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13主动大陆边缘-1

归档日期:09-16       文本归类:大陆主动边缘      文章编辑:爱尚语录

  主动大陆边缘与会聚型板块边界有关,是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的产物,代表威尔逊旋回的后期历史,所以化石活动陆缘标志了古板块消减带的存在。主动大陆边缘也称主动大陆边缘与会聚型板块边界有关,是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的产物,代表威尔逊旋回的后期历史,所以化石活动陆缘标志了古板块消减带的存在。主动大陆边缘也称汇聚型大陆边缘、活动边缘、聚敛边缘等,发育于板块俯冲边界,是沿贝尼奥夫带深部作用的反映。它等,发育于板块俯冲边界,是沿贝尼奥夫带深部作用的反映。它与大洋中脊一起构成了全球板块构造体系的两个最基本的要素。 主动大陆边缘...

  主动大陆边缘与会聚型板块边界有关,是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的产物,代表威尔逊旋回的后期历史,所以化石活动陆缘标志了古板块消减带的存在。主动大陆边缘也称主动大陆边缘与会聚型板块边界有关,是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的产物,代表威尔逊旋回的后期历史,所以化石活动陆缘标志了古板块消减带的存在。主动大陆边缘也称汇聚型大陆边缘、活动边缘、聚敛边缘等,发育于板块俯冲边界,是沿贝尼奥夫带深部作用的反映。它等,发育于板块俯冲边界,是沿贝尼奥夫带深部作用的反映。它与大洋中脊一起构成了全球板块构造体系的两个最基本的要素。 主动大陆边缘第一节 主动大陆边缘的构成单元及特征第二节 俯冲带地质构造作用第三节 弧的类型及其演化系列第三节 弧的类型及其演化系列第四节 环太平洋巨型会聚带第五节 边缘海盆地的特征和演化第四节 环太平洋巨型会聚带第五节 边缘海盆地的特征和演化 第一节 主动大陆边缘的构成单元及特征主动大陆边缘的基本结构:从大洋向大陆方向依次有海沟、弧-沟间隙弧-沟间隙(包括由消减杂岩组成的非火山外弧和弧前盆地)、火山弧及其上的弧内盆地火山弧及其上的弧内盆地、以及弧后区。 西 太 平 洋 型大 陆 边 缘西 太 平 洋 型大 陆 边 缘在西太平洋的情况下,弧后区为底部具有洋壳的宽阔的边缘海,从而火山弧在地貌上以岛链形式出现在远离陆地的大洋中。壳的宽阔的边缘海,从而火山弧在地貌上以岛链形式出现在远离陆地的大洋中。 安第斯型大陆边缘主要分布在太平洋东缘,中美海沟、秘鲁-智利海沟直逼中美洲、南美洲西海岸,阿拉斯加南缘也属安第斯型大陆边缘。安第斯型大陆边缘主要分布在太平洋东缘,中美海沟、秘鲁-智利海沟直逼中美洲、南美洲西海岸,阿拉斯加南缘也属安第斯型大陆边缘。在美洲西部的情况下,从科迪勒拉山到安第斯山,弧后区为宽度不大的陆相上叠盆地,火山弧就叠置在大陆边缘之上,海沟位于海岸外不在美洲西部的情况下,从科迪勒拉山到安第斯山,弧后区为宽度不大的陆相上叠盆地,火山弧就叠置在大陆边缘之上,海沟位于海岸外不远处安第斯型大陆边缘远处。所以,活动大陆边缘可再划分为。所以,活动大陆边缘可再划分为陆缘弧(安第斯型)和岛弧(西太平洋型)两种类型,后者由海沟、岛弧、边缘(弧后)盆地构成三位一体,简称两种类型,后者由海沟、岛弧、边缘(弧后)盆地构成三位一体,简称沟-弧-盆体系。 外缘隆起(Outer rise or outer swell):外缘隆起位于海沟洋侧边缘地带的宽缓隆起,是板块俯冲下弯,导致后部拱曲的结果。地震反射剖面揭示,外缘隆起上多正断层和地堑构造,这与震源机制的分析结果一致,与板块弯曲部凸面表层遭受引张作用有关。外缘隆起上除有浅源地震外,局部地区还可出现火山活动。外缘隆起平行海沟走向延伸,宽约数百km,高出相邻深海平原300~500m左右。其靠洋侧较缓,外缘隆起位于海沟洋侧边缘地带的宽缓隆起,是板块俯冲下弯,导致后部拱曲的结果。地震反射剖面揭示,外缘隆起上多正断层和地堑构造,这与震源机制的分析结果一致,与板块弯曲部凸面表层遭受引张作用有关。外缘隆起上除有浅源地震外,局部地区还可出现火山活动。外缘隆起平行海沟走向延伸,宽约数百km,高出相邻深海平原300~500m左右。其靠洋侧较缓,一、岛弧-海沟系(Arc-Trench System)靠海沟侧较陡。海沟(Trench):海沟是洋底最引人注目的地形单元。俯冲的大洋板块遭受来自上覆板块的重压和推挤,它在下潜时牵引洋底向下倾伏,从而形成了深邃的海沟。海沟的宽度在数十公里至一百公里左右,长数百至数千公里不等,深度一般在6000米以上,最大深度的马里亚纳海沟达11022米。海沟洋侧斜坡比较平缓(平均坡度约2~5),它无疑是大洋板块的直接延伸,大洋板块顺坡进一步插入岛弧(或大陆)之下。洋侧坡与外缘隆起相延续,多显示拉张性质。海沟是洋底最引人注目的地形单元。俯冲的大洋板块遭受来自上覆板块的重压和推挤,它在下潜时牵引洋底向下倾伏,从而形成了深邃的海沟。海沟的宽度在数十公里至一百公里左右,长数百至数千公里不等,深度一般在6000米以上,最大深度的马里亚纳海沟达11022米。海沟洋侧斜坡比较平缓(平均坡度约2~5),它无疑是大洋板块的直接延伸,大洋板块顺坡进一步插入岛弧(或大陆)之下。洋侧坡与外缘隆起相延续,多显示拉张性质。 非火山外弧(Outer Arc):海沟陆侧较陡的内壁与其上较缓的岛弧斜坡之间有一明显转折,叫做:海沟陆侧较陡的内壁与其上较缓的岛弧斜坡之间有一明显转折,叫做海沟坡折(trench-slope break)。海沟内壁是板块俯冲造成的(trench-slope break)。海沟内壁是板块俯冲造成的增生楔形体发育的场所。当增生楔形体增长扩展时,海沟坡折呈现为发育的场所。当增生楔形体增长扩展时,海沟坡折呈现为纵长岭脊,局部可突露水面构成外弧,或称第一第一弧。与火山成因的内弧相对,外弧是非火山性的,具低热流值,它一、岛弧-海沟系(Arc-Trench System)弧。与火山成因的内弧相对,外弧是非火山性的,具低热流值,它是板块俯冲作用下各种沉积物、岩石混杂堆积的产物,或由较老基岩组成。许多岛弧是内、外弧均有发育的双弧型,如琉球弧,东侧较大的岛屿(冲绳岛等)属非火山性外弧,西侧小火山岛和海底火山构成火山内弧;伊豆一小笠原弧也为双弧,小笠原群岛组成外弧;小安第列斯弧外侧的巴巴多斯岛,苏门答腊、爪哇弧外侧的明打威群岛、帝汶岛均是增生的混杂岩体组成的外弧。但有些岛弧缺失非火山外弧,成为单弧,如克马德克弧。是板块俯冲作用下各种沉积物、岩石混杂堆积的产物,或由较老基岩组成。许多岛弧是内、外弧均有发育的双弧型,如琉球弧,东侧较大的岛屿(冲绳岛等)属非火山性外弧,西侧小火山岛和海底火山构成火山内弧;伊豆一小笠原弧也为双弧,小笠原群岛组成外弧;小安第列斯弧外侧的巴巴多斯岛,苏门答腊、爪哇弧外侧的明打威群岛、帝汶岛均是增生的混杂岩体组成的外弧。但有些岛弧缺失非火山外弧,成为单弧,如克马德克弧。 (from IFREE web) (Okino) 付加体の先端水の移動(Park et al., 2002) 弧沟间隙(arc-trench gap)和弧前盆地(Forearc Basin):海沟坡折与伴生火山弧之间的无火山地带,叫做弧沟间隙。它位于火山前前锋的大洋一侧,热流值偏低。在地貌上,弧沟间隙包括陆架、陆坡、深海阶地、海槽,局部有块断高地以至抬升的山脊。弧沟间隙内往往发育海沟坡折与伴生火山弧之间的无火山地带,叫做弧沟间隙。它位于火山前前锋的大洋一侧,热流值偏低。在地貌上,弧沟间隙包括陆架、陆坡、深海阶地、海槽,局部有块断高地以至抬升的山脊。弧沟间隙内往往发育弧前盆地。弧前盆地的外侧是海沟坡折或外弧,可成为拦截沉积物的堤坝。弧前盆地的沉积物厚达数公里,包括海岸三角洲沉积、陆。弧前盆地的外侧是海沟坡折或外弧,可成为拦截沉积物的堤坝。弧前盆地的沉积物厚达数公里,包括海岸三角洲沉积、陆一、岛弧-海沟系(Arc-Trench System)架陆坡沉积、海底扇沉积等,浊流沉积及水下滑塌沉积占相当比重。沉积物主要来自火山弧,也有来自外弧及局部高地,故碎屑成份是不成熟的,为含安山岩和安山一玄武岩成分的火成碎屑岩。当沉积物供应不足时,弧沟间隙中发育成较深的海槽;当沉积物充分供应时,弧前盆地被填满,可构成宽阔的陆架或深海阶地。弧前盆地沉积层虽有一些褶皱和断层,但通常无强烈的变形,这与前方增生楔形体的强烈变形和杂乱堆积成了鲜明的对照;弧前盆地也未遭受强烈的岩浆活动和变质作用,从而与后方的火山弧有显著差别。弧前盆地沉积可不整合地覆盖于增生楔形体侧翼和火山弧侧翼之上。印度尼西亚巽他弧的内渊是弧前盆地的实例,它位于缅甸一苏门答腊一爪哇火山弧与若开一安达曼一尼科巴一明打威外弧之间。架陆坡沉积、海底扇沉积等,浊流沉积及水下滑塌沉积占相当比重。沉积物主要来自火山弧,也有来自外弧及局部高地,故碎屑成份是不成熟的,为含安山岩和安山一玄武岩成分的火成碎屑岩。当沉积物供应不足时,弧沟间隙中发育成较深的海槽;当沉积物充分供应时,弧前盆地被填满,可构成宽阔的陆架或深海阶地。弧前盆地沉积层虽有一些褶皱和断层,但通常无强烈的变形,这与前方增生楔形体的强烈变形和杂乱堆积成了鲜明的对照;弧前盆地也未遭受强烈的岩浆活动和变质作用,从而与后方的火山弧有显著差别。弧前盆地沉积可不整合地覆盖于增生楔形体侧翼和火山弧侧翼之上。印度尼西亚巽他弧的内渊是弧前盆地的实例,它位于缅甸一苏门答腊一爪哇火山弧与若开一安达曼一尼科巴一明打威外弧之间。 弧前盆地位于岛弧与俯冲带间隙区内,基底一般为陆壳或过渡壳,有的是因俯冲增生而圈闭的的残留洋壳,或直接跨覆在岩浆弧和俯冲杂岩、残留洋壳之上位于岛弧与俯冲带间隙区内,基底一般为陆壳或过渡壳,有的是因俯冲增生而圈闭的的残留洋壳,或直接跨覆在岩浆弧和俯冲杂岩、残留洋壳之上 火山内弧(Vocanic arc):火山性内弧亦称第二弧,包括正在活动的火山链,也包括现代火山活动已熄灭的一些地区。火山弧与海沟俯冲带相伴生,多呈现为,包括正在活动的火山链,也包括现代火山活动已熄灭的一些地区。火山弧与海沟俯冲带相伴生,多呈现为伸长的岛链。在安第斯型大陆边缘,则表现为陆缘火山带陆缘火山带。火山弧地壳之下,往往下垫着地震波速偏低,缺乏震源的异常地幔层。日本弧下,软流圈顶面几乎达到莫霍面。火山弧由火山一、岛弧-海沟系(Arc-Trench System)异常地幔层。日本弧下,软流圈顶面几乎达到莫霍面。火山弧由火山一深成岩系组成。熔岩以安山岩为主,伴生玄武岩、英安岩、流纹岩等。除陆上熔岩外,也有水下喷发的枕状熔岩。深成岩有花岗岩类、闪长岩质和辉长岩质岩石。如剥蚀程度较深,则深成岩与变质岩(主要是高温低压变质岩)出露地表。火山弧上可发育以断层为界的张性盆地,叫弧内盆地,充填了火山碎屑地层、陆相红层等。当弧内盆地淹于海下,可充填海相地层。弧内盆地的形成可能与岛弧地区岩浆活动所导致的表面引张有关,亦可能代表弧间盆地发育的初始阶段。一深成岩系组成。熔岩以安山岩为主,伴生玄武岩、英安岩、流纹岩等。除陆上熔岩外,也有水下喷发的枕状熔岩。深成岩有花岗岩类、闪长岩质和辉长岩质岩石。如剥蚀程度较深,则深成岩与变质岩(主要是高温低压变质岩)出露地表。火山弧上可发育以断层为界的张性盆地,叫弧内盆地,充填了火山碎屑地层、陆相红层等。当弧内盆地淹于海下,可充填海相地层。弧内盆地的形成可能与岛弧地区岩浆活动所导致的表面引张有关,亦可能代表弧间盆地发育的初始阶段。 Okinawa Trough海溝增積岩體海溝增積岩體火山島弧安山岩弧後張裂盆地弧前盆地Ryukyu Arc 弧后盆地(Back-arc basin)或弧间盆地:弧后地区有弧后盆地或弧间盆地发育。弧后地区有弧后盆地或弧间盆地发育。弧间盆地后缘为残留弧,也叫第三弧。距大陆较远的弧间盆地,通常覆以薄层远海沉积,深海平原上有钙质软泥(浅于碳酸盐补偿深度的海区)、深海粘土等。火山碎屑沉积主要见于前缘弧陆侧斜坡或残留弧陆侧斜坡。岛弧与大陆之间的弧后盆地沉积较厚。在。距大陆较远的弧间盆地,通常覆以薄层远海沉积,深海平原上有钙质软泥(浅于碳酸盐补偿深度的海区)、深海粘土等。火山碎屑沉积主要见于前缘弧陆侧斜坡或残留弧陆侧斜坡。岛弧与大陆之间的弧后盆地沉积较厚。在一、岛弧-海沟系(Arc-Trench System)弧后盆地的靠陆侧,可接受三角洲及浅水陆架沉积,大陆坡麓部则有成熟型浊流沉积及滑塌沉积,这些特征颇类似于大西洋型大陆边缘的沉积物,但弧后盆地中多有来自岛弧的火山物质,且由于水域闭塞,盆地中缺失等深线流沉积。在弧后盆地近岛弧侧,停积了成分不成熟的浊流沉积及岛弧喷出的凝灰岩。若盆地规模较大,中部深海平原上可承受远海沉积物。有时,来自大陆的陆源物质可与来自岛弧的火山源物质及远海沉积成互层。弧后盆地的靠陆侧,可接受三角洲及浅水陆架沉积,大陆坡麓部则有成熟型浊流沉积及滑塌沉积,这些特征颇类似于大西洋型大陆边缘的沉积物,但弧后盆地中多有来自岛弧的火山物质,且由于水域闭塞,盆地中缺失等深线流沉积。在弧后盆地近岛弧侧,停积了成分不成熟的浊流沉积及岛弧喷出的凝灰岩。若盆地规模较大,中部深海平原上可承受远海沉积物。有时,来自大陆的陆源物质可与来自岛弧的火山源物质及远海沉积成互层。 与岛弧一海沟系一样,安第斯型大陆边缘有海沟、贝尼奥夫带以及钙碱性火山活动,同属板块俯冲边界。但它还存在一系列不同于岛弧一海沟系的特点。与岛弧一海沟系一样,安第斯型大陆边缘有海沟、贝尼奥夫带以及钙碱性火山活动,同属板块俯冲边界。但它还存在一系列不同于岛弧一海沟系的特点。安第斯型大陆边缘的主要组成单元是海沟、大陆坡、山弧(火山链),后方无边缘海安第斯型大陆边缘的主要组成单元是海沟、大陆坡、山弧(火山链),后方无边缘海。海沟洋侧的外缘隆起发育良好,海沟与火山链之间也有弧沟间隙及弧前盆地出现。安第斯型大陆边缘陆架狭窄,陆坡较陡,地形高差十分悬殊。高。海沟洋侧的外缘隆起发育良好,海沟与火山链之间也有弧沟间隙及弧前盆地出现。安第斯型大陆边缘陆架狭窄,陆坡较陡,地形高差十分悬殊。高约7000米的安第斯山与毗邻的深达7000米的秘鲁智利海沟之间米的秘鲁智利海沟之间为全球高差二、安第斯型大陆边缘约7000米的安第斯山与毗邻的深达7000米的秘鲁一智利海沟之间,为全球高差最大处。中生代的北美西缘属安第斯型大陆边缘,增生杂岩体(如弗兰西斯科统)相当发育。在安第斯型大陆边缘,最大处。中生代的北美西缘属安第斯型大陆边缘,增生杂岩体(如弗兰西斯科统)相当发育。在安第斯型大陆边缘,贝尼奥夫带的倾角较缓,约30左右,这是不同于岛弧一海沟系的一个重要特点。震源还可出现于地表与贝尼奥夫带之间的楔形区,这里多属高Q区(相反,岛弧以下的地幔楔形区为很少地震的低Q区)。缓倾斜的贝尼奥夫带或许与板块的快速俯冲有关。在安第斯大陆边缘,可能伴随着大陆板块向大洋侧的逆掩仰冲作用。,这是不同于岛弧一海沟系的一个重要特点。震源还可出现于地表与贝尼奥夫带之间的楔形区,这里多属高Q区(相反,岛弧以下的地幔楔形区为很少地震的低Q区)。缓倾斜的贝尼奥夫带或许与板块的快速俯冲有关。在安第斯大陆边缘,可能伴随着大陆板块向大洋侧的逆掩仰冲作用。 安第斯型大陆边缘主要分布在太平洋东缘,中美海沟、秘鲁-智利海沟直逼中美洲、南美洲西海岸,阿拉斯加南缘也属安第斯型大陆边缘。安第斯型大陆边缘主要分布在太平洋东缘,中美海沟、秘鲁-智利海沟直逼中美洲、南美洲西海岸,阿拉斯加南缘也属安第斯型大陆边缘。在美洲西部的情况下,从科迪勒拉山到安第斯山,弧后区为宽度不大的陆相上叠盆地,火山弧就叠置在大陆边缘之上,海沟位于海岸外不在美洲西部的情况下,从科迪勒拉山到安第斯山,弧后区为宽度不大的陆相上叠盆地,火山弧就叠置在大陆边缘之上,海沟位于海岸外不远处安第斯型大陆边缘远处。所以,活动大陆边缘可再划分为。所以,活动大陆边缘可再划分为陆缘弧(安第斯型)和岛弧(西太平洋型)两种类型,后者由海沟、岛弧、边缘(弧后)盆地构成三位一体,简称两种类型,后者由海沟、岛弧、边缘(弧后)盆地构成三位一体,简称沟-弧-盆体系。 在岩浆活动方面,火山一深成岩带是安第斯型大陆边缘的最重要标志之一,它分布在缓倾斜的贝尼奥夫带的上方。是安第斯型大陆边缘的最重要标志之一,它分布在缓倾斜的贝尼奥夫带的上方。以钙碱性系列为主,在火山带靠陆侧一缘以碱性系列和双峰系列占优势;而在某些岸外海区,局部可有拉斑玄武岩质岩浆的水下喷溢。与岛弧一样,火成岩成分也出现横向递变的规律。安第斯型陆缘深成岩类由洋侧往陆侧表现为以下的分带性:①花岗岩一花岗闪长岩带,,在火山带靠陆侧一缘以碱性系列和双峰系列占优势;而在某些岸外海区,局部可有拉斑玄武岩质岩浆的水下喷溢。与岛弧一样,火成岩成分也出现横向递变的规律。安第斯型陆缘深成岩类由洋侧往陆侧表现为以下的分带性:①花岗岩一花岗闪长岩带,常与钙碱性火山活动带共生;②闪长岩一二长岩小型侵入岩带;③稀有金属型二、安第斯型大陆边缘常与钙碱性火山活动带共;②闪长岩长岩小侵岩带闪长岩长岩小侵岩带;③稀有属稀有属花岗岩带;④碱性岩浆活动带。据研究,安第斯山自中生代以来,岩浆活动最强烈的轴部似有向大陆侧(向东)迁移的趋势。在花岗岩带;④碱性岩浆活动带。据研究,安第斯山自中生代以来,岩浆活动最强烈的轴部似有向大陆侧(向东)迁移的趋势。在沉积作用方面,安第斯型大陆边缘的沉积作用出现于海下和陆上。在海沟和陆坡深水区以浊流沉积为主。其中可有富含石英的陆源物质,从而能见到成熟型浊流沉积;但大量的还是火山碎屑物质,加上陆缘窄陡,在搬运过程中所受的加工作用是有限的,故以未成熟型浊流沉积常见。随着板块的俯冲,洋底和海沟的远海沉积和浊流沉积,可能会转变为海沟陆侧坡的增生杂岩体。由于坡度陡,滑塌堆积或野复理石在陆坡与海沟区相当发育。在近岸地带,以礁灰岩和浅水沉积为主。方面,安第斯型大陆边缘的沉积作用出现于海下和陆上。在海沟和陆坡深水区以浊流沉积为主。其中可有富含石英的陆源物质,从而能见到成熟型浊流沉积;但大量的还是火山碎屑物质,加上陆缘窄陡,在搬运过程中所受的加工作用是有限的,故以未成熟型浊流沉积常见。随着板块的俯冲,洋底和海沟的远海沉积和浊流沉积,可能会转变为海沟陆侧坡的增生杂岩体。由于坡度陡,滑塌堆积或野复理石在陆坡与海沟区相当发育。在近岸地带,以礁灰岩和浅水沉积为主。 弧背盆地(Retroarc basin)及A型俯冲带:自俯冲带上升的岩浆及其所伴随的高热流,在一定程度上破坏了上覆岩石圈的完整性。在不同的区域应力场中,火山弧与弧后地区(相当于次板块L自俯冲带上升的岩浆及其所伴随的高热流,在一定程度上破坏了上覆岩石圈的完整性。在不同的区域应力场中,火山弧与弧后地区(相当于次板块L1和L2)之间,可出现扩张、挤压或平移等不同型式的相对运动。山弧后方与稳定大陆之间的沉积盆地,称)之间,可出现扩张、挤压或平移等不同型式的相对运动。山弧后方与稳定大陆之间的沉积盆地,称弧背盆地。当火山弧趋向于与弧后稳定大陆分离,火山弧沿正断层与弧背盆地分隔开,陆缘山系后方处于扩张状态。这种分离拉张类似于大陆裂谷环境,可视为边缘盆地的“先驱”,亦即安第斯型大陆边缘转化为海沟一。当火山弧趋向于与弧后稳定大陆分离,火山弧沿正断层与弧背盆地分隔开,陆缘山系后方处于扩张状态。这种分离拉张类似于大陆裂谷环境,可视为边缘盆地的“先驱”,亦即安第斯型大陆边缘转化为海沟一岛弧一边缘盆地的开端。二、安第斯型大陆边缘岛弧边缘盆地的开端岛弧边缘盆地的开端如果地块L1和L2之间发生汇聚挤压,则热而较轻的火山弧逆掩仰冲于冷而较重的稳定大陆岩石圈之上,或者说,弧背盆地所在的岩石圈俯冲于火山弧之下。这种发生于大陆岩石圈内的俯冲带也称之间发生汇聚挤压,则热而较轻的火山弧逆掩仰冲于冷而较重的稳定大陆岩石圈之上,或者说,弧背盆地所在的岩石圈俯冲于火山弧之下。这种发生于大陆岩石圈内的俯冲带也称A型俯冲带(表征大洋板块俯冲的贝尼奥夫带也称B型俯冲带),它导致陆缘山系后方的挤压和地壳缩短。沿A型俯冲带出现叠瓦状逆断层带和复杂的推覆体,为弧背盆地岩屑的主要源地。A型俯冲带及被其逆掩的弧背盆地的沉积中心,随时间有逐渐向稳定大陆一侧推移的趋势。这样,安第斯型造山带可夹于相对倾斜的一对俯冲带之间受挤抬升。一侧是洋缘的B型俯冲带,另一侧是陆内的A型俯冲带,前者是原生的,规模宏大,代表主板块间的边界;后者则是次生的,可能由前者产生的挤压应力所派生,其活动规模和涉及的深度相对较小,处于主板块的内部。A型俯冲带的发生往往晚于伴生的B型俯冲带,或与它同时发生。在南美安第斯山系东缘,以及北美西部中生代造山带东缘的科迪勒拉前陆,均发现活动造山带向东仰冲于地台之上,一部分大陆地台基底看来已潜没于A型俯冲带之下。),它导致陆缘山系后方的挤压和地壳缩短。沿A型俯冲带出现叠瓦状逆断层带和复杂的推覆体,为弧背盆地岩屑的主要源地。A型俯冲带及被其逆掩的弧背盆地的沉积中心,随时间有逐渐向稳定大陆一侧推移的趋势。这样,安第斯型造山带可夹于相对倾斜的一对俯冲带之间受挤抬升。一侧是洋缘的B型俯冲带,另一侧是陆内的A型俯冲带,前者是原生的,规模宏大,代表主板块间的边界;后者则是次生的,可能由前者产生的挤压应力所派生,其活动规模和涉及的深度相对较小,处于主板块的内部。A型俯冲带的发生往往晚于伴生的B型俯冲带,或与它同时发生。在南美安第斯山系东缘,以及北美西部中生代造山带东缘的科迪勒拉前陆,均发现活动造山带向东仰冲于地台之上,一部分大陆地台基底看来已潜没于A型俯冲带之下。 A,火山弧(L2)与弧后(L1)地区相互分离;B,火山弧与弧后地区相互会聚A,火山弧(L2)与弧后(L1)地区相互分离;B,火山弧与弧后地区相互会聚 全球A型俯冲带全球A型俯冲带的分布的分布A型俯冲带除分布在安第斯型大陆边缘以外,也见于大陆碰撞缝合带,A型俯冲带多构成褶皱带的边界。A型俯冲带除分布在安第斯型大陆边缘以外,也见于大陆碰撞缝合带,A型俯冲带多构成褶皱带的边界。 第二节 俯冲带地质构造作用一、俯冲工厂(subduction factory)的概念 第二节 俯冲带地质构造作用一、俯冲工厂(subduction factory)的概念俯冲带是大陆形成的主要区域,各种地幔演化过程都可以在俯冲带区域直接观测。大洋板块,包括海底沉积物、火成岩洋壳和岩石圈地幔部分在俯冲带部位俯冲带是大陆形成的主要区域,各种地幔演化过程都可以在俯冲带区域直接观测。大洋板块,包括海底沉积物、火成岩洋壳和岩石圈地幔部分在俯冲带部位进入地幔,经过俯冲带的大洋物质和上覆岩石圈之间的相互作用导致的脱水、变质和熔融等地幔,经过俯冲带的大洋物质和上覆岩石圈之间的相互作用导致的脱水、变质和熔融等过程,弧前区产生逸出的水流体、气体及蛇纹岩底辟,弧与弧后区喷出岩浆,并生成矿床和陆水流体、气体及蛇纹岩底辟,弧与弧后区喷出岩浆,并生成矿床和陆壳物质等。这样一个过程类似于一个工厂的工艺流程,被比拟为俯冲工厂俯冲工厂。俯冲工厂内大洋物质和上覆岩石圈之间的相互作用不仅可以灾难性地影响会聚边缘的持续发育,而且对于整个地球系统,从火山喷发到大气圈、岩浆增生到地壳和地壳增生到深地幔都有深刻的影响。预期将产生新的发现的令人振奋的领域是追踪和平衡穿过主动大陆边缘的物质、挥发份和能量过程,最终更好的了解俯冲工厂的基本过程。俯冲工厂内大洋物质和上覆岩石圈之间的相互作用不仅可以灾难性地影响会聚边缘的持续发育,而且对于整个地球系统,从火山喷发到大气圈、岩浆增生到地壳和地壳增生到深地幔都有深刻的影响。预期将产生新的发现的令人振奋的领域是追踪和平衡穿过主动大陆边缘的物质、挥发份和能量过程,最终更好的了解俯冲工厂的基本过程逆冲作用和地震活动、地壳物质通过俯冲带的循环,导致大陆地壳产生的岩浆活动。因此,逆冲作用和地震活动、地壳物质通过俯冲带的循环,导致大陆地壳产生的岩浆活动。因此,俯冲工厂在InterMargin计划(国际大陆边缘研究计划)中被列为一项重要的研究课题俯冲工厂在InterMargin计划(国际大陆边缘研究计划)中被列为一项重要的研究课题。 第二节 俯冲带地质构造作用俯 冲 工 厂 研 究 的 核 心 问 题 是 俯 冲 再 循 环 ( subductionrecycling),进入俯冲带的大洋板块,其上覆的陆源和生物源沉积物,连同其中所含的流体和水化、蚀变产物,来自大陆、水圈和大气圈,俯冲的火成岩洋壳则来自地幔。(根本上说,大陆、水圈和俯 冲 工 厂 研 究 的 核 心 问 题 是 俯 冲 再 循 环 ( subductionrecycling),进入俯冲带的大洋板块,其上覆的陆源和生物源沉积物,连同其中所含的流体和水化、蚀变产物,来自大陆、水圈和大气圈,俯冲的火成岩洋壳则来自地幔。(根本上说,大陆、水圈和大气圈也来自地幔是地幔火成活动和排气作用的产物)俯冲的大气圈也来自地幔,是地幔火成活动和排气作用的产物)。俯冲的大洋板片随着温度、压力升高,释出水和其他挥发物,部分水流体和气体返回水圈和大气圈,部分流体和沉积物则加入火山弧下的岩浆源区,并作为火成岩返回大陆。经过俯冲工厂加工后残留的大洋板片下潜返回地幔深处。这样,来自陆地、大气圈、水圈和地幔的物质,通过俯冲工厂的运作再循环返回陆地、大气圈、水圈和地幔。这一再循环过程改造了俯冲板块和上覆板块,联系着地表和地球内部,几乎涉及到地球的所有圈层。大洋板片随着温度、压力升高,释出水和其他挥发物,部分水流体和气体返回水圈和大气圈,部分流体和沉积物则加入火山弧下的岩浆源区,并作为火成岩返回大陆。经过俯冲工厂加工后残留的大洋板片下潜返回地幔深处。这样,来自陆地、大气圈、水圈和地幔的物质,通过俯冲工厂的运作再循环返回陆地、大气圈、水圈和地幔。这一再循环过程改造了俯冲板块和上覆板块,联系着地表和地球内部,几乎涉及到地球的所有圈层。 俯冲再循环中的物质平衡, 箭头示意地表示运移的方向等式表示俯冲再循环中物质的整体平衡。等式左面为输入物,包括进入的沉积物、流体和水化地壳,加上前缘俯冲侵蚀和底面俯冲侵蚀产生的物质(主要是大陆物质);等式右面为输出物,包括弧前输出物(流体等)、增生楔、底侵物质、俯冲带释出的流体、沿火山弧及弧后的输出物、返回地幔深处的洋壳板片。输入和输出二者应相互平衡。这里未考虑俯冲大洋岩石圈的地幔部分,它在通过俯冲工厂时可能较少遭受改造,这里暂未列入俯冲再循环的物质平衡研究中。等式表示俯冲再循环中物质的整体平衡。等式左面为输入物,包括进入的沉积物、流体和水化地壳,加上前缘俯冲侵蚀和底面俯冲侵蚀产生的物质(主要是大陆物质);等式右面为输出物,包括弧前输出物(流体等)、增生楔、底侵物质、俯冲带释出的流体、沿火山弧及弧后的输出物、返回地幔深处的洋壳板片。输入和输出二者应相互平衡。这里未考虑俯冲大洋岩石圈的地幔部分,它在通过俯冲工厂时可能较少遭受改造,这里暂未列入俯冲再循环的物质平衡研究中。 第二节 俯冲带地质构造作用二、俯冲增生与增生楔当大洋板块俯冲时,其组成物质一般有三种去路:①俯冲至地下,返回地幔之中;②潜入贝尼奥夫带被熔化,从深部补给岛弧的岩浆活动;③在俯冲时被刮下 来 , 加 积 于 海 沟 的 陆 侧 坡 , 组 成:①俯冲至地下,返回地幔之中;②潜入贝尼奥夫带被熔化,从深部补给岛弧的岩浆活动;③在俯冲时被刮下 来 , 加 积 于 海 沟 的 陆 侧 坡 , 组 成 增 生 楔 形 体 , 或 称 增 生 棱 柱 体(accretionary prism)。大洋板块表面所覆盖的沉积物,主要是远海的钙质沉积(有孔虫、颗石软泥等)、硅质沉积(放射虫、硅藻软泥等)以及深海红粘土,海沟附近还有浊流沉积。这些沉积物固结程度较差,特别是新生代沉积层多未成岩,在俯冲时容易被刮下来,与俯冲板块的基底脱离,形成增生棱柱体。不排斥有一部分沉积层会潜入贝尼奥夫带,另从增生楔形体的组成看来,显然也有一些洋壳基岩物质(蛇绿岩)和那些突出于下插板块表面之上的海山或海丘沉入海沟时被刮削下来。大洋板块表面所覆盖的沉积物,主要是远海的钙质沉积(有孔虫、颗石软泥等)、硅质沉积(放射虫、硅藻软泥等)以及深海红粘土,海沟附近还有浊流沉积。这些沉积物固结程度较差,特别是新生代沉积层多未成岩,在俯冲时容易被刮下来,与俯冲板块的基底脱离,形成增生棱柱体。不排斥有一部分沉积层会潜入贝尼奥夫带,另从增生楔形体的组成看来,显然也有一些洋壳基岩物质(蛇绿岩)和那些突出于下插板块表面之上的海山或海丘沉入海沟时被刮削下来。高精度地震探测显示增生楔内广泛发育叠瓦状冲断层和同斜褶皱,其结构类似于陆上的褶皱冲断带。,其结构类似于陆上的褶皱冲断带。 3683006.006.006.506.50Nankai Trough (Off Muroto) prism tow0.5 sec ~500m2.5km3683007.007.007.507.508.008.00500m(東大海洋研) Tectonic map of Philippine SeaFormation of Philippine seaBasins can be illustrated bysaA simple “back-arc spreading”Model 弧陸碰撞構造區Tectonic map Of Taiwan region被動式亞洲大陸邊緣活躍式板塊邊界活躍式板塊邊界活躍弧後盆地張裂區造山帶崩解構造區活躍弧陸碰撞造山構造區活躍式板塊邊界活躍弧後盆地張裂區造山帶崩解構造區活躍弧陸碰撞造山構造區(Ho, 1975) 歐亞大陸地殼歐亞板塊隱沒縫合線梨山-荖濃斷層(Angelier, 1986繪)南海海洋地殼歐亞板塊菲律賓海板塊歐亞板塊碰撞縫合線 Tectonic map of the South China Sea 臺灣附近海域大地構造圖臺灣附近海域大地構造圖(Huang et al., 2001)臺灣海峽區馬尼拉海溝區(南海東北角,與臺灣島地質關係最密切與臺灣島地質關係最密切)西菲律賓海(臺灣東部外海)沖繩海槽西菲律賓海(臺灣東部外海)沖繩海槽 Accretionary off southern TaiwanFrom W to E:Strongly related to geology of TaiwanHuatung RidgeSouthernLongitudinal TroughTaitung Trough南海海洋地殼馬尼拉海溝高屏斜坡恆春海脊北呂宋海槽南縱海槽花東海脊臺東海槽北呂宋火山島弧南海海洋地殼馬尼拉海溝高屏斜坡恆春海脊北呂宋海槽南縱海槽花東海脊臺東海槽北呂宋火山島弧Hengchun RidgeNorth Luzon Trough(After Liu et al., 1998) Poor seismic reflectionWestward (east-dipping) thrustingEastward (west-dipping) thrustingUpper slopeHengchun RidgeLower slopeKaoping SlopeClear seismic reflectionNorth Luzon TroughForearc basinManila Trench(Lundberg et al., 1992) Manila TrenchHengchun RidgeKaoping SlopeNorth Luzon Trough法國R/VJean Charcot研究船在臺灣南部海域炸測所得之單頻震測剖面研究船在臺灣南部海域炸測所得之單頻震測剖面(Blanchet et al.,1988,未刊稿) Geological structures oriented in NW direction off SW TaiwanTension domain(normal faulting)In Tainan BasinNW of Manila TrenchTainanWestern FoothillsExposed Tainan BasinCompression domain in Kaoping Slope(thrust faulting)east of Manila Trench 前缘增生体中背驮式逆冲断层系 增生棱柱体横剖面在增生楔内还常见一些其他的构造特征。在叠瓦状冲断带的序列陆侧,随着新物质不断增生,当不活动冲断层逐渐变陡、增生楔地壳缩短到一定程度,作为对增生楔稳定性的一种调节,变陡的不活动冲断层被一系列次生的活动冲断层所切割,后者被称为非序列冲断层(在增生楔内还常见一些其他的构造特征。在叠瓦状冲断带的序列陆侧,随着新物质不断增生,当不活动冲断层逐渐变陡、增生楔地壳缩短到一定程度,作为对增生楔稳定性的一种调节,变陡的不活动冲断层被一系列次生的活动冲断层所切割,后者被称为非序列冲断层(out of sequence thrust),有的学者称之为次生滑脱,构成多重滑脱带。),有的学者称之为次生滑脱,构成多重滑脱带。 前缘增生体形成模式上图数字顺序表示从新地层到老地层;下图数字代表发展阶段,S为海沟内壁滑塌作用的滑动面上图数字顺序表示从新地层到老地层;下图数字代表发展阶段,S为海沟内壁滑塌作用的滑动面增生楔沉积物(岩石)组成及序列如下:大洋基底玄武岩,向上为在洋盆中接受的,向上为在洋盆中接受的远洋沉积(一般下部为在中脊顶部接受的钙质沉积,上覆深水的硅质沉积或褐粘土),再向上为大洋板块运移到海沟时接受的(一般下部为在中脊顶部接受的钙质沉积,上覆深水的硅质沉积或褐粘土),再向上为大洋板块运移到海沟时接受的半远洋沉积(含岛弧型火山碎屑、泥质浊流沉积和粗粒浊流沉积)及(含岛弧型火山碎屑、泥质浊流沉积和粗粒浊流沉积)及滑塌沉积。 大洋板块、海沟中的物质在板块俯冲过程中被刮落下来,通过叠覆状冲断层等机制增生添加于上覆板块的前缘或底部,这种构造作用被称之为大洋板块、海沟中的物质在板块俯冲过程中被刮落下来,通过叠覆状冲断层等机制增生添加于上覆板块的前缘或底部,这种构造作用被称之为俯冲增生。俯冲增生的结果导致俯冲板块上的物质传输到上覆板块。俯冲增生的方式包括。俯冲增生的结果导致俯冲板块上的物质传输到上覆板块。俯冲增生的方式包括刮落作用(offscraping)和底侵作用(underplating)。前者也称。前者也称前缘增生,指俯冲板块上部的沉积层通过冲断作用被刮落下来,添加于上覆板块或已增生物质的前缘。后者也称,指俯冲板块上部的沉积层通过冲断作用被刮落下来,添加于上覆板块或已增生物质的前缘。后者也称底面增生,是指俯冲物质从上覆板块与俯冲板块之间楔入添加于增生楔的底部或更向陆侧添加于较老的基块与俯冲板块之间楔入,添加于增生楔的底部,或更向陆侧,添加于较老的基岩格架之下。滑脱面通过断坡(Ramp)向陆侧转移到更深的地层层位,可以导致新生滑脱面之上的物质底侵于上覆板块底部。此外,海山的俯冲潜没移动到上覆板块的底部也是一种常见的底侵作用现象。岩格架之下。滑脱面通过断坡(Ramp)向陆侧转移到更深的地层层位,可以导致新生滑脱面之上的物质底侵于上覆板块底部。此外,海山的俯冲潜没移动到上覆板块的底部也是一种常见的底侵作用现象。前缘增生和俯冲底侵二者共同建造了增生楔。但底侵于增生楔陆侧较老基岩之下的增生物质一般不作为增生楔的组成部分。增生楔下方以一较平缓的滑脱面为界,滑脱面将其上的增生层系与下垫的俯冲层系分开。滑脱面常对应于地层间断面,往往孔隙度高且富水。增生楔后方是由上覆板块较老基岩构成的支壁。增生楔的上表面通常位于海沟陆侧斜坡下部,其前方以变形前缘与洋侧未变形的海沟底沉积层为界,后方(向陆侧)过渡到弧前盆地。。但底侵于增生楔陆侧较老基岩之下的增生物质一般不作为增生楔的组成部分。增生楔下方以一较平缓的滑脱面为界,滑脱面将其上的增生层系与下垫的俯冲层系分开。滑脱面常对应于地层间断面,往往孔隙度高且富水。增生楔后方是由上覆板块较老基岩构成的支壁。增生楔的上表面通常位于海沟陆侧斜坡下部,其前方以变形前缘与洋侧未变形的海沟底沉积层为界,后方(向陆侧)过渡到弧前盆地。 第二节 俯冲带地质构造作用增生物质在楔入俯冲带浅部时遭受显著的剪切变形。这种由广泛遭受剪切的细粒基质和原地、外来岩块组成的变形岩体,称为增生物质在楔入俯冲带浅部时遭受显著的剪切变形。这种由广泛遭受剪切的细粒基质和原地、外来岩块组成的变形岩体,称为混杂岩体(melange)。混杂岩体也称。混杂岩体也称混杂堆积,其中基质、原地和外来岩块或碎片,大小悬殊、具棱角的原地和外来岩块紊乱地混杂于柔性的细粒基质中。有的巨大岩块延伸达数百米以至数公里。基质以泥质为主,也有蛇纹岩质等,广泛遭受剪切。在古老造山带中,混杂岩带常与深大断裂相伴生,出现于逆掩的推覆构造前缘。,其中基质、原地和外来岩块或碎片,大小悬殊、具棱角的原地和外来岩块紊乱地混杂于柔性的细粒基质中。有的巨大岩块延伸达数百米以至数公里。基质以泥质为主,也有蛇纹岩质等,广泛遭受剪切。在古老造山带中,混杂岩带常与深大断裂相伴生,出现于逆掩的推覆构造前缘。沿板块俯冲带,下插板块上的远海生物沉积、红粘土、浊流沉积物及蛇绿岩被刮下来,上覆板块上的岩块则在重力和水流作用下顺坡而下,蓝片岩等高压低温变质岩亦混杂其间,这些性质迥异的沉积物和岩石在俯冲带浅部遭到强烈剪切和变形,构成了沿板块俯冲带,下插板块上的远海生物沉积、红粘土、浊流沉积物及蛇绿岩被刮下来,上覆板块上的岩块则在重力和水流作用下顺坡而下,蓝片岩等高压低温变质岩亦混杂其间,这些性质迥异的沉积物和岩石在俯冲带浅部遭到强烈剪切和变形,构成了俯冲带混杂岩体。这种混杂岩体常含有蛇绿岩碎块,故又称。这种混杂岩体常含有蛇绿岩碎块,故又称蛇绿混杂岩体。它是古海沟或板块缝合线的重要标志。加利福尼亚沿岸著名的弗兰西斯科统,便是俯冲带混杂岩体的典型。它由砂砾岩、页岩、有孔虫碳酸盐岩、放射虫硅质岩、基性超基性岩、蛇纹岩及其他变质岩组成,规模宏大,绵延上千公里,是侏罗纪至第三纪期间太平洋洋底板块沿北美西岸俯冲消减的产物。。加利福尼亚沿岸著名的弗兰西斯科统,便是俯冲带混杂岩体的典型。它由砂砾岩、页岩、有孔虫碳酸盐岩、放射虫硅质岩、基性超基性岩、蛇纹岩及其他变质岩组成,规模宏大,绵延上千公里,是侏罗纪至第三纪期间太平洋洋底板块沿北美西岸俯冲消减的产物。 第二节 俯冲带地质构造作用如果新的层次不断从下方楔入,增生楔形体逐渐增长,向大洋方向扩展推移,这意味着如果新的层次不断从下方楔入,增生楔形体逐渐增长,向大洋方向扩展推移,这意味着大陆的增生。增长着的荷重会迫使下伏的俯冲板块向下沉陷。与此同时,海沟与俯冲带向大洋侧迁移。在这种情况下,海沟仅表现为增生楔形体推进的前缘,而不再代表大洋板块下弯潜入软流圈的原始形迹。增生楔向洋推进的结果,使海沟附近的俯冲带变得十分平缓。如图4-11所示,浅处俯冲板块的倾角不到10。。增长着的荷重会迫使下伏的俯冲板块向下沉陷。与此同时,海沟与俯冲带向大洋侧迁移。在这种情况下,海沟仅表现为增生楔形体推进的前缘,而不再代表大洋板块下弯潜入软流圈的原始形迹。增生楔向洋推进的结果,使海沟附近的俯冲带变得十分平缓。如图4-11所示,浅处俯冲板块的倾角不到10。在增生在增生楔和海沟向洋迁移的过程中,海沟与火山弧之间的距离及弧前盆地的宽度也会随楔和海沟向洋迁移的过程中海沟与火山弧间的离及弧前的宽度也会随海沟与火山弧间的离及弧前的宽度也会随时间而增大。一些年轻俯冲带上,弧沟间隙的宽度在100~200公里以内;而在一些长期发展的成熟岛弧或活动大陆边缘上,弧沟间隙的宽度增至200~300公里。但弧沟间隙宽度的增大还可能与火山弧朝内陆一侧迁移有关。据迪金森研究,在一些岛弧或陆缘中,岩浆活动最强烈的轴带大约以1Km/Ma的速度向陆侧迁移。增生楔是地球表面上正在连续变形,动力作用异常强烈的构造环境,是初始造山作用的场所。在那里,深海沉积物遭受变形、脱水、石化和抬升,最终转化为造山带和大陆地壳的组成部分。因而,增生楔是联系板块构造和造山作用的重要环节。。一些年轻俯冲带上,弧沟间隙的宽度在100~200公里以内;而在一些长期发展的成熟岛弧或活动大陆边缘上,弧沟间隙的宽度增至200~300公里。但弧沟间隙宽度的增大还可能与火山弧朝内陆一侧迁移有关。据迪金森研究,在一些岛弧或陆缘中,岩浆活动最强烈的轴带大约以1Km/Ma的速度向陆侧迁移。增生楔是地球表面上正在连续变形,动力作用异常强烈的构造环境,是初始造山作用的场所。在那里,深海沉积物遭受变形、脱水、石化和抬升,最终转化为造山带和大陆地壳的组成部分。因而,增生楔是联系板块构造和造山作用的重要环节。 增生楔的增生导致弧沟间距及弧前盆地的宽度增大数字代表海沟坡折的连续位置增生楔的增生导致弧沟间距及弧前盆地的宽度增大数字代表海沟坡折的连续位置 三、沉积物的潜没与俯冲侵蚀作用(一)沉积物的潜没沉积物俯冲指大洋板块上的沉积层在俯冲带先后逃脱前缘增生和底侵作用,俯冲下潜至超过40-60公里的地幔深处。根据地震反射剖面,可以粗略地求得某些海沟增生楔形体的体积,增生楔形体的年龄则可利用深海钻探资料加以推断。沉积物俯冲指大洋板块上的沉积层在俯冲带先后逃脱前缘增生和底侵作用,俯冲下潜至超过40-60公里的地幔深处。根据地震反射剖面,可以粗略地求得某些海沟增生楔形体的体积,增生楔形体的年龄则可利用深海钻探资料加以推断。从洋底沉积层的厚度和俯冲速度不难算出给定时间内输送到海沟俯冲带的沉积第二节 俯冲带地质构造作用从洋底沉积层的厚度和俯冲速度不难算出给定时间内输送到海沟俯冲带的沉积物数量。研究表明,输入的沉积物体积一般远超过增生楔形体的体积。如西加里福利亚的弗朗西斯科增生杂岩中远洋沉积物只占不到1%,假如大洋板块上的沉积物全被刮落增生的话,远洋沉积物所占的份额至少要增大20-50倍。当数千公里长的洋底犹如传送带源源不断地通过俯冲带时,预计会有数百万立方公里的远洋沉积物被刮落,积聚在太平洋的周缘,但实际调查仅见到这一体积的很小一部分(Scholl et al.,1977;Scholl and Vallier,1981)。可见,必定有相当多的洋底沉积物已俯冲潜没于地幔中。如果大洋基底起伏不平,充填于基底凹陷或地堑中的沉积物显然更易于潜入地下。。如西加里福利亚的弗朗西斯科增生杂岩中远洋沉积物只占不到1%,假如大洋板块上的沉积物全被刮落增生的话,远洋沉积物所占的份额至少要增大20-50倍。当数千公里长的洋底犹如传送带源源不断地通过俯冲带时,预计会有数百万立方公里的远洋沉积物被刮落,积聚在太平洋的周缘,但实际调查仅见到这一体积的很小一部分(Scholl et al.,1977;Scholl and Vallier,1981)。可见,必定有相当多的洋底沉积物已俯冲潜没于地幔中。如果大洋基底起伏不平,充填于基底凹陷或地堑中的沉积物显然更易于潜入地下。 上世纪70年代晚期,深海钻探计划(DSDP)在日本、马里亚纳、中美等活动边缘钻探揭露了海沟斜坡自身的沉积物,而不是来自远洋的增生沉积物,推断必然已有大量的洋底沉积物遭受俯冲潜没(Von Huene et al.,1980;Hussongand Uyeda,1981;Von Huene et al.,1982;Moore et al.,1982)。尤令人瞩目的是,上世纪70年代晚期,深海钻探计划(DSDP)在日本、马里亚纳、中美等活动边缘钻探揭露了海沟斜坡自身的沉积物,而不是来自远洋的增生沉积物,推断必然已有大量的洋底沉积物遭受俯冲潜没(Von Huene et al.,1980;Hussongand Uyeda,1981;Von Huene et al.,1982;Moore et al.,1982)。尤令人瞩目的是,巴巴多斯大型增生楔(加勒比海中间的一个由增生楔露出海面形成的小岛,远海沉积物为主)前缘处俯冲的沉积物内存在着孔隙流体超压巴巴多斯大型增生楔(加勒比海中间的一个由增生楔露出海面形成的小岛,远海沉积物为主)前缘处俯冲的沉积物内存在着孔隙流体超压,孔隙流体超压可以承担上覆岩石的静压负载,在某种程度上使上覆板块在滑脱面之上处于浮动状态,由此合理地解释了大洋板块上的沉积物何以能俯冲到地幔深处超压可以承担上覆岩石的静压负载,在某种程度上使上覆板块在滑脱面之上处于浮动状态,由此合理地解释了大洋板块上的沉积物何以能俯冲到地幔深处(Moore and Vrolijk,1992)。80年代至90年代,ODP在秘鲁边缘(Suess etal.,1990)和南智利边缘(Lewis et al.,1995)的钻探成果进一步表明沉积物确有能力俯冲到地下深处。地球化学证据也为沉积物的俯冲潜没提供了可靠证 据 ( Morris and Tera,1989;Plank and Langmuir,1993;Johnson andPland,1999)。(Moore and Vrolijk,1992)。80年代至90年代,ODP在秘鲁边缘(Suess etal.,1990)和南智利边缘(Lewis et al.,1995)的钻探成果进一步表明沉积物确有能力俯冲到地下深处。地球化学证据也为沉积物的俯冲潜没提供了可靠证 据 ( Morris and Tera,1989;Plan...

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