洋中脊动力学与俯冲带地震-岩浆-成矿事件远程效应

Long-range effects of mid-ocean ridge dynamics on earthquakes, magmatic activities, and mineralization events in plate subduction zones

摘要

板块俯冲带和大陆岩浆弧的深部过程与极端地质事件之间存在密切的关系。板块俯冲与造山过程会导致地震、岩浆活动和成矿等事件的发生。这些极端事件的发生与俯冲过程中的壳幔相互作用、地幔楔形成、岩石圈部分熔融、构造-岩浆活动等因素密切相关。然而,人们对洋中脊新生地壳的不均匀性或先天“缺陷”对以上的极端事件的长远影响和远程效应了解甚少。在洋中脊新的地壳形成过程中,由于受到板块扩张、压力降低、软流圈物质上涌等因素的作用,导致新生地壳温度升高、孔隙度和裂缝发育、密度降低、结构复杂的正反馈过程。因此,新生地壳在密度、强度、温度、厚度等方面存在非均质性。这些地壳的差异性将影响和决定板块在扩张和俯冲过程中的行为,并对板块俯冲作用形成的地震、岩浆和成矿等事件产生远程影响。以太平洋俯冲和安第斯造山带为例研究发现,板块运动速度、板块俯冲角度、板片撕裂、岩石圈厚度、Moho面深度等的突变与地震、火山和斑岩矿床的时空分布存在远程关联效应,这些认知对预测板块俯冲-碰撞带发生的极端地质事件的时空分布具有重要意义。

关键词

洋中脊 / 板块俯冲 / 地震 / 火山 / 成矿 / 远程关联

Key words

mid-ocean ridges / plate subduction / earthquakes / volcanoes / mineralization / long-range effects

0 引言

洋中脊是地球上新生地壳的诞生地。洋中脊的形成和存在是地球岩石圈(地壳和上地幔在板块构造边界处裂解、扩张以及软流圈物质上涌的结果。自上世纪50年代发现洋中脊以来,它不仅在板块理论的形成中发挥了重要作用,而且一直受到科学家的广泛关注,被视为解开现代板块构造众多奥秘的天然实验室^[1]。沿着洋中脊分布有地球上最长的连续海底火山山脉,同时形成多样和壮观的一系列火山脊、裂谷、断层带和其他地质特征(图1^[2])。大洋中脊产生的火山物质主要是玄武岩,这种岩石不仅分布广泛,而且由于携带了深部地幔的信息,往往作为研究地球深部过程的主要信息载体。同时,它也是研究地球系统演化、深部物质循环、深部过程与地表包括大气环境变化响应等的重要介质^[3⇓⇓-6]。

沿洋中脊板块扩张的速率也存在变化,在扩张速度较快的地段(每年最快可超过 80 mm),地形主要由火山形成,山脊具有相对平缓的地形,并且由于随着时间的推移形成了许多熔岩层。在慢速和超慢速扩张中心,山脊更加崎岖不平,扩张更多受构造过程而非火山作用支配^[7⇓⇓-10]。由于深部岩浆成分、板块扩张速率以及形成火山的浅表环境的不同,洋中脊形成的大洋板块的厚度、温度、硬度、空隙度、密度等性质也有较大差异,这些“出生”时的差异性不仅会影响大洋板块本身的特征,同时也会影响到在板块运动过程(扩张、俯冲、碰触等)中引起的各种地质事件。例如,俯冲板片的性质会影响到板片的俯冲深度、熔融能力、产生岩浆的成分等等,也会影响到地震、岩浆甚至岩浆相关矿床的形成^[10-11]。本文将从分析洋中脊地质结构的复杂性和新生洋壳的差异性出发,了解这些差异性与板块俯冲过程中各种极端地质事件(岩浆-火山、地震、成矿等)诱发机制的远程关联性。

1 洋中脊岩石圈相变界面性质与影响

板块构造的形成和运行与地球层圈结构是密切相关的^[12]。地幔对流、地幔柱、板块俯冲拖拽等被认为是板块构造的主要驱动力来源^[13-14]。无论是起源于核幔边界的大地幔柱、全地幔对流或上下地幔分层对流,还是洋壳俯冲或地幔楔形成等,都与地球相变界面密切相关。为此,深入了解地球系统相变界面是非常必要的。地球系统相变界面是指地球不同物质之间相互作用的交界处,比如大气与地表、海洋与大气、冰层与海洋,地壳与地幔,地幔与地核等^[15-16]。这些界面在地球系统演化中起着至关重要的作用,往往影响着层圈相互作用和能量、物质、信息等多个方面的循环、交换、作用过程。洋中脊是上地幔软流圈、岩石圈、地表水圈甚至大气圈相互作用的场所,是多相界面交织的特殊环境,发生着相变过程、自组织临界过程,以及多重级联循环等非线性过程,诱发构造、岩浆、变质、地震、成矿等一系列极端地质事件。这些事件不仅反映了地球层圈相互作用,深部过程与浅部响应,同时也伴随深部物质和能量输入,形成资源和能源分布,以及地质灾害包括火山、地震、海底滑坡以及其他有害气体释放等的事件。此外,洋中脊形成的板块经过扩张、俯冲、碰撞在岩浆弧或造山带也将形成构造、岩浆、变质、地震、成矿等极端地质事件(图2表示斑岩铜矿床的空间分布),因此,这些重大地质事件是地球科学家十分关注并为之开展科研攻关的地球科学问题。总之,深入了解洋中脊地球系统相变界面的性质,认识新生板块边界的复杂性,有助于提升对极端地质事件触发机制的认知能力,以及对这些事件时空分布的有效预测和预警水平。

1.1 岩石圈相变界面的特殊物理化学性质

地球相变界面的特殊物理化学性质主要包括以下几个方面:(1)相变界面处的物质会发生相变,比如洋中脊深部岩浆上涌会固结成火山岩或者岩脉,已经形成的岩石受热液的影响也会发生部分熔融或者变质等,这些相变过程会释放或吸收热量,从而影响相邻物质的温度和能量状态。(2)相变界面会导致物质的扩散和混合,比如洋中脊岩浆热液和海水之间的气液交换等。这种扩散和混合会形成岩石空隙,从而影响洋中脊的岩石密度以及物质循环和生态系统的物质转化。(3)相变界面处的物质可能会发生化学反应,出现较大相变克拉佩龙斜率(Clapeyron slope)。比如洋中脊浅部发生固-液-气相的反应,形成热液物质沉淀以及新的矿物和矿床等。(4)相变界面处的物质存在界面张力,这种张力会影响相邻物质的状态和行为。突破这种张力限度还会产生系统的间断或者突变,比如产生爆破构造和幕式岩浆侵入或火山活动等。(5)相变界面处的物质具有特殊的热力学性质,比如表面能、界面自由能等。这些性质会影响相邻物质之间的相互作用和行为,从而影响系统中的物理和化学过程。

1.2 相变界面的岩石密度与强度性质

相变界面的物质密度与强度性质是地球系统中相变界面的重要特征之一。相变界面处物质的密度和强度通常与相变前后的物质密度和硬度不同,这种密度与强度变化会对相邻物质的状态和行为产生影响。具体来说,相变界面的密度性质和作用表现在以下几个方面:(1)相变界面处的物质密度通常会发生不连续变化,从而导致相邻物质的密度突变。比如,Moho面上下的岩石密度会在长英质和铁镁质岩石之间发生变化,这种密度不连续性会影响岩石的强度、地震波速度以及其他与岩石密度相关的物理化学性质,从而影响Moho面的地质、地球物理和地球化学性质(图3A)。(2)密度梯度与密度驱动力,相变界面会形成密度梯度。密度变化会产生密度驱动力和密度梯度能,这种驱动力和驱动能会影响相邻物质的运动和混合。比如,Moho 面会随着壳幔岩石密度差异以及上覆地壳的厚度发生变化,形成厚度不等的大陆地壳。再比如:俯冲板片带入富含水分的洋壳物质和海洋沉积物进入地幔会导致地幔部分熔融,所产生的熔体由于密度差产生浮力而向上进入Moho 面,并产生MASH化(熔化、同化、储存和均质化),最后形成岩浆源;岩石圈与软流圈的密度差以及密度随温度、压力和成分变化的依赖性是决定板块俯冲和分层的重要要素^[17]。(3)密度效应。相变界面的密度变化会影响相邻物质的物理和化学性质,从而产生密度效应。比如,岩石或者岩浆的密度变化会影响岩石或者岩浆的溶解度、渗透率、导热率、导电率等物理和化学性质,从而影响相变界面生态系统的物质转化。作者研究发现,Moho面附近的岩石密度梯度变化和差异应力均具有奇异性,即很小的深度变化会产生极大的岩石密度和差异应力差异,这种变化梯度不能采用传统微分运算度量,须用分形维度的微分(简称分形微分,fractal derivatives)( \frac{\mathrm{d}\sigma }{\mathrm{d}{x}^{\alpha }},α≠1)来定量刻画^[18](图3B)。

界面的强度或硬度性质是指界面对应力应变的抗性,其主要影响因素是界面的微观结构和界面两侧物质的物理化学性质。在地球系统中,界面的强度或者硬度性质对于理解和预测地球系统中的物理和化学过程、以及地球系统的变化和演化具有重要的意义。界面的强度和硬度性质会影响界面形态的稳定性。强度和硬度低的岩石容易发生变质或变形,也容易发生物质和能量的扩散和传输。厚度大且硬度和强度高的板块在扩张和俯冲过程中相对不易变质变形和被破坏,从而在板片较冷和俯冲较快的条件下,可以俯冲到较大的深度^[17]。板片的厚度、硬度、强度、密度、温度、含水性等差异也是板块扩张和俯冲过程中发生破裂和变形的主要影响因素,也是控制地震和其他事件形成的主要因素。

作者研究了发生在太平洋俯冲带与特提斯碰撞带并且深度在Moho面附近(33~100 km深度)的3级以上地震分布^[18],结果显示,在Moho面附近地震呈聚集(clustering)分布(33~35 km),而且峰值强度随着深度的增加快速下降。其地震分布密度(地震个数与离峰值的距离的比值)随发生地震深度的变化服从幂律衰减,可采用分形密度模型(power-law函数)进行刻画。进一步研究发现,北纬度,到中纬度,再到南纬度沿太平洋俯冲带和特提斯碰撞带Moho面以下的地震密度随深度下降速率可以用三种函数关系线性、对数线性、双对数线性进行度量,反映了非线性和复杂性程度的逐渐提高(图3C)。

1.3 相变界面的临界性

相变界面的形态稳定性在临界状态时会发生突变,从而导致界面形态的剧烈变化,如崩塌、断裂与裂隙形成等。在达到临界状态时,相变界面的反应性和热力学性质在相变过程中也会发生突变。反应性的突变会导致界面上的化学反应行为的剧烈变化,热量的突变也会导致强度和硬度的突变等现象。这些变化可能导致界面上的能量传输和储存行为的剧烈变化,如洋中脊岩浆或热液的沸腾、岩石的融化、超临界水的汽化、黑烟囱的形成等等现象的出现。这种自组织临界性和突发性是极端地质事件(如地震,岩浆,构造、岩脉侵入、矿化富集等)发生并产生质量和能量分形密度及密度奇异性的重要机制^[19]。

2 洋中脊新生大洋板块边界的复杂性与分形结构

洋中脊附近岩石圈结构由于受到多种地质过程和特殊相变环境的影响往往呈现复杂性。表现为岩石圈几何结构以及物理参数的不规则和不均匀性,这会给岩石圈动力学建模带来困难。传统的动力学模型通常将岩石圈板块视为规则和均匀的刚性体,将热力学参数视为常数或者随温度或压力而变化的函数^[20]。这种简化模型无法准确描述和逼近洋中脊岩石圈的真实情况。洋中脊附近不仅岩石圈几何结构复杂,发生的地质、物理、化学、生物等过程也极其复杂。比如,洋中脊浅层地壳岩石具有显著的高孔隙度(可高达30%)、低质量密度、低地震波速度、低重力异常等特征^{[21⇓⇓⇓-25]}(如图4)。此外,洋中脊的岩石圈厚度和密度不仅沿垂直洋中脊方向变化大,沿平行脊轴的方向也存在较大变化。受转换断层、洋中脊轴、俯冲带等三种板块边界的相互作用以及岩浆的间歇性活动等影响,洋中脊的形态往往十分复杂。此外,地幔镁铁质岩石的蛇纹石化、裂隙和断裂发育等也影响洋中脊岩石圈的结构^{[21⇓⇓⇓-25]}。

有作者提出以板块扩张速度为主要变量来解释洋中脊的复杂性,认为快速或中等速度扩张形成的洋中脊往往呈现幕式构造-岩浆相互作用的现象^[7,9],缓慢扩张的洋中脊表现出明显的地壳变薄和不规则性,而且热流在空间和时间上呈现聚集趋势。相比之下,快速扩张的洋中脊,其下方软流圈物质上涌较为均匀,沿脊轴形成的新生地壳厚度变化较小。这些差异性和复杂性需要更精细的动力学模型来准确刻画洋中脊岩石圈的结构和性质,以便更好地理解洋中脊的岩浆活动、地热流异常、海底地形变化和其他相关地质过程。

地幔熔融、断裂和裂隙、火山活动、地壳变薄等因素可以导致中洋脊地壳质量密度降低。传统的板块冷却模型往往没有考虑到这些因素,通常只将岩石圈密度视为常数或随温度和压力变化的函数^[27]。近年来,一些新的模型考虑了洋中脊地壳高孔隙率、岩石部分熔融和断裂等因素对岩石圈的影响^{[10-11,28⇓-30]}。这些模型实现了对地热通量和地形起伏的更准确的预测。材料工程研究表明,材料的密度越高,强度越大,且强度和密度之间服从幂律关系^[31]。因此,密度的降低会成倍降低岩石圈的强度。本文作者从多重分形理论出发,模拟了洋中脊岩石圈密度受孔隙率、熔体和断裂的发育程度等多个关键因素影响的多重级联过程。结果表明,随着岩石圈年龄变轻或者接近洋中脊,岩石圈温度升高和压力降低,导致岩石的孔隙率、空隙率和断裂或裂隙的发育程度增加,从而降低岩石圈的质量密度,同时,岩石圈强度的降低有助于断裂、裂隙和空隙的形成,以及岩浆的侵入和温度的升高,这进一步降低了岩石圈的密度。以上过程形成了多重级联的正反馈过程。多重分形级联迭代模型显示,岩石圈密度在靠近洋中脊附近呈快速下降趋势,显示分形密度特征,并可以采用幂律公式(ρ(t)∝t^Δα)进行定量刻画(图5)。这种岩石圈密度下降规律对地壳扩展和洋中脊周围热流释放等均具有重要影响。作者通过将经典岩石圈密度替换为分形密度(具有分形维度的密度),修改了板块冷却模型,显著提高了对洋中脊热流异常和海底地形深度的预测准确性^[10-11]。此外,新模型的结果还表明,洋中脊附近热流通量异常和海底地形高度变化梯度均存在奇异性(热流与距离导数发散、地形梯度与距离导数发散),需要采用分形微分度量,这是洋中脊复杂性的重要标志。该发现对洋中脊动力学模型的建立,对地形稳定性、温度场的估算均有意义。这里顺便解释一下,复杂性在不同学科还缺乏统一的定义,作者曾把复杂性定义为传统方法无法有效度量的现象^[19],比如无法用传统尺子度量的分形几何的长度、面积和体积,无法用质量与体积微分计算的分形密度等,也有的研究者将复杂性定义为一门新的科学(a new science)^[32-33]。

3 新生大洋地壳在威尔逊板块构造运动旋回中的重要角色

3.1 新生大洋板块的复杂性与板块俯冲过程的继承性

在威尔逊板块构造运动旋回中,洋中脊形成的新生洋壳扮演着重要角色。新生地壳与板块构造运动的各种地质过程以及相关的重大地质事件(如裂解、俯冲、碰撞、造山、转换断层、地震、火山、岩浆、成矿、岩石圈断离、岩石圈拆沉等)密切相关。新生地壳的性质差异影响着在扩张过程中,甚至在板块的另一端发生板块俯冲的性质和命运。例如,西太平洋板块与东太平洋板块相比,在离洋中脊的距离、板块年龄、板块运动速度、板块温度、板块厚度等方面存在差异。西太平洋板块向欧亚大陆下方的俯冲较深且俯冲角度较大,不仅形成较浅的地震,而且形成分布较广的深度较大的地震。而东太平洋板块与洋中脊距离较近,温度较高,年龄较轻,俯冲角度较低,往往形成较浅的地震分布,尤其是俯冲至北美大陆之下形成的地震往往较浅,一般不超过30 km^[18]。

大洋中脊形成的新生地壳的不均匀性也表现在地形地貌、磁条带异常、重力异常和地震等各种场的复杂性。在受到地壳不均匀应力的作用下,形成与洋中脊呈高角度相交的具有等间距、自相似密集分布的转换断层。洋中脊、转换断层和俯冲带共同作用,构成了大洋板块的三种边界,按照欧拉向量定理^[34],这三种边界共轭作用分割形成了大小不等的微板块。这些微板块内部相对均匀,当然板快内部也可能出现异质性和微型构造。随着洋壳的扩张和俯冲,这些边界“裂痕”再次受到运动与应力的影响,重新激活并形成遗传性和继承性的破坏。比如,图6显示东太平板块的重力异常和磁异常分布图。经过拉升变化的重力异常(图6A)和磁异常(图6B)均显示大洋板块重力和磁异常的不均匀性。重力异常表明大陆和洋中脊区域显示重力低异常(红色到黄色)。此外,局部异常还表现出存在与安第斯俯冲-造山带呈高角度的具有等间距分布的重力带状异常。

这些带状异常可能反映板块相对温度较高密度较低的区域,也是火山分布较多的区域。而带状异常之间的重力相对较高的区域(蓝色-浅蓝色)可能反映相对较冷和密度较大的区域,在俯冲带俯冲角度较大,俯冲较深,与斑岩铜矿的集中分布区域吻合度较高,可能反映有利于斑岩铜矿的分布。图6B展现的磁异常也显示板块磁异常的复杂性。不仅磁条带总体展布与洋中脊的展布近似平行,局部与俯冲带呈高角度相交,而且从北向南角度有明显的变化,此外,磁异常模式还显示存在近东西向或者与俯冲带呈高角度的线性构造,这些线性构造与重力异常显示的局部异常带相吻合。在俯冲过程中,以上“薄弱”部位可形成板片减薄、撕裂、弯曲、断离、折返等现象。这些俯冲板片的局部突变有助于形成解压空间以及流体生成和运移的场所,促进俯冲地幔楔、俯冲板片以及与之相互作用的下地壳和上地幔的部分熔融,从而形成岩浆和火山活动。含矿岩浆也可形成相关的成矿作用和矿床,如斑岩矿床,沿造山带岩浆活动(如火山)以及斑岩矿床呈现等间距聚集分布可能就是这种机制。

3.2 新生大洋地壳与俯冲-造山带地震-火山-成矿事件的远程效应

3.2.1 斑岩铜矿时空分布聚集性(clustering)

沿洋中脊以及其他类型的板块汇聚边界通常形成带状、等距性、聚集性断层-地震-火山-成矿等事件分布,如沿环太平洋俯冲-增生造山带和特提斯复合造山带有巨型构造、地震、火山、成矿的有规律分布。这些发生在板块边界上的极端事件与板块边界的性质密切相关。下面以东太平洋俯冲与安第斯造山带为例,分析地震、火山、斑岩矿床等事件与俯冲板块的关联性。

斑岩铜矿床(PCD)是在大陆弧中形成的一类矿床,其形成与板块汇聚过程有关^[37]。通常认为,在板块汇聚过程中,地壳和上地幔的岩浆活动对PCD的形成起着重要控制作用^[38⇓-40]。PCD的形成需要多个关键过程的相互作用,包括板块俯冲、地幔楔部分熔融、地幔衍生熔体与岩石圈的相互作用,以及莫霍面上的岩浆MASH化(熔化、同化、储存和均质化)^[39,41-42]。此外,大陆地壳的局部拉涨诱导深部岩浆的幕式向上迁移,在浅部岩浆以及岩浆热液系统与周围岩石和地表水系统的相互作用下形成矿质储存^[43]。以上过程可以采用俯冲-造山带斑岩铜矿的成矿模式来表示(图7^[44])。

前人研究表明,大陆岩浆弧系统的行为受到外部属性和内部属性的共同影响。外部属性包括板块体制转换、地幔流变、岩浆通量的变化等,内部属性包括地壳增厚、板块运动、岩石圈氧逸度、岩石圈的成矿元素含量和赋存状态等^[39]。为了揭示PCD的时空分布与俯冲板片和板块运动性质的关联,本文作者在2018年参加的第15届国际矿床成因大会上进行了主题报告。作者通过整合各种地学数据库,揭示了PCD的空间和时间聚集分布模式,以及与板块运动速度和方向突变、岩石圈俯冲板片的几何形状的局部突变特征(如板块撕裂、板片俯冲角度的突变等)的关联性成果^[45]。这些数据库包括岩浆岩数据库、地震数据库、矿床数据库、地壳厚度数据库、板块运动模拟软件GPlates^[46]等,下面将介绍具体情况和部分科学发现。

3.2.2 斑岩铜矿的时空聚集性与板块运动的深时关联性

作者采用GPlates软件和斑岩铜矿数据库,形成了展现过去250 Ma以来板块运动与斑岩铜矿床的时空分布,以此来研究斑岩铜矿的形成与古地理和古构造的时空关系。通过矿床数据库中的矿床分布位置和形成年龄进行古地理坐标配准,将斑岩矿床呈现在板块构造的演化过程中,由于无法显示视频文件,为了演示整个过程,图8中选择了几个时间节点进行展示(作者公开视频文件,有兴趣的读者可与作者联系或者从网上获取)。

视频中清楚地展示了不同大小斑岩铜矿的聚集形成与板块演化过程的时空关系。不仅可以看到PCD在空间上沿着俯冲带和碰撞带聚集性分布,而且在时间上它们也显示出尖峰频率峰值,呈现时空聚集特征。

3.2.3 斑岩铜矿分布与板块运动速度的关联性

作者利用GPlates系统将安第斯俯冲-造山带的俯冲板块速度变化与PCD活动的时间聚类结果进行关联(如图9所示)。选择一个位于大洋板块上的参考点和一个位于大陆板块上的参考点,比较安第斯岩浆弧下方板块的相对运动速度。通过计算可以得出两个板块相对压缩或拉伸速度差,以及垂直于俯冲方向的速度差,这种速度差可以被称为剪切速度差。结果显示,这两个板块在过去100 Ma以来基本维持着右旋剪切作用,剪切速度差呈逐渐变化。但剪切速度发生突变的几个时间(如据今85 Ma、50 Ma和25 Ma)与观察到的岩浆活动的高峰相一致,这些岩浆活动峰值也对应着矿化强度(如矿床频率)的显著增加,并在大约10 Ma后达到成矿高峰期。结果还显示,板块的压缩或拉伸速度差变化通常较小 (图中没有显示),只有在据今25~20 Ma间,压缩或拉伸速度差从零迅速增加到约12 cm/a。在这一时期,也表现出强烈的剪切速度变化,表明在据今25~20 Ma时段发生了板块构造运动体制的重大突变。

3.2.4 斑岩铜矿空间聚集性与板块几何形状突变的关联性

为了解PCD的空间分布与深部构造的制约关系,作者沿着安第斯造山带斑岩铜矿集中分布中心自北向南绘制了一条剖面,其长度约为6 523 km(图10)。在剖面两侧统计了发生的矿床数量(分布频率)、累计储量大小、岩浆火山、热泉等的发生频率,并与深部结构进行对比。展示了Moho面深度、岩石圈厚度、俯冲板片俯冲角度变化(图10中结果没显示)与矿床集中分布的空间关联性。

图10结果显示,Moho面深度沿剖面呈现出从30到70 km不等的深度变化。剖面两端(北端和南端)周围Moho面深度通常比中间段浅。对比研究发现,沿剖面的多个位置发生的Moho面深度突变与地震、火山和成矿聚类簇的轮廓一致(如图10)。Moho面深度的突变可能意味着某些类型的板块弯曲、断裂以及这些板块几何形状的局部拐点(奇点)。前人研究也表明地壳厚度对控制斑岩铜矿形成的关键岩浆过程具有重要影响,包括岩浆活动的寿命、结晶阶段、硫化物饱和时间和斑岩侵位深度^[43,47-48]。岩石圈深部结构对岩浆相关矿床的形成和分布的控制作用受到了科学界的广泛关注,地球物理探测技术和岩石探针等技术被应用于深时岩石圈深部结构探测,为研究岩石圈厚度特征以及局部突变(如岩石圈撕裂)等局部异常与控制岩浆活动和矿床分布机制提供了新的有效途径^[49-50]。

本文作者还采用沿俯冲运动方向的相邻剖面上的地震深度分布数据绘制板片的几何形状变化,结果表明,相邻地震剖面显示可能的板片撕裂、板片俯冲角度转折、角度扁平等特征与岩浆、火山、成矿聚集分布相关。同样地,作者还对整个环太平洋成矿带、特提斯成矿带进行了类似的研究,结果均表明,深部俯冲板片(环太平洋壳俯冲、沿特提斯大陆俯冲)局部突变是岩浆、火山、成矿等事件聚集分布的重要控制因素,受论文篇幅所限,这方面的内容将另文介绍。

4 结语

本文从分析洋中脊地质结构和地质过程的复杂性入手,讨论新生洋壳的差异如何影响板块俯冲过程中形成的地震、火山、成矿等事件的聚集分布。通过分析洋中脊的相变以及压力-空隙率-密度等要素相关联的正反馈原理,并采用多重级联模型模拟导致岩石圈密度向洋脊方向减小的非线性地质过程,结果表明岩石圈厚度随着距洋中脊距离的减小而变薄,密度减小,并服从幂律(分形)衰减,呈现出分形密度特征。通过将大洋板块的性质与大陆弧内岩浆、地震、火山和矿化的分布进行对比研究,发现新生洋壳的不均匀性和先天“缺陷”在板块俯冲过程中可能被破坏,引起局部突变,导致深部岩石圈部分熔融、岩浆活动、矿化聚集等事件的发生。虽然,目前还没有更直接的证据来解释物理性质(密度、强度、温度、压力等)、化学性质(成分、挥发分、流体、氧逸度等)、数学性质(厚度、形状、角度变化、速度变化等)如何直接影响俯冲带运动的具体过程。不过,这方面的研究值得关注,特别是随着人们对海洋观测、探测、调查和分析水平的不断提高,能获取到更多大洋岩石圈高精度数据,这必将为深入研究俯冲规律提供更多信息。为了全面了解俯冲带发生的各种极端事件的内在规律,就必须对大陆和大洋板块进行综合研究,而非过多地关注俯冲带以及大陆岩石圈而忽视大洋岩石圈的作用和影响,要从地球系统的整个过程出发,既要关注俯冲带与极端事件之间的直接联系,又要关注洋中脊动力学与造山带极端事件之间的间接和远程联系。

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基金资助

国家自然科学基金项目(42050103)

教育部前沿科学中心项目(2652023001)

广东省珠江创新团队项目(2021ZT09H399)