印度尼西亚北苏拉威西岛弧岩浆作用及其对板块俯冲起始的制约

张晓冉 席锦钰 刘平平 李舢

板块构造理论是地球科学的革命性突破,为人类认知固体地球和深刻理解地质现象与过程提供了全新的思路和坚实的理论框架,并与相对论、量子力学、分子生物学一起,被誉为二十世纪自然科学四大奠基性理论(郭令智等, 1984; Silver, 2007; 郑永飞等, 2015; 肖庆辉等, 2016; 牛耀龄等, 2018; Sunetal., 2020)。作为板块运动的主要驱动力和固体地球构造演化中不可或缺的一环,板块俯冲是板块构造理论的核心内容,然而关于俯冲是如何开始的(即俯冲起始;Subduction Initiation; SI),以及俯冲起始的控制因素和地球动力学机制等,仍存在不少争议(Gurnis, 1992; Erickson, 1993; Solomatov, 2004; Stern, 2004; Hilairetetal., 2007; Arculusetal., 2015; Geryaetal., 2015; Zhangetal., 2016a, b, c, 2019b; 肖庆辉等, 2016; Stern and Gerya, 2018; 牛耀龄等, 2018; Lietal., 2019, 2022; Pandeyetal., 2019; Shervaisetal., 2019, 2021; 宋述光和杨立明, 2019; Cliftetal., 2020; Cramerietal., 2020; Zhouetal., 2020)。其主要原因在于,板块俯冲起始是一个相对短暂的地质过程,与俯冲起始相关的地质记录易受到后期地质过程(如俯冲、增生、碰撞等)影响而极难保存下来,且现今地球上罕有正在发生的板块俯冲起始案例(Stern, 2004; Stern and Gerya, 2018; 陈晨等, 2018)。因此,板块俯冲起始仍是板块构造理论中研究最为薄弱的环节,也是地球科学领域急需解决的难点问题。

1 板块俯冲起始的研究现状

1.1 理论模型与地质记录

半个多世纪以来,对板块俯冲起始的成因和机制的研究从未停止,已取得的成果主要来自数值与物理模拟(Solomatov, 2004; Baesetal., 2016; Maoetal., 2017; Zhong and Li, 2019, 2020; Zhouetal., 2020)和实例研究(Taylor and Goodliffe, 2004; Choietal., 2008; Geryaetal., 2015; Bhowmik and Ao, 2016; Guilmetteetal., 2018; Lietal., 2020)。目前,关于板块俯冲起始的形成机制或控制因素存在多种假说,主要包括:(1)由转换断层转变而来;(2)由洋壳内断裂转变形成;(3)微陆块、岛弧、海底高原等碰撞或拼贴后,早期俯冲带向大洋方向跃迁或迁移;(4)洋壳内存在显著的年龄差异导致横向密度差异,在洋壳板块断裂带或薄弱带形成新的俯冲;(5)早期俯冲带发生俯冲极性倒转;(6)大陆或岛弧边缘沉积加载;(7)板块运动作用力汇聚于大洋板块边缘的断裂薄弱带;(8)岩石圈中存在由断裂作用形成的拉张解耦;(9)岩石圈横向组分浮力差导致Rayleigh-Taylor不稳定性;(10)板块运动速度或方向的改变;(11)岩石圈小尺度对流;(12)地幔柱顶部边缘,热化学作用导致周边洋壳板块坍塌形成新的俯冲;(13)陨石撞击等(Gurnis, 1992; Erickson, 1993; Kemp and Stevenson, 1996; Niuetal., 2003; Solomatov, 2004; Stern, 2004; Hilairetetal., 2007; Uedaetal., 2008; Van Der Leeetal., 2008; Nikolaevaetal., 2010; Arculusetal., 2015; Geryaetal., 2015; O’Neilletal., 2017; Stern and Gerya, 2018; Pandeyetal., 2019; Cliftetal., 2020; Cramerietal., 2020; Sunetal., 2020; Whattametal., 2020; Zhong and Li, 2020; Zhouetal., 2020; Zhangetal., 2022)。

在总结前人认识的基础上,Stern (2004)根据驱动力来源的不同,将俯冲带分为自发俯冲(Spontaneous Subduction Initiation; SSI)和诱发俯冲(Induced Subduction Initiation; ISI)两类(图1)。自发俯冲往往由板块自身内部因素(如转换断层转变、被动大陆边缘坍塌、板块内年龄差异形成的横向密度差异等)控制,在走滑断层或岩石圈薄弱带形成俯冲起始并达到自我维持,典型实例如始新世西太平洋伊豆-小笠原-马里亚纳(Izu-Bonin-Marianna; IBM)俯冲带、直布罗陀岛弧(Gibraltar Arc),白垩纪加勒比海(Caribbean)俯冲带。相对的,诱发俯冲则需要外在的热化学或应力作用,是由板块之外的因素(如微陆块或海底高原等碰撞拼贴、俯冲极性倒转等)影响,在已有薄弱结构位置形成新的板块俯冲,典型实例如中新世所罗门岛弧(Solomon Arc)。尽管依旧存在不少悬而未决的谜题,以上两种分类是目前普遍接受的观点(Guilmetteetal., 2018; Stern and Gerya, 2018; Zhong and Li, 2019; Zhouetal., 2020)。

图1 板块俯冲起始机制划分与实例(据Stern and Gerya, 2018修改)Fig.1 General classes, subclasses and examples of how subduction zones form (modified after Stern and Gerya, 2018)

目前认为,可能与板块俯冲起始相关的地质记录主要有蛇绿岩、变质底板、与俯冲相关的变质岩(如蓝片岩、榴辉岩等)、被动大陆边缘、转换断层、弧前岩浆岩石地球化学和同位素等。其中,研究相对较好并被多数学者认可的主要有三种:(1)含玻安岩的特殊岩石组合; (2)俯冲带(SSZ)型蛇绿岩;(3)变质底板。

(1)含玻安岩的特殊岩石组合:通过对伊豆-小笠原-马里亚纳(IBM)俯冲带样品进行详细研究发现,存在一套特殊的岩石组合,其底部为拉斑质弧前(或前弧)玄武岩(FAB),向上渐变为玻安岩(Boninite),最上部则转为拉斑质至钙碱性岩浆,分别对应早期拉张背景和后期俯冲改造环境(Ishizukaetal., 2011)。其中早期弧前玄武岩具有与洋中脊玄武岩类似的地球化学特征,而后期的钙碱性岩浆已具有明显的俯冲带地球化学特征。同时,由于弧前环境中不同性质岩浆源区、流体、沉积物的相互作用,形成成分多变的弧前环境玄武岩,如富铌玄武岩、低硅玻安岩、高硅玻安岩、高镁安山岩等。值得注意的是,玻安岩(特别是高硅玻安岩)被认为是俯冲板块脱水形成的富集不相容元素的流体引起地幔楔亏损地幔部分(地幔橄榄岩)在低压高温条件下高程度部分熔融的产物。因此,多数学者将弧前玄武岩+玻安岩的岩石组合作为板块俯冲起始的岩石学证据(Arculusetal., 2015; Lietal., 2019, 2020; Ishizukaetal., 2020)。

(2)SSZ型蛇绿岩:蛇绿岩的形成和就位与板块运动密切相关(Dilek and Furnes, 2014; Yangetal., 2021)。研究表明,全球范围内出露的蛇绿岩,绝大部分属于SSZ型蛇绿岩,其形成与洋壳板块俯冲紧密相关(Pearce, 2003; Stern, 2004)。史仁灯(2005)进一步提出,洋内俯冲作用是形成SSZ型蛇绿岩的主要机制。通过对IBM俯冲带弧前地区采样,发现SSZ型蛇绿岩,其岩石组合自下而上依次为地幔橄榄岩、辉长岩、席状岩墙、枕状熔岩(Stern, 2004; Ishizukaetal., 2011; Lietal., 2019; Reaganetal., 2019)。以上两者的紧密组合关系进一步表明,SSZ型蛇绿岩很可能形成于俯冲起始阶段的弧前环境。因此,明确SSZ型蛇绿岩的形成时代与构造就位过程,可以为板块俯冲起始研究提供重要制约。

(3)变质底板:变质底板(Metamorphic Sole)的形成与蛇绿岩构造就位过程中热变质作用有关(Wakabayashi and Dilek, 2003)。蛇绿岩变质底板的厚度可达500m,多数位于蛇绿岩地幔橄榄岩底部或包裹于地幔橄榄岩内部。研究表明,变质底板呈现倒转变质梯度,其上部为角闪岩相-麻粒岩相变质,而下部为绿片岩相变质(Dilek, 2003; Wakabayashi and Dilek, 2003; Dilek and Furnes, 2014)。倒转变质梯度的形成,与蛇绿岩就位过程中,位于上盘且高温的超基性岩(蛇绿岩底部地幔橄榄岩)沿断层逆冲至下盘基性与沉积岩(变质底板)之上有关。由此可见,变质底板是蛇绿岩构造就位过程中热效应的产物。已有年代学研究表明,多数变质底板中变质岩的冷却年龄与上覆蛇绿岩的结晶年龄接近,表明这些蛇绿岩在形成后不久便构造就位(Plunderetal., 2016; Guilmetteetal., 2018)。因此,变质底板通常被认为是形成于俯冲起始的初始或早期阶段,它的出现是SSZ蛇绿岩形成并快速就位的关键证据(Wakabayashi and Dilek, 2003)。可见,变质底板的变质时代研究具有重要意义,不仅可以制约SSZ型蛇绿岩的就位过程,还可以限定板块俯冲起始的具体时间和早期俯冲演化。

综上,弧前玄武岩和玻安岩是板块俯冲起始初始阶段伸展环境下的产物。弧前玄武岩起源于亏损地幔且源区未受俯冲组分影响,并不富集不相容元素(如Rb、Sr、Cs、Ba等);玻安岩多富集不相容元素而极度亏损高场强和重稀土元素,且玻安质岩浆事件总体要晚于弧前玄武质岩浆事件。同时,SSZ型蛇绿岩的形成和快速就位,以及伴生的具有倒转变质梯度的变质底板,被认为与板块俯冲起始有关,且变质底板多形成于板块俯冲起始的初始阶段,并稍晚于(通常在2个百万年以内)蛇绿岩的就位启动时间。因此,弧前玄武岩、玻安岩、SSZ型蛇绿岩和变质底板是目前认识和制约板块俯冲起始的关键地质记录。

另外,在俯冲起始过程中形成的基性岩(如FAB、玻安岩、富铌玄武岩和高镁安山岩等),往往以岩脉(主要为辉绿岩或辉长岩)的形式侵入到SSZ型蛇绿岩和变质底板中,从而得以保存下来并出露(Dileketal., 1999; Dilek and Furnes, 2014; Pearce, 2014)。因此,厘清这些成分多变的基性岩脉的野外产状、形成时代、地球化学成分和岩浆源区等特征,便可为俯冲起始研究提供更为丰富的信息。同时,有研究认为蛇绿岩中的高Cr型铬铁矿的形成可能与玻安质熔体有关,但该观点还存在不少争议,需要后续进一步详细研究(苏本勋等, 2018; Yangetal., 2021)。

总之,寻找更多的不同类型的地质记录,并对其开展系统的研究工作,将有助于进一步理解和制约俯冲起始的时限和机制。

1.2 经典案例

关于板块俯冲起始的机制和控制因素,最新最全面的研究资料和成果多数来自伊豆-小笠原-马里亚纳(IBM)俯冲带。目前认为,西太平洋板块在52Ma左右沿IBM开始俯冲,并保存下来较为完整的可能与俯冲起始相关的一些地质记录,如洋底扩张、FAB与玻安岩等基性岩浆岩、SSZ型蛇绿岩等。因此,IBM被众多学者认为是研究板块俯冲起始的绝佳场所(Stern, 2004; Stern and Gerya, 2018)。

近几十年内,美国自然科学基金委与国际大洋钻探计划(Integrated Ocean Drilling Program; IODP),先后投入大量科研经费,开展多次航次钻探取样,对西太平洋新生代板块俯冲起始机制开展了系统研究。现有成果认为,IBM俯冲带属于自发俯冲起始,其形成可能与洋壳内年龄差异导致的横向密度差异有关(Arculusetal., 2015; Maunderetal., 2020)。同时根据区域内开展的拖网、深潜、钻孔采样发现,IBM俯冲起始早期产物为一套弧前玄武岩,紧随其后是一套特殊的玻安岩(包括低硅玻安岩和高硅玻安岩),之后随着俯冲过程达到自我维持,弧岩浆转变为拉斑至钙碱性岩浆(图2)。其中,玻安岩被认为与俯冲板块脱水引起浅部的亏损地幔部分高程度熔融有关。因此,目前多数学者将弧前玄武岩+玻安岩的岩石组合作为可以指示板块俯冲起始的岩石学证据(Arculusetal., 2015),并被应用到其他大洋的板块俯冲起始研究(如古亚洲洋;Lietal., 2020)。通过对IBM俯冲带弧前地区详尽采样发现(图2),IBM弧前地体与世界上一些经典的SSZ型蛇绿岩(例如塞浦路斯的Troodos蛇绿岩和阿曼的Semail蛇绿岩)在岩石组合方面(自下而上依次为地幔橄榄岩、辉长岩、席状岩墙)非常相似。因此,SSZ型蛇绿岩的形成和就位也被认为可能与俯冲起始紧密相关(Stern, 2004; Ishizukaetal., 2011; Reaganetal., 2019)。

图2 IBM俯冲带前弧地层剖面及特殊岩石组合(据肖庆辉等, 2016; Ishizuka et al., 2020修改)Fig.2 IBM forearc sequence and special rock association (modified after Xiao et al., 2016; Ishizuka et al., 2020)

根据最新研究资料(Stern, 2004; Metcalf and Shervais, 2008; Reaganetal., 2010; 肖庆辉等, 2016; Stern and Gerya, 2018; 陈晨等, 2018; Lietal., 2019, 2022; Shervaisetal., 2019, 2021; Whattametal., 2020),IBM俯冲带自发俯冲起始过程可分为以下3个阶段:

(1)幼年弧:在已有薄弱带(转换断层)两侧,太平洋板块内可能存在年龄、厚度、密度或温度等方面的差异,从而导致太平洋岩石圈沿转换断裂发生断裂错位,在断裂的一侧,年龄相对较老的低温高密度太平洋板块因重力失稳而发生下沉,从而为软流圈上涌提供了空间,上涌的软流圈发生减压熔融作用形成了具有似洋中脊玄武岩的最早期岩浆活动FAB,同时在伸展扩张前弧处可能形成了SSZ型蛇绿岩。

(2)过渡弧:随着太平洋岩石圈逐步下沉,在弧后位置形成伸展拉张环境,形成小笠原海槽。在此阶段,俯冲太平洋板片发生一定程度脱水,形成富含不相容元素的流体,引起地幔楔地幔橄榄岩在低压高温条件下发生高程度部分熔融,从而形成玻安岩。同时,伴随太平洋岩石圈下沉,软流圈重新组织对流循环作用,下沉板片上覆的壳源物质(如海洋沉积物、蚀变洋壳等)不同程度地参与成岩作用,形成化学成分变化多样的基性岩浆。

(3)成熟弧:太平洋岩石圈继续下沉到一定深度形成可以自我维持的俯冲作用,并在弧前位置形成小笠原海脊和岛弧,在弧后位置则形成了渐新世-现今的岛弧。在此阶段,俯冲角度可能开始发生变化,并伴随着俯冲太平洋板块的脱水作用,地幔楔亏损地幔在流体作用下发生部分熔融,形成更具俯冲带地球化学特征的钙碱性岩浆。

鉴于IBM俯冲带及其弧前玄武岩和玻安岩在板块俯冲起始研究中的重要性,对其岩石成因、岩浆源区性质和成岩过程的深入探讨从未停止。IODP 352航次所获岩芯的高精度定年结果显示,FAB岩浆活动的持续时间仅为约1.2～0.6Myr,这与IBM其他部位获得的年龄结果十分一致,表明IBM俯冲带俯冲起始可能是一个整体的快速事件。最近,Lietal.(2019)通过对小笠原弧前玄武岩和玻安岩样品进行详细的地球化学研究,发现早期的低硅玻安岩岩浆源区的富集组分主要来自蚀变洋壳熔体,沉积物贡献不明显,而晚期的高硅玻安岩岩浆源区中有更多的沉积物参与。作者认为,低硅玻安岩的形成与太平洋板块角闪岩相熔体交代并导致地幔楔亏损地幔进一步熔融有关,而高硅玻安岩的形成则与弧前增生楔沉积物随着俯冲板片下沉到一定深度而释放流体参与玻安岩成岩作用有关。该研究证实了小笠原玻安岩的地幔源区经历了洋壳熔体的交代,进一步厘清了IBM玻安岩与板块俯冲起始的内在联系,并认为洋壳角闪岩相熔融是俯冲起始的一个重要标志。在详细分析小笠原群岛弧前玻安岩的B-Sr-Nd-Pb-Hf同位素的基础上,Lietal.(2022)发现低硅玻安岩的源区含有太平洋板块下洋壳辉长岩的熔体,并认为IBM俯冲起始最早期的低角度俯冲过程中,最先发生熔融的板块物质是下洋壳辉长岩。同时,作者也对IBM俯冲起始的动力学机制提出质疑,认为IBM板块俯冲起始应为太平洋板块侧向挤入到原菲律宾板块之下(即IBM可能是全球板块构造调整背景之下的诱发俯冲),而非之前认为的由两个板块年龄(或密度)差异而导致的垂向下沉(自发俯冲)。另外,针对IBM的板块俯冲起始机制,最新的二维动力学数值模拟实验发现,由板块内部垂向作用力(板块内部密度差导致的重力差)主导的俯冲起始过程可以很好的解释IBM弧前和弧后岩浆序列的时空分布,而由远场水平推力主导的俯冲起始过程则无法形成弧前FAB岩浆(Maunderetal., 2020)。

1.3 实例稀缺且现有理论和模式存在不足

尽管以上实例研究和模拟实验取得了一系列创新性成果,为深刻理解板块俯冲起始过程和机制做出了重要贡献(Solomatov, 2004; Taylor and Goodliffe, 2004; Choietal., 2008; Geryaetal., 2015; Baesetal., 2016; Bhowmik and Ao, 2016; Guilmetteetal., 2018; Lietal., 2020; Zhong and Li, 2020; Zhouetal., 2020),但板块俯冲起始的具体地球动力学机制和控制因素至今仍悬而未决。

由于缺少现今实例和对比研究,已有研究仍存在不妥和不足之处:

(1)目前成果和模式过度依赖IBM俯冲带和阿曼蛇绿岩的岩石学证据,而这两个地区样品的获取受到人为和技术等方面的影响而存在一定程度的偏差,例如目前技术手段仍无法钻透巨厚的岛弧地壳,无法获得真正的基底样品,无法对俯冲带海沟-前弧-后弧环境进行连续采样,钻孔取样仅能获得少量且局限的样品,存在一定的随机性和片面性(牛耀龄等, 2018)。

(2)IBM和阿曼的俯冲起始时代相对较老(分别为约50Ma和约104～95Ma),部分与俯冲起始相关的重要地质信息(如俯冲起始早期的板块脱水、流体作用机理、壳幔物质能量交换、上覆地壳变形等)很可能随着后续俯冲作用而丢失。

(3)已有板块俯冲起始机制仍存在局限性,无法在力学角度上给出完善的解释,更无法预测新的俯冲带的形成位置。最为关键的是,由于现今地球上罕有正在发生的板块俯冲起始案例,目前已有研究成果和俯冲起始模式无法进行详尽的对比研究,无法得到更进一步的检验和改进。部分俯冲起始模式存在很大的局限性且并不能够得到普遍认可。

(4)玻安岩和FAB是否是俯冲起始的必然产物?现有研究已经表明,玻安岩在其他构造环境中也有发现(如海底平原、洋岛火山、陆弧碰撞、洋壳板片边缘、前弧扩张中心等;Pearce and Arculus, 2021)。

(5)是否存在其他的不同的岩石组合,同样可以用来指示板块俯冲起始?

(6)板块俯冲起始是否必定会伴随SSZ型蛇绿岩和变质底板的形成?也即,是否所有的SSZ型蛇绿岩和变质底板的形成和就位都与板块俯冲起始有关?

(7)不同构造背景和地球动力学机制下的板块俯冲起始,会有哪些不同或相同的地质(如岩石学)和地球物理记录?更进一步,不同时代的板块俯冲起始有何异同?

类似的问题还有很多。可见,关于板块俯冲起始,现有理论和模式的最大问题在于实例的稀少,无法进行详尽的对比研究。因此,板块俯冲起始研究迫切需求更多的实例,特别是更为年轻的或正在发生的俯冲起始案例,以进行更直接、更全面的观测和多学科综合对比研究,从而完善板块俯冲起始机制,填补板块构造理论的薄弱环节。

2 板块俯冲起始研究的天然实验室——印尼北苏拉威西岛弧

印度尼西亚岛链位于东南亚地区的东南端(图3a),处于太平洋-菲律宾海板块、印度-澳大利亚板块、欧亚大陆板块联合汇聚的特殊且复杂的构造域内(Metcalfe, 1996; Hall, 2012; Zhangetal., 2018, 2019a, 2020, 2023)。自晚中生代以来,伴随着三大板块的联合汇聚以及来自东冈瓦纳大陆北缘的微陆块、洋内弧、海底高原、增生杂岩等不同地质体的俯冲、碰撞、拼贴、增生,该区域形成了典型的多岛海俯冲-增生造山系统。复杂的构造背景和壳幔物质能量交换,使得该区域成为现今板块运动最为活跃、火山地震活动最为频繁、各种地质过程和现象最为集中且年轻的地区之一,同时中-新生代多岛海俯冲-增生过程以及广泛发育的俯冲带和缝合带使得该区域成为板块俯冲起始及其地球动力学机制、俯冲过程与岩浆响应、岛弧岩浆节律与控制因素、蛇绿岩形成与就位机制、增生型造山作用等地球科学领域重点和难点科学问题研究的天然实验室(Metcalfe, 1996, 2011, 2013; Hall, 2012; Zhangetal., 2019b, 2022)。

图3 印度尼西亚岛链简图(a)和北苏拉威西岛弧地质简图(b)(据Sukamto et al., 1994; Zhang et al., 2022修改)Fig.3 Simplified geological maps of the Indonesian archipelago (a) and the North Sulawesi Arc (b) (modified after Sukamto et al., 1994; Zhang et al., 2022)

2.1 地质背景

苏拉威西岛位于印度尼西亚岛链的中部(图3),其北为西里伯斯海(Celebes Sea),西为望加锡海峡(Makassar Strait),南为弗洛勒斯海(Flores Sea),东为班达海(Banda Sea),东北为马鲁古海(Molucca Sea)。该岛大体可被划分为6个构造单元,分别是北苏拉威西岛弧(North Sulawesi Arc)、西苏拉威西(West Sulawesi)、中部变质带(Central Sulawesi Metamorphic Belt)、东部蛇绿岩(Eastern Sulawesi Ophiolites;主要分布于苏拉威西岛东支和东南支)、Banggai-Sula微陆块和Tukang Besi-Buton微陆块(Silveretal., 1983b; Surmontetal., 1994; Monnieretal., 1995; Polvéetal., 1997; Elburg and Foden, 1998; Parkinson, 1998; Elburgetal., 2003; Hennigetal., 2016; Maulanaetal., 2016; van Leeuwenetal., 2016; Whiteetal., 2017; Zhangetal., 2021, 2022)。以下重点介绍北苏拉威西岛弧。

图3b为北苏拉威西岛弧的简要地质图(Sukamtoetal., 1994; Zhangetal., 2022)。已有岩石学、年代学、构造演化重建模式认为,北苏拉威西岛弧主要由新生代岛弧岩浆岩与沉积岩组成,下覆为始新世洋壳基底,其形成可能与始新世期间印度洋洋壳北向俯冲有关(Kavalierisetal., 1992; Sukamtoetal., 1994; Ranginetal., 1997; Elburg and Foden, 1998; Hall, 2012)。目前,在北苏拉威西岛弧内并未发现古老大陆地壳基底,也未发现中新世超钾质超基性-基性岩,以上两点是北苏拉威西岛弧与同期西苏拉威西岛弧的最主要区别(Zhangetal., 2020)。早中新世期间,马鲁古海开始向北俯冲到北苏拉威西之下,并逐渐向东迁移,在该岛弧东北角形成了现今仍活跃的桑义赫岛弧(Sangihe Arc;图3b)。

北苏拉威西岛弧洋壳基底在区域内广泛分布,并具有弧后盆地玄武岩的地球化学特征,因此有学者认为这些基底洋壳可能与西里伯斯海弧后扩张有关。Polvéetal.(1997)报道了约50～40Ma的具有弧后盆地玄武岩地球化学特征的玄武岩和辉长岩。但也有学者认为,在北苏拉威西岛弧内并没有48～43Ma期间的与西里伯斯海弧后扩张同期的岩浆记录(Ranginetal., 1997)。使用全岩或矿物K-Ar和Ar-Ar定年,Ranginetal.(1997)在北苏拉威西岛弧内发现了37±1.5Ma和22.5～18.4Ma两期侵入岩且都具有钙碱性地球化学特征(图4),同时还发现了28.3±0.7Ma、18～17.5Ma和3.9±1.9Ma三期拉斑质-钙碱性玄武岩。在北苏拉威西岛弧中部,中酸性钙碱性岩浆也普遍发育,并可能从早中新世持续到了早上新世(Polvéetal., 1997)。

图4 北苏拉威西岛弧代表性酸性岛弧岩浆岩野外照片与镜下照片(a-c)和代表性岛弧岩浆岩地球化学特征(d, 据Bas et al., 1986; e, 据Peccerillo and Taylor, 1976; f, 据Sylvester, 1998; g, 据Dostal et al., 1996)红色粗线长度为500μm. K-Ar和Ar-Ar年龄样品数据来自Polvé et al. (1997), Rangin et al. (1997), Elburg and Foden (1998). 锆石U-Pb定年样品数据来自Zhang et al. (2022). Bt-黑云母;Kfs-钾长石;Pl-斜长石;Q-石英Fig.4 Representative filed photos and photomicrographs of felsic rocks (a-c) and representative geochemical signatures of magmatic rocks (d, after Bas et al., 1986; e, after Peccerillo and Taylor, 1976; f, after Sylvester, 1998; g, after Dostal et al., 1996) from the North Sulawesi Arc Red scale bars are 500μm in length. Data of K-Ar and Ar-Ar dated samples from Polvé et al. (1997), Rangin et al. (1997), and Elburg and Foden (1998); and those of zircon U-Pb dated samples from Zhang et al. (2022). Bt-biotite; Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Q-quartz

根据已有K-Ar和Ar-Ar定年结果,北苏拉威西岛弧内岩浆事件可大体分为两期:早期(始新世-早中新世)主要发育钙碱性岛弧岩浆,其形成与印度洋洋壳北向俯冲有关;晚期(中中新世之后)发育成分复杂多变的基性-中酸性岩浆,其形成可能受到多种不同构造背景的控制(Kavalierisetal., 1992; Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997)。有学者认为,前期和后期岩浆性质的明显改变,可能与中中新世(约15～13Ma)Tukang Besi-Buton微陆块碰撞拼贴到苏拉威西有关(Elburg and Foden, 1998; Elburgetal., 2003)。

根据已有构造、海洋地球物理探测、海底钻探资料,西里伯斯海被认为是一个弧后盆地或边缘海,其形成与早始新世期间印度洋洋内俯冲作用有关。其构造演化可总结如下(Silveretal., 1983b; Surmontetal., 1994; Polvéetal., 1997; Hall, 2012):(1)早始新世期间(约50～45Ma),区域内印度洋洋壳俯冲作用发生改变,导致西里伯斯海以弧后盆地的方式打开并随后扩张,期间西里伯斯海与同样处于扩张状态的西菲律宾海通过转换断层的方式相连接;(2)晚始新世期间(约40～30Ma),西里伯斯海在～40Ma左右停止扩张,而西菲律宾海扩张持续到早渐新世(～30Ma),在此阶段内,印度洋洋壳开始在北苏拉威西南侧形成北向俯冲;(3)晚渐新世期间(～25Ma),随着印度洋洋壳持续俯冲,在北苏拉威西岛弧内发育了大量基性和酸性岛弧岩浆,同时随着澳洲板块西北前缘Sula Spur向巽他古陆的持续汇聚并拼贴,西里伯斯海与菲律宾海之间的转换断层逐渐转变形成马鲁古海俯冲带,并在苏拉威西北支东北部形成了现今仍活跃的桑义赫岛弧,且晚渐新世之后的桑义赫岛弧岩浆具有逐渐向东北方向迁移的趋势;(4)早-晚中新世期间(约15～5Ma),Tukang Besi-Buton微陆块碰撞拼贴到苏拉威西,诱发班达海板片向澳洲方向后撤,进一步促使北班达海盆和南班达海盆的相继打开,在此期间,西里伯斯海洋壳板片开始向北俯冲到苏禄群岛之下,并持续到～5Ma左右;(5)早上新世(～5Ma),Banggai-Sula微陆块碰撞拼贴到苏拉威西,西里伯斯海洋壳板片开始向南俯冲到苏拉威西岛北支之下,期间尽管经过～5Myr的俯冲作用,但目前尚未发现与西里伯斯海俯冲有关的岛弧岩浆,因此该俯冲作用很可能尚未进入俯冲成熟期。地震活动资料则显示,西里伯斯海洋壳板片至少已经向南俯冲至～300km的深度,而马里萨市以南的地震活动则可能与印度洋残留俯冲板片有关(图5a, b)。

图5 北苏拉威西岛弧马里萨市周边海拔变化(a)和地震活动(b)(数据来自USGS)以及北苏拉威西岛弧已有定年结果与澳洲板块北移记录(c-e)K-Ar定年数据来自Polvé et al. (1997), Rangin et al. (1997), Elburg and Foden (1998); 锆石U-Pb年龄来自Zhang et al. (2022). 澳洲板块北移数据来自Sun et al. (2020). 蛇绿岩和变质底板数据来自Parkinson (1998)Fig.5 Altitude profile (a) and seismicity (b) around the city of Marisa in the North Sulawesi Arc (data from USGS) and magmatic records in the North Sulawesi Arc and the northward drifting velocity of the Australian plate (c-e) K-Ar dating results from Polvé et al. (1997), Rangin et al. (1997), and Elburg and Foden (1998); and zircon U-Pb ages from Zhang et al. (2022). The drifting rates of the Australian plate from Sun et al. (2020). Ophiolites and metamorphic sole data from Parkinson (1998)

由上可见,北苏拉威西岛弧经历了多期次的板块俯冲事件,包括早始新世-晚渐新世期间的印度洋洋壳北向俯冲作用、晚渐新世-现今的马鲁古海北向(或西北向)俯冲作用、早上新世-现今的西里伯斯海南向俯冲作用。上述特殊的俯冲-构造-岩浆演化过程,造就了独特的北苏拉威西岛弧及其多期次的板块俯冲起始记录:较老的(～40Ma)印度洋洋壳俯冲起始、相对年轻的(约25～15Ma)马鲁古海洋壳俯冲起始、非常年轻的(～5Ma)甚至可能仍处于俯冲起始过程而尚未进入俯冲成熟期的西里伯斯海洋壳俯冲起始。上述处于不同演化阶段的俯冲作用和俯冲起始,为深刻理解板块俯冲起始的具体过程和地球动力学机制提供了绝佳的场所,更为对比研究不同板块俯冲起始的地质和地球物理记录提供了天然的实验室。

2.2 存在的争议问题和研究薄弱环节

北苏拉威西岛弧的地学研究程度相当薄弱,总体仍处于起步阶段,依旧存在较多争议问题和研究空白。主要不足和问题总结如下:

(1)时代不清,严重缺乏精确锆石U-Pb年代学制约。目前北苏拉威西岛弧岩浆岩的定年方法主要使用全岩或矿物K-Ar或Ar-Ar定年(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997; Elburgetal., 2003),严重缺少更为精确的锆石U-Pb定年结果。更为重要的是,全岩或矿物K-Ar或Ar-Ar年龄,反应的是岩浆的冷却年龄,因此并不能直接用来限定岩浆岩的侵位或结晶年龄,尽管对于部分快速冷却并侵位结晶的岩浆岩来说,冷却年龄与结晶年龄十分接近。另外,K-Ar或Ar-Ar定年易受到后期蚀变或风化和过剩Ar等因素的影响而给出无地质意义的结果。

(2)构造-岩浆演化历史仍存在争议并缺少可靠证据。关于北苏拉威西岛弧构造-岩浆演化历史,由于缺少关键证据(如岩浆岩结晶年龄、变质岩变质年龄、微陆块碰撞记录、断层活动时间等),仍存在不少争议和悬而未决的问题。例如,该区域内印度洋洋壳俯冲的起始时间?北苏拉威西岛弧内哪些岩体与印度洋洋壳俯冲有关(及其空间分布)?印度洋洋壳俯冲向马鲁古海北向俯冲转变的具体过程和控制因素?北苏拉威西岛弧内哪些岩体与马鲁古海俯冲有关(及其空间分布)?西里伯斯海南向俯冲起始的具体时间?苏拉威西东部蛇绿岩就位对北苏拉威西岛弧的影响?两个微陆块具体碰撞拼贴时间以及对北苏拉威西岛弧的影响?值得注意的是,目前已有的板块重建模式(Hall, 2012)是建立在早期K-Ar和Ar-Ar年龄的基础上,因此需要根据更可靠且更精确的锆石U-Pb年龄来进行相应修正。

(3)缺少针对板块俯冲起始的系统研究。前人主要对北苏拉威西岛弧岩浆的形成时代、空间分布、岩石地球化学特征等进行了研究,并取得了不少成果(Kavalierisetal., 1992; Polvéetal., 1997; Elburgetal., 2003)。但是,目前并没有重点针对该区域内板块俯冲起始记录、过程、地球动力学机制的研究。例如,该区域内印度洋洋壳俯冲起始的诱因?马鲁古海北向俯冲起始的具体时间与板块俯冲起始机制?西里伯斯海南向俯冲起始的具体时间和地球动力学机制?北苏拉威西岛弧内是否发育与西里伯斯海南向俯冲有关的岩浆岩?北苏拉威西岛弧是否有与板块俯冲起始相关的SSZ型蛇绿岩、变质底板、弧前玄武岩、玻安岩等?北苏拉威西岛弧俯冲起始与IBM俯冲带俯冲起始有何异同?

以上争议问题和研究空白,特别是精确定年的缺失,严重影响了学者对北苏拉威西岛弧新生代构造-岩浆演化历史的理解和认识,也极大的阻碍了对北苏拉威西岛弧印度洋(或西里伯斯海和马鲁古海)洋壳俯冲起始具体时间、过程和地球动力学机制的研究。

3 最新进展

近几年中作者所在团队多次前往苏拉威西岛和北苏拉威西岛弧进行野外调查和采样,并获得了大量资料和数据(Zhangetal., 2020, 2021, 2022)。更为重要的是,在结合前人研究成果的基础上(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997; Elburgetal., 2003),这些新的数据为初步限定北苏拉威西区域内印度洋洋壳俯冲起始的时间和动力学机制打下了基础(Zhangetal., 2022)。

3.1 基底年龄、岛弧岩浆活动时代与构造背景

前人研究中使用的是全岩或矿物K-Ar和Ar-Ar定年(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997; Elburgetal., 2003),这些年龄需要更可靠的锆石U-Pb年龄来进一步检验。例如,最新的锆石U-Pb定年表明,博罗科花岗岩年龄为27.5±0.4Ma、27.7±0.6Ma、25.9±0.6Ma(Zhangetal., 2022),这些明显老于之前的K-Ar年龄(22.2±0.5Ma与22.5±0.5Ma;Ranginetal., 1997)。可见,特别是中-酸性岩,K-Ar和Ar-Ar定年结果不可靠,需要锆石U-Pb定年来进一步检验。

而对于基性岩,目前K-Ar和Ar-Ar定年仍是主流且合适的定年方法。关于北苏拉威西基底,Polvéetal.(1997)对同一块玄武岩样品SN8908进行了四次K-Ar定年,结果分别是50.23±6.45Ma、46.07±6.11Ma、41.82±5.96Ma和40.27±5.98Ma,这些是该区域内最老的年龄报道。考虑到以上四个结果存在较大的误差,且后两个年龄结果在误差范围内一致,作者认为前两个年龄不可靠,并使用后两年龄的加权平均值(即41±6Ma)作为该玄武岩的最佳冷却年龄(可能接近其结晶年龄)。同时,Polvéetal.(1997)还报道了另一个弧后盆地型玄武岩样品B34,其K-Ar年龄为37.02±1.09Ma,这目前是北苏拉威西内最年轻的弧后盆地型基底。因此,作者认为北苏拉威西基底的形成时间为约41～37Ma。北苏拉威西弧后盆地型基性基底的形成,很可能与西里伯斯海自约48～43Ma开始的弧后扩张有关,这已被自西里伯斯海和西菲律宾海的海底磁性异常数据证实(Kavalierisetal., 1992; Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997)。在此过程中,北苏拉威西岛弧内并没有岛弧岩浆记录(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997),也即没有俯冲作用。

作者在北苏拉威西岛弧的不同区域(特别是岛弧南北两侧的博罗科、宾陶纳、马里萨、哥伦打洛省等交通便利的城镇周边;图3b、图4)系统采集了中酸性侵入岩(如闪长岩、花岗岩等)。这些岩体具有典型的与俯冲带相关地球化学特征,如稀土元素的高分异,大离子亲石元素富集,高场强元素亏损,并具有明显的Nb、Ta、Ti负异常。在典型构造判别图中,它们均投入到岛弧花岗岩内(图4;Zhangetal., 2022)。结合它们侵入到始新世基底中,可以认为这些侵入岩形成于岛弧环境。其中岩浆锆石的U-Pb定年结果为约29.7～16.7Ma,呈现两个峰值分别在约30～24Ma和约20～16Ma(图5c; Zhangetal., 2022)。结合前人研究成果(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997; Elburg and Foden, 1998), 作者认为这些约30～24Ma的与俯冲相关的岛弧岩浆岩,很可能与印度洋洋壳北向俯冲到北苏拉威西基底之下有关。

另外,作者在该岛弧的北缘发现约9.7～9.4Ma的英安岩,在中部识别出～9.2Ma的闪长岩,以及在岛弧南缘甄别出约6.8～4.1Ma的英安岩和安山岩(图3b、图5)。同期岩浆作用前人也有报道(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997),如岛弧南缘的约8.8～5.4Ma的花岗闪长岩和～7.0Ma的安山岩。这些岩体均具有典型俯冲带相关的地球化学特征。作者初步认为,它们的形成可能与西里伯斯海南向俯冲到北苏拉威西岛弧之下有关。然而,目前的板块重建模式认为西里伯斯海在～5Ma才开始南向俯冲(Hall, 2012),因此关于这些岩体的具体构造背景,仍需要进一步的研究来确认。

3.2 俯冲起始关键证据——弧前玄武岩和玻安岩?

目前多数学者将弧前玄武岩+玻安岩的岩石组合作为板块俯冲起始的岩石学证据(Ishizukaetal., 2011; Arculusetal., 2015; Lietal., 2019)。尽管类似的岩石组合在一些古老的俯冲(或缝合)带内已被发现(Lietal., 2020),但整体而言,类似的岩石组合在现今岛弧或古老俯冲系统内却很少出现。具体原因可能有多种,如上覆岩石覆盖、后期构造-热事件的改造等(Arculusetal., 2015)。

值得注意的是,越来越多的研究表明玻安岩或者具有相同地球化学特征的岩石,可以形成于诸多不同的构造环境中,如海底平原、洋岛火山、陆弧碰撞、洋壳板片边缘、前弧扩张中心等(Pearce and Arculus, 2021)。另外,通过对西菲律宾Central Palawan-Amnay ophiolites的详细研究,Yuetal.(2020, 2022)认为这些蛇绿岩形成于由海盆扩张中心向俯冲带转变的过程中,但并没有发现玻安岩。以上研究表明,关于俯冲起始,似乎没有唯一不变的规则,也即玻安岩(或弧前玄武岩)可以形成于俯冲起始,但并不是所有的俯冲起始都必须形成玻安岩(或弧前玄武岩)。

在北苏拉威西岛弧内,目前并没有玻安岩(或弧前玄武岩)的报道。一方面,这可能与该区域研究程度较低、植被覆盖严重、露头出露较差、海水侵蚀和风化作用强烈、后期构造-岩浆活动改造剧烈等因素有关。另一方面,正如前边所述,玻安岩(或弧前玄武岩)并非是洋壳俯冲起始的必要产物(Yuetal., 2020, 2022)。更为重要的是,北苏拉威西岛弧的基底为弧后盆地型基性岩,这明显不同于IBM内的典型亏损地幔和MORB型洋壳(Ishizukaetal., 2011)。这样的差异,也可能是造成北苏拉威西内缺失玻安岩(或弧前玄武岩)的关键因素。另外,最近的模拟研究表明,玻安岩和弧前玄武岩这样的岩石组合一般出现在类似IBM的由内在垂直方向上重力差异诱发的自发性俯冲起始中,而由远场水平应力驱动的被动型俯冲起始,因缺少岩石圈地幔上涌和减压部分熔融等,则不利于玻安岩和弧前玄武岩这些岩石的形成(Maunderetal., 2020)。

作者认为更多更详细更广泛的采样,特别是弧前位置的钻探取样和海底拖网取样等,才能确认北苏拉威西岛弧内是否有玻安岩(或弧前玄武岩),才能进一步分析有或没有这些岩石的具体成因。

3.3 俯冲起始关键证据——SSZ型蛇绿岩和变质底板?

在北苏拉威西岛弧内,并没有SSZ型蛇绿岩和变质底板的报道,但在临近的东苏拉威西蛇绿岩内,有相关报道。而分隔东苏拉威西蛇绿岩和北苏拉威西岛弧的Gorontalo海湾,被认为是在早上新世期间北苏拉威西海沟后撤形成的拉张环境下打开的(Pholbudetal., 2012)。Parkinson (1998)在东苏拉威西蛇绿岩内发现了典型的变质底板,其内包含上部薄层的角闪岩相变质的斜长角闪岩和变基性岩,以及位于下部的绿片岩相变碎屑岩。其中基性岩具有典型MORB地球化学特征,其变质温度条件为约680～740℃。含石榴子石或绿帘石斜长角闪岩中的角闪石K-Ar定年表明,高温变质作用时代为～31Ma。另外,在东苏拉威西蛇绿岩的其他部位,也有类似斜长角闪岩的发现,它们的K-Ar变质年龄为约34～29Ma(Parkinson, 1998)。以上岩石组合、产状、变质温度压力条件等均符合典型变质底板特征。更为关键的是,这些变质年龄与区域内蛇绿岩的最年轻定年结果(约36～32Ma)十分接近。

尽管,目前关于东苏拉威西蛇绿岩的具体形成时代和背景仍颇具争议,作者沿用Silveretal.(1983a)和Monnieretal.(1995)的观点,认为东苏拉威西蛇绿岩是一个复杂的杂岩体,其内包含了各种不同起源和成因的蛇绿岩。进一步的,作者认为其中部分蛇绿岩和变质底板的形成可能与晚始新世期间的一次俯冲起始过程有关。

3.4 印度洋洋壳俯冲起始初步认识

目前已有的地质学、地球化学、年代学等资料表明,在北苏拉威西,印度洋洋壳的俯冲作用(俯冲起始)可能发生在约37～30Ma之间,主要的支持证据有:(1)最年轻的弧后盆地型基性基底年龄为～37Ma(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997);(2)最老的钙碱性酸性岛弧岩浆年龄为～30Ma(Zhangetal., 2022);(3)临近的东苏拉威西蛇绿岩内出现约36～32Ma蛇绿岩和约34～29Ma变质底板(Parkinson, 1998),而它们的形成很可能与俯冲起始有关。如果上述观点正确的话,对于北苏拉威西内记录的印度洋洋壳俯冲起始,从俯冲起始到形成俯冲相关钙碱性岩浆的时间间隔最大为～7Myr。近似的时间间隔(约8～7Myr)在IBM地区也被观察到(IBM弧前玄武岩首次出现在约52～51Ma,具有典型俯冲带地球化学特征的拉斑和钙碱性岩浆首次出现在约44～37Ma;Ishizukaetal., 2011)。

关于板块俯冲起始的形成机制或控制因素存在多种假说(Stern, 2004)。在北苏拉威西岛弧,根据已有的板块重建模式(Nichols and Hall, 1999; Hall, 2012),地幔柱、岩石圈小尺度对流、热化学作用、微陆块(或海底高原)碰撞或拼贴等模式缺乏可靠证据支持。同时,该区域内也没有早期的洋壳俯冲记录(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997),因此俯冲带极性倒转和俯冲带跃迁等模式也不适用该区域内的印度洋洋壳俯冲起始。

作者发现,在晚始新世期间,澳洲板块北漂速度突然急剧增加,由约40～36Ma期间的约4～5cm/yr突然飙升至约36～32Ma期间的约8～9cm/yr(图5e; Sunetal., 2020)。这样的突然加速,很可能在区域范围内形成一个强烈的挤压环境,从而导致西里伯斯海和西菲律宾海的洋盆扩张在～33Ma左右逐渐停止(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997),也可能导致了印度洋洋壳开始向北苏拉威西基底之下俯冲。类似的由板块突然加速导致的洋壳俯冲起始,在白垩纪期间Arabia和欧亚板块之间也有记录(Agardetal., 2007)。另外,印度洋洋壳和北苏拉威西基底之间的过渡部分,由于两者性质的截然不同,很可能存在一定的不连续或薄弱区域,而这也为洋壳俯冲起始提供了理想环境。

综上,作者认为晚始新世期间印度洋洋壳俯冲起始为被动型,其形成最可能与同期的澳洲板块的突然加速北漂有关。

3.5 北苏拉威西岛弧记录的印度洋洋壳俯冲历史

结合前人地质学、岩石地球化学与年代学资料(Kavalierisetal., 1992; Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997; Elburg and Foden, 1998; Elburgetal., 2003)和构造重建模式(Nichols and Hall, 1999; Hall, 2012; Zhangetal., 2022),作者将北苏拉威西岛弧记录的早始新世-中中新世期间印度洋洋壳俯冲历史总结如下:

(1)早-晚始新世(约50～37Ma;图6a):北苏拉威西基底形成阶段,印度洋洋壳在该区域未形成俯冲。北苏拉威西弧后盆地型基性基底的形成可能与西里伯斯海自约48～43Ma开始的弧后扩张有关(Kavalierisetal., 1992; Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997)。在此期间, 北苏拉威西区域内并没有岛弧岩浆形成, 也即没有俯冲记录。

图6 北苏拉威西岛弧记录的印度洋洋壳俯冲历史(据Zhang et al., 2022修改)Fig.6 A tentative subduction history for the Indian oceanic plate in the North Sulawesi Arc (modified after Zhang et al., 2022)

(2)晚始新世-早渐新世(约37～30Ma;图6b):印度洋洋壳俯冲起始阶段。在该时间段内,印度洋洋壳开始向北苏拉威西基底之下俯冲。该印度洋洋壳俯冲起始可能与同期的澳洲板块的突然北向加速有关(北漂速度由约4～5cm/yr激增至约8～9cm/yr)。同时,在俯冲起始过程中可能形成了一些洋壳碎片(约36～32Ma)和变质底板(约34～29Ma),并随后拼贴到东苏拉威西蛇绿岩内。

(3)早渐新世-中中新世(约30～16Ma;图6b, c):印度洋洋壳持续俯冲阶段,并在北苏拉威西岛弧形成基性和酸性岛弧岩浆。该阶段内的岛弧岩浆呈现出大致两个峰期(约30～24Ma 和约20～16Ma)。东苏拉威西蛇绿岩的主体部分可能在该时间段内拼贴就位(Polvéetal., 1997; Ranginetal., 1997)。

(4)中中新世(～15Ma;图6c):Tukang Besi-Buton微陆块碰撞拼贴,导致该区域的印度洋洋壳俯冲终止。在已有的板块重建模式中(Elburgetal., 2002; Hall, 2012),Tukang Besi-Buton微陆块被认为可能在～15Ma碰撞拼贴到苏拉威西。此次碰撞事件,在印尼及周边区域构造演化中扮演了至关重要的角色(Hinschbergeretal., 2005; Spakman and Hall, 2010; Zhangetal., 2020),可能导致了北班达海盆的打开、北苏拉威西岛弧岩浆活动的停止(图5)、班达海板片向班达湾(Banda embayment)方向的后撤,以及该区域内印度洋洋壳北向俯冲的终止。随着马鲁古海板片(Molucca Sea plate)西北向俯冲到北苏拉威西之下,桑义赫岛弧(Sangihe Arc)已经形成。

4 结语与展望

板块俯冲起始是板块构造理论中研究最薄弱环节,迫切需求更多的实例,特别是年轻的或正在发生的俯冲起始案例,以进行更直接更全面的观测和对比研究,增进研究者对板块俯冲起始机制的认识,从而完善板块构造理论。印度尼西亚北苏拉威西岛弧经历了多期次(印度洋、马鲁古海、西里伯斯海)的且处于不同演化阶段的俯冲事件,很可能保存下来相应的俯冲起始记录。这些为深刻理解板块俯冲起始的具体过程和地球动力学机制提供了绝佳的场所。

尽管目前北苏拉威西岛弧的地学研究仍十分薄弱,存在不少研究空白区,但是最新的岩石地球化学数据, 结合已有的地球物理资料和地质学记录,为揭示区域构造-岩浆演化历史提供了详实的证据,为解析该岛弧多期次俯冲事件和俯冲过程提供了一定的约束,为综合制约印度洋(或马鲁古海和西里伯斯海)的洋壳俯冲起始时间和具体控制因素打下了基础。相信未来多学科、跨尺度的综合研究,能更进一步的限定北苏拉威西俯冲起始与东南亚地区大地构造演化之间的构造耦合关系。另外,通过将北苏拉威西岛弧与IBM等典型板块俯冲起始的地质记录、岩浆记录、源区性质与时空变化等进行综合对比研究,寻找共同点或差异点及其控制因素,将极大增进研究者对板块俯冲起始的地球动力学机制的理解和认识。

致谢感谢三位匿名审稿专家对本文的详细修改和指导意见。