晚白垩世以来白令海构造成因及大地构造演化

刘松峰 杨楚鹏 鞠东 熊量莉 李学杰

研究论文

晚白垩世以来白令海构造成因及大地构造演化

刘松峰1,2杨楚鹏1,2鞠东1熊量莉1李学杰1

(1自然资源部中国地质调查局广州海洋地质调查局, 广东 广州 510760;2南方海洋科学与工程广东省实验室(广州), 广东 广州 511458)

白令海是西北太平洋最大的边缘海, 形成历史跨越整个新生代, 其构造成因和演化对西太平洋边缘海的研究具有重要意义。晚白垩世以来, 白令海处于北太平洋消减、北冰洋扩张和北美板块总体向西南运动的大地构造体系。通过总结白令海区域最新地球物理、岩石地球化学和年代学等方面的关键地质证据认为: (1)晚白垩世至早始新世, 古太平洋板块(库拉板块)沿白令海陆架边缘-阿拉斯加半岛南缘向北俯冲; (2)始新世, 太平洋板块转向导致俯冲跳跃至阿留申岛弧, 库拉板块残余形成阿留申海盆, 经历复杂的构造变形变质作用形成希尔绍夫海岭的雏形; (3)晚始新世至渐新世, 阿留申海盆向鲍尔斯海岭下俯冲形成鲍尔斯岛弧, 弧后扩张形成鲍尔斯海盆; (4)中新世, 太平洋板块斜向俯冲到阿留申岛弧之下, 形成右行走滑断裂, 发生板片撕裂软流圈上涌, 导致堪察加海盆打开。

边缘海 白令海 阿留申海盆 捕获板块 构造演化

0 引言

白令海位于北美板块和太平洋板块交汇的大地构造位置, 由水深小于200 m的浅海陆架区和水深3 000～4 000 m的深海海盆区组成(图1a), 是西北太平洋最大的边缘海, 其形成历史跨越了整个新生代[1]。白令海南部由阿留申岛弧与太平洋分隔, 西北侧堪察加和科里亚克高原属于大陆增生-碰撞造山带, 西部为俯冲-增生-岛弧体系[2-3], 东北侧是阿拉斯加火山半岛(图1a)。白令海深海海盆主要由阿留申海盆、鲍尔斯海盆和堪察加海盆组成, 分别被位于海盆西部的希尔绍夫海岭和南部的鲍尔斯海岭分隔(图1b)。

自20世纪中叶, 地质学家开始对白令海的内部深海盆地和浅海海岭以及阿留申岛弧进行科学考察, 开展了海底地形地貌、磁异常条带、重力异常值、海盆热流值和地壳深部结构等综合观测。早期研究由于基础地质-地球物理方面调查程度相对较低, 只能依靠单方面的研究提出相应的假说, 缺乏综合全面的地质-地球物理分析, 由此造成白令海成因和构造演化认识存在争议。目前, 白令海仍缺乏原位的洋壳样品[4], 其成因有弧后盆地说[5]和“捕获说”[1,6-7]两种模式争论。白令海内部的希尔绍夫海岭和鲍尔斯海岭的成因假说较多, 有外来岛弧/地体说[8]、热点成因(OIB)[9]、原地岛弧说[10-12]、地幔柱成因[13]和强烈构造变形成因[14]等等。鲍尔斯海盆和堪察加海盆也有捕获海盆[6]、弧后盆地[10-12,15]和走滑拉分盆地[16-17]等不同观点。

2009年以来, 国际大洋钻探(IODP)323航次、德国索纳尔SO201-1b和SO249航次和美国MGL1111航次等获得了一批珍贵的地质-地球物理数据以及拖网和钻探岩心样品(图1b、图2), 在地球化学、年代学和地球物理等方面取得了卓有成效的研究成果[11,14,18-20]。因此, 本文试图梳理前人对白令海区域最新关键年代学、地球化学和地球物理方面的证据, 来综合全面讨论晚白垩世以来白令海各构造单元的成因与大地构造演化, 以期获得更加清晰的认识, 并希望对极地地质和西太平洋边缘海的研究提供一定的启示。

1 白令海区域地质特征

1.1 白令海陆架

白令海陆架边缘从阿拉斯加半岛延伸1 500 km到西伯利亚东部, 陆坡水深200～2 800 m, 包括几个深切峡谷, 发育地垒、地堑结构和一系列的基岩海岭及狭窄的盆地。地震反射资料表明, 在白令海陆坡下存在厚9～10 km的沉积物增生楔[21](图3)。

白令海陆架边缘中部和北部有弧状火山脊。拖网获得喷出岩样品类型主要为拉斑到钙碱性系列玄武岩、玄武安山岩、安山岩和少量的英安岩、流纹岩, 侵入岩为穿插蛇纹石化橄榄岩的石英闪长岩脉, 全岩地球化学特征类似于阿留申岛弧[6]。通过斜长石K-Ar法获得喷出岩成岩年龄在54～50 Ma之间, 锆石U-Pb法获得侵入岩石英闪长岩脉年龄为53 Ma, 与K-Ar法年龄一致[6,21]。

图1 a)白令海大地构造位置简图[1]; b)白令海主要地质单元和钻孔分布图[18,22]

Fig.1. a) Tectonic map of the Bering Sea[1]; b) Index map of the main geological units and drilled wells distribution in the Bering Sea[18,22]

1.2 阿留申海盆

阿留申海盆中央以连续沉积厚4 km的沉积物为特征, 向盆地边缘厚度增加, 在科里亚克、白令海陆架和鲍尔斯海岭东北部, 厚度大于9 km, 局部在6 km左右[23](图3)。海盆内存在多条近南北向的磁异常条带, 据此判断其为洋壳属性, 形成于早白垩世[24](图2a)。阿留申海盆中央及东南侧热流值为53～62 mW·m−2, 比早白垩世洋壳的热流值稍高, 相当于晚白垩世洋壳热流值(在分析洋壳热流值和对应形成年龄时, 应去除上覆沉积物生热或保温的影响), 而盆地最北边热流值稍低, 为43～53 mW·m−2 [1]。海盆内地壳平均厚度在14～16 km, 相对堪察加海盆地壳厚2～3 km[23]。

图2 a)白令海地形地貌、磁条带[5]和b)重力异常分布图[25]. 白色线和橙色虚线分别为磁异常条带和维特隆起区(Vitus Arch). 黑线和白点代表多波束测线和海底地震仪分布[19]

Fig.2. a) Seafloor bathymetry and onshore topography[5]and b) gravity anomaly map[25]of the Bering Sea. White lines and orange dashed line mark magnetic lineations and Vitus Arch, respectively. Black lines show wide-angle profiles, with ocean bottom seismometer (OBS) positions displayed by white circles[19]

由于水深和巨厚沉积物的覆盖, 洋壳基岩钻探难度较大。目前阿留申海盆内仍缺乏直接的洋壳样品, 仅格罗玛挑战者号19航次190站位钻孔获得最古老的沉积物, 时代为早中新世-渐新世[1,4](图1)。至今获得的有可能代表阿留申洋壳的样品是希尔绍夫海岭上的斜长角闪岩, 通过锆石U-Pb SHRIMP–II法获得该样品的精确成岩年龄为(73.0±1.4) Ma, 形成于晚白垩世[14]。

1.3 鲍尔斯海盆

鲍尔斯海盆水深3 900 m左右, 沉积物厚度约2.0～2.5 km(图3)。海盆内分布着北北西向的磁异常条带, 指示海盆形成时代可能为始新世至渐新世[5]。其热流值约75 mW·m−2, 明显高于阿留申海盆, 低于堪察加海盆, 表明其形成时代介于两者之间。该海盆洋壳厚度为10～12 km, 但海盆内中央莫霍面升高2～3 km[23]。目前, 鲍尔斯海盆仍缺乏直接的洋壳样品, 仅获得洋壳上覆最老沉积物的年龄为渐新世[5]。

1.4 堪察加海盆

堪察加海盆又叫科曼多尔斯基海盆, 水深3 600～3 900 m, 沉积物覆盖厚度不均匀仅1～2 km, 向堪察加半岛和科里亚克陆坡沉积物厚度增大, 但不超过2 km(图3)。海盆内存在近北东向和南北向的伸展构造, 被4条北西向大型右行走滑断裂带(由南向北依次为白令、阿尔法、伽玛和德尔塔断裂)分割[26]。在大型走滑断列带之间存在一系列近南北向磁异常条带, 根据磁异常条带判断海盆打开的时间在早中新世(21 Ma)[26]。堪察加海盆热流值在93～170 mW·m−2之间变化, 堪察加岛北侧Piip火山附近最大达220～230 mW·m−2 [26]。依据地震资料, 海盆洋壳第二层比一般洋壳要厚, 而第三层仅相当于一般洋壳的二分之一, 但海盆地壳的总厚度和一般洋壳厚度相当[23]。

格罗玛挑战者号19航次191钻孔(900 m深)获得上部上新世至更新世的沉积物, 下部没有获得沉积物样品, 钻孔钻到拉斑玄武岩停止, 获得玄武岩K-Ar年龄为9.8 Ma[27]。

1.5 鲍尔斯海岭

鲍尔斯海岭从阿留申岛弧中部向北成弧状凸出, 向西和西南延伸至希尔绍夫海岭最南端, 随延伸方向海岭的高度降低、宽度变窄。鲍尔斯海岭面向阿留申海盆的一侧坡度较陡, 面向鲍尔斯海盆的一侧坡度适中。海岭上东侧沉积物厚度约0.7～0.9 km, 局部有基岩出露, 两侧沉积物为非对称分布(图3)。地震资料显示, 沿鲍尔斯海岭北缘存在类似海沟的构造, 被中新世厚度达8～9 km的沉积物覆盖[15]。鲍尔斯海岭热流值在80～85 mW·m−2之间, 地壳厚度为15～28 km, 平均厚度约25 km[1,15]。

图3 白令海沉积物厚度分布图[20]

Fig.3. Sediment thickness distribution maps in the Bering Sea[20]

1970年斯克利普斯海洋研究所(美国加利福尼亚)在鲍尔斯海岭北坡拖网获得安山质角砾岩, 但由于蚀变严重难以测年[7]。2009年索纳尔SO201-1b航次在海岭的西北部拖网获得安山岩样品[11], 同年IODP323航次在U1342钻孔获得基底火山岩样品[11-12]。通过对获取样品的岩石学和全岩地球化学研究表明, 鲍尔斯海岭基底主要由玄武岩-安山岩组成, 属中-高钾钙碱性系列岛弧火山岩, 并具有埃达克岩地球化学特征, 西侧鲍尔斯海山含橄榄石玄武岩具有弱岛弧微量元素特征和MORB-like型同位素组成[11-12,28]。通过40Ar/39Ar年代学获得索纳尔SO201-1b航次鲍尔斯海岭5个年龄分别为(32.3±2.0)、(29.4±0.5)、(28.4±1.7)、(27.9±0.5)、(26.0±0.7) Ma和2个西侧鲍尔斯海山的年龄为(24.4±0.8)、(22.2±2.7)Ma[11]; 获得IODP323航次钻孔U1342A 2个年龄为(32.4±1.0)、(26.8±2.6) Ma和钻孔U1342B 5个年龄分别为(33.9±1.1)、(27.7±1.7)、(27.2±1.0)、(26.8±0.4)、(26.1±0.3) Ma[12], 表明鲍尔斯海岭形成时代主要分为34～32 Ma和28～26 Ma 2个阶段, 其西侧鲍尔斯海山形成于24～22 Ma[11-12]。

1.6 希尔绍夫海岭

希尔绍夫海岭北接奥莱尤托斯基半岛(Olyu­torsky Peninsula), 南端逐渐平滑地向鲍尔斯海岭方向延伸, 由北向南延伸约550 km。希尔绍夫海岭与北部奥莱尤托斯基半岛没有碰撞有关的地质记录, 为断层分割[1]。该海岭具有非对称结构, 东侧缓坡覆盖2～3 km的沉积物, 而西侧沉积物厚度仅为东侧的一半(约1～2 km), 并且两侧沉积物的厚度变化不具有海沟特征[23](图3)。希尔绍夫海岭基底表面并不平整, 有些地方基岩直接暴露在陡坡上, 尤其是西侧。地震资料显示, 希尔绍夫海岭存在南北向的中央峡谷, 由一系列逆冲断层分隔, 断层面倾向阿留申海盆, 中央峡谷内充填中新世以后未变形的沉积物[29](图4)。希尔绍夫海岭北部和中部的热流值为51～68 mW·m−2, 最南端可达77～78 mW·m−2, 根据热流值判断, 北部和中部形成于晚白垩世, 最南端形成于早渐新世[15]。希尔绍夫海岭地壳厚度达18 km[30]。

1975年第一次在希尔绍夫海岭的西南端拖网取样, 获取了表层带有锰结壳的安山岩, 通过斜长石K-Ar法获得这些岩石的形成年龄为27.8 Ma[7,23]。1982年门捷列夫调查船第29航次获取了希尔绍夫海岭相对完整的地质数据[1]。在海岭的西北侧, 拖网主要获得3类样品: (1)斜长角闪岩、辉绿岩、辉长岩和玄武岩; (2)深水硅质岩、硅质泥岩、凝灰质陆源沉积物, 根据所含放射虫残骸, 其时代分别是中-晚三叠世(?)、晚白垩世和早古新世; (3)浅海或滨海硅藻凝灰岩、凝灰质(砂、砾)岩, 其时代根据残留的硅藻确定为渐新世和晚中新世, 此外, 还有绿片岩和糜棱岩[31]。其中斜长角闪岩(原岩辉长岩)地球化学特征具有洋壳属性, 变质P-T条件达到高温绿片-角闪岩相(压力>6 kbar, 温度450～500℃), 角闪石K-Ar法获得其变质年龄为47 Ma,而锆石U-Pb SHRIMP-II法获得其年龄为(73.0± 1.4) Ma, 形成于晚白垩世[14]。2016年德国的索纳尔SO249航次在希尔绍夫海岭中西部DR112和DR114两处拖网获得基性-超基性岩(图1b), 包括辉石岩、变辉长-辉绿岩、角闪石片岩和蛇纹岩等, 属于蛇绿岩组合, 其原岩可能代表阿留申海盆洋壳[32]。

图4 希尔绍夫海岭地质构造剖面图[1]

Fig.4. Geological section across the Shirshov Ridge[1]

1.7 阿留申岛弧

阿留申岛弧是白令海的南部边界, 从阿拉斯加半岛成弧状延申至堪察加半岛, 长约2 200 km, 宽160～225 km, 可分为3段(图1)。东段为阿拉斯加半岛以东, 是古生代到新生代形成的复杂洋-陆增生弧。西段为Buldir岛向西到堪察加半岛, 两者之间为中段, 西段和中段是新生代形成的洋内弧[22,33-34], 岩石剖面可分为下、中、上3部分。下部基底由大量的火山岩和少量的侵入岩组成, 形成时代早于37 Ma[33]。中部由渐新世和中新世(约37～5.3 Ma)粗粒到细粒的火山碎屑岩组成, 局部有侵入岩(辉长岩、石英闪长岩、闪长岩和花岗闪长岩), 变形弱于基底岩石[35]。上部由中新世至全新世(小于5.3 Ma)未变形的火山岩和火山碎屑岩组成, 并且首次在Adak岛发现了埃达克岩[35]。

值得关注的是, 太平洋板块向阿留申岛弧之下俯冲, 在不同的位置俯冲速率和角度不同(图1)。东段阿拉斯加海湾俯冲速率为57 mm·a−1, 到阿留申岛弧中段增加到72 mm·a−1, 西段为77 mm·a−1[36-38]。在阿留申岛弧中段, 俯冲方向近垂直于板块边界, 向西俯冲方向和板块边界夹角逐渐变小, 到阿留申岛弧最西端几乎近平行关系, 由斜向俯冲过渡到剪切作用, 因此产生了大规模的右行走滑断裂(图1)。

传统推测阿留申岛弧形成最老的年龄在55～50 Ma, 但尚未发现55～50 Ma的样品[1,4]。目前发现最老的玄武岩年龄为约46 Ma, 分别是在阿留申岛弧中部基斯卡岛(Kiska Island)附近拖网获得的玄武岩[(46.3±0.9) Ma,40Ar-39Ar法][20]和在最西端Medny岛的低钾拉斑玄武岩[(46.2±1.5) Ma,40Ar-39Ar法][39]。此后, 阿留申岛弧火山活动主要集中在38～29 Ma、16～11 Ma和10～6 Ma 3个阶段[20]。

2 讨论

不同大地构造背景下产生的地质体往往具有明显差异的岩石组合和地球化学特征, 因此, 根据钻探或拖网获得的样品可判断相应地质体是否属海底扩张形成的洋壳(MORB)、俯冲相关的岛弧(Arc)或热点成因的洋岛(OIB)[40]。相比之下, 大洋钻探样品是新鲜、原位、具代表性的, 而拖网样品往往蚀变严重, 来源也不确凿, 尤其在极地地区岩石可能随浮冰迁移(冰筏沉积)。海洋地质构造成因的判断, 往往需要系统的岩石学、地球化学、地球物理、变形变质及运动学等方面的综合分析。

海底磁异常条带是在海底扩张熔岩降温过程中被地磁场磁化保留的, 根据其剩余磁性可以判断洋壳的形成时代。洋壳形成后是逐步降温的过程, 年轻的洋板片热流值较高, 而老的洋壳其热流值相对较小, 但在分析洋壳热流值和对应形成年龄时, 应考虑上覆沉积物生热或保温条件的影响[29]。同位素定年方法可以获得精确的绝对年龄, 相较于磁异常条带和热流值定年更可靠, 对于玄武岩主要通过K-Ar法和Ar-Ar法定年, 辉长岩及中酸性岩以锆石U-Pb同位素定年为主。海洋地质年代学通过磁异常条带、热流值和同位素定年等方法, 获得主要地质体相对或绝对的地质年龄以确定年代学格架, 是讨论区域构造演化的前提。

2.1 白令海各单元构造成因

白令海区域的构造成因主要有弧后盆地说[5]和“捕获说”[1,6-7]两种成因模式。白令海不是阿留申岛弧的弧后盆地, 首先, 阿留申海盆磁异常条带展布特征与近东西向的俯冲海沟明显不协调; 其次, 阿留申海盆磁异常条带和热流值显示其形成于早白垩世到晚白垩世, 明显早于阿留申岛弧启动时间(46 Ma)。Cooper等[5]基于近南北向的磁异常条带和海底变形特征, 提出位于阿留申海盆中央存在北东-南西走向的伸展构造维特隆起区(Vitus Arch)(图2a), 认为其是在早古近世由阿留申海盆的左行剪切走滑形成, 可能代表弧后洋底扩张中心。但是, Christesona和Barth[19]通过美国MGL1111航次在维特隆起区进行一系列的OBS探测, 表明该区域海盆内洋壳的厚度和结构并没有变化, 不支持弧后盆地模式。

大部分地质学者认为白令海属捕获古太平洋板块(库拉板块)的一部分[1,7,24], 主要有以下几方面原因: 第一, 上述证据已经证明阿留申海盆不是阿留申岛弧的弧后盆地; 第二, 在白令海陆架边缘存在54～50 Ma的火山岛弧和古俯冲带, 而阿留申岛弧形成于46 Ma或稍早, 稍早的原因是阿留申岛弧并没有发现类似IBM (Irn-Bonin- Mariana)岛弧上代表俯冲初始阶段的玻安岩, 说明在50～46 Ma之间, 太平板块俯冲带可能沿洋壳构造薄弱带发生了跳跃; 第三, 皇帝-夏威夷岛链研究表明, 太平洋板块在约47.5 Ma发生转向造成区域上构造重新调整[41-43]; 与此时间相当, 阿留申海盆西部的奥莱尤托斯基岛弧(Olyu­torsky Arc)与大陆碰撞[7]。因此, 在阿留申岛弧俯冲启动之前, 古太平洋板块沿白令海陆架边缘-阿拉斯加半岛南缘俯冲, 经过构造调整太平洋板块俯冲跳跃到现今阿留申岛弧之下, 而残留的库拉板块正是现在的阿留申海盆[6]。但是, 有一个问题值得思考, 为什么阿留申岛弧46 Ma以来没有形成相应的弧后盆地。

鲍尔斯海岭的成因主要有以下几种成因模型: 1)外来岛弧/地体, 白垩纪在古太平洋板块北部形成, 向北迁移至现今位置被阿留申岛弧捕获[8]; 2)热点成因(OIB), 属于90～80 Ma形成的皇帝-夏威夷岛链北部的残留[9]; 3)原地岛弧, 由阿留申海盆俯冲成因[7,10-12]。2009年IODP323航次U1342钻孔获得基底火山岩样品和索纳尔SO201- 1b航次拖网样品测试分析表明, 鲍尔斯海岭是形成于渐新世(34～32 Ma, 28～26 Ma)的火山岛弧[11], 并非洋岛特征, 其形成时代晚于阿留申岛弧和皇帝-夏威夷岛链北部的残留时代(90～80 Ma), 可以排除外来岛弧/地体和热点的成因。鲍尔斯海岭更合理的解释是渐新世阿留申海盆向南西俯冲原地形成的火山岛弧, 其北侧存在8～10 km的中新世沉积物覆盖的海沟, 而动力来源可能与太平洋板块向阿拉斯加半岛俯冲产生右行走滑挤出构造[10]和北美洲板块向西南移动有关[44]。

鲍尔斯海岭北侧中-基性钙碱性岛弧火山岩(32～26 Ma)具有埃达克岩的特征(高Sr/Y、La/Yb和Dy/Yb值, 低Y和Yb值), 而西侧鲍尔斯海山含橄榄石玄武岩(24～22 Ma)具有弱岛弧微量元素特征和MORB-like型同位素组成, 表明鲍尔斯海山形成时代稍晚于鲍尔斯海岭且受俯冲作用影响较小。Wanke等[11]排除了下地壳重熔、年轻的热板片俯冲成因, 提出鲍尔斯海岭下高度的斜向俯冲(Oblique Subduction)可能伴有板片撕裂的模式, 即俯冲方向不是垂直于鲍尔斯岛弧而是偏向西侧, 鲍尔斯海山可能是俯冲过程中软流圈沿板片上涌或者鲍尔斯海盆打开时形成的减压熔融引起。

鲍尔斯海盆并非古太平洋板块(库拉板块)的一部分, 而是在白令海内部形成的弧后盆地。虽然鲍尔斯海盆没有获得直接的洋壳样品, 但是根据磁异常条带和热流值判断, 大致形成于始新世到渐新世, 时代与鲍尔斯岛弧相当, 其成因是阿留申海盆向鲍尔斯岛弧下俯冲形成的弧后盆地[10-12,15]。

由于缺乏地质时代、地球化学和地球物理资料, 希尔绍夫海岭的成因错综复杂, 至今尚没有可信服的成因模式[9,13]。1975年在希尔绍夫海岭拖网获得的27.8 Ma安山岩, 是岛弧成因的主要依据[7,23]。但是该安山岩是否是原位产出争议较大, Cooper等[5]认为其类似于奥莱尤托斯基地区白垩纪和新生代的火山岩, 但不能确定是否是原位, 被解释成随浮冰漂移的产物。Scholl[7]同样认为该拖网样品并不是位于希尔绍夫海岭上, 实际上是位于堪察加海盆走滑断裂的海山上或者可能是中新世堪察加海盆形成时在阿留申岛弧上断离下来的碎片。Steinberger和Gaina[9]提出希尔绍夫海岭是90～80 Ma形成的皇帝-夏威夷岛链北部的残留。也有学者提出希尔绍夫海岭类似于鲍尔斯海岭, 是阿留申海盆俯冲形成的岛弧[10-12]。

根据1982年门捷列夫调查船第29航次和2016年德国的索纳尔SO249航次获取的资料, 希尔绍夫海岭实际上是强烈变形变质的阿留申海盆洋壳, 其精确的形成时代为73 Ma, 变质年龄为47 Ma[14,32]。希尔绍夫海岭为洋壳特征, 两侧均不存在类似海沟的俯冲结构, 因此, 其不可能是热点和岛弧成因。

希尔绍夫海岭上覆的晚白垩世至始新世沉积物经历了强烈的构造变形, 渐新世的沉积物变形程度弱, 而中新世的沉积物没有变形记录[1]。另外, 早渐新世的浅水沉积表明, 该海岭的形态学结构, 在堪察加海盆打开(21 Ma)之前就已经存在[26]。希尔绍夫海岭发育逆冲断层系统, 斜长角闪岩变质年龄为47 Ma, 变质P-T条件达到高温绿片-角闪岩相, 说明该海岭经历了强烈的变形变质事件。以上地质事实表明希尔绍夫海岭经历了多期次构造变形作用, 而渐新世(47 Ma)是最强烈的一期。希尔绍夫海岭和北部奥莱尤托斯基半岛没有与碰撞有关的地质记录, 为断层分割, 可排除碰撞导致其变形的原因[1]。在区域上有3次构造事件对希尔绍夫海岭影响较大: 一是47.5 Ma太平洋板块的转向, 二是阿留申海盆向鲍尔斯海岭下俯冲, 三是堪察加海盆的打开。在时间上, 斜长角闪岩的变质时间(47 Ma)、地层强烈变形时代与太平洋板块转向时间(47.5 Ma)基本一致, 因此, 其形态学结构最早强烈变形变质的原因很可能与太平洋板块的转向有关, 由阿留申海盆经历复杂的构造变形作用形成[14], 而新近纪希尔绍夫海岭形成的不对称结构, 与堪察加海盆的打开有关[32]。

堪察加海盆磁异常条带显示打开时间为21 Ma, 洋壳玄武岩形成于9.8 Ma, 在白令海3个海盆中最年轻, 因此, 堪察加海盆同样是在白令海内部形成。但堪察加海盆的成因不是弧后扩张成因, 因为希尔绍夫海岭不具岛弧特征。堪察加海盆独特的是在其内部存在近北东向和南北向伸展构造, 并被4条北西向大型右行走滑断裂带分割(图5a), 说明该海盆的打开与大型的右行走滑断裂有关。Yogodzinski等[16]提出在阿留申岛弧的中西部太平洋板块斜向俯冲到阿留申岛弧之下, 在Buldir岛和Attu岛之间由于俯冲角度的不同产生了板片撕裂, 导致埃达克质火山岩的喷发[16-17](图5b)。因此, 堪察加海盆打开的动力来源于太平洋板块斜向俯冲过程中产生的右行走滑断裂, 板片撕裂导致伸展环境软流圈上涌, 形成走滑拉分海盆, 由南向北逐渐打开。

希尔绍夫海岭南端和鲍尔斯海岭西端在形态上均有明显的凸向变化且平滑过渡(图1b), 但是两者构造成因并不相同。本文认为希尔绍夫海岭南端向东平滑过渡的原因, 主要是受太平洋板块斜向俯冲形成的右行走滑断裂影响, 而鲍尔斯海岭西端向西南凸起的原因是阿留申海盆向鲍尔斯海岭下斜向俯冲造成。另外, 在阿拉斯加半岛右行走滑挤出构造和北美洲板块向西南移动构造背景下, 是否存在阿留申海盆曾发生过逆时针旋转, 从而导致磁异常条带走向与俯冲海沟不协调的可能性？本文认为这种可能性不大, 因为来自东北方向的应力已主要通过阿留申海盆向鲍尔斯海岭下俯冲和阿留申海盆内西侧右行走滑断裂带释放。

2.2 白令海区域构造演化

晚白垩世以来白令海区域南侧受到太平洋板块总体向北北西或北西俯冲影响, 北侧处于北冰洋扩张和北美板块总体向西南运动的构造体系[1,44], 在约47.5 Ma太平洋板块转向对白令海构造演化产生了重要改变[1, 9, 45]。通过总结前人对白令海区域最新关键年代学、地球化学和地球物理方面的证据, 分析白令海各构造单元的成因, 认为白令海区域主要经历以下演化阶段(图6)。

图5 a)太平洋板块向北俯冲于阿留申岛弧中部之下和向西俯冲于堪察加半岛之下, 发生板片撕裂的三维模式图[16]; b)堪察加海盆成因模式图[17]

Fig.5. a) Three-dimensional drawing model showing a torn Pacific plate subducting to the north beneath the central Aleutian Arc and to the west beneath Kamchatka Peninsula[16]; b) Tectonic cartoon for the origin of the Komandorsky Sea basin[17]

1)晚白垩世至早始新世(68～50 Ma)(图6a), 古太平洋板块(库拉板块)沿白令海陆架边缘-阿拉斯加半岛南缘向北俯冲, 形成阿拉斯加-白令海陆架大陆边缘弧。在库拉板块-太平洋板块转换断裂带西侧, 太平洋板块俯冲形成一系列的岛弧、弧后盆地和岛弧地体, 陆续增生-拼贴到勘察加半岛。

2)始新世(50～34 Ma)(图6b), 在约47.5 Ma太平洋板块发生转向导致俯冲带跳跃至阿留申岛弧。库拉板块残余被阿留申岛弧“捕获”, 形成阿留申海盆, 与此同时导致了希尔绍夫海岭强烈的变形变质作用(47 Ma)[7,40-41]。奥利托尔斯基岛弧地体此时或稍早碰撞-拼贴到堪察加半岛之上, 而阿留申海盆经历复杂的构造变形作用形成了希尔绍夫海岭的雏形。

图6 白令海区域晚白垩世以来构造演化模式图. a) 68～50 Ma; b) 50～34 Ma; c) 34～26 Ma; d) 21～6 Ma[1,4]

Fig.6. Paleotectonic reconstructions of the Bering Sea region since the Late Cretaceous. a) 68～50 Ma; b) 50～34 Ma; c) 34～26 Ma; d) 21～6 Ma[1,4]

3)晚始新世至渐新世(34～26 Ma)(图6c), 太平洋板块向阿拉斯加半岛俯冲产生右行走滑挤出构造[10], 同时北美洲板块向西南移动[44], 导致阿留申海盆向鲍尔斯海岭下俯冲形成鲍尔斯火山岛弧, 弧后扩张形成鲍尔斯海盆。

4)中新世(21～6Ma)(图6d), 太平洋板块北侧向阿留申岛弧中部俯冲, 西侧向堪察加半岛俯冲发生板片撕裂, 形成右行走滑断裂导致伸展环境软流圈上涌, 堪察加海盆打开。

3 结论

1. 白令海海盆是阿留申岛弧“捕获”的古太平洋板块的残余, 在约47.5 Ma太平洋板块运动转向, 导致俯冲带由白令海陆架边缘跳跃至现今的阿留申岛弧, 拉开了白令海构造演化的序幕。

2. 希尔绍夫海岭变形变质强烈, 变质条件达高温绿片-角闪岩相, 变质时代为47 Ma, 具有洋壳的岩石组合和地球化学特征, 原岩形成于73 Ma, 是阿留申海盆经历复杂的构造变形作用形成的证明。

3. 鲍尔斯海岭属于岛弧成因, 形成于34～26 Ma由阿留申海盆向西南斜向俯冲形成。弧后扩张形成鲍尔斯海盆。

4. 堪察加海盆是中新世太平洋板块斜向俯冲过程中发生右行走滑-板片撕裂形成的走滑拉分海盆。

致谢 感谢两名匿名审稿人对本文提出的宝贵修改意见。

1 CHEKHOVICH V D, SUKHOV A N, SHEREMET O G, et al. Cenozoic geodynamics of the Bering Sea region[J]. Geotectonics, 2012, 46(3): 212-231.

2 CHEKHOVICH V D, SUKHOV A N, KONONOV M V, et al. Geodynamics of the northwestern sector of the Pacific mobile belt in the Late Cretaceous-Early Paleogene[J]. Geotectonics, 2009, 43(4): 283-304.

3 SOKOLOV S D. Tectonics of northeast Asia: An overview[J]. Geotectonics, 2010, 44(6): 493-509.

4 VAES B, VAN HINSBERGEN D J J, BOSCHMAN L M. Reconstruction of subduction and back-arc spreading in the NW Pacific and Aleutian Basin: Clues to causes of Cretaceous and Eocene plate reorganizations[J]. Tectonics, 2019, 38(4): 1367-1413.

5 COOPER A K, MARLOW M S, SCHOLL D W, et al. Evidence for Cenozoic crustal extension in the Bering Sea region[J]. Tectonics, 1992, 11(4): 719-731.

6 DAVIS A S, PICKTHORN L B G, VALUER T L, et al. Petrology and age of volcanic-arc rocks from the continental margin of the Bering Sea: Implications for Early Eocene relocation of plate boundaries[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1989, 26(7): 1474-1490.

7 SCHOLL D W. Viewing the tectonic evolution of the Kamchatka-Aleutian (KAT) connection with an Alaska crustal extrusion perspective[M]//EICHELBERGER J, GORDEEV E, IZBEKOV P, et al.Volcanism and Subduction: The Kamchatka Region. Washington, D. C.: American Geophysical Union, 2007: 3-35.

8 SUKHOV A N, BOGDANOV N A, CHEKHOVICH V D. Geodynamics and paleogeography of the northwestern Pacific continental margin in the Late Cretaceous[J]. Geotectonics, 2004, 38(1): 61-71.

9 STEINBERGER B, GAINA C. Plate-tectonic reconstructions predict part of the Hawaiian hotspot track to be preserved in the Bering Sea[J]. Geology, 2007, 35(5): 407-410.

10 REDFIELD T F, SCHOLL D W, FITZGERALD P G, et al. Escape tectonics and the extrusion of Alaska: Past, present, and future[J]. Geology, 2007, 35(11): 1039-1042.

11 WANKE M, PORTNYAGIN M, HOERNLE K, et al. Bowers Ridge (Bering Sea): An Oligocene-early Miocene island arc[J]. Geology, 2012, 40(8): 687-690.

12 SATO K, KAWABATA H, SCHOLL D W, et al. 40Ar-39Ar dating and tectonic implications of volcanic rocks recovered at IODP Hole U1342A and D on Bowers Ridge, Bering Sea[J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2016, 125/126: 214-226.

13 MELEKESTSEV I V, SLEZIN Y B. Magma superflows in the Bering Sea. Part 1. The model and the geological and geomorphologic features[J]. Journal of Volcanology and Seismology, 2017, 11(1): 20-32.

14 SUKHOV A N, CHEKHOVICH V D, LANDER A V, et al. Age of the Shirshov submarine ridge basement (Bering Sea) based on the results of investigation of zircons using the U-Pb SHRIMP method[J]. Doklady Earth Sciences, 2011, 439(1): 926-932.

15 LUDWIG W J, MURAUCHI S, DEN N, et al. Structure of Bowers Ridge, Bering Sea[J]. Journal of Geophysical Research, 1971, 76(26): 6350-6366.

16 YOGODZINSKI G M, LEES J M, CHURIKOVA T G, et al. Geochemical evidence for the melting of subducting oceanic lithosphere at plate edges[J]. Nature, 2001, 409(6819): 500-504.

17 YOGODZINSKI G M, RUBENSTONE J L, KAY S M, et al. Magmatic and tectonic development of the western Aleutians: An oceanic arc in a strike-slip setting[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1993, 98(B7): 11807-11834.

18 Expedition 323 Scientists. Bering Sea paleoceanography: Pliocene-Pleistocene paleoceanography and climate history of the Bering Sea[R]. San Diego: Integrated Ocean Drilling Program Expedition 323 Preliminary, 2009: 1-201.

19 CHRISTESON G L, BARTH G A. Aleutian basin oceanic crust[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 426(1): 167-175.

20 JICHA B R, SCHOLL D W, SINGER B S, et al. Revised age of Aleutian island arc formation implies high rate of magma production[J]. Geology, 2006, 34(8): 661-664.

21 MARLOW M S, COOPER A K. Regional geology of the beringian continental margin[M]. Dordrecht: Springer Netherlands, 1985: 497-515.

22 LU Z, DZURISIN D. InSAR imaging of Aleutian volcanoes[M]//Lu Z, Dzurisin D. InSAR Imaging of Aleutian volcanoes. Berlin, Heidelberg: Springer, 2014: 87-345.

23 COOPER A K, MARLOW M S, SCHOLL D W. Geologic framework of the Bering Sea crust[M]//Scholl D W, Grantz A, Vedder J G. Geology and Resource Potential of the Continental argin of Western North America and Adjacent Ocean Basins, Beaufort Sea to Baja California. [S.l.: s.n.], 1987: 73-102.

24 COOPER A K, MARLOW M S, SCHOLL D W. Mesozoic magnetic lineations in the Bering Sea marginal basin[J]. Journal of Geophysical Research, 1976, 81(11): 1916-1934.

25 SANDWELL D T, SMITH W H F. Global marine gravity from retracked Geosat and ERS-1 altimetry: Ridge segmentation versus spreading rate[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2009, 114(B1): B01411.

26 BARANOV B V, SELIVERSTOV N I, MURAV'EV A V, et al. The Komandorsky Basin as a product of spreading behind a transform plate boundary[J]. Tectonophysics, 1991, 199(2/3/4): 237-269.

27 SCHOLL D W, CREAGER J S. Geologic synthesis of leg 19 (DSDP) results: Far north Pacific, and Aleutian Ridge, and Bering Sea[R]. Washington, D. C.: U.S. Government Printing Office, 1973: 897-913.

28 KAWABATA H, SATO K, TATSUMI Y, et al. Description of basement volcanic sequences in Holes U1342A and U1342D on Bowers Ridge in the Bering Sea[M]//Takahashi K, Ravelo A C, Alvarez-Zarikian C A. Proceedings of the Integrated Ocean Drilling Program. [S.l.: s.n.], 2011, 323: 1-43.

29 LANGSETH M G, HOBART M A, HORAI K I. Heat flow in the Bering Sea[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1980, 85(B7): 3740-3750.

30 NEPROCHNOV Y P, SEDOV V V,MERKLIN L R, et al. Tectonic structure of the Shirshov Ridge, the Bering Sea[J]. Geotektonika, 1985, 19 (3): 21-37.

31 YURKOVA R M, PEYVE A A, ZINKEVICH V P, et al. Amphibolites of the Shirshov Ridge, Bering Sea[J]. International Geology Review, 1985, 27(9): 1051-1068.

32 SILANTYEV S A, KUBRAKOVA I V, PORTNYAGIN M V, et al. Ultramafic-mafic assemblage of plutonic rocks and hornblende schists of Shirshov Rise, Bering Sea, and Stalemate Ridge, northwest Pacific: Geodynamic interpretations of geochemical data[J]. Petrology, 2018, 26(5): 492-514.

33 VALLIER T L, SCHOLL D W, FISHER M A, et al. Geologic framework of the Aleutian arc, Alaska[J]. Geological Society of America, 1994, 1(1): 367-388.

34 HOLBROOK W S, LIZARRALDE D, MCGEARY S, et al. Structure and composition of the Aleutian Island Arc and implications for continental crustal growth[J]. Geology, 1999, 27(1): 31-34.

35 SCHOLL D W, VALLIER T L, STEVENSON A J. Geologic Evolution and Petroleum Geology of the Aleutian Ridge[J]. Geology and Resource Potential of the Continental Margin of Western North America and Adjacent Ocean Basins-Beaufort Sea to Baja California, 1987, 6(1): 12-155.

36 DEMETS C. Oblique convergence and deformation along the Kuril and Japan trenches[J]. Journal of Geophysical Research,1992, 97(B12): 17615-17625.

37 DEMETS C, GORDON R G, ARGUS D F, et al. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions[J]. Geophysical Research Letters, 1994, 21(20): 2191-2194.

38 BUURMAN H, NYE C J, WEST M E, et al. Regional controls on volcano seismicity along the Aleutian arc[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2014, 15(4): 1147-1163.

39 LAYER P W, SCHOLL D W,NEWBERRY R. Ages of igneous basement from Komandorsky Islands, far western Aleutian Ridge[C]. San Francisco: AGU Fall Meeting Abstracts, 2007: 52-52.

40 郑永飞, 陈伊翔, 戴立群, 等. 发展板块构造理论: 从洋壳俯冲带到碰撞造山带[J]. 中国科学: 地球科学, 2015, 45(6): 711-735.

41 TARDUNO J, BUNGE H P, SLEEP N, et al. The bent Hawaiian-emperor hotspot track: Inheriting the mantle wind[J]. Science, 2009, 324(5923): 50-53.

42 O'CONNOR J M, STEINBERGER B, REGELOUS M, et al. Constraints on past plate and mantle motion from new ages for the Hawaiian-Emperor Seamount Chain[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2013, 14(10): 4564-4584.

43 JICHA B R, GARCIA M O, WESSEL P. Mid-Cenozoic Pacific plate motion change: Implications for the northwest Hawaiian Ridge and circum-Pacific[J]. Geology, 2018, 46(11): 939-942.

44 CHEKHOVICH V D, SHEREMET O G, KONONOV M V. Strike-slip fault system in the Earth's crust of the Bering Sea: A relic of boundary between the Eurasian and North American lithospheric plates[J]. Geotectonics, 2014, 48(4): 255-272.

45 COTTRELL R D, TARDUNO J A. A Late Cretaceous pole for the Pacific plate: Implications for apparent and true polar wander and the drift of hotspots[J]. Tectonophysics, 2003, 362(1/2/3/4): 321-333.

ORIGIN AND TECTONIC EVOLUTION OF THE BERING SEA SINCE THE LATE CRETACEOUS

Liu Songfeng1,2, Yang Chupeng1,2, Ju Dong1, Xiong Liangli1, Li Xuejie1

(1Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China;2Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China)

The Bering Sea is the largest marginal sea in the northwestern Pacific Ocean, with a history embraced the Cenozoic. The origin and tectonic evolution of the Bering Sea are very important for the understanding of the western Pacific marginal sea. Since the Late Cretaceous, the Bering Sea area has been affected by the subduction of the northern Pacific Ocean, the spreading of the ArcticOcean and the southwestward movement of the North American Plate. We analyzed key geological evidence, including research findings from geophysical, geochemical, and geochronological studies, and propose the following evolutionary history of the Bering Sea: (1) From the Late Cretaceous to the Early Eocene, the old Pacific Plate (Kula Plate) subducted northward along the Bering Sea shelf to the south of the Alaskan Peninsula; (2) During the Eocene, the subduction of the Pacific Plate jumped from the northern margin of the Bering Sea shelf to the Aleutian Arc, and the residual Kula Plate formed the Aleutian Basin. The complex deformation of the Aleutian Basin formed the prototype of the Shirshov Ridge; (3) From the Late Eocene to the Oligocene, the Aleutian Plate subducted beneath Bowers Ridge, and led to the formation of the Bowers volcanic arc and the Bowers back-arc basin; (4) During the Miocene, oblique subduction of the Pacific Plate beneath the Aleutian Arc led to right-lateral slab tearing, resulting in asthenosphere upwelling and the opening of the Kamchatka Basin.

marginal sea, Bering Sea, Aleutian Basin, captured plate, tectonic evolution

2020年4月收到来稿, 2020年5月收到修改稿

中国地质调查局地质调查项目(DD20190577、DD20190378、DD20190366)和南方海洋与工程广东省实验室(广州)人才引进重大专项(GML2019ZD0106)资助

刘松峰, 男, 1987年生。博士, 工程师, 从事海洋地质调查和岩石成因大地构造研究。E-mail: liusongfeng_cug@163.com

10. 13679/j.jdyj.20200033