印度洋盆是如何打开的

① 太平洋的洋盆是怎么形成的

太平洋是世界上最大的海洋，占全球面积的32%，是世界海洋总面积的46%。它的面积比世界所有陆地面积之和还要大得多。按照顺时针方向看，太平洋与南极洲、澳大利亚、印度尼西亚群岛、马来半岛、中国、西伯利亚、北美洲和南美洲接界，至于太平洋西南界的划分问题，科学家们还有不同的认识。

麦哲伦从东到西，横渡太平洋的航行，加快了人类对太平洋的探索速度。在这些探索之中，人们最为关心的问题之一，就是太平洋洋盆是怎样诞生的。

在19世纪之前，人们对海洋的认识极为肤浅，只是从宗教文化中提出过各种海洋起源的假说。直到半个多世纪前，进化论创始人达尔文的儿子——小达尔文，提出地球上最大的洼地——太平洋洋盆是月球甩离地球后留下的痕迹。“月抛说”理论，首次被这位英国天文学家提出来了。小达尔文通过自己的研究提出的理论是，除太平洋之外，其他大洋底部在玄武岩上覆盖了一层较轻的花岗岩，而太平洋底部则缺少这层花岗岩。这位天文学家提出这样的问题，太平洋的花岗岩岩层到哪里去了呢?于是，他提出了大胆的假说，月球原是地球的一部分，月球被抛出之后，便形成了太平洋洋盆。后来，前苏联发射宇宙飞船到月球周围进行观测，查明月球上没有显着磁场，这给“月抛说”有力的支持。但是，当人类登上月球之后，才发现月球上的岩石并非都是花岗岩类。这样一来，太平洋洋盆起源于月球飞出的说法，也就不能成立了。

科学在发展，人们的认识也在由浅到深。计算表明，大陆的平均高度约800米，大洋平均深度约3800米，二者相差4600米。近代研究成果告诉我们，海陆的区分并不是地球表面偶然的起伏不平，而是由地壳组成的根本差异所决定的。陆壳质轻而浮起，洋壳质重而陷落。所以，要解开太平洋洋盆形成之谜，必然就要涉及洋壳的形成和演化问题。

洋壳形成与演化问题，仍然是科学家们研究的问题。一些学者认为，构成洋盆的洋壳早在地球形成初期就已经形成了，大陆则是后来形成并逐渐增生扩大的。现代各大洋盆地便是大陆增长以后原始大洋的残留部分。这是一个比较古老的学术思想。后来的学者们并不赞同这种说法。最有代表性的学者是奥地利的修斯。他认为，中生代中期前曾经存在冈瓦纳超级大陆。这个学术思想被后来的大陆溧移说创始人魏格纳进一步理论化。他认为，全球所有大陆都曾相互连接，构成统一的联合古陆。这就是说，在大约2亿年前的中生代，大西洋和印度洋均不存在，随着大陆漂移，后来形成了新生大洋。在地质历史上，2亿年是相当年轻的时代。这种看法，当时并没有更多的证据，到了20世纪60年代之后，随着深海钻探工作的开展，特别是“格洛玛?挑战者”号获得了大量世界各大洋海底岩芯资料，进一步证明了大西洋和印度洋的洋壳确实不老于中生代。人们可以得出这样的推断，构成洋盆底部的地壳并非形成于地球生成的初期；目前人们所见的洋壳的年龄都不超过地球年龄的1／20。

20世纪60年代后，人们根据海底扩张和板块构造说，对洋盆的生成提出了新的认识。这种理论认为，大约在2亿年前，地球上只有一个大陆，那就是联合古陆；只有一个大洋，那就是古太平洋。大西洋和印度洋是联合古陆破裂解体后的产物。2亿年前的中生代，地球上的陆地与今天有很大不同，原先连在一起的美洲与欧洲还有非洲之间，出现了一道长长的大裂口，这就是新大洋的雏形。随后，由于地幔物质沿这道裂口不断涌出，冷凝成新的洋壳。古太平洋的海水，从裂缝中涌进新生的洋盆中，形成颇似今日非洲与阿拉伯半岛之间的红海景象。新的地幔物质被推出裂口，新洋壳不断形成扩展，老洋壳被推向两边，洋盆不断加宽。美洲陆块、欧洲陆块，还有非洲陆块互相分离，渐渐漂移到今天的位置。大西洋和印度洋也就在这种陆海变迁中从无到有，从小到大，变成了今天的模样。科学家所获得的深海钻探资料告诉我们，北大西洋洋盆只有17亿年，南大西洋和印度洋洋盆为13亿年，北冰洋的几个洋盆则可能更短些。

从古太平洋到今天各大洋的形成，似乎很难解释太平洋洋盆的起源问题。现代太平洋的前身，是围绕联合古陆的古太平洋；就是说，2亿多年前地球上统一大洋的面积要比今天的太平洋大得多。当大西洋和印度洋扩张增大，美洲和欧亚大陆等向太平洋方向漂移时，太平洋的面积是在减少。太平洋四周的海沟便是周围大陆掩覆太平洋边缘老洋底的地方，或者说，是老洋底消亡的场所。而在太平洋的中部洋底，那条太平洋中脊正是产生新洋壳的地方，它在不断生长和扩张。太平洋洋壳一边在生长扩张，一边又在消亡，就好像是一条传送带，不断地在更新着。今天，我们是否可以这样认识太平洋的洋壳：和大西洋和印度洋相比，太平洋是一个换过底的旧脸盆；太平洋是古老的，它是古太平洋遗留下来的，但是太平洋的洋底却是年轻的；古老的太平洋洋壳早已消失。

② 印度洋是怎么形成的

印度洋板块形成于九千万年以前的白垩纪，自非洲东部的马达加斯加分离，每年向北漂移15厘米，大约在五千到五千五百万年以前的新生代的始新世时期和亚洲撞合，这一时期，印度洋板块移动了约二千到三千公里距离，比已知的任何板块移动的速度要快。
运动情况
欧亚板块南缘，沿印度与尼泊尔剪切带（orogenic belt），由沉积物挤压凸起，形成了青藏高原和喜马拉雅山脉。GPS测量表面，印度洋板块向东北每年移动5厘米，而欧亚板块每年向北移动2厘米，因此导致欧亚板块变形，而印度洋板块每年被压缩4毫米。
成因
由于大洋中脊轴部或裂谷带多为各大板块之间的边界，这里浅源地震、火山活动频繁。根据海底扩张学说，地幔岩浆在大洋中脊处上升并固结，生成大洋地壳，较老的地壳被推向两侧，使洋盆面积不断扩张。据推算，宽达1.5万公里的太平洋仅需1.5亿年左右即可形成。
当移动的大洋板块与大陆板块相撞击时，其前缘俯冲到大陆板块之下，形成深海沟。因地幔岩浆的上升作用不仅发生于海洋，也在大陆深处进行，导致大陆发生破裂，形成地沟，处于两侧地壳向外扩张和产生新洋壳的前夕，可视为胚胎型大洋。进而发展，即会产生海水灌入，并不断向两侧扩张推移，这就是洋壳形成的幼年期，如红海和亚丁湾。
新洋壳的不断生成必须伴有老洋壳的破坏与消亡，如地中海则代表大洋发展的终结期，这个在中生代即存在的海盆，由于非洲和欧亚板块的相对运动，曾一度被封闭，成为内陆大沙漠，后因直布罗陀海峡被冲破，大西洋水复灌入地中海，但其面积远小于古地中海。太平洋则因洋盆边缘收缩速率大于海隆的扩张速率，也使其处于整体收缩过程中。

③ 洋盆具有关（闭）、并、转的演化趋势

沿着欧亚大陆和冈瓦纳大陆之间发育的中生代特提斯，黄汲清、陈炳蔚（1988）谓称中特提斯，J.Stocklin（1974）和Segör（1984）叫作新特提斯，它的南支扎格罗斯－雅鲁藏布江洋迄今并未完全闭合，除印度陆块与欧亚陆块拼接地段于中生代末、新生代初闭合外，印度陆块西部阿拉伯海中有其潜没的俯冲带；在阿曼湾，阿拉伯陆块与欧亚陆块之间仍有残留洋存在（J.Boulin,1991）。因此，阿拉伯海和阿曼湾都属于中特提斯的一部分。且在阿拉伯海由于扩张脊已俯冲消减，洋盆已停止扩张，现今残留的阿拉伯板块的洋壳部分显然已与印度洋连为一体，进行了归并。印度陆块东部沿安达曼群岛—苏门答腊—爪哇—帝汶岛一线，印度洋洋壳和澳大利亚板块向欧亚板块的俯冲，实际上是中特提斯洋洋壳俯冲的继续，这里也可能存在中特提斯洋向印度洋的归并（图1-1）。当印度洋、阿曼湾闭合后，在同一闭合带上就会出现洋盆闭合不一的状况。大洋盆地因洋内俯冲作用，部分地域被洋内火山弧圈闭而转入边缘海，如菲律宾海。最近据台湾省陈中华博士介绍，在吕宋岛发现有早期洋内初始岛弧，认为中国南海当初与菲律宾海相连，同属于太平洋的一部分，只是后来吕宋岛向北移动而将南海与菲律宾海隔离开来。展布在小高加索一带的中生代特提斯，不仅是古特提斯的延续，而且向西它归并到中生代新形成的特提斯洋中，形成新特提斯洋的北支。早古生代末没有闭合的古大西洋南段，在晚古生代可能也归并到古特提斯洋中，古特提斯洋闭合后在美国东南部形成近东西向海西褶皱带，这可作为洋盆归并、转化的古代实例。

上述情况表明，一个洋盆的发展具有关、并、转，承前启后，长期而复杂的演化历史，这使得大陆造山带的形成演化变得更为复杂多变，其构造演化史的重塑也变得愈加困难。

④ 在大洋盆地，典型的洋壳由哪几个基本结构组成，各结构层的地政波速与岩石特征如何

大洋构造环境
大洋构造环境相(与俯冲作用无关)包括洋脊,海山,洋底高原,转换断层(将在后面讨论).如何从小洋盆轴向地区形成的洋壳残余中识别沿广阔洋盆的边缘形成的洋壳仍是一个重要的问题,在包括加勒比海和地中海东部在内的复杂微陆块区仍表现为重要课题.正如以前所注意到的洋壳和洋中脊形成的地幔物质与造山带中保留下来的重要物质相比保留下来的机会较低,仅在俯冲带/增生杂岩中保留下小碎块,这些被认为是残余体,如最近钻探证明了西太平洋存在侏罗纪洋壳.以前这种年龄的洋壳应广泛存在,现在仅在太平洋边缘造山带中有少量残存.
近缘洋壳构造相
形成于被动边缘的洋壳物质被大洋中脊型物质推挤覆盖,以陆缘或半深海沉积物为主.现在的大型大西洋洋盆边缘洋壳被近公里厚的陆缘沉积物覆盖,这些沉积物由于地热变化或当洋脊从被动陆缘移开时弯曲而沉降.相对而言,小洋盆的覆盖物相对较薄,多远洋,半远洋物质,富含有机质或硅质.实例有现代的加里弗尼亚湾和红海地区.
扩张洋脊构造相
扩张洋脊构造相(与俯冲作用无关)以洋中脊型喷出岩,含金属的沉积岩和远洋沉积物伴随热沉降被沉积于CCD线以下的非钙质沉积物覆盖为特征.岩浆供应速度远大于扩张速度的扩张洋脊基本上不发生沉陷;扩张量超过岩浆供应的地区脆性地壳扩张和正断层作用会产生陷落洋脊.在这种情况下,远洋沉积会直接覆盖于断层喷出岩或深成岩之上.在造山带沉降洋脊构造相与推移洋壳破碎带不易区分.洋壳与蛇绿岩的详细研究得益于通过洋壳的钻探.
深海平原构造相
洋壳在冷却和中脊扩张时都会发生沉降作用,大面积沉降使底面平整而形成深海平原.现在的深海钻探已穿透了洋脊基底之上的深海平原沉积.开始是基底之上的基底型含金属沉积物,先是被碳酸质覆盖,然后是沉积于CCD线之下的非碳酸质沉积.水下翻涌和沉积很厚的地区生物沉积物很丰富.细粒陆缘沉积物主要由低密度碎屑流和风力作用加入,局部是由底流再沉积产生.然而一些深海平原远离构造不活动区,如东Ninety洋脊,Valvis洋脊,Rio Grande Rise(高地)和印度洋东南,那些地区的压缩变形是活动型的,也有一些板内火山作用发生.在造山带,深海平原沉积一般都有保存,作为俯冲或增生杂岩中的推覆体或拉开块体与洋脊型洋壳结合在一起.
海山构造相
火山岛弧和海山的形成是异常热流和地幔柱活动的结果.大洋板块通过热点时,火山型山链就产生了.海山与同时代的扩张中心或远或近.低纬度区,高度达到海平面的海山被碳酸盐岩覆盖,接着是热沉降形成环礁.这种构造相以厚层板内型玄武岩或其分馏产物为特征.这些块体与边缘碎屑堆接触,有些堆积在弯曲的海底环型山之上.层状火山灰,火山碎屑岩和浊积流可能延伸到很远的地方,紧接着的火山作用演化可从海洋钻探的岩芯和地震层析推论.低纬度区的这种火山岩被浅水碳酸盐岩覆盖,然后是深水远洋沉积(当海山沉积到CCD线以下).现在的海底高原一般形成于白垩纪,包括大西洋,印度洋,加勒比的 Ontong—Jave,Kergueden 和Stroken的洋脊单元化学成分表现为从近MORB型过渡到富集型.造山带中,海底高原可能被分成散片而消失.从增生的海山中区分洋壳高原碎片的标准如下:(I) 海山包括大量火山碎屑的斜坡倒石堆,而海底高原主要有块状玄武岩组成;(II) 海山的化学成分可能表现为富集型趋势,而海底高原可能接近于 MORB型;(III) 海底火山之上的沉积盖层相对一致单一,而海底高原有各种沉积物,表现为相对较快的热沉降史.海山和海底高原有较高的壳根,相对于MOR壳有更大保存下来的可能性.在日本和Kurile地区,海山被俯冲作用带到海沟,挤压破碎,然后发生俯冲,部分发生增生.洋底高原在增生到陆缘以前可能进行过洋内碰撞变形和与岩浆有关的扩张作用.海山的许多碎块确实在许多陆地上的增生杂岩中发现,包括日本的西南部和美国西部的弗朗西斯科杂岩.
大陆块体构造相
白垩纪澳大利亚北部边缘在裂陷和扩张过程中,部分碎块被从大陆上分解下来,碎块可能在随后的漂移过程中漂移到了大洋;有些被增生在增生带中.所有这些碎块最后都可能作为推覆岩片或岩块定位与造山带中.一般与源于洋壳的物质共同出露.可能的碳酸盐岩建造沉积盖层很容易被增生,要么就被俯冲消失,特别是当这些地壳在早期裂谷阶段被强烈拉伸了的.在地壳强烈扩张区,被动陆缘被分成碎块的可能性很大,这时,伸展的被动陆缘的外边界和洋壳首先焊合在一起, 一般后期的伸展作用不可能把它分开,除非相接地壳发生再次的沉降,其结果就是陆地上分出小块体,随后漂移到大洋新的扩张脊之前,就位于远离陆缘的地方.大陆块体可能会被走滑作用从陆缘切割下来,与弧后裂谷同时形成.在Seychelles 中的大陆碎块包括Rockall和 Mascaran 高原的一部分.进一步工作可能会在大洋中发现仍然存在的大陆块体.
大陆块体构造相以有裂谷前基底,低纬度区覆盖浅水台地型碳酸盐岩为特征.这些碎块由陆壳组成,只表现为有限的沉降.大陆碎块被狭窄的被动边缘包围.如果陆壳下降到CCD线之下将会沉积有远洋相;如果陆壳增生到活动陆缘,序列将以碎屑岩或浊积岩而终结,它们堆积在狭窄的深海槽或俯冲海沟环境中.
2 俯冲构造背景
俯冲环境中能被区分的构造相有:俯冲带上形成的蛇绿岩,大洋火山弧,弧后边缘盆地,弧前盆地和海沟/增生杂岩等.理论上认为活动边缘的构造方式有多样性,当代相对应的环境只认识了一部分.
1上俯冲带的蛇绿岩构造相
许多大型的蛇绿岩被广泛认为是在洋壳俯冲的早期阶段形成.大洋地幔和岩石圈岩石与上俯冲带蛇绿岩相似,Mariang--Bomin前弧即为一例.特别的是高镁安山岩(玻古安山岩)和板状岩墙都出现在弧前抬升部位,包括Bonin岛的Chichiping和Guam.高镁安山岩被认为是由衰减地幔含水重熔形成的.弧前蛇绿岩被假设为短期扩张作用的产物,一般在新产生的洋壳沉降带,优先于稳定状态的岛弧火山作用.随沉降的发生,先存物质发生褶皱,紧密的岩石圈弯曲抬升,产生300公里宽的扩张组构,后来的俯冲作用使岛弧火山堆积物被混杂在前期形成的上俯冲带岩石圈中.近来的深海钻探表明弧前和岛弧火山岩事实上被快速覆盖,酸性火山岩在Bonin,Mariana, Tonge岛弧的弧前区出现.
现在海洋中还没有任何活动性弧前扩张作用过程证实这些形成过程一定被保存在一个扩张性边缘.
理想的上俯冲带构造相包括一个完整的蛇绿岩组合.有高亏损的地幔方辉橄榄岩,板状岩墙杂岩,IAT型或高镁安山岩喷出岩,酸性喷出岩和高层位的侵入岩可以发现,特别是岛弧火山物质发生的后期作用.理想的上俯冲带蛇绿岩被远洋或火山源的深海沉积物覆盖,盖层中薄层大洋岛弧单元可能存在.如俯冲带继续发展,岛弧将再次生成.
2,2 大洋岛弧构造相
大洋岛弧构造相作为火山岛弧的特例在西太平洋存在,如Tonga岛弧.这些地区大多为基性安山岩,裂隙式喷发岩和火山碎屑岩次之.常见有凝灰岩,在外围,Tonga岛弧中新世到中新世末在进行着扩张作用,经上新世—第四纪的进一步拉伸扩张形成Lau盆地.晚期Tonga岛弧台地的作用,产生了Tofua 火山岛弧,岛弧裂陷形成Lau盆地后其火山成分和沉积模式发生了变化,中心的火山玻璃质来源于Tonga岛弧,在岛弧的演化过程没有多大的地质意义.现在大洋岛弧的基底并不很清楚,然而,造山带中的一些证据表明,根部一般是上俯冲带型的蛇绿岩,造山带中移位的蛇绿岩基底包括印度北部Ins缝合带,中生代Dras岛弧杂岩,Nova Scotia古生代Thelford Mines杂岩.
2,3陆缘弧构造相
陆缘弧构造相以厚达千米的中酸性火山岩为特征,与火山碎屑—陆源沉积岩互层,下部发育的大陆地壳被花岗岩基穿切.
2,4弧前盆地构造相
人们认识的弧前盆地主要有两种;一种是与大陆边缘有关的弧前盆底;而一种是与大洋有关的弧前盆地.大陆边缘岛弧的弧前盆地从很宽到很窄不等.陆源火山碎屑岩,凝灰质深海沉积共生是陆缘弧前盆地的特征.这些弧前盆地有很深也有很浅,甚至部分暴露.洋内弧前盆地一般由远洋和火山沉积(包括凝灰岩)组成,常有张性断裂活动和沉陷的特征.Izu—Bonin和Tong弧前盆地为这种例子.弧前盆地常经历垂向运动,这些盆地以上俯冲带蛇绿岩为底板(如前所述),包括岛弧型地壳和增生的大洋物质,这些蛇绿岩冷侵位与太平洋小块蛇绿岩共生.
2,5俯冲/增生构造相
海沟增生杂岩主要有两种类型:(i)陆缘型;(ii)洋壳型.俯冲/增生构造相有来源于深海钻探的很好资料可研究海沟环境和陆壳的抬升杂岩.另一方面,一些活动性陆壳边缘明显的经历了物质迁移的典型陆源海沟增生环境,洋壳和远洋沉积被向上变粗变厚的浊积碎屑序列覆盖.理想的俯冲带杂岩增生的块体向下变得年轻,海沟碎屑岩被连续的分开又增生.受底侵,逆冲,后冲作用的影响表现的很复杂.也有一些复杂性是由于各种不同的俯冲带受海山或无震洋脊俯冲而形成,其它一些例子包括两个俯冲带三角形接合.与其它块体碰撞有关的洋内碰撞俯冲带有反极向,而且有洋脊俯冲.要认识现代大范围的造山带中海沟增生环境还有许多工作要做.陆壳边缘的海沟增生杂岩主要由厚达千米的陆源碎屑为主的沉积序列组成.这些边缘大洋火山弧趋于减薄,而且沉积以远洋和火山源为主.两种环境之间的海内斜坡也包括一些小的不稳定盆地,弧外高地可能被淹没而在低纬度区被碳酸盐岩台地覆盖.完整的海沟增生构造相与俯冲作用有关,由俯冲岩片,大洋喷出岩块,远洋沉积,海沟型沉积组成.
2,6海沟边缘碰撞构造相
这种构造相产生于被动陆缘与俯冲作用的海沟碰撞时,有大量的增生陆缘和深海平原沉积物,有一些次级的海沟型沉积物.这种环境出现于澳大利亚北部被动陆缘与Banda弧间,实际上许多移位的增生杂岩都包括形成于洋壳内部及与碰撞相关的物质的残余.
2,7弧后盆地构造相
弧后盆地有两种类型:(i)大陆边缘型 与大陆邻接,包括大陆碎块的陷落体,如日本海或Rocca Verde.(ii)开阔海洋型 包括前期存在的岛弧的的沉降,如Lau盆地或Shikoku盆地(西太平洋).
与陆壳边缘紧连的边缘盆地是洋壳被淹没的边缘部分,有陆源和火山源沉积岩沉积于边缘盆地.半封闭边缘盆地可能经历过抬升和高的生物生长量,产生的富有机—硅质沉积依靠于大洋环境和营养的稳定性.陆内边缘盆地的大洋基底源貌很少保存,若保存其上都有厚层的沉积盖层.
大陆边缘构造相以洋壳上覆盖厚达千米厚的陆源/火山源,半远洋/凝灰质沉积岩序列为特征.
洋内火山岛弧的大洋基底已有许多认识,一般来说,那儿没有严格的扩张组构和地壳不规则增生.脊部抬升和增生不影响到它.上覆沉积物主要为火山源,包括火山凝灰岩和火山碎屑浊积流,含金属沉积物.一般典型的洋内边缘盆地开始有大量的与岛弧分裂有关的火山作用,然后发展为向上变细的火山和半远洋序列,主要受热沉降和扩张作用控制.造山带中移位的洋内和大陆边缘地带的弧后盆地可以通过以下特点区别:(i) 大陆边缘地带盆地包括伸展的陆壳和洋壳,而洋内弧只有伸展的早期岛弧基底/洋壳;(ii) 大陆边缘盆地可能与陆壳基底或更老的增生单元共生,而大洋弧后盆地新老岛弧形成互层结构;(iii) 大陆边缘盆地可能包括陆源和与大陆裂陷相关的沉积物,而洋内弧后盆地沉积物大多都是火山碎屑沉积产物.
一个棘手但很重要的问题就是如何区分移位了的大洋弧前和弧后盆地环境.它们在当代海洋中的差别不很明显.弧前盆地的洋壳基底可能包括残余的拉斑玄武岩,而弧后盆地的火山岩成分一般从岛弧拉斑玄武岩到近CAB型.弧后盆地的沉积序列趋向于表现扩张开始后区域被动边缘的沉降历史,而后弧后盆地可能被支解,不同的地方沉降和抬升事件的特点不同,沉积序列主要为火山序列和凝灰质共存.
3 碰撞背景
构造相理论在碰撞环境的应用由于现代海洋的相关信息的缺少而受到影响.目前,构造相可以从出露于年轻造山带中的对应实体来确定.碰撞环境中构造相的认识有一个明显的尺度,这里只列出一些重要的构造相.
1洋内碰撞构造相
如太平洋西部的资料显示,洋内碰撞是一种重要的地质作用,但在构造带中还不能很清晰的鉴别出来,主要由于保存太少.地中海东部特提斯也不例外,洋内碰撞产物可能保存而被发现,虽然这种可能性在宽广的太平洋中很大,仍需要进一步的努力来发现.
3,2残余洋盆构造相
大陆边缘沿碰撞带的不协调性一般会留下镶嵌状洋壳或称为残余洋壳.它们大部分在碰撞前被填入陆源和火山源沉积物,残余洋盆可能随开始的碰撞存在数百万年.当它们有机会保存下来,造山带中的这种信息是很重要的.残余洋盆的完整构造相以洋壳和碰撞前持续打开过程中形成的深海沉积物为特征,这些单元会被厚层的碎屑和半远洋沉积覆盖.它们开始碰撞后累加于残余洋盆,但早于最后的缝合带,源区可能是周围已经移位的单元,包括蛇绿岩,输入主要在轴部沿走向在已经缝合的地区.残余洋盆,下伏洋壳和开阔海洋沉积在最后缝合过程中将被俯冲,仅留下有争议的碎屑沉积物或混杂岩推覆块体,可追溯到碰撞或碰撞后时期,在最后残余洋盆出露的仅为很少一部分,而且基本没有岩浆作用的记录.残余洋盆的形成与碰撞在许多构造带早期地史中扮演重要的角色.
3,3碰撞前扩张盆地构造相
理论研究表明在俯冲带的最后阶段,俯冲洋壳向下插入导致后卷和逆掩推覆板块的扩张作用.这些波状岩层影响到弧前和弧后地区,其它因素,包括可以得到的俯冲速率,建造,增生边界的再次俯冲,可能导致上层板块的扩张,火山弧存在与板块上层的扩张作用都可能发生,引起的断陷盆地可能利用了前期的薄弱带.这类板块上部伸展盆地在现在大洋的研究中没有受到重视,但它们保存下来的可能性很高,而且在造山带中是很重要的.这种构造环境只有在一个已知的俯冲带形成盆地的过程中才能认识到全部与碰撞相关的构造环境.
3,4前渊构造环境
陆壳向下弯曲发生于以形成的推覆载荷之后.有两种主要的类型,一种为前陆边缘的盆地,推覆于陆源之上而拼合;第二种为弧后前陆盆地,沿活动陆缘向内挤压.虽然理论上它在造山带中很重要,但在有些地区没有明显的发展.模拟显示前渊几何形态受前陆许多特征的影响,特别是地壳厚度和年代,如很活跃的地壳宽广的前陆盆地等其它各种与推覆载荷有关的因素.前渊构造环境构造相可描述如下:
(i)与洋壳推移有关的前渊构造相
边缘与前渊相关的洋壳推移体保存下来的很少,当代海洋中几乎无明确的例子表明蛇绿岩正在移动.理想的与洋壳推移有关的前渊构造相可能由被动陆缘塌陷覆盖深水沉积物的海槽—增生单元,最后为蛇绿岩推覆体.随后的推移作用,被动陆缘沉积作用当陆壳碰撞没有发生时再次发生作用,另一个资料显示的当代洋壳与陆壳碰撞的环境为上新世到现在的台湾和附近地区,这里的碰撞作用伴随的后冲断层使增生边界被逆冲,大陆西北和岛弧西南与碰撞相关的前渊共同拼合.
(ii)与就位陆壳相联合的前陆盆地构造相
另一种众所周知的前渊构造环境即陆壳逆冲于前陆之上的前陆盆地.在这种背景下,陆缘沉积物从已形成的逆冲前缘运移到水下或陆地前陆盆地.一般前陆的范围与逆冲载荷和弯曲影响有关,范围从小小的下盘坳陷到印度Gangetic平原.
理想的与就位陆壳相联合的前陆盆地构造相以厚达千米的很深的及向上变粗的碎屑序列为特征.主要为陆缘碎屑与浊积流和滑塌沉积共生,形成与无序推覆和背式盆地相关的复杂体.
3,5背冲盆地构造相
背冲盆地在碰撞环境下扮演很重要的角色,大的沉积盆地可能形成于碰撞推覆活动带.地中海东部希腊北部和阿尔巴尼亚南部就有一个新特提斯洋盆缝合的实例—Meso-Hellenic Through.这个长条形沉积盆地主要由Oligo-Miocene的浅水沉积物组成,厚度可达6千米,碳酸盐岩占主导地位.
3,6碰撞后拉伸盆地构造相
碰撞后许多造山带表现有弥散型地壳伸展的证据,可能的动力是重力作用使造山带陷落.这种陷落在有些地方是长期存在的.在这些地方的构造逃逸是一种减少造山带应力的方法.其沉积物主要是陆缘近源物质.
3,7抬升相关的环境
抬升背景的构造相轮廓的认识早期主要集中在后期地壳的移位,而造山带中真正的抬升数量和时代是不容易认识的,其作用过程从简单的剥离作用过程到地壳加厚引起的抬升.地壳伸展和造山带陷落引起的剥露,很少有证据说明这些过程(包括俯冲作用或碰撞作用过程)中缺少很密的岩石圈根,构造相中也不容易认识到,如前期的抬升带可能只通过不整合接触关系得到记录.
4走滑构造背景
解译构造带关键的一方面就是如何认识走滑背景的问题.背景讨论较多涉及垂直伸展和压缩.在许多走滑背景下证实,定义一个在许多背景下都可能存在的构造相是可能的,但一般要认识它们是不容易的,而且依靠取得地区全部构造相演化的特征.下面的总结是在造山带识别走滑背景的难点.
当代活动性边缘被认为经历了一定程度的斜向走滑,任何东西向的大型走滑造山带有一定的规则,在缺少实用的古地磁资料是很不易确定.美国西部则不然,那儿推断有数千公里的走滑带.大型走滑推移在造山带中常被提出,但能特别精确的估计经常依靠模型的合理性.
走滑构造背景的主要内容将简要在下面描述.重点说明在构造带中的识别特点,勾描特殊的构造相模型是目的之一.走滑构造背景的构造相可被总结为如下几个类型:(Ⅰ)被动陆缘的转换断层;(Ⅱ) 大洋转换断层;(Ⅲ)走滑型边缘(与区域性板块移位相关的);(Ⅳ) 斜向俯冲带(碰撞前);(Ⅴ) 与碰撞相关的走滑带;(Ⅵ) 缝合后走滑(包括拉分断陷盆地).
1被动陆缘转换断层构造相
被动陆缘转换断层构造相很少有资料保存下来,几乎当代海洋中没有这种相关的实体类型可供研究.现在的转换断层包括死海和Aquaba湾,但很少有特征能在造山带变形断裂中保存下来.转换断裂型被动陆缘一个经典的例子就是Guinea的大西洋海湾,在这儿断裂型陆缘通过大范围的沉积盆地与洋壳分开,有一个外围边缘脊,明显的由大陆边缘沉积物变形形成.转换被动陆缘明显有陡立的斜坡,经历衰减沉降和与垂直升降边缘有关的火山作用,转换被动陆缘的鉴别特征包括局部弥散型走滑变形和可能的具碰撞特征的陆缘边界单元,这些单元结构在组成上介于陆壳和洋壳蛇绿岩之间.
4,2大洋转换构造相
开阔大洋转换构造相有各种各样的组构类型,从纯走滑到转换拉张或转换压缩.一个转换断层有侵入岩和基底岩石出露,它们很少被浅水的灰岩覆盖,共生的沉积岩累积主要作为斜坡碎石或充填的深海沉积物.近来研究表明东Vema断裂带的水下脊—抬升的洋壳岩石圈的条带被来源大洋的绿片岩相碎屑岩包括玄武岩,辉绿岩,辉长岩和蛇纹岩.现代的整体抬升导致了整体移动的产生.造山带中蛇绿岩形成于狭窄但有垂向扩张的盆地内的很难从洋壳转换断层中区分开来,特别是蛇纹大理岩,可能形成于两种背景下,而且大洋超镁铁质岩石出露于低速扩张的扩张轴和转换断层.下面的标准可用来区分这两种不同的情况:(i) 裂陷扩张轴部以低角度剪切为主导,而转换断层基本为高角度甚至垂直剪切;(ii) 复合型构造碎屑转换断层中经常发生变形和局部循环,但裂陷扩张轴部的盖层极少变形.
大洋破碎带环境的构造相由高剪切的蛇绿岩基底组成,可能包括衰减地幔的方辉橄榄岩,高度侵入和破碎的板状岩墙群.这种基底被基性喷出岩和火山碎屑岩覆盖,主要来源于水下刮擦.理论上讲,特殊的构造相模型可能从强烈的裂谷转换断层和基本无裂谷发育的转换断层的转换挤压及转换拉张的各种特征中建立起来,然而,几乎没有大洋转换断层能在造山带中被鉴别出来,主要是由于它保存下来的机会太少,虽然众所周知大洋断裂带在大洋盆地闭合过程中被移位到大陆边缘的几率很高.

⑤ 白松-池中洋盆与洋壳残片

白松-池中洋盆中的玄武质岩石以潘拥一带最为发育。潘拥枕状玄武岩产于金沙江缝合带东侧的上三叠统曲嘎寺组（T₃q²）中，呈带状沿得荣-白松NNE向断裂东缘分布。由于金沙江洋盆的打开时间和大洋俯冲方向尚有争论，因此位于该缝合带两侧的蛇绿岩值得深入研究。

（一）火山岩分布和岩相学

在得荣县白松乡潘拥村北约2 km处的公路边发育一条露头良好的玄武岩剖面（图1-9）。玄武岩宽约120 m，倾向SE，倾角60°，由互层的枕状玄武岩和块状玄武岩构成，其上为曲嘎寺组砂板岩系整合覆盖。枕状玄武岩中枕体约占70%～75%（体积），枕径为20～50 cm，定向排列，轴线产状210°∠40°。枕体之间孔隙发育，胶结物主要由热液蚀变矿物组硅化石英、绿帘石、绿泥石、碳酸盐矿物等组成。

图1-9 潘拥枕状玄武剖面图

无论是枕状玄武岩还是块状玄武岩，岩石均具斑状结构，基质为拉斑玄武结构，杏仁状构造。斑晶以斜长石为主，辉石少量，大小为0.5～1.5 mm，含量约为10%～20%。斜长石、辉石广泛产生绿泥石化、碳酸盐化和次闪石化。杏仁状玄武岩之杏仁体大小一般为0.5～1 mm，系由绿帘石、绿泥石、硅化石英、碳酸盐等蚀变矿物充填，在枕体中约占10%～15%。

（二）玄武岩地球化学

采自上述剖面的8件蚀变较弱的玄武岩的常量元素、微量元素和稀土元素全分析见表1-2。其中1件（XS-22）为块状玄武岩，其余7件均为枕状玄武岩。

图1-10 潘拥玄武岩硅-碱图（a）和硅-钾图（b）

1.常量元素

从表1-2和图1-10 可以看出，潘拥枕状玄武岩岩石化学成分相当均一，w（SiO₂ ）为48.08%～49.92%，在厚达上百米的岩层中变化范围只有1.84%。w（K₂ O+Na₂ O）为2.79%～3.63%，在硅-碱图上（图1-10 a）位于亚碱性岩区。就碱质来看，岩石相对富 Na而贫 K，w（K₂ O）为 0.12%～0.35%。在硅-钾图上（图1-10b）位于低钾拉斑玄武岩系。w（Na₂O）虽然相对富集，含量为 2.67%～3.38%，但仍达不到细碧岩4%的含量界线，在硅-碱分类图上（图1-11），仍位于玄武岩区。在各氧化物对w（SiO₂）变异图上（图1-12），显示出各种主要组分的范围变化都很小，w（Al₂ O₃）相差仅为 0.48%；w（MgO）相差为2.02%；w（TFe）相差 1.40%；w（CaO）相差稍大，为3.33%；w（TiO₂）相差0.28%。这意味着岩浆在上升喷溢过程中，未发生明显的结晶分异。

图1-11 潘拥枕状玄武岩硅-碱分类图

表1-2 潘拥枕状玄武岩常量元素、微量元素分析结果

图1-12 潘拥枕状玄武岩各氧化物-w（SiO₂）变异图

图1-13 潘拥状玄武岩微量元素标准化分布曲线

2.微量元素

潘拥枕状玄武岩的微量元素经标准化后其分布曲线见图1-13。从图中可以看出，岩石中强不相容的大离子亲石元素（Ba、Rb、K、Th、Sr）高度富集，高场强不相容元素（Ta、Hf、Zr等）轻微富集，说明这些基性岩浆产生于轻微富集的地幔源区。Ta峰的形成是板内岩浆作用的特征标志，与岛弧岩浆作用中的Nb、Ta亏损特征截然不同。

3.稀土元素

潘拥枕状玄武岩稀土元素含量低，w（∑REE）为39.14×10 ^-6 ～47.73×10 ^-6；w（La）/w（Yb）比为1.24～1.77；标准化曲线呈水平形态（图1-14），轻重稀土缺少分馏，反映了原生洋中脊地幔岩浆特征。除个别样品（XS-35）外，整个玄武岩层缺少Eu异常。δEu为0.93～1.15，说明岩浆从形成到固结都没有发生斜长石的明显分异。

图1-14 潘拥枕状玄武岩稀土元素球粒陨石标准化分布曲线

（三）玄武岩的形成时代

对块状玄武岩和枕状玄武岩分别进行年龄测定，前者采用了K-Ar法全岩年龄测定，获得231.95±6.12 Ma视年龄；后者选择XS-35样品中的斜长石斑晶进行单矿物⁴⁰Ar^-39Ar逐级蒸发法测定年龄，获得231.3±6.7Ma坪年龄（图1-15），与块状玄武岩的年龄完全一致，表明玄武岩形成于晚三叠世早期。

图1-15 潘拥枕状玄武岩斜长石⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄

（四）玄武岩形成的构造环境

w（FeO^*）-w（MgO）-w（Al₂O₃）三元图（图1-16）是判断基性火山岩形成构造环境的一个有效图解。在该图中，潘拥枕状玄武岩集中分布在洋底（脊）玄武岩区，反映其形成环境为扩张洋盆。在w（FeO^*）/w（MgO）-w（TiO₂）和w（Ti）-w（Zr）两图中（图1-17a，b），样品都落在MORB区，表明潘拥枕状玄武岩是洋壳即蛇绿岩的组成部分。

图1-16 潘拥枕状玄武岩w（FeO^*）-w（MgO）-w（Al₂O₃）形成构造环境判别图

图1-17 潘拥枕状玄武岩构造环境判别图

（五）成因讨论

1.地幔源区特征

潘拥玄武岩的微量元素分布特征表明，大离子亲石元素（LILE）高度富集，高场强元素（HFSE）和Yb轻微富集。LILE作为地壳的特征富集元素，具有高度的流体活动性，它们在玄武岩中的富集既可以通过同化壳源物质来获得，也可以产生于地幔内部的流体交代事件。HFSE则不同，它们在地壳中属亏损元素，在流体活动中显示惰性特征。因此，它们在基性岩浆中的行为更多地反映着地幔源区的特征。在能反映地壳组分参与情况的轻稀土元素比值对高场强元素比值变异图（图1-18）上，潘拥枕状玄武岩位于N-MORB型与E-MORB型（富集型）的连结线上，反映富集型源区特点。样品点在N-MORB、E-MORB连结线上尚未到达混合线交点O，除了表明幔源富集程度较轻外，也排除了壳源物质参与岩浆过程的可能性，这与它们形成于洋中脊构造环境相吻合。

图1-18 潘拥枕状玄武岩（La/Sm）cn-w（Zr）/w（Nb）图

2.熔融程度

在w（Zr）-w（TiO₂）二元图中（图1-19a），潘拥枕状玄武岩位于富集源区15%熔体曲线处，表明这些玄武岩浆是由弱富集地幔岩经15%左右部分熔融形成的。在另一种高场强元素判别图w（Nb）-w（Yb）二元图上（图1-19b），它们也落在15%左右的部分熔融区域内。

图1-19 潘拥枕状玄武岩源区熔融程度图

⑥ 什么是洋盆

在海底山脉的两侧，多为大洋盆地，深度一般在370O~6000米之间。大洋盆地中分布有孤立突兀的海台和较为平缓的海底高原。它们将整个大洋盆地分割成若干个海盆，较大的有：太平洋中的东北海盆和南太平洋海盆等。印度洋中的中印度洋海盆、西澳大利亚海盆和南澳大利亚海盆等；大西洋中的西欧海盆、佛得角海盆和巴西海盆等；北冰洋中的南森海盆、加拿大海盆和马卡罗夫海盆等。

⑦ 古亚洲洋发展过程

古亚洲洋是与大洋发育有关的造山带。在这类与大洋发育有关的造山带中,蛇绿岩因其对恢复古板块构造格局、重建造山带演化过程、深源成矿作用等方面研究带来的重要信息,20余年来,一直受到地质学界的重视,成为板块构造和岩石圈动力学研究不可缺少的环节(肖序常,1995;赵宗溥,1984;张旗等,1998)。但是随着对全球许多地区的蛇绿岩研究资料的积累,人们认识到现存的多数特提斯蛇绿岩只是大洋或边缘海盆地闭合后古洋壳的残骸记录(Coleman R G.,1984;张旗,1994),正如地震层析成像填图所证实(Marump,1994),绝大部分的大洋岩石圈已通过俯冲方式再循环重新回到地幔去了。因此,现今人们所观察到的蛇绿岩所记录的古构造演化史是不完整的和残缺的。根据板块构造和造山带演化模式,这个过程包括大陆拉张阶段(包括大陆裂谷阶段)、洋盆扩张阶段、俯冲阶段、碰撞阶段和碰撞后阶段(张旗等,1999),通过火成岩构造组合的研究,识别各个阶段火成岩组合特征(产出时间、空间、来源和形成环境的特征),并与蛇绿岩的信息结合起来,配合高精度的同位素测年和地质时间信息,就可以厘定出完整的构造-岩浆事件序列,恢复特提斯演化过程、构筑造山带演化历史,也可为探讨大陆/大洋岩石圈转换、岩石圈深部过程、大陆动力学研究、成矿过程(肖庆辉等,1993)等提供有用的信息。

古亚洲洋的构造演化一直延续到晚古生代,沿南天山-北山-锡林浩特一带于早石炭世和早二叠世先后闭合。沿索朗克尔-索伦山-西拉木伦一线的洋盆于晚二叠世初封闭,结束了古亚洲洋的演化历史。按其发育历史和构造位置,可大体分为阿尔泰-萨彦-蒙古-鄂霍次克构造带,巴尔喀什-兴安构造带和乌拉尔-南天山构造带等三个大的构造带(图7.9)。

图7.13 古亚洲洋造山带和太平洋造山带交会地区大地构造示意图(底图转引自Copy editor:Snu Yayun,2008,经修改)区域沉积构造(盆地、凹陷、凹陷群和坳陷)