古老造山帶洋板塊地層*

崔慧琪 許淑梅，3 李三忠，3 舒鵬程 馬慧磊 孔家豪

1 中國海洋大學(xué)海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島 2661002 中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，山東青島 2661003 海洋高等研究院/深海圈層與地球系統(tǒng)前沿中心，山東青島 266100

1 英國威爾士安格爾西島洋板塊地層

新元古代晚期阿瓦隆—卡多姆增生造山帶的殘?bào)w主要分布在歐洲西北部，如法國布列塔尼、愛爾蘭西部和東南部及威爾士地區(qū)(Strachan and Taylor，1990)，在威爾士西北部的安格爾西島及相鄰的利恩半島有較好的出露。Greenly早在1919年就對安格爾西島出露的混雜巖類型進(jìn)行了描述(Wood，2012)。

1.1 安格爾西島混雜巖特征

安格爾西島—利恩半島地區(qū)出露的俯沖—增生混雜巖體被稱為莫納超群混雜巖(圖 1)(Gibbons and Hork，1996;Kawaietal.， 2006)。莫納超群混雜巖包含有多套洋板塊地層的構(gòu)造片段(Kawaietal.， 2007;Maruyamaetal.， 2010)。早在1919年，Greenly就客觀地記錄了安格爾西島東北部一段400m長的海岸出現(xiàn)了40余次枕狀熔巖與礫巖伴生發(fā)育、墨綠色千枚巖與層狀碧玉巖及基性片巖伴生發(fā)育的現(xiàn)象。重復(fù)出現(xiàn)的巖層是由與巖層層理近平行的逆沖斷層造成的。目前已對利恩半島5個(gè)莫納超群混雜巖露頭碎屑鋯石U-Pb年齡進(jìn)行了詳細(xì)測定，并重建了洋板塊地層(圖 2)。

圖 1 英國威爾士安格爾西島和利恩半島主要構(gòu)造單元及莫納超群混雜巖出露特征(據(jù)Kawai et al.， 2007；Asanuma et al.， 2015)Fig.1 Simplified geological map of Anglesey island and Lleyn peninsula in Wales, United Kingdom showing main tectonic units and exposed characteristics of Monian Supergroup mélanges(after Kawai et al.， 2007； Asanuma et al.， 2015)

圖 2 英國威爾士利恩半島5個(gè)莫納超群混雜巖露頭洋板塊地層重建及碎屑鋯石U-Pb年齡限定的地層年齡(據(jù)Asanuma et al.， 2015)Fig.2 Schematic map showing reconstruction of Oceanic Plate Stratigraphy of Monian Supergroup Mélanges and the youngest U-Pb ages of concordant zircons from individual clastic rocks in 5 areas of Lleyn Peninsula in Walse, United Kingdom(after Asanuma et al.， 2015)

莫納超群混雜巖由加納群(Gwna Group)、新哈伯群(New Harbour Group)和南斯塔克群(South Stack Group)及科達(dá)納(Coedana)混雜巖組成，沿東南向俯沖帶依次向下增生就位，在阿瓦隆大陸前緣形成太平洋型增生楔(圖 1)(Kawaietal.， 2007;Asanumaetal.， 2015)。

加納群被逆沖斷層頻繁切割，由綠巖、硅質(zhì)巖、黏土巖、白云巖、泥巖和砂巖及類似于重力滑動沉積的混雜巖組成，其中變基性巖具有洋中脊玄武巖的地球化學(xué)特征。新哈伯群變形顯著，主要由片巖和變玄武巖組成，變玄武巖具有島弧玄武巖地球化學(xué)特征。南斯塔克群由被動陸緣沉積組成，主要由厚層石英巖與薄層鎂鐵質(zhì)沉積(綠泥石片巖)互層組成，最年輕的碎屑鋯石U-Pb年齡(約501Ma)和針管跡洞穴可作為其沉積年齡。

以柏斯奧倫(Porth Orion)地區(qū)為例進(jìn)一步說明加納群洋板塊地層構(gòu)成。柏斯奧倫地區(qū)位于利恩半島最南端，加納群由枕狀玄武巖、紅色泥巖、白云巖和少量濁積巖組成(圖 2；圖 3)。紅色泥巖和砂巖走向EW，傾向N；由枕狀玄武巖頂面的朝向可知該地區(qū)東南玄武巖年齡較老、西北部玄武巖年齡較新。多條走向NE-SW的高角度逆沖斷層橫切層狀紅色泥巖和枕狀玄武巖層。

柏斯奧倫地區(qū)中部主要由近直立的紅色層狀黏土巖組成(圖3)。厚約10m的紅色層狀泥巖中包含1層2～5cm厚硅質(zhì)層、1薄層1～4mm厚的綠色泥巖和砂巖層。紅色黏土層、綠色黏土層及砂層呈整合接觸，覆于枕狀玄武巖層之上。柏斯奧倫地區(qū)北部和南部主要由枕狀玄武巖、紅色層狀泥巖和白云巖組成，泥巖層中含厚約2～5m白云巖透鏡體和少量紅色硅質(zhì)巖。北部地區(qū)枕狀玄武巖發(fā)生了顯著的變形和剪切，但仍與上覆塊狀白云巖保持整合接觸(圖 3)。

重建的洋板塊地層地點(diǎn)用阿拉伯?dāng)?shù)字表示；斷面與沉積層理面平行的斷層為T1斷層；斷面與沉積層理面之間角度大于10°的斷層為T2斷層圖 3 英國威爾士利恩半島柏斯奧倫地區(qū)加納群洋板塊地層分布(據(jù)Asanuma et al.， 2015)Fig.3 Distribution of Oceanic Plate Stratigraphy of the Gwna Group in Porth Orion area of Lieyn Peninsula in Walse, United Kingdom(after Asanuma et al.， 2015)

自上而下按由早到晚的增生順序，加納群可劃分出3個(gè)組成部分： 頂部巖石組合由洋脊和海溝物質(zhì)增生而成；中部由經(jīng)歷高壓藍(lán)片巖相變質(zhì)并在550～560Ma折返剝露的巖石組成；下部為增生物質(zhì)因重力滑塌在海溝形成的重力滑動沉積(Maruyamaetal.， 2010)。下面對加納群洋板塊地層的3個(gè)組成部分分別進(jìn)行闡述。

1.2 洋脊—海溝洋板塊地層

安格爾西島和利恩半島的許多地區(qū)均出露這類洋板塊地層的疊瓦狀巖片，發(fā)育最為完整的洋脊—海溝洋板塊地層分布在安格爾西島西南海岸帶的蘭迪溫島(圖 1；圖 4)。蘭迪溫島洋脊—海溝洋板塊地層由重復(fù)出現(xiàn)的洋中脊玄武巖和未變形的玄武巖枕組成，具有非常低的亞綠片巖相—沸石相變質(zhì)程度。玄武巖枕、分布于玄武巖枕間的紅色硅質(zhì)巖、泥巖和砂巖形成23個(gè)斷夾塊，每個(gè)斷夾塊厚約100m，其頂、底部分別以頂板逆沖斷層和底板逆沖斷層為邊界(圖 4)。一些硅質(zhì)巖層中發(fā)育以剪切面為包絡(luò)面的等斜褶皺(等斜褶皺在現(xiàn)代遠(yuǎn)洋沉積序列中也較常見)，剪切面上有細(xì)粒剪切物質(zhì)的分布。也有許多剪切面觀察不到剪切作用痕跡，是因?yàn)楦_至海溝的物質(zhì)被冷水浸泡形成的飽水沉積物發(fā)生逆沖，導(dǎo)致一般很難見到相應(yīng)的剪切構(gòu)造特征。未變形玄武巖枕為洋脊—海溝洋板塊地層的特有的組成單元。枕狀熔巖的最大厚度通?？蛇_(dá)100m，上覆約20m厚的富含海綠石的砂巖和礫巖；一些枕狀熔巖之上為40m厚的枕狀角礫巖、40m厚的遠(yuǎn)洋碳酸鹽巖及50m厚的砂巖；還有的枕狀玄武巖之上為2m 厚的灰色灰?guī)r和5m厚的粉色含菱錳礦灰?guī)r和遠(yuǎn)洋灰泥。

總的來說，從近洋中脊的無泡熔巖噴發(fā)，到遠(yuǎn)離大陸的遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖和灰?guī)r沉積，至海溝邊緣的半遠(yuǎn)洋泥巖，最終到離大陸很近的海溝濁積巖(主要為飽水長石—石英砂巖和礫巖)，洋板塊地層組成的變化反映了其所處環(huán)境的不同(圖 4)(Maruyamaetal.， 2010)。蘭迪溫島洋脊—海溝洋板塊地層與日本著名的犬山河剖面二疊紀(jì)—三疊紀(jì)巖層具有相似性(Matsuda and Isozaki，1991)。日本犬山河剖面洋板塊地層的分布與根據(jù)洋脊—海溝位移歷史所計(jì)算出的位置一致。蘭迪溫島上的復(fù)式構(gòu)造的極性表明俯沖方向向東，俯沖位置可能位于威爾士西北部斯諾多尼亞阿豐群(Arfon Group)弧形熔巖和深成巖體之下。蘭迪溫島洋板塊地層平衡剖面恢復(fù)結(jié)果表明因逆沖疊瓦作用，洋板塊地層橫向縮短了約8km(圖 4-B)(Maruyamaetal.， 2010)。蘭迪溫島300m厚的增生雜巖則記錄了俯沖洋巖石圈超過7800m的位移歷史，二者基本吻合，與太平洋板塊俯沖速率和增生到陸上的復(fù)合體總量一致(Kimura and Hori，1993;Osozawa，1994;Kimuraetal.， 1996)。

a—Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ共3個(gè)地層單元由23個(gè)斷夾塊組成； b—復(fù)式?jīng)_斷構(gòu)造的成因機(jī)理示意圖；c—蘭迪溫島加納群洋板塊地層生長歷史。1-23為逆沖帶斷夾塊編號圖 4 英國威爾士蘭迪溫島地質(zhì)圖和平衡剖面恢復(fù)解釋的地層單元的生長歷史(據(jù)Maruyama et al.， 2010)Fig.4 Geological map of Llanddwyn island in Walse, Uited Kingdom showing 23 duplexes within their three Units Ⅰ，Ⅱ and Ⅲ and balanced sections illustrating growth history of three stratigrophic units(after Maruyama et al.， 2010)

1.3 經(jīng)歷俯沖的高壓藍(lán)片巖相

在安格爾西島呈近水平出露的藍(lán)片巖厚達(dá)幾千米，可劃分為3個(gè)變質(zhì)帶(Kawaietal.， 2007)：第一變質(zhì)帶為綠泥石—綠簾石組合，第二變質(zhì)帶為鋁鐵閃石—綠泥石—綠簾石組合，第三變質(zhì)帶以藍(lán)閃石—綠簾石—綠泥石片巖組合為主。第一和第二變質(zhì)帶之間以鋁鐵閃石等變線相隔，第二和第三變質(zhì)帶之間以藍(lán)閃石等變線相隔。安格爾西島和利恩半島的高壓相洋板塊地層因逆沖作用形成等斜背斜，頂部與上覆加納群之間以伸展拆離斷層接觸，底部與下伏重力滑動沉積型洋板塊地層之間以逆沖斷層接觸(圖 5)。該背斜推覆體為典型的擠壓增生楔體被剝露后的高壓巖石，這也是將其定義為古俯沖帶的證據(jù)(Agardetal.， 2009)。安格爾西島藍(lán)片巖中鋁閃石的40Ar/39Ar 年齡為560～550Ma，為藍(lán)片巖的變質(zhì)年齡。

第三變質(zhì)帶含有許多厚達(dá)1km的變玄武巖質(zhì)藍(lán)閃石片巖，藍(lán)閃石片巖西側(cè)有厚達(dá)30m的白色石英巖、石英片巖以及數(shù)十米厚的石灰?guī)r，這些巖石均以透鏡體或巖塊形式賦存在區(qū)域性分布的云母片巖和綠泥石片巖基質(zhì)中。雖然迄今尚不明確石英巖是遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖變質(zhì)成因還是弧硅質(zhì)巖漿成因，但其一致的構(gòu)造層序特征則可能代表巖石最初的傾向(其上部向西延伸)。云母片巖和綠泥石片巖基質(zhì)的原巖可能由來自附近火山弧的鎂鐵質(zhì)火山碎屑和泥質(zhì)沉積物經(jīng)歷增生變質(zhì)而形成。

1.4 重力滑塌型洋板塊地層

重力滑塌沉積型洋板塊地層位于利恩半島西南部，厚度約20m，由大量未變質(zhì)或弱變質(zhì)的白色石英巖、紅色硅質(zhì)巖、白云質(zhì)灰?guī)r和玄武質(zhì)綠片巖透鏡體及黑色鐵鎂質(zhì)泥巖基質(zhì)組成。大多數(shù)透鏡體長5～30cm，一些透鏡體長約6m，極個(gè)別透鏡體長達(dá)25m(Maruyamaetal.， 2010)。這類重力滑塌型角礫巖由上沖盤物質(zhì)滑塌至海溝形成，與海溝碎屑重力流形成混合沉積(Kawaietal.， 2007)。重力滑塌沉積層上部以糜棱巖化逆沖斷層為界，下伏為連綿不斷的洋脊—海溝洋板塊地層(圖 5)。

a—洋脊—海溝型洋板塊地層，蘭迪溫島和利恩半島西南部加納群為該類型；b—俯沖型高壓洋板塊地層，玄武巖已變質(zhì)為鎂鐵質(zhì)藍(lán)片巖，見于安格爾島西中部和利恩半島西北海岸；c—重力滑塌型洋板塊地層，覆于洋脊—海溝洋板塊地層之上，尤見于利恩半島西南部圖 5 英國威爾士地區(qū)3種類型洋板塊地層巖性柱狀圖(據(jù)Maruyama et al.， 2010)Fig.5 Three stratigraphic columns of different types of Oceanic Plate Stratigraphy in Walse, United Kingdom(after Maruyama et al.， 2010)

1.5 安格爾西島新元古代洋板塊地層演化階段

安格爾西島和利恩半島的太平洋增生型造山運(yùn)動是英國新元古代晚期和中寒武紀(jì)構(gòu)造演化的重要組成部分。對加納群洋板塊地層序列及演化階段的分析，有助于揭示利恩半島新元古代增生雜巖的太平洋型俯沖造山成因。安格爾西島加納群洋板塊地層的俯沖—造山過程分為俯沖增生復(fù)合體形成、同步鈣堿性巖漿侵入和高壓變質(zhì)帶剝露等3個(gè)主要階段。

第1階段(710～680Ma)： 太平洋型俯沖造山運(yùn)動的啟動階段。最古老的長英質(zhì)深成巖侵位形成斯坦納漢特雜巖體，其環(huán)斑花崗巖的結(jié)晶年齡為711±2Ma，莫爾文山的花崗閃長巖結(jié)晶年齡為677±2Ma，具有典型的鈣堿性化學(xué)特征(Tucker and Pharaoh，1991)。太平洋俯沖造山運(yùn)動約在710～680Ma開始發(fā)生(圖 6-a)。

a—斯坦納漢特雜巖體和莫爾文山的小規(guī)模巖漿活動代表俯沖起始時(shí)間(710～680Ma)，亞馬遜克拉通位于阿瓦隆克拉通之后；b—阿瓦隆克拉通西部安格爾西島和利恩半島弧巖漿大規(guī)模噴發(fā)活動和增生復(fù)合體的關(guān)鍵形成階段(620～600Ma)，形成Ⅰ型增生雜巖——加納群；c—弧巖漿作用持續(xù)，Ⅱ型增生雜巖形成，藍(lán)片巖相變質(zhì)帶約在550Ma左右發(fā)生剝露圖 6 英國威爾士安格爾西島NW-SE向地質(zhì)剖面及洋板塊地層形成和演化示意圖(據(jù)Asanuma et al.， 2015)Fig.6 Simplified cross-sections along a NW-SE profile from Anglesey island in Wales,United Kingdom to illustrate geotectonic evolution of Oceanic Plate Stratigraphy(after Asanuma et al.， 2015)

第2階段(620～600Ma)： 加納群俯沖增生雜巖形成階段。約600Ma在阿瓦隆大陸邊緣形成俯沖增生洋板塊地層。加納群增生的同時(shí)，洋板塊俯沖在阿瓦隆克拉通東部上地殼形成大陸邊緣鈣堿性巖漿帶(Kawaietal.， 2007)。鈣堿性帶中科達(dá)納(Coedana)花崗巖結(jié)晶年齡為613±4Ma；斯諾多尼亞阿豐群的結(jié)晶年齡為614±2Ma；萊恩半島薩恩(Sarn)弧前閃長巖的年齡為615±2Ma；薄殼(Chadecote)弧前閃長巖年齡為603±2Ma；向東奧頓(Orton)弧后火山凝灰?guī)r年齡為612±21Ma；克林頓(Glinton)弧后火山凝灰?guī)r年齡為616±6Ma(Tucker and Pharaoh，1991;Gibbons and Hork，1996;Compstonetal.， 2002)。加納群增生雜巖和深成巖形成于太平洋型俯沖帶的科迪勒拉型造山帶(圖 6-b)。

第3階段(575～500Ma)： 加納群持續(xù)增生和藍(lán)片巖剝露階段。藍(lán)片巖是通過楔形擠壓而剝露的，藍(lán)片巖單元頂部伸展和底部逆沖斷層構(gòu)造特征有利于深部高壓體的擠出剝露。藍(lán)片巖的原巖可能為大洋玄武巖。藍(lán)片巖中陽起石的40Ar/39Ar 年齡為590～580Ma，為大洋玄武巖結(jié)晶形成年齡；多硅白云母的40Ar/39Ar 年齡為560～550Ma，可作為藍(lán)片巖的峰值變質(zhì)年齡(Dallmeyer and Gibbons，1987)。在英格蘭和威爾士地區(qū)還有同期噴發(fā)的長英質(zhì)火成巖，包括阿豐群弧前火山噴發(fā)凝灰?guī)r(572±1Ma)、卡爾菲灣(Caerfay Bay)火山灰(519±1Ma)、龍民德統(tǒng)(Longmyndian)凝灰?guī)r(556±4Ma)、查恩伍德(Charnwood)凝灰?guī)r(559±2Ma)、厄卡爾(Ercall)花崗斑巖(560±1Ma)、烏里康群(Uriconian)流紋巖(566±2Ma)、沃倫莊園(Warren House)流紋質(zhì)凝灰?guī)r(566±2Ma)等(圖 6-c)(Tucker and Pharaoh，1991；Compstonetal.， 2002)。利恩半島東南部奧陶系沉積后，加納群被高角度斷裂切割并終止發(fā)育。

對古洋板塊地層的研究，還可以提供古冰川重要的、獨(dú)特的信息。當(dāng)前對冰川地層和構(gòu)造特征的認(rèn)識及新元古代雪球地球歷史的重建證據(jù)主要來自于陸地和大陸邊緣的冰磧巖，很少有來自大陸斜坡盆地中的墜石。如果存在類似全球冰期時(shí)的雪球地球，大部分深海區(qū)會被冰或冰山覆蓋，在洋中脊深水沉積物中會常出現(xiàn)冰筏搬運(yùn)的墜石。但迄今未見有海洋中沉積物的墜石報(bào)告。理論上講，浮石應(yīng)該沉積在遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖和泥巖中。如果能在增生型洋板塊地層中識別出含墜石的深海沉積物，就可能有機(jī)會找到深海和遠(yuǎn)洋中的冰川碎片。蘭迪溫島紅色硅質(zhì)巖之上為1m厚半遠(yuǎn)洋鎂鐵質(zhì)泥巖中可見砂巖、硅質(zhì)巖和玄武巖等外來巖塊(來自阿瓦隆大陸和弧物質(zhì))，有學(xué)者認(rèn)為這些外來巖塊為海洋冰川墜石，根據(jù)高緯度到低緯度地區(qū)的古地磁數(shù)據(jù)，估算墜石的沉積年齡為595～550Ma。墜石的沉積年齡與580Ma的Gaskiers冰期一致(Trindada and Macouin，2007)。實(shí)際上，蘭迪溫島所謂的海洋墜石為陸源濁積巖，其年齡與愛爾蘭和蘇格蘭590～570Ma陸源混雜沉積年齡接近(Condon and Prave，2000)。

2 澳大利亞皮爾巴拉洋板塊地層

在澳大利亞西北部，3.53～2.83Ga皮爾巴拉克拉通包含了幾個(gè)保存完好、變形弱、變質(zhì)程度低的早太古代綠巖帶(Wagoner Kranendonketal.， 2007)。皮爾巴拉克拉通可分為東、西2個(gè)地塊。

2.1 西皮爾巴拉地塊

圖 7 澳大利亞西北地區(qū)西皮爾巴拉地塊3.3～3.2Ga 克里夫維爾綠巖帶地質(zhì)圖及洋板塊地層組成柱狀圖(據(jù)Kato et al.， 1998)Fig.7 Geological map of the 3.3～3.2Ga Cleaverville Greenstone belt and a column of its Ocean Plate Stratigraphy in west Pilbara Craton，NW Australia(after Kato et al.， 1998)

迪克森島的克里夫維爾群由枕狀玄武巖、流紋巖、火山碎屑角礫巖、長英質(zhì)凝灰?guī)r、流紋質(zhì)凝灰?guī)r、白色石英巖脈、黑色硅質(zhì)巖及陸源碎屑沉積組成。其中，枕狀玄武巖呈疊瓦狀排列，被輝綠巖墻和巖床侵入；流紋巖出露厚度可達(dá)900m；厚約150m的流紋質(zhì)凝灰?guī)r被寬2m的黑色熱液硅質(zhì)巖脈切割；黑色硅質(zhì)巖呈層狀，厚度可達(dá)100m；陸源碎屑沉積與下伏遠(yuǎn)洋黑色硅質(zhì)巖呈不整合接觸。

西皮爾巴拉地塊出露的克里夫維爾群，其巖石地層學(xué)和地球化學(xué)特征與日本伊豆—小笠原現(xiàn)代不成熟島弧相似；其洋板塊地層構(gòu)成與太平洋型俯沖造山帶洋板塊模式一致(Krapez and Eisenlohr，1998)。

2.2 東皮爾巴拉地塊

東皮爾巴拉地塊包含4個(gè)環(huán)繞花崗巖穹隆分布的年齡為3.16～3.53Ga的綠巖帶——瓦拉沃納群。瓦拉沃納群主要由厚12km的鎂鐵質(zhì)熔巖組成，但其成因也一直存在爭議(Wagoner Kranendonketal.， 2007)。

圖 8 澳大利亞西北地區(qū)東皮爾巴拉地塊大理石壩地區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)Kato et al.， 1998)及環(huán)繞埃德加山花崗巖體分布的瓦拉沃納群綠巖帶Fig.8 Geological map showing position of Marble Bar area in east Pilbara Craton, NW Australia，which belongs to Marble Bar Greenstone Belt that wraps around Mount Edgar granitoid complex(after Kato et al.， 1998)

位于北極點(diǎn)地區(qū)以東50km的大理石壩地區(qū)的瓦拉沃納群綠巖帶的巖石地球化學(xué)分析結(jié)果也進(jìn)一步表明其具有洋板塊地層的特征屬性(Kato and Nakamura，2003)(圖 9)。大理石壩地區(qū)瓦拉沃納群硅質(zhì)巖和上覆碎屑巖的年齡在3363～3454Ma之間。1km厚的枕狀及塊狀玄武巖除了因海底熱液碳酸化引起的高CO2含量外，還具有富Fe、低K的洋中脊拉斑玄武巖的地球化學(xué)特征。玄武巖上部500m處被5～30m厚的黑色硅質(zhì)巖—重晶石巖脈交錯(cuò)切割。零星出露的枕狀和塊狀的科馬提質(zhì)玄武巖大都硅化。硅質(zhì)和重晶石巖脈為海底熱液向遠(yuǎn)洋硅質(zhì)沉積輸送物源的通道，一直延伸切割至玄武巖上覆地層——層狀硅質(zhì)巖的底部，但并未侵入到硅質(zhì)巖層內(nèi)。雜色層狀硅質(zhì)巖厚度大于45m，是疊層石受熱液影響發(fā)生硅化形成，硅質(zhì)和重晶石脈為熱液流經(jīng)的路徑。層狀硅質(zhì)層上覆低溫?zé)嵋撼梢虻暮＞G石火山碎屑硅質(zhì)巖?；鹕剿樾紟r中Zr、Nb、Hf、Th富集，Th/Sc和(La/Yb)N值較高，表明沉積位置接近大陸邊緣。由于這些硅質(zhì)碧玉巖富含不相容微量元素，Bolhar 等(2005)認(rèn)為是由大陸火山灰在淺海沉降而成。硅質(zhì)巖上覆泥巖、砂巖、泥巖互層和礫巖等碎屑沉積，為大陸邊緣海溝內(nèi)的濁積巖(圖 9)(Kato and Nakamura，2003)。澳大利亞東皮爾巴拉地塊大理石壩早太古代玄武巖—硅質(zhì)巖—碎屑巖序列與日本二疊紀(jì)—三疊紀(jì)洋板塊地層在巖石組成和地球化學(xué)特征方面具有高度的相似性。這一認(rèn)識將為早太古代洋板塊地層的沉積環(huán)境從高熱流洋脊擴(kuò)張區(qū)經(jīng)過熱點(diǎn)向低熱流海溝陸源碎屑沉積區(qū)轉(zhuǎn)變這一過程提供有力支持(Matsuda and Isozaki，1991;Katoetal.， 2002)。也因此可以認(rèn)為，皮爾巴拉地塊早太古代(3.46Ga)大陸裂陷、洋殼擴(kuò)張和洋殼俯沖引起的洋中脊—海溝轉(zhuǎn)換等板塊水平構(gòu)造運(yùn)動特征與顯生宙的板塊構(gòu)造運(yùn)動并沒有本質(zhì)區(qū)別。

自東向西，剖面A底部為雜色硅質(zhì)巖，向上到剖面B演變?yōu)殡s色的火山碎屑巖，再向上至剖面C1、C2、C3為硅質(zhì)泥巖、泥巖與砂巖互層，西部剖面T最上部為粗砂巖和礫巖圖 9 澳大利亞西北地區(qū)東皮爾巴拉地塊大理石壩地區(qū)瓦拉沃納群洋板塊地層重建(據(jù)Kato and Nakamura，2003)Fig.9 Stratigraphic columns through 6 sections of Oceanic Plate Stratigraphy at Marble Bar area，East Pilbara Craton，NW Australia(after Kato and Nakamura，2003)

澳大利亞西北地區(qū)皮爾巴拉綠巖帶包含了完整的玄武巖—硅質(zhì)石—碎屑巖序列，用洋中脊—海溝板塊構(gòu)造運(yùn)動來解釋其洋板塊地層成因十分令人信服。但也有學(xué)者對皮爾巴拉綠巖帶的成因持不同觀點(diǎn)，認(rèn)為是由若干巨大地幔柱噴發(fā)至大陸基底(Greenetal.， 2000)或火山弧之上(Barley，1993)形成的厚12km的連續(xù)的熔巖堆(Wagoner Kranendonketal.， 2007)，或者具有大洋高原玄武巖成因。Blewett(2002)從大理石壩及整個(gè)皮爾巴拉克拉通地區(qū)綠巖帶的結(jié)構(gòu)解釋板塊相互作用導(dǎo)致洋板塊地層的水平縮短。皮爾巴拉洋板塊地層為早期地球板塊構(gòu)造運(yùn)動提供了明確的判斷依據(jù)，而這一特征和結(jié)論為早期太古宙板塊運(yùn)動樣式研究提供了參考范例。

3 洋板塊地層隨時(shí)間的變化

從增生造山帶洋板塊地層保存的巖石記錄看，在地球38億年的演化進(jìn)程中，洋殼擴(kuò)張、海洋沉積、俯沖及增生的過程并沒有顯著變化。不同年代洋板塊地層的主要物質(zhì)組成和巖石類型相似，以多重?cái)嗔褳檫吔绲臉?gòu)造透鏡體和逆沖斷層為邊界的構(gòu)造特征相同。所有可以確定增生年齡的洋板塊地層實(shí)例研究表明，增生年齡向著古海溝方向總體變年輕(如弗朗西斯卡雜巖)，但增生洋板塊地層的年齡會有較大變化，這取決于俯沖洋脊是在近海溝處還是在遠(yuǎn)離海溝處發(fā)生俯沖。

隨著時(shí)間的推移，年輕造山帶洋板塊性質(zhì)和洋板塊地層組成與古老造山帶相比，可能會發(fā)生一些變化，具體包括： (1)顯生宙以大陸邊緣弧、弧—陸碰撞和超大陸旋回記錄為主；太古宙主要由許多弧和微陸塊組成，大型板塊較少。(2)顯生宙增生造山帶洋板塊地層普遍發(fā)育有蛇綠巖片；太古代造山帶洋板塊地層極少有蛇綠巖發(fā)育，這可能因?yàn)樘糯髿け蕊@生宙的洋殼厚因而更容易發(fā)生拆離，與前寒武紀(jì)造山帶和洋板塊地層伴生發(fā)育的為高度破碎的玄武巖、輝綠巖和超鎂鐵質(zhì)巖構(gòu)造巖片。(3)很多年輕洋板塊地層尚未經(jīng)歷超大陸裂解—碰撞旋回；相比之下，古老造山帶都經(jīng)歷了后期的超大陸碰撞旋回，代表了造山演化的成熟階段。(4)顯生宙以來深海沉積以含放射蟲的深海軟泥沉積為主；前寒武紀(jì)深海沉積也含有硅質(zhì)軟泥沉積，但這些巖石是由熱液噴發(fā)和交代作用而非由沉積作用形成。(5)顯生宙以來沉積在海山和洋中脊CCD界面之上的多為含鈣質(zhì)介殼碳酸鹽巖；前寒武紀(jì)碳酸鹽巖沉積則與沿剪切帶滲透的富CaCO3流體有關(guān)。(6)年輕洋板塊地層通常有較厚的陸源碎屑雜砂巖和角礫巖沉積被俯沖到海溝；老的洋板塊地層則通常由薄層遠(yuǎn)洋沉積物，包括熱液成因硅質(zhì)巖、黑色頁巖和鎂鐵質(zhì)沉積等構(gòu)成。也有一些太古代洋板塊地層發(fā)育厚層雜砂巖和頁巖、復(fù)理石序列(如斯拉維省)，但這些序列通常為稍后期的微陸塊和島弧碰撞的產(chǎn)物，真正代表太古代洋板塊地層的沉積產(chǎn)物中陸源碎屑雜砂巖確實(shí)較少發(fā)育(Bradley，2011;Erikssonetal.， 2012;Young，2012)。(7)科馬提巖僅出現(xiàn)在前寒武紀(jì)殘留洋殼中，表明前寒武紀(jì)的地幔溫度略高，尤其是太古代洋殼溫度會更高一些，顯生宙增生造山帶洋板塊地層中沒有科馬提巖。

大部分太古代洋板塊地層由俯沖洋殼碎片、保存完好的厚層枕狀玄武巖、輝綠巖和輝長復(fù)合體組成，表明太古代局部熔融顯著，熔融量大大超過洋殼擴(kuò)張速率，因而沒有形成席狀巖墻群(Robinsonetal.， 2008)。盡管某些巖石類型(如科馬提巖、條帶狀含鐵巖組合)的豐度不同，但太古代和后太古代造山帶的火山巖與洋中脊玄武巖、島弧玄武巖、洋島玄武巖、俯沖上疊型玻古安山巖和橄欖巖、大洋高原玄武巖在地球動力學(xué)上均具有相似性。

4 結(jié)論

1)依據(jù)對英國威爾士安格爾西島新元古代莫納超群混雜巖重建的太平洋洋板塊地層、澳大利亞西北部皮爾巴拉早太古代克里夫維爾綠巖帶重建的古印度洋洋板塊地層的概述和總結(jié)，認(rèn)為由古老造山帶恢復(fù)重建的洋板塊地層的主要物質(zhì)組成和巖石類型與由年輕造山帶重建的洋板塊地層基本相似，并沒有本質(zhì)上的差異。

2)在地球的演化進(jìn)程中，洋殼擴(kuò)張、海洋沉積、俯沖及增生的過程并沒有顯著變化。隨時(shí)間推移，年輕造山帶洋板塊性質(zhì)和洋板塊地層組成與古老造山帶相比，可能會發(fā)生某些變化。年輕造山帶尚未經(jīng)歷或僅經(jīng)歷過1次超大陸裂解—碰撞旋回，以大陸邊緣弧、弧—陸碰撞和超大陸旋回記錄為主，洋板塊地層普遍發(fā)育有蛇綠巖片，沉積地層以含放射蟲的深海軟泥沉積為主，通常具有較厚的陸源碎屑雜砂巖和角礫巖沉積被俯沖到海溝；古老造山帶都經(jīng)歷了后期的超大陸碰撞旋回，代表了造山演化的成熟階段，主要由許多弧和微陸塊組成，大型板塊較少，且洋板塊地層極少有蛇綠巖發(fā)育，沉積層則通常由薄層遠(yuǎn)洋沉積物，包括熱液成因硅質(zhì)巖、黑色頁巖和鎂鐵質(zhì)沉積等構(gòu)成，陸源碎屑雜砂巖確實(shí)較少發(fā)育。