第六章 大陆边缘

第七章大陆边缘一、概述二、大陆架三、大陆坡四、大陆裾(隆)五、“岛弧与海沟”系六、大陆边缘的演化一、概述概念：大陆表面和大洋底面之间存在着一个广阔的过渡带，它是一个巨大而复杂的斜坡带，称为大陆边缘。在地质上，它是大陆型地壳和大洋型地壳之间的过渡带，属过渡型地壳。组成:在大陆边缘内部，根据深度和坡度，通常可分成大陆架、大陆坡和大陆裾三个部分。大陆架是近岸浅水海域，自海岸向外，缓缓倾斜，平均坡度仅1/1000,陆架外缘的平均水深约130米，深者可达550米。陆架宽度变化较大，像南美洲西海岸外，日本，菲律宾东岸等岸外，几乎没有大陆架。而我国黄海、东海和北冰洋等海域，陆架宽达数百km至1000km以上。世界陆架平均宽75km从陆架边缘向外，便进入大陆坡，大陆坡坡度可陡达1/40——1/6，陆坡上，地形崎岖，有深切水下峡谷。陆坡宽度较小，仅20——30km，最宽可达数百km。陆坡脚下，展布着宽广，平缓的大陆裾，形如扇状，向深洋底展开，他的平均坡度不过1/300，通常以2500——3000米水深开始，平缓过渡到大洋盆地，宽度可达数百乃至上千km。大西洋型大陆边缘：具有宽阔、平坦的大陆架，外接坡折明显的大陆坡和平缓的大陆裾，整个大陆边缘没有火山和地震，是一个较为稳定的海域。太平洋型大陆边缘：大陆架+大陆坡+“岛弧海沟体系”，其边缘环绕以火山岛弧，岛弧边坡陡峭，外侧边坡直落至深邃的海沟底部，岛弧和海沟地形高差悬殊，有频繁的火山和地震活动以及较强烈的构造运动

——西太平洋岛弧海沟体系：岛弧+海沟+弧后边缘盆地

——东太平洋安第斯型大陆边缘：大陆架不发育，沿岸山脉直接与海沟相连大陆边缘分类据板块构造机理分为三类：发散型大陆边缘(Divergent,orpassivemargin)

聚敛型大陆边缘(Convergent,oractivemargin)

转换断层型大陆边缘(Transformfaultmargin)大陆边缘地壳结构大陆架和大陆坡都属于大陆型地壳，大陆架的地壳较大陆地壳稍薄，大多数在30km左右。大陆坡的地壳减薄到12——20km，有人称之为次大陆地壳。大陆裾为大洋型地壳。大陆地壳和大洋型地壳的分界处大致在大陆坡坡脚，陆架和陆坡实际上是大陆地壳的自然延伸部分大陆裾实际上是巨厚沉积物（千米以上）覆盖在大洋地壳上的堆积体。二、大陆架1、定义2、地形特征3、沉积作用4、地质构造与分类5、成因1、大陆架的定义大陆架是大陆周围较平坦的浅水海域，从岸边低潮线开始向外海直至海底坡度显著增加的边缘，这个边缘称为陆架外援，陆架外缘以内的浅海区，便是大陆架。大陆架这一术语，最早由H.R.米尔（Mill，1887）提出和使用。1919——1939期间，约翰逊(D.W.Johnson)认为：大陆架是波浪的侵蚀作用造成的，论证了波浪在陆架表面所进行的侵蚀作用，并注意到这一作用在海底的最大深度，他把600英尺（200米）的水深作为一般波浪侵蚀海底的下限。于是水深200米便成了以后人们所引用的陆架外缘的水深。迪兹和孟拉德(DitzandMenard,1951)指出，大陆架是陆地沉溺于海底的地形，并不是波浪侵蚀作用造成的，他们改用破浪基面来描述陆架外缘的深度。目前许多研究表明，波浪在陆架上的作用是很有限的，约翰逊所举的实例大多数是暴风浪或者台风风浪作用海底时，海底遭受侵蚀的现象。随着海底资源开发事业的发展，大陆架资源的主权归属问题引起了很大的争议，这首先要求划清大陆架和大陆坡的界限。

1958年，在日内瓦召开的国际海洋法会议上，对大陆架外缘界线的确定提出了一些建议，当年，国际海底名词术语委员会提出了大陆架的定义是：陆架是围绕大陆的向浅水延伸的浅海地带，其延长深度是到海底坡度向更深海底有剧烈增加之地段。这一地段即陆架外缘，陆架外缘以上的浅水区为陆架区。谢珀得（1984）根据大量的实际资料详细研究了世界浅海地形图，否定了以水深200米为陆架外缘深度的概念。实际资料表明：陆架外缘的深度，即陆架外缘的地形由缓变陡转折处的深度，世界各地的差异很大，终于200米水深的陆架外缘是罕见的。有的海区变化很大，如北美东部陆架外缘深度在37——275米之间不等。对于陆架外缘的标志，奈须纪幸，加贺美英雄（1970）等也主张以海底坡度向深处剧烈增加的坡折为限，其上浅水区域为陆架，他们认为划分陆架外缘界线的标志是坡度的变化，而不是水深。也有人试图不采用地形和水深为标准来对陆架下定义，而采用海底地质特征或底栖生物分布状况为依据，这些看法都存在一定的片面性。总的看来，大陆架外缘界限，不应该是某一特定的深度，而是以坡折处的深度为妥，这已经为大多数人接受。2、大陆架的地形特征关于大陆架的一般特征，谢珀德（1973）总结以下几点：1、平均宽度75米2、大陆架边缘（坡度变化最大处）的水深平均为130米3、最平坦部分的平均水深为60米4、横过陆架的剖面上，有60%为起伏20米的丘陵。5、横过陆架的剖面上，有35%为深度达20米凹地。很多是盆地，另一些则是纵向谷地。6、平均坡度0度7分，内侧较缓，外侧为内侧的1/2。哈韦斯（harves，1964）发现从岸到60米深处坡度为0度12.4分。潘若夫（1985）首先描述了陆架与相邻大陆的关系。他认为，陆架地形往往是相邻陆地地形在浅海地的延伸，他称这种延伸地形为继承性地形。陆架与相邻大陆的大地构造性质关系密切，根据这种关系，他把陆架分成：1、位于前寒武纪地台边缘的陆架，通常宽度不大，如非洲及澳大利亚陆缘的陆架。2、位于古生代地台上的陆架较宽，如欧洲西部和西北部，北美大西洋沿岸等地3、中生代和阿尔卑斯褶皱带边缘的陆架最窄，如印度尼西亚和菲律宾等地。4、大陆平原邻接的陆架，是新生代的下沉区，这类陆架具有最大的宽度，如北冰洋和黄海大陆架等地。沉溺的河谷和冰川谷谷深70~100m宽７km~25km海底平坦面大陆架往往由几级深度不同的海底平坦面组成，从滨岸到外海，随着陆架表面的缓倾斜，平坦面逐级下降到大陆坡直至深海．海底平坦面的成因第四纪冰期－间冰期海进、海退过程中，当海平面停顿时期形成的。东、黄海主要海底平坦面是第四纪冰期河流三角洲堆积而成高纬度海区的海底平坦面是冰蚀和冰积作用造成陆架边缘坝（堤）大陆架的外缘往往有一个高起的前缘，然后过渡到大陆坡，这一高起部分称为陆架边缘坝（堤）。3、大陆架的沉积作用残留沉积变余沉积现代沉积残留沉积沉积物的属性与目前所处的环境不适应，形成于目前陆架海区完全不同的沉积环境之中，如外陆架海区出现砂质沉积，浅海底出现淡水环境的沉积物等。对于残留沉积，渔民早就觉察到，泥沙底质浅海中有冰川漂砾刮破渔网的现象。又如英国海外发现一片沉没于浅海的森林，北海多格滩上有泥炭沉积……残留沉积这些沉积物沉积时，大部分处于陆上环境，以后沉溺于浅海，但被新的沉积物所掩埋或改造，依然保持它的原面貌，残留于现代浅海底表面。残留沉积的特征由砾石、砂和介壳等组成的残留沉积物，在电子显微镜下观察，残留沙粒表面往往被氧化铁污染以及因溶解而出现凹坑，在中纬度的一些大陆架区，出现冰碛碎屑的残留沉积；美国东北部，法国、以色列、波多黎各和澳大利亚等地滨外浅海水区，出现风成沙丘的残留沉积；美国东南滨外深水区，出现浅水的钙质鲕状碳酸盐的残留沉积；西欧滨外、墨西哥湾、日本和马六甲海峡出现盐沼泥炭、淡水泥炭等残留沉积。尼日利亚滨外还出现淹没了的土壤。残留沉积中往往含有许多指示原来沉积环境的生物化石。如：我国东海外大陆架上，日本调查船在长江口外，水深100米的外陆架上，打捞到生长在潮间带的红螺、文蛤、长牡蛎、玛阿贝和杂色蛤蝌等，年龄为15000——12000年；在虎皮礁附近还采到北方原始牛的下颚骨；男女列岛附近，采到猛犸象的牙齿，从这些残留沉积中的化石表明，我国东海在更新世时为滨海平原、沼泽地等，当时气候寒冷。现代沉积沉积物的属性与目前所处的沉积环境相一致，处于一个统一的动态平衡系统之中，这类沉积物称为现代沉积或现代原生沉积。如目前大河口的三角洲相沉积，热带浅海的碳酸盐沉积，海底火山周围的火山碎屑沉积。主要分布在内陆架，沉积物主要为陆源碎屑。埃默里（1952）将现代沉积分为：1.碎屑沉积（风、水、冰川带来的）2.生物沉积（贝壳等生物骨骼）3.火山沉积（火山附近的火山碎屑）4.自生矿物沉积（磷灰石和海绿石等）星野通平（1973）根据沉积环境不同，将现代沉积分以下四类：1、开阔陆架区：一般在水深20~30米以内浅水区为沙质沉积；这个深度以下出现泥质沉积，54米水深以下全为泥质沉积。54米又称泥线深度2、河口区：河口区现代沉积一般组成三角洲，属于快速堆积区，比降大的河流出口区出现砾石分布。海水、河水相混促进泥质的凝聚作用和沉积下来。3、海湾区：沉积物有砾石、砂和泥等，砾石分布在滨岸带和部分河口区，砂质沉积广泛。4、海峡区：由于海峡水动力强，现代沉积只有砂和砾，在海峡两端，形成扇状堆积，砂堆积在砾石的外侧。现代碳酸盐沉积主要分布在低纬海区的陆架和大洋区的浅水碳酸盐台地上变余沉积大陆架上经过现代海洋动力作用的加工和改造的残留沉积称为变余沉积，其性质介于现代沉积和残留沉积之间。4、大陆架的地质构造和分类大陆架的地壳是相邻陆地地壳的延伸，地壳性质与相邻陆地一致。由于地壳运动而形成的褶皱、断裂等构造形式也与相邻陆地一致。根据基底与盖层的关系，分5类1、陆架内侧由基岩构成，外侧由三角洲堆积物组成。2、堆积物按次序堆积于基岩上，甚至在陆架外缘也堆积了很厚的沉积物。3、基底上仅有极薄的沉积物，陆架主要由基岩构成。4、陆架外缘出露基岩，内侧盆地中有物质充填。5、有漫长沉积历史的陆架，上部为未固结沉积物，中间为固结沉积物，下伏基岩。根据陆架和相邻陆地大地构造的一致性，按相邻陆地大地构造的性质，把陆架分为6种：1、前古生代地台形成的陆架：前古生代地台边缘由于断裂和绕折下沉而成陆架。2、古生代地台的陆架：陆架的形成同样与断裂和绕折有关。3、中生代地台的陆架：陆架基底被中生代地台沉积所覆盖，表面地形与邻接陆上单调的海进平原连成一片。4、中、新生代大陆边缘坳陷的陆架：由大陆台地边缘坳陷形成。5、中、新生代褶皱构造的陆架：中、新生代褶皱边缘强烈下沉而形成的陆架。6、现代地槽区陆架：现代褶皱带下沉部分，具有火山和珊瑚等特殊地形。大陆架上的局部构造与陆上构造的关系从陆上直接延伸到陆架上的构造与陆上构造线平行的构造5、大陆架的成因1.大陆挠折说：布卡尔（Bourcart,1952）认为大陆到大陆边缘，是一个挠折带，这一带的海进和海退取决于挠折的发展，在海进和海退的作用的塑造下，形成了陆架，目前发现一些陆架表面的沉积层略有倾斜，其倾角与陆架表面坡度是一致的，这是陆架发生过挠折的有力证据。2大陆延伸说：潘若夫（1959）首先注意到陆架基底构造与邻接大陆的一致性，基底构造又影响到陆架表面地形和沉积作用以及后期构造运动的一系列性质，因而陆架与毗邻大陆的地形和沉积物性质有一定的连续性，他把这些性质称之为继承性，说明陆架是大陆的延伸。浪蚀阶地说：迪茨（Deitz,1963）对大陆架的成因与波浪作用的下限关系，进行了详细的考察，他认为，不存在由波浪作用形成的大陆架，因为波浪作用的下限是非常有限的，但是随着海平面的下降，出现波浪作用下限移动，使得波浪作用遍及整个大陆架。这一概念与前面叙及的把200米水深作为波浪作用的下限有很大的差别，不可混为一谈。4.中新世构造形成说：星野通平（1970）认为中新世末期以后，上新世初是整个地球膨胀隆起时期。大陆侧发生强烈的隆起，通过断裂作用，使得从滨岸线到水深2000米以上的海域，出现了一系列阶梯状的平坦面，如，南非、巴西、印度、西澳大利亚和日本等地。一般比大陆架略深的称为“边缘台地”，水深超过1000米的称为“深海平坦面”。这样，从大陆到洋底，便有“堆积准平原—大陆架—边缘台地—深海平坦面”等，陆架不过是这一系列平坦面中之一，仅受到晚更新世冰期低海平面的修饰而已，它和其他阶地面一样，是断阶带的产物，又是其中的一级，因而星野认为：大陆架不是冰期才出现的，它在第四纪以前就是堆积和沉降的平衡地区，甚至可以位于不同的深度，它的主要形成时期是中新世末期强烈隆起时，以断阶带形式出现。三、大陆坡1、基本特征2、分类和成因3、海底峡谷4、深海平坦面定义大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性的巨大斜坡在地形上，它是大陆基面和大洋盆地底面之间巨大而复杂的斜面。在地壳性质上，大陆坡的地壳是大陆地壳和大洋地壳之间的过渡地壳，可进一步划分成大陆型地壳和次大洋型地壳。1、大陆坡的基本特征地形特征地质构造特征沉积作用特征地形特征上限和下限大陆坡的上限即大陆架外缘，那里有一个明显的坡折，该处平均水深为130米左右。而大陆坡的下限水深变化较大。科辛纳（1921）在计算海陆起伏线的平均值时，取大陆坡的下限水深为2440米。谢珀德（1948）将2000米水深作为大陆坡的下限。沃兹尔（1968）总结了大量的地球物理资料，研究大陆边缘地壳结构的变化，他认为水深2000米是大陆地壳变成大洋型地壳的位置，可以作为大陆坡的下限。但是世界不少海域大陆坡的下限深度大于一数值。坡度：孟纳德（1964）认为大陆坡相对高度约1—10公里，坡度1—10度，这是一个非常概括的数据，希曾（1959）认为大陆坡具有3—6度的斜坡，各地不一。谢珀德（1963）计算世界大陆坡的平均坡度为4度17分，各大洋有所差异，太平洋区的大陆斜坡平均坡度大于世界平均值，为5度20分；而大西洋为3度5分，印度洋区为2度55分坡度小于世界平均值。陆坡上部和陆坡下部的变化也有所不同，太平洋区表现为上部缓、下部陡，大西洋和印度洋则相反。造成这种差异的原因是因为太平洋区的大陆斜坡之下往往与海沟相接，海沟沟壁的坡度一般都大于大陆斜坡。大西洋和印度洋区陆坡下部往往与坡度平缓的大陆裾相连接。因而越往下部坡度变得越平缓。可见，两种类型的大陆边缘，其大陆坡的地形特征是不同的。世界上，大陆斜坡最陡的海域有：斯里兰卡岸外大陆斜坡坡度达35—45度。古巴南部大西洋岸外达35度……宽度：在大陆边缘的三单元中，大陆坡的宽度最窄。希曾（1959）基于对大西洋宽缓陆坡的认识，他认为大陆斜坡的宽度是20—100公里左右，谢珀德（1963）着重归纳了太平洋区的资料，认为大陆坡平均宽度只有20—40公里，赫德伯格（1970）认为大陆坡宽度一般仅15—20公里。通常大西洋型大陆边缘的陆坡宽度较大，大洋型大陆边缘的陆坡宽度较大，太平洋型大陆边缘的陆坡较窄。表面特征：多数大陆斜坡表面崎岖不平。下图为我国东海大陆坡地形剖面图，其上有复杂的次一级地形，如海盆，海岭，海底峡谷和深海平坦面等。造成这种复杂地形的主要因素是断层发育，海底塌方和滑坡等重力剥蚀。以及浊流和其他海流的侵蚀作用。此外，底辟盐丘挤入、火山活动和珊瑚礁生长等也使斜坡地形变得复杂。这些复杂地形的产生与大陆坡的地质构造性质是分不开的。地质构造特征大陆坡的地质构造是相邻陆地的构造通过大陆架在陆坡上的延伸，仅地壳厚度比陆架略薄些，并从这里过渡为大洋地壳。大陆坡在地质上的最大特点是：活动性比大陆架强，断层十分发育，火山、地震活动比陆架上多。大西洋型和太平洋型又有区别。前者较稳定，后者较活跃。大陆坡根据断裂性质进行分类（昂节夫，1956——根据断裂发育程度和特点分）（如图）1.阶梯状断裂型：规则的阶梯状断层2.断块型：复杂的断层组合3.挠折型：地层没有挠折，仅产生挠曲4.堆积型：巨厚沉积层淹没了基底的断裂构造。沉积作用特征

1.成分上：大陆坡的沉积中，泥质沉积占60%，砂质沉积25%，砾石、岩块占10%，碳酸盐5%。2.机理：大陆坡的碎屑沉积主体由浊流作用形成，沉积层保留有浊流沉积的结构、构造，还有部分的塌方和滑坡等重力堆积，以及介壳和碳酸盐软泥的夹层。2、大陆坡的分类和成因赫德伯格（1970）认为，大陆坡分为：1.前进沉积型2.侵蚀型3.断层型4.礁块型1.三角洲前积层形成的陆坡：比较平缓，陆坡上的等深线与三角洲前缘形态一致（如下图）。但是也有例外，如密西西比河三角洲前缘有许多盐丘隆起，形成起伏不平的地形。2.断层形成的陆坡：普遍而常见的大陆坡。断层与陆坡的关系有两种：一为垂直岸线的断层，形成断层崖；另一为平行岸线的断层，形成阶梯状陆坡。3.地壳下挠的陆坡：大西洋西岸线外陆坡上的沉积层产状与陆坡的倾斜是一致的，陆坡上的沉积层产状基本是水平的，二者呈下挠过渡关系，中间并没折断。但是也有人不同意这种大陆下挠作用，认为北大西洋陆坡是中新世准平原下沉到海底形成的。4.珊瑚礁形成的陆坡：珊瑚礁形成的陆坡一般出现在中—低纬度海区。他们的陆坡坡度很陡。5.年轻山脉海岸的陆坡：太平洋边缘普遍存在这类陆坡。这些海区陆架狭窄，陆坡上发育海底峡谷。在陆坡形成的机理中，由浊流和塌积作用形成的堆积是十分重要的。地震剖面显示，在平缓的陆坡上，松散的厚层沉积物中，有着大规模的崩塌和滑坡。有些陆坡上有关重力蠕动造成滑移褶皱（如图）3、海底峡谷海底峡谷是陆坡上一种奇特的侵蚀地形，他形如深邃的凹槽切蚀于大陆坡上，谷轴垂直于陆坡边缘。大西洋型:陆坡下部平缓，峡谷一般终止于2000米。太平洋型：陆坡下部陡峻，峡谷直通海沟。海底峡谷作为一种通道，把陆源物质从大陆架输送到深海区及海沟中。海底峡谷在陆坡上分布广泛，但不均，而且集中在一些陆坡宽度较窄，下部比较陡峻的区段。1.海底峡谷的地形特征：横剖面常为V字型，少数为U字型，但他在较大深度上仍为V字型。海底峡谷下切深度达数百米乃至千米，谷璧最陡大40度以上。一般凹岸陡，凸岸缓，与陆上河谷有相似之处（如图）。许多海底峡谷有谷中特征（如图），谷侧有台阶状地形，多数情况下，这种台阶发育于一侧，另一侧则不发育。一般说来，中下部平缓，沿谷轴能见到坡折（图B）。这些坡折点与深海平坦面在同一深度上。但两者毫无关系。海底峡谷的下端出口往往有类似河口三角洲的深海扇。海底峡谷的源头有的与河口相接，如刚果河（如图）海底峡谷平面多数呈蛇形弯曲，也有部分呈直线状，有的峡谷以单一峡谷形式存在，如刚果河口外峡谷，有的峡谷分叉呈树枝状，如美国东海岸（如图）海底峡谷沉积物的特征1.沉积物主要为泥质，夹有少量的粗碎屑物质2.峡谷出口处往往是浊流沉积分布区3.沉积物中普遍含浅水有孔虫及海绿石4.峡谷中发现更新世末冰期和冰后期沉积物3.海底峡谷成因海底峡谷成因假说有很多，例如：赫斯假说、约翰逊假说、布卡尔假说、布彻假说。但是为大多数所接受的是浊流说。最早把浊流与海底峡谷联系起来的是德利（1936），他认为海底峡谷为浊流作用形成。奎年（1950、1965、1967）先后进行多次试验，证明浑浊水流即使只有很小的有效密度，也会顺槽底流动。反对浊流说者认为，浊流不可能有足够的能力来侵蚀陆坡，大部分陆坡由固结程度很弱的泥沙层组成，浊流只是能在其上可发挥作用。像机理福利亚的圣路加斯峡谷，谷璧由花岗岩组成，则难以用浊流解释，须先假设有断层存在，再由浊流来加工塑造。后来，谢珀德认为，除浊流外，还有其他类型的海流起重要作用，往往与浊流一起作用的有下沉流，它是沿岸形成的冷水流横越陆架向下流去。4、深海平坦面他是大陆斜坡上表面坡度接近水平的面。该面一般不超过0度30分，宽数百米至数公里，长数公里至数十公里。他是陆坡发育过程的产物。深海平坦面的成因目前对其成因尚无定论，主要有以下几种说法：1.断裂构造说：希曾（1959）认为其为阶梯状断层形成，陆坡上平行岸线的断层，使得某一地段成为阶梯状的平坦面。2.挠曲说：日本列岛外缘海底有二级深海平坦面，大塚（1930）认为，它是挠曲作用形成的，大西洋东侧岸外的上新世晚期深海平坦面，他认为是大陆下挠作用形成的。3.浊流说：吉布森（1953）等通过对阿留申中岛弧外陆坡上阶地的研究认为，深海平坦面是浊流沉积形成的。日本左藤（1968）也发表了同样的意见。四、大陆裾（大陆隆ContinentalRise)概念

大陆裾是大陆坡坡麓缓缓倾向大洋底的扇形地，由沉积物堆积而成，分布在水深2000m－5000m处，它的上半部靠着陆坡坡麓，下半部覆盖在大洋底，是一个地跨陆坡和大洋底两单元的沉积体，表面坡度平缓，展布宽度大者可达1000km。堆积物主要是被浊流、滑塌和各种海流搬运来的陆源碎屑。大陆裾多分布在大西洋型的大陆边缘。五、“岛弧与海沟”系1、结构及分布2、地球物理特征3、形成机理1.”岛弧—海沟“系的结构有两种情况：一种以西太平洋为代表，其结构为岛弧—海沟—边缘盆地另一种以南美西缘为代表，结构为海沟与大陆山系相邻，无边缘盆地1.”岛弧—海沟“系的结构大陆边缘的岛屿一般凸向大洋侧，在该侧有海沟伴生，岛弧由活火山和休眠火山岛链组成，长达几千公里，宽数十公里。海沟一般分布在岛弧的向洋侧，它占有海洋的最大深度（如下页表）。大多数海沟呈不对称的V字形（如下页图）。靠大陆及岛屿一侧坡度较陡，大洋一侧较缓。海沟与岛屿之间的地带为“弧—沟”间隙带。间隙带宽，海底从海沟直接上升到岛弧上，如果间隙带宽，沟与弧之间有一条非火山成因的弧形山脊，他可以是一条沉没山脊，也可以包括一些岛弧，这条非火山弧与岛弧之间的低地称为内海渊。1.”岛弧—海沟“系的分布大陆边缘的“岛弧—海沟”系可分为具有弧形结构和不具弧形结构两种。具弧形结构的有西太平洋的阿留申岛弧、千岛岛弧、日本岛弧、伊豆—小笠原岛弧、马里亚纳岛弧、琉球岛弧、雅浦、锦琉岛弧、班达岛弧以及印度洋东侧的安达曼尼科巴岛弧和中大西洋加勒比海外的小安德烈斯岛弧（如图）。1.”岛弧—海沟“系的分布不具弧形结构的有啤斯麦岛弧、所罗门岛弧、新赫布里底岛弧。新西兰和萨摩亚之间的汤加岛弧和克马德克岛弧为直线型岛弧。此外，不伴生海沟的岛弧有马绍尔、吉尔伯特、埃利斯、莱恩、加罗林等火山弧，火山岩为玄武岩质。“山链—海沟”分布在南美西缘。2.”岛弧—海沟“系的地球物理特征1.地震性：“岛弧—海沟”系是地震活动中心，浅源地震分布在海沟之下，深源地震在岛弧的下方，更深达600—700公里的震源在岛弧的后方。毕鸟夫（1954）把震源投影到一个穿过岛弧走向的横剖面上，发现震源分布在一条从海沟向岛弧下倾的斜坡带上，请教30—60度，这带被称为毕鸟夫带或地震剪切带。2.负重力异常带：汶宁.明尼茨等最先发现爪哇和苏门答腊海沟之上有一条十分强烈的负重力异常带，其值达-250毫迦。3.热流：与洋盆热流值相比，一个热流异常低值存在于海沟消亡带。同时，一个热流异常值出现在火山弧后区。“岛弧与海沟”系的形成岛弧由晚第三纪和第四纪的火山岩组成，从橄榄玄武岩到流纹岩均有，但以安山岩为最多，时代较老的被辉长岩纳长花岗岩所侵入，并有一系列高角度正断层、冲断层和走向滑动断层。沟—弧间隙有低角度冲断层和褶皱，褶皱往往呈推覆状。板块学说认为：岛弧是岩石圈消亡的场所。海沟是岩石圈板块沉入地幔的标志。大洋板块从海沟斜插下去，玄武岩变成榴辉岩，部分中性岩浆上升，形成岛弧。六、大陆边缘的演化大陆边缘的地壳特征大陆边缘的类型1、大陆边缘的地壳特征大量地球物理资料证实，大陆边缘地壳是大陆地壳和大洋地壳之间的过渡型地壳，通常由厚约30公里的大陆壳逐渐减薄到5—8公里的大洋壳，这种减薄主要是硅铝层减薄。如下表，我国东海岸外，从西到东大陆边缘的地壳也是逐渐减薄。如下图，可以看出，地壳的减薄主要是硅铝层的减薄和硅镁层的上隆。2、大陆边缘的类型据板块构造机理分为三类：