N1～N4 示意洋中脊分段, NTD1 和 NTD2 为非转换不连续带, 带编号的白色实线示意图 8 及图 9(c)和(d)中剖面位置
图1 研究区地形
Fig. 1 Topography of the study area
北京大学学报(自然科学版) 第61卷 第5期 2025年9月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 61, No. 5 (Sept. 2025)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2025.025
中国大洋“十三五”课题(DY135-S2-1-01, DY135-S1-1-03)资助
收稿日期: 2024–05–06;
修回日期: 2024–11–28
摘要 利用高精度船载多波束测深数据及重力异常数据, 分析大西洋中脊(MAR) 30.00°—31.55°N 段的断层构造与岩浆活动特征。首先基于研究区多波束测深数据及坡度、粗糙度、曲率信息, 识别出断层和火山地貌两种主要地貌样式。断层地貌可划分为拆离断层、E 型断层和 C 型断层 3 种典型样式, 全区 E 型断层主要分布在洋中脊两翼离轴距离 20～50km 的区域, C 型断层在离轴距离 0～20km 近轴及洋中脊裂谷区域附近分布相对密集。然后基于 13 条穿轴剖面, 计算断层水平断距和构造应变率(T)。研究结果表明, 区域内不对称扩张现象显著。在岩浆供给充足或洋中脊近轴及洋中脊裂谷区域, T 值偏小, 通常形成较厚的洋壳及水平断距较小的 C 型断层; 在岩浆供给贫乏或远离洋中脊的区域, 往往形成薄洋壳, T 值较大, 多发育水平断距较大的E 型断层和拆离断层。
关键词 大西洋中脊(MAR); 多波束地形; 构造作用; 岩浆活动
大洋中脊洋壳增生的样式受下方输入热量与上方热量吸收之间的平衡关系控制, 而这种平衡关系又受扩散速率、岩浆输入和热液活动等因素影响[1–3]。洋中脊的洋壳结构主要是岩浆活动与构造活动相互作用的结果。在岩浆贫乏时期或岩浆贫乏地区, 构造伸展作用占据主导地位, 洋中脊扩张过程中主要发育正断层和大型拆离断层, 很少有岩浆活动[4–7]。在岩浆供给充足时期或岩浆供给丰富的地区, 岩浆作用主导洋中脊扩展过程, 主要包括岩浆侵位、熔岩流喷发等, 很少有断裂发生。构造活动和岩浆活动对大洋岩石圈的热结构和海洋核杂岩(oceanic core complex, OCC)的形成与演化以及洋中脊热液成矿过程有着非常重要的影响[8–10]。
洋中脊附近的海底地形受风化剥蚀作用的影响较小, 可以较好地保留其形成的地质过程[11]。对于慢速扩张洋中脊, 由于岩浆供给在时间和空间尺度上均不稳定, 高精度地形可以较好地反不同的地质过程[12]。对于慢速扩张洋中脊, 前人利用不同精度的地形数据来反映其构造演化[13]。另外, 有学者通过给定岩浆作用与构造作用在洋中脊发育过程中的比值, 正演不同比值下大洋岩石圈的结构特征[14]。
大西洋中脊(Mid-Atlantic Ridge, MAR)Atlantis转换断层及其邻近的 Atlantis 地块海洋核杂岩形成区域是近几十年来多项地质和地球物理调查研究的焦点, 但相关研究多集中在构造演化[15]、洋壳结构[16]、地震活动[17]和岩石学特征[18]等方面, 由于缺乏精度较高的多波束测深数据和重力数据, 导致对 Atlantis 转换断层以北 Atlantis 地块海洋核杂岩形成区域洋壳增生的构造与岩浆过程的研究尚不够深入, 对区域内地貌断层特征及洋壳增生的地球动力学过程的认识尚不够清晰。
本文通过高精度多波束水深数据和重力异常数据, 研究大西洋中脊(MAR) 30.00°—31.55°N段的地形地貌特征、重力异常特征以及洋壳增生的构造与岩浆活动特征, 探究慢速扩张洋中脊地形地貌尤其是断层的发育特征, 以期进一步了解慢速扩张洋中脊洋壳增生的地球动力学过程。
研究区位于大西洋中脊 Atlantis 转换断层以北, 目前全扩张速率约为 26mm/a, 非对称扩张现象显著[13]。依据研究区地形地貌特征, 尤其是轴部火山脊和中央裂谷的分布, 并结合前人的分段结果[19], 将大西洋中脊 30.00°—31.55°N 段划分为4 条二级洋脊段, 它们以约 40°的走向呈阶梯状扩张, 本文将其从南至北分别命名为 N1 段、N2 段、N3 段和 N4段, 各段之间不连续, 被非转换不连续(non-transform discontinuity, NTD)带分隔, 其中 N2 段与 N3 段之间的 30.78°—30.90°N 区域称为 NTD1, N3 段与 N4 段之间的 31.13°—31.22°N 区域称为 NTD2(图 1)。研究区内各洋脊段的形态特征表现为 1～2km 深的陡峭中央裂谷, 延伸长度为 9～39km, 偏移距离为 8～ 15km, 非转换不连续间断带的延伸长度为 5～10km。研究区内岩浆供给沿洋中脊剧烈变化, 作为构造–岩浆作用的产物, 构造地貌呈现轴部火山脊和陡峭断层崖交替出现的现象。大部分区域轴部发育裂谷, 地形沿洋中脊起伏较大。
本文采用的高精度多波束地形数据下载自海洋地球科学数据系统(Marine Geoscience Data System, MGDS)(http://www.marine-geo.org), 数据的网格空间分辨率约为 100m。对于测线之间未完全覆盖的地形区域, 本文采用 15 弧秒的卫星重力预测水深数据 STRM15 PLUS[20]。
为了识别和区分不同的地貌单元, 本文计算地形坡度、粗糙度以及曲率网格。坡度是表征地形上某一点切平面相对水平面的最大倾斜度, 是曲面的一阶导数。在慢速扩张洋中脊区域发育的断层通常具有较大的坡度(整体上大于 20°), 且沿洋中脊具有较好的连续性, 因此依据坡度可以有效地区分断层和火山地貌[21]。同时, 根据地形的坡度变化可以确定断层发育的位置, 坡度的分布特征可以帮助确定断层的构造走向。洋中脊区域的火山建造在地貌上呈圆丘或圆顶状, 具有明显的环形边界结构。只凭借地形坡度, 不能完整地刻画断层边界; 辅以地形曲率, 则可以有效地识别断层终止区域。地形曲率表征坡度在平面上的变化率, 是地形相对于水平坐标轴的二阶导数, 表示坡度在平面上的变化情况, 常用于识别海底明显的线理构造, 如洋中脊两侧平直的断层脊。在慢速扩张洋中脊洋壳构造活动显著的区域, 拆离断层的长期滑移会导致断层发生离轴旋转, 并产生低至 10°～20°的断层倾角, 只借助地形坡度和曲率, 难以有效地识别低角度断层。因此, 本文计算地形粗糙度(区域内地形最大值与平均值的差异)。结合地形坡度和粗糙度, 进一步识别坡度较小但表面光滑的低角度正断层面。
N1～N4 示意洋中脊分段, NTD1 和 NTD2 为非转换不连续带, 带编号的白色实线示意图 8 及图 9(c)和(d)中剖面位置
图1 研究区地形
Fig. 1 Topography of the study area
本文使用的重力数据采集自大洋考察 EW9210和 RC2912 航次, 并采用 Grindlay 等[22]的方法, 计算研究区地幔布格重力异常(mantle Bouguer gravity anomaly, MBA)。
假设洋壳厚度恒定, 洋壳、上地幔和海水的密度分别为 2900, 3300 和 1030kg/m3, 减去 6km 参考洋壳厚度造成的重力贡献, 得到 MBA。预计 MBA中很大一部分来自上地幔的跨轴温度梯度, 这是洋中脊轴下方的上升流和板块冷却造成的。本文计算地幔热结构引起的重力贡献, 并从 MBA 中减去它, 得到剩余地幔布格重力异常(residual mantle Bou-guer gravity anomaly, RMBA)值。RMBA 主要反映洋壳厚度、地幔亏损程度、地幔潜热和地幔孔隙度的变化[23], 是判定洋壳厚度变化的一个重要参考因素, RMBA 为正值意味着洋壳较薄, 为负值则表示洋壳较厚[24]。
自由空气重力异常(free air anomaly, FAA)值可以直观地反映地形起伏变化特征(图 2(a))。研究区FAA 低值区域主要分布在洋中脊轴部陡峭的中央裂谷处, 裂谷壁内发育的轴部火山脊通常具有最小的 FAA 值。研究区 MBA 和 RMBA 值的分布具有慢速扩张洋中脊较为典型的“牛眼状”形态特征[7](图2(b)和(c)), 可能是由洋壳厚度沿洋中脊的剧烈变化和跨洋中脊方向岩石圈冷却的综合效应引起[24], 指示在洋中脊段的中部具有环形结构的地幔布格重力异常负值, 反映较富足的岩浆供给, 具有较厚洋壳和较薄岩石圈的结构; 在洋中脊段末端则表现为地幔布格重力异常正值, 反映岩浆供给较匮乏, 具有较薄洋壳和较厚岩石圈的结构。
图2 研究区自由空气重力异常(FAA) (a)、地幔布格重力异常(MBA) (b)和剩余地幔布格重力异常(RMBA) (c)
Fig. 2 Calculated free air gravity anomaly (a), calculated mantle Bouguer anomaly (b) and calculated residual mantle Bouguer anomaly (c) of the study area
RMBA 高值反映地幔偏重或洋壳偏薄。研究区RMBA 高值区主要分布在转换断层及其邻近的 N1段轴部和 Atlantis 地块海洋核杂岩周缘, 呈现离转换断层越近, RMBA 值越大的特征。此外, RMBA 高值区在洋中脊段的末端或洋中脊间断带的局部均有分布, 并且主要分布在 NTD 带, 指示该区域及其周缘的岩浆熔体供给相对较少(图 2(c))。RMBA 低值区集中分布在 N2 段、N3 段和 N4 段的中心部位, 且远离轴部时 RMBA 值趋于增大。RMBA 在各洋中脊段内整体上呈现极不均一的特征, 全区 RMBA低值区域主要分布在洋中脊段的中心, 相比洋中脊段的末端, 呈现较浅的洋中脊轴部地形。其中, N4段轴部区域是沿洋中脊 RMBA 值最小、洋壳最厚、岩浆供给最富足的区域, 其他 RMBA 低值区域多分布在远离洋中脊中央裂谷的两翼(图 2(c))。
根据上述多波束地形坡度、粗糙度、曲率特征, 可识别研究区火山和断层两种典型地貌类型。
研究区洋中脊中央裂谷带和两翼绝大部分地区均被火山体基底覆盖。火山地貌主要分布于洋中脊轴部裂谷和侧翼(图 3)。研究区火山地形主要为丘状流台地和火山建造, 火山形态呈圆丘状或锥型, 直径为几米到几百米。火山锥顶部破裂, 呈现漏斗状凹陷。有的火山顶部形成火山口, 其轮廓随着火山口边缘的坡度变化而变化(图 4(a)), 往往伴生熔岩流。区内火山地貌大多与洋中脊轴部距离较近, 被断裂隔开。在慢速扩张洋中脊, 洋中脊轴部中央裂谷内往往发育丘状流、片状流和火山建造等高地形的新生火山脊, 称为轴部火山脊。研究区 N2, N3和 N4 段均发育较大规模的轴部火山脊, 表现为中央隆起地形, 整体分布范围为几公里宽、几百米高(图 5, 第 1 列和第 4 列)。各洋中脊段轴部火山脊的地貌形态学特征反映岩浆供给程度的差异, 且轴部火山脊周缘往往伴生火山锥和火山丘。研究区洋中脊段翼部的火山地貌以锥状和丘状火山建造为主, 常伴生规模相对较小的断层, 其分布较为零散。
大西洋中脊 30.00°—31.55°N 段的断层样式较多, 全区大部分断层形态不规则且较平滑, 缺乏锥状火山体和熔岩流。研究区断层的粗糙度通常较小, 断层面多倾向中央裂谷轴部(图 5, 第 2 列和第 3列)。全区整体上呈现北翼比南翼分布更多较大规模断层的特征, 各洋中脊段主要发育水平断距较小的断层以及零星分布的较大规模断层, N1 段整体上发育规模更大、水平断距较大的断层以及少许小规模断层(图 3)。
研究区内断层走向整体上为北东–南西走, 且多平行于洋中脊轴部(图 3)。由于超慢速扩张洋中脊岩石圈结构具有不均一性, 不同洋中脊段内的断层特征存在一定的差异。本文依据研究区内断层的倾角以及地幔橄榄岩的出露情况, 将断层划分为普通正断层和拆离断层, 正断层的坡度整体上大于10°, 而拆离断层的坡度小于 10°, 具有较低的光滑度, 且断层下盘通常出露地幔橄榄岩。同时, 依据正断层的形成机制和断层规模[25], 将多发育于洋脊段的中心, 具有较小水平断距的断层划分为 C 型断层, 将多发育于洋脊段的末端, 具有较大水平断距的断层划分为 E 型断层。各类断层的具体特征描述如下。
C 型断层: 在全区均有分布, 为一系列近平行的倾向洋中脊的正断层, 是研究区分布最广的一类断层。具有相对较大的粗糙度, 同一条断层曲率的最大值和最小值在指向洋中脊轴的方向依次排列, 但断层长度较小, 不连续。断层坡度多在 10°～30°范围(图 4(a)), 在洋中脊轴的外部, 断层面常常由于构造活动和沉积作用发生改变, 使断层参数的测量产生一定的误差。同时, 由于本文所用多波束数据的最高精度为 100m, 会有相当一部分小规模断层或小裂隙没有办法识别, 因此测得的坡度范围相较于真实值有一定的误差(可能偏大)。C 型断层在走向上不连续, 水平断距小于 0.5km, 是研究区规模最小的一类断层(图 5, 第 4 列)。通常认为这一类断层具有相对较薄的岩石圈, 对应相对较小的屈服应力, 所以规模不大, 且多形成于慢速扩张洋脊段的中部。究其原因, 洋脊段中部地幔物质上涌, 强岩浆供给, 形成厚洋壳; 等温线较浅, 岩石圈脆性层减薄, 多发育小规模的正断层[21]。
E 型断层: 坡度主要分布在 10°～30°范围, 具有相对较大的粗糙度(图 5, 第 3 列)。同一个断层的曲率最大值和最小值在指向洋中脊轴的方向依次排列, 断层规模较大, 连续性较好, 长度较大(图 4(c))。E 型断层多发育于洋中脊轴的末端、陡峭的裂谷壁以及洋壳较薄的区域, 通常具有较大的断层间距。研究区 E 型断层为一系列近平行的倾向洋中脊轴部的正断层, 倾角与 C 型断层相近, 但断层更连续, 规模也更大, 水平断距为 1.5～6.0km, 断层长度最大超过 20km (图 6)。究其原因, 洋脊段末端熔体较少, 具有薄洋壳, 岩石圈脆性板块更厚, 强度更大; 在新断层产生之前, 洋脊段末端原有断层规模越来越大, 水平间距也越来越大[21]。
图3 研究区地质解译图
Fig. 3 Map interpretation of the study area
拆离断层: 研究区内识别一处拆离断层——Atlantis 地块, 位于洋中脊段 N1 的中央裂谷北侧, 紧邻洋中脊轴。该拆离断层的坡度小于 10°, 具有较小的粗糙度(图 4(b)), 曲率表现为断层长度较大, 连续性较好(图 4(c))。前人在 Atlantis 地块的下盘采集到蛇纹石化超基性岩样品, 证实是长时间的拆离活动过程中, 大量下地壳和地幔物质通过构造作用被拖曳至地表, 形成海洋核杂岩和穹窿状地形隆起, 并发育平行于洋中脊扩张方向的梳状构造表面[26]。Atlantis 地块拆离断层的坡度较小(图 4(a)), 岩浆供给不足导致初始高角度正断层下盘发生明显的弯曲倒转, 逐渐远离轴部倾斜[27]。Atlantis 地块拆离断层和海洋核杂岩系统的构造演化规模巨大, 其构造活动范围从东至西延伸可达 30km, 形成的海洋核杂岩沿洋中脊延伸可达 20km, 跨轴最大延伸距离可达约 10km, 拆离活动形成的梳状构造规模巨大, 沿洋中脊延伸约 10km (图 5, 第 2 列)。
图4 研究区多波束地形的坡度(a)、粗糙度(b)和曲率(c)
Fig. 4 Slope gradient map (a), roughness (b) and curvature (c) calculated from the multibeam bathymetry grid of the study area
慢速扩张洋中脊洋壳的增生受岩浆作用和构造作用共同控制[25]。构造作用和岩浆作用的平衡关系通常使用构造应变率 T 来定量表征, 定义为构造应变速率(Uf)与板块扩张速率(V)的比值: T=Uf/V。T值越接近 1, 表明构造作用在洋壳扩张过程中的作用越明显。与之对应的岩浆供给率 M 定义为洋壳增生速率(Um)与板块扩张速率的比值[28]: M=Um/V。如图 7 所示, 洋中脊水平方向的增生由构造伸展(左侧深灰色阴影部分)和洋壳增生(中央黑色阴影部分)两部分完成, 且 T=1−M。
第 1 列: 轴部火山脊、E 型断层、C 型断层和火山锥; 第 2 列: 拆离断层、E 型断层和 C 型断层; 第 3 列: E 型断层、C 型断层和火山锥; 第 4 列: C 型断层和火山锥。每个子图左上角数字对应图 4(a)中虚线框的编号
图5 研究区地貌特征
Fig. 5 Morphological features of the study area
依据研究区地形特征, 本文选取 13 条垂直于洋中脊轴, 并以洋中脊轴为中心的近等距分布的穿轴剖面, 两侧离轴距离约为 50km, 共计 100km 的计算范围, 剖面位置及洋中脊轴的位置见图 1。在穿轴剖面上, 通过测量每个正断层的水平断距(即断层面在水平方向的位移), 获得洋中脊两侧的构造伸展量, 并计算构造应变率 T。
本文对研究区断层进行分段统计和分析, 探究E 型断层和 C 型断层在各洋中脊段的分布特征及其与洋中脊距离的相关性。参考前人对超慢速扩张西南印度洋中脊断层特征的研究结果[29–30], 结合本文断层特征的统计信息, 研究区 E 型断层的水平断距分布在 1.5～6.0km 范围。如图 6 所示, 各洋中脊段断层的水平断距与离轴距离正相关, N1 段、N2段、N3 段和 N4 段的相关系数分别为 0.604, 0.592, 0.566 和 0.561。全区 E 型断层主要分布在洋中脊两翼离轴距离 20～50km 的区域内, 在离轴距离 0～20km 的近轴及洋中脊裂谷区域附近分布较少; 全区 C型断层在洋中脊两翼离轴距离 0～40km 的区域内均有分布, 且在洋中脊裂谷及近轴区域密集分布。究其原因, 在远离洋中脊轴的区域, 岩浆供给较为贫乏, 构造演化过程中温度相对较低, 洋壳下等温线较深, 洋壳较薄, 岩石圈脆性层较厚, 强度较大, 断层规模较大, 多发育水平断距较大的 E 型断层; 在近轴及洋中脊裂谷区域, 岩浆供给较为充足, 构造演化过程中温度相对较高, 洋壳下等温线较浅, 洋壳较厚, 岩石圈脆性层较薄, 区内脆性板块易发育断层水平断距较小的小规模 C 型正断层[21]。E 型断层在 N1 段洋中脊两翼发育最多, 在 N2～N4 段洋中脊两翼分布较少, 但 N2～N4 段洋中脊两翼 C 型断层发育更为密集(图 4)。从研究区 RMBA 值分布特征(图 3(c))来看, N1 段 RMBA 值相对较大, 指示洋壳相对较薄, 因此断层更发育, 多为大规模的具有较大水平断距的 E 型断层和拆离断层; 从 N1 段至N4 段, RMBA 值趋于减少, 指示洋壳增厚, 更易发育小规模的水平断距较小的 C 型断层。
图6 研究区断层水平断距与离轴距离的关系
Fig. 6 Relationship of fault horizontal displacement and distance from the ridge axis of the study area
图7 洋中脊构造扩张和洋壳增生示意图
Fig. 7 Schematic diagram of mid-ocean ridge expansion and oceanic crust generation
研究区洋中脊两翼水深的巨大差异反映不对称扩张现象显著(图 8), 构造应变率(T)和地貌形态, 尤其是断裂特征, 在两翼均呈现不同程度的不对称状态(图 9)。T 值的分布特征直观地反映洋壳两翼的不对称增生, 研究区洋壳北翼的 T 值普遍比南翼高, 指示北翼构造作用更显著, 岩浆作用相对较弱, 南翼则相反。不对称扩张导致两翼截然不同的构造地貌, 北翼发育更多的构造伸展地貌, 主要为水平断距和规模均较大的 E 型断层和拆离断层, 没有明显的火山痕迹, 具有更强的构造伸展。南翼岩浆作用相对显著, 主要发育火山地貌, 伴随小规模构造地貌, 以规模和水平断距均较小的 C 型断层为主。
N1 段南北两翼构造地貌呈现与拆离断层有关的显著不对称特征[31], Atlantis 地块及其周缘的高地势和薄洋壳可能受到拆离断层挠曲隆起影响[27]。在慢速扩张洋中脊, 拆离断层主要发育在洋中脊段末端与构造间断的内侧丘处, 水平断距较大, 导致两翼不对称扩张[32]。研究区洋中脊两翼不对称扩张主要与 E 型断层有关, 多表现为在洋中脊轴一翼发育水平断距较大的 E 型断层或拆离断层, 而在洋中脊轴另一翼发育水平断距较小的正断层或以岩浆增生为主的洋壳。
每个子图右下角数字对应图1中剖面编号
图8 研究区13条南北向洋中脊轴两翼对称的水深剖面
Fig. 8 13 axisymmetric bathymetric profiles of the selected north-south cross sections in the study area
水深反映洋中脊轴部岩浆的供给程度。研究区从洋中脊段的中心向洋脊段的末端水深逐渐加大, 各洋中脊段之间的 NTD 处呈现深大裂谷(图 9(a))。结合 RMBA, 可将水深作为判定洋壳厚度变化的一个重要参考因素。研究区各洋中脊段剩余布格重力异常值的变化趋势与地形特征具有显著的相关性, 高地形通常对应较低的剩余布格重力异常值, 反之亦然。研究区洋中脊段末端或 NTD处水深较大, 处于区域极大值, RMBA 处于极大值(图 9(b))。在NTD1处, 水深降至极小值(约 3500m), RMBA 则达到区域极大值(约 76mGal)。在 NTD2 处, 水深达到极小值(约为 3300mGal), RMBA 达到区域极大值(约为 82mGal)。在 N2 和 N4 洋中脊段中心处, 水深达到区域极大值(分别为约 3250m 和约 3200m), 对应的RMBA 处于区域极小值(分别为约 63mGal 和约 72mGal), 指示岩浆供给较为充足, 洋壳较厚。研究区 RMBA 值沿洋中脊变化幅度较大, 表明洋壳厚度变化剧烈。RMBA 值沿洋中脊由西至东逐渐减小, 在 N1 段、NTD1 和 NTD2 处均为区域极大值, 指示洋壳偏薄。尤其是 N1 段, 紧邻转换断层, RMBA 达到沿洋中脊最大值(大于 95mGal), 可能由于转换断层效应, 紧邻转换断层的洋壳偏薄[32]。
研究区 T 值分布在 0.10～0.25 范围, 小于慢速扩张大西洋中脊 28.85°—29.78°N 段的 T 值变化范围0.21～0.37[8], 远远小于超慢速扩张西南印度洋中脊14°—25°E 段 T 值的变化范围 0.2～0.5[29], 但是大于中速扩张智利洋中脊 36°—44°S 段的 T 值变化范围0.04～0.15[33]。图 10(b)显示, 研究区构造应变率 T值与 RMBA 值正相关, 相关系数为 0.650, 反映岩浆供给匮乏, 区域洋壳薄, 构造伸展作用占主导。水深、RMBA 值和 T 值的变化特征反映岩浆供给的差异, N2 段、N3 段和 N4 段岩浆供给较富足, N1 段、NTD1 和 NTD2 区域岩浆供给较匮乏。
数字1～13对应图1中剖面编号
图9 研究区水深(a)、RMBA值(b)、T值和水平断距(d)在剖面上的变化
Fig. 9 Along profile variations of bathymetry (a), RMBA (b), T values (c) and fault throws (d) in the study area
图10 研究区T值与断层水平断距(a)、T值与RMBA (b)以及水平断距与RMBA (c)之间的关系
Fig. 10 Plots showing correlations of T values and mean fault throw (a), T valuesand RMBA (b) and mean fault throw and RMBA (c) in the study area
研究区断层的水平断距、T 值和 RMBA 值具有显著相关性。图 10(a)显示, 断层水平断距与 T 值呈正相关趋势, 统计分析相关系数为 0.675。在岩浆供给富足的地区, 洋壳较厚, T 值较小(如剖面 5), 往往发育水平断距较小的 C 型断层; 在岩浆供给贫乏的地区, 洋壳较薄, T 值较大, 通常发育水平断距较大的拆离断层和 E 型断层(如剖面 2)。Ito 等[8]在慢速扩张大西洋中脊 28.85°—29.78°N 段也发现类似的断层发育和岩浆供给特征, Liu 等[30]在超慢速扩张西南印度洋中脊 46.0°—53.5°N 段观察到水平断距较大的拆离断层和 E 型断层更为发育, 各种样式断层的规模更大, T 值的变化范围更大。研究区RMBA 值与断层水平断距的相关系数较小, 仅为0.520(图 10(c)), 平均水平断距有随 RMBA 值增大而增大的趋势(图 10(d))。
本文分析了大西洋中脊 30.00°—31.55°N 段断层构造与岩浆供给的关系, 得到以下 3 点认识。
1)基于海底多波束地形及坡度、曲率、粗糙度等信息, 将大西洋中脊 30.00°—31.55°N段的地貌划分为火山地貌和断层地貌两种主要样式。
2)大西洋中脊 30.00°—31.55°N 段的断层样式可以划分为 C 型断层、E 型断层和拆离断层, 3 种断层样式的水平断距依次增大。研究区 E 型断层主要分布在洋中脊两翼离轴 20～50km 区域内, C 型断层在离轴 0～20km 的近轴区域及洋中脊裂谷区域附近分布更密集。
3)在岩浆供给充足或洋中脊近轴区域及洋中脊裂谷区域, 通常形成较厚的洋壳及水平断距较小的 C 型断层; 在岩浆供给贫瘠或远离洋中脊的区域, 往往形成薄洋壳, 多发育水平断距较大的 E 型断层和拆离断层。
参考文献
[1] Montési L G, Behn M D. Mantle flow and melting underneath oblique and ultraslow mid‐ocean ridges. Geophysical Research Letters, 2007, 34(24): L24307
[2] Liu L, Lowell R P. Models of hydrothermal heat output from a convecting, crystallizing, replenished magma chamber beneath an oceanic spreading center. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2009, 114(B2): B02102
[3] Lowell R P, Farough A, Hoover J, et al. Characteris-tics of magma‐driven hydrothermal systems at oceanic spreading centers. Geochemistry, Geophysics, Geosys-tems, 2013, 14(6): 1756–1770
[4] Smith D K. Tectonics: mantle spread across the sea floor. Nature Geoscience, 2013, 6(4): 247–248
[5] Tucholke B E, Behn M D, Buck W R, et al. Role of melt supply in oceanic detachment faulting and forma-tion of megamullions. Geology, 2008, 36(6): 455–458
[6] Zhou H Y, Dick H J B. Thin crust as evidence for depleted mantle supporting the Marion Rise. Nature, 2013, 494: 195–200
[7] Paulatto M, Canales J P, Dunn R A, et al. Hetero-geneous and asymmetric crustal accretion: new cons-traints from multibeam bathymetry and potential field data from the Rainbow area of the Mid-Atlantic Ri- dge (36°15′N). Geochemistry, Geophysics, Geosyste-ms, 2015, 16(9): 2994–3014
[8] Ito G, Behn M D. Magmatic and tectonic extension at mid-ocean ridges: 2. Origin of axial morphology. Geo-chemistry Geophysics Geosystems, 2008, 9(9): Q09O12
[9] Niu X W, Ruan A G, Li J B, et al. Along-axis variation in crustal thickness at the ultraslow spreading South-west Indian Ridge (50°E) from a wide-angle seismic experiment. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2015, 16(2): 468–485
[10] Sauter D, Cannat M, Rouméjon S, et al. Continuous exhumation of mantle-derived rocks at the Southwest Indian Ridge for 11 million years. Nature Geoscience, 2013, 6(4): 314–320
[11] Behn M D, Ito G. Magmatic and tectonic extension at mid‐ocean ridges: 1. Controls on fault characteristics. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2008, 9(8): 4177–4183
[12] Smith D K, Escartín J, Schouten H, et al. Fault rotation and core complex formation: significant processes in seafloor formation at slow-spreading mid-ocean ridges (Mid-Atlantic Ridge, 13°–15°N). Geochemistry, Geo-physics, Geosystems, 2008, 9(3): 2007GC001699
[13] Escartín J, Smith D K, Cann J, et al. Central role of detachment faults in accretion of slow-spreading o-ceanic lithosphere. Nature, 2008, 455: 790–794
[14] Buck W R, Lavier L L, Poliakov A N B. Modes of faulting at mid-ocean ridges. Nature, 2005, 434: 719–723
[15] Escartín J, John B, Cann J, et al. Tectonic termination of oceanic detachment faults, with constraints on tec-tonic uplift and mass wasting related erosion rates. Earth and Planetary Science Letters, 2022, 584: 117449
[16] Lin J, Purdy G M, Schouten H, et al. Evidence from gravity data for focused magmatic accretion along the Mid-Atlantic Ridge. Nature, 1990, 344: 627–632
[17] Wolfe C J, Purdy G M, Toomey D R, et al. Microear-thquake characteristics and crustal velocity structure at 29°N on the Mid-Atlantic Ridge: the architecture of a slow spreading segment. Journal of Geophysical Re-search Atmospheres, 1995, 100(B12): 24449–24472
[18] Blackman D K, Karson J A, Kelley D S, et al. Geology of the Atlantis Massif (MAR 30°N): implications for the evolution of an ultramafic oceanic core complex. Marine Geophysical Researches, 2002, 23: 443–469
[19] Pariso J E, Sempéré J C, Rommevaux C, et al. Tem-poral and spatial variations in crustal accretion along the Mid-Atlantic Ridge (29°–31°30′N) over the last 10 m.y.: implications from a three-dimensional gravity study. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1995, 100(B9): 17781–17794
[20] Olson C J, Becker J J, Sandwell D T. A new global bathymetry map at 15 arcsecond resolution for resol-ving seafloor fabric: SRTM15_PLUS [EB/OL]. (2014) [2023–10–09]. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2014 AGUFMOS34A..03O/abstract
[21] Shaw P R, Lin J. Causes and consequences of varia-tions in faulting style at the Mid‐Atlantic Ridge. Jour-nal of Geophysical Research: Solid Earth, 1993, 98 (B12): 21839–21851
[22] Grindlay N R, Madsen J A, Rommevaux-Jestin C, et al. A different pattern of ridge segmentation and mantle Bouguer gravity anomalies along the ultra-slow sprea-ding Southwest Indian Ridge (15°30′E to 25°E). Earth and Planetary Science Letters, 1998, 161: 243–253
[23] Suo Y H, Li S Z, Li X Y, et al. Crustal thickness anomalies in the Indian Ocean inferred from gravity analysis. Geological Journal, 2016, 51(Suppl 1): 634–643
[24] Kuo B Y, Forsyth D W. 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 Research, 1988, 10(3): 205–232
[25] Behn M D, Lin J, Zuber M T. Mechanisms of normal fault development at mid-ocean ridges. Journal of Geo-physical Research Solid Earth, 2002, 107(B4): EPM 7-1–EPM 7-17
[26] Schroeder T, John B E. Strain localization on an ocea-nic detachment fault system, Atlantis Massif, 30°N, Mid-Atlantic Ridge. Geochemistry Geophysics Geo-systems, 2004, 5(11): 1525–2027
[27] Lavier L L, Buck W R, Poliakov A N B. Self-consistent rolling-hinge model for the evolution of large-offset low-angle normal faults. Geology, 1999, 27(12): 1127–1130
[28] Escartín J, Cowie P A, Searle R C, et al. Quantifying tectonic strain and magmatic accretion at a slow spreading ridge segment, Mid‐Atlantic Ridge, 29°N. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1999, 104(B5): 10421–10437
[29] 查财财, 林间. 西南印度洋脊 14°E—25°E区域洋壳增生的构造与岩浆特征. 热带海洋学报, 2017, 36 (6): 1–11
[30] Liu C H, Li J H, Tao C H, et al. Variations in faul- ting style of the Southwest Indian Ridge (46°–53.5°E): implications for crustal accretion process at ultraslow-spreading ridges. Tectonophysics, 2020, 790: 1940–1951
[31] Howell S M, Olive J A, Ito G, et al. Seafloor expression of oceanic detachment faulting reflects gradients in mid-ocean ridge magma supply. Earth and Planetary Science Letters, 2019, 516: 176–189
[32] Buck W R. Flexural rotation of normal faults, Tec-tonics, 1988, 7(5): 959–973
[33] Howell S M, Ito G, Behn M D, et al. Magmatic and tectonic extension at the Chile Ridge: evidence for mantle controls on ridge segmentation. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2016, 17(6): 2354–2373
Magmatic and Tectonic Crustal Accretion at the Mid-Atlantic Ridge between 30.00°N and 31.55°N
Abstract Utilizing high-precision shipborne multibeam bathymetry and gravity anomaly data, we analyzed the fault structures and magmatic characteristics of the Mid-Atlantic Ridge (MAR) segment between 30.00°N and 31.55°N. Firstly, based on the multibeam bathymetry data, slope, roughness, and curvature information in the study area, we identified two main geomorphological patterns: faults and volcanic features. The fault geomorphology was further divided into three typical fault styles: detachment faults, E-type faults, and C-type faults. In the entire region, E-type faults are mainly distributed within the area 20–50 km away from the ridge axis on both flanks, while C-type faults are more densely distributed in the near-axis region and the rift valley of the MAR, within 0–20 km from the axis. Subsequently, the horizontal fault heaves and tectonic strain rate (T) values were calculated based on 13 cross-axis profiles. The results indicate a significant asymmetric spreading phenomenon in the region. In areas with sufficient magma supply, or near the ridge axis and the rift valley, the T values are relatively small, typically forming a thicker oceanic crust and C-type faults with smaller horizontal fault offsets. In areas with depleted magma supply or farther away from the mid-ocean ridge, a thinner oceanic crust is often formed, with larger T values and more prevalent E-type faults and detachment faults with larger horizontal fault offsets.
Key words Mid-Atlantic Ridge (MAR); multibeam bathymetry; tectonism; magmatism