許淑梅 孔家豪 李三忠 舒鵬程 馬慧磊 崔慧琪

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

隨著增生復(fù)合體和造山帶混雜巖研究的深入，最近二三十年出現(xiàn)了洋板塊地層(學(xué))(Ocean Plate Stratigraphy，簡稱OPS)這一新的概念，或者說是一門分支學(xué)科。造山帶混雜巖和大陸邊緣增生復(fù)合體是經(jīng)歷俯沖碰撞后消亡的古大洋沉積記錄，利用微體古生物地層學(xué)和同位素年代學(xué)方法可以重建造山帶混雜巖和大陸邊緣增生復(fù)合體的原始地層。洋板塊地層(學(xué))是用于描述沉淀在洋殼基底之上的沉積巖和火成巖序列的術(shù)語，其形成時(shí)間開始于洋中脊形成，終止于被移入到匯聚邊緣形成增生楔(Kuskyetal.， 2013)。從混雜巖和增生復(fù)合體中重建的古大洋地層基本組成相似，但因大洋巖石圈的巖漿背景不同，不同時(shí)期和不同類型的洋板塊地層組成也有一定差異。

在洋陸轉(zhuǎn)化和造山過程中，由于洋殼發(fā)生強(qiáng)烈的俯沖、消減和縮短，導(dǎo)致原生的洋地層系統(tǒng)在造山帶出現(xiàn)強(qiáng)烈的破壞、位移，并形成造山帶混雜巖。中國地質(zhì)學(xué)家對造山帶地層的研究和恢復(fù)從來都沒有間斷過，造山帶地層學(xué)(吳浩若，1992；吳根耀，2003)、造山帶非史密斯地層學(xué)(杜遠(yuǎn)生等，1997；杜遠(yuǎn)生和張克信，1999；馮慶來和葉玫，2000；張克信等，2001，2003，2014)、造山帶洋板塊地層(張克信等，2001，2003，2021；Wangetal.， 2020)、造山帶古地理(吳根耀，2003)、造山帶沉積學(xué)(杜遠(yuǎn)生等，1995)、造山帶層序地層(蔡雄飛，2006)、造山帶混雜巖(楊經(jīng)綏等，2011；張?jiān)降龋?012； 張克信等，2020)和造山帶古海洋恢復(fù)(蔡雄飛和劉德民，2005)等理論或方法的提出和應(yīng)用，就是通過分析各類造山帶的不同地層序列，把造山帶演化的階段性與不同演化階段的盆地結(jié)構(gòu)相結(jié)合，進(jìn)而恢復(fù)造山帶的形成和演化歷程。

文中通過對不同類型洋板塊地層進(jìn)行分類，介紹了如何從經(jīng)歷了碰撞造山過程的增生造山帶中識別洋板塊地層。具體來講，筆者從介紹洋板塊地層的概念入手，總結(jié)出標(biāo)準(zhǔn)的洋板塊地層模型，并討論了依據(jù)不同地質(zhì)歷史時(shí)期俯沖增生造山帶重建的洋中脊、洋島、海山和大洋高原等不同的洋板塊地層組成及遭受逆沖剪切構(gòu)造作用后的失序特征。“洋板塊地層學(xué)”概念提出的主要目的在于通過對因俯沖增生而消亡的具有洋殼基底的構(gòu)造洋盆和邊緣海盆地的地層單元進(jìn)行重建，恢復(fù)已消失海洋的地層組成單元，這對造山帶地層解析、造山帶構(gòu)造古地理恢復(fù)、重大構(gòu)造變革期古地理學(xué)研究和板塊重建等都將起到積極的促進(jìn)作用，也與造山帶地層學(xué)、造山帶古地理、造山帶沉積學(xué)和造山帶混雜巖互為補(bǔ)充，進(jìn)一步更具針對性地促進(jìn)造山帶地層研究工作的深入。

1 洋板塊地層(學(xué))的概念及標(biāo)準(zhǔn)模式

1.1 洋板塊地層(學(xué))概念的產(chǎn)生和發(fā)展

Isozaki等(1990)通過對日本二疊系—三疊系—侏羅系俯沖造山帶混雜巖和增生楔的微體古生物分析和地層組成研究，恢復(fù)了西太平洋邊緣沉積和太平洋板塊向亞洲大陸俯沖形成的增生組合，首次提出“洋的板塊地層”(Oceanic Plate Stratigraphy)概念。他認(rèn)為 “洋的板塊地層”是理論上對海溝處的洋殼柱狀剖面的最好表達(dá)，這個(gè)地層柱記錄了從洋中脊形成至其位移到海溝帶洋殼之上的沉積歷史，初步建立了俯沖造山帶混雜巖和增生楔與洋板塊地層之間的科學(xué)關(guān)聯(lián)。Wakita和Metcalfe(2005)通過對亞洲東部和南部造山帶混雜巖和增生楔的分析，重建了西太平洋邊緣洋板塊地層單元。他們將對混雜巖和增生雜巖的地層序列重建結(jié)果稱為“洋板塊地層”，把對混雜巖和增生雜巖的地層序列重建的學(xué)科稱為“洋板塊地層學(xué)”。該定義中已經(jīng)意識到混雜巖和增生雜巖的原始地層序列是“洋板塊地層”，但尚未明確提出洋板塊地層的標(biāo)準(zhǔn)模式。Kusky等(2013)則進(jìn)一步明確地將“洋板塊地層學(xué)”定義為“用于描述沉淀在洋殼基底之上的沉積巖和火成巖序列的術(shù)語，其形成時(shí)間是從洋中脊形成、擴(kuò)張最終止于匯聚邊緣增生楔”，明確提出了從增生楔中恢復(fù)重建的洋板塊地層標(biāo)準(zhǔn)模式。因此，“洋板塊地層”是“洋板塊地層學(xué)”的研究對象?！把蟀鍓K地層”是在洋盆的不同構(gòu)造部位(洋脊、深海平原、海山、洋內(nèi)弧、海溝、弧間盆地、弧后盆地等)形成的火成—沉積序列。洋盆在關(guān)閉過程中，其不同構(gòu)造部位形成的原始有序地層最終以混雜巖或增生雜巖的形式保存，為了從混雜巖或增生雜巖中恢復(fù)出原始的有序地層序列，就產(chǎn)生了“洋板塊地層學(xué)”。洋板塊地層學(xué)是從混雜巖或增生復(fù)合體中恢復(fù)重建已經(jīng)消失了的大洋的理想地層組成單元，包括對因俯沖增生而消亡的具有洋殼基底的構(gòu)造洋盆和邊緣海盆地的地層單元的重建與恢復(fù)。

洋板塊地層由洋殼火成巖基底和沉積蓋層2部分組成，總體上包括從洋中脊擴(kuò)張到洋殼運(yùn)動至海溝處俯沖消亡這一階段內(nèi)接受的大洋沉積、火山建造及洋中脊噴發(fā)形成的玄武巖組合。洋殼基底的不同構(gòu)成和大洋沉積物類型的差異，會導(dǎo)致洋板塊地層組成的變化。

1.2 洋板塊地層的標(biāo)準(zhǔn)模式

地球上不同地質(zhì)年代增生造山帶的洋板塊地層在其結(jié)構(gòu)樣式、主要巖石組成序列、增生序列和微量元素地球化學(xué)特征等方面具有一致的規(guī)律，即洋板塊地層由洋殼物質(zhì)本身和上覆的大洋沉積序列組成。俯沖造山帶的洋殼物質(zhì)以洋島弧玄武巖、島弧橄欖巖、洋中脊玄武巖、弧后玄武巖、大洋高原玄武巖、洋島玄武巖和玻古安山巖及極少量的科馬提巖為主。大洋沉積包括洋脊處的初始遠(yuǎn)洋沉積或碳酸鹽沉積(當(dāng)洋脊抬升至CCD以上時(shí)沉積的碳酸鹽)、深海硅質(zhì)巖、遠(yuǎn)洋頁巖、濁積巖及混雜巖(圖 1)。洋板塊向海溝運(yùn)動過程中會持續(xù)接受遠(yuǎn)洋沉積，當(dāng)洋板塊運(yùn)動至海溝邊緣并開始俯沖時(shí)，遠(yuǎn)洋沉積即被半遠(yuǎn)洋頁巖和硅質(zhì)沉積取代；隨著俯沖作用的持續(xù)，海溝上部會沉積附近陸源物質(zhì)輸入形成的濁積砂巖。同時(shí)，來自上沖板塊和增生楔的侵蝕和垮塌物質(zhì)則形成雜砂巖—頁巖沉積組合，這些巖石的原生沉積序列遭受破壞，形成通常所說的重力滑塌沉積(Olistostrome)(圖 1)。被拖曳進(jìn)海溝的洋板塊地層受逆沖沖斷、刮擦、底侵、脫水等作用發(fā)生失序變形，并增生到上沖板塊。有時(shí)候僅部分洋板塊地層在某一點(diǎn)被上沖板塊刮擦、下拉并經(jīng)歷多次逆沖沖斷改造，也可能是整個(gè)洋板塊地層，包括洋殼基底物質(zhì)，均不同程度地被上沖板塊刮擦下來形成增生楔。因此，當(dāng)洋板塊地層增生到上沖板塊時(shí)，正常大洋沉積序列被打亂而形成失序的構(gòu)造復(fù)合體，并在疊瓦狀逆沖構(gòu)造帶以混雜巖的形式重復(fù)出現(xiàn)。

a—洋板塊俯沖過程中形成的大洋連續(xù)沉積地層序列與距洋中脊的距離和洋板塊的位移時(shí)間有關(guān)；b—洋板塊在從洋中脊擴(kuò)張到俯沖過程中記錄的洋板塊地層的組成及變化圖 1 洋板塊地層學(xué)(OPS)的概念模型(據(jù)Nakagawa et al.， 2009；Maruyama et al.， 2010；Santosh，2010)Fig.1 Schematic illustration of the concept of Ocean Plate Stratigraphy(OPS)(after Nakagawa et al., 2009； Maruyama et al.; Santosh, 2010)

上述模式中，由增生混雜巖重建的洋板塊地層，可提供洋板塊擴(kuò)張、俯沖和增生的時(shí)代、俯沖方向和板塊構(gòu)造背景等信息。縫合帶和造山帶地層的恢復(fù)和重建，是了解古海洋環(huán)境和演化歷史的關(guān)鍵。洋板塊地層的研究為探討洋板塊從洋中脊擴(kuò)張到海溝處俯沖、再到洋物質(zhì)增生底侵形成造山帶的歷史提供了關(guān)鍵且有效的方法。

與上述模式相比，張克信等(2014，2020，2021)所提出的模型，增加了洋內(nèi)弧、弧間盆地和弧后盆地等洋板塊地層(OPS)類型和序列重建模型，并明確提出洋板塊地層可分為對接帶型(主大洋)和疊接帶型(弧間和弧后小洋盆)兩大類型，彌補(bǔ)了前述洋板塊地層模型的不足。

洋殼下層物質(zhì)，包括席狀巖墻、鎂鐵質(zhì)和超鎂鐵質(zhì)侵入巖等，在增生混雜巖中并不常見，因?yàn)樗鼈兺ǔ１桓_至地幔，故只有構(gòu)成洋殼上層的枕狀玄武巖及上覆大洋沉積物才可能俯沖增生到增生混雜巖中。另外，有些板塊匯聚邊緣以俯沖侵蝕為主(Stern，2011)，有些板塊匯聚邊緣則以俯沖增生為主，但只有增生型造山帶才保留有增生楔、從俯沖和仰沖板片上刮擦下來的物質(zhì)、島弧和弧后噴發(fā)產(chǎn)物和大洋沉積等組合，包括蛇綠巖和蛇綠巖碎片、大洋高原沉積、外來陸塊、與俯沖和增生相關(guān)的巖漿巖、麻粒巖相變質(zhì)巖、局部超高溫和超高壓巖石等(圖 2-a)(Cawoodetal.， 2009)。所有洋—陸俯沖形成的增生造山帶最終會經(jīng)歷碰撞造山過程(圖 2-b)，碰撞造山過程的深俯沖、逆沖、地殼縮短和侵蝕作用會改變增生造山帶的初始結(jié)構(gòu)，這就為準(zhǔn)確識別增生造山階段早期洋板塊地層沉積建造序列帶來了更大的困難。不同地質(zhì)年代洋板塊地層有其相對穩(wěn)定的組合序列，但也會出現(xiàn)一些變化，如在顯生宙洋板塊地層中才開始出現(xiàn)碳酸鹽沉積和放射蟲硅質(zhì)巖沉積，而科馬提巖和條帶狀含鐵建造主要出現(xiàn)在25億年前的太古代造山帶，指示當(dāng)時(shí)較高的地幔溫度和較低的海水氧濃度條件。洋底擴(kuò)張、洋板塊運(yùn)動、洋殼及遠(yuǎn)洋沉積在匯聚邊緣的增生是地球的一個(gè)主要熱損耗過程。

圖 2 太平洋型俯沖增生造山模式和物質(zhì)組成(a)及阿爾卑斯型碰撞造山模式和物質(zhì)組成(b，據(jù)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)

2 洋板塊地層組成的變化

2.1 洋中脊

上述標(biāo)準(zhǔn)的洋板塊地層模式中，不同的洋板塊地層組成，包括洋殼火成巖基底組成和洋蓋層沉積序列，均會有一些變化。洋板塊和仰沖蛇綠巖研究表明，洋中脊產(chǎn)生的新生洋殼類型在巖石構(gòu)成上有很大變化(Dilek and Furnes，2011;Kuskyetal.， 2011)，增生楔處的洋板塊地層會記錄大洋巖石圈的這些變化。圖 3列出了不同構(gòu)造背景、不同擴(kuò)張速率和不同巖漿補(bǔ)給速率條件下的蛇綠巖和洋殼類型的組成及變化特點(diǎn)。所有這些不同類型的洋殼組成都有可能部分地保存在增生造山帶中，但試圖在增生造山帶中尋找到1個(gè)完整的洋板塊地層蛇綠巖序列則極為困難，甚至是不現(xiàn)實(shí)的。

a—快速擴(kuò)張洋中脊的洋殼蛇綠巖序列；b—慢速擴(kuò)張洋中脊的洋殼巖漿組成;c—洋內(nèi)火山弧蛇綠巖構(gòu)成;d—熱點(diǎn)和海底高原巖漿組成;e—伸展大陸邊緣過渡型序列圖 3 洋板塊地層的洋殼蛇綠巖基底變化特征(據(jù)Kusky et al.， 2011)Fig.3 Variations in ophiolitic substratum for Oceanic Plate Stratigraphy(after Kusky et al.， 2011)

因地質(zhì)年代、氣候和沉積背景的不同，洋殼之上的洋沉積類型也會發(fā)生相應(yīng)變化： 放射蟲硅質(zhì)巖在前寒武紀(jì)洋沉積中并不存在；氣候會影響增生楔的剝蝕類型和剝蝕速率，進(jìn)而影響海溝沉積特征；CCD界面之上的海溝在欠補(bǔ)償狀態(tài)下會出現(xiàn)碳酸鹽沉積；植被發(fā)育的溫暖濕潤氣候條件下，會有煤層的出現(xiàn)等。如在南美洲秘魯—智利海溝南部，高聳的增生楔在冰期遭受快速剝蝕，海溝內(nèi)因此形成厚層雜砂巖、泥巖等濁流沉積覆蓋在遠(yuǎn)洋沉積之上；而秘魯—智利海溝北部因氣候干旱導(dǎo)致剝蝕速率極低，海溝處于欠補(bǔ)償狀態(tài)，因此只有薄層生物介殼覆蓋在遠(yuǎn)洋沉積之上。

需要指出的是，筆者將大洋島弧(圖3-c)和海底高原熱點(diǎn)(圖3-d)等2類蛇綠巖也歸入了“洋殼蛇綠巖基底”，因?yàn)檠笈柙陉P(guān)閉過程中，在洋盆不同構(gòu)造部位形成的原始有序地層，包括在洋中脊、深海平原、洋島海山(海底高原熱點(diǎn))、洋內(nèi)弧、海溝、弧間盆地、弧后盆地等形成的火成—沉積序列，最終均以混雜巖或增生雜巖的形式在俯沖造山帶保存。為了從混雜巖或增生雜巖中恢復(fù)出原始的有序地層序列，就產(chǎn)生了洋板塊地層學(xué)(Ocean Plate Stratigraphy)。但迄今為止中國蛇綠巖研究專家仍不把“大洋島弧(洋內(nèi)弧)”和“海底高原熱點(diǎn)(OIB洋島)”歸入蛇綠巖，也不接受Dilek和Furnes(2011)及Pearce等(2014)的蛇綠巖分類方案。實(shí)際上，筆者主要討論俯沖造山帶洋板塊地層學(xué)，因此蛇綠巖詳細(xì)的歸類與劃分問題并不影響洋板塊地層的恢復(fù)。

增生造山帶洋板塊地層究竟是由薄層失序的混雜巖組成還是由厚層連續(xù)的濁積砂巖組成，可以用一個(gè)簡單的模型進(jìn)行說明：阿拉斯加麥克休混雜巖為洋內(nèi)俯沖成因，由俯沖產(chǎn)生的剪應(yīng)力集中在俯沖邊界貝尼奧夫帶很窄的范圍內(nèi)，且遠(yuǎn)離大陸或海山等物源區(qū)，因此俯沖板塊上覆的遠(yuǎn)洋沉積也很??；相比之下，增生帶具有厚層復(fù)理石沉積的洋板塊地層一般發(fā)育在弧—陸碰撞帶的山脈隆升區(qū)域，此處板塊邊界的剪切應(yīng)力可向下貫穿幾千米，又有充足的物源，因此厚層濁積砂巖易在弧—陸碰撞帶形成連續(xù)的增生。

2.2 海山和大洋高原

洋島、海山和大洋高原的洋板塊地層通常由遠(yuǎn)洋沉積、半遠(yuǎn)洋沉積和陸源沉積3部分組成。海山頂部一般為淺水碳酸鹽沉積，海山邊坡側(cè)翼主要為半遠(yuǎn)洋的火山巖碎屑和碳酸鹽巖碎屑沉積，海山坡腳處為硅質(zhì)泥巖和頁巖沉積，向深水區(qū)過渡為遠(yuǎn)洋硅質(zhì)沉積(圖 4)。海山和大洋高原沉積之下的玄武巖類型也各不相同，坡腳和基底為洋中脊玄武巖(Mid-Ocean Ridge Basalt，MORB)，海山頂部及斜坡側(cè)翼為大洋高原玄武巖(Ocean Plateau Basalt，OPB)和洋島玄武巖(Ocean Island Basalt，OIB)。

海山玄武巖的研究起源于日本西南部的“秋吉地體”?！扒锛伢w”是位于西太平洋板塊內(nèi)的一個(gè)增生型海山(Sano and Kanmera，1991)，主要由石炭系厚層礁灰?guī)r和下伏堿性洋島玄武巖組成(圖 4)。

圖 4 據(jù)日本“秋吉地體”重建的海山洋板塊地層模式(據(jù)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)

中亞造山帶(CAOB)內(nèi)許多增生型海山與“秋吉地體”的洋板塊地層組成基本一致(Dobretsovetal.， 2004;Safonovaetal.， 2008)。中亞造山帶30多處增生楔雜巖體內(nèi)保留有大洋高原玄武巖(OPB)和洋島玄武巖(OIB)的殘留海山碎片(Safonova，2009)、碳酸鹽巖帽，斜坡、坡腳亞相和深水大洋沉積。碳酸鹽巖帽由厚層微晶灰?guī)r組成，含生物化石；斜坡亞相主要包括成層性差的灰質(zhì)泥巖、鈣質(zhì)和泥質(zhì)礫巖、角礫巖；坡腳和深水大洋沉積主要由泥巖、硅質(zhì)頁巖和條帶狀硅質(zhì)巖等遠(yuǎn)洋互層沉積組成(圖 4)。

位于俄羅斯阿爾泰地區(qū)北部的“卡通地體”(Katun Accretionary Complex)也是由玄武巖和沉積巖組合構(gòu)成的古海山，其洋板塊地層組成包括： (1)海山之上的碳酸鹽巖帽；(2)海山斜坡亞相的角礫狀碳酸鹽—硅質(zhì)巖—泥巖組合；(3)海山坡腳亞相玄武巖—硅質(zhì)巖—泥巖組合。褶皺區(qū)海山常因構(gòu)造變形及洋殼物質(zhì)與大洋地層沉積的混合，導(dǎo)致其洋板塊地層的識別與重建比較困難。

褶皺帶海山洋板塊地層識別的重要性表現(xiàn)在： (1)由于增厚的洋殼具有更大浮力，所以在俯沖過程中會更容易保存在增生帶；(2)體積足夠大的海山滯留在俯沖通道的可能性會較大，其結(jié)果使得增生作用加強(qiáng)；(3)可通過對與玄武巖伴生的沉積巖分析，獲得玄武巖的年齡；(4)洋島玄武巖可用來指示與地幔柱活動相關(guān)的板內(nèi)動力學(xué)背景(Safonova，2009;Safonovaetal.， 2011)。同時(shí)，通過對組成大洋海山的初始裂谷期洋島玄武巖巖墻的地球化學(xué)分析，得以了解古海洋的初始擴(kuò)張機(jī)制；通過海山玄武巖(OPS)地球化學(xué)分析，可以了解古海洋的增生、碰撞及關(guān)閉過程。大、中型海島、海山和海底高原的增生過程會使大量的玄武巖聚集在活動大陸邊緣，從而促進(jìn)大陸更快地生長(Mann and Taira，2004;Utsunomiyaetal.， 2008;Safonovaetal.， 2011)。

3 洋板塊地層的失序破壞

洋板塊地層是洋板塊從洋脊向海溝運(yùn)動過程中形成的。俯沖增生過程中，洋板塊地層經(jīng)歷了沉積、底辟和構(gòu)造運(yùn)動，原生的沉積序列失序混合而成為增生體的一部分。隨后長時(shí)間、遠(yuǎn)距離運(yùn)動的洋板塊地層在海溝邊緣處與俯沖洋板塊發(fā)生拆離滑脫，拆離滑脫面始于濁積巖，并逐漸向位于增生楔末端的硅質(zhì)頁巖傳遞。

日本石炭紀(jì)—白堊紀(jì)增生雜巖是古太平洋板塊向亞洲大陸俯沖、增生過程中，洋板塊地層發(fā)生刮擦、底侵、逆沖等構(gòu)造過程并遭受破壞和混合作用而形成的。拆離滑脫作用常發(fā)生在半深海硅質(zhì)頁巖和P-T(二疊系—三疊系)邊界碳質(zhì)泥巖層中(圖 5)。拆離滑脫作用早期發(fā)生在洋板塊地層上部的半遠(yuǎn)洋硅質(zhì)頁巖中，滑脫面之上的洋板塊地層的最上部濁積巖單元拆離后發(fā)生構(gòu)造疊加，形成了美濃構(gòu)造帶白堊系以濁積巖為主的連續(xù)型增生雜巖。隨著拆離滑脫作用的持續(xù)發(fā)育，滑脫面向下延展至洋板塊地層中上部P-T交界處的黏土巖層，硅質(zhì)巖、硅質(zhì)頁巖和濁積巖層序被拆離后發(fā)生構(gòu)造疊加，形成犬山構(gòu)造帶侏羅系由透鏡狀砂巖巖塊和鱗片狀頁巖基質(zhì)組成的不連續(xù)增生雜巖。當(dāng)滑脫作用進(jìn)一步向下拓展至洋板塊地層下部時(shí)，海山灰?guī)r和玄武巖發(fā)生拆離，形成石灰?guī)r—玄武巖組合型混雜巖。海山灰?guī)r和玄武巖的拆離滑脫機(jī)制比較特殊，即海山灰?guī)r與洋板塊一起俯沖時(shí)一般不發(fā)生形變，因此在底侵過程中石灰?guī)r和玄武巖一般被增生到增生楔底部(Yamazaki and Okamura，1991)。侏羅系玄武巖增生雜巖發(fā)生從葡萄石—綠纖石到綠纖石—陽起石相變質(zhì)作用，這種變質(zhì)程度也是海山經(jīng)歷充分俯沖才能達(dá)到的(圖 5)。

洋板塊地層沿滑脫面與洋板塊分離，因刮擦和底侵作用在亞洲大陸邊緣聚積增生： 拆離滑脫作用早期發(fā)生在半遠(yuǎn)洋硅質(zhì)頁巖中，此時(shí)洋板塊地層最上部濁積巖單元被拆離并發(fā)生構(gòu)造疊加，形成美濃構(gòu)造帶白堊系增生雜巖;當(dāng)滑脫作用發(fā)育在洋板塊地層中上部P-T交界處時(shí)，泥巖、硅質(zhì)巖、硅質(zhì)頁巖和濁積巖層序被拆離發(fā)生構(gòu)造疊加，形成犬山構(gòu)造帶的侏羅系增生雜巖;當(dāng)滑脫作用發(fā)育在洋板塊地層下部時(shí)，石灰?guī)r和玄武巖通過底侵作用發(fā)生拆離和增生，形成石灰?guī)r—玄武巖組合型混雜巖圖 5 洋板塊地層的形成和失序破壞過程(據(jù)Wakita and Metcalfe，2005)Fig.5 Formation and disordered processes of Ocean Plate Stratigraphy(after Wakita and Metcalfe，2005)

南美巴巴多斯增積楔上部的半深海泥巖中也存在大型構(gòu)造滑脫面，斷層滑脫面向下可延伸到P-T邊界泥巖處。增生物質(zhì)主要來自洋板塊地層的上部和中部，P-T邊界泥巖被刮擦進(jìn)入增生楔的量相對較少(Labaumeetal.，1995)。

4 結(jié)論

1)洋板塊地層是洋板塊從洋脊向海溝運(yùn)動過程中形成的，洋殼基底的不同構(gòu)成、不同大洋擴(kuò)張速率和巖漿補(bǔ)給速率條件下的洋殼類型、組成及變化特點(diǎn)各異，因此洋板塊地層的組成也不是固定不變的。不同類型和組成的洋殼經(jīng)過俯沖增生，都有可能部分保存在增生造山帶中，但試圖在增生造山帶中尋找到1個(gè)完整的洋板塊地層的蛇綠巖序列非常困難，甚至是不現(xiàn)實(shí)的。

2)洋板塊地層沿滑脫面與大洋板塊分離，因刮擦和底侵作用在大陸邊緣聚積增生。俯沖增生過程中，洋板塊地層經(jīng)歷沉積、刮削拼貼、底辟和構(gòu)造運(yùn)動，原生沉積序列失序、混合成為增生體的一部分。拆離滑脫作用早期發(fā)生在洋板塊地層上部；隨著拆離滑脫作用的持續(xù)，滑脫面向下延展至洋板塊地層中部；當(dāng)滑脫作用進(jìn)一步向下拓展至洋板塊地層下部時(shí)，海山灰?guī)r和玄武巖發(fā)生拆離，形成石灰?guī)r—玄武巖組合型混雜巖。