2018, Vol. 61
2. 国家海洋局海底科学实验室, 杭州 310012;
3. 浙江大学, 地球科学学院, 杭州 310027
2. Key Laboratory of Submarine Geosciences, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China;
3. Zhejiang University, School of Earth Sciences, Hangzhou 310027, China
海底扩张学说将海洋岩石圈的形成假定为理想的对称扩张过程, 然而实际观测中却发现大量的非对称的扩张速率和地壳结构(Tucholke and Lin, 1994; Müller et al., 1998; Searle and Bralee, 2007; Escartín et al., 2008).区域尺度上扩张速率的非对称一般被认为与热点的作用有关.洋中脊易向热点一侧更热、更弱的岩石圈移动, 进而导致此侧更慢的扩张速率(Müller et al., 1998).热点同时会增厚靠近热点一侧的地壳, 形成区域上非对称的地壳结构(Ito et al., 2003; Dyment et al., 2007).在局部尺度上, 非对称扩张与岩浆活动强度、扩张速率以及局部的构造环境相关(Searle and Bralee, 2007; Wang et al., 2015).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的某一侧.大型正断层容纳了更多的地壳伸展, 导致减薄的地壳, 并经常出露下地壳和上地幔的岩石.这种现象在岩浆供给较少的转换断层或中脊段不连续带的内角区域更加显著(Tucholke and Lin, 1994), 数值模拟的工作也表明:当岩浆供给占整个地壳扩张的30%~50%时, 最容易形成大型的拆离断层(Tucholke et al., 2008).
作为北冰洋洋中脊系统的一部分, Mohns洋中脊的地形、基底、空间重力异常(FAA)、地震活动性以及构造活动均呈现强烈的非对称性(Vogt et al., 1982; Crane et al., 1991, 2001; Dauteuil and Brun, 1996).Mohns洋中脊的扩张速率为14~16 mm·a-1, 属于超慢速的扩张洋中脊(< 20 mm·a-1, Dick et al., 2003).由于受到了其南侧冰岛或者Jan Mayen热点的影响, Mohns洋中脊的岩浆活动强度从南向北逐步减小.同时, Mohns洋中脊呈现强烈的斜向扩张, 在北部和Knipovich洋中脊一起组成了特殊的弧形扩张区域(图 1).因此, Mohns洋中脊为研究不同岩浆供给和构造环境下非对称扩张过程提供了极佳的条件.
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图 1 Mohns洋中脊位置图 背景为FAA, 源于Sandwell和Smith(1997)卫星测高数据.黑色实线为文中所用的剖面位置, 白色实线为现在的扩张中心, 白色箭头为现今扩张方向.识别的磁条带序列使用不同形状的符号标示于各剖面上.插图内的黑框标明了研究区域的位置, 白色字体标示主要板块边界.RR:Reykjanes洋中脊; MR:Mohns洋中脊; KR:Knipovich洋中脊; JMF:Jan Mayen转换断层. Fig. 1 Location of the Mohns Ridge Thebackground is the free-air gravity anomalies (FAA) derived by Sandwell and Smith (1997).The white and black lines indicate the spreading axis and the profiles used in this study, respectively.White arrows indicate the spreading direction.The picks and associated crustal ages are also shown with symbols at the top.The black box in the inset shows the position of the study area.RR:Reykjanes Ridge, MR:Mohns Ridge, KR:Knipovich Ridge, JMF:Jan Mayen Fracture zone. |
本文利用我国第五次北极科学考察采集的水深、重力与磁力等地球物理资料, 结合搜集历史数据, 计算了Mohns洋中脊14条剖面的扩张速率、剩余水深(RB)、剩余地幔布格重力异常(RMBA)、地壳厚度和非均衡地形, 对比了洋中脊共轭两侧的扩张速率和地壳结构的非对称性, 并进一步探讨了热点作用、岩浆供给强度和构造活动对超慢速扩张洋中脊非对称扩张过程的影响.
1 地质背景位于挪威—格陵兰海的Mohns洋中脊总长约580 km(Géli, 1993), 呈ENE走向连接Jan Mayen转换断层和Knipovich洋中脊.Mohns洋中脊形成于53 Ma前(Talwani and Eldholm, 1977; Torsvik et al., 2001), 形成之初为垂直扩张, 呈NNW—SSE向.在地磁异常条带C7(约24 Ma)时, 随着拉布拉多海(Labrador Sea)停止扩张, Mohns洋中脊的扩张方向逆时针旋转了30°, 转变为NW—SE向扩张, 但是洋中脊的走向并未随之改变.目前, Mohns洋中脊走向和扩张方向呈现110°~120°的夹角, 为强烈的斜向扩张(Dauteuil and Brun, 1996).Mohns洋中脊经历了几次明显的扩张速率变化(Géli, 1993; Mosar et al., 2002).Mosar等(2002)追踪了Mohns洋中脊开始扩张以来的扩张速率, 认为Mohns洋中脊早期的扩张速率(下文均指半扩张速率)较快, 达到18 mm·a-1, 之后系统性地减小到地磁异常条带C7(约24 Ma)时的5 mm·a-1.目前, Mohns洋中脊的扩张速率为超慢速的14~16 mm·a-1, 由南向北略有减小.Géli(1993)追踪了地磁异常条带C5(约10.5 Ma)以来的扩张速率, 同样发现了约5.5 mm·a-1的超慢速的扩张阶段, 但是认为其发生在9~6 Ma.位于挪威—格陵兰海的Mohns洋中脊总长约580 km(Géli, 1993), 呈ENE走向连接Jan Mayen转换断层和Knipovich洋中脊.Mohns洋中脊形成于53 Ma前(Talwani and Eldholm, 1977; Torsvik et al., 2001), 形成之初为垂直扩张, 呈NNW—SSE向.在地磁异常条带C7(约24 Ma)时, 随着拉布拉多海(Labrador Sea)停止扩张, Mohns洋中脊的扩张方向逆时针旋转了30°, 转变为NW—SE向扩张, 但是洋中脊的走向并未随之改变.目前, Mohns洋中脊走向和扩张方向呈现110°~120°的夹角, 为强烈的斜向扩张(Dauteuil and Brun, 1996).Mohns洋中脊经历了几次明显的扩张速率变化(Géli, 1993; Mosar et al., 2002).Mosar等(2002)追踪了Mohns洋中脊开始扩张以来的扩张速率, 认为Mohns洋中脊早期的扩张速率(下文均指半扩张速率)较快, 达到18 mm·a-1, 之后系统性地减小到地磁异常条带C7(约24 Ma)时的5 mm·a-1.目前, Mohns洋中脊的扩张速率为超慢速的14~16 mm·a-1, 由南向北略有减小.Géli(1993)追踪了地磁异常条带C5(约10.5 Ma)以来的扩张速率, 同样发现了约5.5 mm·a-1的超慢速的扩张阶段, 但是认为其发生在9~6 Ma.
Mohns洋中脊由一系列平行于扩张中心的脊状地形组成.沿中央裂谷, Mohns洋中脊的水深从南部的2500~3000 m逐步加深到北部的2800~3500 m.地形的变化可能反映了冰岛热点的影响由南向北逐步减弱(Vogt et al., 1982; Dauteuil and Brun, 1996).
Mohns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53~22 Ma和22~0 Ma, 西侧的声学基底要比东侧分别高400~500 m和150~200 m(Vogt et al., 1982; Géli, 1993).在Mohns与Knipovich的连接区域(73.5°N附近), 最新采集到的多波束资料表明西侧地形比东侧高出600 m(Bruvoll et al., 2009; Pedersen et al., 2010).Pedersen等(2010)利用高精度多波束资料在Mohns洋中脊西侧识别出了拆离断层, 并且取到了辉长岩, 表明西侧的隆起地形是构造作用的结果.在南部(72.5°N)多波束覆盖的区域, 中央裂谷西侧水深比东侧平均高出约500 m.西侧裂谷肩部的地形变化剧烈(Dauteuil and Brun, 1996), 对应着大断距的正断层, 而东侧地形更加光滑, 有些地方甚至缺失中央裂谷的边界.除了地形和基底外, Vogt等(1982)也最早观测到了Mohns洋中脊两侧非对称的FAA、扩张速率和地震活动, 但是没有发现非对称性的规律.
2 数据与方法 2.1 数据与来源本文使用了14条垂直洋中脊或者沿板块运动的流线方向的水深、FAA和磁力异常剖面.近似沿流线的5条剖面(图 1中的P1、P4、P6、P7和P14)的间距为60~100 km, 下载自美国国家地学数据中心(NGDC, http://www.ngdc.noaa.gov).在72.5°N和73.5°N这两个地形上非对称显著的区域, 我们又分别使用了6条和3条近垂直于洋中脊的加密剖面(图 1).南部72.5°N附近的6条剖面间距约为7 km, 使用“Jean Charcot”科考船测量于1988年(Renard et al., 1989).北部73.5°N区域的3条剖面来源于我国第五次北极科学考察, 使用“雪龙号”破冰科考船测量于2012年.重力数据经过了正常场改正和Eötvös等改正.磁力数据都经过了相应年份的国际地磁参考场(IGRF)和日变改正, 其中我国第五次北极科学考察的日变改正使用位于Homsund(77.00°N, 167 15.36°E)的地磁观测台站的数据.第五次北极科学考察采集的沿洋中脊剖面与14条垂直洋中脊剖面的交叉点的重力和磁力的均方差分别为1.5 mGal与62.6 nT.
计算剩余水深和地壳厚度时, 我们使用了NGDC 5′× 5′网格间距的沉积层厚度数据(Divins, 2003).在本文研究区域内, 此数据主要来源于Eldholm和Windisch(1974)的地震剖面.在Mohns洋中脊附近, 沉积物厚度总体小于500 m, 但是在离轴东北侧地壳年龄约为20 Ma的区域, 其沉积物厚度可约达1000 m.
2.2 磁条带的识别我们通过叠加磁异常剖面、追踪叠加剖面和追踪各单条剖面三步来进行磁条带的识别.为增强地球磁场变化本身的信号, 压制由于局部断层活动和岩浆强度变化等引起的信号, 我们首先对所有剖面进行了叠加与平均.假定各剖面上幅值较大且磁异常形态类似的区域记录了同一地磁极性期的信号, 即具有相同的地壳年龄.我们选取了各剖面上5组形态特征清晰、相似且幅值较大的正异常信号作为叠加的基准, 然后将各剖面对应位置的磁异常相加后平均得到叠加剖面(图 2).我们接着使用MODMAG软件(Mendel et al., 2005)正演磁异常并与叠加剖面进行形态和幅值的对比, 得到叠加剖面对应的最优磁异常条带.在使用MODMAG软件正演磁异常时, 各剖面被等间隔重采样到每公里一个点, 按照平均扩张速率约7 mm·a-1计算, 约对应每0.14 Ma一个采样点, 数据本身的分辨率因此为0.07 Ma.我们使用的地磁极性年代表为Cande和Kent(1995)的模型.假设磁性体厚度为均一的500 m, 假设洋中脊的磁化强度为20 A·m-1, 其它区域的磁化强度为5 A·m-1, 磁偏角和磁倾角使用测量时扩张中心的值(平均值为0.2°和79.8°).根据磁异常幅值以及形态, 我们最终识别出了特征最为明显的C2An(3.04 Ma)、C4n, 2n(7.8 Ma)、C5n(10.55 Ma)、C5ACn(14.08 Ma)和C6n(20.03 Ma)等5组正极性序列.最后, 我们以叠加剖面确定的磁异常序列为基准, 分别对各条剖面进行磁条带的追踪, 确定每条剖面的最优磁异常条带和地壳年龄(图 2).通过各条测线上磁异常条带的年龄与距离, 可以得到相应时期的扩张速率(图 3).
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图 2 磁条带的追踪 黑色曲线为各剖面磁异常.图下方模型中蓝色和白色长方形分别标示了正负极性的地球磁性期.剖面上识别出的5个磁条带序列用红色虚线相连. Fig. 2 Identifications of magnetic lineations Magnetic anomalies of the profiles are shown in black lines.The blue and white blocks indicate the normal and reversal polarities on the time scale.The selected contemporary picks are connected with red dashed lines. |
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图 3 扩张速率随地壳年龄的变化 P1—P14为14条剖面上的追踪结果, 整体扩张速率指以上14条剖面的平均值.阴影为估计的扩张速率的误差范围, 祥见文中描述.M和G分别表示Mosar等(2002)和Géli(1993)的追踪结果. Fig. 3 Spreading rates versus crustal ages P1-P14 are the numbers of profiles used in this study.The regional spreading rate is the average of all 14 profiles.The shaded areas indicate the estimated errors of the spreading rates.M and G indicate the spreading rates identified by Mosar et al.(2002) and Géli, 1993, respectively. |
由于在研究区域内没有岩石测年资料, 我们无法精确判断磁条带追踪的地壳年龄的精度.Müller等(1997, 2008)认为可以从以下三方面间接判断磁条带追踪的误差:(1)沿单条剖面磁条带识别的误差.这种误差可能来源于地磁极性年代表本身的误差, 也可能源于数据本身的定位等精度的影响.我们这里假定地磁极性年代表引起的误差和数据本身的分辨率相同, 则两者的总误差为0.14 Ma; (2)确定的磁条带序列间的各点的年龄误差.这个可以假定为与识别的磁异常序列的距离呈线性关系.Müller等(1997, 2008)假定在距离最近的识别出的磁条带1000 km时为10 Ma, 即0.01 Ma·km-1.在本文中与识别的时间序列(图 1—图 3)最远的点为5ACn和6n间的约25 km, 剖面上各点离最近的识别出的磁条带序列的平均距离不超过12.5 km.我们这里取此部分误差为0.13 Ma; (3)转换断层影响导致的年龄误差.由于转换断层处的年龄变化较大, 越靠近转换断层的区域, 磁力确定的地壳年龄的误差越大.本文中的剖面离Jan Mayen转换断层最小距离超过250 km, 可以认为转换断层对识别的地壳年龄基本没有影响.单条测线上磁条带追踪的地壳年龄的总误差则为以上三部分的总和, 约为0.27 Ma.若我们假设各条测线上的误差近似于随机误差, 则14条测线平均后(图 3)的随机误差减小为原来的
整体上, 我们追踪的20 Ma以来的扩张速率与Mosar等(2002)模型的扩张速率较为接近.我们的模型和Mosar等(2002)的模型在5~0 Ma均慢于Géli(1993)追踪的结果, 但是我们和Géli(1993)同样追踪到了7.8~5 Ma时期的最慢的扩张速率(均约为5.5 mm·a-1).
2.3 剩余水深我们从水深数据中去除沉积物和岩石圈正常沉降对地形的影响, 得到剩余水深(RB), 如图 4所示.沉积物的影响包括沉积物厚度和沉积物去除后的反弹作用(Crough, 1983), 岩石圈冷却造成的地形沉降使用Stein和Stein(1992)的板块冷却模型(式(1)).剩余水深反映了洋中脊形成时的初始地形和后期的离轴岩浆改造作用.公式(1)为
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图 4 剩余水深随地壳年龄的变化 Fig. 4 Residual bathymetry versus crustal ages |
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其中D为正常沉降值(km), t为地壳年龄(Ma).
2.4 地壳厚度为了反映岩浆供给量的变化, 我们使用已知模型剥离的方法计算RMBA(Kuo and Forsyth, 1988; Georgen et al., 2001).我们从FAA中去除了海水-沉积物、沉积物-地壳和假定均一地壳厚度的地壳—地幔密度界面的重力效应, 得到地幔布格重力异常(MBA).根据Mohns洋中脊72.5°N区域地震确定的地壳厚度, 均一地壳厚度假定为4 km(Klingelhöfer et al., 2000).海水、地壳和地幔的密度分别取1030、2800、3300 kg·m-3.沉积层的密度取变密度, 研究区域的主体部分(0~500 m)取1950 kg·m-3, 在地壳年龄较老的沉积物较厚区域(500~1000 m)取2100 kg·m-3.本文选用的沉积物厚度的数据分辨率较低, 但是由于其厚度较薄, 沉积物厚度及密度误差正演产生的重力异常也应该较小.若假设沉积厚度的误差为100 m, 则对应的正演重力异常约为0.8 mGal.
我们进一步从MBA中去除了岩石圈的热效应, 得到RMBA.岩石圈的热状态使用板块冷却模型和地壳年龄计算.将100 km厚的岩石圈分为等厚的10层, 通过热膨胀系数(3.5×10-5/K)计算每层的密度变化和相应重力效应, 最终将这些重力效应积分后得到岩石圈冷却造成的整体重力效应.这种计算岩石圈热效应的方式与能够精确考虑转换断层效应的三维数值计算仅有几毫伽的差值, 而且大的差值都集中在转换断层附近(Wang et al., 2015).板块冷却模型因此非常适用于远离转换断层的岩石圈的热效应的计算上.
RMBA反映了偏离计算中假定地壳—地幔结构模型的部分, 可能来源于地壳厚度、地壳内密度以及地幔温度的共同影响.若将RMBA归为地壳厚度变化的作用, 则可以反演得到最大的相对地壳厚度变化(图 5).我们使用Parker(1973)频率域方法反演地壳厚度的变化(式(2)), 其下延深度(7 km)为平均水深(3 km)和平均地壳厚度(4 km)之和.在反演过程中, 滤波器的最大和最小波长分别取135 km和15 km.Klingelhöfer等(2000)的折射地震测量表明研究区域(72.5°N附近)的地壳厚度为4.0±0.5 km.据此, 我们将此区域的地壳厚度标定为4 km.公式(2)为
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图 5 地壳厚度随地壳年龄的变化 重力和沉积物数据精度对应的误差约为0.14 km, 详见文中描述. Fig. 5 Crustal thicknesses versus crustal ages Theerrors of inverted crustal thickness induced by the inaccuracy of gravity and sediment thickness is about 0.14 km. |
式中B(k)为观测重力异常, ZCR表示下延的深度, C(k)是一个用于消除高频信号的低频余弦滤波器, ρm和ρc分别为地幔和地壳的密度, G为重力常数.
由于沿剖面上没有地震确定的地壳厚度, 因此难以给出重力反演结果相对地震资料的精度.在数据方面, FAA的交点差均方根和沉积物厚度误差影响的重力误差和约为2.3 mGal, 约对应0.14 km的反演地壳厚度; 在模型及参数选取方面, 若地壳密度选取2700 kg·m-3, 则反演的地壳厚度变化比地壳密度取2800 kg·m-3时略大.在地壳厚度变化达到4 km时, 选用2700 kg·m-3地壳密度比选用2800 kg·m-3时地壳厚度变化大0.2 km.由于模型及参数的影响属于系统误差, 对非对称部分的分析结果影响结果较小.
2.5 非均衡地形我们从剩余水深中进一步减去符合Airy模型的均衡部分的地形, 得到非均衡地形(图 6).部分的海底地形变化由地壳厚度的变化所补偿, 即为均衡地形(式(3)).非均衡地形反映了偏离Airy均衡的程度.高的非均衡地形表明此区域深部补偿相对不足, 而低的非均衡地形表明此区域深部有更多的补偿.由于大量的观测和模拟表明洋中脊中轴处基本处于均衡状态(Watts, 2001; Olive et al., 2015), 因此我们将洋中脊中轴处的非均衡地形设定为零.公式(3)为
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图 6 非均衡地形随地壳年龄的变化 Fig. 6 Non-isostatic topography versus crustal ages |
其中ΔC和Δhiso分别为地壳厚度变化和Airy均衡补偿的地形变化, ρm、ρc和ρw分别为地幔、地壳和海水的密度.
3 结果 3.1 扩张速率沿各条剖面, 两侧平均扩张速率在3.5~9.5 mm·a-1之间变化, 表明Mohns洋中脊20 Ma以来一直处于超慢速的扩张环境.相同时间段内各条剖面上的扩张速率并不完全相同, 其幅值最大差可达2 mm·a-1, 但远小于大西洋洋中脊(MAR)26°N各段之间的幅值差(约10 mm·a-1, Wang et al., 2015).Dauteuil和Brun(1996)认为Mohns洋中脊斜向扩张中脊段间的非转换断层不连续带为宽阔的转换区域(Transfer Zone), 这些转换区域能够容纳不同中脊段间的位错, 使得各中脊段具有不同的扩张速率.虽然某一时刻各剖面上扩张速率的差别较大, 但是各剖面上扩张速率随时间的变化趋势却具有较好的一致性:扩张速率最快的时期均为14~10.5 Ma, 而最慢的时期均为7.8~3 Ma.
沿单条剖面, Mohns洋中脊东西两侧的扩张速率的非对称性没有明显的规律.某些相邻剖面间的非对称的极性似乎相同, 如3~0 Ma期间的P1—P3、P4—P6和P7—P9剖面, 但相邻剖面上非对称的幅值差别仍然可约达2 mm·a-1.
整体(以下指同一时刻所有剖面的平均)扩张速率在5.5~9 mm·a-1之间变化(图 3).20~14 Ma时扩张速率为6.7 mm·a-1, 在14~10.5 Ma增快约到9 mm·a-1.扩张速率之后逐步降低, 在7.8~3 Ma降为整个观测期间最低的5.5 mm·a-1.3~0 Ma, 平均扩张速率为7.2 mm·a-1.两侧整体扩张速率的对称关系存在明显的两段性(图 3).20~10.5 Ma期间, 东侧扩张速率比西侧快, 尤其是20~14 Ma期间, 东侧比西侧快2.0 mm·a-1, 约为当时平均扩张速率的30%;10.5~0 Ma期间, 西侧扩张速率大于东侧0.5~0.8 mm·a-1, 约为此期间平均扩张速率的8%~12%.
3.2 剩余水深除2~0 Ma的中央裂谷区域外, 沿各条剖面平均RB在0.5~1.5 km之间变化(图 4).在P1剖面20~10.5 Ma期间, 东侧的剩余水深高于西侧.但是除了此区域外, 沿北部的P1—P5剖面西侧的RB持续地高于东侧, 两侧幅值差在最北部的P1剖面可达1.1 km, 向南逐步减小.这种西侧更高的趋势可以持续到最南部的P14剖面.
20 Ma至今, 整体(所有剖面的平均)RB的变化幅值仅约为0.2 km.在此期间, 东侧的RB变化幅值较小(图 4), 而西侧RB在10.5 Ma时的抬升使得整体RB由之前的约0.8 km升高到10.5~2 Ma的约1.0 km.东西两侧RB非对称的极性也在10.5 Ma时发生反转.在20~10.5 Ma时, 西侧的RB略低于东侧, 而在10.5~2 Ma, 西侧的RB比东侧高约0.2 km.
3.3 地壳厚度20 Ma至今, 沿单条剖面的地壳厚度均呈现逐步降低的趋势, 表明Mohns洋中脊的岩浆供给量系统性地减少(图 5).在北部, 这种趋势更加明显, 如沿P1剖面的地壳厚度由20 Ma时的5 km减薄到现在的3 km, 减少幅值近40%.所有剖面上的平均地壳厚度都薄于全球约6 km的平均值, 这与此区域超慢速的扩张速率相一致.在各剖面的扩张中心位置(0 Ma), 地壳厚度由南向北逐步减薄, 其中地壳厚度在最南部剖面(P14)约为4.5 km, 而在最北部(P1)仅为3 km.这也与逐步变深的地形一起, 表明沿Mohns洋中脊的岩浆供给量由南向北逐步减少.
沿各剖面, 总体上西侧的地壳在20~10.5 Ma之间厚于东侧, 而在10.5~0 Ma之间薄于东侧(图 5).地壳厚度不对称的幅值在北部更大, 向南逐步减弱.
整体上(图 5), 平均地壳厚度由20 Ma的约5.5 km减薄到现在的约3.5 km, 其中20~10.5 Ma地壳厚度由5.5 km快速减薄到4.0 km, 之后减薄趋势变缓.以10.5 Ma为界, 地壳厚度的非对称性呈现明显相反的极性.20~10.5 Ma, 西侧地壳比东侧厚出约1.5 km, 而10.5~0 Ma, 西侧地壳比东侧平均薄约0.5 km.
3.4 非均衡地形相比RB, 非均衡地形呈现更大的幅值变化.除中央裂谷区域外(2~0 Ma), 沿各剖面20 Ma以来非均衡地形逐步升高, 表明深部对地形的补偿越来越不足.20~10.5 Ma, 最北部的P1剖面西侧的均衡地形低于东侧, 但是南部的P6~P7剖面, 东西两侧的非均衡地形却较为接近; 10.5~0 Ma, 西侧的非均衡地形明显高于东侧, 表明西侧相对补偿不足, 整体岩石圈可能受到了构造应力的支撑.由南向北, 西侧的非均衡地形幅值逐步升高, 进一步意味着构造应力的作用在北部更加强烈.
整体(各剖面平均)的非均衡地形自20 Ma以来逐步升高.非均衡地形的对称关系也以10.5 Ma为界呈现两段性, 但是极性与地壳厚度的非对称性完全相反.在20~10.5 Ma时, 西侧的非均衡地形低于东侧, 而在10.5~0 Ma时, 西侧的非均衡地形高于东侧.在幅值上, 非对称的地壳厚度幅值在10.5~0 Ma时(约0.5 km)远小于20~10.5 Ma时(约1.5 km), 但是两个阶段却具有相近的非对称的非均衡地形幅值(均约为0.4 km).
4 讨论整体上, Mohns洋中脊两侧的扩张速率、剩余水深、地壳厚度和非均衡地形的非对称均呈现明显的两段性(图 7).20~10.5 Ma, 西侧扩张速率更慢, 对应更厚的地壳厚度和更低的非均衡地形.10.5~0 Ma, 扩张速率、地壳厚度和非均衡地形的非对称极性与20~10.5 Ma时期完全相反.在此期间, 西侧更快的扩张速率对应浅剩余水深、薄地壳和高非均衡地形.这意味着两个阶段的非对称可能由不同的机制所引起.以下, 我们分别对这两个阶段的非对称扩张特征及相应的机制进行讨论.
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图 7 整体剩余水深、地壳厚度、非均衡地形和扩张速率的对比 蓝色、绿色和红色线段分别表示Mohns洋中脊西侧、东侧和两侧平均数据.以C5n(10.5 Ma)为界, 对称性分为明显的两段.阴影表示10.5~0 Ma期间西侧快扩张速率对应高剩余地形、薄地壳厚度和高非均衡地形的区域. Fig. 7 Regional residual bathymetry, crustal thicknesses and non-isostatic topography versus crustal ages Blue, green and redlines indicate the data of the western flank, eastern flank and the average of both flanks, respectively.The polarity of asymmetry is divided into two phases at the anomaly C5n (10.5 Ma).The shaded areas indicate the western flank with higher residual bathymetry, thinner crust, higher non-isostatic topography and faster spreading rates in comparison to the eastern flank during 10.5~0 Ma. |
20 Ma至今, Mohns洋中脊的地壳呈现逐步减薄的趋势.其中, 20~10.5 Ma期间Mohns洋中脊的整体地壳厚度由5.5 km快速减薄到4.0 km, 表明岩浆供给量在此期间快速减少.扩张速率却在14 Ma时升为20 Ma以来最快的约9 mm·a-1, 意味着Mohns洋中脊区域扩张速率与地壳厚度并非呈正相关.这与同为超慢速扩张的Gakkel洋中脊上观测到的现象类似, 区域性的地幔温度或者地幔异质可能是影响岩浆供给的主要因素(Jokat et al., 2003; Zhang et al., 2015).导致这种长波长(> 100 km)和大幅值(1.5 km)的地壳厚度变化的地幔温度或者地幔异质一般被认为与热点或者大规模的岩浆活动有关(Ito et al., 2003).由于厚地壳和慢扩张速率出现在Mohns洋中脊的西侧, 进一步表明此特殊地幔温度或地幔组份可能位于Mohns洋中脊的西侧.
在Mohns洋中脊周边存在Jan Mayen和冰岛两个热点(图 8).Jan Mayen岛位于Mohns洋中脊西侧和Jan Mayen转换断层南侧, 具有高地形、低RMBA和厚地壳(达11 km)的特征(Kandilarov et al., 2012).目前关于Jan Mayen是否是源于深部地幔柱的热点仍然存在争论, 但根据Jan Mayen岛附近87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的系统变化, Jan Mayen可能是独立于冰岛的热点(Neumann and Schilling, 1984).若假定Jan Mayen热点相对深部地幔固定, 则Jan Mayen热点自20 Ma一直相对向Mohns洋中脊的方向靠近(图 8), 其对Mohns洋中脊的影响应该越来越强烈, 但这与20~10 Ma期间Mohns洋中脊地壳的快速减薄不相符.冰岛热点与Mohns洋中脊间的距离在20 Ma以来略有减小, 但它们之间的相对位置在20~10.5 Ma期间没发生根本性的变化(图 8b), 冰岛热点似乎也难以如此明显地影响Mohns洋中脊的岩浆供给量和地壳结构的对称性.但在约23 Ma(C6—C7)时, 连接冰岛热点和Mohns洋中脊的Kolbeinsey洋中脊开始扩张, 取代了Mohns洋中脊南侧的AEgir洋中脊.这可能使得冰岛热点的热或含特殊成份的地幔更容易沿着Kolbeinsey洋中脊运移到Mohns洋中脊, 增厚Mohns洋中脊的整体地壳.同时, 由于Kolbeinsey洋中脊位于Mohns洋中脊西侧, 热或者异质地幔可能底侵于Mohns洋中脊西侧, 使得西侧地壳厚于东侧地壳.Breivik等(2008)曾经在残留的AEgir洋中脊北侧观测到了后期的岩浆活动(图 8c), 将之解释为冰岛下的部分熔融物质沿AEgir洋中脊向北流动的结果.通过类比冰岛—Kolbeinsey—Mohns洋中脊的格局, Breivik等(2008)推断冰岛热点可能以同样机理作用于Kolbeinsey以北的Mohns洋中脊西侧区域(图 1).由于Kolbeinsey洋中脊形成时(约23 Ma)直接与冰岛热点相连, 冰岛热点通过Kolbeinsey对Mohns洋中脊的沿轴和离轴作用都应该较为强烈.20~10.5 Ma期间, 冰岛热点通过逐步发育的Tjörnes等转换断层(长度超过120 km)和一系列的裂谷带逐渐远离Kolbeinsey洋中脊(Gudmundsson et al., 1993), 其沿Kolbeinsey洋中脊向北运移的热或者特殊地幔的物质可能逐步减少.冰岛热点沿轴作用的减弱使得Mohns洋中脊的地壳逐步减薄, 而其离轴作用的减弱使得Mohns洋中脊两侧地壳厚度在10.5 Ma时逐步趋于对称.现今, 沿Mohns洋中脊水深从南向北逐步加深(Vogt et al, 1982), 可能反映了冰岛热点在深部的区域性作用范围, 而目前冰岛热点沿Kolbeinsey洋中脊向北的传播主要限制在Afar转换断层以南(Schilling et al., 1999; Hooft et al., 2006).
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图 8 20~0 Ma热点与Mohns洋中脊相对位置 (a)20 Ma时, AEgir洋中脊停止扩张, 冰岛热点穿过格陵兰进入北大西洋, 导致Kolbeinsey洋中脊开始扩张; (b)10 Ma时, 冰岛热点相对Kolbeinsey洋中脊继续向东运动; (c)现在, 冰岛热点和Kolbeinsey洋中脊之间通过一系列的转换断层分开超过200 km.现今活动和残留洋中脊分别用红色和黄色线段标示.热点当前位置用红色圆点表示, 冰岛热点历史位置用白色圆点表示(Lawver and Müller, 1994), Jan Mayen热点历史位置为根据冰岛相对运动轨迹的推断.JMP表示Jan Mayen高地, 为Kolbeinsey洋中脊扩张时从格陵兰分离开的残留陆壳.在AEgir洋中脊及Kolbeinsey洋中脊北侧Breivik等(2008)观测到后期岩浆活动的区域用半透明的地形标示.黑色虚线(AA′)标明地幔波速的低异常区域(Pilidou et al., 2005). Fig. 8 Relative positions of hotspots and the Mohns Ridge since 20 Ma (a) 20 Ma, spreading of the AEgir ridge had been ceased.The Iceland hotspot moved across the Greenland and reached the North Atlantic, which might initiate the spreading of the Kolbeinsey Ridge; (b) 10 Ma, the Iceland hotspot moved eastwards relative to the Kolbeinsey Ridge; (c) 0 Ma, The Iceland hotspot and the Kolbeinsey ridge axis were separated to a distance of more than 200 km by a series of transforms faults and strike slip faults.The red and yellow lines indicate the active and extinct spreading axes, respectively.The locations of the hotspot are indicated by red dots.The tracks of the Iceland hotspot are indicated by white dots (Lawver et al., 1994).The track of the Jan Mayen is deduced based on the track of the Iceland hotspot.The Jan Mayen Plateau (JMP) is a relict continental block separated from the Greenland by the spreading of the Kolbeinsey Ridge.North to the AEgir Ridge, the region with magmatism observed by Breivik et al.(2008) is covered with a translucency.The profile AA′ denotes the position of slow S-wave velocity zone. |
目前, 在Mohns洋中脊20~15 Ma的离轴区域, 地幔S波波速在150 km深处小于参考模型(PREM, -3%), 表明其下仍然存在较为高温的地幔.此地幔波速异常从南向北逐步减弱(图 8, Pilidou et al., 2005), 可能反映了冰岛热点在深部的残留影响.
热点的作用同时可以导致区域尺度上非对称的扩张速率(Müller et al., 1998).洋中脊更易于向岩石圈较弱(较热)、应力更容易集中的区域迁移.热点往往使得靠近热点一侧的岩石圈更热、更弱, 进而使得洋中脊向热点一侧跳动, 导致热点一侧的扩张速率相对较慢(Müller et al., 1998).20~10.5 Ma期间, 冰岛热点通过Kolbeinsey洋中脊传输的热物质或者地幔物质可能改变了Mohns洋中脊两侧的温度场, 使得Mohns洋中脊西侧的岩石圈更热、更弱.洋中脊(岩墙)更易于侵入到西侧的岩石圈, 导致西侧扩张速率慢于东侧.
4.2 10.5~0 Ma的非对称性:构造作用在西侧的集中(1) 东西两侧整体的非对称性
10.5 Ma至今, 西侧更快的扩张速率对应高地形、薄地壳和高非均衡地形(图 7).Crane等(1991)最早观测到了Mohns洋中脊北部的非对称地形, 并将之归为Mohns-Knipovich洋中脊特殊几何形态导致的挤压作用.然而多波束资料却显示Mohns洋中脊北部(73.4°N)的西侧存在大型拆离断层, 出露下地壳和上地幔的岩石(Pedersen et al., 2010), 表明此区域仍然处于张性环境.横穿Mohns洋中脊的地震剖面进一步表明, 1.3 Ma以来的大型断层基本都发育在洋中脊西侧(Bruvoll et al., 2009).在南部(72.5°N)的多波束测量区, 断距超过500 m的大型正断层也几乎全部发育在洋中脊的西侧(Dauteuil and Brun, 1996).这种大型正断层可以长时间活动(百万年尺度), 其下盘持续的拉伸与抬升往往引起减薄的地壳和隆起的地形, 下盘抬升、挠曲产生的构造应力同时导致下盘偏离Airy均衡模型(Buck, 1988).虽然多波束和地震资料证实的构造作用集中区域在洋中脊附近(1~2 Ma), 但是在本文的剖面上这种构造作用导致的西侧高地形、薄地壳和高非均衡地形的现象存在于10.5 Ma至今.Wang等(2015)对比了MAR 26 Ma以来的扩张速率、地壳厚度和构造作用后发现, 在地壳厚度较薄(岩浆供给较少)时发育大型断层的一侧往往对应较快的扩张速率, 并推断断层的拉伸可能容纳了更多的岩石圈扩张, 因此对应更快的扩张速率.在Mohns洋中脊区域, 10.5 Ma至今西侧地壳更薄、断层更大更集中, 对应整体更快的扩张速率.我们因此将西侧高地形、薄地壳和高非均衡地形归于构造作用在西侧的集中(图 7).同时, 10.5 Ma以来西侧构造活动容纳的岩石圈扩张也可能使得西侧整体扩张速率更快.
地壳厚度和非均衡地形的非对称性由北向南逐步减弱.我们推测这反映了构造发育程度在南北部的差异, 可能与Mohns洋中脊由北向南逐步增强的岩浆供给有关.观测与数值模拟均表明:当岩浆供给量仅占总地壳扩张的30%~50%时, 最容易产生大型正断层和拆离断层(Tucholke et al., 2008; Olive et al., 2010).Mohns洋中脊北部的岩浆供给较少, 可能更加有利于拆离断层的发育; 而在Mohns洋中脊南部, 由于靠近冰岛或者Jan Mayen热点, 岩浆供给较为充足, 更容易在两侧形成对称的普通正断层.Mohns洋中脊由南向北逐步减弱的岩浆供给提供了从一般正断层到拆离断层的不同发育条件.
(2) 沿各剖面非对称性的差异
10.5~0 Ma期间, 区域尺度上西侧整体的快扩张速率总是对应薄地壳和高非均衡地形.但是沿各剖面, 扩张速率与地壳结构之间却并不存在一致的相关性.集中的构造活动导致的下盘的拉伸与挠曲隆升会引起相应的地壳减薄和偏离Airy均衡的状态, 因此我们认为沿剖面东西两侧地壳厚度和非均衡地形的幅值差别代表了构造活动程度的强弱.在地壳厚度和非均衡地形更加不对称的剖面, 其构造作用可能更加集中在西侧.然而与各剖面上一致的地壳厚度和非均衡地形的非对称性不同, 沿各剖面上的扩张速率并不总是在西侧更快.不同剖面间东西两侧扩张速率的非对称性呈现明显的不规律性(图 3), 如在7.8~3 Ma期间, 7条剖面(P1、P3、P8、P9、P12、P13和P14)西侧扩张速率明显高于东侧, 5条剖面(P2、P5、P7、P10和P11)东西两侧具有相近的扩张速率, 2条剖面(P4和P6)东侧扩张速率明显高于西侧.而在3~0 Ma期间, 西侧扩张速率明显高于东侧的剖面(P4、P6、P10、P13和P14)减少到5条, 东侧扩张速率明显高于西侧的剖面(P1、P8和P9)增加到3条.这意味着, 虽然局部尺度上集中的构造活动容纳了一定的岩石圈扩张, 但并非总是对应着更快的扩张速率, 即局部尺度上构造作用并不总是能够造成非对称的扩张速率.非对称的扩张速率一般是由于洋中脊(岩墙)持续地向相对扩张速率更慢的一侧侵入造成的(Müller et al., 1998).根据岩墙向两侧相对运动与否, 我们这里提出两种可能的模式用于解释构造作用集中在西侧而两侧扩张速率对称的现象(图 9).一种可能是洋中脊(岩墙)本身不动, 即东侧具有和西侧相近的扩张速率.为了形成与西侧构造活动所容纳的等量扩张, 东侧的地壳通过快速扩张洋中脊常见的岩浆增生来完成, 从而形成非对称的地壳厚度和对称的扩张速率(图 9b).这要求此时洋中脊的岩浆供给量较为充足, 且在浅部更多地向东侧分配.虽然岩浆最终都会在浅部汇集到扩张中心位置, 但是深部的地幔对流和结晶放热过程却可能集中于某一侧(Wang et al., 2015), 从而影响岩浆在浅部的分配.另一种可能是岩墙相对向西侧侵入, 进而部分抵消了西侧构造作用容纳的扩张量, 减弱了地质时间尺度上扩张速率的非对称性(图 9c).此时的整体岩浆供给可能较少, 西侧仍然可以通过断层的拉伸来完成扩张, 东侧由于缺少断层伸展和岩浆增生而扩张量较小, 形成非对称的地壳结构和非对称的扩张速率.然而, 西侧更快的扩张速率同时会在其下产生更热的温度场(Fujita and Sleep, 1978).洋中脊向更弱、更热的岩石圈即构造集中一侧运动, 从而在一定程度上弱化了扩张速率的非对称性, 使得沿具体剖面构造作用并不与更快的扩张速率一一对应.这种模式曾被成功用于解释转换断层内角区域构造作用集中、但扩张速率对称的现象(Fujita and Sleep, 1978).虽然目前我们无法给出定量关系, 但是以上两种模式似乎与岩浆供给量有关.而由于超慢速扩张洋中脊岩浆供给呈现明显的周期性(Mendel et al., 2003), 因此这两种机制在不同时期的作用可能使得单条剖面上扩张速率和地壳结构在局部呈现较弱的相关性, 而长时间构造作用在西侧的集中仍然可以导致整体西侧更快的扩张速率.以上两种模型都目前仅为基于观测现象的概念性解释, 本文所用的数据难以对之提供更多的定量约束, 模型的有效性因此还需要地震、电磁学和数值模拟等工作的进一步验证.
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图 9 集中构造作用与扩张速率的变化模式图 (a)阶段1, 构造活动集中发育在西侧, 西侧具有快的扩张速率和薄的地壳; (b)阶段2, 岩浆供给较强, 构造活动继续在西侧集中发育, 东侧为等量的岩浆增生, 导致两侧对称的扩张速率和东侧增厚的地壳; (c)阶段2, 岩浆供给较弱, 构造活动继续集中发育在西侧, 岩墙向高温的西侧岩石圈跳动, 导致洋中脊西侧的实际扩张量变小, 东西两侧扩张速率接近. Fig. 9 Schematic models showing relationship between concentrated tectonic activities and asymmetric spreading rates (a) In phase Ⅰ, faults concentrated on the western flank, which were associated with faster spreading rate and thinner crust compared to the conjugate flank; (b) In phase Ⅱ, the magma supply was intensive.The eastern flank may be created by magmatic accretion, while the large normal faults accommodated extension on the western flank.The spreading rates were symmetric and the crust was thicker on the eastern flank; (c) In phase Ⅱ, the magma supply was relatively low.The normal faults still concentrated on the western flank, which created lithosphere with higher temperature.The axis of the Mohns Ridge jumped westwards, which might balanced the spreading rates on both flanks. |
(1) 20 Ma至今, Mohns洋中脊两侧的扩张速率和地壳结构的非对称关系呈现明显的两段性:20~10.5 Ma, 西侧较慢的扩张速率对应厚的地壳和更加充分的均衡补偿; 10.5~0 Ma, 西侧的整体扩张速率较快、地壳较薄、对应更加不足的均衡补偿.
(2) 20~10.5 Ma, 冰岛热点沿Kolbeinsey洋中脊输送到Mohns洋中脊的高温或特殊组份的地幔可能使得Mohns洋中脊整体岩浆供给充足、西侧地壳更厚.西侧较热、较弱的岩石圈使得洋中脊更易向西运动, 导致西侧扩张速率更慢.
(3) 10.5~0 Ma, Mohns洋中脊的岩浆供给量整体较低, 大型断层集中发育在洋中脊西侧.这些大型断层容纳了更多的岩石圈拉伸, 造成了西侧的减薄地壳和更强的构造应力支撑.随着岩浆供给由南向北的减弱, 构造作用引起的非对称性也逐步增强.
(4) 10.5~0 Ma, 沿各剖面上构造活动集中的西侧总是呈现薄地壳和高非均衡地形, 但是并非总是对应快的扩张速率.这可能由于岩浆在浅部向东侧分配导致了东侧等量的岩浆增生, 也可能是由于洋中脊向西侧更热、更弱的岩石圈跳动减弱了扩张速率的非对称性.
致谢感谢“中国第五次北极科学考察”执行过程中“雪龙船”船长及全体船员的大力协作.感谢南京大学管清胜博士生和山东科技大学凌子龙硕士生在数据处理过程中提供的帮助.磁条带的追踪得益于和法国巴黎地球物理研究所的Jeróme Dyment研究员的讨论.
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