大地构造课后题

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1、大地构造课后题 绪论 （1） 什么是大地构造 大地构造学是研究地壳和上地幔（重要为岩石圈）的构造、构成、构造特性及其演化、成因、运动、动力的一门学科大地构造学是研究地壳和上地幔（重要为岩石圈）的构造、构成、构造特性及其演化、成因、运动、动力的一门学科（黄邦强，1984）。（1） 大地构造学的研究内容和措施有哪些？大地构造学要解决的中心问题是： 地壳运动的方向，即水平运动和升降运动 地壳运动踪迹的空间分布规律，即活动区和稳定区 地壳运动随时间的发展规律，即活动的周期性 地壳运动的动力来源，即驱动力的问题在研究内容和措施上，大地构造学重要涉及三个方面： 地质学方面：重要通过多种地质手段研究深部作用

2、的地质体现及其发展规律 地球物理方面：重要根据地震、重力、地磁和地热等资料研究地壳及上地幔的内部构造和发育过程 地球化学方面：重要研究地壳和上地幔的成分，构造圈内的物质互换以及岩浆活动、变质作用的因素和机理（2） 大地构造学发展经历了哪几种阶段？大地构造学研究简史： 感知时期（前17世纪） 萌芽时期（17世纪中19世纪初） 历史大地构造学时期（19世纪20世纪中） 板块构造时期（20世纪中）中国大地构造学研究简史： 1926年此前，以外国人为主。 1927-1955，中国大地构造的开创奠基时期。 1956-1976，大地构造学派百家争鸣时期。 1976年以来，板块构造盛行并“一统天下”时期。（

3、4）区域地质构造的概念、研究措施？区域大地构造学：应用大地构造理论来研究区域地质的基本特性，特别是古生代以来的区域大地构造基本特性，揭示其岩石圈形成、发育和演化的基本规律，以及各类地质矿产的成矿规律和分布特性。区域大地构造学的研究措施： 历史构造分析法 将今论古法 构造类比法地壳和上地幔构造（1） 掌握地球内部圈层划分状况（重要界面及各圈层特性）康拉德面为地球内部的次级不持续面 在此面上地震波发生加速，纵波（P波）由5.6km/s左右增长到7.6km/s左右，横波（左右，横波（S波）由3.2km/s左右增长到左右增长到4.2km/s左右 大陆地壳内花岗岩层和玄武岩层之间的界面在莫霍面上下，纵波

4、速度从7.0 km/s迅速增长到8.1 km/s左右；横波速度则从4.2km/s增长到4.4km/s左右 莫霍面浮现的深度，大陆下平均为33 km，大洋下平均仅为7km 莫霍面之上称为地壳 19由美籍德裔学者古登堡（年由美籍德裔学者古登堡（B. Gutenberg, 1889 1960）发现 在此不持续面上下，纵波速度由 13.64km/s忽然减少为7.98km/s；横波速度从7.23km/s到忽然消失 该界面位于地下2885 km处。莫霍面之下到古登堡面之间称为地幔，此界面之下到地心，称为地核软流圈 上地幔顶部存在着一种地震波低速层，其深度一般在地表之下100km-350km。是低速带内的物

5、质发生部分熔融使其强度减少的成果。该带易于发生塑型流动，称软流圈。其上的地壳和上地幔顶部构成岩石圈。（2） 理解岩石圈板块垂向和横向上的不均一性的体现大陆岩石圈成分的不均一性 大陆岩石圈的上部是由非均一成分和具有复杂构造和热演化史的不同块体拼合而成，因而它们具有不同的强度。 大陆下地壳的性质因地而异，不同的性质导致了复杂多样的效应与成果。岩石圈的纵向和横向不均一性：岩石圈存在垂向的分层性和横向的不均一性 （3） 重力场、地热场、地磁场在大地构造学理论中的应用（结合背面学习内容） 地热场衡量地热的两个参数是地温梯度和热流值地温梯度：常温层如下，每向下加深100米所升高的温度热流值：每秒通过地表单

6、位面积的热量，为岩石热导率和地温梯度的乘积，单位为毫瓦/米2常用单位为HFU（微卡/厘米2，1HFU=41.87毫瓦/米2） 地磁场 地磁三要素 磁场强度 磁偏角 磁倾角地球磁场涉及基本磁场、变化磁场和磁异常地球中心假定的磁柱被称为磁偶极子，由它产生的偶极子磁场占地磁场成分的95%以上，是构成稳定地磁场的主体，即地球的基本磁场。基本地磁场的强度在地表附近较强，向上在空气中逐渐削弱。这阐明它重要为所地内因素控制。变化磁场重要由于来自地球外部的带电粒子的作用，叠加在基本磁场上。太阳是这些带电粒子流的重要来源。地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场，它也叠加在基本磁场之上。一地的磁异常为实测磁

7、场强度减去基本磁场的正常值来求得。所得值为正值称正异常，为负值称负异常。地壳内含铁较多的岩石和富含铁族元素（Fe、Ti、Cr等）的矿体常可引起正异常，而膏岩矿床，石油天然气储层，富水地层或富水的岩石破碎带则常引起负异常。（4）基本概念：岩石圈、布格重力异常、重力均衡岩石圈：地球表层的刚性壳，由可以独立地互相运动的不持续的板块构成，这种板块的组合就构成地球的岩石圈。厚50-200km布格重力异常：通过高度和剩余物质校正的重力异常。重力均衡：地壳物质为适应重力的作用，总是力求与其更深部的物质之间达到质量或重量上的平衡状态的现象。地台与地槽（1） 地槽和地台的概念有关地槽的理解： 地槽的概念具有两重

8、性质，初期重要体现为地壳上形成深坳陷，这种深坳陷可以被沉积物所补偿，从而形成被巨厚沉积物所占据的沉降带，也可以不被沉积物所补偿，形成深海盆地；晚期强烈褶皱上升形成巨大的山系 时间上指古生代以来曾有过强烈活动的地带 地槽重要位于大陆边沿，少数位于大陆内部地台是地壳上相对稳定、具有明显双层构造的地区。（2） 复理石沉积组合和磨拉石沉积组合的涵义及其揭示的大地构造意义复理石建造：是地槽沉积建造中的重要类型。复理石是一种有规律的复杂互层的巨厚沉积建造，一般有两种或两种以上的岩石在剖面上有韵律地交互浮现。绝大部分为很规则的单调的砂岩和泥（页）岩互层，或夹有很少的泥灰岩、灰岩。单个韵律厚度较小，仅为0.5

9、m-2m，韵律底部较粗，向上顺序变细，顶部韵律常有大量的多种象形印模和沉积物的滑动痕迹。岩层中几乎不含化石，层理一般较好，但岩石分选性差，显然没有遭受波浪的再造作用和再沉积作用。形成复理石建造的构造环境是在地槽处在褶皱回返前奏的构造运动，当时地槽分裂成几种槽型盆地，其间有岛屿和岛列隆起，正在隆起的山脉遭受强烈的侵蚀，泥砂碎屑物质在陡峻的斜坡上，一次又一次地受到重力滑动的扰动，巨大的沉积体被卷入浊流，不断地冲流到槽型盆地中，每一次扰乱的浊流按粒级分选堆积，形成复理石韵律。磨拉石建造：浮现于褶皱回返期后阶段。磨拉石建造一般分布在地槽褶皱带外侧的边沿盆地中，这个坳陷是由于地槽褶皱隆起而形成的补偿性坳

10、陷。建造物质构成中以砾岩、长石砂岩、复矿砂岩等粗碎屑岩占绝对优势，此外尚夹有粉砂岩、粘土岩。边沿坳陷是一种不对称的坳陷盆地，近地槽褶皱带的一侧下陷快而幅度大，发育大量砾岩，时夹砂岩，这些沉积物大部分是迅速水流搬运和沉积的河流相、洪积相，因此它们具有明显的流水层理交错层，沉积厚度大，变化快，自几百米到几千米。向外她们就迅速变为红砂岩和泥（页）岩，夹蒸发岩沉积，再向外随着远离山系，颗粒就变得更细。（3）对比地槽和地台的重要特性（4） 优地槽和冒地槽的区别及联系优地槽：以坳陷过程中伴有强烈的海底岩浆喷溢，形成细碧角斑岩沉积组合为特性。沉积物巨厚，且多为深水相浊流沉积，这些沉积岩系遭受了晚期的强烈构造

11、改造，并叠加有广泛的区域变质作用。当优地槽与冒地槽共生时，优地槽总是位于远离大陆的一侧冒地槽：以缺少喷溢火山岩的巨厚沉积岩系为特性，浅海碳酸盐岩沉积占优势。在造山过程中，缺少大规模的中、酸性岩浆侵入活动，变质作用也不十分明显。当冒地槽与优地槽共生时，冒地槽总是位于接近大陆的一侧（5） 地槽和地台的发展演化过程地槽的发展过程分为沉降阶段和上升阶段。1 沉降阶段沉降阶段以强烈下降为主，下降速度快、下降幅度大，从邻区搬运来的大量沉积物迅速堆积，沉积厚度可达几千米甚至上万米，除下部有少量陆相沉积外，重要为海相沉积。下降初期：沉积物重要是相邻大陆地区剥蚀搬运来的陆源碎屑物质，因此最下部形成以长石石英砂岩

12、、硬砂岩等陆源碎屑岩沉积为特性，称为下部陆源碎屑沉积组合。下部为陆相，上部为海相沉积组合。下降后期：海侵范畴扩大，在广阔的浅海里，陆源碎屑成分减少，生物化学沉积增多，形成成分不纯的碳酸盐岩，并夹有粘土岩、细碎屑岩和硅质岩；也有泥质页岩沉积组合强烈下降常伴生巨大断裂，导致中性基性为主的海底火山喷发和侵入活动，形成与之有关的海底火山沉积组合，伴有基性-超基性侵入体2 上升阶段上升阶段以强烈上升、褶皱为特性，下部为海相、上部为陆相沉积。上升初期：地槽正处在升降交替的阶段，地壳运动较活跃，诱发的浊流较发育，形成复理石沉积组合，继之形成上部陆源碎屑沉积组合。上升后期：各中央隆起之间形成若干山前坳陷，其中

13、往往有残留海水，四周被山地阻隔而外海隔绝，因强烈的蒸发作用而形成含膏盐沉积组合；又由于中央隆起部分为植物繁生提供了场合，在边沿坳陷中常形成含煤沉积组合地槽上升后，浮现高耸山区，剥蚀的碎屑物质迅速充填于山间、山前坳陷中形成磨拉石沉积组合强烈上升诱发大规模的岩浆侵入，中期有大、中型花岗岩侵入，后期有碱性岩侵入和火山喷发地台发展可分为三个阶段：初期阶段：差别升降较明显，内部构造有一定限度的分异。地台内部差别升降单薄，形成开阔的大型隆起和坳陷，接受少量沉积，岩相、厚度较稳定。地台边沿差别升降较明显，形成狭长带状的隆起与坳陷，坳陷内沉积厚度大，岩相、厚度变化也较大，局部有断裂和火山活动。中期阶段：地台整

14、体沉降或大面积差别沉降，内部差别沉降单薄，沉积厚度小且稳定，岩相稳定，以滨、浅海相的碎屑岩、碳酸盐岩和海陆交互相含煤沉积为主，构造变形、岩浆活动和变质作用十分单薄。晚期阶段：地台整体上隆，发生海退，内部可浮现断块差别隆升，形成内陆坳陷或断陷盆地，发育陆相含煤、含油与膏盐沉积组合，构造变动较强烈，形成平缓开阔褶皱及地堑-半地堑构造（6）评述槽台学说的价值及局限性价值和意义： 槽台学说重要从地壳构成的观点研究大地构造，强调对构成地壳的沉积岩、岩浆岩、变质岩的性质和分布及其发展历史的研究，各学科之间横向交叉受到了鼓励 槽台学说从对立统一的观点出发，把地壳划分为相对稳定和相对活动的构造单元，并以它的转

15、化作为地壳演化的标志简历了地壳构造发展的阶段性的观点，由此产生的比较大地构造学思路对区域地质工作者具有深刻的影响局限性： 槽台学说的基本出发点是固定论，在分析地壳运动时，多数学者只注重垂直运动而忽视了水平运动，学术思想体系属于海陆固定论，也没有使地质科学挣脱描述为主的状态 槽台学说取材于大陆，未波及占全球70%以上面积的洋底；工作也多侧重在易于大范畴对比的古生代浅海相地层，以偏概全，把根据大陆范畴内古生代这个短暂阶段的资料概括出来的规律性结识，不加限制地外推到全球整个地质历史时期，导致诸多结识上的失误 将地壳划分为地槽和地台两种基本构造单元局限性以概括全球地壳的构造类型 用槽台转化模式解释地壳

16、的发展演化不能解释各地质时期动力环境的多样性 各级构造名称繁杂，使地槽的概念陷于混乱大陆漂移学说（1） 大陆漂移学说的基本观点 石炭纪此前全球只有一种大陆（泛大陆、Pangea 联合古陆）和一种大洋（泛大洋） 大陆由较轻的、刚性的硅铝层构成，它漂浮在较重的、黏性的硅镁层之上 从中生代开始，在潮汐力和离心力的作用下，联合古陆逐渐破裂、分离，产生离极漂移和向西漂移，导致目前的海陆分布 大西洋、印度洋是在大陆分裂漂移的过程中形成的，太平洋是泛大洋的残存 大陆漂移的驱动力重要是向西漂移的力和指向赤道的离竭力，西漂的力源于日月引力所产生的潮汐摩擦力，离竭力则来自地球自转的离心力 大陆在向赤道和向西漂移的

17、过程中，前缘受到挤压褶皱形成山脉，后缘由于硅镁层的黏结、拖曳而脱落形成岛弧、岛屿（2） 大陆漂移学说的重要证据 大陆拼合 地质构造的联接 地层、岩石、矿床发育的证据 古生物证据 古冰川与古气候证据 古地磁与大陆漂移（3） 大陆漂移学说的重要问题所在 漂移机制由于当时结识水平有限，对漂移方式和动力所做解释，难以自圆其说魏格纳从地壳均衡观点出发，觉得较轻的硅铝质大陆块像冰山同样沉浮在较重的硅镁质岩浆里，大陆Si-Al块就在Si-Mg层上漂移，当大陆漂移时，其前方的洋底被大陆所掩覆，而在它的后方，新的Si-Mg层洋底不断地露出来。但事实上，洋底硅镁层并不具塑性和流动性 大陆漂移的驱动力Wegener

18、提出的驱动力有两种： 离竭力经计算只占重力的几百万分之一，局限性以引起两极向赤道漂移。 潮汐力经计算非常小，只有10-4达因达因/cm2，远局限性以推动大陆向西漂移 大地测量数据的精度Wegener曾运用一组大地测量数据论证大陆漂移，她引用天文测量成果指出格陵兰东北与欧洲之间的距离，以每年35m的速度在逐年增长，但当时的测量精度及技术条件远局限性以来证明或否认大陆漂移，这组误差甚大的大地测量数据引起了许多学者的抨击。 其他 大陆漂移说不能合理地解释石炭纪此前的地质历史海底扩张（1） 海底扩张学说的基本思想海底扩张学说的基本思想： 全球规模的大洋中脊是洋壳生长的地方。大洋中脊顶部为地幔物质上升的

19、涌出口，源源不绝的上涌地幔物质冷凝形成新的洋底，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称的扩张移动 海底并不是无限扩张的，在海沟随着地幔下降流而俯冲消灭于地幔中，洋脊扩张中心的拉伸或增生作用与海沟俯冲带的消减作用并存 大洋的形成和消灭使大陆发生破裂、漂移和拼合，并维持地球表面积的平衡（2） 海底扩张学说的重要证据 大洋中脊和裂谷系 海沟及贝尼奥夫带 海底磁异常 深海钻探成果与海底年龄 转换断层（3） 贝尼奥夫带、双变质带、瓦因-马修斯假说、转换断层的概念震源深度靠洋侧较浅，靠陆侧较深，总体构成一种向大陆倾斜的震源带，在地震学上称为贝尼奥夫带或和达-贝尼奥夫带（Vadati-Benioff zone）双

20、变质带：俯冲作用中，由于温度和压力作用，常形成高压低温型和高温低压型双变质带。瓦因-马修斯假说：海底磁异常条带是在地球磁场不断倒转的背景下，海底不断新生和扩张的成果。高温的地幔物质不断沿大洋中脊轴部上涌冷却成新的海底，当它冷却至居里温度时，便会沿当时地球磁场被磁化；如某个时候地磁场发生转向，则这时形成的海底玄武岩层便在相反的方向上被磁化；扩张着的海底象录音带同样记录着地球磁场倒转的历史转换断层（transform fault）由Wilson于1965年提出大西洋中脊被东西向转换断层错开。转换是指一种构造转换为另一种构造，是运动方式或构造带类型的转换，转换断层就是位移忽然终结或者变化形式和方向的

21、断层（4） 转换断层与平移断层的区别板块构造学说（1） 板块构造学说的基本内容 固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层：上部刚性的岩石圈和下部的塑性软流圈。 整个地球的岩石圈并不是持续完整的圈层，它被中脊、海沟、转换断层及年青造山带几种活动带分割成若干大小不一的块体，叫做岩石圈板块，简称板块。板块彼此间在软流圈之上作大规模水平运动。 相邻岩石圈间水平运动有三种类型： 在洋中脊裂谷带，两板块作背向运动（离散），产生新洋壳和海底扩张 在海沟-岛弧带位置上，两板块相向运动（汇聚），随着洋壳消灭或大陆碰撞； 在转换断层处，相邻板块间发生走向滑动，洋壳既无新生，也无消减。 岩石圈板块

22、横跨地球表面的大规模水平运动，可用欧拉定理描绘为一种球面上的绕轴旋转运动。 在全球范畴内，板块沿分离边界的扩张增生与沿汇聚边界的收敛消灭互相补偿抵消，从而使地球半径和体积保持不变。 岩石圈板块运动的驱动力来自地球内部，最也许是地幔中的物质和热对流。（2） 十二板块划分方案（3） 三种板块边界类型 离散边界 相称于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌，冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界 汇聚边界 两侧板块相向运动，垂直或斜交于边界线运动，其应力状态是挤压的，故地壳强烈变形，伴有

23、大量岩浆活动，可形成造山带，可分为俯冲边界和碰撞边界两种 俯冲边界：相称于海沟，相邻板块互相叠覆，由于大洋板块厚度小，密度大，位置低，而大陆板块厚度大，密度低，位置高，故大洋板块俯冲于大陆板块之下，或大型洋壳板块俯冲于小型大洋板块之下，并潜没消灭于地幔之中，因此称消灭型或破坏型板块边界，又涉及三种类型：A 弧后盆地-岛弧-海沟型B 陆缘弧-海沟型（安底斯型）C 大洋岛弧-海沟型 碰撞边界：当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已所有俯冲消灭，两大陆直接碰撞，故称为碰撞带，由于它使两个大陆板块缝合在一起，故又叫缝合带，这时，一陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，并在继续俯冲的陆壳内产生一系

24、列逆冲断层，导致SI-AL壳明显增厚；沿此带，地壳厚度增大，强烈变形，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区域变质和岩浆侵入活动，如喜山、阿尔卑斯山，中国秦岭 转换边界 是以转换断层为界，两侧板块平行边界作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消灭。（4） A型俯冲、B型俯冲、成熟岛弧、非成熟岛弧A 弧后盆地-岛弧-海沟型：是大洋向大陆的边沿俯冲，这种大陆边沿即是西太平洋型大陆边沿，发育弧后盆地-成熟岛弧-海沟，实例如日本海-日本岛-日本海沟为大陆板块与大洋板块之间的俯冲边界。B 陆缘弧-海沟型（安底斯型）：大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下，火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧后均为大

25、陆壳，是大陆板块与大洋板块间界线。C 大洋岛弧-海沟型：岛弧为非成熟岛弧，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳-汤加弧-沟体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。成熟岛弧：其中存在老基底，是由弧后扩张将其从大陆边沿分离出去形成岛弧，其弧后一般为过渡壳（可有洋壳浮现），更远为大陆块非成熟岛弧：火山岛弧是由洋壳叠覆形成的，属新生的，无老基底，远离大陆，其弧后为大洋地壳，如汤加弧，弧后为菲律宾海板块（5） 威尔逊旋回的阶段划分及特性一种统一的岩石圈板块从大陆裂谷开始破裂成为两个或多种岩石圈板块并形成新的大洋岩石圈，这个新生的大洋不断地扩张，而其他地区的大洋岩石圈相应地发生聚敛缩小，直至消灭，大

26、洋岩石圈在这个过程中不断地得到更新，构成旋回式的演化过程。加拿大学者威尔逊一方面总结了板块构造运动的大洋演化规律，觉得板块漂移意味着一系列持续的洋盆曾经经历过诞生、扩张、消灭和关闭的运动学过程，因而地学界将板块构造理论中有关大洋的这一演化过程称为威尔逊旋回（6） 理解板块驱动机制中地幔对流、重力驱动和地幔柱驱动的方式 地幔对流 拖曳作用地球深部热源上涌，导致地幔内形成两个方向相反的对流环，可与茶杯中水的加热过程类比洋脊部位是密度较小的热流上升处，海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处（因密度增大也起到拉动洋脊扩张的作用）岩石圈板块运动可类比为自动式传送带。 重力驱动的推-拉模式在重力场中运动中的板块

27、，重要是受洋脊推动和下沉板片的拉力而运动的。岩浆在洋中脊轴部贯入推力使岩石圈向中脊两侧的斜坡滑动，中脊高出洋盆3km，岩浆推力不小于300巴，海沟处下沉板片负浮力产生了拉力（密度差引起），在推力和拉力的作用下，板块不断沉入岩石圈中。 地幔柱学说Whitehead -Luther（1975）用染色水从高粘度和高密度的葡萄糖浆底部注入。成果产生大头细尾形态。她们觉得从地球深部高温低粘度D”层产生的热幔柱的形态应与此相似。她们实验还证明，热幔柱顶冠大小与尾柱直径粗细的比例关系重要取决于热幔柱和周边物质的粘度差，粘度差愈大，尾柱愈细 运动特性A 地幔柱的启动和上升热幔柱的活动需要一种热边界层，这样的热

28、边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面，或是核幔边界的），或是核幔边界的D”层，一般觉得是启动于核幔边界的D”层 。 理论分析表白：要产生直径为1000km的热幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩，热幔柱只有启动于下地幔底部才干完毕 热幔柱的化学成分特性表白它重要来源于富集型地幔（即下地幔）如果D”层受到某种热扰动，在热梯度的驱动下，所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界层最低处汇聚，并在那里形成地幔柱。热幔柱上升速率是非常慢的，一种典型的热幔柱从D”层达到地表（或近地表）大概需要100Ma，其相对移动速度一般低于，其相对移动速度一般低于1cm/a，大规模的溢流玄武岩是热幔柱通过长期积累和捕虏

29、周边地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物，在通道打通之前，热幔柱不也许迅速上升，由于上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散失，从而减少地幔柱的活动能力。 其她大地构造学说（1） 理解收缩、膨胀、脉动说、地质力学理论、多旋回构造理论、断块构造说、地洼构、造说、波浪状镶嵌构造说 略造山带及其特性（1） 造山作用、造山带的概念造山作用（orogeny）是在地球深部构造动力学背景下，岩石圈和地壳发生的剧烈构造变动、物质成分重组、构造重建的复杂的物理、化学的漫长持续地质作用过程，是导致岩石圈横向收缩、垂向增厚、隆升成山的作用。造山带（orogenic belt）是指在构造事件中因褶皱和其她变形作用形

30、成的线状延伸地带，涉及上层山脉的形成、逆掩、褶皱、断裂等过程以及深部的塑性变形、变质与岩浆作用等，其形成过程属于构造活动带范畴，后期多数呈现为山脉隆起带。（2） 造山作用存在的标志 角度不整合：地层的角度不整合是一次强烈构造作用的产物，代表了地壳经历过一次下降-抬升-再下降的过程，是造山作用发生的最明显证据。 磨拉石沉积组合：由于强烈的构造作用使岩层发生褶皱和断裂而隆升，并遭受剧烈剥蚀而形成迅速堆积的产物，造山作用过程中，每一次较强的构造事件均会产生同造山磨拉石沉积组合，是造山作用产生的直接证据。 沉积组合性质的突变：造山作用发生之前多为稳定性的沉积组合，而在造山作用期间则以火山-沉积组合和磨

31、拉石沉积组合为代表的非稳定型沉积组合类型为主。造山作用前后沉积组合发生了巨大变化，沉积组合突变现象可以用来鉴定造山作用与否发生。 构造变形：强烈的构造变形是造山作用存在的直接标志。造山作用期间，使地壳物质发生了强烈构造变形，如强烈褶皱和大规模逆冲推覆构造等，导致了地壳的大量缩短，这些构造变形特性，明显不同于造山作用前和造山作用后也许发生的较单薄变形 动力变质作用：在造山作用过程中，由于较强大的构造挤压作用，可使断裂带附近或整个地壳岩石发生普遍动力变质作用。 岩浆活动：剧烈的岩浆活动是造山作用的直接产物，在造山作用期间，随着大规模逆掩断层的形成，导致了地壳岩石发生部分熔融，形成的岩浆随着强烈的构

32、造作用侵入或喷出至地表，导致了剧烈的岩浆活动（3） 理解全球造山带的分布 略俯冲型造山带（1）积极（活动）陆缘、被动（稳定）陆缘、增生楔、岛弧、弧前盆地、弧后盆地被动（稳定）大陆边沿：洋盆两侧未发生俯冲作用洋陆边沿。洋中脊新生的大洋岩石圈向两侧推挤时，带着大陆向两侧移动，使大陆“漂移开去”。积极（活动）大陆边沿：洋盆一侧或两侧开始了俯冲消减作用。从大洋中脊新产生的大洋岩石圈，把老的大洋岩石圈向两侧推挤，到大陆边沿的海沟处，老的大洋岩石圈沿消减带俯冲到上地幔软流圈中增生楔为俯冲的大洋板块从海沟下潜时被上盘板块刮削下来的沉积盖层和洋壳碎片，连同原地深海沉积物堆积到海沟的向陆侧而成。火山岛弧是大洋中

33、呈弧形分布且有火山活动的群岛。实为露出水面的海底火山山脉。它是两个板块接触地带，即板块边沿的俯冲地带，岩石局部熔融，在俯冲带的上部构成火山岛弧。弧前盆地位于岛弧和海沟之间，由于在俯冲过程中，增生楔状体不断扩大或俯冲带的后退，使弧间岩石圈挠曲而下沉，形成一种巨大的坳陷弧后盆地位于岛弧背面向着大陆的一侧，发育于B型俯冲的俯冲板块上。若俯冲速度加快，可使软流圈加热增温，从而在弧后地区诱发小型热对流，使部分上地幔物质底劈上升流动，上部岩石圈产生拉张效应，形成弧后盆地。 （2）5种类型的俯冲型造山带特性 日本岛弧型俯冲造山带 日本岛弧型体现为海沟不断后退，岛弧不断增长，不同步代的增生楔由内而外平行成带展

34、布。重要特点是分带性强，一般觉得这是在古生代以来多次俯冲状况下发育的成果。 新西兰北岛型俯冲造山带 重要特点是无海沟状况下俯冲消减，或因走滑成因斜向俯冲引起，弧前、弧后体系类似日本岛弧型俯冲造山带，但没有体现出定向迁移特性 科迪勒拉型俯冲造山带 这是一种复合俯冲造山带，初期是一种洋内岛弧与大陆碰撞带，以碰撞带为基底，在其西侧发育了一条新的俯冲消减体系，故晚期的消减杂岩、弧前盆地都叠加在初期消减杂岩之上。 北美西海岸由西向东亦由增生杂岩（弗朗西斯科杂岩）、弧前盆地（大谷地群）和内华达岩浆弧构成 莫克兰型俯冲造山带 位于伊朗至巴基斯坦南部沿海的莫克兰造山带，由晚白垩世-现代的增生楔构成，构造上为一

35、系列向南逆冲的叠瓦状构造。始新世-中新世向南变新的增生楔似乎表白：海沟逐渐后退，但更也许的状况是海沟因逆冲作用渐被填充，中新世-上新世浅海磨拉石沉积则标志着初期增生楔已因挤压增厚而隆起。 安第斯型俯冲造山带 安第斯型俯冲造山带沿南美板块西部边沿展布，安第斯俯冲边沿与其他地方明显不同之处在于：在弧前地带存在着某些变质岩构成的弧形大陆地块，有些地块十分接近海沟，在多处它们是弧前盆地的基底。这些块体都是些构造上不稳定的强烈变形及挤压与伸展构造共存。小结:日本岛弧型体现为海沟不断后退，岛弧不断增长，不同步代的俯冲杂岩体由内而外平行成带展布；新西兰北岛型重要特点是无海沟状况下的俯冲消减，或因走滑成因斜向

36、俯冲引起，但弧前弧后体系却类似于日本岛弧，只是没有体现出定向迁移；科迪勒拉型是一种复合俯冲带，晚期俯冲带叠加在初期碰撞带之上，弧前体系发育，既有发育的俯冲杂岩，又有弧前盆地，但弧后体现为隆起背景下的伸展和逆冲;安第斯型是底角度俯冲的代表，弧前体系不发育，岛弧地块逼近海沟，弧后不是伸展而重要体现为克拉通地块向岛弧之上的反向逆冲而隆起，也许是这一体制下的强大挤压力所致；莫克兰型是无扩张脊的残存洋盆俯冲作用的代表，可作为板块对接或软碰撞的一种典型实例。碰撞型与陆内造山带（1） 岛弧大陆碰撞带的形成过程和构成单元互相靠拢着的被动大陆边沿与岛弧，前者一般覆有巨厚的沉积层，岛弧靠海沟一侧则发育复理石及含蓝

37、片岩的混杂岩体大洋盆地或边沿盆地在洋底俯冲作用下逐渐关闭，残留萎缩的小洋盆中堆积起更多的复理石随着岛弧与大陆碰撞，海盆复理石和被动陆缘上的巨厚沉积物在俯冲带前受挤褶皱，以至发生逆掩推覆，浮现一系列向内陆方向推挤的叠瓦状逆掩断层，混杂岩体推覆于被动陆缘的变形地层上岛弧另一侧洋底终将破裂，形成倾向相反的新俯冲带（俯冲带极性反转），碰撞作用结束，新俯冲带形成。被动陆缘地层褶皱系：缺失岩浆活动，其上褶皱变形的强度靠洋侧较强，可浮现扇形褶皱、倒转褶皱、逆掩断层和推覆体，褶皱倒转的方向以及逆掩断层逆推的方向总是指向大陆，向内陆方向，变形强度渐趋削弱，褶皱变得平缓，以至消失，并过渡为大陆地台区 蛇绿岩带：逆

38、冲蛇绿岩推覆体被岛弧的增生杂岩体所掩覆，被动陆缘地层的推覆体又被逆冲蛇绿岩所逆掩。岛弧与大陆碰撞，是蛇绿岩侵位于陆缘上的一种重要机制岩浆活动带：长期发育钙碱性为主的火山活动，且伴有高温变质作用。由于被动陆缘的大量沉积物陷入俯冲带被熔化，故在碰撞阶段可形成酸性岩浆，浮现大型花岗岩体新生边沿褶皱系：是新俯冲带活动的产物，火山-沉积地层的变形和逆掩推覆的方向指向大洋一侧，与被动陆缘地层褶皱系的变形方向正好相反。就整个岛弧-大陆碰撞带而论，两缘褶皱系的变形方向分别指向外侧，即呈现为背驰的双侧逆冲构造（2） 大陆-大陆碰撞带的形成过程、基本特性和基本类型 碰撞带形成过程大陆与大陆碰撞，一般是被动大陆边沿

39、与安第斯型大陆边沿碰撞，后者仰冲于前者之上。当二陆相接时，被动陆缘的巨厚沉积，以及安第斯型陆缘的复理石沉积，均受挤强烈变形，并向被动大陆边沿一侧逆掩推移。当下插的大洋岩石圈俯冲已尽，由于大陆岩石圈难以整体地下潜，代之以浮现遍及碰撞带的断裂与逆冲作用。随着俯冲挤压作用加剧，地体向上隆升，顺坡的重力滑动可使某些推覆体进一步向前推动，并形成野复理石。 在碰撞发生前，也许 有某些蛇绿岩被逆冲到陆缘上，原先发育于俯冲带处的蛇绿混杂岩体也可以在碰撞时被推挤出来，成为碰撞缝合带的标志。扎格罗斯造山带是阿拉伯地盾与伊朗高原相撞的缝合线，包具有蛇绿岩、硅质页岩、复理石和混杂岩体。 随着大陆地壳楔的逆推和地壳的强

40、烈缩短，沿大陆-大陆碰撞带，板块汇聚所受的阻力越来越大。大陆的冲撞挤压不也许无止境地延续下去，大陆和大陆的碰撞最后也会沿大陆的另一缘形成新的海沟与新的俯冲带，大陆碰撞与挤压逆冲作用亦随着停息 大陆和大陆碰撞也可以发生在两个活动大陆边沿之间的碰撞高加索地区在中、新生代就发生过这种形式的碰撞 碰撞带基本特性地壳：年轻的大陆-大陆碰撞带总是构成宏伟的褶皱山系，一方面地势高耸，另方面莫霍面下凹，形成山根，故地壳厚度明显增大。大陆碰撞的基本趋势是板块敛合、地壳短缩。随着地壳面积的缩小，势必导致地壳厚度的增大。脆硬的岩石圈（地壳）上层可以沿某些较热、较软的层拆离开，形成薄的岩石圈板片或地壳板片，并发生滑移

41、当两大陆彼此逼近时，大陆的突出地段比相邻地段先达到俯冲带，拆离作用从碰撞接触点向后方推动，上部地壳的脱离，导致地壳的总浮力减少，较轻的上部地壳板片拆离下来成为推覆体，较重的下部地壳则随处幔盖层俯冲潜没。初期缝合和晚期缝合：大陆碰撞并非同步发生。突出地段初期缝合，变形强烈，有时发育与缝合带高角度相交的撞击裂谷凹入部分则晚期缝合，变形较弱，也许发育与缝合带高角度相交的坳拉槽。岩浆活动：大陆碰撞带地壳巨厚、山根极深，有助于地壳硅铝物质重熔，或形成再生花岗岩岩基。这些花岗岩是地壳板片冲掩过程中地壳重熔的产物。碰撞带可浮现中酸性、中基性火山喷发，但较之岛弧及活动陆缘逊色。这与碰撞带缺少大规模的深抵软流圈

42、的俯冲作用有关，此外，碰撞带处在强烈的挤压应力场，张性断裂较少，也不利于岩浆通达地表。变质作用：沿大陆大陆碰撞带，由于板片冲掩、剪切生热，以及花岗岩浆的形成，可导致中压和低压变质作用。在碰撞带大规模基底推覆体下，有时可见到蓝片岩变质作用。在大陆-大陆碰撞带，双变质带一般不发育。 沉积作用：大陆-大陆碰撞带作为大洋关闭的成果，常用大陆边沿以及大洋区的多种沉积物。大部分洋底沉积物也许已在俯冲过程中潜没消失了，那些尚未俯冲潜没的洋底沉积物多以混杂岩形式赋存于缝合带上。在大陆碰撞阶段，典型的沉积作用重要发生在褶皱山系的山前盆地和山间盆地中。随着褶皱山系的强烈抬升，剥蚀作用盛行，年轻山系必然被巨厚的磨拉

43、石沉积所环绕。山前磨拉石形成的速度和厚度反映了山地上升的速度和高度。构造变形：在大陆碰撞缝合过程中，可构成广阔的变形带。推覆体和逆冲断层逐渐由缝合带向前陆方向迁移，依次形成越来越新的推覆体和逆冲断层。这标志着造山运动从褶皱山系内带向外带迁移，随着着发生野复理石、磨拉石堆积向外带迁移。 碰撞带基本类型挤出型（喜马拉雅型）：是宽阔大洋闭合的产物，是一对活动大陆边沿的碰撞，岩浆作用及变质作用都比较强烈。当碰撞作用发生于充足发育的大陆边沿时，碰撞开始，增生楔常向后逆覆于自己后障边沿之上，随着碰撞作用继续推动，因俯冲作用受阻而使增生楔加厚向上隆起和地幔岩石圈缩短增厚向下挤入的作用十分强烈，从而导致后来的

44、地幔岩石圈拆沉和上部的强烈隆升，形成挤出型碰撞造山带。上驮型（阿尔卑斯型）：是指发育短暂的陆间洋盆闭合，两个被动大陆边沿发生碰撞，导致两个陆缘的强烈逆冲叠覆，增生楔增厚向上隆起和地幔岩石圈缩短增厚向下挤入的作用不十分强烈，而叠覆式推覆作用的向前推动，导致前缘背向逆冲作用和后缘伸展变形非常发育，形成上驮型碰撞造山带。穹窿型（秦祁型）：是指被地幔穹窿支撑而没有明显山根的造山带。当一种被动大陆边沿与一种活动大陆边沿碰撞时，因推动力有限，使消减重要以拆沉陷落的形式进行，从而引起地幔强烈地热扰动，地幔物质上涌到地壳底部呈大面积隆起而形成穹窿型碰撞造山带。底劈型（天山型）：一种被动陆缘与一种成熟的活动陆缘

45、的碰撞，因推动力有限，使消减重要以拆沉陷落的形式进行，从而引起地幔强烈地热扰动，地幔物质上涌沿狭窄通道上升到中下地壳，引起地受热膨胀而呈底劈式上升，下部则挤入地幔形成山根。底劈型碰撞造山的重要动力是岩浆沿狭窄通道上升到中、下地壳使其受热膨胀。（3） 陆内造山带的重要特性、构造样式和动力学机重要特性分布特性：陆内造山带重要分布在陆内横切板块边沿，形成时的地壳-岩石圈类型是大陆型地壳，涉及克拉通范畴内早已浮现的古老地壳，也涉及此前为洋壳或过渡壳转化而成的较新陆壳构造变形：陆内造山带为多条主干逆掩断层构成的大规模逆冲推覆构造系统，在几何形态上体现为后端厚前端薄的构造楔形体，构造楔形体基本上由位于造山

46、带前缘的薄皮构造和位于造山带根部的厚皮构造两部分构成。前陆沉积盖层在基底上滑脱变形，基底没有被卷入盖层变形的褶皱逆冲带向下终结于巨大的底板滑脱面上，因而盖层与基底构成明显的构造不协调现象。如果基底与其盖层一起卷入变形，则称为厚皮构造。变质作用：陆内造山带无区域变质作用发生，动力变质作用以浮现高压变质岩为特性，并常以带状形式分布于主逆冲断层附近，多以似层状或透镜状赋存于围岩之中岩浆活动：陆内造山带没有标志残存洋壳的蛇绿岩和远洋沉积；没有安山质火山岩及其相应的侵入岩，基本上为中上地壳部分熔融的产物，体现为酸性岩石组合和钙碱性岩石系列，并且在造山过程中具有分期演化的特性，往往构造活动最强烈的时期岩浆

47、岩更偏酸性沉积组合：陆内造山带的磨拉石沉积组合，分布于造山带的各个构造单元，且在造山过程中的每次强烈活动都会留下磨拉石沉积组合的记录，体现出分期演化的特性。 重要构造样式拆离断层：指结晶变质基底杂岩与上覆沉积盖层之间的大型低角度正断层或伸展断层，即分割变质核杂岩与上盘岩石的并将这两种构造层次相差很大的岩石单元叠置于一起的大规模低角度正断层推覆构造是指板状岩席沿低缓的低角度逆冲断层面远距离运移（位移一般不小于5km，倾角一般在30左右或更小）而形成的构造系统。逆冲断层面以上的板状岩席称外来系统或异地岩体，逆冲断层面如下停留在生成地的岩体称为原地系统或原地岩体。 根据推覆体的构造特性，又可分为褶皱

48、推覆体和冲断推覆体。 动力学机制内陆造山说：陆内造山带来源于古老陆块上沿单薄地带发育的古裂陷槽，即克拉通话结束较晚的地带。三个阶段：岩石圈在上涌地幔的作用下伸展；地幔岩石圈不断分异出玄武岩浆，残留的地幔岩石圈拆离下沉；拆沉作用导致地壳互相重叠而造山，地幔岩石圈继续部分熔融导致后造山期花岗岩侵位及表层的逆冲推覆。地幔柱上升说：陆内造山带的成因与深部的地幔柱活动有关。地幔柱的上升和地幔柱头的上顶，在陆内造山带的形成过程中都起到了重要作用。地幔柱的上顶，引起地表隆升和放射状张裂的发育，产生的穹窿可达上千平方千米；地幔柱的上升，引起岩石圈地幔发生局部熔融，导致拆沉作用的发生，并由此派生出大陆板块内部的

49、俯冲以及其她较强烈的构造变形和岩浆活动，熔融的岩浆向上侵位引起岩石圈上部放射状张裂的继续活动。板块碰撞的远程效应说：在板块碰撞的远程效应影响下，陆内先前形成的造山带发生C型俯冲，造山带的山根因拆沉作用而丢失，引起造山带的迅速均衡回跳，并使地表的构造体制从挤压状态变为伸展状态，导致造山带塌陷和造山侵蚀作用的发生。由于造山带抬升速度快，且抬升幅度可达几千米或更多，导致强烈侵蚀作用的发生，其成果使深部的变质岩系被剥露地表。盆地概述与重要盆地特性（1） 理解多种大地构造环境下盆地的概念、构造样式、沉积充填及发展演化特性盆地是在一定的地质时期，在独立的地理区，于相对统一的构造环境中，由来自一处或多处沉积

50、物源的沉积物所构成的沉积岩体。沉积盆地是指地球历史上长期处在沉积状态并被厚层沉积物充填的盆地。 略中国大地构造区划（1） 分析显生宙以来中国板块的构造环境自古生代以来，中国大地构造发展重要由两个因素和制约： 中国夹于印度和西伯利亚两古板块之间，是呈东西向延伸的相对活动地带，因此中国古生代造山褶皱带重要呈东西向展布，是古生代构造演化的重要特性，也奠定了现代大地构造的基本轮廓； 中新生代以来，中国处在太平洋洋壳与欧亚板块陆壳交接与转化带，交接线呈北北东向展布，因此中国北北东向构造特别发育，并与东西向构造互相交叉。由于中国是夹持于三个构造带之间的三角区，使中国浮现复杂的构造格局，黄汲清将中国划分为三

51、个构造域： 古亚洲构造域范畴：南界：昆仑秦岭大别 北界：西伯利亚板块南缘 活动时间：中晚元古代早三叠世构造线方向：总体近东西向构造背景：西伯利亚板块与中国古板块之间的互相作用 特提斯构造域范畴：印度与欧亚板块碰撞及后续挤压的影响范畴北界：红河龙门山祁连山天山北麓以上新世-第四纪形成的山前盆地的磨拉石建造为标志活动时间：三叠纪以来构造线方向：NWW向的弧形，东侧三江地带为NNWSN构造背景：印度板块与欧亚板块的互相作用，始新世碰撞，对接后继续挤压，导致地壳加厚，高原隆升滨太平洋构造域范畴：中国东部及其海域西界1：大兴安岭太行山武陵山理由：此线以东大量发育花岗岩、盆地，并有重力梯度带西界2：贺兰山

52、六盘山龙门山理由：大兴安岭太行山武陵山与贺兰山六盘山龙门山之间，燕山运动引起的变形仍很强，鄂尔多斯盆地、四川盆地堆积物很厚、沿该线为重力梯度带活动时间：T以来，重要体现为燕山喜玛拉雅期构造线方向：NENNE向构造背景：太平洋板块与欧亚板块间的互相作用由于活动时间的不一致，三大构造域之间互相有重叠（2） 中国的三大深断裂体系 古亚洲断裂体系涉及华北板块-塔里木板块、天山-兴蒙造山带以及秦祁昆造山带中的一系列深断裂系。这是一种元古代兴蒙造山带这是一种元古代-古生代活动的深断裂系，控制着天山-兴蒙造山带和秦祁昆造山带以及相邻板块古生代的大地构造发展具体涉及：中蒙古深断裂系、博罗霍洛-中天山深断裂系、

53、南蒙古深断裂系、华北地台北侧深断裂系等 滨太平洋断裂体系指从昆明-银川一线向东到台湾之间广大地区内的一系列断裂系，这是一种中、新生代强烈活动的、复杂的断裂体系，它在华北和东北地区重叠于古亚洲断裂体系之上，控制中国东部滨太平洋域的发展涉及：西太平洋贝尼奥夫深断裂带、东南沿海深断裂、郯城-庐江断裂带、大兴安岭-太行山-武陵山深断裂带等 特提斯-喜马拉雅深断裂体系指中国西南部以一系列巨大的弧形断裂为主干的断裂体系。这是一种中新生代断裂体系，并在秦祁昆造山带与古亚洲断裂体系符合，控制特提斯-喜马拉雅巨型造山带的发展，使古亚洲大陆上的某些古断裂重新复活。涉及雅鲁藏布江深断裂系、喜马拉雅逆掩断裂系、怒江-

54、澜沧江断裂系、康滇地轴深断裂系、青藏高原剪切断裂系等（3） 中国的重要构造旋回划分阜平旋回（36002500）：阜平群与五台群之间的不整合。阜平旋回是国内陆核的一种重要的形成时期，也是国内最重要的铁矿成矿期，出名的鞍山式铁矿即产于这一构造阶段五台旋回（2500）：以山西五台山区新太古界五台群和古元古界滹沱群之间的不整合所代表的五台运动为其主褶皱幕。五台旋回是形成国内大陆地壳的一种十分重要的阶段，通过五台旋回，中朝地台大部分地区事实上已经固结中条旋回（吕梁旋回）（1800）：以晋南中条山地区中条群（相称于滹沱群）与西洋河群之间的不整合所代表的的中条运动为其主褶皱幕（李四光提出原则地点在吕梁山，以

55、古元古界滹沱群与中元古界长城群之间的角度不整合为代表，华北板块最后形成）武陵旋回（18001000）：以湘西北武陵山区冷家溪群与板溪群之间的不整合代表的构造运动。扬子旋回（1000850）：原则地点在云南东部，涉及晋宁运动和澄江运动。晋宁运动指昆阳群与澄江砂岩之间的角度不整合所代表的构造运动。澄江运动指澄江砂岩与南沱冰碛层之间的不整合所代表的构造运动。通过晋宁运动扬子地块大部固结，后经历澄江运动扬子地块最后形成。因此，该旋回又称扬子旋回，扬子旋回是元古代末的一种构造旋回。兴凯旋回（700550）：震旦纪至中寒武世，主褶皱幕发生在早、中寒武世之间，以兴凯湖东南南华系下寒武统冒地槽型沉积与中寒武统

56、磨拉石沉积之间的角度不整合所代表的兴凯构造事件为上限的一种新元古代构造阶段。加里东旋回：寒武纪志留纪末。在国内，加里东旋回最重要的构造运动发生在志留纪末，加里东旋回另一次重要的构造运动发生在中奥陶世晚期与晚奥陶世之间。海西旋回：早泥盆世二叠纪的构造旋回，是古亚洲构造域中最重要的构造旋回。海西旋回划分为早、中、晚、末四期，分别以泥盆纪末、早石炭世末、晚石炭世末和二叠纪末的构造运动为其上限，主构造幕发生于早晚二叠世之间，经此运动，古亚洲构造域所有结束地槽型沉积印支旋回：印支旋回最重要的褶皱运动发生在晚三叠世初期。分三个重要的构造运动幕，即早、中、晚三叠世期间。印支运动是一次划时代的构造运动，而中国则是世界上印支运动发育最佳的地区，形成三江、松潘甘孜、秦岭等规模宏大的印支褶皱系和华南后加里东地台上广泛的地台盖层褶皱带。印支旋回是国内南方和青藏地区一种重要的成煤时期。燕山旋回：燕山构造事件是翁文灏（1927、1929）最早提出来合用于中国大陆的地方性构造旋回，用来表述以侏罗纪为主的构造事件。喜马拉雅旋回：喜马拉雅旋回分为早、晚两期，划分出三次重要的构造运动。早喜马拉雅亚旋回是从晚白垩世晚期中新世中；晚喜马拉雅亚旋回是自中新世以来到今。中国大地构造演化（1） 理解各阶段大地构造特性及动力学机制 略