巖漿與構(gòu)造作用對(duì)洋殼厚度的影響
——以西北印度洋為例

宋玨琛， 李江海*， 王志琛， 劉持恒

1 造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院， 北京 100871 2 北京大學(xué)石油與天然氣研究中心, 北京 100871 3 地質(zhì)礦產(chǎn)資源部北京鈾地質(zhì)研究所, 北京 100029

0 引言

洋中脊的海底構(gòu)造特征和其運(yùn)動(dòng)學(xué)特征密切相關(guān)，不同擴(kuò)張速率的洋中脊具有不同的洋殼熱結(jié)構(gòu)(Behn et al.,2002; Carbotte et al.,2016; Macdonald,1982; Shaw,1992).一般認(rèn)為，快速和中速擴(kuò)張洋中脊軸部具有較高的地形，其下部巖漿補(bǔ)給充足，洋中脊軸向上具有穩(wěn)定的洋殼熱結(jié)構(gòu)，洋殼厚度約為6.7 km(Canales et al.,2003)；而在慢速和超慢速擴(kuò)張洋中脊，由于巖漿補(bǔ)給相對(duì)匱乏，洋中脊軸向熱結(jié)構(gòu)不穩(wěn)定，其軸部通常發(fā)育中央裂谷，軸向洋殼厚度差異很大，表現(xiàn)為從洋中脊段中部向末端厚度呈現(xiàn)減薄的趨勢(shì)，洋中脊段末端洋殼厚度通常為2～3 km(Lin and Morgan,1992; Searle,2013).

前人研究發(fā)現(xiàn)，洋中脊周緣區(qū)域構(gòu)造背景同樣影響著洋殼厚度分布特征(Goff et al.,1995; Morgan and Chen,1993; Tucholke and Lin,1994).地震實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，全球洋殼平均厚度約為7.1 km(White et al.,1992)，而在西南印度洋中脊區(qū)域存在洋殼缺失現(xiàn)象，地幔巖石在拆離斷層的深掘過程中直接裸露于海底表面形成洋底核雜巖(Sauter et al.,2013)；相反，在毗鄰冰島熱點(diǎn)的北大西洋區(qū)域形成的洋殼厚度可達(dá)20～40 km(Jenkins et al.,2017).在慢速擴(kuò)張洋中脊中，洋殼厚度變化受內(nèi)部構(gòu)造間斷的影響，在轉(zhuǎn)換斷層和非轉(zhuǎn)換不連續(xù)間斷處，洋殼厚度相對(duì)于洋中脊段減薄約2 km(Carbotte et al.,2016).假設(shè)巖漿遷移至洋中脊下部部分熔融區(qū)后以相近的析出效率形成洋殼，洋殼厚度便能很好地反映區(qū)域巖漿補(bǔ)給情況，對(duì)于研究洋中脊及周緣巖漿活動(dòng)和區(qū)域構(gòu)造演化具有很好的指示意義.

西北印度洋中脊包含中印度洋中脊和卡斯伯格洋中脊，是典型的慢速擴(kuò)張洋中脊(Pak et al.,2017).目前，西北印度洋中脊的研究與勘探程度相對(duì)較低，僅在中印度洋中脊和卡斯伯格洋中脊南部進(jìn)行過精細(xì)的地質(zhì)調(diào)查(Raju et al.,2008; Pak et al.,2017).前人對(duì)西北印度洋中脊的地質(zhì)研究，主要通過多波束地形測(cè)高、衛(wèi)星測(cè)高重力和磁力異常等大尺度地球物理勘探手段，借助于海底巖石樣品地球化學(xué)分析進(jìn)行研究，獲得了一些區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造特征及地球化學(xué)特征：Pak等(2017)利用多波束地形測(cè)高對(duì)中印度洋中脊進(jìn)行構(gòu)造解譯，獲得了多個(gè)洋底核雜巖海底地貌特征；Torsvik等(2013)根據(jù)巖石分析結(jié)果認(rèn)為西北印度洋在形成過程中受留尼汪地幔柱的影響而產(chǎn)生多個(gè)微陸塊，改變了大洋巖石圈的結(jié)構(gòu)和組成；Fontaine等(2015)借助地震數(shù)據(jù)對(duì)留尼汪至毛里求斯下部巖石結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)巖石圈厚度向東具有減薄的特征；Barruol等(2019)利用地震層析成像技術(shù)獲取了留尼汪熱點(diǎn)及鄰近的中印度洋中脊下部巖石圈及地幔的熱結(jié)構(gòu)；余星等(2019)對(duì)西北印度洋全區(qū)的構(gòu)造演化過程進(jìn)行了討論，厘定了其內(nèi)部構(gòu)造特征.但是并沒有研究來細(xì)致討論西北印度洋中脊和區(qū)域內(nèi)構(gòu)造活動(dòng)的動(dòng)力學(xué)聯(lián)系以及兩者相互作用下巖漿遷移和補(bǔ)給的特征.

目前獲取準(zhǔn)確的二維洋殼結(jié)構(gòu)主要是通過地震手段，但由于其耗資巨大和研究范圍有限，在西北印度洋并未大范圍應(yīng)用，僅在馬斯克林洋底高原和查戈斯—拉克代夫海嶺區(qū)域進(jìn)行過地震反射實(shí)驗(yàn)(Fontaine et al.,2015; Francis and Shor,1966).利用重力數(shù)據(jù)反演計(jì)算洋殼厚度是研究大尺度巖漿補(bǔ)給活動(dòng)的有效研究方法之一(Suo et al.,2017; Wang et al.,2011).本文以西北印度洋51°E—77°E， 26°S—20°N區(qū)域作為研究區(qū)，利用全球高精度水深數(shù)據(jù)和重力數(shù)據(jù)計(jì)算剩余地幔布格重力異常，運(yùn)用Parker-Oldenburg算法反演了覆蓋研究區(qū)的洋殼厚度.根據(jù)反演的洋殼厚度分布特征，探討西北印度洋區(qū)域巖漿補(bǔ)給狀態(tài)，以及周緣構(gòu)造活動(dòng)對(duì)洋殼厚度分布的影響，有助于理解西北印度洋區(qū)域巖漿與構(gòu)造演化過程.

1 地質(zhì)背景

西北印度洋位于印度大陸與非洲大陸之間，北接紅海，南部與南大洋相連(圖1).西北印度洋中脊是印度洋“入”字型洋中脊系統(tǒng)的西北支，與東南印度洋中脊和西南印度洋中脊對(duì)應(yīng)，南端為羅德里格斯三連點(diǎn)，北端為亞丁—?dú)W文—卡爾斯伯格洋中脊三聯(lián)點(diǎn)，是索馬里板塊和印澳板塊之間的離散型板塊邊界，包含中印度洋中脊和卡斯伯格洋中脊(Raju et al.,2008).洋中脊兩側(cè)發(fā)育多個(gè)深海盆地，包括索馬里深海盆地、阿拉伯深海盆地、中印度洋深海盆地等.洋中脊兩側(cè)發(fā)育的馬斯克林洋底高原和查戈斯—拉克代夫海嶺均為留尼汪熱點(diǎn)噴發(fā)的產(chǎn)物，受中印度洋洋中脊擴(kuò)張影響裂解為南、北兩段.

西北印度洋中脊是慢速擴(kuò)張洋中脊，全擴(kuò)張速率為22～55 mm·a-1(DeMets et al.,2010；Pak et al.,2017)，并且由北至南呈現(xiàn)速率增加的趨勢(shì).卡斯伯格洋中脊構(gòu)造分段性不明顯，其內(nèi)部大型轉(zhuǎn)換斷層發(fā)育較少(圖1)，在轉(zhuǎn)換斷層不發(fā)育的區(qū)域，洋中脊由非轉(zhuǎn)換不連續(xù)間斷連接，在地形上顯示為不連續(xù)洋中脊段，但洋中脊未被錯(cuò)斷(韓喜球等,2012).中印度洋中脊構(gòu)造分段性相對(duì)明顯，受板塊活動(dòng)影響洋中脊被多個(gè)轉(zhuǎn)換斷層錯(cuò)斷，斷距較大.

圖1 西北印度洋構(gòu)造綱要圖底圖為海底地形圖，地形數(shù)據(jù)來自 SRTM 15+ (Tozer et al.,2019)Fig.1 Tectonic map of the Northwest Indian Ocean. The bathymetric data is from SRTM 15+ (Tozer et al.,2019)

2 洋殼厚度反演方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本文使用的水深數(shù)據(jù)為Tozer等(2019)發(fā)布的全球測(cè)高地形數(shù)據(jù)(SRTM15+)，空間分辨率可達(dá)15弧秒；地殼年齡數(shù)據(jù)為Müller等(2013)發(fā)布的空間分辨率為2弧分的洋殼年齡數(shù)據(jù)；沉積物厚度數(shù)據(jù)來自Straume等(2019)提供的全球沉積物厚度數(shù)據(jù)(GlobSed)，該數(shù)據(jù)在Divins(2003)和Whittaker等(2013)研究的基礎(chǔ)上對(duì)一些地區(qū)的海底沉積物厚度進(jìn)行了補(bǔ)充，數(shù)據(jù)空間分辨率為5弧分；空間重力異常數(shù)據(jù)采用Sandwell等(2014)發(fā)布的全球海洋重力數(shù)據(jù)，該數(shù)據(jù)整合了CryoSat-2和Jason-1的衛(wèi)星雷達(dá)數(shù)據(jù)，其精度可達(dá)2 mGal.

2.2 重力異常的校正與計(jì)算

本文利用Parker(1973)的方法，通過快速傅里葉變換的方法將網(wǎng)格數(shù)據(jù)的空間域轉(zhuǎn)換為頻率域進(jìn)行計(jì)算校正.假定海水、洋殼和地幔密度分別為1.03×103kg·m-3、2.7×103kg·m-3和3.3×103kg·m-3的條件下，在去除海水及沉積物的重力影響和參考洋殼厚度(6 km)的影響后，得到地幔布格重力異常(MBA，圖2b)，MBA主要反映洋殼厚度的變化以及地幔溫度的不均一性(Wang et al.,2011).

通常認(rèn)為洋中脊下部軟流圈上涌，巖漿經(jīng)過減壓熔融、析出的過程后形成玄武巖洋殼，在板塊運(yùn)動(dòng)的作用下向洋中脊兩側(cè)擴(kuò)張，隨著洋殼年齡的增長(zhǎng)巖石圈會(huì)發(fā)生熱沉降和熱收縮效應(yīng)而具有密度增加和厚度變大的特征(Niu and Green,2018)，這種效應(yīng)為巖石圈地幔的冷卻效應(yīng).從MBA中除去冷卻效應(yīng)引起的不均衡重力異常，得到剩余地幔布格重力異常(RMBA)，此方法是對(duì)大洋MBA值的進(jìn)一步校正.利用RMBA數(shù)據(jù)可以更準(zhǔn)確地反映海底莫霍面的起伏變化.為了消除巖石圈地幔冷卻效應(yīng)產(chǎn)生的重力異常，本文根據(jù)Turcotte和Schubert(2014)熱力學(xué)公式建立一維巖石圈熱結(jié)構(gòu)模型，假定模型的頂部溫度T0為0 ℃和底部(深度125 km)溫度T1為1350 ℃(正常洋中脊地幔潛熱)，然后采用分層計(jì)算的方法獲得不同深度層的巖石圈溫度：

式中τ為洋殼年齡(單位為Ma)，Ty為不同深度y(單位為m)的巖石圈溫度，κ為熱擴(kuò)散系數(shù)(取1.0×10-6m2·s-1)，erf為誤差函數(shù).代入洋殼年齡數(shù)據(jù)，得到巖石圈三維熱結(jié)構(gòu)模型，將整個(gè)巖石圈劃分為20層，每層的密度都以地幔巖石圈的密度為標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行轉(zhuǎn)換，可以得到巖石圈熱收縮狀態(tài)下每層巖石圈的密度(Turcotte and Schubert,2014)：

ρ-ρm=(T1-T)αρm，

式中，ρ為巖石圈密度(單位為kg·m-3)，ρ0為地幔巖石圈密度3.3×103kg·m-3，T為每層巖石圈溫度，T1為地幔巖石圈溫度1350 ℃，α為體積熱膨脹系數(shù)(本文取3.0×10-5K-1).最后將這20層的重力效應(yīng)進(jìn)行疊加，得到由于巖石圈冷卻效應(yīng)產(chǎn)生的巖石圈重力異常(圖2c).從MBA中去除此效應(yīng)即得到RMBA(圖2d).RMBA一般反映洋殼厚度、地幔虧損程度、地幔溫度和地?？紫抖茸兓?索艷慧,2014).在假定研究區(qū)內(nèi)洋殼與地幔密度均一的情況下，所有的RMBA變化都是由地殼厚度變化引起的，即RMBA可以直觀地反映大洋巖石圈底部莫霍面的起伏狀態(tài).

2.3 計(jì)算洋殼厚度

本文采用Parker-Oldenburg算法(Gómez-Ortiz and Agarwal,2005)，根據(jù)西北印度洋RMBA數(shù)據(jù)反演研究區(qū)下伏莫霍面相對(duì)深度：

式中F[Δg(x)]是RMBA的傅里葉變換，ρ是地幔與地殼密度差值，k是波數(shù)，h(x)是莫霍面的相對(duì)深度，G是引力常量，n為迭代次數(shù)，z0是參考莫霍面深度，反演后得到研究區(qū)相對(duì)莫霍面深度.

利用RMBA反演計(jì)算的莫霍面地形是一個(gè)相對(duì)值，需要減去研究區(qū)內(nèi)一個(gè)參考莫霍面深度獲得絕對(duì)莫霍面深度.本文參考Francis和Shor(1966)研究成果，選取Scripps Institution of Oceanography在西北印度洋地區(qū)設(shè)立的1號(hào)地震反射基站(位置見Francis and Shor,1966)所觀測(cè)到的莫霍面深度作為參考莫霍面深度進(jìn)而得到整個(gè)研究區(qū)絕對(duì)莫霍面深度.最后將計(jì)算得到的莫霍面深度減去水深和海底沉積物厚度，獲得西北印度洋區(qū)域洋殼厚度(圖4).

2.4 洋殼厚度檢驗(yàn)

將絕對(duì)莫霍面深度和洋殼厚度計(jì)算結(jié)果與研究區(qū)內(nèi)現(xiàn)有的地震觀測(cè)數(shù)據(jù)(Francis and Shor,1966)進(jìn)行對(duì)比，發(fā)現(xiàn)絕對(duì)莫霍面深度數(shù)據(jù)的均方根誤差為1.4 km，而洋殼厚度數(shù)據(jù)的均方根誤差為1.1 km.在一些站點(diǎn)，如位于中印度洋中脊中部的地震基站12和14(位置見文獻(xiàn)Francis and Shor,1966，下同)所觀測(cè)到的洋殼厚度為6.7 km和6.1 km，而反演獲得的洋殼厚度為6.4 km和6.5 km，洋殼厚度誤差可控制在0.4 km范圍內(nèi)；在位于查戈斯海溝的地震基站6和7觀測(cè)到的洋殼厚度為5.1 km和5.7 km，而反演獲得的洋殼厚度為5.6 km和6.7 km，可以看出反演結(jié)果與地震基站觀測(cè)到的洋殼厚度相近，誤差整體控制在1 km范圍內(nèi).

圖2 (a)西北印度洋空間重力異常(FAA)； (b)地幔布格重力異常(MBA)；(c)巖石圈冷卻產(chǎn)生的重力異常； (d)剩余地幔布格重力異常(RMBA)Fig.2 (a) Satellite-derived free-air anomaly (FAA); (b) Calculated mantle Bouguer anomaly (MBA); (c) Gravity anomaly caused by lithosphere thermal cooling; (d) Calculated residual mantle Bouguer anomaly (RMBA)

根據(jù)過洋底高原的地震反射數(shù)據(jù)顯示，過馬爾代夫—查戈斯的地震基站HMDM和KAAM顯示的洋殼厚度為20 km和18 km(位置及洋殼厚度信息見Fontaine et al.,2015)，本文重力反演得到的洋殼厚度為21 km和18.2 km.過馬爾代夫剖面顯示馬爾代夫洋殼厚度在10～25 km(Kunnummal et al.,2018)，本文計(jì)算的結(jié)果為10～22.5 km.在馬斯克林洋底高原南部地震反射剖面顯示的洋殼厚度為5～15 km(Francis and Shor,1966)，本文反演的結(jié)果為8～14 km.在過塞舌爾群島地震反射剖面顯示的洋殼厚度為5.4～7.8 km(Francis and Shor,1966)，而反演得到的厚度為6.4～7.7 km.根據(jù)對(duì)比結(jié)果顯示，本文所反演的洋殼厚度模型在洋中脊及多個(gè)洋底構(gòu)造單元區(qū)域具有較高的可靠性，可以較好地反映區(qū)域洋殼厚度差異及變化.

3 結(jié)果

空間重力異常較好地顯示了西北印度洋區(qū)域地形變化情況(圖2a).整體上看，西北印度洋中脊具有高重力異常值.地形上的強(qiáng)烈差異反映了局部構(gòu)造活動(dòng)的強(qiáng)烈差異，洋中脊段內(nèi)大型斷裂及兩側(cè)深海盆地具有較低重力異常值，而洋中脊兩側(cè)出現(xiàn)的大范圍空間重力正異常則與海底多個(gè)洋底高原的形成相關(guān)(Small and Danyushevsky,2003).

布格重力異常反映了地殼深部物質(zhì)密度及基底的起伏情況，在一定程度上可以指示區(qū)域地殼厚度的變化.根據(jù)布格重力異常顯示(圖2b)，洋中脊南北兩端洋殼相對(duì)于中段(5°S—5°N)洋殼厚度較小，反映洋中脊中段洋殼增生量較低，巖漿的補(bǔ)給量不足，洋中脊擴(kuò)張需要通過拆離斷層或者一系列正斷層完成，這種現(xiàn)象在一些中印度洋中脊的研究中得到證實(shí)(Pak et al.,2017).在洋中脊兩側(cè)洋底高原區(qū)域顯示較低的布格重力異常，反映區(qū)域洋殼厚度較大或是下部洋殼物質(zhì)密度較大；而在洋中脊兩側(cè)深海盆地則顯示布格重力正異常，反映區(qū)域洋殼厚度較低.值得注意的是，留尼汪熱點(diǎn)區(qū)域顯示布格重力負(fù)異常，反映充足的巖漿補(bǔ)給狀態(tài)下，洋殼增生量較高，形成的洋殼較厚.

洋殼厚度模型顯示(圖3)，西北印度洋平均洋殼厚度為7.8 km，區(qū)域內(nèi)洋殼厚度變化較為明顯，局部出現(xiàn)厚度異常區(qū)，最小厚度小于1 km，最大厚度可達(dá)25 km(圖4a).根據(jù)洋殼厚度的統(tǒng)計(jì)學(xué)分布特征，將全區(qū)內(nèi)洋殼分為三種類型：(1)薄洋殼(<4.5 km)，占研究區(qū)總面積的21%，洋殼體積占比為3%；(2)正常洋殼(4.5～6.5 km)，占研究區(qū)總面積的36%，洋殼體積占比為33%；(3)厚洋殼(>6.5 km)，占研究區(qū)總面積的43%，洋殼體積占比為64%.

根據(jù)西北印度洋中脊周緣(～40 Ma內(nèi))洋殼厚度變化特征，將西北印度洋中脊劃分為5個(gè)大型洋中脊段(圖4b)，分別為歐文—寶船轉(zhuǎn)換斷層洋中脊段(S1)、寶船—Vema轉(zhuǎn)換斷層洋中脊段(S2)、Vema轉(zhuǎn)換斷層—Marie Celeste轉(zhuǎn)換斷層洋中脊段(S3)、Marie Celeste轉(zhuǎn)換斷層—Egeria轉(zhuǎn)換斷層洋中脊段(S4)和Egeria轉(zhuǎn)換斷層—羅德里格斯三連點(diǎn)洋中脊段(S5).

3.1 薄洋殼

西北印度洋內(nèi)薄洋殼主要集中在多個(gè)深海盆地，包括S1洋中脊段兩側(cè)的索馬里深海盆地和阿拉伯深海盆地以及S5洋中脊段兩側(cè)的馬達(dá)加斯加深海盆地和中印度洋深海海盆，這些區(qū)域的洋殼厚度范圍為1～3 km(圖4).值得注意的是，S1洋中脊段兩側(cè)薄洋殼中心為歐文轉(zhuǎn)換斷層，洋殼厚度呈環(huán)帶狀向外增加，并且該變化與洋殼年齡的關(guān)系不明顯.在洋中脊轉(zhuǎn)換斷層處也零星存在一些局部的薄洋殼，這種現(xiàn)象在轉(zhuǎn)換斷層發(fā)育的中印度洋中脊中更為常見.另一顯著特征是，S5洋中脊段周緣薄洋殼分布較為對(duì)稱，并延伸至兩側(cè)的深海盆地.

3.2 正常洋殼

正常厚度的洋殼主要發(fā)育在洋中脊軸部?jī)蓚?cè)(除S2和S4洋中脊段)，洋殼厚度大約是6 km，洋殼年齡大多小于20 Ma，而在S1洋中脊段南側(cè)，正常洋殼的年齡可以達(dá)到50 Ma(圖4b).在S3洋中脊段，正常洋殼和厚洋殼混雜，洋殼年齡與洋殼厚度相關(guān)性不顯著，同時(shí)受兩端厚洋殼洋中脊段的影響，具有正?！裱髿み^渡的特征.對(duì)于S1洋中脊段，從北端(歐文轉(zhuǎn)換斷層)到南端(寶船轉(zhuǎn)換斷層)洋殼厚度則顯示出從薄到厚的變化特征.

3.3 厚洋殼

西北印度洋區(qū)內(nèi)厚洋殼主要分布在S2洋中脊段及右側(cè)的查戈斯—拉克代夫海嶺，塞舌爾—馬斯克林洋底高原以及S4洋中脊段(圖4).S4洋中脊段是距離留尼汪熱點(diǎn)最近的洋中脊段，洋殼厚度可達(dá)7～8 km，兩側(cè)厚洋殼年齡分布具有較好的對(duì)稱性(～20 Ma)，其他區(qū)域的厚洋殼與洋殼年齡相關(guān)性不顯著，但與熱點(diǎn)活動(dòng)軌跡具有很高的相關(guān)性，在塞舌爾—馬斯克林洋底高原下伏的厚洋殼延伸至留尼汪熱點(diǎn)，并且洋底高原范圍內(nèi)的洋殼厚度可達(dá)20 km.

圖3 西北印度洋洋殼厚度(a)面積分布圖，(b)體積分布圖洋殼厚度峰值為5.7 km，厚度間隔0.2 km，洋殼厚度峰值的1/e分別對(duì)應(yīng)4.5 km和6.5 km作為薄、厚洋殼的分界線，白色、灰色和黑色條帶分別對(duì)應(yīng)薄洋殼、正常洋殼和厚洋殼.Fig.3 Distribution of (a) oceanic crustal area and (b) volume in the Northwest Indian Ocean as a function of crustal thickness at 0.2 km intervalsPeak value in the crustal thickness distribution is 5.7 km for the NWIR. Crustal thickness values of 4.5 and 6.5 km, respectively, correspond to 1/e of the peak value. We use rounded values of 4.5 km and 6.5 km as boundary values between thin, normal, and thick crust. Shading: thin crust (<4 km, white bars), normal crust (4.5～6.5 km, gray bars), and thickened crust (>6.5 km, dark bars).

圖4 (a) 西北印度洋洋殼厚度分布圖； (b) 三種洋殼厚度分布及洋中脊分段圖Fig.4 (a) Map of oceanic crustal thickness for Northwest Indian Ocean; (b) The distribution of three types of oceanic crust: thin crust (<4.5 km), normal crust (4.5～6.5 km) and thick crust (>6.5 km), and the segmentation of NWIR

4 討論

4.1 薄洋殼形成機(jī)制

通過對(duì)西北印度洋中脊周緣(～40 Ma內(nèi))洋殼厚度分布進(jìn)行分析，可見薄洋殼的發(fā)育與轉(zhuǎn)換斷層的位置具有很強(qiáng)的空間聯(lián)系(圖4b).位于S1洋中脊段南北兩側(cè)薄洋殼毗鄰歐文轉(zhuǎn)換斷層，該斷層是阿拉伯板塊和印度板塊之間的轉(zhuǎn)換邊界，將希巴(Sheba)洋中脊和卡斯伯格洋中脊錯(cuò)斷，斷距約300 km，具有左旋拉張屬性(Gordon and DeMets,1989；Fournier et al.,2008).Sclater等(2005)認(rèn)為大型轉(zhuǎn)換斷層內(nèi)部存在多組弧狀拉分盆地，洋殼在轉(zhuǎn)換斷層與洋脊交匯的地方被拉分減薄.劉持恒等(2018)認(rèn)為具有拉張分量的轉(zhuǎn)換斷層可將其附近的洋殼拉張減薄，薄洋殼會(huì)在轉(zhuǎn)換斷層兩側(cè)對(duì)稱分布，并在西南印度洋中脊區(qū)域?qū)⑥D(zhuǎn)換斷層的位移量與周緣洋殼減薄厚度進(jìn)行定量研究，發(fā)現(xiàn)兩者之間具有很好的正相關(guān)性，平均每公里位移量的轉(zhuǎn)換斷層可引起約8 m的洋殼厚度減薄.由此可以估算歐文轉(zhuǎn)換斷層附近洋殼減薄約2.5 km，與文本的計(jì)算結(jié)果一致(圖4a).

轉(zhuǎn)換斷層作為特殊的板塊邊界，與洋中脊具有顯著的巖石圈屬性差異(Gregg et al.,2007).Sempéré等(1993)認(rèn)為轉(zhuǎn)換斷層周圍的海底地形會(huì)加深500～2000 m，地形的變化受控于其底部地殼與地幔的密度結(jié)構(gòu)變化，在轉(zhuǎn)換斷層附近存在較高密度的巖石圈是由于較薄的洋殼厚度或較低的上地幔溫度.轉(zhuǎn)換斷層作為相對(duì)冷的板塊邊界，其下部的巖漿會(huì)趨向洋脊段中部運(yùn)移而遠(yuǎn)離轉(zhuǎn)換斷層形成薄洋殼(Morgan and Forsyth,1988).盡管在東太平洋隆轉(zhuǎn)換斷層區(qū)域發(fā)現(xiàn)厚洋殼的發(fā)育，但在慢速擴(kuò)張洋中脊區(qū)域，轉(zhuǎn)換斷層與洋中脊段之間的洋殼厚度差值還是大于快速擴(kuò)張洋中脊(Gregg et al.,2007).同時(shí)，在轉(zhuǎn)換斷層附近發(fā)育的軸向火山脊(AVR)會(huì)被分解成孤立的海山群或海山鏈，表明在洋中脊與轉(zhuǎn)換斷層交匯處附近的巖漿補(bǔ)給十分有限，形成的洋殼厚度更薄(Smith and Cann,1999)，這些現(xiàn)象在轉(zhuǎn)換斷層發(fā)育的中印度洋中脊中更為常見.除此之外，轉(zhuǎn)換斷層區(qū)域具有較高程度的破裂和高孔隙的特征(圖6a)，這些性質(zhì)同樣會(huì)引起局部較高的RMBA(Gregg et al.,2007)，導(dǎo)致薄洋殼的出現(xiàn).

相對(duì)于S1洋中脊段兩側(cè)薄洋殼形成環(huán)境，S5洋中脊段兩側(cè)(～40 Ma內(nèi))薄洋殼則可能受地幔潛熱的影響(圖6a).Niu 和 Hékinian.(1997)認(rèn)為，較低的巖漿熔融程度和較低的板塊擴(kuò)張速率環(huán)境下形成的洋殼厚度較小，地幔溫度變化和板塊擴(kuò)張速率是地幔熔融程度和深度的主要控制因素.根據(jù)全球洋中脊下地幔潛熱研究成果(Dalton et al.,2014)，S1洋中脊段西北端和S5洋中脊段相對(duì)于整條西北印度洋中脊具有較低的地幔潛熱(1350～1370 ℃)，但均略高于正常洋中脊1350 ℃地幔潛熱.值得注意的是，與S5洋中脊段相連的西南印度洋中脊東北端地幔潛熱約為1320 ℃，東南印度洋西北端地幔潛熱約為1350 ℃.較低的地幔潛熱導(dǎo)致較低程度的地幔熔融，形成較薄的洋殼.根據(jù)以上研究，推測(cè)歐文轉(zhuǎn)換斷層是S1洋中脊段兩側(cè)薄洋殼發(fā)育的主控因素，S5洋中脊段兩側(cè)薄洋殼發(fā)育受地幔潛熱控制(圖6a).在慢速擴(kuò)張速率下，洋中脊擴(kuò)張速率對(duì)薄洋殼的發(fā)育影響不顯著.

4.2 厚洋殼形成機(jī)制

西北印度洋厚洋殼主要分布于中印度洋中脊東北和西南兩側(cè)的洋底高原和無震海嶺(圖4).Kerr(1998)認(rèn)為洋底高原是形成時(shí)間短、規(guī)模巨大的海底大型火成巖省，具有較厚的洋殼特征；Mooney等(1998)認(rèn)為洋底高原由斷裂的大陸地殼構(gòu)成.但廣泛接受的解釋是洋底高原的形成受熱點(diǎn)活動(dòng)影響(陸鹿等,2016)，一方面地幔柱上涌會(huì)加熱上覆巖石圈加速該區(qū)域的部分熔融作用，形成厚洋殼，另一方面地幔柱也為洋底高原的形成提供了充足的巖漿(Farnetani and Richards,1994).

西北印度洋內(nèi)活動(dòng)的熱點(diǎn)為留尼汪熱點(diǎn)，與查戈斯—拉克代夫海嶺和馬斯克林洋底高原具有很強(qiáng)的時(shí)空關(guān)系(Torsvik et al.,2013).留尼汪熱點(diǎn)下伏地幔柱在65 Ma時(shí)期到達(dá)地表，在印度板塊西緣噴發(fā)，形成德干高原玄武巖(Keller et al.,2011).此后，隨著印度板塊的漂移，熱點(diǎn)軌跡形成了查戈斯—拉克代夫海嶺并在大約40 Ma的時(shí)候發(fā)生“躍遷”，隨后在塞舌爾東南邊形成馬斯克林洋底高原并最終“到達(dá)”現(xiàn)今的位置.根據(jù)洋殼厚度分布圖顯示(圖4b)，留尼汪熱點(diǎn)移動(dòng)軌跡與厚洋殼的分布具有很好的耦合性，熱點(diǎn)下方的地幔柱為局部洋殼的形成提供了充足的巖漿補(bǔ)給，并在高溫的作用下提高了部分熔融作用程度，使更多的巖漿形成洋殼.隨著板塊的遷移，熱點(diǎn)活動(dòng)形成的厚洋殼呈現(xiàn)區(qū)域性分布(Torsvik et al.,2013).

圖5 西北印度洋中脊S4段與留尼汪熱點(diǎn)周緣層析成像水平切片白線實(shí)線為洋中脊位置，白色虛線為洋殼年齡等時(shí)線，白色箭頭為推測(cè)巖漿遷移方向，層析成像數(shù)據(jù)來自Barruol等(2019)，地形數(shù)據(jù)來自SRTM 15+.圖中黑色虛線為剪切波波速比值等值線，單位為δVs/Vs(%).Fig.5 Seismological imaging of the S4 ridge segment of NWIR, from Réunion to the CIRThe white thick line shows the location of CIR, the dash white lines show the age of oceanic crust and the white arrows indicate the migration direction of melt. The data of seismological imaging is from Barruol et al. (2019) and the bathymetric data is from SRTM 15+.

S4洋中脊段作為現(xiàn)今與留尼汪熱點(diǎn)距離最近的洋中脊段，根據(jù)洋殼厚度分布圖顯示在約40 Ma的時(shí)間內(nèi)存在洋殼厚度異常(圖4b).Nauret等(2006)對(duì)S4洋中脊段進(jìn)行海底巖石采樣分析，從巖石學(xué)的角度認(rèn)為該段產(chǎn)出的玄武巖與留尼汪熱點(diǎn)不具有同源性；相反，Murton等(2005)認(rèn)為中印度洋中脊南部S4洋中脊段玄武巖成分異常，是留尼汪熱點(diǎn)與洋脊相互作用的結(jié)果，是留尼汪熱點(diǎn)與洋中脊巖漿混染的產(chǎn)物.通過地球物理手段,對(duì)S4洋中脊段周緣MBA和S 波速度進(jìn)行分析，建立洋中脊巖石圈密度結(jié)構(gòu)和溫度結(jié)構(gòu).根據(jù)MBA顯示，S4洋中脊段西側(cè)延伸出較低的布格重力異常，反映出莫霍面下涌存在較厚的洋殼，并且淺部洋殼具有一定的連續(xù)性，從S4段向留尼汪熱點(diǎn)尖滅(圖2b).根據(jù)S4洋中脊段周緣地震層析成像模型(Barruol et al.,2019)，在90 km深度下留尼汪熱點(diǎn)與S4洋中脊段同時(shí)具有S波速正異常，說明具有相近的地幔溫度，推測(cè)該深度下兩者地幔熔融物質(zhì)聯(lián)系緊密，并且隨著深度逐漸減小，熔融物質(zhì)在地幔對(duì)流的作用下逐漸從熱點(diǎn)向洋中脊遷移，最終在大約50 km深度完成遷移(圖5)，此現(xiàn)象同樣與MBA尖滅狀的特征相對(duì)應(yīng)(圖2b).S4洋中脊段在留尼汪熱點(diǎn)充足的物質(zhì)供應(yīng)下，發(fā)育明顯的厚洋殼，反映出熱點(diǎn)與洋中脊的強(qiáng)相互作用(李三忠等，2015)，認(rèn)為熱點(diǎn)對(duì)該區(qū)域內(nèi)厚洋殼的發(fā)育起到了至關(guān)重要的作用(圖6b).

圖6 (a) 薄洋殼與正常洋殼形成模式圖； (b) 厚洋殼形成模式圖白色箭頭指示洋中脊擴(kuò)張方向，黑色箭頭指示地幔流運(yùn)動(dòng)方向，黑色虛線表示巖石圈底部700 ℃等溫線，其上部為巖石圈，轉(zhuǎn)換斷層處白色折線指示斷裂帶.半圓形塊體指示巖漿聚集區(qū)，一般認(rèn)為巖漿會(huì)從轉(zhuǎn)換斷層區(qū)域遷移至洋中脊下部形成正常洋殼，而在地幔柱和高地幔潛熱區(qū)域會(huì)形成較厚洋殼，在轉(zhuǎn)換斷層和低地幔潛熱區(qū)域會(huì)形成較薄洋殼.Fig.6 Models of the formation for (a) thin, normal, and (b) thick crustLarge white arrows indicate the spreading direction of mid-ocean ridge; smaller black arrows indicate mantle flow. The grey area with black dot line represents the lithosphere as defined by the 700 ℃ isotherm, while the white lines within transform fault indicate cracks. A semicircular block indicates a melt focus area, in this case spreading ridges exhibit focused mantle upwelling at segment centers and crustal thinning towards segment ends and transform faults. In addition, within the area of hot spot and higher mantle temperature it shows thicker oceanic crustal thickness while in the area of lower mantle temperature it exhibits thinner oceanic crustal thickness.

與S4洋中脊段毗鄰具有正常洋殼厚度的S3洋中脊段，在20 Ma內(nèi)發(fā)育零星厚洋殼(圖4b).Yi等(2014)通過研究西北印度洋S3洋中脊段的玄武巖地球化學(xué)特征，發(fā)現(xiàn)該段玄武巖成分變化較大，指示下部地幔源區(qū)受不同程度的富集改造而引起巖漿熔融程度的不均一性，導(dǎo)致在此區(qū)域存在正常-厚洋殼混雜的“過渡型”洋殼特征，也是熱點(diǎn)與洋中脊相互作用的產(chǎn)物.S3洋中脊段內(nèi)洋殼厚度變化在1 km范圍內(nèi)，而地幔潛熱變化在10 ℃范圍內(nèi)，根據(jù)Suo等(2020)在研究東南印度洋中脊周緣洋殼厚度的研究結(jié)果，認(rèn)為該段內(nèi)洋殼厚度差異受地幔虧損作用影響.

相對(duì)于S4洋中脊段，現(xiàn)今S2洋中脊段遠(yuǎn)離熱點(diǎn)活動(dòng)，但在40 Ma內(nèi)仍有厚洋殼發(fā)育(圖4b).根據(jù)Dalton等(2014)研究成果認(rèn)為洋殼厚度異常與當(dāng)?shù)剌^高的地幔潛熱相關(guān)(1370～1400 ℃)，高于正常洋中脊地幔潛熱的溫度，使得S2洋中脊段下部巖漿具有更高的部分熔融作用程度，形成相對(duì)更厚的洋殼(20～0 Ma時(shí)期內(nèi))，并且認(rèn)為高地幔潛熱是S2洋中脊段厚洋殼形成的主控因素(圖6b).值得注意的是，在50～40 Ma時(shí)期，留尼汪熱點(diǎn)“遷移”至S2洋中脊段東側(cè)，與其右側(cè)厚洋殼異常的分布相對(duì)應(yīng).參照S4洋中脊段與留尼汪熱點(diǎn)的關(guān)系，推測(cè)在50～40 Ma時(shí)期，留尼汪熱點(diǎn)與S2洋中脊段深部物質(zhì)交流密切，熱點(diǎn)與洋中脊存在強(qiáng)相互作用，熱點(diǎn)活動(dòng)在一定程度上對(duì)洋中脊下伏巖漿進(jìn)行補(bǔ)給形成與S4洋中脊段相似的厚洋殼，并且此處厚洋殼的形成與洋殼年齡相吻合.

塞舌爾洋底高原位于馬斯克林洋底高原西北側(cè)，同樣具有較高的洋殼厚度(圖4).值得注意的是，塞舌爾地區(qū)存在一系列大型花崗巖島嶼，被認(rèn)為是大陸裂解的產(chǎn)物，而被命名為塞舌爾微陸塊.印度板塊與塞舌爾微陸塊的分離通常被認(rèn)為是受留尼汪熱點(diǎn)的活動(dòng)影響(Chatterjee et al.，2013).而Hammond等(2013)認(rèn)為，塞舌爾微陸塊除了受留尼汪熱點(diǎn)活動(dòng)影響，還受馬里昂熱點(diǎn)影響，在馬達(dá)加斯加—塞舌爾—印度板塊裂解的過程中，塞舌爾洋底高原下地殼混入約30 km厚大陸巖石圈物質(zhì)，造成局部洋殼厚度異常.Suo等(2020)認(rèn)為大洋地幔中的微陸塊會(huì)降低地幔溫度而導(dǎo)致洋殼厚度減薄，由此推測(cè)由于塞舌爾洋底高原下部微陸塊所處位置較淺，并未對(duì)地幔溫度進(jìn)行大范圍影響，成為洋殼的重要組成部分.可以看出，洋殼厚度異常還受微陸塊裂解、漂移以及所處深度的影響.

5 結(jié)論

(1)西北印度洋洋殼厚度受區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)影響變化明顯，區(qū)內(nèi)平均洋殼厚度為7.8 km.根據(jù)洋殼厚度的統(tǒng)計(jì)學(xué)分布特征，將區(qū)域內(nèi)洋殼分為三種類型：0～4.5 km厚度的薄洋殼、4.5～6.5 km厚度的正常洋殼和大于6.5 km的厚洋殼.

(2)根據(jù)西北印度洋中脊周緣(～ 40 Ma內(nèi))洋殼厚度變化特征，可以將西北印度洋中脊劃分為5個(gè)洋中脊段(S1—S5)，其中S2和S4洋中脊段受留尼汪熱點(diǎn)影響發(fā)育較厚的洋殼(7～8 km)，S3洋中脊段周緣洋殼厚度變化較大(6～8 km)，顯示出正常-厚洋殼過渡的特征，S1和S5洋中脊段受熱點(diǎn)影響不明顯，具有正常洋殼厚度特征(～6 km).

(3)西北印度洋洋殼厚度主要由區(qū)域構(gòu)造背景和地幔溫度控制.受轉(zhuǎn)換斷層影響的薄洋殼主要集中在歐文轉(zhuǎn)換斷層兩側(cè)，轉(zhuǎn)換斷層位移量越大，引起洋殼減薄的厚度越大，計(jì)算得到的減薄厚度約為2.5 km；而受低地幔溫度控制的薄洋殼集中在S5洋中脊段鄰近的深海盆地.厚洋殼的發(fā)育受熱點(diǎn)活動(dòng)控制和高地幔溫度影響，根據(jù)地球物理手段和地球化學(xué)分析結(jié)果，S4洋中脊段顯示出較強(qiáng)的熱點(diǎn)與洋中脊相互作用.在馬達(dá)加斯加—塞舌爾—印度板塊裂解的過程中，大陸與大洋巖石圈物質(zhì)混雜也可能是導(dǎo)致洋殼厚度差異的原因之一.

致謝感謝三位匿名審稿人對(duì)文章提供的寶貴修改意見，感謝編輯部在本文送審、編輯等方面做出的工作.文中大部分圖件使用GMT軟件(Wessel et al.,2019)繪制.