Isozaki等(1990)通过对日本二叠系— 三叠系— 侏罗系俯冲造山带混杂岩和增生楔的微体古生物分析和地层组成研究, 恢复了西太平洋边缘沉积和太平洋板块向亚洲大陆俯冲形成的增生组合, 首次提出“ 洋的板块地层” (Oceanic Plate Stratigraphy)概念。他认为 “ 洋的板块地层” 是理论上对海沟处的洋壳柱状剖面的最好表达, 这个地层柱记录了从洋中脊形成至其位移到海沟带洋壳之上的沉积历史, 初步建立了俯冲造山带混杂岩和增生楔与洋板块地层之间的科学关联。Wakita和Metcalfe(2005)通过对亚洲东部和南部造山带混杂岩和增生楔的分析, 重建了西太平洋边缘洋板块地层单元。他们将对混杂岩和增生杂岩的地层序列重建结果称为“ 洋板块地层” , 把对混杂岩和增生杂岩的地层序列重建的学科称为“ 洋板块地层学” 。该定义中已经意识到混杂岩和增生杂岩的原始地层序列是“ 洋板块地层” , 但尚未明确提出洋板块地层的标准模式。Kusky等(2013)则进一步明确地将“ 洋板块地层学” 定义为“ 用于描述沉淀在洋壳基底之上的沉积岩和火成岩序列的术语, 其形成时间是从洋中脊形成、扩张最终止于汇聚边缘增生楔” , 明确提出了从增生楔中恢复重建的洋板块地层标准模式。因此, “ 洋板块地层” 是“ 洋板块地层学” 的研究对象。“ 洋板块地层” 是在洋盆的不同构造部位(洋脊、深海平原、海山、洋内弧、海沟、弧间盆地、弧后盆地等)形成的火成— 沉积序列。洋盆在关闭过程中, 其不同构造部位形成的原始有序地层最终以混杂岩或增生杂岩的形式保存, 为了从混杂岩或增生杂岩中恢复出原始的有序地层序列, 就产生了“ 洋板块地层学” 。洋板块地层学是从混杂岩或增生复合体中恢复重建已经消失了的大洋的理想地层组成单元, 包括对因俯冲增生而消亡的具有洋壳基底的构造洋盆和边缘海盆地的地层单元的重建与恢复。

应用放射虫、牙形石、 类等古生物地层学和玄武岩及大洋碎屑沉积同位素年代学方法, 可以对混杂岩或增生楔中失序的洋壳碎片进行原岩年代重建, 恢复其原始地层组成。其中放射虫分析非常有效, 因为放射虫可在显生宙泥岩、硅质岩和钙质岩等不同类型的岩石中大量产出。20世纪70年代末至80年代初, 放射虫生物地层学在世界范围内迅速发展起来, 日本的许多学者利用该方法对二叠纪— 中生代增生杂岩的岩石年龄进行了广泛的研究, 尤其是对犬山地区出露的米诺混杂岩进行了地层学、古生物学、沉积学、构造地质学和古地磁的深入研究, 进而恢复了西太平洋边缘的洋板块地层组成(Kimura and Hori, 1993; Ando et al., 2001)。

洋板块地层由洋壳火成岩基底和沉积盖层2部分组成, 总体上包括从洋中脊扩张到洋壳运动至海沟处俯冲消亡这一阶段内接受的大洋沉积、火山建造及洋中脊喷发形成的玄武岩组合。洋壳基底的不同构成和大洋沉积物类型的差异, 会导致洋板块地层组成的变化。

地球上不同地质年代增生造山带的洋板块地层在其结构样式、主要岩石组成序列、增生序列和微量元素地球化学特征等方面具有一致的规律, 即洋板块地层由洋壳物质本身和上覆的大洋沉积序列组成。俯冲造山带的洋壳物质以洋岛弧玄武岩、岛弧橄榄岩、洋中脊玄武岩、弧后玄武岩、大洋高原玄武岩、洋岛玄武岩和玻古安山岩及极少量的科马提岩为主。大洋沉积包括洋脊处的初始远洋沉积或碳酸盐沉积(当洋脊抬升至CCD以上时沉积的碳酸盐)、深海硅质岩、远洋页岩、浊积岩及混杂岩(图 1)。洋板块向海沟运动过程中会持续接受远洋沉积, 当洋板块运动至海沟边缘并开始俯冲时, 远洋沉积即被半远洋页岩和硅质沉积取代; 随着俯冲作用的持续, 海沟上部会沉积附近陆源物质输入形成的浊积砂岩。同时, 来自上冲板块和增生楔的侵蚀和垮塌物质则形成杂砂岩— 页岩沉积组合, 这些岩石的原生沉积序列遭受破坏, 形成通常所说的重力滑塌沉积(Olistostrome)(图 1)。

图 1

Fig.1

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	图 1 洋板块地层学(OPS)的概念模型(据Nakagawa et al., 2009; Maruyama et al., 2010; Santosh, 2010) a— 洋板块俯冲过程中形成的大洋连续沉积地层序列与距洋中脊的距离和洋板块的位移时间有关; b— 洋板块在从洋中脊扩张到俯冲过程中记录的洋板块地层的组成及变化Fig.1 Schematic illustration of the concept of Ocean Plate Stratigraphy(OPS) (after Nakagawa et al., 2009; Maruyama et al.; Santosh, 2010)

被拖曳进海沟的洋板块地层受逆冲冲断、刮擦、底侵、脱水等作用发生失序变形, 并增生到上冲板块。有时候仅部分洋板块地层在某一点被上冲板块刮擦、下拉并经历多次逆冲冲断改造, 也可能是整个洋板块地层, 包括洋壳基底物质, 均不同程度地被上冲板块刮擦下来形成增生楔。因此, 当洋板块地层增生到上冲板块时, 正常大洋沉积序列被打乱而形成失序的构造复合体, 并在叠瓦状逆冲构造带以混杂岩的形式重复出现。

上述模式中, 由增生混杂岩重建的洋板块地层, 可提供洋板块扩张、俯冲和增生的时代、俯冲方向和板块构造背景等信息。缝合带和造山带地层的恢复和重建, 是了解古海洋环境和演化历史的关键。洋板块地层的研究为探讨洋板块从洋中脊扩张到海沟处俯冲、再到洋物质增生底侵形成造山带的历史提供了关键且有效的方法。

与上述模式相比, 张克信等(2014, 2020, 2021)所提出的模型, 增加了洋内弧、弧间盆地和弧后盆地等洋板块地层(OPS)类型和序列重建模型, 并明确提出洋板块地层可分为对接带型(主大洋)和叠接带型(弧间和弧后小洋盆)两大类型, 弥补了前述洋板块地层模型的不足。

洋壳下层物质, 包括席状岩墙、镁铁质和超镁铁质侵入岩等, 在增生混杂岩中并不常见, 因为它们通常被俯冲至地幔, 故只有构成洋壳上层的枕状玄武岩及上覆大洋沉积物才可能俯冲增生到增生混杂岩中。另外, 有些板块汇聚边缘以俯冲侵蚀为主(Stern, 2011), 有些板块汇聚边缘则以俯冲增生为主, 但只有增生型造山带才保留有增生楔、从俯冲和仰冲板片上刮擦下来的物质、岛弧和弧后喷发产物和大洋沉积等组合, 包括蛇绿岩和蛇绿岩碎片、大洋高原沉积、外来陆块、与俯冲和增生相关的岩浆岩、麻粒岩相变质岩、局部超高温和超高压岩石等(图 2-a)(Cawood et al., 2009)。所有洋— 陆俯冲形成的增生造山带最终会经历碰撞造山过程(图 2-b), 碰撞造山过程的深俯冲、逆冲、地壳缩短和侵蚀作用会改变增生造山带的初始结构, 这就为准确识别增生造山阶段早期洋板块地层沉积建造序列带来了更大的困难。不同地质年代洋板块地层有其相对稳定的组合序列, 但也会出现一些变化, 如在显生宙洋板块地层中才开始出现碳酸盐沉积和放射虫硅质岩沉积, 而科马提岩和条带状含铁建造主要出现在25亿年前的太古代造山带, 指示当时较高的地幔温度和较低的海水氧浓度条件。洋底扩张、洋板块运动、洋壳及远洋沉积在汇聚边缘的增生是地球的一个主要热损耗过程。

图 2

Fig.2

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	图 2 太平洋型俯冲增生造山模式和物质组成(a)及阿尔卑斯型碰撞造山模式和物质组成(b, 据Safonova, 2017)Fig.2 Major features and material composition of Pacific-type accretionary orogenic belts(a)and Alpine-type collisional orogenic belts(b, after Safonova, 2017)

上述标准的洋板块地层模式中, 不同的洋板块地层组成, 包括洋壳火成岩基底组成和洋盖层沉积序列, 均会有一些变化。洋板块和仰冲蛇绿岩研究表明, 洋中脊产生的新生洋壳类型在岩石构成上有很大变化(Dilek and Furnes, 2011; Kusky et al., 2011), 增生楔处的洋板块地层会记录大洋岩石圈的这些变化。图 3列出了不同构造背景、不同扩张速率和不同岩浆补给速率条件下的蛇绿岩和洋壳类型的组成及变化特点。所有这些不同类型的洋壳组成都有可能部分地保存在增生造山带中, 但试图在增生造山带中寻找到1个完整的洋板块地层蛇绿岩序列则极为困难, 甚至是不现实的。

因地质年代、气候和沉积背景的不同, 洋壳之上的洋沉积类型也会发生相应变化: 放射虫硅质岩在前寒武纪洋沉积中并不存在; 气候会影响增生楔的剥蚀类型和剥蚀速率, 进而影响海沟沉积特征; CCD界面之上的海沟在欠补偿状态下会出现碳酸盐沉积; 植被发育的温暖湿润气候条件下, 会有煤层的出现等。如在南美洲秘鲁— 智利海沟南部, 高耸的增生楔在冰期遭受快速剥蚀, 海沟内因此形成厚层杂砂岩、泥岩等浊流沉积覆盖在远洋沉积之上; 而秘鲁— 智利海沟北部因气候干旱导致剥蚀速率极低, 海沟处于欠补偿状态, 因此只有薄层生物介壳覆盖在远洋沉积之上。

需要指出的是, 笔者将大洋岛弧(图3-c)和海底高原热点(图3-d)等2类蛇绿岩也归入了“ 洋壳蛇绿岩基底” , 因为洋盆在关闭过程中, 在洋盆不同构造部位形成的原始有序地层, 包括在洋中脊、深海平原、洋岛海山(海底高原热点)、洋内弧、海沟、弧间盆地、弧后盆地等形成的火成— 沉积序列, 最终均以混杂岩或增生杂岩的形式在俯冲造山带保存。为了从混杂岩或增生杂岩中恢复出原始的有序地层序列, 就产生了洋板块地层学(Ocean Plate Stratigraphy)。但迄今为止中国蛇绿岩研究专家仍不把“ 大洋岛弧(洋内弧)” 和“ 海底高原热点(OIB洋岛)” 归入蛇绿岩, 也不接受Dilek和Furnes(2011)及Pearce等(2014)的蛇绿岩分类方案。实际上, 笔者主要讨论俯冲造山带洋板块地层学, 因此蛇绿岩详细的归类与划分问题并不影响洋板块地层的恢复。

图 3

Fig.3

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	图 3 洋板块地层的洋壳蛇绿岩基底变化特征(据Kusky et al., 2011) a— 快速扩张洋中脊的洋壳蛇绿岩序列; b— 慢速扩张洋中脊的洋壳岩浆组成; c— 洋内火山弧蛇绿岩构成; d— 热点和海底高原岩浆组成; e— 伸展大陆边缘过渡型序列Fig.3 Variations in ophiolitic substratum for Oceanic Plate Stratigraphy(after Kusky et al., 2011)

增生造山带洋板块地层究竟是由薄层失序的混杂岩组成还是由厚层连续的浊积砂岩组成, 可以用一个简单的模型进行说明:阿拉斯加麦克休混杂岩为洋内俯冲成因, 由俯冲产生的剪应力集中在俯冲边界贝尼奥夫带很窄的范围内, 且远离大陆或海山等物源区, 因此俯冲板块上覆的远洋沉积也很薄; 相比之下, 增生带具有厚层复理石沉积的洋板块地层一般发育在弧— 陆碰撞带的山脉隆升区域, 此处板块边界的剪切应力可向下贯穿几千米, 又有充足的物源, 因此厚层浊积砂岩易在弧— 陆碰撞带形成连续的增生。

洋岛、海山和大洋高原的洋板块地层通常由远洋沉积、半远洋沉积和陆源沉积3部分组成。海山顶部一般为浅水碳酸盐沉积, 海山边坡侧翼主要为半远洋的火山岩碎屑和碳酸盐岩碎屑沉积, 海山坡脚处为硅质泥岩和页岩沉积, 向深水区过渡为远洋硅质沉积(图 4)。海山和大洋高原沉积之下的玄武岩类型也各不相同, 坡脚和基底为洋中脊玄武岩(Mid-Ocean Ridge Basalt, MORB), 海山顶部及斜坡侧翼为大洋高原玄武岩(Ocean Plateau Basalt, OPB)和洋岛玄武岩(Ocean Island Basalt, OIB)。

海山玄武岩的研究起源于日本西南部的“ 秋吉地体” 。“ 秋吉地体” 是位于西太平洋板块内的一个增生型海山(Sano and Kanmera, 1991), 主要由石炭系厚层礁灰岩和下伏碱性洋岛玄武岩组成(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 据日本“ 秋吉地体” 重建的海山洋板块地层模式(据Sano and Kanmera, 1991, 有修改)Fig.4 Reconstruction of Oceanic Plate Stratigraphy in sea mount based on summarized lithostratigraphic columns of the Akiyoshi terrane rocks (modified from Sano and Kanmera, 1991)

中亚造山带(CAOB)内许多增生型海山与“ 秋吉地体” 的洋板块地层组成基本一致(Dobretsov et al., 2004; Safonova et al., 2008)。中亚造山带30多处增生楔杂岩体内保留有大洋高原玄武岩(OPB)和洋岛玄武岩(OIB)的残留海山碎片(Safonova, 2009)、碳酸盐岩帽, 斜坡、坡脚亚相和深水大洋沉积。碳酸盐岩帽由厚层微晶灰岩组成, 含生物化石; 斜坡亚相主要包括成层性差的灰质泥岩、钙质和泥质砾岩、角砾岩; 坡脚和深水大洋沉积主要由泥岩、硅质页岩和条带状硅质岩等远洋互层沉积组成(图 4)。

位于俄罗斯阿尔泰地区北部的“ 卡通地体” (Katun Accretionary Complex)也是由玄武岩和沉积岩组合构成的古海山, 其洋板块地层组成包括: (1)海山之上的碳酸盐岩帽; (2)海山斜坡亚相的角砾状碳酸盐— 硅质岩— 泥岩组合; (3)海山坡脚亚相玄武岩— 硅质岩— 泥岩组合。褶皱区海山常因构造变形及洋壳物质与大洋地层沉积的混合, 导致其洋板块地层的识别与重建比较困难。

通常情况下, 海山露头比岛弧的规模小, 因此海山洋板块地层会被误认为是弧后或岛弧洋板块地层的片段(Safonova et al., 2008)。为了避免这种误判的发生, 在识别褶皱区古海山洋板块地层时, 要遵循以下几个原则: (1)海山的玄武岩熔岩可被碳酸盐岩帽覆盖; (2)海山沉积物具有斜坡及滑塌沉积特征, 包括角砾岩化作用、同沉积Z形褶皱和沉积层厚度较大变化等; (3)在增生楔逆冲推覆体中可见到与浊积岩、蛇绿岩和超高压岩石等伴生发育的海山残片, 且逆冲作用会导致重线理构造和推覆构造发育; (4)海山玄武岩中的TiO₂含量中— 高(> ¹.5 wt.%), 轻稀土(LREE)含量中— 高(La/Sm> ¹.3), 重稀土(HREE)具有中— 高分异度, Nb相对于La富集, Nb/La> ¹, Nb/Th> ¹(Safonova et al., 2008; Safonova, 2009); (5)海山记录了单个地幔柱的玄武岩喷发过程, 导致同一褶皱带内具有不同年龄的岩浆活动记录(Regelous et al., 2003; Safonova et al., 2008); (6)1个岛链内的几个海山中, 较老玄武岩比年轻玄武岩的不相容元素含量更低(Safonova et al., 2008, 2011; Safonova, 2009)。

褶皱带海山洋板块地层识别的重要性表现在: (1)由于增厚的洋壳具有更大浮力, 所以在俯冲过程中会更容易保存在增生带; (2)体积足够大的海山滞留在俯冲通道的可能性会较大, 其结果使得增生作用加强; (3)可通过对与玄武岩伴生的沉积岩分析, 获得玄武岩的年龄; (4)洋岛玄武岩可用来指示与地幔柱活动相关的板内动力学背景(Safonova, 2009; Safonova et al., 2011)。同时, 通过对组成大洋海山的初始裂谷期洋岛玄武岩岩墙的地球化学分析, 得以了解古海洋的初始扩张机制; 通过海山玄武岩(OPS)地球化学分析, 可以了解古海洋的增生、碰撞及关闭过程。大、中型海岛、海山和海底高原的增生过程会使大量的玄武岩聚集在活动大陆边缘, 从而促进大陆更快地生长(Mann and Taira, 2004; Utsunomiya et al., 2008; Safonova et al., 2011)。