③ 深部经常有70km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。
环太平洋型活动大陆边缘的分类（1）：
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两种型式：① 发育有边缘海盆地的，组成西
太平洋型沟—弧—盆系模式。② 不发育边缘海盆地的，组成东太平洋型沟 — 弧山链模式，亦称安第斯型沟—弧系活动大陆边缘。
扩张速度的减慢引起岩石圈上部地形隆起的 图为海沟边缘隆起带的地形与重力异常。 (a)以地形断面海沟轴的位置为基准，直接叠 结果。在海沟的海洋一侧100km附近产生重 加的(Hayes，Ewing，1971) (b)重力自由空间异常加上大洋底(距海沟轴 力异常的原因，一是岩石圈的密度比周围大， 400km以上)的值(Watts等人，1976)
海沟外侧斜坡的构造与大洋底完全一样。
3）海沟
阿留申海沟剖面 (Scholl，1974)
外（洋）坡与内（陆）坡之间为海沟，其最深部分的联线定义为海沟轴。
琉球海沟西南端的地震剖面
①②③ 为海沟形成初期
的三套滑塌沉积层，在③层沉 积之后菲律宾海底沿此层顶滑 脱面向北推移并形成海沟南侧 垂直断裂和海沟现代“箕状” 剖面。
热流
邻近海沟轴热流降低的原因：俯冲板块的冷却效应、沉积盖层的增厚、流体热转 移（流体通过高渗透的断裂带把热量带走）。 俯冲带广泛的岩浆作用，火山前缘及其陆侧热流值大于大洋平均值的3倍。海沟 洋侧的热流值反映基底年龄。
弧后盆地的热流变化，邻近活动岛弧热流值大。在现今不活动 的一些盆地，也发现了高热流值。Watanabe等（1977)发现这些高 热流盆地以上地幔高地震衰减为特征，与部分熔融的存在一致。 汇聚边缘的热结构可以通过简单的板块模型估算：
作用与热力作用的集中地带。
根据构造活动性，大陆边缘可分为两种类型：①活动（俯 冲）大陆边缘 ②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、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 大陆边缘和拖曳型大陆边缘）。 分为：大陆架、大陆坡、 大陆隆。
磁异常与断裂指示：弧
后盆地张开时间、裂谷作用、
张裂地壳断裂控制的火山活
动、后期对称—不对称的海 底扩张、大洋活动裂谷带的
迁移、从裂谷作用到海底扩
张、岛弧火山作用、岛弧拉 张期正断层、地壳张裂和火
成物质的位置。
早期的火山导致线性的 正负磁异常—张裂地壳。
三、活动大陆边缘的研究进展
3）板块汇聚与地热、地电研究
第三章 海底构造理论与模型
3.3 大陆边缘构造
一、概述
根据所属构造环境，大陆地壳可分为两部分：①大陆边缘 地壳；②大陆内部地壳。 大陆边缘处于陆壳与洋壳的过渡带，属过渡性地壳。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
1.活动大陆边缘
和洋壳的水平运动在大陆边缘同时发生，使这里成为内外动力
2.俯冲带与岛弧
B型俯冲发生在大洋板块前缘深海沟部位。在俯冲过程中，浅部洋壳因 机械摩擦作用产生一系列强烈的剪切破裂，其破裂的洋壳碎片被大量洋底沉
积物质所胶结形成构造混杂岩，并以增生楔形式加积于大陆或岛弧的外侧。
在B型俯冲带上，大部分洋壳沿着深海沟俯冲并下插到地下不同深度，其
中一部分洋壳重熔、上涌形成钙碱性为主的岛弧火山岩浆；另一部分洋壳于
贝尼奥夫带（Benioff ）：倾角30-70度，随深度加大而变陡，最深
可达700公里，厚度仅数十公里。
品质因素（Q）
• Q值与地震波的衰减程度成反比。
• 岩石圈Q值1000-2000；软流圈100200。
• 1967年奥利弗等研究了岛弧地区的
Q值分布：贝尼奥夫带的Q值特别高， 与岩石圈相当。而其两侧的软流圈Q 值较低。
二、环太平洋型活动大陆边缘的主要特点
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。 环太平洋型活动大陆边缘具有3个基本特征：
① 洋侧存在着深度达6000m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火山喷发，形成火山岛弧。
处于拉张环境，地幔物质上涌，形成次一级海底扩张，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。
洋－洋会聚边缘
主要特点：岛弧和火山活动，大规模的变质作用和岩浆侵入较少外隆(outer
swell) 、弧前(forearc)(常被增生楔覆盖)、火山弧volcanic arc) 、弧后盆 地(backarc basin)
第三章 海底构造理论与模型
3.3 大陆边缘构造
一、概述
根据海底扩张与地幔对流理论，大洋板块自洋中脊运动到深 海沟后，便顺着贝尼奥夫带，向岛弧或太陆所在的岩石圈之下俯 冲，称为B型俯冲。它是为纪念H.Benioff而命名。 根据地壳变形及地球物理研究，板块之间碰撞以后，板块运 动并末中止，而以陆内俯冲方式向造山带之下俯冲，这种发生在 大陆岩石圈内部的俯冲，称为A型俯冲。A型俯冲是为了纪念 1906年首次提出这种俯冲作用的O.Ampferer而命名的。
更深部重熔，返回到地幔中。所以， B型俯冲可导致活动大陆边缘发生强烈 的造山运动与岩浆活动，以及变质作用和成矿作用等。
A型俯冲也称为“陆内俯冲作用”、“硅铝层俯冲作用”、“薄皮板块构
造作用”或“板块内俯冲作用”。 A型俯冲作用的结果常导致地壳的缩短加厚。俯冲下去的大多数是沉积岩 楔形体，发育有叠瓦状逆断层带和复杂的推覆体，很少出现深源地震。
俯冲与岩石圈电阻率
汇聚边缘电场结构：低电阻率海 水、沉积盖层（0.3-2欧姆米） ；几十公里厚高阻岩石圈（ >3000欧姆米）；低电阻率软
流圈。
Kurtz等（1990）认为，俯冲板块 脱水释放低电阻率流体，电阻 率降低。Wannamaker等（1989
) 认为低电阻率是部分熔融造
成的，利用熔融－电阻率关系 ，估算低电阻率带的顶部熔融 约7％。
表层处于伸张状态。前缘受阻，后缘拱起。 Dietz于1954年将连接在日本海沟东侧的这种 地形命名为边缘凸起（ marginal swell）。以
后也有使用外脊（outer ridge）或外侧地形 高地（outer topographic high）等名称。
边缘隆起带上的重力自由空间异常是 由于大洋板块向海沟扩张，在海沟的边缘带
400m的洼地，平行于海沟轴延伸约达90km。在日本海沟，深潜器的观察发 现在沟底的侧壁上存在正断层性的错动(Belliaiche，1967)。在波多黎各海沟
外侧斜坡上也可以观察到同样的正断层。这样，大体平行于海沟轴出现大量
的正断层，表明在海沟外侧岩石圈的表面上，有垂直于海沟轴的水平张力在 起作用。这也与根据震源机制求得的应力分布一致。
断层型地震。 自海沟轴向大陆一侧的80～200km范围内观测到逆断层型地震，这种地震可能是发
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。 在深度超过150km的海洋岩石圈内发生的地震，都是由于俯冲方向上的挤压力引起
的(Isacks与Molnar，1971)。在日本东部这种类型地震一直连续到超过500km深处。
西太平洋型
沟—弧—盆系模式
环太平洋型活动大陆边缘的分类（2）：
根据俯冲倾角，环太平洋型活动大陆边缘亦有两种类型：① 以100—200
低缓倾角俯冲，俯冲带洋壳和陆壳构造应力紧密耦合，深海沟被强制向大洋
方向迁移，常发生巨大地震，以东太平洋的智利俯冲带为代表。②以500—600 甚至更大倾角俯冲，俯冲深度大，大陆和岛弧被小型边缘海隔开，陆缘弧区
全球几乎所有深源（300-700km） 、中源地震（70-300km） ，以
及大多数浅源地震（0-70km）都发生在汇聚型边界，其特点：
① 汇聚型板块边界，地震带宽。分离型板块边界，地震带窄。
② 汇聚型板块边界：逆断层占优势。分离型板块边界，正断层类型占优势。
③ 汇聚型边界：板块间接触面积大，地震活动性强。释放的地震能量约占全
二是岩石圈的厚度增加。
2）海沟外侧斜坡
以海沟轴为中心，靠近陆壳的一侧称为内侧，海洋岩石圈不断俯冲的一
侧称外侧。外侧的海底面与洋底边缘隆起带之间的斜坡称为海沟外侧斜坡。 一般约4°的坡度下降，在坡上可以看到断续出现许多平行海沟轴的狭长沟。
日本海沟，分别在水深 7 100m附近和6300m附近，出现宽约 2km、深200～
从垂直于海沟轴的剖面来看，海沟底的宽度一般非常窄，但一般多是平坦
重力异常
• 印度尼西亚岸外重力场特征（F A Vening Meinesz，1948，海底重力摆观测）。 • 岛弧的正异常超过150mGal。 • 海沟上方，自由空间重力异常达－200mGal左右，海沟下质量亏损。
• •
船载重力和卫星测高测量揭示了海沟－岛弧系相似的重力异常； 海沟低重力异常——厚的低密度沉积；岛弧高重力异常－高密度喷发岩和 浅部侵入岩；
洋－陆会聚边缘
外隆(outer swell)、 弧前(forearc)(常
被增生楔覆盖)、
岩浆弧 (magmatic arc)、
弧后内陆盆地
(backarc inland basin)
主要过程：增生楔变形；大陆边缘变形成褶皱山带；山根的高温高压变质作
用；下行板片上覆地幔的部分融熔，导致岩浆分异作用形成安山质或更酸性 的岩浆，火山活动普遍。造山带深部花岗质岩基和变质沉积岩发育。
二、海沟俯冲带（B型俯冲）
海沟俯冲带结构：海沟洋侧挤压隆起带、海沟洋侧斜坡、海沟底、