阿拉斯加南部的楚加奇— 威廉姆王子地体是还没经历过碰撞造山的俯冲增生型造山带, 形成于环太平洋俯冲带之上, 为世界保存最好的洋板块地层记录之一。楚加奇— 威廉姆王子地体位于兰格尔超级地体南部(图 2), 延伸达2000 km。兰格尔超级地体由中生代岩浆弧组成, 与楚加奇— 威廉姆王子地体间以伯德山断层分割(Pavlis and Roeske, 2007)。

图 2

Fig.2

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	图 2 阿拉斯加南部综合构造图(a)和基奈半岛简化地质图(b)(据Kusky et al., 2003)Fig.2 Generalized tectonic map of southern Alaska (a) and simplified geological map of the Kenai Peninsula(b)(after Kusky et al., 2003)

楚加奇地体内的麦克休混杂岩体的洋板块地层保存完好, 其中保存最为完整的洋板块地层单元位于基奈半岛南部的塞尔多维亚广场格雷温克(Grewingk)冰川附近(图 3)。在几百米长的混杂岩野外露头上, 洋板块地层的经典组成单元— — 辉长岩— 玄武岩— 硅质岩组合重复出现了3次, 泥岩— 杂砂岩组合重复出现了4次, 其他洋板块地层组合单元也多次重复出现。不同地层单元之间多呈断层接触, 断层带以毫米级的鳞片状泥岩层为特征, 超基性岩、玄武岩、辉长岩之间呈侵入接触, 玄武岩与泥岩、杂砂岩之间的沉积接触也较为常见(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 阿拉斯加南部格雷温克冰川附近洋板块地层(据Kusky and Bradley, 1999, 有少量修改) 不同地层单元之间以逆冲断层接触, 玄武岩— 硅质岩— 泥岩— 杂砂岩序列多次重复出现; b图图下阿拉伯数字为混杂岩类型, 详见a图图例。格雷温克冰川位置见图2Fig.3 Oceanic Plate Stratigraphy at Grewingk Glacier of southern Alaska(slightly modified from Kusky and Bradley, 1999)

麦克休混杂岩体主要由玄武岩、辉长岩、超基性岩、硅质岩、泥岩和少量灰岩岩块组成, 均发生葡萄石— 绿纤石相变质。泥岩、硅质岩— 泥岩互层、粉砂岩和杂砂岩构成麦克休混杂岩体洋板块沉积地层的主体。泥岩发生严重变形, 一般作为混杂岩的基质, 其他岩石则以“ 岩块” 形式赋存在泥岩基质中, 泥岩基质和各类岩块共同构成混杂岩。铁镁质火山岩等洋壳物质包括变形的枕状玄武岩、碎玻基熔岩及块状玄武岩, 一般侵入有辉长岩岩脉。大型辉长岩、辉长苏长岩、纯橄榄岩、辉岩、石榴石辉岩侵入体在某些洋板块地层中也常见到。玄武岩类岩石在野外表现为层状细粒浅绿色, 偏光显微镜下玄武岩呈碎裂微角砾状。沿楚加奇地体边界零星分布的透镜状蓝片岩是俯冲— 碰撞阶段早期的标志性变质产物(Lopez-Carmona et al., 2011)。

麦克休混杂岩体内的放射虫硅质岩和条带状硅质岩一般呈灰色、红色、黑色和绿色, 常见厘米级黑色泥岩夹层。与周围坚硬的玄武岩相比, 在多地分布的硅质岩可能由于半固结状态下的流变变形而形成不和谐褶皱。虽然条带状硅质岩的放射虫年龄分布在中三叠世— 晚白垩世, 但麦克休混杂岩体的俯冲增生发生在侏罗纪— 白垩纪(Bradley et al., 1999)。灰岩岩块较为少见, 厚50~100^m, 长100~200^m, 含有化石, 在混杂岩内形成连续布丁线结构, 表明其沉积时的连续性特征。杂砂岩包括中— 细砾岩, 多被断层错断切割, 初始增生时厚度大, 出露面积广, 约几千米宽, 几十千米长。有些杂砂岩呈块状, 而有些杂砂岩含有50%左右的泥岩, 表明杂砂岩的沉积环境多样, 但迄今对杂砂岩的沉积相特征还知之不多。杂砂岩一般呈几十米厚的“ 构造岩片” 产出, 也可呈几毫米的透镜体出现在硅泥质混杂岩内。

麦克休混杂岩体的形成可划分为3个阶段: (1)大洋玄武岩和远洋沉积等洋板块地层原岩的形成阶段; (2)洋板块地层的增生、底侵变形并形成叠瓦状地体阶段; (3)与洋壳持续俯冲汇聚及边界走滑断层伴生的新生变形阶段。文中更为关注与增生作用相关的洋板块地层的叠瓦状构造。逆冲断层能够使洋板块地层发生数百次重复(图 4)。多数逆冲断层表现为毫米级鳞片状泥岩, 沿走向分隔不同的构造单元, 并将较老的硅质沉积序列倒置在年轻的硅质沉积序列之上。在野外用常规方法很难对这些逆冲断层进行有效识别, 尤其是当岩石遭受更高程度的变质作用时, 逆冲断层的识别将更加困难。

图 4

Fig.4

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	图 4 阿拉斯加南部格雷温克冰川附近洋板块地层受逆冲冲断作用导致彼此间以逆冲断层接触和多次重复出现 (冰川位置见图2; 据Kusky and Bradley, 1999)Fig.4 Schematic down-plunge projection showing imbricated and duplexed Oceanic Plate Stratigraphy of Grewingk Glacier in southern Alaska(the Glacier position shown in Fig.2; after Kusky and Bradley, 1999)

麦克休混杂岩体向SE逆冲到上白垩统瓦尔迪兹群海沟浊积岩之上。瓦尔迪兹群主要由中— 薄层浊积岩、黑色泥岩及少量中— 细砾岩等组成。漫长的俯冲增生过程之后, 麦克休混杂岩体和瓦尔迪兹群均被61~50 Ma沿海沟侵入的盛纳克— 巴拉诺夫岩浆带切隔。盛纳克— 巴拉诺夫岩浆带的形成与俯冲的库拉和法拉隆洋脊的熔融作用密切相关。盛纳克— 巴拉诺夫岩浆带年龄沿其走向具有穿时特征, 其西部年龄较老, 东部年龄较新(Bradley et al., 2003)。

值得注意的是, 阿拉斯加基耐半岛南部海岸带出露一套不同寻常的洋板块地层— — 蛇绿岩。年龄约57 Ma的蛇绿岩被认为是距离洋脊— 海沟— 转换断层三节点很近的洋扩张中心的洋壳碎片, 因库拉— 法拉隆洋脊在三节点附近向阿拉斯加俯冲而增生到基奈半岛南部海岸。在向海沟运动俯冲过程中, 蛇绿岩洋壳碎片与页岩、陆源碎屑沉积岩和少量镁铁质火山岩聚合混杂, 被上冲板片刮擦保存在增生楔外缘或底侵到增生楔底部, 于~55 Ma被盛纳克— 巴拉诺夫岩浆带侵入(Kusky and Young, 1999)。蛇绿岩底部为少量超镁铁质岩、层状辉长岩、块状辉长岩、大量席状岩墙群和1套1~2^m厚的枕状熔岩, 熔岩具有MORB和弧岩浆的地球化学特征。蛇绿岩之上为约2.5 km厚的页岩和杂砂岩沉积盖层(图 5)。沉积盖层底部为薄层浊积岩, 向上变为厚层浊积岩, 表明浊积岩由初始沉积时的远海沟慢速沉积演变为后期近海沟快速沉积。沉积盖层自下而上受逆冲作用变形程度增强, 逆冲作用是厚层沉积得以在增生楔就位的根本原因。镁铁质火山熔岩与沉积盖层互层产出, 表明库拉— 法拉隆洋脊向南阿拉斯加俯冲作用是持续发生的。

图 5

Fig.5

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	图 5 阿拉斯加南部洋板块地层(据Kusky and Young, 1999, 有修改)Fig.5 Oceanic Plate Stratigraphy in southern Alaska(after Kusky and Young, 1999)

俄罗斯远东和中国东北地区侏罗系— 上白垩统增生复合体分布在俄罗斯锡霍特— 阿林地区和中国东北的纳丹哈达地区(Kojima et al., 2000), 由石灰岩、玄武岩、辉长岩、燧石、硅质页岩、混杂岩和浊积岩组成。

锡霍特— 阿林地区的撒马尔罕地体硅质岩中含有晚泥盆世至三叠纪牙形石和放射虫化石, 石灰岩中含石炭纪至二叠纪 类化石, 硅质页岩中含中— 晚侏罗世放射虫化石。伯力地体晚石炭纪灰岩中含有孔虫化石, 二叠纪灰岩中发现有珊瑚、 类化石和牙形石, 晚三叠世灰岩中含有牙形石、瓣鳃类、菊石类等化石, 硅质岩中含有早三叠世晚期— 晚三叠世牙形石和放射虫化石, 硅质页岩和浊积岩中含有中— 晚侏罗世的放射虫化石(Matsuoka, 1995; Zyabrev and Matsuoka, 1999)。那丹哈达地体灰岩含有中石炭世— 早二叠世 类化石, 硅质岩和硅质页岩中含有中— 晚三叠世和晚三叠世— 早侏罗世放射虫化石。通过微体古生物地层学方法, Wakita和Metcalfe(2005)重建了锡霍特— 阿林地区的撒马尔罕地体、伯力地体和中国东北那丹哈达地体的洋板块地层(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 西太平洋边缘中生代洋板块地层重建(增生复合体位置见图1; 据Wakita and Metcalfe, 2005)Fig.6 Reconstruction of the Mesozoic Oceanic Plate Stratigraphy in western Pacific Rim(accretionary complexes position shown in Fig.1; after Wakita and Metcalfe, 2005)

显生宙古太平洋板块向亚洲大陆俯冲, 在亚洲群岛东缘形成增生复合体, 日本群岛的基底即由这些增生体构成。换句话说, 日本群岛的主要构造单元基本上为前新生代增生地体。当前已识别出的3期增生地体分别是: 由二叠纪增生杂岩构成的秋吉(Chugoku)地体、由侏罗纪— 晚白垩世增生杂岩构成的轶父— 丹波— 美浓(Chichibu-Tamba-Mino)地体、由白垩纪至古近纪增生杂岩构成的石门托(Shimanto)地体。由于俯冲位置向海方向迁移, 因此日本自古生代至今的增生地体通常自陆向海发育, 北部的增生体较早, 南部增生体较晚(图 7-A)。空间上, 较年轻的增生杂岩位于增生楔下部, 较古老的增生杂岩位于增生楔上部, 呈倒序排列(Isozaki et al., 2010; Wakita, 2012)。

1.3.1 日本不同时期增生体洋板块地层重建

构成日本群岛基底的增生地体的原岩为西太平洋洋板块地层。利用放射虫和牙形石化石识别出的洋板块地层的组成, 揭示了洋板块从洋中脊处开始形成到其于海沟消亡的演化历史(Isozaki et al., 1990; Matsuda and Isozaki, 1991)。日本洋板块地层自下而上由石炭系— 二叠系洋壳和海山基底玄武岩及海山之上沉积的灰岩、二叠系深海硅质岩、P-T边界黏土岩、下三叠统— 下侏罗统半深海条带状放射虫硅质岩、下侏罗统— 下白垩统半远洋硅质页岩、下侏罗统— 下白垩统泥岩、砂岩和砾岩等海沟浊积岩组成(图 7)。P-T边界黏土岩是古生代和中生代边界超缺氧事件的产物, 其主要成分为碳硅质黏土岩(Isozaki, 1997a)。

由二叠纪增生杂岩构成的秋吉地体的岩性主要为砂岩、页岩、硅质岩、玄武岩和石灰岩, 其由中— 上二叠统海沟混合沉积、中二叠统深海硅质沉积、石炭系— 二叠系海山残留玄武岩和灰岩沉积组成。硅质岩、玄武岩和石灰岩以外来岩块形式在俯冲时与复理石混合, 共同构成增生复合体。

侏罗纪增生体是日本增生复合体的主要构造单元, 分布在美浓— 丹波(Mino-Tamba)、轶父、Sambagawa和北上北部, 主要由侏罗纪至早白垩世复理石与混杂岩基质和二叠系— 三叠系硅质岩、灰岩、玄武岩等外来岩块共同组成。

白垩纪— 古近纪增生体构成日本著名的石门托地体。石门托地体从北海道中部经过日本东北部到达近海, 主要由厚层粗粒浊积岩组成, 混杂岩作为构造薄夹层存在。浊积岩受北倾逆冲断层作用发生强剪切形成叠瓦状构造。从石门托地体中恢复的白垩系— 古近系洋板块地层包括: 早于早白垩世瓦兰今期的大洋玄武岩、早白垩世欧特里夫期— 晚白垩世森诺曼期硅质岩、土仑期— 桑托期半远洋硅质页岩和桑托期之后的复理石沉积(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 从日本增生楔中恢复的洋板块地层(a)和在微体古生物分析基础上从日本侏罗纪增生体中恢复并重建的洋板块地层(b, 据Wakita and Metcalfe, 2005; Wakita, 2011改绘)Fig.7 Reconstruction of Oceanic Plate Stratigraphy of major accretionary complexes in Japan(a)and OPS reconstructed from the Jurassic accretionary complex in Japan based on various micro paleontological studies(b, modified from Wakita and Metcalfe, 2005; Wakita, 2011)

组成日本群岛基底的系列增生地体自陆向海的增生顺序使得西北部增生体较老, 东南部地体年轻(图 7-a)。一个相对独立的增生地体中, 洋板块地层也呈“ 西北老东南新” 的方式排列, 如: 侏罗纪增生复合体可细分为若干构造单元, 因较老的构造单元逆冲到较年轻的构造单元上, 其洋板块地层向洋方向逐渐变年轻; 同样, 在侏罗纪增生地体的一个地层单元中, 洋板块地层碎屑岩的年龄在向海洋方向或向构造下方也逐渐变年轻(图 8)。美浓构造带白垩系增生杂岩的洋板块地层也呈现出类似的年龄变化规律。

图 8

Fig.8

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	图 8 日本侏罗纪增生复合体单元的洋板块地层年代(a)和侏罗纪构造增生单元的年龄(b, 据Wakita and Metcalfe, 2005) 1-砂岩和浊积岩; 2— 硅质页岩; 3— 硅质岩; 4— P/T交界黏土岩; 5— 灰岩; 6— 玄武岩Fig.8 Ages of Oceanic Plate Stratigraphy in tectonic units of the Jurassic accretionary complexes (a)and ages of Oceanic Plate Stratigraphy in a single tectonic units of the Jurassic accretionary complex(b, after Wakita and Metcalfe, 2005)in Japan

1.3.2 洋板块地层的构造叠置和混杂失序

构成日本群岛基底的增生体的洋板块地层由连续单元和混杂单元2部分构成。洋板块地层的上部和中部地层因构造叠置形成连续单元, 表现为相同的地层多次重复出现; 洋板块地层下部因构造失序导致各类岩石发生混合形成混杂单元, 亦即通常所说的(增生)混杂岩。

日本中部犬山地区侏罗纪增生体中常可见到洋板块地层的连续单元(图 9-a)。犬山地区洋板块地层中上段被许多平行层理面的逆冲断层切割, 相同的地层多次重复出现, 形成走向EW、倾向W的向形构造。每个逆冲构造单元内地层厚度200~300 m, 自下而上由下三叠统硅质黏土岩、中三叠统— 下侏罗统硅质岩、中侏罗统硅质页岩及中— 上侏罗统浊积岩组成(图 9-a)。

混杂单元由砂岩— 硅质岩混杂岩和玄武岩— 灰岩混杂岩2种类型构成(图 9), 前者由洋板块地层上部破坏失序形成, 后者由洋板块地层下部受构造破坏失序而形成。砂岩— 硅质岩混杂岩在岐阜县刈安(Kariyasu)出露良好(图 9-b), 露头区北部主要由砂岩、硅质页岩、硅质岩岩块和石英、长石、云母碎屑及泥岩基质组成, 露头区南部主要由下三叠统黑色硅质岩和硅质泥岩岩块及P-T边界钙质泥岩基质构成, 混杂岩中岩块和碎屑的排列顺序基本与洋板块地层的沉积序列相似。玄武岩— 灰岩混杂岩主要分布在日本中部谷汲根尾地区, 由洋板块地层下部的硅质岩、P-T边界泥岩、灰岩和玄武岩混杂而成(图 9-c)。因逆冲剪切作用, 硅质岩、玄武岩和灰岩等以大型岩片或岩块状呈斜列式嵌入杂乱的泥岩基质, 一些岩屑也随着泥岩基质的剪切作用沿剪切面发生旋转, 泥岩基质因强剪切作用变形呈细小鳞片状, 且常见石英脉切割先期剪切面后又被后期剪切面错断。

图 9

Fig.9

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	图 9 日本中部美浓构造带的侏罗纪增生杂岩中的3种洋板块构造特征(据Wakita, 2000)Fig.9 Three types of tectonic features derived from accreted Oceanic Plate Stratigraphy in the Jurassic accretionary complex of the Mino Belt, central Japanafter Wakita, 2000)

1.3.3 洋板块地层中的洋沉积单元演化

犬山地区洋板块地层下段由P-T边界附近下三叠统黑色钙质页岩和灰绿色硅质黏土岩互层组成, 局部可见白云岩夹层或白云岩透镜体, 上覆下三叠统— 下侏罗统2~5 cm厚的放射虫硅质岩层。该地区于早— 中侏罗世由硅质岩沉积逐渐向硅质泥岩转变, 洋板块地层由放射虫硅质岩逐渐向硅质泥岩转变, 标志着洋板块已位移至俯冲带附近。中、上侏罗统硅质泥岩被细粒陆源黑色泥岩覆盖, 表明洋板块进一步向海沟靠近, 最终所有的远洋和半远洋沉积均被近陆源海沟浊积岩覆盖。浊积岩由粗粒砂岩和泥岩组成。浊积岩沉积时, 洋板块已经到达了海沟, 该区中侏罗统砂质浊积岩中发育的菊石(Choffatia sp.)也表明洋板块达到离陆较近的海沟位置。

从日本的二叠纪、侏罗纪和白垩纪增生复合体重建中发现了法拉隆板块、伊泽奈崎板块和库拉板块的洋板块地层(图 1)。洋板块地层中远洋硅质岩的年龄范围表明每个洋板块存在的时间长度, 法拉隆、伊泽奈崎和库拉板块分别持续了至少60 Ma、200 Ma和50 Ma。

法拉隆板块在石炭纪之前产生, 并在晚二叠世沿东亚大陆边缘俯冲形成增生楔。当巨大的海山被fusulinacean石灰岩覆盖时, 洋板块的俯冲停止。

伊泽奈崎板块诞生于泥盆纪晚期, 早侏罗世至早白垩世发生俯冲。石炭纪晚期至二叠纪早期, 在洋脊附近形成了被钙质生物礁所覆盖的海山。伊泽奈崎板块经历了二叠纪和三叠纪过渡期的超缺氧事件(Isozaki and Blake, 1994; Isozaki, 1997b)。晚三叠世或早侏罗世, 热点火山活动形成的碱性玄武岩喷发至深海硅质软泥之上。侏罗纪至早白垩世, 伊泽奈崎板块的远洋沉积和海山与大陆边缘的碎屑沉积共同被增生到大陆边缘。

现今发现的库拉板块俯冲残留物非常有限。一般认为库拉板块在俯冲时期的温度很高, 高温的库拉板块大部分俯冲到增生楔深处或者消失在地幔中。库拉板块的洋板块地层记录在一套由混杂岩形成的薄构造带中, 显示库拉板块形成于晚侏罗世或早白垩世, 晚白垩世俯冲, 其演化历史短暂, 仅约50 Ma。

1.4.1 美国加州海岸山脉弗朗西斯卡混杂岩

研究人员很早就注意到加州海岸山脉弗朗西斯卡混杂岩组成的复杂性。通过对弗朗西斯卡蛇绿岩的研究, 斯坦曼提出“ 三位一体” 的概念, 指出洋板块地层成因的复杂性。斯坦曼认为其中的金门蛇绿岩具有典型的MORB和OIB特征, 恶魔山蛇绿岩既有MORB和OIB特征, 又有俯冲带上叠蛇绿岩(SSZ)的特征(图 10; 图 11)。

图 10

Fig.10

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	图 10 加利福尼亚海岸带弗朗西斯卡混杂岩区域地质图(据Wakabayashi, 2011)Fig.10 Regional geological map of Franciscan melónge in coastal California(after Wakabayashi, 2011)

图 11

Fig.11

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	图 11 加州福尼亚海岸弗朗西斯卡混杂岩的构造位置、岩性组成和增生年龄(据Wakabayashi, 2011) 蓝片岩相变质作用蓝色阴影表示; 混杂岩各组成单元之间均为构造断层接触; 各增生单元的增生年龄表现为上老下新; 红色线条表示古逆冲断层错断位置; 各增生单元常见叠瓦状构造和透入性变形, 但与古大逆冲层相比, 叠瓦状构造和透入性变形可调节位移量很小。剖面A的位置见图 10Fig.11 Location of Franciscan melónge with relative structural position, lithological composition and estimated accretion ages in coastal California(after Wakabayashi, 2011)

随着板块构造理论的发展, Hamilton(1969)对可能远距离位移的远洋沉积和海沟近陆源碎屑沉积进行了有效区分。后期又有学者进一步通过对弗朗西斯卡混杂岩内碳酸盐岩和硅质岩等远洋沉积岩年龄分析和增生推覆体内地层单元重复规律研究, 探讨了弗朗西斯卡混杂岩的形成过程(Sliter and McGann, 1992; Isozaki and Blake, 1994)。作为东太平洋持续~150 Ma向东长期俯冲的岩石记录, 于165~50 Ma形成的加州海岸山脉弗朗西斯卡混杂岩体可作为显生宙造山带洋板块地层的标准范例(Ernst, 2011)(图 10)。弗朗西斯卡杂岩体可用来说明洋板块地层形成和板块边缘聚合的历史, 也能提供板块俯冲碰撞过程的一些关键细节特征。

与日本群岛基底增生体由连续单元和混杂单元2部分构成相似, 弗朗西斯卡混杂岩也由不含外来岩块的“ 连续单元” 和含有外来岩块的“ 混杂单元” 2部分构成。“ 连续单元” 和“ 混杂单元” 共同形成一个大规模的增生推覆体系, 各推覆体之间呈断层接触, 下部推覆体增生晚, 上部推覆体增生早(Ernst et al., 2009; Dumitru et al., 2010; Snow et al., 2010)。不论是连续单元还是混杂单元, 其岩性主要包括砂岩、杂砂岩等陆源碎屑沉积和半远洋泥页岩沉积, 其次包括玄武岩、硅质岩、蛇纹岩及少量灰岩。

弗朗西斯卡混杂岩之上的蛇纹石化超镁铁质岩、镁铁质— 长英质深成岩、火山岩及硅质岩, 统称为“ 海岸山脉蛇绿岩(CRO)” , 为弧前盆地拉张形成的洋壳物质。海岸山脉蛇绿岩之上为大峡谷群(GVG)的层状砂岩和页岩等弧前盆地沉积。大峡谷群和海岸山脉蛇绿岩未经历深埋藏变质作用, 属上冲板片的主要组成物质。属于俯冲板片的弗朗西斯卡混杂岩则经历了俯冲、增生、低温— 高压变质和变形作用等, 使得至少1/3的混杂岩达到蓝片岩相或更高级变质程度, 为太平洋板块的俯冲增生物质。理论上, 弗朗西斯卡混杂岩、海岸山脉蛇绿岩和弧前盆地大峡谷群沉积三者之间在岩石学特征上是较易区分的, 但由于俯冲造山过程的构造混合作用, 使得海岸山脉蛇绿岩和大峡谷群, 与经历蓝片岩相变质、未发生变形的弗朗西斯卡混杂岩难以区分。弗朗西斯卡混杂岩中, 除了极少量年龄最老且变质程度最高的变质火山岩与海岸山脉蛇绿岩相似、具俯冲带上叠蛇绿岩(SSZ)特征外(Macpherson et al., 1990), 大部分具洋中脊或洋岛玄武岩特征(Saha et al., 2005; Wakabayashi et al., 2010)。海岸山脉蛇绿岩则具俯冲带上叠蛇绿岩的地球化学亲缘性。

加州海岸山脉出露的弗朗西斯卡混杂岩的洋板块地层表现为多种岩性组合, 不同的岩性组合具有不同的构造意义。笔者首先对弗朗西斯卡混杂岩体的总体特征进行总结, 然后对不含外来岩块的连续单元、含外来岩块的混杂单元、海岸山脉俯冲带上叠型蛇绿岩和大峡谷群弧前盆地沉积的构造意义进行解析。

1.4.2 弗朗西斯卡混杂岩的连续单元特征

弗朗西斯卡混杂岩体内连续单元中常见极少量的变基性岩、玄武岩、少量具MORB亲缘性的辉长岩和辉绿岩、放射虫硅质岩及之上的近陆源海沟杂砂岩(Isozaki and Blake, 1994; Ghatak et al., 2011), 洋岛玄武岩— 石灰岩— 硅质岩— 杂砂岩组合相对较为少见。

粗粒蓝片岩、榴辉岩和角闪岩等变质程度最高、受改造最明显、年龄最老的下部单元呈1.6 km长、1.2 km宽、几百米厚的露头出现, 上覆变硅质岩, 缺乏碎屑岩盖层。这些变基性岩的含量很少, 不到洋板块地层总量的1%, 具俯冲带上叠蛇绿岩亲缘特征, 与世界上许多大型蛇绿岩片下发现的变质基底具有相同的起源, 可能为洋内俯冲起始时的岩石记录(Wakabayashi and Dumitru, 2007; Wakabayashi et al., 2010)。在弗朗西斯卡混杂岩中:玄武岩在野外形成长十几千米、厚1 km连续露头; 除去逆冲造成的叠加重复, 最厚的硅质岩达80 m; 灰岩最厚可达130 m; 杂砂岩厚度达几千米, 其中不乏逆冲作用造成的地层叠置。总体上, 弗朗西斯卡混杂岩体的连续单元形成长几十千米、厚几千米的野外露头, 在北部马林海岬出露(图 12)。

图 12

Fig.12

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	图 12 加利福尼亚海岸马林岬角地质图及洋板块地层分布(改绘自Wahrhaftig, 1984)Fig.12 Geologic map and distribution of Ocean Plate Stratigraphy of Marim Headlands in coastal California (redrafted and modified from Wahrhaftig, 1984)

弗朗西斯卡混杂岩体洋板块地层连续单元的地球化学、变质特征、洋壳形成和增生年龄等数据可用来建立太平洋板块俯冲增生过程。尽管弗朗西斯卡混杂岩体最高变质程度的变基性岩的原岩年龄很难确定, 但其变质年龄可作为增生年龄; 玄武岩之上的硅质岩的最大沉积年龄可作为混杂岩内较低级变质程度岩石的原岩年龄; 海沟杂砂岩的沉积年龄可作为极低级或无变质地层单元的增生年龄。

各增生单元中, 下部为较新增生单元, 上部为较老增生单元。俯冲洋壳在结构中间层中最古老, 向下则为年轻构造单元。

目前对弗朗西斯卡北部马林海岬处出露的洋板块地层研究最为深入。马林海岬出露蓝片岩、厚80 m的硅质岩、杂砂岩。蓝片岩(其原岩为洋中脊玄武岩)之上为硅质岩远洋沉积, 硅质岩之上的杂砂岩为海沟沉积。变硅质岩为普林巴斯阶— 森诺曼阶(190~95 Ma)远洋硅质沉积经变质作用形成的, 其变质年龄为121 Ma。这意味着洋壳俯冲开始后约65 Ma, 即于121 Ma开始增生变质。如果平均汇聚速率按10^cm/a计算, 长达95 Ma的远洋沉积期间应有约9500 km的远洋沉积向海沟搬运, 伴随着同样体量大洋岩石圈的俯冲消减。这套连续沉积的硅质岩和杂砂岩单元除在马林海岬出露之外, 还分布于整个旧金山湾区。弗朗西斯卡洋板块俯冲开始后约65 Ma, 代表最古老洋岩石圈残片的马林海岬地体才开始增生。可见, 洋壳俯冲开始后相当长时间(数十百万年)内并不发生增生作用, 因缺乏早期增生物质, 因此当前很难对俯冲早期特征进行研究(Dumitru et al., 2010; Wakabayashi, 2012)。

可能由于太平洋板块向东俯冲受阻之后, 在接近俯冲带上叠蛇绿岩(SSZ)扩张中心的位置, 弧新生洋壳于165~170 Ma也开始俯冲, 并于~115 Ma开始增生。弧新生洋壳的俯冲作用导致俯冲带上叠蛇绿岩发生高温— 高压变质。由于缺失初始俯冲到初始增生阶段的岩石记录, 目前尚不清楚有多少俯冲带上叠蛇绿岩被俯冲消减, 俯冲时间也不确定。

从接近海沟到121 Ma开始增生之前, 洋壳可能被俯冲消减(Shervais, 2001), 也可能不发生俯冲。一个比较合理的解释是洋壳在165~121 Ma虽已经靠近海沟, 但没有发生俯冲, 而是发生了板片重组, 形成休眠洋中脊。65 Ma之后休眠洋中脊可能才开始俯冲, 并于~95 Ma增生形成马林海岬地体。因为如果蓝片岩相高级变质作用是由洋壳俯冲作用引起, 则高级变质岩中应该有MORB而不是SSZ的原岩; 如果洋壳俯冲发生在高级变质作用之后, 那么它们应该具有晚期高温变质岩变质记录, 而不是低温蓝片岩相变质记录。显然, 迄今还明显缺乏洋壳从初始俯冲到初始增生阶段的热数据。

从马林海岬地体增生开始, 增生洋壳的绝对年龄和俯冲年龄均开始变年轻, 这意味着板块从一个共同的扩张中心— — 太平洋— 法拉隆扩张中心向西运动。~25 Ma太平洋— 法拉隆扩张中心位移到海沟, 俯冲终止并逐渐过渡为板块边界的右旋走滑(Atwater and Stock, 1998)。俯冲过程中, 代表海山、无震海岭或海洋高原的离轴火山岩(OIB)及上覆沉积岩被增生到增生楔, 这些岩石位于洋壳俯冲曲线较年轻的一侧。

1.4.3 弗朗西斯卡混杂岩的混杂单元特征

洋板块地层的混杂单元由各种外来岩块和泥页岩基质2个部分组成。有时很难对大小不同的岩块和作为基质的断续逆冲板片进行有效区分, 因为有些岩块非常大, 可达1 km甚至更大, 如果不进行系统的野外追踪, 很容易误认为是逆冲板片。弗朗西斯卡混杂岩中的岩块主要来自俯冲物质的增生及原地剥露、剥露物质的再沉积及上冲板片物质(海岸山脉蛇绿岩和大峡谷群)的加入, 如: 洋板块地层中的连续单元的片段可作为混杂单元中的岩块, 来自上冲板块的低级变质长英质火山岩也可成为混杂岩中的岩块。未变形到弱变形的各类沉积岩及角砾岩的粒径具有全众数特征, 随着构造应力及剪切程度的增强形成不同的粒级, 构成混杂岩的基质(Wakabayashi, 2011, 2012)。弗朗西斯卡混杂岩记录了至少2期或者3期埋藏(部分俯冲)-剥露旋回。在埋藏(部分俯冲)-剥露旋回中, 埋藏深度至少达到蓝片岩相变质深度。

当前认为弗朗西斯卡混杂岩主要为沉积成因并叠加了构造作用的影响(Wakabayashi, 2011, 2012), 而非前人普遍认为的混杂岩是俯冲过程中在“ 俯冲通道” 内产生巨大位移而后增生的成因观点(Cloos, 1984; Cloos and Shreve, 1988)。野外对弗朗西斯卡混杂岩接触关系的观察, 排除了各类岩块内部存在巨大位移的可能性, 而要维持长达100 Ma的持续增生, 则须有总位移调节量大于10 000 km的大型逆冲断层的存在。混杂岩的连续单元本身呈叠瓦状排列, 这些叠瓦状构造的总位移量仅占俯冲板片位移量的极小部分。混杂岩带核心区域上部接触带表现为强应变和脆性断裂特征, 沿这些断面滑动也可为早期俯冲提供所需的空间。洋板块地层形成混杂岩的主要原因应该是潜入式剥露和岩片沿脆性断面的滑动, 另外洋板块地层连续单元的逆冲叠瓦构造作用也可导致其形成混杂岩, 马林海岬叠瓦状混杂岩似乎是由完整的洋板块地层逐渐变形而成(Meneghini and Moore, 2007)。

1.4.4 海岸山脉蛇绿岩

加州海岸山脉中最大的洋板块地层残片为海岸山脉蛇绿岩。一些孤立的海岸山脉蛇绿岩残片沿走向延伸数十千米, 厚度可达数千米。与弗朗西斯卡混杂岩经历了俯冲、增生、埋藏、剥露和再沉积、逆冲叠瓦构造发育极为不同, 海岸山脉蛇绿岩中不存在叠瓦状逆冲构造, 它代表弧前拉张形成的喷发物质的原地堆积。海岸山脉蛇绿岩与洋中脊玄武岩和俯冲带上叠蛇绿岩均有一定的地球化学亲缘关系(Stern and Bloomer, 1992; Shervais et al., 2005)。

1.4.5 大峡谷群

弧前盆地沉积包括早白垩世/晚侏罗世蛇纹岩、大峡谷群砂岩、页岩及外来岩块(Fryer et al., 2000; Wakabayashi, 2011; Hitz and Wakabayashi, 2012)。虽然弧前盆地沉积没有经历变质作用, 但部分岩块具有高压特征, 与弗朗西斯卡混杂岩有一定的亲缘性, 部分岩块则表现为与俯冲带上叠蛇绿岩的亲缘性。Fryer等(2000)认为这些单元代表弧前泥火山沉积, 与现代马里亚纳弧前泥火山沉积物类似。

加州海岸山脉洋板块地层具有复杂性和多样性的特点。洋板块地层的多样性表现在即使出露距离很近的洋板块地层, 其产状、起源、种类、演化历史也可能大不相同; 洋板块的复杂性表现在俯冲洋壳板片具有不规则的年龄序列、远洋沉积具有规则的年龄序列、离轴火山岩的增生记录及俯冲板片的沉积再循环。另外, 板块俯冲的滞留和幕式增生在活动时间较短的板块俯冲体系中可能不容易识别。

综上所述, 从阿拉斯加、俄罗斯远东和中国东北、日本、菲律宾、加州海岸山脉二叠纪— 中生代增生体中可识别并重建太平洋的洋板块地层, 由洋板块地层可推断出古太平洋与欧亚板块和北美板块的俯冲碰撞过程。

陆虎混杂岩表现为被断层切割的构造岩片和岩块, 由结晶片岩、千枚岩、大理岩、流纹岩、英安岩、基性至超镁铁岩、石灰岩、硅质岩、硅质页岩、页岩、砂岩和砾岩组成。除枕状玄武岩外, 变质岩和火成岩因增生后逆冲剪切等构造作用与沉积岩发生混合。

玄武岩包括枕状玄武岩和枕状玄武质角砾岩。火山熔岩多为无斑隐晶质, 或者包括小的辉石斑晶和橄榄石假晶。沉积岩以砂岩和页岩互层为主, 砂岩岩屑由中基性火山岩岩屑和斜长石碎屑组成。硅质岩、灰岩和砾岩局部分布, 在某些地方硅质岩向上渐变为硅质页岩, 可见白垩纪放射虫化石。浅灰色灰岩与红棕色硅质岩互层, 覆于枕状玄武岩之上。由枕状玄武岩、灰岩与硅质岩互层、放射虫硅质岩、硅质页岩、砂岩和页岩组成的火山岩— 沉积岩序列沿卡班河出露(图 13)。这套洋板块地层与从日本前新生代增生复合体中重建的洋板块地层特征相似。不同地区出露的陆虎混杂岩, 同一类岩石的年龄不同, Mucar河附近出露的增生体中重建的洋板块地层最老, 从Cacaban河、Sigoban河和Medana河流域出露的增生体中恢复的洋板块地层依次变年轻(图 13)。

图 13

Fig.13

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	图 13 印度尼西亚爪哇岛中部白垩纪增生复合体的洋板块地层重建(据Wakita and Metcalfe, 2005)Fig.13 Reconstruction of Oceanic Plate Stratigraphy of the Cretaceous accretionary complex in central Java, Indonesia(after Wakita and Metcalfe, 2005)

苏拉威西岛西南部的班提玛拉(Bantimala)混杂岩由超镁铁质岩、高温高压片岩和混杂岩组成。班提玛拉混杂岩包括阿尔必阶至塞诺曼阶的放射虫硅质岩。虽然该杂岩的地层组合在岩性上与洋板块地层相似, 但放射虫硅质岩的下伏地层不是枕状玄武岩, 而是高温高压片岩。这一点与从爪哇岛中部的陆虎杂岩中重建的洋板块地层组成序列有一定的差异。

位于印度尼西亚苏门答腊岛纳塔尔省和亚齐省交界处乌拉群的洋板块地层属性已被证实。纳塔尔省乌拉群(Woyla Group)由块状细碧熔岩、浊积岩和包含有硅质岩、灰岩和火山岩碎片的硅泥质基质组成。亚齐省的乌拉群形成一个相对完整的洋板块地层序列, 由蛇纹化的方辉橄榄岩、变辉长岩、镁铁质至中酸性火山岩、火山碎屑砂岩、含锰板岩和放射虫硅质岩组成。

综上所述, 目前已从爪哇岛中部的陆虎混杂岩中重建了完整的洋板块地层。从印尼南部中生代增生楔恢复的印度洋洋板块地层表明, 东新特提斯洋在三叠纪打开, 于冈瓦纳超大陆裂解和新生代印度和澳大利亚板块的俯冲之后关闭。

中亚造山带(Central Asian Orogenic Belt)位于东欧、西伯利亚、华北和塔里木克拉通之间(图 14), 包括从乌拉尔、阿尔泰山到俄罗斯外贝加尔、哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、乌兹别克斯坦地区和中国西北、蒙古、东北至俄罗斯远东地区鄂霍次克海的区域。中亚造山带是地球上最大的增生造山带之一, 其演化时间超过800 Ma。作为增生造山带, 中亚造山带具有以下特点: (1)发育增生楔; (2)岛弧、弧后、大洋高原和洋岛蛇绿岩发育且被破坏; (3)造山带中还发现有更老的陆壳碎片; (4)增生期后花岗岩的侵入和高压— 超高压变质作用的发生; (5)碎屑沉积盆地发育; (6)碰撞期后花岗岩和板内火山岩省(Buslov et al., 2001, 2002; Kovalenko et al., 2004; Safonova et al., 2004; Windley et al., 2007; Krö ner et al., 2013)。这些不同成因的岩体在古亚洲洋(Paleo-Asian Ocean)俯冲过程中增生到4个克拉通的活动大陆边缘(Xiao et al., 1994; Dobretsov et al., 1995; Safonova, 2009)。大量俯冲— 增生复合体、增生岛弧碎片和洋板块地层在中亚造山带形成并出露。对中亚造山带新元古代— 中生代增生杂岩中洋板块地层的识别, 是重建古亚洲洋从俯冲增生到消减造山演化历史的关键。

图 14

Fig.14

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	图 14 中亚造山带西北部地质图(据Dobretsov and Buslov, 2011) 位于哈萨克斯坦复合大陆和西伯利亚大陆边缘的结合带, 横跨阿扎克斯坦东部、阿尔泰— 萨扬、中国西北部和蒙古西部。图内红框为图 16的范围Fig.14 Geological map of north-western part of Central Asian Orogenic Belt(after Dobretsov and Buslov, 2011)

中亚造山带大部分增生复合体内都包含有岩浆和沉积成因的洋板块地层。洋板块地层中, 岩浆组分以洋中脊玄武岩(MORB)、大洋高原玄武岩(OPB)和洋岛玄武岩(OIB)为主, 沉积组分由远洋硅质岩、半远洋的硅质页岩和泥岩、浊积岩、洋岛碳酸盐岩帽和斜坡沉积等组成(Kuzmichev et al., 2005; Safonova, 2009)。中亚造山带内增生成因的洋板块地层年龄从西部的晚新元古代到远东地区的侏罗纪, 总体上可划分为3组: 晚新元古代— 寒武纪、奥陶纪— 泥盆纪、二叠纪— 侏罗纪(图 14; 图 15)。晚新元古代— 寒武纪洋板块地层最为常见, 主要分布在中亚造山带西部, 在俄罗斯阿尔泰、蒙古西部、外贝加尔南部和蒙古西北部均有出露; 奥陶纪— 泥盆纪的洋板块地层次之, 主要分布在中亚造山带中部, 在准噶尔盆地附近、塔吉克斯坦和吉尔吉斯斯坦、蒙古北部和哈萨克斯坦东部约有10个奥陶纪— 泥盆纪增生复合体的出露; 二叠纪— 侏罗纪洋板块地层主要分布在中亚造山带东部, 在内蒙古东部、俄罗斯远东和日本等地均有出露(Kojima et al., 2000; Safonova, 2009)。

图 15

Fig.15

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	图 15 中亚造山带3个典型区域洋板块地层柱状图 (据Safonova, 2009; Safonova et al., 2011) a— 由位于中亚造山带西北部俄罗斯阿尔泰山Katun增生体重建的洋板块地层; b— 由中亚造山带西南部南天山Kokshaal增生体重建的洋板块地层; c— 由位于俄罗斯远东南部Primorje地区Taukha 增生体重建的洋板块地层Fig.15 Generalized columns for three Oceanic Plate Stratigraphy localities in the Central Asian Orogenic Belt (after Safonova, 2009; Safonova et al., 2011)

图 15为分别从中亚造山带西部、中部和东部3个区域内选取的代表性增生体重建的洋板块地层组成柱状图: (1)Katun增生体晚新元古代洋板块地层; (2)Kokshaal 增生体中— 晚泥盆世洋板块地层; (3)Taukha增生体二叠纪— 侏罗纪洋板块地层。Taukha增生体的洋板块地层序列以远洋硅质岩和硅质页岩为主, 可能是主大洋的沉积序列。Katun增生体的洋板块地层序列以火山岩、火山碎屑岩、灰质角砾岩为主, 夹少量硅质页岩和灰岩, 可能为弧前盆地。Kokshaal增生体的OPS序列以灰岩和灰质角砾岩为主, 并非主大洋建造序列, 可能为弧后小洋盆。

西伯利亚南部阿尔泰山戈尔尼(Gorny)地区出露的库莱(Kurai)增生体为中亚造山带早期演化阶段的产物(图 16), 由保存完好的晚新元古代— 早寒武纪增生体及洋壳、岛弧和活动边缘物质单元组成。库莱增生体由3个以断层为边界的构造单元组成: 南部阿尔泰— 蒙古地体、北部戈尔尼— 阿尔泰地体及2个地体之间的恰雷什-捷列克特剪切缝合带。库莱增生体北部的戈尔尼— 阿尔泰地体为西伯利亚大陆边缘晚新元古代— 寒武纪增生体, 由原始岛弧、增生体(包括洋板块地层、蛇绿岩和高温高压变质岩)及弧前沉积等单元组成(图 16), 在构造地质学、古生物学、火成岩地球化学和岩石学等方面的研究相对深入(Dobretsov et al., 2004; Uchio et al., 2004; Ota et al., 2007; Safonova et al., 2008)。

图 16

Fig.16

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	图 16 俄罗斯阿尔泰地区库莱增生体主要构造单元和岩石组成, 包括库莱增生体、库莱古海山、查干— 乌村蛇绿岩和高压变质带(据Buslov and Watanabe, 1996)Fig.16 Main stratigraphic geodynamic units and rock complexes of Kurai zone in Russian Altai, including Kurai accretionary complex, Kurai paleoseamount, Chagan-Uzun ophiolites and HP complexes(after Buslov and Watanabe, 1996)

库莱古海山洋板块地层的主要包括火山成因、火山碎屑沉积成因和沉积成因等3类岩石(Safonova et al., 2008)。火山成因岩石构成“ 海山主体” , 由球粒玄武质斜长岩和辉长— 斜长玄武质枕状火山熔岩组成, 具洋中脊、大洋高原和洋岛玄武岩的地球化学亲缘性。火山碎屑沉积成因的岩石构成半深海斜坡相主体, 主要由层状和块状石灰岩、硅质泥岩、与绿泥石化泥岩和火山碎屑砂岩互层的枕状玄武岩和玄武岩熔岩组成, Z型褶皱和角砾岩化作用为海山斜坡区特有的沉积特征。沉积成因的岩石以泥晶灰岩、角砾灰岩、块状灰岩和白云岩为主, 含少量硅质岩, 形成海山碳酸盐岩盖帽。覆在枕状熔岩之上的块状灰岩含有硅质结核、叠层石和鲕粒。层状灰岩和角砾灰岩具斜坡相特有的滑动构造特征。下部辉长岩— 辉绿岩岩墙和岩床可侵入切割包括玄武岩体、斜坡相和碳酸盐岩盖层的整个海山(Buslov and Watanabe, 1996)(图 17)。

图 17

Fig.17

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	图 17 基于查干— 乌村露头重建的库莱古海山地层柱状图指示的玄武岩熔岩与斜坡相和海山碳酸盐岩帽之间的接触关系(露头位置见图15, 改绘自Uchio et al., 2004)Fig.17 Stratigraphic columns of the Kurai paleo seamount reconstructed near Kurai(KR)and Chagan-Uzun(AK)Villages showing contacts between basaltic lava and slope facies and carbonate cap of the paleo seamount(outcrop position shown in Fig.16, modified from Uchio et al., 2004)

库莱增生体主要由3个构造单元组成: (1)下部蛇绿岩单元; (2)中部混杂岩单元; (3)上部古海山沉积单元(图 16)(Buslov and Watanabe, 1996)。库莱增生体下部蛇绿岩单元厚约3 km, 由晚新元古代查干— 乌村蛇绿岩、晚新元古代— 寒武纪重力滑动沉积组成, 包括蛇纹石化混杂岩、榴辉岩、石榴石角闪岩和蓝闪石— 阳起石片岩岩块。查干— 乌村蛇绿岩单元自南向北包括: (i)变玄武岩(包括大洋高原玄武岩和洋岛玄武岩)、灰岩、角砾岩和硅质岩; (ⅱ )二辉橄榄岩、方辉橄榄岩、块状蛇绿岩、蛇纹石化混杂岩及变重力滑动沉积、灰岩、玄武岩、硅质岩、角闪岩、石榴石角闪岩和榴辉岩岩块; (ⅲ )超镁铁岩、辉长岩、辉长— 辉绿岩墙、洋中脊玄武岩; (ⅳ )超镁铁质与玄武岩接触处不含石榴石的厚层变质角闪岩、高温高压厚层变质角闪岩与下伏变玄武岩之间以低角度断层接触。变玄武岩保留有原生火成岩结构, 其原岩为玄武岩和粗玄岩, 变质年龄为新元古代晚期至早奥陶世(Uchio et al., 2004)。

库莱增生体中部混杂岩单元包括: (i)洋岛和洋中脊玄武岩; (ⅱ )火山碎屑— 沉积成因的洋板块地层; (ⅲ )重力滑动沉积; (ⅳ )变质岩。洋岛和洋中脊玄武岩主要由玄武质和安山质枕状熔岩和熔岩流、辉绿岩— 辉长岩岩墙和岩床组成, 玄武岩经历绿片岩相变质形成典型的绿岩。火山碎屑— 沉积成因的洋板块地层主要包括块状泥晶礁灰岩、钙质角砾岩与硅质页岩、凝灰质砂岩互层。重力滑动沉积可分为2类: 第1类为硅质岩— 灰岩— 玄武岩重力滑动沉积, 第2类为复合型重力滑动沉积, 其中前者在海山接近海沟的过程中形成, 基质为砾岩和角砾岩, 岩石碎块主要由灰色和黑色硅质岩、红色碧玉岩、玄武岩、碳酸盐岩和钙质页岩组成, 一般由海山底部形成的富硅火山— 沉积单元破碎滑塌而形成, 而后者为海山俯冲过程中其前缘塌陷形成的, 由砂岩、黏土岩、泥灰岩、安山质凝灰岩基质和硅质岩、石灰岩、白云岩、玄武岩滑塌块体组成(Uchio et al., 2004)。变质岩由晚新元古代— 早寒武世火山— 沉积岩变质形成的绿片岩、角闪岩、石榴石角闪岩和榴辉岩组成, 早寒武世因逆冲作用发生剪切, 形成局部呈EW走向的折叠岩片(Uchio et al., 2004)。

库莱增生体上部古海山沉积单元出露宽度约15 km, 厚度约12 km, 由晚新元古代海山玄武岩构造岩片和透镜体组成, 主要包括玄武岩、硅质— 灰质角砾岩等海山斜坡相和碳酸盐岩盖层沉积。构造岩片与重力滑动沉积、橄榄岩和高压蛇纹化混杂岩互层。海山洋板块地层由2种类型组成:(1)以灰岩为主的海山洋板块地层。其破碎蛇纹岩基质中主要含有大量灰岩岩块, 玄武岩块次之, 另有少量硅质岩岩块; 岩块周围的蛇纹岩基质发生弱叶理化, 与高温高压变质杂岩中的叶蛇纹石片岩相比, 其重结晶程度明显较弱(查干— 乌村附近)。(2)以玄武岩为主的海山洋板块地层。其碎屑岩基质中含有玄武岩、微晶灰岩和硅质岩岩块; 玄武岩岩块大多呈块状, 部分保留了枕状构造; 灰岩岩块包括层状灰岩、层状泥晶灰岩、角砾状灰岩和块状灰岩等; 岩块及基质都因逆冲剪切作用呈现叶理化, 在保存完好的岩块中, 玄武岩被石灰岩覆盖, 玄武岩枕间空隙被泥晶灰岩充填; 玄武岩岩块年龄为598± 25 Ma, 是根据伴生灰岩的Pb-Pb等时年龄确定的(Uchio et al., 2004)。

与日本、阿拉斯加和加利福尼亚海岸山脉等由洋壳俯冲增生形成的洋板块地层不同, 库莱古海山俯冲增生形成的洋板块地层与深海硅质岩逆冲板片之间为不连续性沉积。Ota等(2007)认为, 大岛— 鹿岛海山和二里摩海山目前正接近活跃的日本海沟附近, 其不连续沉积特征与库莱古海山增生体的不连续沉积特征相似。

库莱海山增生体与其北侧的阿奴— 丘亚(Anui-Chuya)岛弧呈断层接触(图 16)。阿奴— 丘亚岛弧混杂岩在查干— 乌村东北部出露, 由拉斑玄武岩— 玻古安山岩和钙碱性岩组成。拉斑玄武岩— 玻古安山岩系列与西太平洋的汤加、伊豆— 小笠原和马里亚纳岛弧的组成相似, 主要包括火山碎屑岩和沉积岩、辉长— 辉绿岩岩墙、岩床及层状辉长石, 被钙碱性石英闪长岩和斜长花岗岩岩脉侵入, 其中辉长— 辉绿岩和辉绿岩岩墙组成及年龄可能与早— 中寒武纪钙碱性岛弧非常接近, 斜长花岗岩中单斜辉石的年龄为647± 80 Ma(Dobretsov et al., 1995)。钙质碱性岩包括安山质熔岩、凝灰岩和硅质泥岩及石灰岩等, 并逆冲推覆到蛇绿混杂岩之上。这些岩石记录了岛弧的形成和演化过程。

中— 晚寒武纪开始减弱的俯冲— 增生过程导致阿奴— 丘亚(Anui-Chuya)弧前扩张。弧前盆地早期被来自周缘早寒武世重力滑动沉积、砾岩、砂岩及泥岩互层沉积、增生杂岩及原始岛弧物质等充填。所有的陆源沉积及底砾岩共同上覆于库莱增生体之上。