现
46、一些伸展构造，这些伸展构形成的造山带中可以出现一些伸展构造，这些伸展构造既可以是同造山的造既可以是同造山的( (造山作用过程中的短期应力松造山作用过程中的短期应力松弛或伸展弛或伸展) )，也可以是后造山的。，也可以是后造山的。青藏高原新生代主要构造分布图（引自汪洋等，2006）图中标示出主要断层的初始活动时间，走滑断层的滑移速度以及主要缝合带位置。MCT主中央逆冲断层；MBT主边界逆冲断层；STDS藏南拆离系；GCT大反向逆冲断层；GST冈底斯逆冲断层；NLTB北部拉萨逆冲断层系；GSB改则色林错反冲断层；SGAT狮泉河改则安多冲断层；LRT鲁谷绒玛逆冲断层；WKTB西昆仑逆冲断层带； QT祁
47、漫塔格逆冲断层；QTNKT祁漫塔格北昆仑逆冲断层带；NQT北柴达木逆冲断层；NTB南山冲断带；YZS雅鲁藏布江缝合带；BNS班公湖怒江缝合带；JS金沙江缝合带；AKMS阿里玛切昆仑木孜塔格缝合带；SQS南祁SQS南祁连山缝合带青藏高原下地壳层流构造模式青藏高原下地壳层流构造模式（李德威，（李德威，2003）1. 碎屑岩；碎屑岩；2. 磨拉石建造；磨拉石建造；3.花岗岩花岗岩; 4.蛇绿岩蛇绿岩; 5.韧性下地壳韧性下地壳; 6.部分熔融部分熔融;7.逆冲断层逆冲断层; 8.正断层和剥离断层正断层和剥离断层; 9.下地壳层流方向下地壳层流方向对造山带的概念新理解对造山带的概念新理解 造山带造山带
48、( (orogenicorogenic belt) belt)是一与造山作用既有是一与造山作用既有联系又有区别的术语联系又有区别的术语 第一，它首先是经历了造山作用过程而形成的第一，它首先是经历了造山作用过程而形成的地壳或岩石圈中的巨大狭长的构造活动带，有其特地壳或岩石圈中的巨大狭长的构造活动带，有其特有的地质特征；有的地质特征； 第二，造山带的发展并不仅限于造山作用阶段第二，造山带的发展并不仅限于造山作用阶段，它具有更为长期的地质演化过程和复杂的物质组，它具有更为长期的地质演化过程和复杂的物质组成、多期强烈的构造变形和强烈的热液活动。成、多期强烈的构造变形和强烈的热液活动。（六）造山带类型的
49、划分（六）造山带类型的划分不同学者有不同的划分方案不同学者有不同的划分方案 按岩石圈板块聚合阶段按岩石圈板块聚合阶段1 1、陆缘造山带、陆缘造山带环太平洋环太平洋2 2、陆间造山带、陆间造山带天山天山兴蒙、秦祁昆兴蒙、秦祁昆大别大别苏鲁苏鲁3 3、陆内造山带、陆内造山带燕山燕山 SengorSengor的划分的划分1 1、转换挤压型、转换挤压型2 2、俯冲型、俯冲型3 3、增生型、增生型4 4、仰冲型、仰冲型5 5、碰撞型、碰撞型 许志琴按构造类型划分许志琴按构造类型划分1 1、叠覆型造山带山链、叠覆型造山带山链2 2、增生弧型造山带山链、增生弧型造山带山链3 3、双向型造山带山链、双向型造山
50、带山链 李继亮等的碰撞造山带分类李继亮等的碰撞造山带分类陆陆陆碰撞型陆碰撞型陆陆前缘弧碰撞型前缘弧碰撞型陆陆残留弧碰撞型残留弧碰撞型陆陆增生弧碰撞型增生弧碰撞型弧弧弧碰撞型弧碰撞型陆陆弧弧陆碰撞型陆碰撞型（七）造山作用与成山作用（七）造山作用与成山作用 造山作用（造山作用（OrogenyOrogeny） 以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩石圈的巨大狭以收缩挤压作用为主导，沿地壳或岩石圈的巨大狭长地带发生的所有地质过程。长地带发生的所有地质过程。 1、造山作用不局限于板块边界造山作用不局限于板块边界 2 2、造山作用是一漫长过程、造山作用是一漫长过程 成山作用（成山作用（Mountain buil
51、dingMountain building） 指山脉的形成过程。 1 1、造山作用可以包含成山作用，也可以不包括成山、造山作用可以包含成山作用，也可以不包括成山作用，即造山不成山作用，即造山不成山 2 2、造山带必然包含造山作用和成山作用两阶段、造山带必然包含造山作用和成山作用两阶段 3 3、不是所有的山脉都属造山带、不是所有的山脉都属造山带（八）造山带其它相关术语概念（八）造山带其它相关术语概念1.1. 拆沉作用拆沉作用( (delaminationdelamination) )拆沉作用概念最初由拆沉作用概念最初由Bird(1978,1979)Bird(1978,1979)提出，指由于大陆下
52、岩石圈地幔密度较提出，指由于大陆下岩石圈地幔密度较软流圈大而产生的重力不稳定性，当存在适当的破裂时，岩石圈地幔沉入于软软流圈大而产生的重力不稳定性，当存在适当的破裂时，岩石圈地幔沉入于软流圈中，从而与岩石圈拆离开来，此即为通常所指的狭义的拆沉作用。最近人流圈中，从而与岩石圈拆离开来，此即为通常所指的狭义的拆沉作用。最近人们对造山带的研究发现，被构造加厚的造山带地壳下部们对造山带的研究发现，被构造加厚的造山带地壳下部(大于大于40km)将形成较其将形成较其下部地幔岩石密度更大的榴辉岩下部地幔岩石密度更大的榴辉岩(在在600MPa和室温下榴辉岩和地幔岩石密度分别和室温下榴辉岩和地幔岩石密度分别为为
53、3.43g cm-3和和3.29 g cm-3)，另外，基性岩浆底侵于下地壳底部以及下地壳部另外，基性岩浆底侵于下地壳底部以及下地壳部分熔融产生的残留体，经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度分熔融产生的残留体，经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度(3.33.6 g cm-3)，因此，由这些榴辉岩和基性麻粒岩组成的下地壳也将形成因此，由这些榴辉岩和基性麻粒岩组成的下地壳也将形成重力的不稳重力的不稳定性，并将沉入地幔，构成所谓的大陆下地壳的拆沉作用。洋壳俯冲于大陆之定性，并将沉入地幔，构成所谓的大陆下地壳的拆沉作用。洋壳俯冲于大陆之下一定深度也会相变为密度较大的榴辉岩而导致重力不稳定，从而
54、造成洋壳的下一定深度也会相变为密度较大的榴辉岩而导致重力不稳定，从而造成洋壳的拆沉作用。综合起来，拆沉作用应泛指由于重力的不稳定而引起的岩石圈地幔、拆沉作用。综合起来，拆沉作用应泛指由于重力的不稳定而引起的岩石圈地幔、大陆下地壳或洋壳沉入软流圈或地幔的过程。重力不稳定是拆沉作用的驱动力，大陆下地壳或洋壳沉入软流圈或地幔的过程。重力不稳定是拆沉作用的驱动力，直接结果是岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈，并引起热的软流圈与下地壳直接直接结果是岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈，并引起热的软流圈与下地壳直接接触，从而对下地壳迅速加热而发生广泛的部分熔融，引起造山带范围内广泛接触，从而对下地壳迅速加热而发生广泛的
55、部分熔融，引起造山带范围内广泛的酸性岩浆活动。由于重的榴辉岩和麻粒岩等基性物质组成的岩石圈地幔或下的酸性岩浆活动。由于重的榴辉岩和麻粒岩等基性物质组成的岩石圈地幔或下地壳沉入于软流圈或地幔中，因而下地壳或地壳总体成分将向长英质方向演化。地壳沉入于软流圈或地幔中，因而下地壳或地壳总体成分将向长英质方向演化。岩石圈的减薄将导致重力重新调整，其结果是深部物质抬升，大规模花岗岩岩岩石圈的减薄将导致重力重新调整，其结果是深部物质抬升，大规模花岗岩岩浆向上地壳的侵入会加剧这一抬升过程。浆向上地壳的侵入会加剧这一抬升过程。 从壳幔相互作用角度，拆沉作用是一种十分重要的动力学过从壳幔相互作用角度，拆沉作用是一
56、种十分重要的动力学过程：它反映地壳、岩石圈地幔和软流圈地幔三者之间的物质交换程：它反映地壳、岩石圈地幔和软流圈地幔三者之间的物质交换和动力学过程。和动力学过程。1 1、地壳加厚、地壳加厚2 2、相变获得高密度、相变获得高密度下地壳镁铁质下地壳镁铁质- -超镁铁质麻粒岩相变为榴辉岩。大陆深俯冲超镁铁质麻粒岩相变为榴辉岩。大陆深俯冲过程中部分表壳岩、变基性火山岩和玄武岩质岩石也可以相变为过程中部分表壳岩、变基性火山岩和玄武岩质岩石也可以相变为含柯石英（或微粒金刚石）榴辉岩。含柯石英（或微粒金刚石）榴辉岩。3 3、密度倒转引起重力不稳定、密度倒转引起重力不稳定榴辉岩密度（榴辉岩密度（3.3 g/cm
57、33.3 g/cm3）明显大于上地幔橄榄岩密度）明显大于上地幔橄榄岩密度（3.2g/cm3.2g/cm）。这种岩石密度的差异引起重力不稳定性和负向）。这种岩石密度的差异引起重力不稳定性和负向浮力。浮力。4 4、拆沉、拆沉在构造应力的驱动下高密度下地壳和部分岩石圈通过断开和在构造应力的驱动下高密度下地壳和部分岩石圈通过断开和拆沉作用返回地幔拆沉作用返回地幔5 5、软流圈上涌，下地壳加热，部分熔融形成花岗岩浆上侵，、软流圈上涌，下地壳加热，部分熔融形成花岗岩浆上侵，壳壳- -幔物质再循环。幔物质再循环。 拆拆沉沉作作用用的的基基本本模模型型(Nelson, 1992, Geology)（Davie
58、s and von Blanckenburg, 1995）板片断离模式Simple thermomechanical modeling suggests that the preceeding oceanic plate may detach and sink into the deeper asthenospheric mantle. The ensuing heating will generate syncollsional bimodal magmatism and also the rise of high-pressure metamorphic rocks. The model
59、has been compared to observations in the Alps and other orogens. 2、斜压变形(transpressive deformation）研究表明，大部分造山带表现出斜向汇聚缩短，而非正向压缩，斜向缩短除引起垂直造山带方向的缩短和增厚作用外，还将引起平行造山带方向的剪切分量。剪切引力分量或者沿平行造山带的一系列弥散的走滑断层分布，或者集中分布于一些平行造山带的较宽阔的压纽性剪切带中。这种由于斜向汇聚作用而引起的垂直造山带方向的缩短、增厚作用和平行造山带走向方向的走滑作用并存的现象即为斜压变形。 3、侧向挤出作用侧向挤出作用( (late
60、ral extrusion)lateral extrusion)造山带的研究过去多侧重垂向方向，综合考虑造山带三维运动图像则是造山带的研究过去多侧重垂向方向，综合考虑造山带三维运动图像则是现代造山带研究的基本特点，侧向挤出作用概念的提出就是典型成果之一。现代造山带研究的基本特点，侧向挤出作用概念的提出就是典型成果之一。这一概念是从这一概念是从TapponierTapponier运用滑线场理论解释青藏高原的隆升及东亚的构造运用滑线场理论解释青藏高原的隆升及东亚的构造逃逸的综合运动图像延续过来的，逃逸的综合运动图像延续过来的，RatschbacherRatschbacher等等(1991)(199
61、1)通过东阿尔卑斯造通过东阿尔卑斯造山带的构造分析及模拟正式提出这一概念。山带的构造分析及模拟正式提出这一概念。基本限制条件：基本限制条件：(1)(1)造山带一侧存在一强硬的刚性体，另一侧是向造山带楔形挤入的地质造山带一侧存在一强硬的刚性体，另一侧是向造山带楔形挤入的地质体或块体；体或块体；(2)(2)造山带内部是一已增厚的、热的、重力上不稳定的软弱带；造山带内部是一已增厚的、热的、重力上不稳定的软弱带；(3)(3)侧边界缺乏限制因素。侧边界缺乏限制因素。结果：结果：造山带核部隆起，隆起形成的地形高度差，导致造山带核部发生伸展塌造山带核部隆起，隆起形成的地形高度差，导致造山带核部发生伸展塌陷，
62、同时造山带物质沿造山带走向向外大规模挤出逃逸陷，同时造山带物质沿造山带走向向外大规模挤出逃逸( (escaping)escaping)，物质的物质的逃逸被限制在与造山带平行而运动方向呈对偶的两条边界走滑断层之间，构逃逸被限制在与造山带平行而运动方向呈对偶的两条边界走滑断层之间，构造逃逸速度的差异则引起众多平行造山带走向的走滑断层，两条边界走滑断造逃逸速度的差异则引起众多平行造山带走向的走滑断层，两条边界走滑断层最为明显，与此同时，由于造山带的伸展塌陷和构造逃逸还导致平行造山层最为明显，与此同时，由于造山带的伸展塌陷和构造逃逸还导致平行造山带的伸展，从而使地壳减薄，深部物质剥露地表。侧向挤出作用
63、模型很好地带的伸展，从而使地壳减薄，深部物质剥露地表。侧向挤出作用模型很好地解释了东阿尔卑斯造山带渐新世中新世以来走滑和正断层的综合构造变形解释了东阿尔卑斯造山带渐新世中新世以来走滑和正断层的综合构造变形运动型式。运动型式。滑线场理论的模拟结果滑线场理论的模拟结果滑线场理论模型滑线场理论模型向东挤出向东挤出Tapponnier et al, 1982，1986Armijo et al., 19894、多岛洋与软碰撞、多岛洋与软碰撞 对中国许多造山带构造古地理恢复的研究结果表明，造山带对中国许多造山带构造古地理恢复的研究结果表明，造山带的前身并非是干净的大洋，其内部结构实际极为复杂，存在的前身并
64、非是干净的大洋，其内部结构实际极为复杂，存在着一系列的不同性质的岛或岛弧，包括大陆碎块、大洋火山着一系列的不同性质的岛或岛弧，包括大陆碎块、大洋火山岛以及海山等，洋的宽度也远不及现代的大洋大，介于扬子岛以及海山等，洋的宽度也远不及现代的大洋大，介于扬子地台与华北地台间的秦岭大别古生代洋是如此，华南古生地台与华北地台间的秦岭大别古生代洋是如此，华南古生代洋如此，特提斯洋也如此。殷鸿福等将这种内部含有许多代洋如此，特提斯洋也如此。殷鸿福等将这种内部含有许多地块、岛弧等所构成的小洋盆称之为多岛洋。地块、岛弧等所构成的小洋盆称之为多岛洋。 多岛洋的特点决定了大陆之间的碰撞不是一次完成的，而是多岛洋的特
65、点决定了大陆之间的碰撞不是一次完成的，而是经过多个次一级过程才完成，碰撞造山的总动量被分解为多经过多个次一级过程才完成，碰撞造山的总动量被分解为多个小块体、多次性的小碰撞分动量，并且常表现为与面对面个小块体、多次性的小碰撞分动量，并且常表现为与面对面碰撞方式所不同的追上碰撞方式，碰撞强度不大，另外众多碰撞方式所不同的追上碰撞方式，碰撞强度不大，另外众多小块体在碰撞过程中还起一定的缓冲作用，使碰撞强度进一小块体在碰撞过程中还起一定的缓冲作用，使碰撞强度进一步减弱，因而，每一次小碰撞常常难以立即达到动力学焊合步减弱，因而，每一次小碰撞常常难以立即达到动力学焊合和造山的程度，即往往粘连不焊合、碰撞不
66、造山。这种小块和造山的程度，即往往粘连不焊合、碰撞不造山。这种小块体间的碰撞，任纪舜体间的碰撞，任纪舜(1994)(1994)称之为软碰撞，以区别于巨大陆称之为软碰撞，以区别于巨大陆块间的强烈硬碰撞。块间的强烈硬碰撞。 26123456789101112131415161718192021222324253000030090 E045 E008501700km123456789孟连思茅墨江临沦昌宁腾冲保山大理兰坪白济汛中甸贡山中村雅江理塘义敦左贡甘孜昌都中咱经典碰撞软碰撞被碰撞的对象板块小陆块碰撞方式“面对面”的碰撞“追上” 方式碰撞能量（1/2mV2）大(m 大，V=V1+V2)小(m 小，V=V1-V2)碰撞结果成山造陆（不成山）或成山成山时间紧接碰撞之后可延续达 1 亿年以上构造迁移指各种构造变动、岩浆活动、沉积中心随构造迁移指各种构造变动、岩浆活动、沉积中心随时间的发展而发生有规律的迁移的现象。构造时间的发展而发生有规律的迁移的现象。构造迁移是多岛洋造山过程的重要特点，一系列小迁移是多岛洋造山过程的重要特点，一系列小块体依次有规律与大陆碰撞造成横向构造迁移。块体依次有规律与大陆
