资讯
简介
板块构造说囊括了大陆漂移、海底扩张、转换断层、大陆碰撞等概念，为解释全球地质作用提供了颇有成效的格架。
简史
1912年，德国A.L.魏格纳首先提出了大陆漂移说。1960至1962年期间，美国H.H.赫斯、R.S.迪茨在大陆漂移和地幔对流说的基础上创立海底扩张说，随后F.J.瓦因和英国D.H.马修斯等通过海底磁异常的研究对海底扩张说作了进一步论证。
1965年加拿大J.T.威尔逊建立转换断层概念，并首先指出，连绵不绝的活动带网络将地球表层划分为若干刚性板块。
1967至1968年期间，美国W.J.摩根、D.P.麦肯齐、R.L.帕克与法国X.勒皮雄将转换断层概念外延到球面上，定量地论述了板块运动，确立了板块构造说的基本原理。
1968年，美国B.L.艾萨克斯、J.奥利弗和L.R.赛克斯进一步阐述了地震与板块活动之间的联系，并将这一新兴理论称作 “新全球构造”。现今常用的术语“板块构造”，是麦肯齐和摩根在1969年提出的。70年代以来，板块学说逐步渗透到地球科学的许多领域。
板块结构
板块划分
固体地球上层在垂向上可分为物理性质截然不同的两个圈层，即上部具一定刚性的岩石圈和下垫的略具塑性的软流圈。岩石圈包括地壳和一小部分上地幔，厚度不一，约在几十公里至200公里以上。软流圈大体相当于上地幔低速层，或电导率较高的高导层（低阻层）,Q值(介质品质因素，与地震波衰减程度成反比)较低，表明其物质较热、较轻、较软，具一定塑性。存在着可以缓慢蠕动的软流圈，是上覆岩石圈发生大规模运动的基本前提。
板块是由地震带所分割的内部地震活动较弱的岩石圈单元。由于板块的横向尺度比厚度大得多，故得名。狭长而连续的地震带勾划出了板块的轮廓，它是板块划分的首要标志(见海底地震)。全球岩石圈可划分为六大板块：欧亚板块、非洲板块、美洲板块、印度板块（或称印度洋板块、澳大利亚板块）、南极洲板块和太平洋板块。有人将美洲板块分为北美板块和南美板块，则全球有7大板块。根据地震带的分布及其他标志，人们进一步划出纳斯卡板块、科科斯板块、加勒比板块、菲律宾海板块等次一级板块（图1）④不定型。板块的划分并不遵循海陆界线（海岸线），也不一定与大陆地壳、大洋地壳之间的分界有关。大多数板块包括大陆和洋底两部分。太平洋板块是唯一基本上由洋底岩石圈构成的大板块。
板块边界
指两个板块之间的接触带，而板块边缘则是指一个板块的边缘。板块边界是构造活动带。根据板块的相对运动状态，边界可分为四类：①分离型板块边界，②汇聚型板块边界,③转换型板块边界（图2）④不定型。震源机制表明，这三类边界的主导应力状态分别是引张、挤压和剪切。
分离型板块边界 两个相互分离的板块之间的边界，见于大洋中脊轴部或裂谷带，以浅源地震、火山活动、高热流和引张作用为特征。随着两侧板块分离张开，软流圈地幔物质沿脊轴上涌，在地球磁场作用下,相继形成一系列正向、反向磁化相间排列的洋底岩石圈条带（见条带状磁异常）。由于新生岩石圈较为薄弱，故下一次张裂通常仍发生在中脊轴部，使新生岩石圈分裂为二,各有一半洋底条带添加于两侧板块的后缘。这种边界也称为增生板块边界或建设型板块边界。洋底岩石圈沿分离型边界的增生作用通常两侧是对称的，致使中脊地形也具有对称性。
汇聚型板块边界
指两个相互汇聚的板块之间的边界，相当于海沟和活动造山带。鉴于地球表面积基本不变，因而分离型边界岩石圈的增生必然为某些地方岩石圈的破坏所补偿。岩石圈的破坏或压缩就发生在汇聚型边界。汇聚型边界有两种亚型，即俯冲边界和碰撞边界。
① 俯冲边界。在地形上表现为海沟，相邻板块相互叠覆，由于大洋板块较之大陆板块往往具有密度大、厚度小、位置低的特点，故大洋板块一般地俯冲于大陆板块之下。也有大洋板块俯冲于另一大洋板块之下的情况(如沿马里亚纳海沟)。俯冲边界主要展布于太平洋周缘，包括岛弧-海沟系与安第斯型大陆边缘。前者有边缘海与大陆相隔；后者海沟直接滨临大陆。通常,在海沟附近出现浅源地震，向陆侧依次出现中源、深源地震,构成一倾斜的震源带，称贝尼奥夫带,其倾角变化在15°～90°之间。贝尼奥夫带标出了板块俯冲的形迹。贝尼奥夫带具有很高的Q值，接近于岩石圈，从而也证明岩石圈板块是沿贝尼奥夫带向下俯冲的。在俯冲过程中，上覆的大洋沉积物可能随板块潜入地下；有时，部分沉积物被刮落下来，添加于海沟陆侧坡，构成增生楔形体。增生的混杂岩体逐渐成长并受挤而隆起,组成非火山性外弧，在一定程度上导致大陆增长。当板块俯冲至一二百公里深处，摩擦增热，导致下插板块或上覆地幔物质产生部分熔融，从而有岩浆上升并喷出地表，形成与海沟平行延伸的火山弧（见岛弧）。火山弧与外弧之间发育弧前盆地。弧后拉张作用则形成弧后盆地(亦称边缘盆地)。在板块俯冲作用下，形成统一的沟-弧-盆系。
② 碰撞边界。表现为活动造山带，也称地缝合线。随着大洋板块俯冲殆尽,大规模俯冲活动停息，两侧大陆相遇汇合而开始碰撞。在汇聚碰撞作用下，原大陆边缘和洋底的沉积物遭受紧密褶皱和逆冲推覆，加之一系列地壳楔沿深部近水平的层间滑脱面（多为岩石圈内部低速带）拆离开来，相互冲掩叠覆,导致地壳压缩增厚，地面大幅度抬升，形成宏伟的褶皱山系。喜马拉雅山系便是始新世末期以来印度与欧亚大陆主体碰撞的产物。明显的均衡正异常表明碰撞山带地壳均衡状态遭到破坏。碰撞边界伴有浅、中源地震，地震带甚宽。陆上的板块边界，特别是碰撞边界，常构成一条宽阔而复杂的板块相互作用地带。沿汇聚型板块边缘,可出露蛇绿岩套，自下而上包括超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩，直至覆有深海沉积层的玄武质熔岩。这一层序类似于大洋地壳和上地幔。一般认为蛇绿岩套是大洋岩石圈的残片，原生成于大洋盆地或边缘盆地，后在板块汇聚和洋盆关闭的过程中被逆冲至陆上。
转换型板块边界 相当于转换断层，板块的运动方向大致平行于边界，两侧板块或相互剪切错动，或以不同速率向同一方向推移。可以连接洋脊与海沟，也可以连接洋脊与洋脊，海沟与海沟。转换型边界两端，与洋脊或海沟相接处，剪切错动骤然终止。沿这种边界，通常既没有板块的生长，也没有板块的破坏，但伴有频繁地震活动，可发生构造形变与动力变质作用。
板块的运动
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）。
板块运动几何学
全球所有板块可能都在移动，板块运动通常指一板块相对于另一板块的相对运动。鉴于板块内部变形与板块之间的大幅度水平运动相比，仅具有次要意义，故从全球角度考察板块运动时，可以近似地将板块当作刚体来处理。球面刚体板块沿地球表面的运动，遵循球面几何学中的欧勒定律，环绕某一通过地心的轴作旋转运动（图3）。平行于旋转赤道的一系列同轴圆弧，标示出板块旋转运动的方向，它们的垂线（大圆）相交于旋转极。正因为板块的运动是一种旋转运动，板块上不同地点的运动线速度随远离旋转极而增大，至旋转赤道线速度最大。板块的旋转运动由旋转极的位置和旋转角速度确定。转换断层的走向平行于邻接板块之间相对运动的方向。采用求转换断层垂线交点的方法，不难得出以转换断层为界的各对板块之间相对运动的旋转极。据线速度的递变也可以得出旋转极的位置。已知板块任何一点的线速度，同时求出该点相对于旋转极的纬度，便可以换算出旋转角速度。 三个板块或三条板块边界相汇合的点或一个小区域，称三联接合点（简称三联点）。任何一对板块间的边界总是以三联点作为端点。围绕三联点的三对板块之间相对运动的向量之和等于零。根据已知的两对板块的相对运动向量，就可以确定第三对板块之间的相对运动向量。两个背离板块之间的扩张运动向量一般是已知的，利用一系列三联点，已经求出了全球所有主要板块之间的相对运动向量，包括汇聚型边界处的相对运动向量。板块运动的速率多为每年数厘米。
地幔柱与热点
在板块运动的研究中，地幔柱或热点可作为重要的参考系统。地幔柱是发源于软流圈之下的地幔深部并涌升至岩石圈底部的圆柱形上升流。热点的含义与地幔柱相近，也可将热点视为地幔柱的地表反映。地幔柱导致地表穹形隆起，重力和热流值增高。一般认为热点-地幔柱的位置大体固定。 当岩石圈板块跨越于热点之上,板块仿佛被“烧穿”了，地幔物质喷出地表,形成火山。先形成的火山随板块运动移出热点，逐渐熄灭成为死火山；在热点处又会喷发形成新的火山。这样不断地“推陈出新”，便发育成由新到老的一列火山链(图4)。皇帝-夏威夷海岭就是近8000万年来太平洋板块越过夏威夷热点的产物，火山年龄向西北方向变老。这些火山链标示出板块漂移过热点的轨迹，记录下板块的运动方向。北北西向皇帝海岭与北西西向夏威夷海岭之间走向的转折，显示距今约4000万年前太平洋板块的运动方向从北北西转变为北西西向。热点还可能成为分析板块绝对运动的参照系统，但热点位置不动这点还有待证实。
驱动机制
引起板块运动的机制是当前尚未解决的难题，许多学者提出不同的看法，主要有：①主动驱动机制,认为下插板块因温度较低和相变导致密度增大，可以把整个板块拉向俯冲带；或设想上侵于大洋中脊轴部的地幔物质能把两侧板块推出去；板块还可以沿中脊侧翼倾斜的软流圈顶面顺坡滑移。在这些机制中，板块与下伏软流圈相互脱离，板块的移动是主动的，而不是由软流圈地幔流所带动；板块的持续运动导致地幔中产生反方向的补偿回流（图5）。主动驱动机制的弱点是，岩石圈必须先通过别种机制破裂成板块，它难以解释联合古陆的破裂，也难以解释大洋中脊和俯冲带开始是如何形成的。②不少学者主张板块由地幔对流所驱动，可称被动驱动机制。但是，还缺乏地幔对流的直接证据，也不了解对流的确切性质、涉及范围和具体形式（见地幔对流说）。
意义与问题
板块构造说以极其简洁的形式（最基本的就是板块的生长、漂移、俯冲和碰撞），深刻地解释了地震和火山分布,地磁和地热现象，岩浆与造山作用；它阐明了全球性大洋中脊和裂谷系、环太平洋和地中海构造带的形成，也阐明了大陆漂移、洋壳起源、洋壳年青性、洋盆的生成和演化等重大问题。地球科学第一次对全球地质作用有了一个比较完善的总的理解。板块构造研究所阐明的地质构造背景和岩石圈活动规律，对于寻找金属矿、石油等矿产资源，以及预测地震、火山等地质灾害，有一定指导意义。
板块构造说还存在一些有待解决的难题。除驱动机制这一最大难题外，现有的板块构造模式不能有效地解释板块内部的地震、火山和构造活动，包括水平变形、隆起和陷落。有些学者试图将板块构造模式远溯至古生代以至前寒武纪,将大陆边缘和大洋与地槽相类比，进而运用大洋开合的发展旋回解释地槽造山带的演化，追索消逝于山脉中的古海洋。但有关古板块的研究，仍有一些分歧意见。板块构造模式尚不能圆满地解释大陆岩石圈的成因和演化。需要进一步研究的课题还可举出：板块的生长、漂移和俯冲是连续的还是幂次性的；板块俯冲如何开始;俯冲过程中沉积物的结局；边缘盆地的形成机制等。如今，板块构造说仍在不断修正和发展中。
