地球大陆边缘构造与板块俯冲带(3)

地球大陆边缘构造
与板块俯冲带
（3）
胡经国
第三节B型俯冲与A型俯冲
一、B型俯冲与A型俯冲概述
1、B型俯冲与A型俯冲的概念
⑴、B型俯冲
根据海底扩张和地幔对流理论，大洋板块从洋中脊运动到深海沟以后，便沿着贝尼奥夫带，在岛弧外侧的海沟中向大陆板块下俯冲消减，而大陆板块则相应地向大洋板块仰冲，这种发生在大洋板块与大陆板块之间的俯冲消减作用称为B型俯冲（B-Subduction）。

它是为了纪念H.Benioff（H·贝尼奥夫）而命名的。

B型俯冲典型实例是西太平洋边缘太平洋板块向欧亚大陆板块下俯冲消减，导致形成了一系列向大洋板块逆冲的逆冲推覆体带。

⑵、A型俯冲
根据地壳变形和地球物理研究，板块之间在碰撞以后，板块运动并没有终止，而以陆内俯冲方式继续；褶皱造山带向前陆盆地逆冲推覆，而前陆盆地所在的岩石圈则发生基底拆离，向褶皱造山带之下俯冲，这种发生在大陆岩石圈内部的俯冲作用称为A型俯冲（A-Subduction）。

它是为了纪念1906年首次提出这种俯冲的O.Ampferer而命名的。

A 型俯冲也就是大陆板块内的地台向褶皱造山带俯冲，表现为褶皱造山带向前陆逆冲。

A 型俯冲表现为大陆岩石圈基底滑脱（拆离）和褶皱逆冲构造。

北美科迪勒拉造山带向北美地台的逆冲以及阿巴拉契亚造山带向北美地台的逆冲均属这一俯冲作用类型。

2、俯冲类型的划分
⑴、洋壳向洋壳岛弧俯冲（岛弧－海沟型）
属于洋－洋汇聚边缘。

主要特点：岛弧和火山活动，大规模的变质作用，岩浆侵入较少。

⑵、洋壳向大陆俯冲（山弧－海沟型）
属于洋－陆汇聚边缘
主要过程：增生楔变形；大陆边缘变形成为岛山带；山根的高温高压变质作用；下行板片上覆地幔部分熔融，导致岩浆分异作用形成安山质或更酸性的岩浆，火山活动普遍。

造山带深部花岗质岩基和变质沉积岩发育。

例如，安第斯山。

⑶、大陆向大陆俯冲/碰撞
例如，珠穆朗玛峰。

二、B型俯冲特征
B型俯冲发生在大洋板块前缘深海沟部位。

在俯冲过程中，浅部洋壳因机械摩擦作用产生一系列强烈的剪切破裂，其破裂的洋壳碎片被大量海底沉积物质所胶结形成构造混杂岩，并以增生楔形式加积于大陆或岛弧的外侧。

在B型俯冲带上，大部分洋壳沿着深海沟俯冲并下插到地下不同深度，其中一部分洋壳重熔、上涌形成以钙碱性为主的岛弧火山岩浆；另一部分洋壳在更深部重熔，返回到地幔中。

所以，B型俯冲可以导致活动大陆边缘发生强烈的造山运动和岩浆活动，以及变质作用和成矿作用。

在大洋封闭以前，经过漫长的B型俯冲阶段，也是洋壳逐步转化为陆壳的过程，长英质成分不断增加，镁铁质成分相对减少。

地壳厚度增加，宽度扩大。

三、A型俯冲的特征
A型俯冲又称为“陆内俯冲作用”、“硅铝层俯冲作用”、“薄皮板块构造作用”、“板块内俯冲作用”。

A型俯冲作用往往与早期B型俯冲作用伴生，俯冲作用的结果常常导致地壳的缩短加厚。

俯冲下去的岩块大多数是沉积岩楔形体，发育有叠瓦状逆断层带和复杂的推覆体，很少出现深源地震。

北美科迪勒拉造山带向北美地块的逆冲以及阿巴拉契亚造山带向北美地块的逆冲，都属于这种类型。

第四节海沟俯冲带（B型俯冲）
俯冲作用有两种不同的情况：一种是俯冲加积（增生）作用，产生构造混杂岩加积（增生）；另一种是俯冲侵蚀作用，导致陆壳侵蚀后退。

俯冲加积（增生）作用和俯冲侵蚀作用，都是俯冲边缘重要的构造地质作用。

它们中的任何一种都可以在板块演化阶段起主导作用。

俯冲加积（增生）作用和俯冲侵蚀作用，都发生在汇聚型板块边界上。

为了便于区分和反映活动大陆边缘的特征，将前者所在边界称为挤压－汇聚型板块边界，将后者所在边界称为拉张－汇聚型板块边界。

㈠、俯冲加积（增生）作用
在大洋地壳沿着俯冲带向下俯冲时，洋盆上沉积的深海相碳酸盐岩、硅质岩、或深海软泥以及海沟附近的陆源浊流沉积物，由于固结差，多未成岩，因而在强烈的挤压、剪切在作用下，容易沿着洋壳基底界面被刮削下来。

其下伏的洋壳熔岩基底也有一部分被刮削下来形成洋壳碎片。

从而，在大陆边缘形成加积体（增生楔形体，简称增生楔）。

随着洋壳不断俯冲，在大陆边缘的增生楔或构造混杂岩不断增长，逐渐向大洋方向扩展。

这种现象被称为俯冲加积（增生），这种作用过程称为俯冲加积（增生）作用。

㈡、俯冲侵蚀作用
由于环太平洋海沟是汇聚型板块边缘，因而它们理应全部以构造混杂岩为特征。

但是，事实并非如此。

环太平洋海沟普遍没有增生楔发育，反而被俯冲的洋壳拖拽到深部，导致大陆边缘的崩塌，形成含有以大陆边缘陆壳碎块为特征的重力滑塌堆积。

此时，海沟向大陆方向迁移，大陆边缘被侵蚀后退。

这种现象被称为俯冲侵蚀，这种作用过程称为俯冲侵蚀作用。

第五节火山（岛）弧
一、火山（岛）弧概述
火山（岛）弧主要分布在环太平洋活动大陆边缘，是指由现代活火山组成年轻的火山岛弧或弧形火山岛链。

其次，还有加勒比海东侧的安第列斯火山（岛）弧和印度洋东北测的东印度火山（岛）弧。

环太平洋周围分布有包括历史的和现代的活火山弧32个。

其中，9个位于美洲西部汇聚（活动）边缘。

这里有地球上最长的俯冲带，被断裂带分割成6个主要的火山弧。

其余23个火山弧分布在环太平洋汇聚（活动）边缘。

它们位于大洋潜没带的基岩上。

100～500公里长的火山弧，一般形成于微板块镶嵌的复杂构造背景下，称为小弧；1500～2500公里长的火山弧，主要形成于板块边界（如巽他弧、阿留申－阿拉斯加弧），称为大弧。

二、火山（岛）弧类型
㈠、按地壳类型分类
火山（岛）弧分别位于以下３种类型的地壳上：①、洋壳上的火山弧，非常少（如南桑威奇、伊豆－笠原群岛）；②、过渡壳上的火山弧（地壳厚度15～35公里），非常普遍；③、陆壳上的火山弧（地壳厚度大于35公里），包括大陆碎片上的（新西兰）、大陆半岛上的（堪察加半岛），或者活动大陆边缘上的。

㈡、基底性质分类
按其基底性质，火山（岛）弧可分为陆缘火山弧和洋内火山弧两大类。

1、陆缘火山弧
陆缘火山弧发育在太平洋边缘，与大陆边缘毗邻。

它是大洋板块向大陆边缘俯冲时，在古老陆壳基底上发育的火山弧。

若有弧后边缘海发育，则虽然使火山弧移离大陆，但是仍然具有陆壳的特征。

例如，日本岛火山弧陆壳厚约为25～40公里；安第斯山火山弧陆壳厚达30～70多公里。

2、洋内火山弧
洋内火山弧发育在大洋板块之上。

当大洋板块俯冲于另一个大洋板块之下时，上驮板块除了毗邻海沟的部分以外，普遍发生拉张作用而加宽，逐步发育成为一个新的构造区；在其基础上形成以拉斑玄武岩为主的小型火山弧，如马里亚纳岛弧和汤加岛弧等；侵入岩以辉长岩和闪长岩为主；其地壳厚度相对减薄，但是比正常洋壳厚。

洋内火山弧将后侧的洋盆圈闭而形成弧后盆地。

此弧后盆地具有比洋内火山弧较古老的原生洋壳，而非后期扩张的新洋壳。

三、火山（岛）弧岩浆作用
火山弧岩浆作用有强烈的火山喷发。

火山喷发若由海水之下过渡到地面，则火山喷发范围也随之扩大。

火山弧岩浆以钙碱性安山岩为特征，它的主要成分属于中性岩到长英质岩石，与陆壳的平均化学成分一致。

火山弧火山喷发活动的过程也是陆壳生长成熟的过程。

板块构造理论认为，洋中脊是新生洋壳的地方，而汇聚型板块边界的火山弧则是新生陆壳的地方。

四、火山（岛）弧沉积作用
在火山弧前、后和内部盆地中，都发育有以海相为主的沉积物。

它们是以火山弧火山岩为物源的岛弧型碎屑岩。

火山弧沉积与盆地类型密切相关。

㈠、火山弧盆地类型划分
其主要依据盆地基底的地壳类型和盆地相对于板块的位置以及盆地沉积过程中板块的相互作用等。

1、弧前盆地
位于火山弧与非火山弧之间的弧－沟间隙，是一个封闭的沉积凹陷，可出现很厚的海相火山岩碎屑沉积。

2、弧间盆地
位于火山弧内部的拉张型地堑盆地，主要是火山弧碎屑沉积，经过持续发育，过渡为弧后盆地。

3、弧后盆地
位于火山弧与大陆之间，又称为边缘海盆地。

主要由于洋壳俯冲诱发地幔上隆、岩石圈拉张而形成。

其基底为过渡壳和洋壳。

㈡、弧后盆地沉积
弧后盆地主要发育在火山弧与大陆边缘之间的弧后地区。

若弧后陆壳被拉张发育成为过渡壳和洋壳者，则称为边缘海盆地，而属于深海沉积环境。

在西太平洋火山弧系与大陆之间，展布着一系列各自独立的边缘海。

自北向南有：白令海、鄂霍茨克海、日本海、东中国海、南中国海、珊瑚海、塔斯曼海等。

在这些边缘海内，几乎都有水深2000米以上的深海盆地。

例如，白令
海中的阿留申海盆、鄂霍茨克海中的千岛海盆、日本海中的日本海盆、东中国海中的冲绳海槽、南中国海中的中央海盆等。

由于它们位于火山弧的后侧（相对于大洋而言），因而一般叫做弧后盆地。

又由于它们位于大陆边缘，因而又叫做边缘盆地。

弧后盆地在平面上呈菱形或长条形，多呈NE－SW向延伸。

五、火山（岛）弧变质作用
㈠、双变质带与变质相
在汇聚型板块边界，由于大洋板块的俯冲，海沟内壁和火山（岛）弧主体所受压力和温度不一致，因而导致火山（岛）弧地区的区域变质类型不同，形成成对成双的变质带。

例如，环太平洋地区就发育有典型的双变质带。

通常，按地温梯度将变质相分为：高压、中压和低压3种类型：
高压变质相：地温梯度小于10℃/km
中压变质相：地温梯度约为20～30℃/km
低压变质相：地温梯度大于40℃/km
注意：高压、中压和低压不是根据压力数值来划分的。

㈡、三类变质带的特征
1、高压－低温变质带
高压－低温变质带位于海沟俯冲带内壁的构造混杂岩增生楔内部；其深度约为25公里（5～7kb压力），温度低于250～400℃。

主要由洋壳碎块的基性和超基性岩、硬砂岩和硅质岩等原岩组成；后经变质，属于蓝闪石片岩相，以蓝闪石类为特征矿物。

其变质程度和沉积物年龄向陆侧递增。

在高压带中尚伴有中压变质作用，后者形成深度较浅。

蓝片岩由于冲断作用和地壳均衡上升，经剥蚀而出露于地表。

2、高温－低压变质带
高温－低压变质带主要分布在火山（岛）弧钙碱性系列火山岩地区。

其地温梯度大于40～150℃/km以上。

由于大量岩浆上升的热流和热传导而形成高温环境，以红柱石为特征矿物。

高温－低压环境，往往处于强烈岩浆作用地段，适宜于产生斑岩铜矿等金属矿产。

3、中温－中压变质带
中温－中压变质带在温度－压力图解上，位于高压与低压变质区之间，以蓝晶石为特征矿物。

㈢、三类变质带的相互关系
在构造上，高压－低温变质带和高温－低压变质带，是极其重要的，而中温－中压变质带，是高压－低温变质带和高温－低压变质带之间的过渡类型。

成对变质带出现的部位，反映了所处的构造单元性质和与海沟、火山（岛）弧的相对位置以及俯冲带的倾斜方向。

在海沟及其内壁的构造混杂岩增生楔内形成高压－低温变质带；而在火山（岛）弧出现高温－低压变质带。

因
此，俯冲带是由高压－低温变质带向高温－低压变质带倾斜的，二者呈平行延伸，形成时代大体相近。

根据双变质带成对出现原则，若出现某一类型变质带，则应有另一种配对的变质带存在。

若出现不成对出现的变质带，则将会引起地球科学家的极大兴趣，去研究解释其构造演化原因。

2018年5月5日编写于重庆
2020年5月25日修改于重庆。