印度洋构造过程重建与成矿模式:西南印度洋洋中脊的启示

李三忠 ,索艳慧 ,刘 鑫 ,赵淑娟 ,余 珊 ,戴黎明 ,许立青 ,张 臻 ,刘为勇,李怀明

(1.海底科学与探测技术教育部重点实验室,山东 青岛 266100;2.中国海洋大学 海洋地球科学学院,山东青岛 266100;3.国家海洋局 第二海洋研究所,国家海洋局海底科学重点实验室,浙江 杭州 310012)

0 引 言

洋中脊是大洋盆地生长的地带,该区相关热液系统的形成与热液活动过程受洋中脊的岩浆活动、构造作用控制。因此,要认识现代海底热液成矿活动,必须了解现今洋中脊构造–岩浆过程。洋底的构造演化研究主要是基于磁条带进行运动学重建,特别是近20 Ma以来的板块过程重建和精细研究,对理解洋中脊现代成矿过程极其重要。但海底矿产勘探不能仅仅是了解现代海底成矿过程,更需要认识洋底扩张历史过程中活动热液区(死亡热液区)的分布。因此,洋盆生长过程的重建对现今洋盆中远离洋中脊的热液矿床的寻找就显得极其重要,这对于圈定洋底有利成矿区带是一项必要而且重要的工作。

随着技术发展,最近洋盆演化的重建技术有了重大突破。重建工作需要建立大量的专业性数据库,包括板块精细划分、热点、年代、磁条带、扩张速率和方向、古地磁、金伯利岩分布、榴辉岩分布、造山带分布等。本文基于悉尼大学 Dietmar Müller教授的 Gplates最新重建数据(Müller et al.,2008;http://www.earthbyte.org/Resources/palaeoagegrid200 8.html),结合前人对印度洋一些热点的定年结果(O’Neill et al.,2003),进行了120 Ma以来印度洋演化过程中系统的构造解释。西南印度洋是超慢速扩张脊,一般而言,超慢速扩张脊是岩浆饥饿型或贫岩浆型扩张脊,热液活动也相对快速扩张脊较弱。2007年之前人们在西南印度洋脊仅发现了1个非活动热液活动区(Mt.Jourdanne)、1个热液活动矿化点、几个热液异常。2007年我国首次在SWIR 49.6°E发现首个活动喷口区(Tao et al.,2012),之后又连续在SWIR 49.6°E、50.5°E、51°E、51.7°E 和 53.2°E 等位置及其附近发现了多处热液活动区(http://www.int erridge.org/node/5706),并采集到丰富的多金属硫化物样品,丰富了西南印度洋海底热液活动及多金属硫化物的成矿调查研究的内容,并证实了超慢速扩张的西南印度洋洋中脊也不乏热液活动这一推测。经过对SWIR 49.6°E近海底地磁异常资料反复研究发现,SWIR 49.6°E热液区的低地磁化带(LMZ)的总面积是近乎于北大西洋洋中脊TAG的2倍(Zhu et al.,2010),这些信息揭示了SWIR 49.6°E热液区丰富的热液活动(Zhao et al.,2013),表明了该区具有相对较好的成矿条件,预示着超慢速扩张的西南印度洋脊可能更有利于多金属硫化物成矿。

这些调查发现和研究成果激起了国内外对超慢速扩张洋中脊热液活动与成矿等相关专题研究的广泛关注。因此,本文利用前人已有数据库,开展了整个印度洋洋中脊的系统重建,侧重对西南印度洋勘探区洋壳浅部扩张过程、深部地幔柱活动、转换断层格局、洋中脊跃迁和重组、以及活动时间进行详细厘定。通过西南印度洋洋中脊生长过程的重建,探讨脊–柱相互作用(Müller et al.,1993;Zhang et al.,2011;张涛等,2011),特别是对超慢速扩张脊的异常热液活动的可能构造背景开展探索,揭示异常岩浆的产生和热液系统形成机制,为建立洋中脊、热点与热液成矿三者间的时空关系奠定构造演化基础。

1 区域地质背景

印度洋处于印度、澳大利亚和南极洲板块的交接地带,历经了冈瓦纳古陆和劳亚古陆的裂解以及各板块的碰撞拼合,具有复杂的演化过程和特殊的构造意义。根据扩张速率和洋盆演化的统一过程,印度洋可以划分为超慢速扩张的西南印度洋洋中脊(SWIR)、慢速扩张的中印度洋洋中脊(CIR)和东南印度洋洋中脊(SEIR)三支。热点或地幔柱(如西南印度洋的Marion热点、中印度洋的Kerguelen地幔柱和东南印度洋的Balleny热点等)、大型转换断层(断距>30 km)和海洋核杂岩等特殊构造单元在印度洋均有发育(图1)。印度洋复杂的构造背景和特殊构造单元的存在,为构造-岩浆作用及演化过程的研究提供了良好的场所。

图1 印度洋区域洋底构造格局与磁条带年龄Fig.1 Regional tectonic map of the Indian Ocean and ages of magnetic lineations

SWIR作为南极洲和非洲板块的边界,西自Bouvet三联点(BTJ,55°S,00°40′W)向东到 Rodrigues三联点(RTJ,25°30′S,70°E),延伸约 7700 km,持续活动一百多个百万年(Patriat et al.,1997)。SWIR被海底高原和热点所环绕,其中,位于 SWIR南侧的Marion隆起,标志了现今Marion热点的位置;同样,位于SWIR南侧的Crozet群岛或者Delcano隆起标志了现今Crozet热点的位置(图1)。受洋中脊-热点或地幔柱相互作用、大型转换断层和海洋核杂岩等特殊构造的影响,SWIR的很多地质地球物理特征表现为沿洋中脊轴向变化,主要包括:脊轴地形、洋中脊与扩张方向的夹角、洋壳厚度、重磁异常,以及长寿命转换断层的存在与缺失等。各项特征具体表现为:SWIR沿轴地形变化较大,除转换断层影响的区域外,自西向东地形逐渐变低,重力异常逐渐变高,洋壳厚度也逐渐减薄。但其全扩张速率较低,约为 12～18 mm/a,沿轴变化不大(Sauter and Cannat,2010),平均扩张速率为 14 mm/a,有效扩张速率更低,属于超慢速扩张洋中脊,且多为斜向扩张。SWIR自西向东被若干条大型的长期活动的南北向的转换断层错段,转换断层规模和活动时期不一。前人将 SWIR粗略地分成多级多个段落:最西部是被紧密间隔性转换断层分割的,介于 BTJ到位于10°E的Shaka转换断层(SHTF)之间,扩张方向和洋中脊正向扩张方向的交角为 9°～25°,也为斜向扩张脊(Sauter and Cannat,2010);在SHTF和16°E之间,斜向扩张方向最大,达51°,也被称为斜向超级扩张段,平均水深约4000 m(Dick et al.,2003);在16°E和25°E之间长约600 km的洋中脊段则被称为正向超级扩张段,平均水深约3500 m(Dick et al.,2003);再向东,洋中脊被 Du Toit(DTTF),Andrew Bain(ABTF),Marion(MTF)和 Prince Edward(PETF)转换断层分别错移了160 km、720 km、125 km和155 km;继续向东,洋中脊被Eric Simpson(ESTF),Discovery II(DIITF),Indomed(INTF)和 Gallieni(GALTF)转换断层分割为三个次级段,扩张以 25°斜交洋中脊总体方向,长约 2200 km,轴部平均水深 3200 m左右,两侧为较为宽阔的水下隆起(Georgen et al.,2001),在这个宽阔隆起段中部,DIITF和INTF之间的水深达3600 m,较邻区深;在GALTF和64°E之间扩张方向和洋中脊正向扩张方向的斜交达 30°,被东部的 Atantls II(AIITF)和 Melville(MELTF)转换断层分割,且洋中脊发生巨大的错移,而该隆起东部的MELTF和69°E之间的轴部水深最深达4730 m。

CIR作为澳大利亚和非洲板块的边界,自北端(10°N,57°40′W)向南至 RTJ延伸约 6000 km,持续活动约九十个百万年。CIR与两侧的海底高原近于平行排列,其中,位于 CIR东翼的 Laccadives-Chagos洋脊为Deccan高原向南的延伸,其覆盖的洋壳年龄>30 Ma;位于CIR西翼的Reunion隆起标志了现今Reunion地幔柱的位置。CIR 自北向南发育Owen(OWTF)、Chagos(CHTF)和 Reunion(RETF)三条大规模的转换断层,期间并有大量小断距转换断层。CIR现今全扩张速率介于15～20 mm/a之间,大于 SWIR的扩张速率,介于超慢速和慢速之间。中印度洋的总体水深较浅,小于4 km(图1)。

SEIR作为南极洲和澳大利亚板块的南北分界,自 RTJ向东(63°S,168°24′E)延伸约 12000 km。SEIR南翼的Kerguelen高原和Balleny岛分别标志了现今Kerguelen地幔柱和Balleny热点的位置。自西向东SEIR发育9条大规模转换断层和多条小断距转换断层。SEIR水深普遍较浅(2～4 km),小于SWIR和CIR的水深;现今扩张速率大于25 mm/a,大于SWIR和CIR,为慢速扩张脊(图1)(索艳慧,2014)。

2 西南印度洋洋底构造单元划分

洋底地貌地形与构造密切相关,因此根据洋底构造地貌(morphotectonics或 morphostructure)可以进行构造单元的精细划分。以往从全球洋底构造特征角度,常将洋底构造划分为以下几大类:洋中脊、破碎带(转换断层)、深海盆地、大火成岩省和俯冲带。这种划分有利于探讨单一大型洋盆的从生到死的对称增生方式和过程,但难以探讨更为复杂、精细、更短时间尺度的海底构造演化过程。为了探讨区域尺度洋盆或局部洋中脊的精细演化,就必须打破这种传统划分原则,探讨服务于区域洋底演化研究的一种新的构造单元划分原则。

根据区域构造特征及其对称性,西南印度洋可以划分出七级构造单元(图2)。首先,从整个印度洋出发,根据最新一个“增生期”的区域洋盆演化一致性的差异,将印度洋划分为3个一级构造单元(还不同于“增生区”的概念),它们涵盖三支洋中脊(图1),即东南印度洋洋盆(I)、西南印度洋洋盆(II)和西北印度洋(也称中印度洋,III)。然后,以西南印度洋盆地为例,以不同洋中脊生成的洋壳和具有不同走向的转换断层为原则,进一步划分为6个二级构造单元,从南往北分别是:Conrad海隆(II-1)、>120 Ma的南侧洋壳单元(II-2)、>60 Ma的南侧洋壳单元(II-3)、<60 Ma的洋壳单元(II-4)、>60 Ma的北侧洋壳单元(II-5)和>120 Ma的北侧洋壳单元(II-6)。随后,可进一步侧重小于 60 Ma的洋壳单元(如 II-4),以大型转换断层和其间的洋中脊构造的相似性,将研究区划分为4个三级构造单元(即西南印度洋中脊的一级分段),自西向东分别是:PETF和ABTF以西的超级洋中脊段(II-4-1)、ABTF和DIITF间的超级洋中脊段(II-4-2)、DIITF和GALTF间的超级洋中脊段(II-4-3)和GALTF以东的超级洋中脊段(II-4-4),它们具有不同的扩张速率,且扩张方向和洋中脊具有不同的交角(图2)。此外,还区分出与洋中脊行为不同的构造单元,如与热点或地幔柱相关的构造单元,它们往往叠加在不同的正常洋壳构造单元之上,可以单独编号,例如 Crozet热点和 Marion热点表现为深海台地,和洋中脊发生脊–柱相互作用,从而导致了一些微构造单元,如35°E～40°E之间的串珠状离轴火山或长垣地貌。这些构造单元是印度洋长期演化的最终结果。本文通过重建古海底水深(古构造地貌)和板块格局重建,试图用统一的构造模式来系统认识这些不同级别构造单元的形成和演化,探讨与构造相关的成矿模式。

图2 西南印度洋洋底构造地貌单元划分与水深Fig.2 Regional morphotectonic division and bathymetric map of the Southwest Indian Ocean

3 印度洋洋中脊构造过程重建与构造演化

Rodinia超大陆形成于1000 Ma前,于825 Ma开始裂解,逐步分化出北方几个大陆和南方的几个大陆。其中,南方的几个大陆主要由非洲、澳大利亚、印度和南极洲陆块组成。南方大陆于泛非造山运动期间(600～540 Ma)再次沿高级变质作用发育的莫桑比克造山带发生最终碰撞集结,形成冈瓦纳大陆。冈瓦纳大陆由东、西冈瓦纳组成,其中,东冈瓦纳由东南极、澳大利亚、马达加斯加和印度组成,泛非造山运动对其影响可持续到 450 Ma(Acharyya,2000)。随后,冈瓦纳大陆长期稳定,并于250 Ma左右成为Pangea超大陆组成的一部分。Pangea超大陆于 188 Ma左右开启的裂解,新特提斯洋逐步消亡,而现今的印度洋形成于新特提斯洋南部,最先在155 Ma于西南印度洋北部的马达加斯加与非洲东缘逐渐打开,到130 Ma左右全面打开(Chu and Gordan,1999;Royer et al.,2006;Stamps et al.,2008)。随后,位于澳大利亚西北部的印度洋东北部洋盆出现了晚侏罗世的洋壳,最老的磁条带年龄为130 Ma(Powell et al.,1988)。因此,下文主要集中重建130 Ma以来印度洋的构造过程,围绕主要洋底洋中脊扩张–拓展和热点–洋中脊相互作用的重大地质事件,理顺其宏观构造演化格局和主要洋底构造事件。

3.1 印度洋死亡洋中脊构造过程与西南印度洋区域洋底记录

印度洋的形成与冈瓦纳大陆裂解、新特提斯洋消亡相关(图3,Ben-Avraham et al.,1995;Livermore and Hunter,1996)。其中印度-马达加斯加与非洲之间出现的洋壳还属于新特提斯洋(图3a,即现今残存于西北印度洋的阿拉伯海海域),而西南印度洋则为南极洲板块和非洲板块的分界线(图3a),导致了西南印度洋在ABTF和PETF之间的极其复杂的破碎带,因而该带记录了整个西南印度洋的扩张历史(Bernard et al.,2005)。在PETF和DIITF之间的最老磁条带年龄为155 Ma,是非洲板块和努比亚与索马里新板块之间的弥散性离散边界(图3a,Chu and Gordan,1999;Royer et al.,2006;Stamps et al.,2008)。澳大利亚西北部陆架到洋盆的地震剖面揭示,在印度洋的东部,印度次大陆和澳大利亚大陆之间的伸展作用始于三叠纪和侏罗纪,最老的洋壳磁条带为 M10,年龄为 130 Ma,初始洋壳形成后,洋中脊还发生了几次跃迁,现今这些死亡的洋中脊已经增生在澳大利亚西北部的陆架附近(Powell et al.,1988)。到120 Ma左右,印度洋以布维三联点(BTJ)为中心的古三叉洋中脊形态初步形成,其中,马达加斯加和非洲之间被转换型大陆边缘分隔(图3b)。

图3 西南印度洋的区域洋底演化Fig.3 Regional ocean crustal evolution of the Southwest Indian Ocean

3.2 印度洋洋中脊–地幔柱相互作用下的构造演化及西南印度洋的体现

(1)120～84 Ma期间,印度洋的打开伴随着欧亚板块与正裂解的冈瓦纳大陆之间的新特提斯洋的逐渐向北消亡(图3b和图4)。其中,印度洋东北部的Wharton洋中脊的扩张,导致澳大利亚西北部一些小碎片(如现今位于苏门答腊的Sikuleh,Natal,Lolotoi等地块)裂离澳大利亚,向北漂移,增生到了西缅地块南缘(图4)。同时,该俯冲带再向南延伸,成为印度板块(北部属新特提斯洋,南部属印度洋)向东部的太平洋板块之下发生洋-洋俯冲(李三忠等,2013,图4),出现现今菲律宾等地残存的岛弧组成(Honza and Fujioka,2004)。印度次大陆与冈瓦纳大陆主体的分离发生在早白垩世,发生了一幕广泛的火山事件,即 Rajmahal-Bengal 盆地中记录的120～110 Ma火山事件。而在马达加斯加,广布双峰式的玄武岩和流纹岩,与Marion热点导致的马达加斯加与南极大陆之间的裂谷裂解活动有关,形成最早时间为87.6 Ma,岩浆喷发持续了6 个百万年(Storey et al.,1995)。随后,马达加斯加和塞舌尔微大陆分离,其间逐渐形成马斯克林(Mascarene)盆地,古西北印度洋分支出现,该分支与古西南印度洋分支的交点即为古 RTJ三联点(图4),位于现今 RTJ的南部;古RTJ在120 Ma以后出现在印度、南极和澳大利亚之间,是北东支Whaton洋中脊、古西北印度洋洋中脊以及西南印度洋洋中脊的交点。而120 Ma左右,印度大陆、非洲大陆和南极洲之间出现地幔柱导致了古布维三联点,位于Crozet与马里昂以西。之后,研究区Crozet热点以南,存在一支NWW向的洋中脊,与地幔柱作用形成的统一海底高原(此时,马达加斯加海台、康拉德海台在位置上重合)(图4);转换断层和破碎带总体为SN走向。90 Ma,Marion热点位于马达加斯加岛的东部,古布维三联点位于马达加斯加海台南侧,并缓慢地向北东方向移动。84 Ma,Marion热点位于马达加斯加海台的南部,南部的Conrad海台和北部的马达加斯加海台基本分开(图4)。之后,非洲板块和古RTJ三联点继续向北东移动,并逐步靠近Marion热点。Kerguelen热点可能出现在澳大利亚和南极洲板块之间,开始导致澳大利亚板块与南极洲板块之间的分离,古东南印度洋洋中脊开始出现(图4)。

图4 84 Ma印度洋洋底构造格局Fig.4 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 84 Ma

(2)84～60 Ma期间,现今西北印度洋洋中脊发生过三次跃迁,最早扩张始于84 Ma,形成于Laxmi脊与印度西侧大陆架之间,与Marion热点活动有关,其记录还有印度西部大陆架西侧的Laxmi盆地中发现的84～65 Ma磁条带(图4)。印度西部陆架的中部陆架脊和Pratap脊杂岩年龄也正好为84 Ma (Subrahmanyam et al.,1995),但为裂谷初始阶段的岩浆活动产物,这次裂解分裂了马达加斯加和印度次大陆。第二次扩张脊向西跃迁到 Laxmi脊以西,这一过程最早出现于 65 Ma,形成了西北印度洋的古Carlsberg脊,且阿拉伯海打开,塞舌尔微大陆裂离印度板块(图1)。同时,西南印度洋南部也可能在80 Ma期间发生了一次洋中脊跃迁(图2)。之后,Reunion热点轨迹叠加在西北印度洋洋中脊上。西南印度洋介于 15°E～25°E之间的正向超级扩张段,至少起始于83 Ma(Bergh and Barrett,1980),且西南印度洋中脊西侧1000 km和东侧2500 km受邻近快速扩张脊驱动,分别向南西和北东方向发生了移动(Patriat et al.,1997),且向南西与北东向的洋中脊拓展速率分别为15 mm/a和35 mm/a(Royer et al.,1988)。这两段具有初始洋壳增生的重要特征,而与冈瓦纳大陆裂解无关。70 Ma左右,古RTJ接近Marion热点,在洋中脊两侧分别形成 Delcano隆起的东部和马达加斯加海台的东南部。而Crozet热点位于印度大陆的南东侧,此时,Crozet热点所处地壳的南部已经出现。同时,印度次大陆西部和印度洋北部于70～65 Ma发生了广泛的德干玄武岩事件。古RTJ在约71 Ma与约52 Ma期间不断频繁地向北东向跃迁和板块格局重组,导致了西南印度洋新的轴部不连续性。其中65～60 Ma左右,西南印度洋中脊可能再次与Marion热点发生相互作用,引起了向北的跃迁(图2),古RTJ快速的北东方向移动或跃迁(图5),连续而稳定地生成了INTF,GATF和AIITF一系列转换断层或破碎带(图1)。Marion热点接近或者位于洋脊扩张中心,强烈的岩浆活动导致 Delcano隆起的中部开始形成。西南印度洋洋中脊NE走向(图3c),扩张一直持续到40 Ma左右。板块重建还表明,84～60 Ma期间,Kerguelen热点与东南印度洋洋中脊发生中轴相互作用(图4和图5)。

(3)60～40 Ma期间,Kerguelen热点与东南印度洋洋中脊中轴相互作用持续时间较长,延续到 40 Ma,并最终导致古东南印度洋洋中脊和新生的东南印度洋洋中脊链接为统一的洋中脊(图4、5、6)。65～48 Ma期间西北印度洋扩张,形成北西西向的扩张脊(图1),但现今其东侧被地幔柱成因的 Laccadive脊抹除(图1),古 Carlsberg脊可能因印度板块和欧亚板块的初始碰撞而停止扩张(Acharyya,2000)。60 Ma左右Whaton洋中脊逐渐死亡,并俯冲到东南亚陆缘之下,形成板片窗(Wittaker et al.,2007)。澳大利亚和南极大陆之间开始裂解出洋壳,且印度板块和澳大利亚板块逐渐变为一个统一板块(图3c)。45～40 Ma左右(图6),新特提斯洋消亡,印度板块和欧亚板块碰撞,导致青藏高原逐步隆升;在GA和MEL破碎带之间形成了高度分段的特征(Dyment,1993),其洋中脊分段长度在 30～45 km之间,错断在 25～40 km之间(Sauter et al.,2002)。同时,现今的东南印度洋洋中脊开始快速扩张形成,将Kelguelen热点分隔为两部分:现今的Kelguelen热点和Borken热点(图6)。其中,Broken热点在38 Ma死亡,至此东经90度海岭的形成结束(对于其起始时间据青藏高原火山岩记录可达早白垩世,但多数认为是84 Ma)。澳大利亚板块和南极板块发生分离。古RTJ发生向东北的最后一次跃迁,到达接近现今 RTJ位置的西南。而布维三联点位置远离Marion热点,形成Delcano隆起的西部区域,西南印度洋洋中脊再度发生向北的跃迁,导致马达加斯加海台再次远离 Marion热点,地幔柱和洋中脊相互作用,使得在<40 Ma的以北的板块内形成了SWW走向的新洋中脊,转换断层和破碎带走向NNE向,该洋中脊并持续扩张到现今。沿PE破碎带发生泄露,形成了串珠状的海山地貌。期间,某种重要变化导致了AB破碎带的总体弯曲特点。

图5 印度洋60 Ma时期的区域洋底格局Fig.5 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 60 Ma

图6 印度洋40 Ma时期的区域洋底格局Fig.6 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 40 Ma

图7 印度洋20 Ma时期的区域洋底格局Fig.7 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 20 Ma

(4)40～10 Ma期间,西南印度洋中脊最东部的MEL破碎带与RTJ之间形成于～40 Ma的印度洋一次重大调整之后,再没有受到大规模错移(Sclater et al.,1981)。总体上看,西南印度洋高度分段部分的弯曲破碎带形态的年龄都小于 40 Ma,与板块的稳定运动有关(Bernard et al.,2005)。24 Ma左右,西北印度洋现今的Carlsberg脊形成,逐渐演化成现今西北印度洋的格局(图7)。最新的磁条带异常还发现(图1),24 Ma左右,西南印度洋扩张速率由30 mm/a降为15 mm/a,但对扩张方向影响较小,只是局部改变了板块边界的几何形态(Baines et al.,2007)。Krishna et al.(2009)在中印度洋发现逆断层和波长长达100～300 km的宽缓褶皱作用,最早时间始于15.4～13.9 Ma,持续到8 Ma,这次洋内挤压作用对应于青藏高原最为快速的一次隆升阶段。直到10 Ma左右,现今的印度洋洋中脊格局才形成(图3d和图7)。但也有人认为20 Ma以后现今的印度洋洋中脊系统就基本定型,只是扩张速率减半,且20 Ma以来的洋中脊轴部发生过周期性拉分式断陷、多米诺式箕状断陷、地堑式断陷、海洋核杂岩等构造过程。

4 脊–柱相互作用、海洋核杂岩与成矿机制

印度洋洋底有两大地质特征:洋盆中热点较多,洋中脊地幔岩出露较多(Zhou and Dick,2013)。经过大量资料积累和板块重建,揭示出印度洋热点和洋中脊之间发生过物质和能量的交换,并可能导致一些成矿作用,与“热点”过程相关。此外,海洋核杂岩导致地幔岩出露,强烈的断裂作用使得海水下渗,地幔岩蛇纹石化,释放热能,导致海底热液系统形成和热液成矿作用发生,因而常称为“湿点”过程(牛耀龄,2013)。

4.1 印度洋洋中脊–地幔柱相互作用与“热点”成矿模式

按照两者远近距离,脊-柱(洋中脊–地幔柱)相互作用可定性地划分为:远脊脊-柱、近脊脊-柱和中轴脊-柱相互作用(Dyment et al.,2007)。西南印度洋脊具有斜向扩张的特点,其轴向裂谷被一系列的NNE向转换断层切割,洋中脊扩张中心多发育较深的轴向裂谷且缺少岩浆活动。当洋中脊扩张速率低于15～20 mm/a这个临界值时,板块在每次分离增生时的熔体供应量会快速衰减,这是因为轴下地幔的岩浆上涌速率也在快速衰减,会导致热边界层的增厚,从而降低了熔融作用的高度(White,2001)。然而,西南印度洋脊49°E～53°E长约300 km的脊段上发现了 5分热液区,热液活动频度达到 2.5个/百公里。这表明岩浆活动可能并不是正常的那么微弱,因而应当有外来热源的加入。

西南印度洋洋中脊海底地貌可分为火山型海底、平坦型海底和波状海底三种类型(Cannat et al.,1999)。重力、磁力等地球物理资料分析研究表明,西南印度洋脊的扩张和岩浆活动可能与 Marion、Bouvet、Delcano、Crozet等热点存在一定关系。这些热点可导致洋中脊几何形态、地幔成分、熔体流动和热结构的变化,从而对洋壳生长量、热液成矿和构造特征影响较大,特别是对超慢速扩张脊的影响巨大(Cannat et al.,2006;Dick et al.,2003;Standish and Sims,2010)。地幔柱和洋中脊相互作用程度取决于地幔柱大小、通量和扩张速率。对于偏离洋中脊的地幔柱和固定的洋中脊,地幔柱大小依赖于地幔柱通量、扩张速率、脊-柱距离和随年龄变化的岩石圈厚度等变量的尺度律。这些结果表明,地幔柱直径和脊-柱距离与洋中脊固定时的地幔柱通量与扩张速率的比值相关。当洋中脊迁移时,由于板块额外的拉力,洋中脊向地幔柱迁移,脊-柱相互作用的距离减小;相反,洋中脊背离地幔柱迁移时,由于板块拉力减弱,脊-柱相互作用增强。已有模拟成果进一步表明,地幔柱可以沿与洋中脊平行的岩石圈底部扩展,并构成大洋岩石圈的重要部分(Condie,2001)。

这种模式最可能发生在西南印度洋的西段,那里Marion热点导致一系列串珠状海山或海台,从马达加斯加南部沿转换断层一直断续向南延伸到洋中脊,且这段洋中脊地形也表现为从 DII破碎带较宽的高地形,向西到AB破碎带为较窄的高地形,总体表现为朝西尖灭的楔形(图2),意味着87～84 Ma期间热点对洋中脊的影响最强(图4),发生了中轴脊-柱相互作用,并向西逐渐衰减,但相对西南印度洋东段仍然是强脊-柱相互作用地区,因而也应当是热液成矿作用活跃地段。该区脊-柱相互作用与大西洋中脊和冰岛的过程可能类似,沿向冰岛南部岸线延伸的Reykjanes段洋中脊方向,熔岩地球化学成分发生递变证明了冰岛的脊-柱相互作用方向。

以Marion热点和西南印度洋洋中脊相互作用为例,当洋中脊与地幔柱空间上间距变化时,可能出现不同的脊-柱相互作用(图8)。120～87 Ma其间,Marion地幔柱只是导致马达加斯加和南极陆块分离,早期在马达加斯加出现双峰式岩浆活动,后期出现洋壳,但Marion地幔柱并没有突破洋壳形成热点。90 Ma或87 Ma时,Marion地幔柱与洋中脊之间的岩石圈充分受热和软化,地幔柱可能突破洋壳,形成热点,并与西南印度洋洋中脊发生中轴脊-柱相互作用,大量的地幔柱物质开始并入扩张中心,这种情况下,地幔柱物质进入扩张中心的通量要远远高于进入热点岛链的,地幔柱物质进入扩张中心的通量增加,并沿轴部分,可能持续到 84 Ma(图2和图4)。60 Ma左右,当扩张中心突然移向地幔柱时有利于洋中脊跃迁,西南印度洋洋中脊向北跃迁(图2),使得Marion热点位于西南印度洋洋中脊南侧,并逐渐远离洋中脊,脊-柱相互作用减弱,但与洋中脊距离依然近到足以使一些地幔物质沿岩石圈底部上升到洋中脊。40 Ma左右,热点停止形成,地幔柱位于洋中脊中轴以南的洋壳下部,马达加斯加等死亡的海底台地、火山链和废去的洋中脊段裂解而背离新的扩张中心和Marion热点向北运动(图5)。

4.2 印度洋海洋核杂岩与“湿点”成矿模式

随着近年的调查程度的逐渐深入,人们也认识到西南洋中脊热液系统的独特性和复杂性。首先,超慢速扩张洋中脊的热液活动频度高。其次,其热液成矿作用更加复杂。西南印度洋脊构造地质环境特殊,普遍裸露超基性岩或者基性/超基性杂岩(Zhou and Dick,2013),这种地幔直接裸露的过程可能与海洋核杂岩的形成相伴随。地幔直接裸露洋底的后果是,超基性岩在强烈深切断裂作用下与海水充分交代反应,并在蛇纹石化过程中释放大量热能,因而这些热能可能是驱动热液循环的重要热源。在西南印度洋脊 49°E～53°E 段洋脊上发育了多金属硫化物和富硅沉积等多种热液沉积类型,因此,本文推断西南印度洋脊热液系统还存在一类不同于“热点”模式的特殊的热液成矿端元类型,这类热液系统的热源类型应当受蛇纹石化的“湿点”过程控制,如果是在受控于海洋核杂岩的地幔出露的区域,那么其热液循环机制与海洋核杂岩形成过程相关。

图8 西南印度洋扩张中心向热点迁移时脊-柱相互作用的可能模型Fig.8 Possible configuration of interaction between mantle plume and mid-ocean ridge when the SWIR migrated toward the hotspot

海洋核杂岩主要发育于慢速和超慢速扩张脊附近。迄今,关于贫岩浆的慢速和超慢速扩张脊成因,提出了很多动力学模型(李三忠等,2004a,b):例如,(1)“水头损失”模型,在慢速扩张脊处,岩浆上升要通过冷的和老的岩石圈组成的狭窄通道,与岩浆源连通的岩浆通道内的黏性力足够减少液压,引起洋中脊轴部的沉降(Condie,2001)。水压损失与上升速度成正比,与通道直径的立方成反比,水头损失引起裂谷肩部相对于洋底隆升,易于形成中央裂谷,断裂深切,水化地幔岩,更有利于海洋核杂岩的形成和地幔岩的剥露。而快速扩张脊由于通道是由更热的岩石圈组成,水头压力损失较少,所以形成平缓的地形,而不形成中央裂谷。(2)依赖于岩浆黏度的机制,洋中脊下部上升的软流圈可以对新形成的岩石圈施加一个黏滞拖拽力,这个拖拽力会阻止冠部岩石圈的上升,同时侧翼岩石圈则沿正断层面向上运动(Chen and Morgan,1990)。这个模型将一个高黏度岩浆的出现与中央裂谷的形成联系在一起。(3)岩石圈的“稳态缩颈”模型(Condie,2001),中央裂谷是由裂谷下部韧性层在引张力作用下的缩颈作用和减薄作用形成的。由于下面不断补充新的物质,所以这个层不会断开。在慢速扩张脊处,岩石圈的强度被认为足够大,以致于缩颈化形成了一个中央裂谷。(4)岩墙的侵入作用和分裂作用模式,在作用于均衡地势上所引起的非弹性变形的叠加,这种稳态地势可以利用板块冷却理论预测。上述模型都认为超慢速扩张脊下部的地幔黏度较大,因而,最近也有人提出了脊吸力(ridge sunction)模式(Niu and Hékinian,2004),认为超慢速扩张脊脊吸力较小,不利于岩浆向超慢速扩张脊聚集,因而是个贫岩浆洋中脊,但有利于深切断裂形成、海水下渗,地幔岩和海水充分反应,因而导致海洋核杂岩的形成和相应的成矿作用。

5 结 论

综合以上研究,本文得出以下几点新认识:

(1)印度洋经历过复杂的构造演化,本文基于板块重建,结合前人热点和年代学研究结果得出,120 Ma、90 Ma、84 Ma、65 Ma、40 Ma、24 Ma 和15 Ma依次在印度洋及邻区发生了印度次大陆裂离冈瓦纳大陆并出现古东南印度洋和 Kuergulen热点活动、马达加斯加陆块裂离印度次大陆且马达加斯加海台形成、Marion等热点活动和西南印度洋洋中脊向北跃迁、新特提斯洋消亡和印度与欧亚板块碰撞、现今三叉洋中脊格局形成、中印度洋出现逆断层和青藏高原快速隆升等一系列重大构造事件,其中约80 Ma、60 Ma和40 Ma的3次重大的三联点和洋中脊跃迁、重组对现今印度洋构造格局的形成具有重要影响。其中,西南印度洋热点比较发育,洋中脊先后受Marion热点、Crozet热点、Conrad热点的影响,也曾经经历了三次洋中脊跃迁,时间分别为80 Ma、60 Ma和40 Ma。

(2)西南印度洋早期洋中脊的形成起始于155 Ma左右,该过程与冈瓦纳大陆裂解以来的大洋演化有关。最近20 Ma以来的洋中脊轴部发生过周期性拉分式断陷、多米诺式箕状断陷、地堑式断陷、海洋核杂岩等构造过程。

(3)超慢速扩张脊一般来说岩浆供应量较少,理论上一般不发育热液喷口,但西南印度洋洋中脊中段热液喷口异常发育的原因有两个:热点-洋中脊的相互作用提供了外来热源和地幔岩蛇纹石化释放了大量热能,伴随这两种过程发生了两种成矿作用,即热点-洋中脊相互作用相关的热点模式和海洋核杂岩相关的湿点模式。

致谢:本文撰写了两年整,期间得到了很多专家的指点,悉尼大学Dietmar Müller教授和Sabin博士在2013年9～11月李三忠访问悉尼大学期间给予的指导,也受益于与伍兹霍尔海洋研究所的林间教授的讨论,中国科学院地质与地球物理研究所肖文交研究员和另两位匿名审稿人提出了建设性修改建议,在此一并致以特别感谢。

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