近代地震学期末报告.docx

板块边界类型地球科学家将全球岩石圈划分为七大板块。即亚欧板块、非洲板块、印度板块、太平洋板块、南极洲板块、北美洲板块和南美洲板块。而依据板块之间相对的运动方向及其物质的生长消减特征，又将板块边界的类型划分为三种（如图2）：分离型板块边界(divergent plate boundary)或称成生性边界、建设性边界。即两个板块之间沿边界相背运动，地幔对流物质不断沿边界涌出并添加到两侧的板块边缘上，形成新的洋壳，故而也是板块生长的边界。其特征即为有新的地壳生成，没有老地壳的消亡。汇聚型板块边界（convergent plate boundary）或称破坏性边界。即边界两侧的板块作相对的运动，发生挤压、对冲或碰撞。进一步可划分为两个亚类:俯冲边界，相邻的大洋与大陆板块发生叠覆，由于大洋板块的厚度小、密度大、位置低，大陆板块厚度大、密度小、位置高，因而一般是大洋板块俯冲于大陆板块之下。这种板块俯边界主要分布在太平洋周缘及印度洋东北缘，因而也被称为太平洋型汇聚边界。由于这类板块边界是由大洋板块俯冲潜没消减于地幔之中，因而也称为消亡型边界。此边界无新的地壳生成，但是有老地壳的消亡。俯冲边界进一步划分为两类：岛弧-海沟型 ，指大洋板块沿海沟俯冲于以海盆相隔的岛弧和大陆之下。主要见于西、北太平洋边缘，如日本、琉球群岛等，故而也叫做西太平洋大陆边缘或沟-弧-盆体系；山弧-海沟型，指大洋板块沿陆缘海沟俯冲于山弧之下。主要见于太平洋东南部的南美大陆边缘，故而也叫安第斯型大陆边缘；碰撞边界，又称地缝合线，指两个大陆板块互相碰撞，使大洋闭合，陆壳彼此受挤压形成高耸的山脉并伴随强烈的构造变形、岩浆活动及变质作用。如阿尔卑斯-喜马拉雅山构造带，是印度板块和欧亚板块的碰撞边界，形成印度河-雅鲁藏布江地缝合线。平错（剪切）型板块边界（shear plate boundary）,即两个板块边界互相水平错动，两侧不发生褶皱、增生或消亡，即相当于转换断层，主要分布在大洋之内，也可在大陆上出现，例如美国西部的圣安德烈斯断裂就是一条著名的从大陆上通过的转换层。二、板块运动的测量板块相对运动测量（determination of the relative plate velocity）是指相邻两板块之间的相对运动的测量。按欧勒定律，可根据转动极的经、纬度和旋转角速度得出。由于所有的洋中脊都沿从转动极辐射出的经线排列，而转换断层位于以转动极为中心的小圆上；洋底磁异常条带平行洋中脊并以其为轴对称分布。1、转动极的位置和速度转动极的位置可根据磁条带和转换断层的分布图式确定。海底扩张作用速度与磁异常条带的宽度成正比,旋转角速度(ω)可根据后者确定。由此得出的全球十大板块相互运动的旋转极位置和转动角速度2、板块间的相对运动速度计算两板块间沿任一边界上的相对运动速度u=ωasinΔ,式中a为地球半径；Δ是地球中心对着旋转极P到板块边界上A点弧线的角；ω是单位时间的弧度。点A与P之间的地表距离s=aΔ(Δ以弧度计)。3、求取板块间相对运动线速度的方法①地形法,根据海底扩张说,洋底的水深是随离开洋中脊的距离或洋壳年龄的增加而加大的,洋底水深与洋底年龄的平方根成正比。洋底海水深度还与海底扩张速度有关,扩张速度越快,洋壳冷却沉陷慢,水深则较浅,洋中脊两侧坡度也越缓；反则反之。依据实际测量数据建立洋底水深与洋壳年龄或洋底坡度的关系式,根据某一地域根据绕极P的旋转角速度ω测定两板块边界上A点的相对运动速度(据Turcotte et al., 2002)洋底的水深或坡度就可得出洋壳年龄,进而求得此洋壳形成时的海底扩张速度和板块间相对运动的线速度。此法精度较低,但可弥补缺失磁异常条带地区之不足。②布龙法,假定沿断层的所有运动都表现为相继发生地震的黏滑断错,而不是蠕滑,将板块边界某地段在一定时期内所有地震引起的滑动量加起来,就可以算出这一定时期内板块的相对运动速度。由于地震时的滑动量与地震矩和断层面积有关,而后二者又只能近似地确定,故布龙法的精度也不高；但它可以测定其他方法不能测得的俯冲边界上的板块汇聚速度。③贝尼奥夫带长度法,奥尼奥夫带长度与板块俯冲速度成正比关系,垂直于岛弧的贝尼奥夫带的长度大致代表了1000万年来的俯冲量,据此可求得板块的俯冲速度。此法仅供参考。④转换断层法,测定板块相对运动方向的方法。由于转换断层的时间跨度很大,它所标示的板块运动方向可能是几千万年内的平均结果。⑤震源机制解法,所得结果是几十至几百年内板块运动的平均方向。三、板块内部地形的成因 1、盆地：盆地主要是由于地壳运动形成的。在地壳运动作用下，地下的岩层受到挤压或拉伸，变得弯曲或产生了断裂就会使有些部分的岩石隆起，有些部分下降，如下降的那部分被隆起的那些部分包围，盆地的雏形就形成了。还有一些盆地，主要是由地表外力，比如