马达加斯加海台地质属性及其构造-岩浆演化过程

Analysis of the Geological Characteristics and Tectono⁃Magmatic Evolution Processes of the Madagascar Plateau

摘要

马达加斯加海台（MADP）作为冈瓦纳大陆分离裂解的产物，具有独特的地形、地球物理特征。通过对穿过MADP区域深反射地震剖面A⁃A'的解释和分析，结合重、磁异常数据，深入研究了MADP的地质属性、地壳结构和沉积地层格架，阐明了马达加斯加南部陆缘岩石圈伸展破裂的构造演化过程.通过重、震资料分析，将MADP分为北部薄化陆壳、洋陆转换带（OCT）和南部增厚的洋壳.马达加斯加南部陆缘在133 Ma经历了裂谷作用后，在120 Ma岩石圈伸展破裂并形成岩浆型被动陆缘，后续在Marion热点作用下（90~50 Ma），陆壳与洋壳在岩浆作用下进一步增厚，最终形成了现在的MADP.进一步深化了MADP发育演化过程的认识，对于西南印度洋海底高地形属性的确定具有重要的实际应用价值.

Abstract

The Madagascar Plateau (MADP), as a product of the separation of the Gondwana continent, exhibits unique topographic and geophysical characteristics. Through the interpretation and analysis of deep reflection seismic section A⁃A' across the MADP region, combined with gravity and magnetic anomaly data, the geological properties, crustal structure and sedimentary stratigraphic framework of the MADP are deeply studied, and the tectonic evolution process of lithosphere extension and rupture in the southern continental margin of Madagascar is clarified.Based on gravity and seismic data analysis, the MADP can be subdivided into the thinned continental crust in the north, the oceanic⁃continental transition zone (OCT) in the mid, and the thickened oceanic crust in the south. After undergoing rifting at 133 Ma, the southern continental margin of Madagascar experienced extension and rupture at 120 Ma, leading to the formation of a magmatic passive continental margin. Subsequently, influenced by the Marion hotspot (90–50 Ma), the continental and oceanic crust underwent further thickening due to magmatic activity, ultimately resulting in the present⁃day Madagascar Passive Margin (MADP). This research enhances our understanding of the development and evolution of MADP and has significant practical implications for determining seafloor high terrain attributes in the southwest Indian Ocean.

Graphical abstract

关键词

马达加斯加海台 / 海底高原 / 洋脊 / 原洋洋壳 / Marion热点 / 海洋地质.

Key words

Madagascar Plateau / submarine elevation / mid⁃ocean ridge / Proto⁃oceanic crust / Marion hotspot / marine geology

0 引言

马达加斯加岛作为冈瓦纳大陆裂解的产物，其被动陆缘记录了丰富的板块构造运动及其与地幔柱相互作用信息，尤其是南部陆缘，是马达加斯加岛与西南印度洋中脊（SWIR）的过渡区域，其地质属性和形成机制始终是人们研究的热点. 一般认为，马达加斯加南部陆缘的形成演化始于早白垩世（~133 Ma）非洲-马达加斯与南极洲板块间的分离，经历了复杂的构造-岩浆作用，并最终形成了如今的马达加斯加海台（MADP）（张涛等， 2011；Reeves， 2014； Tuck⁃Martin et al.， 2018）. 然而对于MADP的地质属性归类目前仍存在争议，根据地震折射资料， Recq and Goslin（1981）将MADP分为南、北两个部分（以31°S为界），并推测南部地壳具有洋壳属性. Goslin et al.（1980）根据水深资料、地震反射资料、地震折射资料以及磁异常资料指出MADP南、北两部分的地壳结构与基底地形存在较大差异，但均具有洋壳属性，不能将其简单地归因于马达加斯加陆地的南向延伸，或可能为白垩纪时期热点作用的产物. Coffin and Eldholm（1994）根据ODP第25航次246、247站点的钻孔资料将MADP南部划为陆壳，但是这些钻孔并未钻透沉积物. 后续的研究则指出，MADP向南延伸至扩张中脊的脊状隆起可能为Marion热点的活动轨迹（Georgen et al.， 2001）. 通过放射性同位素定年和板块构造重建模拟，发现Marion热点作用时间为~90~88 Ma，开始发生于马达加斯加岛南部区域，并最终导致了马达加斯加与印度板块的分离（图1a） （Storey et al.， 1995； Reeves and de Wit， 2000；张涛等， 2011； Reeves， 2014）. 此后，随着洋脊扩张的进行，马达加斯加开始北向漂移，其南部陆缘逐渐漂移过Marion热点，直到约50 Ma时Marion热点跨过SWIR（张涛等， 2011；余星等， 2020）. 因此，许多学者提出MADP可能是Marion热点作用的产物，是热点经过转换断层作用的结果（Douglass et al.， 1995）.

2021年“中国-马达加斯加国际合作调查航次”项目在马达加斯加海台及其周缘开展综合地球物理调查时，沿MADP长轴方向新采集了一条近SN向的区域长电缆2D地震剖面A⁃A'（图 1），该剖面沿MADP的西部穿过，长度640 km，采用的多道地震电缆长度为6 km，共480道，气枪总体积约为4 280 cu.in，道间距为12.5 m，炮间距为50 m，采样率2 ms，记录长度为14 s. 本文在MADP区域重磁异常、地形地貌研究的基础上，对A⁃A'剖面进行了详细的地震界面、地层、特殊地质体和构造样式解释，划分了MADP地壳结构单元，结合区域板块构造和地幔柱活动历史讨论了马达加斯加海台的发育演化过程及其与马达加斯加岛地壳的关系，进而明确了MADP的地质属性和成因. 本文的成果不仅有助于深化西南印度洋热点与洋脊相互作用的认识，而且，有助于为西南印度洋区域关于洋脊的地质属性在大陆架划界中的作用提供重要的参考价值.

1 区域地形和地球物理概况

马达加斯加岛地处西印度洋，位于非洲大陆东南部，南端与SWIR相接，北端与索马里海盆相邻，西侧为莫桑比克海盆，东侧紧邻马斯克林海盆，是印度洋上的最大岛屿，面积约为62.7万km²，也是连接东、西冈瓦纳大陆的重要枢纽（图1a； Coffin and Rabinowitz， 1994）. 随着冈瓦纳大陆的裂解分离，马达加斯加岛逐渐漂移到现今的位置（Reeves and de Wit， 2000；Reeves， 2014，2017； Sinha et al.， 2019）.

1.1　区域地形地貌特征

西南印度洋整体处于非洲超级地幔柱之上，发育有克洛泽（Crozet）、凯尔盖朗（Kerguelen）和马里昂（Marion）等若干个热点. 这些热点均位于相对稳定的南极洲板块之下，在板块上的运动轨迹叠加在相同区域，形成了许多海底高原（Meyzen et al.， 2016）. 在SWIR附近主要有北侧的马达加斯加海底高原（MADP）、莫桑比克海底高原（MOZP）、厄加勒斯海底高原（AGP）和南侧的康拉德海隆（CR），中段的德尔卡诺隆起（DCR）（图 1）. SWIR 分布于布维三联点（BTJ）至罗德里格斯三联点（RTJ）之间，全长约7 700 km（Bernard et al.， 2005； 刘持恒等， 2018）. 离轴200 km 范围内的水深范围为6 922~780 m，其中主体水深在5 000~2 000 m之间，布维岛海拔最高，高于海平面约780 m，离轴距离约 70 km. 深大断裂处水深最大，如安德鲁-贝恩断裂带（AB）和梅尔维尔断裂带（ME），水深可达6 800 m（余星等， 2020）.

MADP位于SWIR北侧，从马达加斯加岛南端向南延伸1 300 km，区域范围位于26°S至36°S之间，平均宽度为400 km，最大宽度可达750 km，是西南印度洋中的海底高原之一.海台的大部分区域水深在1 000~2 500 m之间， 最浅部分位于海台的西南部，深度约为20 m. MADP将两个水深超过5 000 m的海盆隔开：马斯克林海盆位于海台以东，莫桑比克海盆位于海台以西，南部则与SWIR相连. MADP根据地形特征可分为两个区域. 海台南部区域位于32°S和35°S之间，深度小于2 000 m，地形较为平坦，最浅处位于33°10'S，43°55'E附近，深度小于20 m. 海台北部区域，位于31°S和马达加斯加大陆架之间，海底地形较为复杂，一系列深度小于500 m的海山林立于此，形成了复杂的隆凹格局，平均深度为2 000 m 左右. 海台南、北区域之间为一个深约2 500~3 000 m呈北西走向的海底低谷所分隔开来. MADP的西翼与莫桑比克海盆相连，地势陡峭，在50 km 的宽度内深度从2 000 m陡降到4 000 m. 与马斯克林海盆相连的的东翼则较为平缓，在160 km的宽度内深度从2 000 m降到了4 000 m（张涛等， 2011；余星等， 2020）.

1.2　数据来源

本文中的长电缆多道地震数据采集使用的气枪总容量为4 280 cu.in.，气枪压力为2 000 PSI，枪沉放深度7 m，电缆深度为15 m，电缆长度达到6 000 m，最小偏移距125 m. 采集数据浅层有效频率达到60 Hz以上，受强屏蔽层影响，中深层成像依赖5~20 Hz的低频成分. 经过复杂多次波压制、中深层弱信号恢复和速度建模3个步骤后，最终得到长电缆多道地震剖面.

自由空间重力异常数据来源于全球卫星重力异常数据库（Sandwell et al.， 2014），数据精度（分辨率）1弧分（约1.8 km），局部地区精度能够达到1.0 mGal，总精度为3.03 mGal. 布格重力异常则通过自由空间重力异常数据进行完全布格校正消除水层和周围地形的影响后得到.

磁力异常数据来源于全球地壳磁场模型EMAG2⁃V3，是根据卫星，船舶和机载磁测量结果编译而成的（Meyer et al.， 2017）. 由于数据来源不同，磁数据统一向上延拓到平均海平面之上4 km. 数据间隔2弧分（约3.7 km）.

地壳厚度数据来源于地震资料约束的地壳厚度反演结果（Yang et al.， 2024）. 首先进行莫霍面深度反演，基于重力异常、水深、沉积物厚度、洋壳年龄、横波波速模型数据，我们收集了反演区域的数条OBS剖面用于对反演结果进行约束，并提取了CRUST1.0和ECM1全球地壳模型的中莫霍面几何形态，用于对反演结果进行约束和对比. 具体步骤如下：（1）在消除沉积层重力影响的基础上，根据已知的莫霍深度控制点和布格重力异常进行线性回归计算，获得初始莫霍面深度； （2）计算初始莫霍面重力异常与布格重力异常的差值，反演莫霍面深度校正值； （3）将修正后的莫霍面深度与初始莫霍面深度相加，得到新的莫霍面，并计算其相对于约束点的均方误差； （4）重复步骤（2）、（3），迭代后计算均方误差最小，得到最终反演结果. 根据多道地震的解释，我们从中提取了海底面以及沉积基底的双程走时，使用沉积物的时间-深度关系将其转换到深度域，最终得到沉积基底深度数据. 浅部地层有较好的约束条件时，利用二度半模型，用来推测和分析下部地层、构造的形态特征及分布. 参考前人在洋底高原所进行的地球物理相关研究（Goslin et al.， 1980； Recq and Goslin， 1981；Coffin and Eldholm， 1994），我们建立了一个5层初始模型，包括海水、沉积物、上地壳、下地壳以及上地幔，考虑到地震速度-岩石密度之间的相关关系，结合前人研究成果，将5层模型的初始密度值分别设为1.03、2.20、2.60、2.80、和3.30 g/cm³. 利用人机交互式2.5D重力反演软件，不断调整模型密度，最终达到计算值与观测值的较好拟合.

1.3　MADP地球物理特征

MADP区域自由空间重力异常受地形影响较大，在区域内能观察到由转换断层活动所导致的地形差异在重力异常中的反应（图2a）. 区域内，SWIR和MADP均表现为高重异常特征，值得注意的是，MADP虽然整体表现为海底高地形特征，但是受地形影响严重的自由空间重力异常却表现为不同的特征，以30°S为界，马达加斯加海台可以分为北侧的低值自由空间重力异常区与南侧的高值自由空间重力异常区，其中北侧低值区重力场值分布不均匀，表现为整体的低值区和中间零星的高值异常分布；在南部则表现为较为均匀的高值异常区.

MADP区域的布格重力异常数据可以反映深部区域界面的起伏特征，区域内，洋壳区域整体表现为高值重力异常，代表了基底抬升；而MADP和马达加斯加岛区域为低值重力异常，代表了基底下沉. 在大约28°S~30°S的区间内，MADP布格重力异常明显增大，可将MADP进一步分为南、北两部分（图2b）.

MADP区域内的条带状磁异常丰富，其错断的位置与在自由空间重力异常中所识别到的转换断层一致. 需要注意的是，区域内的磁条带异常表现为多个方向的延伸，反演了该区域内的复杂大地构造背景；西南印度洋中脊的周缘区域，整体磁异常条带延伸方向与洋中脊的延伸方向平行（图2c）.

MADP区域的地壳厚特征为洋壳区域地壳厚度较薄，平均厚度为5~7 km左右，而MADP区域地壳厚度较厚，在大约28°S~30°S的位置上，地壳厚度存在明显的分界，靠洋一侧平均厚度15 km左右，莫霍面起伏不大，靠陆一侧地壳厚度增加到20 km左右（图3d）.

2 研究方法

2.1　基于地震反射特征的关键界面识别

图3为本研究选取的穿过MADP北部区域的深反射地震剖面及其线描图、解释图，在该剖面上可以识别出多条不整合界面（图3b），其中海底界面作为沉积层的顶界面，是最为明显的界面. 如图3c所示，从MADP最北侧开始，即640 km处，海底深度较浅，位于双程反射时间（TWT）0.6 s左右，随后向南深度快速增加，在640~600 km处，海底深度可达TWT 1.4~1.6 s，在跨过600 km处后，深度又快速增加至TWT 2 s. 在600~450 km 区间内，深度在TWT 2.0~2.7 s之间变化，海底地形起伏变化较缓. 450 km处以南，海底深度逐渐加深，总体在TWT 2.4~3.0 s之间，局部区域有变深现象，例如190 km 处，深度达到最大值约TWT 4 s. 在海底界面之下，可以识别出第二条明显的不整合界面，为表述方便将其称为Tbm界面. 如图3c，Tbm界面为一条低频强振幅反射界面，连续性较好，受岩浆和断层活动影响，在全区内具有较大起伏，深度保持在TWT 2.0~4.4 s之间，局部可达TWT 5 s（190 km处）. Tbm之上为一套连续性较好、结构清晰的层状反射，局部区域存在等厚的空白反射结构（590~450 km），之下则为一套连续性较差的杂乱反射. Tbm之下可以识别出第3条较为明显的不整合界面，标注为Tbc界面. 如图3c，Tbc界面为一条低频、强振幅界面，连续性较好，仅在局部区域清晰可见（520~480 km，590~570 km）. Tbc界面仅能在测线左侧区域观察到（600~480 km），在0~480 km区段不显著. 在Tbm与Tbc之间还存在一条次级的不整合界面，即BI界面，如图3c和图4所示，这条界面连续性较好，具有低频强振幅反射特征，仅在局部区域可见. 界面之下为一些向海倾斜的层状反射，界面之上则为一些近乎水平的连续性较弱的、上超于BI界面之上的层状反射.

2.2　基于地震反射特征的地层单元划分

海底、Tbm和Tbc三条关键界面控制了两套地震反射结构完全不同的地层单元. 如图3c所示，海底界面与Tbm界面之间为一套厚度较薄（0.3~1.8 s/TWT），连续性较好的层状反射结构体，标注为U1地层单元（图3d）. 在600~480 km之间U1厚度较厚，两侧为两条断层所控制，其内部可以进一步划分出多个次级地层单元. 在剖面左侧区域（600~480 km），Tbm与BI之间为一套较厚（1~2 s/TWT）、连续性较差、内部杂乱的反射结构体，标注为U2地层单元（图3d）. U2内局部可见连续性较好的低频、较强振幅层状反射结构，中间为一些向上凸起的空白杂乱反射所阻断. U2之下，BI和Tbc之间则为一套相对较薄（1.0~1.5 s/TWT）、连续性较好的低频强振幅层状反射结构，内部为一些向上凸起的空白杂乱反射所阻断，标注为U3地层单元（图4）. U3被一系列陆倾正断层所控制，内部反射层向断层一侧发散，表现为由多个楔形构造组成的、整体向海倾斜的反射结构体. 在600 km处的走滑断层左侧区域（640~600 km），可以大致识别出两套反射结构，与右侧区域反射特征明显不同，从下到上依次可以分为S1、和S2（图3d、4）. S1为一套杂乱反射，两侧被相向倾斜的正断层所控制，呈地堑结构；S2为一套连续性较差的层状反射，覆盖于S1之上，左侧为一条向陆倾的正断层所控，向断层一侧层状反射发散，尾部发生翘倾削截，整体呈半地堑结构. 而在剖面右侧区域（430~0 km），Tbm界面之下均为向上凸起的、较弱反射、较高频、连续性差的杂乱反射结构，局部区域存在向海倾斜的层状反射（例如480~450 km处，370~380 km处）. 这些以上凸为特征的杂乱反射之下为一套近水平、低频、连续性中等和反射强度中等的反射体，两者之间没有明显的分界面，但可以大体追踪出两套反射结构间的包络面，标注为Tbo界面（图3c）. Tbm与Tbo之间的反射结体与Tbm与BI之间的具有相似特征，因此我们同样将其标注为U2地层单元（图3d）.

2.3　基于地震反射特征的断裂体系识别

在地震剖面内我们还可以观察到两套断裂体系. 第一套断裂体系主要分布于浅层区域（TWT 3~4 s），错移了Tbm界面，控制着地形起伏和新生代沉积层厚度，呈现负花状构造特征，具有走滑性质. 走滑断层的发育对自由空间重力异常具有一定影响，可以使其异常强度急速衰减（例如400 km处，280 km处）. 因此根据重力异常数据，也可以大致推断出走滑断层所处位置. 第二套断裂体系则主要分布于剖面左侧的深层区域（TWT 5~8 s）. 在剖面左侧区域（600~480 km）可以观察到连续性较差的Tbc界面，Tbc界面被一套向陆倾斜的反射结构所错断. 这些陆倾正断层的反射特征并不明显，主要通过Tbc界面的错断和上覆扇形地层单元结构的不连续性确定其所处位置（图3c， 4）.

3 MADP地震反射层地质属性分析和地壳结构构造单元划分

根据地震资料的识别与追踪，前文在测线A⁃A'上识别出了5条关键界面，即海底、Tbm、Tbo、BI以及Tbc界面. 这5条界面作为不同反射结构体间的边界，框定了MADP的盆地充填特征. 如图3c所示，海底界面与Tbm之间为一套连续性较好，受断层控制的层状反射结构体U1，这套地层已经在DSDP 246、247站点钻遇到（位置见图1），尽管井位并不在A⁃A'剖面上，但是可以对比确定就是这套反射层. DSDP 246、247井钻遇的这套反射是新生代沉积地层，其底部岩样为晚古新世-早始新世海绿石质-钙质砂岩（Schlich et al.， 1974），因此我们将U1定义为一套新生代沉积地层（图3d）.

沉积层U1厚度较薄，覆盖了整条剖面，在其之下为Tbm和BI界面以及Tbm和Tbo界面所限定的地层单元U2（图3）. 其内部有一系列向上凸起的杂乱反射结构，推断为火山岩或可能为向上延伸并刺穿了内部层状反射结构的岩浆通道，观测到的层状反射推测为溢流玄武岩，岩浆的侵入、侵出作用破坏了层状反射的连续性，也改造了海底地形，形成许多海山（例如570 km处，200 km处）. 区域研究表明冈瓦纳大陆的裂解和马达加斯加陆缘的演化都伴随有强烈的岩浆作用影响（Cox， 1992； Storey et al.， 1995； Reeves and de Wit， 2000； Reeves， 2014），特别是在马达加斯加岛的南部具有与地幔柱活动相关联的岩浆活动，发生于晚白垩世初期（90~88 Ma），并一直持续活动至今（张涛等， 2011）（图4）. 在马达加斯加岛西侧，例如穆伦达瓦和莫桑比克盆地区域，地震剖面和岩性柱状图均显示了这套岩浆活动的痕迹（Bassias， 1992； Salman and Abdula， 1995； 臧晓琳等， 2023），据此，我们推断Tbm⁃BI之间的层状反射体是与Marion热点活动有关的熔岩流层系. Marion热点自从88 Ma以来一直活动，并具有向南迁移的规律（Storey et al.， 1995；Reeves and de Wit， 2000； 张涛等， 2011），结合其活动轨迹（图1），我们把地震剖面上记录的这套熔岩流层系的年龄确定为90~50 Ma之间.

在剖面左侧区域（640~480 km），U2之下为BI与Tbc界面所限定的地层单元U3，其内部发育有向海倾斜反射体（SDRs），被一系列向上突起的杂乱反射结构所阻断，在上文中已将这些杂乱反射定义为火山岩或岩浆通道，可能与Marion热点活动有关，因此我们认为，Marion热点活动破坏、改造了U3内部结构. 区域研究表明，马达加斯加南部陆缘的形成始于早白垩世（~133 Ma）马达加斯加与南极洲板块间相对运动的开始（Reeves， 2014； Tuck⁃Martin et al.， 2018）（图4），剖面上观测到的一系列陆倾正断层及其所控制的SDRs表明其南部陆缘或可能具有富岩浆型被动陆缘演化特征（Geoffroy et al.， 2015），U3则为岩石圈伸展破裂时期（~133~120 Ma）受陆倾断层控制的溢流玄武岩体（图3， 5）. 根据S1、S2地震反射特征，结合马达加斯加陆缘演化历史，我们推测S1可能为卡鲁裂谷作用初期的沉积层（183~170 Ma），S2为马达加斯加南部陆缘裂解时期的沉积层（133~120 Ma）（图4）（Reeves， 2014； Tuck⁃Martin et al.， 2018）.

Tbc之下为一套均一空白反射，内部发育有一系列陆倾正断层，在Tbc界面之下TWT 8~9 s的区域内，还可以看到一些连续性较差的层状反射（图3c），为莫霍面（Moho）反射层，进一步根据重-震联合反演得到的该区域地壳平均厚度可达20 km（图2d），也验证了该区域莫霍面大约在TWT9 s的深度处. 因此，本文确定地震剖面解释确定的Tbc界面为陆壳的顶界面，Tbc与Moho面之间为薄化的陆壳.

在剖面右侧区域（430~0 km），Tbm与Tbo之间的U2地层单元同样也为一套杂乱反射结构体，存在许多向上凸起的杂乱反射结构，推定为岩浆通道，局部区域存在层状反射结构，为溢流的玄武岩（图7）. 因此我们认为Tbm和Tbo之间为一套火山岩体，被后续的走滑断层作用改造为现今的格局.

Tbo之下为一套均一空白的反射，与剖面左侧区域相比较（640~480 km），其内部看不到断层反射结构，且自由空间重力异常值明显高于左侧区域（图2a， 3a），局部的自由空间重力异常低谷可能与走滑断层的发育有关. 此外该区域布格重力异常值明显高于左侧区域，表明莫霍面深度存在明显抬升，加之线性磁异常特征（图2c），我们认为剖面左侧和右侧区域地质属性有所不同，Tbo之下可能存在洋壳结构，Tbo 则为洋壳顶界面. 在地震剖面TWT 8~9 s的深度处依稀可见一些断断续续的层状反射结构（图3c），根据重-震联合反演得到的该区域地壳平均厚度为15 km（图2d），也证实该区域莫霍面大约在TWT 8~9 s的深度处. 该区15 km地壳厚度为海底高原的地壳厚度，根据相邻无海底高原发育区域的洋壳厚度，我们推定A⁃A'地震剖面区域的洋壳厚度大约为2 s/TWT，6~7 km厚.

总的来说，MADP的地质属性和地壳结构从南往北具有较大变化. 在靠近陆地一侧（640~480 km）为陆壳域，发育一系列导致陆壳薄化的陆倾正断层，陆壳之上覆盖大量的侵入和喷出的火山岩，两者总体厚度较厚（~20 km）. 而向洋一侧（430~0 km）为洋壳域，发育加厚的洋壳结构，洋壳之上也为大量侵入和喷出的火山岩，总厚度较薄（~15 km）. 两者之间过渡区域存在一个明显的重力异常和磁异常峰值（480~430 km）（图3a），Tbo界面也存在明显的向上隆起特征，推测可能是因为存在大量的岩浆侵入体，因此将该区域划分为洋陆转换带（OCT）（图3， 6），其地壳结构为鳄鱼嘴式结构，即沿Moho底侵岩浆和喷出岩浆夹持伸展破碎地壳岩石圈碎块的所谓的原洋洋壳.

4 讨论：马达加斯加南部陆缘的演化与MADP的形成

4.1　冈瓦纳的裂解与区域构造事件的响应

马达加斯加陆缘自早侏罗世以来经历了较为复杂的构造-岩浆演化过程（图4）. 侏罗纪早期的卡鲁热点作用引发了冈瓦纳大陆的裂解，使得冈瓦纳大陆中部区域在裂谷作用下开始广泛发育裂谷盆地（183~177 Ma），并最终导致了东-西冈瓦纳大陆的裂解，索马里海和莫桑比克海盆逐渐打开（Cox， 1992； Storey et al.， 1995；Reeves and de Wit， 2000； Tuck⁃Martin et al.， 2018； 曹亮等， 2024； 李威等， 2024）. 索马里海盆的打开（~170 Ma；Geiger et al.， 2004）使得马达加斯加与非洲板块分离开来，导致了马达加斯岛北部陆缘的形成，随后莫桑比克海在~165 Ma时打开（Leinweber and Jokat， 2011，2012； Tuck⁃Martin et al.， 2018）. 随着洋脊扩张的持续进行，两海盆之间开始发育转换断层，即戴维转换断层（~158~120 Ma）（Reeves et al.， 2016），调节了扩张脊之间的相对运动，并将马达加斯加岛与莫桑比克海分隔开来，形成马达加斯加西部陆缘. 马达加斯加南部陆缘的形成始于马达加斯加与南极洲板块间的裂谷作用，在白垩纪早期（~133 Ma），随着西索马里海的停止扩张，马达加斯加与非洲板块合并为一个完整板块开始与南极洲板块间发生相对运动，马达加斯加南部陆缘开始形成（Tuck⁃Martin et al.， 2018）. 随后在白垩纪晚期（90~88 Ma），马达加斯加岛南部的Marion地幔柱开始活动并最终导致了马达加斯加与印度板块的分离，马斯克林盆地开始发育，马达加斯加东部陆缘初步形成（Storey et al.， 1995； Reeves and de Wit， 2000； 张涛等， 2011；Reeves， 2014）.

发生于马达加斯加南部陆缘的裂谷作用导致该区域陆倾正断层的发育，岩石圈开始伸展破裂，其中Tbc界面即为破裂不整合界面，Tbc之上的U3地层单元为裂谷作用时期受陆倾断层控制的溢流玄武岩层系，随后在大约120 Ma，新的洋壳在马达加斯加南部开始形成，裂谷作用结束（洋壳年龄参考Earth Byte）. 因此我们认为U3的形成时间为133~120 Ma，其顶界面BI为岩石圈破裂不整合界面，代表着裂谷作用的停止. 在上文中我们已通过区域分析指出U2为Marion热点活动的产物，形成时间为90~50 Ma，其底界面为破裂不整合界面（BI）和洋壳的顶界面（Tbo），顶界面为Tbm，代表Marion热点作用的停止，具有穿时性. 根据前人推测的Marion热点活动轨迹（图1），MADP靠陆一侧的Tbm界面较老（~90~88 Ma），代表Marion热点开始活动的时间，逐渐向南，Tbm界面年龄趋于年轻，在MADP最南端可能达到50 Ma左右，这也与DSDP 246、247井在MADP南端钻遇的最深处岩样年龄相近（晚古新世-早始新世）（Schlich et al.， 1974）. Marion热点活动之后，马达加斯加南部陆缘再未经历较大的构造事件，地壳结构处于相对稳定状态，Tbm之上开始发育沉积地层U1，局部被走滑断层错断. 考虑到Marion热点活动轨迹，我们认为MADP北部U1底部沉积年龄比南部更早，在测线A⁃A'上观测到的MADP北部的U1相较于南部其底部多了一套空白反射的现象也与本文的认识相一致（图3b）.

4.2　MADP的形成演化过程分析

基于上文的分析，我们已经确定MADP区域地壳属性和盆地充填. MADP靠陆一侧薄化的地壳可归因于白垩纪早期发生于马达加斯加与南极洲板块间的裂谷作用，Tbc为破裂不整合界面. 根据在剖面上观测到的发育于陆壳内的陆倾正断层以及其所控制的向海倾斜的溢流玄武岩体，即SDRs，我们推测马达加斯加南部陆缘属于岩浆型被动陆缘，强烈的岩浆作用熔断了岩石圈，最终在约120 Ma软流圈涌出地表，海底扩张系统建立，新的洋壳开始形成（洋壳年龄参考EarthByte）. 在Tbc与Tbm之间存在一条次级不整合界面，即BI（图3c， 5），该界面为裂后不整合界面，它的不连续性可能与后期岩浆作用的破坏有关. 随后在90~88 Ma，Marion热点活动开始作用于马达加斯加岛南部，产生了大量的火山岩构造并导致了马达加斯加与印度板块的分离（Storey et al.， 1995；Reeves and de Wit， 2000； 张涛等， 2011）. 此后，随着洋脊扩张运动的进行，马达加斯加岛持续北向漂移，热点作用贯穿了整个马达加斯加南部陆缘，强烈的岩浆作用改造并增厚了马达加斯加南部陆缘地壳厚度，形成现今所看到的MADP（张涛等， 2011， 2013）. Tbm为Marion热点作用的顶界面，Tbm之后，岩浆活动急速弱化.

总体来说，马达加斯加南部陆缘的演化过程可以分为以下3个阶段：

4.2.1　裂谷作用的开始与岩石圈的薄化

早在侏罗纪早期，马达加斯加西南部在卡鲁裂谷作用下就形成了许多裂谷盆地，其中S1即为裂谷作用下的沉积物（183~170 Ma）. 后续随着马达加斯加与南极洲板块的分离，马达加斯加南部陆缘在~133 Ma时开始形成，强烈的裂谷作用导致了岩石圈的最终破裂. 裂谷作用初始阶段构造伸展作用较弱，但可通过镁铁质岩浆作用强烈扩容，局部发育正断层，控制着S2地层沉积. 随着软流圈物质的持续上涌，两条相背倾斜的陆倾断层（CDFs）开始发育，地壳发生薄化，岩浆透过地壳渗透至地表形成大量溢流玄武岩，这些熔融物质受断层控制形成一系列向海倾斜反射体，即SDRs （Geoffroy et al.， 2015）. 该阶段的构造岩浆活动造成了内SDRs和中央陆块——C块的形成，两个相背倾斜的CDFs共同的下盘形成了一个由C块组成的中部刚性陆块（图8a）. 随后在地幔岩石圈热驱动的软化作用下，C⁃块内部开始形成一系列陆倾的拆离断层，控制着外SDRs的边界并逐渐将其拆离薄化（图8b）.

4.2.2　岩石圈的破裂与洋壳的形成

随着拆离断层的发育，岩石圈的伸展开始受构造力学作用的控制，导致地壳的伸展和岩石圈的薄化，形成了裂谷中部岩浆房. 当伸展作用强化时陆壳被强烈的岩墙作用扩容形成初始的地表扩张中心，成为表层熔岩的供给通道（图8b）. 在~120 Ma，随着板块分离作用的发生，洋中脊扩张系统开始建立，这时形成的洋壳厚度往往超过正常厚度，属于原洋洋壳. 之后海底扩张系统趋于稳定，洋壳厚度逐渐恢复正常（图8c）. 根据板块重建模拟结果，在120~88 Ma期间，马达加斯加南部陆缘洋脊扩张了至少1 000 km以上（余星等， 2020）.

4.2.3　Marion热点作用的改造

通过放射性同位素定年和板块构造重建模拟，前人的研究已证实Marion热点在90~88 Ma开始作用于马达加斯加岛南部，后续随着洋脊的扩张，其在板块上的运动轨迹如图1a所示. 在90~50 Ma期间，Marion热点轨迹基本上已覆盖了整个马达加斯加海台，并逐渐向洋中脊靠近，热点活动强度较高，在74 Ma时达到峰值（张涛等， 2011）. Marion热点作用可以导致岩浆透过地壳喷发至海底，或是在地壳底部发生岩浆底侵，从而进一步增厚地壳，改变海底地形（图8d）. 由热点向地壳表层输运的物质在其路径上，对地壳产生热侵蚀作用，使通道所在的岩石圈强度降低，而这些熔融物质部分向上“渗漏”，从而形成了现在我们在其路径上看到的火山建造（Morgan， 1978； Small， 1996）.

5 结论

（1）通过对贯穿MADP深反射地震剖面的详细解释，在研究区域内识别出了5条关键界面，由下到上分别为Tbc、BI、Tbo、Tbm以及海底界面，这些界面限定了3套地层单元，分别为U3（Tbc⁃BI）、U2（BI⁃Tbm、Tbo⁃Tbm）和U1（Tbm⁃海底）. 结合地震反射特征和区域构造背景分析，研究发现U3地层单元为马达加斯加南部陆缘裂陷期形成的受陆倾正断层控制的溢流玄武岩体，即SDRs，其底界面Tbc为破裂不整合界面（~133 Ma），标志着裂谷作用的开始，顶界面BI为裂后不整合界面（~120 Ma），标志着裂谷作用的结束；U2地层单元为Marion热点作用下形成的火山岩层，其顶界面为Tbm，标志着Marion热点作用的结束，从南往北具有穿时性（90~50 Ma）；U1地层单元为沉积层，受Marion热点活动影响，年龄从北向南有逐渐年轻化趋势.

（2）通过地震剖面解释，结合重、磁数据分析， MADP是由薄化的陆壳与增厚的洋壳组合而成. 其中靠陆一侧为薄化的陆壳，Tbc为陆壳顶界面，上覆厚层火山岩（U3、U2），总平均厚度可达20 km. 向洋一侧大部分区域为增厚的洋壳，Tbo为洋壳顶界面，洋壳之上也覆盖有厚层火山岩（U2），总平均厚度可达15 km. 二者之间存在宽度约50 km的洋陆转换带.

（3）马达加斯加南部陆缘的形成始于白垩纪早期（~133 Ma）马达加斯加与南极洲板块间的裂谷作用，其陆缘类型为岩浆型被动陆缘，强烈的岩浆作用导致了岩石圈的熔断破裂，并在120 Ma开始生成新的洋壳. 在120~90 Ma期间，马达加斯加南部洋脊处于稳定扩张状态，90 Ma之后，Marion热点开始在马达加斯加南部活动，随着洋脊扩张的进行其运行轨迹在50 Ma贯穿了整个马达加斯加南部陆缘并跨过了洋中脊. Marion热点作用导致岩浆透过马达加斯南部陆缘陆壳和洋壳喷发至海底，或是在莫霍面附近发生岩浆底侵，从而进一步增厚原地壳厚度，改变海底地形，形成了现今看到的马达加斯加海台.

（4）通过地震剖面解释，结合区域重磁异常分析，在前人研究基础上对MADP地质属性进行了归类，研究成果不仅有助于深化西南印度洋热点与洋脊相互作用的认识，而且，有助于为西南印度洋资源勘探（如油气、多金属结核）以及大陆架划界提供重要的参考价值.

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基金资助

国家重点研发计划项目(2023YFC2808803)

国家重点研发计划项目(2023YFE0126100)

浙江省“高层次人才特殊支持计划”科技创新领军人才项目(2021R52058)