| 单词 | 弧后扩张作用 |
| 释义 | 【弧后扩张作用】 大洋板块向大陆运动并发生俯冲，主要是软流圈和下伏地幔朝同方向运动的拖曳和驮运的结果，已俯冲板块的牵引和重力作用促使并加强了大洋板块的持续俯冲。 大洋板块下插俯冲，在大陆板块前缘，即海沟陆侧产生挤压应力场形成岛弧和挤压构造；诱发浅源地震，震源机制属逆断层型，挤压轴几乎水平，或微向岛弧下倾斜，轴向平行于俯冲方向。大陆板块的阻挡或抑冲，使大洋板块在行将俯冲的海沟外缘形成隆起。隆起的幅度与挤压力的强度成正比。深部地幔的拖曳、已俯冲板块的重力牵引，在海沟洋壳下弯和外缘隆起产生的拱张效应，导致海沟洋侧发育正断层和地堑；震源机制显示张应力，属正断层型。贝尼奥夫带上层的下倾挤压型地震，是俯冲板块上部与仰冲板块相互作用的结果；由此可见，海沟洋侧的拉张应力场是上述俯冲板块本身固有运动形成的必然产物，两层力学性质相反的地震带在同一贝尼奥夫带上下共存，应为俯冲板块的基本特征。在挤压强烈的秘鲁－智利海沟，其洋侧出现双层地震带可为其佐证。俯冲下沉的大洋板块随深度和温度的增加逐渐熔融，但其运动并未停止。这些已经熔融和正在熔融的大洋板片同软流圈及地幔一起继续向大陆方向运动。于是引起大陆地壳和上地幔内部各圈层尚薄弱面或带分层拆离，发生多层次的水平运动。这种运动可影响到下地幔甚至更深处。各圈层向陆运动的速度不尽相同，从表壳向深部，总体上逐渐加快，可能以软流圈的速度最大。结果在地壳和地幔中出现了深部相对向陆运动，浅部相对向洋推移的总效应。各圈层的相对运动导致层间剪切发生。在各圈层底面产生了向大陆方向的拖曳力或层间剪切牵引。于是，在弧后地区岩石圈上部各圈层出现水平引张，使地壳甚至岩石圈伸展变薄，在薄弱地带形成拉张断陷盆地。据研究，由地幔对流产生的应力与引起大陆破裂的应力为同一量级。作用在岩石圈板块底部的剪切应力，其大小正比于板块面积。对于大板块来说，由底部剪切应力引起的力可能与作用在它边缘的力差不多，这样的板块与地幔脱离是不可能的。可见，由地壳和地幔各圈层层间剪切产生的水平引张力，足以导致地壳扩张裂陷。上述弧后扩张作用向大陆方向影响的范围可能相当深远。从华北地块新生代张性断陷盆地的发育演化特征来看，其影响可达2000～3000km。通过对大量天然地震资料的研究认为，中国大陆构造活动和地震的应力场主要受周围板块运动的控制。利用卫星重力测量资料反演的亚洲地幔对流模式和壳下应力场也表明，中国东部地块下的整个上地幔对流体在陕西和临汾地区(110°E，36°N)下降汇聚，形成了汾渭地堑系。于是，在大陆内部广阔的范围内形成了力学性质总体相同、构造特征大致相似的扩张构造域。当然，随着距俯冲带距离的增大，弧后扩张的强度有所减弱，各圈层初始运动的方向也可能有所变化。由弧后扩张作用形成的盆地，总体上由洋向陆时代变新，可分为边缘海盆(如日本海、东中国海等)、近缘陆盆(如松辽、渤海湾等盆地)和远缘陆盆(如汾渭地堑系等)。冲绳、小笠原等海槽的形成，标志着又一新幕次的弧后扩张已从新第三纪晚期开始。各类型、各世代盆地平行于俯冲带展布，其扩张规模。地壳变薄程度、沉降幅度、岩浆活动强度和地温梯度(或热流值)总体离洋向陆减弱变小。俯冲之后的大洋物质持续向陆运动及各圈层间的相互作用，弧后地区的扩张裂陷，均深刻地影响着大陆岩石圈的演化，当然也会显著地改变俯冲带的环境。在滨太平洋地区，地壳和上地幔在纵向上分层明显，在横向上结构不均一；热流值较高而多变；岩浆活动强烈，波及地域广阔；火成岩的类型和特征复杂多样，但洋向陆仍总体上表现出一定的变化规模。诸如此类，均与上述作用过程有着直接的成因联系。弧后扩张应力是在地球上部各圈层向大陆单方向差异水平运动的条件下形成的，在弧后地区发现的偏差张应力和压应力可能与此有关。因而，除少数情况(如局部地幔底辟或对流体的出现)外，由弧后扩张所形成的构造往往不对称。华北地块就是由不同级别的翘倾断块相间排列而成。日本海也具西北深、东南浅、中间有不对称大和隆起分隔的特征。美国西部部分盆山岭区亦呈典型的半地堑－半地垒格局。在边缘海盆发育初期，或远离俯冲带的边缘陆盆，其扩张裂陷中心可能单一或较少。此外，边缘海盆的形成比线性大洋脊扩张产生原始洋盆更具破碎的过程。与海底扩张相比，边缘陆盆的扩张更弱，中心更多，破碎更甚。如海渤湾盆地就有6个坳陷，其中翼中坳陷就有16个凹陷。裂陷扩张主要发生在盆地内，其中以各坳陷最为强烈。各坳陷新生代以来的扩张量一般都在30%左右，高达40%。因而，每个坳陷或凹陷都可看作一个级别不同的扩张裂陷中心。可见，弧后扩张与海底扩张的方式有所不同。边缘海盆和陆盆一般具有不对称、多中心、微裂陷、弱扩张的特点；地壳虽普遍减薄，但洋壳仅见于边缘海盆的部分地区，其成因为扩张洋壳新生和陆壳沉陷转化并存。因而，多数边缘海盆的地磁异常强度较弱，磁条带对称性差，线性特征不明显，甚至缺乏明显的磁条带。大洋板块俯冲是形成弧后扩张的必要条件，但并不是充分条件。因为并非一切俯冲带陆侧都有弧后盆地存在。囊括绝大多数现代俯冲海沟的环太平洋地区，东西两岸的地貌特征迥然不同。在南美西海岸，俯冲带之后就没有弧后盆地。关于东、西滨太平洋地质特征的差异或弧后是否发育边缘海盆，目前已提出不少有益的见解。这些认识对大陆地质及其作用顾及甚少。其中有些看法仍需商榷或进一步验证。刘池洋认为，弧后扩张作用的强度和存在与否，取决于相互作用的仰、俯冲板块双方运动速度矢量(大小、方向)的合成关系，可把其分为聚敛和离散两种极端的类型。海沟的迁移(不是改变)受仰、俯冲板运动速度矢量的组合和由其引起的弧后扩张作用的制约。在两板块相背运动；或任一方相对静止，另一方后退；或运动方向相同，而仰冲的大陆板块向洋运动的速度较小，或向陆运动的速度较大的情况下其运动速度组合属离散型。反之，为聚敛型。在二者之间存在有一系列过渡型。当仰、俯冲板块的运动方向及其与俯冲海沟斜交时，情况较为复杂。聚敛型组合，仰、俯冲板块实质上表现为显著的相向运动，两板块汇聚量大，大洋板块消减的速度较快。这必然使俯冲带挤压强烈，耦合紧密；沿俯冲带发生构造侵蚀作用，在陆侧出现增生楔形体。在大陆边缘形成挤压强烈的大陆弧或山脉，地壳缩短明显，地形高差悬殊，洋壳向陆壳过渡突然。由于大陆主动向洋运动且速度较大，阻挡已俯冲大洋物质的持续向陆运动，并继续向洋逆掩仰冲，故该区深部地质活跃，弧后无扩张盆地形成，并发育挤压构造。从俯冲带到弧后地区，地震、岩浆活动、成矿作用均明显地显示出挤压应力场。在强烈的水平挤压作用下，陆、洋板块的仰、俯冲，只有在与水平面有尽可能小的夹角的面上才可能进行。所以，俯冲带的倾角一般较缓。这与在水平挤压作用下，逆掩断层和推覆构造均沿倾角较小的面发生机制相同。离散型组合则不同，陆、洋板块任一方或双方相对于对方而离开俯冲带后退，两板块汇聚量小，大洋板块消减速度较慢。因而俯冲带耦合松驰，大洋板块由于本身的牵引和重力下沉，在俯冲中起显著作用，与拉张作用下形成的正断层相似，俯冲带的倾角一般较陡。在大陆板块前缘较少发育增生楔状体，并遭受塌陷脱落侵蚀作用。弧后和大陆相当宽广的地区扩张显著，发育具张断特征的边缘海盆和陆盆；地壳较薄，洋、陆壳之间有相当宽的过渡性地壳。俯冲板块的运动对大陆岩石圈构造活动影响明显，向陆波及的范围也比聚敛型组合相对宽阔。即使一些位于岛弧之后的非扩张成因的边缘海盆，当其弧前发生俯冲，两板块运动速度组合为离散型时，仍会产生扩张。如由于大洋壳圈闭而形成的白令海、加勒比海，在弧前发生俯冲后，白令海出现引张应力场。危地马拉弧和弧后地区也存在许多区域性拉张的证据。太平洋东(典型者如南美)、西(典型者如马里亚纳)边缘可分别作为聚敛型和离散型速度组合的代表。在俯冲带附近，东太平洋俯冲板块的时代均比西太平洋新，大洋中脊临近美洲板块，甚至俯冲在北美大陆之下，贝尼奥夫带的倾角在南美均较缓，而在西太平洋边缘一般都较陡。这种差异正是仰、俯冲板块运动速度组合类型不同，从而导致大洋板块消减速度快慢不一、俯冲方式和俯冲带应力状况有别的必然结果和有力证据。前述聚敛型和离散型速度组合各自特有的地质现象，分别在东(特别是南美)、西滨太平洋地区均有不同程度地存在。东太平洋边缘仰、俯冲板块运动速度组合为聚敛型，主要是因美洲板块向西运动速度较快所致。而后者又可能与中新生代以来大西洋的快速扩张有关。南、北大西洋张开时间的不同和扩张速度在地史上的变化，可能是造成南、北美洲西部特征差异的原因之一。(西北大学刘池洋撰) |
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