古老造山带洋板块地层*

崔慧琪 许淑梅，3 李三忠，3 舒鹏程 马慧磊 孔家豪

1 中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东青岛 2661002 中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 2661003 海洋高等研究院/深海圈层与地球系统前沿中心，山东青岛 266100

1 英国威尔士安格尔西岛洋板块地层

新元古代晚期阿瓦隆—卡多姆增生造山带的残体主要分布在欧洲西北部，如法国布列塔尼、爱尔兰西部和东南部及威尔士地区(Strachan and Taylor，1990)，在威尔士西北部的安格尔西岛及相邻的利恩半岛有较好的出露。Greenly早在1919年就对安格尔西岛出露的混杂岩类型进行了描述(Wood，2012)。

1.1 安格尔西岛混杂岩特征

安格尔西岛—利恩半岛地区出露的俯冲—增生混杂岩体被称为莫纳超群混杂岩(图 1)(Gibbons and Hork，1996;Kawaietal.， 2006)。莫纳超群混杂岩包含有多套洋板块地层的构造片段(Kawaietal.， 2007;Maruyamaetal.， 2010)。早在1919年，Greenly就客观地记录了安格尔西岛东北部一段400m长的海岸出现了40余次枕状熔岩与砾岩伴生发育、墨绿色千枚岩与层状碧玉岩及基性片岩伴生发育的现象。重复出现的岩层是由与岩层层理近平行的逆冲断层造成的。目前已对利恩半岛5个莫纳超群混杂岩露头碎屑锆石U-Pb年龄进行了详细测定，并重建了洋板块地层(图 2)。

图 1 英国威尔士安格尔西岛和利恩半岛主要构造单元及莫纳超群混杂岩出露特征(据Kawai et al.， 2007；Asanuma et al.， 2015)Fig.1 Simplified geological map of Anglesey island and Lleyn peninsula in Wales, United Kingdom showing main tectonic units and exposed characteristics of Monian Supergroup mélanges(after Kawai et al.， 2007； Asanuma et al.， 2015)

图 2 英国威尔士利恩半岛5个莫纳超群混杂岩露头洋板块地层重建及碎屑锆石U-Pb年龄限定的地层年龄(据Asanuma et al.， 2015)Fig.2 Schematic map showing reconstruction of Oceanic Plate Stratigraphy of Monian Supergroup Mélanges and the youngest U-Pb ages of concordant zircons from individual clastic rocks in 5 areas of Lleyn Peninsula in Walse, United Kingdom(after Asanuma et al.， 2015)

莫纳超群混杂岩由加纳群(Gwna Group)、新哈伯群(New Harbour Group)和南斯塔克群(South Stack Group)及科达纳(Coedana)混杂岩组成，沿东南向俯冲带依次向下增生就位，在阿瓦隆大陆前缘形成太平洋型增生楔(图 1)(Kawaietal.， 2007;Asanumaetal.， 2015)。

加纳群被逆冲断层频繁切割，由绿岩、硅质岩、黏土岩、白云岩、泥岩和砂岩及类似于重力滑动沉积的混杂岩组成，其中变基性岩具有洋中脊玄武岩的地球化学特征。新哈伯群变形显著，主要由片岩和变玄武岩组成，变玄武岩具有岛弧玄武岩地球化学特征。南斯塔克群由被动陆缘沉积组成，主要由厚层石英岩与薄层镁铁质沉积(绿泥石片岩)互层组成，最年轻的碎屑锆石U-Pb年龄(约501Ma)和针管迹洞穴可作为其沉积年龄。

以柏斯奥伦(Porth Orion)地区为例进一步说明加纳群洋板块地层构成。柏斯奥伦地区位于利恩半岛最南端，加纳群由枕状玄武岩、红色泥岩、白云岩和少量浊积岩组成(图 2；图 3)。红色泥岩和砂岩走向EW，倾向N；由枕状玄武岩顶面的朝向可知该地区东南玄武岩年龄较老、西北部玄武岩年龄较新。多条走向NE-SW的高角度逆冲断层横切层状红色泥岩和枕状玄武岩层。

柏斯奥伦地区中部主要由近直立的红色层状黏土岩组成(图3)。厚约10m的红色层状泥岩中包含1层2～5cm厚硅质层、1薄层1～4mm厚的绿色泥岩和砂岩层。红色黏土层、绿色黏土层及砂层呈整合接触，覆于枕状玄武岩层之上。柏斯奥伦地区北部和南部主要由枕状玄武岩、红色层状泥岩和白云岩组成，泥岩层中含厚约2～5m白云岩透镜体和少量红色硅质岩。北部地区枕状玄武岩发生了显著的变形和剪切，但仍与上覆块状白云岩保持整合接触(图 3)。

重建的洋板块地层地点用阿拉伯数字表示；断面与沉积层理面平行的断层为T1断层；断面与沉积层理面之间角度大于10°的断层为T2断层图 3 英国威尔士利恩半岛柏斯奥伦地区加纳群洋板块地层分布(据Asanuma et al.， 2015)Fig.3 Distribution of Oceanic Plate Stratigraphy of the Gwna Group in Porth Orion area of Lieyn Peninsula in Walse, United Kingdom(after Asanuma et al.， 2015)

自上而下按由早到晚的增生顺序，加纳群可划分出3个组成部分： 顶部岩石组合由洋脊和海沟物质增生而成；中部由经历高压蓝片岩相变质并在550～560Ma折返剥露的岩石组成；下部为增生物质因重力滑塌在海沟形成的重力滑动沉积(Maruyamaetal.， 2010)。下面对加纳群洋板块地层的3个组成部分分别进行阐述。

1.2 洋脊—海沟洋板块地层

安格尔西岛和利恩半岛的许多地区均出露这类洋板块地层的叠瓦状岩片，发育最为完整的洋脊—海沟洋板块地层分布在安格尔西岛西南海岸带的兰迪温岛(图 1；图 4)。兰迪温岛洋脊—海沟洋板块地层由重复出现的洋中脊玄武岩和未变形的玄武岩枕组成，具有非常低的亚绿片岩相—沸石相变质程度。玄武岩枕、分布于玄武岩枕间的红色硅质岩、泥岩和砂岩形成23个断夹块，每个断夹块厚约100m，其顶、底部分别以顶板逆冲断层和底板逆冲断层为边界(图 4)。一些硅质岩层中发育以剪切面为包络面的等斜褶皱(等斜褶皱在现代远洋沉积序列中也较常见)，剪切面上有细粒剪切物质的分布。也有许多剪切面观察不到剪切作用痕迹，是因为俯冲至海沟的物质被冷水浸泡形成的饱水沉积物发生逆冲，导致一般很难见到相应的剪切构造特征。未变形玄武岩枕为洋脊—海沟洋板块地层的特有的组成单元。枕状熔岩的最大厚度通常可达100m，上覆约20m厚的富含海绿石的砂岩和砾岩；一些枕状熔岩之上为40m厚的枕状角砾岩、40m厚的远洋碳酸盐岩及50m厚的砂岩；还有的枕状玄武岩之上为2m 厚的灰色灰岩和5m厚的粉色含菱锰矿灰岩和远洋灰泥。

总的来说，从近洋中脊的无泡熔岩喷发，到远离大陆的远洋硅质岩和灰岩沉积，至海沟边缘的半远洋泥岩，最终到离大陆很近的海沟浊积岩(主要为饱水长石—石英砂岩和砾岩)，洋板块地层组成的变化反映了其所处环境的不同(图 4)(Maruyamaetal.， 2010)。兰迪温岛洋脊—海沟洋板块地层与日本著名的犬山河剖面二叠纪—三叠纪岩层具有相似性(Matsuda and Isozaki，1991)。日本犬山河剖面洋板块地层的分布与根据洋脊—海沟位移历史所计算出的位置一致。兰迪温岛上的复式构造的极性表明俯冲方向向东，俯冲位置可能位于威尔士西北部斯诺多尼亚阿丰群(Arfon Group)弧形熔岩和深成岩体之下。兰迪温岛洋板块地层平衡剖面恢复结果表明因逆冲叠瓦作用，洋板块地层横向缩短了约8km(图 4-B)(Maruyamaetal.， 2010)。兰迪温岛300m厚的增生杂岩则记录了俯冲洋岩石圈超过7800m的位移历史，二者基本吻合，与太平洋板块俯冲速率和增生到陆上的复合体总量一致(Kimura and Hori，1993;Osozawa，1994;Kimuraetal.， 1996)。

a—Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ共3个地层单元由23个断夹块组成； b—复式冲断构造的成因机理示意图；c—兰迪温岛加纳群洋板块地层生长历史。1-23为逆冲带断夹块编号图 4 英国威尔士兰迪温岛地质图和平衡剖面恢复解释的地层单元的生长历史(据Maruyama et al.， 2010)Fig.4 Geological map of Llanddwyn island in Walse, Uited Kingdom showing 23 duplexes within their three Units Ⅰ，Ⅱ and Ⅲ and balanced sections illustrating growth history of three stratigrophic units(after Maruyama et al.， 2010)

1.3 经历俯冲的高压蓝片岩相

在安格尔西岛呈近水平出露的蓝片岩厚达几千米，可划分为3个变质带(Kawaietal.， 2007)：第一变质带为绿泥石—绿帘石组合，第二变质带为铝铁闪石—绿泥石—绿帘石组合，第三变质带以蓝闪石—绿帘石—绿泥石片岩组合为主。第一和第二变质带之间以铝铁闪石等变线相隔，第二和第三变质带之间以蓝闪石等变线相隔。安格尔西岛和利恩半岛的高压相洋板块地层因逆冲作用形成等斜背斜，顶部与上覆加纳群之间以伸展拆离断层接触，底部与下伏重力滑动沉积型洋板块地层之间以逆冲断层接触(图 5)。该背斜推覆体为典型的挤压增生楔体被剥露后的高压岩石，这也是将其定义为古俯冲带的证据(Agardetal.， 2009)。安格尔西岛蓝片岩中铝闪石的40Ar/39Ar 年龄为560～550Ma，为蓝片岩的变质年龄。

第三变质带含有许多厚达1km的变玄武岩质蓝闪石片岩，蓝闪石片岩西侧有厚达30m的白色石英岩、石英片岩以及数十米厚的石灰岩，这些岩石均以透镜体或岩块形式赋存在区域性分布的云母片岩和绿泥石片岩基质中。虽然迄今尚不明确石英岩是远洋硅质岩变质成因还是弧硅质岩浆成因，但其一致的构造层序特征则可能代表岩石最初的倾向(其上部向西延伸)。云母片岩和绿泥石片岩基质的原岩可能由来自附近火山弧的镁铁质火山碎屑和泥质沉积物经历增生变质而形成。

1.4 重力滑塌型洋板块地层

重力滑塌沉积型洋板块地层位于利恩半岛西南部，厚度约20m，由大量未变质或弱变质的白色石英岩、红色硅质岩、白云质灰岩和玄武质绿片岩透镜体及黑色铁镁质泥岩基质组成。大多数透镜体长5～30cm，一些透镜体长约6m，极个别透镜体长达25m(Maruyamaetal.， 2010)。这类重力滑塌型角砾岩由上冲盘物质滑塌至海沟形成，与海沟碎屑重力流形成混合沉积(Kawaietal.， 2007)。重力滑塌沉积层上部以糜棱岩化逆冲断层为界，下伏为连绵不断的洋脊—海沟洋板块地层(图 5)。

a—洋脊—海沟型洋板块地层，兰迪温岛和利恩半岛西南部加纳群为该类型；b—俯冲型高压洋板块地层，玄武岩已变质为镁铁质蓝片岩，见于安格尔岛西中部和利恩半岛西北海岸；c—重力滑塌型洋板块地层，覆于洋脊—海沟洋板块地层之上，尤见于利恩半岛西南部图 5 英国威尔士地区3种类型洋板块地层岩性柱状图(据Maruyama et al.， 2010)Fig.5 Three stratigraphic columns of different types of Oceanic Plate Stratigraphy in Walse, United Kingdom(after Maruyama et al.， 2010)

1.5 安格尔西岛新元古代洋板块地层演化阶段

安格尔西岛和利恩半岛的太平洋增生型造山运动是英国新元古代晚期和中寒武纪构造演化的重要组成部分。对加纳群洋板块地层序列及演化阶段的分析，有助于揭示利恩半岛新元古代增生杂岩的太平洋型俯冲造山成因。安格尔西岛加纳群洋板块地层的俯冲—造山过程分为俯冲增生复合体形成、同步钙碱性岩浆侵入和高压变质带剥露等3个主要阶段。

第1阶段(710～680Ma)： 太平洋型俯冲造山运动的启动阶段。最古老的长英质深成岩侵位形成斯坦纳汉特杂岩体，其环斑花岗岩的结晶年龄为711±2Ma，莫尔文山的花岗闪长岩结晶年龄为677±2Ma，具有典型的钙碱性化学特征(Tucker and Pharaoh，1991)。太平洋俯冲造山运动约在710～680Ma开始发生(图 6-a)。

a—斯坦纳汉特杂岩体和莫尔文山的小规模岩浆活动代表俯冲起始时间(710～680Ma)，亚马逊克拉通位于阿瓦隆克拉通之后；b—阿瓦隆克拉通西部安格尔西岛和利恩半岛弧岩浆大规模喷发活动和增生复合体的关键形成阶段(620～600Ma)，形成Ⅰ型增生杂岩——加纳群；c—弧岩浆作用持续，Ⅱ型增生杂岩形成，蓝片岩相变质带约在550Ma左右发生剥露图 6 英国威尔士安格尔西岛NW-SE向地质剖面及洋板块地层形成和演化示意图(据Asanuma et al.， 2015)Fig.6 Simplified cross-sections along a NW-SE profile from Anglesey island in Wales,United Kingdom to illustrate geotectonic evolution of Oceanic Plate Stratigraphy(after Asanuma et al.， 2015)

第2阶段(620～600Ma)： 加纳群俯冲增生杂岩形成阶段。约600Ma在阿瓦隆大陆边缘形成俯冲增生洋板块地层。加纳群增生的同时，洋板块俯冲在阿瓦隆克拉通东部上地壳形成大陆边缘钙碱性岩浆带(Kawaietal.， 2007)。钙碱性带中科达纳(Coedana)花岗岩结晶年龄为613±4Ma；斯诺多尼亚阿丰群的结晶年龄为614±2Ma；莱恩半岛萨恩(Sarn)弧前闪长岩的年龄为615±2Ma；薄壳(Chadecote)弧前闪长岩年龄为603±2Ma；向东奥顿(Orton)弧后火山凝灰岩年龄为612±21Ma；克林顿(Glinton)弧后火山凝灰岩年龄为616±6Ma(Tucker and Pharaoh，1991;Gibbons and Hork，1996;Compstonetal.， 2002)。加纳群增生杂岩和深成岩形成于太平洋型俯冲带的科迪勒拉型造山带(图 6-b)。

第3阶段(575～500Ma)： 加纳群持续增生和蓝片岩剥露阶段。蓝片岩是通过楔形挤压而剥露的，蓝片岩单元顶部伸展和底部逆冲断层构造特征有利于深部高压体的挤出剥露。蓝片岩的原岩可能为大洋玄武岩。蓝片岩中阳起石的40Ar/39Ar 年龄为590～580Ma，为大洋玄武岩结晶形成年龄；多硅白云母的40Ar/39Ar 年龄为560～550Ma，可作为蓝片岩的峰值变质年龄(Dallmeyer and Gibbons，1987)。在英格兰和威尔士地区还有同期喷发的长英质火成岩，包括阿丰群弧前火山喷发凝灰岩(572±1Ma)、卡尔菲湾(Caerfay Bay)火山灰(519±1Ma)、龙民德统(Longmyndian)凝灰岩(556±4Ma)、查恩伍德(Charnwood)凝灰岩(559±2Ma)、厄卡尔(Ercall)花岗斑岩(560±1Ma)、乌里康群(Uriconian)流纹岩(566±2Ma)、沃伦庄园(Warren House)流纹质凝灰岩(566±2Ma)等(图 6-c)(Tucker and Pharaoh，1991；Compstonetal.， 2002)。利恩半岛东南部奥陶系沉积后，加纳群被高角度断裂切割并终止发育。

对古洋板块地层的研究，还可以提供古冰川重要的、独特的信息。当前对冰川地层和构造特征的认识及新元古代雪球地球历史的重建证据主要来自于陆地和大陆边缘的冰碛岩，很少有来自大陆斜坡盆地中的坠石。如果存在类似全球冰期时的雪球地球，大部分深海区会被冰或冰山覆盖，在洋中脊深水沉积物中会常出现冰筏搬运的坠石。但迄今未见有海洋中沉积物的坠石报告。理论上讲，浮石应该沉积在远洋硅质岩和泥岩中。如果能在增生型洋板块地层中识别出含坠石的深海沉积物，就可能有机会找到深海和远洋中的冰川碎片。兰迪温岛红色硅质岩之上为1m厚半远洋镁铁质泥岩中可见砂岩、硅质岩和玄武岩等外来岩块(来自阿瓦隆大陆和弧物质)，有学者认为这些外来岩块为海洋冰川坠石，根据高纬度到低纬度地区的古地磁数据，估算坠石的沉积年龄为595～550Ma。坠石的沉积年龄与580Ma的Gaskiers冰期一致(Trindada and Macouin，2007)。实际上，兰迪温岛所谓的海洋坠石为陆源浊积岩，其年龄与爱尔兰和苏格兰590～570Ma陆源混杂沉积年龄接近(Condon and Prave，2000)。

2 澳大利亚皮尔巴拉洋板块地层

在澳大利亚西北部，3.53～2.83Ga皮尔巴拉克拉通包含了几个保存完好、变形弱、变质程度低的早太古代绿岩带(Wagoner Kranendonketal.， 2007)。皮尔巴拉克拉通可分为东、西2个地块。

2.1 西皮尔巴拉地块

图 7 澳大利亚西北地区西皮尔巴拉地块3.3～3.2Ga 克里夫维尔绿岩带地质图及洋板块地层组成柱状图(据Kato et al.， 1998)Fig.7 Geological map of the 3.3～3.2Ga Cleaverville Greenstone belt and a column of its Ocean Plate Stratigraphy in west Pilbara Craton，NW Australia(after Kato et al.， 1998)

迪克森岛的克里夫维尔群由枕状玄武岩、流纹岩、火山碎屑角砾岩、长英质凝灰岩、流纹质凝灰岩、白色石英岩脉、黑色硅质岩及陆源碎屑沉积组成。其中，枕状玄武岩呈叠瓦状排列，被辉绿岩墙和岩床侵入；流纹岩出露厚度可达900m；厚约150m的流纹质凝灰岩被宽2m的黑色热液硅质岩脉切割；黑色硅质岩呈层状，厚度可达100m；陆源碎屑沉积与下伏远洋黑色硅质岩呈不整合接触。

西皮尔巴拉地块出露的克里夫维尔群，其岩石地层学和地球化学特征与日本伊豆—小笠原现代不成熟岛弧相似；其洋板块地层构成与太平洋型俯冲造山带洋板块模式一致(Krapez and Eisenlohr，1998)。

2.2 东皮尔巴拉地块

东皮尔巴拉地块包含4个环绕花岗岩穹隆分布的年龄为3.16～3.53Ga的绿岩带——瓦拉沃纳群。瓦拉沃纳群主要由厚12km的镁铁质熔岩组成，但其成因也一直存在争议(Wagoner Kranendonketal.， 2007)。

图 8 澳大利亚西北地区东皮尔巴拉地块大理石坝地区地质图(据Kato et al.， 1998)及环绕埃德加山花岗岩体分布的瓦拉沃纳群绿岩带Fig.8 Geological map showing position of Marble Bar area in east Pilbara Craton, NW Australia，which belongs to Marble Bar Greenstone Belt that wraps around Mount Edgar granitoid complex(after Kato et al.， 1998)

位于北极点地区以东50km的大理石坝地区的瓦拉沃纳群绿岩带的岩石地球化学分析结果也进一步表明其具有洋板块地层的特征属性(Kato and Nakamura，2003)(图 9)。大理石坝地区瓦拉沃纳群硅质岩和上覆碎屑岩的年龄在3363～3454Ma之间。1km厚的枕状及块状玄武岩除了因海底热液碳酸化引起的高CO2含量外，还具有富Fe、低K的洋中脊拉斑玄武岩的地球化学特征。玄武岩上部500m处被5～30m厚的黑色硅质岩—重晶石岩脉交错切割。零星出露的枕状和块状的科马提质玄武岩大都硅化。硅质和重晶石岩脉为海底热液向远洋硅质沉积输送物源的通道，一直延伸切割至玄武岩上覆地层——层状硅质岩的底部，但并未侵入到硅质岩层内。杂色层状硅质岩厚度大于45m，是叠层石受热液影响发生硅化形成，硅质和重晶石脉为热液流经的路径。层状硅质层上覆低温热液成因的海绿石火山碎屑硅质岩。火山碎屑岩中Zr、Nb、Hf、Th富集，Th/Sc和(La/Yb)N值较高，表明沉积位置接近大陆边缘。由于这些硅质碧玉岩富含不相容微量元素，Bolhar 等(2005)认为是由大陆火山灰在浅海沉降而成。硅质岩上覆泥岩、砂岩、泥岩互层和砾岩等碎屑沉积，为大陆边缘海沟内的浊积岩(图 9)(Kato and Nakamura，2003)。澳大利亚东皮尔巴拉地块大理石坝早太古代玄武岩—硅质岩—碎屑岩序列与日本二叠纪—三叠纪洋板块地层在岩石组成和地球化学特征方面具有高度的相似性。这一认识将为早太古代洋板块地层的沉积环境从高热流洋脊扩张区经过热点向低热流海沟陆源碎屑沉积区转变这一过程提供有力支持(Matsuda and Isozaki，1991;Katoetal.， 2002)。也因此可以认为，皮尔巴拉地块早太古代(3.46Ga)大陆裂陷、洋壳扩张和洋壳俯冲引起的洋中脊—海沟转换等板块水平构造运动特征与显生宙的板块构造运动并没有本质区别。

自东向西，剖面A底部为杂色硅质岩，向上到剖面B演变为杂色的火山碎屑岩，再向上至剖面C1、C2、C3为硅质泥岩、泥岩与砂岩互层，西部剖面T最上部为粗砂岩和砾岩图 9 澳大利亚西北地区东皮尔巴拉地块大理石坝地区瓦拉沃纳群洋板块地层重建(据Kato and Nakamura，2003)Fig.9 Stratigraphic columns through 6 sections of Oceanic Plate Stratigraphy at Marble Bar area，East Pilbara Craton，NW Australia(after Kato and Nakamura，2003)

澳大利亚西北地区皮尔巴拉绿岩带包含了完整的玄武岩—硅质石—碎屑岩序列，用洋中脊—海沟板块构造运动来解释其洋板块地层成因十分令人信服。但也有学者对皮尔巴拉绿岩带的成因持不同观点，认为是由若干巨大地幔柱喷发至大陆基底(Greenetal.， 2000)或火山弧之上(Barley，1993)形成的厚12km的连续的熔岩堆(Wagoner Kranendonketal.， 2007)，或者具有大洋高原玄武岩成因。Blewett(2002)从大理石坝及整个皮尔巴拉克拉通地区绿岩带的结构解释板块相互作用导致洋板块地层的水平缩短。皮尔巴拉洋板块地层为早期地球板块构造运动提供了明确的判断依据，而这一特征和结论为早期太古宙板块运动样式研究提供了参考范例。

3 洋板块地层随时间的变化

从增生造山带洋板块地层保存的岩石记录看，在地球38亿年的演化进程中，洋壳扩张、海洋沉积、俯冲及增生的过程并没有显著变化。不同年代洋板块地层的主要物质组成和岩石类型相似，以多重断裂为边界的构造透镜体和逆冲断层为边界的构造特征相同。所有可以确定增生年龄的洋板块地层实例研究表明，增生年龄向着古海沟方向总体变年轻(如弗朗西斯卡杂岩)，但增生洋板块地层的年龄会有较大变化，这取决于俯冲洋脊是在近海沟处还是在远离海沟处发生俯冲。

随着时间的推移，年轻造山带洋板块性质和洋板块地层组成与古老造山带相比，可能会发生一些变化，具体包括： (1)显生宙以大陆边缘弧、弧—陆碰撞和超大陆旋回记录为主；太古宙主要由许多弧和微陆块组成，大型板块较少。(2)显生宙增生造山带洋板块地层普遍发育有蛇绿岩片；太古代造山带洋板块地层极少有蛇绿岩发育，这可能因为太古代洋壳比显生宙的洋壳厚因而更容易发生拆离，与前寒武纪造山带和洋板块地层伴生发育的为高度破碎的玄武岩、辉绿岩和超镁铁质岩构造岩片。(3)很多年轻洋板块地层尚未经历超大陆裂解—碰撞旋回；相比之下，古老造山带都经历了后期的超大陆碰撞旋回，代表了造山演化的成熟阶段。(4)显生宙以来深海沉积以含放射虫的深海软泥沉积为主；前寒武纪深海沉积也含有硅质软泥沉积，但这些岩石是由热液喷发和交代作用而非由沉积作用形成。(5)显生宙以来沉积在海山和洋中脊CCD界面之上的多为含钙质介壳碳酸盐岩；前寒武纪碳酸盐岩沉积则与沿剪切带渗透的富CaCO3流体有关。(6)年轻洋板块地层通常有较厚的陆源碎屑杂砂岩和角砾岩沉积被俯冲到海沟；老的洋板块地层则通常由薄层远洋沉积物，包括热液成因硅质岩、黑色页岩和镁铁质沉积等构成。也有一些太古代洋板块地层发育厚层杂砂岩和页岩、复理石序列(如斯拉维省)，但这些序列通常为稍后期的微陆块和岛弧碰撞的产物，真正代表太古代洋板块地层的沉积产物中陆源碎屑杂砂岩确实较少发育(Bradley，2011;Erikssonetal.， 2012;Young，2012)。(7)科马提岩仅出现在前寒武纪残留洋壳中，表明前寒武纪的地幔温度略高，尤其是太古代洋壳温度会更高一些，显生宙增生造山带洋板块地层中没有科马提岩。

大部分太古代洋板块地层由俯冲洋壳碎片、保存完好的厚层枕状玄武岩、辉绿岩和辉长复合体组成，表明太古代局部熔融显著，熔融量大大超过洋壳扩张速率，因而没有形成席状岩墙群(Robinsonetal.， 2008)。尽管某些岩石类型(如科马提岩、条带状含铁岩组合)的丰度不同，但太古代和后太古代造山带的火山岩与洋中脊玄武岩、岛弧玄武岩、洋岛玄武岩、俯冲上叠型玻古安山岩和橄榄岩、大洋高原玄武岩在地球动力学上均具有相似性。

4 结论

1)依据对英国威尔士安格尔西岛新元古代莫纳超群混杂岩重建的太平洋洋板块地层、澳大利亚西北部皮尔巴拉早太古代克里夫维尔绿岩带重建的古印度洋洋板块地层的概述和总结，认为由古老造山带恢复重建的洋板块地层的主要物质组成和岩石类型与由年轻造山带重建的洋板块地层基本相似，并没有本质上的差异。

2)在地球的演化进程中，洋壳扩张、海洋沉积、俯冲及增生的过程并没有显著变化。随时间推移，年轻造山带洋板块性质和洋板块地层组成与古老造山带相比，可能会发生某些变化。年轻造山带尚未经历或仅经历过1次超大陆裂解—碰撞旋回，以大陆边缘弧、弧—陆碰撞和超大陆旋回记录为主，洋板块地层普遍发育有蛇绿岩片，沉积地层以含放射虫的深海软泥沉积为主，通常具有较厚的陆源碎屑杂砂岩和角砾岩沉积被俯冲到海沟；古老造山带都经历了后期的超大陆碰撞旋回，代表了造山演化的成熟阶段，主要由许多弧和微陆块组成，大型板块较少，且洋板块地层极少有蛇绿岩发育，沉积层则通常由薄层远洋沉积物，包括热液成因硅质岩、黑色页岩和镁铁质沉积等构成，陆源碎屑杂砂岩确实较少发育。