印度洋盆是如何打開的

① 太平洋的洋盆是怎麼形成的

太平洋是世界上最大的海洋，佔全球面積的32%，是世界海洋總面積的46%。它的面積比世界所有陸地面積之和還要大得多。按照順時針方向看，太平洋與南極洲、澳大利亞、印度尼西亞群島、馬來半島、中國、西伯利亞、北美洲和南美洲接界，至於太平洋西南界的劃分問題，科學家們還有不同的認識。

麥哲倫從東到西，橫渡太平洋的航行，加快了人類對太平洋的探索速度。在這些探索之中，人們最為關心的問題之一，就是太平洋洋盆是怎樣誕生的。

在19世紀之前，人們對海洋的認識極為膚淺，只是從宗教文化中提出過各種海洋起源的假說。直到半個多世紀前，進化論創始人達爾文的兒子——小達爾文，提出地球上最大的窪地——太平洋洋盆是月球甩離地球後留下的痕跡。「月拋說」理論，首次被這位英國天文學家提出來了。小達爾文通過自己的研究提出的理論是，除太平洋之外，其他大洋底部在玄武岩上覆蓋了一層較輕的花崗岩，而太平洋底部則缺少這層花崗岩。這位天文學家提出這樣的問題，太平洋的花崗岩岩層到哪裡去了呢?於是，他提出了大膽的假說，月球原是地球的一部分，月球被拋出之後，便形成了太平洋洋盆。後來，前蘇聯發射宇宙飛船到月球周圍進行觀測，查明月球上沒有顯著磁場，這給「月拋說」有力的支持。但是，當人類登上月球之後，才發現月球上的岩石並非都是花崗岩類。這樣一來，太平洋洋盆起源於月球飛出的說法，也就不能成立了。

科學在發展，人們的認識也在由淺到深。計算表明，大陸的平均高度約800米，大洋平均深度約3800米，二者相差4600米。近代研究成果告訴我們，海陸的區分並不是地球表面偶然的起伏不平，而是由地殼組成的根本差異所決定的。陸殼質輕而浮起，洋殼質重而陷落。所以，要解開太平洋洋盆形成之謎，必然就要涉及洋殼的形成和演化問題。

洋殼形成與演化問題，仍然是科學家們研究的問題。一些學者認為，構成洋盆的洋殼早在地球形成初期就已經形成了，大陸則是後來形成並逐漸增生擴大的。現代各大洋盆地便是大陸增長以後原始大洋的殘留部分。這是一個比較古老的學術思想。後來的學者們並不贊同這種說法。最有代表性的學者是奧地利的修斯。他認為，中生代中期前曾經存在岡瓦納超級大陸。這個學術思想被後來的大陸溧移說創始人魏格納進一步理論化。他認為，全球所有大陸都曾相互連接，構成統一的聯合古陸。這就是說，在大約2億年前的中生代，大西洋和印度洋均不存在，隨著大陸漂移，後來形成了新生大洋。在地質歷史上，2億年是相當年輕的時代。這種看法，當時並沒有更多的證據，到了20世紀60年代之後，隨著深海鑽探工作的開展，特別是「格洛瑪?挑戰者」號獲得了大量世界各大洋海底岩芯資料，進一步證明了大西洋和印度洋的洋殼確實不老於中生代。人們可以得出這樣的推斷，構成洋盆底部的地殼並非形成於地球生成的初期；目前人們所見的洋殼的年齡都不超過地球年齡的1／20。

20世紀60年代後，人們根據海底擴張和板塊構造說，對洋盆的生成提出了新的認識。這種理論認為，大約在2億年前，地球上只有一個大陸，那就是聯合古陸；只有一個大洋，那就是古太平洋。大西洋和印度洋是聯合古陸破裂解體後的產物。2億年前的中生代，地球上的陸地與今天有很大不同，原先連在一起的美洲與歐洲還有非洲之間，出現了一道長長的大裂口，這就是新大洋的雛形。隨後，由於地幔物質沿這道裂口不斷湧出，冷凝成新的洋殼。古太平洋的海水，從裂縫中涌進新生的洋盆中，形成頗似今日非洲與阿拉伯半島之間的紅海景象。新的地幔物質被推出裂口，新洋殼不斷形成擴展，老洋殼被推向兩邊，洋盆不斷加寬。美洲陸塊、歐洲陸塊，還有非洲陸塊互相分離，漸漸漂移到今天的位置。大西洋和印度洋也就在這種陸海變遷中從無到有，從小到大，變成了今天的模樣。科學家所獲得的深海鑽探資料告訴我們，北大西洋洋盆只有17億年，南大西洋和印度洋洋盆為13億年，北冰洋的幾個洋盆則可能更短些。

從古太平洋到今天各大洋的形成，似乎很難解釋太平洋洋盆的起源問題。現代太平洋的前身，是圍繞聯合古陸的古太平洋；就是說，2億多年前地球上統一大洋的面積要比今天的太平洋大得多。當大西洋和印度洋擴張增大，美洲和歐亞大陸等向太平洋方向漂移時，太平洋的面積是在減少。太平洋四周的海溝便是周圍大陸掩覆太平洋邊緣老洋底的地方，或者說，是老洋底消亡的場所。而在太平洋的中部洋底，那條太平洋中脊正是產生新洋殼的地方，它在不斷生長和擴張。太平洋洋殼一邊在生長擴張，一邊又在消亡，就好像是一條傳送帶，不斷地在更新著。今天，我們是否可以這樣認識太平洋的洋殼：和大西洋和印度洋相比，太平洋是一個換過底的舊臉盆；太平洋是古老的，它是古太平洋遺留下來的，但是太平洋的洋底卻是年輕的；古老的太平洋洋殼早已消失。

② 印度洋是怎麼形成的

印度洋板塊形成於九千萬年以前的白堊紀，自非洲東部的馬達加斯加分離，每年向北漂移15厘米，大約在五千到五千五百萬年以前的新生代的始新世時期和亞洲撞合，這一時期，印度洋板塊移動了約二千到三千公里距離，比已知的任何板塊移動的速度要快。
運動情況
歐亞板塊南緣，沿印度與尼泊爾剪切帶（orogenic belt），由沉積物擠壓凸起，形成了青藏高原和喜馬拉雅山脈。GPS測量表面，印度洋板塊向東北每年移動5厘米，而歐亞板塊每年向北移動2厘米，因此導致歐亞板塊變形，而印度洋板塊每年被壓縮4毫米。
成因
由於大洋中脊軸部或裂谷帶多為各大板塊之間的邊界，這里淺源地震、火山活動頻繁。根據海底擴張學說，地幔岩漿在大洋中脊處上升並固結，生成大洋地殼，較老的地殼被推向兩側，使洋盆面積不斷擴張。據推算，寬達1.5萬公里的太平洋僅需1.5億年左右即可形成。
當移動的大洋板塊與大陸板塊相撞擊時，其前緣俯沖到大陸板塊之下，形成深海溝。因地幔岩漿的上升作用不僅發生於海洋，也在大陸深處進行，導致大陸發生破裂，形成地溝，處於兩側地殼向外擴張和產生新洋殼的前夕，可視為胚胎型大洋。進而發展，即會產生海水灌入，並不斷向兩側擴張推移，這就是洋殼形成的幼年期，如紅海和亞丁灣。
新洋殼的不斷生成必須伴有老洋殼的破壞與消亡，如地中海則代表大洋發展的終結期，這個在中生代即存在的海盆，由於非洲和歐亞板塊的相對運動，曾一度被封閉，成為內陸大沙漠，後因直布羅陀海峽被沖破，大西洋水復灌入地中海，但其面積遠小於古地中海。太平洋則因洋盆邊緣收縮速率大於海隆的擴張速率，也使其處於整體收縮過程中。

③ 洋盆具有關（閉）、並、轉的演化趨勢

沿著歐亞大陸和岡瓦納大陸之間發育的中生代特提斯，黃汲清、陳炳蔚（1988）謂稱中特提斯，J.Stocklin（1974）和Segör（1984）叫作新特提斯，它的南支扎格羅斯－雅魯藏布江洋迄今並未完全閉合，除印度陸塊與歐亞陸塊拼接地段於中生代末、新生代初閉合外，印度陸塊西部阿拉伯海中有其潛沒的俯沖帶；在阿曼灣，阿拉伯陸塊與歐亞陸塊之間仍有殘留洋存在（J.Boulin,1991）。因此，阿拉伯海和阿曼灣都屬於中特提斯的一部分。且在阿拉伯海由於擴張脊已俯沖消減，洋盆已停止擴張，現今殘留的阿拉伯板塊的洋殼部分顯然已與印度洋連為一體，進行了歸並。印度陸塊東部沿安達曼群島—蘇門答臘—爪哇—帝汶島一線，印度洋洋殼和澳大利亞板塊向歐亞板塊的俯沖，實際上是中特提斯洋洋殼俯沖的繼續，這里也可能存在中特提斯洋向印度洋的歸並（圖1-1）。當印度洋、阿曼灣閉合後，在同一閉合帶上就會出現洋盆閉合不一的狀況。大洋盆地因洋內俯沖作用，部分地域被洋內火山弧圈閉而轉入邊緣海，如菲律賓海。最近據台灣省陳中華博士介紹，在呂宋島發現有早期洋內初始島弧，認為中國南海當初與菲律賓海相連，同屬於太平洋的一部分，只是後來呂宋島向北移動而將南海與菲律賓海隔離開來。展布在小高加索一帶的中生代特提斯，不僅是古特提斯的延續，而且向西它歸並到中生代新形成的特提斯洋中，形成新特提斯洋的北支。早古生代末沒有閉合的古大西洋南段，在晚古生代可能也歸並到古特提斯洋中，古特提斯洋閉合後在美國東南部形成近東西向海西褶皺帶，這可作為洋盆歸並、轉化的古代實例。

上述情況表明，一個洋盆的發展具有關、並、轉，承前啟後，長期而復雜的演化歷史，這使得大陸造山帶的形成演化變得更為復雜多變，其構造演化史的重塑也變得愈加困難。

④ 在大洋盆地，典型的洋殼由哪幾個基本結構組成，各結構層的地政波速與岩石特徵如何

大洋構造環境
大洋構造環境相(與俯沖作用無關)包括洋脊,海山,洋底高原,轉換斷層(將在後面討論).如何從小洋盆軸向地區形成的洋殼殘余中識別沿廣闊洋盆的邊緣形成的洋殼仍是一個重要的問題,在包括加勒比海和地中海東部在內的復雜微陸塊區仍表現為重要課題.正如以前所注意到的洋殼和洋中脊形成的地幔物質與造山帶中保留下來的重要物質相比保留下來的機會較低,僅在俯沖帶/增生雜岩中保留下小碎塊,這些被認為是殘余體,如最近鑽探證明了西太平洋存在侏羅紀洋殼.以前這種年齡的洋殼應廣泛存在,現在僅在太平洋邊緣造山帶中有少量殘存.
近緣洋殼構造相
形成於被動邊緣的洋殼物質被大洋中脊型物質推擠覆蓋,以陸緣或半深海沉積物為主.現在的大型大西洋洋盆邊緣洋殼被近公里厚的陸緣沉積物覆蓋,這些沉積物由於地熱變化或當洋脊從被動陸緣移開時彎曲而沉降.相對而言,小洋盆的覆蓋物相對較薄,多遠洋,半遠洋物質,富含有機質或硅質.實例有現代的加里弗尼亞灣和紅海地區.
擴張洋脊構造相
擴張洋脊構造相(與俯沖作用無關)以洋中脊型噴出岩,含金屬的沉積岩和遠洋沉積物伴隨熱沉降被沉積於CCD線以下的非鈣質沉積物覆蓋為特徵.岩漿供應速度遠大於擴張速度的擴張洋脊基本上不發生沉陷;擴張量超過岩漿供應的地區脆性地殼擴張和正斷層作用會產生陷落洋脊.在這種情況下,遠洋沉積會直接覆蓋於斷層噴出岩或深成岩之上.在造山帶沉降洋脊構造相與推移洋殼破碎帶不易區分.洋殼與蛇綠岩的詳細研究得益於通過洋殼的鑽探.
深海平原構造相
洋殼在冷卻和中脊擴張時都會發生沉降作用,大面積沉降使底面平整而形成深海平原.現在的深海鑽探已穿透了洋脊基底之上的深海平原沉積.開始是基底之上的基底型含金屬沉積物,先是被碳酸質覆蓋,然後是沉積於CCD線之下的非碳酸質沉積.水下翻湧和沉積很厚的地區生物沉積物很豐富.細粒陸緣沉積物主要由低密度碎屑流和風力作用加入,局部是由底流再沉積產生.然而一些深海平原遠離構造不活動區,如東Ninety洋脊,Valvis洋脊,Rio Grande Rise(高地)和印度洋東南,那些地區的壓縮變形是活動型的,也有一些板內火山作用發生.在造山帶,深海平原沉積一般都有保存,作為俯沖或增生雜岩中的推覆體或拉開塊體與洋脊型洋殼結合在一起.
海山構造相
火山島弧和海山的形成是異常熱流和地幔柱活動的結果.大洋板塊通過熱點時,火山型山鏈就產生了.海山與同時代的擴張中心或遠或近.低緯度區,高度達到海平面的海山被碳酸鹽岩覆蓋,接著是熱沉降形成環礁.這種構造相以厚層板內型玄武岩或其分餾產物為特徵.這些塊體與邊緣碎屑堆接觸,有些堆積在彎曲的海底環型山之上.層狀火山灰,火山碎屑岩和濁積流可能延伸到很遠的地方,緊接著的火山作用演化可從海洋鑽探的岩芯和地震層析推論.低緯度區的這種火山岩被淺水碳酸鹽岩覆蓋,然後是深水遠洋沉積(當海山沉積到CCD線以下).現在的海底高原一般形成於白堊紀,包括大西洋,印度洋,加勒比的 Ontong—Jave,Kergueden 和Stroken的洋脊單元化學成分表現為從近MORB型過渡到富集型.造山帶中,海底高原可能被分成散片而消失.從增生的海山中區分洋殼高原碎片的標准如下:(I) 海山包括大量火山碎屑的斜坡倒石堆,而海底高原主要有塊狀玄武岩組成;(II) 海山的化學成分可能表現為富集型趨勢,而海底高原可能接近於 MORB型;(III) 海底火山之上的沉積蓋層相對一致單一,而海底高原有各種沉積物,表現為相對較快的熱沉降史.海山和海底高原有較高的殼根,相對於MOR殼有更大保存下來的可能性.在日本和Kurile地區,海山被俯沖作用帶到海溝,擠壓破碎,然後發生俯沖,部分發生增生.洋底高原在增生到陸緣以前可能進行過洋內碰撞變形和與岩漿有關的擴張作用.海山的許多碎塊確實在許多陸地上的增生雜岩中發現,包括日本的西南部和美國西部的弗朗西斯科雜岩.
大陸塊體構造相
白堊紀澳大利亞北部邊緣在裂陷和擴張過程中,部分碎塊被從大陸上分解下來,碎塊可能在隨後的漂移過程中漂移到了大洋;有些被增生在增生帶中.所有這些碎塊最後都可能作為推覆岩片或岩塊定位與造山帶中.一般與源於洋殼的物質共同出露.可能的碳酸鹽岩建造沉積蓋層很容易被增生,要麼就被俯沖消失,特別是當這些地殼在早期裂谷階段被強烈拉伸了的.在地殼強烈擴張區,被動陸緣被分成碎塊的可能性很大,這時,伸展的被動陸緣的外邊界和洋殼首先焊合在一起, 一般後期的伸展作用不可能把它分開,除非相接地殼發生再次的沉降,其結果就是陸地上分出小塊體,隨後漂移到大洋新的擴張脊之前,就位於遠離陸緣的地方.大陸塊體可能會被走滑作用從陸緣切割下來,與弧後裂谷同時形成.在Seychelles 中的大陸碎塊包括Rockall和 Mascaran 高原的一部分.進一步工作可能會在大洋中發現仍然存在的大陸塊體.
大陸塊體構造相以有裂谷前基底,低緯度區覆蓋淺水台地型碳酸鹽岩為特徵.這些碎塊由陸殼組成,只表現為有限的沉降.大陸碎塊被狹窄的被動邊緣包圍.如果陸殼下降到CCD線之下將會沉積有遠洋相;如果陸殼增生到活動陸緣,序列將以碎屑岩或濁積岩而終結,它們堆積在狹窄的深海槽或俯沖海溝環境中.
2 俯沖構造背景
俯沖環境中能被區分的構造相有:俯沖帶上形成的蛇綠岩,大洋火山弧,弧後邊緣盆地,弧前盆地和海溝/增生雜岩等.理論上認為活動邊緣的構造方式有多樣性,當代相對應的環境只認識了一部分.
1上俯沖帶的蛇綠岩構造相
許多大型的蛇綠岩被廣泛認為是在洋殼俯沖的早期階段形成.大洋地幔和岩石圈岩石與上俯沖帶蛇綠岩相似,Mariang--Bomin前弧即為一例.特別的是高鎂安山岩(玻古安山岩)和板狀岩牆都出現在弧前抬升部位,包括Bonin島的Chichiping和Guam.高鎂安山岩被認為是由衰減地幔含水重熔形成的.弧前蛇綠岩被假設為短期擴張作用的產物,一般在新產生的洋殼沉降帶,優先於穩定狀態的島弧火山作用.隨沉降的發生,先存物質發生褶皺,緊密的岩石圈彎曲抬升,產生300公里寬的擴張組構,後來的俯沖作用使島弧火山堆積物被混雜在前期形成的上俯沖帶岩石圈中.近來的深海鑽探表明弧前和島弧火山岩事實上被快速覆蓋,酸性火山岩在Bonin,Mariana, Tonge島弧的弧前區出現.
現在海洋中還沒有任何活動性弧前擴張作用過程證實這些形成過程一定被保存在一個擴張性邊緣.
理想的上俯沖帶構造相包括一個完整的蛇綠岩組合.有高虧損的地幔方輝橄欖岩,板狀岩牆雜岩,IAT型或高鎂安山岩噴出岩,酸性噴出岩和高層位的侵入岩可以發現,特別是島弧火山物質發生的後期作用.理想的上俯沖帶蛇綠岩被遠洋或火山源的深海沉積物覆蓋,蓋層中薄層大洋島弧單元可能存在.如俯沖帶繼續發展,島弧將再次生成.
2,2 大洋島弧構造相
大洋島弧構造相作為火山島弧的特例在西太平洋存在,如Tonga島弧.這些地區大多為基性安山岩,裂隙式噴發岩和火山碎屑岩次之.常見有凝灰岩,在外圍,Tonga島弧中新世到中新世末在進行著擴張作用,經上新世—第四紀的進一步拉伸擴張形成Lau盆地.晚期Tonga島弧台地的作用,產生了Tofua 火山島弧,島弧裂陷形成Lau盆地後其火山成分和沉積模式發生了變化,中心的火山玻璃質來源於Tonga島弧,在島弧的演化過程沒有多大的地質意義.現在大洋島弧的基底並不很清楚,然而,造山帶中的一些證據表明,根部一般是上俯沖帶型的蛇綠岩,造山帶中移位的蛇綠岩基底包括印度北部Ins縫合帶,中生代Dras島弧雜岩,Nova Scotia古生代Thelford Mines雜岩.
2,3陸緣弧構造相
陸緣弧構造相以厚達千米的中酸性火山岩為特徵,與火山碎屑—陸源沉積岩互層,下部發育的大陸地殼被花崗岩基穿切.
2,4弧前盆地構造相
人們認識的弧前盆地主要有兩種;一種是與大陸邊緣有關的弧前盆底;而一種是與大洋有關的弧前盆地.大陸邊緣島弧的弧前盆地從很寬到很窄不等.陸源火山碎屑岩,凝灰質深海沉積共生是陸緣弧前盆地的特徵.這些弧前盆地有很深也有很淺,甚至部分暴露.洋內弧前盆地一般由遠洋和火山沉積(包括凝灰岩)組成,常有張性斷裂活動和沉陷的特徵.Izu—Bonin和Tong弧前盆地為這種例子.弧前盆地常經歷垂向運動,這些盆地以上俯沖帶蛇綠岩為底板(如前所述),包括島弧型地殼和增生的大洋物質,這些蛇綠岩冷侵位與太平洋小塊蛇綠岩共生.
2,5俯沖/增生構造相
海溝增生雜岩主要有兩種類型:(i)陸緣型;(ii)洋殼型.俯沖/增生構造相有來源於深海鑽探的很好資料可研究海溝環境和陸殼的抬升雜岩.另一方面,一些活動性陸殼邊緣明顯的經歷了物質遷移的典型陸源海溝增生環境,洋殼和遠洋沉積被向上變粗變厚的濁積碎屑序列覆蓋.理想的俯沖帶雜岩增生的塊體向下變得年輕,海溝碎屑岩被連續的分開又增生.受底侵,逆沖,後沖作用的影響表現的很復雜.也有一些復雜性是由於各種不同的俯沖帶受海山或無震洋脊俯沖而形成,其它一些例子包括兩個俯沖帶三角形接合.與其它塊體碰撞有關的洋內碰撞俯沖帶有反極向,而且有洋脊俯沖.要認識現代大范圍的造山帶中海溝增生環境還有許多工作要做.陸殼邊緣的海溝增生雜岩主要由厚達千米的陸源碎屑為主的沉積序列組成.這些邊緣大洋火山弧趨於減薄,而且沉積以遠洋和火山源為主.兩種環境之間的海內斜坡也包括一些小的不穩定盆地,弧外高地可能被淹沒而在低緯度區被碳酸鹽岩台地覆蓋.完整的海溝增生構造相與俯沖作用有關,由俯沖岩片,大洋噴出岩塊,遠洋沉積,海溝型沉積組成.
2,6海溝邊緣碰撞構造相
這種構造相產生於被動陸緣與俯沖作用的海溝碰撞時,有大量的增生陸緣和深海平原沉積物,有一些次級的海溝型沉積物.這種環境出現於澳大利亞北部被動陸緣與Banda弧間,實際上許多移位的增生雜岩都包括形成於洋殼內部及與碰撞相關的物質的殘余.
2,7弧後盆地構造相
弧後盆地有兩種類型:(i)大陸邊緣型 與大陸鄰接,包括大陸碎塊的陷落體,如日本海或Rocca Verde.(ii)開闊海洋型 包括前期存在的島弧的的沉降,如Lau盆地或Shikoku盆地(西太平洋).
與陸殼邊緣緊連的邊緣盆地是洋殼被淹沒的邊緣部分,有陸源和火山源沉積岩沉積於邊緣盆地.半封閉邊緣盆地可能經歷過抬升和高的生物生長量,產生的富有機—硅質沉積依靠於大洋環境和營養的穩定性.陸內邊緣盆地的大洋基底源貌很少保存,若保存其上都有厚層的沉積蓋層.
大陸邊緣構造相以洋殼上覆蓋厚達千米厚的陸源/火山源,半遠洋/凝灰質沉積岩序列為特徵.
洋內火山島弧的大洋基底已有許多認識,一般來說,那兒沒有嚴格的擴張組構和地殼不規則增生.脊部抬升和增生不影響到它.上覆沉積物主要為火山源,包括火山凝灰岩和火山碎屑濁積流,含金屬沉積物.一般典型的洋內邊緣盆地開始有大量的與島弧分裂有關的火山作用,然後發展為向上變細的火山和半遠洋序列,主要受熱沉降和擴張作用控制.造山帶中移位的洋內和大陸邊緣地帶的弧後盆地可以通過以下特點區別:(i) 大陸邊緣地帶盆地包括伸展的陸殼和洋殼,而洋內弧只有伸展的早期島弧基底/洋殼;(ii) 大陸邊緣盆地可能與陸殼基底或更老的增生單元共生,而大洋弧後盆地新老島弧形成互層結構;(iii) 大陸邊緣盆地可能包括陸源和與大陸裂陷相關的沉積物,而洋內弧後盆地沉積物大多都是火山碎屑沉積產物.
一個棘手但很重要的問題就是如何區分移位了的大洋弧前和弧後盆地環境.它們在當代海洋中的差別不很明顯.弧前盆地的洋殼基底可能包括殘余的拉斑玄武岩,而弧後盆地的火山岩成分一般從島弧拉斑玄武岩到近CAB型.弧後盆地的沉積序列趨向於表現擴張開始後區域被動邊緣的沉降歷史,而後弧後盆地可能被支解,不同的地方沉降和抬升事件的特點不同,沉積序列主要為火山序列和凝灰質共存.
3 碰撞背景
構造相理論在碰撞環境的應用由於現代海洋的相關信息的缺少而受到影響.目前,構造相可以從出露於年輕造山帶中的對應實體來確定.碰撞環境中構造相的認識有一個明顯的尺度,這里只列出一些重要的構造相.
1洋內碰撞構造相
如太平洋西部的資料顯示,洋內碰撞是一種重要的地質作用,但在構造帶中還不能很清晰的鑒別出來,主要由於保存太少.地中海東部特提斯也不例外,洋內碰撞產物可能保存而被發現,雖然這種可能性在寬廣的太平洋中很大,仍需要進一步的努力來發現.
3,2殘余洋盆構造相
大陸邊緣沿碰撞帶的不協調性一般會留下鑲嵌狀洋殼或稱為殘余洋殼.它們大部分在碰撞前被填入陸源和火山源沉積物,殘余洋盆可能隨開始的碰撞存在數百萬年.當它們有機會保存下來,造山帶中的這種信息是很重要的.殘余洋盆的完整構造相以洋殼和碰撞前持續打開過程中形成的深海沉積物為特徵,這些單元會被厚層的碎屑和半遠洋沉積覆蓋.它們開始碰撞後累加於殘余洋盆,但早於最後的縫合帶,源區可能是周圍已經移位的單元,包括蛇綠岩,輸入主要在軸部沿走向在已經縫合的地區.殘余洋盆,下伏洋殼和開闊海洋沉積在最後縫合過程中將被俯沖,僅留下有爭議的碎屑沉積物或混雜岩推覆塊體,可追溯到碰撞或碰撞後時期,在最後殘余洋盆出露的僅為很少一部分,而且基本沒有岩漿作用的記錄.殘余洋盆的形成與碰撞在許多構造帶早期地史中扮演重要的角色.
3,3碰撞前擴張盆地構造相
理論研究表明在俯沖帶的最後階段,俯沖洋殼向下插入導致後卷和逆掩推覆板塊的擴張作用.這些波狀岩層影響到弧前和弧後地區,其它因素,包括可以得到的俯沖速率,建造,增生邊界的再次俯沖,可能導致上層板塊的擴張,火山弧存在與板塊上層的擴張作用都可能發生,引起的斷陷盆地可能利用了前期的薄弱帶.這類板塊上部伸展盆地在現在大洋的研究中沒有受到重視,但它們保存下來的可能性很高,而且在造山帶中是很重要的.這種構造環境只有在一個已知的俯沖帶形成盆地的過程中才能認識到全部與碰撞相關的構造環境.
3,4前淵構造環境
陸殼向下彎曲發生於以形成的推覆載荷之後.有兩種主要的類型,一種為前陸邊緣的盆地,推覆於陸源之上而拼合;第二種為弧後前陸盆地,沿活動陸緣向內擠壓.雖然理論上它在造山帶中很重要,但在有些地區沒有明顯的發展.模擬顯示前淵幾何形態受前陸許多特徵的影響,特別是地殼厚度和年代,如很活躍的地殼寬廣的前陸盆地等其它各種與推覆載荷有關的因素.前淵構造環境構造相可描述如下:
(i)與洋殼推移有關的前淵構造相
邊緣與前淵相關的洋殼推移體保存下來的很少,當代海洋中幾乎無明確的例子表明蛇綠岩正在移動.理想的與洋殼推移有關的前淵構造相可能由被動陸緣塌陷覆蓋深水沉積物的海槽—增生單元,最後為蛇綠岩推覆體.隨後的推移作用,被動陸緣沉積作用當陸殼碰撞沒有發生時再次發生作用,另一個資料顯示的當代洋殼與陸殼碰撞的環境為上新世到現在的台灣和附近地區,這里的碰撞作用伴隨的後沖斷層使增生邊界被逆沖,大陸西北和島弧西南與碰撞相關的前淵共同拼合.
(ii)與就位陸殼相聯合的前陸盆地構造相
另一種眾所周知的前淵構造環境即陸殼逆沖於前陸之上的前陸盆地.在這種背景下,陸緣沉積物從已形成的逆沖前緣運移到水下或陸地前陸盆地.一般前陸的范圍與逆沖載荷和彎曲影響有關,范圍從小小的下盤坳陷到印度Gangetic平原.
理想的與就位陸殼相聯合的前陸盆地構造相以厚達千米的很深的及向上變粗的碎屑序列為特徵.主要為陸緣碎屑與濁積流和滑塌沉積共生,形成與無序推覆和背式盆地相關的復雜體.
3,5背沖盆地構造相
背沖盆地在碰撞環境下扮演很重要的角色,大的沉積盆地可能形成於碰撞推覆活動帶.地中海東部希臘北部和阿爾巴尼亞南部就有一個新特提斯洋盆縫合的實例—Meso-Hellenic Through.這個長條形沉積盆地主要由Oligo-Miocene的淺水沉積物組成,厚度可達6千米,碳酸鹽岩佔主導地位.
3,6碰撞後拉伸盆地構造相
碰撞後許多造山帶表現有彌散型地殼伸展的證據,可能的動力是重力作用使造山帶陷落.這種陷落在有些地方是長期存在的.在這些地方的構造逃逸是一種減少造山帶應力的方法.其沉積物主要是陸緣近源物質.
3,7抬升相關的環境
抬升背景的構造相輪廓的認識早期主要集中在後期地殼的移位,而造山帶中真正的抬升數量和時代是不容易認識的,其作用過程從簡單的剝離作用過程到地殼加厚引起的抬升.地殼伸展和造山帶陷落引起的剝露,很少有證據說明這些過程(包括俯沖作用或碰撞作用過程)中缺少很密的岩石圈根,構造相中也不容易認識到,如前期的抬升帶可能只通過不整合接觸關系得到記錄.
4走滑構造背景
解譯構造帶關鍵的一方面就是如何認識走滑背景的問題.背景討論較多涉及垂直伸展和壓縮.在許多走滑背景下證實,定義一個在許多背景下都可能存在的構造相是可能的,但一般要認識它們是不容易的,而且依靠取得地區全部構造相演化的特徵.下面的總結是在造山帶識別走滑背景的難點.
當代活動性邊緣被認為經歷了一定程度的斜向走滑,任何東西向的大型走滑造山帶有一定的規則,在缺少實用的古地磁資料是很不易確定.美國西部則不然,那兒推斷有數千公里的走滑帶.大型走滑推移在造山帶中常被提出,但能特別精確的估計經常依靠模型的合理性.
走滑構造背景的主要內容將簡要在下面描述.重點說明在構造帶中的識別特點,勾描特殊的構造相模型是目的之一.走滑構造背景的構造相可被總結為如下幾個類型:(Ⅰ)被動陸緣的轉換斷層;(Ⅱ) 大洋轉換斷層;(Ⅲ)走滑型邊緣(與區域性板塊移位相關的);(Ⅳ) 斜向俯沖帶(碰撞前);(Ⅴ) 與碰撞相關的走滑帶;(Ⅵ) 縫合後走滑(包括拉分斷陷盆地).
1被動陸緣轉換斷層構造相
被動陸緣轉換斷層構造相很少有資料保存下來,幾乎當代海洋中沒有這種相關的實體類型可供研究.現在的轉換斷層包括死海和Aquaba灣,但很少有特徵能在造山帶變形斷裂中保存下來.轉換斷裂型被動陸緣一個經典的例子就是Guinea的大西洋海灣,在這兒斷裂型陸緣通過大范圍的沉積盆地與洋殼分開,有一個外圍邊緣脊,明顯的由大陸邊緣沉積物變形形成.轉換被動陸緣明顯有陡立的斜坡,經歷衰減沉降和與垂直升降邊緣有關的火山作用,轉換被動陸緣的鑒別特徵包括局部彌散型走滑變形和可能的具碰撞特徵的陸緣邊界單元,這些單元結構在組成上介於陸殼和洋殼蛇綠岩之間.
4,2大洋轉換構造相
開闊大洋轉換構造相有各種各樣的組構類型,從純走滑到轉換拉張或轉換壓縮.一個轉換斷層有侵入岩和基底岩石出露,它們很少被淺水的灰岩覆蓋,共生的沉積岩累積主要作為斜坡碎石或充填的深海沉積物.近來研究表明東Vema斷裂帶的水下脊—抬升的洋殼岩石圈的條帶被來源大洋的綠片岩相碎屑岩包括玄武岩,輝綠岩,輝長岩和蛇紋岩.現代的整體抬升導致了整體移動的產生.造山帶中蛇綠岩形成於狹窄但有垂向擴張的盆地內的很難從洋殼轉換斷層中區分開來,特別是蛇紋大理岩,可能形成於兩種背景下,而且大洋超鎂鐵質岩石出露於低速擴張的擴張軸和轉換斷層.下面的標准可用來區分這兩種不同的情況:(i) 裂陷擴張軸部以低角度剪切為主導,而轉換斷層基本為高角度甚至垂直剪切;(ii) 復合型構造碎屑轉換斷層中經常發生變形和局部循環,但裂陷擴張軸部的蓋層極少變形.
大洋破碎帶環境的構造相由高剪切的蛇綠岩基底組成,可能包括衰減地幔的方輝橄欖岩,高度侵入和破碎的板狀岩牆群.這種基底被基性噴出岩和火山碎屑岩覆蓋,主要來源於水下刮擦.理論上講,特殊的構造相模型可能從強烈的裂谷轉換斷層和基本無裂谷發育的轉換斷層的轉換擠壓及轉換拉張的各種特徵中建立起來,然而,幾乎沒有大洋轉換斷層能在造山帶中被鑒別出來,主要是由於它保存下來的機會太少,雖然眾所周知大洋斷裂帶在大洋盆地閉合過程中被移位到大陸邊緣的幾率很高.

⑤ 白松-池中洋盆與洋殼殘片

白松-池中洋盆中的玄武質岩石以潘擁一帶最為發育。潘擁枕狀玄武岩產於金沙江縫合帶東側的上三疊統曲嘎寺組（T₃q²）中，呈帶狀沿得榮-白松NNE向斷裂東緣分布。由於金沙江洋盆的打開時間和大洋俯沖方向尚有爭論，因此位於該縫合帶兩側的蛇綠岩值得深入研究。

（一）火山岩分布和岩相學

在得榮縣白松鄉潘擁村北約2 km處的公路邊發育一條露頭良好的玄武岩剖面（圖1-9）。玄武岩寬約120 m，傾向SE，傾角60°，由互層的枕狀玄武岩和塊狀玄武岩構成，其上為曲嘎寺組砂板岩系整合覆蓋。枕狀玄武岩中枕體約佔70%～75%（體積），枕徑為20～50 cm，定向排列，軸線產狀210°∠40°。枕體之間孔隙發育，膠結物主要由熱液蝕變礦物組硅化石英、綠簾石、綠泥石、碳酸鹽礦物等組成。

圖1-9 潘擁枕狀玄武剖面圖

無論是枕狀玄武岩還是塊狀玄武岩，岩石均具斑狀結構，基質為拉斑玄武結構，杏仁狀構造。斑晶以斜長石為主，輝石少量，大小為0.5～1.5 mm，含量約為10%～20%。斜長石、輝石廣泛產生綠泥石化、碳酸鹽化和次閃石化。杏仁狀玄武岩之杏仁體大小一般為0.5～1 mm，系由綠簾石、綠泥石、硅化石英、碳酸鹽等蝕變礦物充填，在枕體中約佔10%～15%。

（二）玄武岩地球化學

采自上述剖面的8件蝕變較弱的玄武岩的常量元素、微量元素和稀土元素全分析見表1-2。其中1件（XS-22）為塊狀玄武岩，其餘7件均為枕狀玄武岩。

圖1-10 潘擁玄武岩硅-鹼圖（a）和硅-鉀圖（b）

1.常量元素

從表1-2和圖1-10 可以看出，潘擁枕狀玄武岩岩石化學成分相當均一，w（SiO₂ ）為48.08%～49.92%，在厚達上百米的岩層中變化范圍只有1.84%。w（K₂ O+Na₂ O）為2.79%～3.63%，在硅-鹼圖上（圖1-10 a）位於亞鹼性岩區。就鹼質來看，岩石相對富 Na而貧 K，w（K₂ O）為 0.12%～0.35%。在硅-鉀圖上（圖1-10b）位於低鉀拉斑玄武岩系。w（Na₂O）雖然相對富集，含量為 2.67%～3.38%，但仍達不到細碧岩4%的含量界線，在硅-鹼分類圖上（圖1-11），仍位於玄武岩區。在各氧化物對w（SiO₂）變異圖上（圖1-12），顯示出各種主要組分的范圍變化都很小，w（Al₂ O₃）相差僅為 0.48%；w（MgO）相差為2.02%；w（TFe）相差 1.40%；w（CaO）相差稍大，為3.33%；w（TiO₂）相差0.28%。這意味著岩漿在上升噴溢過程中，未發生明顯的結晶分異。

圖1-11 潘擁枕狀玄武岩硅-鹼分類圖

表1-2 潘擁枕狀玄武岩常量元素、微量元素分析結果

圖1-12 潘擁枕狀玄武岩各氧化物-w（SiO₂）變異圖

圖1-13 潘擁狀玄武岩微量元素標准化分布曲線

2.微量元素

潘擁枕狀玄武岩的微量元素經標准化後其分布曲線見圖1-13。從圖中可以看出，岩石中強不相容的大離子親石元素（Ba、Rb、K、Th、Sr）高度富集，高場強不相容元素（Ta、Hf、Zr等）輕微富集，說明這些基性岩漿產生於輕微富集的地幔源區。Ta峰的形成是板內岩漿作用的特徵標志，與島弧岩漿作用中的Nb、Ta虧損特徵截然不同。

3.稀土元素

潘擁枕狀玄武岩稀土元素含量低，w（∑REE）為39.14×10 ^-6 ～47.73×10 ^-6；w（La）/w（Yb）比為1.24～1.77；標准化曲線呈水平形態（圖1-14），輕重稀土缺少分餾，反映了原生洋中脊地幔岩漿特徵。除個別樣品（XS-35）外，整個玄武岩層缺少Eu異常。δEu為0.93～1.15，說明岩漿從形成到固結都沒有發生斜長石的明顯分異。

圖1-14 潘擁枕狀玄武岩稀土元素球粒隕石標准化分布曲線

（三）玄武岩的形成時代

對塊狀玄武岩和枕狀玄武岩分別進行年齡測定，前者採用了K-Ar法全岩年齡測定，獲得231.95±6.12 Ma視年齡；後者選擇XS-35樣品中的斜長石斑晶進行單礦物⁴⁰Ar^-39Ar逐級蒸發法測定年齡，獲得231.3±6.7Ma坪年齡（圖1-15），與塊狀玄武岩的年齡完全一致，表明玄武岩形成於晚三疊世早期。

圖1-15 潘擁枕狀玄武岩斜長石⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年齡

（四）玄武岩形成的構造環境

w（FeO^*）-w（MgO）-w（Al₂O₃）三元圖（圖1-16）是判斷基性火山岩形成構造環境的一個有效圖解。在該圖中，潘擁枕狀玄武岩集中分布在洋底（脊）玄武岩區，反映其形成環境為擴張洋盆。在w（FeO^*）/w（MgO）-w（TiO₂）和w（Ti）-w（Zr）兩圖中（圖1-17a，b），樣品都落在MORB區，表明潘擁枕狀玄武岩是洋殼即蛇綠岩的組成部分。

圖1-16 潘擁枕狀玄武岩w（FeO^*）-w（MgO）-w（Al₂O₃）形成構造環境判別圖

圖1-17 潘擁枕狀玄武岩構造環境判別圖

（五）成因討論

1.地幔源區特徵

潘擁玄武岩的微量元素分布特徵表明，大離子親石元素（LILE）高度富集，高場強元素（HFSE）和Yb輕微富集。LILE作為地殼的特徵富集元素，具有高度的流體活動性，它們在玄武岩中的富集既可以通過同化殼源物質來獲得，也可以產生於地幔內部的流體交代事件。HFSE則不同，它們在地殼中屬虧損元素，在流體活動中顯示惰性特徵。因此，它們在基性岩漿中的行為更多地反映著地幔源區的特徵。在能反映地殼組分參與情況的輕稀土元素比值對高場強元素比值變異圖（圖1-18）上，潘擁枕狀玄武岩位於N-MORB型與E-MORB型（富集型）的連結線上，反映富集型源區特點。樣品點在N-MORB、E-MORB連結線上尚未到達混合線交點O，除了表明幔源富集程度較輕外，也排除了殼源物質參與岩漿過程的可能性，這與它們形成於洋中脊構造環境相吻合。

圖1-18 潘擁枕狀玄武岩（La/Sm）cn-w（Zr）/w（Nb）圖

2.熔融程度

在w（Zr）-w（TiO₂）二元圖中（圖1-19a），潘擁枕狀玄武岩位於富集源區15%熔體曲線處，表明這些玄武岩漿是由弱富集地幔岩經15%左右部分熔融形成的。在另一種高場強元素判別圖w（Nb）-w（Yb）二元圖上（圖1-19b），它們也落在15%左右的部分熔融區域內。

圖1-19 潘擁枕狀玄武岩源區熔融程度圖

⑥ 什麼是洋盆

在海底山脈的兩側，多為大洋盆地，深度一般在370O~6000米之間。大洋盆地中分布有孤立突兀的海台和較為平緩的海底高原。它們將整個大洋盆地分割成若干個海盆，較大的有：太平洋中的東北海盆和南太平洋海盆等。印度洋中的中印度洋海盆、西澳大利亞海盆和南澳大利亞海盆等；大西洋中的西歐海盆、維德角海盆和巴西海盆等；北冰洋中的南森海盆、加拿大海盆和馬卡羅夫海盆等。

⑦ 古亞洲洋發展過程

古亞洲洋是與大洋發育有關的造山帶。在這類與大洋發育有關的造山帶中,蛇綠岩因其對恢復古板塊構造格局、重建造山帶演化過程、深源成礦作用等方面研究帶來的重要信息,20餘年來,一直受到地質學界的重視,成為板塊構造和岩石圈動力學研究不可缺少的環節(肖序常,1995;趙宗溥,1984;張旗等,1998)。但是隨著對全球許多地區的蛇綠岩研究資料的積累,人們認識到現存的多數特提斯蛇綠岩只是大洋或邊緣海盆地閉合後古洋殼的殘骸記錄(Coleman R G.,1984;張旗,1994),正如地震層析成像填圖所證實(Marump,1994),絕大部分的大洋岩石圈已通過俯沖方式再循環重新回到地幔去了。因此,現今人們所觀察到的蛇綠岩所記錄的古構造演化史是不完整的和殘缺的。根據板塊構造和造山帶演化模式,這個過程包括大陸拉張階段(包括大陸裂谷階段)、洋盆擴張階段、俯沖階段、碰撞階段和碰撞後階段(張旗等,1999),通過火成岩構造組合的研究,識別各個階段火成岩組合特徵(產出時間、空間、來源和形成環境的特徵),並與蛇綠岩的信息結合起來,配合高精度的同位素測年和地質時間信息,就可以釐定出完整的構造-岩漿事件序列,恢復特提斯演化過程、構築造山帶演化歷史,也可為探討大陸/大洋岩石圈轉換、岩石圈深部過程、大陸動力學研究、成礦過程(肖慶輝等,1993)等提供有用的信息。

古亞洲洋的構造演化一直延續到晚古生代,沿南天山-北山-錫林浩特一帶於早石炭世和早二疊世先後閉合。沿索朗克爾-索倫山-西拉木倫一線的洋盆於晚二疊世初封閉,結束了古亞洲洋的演化歷史。按其發育歷史和構造位置,可大體分為阿爾泰-薩彥-蒙古-鄂霍次克構造帶,巴爾喀什-興安構造帶和烏拉爾-南天山構造帶等三個大的構造帶(圖7.9)。

圖7.13 古亞洲洋造山帶和太平洋造山帶交會地區大地構造示意圖(底圖轉引自Copy editor:Snu Yayun,2008,經修改)區域沉積構造(盆地、凹陷、凹陷群和坳陷)