从地壳上地幔构造看洋陆转换作用

2014-09-09杨文采宋海斌

地质论评 2014年1期

杨文采，宋海斌

1）大地构造与动力学国家重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京，100037；

2）中国科学院地质与地球物理研究所，北京，100029

内容提要：根据近年来全球地壳上地幔探测的成果，分析了洋陆转换、地壳和岩石圈加厚的作用过程。洋陆转换作用可分为以下五个演化阶段：①同大洋扩张期的地壳增厚；②海沟发生与早期俯冲；③俯冲带成熟与沟弧盆体系形成；④俯冲带汇聚和位移；⑤陆—岛碰撞和陆壳连接。同大洋扩张期的地壳增厚作用指发生在被动大陆边缘的地质作用。包括沉积作用，岩浆底侵作用，下地壳和岩石圈地幔压裂，形成海沟等。海沟形成后陆缘转变为主动大陆边缘，大地构造机制转换为板块俯冲作用。成熟期的洋—陆转换作用特征是海盆扩张和板块俯冲造成的洋壳缩短取得平衡。弧后盆地和弧后边缘海的打开，表明俯冲带进入完全成熟的阶段。洋脊俯冲之后过成熟期的洋—陆转换作用，其特征是海盆逐渐缩小而且板块俯冲带汇聚。这里既有密集的俯冲带又有短期打开的边缘海岭；俯冲带不断位移，既可后撤也可前冲；俯冲板块经常发生断裂和拆沉。过成熟期的板块俯冲结果是边缘海微板块的萎缩。经过陆—岛碰撞，岛弧地壳增厚，与大陆板块连为一体，成为大陆内部的一个构造单元，即显生宙的“古洋—陆转换带”。

1 导言：大陆增生与洋陆转换

本文讨论大陆增生的第一阶段，即洋陆转换过程。由于不同专业使用的词汇有别，容易混淆，本文遵从板块构造学说，用词遵从美国固体地球物理百科全书（James，1989）的定义。文中“大陆”和“大洋”均指“大陆岩石圈”和“大洋岩石圈”，不是地理学意义上的大陆和大洋。

图1 根据地球化学导出的大陆增生作用过程（Taylor and Mclennan，1995）Fig.1 Accretion of continent volume based on geochemical data（from Taylor and Mclennan，1995）

大陆增生作用也叫造陆作用，在化学上指的是大陆岩石圈成分相对大洋岩石圈的增加，即大洋岩石圈物质或地幔物质向大陆成分的岩石圈物质的转化。大陆地壳组成以富硅花岗闪长岩类为主，大洋地壳以富钙、镁玄武质岩石为主。地球化学家（Taylor and Mclennan，1995）曾详细分析了地球4.6 Ga以来大陆增生作用过程（图1）。原始地球是从太阳中甩出来的高温汽团，随温度降低分异出地表流体层、地核和地幔，地表流体层含大量的岩浆及酸水。已发现年龄4.0 Ga以前生成的锆石矿物，但这时的原始陆块不稳定。在约4.0 Ga前开始出现大陆型岩石，在3.0 Ga前大陆面积占地球表面积5%左右，说明已有陆核形成。在3.0～2.5 Ga前大陆快速增生，使大陆面积快速增长到地球表面积的16%左右。此后大陆增生速度减缓，增生的机制属于板块相互作用机制，包括洋陆转换、大陆碰撞和碰撞造山带岩石圈克拉通化等。本文讨论只限于板块体制内容，而不渉及克拉通地核形成，太古宙大陆演化在地壳上地幔组构中留下痕迹能被地球物理探测发现的几率实在太低了。现在大陆面积占地球表面积30%左右，地球演化的总体趋势是大陆增生，当大陆取代了所有海洋，地球就象火星及月球那样老化了。

洋陆转换作用是大陆增生的主要阶段之一，指大洋岩石圈增厚并改造为大陆岩石圈的作用过程（Dott and Batten，1989；Fountain，1992；Clift and Vannuchi，1994；杨文采，1989；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；杨文采，2009）。大洋岩石圈如何演化形成大陆岩石圈？根据后板块地球探测的研究结果，大陆增生在物理学上指的是大陆成分物质的汇聚，表现为以下三方面：① 大陆岩石圈的面积扩大，厚度增加一倍以上；②大陆地壳不仅增厚，而且分异成上、中、下三层；③ 地壳分层是通过大地构造作用使等硅铝质矿物重新结晶分异的结果。大陆增生作用分以下三个阶段（图2）：① 通过沉积作用、大洋板块俯冲等作用使硅铝质物质在大陆边缘汇聚，形成洋陆转换带；② 通过大陆碰撞等作用使洋陆转换带转变为刚性不强的大陆岩石圈；③通过克拉通化使大陆碰撞带转变为典型的大陆岩石圈。本文从地壳上地幔探测结果重点讨论第一阶段洋陆转换的过程和机制，而在后续的评述中，再讨论大陆碰撞作用和克拉通化，力求对大陆增生有一个比较全面的了解。

2 同大洋扩张期的地壳增厚

图2 大陆增生作用过程中岩石圈结构变化示意图。Fig.2 Variation of lithospheric structures during continental accretion

图3 典型的被动大陆边缘地壳结构：（a）美国东海岸带过新泽西的广角-反折射剖面，推测波速7.2km/s的下地壳层是与底侵作用有关；（b）过大西洋东北Hatton Bank的一条广角-反折射剖面，推测波速7.2～7.4km/s的下地壳层是由底侵作用形成的（据James，1989）Fig.3 Seismic profiles and interpretive crustal sections of typical passive continental margins：New Jersey by northwest Atlantic（a）and Hatton Bank in northeast Atlantic（b）（from James，1989）

洋陆转换实际上从俯冲前的被动大陆边缘就开始了，这时大洋正主动扩张，大陆被动地运动。关于被动大陆边缘为何转变为主动大陆边缘有许多假说，如地壳冷缩说、大洋板块弯曲说等，证据很少。从地壳上地幔剖面分析，可认为海沟形成与大洋板块俯冲与一系列地质作用有关：被动大陆边缘经沉积作用和岩浆底侵作用，地壳增厚，大洋板块下倾、曲率增大，在陆缘海底形成高压水层，进而促使大陆岩石圈地幔压裂。压裂继续发育激发强烈的地震，岩石圈地幔破裂形成了海沟，被动大陆边缘转变为主动大陆边缘，大地构造运动机制转换为板块俯冲作用。较重的大洋板块插入大陆板块下方产生重力失衡，导致它下倾角度加大，反过来又增加它的重力拖曳力量，加剧了大陆岩石圈地幔压裂变形。当大洋板块俯冲到软流圈时，由于软流圈低粘滞系数，而且大洋岩石圈的密度比软流圈大，俯冲的阻力明显减小，俯冲速度加快。俯冲去水作用在俯冲大洋板块上方激发岩浆房，持续的岩浆活动产生火山弧，使岩石圈加厚，加速了地壳分异。随着与岩石圈加厚伴生的重力均衡作用的进行，火山岛弧不断隆升成山，并通过陆—岛碰撞拼合入大陆边缘岩石圈。下面将从地壳上地幔探测结果分析这些作用过程和机制。

首先从典型的被动大陆边缘岩石圈结构分析大陆是如何开始增生的，先看美国的东海岸带，其地壳结构模型示于图3（James，1989）。图3（a）为美国东海岸带过新泽西的广角-反折射剖面。如图可见，从厚40km左右的大陆地壳到厚20km的大西洋地壳之间，有宽200多千米的洋陆转换带（指被动大陆边缘岩石圈）。洋陆转换带沉积物巨厚下凹，反映了大陆边缘裂谷作用的存在。这里地壳呈三层结构，上层为后裂谷沉积物，波速小于6.0km/s；中层为碳酸盐岩石或裂谷沉积物，波速6.0～6.7km/s。下地壳层波速7.2km/s，与大西洋壳波速相同，估计由裂谷期或期后岩浆底侵作用形成。这条剖面说明了两个问题，一是这里地壳的三层结构已具有大陆地壳的分层特征，二是陆缘裂谷作用或岩浆底侵作用对被动大陆边缘地壳的大陆化具有重要作用。

图3（b）为过大西洋东北Hatton Bank的一条广角-反折射剖面。如图可见，从厚27km左右的大陆地壳到厚17km的大西洋地壳之间，有宽100多千米的洋—陆转换带。洋—陆转换带沉积物不厚，没有反映大陆边缘裂谷作用存在的证据。这里地壳呈三层结构，上层为沉积物，波速小于5.7km/s；中层波速5.7～6.5km/s，厚只有1～5 km，越向大洋越薄，直至尖灭。下地壳层很厚，波速7.2～7.4km/s，估计由岩浆底侵作用形成。这条剖面也说明了两个问题，一是这里地壳的三层结构已初具有大陆地壳的分层特征；二是即使没有裂谷发生，岩浆底侵作用也可以促成被动大陆边缘地壳的大陆化。

被动大陆边缘地壳的岩浆底侵作用非常普遍，图4（a）是中国南海被动陆缘地壳结构剖面图（宋海斌❶），即从华南大陆地壳到南海西沙海槽的OBS波速剖面，由于使用了海底地震仪观测，波速计算精度明显提高。由图可见，从华南大陆到南海西沙，下地壳有厚达10km的高速层，波速7.2～7.5 km/s，这个高速层只能用岩浆底侵作用来解释。有人将被动大陆边缘分为“冷（非火山型）”陆缘和“热（火山型）”陆缘两种类型，前者如图3（a）所示，后者如图3（b）所示，有岩浆底侵和裂谷作用。其实，“冷”陆缘和“热”陆缘可能不是两种类型，而是两个阶段，所谓“冷”陆缘往往只是发展过了“热”陆缘阶段而已。

被动大陆边缘地壳是岩浆底侵作用和裂谷作用常发的地区，其原因可参见图5（杨文采，1989，2009）。图5为过被动大陆边缘岩石圈结构岩浆底侵及裂谷成因示意图，从洋中脊到大陆内地壳和岩石圈厚度增大。小方框内曲线为岩石圈温压随深度的变化，可见大陆内部岩石圈随深度的升温较慢，不易形成裂谷。三条地震S波速曲线显示陆缘下方有低速异常，推测为洋中脊下方地幔热羽上升的小分支；它可造成被动大陆边缘幔源岩浆底侵作用，并在后期诱发裂谷作用，而裂谷又为快速沉积作用提供了条件。

被动大陆边缘沉积作用也是大陆增生的主要来源之一（Clift and Vannuchi，1994；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；杨文采，2009）。如图3（a）所示，陆缘沉积主要为碳酸盐岩和盐丘，它们的物源主要来自大洋，在这里进入了洋陆转换的链条。在元古宇结晶基底中常见到的大理岩，便是大洋物质转换为大陆组分的最终产物。被动大陆边缘沉积物堆积使陆缘地壳加重增厚，并使下方大洋岩石圈下沉，下倾角度加大，造成有利于海沟形成和早期俯冲有利的构造环境。

大陆边缘的洋壳扩张还有一种非常特殊的形式，即洋—岛碰撞。台湾岛中部是现今洋—岛碰撞的典型地区。由于这种情况并不多见，本文不作详细讨论。

图4 中国南海地壳结构剖面图：（a）从华南大陆地壳到南海西沙海槽的OBS波速剖面（Yan et al，2001）；（b）南海西沙海槽的地壳波速剖面（Qiu et al.，2001）；（c）从南海西沙到南沙的盆地和地壳剖面Fig.4 Seismic profiles and interpretive crustal sections of South China Sea passive continental margins：（a）from Guangdong to Xisha islands（Yan et al.，2001）；（b）across Xisha trough（Qiu et al.，2001）；（c）basins and Moho reliefs from Xisha to Nansha

图5 过被动大陆边缘岩石圈结构岩浆底侵及裂谷成因示意图Fig.5 An interpretive lithospheric section from a central oceanic rift to a continent craton across a passive continental margin三条地震S波速曲线显示地幔热羽上升路径；小方框内曲线为岩石圈温压随深度的变化Dot area shows heat flow motion，blocks indicate geothermal increase with depth，and curves indicate seismic S-wave velocity varying with depth

3 海沟形成与早期俯冲

洋—陆俯冲（大洋板块俯冲于大陆板块底下）又称B型俯冲，为洋陆转换作用中的一个主要阶段，开始于海沟形成和大洋板块下倾曲率增大。海沟为什么会形成？首先来看俯冲早期洋—陆转换带地壳的结构（James，1989；King，2001；Stern，1998 and 2002；Rogers，2004；杨文采，2009）。图6为过阿曼的马克兰俯冲带的反射剖面，反映俯冲早期洋—陆转换带的地壳结构。从下方剖面放大图可见，俯冲带始发端的下地壳无反射，表明因沉积物去水在此形成了高压水层。高压水前沿具有水压致裂作用，会像水枪那样压裂大陆岩石圈，导致海沟形成，并为坚硬的大洋板块俯冲开路。

图6 俯冲早期洋—陆转换带地壳的结构：过阿曼的马克兰俯冲带的反射剖面。从下方剖面放大图可见，俯冲带始发端的下地壳无反射，表明因沉积物去水形成了高压水层（据 James，1989）Fig.6 Seismic profiles and interpretive crustal section across Macland of Oman（a）and local details（b）（from James，1989，original White，1984）

根据上述资料和分析，海沟发生期洋—陆转换带地壳结构示意图可表述为图7。在大陆下地壳的波速为6.8km/s的一般情况下，洋—陆转换带地壳的结构模型见图7a，图中考虑了陆缘裂陷和洋—陆下地壳穿插过渡的情况。大洋板块扩张到大陆板块边缘时，因为海洋板块较重，波速7.2km/s，而大陆下地壳波速和比重较低（图中由淡紫色层表示），大洋板块会沉入大陆板块之下，形成图中由深蓝色层表示的倾向大陆的重板块底层。这种结构表明，大洋板块俯冲的发生与大洋板块重力作用有关。

图7 俯冲发生期洋—陆转换带地壳结构示意图：（a）俯冲前洋—陆转换带地壳结构；不同岩层用不同颜色表示；（b）沿北纬40°过日本海沟的反射地震剖面（引自Hilde，1983），红线为俯冲大洋壳的顶面，字母“M”为莫霍面，蓝线为地壳裂陷及增生楔界面；（c）俯冲后洋—陆转换带地壳结构；不同岩层用不同颜色表示同图（a）Fig.7 Carton shows interpretive crustal sections before and after subduction of a oceanic plate：（a）before subduction；（b）a local reflection seismic profile across Japan trench（from：Hilde，1983）；（c）after subduction

俯冲作用开始于海沟的形成和大洋板块下倾曲率增大，局部段反射地震剖面见图7（b）。因沉积物去水形成的高压水层具有水压致裂作用，压裂大陆岩石圈导致海沟形成。同时波速＞7.2 km/s的大洋板块插入大陆板块下方后产生重力失衡，导致俯冲板块下倾角度加大，增加它的重力拖曳力量。与此同时，海底扩张之推力又会加剧上覆沉积地层的变形，加速沉积物去水和水压致裂作用。这些作用的最终结果，导致了海沟的形成和大洋板块俯冲在大陆岩石圈之下，见图7c。洋—陆转换带随海沟的形成而与大洋板块分开，成为独立的大地构造单元。图7b为沿北纬40°过日本海沟的反射地震剖面，显示海沟的细结构，其中红线为俯冲洋壳的顶面，蓝线为地壳裂陷的痕迹及增生楔界面。对比图7a所示的俯冲前的情况，图7c的洋—陆转换带海沟形成的模型，可根据反射地震剖面对比推演得到。

图8（a）过秘鲁西海岸俯冲带岩石圈结构示意图；（b）过夏威夷Mauna Lao火山岛的地壳剖面（引自Hill and Zucca，1987），作为洋—陆俯冲前沿增生楔的岩性参照；（c）早期洋—陆俯冲带的结构模型，其中“*”为俯冲洋壳的顶面地震多发区位置Fig.8 Three interpretive crustal sections across subduction zones in the world：（a）Peru subduction；（b）section across Mauna Lao volcanic island in Hawaii area（from Hill and Zucca，1987）；（c）complete structure unites of a subduction zone，“*”denotes earthquakes

图8 a可以作为俯冲早期的对比参照，此图为过秘鲁西海岸俯冲板片岩石圈结构示意图。秘鲁的俯冲开始于白垩纪未，俯冲板片尚未穿到软流圈，但大陆一侧的火山链已经形成。在进一步讨论俯冲作用发生机制之前，先看一下俯冲开始时俯冲前沿增生楔的岩石类型。参照过夏威夷Mauna Lao火山岛的岩性剖面（图8b）可推测，俯冲前沿增生楔的从上到下依次为大洋碎屑沉积、枕状—席状熔岩、辉长岩岩墙群、层状辉长岩、层状橄榄岩，它是从地壳到上地幔的过渡层。层状辉长岩和层状橄榄岩对应先前讲过的大洋板块底层。当这部分大洋板块俯冲到软流圈时，由于软流圈的低粘滞系数，而且海洋岩石圈的密度通常比软流圈大，俯冲的阻力明显减小，俯冲的速度也就更快了。

大洋板块俯冲到软流圈时，洋—陆俯冲带的结构就更为复杂了，其常见模型见图8c，其中包括了6个构造单元。在扩张之洋盆之外，是俯冲增生楔、外弧高地和弧前盆地。海沟一般位于弧前盆地下方，外弧高地和增生楔的位置也可能互换（见图9a），但海沟下倾面必定是地震破裂面。与俯冲前的图7c对照可知，它们包含了前俯冲洋—陆转换带地壳和大洋壳上层的物质，只不过经过俯冲带的挤压发生了强烈变形。当大洋板块俯冲到软流圈后，板块俯冲进入了成熟期，形成了火山弧和弧后区，将于下节讨论。

洋—陆俯冲带是全球地震发生最频繁强度最大的地震区。上述俯冲增生楔、外弧高地和弧前盆地3个构造单元的形成，与浅层地震造成的地壳变形有密切关联（Oliver，1986；James，1989；Gubbins，1989； Moores and Twiss， 1995； Park， 1998；Richards，2000）。图9b为地震停滞期洋—陆俯冲前沿应力作用的图解。受俯冲板块推力影响，海沟前沿的大陆方岩石圈上拱弯曲，水平方向缩短。图9c为地震期应力在海沟下方积累到极限后激发地震的地壳变形图解。上方构造单元的变形模式在地震时发生改变，海沟下方应力积累得到释放，原先上拱的应力变为水平拉张，因而促成了弧前盆地的陷落。由于水平拉张应力的推动，原上拱的增生物质被推移到边缘，在多期地震之后逐渐形成了外弧高地和弧前盆地。洋壳俯冲引起频繁的地震使外弧高地不断增高而可能造山。注意这里上下板块的岩石圈原来就不连接，它们的接触有相对位移，但不是拆离。如图9c所示，地震闭锁期洋—陆俯冲带应力作用同一方向，也不会拆离。因此，板块俯冲与岩石圈拆离是两种不同类型的地质作用。强度大的频繁地震也造成大洋板块前缘岩石的破裂，促进了海沟的形成。因巨厚沉积和岩浆底侵使地壳加厚和大洋板块下倾曲率的增大，加上沉积物去水形成的水压致裂作用和强度大的频繁地震，压裂大陆岩石圈最终导致海沟形成和大洋板块的早期俯冲。

图9 （a）过南美安第斯山的洋—陆转换带地壳剖面（引自James，1989），其中叉号为俯冲洋壳的地震破裂面位置；（b）洋—陆俯冲前沿地震停滞期应力作用的图解；（c）洋—陆俯冲带地震造成的地壳变形的图解Fig.9（a）An interpretive crustal section across Andes subduction zones；（b）a carton shows deformation that occurs between major earthquakes；（c） coseismic deformation during an earthquake，causing the seaward edge to rebound the uplift bulge to subside（from James，1989）

4 俯冲带成熟与沟弧盆体系形成

当大洋板块俯冲到软流圈后，板块俯冲进入了成熟期，由于软流圈的低粘滞系数，俯冲的阻力明显减小，俯冲的速度加快。在表1中列举了全球主要大洋俯冲带的俯冲速度和俯冲角度，可见快俯冲和大倾角呈正相关。在重力拖曳作用相同的情况下，俯冲板块的加速导致板块俯冲角度的加大，反过来又会增强重力拖曳作用。因此，当大洋板块俯冲到软流圈之下时，重力拖曳作用力与俯冲的阻力会逐渐取得平衡，以使俯冲速率相对稳定。这时，俯冲板块的倾角也会相对稳定，标志着大洋板块的俯冲进入成熟期。这种成熟期的俯冲带已经做过大量的探测，其地壳—上地幔结构模型如图10表示（Oliver，1986；Moores and Twiss，1995；Klemperer，1989）。图10a同时显示了洋陆俯冲板片的地温等值线，去水作用的区域和在大陆下方地幔楔的部分熔融区及岩浆活动。大洋俯冲板片上部发生强烈地震和去水，降低了板片俯冲的磨擦阻力，参见图10b。洋陆俯冲的去水作用和深部围压的增加，使碎屑沉积岩变质为蓝片岩，使洋壳中的玄武岩—辉长岩重结晶，逐渐变质为榴辉岩。岩性开始变化为榴辉岩的深度段，地震减少，但当俯冲板片完全去水并变质为榴辉岩之后，俯冲产生的深层地震又多了起来。图10b还说明了俯冲带前弧区不断扩大的洋陆转换作用过程，沉积物的加入和来自地幔楔的硅铝质火山爆发成为大陆岩石圈扩展的主要物质来源。

成熟的俯冲带是一个生成大陆型岩石圈的“工厂”，这里有大量海洋沉积物中析出的海水，有洋脊俯冲和俯冲冷板片吸引过来的热流，也有沉积岩和洋壳玄武岩等大量物源。在水、热和物源的共同作用下，俯冲带上方软流圈被交代和熔融，形成了沟—弧—盆系中特有的强烈的岩浆作用与火山喷发（邓晋福等❷），“制造”出各种大陆型岩石圈中的岩石（图11）。发育于离海沟最近的外弧带，相当于岩浆弧的前锋位置，形成的TTG岩套的源岩是贫K2O的玄武岩。富Na花岗正长岩GG组合发育于岛弧岩浆的主带。从外带-主带-内带的花岗岩组合K2O和K2O/Na2O比值升高，表征俯冲带逐渐加深。由于俯冲洋壳中段发生强烈的岩浆作用，玄武岩被部分熔融，使这段震源（见图11中的红星）较少发生，而此段下方玄武岩变质为更坚硬的榴辉岩。

经数值模拟验证的俯冲板片物理参数剖面见图12，模拟时假设俯冲全程经时140 Ma，俯冲速度为8 cm/a。由图12可见，在同一深度上俯冲的密度可比两侧介质密度大 0.1g/cm3；温度可低 300～500℃；地震波速可高出300 m/s。密度大波速高的俯冲板片产生重力拖曳力量，比重大熔点岩高的榴辉岩增强了板块俯冲的拖曳力和强度；温度低吸引外来热量，加速了俯冲板块上方大陆地幔楔的部分熔融。

在板块俯冲的成熟期，由于板块较冷因而密度比上地幔大（见图12，d2～d3），板块驱动力以板块拖曳力为主，板块驱动力随深度加大。根据Richter and Mckenzie的物理计算表示（Jolivet and Hataf，2001），假定板块俯冲较冷因而密度比较大，产生的负浮力即为板块拖曳力（slab-pull force），随深度（Z）的变化可根据以下公式估计：

式中：g=9.8 m/s2为万有引力常数，α为热膨胀系数，ρm为板块底部的密度；T1为地幔温度，L为板块厚度；d+L为上地幔厚度（670km），Re为热Reynolds数，正比于 ρm，板块的比热及沉降速率。由此公式计算出，板块拖曳力最大约为1×1013～2×1013N/m，其中还包括300～400 km深处的橄榄岩—尖晶石相变的附加驱动力，它比软流圈上涌在洋脊的推力（计算为2 1012N/m）大一个级次。此式表明，板块的拖曳力随深度（Z）指数减小，当接近下地幔时Z=d，有Fsp=0，不再下沉。但是，由于620～670km处为相变过渡带，这时，俯冲板块沿薄弱的边界层继续前冲和积聚是可能发生的。

表1全球主要大洋俯冲带的俯冲参数一览表（引自James，1989）Table 1 Subduction parameters of worldwide main subduction zones（James，1989）

图10 （a）洋陆俯冲的去水作用和岩浆活动示意剖面图；（b）洋陆俯冲的去水作用（向上箭头）、岩性变化和地震源区（黑点）示意剖面图Fig.10（a）A constructed section explaining dehydration and magma activities during subduction；（b）a section shows positions of dehydration（arrows）and earthquakes（Black dots），together with petrologic changes

图11 俯冲工厂生成大陆型岩石圈的岩石示意剖面图Fig.11 A constructed section explaining the upper mantle structures of the so-called“subduction factory”五角星指示震源频发区stars indicate earthquakes

图12 d为俯冲板块内应力特征示意图。图中黑色圆圈代表挤压应力，白色圆圈代表拉张板块的拖曳重力，圆圈的大小代表应力的强弱。图12（d1）表示大洋板块开始俯冲时，板块内以挤压应力为主，产生去水、高压变质作用。图12（d2）为大洋板块俯冲冲过软流圈进入成熟期，下段岩石已变质为榴辉岩，上部的挤压应力和下部拖曳力共同推动板块继续俯冲。图12（d3）为大洋板块俯冲到上地幔底部即660km深度，板块驱动力以拉张的拖曳重力占优势。图12（d4）显示，板片俯冲时不仅会去水和变质，其表面也会熔融。如果板片俯冲时表面熔融过剧，或者遇到洋脊俯冲，中段可以整体熔融并最终断裂，大洋板块下段可能发生断开与拆沉。

洋—陆俯冲时大量的海水随同板块俯冲渗入上地幔，水的渗入降低了岩石的固熔线，在1200℃的高温下俯冲板块表面可发生部分熔融，熔点低的硅质矿物（角闪石及石英长石等）熔融，形成了硅质岩浆。地幔楔中岩浆汇聚上浮，侵入到上方的大陆板块内或岛弧内，造成安山质火山喷发，并逐渐形成洋—陆转换带中的火山弧。随着板块俯冲的深度越来越大，洋—陆转换带中的火山弧大陆方向还可以形成第二火山弧，它们在地表已进入后弧区（图11）。弧后盆地和弧后边缘海的打开，表明大洋板块已进入完全成熟的阶段。

5 板块俯冲带汇聚与位移

图12 经数值模拟验证的俯冲板片物理参数剖面图（Jolivet and Hataf，2001）：（a）密度剖面，其中等值线单位为g/cm3；（b）温度剖面，等值线单位为K；（c）地震波速剖面，等值线单位为km/s；（d）俯冲板块内应力特征示意图；（d1）大洋板块开始俯冲；（d2）大洋板块俯冲过软流圈；（d3）大洋板块俯冲到上地幔底部（d4）大洋板块俯冲发生断裂与拆沉Fig.12 Physical parameter distributions across a subduction zone：density（a）；temperature（b）；and P-wave velocity（c）；In addition，（d）shows stress characteristics in a subduction plate：during starting stage（d1），growing stage（d2），full subduction stage（d3），and possible broken图中黑色圆圈代表挤压应力，白色圆圈代表拉张板块的拖曳重力，圆圈的大小代表应力的强弱black circles indicate compressive stress；white circles indicate dragging gravity stress；diameter of the circles indecates the stress intensity（source：Jolivet and Hataf，2001）

上面以西太平洋北段鄂霍茨克海到冲绳为代表，讨论了成熟期的洋—陆转换作用；其特征是海盆扩张和板块俯冲造成的洋壳缩短基本上取得平衡。现在讨论洋脊俯冲之后过成熟期的洋—陆转换作用，其特征是海盆逐渐缩小而且板块俯冲带汇聚。过成熟期的洋—陆转换大地构造作用非常复杂，其机制尚不清楚，现今典型的发生地域如欧亚—印澳—菲律宾三大板块交汇区，中美洲加勒比海地区等，都是构造十分复杂的地区。这些地区的共同特点包括，既有密集的俯冲带又有短期打开的边缘海岭；俯冲带不断位移，既可后撤也可前冲；俯冲板块经常发生断裂和拆沉，弧后盆地和弧后边缘海演化轨迹很不稳定。图13为我国南海及周边大地构造略图，既有汇聚的俯冲带又有短期打开的边缘海岭（宋海斌❶）。参见图4a从华南大陆地壳到南海西沙海槽的OBS波速剖面，显示陆缘发生过地幔岩浆底侵。图4b南海西沙海槽的地壳波速剖面，显示中央海岭地壳厚度仅为16 km左右，两侧有地磁异常条带，计算打开时间为31～16Ma。图4c为从南海西沙到南沙的盆地和地壳剖面，显示中央海岭两侧地壳厚度已逐渐增加到23km左右，开始接近大陆地壳厚度，而且从图4（a）可知大部分地壳己经分异为上、中、下三层。南海的西、南、东三面都是俯冲带，挤压地应力近于东西方向（图中蓝色箭头），而在其正交方向（图中红色箭头）应为拉张，这也许就是31Ma前中央海岭打开的原因。

图13 我国南海及周边大地构造略图Fig.13 Structure map around South China Sea

大洋板块在过成熟期经常发生俯冲带后撤位移（Taylor，1989；Pakiser and Mooney，1989；Park，1998），由于这时没有了大洋中脊扩张的水平推力，发生板块俯冲带后撤位移的几率大为增加。菲律宾板块中就有多条后撤洋壳俯冲带。图14为中美洲加勒比板块及周边大地构造演化略图（宋海斌❶）。由图可见，80Ma以来俯冲带经历了6次后撤，年代分别为 80Ma、60Ma、44Ma、30Ma、14Ma和 5Ma。为什么俯冲带会后撤？Taylor等人根据过马里亚纳俯冲带地壳上地幔结构作出了一种解释（图15）。图15c为过马里亚纳俯冲带地壳上地幔结构模式化剖面，主要表现为弧后大洋类型的洋壳的扩张。在洋壳扩张之前，岛弧的地壳必须裂开并减薄图（15 b），这就是发生在岛弧下方的裂谷作用。在岛弧裂谷作用之前，大洋板块俯冲带见图14a，它即为上节所述的典型的成熟俯冲带模式。图14a—c）中箭头位置的变化示意俯冲带的后撤与弧后拉张有关，甚至有因果关系。图中还用黑色圆表示俯冲带软流圈的流体扩展，俯冲带的后撤拓宽了流体分布的尺度，有可能加剧该区域后续的地幔岩浆底侵作用。

图16为西太平洋的构造略图，也对俯冲速率和海底地形进行了标注。由图可见，西太平洋的俯冲带十分发育，围绕菲律宾板块四周全是俯冲带。在赤道以北，走向主要为经向的俯冲带至少有两条：冲绳—马尼拉—菲律宾俯冲带和马里亚纳俯冲带；在赤道附近，走向主方向主要为纬向的俯冲带更多。为什么会有多条平行的俯冲带呢？俯冲作用使洋壳缩短，在没有洋脊扩张来平衡的情况下，过成熟期俯冲带自然地走向汇聚。地壳探测表明（Pakiser and Mooney，1989；Park，1998），在大洋板块俯冲接近上地幔底部后，由于受阻而使应力积累，可在后方再次开启大洋板块俯冲作用，这也可能是俯冲带后撤的起因之一。图16中马里亚纳俯冲带就是一个例子。

图14 中美洲加勒比板块及周边大地构造演化略图（据Escalona and Mann，2011）Fig.14 Simplified structure map around Caribbean Sea（source：Escalona and Mann，2011）齿状红线表示现今俯冲带；细红线表示80Ma以来俯冲带后撤的年代及轨迹；黑色箭头表示俯冲带后撤的方向，黄色区域表示陆地toothliked red lines are modern subduction zone；red lines show corresponding trench positions；black arrows show eastward migration of subduction zones；yellow areas are continental

图15 大洋板块俯冲带后撤作用过程图解：（a）正常俯冲带；（b）迁移后岛弧上升；（c）随着相应的弧后扩张，完成偏移Fig.15 Cartons show migration process of a subduction zone（a） normal subduction zone；（b） arc lifting after migration；（c）full migration with corresponding back-arc spreading

图16 西太平洋的俯冲带分布略图，并对俯冲速率和海底地形进行了标注Fig.16 Simplified subduction zone distribution map around Southwest Pacific region with plate motion ages and rate

西太平洋的构造模式展示了4个时代不同的俯冲带，它们是俯冲带后撤的后果。马里亚纳俯冲带属于洋—洋俯冲，其地壳结构和洋—陆俯冲带比较相似，只是倾角较陡，大约60°左右。海沟前方为玄武质岩浆型的火山弧。火山弧后为地壳伸展区，打开了一个窄长的弧后盆地。火山弧后地壳伸展区的发育与俯冲带的热结构有关，弧后盆地岩石圈下方热流上涌可造成上覆地层的伸展。弧后盆地甚至弧后边缘海的打开，是过成熟期洋—陆转换带大地构造作用的第二种表现。由于冷的俯冲板块吸引地热流，陆上弧后盆地岩石圈下方热流汇聚可造成上覆地层的伸展。弧后盆地甚至可发展为边缘海盆的打开。边缘海盆地是指沟—弧体系陆侧具有洋壳结构的深水盆地，因其位于岛弧后方，又称弧后盆地。大多数边缘海盆的地壳结构与标准洋壳接近，与其周缘陆壳常以突变形式呈陡崖或断阶接触。边缘海盆地的年龄相当年轻，大多数海盆的年龄比被岛弧分隔的相邻洋盆小得多。大部分边缘海盆都有与大洋底类似的磁异常条带、较高的热流值。弧后扩张形成的边缘海例如日本海盆和千岛海盆，岩石圈张裂形成的边缘海例如菲律宾海的四国—帕里西维拉海。

6 陆—岛碰撞与洋陆转换带登陆

过成熟期洋—陆转换带的最终归宿多半是上升到陆地，成为大陆内部的一个构造单元，即显生宙的“古”洋—陆转换带。那么，从现代的洋—陆转换带到大陆内部的“古”洋—陆转换带，作用过程是怎样的呢？洋—陆转换带登陆也是一个比较复杂的岩石圈地质作用过程，在这里我们只能看一个正在登陆的洋—陆转换带典型地区，初步了解洋陆转换带登陆的一些标志。图17为全球大陆地壳厚度图（James，1989；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004）。由此可见，澳大利亚东北—西南太平洋地区、地中海地区和加勒比海一带，乃是洋—陆转换带正在登陆的典型地区，这些地区的地壳平均厚度已经在25 km以上，远超过了海洋地壳的厚度。尤其是澳大利亚东北—西南太平洋地区，这里地壳增厚并使欧亚大陆与澳洲大陆相连，乃是正在发生洋—陆转换的典型地区。这个地区的板块构造平面图示于图18a。

由图18a可见，澳大利亚东北—西南太平洋区特点是存在多条俯冲带和多个微板块（Smith，1990；Pigram and Symonds，1993；Marone et al.，2004）。在澳大利亚大陆板块和太平洋大洋板块之间，夹杂了卡罗林微板块、所罗门微板块、俾斯麦海微板块和巴布亚新几内亚等众多岛弧。沿巴布亚新几内亚岛走向有一串超基性岩体出露，年龄主要为27～17Ma。对比西藏雅鲁藏布江缝合线的超基性岩带可知，这里的超基性岩带同样是少量洋壳仰冲的产物，代表了27Ma以来所罗门—俾斯麦海大洋板块的俯冲。以此看来，海平面以上代表洋壳仰冲的超基性岩带的显现乃是洋陆转换带登陆的标志。根据研究区的岩石圈探测结果，可以对巴布亚新几内亚岛及邻区的洋—陆转换过程进行回溯。图18b是依此获得的巴布亚新几内亚地区地壳构造剖面。由图可见，经过陆—岛碰撞，巴布亚新几内亚岛弧地壳明显增厚，并与印澳大陆板块的地壳连为一体。经地质地球物理综合解释可知，15Ma前所罗门海微板块同时向巴布亚新几内亚岛和卡罗林微板块下方俯冲，俯冲的结果必然是所罗门海微板块的萎缩。向巴布亚新几内亚岛俯冲的特征是大量洋壳的仰冲，这种仰冲到12Ma时终止。俯冲和陆—岛碰撞的结果还使洋壳在巴布亚新几内亚岛岩石圈地幔积存，使岩石圈加厚成为大陆型岩石圈（见图18b）。随着重力均衡作用的进行，巴布亚新几内亚岛不断上升成山，仰冲洋壳被剝露为蛇绿岩套露头，显现出洋陆转换带登陆的标志。

图17 全球大陆地壳厚度图Fig.17 World map of crustal thickness

图18 （a）澳大利亚东北—西南太平洋地区大地构造略图，左下角为板块构造平面图；（b）巴布亚新几内亚地区地壳构造剖面，（据Smith，1990；Pigram，1993）Fig.18（a）Simplified structure map between Australia and Pacific plates，with a position map at lower-left cornel，black grains show ophiolite crops with their ages；（b）a section across Papua New Guinea ocean—continent transition zone（from：Escalona&Mann，2011）

如果洋陆转换带内岛屿不发育，陆—陆碰撞也可能在板块突出部发生，形成局部的碰撞造山带，并且与弧后盆地共存。现今地中海的岩石圈正处于这种状况（图19）。图19为地中海地区地形影像与大地构造略图，布满了洋—陆和陆—陆俯冲带，六对黑色背向箭头表示拉张区和拉张方向，主要出现在背向俯冲的轴部，如西地中海盆、亚得里亚海槽等。现今地中海地区的局部地段，如直布罗陀，非洲大陆与欧洲大陆已碰撞在一起，但从更大区域尺度看，地中海盆岩石圈与即将登陆的洋陆转换带更加相似。地壳中不仅仍有残余的洋壳存在，残余洋壳仍在俯冲并产生岩浆弧，俯冲岩浆弧后面还出现了弧后盆地。所以，挤压碰撞造山带（如亚平宁）、岩浆弧、弧后盆地、裂谷伸展玄武岩（如Etna火山）共生在一起（邓晋福❷）。裂谷作用主要发生在32～16Ma之间，与南海中央海槽打开几乎同期。

现今巴布亚新几内亚和地中海的岩石圈密布不同类型俯冲带的情况表明，洋—岛俯冲带不一定都是岩石圈板块的边界。在板块构造学中，洋—岛俯冲带或洋—岛俯冲带中的海沟的确是岩石圈板块的边界的一种类型，但是并非所有洋—岛俯冲带都是岩石圈板块的边界。在洋陆转换带发展后期，由于俯冲带汇聚和后撤，板块边界附近岩石圈强烈变形，这里以海沟发育程度来判别板块边界就不合适了。

洋陆转换带登陆标志着区域的大地构造作用体制发生转换，即从洋陆转换作用体制转换为大陆碰撞作用体制。关于大陆碰撞作用的讨论详见下一篇评述。板块俯冲的结果最后形成大陆上的俯冲增生岩片（Subduction—accretion fragment），它们连结了克拉通陆块、微大陆碎片和成熟的火山弧和边缘海残留岩片，构成了大陆内“显生宙洋—陆转换带”的主体（杨文采，2009；杨文采❸）。表2对上述洋陆转换作用过程各个阶段作了总结。

图19 地中海地区地形影像与大地构造略图（背景图据ASTER，1.5s，Turco et al.，2012）Fig.19 Simplified structure map around Mediterranean region with major tectonic lineaments（background source：ASTER，1.5s，Turco et al.，2012）