Journal of Marine Sciences >

2024 , Vol. 42 >Issue 4: 70 - 82

DOI: https://doi.org/10.3969/j.issn.1001-909X.2024.04.007

The tectonic geomorphology and magmatic-tectonic activity in the 61°24'E-61°48'E segment of the Carlsberg Ridge in the Northwest Indian Ocean

  • YE Shengyuan , 1, 2 ,
  • HAN Xiqiu , 1, 2, * ,
  • LI Honglin 1, 2
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  • 1. Second Institute of Oceanography, MNR, Hangzhou 310012, China
  • 2. Laboratory of Submarine Geosciences, MNR, Hangzhou 310012, China

Received date: 2023-06-12

  Revised date: 2023-06-27

  Online published: 2025-02-08

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Abstract

The topographic and geomorphologic features of mid-ocean ridges are directly controlled by tectonic movements and magmatic activities, and study of them can help us to understand the tectonic evolution history and magmatic processes of mid-ocean ridges, and is also of great significance to the exploration of deep-sea mineral resources. In this paper, the shipboard multibeam sonar data collected during the China Ocean 24 Cruise were utilize to study the topographic and geomorphologic features of the Carlsberg Ridge in the Northwest Indian Ocean by applying the quantitative analysis method with the 61°24'E-61°48'E segment as the research target, the magma intrusion ratio and the fault correlation index were calculated, and the magma-tectonic significance of the study area was discussed. The study area can be divided into four secondary mid-ocean ridge segments (A, B, C, and D). The active intervals of magma-tectonic periods for segments A, B, C, and D are 0.15, 0.50, 0.70 and 0.21 Ma, respectively. The mid-ocean ridge segments A and B are asymmetric dilatation sections with poor magma and mainly tectonic action, belonging to the period of tectonic activity; the mid-ocean ridge segment C is a symmetric dilatation section with sufficient magma and mainly magmatic action, belonging to the period of axial volcanic ridge construction; the mid-ocean ridge segment D is a symmetric dilatation section with poor magma and mainly tectonic action, belonging to the period of tectonic activity. Faults area with high kernel density on the two flanks of the mid-ocean ridge section has a possibility of forming an area of hydrothermal activity, which is a target area of further exploration.

Key words： Carlsberg Ridge; topography and geomorphology; magma cycles; quantitative analysis; magmatic-tectonic activity; magma intrusion ratio; asymmetric expansion; kernel density

Cite this article

YE Shengyuan , HAN Xiqiu , LI Honglin . The tectonic geomorphology and magmatic-tectonic activity in the 61°24'E-61°48'E segment of the Carlsberg Ridge in the Northwest Indian Ocean[J]. Journal of Marine Sciences, 2024 , 42(4) : 70 -82 . DOI: 10.3969/j.issn.1001-909X.2024.04.007

0 引言

洋中脊中的岩浆活动与区域构造活动相互作用,共同塑造了独特的地貌形态[1-2]。前人对洋中脊地形地貌特征进行了广泛的研究,发现岩浆和构造活动对轴向火山脊(axial volcanic ridge,AVR)形态[3] 、轴部裂谷壁的角度、侧翼形态以及侧翼的高度有很大的影响[4]。当轴部裂谷宽度较窄且呈现浅“V”型时,表明洋中脊一级段具有充足的岩浆供给,岩浆会充填板块扩张产生的空间,使扩张中心缺乏明显的裂谷特征,此时洋中脊洋壳增生以岩浆作用为主;相反,轴部裂谷宽度较大且呈现深“U”型时,指示区域岩浆供给缺乏,洋壳增生以构造作用为主[5]。
由于海底特殊的地质环境,多采用基于地球物理手段所获取的数字图像进行相关研究。因此,数字高程模型(digital elevation model, DEM)与地理信息科学(geography information science, GIS)技术的结合在海底地形研究中变得愈发重要[6]。DEM技术和GIS技术可以获取相关的地形参数,并定量解读地形地貌特征[7],可增进对洋中脊段的岩浆-构造活动作用的了解。
卡尔斯伯格脊(Carlsberg Ridge, CR)位于西北印度洋,属于典型的慢速扩张洋中脊,其平均全扩张速率为22~32 mm/a。我国自2012年开始对卡尔斯伯格脊进行金属硫化物调查,至今已进行了多个航次的科学调查工作,并在该区开展了包括地形构造、岩浆作用、沉积作用和成矿作用等方面的科学研究[8⇓-10]。该区显示出了良好的矿产资源成矿潜力[11]。海底热液成矿的发生和分布与海底地形地貌密切相关,并且不同的海底地形地貌也会影响海底块状硫化物的规模,因此,加强对卡尔斯伯格脊构造地貌及其岩浆-构造活动性的研究,有助于了解洋中脊矿产资源的地质特征与分布规律,确定潜在的海底矿产资源富集区,为未来海底矿产资源的开发提供数据支撑。
在前期的调查中,发现在卡尔斯伯格脊 61°24'E—61°48'E段存在一处大型拆离断层系统和一个大洋核杂岩区。大洋核杂岩区的范围可达30 km×50 km,是目前在卡尔斯伯格脊发现的规模最大的大洋核杂岩区,该处具有完整的拆离断层系统构造要素,并发现多处显著的热液异常信号[8]。以大洋核杂岩及拆离断层系统为主导的海底扩张新模式也是海洋地质、海底地貌以及海底矿产等领域研究的热点和前沿[12]。这种扩张新模式丰富了洋中脊的扩张类型,对认识深部岩石圈结构、深部岩浆供给和构造变形具有重要的意义[13]。
本文以西北印度洋卡尔斯伯格脊61°24'E—61°48'E段作为研究区,利用实测的高精度水深数据对洋中脊段的地形地貌特征开展研究,探讨卡尔斯伯格脊岩浆-构造的地质意义,进而理解洋中脊区域的岩浆与构造演化过程。

1 数据和方法

1.1 数据来源及构造识别

本研究采用中国大洋24航次(DY24)“李四光号”科考船所采集的船载多波束声纳数据,该数据由挪威Kongsberg公司的Simrad EM120多波束测深设备采集。EM120的工作频率以12 kHz为主,最大扫幅宽度达150°,波束数为191个,波束角为1°×1°[14]。设备采用相位检测和振幅检测相结合的方法,在测量过程中精度可达50 cm。采用等距方式测量,以确保测量结果的准确性。在航次开始之前已完成水线等系统的标定工作,在正式测量时对采集的声速剖面每隔1°进行1次声速校准。船速为8~12 kn时能覆盖绝大多数测线,且空间分辨率达到50 m左右[9]。
采用Teledyne Caris HIPS and SIPS软件的HIPS模块处理测量数据,生成平滑的曲面,并将其导出为ASCII码格式的水深数据[14]。在处理过程中,采用克里金方法[15-16],将数据计算为间隔为1.8 弧秒的网格文件,分辨率约为50 m。利用GIS软件和GMT(generic mapping tools)[17]绘制图像(图1)。
图1 研究区地形图

(水深数据来源于中国大洋24航次;投影方式为高斯-克吕格;地形分辨率为50 m;右上角的小地图为印度洋洋中脊分布图,图中的红线为洋中脊线,黄线为板块边界,红色五角星为研究区位置。)

Fig.1 Topographic map of the study area

(The bathymetric data are sourced from the DY24 Cruise. The projection method is Gauss-Kruger. The grid resolution is 50 m. The small globe map in the upper right corner is the distribution map of Indian Ocean ridges, the red line in the map is the mid-ocean ridge line, the yellow line is the plate boundary, and the red five-pointed star is the location of the study area.)

采用HOWELL等[18]的方法对网格数据进行滤波处理。由于短波长信号通常代表地形的小尺度变化,因此去除短波长(≤20 km)信息,只保留长波长信息,使其更能代表地形的整体形态和变化趋势,以便更好地识别裂谷的形态。同时,为了方便统计洋中脊段的地形参数信息,参考了ANDERSON等[19]的方法对地形剖面参数进行定义。以剖面19为例,裂谷壁之间的距离为轴部裂谷宽度d,裂谷壁顶部与洋中脊裂谷内最低点间的距离为裂谷高度h,裂谷内最低点水深为轴部裂谷深度D,洋中脊轴最高点与轴部裂谷最低点间的距离为AVR高度r(图2)。
图2 洋中脊剖面参数测量示意图

Fig.2 Diagram of measurement parameters for the profile of the mid-ocean ridge

采用八方向倾盆点(D-8)算法[20]计算研究区域的坡度,并根据XU等[21]的方法,将坡度≥20°且长度>1 km的线状陡坎标识为断层,最后将其在GIS软件中进行数字化。
采用党牛等[22]的方法对火山机构进行识别:火山口轮廓在地形上呈圆丘状,其随火山口边缘的坡度变化而变化;火山锥顶部破裂呈现漏斗状凹陷,而平顶火山的顶部较为平坦,整体高宽比接近1∶10。

1.2 定量分析方法

1.2.1 断层相关指数的计算

本文计算了断层总数、断层总长度、断层长度最大值、断层平均长度、断层长度的标准差、断层走向等地形指数[21],主要计算公式为
L t = ∑ i = 1 N   l i
L max = max l i
L a v = 1 N ∑ i = 1 N   l i
L s d = ∑ i = 1 N ( l i − L a v ) 2 N
T a = 1 N ∑ i = 1 N   θ i
式中:Lt代表断层总长度,Lmax代表断层长度最大值,Lav代表断层平均长度,Lsd代表断层长度的标准差,Ta代表断层走向,N代表断层的总数量,li代表不同断层的长度,θi代表不同断层的走向,i代表断层的序列号。

1.2.2 莫兰指数的计算

空间自相关分析是一种综合考虑地理要素的位置和属性值的分析方法,可以用来描述地理要素在空间上的聚集、离散或随机分布情况。通过计算空间自相关指数,可以将空间自相关分析由定性描述转变为定量分析[23]。莫兰指数是主要的空间自相关指数之一,本文计算了断层的莫兰指数,其公式为
I M = N ∑ i = 1 N ∑ j = 1 N w i j x i − x ¯ x j − x ¯ ∑ i = 1 N ( x i − x ¯ ) 2 ∑ i = 1 N ∑ j = 1 N w i j
式中:IM 表示莫兰指数,N为断层的总数,xi和xj分别为位置i与j处的断层长度, x ¯为断层长度的平均值;wij为断层位置i与j之间的空间权重函数。
莫兰指数反映了空间数据的整体相关性,其值范围为[-1,1]。当莫兰指数大于0,表示数据呈现正相关性,在空间单元内容易聚集在一起;当莫兰指数小于0,表示数据呈现负相关性,在空间单元内不容易聚集在一起;当莫兰指数为0时,表示数据之间基本无相关性,此时数据呈随机分布。
为了评估莫兰指数的显著性,通常会计算其z分数。z分数用于判断观察到的莫兰指数是否显著不同于随机分布的情况。计算z分数的公式为
z = I M - E ( I M ) V a r ( I M )
式中:IM为莫兰指数,E(IM)是莫兰指数的期望值,Var(IM)是莫兰指数的方差。当z>1.96表示在95%的置信水平下,存在显著正的空间自相关,要素集聚分布;当z<-1.96表示在95%的置信水平下,存在显著负的空间自相关,要素离散分布;当-1.96≤z≤1.96表示空间自相关不显著,数据可能是空间随机分布的。

1.2.3 核密度的计算

核密度分析可以用来计算点要素或线要素在空间上的密集程度,还可以通过良好的可视化效果展示空间聚集的情况[24]。这种分析方法能够直观地显示地质要素的聚集范围和程度,其计算公式为
k = 1 n h ∑ i = 1 n K x − x i h
式中:k为核密度值,n为样本个数,x为目标位置,xi为第i个样本的坐标位置,h为搜索半径(文中取值5 km)。其中 K x − x i h为核函数,为保证核密度计算结果的合理性,核函数须符合以下条件:
K x − x i h ≥ 0 , ∫ − ∞ + ∞   K x − x i h d x = 1

1.2.4 岩浆作用强度的计算

岩浆作用强度由岩浆侵入比(M)所定义,其含义为岩浆增生量与洋中脊扩张总量的比值。根据确定的断层位置,利用原始地形的洋中脊剖面,测量各断层面在水平方向上的投影长度xf,代表构造拉伸的部分,剩余部分为xm,代表洋中脊岩浆补给的部分(图3),据此计算岩浆侵入比M[25]:
M = ∑ x m ∑ x m + ∑ x f
图3 M值计算取值示意图

Fig.3 Schematic diagram of M value calculation

在垂直于洋中脊的剖面上,以30 km宽的窗口进行分析,每移动5 km取一个窗口计算M值。

2 结果

2.1 研究区地形特征

研究区域包括一条名为徐霞客的大型转换断层和4个二级洋中脊段,从西向东依次命名为洋中脊A、B、C和D段。这些洋中脊段之间存在3个非转换不连续带(non transform discontinuity,NTD),分别称为NTD-1、NTD-2和NTD-3(图1)。
在4个洋中脊段上总共布置了25条剖面,编号为1~25,具体位置见图4。洋中脊A段上的剖面编号为1~4,洋中脊B段上的剖面编号为5~14,洋中脊C段上的剖面编号为17~21,洋中脊D段上的剖面编号为22~25。4个洋中脊段的典型剖面图见图5,各洋中脊段的形态和一些构造特征参数见表1。
图4 剖面位置图

Fig.4 Location of cross-sections

图5 4个洋中脊段典型剖面图

(图中黑色虚线代表断层。)

Fig.5 Typical cross-sections of four mid-ocean ridge segments

(The black dotted lines in the figure are the faults.)

表1 洋中脊A、B、C和D段的形态和一些重要构造特征参数

Tab.2 Morphology and some important structural feature data of mid-ocean ridge segments A, B, C and D

名称 脊段
长度
/km		 轴部
裂谷
宽度/km		 最大
水深/m		 轴部
裂谷
高度/m		 AVR
高度/m		 轴部裂谷
高宽比/
(×10-3)
洋中脊A段 14.0 4 075
剖面1 13.6 4 068 900 130 66.2
剖面2 10.3 3 952 801 163 77.8
剖面3 9.5 3 460 683 280 71.9
剖面4 8.9 3 901 860 112 96.6
洋中脊B段 40.0 4 175
剖面5 9.5 4 087 884 405 93.1
剖面6 9.1 4 148 1 313 685 144.3
剖面7 10.4 3 980 1 467 667 141.1
剖面8 9.5 3 556 1 012 528 106.5
剖面9 10.2 3 548 1 004 322 98.4
剖面10 9.8 3 700 1 102 500 112.4
剖面11 9.7 3 972 1 148 580 118.4
剖面12 9.8 3 957 1 617 451 165.0
剖面13 9.4 4 016 1 673 251 178.0
剖面14 8.9 3 947 1 340 220 150.6
洋中脊C段 21.0 4 370
剖面17 16.9 4 343 1 013 306 59.9
剖面18 15.5 4 125 1 092 461 70.5
剖面19 13.8 4 141 1 197 603 86.7
剖面20 14.6 4 087 957 660 65.5
剖面21 13.7 4 028 697 832 50.9
洋中脊D段 17.5 3 920
剖面22 20.9 3 845 1 429 275 68.4
剖面23 20.5 3 782 996 391 48.6
剖面24 15.4 3 648 953 202 61.9
剖面25 14.8 3712 643 258 43.4
洋中脊A段靠近徐霞客转换断层,其裂谷形态呈现“U”型,长度约14 km,轴部裂谷宽8.9~13.6 km,脊轴处平均水深约为3 650 m,最深处可达4 075 m。裂谷发育的AVR不明显。
洋中脊B段和洋中脊A段之间有偏移量为7 km的非转换不连续带(NTD-1)。洋中脊B段裂谷形态为“V”型,全长约40 km,相对于洋中脊A段,地形相对较高,脊轴处平均水深约为3 420 m,最大水深为4 175 m。轴部裂谷由AVR组成,部分扩张中心位于AVR顶部的中间凹陷处,轴部裂谷宽8.9~10.4 km,AVR的高度从220~685 m不等。
洋中脊C段和洋中脊B段之间有偏移量为18 km的非转换不连续带(NTD-2)。洋中脊C段为“V”型裂谷,全长约21 km,轴部被裂谷占据,脊轴处平均水深约为3 516 m。裂谷宽13.7~16.9 km,最深处可达4 370 m。裂谷内发育较大规模新AVR,在裂谷两侧,发育平行洋中脊走向的线性构造。离轴区域发育对称性较差的火山脊和沉积平原。
洋中脊D段和洋中脊C段之间有偏移量为9 km的非转换不连续带(NTD-3)。洋中脊D段裂谷形态为“U”型,全长约17.5 km,轴部被裂谷占据,脊轴处平均水深约为3 599 m。裂谷宽14.8~20.9 km,最深处可达3 920 m。AVR地形不明显,高度从202 m到391 m不等,扩张中心位于AVR底部。

2.2 岩浆侵入比

根据岩浆周期与洋中脊轴的正交距离以及区内洋中脊的半扩张速率(约为15 mm/a[8,26] )来推测岩浆周期的地质年龄,也称为扩张年龄。在大多数研究的时间间隔内,这种扩张速度被认为是恒定的[27-28]。为了确保正断层的发育时间在同一时期,根据前人的研究方法[29],对洋中脊轴两侧约30 km范围内的地形进行了构造信息提取,两侧断层的年龄控制在1 Ma范围内,对脊轴南北两侧剖面中的岩浆侵入比进行了计算。
研究表明,洋中脊A段和B段的岩浆侵入比表现出较为明显的差异,而洋中脊C段和D段则表现出相似的特征(图6a)。具体来说,在洋中脊A段,脊轴北侧(后文简称北侧)的岩浆侵入比在0.32~0.47之间,而脊轴南侧(后文简称南侧)的岩浆侵入比在0.31~0.62之间,整段洋脊的岩浆侵入比为0.41,表明在1 Ma的时间尺度内,该段洋中脊岩浆作用不太活跃,以构造作用为主。而在洋中脊B段,北侧的岩浆侵入比在0.30~0.65之间,南侧的岩浆侵入比在0.21~0.38之间,整段洋脊的岩浆侵入比为0.38,同样表明在1 Ma的时间尺度内该段洋中脊岩浆作用不活跃,以构造作用为主。在洋中脊C段,北侧的岩浆侵入比在0.42~0.62之间,而南侧的岩浆侵入比在0.50~0.56之间,整段洋脊的岩浆侵入比为0.51,这表明在1 Ma的时间尺度内,该段洋中脊以岩浆作用为主。在洋中脊D段,北侧的岩浆侵入比为0.42~0.51,南侧的岩浆侵入比为0.45~0.49,整段洋脊的岩浆侵入比为0.47,表明在1 Ma的时间尺度内,该段洋中脊以构造作用为主。
图6 洋中脊轴向构造信息图

Fig.6 Informational diagram of mid-ocean ridge axial structure

各二级洋中脊段的裂谷形态呈现明显的不对称性(图6b),超过60%剖面的脊轴两侧深度差异大于500 m。具体而言,洋中脊A段和洋中脊D段的北侧比南侧高,洋中脊B段南侧比北侧高,最多高出1 000 m。

2.3 断层、火山及其核密度

在研究区共识别出855条正断层(图7),总长度为3 777.7 km。其中,南侧的断层数量为386条,断层总长度为1 678.4 km,长度在15 km以下的断层占总数量的97.2%(图8a),平均长度和最大长度分别为4.3 km和35.7 km,长度标准差为3.9 km。断层平均走向为131°(图8b)。莫兰指数表明,南侧的断层具有聚类特征(IM=0.087 576,z分数为4.212 005,p值为0.000 025)。北侧的断层数量为469条,断层总长度为2 099.3 km,长度在15 km以下的断层占总数量的98.5%(图8a),平均长度和最大长度分别为4.5 km和54.1 km,长度标准差为4.0 km。断层平均走向为132°(图8b)。莫兰指数表明,北侧的断层同样具有聚类特征(IM=0.041 729,z分数为3.805 285,p值为0.000 142)。
图7 研究区断层构造图

Fig.7 Fault structure map of the study area

图8 研究区断层长度、数量(a)及平均方位统计图(b)

Fig.8 Fault length, quantity (a) and average azimuth statistical map (b) in the study area

研究区的平均断层核密度约为38.7 km2,其中洋中脊A段两侧的断层核密度值较高,且在离轴20 km以内,断层核密度值的连续性较强,说明该区域的构造作用一直较强,可能与其受到徐霞客转换断层的影响有关。受到大洋核杂岩的影响,洋中脊B段的断层核密度值很低。洋中脊C段断层的核密度值较高处在离轴10 km以外,而在脊轴附近的核密度值较低,表明该段洋脊岩浆活动较为强烈。洋中脊D段的断层核密度较大值位于脊轴两侧10 km以内,说明其目前的构造作用较为强烈(图9)。
图9 研究区断层核密度图

Fig.9 Fault kernel density map of the study area

在研究区内,共识别出173个火山机构,总面积为136.38 km2,最大的火山机构面积为11.35 km2,最小的火山机构面积仅为0.04 km2。火山机构平均面积为0.78 km2,标准差为1.22 km2,这表明研究区内火山机构的大小差异较大,说明该区域的岩浆作用存在明显的差异性。
研究区的平均火山机构核密度约为119 km2,其分布与断层核密度相反。在断层核密度值较大的位置,火山机构核密度值较小;在断层核密度值较小的位置,火山机构的核密度值较大。在洋中脊A段,火山机构核密度的高值区域分布在脊轴的南侧,岩浆侵入比的值也表明南侧区域的岩浆作用更强烈,可推断该段洋脊发生了不对称扩张。在洋中脊B段,火山机构核密度的高值区域分布在脊轴的北侧,表明其北侧区域的岩浆作用更强,结合岩浆侵入比的值可推断该段洋脊同样为不对称扩张。在洋中脊C段,火山机构核密度的高值沿着脊轴两侧分布,说明脊轴位置的岩浆作用较强,结合岩浆侵入比的值可推断该段洋脊为对称扩张。在洋中脊D段观察到的现象与洋中脊C段类似,表明洋中脊D段同样属于对称扩张(图10)。
图10 研究区火山机构核密度图

Fig.10 Volcanic kernel density map of the study area

3 讨论

根据4个洋脊段的地形特征,选出每个洋脊段的典型剖面,并根据离轴距离推断各洋脊段的岩浆周期(图11~图14)。由图11可知,洋中脊A段整体的岩浆活动不显著,其AVR高度相对不明显,形成了马鞍状的AVR,水深从该洋脊段脊轴中间至脊轴两端逐渐增加(表1)。因此,相对于脊轴两端,洋中脊段中部的岩浆活动可能稍微强一些。
图11 洋中脊A段岩浆周期

Fig.11 The magma cycle of the mid-ocean ridge segment A

图12 洋中脊B段岩浆周期

Fig.12 The magma cycle of the mid-ocean ridge segment B

图13 洋中脊C段岩浆周期

Fig.13 The magma cycle of the mid-ocean ridge segment C

图14 洋中脊D段岩浆周期

Fig.14 The magma cycle of the mid-ocean ridge segment D

洋中脊A段中心位置呈马鞍形状,暗示该段岩浆供应相对不足。该段洋中脊裂谷形态为不对称的“U”型,共经历了三期岩浆活动(其中远离洋中脊中心的活动期更老)。在脊轴南侧,Ⅰ期和Ⅱ期以及Ⅱ期和Ⅲ期岩浆活动之间有大约0.15 Ma的构造活动期。在脊轴北侧,Ⅰ期和Ⅱ期之间的构造活动期约为0.15 Ma,Ⅱ期和Ⅲ期之间的构造活动期约为0.18 Ma。这表明至少在距今0.36 Ma前,脊轴两侧就已经开始出现不对称扩张,导致北侧的构造拉张作用加强。
洋中脊B段目前处于构造活动期,裂谷形状类似“V”型,整体AVR较高,中心位置发育有大型火山机构,这表明该段岩浆局部聚集。该段脊轴南侧存在一个大洋核杂岩区(图7),形成于约1.00 Ma之前(图12)。脊轴位置发育的大型火山机构,从距今约0.21 Ma开始形成,表明大洋核杂岩处于成熟期,已不再发育,岩浆补给间隔约为0.50 Ma。该洋中脊段岩浆分布不均匀,主要集中在火山机构附近。
洋中脊C段裂谷形态为“V”型,目前正处于岩浆活动期(图13)。该段洋中脊整体呈现出AVR发育的特征,AVR形成时间约为距今0.32 Ma,属于典型的对称扩张模型。岩浆补给时间间隔约为0.70 Ma。
洋中脊D段裂谷形态为“U”型(图14)。该段整体AVR发育不明显,高度较低(表1),岩浆主要分布在AVR两侧,属于比较典型的对称扩张模型。在该段裂谷内,存在着三期岩浆作用,每期之间间隔大约为0.21 Ma,构造活动剖面显示该洋中脊段目前处于构造活动期,扩张中心位于AVR裂谷内。
根据对脊段剖面的分析发现,不同洋中脊段的岩浆-构造活动期间隔存在较大差异。洋中脊A段的岩浆-构造活动期间隔(即岩浆周期)约为0.15 Ma,C段约为0.70 Ma,B段约为0.50 Ma,D段约为0.21 Ma。不同岩浆周期的洋中脊段裂谷形状差异较大,间隔较大时表现为“V”型,间隔较小时则表现为“U”型。因此,岩浆周期的差异是导致洋中脊段形态多样的重要因素之一。
MENDEL[3]根据西南印度洋中脊的AVR形态特征,提出了岩浆构造旋回的模型,将AVR的时空演化过程与岩浆-构造活动背景结合进行解释。随着岩浆供应强度的周期性变化,AVR会表现出各种不同的形态特征。在岩浆供应充足时期,也称为AVR构建期,AVR多发育于轴部裂谷中部,显著高于周边区域,表现为一个相对孤立的峰。而在岩浆供给贫乏、构造作用强烈的构造拆离期,单一峰的AVR被正断层切割成两部分,并逐渐向裂谷两侧移动,最终形成周期性的离轴海山[21]。这一时期,AVR表现为双峰,扩张中心位于两峰之间地形较低的区域。
根据研究区轴部裂谷地形剖面图(图15)可知,洋中脊C段呈单峰形态,规模较大,位于裂谷中央位置,对应于岩浆-构造旋回中的AVR构建期,表明其具有充足的岩浆供给。洋中脊A段和D段呈双峰形态,对应于构造活动期,表明其受到构造拉张的影响较大,岩浆供给较为贫乏。其中,洋中脊D段的AVR规模更大,其扩张方式为对称扩张,而洋中脊A段的AVR规模更小,为不对称扩张。洋中脊B段虽然也呈双峰形态,但是可见AVR构建期残留的影子,预示着AVR构建期刚刚结束,其目前属于构造活动期。
图15 研究区各洋中脊段轴部裂谷的岩浆构造阶段

Fig.15 The magmatic tectonic stage of the axial rift of the four mid-ocean ridge segments in the study area

4 结论

本文对卡尔斯伯格脊61°24'E—61°48'E段的地形地貌及岩浆-热液活动性进行研究,获得了以下几点认识:
1)研究区可划分为4个二级洋中脊段,分别为洋中脊A段、洋中脊B段、洋中脊C段和洋中脊D段。
2)洋中脊A段的岩浆-构造活动期间隔约为0.15 Ma,洋中脊B段的岩浆-构造活动期间隔约为0.50 Ma,洋中脊C段的岩浆-构造活动期间隔约为0.70 Ma,洋中脊D段的岩浆-构造活动期间隔约为0.21 Ma。
3)洋中脊A段为不对称扩张段,岩浆贫乏,以构造作用为主,处于构造活动期;洋中脊B段为不对称扩张段,岩浆贫乏,以构造作用为主,处于构造活动期;洋中脊C段为对称扩张段,岩浆较为充足,以岩浆作用为主,处于AVR构建期;洋中脊D段为对称扩张段,岩浆贫乏,以构造作用为主,处于构造活动期。
4)在洋中脊段两侧断层核密度值高的区域,有可能形成热液活动区,将是未来进一步勘探的目标区域。

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