全球洋壳厚度的变化与板块扩张中心下地幔部分熔融程度、熔体析出汇聚有效性以及热点活动密切相关(Gregg et al., 2012; Bai et al., 2017).地震实验研究发现全球洋壳平均厚度约7.1±0.8 km(Chen et al., 1992)，而靠近热点的洋中脊形成的洋壳厚度可达10.7 km(White et al., 1992)，热点直接作用于洋壳可形成洋壳厚度20~30 km的洋底高原(Kerr and Mahoney, 2007).洋中脊是洋壳产生的主要部位，其不同的洋壳结构首先可以反映在不同的扩张速率上(Carbotte et al., 2008, 2015)，快速扩张洋中脊(>80 mm·a^-1)和中速扩张洋中脊(55~80 mm·a^-1)沿着洋脊方向具有稳定的洋壳结构，其厚度约7~8 km，反映了稳定的岩浆补给方式；慢速扩张洋中脊(20~55 mm·a^-1)和超慢速扩张洋中脊(< 20 mm·a^-1)形成的洋壳厚度沿着洋脊方向变化很大，在岩浆段新生火山脊下岩浆富集，通常为7~8 km，而岩浆段末端岩浆补给相对缺乏，通常为2~3 km(Lin and Morgan, 1992；Dunn et al., 2005).一般认为超慢速扩张洋中脊的洋壳厚度更易受到扩张速率、地幔温度和地幔成分的影响(Klein and Langmuir, 1987; Niu and O′Hara, 2008).西南印度洋中脊是典型的超慢速洋中脊(Dick et al., 2003；Sauter and Cannat, 2010)，洋底地震实验揭示了西南印度洋超慢速洋中脊部分地壳厚度可达到9.5 km(Jian et al., 2017)，并在很短的距离内快速变化，薄的洋脊段不足2 km(Muller et al., 1999)，部分地区还有大量的地幔岩石出露，存在典型的非岩浆段，认为是洋壳缺失的地区(Zhou and Dick, 2013; Sauter et al., 2013).这些都表明西南印度洋中脊在扩张过程中，即使洋中脊整体岩浆补给不充足，但可以存在部分洋脊段岩浆充足或无岩浆活动的岩浆补给模式(Cannat et al., 1995).如果考虑各洋脊段岩浆从地幔部分熔融区具有相近的抽出效率进入地壳，洋中脊及邻区洋盆的洋壳厚度便能很好地反映洋中脊岩浆补给特征.除了洋中脊扩张减压引起的岩浆活动，地幔柱上升在洋中脊和大洋盆地都会形成异常厚的洋壳，即使目前对地幔柱活动及其影响范围的认识并不清楚.

前人在西南印度洋中脊部分洋脊段开展了高精度的地震实验，并获取了一系列较为准确的二维岩石圈结构(Muller et al., 1999; Minshull, 2006; Zhao et al., 2013; Li et al., 2015; Niu et al., 2015; Jian et al., 2017)，但地震实验所涉及的研究范围还是非常有限，而且耗资巨大，需要更大范围的洋壳厚度编图来研究整个西南印度洋中脊及洋盆地区的洋壳厚度变化及与之对应的岩浆活动特征，利用重力数据反演计算大尺度的洋壳厚度成为一种有效的研究方法(Wang et al., 2011, 2015；Bai et al., 2014；Suo et al., 2017).前人对西南印度洋中脊及邻区洋盆的洋壳厚度研究多是利用剩余地幔布格重力异常(Residual Mantle Bouguer Anomaly, RMBA)来讨论洋壳厚度的相对变化趋势(Georgen et al., 2001, 2003; Mendel et al., 2003; Cannat et al., 2008; Sauter et al., 2009; 张涛和高金耀，2011; Suo et al., 2016)，张涛等(2013)和Suo等(2017)利用RMBA，对西南印度洋中脊和我国多金属硫化物合同区进行了洋壳厚度反演，并对该区地壳厚度和热液成矿的关系进行了较为深入的探讨.本文利用全球高精度水深数据模型和重力数据模型计算RMBA，结合Parker-Oldenburg法反演了整个西南印度洋地区洋壳厚度(范围2°W—72°E，20°S—60°S).根据反演的西南印度洋洋壳厚度特征，探讨西南印度洋中脊岩浆活动分布情况，以及构造作用、热点活动对洋中脊及邻区洋盆洋壳厚度的影响.

西南印度洋位于非洲大陆与南极洲大陆之间，西南印度洋中脊是其扩张中心，洋盆内分布有厄加勒斯、恩德比、纳塔尔、马达加斯加和克洛泽等深海盆地，水深超过4500 m(图 1).西南印度洋中脊西起布维三联点(BTJ)，东到罗德里格斯三联点(RTJ)，全长约7700 km.洋中脊全扩张速率较低，约为12~18 mm·a^-1，沿轴变化不大(Sauter and Cannat, 2010)，平均扩张速率为14 mm·a^-1，属超慢速扩张洋中脊，且多为斜向扩张.自西向东西南印度洋中脊被布韦(Bouvet)转换断层、奥克尼群岛(Islas Orcadas)转换断层、沙加(Shaka)转换断层、杜托伊特(Du Toit)转换断层、安德鲁贝恩(Andrew Bain)转换断层、马里昂(Marion)转换断层、爱德华王子(Prince Edward)转换断层、埃里克辛普森(Eric Simpson)转换断层、发现2号(Discovery Ⅱ)转换断层、英多姆(Indomed)转换断层、加列尼(Gallieni)转换断层、加泽尔(Gazelle)转换断层、高斯(Gassus)转换断层亚特兰蒂斯(Atlantis Ⅱ)转换断层、诺瓦拉(Novara)转换断层和梅尔维尔(Melville)转换断层分割成多个一级洋脊段，洋中脊与各转换断层处均表现为较高的地形.

图 1

Fig. 1

图 1 西南印度洋中脊及邻区大地构造图 Fig. 1 Tectonic map of Southwest Indian Ridge and adjacent areas

西南印度洋中脊被洋底高原和热点环绕，其中马里昂热点、克洛泽热点、凯尔盖朗热点、布维热点分别对应现今的德尔卡洛海隆、克洛泽浅滩、凯尔盖朗洋底高原和布维洋岛，表明这些洋底高原和洋岛都位于目前正在活动的热点附近.除此之外，还有厄加勒斯洋底高原、莫桑比克洋底高原、马达加斯加洋底高原和康德拉海隆.非洲大陆下的超级地幔柱在核幔边界存在一大型剪切波低速带(LLSVP)，其-1%的剪切波波速异常等值线在西南印度洋地区的投影与该区热点和洋底高原有较好的对应关系，LLSVP在Discover Ⅱ转换断层以西的地区与西南印度洋中脊近平行(图 1)，其深部可能存在着某种耦合关系.

重力异常是地球深部密度不均一引起的，反映了不同密度界面起伏状态，大洋重力测量通常用于调查海底密度结构的变化.剩余地幔布格重力异常(RMBA)是去除了大洋岩石圈随年龄增加的冷却效应，平衡了洋中脊的重力不均衡效应，该重力数据处理是反演大洋莫霍面深度的有效手段(Kuo and Forsyth, 1988; Van Ark and Lin, 2004).

在计算RMBA时，本文使用了全球水深数据、自由空气重力异常数据、洋壳年龄数据和沉积物厚度数据.全球水深数据为国际海道测量组织(IHO)和政府间海洋学委员会(IOC)在2014年发布的大洋水深(GEBCO_2014)，该数据整合了全球地形卫星测高数据(SRTM_30)和部分船载声学数据，空间分辨率达到30弧秒(Weatherall et al., 2015).自由空气重力异常数据利用Sandwell等(2014)最新发布的全球海洋重力模型，该模型整合了CryoSat-2和Jason-1卫星雷达测高数据，洋盆地区的精度可达到2 mGal，对于大量覆盖沉积物的地区较之前的ERS-1卫星测高计精度提升了近80%，其空间分辨率为1弧分.洋壳年龄数据采用Müller等(2008)的洋壳年龄数据模型，该模型利用海底磁异常条带和海底断裂带分析研究确定，其空间分辨率为2弧分.沉积物厚度数据来自美国国家环境信息中心(NCEI，原为NGDC)的全球沉积物厚度数据，该数据是Divins(2003)的更新版本，整合了已发表的沉积物厚度数据和大洋钻探计划(ODP)、深海钻探计划(DSDP)钻探数据，在研究区更新补充了南极洲附近的地震折射和反射数据，空间分辨率为5弧分(Whittaker et al., 2013).本文对上述所有数据统一使用墨卡托投影和统一的网格化，网格间距均选取为10 km.

通常认为洋中脊之下莫霍面和岩石圈底部均受到一定程度的热抬升，处于不均衡的状态，而远离洋中脊的大洋盆地会随着洋壳年龄增大而逐渐冷却引起密度的增加(Stein C A and Stein S, 1992)，为了消除这种由于热抬升和冷却沉降引起的重力异常，提出了RMBA的概念(Kuo and Forsyth, 1988).

为反映洋壳与地幔界面的深部异常信息，本文从自由空气重力异常数据(图 2a)中去除了沉积物厚度和地形的影响，并将沉积物密度考虑为随厚度不断增加的函数(Bai et al., 2014)，减去4 km厚(平均水深)的洋壳厚度，得到地幔布格重力异常(mantle Bouguer anomaly, MBA，图 2b).MBA主要反映洋壳厚度变化以及地幔温度引起的热抬升和热沉降.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 西南印度洋自由空气重力异常图，(b)地幔布格重力异常(MBA)，(c)大洋岩石圈冷却引起的重力效应，(d)剩余地幔布格重力异常(RMBA) Fig. 2 Free-air gravity anomalies (a), mantle Bouguer anomalies (b), gravity anomalies caused by lithosphere cooling (c), and residual mantle Bouguer anomalies (d) in Southwest Indian Ocean

为了消除大洋岩石圈在远离洋中脊后的扩张冷却效应，本文利用洋壳年龄建立洋盆内一维热结构模型(Turcotte and Schubert, 2014)：

式中，T₀为热模型表面温度，即海底温度273 K，T₁为热模型底部温度，即正常洋中脊地幔潜热1623 K，κ为热扩散系数(取10^-6K)，τ为岩石圈年龄(单位为s)，T_d为对应深度d(单位为m)的岩石圈温度.结合年龄数据就可以在整个岩石圈内建立了一个三维热结构模型.将整个岩石圈等分为10层，每层与莫霍面的温度差就能反映该层与地幔岩石的剩余密度：

式中，Δρ为岩石圈平均密度变化(kg·m^-3)，T为每层岩石圈温度，α为热膨胀系数(本文取3.4×10^-5K^-1)，ρ₀为地幔参考密度3.3×10³ kg·m^-3.从MBA中逐层去除这些因岩石冷却差引起的重力异常(图 2c)，获得RMBA(图 2d).假设洋壳和地幔密度均一，RMBA则主要反映了大洋岩石圈莫霍面的起伏状态.

本文所使用的反演公式来自于Parker-Oldenburg算法(Gómez-Ortiz and Agarwal, 2005)，基本公式为：

式中F[Δg(x)]是对RMBA的傅里叶变换，G是重力常数，ρ是地幔与地壳密度差，k是波数，h(x)是莫霍面的相对深度，n为迭代次数.该表达式利用迭代算法可以计算出不同位置的莫霍面深度.

该方法在进行反演计算的时候，对RMBA傅里叶变化后的高频部分不太稳定，需要对高频部分进行滤波，选取滤波下限WH和上限SH，当频率WH < k(1/λ) < SH时使用滤波器HCF(k)，k(1/λ)>SH时不需滤波，HCF(k)=0；k(1/λ) < WH时完全过滤，HCF(k)=1.本文考虑到研究区RMBA变化情况和迭代计算过程，将WH和SH分别设置为0.008和0.01，对应的波长为125 km和100 km.

利用RMBA反演计算的莫霍面地形是一个相对值，需要减去一个参考深度获得绝对深度.本文根据西南印度洋中脊27段(分段标准参考Cannat et al., 1999)最新的地震观测数据(Jian et al., 2017)进行比对，选取了该地震反演的莫霍面深度作为该区的参考莫霍面，进而确定全区的绝对莫霍面深度.最后，利用全球水深数据减去莫霍面深度获得西南印度洋洋壳厚度(图 3).

图 3

Fig. 3

图 3 西南印度洋洋壳厚度图 Fig. 3 Map showing oceanic crustal thickness of Southwest Indian Ocean

将本文计算的西南印度洋洋壳厚度与该区域少量的地震剖面确定的洋壳厚度对比检验，在西南印度洋中脊66°E和49°36′E处反射地震实验获取的洋脊段中心最大洋壳厚度分别约为4~6 km和7~8 km(Minshull, 2006; Zhao et al., 2013)，和本文计算的洋壳厚度基本一致；在Atlantis Bank开展的ODP 735B和IODP U1473A钻探显示该钻孔位置的洋壳厚约5 km(Muller et al., 1997; Dick et al., 2016)，本文的计算约为5.5 km；在洋中脊大量出露地幔岩石的地区(53°E、62°20′E和62°40′E，Zhou and Dick, 2013; Sauter et al., 2013)，本文的计算分别为5 km、2.3 km和2.8 km，只有53°E处具有正常厚度的洋壳，其余两处均为异常薄的洋壳区，可大量出露地幔岩.

地震反射剖面揭示的洋底高原厚度，在德尔卡洛海隆—克洛泽浅滩约为14~17 km(Recq et al., 1998)，本文计算模型在克洛泽海隆洋壳厚度约15~16.5 km，在克洛泽浅滩17~19 km.厄加勒斯海岭地震研究获得的洋壳厚度约为14 km(Jokat and Hagen, 2017)，本文计算确定的洋壳厚度在12~18 km，海岭主要部分为12~14 km.靠近南极大陆的恩地比海盆地震剖面揭示该区洋壳厚度约2 km左右(Stagg et al., 2004)，本文计算结果在该区域最薄处约为2.8 km.可以看出，本文的洋壳厚度计算模型在洋中脊、洋盆、洋底高原处均具有较高的可靠性.

根据本文计算的西南印度洋洋壳厚度(范围西起2°W，东至72°E，南起60°S，北至20°S)，区内洋壳平均厚度约7.5 km，厚度变化很大，标准差可达到3.5 km.洋壳最薄处接近0 m，意味着地幔可能直接暴露，出现在Andrew Bain转换断层东南侧；洋壳最厚约24 km，出现在非洲大陆边缘和凯尔盖朗洋底高原.根据洋壳厚度-频率统计研究发现，西南印度洋洋壳厚度的频率分布具有双峰式的混合偏态分布特征(图 4)，并将其分为三种类型的洋壳：(1)0~4.8 km为薄洋壳，占编图总面积的20.31%，其频率峰值μ1为4.3 km；(2)4.8~9.8 km为正常洋壳，占编图总面积的60.99%，其频率峰值μ2为6.1 km；(3)9.8~24 km为厚洋壳，占编图总面积的18.70%.其中，两个峰值之间的频率最小值作为薄洋壳和正常洋壳的分界线，并将第二个峰的分布近似看作正态分布，其峰值右侧全部洋壳厚度频数T的68.3%(正态分布3σ原则)作为正常洋壳和厚洋壳的分界线.

图 4

Fig. 4

图 4 西南印度洋洋壳厚度分布频率图 μ1和μ2为两个峰值所对应的洋壳厚度，T为大于μ2的所有洋壳厚度的频数. Fig. 4 Frequency distribution of crustal thickness in Southwest Indian Ocean Values of μ1 and μ2 correspond to the crustal thickness of two peaks in frequency. T is the frequency of thickness greater than μ2.

西南印度洋最大范围薄洋壳出现在Andrew Bain转换断层两侧的恩德比海盆和厄加勒斯海盆，Novara转换断层以东的马达加斯加海盆和克洛泽海盆(图 5).全区最薄的洋壳出现在Andrew Bain转换断层东南盘，平均洋壳厚度小于2 km，局部地区接近0 m.薄洋壳在Andrew Bain转换断层两侧沿着转换断层展布，明显受控于走滑断层分布，还有少量的薄洋壳出现在转换断层的中心位置.

图 5

Fig. 5

图 5 西南印度洋洋壳厚度分类图 Fig. 5 Classification of crustal thickness in Southwest Indian Ocean

西南印度洋厚洋壳主要分布在洋盆内的众多洋底高原和无震海岭(图 5).洋底高原包括厄加勒斯洋底高原、马达加斯加洋底高原、莫桑比克洋底高原、凯尔盖朗洋底高原、克洛泽浅滩、康德拉海隆、德尔卡洛海隆等，其中凯尔盖朗洋底高原洋壳厚度最大可达24 km，其余洋底高原的洋壳厚度也在14~18 km之间.无震海岭主要为厄加勒斯-流星-修纳折线式海岭，其洋壳厚度约8~16 km.

西南印度洋正常洋壳分布在大部分洋中脊和深海盆地地区(图 5)，洋壳厚度分布在4800~9800 m，部分洋脊受到热点活动影响.

根据西南印度洋洋中脊洋壳厚度的变化特征，可划分为7个洋脊段(图 3)，分别为BJT—Islas Oreadas转换断层洋脊段(S1)、Islas Oreadas—DuToit转换断层洋脊段(S2)、DuToit—Andrew Bain转换断层洋脊段(S3)、Andrew Bain—Discovery Ⅱ转换断层洋脊段(S4)、Discovery Ⅱ—Gallieni转换断层洋脊段(S5)、Gallieni—Melville转换断层洋脊段(S6)、Melville—RJT洋脊段(S7).

S1和S4洋脊段为靠近热点活动的洋脊段，洋中脊在岩浆补给过程中明显受到热点活动影响形成厚的洋壳.S1洋脊段位于布维热点附近，热点中心距洋中脊仅100 km左右，洋壳厚度主要分布在6~10 km，布维热点中心洋壳厚度约12~14 km.S4洋脊段位于马里昂热点附近，热点中心距洋中脊约200 km，洋壳厚度主要分布在8~10 km，比S1洋脊段略厚，均表现为活动热点附近的洋脊段.

S5洋脊段为远离热点的洋脊段，位于克洛泽热点外约1000 km(Sauter et al., 2009)，但该洋脊段仍具有较厚的洋壳厚度，大部分地区洋壳厚度6~8 km，局部岩浆集中段8~10 km.该洋脊段是否受到热点活动影响在地球化学证据上具有较大的争议(Sauter et al., 2009；Gautheron et al., 2015；Yang et al., 2017)，但从该洋脊段明显低的MBA(图 2b)和异常厚的洋壳厚度表明该洋脊段可能受到克洛泽热点引起的地幔热异常，李三忠等(2015)认为这属于弱热点-洋中脊相互作用的扩张脊.

S2和S6洋脊段为远离热点的洋脊段，其洋壳厚度主要为4~6 km，仅S2西段具有6~8 km的洋壳厚度(靠近布维热点)，该厚度和不受热点影响的北冰洋加科尔洋中脊西段(全扩张速率12.6~13.4 mm·a^-1)形成的洋壳厚度相近(Schmidt-Aursch and Jokat, 2016)，表明这两条洋脊段代表了西南印度洋中脊不受热点影响形成的正常洋壳厚度，S3和S7为异常薄的洋壳扩张中心，S3为Andrew Bain大型转换断层附近的洋脊段，洋脊段洋壳厚度变换较大，并以薄洋壳为主，厚度为2~4 km，最薄的地区洋壳厚度小于2 km，最厚的为6~8 km，明显受转换断层的拉分作用影响.S7为区域性的薄洋壳区，其洋壳厚度大部分在2~4 km.

通过西南印度洋洋壳厚度分析表明，一部分薄的洋壳存在于转换断层中部.Morgan和Forsyth(1988)通过洋中脊热结构模拟认为在转换断层附近30 km内海底地形会急剧加深，地壳厚度也在该范围内减薄，称之为转换断层效应(TFE).在西南印度洋中脊存在17条转换断层，通过对其中16条转换断层(除去Andrew Bain TF)引起的洋壳减薄厚度和影响范围进行测量发现，随着转换断层位移量增加，引起洋壳减薄的厚度越大(图 6a).回归分析表明位移量为50 km的转换断层可引起约1.3 km的洋壳厚度减薄，位移量225 km的转换断层可引起约2.7 km的洋壳厚度减薄.测量结果还发现不同位移量的转换断层引起的减薄洋壳范围没有太明显的差异(图 6b)，主要的减薄区域都集中在转换断层附近23~42 km的范围内，平均值约34.5 km，比Morgan和Forsyth(1988)提出的30 kmTFE略宽一些.

图 6

Fig. 6

图 6 西南印度洋中脊16条转换断层位移量(除去Andrew Bain TF)与减薄的洋壳厚度(a)和减薄洋壳影响范围(TFE)关系图(b) Fig. 6 (a) Correlation between reduced thickness and the offsets of transform faults in SWIR. (b) Correlation between transform fault effect (TFE) and the offsets of transform faults in SWIR

转换断层处的洋壳减薄归咎于转换断层是冷的热边界，熔体趋于向洋脊段中心迁移，而远离转换断层形成薄的洋壳(Morgan and Forsyth, 1988).然而，在研究区中部存在一条位移量超过800 km的Andrew Bain转换断层北部却出现了厚的洋壳.Gregg等(2007)利用重力异常数据首次在东太平洋洋隆等快速扩张洋中脊发现洋壳厚度比附近洋脊段更厚的转换断层，并提出快速扩张洋中脊转换断层内存在小的扩张中心(ITSC)可汇聚熔体，而且在转换断层外角处会形成这样的熔体集中区域，Bai等(2015)在数值模拟上也证实了快速扩张洋中脊转换断层熔体汇聚的观点.Andrew Bain转换断层位于超慢速扩张洋中脊，其北部出现明显的洋壳厚度增厚，认为北部的洋脊段洋壳增生与马里昂热点活动影响有关，为其提供了充足的岩浆补给，可形成与快速扩张洋中脊相似的转换断层效应，并在其转换断层外角可形成厚的洋壳.

Andrew Bain转换断层南部远离热点，形成减薄的洋壳.由于该转换断层不仅存在走滑特征，还具有一定的拉张分量(Sclater et al., 2005)，故其形成的洋壳可被拉开远离洋脊，并对称分布在Andrew Bain转换断层两侧(图 5).洋壳减薄范围达到500 km，远超过了30 km的TFE，减薄的洋壳厚度也超过了3 km，表现出盆地的拉分过程(图 7a).这种使洋壳减薄的模式在厄加勒斯走滑断层两侧同样可以观察到，其南北两侧的厄加勒斯深海盆地和开普敦深海盆地中存在4~6 km厚的洋壳(较洋盆其他区域更薄)被走滑断层左旋分开，与厄加勒斯左旋走滑活动特征一致(Hoernle et al., 2016).

图 7

Fig. 7

图 7 转换断层对洋壳厚度的影响方式示意图(据Sclater et al., 2005修改) (a)转换断层将已经形成的洋壳拉分减薄；(b)转换断层中斜向扩张洋脊段有效扩张速率减小，引起岩浆补给不足. Fig. 7 Model of transform faults affecting oceanic crustal thickness (modified from Sclater et al., 2005) (a) Transform fault pulls apart and thins oceanic crust; (b) Oblique spreading centers in transform faults lead to decrease of effective spreading rate, causing insufficient magma supply.

Andrew Bain转换断层另一特点是其内部的洋脊段为透镜状的斜向扩张段，其扩张方向与洋脊段垂直方向具有一定的夹角，表现为斜向扩张(图 7b).Dick等(2003)在研究西南印度洋斜向扩张过程时提出了有效扩张速率，即斜向扩张速率在垂直于洋脊段方向的分量.有效扩张速率是斜向扩张段真正引起地幔上升的速率，随扩张角的增大，岩浆部分熔融程度会随有效扩张速率的减小而补给不足，这在不同扩张速率的岩石圈伸展模型数值模拟研究中可以得到很好的验证(Zhang et al., 2015).因此，大角度的斜向扩张引起的有效扩张速率减小在一定程度上减小了洋中脊部分熔融程度，引起岩浆补给不足，形成西南印度洋中脊较薄的洋壳.西南印度洋中脊较大规模的斜向扩段包括S2中10°E—16°E洋脊段(Dick et al., 2003)、S6内的54°E—57°E(Mendel et al., 2003)和S7内61°E—63°E(Cannat et al., 2008)洋脊段，其洋壳厚度明显薄于同一洋脊段内其他地区.

除此之外，薄的洋壳区还有Novara转换断层以东的马达加斯加海盆和克洛泽深海盆地(图 5a).根据全球洋中脊MORB主量元素与地幔潜热的对应关系发现，Novara转换断层以东的洋中脊具有较低的地幔潜热，最低只有1320 ℃，低于正常洋中脊的1350 ℃(Dalton et al., 2014)，代表了洋中脊下的冷地幔.稀土元素分析也表明Melville转换断层以东的西南印度洋中脊1000 km深处发生过早期部分熔融事件，代表了一个极度亏损的地幔(Meyzen et al., 2003)，这些都是该区域岩浆补给不足形成薄洋壳的重要原因.

西南印度洋厚洋壳主要分布在洋盆内的众多洋底高原、无震海岭和受热点影响的洋脊段.洋底高原是一类规模巨大而形成时限却非常短暂的“洋底大火成岩省”，这一特征意味着形成洋底高原的岩浆侵入与喷发作用要进行得非常迅速且猛烈，其成因目前广泛接受的解释是地幔柱假说.发源于核-幔边界的高温、低黏度的地幔热物质(Campbell, 2007)在浅部大量堆积，地幔柱在上升到岩石圈底部位置时会形成巨大的球形顶冠，在热浮力的驱动下，伴随深源热物质的持续供给，地幔柱以巨大头冠、狭长尾柱的形式逐渐上升，这不仅为浅部岩浆活动提供大量的熔浆，同时也为上覆地幔部分熔融作用提供所需的热源和降低岩浆熔融温度的挥发组分(陆鹿等，2016).凯尔盖朗洋底高原和克洛泽浅滩(洋底高原)就是位于现今活动的凯尔盖朗热点和克洛泽热点之上，是在地幔柱的影响下形成的巨厚大洋洋壳.除了位于现今活动热点之上的洋底高原，还有远离当前热点的一些洋底高原和无震海岭，包括厄加勒斯洋底高原、莫桑比克洋底高原、马达加斯加洋底高原、德尔卡洛-康德拉海隆和厄加勒斯海岭，它们也是曾经位于热点之上形成的异常厚的洋壳，并在板块运动下形成的长条状的洋底高原或线状的海岭.Suo等(2016)对西南印度洋地区负的RMBA值(对应较厚的洋壳)和磁异常年龄进行追踪发现，莫桑比克洋底高原-厄加勒斯洋底高原是受到布维热点的影响，并向北漂移的结果；马达加斯加洋底高原和德尔卡洛-康德拉海隆在西南印度洋中脊两侧呈“V”字型分布，是洋中脊向东扩展、洋壳分别向南北两侧扩展过程中受到马里昂热点的影响的结果.值得注意的是，在厄加勒斯走滑断层北侧的厄加勒斯海岭，其洋壳厚度明显较南侧的洋盆厚，最厚的地区超过13 km，认为是80 Ma时Shona热点位于厄加勒斯转换断层的北部，形成沿走滑断裂展布的海岭，热点轨迹没有明显的受控于板块活动方向，与南大西洋中脊扩张运动共同形成了厄加勒斯-流星-修纳折线式海岭(Hoernle et al., 2016)，在洋壳厚度图上表现为反“Z”字型的线状厚洋壳，其厚度约8~16 km.类似的在Andrew Bain转换断层西北侧存在沿着转换断层走向分布的厚的洋壳区，洋壳厚度可达8~10 km，与转换断层东南侧的薄洋壳具有明显差异(图 3)，其形成机制可能也与热点轨迹相关，具体演化过程还需该区更完整的板块再造资料确定.

西南印度洋中脊被热点环绕，部分洋中脊在演化的过程中受到热点活动的影响.根据全球洋中脊下地幔潜热研究表明(Dalton et al., 2014)，S1、S4和S5洋脊段地幔潜热分别约为1380 ℃，1410 ℃和1380 ℃，高于正常洋中脊1350 ℃的地幔潜热，显然S1、S4和S5洋脊段都是受到地幔柱的影响，将地幔深部高温物质带到软流圈顶部，在地幔对流的过程中加热了附近洋中脊下的地幔温度.Suo等(2017)对西南印度洋中脊玄武岩同位素分析研究表明，S1和S4洋脊段具有明显高的³He/⁴He和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值，是富集的热点地幔对洋中脊玄武岩影响的标志；S5洋脊段³He/⁴He和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值在正常MORB值上下浮动，而部分S5洋脊段在主、微量元素上表现为亏损地幔的特征，仅在Sr-Nd-Hf-Pb同位素上表现为富集地幔(Yang et al., 2017)，这说明S5洋脊段极有可能是热点活动影响最远的地区(图 3).S5洋脊段北部未出现与板块运动相关的热点轨迹，也说明热点对洋脊的影响终止于该洋脊段.根据洋中脊受热点影响的分布，粗略地描绘出影响洋中脊岩浆补给的热点影响范围(图 5)，其中布维热点的影响半径约为340 km，马里昂热点的影响半径约为550 km，而克洛泽热点的最大影响半径不超过900 km，可以看出不同的地幔柱是具有不同的规模的，其影响范围也不一样.S1洋脊段较S2洋脊段离地幔柱距离更近，形成的洋壳厚度更薄，说明马里昂热点提供的热源和地幔物质比布维热点更充足.

(1) 西南印度洋洋壳厚度变化很大，平均厚度7.5 km，标准差达到3.5 km.洋壳最薄处接近0 m，最厚处约24 km.洋壳厚度的频率分布具有双峰式的混合偏态分布特征，根据其分布特征可将西南印度洋按洋壳厚度划分为三种类型：0~4.8 km的薄洋壳、4.8~9.8 km的正常洋壳和9.8~24 km的厚洋壳.

(2) 西南印度洋中脊按洋壳厚度可划分为7个洋脊段，主要包括受热活动影响的S1、S4和S5洋脊段，其洋壳厚度在6~10 km，分别受到布维热点、马里昂热点和克洛泽热点的影响，其影响范围分别约为340 km，550 km和900 km.远离热点的S2和S6洋脊段，其洋壳厚度在4~6 km，受转换断层控制的S3洋脊段和地幔源区控制的S7洋脊段，其洋壳厚度均在2~4 km.

(3) 西南印度洋薄洋壳在转换断层内部出现，转换断层位移量越大，引起洋壳减薄的厚度越大，减薄的厚度为1.3~2.7 km；转换断层引起的减薄洋壳范围与其位移量不存在明显的相关性，主要的减薄区域都集中在转换断层附近23~42 km的范围内，平均值约34.5 km.在Andrew Bain转换断层两侧约500 km的范围内存在薄的洋壳，一方面走滑断层内存在高角度斜向扩张段引起洋中脊有效扩张速率减慢，导致岩浆补给不足形成薄洋壳；另一方面转换断层具有一定的拉张分量，将形成的洋壳拉分减薄形成大区域的薄洋壳.

(4) 在超慢速扩张洋脊Andrew Bain转换断层北部发现厚的洋壳，认为其北部的洋脊段洋壳增生与马里昂热点活动影响有关，为其提供了充足的岩浆补给，可形成与快速扩张洋中脊相似的转换断层洋壳厚度增厚效应，并在其转换断层外角形成厚的洋壳.

(5) 低于正常洋中脊地幔潜热的冷地幔和发生过熔融事件的亏损地幔是形成区域上薄洋壳的另一个主要原因.西南印度洋厚洋壳主要受控于该区众多的热点分布，热点在洋中脊附近为其下部地幔提供足够的热源形成厚的新生洋壳，在老的洋壳处可直接形成具有厚洋壳的洋底高原.

本文很多认识得益于与中国大洋40、43航次科考队员的深入探讨与交流；所使用的计算工具为北京大学正版软件共享平台提供的MATLAB R2016b软件，在此一并表示感谢.感谢审稿专家对本文提出的详细修改意见.