大洋核雜巖與拆離斷層研究進(jìn)展*1

于志騰，李家彪*，丁巍偉，張 潔,2，梁裕揚(yáng)，朱 磊

(1.國(guó)家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州，310012； 2.浙江大學(xué) 地球科學(xué)系，浙江 杭州，310027；3.中國(guó)大洋礦產(chǎn)資源研究開發(fā)協(xié)會(huì)，北京，100860)

大洋核雜巖與拆離斷層研究進(jìn)展*1

于志騰1，李家彪1*，丁巍偉1，張 潔1,2，梁裕揚(yáng)1，朱 磊3

(1.國(guó)家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州，310012； 2.浙江大學(xué) 地球科學(xué)系，浙江 杭州，310027；3.中國(guó)大洋礦產(chǎn)資源研究開發(fā)協(xié)會(huì)，北京，100860)

大洋核雜巖和拆離斷層是洋中脊中發(fā)育的重要構(gòu)造，被廣泛關(guān)注。拆離斷層一般為長(zhǎng)期活動(dòng)的，低角度的，大斷距的正斷層，絕大多數(shù)形成于慢速和超慢速擴(kuò)張洋中脊的內(nèi)側(cè)角上，其將地殼深部和上地幔的物質(zhì)拆離到海底面形成大洋核雜巖。大洋核雜巖因其表面發(fā)育了窗棱構(gòu)造，在多波束圖像上更容易識(shí)別。大洋核雜巖所處的地殼年齡較年輕，為0～10 Ma。洋中脊半擴(kuò)張速率約為10 mm/a，具有不對(duì)稱擴(kuò)張的特點(diǎn)，有拆離斷層的一側(cè)擴(kuò)張速率更快。在大洋核雜巖取得的巖芯中代表性巖石為輝長(zhǎng)巖，地震資料解釋認(rèn)為大洋核雜巖下具有一個(gè)大的輝長(zhǎng)巖侵入體。發(fā)育大洋核雜巖和拆離斷層的區(qū)域有升高的布格重力異常，高的P波速度和抬升的莫霍面。拆離斷層起源于巖漿供給不足的區(qū)域，大多在大洋中脊洋脊段(segment)的末端，其演化會(huì)受到上地幔輝長(zhǎng)巖體侵入的影響，通過(guò)旋轉(zhuǎn)鉸鏈的模式進(jìn)行?？偨Y(jié)了全球大洋核雜巖和拆離斷層的分布情況，討論了其巖石特征、地球物理場(chǎng)特征，探討其成因機(jī)制和演化模式，并探討了未來(lái)的研究方向。

拆離斷層；大洋核雜巖；窗棱構(gòu)造；輝長(zhǎng)巖；P波速度；不對(duì)稱擴(kuò)張；巖漿供給；起源與演化

在傳統(tǒng)的洋中脊模型中，擴(kuò)張中心處巖漿的充分供給和兩側(cè)朝向擴(kuò)張中心的短斷距高角度的正斷層共同導(dǎo)致了新洋殼的產(chǎn)生[1]。然而，在慢速擴(kuò)張或超慢速擴(kuò)張洋中脊，有拆離斷層(detachment faults)發(fā)育的洋中脊是新洋殼形成的另一種模式。大洋拆離斷層是發(fā)育在洋脊段末端內(nèi)側(cè)角上的、長(zhǎng)時(shí)間活動(dòng)(1～2 Ma)的、大斷距(>10 km)的、低角度(15°～30°)的正斷層[2-4]。大洋中拆離斷層一般與大洋核雜巖(Oceanic core complexes)相伴相生。大洋核雜巖是由拆離斷層將地殼深部和上地幔的物質(zhì)拆離到洋底表面并在表面形成窗棱構(gòu)造的一種特殊的穹狀構(gòu)造單元[1,5]。Buck[6]最早稱其為核雜巖塊體，Tucholke等[5]稱其為大洋變質(zhì)核雜巖，國(guó)內(nèi)學(xué)者稱之為海洋核雜巖[7]。Cann等[8]在大西洋30°N第一次將大洋核雜巖從地貌上清晰地標(biāo)識(shí)出來(lái)后，一系列的大洋核雜巖在慢速和超慢速擴(kuò)張洋中脊被發(fā)現(xiàn)，它們成為大洋中脊研究的焦點(diǎn)之一，它們的形成演化也是未來(lái)IODP 10年發(fā)展計(jì)劃中的重要科學(xué)問(wèn)題之一[9]。

低角度的拆離斷層已經(jīng)被認(rèn)為是一個(gè)重要的洋脊擴(kuò)張過(guò)程[10]，超過(guò)20多個(gè)拆離斷層面被研究[11-15]。大洋核雜巖和拆離斷層暴露了地殼深部和上地幔的物質(zhì)，是直接觀察地球深部結(jié)構(gòu)的窗口[16]，在新生洋殼的產(chǎn)生和演化中起著重要的作用，并且可以觀察洋中脊內(nèi)部巖漿活動(dòng)與構(gòu)造運(yùn)動(dòng)之間的相互作用。大洋核雜巖和拆離斷層的發(fā)現(xiàn)，豐富了洋中脊擴(kuò)張類型，非對(duì)稱的擴(kuò)張模式與傳統(tǒng)的對(duì)稱擴(kuò)張的洋脊有著明顯的不同，對(duì)認(rèn)識(shí)地球深部結(jié)構(gòu)、擴(kuò)張中心巖漿供給、熱液循環(huán)和成礦作用具有重要意義，它們可能在慢速和超慢速擴(kuò)張洋中脊的擴(kuò)張中發(fā)揮著更為重要的作用。盡管對(duì)于大洋核雜巖和拆離斷層的研究已經(jīng)引起國(guó)外學(xué)者足夠多的重視，然而在國(guó)內(nèi)的研究還停留在較為基礎(chǔ)的階段。近年隨著對(duì)西南印度洋研究工作的深入，對(duì)于大洋核雜巖和拆離斷層的研究才逐漸增多。我們?cè)诳偨Y(jié)前人研究的基礎(chǔ)上，著重介紹它們的地貌特征、巖石特征、地球物理場(chǎng)特征、擴(kuò)張模式，探討其起源與演化，引出亟待解決的科學(xué)問(wèn)題，并對(duì)以后的研究方向和研究方法做一定的展望。

1 大洋核雜巖和拆離斷層的識(shí)別

1.1 地形地貌特征

大洋核雜巖暴露的區(qū)域表面的幾何特征和拆離斷層的表面特征可以通過(guò)多波束圖像和側(cè)掃聲納圖像很好地呈現(xiàn)出來(lái)。拆離斷層系統(tǒng)在多波束圖像上的特征：1)一條與磁異常條帶平行的山脊，定義為線形山脊[1]，也稱為脫離帶，標(biāo)志著拆離斷層的開端；2)相對(duì)窄的沉降地殼；3)包含窗棱構(gòu)造的穹狀平坦區(qū)域(大洋核雜巖)；4)末端[5]。如圖1所示。圖1中表示的是4個(gè)不同區(qū)域的典型的大洋核雜巖構(gòu)造：北大西洋13°N大洋核雜巖，北大西洋15°45′N西洋大洋核雜巖，Kane Megamullion和Atlantis Massif。

大洋核雜巖在多波束圖像上的特征是：1)范圍寬闊、外形呈穹狀、沿著擴(kuò)張方向延伸；2)表面有擦痕，可形成向斜和背斜，其軸部方向與磁異常條帶平行，稱為窗棱構(gòu)造，可以延伸幾米到幾百米的距離不等[12,15,17-18]。大洋核雜巖和拆離斷層規(guī)模大多在數(shù)十千米的量級(jí)，大洋核雜巖的穹狀面通常比周圍洋底的平均深度淺1～2 km[16]，穹狀面大小通常在15～32 km2的范圍變化，拆離斷層的下盤面積通常在約100～400 km2變化[5]，在大洋核雜巖的擦痕表面末端呈現(xiàn)出5°～15°的傾角。

圖1 大洋核雜巖和拆離斷層的多波束圖像和側(cè)掃聲吶圖像[4,19,20-21]Fig.1 The multibeam bathymetry image and sidescan sonar imagery of OCCs and detachment faults on the mid-ocean ridges[4,19,20-21]

對(duì)全球范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)的大洋核雜巖和拆離斷層進(jìn)行匯總，發(fā)現(xiàn)它們通常出現(xiàn)在超慢速、慢速和中速擴(kuò)張的洋中脊區(qū)域，在快速擴(kuò)張的洋中脊區(qū)域還沒有發(fā)現(xiàn)大洋核雜巖[16]，見表1。

表1 全球已確定的大洋核雜巖分布列表Table 1 The Global distribution of oceanic core complexes

1.1.1 大西洋區(qū)域

大西洋中脊(MAR)30°N區(qū)的大洋核雜巖和拆離斷層是最早被識(shí)別的區(qū)域[8]。在北大西洋13°N區(qū)，Smtih等[22]認(rèn)為這里附近分布著4個(gè)大洋核雜巖構(gòu)造，其中一個(gè)典型構(gòu)造如圖1a所示；在Fifteen-Twenty斷裂帶和Marathon斷裂帶之間的14°00′～16°30′N區(qū)，Smith等[23]認(rèn)為此區(qū)的大洋核雜巖構(gòu)造有40多個(gè)，其中一個(gè)典型構(gòu)造如圖1b所示；在23°N區(qū)，發(fā)現(xiàn)了Kane Megamullion[4-5,24]，如圖1c所示；在30°N區(qū)，發(fā)現(xiàn)研究最為深入的大洋核雜巖構(gòu)造之一：Atlantis Massif[8,25-26]，如圖1d所示。在南大西洋5°S區(qū)域也有發(fā)現(xiàn)大洋核雜巖構(gòu)造，該大洋核雜巖經(jīng)過(guò)后期的裂谷作用，被分成了東西兩部分[27]。

1.1.2 印度洋區(qū)域

在超慢速擴(kuò)張的西南印度洋中脊(SWIR)的57°E地區(qū)，Atlantis Bank是最早在超慢速擴(kuò)張洋中脊發(fā)現(xiàn)的大洋核雜巖[28-29]；Cannat等[30]指出在西南印度洋的61°～67°E有4%的區(qū)域被窗棱表面覆蓋；在64°E也發(fā)現(xiàn)了大洋核雜巖：Fuji Dome[31]。在中印度洋中脊(CIR)的5°S[32]和25°15′S[33]區(qū)域也有發(fā)現(xiàn)大洋核雜巖。在東南印度洋中脊(SEIR)的澳大利亞-南極不整合帶(AAD)區(qū)域，Okino等[10]做了大量的研究，在不對(duì)稱擴(kuò)張的區(qū)域發(fā)現(xiàn)了拆離斷層。

1.1.3 太平洋區(qū)域

在太平洋的菲律賓海地區(qū)，Ohara等[34]在Parece Vela盆地發(fā)現(xiàn)了大規(guī)模的窗棱構(gòu)造，這些窗棱構(gòu)造，與其他慢速和超慢速洋中脊發(fā)育的大洋核雜巖的窗棱構(gòu)造相比，規(guī)模更大，從脫離帶到末端，拆離斷層延伸寬度約為125 km，它們的表面形態(tài)有很多相似之處。在菲律賓海的Parece Vela盆地和澳大利亞-南極不整合帶發(fā)現(xiàn)的大洋核雜巖是目前在中速擴(kuò)張洋中脊僅有發(fā)現(xiàn)的2處，具有重要的研究?jī)r(jià)值。

對(duì)全球已發(fā)現(xiàn)的大洋核雜巖和拆離斷層區(qū)域與地殼年齡和洋脊擴(kuò)張速率聯(lián)系起來(lái)(圖2和圖3)，其中，洋脊擴(kuò)張速率數(shù)據(jù)來(lái)自http:∥www.earthbyte.org[39]，洋脊邊界數(shù)據(jù)來(lái)自ftp：∥ig.utexas.edu/pub/PLATES/Data/[40]。從圖中發(fā)現(xiàn)它們存在地區(qū)洋脊的擴(kuò)張速率約為10 mm/a，地殼年齡為0～10 Ma。為何它們大部分分布在擴(kuò)張速度較慢的擴(kuò)張洋脊上，這可能與相對(duì)于快速的擴(kuò)張洋脊，慢速擴(kuò)張的洋脊更容易發(fā)生巖漿供給不足的情況，而巖漿供給不足是拆離斷層發(fā)育的一個(gè)重要因素，下文將有更詳細(xì)的闡述。大洋核雜巖和拆離斷層存在的廣泛性說(shuō)明它們是在慢速擴(kuò)張洋脊中的一個(gè)重要過(guò)程，對(duì)它們的研究可以加深我們對(duì)海底擴(kuò)張和新洋殼產(chǎn)生的理解。

圖2 大洋核雜巖和拆離斷層(白色星星)隨洋脊擴(kuò)張速率的分布[39-40]Fig.2 The distribution of OCCs and detachment faults (white stars) along with the spreading rates of mid-ocean ridges[39-40]

圖3 大洋核雜巖和拆離斷層(白色星星)隨洋殼年齡的分布[39-40]Fig.3 The distribution of the OCCs and detachment faults (white stars) along with crustal age[39-40]

1.2 巖石學(xué)特征

大洋核雜巖和與之相關(guān)的拆離斷層的下盤通常暴露出地幔巖石或者次火山的物質(zhì)，如輝長(zhǎng)巖和蛇紋石化的橄欖巖[22]，也有升高的布格重力異常[41]。為了了解大洋核雜巖地區(qū)的巖石學(xué)特征，已經(jīng)有3個(gè)在大洋核雜巖的表面取得了巖芯，分別是北大西洋中脊的15°45′N的IODP 1275D站位、北大西洋中脊30°N Atlantis Massif的IODP 1039D站位和西南印度洋中脊的Atlantis Bank ODP 735B站位，鉆井深度分別為200,1 415和1 500 m[42-44]。這些取得的巖芯都表明，巖芯的大部分為輝長(zhǎng)巖，也有部分的蛇紋石化的橄欖巖，很少有玄武巖的存在。其中，1039D站位和735B站位巖芯內(nèi)巖石類型變化如圖4所示[21,48]，mbsf為巖芯距離洋底面的深度(meter below seafloor)。在北大西洋中脊的30°N的Atlantis Massif的穹狀面進(jìn)行的IODP鉆探，取得巖芯中，認(rèn)為其中91.4%的巖芯是輝長(zhǎng)巖，5.7%是少量的超基性巖石，2.9%的是拉斑玄武巖或輝綠巖[43]，如圖4。1309D站位的鉆探結(jié)果可以推斷大洋核雜巖下有一個(gè)大的輝長(zhǎng)巖侵入體。在對(duì)西南印度洋Atlantis Bank進(jìn)行的ODP鉆探取得的巖芯分析認(rèn)為，其中76%為輝長(zhǎng)巖、橄欖石輝長(zhǎng)巖、橄長(zhǎng)巖，24%為氧化的輝長(zhǎng)巖和少量的長(zhǎng)英脈體，氧化的輝長(zhǎng)巖分布于整個(gè)巖芯，集中在上部的1 100 m[44-45]，如圖4。Dick等[28]認(rèn)為Atlantis Bank大洋核雜巖暴露的輝長(zhǎng)巖和橄欖巖至少有35 km，方向與擴(kuò)張方向平行，在ODP 735B取得的輝長(zhǎng)巖內(nèi)也發(fā)現(xiàn)了高溫塑性變形的構(gòu)造。在Atlantis Bank的深潛器調(diào)查發(fā)現(xiàn)，拆離斷層的表面暴露大量的氧化的輝長(zhǎng)巖[46]。Devey等[47]在南大西洋中脊5°S區(qū)的條痕狀表面取樣，得到了橄欖巖，還有小數(shù)量的輝長(zhǎng)巖。Reston等[27]同樣在該區(qū)的陡坡上取得了輝長(zhǎng)巖。Macleod等[20]對(duì)北大西洋中脊15°45′N的調(diào)查認(rèn)為，該地區(qū)大洋核雜巖的下盤暴露著蛇紋巖化的斜方橄欖巖、純橄欖巖和橄長(zhǎng)巖,在末端區(qū)域有輝長(zhǎng)巖；深潛器Shinkai 6500號(hào)在窗棱構(gòu)造表面取樣也證實(shí)其主要暴露的是輝長(zhǎng)巖和地幔橄欖巖[13]。因此，輝長(zhǎng)巖是大洋核雜巖和拆離斷層的一個(gè)重要的組成部分，它們暴露出更深部的巖石，存在一個(gè)大的輝長(zhǎng)巖侵入體。

圖4 1039D和735B巖芯內(nèi)巖石類型變化圖[21,48]Fig.4 Summary of lithology in boreholes 1039D and 735B[21,48]

1.3 地球物理綜合特征

大洋核雜巖存在的地區(qū)通常會(huì)有高的重力異常值。在移除自由空氣重力異常中地形的影響因素后，大洋核雜巖處仍然會(huì)呈現(xiàn)10～20毫伽的高的布格重力異常[5,11-13]，這說(shuō)明大洋核雜巖下的地殼更薄。Blackman等[49]在研究Atlantis Massif的重力資料時(shí)，發(fā)現(xiàn)大洋核雜巖區(qū)域有明顯的升高的布格重力異常。沿著大洋核雜巖的重力模型可以用來(lái)估測(cè)表面的密度分布。許多學(xué)者認(rèn)為穹狀面下的巖層密度比其他有火山塊體覆蓋的區(qū)域密度高200～400 kg/m-3，高的密度帶發(fā)生在穹狀面下[12,31,50-51]。在大洋核雜巖下和相鄰塊體之間密度分布的不同可能是輝長(zhǎng)巖與火山巖密度差異的一種體現(xiàn)。

在大洋核雜巖和拆離斷層處所做的地震測(cè)線，揭示出在穹頂面下的P波速度更快，莫霍面有明顯的抬升[52-53]。從Dannowski等[52]在北大西洋22°19′N的大洋核雜巖區(qū)域做的OBH測(cè)線的地震解釋結(jié)果可知(圖5)：從擴(kuò)張中心到拆離斷層發(fā)育地區(qū)大約5～7 km的范圍內(nèi)，P波速度增加很快，從2.3 m/s增加到4.5 m/s。拆離斷層發(fā)育的部分下部的地殼P波速度更快，在1.5 km的范圍內(nèi)P波速度增加到了7 km/s，這與我們認(rèn)為的大洋核雜巖下有大的輝長(zhǎng)巖體相一致[53]。Ohara等[53]對(duì)Paece Vela盆地的地殼P波速度結(jié)構(gòu)分析后認(rèn)為有擦痕表面的地殼更薄，變化從3.4～5.5 km，P波速度變化更快，達(dá)到>6 km/s。Planert等[54]在南大西洋的地震探測(cè)結(jié)果也證實(shí)在拆離斷層窗棱構(gòu)造下的淺地層有升高的P波速度(6～7 km/s)，支持了輝長(zhǎng)巖體的存在。在脫離帶下的速度更低，也說(shuō)明拆離斷層剛發(fā)育時(shí)的地殼速度低，而后由于拆離斷層的作用，輝長(zhǎng)巖的侵入使拆離面下的P波速度更快。

圖5 P波速度隨洋殼深度變化圖[52]Fig.5 P-wave velocity versus depth profiles[52]

1.4 拆離斷層的擴(kuò)張模式

在傳統(tǒng)的洋中脊擴(kuò)張模型中，有2種擴(kuò)張模式：對(duì)稱擴(kuò)張和不對(duì)稱擴(kuò)張[2]。對(duì)稱擴(kuò)張的模式已經(jīng)被廣泛研究，洋脊受到巖漿充分供給的作用，在兩側(cè)形成了高角度的斷層和對(duì)稱的深海丘陵。隨著對(duì)拆離斷層的研究，不對(duì)稱擴(kuò)張的模式被重視起來(lái)。Okino等[10]對(duì)澳大利亞-南極不整合帶的研究認(rèn)為：拆離斷層在其演化過(guò)程中扮演著重要的角色，表明該區(qū)域有很少的巖漿供給和極其不對(duì)稱的擴(kuò)張。Escartín等[23]認(rèn)為北大西洋12°30′～35°00′N 50%的地區(qū)都是不對(duì)稱擴(kuò)張的。拆離斷層通常發(fā)育在非轉(zhuǎn)換不連續(xù)帶的內(nèi)側(cè)角，導(dǎo)致內(nèi)側(cè)角擴(kuò)張速率比外側(cè)角更快，使拆離斷層可以延伸到非轉(zhuǎn)換不連續(xù)帶更老的一側(cè)[10]，使非連續(xù)不轉(zhuǎn)換帶的間距變短，如圖6所示，在西南印度洋Atlantis Bank處的大洋核雜巖發(fā)現(xiàn)了這種現(xiàn)象[29]。古地磁的證據(jù)也證明了這一點(diǎn),在澳大利亞-南極不整合斷裂帶區(qū)域發(fā)現(xiàn)的拆離斷層區(qū)域有明顯的不對(duì)稱擴(kuò)張的特點(diǎn)，有拆離斷層的一側(cè)磁異常條帶之間的范圍更大[10]。Smith等[55]通過(guò)對(duì)大西洋中脊15°～35°N的地震研究發(fā)現(xiàn)在斷距大于5 km的地區(qū)，66%的地震事件是發(fā)生在內(nèi)側(cè)角的，顯示出內(nèi)側(cè)角地殼更薄，這也與不對(duì)稱擴(kuò)張的觀念相符合。不對(duì)稱擴(kuò)張可以作為發(fā)育拆離斷層和大洋核雜巖的重要特征之一，這種模式受到巖漿供給和構(gòu)造作用的雙重影響，需要進(jìn)一步的研究才能明白它們之間的相互關(guān)系。

圖6 拆離斷層的不對(duì)稱擴(kuò)張示意圖[29]Fig.6 A modle of asymmetric spreading of detachment faults[29]

2 大洋核雜巖和拆離斷層的起源和演化

2.1 巖漿供給

大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為大洋核雜巖和拆離斷層更容易發(fā)生在巖漿供給不足的區(qū)域，像在快速擴(kuò)張的東太平洋洋脊是不太可能有大洋核雜巖構(gòu)造，除非有特殊的條件才能發(fā)生[16-17]。Cannat等[38]在西南印度洋洋脊東部的巖漿供給不足的地方發(fā)現(xiàn)了39處波痕狀的表面，認(rèn)為擦痕表面的形成需要在全球洋脊巖漿供給平均值一半的地方，拆離斷層底層進(jìn)一步地削弱才能形成。Cannat等[30]對(duì)西南印度洋脊和Smith等[22]對(duì)北大西洋的13°N區(qū)域的研究發(fā)現(xiàn)，大洋核雜巖和拆離斷層可以發(fā)生在洋脊段的任何地方。Escartín等[56]對(duì)大西洋15°45′N區(qū)域研究認(rèn)為，巖漿供給不足并不是拆離斷層發(fā)生的必需條件，拆離斷層可以起源于巖漿供給豐富的地區(qū)?；诖耍琌live等[3]對(duì)大洋核雜巖和拆離斷層的形成進(jìn)行數(shù)值模擬分析，注意到它們的形成受到脆性巖石圈巖漿的侵入的影響，而脆韌性轉(zhuǎn)換帶下的巖漿的侵入是對(duì)于大洋核雜巖的發(fā)育沒有影響的，大洋核雜巖之所以能夠在巖漿侵入多的地方形成，是因?yàn)閹r漿侵入是發(fā)生在韌性的軟流圈內(nèi)的，對(duì)于大洋核雜巖的發(fā)育影響很小，這就解釋了大洋核雜巖能夠出露在巖漿供給多的地方。因此我們可以認(rèn)為，大洋核雜巖和拆離斷層的形成最開始是受到巖漿供給的變少，地殼冷卻造成的。

2.2 大洋核雜巖和拆離斷層的起源

巖漿供給和動(dòng)力過(guò)程的時(shí)空變化的多樣性，導(dǎo)致了大洋核雜巖構(gòu)造上的多樣性，基于此，許多學(xué)者提出了不同的模型。Escartín[56]通過(guò)對(duì)拆離斷層表面取得的巖石進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn)，斷層下盤巖石大多是沒有變形的橄欖巖和被輝綠巖墻切割的輝長(zhǎng)巖，顯示出很少的脆性和與熔巖有關(guān)的變形，所以認(rèn)為拆離斷層起源于淺的、冷的巖石圈，在巖漿活動(dòng)的時(shí)期仍然活動(dòng)，輝長(zhǎng)巖隨著拆離斷層的發(fā)育侵入到地殼，提供一定的熱源，如圖7a。Tucholke等[5]認(rèn)為由拆離斷層形成的大洋核雜巖起源于巖石圈的底部，拆離斷層一側(cè)的不對(duì)稱擴(kuò)張和拆離斷層的發(fā)育導(dǎo)致暴露出深部巖石圈的物質(zhì)，如圖7b。Dick等[28]認(rèn)為，拆離斷層可能起源于靠近擴(kuò)張中心的巖漿供給富足的地方或者附近，在拆離斷層的持續(xù)的巖漿過(guò)程導(dǎo)致暴露出高溫變形的輝長(zhǎng)巖，如圖7c。在大洋核雜巖表面發(fā)現(xiàn)了大量來(lái)自巖石圈深部的物質(zhì)，而鉆井資料和拖網(wǎng)資料都顯示出其下存在著輝長(zhǎng)巖侵入體，可以認(rèn)為大洋核雜巖已經(jīng)將深部物質(zhì)拆離出洋底面，下地殼很有可能已經(jīng)拆離到洋底面，巖漿供給的減少也是拆離斷層發(fā)育的特征之一。因此，Tucholke等的觀點(diǎn)更為合理，也被廣泛接受。

圖7 拆離斷層起源的模型圖[56]Fig.7 A model of the origination of detachment faults[56]

2.3 大洋核雜巖和拆離斷層的演化

對(duì)于拆離斷層的演化，學(xué)者做了很多的研究[2,5,19,23,57]。Tuchaolke等[5]最早提出了拆離斷層的演化模式，他們認(rèn)為拆離斷層在脆韌性轉(zhuǎn)換帶下的塑性帶形成一個(gè)正斷層，且正斷層繼續(xù)發(fā)育直到被后來(lái)的巖漿活動(dòng)中斷，形成新的斷層。另一種觀點(diǎn)認(rèn)為有2種模式的拆離斷層[23,57]，一種是暴露出大洋核雜巖的拆離斷層，另一種是表面覆蓋著相對(duì)一系列的較小的塊體的拆離斷層。2種拆離斷層通過(guò)一個(gè)旋轉(zhuǎn)鉸鏈(Rolling Hinge)的機(jī)制形成[6]，它們的不同之處在于斷層是否能夠被“鎖住”(lock up)，如果斷層被鎖住，就會(huì)在拆離斷層表面形成一系列的新斷層，叫做竹筏狀塊體(rafted blocks)；如果沒有被鎖住，在洋脊段的末端，斷層會(huì)繼續(xù)滑脫形成大洋核雜巖，如圖8[57]。從這個(gè)意義上看來(lái)，拆離斷層存在的區(qū)域可能比現(xiàn)在所發(fā)現(xiàn)的拆離斷層的區(qū)域大得多，更多的拆離斷層可能是埋藏于基底下，辨別它們更加困難，而且當(dāng)拆離斷層延伸到整個(gè)段的時(shí)候是否會(huì)被后期增強(qiáng)的巖漿作用所代替也是不明確的?！版i住”所控制的是斷層能否活動(dòng)，如果“鎖住”就意味著不活動(dòng)，會(huì)形成新的斷層和一些列的竹筏狀塊體；沒有“鎖住”就意味著活動(dòng)，斷層進(jìn)一步發(fā)育形成大洋核雜巖。根據(jù)傳統(tǒng)的摩爾-庫(kù)倫條件，斷層在傾角是35°以下才能夠繼續(xù)活動(dòng)，在實(shí)際發(fā)育的拆離斷層，這個(gè)角度可能會(huì)更低。圖9為推測(cè)的大洋核雜巖和拆離斷層的內(nèi)部結(jié)構(gòu)[57]，可以與圖1(a)中的側(cè)掃聲吶圖像很好得對(duì)應(yīng)起來(lái)，在洋脊段末端巖漿供給少，發(fā)育大洋核雜巖，而在洋脊段中心巖漿增多,不容易暴露出大洋核雜巖。

圖8 拆離斷層形成的旋轉(zhuǎn)鉸鏈(Rolling Hinge)模型[57]Fig.8 The Rolling Hinge model of the formation of detachment faults[57]

圖9 發(fā)育大洋核雜巖和拆離斷層的慢速擴(kuò)張洋脊段末端的地殼結(jié)構(gòu)[57]Fig.9 The crustal structure of segment end on the slow-spreading ridges, where the OCCs and detachment faults developed[57]

3 展 望

大洋中脊是觀察地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的窗口，而大洋核雜巖和拆離斷層是大洋中脊中重要的組成部分，大洋中脊附近廣泛發(fā)育的大洋核雜巖和拆離斷層為我們展示了一種新的地貌形。隨著研究的深入，關(guān)于它們的構(gòu)造、成因、演化還有許多問(wèn)題亟需解決。

1)巖漿供給量與大洋核雜巖和拆離斷層形成之間的關(guān)系還是需要進(jìn)一步地研究。巖漿供給的減少是否是拆離斷層形成的關(guān)鍵因素？還是拆離斷層的發(fā)育導(dǎo)致了巖漿供給的變化？這些都需要更多的地球物理資料、數(shù)值模擬和物理模擬研究來(lái)證實(shí)。

2)大洋核雜巖和拆離斷層的發(fā)育通常會(huì)和熱液活動(dòng)聯(lián)系起來(lái)，對(duì)于它們的熱液通道、形成機(jī)理等研究，可以對(duì)大洋礦產(chǎn)調(diào)查具有重要的指示意義。

3) 在大洋核雜巖形成的擴(kuò)張洋脊兩側(cè)的構(gòu)造仍不清晰，尤其對(duì)于外側(cè)角的巖石圈結(jié)構(gòu)和特性研究很少，需要進(jìn)一步地研究。

4) 南海存在著大量的殘留擴(kuò)張洋脊，其上有大量沉積物覆蓋，在沉積層下是否也存在著大洋核雜巖和拆離斷層，如果存在將對(duì)南海演化歷史的重建具有重要的作用。

5)大洋和大陸的核雜巖和拆離斷層在形成機(jī)理和演化有何不同？對(duì)于大陸裂解和海底擴(kuò)張它們的作用是如何的？

[1] SMITH D K, ESCARTN J, SCHOUTEN H, et al. Active long-lived faults emerging along slow-spreading Mid-Ocean Ridges[J]. Oceanography, 2012, 25(1): 94-99.

[3] OLIVE J A, BEHN M D, TUCHOLKE B E. The structure of oceanic core complexes controlled by the depth-distribution of magma emplacement[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(7): 491-495.

[4] CHEADLE M J, GRIMES C B. To fault or not to fault[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(7): 454-456.

[5] TUCHOLKE B E, LIN J, KLEINROCK M C. Megamullions and mullion structure defining oceanicmetamorphic core complexes on the Mid-Atlantic Ridge[J]. Journal of Geophysical Research, 1998, 103(B5): 9857-9866.

[6] BUCK W R. Flexural rotation of normal faults[J]. Tectonics, 1988, 7(5): 959-973.

[7] LI S Z, LV H Q, HOU F H, et al. Oceanic Core Complex[J]. Marinegeology&Quaternarygeology, 26(1):47-52. 李三忠, 呂海青, 侯方輝, 等. 大洋核雜巖[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2006, 26(1): 47-52.

[8] CANN J R, SMITH D K, MCALLISTER E, et al. Corrugated slip surfaces formed at North Atlantic ridge-transform intersections on the Mid-Atlantic Ridge[J]. Nature, 1997, 385(23): 329-332.

[9] BICKLE M, ARCULUS R, BARRETT P, et al. Illuminating Earth′s past, present, and future[J]. The Science Plan for the International Ocean Discovery Program 2013-2023. 2011: 42-43.

[10] OKINO K, MATSUDA K, CHRISTIE D M, et al. Development of oceanic detachment and asymmetric spreading at the Australian-Antarctic Discordance[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2004, 5(12): 1-22.

[11] TUCHOLKE B E, LIN J. A geological model for the structure of ridge segments in slow spreading ocean crust[J]. Journal of Geophysical Research：Solid Earth(1978-2012), 1994, 99(86): 11931-11958.

[12] BLACKMAN D K, CANN J R, JANSSEN B, et al. Origin of extensional core complexes: Evidence from the Mid-Atlantic Ridge at Atlantis Fracture Zone[J]. Journal of Geophysical Research, 1998, 103(B9): 21315-21333.

[13] FUJIWARA T, LIN J, MATSUMOTO T, et al. Crustal evolution of the Mid-Atlantic Ridge near the fifteen-twenty fracture zone in the last 5 Ma[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, 4(3): 1-25.

[14] RANERO C R, RESTON T J. Detachment faulting at ocean core complexes[J]. Geology, 1999, 27(11): 983-986.

[15] TUCHOLKE B E, J LIN, KLEINROCK M C, et al. Segmentation and crustal structure of the western Mid-Atlantic Ridge flank, 25°25′-27°10′N and 0-29 m. y.[J]. Journal of Geophysical Research, 1997, 102(B5): 10203-10223.

[16] BLACKMAN D K, CANALES J P, HARDING A. Geophysical signatures of oceanic core complexes[J]. Geophysical Journal International, 2009, 178(2): 593-613.

[17] JOHN B E, CHEADLE M J. Deformation and alteration associated with oceanic and continental detachment fault systems: Are they similar?[J]. Diversity of Hydrothermal Systems on Slow Spreading Ocean Ridges, 2010: 175-205.

[18] CANALES J P, TUCHOLKE B E, COLLINS J A. Seismic reflection imaging of an oceanic detachment fault: Atlantis megamullion (Mid-Atlantic Ridge, 30°10′N)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 222(2): 543-560.

[19] MACLEOD C J, SEARLE R C, MURTON B J, et al. Life cycle of oceanic core complexes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 287(3): 333-344.

[20] MACLEOD C J, CARLUT J, ESCARTN J, et al. Quantitative constraint on footwall rotations at the 15°45′N oceanic core complex, Mid-Atlantic Ridge: Implications for oceanic detachment fault processes[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2011, 12(5): 1-29.

[21] MORRIS A, GEE J S, PRESSLING N, et al. Footwall rotation in an oceanic core complex quantified using reoriented Integrated Ocean Drilling Program core samples[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 287(1): 217-228.

[22] SMITH D K, CANN J R, ESCARTN J. Widespread active detachment faulting and core complex formation near 13° N on the Mid-Atlantic Ridg[J]. Nature, 2006, 442(7101): 440-443.

[23] SMITH D K, ESCARTN 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)[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(3): 1-23.

[24] DICK H J B, TIVEY M A, TUCHOLKE B E. Plutonic foundation of a slow-spreading ridge segment: Oceanic core complex at Kane megamullion, 23°30′N, 45°20′W[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(5): 1-44.

[25] BLACKMAN D K, KARSON J A, KELLEY D S, et al. Geology of the Atlantis Massif (Mid-Atlantic Ridge, 30° N): Implications for the evolution of an ultramafic oceanic core complex[J]. Journal of Geophysical Research, 2002, 23(5-6): 443 469.

[26] KARSON J A, FRüH-GREEN G L, KELLEY D S, et al. Detachment shear zone of the Atlantis Massif core complex, Mid-Atlantic Ridge, 30° N[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7(6):1-29.

[27] RESTON T J, WEINREBE W, GREVEMEYER I, et al. A rifted inside corner massif on the Mid-Atlantic Ridge at 5° S[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 200(73): 255-269.

[28] DICK H J B, NATLAN J H, ALT J C, et al. A long in situ section of lower oceanic crust: Results of ODP Leg 176 drilling at the Southwest Indian Ridge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 179(1): 31-51.

[29] BAINES A G, CHEADLE M J, JOHN B E, et al. The rate of oceanic detachment faulting at Atlantis Bank, SW Indian Ridge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 273(1-2): 105-114.

[30] CANNAT M, SAUTER D, MENDEL V, et al. Modes of seafloor generation at a melt-poor ultraslow-spreading ridge[J]. Geology, 2006, 34(7): 605-608.

[31] SEARLE R C, CANNAT M, FUJIOKA K, et al. FUJI Dome: A large detachment fault near 64 E on the very slow-spreading Southwest Indian Ridge[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, 4(8): 1-25.

[32] DROLIA R K, DEMETS C. Deformation in the diffuse India-Capricorn-Somalia triple junction from a multibeam and magnetic survey of the northern Central Indian ridge, 3-10 S[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2005, 6(9): 1-22.

[33] MITHELL N C, ESCARTN J, ALLERTON S. Detachment faults at Mid-Ocean Ridges garner interest[C]. Eos Transaction American Geophysical Union, 1998, 79(10): 125-127.

[34] OHARA Y, YOSHIDA T, KATO Y, et al. Giant Megamullion in the Parece Vela BackarcBasin[J]. Marine Geophysical Researches, 2001, 22(1): 47-61.

[35] deMARTIN B J, SOHN R A, PABLO CANALES J, et al. Kinematics and geometry of active detachment faulting beneath the Trans-Atlantic Geotraverse (TAG) hydrothermal field on the Mid-Atlantic Ridge[J]. Geology, 2007,35(8): 711-714.

[36] MIRANDA J M, SILVA P F, LOUREN?O N, et al. Study of the Saldanha Massif (MAR, 36°34′N): Constrains from rock magnetic and geophysical data[J]. Marine Geophysical Researches, 2002, 23(4): 299-318.

[37] BAINES A G, CHEADLE M J, DICK H J. Mechanism for generating the anomalous uplift of oceanic core complexes:Atlantis Bank,southwest Indian Ridge[J]. Geology, 2003,31(12): 1105-1108.

[38] CANNAT M, SAUTER D, ESCARTN J, et al. Oceanic corrugated surfaces and the strength of the axial lithosphere at slow spreading ridges[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 288(1-2): 174-183.

[39] MüLLER R D, SDROLIAS M, GAINA C, et al. Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(4): 1-19.

[40] BIRD P. An updated digital model of plate boundaries[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, 4(3): 1-52.

[41] TUCHOLKE B E, BEHN M D, BUCK W R, et al. Role of melt supply in oceanic detachment faulting and formation of megamullions[J]. Geology, 2008, 36(6): 455-458.

[42] KELEMEN P B, KIKAWA E, MILLER D J, et al. Leg 209 summary: processes in a 20-km-thick conductive boundary layer beneath the Mid-Atlantic Ridge, 14°-16° N[C]∥Proceedings of the ocean drilling program, scientific results. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 2007, 209: 1-33.

[43] BLACKMAN D K, ILDEFONSE B, JOHN B E, et al. Drilling constraints on lithospheric accretion and evolution at Atlantis Massif, Mid-Atlantic Ridge 30° N[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth (1978-2012), 2011, 116(B7)：1-25.

[44] NATLAND J H, DICK H J B. Stratigraphy and composition of gabbros drilled in Ocean Drilling Program Hole 735B, Southwest Indian Ridge: a synthesis of geochemical data[C]∥Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 2002, 176: 1-69.

[45] JOHN B E, FOSTER D A, MURPHY J M, et al. Determining the cooling history of in situ lower oceanic crust-Atlantis Bank, SW Indian Ridge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 222(1): 145-160.

[46] SCHWARTZ J J, JOHN B E, CHEADLE M J, et al. Cooling history of Atlantis Bank oceanic core complex: Evidence for hydrothermal activity 2.6 Ma off axis[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2009, 10(8): 1-28.

[47] DEVEY C W, GERMAN C R, HAASE K M, et al. The relationships between volcanism, tectonism, and hydrothermal activity on the Southern Equatorial Mid-Atlantic Ridge[J]. Diversity of Hydrothermal Systems on Slow Spreading Ocean Ridges, 2010, 188: 133-152.

[48] ILDENFONSE B, BLACKMAN D K, JOHN B E, et al. Oceanic core complexes and crustal accretion at slow-spreading ridges[J]. Geology, 2007, 35(7): 623-626.

[49] BLACKMAN D K, KARNER G D, SEARLE R C. Three-dimensional structure of oceanic core complexes: Effects on gravity signature and ridge flank morphology, Mid-Atlantic Ridge, 30° N[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(6): 1-20.

[50] TUCHOLKE B E, JUIOKA K, ISHIHARA T, et al. Submersible study of an oceanic megamullion in the central North Atlantic[J]. Journal of Geophysical Research, 2001, 106(B8): 16145-16161.

[51] NOONER S L, SASAGAWA G S, BLACKMAN D K, et al. Constraints on crustal structure at the Mid-Atlantic Ridge from seafloor gravity measurements made at the Atlantis Massif[J]. Geophysical Research Letters, 2003, 30(8): 1446.

[52] DANNOWSKI A, GREVEMEYER I, RANERO C R, et al. Seismic structure of an oceanic core complex at the Mid-Atlantic Ridge, 22°19′N[J]. Journal of Geophysical Research, 2010, 115(B7): 1-15.

[53] OHARA Y, OKINO K, KASAHARA J. Seismic study on oceanic core complexes in the Parece Vela back-arc basin[J]. Island Arc, 2007, 16(3): 348-360.

[54] PLANERT L, FLUEH E R, TILMANN F, et al. Crustal structure of a rifted oceanic core complex and its conjugateside at the MAR at 5 S: implications for melt extraction duringdetachment faulting and core complex formation[J]. Geophysical Journal International, 2010, 181(1): 113-126.

[55] SMITH D K, ESCARTN J, CANNAT M, et al. Spatial and temporal distribution of seismicity along the northern Mid-Atlantic Ridge (15°～35° N)[J]. Journal of Geophysical Research, 2003, 108(B3): 1-22.

[57] RESTON T J, RANERO C R. The 3-D geometry of detachment faulting at mid-ocean ridges[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2011, 12(7): 1-19.

ProgressinResearchesonOceanicCoreComplexesandDetachmentFaults

YU Zhi-teng1，LI Jia-biao1，DING Wei-wei1，ZHANG Jie1,2，LIANG Yu-yang1，ZHU Lei3

(1.TheSecondInstituteofOceanography,SOA, Hangzhou 310012, China;2.ZhejiangUniversityDepartmentofEarthScience, Hangzhou 310027, China；3.ChinaOceanMineralResourcesResearchandDevelopmentAssociation, Beijing 100860, China)

Oceanic core complexes and detachment faults are important structures on mid-ocean ridges (MORs) and increasingly become a hot in recent decades. Oceanic core complexes have been widely identified from the multibeam bathymetry images due to their megmullion structure. Detachment faults are commonly long-lived low angle normal faults, and mostly occur at the inside corner of the slow or ultra-slow spreading ridges with dominant half-spreading rates of 0～10 mm. The detachment faults, with age range from 0Ma to 10Ma，are associated with asymmetric spreading, representing the spreading is faster and the detachment faults are active. Drilled cores obtained below the domes of oceanic core complexes indicate a giant gabbros incursion. Detachment faults are characterized by elevator residual Bouguer gravity anomaly, high P-wave velocity and uplifted Moho. It has been widely accepted that they would develop at the time when magma supply was limited, and would be controlled by the rolling-hinge model. In this paper, we systematically presented some aspects of oceanic core complexes and detachment faults, including their morphology, global distribution, lithology signatures, geophysical structure, evolutionary mechanism. Finally , we put forward some prospects on the research of oceanic core complexes and detachment faults in Chinese deep-sea geology and their research in the future.

oceanic core complexes; detachment faults; megamullion structure; gabbros; P-wave velocity; asymmetric spreading; magma supply; origin and evolution

September 09,2013

2013-09-12

國(guó)家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目——南海西南次海盆中脊3D地震成像及其構(gòu)造演化(91028006)；中國(guó)大洋協(xié)會(huì)十一五研究課題——西南印度洋中脊熱液壓OBS深部構(gòu)造及其動(dòng)力過(guò)程的綜合研究(DYXM-15-02-3-01)；國(guó)家自然科學(xué)基金青年科學(xué)基金——南海東北部俯沖邊界構(gòu)造演化特征(41206046)

于志騰(1988-)，男，山東威海人，碩士研究生，主要從事海洋地質(zhì)方面研究. E-mail: zhitengy@gmail.com

*通訊作者，E-mail：jbli@sio.org.cn

(陳 靖 編輯)

P736

A

1671-6647(2014)03-0415-12