2018, Vol. 42
文章信息
- 李聪颖, 邢军辉, 李德勇, 宫伟, 郭雨帆, 李朝阳. 2018.
- LI Cong-ying, XING Jun-hui, LI De-yong, GONG Wei, GUO Yu-fan, LI Chao-yang. 2018.
- 千岛-勘察加俯冲带俯冲特征的空间差异性及成因的初步探讨
- Spatial difference and its impact on the subduction characteristics of the Kuril-Kamchatka subduction zone
- 海洋科学, 42(8): 1-13
- Marine Sciences, 42(8): 1-13.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20170809002
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文章历史
- 收稿日期：2017-08-09
- 修回日期：2018-02-12
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东 青岛 266071;
3. 中国海洋大学 海洋地球科学学院, 山东 青岛 266100;
4. 江西省地震局, 江西 南昌 330039
2. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266071, China;
3. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
4. Seismological Bureau of Jiangxi Province, Nanchang 330039, China
俯冲带在板块构造中具有十分重要的地位, 一直以来受到地球科学界的广泛关注[1-3]。详细研究俯冲带的构造特征对于深入理解俯冲板块的物理性质、岛弧岩浆作用、弧后扩张作用以及俯冲带大地震的触发机制有着重要意义[4]。由于俯冲板片性质不同或周围地缘的影响, 俯冲带往往不是均一的, 其不同的位置可能有着迥异的特质, 而俯冲带的空间特征是认识板块运动过程、消亡过程的基础, 了解俯冲带的空间差异性可以帮助我们认识板块的运动演化过程。
自20世纪以来, 基于地球科学理论及方法的不断进步, 地质、地球物理方法在俯冲带的研究中得到广泛应用。研究者们利用地震分布详细地研究了俯冲带的形态及分布, 并通过震源机制解对俯冲带的应力状态进行刻画[2-3, 5], 特别地, 地震层析成像方法为识别俯冲板块形态、探讨地幔楔的物理化学性质、理解俯冲带相关的地球动力学进程提供了极好的约束[1, 6-7]。与此同时, 岛弧火山岩中的Sr、Nd等同位素信息, 可以反映岩浆的作用过程, 进而对俯冲带的俯冲过程有着一定的揭示作用[8]。
千岛-勘察加俯冲带是太平洋板块向鄂霍次克板块(北美板块)之下俯冲的产物, 具有典型的“沟-弧-盆”体系, 并伴生有强烈的构造、岩浆活动以及区域变质作用。千岛-勘察加海沟也是研究太平洋板块和鄂霍次克板块运动、演化及二者相互作用的重要对象。沿千岛-勘察加俯冲带,板块的厚度、俯冲速率、角度以及沿千岛群岛的地壳厚度, 均存在差异[9-11]。前人基于地形和地壳厚度[10]、中深源震中分布[12-14]及应力状态[2-3]等, 对千岛-勘察加俯冲带进行了俯冲带空间差异性的研究并进行了分段。但前人主要利用上述某一手段对俯冲带的空间差异性进行分析, 导致分段结果与其他手段显示的差异性特征存在一定程度的不符。另外, 地震数据的差异以及俯冲带分段情况的初始设定不同, 都会对分段结果有影响, 而且平行于海沟的震源带(贝尼奥夫带)本身是一个复杂的地质-地球物理带。所以, 对于千岛-勘察加俯冲带的分带需要基于多种研究方法对分带结果进行综合分析。因此本文利用地震震中分布研究千岛-勘察加俯冲带的形态及分布; 结合前人深部层析成像成果, 识别俯冲板片的俯冲形态及深部地幔发育情况, 结合tomoDD软件所刻画的浅部板上地幔楔熔融情况, 对千岛-勘察加俯冲带有一个从深至浅的认识。最后, 收集整理该区域弧前地区火山岩的同位素丰度比值信息, 利用岛弧火山岩中的Sr、Nd、Pb同位素信息来反映俯冲区域岩浆作用的分段性。综合上述3种手段, 多尺度多角度地揭示千岛-勘察加俯冲带结构及俯冲特征的空间差异性。
1 区域地质概况千岛-勘察加俯冲带分布在环太平洋西岸45°~ 53°N, 具有典型的“沟-弧-盆”体系, 勘察加半岛-千岛群岛-日本北海道岛自北向南将太平洋板块与鄂霍次克海分开(图 1a)。在白垩纪前, 该区域处于古亚洲洋的范围, 原鄂霍次克板块是一个老的大洋玄武岩高原, 在侏罗纪-白垩纪期间与库拉板块拼贴在一起, 并与库拉板块一起向北运动[15]。在早白垩世, 鄂霍次克海域沉积盆地原始基底初步拼合成型, 经过一系列的构造运动, 基底发生褶皱-张裂变形[16-17], 早古新世(65~55 Ma), 鄂霍次克海域中的南千岛构造与西侧东萨哈林隆起发生碰撞[18], 晚渐新世-早中新世, 千岛-勘察加岛弧形成, 同时弧后发生强烈的裂谷作用, 千岛深水弧后盆地发展[19]。该区域俯冲作用主要发生在始新世末期-渐新世中期, 俯冲带的形成与太平洋板块运动方向突然转变有关。40~36 Ma, 太平洋板块运动方向由NNW向变为NWW向, 其向西运移的速度达到90 mm/a, 正是此时形成了西太平洋俯冲带的沟弧体系[20]。中中新世时期(17~15 Ma), 千岛海盆开始沿N-S方向扩张[21], 在上新世, 受到千岛岛弧向西南方向迁移的影响, 千岛海盆扩张方向发生逆时针旋转, 之后, 受NW-SE向挤压应力的作用, 千岛海盆扩张停止[22], 在距今3 Ma左右, 千岛-勘察加俯冲带构造单元基本形成[23], 目前太平洋板块以80~100 mm/a的速率向鄂霍次克板块俯冲碰撞。
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| 图 1 千岛-勘察加俯冲带构造位置、震源分布图 Fig. 1 Main geographical, tectonic, and distribution of seismic data used in the Kuril-Kamchatka subduction zone: a.构造位置图; b.震源分布图 a. main geographical and tectonic units; b. distribution of seismic data used in the subduction zone |
本文采用美国地震信息中心(USGS网址https://earthquake.usgs.gov)给出的震中和震级等信息, 作出了1990年1月1日至2017年1月1日, 发生于40°~ 58°N, 140°~165°E区域内的199 170个M(震级)≥4.0的地震分布图。图 1b揭示, M≥4.0的地震大致沿千岛海沟形成一个NE向的弧状地震带。为了精细刻画俯冲带的形态特征, 本文选取12条垂直于海沟的剖面(K1—K12)和1条平行海沟的剖面(AA′)(图 1b), 并将剖面两侧各50 km范围内的地震(M≥4.0)投影至K1—K12剖面上(图 2), 其中箭头所示为千岛-勘察加海沟的位置, 红色三角为测线所经过的火山。
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| 图 2 测线K1—K12地震震源深度记录 Fig. 2 Projection of the seismicity shown along profile K1—K12 |
地震层析成像技术自19世纪70年代创立以来[24], 在地壳、上地幔速度结构和大地构造单元特征的研究中得到了广泛的应用, 深化了人们对地球深部构造的认识[7, 25-26]。俯冲板片的形态以及俯冲的深部动力学过程等在三维P波速度结构图上有很好的展现, 为了掌握千岛-勘察加俯冲带板片形态及上覆地幔的发育情况, 更精细地刻画千岛-勘察加俯冲带的空间差异特征以及明确该区域的分段特征, 本文利用koulakov[27]所作的三维P波速度结构图对千岛-勘察加俯冲带进行深入研究。
本文进行浅部地震层析成像研究所使用的数据来源于国际地震中心(ISC, 网址http://www.isc.ac.uk/), 经过EHB方法[28]校正, 时间为1960年3月10日—2008年12月28日, 140°~165°E, 40°~58°N范围内的P波走时数据, 包括ISC公布的地震台站136个, 5 847个地震事件, 使用tomoDD数据预处理模块, 在挑选地震事件时遵循了地震震级大于等于4.5级、每个地震事件被记录到的地震台站超过5个、限制震中距小于1 000 km、每个地震对之间间距小于30 km以及P波到时精度大于等于0.1 s的原则[29]。研究区内最终用于反演的台站数是80个, 共挑选出3 928个地震事件, 59 543个P波绝对到时震相数据以及540 465个P波震相对数据。
双差层析成像方法采用三维网格节点的地球介质模型, 在研究区域建立直角坐标系并设置好反演网格点, 垂直海沟方向以25 km为间隔, 沿海沟方向以100 km为间隔, 深度方向上以3, 10, 20, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 100, 120, 140, 160, 180, 200 km为网格点。本文反演采用的初始模型为IASP91模型[30], 并在俯冲地区引入太平洋俯冲板块岩石圈的上下界面, 且设置太平洋俯冲板块岩石圈内的初始P波速度比相同深度处的壳幔高4%[1], 通过6次迭代, 数据的P波绝对走时均方根残差从1.362 6 s降低到0.551 7 s, P波加权走时均方根残差从3.800 2 s降低到0.406 5 s。
研究区的火山作用与仍在进行着的太平洋板块的俯冲有关, 火山前缘的分段性, 熔岩化学成分的变化趋势这些发生在岛弧上的化学过程, 在一定程度上反映了岩浆的作用过程, 从而对俯冲带的俯冲过程有着揭示作用[8]。而同位素在岩浆演化分异过程中保持恒定, 不会受控于晶体-液体的平衡过程, 可直接反映岩浆形成过程中源区的特点[31]。因此, 同位素在岩浆作用研究中发挥了重要作用, 尤其是Sr、Nd、Pb等同位素, 其在俯冲带研究中应用最为广泛, 可以提供活动大陆和大洋边缘火山地壳下的深部物质信息。
3 结果 3.1 俯冲带地震分布及形态变化俯冲板块的几何学形态特征是不同阶段各种驱动力和阻力的合力作用的结果, 而俯冲带的倾角特征是俯冲带几何学形态的最直观表现[32]。据Hist等[33]的研究可知, 倾斜的震源带大致勾勒出板块的俯冲行迹, 且地震多发生于俯冲带的上表面附近, 延伸至深部地带, 震源则向俯冲带中部偏移, 但仍接近上表面, 故贝尼奥夫带基本上反映了俯冲带的形态特征。
K1、K2测线由南至北, 分别经过北海道岛-国后岛(图 1b), 俯冲角度逐渐增大(图 2), 沿测线AA′至距离起点约500 km处, 整个区域没有超过400 km深度的地震, 主要为浅源-中源地震(图 3)。经过择捉岛-南侧Vityaz海脊的K3、K4测线, 俯冲角度相较于南部区域略微增大(图 2), 且深源地震虽有增多, 但500 km以深的地震极为稀疏(图 3沿测线约500~800 km范围)。位于两个对称Vityaz海脊之间的测线K5—K7区域, 俯冲倾角变化不大, 大致为45°, 中-深源地震均有分布, 但分布并不密集(图 3沿测线约800~1 100 km范围)。与测线K4类似, 位于温迩古丹岛的测线K8浅-中-深源地震皆有分布, 而在550 km以深的区域中仅有3个地震事件, 但该区域存在超过660 km的深源地震(图 3沿测线约1 100~1 350 km范围), 俯冲板片在该区域可能穿过660 km间断面。测线K9—K11, 位于千岛岛弧北缘-勘察加半岛南缘, 为俯冲倾角最大区域, 300~410 km深度范围地震稀疏, 410~ 660 km深度范围地震数量多, 震级高(图 3沿测线约1 350~1 700 km范围), 其中经过幌筵岛的K9测线, 倾角最大, 且550 km以深俯冲倾角呈近乎垂直的状态。测线K12位于勘察加半岛中部, 周边区域鲜有深源地震发生。
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| 图 3 沿千岛-勘察加俯冲带测线AA′地震震源深度记录 Fig. 3 Projection of the seismicity shown along the Kuril-Kamchatka subduction zone in profile AA′ |
从地震震中分布来看, 千岛-勘察加海沟俯冲带从南至北, 俯冲倾角逐渐增大而后变缓, 日本北海道-千岛海沟南部贝尼奥夫带的倾角最小, 向北至千岛海沟中部倾角变大, 在测线K9处, 贝尼奥夫带倾角达到最大, K9测线以北至勘察加半岛附近, 贝尼奥夫带倾角再次变缓, 在300~410 km以及410~660 km间断面之间地震分布稀疏程度存在明显差异。通过丰富的地震数据, 虽然可以较好地勾勒出贝尼奥夫带的空间变化, 但也只能大致反映俯冲带的形态特征以及简单的深部相变情况, 无法清晰刻画俯冲板片及上覆地幔的空间特征, 为此, 在上述地震空间分析的基础上, 本文收集了千岛-勘察加俯冲带处的层析成像资料, 并结合tomoDD软件, 对千岛-勘察加俯冲带的空间特征进行了更详细的研究。
3.2 俯冲带P波速度结构 3.2.1 俯冲带深部P波速度结构考虑到相邻测线如K1与K2, K3与K4等, 在深部P波速度结构图中俯冲板片的俯冲结构差异性较小, 因此本文自南向北选取K2、K4、K6、K8、K10、K12共计6条测线的P波速度结构图进行研究, 由图 4所示, 蓝色高速异常所代表的太平洋板片在不同的测线上表现出不同的形态, 黑色实线为Koulakov[27]所认为的俯冲板片的上下界面, 黑色点为震源位置。从板片的俯冲倾角而言, 其与图 2中地震所约束的贝尼奥夫带倾角大致相当, 图 4中K6、K8、K10测线明显俯冲角度明显偏大, 其余测线角度稍小。从高速异常所约束的太平洋板片形态来看, 对于K2、K4测线, 俯冲板片大致俯冲到660 km间断面处, 并沿着660 km间断面NW向延伸; K6、K8、K10测线俯冲板片均明显下插到660 km间断面以下, 但在200~ 400 km深度范围内俯冲板片的厚度差别较大, 自南向北逐渐变薄, 在K10测线上俯冲板片呈中间薄, 两边厚的“骨头状”, 厚度可能不足70 km[27]; K12测线中高速异常所约束的俯冲板片深度明显变浅。
从俯冲板片上方的低速异常所约束得到的板上地幔楔的熔融程度上来看, K2、K4测线在火山岛弧之下, 沿俯冲板片的上界面, 发育大范围的低速异常, 应该是由于俯冲过程中含水矿物的脱水或者是快速俯冲的板片将自由水带入下地幔, 造成的地幔物质部分熔融; K6测线鄂霍次克海区域并未看到大范围熔融地幔楔的存在, 且上覆板片的岩石圈范围内仅可以看到微小的低速部分, 与该区域地壳厚度最薄相对应[10]; K8、K10测线处板片上方有小范围地幔楔发生熔融, 但K10测线处低速异常值较小, 熔融程度较高; K12测线未看到熔融地幔楔的存在。
从深部P波速度结构图上可以看出, K4—K12测线不论是高速异常部分还是低速异常部分都表现出了很大的不同, 这种空间上的不同进一步表明沿千岛-勘察加海沟俯冲带确实存在明显的差异性, 且具有分段特征。而K2与K4测线在深部P波速度结构图上具有相似性(沿AA′测线起点至约800 km处), 不易区分, 为了进一步确定千岛海沟南部俯冲带的空间差异特征, 更精细地刻画千岛-勘察加俯冲带南部上覆地幔楔的发育情况, 本文采用双差层析成像方法[26, 34]研究K2与K4测线所在区域200 km以浅的P波速度结构, 从深至浅的阐述千岛-勘察加俯冲带南部的空间差异性。
3.2.2 俯冲带浅部P波速度结构图 5为俯冲带南200 km以浅的P波速度结构图, 其中虚线为DWS=100的值(DWS为偏微分加权值), 黑色实线为俯冲板片的上界面, 与其平行的虚线为俯冲板片的下界面。由图 5可知, 低速异常部分测线Q1—Q3, 仅在俯冲板片上表面存在小范围低速异常。Q4测线, 低速异常范围变大, 在板上地幔楔中成团出现, 可知相比于南部测线, Q4测线处板上地幔楔开始发生较大范围的熔融, Q5、Q6测线, 俯冲板片的上部100~200 km处发育有成团的地幔楔, 说明在该区域板片内部一些含水矿物的持续变质脱水反应释放出大量的流体, 这些流体降低了地震波速度, 出现了低速异常。从高速异常部分所限制的俯冲板片形态来看, 测线Q1, 角度明显偏缓(~32°), 而其他测线200 km以浅, 俯冲角度大致为45°。以上结合俯冲带深部结构(图 4)可以得出, 沿北海道岛-国后岛-择捉岛-得抚岛区域(K1—K4测线范围), 虽然俯冲板片的形态、深度等大致相同, 但其板上地幔楔的熔融情况存在着明显差别, 因此K1—K4测线所在区域(沿AA′测线起点至约800 km处)有着明显的空间差异性和分段特征, 分段位置应在Q3测线附近。
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| 图 5 千岛-勘察加海沟俯冲带南Q1—Q6测线三维P波速度结构图 Fig. 5 Result of P-velocity anomalies in the southern vertical sections across the strike of the Kurile-Kamchatka arc |
综合地震震中分布和地震层析成像技术可知, 俯冲带在震源分布、俯冲板片形态及俯冲角度呈现出明显的空间差异性。在此基础上, 通过对岛弧火山岩浆作用的探究, 侧面揭示俯冲带的深部俯冲过程的差异性特征, 以期对上述合理的空间划分结果进行印证。
3.3 地球化学——同位素比值为进一步确定千岛-勘察加俯冲带空间差异特征, 本文收集了北海道岛北部-千岛群岛-勘察加半岛岛弧(41°~55°N)火山岩的同位素丰度的比值, n(87Sr)/ n(86Sr)、n(143Nd)/n(144Nd)和n(206Pb)/n(204Pb)[35-67], 图 6表示沿岛弧三种同位素比值的变化。
图 6沿岛弧, n(87Sr)/ n(86Sr)变化明显, 南缘北海道岛-择捉岛(沿AA′测线起点至约500 km处), 由南至北, 数值较高且显著减少; 中南缘择捉岛-Bussol海峡(沿AA′测线约500~800 km处), n(87Sr)/n(86Sr)仍降低, 但趋势稍缓, 中部Bussol海峡以北至勘察加半岛南缘(沿AA′测线约800~1 700 km处), 变化不明显, 但仍有先增大后减小的趋势, 约为0.7 032;研究区北缘, n(87Sr)/n(86Sr)由南至北逐渐增大, 平均值为0.7 036。这种统计学上的变化趋势与前人的研究基本相同[68]。沿岛弧n(143Nd)/n(144Nd)数值变化与n(87Sr)/n(86Sr)呈负耦合性, n(206Pb)/n(204Pb)在岛弧南北端与n(87Sr)/n(86Sr)数值变化趋势基本一致, 而在岛弧中部即沿AA′测线约500~1 700 km处, 限于该区域n(206Pb)/n(204Pb)数据的缺乏, 仅参照整体趋势, 大致推测。
通过统计学分析沿岛弧Sr、Nd、Pb同位素丰度比值的变化, 可知区域岩浆作用呈现出明显的分段特征, 但由于不同学者进行同位素测试所采用的岩石样品及处理手段的不同, 其在Bussol海峡以北至勘察加半岛南缘(沿AA′测线约800~1 700 km处)呈现出的分段特征并不明显。而对于俯冲带沿岛弧岩浆成分的空间差异, 由以往的研究可知[68, 69]影响因素众多, 如地幔来源的不均匀性, 地幔部分熔融、结晶分异和地壳混染的程度不同以及非均匀流体时间或者空间上的融合, 甚至是板片的热结构不同, 俯冲板片周围的构造和力学性质存在差异造成的, 为揭示俯冲带岩浆活动的空间差异特征, 本文仅仅从统计学的角度分析其n(87Sr)/n(86Sr)、n(143Nd)/n(144Nd)和n(206Pb)/ n(204Pb)数值的变化趋势, 至于其深部活动过程则需进一步的探究。
4 讨论综合千岛-勘察加俯冲带处地震的分布及形态变化、垂直于海沟的P波速度结构剖面图以及n(87Sr)/ n(86Sr)、n(143Nd)/n(144Nd)和n(206Pb)/n(204Pb)沿岛弧的变化趋势, 我们可将千岛-勘察加俯冲带分为6段。具体分段情况如表 1所示, 位置见图 1a、图 3, 每段或在地震震中分布, 或在俯冲板片的俯冲角度、形态, 或板上地幔楔熔融程度上有其独特性, 分段位置左右存在一定偏差。S1段, 即北海道岛-国后岛, 板块俯冲倾角较缓, 地震最大深度不超过400 km(图 7), 但高速部分所显示的板片大致俯冲到600 km深度处(图 4), 并沿着600 km深度NW向延伸, 这种情况可能是由于板片含水相脱水和岩石相变在俯冲板片与软流圈或400 km以深的区域接触前已经停止, 且由图 6可知, 该段范围内岛弧Sr、Nd、Pb同位素比值变化明显。S2段, 即择捉岛-Bussol海峡, 俯冲角度有所增加, 板片大致俯冲到660 km深度处(图 4), 但在500 km深度下有地震空白带出现(图 7), 可能与板片俯冲角度变大致使板片局部破裂有关。不同于S1段, 该段沿岛弧Sr、Nd、Pb同位素比值只是呈现出微弱的变化趋势(图 6)。S3、S4和S5段, 俯冲角度较大, 板片下插到660 km间断面以下, 板上地幔楔熔融程度由南向北逐渐增强(图 4)。S3段, 即两Vityaz海脊中间, 深源地震稀疏; S4段, 即北部Vityaz海脊-温迩古丹岛, 存在超过660 km深度的地震, 但410~ 660 km深度范围内仅存在地震空白区域(图 7); S5段, 即幌筵岛-勘察加半岛南部, 在深度300~400 km处(图 4), 俯冲板片厚度明显变薄(不足70 km)[27], 几乎成为一个中间薄, 两边厚的“哑铃状”, 相应深度范围内地震数量稀疏(图 7), 可能是冷的岩石圈板块在未到达410 km相变界面时就已经相变为高密度矿物组合, 负浮力增强, 加速了板块的运动。特别地, S3、S4和S5段范围内沿岛弧Sr、Nd、Pb同位素比值变化趋势不明显。S6段, 即勘察加半岛中部, 俯冲角度较大, 板片俯冲深度明显浅, 地震震中深度最大为400 km, 俯冲板片仅延伸至400 km附近, 该段范围内沿岛弧Sr、Nd、Pb同位素比值呈现明显的变化特征(图 6)。
俯冲带的空间差异性如板片长度、角度以及地幔楔的熔融状态等与俯冲板片的年龄、板片的汇聚速率、地幔楔的黏性变化、俯冲板块与周围地幔的耦合过程直接相关[70-71]。俯冲板块的年龄对俯冲带的形成发展有着重大的影响, 研究区自南向北俯冲板片的年龄由120 Ma逐渐减小到96 Ma左右[72](表 1), 一般而言, 板片的年龄越大, 黏滞力越大, 负浮力增强, 板片的倾角越大, 即研究区俯冲倾角应自南向北逐渐减小, 这与本文中倾角自南向北先增大后减小并不吻合, 一方面这与千岛-勘查加俯冲带复杂的构造环境有关, 另一方面也有学者[72]认为浅部(0~100 km)的俯冲带倾角同板块年龄呈正相关, 但深度(150~ 400 km)俯冲板块年龄与倾角却几乎毫无关联, 深部俯冲的倾角可能更多地受地幔流等其他因素控制。因此该区域俯冲板块的年龄在俯冲带的空间差异发展过程中并未产生较大的影响。
| 分段 | 俯冲板片 年龄/Ma |
板片汇聚 速率/mm·a-1 |
地震震中分布 | 速度结构 | 地球化学指标（由南至北） | |||||||||
| 倾角/。 | 300~410 km | 410~660 km | >660 km | 俯冲角度/。 | 俯冲深度/ km | 地幔楔熔融程度 | n(87Sr)/n(86Sr) | n(143Nd)/n(144Nd) | n(206Pb)/n(204Pb) | |||||
| S1 | ~120 | ~79 | ~35 | 部分存在 | 无 | 无 | ~32 | ~600 | 较高 | 明显降低 | 明显增大 | 明显降低 | ||
| S2 | ~110 | ~78 | ~41 | 多且密集 | 部分空白 | 无 | ~40 | ~600 | 高 | 微弱降低 | 微弱增大 | 微弱增大 | ||
| S3 | ~105 | ~76 | ~46 | 稀疏 | 稀疏 | 无 | ~46 | >660 | 低 | 微弱增大 | 小范围浮动 | 无有效值 | ||
| S4 | ~105 | ~75 | ~47 | 稀疏 | 部分空白 | 存在 | ~47 | >660 | 小范围熔融 | 微弱降低 | 小范围浮动 | 无有效值 | ||
| S5 | ~103 | ~73 | ~49 | 稀疏 | 多且密集 | 无 | ~49 | >660 | 小范围熔融 | 小范围浮动 | 小范围浮动 | 无有效值 | ||
| S6 | ~96 | ~73 | ~45 | 无 | 几乎不存在 | 无 | ~40 | < 600 | 低 | 明增大 | 明显降低 | 明显增大 | ||
俯冲板片的汇聚速度可以衡量俯冲物质插入到地幔的速度、大小和方向, 对俯冲板片的形态结构和行为有着很大的影响[72]。Luyendyk[73]以千岛-勘察加等俯冲地区进行统计分析, 认为俯冲板块的汇聚速率与俯冲板块的倾角呈反比关系, 汇聚速率的减少会造成倾角的增大。目前千岛-勘察加海沟地区, 板片的汇聚速率自南向北减少[74](表 1), 虽然根据不同的板块运动模型计算出的速率有着一定差异, 如根据MOVEL模型[75], 千岛-勘察加俯冲带自南向北汇聚速率由82 mm/a减小到78 mm/a; 而根据O'Neill提出的模型[76], 南北间汇聚速率大致从自100 mm/a减小至80 mm/a, 诸多模型大致都呈现出自南向北减小的趋势。另外, 俯冲带结构的空间差异性是板块俯冲过程的积累, 根据Sdrolias等[72]对千岛-勘察加地区板片俯冲演化过程中汇聚速率的计算, 自50 Ma以来, 该地区板快速率基本保持自南向北逐渐减小的趋势, 这与该区域板片的俯冲倾角至南向北(S1—S5段)逐渐增大有着很好的对应关系。位于勘查加半岛中部地区的S6板片的俯冲角度变缓, 深度变浅与上述规律相反, 可能是由于勘察加半岛中部偏北地区, 54°~55°N的明治海山随着板片一起向下俯冲, 板片撕裂, 导致位于勘查加半岛中部地区S6段受到北部板片的牵引, 俯冲角度和深度均减小[76]。
另外俯冲沉积物的不同也会导致俯冲带的空间差异性。俯冲过程不仅仅是物理过程, 还存在沉积物和地幔之间的物质转移和化学组成变化[77]。有研究表明[78], 弧后区地幔的熔融程度与水的含量成正相关, 而Sr等同位素比值与板片在俯冲过程中产生的流体成分和数量也密切有关[68], 据前人研究[69]可知, 千岛群岛北部地区与中、南部区域的深部流体分别来自于大洋板片俯冲沉积物中的不同岩石成分, 且千岛群岛中、南部深部流体来自于俯冲沉积物的比例要高于千岛群岛北段, 这与S1、S2段Sr同位素比值较高, Nd同位素比值较低形成良好的对应关系, 因此该区域俯冲沉积物的类型和数量有关对俯冲带空间差异性有着一定的影响[68]。
不可否认, 俯冲带上下地幔密度差异、俯冲洋脊以及千岛岛弧西南端与日本岛弧的碰撞, 勘察加半岛等特殊的构造环境也会造成板片倾角、岛弧岩浆作用等区域差异特征, 由于板块俯冲是多种因素的相互影响, 目前无法得出一个定量的解释, 但是从目前的板片的分段特征来看, 板片汇聚速率的不同应该是影响千岛-勘察加俯冲带空间差异性的重要因素。
5 结论千岛-勘察加俯冲带具有明显的空间差异性, 根据不同区域不同深度上的地震震中分布, 俯冲板片的俯冲角度、形态, 地幔的熔融情况以及同位素比值的变化趋势, 本文将千岛-勘察加海沟俯冲带大致分为6段。由南至北, 千岛-勘察加海沟俯冲带俯冲倾角存在先增大而后变缓的趋势, 板片俯冲深度由浅变深再变浅, S1—S2段俯冲深度近660 km, S3—S5段俯冲深度超过660 km, S6段俯冲深度较浅。各段在300~410 km以及410~660 km间断面之间地震分布稀疏程度存在明显差异, S1、S6段以浅中源地震为主, S2、S4段有着明显的深源地震空白区, S3段深源地震稀疏, S5段深源地震密集。板上地幔楔的熔融程度也存在很大的不同, S2段熔融程度较高, 其余各段熔融程度较低, 且S5段异常值明显更低。由于千岛-勘察加俯冲带本身的复杂性, 对于其呈现的分段特征单一因素也许并不能给出完美的解释, 其往往为俯冲板片、上覆板片及深部地幔活动等多因素所致的综合结果, 如沿千岛-勘察加俯冲带俯冲板片与海沟之间的汇聚速率不同, 岩浆源区地幔中所含水流体的量不同, 俯冲沉积物的成分不同, 以及沿贝尼奥夫带的应力场分布的差异等, 本文认为俯冲板片与海沟之间的汇聚速率是影响该地区俯冲空间差异特征的重要因素, 而造成这种系统性差异成因有待利用更多的手段作进一步研究。
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