东南印度洋中脊(108°—134°E区域)断层构造与岩浆活动关系*

刘守金, 林间, 罗怡鸣

东南印度洋中脊(108°—134°E区域)断层构造与岩浆活动关系*

刘守金1, 3, 林间1, 2, 罗怡鸣1, 3

1. 中国科学院南海海洋研究所边缘海与大洋地质重点实验室(南海海洋研究所), 广东 广州 510301; 2. Department of Geology and Geophysics, Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02543, USA; 3. 中国科学院大学, 北京 100049

东南印度洋脊(Southeast Indian Ridge, 简称SEIR)是中速扩张洋中脊, 在其中的108°—134°E区域的全扩张速率为72~76 mm·a–1。但在接近澳大利亚-南极洲不整合带(Australian-Antarctic Discordance, 简称AAD)区内, 海底地貌沿洋中脊的变化强烈, 其变化范围涵盖了从慢速到快速扩张洋中脊上常见的例子, 且出现了明显的地球物理与地球化学异常, 说明洋中脊在AAD区附近的岩浆供应量极不均匀。文章定量分析了高精度多波束测深数据, 计算了洋中脊不同段的地形坡度、断层比例以及平面与剖面的岩浆参数值, 结合研究区内剩余地幔布格重力异常以及洋中脊轴部地球化学指标Na8.0、Fe8.0等资料, 分析与讨论了研究区的断层构造与岩浆活动特征的关系。研究发现, 东南印度洋脊108°—134°E区域的B区(在AAD区内)及C5段(在AAD区外西侧)发育有大量的海洋核杂岩, 而且B区的海洋核杂岩单体规模更大, 其中最大的位于B3区, 沿洋中脊扩张方向延伸约50km。研究结果首次系统性地显示, 相比东南印度洋的其他区域, B和C5异常区具有偏低的平面与剖面值、偏高的断层比例、偏正的地幔布格重力异常以及偏高的Na8.0值与偏低的Fe8.0值, 这些异常特征可能反映了B区和C5段的岩浆初始熔融深度较浅以及岩浆熔融程度较低, 因此导致其岩浆供应量异常少, 形成较薄的地壳。研究结果同时表明, 在岩浆供应量极少的洋中脊, 构造伸展作用有利于海洋核杂岩的发育, 导致地壳进一步减薄。

东南印度洋脊; 澳大利亚-南极洲不整合带; 海底断层; 岩浆参数值; 海洋核杂岩; 多波束测深; 剩余地幔布格重力异常

海洋板块的扩张发生在大洋中脊, 由岩浆侵入与构造拉伸来完成。在海底扩张过程中, 随着洋壳向洋中脊两侧扩张, 构造作用形成裂谷、正断层与低角度拆离断层等构造。岩浆作用与构造作用的比值影响着洋中脊的岩石圈温度、岩石圈强度、地貌特征以及断层构造等。海洋核杂岩(oceanic core complex, 简称OCC)由低角度拆离断层将下地壳或上地幔的辉长岩、橄榄岩等基性和超基性岩石拆离到地表而形成(Tucholkeet al, 1998)。定义岩浆在扩张作用中所占的比值为岩浆参数, 简称值。海底断层在各种扩张环境下都存在(Shaw et al, 1996; Lavier et al, 2002; Buck et al, 2005; Behn et al, 2008; Olive et al, 2010), 但OCC仅出现在值范围在0.3~0.5的区域(Tucholkeet al, 2008)。目前全球共发现约200处OCC, 绝大多数发育在慢速或超慢速扩张脊, 如大西洋中脊(Mid-Atlantic Ridge, MAR)、西南印度洋脊(Southwest Indian Ridge, SWIR)及弧后盆地(Ohara et al, 2001; Ciazela et al, 2015)。此外, 部分OCC发育在中速扩张脊, 如中印度洋脊(Central Indian Ridge, CIR)、智利洋中脊(Chile Ridge)和东南印度洋脊(Southeast Indian Ridge, SEIR)(Christie et al, 1998; Okino et al, 2004)。

1 地质背景

东南印度洋脊西起印度洋的罗德里格斯三联点(Rodrigues Triple Junction, RTJ), 东至太平洋的麦格理三联点(Macquarie Triple Junction, MTP), 总长约6000km。本文的研究区为SEIR的108°—134°E区域, 位于澳大利亚与南极洲之间。本文沿用Weissel等(1971)对澳大利亚以南的SEIR洋脊段的分段与命名方式, 将研究区划分为3个区域(图1): A区(约128°—137°E区域, 包括A1段); B区(约120°— 127°E区域, 又称澳大利亚-南极洲不整合带AAD, 包括B3、B4、B5段); C区(约108°—120°E区域, 包括C1—C5段)。

图1 研究区水深及构造图 黑色点线表示洋中脊的位置。OCC的位置用黄色星号表示。近南北向的线表示转换断层, 破碎带和非转换不连续带．黄色框线表示洋中脊分段及多波束水深数据的范围。红点和黄色短线是计算M值剖面的位置

SEIR为中速扩张洋中脊, 全扩张速率约为72~76mm·a–1(Weissel et al, 1971)。然而研究区内洋中脊轴部地貌与分段涵盖了从慢速到快速扩张洋中脊的特征(Macdonald et al, 1990; Lin et al, 1990; Dick et al, 2003)。其中A1与C1段表现为类似东太平洋洋隆(East Pacific Rise, EPR)快速扩张洋中脊典型的轴部洋隆; 而B区以及C4与C5段具有慢速扩张洋中脊典型的深谷特征, 如大西洋中脊和西南印度洋脊。此外, 在研究区各分段洋中脊两侧的地貌亦存在明显差异: 在B3与B4段, 除了平行于洋中脊轴部的线状洋岭外, 还发育垂直于洋中脊的窗棂状海洋核杂岩。

值得注意的是, 研究区内各洋脊段的扩张速率相近, 却具有非常不同的地貌特征与断层形式, OCC也仅在少数区域观测到。本文通过计算海底各分段的M值以及剩余地幔布格重力异常(residual mantle Bouguer anomaly, RMBA), 结合地球化学数据, 综合分析研究区的岩浆与构造作用, 探究断层发育与OCC的形成模式。

2 数据来源与研究方法

2.1 数据

本文采用自由空气重力异常(free-air gravity anomaly, FAA)(图2a)、沉积物厚度(图 2b)与地壳年龄(图2c)数据来计算剩余地幔布格重力异常RMBA, 用水深数据来计算断层的坡度, 并用图3所示方法计算平面与剖面值。

水深资料包括全球水深和局部多波束水深数据(图1、4)。本文所用的全球水深数据来自加州大学圣地亚哥分校V1版本(图1; SRTM15_PLUS V1, https://topex.ucsd.edu/WWW_html/srtm30_plus.html), 通过15"网格来表示。

多波束水深数据(网格为100m×100m)来自海洋地球科学数据系统(Marine Geoscience Data System, MGDS, http://www.marine-geo.org/index.php)与美国国家地球物理数据中心(National Geophysical Data Center, NGDC, https://www.ngdc.noaa.gov)。多波束水深数据覆盖本研究区洋中脊轴两侧共100~150km(图１)。

自由空气重力异常数据是由卫星测高结合船测数据获得的1′×1′全球海洋重力异常数据(图2a; https://topex.ucsd.edu/marine_grav/mar_grav.html)(Sandwell et al, 2014)。当波长超过25~30km·h–1, FAA与船测重力异常数据吻合(Neumann et al, 1993)。研究区内的转换断层、破碎带以及脊轴裂谷具有明显的自由空气重力异常负值(图2a)。自由空气重力异常FAA可以反映地形中短波长起伏状况。研究区AAD内, FAA在短距离内存在较大的数值差异, 从重力角度可以看出AAD区内复杂的地形地貌状态。

本文使用的沉积物厚度数据是来自NGDC的5′×5′全球沉积物厚度网格化数据(图2b; https:// www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick)(Divins, 2003); 该数据是综合了沉积物等厚图、深海钻探计划(Deep Sea Drilling Project, DSDP)和大洋钻探计划(Ocean Drilling Program, ODP)钻井资料以及地震数据等而获得的。研究区内, 沿SEIR的沉积物约100~150m; 而在SEIR以南的区域, 越靠近南极洲大陆的地区沉积物越厚, 最厚达460m(图2b)。研究区多波束水深覆盖区域, 沉积物厚度相对较小。沉积物覆盖作用会使洋中脊系统断层坡度变小。偏小的沉积物厚度有利于断层的准确识别。

地壳年龄数据采用2′×2′全球海洋地壳年龄数据(Müller et al, 2008)。相比6′×6′的版本(Müller et al, 1997), 2′×2′版本增加了新的船测数据, 填补了南印度洋数据空缺的部分。研究区的地壳年龄范围为0~22Ma(图2c)。

图2 研究区的自由空气重力异常(a)、沉积物厚度(b)与年龄(c)等值线图 黑色粗线代表洋中脊。图c中的数字为年龄

2.2 方法

2.2.1 岩浆参数值计算

在研究区各分段内, 我们截取垂直于洋中脊的剖面, 先识别并计算剖面中每条断层。剖面中各断块的断层面在水平方向上的投影长度为f, 各断块除去断层面剩余部分在水平方向上的投影长度即m。对剖面各断层f进行累积求和(∑f), 进而求得∑f占整个剖面长度的比例为, 然后计算岩浆占扩张的比值(值), 即=1-(图3)。同理, 各分段在平面上的岩浆作用比例(即平面值)可由断层坡度面所占总面积的比例获得。

图3 岩浆参数M值计算卡通图 a. 垂直于不含OCC的洋中脊剖面; b. 垂直于含OCC的洋中脊剖面。灰色垂直矩形表示洋中脊轴部岩浆注入的位置。箭头代表断块的位错方向。剖面修改自Smith(2013)。其中

2.2.2 剩余地幔布格重力异常

本研究采用Parker (1993)的方法来计算地幔布格重力异常(mantle Bouguer gravity anomaly, MBA)。假定沉积物深度每增加100m, 沉积物密度增加15 kg·m–3(Cowie et al, 1990; Wang et al, 2011)。此外, 假定海水、地壳、地幔的密度分别为1030、2700、3300kg·m–3。从FAA中减掉水-沉积物界面、沉积物-地壳界面以及地壳-地幔界面的重力效应, 即可得到MBA。随后, 从MBA中再去除由于岩石圈冷却而引起的重力效应(也称热校正), 获得RMBA。计算岩石圈冷却效应时, 考虑了各点在垂直方向的一维热传导(Turcotte et al, 2014)以及该点对应的地壳年龄(Müller et al, 2008)。设定板块表面温度为0℃, 100km深处的温度为1350℃, 热扩散系数为 3.5×10–5·℃-1。根据公式(1)可将三维地幔温度场转换为三维密度变化场。

其中, ∆为密度变化,0和0分别为100km深度处的参考地幔的温度和密度,为热扩散系数。

3 结果

3.1 断层坡度

本文采用Young(1978)方法处理水深数据获得相应区域的坡度。对比水深与坡度(图4、5), 高坡度区(坡度≥10°)集中分布在以下3类区域: 1)相邻洋脊段连接处附近, 如转换断层(见C2、C5段中的例子), 非转换不连续带(C3、B3例子); 2)洋中脊轴部裂谷带(C5、B3例子); 3)洋中脊两翼大规模发育OCC的区域(B3、B4、C5例子)。其他高坡度值区位于洋中脊条带状海岭与零星海山发育区(C1、B5锥状火山区)。

洋中脊环境相对简单, 造成高坡度地形的因素较少, 主要是构造作用导致。因而计算断层所占比例可以通过确定断层在各区段中的坡度频率分布来确定。通过截取剖面, 确定各区段典型断层对应的坡度, 再通过坡度的累积频率确定包含断层的坡度比例范围(图6)。

我们对比了高斯分布、指数分布、Gamma分布、Logistic分布、三参数Burr分布等超过10种常见的分布模型对坡度数据的拟合结果, 得出三参数分布的分布函数具有最好的拟合优度(图6, 式2)。

其中,、、为参数,为坡度(°)。

3.2 断层比例与M值

坡度频率分布的结果表明, 各区段超过99%的坡度值在0°~40°之间。各区段中典型断裂对应的坡度在15°~30°之间(图5)。本文以坡度≥10°作为断层坡度的标准, 结合各区段累积概率密度公式, 计算各区段断层所占比例。计算结果去除非扩张断层因素(如转换断层、洋中脊轴部裂谷等)造成的各区段高坡度所占比例(从C1到A1分别为10%、50%、60%、30%、20%、20%、5%、10%、20%), 最后获得各区段的平面值。其中, 将坡度≥10°比例的上下50%作为断裂范围的上下限。

图4 研究区各段水深图(每子图的上方)及坡度图(子图的下方) 黑色箭头代表洋中脊轴部位置及走向, 黑色圈指示OCCs高坡度区, 红色箭头指示OCCs. 白色线为剖面所在位置

图5 剖面的位置与水深(a)、剖面断裂位置(b)和坡度剖面(c) 黑色箭头表示主要断层的位置和范围

图6 研究区各分段坡度频率图 研究区各段坡度被分为1000等份。黑点代表各分段坡度的频率, 曲线为三参数分布的拟合结果。阴影表示坡度≥10°区域的比例

OCC区域内坡度≥10°的比例占OCC面积的3.3%~8.6%, 大于OCC所在的洋脊段的平均比例。因而在发育OCC的C5、B3、B4、B5段, 对OCC和断裂比例分别统计, 扣除重复部分后汇总得到最终断裂比例, 并计算得到相应平面值(图7b、图8e)。此外, 在有多波束数据的各分段区域, 截取49条垂直各段洋中脊的剖面(图1), 结合3D水深图逐一识别每条剖面断裂并统计其所占比例, 从而计算各剖面值, 并以50%作为剖面断裂识别误差(图7b、图8e)。

以上新的平面与剖面值的模拟结果与前人单条剖面值计算符合较好(Buck et al, 2005; Behn et al, 2008; Tucholke et al, 2008)。Buck等(2005)模拟对比了不同值与快速、中速、慢速扩张洋中脊海底地形对应关系, 得出SEIR的115°E(即C4段)附近剖面值约为0.95。而Behn等(2008)的模拟结果则认为SEIR的C4段(114.2°—114.3°E) 的剖面值约0.7~0.8。本文在C4段的剖面值结果与Behn等(2008)相符, 比Buck等(2005)的结果偏低约26%。在发育OCC的C5、B3和B4段内, 剖面值在0.3~0.6之间, 这与OCC仅出现在岩浆作用比例在0.3~0.5间的前人研究结果相一致(Tucholke et al, 2008; Behn et al, 2008)。我们所取50%剖面断裂识别误差而获得剖面值, 能够涵盖或接近前人模拟结果, 因此这些新结果具有较高的可信度。

对于平面值, 可以假定在长度为、宽度为的洋中脊平面区域内(为平行洋中脊方向,为垂直洋中脊方向), 任意一条断裂()边界均可视由两条曲线h()和g()组成,为长度方向距离坐标。再将同一横坐标下所有断裂进行合并, 那么整个区域断层面可等同于一条存在有限间断点长度的单一带状形, 其中上下边界为()和()。

由断裂所合成条带面积I可由两条曲线的定积分表示, 即

方程(3)两边都除区域面积=×得到

根据积分中值定理, 即在区间0~内至少存在一点, 使得

方程(5)式左边为合成断裂的面积比例, 右边为合成断裂的线比例。可以看出合成断裂面积比例取值I, 总是位于合成断裂线比例I值域区间内。当断裂均匀分布时, 合成条带较为均一且平直, 此时I与若干I的比例集中分布在1左右, 相应平面值与若干剖面值之比集中分布1左右; 当断裂分布不均一, 如发育OCC和较大范围相邻断裂间缺失间断, 此时I与若干I之比零散分布在1左右, 相应平面值与剖面值之比零散分布1左右。

由于计算平面值和剖面值的方法不同, 且在选取剖面过程中将断层密集、断层特征明显的区域作为剖面优选区, 因而造成剖面值相对于平面值整体偏小。根据前文中平面断裂与剖面断裂比例接近于1的推导结果, 可以将平面值与剖面值二者点位相交部分和二者之间部分作为参考值范围。相较于单独应用剖面值或单独应用平面值, 参考值更能进一步除去可能的计算误差, 即参考值更接近各洋中脊段的真实特点。平面值与剖面值在沿洋中脊方向上均表现出在AAD较邻区的数值偏低的特点(图7b、图8e)。此外, 平面值、剖面值与RMBA有近乎一致的斜率(–0.0067·mGal–1)。值与RMBA显示出的较强的负相关, 在一定程度上反映了值与岩浆活动的耦合关系, 即岩浆作用较强时, 地壳偏厚, 造成RMBA负异常, 进而反映为值增大。

平面值与剖面值主体均在0.5以上, 且二者之比在1~2之间, 表明洋中脊扩张过程中岩浆为主导作用。而线断裂比例与面断裂比例之比可达2~10, 从另一方面表明微小的岩浆作用的扰动可能引起断裂组成上的巨大差异, 即断裂对岩浆响应敏感。理论模拟表明增加岩浆量对OCC发育具有终止作用, 与我们的观测结果一致(Okino et al, 2004; Buck et al, 2005; Behn et al, 2008; Tucholke et al, 2008)。

3.3 RMBA重力异常与OCC的关系

我们在区域尺度(图7)和沿洋中脊轴向尺度上(图8)对水深、RMBA、OCC、值、岩浆熔融作用等进行了统计分析。其中, 区域尺度数据点取样分辨率为0.1°×0.1°。

OCC所在区域水深范围跨度较大, 平均水深3000~4000m, 相对整个区域, 水深偏浅; 单个OCC高程差在1000~2500m间(图4a、图7c)。而通常由典型正断层造成的海岭高程差值在100~500m之间, 如C1、C2、C3、A1; 部分落差较大的海岭在1000m左右, 如C4区 (图4a)。可见发育OCC的区域在高差上显著区别于普通断层作用造成的高差。

洋中脊轴部及其附近的RMBA值具有明显的正异常, 距离洋中脊轴部越远, RMBA越负。RMBA正异常主要集中在B区(AAD)和C区(C4、C5段)。在垂直于洋中脊的方向上, B区RMBA正异常的范围远大于A区和C区, 以20mGal 等值线范围为例, B区是C4、C5宽度的2~6倍, 远远大于其他区域宽度(图7a)。OCC集中分布在B区(AAD)和C5段, 其RMBA在20~70mGal之间, 比研究区平均RMBA高约40mGal(图7a、c), 这与前人提出的OCC的RMBA偏正的结果相一致(Tucholke et al, 1998, 2008; Okino et al, 2004)。偏正的RMBA以及OCC都集中在B区(AAD)并向C区方向锐减。RMBA正异常和OCC分布不均匀可能反映了区域内地幔不均一性或者洋中脊岩浆活动的周期性(Tucholke et al, 1997; Bonattiet al, 2003; Olive et al, 2010)。在文章后面章节, 我们对B区重力和OCC等异常可能的原因进行了初步分析。

图7 研究区RMBA(a)、M值与RMBA的相关性(b)、RMBA与水深的相关性(c) 图a中的白色圈线圈出了OCCs的范围; 图b中垂直误差棒与水平误差棒分别代表M值, RMBA的极值; 图c中红点表示研究区按0.1°×0.1°网格采样的平均水深与平均RMBA的关系, 蓝点代表OCC的平均水深与平均RMBA的关系, 垂直误差棒与水平误差棒分别为OCC区域RMBA的极值与水深的极值

图8 研究区沿洋中脊的水深(a)、RMBA(b)、Na8.0(c)、Fe8.0(d)及平面和剖面M值(e)的剖面 黑色箭头表示转换断层或者非转换不连续带的位置, 灰色虚线表示Na8.0值和Fe8.0值的变化趋势, 阴影表示发育OCC的洋脊段

洋中脊之下的地幔温度、压力与物质组成是岩浆作用的主控因素, 与洋壳厚度、断层发育与水深地貌具有紧密的联系。B区、C5段附近洋中脊轴部水深显著低于相邻区域约1000m, 且RMBA高于相邻区域10~50mGal(图8a、b)。水深最深和RMBA最高值均出现在B区。Na8.0和Fe8.0是分别将Na2O(质量分数)和FeO(质量分数)标准化到MgO(质量分数的8%)指标因子, 二者常被用作衡量熔融程度和熔融平均压力(Klein et al, 1987)。此外, Na8.0、Fe8.0在B区和C5段附近分别出现了区域极大值和极小值(图8c、d)。在多波束数据覆盖的区域, B区、C5段附近比A区和其余C区的剖面值与平面值均呈现出偏小的特点。

以洋中脊轴部地形为对比基准, 剖面值、Fe8.0与地形呈正相关; Na8.0、RMBA与地形呈负相关; 区域平面值与洋中脊地形整体呈正相关。Fe8.0反映了岩浆初始熔融的深度, 高Fe8.0值表明岩浆初始熔融深; 而Na8.0则反映了岩浆熔融程度, 高Na8.0值则表明岩浆熔融程度低(Klein et al, 1991; Géli et al, 2007)。

综上, 在C5、B3、B4、B5段靠近洋中脊轴部的区域, RMBA明显偏正, 偏正范围与OCC发育的范围基本吻合。研究区内RMBA都偏正值, 反映了地壳偏薄或地幔偏重。在OCC发育的区域RMBA正异常达到极大值, 表明OCC发育的区域地壳最薄或地幔最重。

4 讨论

B区(AAD)的RMBA具有显著的正异常。OCC大规模发育, 反映了该区岩浆量少, 从而形成异常薄的地壳。折射地震研究也认为AAD的地壳薄, 在AAD之下3.6km深度处P波速度可达7.8km·s–1(Kojima et al, 2003)。B区(AAD)的低Fe8.0值和高Na8.0值反映了岩浆产生的初始熔融深度偏浅和熔融程度偏低, 这与该区洋中脊轴部及两侧水深异常深的观测相互支持, 印证了该区上地幔的低温异常。Hayes(1976)认为AAD之下的地幔存在着一个固定的“冷点”。Klein等(1988)基于同位素等研究认为, 印度洋地幔和太平洋地幔在AAD发生汇聚, 引起地幔下涌, 因而导致各种异常。Gurnis等(1998)根据数值模拟结果解释为太平洋古俯冲板片在AAD之下的地幔残留有未消亡的部分板片, 而使该区上地幔温度异常偏低。无论哪一种机制, 均表明了可能是AAD之下的地幔温度偏低而导致水深、RMBA以及地球化学的异常。

OCC通常被认为是洋中脊断层下盘不断延展暴露、旋转抬升而造成下地壳或者上地幔接近地表, 且仅出现在值为0.3~0.5时(Tucholke et al, 1998, 2008; Buck et al, 2005; Behn et al, 2008)。全球目前发现约200处OCC, 绝大多数位于偏冷且岩浆供应不足的慢速-超慢速扩张洋中脊(如MAR), 少数位于中速扩张洋中脊(如SEIR)和弧后盆地(Christie et al, 1998; Ohara et al, 2001; Ciazela et al, 2015)。尽管模拟结果及个别实例表明OCC可以产生于岩浆量相对较高及岩浆作用较强的环境(Escartín et al, 2003; Olive et al, 2010), 但基于AAD水深较深, 构造作用强烈(剖面值和平面值偏低), 地壳偏薄(偏正RMBA)以及地球化学证据, 我们认为岩浆供应不足是B区(AAD)大规模发育OCC的主要成因。由于AAD之下的上地幔较冷, 岩浆产出偏少, 岩石圈构造作用偏强, 导致B区(AAD)更容易形成OCC。

综合水深、坡度、值、重力异常与地球化学等观测与计算结果, 结合B区的地幔温度异常, 我们提出研究区洋中脊的岩浆活动模型如图9。

图9 研究区洋中脊的岩浆活动模型 三角形表示上地幔部分熔融三角, 最上部浅蓝色长方体为地壳, 红色粗线条为洋中脊轴部, 黑色粗箭头为板块扩张方向

1) A、B、C区存在不同的初始熔融深度。在洋中脊轴部正下方的上地幔, B区的温度比A区, C区更低; A区和C区之下的地幔部分熔融深度更深, 而B区在较浅的深度处发生减压熔融。

2) A、B、C区地幔熔融的岩浆, 不断在洋中脊轴部存储、运移、侵位。B区相对于A区和C区, 熔融发生时间晚, 熔融量较小, 因此岩浆供应相对不足, 产生更薄的地壳。

3) 由于B区的地幔部分熔融程度低, 岩浆作用较弱, 导致构造作用在扩张作用的比例更大。断层容易沿着已有断裂继续滑动, 有利于形成OCC。

4) C5段同B区类似, 地壳偏薄或地幔偏重。但相对B区的大范围地幔温度异常, C5段的RMBA正异常范围较小, 反映了地幔温度异常的范围较小(图7a), 因而总体岩浆供应量可能相对充足, 导致C5段的OCC在整体规模和单体最大规模上都比B区小。

5 结论

1) 在东南印度洋的研究区, 扩张速率较为均匀, 但海底地貌变化显著。新的分析表明, 在B区(即AAD区)和C5段中的平面值与剖面值均偏低, 说明平均岩浆量供应量较少, 构造活动相较邻区偏强。

2) B区中的RMBA总体偏正值, 反映了地壳偏薄或地幔偏重。在OCC发育的区域RMBA正异常达到极大值, 表明OCC发育的区域地壳最薄或地幔最重。

3) B区的Fe8.0值偏低而Na8.0值偏高, 表明B区之下的地幔温度可能偏低, 这可能是OCC大规模发育的原因。地幔偏冷导致岩浆供应不足, 构造活动相对强烈, 使得OCC更容易形成。

BEHN M D, ITO G, 2008. Magmatic and tectonic extension at mid-ocean ridges: 1. Controls on fault characteristics[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(8): Q08O10.

BONATTI E, LIGI M, BRUNELLI D, et al, 2003. Mantle thermal pulses below the Mid-Atlantic Ridge and temporal variations in the formation of oceanic lithosphere[J]. Nature, 423(6939): 499–505.

BUCK W R, LAVIER L L, POLIAKOV A N B, 2005. Modes of faulting at mid-ocean ridges[J]. Nature, 434(7034): 719–723.

CHRISTIE D M, WEST B P, PYLE D G, et al, 1998. Chaotic topography, mantle flow and migration in the Australian Antarctic Discordance[J]. Nature, 394(6694): 637–644.

CIAZELA J, KOEPKE J, DICK H J B, et al, 2015. Mantle rock exposures at oceanic core complexes along mid-ocean ridges[J]. Geologos, 21(4): 207–231.

COWIE P A, KARNER G D, 1990. Gravity effect of sediment compaction: examples from the North Sea and the Rhine Graben[J] Earth and Planetary Science Letters, 99(1–2): 141–153.

DICK H J B, LIN JIAN, SCHOUTEN H, 2003. An ultraslow- spreading class of ocean ridge[J]. Nature, 426(6965): 405–412.

DIVINS D L, 2003. Total sediment thickness of the World’s oceans and marginal seas[R]. Boulder, CO: NOAA National Geophysical Data Center.

EscartÍn J, Mével C, Macleod C J, et al, 2003. Constraints on deformation conditions and the origin of oceanic detachments: the Mid-Atlantic Ridge core complex at 15°45'N [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 4(8): 1067.

GÉLI L, COCHRAN J R, LEE T C, et al, 2007. Thermal regime of the Southeast Indian Ridge between 88°E and 140°E: remarks on the subsidence of the ridge flanks[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 112(B10): B10101.

Gurnis M, Müller R D, Moresi L, 1998. Cretaceous vertical motion of Australia and the Australian-Antarctic discordance[J]. Science, 279(5356): 1499–1504.

Hayes D E, 1976. Nature and implications of asymmetric sea-floor spreading – “different rates for different plates”[J]. GSA Bulletin, 87(7): 994–1002.

Klein E M, Langmuir C H, 1987. Global correlations of oceanridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 92(B8): 8089–8115.

KLEIN E M, LANGMUIR C H, ZINDLER A, et al, 1988. Isotope evidence of a mantle convection boundary at the Australian- Antarctic discordance[J]. Nature, 333(6174): 623–629.

KLEIN E M, LANGMUIR C H, STAUDIGEL H, 1991. Geochemistry of basalts from the Southeast Indian Ridge, 115°E-138°E[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 96(B2): 2089–2107.

Kojima, Y, Shinohara M, Mochizuki K, et al, 2003. Seismic velocity structure in the Australian-Antarctic Discordance, Segment B4 revealed by airgun-OBS experiment[J]. EOS Transactions, American Geophysical Union 2003 AGU Fall Meeting, 84(46): F1060.

LAVIER L L, BUCK W R, 2002. Half graben versus large-offset low-angle normal fault: importance of keeping cool during normal faulting[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 107(B6): 2122.

LIN J, PURDY G M, SCHOUTEN H, et al, 1990. Evidence from gravity data for focused magmatic accretion along the Mid-Atlantic Ridge[J]. Nature, 344(6267): 627–632.

MACDONALD K C, 1990. A slow but restless ridge[J]. Nature, 348(6297): 108–109.

MÜLLER R D, ROEST W R, ROYER J Y, et al, 1997. Digital isochrons of the world's ocean floor[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 102(B2): 3211–3214.

MÜLLER R D, SDROLIAS M, GAINA C, et al, 2008. Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(4): Q04006.

NEUMANN G A, FORSYTH D W, SANDWELL D, 1993. Comparison of marine gravity from shipboard and high- density satellite altimetry along the Mid-Atlantic Ridge, 30.5°–35.5°S[J]. Geophysical Research Letters, 20(15): 1639– 1642.

OHARA Y, YOSHIDA T, KATO Y, et al, 2001. Giant megamullion in the Parece Vela backarc basin[J]. Marine Geophysical Researches, 22(1): 47–61.

OKINO K, MATSUDA K, CHRISTIE D M, et al, 2004. Development of oceanic detachment and asymmetric spreading at the Australian-Antarctic discordance[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 5(12): Q12012.

OLIVE J A, BEHN M D, TUCHOLKE B E, 2010. The structure of oceanic core complexes controlled by the depth distribution of magma emplacement[J]. Nature Geoscience, 3(7): 491–495.

Parker R L, 1973. The rapid calculation of potential anomalies[J]. Geophysical Journal International, 31(4): 447–455.

SANDWELL D T, MÜLLER R D, SMITH W H F, et al, 2014. New global marine gravity model from CryoSat-2 and Jason-1 reveals buried tectonic structure[J]. Science, 346(6205): 65–67.

SHAW W J, LIN JIAN, 1996. Models of ocean ridge lithospheric deformation: dependence on crustal thickness, spreading rate, and segmentation[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 101(B8): 17977–17993.

Smith D, 2013. Mantle spread across the sea floor[J]. Nature Geoscience, 6(4): 247–248.

TUCHOLKE B E, LIN JIAN, KLEINROCK M C et al, 1997. Segmentation and crustal structure of the western Mid-Atlantic Ridge flank, 25°25’-27°10’N and 0–29 m.y.[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 102(B5): 10203–10223.

TUCHOLKE B E, LIN JIAN, KLEINROCK M C, 1998. Megamullions and mullion structure defining oceanic metamorphic core complexes on the Mid-Atlantic Ridge[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 103(B5): 9857–9866.

Tucholke B E, Behn M D, Buck W R, et al, 2008. Role of melt supply in oceanic detachment faulting and formation of megamullions[J]. Geology, 36(6): 455–458.

TURCOTTE D L, SCHUBERT G, 2014. Geodynamics[M]. Cambridge: Cambridge University Press: 848.

WANG TINGTING, LIN JIAN, TUCHOLKE B, et al, 2011. Crustal thickness anomalies in the North Atlantic Ocean basin from gravity analysis[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 12(3): Q0AE02, doi: 10.1029/2010GC003402.

WEISSEL J K, HAYES D E, 1971. Asymmetric seafloor spreading south of Australia[J]. Nature, 231(5304): 518–522.

YOUNG M, 1978. Statistical characterization of altitude matrices by computer. Report 5. Terrain analysis: program documentation[R]. Durham: Durham University.

Variations in tectonic faulting and magmatism at the Southeast Indian Ridge at 108°-134°E

LIU Shoujin1, 3, LIN Jian1, 2, LUO Yiming1, 3

1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Guangzhou 510301, China; 2. Department of Geology and Geophysics, Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02543, USA; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

The Southeast Indian Ridge (SEIR) at 108°-134°E has a relatively constant intermediate full spreading rate of 72-76 mm·a–1but exhibits significant variations in seafloor tectonic faulting and magmatism. This section of the SEIR encompasses the Australian-Antarctic Discordance (AAD), shows a wide range of seafloor morphology similar to the diverse examples from slow- to fast-spreading ridges, and is associated with significant geophysical and geochemical anomalies. We used high- resolution multi-beam bathymetry data to calculate seafloor topographic slopes, ratio of fault scarp areas, map view and profile M factors. Combining residual mantle Bouguer anomaly and geochemical factors of Na8.0and Fe8.0, we analyzed the fault tectonics and magmatic characteristics in our study area. A large number of Oceanic Core Complexes (OCC) zones are observed in Zone B within the AAD and Segment C5 immediately to the west of the AAD. The OCC features in Zone B are in general larger in size than those of Segment C5. The largest OCC is located in Segment B3, which extends~50 km along the SEIR spreading direction. In comparison to other segments, Zone B and Segment C5 have more negative residual mantle Bouguer anomalies, higher Na8.0and lower Fe8.0, more fault scarp areas, and lower plane and profile M factors. These anomalies may reflect shallower initial mantle melting and lower degree of partial melting in Zone B and Segment C5, resulting in anomalously low magma supply, thin crust, and the development of OCC features when the magma supply is severely limited.

Southeast Indian Ridge; Australian-Antarctic Discordance; submarine faults; magma factor M; Oceanic Core Complex; multi-beam bathymetry; residual mantle Bouguer anomaly

date: 2018-10-19;

date: 2018-11-16.

Chinese Academy of Sciences Project (QYZDY-SSW-DQC005, Y4SL021001, YZ201325, YZ201534); National Natural Science Foundation of China (91628301, U1606401, 41706056); China Ocean Mineral Resources R&D Association (DY135-S2-1-04); National Key Research and Development Program of China (2018YFC0309800).

LIN Jian. E-mail: jlin@whoi.edu

P736

A

1009-5470(2019)04-0070-11

10.11978/2018110

http://www.jto.ac.cn

2018-10-19;

2018-11-16。

孙淑杰编辑

中国科学院前沿科学重点研究项目(QYZDY-SSW-DQC005); 中国科学院南海海洋研究所所拨特聘研究员项目(Y4SL021001); 中国科学院科研装备项目(YZ201325、YZ201534); 国家自然科学基金项目(91628301、U1606401、41706056); 中国大洋协会项目(DY135-S2-1-04); 国家重点研发计划专项(2018YFC0309800)

刘守金(1989—), 男, 山东沂水人, 在读博士研究生, 主要从事海洋地质研究。E-mail: shjliu@scsio.ac.cn

林间。E-mail: jlin@whoi.edu

*感谢Okino教授提供B3段多波束测深数据; 感谢周志远博士、张帆博士对本文的讨论与帮助。

Editor: SUN Shujie