地质力学学报  2019, Vol. 25 Issue (5): 642-677
引用本文
李三忠, 曹现志, 王光增, 刘博, 李玺瑶, 索艳慧, 姜兆霞, 郭玲莉, 周洁, 王鹏程, 朱俊江, 汪刚, 赵淑娟, 刘永江, 张国伟. 太平洋板块中—新生代构造演化及板块重建[J]. 地质力学学报, 2019, 25(5): 642-677.
LI Sanzhong, CAO Xianzhi, WANG Guangzeng, LIU Bo, LI Xiyao, SUO Yanhui, JIANG Zhaoxia, GUO Lingli, ZHOU Jie, WANG Pengcheng, ZHU Junjiang, WANG Gang, ZHAO Shujuan, LIU Yongjiang, ZHANG Guowei. MESO-CENOZOIC TECTONIC EVOLUTION AND PLATE RECONSTRUCTION OF THE PACIFIC PLATE[J]. Journal of Geomechanics, 2019, 25(5): 642-677.
太平洋板块中—新生代构造演化及板块重建
李三忠1,2,3 , 曹现志1,2,3 , 王光增1,2,3 , 刘博1,2,3 , 李玺瑶1,2,3 , 索艳慧1,2,3 , 姜兆霞1,2,3 , 郭玲莉1,2,3 , 周洁1,2,3 , 王鹏程1,2,3 , 朱俊江1,2,3 , 汪刚1,2,3 , 赵淑娟1,2,3 , 刘永江1,2,3 , 张国伟1,2,3     
1. 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 山东 青岛 266100;
2. 中国海洋大学海洋高等研究院与海洋地球科学学院, 山东 青岛 266100;
3. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与勘探技术功能实验室, 山东 青岛 266237
摘要:太平洋板块是一个中生代以来形成的地球上最大的大洋板块,但其起源机制、结构构造、构造演化等始终不清楚。太平洋板块内部的复杂性更是未受到重视,其内部的大火成岩省、海山链、微洋块、微陆块及其下部更深层地幔的微幔块都非常发育,这些复杂板内或板下构造代表的地球动力学含义亟待解决。文章基于最新的板块重建结果,试图分析其运动学过程,揭示太平洋板块形成与演化机制。研究表明,太平洋板块起源于RRR三节点,但不是一个纯粹的完整大洋板块,其增生演化过程经历了非威尔逊旋回模式,其板缘经历了一些外来微陆块或微洋块的并入,其内部也因各种原因出现了一些新生微洋块,总体表现为一个碎片化的镶嵌式板内格局。太平洋板块记录了与邻区板块相互作用的重要构造事件,大约55 Ma左右开始俯冲到东亚陆缘,导致东亚陆缘短暂的北西-南东向伸展,随后受印度-欧亚碰撞动力系统和太平洋俯冲动力系统联合控制,总体处于右行右阶的拉分背景,形成了一系列盆地群,俯冲后撤等逐渐形成了双俯冲系统。太平洋板块还记录了深浅部耦合过程,下地幔中的太平洋LLSVP通过遥相关对上部岩石圈微板块、大火成岩省分布具有决定性作用;火山链或热点揭示板块运动同时,也反映深浅部物质交换过程,海山群也揭示太平洋板块之下软流圈并非单一对流胞,其对流格局的多样性尚待深入研究。
关键词太平洋板块    地幔柱    微板块    洋陆过渡带    多圈层相互作用    洋底动力学    中—新生代    
DOI10.12090/j.issn.1006-6616.2019.25.05.060     文章编号:1006-6616(2019)05-0642-36
MESO-CENOZOIC TECTONIC EVOLUTION AND PLATE RECONSTRUCTION OF THE PACIFIC PLATE
LI Sanzhong1,2,3 , CAO Xianzhi1,2,3 , WANG Guangzeng1,2,3 , LIU Bo1,2,3 , LI Xiyao1,2,3 , SUO Yanhui1,2,3 , JIANG Zhaoxia1,2,3 , GUO Lingli1,2,3 , ZHOU Jie1,2,3 , WANG Pengcheng1,2,3 , ZHU Junjiang1,2,3 , WANG Gang1,2,3 , ZHAO Shujuan1,2,3 , LIU Yongjiang1,2,3 , ZHANG Guowei1,2,3     
1. Key Lab of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, MOE, Qingdao 266100, Shandong, China;
2. Institute for Advanced Ocean Study & College of Marine Geoscience, Ocean University of China, Qingdao 266100, Shandong, China;
3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, Shandong, China
Abstract: The Pacific Plate is the largest oceanic plate on the Earth since Mesozoic, but its original mechanism, structure and tectonic evolution are still unclear. The complexity of the interior of the Pacific Plate has not been taken seriously. Large igneous provinces, seamount chains, oceanic micro-blocks, continental micro-blocks and mantle micro-blocks in the deeper mantle in or under the Pacific Plate are well developed. The geodynamic implications of these complex intraplate or sub-plate structures need to be solved urgently. Based on the latest results of plate reconstruction, this paper attempts to analyze its kinematic process and to reveal the formation and evolution mechanism of the Pacific Plate. The results show that the Pacific Plate originated from the RRR triple junction, but it was not a pure oceanic plate. Its accretion and evolutionary processes have undergone a non-Wilson cycle model. Its margins have undergone the incorporation of some exotic continental or oceanic micro-blocks, and some new oceanic micro-blocks have involved and appeared in its interior for various reasons. It made the Pacific Plate show as a fragmented mosaic pattern. The Pacific Plate recorded important tectonic events interacting with the adjacent tectonic plates. At about 55 Ma, it began to subduct under the East Asian continental margin, resulting in a short NW-SE-directed extension of the East Asian continental margin, which was subsequently jointly controlled by the Indian-Eurasian collisional dynamic system and the Pacific subduction dynamic system, and generally formed some pull-apart basins under the right-lateral dextral strike slipping. Then due to subduction retreat, this region gradually developed a double subduction system. The Pacific Plate also recorded the deep-shallow coupling process, and the Pacific LLSVP in the lower mantle played a decisive role in the distribution of the upper lithospheric micro-plates and large igneous provinces. In addition, volcanic chains or hotspots not only reveal plate movement, but also reflect the process of material exchange between deep and shallow parts, and seamounts also reveal the mantle flow under the Pacific Plate. The mantle circulation is not a single convective cell, and the diversity of its convective pattern needs to be further studied.
Key words: Pacific Plate    mantle plume    micro-plate    ocean-continent connection zone    multi-spheric interaction    marine geodynamics    Meso-Cenozoic    
0 引言

西太平洋或东亚洋陆过渡带的华北克拉通中生代破坏,是近10年来地球科学领域的研究热点。诸多研究得出一个重大结论,华北克拉通破坏的根本原因在于古太平洋板块的俯冲所致[1-3]。古太平洋板块(Izanagi板块)的演化与太平洋板块密切相关,但古太平洋板块已经完全消失,因此,通过太平洋板块的研究有助于解决东亚洋陆过渡带与古太平洋板块、太平洋板块之间的相互作用,更有助于理解西太平洋一系列弧后盆地或边缘海成因。

太平洋板块是当今地球上最大的“大洋”板块,西部边界为总体西向的高角度俯冲系统,中段发育同向或对向双俯冲带,北段和南段则为单向俯冲带。这不同于太平洋东部陆缘总体东向的低角度俯冲系统。太平洋板块的东部边界为快速洋脊增生系统。现今海洋内最古老的洋壳保存在西太平洋一侧,最老可达190 Ma,呈三角形分布于马里亚纳海沟东侧(图 1)。

图 1 太平洋板块年龄及热点分布[4] Fig. 1 Oceanfloor ages and hotspot distribution in the Pacific Plate[4]

太平洋板块内部结构并不整一,组成也并非单一的洋壳或大洋岩石圈,存在很多微板块(包括微洋块、微陆块),也存在很多海山链和孤立海山,可见其演化过程和历史复杂。太平洋板块的边界性质和俯冲极性在其演化过程中也不完全与现今相同,乃至相反。为此,文章基于最新的中—新生代全球板块重建结果,侧重介绍太平洋板块的中—新生代构造演化历史。

1 三角形太平洋板块起源

以往板块重建表明,太平洋板块起源于古太平洋洋内。目前,地球上最老的洋壳不老于200 Ma,存在于西太平洋洋底,它代表了现今太平洋板块形成的起始时间。Boschman和van Hinsbergen[5]通过研究认为,三角形的太平洋板块自190 Ma左右开始从古太平洋(泛大洋)中央形成,经近2亿年演化至现今的残存状态。太平洋最老洋壳位于马里亚纳海沟的东部(图 1),具有特征的三组磁异常(图 2):北东走向的日本磁条带、北西走向的夏威夷磁条带和东西走向的菲尼克斯磁条带。由这三组磁条带所形成的三角形太平洋板块几何形态说明,它产生于洋内的洋中脊—洋中脊—洋中脊(RRR)三节点扩张。这个三节点扩张将古太平洋分裂为三个大洋板块,即西北部的依泽奈崎板块、东北部的法拉隆板块和南部的菲尼克斯板块(图 3)。除了法拉隆板块现今在北美西侧的大洋中还有一些残余,其他两个板块都几乎俯冲殆尽。

图 2 太平洋板块核心区三角形磁条带展布 Fig. 2 Triangle magnetic lineation distribution of the Pacific Plate core area

图 3 190 Ma古太平洋的板块构造格局重建(模型据文献[6]) Fig. 3 Plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 190 Ma (Plate reconstruction model from reference [6])

传统观点认为,太平洋板块始于依泽奈崎、法拉隆和菲尼克斯板块之间的RRR三节点。这个三节点本来是稳定的,但因为三个板块运动的不一致性或不协调性,导致190 Ma后分离成三个新的RRR三节点,太平洋微板块开始形成。太平洋三角形磁异常的方向(图 2)可以用来重建依泽奈崎—太平洋、法拉隆—太平洋和菲尼克斯—太平洋板块间的相对运动,间接地也可以重建依泽奈崎—法拉隆—菲尼克斯板块间的相对运动。其相对运动速度重建(图 3)表明,自190 Ma以来,依泽奈崎—法拉隆、法拉隆—菲尼克斯和菲尼克斯—依泽奈崎之间的板块运动是分离的。因此,它们的板块边界以及太平洋板块诞生的三节点一定是由洋中脊或转换断层组成的(图 3图 4)。

PAC—太平洋板块; IZA—依泽奈崎板块; FAR—法拉隆板块; PHO—菲尼克斯板块 图 4 法拉隆(FAR)—菲尼克斯(PHO)—依泽奈崎(IZA)板块系统及太平洋板块诞生的三阶段演化过程[5] Fig. 4 Three-stage evolution of the FAR-PHO-IZA plate system and the birth of the Pacific Plate[5]

这些洋中脊和转换断层的方向可以通过相对运动速度图推测出来(图 3),由于洋中脊—洋中脊—洋中脊(RRR)、洋中脊—洋中脊—转换断层(RRF)和洋中脊—转换断层—转换断层(RFF)三节点都是稳定的,且这三种三节点可随着时间互相转化。但不管这些三节点如何演化,它们都不会由一个三节点演变出三角形太平洋板块相关的三个三节点。

为了破解这个难题,最近有人提出了三节点由一个变三个的新方案。例如,转换断层—转换断层—转换断层(FFF)三节点是不稳定的(图 4a4b)。根据三节点稳定性分析,一个不稳定的三节点只会暂时作为一个过渡板块边界组合而存在于一个稳定情况和下一个稳定情况之间。因此,在太平洋板块诞生之前依泽奈崎—法拉隆—菲尼克斯三节点的特征可通过板块构造的基本法则来重建,前提是假设在太平洋板块诞生前后依泽奈崎—法拉隆—菲尼克斯板块系统的相对运动没有变化。不稳定的FFF三节点总体会向稳定的三节点转换,不一定转换为一个稳定的三节点,而可能分裂为几个稳定的三节点,而且这里两条板块边界走向一定是保持不变的转换断层,而第三条板块边界一定会发生偏折(图 4a)。这里偏折的南东段形成转换断层边界,而其北西段则形成一条斜向俯冲带,所形成的转换断层—转换断层—海沟(TFF)三节点也是稳定的,但三节点会沿着海沟向弯折部位迁移(图 4a中向南东向迁移)。在三节点迁移过程中,俯冲带一段的长度会减小。当三节点到达弯折部位时,不稳定的FFF三节点就形成了(图 4b),随着三个板块的差异运动,这个三节点或分裂为三个,进而出现一个三角形空隙,沿着这个空隙岩浆上涌、洋壳形成,就可以出现三角形的新板块,这时,纯粹由洋壳组成的太平洋板块就开始逐渐壮大。

不过,以太平洋三角形区域的海洋磁异常数据为基础,不可能确定三条中的哪条板块边界存在上述模式中的俯冲段,也难以确定哪个板块是仰冲板块。因此,这三条不同的但形态上相似的板块边界都是有可能发生上述情况的。图 4a展示了其中法拉隆—依泽奈崎洋中脊的这种变化情况,并认为法拉隆板块北东向俯冲到依泽奈崎板块之下,导致俯冲段走向为北北西—南南东向,而弯折段为北西西—南东东向,这次转折和俯冲启动使得早期FFF型三节点转变为FFT型三节点。这个FFT型三节点也不稳定,进而演化为新的(后期)FFF型三节点(图 4b),随着后期FFF三节点形成,很可能会在FFF三节点形成之后马上在中心打开一个三角形的“空缺”(图 4c左上),因此,三条洋中脊同时形成了,沿此扩张并产生新洋壳,充填了这个“空缺”部分(图 4c左下)。一个新板块就在现在的三个稳定的RRF型三节点之间诞生了(图 4c右图),进而太平洋板块的三角形形态得到稳定增长。以上所述的板块演变预测了洋中脊系统及它们的几何形态,其导致了现今海底观测到的太平洋板块三角形的侏罗纪磁异常。

2 太平洋板内大火成岩省

太平洋板块的最显著特征之一是广泛发育海山链、海山群或孤立海山,几乎都为岩浆成因,其中一些为规模较大的大火成岩省。源于深部的岩浆是揭示太平洋板块本身运动特征及其板下过程的重要对象。太平洋板块的海底点缀着大量呈线形展布的海山链、成群排列的海山群或孤立存在的海山,占全球海山的50%以上[7]。所有的火山不管大小如何,都起源于海底不同深度。海山链常表现为几个间隔很小的孤立火山成链状展布,也称为火山海岭或无震海岭。夏威夷—皇帝海山链就是一条典型的大洋板内海山链(图 5),其最老部分也已可能俯冲消亡。海山也会成群的形式出现,如中太平洋海山群。此外,孤立海山则常出现于快速扩张的洋中脊处,而大量小海山(小于1 km高)随机地出现在海底。

图 5 夏威夷—皇帝海山链地区重力异常特征与火山年龄分布[8] Fig. 5 Gravity anomaly characteristics and volcanic age distribution in the Hawaii-Emperor Chain area[8]

目前被普遍接受的板内海山起源假说是,它们形成于地幔柱的固定热点之上,如夏威夷、路易斯威尔、科布、鲍伊和卡罗琳热点等。热点海山链的走向和年龄演化记录了绝对板块运动矢量。然而,随着年代学数据增多,人们发现,许多板内海山链没有表现出热点模型所预测的简单线性递增年龄序列,例如莱恩(Line)群岛不具有正常的年龄递变规律。近期古地磁研究[9]揭示,皇帝海山的热点源在43 Ma达到稳定之前,以约30 mm/yr的速度南向漂移,皇帝海山链形成在现今热点位置偏北的地方,故此夏威夷热点在晚白垩世发生了快速的向南运动。太平洋其他几个海山链在43 Ma附近方向也发生了变化(甘比尔(Gambier)—土阿莫土、吉尔伯特—马绍尔和复活节海山链),可见热点也并非固定不动。很多海山链起源于洋中脊,最大的海山链与洋中脊岩浆通量高的位置有关。例如胡安·德·富卡脊上的轴部海山(Axial)就是过量岩浆形成科布—艾肯伯格(Cobb-Eikelberg)海山链的位置。海山链的高度集中区临近超快速扩张的东太平洋海隆南部的最浅区域(图 6)。破碎带处也能发现少量的海山链,但与洋中脊段发现的海山相比,它们是更小的、低岩浆通量的海山。与热点形成的海山链不同,大多数靠近洋中脊的海山链的走向介于绝对板块运动和相对板块运动方向之间,大多数海山链与洋中脊一翼下部浅层软流圈流动方向平行。但是,迄今依然存在洋底大火成岩省是形成于地幔柱还是洋中脊之争。

十字线指示了科布和鲍伊热点的位置,推测的区域(宽为250 km)以浅色阴影表示海山名称:AX—洋中脊轴海山; BO—Bowie(鲍伊);CO—Cobb(科布);DA—Davidson(戴维森);DE—Denson(邓森);DI—Dickens(狄更斯);DK—Dellwood Knolls(德尔伍德海丘);EI—Eickelberg(艾克伯格);EX—Explorer(拓荒者);GI—Giacomini(贾克米尼);GR—Graham(格雷厄姆);HE—Heckle(赫克勒);HK—Hodgkins(霍奇金);HO—Horton(霍顿);KO—Kodiak(科迪亚克);MI—Miller(米勒);MU—Murray(默里);OS—Oshawa(奥沙瓦);PF—Pathfinder(探路者);PK—Parker(帕克);PT—Patton(帕顿);PR—Pratt(普拉特);QN—Quinn(奎恩);Su—Surveyor(调查者);TW—Tuzo Wilson(图佐·威尔逊);UN—Union(尤宁);WE—Welker(维尔克) 图 6 东北太平洋卫星重力异常与海山链[7] Fig. 6 Satellite gravity anomaly and seamount chains in the Northeast Pacific Ocean[7]
2.1 科布热点与脊-柱相互作用

科布海山(图 6)位于洋中脊轴部东南260 km处,以布兰科(Blanco)转换断层(128°40′W,43°48′N)为中心。这个位置说明向西迁移的胡安·德·富卡洋中脊在约2 Ma的时候与科布地幔柱相遇。尽管在布兰科转换断层的北边发现了几个海山,但没有证据表明胡安·德·富卡板块上发生过大规模岩浆活动。因此地幔柱物质或者从约2 Ma开始已经运移到了胡安·德·富卡洋中脊处,这解释了现今轴部海山处的轴上火山作用,或者热点处于衰退阶段而不能穿透胡安·德·富卡板块的岩石圈。然而,布兰科转换断层具有转换断层内扩张的证据及相似的火山活动,所采的新鲜枕状玄武岩也不寻常,大部分微量元素浓度和比值(如La/Sm)相对于预测的模型来说过于富集。

2.2 鲍伊热点与脊-柱相互作用

鲍伊热点的位置(图 6)以Sovanco转换断层(130°0′W,49°30′N)为中心,比德尔伍德小山(225 km)、图佐威尔逊海山(310 km),尤其是鲍伊海山(600 km)更靠南。实际上,鲍伊热点靠近赫克勒(Heckle)熔融异常处,这处异常被认为是赫克(Heck)、赫克勒和斯普林菲尔德(Springfield)海山的成因。这些特征(包括开拓者海山)实际上都与鲍伊热点有关。进而,鲍伊热点似乎在近期板块运动方向改变(约3 Ma)时,不再形成海山。这也许是因为加速的板块速率阻止了处于衰减阶段的鲍伊地幔柱穿透岩石圈,直到迁移的洋中脊夹带着地幔,使海山有利于在洋中脊和破碎带环境下形成,开拓者海山和赫克勒海山就是形成在这样的背景下。

2.3 夏威夷热点与板内地幔柱

夏威夷—皇帝(Hawaiian-Emperor)火山链是太平洋地区最为著名的火山链,主要为一系列的海山组成(图 5)。夏威夷—皇帝火山链的火山岩形成年龄具有单向递变规律。但是,板块构造很难解释板内岩浆活动,因此Wilson[10]最初假设夏威夷—皇帝海山链不是由岩石圈裂隙引起的,而是由热点火山作用所形成,这也与太平洋板块向西北方向运动有关。根据夏威夷—皇帝火山链的特征,Morgan[11]最早提出静态地幔柱假说,热点是上涌的地幔柱在表层的表现形式。一般认为夏威夷—皇帝火山链成因与热点活动有关[12],运动的太平洋板块漂过近于固定的热点,热点穿刺板块而形成一系列的海山。但现今该区下部是否有深成热点/地幔柱存在仍有争议[13]

夏威夷—皇帝火山链主体是水下海山链,包括了近100多个火山,延伸近6000 km,火山活动持续时间超过80 Myr。夏威夷—皇帝海山链一般被分为三个部分。第一段是西北部最老的皇帝海山链,主要形成于85~39 Ma,火山受到后期严重侵蚀,皇帝海山链上最老的海山年龄为81 Ma的底特律(Detroit)海山。海山岛链一直延伸到西太平洋,在千岛—勘察加海沟(Kuril-Kamchatka Trench)停止。第二段是夏威夷群岛的西北部分——夏威夷海岭,形成年龄主要在27.7~7.2 Ma。这一地带多发生强烈的侵蚀作用,主要形成一系列的环礁、环礁岛、死火山。第三段是夏威夷群岛部分,被认为是最接近热点的地区,同时整个岛链最年轻的火山岩也发育在这个地区,主体年龄在0.40~5.10 Ma前,夏威夷地区仍存在三个活火山(Kilauea, Mauna Loa, Hualalai)。

夏威夷群岛的火山主体都是盾形火山,火山作用时期分为四个阶段:盾形火山活动前期、盾形火山活动期、后盾形火山活动期以及侵蚀期。第二阶段是盾形火山形成阶段,火山活动的主要时期,占夏威夷火山的95%~98%,岩浆岩主体是拉斑玄武岩,而在第一、第三阶段岩浆岩则主要以碱性玄武岩为主[14]。夏威夷群岛火山岩根据地球化学特征大体分为两类[15],一类为Loa系列,第二类是Kea系列。Loa系列玄武岩显示了较好的主量元素和同位素的相关关系,其中,Koolau火山的玄武岩显示了高的SiO2含量和低的143Nd/144Nd比值,而Loihi海山玄武岩具有低的SiO2和高的143Nd/144Nd比值;Kea系列则相对分散,并且部分具有向洋中脊玄武岩特征的演化趋势[15]。在此基础上,一般认为Loihi、Koolau和Kea三个火山分别代表三个端元,可用于模拟超过95%的夏威夷地区的火山岩的地球化学成分[15]。Loihi和Kea火山熔岩可能起源于地幔橄榄岩的部分熔融,而Koolau火山熔体的组成可能来自一个镁铁质源区的部分熔融。根据火山岩地球化学特征研究显示,夏威夷地幔柱包含有地壳组分。Hauri[15]根据不同的火山岩的分布和成分差异,勾勒出夏威夷地幔柱的分带性:Loa系列火山岩下部可能曾经处于夏威夷地幔柱的中心部位,并且石英榴辉岩成分可能主要集中在此,榴辉岩分布也是不均一的;而Kea系列火山岩的源区主要是环绕地幔柱外围的软流圈地幔。

夏威夷—皇帝海山链一般认为是典型的热点活动轨迹,受到地幔柱影响。现今仍在活动的夏威夷群岛地区深部存在一个范围约1000 km宽的深部隆起,被认为是仍在活动的深部地幔柱[16]。夏威夷深部地幔存在地幔柱可以直接从观测中获知,夏威夷地区OBS的研究也显示其深部存在一个低地震波速异常带存在于下地幔[17],但相关层析成像结果因为技术问题依然处于质疑之中,地幔柱存在与否依然没有确证。夏威夷火山链中活动的火山作用限定在仅几十千米的“点”上(故称作“火山热点”)。火山岛出现在大约1 km高和1000 km宽的海底隆起上,向西北方向延伸。从地震剖面上得知该隆起不是地壳加厚造成的,如此大的宽度也不可能是由岩石圈的挤压造成的。最可能的解释是:该隆起是由板块下低密度物质的浮力所引起。因此,该隆起和当地活动的火山作用就表明火山中心下面有上升的由低密度物质组成的狭窄通道—地幔柱存在[18]。正如Wilson最初指出的,持续的年龄递变趋势说明熔融源区在地幔足够深处,以致不随太平洋板块的运动而运动[18]。因此,地幔柱延伸的深度大于其本身的直径。持续的火山作用也说明存在一个稳定并不断更新的源区。

尽管夏威夷—皇帝海山链地区多数人认为是受到地幔柱活动的影响,但是否夏威夷—皇帝海山链地区就是一个大火成岩省,仍然存在一定争议。Coffin和Eldholm[19]认为其可能为一个由海山群组成的大火成岩省。Sheth[20]将夏威夷—皇帝海山链地区和印度洋东经九十度海岭一同定义为洋岛—海山链型大火成岩省。按照Bryan和Ernst[21]的定义,夏威夷—皇帝海山链地区虽然符合大火成岩省的其他定义特征,但是其长期(>80 Myr)持续活动时间与大火成岩省常见的短期活动不符合。但是,如果将夏威夷—皇帝海山链地区的夏威夷海岭地区来考虑,夏威夷海岭地区可能符合大火成岩省的多数特征。夏威夷海岭地区形成时间小于50 Myr,每个火山独立形成时间小于5 Myr[22]。夏威夷海岭火山岩主要由拉斑玄武岩和碱性火山岩组成,与夏威夷群岛火山岩相类似。

皇帝海山链是夏威夷—皇帝海山链地区的古老部分,其最老的部分是北部的Meiji和Detroit海山(>81 Ma)。皇帝海山链地区保存有大量的夏威夷热点在白垩纪活动的记录。Meiji和Detroit海山地区的拉斑玄武岩和碱性火山岩相对于夏威夷群岛火山岩,多数亏损不相容元素。Detroit海山岩浆岩组分可能是具有MORB和OIB熔体混合的特征。而皇帝海山链中年轻的Suiko和Daikakuji海山(65~42 Ma)地球化学特征与年轻的夏威夷群岛火山岩相类似[23]

皇帝海岭呈北北西—南南东走向,而在其东南部为较年轻的北西—南东走向的夏威夷群岛。火山链的年龄由北西向南东方向变年轻。两者存在一个明显的转折,这个大拐弯叫做夏威夷—皇帝海岭大拐弯(Emperor-Hawaiian Bend),走向上发生近60°的转变。一般认为,这与始新世(47~43 Ma)时期太平洋板块的转向有关,太平洋板块的运动方向从向北转变为北西方向[8]。同时一些古地磁研究[24]也认为,夏威夷热点在转弯形成之前,在80~47 Ma期间向南发生了4°~9°的快速移动。Sharp和Clague[25]最新研究认为这一转变发生在50 Ma。但是也有研究认为,其与热点本身运动有一定关系[26]或太平洋板块变形导致的伸展背景有关[27]。持板块驱动观点的研究者提出,这些海山链大拐弯的动力背景也可能和太平洋板块的重组密切相关。澳大利亚和南极洲板块重建发现,50~53 Ma之间发生了一次重大的板块重组,并且,板块—地幔柱系统重组可能是50 Ma左右皇帝—夏威夷海岭发生大拐弯构造的原因[28]。Torsvik等[8]模拟了夏威夷—皇帝海山链和夏威夷热点活动,并认为相对于夏威夷热点向南的快速移动而言,太平洋板块移动方向的变化是夏威夷—皇帝海岭大拐弯形成的必要条件。

2.4 翁通爪哇热点与脊-柱相互作用

西南太平洋地区存在着一系列巨大的洋底高原,包括翁通爪哇、马尼希基、希库朗基组成的大洋玄武岩高原(Ontong Java-Manihiki-Hikurangi Plateau,122~120 Ma)(图 7)。这三者具有相似的形成年龄和化学成分特征,通常被认为原先为一个完整的大火成岩省,主要形成在白垩纪时期,因后期扩张作用而被洋盆分割。在东北部的瑙鲁(Nauru)海盆和北部的东马里亚纳(East Mariana)海盆内玄武岩均呈现与翁通爪哇洋底高原内玄武岩相似的喷发年龄和组成特征,说明翁通爪哇大火成岩省形成时的岩浆面积要远大于现今所呈现的范围[29]。通常认为,翁通爪哇—马尼哈基—希库朗基大洋玄武岩高原形成时期覆盖了地球表面约1%的面积,体积有8×107 km3的玄武质岩浆。

红线区域—翁通爪哇—马尼希基—希库朗基洋底高原范围;白线—磁条带;粗的绿色虚线—转换断层;细的绿色虚线—三节点轨迹;细的红色虚线—锯齿状裂谷边界(zigzag rift boundary);黑色实线—海沟;黑色虚线—缝合线;小黑点和数字—大洋钻探井位(圆形DSDP,正方形ODP);M0—M29—海底磁异常条带图中简写:OJP—Ontong Java Plateau (翁通爪哇洋底高原);MP—Manihiki Plateau (马尼希基洋底高原);HP—Hikurangi Plateau (希库朗基洋底高原);RR—Robbie Ridge (罗比海岭);CR—Chatham Rise (查塔姆海隆);CFZ—Clipperton Fracture Zone(克利珀顿破碎带);EB—Ellice Basin (埃利斯海盆);EMB—East Mariana Basin (东马里亚纳海盆);GS—Gilbert Seamounts (吉伯海山);NB—Nauru Basin (瑙鲁海盆);OT—Osbourn Trough (奥斯本海槽);SI—Solomon Islands (所罗门群岛);SB—Stewart Basin (斯图尔特海盆);TS—Tokelau Seamounts (托克劳海山);WS—Wishbone Scarp (许愿骨海崖) 图 7 翁通爪哇—马尼希基—希库朗基洋底高原地区等深线分布[29] Fig. 7 Bathymetric map showing the location of the Ontong Java, Manihiki and Hikurangi Plateau[29]

翁通爪哇洋底高原是世界上最大的洋底高原,主体由巨厚的玄武质岩浆岩组成。它的西北边界为莱拉(Lyra)海盆,北部边界为东马里亚纳海盆,东北边界为瑙鲁海盆,东南边界为Ellice海盆。现今的翁通爪哇洋底高原覆盖面积为1.5×106 km2,最高处距离海平面下1700 m,平均深度在2~3 km,洋壳厚度估计在至少25 km,但是可能局部达到36 km,现今的体积在5×106 km3 [30]

翁通爪哇洋底高原的岩浆岩主要形成于大约122 Ma,另有一小部分形成于90 Ma。翁通爪哇最初于1991年被发现,代表了过去200 Ma以来最大规模的海底火山事件,岩浆侵位的速度为22 km3/yr。玄武岩高原上经常出现一定数量的海山,其中,翁通爪哇环礁就是世界上最大的环礁。翁通爪哇洋底高原与所罗门群岛岛弧相碰撞,现今位于不活动的Vitiaz海沟,是太平洋板块和澳大利亚板块的边界。研究认为,有大约80%的翁通爪哇大火成岩省物质被俯冲到所罗门群岛之下,只有最上部几千米厚的物质保留在澳大利亚板块。所罗门群岛的Malaita岛就是25 Ma时期翁通爪哇洋底高原与所罗门岛弧碰撞时候残留的翁通爪哇洋底高原仰冲碎片。这个岛上保留了唯一被发现的约4 km的翁通爪哇洋底高原的剖面。这条剖面中岩浆岩的40Ar/39Ar同位素年龄为122 Ma,并且具有单一序列的枕状拉斑玄武岩及相关的岩席和岩墙[31]

希库朗基和马尼希基和两个洋底高原与翁通爪哇具有相似的年龄和地球化学组成,被白垩纪洋盆所分割。希库朗基洋底高原厚度为10~15 km,是现今所知的少数几个已经与其他板块发生碰撞的洋底高原。希库朗基洋底高原现今俯冲到希库朗基海沟,主要由一系列80 Ma形成的玄武岩组成,其南部边界是Chatham海隆,具有陆壳性质。这个洋底高原现今太平洋—澳大利亚板块汇聚速率为5 cm/yr,在过去20 Myr期间,约150~200 km的高原物质俯冲到新西兰的北岛以下地区[30]

翁通爪哇大火成岩省起源的一个模型就是基于地幔柱-洋中脊相互作用而提出(图 8)[30]。在122 Ma之前,一条洋中脊迁移到翁通爪哇地幔柱柱头的上部(图 8a),125~122 Ma时期,地幔柱柱头的部分组分开始混合进入洋中脊扩张中心,导致洋底高原的组分开始沿着洋中脊的裂隙喷出(图 8b)。此时,形成的岩浆具有地幔柱和洋中脊源区混合的特征。随着大洋板块漂移,在洋底高原演化后期,地幔柱上部覆盖了厚的古老大洋岩石圈,但是岩浆喷发作用一直持续了约40 Myr。与此同时,沿着岩石圈裂隙也贯入了一定量的岩席和岩墙[32]。翁通爪哇大火成岩省的快速喷发也与全球性的早阿普第期大洋缺氧事件有关(125~124 Ma),这期事件导致了124~122 Ma黑色页岩的沉积作用。随着地幔柱岩浆活动在120 Ma开始衰弱,洋中脊跃迁到翁通爪哇南部的地区,大洋扩张也在新的地区持续,并且这也被洋底高原的东部磁异常条带所证实(图 8c)。在约90 Ma时期,早期活动的地幔柱经历了一期再活跃的事件或者一个新的地幔柱柱头开始发育,因而导致了翁通爪哇地区第二期的岩浆事件,但是这一期时间活动要弱于第一期岩浆活动。翁通爪哇大火成岩省是在2~3 Myr的短时间内形成的,一般认为其形成与快速经过一个地幔柱柱头有关,而这个地幔柱的柱尾可能随后也形成了30 Ma左右的路易斯维尔(Louisville)热点地区岩浆岩,路易斯维尔海岭地区海山的扩张开始于大约70 Ma,并且有不同的同位素组成。

图 8 翁通爪哇—马尼希基—希库朗基洋底高原深部洋中脊-地幔柱相互作用(125~90 Ma)[33] Fig. 8 Mid-ocean ridge-mantle plume interaction under the Ontong Java, Manihiki and Hikurangi Plateau (125~90 Ma)[33]
2.5 路易斯维尔热点与脊-柱相互作用

路易斯维尔海山链(Louisville Seamount Trail,66~0.5 Ma)被认为是一条热点活动轨迹,与翁通爪哇大火成岩省东部(约125 Ma)有成因联系[12]。路易斯维尔海山链与夏威夷—皇帝火山链类似,常被用来确定在热点框架下66~12.5 Ma期间太平洋板块的绝对运动状态[34]。现今热点位置可能位于路易斯维尔群岛0.5 Ma海山之下[35]。路易斯维尔海山链形成在66 Ma之前,早期部分(>66 Ma)可能已经俯冲进入克马德克海沟之下。在约125 Ma期间,路易斯维尔热点轨迹最初靠近翁通爪哇大火成岩省的东南部分,同位素研究也揭示,翁通爪哇大火成岩省的岩浆岩具有地幔柱组分[36]

2.6 沙茨基热点与脊-柱相互作用

西北太平洋有很多隆起,诸如赫斯海隆、夏威夷—皇帝海山、马尼希基海台、翁通爪哇海台、麦哲伦海隆、沙茨基海隆等洋底高原。其中,沙茨基海隆(Shatsky Rise,145~110 Ma)位于西北太平洋(图 9),在日本东侧约1500 km,临近夏威夷—皇帝洋岛—海山链的西侧,一般认为其是白垩纪时期太平洋内形成的一个大火成岩省,也是世界上第三大洋底高原(仅次于翁通爪哇和凯尔盖朗洋底高原)[37]。其形成时代与赫斯(Hess)海隆、麦哲伦(Magellan)海隆和翁通爪哇—马尼希基—希库朗基洋底高原相近似。沙茨基海隆高出周边西北太平洋洋盆2~3 km,宽约500 km,西南方向延伸约1500 km,覆盖的面积估计有4.8×105 km2,体积约4.3×106 km3,其下部的莫霍面深度约为17~20 km,其洋壳厚度是普通洋壳的两倍左右[38]。沙茨基海隆包括火山成因的三个主要地块:南部的塔穆地块(Tamu)、中部奥里(Ori)地块、北部希尔绍夫(Shirshov)地块,此外也包括狭长的Papanin脊、Onjin海山等几十个海山[38]。其中,塔穆地块被认为是现今世界上发现的最大巨型单体盾状海底单体火山[39],只有一个火山口,圆形穹顶最大宽度达650 km,活动时间在145 Ma[39]。另外,海隆深度和熔岩地球化学性质显示沙茨基海隆和赫斯海隆可能来自同一个起源。

a—沙茨基海隆水深图和构造特征(不同的几何图形代表了不同的ODP或IODP站位;水深为基于卫星高度计获得的估计值;特征构造名称: Ori Massif—奥里地块;Shirshov Massif—希尔绍夫地块;Tamu Massif—塔穆地块);b—沙茨基海隆构造位置;c—沙茨基海隆演化示意图 图 9 沙茨基海隆及邻区构造特征[40] Fig. 9 Structural characteristics of the Shatsky Rise and adjacent area[40]

沙茨基海隆还具有以下显著特征:①塔穆地块发育磁条带,钻孔得到的玄武岩测年为144 Ma,和周围的磁条带计算得到的年龄一致,由于早于白垩纪是没有磁异常记录的沉寂期,但沙茨基海隆的磁条带记录了从西南部的M21(147 Ma)到北部的M1(124 Ma)带[38],这与形成于磁静期的其他多数洋底高原不同;②年龄随着离塔穆地块距离加大明显减小,井位1213处,基底年龄是144 Ma,与磁异常M19接近,表明塔穆地块主体的年龄为144 Ma。奥里地块和希尔绍夫地块、Papanin脊的年龄比塔穆地块要小,Ori地块和Shirshov地块下最年轻的磁异常为M14(140 Ma),Papanin脊形成于磁异常M10和M1(134~125 Ma)之间;③磁异常M21~M3时期,三节点的9次跃迁导致大规模岩浆喷出作用,三节点在白垩纪时期(140~100 Ma)漂移了约2000 km的距离,并且岩浆岩的体积也随着三节点的演化轨迹而减弱;④非跃迁时期,洋中脊火山作用形成各地块之间的低海拔海山;⑤沙茨基海隆下岩石圈厚度为80~90 km,与邻近大洋板块的岩石圈厚度接近;⑥在异常M21时,太平洋—依泽奈崎洋中脊旋转30°后重新定位;⑦沙茨基海隆是发现的洋底高原中唯一形成于有磁极倒转时期、有磁条带记录的大型洋底高原(图 8),当时的磁线理存在于高原的内部和周围,显示它形成于一个洋中脊—洋中脊—洋中脊的三节点处,即晚侏罗世到早白垩世时期,沙茨基海隆形成于太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点区域,与洋中脊构造密切相关;⑧地球化学上,沙茨基海隆所取得样品中还具有一些地幔柱特点[41],但也有MORB型玄武岩的同位素特征;⑨沙茨基海隆形成与三节点区域洋底高原的厚度及其耦合的熔体深度和密度,与普通的洋中脊玄武岩有很大的不同,并且其源区可能存在俯冲再循环的物质,岩浆体积随着时间而逐渐减弱的趋势也与地幔柱活动的特征相类似[40];⑩IODP 324钻井得到的有孔虫和浅海沉积物说明,在沙茨基海隆形成初期,火山作用的顶点在海平面或海平面之上,也就是说,当时太平洋还是一片浅水区[42];⑪钻井揭示,局部可见逆断层分布,迄今难以解释。

沙茨基海隆形成于磁性反转期,位于西北太平洋两组磁条带位置的汇合区,两组磁条带分别为:北东走向的日本磁条带(磁线理)和北西走向的夏威夷磁条带(磁线理)。传统观点认为,沙茨基海隆磁条带这样的展布格局表明高原形成于RRR型太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点处;但现今认为也可能形成于RRF型三节点处(图 4)。因此,沙茨基海隆可能代表了一系列与洋中脊旋转作用相关的高原,并且,地震地层学和均衡补偿都表明该隆起的年龄和邻近的洋壳年龄相近,暗示三节点和隆起形成是有联系的。但是沙茨基海隆成因还有其他多种假说,分别涉及地幔柱、洋中脊、陨星撞击、降压熔融等。根据板块重建,沙茨基海隆与翁通爪哇洋底高原、马尼哈基—希库朗基洋底高原、麦哲伦海隆可能都起源于南太平洋的同一个三节点[42]。沙茨基海隆火山作用的体积和年龄与三节点轨迹吻合很好。三节点的稳定性取决于相邻板块的运动方向,RRR型三节点无论洋中脊的方向如何都是最稳定的,这是因为速度线是速度向量三角形的垂直平分线,这些线交于一点。通过沙茨基海隆磁条带的分布情况,可以看出在磁异常M22之前,几何学上稳定RRR型或RRF型的三节点西北向移动。在磁异常M21时期,太平洋—依泽奈崎洋中脊的磁条带等时线旋转了30°,RRR型或RRF型三节点的稳定性受到破坏,导致沙茨基微板块形成及三节点东向跃迁800 km到现今塔穆地块位置。有研究认为地幔柱头、岩石圈拉力或脊-柱相互作用是三节点处等时线旋转及东向跃迁800 km的潜在原因。地幔柱头假说同样也适用于太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点运动的解释,当洋中脊靠近地幔柱时,脊-柱之间物质通过软流圈相互作用,洋中脊跃迁到地幔柱中心位置引起岩浆喷发,形成大规模的火山岩。喷发过程中引起三节点稳定性破坏,进而跃迁。三节点和地幔柱位置始终耦合在一起,地幔柱的间歇性喷发引起三节点的不断跃迁。直到磁异常M3(126 Ma),沙茨基海隆沿着三节点运动轨迹形成。

然而,沙茨基海隆形成之初异常M21时期的洋中脊重组迄今还不能确定是何种作用引起的。一种可能是,各板块的运动速度发生变化,原先的板块动力平衡态被打破,进而导致洋中脊重组。如果考虑板块运动速度的变化是因为地幔柱柱头导致的,那么地幔柱柱头怎么通过作用于洋中脊处的板块边界引起板块速度的改变是不清楚的。还有一个问题是洋中脊重组的发生时间恰好是沙茨基海隆的形成时间,刚好在异常M21后,且沙茨基海隆爆发伊始,太平洋—依泽奈崎洋中脊还发生了30°的顺时针旋转[43]。此外,西太平洋水深和磁条带还显示了其他类似的地幔柱和洋中脊相遇的这种巧合,有一些高原的形成沿着或接近三节点迁移路径,如太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点迁移路径和太平洋—法拉隆—菲尼克斯三节点。除此之外,这些高原的大部分都接近预测会发生洋中脊重组的地方。沙茨基海隆、赫斯海隆能够形成于靠近太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点的地方是因为三节点的东跳。类似地,麦哲伦高原、中太平洋海山最古老的部分,还有马尼希基高原的形成都接近太平洋—法拉隆—菲尼克斯三节点。可见,以单独的地幔柱柱头解释海底高原形成,要求洋中脊动力学中许多低概率事件的重复发生。为了使解释更加合理,地幔柱柱头假说必须假设地幔柱柱头与洋中脊三节点因某种原因相互吸引。

地球化学方面,火成岩的化学及同位素数据对了解洋底高原的形成很重要,它能提供地幔源区和岩浆形成环境的关键信息。喷出岩的来源可能有两个:核-幔边界处的超临界层强烈活动及地幔中的某些因素激发,都能打破原有的平衡和稳定状态,在薄弱处加厚,最终演化成膨胀式的热地幔柱刺穿岩石圈而喷发;另外,来自于上下地幔边界处的熔融物质也能通过火山喷发导致玄武岩聚集。沙茨基海隆的熔岩流主要是枕状和块状玄武岩,其间夹杂一些火山碎屑沉积物。根据钻取岩心取得的数据,塔穆地块U1347和奥里地块U1350的样品类似于洋岛玄武岩(OIB),洋岛玄武岩相比N-MORB含有较多的不相容元素及放射性同位素;希尔绍夫地块U1346、塔穆地块U1348、奥里地块U1349都是拉斑玄武岩,位于塔穆和奥里高地之间的低海拔海山。IODP324航次之前获得的样品中,玄武岩Sr-Nd-Pb同位素比例相差很大,但却更趋近于MORB型式。因此,鉴于数据的不充分性,沙茨基海隆样品中MORB型及OIB型玄武岩均有分布,喷出岩的岩浆来源迄今不明确,也就不能彻底确定是地幔柱柱头成因。

此外,很多重要的观察数据也不能简单地用地幔柱柱头模型来解释。地幔柱是地表热及主动上升流的主要来源,可能很容易捕获附近的洋中脊。假定地幔柱在塔穆地块处,距离形成之前的三节点800 km,地幔柱如何在这么远的距离处捕获洋中脊,引起三节点的重新定位?即使有其他作用力引起了三节点的跃迁,但地幔柱活动和三节点的板块运动相对独立,很少耦合在一起,因此,洋中脊被地幔柱捕获然后重组是偶发性事件,有很大的巧合性;另一方面,假定地幔柱随机形成,三节点周围800 km范围内地幔柱柱头明显隆起的可能性只有0.4%。因此,地幔柱柱头找到三节点的几率或概率极低。除此之外,西太平洋水深和磁条带也说明,类似的地幔柱捕获洋中脊是巧合发生的。但事实是,现今太平洋洋底的很多高原确实都形成于洋中脊重组附近。沙茨基海隆形成以后,Papanian脊呈北北东向展布,在43°N大拐弯近90°变成170°E的皇帝海山链走向。大拐弯的西部,Papanian脊的走向和赫斯海隆西部的西北脊重合[38]。因此,赫斯海隆可能是在太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点东向跃迁,经过此处的地幔柱柱头时喷发形成的。还有麦哲伦高原—中太平洋山脉中最老的部分以及马尼希基海台,是沿着太平洋—法拉隆—菲尼克斯三节点轨迹形成的。

对于海底高原形成的洋中脊假说,三节点可能是关键。西北太平洋海隆的形成与板块运动速度改变、洋中脊/三节点跃迁重组有关。西北太平洋的热流值和其它地球物理资料的分析表明,沙茨基海隆为一个形成于扩张轴(洋中脊)附近的废弃构造。运动学的计算得出沙茨基海隆形成于板块三节点附近。对于沙茨基海隆来说,通过综合磁条带、钻孔岩心等地球物理和地球化学方面的已有数据,以及IODP324航次FMS测井得到的节理及火成岩接触的倾向玫瑰花图,从构造角度分析了其形成历史时期内发生的构造过程和机制,认为组成沙茨基海隆的三大地块中,塔穆地块和希尔绍夫地块是由三节点跃迁过程中洋中脊之间相互作用形成,奥里地块很可能是地幔柱尾成因,但不排除洋中脊和地幔柱相互作用的过程。虽然陨石碰撞引起岩石圈裂开导致下伏地幔的大量减压熔融,经火山作用喷发可以产生MORB型的洋壳;但陨石碰撞不能解释在异常M21时太平洋—依泽奈崎洋中脊旋转30°后重新定位,对冲击区周围预期产生的大范围的海底破坏也缺乏证据,因此,这种模式可以不予考虑。

在沙茨基海隆形成的中生代时期,古太平洋板块在俯冲方向、速度、角度等动力学要素上随时间是不断变化的。沙茨基海隆的形成明显与板块速度改变及洋中脊三节点重组有关。太平洋中的很多隆起可以用板块边界处和异常熔融地幔上涌的岩石圈应力变化引起的火山作用解释,而不需要三节点和地幔柱的始终耦合。晚侏罗世到早白垩世时期,太平洋—依泽奈崎洋中脊顺时针旋转30°及东向跃迁800 km与古太平洋板块运动的方向和速度改变有关,这种旋转必然导致太平洋—依泽奈崎洋中脊东侧发生剪刀式快速和宽阔的撕裂,并使得三节点发生突然跃迁,相应的降压作用也易于诱导深部地幔柱柱头就位于这个剪刀式张裂的宽阔降压部位。因此,这也许是沙茨基海隆洋中脊-地幔柱相互作用的最可能方式。

2.7 海山群与小尺度对流

尽管地幔柱理论成功预测了一些海山链的诸多观测,但还不足以解释所有的大洋板内火山作用。地幔柱作为一个固定热点的地球动力学解释,阐明了年龄—距离线性关系显著、寿命较长、化学成分为OIB型的海山链成因。然而,许多平行的线性海山或海脊不仅寿命短(约为30Myr),而且缺乏年龄—距离线性关系,且与同地幔柱相关的海底高原无关联。其化学成分也不是OIB型,而是分散在HIMU和EMI端元之间,其成因迄今尚不清楚,但很可能与太平洋LLSVP有关。

太平洋板块上其他显著的海山链,如Cook Australs、Marshalls、Gilberts和Line群岛,都有强烈的火山作用。尽管有学者提出太平洋海山链是一个“超级地幔柱”顶部弥散性的次级小地幔柱(plumlets)[44],但其化学成分又不支持其与地幔柱存在相关性。因此,这些海山链不可能是由太平洋板块在一个静态地幔柱之上运动时形成的。

有学者试图提出另一种机制以解释这种非热点型火山脊(non-Hotspot volcanic ridge),称为岩石圈破裂作用(lithospheric cracking),破裂是由火山机构荷载下或热收缩的张应力诱导的,破裂控制了火山作用发生地点和时间[45]。然而,这个机制并没有对岩浆自身形成机制做出解释。破裂假说假定了一个广泛的先存部分熔融的熔体储库,这些熔体被汲取到这个储库中,软流圈中这个部分熔融的熔体层原本是用来解释地震波低速异常的。然而,最近研究揭示,没有必要用部分熔融来解释地震观测结果[46-48]。相反,软流圈中部分熔融作用由于残留体脱水反而会增加地震波速[49],由于软流圈中部分熔体储库与地球物理观测不一致,所以岩石圈破裂假说可以不予考虑。

另外一种可能的机制称为岩石圈底部小尺度对流[50],它可以很好地解释无年龄—距离线性关系的板内火山作用。岩石圈底部小尺度对流不管岩石圈下冷的热边界层是否超过厚度极限,依然可自发地形成于成熟大洋岩石圈底部,因为对流比传导是一个更有效的热传输机制。因此,拉长成为长条状的熔融异常(热线,hotline)可以随着板块运动而迁移,岩石圈底部小尺度对流便会平行板块运动方向,自发以200~300 km的间隔排列,并卷成筒状,同时平行上涌(图 10)。

m—熔体
当热边界层超过临界厚度时,岩石圈底部小尺度对流形成卷筒,并平行板块运动方向排列;其启动早于侧向密度不均一性,对较大的Tmηeff (有效黏度),其启动则晚于侧向密度不均一性
图 10 岩石圈底部小尺度对流模型[50] Fig. 10 Model of the small-scale sublithospheric convection[50]

岩石圈底部小尺度对流的熔融作用产生与否、产生多少,取决于岩石圈底部小尺度对流的启动年龄(onset age)。这个启动年龄对以下两个参数比较敏感:软流圈的有效黏度(ηeff)和先存侧向密度不均一性程度, 低黏度和侧向密度不均一性两者都可触发年轻洋壳下的岩石圈底部小尺度对流。如果岩石圈底部小尺度对流在相对老和厚的岩石圈下启动,相对小的热异常(相对地幔柱)就不可能产生显著的熔融作用,因此,对于启动年龄较晚的岩石圈底部小尺度对流,需要更高的地幔温度(Tm)才可使较厚的岩石圈下部发生部分熔融。

岩石圈底部小尺度对流通过破坏地幔顶部的热分层和成分分层而触发熔融作用。岩石圈底部小尺度对流上涌部位的热异常起源于软流圈地幔沿绝热线的平流,这种热异常依然不足以触发在洋中脊已经发生过熔融的亏损方辉橄榄岩层的再熔融。然而,一旦熔融启动,岩石圈底部小尺度对流就将移离其下行的席状亏损层,进而下部新鲜的地幔将替换这个层,随后就触发熔融。但是,在洋中脊经历了更高程度熔融的亏损层具有浮力且更厚,即使当Tm值较大时,小尺度对流移离也显得很难。因此,洋中脊岩石圈底部小尺度对流形成较晚,且熔融作用可能会更深。

岩石圈底部小尺度对流诱发的火山作用持续时间受软流圈的次级冷却作用控制,熔融作用在方辉橄榄岩层移离后缓慢启动,部分熔融橄榄岩的密度本质上会促进降压和熔融作用。因此,熔体产出和萃取作用(即火山作用)在它们启动后的最多4 Myr内会连续增强,而岩石圈底部小尺度对流本身却可降低软流圈的温度,并不断将冷的热边界层卷入软流圈中,因此,在长约1500 km (对快速扩张的太平洋板块而言)的板块内,下伏熔融作用异常的火山作用持续时间基本就约束在8 Myr内,故沿一条相关火山链的年龄在时间上就不可能是渐变的;另外,因为熔融作用异常被拉长,故火山分布不是点状的,其年龄关系就不可能是简单的递进规律,而是更复杂。这种熔融作用行为可以很好地解释太平洋一些令人迷惑的火山链年龄观测结果。

正如所预测的一个板块运动在岩石圈底部小尺度对流引起的“热线”上发生的火山作用, 绝大多数样品分别落在1500 km和1000 km的一个有限区带内。对于南太平洋“超级地幔柱” (实际为大型横波低速异常区——太平洋LLSVP,见后文)海区的Cook-Austral海山链,以往认为是至少三个[51]或更多个小地幔柱所致[52]。然而,另外一个解释是由两幕不同的岩石圈底部小尺度对流相关的火山作用所致[53]。以往,McNutt[52]认为最年轻的火山作用可能是在老的海底被南太平洋LLSVP引起的活化,位于Cook-Austral岛链(Pukapuka脊)。至少一幕岩石圈底部小尺度对流相关的火山作用有年龄递进规律,与绝对板块运动无对应关系。一些可以用地质演化过程中系统变化(Tm的系统降低)的岩石圈底部小尺度对流的启动年龄来解释。对于Cook-Austral和Marshall岛链而言,各自(平行)的次级火山链的侧向间隔与岩石圈底部小尺度对流的典型波长一致。然而,在活动火山作用时期的更老洋底(如100~50 Ma)和Tm≤1410 ℃时岩石圈底部小尺度对流的简单模型预测,都可以通过易熔岩石(如富集橄榄岩和辉石岩)的少量分馏所致的不均一地幔源区给予解释,从而这些结果可以很好地一致起来[53]。位于Darwin隆起西缘的Line岛链也可以用岩石圈底部小尺度对流合理解释。Line火山显示了准同时的两幕火山作用事件,它们相隔约2000 km,侧向喷发在55~30 Ma的海底[54]。这个海底年龄范围与岩石圈底部小尺度对流模型Tm为1380~1410 ℃时的结果一致, Line岛链下软流圈中的侧向不均一性可假设为:在两次差异明显的事件期间,局部触发了岩石圈底部小尺度对流,因为远离不均一性的岩石圈底部小尺度对流邻域形成较晚,火山作用正如Line岛链所见,沿着单一线性演化,局部或幕式岩石圈底部小尺度对流意味着更缓慢地软流圈冷却。因此,可以解释更长的熔融作用异常(约2000 km)。

岩石圈底部小尺度对流的火山作用需要软流圈或者为略低于平均值的ηeff或者为略高于平均值的Tm。如果没有异常大的Tm,略低于平均值的ηeff (或侧向密度不均一性)对于岩石圈底部小尺度对流以及年轻海底上的火山作用的早期启动则是必要的。对于在中等年龄海底上的火山链(如Marshalls和Cook-Austral),略高于平均值50 ℃的额外温度也足以形成大量的火山作用。然而,由热点或岩石圈破裂机制引起的更大的温度异常(远远大于100 ℃)能诱发更显著的火山作用,巨量的熔体因为热和成分分层的翻转可出现并形成于洋中脊的地幔顶部,几个年龄约束较差的火山脊也可能起源于岩石圈底部小尺度对流。

3 太平洋板块的微洋块

传统观点认为,太平洋板块是地球上洋内沿三支洋中脊逐渐增生壮大的最大的大洋板块。文章在第二节中也介绍了FFF型三节点处新生而来的新观点。实质上,太平洋板块是一个复合板块,否则难以解释新西兰东侧海底的坎贝尔(Campbell)等微陆块如何进入现今的太平洋板块中(图 1中下部)。太平洋板块的新生代部分形成于东太平洋海隆和太平洋—南极洲洋中脊处,沿北美边缘发生走滑,在其他地方均是俯冲。现今太平洋板块的年龄在西北太平洋处最老,可达190 Ma;在东太平洋海隆和太平洋—南极洲洋中脊处最为年轻,至今仍在生成新的洋壳,这些活动段落热液喷口也相对发育(图 1)。此外,太平洋内还存在大量海山和16个热点(图 1)。热点包括位于大洋板内的卡罗琳、夏威夷、马克萨斯、麦当劳、塔希提、皮特凯恩、萨摩亚、胡安·费尔南德斯和圣·菲尼克斯热点,位于板块边界的巴哈(Baja)、鲍伊和科布热点,位于洋中脊附近的复活节、加拉帕戈斯、路易斯维尔和索科罗热点(图 1)。上述特征意味着太平洋板块内部复杂的演化可能与深部过程、大陆裂解有关。

地球深部最为重要的和最大的圈层是地幔,地幔过程是固体地球或岩石圈板块驱动力的核心圈层。人们认识固体地球驱动力,必须认知覆盖地球表面积三分之二的海底大洋岩石圈地幔,只认识占地球表面三分之一的陆地或大陆岩石圈地幔是不全面的。地幔过程在海底的表现就显得极为重要。海底也存在三个动力学意义上而不是简单的地形意义上的极端环境,也即是:太平洋LLSVP(简称Jason)、非洲LLSVP(简称Tuzo)和东亚环形俯冲系统(图 11),它们实质是三个海底地幔的极端区域,控制了全球固体地球动力过程。

图示了现今非洲(A)和太平洋(P) “超级地幔柱”位置和侧向变化
白色圈为201~15 Ma期间的大火成岩省位置,大火成岩省名称字母缩略如下:C—CAMP(中大西洋火成岩省);K—Karroo(卡鲁);A—Argo margin(阿尔戈边缘);SR—Shatsky Rise(沙茨基海隆);MG—Magellan Rise(麦哲伦海隆);G—Gascoyne(加斯科因);PE—Parana-Etendeka(巴拉那-埃滕德卡);BB—Banbury Baslats(班伯里玄武岩);MP—Manihiki Plateau(马尼希基洋底高原);O1—Ontong Java 1(翁通爪哇洋底高原1);R—Rajmahal Traps(拉治马哈);SK—Southern Kerguelen(克尔格伦南部);N—Nauru(瑙鲁);CK—Central Kerguelen(克尔格伦中部);HR—Hess Rise(赫斯海隆);W—Wallaby Plateau(沃勒比洋底高原);BR—Broken Ridge(布罗肯海岭);O2—Ontong Java 2(翁通爪哇洋底高原2);M—Madagascar(马达加斯加);SL—S. Leone Rise(圣·利昂海隆);MR—Maud Rise(毛德海隆);D—Deccan Traps(德干高原);NA—North Atlantic(北大西洋火成岩省);ET—Ethiopia(埃塞俄比亚);CR—Columbia River(哥伦比亚河)红色点为文献[12]认定的深起源热点
图 11 核-幔边界剪切波或横波异常[55] Fig. 11 Shear wave velocity anomalies near the core-mantle boundary[55]
3.1 太平洋LLSVP与板块生消的非威尔逊旋回模式

现今太平洋海隆发育的一些微洋块,正是发育于太平洋LLSVP东段边界向上投影到太平洋海隆的节点部位。这似乎表明太平洋板块边缘部位的微板块形成与深部动力学具有某种耦合或遥相关关系。

IODP324航次研究表明,塔穆地块可能形成于洋中脊环境,并且与地幔柱柱头发生相互作用,而奥里(Ori)地块形成于轴外环境,可能与地幔柱尾部作用有关,结合FMS测井得到的节理倾向在奥里地块具放射状分布的结果,表明异常热的产生可能意味着奥里地块下为地幔柱尾所在[56]。基于锶同位素地球化学及微脉体的展布格局分析,结合FMS测井资料及已有研究进展可知,适合沙茨基海隆的成因方式可能为:脊-柱相互作用+地幔柱尾方式[56]。最近,Madrigal等[57]通过板块重建还发现,下地幔横波低速异常区(LLSVP)的边界与洋中脊的交点处往往是洋底高原形成位置(图 12),这进一步证实深部地幔柱与浅部洋中脊之间的相互作用在洋底大火成岩省形成过程中是重要的。

黄绿色曲线定了太平洋下地幔低速区(LLSVP),洋中脊用浅蓝色粗线表示,磁线理用天蓝色细线表示
BIS—Biscoe;CHS—Chonos;FAR—法拉隆;GUE—格雷罗;IZA—依泽奈崎;KUL—库拉;MAC—Mackinley;PAC—太平洋;PEN—Penas;PHO—菲尼克斯;WAK—Washikemba;WRA—Wrangellia;YAK—Yakutata—168.2 Ma (M42)太平洋板块初始形成,同时Pigafetta盆地(PIG)形成;b—139.6 Ma (M16)为太平洋下地幔低速区北北东部边缘的活动上涌时期,太平洋板块东北侧脊-柱相互作用触发了沙茨基海隆(SHA)形成于大约144 Ma, 尼科亚Ⅰ (NIC Ⅰ)海台和中太平洋海山群(MPM)形成于大约140 Ma,麦哲伦海隆(MAG)形成于大约135 Ma;c—120.4 Ma (M0)为一个新的活动上涌时期,太平洋板块南侧脊-柱相互作用激发了翁通爪哇海台(OJP)、马尼希基(MAN)和希库朗基海台(HIK)形成事件;尼科亚Ⅱ (NIC Ⅱ)海台也属于这次事件, 其喷发发生在太平洋下地幔低速区北部边缘脊-柱交接区,还是这次, 中太平洋海山群再次活跃,形成了几个具有OIB典型特征的次级水下海山;同时,太平洋下地幔低速区西缘附近的东马里亚纳海盆(EMB)先后发生了127 Ma和120 Ma的板内岩浆脉冲事件;d—112 Ma太平洋下地幔低速区南缘依然活动,并与洋中脊相互作用,形成了希库朗基海台、瑙鲁海盆(NAU)和东马里亚纳海盆;e—95 Ma太平洋下地幔低速区最东缘变得活跃,在与洋中脊相互作用的地区形成了加勒比海台(CAR)
图 12 环太平洋板块的运动学重建[57] Fig. 12 Kinematic plate tectonic reconstructions for circum-Pacific Plate[57]
3.2 洋中脊跃迁与跃迁型微洋块形成

目前,地球深部的核幔边界附近存在Tuzo和Jason两个下地幔横波低速异常区(LLSVPs,图 11),在大地水准面上表现为异常高,意味着深部的核幔边界附近存在上穹,正是这个上穹,导致其上部板块在微弱的重力作用下向周边下倾滑动,向低势能位运动。实际上,这两个大地水准面异常高早在20世纪70—80年代就已经被发现[58],却始终不知道其地球动力学意义。大火成岩省作为深部地幔过程的地表表达,对认识地球行星演化至关重要。Madrigal等[57]分析了太平洋所有大火成岩省、增生到陆缘的相关地体的地球化学特征和年龄,重建了中侏罗世—早白垩世期间地幔柱上涌的脉动历史和它们与深部地幔柱生成带(Jason)等之间的关系。通过岩石学模拟和地球化学大数据揭示,要生成现今依然保存的大体量海底高原,这些深部上涌和洋中脊之间必需以大约10~20 Myr的时间间隔发生相互作用(图 12)。这个脉动也释放大量二氧化碳,进而冲击海洋生物圈,导致海洋幕式缺氧和生物群体灭绝事件。同时,洋中脊与地幔柱的脊-柱相互作用过程会产生大量微板块。

在沙茨基海隆实施的三口钻井火成岩脉体Sr同位素比值测试结果表明[56],脉体形成年龄为100 Ma左右,比围岩的年龄晚30~40 Myr,这与岩浆喷发后热流值降低速率相对正常洋壳冷却速率较慢有关,可能是由于深部异常额外热的加入,使得脉体沉淀结晶持续时间变长,这也表明洋中脊扩张可能受到地幔柱的影响,并受此影响而发生规律性跃迁。对沙茨基海隆两口井位火成岩脉体进行显微镜观察发现,脉体的生长方式主要有三种形式,分别为:中间线向两侧脉壁的对称生长,一侧脉壁向另一脉壁的单向—侧向—增生生长及不规则填充生长。对于单向—侧向—增生生长情况出现了生长线随时间迁移现象。奥里地块的U1350井脉体有比较显著的多期次生长,也就是说,经历了不同时期的结晶历程;希尔绍夫地块的U1346井脉体充填物质成分单一,生长方向也不好确定;U1350井位脉体随深度增加,展布宽度及排列方向都有变化。但总体来说,各脉体形成时所处的裂隙类型或为张节理或为剪节理。在最长时间的反极性期,形成海隆的太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点被地幔柱头俘获东向跃迁800 km及顺时针旋转30°,是形成南部塔穆地块的主要因素,中部的Ori地块是地幔柱尾俘获迁移到附近的三节点诱发岩浆喷发形成;塔穆地块北部、希尔绍夫地块、Papanin脊、Onjin海山则是三节点跃迁历程的产物(图 13)。经测年及磁条带分析,沙茨基海隆形成时间为晚侏罗世到早白垩世,处于全球构造格局发生显著变化的时期,这为探讨中生代以来洋底高原的形成和全球的洋底构造演化提供了很好的证据。

细线为磁线理,粗线为三节点迁移轨迹,虚线为推断的洋中脊跃迁的迁移轨迹。红色区域为洋中脊跃迁过程增生的岩石圈或微板块:MM—Magellan微板块;SP—沙茨基微板块;PFI—太平洋—法拉隆—依泽奈崎三节点;PFP—太平洋—法拉隆—菲尼克斯三节点;PIP—太平洋—依泽奈崎—菲尼克斯三节点;RJ—洋中脊跃迁;TM—Trinidad微板块 图 13 太平洋两个三节点相关的中生代微板块和洋底高原分布[38] Fig. 13 Mesozoic microplates and plateaus related to two Pacific triple junctions[38]

对沙茨基海隆来说,鉴于IODP324航次U1349井中脉体及火成岩接触倾向玫瑰花图及玄武岩样品中的OIB组分特征,奥里地块可能与地幔柱成因有关。这说明在形成塔穆地块之后,三节点北东向跃迁运动过程中,可能会和奥里处的地幔柱接近,一些地幔物质沿岩石圈底部运动到洋中脊,进入扩张中心,地幔柱与洋中脊之间的岩石圈充分受热并软化,扩张中心阶段性移向地幔柱时,也就是洋中脊和地幔柱尾重合时,引起岩浆物质喷发形成了奥里地块。喷出作用提供了洋中脊跃迁的动力,之后,三节点继续北东向跃迁直至形成当今的沙茨基海隆构造格局。因此,沙茨基海隆塔穆地块的形成比较符合洋中脊扩张学说,而对奥里地块的应力场分析则显示奥里地块的形成较符合地幔柱尾假说。

Sager等[59]对沙茨基海隆详细的磁条带解析表明,沙茨基海隆可能与多中心分布式岩浆喷发有关,这种喷发不同于传统的集中式大火成岩省形成机制,是一种新机制。正如上文其他资料证明,沙茨基海隆的成因依然未排除地幔柱-洋中脊相互作用的可能,特别是相关洋中脊的9次跃迁机制(图 14)是全球板块格局调整的局部响应,还是地幔柱-洋中脊相互作用所致,依然值得探讨。但最可能的一点是,多次洋中脊跃迁事件不只是导致了沙茨基微洋块的形成,沙茨基海隆以下或附近可能还存在多达10多个以上的微洋块(图 14)。

底图为磁异常分布;蓝色(红色)线条为负(正)磁化异常;双箭头线代表洋中脊扩张方向;虚线为楔形异常包络线,指示洋中脊拓展方向;小的黑色箭头也标示拓展方向;红色和蓝色圆点(标注字母J)为三节点位置a—M21n时期洋中脊拓展而分裂的M21磁异常形成过程,黑色条带插图为晚侏罗世—早白垩世地磁极性年表;b—M21n和M20期间,洋中脊段发生了旋转;c—塔穆地块北侧M19-M18磁异常大拐弯(bights)的形成 图 14 塔穆地块内的磁异常条带重建及多幕洋中脊跃迁[59] Fig. 14 Reconstruction of magnetic anomaly formation within Tamu Massif and multiple ridge jumping[59]

另外,对太平洋海山和洋岛研究显示,玛贵斯(Marquesas)群岛(5.8~0.5 Ma)可能与热点活动有关,而与此热点轨迹相关的海山和洋岛年龄在74~0.5 Ma。而年轻的玛贵斯热点活动最初可能与沙茨基海隆(145~125 Ma)和赫斯海隆(~100 Ma)相关的热点活动有关[34]

3.3 弧后裂解与微洋块增生拼合模式

西南太平洋在20 Ma期间,存在一条单一的半连续岛弧系统,北支为北美拉尼西亚,东支为汤加—克马德克。过去的20 Myr内,弧后盆地打开、洋底高原增生、大规模块体旋转、横切岛弧的走滑、俯冲带跃迁或俯冲极性反转等作用,使得斐济海盆中形成的大量(至少5个)微洋块并入了现今太平洋板块南部(图 15)。在该区,太平洋板块南界本应当是向南俯冲的所罗门俯冲带或勇士(Vitiaz)俯冲带,然而,8 Ma以来,俯冲带转变为现今向北俯冲的瓦努阿图俯冲带(图 7)。

箭头指示太平洋板块相对于邻近板块的运动方向和速率;大的黄色区域是已知的或推测的洋底高原;黄色虚线指示热点轨迹或“尾端”
NB—瑙鲁盆地;ER—欧里皮克(Eauripik)隆起;LP—路易(Louisiade)高原;OJP—所罗门岛—翁通爪哇高原;VAT—瓦努阿图(Vanuatu)海沟;VT—勇士(Vitiaz)海沟;NFP—北斐济高原;MP—马尼希基高原;SHS—萨摩亚热点;TT—汤加海沟;LR—路易斯维尔海脊;HP—希库郎伊高原;THS—塔斯马尼亚(Tasmanid)热点;LHS—豪勋爵热点
图 15 翁通爪哇高原—所罗门岛汇聚带的自由空气重力异常[60] Fig. 15 Free-air gravity anomalies of the Ontong Java Plateau-Solomon Islands convergent zone[60]
3.4 微洋块拼贴与太平洋板块的异常快速增生模式

以太平洋板块85 Ma(图 16)为例,由于120 Ma时期翁通爪哇和希库朗基地幔柱与洋中脊的相互作用,导致太平洋—菲尼克斯洋中脊中段裂解增殖出新的板块,出现多个RRR型三节点,这些新生成的板块不断壮大,但因为深部地幔原因,导致其85 Ma突然死亡,一些洋中脊废弃,快速合并进入太平洋板块,使得太平洋板块表面面积骤然增大。特别是,太平洋板块、马尼希基板块、希库朗基板块、Catequil板块和Chasca板块之间的洋中脊,可能因为逐渐远离深部太平洋LLSVP,岩浆供应不足,扩张作用终止,故都突然死亡而废弃,马尼希基板块、希库朗基板块并入太平洋板块,仅残留希库朗基-Catequil洋中脊消亡。可见,太平洋板块不完全是沿着依泽奈崎、法拉隆、菲尼克斯、太平洋四板块之间三支洋中脊简单扩展生长的而成,其生长行为表现为突然的壮大(图 16),使得一些大火成岩省和微小板块也变成了太平洋板块内部组成,正因为这个突变行为,导致了现今太平洋板块表现为镶嵌式结构,而不是完整的无损整一板块。

图 16 85 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 16 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 85 Ma
4 西太平洋洋陆过渡带微陆块

太平洋板块不是纯粹的大洋板块,在其边缘也发育一些微陆块,例如,新西兰东侧海底的坎贝尔洋底高原被认为是由冈瓦纳大陆80 Ma开始裂离的微陆块,包括新西兰岛南部部分陆壳并入太平洋板块南部边缘的;再如,现今位于加利福尼亚湾西侧的下加利福尼亚岛弧型陆壳10~5 Ma期间通过一系列复杂过程并入太平洋板块的[61],位于圣·安德烈斯断裂和加利福尼亚湾洋中脊与转换断层以西(图 17)。在圣·安德烈斯断层形成的20 Myr前,整个加利福尼亚海岸是一条统一的俯冲带。这条俯冲带将北美板块与一个现今已经破碎而不完整存在的法拉隆板块分隔开。法拉隆板块当时沿着北美海岸向北美板块之下发生向东的斜向俯冲,太平洋板块通过一条离散型板块边界(洋中脊)与法拉隆板块分隔开,而这条洋中脊又被破碎带或转换断层分隔成几段(图 17a),具体过程如下。

MTJ—门多西诺(Mendocino)三节点;RTJ—里维拉(Riviera)节点;JF—胡安·德·富卡板块;LA—洛杉矶 图 17 圣·安德烈斯断层的演化[61] Fig. 17 Evolution of the San Andreas Fault[61]

29~27 Ma时,分隔太平洋板块和法拉隆板块的太平洋—法拉隆洋中脊本身也发生了俯冲,导致太平洋板块开始直接与北美板块接触,而原先的法拉隆板块则分裂成两个次级残留小板块或微板块,即胡安·德·富卡板块和科科斯板块(图 17b)。由于太平洋板块相对于低速运动的北美板块以较高的速率向北北向运动,在这两个板块之间的接触区域演化成了一条大陆转换型(走滑)圣·安德烈斯断层(图 17b)。约27 Ma之前的这条最初的转换型边界很可能是俯冲带海沟的位置。

自27 Ma前开始,圣·安德烈斯断层系统向东跃迁过几次,且伴随法拉隆板块的俯冲,其长度向北和向南都发生了拓展。这说明门多西诺(Mendocino)和里维拉(Riviera)三节点已经分别向北和向南发生了迁移,因此导致了圣·安德烈斯断层系统的拓展延长(图 17b17c)。因此,圣·安德烈斯断层在靠近中段的位置最老,且位移最大,朝三节点方向逐渐变年轻。圣·安德烈斯断层的向东迁移说明原先本来为北美板块的一部分转变成了太平洋板块的一部分。这体现在现今太平洋板块东侧内部的几条断层,这几条断层可能标志了太平洋板块和北美板块之间的古边界。

圣·安德烈斯断层南部一次主要的向东跃迁事件大约发生在5 Ma之前,它导致了断层的缩短(图 17 d)。自这个时候起,下加利福尼亚(Baja California)已经自墨西哥主大陆以5 cm/yr速度向北运移了约241 km。这次向东的跃迁形成了圣·安德烈斯断层的大拐弯(Big Bend)。现今,法拉隆板块的残余体仍以胡安·德·富卡板块的形式存在于门多西诺三节点的北部,以科科斯板块的形式存在于里维拉三节点的南部。随着两个三节点分别向北和向南的的迁移,这两个板块也会继续缩小。

此外,85 Ma期间,可能是因为太平洋板块南部洋中脊俯冲具有阻止作用,太平洋板块运动方向由110 Ma的向西运动转变为85 Ma的向北西运动(图 16)。这不仅加速了依泽奈崎和法拉隆板块继承原俯冲方向的俯冲,而且使得新特提斯洋—太平洋之间的洋-洋俯冲极性发生反转,使得新特提斯洋东段向太平洋板块之下俯冲,新特提斯洋东段俯冲系统向东拓展,并使得原本属于新特提斯洋的微陆块成为太平洋板块的西部组成部分。在澳大利亚板块北缘(图 14),一些微陆块曾经变成了太平洋板块一部分,而后期又回到并归属于澳大利亚板块。可见在洋陆过渡带,板块边界在不同演化阶段是不断变迁的。在这些变化过程中,太平洋板块不再是纯粹的大洋板块,而是带有一些外来的微陆块(图 16)。

5 太平洋板块消减与板下微幔块

现今太平洋板块在生长扩张过程中,其板块边缘也在不断俯冲、消亡。通过地震层析成像技术,可以观察到现今俯冲到大陆下的板片形态,并估算地幔过渡带俯冲板片不同分段的年龄。以西太平洋陆缘的日本地区为例,地震层析成像揭示出太平洋板块向西俯冲到东亚大陆之下,并向东亚大陆腹地延伸超过2300 km。通过将全球板块重建与地震层析成像相结合,揭示出了位于东亚大陆之下的俯冲板块年龄分布[62]。在靠近日本海沟处,俯冲板块的年龄相对较老,约130 Ma。俯冲板块的年龄向西逐渐变新,在其最西缘,年龄约90 Ma(图 18)。这一结果表明,现今滞留在东亚大陆之下地幔过渡带中的俯冲板块是俯冲的太平洋板块,而不是俯冲的依泽奈崎板块,且现今滞留板片构成的地幔过渡带结构形成于30 Ma以来。俯冲的依泽奈崎板块应该已经掉落到下地幔中了,甚至可见分成多段,具有不连续性,可能由多个微幔块组成。在地幔过渡带中呈水平状的太平洋板片,其滞留时间不超过约10~20 Myr。这一时间被认为远远小于东亚之下大地幔楔存在的时间[63],因此,大地幔楔中的一些微幔块可能是大陆岩石圈地幔拆沉所致,这些微幔块可能为不具有大洋岩石圈地幔属性的微幔块。太平洋板块的俯冲促进了新生代东亚大陆岩石圈的进一步破坏或活化,表现为一系列的板内火山活动和弧后扩张作用;而依泽奈崎板块的俯冲则与早白垩世华北克拉通的破坏密切相关,但相关的依泽奈崎板片的微幔块可能下沉到了下地幔,相关研究还有待深入。

红色和蓝色分别指示低速和高速扰动;每个横剖面上部标有蓝色数字的色标指示俯冲的太平洋岩石圈从西(中国东部)到东(海沟轴附近)的年龄;每个剖面的地形显示在岩石圈色标之上;每个横剖面下部标有红色数字的色标指示了太平洋板片的俯冲年龄;每个横剖面之上的红色和粉色三角分别指示了活动火山和新生代玄武岩的位置;背景层析成像中的地震和大地震(M≥7.0)分别以白色圆圈和红色五角星表示;两条黑色虚线指示了410 km和660 km不连续面
CCO—中国中央造山带;NCC—华北克拉通;SCC—华南克拉通;ECS—东海陆架盆地;Ryukyu Arc—琉球岛弧;PHS—菲律宾海板块;Izu Arc—伊豆岛弧;Bonin Arc—小笠原岛弧;Yellow Sea—黄海;Korea—韩国;Japan Sea—日本海;Japan Arc—日本岛弧;Big mantle wedge—大地幔楔;Flat Pacific slab—呈水平状俯冲的太平洋板片;Mantle transition zone—地幔转换带
图 18 俯冲的太平洋板块年龄分布图[62] Fig. 18 Age distribution of the subducting Pacific Plate[62]

此外,层析成像成果揭示,古太平洋板块中生代向南俯冲到地幔的板片,可能现今滞留在澳大利亚板块和南极洲板块之下,其中,AAD是澳大利亚和南极板块的离散板块边缘,该海域正好介于全球两个下地幔横波低速异常区LLSVPs(传统被认为是地幔上涌区,实际是成分异常导致的Vs低值异常区)之间,因而被认为是一个全球地幔下降流区域,与亚洲超级汇聚的下降流有无关联尚不明确。层析成像揭示,该区的地幔深部存在高速体(图 19),该高速体被认为是俯冲的古老洋壳板片[64],且古老的俯冲板片存在深、浅部耦合效应,使得该区表现为水深最浅、重力值最高、洋壳最薄等特征。这些地幔滞留板片比较分散,且可能相对较小,但比较集中,因而文中称为微幔块,其成因是洋内俯冲还是洋陆俯冲、俯冲时间如何、滞留板片与新特提斯洋或古太平洋消亡的关系等都不清楚。特别是,该区还可能发育海洋核杂岩,那么一个地幔冷点区域,海洋核杂岩形成机制又是什么?是否存在下地幔与岩石圈的遥相关作用?与古太平洋板块俯冲有何关系?这些问题都值得今后深入研究。

图 19 层析成像揭示的印度洋下滞留的古老的俯冲板片[64] Fig. 19 Tomographic images showing the ancient and stagnant subduction slab under the Indian Ocean[64]

此外,最近的层析成像还揭示,在现今太平洋板块的板下还存在一些高速体,这些高速体被解释为古太平洋洋内构造格局并非简单的三支洋中脊分割的依泽奈崎、法拉隆和菲尼克斯三大板块。中新生代期间,在古太平洋内可能还存在一些古老洋内俯冲带,构造格局可能更为复杂多变。只是因为这三大古大洋板块几乎消失殆尽而难以重建,但残存于洋陆过渡带的岩石记录保存了相关过程的蛛丝马迹,例如,晚三叠世—早侏罗世(约200 Ma)期间,Pontus洋(彭透斯洋)可能沿Telkhinia俯冲带向东俯冲到古太平洋或塔拉萨(Thalassa)洋中依泽奈崎板块的Okhotomorsk和南Kitakami地块之下,如今这些俯冲的大洋岩石圈板片可能正位于现今的太平洋板块的板下2300 km深处[66-67]

6 太平洋板块重建与关键构造事件 6.1 145 Ma沙茨基海隆:地幔柱-洋中脊相互作用

Engebretson等[68]根据古地磁数据,提出中侏罗世时(180 Ma),东亚大陆东部的依泽奈崎板块低速正向俯冲于东亚大陆之下(图 3);到早白垩世初期(140 Ma),由于某种力的作用,依泽奈崎板块突然改变了运动方向和速度,以30 cm/yr的高速度正北向斜向俯冲于东亚大陆之下。太平洋—依泽奈崎洋中脊产生的北东向日本磁线理和太平洋—法拉隆洋中脊产生的北西向夏威夷磁线理在沙茨基海隆处相交,这个交叉点表明,沙茨基海隆形成于三节点处。三节点处洋中脊是强烈上升流集中的位置。这个假说侧重软流圈的地幔底辟结构,相比今天洋中脊系统下的软流圈来说有较低的熔融点。晚侏罗世到早白垩世时期,太平洋板块大部分位于软流圈异常热的区域上,促进了三节点异常可熔地幔的过度熔融,在三节点洋中脊处经火山喷出作用形成沙茨基海隆。磁线理的对称分布表明,三节点沿着隆起和Papanian脊移动,各磁条带的年龄沿北东向逐渐减小,符合洋中脊喷发岩浆的特征:先喷发的岩浆老,后喷发的岩浆新。沙茨基海隆形成过程中,依泽奈崎—法拉隆—太平洋板块洋中脊不断调整自己的位置以期达到平衡稳定状态,引起三节点的不断跃迁(图 14)。

传统观点认为,太平洋板块自190 Ma在古太平洋洋内一个RRR型三节点诞生以来(图 4),不断沿着三支洋中脊增生扩张,呈三角形不断增长,原来的一个RRR型三节点转变为三个RRR型三节点;但正如上文所述,现今最好的解释是,依泽奈崎、法拉隆、菲尼克斯三个板块相交形成的一个不稳定FFF型三节点演变为三个稳定RRF型三节点期间,导致了太平洋板块的诞生。至145 Ma(图 20),沙茨基海隆开始于北部的RRF型三节点形成(图 3),发生地幔柱-洋中脊相互作用[56]。板块重建揭示,这种相互作用的深部背景是太平洋LLSVP北缘的地幔柱生成带与该段洋中脊正好垂向上发生隔离或无接触的遥交叉[5],这可能是因为:洋中脊是张性扩张的减压地带,进而诱发了深部地幔柱生成带岩浆上升就位于此。沙茨基海隆塔穆地块的大规模岩浆溢流或地幔柱吸引力进而容易导致三节点发生东向800 km的跃迁,后方遗留而形成了沙茨基微板块(微洋块[63])。因为地球现今的两个LLSVPs自300 Ma以来是相对固定的[69],但洋中脊可以在地球表面相对自由移动,因此,该处的深、浅部相互作用过程类似板块运动的“割草机”模式[58]。此时,古太平洋内三大板块分别垂直其相应的洋中脊段运动,即依泽奈崎板块向北西运动和俯冲,使东亚陆缘总体依然处于安第斯型活动陆缘;法拉隆板块向北东运动,俯冲到北美板块西侧之下;菲尼克斯板块向南运动,俯冲到冈瓦纳大陆北缘东段之下。但由于合力大体均衡抵消,太平洋板块相对其他三个古太平洋板块静止不动。

图 20 145 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 20 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 145 Ma

同时,在新特提斯洋和古太平洋交接地带为一条洋-洋俯冲带,其南北俯冲极性可能相反,北段向北东俯冲,可能是新特提斯洋俯冲系统的东延;而南段向西俯冲,可能是古太平洋俯冲系统的持续。南段依泽奈崎—菲尼克斯洋中脊的西向俯冲,可能导致弧后板片窗构造,且出现垂直该俯冲带的弧后小洋盆,弧后裂解使得一些微陆块从印度—澳大利亚板块北缘(或冈瓦纳大陆北缘)垂直该俯冲带裂离母体板块,并向北运动,一些微陆块进入东部新特提斯洋。

6.2 122 Ma翁通爪哇地幔柱事件与菲尼克斯板块碎片化

至120 Ma左右(图 21),太平洋LLSVP南缘的地幔柱生成带(GPZ)与该段洋中脊正好垂向上发生遥交叉[5],洋中脊是张性扩张的减压地带进而触发了翁通爪哇深部地幔柱生成。同时,地幔柱上涌导致太平洋—菲尼克斯洋中脊中段分裂出两个三节点,并垂直拓展形成了洋中脊,沿此两个三节点形成了垂直太平洋—菲尼克斯洋中脊的两段新洋中脊,链接为一个微洋块—马尼希基微板块。菲尼克斯板块分裂为三个板块,即希库朗基板块、Catequil板块和Chasca板块(图 21),由于依泽奈崎、法拉隆、菲尼克斯三大板块早期俯冲带持续而强大的俯冲牵引作用,此时,依泽奈崎、法拉隆、希库朗基板块、Catequil板块和Chasca板块的运动方向相比145 Ma期间的并无显著改变;只是加勒比地区俯冲极性反转为向洋俯冲,法拉隆板块运动方向变得略为偏东。同时,由于古太平洋南部板块重组,洋中脊合力导致太平洋板块受力而向西运动并俯冲,导致新特提斯洋东侧出现洋内弧后盆地(类似马里亚纳弧后盆地),且三节点的俯冲可能导致弧后新的三叉洋中脊(类似斐济海盆)形成,出现双洋中脊俯冲现象;与此同时,统一的印度—澳大利亚板块开始分裂为两个板块,即印度板块和澳大利亚板块,新特提斯洋东段分裂为多个带微陆块的微板块。

图 21 120 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 21 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 120 Ma

在太平洋板块北部,因为法拉隆—太平洋洋中脊的生长,沙茨基海隆并入太平洋板块内部,沙茨基微板块也愈合到太平洋板块内部。该微板块并未经历完整的威尔逊旋回或以非威尔逊旋回,就以死亡方式变成了太平洋板块的组成部分。

此外,应注意印度板块、澳大利亚板块差异向北运动始于120 Ma,一直持续到40 Ma,之后会再次拼合为一个统一板块。因此,在应用印度板块、澳大利亚板块、印度—澳大利亚板块这三个术语时,采用哪个术语,应当准确说明其时期,否则不能反映全球板块格局的真实状态。

6.3 110 Ma地幔柱解体

在太平洋板块南侧,由于122 Ma沿着两个三节点形成了垂直太平洋—菲尼克斯洋中脊的两段新洋中脊,这两个三节点为RRR型稳定的三节点,因而马尼希基微板块会逐渐长大。类似太平洋板块早期,此处的太平洋LLSVP的地幔柱生成带处,因上部出现的新洋中脊而减压,深部岩浆上涌,在希库朗基板块和Catequil板块中出现希库朗基大火成岩省(LIP,图 22)。这些岩浆活动或其他因素改变了Chasca板块的运动方向,由向南俯冲变为向东俯冲。

图 22 110 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 22 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 110 Ma

在太平洋板块西侧,由于依泽奈崎—太平洋洋中脊俯冲,弧后可能出现板片窗,古俯冲带死亡或废弃,新的洋中脊使得东部新特提斯洋内的个别微板块并入依泽奈崎板块中,实现了微板块从一个大板块向另外一个大板块的转移。但这些微小变化不足以改变依泽奈崎板块强大的俯冲决定的板块运动指向。北东向的Wharton洋中脊形成,成为印度板块和澳大利亚板块的离散型板块分界。

110 Ma以后,非洲LLSVP的活动性似乎比太平洋LLSVP的活动性更强,导致冈瓦纳开始显著裂解。这两个LLSVPs先后的强烈活动,导致大陆块体整体从南半球裂解,向北半球聚合。这不仅是冈瓦纳大陆北缘不断裂离的微板块单向裂离、北向聚合的聚散原因,也是现今南半球主体为洋、北半球主体为陆的深部动因。

6.4 85~83 Ma太平洋板块扩大与缩小、洋中脊跃迁

如上所述,85 Ma的太平洋板块(图 16)突然增大,但太平洋板块也存在突然缩小的过程。至83 Ma(图 23),因为依泽奈崎板块和法拉隆板块的运动方向和速率差别不大,导致依泽奈崎—法拉隆洋中脊部分活动性减弱,进而,与太平洋—依泽奈崎洋中脊垂直的某条破碎带活化形成转换型板块边界,与太平洋—法拉隆洋中脊垂直的某条转换断层转换为离散型板块边界——库拉—法拉隆洋中脊,使得太平洋—依泽奈崎—法拉隆三节点被分裂而进入一个新的板块——库拉板块。太平洋板块的东北角从原太平洋板块中分裂出去,成为新的库拉板块中的一个先存微洋块。可见,库拉板块一开始就由三部分微洋块组成,分别来源于依泽奈崎板块、太平洋板块和法拉隆板块,因此一些大洋内部的大洋板块并不是简单的逐渐长大的,而是突然由几个大板块各自贡献其微小的一部分镶嵌而成。这完全不同于威尔逊旋回的板块生长方式。如此,太平洋板块的总面积又发生了缩小。

图 23 83 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 23 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 83 Ma

太平洋板块的缩小还发生在新特提洋与太平洋板块相互作用的地带,由于新特提洋向太平洋板块之下俯冲,作为上盘的太平洋板块斜向向北西运动,导致太平洋板块的洋内弧后一条破碎带转变为转换型板块边界,因而原本属于新特提斯洋的微陆块在并入太平洋板块之后,再度与太平洋板块分离,成为一个既不属于新特提斯洋的板块系统、也不属于太平洋板块的一个独立微陆块。但是,太平洋板块并未重归一个纯粹的大洋板块。此外,在其南部,因为太平洋—希库朗基洋中脊消亡于东冈瓦纳大陆陆缘,使得坎贝尔微陆块裂离南极洲板块,而变成了太平洋板块的一部分。

6.5 75 Ma东冈瓦纳裂解

至75 Ma(图 24),因为南部坎贝尔微陆块的裂离运动,太平洋板块转而向北运动,这与皇帝海岭记录的运动方向基本一致,使得库拉板块重新获得向北的较大运动速率。由于太平洋板块的向北运动,使得其西南部、澳大利亚北部的俯冲系统发生向北的后撤,弧后发生裂解,进而,巴布亚新几内亚微陆块裂离澳大利亚板块,成为一个独立的微陆块。同时,古新西兰大陆板块也与澳大利亚之间也开始出现裂解。

图 24 75 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 24 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 75 Ma

在东南亚,一些属于新特提斯洋的微陆块与欧亚板块碰撞拼合。而处于婆罗洲—巴布亚新几内亚之间的菲律宾板块西部海盆逐渐形成,这在帕劳盆地内残存有相关的石化洋中脊。此时,介于依泽奈崎—太平洋洋中脊和东亚陆缘之间的东南亚海域可能就是大家常称为的古南海,实际上是即将消亡的依泽奈崎板块相关的古太平洋西部海域。

6.6 65 Ma东亚陆缘裂解

关于古南海成因,还有另外一种可能。太平洋板块演化到65 Ma(图 25),其主要变化在太平洋西部。东亚陆缘因为热的依泽奈崎—太平洋洋中脊逐渐俯冲,俯冲带角度可能变小,向陆一侧可能出现推挤、逆冲反转构造,而靠近陆缘的局部可能出现弧后裂解,这可能导致与华南陆块具有亲缘性的巴拉望微陆块裂离华南地块,之间出现古南海海盆(图 25)。

图 25 65 Ma古太平洋的板块构造格局重建 Fig. 25 Reconstruction of plate configuration in the Paleo-Pacific Ocean in 65 Ma

菲律宾板块西侧的转换型板块边界可能因新特提斯洋俯冲系统的向北迁移而向北拓展,并因斜向俯冲而逐渐转变为东向俯冲的俯冲系统。进而形成古依泽奈崎洋分别向西、向东俯冲的背向俯冲系统。由此可见,菲律宾板块组成也是由不同来源的微洋块组成,部分来自新生洋壳板块、部分来自太平洋板块、部分来自特提斯洋微洋块或微陆块,太平洋板块西部被割离一部分而缩小。而处于新特提斯洋或印度洋内的Wharton洋中脊此时不再与依泽奈崎—太平洋洋中脊相连,并开始沿其他海沟俯冲到东南亚陆块之下,局部出现板片窗。

6.7 55 Ma依泽奈崎—太平洋洋中脊俯冲、东亚陆缘裂解

55 Ma太平洋板块南部持续裂解(图 26),这与地球深部两个LLSVPs的活跃有关。此时,太平洋板块依然向北持续俯冲。这个过程推动依泽奈崎—太平洋洋中脊斜向俯冲到东亚陆缘之下,其安第斯型大陆边缘开始显著转换为西太平洋型活动大陆边缘,太平洋板块真正开始发生俯冲,古太平洋(依泽奈崎)板块俯冲殆尽。巴拉望微陆块显著移离华南,出现古南海。菲律宾板块东侧的转换型板块边界转变为俯冲带,弧后扩张导致现今菲律宾板块北西向洋中脊开始扩张。

图 26 55 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 26 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 55 Ma

最为显著的变化是东亚陆缘,在55 Ma左右经历了北西—南东向的短暂伸展作用,开启了东亚陆缘的广泛伸展和盆地群的裂解起始,古太平洋—太平洋洋中脊俯冲导致弧后热流可能上涌,进而使东亚可能出现新生代早期北西—南东向的广泛伸展,在珠江口盆地区出现弥散性裂谷或宽裂谷作用,这些同裂谷期的裂陷—沉积—沉降中心大体沿着共轭的北东向左阶雁列、北西西向的右阶雁列展布,东亚东部地形大规模反转而降低。与此同时,太平洋板块南缘,一些俯冲带发生极性反转,使得部位微陆块并入成为太平洋板块一部分。

6.8 47 Ma太平洋板块运动转向

可能是由于太平洋—法拉隆(实际已分裂为多个小板块)洋中脊接近东太平洋俯冲带,由于热俯冲,可能转入低角度俯冲,板块受阻,导致太平洋板块转向,进而向西运动,这与夏威夷海山链记录的运动方向一致。而东南侧太平洋内的其他板块因俯冲拖曳力导致向东俯冲,这与太平洋板块向北运动几乎垂直,进而容易导致一些转换断层变为张裂型转换断层,出现一些特异的菱形构造。相邻两个板块运动方向的垂直导致一些洋中脊段因扩张叠接中心的单向拓展作用,可能新生形成微洋块,微洋块甚至发生旋转运动。这个微洋块旋转运动甚至导致其下部软流圈被动流动,因而可见一些地幔对流犹如海洋水体中的涡流,或称“地幔涡”,并非板块构造理论所言,是主动的驱动板块运动。

注意,这里若根据垂直太平洋—法拉隆洋中脊的转换断层走向来判断,太平洋板块运动方向应当是向南西运动,但板块构造原理中的这种判断原则是用于判断某条洋中脊两侧两个板块之间的相对运动的;在实际的全球板块运动背景下,一个板块的运动取决于周边很多板块的运动的合力,因而人们不能以为板块构造理论中的运动学原理是错误的,这也是板块重建图件中(图 21图 32)板块运动方向和转换断层走向总是有些夹角的原因。但是,这种运动是决定哪些转换断层是张裂的、哪些是挤压的根本原因,是转换断层之间合并与分裂的主因。实际上,太平洋板块内部破碎带后期重新活动并在太平洋板块内部衍生出新的微洋块,也正是这个因素决定的。然而,当前的Gplates板块重建软件尚不能做到再现或重构如此精细的微板块过程[70-78]或板内过程,特别是对不封闭的板块演化,如叠接扩张中心为边界的延展型微板块[79]的重建,Gplates几乎难以实现,而不得不人工干预。

图 27 47 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 27 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 47 Ma

图 28 40 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 28 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 40 Ma

图 29 34 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 29 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 34 Ma

图 30 25 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 30 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 25 Ma

图 31 16 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 31 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 16 Ma

图 32 5 Ma太平洋的板块构造格局重建 Fig. 32 Reconstruction of plate configuration in the Pacific Ocean in 5 Ma

太平洋板块47 Ma时的运动转向(图 27)在西太平洋具有显著的影响,促使双俯冲系统进一步形成,热的洋中脊对东亚陆缘依然影响强烈,陆缘伸展裂解持续,大量磷灰石裂变径迹成果揭示,一些盆地周缘山脉显著隆升。东南亚一系列边缘海裂解出现,一系列微陆块形成。与此同时,伴随西太平洋俯冲系统的向东后撤或跃迁,西菲律宾板块的北西西向洋中脊形成,并快速扩张长大[80]

同样不可忽视的是,多数学者认为,印度板块与欧亚板块强烈陆-陆碰撞开始于47 Ma,导致东亚处于两大俯冲系统之间,东亚陆缘,包括渤海湾盆地区、黄海海域、东海陆架、南海北部陆缘及相邻陆地区域,一同进入右行右阶拉分盆地广泛形成的阶段[81, 63],珠江口盆地区前期一些北东东向裂陷中心因右行右阶拉分盆地叠合,一些早期控制箕状断陷的铲形断层,因后期主控铲形断层的活动期间处于缓坡带,并因后期缓坡带块体掀斜,早期铲形断层产状反而变得平缓,甚至被后期缓坡带反向断层切割;而在印度洋内,则出现一些碰生型微洋块;由于非洲LLSVP活跃,东南印度洋地幔柱活动活跃,洋中脊开始快速裂解扩张,澳大利亚板块开始快速北移。

6.9 40 Ma库拉板块并入太平洋板块

40 Ma期间最大的变化是,库拉板块再度并入太平洋板块(图 28),导致残存东北太平洋洋内所见的大磁弯保存在太平洋板块内部。在西太平洋,俯冲的太平洋板片年龄越来越大,转而由低角度逐渐转变为高角度俯冲,当然也不能排除印度—欧亚碰撞导致东亚地幔挤出使得低角度俯冲转变为高角度俯冲的效应[82-83],进而小笠原—马里亚纳海沟向东后撤显著,并发生顺时针旋转。北部出现四国海盆扩张,南段出现卡罗琳海盆扩张。古南海俯冲带跃迁到巴拉望微陆块以北。在洋陆过渡带的珠江口盆地区,前期北东—北北东向走滑控盆断裂得到进一步强化,右行右阶拉分盆地范围扩大。

在印度洋一侧,Wharton洋中脊死亡,印度板块和澳大利亚板块的差异活动结束,重新合并为印度—澳大利亚板块。因此,当人们称谓“印度—澳大利亚板块”时,一定要指明哪个时期的印度—澳大利亚板块。

6.10 34 Ma南海海盆打开

在太平洋板块西部因弧后扩张,卡罗琳等洋中脊形成,出现大量微板块,太平洋板块再度碎片化。南海北部陆缘继承东亚陆缘南北向区域引张引力场背景下的右行右阶拉分盆地格局基础上,可能因印度—欧亚碰撞,导致印支地块向南东挤出,北西西向断裂开始强化活动,表现为左行走滑,在左行左阶地段拉分成盆,叠加在早期右行右阶拉分断陷格局之上;这表明,南海海盆(图 29)是南海北部陆缘整体在南北向拉张应力场下,进一步伸展局部化,最终陆块裂离的最终产物,34 Ma后南海海盆开始形成洋壳,东部中央次海盆洋中脊表现为近东西走向(因为洋中脊岩浆作用是区域应力场的被动响应,故磁条带的垂直方向就是区域伸展作用方向),这个南北向扩张一直持续到25 Ma,期间洋壳生长遵循洋中脊扩张行为,将南沙地块与华南地块南北向分离。南沙地块南侧为古南海,古南海向南俯冲消减拖曳、南海东部次海盆洋中脊扩张联合推动南沙地块向南运动,直到古南海海盆消亡。

卡罗琳海盆持续扩张并顺时针旋转。小笠原—马里亚纳海沟分裂为两段,其间为转换断层链接。

6.11 25 Ma南海海盆扩张转向

翁通爪哇高原南部边缘马莱塔(Malaita)部分形成,形成时可能与现今的所罗门群岛相距数千千米[31]。在始新世时期,太平洋板块开始向澳大利亚板块下方俯冲,所罗门岛弧在此时形成于俯冲带之上。在25~20 Ma之间(图 30),翁通爪哇高原随着俯冲进行而接近所罗门岛弧,但是马莱塔上的岩石中没有发生变形,这表明这是一个“软对接”。因此,翁通爪哇高原开始堵塞俯冲带,这使得俯冲作用在15~10 Ma期间停止了,火山岛弧活动关闭[30]

原本北西向的新特提斯洋俯冲系统东段因为太平洋板块向西俯冲、楔入,逐渐发生弯曲,班达弯山构造初现。南沙地块与婆罗洲地块的碰撞,使得南海东部次海盆洋中脊发生向南跃迁。

小笠原—马里亚纳俯冲带向南拓展,导致南段帕里维西纳海盆打开。卡罗琳海盆持续扩张,并顺时针旋转,洋中脊为近东西走向。

在此阶段,可能由于印度—欧亚板块碰撞到达鼎盛时期,向北挤压导致东亚的右行走滑作用减弱,进而青藏高原以隆升的垂直运动为主,以吸收印度—欧亚板块持续碰撞产生的应变,伴随东亚区域应力场发生逆时针旋转,进而南海海盆在北西—南东向伸展背景下扩张,并向西南次海盆拓展,直到16 Ma为止。但印支地块25~16 Ma期间可能依然持续向东南挤出,在中国东部一些北西西向走滑断裂带,依然活跃,并控制了相关岩浆活动,这在珠江口盆地中的一统—暗沙断裂带最为明显,在华北切割郯庐断裂的北西西向断裂也控制了14 Ma左右的玄武岩分布。

6.12 16 Ma澳大利亚—欧亚斜向碰撞、太平洋板块快速俯冲

翁通爪哇高原运移到澳大利亚北部,25 Ma开始就停靠在巴布亚新几内亚俯冲带,堵塞海沟(图 31),阻止了澳大利亚板块北上,15~10 Ma期间俯冲中断,并导致10 Ma后的俯冲极性反转。澳大利亚板块也于东南亚南侧与欧亚板块(实际是一系列微陆块)开始发生碰撞,进而可能阻止或中断了南海海盆的扩张。其地表效应是使得印尼海峡通道关闭,进而洋流系统发生变化。

四国海盆、帕里维西纳海盆链接成统一海盆,其洋中脊以西称为西菲律宾板块,而东部分裂出多个微板块,但以往统称为东菲律宾板块。其南北向洋中脊使得西菲律宾板块向西运动,并使得其西缘转换型板块边界转变为向西俯冲的俯冲带。

6.13 10~5 Ma台湾造山、现代格局初步形成

在大约10 Ma期间,作为对澳大利亚板块向太平洋板块俯冲的开始(图 32),岛弧岩浆活动再次开始。而在8 Ma左右,马里亚纳岛弧出现裂解,形成马里亚纳海槽。6~3 Ma是台湾造山运动的主造山期,使得台湾岛两侧北西、北西西向断裂活动活跃,南侧的左行、北侧的右行,表明台湾楔入推挤作用强烈,在珠江口盆地的东沙地区表现出抬升剥蚀,称为东沙运动。2 Ma之后,冲绳海槽在右行右阶拉分背景下打开[84],现今黑潮暖流路径初步稳定。

在所罗门岛弧和翁通爪哇高原之间,4 Ma开始,其耦合增加,导致高原前缘变形加剧。这导致了翁通爪哇高原上部的组分仰冲到古老的所罗门岛弧上部。最后一阶段(4~2 Ma),仰冲作用导致了仰冲在所罗门块体上部的物质在5~10 km深度发生拆离作用。在此期间,马莱塔的岩石被压缩、朝向北东的大角度逆冲断层。目前,仰冲作用一直持续到现今,并不断使马莱塔的岩石向海平面提升。

翁通爪哇大火成岩省未来的演化一直存在争议。它是否一直存在于太平洋板块内部,还是在某一时刻拼贴到大陆边缘?或者它会在与一个大陆俯冲碰撞期间,俯冲到某个板块下部?洋底高原通常厚30 km,很难发生俯冲作用,这暗示翁通爪哇洋底高原将会在某一时期与一个大陆发生碰撞或者拼贴到其边部[30]

在印度洋,中印度洋出现切割莫霍面的逆冲断裂系统,形成于8 Ma以来,可能与印度—欧亚碰撞到达极限、大陆难以再收缩有关,因而在中印度洋内出现垂直破碎带的新俯冲带来协调不断向北运动的板块施加的作用力,同时在该海域的洋内还出现8级大地震[85-94],所有这些都是全球洋内极其少见的现象。板块构造理论暗示大洋内部只有张性断裂构造,这个发现对于深入发现大洋内部的未知具有巨大的鼓舞性,大洋发现也是2013—2023年实施的大洋发现计划(IODP)的宗旨。

综上所述,太平洋板块演化极其复杂,上述只是基于全球板块重建,轮廓性地描述了一些相关的重大事件,落实到具体的区域构造解析还会有更多的细节,例如东海陆架盆地34~16 Ma期间还存在多幕盆地反转构造事件[95-98, 81],这里不再论述,相关内容参考读者所在研究区域的已有成果进一步细化相关认识。

总之,在新时代背景下,向深海大洋进军的号角已经吹响,围绕“21世纪海上丝绸之路经济带”建设,重新审视深海大洋构造[99],以西太平洋为突破口[100]或“两洋一带”为切入点,中国在深海进入、深海探索方面,海洋地质研究必将有所斩获。

后记:感谢责任主编胡健民研究员约稿。谨以本文纪念李四光院士诞辰130周年!第一作者李三忠师从杨振升教授,杨教授则师从原东北地质专科学校副校长—喻德渊教授(https://baike.baidu.com/item/%E5%96%BB%E5%BE%B7%E6%B8%8A/4994565?fr=aladdin),喻德渊教授是东北地质专科学校的创始人和第一任校长—李四光院士的学生和接班人,1945-1947年曾先后留学伦敦大学、剑桥大学、牛津大学和英国地质调查所、苏黎士大学,并随后考察过哈佛大学、耶鲁大学、斯坦福大学、普林斯顿大学、康乃尔大学和麻省理工学院等著名大学的教育,1971年喻德渊教授去世,1978年得到平反昭雪。我深刻地感谢李四光院士给我个人穿越时空的鼓励,让我走向了地质殿堂。这种缘分始于我接到大学通知书的时候。我的同学从学校给我捎来大学录取通知书时,我看录取的重点大学是长春地质学院(原东北地质专科学校,现吉林大学地球科学学院),可我当时实际是想从事建筑学,比别的同学还加考了“素描”课程,但在填报志愿剩下最后一个空栏时,班主任袁祥林老师说:我们农村孩子报地质好,可以减轻家庭负担。但当时我并不知道地质学是做什么的,先填上吧,中了也可以分担父母的辛苦,内心根本没想到就被它录取了,因此接到通知书时,我当时懊恼地将通知书扔在了地上。这时,我父亲听说拿到通知书了,从农田中拔腿跑来,捡起一看是长春地质学院,他脱口而出:你课本里不是学过徐迟的“地质之光”的报告文学吗?说的就是李四光的故事;你们有缘,你是三,他是四,你是忠,他是光,去吧去吧,挺好的!我父亲这番话鼓励了我,我心里转而高兴。就这样我进入了李四光创办的大学,但直到我博士毕业要离开我的恩师——教我6年的杨振升教授时,杨老师才告诉我:你是李四光的第三代传人,要好好干!我虽然与李四光先生未曾谋面,但他始终鼓励我奋发努力!2018年也有幸参观了他的纪念馆,见到过他的家人。特以此论文纪念李四光院士,也感谢给我精神鼓励的老师和同事!感谢引领我深刻观察地质现象的杨振升老师!感谢不断培养我地质思想和思维能力的张国伟院士!他们的帮助和鼓励支持我走到了今天!由于从被约稿、构思、撰写到投稿仅有2个月,因此,若有论述不清晰之处,还请读者指正!本文虽然够长,但依然详述不尽太平洋板块的复杂,剩余内容请参见《海底构造系统》[101]和《区域海底构造》[4]5本书相关章节。

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