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隐没作用

隐没作用（又称俯冲作用、消减作用）是一个重要的地质过程，发生在大陆汇聚带，而当一个板块的海洋地壳或部分大陆地壳下沉入地幔之中，这一过程就被称为“隐没”。通过这一过程，旧的海洋地壳不断地再循环进入地幔，而新的地壳则在海岸线附近不断形成，使得大陆板块不断扩张和碰撞。隐没作用在地球形成过程中扮演着重要角色，它促进了地壳物质的循环转化，并且决定了大陆配置的持续演变，因此对理解板块构造论和大陆漂移学说具有重要意义。[1]隐没速度通常以每年厘米为单位来测量，聚合速度可高达每年11厘米。[2]

隐没作用与板块构造

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参见：板块构造论
 
胡安·德富卡板块在喀斯喀特隐没带下沉至北美板块之下
 
地幔对流的简化模型：[3] 海洋板块隐没形成海沟。

根据板块构造理论，地球的岩石圈，即其坚硬的外壳，被分割成十六个较大的构造板块和几个较小的板块。这些板块在缓慢移动，主要是由于隐没岩石圈的拉力。隐没带下沉的岩石圈是位于下方具延展性的地幔中的对流单元的一部分。这种对流过程使得由放射性衰变产生的热量从地球内部释放出来。[4]

岩石圈由最外层的轻质地壳加上最上层坚硬的地幔部分组成。海洋岩石圈的厚度从在洋中脊生成的年轻岩石圈的几公里到最古老的海洋岩石圈的约100 km（62 mi）不等。[5] 大陆岩石圈的厚度可达200 km（120 mi）。[6] 相较于下方的软流圈，岩石圈相对较冷且坚硬，因此构造板块以固体形式在软流圈上方移动。单个板块通常包括海洋岩石圈和大陆岩石圈的区域。

隐没带是冷的海洋岩石圈下沉回地幔并被回收的地方。[7][8] 它们位于聚合板块边界，这里一个板块的海洋岩石圈与另一个密度较小的板块岩石圈相聚合。较重的海洋岩石圈被另一个板块的前缘所覆盖。[5] 被覆盖的板块（即板片）以约25至75度的角度向地球表面下沉。[9] 这种下沉是由板片与周围软流圈之间的温度差异所驱动，因为较冷的海洋岩石圈平均来说具有更大的密度。[5] 沉积物和一些被困的水被板片带到下方并回收到深地幔中。[10]

地球是迄今为止唯一已知有隐作用的行星，而隐没带是其最重要的构造特征。隐没是板块构造的驱动力，而没有它，板块构造就无法发生。[11] 海洋隐没带位于约55,000 km（34,000 mi）的聚合板块边缘，[12] 几乎等于洋中脊的总板块生成率60,000 km（37,000 mi）。[13]

隐没带结构

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主条目：隐没带

隐没带与地球最深的地震有关。地震通常发生在地壳较浅、较容易碎的部分，深度通常浅于20公里。然而在隐没带发生的地震深度可达到700公里。这些地震的震源勾勒出了一块向内陆倾斜的地震活动地区，称为Wadati-Benioff带（英语：Wadati-Benioff zone）（中文或称“瓦班氏带”、“班氏带”或“班尼奥夫带”）。Wadati-Benioff带勾勒出了下沉的岩石圈。地震断层扫描也帮助人们勾勒出没有地震的地区的下沉的岩石圈。一些隐没的板块似乎没有办法穿透到地幔主要的位于深约670公里的不连续面，而其他一些隐没的海洋板块可以一直穿透到地核与地幔的交界处。位于地幔中深度410公里与670公里的地震不连续面被隐没带深处较冷的下沉板块所扰乱。

隐没作用会形成海沟，例如马里亚纳海沟。海沟处在一个板块开始沉降到另一个板块的地方。隐没带上方的火山通常位在一个弧状链中，如圣赫伦那山及富士山，因此有“火山弧”、“ 岛弧”这些名词。不是所有的“火山弧”都是弧状的，海沟与“弧”也可以是直线状的。

隐没带的玄武岩和沉积物通常富含含水矿物和粘土。此外，隐没板片向下弯曲时产生的裂缝和断裂中会引入大量的水。[14] 在从玄武岩转变为榴辉岩的过程中，这些含水材料分解，产生大量的水，在如此高的压力和温度下，这些水以超临界流体的形式存在。[15] 超临界水由于比周围岩石更热且更浮力，会上升到上覆地幔中，在那里它降低了地幔岩石的熔点，通过助熔作用产生岩浆。[16] 这些岩浆因比地幔岩石密度低而上升为火成岩墩。[17] 来自地幔的岩浆（最初为玄武质组成）最终可以达到地球表面，导致火山喷发。喷发熔岩的化学成分取决于地幔来源的玄武岩与地壳的相互作用（熔化）或经历分离结晶的程度。弧形火山往往会产生危险的喷发，因为它们富含水（来自板片和沉积物）并且往往极具爆炸性。[18] 喀拉喀托火山、鲁伊斯火山和维苏威火山都是弧形火山的例子。弧形火山还与大多数矿床有关。[17]

在火山弧之外是一个弧后区域，其特性强烈取决于隐没板片的隐没角度。当这个角度变浅时，隐没板片会部分拖曳上覆的大陆地壳，这会产生一个缩短和地壳加厚的区域，在那里可能会有广泛的褶皱和逆冲断层。如果隐没角度变陡或回滚，上覆板块岩石圈将处于张力之下，通常会产生弧后盆地。[19]

深部结构

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弧-沟复合体是更深结构的地表表现。虽然无法直接接触，但可以使用地球物理学和地球化学来研究更深的部分。隐没带由一个倾斜的地震带定义，称为和达-贝尼奥夫带，它从海沟向外倾斜并延伸到火山弧下方至660公里不连续面。隐没带地震发生在比地球其他地方更大的深度（可达600 km（370 mi）），而地球其他地方的地震通常发生在深度小于20 km（12 mi）的地方；这些深部地震可能由深部相变、热失控或脱水脆化驱动。[20][21] 地震层析成像显示，一些板片可以穿透下地幔[22][23] 并沉到地核-地幔边界。[24] 在这里，板片的残余物可能最终会加热到足以作为地幔柱上升到地表。[25][26]

隐没角度

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隐没通常在火山弧下方以中度陡峭的角度进行。然而，也存在一些异常浅的隐没角度以及一些极其陡峭的隐没。[27]平板隐没（隐没角度小于30°）发生在板片几乎水平隐没时。相对平坦的板片可以在上覆板块下延伸数百公里。这种几何形状通常是由于厚地壳或较暖的岩石圈造成的浮力隐没板片引起的。最近的研究还显示，较老和较宽的隐没带与较平的隐没角度有很强的相关性。这解释了为什么平板隐没目前只发生在东太平洋，因为只有这些地区足够老和宽，足以支持平板隐没，也解释了为什么拉拉米德平板隐没和华南平板隐没是可能的。[28] 最终，胡提出隐没年龄和板片特征的组合对隐没角度有最强的控制力。[29] 因为板片的深度隐没是推动隐没带火山活动的必要条件，平板隐没可以用来解释火山空隙。

隐没带的生命周期

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隐没可自发开始，也可由现有的板块运动诱导。大多数现代隐没带是由水平力迫使海洋岩石圈断裂并下沉到软流圈中形成的。隐没的结束：当大陆岩石圈到达隐没带时，可能会使板块边界重新组织，导致大陆碰撞或地块增生，进而中断隐没。

特征与影响

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  • 变质作用：隐没带经历高压低温的变质条件，生成和破坏含水矿物，释放水进入地幔，促进熔融。
  • 弧火山作用：隐没带上方的火山弧是由于隐没板块脱水，释放流体进入地幔，降低熔点产生的熔岩上升形成的。
  • 地震和海啸：隐没带是地球上最深的地震源区，产生深源地震、巨震和外隆地震。巨震可能引发海啸，如2004年印度洋海啸。
  • 造山运动：隐没板块带来的海洋岛屿、海洋高原等物质与大陆碰撞，导致地壳增厚和山脉形成。

地球上的隐没作用

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地球是唯一已知存在隐没作用的行星，隐没带是其最重要的构造特征。隐没驱动了板块构造，没有隐没，板块构造无法发生。

隐没作用对全球气候的影响

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隐没带对全球气候具有重要影响，因为隐没带的火山活动释放二氧化碳等气体，影响大气成分和气候变化。[30]

隐没作用的历史研究

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隐没概念对板块构造理论的发展起了重要作用。哈里·哈蒙德·赫斯研究了海底扩张，提出了海洋地壳在海沟处被重新循环到地幔中的理论。[31]

重要性

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隐没带对板块运动、地幔对流、火山活动、生物圈[32]和全球气候具有重大影响。隐没带也是地震和火山活动的主要来源，对人类社会构成巨大威胁。

参见

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参考资料

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延伸阅读

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外部链接

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维基共享资源上的相关多媒体资源：隐没作用
 
维基教科书中的相关电子教程：Subduction
 
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