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活动大陆边缘

活动大陆边缘又称太平洋型大陆边缘、主动大陆边缘,是具有沟-弧-盆体系的大陆边缘。典型的活动大陆边缘从大洋到陆地具有如下结构:大洋-海沟-消减杂岩-弧前盆地-弧内盆地-褶皱冲断带-弧后盆地,不同部位的主导作用不一样。活动大陆边缘是地球上火山和地震最活跃的地区,也是地球上地形高差最大、热流值变化最急剧、重力负异常最显著的地带,因此活动大陆边缘具有独特的沉积、构造、岩浆和变质作用过程。

活动大陆边缘又称太平洋型大陆边缘、主动大陆边缘,是具有沟弧盆体系的大陆边缘。活动大陆边缘具有独特的沉积、构造、岩浆和变质作用过程。 [1]

(1)岛弧型主动大陆边缘沉积作用

大洋向大陆方向依次为海沟、弧-沟间隙、岩浆弧、弧后盆地,各单元沉积特征如下:

海沟:海沟沉积物主要是两部分:一是来自于板块俯冲带来的深海平原沉积物;二是来自于在海沟形成的深海沉积物,包括远洋钙质沉积、硅质沉积、深海红粘土、火山灰沉积以及在海沟形成的浊流沉积物等。受俯冲作用的影响,海沟沉积物保存不完整,并发生强烈变形。

弧-沟间隙:板块俯冲引起,由已变形的深海平原沉积物、海沟沉积物及洋壳碎块等组成的构造岩带。其原始层序完全被破坏,由外来岩块、原地岩块、基质三部分组成广泛遭受剪切变形。

岩浆弧:沉积以火山成因为主,迪金森将岩浆弧的岩石组合划分成三种成因类型:

1、喷发中心及附近的中心相和近缘相主要以熔岩、火山碎屑岩及某些沉积岩成互层;

2、呈沉积物群或沉积物覆盖层产出的以火山碎屑岩为主的分散相;

3、沉积在弧边部的海盆相。沉积作用主要发生在弧边部海盆和因强断裂而形成的弧内盆地中,以断裂为界的张裂盆地,基底为过渡壳或陆壳,其形成与深部岩浆上升使弧地壳隆起产生的拉张构造有关,也与火山和构造作用产生的局部沉降有关。

弧后盆地:由弧后扩张作用引起,其基底为大洋型地壳,盆中浊流沉积非常发育,沉积物来自两侧,大陆提供比较成熟的碎屑物质,岩浆弧则提供给大量火山碎屑特别是凝灰质物质,因而两侧复理石沉积特征不同。

(2)陆源弧型活动大陆边缘沉积作用

弧背盆地位于陆源火山弧后侧紧邻的大陆板块周围地带,基底全部为陆壳,对于岩浆弧是弧后盆地,对于大陆板块内部是前陆盆地。弧背盆地沉降作用,部分是大陆板块边缘沿陆内俯冲带进入到岩浆弧下引起岩石圈绕折的反应,部分是褶皱冲断岩片的构造负载引起的均衡沉降的结果。 [2]

活动大陆边缘具有较为复杂的构造特征,洋壳俯冲到大陆之下形成海沟。海沟是俯冲洋壳开始下插的地方,从它上面刮削下来的深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积,聚集在上盘板块并形成外弧。下插洋壳随着深度增加发生部分熔融形成岩浆,并上升到浅部而形成火山弧。冷的较高密度的大洋岩石圈热的低密度的大陆岩石圈之下的地方,随着俯冲进行和温度升高。俯冲板片会脱水甚至部分熔融。产生的流体交代上覆地幔,甚至引起地幔楔的部分熔融。

这种岩浆作用就形成了火山弧中的钙碱性玄武岩安山岩流纹岩组合。在深部,巨量的花岗岩浆侵入古大陆边缘之上加积的岩石中,股节后形成岩基。侵位较深形成巨大的低到高级区域变质岩和片麻岩晕圈和混合岩带。如果火山弧是叠加在大陆边缘之上,则称为陆源弧;若位于大洋内,则形成岛弧。岛弧和陆源弧的区别在于它与大陆之间还隔着弧后盆地。活动大陆边缘具有较为复杂的构造特征,与其有关的沉积盆地构造主要包括海沟盆地、弧前盆地、弧内盆地和弧间盆地:

海沟盆地:大洋板块俯冲下插,岩石圈弯曲下降到弧沟系之下的结果。俯冲板块的下弯和沉降是其主要形成机制,这个以大洋壳为基底的地形深渊中并无显著的岩浆活动。

弧前盆地:俯冲引起的地幔冷却和俯冲剥蚀以及沉积负载均衡下降是弧前盆地沉降的主要原因。主要堆积来自火山弧的浊积物,这些沉积物不整合地覆盖在加积体沉积层之上,未发生变形与变质,在残余盆地和组合盆地中可见各式各样的构造变形。

弧内盆地:形成可能与深部岩浆上升使弧地壳隆起产生的拉张构造有关,也可能与火山和构造原因的局部沉降有关,还可能同初期弧间盆地发育有关。由于岩浆弧地壳深处的扩张作用,使得弧间盆地内的岩浆活动很类似于双峰式火山岩系,以玄武岩流纹安山岩套为特征。

弧间盆地:由弧内扩张作用从弧内盆地演变而来。由于弧间盆地普遍地进行着海底扩张,因而其岩浆活动与弧后盆地有类似之处。深海钻探表明弧间盆地中常见玄武岩枕状岩流,其成分大多类似于洋脊拉斑玄武岩,它们与海底扩张有关。部分玄武岩具有岛弧系列玄武岩的成分特征,从而表明弧间盆地具有两种不同类型的岩浆活动。 [3]

俯冲作用的岩浆效应:具有强烈的火山作用,深部有巨大的深成岩浆活动。

岩浆活动模式分为两个阶段:

第一阶段:年轻的火山弧阶段,岩浆作用最靠近火山前锋。在80-100km深部,温度约650-7500C,压力约30-40kPa。洋壳中角闪岩在固态条件下转变成试音榴辉岩和水蒸气。这样释放水蒸气引起仰冲板块地幔楔型区中上地幔岩石发生部分熔融,形成岩浆并底劈上涌。到浅部由于水分压下降,橄榄石从岩浆结晶析出,遮阳岩浆分宜就生成了见于火山前锋附近的拉斑玄武岩浆。喷出后形成拉斑玄武岩系列岩石。

第二阶段:即钙碱性岩浆作用阶段,当俯冲板块的洋壳冲至更深处(100-300km),温度超过7500C时,洋壳中石英榴辉岩发生部分熔融产生富硅的岩浆,上升至上覆的地幔楔型区,和那里的橄榄岩发生反应使之转变为辉岩。由于辉岩比上覆橄榄岩轻,含水的辉岩就底劈上升,到60-100km处,部分熔融产出新的岩浆。当后者上升到较浅的位置,随着温度水压下降,结晶析出石榴石辉石。使得残留的岩浆含钾上升,含铁下降,最终在近地表处生成钙碱性岩浆,喷出称为钙碱性系列的火山岩。

岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲作用的发生、发展与演化,花岗质岩石与蛇绿质岩石的比例增加。在洋壳俯冲过程中,由于加压和缓慢升温,在不超过几千米的深度,储存在矿物晶格中的水被陆续释放出来。洋壳脱水后,由于密度低,流体会向上迁移进入上覆地幔楔中,成为地幔楔熔融的重要因素,从而产生大量岛弧和大陆边缘岩浆弧。

根据俯冲带(岛弧区)岩浆活动构造环境及岩浆成因的差异,可将其进一步划分为三种主要的亚类:

洋内岛弧环境:大洋岩石圈板块俯冲到另一洋壳板块之下所形成的火山岛弧,常被弧后次级海底扩张形成的边缘海盆所分隔。当洋壳板块俯冲时,上层的海洋沉积物常在弧前区形成一个增生楔。通常认为,洋内岛弧环境的玄武质岩浆活动主要与俯冲板片之上的地幔楔形区的部分熔融有关。

活动大陆边缘岩浆活动:与洋内岛弧不同的是仰冲在俯冲洋壳之上的不是洋壳板片,而是大陆岩石圈板块。陆缘弧岩浆活动以钙碱质系列火山岩为主,安山岩是主要的岩石类型,安山岩岩浆可能直接导源于俯冲的大洋壳。

弧后盆地(边缘海盆):边缘海盆可能有多种成因,其中某些海盆具有类似于在扩张洋脊处形成大洋岩石圈那样的作用过程。最可能成因是橄榄质地幔的分离熔融和在缓慢扩张岩石圈中的侵位。

部分边缘海盆是陆缘弧或大陆边缘地壳裂陷扩张形成。其演化与裂谷带的演化相类似。弧后盆地的形成可能归结于俯冲大洋岩石圈板片顶面摩擦生热,使地幔克服粘滞阻力而浮升,产生大量热的低密度异常地幔或岩浆以底辟上升,引起地表迅速拉张,高热流导致弧后地壳扩张。弧后盆地的岩浆作用以类似于洋中脊的低钾拉斑玄武岩系为典型特征,它们是由于橄榄质地幔分离熔融和在缓慢扩张岩石圈中侵位结果。堆积大量火山岩系和火山沉积岩系。 [4]

主要是区域变质分以下三种变质类型:

1、低压变质型,区域地热梯度很高,所需的热通常与岩浆和热流的迁移有关;

2、高压变质型,发生在低地热梯度下;

3、中压型或中间变质型,发生在上述两种温度、压力截然不同且兼具甚远的条件下,主要是反映了先存的岩石温度-压力变形史。

俯冲带的变质作用仅限于一狭窄的地质体中,它具有较高的压温比,洋壳物质组成基底并广泛存在叠瓦剪切;相反,包括深成岩的火山弧则是具有相对较高的高温重结晶作用的非常宽阔区域,其特征是具有大陆壳基底核垂直构造运动,这里的高热流可以促使含水硅铝质地壳的地步发生部分熔融。这样的俯冲带和火山弧就构成了一个成对的变质带。

由于俯冲带物质快速深埋,在火山弧和海沟之间的加积棱柱体内,将发生高压低温区域变质作用,出现蓝片岩甚至榴辉岩的岩块。双变质带在加积棱柱体中出现高压低温变质作用,而岛弧区出现高温低压区域变质作用。 [5]


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