0.   引言

现今洋底地图显示洋底分布有大量洋岛-海山/洋底高原，与其相关的数量分布(Wessel et al., 2010；Yesson et al., 2011)、物质组成和结构、形成过程(Staudigel and Clague, 2010)、俯冲碰撞过程(Timm et al., 2013；Marcaillou et al., 2016)和矿产资源(Hein et al., 2010)等，一直是洋底地质研究的热点，取得了大量新进展和新认识, 对恢复造山带洋板块地质(李廷栋等，2019)和过程具有举足轻重的作用.尽管在世界各地的造山系(带)和前寒武纪基底中已识别出很多洋岛-海山和洋底高原的实例(Safonova et al., 2016；潘桂棠等，2019；Yang et al., 2019；Bonnet et al., 2020；Wang et al., 2020；Zhao et al., 2020)，但在许多缝合带研究中仍未给予足够的重视.能否准确识别这类地质体，直接影响了对造山带演化和超大陆裂解-汇聚过程的整体认识.本文主要介绍了国内外有关洋岛-海山/洋底高原研究进展，侧重于介绍其鉴别标志和保存过程，重点强调了洋岛-海山/洋底高原在重建增生造山过程和大陆增生过程中的重要作用.本文指出，在中国大地构造研究中加强对缝合带(对接带、结合带)中古洋岛-海山的甄别，对合理划分中国大地构造单元和全面理解全球超大陆裂解-汇聚过程具有非常重要的意义.

1.   洋岛-海山

1.1   洋岛-海山的涵义

“海山”术语首次被使用是美国地名委员会于1938年命名的戴维森(George Davidson，美国大地测量学家)海山，最初被定义为“具有锥形特征的孤立高地”.20世纪50年代，国际海底地貌命名委员会对洋底地形形态的命名进行审议，使得很多洋底地形形态的命名在很大程度上取得了一致.海山(seamount)被定义为一个孤立的或相对孤立的高约3 000英尺(~900 m)或以上的深海洋底高地.但是该委员会的规定在之后并没有为海洋地质研究者所遵守.不同学科的研究者对“海山”有不同的看法.“海山”一词已被多次定义(Menard，1964；Staudigel et al., 2010a；Wessel et al., 2010)，但没有统一，主要不同在于高程下限为100 m(Schmidt and Schmincke, 2000)或者1 000 m(Menard，1964；Pitcher et al., 2007).随着遥感技术的进步，提高了对小型海山进行定位和成像的能力.现代船载多波束测深仪提供的高分辨率地图可显示 < 50 m海山的形态和分布；深部拖曳声纳可揭示沿洋中脊轴线分布的 < 20 m的微小海山；卫星测高已完成海洋盆地的测绘，但只能成像相对较大(> 2 km高)的海山.值得注意的是，随着地质时间的推移，许多较小的海山可能被沉积物完全掩埋，但是它们仍然可能呈现出一个显著的重力异常，因此Wessel et al.(2010)将其纳入海山计数.

随着对形成海山的地质过程及其分布的理解不断提高，严格的1 000 m地形限制被放宽，现今通常将“海山”一词应用于更小的范围(低至几十米).因此，海山没有明确的尺寸下限.“海山”一词更普遍地适用于地形“山丘”高程，而不考虑大小和地形.Staudigel et al. (2010a)推荐的定义是：海山适用于 > 100 m的洋底的任何孤立的地形，包括其顶部区域可能暂时出现在海平面以上的地形特征，但不包括大陆架.海山可以是尖顶的，也可以是平顶的，平顶的海山称桌状山或者盖约特(也常译作平顶山)，是赫斯(Harry Hammond Hess，“海底扩张说”提出者之一)于1945年基于海底回声探测器发现的，为纪念美国普林斯顿大学地质学教授盖约特(Arnold Henry Guyot)而命名.多个海山通常断续分布呈线性排列成海山链(海岭、海脊)，如夏威夷-皇帝海山链，也可以随意组合成海山群，如中太平洋海山群.海山链或者海山群的规模往往很大，如夏威夷-皇帝海岭覆盖了长约5 800 km、宽约1 000 km的抬升地形区域，平均海拔超过600 m(夏威夷山链)，记录了约80 Ma的年龄呈线性增长的火山作用.在快速扩张的洋中脊周围，孤立的海山相当普遍，大量小海山(高度 < 1 km)在海底往往是随机出现的.

大多数海山不超出海平面以上，超出海平面被称为洋岛(oceanic islands).从海山到洋岛和平顶山在海底火山建造过程中形成了一个自然连续体(演化过程见后文)，从水下火山到海上喷发，再到侵蚀.海山的锥形和火山成因，使其区别于海底其他地貌，如深海丘陵.

在海山的最初定义中，强调了海山的构造环境，具体来说，是指不属于洋中脊或俯冲带的海底特征(Menard，1964).这一点仍然很重要，主要强调洋岛-海山的板内成因，而不是大洋中脊、火山弧环境.例外的是位于或接近洋中脊的地幔热点形成的海山，例如Chadwick et al.(2010)推测在胡安-德富卡山脊轴海山上存在的地幔热点.Wessel et al.(2010)将“海山”一词的使用限制在板内特征，不包括弧火山海山；本文赞同这种认识，强调海山形成于板内构造环境，并具有典型的二元结构.

1.2   基本特征

现今洋底地形图显示洋岛-海山呈星星点点分布在各大洋中，以太平洋最为显著.根据卫星测高，目前高度 > 1.5 km的海山数量估计超过13 000座(Wessel et al., 2010)，是洋底最常见的火山地貌.单个形态呈圆锥体和截切的圆锥体，其坡度较陡，或呈线状排列、或成簇排列、或孤立(图 1).由于其广泛的分散性和相对的不易接近，是研究最少的火山地貌之一.

图  1  全球数字地形图，显示主要洋岛-海山/洋底高原

据Amante and Eakins (2009)

Fig.  1.  ETOPO1 ice surface global relief model, showing main oceanic island‐seamounts/oceanic plateaus

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海山(洋岛)通常形成于板内，绝大多数海山主要由喷发的熔岩流构成主体，其上为碳酸盐岩.因此，海山的总体形状主要受岩浆管道系统的几何结构、喷发速率、熔岩类型和火山机构的应力控制.水的冷却作用导致其比陆地上的火山要陡得多，所以大多数海山都有陡峭的(10°~30°)坡面，但顶部较平.随着海山的生长，它会受到更复杂的应力，并趋向于形成更复杂的形状.海山的形状从近乎圆形的小海山演变为更复杂的大海山、洋岛的形态.随着海山越来越大，重力不稳定或波浪侵蚀造成的质量损失在改变其形态方面变得越来越重要.

大型海山被火山碎屑物所环绕，带有板内火山岩特征的碎屑物与海水强烈相互作用.这些厚的火山碎屑物在重力作用下形成在海山周围，可能延伸几百千米(Staudigel and Clague, 2010).日本本州岛西北部Akiyoshi杂岩包含一个古海山残片，是一个典型实例(Safonova et al., 2016)，下伏的“绿岩”由碱性玄武岩和拉斑玄武岩组成，地球化学性质表明其为典型的洋岛玄武岩(Sano et al., 2000)；上覆沉积岩主要由碳酸盐岩、硅质岩和碎屑岩三单元组成(Kanmera and Sano, 1991).

碳酸盐岩单元以块状灰岩和碳酸盐(角)砾岩为主，其次为针状硅质岩(海绵骨针)和硅质灰岩(图 2).软体动物、珊瑚、微体化石等约束石灰岩的年龄从早石炭世持续到中-晚二叠世.碳酸盐岩单元代表海山盖帽沉积和海山侧翼坡面沉积物，盖帽块状灰岩形成于浅水生物礁体上，碎屑灰岩和灰质砾岩为礁前崩塌坡积物，砾石主要来源于盖帽灰岩，分选差，磨圆一般，层间硅质岩主要由硅质海绵针状岩组成.块状和碎屑灰岩序列覆盖在由枕状熔岩和火山碎屑岩组成的玄武岩单元上.

图  2  海山地层结构模式

据Sano and Kanmera (1988)和Safonova et al.(2016)

Fig.  2.  A seamount statigraphic model reconstructed from the Akiyoshi accretionary complex

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硅质岩单元由玄武岩火山碎屑岩、燧石、硅质泥岩和砂岩(自下而上)组成.硅质岩序列包括远离火山机构形成的放射虫硅质岩和含有石灰岩透镜体的玄武岩(图 2).这个单元代表海山山麓到海底沉积物.

碎屑岩序列主要由硅质泥岩和覆盖硅质岩的硅质碎屑砂岩组成，年龄最早为晚二叠世.这个序列由强烈变形的混杂的泥岩、细到粗的石灰岩碎屑、硅质凝灰岩和砂岩组成，代表海沟沉积物，且包含一系列由碳酸盐岩单元扰动、坍塌引起的再沉积石灰岩(图 2).

1.3   洋岛-海山形成演化

洋岛-海山主要通过火山作用从海底开始生长，其演化历史可大致分6个阶段(Staudigel and Clague, 2010).海山的生长可在任一个阶段终止，或在6个建造阶段完成后进入俯冲带，每个阶段在结构上是不同的(图 3).

图  3  海山的6个演化阶段

a.小型海山；b.中型海山；c.浅海山；d.洋岛；e.平顶山；f.海山破坏.据Staudigel and Clague (2010)

Fig.  3.  Six stages of seamount evolution

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(1) 小型海山(高度为100~1 000 m)(图 3a)，是现今地球大洋盆中最丰富的海山类型，主要通过喷发作用建立在洋壳上的海底火山，岩浆通道位于洋壳中，主要由枕状熔岩组成，少量火山碎屑岩.侵入作用较弱，除了与洋中脊重合的海山.钻孔岩心样品显示海山非常富集海水化学成分，表明海水和海山地层之间存在大量的流体循环(Staudigel et al., 1996).

(2) 中型海山(高度至少为1 000 m)(图 3b)，岩浆管道系统已成为海山本身重要的一部分，但仍处于水深700 m以下的喷发，这类海山可能有上万座(Wessel et al., 2010)，其中一些可能相当大，所有夏威夷海山在第3阶段前在海底已生长到4 000 m的高度.中等规模的海山主要由喷出岩构成，随着规模的增加，侵入岩的比例也在增加.根据拉帕尔马(La Palma)海山的观测(Staudigel et al., 1986)，典型中型海山的喷出岩主要由枕状熔岩组成，约20%为火山碎屑岩.

(3) 浅海山（水深 < 700 m）(图 3c)，主要特征是海底火山碎屑岩大量增加，大部分被火山碎屑岩覆盖.从中等规模海山到浅海山的过渡特征是火山碎屑岩从20%增加到60%以上，这些火山碎屑岩沉积在海山顶、侧面，特别是周围的坡麓地带出现洋底OPS沉积层状放射虫硅质岩或“硅-灰-泥”组合.对于该阶段的火山而言，从深水枕状熔岩向浅水爆发/碎屑岩类型的过渡可能不会出现在单一深度.爆发式火山喷发可能发生在远低于2 000 m的深度，但水岩作用的影响在接近700 m占主导地位，例如在拉帕尔马(La Palma)海山(Staudigel et al., 1986)约1 000 m水深中发现从喷溢火山作用到火山碎屑的转变.

(4) 洋岛阶段(图 3d)，当大型海山顶出现在海平面以上并转变为陆上火山活动时形成洋岛.现今所知的大多数新生火山岛在洋岛阶段出现后保持不久就沉没了，因为浅水海山的大部分火山碎屑岩顶部容易受到波浪作用的侵蚀，只有在大量熔岩流涌出且在很长一段时间内超过了波浪的侵蚀时，洋岛才会继续存在.在热带的洋岛(或周围)发育珊瑚礁，这些洋岛与形成它们的冷却岩石圈一起下沉，同时珊瑚礁不断生长.通常洋岛首先被一个边缘礁包围，形成环礁，一旦洋岛形成，它们就开始风化和侵蚀，形成类似陆地的特征地貌，包括侵蚀性峡谷、山谷、波切台地或阶地；转变为陆上过程，包括陆上风化、土壤形成和侵蚀作用，例如路易斯维尔(Louisville)海山科学钻探岩心中记录的海滩卵石堆积砾岩(Koppers et al., 2013)和帝王海岭岩心中遇到的“红色”土壤层(Duncan and Keller, 2004).

(5) 平顶海山(图 3e)，晚期的海山停止所有火山活动，并下沉到海平面以下，形成环礁.停止活动的海山不会生长了，因为没有驱动热对流的内部热源，也不太可能崩塌.可能被珊瑚礁所覆盖，尽管岩石圈下沉，但珊瑚礁的生长可能会使洋岛顶部长时间浮现.一旦完全淹没，海山就不会再被侵蚀，使得一些古老的海山长期保留，例如马尼亚纳海沟外侧西太平洋的白垩纪以来的麦哲伦海山.其中一些海山的形状没有多大改变，高度 > 4 000 m，平顶山离海面800~1 000 m，半径20 km.虽然没有火山作用或侵蚀，停止活动的海山仍然具有重要的地质意义.随着时间的推移，根据其所处的化学环境，海山表面布满了铁锰氧化物和磷矿，这些矿物群可能包括大量海水中非常稀缺的元素(锰、磷、钴、镍、钛、铂、钍、铅和稀土元素)(Hein et al., 1997).

(6) 海山破坏阶段(图 3f)，在俯冲或洋盆关闭过程中海山地质生命将结束，海山向俯冲带运移.角度陡的俯冲可能使海山-洋岛裂离破碎，而俯冲到较浅处的洋岛-海山增生楔体通常在海沟向洋侧斜坡上破裂瓦解和向陆弧侧滑塌增生，以及与海沟内浊积岩一起刮削拼贴-底辟增生与逆冲推覆增生.

尽管这6个阶段描述了非常大的海山完整发育历史，但大多数海山从未达到洋岛阶段，未发育成型的小型海山在到达俯冲带时可能已被沉积物完全掩埋，甚至可能直接被俯冲带吞没.

1.4   洋岛-海山鉴别标志

大洋中的海山都会随着海洋板块迁移，最终到达活动的汇聚边缘(Staudigel et al., 2010b).然而，由于它们代表比正常海洋地壳厚的区域，它们经常在俯冲带边缘增生(Buchs et al., 2016)，也有俯冲消失的情况(Ranero and von Huene，2000).

虽然海山的总体积比洋壳小得多，但海山在俯冲过程中具有重要的作用，识别增生杂岩中的洋岛-海山对重建造山带演化历史非常重要.在过去的研究中，洋岛-海山中的洋岛玄武岩(OIB)有时被错误地视为岛弧玄武岩(IAB)或蛇绿岩套中的洋中脊玄武岩(MORB)(Safonova，2009).现今微量元素和同位素比值的测定更加精确，可以区分岛弧玄武岩(IAB)、洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB).尽管地球化学特征在评价玄武岩的原始构造环境中非常有用，但还要结合野外产状、岩石相组合和岩相学特征.与海洋沉积物有关的洋岛、海山(海底高原)的地质和地球化学鉴定标准(张海清等，1997；潘桂棠等，2008；Safonova，2009；Safonova et al., 2011；Kusky et al., 2013)如下：

(1) 发育成熟的海山具有典型的二元结构：下部为洋岛型玄武岩，厚度可达几百米或上千米，上部往往发育环礁式盖帽碳酸盐台地，厚度几百米至上千米；玄武岩中可夹有碳酸盐岩层或透镜体；碳酸盐岩中夹有数层玄武岩.

(2) 岩石组合：玄武岩、生物礁碳酸盐岩、斜坡相碎屑-碳酸盐-硅质岩、洋底硅质岩(图 2).

(3) 沉积物在洋岛-海山斜坡带上常形成具有滑塌特征的塌积砾岩层：同沉积Z型褶皱、角砾岩(砾石成分主体为灰岩、玄武岩及硅质岩，如班公湖-怒江增生杂岩带中的塔仁本洋岛-海山增生楔)，也可见较薄的熔岩流(厚达10 m)夹硅质页岩、泥岩、碳酸盐角砾岩等.

(4) 在深海平原发育硅质凝灰岩、远源碳酸盐浊积岩(毫米级薄板状灰岩)，俗称“硅-灰-泥”组合.

(5) 海山玄武岩的典型特征地球化学特征为：①中到高含量的TiO₂(> 1.5%)，OIB中Al₂O₃/TiO₂介于4~10之间，而岛弧玄武岩中的TiO₂含量为15%~25%，MORB中的TiO₂含量为10%~15%；②中到高的LREE(（La/Sm）_n > 1.3)和低到高的HREE分馏，（Gd/Yb）_n从年轻海山(也包括洋底高原玄武岩)(n代表球粒陨石标准化)到夏威夷类型OIB的变化范围为1~3(Regelous et al., 2003)；③相对于La和Th，具有较高的Nb含量或正Nb异常(（Nb/La）_pm > 1，（Nb/Th）_pm > 1；pm代表原始地幔标准化)；洋底高原玄武岩可能具有较低的Nb浓度，但与IAB不同，其Th很少富集，且（Th/Nb）_pm < （La/Nb）_pm.

(6) 在增生杂岩带中单个热点上喷发的线性火山海山链熔岩具有不同的年龄(Safonova，2008)，同一增生杂岩内的OIB型玄武岩单元可能具有不同的年龄，因为它们是海山链的一部分，是海洋板块在地幔柱上方移动时形成的，地幔柱记录了随时间推移在单个地幔柱上方喷发的熔岩(Safonova，2008).获得玄武岩年龄限制的主要方法是对与玄武岩接触良好的灰岩和硅质石中的微体化石进行生物地层分析，碳酸盐岩盖层和斜坡相灰岩的生物地层数据可以提供有关火山作用年龄的最可靠信息(刘本培等，1993；Safonova，2009).

(7) 在同一个海山链上，较老的海山玄武岩通常比较年轻的玄武岩更少富集不相容元素(Safonova et al., 2009, 2016).

(8) 作为冲断岩片夹在由浊积岩、蛇绿岩和超高压岩石组成的增生楔中，从洋岛-海山增生楔中可鉴别出蓝片岩、榴辉岩、榴闪岩等变质岩，可反馈其俯冲深度及折返过程(王根厚等，2009).海山增生过程中可能伴随着走滑变形，形成具有重定向构造和陡倾叠瓦构造线性带(Buslov et al., 2001, 2004).洋岛-海山岩组作为独立的大小不等的构造岩或楔状体逆冲岩席，各岩块内部有不同的变形样式，反映了俯冲增生碰撞过程的变形强度、运动方式和动力学状态.

此外，现代洋岛上可以有陆生植物生存，因此有无植物化石并不能作为判断洋岛或海山存在与否的标准(张海清等，1997)，对于碎屑岩需作具体分析.

2.   洋底高原

2.1   洋底高原的涵义

20世纪70年代初，海洋地震勘探发现海底的几个区域比正常洋壳(6~7 km)厚得多.这种过厚洋壳最早被发现的地区之一是加勒比海板块，Donnelly(1973)提出该板块为“大洋溢流玄武岩省”.Kroenke(1974)首先使用“洋底高原”一词来描述西太平洋发现的大面积的地壳增厚的翁通-爪哇(Ontong -Java)地区(> 30 km).随着大洋钻探持续不断进行，现今海洋科学家已经可以勾勒出一幅全球洋底高原的分布图，目前已发现的现代洋底高原大约有184个，约占大洋面积的5.11%，主要分布在印度洋和太平洋之中(Harris et al., 2014).尽管对这些洋底高原的基本特征也有了一些初步的认识，但了解还相当少，到目前为止ODP也只钻穿了洋底高原地壳表层的5%，仅取得了少量深部地壳及上部地幔的样品(徐斐和周祖翼，2003).现今大洋中的洋岛都是侏罗纪以后海底扩张后的产物(Kerr，2014)，3个最著名的洋底高原是翁通-爪哇(Ontong-Java)、凯尔盖朗(Kerguelen)和加勒比-哥伦比亚(Caribbean-Colombia)洋底高原(图 1)，目前关于洋底高原的地壳结构、形成演化的研究主要来自这3个洋底高原.较小的洋底高原如曼尼希基(Manihiki)、赫斯(Hess)海隆和莎茨基(Shatsky)海隆(主要洋底高原的分布见图 1).

地体理论提出时，“洋底高原”的范围很大，几乎包括了洋盆内异常区域，从已停止扩张的大洋中脊、大陆残块、残余弧、洋溢流玄武岩、海隆、海山链到热点轨迹均被定义为洋底高原(Ben-Avraham et al., 1981)，后期区分了洋壳性质和陆壳性质的洋底高原.

现今洋底高原通常被定义为洋底大面积隆起和加厚的玄武质洋壳(> 5×10⁵ km³)(Kerr，2014).通常高于周围海底2 000 m或更高，地貌上具有宽的、典型的平顶特征，与平顶海山的主要区别是规模较大，与大多数大洋地壳的区别是它们不是通过海底扩张过程和周围上地幔熔融形成的，而是被广泛认为是由热地幔柱减压熔融形成的(Kerr and Mahoney, 2007)大洋板块上的大火成岩省(LIPs)(Saunders et al., 1996).地壳厚度通常远大于在扩张中心形成的正常大洋地壳(6~7 km)的厚度，一般 > 10 km，甚至大于20~30 km(Kerr and Mahoney, 2007)，例如加勒比-哥伦比亚的地壳厚度为8~20 km (少数 > 20 km；Mauffret and Leroy, 1997)，翁通-爪哇洋底高原的平均地壳厚度约33 km (Richardson et al., 2000)，而现代冰岛东部厚达35 km(Staples et al., 1997).火山岩可以是水上喷发环境，如凯尔盖朗，也可以是海下喷发环境，如翁通-爪哇(Tarduno et al., 1991)，年代可能与大洋地壳相似，也可以相差很大，一般远离洋中脊.

洋底高原是洋壳的重要组成部分，可含部分早期陆缘裂解的陆壳成分，如凯尔盖朗高原的部分地区由大陆岩石圈组成(Bénard et al., 2010)，古生代的例子有西准噶尔白碱滩蛇绿混杂岩带的洋岛.也有一部分被称为洋底高原的水下地理区域，为陆缘裂解地块，不是真正意义上的洋底高原，更不能认为代表了消失的大陆.洋底高原代表了一种与正常板块构造截然不同的地幔动力学类型，是研究地球深部动力学过程的一个重要窗口(徐斐和周祖翼，2003；Koppers and Watts, 2010)，国内学者越来越关注并开展相关洋底高原的研究(徐斐和周祖翼，2003；陆鹿等，2016).

2.2   洋底高原的特征

2.2.1   形成时间与产出规模

洋底高原作为大火成岩省，其重要特点是面积巨大和岩浆喷发时限短，洋底高原的面积通常 > 10⁵ km²，例如翁通-爪哇洋底高原的面积约1.86 ×10⁶ km²，是黄土高原面积的3倍.大部分火山活动发生在一个短的(< 3 Ma)初始阶段(与许多类似的大陆溢流玄武岩一样)，如翁通-爪哇洋底喷发的主要阶段发生在约120 Ma(Tarduno et al., 1991；Mann and Taira, 2004)，而加勒比高原的大部分形成于93~89 Ma(Fitton and Godard, 2004).尽管凯尔盖朗高原⁴⁰Ar-³⁹Ar年龄有一定跨度，但在地质上仍是较短的时间尺度，在120~110 Ma和105~100 Ma集中产生了大量的岩浆(Duncan，2002).

2.2.2   结构和岩石组合

基于现代的地震和重力测量(Miura et al., 2004)和地史时期增生杂岩的研究(Petterson，2004)，洋底高原的结构(图 4)和岩石组成基本确定(图 5).底层由以橄榄石和辉石为主要矿物的超镁铁质堆晶岩、层状辉长岩类堆晶岩组成，上层为均质辉长岩.熔岩序列的最底层主要为地球化学上不均一的苦橄岩和科马提岩，上覆厚层的均一玄武岩熔岩序列，玄武质熔岩多具有枕状构造，块状构造的玄武质熔岩也经常可见(图 5，图 6).与许多洋脊型和俯冲带蛇绿岩不同，洋底高原一般不具有席状的岩墙杂岩.主要由于岩浆供应超过了伸展速率，洋底高原主要表现为巨厚的溢流和岩床序列，而不出现显生宙蛇绿岩典型的席状岩墙群.因此，洋底高原的熔岩序列被大量厚层岩床或岩席侵入(Petterson et al., 1997).如在翁通-爪哇高原，岩墙被解释为大多数熔岩已经移动了相当长的距离或者岩浆侵位的体积太大，无法单独通过伸展作用容纳，并且大多数岩浆是侧向侵位在岩床中(Kerr and Mahoney, 2007).与洋岛-海山类似，在沉积物方面，可以见到沉积于碳酸盐补偿深度以上的深水灰岩、浅水灰岩以及礁灰岩等(图 5)，也常见深水含放射虫硅质岩、远洋沉积细粒砂泥岩、黑色页岩(Tarduno et al., 1991).在距水面很浅的洋底高原，原有的一些火山熔岩和沉积岩被打碎，并经过一定程度的搬运磨圆之后形成砾岩堆积.高出海面的会受风化作用的影响，可以发现一些古风化壳甚至古土壤层.另外，近水面甚至高出水面的火山喷发还常形成火山灰及火山角砾岩堆积

图  4  洋底高原结构示意图

据Kerr et al.(1998)和Condie (2001)

Fig.  4.  The internal structure of oceanic plateau

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图  5  洋底高原岩石组合关系示意图

据Kerr et al.(1998)和Condie (2001)

Fig.  5.  Schematic rock column showing the inferred relationship of the different igneous rocks

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图  6  翁通-爪哇高原深海钻探及其邻区代表岩性柱

据Tarduno et al. (1991)

Fig.  6.  Representative lithologic column of Ontong-Java plateau deep sea drilling and its adjacent area

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2.2.3   地球化学特征

洋底高原的成分主要是玄武质的，MgO含量在6%~11%之间，多数熔岩的MgO含量在6.5%~8.5%之间，苦橄岩和科马提岩的镁含量高(MgO > 12%)(Kerr，2014).相容元素含量通常较低(Ni < 300×10^-6，Cr < 1 000×10^-6)，就不相容微量元素而言，来自加勒比和翁通-爪哇高原的大多数洋底高原玄武岩熔岩和侵入岩具有相对平坦的球粒陨石标准化稀土元素(REE)模式.加勒比地区更多镁熔岩的轻稀土(LREE)成分范围更广，从富集到高度亏损(Kerr et al., 2003).由于受到地壳物质的污染，凯尔盖朗一些玄武岩的LREE含量高(Frey et al., 2002).

洋底高原的放射性同位素组成特征明显：初始ε_Nd值通常在6.0~9.0之间，ε_Hf表现出类似的分布特征，普遍为正值，例如在翁通-爪哇和加勒比洋底高原中整体介于10~18之间.玄武岩具有高La/Nb值、高初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(> 0.705)以及低¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(< 0.512 7) (Kerr and Mahoney, 2007).大多数加勒比海和翁通-爪哇高原的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb在18.3~19.5之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb在15.50~15.62之间.

2.3   洋底高原鉴别

许多学者详细地讨论了洋底高原的判别特征(Kerr and Mahoney, 2007；陆鹿等，2016).表 1总结了有助于区分洋底高原与其他构造环境形成的火成岩的地球化学和地质特征.

表  1  不同构造背景下火山岩层序的地球化学和地质判别特征

Table  Supplementary Table   Diagnostic geochemical and geological characteristics of volcanic sequences from different tectonic settings

构造环境	高MgO熔岩（> 14%）	低MgO熔岩（< 3%）	Nb/La	球粒陨石标准化REE配分模式	枕状熔岩	火山喷发层	陆地喷发	深海沉积夹层
洋底高原	常见	很少	≥1	主要平坦型	是	很少	偶然	是
洋中脊	很少	很少	≥1	LREE亏损型	是	很少	很少	否
边缘海盆地	很少	很少	≥1	主要平坦型	是	是	无	否
洋岛玄武岩	很少	很少	≥1	LREE富集	是	很少	通常	很少
被动边缘	常见	很少		平坦型到LREE富集	并不都是熔岩枕状	偶然	通常	否
弧	很少	常见	远小于1	LREE富集	并不都是熔岩枕状	是	通常	很少
大陆溢流玄武岩	常见	常见	通常远小于1，少部分≥1	平坦型到LREE富集	否	偶然	是	否
注：据Kerr (2014).

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在岛弧或大陆俯冲带环境中产生的火成岩相对容易被区分开来，因为弧熔岩通常演化程度更高，普遍存在低Nb/La比值，而且很少含有高镁熔岩；此外，不具备火山弧中丰富的火山灰层.然而，利用Nb/La比值对洋底高原序列的判别并非完全可靠，如果岩浆与高原下壳幔相互作用，通常具有较低的Nb/La比值，如凯尔盖朗.所以运用地球化学方法判别构造环境还应考虑其他地质证据.

大多数大洋中脊玄武岩相对容易与洋底高原熔岩区分开来，因为前者通常具有LREE亏损的球粒陨石标准化模式，而洋底高原熔岩通常为扁平的LREE富集模式.此外，高镁熔岩可以在洋底高原发现，但在大洋中脊产生的洋壳中基本没有.

不相容微量元素在区分弧后盆地形成的火山序列和洋底高原形成的火山序列方面用途有限(表 1).然而，弧后盆地下地幔温度低于地幔柱(比周围高200~300 ℃)，导致少量高镁熔岩喷发.下地幔温度的另一个结果是，在给定Mg^#情况下弧后盆地熔岩的镍和铬含量通常低于洋底高原.此外，由于它们与俯冲带接近，弧后盆地包含丰富的火山碎屑岩.

在代表大陆上已消亡的大洋俯冲增生杂岩带中如何鉴别洋底高原的构造残块，是仍然需要进一步调查研究的重要课题.

2.4   洋底高原与洋底海山的区别

一般环境下洋底高原、海岭和海山是具有比周围海洋地壳厚的镁铁质火成岩区域，通常很难将它们彼此区分.它们都是由于侵入大洋板块的过量岩浆作用而形成的.洋底高原被限定为在洋壳上形成的一种大型火成岩区，是巨大、宽阔的异常厚的火成岩省.(无震)海岭通常定义为海底延伸较远两边较陡的高地，有多种成因，可以为热点轨迹、渗漏的转换断层或现在已停止活动的洋中脊岩浆作用的产物(Tetreault and Buiter, 2014).热点轨迹的海岭如夏威夷－皇帝海岭，火山岩组分上具洋岛玄武岩(OIB)特点(White，2010).与洋底高原相连的海岭，两者分别被解释为地幔柱头部和尾部熔融的产物(Campbell，2007)，如凯尔盖朗-东经九十度海岭(O’Neill et al., 2003)以及翁通-爪哇-路易维尔(Koppers et al., 2011).尽管洋底高原和海岭的地震地壳结构看起来相似，但它们的起源不同，且海岭体积较小(Bryan and Ernst, 2008).

此外，洋底溢流玄武岩(如瑙鲁盆地)是另外一类有别于正常扩张的洋壳的区域，由广泛的海底溢流和岩床组成，位于正常洋壳之上但是晚于洋壳的时代(Coffin and Eldholm, 2001)，是研究得最少的大火成岩省.

3.   洋岛-海山/洋底高原俯冲-碰撞过程

洋岛-海山/洋底高原的存在制约大洋俯冲，可以引起俯冲带后撤和俯冲极性反转，促使洋壳平板俯冲及弧体抬升等一系列效应.

不同结构的洋岛-海山/洋底高原及其流变性差异可导致不同增生过程(Tetreault and Buiter, 2014)，包括增生楔逆冲堆垛、底侵和碰撞.洋岛-海山/洋底高原厚的地壳和高的地形，使其比正常的大洋地壳更具浮力.尤其是厚的和相对年轻的洋岛-海山/洋底高原与俯冲带相互作用时很难俯冲(Tetreault and Buiter, 2014).除地壳的浮力外，地壳薄弱层和下地壳及下地壳的界面层也有助于发生拆离.

尽管有学者认为在显生宙岩石记录中洋底高原是罕见的(Condie and Abbott, 1999)，但随着对大洋盆地的研究和增生造山认识的提高，已经在不同地质时期确定了很多的洋底高原，尤其是造山带中的实例正在增加(Dobretsov et al., 2004；Mann and Taira, 2004；Kerr，2014).

3.1   俯冲过程

3.1.1   洋岛-海山俯冲过程

俯冲的海山可以侵蚀弧前区，也可能底垫在上覆板块底部.现今有许多地区表现出海山俯冲的形态标志.被俯冲的海山在有些地区是直接可见的，例如日本海沟的Daiichi-Kashima平顶山(Lallemand et al., 1989)和地中海的Bannock海山.海山俯冲方式取决于俯冲带几何结构.在具有明显增生楔的弧系中，海山俯冲会在增生楔前部留下显著的遗迹，如在哥斯达黎加可清楚看到海山俯冲形成的弧前构造变形、巨大沟壑和块体滑移(von Huene et al., 2004)(图 7).海山俯冲通常在海山下降到海沟之前开始破裂(图 3f)，如汤加俯冲带的Capricorn和Osborne海山.当海山完全俯冲时，可以在短时间内使上覆弧体部分抬升，可能对持续俯冲造成阻碍(Watts et al., 2010).

图  7  哥斯达黎加中部俯冲海山遥感影像显示俯冲海山的破坏形态

a.俯冲海山刚进入增生楔；b.已进入增生楔的海山；c.几乎被增生楔覆盖的海山.底图据Google Earth，地质信息据von Huene et al.(2004)

Fig.  7.  Remote sensing image of central Costa Rica showing disruptive morphology from subducting seamounts

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海山俯冲除改变弧前区浅部层外，还可能改变弧深部构造.可能导致构造侵蚀，使任何上覆冲断层和褶皱变陡，并将沉积物和流体释放到俯冲带(Bangs et al., 2006)，向俯冲带带入了形成陆壳所需的大量微量元素(例如K、Ba、La、Ce、U、Th、Pb、Rb、Cs)，并且它可能修改弧前的沉降和隆起历史(Oakley et al., 2008).如果俯冲的不是孤立的海山，而是海山链，可能会诱发“变形波”，随着海山逐渐被板块运动带入俯冲带，该“变形波”交替地使弧前区“膨凸和塌陷”(Laursen et al., 2002)；这些过程可能导致大地震活动(Watts，2010).大型海山链和无震海岭的俯冲可能导致俯冲板块的倾角减小，例如在Juan Fernandez山链和智利北部平板俯冲(von Huene and Ranero, 2009).海山俯冲与否主要受俯冲通道、板块的相对强度、俯冲海山内部构造、浮力等几个因素制约(Watts，2010).

(1) 俯冲通道厚度. Cloos and Shreve(1996)提出，决定其俯冲与否的是通道内沉积物相对厚度与海山高度的比值.如果海山相对于通道厚度较高，则可能在较浅的深度被削顶(图 8a)，而如果相对于通道厚度较小，则可能在一定距离内被挟持，并在较深的深度被削顶(图 8b).如厄瓜多尔俯冲通道的地震图像显示了一层固结不好且剪切强烈的沉积物，表明卡内基海山被俯冲板块拖到了上覆板块下方(Sage et al., 2006).

图  8  海山俯冲示意图

据Watts (2010)

Fig.  8.  Schematic diagram illustrating the model for seamount subduction

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(2) 板块的相对强度.长期以来，一直认为大洋岩石圈的负浮力引发俯冲(Koppers and Watts, 2010).通常俯冲大洋板块的强度随着年龄的增长而增加，但俯冲洋板块的长期流变特性尚不清楚，如巴巴多斯(Barbados)弱的增生楔(Saito and Goldberg, 1997).因此，俯冲海山可能会犁过弧前，很少经历变形或没有变形.然而，如卡斯卡迪亚(Cascadia)则显示出一个具有明显结晶基底结构的弧前，其强度会更大，阻力也更大，导致俯冲海山堵塞并可能破裂解体.

(3) 俯冲海山内部构造.地震研究表明，海山的火山机构建立在一个轻度弯曲、均匀分层的洋壳上，当它们进入俯冲带时，火山结构和下伏地壳的界面会旋转和剪切.因此，在火山生长过程中，火山结构和基底洋壳之间的界面可能已经充当了一个滑脱面，这可能会促进变形(Got et al., 2008).然而，一些海山和洋岛具有复杂的内部结构，具有致密的核部（如Tenerife海山)、上部(如Daiichi Kashima海山；Nishizawa et al., 2009)和下部(如Louisville Ridge；Contreras‐Reyes et al., 2010)均有洋壳侵位.这些构造很难进入俯冲通道.

(4) 海山浮力.海山的补偿深度是不同的，这取决于它们是在靠近大洋中脊的弱板块上形成的，还是在板块内部的强板块上形成的(Koppers and Watts, 2010).因此，海山进入海沟时将处于不同的地壳浮力状态.例如，在一个坚硬板块上的海山在到达海沟之前，它的大部分补偿已经被消除，因为它的浮力较小，这样的海山将不太可能使得弧前区抬升；然而，在弱板块上形成的海山保留了更大的浮力，更有可能堵塞俯冲带.

3.1.2   洋底高原俯冲

翁通-爪哇是目前俯冲带上唯一已知的正在进行洋底高原俯冲的实例，因此将其结构与一些研究较好的古代高原增生实例进行比较具有指导意义.目前没有看到在新生代阿尔卑斯式碰撞或者“剥皮”或者“构造楔入”的证据.相反，在Malaita增生棱柱中观察到的主要结构样式是俯冲增生的逆冲叠瓦构造(Phinney et al., 2004；Taira et al., 2004).许多前寒武纪和显生宙的逆冲洋底高原的构造样式与所罗门群岛表现相似：即由叠瓦状逆冲断层变形使得洋底高原上地壳和沉积盖层形成不同岩性的残片(Polat and Kerrich, 2001).这些叠瓦岩片通常是玄武岩，仅代表了洋底高原最上部，高原的下部可能完全俯冲到地幔中(Petterson et al., 1999).前寒武纪林波波带逆冲叠瓦增生楔与在Malaita增生楔中看到的叠瓦结构大致相似(Helmstaedt and Schulze, 1986).全球其他绿岩带也被认为代表了前寒武纪洋底高原的刮铲残余(Kusky，1998).所罗门群岛和前寒武纪的例子表明古洋底高原的上地壳以逆冲叠瓦保存在增生楔中(Mann and Taira, 2004).

洋底高原到达俯冲带后可能发生以下几种情况(Mann and Taira, 2004)：

(1) 洋底高原完全被俯冲.

(2) 最上面的玄武岩及其上覆的沉积盖层被剥离保存下来，形成厚度为千米级的“构造块体”(Petterson et al., 1999)或多个厚度为数十米至数百米的岩片(Kimura and Ludden, 1995).翁通-爪哇海底高原80%的地壳俯冲在所罗门岛弧之下；只有地壳最上部的玄武岩和沉积部分(∼7 km)通过俯冲-增生过程保存在上覆板块上(Mann and Taira, 2004).尽管已知洋底高原的地壳厚度为8~35 km，所有洋底高原的一个显著特征是其致密的“下地壳”(速度为7.0~7.6 km/s).多数学者认为，下地壳体代表了石榴石麻粒岩或榴辉岩的致密地壳根，受构造或重力驱动，与上覆玄武岩的上地壳发生拆离(Kerr et al., 1997a)；但对俯冲洋高原可能的拆离程度还有不同看法.

(3) 洋底高原的整个地壳和上地幔可能被增生到俯冲带的上覆板块上，一些洋底高原浮力太大，无法俯冲，它们要么向大陆仰冲(Kerr et al., 1997b)，要么发生反向俯冲，如翁通-爪哇(Neal et al., 1997).地壳厚度超过25 km的大洋板块无论其年龄如何都很难俯冲(Abbott and Mooney, 1995).许多学者认为这种产生的大陆生长速率比岛弧增生的速率快得多，把洋底高原作为大陆增生的主要贡献者(Abbott，1996；Albarède，1998).可分为两种增生样式：一是洋底高原的逆冲作用，如哥伦比亚西部(Kerr et al., 1997a)和所罗门群岛(Petterson et al., 1999)；二是通过前弧区域下方的洋底高原的底侵作用，如俄勒冈州卡斯卡迪亚弧前下方的西莱茨(Siletz)古洋底高原增生(Trehu et al., 1994；Calvert et al., 2003).阻塞俯冲的洋底高原(海岭、海山链)可能是引起平板俯冲的原因(Espurt et al., 2008；Martinod et al., 2010；Arrial and Billen, 2013).然而，它们在形成超过100 Ma之后可能具有负浮力，因此，如果流体能够促进较深区域向榴辉岩转化，它们可能会自发俯冲(Saunders et al., 1996).

3.2   碰撞过程

洋底高原的初始高温和亏损难熔的根部具有浮力特性有助于它们相对于正常海洋地壳易保存.当它们与活动陆缘碰撞时会阻塞俯冲带，导致俯冲“翻转”或“后退”，并在洋底高原层序顶部形成广泛的钙碱性弧火山作用(Kerr，2014).当洋底高原与岛弧(洋内弧)或陆缘弧发生碰撞时，可能会发生以下情况(图 9)：(1)洋底高原与岛弧碰撞，俯冲方向(极性)可以反转(所谓的俯冲翻转；图 9a₁)(Mann and Taira, 2004).(2)除了洋底高原前缘岛弧的俯冲极性反转外，与岛弧的碰撞还可能导致在洋底高原增生后的“俯冲后退”，在洋底高原碰撞增生后，可能形成新的俯冲带(图 9a₂).如俯冲带在75~90 Ma的加勒比洋底高原后缘开始形成至今仍然活跃的中美洲弧(Kerr et al., 2003).与岛弧(洋内弧)相碰撞的洋底高原最终随大洋关闭也被增生并入大陆地壳上.因此，洋底高原的碰撞可能在大部分地质时期都促进了大陆地壳的增生(Tetreault and Buiter, 2012).(3)洋底高原与陆缘弧的碰撞导致在增生洋底高原后面形成一个新的俯冲带(图 9b)，如晚白垩世加勒比高原南部与南美洲西北边缘相撞并增生(Kerr and Tarney, 2005).

图  9  洋底高原与岛弧(a)和活动大陆边缘(b)碰撞示意图

据Kerr and Mahoney (2007)

Fig.  9.  Schematic cross sections showing the possible effects of oceanic plateau collision with an island arc (a) and a subduction zone at a continental margin (b)

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3.3   保存方式

洋岛-海山、洋底高原的保存主要受控制于地壳厚度和高度，可能存在以下3种情况：

(1) 如果地壳厚度小于15 km、高度小于2 km，大多数洋岛-海山将被完全俯冲，只有很小的残块可以保存在增生楔中.如爪哇Roo海山(Masson et al., 1990)、新赫布里底d’Entrecasteaux海山(Fisher et al., 1991).

(2) 如果洋壳厚度为15~20 km、高度在2~4 km之间，则可以保存较大规模的块体，例如洋岛上部的沉积盖层或玄武质-沉积层，这些海山岩块在俯冲过程中拆离并入俯冲-增生杂岩.

(3) 如果洋壳厚度为20~30 km、高度超过4 km，则能被增生到岛弧或陆缘弧上.较厚的洋底高原比周围的洋底更具浮力，这也是洋底高原经常被增生加积到大陆边缘的关键原因，从而增加了它们在地质记录中保存的可能性.例如日本的秋吉(Akyoshi)增生楔，以及Gorny Altai和Salair的几个增生楔(Dobretsov et al., 2004).浮力的大小还与地壳年龄有关.洋底高原形成后仅几百万年与俯冲带相撞，比数百万年后的更可能抵抗俯冲(Cloos，1993).较老的洋底高原比较年轻的洋底高原冷，浮力较小，因此，在形成后不久与俯冲带碰撞的高原(< 5 Ma)比较老的更不易被俯冲(Cloos，1993).例如，太平洋衍生的加勒比洋底高原在93~89 Ma形成后的几百万年内(< 10 Ma)与原加勒比海湾发生碰撞(Thompson et al., 2004；Hastie and Kerr, 2010).因此，相当一部分浮力大的洋底高原增生在弧上.同样，翁通-爪哇洋底高原(大部分形成于约120 Ma)在其形成后约100 Ma与所罗门群岛俯冲带碰撞(Mann and Taira, 2004).相反，由于地壳厚(Abbott and Mooney, 1995)、侵位后沉降相对较小以及强流变性且亏损的地幔“根”(> 300 km)(Richardson et al., 2000)，使得洋底高原在很大程度上抵抗了俯冲(Wessel and Kroenke, 2000).因此，在所罗门群岛上，翁通-爪哇只有最顶部的3~4 km被抬升和暴露(Petterson et al., 1997)，而在其边缘和哥伦比亚，更大浮力的加勒比高原的更深地壳区域暴露出来(Kerr et al., 2003).

4.   洋岛-海山/洋底高原研究的重大科学意义

洋岛-海山/洋底高原是洋底扩张、洋壳形成演化过程由于地幔热点(柱)作用形成的有异常厚度洋底的区域，是大洋岩石圈的重要组成部分.古洋岛-海山/洋底高原是陆缘增生造山带的重要组成部分(Yuan et al., 2009)，在重建洋板块地质中占举足轻重的地位.与扩张中心形成的洋壳不同，洋岛-海山/洋底高原提供了更好的古大洋和大陆边缘演化的记录(Safonova et al., 2016)，因为其与大洋地壳相比在俯冲期间保存得更好，所以识别增生杂岩带中的洋岛-海山/洋底高原对于恢复古板块构造很重要.

洋岛-海山/洋底高原高于正常洋壳，具有厚的地壳，所以有较高的浮力，它们可能在俯冲过程中保存下来，可以和岛弧保存量相比(Dobretsov et al., 2004)；如班公湖-怒江缝合带(范建军等，2018)和红柳河-洗肠井缝合带(图 10)(Wang et al., 2020)中保留了大规模的洋岛残片.浙江陈蔡岩群长期作为华夏古陆的变质基底，但近年来在陈蔡下河图一带发现近2 km²的大小不等的洋岛-海山增生楔，斜长角闪岩(变余枕状构造)和大理岩构成二元结构组合，并夹有硅质岩、硅质页岩，强烈韧性剪切变形，以及洋内弧岩块、榴闪岩岩块的发现，成为厘定华南洋消亡遗迹-陈蔡俯冲增生杂岩带的关键性证据(董学发等，2016；王存智等，2016；Zhao et al., 2020).洋岛-海山垂向上的二元结构组合是确认大陆造山带中存在洋壳俯冲增生杂岩带的很重要的地质记录.

图  10  马鬃山杂岩中洋岛-海山组合

据Wang et al. (2020)

Fig.  10.  Oceanic island/seamount relics in the Mazongshan complex

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如果洋岛-海山足够大，它们可以阻塞俯冲带，而不是被完全回返到地幔中，上层可以通过“剥离作用”被增生在岛弧和活动大陆边缘(Buchs et al., 2011, 2016)，是促进认识和理解大陆生长的重要课题(Utsunomiya et al., 2008；Safonova and Santosh, 2014).

起始俯冲引起弧前的局部隆升，随着进一步俯冲拖曳，地壳大规模下降，而后随去根作用引起大区域的造山运动.如拉拉米期造山运动可能是莎茨基(赫斯)洋底高原的对应部分通过去根作用引起的(Liu et al., 2010).俯冲下去的部分可以增强弧岩浆作用，因为其蚀变的部分可以在岩浆生成深度增加水通量.所以可能是当前弧岩浆作用的一个重要组成部分，如阿留申群岛中部(Nye and Reid, 1986)和小安的列斯群岛活动的岩浆弧就位于异常厚的洋壳附近(Stein and Ben-Avraham, 2007).同位素地球化学和地震速度各向异性表明科科斯(Cocos)海山的俯冲明显影响了哥斯达黎加弧下的地幔流，是哥斯达黎加中部弧火山岩的主要贡献者(Hoernle et al., 2008).

可以通过其伴生沉积岩(主要是碳酸盐岩和硅质岩)辅助确定玄武岩的年代；如西秦岭造山带夏河(甘肃省)海山年龄的确定(Kou et al., 2009)，洋岛-海山岩块的岩石组合、变质程度、变形样式是提供洋盆形成演化、俯冲增生、碰撞构造过程的标尺.

洋岛-海山/洋底高原形成于板内地球动力学背景，可能与地幔热点/柱有关(Safonova，2009；Safonova et al., 2011)，为重建古板块提供重要信息.洋岛-海山玄武岩的OIB型地球化学特征也是揭示大洋壳或弧后洋壳的壳幔相互作用及其地球动力学的标志.

成熟的海山表征了海洋演化的主要阶段(Dobretsov et al., 2004).保存下来的火山熔岩和相关沉积岩组成的海山/洋底高原允许追踪古海洋的演化，从记录在具有OIB型地球化学的裂谷型玄武质岩中的初始打开阶段、记录在海山发育成熟指示扩张成开阔洋盆阶段直到记录在增生杂岩中的大洋消亡阶段.

运用“将今论古”的现实主义原理, 可以知道古洋岛-海山/洋底高原的存在预示古大洋盆地的存在，洋岛型玄武岩、礁灰岩、层状放射虫硅质岩和陆相碎屑斜坡相的元素指示了地质遗迹中存在的大洋域(Safonova et al., 2016).这对于确定对接缝合带的位置具有重要启示.

此外，洋岛-海山本身积聚富含钴、铜、锰和铅锌等元素成矿(Hein et al., 2010)，含洋岛-海山岩块、洋内弧残块等俯冲增生杂岩带的厘定是研究成矿地质背景的关键.如云南澜沧老厂与洋岛-海山有关的海相火山喷流型含铜铅锌矿床，产于石炭系中上统白云岩、灰岩和下统玄武岩、玄武质凝灰岩接触带中.

5.   结语

现今大洋盆地中的洋岛-海山/洋底高原占据了大量的区域，可组成规模巨大的海山链、海山群，如夏威夷-皇帝海山链、中太平洋海山群.洋底高原面积可达10⁵ km²，如翁通-爪哇、沙茨基、加勒比-哥伦比亚等.洋岛-海山/洋底高原相对洋底地势较高，地壳厚度大.因此，不同尺度的洋岛-海山/洋底高原以不同形式的广泛存在于地质历史时期的造山带中，通常其上部可以被“剥离”，以构造岩片(块体)增生在弧沟系和活动大陆边缘弧盆系的洋壳消减带中.目前它们在造山带中研究程度不高的原因是一部分俯冲下去返回地幔，其次是还有很多尚未被识别出来.研究者们在一些造山带中发现和重新厘定越来越多的洋岛-海山实例，为深入研究重建中国洋板块地质构造提供了重要线索；进一步开展详细的野外填图和室内研究工作，结合野外产状、洋板块地层结构、沉积学、岩石学和地球化学特征以及生物古地理的综合研究，针对原有缝合带中增生杂岩带、蛇绿混杂岩带进行细致的甄别.同时密切关注洋底地质研究的最新成果可为地质时期类似地质体提供参照.