印度洋構(gòu)造過程重建與成礦模式:西南印度洋洋中脊的啟示

李三忠 ,索艷慧 ,劉 鑫 ,趙淑娟 ,余 珊 ,戴黎明 ,許立青 ,張 臻 ,劉為勇,李懷明

(1.海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,山東 青島 266100;2.中國海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院,山東青島 266100;3.國家海洋局 第二海洋研究所,國家海洋局海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,浙江 杭州 310012)

0 引 言

洋中脊是大洋盆地生長的地帶,該區(qū)相關(guān)熱液系統(tǒng)的形成與熱液活動過程受洋中脊的巖漿活動、構(gòu)造作用控制。因此,要認(rèn)識現(xiàn)代海底熱液成礦活動,必須了解現(xiàn)今洋中脊構(gòu)造–巖漿過程。洋底的構(gòu)造演化研究主要是基于磁條帶進(jìn)行運(yùn)動學(xué)重建,特別是近20 Ma以來的板塊過程重建和精細(xì)研究,對理解洋中脊現(xiàn)代成礦過程極其重要。但海底礦產(chǎn)勘探不能僅僅是了解現(xiàn)代海底成礦過程,更需要認(rèn)識洋底擴(kuò)張歷史過程中活動熱液區(qū)(死亡熱液區(qū))的分布。因此,洋盆生長過程的重建對現(xiàn)今洋盆中遠(yuǎn)離洋中脊的熱液礦床的尋找就顯得極其重要,這對于圈定洋底有利成礦區(qū)帶是一項(xiàng)必要而且重要的工作。

隨著技術(shù)發(fā)展,最近洋盆演化的重建技術(shù)有了重大突破。重建工作需要建立大量的專業(yè)性數(shù)據(jù)庫,包括板塊精細(xì)劃分、熱點(diǎn)、年代、磁條帶、擴(kuò)張速率和方向、古地磁、金伯利巖分布、榴輝巖分布、造山帶分布等。本文基于悉尼大學(xué) Dietmar Müller教授的 Gplates最新重建數(shù)據(jù)(Müller et al.,2008;http://www.earthbyte.org/Resources/palaeoagegrid200 8.html),結(jié)合前人對印度洋一些熱點(diǎn)的定年結(jié)果(O’Neill et al.,2003),進(jìn)行了120 Ma以來印度洋演化過程中系統(tǒng)的構(gòu)造解釋。西南印度洋是超慢速擴(kuò)張脊,一般而言,超慢速擴(kuò)張脊是巖漿饑餓型或貧巖漿型擴(kuò)張脊,熱液活動也相對快速擴(kuò)張脊較弱。2007年之前人們在西南印度洋脊僅發(fā)現(xiàn)了1個非活動熱液活動區(qū)(Mt.Jourdanne)、1個熱液活動礦化點(diǎn)、幾個熱液異常。2007年我國首次在SWIR 49.6°E發(fā)現(xiàn)首個活動噴口區(qū)(Tao et al.,2012),之后又連續(xù)在SWIR 49.6°E、50.5°E、51°E、51.7°E 和 53.2°E 等位置及其附近發(fā)現(xiàn)了多處熱液活動區(qū)(http://www.int erridge.org/node/5706),并采集到豐富的多金屬硫化物樣品,豐富了西南印度洋海底熱液活動及多金屬硫化物的成礦調(diào)查研究的內(nèi)容,并證實(shí)了超慢速擴(kuò)張的西南印度洋洋中脊也不乏熱液活動這一推測。經(jīng)過對SWIR 49.6°E近海底地磁異常資料反復(fù)研究發(fā)現(xiàn),SWIR 49.6°E熱液區(qū)的低地磁化帶(LMZ)的總面積是近乎于北大西洋洋中脊TAG的2倍(Zhu et al.,2010),這些信息揭示了SWIR 49.6°E熱液區(qū)豐富的熱液活動(Zhao et al.,2013),表明了該區(qū)具有相對較好的成礦條件,預(yù)示著超慢速擴(kuò)張的西南印度洋脊可能更有利于多金屬硫化物成礦。

這些調(diào)查發(fā)現(xiàn)和研究成果激起了國內(nèi)外對超慢速擴(kuò)張洋中脊熱液活動與成礦等相關(guān)專題研究的廣泛關(guān)注。因此,本文利用前人已有數(shù)據(jù)庫,開展了整個印度洋洋中脊的系統(tǒng)重建,側(cè)重對西南印度洋勘探區(qū)洋殼淺部擴(kuò)張過程、深部地幔柱活動、轉(zhuǎn)換斷層格局、洋中脊躍遷和重組、以及活動時間進(jìn)行詳細(xì)厘定。通過西南印度洋洋中脊生長過程的重建,探討脊–柱相互作用(Müller et al.,1993;Zhang et al.,2011;張濤等,2011),特別是對超慢速擴(kuò)張脊的異常熱液活動的可能構(gòu)造背景開展探索,揭示異常巖漿的產(chǎn)生和熱液系統(tǒng)形成機(jī)制,為建立洋中脊、熱點(diǎn)與熱液成礦三者間的時空關(guān)系奠定構(gòu)造演化基礎(chǔ)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

印度洋處于印度、澳大利亞和南極洲板塊的交接地帶,歷經(jīng)了岡瓦納古陸和勞亞古陸的裂解以及各板塊的碰撞拼合,具有復(fù)雜的演化過程和特殊的構(gòu)造意義。根據(jù)擴(kuò)張速率和洋盆演化的統(tǒng)一過程,印度洋可以劃分為超慢速擴(kuò)張的西南印度洋洋中脊(SWIR)、慢速擴(kuò)張的中印度洋洋中脊(CIR)和東南印度洋洋中脊(SEIR)三支。熱點(diǎn)或地幔柱(如西南印度洋的Marion熱點(diǎn)、中印度洋的Kerguelen地幔柱和東南印度洋的Balleny熱點(diǎn)等)、大型轉(zhuǎn)換斷層(斷距>30 km)和海洋核雜巖等特殊構(gòu)造單元在印度洋均有發(fā)育(圖1)。印度洋復(fù)雜的構(gòu)造背景和特殊構(gòu)造單元的存在,為構(gòu)造-巖漿作用及演化過程的研究提供了良好的場所。

圖1 印度洋區(qū)域洋底構(gòu)造格局與磁條帶年齡Fig.1 Regional tectonic map of the Indian Ocean and ages of magnetic lineations

SWIR作為南極洲和非洲板塊的邊界,西自Bouvet三聯(lián)點(diǎn)(BTJ,55°S,00°40′W)向東到 Rodrigues三聯(lián)點(diǎn)(RTJ,25°30′S,70°E),延伸約 7700 km,持續(xù)活動一百多個百萬年(Patriat et al.,1997)。SWIR被海底高原和熱點(diǎn)所環(huán)繞,其中,位于 SWIR南側(cè)的Marion隆起,標(biāo)志了現(xiàn)今Marion熱點(diǎn)的位置;同樣,位于SWIR南側(cè)的Crozet群島或者Delcano隆起標(biāo)志了現(xiàn)今Crozet熱點(diǎn)的位置(圖1)。受洋中脊-熱點(diǎn)或地幔柱相互作用、大型轉(zhuǎn)換斷層和海洋核雜巖等特殊構(gòu)造的影響,SWIR的很多地質(zhì)地球物理特征表現(xiàn)為沿洋中脊軸向變化,主要包括:脊軸地形、洋中脊與擴(kuò)張方向的夾角、洋殼厚度、重磁異常,以及長壽命轉(zhuǎn)換斷層的存在與缺失等。各項(xiàng)特征具體表現(xiàn)為:SWIR沿軸地形變化較大,除轉(zhuǎn)換斷層影響的區(qū)域外,自西向東地形逐漸變低,重力異常逐漸變高,洋殼厚度也逐漸減薄。但其全擴(kuò)張速率較低,約為 12～18 mm/a,沿軸變化不大(Sauter and Cannat,2010),平均擴(kuò)張速率為 14 mm/a,有效擴(kuò)張速率更低,屬于超慢速擴(kuò)張洋中脊,且多為斜向擴(kuò)張。SWIR自西向東被若干條大型的長期活動的南北向的轉(zhuǎn)換斷層錯段,轉(zhuǎn)換斷層規(guī)模和活動時期不一。前人將 SWIR粗略地分成多級多個段落:最西部是被緊密間隔性轉(zhuǎn)換斷層分割的,介于 BTJ到位于10°E的Shaka轉(zhuǎn)換斷層(SHTF)之間,擴(kuò)張方向和洋中脊正向擴(kuò)張方向的交角為 9°～25°,也為斜向擴(kuò)張脊(Sauter and Cannat,2010);在SHTF和16°E之間,斜向擴(kuò)張方向最大,達(dá)51°,也被稱為斜向超級擴(kuò)張段,平均水深約4000 m(Dick et al.,2003);在16°E和25°E之間長約600 km的洋中脊段則被稱為正向超級擴(kuò)張段,平均水深約3500 m(Dick et al.,2003);再向東,洋中脊被 Du Toit(DTTF),Andrew Bain(ABTF),Marion(MTF)和 Prince Edward(PETF)轉(zhuǎn)換斷層分別錯移了160 km、720 km、125 km和155 km;繼續(xù)向東,洋中脊被Eric Simpson(ESTF),Discovery II(DIITF),Indomed(INTF)和 Gallieni(GALTF)轉(zhuǎn)換斷層分割為三個次級段,擴(kuò)張以 25°斜交洋中脊總體方向,長約 2200 km,軸部平均水深 3200 m左右,兩側(cè)為較為寬闊的水下隆起(Georgen et al.,2001),在這個寬闊隆起段中部,DIITF和INTF之間的水深達(dá)3600 m,較鄰區(qū)深;在GALTF和64°E之間擴(kuò)張方向和洋中脊正向擴(kuò)張方向的斜交達(dá) 30°,被東部的 Atantls II(AIITF)和 Melville(MELTF)轉(zhuǎn)換斷層分割,且洋中脊發(fā)生巨大的錯移,而該隆起東部的MELTF和69°E之間的軸部水深最深達(dá)4730 m。

CIR作為澳大利亞和非洲板塊的邊界,自北端(10°N,57°40′W)向南至 RTJ延伸約 6000 km,持續(xù)活動約九十個百萬年。CIR與兩側(cè)的海底高原近于平行排列,其中,位于 CIR東翼的 Laccadives-Chagos洋脊為Deccan高原向南的延伸,其覆蓋的洋殼年齡>30 Ma;位于CIR西翼的Reunion隆起標(biāo)志了現(xiàn)今Reunion地幔柱的位置。CIR 自北向南發(fā)育Owen(OWTF)、Chagos(CHTF)和 Reunion(RETF)三條大規(guī)模的轉(zhuǎn)換斷層,期間并有大量小斷距轉(zhuǎn)換斷層。CIR現(xiàn)今全擴(kuò)張速率介于15～20 mm/a之間,大于 SWIR的擴(kuò)張速率,介于超慢速和慢速之間。中印度洋的總體水深較淺,小于4 km(圖1)。

SEIR作為南極洲和澳大利亞板塊的南北分界,自 RTJ向東(63°S,168°24′E)延伸約 12000 km。SEIR南翼的Kerguelen高原和Balleny島分別標(biāo)志了現(xiàn)今Kerguelen地幔柱和Balleny熱點(diǎn)的位置。自西向東SEIR發(fā)育9條大規(guī)模轉(zhuǎn)換斷層和多條小斷距轉(zhuǎn)換斷層。SEIR水深普遍較淺(2～4 km),小于SWIR和CIR的水深;現(xiàn)今擴(kuò)張速率大于25 mm/a,大于SWIR和CIR,為慢速擴(kuò)張脊(圖1)(索艷慧,2014)。

2 西南印度洋洋底構(gòu)造單元劃分

洋底地貌地形與構(gòu)造密切相關(guān),因此根據(jù)洋底構(gòu)造地貌(morphotectonics或 morphostructure)可以進(jìn)行構(gòu)造單元的精細(xì)劃分。以往從全球洋底構(gòu)造特征角度,常將洋底構(gòu)造劃分為以下幾大類:洋中脊、破碎帶(轉(zhuǎn)換斷層)、深海盆地、大火成巖省和俯沖帶。這種劃分有利于探討單一大型洋盆的從生到死的對稱增生方式和過程,但難以探討更為復(fù)雜、精細(xì)、更短時間尺度的海底構(gòu)造演化過程。為了探討區(qū)域尺度洋盆或局部洋中脊的精細(xì)演化,就必須打破這種傳統(tǒng)劃分原則,探討服務(wù)于區(qū)域洋底演化研究的一種新的構(gòu)造單元劃分原則。

根據(jù)區(qū)域構(gòu)造特征及其對稱性,西南印度洋可以劃分出七級構(gòu)造單元(圖2)。首先,從整個印度洋出發(fā),根據(jù)最新一個“增生期”的區(qū)域洋盆演化一致性的差異,將印度洋劃分為3個一級構(gòu)造單元(還不同于“增生區(qū)”的概念),它們涵蓋三支洋中脊(圖1),即東南印度洋洋盆(I)、西南印度洋洋盆(II)和西北印度洋(也稱中印度洋,III)。然后,以西南印度洋盆地為例,以不同洋中脊生成的洋殼和具有不同走向的轉(zhuǎn)換斷層為原則,進(jìn)一步劃分為6個二級構(gòu)造單元,從南往北分別是:Conrad海隆(II-1)、>120 Ma的南側(cè)洋殼單元(II-2)、>60 Ma的南側(cè)洋殼單元(II-3)、<60 Ma的洋殼單元(II-4)、>60 Ma的北側(cè)洋殼單元(II-5)和>120 Ma的北側(cè)洋殼單元(II-6)。隨后,可進(jìn)一步側(cè)重小于 60 Ma的洋殼單元(如 II-4),以大型轉(zhuǎn)換斷層和其間的洋中脊構(gòu)造的相似性,將研究區(qū)劃分為4個三級構(gòu)造單元(即西南印度洋中脊的一級分段),自西向東分別是:PETF和ABTF以西的超級洋中脊段(II-4-1)、ABTF和DIITF間的超級洋中脊段(II-4-2)、DIITF和GALTF間的超級洋中脊段(II-4-3)和GALTF以東的超級洋中脊段(II-4-4),它們具有不同的擴(kuò)張速率,且擴(kuò)張方向和洋中脊具有不同的交角(圖2)。此外,還區(qū)分出與洋中脊行為不同的構(gòu)造單元,如與熱點(diǎn)或地幔柱相關(guān)的構(gòu)造單元,它們往往疊加在不同的正常洋殼構(gòu)造單元之上,可以單獨(dú)編號,例如 Crozet熱點(diǎn)和 Marion熱點(diǎn)表現(xiàn)為深海臺地,和洋中脊發(fā)生脊–柱相互作用,從而導(dǎo)致了一些微構(gòu)造單元,如35°E～40°E之間的串珠狀離軸火山或長垣地貌。這些構(gòu)造單元是印度洋長期演化的最終結(jié)果。本文通過重建古海底水深(古構(gòu)造地貌)和板塊格局重建,試圖用統(tǒng)一的構(gòu)造模式來系統(tǒng)認(rèn)識這些不同級別構(gòu)造單元的形成和演化,探討與構(gòu)造相關(guān)的成礦模式。

圖2 西南印度洋洋底構(gòu)造地貌單元劃分與水深Fig.2 Regional morphotectonic division and bathymetric map of the Southwest Indian Ocean

3 印度洋洋中脊構(gòu)造過程重建與構(gòu)造演化

Rodinia超大陸形成于1000 Ma前,于825 Ma開始裂解,逐步分化出北方幾個大陸和南方的幾個大陸。其中,南方的幾個大陸主要由非洲、澳大利亞、印度和南極洲陸塊組成。南方大陸于泛非造山運(yùn)動期間(600～540 Ma)再次沿高級變質(zhì)作用發(fā)育的莫桑比克造山帶發(fā)生最終碰撞集結(jié),形成岡瓦納大陸。岡瓦納大陸由東、西岡瓦納組成,其中,東岡瓦納由東南極、澳大利亞、馬達(dá)加斯加和印度組成,泛非造山運(yùn)動對其影響可持續(xù)到 450 Ma(Acharyya,2000)。隨后,岡瓦納大陸長期穩(wěn)定,并于250 Ma左右成為Pangea超大陸組成的一部分。Pangea超大陸于 188 Ma左右開啟的裂解,新特提斯洋逐步消亡,而現(xiàn)今的印度洋形成于新特提斯洋南部,最先在155 Ma于西南印度洋北部的馬達(dá)加斯加與非洲東緣逐漸打開,到130 Ma左右全面打開(Chu and Gordan,1999;Royer et al.,2006;Stamps et al.,2008)。隨后,位于澳大利亞西北部的印度洋東北部洋盆出現(xiàn)了晚侏羅世的洋殼,最老的磁條帶年齡為130 Ma(Powell et al.,1988)。因此,下文主要集中重建130 Ma以來印度洋的構(gòu)造過程,圍繞主要洋底洋中脊擴(kuò)張–拓展和熱點(diǎn)–洋中脊相互作用的重大地質(zhì)事件,理順其宏觀構(gòu)造演化格局和主要洋底構(gòu)造事件。

3.1 印度洋死亡洋中脊構(gòu)造過程與西南印度洋區(qū)域洋底記錄

印度洋的形成與岡瓦納大陸裂解、新特提斯洋消亡相關(guān)(圖3,Ben-Avraham et al.,1995;Livermore and Hunter,1996)。其中印度-馬達(dá)加斯加與非洲之間出現(xiàn)的洋殼還屬于新特提斯洋(圖3a,即現(xiàn)今殘存于西北印度洋的阿拉伯海海域),而西南印度洋則為南極洲板塊和非洲板塊的分界線(圖3a),導(dǎo)致了西南印度洋在ABTF和PETF之間的極其復(fù)雜的破碎帶,因而該帶記錄了整個西南印度洋的擴(kuò)張歷史(Bernard et al.,2005)。在PETF和DIITF之間的最老磁條帶年齡為155 Ma,是非洲板塊和努比亞與索馬里新板塊之間的彌散性離散邊界(圖3a,Chu and Gordan,1999;Royer et al.,2006;Stamps et al.,2008)。澳大利亞西北部陸架到洋盆的地震剖面揭示,在印度洋的東部,印度次大陸和澳大利亞大陸之間的伸展作用始于三疊紀(jì)和侏羅紀(jì),最老的洋殼磁條帶為 M10,年齡為 130 Ma,初始洋殼形成后,洋中脊還發(fā)生了幾次躍遷,現(xiàn)今這些死亡的洋中脊已經(jīng)增生在澳大利亞西北部的陸架附近(Powell et al.,1988)。到120 Ma左右,印度洋以布維三聯(lián)點(diǎn)(BTJ)為中心的古三叉洋中脊形態(tài)初步形成,其中,馬達(dá)加斯加和非洲之間被轉(zhuǎn)換型大陸邊緣分隔(圖3b)。

圖3 西南印度洋的區(qū)域洋底演化Fig.3 Regional ocean crustal evolution of the Southwest Indian Ocean

3.2 印度洋洋中脊–地幔柱相互作用下的構(gòu)造演化及西南印度洋的體現(xiàn)

(1)120～84 Ma期間,印度洋的打開伴隨著歐亞板塊與正裂解的岡瓦納大陸之間的新特提斯洋的逐漸向北消亡(圖3b和圖4)。其中,印度洋東北部的Wharton洋中脊的擴(kuò)張,導(dǎo)致澳大利亞西北部一些小碎片(如現(xiàn)今位于蘇門答臘的Sikuleh,Natal,Lolotoi等地塊)裂離澳大利亞,向北漂移,增生到了西緬地塊南緣(圖4)。同時,該俯沖帶再向南延伸,成為印度板塊(北部屬新特提斯洋,南部屬印度洋)向東部的太平洋板塊之下發(fā)生洋-洋俯沖(李三忠等,2013,圖4),出現(xiàn)現(xiàn)今菲律賓等地殘存的島弧組成(Honza and Fujioka,2004)。印度次大陸與岡瓦納大陸主體的分離發(fā)生在早白堊世,發(fā)生了一幕廣泛的火山事件,即 Rajmahal-Bengal 盆地中記錄的120～110 Ma火山事件。而在馬達(dá)加斯加,廣布雙峰式的玄武巖和流紋巖,與Marion熱點(diǎn)導(dǎo)致的馬達(dá)加斯加與南極大陸之間的裂谷裂解活動有關(guān),形成最早時間為87.6 Ma,巖漿噴發(fā)持續(xù)了6 個百萬年(Storey et al.,1995)。隨后,馬達(dá)加斯加和塞舌爾微大陸分離,其間逐漸形成馬斯克林(Mascarene)盆地,古西北印度洋分支出現(xiàn),該分支與古西南印度洋分支的交點(diǎn)即為古 RTJ三聯(lián)點(diǎn)(圖4),位于現(xiàn)今 RTJ的南部;古RTJ在120 Ma以后出現(xiàn)在印度、南極和澳大利亞之間,是北東支Whaton洋中脊、古西北印度洋洋中脊以及西南印度洋洋中脊的交點(diǎn)。而120 Ma左右,印度大陸、非洲大陸和南極洲之間出現(xiàn)地幔柱導(dǎo)致了古布維三聯(lián)點(diǎn),位于Crozet與馬里昂以西。之后,研究區(qū)Crozet熱點(diǎn)以南,存在一支NWW向的洋中脊,與地幔柱作用形成的統(tǒng)一海底高原(此時,馬達(dá)加斯加海臺、康拉德海臺在位置上重合)(圖4);轉(zhuǎn)換斷層和破碎帶總體為SN走向。90 Ma,Marion熱點(diǎn)位于馬達(dá)加斯加島的東部,古布維三聯(lián)點(diǎn)位于馬達(dá)加斯加海臺南側(cè),并緩慢地向北東方向移動。84 Ma,Marion熱點(diǎn)位于馬達(dá)加斯加海臺的南部,南部的Conrad海臺和北部的馬達(dá)加斯加海臺基本分開(圖4)。之后,非洲板塊和古RTJ三聯(lián)點(diǎn)繼續(xù)向北東移動,并逐步靠近Marion熱點(diǎn)。Kerguelen熱點(diǎn)可能出現(xiàn)在澳大利亞和南極洲板塊之間,開始導(dǎo)致澳大利亞板塊與南極洲板塊之間的分離,古東南印度洋洋中脊開始出現(xiàn)(圖4)。

圖4 84 Ma印度洋洋底構(gòu)造格局Fig.4 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 84 Ma

(2)84～60 Ma期間,現(xiàn)今西北印度洋洋中脊發(fā)生過三次躍遷,最早擴(kuò)張始于84 Ma,形成于Laxmi脊與印度西側(cè)大陸架之間,與Marion熱點(diǎn)活動有關(guān),其記錄還有印度西部大陸架西側(cè)的Laxmi盆地中發(fā)現(xiàn)的84～65 Ma磁條帶(圖4)。印度西部陸架的中部陸架脊和Pratap脊雜巖年齡也正好為84 Ma (Subrahmanyam et al.,1995),但為裂谷初始階段的巖漿活動產(chǎn)物,這次裂解分裂了馬達(dá)加斯加和印度次大陸。第二次擴(kuò)張脊向西躍遷到 Laxmi脊以西,這一過程最早出現(xiàn)于 65 Ma,形成了西北印度洋的古Carlsberg脊,且阿拉伯海打開,塞舌爾微大陸裂離印度板塊(圖1)。同時,西南印度洋南部也可能在80 Ma期間發(fā)生了一次洋中脊躍遷(圖2)。之后,Reunion熱點(diǎn)軌跡疊加在西北印度洋洋中脊上。西南印度洋介于 15°E～25°E之間的正向超級擴(kuò)張段,至少起始于83 Ma(Bergh and Barrett,1980),且西南印度洋中脊西側(cè)1000 km和東側(cè)2500 km受鄰近快速擴(kuò)張脊驅(qū)動,分別向南西和北東方向發(fā)生了移動(Patriat et al.,1997),且向南西與北東向的洋中脊拓展速率分別為15 mm/a和35 mm/a(Royer et al.,1988)。這兩段具有初始洋殼增生的重要特征,而與岡瓦納大陸裂解無關(guān)。70 Ma左右,古RTJ接近Marion熱點(diǎn),在洋中脊兩側(cè)分別形成 Delcano隆起的東部和馬達(dá)加斯加海臺的東南部。而Crozet熱點(diǎn)位于印度大陸的南東側(cè),此時,Crozet熱點(diǎn)所處地殼的南部已經(jīng)出現(xiàn)。同時,印度次大陸西部和印度洋北部于70～65 Ma發(fā)生了廣泛的德干玄武巖事件。古RTJ在約71 Ma與約52 Ma期間不斷頻繁地向北東向躍遷和板塊格局重組,導(dǎo)致了西南印度洋新的軸部不連續(xù)性。其中65～60 Ma左右,西南印度洋中脊可能再次與Marion熱點(diǎn)發(fā)生相互作用,引起了向北的躍遷(圖2),古RTJ快速的北東方向移動或躍遷(圖5),連續(xù)而穩(wěn)定地生成了INTF,GATF和AIITF一系列轉(zhuǎn)換斷層或破碎帶(圖1)。Marion熱點(diǎn)接近或者位于洋脊擴(kuò)張中心,強(qiáng)烈的巖漿活動導(dǎo)致 Delcano隆起的中部開始形成。西南印度洋洋中脊NE走向(圖3c),擴(kuò)張一直持續(xù)到40 Ma左右。板塊重建還表明,84～60 Ma期間,Kerguelen熱點(diǎn)與東南印度洋洋中脊發(fā)生中軸相互作用(圖4和圖5)。

(3)60～40 Ma期間,Kerguelen熱點(diǎn)與東南印度洋洋中脊中軸相互作用持續(xù)時間較長,延續(xù)到 40 Ma,并最終導(dǎo)致古東南印度洋洋中脊和新生的東南印度洋洋中脊鏈接為統(tǒng)一的洋中脊(圖4、5、6)。65～48 Ma期間西北印度洋擴(kuò)張,形成北西西向的擴(kuò)張脊(圖1),但現(xiàn)今其東側(cè)被地幔柱成因的 Laccadive脊抹除(圖1),古 Carlsberg脊可能因印度板塊和歐亞板塊的初始碰撞而停止擴(kuò)張(Acharyya,2000)。60 Ma左右Whaton洋中脊逐漸死亡,并俯沖到東南亞陸緣之下,形成板片窗(Wittaker et al.,2007)。澳大利亞和南極大陸之間開始裂解出洋殼,且印度板塊和澳大利亞板塊逐漸變?yōu)橐粋€統(tǒng)一板塊(圖3c)。45～40 Ma左右(圖6),新特提斯洋消亡,印度板塊和歐亞板塊碰撞,導(dǎo)致青藏高原逐步隆升;在GA和MEL破碎帶之間形成了高度分段的特征(Dyment,1993),其洋中脊分段長度在 30～45 km之間,錯斷在 25～40 km之間(Sauter et al.,2002)。同時,現(xiàn)今的東南印度洋洋中脊開始快速擴(kuò)張形成,將Kelguelen熱點(diǎn)分隔為兩部分:現(xiàn)今的Kelguelen熱點(diǎn)和Borken熱點(diǎn)(圖6)。其中,Broken熱點(diǎn)在38 Ma死亡,至此東經(jīng)90度海嶺的形成結(jié)束(對于其起始時間據(jù)青藏高原火山巖記錄可達(dá)早白堊世,但多數(shù)認(rèn)為是84 Ma)。澳大利亞板塊和南極板塊發(fā)生分離。古RTJ發(fā)生向東北的最后一次躍遷,到達(dá)接近現(xiàn)今 RTJ位置的西南。而布維三聯(lián)點(diǎn)位置遠(yuǎn)離Marion熱點(diǎn),形成Delcano隆起的西部區(qū)域,西南印度洋洋中脊再度發(fā)生向北的躍遷,導(dǎo)致馬達(dá)加斯加海臺再次遠(yuǎn)離 Marion熱點(diǎn),地幔柱和洋中脊相互作用,使得在<40 Ma的以北的板塊內(nèi)形成了SWW走向的新洋中脊,轉(zhuǎn)換斷層和破碎帶走向NNE向,該洋中脊并持續(xù)擴(kuò)張到現(xiàn)今。沿PE破碎帶發(fā)生泄露,形成了串珠狀的海山地貌。期間,某種重要變化導(dǎo)致了AB破碎帶的總體彎曲特點(diǎn)。

圖5 印度洋60 Ma時期的區(qū)域洋底格局Fig.5 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 60 Ma

圖6 印度洋40 Ma時期的區(qū)域洋底格局Fig.6 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 40 Ma

圖7 印度洋20 Ma時期的區(qū)域洋底格局Fig.7 Regional tectonic map showing distribution of ridges and hotspots in the oceanic floor of the Indian Ocean at 20 Ma

(4)40～10 Ma期間,西南印度洋中脊最東部的MEL破碎帶與RTJ之間形成于～40 Ma的印度洋一次重大調(diào)整之后,再沒有受到大規(guī)模錯移(Sclater et al.,1981)?？傮w上看,西南印度洋高度分段部分的彎曲破碎帶形態(tài)的年齡都小于 40 Ma,與板塊的穩(wěn)定運(yùn)動有關(guān)(Bernard et al.,2005)。24 Ma左右,西北印度洋現(xiàn)今的Carlsberg脊形成,逐漸演化成現(xiàn)今西北印度洋的格局(圖7)。最新的磁條帶異常還發(fā)現(xiàn)(圖1),24 Ma左右,西南印度洋擴(kuò)張速率由30 mm/a降為15 mm/a,但對擴(kuò)張方向影響較小,只是局部改變了板塊邊界的幾何形態(tài)(Baines et al.,2007)。Krishna et al.(2009)在中印度洋發(fā)現(xiàn)逆斷層和波長長達(dá)100～300 km的寬緩褶皺作用,最早時間始于15.4～13.9 Ma,持續(xù)到8 Ma,這次洋內(nèi)擠壓作用對應(yīng)于青藏高原最為快速的一次隆升階段。直到10 Ma左右,現(xiàn)今的印度洋洋中脊格局才形成(圖3d和圖7)。但也有人認(rèn)為20 Ma以后現(xiàn)今的印度洋洋中脊系統(tǒng)就基本定型,只是擴(kuò)張速率減半,且20 Ma以來的洋中脊軸部發(fā)生過周期性拉分式斷陷、多米諾式箕狀斷陷、地塹式斷陷、海洋核雜巖等構(gòu)造過程。

4 脊–柱相互作用、海洋核雜巖與成礦機(jī)制

印度洋洋底有兩大地質(zhì)特征:洋盆中熱點(diǎn)較多,洋中脊地幔巖出露較多(Zhou and Dick,2013)。經(jīng)過大量資料積累和板塊重建,揭示出印度洋熱點(diǎn)和洋中脊之間發(fā)生過物質(zhì)和能量的交換,并可能導(dǎo)致一些成礦作用,與“熱點(diǎn)”過程相關(guān)。此外,海洋核雜巖導(dǎo)致地幔巖出露,強(qiáng)烈的斷裂作用使得海水下滲,地幔巖蛇紋石化,釋放熱能,導(dǎo)致海底熱液系統(tǒng)形成和熱液成礦作用發(fā)生,因而常稱為“濕點(diǎn)”過程(牛耀齡,2013)。

4.1 印度洋洋中脊–地幔柱相互作用與“熱點(diǎn)”成礦模式

按照兩者遠(yuǎn)近距離,脊-柱(洋中脊–地幔柱)相互作用可定性地劃分為:遠(yuǎn)脊脊-柱、近脊脊-柱和中軸脊-柱相互作用(Dyment et al.,2007)。西南印度洋脊具有斜向擴(kuò)張的特點(diǎn),其軸向裂谷被一系列的NNE向轉(zhuǎn)換斷層切割,洋中脊擴(kuò)張中心多發(fā)育較深的軸向裂谷且缺少巖漿活動。當(dāng)洋中脊擴(kuò)張速率低于15～20 mm/a這個臨界值時,板塊在每次分離增生時的熔體供應(yīng)量會快速衰減,這是因?yàn)檩S下地幔的巖漿上涌速率也在快速衰減,會導(dǎo)致熱邊界層的增厚,從而降低了熔融作用的高度(White,2001)。然而,西南印度洋脊49°E～53°E長約300 km的脊段上發(fā)現(xiàn)了 5分熱液區(qū),熱液活動頻度達(dá)到 2.5個/百公里。這表明巖漿活動可能并不是正常的那么微弱,因而應(yīng)當(dāng)有外來熱源的加入。

西南印度洋洋中脊海底地貌可分為火山型海底、平坦型海底和波狀海底三種類型(Cannat et al.,1999)。重力、磁力等地球物理資料分析研究表明,西南印度洋脊的擴(kuò)張和巖漿活動可能與 Marion、Bouvet、Delcano、Crozet等熱點(diǎn)存在一定關(guān)系。這些熱點(diǎn)可導(dǎo)致洋中脊幾何形態(tài)、地幔成分、熔體流動和熱結(jié)構(gòu)的變化,從而對洋殼生長量、熱液成礦和構(gòu)造特征影響較大,特別是對超慢速擴(kuò)張脊的影響巨大(Cannat et al.,2006;Dick et al.,2003;Standish and Sims,2010)。地幔柱和洋中脊相互作用程度取決于地幔柱大小、通量和擴(kuò)張速率。對于偏離洋中脊的地幔柱和固定的洋中脊,地幔柱大小依賴于地幔柱通量、擴(kuò)張速率、脊-柱距離和隨年齡變化的巖石圈厚度等變量的尺度律。這些結(jié)果表明,地幔柱直徑和脊-柱距離與洋中脊固定時的地幔柱通量與擴(kuò)張速率的比值相關(guān)。當(dāng)洋中脊遷移時,由于板塊額外的拉力,洋中脊向地幔柱遷移,脊-柱相互作用的距離減小;相反,洋中脊背離地幔柱遷移時,由于板塊拉力減弱,脊-柱相互作用增強(qiáng)。已有模擬成果進(jìn)一步表明,地幔柱可以沿與洋中脊平行的巖石圈底部擴(kuò)展,并構(gòu)成大洋巖石圈的重要部分(Condie,2001)。

這種模式最可能發(fā)生在西南印度洋的西段,那里Marion熱點(diǎn)導(dǎo)致一系列串珠狀海山或海臺,從馬達(dá)加斯加南部沿轉(zhuǎn)換斷層一直斷續(xù)向南延伸到洋中脊,且這段洋中脊地形也表現(xiàn)為從 DII破碎帶較寬的高地形,向西到AB破碎帶為較窄的高地形,總體表現(xiàn)為朝西尖滅的楔形(圖2),意味著87～84 Ma期間熱點(diǎn)對洋中脊的影響最強(qiáng)(圖4),發(fā)生了中軸脊-柱相互作用,并向西逐漸衰減,但相對西南印度洋東段仍然是強(qiáng)脊-柱相互作用地區(qū),因而也應(yīng)當(dāng)是熱液成礦作用活躍地段。該區(qū)脊-柱相互作用與大西洋中脊和冰島的過程可能類似,沿向冰島南部岸線延伸的Reykjanes段洋中脊方向,熔巖地球化學(xué)成分發(fā)生遞變證明了冰島的脊-柱相互作用方向。

以Marion熱點(diǎn)和西南印度洋洋中脊相互作用為例,當(dāng)洋中脊與地幔柱空間上間距變化時,可能出現(xiàn)不同的脊-柱相互作用(圖8)。120～87 Ma其間,Marion地幔柱只是導(dǎo)致馬達(dá)加斯加和南極陸塊分離,早期在馬達(dá)加斯加出現(xiàn)雙峰式巖漿活動,后期出現(xiàn)洋殼,但Marion地幔柱并沒有突破洋殼形成熱點(diǎn)。90 Ma或87 Ma時,Marion地幔柱與洋中脊之間的巖石圈充分受熱和軟化,地幔柱可能突破洋殼,形成熱點(diǎn),并與西南印度洋洋中脊發(fā)生中軸脊-柱相互作用,大量的地幔柱物質(zhì)開始并入擴(kuò)張中心,這種情況下,地幔柱物質(zhì)進(jìn)入擴(kuò)張中心的通量要遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于進(jìn)入熱點(diǎn)島鏈的,地幔柱物質(zhì)進(jìn)入擴(kuò)張中心的通量增加,并沿軸部分,可能持續(xù)到 84 Ma(圖2和圖4)。60 Ma左右,當(dāng)擴(kuò)張中心突然移向地幔柱時有利于洋中脊躍遷,西南印度洋洋中脊向北躍遷(圖2),使得Marion熱點(diǎn)位于西南印度洋洋中脊南側(cè),并逐漸遠(yuǎn)離洋中脊,脊-柱相互作用減弱,但與洋中脊距離依然近到足以使一些地幔物質(zhì)沿巖石圈底部上升到洋中脊。40 Ma左右,熱點(diǎn)停止形成,地幔柱位于洋中脊中軸以南的洋殼下部,馬達(dá)加斯加等死亡的海底臺地、火山鏈和廢去的洋中脊段裂解而背離新的擴(kuò)張中心和Marion熱點(diǎn)向北運(yùn)動(圖5)。

4.2 印度洋海洋核雜巖與“濕點(diǎn)”成礦模式

隨著近年的調(diào)查程度的逐漸深入,人們也認(rèn)識到西南洋中脊熱液系統(tǒng)的獨(dú)特性和復(fù)雜性。首先,超慢速擴(kuò)張洋中脊的熱液活動頻度高。其次,其熱液成礦作用更加復(fù)雜。西南印度洋脊構(gòu)造地質(zhì)環(huán)境特殊,普遍裸露超基性巖或者基性/超基性雜巖(Zhou and Dick,2013),這種地幔直接裸露的過程可能與海洋核雜巖的形成相伴隨。地幔直接裸露洋底的后果是,超基性巖在強(qiáng)烈深切斷裂作用下與海水充分交代反應(yīng),并在蛇紋石化過程中釋放大量熱能,因而這些熱能可能是驅(qū)動熱液循環(huán)的重要熱源。在西南印度洋脊 49°E～53°E 段洋脊上發(fā)育了多金屬硫化物和富硅沉積等多種熱液沉積類型,因此,本文推斷西南印度洋脊熱液系統(tǒng)還存在一類不同于“熱點(diǎn)”模式的特殊的熱液成礦端元類型,這類熱液系統(tǒng)的熱源類型應(yīng)當(dāng)受蛇紋石化的“濕點(diǎn)”過程控制,如果是在受控于海洋核雜巖的地幔出露的區(qū)域,那么其熱液循環(huán)機(jī)制與海洋核雜巖形成過程相關(guān)。

圖8 西南印度洋擴(kuò)張中心向熱點(diǎn)遷移時脊-柱相互作用的可能模型Fig.8 Possible configuration of interaction between mantle plume and mid-ocean ridge when the SWIR migrated toward the hotspot

海洋核雜巖主要發(fā)育于慢速和超慢速擴(kuò)張脊附近。迄今,關(guān)于貧巖漿的慢速和超慢速擴(kuò)張脊成因,提出了很多動力學(xué)模型(李三忠等,2004a,b):例如,(1)“水頭損失”模型,在慢速擴(kuò)張脊處,巖漿上升要通過冷的和老的巖石圈組成的狹窄通道,與巖漿源連通的巖漿通道內(nèi)的黏性力足夠減少液壓,引起洋中脊軸部的沉降(Condie,2001)。水壓損失與上升速度成正比,與通道直徑的立方成反比,水頭損失引起裂谷肩部相對于洋底隆升,易于形成中央裂谷,斷裂深切,水化地幔巖,更有利于海洋核雜巖的形成和地幔巖的剝露。而快速擴(kuò)張脊由于通道是由更熱的巖石圈組成,水頭壓力損失較少,所以形成平緩的地形,而不形成中央裂谷。(2)依賴于巖漿黏度的機(jī)制,洋中脊下部上升的軟流圈可以對新形成的巖石圈施加一個黏滯拖拽力,這個拖拽力會阻止冠部巖石圈的上升,同時側(cè)翼巖石圈則沿正斷層面向上運(yùn)動(Chen and Morgan,1990)。這個模型將一個高黏度巖漿的出現(xiàn)與中央裂谷的形成聯(lián)系在一起。(3)巖石圈的“穩(wěn)態(tài)縮頸”模型(Condie,2001),中央裂谷是由裂谷下部韌性層在引張力作用下的縮頸作用和減薄作用形成的。由于下面不斷補(bǔ)充新的物質(zhì),所以這個層不會斷開。在慢速擴(kuò)張脊處,巖石圈的強(qiáng)度被認(rèn)為足夠大,以致于縮頸化形成了一個中央裂谷。(4)巖墻的侵入作用和分裂作用模式,在作用于均衡地勢上所引起的非彈性變形的疊加,這種穩(wěn)態(tài)地勢可以利用板塊冷卻理論預(yù)測。上述模型都認(rèn)為超慢速擴(kuò)張脊下部的地幔黏度較大,因而,最近也有人提出了脊吸力(ridge sunction)模式(Niu and Hékinian,2004),認(rèn)為超慢速擴(kuò)張脊脊吸力較小,不利于巖漿向超慢速擴(kuò)張脊聚集,因而是個貧巖漿洋中脊,但有利于深切斷裂形成、海水下滲,地幔巖和海水充分反應(yīng),因而導(dǎo)致海洋核雜巖的形成和相應(yīng)的成礦作用。

5 結(jié) 論

綜合以上研究,本文得出以下幾點(diǎn)新認(rèn)識:

(1)印度洋經(jīng)歷過復(fù)雜的構(gòu)造演化,本文基于板塊重建,結(jié)合前人熱點(diǎn)和年代學(xué)研究結(jié)果得出,120 Ma、90 Ma、84 Ma、65 Ma、40 Ma、24 Ma 和15 Ma依次在印度洋及鄰區(qū)發(fā)生了印度次大陸裂離岡瓦納大陸并出現(xiàn)古東南印度洋和 Kuergulen熱點(diǎn)活動、馬達(dá)加斯加陸塊裂離印度次大陸且馬達(dá)加斯加海臺形成、Marion等熱點(diǎn)活動和西南印度洋洋中脊向北躍遷、新特提斯洋消亡和印度與歐亞板塊碰撞、現(xiàn)今三叉洋中脊格局形成、中印度洋出現(xiàn)逆斷層和青藏高原快速隆升等一系列重大構(gòu)造事件,其中約80 Ma、60 Ma和40 Ma的3次重大的三聯(lián)點(diǎn)和洋中脊躍遷、重組對現(xiàn)今印度洋構(gòu)造格局的形成具有重要影響。其中,西南印度洋熱點(diǎn)比較發(fā)育,洋中脊先后受Marion熱點(diǎn)、Crozet熱點(diǎn)、Conrad熱點(diǎn)的影響,也曾經(jīng)經(jīng)歷了三次洋中脊躍遷,時間分別為80 Ma、60 Ma和40 Ma。

(2)西南印度洋早期洋中脊的形成起始于155 Ma左右,該過程與岡瓦納大陸裂解以來的大洋演化有關(guān)。最近20 Ma以來的洋中脊軸部發(fā)生過周期性拉分式斷陷、多米諾式箕狀斷陷、地塹式斷陷、海洋核雜巖等構(gòu)造過程。

(3)超慢速擴(kuò)張脊一般來說巖漿供應(yīng)量較少,理論上一般不發(fā)育熱液噴口,但西南印度洋洋中脊中段熱液噴口異常發(fā)育的原因有兩個:熱點(diǎn)-洋中脊的相互作用提供了外來熱源和地幔巖蛇紋石化釋放了大量熱能,伴隨這兩種過程發(fā)生了兩種成礦作用,即熱點(diǎn)-洋中脊相互作用相關(guān)的熱點(diǎn)模式和海洋核雜巖相關(guān)的濕點(diǎn)模式。

致謝:本文撰寫了兩年整,期間得到了很多專家的指點(diǎn),悉尼大學(xué)Dietmar Müller教授和Sabin博士在2013年9～11月李三忠訪問悉尼大學(xué)期間給予的指導(dǎo),也受益于與伍茲霍爾海洋研究所的林間教授的討論,中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所肖文交研究員和另兩位匿名審稿人提出了建設(shè)性修改建議,在此一并致以特別感謝。

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