西太平洋侏罗纪海洋地壳断裂特征及其成因机制*

张锦昌, 杨晓东, 林婧雪, 曲梦, 罗怡鸣

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 中国科学院南海海洋研究所, 南海生态环境工程创新研究院, 广东 广州 511458;

2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州), 广东 广州 511458;

3. 中国-巴基斯坦地球科学研究中心, 中国科学院-巴基斯坦高等教育委员会, 巴基斯坦 伊斯兰堡 45320;

4. 中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院, 北京 100083;

5. 中山大学海洋工程与技术学院, 广东 珠海 519082;

6. 南方科技大学海洋科学与工程系, 广东 深圳 518055

板块构造运动主导和控制了发生在地球表面的地质作用和过程, 如火山活动 、岩浆侵入 、岩石变质 、山川地势 、海陆分布 、风化强弱 、沉积岩相、矿物分布 、地震发生等(且钟禹, 1996)。在构造运动和变形中, 断裂和褶皱是最重要的两个产物, 前者指的是岩石或者地层的位错, 后者是岩石或者地层的弯曲, 两者与上述提及的地质作用和过程都有着密切的联系。因此, 研究断裂和褶皱是认识板块构造运动学 、几何学 、动力学等的必要内容, 对理解地球表面地质作用以其对环境 、资源和人类的影响具有重要意义。

在海洋岩石圈的形成与演化中, 断裂是海洋地壳(洋壳)的主要形变方式(Morgan, 1968)。广阔的海底存在着诸多呈带状分布的断裂系统, 大体可以分为两种: 一是沿洋中脊轴部延伸并与其平行的一系列正断层构成的断裂系统, 例如太平洋 、大西洋、印度洋的洋中脊; 二是横切洋中脊的转换断层或走滑断层系统, 例如在东太平洋洋隆中已发现十几条与海岭垂直的大断裂(Wolfson-Schwehr et al, 2014)。还有就是发育在板内热点以及俯冲带区域的断裂, 这些断裂往往都带有局部特征, 性质多样且相对复杂。

侏罗纪洋壳是现存最古老的海洋地壳, 残留在地球表面上很少, 只存在于若干地方(西太平洋 、大西洋和印度洋的洋陆过渡带)。作为世界上最古老的洋壳, 侏罗纪洋壳的构造变形对于认识地球的演化过程十分重要。西太平洋是侏罗纪洋壳现存最多的地方(图1), 其中Pigafetta 盆地拥有现今地壳表面最老的海洋地壳(Koppers et al, 2003), 但是由于该区远离陆地 、水深较大(＞5km), 难于开展科学调查工作(宋晓晓 等, 2016)。侏罗纪洋壳形成于海底扩张时期, 原生洋壳记录了洋中脊的形成与演化过程,也记录了与洋中脊相关的断裂系统作用。本研究区内的侏罗纪洋壳正位于侏罗纪磁静区(图1), 记录不到完整、清晰的条带状地磁异常信号, 导致没法通过地磁数据来了解区内的构造历史。因此, 与洋中脊相关的断裂系统成为了理解侏罗纪洋壳构造情况的一个关键窗口。然而, 古老的侏罗纪洋壳上覆较厚的沉积物, 同时区内处于相对稳定、平静的构造环境, 洋壳上的断裂很少出露到海底, 这些被埋藏起来的断裂有什么特征、是否一直在活动等都不清楚。另外, 后期(白垩纪)区内受到大规模的岩浆侵入作用, 被侵入的规模比其他时代的洋壳都要大, 改造了原生的侏罗纪洋壳以及其上覆沉积物(Abrams,1993; Feng et al, 2015; Stadler et al, 2015), 所以, 后期岩浆侵入对先存断裂的影响也有待查明。

本文针对西太平洋侏罗纪洋壳上的断裂开展了详细的几何学 、构造学和动力学等研究, 利用高分辨率的多道地震剖面精细解释了研究区内的洋壳基底 、沉积地层和断层构造, 并讨论了断层的成因机制、对侏罗纪洋壳形成演化的启示, 以及相关的地质影响, 主要包括: (1) 在高分辨率的多道地震剖面上划分地震层序; (2) 识别剖面上的断层以及相应沉积和洋壳基底构造形变; (3) 将识别的断层进行分类; (4) 最后讨论各类断层的成因机制与相互之间的联系、断层与侏罗纪洋壳基底形态、重力异常特征和磁异常条带的关系, 以及断层对于地球水循环和地质灾害的影响。这些结果将进一步加深对西太平洋侏罗纪洋壳以及全球海洋地壳的形成和演化过程及其地质效应的认知。

1 地质概况

大洋钻探计划在1989 和1990 年针对西太平洋的侏罗纪洋壳开展了钻探研究(Shipboard Scientific Party, 1990a, b), 分别在Pigafetta 盆地钻了两个孔,站位800 和801(图1), 以及在东马里亚纳盆地钻了1 个孔, 站位802。钻孔800 和802 钻到了白垩纪火山岩, 801 钻到了侏罗纪基底玄武岩。研究区内(西太平洋)洋壳基本经历了两个岩浆作用阶段: (1) 侏罗纪的海底扩张和洋中脊增生, 约170Ma; (2) 白垩纪的后期岩浆侵入, 约75—125Ma。其中, 白垩纪的同期岩浆活动, 在太平洋中十分普遍, 而且量大面广,例如研究区附近就有中太平洋海山 、Ontong Java 高原 、Shatsky海隆 、马绍尔群岛, 以及成千上万的海底平顶山 、海山 、火山岩碎屑流等(徐义刚, 2002;徐斐 等, 2003; 庞洁红 等, 2011; Xue et al, 2016;陆鹿 等, 2016; 陈双双 等, 2018; 罗怡鸣 等,2019)。后期的白垩纪岩浆覆盖在原生的侏罗纪火山岩基底上, 以岩席 、岩墙 、海山等形式侵入。岩墙和海山都形成于一个集中的 、上升管道状的岩浆运移过程, 穿过莫霍面 、先存洋壳和上覆沉积物, 到达海底(Greene et al, 2020); 此外, 岩席形成于岩石圈内大面积的岩浆水平运移, 大量的岩席侵入到沉积物的各个深度, 增厚了整个海洋地壳的厚度(Feng et al, 2015; Stadler et al, 2015)。

西太平洋侏罗纪洋壳具有一个特征, 类似于白垩纪磁静区, 从中生代磁条带 M22 到M42(Tominaga et al, 2015)或者M44(Tominaga et al,2008)的地质时间区间内, 存在一个磁异常信号微弱的地带(Ogg et al, 2010), 该区域发生在西太平洋Pigafetta盆地、 东马里亚纳盆地以东, 中太平洋海山区以西, 称为侏罗纪磁静区(Larson et al, 1972,1975; Cande et al, 1978)。西太平洋洋壳上有约200～450m 的沉积覆盖, 其中在Pigafetta 盆地的火山基底上有约400～500m 的沉积覆盖, 均属于典型的远洋深海沉积。研究区水深为5000～6000m(图1b),低于碳酸钙补偿深度(Hesse, 1988), 沉积物以硅质、黏土为主, 伴有火山碎屑。在侏罗纪和白垩纪期间,研究区位于赤道附近, 海洋生物生产力旺盛, 以硅质沉积物为主, 平均沉积速率约为 3 m·Ma-1(Lancelot et al, 1975; Behl et al, 1992; Larson et al,1992; Karl et al, 1992; Moore, 2008)。根据大洋钻探的结果(Shipboard Scientific Party, 1990a, 1990b), 海底浅层的硅质淤泥主要由蛋白石-A、 无定形硅矿物组成; 而在海底沉积的深层, 硅质淤泥由于成岩作用转化成致密 、强硬的瓷岩和燧石。这一系列的硅质沉积物在反射地震剖面上表现为平顺 、连续的反射图像, 其中瓷岩或燧石层呈现出更高振幅的反射信号, 因为相对于硅质淤泥, 瓷岩或燧石具有更低的孔隙度、更高的密度和地震波速度, 从而产生更高的波阻抗(Abrams et al, 1992; Ewing et al, 2012)。上覆黏土和下覆瓷岩或燧石的交界面反映了研究区沉积环境从赤道区域转移到北太平洋亚热带区域, 而且这个界面被多个大洋钻探钻孔所证实(图1a), 包括大洋钻探(ODP) 站位 800 和 801、 深海钻探(DSDP) 站位 46、 198 和 307(Pimm et al, 1971;Heezen et al, 1973; Lancelot et al, 1975; Shipboard Scientific Party, 1990a, b; Karl et al, 1992)。

2 数据和方法

西太平洋侏罗纪洋壳区内的多道地震数据是2011 年由美国科学调查船Thomas G. Thompson 采集, 相应的航次是TN272(Tominaga et al, 2012)。该航次共采集了约800km 长、 北东—南西走向的地震测线TN272(图1b)。震源系统(表1) 使用了两支约1.8L 的GI 空气枪作为激发震源, 震源的沉放深度为4m, 激发放炮的间距为25m。地震信号接收系统使用了870m 长、 48 道的电缆, 道间距为12.5m, 采样间隔为1ms, 记录长度为11.5s。经过水平叠加后(叠加次数为12)得到的水平分辨率为6.25m(也就是共深度点炮集的间距)。采集得到的多道地震数据频谱中, 信号在50 至200Hz 范围内较为平整, 换算得出在沉积层中大约2～5m 的垂直分辨率(Greene et al,2020)。新采集的多道地震数据比过往采集的地震数据(Abrams et al, 1992)具有更高的主频(50～200Hz),能够给研究区提供更高分辨率 、更高精度的成像剖面, 从而进行更精细的构造解释。

表1 多道地震数据采集参数Tab. 1 Acquisition parameters of the multichannel seismic data

多道地震数据处理主要流程包括: 带通滤波、坏道清理 、动校正 、速度分析 、水平叠加 、叠后时间偏移等。在ProMAX 地震数据处理软件中, 按照实际采集参数设置好观测系统后, 通过对原始炮集的频谱分析得出地震数据的主频范围在50～200Hz之间, 采用一个相应的带通滤波以提取有效的主频信号。随后通过对原始炮集的检查, 清理出坏道; 统计得出坏道约占整个数据的7%。接着每隔200 个共深度炮点做一次速度分析, 然后形成一整条测线的速度模型, 用于动校正 、水平叠加和偏移成像。最后, 对成像剖面进行500ms 步长的自动增益控制,以均衡补偿整个剖面的信号能量, 并且将水体部分的无用信号切除干净, 生成最终的成果剖面。

多道地震剖面解释采用了标准化的地震层序解释技术(Mitchum et al, 1977)。在多道地震数据中, 对地震层序进行识别 、追踪 、关联和解释。我们这次研究聚焦在地震声学基底及以上的沉积地层, 构造解释参考了过往的地震解释结果(Heezen et al, 1973;Lancelot et al, 1975; Abrams et al, 1992; Ewing et al,2012)。具体研究方法还包括地层刻画 、断层分析、构造解释等。

与多道地震数据采集的同时, TN272 航次沿线采集了地震折射数据, 用于建立研究区内的地壳结构模型。航次期间总共投放了 50 台声呐浮标(sonobuoy), 获得有效数据的有42 台。采集到的地层速度和深度通过正演模拟的方法来降低预测值与识别值之间的误差(Feng, 2016)。在地震折射数据不能清晰成像的地方使用多道地震数据来约束和插值,反之亦然。因此, 最终的地壳结构模型是多道地震反射数据和折射数据联合解释的结果。

M 系列地磁异常数据源于Stadler 等 (2015),Tominaga 等(2015) 和 Tominaga 等 (2021)。研究区内的地磁异常数据来自Tominaga 等 (2015)。其他地磁数据来自Stadler 等 (2015), 该数据集是建立在过往几个西太平洋地磁异常区域研究结果的基础上(Handschumacher et al, 1988; Nakanishi et al,1992; Sager et al, 1998; Tominaga et al, 2008)。

为了反映地震剖面识别出来的断层与海底地形、洋壳基底、重力异常以及地磁异常的关系, 分别绘制了测深图、剩余测深图、自由空气重力异常图以及磁异常图。其中, 测深图的海底地形数据来源于GEBCO(www.gebco.net)。为了获取整个区域的构造信息, 我们利用剩余测深数据反映洋壳基底的形态, 剩余水深由海底地形、沉积物厚度及地壳年龄等全球共享数据(www.ngdc.noaa.gov; Müller et al,2008; Sandwell et al, 2014)计算得来。自由空气重力异常数据来自Sandwell et al (2014)。地磁异常图是在卫星地磁异常数据EMAG2v3 的基础上编制而成(www.ngdc.noaa.gov/geomag/emag2.html); 由于研究区内后期侵入的诸多海山山峰具有超高的磁异常值, 数值的可靠性存在疑问, 并且本文的讨论焦点不在海山, 所以地磁异常图设定阈值为-150～150nT,以便更好地反映正常海洋地壳的地磁异常特征。

3 结果

穿过西太平洋侏罗纪洋壳的多道地震剖面(Tominaga et al, 2012; Greene et al, 2020), 走向北东—南西, 总长约800km, 地震剖面时间深度为8.5s(双程走时; 图2)。利用海水平均地震速度1.5km·s-1, 我们计算获得研究区的水深约为5.5～6.0km(图2)。通过对该地震反射剖面的声学基底 、沉积地层 、地质构造的精细解释, 我们研究了该剖面上断层的性质和特征, 并对其进行了分类。

3.1 地层单元与地壳结构

整体来看, 多道地震剖面中的主要反射层都具有水平或近水平 、连续或半连续 、可视且可追踪的反射信号(Heezen et al, 1973; Lancelot et al, 1975;Abrams et al, 1992; Ewing et al, 2012)。我们根据剖面的地震反射特征, 并结合前人在该区的研究进展(Hüneke et al, 2011; Tominaga et al, 2012; Greene et al, 2020), 对地震剖面的地层进行了划分, 自下往上分为A、 B、 C、 D 总共4 套地层(图2a 和2c)。A 为声学基底, 地震反射特征为层理不明显, 代表了火成岩为主的海洋地壳基底。B、 C 和D 是洋壳之上的海底沉积物, 具有明显的地震反射特征差异。B 层地震反射较弱, 低振幅 、近透明, 局部具有强弱交替的地震反射层, 地层较厚, 双程走时可达0.2s 以上。C 层地震反射强烈, 高振幅, 上下为透明层, 地层连续性最好, 厚度较薄(双程走时＜0.05s)。D 层地震反射不显著, 是低振幅的透明层, 厚度极薄(双程走时＜0.02s)。根据前人的解释(Heezen et al, 1973; Lancelot et al, 1975; Abrams et al, 1992; Ewing et al, 2012), 我们判断C 和D 层的交界面就是黏土和瓷岩或燧石的交界面。尽管在局部区域, 比如(图2c), 这四套代表性地层连续性较好、易识别, 但是在整个～800km 长的地震剖面, 很难完全追踪, 特别是C 和D 层的边界(图2b)。本文详细解释的与断层相关的局部位置(图3—5)这四套地层比较清楚连续、便于识别。

将多道地震剖面中识别出来的主要反射层与同测线的声呐浮标折射速度模型 (Feng, 2016) 做比较, 除了海山侵入的地方有所差别之外, 我们发现洋壳基底A 层和其上覆沉积B 层在地震反射与折射两个数据结果中大体一致(图2)。从TN272 测线的地震反射剖面和地壳结构模型中(图2b)可以看出,洋壳基底A 层受到后期岩浆的侵入作用, 呈现出较大程度的基底面起伏。我们在这里仅引用 Feng(2016)的地壳速度模型来说明研究区洋壳的结构特征, 具体时-深转换方法请参考Feng (2016)。在局部区域(～50km、～100km、～350km、～500km), 尖锥状(两翼坡度大于10°)的岩浆侵入体能刺穿上覆沉积物并以海山形式出露到海底。覆盖在洋壳基底上的沉积物平均厚度约为500m; 其中B 层厚度超过了整套沉积厚度的一半, 平均厚约350m。沉积物的层理基本上平行或者近平行于洋壳基底面, 反映了研究区内的沉积结构主要受控于洋壳基底的构造变形。在海底表面, 沉积D 层在不少地方呈现出陡坎、凹陷等形态, 例如～90km、～200km、～300km、～480km、～650km 附近。这些海底小尺度构造往往与洋壳里的断裂相关, 下一章节将会详细阐述。

3.2 基底断层

基底断层最主要的特征是火成岩基底被错断(图3)。断层均是高角度正断层(80°～90°, 表2), 断层面平直, 倾向南西。断层自下往上从声学基底(A)一直错断到的沉积地层(D), 有的甚至错断海底, 比如F1、F2 和F3, 并且形成明显的断层陡坎, 断层最大长度可达0.6s(双程走时), 断层最大垂直位移可达0.3s(图3、表2)。这与前人在新西兰Taranaki 盆地发现的基底断层变形特征十分类似(Collanega et al, 2019)。如果断层成带产出, 在断层带之上会形成一个明显的盆地(图3c), 盆地深度可达0.2s。断层上盘靠近断层面的位置的地层厚度明显高于下盘, 说明断层在生长过程中形成了同沉积构造(Tvedt et al,2013)。我们分析了代表性断层的垂直位移从基底(深度＞0s)到海底(0s)的变化(图3), 我们发现断层从深部往浅部的位移是减小的, 说明断层的传播方向是自下往上的(Rotevatn et al, 2019)。断层错断基底岩石, 说明形成时代较早, 且一直错断到海底, 表明一直在活动, 具有产生地震的可能性。因此, 断层很可能是在侏罗纪洋壳形成时期产生的构造, 在后期的海底沉积过程中向上生长扩展而形成的, 具有继承性的特征。

表2 三类断层的性质Tab. 2 Properties of three mapped types of active faults

3.3 沉积断层

Greene 等(2020) 利用同样的数据在近水平的地震反射层中发现了大量的小型位错, 解释这些位错为断层, 并且推断这些断层可以为流体迁移到古海底提供通道。观察发现, 这一类断层仅限于沉积层内, 因此将其划分为沉积断层。沉积断层数量多、密度大且间距小 (＜1km, 图4), 断层面平直, 断层倾角接近90°(表2), 倾向不明显。断层仅仅错断沉积地层, 而且断层两侧地层厚度基本一致, 没有明显的生长地层(Rotevatn et al, 2019), 说明断层活动性很弱。断层大多属于隐伏构造, 没有错断到海底, 且规模较小(图4), 这些特征表明断层现今活动性极弱或者不活动, 不具有产生大地震的可能性。由于断层位错极小,难以识别(表2) (类似Baudon et al, 2008), 地震剖面上很难识别断距, 不好判断断层传播方向。由于断层仅发育在沉积层内, 且很少同时错断B、 C、 和D层(图4),并且没有错断到基底洋壳, 说明断层的产生与沉积层的形成和演化相关, 很可能是受控于沉积层力学性质的一类构造(Procter et al, 2018)。

3.4 垮塌断层

垮塌断层最主要的特征是与岩浆侵入导致沉积变形相关。垮塌断层角度接近85°～90°(表2), 具有正断层特征, 断层面平直, 多数断层倾向不明显(图5), 个别错断基底的断层倾向南西(F4, F5, 图5)。断层长度＞0.2s(双程走时), 最大长度可达0.6s, 最大垂直位移是0.1s(表2), 断层数量多于基底断层但是少于沉积断层, 断层间距变化较大(0.5～4km)。断层错断沉积地层, 在海底形成明显的断层陡坎(图5)。部分断裂具有基底断层性质, 从基底一直错断到海底。这一类断层的沉积物厚度从侵入体向两侧显著增厚。这一特征与同构造沉积极为类似(例如, Butler,2020)。说明这些沉积物是在岩浆侵入之前或者侵入过程中形成的。断层两侧地层厚度具有一定变化(图5a、b) (Rotevatn et al, 2019), 而且个别断层还错断了基底岩石, 说明断层活动性是中等到较强。断层发育至海底, 现今仍在活动, 具有产生地震的可能性。通过对个别错断基底断层位移的分析(图5a、b), 发现断层的位移自下而上是减少的, 说明断层传播的方向是由深部到浅部(Osagiede et al, 2014)。部分断层两侧的地层发生显著的弯曲和褶皱变形。我们认为这与岩浆侵入导致沉积地层先垂直抬升, 后向两侧推挤导致局部发生弯曲和褶皱(Rowan et al, 2004;Yang et al, 2020)。这一类断层特征复杂, 很可能与现存的基底断层和沉积断层相关。

4 讨论

古老的侏罗纪洋壳上覆盖着较厚的沉积物并处于相对稳定的构造环境, 洋壳上的断裂很少出露海底, 仅仅从海底地形上难以知道其断裂实际情况。本研究通过对地震剖面的分析和解释, 揭示了大量埋藏在海底之下的断裂构造, 在详细描述这些断层特征并进行分类之后, 各类断层的成因机制、相互之间的关联性以及与侏罗纪洋壳自身特征的关系均有待讨论。当中我们发现很多规模较大的断层切断洋壳基底至海底, 并一直活动至今。相对于其他时代形成的洋壳, 古老的侏罗纪洋壳提供了充分的时间让水通过这些断裂进入到地壳从而发生地球内部水循环。同时, 古老的侏罗纪洋壳也给与了足够长的时间让先存的断层生长、再激活、再生长, 并最后随着板块俯冲进一步演化成大断裂和诱发大地震。以下章节将对这些问题详细展开讨论。

4.1 断层的成因机制

基底断层类似于广泛发育在沉积盆地和大陆边缘的先存构造(pre-existing structure), 即在沉积作用开始之前已经形成的基底构造(Choi et al, 2008)。这类构造通常是地壳早期变形的产物, 对于后期沉积构造发育和变形具有一定的控制作用, 比如沿着先存构造继续发育新的构造(de Castro et al, 2012;Gibson et al, 2013)。在本研究区, 基底断层错断洋壳并且自下向上传播到海底(图3), 因此其形成时间与洋壳同期, 是一种典型的先存构造。断层的初期成因可能与洋壳伸展(stretching)相关, 类似于与洋中脊裂谷平行的一系列正断层(Behn et al, 2002; Buck et al, 2005)。在西太平洋地区, 大洋岩石圈板块持续向海沟运动(图1), 产生稳定 、强大的板块拖曳和拉张(Busch et al, 2011; Zhou et al, 2015), 为基底断层的后期生长和变形提供了重要的动力来源。因此,基底构造从形成以来一直在活动, 导致洋壳之上的沉积地层和海底发生断错, 在海底产生显著的陡坎、盆地等地貌现象。

沉积断层是一类次级构造, 规模较小, 向上没有错断海底, 向下没有切割基底(Greene et al, 2020),且大多数沉积断层都仅限于某一沉积层内。沉积断层全是接近90°的近垂直断层(表2), 断层间隔很小(图 4)。这一特征与前人研究发现的地层控制(layer-controlled)的破裂或者裂隙(fracture)高度相似(Procter et al, 2018)。我们认为这种断层的形成是沉积压实(sedimentary loading)产生的(Jackson et al,2019), 其驱动机制是局部的沉积物重力作用, 因此一般不会产生大规模的变形。沉积物厚度一致, 受到均匀的重力作用, 因此产生的断层也分布均匀,不具备明显的差异性特征。本研究区沉积断层主要分布于B 和C 层(图4)。前人研究发现这两层海底沉积主要是瓷岩和燧石(Shipboard Scientific Party,1990a, b; Abrams et al, 1992; Karl et al, 1992)。相较于淤泥硅质层D, 这类相对坚硬的沉积岩(B 和C)层受到自身以及上覆的淤泥硅质层的重力压实作用更容易破裂, 从而产生断层。

垮塌断层的形成与该区岩浆的侵入高度相关。反射与折射地震的联合研究(Feng et al, 2015) 指出研究区内后期岩浆作用存在三种模式: (1) 火山喷出的熔岩, 最终可能形成海山或者海隆; (2) 侵入的岩墙, 形成海山并刺穿或者推开上覆沉积物; (3) 侵入的岩席, 广泛发育于沉积夹层中。我们发现垮塌断层主要分布在岩浆侵入体的一侧(图5)。断层类型与基底断层和沉积断层非常类似。其最大特点是断层断陷的地层发生明显的弯曲和褶皱(图5b、c)。这一特征与被动大陆边缘重力垮塌作用产生的挤压变形高度类似(Rowan et al, 2004; Morley et al, 2011;Yang et al, 2020)。岩浆在侵入或者侵出过程中, 将先存的沉积物局部抬升并侧向推出(Feng et al,2015), 导致沉积物在火山之上减薄, 向一侧增厚(图5)。这种侧向的地层推动直接导致沉积物在局部发生挤压变形, 产生了断层附近的弯曲和褶皱(图5b、c)。因此, 垮塌断层可以认为是基底断层进一步演化的产物, 其变形很大程度上受到的局部岩浆作用所控制。

4.2 三种断层之间的关联性

上述三种断层之间的关联性体现如下: 基底断层先发生, 是洋壳增生和海底扩张过程中形成, 并在后期沉积过程中继续活动, 可以切穿上覆沉积一直传播到海底; 沉积断层仅限发生在沉积层内, 重力压实所致; 垮塌断层是由于后期岩浆侵入所导致,使得先存的基底断层和沉积断层重新滑动。因此,垮塌断层是在已有的沉积断层和基底断层的基础上发展而来的, 继承了两者的特征。

4.3 断层与侏罗纪洋壳地球物理特征的关系

为了进一步讨论本研究识别出来的断层系统与侏罗纪洋壳的关系, 我们将切断洋壳基底和整套上覆沉积物并出露海底的大断层(图3 的F1、F2、F3;图5 的F4、F5)在地图上画出来, 以便与侏罗纪洋壳的剩余水深、自由空气重力以及地磁异常等地球物理特征进行对比(图6)。由于垮塌断层F4 和F5 都是由洋壳基底断层上发展而来, 垮塌断层继承了基底断层的属性, 所以垮塌断层F4、F5 与基底断层F1、F2、F3 一样, 都反映了侏罗纪洋壳的基底构造特征。这里需要说明一点, 研究区内诸多的海山是后期白垩纪的岩浆侵入(Stadler et al, 2015), 在聚焦侏罗纪洋壳特征的时候, 不对这些海山进行讨论。

由于在二维地震反射剖面上无法获得断层的走向信息, 极大限制了对断层成因机制的分析。我们综合利用了海底地形、剩余水深, 自由空气重力和地磁异常信息(图6)来推测断层走向。剩余水深图反映的是侏罗纪洋壳基底面的形态(图6b); 将五条断层的位置投到剩余水深图上, 发现洋壳基底面的低处与断层所在位置一致, 表明断层很可能是由基底发育而来, 受控于基底的构造形变。利用这些基底面的形态特征, 初步推断出断层的走向为北西—南东(图6b)。自由空气重力异常是研究区地壳与地幔异常场的叠加, 反映了下方物质密度变化与界面起伏的综合信息(图6c)。可以看到五条断层均发生在重力异常值强烈变化的边界, 而且推测的断层走向和重力异常骤变边界的走向一致, 表明这些断层符合侏罗纪洋壳的岩层断错面。另外, 地磁异常反映的是侏罗纪洋壳形成时期记录下来的洋中脊构造痕迹(图6d)。尽管研究区位于侏罗纪磁静区, 地磁异常信息微弱导致已识别的磁条带特征相对少, 但是从多道地震剖面识别出来的五条大断层走向与有限的已知磁条带(M25 到M42)大体平行, 表明这些断层是由侏罗纪洋中脊发生海底扩张时而产生的, 并在后期一直发育至今。

4.4 对地球水循环和俯冲带大地震研究的启示

与以往对于稳定大洋地壳内部断裂较少的认识相反, 在太平洋侏罗纪洋壳上发现了大量类型不同、 规模不等的正断层(图3—5)。这些断层发育广泛 、变形显著, 对于海洋中的水进入俯冲带再到地球内部具有重要意义(Hacker, 2008)。我们发现基底断层和垮塌断层都错断了海底并形成明显的裂隙(图3、5), 这些构造有利于海水沿着裂隙向下捕获到断层中, 然后通过板块运动和大洋俯冲最终被带入到地球内部(Rüpke et al, 2004; Parai et al, 2012 )。前人对于地球水循环的研究主要集中于俯冲板块弯曲拉张形成的大型正断层和板块边界断裂, 比如马里亚纳海沟(Emry et al, 2014; Cai et al,2018)。本研究发现的这些较小的正断层对于探索地球的水循环也具有重要意义。这些断层形成时代早 、发育广泛, 而且在到达海沟附近之前已经开始生长。因此, 定量有效研究地球的水循环, 不仅要关注俯冲板块上的大型正断层和板块边界断裂(Faccenda et al, 2012; Cai et al, 2018), 而且还要关注本研究指出的这类相对较小 、但分布更多的基底断层和垮塌断层的影响。

从5 级地震分布来看(图1), 与俯冲带和海沟密集分布的地震相比, 研究区内的侏罗纪洋壳几乎没有地震, 非常平静。但是,分析发现区内这些基底断层和部分垮塌断层已经错断了海底(图3、5), 至今仍在活动。但是为什么没有产生地震?我们认为有两种原因: (1) 5 级以上的地震目录(https://www.globalcmt.org)没有记录到小地震, 无法识别出这些活动断层可能产生的小地震; (2) 这些断裂与俯冲带的板块边界大断裂(几百公里至上千公里长, 上百公里宽)(McNeill et al, 2014)和海洋板块上的大型正断层(Zhou et al, 2015)相比, 规模较小, 无法产生大地震(如震级＞7)。当靠近海沟时, 由于上盘的重力加载和下盘的弯曲加剧, 导致俯冲板块的拉张加大, 因此侏罗纪洋壳上的断层系统, 特别规模和深度较大的基底断层, 会加速生长, 最终很可能发育成足以产生大地震的俯冲板块正断层(Choy et al, 2004)。因此,尽管侏罗纪洋壳的断层现今没有产生大地震, 但不能排除未来产生大地震的风险。探索这些洋壳内部断层的形成和演化对于研究俯冲带地震大断裂具有重要意义, 今后的研究应该关注这些类型断裂的构造变形与地球动力学演化规律, 为揭示俯冲板块大型正断层的成因和地震风险提供科学依据。

5 结论

侏罗纪洋壳是现存最古老的洋壳, 西太平洋是侏罗纪洋壳现存最多的地区。该区在后期(白垩纪)经历了大规模的岩浆侵入作用, 导致洋壳及其上覆沉积物产生了构造变形。研究地球上最古老的洋壳对于探索地球的演化历史及其地质影响至关重要,但是目前对于侏罗纪洋壳的断裂结构和变形特征知之甚少。

本研究利用高精度的多道地震剖面, 通过地层刻画、 断层分析和构造解释等方法, 对区内的断裂开展了详细的几何学、 构造学和动力学研究。研究区内存在三种类型的断层构造: 基底断层、沉积断层和垮塌断层。第一类断层走向 99°～147°, 倾角80°～90°, 最大垂直位移 0.3s, 断层最大长度 0.6s,断层位移自下而上减少, 错断洋壳基底面并造成海底形变。这一类断层是洋壳形成初期板块拉张产生的构造, 在后期的沉积过程中继续发育, 一直传播到海底。第二类断层仅发育在沉积层内, 规模较小,倾角陡直(90°), 走向和断距都难以确定。这一类断层洋壳之上沉积过程中重力压实作用的产物, 这种构造受到沉积层岩石性质的控制。第三类断层与后期岩浆侵入相关, 走向 115°～133°, 倾角 85°～90°,最大垂直位移0.1s, 断层最大长度0.6s。断层位移也是自下而上减少的, 而且同样出露海底。这一类断层是岩浆侵入产生地层局部抬升并且侧向推移, 导致先存的基底断层和沉积断层重新错动产生的。因此, 第三类断层是在先存的第一、二类断层的基础上发展而来的, 继承了两者的特征。在研究区内识别出来的规模较大的活动断层往往都是错断了洋壳基底和上覆沉积物并导致了海底形变, 将这些断层与侏罗纪洋壳基底面的形态、重力异常变化边界以及地磁异常条带做比较, 发现相互之间的走向基本一致, 证实了这些断层是侏罗纪洋中脊发生海底扩张过程中的产物并一直活动至今。这些广泛发育在古老侏罗纪洋壳上的断层有助于岩石圈长时间对水的捕获, 并将水带入俯冲带以及地球深部。目前尚未发现这些断裂产生过大地震, 但是其具有产生小地震的能力, 今后研究应该关注这类断层随着板块运动进入海沟之前加剧断层作用并诱发俯冲带大地震的可能。