大陆边缘构造（1）
胡经国（yuanzi16）
本文全文目录
一、活动大陆边缘
㈠、概述
㈡、环太平洋型活动大陆边缘的基本特征
㈢、环太平洋型活动大陆边缘分类
㈣、活动（俯冲）大陆边缘若干研究进展
㈤、俯冲带的结构
二、被动大陆边缘
㈠、概述
㈡、被动大陆边缘的演化
1、大西洋型被动大陆边缘的演化阶段
2、被动（张裂）大陆边缘研究的若干进展
3、转换大陆边缘研究的若干进展
三、B型俯冲与A型俯冲
㈠、概述
1、B型俯冲与A型俯冲的概念
2、俯冲类型的划分
㈡、B型俯冲
㈢、A型俯冲
四、海沟俯冲带（B型俯冲）
㈠、俯冲加积（增生）
㈡、俯冲侵蚀
五、岛弧
㈠、岛弧类型
1、陆缘岛弧
2、洋内岛弧
㈡、岛弧岩浆作用
㈢、岛弧沉积作用
㈣、岛弧变质作用
1、高压－低温变质带
2、高温－低压变质带
3、中压－中温变质带
下面是正文
一、活动大陆边缘
㈠、概述
根据所属构造环境，大陆地壳可以分为以下两个部分：大陆边缘地壳和大陆内部地壳。
大陆边缘处于陆壳与洋壳的过渡地带，属于过渡性地壳。大陆边缘是陆源成因和海洋成因沉积物的交汇处。陆壳的垂直运动和洋壳的水平运动在大陆边缘同时发生。这里成为内外动力作用和热力作用的集中地带。
根据构造活动性，大陆边缘可以分为以下两种类型：活动（俯冲）大陆边缘；被动（张裂）大陆边缘。
活动（俯冲）大陆边缘（太平洋型大陆边缘、收敛大陆边缘）分为：大陆架、大陆坡、海沟－岛弧体系以及海沟－岛弧向陆侧的边缘海盆（大陆隆不发育）。
被动（张裂）大陆边缘（大西洋型大陆边缘、离散型大陆边缘、拖曳型大陆边缘）分为：大陆架、大陆坡、大陆隆。
㈡、环太平洋型活动大陆边缘的基本特征
活动大陆边缘代表聚敛型板块边界。它又分为环太平洋型和喜马拉雅型两种类型。
环太平洋型活动大陆边缘具有3个基本特征：
1、洋侧存在深度达6000米以上的深海沟
大洋地壳沿海沟－俯冲带消亡，陆壳增生加厚。
2、陆侧有强烈的火山活动
紧靠大陆一侧，深部下插的洋壳板块受热熔融，产生岩浆，导致安山岩质岩浆喷发，形成火山岛弧。
3、深部经常有震源深度70公里以上的深源地震发生
海沟底部大洋板块沿震源面即贝尼奥夫带下插，因而地震都沿贝尼奥夫带发生。
㈢、环太平洋型活动大陆边缘分类
1、按有无边缘海盆地分类
根据弧后盆地是否进一步拉张破裂并发育成有洋壳特征的边缘海盆地，环太平洋型活动大陆边缘可分为以下两种型式：
⑴、发育有边缘海盆地的型式
发育有边缘海盆地的、组成西太平洋型沟－弧－盆型式。
⑵、没有发育边缘海盆地的型式
没有发育边缘海盆地的、组成东太平洋型沟－弧山链型式，又叫做安第斯型沟－弧系活动大陆边缘。
2、按俯冲带倾角分类
根据俯冲带倾角的不同，环太平洋型活动大陆边缘可分为以下两种类型：
⑴、以10°～20°缓倾角俯冲
俯冲带洋壳和陆壳紧密结合，构造应力场耦合作用明显，深海沟被强制性地向大洋方向迁移，常发生巨大地震，以东太平洋智利俯冲带为代表。
⑵、以50°～60°甚至更大陡倾角俯冲
俯冲深度大，大陆和岛弧被小型边缘海隔开，陆缘弧区处于拉张环境，地幔物质上涌，形成次一级的海底扩张和弧后边缘海盆。深海沟相对稳定，或自动向大洋方向迁移，以西太平洋马里亚纳海沟为代表。
㈣、活动（俯冲）大陆边缘若干研究进展
1、板块汇聚与地震
⑴、板块边界与地震带
1968年，拉蒙特地质所的伊萨克斯、奥利弗、赛克斯首先讨论了地震学与板块构造的关系，地震研究成为板块构造的一大支柱。
构造活动最活跃的地区；地震活动在地区上一般呈狭窄的带状分布，这种地震分布带称为地震带。全球地震能量的95%都是在板块边界释放出来的。
汇聚型板块边界，地震带宽；离散型板块边界，地震带窄。
汇聚型板块边界，逆断层占优势；离散型板块边界，正断层类型占优势。
汇聚型板块边界，板块之间接触面积大，地震活动性强，释放的地震能量占全世界地震总能量的90%以上；离散型板块边界，地震活动性弱。
全球几乎所有深源和中源地震以及大多数浅源地震都发生在汇聚型板块边界。
⑵、贝尼奥夫带（Benioff）
1930年，日本Wadati发现倾斜的震源带。1950年，美国的Benioff对此详细研究，并作为大陆与大洋之间的巨型逆冲带。在海底扩张兴起以后，被当作板块的俯冲带，给出了板块俯冲的形迹。
海沟附近的板块向下俯冲弯曲，因其弯曲部凸面板块表层处于拉张状态。在一些海沟的洋侧陆坡上，出现地堑型构造。在海沟靠大洋一侧的外缘地带，往往有一宽缓的高地，称为外缘隆起带或边缘堤，高度200～500米，宽约300～500米。前缘受阻，后缘拱起。
环太平洋岛弧－海沟系地震带释放的能量占全球地震总能量的80%。
地震按震源深度分为：
浅源地震：0～70公里；
中源地震：70～300公里；
深源地震：300～700公里
震源深度靠洋侧较浅，靠岛弧或大陆侧较深，构成一个倾斜的大致连续的震源带——贝尼奥夫带（Benioff）。倾角30～70度，随深度增大而变陡；最深可达700公里，厚度仅数十公里。
倾斜震源带——Wadati-Benioff带厚40～50公里，深至700公里进入地幔。
浅部地震带倾角小，只有几度；较深部位从30°变化到近90°。
在一些地区，震源位于两个明显的面上。
①、在海沟轴附近及其大陆一侧水平距离约80公里范围内，在海洋岩石圈上部发生正断层型地震。
②、由海沟轴向海洋一侧，也出现断层面向陆侧倾斜45的°正断层型地震。这种类型地震数量不多。
③、自海沟轴向大陆一侧80～200公里范围内，观测到逆断层型地震。这中地震可能发生在海洋岩石圈与大陆岩石圈的衔接带上。这是所谓巨震的主要部分。
④、在更靠近陆侧的深部，相当于俯冲带的上面部位，由于沿俯冲方向的挤压力而发生地震。在这个地区还出现另一种类型地震，这一类型地震是在俯冲带内，距其顶面30～40公里的面上。于沿俯冲方向分布的张力所引起的。这种深源地震面双重构造，是通过日本东北部微小地震的详细观察结果而首次发现的。
⑤、在深度超过150公里的海洋岩石圈内发生的地震，都是由沿俯冲方向上的挤压力引起的（Isacksy与Molnar，1971）。在日本东部这种类型地震一直连续到超过500公里深处。
⑶、品质因素（Q）
Q值与地震波的衰减程度成反比。
岩石圈Q值为1000～2000，软流圈Q值为100～200。
1967年，奥利弗等研究了岛弧地区Q值的分布：贝尼奥夫带的Q值特别高，与岩石圈相当，而其两侧软流圈的Q值较低。
倾斜的贝尼奥夫带标出了板块俯冲的形迹。
冷的岩石圈板块俯冲至数百公里深的软流圈中，在一定程度上能保持较低的温度和坚硬的性质，内部仍然可以产生断裂，从而引起频繁的地震。
⑷、地震波的吸收
在实际介质中，对地震波的能量具有不同程度的吸收作用。地震波的吸收可以用品质因素来描述。
品质因素Q的定义：在一个周期（或一个波长距离）内，振动损耗能量与总能量之比的倒数。
其意义为：Q值越大，能量损耗越小，介质越接近于完全弹性。
当波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收衰减，衰减的快慢由吸收系数α确定。
⑸、波前扩散（球面扩散）
随着传播距离增大，波前球面扩展，但是总能量不变，而使单位面积上的能量减少。
⑹、Tonga-Kermadec弧的地震研究
20世纪60年代，利用地震台网，对Tonga-Kermadec弧的地震研究。
S波从Wadati-Benioff带的下部传播到Fiji与Tonga的特性不同；Tonga处S波振幅至少比Fiji大2～3个数量级。
震源至Fiji的路径上S波衰减远比Wadati-Benioff带大。
上地幔低Q值带上覆薄薄的高Q值层。
在浅部Tonga海沟与Raratonga之间高Q值与西倾Wadati-Benioff带高Q值区连接。
在海底扩张说发表以后，俯冲带的地震学研究提供了增生的洋壳返回地幔的依据，成为理解全球构造过程的重要方法。板块汇聚的地震学依据，在浅部指示了向下的板片弯曲导致的张性；在深处指示了下伏与上覆板块的相互逆冲；在更大的深度，显示板片内部的变形（IsacksyandMolnar，1971）。
在俯冲带附近的地震台网中使用海底地震仪，以便提高震源位置确定的精度，记录小地震，研究俯冲带结构（Suyehiroetal.，1982）。
海底地震仪通过电缆连接到岸上组成日本地震预测计划的一部分（Mommaetal.，1998）。
OBS观测表明，地震震源局限于较小的深度范围（相对低分辨率的陆地观测；并发现‘Seismicgap’）。
一些地区高Q值地震带深至700公里，指示岩石圈至少可以穿透入这一深度的地幔。
地震层析成像给出一些俯冲板片进入下地幔的惊人详细图像（Tonga-Kermadec弧，R.vanHilst，1995）。
板片形状沿走向有较大变化。
南侧，过渡带水平，太平洋板块下沉至少达800公里。2018年5月5日编写于重庆
2018年6月1日修改于重庆
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