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1、一些概念A型俯冲作用A type subduction一个大陆岩石圈对另一个大陆岩石圈的俯冲作用。当两个大陆型岩石圈地块之间汇 聚时，在陆缘新形成的热而较轻的火山弧有可能逆冲于冷而较重的稳定大陆岩石圈地块 之上;或者伴随继续的挤压过程,随后发生一个大陆岩石圈地块俯冲于另一个大陆岩石圈 地块之下。A型俯冲这一术语是为了纪念一位奥地利的阿尔卑斯山地质学家安普费勒 (O.Ampferer)而命名的。A型俯冲作用往往发生于伴生的B型俯冲作用之后或同时。A 型俯冲作用会导致陆缘山系后方挤压和地壳缩短，沿俯冲带出现叠瓦状逆冲带和复杂的 推覆体，并伴随着前陆盆地生成。B型俯冲作用B type subduct
2、ion大洋岩石圈板块俯冲于大陆岩石圈或另一大洋岩石圈板块之下的俯冲消减作用。和达 清夫(K.Wadati,1935)首先发现环太平洋地震带的震源深度通常是靠洋侧较浅、靠陆侧较 深，构成一个倾斜的地震带。B型俯冲是以贝尼奥夫(H.Benioff)名字命名的安第斯型大陆边缘continental margin of Anden type濒临俯冲海沟、构造活动强烈的大陆边缘，南美大陆西岸就属于这类大陆边缘。在这里， 东太平洋的大洋型纳斯卡板块沿秘鲁智利海沟俯冲到南美板块之下,俯冲带的倾角较小， 板块间挤压强烈，火山弧直接在大陆边缘(安第斯山)形成,后方未出现拉张型弧后盆地，而 是褶皱变形带。这是安第
3、斯型大陆边缘有别于发育弧后边缘海扩张带的亚洲大陆东缘的 重要标志之一。研究表明，这里的俯冲作用可以较好地解释安第斯山脉地区近2亿年的地 质演化经历。这两个板块之间的相向运动使陆缘遭受强烈构造变形，形成了褶皱山系(即 现在的安第斯造山带的东带)。俯冲作用还在其西侧形成了大安第斯火山链，导致南美大 陆向西增生安山岩线andesite line又称马绍尔线(Marshall line)。马绍尔(P. Marshall,1935)提出，指以太平洋盆内部橄榄玄 武岩、粗面岩为代表的碱性岩系和环太平洋带岛弧及活动大陆边缘钙碱性岩系的地理岩 石分界线。此线从阿拉斯加沿西太平洋岛弧带、美拉尼西亚群岛、汤加克马
4、德克到新西 兰以东的查塔姆岛,以安山岩出现为标志。此线以东，代表太平洋板块内部,以橄榄玄武岩 和粗面岩为主；以西代表环太平洋岛弧和活动大陆边缘，以安山岩、英安岩、流纹岩和玄 武岩为主。从板块构造观点看，它代表洋、陆板块之间的界线和俯冲、消减作用的开始板块plate地球岩石圈被洋中脊、岛弧海沟系、转换断层等三大构造活动带分割形成的大小不一 的不连续的岩石圈块体板块边界plate boundary不同板块之间的结合部位,表现为持续活动的火山带和地震带，是全球地质作用最板块 边缘类型为活跃的地区。可分为三种类型：洋中脊代表的离散边界、俯冲带代表的汇聚 边界和转换断层代表的转换边界。一般认为缝合带代表
5、古板块的汇聚和碰撞边界板块缝合线suture,suture zone又称板块缝合带。两个大陆板块相向碰撞的结合带。它代表古板块的汇聚边界,因此是 重建古板块的重要依据。板块构造学说认为：大洋板块消减使原先位于大洋两侧的大陆 碰撞、拼合而产生的强烈变形带内常保留有洋壳残余物质（蛇绿岩套），它和造山带相伴 生；这样的碰撞结合带即为地缝合线所在部位。一般认为，印度板块在新生代早期向北漂 移过程中与古欧亚大陆碰撞，而使新特提斯洋关闭，沿印度河和雅鲁藏布江形成地缝合 线;在这个带内就有代表洋壳残片的蛇绿岩套，以及俯冲增生楔、混杂堆积等标志性岩类； 在巴基斯坦的拉达克等地，更有晚白垩世的蓝片岩板块构造pl
6、ate tectonic由于洋底分裂、扩张、板块间的运动和相互作用形成的全球性板状地质构造板块汇聚plate convergence又称板块聚敛、板块敛合。相邻板块作相向运动，使其间的水平距离不断缩短的作用。 在两侧分别为大陆板块和大洋板块的情况下，两者间运动的界面即贝尼奥夫带，海沟是它 在地表出露的形迹。洋壳俯冲到一定深度以后，由于温度-压力的升高而发生局部熔融， 熔体上升到地表可形成岛弧或陆缘弧。因此岛弧和海沟的空间配置反映了板块俯冲的极 性。在两侧都是大陆板块汇聚的情况下则发生碰撞，形成像青藏高原和喜马拉雅山脉那样 的碰撞高原板块离散plate divergence相邻板块作背向运动，使
7、其间的水平距离不断增大，结果出现新的洋壳的作用。现代全 球大洋中脊就是典型代表。发生在陆地内部的离散作用会使大陆裂解，如阿拉伯半岛正因 红海的发育而离开非洲大陆。目前散布在大洋中的一些陆壳碎片，如印度洋中的塞舌尔群 岛、大西洋中的罗卡尔海台等都是通过离散作用从大陆裂解出来的。它们就是潜在的地 体板块碰撞plates collision两板块相向运动发生俯冲消减,当其间的洋壳全部损耗以后，陆壳因浮力不能下潜而导 致碰撞。根据两侧陆壳的性质可分为弧弧碰撞,弧陆碰撞和陆陆碰撞。千岛和日本岛弧正 沿北海道南部碰撞；台湾东海岸山脉是吕宋弧与欧亚大陆之间弧陆碰撞的产物；中国的 秦岭大别山、昆仑山、喜马拉雅
8、山等山脉都是不同地质时期陆陆碰撞的产物板内变形作用intra plate deformation又称陆内变形作用(intracontinental deformation)。经典的板块构造理论认为岩石圈板块 是刚性的，地壳变形只沿板块边界发生。但是后来的研究发现，大陆内部广泛存在弥散性 的变形，在远离板块边界的地方也会出现线状构造变形带，而且其成因不能和已知的板缘 活动联系起来。中国中生代的燕山造山带和新生代的天山造山带都是这方面的典型实 例。它们都以克拉通盖层为基底，造山带没有明确的边界，内部单元分布和造山带走向不 平行、区域变质作用微弱、岩浆活动未显示极性、变形样式既有薄皮构造也有厚皮构造
9、 等。板内造山是大陆活化的一种重要表现板内块体intraplate bmocks现代地震活动带的分布以及通过空间定位系统和卫星激光测距建立的GPS网、SLR 网等的观测结果,表明大陆在周围板块作用下，内部存在复杂的差异运动。马杏垣等(1989) 根据现代地壳运动的速度场，将板内构造进行分区，板内地块称之为板内块体。可以看出 在印度板块的推挤下，中国大陆西部存在明显的向北运动，运动速率从南向北逐渐减小。 过银川-昆明南北纬向线以后运动方向转为向东，速度也显著降低板内造山带intra plate orogenic belt又称陆内造山带。发育在大陆内部、远离同时代板块边界的构造活动带。它发育在前
10、期已稳定的克拉通盖层基础之上，有明显的构造变形和强烈的岩浆活动，但是缺乏蛇绿岩 套及其他指示洋盆存在的深水沉积，区域变质作用微弱。中国中生代的燕山造山带和新生 代的天山造山带都是陆内造山的典型实例板片plate slab又称板舌。板舌的两种成因和形态示意(据马宗晋等,2003)提出，指板块俯冲下插的部分, 环太平洋带是洋、陆汇聚，出现深俯冲的典型地区。俯冲下插部分的角度和形态差别很大， 但总的形态很像舌头。为了对板块的俯冲下插部分作较细致的描述并进一步划分构造要 素，可把板舌的不同部位分别称为舌基、舌根、舌端和舌侧壁；覆盖在板舌上方的上覆板 块部分称为舌盖。南美洲西海岸板舌的差异变形最为明显，
11、上拗型下插和下拗型下插相间 出现，控制了火山活动的有无和金属成矿带的分段板条plate lath板块内具有相对独立运动和变形表现的构造单元，形态上为长度远大于宽度的条状体， 马宗晋等(2003)提出。板块运动并不完全是整个板块整齐划一的运动，板块内部也可划分 次级单元和发生板内变形。如太平洋板块东侧垂直洋中脊走向的一系列长数千千米、近 东西向的转换断层，如门多西诺断裂带等把板块切割成一系列近等间距、宽达上百千米的 条状体。这些条状体都有拗曲，而且不同条状体拗曲的顶点明显错位；相邻条状体的磁异 常条带宽度差别往往也很大，说明它们的开裂速度不完全相同。此外在大洋板块俯冲下插 过程中，板块插入部分反
12、复挠曲，其前端很易被撕裂，也会形成一系列的条状体。太平洋板 块各俯冲带，甚至同一俯冲带的不同地段显示出俯冲运动的差异就是很好的证明。所以可 将这些条状体称为板条构造，简称板条。大陆板块内部也可划分出板条，如中国大陆被几 条明显的纬向构造分出的一些条带。深入研究板条构造不仅有助于探讨板块的运动学和 动力学问题，对地质灾害和矿产的分布、成因研究也有一定意义板缘造山带orogen in plate margin又称陆缘造山带(orogen in continental margin)。经典板块构造理论认为,所有的造山带 都形成于板块边缘，造山运动起因于两个板块间的俯冲或碰撞作用。陆缘造山带可划分出
13、四种类型：岛弧型、科迪勒拉型(安第斯型)、新几内亚型(弧陆碰撞型)和喜马拉雅型(陆 陆碰撞型)。但后来人们发现板块内部也可以形成造山带贝尼奥夫带Benioff zone又译为毕鸟夫带。由岛弧外侧的海沟向下往大陆方向倾斜、下延的现代活动地震震源 带。贝尼奥夫带由和达清夫(K.Wadati,1935)发现，经贝尼奥夫(H. Benioff,1954)研究证实, 故又称和达清夫贝尼奥夫地震带(Wadati Banioff seismic zone)。贝尼奥夫(1955)提出倾斜 地震带可分两段和三段图式：两段式由从地表到60千米的浅震和延伸到大约300千米 深度的中深地震组成，平均倾角33；三段式深
14、达约650千米，平均倾角60。最大震源深 度可达650710千米，再往下消失。贝尼奥夫认为100千米以上的地震由板块俯冲作用 引发,深源地震源于板块内部变形。地震间断则指示俯冲板块的断离被动大陆边缘passive continental margin又称大西洋型大陆边缘(Atlantic type continental margin)。即通常所说的稳定大陆边缘, 构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。其地壳是洋壳到陆壳的过渡，大陆和海洋位于 同一刚性岩石圈板块内的过渡带。它没有海沟俯冲带，早期裂开阶段位于板块内部，随后 被动地随着裂开的板块而移动,故无强烈地震、火山和造山运动；它以生成巨厚的
15、浅海相 沉积、岩浆活动微弱和地层基本上未遭变形而与活动大陆边缘形成鲜明对照。被动大陆 边缘由宽阔的大陆架、较缓的大陆坡以及缓坦的大陆陆基组成。通常年轻的稳定大陆边 缘陆架较窄；发育成熟的稳定大陆边缘具有广阔的陆架区。陆架下界(陆架坡折)的平均 深度约130米。陆坡的坡度相对陆架显著增加世界大陆坡的平均坡度为417比陆架的 坡度大20倍左右。陆坡地形十分崎岖，常被海底峡谷切割。陆基是大陆坡与深海平原之 间的过渡区，坡度十分平缓,由巨厚的浊流、等深流和滑塌沉积物组成，可形成许多海底复 合扇。是伸展作用体制下大陆岩石圈减薄和大幅度沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属 于被动大陆边缘的有非洲边缘(北部除外
16、)、澳大利亚西部和印度半岛的南部边缘等。北 美东侧的大西洋沿岸是现代正在发育的被动大陆边缘，它开始形成于美洲与非洲分开后 的晚三叠世。空间上呈一系列与大陆边缘相平行的长条形盆地，由两部分地层组成：下部 地堑型盆地充填了晚三叠世陆相粗碎屑堆积和火山岩,分布于靠内陆一侧;上部为拗陷成 因的厚712千米、大致呈水平产状的侏罗纪到新近纪的海相沉积。它们形成向海加厚 的楔体叠置在下伏厚度减薄的过渡型地壳之上。被动陆缘的生成源于岩石圈拉伸所导致 的上地幔物质上涌，减薄了的地壳通过铲状正断作用在地表形成复杂的地堑系;来自上地 幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正常厚度的大洋壳。破裂不整合标 志着陆壳断开的时间。随着洋盆扩大，它外侧的陆壳逐渐远离以中脊为代表的热流中心； 它的冷却沉陷造就了其上巨厚的被动陆缘沉积岩系变格运动tectonizati
