西南印度洋构造地貌与构造过程

李三忠 ,索艳慧 ,余 珊 ,赵淑娟 ,戴黎明 ,曹花花 ,张 臻 ,刘为勇,张国堙

(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 海洋地球科学学院,山东 青岛 266100;3.国家海洋局 第二海洋研究所,国家海洋局海底科学重点实验室,浙江 杭州 310012)

0 引 言

洋中脊热液活动是在洋中脊岩浆活动、构造作用等控制的热液系统内物质与能量交换的过程,伴随极端的生物地球化学作用、成矿作用。它现今表现为热能驱动下洋壳的热液循环和热传输,而传输和循环的主要通道为岩石圈基岩及基岩中广泛发育的断裂和裂隙。但是,洋底演化历史期间的海底热液区的分布位置及范围,不但受控于洋中脊热源的分布位置与变迁,还受控于区域洋底构造特征与演化,这包括了热液成矿区的洋中脊扩张方式、断层性质、断层组合规律、裂隙开闭过程、构造演化过程,以及区域应力场与断层–裂隙、热源三者间的相互作用关系。

以往大洋中脊热液喷口的综合调查主要集中在快速扩张的太平洋、中速扩张的大西洋和超慢速扩张的北冰洋洋中脊和一些弧后盆地,相关构造研究也已取得巨大进展。而超慢速扩张的西南印度洋研究较少。近来在西南印度洋洋中脊发现的热液喷口(Bach et al.,2002;Tao et al.,2012)引起了国际关注。但是,以往在西南印度洋洋中脊的研究主要侧重重力、磁力和地震等各种调查(Tao et al.,2012)、热点与洋中脊相互作用(张涛等,2011)以及岩石学、年代学和地球化学方面(Zhou and Dick,2013),精细的构造研究极少(阮爱国等,2010;Liang et al.,2013;Zhang et al.,2011;Zhao et al.,2013)。为此,本文侧重对典型勘探区洋壳浅部结构、断层的主要性质、组合规律及活动时间等构造特征进行详细研究。主要手段是根据不同构造类型的构造地貌分析,探讨西南印度洋洋中脊勘探区的断裂组合规律,分区分块分带进行洋中脊生长过程、形成机制的详细分析,其中主要研究内容包括:(1)西南印度洋洋中脊构造地貌及其分段性,通过分区分块分带的构造地貌分析,多尺度划分不同地貌类型,在洋中脊环境划分次级构造类型,对洋中脊进行 4级分段性划分,确定分段构造特征,探讨不同构造地貌的成因机制。(2)西南印度洋洋中脊多尺度断裂构造解析,结合多学科综合信息,侧重从水深数据开展断裂生长行为定性分析,揭示不同演化阶段的洋壳结构、现今几何学结构,建立该区构造几何学模型。(3)西南印度洋洋中脊构造过程,主要收集磁条带、年代学资料,确定洋中脊演化历史,收集相关地球化学资料,探讨可能的洋中脊–地幔柱相互作用、周期性海洋核杂岩过程、假断层形成和洋中脊拓展过程,为建立洋中脊、热点与热液成矿三者间的时空关系奠定构造基础。

1 区域洋底背景与演化

西南印度洋脊(SWIR)是南极洲板块和非洲板块的分界线,东起罗德里格斯(Rodrigues)三联点(RTJ),西至布维(Bouvet)三联点(BTJ),全长 7700 km(Patriat et al.,1997,图1)。沿轴水深变化较大,但其全扩张速率较低,约为 1.2～1.8 cm/a,沿轴变化不大(Sauter and Cannat,2010),平均扩张速率为1.4 cm/a,属于超慢速扩张洋中脊,且多为斜向扩张。前人将西南印度洋中脊粗略地分成多级多个段落:在 Shaka转换断层和 15°E之间,斜向扩张方向最大,扩张方向与扩张轴夹角高达 51°,也被称为斜向超级扩张段,平均水深约4000 m(Dick et al.,2003);在16°E和25°E之间长约600 km的洋中脊段则被称为正向超级扩张段,平均水深约3500 m(Dick et al.,2003);再往东,洋中脊被Du Toit,Andrew Bain,Marion和Prince Edward转换断层错移了1200 km;继续向东,洋中脊被Prince Edward,Discovery II,Indomed和Gallieni转换断层分割为三个次级段,扩张以 25°的角度斜交洋中脊总体方向,长约2200 km,轴部平均水深 3200 m左右,两侧为较为宽阔的水下隆起(Georgen et al.,2001),在这个宽阔隆起段中部,Discovery和Indomed转换断层之间的水深达3600 m,较邻区深,在Gallieni转换断层和64°E之间扩张方向和洋中脊正向扩张方向的斜交角度达 30°,被Atantls II,Novara和Melville转换断层和非转换断层不连续带分割,且洋中脊发生巨大的错移(Sauter et al.,2001),而该隆起东部的 Melville转换断层和69°E之间的轴部水深最深达4730 m;最西部是被紧密间隔性转换断层分割的,介于 BTJ到 10°E之间,扩张方向和洋中脊正向扩张方向的交角为 9°,也为斜向扩张脊(Sauter and Cannat,2010)。

已有研究表明,西南印度洋的演化和冈瓦纳大陆的裂解密切相关(Ben-Avraham et al.,1995;Livermore and Hunter,1996)。西南印度洋在Andrew Bain和Prince Edward转换断层之间的极其复杂的破碎带记录了整个西南印度洋的扩张历史(Bernard et al.,2005),在Prince Edward和Dicsovery II转换断层之间的最老磁条带年龄为155 Ma,是非洲板块和Nubian与Somalian新板块之间的弥散性离散边界(Chu and Gordan,1999;Royer et al.,2006;Stamps et al.,2008)。现今介于 9°E和 25°E之间的正向超级扩张段也至少起始于83 Ma(Bergh and Barrett,1980),且西南印度洋中脊西侧1000 km和东侧2500 km受邻近快速扩张脊驱动,分别向南西和北东方向发生了拓展(Patriat et al.,1997),且向南西与北东向的洋中脊拓展速率分别为1.5 cm/a和3.5 cm/a(Royer et al.,1988);但这两段与冈瓦纳大陆裂解无关。RTJ在约71 Ma与约 52 Ma期间不断频繁地向北东向跃迁,并导致西南印度洋板块格局重组和新的轴部不连续性,在Gallieni和Melville转换断层之间出现高度的分段性(Dyment,1993),其洋中脊分段长度在30～45 km之间,错断在25～40 km之间(Sauter et al.,2002);期间,某种重要变化也导致了 Andrew Bain破碎带的总体弯曲特点。西南印度洋中脊最东部的 Melville转换断层与RTJ之间形成于印度洋最近约40 Ma的一次重大调整之后,再没有受到大规模错移(Sclater et al.,1981)。总体上看,西南印度洋高度分段部分的弯曲破碎带形态的年龄都小于 40 Ma,与板块的稳定运动有关(Bernard et al.,2005)。但最新的磁条带异常发现,约24 Ma左右,西南印度洋扩张速率由3 cm/a降为1.5 cm/a,但对扩张方向影响较小,只是局部改变了板块边界的几何形态(Baines et al.,2007)。

西南印度洋中脊的岩石类型及分布、火山活动过程、岩石圈形变特征、洋壳厚度和性质、海水下渗和洋壳变质、交代作用等研究始于1987年10月到12月ODP118航次。该航次选择在西南印度洋脊AtlanticⅡ破碎带(57°E)进行钻探,其中在 AtlanticⅡ破碎带东侧的海洋核杂岩上的 735B孔上钻遇辉长岩,揭示了下部洋壳的不均一性。之后,国际 Inter-Ridge研究组织把超慢速扩张洋脊,包括西南印度洋脊和北冰洋的 Gakkel洋中脊,列为其两个十年(1994～2003年、2004～2013年)研究计划的首要研究内容,并规划参与了多个针对 SWIR超慢速扩张洋脊的调查航次,在地形地貌、海底构造、岩石学、水文环境、地球物理和热液水体异常等方面已取得了一系列成果。这些成果为本文研究提供了大量基础资料。

2 洋底构造地貌单元与特征

洋底地貌地形与构造密切相关,由于洋底很少受到像陆地上的风化剥蚀等影响,因而总体上反映了构造地貌(morphotectonics或 morphostructure)的特征,因而洋底地貌是构造地貌的本征反映。现今可以通过多种手段获得精细的洋底构造地貌,如TOBI(Towed Ocean Bottom Instrument)侧扫声纳、深水多波束、浅地层剖面、海底视像技术等。本文使用的水深数据为 Smith和 Sandwell 最新版本(12.1)的 1’×1’卫星测高反演数据(图1,Smith and Sandwell,1997),部分详细构造划分基于项目大洋航次数据解释,沿洋中脊部分区段基于前人100 m×100 m网格间距的船测多波束数据(Cannat et al.,1999)。将多波束水深数据与卫星测高水深数据进行对比,发现最新版本的卫星测高反演数据置信度可以达到96%(张涛等,2011)。以往从全球海底地貌角度,常将海底地貌划分为以下几大类:相连的全球性洋中脊、被洋中脊分割的深海平原(深海盆地)、叠加在深海海盆上的复杂成因的各类海山群或海山链、切割洋中脊的转换断层和对应伸入深海平原(深海盆地)的破碎带、海沟(俯冲带)。这种划分有利于探讨单一洋盆的从生到死的几个到几十个百万年时间尺度的对称或不对称增生方式和过程,但难以探讨更为复杂、精细、更短时间尺度的海底构造演化过程,特别是洋中脊构造过程。本文目的是探讨区域尺度洋盆或局部洋中脊的精细构造演化,因此,试图打破这种传统划分原则,探讨服务区域或局部洋底演化研究的洋底地貌单元的一种新划分原则。

图1 西南印度洋区域洋底构造格局Fig.1 Regional tectonic map of the Southwest Indian Ocean

2.1 地貌单元划分原则

根据西南印度洋构造地貌特征及其对称性,本文划分了七级构造地貌单元(图2和图3)。首先,从整个印度洋出发,根据最新一个“增生期”的区域洋盆演化一致性的差异(马宗晋等,1998),本文将印度洋划分为3个一级构造地貌单元,该单元不同于“增生区”(马宗晋等,1998)的概念。本文研究区涉及其中两个,即东南印度洋洋盆(I)和西南印度洋洋盆(II)(图2)。然后,对西南印度洋盆地以不同洋中脊生成的洋壳和具有不同走向的转换断层、特定扩张方向转变事件的年龄、特定异常事件形成并叠加在正常扩张洋壳上的地貌(如地幔柱或热点)为原则,进一步划分为8个二级构造地貌单元(图1),除一个弥散性的热点相关的异常Conrad隆起–Madagascar海台–Crozet海台等单元外,其余 7个从南往北分别是:>120 Ma的南侧洋壳地貌(II-1)、>80 Ma的南侧洋壳地貌(II-2)、>40 Ma的南侧洋壳地貌(II-3)、<40 Ma的洋壳地貌(II-4)、>40 Ma的北侧洋壳地貌(II-5)、>80 Ma的北侧洋壳地貌(II-6)和>120 Ma的北侧洋壳地貌(II-7)。

图2 西南印度洋三级洋底构造地貌划分与水深分布Fig.2 Third-order seafloor morphotectonic division and bathymetric map of the Southwest Indian Ocean

图3 西南印度洋Indomed和Gallieni转换断层间的洋中脊构造分段(下图为沿轴地形,详见2.8节)Fig.3 Segmentation of the mid-oceanic ridge between Indomed and Gallieni transform faults of the SW Indian Ocean(the curves are axial ridge-parallel topography,details seen in section 2.8)

随后,本文侧重小于 40 Ma的洋壳地貌(II-4),以大型转换断层和其间的洋中脊构造地貌的相似性,将研究区划分为4个三级构造地貌单元(即西南印度洋中脊的一级分段,图1和图2),自西向东分别是:Prince Edwards 和Andrew Bain转换断层以西的超级洋中脊段(II-4-1)、Andrew Bain和Discovery II转换断层间的超级洋中脊段(II-4-2)、Discovery II和Gallieni间的超级洋中脊段(II-4-3)和Gallieni转换断层以东的超级洋中脊段(II-4-4)。它们具有不同的扩张速率,且扩张方向和洋中脊具有不同的交角。

之后,选择Discovery II和Gallieni转换断层间的超级洋中脊段(II-4-3),以次级转换断层为界,将该三级构造地貌单元再划分了3个四级构造地貌分段(即西南印度洋中脊的二级分段,图3):Indomed破碎带以西两个(II-4-3-1和 II-4-3-2);以东一个(II-4-3-3),且较长。

为了详细了解洋中脊宏观行为,可以进一步根据该段微构造地貌,将 Indomed破碎带以东(II-4-3-3)的洋中脊段自南向北划分为三个五级微构造地貌单元,分别为:北侧地貌单元(II-4-3-3-1)、中央裂谷地貌单元(II-4-3-3-2)和南侧地貌单元(II-4-3-3-3)。

以中央裂谷地貌单元(II-4-3-3-2)为例,根据洋中脊走向变化和火山岩等为原则,可以自西向东精细划分为3个六级构造地貌单元(即西南印度洋中脊的三级分段,图2和图3):正向扩张地貌单元(II-4-3-3-2-1)、斜向裂谷地貌单元(II-4-3-3-2-2)和斜列扩张地貌单元(II-4-3-3-2-3)。

因为洋壳都起源于洋中脊,为了详细了解洋中脊微观行为,以断裂组合样式、倾向、走向等构造特征和微地貌特征为原则,选择斜列扩张地貌单元(II-4-3-3-2-3),最终自西向东划分为3个七级构造地貌单元(即图3中洋中脊三级分段的斜列扩张地貌成因类型的细分),分别称为:直线型雁列式组合段(II-4-3-3-2-3-1)、斜线型雁列式组合段(II-4-3-3- 2-3-2)和斜线型侧列式组合裂谷段(II-4-3-3-2-3-3)。

此外,还区分出与洋中脊行为不同的构造地貌单元,如与热点或地幔柱相关的构造地貌,它们往往叠加在不同的构造单元之上,可以单独编号(图2)。本文重点讨论 Crozet热点和马达加斯加热点,表现为深海台地。它们可以和洋中脊发生脊–柱相互作用,从而表现出一些特殊的微构造地貌,如 35°E～40°E之间的串珠状离轴火山或长垣地貌。

2.2 一级构造地貌单元

(1)东南印度洋地形(I)

该构造地貌单元水深一般在4000 m以上,东北角水深大于5000 m。而西南角水深相对较浅,与受热点影响有关;总体地貌以破碎带较长、走向NE向为显著特征(图2)。

(2)西南印度洋地形(II)

该构造地貌单元水深一般在3000 m以上,一些异常地貌水深多在1000～2000 m之间。受复杂构造影响可进一步分成多级别和多类型的构造地貌单元。总体地貌以破碎带曲折且较长、走向NNE向(新的洋壳区)和SN向或NNW向(老的洋壳区)为显著特征(图2)。

2.3 二级构造地貌单元

(1)>120 Ma的南侧洋壳地貌(II-1)

位于Conrad隆起以南,水深总体小于4000 m,局部有离轴火山锥。洋中脊总体近 EW 走向,形成于120 Ma之前,死亡的转换断层和相应的破碎带为NE 走向(图2)。

(2)>80 Ma的南侧洋壳地貌(II-2)

位于Marion、Delcano、Crozet热点群以南,总体水深大于4000 m。洋中脊总体也近EW走向,形成于80～120 Ma之间,死亡的转换断层和相应的破碎带也为SN走向(图2)。

(3)>40 Ma的南侧洋壳地貌(II-3)

Delcano和 Crozet等三个高原或台地的年代学结果表明,形成于 70 Ma左右。Delcano和 Crozet等三个高原相对洋中脊位置分别是坐轴、偏轴和离轴,水深相对>40 Ma的北侧洋壳地貌水深较浅,可能与Crozet和Delcano热点有关(图2)。

(4)<40 Ma的洋壳地貌(II-4)

自西向东,洋中脊宽度逐渐变窄,水深总体浅于 3000 m,由中部向南北两侧水深加深,且北侧水深明显大于南侧水深。研究区洋中脊可以被大型转换断层划分为三个超级分段。东段次级转换断层等间距密集分布,地形和坡度变化较大;中西两段转换断层相对稀少,且贯通性较差,地形和坡度变化不如东段明显,可能与Madagascar热点与<40 Ma的洋中脊相互作用有关(图2)。

(5)>40 Ma的北侧洋壳地貌(II-5)

>40 Ma的北侧洋壳地貌位于<40 Ma的洋壳地貌以北,水深总体大于 4000 m,西部和东部水深大于 4000 m(图2)。

(6)>80 Ma的北侧洋壳地貌(II-6)

中部叠加有Madagascar水下台地,高原水深浅于3000 m,且中段有一些离轴火山和Madagascar台地相连。未见洋中脊,但磁条带总体也近EW走向,形成于80～120 Ma之间,死亡的转换断层和相应的破碎带也为 SN走向。Madagascar高原或台地的年代学结果表明,其形成于90 Ma左右(图2)。

(7)>120 Ma的北侧洋壳地貌(II-7)

主要分布于非洲大陆以东和Madagascar水下台地以西,中部水深总体大于5000 m,地形相对平坦。年代学表明,形成于120～140 Ma之间,死亡的转换断层和相应的破碎带也为NNE走向,记录了西南印度洋的早期演化历史(图2)。

2.4 三级构造地貌单元

(1)Prince Edwards 和Andrew Bain以西的超级洋中脊段(II-4-1)

整体长度较长,被次级转换断层分割为 6段,是正向扩张脊段,中部总体上水深偏浅,其北部水深最深大于5000 m。脊轴地貌特征具有与太平洋海隆相似的最宽阔的地形地貌,和超慢速扩张脊不吻合,是西南印度洋最为异常的脊段,可能与 Marion和Madagascar热点的额外岩浆供应有关。但它还具有中央裂谷,这点又和慢速-超慢速扩张脊特征类似(图2)。

(2)Andrew Bain和Discovery间的超级洋中脊段(II-4-2)

一般来说,超慢速扩张脊其地形都是陡峭的地形,坡度较大,且中央裂谷显著,但是这段超级洋中脊段出现异常,地形相对平缓,坡度较小,异常的中央裂谷地形水深在3000 m左右,显示出快速扩张脊的特点,这种地形地貌和地幔柱–洋中脊相互作用显著的冰岛类似,可能表明有异常岩浆的加入(图2)。

(3)Discovery和 Gallieni间的超级洋中脊段(II-4-3)

这段洋中脊也是异常的中央裂谷地形,水深也在3000 m左右,但是异常宽度没有Andrew Bain和Discovery间的超级洋中脊段的显著,可能表明额外岩浆供给相对少(图2、3)。

(4)Gallieni以东的超级洋中脊段(II-4-4)

该超级洋中脊段为正常的中央裂谷地形,水深也在4000 m左右,次级转换断层极其发育,至少6个四级段,密集且近等间距分布(图2)。

2.5 四级构造地貌单元

(1)Indomed破碎带以西(II-4-3-1和II-4-3-2)

相对东侧这两个单元较窄,中部洋中脊相对水深较大,但两侧水深相对东侧单元变浅,可能与Madagascar高原密切相关。

(2)Indomed破碎带以东(II-4-3-3)

总体特征是中部为一个相对高地形区域,形成年龄小于10 Ma。向两侧水深逐渐加深,年龄逐渐变大。

2.6 五级构造地貌单元

(1)北侧地貌单元(II-4-3-3-1)

北侧水深由3000 m向北逐渐加深到4000 m,西部发育几条 NNE向的破碎带,东部海山分布复杂,精细地貌表现为雁列式的海山排列。

(2)中央裂谷地貌单元(II-4-3-3-2)

中央地形相对高起,这与洋壳年轻有关,地壳没有经受充分冷却,水深在2000 m到3000 m左右,中部发育不连续的裂谷,单个裂谷表现为菱形,类似拉分盆地,与洋中脊的拓展连接有关。

(3)南侧地貌单元(II-4-3-3-3)

南侧地貌单元的西部也发育几条 NNE向的破碎带,但不明显,东部海山分布在精细的地貌图上也表现为雁列式的海山排列。因此,南侧的地貌格局和北侧地貌单元的格局基本对称、类似,是洋中脊对称生长的表现,但是水深总体相对北侧较浅,主体水深在 2000 m到 3000 m,这可能和南部的Crozet热点相关。

2.7 六级构造地貌单元

(1)正向扩张地貌单元(II-4-3-3-2-1):扩张方向和洋中脊段垂直。

(2)斜向裂谷地貌单元(II-4-3-3-2-2):裂谷轴和上一级次的洋中脊总体走向斜交。

(3)斜列扩张地貌单元(II-4-3-3-2-3):裂谷轴在该段由几个斜列的裂谷组成(图3)。

2.8 七级构造地貌单元

(1)直线型雁列式组合段(II-4-3-3-2-3-1)

表现为两侧平行洋中脊的主断层基本平行洋中脊展布,但斜交洋中脊的断层随着洋中脊不断扩张,斜交断层不断向两侧外移,导致斜交断层呈雁列式,但它们的中心依然沿一条直线分布(图3)。

(2)斜线型雁列式组合段(II-4-3-3-2-3-2)

表现为两侧平行洋中脊的主断层基本平行洋中脊展布,呈雁列式展布;斜交洋中脊的断层随着洋中脊不断扩张,斜交断层也不断向两侧外移,导致斜交断层也呈雁列式,它们的中心沿一条斜线分布(图3)。

(3)斜线型侧列式组合裂谷段(II-4-3-3-2-3-3)

表现为两侧平行洋中脊的主断层基本平行洋中脊展布,呈侧列式展布;斜交洋中脊的断层随着洋中脊不断扩张,斜交断层不断向两侧外移,导致斜交断层呈雁列式,它们的中心也沿一条斜线分布(图3)。

根据调查精细程度,每个七级构造地貌单元还可以进一步细分微地貌类型,如Sauter et al.(2002)划分的平顶海山(flat-topped seamounts)、丘状台地(hummocky terrains)和平缓岩流(smooth flows)及构造发育区(tectonised area),在不同的区段这四种为地貌所占比例是变化,通常以一种或某两种为主。这种非常精细的为地貌划分对研究扩张速率低于 10 mm/a洋中脊的生长行为和增生方式非常有用。

2.9 异常构造地貌单元

(1)大火成岩省地形

主要表现为相对周边洋壳水深较浅,面积较大的台地,相对高差在2000～3000 m。研究区内有最北部的Madagascar海台、中部的Delcano和Crozet海台、最南部的 Conrad隆起(图2)。本文将现今这些已经离散的海底台地归为二级构造地貌单元。研究表明,它们与Kerguelen海台曾经是连在一起的,与冈瓦纳大陆的裂解密切相关。水深一般浅于2000 m。它们主体形成在老于80 Ma的洋壳之上,表明其形成较早。Conrad隆起等异常地貌单元以4000 m水深线为界,核部浅于3000 m水深,总体构成一个三角形水下高原或台地。年代学研究表明,形成于90 Ma左右(图2)。

(2)串珠状海山

主要分布在Discovery破碎带西侧,水深2000 m的海山呈串珠状,它们坐落在3000 m水深的海底长垣台地上,后者空间上明显表现为与马达加斯加脊具有相关性。最南端对应着Marion热点,这个热点年龄在83.6 Ma(Müller et al.,1993)。但这些串珠状海山也形成在新的洋壳上的现象表明,Madagascar脊可能始终不断向洋中脊供给过岩浆。

(3)海洋核杂岩地形

已有调查表明,西南印度洋中脊出露了大量超基性岩,在洋底超基性岩的出露都和海洋核杂岩的拆离剥露机制有关。特别是在慢速和超慢速扩张脊比较普遍。主要分布在两种微构造环境:①平行洋中脊与斜交洋中脊的断裂交叉部位;②转换断层和洋中脊交接部位,一般在内侧角位置。前者受扩张脊周期性扩张影响,可以出现离轴的多阶段海洋核杂岩;后者则通常只见孤立的海洋核杂岩,且在拆离断层面上,海底视像资料和精细多波束资料都可以揭示出大型窗棱构造。

(4)假断层成因地形

在Discovery和Indomed破碎带之间的洋中脊存在假断层,是洋中脊拓展过程中形成的。从结构看,总体表现为 X形态,即西侧偏南的近东西向洋中脊向东生长和东侧偏北的NEE向洋中脊向西生长,错位连接过程中形成的,对应着斜列的海山或槽型地貌。

3 洋中脊分段性

从20世纪80年代以来,发现超快速扩张脊的扩张速率可达500 mm/a,超慢速扩张脊全扩张速率小于12 mm/a。无论是超快速、快速、中速、慢速,还是超慢速扩张脊都被转换断层和非转换断层不连续带(non-transform discontinuities,NTD)分成许多段。关于 NTD的定义至今尚未明确,最早NTD是针对大西洋相对较窄的脊段提出的概念(Sempere et al.,1993;Lin et al.,1990;Tucholke and Lin,1994);而Sauter 将其应用到 SWIR,代表斜向扩张段(Sauter and Cannat,2010),但在 SWIR有些脊段并不适用(Dick et al.,2003)。但无论是大西洋中央裂谷较窄段还是 SWIR的斜向扩张段,它们都有一个共同特征就是岩浆供应量较少,所以,用岩浆供应量较少来定义 NTD比较合适。洋中脊的分段型式(segment pattern)主要原则是依据沿轴海底谷地深度的变化以及分段末端的轴部错移(Cannat et al.,1999),同时可考虑轴部地幔布格重力异常(Sauter et al.,2002)、磁条带特征(Kamesh et al.,2012)等。Sauter et al.(2002)对超慢速扩张脊水深的深部位作为分段处,具有一定宽度,这是基于“岩浆房(magma chamber)位于水深高部位(bathymetric high)”这个“现象”而划分的。但是,本文认为应当相反,即将其划分段落的中部水深较浅的部位作为分段处,非常类似盆地构造中的变换带(transfer zone),这与Kamesh et al.(2012)对西北印度洋的划分原则一致,是基于洋中脊岩浆生成与运聚“过程”而划分的,因为洋中脊降压部位多数为水深较深部位,因而该段容易发生降压熔融产生岩浆,是真正的岩浆生成区,而前人认为的“岩浆房”只不过是岩浆聚集区,因为该区常常是断裂末梢部位,是弱应力区,因而也是流体(热液和岩浆等)运聚的指向。考虑到洋中脊过程的重要性,因而分段性研究涉及分段机制研究,其分段机制与洋中脊拓展(propagation)、叠接(overlapping)、跃迁(jumping)或废弃(abandonment)、死亡过程密切相关,而拓展、叠接过程又受多种动力要素控制。因此,本文基于超慢速的西南印度洋洋中脊的构造地貌特征,主要讨论超慢速洋中脊分段性及其拓展和叠接机制。

通过对快速拓展洋脊(东太平洋)和缓慢拓展洋脊(大西洋和印度洋)分段的综合分析,并据切割洋脊的不同规模和样式的间断,传统上洋脊分段特征可以划分为4级(表1)。超慢速的西南印度洋洋中脊具有同样的规律,应当和前文所详细划分出 7级的海盆区域构造地貌加以区别。因此,下述仅针对洋中脊构造地貌的分段型式做进一步归纳。其中,转换断层是洋中脊的 1级间断,但其错断洋脊距离可达45 km(Gallieni转换断层以东)到500 km(Andrew Bain转换断层)不等,其长度介于30 km(Gallieni以东密集转换断层两两之间)到 1000 km(Indomed 和Gallieni转换断层之间),存在寿命可达10 个百万年;洋中脊中的分段型式除转换断层外,在两条转换断层之间还被叠接拓展中心、斜向剪切带、火山间隔和横向断错等分为 2～4级间断,使洋中脊错断距离逐渐减少(图1);2～4级区段的洋中脊长度也越来越小,存在的寿命也越来越短,直至 4级区段的洋中脊长度一般小于10 km,存在寿命为102～104a。但有的转换断层之间难以划分 2～4级洋中脊段,如Gallieni和Atlantis II 转换断层之间。

表1 西南印度洋洋中脊不同级别的脊段特征Table1 Characteristics of segmentation of the Southwest Indian Ridge (SWIR)

总体上,较长的脊段往往由相邻较短脊段的不断损耗或拓展、连接而逐渐生长,以致于较长的脊段不断增长其长度和寿命,而短脊段只能存在一定的时间范围内;横向上,大多数洋脊分段主要涉及到洋脊内部谷地,特别是轴向火山脊;纵向上,各段洋脊的中央裂谷表现为中间宽、两端渐窄,岩浆热和地热梯度在中部比两端和边缘高(马宗晋等,1998)。

4 海底扩张、热点活动和深部岩浆供应

4.1 磁条带与海底扩张

磁条带形成于洋中脊的对称扩张(图1),一般形成洋中脊两侧对称的构造地貌,记录了洋中脊扩张的百万年分辨尺度的行为、过程和大洋整个演化历史。磁条带同样被转换断层或非转换断层切割为多个段落,因而可以有效分辨洋中脊分段性,这种分段性也体现在洋底构造地貌的分段特征上。因而,磁条带年龄可以有效用于厘定洋中脊构造地貌年龄。印度洋的磁条带表明(Müller et al.,2008),洋中脊最早形成于140 Ma以来,主体形成于120 Ma以来(图1),现今洋中脊高部位的洋壳年龄主要形成于10 Ma以来(图2),洋中脊裂谷主要形成于 1～0 Ma期间。但是全球尺度磁条带没能精细与构造地貌进行详细关联,因而是一个概略的演化历史,没有体现区域尺度洋盆的演化。

4.2 热点活动及年代

印度洋热点活动导致了一些异常的构造地貌。Marion热点是一个潜在的最为古老的热点(>183～184 Ma),形成了南非的 Karoo溢流玄武岩(Frey et al.,2000),也有可能形成了Madagascar的白垩纪溢流玄武岩的主体(Storey et al.,1995;Mahoney et al.,1991)。Madagascar东南在90 Ma时期是位于Marion地幔柱之上,该地幔柱古纬度为 45.3°+5.3°/–4.7°S,与观察到的现今46°S,37.8°E的位置没有太大差别。这可以看做是Marion地幔柱在最近90 Ma以来相对地磁极基本没有移动的证据。随后Madagascar发生双峰式火山作用,该地幔柱 87.6 Ma开始在 Madagascar南部和 Marion岛之间形成了 Madagascar脊,岩浆作用持续了 6个百万年(Storey et al.,1995;Georgen et al.,2001;O’Neill et al.,2003)。

印度洋热点引起了广泛关注,有大量的年龄和古地磁资料可以约束其演化(表2,O’Neill et al.,2003)。Torsvik et al.(1998)认为Marion地幔柱起源于Madagascar西南部,年龄为83.6±1.6 Ma,据晚白垩世平均古地磁极得出其古经、纬度为 5.3°E和45.3°S。Duncan and Hargraves (1990)据 ODP 孔 115井(706、707和 715位置)报道了 Reunion热点轨迹的一致线年龄,Vandamme and Courtillot (1990)提供了这些地点的古地磁结果。Hofmann et al.(2000)补充并总结了德干(Deccan)高原玄武岩的年龄,平均年龄为65.5 Ma。Courtillot et al.(1986)提供了Deccan的古地磁结果。

Kerguelen热点被认为位于Kerguelen群岛之下,即 49°S,69.5°N(Frey et al.,2000),位于 Kerguelen 的北端。高原长2300 km,被分割为三个大的区域。 北部Kerguelen高原仅仅出露三个地点,即Kerguelen、Heard和 MacDonald岛。现今的火山中心就在北部Kerguelen高原和Heard及MacDonald岛上(Barling,1990)。年龄具有递进关系,近来分别在最北端的位置1140和1139(Duncan,2002)获得年龄为34 Ma和68 Ma。Duncan (2002)最近在中部高原获得(位置1138)100.4±0.7 Ma的年龄。南部高原逐渐加深,年龄为 118～119 Ma(位置 1136,Duncan,2002)和 110～112 Ma(位置 749和 750,Coffin,2002)。Elan Bank微大陆位于南部高原的西缘,是一个不早于124 Ma的微大陆残片。124 Ma时,印度次大陆正好位于Kerguelen地幔柱之上(Morgan,1981);Kerguelen高原对应着印度–澳大利亚板块上Broken高原(>95 Ma,Duncan,2002;Houtz et al.,1977),两者被东南印度洋中脊分割(O’Neill et al.,2003)。

4.3 洋中脊深部熔体供应方式

洋底的构造地貌主要受控于岩浆活动与构造活动的强弱对比,因此,深入了解洋中脊深部熔体供应方式对认识构造地貌的深部制约机制非常重要。通过地球物理手段,对洋中脊地幔布格重力异常(MBA)和 S波速度进行分析,可以建立洋中脊深部地壳和上地幔的密度(成分)结构和温度结构。玄武岩地球化学中Na8值可以反映在MgO含量为8%时低压分离结晶作用的程度,即可以用来判断洋中脊熔体供应的变化;粗粒斜方辉石组成也是地幔熔融程度的很好的指示剂(Wang et al.,2013)。西南印度洋相关研究表明,已有大尺度(>200 km)地球化学和地球物理异常支持上述一级分段(Sauter and Cannat,2010)。其中,Indomed和 Gallieni转换断层之间的MBA低值异常被认为是 Crozet热点和洋中脊发生相互作用所致(Sauter et al.,2009);Zhao et al.(2013)推测该段异常可能由拆离断层或海洋核杂岩导致,拆离断层为热液对流提供了通道。本文认为在Prince Edward与Discovery II转换断层之间的MBA低值异常可能是Madagascar脊与西南印度洋相互作用的结果。这一结果也与75 km深处层析成像揭示的较大的 S波负异常一致,为地幔热区的反映(Debayle et al.,2005)。同时,这两个异常洋中脊段的Na8值也相对较低,意味着地幔内较高的部分熔融。而Indomed和Discovery II转换断层之间Na8值较高(Cannat et al.,2008;Klein and Langmuir,1987)。从剪切波速度分析,在Gallieni转换断层以东沿轴发生递增,表明这段深部地幔较冷(Debayle and Lévêque,1997),Na8值也递增,这说明向东地幔部分熔融程度的降低和岩浆供应量的降低。Fe8含量变化与Na8含量变化是负相关,该段 Fe8变化反映了相同的岩浆供应特征(Klein and Langmuir,1987);正因如此,62°E 以东洋中脊火山活动较少。其他沿轴地球化学异常,如Sm/Yb或CaO/Al2O3比值,也支持Gallieni转换断层以西的轴下地幔温度较高这一结论(Font et al.,2007;Meyzen et al.,2003)。从Prince Edward转换断层以西,即连续的系列转换断层带部位相同的研究表明,该段洋中脊岩浆供应量具有向西递减;但再向西,正向超级扩张段岩浆供应量又突然增加,但岩浆供应量总体不如西南印度洋具有最厚地壳和热地幔的中段高。

表2 印度洋热点或海台年龄和古纬度统计(据O’Neill et al.,2003补充)Table2 Summary of age and paleolatitude data of hotspots or plateaus in the Indian Ocean

对于整个西南印度洋的岩浆供应模式,目前存在多种争论(Sauter and Cannat,2010)。但至少基于扩张速率和熔体量关系的洋中脊下地幔上升的绝热降压模式(White et al.,2001)、Bown and White (1994)的扩张速率相关联的岩石圈楔角角流模式和 Reid and Jackson (1981)角流模式都不适用于西南印度洋。White et al.(2001)提出的非集中式地幔上涌模式可以解释西南印度洋中部热地幔和东部冷地幔异常,但和地球物理和地球化学证据不一致。为此,Cannat et al.(2008)提出了一个非集中式地幔上涌的替代模式。然而这些模式都基于该区地幔源区在化学上和矿物组成上均一的这样一个假设。Niu and O’Hara(2008)提出地幔成分的不均一性也可以导致熔体生产率大尺度的变化。但这种地幔源区初始不均一性和相关熔融机制的研究主要集中在西南印度洋东西两端的对比(Sauter and Cannat,2010),中部没有详细讨论。

洋中脊是地球散热的主要场所,大约 70%的岩浆作用发生在这里(Standish and Sims,2010)。对于超慢速洋中脊轴部岩浆聚集(集中)过程(Sauter et al.,2004),正常情况下与快速、中速洋中脊轴部的岩浆集结过程集中式(浅表可达3 km的渠道式、管道式)喷发或溢出不同,占全球洋中脊 1/3的超慢速扩张脊的岩浆可能是沿着断裂系统弥散性喷发或溢流(Standish and Sims,2010),轴部大量断崖、后倾地幔块体和参差的海底地形也不允许浅表以渠道式溢流超过1 km以外。其过程主要受断裂孕育和生长过程制约,而且岩浆供应量小,扩张伸展导致超慢速扩张脊的增生过程不是受岩浆控制,而是表现为构造增生,因而超慢速扩张脊相对发育地幔橄榄岩。但是,这是一种正常状态。

西南印度洋中部的调查表明,它虽然是一个无岩浆增生脊段,但也存在大量的洋中脊构造-岩浆过程,主要是异常热的加入。这些异常热主要来源于地幔柱或热点与洋中脊的相互作用,其岩浆过程是深部和浅部两种动力控制的。以往都是将这些地段的台地或离轴火山当作是新的岩浆侵入,或者岩席侵入或侧向岩墙侵入,但西南印度洋很多离轴火山或台地,主要是早期死亡的热点造成的。当前只是从地球化学角度揭示了热点和洋中脊存在相互作用,但对相互作用的构造-岩浆细节过程并不清楚。西南印度洋的详细多波束资料似乎表明,当热点正位于洋中脊之上时,地幔柱岩浆可能沿超慢速洋中脊轴向迁移,从而表现在地形上以假断层为边界的楔形,一些岩浆迁移似乎也沿断裂分布,超慢速扩张脊的密集转换断层又可能是岩浆沿轴迁移的障碍,而且斜向扩张和厚而冷的岩石圈可大大降低岩浆活动。但是,数值模拟表明,一些断裂活动深达脆韧性转换带,岩浆易于沿轴部这个转换带沿轴发生深层迁移,同时浅部海洋核杂岩活动期间,拆离断层角度不断变小,地幔块体的挠曲导致渗透率增加,促进了超慢速扩张脊的岩浆集中和沿先存长寿命的高角度断裂就位(Buck et al.,2005;Tucholke et al.,2008),因而这个地段也是热液喷口发育和现代成矿作用正发生的地段。

5 结 论

通过以上综合研究,本文得出以下几点新认识:

(1)西南印度洋中段可以划分为 4个三级分段,从西向东分别被Prince Edwards 和Andrew Bain、Discovery II、Gallieni转换断层分割,分别反映为强热点–洋中脊相互作用的扩张脊、弱热点–洋中脊相互作用的扩张脊、正常超慢速扩张脊的三级构造地貌类型。每个三级分段可进一步划分为3～4个四级分段。本文侧重了Discovery II-Gallieni转换断层间四级分段的详细划分,其中第七级构造地貌单元有侧列式裂谷(剪切带)、雁列式裂谷、横断层带等构造分割。

(2)超慢速扩张脊一般来说岩浆活动急剧减小,甚至在部分区域完全缺失(Dick et al.,2003)。热源的减少限制了超慢速扩张洋中脊上热液喷口的出现机率。西南印度洋洋中脊中段热液喷口异常发育的原因是热点与洋中脊的相互作用,该区热点比较发育,洋中脊先后受Marion热点、Crozet热点、Conrad热点的影响,曾经经历了 3次洋中脊跃迁,时间分别为 80 Ma、60 Ma和40 Ma。

(3)西南印度洋存在多个多期热点与洋中脊相互作用的过程,地幔柱岩浆可能沿超慢速洋中脊轴向迁移,从而表现在地形上为假断层为边界的楔形,一些岩浆迁移似乎也沿断裂分布,超慢速扩张脊的密集转换断层又可能是岩浆沿轴迁移的障碍,而且斜向扩张和厚而冷的岩石圈可大大降低岩浆活动。

致谢:本文撰写了两年整,期间得到了很多专家的指点,悉尼大学Dietmar Müller教授和Sabin博士在2013年 9～11月李三忠访问悉尼大学期间给予的指导,中国科学院地质与地球物理研究所肖文交研究员和另两位匿名审稿人提出了建设性修改建议,在此一并致以特别感谢。

马宗晋,李存梯,高祥林.1998.全球洋底增生构造及其演化.中国科学(D辑),28(2):157–165.

阮爱国,李家彪,陈永顺,丘学林,吴振利,赵明辉,牛雄伟,王春龙,王显光.2010.国产I-4C型OBS在西南印度洋中脊的试验.地球物理学报,53(4):1015–1018.

张涛,林间,高金耀.2011.90 Ma以来热点与西南印度洋中脊的交互作用:海台与板内海山的形成.中国科学(D辑),41(6):760–772.

Acharyya S K.2000.Break up of Australia-India-Madagascar Block,opening of the Indian Ocean and continental accretion in Southeast Asia with special reference to the characteristics of the Peri-Indian collision zones.Gondwana Research,3(4):425–443.

Antretter M,Steinberger B,Heider F and Soel H.2002.Paleolatitudes of the Kerguelen hotspot:New paleomagnetic results and dynamic modeling.Earth and Planetary Science Letters,203:635–650.

Bach W,Banerjee N R,Dick H J B and Baker E T.2002.Discovery of ancient and active hydrothermal systems along the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge 10°–16°E.Geochemistry,Geophysics,Geosystems,3(7),doi:10.1029/2001GC000279.

Baines A G,Cheadle M J,Dick H J B,Scheirer A H,John B E,Kusznir N J and Matsumoto T.2007.Evolution of the Southwest Indian Ridge from 55°45'E to 62°E:Changes in plate boundary geometry since 26 Ma.Geochemistry,Geophysics,Geosystems,8(6),Q06022,doi:10.1029/2006GC001559.

Barling J.1990.Heard and McDonald Islands // Le-Masurier W E and Thomson J W.Volcanoes of the Antarctic Plate and Southern Ocean.Antarctic Research Series 48.AGU,Washington DC:435–441.

Ben-Avraham Z,Hartnady C J H and Roex A P L.1995.Neotectonic activity on continental fragments in the Southwest Indian Ocean:Agulhas Plateau and Mozambique Ridge.Journal of Geophysical Research,100(B4):6199–6211.

Bergh H W and Barrett D M.1980.Aghulas Basin magnetic bight.Nature,287:591-595.

Bernard A,Munschy M,Rotstein Y and Sauter D.2005.Refined spreading history at the Southwest Indian Ridge for the last 96 Ma,with the aid of satellite gravity data.Geophysical Journal International,162(3):765–778.

Bown J W and White R S.1994.Variation with spreading rate of oceanic crustal thickness and geochemistry.Earth and Planetary Science Letters,121:435–449.

Buck W R,Lavier L L and Poliakov A N B.2005.Modes of faulting at mid-ocean ridges.Nature,434:719–723.

Cannat M,Rommevaux-Jestin C,Sauter D,Deplus C and Mendel V.1999.Formation of the axial relief at the very slow spreading Southwest Indian Ridge (49° to 69°E).Journal of Geophysical Research,104:21825–21843.

Cannat M,Sauter D,Bezos A,Meyzen C,Humler E and Le Rigoleur M.2008.Spreading rate,spreading obliquity,and melt supply at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge.Geochemistry,Geophysics,Geosystems,9(4),DOI:10.1029/2007GC00y1676.

Chu D and Gordon R G.1999.Evidence for motion between Nubia and Somalia along the Southwest Indian Ridge.Nature,398:64–67.

Coffin M F,Pringle M S,Duncan R A,Gladczenko T P,Storey M,Müller R D and Gahagan L A.2002.Kerguelen hotspot magma output since 130 Ma.Journal of Petrology,43:1121–1139.

Courtillot V E,Besse J,Vandamme D,Montigny R,Jaeger J and Cappetta H.1986.Deccan flood basalts at the Cretaceous/Tertiary boundary? Earth and Planetary Science Letters,80:361–374.

Debayle E,Kennett B and Priestley K.2005.Global azimuthal seismic anisotropy and the unique plate motion deformation of Australia.Nature,433:509-512.

Debayle E and Lévêque J J.1997.Upper mantle heterogeneities in the Indian Ocean from waveform inversions.Geophysical Research Letters,24(3):245–248.

Dick H J B,Lin J and Schouten H.2003.An ultraslowspreading class of ocean ridge.Nature,426:405–412.

Duncan R A.1991.Age distribution of volcanism along aseismic ridges in the eastern Indian Ocean // Weissel J,Peirce J,Taylor E,Alt J,et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,121:507–517.

Duncan R A.2002.A time frame for construction of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge.Journal of Petrology,43:1109–1119.

Duncan R A and Hargraves R B.1990.40Ar/39Ar geochronology of basement rocks from the Mascarene Plateau,the Chagos Bank,and the Maldives Ridge // Duncan R A,Backman J,Dunbar R B and Peterson L C.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Res-ults,115:43–52.

Dyment J.1993.Evolution of the Indian Ocean triple junction and 49 Ma (Anomalies 28 to 21).Journal of Geophysical Research,98(B8),13,863–13,877.

Font L B J,Murton S and Tindle A G.2007.Variations in melt productivity and melting conditions along SWIR(70°E-49°E):Evidence from olivine-hosted and plagioclase hosted melt inclusions.Journal of Petrology,48(8):1471–1494.

Frey F A,Coffin M F,Wallace P J,Weis D,Zhao X,Wise S W,Wahnert V,Teagle D A H,Saccocia P J,Reusch D N,Pringle M S,Nicolaysen KE,Neal C R,Muller R D,Moore C L,Mahoney J J,Keszthelyi L,Inokuchi H,Duncan R A,Delius H,Damuth J E,Damasceno D,Coxall H K,Borre M K and Boehm F.2000.Origin and evolution of a submarine large igneous province:The Kerguelen Plateau and Broken Ridge,southern Indian Ocean.Earth and Planetary Science Letters,176:73–89.

Georgen J E,Lin J and Dick H J B.2001.Evidence from gravity anomalies for interactions of the Marion and Bouvet hotspots with the Southwest Indian Ridge:Effects of transform offsets.Earth and Planetary Science Letters,187:283–300.

Hofmann C,Feraud G and Courtillot V.2000.40Ar/39Ar dating of minerals separates and whole rocks from the Western Ghats lava pile:Further constraints on the duration and age of the Deccan Traps.Earth and Planetary Science Letters,180:13–27.

Houtz R E,Hayes D E and Markl R G.1977.Kerguelen Plateau bathymetry,sediment distribution and crustal structure.Marine Geology,25:95-130.

Inokuchi H and Heider F.1992.Paleolatitude of the Southern Kerguelen Plateau inferred from the paleomagnetic study of Late Cretaceous basalts // Wise J S W,Julson A P,Schlich R and Thomas E.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,120:89–98.

Kamesh R K A,Samudrala K,Drolia R K,Amarnath D,Ramachandran R and Mudholkar A.2012.Segmentation and morphology of the Central Indian Ridge between 3°S and 11°S,Indian Ocean.Tectonophysics,554:114–126.

Klein E M and Langmuir C H.1987.Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal chemistry.Journal of Geophysical Research,92(B8):8089–8115.

Klootwijk C T.1971.Paleomagnetism of the Upper Gondwana Rajmahal Traps,northeast India.Tectonophysics,12:449–467.

Klootwijk C T,Jeff S G,Peirce J W and Smith G M.1991.Constraints on the India-Asia convergence:Paleomagnetic results from Ninetyeast Ridge // Weissel J K,Peirce J W,Taylor E and Alt J.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,121.

Liang Y Y,Li J B,Li S J,Ruan A G,Ni J Y,Yu Z T and Zhu L.2013.The morphotectonics and its evolutionary dynamics of the central Southwest Indian Ridge (49° to 51°E).Acta Oceanologica Sinica,32(12):87–95.

Lin J,Purdy G M,Schouten H,Sempere J C and Zervas C.1990.Evidence from gravity data for focused magmatic accretion along the Mid-Atlantic Ridge.Nature,344:627-632,doi:10.1038/344627a0.

Livermore R A and Hunter R J.1996.Mesozoic seafloor spreading in the southern Weddell Sea // Storey B,King E C and Livermore R A.Weddell Sea Tectonics and Gondwana Break-up.Geological Society Special Publication,London,108(1):227–241.

Mahoney J J,Jones W B,Frey F A,Salters V J M,Pyle D G and Davies H L.1995.Geochemical characteristics of lavas from Broken Ridge,the Naturaliste Plateau and southernmost Kerguelen plateau:Cretaceous plateau volcanism in the southeast Indian Ocean.Chemical Geology,120:315–345.

Mahoney J,Nicollet C and Dupuy C.1991.Madagascar basalts tracking oceanic and continental sources.Earth and Planetary Science Letters,104:350–363.

Meyzen C M,Toplis M J,Humler E,Ludden J N and Mevel C.2003.A discontinuity in mantle composition beneath the southwest Indian Ridge.Nature,421:731–733.

Morgan W J.1981.Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian Oceans // Emiliani C.The oceanic lithosphere,the sea 7.New York:Wiley:443–487.

Müller R D,Royer J Y and Lawver L A.1993.Revised plate motions relative to the hotspots from combined Atlantic and Indian Ocean hotspot tracks.Geology,21:275–278.

Niu Y and O'Hara M J.2008.Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth:A new perspective.Journal of Petrology,49(4):633–664.

O'Neill C,Müller D and Steinberger B.2003.Geodynamic implications of moving Indian Ocean hotspots.Earth and Planetary Science Letters,215:151–168.

Patriat P,Sauter D,Munschy M and Parson L M.1997.A survey of the Southwest Indian Ridge axis between Atlantis II Fracture Zone and the Indian Triple Junction:Regional setting and large scale segmentation.Marine Geophysical Research,19:457–480,doi:10.1023/A:1004312623534.

Reid I and Jackson H R.1981.Oceanic spreading rate and crustal thickness.Marine Geophysical Reseach,5:165–172.

Royer J Y,Gordon R G and Horner-Johnson B C.2006.Motion of Nubia relative to Antarctica since II Ma:Implications for Nubia-Somalia,Pacific-North America,and India-Eurasia motion.Geology,34(6):501–504.

Royer J Y,Patriat P,Bergh H W and Scotese C R.1988.Evolution of the Southwest Indian Ridge from the late cretaceous (anomaly 34)to the middle Eocene (anomaly 20).Tectonophysics,155:235–260.

Sauter D and Cannat M.2010.The ultraslow spreading Southwest Indian Ridge // Rona P A,Devey C W,Dyment J and Murton B J.Diversity of hydrothermal systems on slow spreading ocean ridges.The American Geophysical Union Geophysical Monograph Series,188:153–173.

Sauter D,Cannat M,Meyzen C,Bezos A,Patriat P,Humler E and Debayle E.2009.Propagation of a melting anomaly along the ultraslow Southwest Indian Ridge between 46°E and 52°20'E:Interaction with the Crozet hotspot? Geophysical Journal International,179:687–699.

Sauter D,Carton H,Mendel V,Munschy M,Rommevaux-Jestin C,Schott J J and Whitechurch H.2004.Ridge segmentation and the magnetic structure of the Southwest Indian Ridge (at 50°30'E,55°30'E and 66°20'E):Implications for magmatic processes at ultraslowspreading centers.Geochemistry,Geophysics,Geosystems,5,doi:10.1029/2003GC000581.

Sauter D,Parson L,Mendel V,Rommevaux-Jestin C,Gomez O,Briais A,Me´vel C and Tamaki K.2002.TOBI sidescan sonar imagery of the very slow-spreading Southwest Indian Ridge:Evidence for along-axis magma distribution.Earth and Planetary Science Letters,199:81–95.

Sauter D,Patriat P and Rommevaux-Jestin C.2001.The Southwest Indian Ridge between 49°15'E and 57°E:Focused accretion and magma redistribution.Earth and Planetary Science Letters,192:303–317.

Sclater J G,Fisher R L,Patriat P,Tapscott C R and Parsons B.1981.Eocene to recent development of the southwest Indian Ridge,a consequence of the evolution of the Indian Ocean triple junction.Geophysical Journal Royal Astronomical Society,64:587–604.

Sempere J C,Lin J,Brown H S,Schouten H and Purdy G M.1993.Segmentation and morphotectonic variations along a slow-spreading center:The Mid-Atlantic Ridge 24°–30°40′N.Marine Geophysical Reseach,15:153–200.

Smith W H and Sandwell D T.1997.Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings.Science,277:1956–1962.

Stamps D S,Calais E,Saria E,Hartnady C,Nocquet J M,Ebinger C J and Fernandes R M.2008.A kinematic model for the East African Rift.Geophysical Research Letters,35.L05304,doi:10.1 029/2007GL032781.

Standish J J and Sims K W W.2010.Young off-axis volcanism along the ultraslow-spreading Southwest Indian Ridge.Nature Geoscience,3:286–292.

Storey M,Mahoney J J,Saunders A D,Duncan R A,Kelley S P and Coffin M F.1995.Timing of hot spot-related volcanism and the breakup of Madagascar and India.Science,267:852–855.

Tao C H,Lin J,Guo S Q,Chen Y J,Wu G H,Han X Q,German C R,Yoerger D R,Zhou N,Li H M,Su X and Zhu J.2012.First active hydrothermal vents on an ultraslow-spreading center:Southwest Indian Ridge.Geology,40:47–50.

Torsvik T H,Tucker R D,Ashwal L D,Eide E A,Rakotosolofo N A and de Wit M J.1998.Late Cretaceous magmatism in Madagascar:Palaeomagnetic evidence for a stationary Marion hotspot.Earth and Planetary Science Letters,164:221–232.

Tucholke B E,Behn M D,Buck W R and Lin J.2008.Role of melt supply in oceanic detachment faulting and formation of megamullions.Geology,36:455–458.

Tucholke B E and Lin J.1994.A geological model for the structure of ridge segments in slow spreading ocean crust.Journal of Geophysical Research,99:11957–11958.

Vandamme D and Courtillot V.1990.Paleomagnetism of Leg 115 basement rocks and latitudinal evolution of the Reunion hotspot // Duncan R A,Backman J,Dunbar R B and Peterson L C.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,115:111–118.

Wang W,Chu F Y,Zhu J H,Dong Y H,Yu X,Chen L and Li Z G.2013.Mantle melting beneath the Southwest Indian Ridge:Signals from clinopyroxene in abyssal peridotites.Acta Oceanologica Sinica,32(12):50–59.

White R S,Minshull T A,Bickle M J and Ronbinson C J.2001.Melt generation at very slow-spreading oceanic ridges:Constraints from geochemical and geophysical data.Journal of Petrology,42(6):1171–1196.

Whitechurch H,Montigny R,Sevigny J,Storey M and Salters V.1992.K-Ar and40Ar-39Ar ages of central Kerguelen Plateau basalts // Wise SW,Schlich R,et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,120:71–77.

Zhang T,Lin J and Gao J Y.2011.Interactions between hotspots and the Southwest Indian Ridge during the last 90 Ma:Implications on the formation of oceanic plateaus and intra-plate seamounts.Science in China-Earth Science,doi:10.1007/s11430-011-4219-9.

Zhao M H,Qiu X L,Li J B,Sauter D,Ruan A G,Chen J,Cannat M,Singh S,Zhang J Z,Wu Z L and Niu X W.2013.Three-dimensional seismic structure of the Dragon Flag oceanic core complex at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge (49º39′E).Geochemistry,Geophysics,Geosystems,14:4544-4563,doi:10.1002/ggge.20264.

Zhou H Y and Dick H J P.2013.Thin crust as evidence for depleted mantle supporting the Marion Rise.Nature,494:195–200.