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1、完整word版大地构造学知识点总结良心出品必属精品大地构造学知识点总结第1章 绪论一、大地构造学的研究对象、内容、方法、意义研究对象：大地构造学，是研究地球过程的综合学科。研究内容： 区域或全球尺度的地壳与岩石圈构造变形特征及圈层相互作用，如：大洋-大陆相互作用、地球内部圈层相互作用、造山带与盆地的形成过程等； 构造变形与岩浆作用-沉积作用-变质作用的相互关系； 地壳与岩石圈的形成与演化过程； 地球表面海-陆的形成与演变方式及过程； 地球深部作用过程及其机制。研究方法：大地构造学研究方法需要综合利用地质学其他学科以及地球物理探测、地球化学的研究手段与研究成果。研究意义：大地构造学研究可以为认识

2、和分析构造地质学的研究背景和形成机制提供宏观的上成因解释。2、固体地球构造的主要研究方法主要包括固体构造几何学与构造运动学的研究。固体地球的构造几何学：主要研究地球的组成成分及结构。方法有： 研究暴露在地表的中、下层地壳乃至地幔顶部剖面，通过地质、地物、地化综合研究，揭示地壳深部物质组成、结构构造、物理性质、岩石矿物及元素的物化行为、温压条件、地热增温率、有关元素及矿物成分的聚散规律； 研究火山喷发携带到地表的深源包裹体，揭示深部物质与构造特征； 人工超深钻探直接取样（目前为止涉及最深深度12km）； 地震探测：分为天然地震探测和人工地震探测，利用地震波的折射与反射可揭示地球深部构造特征。固体

3、地球构造运动学：主要研究地质历史时期的大地构造运动学与现今固体地球表面的构造运动。地质历史时期的大地构造运动学可以利用古地理学（岩相、生物、构造）、古气候分区、地球物理学与古地磁学进行研究；现今固体地球表面的构造运动可以利用空间对地的观测与分析技术。3、大地构造学研究意义理论意义：可以为认识和分析构造地质学的研究背景和形成机制提供宏观的上成因解释；实际应用意义： 大型成矿集中区（矿集区）等成矿构造背景、资源规划； 大规模破坏性地震产生于形成的地质构造背景与稳定性评价； 绝大对数大型、灾难性地震都发生在活动板块边缘带（区）上，或与板块相互作用有关的次级活动构造单元边界区域。第2章 固体地球主要构

4、造特征一、地球表面基本面貌：海陆分布、高程分布及其意义海陆分布特征：陆地面积占29.22%；海水覆盖面积70.78%；高程分布特征：陆地主要分布在海平面以上数百米高程范围，大洋的主体分布在海平面以下5km的高程上；意义：这种地形特征直接反映了大陆和大洋地壳物质组成、厚度和密度的差异。也与构造变动、侵蚀作用、气候特征等因素有关。二、固体地球的圈层构造：成分分层（地壳、地幔、地核），洋壳与陆壳的年龄及各自分布范围；流变学分层（岩石圈、软流圈、中部层圈、地核）；各圈层的地震波传播速度特征成分分层：地壳：大陆地壳面积34.7%，大洋地壳面积占65.3%，最老的大陆壳3.96Ga，记录了地球演化96%的

5、历史，最老的大洋地壳0.18Ga，记录了地球演化历史的4%； 地幔：a.上地幔：范围：Moho面以下到大约400Km深处，在大洋区域：100200Km深度上存在明显低速地震速度异常区，这种低速异常在大陆区域并不存在b.中地幔：位于400670Km深度区间，存在一系列地震速度突变，这种突变可能是由于地幔物质相变所造成的。c.下地幔：位于6702900Km深度区间，地震波速度随深度逐渐增加； 地核：液态外核和固态内核；流变学分层： 岩石圈：地壳上地幔（ 1300 C）； 软流圈：大洋部分均匀且厚，大陆部分较薄，局部不可见； 中部层圈； 地核；各圈层的地震波传播速度特征：地球内部存在着地震波速度突变

6、的莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。地震波分为横波纵波，横波能通过固体传播，纵波在固液态都能传播。莫霍界面时，横纵波速度突然加快。古登堡界面时，横波消失，纵波速度下降。三、大洋地壳：分布面积、年龄、厚度、地貌类型、物质组成与构造特征分布面积：大洋地壳占地球地壳表面积的65.3%，记录了4%的地球演化历史；年龄：最老大洋地壳时代为180Ma；厚度：地壳厚度0-10km，多数3-10km，平均5km；大洋地壳的组成：玄武岩或相当成分的侵入岩，Fe、Mg硅酸盐为主要组成矿物；大洋地壳的物质组成：深海沉积物枕状玄武岩席状岩墙群辉长岩堆晶岩Moho地幔（橄榄岩）大洋地壳的类型：

7、大洋地壳边界区域：a.增生型洋壳边缘：时代新，厚度薄，密度低，地势高，以洋中脊（中央海岭）为特征，高出深海平原约2500m，延伸长逾40000km，海岭宽1000-3000km，因此，中央海岭的边坡坡度一般仅有1-2；b.消减型洋壳边缘：时代老，厚度大，密度大，地势低，通常以延伸数千km的岛弧-深海沟对的出现为标志性特征，岛弧中的火山岛一般间距80km，岛弧宽可达数百km，海沟最深达海平面以下近12km，海沟宽度约100km，岛弧地区地壳厚度平均约25km；c.守恒型洋壳边缘：以地形起伏大、陡倾走滑断层发育为重要特征，延伸长度最大也可达10000km，一般宽度较小，但也有的可达100km或更宽

8、； 大洋地壳内部：a.深海平原：面积数百-数千km2,高出深海平原1-4km，部分属于大陆块体，另外一些则成因不明；b.无震海岭：一般由玄武岩质火山链组成，太平洋中的夏威夷-皇帝海岭为代表，地壳厚度明显大于周围区域；c.洋底高原；d.海山；e.海沟。四、大陆地壳：分布面积、年龄、类型（时代、构造特征）、物质组成、不同构造区域的地壳厚度与地震波传播速度特征；被动大陆边缘、主动大陆边缘分布面积：占34.7%；年龄：时代老，最老将近4Ga；厚度：厚度大，一般30-40km，平均35km，最厚可达70余km；类型： 前寒武纪地盾：a.太古宙地体：以高级变质（角闪岩相-麻粒岩相变质作用）片麻岩穹窿与绿片

9、岩相或更低级变质岩组成的绿岩带相间分布为主要构造特征，片麻岩穹窿与绿岩带之间的接触关系比较复杂：高角度韧性断层（韧性剪切带）接触，绿岩带不整合沉积于片麻岩穹窿之上，深成岩为主构成的片麻岩穹窿与绿岩带呈侵入接触；b.元古代地体：可以划分为变形轻微的稳定区域和变形强度的活动区域：稳定区域既克拉通，活动区域：a1.火山岩为主构成的太古宙地体和元古代地体强烈变形区域；沉a2.积在线性区域中的巨厚沉积序列后期强烈变形成为显生宙造山带；显生宙地区：a.大陆地台：相对稳定的区域，具有古老的陆核结晶基底和稳定环境下形成的沉积盖层；b.地槽（造山带，活动带）：相对活动的带状凹陷区域，其中接受了巨厚的沉积物，发展

10、的后期因为发生褶皱作用而形成褶皱带或者造山带；c.大陆裂谷；d.大陆边缘（主动大陆边缘、被动大陆边缘）；五、大陆地壳与大洋地壳的区别：大陆地壳大洋地壳分层性不明显且横向变化迅速清晰规律厚度平均40km，30-80km不等绝大多数地区厚约7km年龄最老超过4.0Ga现今地球表面海洋中最老的洋壳不老于180Ma构造变形多期、剧烈而复杂相对稳定而简单火山活动绝大多数大陆地壳区域火山活动稀少广泛而强烈，洋脊和岛弧地区是地球上火山活动最剧烈的区域第三章 大地构造学说的演变历史一、地球收缩、地球膨胀、地球波动假说及各自的主要论据地球收缩：L. Kelvin：地球象一台热力机，通过火山作用和地壳变动把原始熔

11、融地球中的热力缓慢地发散出去；Elie de Beaumont(1829)：地球为了适应冷却和收缩的内核，就在外壳中形成了褶皱和断层，因此，地球的外壳就受到各个方面的压缩；H . Jeffreys(1953): 认为地球物理揭示的地球外部600Km的范围内是脆性的，而在更深的范围内没有地震，因此支持地球收缩假说。挤压构造现象的存在有利于收缩假说；地球膨胀：O. C. Hilgenberg(1930S)：地球内部的膨胀可以引起大陆漂移；L. Egyed (1956): 从古地理方面论证了地球膨胀的假说；Carey（1975）：从古大陆拼合复原再造的角度证明地球在膨胀（晚古生代的直径是目前的34）

12、；王鸿祯先生（1995）主张存在着地球的有限膨胀；主要依据：地球表面广泛发育的伸展构造（北美西南部盆岭区、东非大裂谷、美国东部阿巴拉契亚三叠纪盆地地前系统等）。地球自转速率变化对膨胀说的支持：实际观测表明，地球的直径在缓慢增大，导致潮汐阻力使地球自转速度在降低，目前每年降低百万分之16秒；寒武纪初期，每天比现在短2小时15分，即每年大约有400天。地球波动：Van Bemmelen (1964, 1965, 1973): 地壳运动是地球各级规模波动发育的结果，根据波长可以分为五个不同的级别：局部的：1Km；小型的：10Km；中型的：100Km；区域性的：1000Km；巨型的：10000Km；二

13、、地槽-地台学说：地槽基本概念与主要类型、地台基本概念与主要特征、地槽概念的演变、地槽-地台学说对地壳构造运动性质的基本认识地槽：相对活动的带状凹陷区域，其中接受了巨厚的沉积物，发展的后期因为发生褶皱作用而形成褶皱带或者造山带。地槽的内部结构可分为： 优地槽（Eugeosyncline）：远离地台、具有火山活动部分； 冒地槽（Miogeosyncline）：靠近地台、没有或极少火山活动的部分；在现今地球表面没能找到向形（syncline)式的槽状凹陷区域,而是存在单向式的条带状沉积区域，即地斜（Geocline)；地台：相对稳定的区域，具有古老的陆核结晶基底和稳定环境下形成的沉积盖层。地槽-地

14、台学说：早期狭长的凹陷接受沉积，凹陷达到极大时发生火山活动，褶皱回返造山：褶皱回返往往先发生在优地槽部分，然后才在冒地槽部分发生，“造山带的前身是地槽”。关于地壳构造运动属性的认识：地球表面的构造活动以垂向差异运动为主； 地质历史时期曾经存在水平运动，但是只是垂直运动派生的、次要的； 地壳构造运动的“固定论”观点，地质历史时期的海陆分布与目前状况相去无几；三、大陆漂移假说：产生过程、主要论据、动力学机制产生过程：英国哲学家弗兰西斯培根（Francis Bacon ，15611626) 1620年最早提出了西半球过去曾经与欧洲、非洲连接在一起的可能性；18世纪：法国人布丰（G. Buffon,

15、1707-1788）根据大西洋两岸边生物亲缘关系，认为两大陆曾经是拼合在一起的；19世纪：Antonio Snider-Pellgrini（1858）宇宙及其奥秘的揭露：从美洲和欧洲的石炭纪（约3亿年前）植物化石不同区域的相似性得到启发，认为所有大陆过去都曾经是单一陆块的一部分；20世纪：联合古陆思想的产生；主要论据： 大西洋两岸海岸线的良好吻合； 南非西部与南美洲东南部古生代生物面貌的极端相似性； 古生代末(220-300Ma)大陆冰川的分布以及冰川运动的协调一致性； 北美东海岸与欧洲西北部古生代造山带构造延伸状况与构造变形的协调性；动力学机制：大陆漂移学说饱受质疑的是什么动力可以驱使大陆发

16、生大规模水平位移， 主要动力源：地球自转引起的轴向压缩或固体潮汐力，使大陆趋向于从两极向赤道，从东向西漂移，地球自转导致大陆从极地区域向赤道区域运动，欧亚大陆向南，非洲、印度等向北漂移，从而形成了阿尔卑斯-地中海-喜马拉雅挤压构造带，地球自转形成的大陆向西漂移，在前沿区域形成了美洲西海岸的山脉； 物质流动与地球深部对流：对流上升-大陆伸展构造区和大洋中脊形成部位；对流下降区域-造山作用发生的地方；对流平流区域-大陆漂移；四、海底扩张：海底地形探测与地磁异常、海底扩张假说的产生海底地形探测与地磁异常：第二次世界大战以后，世界两大政治和军事阵营冷战时期的军备竞赛，导致了地球科学革命的提早到来，用磁

17、性探测方法对敌对方潜艇的监测，导致了海底磁性异常的发现，同时为了为己方潜艇解决和确定良好的行进路线以及海底隐蔽场所而进行的海底地形调查，发现了海洋地貌的总体特征以及中央海岭等；海底扩张假说的产生：到20世纪50年代，地理学家们才能用先进的技术测绘出海底世界。测绘结果显示：海底有座相当高耸的海洋“山脊”，形成了一道水下“山脉”，绵延约83683.6千米，穿过世界上所有的海洋，海洋底部的“山脊”也叫断裂谷，断裂谷里不断地冒出岩浆，岩浆冷却后，在大洋底部造成了一条条蜿蜒起伏的新生海底山脉，这个过程就叫海底扩张，而这些新生的海底山脉则称为海岭。5、洋脊分段特征及其连接部位震源机制解的差异、转换断层的发

18、现第4章 板块构造基本理论一、板块构造学说基本假设：岩石圈板块运动学的主要证据、不同板块边界上的地震震源机制解板块构造学说基本假设：地球的表层岩石圈，可以划分为数量有限的块段板块；板块是刚性的，板块内部是稳定和不变形的（一级近似）；刚性的岩石圈板块在软流圈之上运动，运动规律遵从球面运动的欧拉定律；各种地质作用，如构造变形、岩浆活动、火山喷发、地震活动等，只发生在板块边缘；岩石圈板块运动学的主要证据： 海底磁异常条带：古地磁极的反转被记录在洋壳岩石当中，并被解释为海底扩张（板块的离散运动）： 地震震源机制解：板块之间的相对运动有走滑、伸展和逆冲三种基本类型； 大地热流分布特征：离散型板块边界附近

19、地热流值高，消减型板块边界地热流值低，反映了（或被解释为）地幔的上涌和下降；因此，板块运动学的主要证据均来自地球物理观测；不同板块边界上的地震震源机制解： 地震断层面解 逆断层震源机制解 汇聚和离散型板块边界震源机制解 走滑断层震源机制解二岩石圈板块的划分及其主要依据：现在岩石圈板块划分、地质历史时期的岩石圈板块划分 现在岩石圈板块划分：欧亚板块、北美板块、南美板块、非洲板块、南极洲板块澳大利、印度板块、阿拉伯板块； 地质历史时期的岩石圈板块划分依据：缝合线：两个不同板块之间由于板块运动而发生相互接触的块体间边界；碰撞缝合线：碰撞前分隔不同板块的洋盆俯冲消失的位置；转换缝合线：两并列的原本不相

20、关的古转换断层的位置。缝合带：缝合带本身固有特征： 两大陆地块之间的蛇绿岩带是两地体间古洋盆的残余，它是碰撞缝合线存在的最直接证据； 大陆上的缝合线有时以构造混杂岩为标志，其可能是一个更大变形带的一部分； 一些混杂堆积带，不论是否为蛇绿岩性质的，都含有两侧均无对应物的沉积物； 一些缝合线具有糜棱岩和韧性剪切带的性质，如果没有其他的证据，这种带并不严格地指示缝合线的存在。两侧地质体的差异性： 如果地体被具不同地层、构造历史、或者构造方向或样式的不连续的边界所分割，那么这个边界可能就是缝合线，通常发育强烈剪切变形； 剪切带两侧相近年代岩石古地磁矢量存在显著差异，可能说明这两个地体形成于相隔很远的区

21、域，后来沿缝合线而接触； 在某些情况下，缝合线也可以通过边界两侧化石组合的不同而识别，但是必须谨慎地使用这个准则；三、岩石圈板块边界类型：离散增生型、汇聚消减型（洋-陆、弧-陆、洋-弧、洋-洋、陆-陆）、走滑守恒型离散增生型-大洋中脊 汇聚消减型-岛弧、海沟和碰撞带： 洋-陆：大洋岩石圈俯冲到大陆岩石圈之下； 弧-陆：大洋岩石圈俯冲于大陆岛弧之下； 洋-弧：大洋岩石圈俯冲到大洋岛弧之下； 洋-洋：大洋岩石圈俯冲到大洋岩石圈之下； 陆-陆；走滑守恒型-转换断层四、板块构造运动学：欧拉定律与欧拉极、两板块之间相对运动欧拉极的确定、三个板块之间的三连点及其演化、地质历史时期的板块构造运动学（地质学方

22、法、地球物理方法、热点轨迹）、现今板块构造运动（现代对地观测技术的应用） 欧拉定律：一个刚体沿着半径不变的球面的运动，必定是环绕通过球心的轴的旋转运动，在球体表面任何点的移动都不是沿着直线，而是沿着弧线；如果这种移动表现为复杂的曲线形式，那么它的移动轨迹将由许多段小圆弧组成；欧拉极：瞬时欧拉极：用来描述两个板块在地质历史中某瞬时的相对运动；有限欧拉极：用来描述两个板块经过一段地质时间总的相对运动；两板块之间相对运动欧拉极的确定：转换断层平行于两相邻板块之间的相对运动方向；通过画垂直于每一个转换断层的大圆；大圆相交的点就是两个板块相对运动的欧拉极（E）；五、板块构造动力学模型：作用在板块上的各种

23、力及其对板块运动的影响（促进、阻碍）地幔对流岩石圈底部剪切力、洋脊推力、俯冲板块拖拽重力第5章 离散性板块边界和大陆裂谷作用一、主要概念离散型板块边界：是岩石圈板块相背运动的区域，以张应力作用下形成狭长的裂谷带、正断层以及玄武质火山作用为特征；洋脊：是大洋盆地中离散型板块边界发育的地带，是一个宽阔、破裂的隆起带，延伸总长约70000km，在洋脊顶部的裂谷带中发育玄武质火山作用和浅源地震；洋脊的具体特征取决于扩张速率，随着大洋岩石圈远离洋脊，厚度和密度逐渐加大并发生沉降；大洋地壳在离散型板块边界逐渐形成，通常由四层组成： 深海沉积物； 枕状玄武岩； 席状岩墙群； 辉长岩（下伏岩石为上地幔的剪切变

24、形橄榄岩）；离散型板块边界上的玄武岩浆岩活动形成于地幔的减压熔融，岩浆在洋脊下部形成长条形岩浆房，他们沿裂谷带以岩浆墙方式侵入或喷出；海水遇到新生成的炙热地壳时会引发强烈的变质作用，局部热液流体会在海地形成热泉；离散型板块大陆边缘形成于大陆内部是则会形成大陆裂谷作用；大陆裂谷作用形成新的大路边缘，以发育正断层和火山岩与大陆沉积岩系互层组合为特征，随着大路边缘的沉降，逐渐为厚层前海沉积物所埋藏；二、大洋中脊：地形地貌特征及其与扩张速率之间的相互关系、扩张速率与海平面变化、洋脊地震特征、地球物理异常状况地形地貌特征及其与扩张速率之间的相互关系： 快速扩张（9cm/yr）时边坡平缓，洋脊顶部不发育显

25、著的裂谷谷地； 中等扩张（5-9cn/yr）的洋脊两侧坡度相对快速扩张洋脊稍增大，顶部仅有比较浅（50-200m）的裂谷谷地发育； ；慢速扩张（5cm/yr）时，边坡陡峭，裂谷顶部发育明显的裂谷谷地，转换断层较发育；扩张速率与海平面变化：迅速扩张，洋脊热膨胀并且快速隆升，导致洋盆容积变小，海平面上升，浅海区发生海侵；反之，海平面下降，浅海区发生海退；这种海平面的变化对地质历史时期的地球地理环境、气候、陆生与海生生物的繁衍和演化等一系列过程都会产生重要影响，甚至会导致某些物种的进化或消亡；洋脊地震特征：分布范围窄，震源深度小（10km）；地球物理异常状况：地磁、重力、热流体、地震波波速三、大洋岩

26、石圈的结构与组成：地震波波速结构、蛇绿岩揭示的物质组成、洋壳的形成过程与新生洋壳等时线特征洋壳组成的概念模型： 厚数百米的深海沉积物； 厚逾500m的枕状玄武岩，通常可厚达1-2.5km； 席状岩墙群（冷凝边结构）； 辉长岩（块状、层状）； 上地幔变形橄榄岩（构造岩）；四、洋壳的起源与演化：洋脊岩浆活动、洋底变质作用洋脊岩浆活动洋底变质作用：以流体活动、热液交代为主，绿片岩相变质作用，形成变玄武岩等浅变质岩；在洋脊拉张裂隙帮助下，海水可以渗透到洋壳2-3km的深处；五、大陆裂谷：主要特征、递进演化的可能结果、被动大陆边缘构造-沉积特征大陆裂谷：大陆岩石圈伸展变形形成的，以正断层为边界的狭长断陷

27、带；主要特征： 裂谷区地壳和岩石圈变薄； 平行于裂谷展布方向为主的正断层系统发育； 广泛而强烈的浅层次地震活动； 玄武质和流纹质诶代表的双峰式火山作用（双峰式火山作用成因：减压熔融产生基性岩浆，基性岩浆群、基性岩床、溢流玄武岩+岩浆底侵=双峰式火山岩套，既基性火山岩+底侵等引发地壳物质部分熔融形成的酸性火山岩）；递进演化的可能结果：新生大陆边缘以正断层、火山岩与厚层大陆沉积岩系互层为特征；冷却沉降之后被上覆厚层浅海相沉积物覆盖；被动大陆边缘构造-沉积特征第6章 汇聚型板块边界一、基本概念与主要特征基本概念：是岩石圈板块相互碰撞的区域，有三种基本类型：大洋板块之间、大洋-大陆板块之间、大陆板块之

28、间；主要特征： 板块的温度、汇聚速度和汇聚方向，对汇聚板块边界的最终特征的形成具有重要影响； 大洋岩石圈板块向大陆岩石圈板块之下运动形成俯冲带，多数俯冲带从大洋向大陆方向通常有：外部隆起、海沟、弧前、岩浆弧、弧后盆地几个组成部分；当两个大陆碰撞时，在新形成的大陆中间形成褶皱和断层变形为主构成的山脉； 大洋岩石圈俯冲形成相对狭窄和倾斜的地震带，地震带深度可达600km；两个大陆相撞时，往往形成宽广的浅层地震带； 俯冲带地区的地壳变形常会在弧前区域形成混杂岩，在火山弧和弧后区域发生伸展或收缩变形；大陆碰撞时，则正常导致强烈的水平挤压变形，发生褶皱和逆断层作用； 洋壳脱水引发上覆地幔部分熔融，在俯冲

29、带区域产生岩浆，安山岩和其他酸性岩浆的强烈喷发是汇聚板块岩浆活动的典型特征，深成侵入岩主要以闪长岩-花岗岩为代表；而大陆碰撞带的岩浆活动相对较弱，以现存大陆地壳熔融产生的花岗质岩浆为主； 俯冲带以发育双变质带为特征，靠近海沟的高压低温变质相和靠近岩浆弧的高温低压变质相；而大陆碰撞则以形成宽阔的强烈变形的变质岩为主要特征； 在汇聚板块边界区域，由于由于低密度的酸性岩石向地壳添加以及地体的碰撞作用，导致大陆逐渐生长；增生楔的形成也是大陆侧向生长的方式之一；二、主要类型：大洋与大洋之间、大洋与大陆之间、大陆与大陆之间两个大洋板块之间的汇聚大洋和大陆板块之间的汇聚两个大陆板块之间的汇聚三、影响汇聚板块

30、边界性质与特征的各种因素：浮力效应、俯冲带热结构、板块运动的方向和速率浮力效应：板块之间的密度差异导致他们之间的浮力不同，由此影响到很多板块边界过程；大洋地壳密度（3.0g/cm3）明显大于大陆地壳密度（2.8g/cm3），因此二者相遇时大洋板块下沉（俯冲）到大陆板块之下；厚度不同引起的密度差异也不容忽视，玄武岩组成的洋底海山和高原导致他们比周围大洋岩石圈的密度略小，因此含有海山和洋底高原的大洋板块会阻止他的俯冲或引起俯冲角度的变小，另一方面，进入俯冲带的海山链有可能使俯冲作用停止或者被消截下来增生到岛弧或大路边缘上；随着大洋板块的逐渐冷却，他的密度加大到超过下伏地幔时即发生俯冲作用，是密度差

31、异引发的负浮力效应制约板块边界过程的典型现象；（温度可以影响岩石圈板块的密度，缓慢生长和俯冲的大洋岩石圈经受比较充分的冷却而更易于发生正常的俯冲作用，当发生快速增生和俯冲作用，并且俯冲带距离洋脊非常近时，将会出现热的板片以低缓的角度发生俯冲的现象；）俯冲带热结构：冷的俯冲板片（地震沿冷的俯冲板片发生），低温状态可维持长达100ma，深至2700km的核幔边界；热的岛弧，板块运动的方向和速率： 正向汇聚； 斜向汇聚，汇聚边界不连续并间以转换断层发育，沿板块边界出现斜向挤压、斜向拉伸； 运动速率，运动速率快，相应的构造活动就更加剧烈，另外，快速俯冲往往会使俯冲带角度变缓；四、汇聚板块边界的地震活动：俯冲带震源深度变化趋势、震源机制解显示的俯冲带应力状况、大陆碰撞带的地震特征俯冲带震源深度变化趋势：俯冲带震源深度的变化显示俯冲带角度；震源机制解显示的俯冲带应力状况：震源机制解反应俯冲带的应力状态和板块俯冲动力学：海沟外-伸展、俯冲带接触带-收缩、俯冲带中下部浅层-伸展（相变密度增加导致板块的拖拽作用）、俯冲带深部-剪切（如下图）；大陆碰撞带的地震特征：主要地震可能沿着碰撞导致的走滑断层发生；五、汇聚板块边界的变形俯冲挤压变形：增生楔弧后区域的逆冲褶皱带；大陆碰撞挤压变形、碰撞相关的