离散型边界(divergentboundary)

创闻科学2020-11-16 15:13:54

离散型边界,也称离散型板块边界(divergent plate boundaries),即大洋中脊,其两侧板块相背运动,板块边界受拉张而分离,软流圈物质上涌,地幔部分熔融,冷凝形成新的洋底岩石圈,并添加到两侧板块的后缘上,成为板块的一部分。故离散型边界也称为增生板块边界或建设性板块边界。这类边界主要分布于大西洋中脊、印度洋中脊和东南太平洋洋隆,图1,引自。

大陆裂谷系具有与大洋中脊类似的特征,进一步发展为离散型板块边界,即大洋中脊。

基本特征

离散型边界包括大陆裂谷系与大洋中脊,因大陆裂谷进一步可发展为洋中脊,因此统一介绍(图2 据Hamblin and Christiansen,2003)。非洲和北美西部的几个裂谷带之外,现存的所有离散型边界几乎全被海水淹没,使得我们难以观察这些区域的特征。板块沿着洋中脊离散并相背运动,高温的地幔物质从地幔深部上涌充填板块运动留下的空隙,部分物质喷发到地表形成玄武岩,从而板块的后缘出现新生的岩石圈。大洋中脊地形较高,因为组成它的物质温度较高,而密度较低,所以洋脊峰部的热流比洋脊两侧老洋壳的热流高6倍。当古板块破裂并漂移时,新板块也同时形成,例如东非裂谷被认为是沿初期离散型板块边界形成的,以裂谷及火山活动为特点,进一步发展成为红海裂谷,几乎使沙特阿拉伯完全从非洲分离出去。

离散型边界以拉张作用为特征,张应力产生断裂,地幔部分熔融产生的玄武质岩浆沿着这些裂隙侵入或喷出。这些岩浆冷却之后成为板块的一部分,地表面积的一半以上是由沿离散型边界的火山作用产生的。

基本概念

大洋中脊( mid-oceanic ridge)

又叫中央海岭,洋中脊:大体沿大洋中线延伸的海底山脉,贯穿整个大洋,图3,引自。其轴部发育中央裂谷( mid-oceanic rift),地热值较高,有浅源地震带和火山带分布,两侧地磁异常条带常具对称性,地壳年龄也随着远离轴部距离的加大而逐渐增大,是一种巨型构造带,板块边界的一种。它是海底扩张中心,新生洋壳的出生地。各大洋均有发育,规模巨大,其面积相当于陆地所占面积,延伸约7万km,海底地貌如图4所示,图据Hamblin and Christiansen,2003。个别部分以火山形式升出海面,如冰岛中部出露的大西洋中脊,是地球上唯一的中脊露头。

大洋中谷(mid-oceanic rift(valley))

又称大洋中脊裂谷,中央裂谷:沿洋中脊轴部延伸的巨大裂谷(图4,引自),沿此有浅源地震和高热流值带分布,如大西洋中央裂谷两侧山脉顶部水深1100 ~ 22m,谷深1800m,宽14~ 48km,长几百千米。

洋隆(oceanic rise)

又叫洋中隆:海岭的一一种,为高出深海平原1000~3000m的海底高地。与洋中脊的区别是,其两翼斜坡比洋中脊平缓,多呈丘陵地貌,在其轴部没有洋中谷发育,如东南太平洋洋隆(图5,转引自)。

目前的洋脊和洋隆,连绵延伸于四个大洋,总长6.5万km。这是板块构造的具体表现,而且有无大洋中央裂谷发育与洋脊扩张速率有关。对于快速扩张,岩浆供应充分,中脊裂谷不发育如东太平洋;慢速扩张,岩浆供应不足,洋脊高耸陡峻,大洋中脊裂谷发育如大西洋(图6 ,引自)。

大洋中脊的岩浆作用

岩浆过程

随着洋脊下方固体地幔的上升,尽管地幔橄榄岩的温度会有所降低,但因其压力减小加之洋脊的伸展作用而发生部分熔融,低黏度的岩浆液滴向上漂浮汇聚,逐渐形成沿着洋脊线性排列的岩浆房。地球物理研究表明,岩浆房可能很窄,只有1~5km宽,但在快速扩张的洋脊下面可达10km宽。完全部分熔融部分可能只有几百米到1km厚。慢速扩张的情况下,洋脊下方并非总有岩浆房存在。岩浆房的发育和火山喷发的周期性可以很好地解释洋脊的伸展和断裂作用的周期性。通过岩浆房顶板的传导以及其上的海水对流使岩浆房岩浆逐渐冷却,黏滞性较大的岩浆率先在下部发生部分结晶作用,形成超镁铁质堆晶岩,黏滞性较小的岩浆在其上部形成辉长岩(无堆晶结构)。还有一部分岩浆继续向上侵人,随着洋脊的扩张形成岩墙群( dykes),最后一部分岩浆喷于洋底,与海水直接接触,形成枕状玄武岩( pillow basalt;图7,引自,转引自)。岩墙群发育与否与洋脊扩张速度有关,如果洋脊扩张速度过慢,大洋岩石圈地幔橄榄岩可能经拆离断层作用直接出露在洋底,从而造成洋壳缺失。

部分熔融残留下来的橄榄岩和辉石岩随着岩石圈的运动而发生剪切变形而形成地幔构造岩(tectonites),也称地幔岩(pyrolite)。

深海丘陵(abyssalhill)

洋脊的扩张,周边海底发育大量倾向洋脊的各种规模的正断层,与之相应的是发育一系列地垒和地堑,在地形上主要表现为深海丘陵以及一些对称塌陷的火山口(图9,据修改)。

大陆到大洋的演化过程

从大陆到成熟大洋的演化过程可大致分为4个阶段:

第一阶段

地幔部分熔融,热液物质上升,陆壳发生隆升,形成热穹窿,从而产生伸展作用造成一系列张裂隙发育,可出现溢流玄武岩(图10a,据修改)。

第二阶段

地壳伸展减薄,裂谷形成,大陆沉积物充填于下降块段低洼处,玄武质岩浆注入裂谷系统,溢流玄武岩覆盖整个裂谷带,局部可出现新的洋壳(图10(b),据修改)。如非洲裂谷下的岩石圈和地壳减薄,符合重力均衡原理,代表大陆裂谷形成的初期阶段(图11,据修改)。

第三阶段

随着大陆的进--步分离,裂谷带中新的洋壳和新的岩石圈形成,窄的洋盆开始形成,原来的大陆沉积物残余被保存在新大陆边缘的断凹处(图10(c)据)。如红海在一系列倾向裂谷轴部的正断层控制下,陆壳已被拉断,新的洋壳已在裂谷中部开始形成(图12,据)。

第四阶段

随着大陆的进一步分离,洋盆的进一步加宽,洋脊系统和海底地形形成,海水进人开放环流之中,两个成熟的被动大陆边缘发育,浊流频发,浊积岩发育,有机物丰富,进人成熟大洋期如大西洋(图10(d),引自)。

总之,从对大洋的形成分析可以看出,我们对大洋的认识还处在探索阶段,有些问题并没有认识清楚如洋脊的扩张速率与洋壳结构关系等。但我们可以认识到大洋与大陆有很大的不同,洋壳的岩石组成和地貌特点主要受洋脊岩浆活动控制;其构造特点受水平伸展作用而不是挤压作用控制,被动大陆边缘主要表现为伸展构造环境;特别是洋壳是由洋脊新生形成,所以与陆壳相比要年轻的多,洋壳一般不超过200Ma,而陆壳可达4.2Ga(图13,据)。