大洋中脊动力学过程研究展望

大洋中脊动力学过程研究展望(2022)
1. 研究意义
洋中脊作为全球板块构造中重要的离散型边界，是岩浆从地球内部喷出形成新洋壳以及断裂发育的主要场所，研究其扩张中心的岩浆构造响应特征及成因机制具有重要的参考意义。

洋中脊(MORs)的扩张是岩浆增生和构造伸展活动共同作用的结果。

软流圈的地幔物质减压熔融产生熔体，熔体上升到岩石圈并发生侵位、迁移，结晶形成岩席、岩墙或熔岩，成为新洋壳的一部分(Linand Morgan, 1992;Buck et al;,2005; Dick et al.,2006; Grandin et al., 2012; Oliveand Dublanchet ,2020)。

岩浆侵位伴随着断层作用，正断层作用将脆性的上地壳切割成离散的块体，随着漫长地质时间的推移，经历隆起和倾斜。

形成了地球上最基本的地貌(Macdonaldet al.,1996)。

全球洋中脊地质-地球物理观测发现，洋中脊海底构造特征、岩石圈结构和岩浆补给的变化都与洋中脊的扩张速率有明显的相关性（Wangand Cochran,1995;Carbotte et al., 2016）。

快速扩张洋中脊岩浆供给充足，断裂规模小，慢速则相反（Small,1998;Cannatet al.,2006）。

轴向方向上，快速扩张洋脊段很长（100s km），地形起伏只有几十米，中速、慢速和超慢速洋脊段较短，地形落差通常在几百米到上千米之间（Sempéréet al., 1990; Shah and Sempéré, 1998; Cannat et al.,1999）。

典型的‘牛眼’状的重力异常表明慢速和超慢速洋脊段中间厚度大，两端厚度薄(Tolstoyet al., 1993；Magde et al., 2000; Singh et al., 2006)，
且随着扩张速率的减小，岩浆供给的不均一程度加剧（Mulleret al., 1999; Dick et al., 2003; Minshull, 2006; Li et al., 2015）。

理解不同扩张速率下，大洋中脊的岩浆侵位和构造作用之间之间的关系及其控制因素是理解大洋中脊扩张的核心内容，也是海洋地质学的前沿研究问题。

2. 研究进展
2.1洋中脊垂向上岩浆供给与构造伸展
最经典的洋中脊分类是Macdonald(1982)提出的，将洋中脊按照全扩张速率分为快速扩张洋中脊（80-150mm/yr）、中速扩张洋中脊（50-80mm/yr）和慢速扩张洋中脊（<50mm/yr）。

洋中脊的岩石圈结构、岩浆补给、断层发育模式等地质特征均与扩张速率存在显著相关性(Macdonaldet al., 1988；Lin and Morgan, 1992；Dick et al.,2003；Carbotteet al., 2016)。

图1全球洋中脊扩张速率分布图(据DeMets et al.,1994数据绘制)
快速扩张洋中脊包括东太平洋海隆(EPR)和太平洋-南极洲洋中脊（PAR）北段，其轴部发育轴向隆起(axial high)，两翼发育间距小、规模小的对称正断层。

慢速扩张洋中脊包括大西洋洋中脊(MAR)、雷恰内斯洋中脊(RR)、中印度洋中脊(CIR)、卡斯伯格洋中脊(CR)和亚丁湾（GA）。

慢速扩张洋中脊在地貌上与快速扩张洋中脊最大的区别在于轴部发育深约1.5km-3km的中央裂谷。

两侧仍发育倾向洋脊轴的正断层，但断裂间距和规模较快速明显增大，甚至在局部出现了拆离断层。

中速洋中脊是过渡类型洋中脊，在不同洋脊段表现出快速和慢速两端元的特征。

当洋中脊的扩张速率小于20mm/yr时，会出现岩浆补给非常匮乏，广泛出露地幔超基性岩的非岩浆段，拆离断层出现的频率和规模也较普通慢速扩张洋中脊有明显提升（Dicket al., 2003; Michael et al., 2003; Sauter et al., 2013; Zhou and Dick, 2013）。

Dick等人（2013）将这种类型洋中脊划分为超慢速扩张洋中脊，作为洋中脊系统中扩张速率最慢的端元，主要包括西南印度洋中脊(SWIR)、加科尔洋中脊(GR)和开曼扩张中心(MCSC)等(Dicket al., 2003; Cannat et al.,2006；Sauter and Cannat, 2010; Hayman et al., 2011) 。

图2 西南印度洋中脊构造解释图（Cannatet al., 2019）垂直轴向上的轴部地形和断层发育模式随着扩张速率呈现出系统性的规律变化随着扩张速率的减小，中央裂谷深度增加，断层规模增大(Cannatet al., 2006；Carbotte et al., 2016)。

洋中脊的扩张由岩浆增生和构造拉张共同完成。

Bucket al., (2005) 用M值（岩墙增生的速率和板块扩张速率的比值）解释不同扩张速率洋中脊断层模式形成的控制因素。

对于快速扩张洋中脊，岩浆供给非常丰富（M接近或者大于1），板块扩张全都由岩浆增生作用补偿，中间出现洋脊高地。

当在中速和慢速扩张洋中脊中，岩墙的增生不能完全补偿板块扩张（0.6<M<0.99），低角度正断层开始发育，随着岩浆供给的减小，大型的低角度断层（拆离断层）在洋中脊一侧发育(M~0.5)，甚至在局部形成逆断层(M<0.5)(Cannat et al., 2006; Tucholke et al., 2008;Sauter et al., 2013)。

Liuand Buck (2018,2020) 认为岩浆侵入到软流圈的量和中央裂谷的深度之间有一种反馈作用，提出了轴部地形受M值影响
的三种主控机制：浮力主控、岩浆主控和构造主控，提升岩浆补给对垂直轴向方向构造特征（轴部地形和断裂模式）的认识。

图3 基于M值的断裂发育模式和裂谷深度模拟结果
（Liu andBuck., 2018）
2.2洋中脊轴向上岩浆供给与地形变化
洋中脊轴向上的构造特征变化也与扩张速率有着明显的相关性，扩张速率越慢，轴向变化幅度越明显（Lin andMorgan, 1992；Wang and Cochran,1995; Small,1998;Cannat et al.,2006）。

洋中脊并不是连续的，一级间断转换断层和二级间断叠置扩张中心将快速扩张洋中脊分成了一系列几百千米长甚至上千公里长的洋脊段，从中间到两端地形起伏小，只有几十米（Carbotteet al., 2016）。

慢速扩张洋中脊的一级间
断转换断层和二级间断非转换间断（NTD）洋中脊分为了一系列长度约几十公里的洋脊段，但地形起伏通常在几百米到上千米之间（Semp éréet al., 1990; Shah and Sempéré, 1998; Cannat et al.,1999，超慢速扩张洋中脊洋脊段更短，沿脊方向地形变化更大（Cannatet al., 2003,2019; Yu et al., 2018）。

地球物理资料显示岩浆轴向供给的变化也随着扩张速率减小而增大。

快速扩张洋中脊地壳厚度比较均一，基本在6.5km左右(Searleet al., 2003; Carbotte et al., 2013；VanAvendonk et al., 2017) 。

慢速扩张洋中脊则发育非常典型的“牛眼状”重力异常特征，即在洋脊段中部形成环形的重力低异常，表明洋中脊下伏的岩浆补给中间多、两端少（Linet al., 1990; Tosltoy et al., 1993；Singh etal., 2006）。

超慢速扩张洋中脊大的岩浆分布更加不均匀，在岩浆完全缺失的非岩浆段广泛出露地幔超基性岩（Jianet al., 2017，Sauter et al., 2013) 。

前人对洋脊段尺度岩浆供给变化的解释主要有两种观点，一个是地幔上涌理论。

在快速扩张洋中脊中，地幔上涌的驱动力主要是板块分离，所以在洋脊轴方向地幔相对均匀上涌，形成了席状地幔流，岩浆供给比较均匀（Linand Phipps Morgan, 1992）。

对于慢速扩张洋中脊来说，浮力的影响使洋脊段中部相对于两端来说有更多的熔融体(Parmentierand Phipps Morgan, 1990; Lin and Phipps Morgan, 1992; Jha et al., 1994)。

关于浮力的来源，Buckand Su(1989)认为主要来源于熔体和地幔之间的密度差，有些人认为还有压缩浮力，因为当熔体从地幔中被提取出来时，固体地幔就会压缩以占据损失的体积则产生了挤压
浮力(Jha et al., 1994; Zhang et al., 2021)。

浮力驱动在洋脊段中部形成柱状地幔流，使得洋脊段中部的岩浆供给量高于两端。

但是数值模拟结果表明，由浮力驱动的柱状地幔流会形成200km左右的洋脊段，明显大于实际观测到的慢速和超慢速扩张洋脊段的长度（Madgeand Sparks, 1997）。

另一个是“阻渗层”理论。

岩石圈是粘滞系数较高的脆性变形圈层，通常将洋中脊处700°C等温线视为大洋岩石圈和软流圈之间的脆韧性转换带（Anderson,1995; Sleepet al., 2015），其在沿轴方向上厚度差异很大，由中间向末端倾斜加深。

在岩石圈的底部存在着一个由浮力和粘性应力（温度）平衡控制的约200-300m的高渗透层，由于其上的阻渗层的阻挡使熔体沿着高渗层最大斜坡方向向洋中脊轴部运移汇聚，从而使岩浆汇聚在洋脊段中部(Sparksand Parmentier,1991; Keller et al., 2017; Liu et al., 2020;Sim et al.,2020)。

图4 “阻渗层”模型三维模拟图（刘持恒，2019）
2.3 洋中脊岩浆增生的触发机制
岩浆侵位活动呈现长时间静止后集中爆发的现象, 当熔体在软流圈中聚集后，岩浆上升,与地震活动相伴生的短时间的侵位岩浆在岩石圈内从中间向两端迁移(Einarssonand Brandsdottir, 1980; Wright et al., 2006; Gregg et al., 2018)。

岩浆增生的周期与扩张速率有明显相关性。

随着扩张速率的增加，从几百年减小到几十年（Einarssonet al., 1991; Tolstoy et al., 2006；Ruch et al.,2016；Gregget al., 2018;Caudron et al., 2018）。

对岩浆侵位频率的研究，核心是对其触发机制的理解。

关于触发机制，前人认为主要有“超压触发”和“地震触发”两种。

前者是指随着熔体不断注入，岩浆房压力增大，当岩浆房的压力与周围岩石的最小主应力差值达到一个阈值时，岩墙开始张开（Bucket al., 2006,Giusti et al., 2018; Zhan etal., 2021）。

当板块以特性速率扩张时，水平构造应力不断增加，当构造应力积累到一定阈值后断裂，产生地震，地震引起的岩浆房周围应力变化也会触发岩浆增生（Woodset al., 2019）。

岩墙增生前几个小时内监测到大的地震活动为后者提供了佐证（Tan et al.,2016; Gregg et al., 2017,2018;Woods et al., 2019）。

图5 2014–2015B árðarbunga-Holuhraun 岩墙迁移数据记录（Caudronet al., 2018）
3. 存在问题
（1）洋中脊轴向方向岩浆供给变化快慢的控制因素有待明确
地震和重力反演资料证明，慢速和超慢速扩张洋中脊岩浆供给出现明显的不均一性（Linand Morgan, 1992; Tolstoy et al., 1993; Dunn et al., 2005; Sauter and Cannat,2010）。

前人提出的“地幔上涌”理论和
“阻渗层理论”虽然能够解释在单个洋脊段尺度上中间厚、两边薄的现象，但是随着扩张速率的减小，岩浆供给变化加快，对该现象的控制因素，缺乏定量化的研究。

（2）沿脊轴方向岩浆供给与地形起伏之间的关系有待理清
快速扩张洋脊段较长（100s km），岩浆供给均匀，所以地形起伏只有几十米，中速、慢速和超慢速洋脊段较短，地壳厚度变化大，地形落差可达几百米到上千米之间（Sempéréet al., 1990; Shah and Semp éré, 1998; Cannat et al.,1999）。

地形的起伏变化与岩浆供给出现明显的正相关性，但是两者之间的定量关系需要进一步理清。

（3）洋中脊岩浆侵位的触发机制和周期之间的关系有待探讨
岩浆侵位活动呈现长时间静止后集中爆发的现象,周期从几十年到千年不等（Einarssonet al., 1991）。

岩浆侵入活动伴随着地震和地形的抬升和沉降，意味着岩墙侵位的触发与岩浆房的压力和构造应力有关（Greget al.,2018; Zhan et al., 2021）。

当岩浆房的压力增大到与周围岩石的最小主应力差值达到阈值或当岩石圈破裂产生一定震级的地震，岩浆增生活动被触发，但是触发机制与岩浆侵位周期之间的具体关系目前并不清楚。