板块俯冲地质学和地幔对流.ppt

1、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

2、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

3、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80200km范围内，观测到逆断层地震。 4.距俯冲带顶面3040km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,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6070km 海沟向陆侧部位 中源地震70300km 100250km的火山轴部 深源地震3

4、00700km 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600700km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

5、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

6、后 区,弧沟间隙,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,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

7、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：

8、 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

9、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24Sr87/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

10、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。,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

11、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,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

12、武岩和辉绿岩墙”共存。,五.混杂堆积，亦称混杂岩(mlange ),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

13、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

14、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

15、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）由洋向陆火山岩系列为拉斑玄武岩系列钙碱性系列碱性系列，分别位于临近海沟的火山前锋地带，火山弧地带和岛弧陆侧靠近大陆地带。 2）由洋向陆岩浆系列中的钾含量越来越高,这些规律与俯冲深度有关： 80100km，含水洋壳玄武岩辉长岩组分被熔化，形成拉斑玄武岩岩浆，在岛弧的火山前锋喷出地表； 100150km，随压力温度增大，熔化分异，易熔的安山岩质组分分异出钙碱性碱性岩浆，沿裂隙上升喷发形成火山弧主体；难熔的榴辉岩沿俯冲带分布于火山弧下部的地幔深处。,第六节 板块构造动力学地幔柱

16、理论 板块的驱动机制,地幔对流,板块构造动力学涉及板块运动的能源、动力和运动方式等问题,一.地球内部热源和传热机制 1.地球主要热源：放射性元素（铀钍钾）衰变产生的巨大热量构成地球的主要热源。 2.主要热源的分布不均一性： 在地球各层圈分布不均一，在地球演化、分异过程中集中于地壳及上地幔顶部。 在酸性岩浆中最为富集，生热率最高；在超基性岩浆中含量最低，生热率最低,四种地球内部的热源：放射性元素衰变（最主要）、地球转动能、化学反应热、重力分异热。 3.地球的传热机制 1）传导传热 岩石热导率很低 X 2）对流传热 对地球深部热传递很重要 3）辐射传热 实验表明，硅酸盐矿物不易发生辐射；现代岩浆活

17、动区例外。 地球的热现象是地质上最本质的现象之一。地球内部热量的产生与传递时造成地球上层各种构造活动和地震活动的重要原因。地球是大的“热力机”。,二 地幔对流,板块构造理论建立后，越来越多的证据显示出地热异常区与板块构造最活跃的区域相对应。因此地幔对流在构造动力学中具有重要意义，多数人认为驱动板块运动的原动力是地幔对流。 1.地幔对流条件： 自然对流。原因是地幔内部密度差。当地幔物质热平衡或化学平衡遭到破坏，引起地幔物质各部分密度差，从而导致重力不稳，轻者上浮，重者下沉，产生对流。多数人认为地幔热对流是驱动力源。,2.地幔对流模式,浅对流模式 上地幔 深对流模式 整个地幔 双层对流模式 浅对流

18、基础上,上下地幔对流不同尺度，传送带,3.地幔对流驱动板块运动的讨论,支持者：地幔对流模式与板块运动模式相对应。板块运动速度大体代表了地幔对流的速度。 反对者：洋中脊转换断层将板块错开成许多段，流体上升流如何在此处中脊轴裂谷处处吻合？三条中脊相接或中脊与海沟相交，其下面会如何对抗？板块边界随时可能迁移，其下的对流体也同步位移么？ 不能轻易否定：冰块在水面上漂浮得到启示，推测板块运动与地幔对流不一定有直接绝对联系。如同水面上相互拥挤的冰块，不论其形态和运动如何复杂，其下面水体流动比较规律，两者运动未必吻合，但冰块运动是由下面水流驱动是不可否认。,三.热点地幔柱假说,在研究板块内部火山作用时提出的

19、，后来被当作板块绝对运动的参照系统和驱动板块运动的原动力之一。 1.无震海岭 aseismic ridge 洋底除洋中脊体系外，还分布一系列线状延伸的火山性海岭。与大洋中脊性质有明显区别: 轴部无中央裂谷；无横断海岭的转换断层；现代火山局限于海岭的某一端点；无地震活动或仅有火山活动引起的微弱地震。 典型实例：北太平洋天皇夏威夷海岭,天皇夏威夷海岭火山年龄的递变规律（据小林和男 1977）,天皇海岭几乎全在水下，整体呈NNW向，向SSE向延伸约2000 km后发生转折； 转折后的这段称为夏威夷海岭，整体呈NWW向延伸约2600 km，海岭上出露的岛屿即为夏威夷群岛。海岭上火山的年龄由西北向东南具

20、有依次变新的规律性。,热点火山作用形成火山链（无震海岭）示意图 （据Allegre 1983）,2.热点假说 hot spot,Wilson,热点说解释无震海岭成因 热点处火山作用的岩浆源于现代火山活动中心的地幔之下，位置相对地球自传轴固定。 热点处岩浆烧穿岩石圈板块，在表面形成火山。 板块运动是持续的。 纸带穿孔机效应,证据： 古地磁和K-Ar测年,热地幔柱的涌升不断向上地幔乃至岩石圈之下输送热量、质量和动量，在烧破岩石圈的地方便成为热点。因此，热点的岩浆直接源于地幔柱，或者说热点处的火山活动就是地幔柱热物质喷出地表的反映。从这个意义上说，可以把地幔柱当作热点假说的引申。,3.地幔柱假说 M

21、antle Plume,Morgen,1972 “地幔柱”概念: 指源于地幔深处（核幔边界）、呈圆柱状涌升的热地幔物质流。 地幔物质上移，造成岩石圈下物质盈余，把上覆岩石圈向上拱起，正重力异常，高热流值。,冰岛，无震海岭都是热点火山作用形成的,热点火山作用与海底扩展速率关系 扩展速率慢，熔岩容易堆积形成诸如冰岛那样的大型岛屿 海底扩展速率较快，等量的熔岩扩展开，形成无震海岭。 热点火山岛大洋中脊的成分差别 前者含碱质玄武岩，大洋中脊为拉斑玄武岩，微量元素也不同。说明其岩浆源于地幔的不同部位，一深一浅。,地球表面上的热点（据Morgan 1972）,据此可在洋中脊上识别出一些地幔柱热点。全球识别

22、出并经过严格检验确认的地幔柱热点总共20多个，大部分位于板块内部。,1994年，以Maruyama教授为代表的研究群体，发表了一系列跨学科综合性的文章，提出了一种全新的全球构造观，或简称为地幔柱构造（Plume Tectonics），并指出地幔柱构造是继魏格纳提出大陆漂移学说和板块构造理论之后人类认识地球的第三次浪潮。 Condie(2001) ,Mantle Plumes and Their Record in Earth History,4.热幔柱 以丸山茂德为代表的一些日本学者根据P波层析成像技术得到的全地幔内部结构和对板块下潜历史的追踪研究结果，认为地幔柱与板块构造并非相互独立，两者构

23、成一个统一的全球构造体系。在该体系中，地幔柱上升、板块水平运动和板块俯冲运动并不是各自独立的，而是在一个构造体系中做相互约束的运动。,1）热幔柱形态特征： 地表表现为高地形隆起，当其从地幔中上升至近岩石圈底部时，变成“蘑菇”状，头部粗大而颈干细小。 直径大小的目前观点不一，估计量从十几千米至几千千米都有。一般地，地幔柱头直径可达500到3000 Km(Hill et al. 1992)，而地幔柱尾典型的为100到200 Km (Condie 2001)。 地幔柱具有高热流、低速带的特征（赵国春等 1994），一般称为热幔柱。,实验中所产生的热幔柱在上升过程中的形态变化(据Richards 19

24、91),岩石圈,根据全球地幔地震层析图（Fukao 1993）总结的热幔柱发育模式,a）萌芽期热幔柱，外核微微上隆，热流及岩浆上涌； b)发展期热幔柱，地幔中下部为热幔柱密集区； c)全盛期热幔柱，热幔柱密集区连通外核与软流圈； d)衰亡期热幔柱，由于上下堵塞残留的热幔柱,2）热幔柱起源： 20世纪90年代以来，关于地幔柱的研究有了新的进展。 许多证据显示，地幔柱源于核幔边界附近（Davies 1992，Richad 1991，Loper 1991，Hill 1991），导致核幔边界附近物质层发生热扰动并生成地幔柱的热动力源于外地核的不均匀加热作用（Loper 1991）。,3）热幔柱的规模与

25、级别划分: Maruyama 和Fukao等以地幔底界 (2900 km)、上地幔底界 (670 km)和地壳底界 (100 km)为限划，将热幔柱分为一、二、三级热柱，也有人称为下地幔柱（或超级热幔柱）、上地幔柱、板内柱（或幔枝）。 规模与个数（地表热点50多个、100 km以下约20个、直径上千公里的少）。,2900 km,670 km,100 km,下地幔柱,上地幔柱,板内柱,4）热幔柱化学成分特征: 构成热点的大洋岛玄武岩（OIB）的化学成分能够更好地反映热幔柱的化学成分特征，富含大离大不相容元素，并有较高的87Sr/86Sr和较高的143Nd/144Nd比值。 头部在上升过程中会不断

26、地加热周围地幔物质，使其粘度降低浮力加大，并与热幔柱头部融合一起上升。因而，热幔柱头部化学成分是不断变化的，具有源区化学成分和捕获的地幔成分的混合特征。 热幔柱狭窄的尾柱在上升过程中保持近于直立，基本不捕获周围地幔物质，因而其化学成分变化较小，主要反映源区化学成分。,5）热幔柱的运动学特征: 热幔柱的启动和上升速度 当岩石圈板块在“热点”之上漂移时，从深部地幔上升的热岩石-流体柱体形成地幔柱，在夏威夷和社会群岛产出的线性大洋火山链正是这些地幔柱出露地表的证据。这种火山作用是当地幔柱到达近地表时由于减压融熔而引发的，然而这些地幔柱到底起源有多深的问题尚未解决。,浅对流和深对流,热幔柱的启动需要一

27、个热边界层。这个热边界层在地幔中，或是上/下地幔之间的密度界面，或是核幔边界（CMB）的D”层。热幔柱的启动条件是地核能够提供足够的热，以至使热幔柱能够穿过整个地幔上升至地表。 愈来愈多的证据表明整个地幔在对流，而并非是分层对流，因此，上/下地幔之间的热边界层产生热幔柱的可能性很小（但不排除产生小规模的热幔柱的可能性）。,下面几点也支持了热幔柱启动于核幔边界的D”层。 理论分析表明，要产生直径为1000 Km的热幔柱扁球状头部，形成大规模的大陆溢流玄武岩和大洋高原玄武岩，热幔柱只能启动于下地幔底部才能完成。 如果热地幔柱起源于上地幔底部，这很难解释热点之间相互位置固定这一特征，至少在最近50

28、myr 内或更长时间内是彼此位置固定的（Steinberger and OConnell 1998）。 热幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔。一般认为下地幔底部具有原始富集型地幔特征，而上地幔常呈亏损特征。 总之，热幔柱起源于核幔边界（CB）附近的D”层的观点得到多数学者的承认。,热幔柱的脉冲运动特征 热幔柱以单一波形式向上脉冲式运动特征的发现，是近年来有关热幔柱研究所取得的重要进展之一。 Scott等（1986）实验研究表明，热幔柱的单波具有流线特征并以波速向上运移物质。 Larson（1991）认为，热幔柱的单波脉冲运动特征是导致地磁极周期反转、气候和海平面周期变化一个重要原因。

29、,地幔对流对热幔柱运动的影响 一些学者认为地幔水平对流会改变热幔柱的直立形态，使其尾部发生弯曲倾斜，但近年来许多研究证据表明，地幔并非是分层对流，而是整体对流，对流速度很慢，尤其下地幔基本上是无应力条件下对流。 因此，多数学者认为地幔对流对热幔柱不会有明显的影响。,不论地幔柱一热点假说的有效性如何，它至少明确了这样一些事实： 板块内部发生着重要的地质现象热点火山作用和构造活动，地幔深层同样也是活动的，深地幔（乃至地核）对地表板块构造的发展过程有重要影响； 地球本身是一个物质实体，该体系的各组成部分是密切相关的，将其中任何一部分孤立出来研究都是片面的。 因此，地幔柱一热点假说对于板块构造学说应该

30、是重要的补充和发展。,5 冷幔柱 20世纪80年代，人们开始关注大量的洋壳板块俯冲之后的去向、归宿和状态，对板片行踪的讨论兴盛起来，也存在三种不同意见： 一种认为板片不能潜入到下地幔，第二种认为可以俯冲到下地幔，另一种观点介于其间，认为不同的岛弧同时潜入和未潜入下地幔的情况都有。洋壳板块俯冲后的滞留板片一般具有P波高速异常特征，表现为冷的块体因而称为冷幔柱。 1) 形态特征: P波层析成像表明，俯冲滞留的板片在地幔中有四种类型。,A）东北日本型：板片从地表连续并以板状形态滞留在670 Km深度面上，部分地由于厚度增加而穿入到670 Km层的下面。 B）巽他型：板片从地表连续，而且穿过670 K

31、m深度达到1200 Km深度。 C）特提斯型：板片与上面不连续，与消失了的古海沟大致平行，且正在潜入10001200 Km深处。 D）南极型：现在南极周边为被动陆缘，没有板片下沉，因此，滞留在670 Km以下深处的板片为古老的。 A）、B）是滞留的板片与板块相连着，而C）、D）则不相连。,四种俯冲滞留的板片类型,2) 670 Km为冷幔柱的板块墓地: a）相变，P波层析成像技术显示，下潜板块可俯冲至670 km深处，并在那里发生相变。由于670 km处的相转变反应具有负的梯度，下潜板块将滞留在这个界面上。 b）塑性变形，但由于相变生成物的粘性显著变小，滞留板块被软化以至不能再保持刚性状态。 c

32、）板片滞留因素，取决于板片俯冲速度及滞留量。于是，当板块的滞留量超过某一限度时就会发生塌落。,3) 7001700 Km深度： P波高速异常带分布与180 Ma间沉没的板块位置一致。地幔中有的高波速异常体是古板块沉潜的反映。 如西南极洲670km深度以下的高波速异常体，应是与年龄为450100 Ma的西南极洲造山带有关的古俯冲板片沉潜的产物。,6 地球全局性物质对流 冷幔柱与热幔柱成对出现： 滞留板块塌落到下地幔会造成上地幔物质亏损，必然会从下地幔产生向上运动的热地幔柱。所以，从全局上看，滞留板块的下落和地幔柱的上升必然是相互约束的运动。 如果把下落的滞留板块称为“冷幔柱”，上升的地幔物质称为“热幔柱”， 冷幔柱为窗帘状的下降流，