2019, Vol. 62
2. 国家海洋局海底科学重点实验室, 自然资源部第二海洋研究所, 杭州 310012;
3. 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 青岛海洋科学与技术国家实验室, 青岛 266237;
4. 南京大学, 地理与海洋科学学院, 南京 210023
2. Key Laboratory of Submarine Geosciences, State Oceanic Administration, Second Institute of Oceanography, Ministry of Natural Resources, Hangzhou 310012, China;
3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, China;
4. Nanjing University, School of Geography and Ocean Science, Nanjing 210023, China
Gakkel洋中脊、Knipovich洋中脊和西南印度洋洋中脊均发育有沿扩张方向伸展的线性基底隆起(Jokat et al., 2003；Schlindwein and Schmid, 2016). Jokat等(2003)认为这种线性基底隆起普遍存在于扩张速率≤14 mm·a-1的超慢速扩张洋中脊.熔融物沿岩石圈-软流圈边界附近的起伏渗透界面向岩浆中心流动(Cannat et al., 2003；Montési et al., 2011；Standish et al., 2008).在基底隆起附近，岩石圈相对较薄，熔融物能够沿岩石圈底界面向此处汇聚，形成较强的岩浆活动和隆起的基底地形.在超慢速扩张洋中脊，岩浆供给较少，蛇纹岩化作用和流体循环可能发生在深度达到15 km的地幔(Schlindwein and Schmid, 2016)，导致岩石圈局部变得更冷更厚，提高了岩石圈-软流圈边界的稳定程度，使得基底隆起能够长时间稳定存在.
北冰洋Gakkel洋中脊具有全球最慢的扩张速率(6~13 mm·a-1)(Karasik，1974；Vogt et al., 1979)，扩张速率由西向东逐渐减小(Demets et al., 2010).Gakkel洋中脊具有发育良好的六个离轴线性基底隆起(A—F，图 1).线性基底隆起的地壳年龄可以追溯到约25 Ma，表明它们的岩浆形成和分布在这个时期内保持稳定(Jokat et al., 2003).根据航空磁力和地震数据，Jokat等(2003)和Schmidt-Aursch和Jokat(2016)发现基底隆起具有不同程度的非对称性，但是目前对其非对称性成因仍然缺乏清晰的认识.
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图 1 Gakkel洋中脊的位置 A—F为发育的基底隆起，黑色箭头指示扩张方向，黄色实线为现在的扩张中心. Fig. 1 Location of the Gakkel Ridge A—F indicate basement ridges. Black arrows indicate the spreading direction. The yellow line indicates the spreading axis. |
本文利用欧亚海盆内的地形、空间重力异常(FAA)和航空磁力数据，计算了Gakkel洋中脊的扩张速率、剩余地幔布格重力异常(RMBA)、地壳厚度和非均衡地形，对比了基底隆起的中轴两侧共轭区域的地球物理场和地壳结构的非对称性，并根据中轴两侧共轭区域的非均衡地形的非对称性，进一步探讨了断层作用、岩浆供给强度和洋中脊走向改变对基底隆起非对称地壳结构的影响.
1 地质背景位于北冰洋的Gakkel洋中脊(图 1)总长约2000 km，西端通过Spitzbergen转换断层与Knipovich洋中脊相连接，东端延伸至Laptev海.在~56 Ma，Gakkel洋中脊开始扩张(Brozena et al., 2003)，造成Lomonosov洋中脊从巴伦支大陆架脱离以及Nansen海盆和Amundsen海盆的形成(Karasik，1968；Vogt et al., 1979).自形成至今，Gakkel洋中脊走向几乎保持不变，并在大部分位置与扩张方向垂直(Cochran et al., 2003).
在大约33 Ma(C13)前，欧亚海盆与Labrador海通过Baffin Bay相连.但是随着Baffin Bay停止扩张以及Morris Jesup Rise和Yermak Plateau分离，欧亚海盆开始与Norwegian-Greenland海盆相连(Glebovsky et al., 2006).Glebovsky等(2006)追踪了Gakkel洋中脊开始扩张以来的扩张速率，发现Gakkel洋中脊初始扩张速率(本文指半扩张速率)较快，达到约12.5 mm·a-1，之后便系统性地减小，在地磁异常条带C13(约33 Ma)，扩张速率达到最小值(约3 mm·a-1).目前，Gakkel洋中脊作为全球扩张速率最慢的洋中脊，整体上，扩张速率由西部的6 mm·a-1逐渐向东减小到3 mm·a-1(Demets et al., 2010).
Gakkel洋中脊的地形由一系列平行于扩张中心的脊状地形组成，整个洋中脊连续且不存在转换断层.根据磁异常幅值、岩浆活动强度、岩石样本类型的不同，将Gakkel洋中脊的西部(85°E以西)分成三个构造-岩浆带(Jokat et al., 2003；Michael et al., 2003)：西部火山带(WVZ，6°30′W—3°30′E)，中部非岩浆增生带(SMZ，3°30′E—29°E)，东部火山带(EVZ，29°E—85°E).WVZ的岩浆作用较强，岩石采样主要以玄武岩为主，具有较强的磁异常.SMZ的地壳厚度较薄(~1.4 km)，岩石采样主要以橄榄岩为主，具有较弱的磁异常.EVZ主要由六个较大的火山活动中心组成，火山中心附近的岩浆作用较强，岩石采样以玄武岩为主，具有较强的磁异常.然而，火山活动中心之间的磁异常较弱，岩石采样主要以橄榄岩和辉长岩为主.在10°E—70°E，Gakkel洋中脊具有六个沿扩张方向的离轴线性基底隆起(Jokat et al., 2003)(图 1)：A(10°E)、B(19°E)、C(31°E)、D(42°E)、E(62°E)和F区(70°E).
Gakkel洋中脊区域的地形和地球物理场均存在显著的非对称性.在Gakkel洋中脊的中部和东部，最新观测到的地震剖面数据表明，在44~0 Ma，Amundsen海盆的基底比Nansen海盆更崎岖更浅(Nikishin et al., 2017).Jokat和Micksch(2004)在Gakkel洋中脊也发现了相同的现象，他们通过对基底沉降以及扩张速率的分析，认为海盆之间基底形态的差异可能是由于非对称的扩张速率所造成.Vogt等(1979)最早观测到了Gakkel洋中脊扩张速率的非对称性：在20~0 Ma，Amundsen海盆的扩张速率比Nansen海盆慢10%~20%，并且随着地壳年龄增加，两者之间的非对称性越来越明显.此外，Gakkel洋中脊的六个离轴线性基底隆起也具有不同程度的非对称性，如B区中轴北侧的磁异常强度强于其共轭区域(Jokat et al., 2003)；C区和E区共轭两侧具有不同的地壳厚度(Schmidt-Aursch and Jokat, 2016).
2 数据与方法 2.1 数据与来源本文使用欧亚海盆内的水深、空间重力异常(FAA)和航空磁力数据.这些数据均下载自美国国家地学数据中心(NGDC，http://www.ngdc.noaa.gov).其中水深数据为最新版本(GEBCO_2014)30″×30″的网格数据，它融合了船测水深数据和卫星测高反演数据.在洋中脊部分区域具有多波束数据(图 2).磁力使用Arctic Ocean 1974航空磁力数据、NRL-arctic-1999航空磁力数据以及NRL-Nansen-ridge-1975航空磁力数据(图 2)，测线间距为9~20 km，采样间隔为~0.25 km.重力数据为2006年北极重力项目(Kenyon et al., 2008)得到的2′×2′自由空间重力异常数据.地壳年龄数据使用Müller等(2008)的2′×2′海洋地壳年龄数据模型.磁力数据都经过了国际地磁参考场(IGRF)改正和日变改正.重力数据经过了Eötvös改正和正常场等改正.
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图 2 测线位置 白色点为多波束测线. Fig. 2 Location of survey lines White dots indicate the multi-beam data. |
我们通过对磁条带的识别得到研究区域内较为精确的地壳年龄.磁条带的识别过程(图 3)分为三步：磁异常剖面的叠加、叠加剖面的追踪以及各单条剖面的追踪(张涛等，2018).
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图 3 磁条带追踪 Fig. 3 Identification of magnetic lineations |
对所有剖面进行叠加与平均是为了增强地球磁场变化本身的信号，同时压制由于局部构造活动和火山活动等引起的干扰信号.假定各剖面上形态与幅值相类似的位置具有相同的地壳年龄，将各剖面相对应位置的磁异常相加取平均得到叠加剖面.我们使用MODMAG软件(Mendel et al., 2005)正演得到此区域内的磁异常，将叠加剖面与其进行形态和幅值对比，识别出叠加剖面最佳的磁条带(C2A (3.55 Ma)，C5(10.83 Ma)，C6(20.16 Ma)，C9(27.4 Ma)，C13(33.25 Ma)).在正演磁异常时，使用Cande和Kent(1995)的地磁极性年代表.最后我们将各个单剖面的磁异常(图 4)与叠加剖面进行形态和幅值对比，得到每条剖面的最佳磁条带和地壳年龄.假定相邻磁条带之间的扩张速率保持不变，将它们之间的地壳年龄平均分配给它们之间的地壳，最终得到研究区域内较为精确的地壳年龄.
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图 4 磁剖面的磁异常值 红色区域代表正磁异常值，蓝色区域代表负磁异常值，青色实线为识别出的磁条带，黄色实线为现在的扩张中心. Fig. 4 The magnetic anomaly of magnetic profiles The red region indicates the positive magnetic anomaly. The blue region indicates negative magnetic anomaly. The cyan lines indicate geomagnetic strip. The yellow line indicates the spreading axis. |
为了反映岩石圈的深部异常信息，我们使用逐层去除已知模型影响的方法计算RMBA(Kuo and Forsyth, 1978；Georgen et al., 2001).从FAA数据中去除海水-沉积物和沉积物-地壳的重力效应影响，同时计算并去除假定均一地壳厚度的地壳-地幔的重力效应影响，得到地幔布格重力异常(MBA).海水、地壳和地幔的密度分别取1.03×103 kg·m-3、2.8×103 kg·m-3和3.3×103 kg·m-3.沉积物密度取变密度，将沉积物分层，每一层根据深度不同设置不同的密度(Cowie and Karner, 1990).我们进一步从MBA中去除岩石圈热效应，得到RMBA(图 5).
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图 5 欧亚海盆的RMBA A—F为发育的基底隆起，黄色实线为现在的扩张中心. Fig. 5 RMBA of Eurasian Basin A—F indicate basement ridges. The yellow line indicates the spreading axis. |
将假定150 km厚的岩石圈分为等厚的10层，设T0=0 ℃为海底表面，Tp=1350 ℃为岩石圈150 km处温度，通过热膨胀系数得到每层的密度变化(式(1))并将密度转化为高度(式(2))，从而得到相应的重力效应，最后将这些重力效应进行叠加，得到岩石圈冷却造成的整体重力效应.RMBA反映了与计算中假定均一地壳厚度的地壳-地幔结构模型偏离的部分，可能受到了地壳厚度、地壳内密度以及地幔温度的共同影响:
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式中，ρ0和Tp为参考密度和温度，α为热膨胀系数. ρ0=3.3×103 kg·m-3，a=3×10-5 ℃-1，Tp=1350 ℃.
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(2) |
式中，h1为每层界面高度，Δρ为平均密度变化.
我们假定RMBA的变化只来源于地壳厚度变化的影响，则可以反演得到最大的相对地壳厚度变化.通过Parker(1973)频率域反演方法获得地壳厚度变化(式(3))，其下延深度(8 km)为平均水深(4 km)和平均地壳(4 km)之和.同时，我们使用Parker密度界面反演法得到基地隆起及其周围的莫霍面深度变化(图 6).
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(3) |
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图 6 莫霍面深度 A—F为发育的基底隆起，白色实线为现在的扩张中心. Fig. 6 The depth of Moho A—F indicate basement ridges. The white line indicates the spreading axis. |
式中，B(k)为观测重力异常，ZCR表示下延深度，C(k)是一个低频余弦滤波器，滤波器最长和最短波长分别取135 km和15 km，ρm和ρc分别为地幔密度和地壳密度.
2.4 非均衡地形我们从水深数据中去除岩石圈正常冷却的沉降效应(式(4))和符合Airy均衡模型的地形(式(5))，可以得到非均衡地形(式(6)).非均衡地形反映了由岩石圈应力支撑的地形特征，高的非均衡地形表明深部补偿相对不足，而低的非均衡地形表明深部有更多的补偿.
随着地壳年龄的增加，海洋岩石圈不断地向两侧扩张，导致其逐渐变冷变硬并不断沉降.因此，地壳年龄为海洋岩石圈冷却沉降的主要控制因素.
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(4) |
式中，D为岩石圈沉降值，t为地壳年龄.
观测和数值模拟均表明，洋中脊中轴处基本处于均衡状态(Neumann and Forsyth, 1993；Olive et al., 2015)，因此我们将洋中脊中轴地形最低处作为基准点计算非均衡地形:
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(5) |
式中，Δc和Δhiso分别表示地壳厚度变化和Airy均衡补偿的地形变化，ρm、ρc和ρw分别为地幔密度、地壳密度和海水密度，ρm=3.3×103 kg·m-3、ρc=2.8×103 kg·m-3、ρw=1.03×103 kg·m-3.
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(6) |
式中，ΔH为非均衡地形值，B为观测水深值，D为岩石圈沉降值，Δhiso为均衡地形值.
2.5 非对称地形的补偿状态我们通过比较非对称地形值极性(正负性)与非对称地壳厚度值极性之间的关系，判断基底隆起的中轴某一侧非对称地形的补偿状态.
当非对称地形值与非对称地壳厚度值具有相同极性时，表明基底隆起具有较高/较低地形的一侧，其地壳厚度相较于共轭一侧更厚/更薄，非对称地形得到一定补偿；当非对称地形值与非对称地壳厚度值具有不同极性时，表明基底隆起具有较高/较低地形的一侧，其地壳厚度相较于共轭一侧反而更薄/更厚，非对称的地形没有得到Airy均衡的补偿，非对称的地形更多地受到构造应力的支撑.以下，我们对比了地形-地壳厚度的非对称性，并进一步对比非对称地形与非对称地壳厚度之间的关系来确定其补偿状态，用以推断线性基底隆起非对称结构的成因.
3 结果相较于较快扩张速率的洋中脊，超慢速扩张洋中脊的岩石圈更冷更硬.岩浆喷出后形成的海洋地壳并不能下沉足够的深度，难以形成相应的补偿，导致岩石圈处于非均衡状态(Cannat et al., 1999).因此，沿A—F剖面，水深数据与非均衡数据具有几乎相同的曲线形态.
整体上，研究区域莫霍面深度(图 6)范围为3.5~10.5 km.沿Gakkel洋中脊轴部，莫霍面深度呈现出明显的分区性，西部区域(6°30′W—4°E，7 km)和东部区域(30°E—100°E，7.5 km)相较于中部区域(4°E—30°E，6.7 km)具有较低的莫霍面，这三个区域与Gakkle洋中脊西部的三个构造-岩浆带(Jokat et al., 2003；Michael et al., 2003)基本对应.A区、B区、D区和F区基地隆起的共轭两侧都具有相对较低的莫霍面，然而，C区中轴南侧和E区中轴北侧的莫霍面比其共轭一侧分别低3 km和2 km，该特征与Schmidt-Aursch和Jokat(2016)通过重力数据得到的基底隆起地壳厚度的特征相对应.因此，我们反演得到的莫霍面深度特征与前人得到的地壳结构特征基本一致.
我们利用水深数据和重力数据确定了基底隆起的范围，并以地形最高点得到基底隆起的轴部位置.为了得到各个基底隆起整体的地形特征和地壳厚度特征，我们沿洋中脊扩张方向对基底隆起的数据进行重新采样，采样间隔为100 m，测线间距为500 m，计算得到其平均值和标准方差值.以下我们对A—F六个基底隆起的非对称性进行逐一的分析.
3.1 六个基底隆起在A区基底隆起(图 7a)，平均水深为2500~4800 m，其中扩张中心处水深为4500 m，中央裂谷宽约26 km.整体上，基底隆起北部的水深浅于南部(表 1)，并且北部的地壳明显厚于南部(表 2).A区基底隆起的非对称非均衡地形值具有明显的三段性：在1.48~0 Ma和5.16~3.12 Ma，基底隆起北部的非均衡地形比南部分别高(正极性)~525 m和~540 m；在3.12~1.48 Ma，基底隆起北部的非均衡地形比南部低(负极性)~780 m(图 8A区).
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图 7 基底隆起的地形 背景为全球水深数据，洋中脊轴部为多波束数据，黄色点线为现在的扩张中心，青色实线为地质磁条带，黑色实心圆为识别出的磁条带序列，黑色实线为全球水深数据，红色实线为多波束数据. Fig. 7 Topography of basement ridges The background is bathymetric data. Gakkel Ridge axis is multi-beam data. The yellow dotted line indicates the spreading axis. The cyan line indicates geomagnetic strip. The black circle indicates the identified magnetic strip sequence. The black line indicates bathymetric data. The red line indicates multi-beam data. |
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表 1 基底隆起中轴两侧水深数据 Table 1 Bathymetric data on conjugated flanks |
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表 2 基底隆起中轴两侧地壳厚度数据 Table 2 Crustal thickness on conjugated flanks |
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图 8 A—C区基底隆起的数据结果 图a—c中，地壳年龄正/负代表中轴北侧/南侧，图d—f中，非对称数据由基底隆起的北部数据减南部数据所得.蓝色实线为由水深数据确定的基底隆起(图 7)的数据，红色实线为整体基底隆起的平均数据，灰色区域为平均数据±标准方差. Fig. 8 The results of basement ridge in A—C zone In figure a—c, the positive polarity and negative polarity of crustal age indicate northern flank and southern flank respectively. In figure d—f, asymmetric data is obtained by data of norther flank subtracts data of souther flank. The blue line indicates data of basement ridge (Fig. 7) determined by bathymetric data. The red line indicates mean value of basement ridge. The gray shade zone indicates mean value±standard deviation. |
在B区基底隆起(图 7b)，平均水深为2300~4000 m，其中扩张中心处水深为3850 m，中央裂谷宽约27 km.整体上，基底隆起的中轴两侧水深值相差不大(表 1)，但北部的地壳厚于南部(表 2).除中央裂谷(2~0 Ma)与10.2~7.8 Ma，岩石圈处于均衡状态外，基底隆起北部的非均衡地形比南部低~600 m(图 8B区).
在C区基底隆起(图 7c)，平均水深为2400~4400 m，其中扩张中心处水深为4200 m，中央裂谷宽约19 km.整体上，基底隆起北部的水深浅于南部(表 1)，但北部的地壳却明显薄于南部(表 2).在研究区域内，基底隆起北部的非均衡地形明显高于南部(~1100 m)(图 8C区).
在D区基底隆起(图 7d)，平均水深为2900~4200 m，其中扩张中心处水深为3300 m，且位于轴部裂谷火山脊(AVR)，中央裂谷宽约16 km.整体上，基底隆起的中轴两侧的水深值相差不大(表 1)，但地壳厚度的非对称性呈现明显的两段性(表 2).在整个研究区域，中轴两侧的非对称非均衡地形相差不大(~ -135 m)(图 9D区).
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图 9 D—F区基底隆起的数据结果 图a—c中，地壳年龄正/负代表中轴北侧/南侧，图d—f中，非对称数据由基底隆起的北部数据减南部数据所得.蓝色实线为由水深数据确定的基底隆起(图 7)的数据，红色实线为整体基底隆起的平均数据，灰色区域为平均数据±标准方差. Fig. 9 The results of basement ridge in D—F zone In figure a—c, the positive polarity and negative polarity of crustal age indicate northern flank and southern flank respectively. In figure d—f, asymmetric data is obtained by data of norther flank subtracts data of souther flank. The blue line indicates data of basement ridge (Fig. 7) determined by bathymetric data. The red line indicates mean value of basement ridge. The gray shade zone indicates mean value ±standard deviation. |
在E区基底隆起(图 7e)，平均水深为1800~4300 m，其中扩张中心处水深为4200 m，中央裂谷宽约24 km.整体上，基底隆起北部的水深比南部深(表 1)，但基底隆起北部的地壳却明显厚于南部(表 2).在研究区域内，基底隆起北部的非均衡地形明显低于南部(~1000 m)(图 9E区).
在F区基底隆起(图 7f)，平均水深为3000~3800 m，其中扩张中心处水深为3270 m，且位于AVR，中央裂谷宽约26 km.整体上，基底隆起北部的水深略浅于南部(表 1)，地壳厚度的非对称性呈现明显的两段性(表 2).整体上，基底隆起北部的非均衡地形略高于南部(~400 m)(图 9F区).
3.2 两种不同对称性的地壳结构根据六个线性基底隆起的中轴两侧的地形和地壳厚度的对称关系(表 3)，我们将线性基底隆起分为对称型(B、D和F区)和非对称型(A、C和E区).
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表 3 基底隆起非对称地壳结构数据 Table 3 Asymmetric crustal structure data of basement ridges |
B、D和F区，基底隆起的中轴两侧的非对称性较弱.B、D和F区基底隆起的平均非对称地形幅值分别为~157 m、~125 m和~208 m，平均非对称地壳厚度幅值分别为~1 km、~0.06 km和~0.3 km.其中，B区基底隆起同时具有非对称的地壳厚度和较为对称的地形，因此，B区基底隆起可能为两者之间的过渡状态.考虑到B区基底隆起的非对称地壳厚度平均值的幅值(~ 1 km)相较于A(~ 2 km)、C(~ 2.5 km)和E区(~ 1.1 km)基底隆起较小，我们将B区基底隆起归于对称型基底隆起.B、D和F区基底隆起的非对称地形的极性和非对称地壳厚度的极性均随时间发生反转(图 8，图 9)，表明岩浆活动和/或构造活动并不集中于一侧，两侧的岩浆活动和/或构造活动没有较大区别.B、D和F区基底隆起的中轴两侧可能具有相同的岩浆分配和构造作用，导致它们具有相对对称的地壳结构.A、C和E区，基底隆起的中轴两侧的非对称性较为明显.A、C和E区基底隆起的平均非对称地形幅值分别为~510 m、~410 m和~673 m，平均非对称地壳厚度幅值分别为~2 km、~2.5 km和~1.1 km.在研究区域内，C区和E区基底隆起的非对称地形的极性和非对称地壳厚度的极性几乎保持不变(图 8，图 9)，表明基底隆起两侧的非对称性在观测到的地质时间内保持一致.
3.3 非对称基底隆起的均衡性A、C、和E区基底隆起都具有非对称的地壳结构，但是其均衡状态却存在较大区别.A区基底隆起中轴两侧的非均衡地形的非对称性较弱(表 3)，平均非对称非均衡地形幅值为~125 m，岩石圈处于相对均衡状态，其非对称性可能是由岩浆分配不均所导致.C区和E区，基底隆起中轴两侧的非均衡地形的非对称性较强(表 3)，平均非对称非均衡地形幅值分别为~1100 m和~965 m，表明岩石圈可能受到构造应力支撑，其非对称性可能与构造作用相关.
4 讨论 4.1 构造作用在某一侧的集中导致的非对称地壳结构在三个基底隆起中，C区与E区的非均衡地形均具有较强的非对称性.其中，C区北部的非均衡地形比南部的非均衡地形高~1100 m，E区南部的非均衡地形比北部的非均衡地形高~1000 m.在整个地质时间上，C区和E区的非对称地形值与非对称地壳厚度值几乎具有不同的极性(图 10)，表明C区北部和E区南部相较于其共轭一侧具有较高的地形，但其地壳厚度却相对较薄，它们的岩石圈在深部的补偿更加不足，整体岩石圈受到构造应力支撑.这种非对称、非均衡的状态与在慢速-超慢速洋中脊普遍存在的与断层相关的非对称地壳结构相类似(Tucholke and Lin, 1994；Cann et al., 1997；Escartín et al., 2008).
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图 10 非对称地形补偿状态 青色阴影表示非对称地形得到一定补偿，深黄色阴影表示非对称地形没有得到补偿. Fig. 10 Asymmetric topographic compensation Cyan shadow zone indicates that asymmetric topography is compensated. Dark yellow shadow zone indicates that asymmetric topography is not compensated. |
在岩浆供给量相对较低的环境，为了容纳更多的洋脊扩张，更容易发育大型正断层或拆离断层( Tucholke et al., 2008；Wang et al., 2015 ).拆离断层形成于洋中脊附近，其根部延伸至洋中脊深部的岩浆区域(Blackman et al., 2008；Blackman and Collins, 2010 ).大型正断层和拆离断层能够容纳更多的洋中脊扩张，并使下地壳和上地幔的岩石剥露于海底表面.拆离断层滑移面上的大多数巨型窗棱构造相较于拆离 断层末端的年轻地壳具有较高的RMBA和FAA，表明其地形较高，但地壳厚度较薄(Tucholke and Lin, 1994 ；Tucholke et al., 2008).断层的持续伸展能够导致断层块的弯曲旋转(Garcés and Gee, 2007；MacLeod et al., 2011；Schouten et al., 2010)，并在区域均衡补偿作用下，形成穹窿状的隆起海底地形(Buck，1988).在岩浆贫瘠的慢速和超慢速扩张洋中脊(Searle and Bralee, 2007 ; Escartín et al., 2008 )，包括拆离断层在内的大型正断层往往集中发育于洋中脊一侧.最初认为断层作用对于洋中脊扩张的贡献量只占10%~15%(MacLeod et al., 2002；Escartín et al., 2008；Escartín and Canales, 2011).最近研究表明，断层作用对于洋中脊扩张贡献量可以达到70%~80%，甚至有的可以达到100%( Canales，2010).
Gakkel洋中脊具有全球最慢的扩张速度，岩浆供给量较少且岩石圈较冷，可能更容易发育大型正断层或拆离断层，我们因此推断C区和E区的非对称地壳结构可能由断层作用所引起.C区北部和E区南部相较于各自共轭一侧具有较高的非均衡地形，但其共轭一侧具有较厚的地壳，表明构造应力(断层作用)主要集中于C区北部和E区南部.C区北部和E区南部的岩浆供给量相对较少，扩张主要以构造伸展为主，导致地壳在挠曲作用下隆升、减薄.
4.2 构造作用集中于一侧的机制：洋中脊走向改变的作用？与其它基底隆起相比，C区和E区的水深、地壳厚度和MBA并无明显区别，表明其下的温度场和岩浆活动较为接近.在较小的区域内，远场应力的大小和方向也应该一致.但是，相较于对称型的基底隆起，C区和E区处于洋中脊走向的改变处.我们推断中央裂谷几何形状可能控制了构造应力，使其集中于基底隆起的一侧.
C区的西侧洋中脊段(约18°E)的走向约为105°，而其东侧洋中脊段(约37°E)的走向约为70°，形成了一个大约135°的夹角(图 11).E区的西侧洋中脊段(50°E)的走向约为70°，其东侧洋中脊段(67°E)的走向约为125°，形成了一个大约125°的夹角(图 11).此外，C区的西侧洋中脊段的走向与扩张方向近似垂直，而其东侧洋中脊段的走向与扩张方向倾斜(约20°)，E区的东侧洋中脊段的走向与扩张方向高度倾斜(约40°)(Cochran et al., 2003).沿Gakkel洋中脊，转换断层缺失.然而，斜向扩张的C区东侧洋中脊段和E区东侧洋中脊段容纳了一部分走滑运动，起到了类似于转换断层的作用.我们由此推断构造作用集中于一侧的机制可能与洋中脊-转换断层系统中“内角”高地形的形成机制(Severinghaus and MacDonald, 1988)相类似.C区北部和E区南部位于这种独特构造的“内角”，相比于共轭区域，其与Gakkel洋中脊相对“自由”的板块边界更近.相对“自由”的板块边界可能类似于解耦区域(decoupling zones)(Kuo et al., 1988)，导致构造抬升所需的应力相对较小.相反，C区南部和E区北部与周围较老岩石圈“结合”在一起，导致构造抬升所需的应力相对较大.因此，构造抬升作用可能更倾向集中于C区北部和E区南部，导致“内角”地形明显高于“外角”地形.显然，洋中脊几何形状的变化仅提供了线性基底隆起非对称性的一种可能的解释，进一步的验证还需要更多地球物理和数值模拟的工作，以及对Knipovich洋中脊和西南印度洋洋中脊上存在的基底隆起的非对称性进行对比研究.
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图 11 Gakkel洋中脊的走向 A—F为基底隆起，黄色实线为现在的扩张中心，黑色箭头为洋中脊扩张方向. Fig. 11 The strike of Gakkel Ridge A—F indicate basement ridges. Yellow line indicates spreading axis. Black arrows indicate the spreading direction. |
(1) 根据六个线性基底隆起中轴两侧的地形和地壳厚度的对称关系，将它们分为对称型基底隆起和非对称型基底隆起：B、D和F区，基底隆起中轴两侧的非对称性较弱，具有较为对称的地壳结构；A、C和E区，基底隆起中轴两侧的非对称性较为明显，具有非对称的地壳结构.
(2) A区基底隆起的非对称非均衡地形幅值较小，表明其岩石圈处于均衡状态，非对称地壳结构可能是由于中轴两侧的岩浆在各时段交替分配不均所导致.
(3) C区和E区基底隆起的非对称地形值与非对称地壳厚度值几乎具有不同的极性，表明某侧的非对称地形没有得到补偿，推断受到构造应力的支撑.构造应力在基底隆起某侧的集中可能导致其非对称的地壳结构.
(4) C区和E区处于洋中脊走向的改变处，特殊的洋中脊几何形态可能使得构造作用更易集中于基底隆起的一侧.
致谢 感谢武汉大学纪飞博士在数据处理过程中提供的帮助，感谢自然资源部第二海洋研究所的沈中延副研究员在论文修改过程中提供的帮助.
Blackman D K, Karner G D, Searle R C. 2008. Three-dimensional structure of oceanic core complexes:Effects on gravity signature and ridge flank morphology, Mid-Atlantic Ridge, 30°N. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(6): Q06007. DOI:10.1029/2008GC001951 |
Blackman D K, Collins J A. 2010. Lower crustal variability and the crust/mantle transition at the Atlantis Massif oceanic core complex. Geophysical Research Letters, 37(24): L24303. DOI:10.1029/2010GL045165 |
Brozena J M, Childers V A, Lawver L A, et al. 2003. New aerogeophysical study of the Eurasia Basin and Lomonosov Ridge:Implications for basin development. Geology, 31(9): 825-828. DOI:10.1130/G19528.1 |
Buck W R. 1988. Flexural rotation of normal faults. Tectonics, 7(5): 959-973. DOI:10.1029/TC007i005p00959 |
Canales J P. 2010. Small-scale structure of the Kane oceanic core complex, Mid-Atlantic Ridge 23°30'N, from waveform tomography of multichannel seismic data. Geophysical Research Letters, 37(21): L21305. DOI:10.1029/2010GL044412 |
Cande S C, Kent D V. 1995. Revised calibration of the geomagnetic polarity timescale for the Late Cretaceous and Cenozoic. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 100(B4): 6093-6095. DOI:10.1029/94JB03098 |
Cann J R, Blackman D K, Smith D K, et al. 1997. Corrugated slip surfaces formed at ridge-transform intersections on the Mid-Atlantic Ridge. Nature, 385(6614): 329-332. DOI:10.1038/385329a0 |
Cannat M, Rommevaux-Jestin C, Sauter D, et al. 1999. Formation of the axial relief at the very slow spreading Southwest Indian Ridge (49° to 69°E). Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 104(B10): 22825-22843. DOI:10.1029/1999JB900195 |
Cannat M, Rommevaux-Jestin C, Fujimoto H. 2003. Melt supply variations to a magma-poor ultra-slow spreading ridge (Southwest Indian Ridge 61° to 69°E). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 4(8): 9104. DOI:10.1029/2002GC000480 |
Cochran J R, Kurras G J, Edwards M H, et al. 2003. The Gakkel Ridge:Bathymetry, gravity anomalies, and crustal accretion at extremely slow spreading rates. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 108(B2): 2116. DOI:10.1029/2002JB001830 |
Cowie P A, Karner G D. 1990. Gravity effect of sediment compaction:Examples from the North Sea and the Rhine Graben. Earth and Planetary Science Letters, 99(1-2): 141-153. DOI:10.1016/0012-821X(90)90078-C |
Demets C, Gordon R G, Argus D F. 2010. Geologically current plate motions. Geophysical Journal International, 181(1): 1-80. DOI:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x |
Escartín J, Smith D K, Cann J, et al. 2008. Central role of detachment faults in accretion of slow-spreading oceanic lithosphere. Nature, 455(7214): 790-794. DOI:10.1038/nature07333 |
Escartín J, Canales J P. 2011. Detachments in oceanic lithosphere:Deformation, magmatism, fluid flow, and ecosystems. Eos, Transactions American Geophysical Union, 92(4): 31. DOI:10.1029/2011EO040003 |
Garcés M, Gee J S. 2007. Paleomagnetic evidence of large footwall rotations associated with low-angle faults at the Mid-Atlantic Ridge. Geology, 35(3): 279-282. DOI:10.1130/G23165A.1 |
Georgen J E, Lin J, Dick H J B. 2001. Evidence from gravity anomalies for interactions of the Marion and Bouvet hotspots with the Southwest Indian Ridge:Effects of transform offsets. Earth and Planetary Science Letters, 187(3-4): 283-300. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00293-X |
Glebovsky V Y, Kaminsky V D, Minakov A N, et al. 2006. Formation of the Eurasia Basin in the Arctic Ocean as inferred from geohistorical analysis of the anomalous magnetic field. Geotectonics, 40(4): 263-281. DOI:10.1134/S0016852106040029 |
Jokat W, Ritzmann O, Schmidt-Aursch M C, et al. 2003. Geophysical evidence for reduced melt production on the Arctic ultraslow Gakkel mid-ocean ridge. Nature, 423(6943): 962-965. DOI:10.1038/nature01706 |
Jokat W, Micksch U. 2004. Sedimentary structure of the Nansen and Amundsen basins, Arctic Ocean. Geophysical Research Letters, 31(2): L02603. DOI:10.1029/2003GL018352 |
Karasik A M. 1968. Magnetic anomalies of the Gakkel Ridge and origin of the Eurasia Subbasin of the Arctic Ocean.//Demenitskaya R M ed. Geophysical Exploration Methods in the Arctic. Leningrad: Nauchno-Issledovatel'skii Institut Geologii Arktiki, 5: 8-19.
|
Karasik A M. 1974. The Eurasia basin of the arctic ocean from the point of view of plate tectonics.//Problems in Geology of Polar Areas of the Earth. Leningrad: Nauchno-Issledovatel'skii Institut Geologii Arktiki, 23-31.
|
Kenyon S, Forsberg R, Coakley B. 2008. New gravity field for the Arctic. Eos, Transactions American Geophysical Union, 89(32): 289-290. |
Kuo B Y, Forsyth D W. 1988. Gravity anomalies of the ridge-transform system in the South Atlantic between 31 and 34. 5° S:Upwelling centers and variations in crustal thickness. Marine Geophysical Researches, 10(3-4): 205-232. DOI:10.1007/BF00310065 |
Macleod C J, Escartin J, Banerji D, et al. 2002. Direct geological evidence for oceanic detachment faulting:The Mid-Atlantic Ridge, 15°45'N. Geology, 30(10): 879-882. DOI:10.1130/0091-7613(2002)0302.0.CO;2 |
Müller R D, Sdrolias M, Gaina C, et al. 2008. Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(4): Q04006. DOI:10.1029/2007GC001743 |
Macleod C J, Carlut J, Escartín J, et al. 2011. Quantitative constraint on footwall rotations at the 15°45'N oceanic core complex, Mid-Atlantic Ridge:Implications for oceanic detachment fault processes. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 12(5): Q0AG03. DOI:10.1029/2011GC003503 |
Mendel V, Munschy M, Sauter D. 2005. MODMAG, a MATLAB program to model marine magnetic anomalies. Computers & Geosciences, 31(5): 589-597. DOI:10.1016/j.cageo.2004.11.007 |
Michael P J, Langmuir C H, Dick H J B, et al. 2003. Magmatic and amagmatic seafloor generation at the ultraslow-spreading Gakkel ridge, Arctic Ocean. Nature, 423(6943): 956-961. DOI:10.1038/nature01704 |
Montési L G J, Behn M D, Hebert L B, et al. 2011. Controls on melt migration and extraction at the ultraslow Southwest Indian Ridge 10°-16°E. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 116(B10): B10102. DOI:10.1029/2011JB008259 |
Neumann G A, Forsyth D W. 1993. The paradox of the axial profile:Isostatic compensation along the axis of the Mid-Atlantic Ridge. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 98(B10): 17891-17910. DOI:10.1029/93JB01550 |
Nikishin A M, Gaina C, Petrov E I, et al. 2017. Eurasia basin and Gakkel ridge, arctic ocean:Crustal asymmetry, ultra-slow spreading and continental rifting revealed by new seismic data. Tectonophysics, 746: 64-82. DOI:10.1016/j.tecto.2017.09.006 |
Olive J A, Behn M D, Ito G, et al. 2015. Sensitivity of seafloor bathymetry to climate-driven fluctuations in mid-ocean ridge magma supply. Science, 350(6258): 310-313. DOI:10.1126/science.aad0715 |
Parker R L. 1973. The rapid calculation of potential anomalies. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 31(4): 447-455. DOI:10.1111/j.1365-246X.1973.tb06513.x |
Schlindwein V, Schmid F. 2016. Mid-ocean-ridge seismicity reveals extreme types of ocean lithosphere. Nature, 535(7611): 276-279. DOI:10.1038/nature18277 |
Schmidt-Aursch M C, Jokat W. 2016. 3D gravity modelling reveals off-axis crustal thickness variations along the western Gakkel Ridge (Arctic Ocean). Tectonophysics, 691: 85-97. DOI:10.1016/j.tecto.2016.03.021 |
Schouten H, Smith D K, Cann J R, et al. 2010. Tectonic versus magmatic extension in the presence of core complexes at slow-spreading ridges from a visualization of faulted seafloor topography. Geology, 38(7): 615-618. DOI:10.1130/G30803.1 |
Searle R C, Bralee A V. 2007. Asymmetric generation of oceanic crust at the ultra-slow spreading Southwest Indian ridge, 64°E. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(5): Q05015. DOI:10.1029/2006GC001529 |
Severinghaus J P, Macdonald K C. 1988. High inside corners at ridge-transform intersections. Marine Geophysical Researches, 9(4): 353-367. DOI:10.1007/BF00315005 |
Standish J J, Dick H J B, Michael P J, et al. 2008. MORB generation beneath the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge (9-25°E):Major element chemistry and the importance of process versus source. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(5): Q05004. DOI:10.1029/2008GC001959 |
Tucholke B E, Lin J. 1994. A geological model for the structure of ridge segments in slow spreading ocean crust. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 99(B6): 11937-11958. DOI:10.1029/94JB00338 |
Tucholke B E, Behn M D, Buck W R, et al. 2008. Role of melt supply in oceanic detachment faulting and formation of megamullions. Geology, 36(6): 455-458. DOI:10.1130/G24639A.1 |
Vogt P R, Taylor P T, Kovacs L C, et al. 1979. Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic Basin. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 84(B3): 1071-1089. DOI:10.1029/JB084iB03p01071 |
Wang T T, Tucholke B E, Lin J. 2015. Spatial and temporal variations in crustal production at the Mid-Atlantic Ridge, 25°N-27°30'N and 0-27 Ma. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 120(4): 2119-2142. DOI:10.1002/2014JB011501 |
Zhang T, Gao J Y, Wang W, et al. 2018. Asymmetric spreading rates and crustal structures of the Mohns Ridge since 20 Ma. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 61(8): 3263-3277. DOI:10.6038/cjg2018L0583 |
张涛, 高金耀, 王威, 等. 2018. 20Ma以来Mohns洋中脊的非对称扩张速率与地壳结构. 地球物理学报, 61(8): 3263-3277. DOI:10.6038/cjg2018L0583 |