2020, Vol. 63
2. 美国伍兹霍尔海洋研究所地质与地球物理系, 美国马萨诸塞伍兹霍尔 02540
2. Department of Geology and Geophysics, Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02540, USA
西南印度洋中脊(Southwest Indian Ridge, 简称SWIR)是印度洋中扩张速率最慢的洋中脊, 属超慢速扩张洋中脊(Dick et al., 2003; Sauter et al., 2009).根据洋脊及洋陆过渡带分布，估算SWIR作用形成的洋壳面积，即作用域，约1000万km2, 占印度洋的~15%，小于西北印度洋中脊(NWIR)和东南印度洋中脊(SEIR)(余星等, 2019a, b).但相对NWIR和SEIR, SWIR具有更悠久的演化历史, 其初始活动时间可上溯至~165 Ma, 即非洲和南极洲板块的分离(Livermore and Hunter, 1996；Bernard et al., 2005).整个SWIR的活动贯穿了印度洋演化的始终, 印度洋区域构造演化、岩浆作用和深部地球动力学过程均在SWIR作用域上留下痕迹, 因此研究SWIR的地质构造特征具有重要的地球动力学意义.
SWIR的存在最早由Rothé(1954)根据海底天然地震的分布提出, 随后Ewing和Heezen (1960)利用R/V Vema号获取的海底地形资料证实了其真实存在.1959—1965年间, 在“国际印度洋考察计划(IIOE)”的推动下, 西南印度洋的调查研究活动不断增加(Schlich, 1982).1992年启动的“国际大洋中脊研究计划(InterRidge)”为SWIR的调查研究提供了新的机遇.截至目前, 美国、南非、日本、英国、法国、德国和俄罗斯等国均在SWIR开展过相关的调查研究工作.我国在SWIR已成功申请获得一块多金属硫化物矿区, 对矿区及周边区域的地质构造特征及成矿潜力开展了高密度的调查和研究工作, 获取了丰富的资料和成果(Tao et al., 2012; Zhao et al., 2013; Niu et al., 2015; Li et al., 2015).不过, 由于调查和研究工作主要集中在合同区, 对整个SWIR的研究和认识仍然十分有限(李江海等, 2015; 李三忠等, 2015; 刘持恒等, 2018), 对SWIR的演化过程、洋脊地幔不均一性、洋脊周边海底高原成因等重要科学问题仍有待进一步研究.
本文利用国内外已有的调查和研究成果, 进一步梳理SWIR的地质构造特征, 包括地形地貌、重磁异常、岩石地球化学特征等, 探讨SWIR的演化过程、洋脊下地幔的不均一性以及洋脊周边海底高原的成因等问题，为了解冈瓦纳大陆的裂解过程和印度洋演化过程提供支撑, 为了解晚侏罗世以来印度洋区域的地球动力学过程提供帮助.
1 SWIR地形及分段特征SWIR分布于布维三联点至罗德里格斯三联点之间(图 1a)，全长~7700 km(Bernard et al., 2005；曹红, 2010；刘持恒等, 2018).离轴200 km范围内的洋壳水深范围-6922~780 m, 其中主体水深-5000~-2000 m，布维岛海拔最高, 高于海平面~780 m, 离轴距离约70 km(图 1b).深大断裂处水深最大, 如安德鲁—贝恩断裂带和梅尔维尔断裂带, 水深可超过-6800 m.沿洋脊轴部水深从布维岛往东逐渐加深, 直至安德鲁—贝恩断裂带附近.安德鲁—贝恩断裂带至加列尼断裂带之间洋脊水深较浅, 再往东水深逐渐加大(图 1c).洋脊轴部普遍发育中央裂谷, 裂谷规模可沿洋脊变化, 19.60°E和54.48°E洋脊段裂谷明显, 宽约50 km, 落差达2500 m(图 2).从裂谷壁顶部往洋脊两翼, 水深随离轴距离而加大, 两翼的地形起伏在不同洋脊段呈现不同的频率特征.梅尔维尔断裂带以东(如63.59°E剖面位置)洋脊段具有高频变化特征, 即地形崎岖, 变化频率快, 但幅度较小, 水深变化范围总体在-3000 ~-5000 m(Cannat et al., 2006; Sauter et al., 2013).洋脊南北两翼地形通常呈对称分布, 但39.93°E和3.89°E附近洋脊段, 南翼地形高于北翼, 可能分别与南部布维热点和马里昂热点的活动有关(图 2).
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图 1 西南印度洋中脊及周边地形特征 (a)西南印度洋中脊水深分布图, 海底高原界线为-3000 m等深线.沿洋脊中央裂谷的红线为扩张中心, 垂直于洋脊的红色虚线指示图 2的剖面线位置，红色圆点为大洋钻探井位.投影方式为Aitoff等距投影, 中央经线为35°E.插图为西南印度洋中脊位置图.(b)西南印度洋中脊离轴200 km内的水深分布图.垂直于洋脊的黑线为断裂带, 断裂带缩写参照表 1.数字编号为一级洋脊段序号. (c)沿SWIR轴部的水深变化图.地形图和水深剖面数据来源于GEBCO.SWIR—西南印度洋中脊, NWIR—西北印度洋中脊, SEIR—东南印度洋中脊, MAR—大西洋中脊, SAAR—南美洲-南极洲洋中脊, BTJ—布维三联点, RTJ—罗德里格斯三联点. MADP—马达加斯加海底高原, MOZP—莫桑比克海底高原, AGP—厄加勒斯海底高原, MR—马里昂隆起, DCR—德尔卡诺隆起, CR—康拉德隆起, KP—凯尔盖朗海底高原. Fig. 1 The topography of the Southwest Indian Ridge and its adjacent region (a) The bathymetry of SWIR. The extent of oceanic plateau is indicated by -3000 m contour lines. The thin red line along the ridge valley is the spreading center. The red dashed lines across the ridge show the locations of profiles in Fig. 2. The red dots indicate the locations of deep ocean drilling. The map is projected in Atioff Equidistance Projection with central longitude of 35°E. The upper left inset shows the location of SWIR. (b) The bathymetry of SWIR within the off-axis distance of 200 km. The black lines across the ridge indicate the fracture zones. The abbreviations for fracture zones were listed in Table 1. The digit beside each ridge segment indicate the segment number. (c) The water depth variations along the ridge axis valley for SWIR. The bathymetric data are from GEBCO. SWIR—Southwest Indian Ridge, NWIR—Northwest Indian Ridge, SEIR—Southeast Indian Ridge, MAR—Mid-Atlantic Ridge, SAAR—South America-Antarctic Ridge, BTJ—Bouvet Triple Junction, RTJ— Rodrigues Triple Junction. MADP—Madagascar Plateau, MOZP—Mozambique Plateau, AGP—Agulhas Plateau, MR—Marion Rise, DCR—Del Cano Rise, CR—Conrad Rise, KP-Kerguelen Plateau. |
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图 2
西南印度洋中脊不同洋脊段的横向水深剖面图
图中粗虚线代表扩张中心, 细虚线为水深-3000 m参考线.经度值代表剖面与扩张中心的交叉点经度, 具体剖面位置见图 1的红色虚线.
Fig. 2
The bathymetric profiles of selected sections of the Southwest Indian Ridge
The bold dashed vertical line represents the location of spreading center. The thin dashed horizontal lines represent the reference depth of -3000 m. The longitude labeled in the upper left of each plot is the position of intersecting points of ridge and the profiles. The profiles are also marked in Fig. 1 as dashed red line. |
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表 1 西南印度洋中脊主要转换断层(断裂带)参数统计表 Table 1 The parameters of the main transform faults along the Southwest Indian Ridge |
超慢速扩张洋中脊普遍发育斜向扩张带和非转换断层不连续带, 使洋脊分段边界复杂化.Mendel等(1997)利用地形数据研究了SWIR 57°E—70°E之间洋脊段的分段机制, 共识别出4种类型的非转换断层不连续带, 划分了20个洋脊段, 并认为SWIR具有比大西洋中脊更厚的岩石圈, 岩浆更集中, 因此分段更短, 沿脊水深差异更大.Grindlay等(1998)利用测深和其他地球物理调查方法对SWIR 15°30′E—25°E间的洋脊进行了分段研究, 将其分为3个一级洋脊段和14个二级洋脊段.Muller等(1999)利用折射地震数据研究了SWIR 65°30′E—66°30′E洋脊段的分段机制, 认为超慢速扩张洋脊的分段可以反映地幔上涌和岩浆供给的差异, 洋脊段中部岩浆集中, 洋壳较厚, 而洋脊段两端岩浆供应量少, 地壳较薄.Cannat等(1999)根据沿洋脊轴部的水深变化和地幔布格重力异常, 将SWIR 46°E—69°E共划分为26个洋脊段.Baines等(2007)将加列尼断裂带以东洋脊划分为3个一级段, 分段边界分别为亚特兰蒂斯II号断裂带和梅尔维尔断裂带.
目前关于SWIR的分段和命名方式有多种, 比如, 用经度区间命名(Mahoney et al., 1992), 从西到东按顺序编号(Rommevaux-Jestin et al., 1997), 从东到西按数字编号(Cannat et al., 1999), 用边界断层名编号(Hosford et al., 2003；Baines et al., 2007), 等等.另外, 对于斜向扩张带的归属问题存在分歧, 一般认为斜向扩张带与非转换断层不连续带均为洋脊段边界(Patriat et al., 1997), 而Bains等(2007)主张将斜向扩张带视为特殊的洋脊段.
基于前人的分段研究结果, 利用已有的地形和重磁异常资料, 重新梳理SWIR的主要转换断层和断裂带, 明确了SWIR的一级转换边界, 并依此划分了20个一级洋脊段(表 1, 图 1b).分段命名建议使用Hosford等(2003)和Baines等(2007)的方法, 即选取边界转换断层的首字母组合, 如BTJ和BO断裂带之间的洋脊称为BB洋脊段, 避免纯数字命名的易混淆性, 同时比经度区间命名更简化.二级洋脊段的细分, 则可以在一级分段基础上加编号, 如MR-1(Baines et al., 2007).由于目前高精度地形资料有限, 暂时无法完成整个SWIR的二级分段.
2 重力异常特征重力异常可以有效揭示地壳浅部和深部的地质结构, 反映地质体的构造特征和演化过程.在SWIR作用域内, 针对洋中脊重力异常的专业调查较少, 多数为途经SWIR的走航式重力测量，约30个航段, 且主要集中在洋脊两端的三联点区域.West等(1995)和Honsho等(1996)利用罗德里格斯三联点附近的地球物理调查资料开展了重力研究, 发现这一地区的SWIR地幔布格异常变化很小.Grindlay等(1998)研究了SWIR 15°30′E—25°E的地幔布格重力异常, 发现该段洋脊可分为重力异常迥异的三段, 西段18°E—20°30′E布格重力异常值低，地壳较厚，并显示岩浆源向东迁移的特征, 形成V字型构造，中段为~84 km的斜向扩张段, 东段布格重力异常值高，地壳较薄.Georgen等(2001)利用卫星空间重力异常和船测水深数据, 计算了残余地幔布格异常, 认为布维三联点附近洋壳较厚, 并认为SWIR中段附近的马里昂热点对洋脊有显著的影响, 受转换断层隔挡效应, 热点影响区域限于安德鲁—贝恩断裂带和发现II号断裂带之间.Sauter等(2001)利用1995年R/V L′Atalante航次调查资料研究了SWIR 49°15′E—57°E洋脊段的重力异常特征, 发现加列尼断裂带是SWIR的一个重要构造边界, 其东侧洋脊比西侧洋脊具有更高的布格重力异常, 指示地壳较薄, 地幔温度较低.张涛等(2013)通过重力反演揭示SWIR 49.3°E—51.2°E区域, 地壳厚度最厚超过9.0 km，具有明显的熔融异常.
根据前人的重力调查结果, 给合Sandwell等(2014)的全球海洋重力模型, 发现SWIR离轴200 km内的空间重力异常主要集中于-30~+90 mGal.空间重力异常形态基本与水深异常相一致, 沿脊轴方向空间重力异常呈现中段高两端低的特征, 中段高值区对应安德鲁—贝恩断裂带和加列尼断裂带之间的水深异常区.垂直洋脊方向, 中央裂谷重力异常值低, 裂谷壁顶部高地重力值高, 从洋脊高地往外随深度变深而重力异常值下降.中央裂谷、转换断层和断裂带具有最低的重力异常值, 深大断裂带可低至-149 mGal, 而洋脊两侧高地以及洋脊与转换断层构成的内角高地具有最高的重力异常, 可达150 mGal以上(图 3).
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图 3 西南印度洋中脊的自由空间重力异常(FAA)分布图 红线代表扩张中心, 黑线为断裂带, 黑色虚线为海底高原分布, 白色点划线包围的高亮区域为SWIR作用域, 白色粗虚线和细虚线分别代表复杂扩张期界线.重力异常数据参考Sandwell et al. (2014). Fig. 3 The free-air gravity anomalies (FAA) for the Southwest Indian Ridge The red line shows the spreading center. The black lines across the ridge are fracture zones. The dashed black curves represent the location of oceanic plateau. The highlighted area enclaved by the white dash-dotted curves is the regime of SWIR. The bold and thin dashed white lines represent the boundary of complex spreading stage. The gravity data are according to Sandwell et al. (2014). |
SWIR两侧的洋盆, 如克罗泽盆地、恩德比盆地、厄加勒斯盆地、莫桑比克盆地、马达加斯加盆地等, 重力基本均衡, 重力异常值在零值上下.而盆地中的海底高地, 如马达加斯加海底高原(MADP)、莫桑比克海底高原(MOZP)、厄加勒斯海底高原(AGP)、克罗泽海底高原(CP)和康纳德隆起(CR)等, 则显示高重力异常特征(图 3).海底高原与周边洋壳之间的重力异常呈现不同的过渡关系, AGP与周边洋壳重力异常平缓过渡, 而MADP和MOZP在莫桑比克盆地一侧均显示明显的重力凹槽, CP的西侧、CR的东侧也具有类似特征, 反映不同部位不同的重力均衡状态.在SWIR 21°E—39°E洋脊两侧离轴约500 km处有明显的S型重力异常条带, 指示转换断层的转向或地幔流向线的变化(Bernard et al., 2005).从罗德里格斯三联点到加列尼断裂带之间的洋脊两侧显示明显的重力异常边界, 指示SWIR作用域与东南印度洋中脊作用域、西北印度洋中脊作用域的界线, 即代表罗德里格斯三联点的移动轨迹(图 3).
3 磁异常特征、洋脊作用域和扩张历史磁异常反映地壳内不同磁性岩石受地磁场磁化而产生的磁力异常, 其影响因素包括磁性体的大小、形态、走向、分布位置、岩石磁化强度等.对于SWIR的磁力调查基本与重力调查同步.Bergh和Norton(1976)、Patriat(1979)等识别了SWIR中段的磁异常条带, Tapscott等(1980)和Sclater等(1981)利用所有磁异常数据计算了旋转极, 并阐述了非洲和南极洲的相对运动过程.Royer等(1988)利用磁异常、水深和卫星测高资料恢复了SWIR 84—56 Ma之间的扩张历史, 并发现在74—56 Ma期间洋脊扩张方向发生了转变.Honsho等(1996)通过对罗德里格斯三联点附近的磁力异常调查发现, 靠近三联点的SWIR裂谷内的磁异常条带继承了NWIR与SEIR的磁异常条带, 反映SWIR向北东方向渐近式楔入的特征.Hosford等(2003)利用Atlantis II断裂带附近洋中脊的近底走航重磁资料, 发现洋脊段中心的磁异常信号弱于洋脊段两端, 表明长时间蚀变作用会减弱磁异常, 而两端的下地壳则保留了较弱磁异常特征.Sauter等(2004)研究了SWIR 50°30′E、55°30′E和66°20′E三个区的磁结构和分段性之间的关系, 发现洋脊段中部磁化强度较高, 两端非转换断层不连续带磁化强度较低.Baines等(2007)分析了SWIR 55°45′E—62°E的磁异常特征, 认为该段洋脊形成于64—40 Ma罗德里格斯三联点的北东向迁移, 并且40 Ma前后, 洋脊扩张方向发生顺时针方向旋转.
不同分辨率的磁异常数据可以揭示不同尺度的地质信息, 基于全球地磁异常2′分辨率网格数据(EMAG2), 可以揭示SWIR大尺度的磁异常特征.根据洋壳磁异常条带分布, 结合地形和重力异常特征，可以圈定SWIR的作用域.SWIR活动增生的洋壳呈纺锤形, 中段宽, 东西两端窄, 面积约1000万km2(图 4).SWIR的磁异常条带呈现渐进式分布和带状分布特征(图 4).~20°E以西洋脊段磁条带往西逐渐减少, 英多姆断裂带以东洋脊段, 磁条带数目向北东方向逐渐减少, 表明SWIR不断向两端渐进式扩张.20°E至英多姆断裂带之间的中段洋脊, 两侧磁条带分布最完整, 呈现三期分带特征.据Bernard等(2005)识别的磁异常条带, 从脊轴到23o异常带, 磁条带清晰细密且基本平行.23o到33之间的磁条带较杂乱, 为复杂磁异常带.33异常带之外, 磁异常条带较粗而模糊(图 4).
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图 4 西南印度洋中脊及周边磁异常分布图 绿色点划线为根据磁条带推断的西南印度洋中脊作用域, 绿色粗虚线为33磁异常带, 绿色细虚线为23o磁异常带.磁异常数据来源于全球2′分辨率磁力网格数据EMAG2(Maus et al., 2009). Fig. 4 The magnetic anomalies for the Southwest Indian Ridge and adjacent area The highlighted area enclaved by the green dash-dotted curves is the regime of SWIR. The bold and thin dashed green lines represent the magnetic anomalies 33 and 23o, respectively. The magnetic anomaly data are from EMAG2 (Maus et al., 2009). |
磁条带分布指示了洋壳的年龄分布特征, 揭露了洋脊的演化历史.在SWIR作用域内, 主要存在三期洋脊扩张历史(图 5).约在165 Ma前后, 非洲的莫桑比克与南极洲的毛德皇后地开始分离(图 6), 孕育了初始的SWIR(Livermore and Hunter, 1996).洋脊扩张方向北北东向, 全扩张速率约62 mm·a-1, 属中速扩张洋脊(表 2).76 Ma以前, 古罗德里格斯三联点位于现今英多姆断裂带附近, 而布维三联点位于20°E附近, 即古SWIR仅发育于英多姆断裂带至20°E之间, 长度约为现今SWIR的三分之一(图 6).
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图 5 西南印度洋中脊作用域洋壳年龄分布图 白色点划线为根据磁条带推断的SWIR作用域, 白色粗点线为33磁异常带(76.3 Ma), 白色细点线为23o磁异常带(51.7 Ma).黑色阴影区为海底高原分布, 洋壳年龄数据参考EarthByte, 等时线间隔为5 Ma, 每30 Ma的整数倍用粗线条表示. Fig. 5 The oceanic crust ages for the Southwest Indian Ocean The highlighted area enclaved by the white dash-dotted curves is the regime of SWIR. The bold and thin dotted white lines represent the magnetic anomalies 33 (76.3 Ma) and 23o (51.7 Ma), respectively. The shaded area indicates the location of oceanic plateau. The oceanic crust ages are referenced from EarthByte. The contour interval is 5 Ma, with highlighted curves for every 30 Ma. |
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图 6 西南印度洋120Ma以来洋脊演化过程示意图 (a)—(f)分别为120, 90, 76, 52, 30, 0 Ma各个时期的板块重建图.演化模式基于EarthByte的洋壳年龄数据和Gplate软件, 固定参考板块为非洲板块.图中白色细线代表洋壳等时线, 间隔为10 Ma; 红色线代表扩张中心位置; 三角形代表热点. Fig. 6 The evolution of spreading ridges in the Southwest Indian Ocean since 120 Ma (a)—(f) The reconstructed plates at 120, 90, 76, 52, 30, and 0 Ma, respectively. The model is generated by Gplate based on the oceanic crust age data from EarthByte. The fixed reference is African Plate. The thin white lines represent the isochron of oceanic crust at 10 Ma interval. The red lines represent the location of spreading center. The little triangles represent the location of adjacent hotspots. |
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表 2 西南印度洋中脊不同时期的平均半扩张速率(单位：mm·a-1) Table 2 Half spreading rates of the Southwest Indian Ridge during different periods (unit:mm·a-1) |
在~76 Ma, SWIR扩张方向发生逆时针方向旋转, 从北北东向转至北北西向.之后发生顺时针旋转, 在~52 Ma时重新恢复至北北东向(图 3).Bernard等(2005)将磁异常33(76 Ma)—23o(52 Ma)期间的洋脊扩张称为复杂扩张期.复杂扩张期洋脊扩张方向的旋转可能与76 Ma前后印度相对南极洲的快速北移以及52 Ma时北移速度骤然减慢有关.在76—52 Ma期间, 罗德里格斯三联点快速向北东方向迁移, 从现今的英多姆断裂带位置移至现今亚特兰蒂斯II号断裂带(57°E)附近, 迁移距离~1500 km(图 5).同一时期, 布维三联点也往西迁移, 约从20°E迁移至10°E附近, 迁移距离大于500 km.另一方面, 在76 —52 Ma期间, 20°E至英多姆断裂带之间的洋脊段存在局部伸展现象, 如爱德华王子断裂带和埃里克辛普森断裂带之间洋脊段从150 km伸展为300 km.洋脊的伸长以及罗德里格斯三联点的快速北移均表明对流地幔向北东方向流动.
52 Ma前后, SWIR已基本形成了现今的洋脊扩张方向和形态, 只是长度较短, 约为现今SWIR的三分之二.52 Ma之后, 洋脊继续向两端渐进式延伸, 并且局部发育新的转换断层和斜向扩张段.埃里克辛普森断裂带和发现II号断裂带之间在15—10 Ma期间发育德克勒克断裂带和费雪断裂带, 并且德克勒克断裂带是SWIR唯一右旋错动的断裂带(表 1).沿SWIR发育多处斜向扩张洋脊段, 如11°36′ E—14°30′E、36°24′ E—37°18′E、37°45′ E—38°22′E、44°27′ E—45°20′E、47°35′ E—48°27′E、54°30′ E—55°10′E和55°30′ E—56°E(图 3), 这些斜向扩张段由转换断层或非转换断层不连续带演化而来, 斜向扩张使SWIR进一步伸长.从52—0 Ma, SWIR东段的罗德里格斯三联点继续向北东方向迁移近1600 km, 迁移速率约30.8 mm·a-1, 这与同一时期三联点附近的西北印度洋中脊和东南印度洋中脊扩张速率相吻合(余星等, 2019a, b).洋脊北东向延伸的过程中, 发育亚蒂斯II号、诺瓦拉和梅尔维尔等断裂带, 断层形成时间相近, 约38 Ma.在SWIR西段, 布维三联点从10°E迁移至0°E附近, 迁移距离约700 km, 并发育沙卡、伊拉斯—奥卡达斯和布维等断裂带.在52—30 Ma间, SWIR半扩张速率约为8.7~14.2 mm·a-1, 30 Ma之后, 扩张速率略微减慢, 半扩张速率约为5.8~13.5 mm·a-1.10 Ma以来, 扩张速率进一步减慢, 半扩张速率小于10 mm·a-1, 为典型的超慢速扩张洋脊(表 2).从30 Ma以来, SWIR南翼的扩张速率明显快于北翼, 平均快3~6 mm·a-1, 这可能表明西南印度洋区域软流圈地幔的整体流向偏北, 结合罗德里格斯三联点的迁移方向, 认为整体地幔流为北东方向.按目前的SWIR演化趋势, 洋脊将继续向两端延伸, 并且东北端延伸速率更快.
4 西南印度洋中脊地幔不均一性SWIR具有全球最不均一的地幔源区同位素组成(Meyzen et al., 2005；Yu and Dick, 2020).其洋中脊玄武岩的87Sr/86Sr比值范围为0.70248~ 0.70494, 143Nd/144Nd比值0.51237~0.51322, 206 Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分别为16.58~ 19.66、15.35~15.67、36.87~39.31，跨度很大(图 7和图 8).按同位素特征可以将洋脊分为三段, 分别为西段(< 26°E)、中段(32°E—52°E)和东段(>52°E), 其中中段具有最明显的地幔不均一性特征.
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图 7 西南印度洋中脊沿轴玄武岩分布及Sr-Nd-Pb-He同位素特征 NG—Narrowgate Seamount (Standish et al., 2008).同位素数据来源于PetDB. Fig. 7 The distribution of MORBs from the Southwest Indian Ridge and their Sr-Nd-Pb-He isotopic compositions NG—Narrowgate Seamount (Standish et al., 2008). The isotopic data are collected from PetDB. |
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图 8 西南印度洋中脊MORB的Sr-Nd-Pb同位素特征 浅灰色范围为西段洋脊Pb同位素分布, 深灰色范围为东段同位素分布.同位素数据来源于PetDB. Fig. 8 The Sr-Nd-Pb isotopic compositions for the Southwest Indian Ridge The light grey area indicates the Pb isotopic composition of the Western section of SWIR, while the dark grey area for the Eastern section. The isotopic data are collected from PetDB. |
SWIR中段(32°E—52°E)位于安德鲁—贝恩断裂带和加列尼断裂带之间, 其Sr-Nd-Pb同位素变化幅度最大.中段的39°E—41°E洋脊段具有全SWIR最高的87Sr/86Sr, 最低的143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值, 不过3He/4He比值为6.4~8.5 Ra, 与正常洋中脊玄武岩相似, 这反映了稀有气体同位素与重同位素不同的分馏机制和演化过程.关于SWIR 39°E—41°E段的玄武岩成因有不同的观点.Mahoney等(1992)认为其地幔源区中可能含有滞留的大陆岩石圈, 这些岩石圈组分来源于印度—马达加斯加陆块底部的热侵蚀.Escrig等(2004)和Meyzen等(2005)主张下地壳物质的混染引起了SWIR 39°E—41°E玄武岩的地球化学异常.Janney等(2005)通过Hf-Nd同位素研究发现太古代大陆岩石圈地幔和大陆下地壳物质加入亏损地幔都可以解释SWIR 39°E—41°E的同位素特征.尽管SWIR39°E—41°E同位素异常成因仍存在争议, 但基本可以排除马里昂热点的影响, 因为马里昂热点的同位素组成无法解释SWIR 39°E—41°E的异常特征.
SWIR中段除了39°E—41°E洋脊段, 发现II号断裂带以东的42°E—46°E洋脊段也具有较分散的同位素组成, 且该洋脊段显示从西到东同位素富集的趋势(图 7).SWIR 48°E—52°E洋脊段分布有明显的熔融异常(Sauter et al., 2009; Niu et al., 2015)，且部分样品显示有同位素富集特征(Yang et al., 2017), He同位素比值略高于周边洋脊段, 3He/4He比值为8.6~9.8 Ra(Gautheron et al., 2015).该段洋脊的熔融异常及同位素异常有多种解释, Yang等(2017)认为是克罗泽热点远距离影响洋脊的结果, Yu和Dick(2020)则认为克罗泽热点与洋脊相互作用在物理机制上比较困难, 且无法解释洋脊段较高的207Pb/204Pb比值, SWIR 48°E—52°E洋脊段的局部同位素异常是地幔源区中残余的下地壳物质的影响.中段的其余洋脊段同位素变化较小, 与东段相似.SWIR中段极不均一的地幔源区组成需要至少三个地幔端元的混合, 如大西洋型亏损地幔、印度洋洋岛型地幔富集组分, 以及低206Pb/204Pb的富集组分(Meyzen et al., 2005).
SWIR西段位于26°E以西，与中段以安德鲁—贝恩断裂带(26°E—32°E)相隔.西段洋中脊玄武岩的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值明显高于中段和东段(图 7和图 8).Janney等(2005)将SWIR西段(< 26°E)玄武岩归纳为大西洋-太平洋型洋中脊玄武岩(MORB), 而中段和东段为印度洋型MORB, 以安德鲁—贝恩断裂带为界.不过, 安德鲁—贝恩断裂带以西的20°E—26°E洋脊段显示有过渡性质的Pb同位素组成, 即206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值介于印度洋型MORB和大西洋-太平洋型MORB之间, 这与20°E—26°E洋脊段的扩张历史相符.古SWIR有向东西两端渐近式扩张的特征，且西端渐近式扩张的起点可能就在安德鲁—贝恩断裂带附近，在76 Ma前后SWIR西端已经到达20°E附近, 因此这段洋脊继承了部分中段洋脊特征.西段玄武岩的He同位素变化范围较广, 3He/4He比值为6.26~14.5 Ra(Kurz et al., 1998；Georgen et al., 2003).其中3°E—9°E洋脊段具有最高的3He/4He, 比值为7.12~14.9 Ra, 而9°E—26°E洋脊段具有较低的3He/4He比值, 为6.26~7.3 Ra, 且从西到东略有升高的趋势.3°E—9°E洋脊段靠近布维热点, 可能受到热点-洋脊相互作用的影响(Kurz et al., 1998).SWIR 9°E—26°E洋脊段的低He同位素特征可能是由于再循环的地壳或岩石圈物质影响(Georgen et al., 2003).
SWIR东段(>52°E)位于加列尼断裂带以东, 其同位素组成比较稳定, Sr-He同位素变化较小, 除个别异常外, 其87Sr/86Sr比值为0.7026~0.7032, 3He/4He比值为7.3~8.1 Ra(图 7).但是, Nd-Pb同位素存在局部异常, AII-ME洋脊段具有明显较低的 206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值和较高的143Nd/144Nd比值, 指示这一洋脊段相对亏损的地幔源区特征(图 7).SWIR东段洋脊轴部水深增加, 地壳厚度减薄.此外，在梅尔维尔断裂带处，洋脊斜向扩张的夹角(即洋脊展布方向与扩张方向的夹角)发生变化, 断裂带以西(52°E—61°E段)夹角为40°, 以东(61°E—70°E段)夹角为25°(Meyzen et al., 2005).这一夹角的变化与AII-ME洋脊段Nd-Pb同位素的异常可能存在内在的联系, 有待进一步的研究.
SWIR极不均一的同位素组成, 表明了其地幔源区的不均一性.地幔源区的不均一性与大陆裂解和洋脊演化过程密切相关.冈瓦纳大陆裂解初期, 环古印度洋分布有广泛的中新元古代造山带, 在地幔柱的热侵蚀下造山带底部下地壳或岩石圈地幔碎片拆离进入软流圈, 引起软流圈地幔的不均一性, 并且这种不均一性可能长期滞留在软流圈中.SWIR西段、中段和东段具有不同的演化历史, 其中中段发育时间最长, 并且是造山带根部拆离的最主要部位. Dick等(2020，个人通讯)将中段命名为Origenia, 意为造山带区.这与中段显示最强烈的地幔不均一性相符.东段和西段分别为Ciria和Cratonia, 是古SWIR向两端延伸的结果, 其不均一性相对较弱.东段和西段玄武岩具有明显的Pb同位素差异, 西段的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值明显高于东段(图 8).西段局部异常的He同位素特征主要为布维热点的影响.
5 西南印度洋中脊与邻近洋脊的对比SWIR西侧经布维三联点与大西洋中脊(MAR)和南美洲-南极洲洋中脊(SAAR)相连, 东侧经罗德里格斯三联点与NWIR和SEIR相接(图 1a).
MAR靠近布维三联点的洋脊段初始扩张时间约138 Ma(Pérez-Díaz and Eagles, 2014), 与SWIR 20°E附近的洋脊段扩张历史相近, 但早于布维三联点至20°E之间的洋脊段.在非洲板块与南极洲板块分离的过程中, 南美洲板块与非洲板块开始分离, 形成MAR(Le Roex et al., 2002; Veevers, 2012).MAR南段扩张方向为近东西向(略偏北), 平均半扩张速率约25 mm·a-1, 明显大于相邻的SWIR(表 2).在洋中脊玄武岩地球化学特征方面, 靠近布维三联点的MAR(>49.15°S)与SWIR(< 26°E)洋脊段具有相似的同位素特征, 而远离三联点的MAR(47°S—49.15°S)则具有明显更高的87Sr/86Sr和更低的143Nd/144Nd同位素比值, 且在给定206Pb/204Pb比值下, 具有更高的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值, 表现为更显著的南半球大洋地幔同位素异常(DUPAL异常), 与SWIR 39°E—41°E洋脊段相似(图 8和图 9).由此可见, DUPAL异常最明显的洋脊段并非为离布维三联点最近的洋脊段, 而是远离三联点的MAR(47°S—49.15°S)和SWIR 39°E—41°E洋脊段.这表明DUPAL异常分布可以为不连续体，其展布与构造部位及洋脊的扩张历史有关.SWIR的东、中、西三段具有不同的扩张历史, 中段初始扩张时间最早, 显示最强的DUPAL异常信号, 而东段和西段均为洋脊向两端渐进式延伸的结果, DUPAL异常信号相对较弱(图 9).
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图 9 西南印度洋中脊及邻近洋脊的MORB Sr-Nd-Pb同位素特征 同位素数据来源于PetDB. Fig. 9 The Sr-Nd-Pb isotopic compositions for the Southwest Indian Ridge and its adjacent ridges The isotopic data are collected from PetDB. |
SAAR从布维三联点延续到南桑威奇断裂带, 洋脊全长约2000 km(包含转换断层断距).目前洋脊扩张方向近东西向(略偏南), 靠近布维三联点的洋脊段半扩张速率为~11.4 mm·a-1, 为慢速扩张洋脊.根据磁异常条带, 推测靠近布维三联点的SAAR初始扩张时间早于85 Ma, 不过85 Ma以前磁条带显示的扩张方向为北北西向(Schreider et al., 2006).SAAR同时存在富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)和正常型洋中脊玄武岩(N-MORB), 其地幔源区被认为是正常洋脊亏损地幔与布维热点的混合(Le Roex and Dick, 1981).SAAR玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成与SWIR(< 26°E)相似, 两者均符合布维热点与亏损地幔混合的同位素特征(图 9).不过, SWIR(< 26°E)相对SAAR显示有更高的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值, 指示HIMU地幔端元在SWIR地幔源区中的贡献更大.
SWIR东侧的NWIR和SEIR具有一脉相承的扩张特征(余星等, 2019a, b)，SWIR沿NWIR-SEIR在罗德里格斯三联点处的一条断裂带楔入，并不断向北东方向渐近式扩张.新生的洋脊发育于NWIR和SEIR作用域之下, 软流圈地幔熔融的岩浆上升时会受到NWIR和SEIR作用域的岩石圈的混染, 因此, SWIR东段玄武岩地球化学特征在理论上应该与NWIR-SEIR具有一定的亲缘性.对比SWIR东段与NWIR-SEIR玄武岩，发现其Sr-Nd-Pb同位素组成具有相似性，证实SWIR东段与SEIR和NWIR的继承关系(图 9).
6 洋中脊周边海底高原的成因SWIR周边海盆中分布众多的海底高原, 但未见明显的海山链, 这是由于目前西南印度洋区的三大热点均位于洋脊南侧的南极洲板块之下, 而南极洲板块相对稳定(King and Adam, 2014), 因此热点在板块上的轨迹叠加在一个区域, 更易形成海底高原(Meyzen et al., 2016).SWIR北侧发育马达加斯加海底高原(MADP)、莫桑比克海底高原(MOZP)和厄加勒斯海底高原(AGP), 南侧发育康拉德隆起(CR), 此外, 还有叠加在SWIR中段之上的马里昂隆起(MR)(图 1，表 3).
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表 3 西南印度洋中脊附近海底高原基本参数统计表 Table 3 The summarized information of oceanic plateaus close to SWIR |
MADP位于马达加斯加岛以南, 水深-3000 m等深线约位于26°S—36°S之间, 南北长~1000 km, 东西宽~400 km, 面积~45万km2(表 3).MADP东侧地形变化较缓, 西侧坡度较大.关于MADP的成因, 最早认为其是马达加斯加岛向南延伸的部分, 属陆壳性质.Recq等(1979)利用地震折射资料发现MADP分为南北两部分, 其中北部(31°S以北)地壳厚度达26 km, 南部地壳约为14 km, 推测南部地壳具有洋壳性质.Goslin等(1981)根据地形和地震资料分析认为整个马达加斯加海底高原均为洋壳性质.DSDP 246和247钻孔曾在MADP南部实施, 但未获得基底岩石样品, 因此仍无法确定MADP的基底性质.根据板块构造重建结果, 马里昂热点在84 Ma时位于MADP所在的位置, 推测马里昂热点是形成MADP的原因(Zhang et al., 2011).
6.2 莫桑比克海底高原(MOZP)MOZP从非洲大陆东南部边缘一直向南延伸到35°S, 长~1200 km, 南窄北宽, 南边宽度~300 km, 水深3000 m等深线面积达40万km2.MOZP与MADP以莫桑比克海盆相隔, 靠近莫桑比克盆地一侧地形较陡, 而另一侧地形较缓, 与重力异常特征相符.关于MOZP的成因, 最早认为其是非洲大陆的一部分, 具有陆壳性质.Hales和Nation于20世纪70年代利用地震折射资料推测其为洋壳基底, 且洋壳厚度达22 km.Fischer等(2017)利用高分辨率地震反射资料揭示MOZP的地壳厚度为18~24 km.DSDP 248钻孔钻遇了MOZP基底岩石, 主要为气孔含量很高的玻璃质玄武岩, 因而认为MOZP具有洋壳基底.Jacques等(2019)系统采集了MOZP的基底岩石样品, 发现MOZP上出露大面积玄武岩, 玄武岩主微量元素组成介于洋岛玄武岩(OIB)和E-MORB之间, 同位素组成具有显著的DUPAL异常特征.Jacques等(2019)认为MOZP是深部地幔柱作用的结果, 形成时间约130 Ma.不过, 事实上在MOZP东北部、中部和西南部均采集到了陆源样品(Jacques et al., 2019), 并且火成岩出露面积仅占MOZP的小部分, 因此MOZP是否存在隐伏的大陆基底, 大火成岩省是否发育于大陆基底之上, 仍有待进一步研究.
6.3 厄加勒斯海底高原(AGP)AGP位于南非南部500 km处, 呈南北向展布, 长~560 km, 南宽北窄, 南部宽~300 km, 水深3000 m等深线面积~12万km2. AGP距离东北部的MOZP约500 km, 中间以特兰斯凯(Transkei)盆地相隔. AGP最初被认为是大陆地壳的一部分(Ben Avraham et al., 1995).同MOZP相似, AGP也分为南北两个区块, 北部地形较崎岖, 南部地形起伏较小.地震速度结构显示AGP基底具有洋壳特征, 莫霍面深度约25 km, 其形成时间为100—94 Ma(Gohl and Uenzelmann-Neben, 2001; Parsiegla et al., 2008). AGP发育E-MORB, 相对MOZP具有更高的Pb同位素组成, 显示明显的DUPAL异常(Jacques et al., 2019).
6.4 马里昂隆起(MR)马里昂隆起(MR)是跨越SWIR中段的一块三角形海底高原(Zhou and Dick, 2013; Dick and Zhou, 2015).按水深3000 m等深线圈定, 其总面积可达72万km2, 包括从爱德华王子断裂带到加列尼断裂带之间的洋脊地形高地、洋脊北侧延伸至MADP南面的V字型地形凸起、洋脊南侧的马里昂群岛、德尔卡洛隆起(DCR)和克罗泽海底高原(CP)(图 1).
马里昂群岛主要由马里昂岛和爱德华王子岛组成，岛上主要为碱性玄武岩, 并发现有流纹质浮岩, K-Ar同位素定年显示火山岩喷发年龄为 < 0.45 Ma (McDougall et al., 2001).玄武岩为轻稀土富集的OIB型, Sr-Nd同位素显示亏损特征, Pb同位素位于北半球参考线(NHRL)附近, 未见明显的DUPAL异常, 表明其源区为亏损地幔, 经历了后期的富集改造, 富集组分可能来源于马里昂热点(Le Roex et al., 2012).洋脊北侧的V字型地形凸起是马里昂热点留下的痕迹(Zhang et al., 2011).
德尔卡诺隆起(DCR)紧临马里昂群岛东侧, 东西宽~700 km.地震折射资料和重力模拟显示DCR的地壳厚度达16 km, 其形成于洋脊附近.DCR一般被认为与MADP南部共轭(图 6), 两者在~54 Ma是一个整体(Goslin and Diament, 1987).由于DCR上覆沉积物可达600 m, 目前尚未获得基底岩石样品.
克罗泽海底高原(CP)紧临DCR东侧, 由东西两组群岛组成, 中间由Indivat盆地分隔, 两部分地壳深部结构存在差异, 西部地壳厚, 东部薄, 西侧显示深源特征, 这与He同位素表现的东西差异相符(Recq et al., 1998; Breton et al., 2013).CP和DCR具有不同的地壳均衡特征, 反映不同的形成过程.DCR可能是洋脊-热点相互作用的结果, 而CP则是东南印度洋中脊作用域老洋壳(年龄约70 Ma)之上的板内岩浆作用(Goslin and Diament, 1987).CP的形成年龄约54 Ma, 但几个活动火山岛的年龄为 < 9 Ma(表 3).CP玄武岩的地球化学组成可以用三个地幔端元的混合来解释, 分别是FOZO组分、East-Possession组分和亏损地幔(Breton et al., 2013).
6.5 康拉德隆起(CR)CR位于DCR以南~500 km处, 其北侧为克罗泽盆地, 南侧为恩德比盆地.CR由一系列的海山组成, 从西到东分别为Ob海山、Lena海山和Marion Dufresne海山等.水深3000 m等深线面积~17万km2, 其中主体是由西部Ob海山、Lena海山组成的海底高原, 面积~10万km2.Marion Dufresne海山明显受到古东南印度洋中脊断裂带的影响而呈北东—南西向展布(图 1a), 由此可知，CR东半部分主要发育于东南印度洋中脊作用域内.Zhang等(2011)根据板块构造重建认为CR西半部分与MADP的北部共轭, 因此CR可能形成于罗德里格斯三联点附近, 年龄约100—80 Ma(图 6).由于CR位置偏远, 研究较少, 目前尚无基底岩石样品, 其基底的性质尚不明确.
6.6 不同海底高原之间的成因对比综合SWIR周边海底高原的特征及成因模式, 可以发现以下特征：
(1) 马达加斯加海底高原(MADP)分为南北两部分, 南部莫霍面深度约为14 km, 具有洋壳性质, 北部地壳较厚, 不排除存在陆壳的可能.
(2) 莫桑比克海底高原(MOZP)基底具有洋壳特征, 厚度达22 km, 形成时间约130 Ma.岩石化学组成介于OIB和E-MORB之间, 显示明显的DUPAL异常.不过陆源样品的发现以及火成岩出露面积的局限性仍不排除存在陆壳基底的可能.
(3) 厄加勒斯海底高原(AGP)基底具有洋壳特征, 发育E-MORB, 显示明显的DUPAL异常.AGP形成时间约100—94 Ma, 具有比MOZP更亏损的Sr-Nd-Hf同位素特征.
(4) 马里昂隆起(MR)显示有极不均一的地幔源区特征, 包括SWIR 39°E—41°E的低206Pb/204Pb源区, 马里昂群岛的弱DUPAL异常亏损源区和克罗泽海底高原(CP)的FOZO、East-Possession和亏损地幔的三端元混合源区等.
(5) 康纳德隆起(CR)和德尔卡诺隆起(DCR)均与MADP共轭, 但CR是100—80 Ma罗德里格斯三联点附近大规模岩浆作用的结果, 其形成时间与AGP相近.而DCR则形成时间较晚, 形成于80—43 Ma.由此可推断MADP南北两部分有不同的成因机制, 但需要进一步研究来论证.
7 结论西南印度洋中脊(SWIR)总体中段地形高, 东西两段低, 西段受布维热点影响洋脊段地形显著升高.洋脊扩张中心发育裂谷, 两翼水深随离轴距离加大而变深, 两翼地形一般呈对称分布, 局部非对称地形可能与热点的影响有关.SWIR的分段比较复杂, 斜向扩张和非转换断层不连续带使洋脊分段界线不明显.根据一级转换断层边界可将SWIR划分为20个一级洋脊段.SWIR空间重力异常形态基本与水深相一致, 呈现中段高两端低的特征, 中段高值区对应安德鲁—贝恩断裂带和加列尼断裂带之间的水深异常区.SWIR两侧的洋盆重力基本均衡, 除了盆地中的海底高地显示高重力异常特征.SWIR的磁条带呈渐进式分布和带状分布特征, 两端分别向罗德里格斯三联点和布维三联点呈渐进式分布, 中段呈现三期分带特征, 对应三期洋脊扩张历史.165—76 Ma非洲莫桑比克与南极洲毛德皇后地分离, 孕育了初始的SWIR, 即20°E至英多姆断裂带之间洋脊段.76—52 Ma为复杂扩张期, SWIR扩张方向发生逆时针方向旋转, 从北北东向转至北北西向, 之后顺时针旋转恢复至北北东向.这时的SWIR两端分别扩展到10°E和亚特兰蒂斯II号断裂带附近.52—0 Ma以来, 斜向扩张和渐进式扩张使SWIR进一步伸长, 扩张速率进一步减慢成为超慢速扩张洋中脊.根据磁异常特征, 划定SWIR的作用域呈中段宽、两端窄的纺锤形, 面积约1000 km2.SWIR的地幔源区极不均一, 特别是中段, 因为中段是中新元古代造山带根部拆离的最主要部位.源区地幔的不均一性与大陆裂解和洋脊演化过程密切相关.
SWIR两端分别与MAR、SAAR和NWIR、SEIR具有地球化学亲缘性.靠近布维三联点的SWIR(< 26°E)与MAR(>49.15°S)具有相似的同位素特征, DUPAL异常不明显.而远离三联点的MAR(47°S—49.15°S)和SWIR 39°E—41°E洋脊段DUPAL信号最强.SWIR(< 26°E)与SAAR玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成相似, 两者均符合布维热点与亏损地幔混合的同位素特征, 但SWIR(< 26°E)显示更强的HIMU地幔端元贡献.SWIR东北端的玄武岩具有与SEIR和NWIR相似的地球化学特征, 显示与NWIR-SEIR的亲缘关系.SWIR周边海底高原多而海山链较少, 这是由于热点均处于洋脊南侧相对稳定的南极洲板块之下, 因此热点在板块上的轨迹集中在一个区域, 形成海底高原.海底高原普遍具有较大的地壳厚度, 其成因除了陆壳基底之外, 可能与热点火山作用、热点-洋脊相互作用或热点-三联点相互作用有关.不同海底高原由于其成因不同, 显示不同的地球化学特征.总体表现为早期发育的海底高原DUPAL异常明显, 如MOZP和AGP.
SWIR是印度洋中研究程度最高的洋脊, 同时也是演化历史最复杂的洋脊.目前对于SWIR的扩张历史、地幔源区不均一性、热点火山作用等已取得了不少的认识，但仍然存在众多问题，比如, SWIR演化的深部地球动力学机制；SWIR双向渐进式扩张的动力学过程；布维三联点和罗德里格斯三联点的形成及演化趋势；SWIR复杂扩张期(76—52 Ma)的驱动因子；SWIR斜向扩张段的发育机制；SWIR转换断层/断裂带的演化趋势；SWIR小尺度地幔不均一性的形成原因；SWIR局部熔融异常的成因；SWIR周边海底高原的地壳属性；西南印度洋DUPAL异常的分布及成因；HIMU地幔端元的分布及成因；Sr-Nd-Pb-Hf与He等不同同位素的解耦问题；板块裂解过程中残留大陆岩石圈地幔或下地壳对洋中脊岩浆作用的影响；地幔柱/热点的起源、演化与消亡；冈瓦纳大陆裂解过程与洋脊扩张历史, 等等，亟待进一步研究解决.
致谢 感谢意大利帕多瓦大学Christine Meyzen教授在西南印度洋中脊玄武岩地球化学数据解译方面的指导和有益讨论，感谢评审人和编辑对本文提出的宝贵修改意见.
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