2018, Vol. 34
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国科学院新疆生态与地理研究所, 矿产资源研究中心, 乌鲁木齐 830011
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049 China;
3. Xinjiang Research Centre for Mineral Resources, Xinjiang Institute of Ecology and Geography, Chinese Academy of Sciences, Urumqi 830011, China
蛇绿岩代表着古洋壳或与大洋有关地质体在造山带中的残留，其存在不仅表明该区域曾经发育过洋盆，而且其本身更是研究洋-陆转换过程和区域构造演化历史的关键地质体，是造山带的核心研究对象之一(张旗和周国庆, 2001; Moores, 2003; Dilek and Furnes, 2011)。“蛇绿岩”自下而上包括：(第4层)构造橄榄岩和堆晶橄榄岩；(第3层)堆晶辉长岩；(第2层)辉绿质席状岩墙群和枕状玄武岩，和(第1层)上覆深海/远洋沉积物(Anonymous, 1972)。该岩石序列的第1层和第2层已为东太平洋隆大洋深海钻探(DSDP/ODP)504B钻孔(钻孔深度为2000.4m)所证实(图 1) (Cann et al., 1979; Becker and Foss, 1992; Dick et al., 1992)；而第1~3层也被Cocos板块内大洋深海钻探1256D钻孔(钻孔深度为1507.1m)所证实(图 1) (Alt et al., 2005; Wilson et al., 2006)。因此，“真正的”洋壳证实于大洋钻探计划及陆地上发现的大量MOR型蛇绿岩，它们具有如上的结构特征。
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图 1 洋壳基底的岩石类型及相应钻孔位置(数据来自大洋深海钻探DSDP(1968~1983年)和ODP(1983~2003年)共享资料) Fig. 1 Rock assemblages of oceanic crust and the locations of the deep sea drilling holes (data from the Files of Deep Sea Drilling Project (DSDP, 1968~1983) and Ocean Drilling Program (ODP, 1983~2003)) |
在1963~1972年期间，蛇绿岩被认为都是形成于洋中脊的洋壳在造山带中的残余(Moores, 2003; Pearce, 2003)。但是，Miyashiro (1973)重新解读了塞浦路斯Troodos蛇绿岩中的枕状熔岩和辉绿岩的地球化学数据，发现有三分之一的样品具有钙碱性特征，据此认为它们可能形成于岛弧环境，不过他当时未对其余的2/3的样品的具体构造背景进行更多的讨论。之后，一些学者理论计算后认为：洋壳密度大，不容易被仰冲到密度较小的地质体之上(Oxburgh and Parmentier, 1977; Stern and Bloomer, 1992)；而且很多蛇绿岩中出露具有亏损高场强元素特征的基性岩(张旗和周国庆, 2001; Dilek and Furnes, 2011)，因而推测它们形成于俯冲带之上的构造环境(Stern and Bloomer, 1992; Pearce, 2003; Dilek and Furnes, 2011)。
由此，通常认为蛇绿岩有三种构造就位方式(Wakabayashi and Dilek, 2003; Metcalf and Shervais, 2008; 马冲等, 2011)：(1)在俯冲带浅部位置发生的刮削作用(off-scraping)；(2)在俯冲带深部位置发生的底垫作用(underplating)；(3)仰冲作用(obduction)。前两种方式主要作用于俯冲的洋壳(即俯冲带下盘的板块)，第三种方式则主要作用于俯冲带的上盘(Wakabayashi and Dilek, 2003)。第三种方式产生的蛇绿岩通常被认为是SSZ型(supra-subduction zone)蛇绿岩，它处于俯冲带的上盘位置，有利于发生仰冲作用而较为完整地保存下来(Stern and Bloomer, 1992; Metcalf and Shervais, 2008)。因此，很多学者认为世界上绝大多数的蛇绿岩均形成于俯冲带之上，包括洋内弧、弧前和弧后盆地的洋壳残余(Hawkins, 2003; Pearce, 2003; Dilek and Furnes, 2011)。
然而，通过详细的大比例尺岩性-构造填图和地球化学分析，发现造山带中越来越多的蛇绿混杂带(或产出在增生杂岩之中的绿岩带)具有如下特征：(a)除了一些侵入的年轻岩脉和岩体，玄武岩具有MORB或OIB的特征，并无俯冲相关的信息，如：新疆西准噶尔玛依勒蛇绿岩(实例1)(Zhang et al., 2018)、日本增生楔中产出的玄武岩和绿岩等(实例2)(Isozaki et al., 1990)及美国加州Franciscan增生楔中的部分蛇绿岩(实例3)(Hopson et al., 2008; Metcalf and Shervais, 2008; Wakabayashi, 2015)；(b)这些蛇绿混杂带(绿岩带)多数只发育1972年Penrose会议所建议的第1层和第2层岩石组分(Wakabayashi and Dilek, 2003; Zhang et al., 2018)，缺少第3层或第4层(如缺少辉长岩和橄榄岩等)。那么，这些蛇绿岩(绿岩带)的就位过程到底如何？
分析前人所建立的蛇绿岩就位模型，我们注意到这些模型都假设洋底是平坦的，只有海山和洋底高原的发育才使得洋壳之上有了正地形。然而，详细的洋底地形测绘结果显示，现代大洋的洋底地貌不同于早期模型中的假设：实际上洋底并非是平坦的，不管是洋中脊还是海山区域，其地貌如同陆地上的山区地貌，有高山和低洼之处，相对高程甚至可达上千米，如澳大利亚东南侧的太平洋洋中脊(图 2a)(Crowley et al., 2015)、西太平洋的Shatsky海山(图 2b)(Bralower et al., 2006)。如上所列举的反常现象促使我们提出这样的问题：这种山-谷纵横的洋壳在发生俯冲时，岩石会发生怎样的破裂？对造山带中保存下来的洋壳残片的组分有怎样的贡献？为什么造山带保存有众多的MORB和OIB型岩石组合？本文将结合岩石破裂力学的定性分析和研究实例，探讨非SSZ型蛇绿岩如何从俯冲的洋壳上铲刮下来、并进入到造山带内。
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图 2 澳大利亚-南极之间南大洋洋中脊及其周边地貌特征，显示平行于洋中脊发育大量的山脉和洼地(a, 据Crowley et al., 2015)和西北太平洋Shatsky隆起及其周边洋壳的地貌特征(b, 据Bralower et al., 2006) Fig. 2 Bathymetry at a section of the Australian-Antarctic Ridge, developing abyssal hills, one of the most common topographic features on earth (a, after Crowley et al., 2015) and bathymetric map of Shatsky Rise and its vicinity oceanic crust (b, after Bralower et al., 2006) |
洋壳在洋中脊处形成，由于热胀冷缩及沉降量的差异，沿洋中脊走向发育山脊和洼地(图 2a)；在大洋板内环境下，地幔深部岩浆上涌并贯穿洋壳(OIB型岩浆)，形成海山和洋底高原(图 2b)，进一步增加了洋壳表面的凸起地质体的数量(图 3a)。由于俯冲通道中并非光滑平整，俯冲板片上的物质均会与仰冲板片的底界面发生摩擦并破裂。当这些凸起的地质体进入海沟时，它们的凸出部位最容易受到构造作用的影响，岩石发生破裂，使洋壳物质从俯冲板片之上被铲刮下来(图 3b)，断层上盘的物质被卷入到造山带之中。
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图 3 俯冲带岩石受力示意图 (a)俯冲带构造示意图展示了洋壳从洋中脊形成、在向两侧迁移过程中进一步发育有海山和洋底高原，最后到达海沟并进入俯冲通道; (b)洋底凸起地质体进入俯冲通道并与增生楔发生碰撞的构造示意图; (c)洋底凸起地质体的纵截面受力特征示意图，其中σ1表示最大主应力的方向.详情见正文 Fig. 3 Schematic diagram showing interaction between subducting slab and overriding accretionary complex at subduction zone (a) schematic diagram of oceanic plate stratigraphy showing that oceanic crust generates from middle oceanic ridge and then develops seamount/oceanic plateau, and finally travels to trench; (b) subduction channel schematic diagram showing that buoyant units on the oceanic crust collides with the overriding accretionary complex; (c) mechanism of fracturing of the buoyant units with convex topography. See text for more details |
为了方便建立方程，我们取洋中脊和海山/洋底高原凸起地质体的纵截面进行分析(图 3c)。假设凸起地质体的纵截面为锥形(如图 2b中1207号钻孔处的海山)，海沟处的最大主应力(σ1)或作用力(F)为近水平方向(图 3c)。根据压强与压力之间的关系，获得如下两个简化的关系式：
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(1) |
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结合方程1和方程2，可得岩石所受压强与破裂面宽度之间的关系：
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(3) |
其中Pn-岩石所受的压强、F-岩石所受的应力(等效于海沟处的推力)、Sn-破裂面的表面积、rn-破裂面的宽度、a-破裂面的长度(洋中脊处山脉呈棱柱体，破裂面的宽度与长度无相关关系(图 2a)；海山的形态似锥体，从浅部往深部其直径逐渐增加、断裂面的长度和宽度呈正相关关系(图 2b)。因此，当地质体为棱柱体时，a表示破裂面沿洋中脊走向的长度；当地质体为锥体时，a表示破裂面的直径或半径)、正相关符号∝表示符号左边的量与右边的量成正比关系，符号×表示相乘的关系，符号/表示相除的关系。β为岩石的破裂面或滑脱断层面与最大主应力方向的夹角，依据为Anderson断裂模型。
从方程3可知，岩石所受的压强(Pn)与破裂面的宽度(rn)呈负相关关系，即：当破裂面的宽度增大时(如由rn增大为rn+1)，破裂面面积(Sn+1)增加，其所受压强(Pn+1)减小；相反，当破裂面的宽度减小时(如由rn减小为rn-1)，破裂面面积(Sn-1)减小，破裂面所受压强(Pn+1)增加(图 3c)。
岩石所承受的压强大于或等于岩石破裂的临界值是岩石发生破裂的关键。假设岩石破裂的临界值(压强)为P0；只要岩石所受压强达到或大于其临界值P0，岩石均发生破裂，发育断层，洋壳物质从俯冲板块之上铲刮下来，如图 3c中Pn-1>P0以及Pn=P0，该两处的岩石均会发生破裂。如果所受压强小于岩石破裂的临界值，岩石不发生破裂，没有物质从洋壳之上被铲刮下来，如图 3c中Pn+1 < P0，该位置的岩石则不发生破裂，即：具有足够规模的海山或洋底高原，会显著影响洋壳的力学性质，从而影响洋壳在俯冲带铲刮下来的残留物质的组分。
1.2 容易被铲刮下来的洋壳物质据DSDP(1968~1983年)和ODP(1983~2003年)大洋深海钻探资料统计，有427口钻孔穿透了上覆沉积岩并钻进洋壳基底(图 1)(注：此处未统计洋内弧及弧前位置的钻孔；因2003年以来的综合大洋钻探计划(IODP)钻井资料上传不完全，此处亦未做统计)：其中369口钻孔的基底岩石为玄武岩，21口钻孔的基底岩石为辉长岩和橄榄岩，12口钻孔的基底岩石为玄武岩、辉长岩、辉绿岩和橄榄岩，3口钻孔的基底岩石为安山岩，3口钻孔位于大陆地壳边缘、其基底岩石为变质岩，19口钻孔终孔时未见洋壳基底、然而在钻进过程中发现有粗玄岩岩脉侵入。以上资料表明橄榄岩的出露深度变化较大，在局部位置的出露深度较浅，其它位置的深度较深。
同时，洋壳是由多种矿物组成的不同种类岩石的组合，且存在大量的空洞和裂纹等，这些结构特征类似于人造混凝土的多相复合材料。李庆斌(2017)指出这种复合材料在受荷载后会使整个破裂体系呈现出一定程度的非线性特征。因此，我们根据容易产生构造薄弱面的橄榄岩的出露深度，分析可能被铲刮下来的洋壳物质，其情况包括有如下三种：
(1) 橄榄岩埋藏较深且玄武岩厚度较厚，如东太平洋隆大洋深海钻探504B钻孔，其钻进深度为2000.4m，其中玄武岩厚度达1700多米(274.5~2000.4m)，但仍未钻透玄武岩层(图 1)(Cann et al., 1979; Becker and Foss, 1992; Dick et al., 1992)。根据上文的岩石破裂力学分析，以及由于海水不容易到达橄榄岩并将其蛇纹石化，橄榄岩中不发育薄弱带，破裂面从上自下发育，将来在504B孔位置发育的滑脱断层可能位于玄武岩层中，被铲刮下来的洋壳物质则只有第2层的玄武岩和第1层的深海沉积物(包括有硅质岩和灰岩)。这样的岩石组分如新疆西准噶尔地区玛依勒剖面多出露玄武岩和硅质岩(见实例1)(Zhang et al., 2018)、缅甸印缅山脉Mindat山区出露的玄武岩和硅质岩(Zhang et al., 2017)和美国加州海岸山脉地区诸多露头只出露有玄武岩和硅质岩(见实例3)(Wakabayashi, 2015)。
(2) 当橄榄岩埋藏较深而玄武岩厚度较薄时，辉长岩产出在橄榄岩和玄武岩之间，如Cocos板块内大洋深海钻探1256D钻孔，其钻进深度为1507.1m，其中上覆沉积岩厚度为250.7m、玄武岩厚度约1150m(250.7~1406.6m)、之下为粗粒辉长岩约100m(1406.6~1507.1m，但未钻透辉长岩)、辉绿质岩墙群穿入到玄武岩和辉长岩中(图 1)(Alt et al., 2005; Wilson et al., 2006)。同样由于海水不容易到达橄榄岩并将其蛇纹石化，橄榄岩中不存在薄弱面，滑脱断层可能切入到第3层的辉长岩之中。这种情况下被保存下来的洋壳物质主要包括：第3层的辉长岩、第2层的玄武岩和第1层的上覆深海/远洋沉积物，如新疆塔城北侧夏指蛇绿混杂带(基质为沉积岩，岩块包含有辉长岩、玄武岩和深海碳酸盐岩)(Chen et al., 2017)。
(3) 由于橄榄岩容易被海水蚀变而蛇纹石化，其能干性和破裂强度降低。因此，当橄榄岩中发育蛇纹岩、且俯冲带的应力最先达到蛇纹岩的破裂临界值(P0)时，滑脱断层首先贯穿到蛇纹岩中，使蛇纹岩及其上部的洋壳物质一起从俯冲板块之上铲刮下来而进入到造山带中，如张旗和周国庆(2001)所列举的新疆巴音沟蛇绿岩、部分的内蒙古-秦祁昆-古特提斯-新特提斯蛇绿岩，新疆西准噶尔地区的白碱滩蛇绿岩(Zhang et al., 2011)和库吉拜蛇绿岩(Chen et al., 2017)，缅甸印缅山脉东缘的蛇绿岩带(Zhang et al., 2017)，美国西海岸山脉出露的很多蛇绿岩(Hopson et al., 2008)和大洋中的洋底核杂岩(Olive et al., 2010; Liu et al., 2014)。
2 案例上文分析了三种关于被铲刮下来的洋壳物质的情况，其中出露完整蛇绿岩套组分(Anonymous, 1972)的情况已有过详细的研究。下文将用3个实例重点介绍第一种可能性，即被铲刮下来的洋壳物质主要为玄武岩和上覆远洋沉积物。
2.1 实例一：中国新疆西准噶尔玛依勒地区洋壳物质西准噶尔位于新疆西北部，东部为准噶尔盆地，北部为阿尔泰山区，西侧接近中国-哈萨克斯坦国境，南侧为天山(研究区位置见图 4中插图)，其中塔城盆地位于西准噶尔地区中部。Zhang et al. (2018)详细总结了塔城盆地周边寒武纪的洋壳物质及其上的沉积物变化特征，发现从塔城盆地边缘向外：(1)上覆沉积物逐渐由灰岩和砂岩过渡为硅质岩、深海泥岩和砂岩，表明沉积物来源处水体深度逐渐增加；(2)玄武岩的地球化学特征由以OIB为主变为以E-MORB为主、最后以N-MORB为主(图 4b)，表明岩浆源区发生了改变；(3)塔城盆地内部钻孔中的火山岩εNd(t)=+5.2~+6.9；和(4)盆地南部杂砂岩中碎屑锆石εHf(t)=+10.3~+15.6，表明盆地的基底不可能源自富集型地幔，因而必然是大洋体系的产物(洋中脊、洋岛、洋底高原、洋内弧等)。而结合上述四方面资料，我们认为塔城的基底可能是洋底高原，它与西准噶尔南部增生楔之间类似于现今Ontong Java洋底高原与所罗门群岛中的Malaita和Santa Isabel增生楔之间的关系(Zhang et al., 2018)。
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图 4 新疆西准噶尔玛依勒地区岩性-构造地质图(a)和区域Ⅰ、区域Ⅱ和区域Ⅲ中早古生代玄武岩的地球化学特征(b)(据Zhang et al., 2018) 图(a)中黑色粗虚线表示区域Ⅰ、区域Ⅱ、区域Ⅲ之间的边界；不同颜色的五角星表示不同的地球化学特征，图例见Zhang et al. (2018)；插图为中国地图，指示研究区的地理位置；图 5a位置已标示 Fig. 4 Detailed map of the Mayile section, Western Junggar, NW China (a) and geochemical features of Early Paleozoic lavas from Zones Ⅰ, Ⅱ, and Ⅲ (b) (after Zhang et al., 2018) a showing the boundaries between Zones Ⅰ, Ⅱ and Ⅲ with black dashed lines. Three black thick dash lines represent cryptic faults that separate the basalts with different geochemical characteristics. Stars mark the locations of samples for geochemical analysis (Zhang et al., 2018). The location of study area is shown in the Chinese map. Location of Fig. 5a is marked |
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图 5 新疆西准噶尔玛依勒增生楔内发育的蛇绿岩 (a)早古生代玄武岩和硅质岩逆冲推覆到志留纪砂岩和粉砂岩之上，之间被滑脱断层/逆冲断层分隔；(b)玄武岩中保存完好的岩枕，具E-MORB地球化学特征；(c)褶皱的红色薄层状硅质岩 Fig. 5 Ophiolitic rocks in the Mayile accretionary complex, Western Junggar, Xinjiang (a) detachment/thrust fault separating the Cambrian-Ordovician basalt and chert on the top and the Silurian sandstone and siltstone on the bottom; (b) pillow basalt with E-MORB geochemical characteristics; (c) folded thin-bedded chert |
西准噶尔南部玛依勒剖面的走廊式岩性-构造填图(图 4a)(Zhang et al., 2018)结果显示：该区域出露蛇纹岩、辉长岩、玄武岩、硅质岩和紫红色深海泥岩、灰绿色杂砂岩和少量紫红色粉砂岩。蛇纹岩主要出露在剖面的南端，在剖面的中间位置和北端只有两处极小的露头(图 4a)。辉长岩只在剖面的南端有出露。
玄武岩和硅质岩及紫红色深海泥岩是填图区洋壳物质的主体，占总量的90%以上(图 4a)。它们呈飞来峰，沿滑脱断层或逆冲断层推覆在志留纪灰绿色砂岩和紫红色粉砂岩之上(图 5a)、或呈大型构造岩片围限于陆缘碎屑沉积物之中。在剖面的中段，玄武岩出露面积较大，枕形保存完好(图 5b)，硅质岩发生强烈褶皱(图 5c)。
考虑到该剖面位于塔城洋底高原南部，而且洋底高原是洋壳上的凸起地质体，且玄武岩厚度比正常洋壳的厚度更大(Burke, 2011)，我们有理由相信在没有发育蛇纹岩薄弱带的情况下，塔城洋底高原在俯冲过程中被铲刮下来的物质以浅层的物质为主，即该剖面大面积出露的玄武岩(第2层)和硅质岩(第1层)。
2.2 实例二：日本造山带中洋壳物质日本位于太平洋和菲律宾海的西岸，沿它的西南部和东部出露大量的增生物质。由于太平洋向西俯冲、以及日本属于华南板块(Isozaki et al., 2010)，这些增生的洋壳物质可以认为是从太平洋、特提斯洋和菲律宾海的洋壳之上铲刮下来的(Isozaki et al., 1990)。而且根据现在西太平洋广泛发育的海山，Isozaki et al. (1990)预测未来几十百万年间会有巨量的海山物质被铲刮下来并堆积在造山带中。
日本造山带中洋壳物质以逆冲推覆体、混杂带或滑塌堆积形式产出，要么似透镜体与杂砂岩构造叠置，要么呈几米大小的岩块夹在粉砂岩基质之中，如图 6展示了日本东部Inuyama地区呈向斜产出的、相互构造叠置的杂砂岩和层状硅质岩(Isozaki et al., 1990)。
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图 6 日本中部Inuyama地区地质图，显示中三叠世-早侏罗世层状硅质岩和中-晚侏罗世陆源碎屑岩呈叠瓦状构造排列(据Isozaki et al., 1990) Fig. 6 Structural map showing imbricated thrust sheets of Middle Triassic-Early Jurassic bedded chert and Middle-Late Jurassic terrigenous clastic rocks in the Inuyama area, central Japan (after Isozaki et al., 1990) |
据Isozaki et al. (1990)统计，这些增生的洋壳物质主要有：(1)岩浆岩-变质岩系列和(2)远洋/深海沉积物，包括有薄层状放射虫硅质岩和生物碎屑灰岩。岩浆岩和变质岩系列可以进一步分为：(a)具有不同地球化学特征的玄武质绿岩带，即只有变质玄武岩和火山碎屑岩，和(b)变质玄武岩、辉长岩与蛇纹石化超基性岩共存。
他们汇总了日本造山带中洋壳物质的组分及其所占比例(表 1)，发现：(1)大部分露头都出露有包括玄武质绿岩、硅质岩和灰岩的洋壳组分(表 1、表 2)；(2)不同增生楔中洋壳物质所占比例差别很大，而且这三种洋壳组分之间的比例也不是固定的，但总体来说以玄武质绿岩居多(Isozaki et al., 1990)。不过统计结果显示，硅质岩和玄武岩出露频次基本相同(表 2)；玄武岩主要有海山的碱性玄武岩、热点或洋底高原玄武岩、MORB-型玄武岩(表 2) (Isozaki et al., 1990)。这样的远洋沉积物和非SSZ型玄武岩的组合也表明在日本增生楔中有大量来自于洋壳和海山/洋底高原的残片，它们经由刮削作用和底垫作用增生拼贴进入增生楔之中(Matsuda and Isozaki, 1991; Kimura and Hori, 1993; Hashimoto and Kimura, 1999)。
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表 1 日本造山带中洋壳物质种类(据Isozaki et al., 1990) Table 1 Catalogue of accreted oceanic materials in Japan (after Isozaki et al., 1990) |
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表 2 日本西南部造山带中洋壳物质的出露频次(据Isozaki et al., 1990) Table 2 Category of accreted oceanic materials contained in accretionary complexes in Southwest Japan and their frequency of occurrence (after Isozaki et al., 1990) |
美国加州海岸山脉是太平洋向东俯冲的产物，其研究始于十九世纪，以及由于板块构造建立时引用的混杂带原型就位于此(Hsü, 1968)和1970年提出了海岸山脉蛇绿岩的概念(Coast Range ophiolite) (Bailey et al., 1970)，该地区得到了更多更深入的研究，是世界上研究程度最高的地区之一(Wakabayashi, 2015)。
加州海岸山脉主要由海岸山脉蛇绿岩、蛇绿岩之外的增生杂岩和Great Valley群杂砂岩组成(图 7)(Hopson et al., 2008; Wakabayashi, 2015)。海岸山脉蛇绿岩不到加州海岸山脉整个露头面积的十分之一，呈南北向分布，一些露头出露的岩石种类并不完全，如East Bay蛇绿岩只出露块状辉长岩(图 7)(Hopson et al., 2008)。Hopson et al. (2008)根据这些蛇绿岩中大多数为MORB和OIB型、以及伴生有远洋沉积硅质岩，认为大部分海岸山脉蛇绿岩为洋壳的残片，并不是俯冲带之上的弧前或岛弧环境的产物。
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图 7 美国加州海岸山脉地质简图(据Shervais et al., 2004; Hopson, 2008修改) 显示该区域以含有大量玄武岩(以MORB和OIB地球化学特征为主)和硅质岩、变质沉积岩等岩石组分的增生杂岩为主；海岸山脉蛇绿岩多为MORB和OIB地球化学性质，SSZ型蛇绿岩并非主体.位置见图 1中标示 Fig. 7 Geologic sketch map of a portion of the Coast Ranges in California, U.S.A. (modified after Shervais et al., 2004; Hopson, 2008) It can be shown that there mainly consist of accretionary complexes, which contain MORB and OIB-type basalt, chert and metasediments. The Coast Range Ophiolite mostly composes of MORB and OIB-type of geochemical characteristics. SSZ-type ophiolites occupy minor outcrops. Its location is shown in Fig. 1 |
增生杂岩是加州海岸山脉的主体(图 7) (Wakabayashi, 2015)，其岩石种类包括有变质杂砂岩和泥岩、高压和高温变质岩块(如石榴角闪岩)、蛇绿岩组分等。这些蛇绿岩组分以玄武岩和硅质岩为主，非蛇纹岩基质，分布范围也较为广泛，如旧金山湾北侧的Marin Headlands山基本上由玄武岩、硅质岩和一些杂砂岩组成(图 8)。玄武岩的地球化学特征以MORB为主，少量的OIB-型玄武岩，它们分别被认为是洋中脊和海山的产物(Elder, 2011)；硅质岩的年龄为早侏罗世Pliensbachian阶(~200Ma)，它就位时洋壳年龄约有100Ma (Wahrhaftig and Murchey, 1987)。加州海岸山脉增生杂岩中的其它玄武岩也均具有MORB和OIB的地球化学特征(Wakabayashi, 2015)，这些特征进一步表明在造山带中保存有大量的洋壳和海山等残片；而SSZ型蛇绿岩(Shervais et al., 2004)的分布范围可能并不如以前所认为的那么广泛。
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图 8 美国加州旧金山北侧Marin Headlands山地质图 位置见图 7；在如图 7等区域地质图中，该处被划归为增生楔.该处出露的洋壳岩石有玄武岩和硅质岩，其中玄武岩以MORB地球化学特征为主，少量的OIB地球化学特征；硅质岩年龄约为200Ma (Wahrhaftig and Murchey, 1987) Fig. 8 Geological map of the Marin Headlands to north of San Francisco, California The location of this figure is marked in Fig. 7. The map showing major rock units, including MORB and OIB-type basalt and chert, which is ca. 200Ma (Wahrhaftig and Murchey, 1987) |
蛇绿岩作为古洋壳存在的鉴别标志之一，在古造山带研究中占有至关重要的地位。1972年Penrose会议建议了蛇绿岩套的组分包括有超基性岩、辉长岩、玄武岩和上覆沉积岩(Anonymous, 1972)。在造山带中，部分露头出露有齐全的岩石组分，被称为蛇绿岩套(Moores, 2003)。
然而，通过上文的岩石破裂力学分析可以推测：如日本造山带中的海山(表 2)(Isozaki et al., 1990)和新疆西准噶尔塔城洋底高原(Zhang et al., 2018)均是洋底发育的凸起地质体，而其它的MORB型玄武岩则可能来自于洋中脊环境下的凸起部位(Wahrhaftig and Murchey, 1987; Isozaki et al., 1990; Hopson, 2008; Wakabayashi, 2015; Zhang et al., 2018)，当进入俯冲通道之后，由于它们的上段的截面面积小，在遭受到相同压力的情况下，该段所承受的压强最大，容易发生破裂，被滑脱断层错断并进入到造山带中。虽然很多露头保存的岩石组分并不齐全，只出露部分岩石组分，但它们仍然是洋壳的残余。纵观目前已获得的深海钻探资料，基底岩石为玄武岩的钻孔最多(图 1)，因此推测俯冲过程中铲刮保存下来的洋壳物质主体是第1层(上覆沉积物)和第2层(玄武岩)，如本文中的所举的三个实例(Wahrhaftig and Murchey, 1987; Isozaki et al., 1990; Wakabayashi, 2015; Zhang et al., 2018)、以及许多其它造山带也只发育这样的岩石组合，如缅甸印缅山脉山区出露的绿岩和石英岩(原岩为玄武岩和硅质岩)(Zhang et al., 2017)、英国威尔士Mona增生杂岩中出露的玄武岩和硅质岩(Maruyama et al., 2010)等。
近年来，在印度洋和大西洋洋中脊观察到了洋底核杂岩(oceanic core complex)(Olive et al., 2010)；它们是因为拆离断层将玄武岩错开，辉长岩和橄榄岩直接出露洋底，之上被深海/远洋沉积物覆盖，如大西洋洋中脊的1270~1275钻孔；然而它们出露位置的地形也有高低起伏，如1270钻孔的基底位于海平面之下1828m、1271钻孔的基底位于海平面之下3596m、而1272钻孔的基底则位于海平面之下2571m。如果它们被铲刮下来进入到造山带内，其物质组分可能以超基性岩、辉长岩及上覆沉积物为主(Liu et al., 2014)。值得注意的是：现代大洋中发育的洋底核杂岩是稀少的，不足大洋洋壳面积的10%(图 1)，假设它们在造山带中被保存下来的几率与其它洋壳物质的相同，则它们只会在少数露头有所出露，而不会在造山带中广泛发育。
从以上的讨论可知，无论造山带中保存有完整的、或只有部分的蛇绿岩套岩石组分(如只出露玄武岩和远洋/深海沉积物，或只出露超基性岩、辉长岩和远洋/深海沉积物)，它们都是残余的洋壳物质，是大洋曾经存在过的有力证据，玄武质-辉长质岩石的地球化学性质、结合伴生的硅质岩等远洋沉积物可以作为构造背景的判断证据之一。OIB型和MOR型蛇绿岩，可认为其就位与俯冲洋壳自身的地形起伏有关，可代表原始洋壳的成分。而SSZ型岩石组分，则可能与原始洋壳无关，更多体现了俯冲相关机构的特征。
3.2 蛇绿岩的形成时代和就位时代洋壳从洋中脊处形成，之上沉积远洋沉积物(包括有硅质岩、深海灰岩等)；它们在向两侧运移过程中可能有地幔深处的岩浆上涌并穿透洋壳，形成海山和洋底高原；它们作为大洋板块层序(oceanic plate stratigraphy)(Isozaki et al., 1990; Kusky et al., 2013)最终抵达海沟处。虽然这些洋壳可能会被海沟沉积物覆盖(Moore et al., 2001)，但它们之间存在着薄弱面，极容易发育滑脱断层(Davis et al., 1983)。而下伏洋壳的凸起部位，在俯冲通道中受到构造应力作用，沿新的滑脱断层被铲刮下来而卷入到造山带之中(图 3b)。
解读该过程可以获得如下认识：洋壳从洋中脊处形成，形成时代较早，当它们进入海沟后才发生构造就位，混杂在与俯冲同时沉积的海沟沉积物之中。因此，一般来说，这些被铲刮下来的洋壳物质应该比构造叠置的陆源碎屑海沟沉积物的年龄老。
分析已有研究资料，在造山带中确实存在如此的蛇绿岩及与就位有关的浊积岩的年龄差，如新疆西准噶尔玛依勒剖面的玄武岩和硅质岩形成于寒武纪-奥陶纪、而围岩则是志留纪的杂砂岩和粉砂岩(图 4a)(Zhang et al., 2018)，新疆塔城北侧夏指奥陶纪玄武岩和灰岩构造就位在石炭纪凝灰质粉砂岩之中(Chen et al., 2017)，日本Inuyama地区早三叠世-早侏罗世层状硅质岩构造叠置在中-晚侏罗世杂砂岩之中(图 6)(Isozaki et al., 1990)，美国加州海岸山脉的诸多玄武岩和硅质岩比其围岩(砂岩)要老几十百万年、甚至一百多百万年(图 8) (Wahrhaftig and Murchey, 1987; Wakabayashi, 2015)。
3.3 蛇绿岩的构造属性尽管从1973年Miyashiro发现塞浦路斯的Troodos蛇绿岩可能形成于岛弧环境以来(Miyashiro, 1973)，越来越多的学者认为蛇绿岩形成于俯冲带之上(即SSZ环境)(Pearce, 2003; Dilek and Furnes, 2011)；而且研究认为洋内弧俯冲开始时的弧前伸展会形成MORB性质的玄武岩，然后在接下来的几个百万年内会有俯冲相关的岩浆岩发育(如玻安岩、安山岩等)，因此在蛇绿岩带中即使发现MORB玄武岩，有时也被解释为俯冲带之上的岩浆产物(Stern and Bloomer, 1992; Hawkins, 2003; Pearce, 2003; Metcalf and Shervais, 2008)。
然而，详细的研究表明增生楔中的玄武岩等组分和蛇绿岩套常具有MORB和OIB的地球化学特征；而硅质岩没有火山碎屑和陆缘碎屑的加入，代表其沉积于远洋或深海之中；而且它们的形成时代比就位时代早几十个百万年、甚至上百个百万年，如本文中所列举的三个实例(Wahrhaftig and Murchey, 1987; Isozaki et al., 1990; Hopson, 2008; Wakabayashi, 2015; Zhang et al., 2018)；这种年龄上的差异表明它们不会是俯冲带之上那类及时就位的岩石，而其地球化学特征也表明其形成的构造环境可能并不与俯冲相关。
同时，根据上文的岩石破裂力学分析，洋底凸起地质体的上段部分在俯冲通道中容易被铲刮下来而卷入到造山带之中(图 3)；这些洋底凸起地质体可以在洋中脊处形成(图 2a)、也可以是海山或洋底高原(图 2b)，所以该过程所铲刮的洋壳物质，应该具有MORB和OIB的地球化学特征，即它们是正常洋中脊环境和洋内热点/地幔柱的产物(表 1、表 2)(Isozaki et al., 1990; Elder, 2011; Kusky et al., 2013)。世界上诸多蛇绿岩或绿岩带中确实出露有具有上述特征的玄武岩，如阿曼的Semail蛇绿岩(Alabaster et al., 1982)、东昆仑的阿尼玛卿蛇绿岩(边千韬等, 2001)、新疆西准噶尔的白碱滩蛇绿岩(Zhang et al., 2011)、祁连山蛇绿岩和古特提斯蛇绿岩(张旗和周国庆，2001)、以及美国西海岸山脉诸多蛇绿岩(Shervais et al., 2004; Hopson, 2008)。
这些洋壳物质就位到断层广泛发育的造山带之中；由于这些位置处于俯冲带的上盘，极容易侵入与俯冲相关的晚期的中酸性岩脉、以及一些基性岩脉；这些年轻岩脉的地球化学特征多为SSZ(俯冲带之上)性质(边千韬等, 1999; Hopson et al., 2008; Zhang et al., 2011; Chen et al., 2017; Luo et al., 2017)。详细的野外岩性-构造填图、结合室内年龄和地球化学分析揭示该过程是存在的，如新疆东准噶尔扎河坝寒武纪蛇绿岩中侵入有志留纪和石炭纪SSZ-型闪长岩脉(Luo et al., 2017)，新疆西准噶尔白碱滩泥盆纪蛇绿岩中侵入的石炭纪高Mg#赞岐岩型闪长岩脉(Zhang et al., 2011)，新疆西准噶尔夏指奥陶纪蛇绿岩中的石炭纪闪长岩脉(Chen et al., 2017)，新疆西准噶尔谢米斯台寒武纪蛇绿岩(赵磊等, 2013)中侵入有志留纪岛弧型安山质次火山岩，东昆仑阿尼玛卿寒武纪蛇绿岩中的志留纪花岗-英云闪长岩(边千韬等, 1999)，以及美国西海岸山脉中侏罗世(ca. 160~170Ma)蛇绿岩中亦多侵入有晚侏罗世(ca. 150Ma)和新生代岩脉(Hopson et al., 2008)。
这种情况下，存在两种可能的风险：第一，侵入的SSZ型岩脉与早期铲刮下来的洋壳组分被认为属于同一套岩石组合而被判别为SSZ型蛇绿岩，但这并不符合SSZ型蛇绿岩的定义(Stern and Bloomer, 1992)。第二，侵入的SSZ型岩石可以同样发育堆晶岩(Chen et al., 2017)；因此，蛇绿混杂带中出露的堆晶岩可能是真正从洋中脊处结晶的堆晶岩，也可能是后期增生弧作用产生的岛弧性质堆晶岩；后者决不能用以代表洋壳形成的时代。简单的采样-定年流程所获得的洋壳的形成年龄，很容易被这类闪长质堆晶岩所误导。因此，那些出露在蛇绿混杂带中的SSZ型岩石，可能代表了一些侵位在构造薄弱带的弧前岩浆，而非大地构造意义上的SSZ型弧前洋壳。
不过，此处我们并不否认SSZ型蛇绿岩的存在，只是说明它们的数量可能并不如以前所认为的那么多、分布范围可能并不那般广而已。
3.4 启示二十世纪九十年代以来提出的大洋板块层序(oceanic plate stratigraphy)深刻地刻画了洋壳从产生到消亡的整个过程(Isozaki et al., 1990; Kusky et al., 2013; Wakita, 2015)：洋壳在洋中脊处形成并向两侧运移，远洋沉积物沉积其上；若有板内岩浆击穿洋壳，形成海山和洋底高原等地质体；之后再度沉积远洋或深海沉积物，直至靠近大陆边缘沉积陆缘碎屑浊积岩，并进入俯冲带。在这个过程中产生的岩石都可能参与到俯冲带的俯冲-消减过程中，如上面的分析，洋壳之上充满了凸起的地质体和薄弱面的裂隙，非线性岩石破裂必然存在，从而使得洋壳之上的这些物质被刮削下来，其残片拼贴堆叠在增生楔以及蛇绿混杂带内。
如果一个地区的蛇绿岩或残余洋壳物质被后期岩脉或岩体侵入，会造成该露头出露更多期次和更多种地球化学特征(或构造背景)的岩浆岩，将蛇绿混杂带内的物质组成复杂化，也使得研究难度进一步增加。
野外露头通常保存有这样的四维时空的信息的总和，即多个时期的物质叠置在同一个露头的空间里。在研究过程中，如果没有很好地区分早期洋壳物质和后期岩脉或岩体的话，极容易造成对蛇绿岩形成时代和构造背景的误判。因此，饱和式大比例尺岩性-构造地质填图是解析各类蛇绿混杂带的基础。混杂带中叠置有多期次的岩石，必须通过详细的野外产状、接触关系加以区分，还原其原始的洋壳-岛弧岩浆序列，而不能简单地将某一个区域的全部岩浆岩归属于某一期的洋壳岩浆作用。
4 结论本文通过理论和实例分析，获得了如下三方面的认识：
(1) 详细的大洋调查揭示洋底并不是平坦的，而是高低起伏的地貌特征。本文从岩石破裂的力学角度入手，解释了洋底表面的凸起地质体在进入俯冲带之后、其上段部分的洋壳物质容易被铲刮下来。
(2) 就位和保存在造山带中的洋壳物质，比周边海沟沉积物年龄老；由于其形成于进入俯冲带之前，形成时代比就位时代老几十百万年甚至上百个百万年。
(3) 从洋底铲刮下来的洋壳物质形成于洋中脊和洋内的海山/洋底高原构造环境中，具有MORB和OIB的地球化学性质。它们保存在造山带之中，可能被晚期的岩浆岩侵入，造成露头上出露多期次、多构造背景的岩浆岩。
致谢 感谢审稿专家对本文提出的建议，使得本文更加完善。
认识李继亮老师始于大四时在肖文交老师办公室参加的面试；因我本科论文做湖南新化早志留世复理石的工作，面试老师当时提问关于华南的问题，我以仅有的一点理解作为回答，紧接着就有一位评审老师详细介绍了很多华南的地质情况。由于当时很紧张，只记得他叫李老师。回到学校，与师兄聊天时得知他就是李继亮老师。后来到中国科学院上学，研一时从玉泉路研究生院坐地铁到研究所来听李老师的课，当时也就听了皮毛；在研究生期间又听了两次李老师的讲课。后来李老师在研究生院上课，我因为已经工作，不能赶过去听课，幸得师妹们录了音，使我得以继续学习李老师精彩的讲课内容。在工作中也渗透了李老师的一些思想，如做造山带研究需要有贯穿它的大剖面解析；另一个就是造山带大地构造相的认识，得益于李老师和肖老师持续的教诲。李老师致力于造山带的基础研究，在造山带分类、造山带研究方法等方面有着独到的见解，比如他写作的《碰撞造山带大地构造相》就是一例。思索良久，决定撰写此文以表达对李老师的崇敬之情，并为造山带基础研究加一片瓦。谨以此文贺李老师八十华诞！
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