俯冲带研究作为板块构造理论的重要组成部分, 一直是地球科学研究的热点问题^[1]。由于俯冲带中俯冲角度、俯冲速度以及周边地质条件等的不均一性, 其不同区域内的动力过程存在明显的区别, 这种差异性能够直接控制俯冲带内的岩浆系统, 进而影响俯冲带深部区域中的地幔对流模式。因此俯冲带构造动力机制研究对于精确理解俯冲带结构特点、岩浆作用和板块运动的演化过程具有重要意义^[2]。南桑威奇俯冲带是南美洲板块向桑威奇板块西缘俯冲而形成的汇聚型板块边界, 其发育有全世界最典型的沟-弧-盆构造体系, 为研究俯冲带构造特征和地幔对流模式中的动力控制因素提供了极具代表性的实验区域^[3]。自21世纪以来, 国外学者通过多波束测深、浅地层剖面、反射地震和地球化学等手段对南桑威奇俯冲带的构造特征和岩浆活动进行了探讨, 但是由于地震层析成像等数据的缺失, 未能对俯冲带深部构造和动力机制进行系统研究^[4-8]。

近年来, 随着卫星测高、空间探测等基础理论研究和技术手段的发展, 卫星重力数据和高精度地球重力场模型在地学资料稀少地区的研究中取得了良好的应用效果^[9-10]。大地水准面作为确定地球形状的连续光滑闭合重力等位面, 其频谱主要由长波长大尺度深部信息控制, 其中2—6阶大地水准面信息约占整个大地水准面的80%, 克服了重力异常因能量随深度衰减过快而在深部构造解释中存在的局限性, 大地水准面异常形态能够刻画地球内部物质分布和运动过程^[11-13]。目前, 高精度大地水准面主要应用于俯冲带结构分析、地幔对流模式研究以及地球内部密度结构反演等方面^[14-19]。小尺度地幔对流作为一种特殊的对流形态, 能够反映区域性构造、地震和动力过程^[20], 一部分重力位差异和俯冲运动等产生的合力及能量被地幔吸收, 其余部分则以重力异常信息反应, 因此根据Runcorn模型基于重力异常计算地幔对流应力场在理论上是可行的^[21]。随着地球重力场模型精度的提高, 小尺度地幔对流应力场的计算逐渐精细化, 为理解区域动力格局提供了一种极具价值的方法。

本文基于EGM2008高阶地球重力场模型和卫星重力数据, 计算了南桑威奇俯冲带320阶、213阶、80阶、33阶、13阶、9阶剩余大地水准面异常(对应场源深度分别为20、30、0、200、500、800 km)和反映软流圈、岩石圈动力特征的小尺度地幔对流应力场, 并结合天然地震等地球物理资料对南桑威奇俯冲带俯冲运动特征、地幔对流方向及其动力控制机制进行了探讨。

1 区域地质概况

南桑威奇俯冲带位于斯科舍海东侧, 南极洲板块与美洲板块交界处。自北侧的南乔治亚岛东缘至南侧的南桑威奇断裂带, 延伸距离长达约1 500 km。南桑威奇俯冲带构造体系相对简单, 包括南桑威奇海沟、一系列小型弧前地块、南桑威奇岛弧和东斯科舍海脊, 属于典型的洋内沟-弧-盆俯冲构造体系^[3]。据研究区地形图(图 1a), 研究区海拔基本位于海平面以下, 最深水深位于南桑威奇海沟北部(约24.8°W, 56.2°S), 可达8 185 m。

综合以往研究可知, 约15 Ma前, 研究区构造体系已经确定^[3]。更古老的南美洲板块向桑德维奇板块下俯冲, 俯冲角度随深度增加而逐渐增大, 深度到达60 km以下时, 俯冲角度增大至约75°, 且俯冲带南部俯冲角度总体上小于北部俯冲角度^[22]。俯冲地壳在南桑威奇海沟中呈现北部老(83 Ma)南部新(27 Ma)的分布特点^[23], 且俯冲板块的会聚速度存在明显差异, 俯冲带北部会聚速度约为67 mm/a, 南部速度可达79 mm/a^[24]。该俯冲系统的几何结构使得俯冲带北端的南美洲板块向北发生撕裂从而形成地震活动的主要区域, 而俯冲带南端因南极洲-南美洲板块转换板块边缘的存在, 未发生撕裂^[25]。南桑威奇岛弧位于桑德维奇板块东缘西80 km处, 主要由桑德斯岛等7个主要岛屿和若干小型岛屿、浅滩构成。岛弧由南美洲板块向桑德维奇板块下俯冲运动形成, 是一个构造简单、构造运动活跃的洋内岛弧, 岛弧主要位于东斯科舍海脊弧后扩张中心所产生的海洋地壳之上^[26]。东斯科舍海脊是一个活跃的扩张中心, 目前以65~70 mm/a的速度扩张。其东侧为桑德维奇板块, 西侧为斯科舍板块, 北端与南桑威奇海沟相连。9 Ma以来, 其北端在南美洲板块板块撕裂所导致的应力场变化作用下, 位置、形态发生显著变化^[27]。

2 数据和理论 2.1 数据来源

本文所采用的和地形数据和卫星重力数据均来源于加利福尼亚大学圣地亚哥分校斯克里普斯海洋研究所(网址https://topex.ucsd.edu)。本文所使用的地球重力场模型(EGM2008)来源于美国国家地理空间情报局(NGA网址http://bgi.omp.obs-mip.fr/data-products/Toolbox/EGM2008-anomaly-maps-visualization), 模型最高阶数为2 190和2 159, 模型分辨率为5′×5′。本文所采用的天然地震数据来源于美国地震信息中心(USGS网址https://earthquake.usgs.gov), 选取时间跨度为1990年1月1日至2017年12月31日, 地震震级大于4.5级的天然地震数据进行了统计。

2.2 计算理论 2.2.1 大地水准面计算

为计算研究区的大地水准面, 需要获得研究区重力数据和GPS水准数据。但是研究区大部分位于海上, 无法获得GPS水准数据。Pavlis等^[28]通过计算指出EGM2008重力场模型已达到厘米级精度, 全球范围内其数据误差在10 cm之内。本文根据总阶数2190 EGM2008地球重力场模型, 利用经典Stokes理论计算大地水准面高度异常:

$ N=\frac{R}{4 \pi a} \iint g S(\psi) \mathrm{d} \sigma, $

(1)

式中, S(ψ)表示斯托克斯核函数, ψ为计算点到积分面元之间的球面角距, N为大地水准面异常, R和a分别表示地球平均半径和表面半径, g表示重力异常, σ为积分微元为了改进局部积分对式(1)的精度影响, 在计算中首先将大地水准面分为两部分:

$ N=N_{m}+N_{r}, $

(2)

式中N_r表示剩余重力异常产生的大地水准面剩余异常分量, 因为其数量级很小, 计算误差可以忽略不计, 所以可以根据剩余重力异常利用式(1)中的斯托克斯公式直接计算获得:

$ {g_r} = g-{g_{m}}, $

(3)

N_m表示利用EGM2008地球重力场模型计算得到的大地水准面异常, 由以下公式计算得到:

${N_m} = \frac{{GM}}{{ar}}\sum\limits_{n = 2}^{{n_{\max }}} {{{\left( {\frac{a}{r}} \right)}^n}} \sum\limits_{m = 0}^n {\left( {\bar C\cos m\lambda + \bar S\sin m\lambda } \right)} \bar P\left( {\sin \varphi } \right), $

(4)

式中, G为万有引力常数, M为地球质量, a表示地球表面半径, r为地球平均半径, n_max为计算的最高阶数, φ和λ分别表示计算点处的地心余纬和经度, $\bar C$和$\bar S$为地球重力场扰动位球谐系数, $\bar P\left( {\sin \varphi } \right)$表示勒让德函数。

2.2.2 剩余大地水准面计算

Bowin等^[11]提出等效点源质量计算公式, 建立了场源深度、波长以及地球重力位阶数间的关系:

${Z_n} = \frac{r}{{n - 1}}, \tau = \frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}r}}{n}, $

(5)

上式中Z_n为场源深度, n为重力场阶数, τ为波长。为了突出浅部异常场源产生的中短波信息, 实现不同深度范围内异常信息的分离研究, 计算大地水准面与不同阶窗内截断大地水准面的差值, 即可获得反映某一场源深度以上深度范围内异常信息的剩余大地水准面。

2.2.3 小尺度地幔对流位场计算

根据Runcorn等^[29]提出的地幔对流作用在岩石圈底部的应力方程, 计算地幔流位场V, 位场的水平梯度即为地幔流应力:

$\begin{array}{l} V = \frac{{Mg}}{{4{\rm{ \mathsf{ π} }}a}}\sum\limits_{n = 2}^{n{}_{\max }} {{{\left( {\frac{r}{a}} \right)}^{n + 1}}} \left( {\frac{{2n + 1}}{{n + 1}}} \right)\\ \;\;\;\;\;\;\sum\limits_{m = 0}^n {\left( {\bar C\cos m\lambda + \bar S\sin m\lambda } \right)} \bar P\left( {\sin \varphi } \right) \end{array}, $

(6)

上式中$\left( {a, \varphi , \lambda } \right)$为地幔对流体系外界面上流动点的球坐标。

3 讨论与分析 3.1 研究区大地水准面形态特征

研究区大地水准面整体位于参考椭球体之上(图 1b), 范围约为0~25 m, 最高点位于东斯科舍海脊中部, 最低点位于南桑威奇海沟东北部。研究区中部存在一个向东凸出的近N-S向的条带状大地水准面低值圈闭, 与南桑威奇海沟对应, 大地水准面自中部圈闭向东、西两方向迅速抬升, 并在研究区西部形成一个与东斯科舍海脊相对应的大地水准面高值圈闭。与研究区地形图对比, 大地水准面形态与地形具有很强的相关性:地形起伏较大区域, 如南桑威奇俯冲带的沟-弧系统处, 大地水准面变化剧烈; 在地形起伏较小区域, 如东斯科舍海脊西部区域, 大地水准面变化则对平缓。

3.2 剩余大地水准面异常的综合解释

图 2a代表研究区320阶剩余大地水准面异常, 场源深度Z≤20 km; 图 2b代表研究区213阶剩余大地水准面异常, Z≤30 km, 异常图包含了海底地形、地壳及壳幔边界附近的异常信息。图 2a和图 2b中剩余大地水准面异常值受研究区地形影响, 皆以不连续条带状分布, 陆洋认为虽然高阶剩余大地水准面异常会对陆地异常信息研究造成干扰, 但其对海底地形提取具有一定的应用价值^[30]。与图 1c对比可知, 320阶剩余大地水准面异常幅值较低, 反应了浅层短波信息相对较弱的特点。南美洲板块与桑威奇板块边缘存在向东凸出且正负相间的条带状异常, 与南桑威奇海沟的主构造形态基本一致, 这种分布特点可能与板块俯冲消减在地壳内部引起的受力形变有关。与南桑威奇岛弧对应的7个珠状正异常与该岛弧中的桑德斯岛等主要岛屿位置一致, 反映了压性构造引起的质量过剩。该正异常东侧的负异常条带反映了弧前盆地沉降作用所产生的质量亏损。研究区东南部存在一条近E-W向条带状负异常, 该负异常位于南美洲板块与南极洲板块转换板块边界处, 与南桑威奇断裂带对应。断裂带内岩石破碎、错断, 低密度物质填充产生负异常重量, 密度降低, 表现为大地水准面异常值的突降^[31]。图 2b中研究区西部(31°W)附近存在一条近N-S向的弱条带状正异常, 与东斯科舍海脊吻合。东斯科舍海脊属于中慢速扩张系统, 若干近E-W向断层与该海脊正交。在中慢速扩张系统中, 转换断层处的地壳变薄^[32]。这种构造特点加强了东斯科舍海脊区域的正异常。

图 2c代表研究区80阶剩余大地水准面异常, Z≤80 km, 主要反映岩石圈底部异常信息。与图 2a、图 2b相比, 南桑威奇海沟所对应的负异常延伸范围减小, 体现出沿海沟轴向俯冲强度的差异性, 北端俯冲深度小于80 km, 中部和南部俯冲深度到达岩石圈底部。研究区中部大规模正异常与东斯科舍海脊对应, 两个高值圈闭分别位于海脊北端与海脊中南部。活跃扩张中心下的地幔上涌导致了这种正异常的产生。Livermore等^[27]根据地形和地震资料研究提出东斯科舍海脊中部存在局部地幔熔融异常, 因此我们推断海脊中南部的高异常值圈闭与地幔横向密度结构差异有关^[33]。东斯科舍海脊两侧异常值对称分布, 自中部向两侧异常值逐渐减小, 反映出地幔富集程度与距扩张中心距离的反比关系。南桑威奇岛弧正异常幅值相对降低, 说明地形对剩余大地水准面异常值的影响进一步减弱, 岛弧南端存在一个小型正异常圈闭, 可能与东斯科舍海脊地幔流和沿俯冲带南端的地幔流入共同作用有关^[34]。南桑威奇断裂带所对应的条带状负异常增强, 认为该断裂带切穿地壳, 深度可达30 km以上; 沿断裂自西向东负异常幅值逐渐增大, 可以解释为该走滑断层断裂深度由西向东递增。

图 2d代表研究区33阶剩余大地水准面异常, Z≤200 km, 主要反映软流圈异常信息。异常值幅值范围扩大, 深部构造对异常值的影响更加明显。南桑威奇海沟所对应的负异常范围进一步缩小。海沟南端负异常形态特点与俯冲运动所产生的条带状异常不同, 可以推断该区域俯冲运动停止于200 km以上。东斯科舍海脊正异常区明显, 但其南部正异常规模减小, 沿该海脊异常值具有清晰的北高南低的分布特点, 反映地幔密度及黏度存在横向变化。当地幔黏度存在横向变化, 会同时产生地幔极型对流场和地幔环型对流场^[35]。在球体模型中极型对流场对应径向运动, 环型对流场对应水平方向运动, 图 2d中沿海脊异常值梯度方向近N-S向, 因此可以认为东斯科舍海脊下软流圈底部存在向南流动的地幔流, 这与Livermore等^[27]提出的观点相符。

图 2e代表研究区13阶剩余大地水准面异常, Z≤500 km, 主要反映上地幔上层异常信息。图 2f代表研究区9阶剩余大地水准面异常, Z≤800 km, 主要反映上地幔下层异常信息。与图 2d相比, 图 2e中南桑威奇海沟所对应的负异常幅值减小, 俯冲带俯冲强度降低, 图 2f中, 南桑威奇海沟区域负异常消失, 反映出俯冲运动未达上地幔下层, 板块最大俯冲深度小于800 km。图 2e中东斯科舍海脊所对应的正异常幅值减小, 依然具有北高南低的分布特点, 而图 2f中沿斯科舍海脊轴向的异常分布特征改变, 海脊中南部出现一个低幅值正异常圈闭。这种差异性分布反映了沿斯科舍海脊轴向流动的南向地幔流在上地幔上层中依然存在, 而上地幔下层中该南向地幔流消失。

3.3 研究区地震信息

图 3为研究区震源平面分布图以及震源在沿经度和纬度方向的投影。为配合剩余大地水准面的研究, 将震源信息分为对应深度范围进行统计。根据震源平面图可以发现, 由俯冲带构造应力变化导致的浅层地震分布范围较广, 主要沿海沟、弧前等俯冲前缘地带分布。而中、深源地震则普遍分布于俯冲板内, 其分布位置主要受俯冲运动影响^[36-38]。因此, 震源分布范围能够在一定程度上指示俯冲带构造运动情况。根据图 3b, 0~20 km与20~30 km深度范围内的浅层震源沿南桑威奇海沟均匀分布, 与图 2a、2b中沿海沟均匀分布的负异常对应。30~80 km范围内震源分布范围减小, 与根据图 2c分析得出的“俯冲带北端俯冲深度小于80 km”相符。80~200 km范围内震源分布密度出现明显区域性差异, 俯冲带中部偏北处震源密度较高, 与图 2d中极大负异常值区域对应; 60.5°S以南区域震源分布稀少, 再次证明了俯冲带南部俯冲活动未达到200 km深度。根据图 4c, 对于俯冲角度变化不大的俯冲带, 可以大致推断板块俯冲角度随深度的变化趋势, 南桑威奇俯冲带俯冲角度较大, 且随深度的增加, 俯冲角度逐渐增大。

3.4 小尺度地幔对流位场与俯冲带结构

图 4为根据Runcorn模型计算的研究区小尺度地幔对流位场, 主要反映深度约为80 km(软流圈上部)的地幔对流位场分布。图中正应力分布与应力汇聚带对应, 负应力分布与应力发散带对应。应力汇聚带主要表示岩石圈和软流圈受到地幔下降流作用产生的挤压应力, 而应力发散带主要表示岩石圈和软流圈受到地幔上升流作用而产生的张应力^[39]。南桑威奇俯冲带应力分布特征与沟-弧-盆体系小尺度地幔对流应力场特征相吻合。东斯科舍海脊软流圈地幔上升, 表现为应力发散带, 南桑威奇海沟外侧区域与南桑威奇岛弧表现为应力汇聚带, 海沟外侧与海沟间的应力差异导致整个俯冲带普遍存在俯冲板片的向东回撤^[24]。海沟外侧区域、海沟以及岛弧沿海沟轴向应力分布均存在差异, 北部应力汇聚和应力发散强度强于南部。这与根据80阶剩余大地水准面异常所解释出的南桑威奇俯冲带北强南弱的俯冲强度分布特点具有很好的一致性。东斯科舍海脊中部为较弱的应力发散带, 受到地幔上升流作用, 该区域软流圈与上地幔上部产生质量亏损; 而斯科舍海脊北端则为强应力汇聚带, 地幔下降流引起质量过剩。海脊北端与中部在上地幔至软流圈这一深度范围内地幔密度存在差异, 引发地幔极型对流, 产生由北向南流动的地幔流。斯科舍海脊作为南桑威奇俯冲带的弧后区域, 岩石圈的构造活动性对弧后盆地起始阶段的演化具有重要意义。南桑威奇岛弧处应力汇聚强度很大, 伴随着岛弧的挤压隆升, 东斯科舍海脊在剪张性调节作用下沿垂直于海脊轴向方向错段, 形成大量走滑断层, 弧后中心部分错段最为明显^[40-41]。研究区西南部小型走滑断层西北侧应力场强度沿断层走向由NE向SW逐渐增大, 构造动力能量向西南聚集, 斯科舍板块运动在该构造体系中产生左旋拉张作用, 导致左旋走滑断层形成。走滑断层东南部区域内应力基本为0, 证明该深度范围内地幔对流对该区域构造影响较小。综合图 2c中小型负异常圈闭的分布特征可以推断, 该区域大地水准面剩余异常值凹陷与岩石圈底部和软流圈顶部深度范围内存在低速、低阻塑性地幔体对应。

图 4中东斯科舍海脊南北端应力场存在明显差异, 北端经历了由强应力汇聚区向强应力发散区的突变, 而南端应力变化相对平缓。该海脊北端位于俯冲板块西侧, 俯冲带的俯冲运动对海脊北端区域造成的直接影响较小, 图 4中该区域对应的强应力发散带主要由南美洲板块撕裂引起的板块下倾翘曲产生^[3]。板块下倾翘曲引起地幔岩浆熔融分异上升, 引发岩浆底劈和喷发以及地壳、岩石圈减薄, 逐渐演变为地幔流发散区^[42]。斯科舍海脊南端与南美洲-南极洲转换板块边界相连, 剪张性调节作用于走滑断层, 构造动力能量难以聚集, 应力强度较弱, 地幔不受限制地从俯冲板片边缘和南极洲板块下方流入弧后区域^{[23, 43]}。

4 结论

1) 研究结果表明, 南桑威奇俯冲带沿海沟轴向俯冲强度和深度均存在明显差异。海沟最北端板块俯冲深度最小, 未到达岩石圈底部。沿海沟向南, 俯冲深度逐渐增大, 至海沟56°~60°S区域, 俯冲深度达到最大, 略大于500 km, 该区域北部构造运动强度明显强于南部。海沟60°S以南区域, 俯冲深度减小至200 km以上。

2) 南桑威奇俯冲地震震级较低, 大部分小于5.5级, 反应俯冲板块与上覆板块间耦合程度较低, 以低应力状态为主; 俯冲板块俯冲角度较大, 最大可达75°左右, 弧前侵蚀作用明显, 增生楔发育不良, 具有典型的马里亚纳型俯冲带特征。

3) 根据研究区小尺度地幔对流位场和剩余大地水准面异常的综合解释结果, 东斯科舍海脊中部岩石圈中的地幔上升流与北端岩石圈中的地幔下降流导致该区域内出现地幔横向密度差异, 引发地幔环型对流场。除海脊内普遍存在的极型地幔对流外, 东斯科舍海脊软流圈与上地幔上部内还存在很强的环型地幔流, 流动方向近N-S向。

4) 大地水准面异常主要通过横向密度差异反映地幔环型对流场的分布情况, 而小尺度地幔对流位场主要通过应力分布反映地幔极型对流场的分布情况。两者互为补充, 从应力和密度角度实现对不同深度异常信息的综合解释, 为地球物理资料稀少地区提供了一种有效的研究方法。