第三章-大地构造基本理论-第二节-板块构造学说（板块部分）

null三、板块构造学说三、板块构造学说三、板块构造学说三、板块构造学说 板块构造学说的形成先后经历了60年(1910-1970年)，坎坷曲折的历程。 ·1912年魏格纳提出的大陆漂移说，后经E.Argant (1924)、A.Holmas(1928)、Ou Toit(1937)等进一步发挥，然而最终未能成为大地构造学派的主流思想。 ·50年代，英国物理学家 M.P.S.Blackeet、S.K.Runcorn通过对大陆古地磁的测量和研究，以精确的数据说明了大陆间的相互位移，促使大陆漂移学说的复兴。三、板块构造学说三、板块构造学说·美国地质学家H.H.Hess(1960,1962)在研究海底平顶山(guyot)的基础提出了海底扩张说，后来得到R.S.Dietz(1961)、F.J.Vine,D.H.Matthews (1963)、J.T.Wlison(1965)、J.R.Hentzler(1968)等进一步的论证和完善。 ·W.J Morgan、X.Lepichon、D.P.Mekenzie、B.Isacks等于1968年美国地质学会年会上提出板块构造学说。null板块构造理论的提出，成功地回答了地球岩石圈的运动规律，以及产生运动的机制。解决了许多便地质学家有百思不得其解的地质事实，如南半球广泛分布的舌羊齿化石。同时将地质学领域许多地质现象有机地联系起来，如构造带与岩浆活动带的关系，构造带与沉降带的联系等，故被地质学家们称为它是地质学中的一次革命，这一理论称之为“新全球构造”。 这一理论在指导地质学的研究中和找矿方面都起到了决定性的作用。盆地构造与演化研究就是在这种思想下才诞生的。因此在石油地质学的研究和指导找油的方面，板块构造理论成为主导学说。三、板块构造学说 （一）板块构造基本理论三、板块构造学说 （一）板块构造基本理论 固体地球上层在垂向上可分为性质不同的两个圈层。即上部的刚性岩石圈，下部的软流圈。 岩石圈在侧向上被一些构造活动带分割成若干既不连续、又互相“镶嵌”起来的大小不一球面块体，每个块体的厚度相对于其面积及地球半径来说是很薄的，呈板状，故称为岩石圈板块(简称板块)。 坚硬的岩石圈板块驮在塑性的软流圈之上，横跨在地球表面上发生大规模的水平移动。null在板块之间，或互相分离，或互相汇聚，或互相平移。或者板块本身裂解成新的小板块，或者两板块汇聚镶接成新的大板块。 板块边界是地球表面最活动的地带，大多数地震、火山都分布在这里。板块间的相互作用，即板块运动是形成地表各种构造活动和变形的根本原因。（一）板块构造基本理论（一）板块构造基本理论（一）板块构造基本理论在板块分离处，软流圈内的地幔物质上涌，冷凝构造成新的洋壳，使板块新生；在板块汇聚处，一个板块俯冲到另一个板块之下，使之返回地幔同化，导致板块的消亡。 比重较轻的大陆板块，总是驮在软流圈之上漂移，难以消亡掉。因此陆壳上保持有3600Ma以上的地质历史记录。 板块的相互运动，激起了地震和火山活动，推动了大陆漂移和大洋盆地的张开与关闭，也导致了地壳上各种地质构造的产生和各种矿产的形成。null（一）板块构造基本理论（一）板块构造基本理论岩石圈板块所作大规模的水平运动，是一种在球面上的绕轴旋转运动。可用欧勒定律来描绘。 板块沿分离型边界扩张、增生；与此同时它又沿汇聚型边界缩减、消亡，相互补偿，便地球半径保持不变。 板块运动的驱动力来自地幔中的物质对流。 因此，对岩石圈和软流圈(特别是其中的低速层)的深入认识，对板块构造学说的完善和发展有重要作用。（二）岩石圈与软流圈通过天然地震的研究发现在上地幔上部存在低速层。大洋下边低速层顶面深度较小，一般约50-60km，其厚度较大；大陆下低速层顶面深度较大，约100-200km，其厚度较小。 低速层的厚度范围150-250km，比岩石圈厚得多，有能力推动板块移动。低速层中地震横波速度降低，暗示其物质较热、较轻和较软，具有一定的塑性。 上地幔可能由二辉橄榄岩形成，其中温度可能略超过二辉橄榄岩的固相线温度，少量易熔组分熔化生成一些玄武岩浆。 据大地电磁测深资料，在低速层的深度上，导电率显著升高，称为高导层，表明软流圈物质具有塑性变形和缓慢流动的性质。（二）岩石圈与软流圈（二）岩石圈与软流圈（二）岩石圈与软流圈 （二）岩石圈与软流圈（二）岩石圈与软流圈软流圈的上界取决于地幔物质在哪个深度上达到固相线的温度。故上界面的深度或岩石圈的厚度与各地的地温梯度的高低有关。 在地壳活动带特别是在具有高热流值的大洋裂谷带、大陆裂谷带及年轻的造山带的轴部之下，软流圈（或低速层）的上界面显著抬起。在大洋裂谷带之下，软流圈上界面距洋底甚至只有几公里。 地球内部有可以缓慢流动的软流圈存在，为板块构造活动提供了驱动机制。 深部地震还发现，地壳内部亦存在低速层。 因此，岩石圈下边低速层与壳内低速层都是地壳变形的最基本的深层原因。 （三）板块的划分与板块边界类型（三）板块的划分与板块边界类型 洋脊、海沟和转换断层三种构造活动带把地球岩石圈划分成若干大小不一的块体，简称板块。 95％以上的地震都是集中在这些狭长的现代构造活动带内。 运动的板块体系处于一种应变状态，大部分的应变能在板块边界通过地震活动释放出来。 积蓄在板块内部少量的应变能，能沿板块内部的一些薄弱带发生断裂而释放出来。 中国地台的活化可能是和这类应变能的释放有关。大陆、岛弧、洋盆与板块之间的相互关系 （J F Dewey,J.M.Bird，1970)剖面位置见左图 大陆、岛弧、洋盆与板块之间的相互关系 （J F Dewey,J.M.Bird，1970)剖面位置见左图 全球12个主要板块的分布 1一中脊轴线； 2一转换断层； 3—俯冲边界； 4一碰撞边界 点划线A、B、C、D、E、F、G代表图 3—23中剖面位置 null（三）板块的划分与板块边界类型（三）板块的划分与板块边界类型沿大陆内部大型板块边界，往往镶嵌着众多的小型板块，如欧亚板块南缘的阿尔卑斯—喜马拉雅活动带，就镶嵌着一系列小板块。在地中海区，加勒比海区同样也存在着一系列小板块。 这些小板块的运动不是由于地幔对流所驱动，而是从属于大板块的运动而运动。 （三）板块的划分与板块边界类型 按板块间相对运动方式，可将板块边界分为三种类型，即分离型、汇聚型以及转换断层型(或平移型)。汇聚型又可分为俯冲型和碰撞型。（三）板块的划分与板块边界类型1、拉张型（分离型）板块边界1、拉张型（分离型）板块边界拉张型（分离型）板块边界是岩石圈板块（或洋壳）生长的场所，故又称为增生或发散板块边缘。 主要特征：岩石圈张裂、基性—超基性岩浆侵入与喷发，浅震，高热流值等。大多数呈锯齿状。又分为两种型式：裂谷（如红海裂谷）和洋脊（和洋隆）。 在拉张型板块边界处，两个板块相背而行，上升的岩浆物质所充填，形成新的洋壳。nullnull东非大裂谷（ 6500km ）中段东非大裂谷（ 6500km ）中段坦噶尼喀湖nullnullnullnull死海的盐死海的盐海拔 -416 m 面积 1050 km2死海泥死海泥2、挤压型（汇聚型）板块边界2、挤压型（汇聚型）板块边界挤压型板块边界是岩石圈板块对冲、消减、碰撞的场所，又称为消减或聚合板块边缘。由于两个板块在这里聚合，构造活动强烈、复杂，所形成的岛弧和山脉大多呈弧形。 四种型式：1. 岛弧一海沟系；2. 山弧—海沟系：如南美安第斯山弧一海沟系。3. 陆间海，如地中海。4. 地缝合线：如雅鲁藏布江地缝合线。 前两种以有海沟为共同特征；第三种由于洋壳接近完全消减、两大陆壳合拢，海沟表现不明显而接近于消失；第四种代表两个陆壳碰撞接触面与地面的交线。 它们代表板块俯冲—碰撞过程的不同阶段。null山弧︱海沟系山弧︱海沟系null马里亚纳海沟地形马里亚纳海沟地形山弧－地缝合线系3山弧－地缝合线系3阿尔卑斯山山弧－地缝合线系1山弧－地缝合线系1喜马拉雅山山弧－地缝合线系2山弧－地缝合线系2珠穆朗玛峰，8844.43m山弧－地缝合线系4山弧－地缝合线系4阿尔卑斯山长1200km，主峰勃朗峰4807m。2、挤压型（汇聚型）板块边界2、挤压型（汇聚型）板块边界岛弧一海沟系：主要分布于西太平洋边缘 根据岛弧所处的构造位置或与地壳的相关性，可将岛弧分为陆缘弧和洋内弧。 陆缘弧是以陆棚浅海与大陆相隔的岛弧，如台湾、苏门答腊、爪哇岛等。 洋内弧与大陆之间以具有大洋型地壳的边缘海或弧后盆地相隔离。 2、挤压型（汇聚型）板块边界2、挤压型（汇聚型）板块边界洋内弧又可分为： (1)分离型洋内弧：弧体本身为大陆型地壳，因弧后扩张作用与大陆分开，如日本岛弧； (2)稳定型洋内弧：弧后无扩张作用，弧体本身无大陆基底岩石，如阿留申岛弧； (3)迁移型洋内弧：原是一个岛弧，后因扩张作用一分为二，靠近海沟的称火山弧，远离海沟的称残余弧或死弧，二者之间为弧间盆地，死弧之后为不活动边缘海盆地，如马里亚纳群岛； (4)反极的洋内弧：位于海沟靠洋的一侧，如吕宋岛等。nullnullnull在挤压型板块边界处，两个板块相向而行，作敛合运动。一个板块俯冲下去，一个板块仰冲上来，或表现为两个大陆板块相互碰撞。常见的有四种情况： 1．两个都是海洋板块的接近。在接触处产生海沟—岛弧系，如马里亚纳群岛。 2．海洋板块和前缘带有岛弧的大陆板块的接近。在接触处亦表现为海沟—岛弧系，如日本、琉球等。 3．海洋板块和大陆板块的直接接近。在接触处表现为海沟—山弧系，如南美西海岸。 4．两个大陆板块的接近。两个大陆板块互相碰撞，在沉积层内引起巨大推覆体和俯卧褶皱，并形成高原和弧形山脉，如西藏高原、冈底斯山和喜马拉雅山等，或形成高山和残余海盆地，如高加索山和黑海、里海等。null（3）剪切型板块边界（3）剪切型板块边界转换断层即是。 一般比较平直。这里岩石圈既不生长，也不消减。浅震活跃。发育碎裂变质岩。两侧板块沿边界相互错动，作剪切运动。null（三）板块的划分与板块边界类型因此，板块构造运动有三种类型：挤压型，为褶皱作用或造山作用；引张型，为裂陷作用或地裂运动；剪切型，是伴随引张或挤压作用出现的。 正因为板块与板块间有构造运动存在，板块边界才成为构造活动带。由于板块间的运动方式不同，才有不同类型的板块分界线及其不同的构造活动特征。板块运动乃是产生地表构造的原因。板块边界和板块运动是板块构造研究的重点。（三）板块的划分与板块边界类型null 在板块分布图上，常可见到三条板块边界相交于一点，这个点与三个板块相邻接，叫做板块的三联接合点(或三结点)。 任何一对板块间的边界总是以三联接合点作为端点。在理论上，四联接合点也有可能出现，但在一般情况下，四联接合点会立即转化为两个三联接合点。 null（四）板块的三联点与运动与三联接合点相接的板块边界，可以是分离型、汇聚型或平错型边界。 在理论上，这三类边界可以组合成十六种不同的情况，可以出现十六种不同的三联接合点类型。 如以R代表裂谷，T代表海沟，F代表转换断层，则RRR型就是裂谷—裂谷—裂谷型的三联接合点；RTF型代表裂谷—海沟一断层型的三联接合点，其余类推。（四）板块的三联点与运动（四）板块的三联点与运动 RRR型分布最广 在印度洋中部，印度洋中脊三条分支的交点是非洲板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联； 非洲东北部的阿法尔三角地区，是红海裂谷、亚丁湾裂谷和埃塞俄比亚型谷相交接的三联； 太平洋东部加拉帕戈斯群岛附近，是太平样板块、可可板块和纳兹卡板块之间的RRR型接合点。 RRF型三联点分布于大西洋洋脊上 从亚速尔群岛向北和向南为大西洋中脊，向东沿亚速尔-直布罗陀一线，主要是平移滑动边界，亚速尔乃是北美板块、欧亚板块和非洲板块之间的RRF型接合点。null在印度洋中部，印度洋中脊三条分支的交点是非洲板块、印度板块和南极洲板块之间的RRR型三联；null非洲东北部的阿法尔三角地区，是红海裂谷、亚丁湾裂谷和埃塞俄比亚型谷相交接的三联；（四）板块的三联点与运动（四）板块的三联点与运动 TTT型见于日本本州岛东南部 日本海沟、西南日本海沟和小笠原海沟在这里相接，成为欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块之间的三联点。 其他接合类型如RTT型、RRT型十分少见。 一些三联接合点类型，如RRR型是稳定的，随着板块运动，有保持自己形状的趋势。另有些三联接合点则是不稳定的，随着板块运动，它们很快改变自己的外形。null日本海沟、西南日本海沟和小笠原海沟在这里相接，成为欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块之间的三联点(TTT型)。（四）板块的三联点与运动（四）板块的三联点与运动 如果板块是作为刚体运动着的，其内部不发生塑性形变，那么，三联接合点所邻接的三个板块的运动，是严格地彼此相关的。 假定板块C不动，板块A和B相对于C移动。若板块A和B均离开板块C而运动，那么板块A和B之间势必要逐渐分离，即这二板块之间也存在首相对位移(箭头ba代表板块A相对于B的运动向量)。而且这一位移的方向和量值直接取决于板块A和板块B相对于板块C的位移，这三个板抉相对运动的向量和应等于零，这是三联接合点的基本特点。三联结合点（O）周围三板块间的相对运动（四）板块的三联点与运动（四）板块的三联点与运动一些三联接合点可以沿板块边界迁移。 如右图设板块C不动， 当板块A与板块B之间的扩张运动(bVa)较慢时，三板块之间的向量关系示于图的左方，这时三联点将沿板块C的边界向左移动，左边原转换断层型边界将转变为俯冲带。 当板块A与板块B之间的扩张速度较快，且aVc保持不变时，三板块间的向量关系示于图的右方，这时三联点将沿板块C的边界向右移动，右方原俯冲带格转变为转换断层。 一个RR型三联接合点 双线示扩张脊轴，单线示转换断层 (旁边的箭头错动方向)，黑三角示 俯冲带(板块B俯冲于板块C之下)（四）板块的三联点与运动 后一种情况在新生代期间曾发生于北美板块的西缘，三联点自北向南迁移。在地质记录中，这表现为褶皱、逆冲和强烈火山活动的活动大陆边缘被圣安德烈斯转换断层所取代。 三联点的迁移可导致区域构造格局的改变。当板块A与板块B之间的扩张速度适中，三板块间的向量关系恰成图中间所示的直角三角形关系时，该三联点格不沿板块边界而移动。（四）板块的三联点与运动（四）板块的三联点与运动 三联接合点研究的一个最重要结果在于，如果已知板块A与板块C之间的运动向量以及板块B和板块C之间的运动向量，就可以求出板块A和板块B之间的运动向量。 但经常会由于实际资料的缺乏，无法直接测出两个板块之间相对运动的向量(尤其是两个相互汇聚的板块)，但是，这两个板块相对于邻接的第三个板块的运动向量却可以通过实际资料(例如磁异常条带以及转换断层走向等)确定下来，这时就可以运用求向量和的方法得出未知的运动向量，即： AVB＝AVC+CVB （四）板块的三联点与运动四、板块运动的驱动机制 同时，也可以根据已知的两对板块之间相对运动的旋转极坐标和旋转角速度，求出第三对板块之间相对运动的旋转极和角速度。 假如说，南美板块与南极洲板块之间的相对运动，可根据已知的南美-非洲板块以及南极洲一非洲板块的相对运动向置求得。这三个板块之间的接合点位于大西洋中脊南端的布维岛附近。 四、板块运动的驱动机制四、板块运动的驱动机制魏格纳提出，潮汐摩擦力和离极力可作为驱使大陆漂移的原动力。据杰弗利斯计算，地球自转与潮汐引起的作用力都太小，难以驱动大陆漂移。 大多数学者相信，板块驱动主导机制应是某种形式的地幔及其与岩石圈的相互作用。 目前讨论最多的是地幔对流模式和热地幔柱模式。 四、板块运动的驱动机制四、板块运动的驱动机制 关于地幔对流的规模也有不同的主张。 在极块构造学说初创时期，当时认为下地幔的粘度远大于上地幔，那里不可能发生对流，因而主张对流局限于上地幔，即浅对流模式。 70年代以来，学者们认识到上、下地幔的粘度相差不大，又主张全地幔对流，即深对流模式。 后来发现大洋脊的玄武岩与大洋岛的玄武岩在地球化学上的明显差异，于是浅对流模式又兴起，同时提出上、下地幔的双层对流模式。四、板块运动的驱动机制null四、板块运动的驱动机制（一）地幔对流模式 地幔对流模式有两种基本类型。 深对流模式，早在海底扩张理论形成之前就有人提出。四、板块运动的驱动机制这种对流包括了全部或大部分地幔参加对流。在洋脊下面热的地幔往上升并向外流动，类似传送带将岩石圈板块带走。地球中深对流模式图（一）地幔对流模式（一）地幔对流模式浅对流模式，只包括软流圈参加对流。由于软流圈呈塑性状态，这类模式已被广泛地接受。它又可分为粘拖型和浮动型两种。 粘拖模式包括洋脊下的地幔上涌对流并向侧向扩张。 由于岩石圈与软流圈之间的强烈藕合，这种侧向扩张必然拖着板块移动。在对流圈一部分下沉同时，它们拉冷却的岩石圈进入软流圈。回流或者出现在软流圈底部，或者出现在深地幔中。（一）地幔对流模式浮动模式是假定软流圈足够的软而不能对上覆岩石圈传递明显的水平剪应力。 板块运动则是由下面几种方式联合引起的： 在洋脊处，板块受到推离作用 远离洋脊后，板块受到重力滑动 在俯冲带，板块被拖拉往下降。 板块下降时的下拉作用或负向浮动，是冷却作用和相交作用的联合影响造成密度增大而引起的。 粘拖和浮动对流模式并不互相排斥，两者在板块运动中都不同程度地在起作用。（一）地幔对流模式null粘拖(a)和浮动(b)板块构造模式图（一）地幔对流模式 上田诚也等(1975)分析了作用于岩石圈板块上的力有八种。板块拉力就是俯冲板块重力拖拉的力，即负浮力，上田诚也等强调板块拉力是一种重要的驱动力。（一）地幔对流模式null作用于岩石圈板块的八种力摩根(1972)认为大洋中脊串珠状的“地幔柱”或“热点”把那里的岩石圈拱起，使岩石圈板块由洋脊向海沟滑动，推挤板块俯冲、碰撞。哈伯(1975)认为板块从洋脊向两旁滑动是由板块前缘冷却、加重、下沉引起的。根据他的计算，下沉拖拉力比洋脊的推挤力大七倍。上田诚也和福塞思(1975)认为板块运动是八种力综合作用的结果，板块运动的速度主要由板块拉力所控制（二）热地幔柱模式（二）热地幔柱模式热柱是由Wilson(1963)在解释火山岛链成因时首先提出来的。Morgen(1971)进一步发展了这一概念。 热柱是从核-幔边界升腾而起的一股热流柱体，直径可达几百公里，它可能是由液态外核传递的能量引发的。 也有人认为地幔柱是热地幔上升形成的底辟体。类似沉积岩中的盐丘。 nullnull（二）热地幔柱模式热地幔浮动上升到岩石圈底部，则变为水平方向流动，并呈放射状扩散，形成与热地幔柱集中的上升流相平衡的回流。放射状流体施加给岩石圈板块的合力，以及沿板块边界互相制约所产生的力，确定了板块移动和方向。热地幔柱在岩石圈底部产生的强大应力，足以驱动岩石圈板块移动。（二）热地幔柱模式nullnull21个地幔热柱的分布 点线代表火山岛链，代表热点迁移的轨迹（二）热地幔柱模式威尔逊(1973)指出，热地幔柱具有下列的特征： 在地貌上呈相对高点，有的洋壳上升在海面以上，这种隆起被活火山所覆盖，喷出拉斑玄武岩或碱性系列的岩浆。 大多数大洋区热地幔柱都是分布在活动的洋脊或其附近。（二）热地幔柱模式（二）热地幔柱模式 太平洋盆地内主要的海山和火山岛链包括夏威夷—皇帝岛链、马克萨斯群岛、社会群岛和南方群岛，是热地幔柱形成热点轨迹的反映，是太平洋板块在热地幔柱上移动形成的热点轨迹。（二）热地幔柱模式（二）热地幔柱模式放射性年龄测定证实，最近30Ma，夏威夷岛链的火山作用中心，每年以约10m线速度向东南迁移。 在大约距今45Ma，夏威夷-皇帝岛链的弯曲记录了太平洋板块移动方向的大变化。（二）热地幔柱模式null 线状火山岛链和东太平洋盆地测深图科学家们用相对于板块运动大致固定的热地幔柱以及岩石圈中不断延伸的裂缝来解释这些火山岛链的成因。（二）热地幔柱模式 地幔柱形成的热点轨迹，在大陆上也有表现。但它们的肯定程度要比大洋中的差些。例如距今80一160Ma之间的北大西洋盆地的大密太洛(Creat Meteor)热点，向西北移动至大陆上。（二）热地幔柱模式距今80-160Ma间大密太洛热点的预测轨迹 实心点是已测定年代的侵入体， 位于它们形成时热点的估算位置附近（二）热地幔柱模式 大陆区热点轨迹的实例，还有 尼日利亚的中生代花岗岩； 从冰岛到爱尔兰的图林火山链，它记录了北大西洋的张开； 从联邦德国延伸到波兰的欧洲中部的火山链； 怀俄明州黄石公园下浅层的高热流值、低地震速度、低密度和低电阻串，曾被解释为地幔热点的反映。 热地幔柱的活动可以造成大陆的初始破裂、产生三联点。因此，沿张开的大陆边缘呈现不规整性，大概就是继承了原先热地幔柱分布的特征。（二）热地幔柱模式（二）热地幔柱模式 张用夏根据航磁等资料研究指出，在华南及邻近地区广泛出现有各种级别的环形构造，它们是中生代以来深部地幔热源对上部岩石圈，特别是对上地壳塑性基底作用而成的一种构造形式。 这样就用地幔热柱解释了板内环形构造的形成。 （二）热地幔柱模式板块构造说在大陆的问 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 近十年来，各种否定板块说的意见、论文和专著大量发表，以至于许多“非板块”大地构造说开始兴起。大陆地质再次向地球科学提出了新的挑战，预示着地球科学一场新的变革又将来临。主要有以下五个问题： 1.大陆软流圈不具全球性问题 大陆下软流圈可能不具有全球性，使大陆岩石圈的概念和大陆漂移的界面受到挑战。板块构造说在大陆的问题null 地球物理（包括全球层析）结果都表明，一些大陆的古老地块下缺失软流圈或软流圈发育不好。这意味着大陆漂移失去了深部物质运动的依据（软流圈-〉软流层）。 2.非威尔逊旋回演化问题 威尔逊旋回，解释不了造山作用的全过程和复杂性。在大陆造山带中，可能非威尔逊旋回造山作用起着更重要的作用。 null3.大陆垂向增生和消减问题 太古宙岩石能够长期出露地表面。尽管古陆壳长期遭受强烈剥蚀，但仍能在重力均衡作用下不断上升。由此推知，花岗质陆壳在深部可能有另一种增生方式（槽台、板块主张水平增生）。 null4.大陆结构的多层次性及耦合与非耦合问题 大陆内部结构的多层次性、层间活动性及非耦合性（立交桥式），对岩石圈的刚性及其整体运动方式产生了影响。大陆岩石圈脆性和韧性行为不同于大洋岩石圈。 5.大陆构造变形力源的多元、多源性问题 大陆板块的变形可以一直延伸到大陆内部，具有多样性和复杂性。null5.大陆构造变形力源的多元、多源性问题 目前情况看，下面几种动力在大陆变形中不能忽视： （1）地幔柱上侵力 （2）大陆岩石圈根形成和消失引发的动力 （3）岩石圈内部非均质性引起的动力及其效应