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
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发布时间：2022-05-16 08:00
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时间：2023-10-16 00:55
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.
*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*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.*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*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*块体.
*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.*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*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*边缘有关的弧前盆底;而一种是与大洋有关的弧前盆地.*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)*边缘型 与*邻接,包括*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.
*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*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*边缘地带的弧后盆地可以通过以下特点区别:(i) *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) *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) *边缘盆地可能包括陆源和与*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
*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,*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*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*边缘的几率很高.
