板块俯冲地质学和地幔对流.ppt

第五节 板块俯冲地质学• 一、板块俯冲带 • 二、沟弧体系 • 三、双变质带 • 四、蛇绿岩套 • 五、混杂堆积岩体与增 生楔状体俯冲地质学研究内容：• 板块的俯冲是一系列复杂而强烈的地质 作用过程，导生许多与俯冲作用具有成 生关系的重要地质现象：强烈地震和火山活动、地形高差悬殊的 沟－弧体系、负重力异常、变化显著的 热流值、区域变质作用等一. 板块俯冲带• 20世纪30年代，日本学者“和达清夫”发现自海沟向 陆侧存在一个倾斜的地震带，浅缘地震多发生在海 沟的陆侧斜坡向陆方向，并且震源随深度增加 • 50年代贝尼奥夫（Benioff）,此处是大陆地块和大 洋地块之间的巨型断层带－－贝尼奥夫带或者贝尼 奥夫－和达带 • 60年代后期，板块学说问世后，认为不仅是震源分 布带，而且是岩石圈板块插入地幔中的板块实体， 代表板块俯冲的形迹，为板块的俯冲带（消减带） • 板片形态：形状，长度和倾斜角深度和倾斜角在各地差异很大（教材P73），深度 100-500km，更深则被地幔同化； • 俯冲长度：俯冲速度越大，俯冲板块越长 • 俯冲角度：不同地方差别极大（10-90o），同一 俯冲带不同深度上也有变化 • 俯冲带角度规律： 1）岛弧下俯冲带较陡，大都45度以上， 2）而陆缘山弧下比较平缓，一般不超过30度； 3）俯冲带倾角往往随深度增加而变陡； 4）倾角大小与板块俯冲速度有关，速度越大，水平分速度 越大，俯冲带倾角越小；反之，变大。

俯冲带内应力分布与地震活动1.海沟轴附近及大陆一侧，水平距离约80KM处，海洋岩石圈上部发生正断层型地震 －－海洋岩石圈向下弯曲产生的拉张力引起 2.海沟轴向大洋一侧也出现向陆倾的约45度正断层型地震 3.自海沟向大陆侧80－200km范围内，观测到逆断层地震 4.距俯冲带顶面30－40km范围内，双层构造；沿俯冲方向挤压力和张力 5.深度超过150km的海洋岩石圈内发生地震，俯冲方向挤压力引起2134• 地震活动是板块俯冲作用伴生的重要地质现象 与板块俯冲带伴生的地震在平面上具有明显分带 性，在垂向上具有分层性垂向平面浅源地震小于60－70km 海沟向陆侧部位 中源地震70－300km 100－250km的火山轴部 深源地震300－700km 火山弧陆侧伸向大陆方向震源机制研究表明，主压应力和张应力导生的地震活动， 其应力方向总是平行于俯冲板块的倾斜方向，也证明地震 成因与岩石圈板块俯冲作用密切相关活 动 性 呈 指 数 减 少计算机模拟俯冲带热结构（汇聚速 率为6 cmm/year）展示岩石圈俯冲 板片如何逐步升温.为什么岩石圈板块能俯冲到600－ 700km还能产生深源地震？岩石圈板块向俯冲边界运移过程中 经历100多Ma时间，变冷增厚；板块 边缘升温快，内部升温慢，仍具弹 性和刚性，因此可造成深源地震；岛弧所对应深度，如此低温如何使 得洋壳熔融？岛弧对应的深度洋壳俯冲板块温度 仅200-300C，难以使洋壳熔融，但 是该温度足以使俯冲板块中的流体 分离出来，使上覆的地幔楔熔点降 低，岩浆产生，上升四种不同俯冲类型：（教材P75） • 1. 洋－洋俯冲型：西太平洋俯冲带 • 2. 洋－陆型（无边缘海）俯冲：发生于大陆之 下，南美西海岸 • 3. 洋－陆型（带边缘海盆）俯冲发生在靠近洋 陆边界的地方，沟弧盆体系，日本岛弧 • 4. 陆－陆碰撞，两板块接触发生特殊形成浮出 。

印度与亚洲板块碰撞，陆内俯冲二.沟－弧体系• 是大洋板块向大陆板块俯冲过程中形成 的一组具有成生联系的构造体系比较典型的沟—弧体系自洋向陆分别是外缘隆起弧沟间隙：海沟、海沟坡折（非火山弧，第一 弧，外弧）、弧前盆地、火山弧（第二弧，内 弧）弧后区：弧间盆地、残留弧、不活动边缘盆地弧 后 区外 缘 隆 起海沟弧前盆地弧沟间隙火山弧（第二弧，内弧）海沟坡折 （非火山弧）（第一弧，外弧）残留弧（第三弧）不活 动边 缘盆 地弧间盆地三. 双变质带 （paired metamorphic belts ）•挤压型板块边界区域变质作用十分发育，其主要 特征是发育双变质带：大洋板块向大陆板块俯冲 ，在板块接触地带因温度和压力条件不同而形成 的高压低温和高温低压两种变质带•两带关系： －－两者之间通常被一条完全未变质的岩带分开； 也有直接接触 －－形成时代大致相同（若有早晚之分，高压带比 高温带稍早）； －－常成对出现领家低压变质带三波川高压变质带高压低温变质带（HP,LT）高温低压变质带(HT,LP)部位海沟靠陆侧火山弧，成因20-30km深，这里是俯冲带浅部 和两个板块对冲的地方，所以压 力大但温度不高，变质岩为蓝闪 石片岩。

挤压、剪切构造发育， 常与混杂堆积体和蛇绿岩套伴生 ，宽度较窄火山弧下方较深部位高温高压环境 的岩浆运移至较浅部位，过渡为高 温低压环境，深度>10km使火山 弧内岩浆岩和沉积岩变质，形成高 温低压变质带常与花岗岩、花岗 闪长岩及中酸性火山岩相伴带较 宽，带内断块构造发育 特征 矿物兰闪石,硬玉、硬柱石、黑硬绿 泥石；T:250℃-400℃、P:5- 7kbar红柱石、矽线石、兰晶石出露 原因抬升，或在冲断作用下被逆推到 高处；若俯冲减缓或停止，海沟 地带在均衡补偿作用下隆升，剥 蚀岛弧区隆升引起地表层强烈剥蚀分布既可以发现于现代俯冲带，又可以在大陆内部造山带发现（古俯冲带 及古板块边界）• 双变质带形成时代：多为中生代和早第三纪， 中新世以来的尚未出露地表 • 双变质带分类：据位置分为陆缘双变质带（南美安第斯陆缘） ；正常岛弧双变质带（千岛和日本东北）；反 向岛弧双变质带（日本北海道） • 双变质带意义：其排列反映了沟弧体系的位置关系，标出了沟 弧体系的极性，从而可推测古俯冲带的倾向同时高压低温变质带还大体标志古俯冲带出露 地表的位置四. 蛇绿岩套(蛇绿岩)• 1.定义－－指在层序上有规律组合在 一起的一套岩石的总称。

完整的蛇绿岩套剖面自下 而上包括： （1）以橄榄岩为主的超镁铁 质杂岩，遭受强烈蚀变转 变为蛇纹石化橄榄岩或蛇 纹岩； （2）辉长岩为主的结晶堆积 体； （3）辉绿岩玄武质为主的岩 墙群； （4）以拉斑玄武岩为主的枕 状熔岩熔岩顶面与深海 沉积物穿插和被覆盖1927年，Steinmann，“三位一体”蛇绿岩套概念的提出 产生了重要的影响三位一体”的蛇绿岩套：主要由蛇纹石化橄榄岩和少量辉长岩、玄武岩组成的岩 石群体，强调它们与深海远洋沉积的放射虫硅质岩密切 共生Hess（1955）建议将蛇纹岩、基性火山岩、燧石岩的组 合称“斯特曼三位一体”，表示是它们紧密的共生组合系 列，代表了优地槽的产物以及消失了的洋壳残片1959年,Brunn,首次提出把蛇绿岩的研究与大西洋中脊 进行相类比，认为是与板块扩张轴和海底环境有关联的 深海沉积物以及基性和超基性火成岩集合体• 就位成因（板块构造理论建立后）蛇绿岩套是在陆缘板块俯冲带附近由于海洋岩 石圈的俯冲或逆冲而遗留的海洋地壳残块经对比，海洋岩石圈与存在于造山带中的橄榄 岩－辉长岩－辉绿岩－枕状熔岩相似1.层序上相似，各层可对比 2.地震波速，对应层体波速可对比 3.蛇绿岩套层2－4Sr87/Sr86比值相当，说明同源岩浆结晶分异 而成 4.枕状熔岩和沉积物成分表明形成于深海环境 5.平行的岩墙群表明形成于张应力的中脊扩张轴或弧后扩张 中心 6.沉积层往往含现代洋壳上普遍存在的多金属沉积物、硫化 物，与大洋和弧后扩展中心热液活动正在形成的多金属硫 化物相同 7.蛇绿岩套的基性超基性侵入岩与围岩接触带上无热接触变 质现象，比其侵位的褶皱带年龄更老，说明非原地(in situ)侵入，而是外来产物(ex-situ)对比研究－外来侵位证据：蛇绿岩形成背景所有这些充分证明蛇绿岩套原来是生成于 深海扩张中心的洋壳，而后随板块向两侧扩张 运移，接受了深海沉积，至俯冲带海洋岩石圈 主体重新返回地幔，其上部刮下的洋壳碎块， 在有些情况下残留于俯冲带附近，另一些逆冲 至陆缘之上。

蛇绿岩套未侵入前，可出现于大洋中脊、 弧后盆地和洋内未成熟岛弧等构造环境通过 板块的俯冲和逆冲作用等方式被移至于大陆边 缘或陆上造山带（包括古造山带）中枕状玄武岩席状岩墙辉长岩 闪长岩沉积物蛇绿岩套类型• 1.俯冲带蛇绿岩套：海沟陆坡侧，一般被构造破坏，出露不完整 如爪哇海沟内侧 • 2.岛弧蛇绿岩套：与前者伴生，如日本北海道，神居古潭为俯冲 蛇绿岩套，日高为岛弧蛇绿岩套 • 3.地缝合线处蛇绿岩套： 陆陆碰撞，俯冲带 的蛇绿岩套推挤出露于地缝合线上， 喜马拉 雅山带 • 4.逆冲蛇绿岩套：大洋地壳逆掩仰冲于大路边缘或岛弧之上，层 序完整，分布广泛，如阿曼蛇绿岩带，阿巴拉 契亚古生代造山带蛇绿岩套变形层状辉长岩,阿拉斯加闪长岩阿拉斯加 镁铁质席状岩墙Pillow lava, Alaska.鳞茎状枕状玄武岩 Bulbous pillow lavas.层状沉积岩浅海硅质沉积岩,阿拉斯加被动陆缘褶断带被动陆缘褶断带陆陆 缘缘 增增 生生 杂杂 岩岩 带带岛弧岩浆杂岩带岛弧岩浆杂岩带蛇蛇 绿绿 岩岩 带带现代蛇绿岩概念——岩石组合术语，包括洋壳和上地幔的一系列岩石（如玄武岩、辉绿岩墙 群、辉长岩、斜长花岗岩、堆晶超镁铁岩及地幔橄榄岩）；代表消减增生的 大洋岩石圈碎片，但并非“正常”的大洋岩石圈，更多是形成于与现代岛弧、 弧后盆地、转换断层以及小洋盆类似的环境。

这一概念更多的强调“地幔橄榄岩”和“洋壳顶部的玄武岩和辉绿岩墙”共存五.混杂堆积，亦称混杂岩(mélange )•不同于变质岩中的混合岩，也不是一个岩石地层 名称 •概念：它是在板块俯冲作用下，不同时代、不同 成分、不同性质、不同来源的岩石或沉积物，经 过破碎作用和混杂作用所形成的无规则相互混杂 堆积的混合体 •许多学者把混杂堆积与板块构造联系起来，认为是板块 俯冲带或缝合带上强烈构造作用的产物.混杂堆积是鉴别 古板块消亡带的重要标志之一 .实例：北美阿巴拉契亚 、西亚－中南亚扎格罗斯（Zagros）、台湾海岸山脉、 雅鲁藏布江、祁连、秦岭混杂堆积体主要特点：• 1）混杂堆积体由外来岩块、原地岩块和基质三部分组 成；三部分具有不同时代、不同性质、不同来源的特 点；一般混杂岩的基质年代较新，外来岩块的地质年 代较老 • 2）混杂堆积中岩块大小不等、形状各异，混杂堆积体 宽窄不一，延伸较长，大到整个一条山脉 • 3）剪切构造发育岩块和基质普遍受到剪切作用，常 见石香肠、菱形石香肠和楔形构造等岩块与岩块之 间以及整个混合体与围岩之间都呈断层接触或被剪切 面所限 • 4）含蛇绿岩套碎块和篮片岩等高压低温变质岩，共生 于板块俯冲带前端海沟坡折地带，形成俯冲带前端叠 瓦状楔形体构造带，是识别古俯冲带或板块缝合线的 重要标志。

六.增生楔状体（accretionary prism）• 大洋板块表面覆盖的沉积物主要是深海钙质软 泥、硅质软泥和红粘土，板块移动至海沟附近 还接受浊流沉积由于未固结程度差，板块俯 冲时很容易被刮下来，与俯冲板块基底脱离， 加积于海沟向陆的侧坡上，形成增生楔状体• 组成：主要是混杂堆积岩，另外有俯冲时刮下 的洋壳残块（蛇绿岩套）等增生楔的形成与发展• 当大洋板块沿海沟向下俯冲，在海沟陆侧坡依次 挤入一个又一个沉积层楔在挤压作用下，新生 的推挤老的沉积楔不断抬升，形成类似叠瓦状扇 形构造楔状体 • 增生楔体由下向上依次变老，产状依次变陡 • 随俯冲作用和增生楔体不断增大，引起海沟陆坡 向大洋方向扩展同时，海沟和俯冲带也向大洋 方向迁移 • 增生楔加积至大陆边缘,大陆不断增生，弧前盆 地随之加宽，洋壳向陆壳转化，大陆边缘向外扩 展七 岩浆活动与火山岩分布规律• 根据火山岩组合矿物含钾量、化学成分差异及其 分布规律，将火山岩分成三个共生系列：拉斑玄 武岩系列，钙碱性系列，碱性系列 • 分布规律：1）由洋向陆火山岩系。