Progress and prospects of research on the Quaternary sedimentary environment in the eastern shelf of China
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摘要: 中国东部陆架位于亚洲大陆与西太平洋的过渡区域，是连接全球最大的沉积源-汇系统的重要纽带，记录了东亚构造变形、亚洲季风系统形成与演化、海平面变化及东亚重大水系变迁等诸多重要信息。在总结前人研究的基础上，结合最近20年来中国海洋专项获得的数据资料和研究成果，综述了中国东部陆架区第四纪以海侵-海退变化为主要特征的沉积环境变化，探讨了陆架沉积环境变化与区域构造、海平面和东亚季风气候变化的联系；基于目前在长江、黄河流域及东部陆架区开展的沉积物源-汇研究，讨论了长江和黄河贯通入海的可能时代及控制因素；提出新生代以来陆架地质环境演变与东亚构造历史、季风系统演化、海平面变化、重大水系调整及陆架有机碳埋藏的耦合机制研究是未来在中国东部陆架实施科学钻探的重点科学目标。Abstract: The eastern shelf of China is located in the transitional zone between the Asian continent and the western Pacific Ocean. It is an important link connecting the largest sedimentary source-sink system in the world, and bears many important information on tectonic deformation in East Asia, the formation and evolution of the Asian monsoon system, sea level changes and major water system changes in East Asia. Based on the review of previous studies and the new data obtained from marine projects in China during the last two decades, this paper reviews the Quaternary sedimentary environmental changes in the eastern shelf of China, mainly focusing on changes in marine transgression and regression cycles, and discusses the connection between the Quaternary sedimentary environment in eastern shelf of China and regional tectonic, sea level and East Asian monsoon climate changes. Based on the previous sedimentary source-sink studies in the Yangtze and Yellow River basins and the shelf area, we discuss the timing of penetrating into the sea of the Yangtze and Yellow rivers and controlling factors. We propose that the coupling mechanism of the geological environment evolution in the eastern shelf of China with Asian tectonic deformation, monsoon system evolution, sea-level change, major water system adjustment and carbon burial since the Cenozoic is a key scientific goal for future scientific drilling in the eastern shelf of China.
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西南印度洋中脊（Southwest Indian Ridge：SWIR）是南极洲和非洲板块的分界线，平均半扩张速率约为7 mm/a[1]。作为超慢速扩张脊的代表，其地形地貌特征、地壳结构、岩浆和热液活动、地壳增生机制等都有别于其他洋中脊体系[1-2]。例如，传统观点认为扩张中心处岩浆的充分供给和短断距、高角度的正断层共同导致了新洋壳的产生[3]，然而，在西南印度洋中脊，拆离断层诱发的洋中脊扩张是一种新的洋壳形成模式[4-6]。
前人从地形地貌、岩浆作用、构造演化、热液活动与成矿等方面总结了SWIR部分脊段的研究成果。例如，Sauter和Cannat[2]在汇总SWIR地球化学与地球物理数据的基础上，重点探讨了洋中脊东、西两端非岩浆增生脊段的形成和演化，提出了沿洋中脊轴向岩浆供应和分配的机制；索艳慧结合剩余布格重力异常与地球化学数据探讨了SWIR的构造-岩浆作用及成矿效应，重建了印度洋120 Ma以来关键时期的演化过程[7]；Carbotte等[8]总结了SWIR在44°～68°E脊段沿轴向的地形、地球物理和地球化学特征变化，探讨了洋中脊构造分段和岩浆分段的对应性；余星等[9]总结了SWIR的地质构造特征，探讨了SWIR的演化过程、地幔源区性质和洋脊周边海底高原成因等问题。
多年来关于SWIR的研究拓展了板块构造理论的内容，但对许多关键科学问题的认知仍然有限，例如，50°～51°E脊段（第27脊段）异常强烈火山活动的成因机制[10-16]，46°～52°E脊段是否受到克洛泽热点的影响[13-16]，马里昂隆起（Marion Rise）的成因[10, 12]等。
本文归纳总结了近年来关于SWIR玄武岩、辉长岩及橄榄岩的岩石学和地球化学研究成果，重点探讨了沿SWIR轴向（大尺度，＞200 km）以及单个洋中脊分段（小尺度，＜200 km）的岩石地球化学变化特征及其影响因素、洋中脊的岩浆供应及洋壳增生模式，最后从不同空间尺度的地幔源区性质、洋中脊构造与岩浆作用过程、热点-洋中脊相互作用和岩浆-热液活动与成矿等几个方面提出有待进一步加强研究的主要科学问题和研究方向。
1. 地质概况
西南印度洋中脊起自布维三联点（Bouvet Triple Junction：BTJ）（54°50′S、00°40′W），向东延伸至罗德里格斯三联点（Rodriguez Triple Junction：RTJ）（25°30′S、70°00′E），全长约7700 km[1-2]，持续活动时间超过100 Ma[17]。地形和地球物理资料表明SWIR自西向东被若干长期活动的大型南北向转换断层（错断距离＞30 km，表1）和非转换不连续带（错断距离＜10 km）错断，形成若干次级脊段（图1）。
断裂名称（缩写） 走向 断距/km 活动时期/MaBP 东经 Bouvet (BO) NE 65° 240 0～50 1°55′ Islas Orcadas (IO) NE 65° 100 0～70 6°03′ Shaka (SH） NE 60° 180 0～70 9°30′ DuToit (DT) NE 35° 160 0～70 25°25′ Andrew Bain (AB) NE 40° 720 0～＞120 32°18′ Marion (MA) NE 30° 125 0～＞120 33°40′ Prince Edward (PE) NE 25° 155 0～＞120 35°30′ Eric Simpson (ES) NE 18° 100 0～60 39°20′ Discovery Ⅰ(D Ⅰ) NE 10° 320 0～60 41°50′ Discovery Ⅱ(D Ⅱ) NE 10° 320 0～60 42°30′ Indomed (IN) NE 15° 135 0～60 46°00′ Gallieni (GA) NE 10° 90 0～60 52°20′ Atlantis Ⅱ(A Ⅱ) NE 5° 190 0～50 57°00′ Melville (MEL) NE 5° 125 0～50 60°45′ ![]()
图 1 西南印度洋地理位置及地形图a. 西南印度洋地理位置图，b. 西南印度洋脊地形图和岩石类型分布图，c. 西南印度洋自由空气大地水准面图（改编自文献[10]）。EGM96：地球引力模型1996；红色箭头指示洋脊半扩张速率，分别是7.1和7.3 mm/a。Figure 1. Geographical location and topographic map of Southwest Indian Oceana. Geographical location map of Southwest Indian Ocean, b. Topographic map and rock type distribution map of Southwest Indian Ridge, c. Free air geoid map of the Southwest Indian Ocean （modified from reference [10]）. EGM96: Earth Gravitational Model 1996. Half spreading rate marked by red arrows, which is 7.1 and 7.3 mm / a, respectively.总的来说，以安德鲁-贝恩和加列尼断裂带为界，可以将SWIR分为三段：布维三联点—安德鲁-贝恩（西段）、安德鲁-贝恩—加列尼（中段）、加列尼—罗德里格斯三联点（东段）。
在SWIR西段，研究程度最高的是9°～25°E脊段，此区域又可分为两个“超级脊段”。其中，在9°～16°E脊段：洋中脊的整体延伸方向与扩张方向交角可达32°，被称为“斜向扩张段”。该脊段的平均有效半扩张速率仅为3.9 mm/a，是目前发现的全球扩张速率最慢的脊段。在此“超级脊段”，非岩浆增生脊段（9°30′～11°E，11°35′～14°15′E，14°54′～15°45′E）与大型火山（Joseph Mayes seamount：11°～11°35′E，高约3500 m）及岩浆增生脊段（14°15′～14°54′E，水深约2700 m）相间存在[1, 18]。而在16°～25°E脊段，洋中脊由斜向扩张转换为垂向扩张（洋中脊延伸方向与扩张方向夹角＞80°），被称为“垂向扩张段”；该脊段的平均有效半扩张速率约为7.1 mm/a。此外，16°～25°E脊段还可以被14个小于10 km的非转换不连续带划分为若干短（10～15 km）至中等长度（20～35 km）的次级脊段[18]。
以安德鲁-贝恩转换断层为界，SWIR东西两侧的洋脊错断距离超过1000 km。其西侧的洋脊走向近东西，缺乏长寿命的断裂带和非转换不连续带；其东侧洋脊走向为北东向，发育较多长寿命断裂带（如加列尼、亚特兰蒂斯Ⅱ号和梅尔维尔等）和非转换不连续带[19]。
西南印度洋中脊中段（安德鲁-贝恩—加列尼）延伸约3000 km，是SWIR最为异常的脊段[10]。Cannat等[20]将SWIR（46°～52°E）自东向西命名为25、26 …… 32脊段，这一区域平均水深约3200 m，是SWIR热液活动调查程度最高的脊段；50°～51°E（27脊段）水深最浅仅1500 m，发育有大量平顶火山，中央裂谷消失，洋壳厚度可达9.5 km[11]或10.2 km[21]。
西南印度洋中脊东段（加列尼—罗德里格斯三联点）延伸约2500 km，平均有效半扩张速率为7.3 mm/a。加列尼断裂带是SWIR东段一个重要的分界线，越过加列尼断裂带，洋中脊的平均水深逐步增加，中央裂谷发育，洋壳厚度＜5.5 km，且自西向东逐渐减薄。这可能代表了从加列尼断裂带向东地幔潜能温度降低，火山活动减少[2, 8, 22]。
2. 岩石学及地球化学特征
Zhou和Dick[10]总结了多年来海底拖网采样的结果，绘制了在SWIR不同类型岩石的分布情况（图1b）。总体上，玄武岩、辉长岩和橄榄岩在整个洋脊都有出露，其中9°～35°E、41°～47°E、52°～68°E等脊段分布有大量橄榄岩；辉长岩在SWIR的分布范围也较广，但是其总量不足，如果不考虑在亚特兰蒂斯Ⅱ号断裂带采集到的辉长岩，剩余辉长岩只占全部拖网样品的11%。
2.1 玄武岩地球化学特征
西南印度洋中脊玄武岩（MORB）的地球化学组成变化幅度较大（图2），既包括（La/Sm）N＜1的正常型MORB（N-MORB），又包括（La/Sm）N＞1的富集型MORB（E-MORB）；其Sr-Nd-Pb同位素比值变化范围（87Sr/86Sr：0.70248～0.70520；143Nd/144Nd：0.51237～0.51322；206Pb/204Pb：16.58～19.66）也远大于东南印度洋和中印度洋MORB[9, 23-28]。
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图 2 西南印度洋中脊玄武岩沿洋脊延伸方向同位素比值变化图a. 横向红色虚线代表MORB参考线87Sr/86Sr =0.7028，b. 横向红色虚线代表MORB参考线143Nd/144Nd =0.5129，c. 横向红色虚线代表MORB参考线206Pb/204Pb =18.4，e. 横向红色虚线代表MORB参考线3He/4He =8RA（RA =空气中的3He/4He）。Sr-Nd-Pb同位素数据来自文献[27]，其余来自PetDB数据库（http://www.earthchem.org/petdb/）。He同位素数据来自文献[30-32]。图中灰色实线为断裂带位置；大写字母表示断裂带名称（简写）。图中右侧色棒分别代表罗德里格斯三联点、中印度洋脊、东南印度洋脊玄武岩对应的同位素变化范围。Figure 2. Variations in isotopic ratios of MORBs along SWIRa. The horizontal red dotted line represents MORB reference line of 87Sr/86Sr=0.7028; b. The horizontal red dotted line represents MORB reference line of 143Nd/144Nd=0.5129; c. The horizontal red dotted line represents MORB reference line of 206Pb/204Pb=18.4; e. The horizontal red dotted line represents the MORB reference line of 3He/4He=8RA （RA=3He/4He in air）. Sr-Nd-Pb isotopic data are from reference [27], and others are from petdb database （http://www.earthchem.org/petdb/）. He isotope data are from reference [30-32]. The gray solid line in the figure shows the location of the fault zone; Capital letters indicate the name of the fault zone （abbreviation）.Solid bars on right-hand side represent the range of isotope variations reported for Rodrigues Triple Junction (RTJ), Central Indian Ridge (CIR), and Southeast Indian Ridge (SEIR) MORB, respectively.如前所述，SWIR被若干转换断层和非转换不连续带错断，由此形成的短段洋脊上的MORB表现出沿洋中脊轴向的地球化学组成变化（图2）。尽管SWIR的MORB同位素比值在39°～41°E具有异常，但MORB的同位素比值变化范围整体呈自西向东逐渐减小的趋势，而且地幔源区的组成特征在安德鲁-贝恩断裂带 (AB) 附近由大西洋型同位素地幔过渡为印度洋型地幔[23-29]。此外，SWIR最东段（距RTJ至少78 km）MORB的同位素特征与RTJ MORB的相比，在给定206Pb/204Pb比值下具有更小的87Sr/86Sr、207Pb/204Pb。因此，该处东西两侧的地幔源区组成特征也存在差异[27]。
具体来说，在SWIR西段，MORB的87Sr/86Sr比值变化范围（0.7028～0.7036）低于SWIR中段（0.7026～0.7048），但高于SWIR东段（0.7027～0.7032）；而Nd同位素比值变化范围（0.5129～0.5131）则低于SWIR中段（0.5124～0.5132），与SWIR东段（0.5130～0.5131）相似。在SWIR中段的埃里克辛普森（ES）和发现Ⅱ号（D Ⅱ）断裂带之间（39°15′～42°37′E），MORB的Sr和Nd同位素比值表现出了截然相反的分布模式（图2a，b）：发现Ⅰ号（D Ⅰ）和发现Ⅱ号（D Ⅱ）断裂带之间具有87Sr/86Sr最低值（0.70258）和143Nd/144Nd最高值（0.51322）；相反，在埃里克辛普森（ES）和发现Ⅰ号（D Ⅰ）断裂带之间，87Sr/86Sr比值较高（0.7048），143Nd/144Nd比值较低（0.5124）。在SWIR东段，87Sr/86Sr比值在主要断裂带两侧无明显变化，而部分Nd同位素比值在主要断裂带两侧发生变化。如穿过亚特兰蒂斯Ⅱ号(A Ⅱ)断裂带，143Nd/144Nd比值变大，穿过梅尔维尔（MEL）断裂带，比值则变小。
从Pb同位素比值来看，在SWIR西段，MORB的206Pb/204Pb比值高于全球平均值（约18.4），其中在13°～15°E，MORB展现出整个SWIR最高的比值（19.6）。在SWIR中段，206Pb/204Pb比值低于全球平均值，且具有更大的分布范围（图2c）；在39°～41°E区域（位于埃里克辛普森（ES）和发现Ⅰ号（D Ⅰ）断裂带之间），MORB展现出整个SWIR最低的206Pb/204Pb值（16.58），这也是全球大洋玄武岩记录的最低值。在SWIR东段，越过亚特兰蒂斯Ⅱ号(A Ⅱ)断裂带，206Pb/204Pb比值下降；越过梅尔维尔（MEL）断裂带，比值则升高。与206Pb/204Pb沿SWIR整体趋势相同，自西向东，MORB的208Pb/204Pb比值整体上呈逐渐减小的趋势。在SWIR西段，208Pb/204Pb比值明显高于中段和东段（图2d）；在SWIR中段39°～41°E区域，MORB同样展现出了最低值；而在SWIR东段，208Pb/204Pb比值的分布模式和206Pb/204Pb比值一致。
从He同位素比值来看，MORB沿洋脊轴向也表现出极大的变化范围（6.26～14.9RA）[30-32]。在SWIR西段和中段，MORB的3He/4He比值范围较广。其中，在7°E附近，MORB的He同位素比值变化范围为7.4～14RA，在0°～11°E和46°～52°E也出现了高3He/4He值（＞8RA）。而在SWIR东段，MORB的3He/4He比值范围相对较小（7.3～8.1RA），与N-MORB的比值范围重合。
2.2 辉长岩地球化学特征
亚特兰蒂斯浅滩是SWIR辉长岩研究程度最高的地区，其中一个代表性的研究对象便是大洋钻探计划（ODP）735B岩芯（32°43′S、57°17′E）。该区发育的拆离断层使辉长岩和地幔橄榄岩剥露于海底表面，进而与断层及上盘岩石共同组成大洋核杂岩（OCC）[33]。西南印度洋脊大洋核杂岩的分布汇总于表2。
表 2 SWIR大洋核杂岩分布信息Table 2. Occurrences of oceanic core complexes （OCCs） in SWIRODP 735B钻孔岩芯的研究表明，该岩芯岩性以辉长质堆晶岩为主[33]。根据岩芯的岩石学、矿物学和地球化学参数，可将岩芯剖面划分为5个主要的地球化学旋回或3个地球化学系列（图3a）。其中岩芯顶部的地球化学系列1与2（或旋回1与2）的化学组成较底部原始（即顶部Mg#高），而在每个地球化学系列及亚单元（或旋回）内部的Mg#则由底部至顶部逐渐降低，暗示从底部到顶部演化程度逐渐升高，可能代表了一次深成熔体入侵事件[35-36]。岩芯中锆石的U-Pb同位素测年表明ODP 735B钻孔顶部年龄为12.175±0.069 Ma，底部为11.902±0.012 Ma[37]，因此，辉长质洋壳形成时间≥0.214±0.032 Ma。如果以7 mm/a的半扩张速率计算，该处的岩浆增生区约为2.6±0.4 km。
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图 3 ODP 735B孔辉长岩随深度变化剖面a. 全岩Mg# 随深度变化剖面（改编自文献[37]），不同符号代表不同类型辉长岩；b-d. 全岩87Sr/86Sr-143Nd/144Nd-206Pb/204Pb比值随深度变化剖面；e. 长石δ18O值随深度变化剖面。Sr-Nd-Pb同位素数据来自文献[40-41]；氧同位素数据来自文献[39, 42]。Figure 3. Geochemical characteristics for gabbros versus depth from Hole ODP 735Ba. whole rock Mg# versus depth profile （modified from reference [37]）, different symbols represent different types of gabbros; b-d. whole rock 87Sr/86Sr-143Nd/144Nd-206Pb/204Pb profile with depth; e. feldspar δ18O profile with depth. Sr-Nd-Pb isotope data are from references [40-41]; Oxygen isotope data are from references [39, 42].ODP 735B钻孔辉长岩的氧同位素比值随深度增加而递增，最终在800 mbsf以下，δ18O比值趋于稳定（5.7%±0.2‰）[38-39]，据此推断，海水的大量渗透局限在下地壳上部（进入辉长岩层800 m）。此外，角闪石脉体在700 mbsf以下罕见，表明在钻孔深部（700或800 mbsf以下）的高温蚀变十分有限。岩芯样品的Nd同位素比值在整个深度剖面几乎恒定（图3c）；Pb同位素比值变化范围在钻孔上部（500 mbsf以上）则比钻孔下部（500 mbsf以下）大，且在钻孔下部，Pb同位素比值随深度呈递减趋势（图3d），同样表明海水蚀变仅限于钻孔上部[40-41]。Sr同位素比值在整个深度剖面的变化范围大于Nd同位素比值变化范围，但是小于O和Pb同位素比值变化范围（图3b）。值得注意的是，ODP 735B岩芯中代表下地壳下部（500 mbsf以下）的样品与Meyzen等报道的MORB具有相似的Sr-Nd-Pb同位素组成[27, 40]，这可能表明在超慢速扩张脊，岩浆房的混合过程极难发生，因此，代表下地壳的堆晶岩样品中可以保存地幔源区的同位素特征。
2.3 地幔橄榄岩地球化学特征
深海橄榄岩通常被认为是洋中脊软流圈地幔部分熔融抽取玄武质岩浆后的残留体。因此，在地幔熔融程度极低的情况下，深海橄榄岩相对MORB能更直接提供软流圈地幔的组成以及地幔熔融、熔体提取和后期改造等地质过程的信息[43]。西南印度洋脊的深海橄榄岩主要发育在9°～16°E和52°～68°E等脊段。岩相学和矿物学研究表明，大部分的地幔橄榄岩遭受了不同程度的蛇纹石化（20%～70%）：辉石被角闪石、绿泥石和滑石交代，原生尖晶石被次生尖晶石、铬铁矿和铬磁铁矿交代，可见粗粒结构、包橄结构，或由于高温晶体塑性变形形成斑岩纹理[12, 44-45]。
尽管SWIR深海橄榄岩经历了广泛的后期改造（如交代作用、再富化作用），主微量元素原始特征难以保存[12, 46]，但同位素比值依旧记录了原始地幔源区特征。Snow等[47]首次报道了0°～15°E和亚特兰蒂斯Ⅱ号(A Ⅱ)断裂带附近橄榄岩中辉石矿物的Sr-Nd同位素组成，发现除了一个样品之外，其余样品的143Nd/144Nd范围与相邻MORB的相同。随后的研究结果表明，尽管在全球尺度上，深海橄榄岩与空间上对应MORB的143Nd/144Nd平均值相同（0.513167 vs 0.513061），但SWIR橄榄岩的143Nd/144Nd平均值比相应MORB的更高[45, 48-50]（图4）。而9°～25°E橄榄岩辉石矿物的Hf同位素组成展现出类似的特征，即橄榄岩176Hf/177Hf比值范围与其相应MORB的重合，但趋向更高的176Hf/177Hf比值，其中14.6°E橄榄岩与其相应MORB的Hf同位素具有最大差异值[49]。
3. 西南印度洋中脊地幔源区性质
西南印度洋中脊地幔源区组成的强烈不均一性是导致其MORB具有地球化学多样性特征的主要原因[23-29]。不同于其他洋中脊，SWIR附近存在许多长期活动的热点，如布维(Bouvet)、马里昂(Marion)、克洛泽(Crozet)等。以克洛泽热点为例，地球物理调查发现了洋脊轴部正地形和低的剩余布格重力异常值等证据，表明50°～51°E脊段的构造-岩浆活动受到了热点的影响，但是却没有发现具有E-MORB特征的岩浆岩样品。
3.1 地球物理证据
洋中脊地形的变化是其受热点影响最直观的表现。英多姆(IN)-加列尼(GA)断裂带之间的脊段存在与马里昂（MA）-发现Ⅱ号(DⅡ) 断裂带之间相似的轴部正地形和剩余布格重力异常低值区[2, 22, 51-52]。尤其是第27脊段（50°～51°E），岩浆活动强烈，轴向裂谷缺失，发育有一个最大水深达1390 m的中央火山[11]。Sauter等[13]根据对英多姆-加列尼断裂带之间洋脊的地形地貌和地幔布格重力异常等地球物理特征的分析，提出在11～8 MaBP，克洛泽热点与英多姆-加列尼之间的洋脊相互作用，导致该脊段发生了一次剧烈的岩浆喷发事件。
近年来，中国科学家对英多姆(IN)-加列尼(GA)断裂带之间的洋脊开展了大量的地球物理研究[11, 21, 34, 53-55]。例如，结合地震层析成像和海底地震仪数据的全波形反演，Jian等[56]在50°28′E处海底下4～9 km发现低速异常区，并且认为就是存在于下地壳的轴向岩浆房，强烈的岩浆作用产生了该区约9.5 km厚的洋壳，而古老亏损地幔的再熔融不可能产生如此巨量的熔体，这为克洛泽热点影响了英多姆-加列尼脊段的推断再次提供了佐证[14]。
3.2 地球化学证据
从地球化学角度讲，E-MORB的出现通常被认为是热点与洋中脊相互作用最有力的证据[55-57]。如图2所示，受到布维(Bouvet)和马里昂(Marion)热点影响的脊段（分别是1°55′～4°35′E和33°36′～42°37′E），其MORB的Sr-Nd-Pb-He同位素比值具有明显的热点印记[25, 27, 29]。以布维热点附近的SWIR为例，由于布维热点的影响，布维岛（3°21′E、54°24.6′S）本身的3He/4He比值为12.4RA，附近MORB的3He/4He变化范围为8.1～12.9RA，206Pb/204Pb变化范围为18.2～19.6，均显示出热点的印记[30]。
与相邻脊段相比，位于英多姆(IN)-加列尼(GA)断裂带之间的脊段虽然具有较高的部分熔融程度（如Na8、（Sm/Yb）N较低，CaO/Al2O3较高），前人的研究也多归因于受到克洛泽(Crozet)热点的影响[50, 58]，但该脊段却没有发现E-MORB。Breton等[15]认为英多姆断裂带以西（～45°45′E）的E-MORB是克洛泽热点与该脊段相互作用的结果，但这些E-MORB却与克洛泽群岛玄武岩具有不同的同位素比值（如克洛泽群岛玄武岩的Pb同位素比值更高）[14]。Yang等[14]发现取自该脊段的47件玄武岩均为N-MORB，但50°28′E的MORB表现出富集的Sr-Nd-Pb同位素比值特征，即具有更高的Sr、Pb同位素比值和更低的Nd、Hf同位素比值。他们提出具有同位素富集特征的MORB可能受到克洛泽热点的影响：在克洛泽热点物质流向洋中脊的过程中，由于减压熔融作用，热点组分逐渐亏损不相容元素，但减压熔融未能影响其同位素的组成特征；因此，最终到达洋中脊时，亏损的残余熔体会在洋中脊处再次减压发生部分熔融，从而形成了富集同位素特征的N-MORB。
4. 岩浆供应及地壳增生模式
4.1 洋中脊岩浆供应量的轴向变化
通常认为地壳厚度是板块扩张速率与熔体供应速率的函数[59]，但西南印度洋中脊的整体扩张速率均一（半扩张速率约为7 mm/a），沿轴向的地壳厚度变化却很大。例如，9°～16°E非岩浆增生脊段的地壳厚度为4 km，而相邻的Narrowgate脊段和Joseph Mayes海山地壳厚度分别达到7.5和10 km。因此，SWIR地壳厚度的变化直接反映了洋脊之下熔体供应量的差异[18, 51]。
地球物理参数（如布格重力异常和剩余布格重力异常）的变化趋势表明SWIR轴下熔体供应量存在大尺度（＞200 km）的变化。例如，沿轴方向，SWIR布格重力异常呈现中段高两端低的特征，中段布格重力异常高值区与水深异常区对应；而位于46°～52°E脊段MORB的Na8值（平均为2.61%）低于52°～65°E脊段（高达3.89 %），表明46°～52°E脊轴下的岩浆供应量更加充足。这种大尺度（＞200 km）上的岩浆量供应变化主要受控于地幔潜能温度和源区物质组成的变化[51]。
此外，在相对较小的脊段尺度上，熔体供应也存在显著变化。例如，9°～16°E区域，岩浆活动整体较弱，但却存在局部强烈火山活动，非岩浆增生脊段与大型火山相间存在，说明沿洋脊轴向岩浆供应相对高度集中。而且，MORB的一些元素比值分布模式也可以体现岩浆供应的差异，例如，在岩浆供应少的非岩浆增生脊段，MORB具有相对较低的K8/Ti8比值；而在岩浆供应多的Joseph Mayes海山和Narrowgate脊段，MORB具有相对较高的K8/Ti8比值。Standish等[18]认为高角度倾斜扩张导致的局部热结构的差异、岩石圈厚度变化和不同的有效扩张脊段规模等都使熔体倾向于集中分布，在该脊段，熔体产生之后的运输与各种反应过程比地幔源区不均一性对MORB组分的影响程度更大（图5）。
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图 5 西南印度洋中脊不同脊段的岩浆供应及地壳增生模式a. 9°～25°E岩浆脊段及“有效脊段”。红色箭头代表每个岩浆脊段下方熔体集中的方向和岩石圈底部的坡度；灰色区域代表每个脊段熔岩相对富集的程度（改编自文献[18]）。b. 在慢速扩张脊，主要的岩浆脊段与二级构造脊段对应（图中标注数字“2”的直线）。熔体的高度集中（小的水平和垂直箭头）导致脊段内地壳厚度的变化，短周期的岩浆体（地壳内的椭圆填充）在洋中脊中段形成，并由此形成了较厚的洋壳（改编自文献[8]）。Figure 5. The model of magma supply and crustal accretion in different segments of SWIRa. 9°～25°E magmatic segmentation and associated “effective segmentation”. Red arrows indicate simplified direction of melt focusing beneath each magmatic segment and theoretical slope of lithospheric base; the shade of gray reflects the relative enrichment of lavas for each segment （modified from reference [18]）. b. At slow-spreading ridges, principal magmatic segments coincide with second-order tectonic segments （numbered vertical lines indicate discontinuities of orders 1～2）. Strong melt focusing （indicated with small subhorizontal to subvertical arrows） results in large variations in crustal thickness within segments, short-lived crustal magma bodies （filled ellipses in crust） can be formed in mid-segment where thicker crust typically emplaced （modified from reference [8]）.但是，熔体沿轴向再分配的机制并不能合理解释第27、28、29脊段的洋壳厚度异常（相比于9°～16°E区域，英多姆-加列尼断裂带之间岩浆活动强烈，扩张脊几何形态变化较小，但是第27、28、29脊段的洋壳厚度差异达5 km以上），似乎克洛泽热点的影响更大[14]。Li等[60-61]根据英多姆-加列尼洋脊橄榄岩中单斜辉石计算得出的初始熔体水含量（1.3±0.3%）远远大于N-MORB的水含量（0.1～0.3%），地幔源区的高水含量不仅指示地幔曾发生过早期含水熔融事件，也极易诱发强烈的岩浆活动，为此区域强烈的岩浆活动提供了一种解释。最近，Yu和Dick[16]则提出了由板块运动驱动的“微热点”作用模式：SWIR广泛分布的一些熔融异常区域（如第27脊段、Joseph Mayes海山、Narrowgate脊段、60°～70°E脊段），与区域板块运动过程中局部应力变化引起的岩浆聚集作用有关。这些微热点可以沿洋脊自由迁移，可以解释SWIR熔融异常区域分布的随机性、区域性和间断性，是研究超慢速扩张脊熔融异常的一种新思路。
4.2 地壳增生模式
通常认为，在快-慢速扩张脊，洋壳增生模式相似，即来自地幔源区的熔体在渗透边界形成熔体注入区，然后继续向上运移并通过席状岩墙群喷出，形成狭窄的新生火山扩张轴，洋壳增生区域一般小于4 km[62]。然而，在超慢速扩张的SWIR，洋壳增生类型以构造作用为主，大量地幔橄榄岩直接出露海底[1, 18]，不能用经典的洋壳增生模式简单解释。
Standish等[63]对9°～16°E区域的火成岩用U系列同位素进行了定年，结果显示年轻的火山广泛分布在整个洋中脊裂谷内，显然，此处的洋壳增生带更宽。对超慢速扩张脊的数值模拟结果表明，长寿命、大偏移距的正断层可以向轴外延伸近20 km，这些正断层的底部可以达到脆性/塑性过渡带（即熔体注入区）[64]。虽然非岩浆增生脊段下方冷且厚的岩石圈可能会阻碍岩浆从注入带的运移，但是，较厚的岩石圈使脆性/韧性转变区以及穿透它的断层深度更深，也可以为熔体流动提供潜在的通道。
不同于9°～16°E区域与正断层有关的离轴火山作用控制的地壳增生，SWIR中部和东部广泛发育以拆离断层为主导的地壳增生类型，如亚特兰蒂斯浅滩、Fuji Dome和49°～51°E脊段等[4-5, 34]。例如，Zhao等[34]通过第28脊段获取的OBS三维地震数据，发现该脊段的南北两翼呈不对称扩张。北翼主要以火山建造增生；而南翼构造活动强烈，拆离断层将辉长岩等岩石组合暴露海底，并且南翼发育了一个地壳浅层速度高、垂直速度梯度强的块体，被命名为龙旂大洋核杂岩（Dragon Flag OCC，表2）。Tao等[55]通过对第28脊段南翼热液活动区微地震的最新研究，进一步发现该处存在两个拆离断层（深大断层可作为热液喷口热量和物质通道），其深度可达莫霍面边界以下6 km。在超慢速扩张脊，深部岩浆对于脆性岩石圈的供给不足以填补洋中脊扩张带来的物质和空间空缺，不能完全平衡洋中脊扩张的速率，因此，在洋中脊两侧应变应力集中区域，发育变形量足以与洋中脊扩张匹配的拆离断层。传统观点认为，岩浆供应的不足是导致拆离断层发育的一个重要因素，但是进一步的研究发现过多或者过少的岩浆供给都会对拆离断层造成不利的影响，甚至使其终止[64]。因此，岩浆供给量与拆离断层和大洋核杂岩形成之间的关系还需要进一步明确。
5. 研究展望
5.1 不同空间尺度地幔源区性质的精细研究
前人研究表明，从全球尺度到矿物尺度，都存在地幔组分的不均一性[65]。常规的岩石取样主要依靠岩石拖网、电视抓斗等手段，获取的样品在空间上的跨度可达几十甚至几百千米。低密度的样品获取严重限制了对洋脊段内部地球化学特征差异性的观测，更多小尺度的地幔不均一性研究依赖于自主式水下航行器（如AUV）获取的高精度地形数据和使用载人潜水器进行取样。例如，Mougel等[66-67]利用载人潜水器对东太平洋海隆（15°37′～15°47′N）沿轴约15 km的范围内进行了系统采样，采样密度小于1 km，通过高密度的取样，进而识别出一个未知的地幔储库。
在全岩地球化学的基础上，结合单矿物及包裹体的多元素体系和微区研究，也是亟需的工作。例如，玄武岩中熔体包裹体的成分相对寄主岩浆更为原始，可能形成于岩浆房下部的岩浆通道甚至源区，因此，熔体包裹体成分的研究对讨论地幔初始成分特征和岩浆来源具有重大意义[68]。如Li等[69]以采自SWIR的Mount Jourdanne火山的斜长石超斑状玄武岩为研究对象，结合全岩、玻璃基质和斜长石斑晶熔体包裹体的地球化学特征，提出了其地幔源区存在辉石岩富集组分，岩浆演化过程复杂，可能发育晶粥带构造。此外，利用实验岩石学方法和计算软件对已有地球化学数据进行模拟，对超慢速扩张脊下岩浆供应进行定量化，也有助于增强对地幔源区性质和岩浆在岩浆房内混合形式的认识。
5.2 洋中脊构造活动与岩浆作用
西南印度洋脊的地形、岩石类型及其地球化学组成等诸多特征，究其原因是超慢速扩张脊独特的构造活动与岩浆作用的综合产物。例如，SWIR的半扩张速率约为7 mm/a，熔体供应相对贫乏，但在11°E、15°E和50°E却均出现了强烈的岩浆作用和大型火山。前两个脊段的异常成因被解释为地幔源区不均一性和高度变化的洋脊扩张形态造成的熔体倾向性分布[18]；而50°E附近脊段异常的成因则比较复杂，不同的研究提出包括热点、早期熔融事件的残留地幔、微热点、地幔不均一性和岩浆运移机制的变化等多个观点[10-16]，这些观点都需要进一步的验证。
此外，关于克洛泽热点对SWIR地幔源区的影响也无定论。例如，第27脊段加厚的洋壳以及发育的自西向东逐渐变窄的“V”字型构造一直被认为是受到克洛泽热点影响的最直接证据[13, 21, 52]，但克洛泽热点对洋中脊是否造成了影响，影响的程度究竟有多大，仍是一个需要回答的问题。即使Yang等[14]假设正确：远离轴的脊柱相互作用产生的是具有富集同位素特征的N-MORB，而不是E-MORB，但是在一些方面还存在争议。例如，Yu和Dick[16]对此洋脊-热点作用方式提出质疑：如是克洛泽热点的影响，为何在相邻的第28、29脊段完全没有看到相应的特征，热点只影响了第27脊段？如此小规模的异常很难用热点影响来解释。此外，根据板块重构的结果，克洛泽热点现今位于东南印度洋中脊形成的地壳之下，而不是SWIR[70]，因此岩石圈底部克洛泽热点物质的流动方向与Yang等[14]认为的并不一致。
随着对53°E非岩浆增生脊段橄榄岩的深入研究，关于马里昂隆起的成因机制也有了新的认识，即马里昂隆起的形成不一定是热点造成的。减薄的、不连续的地壳并不是近期洋中脊活动的结果，软流圈地幔的亏损更可能是反映了晚元古代莫桑比克洋关闭，形成冈瓦纳古陆之前/期间的古老熔融事件[10, 12]。因此，对SWIR的岩浆活动和热点-洋中脊相互作用的动力学机制、热点对地形地貌及洋壳结构的影响还需要更多的认识。
5.3 岩浆-热液活动与成矿
早期的研究认为洋中脊岩浆供应量很大程度上控制了热液喷口的发育，热源为其主控因素[71]。在SWIR，岩浆供应相对不足，有的脊段甚至完全缺失岩浆活动，热源条件不佳，似乎不利于热液活动的形成。但Tao等[53]在49°39′E脊段发现了世界上第一个在超慢速扩张洋中脊活动的热液区（龙旂热液区），之后的调查发现在49°～52°E脊段，热液喷口的分布密度为每100 km约2.5个喷口，与大西洋中脊（36°～38°N）的富岩浆区域相当。这些发现表明在SWIR，至少在岩浆活动脊段，可能存在着广泛的热液活动。
在没有岩浆房存在的超慢速扩张脊，热源如何驱动热液循环？这种超慢速扩张脊的热液循环系统可以达到多大的深度？通过对第28脊段龙旂热液区的详细研究，Tao等发现在脊段中央裂谷的南翼存在两条显著的拆离断层，最大拆离深度可达到海底以下13 km，而高温热液喷口的流体化学成分也支持该热液循环系统需要较长的水岩反应区[55]。虽然第28脊段之下并没有发育岩浆房，但拆离断层的发育提供了热液活动存在的可能，岩石圈下部发育的熔体聚集带可以使拆离断层的底部温度迅速升至650℃，为热液流体循环提供了驱动力。
值得注意的是，受热点影响的洋中脊虽然具有充足的岩浆供应以及加厚的地壳，但是却发育更少的热液喷口[72]。例如，南大西洋7°～11°S脊段，受阿森松热点的影响，洋壳厚度可达11 km，但却仅仅识别出了一个高温热液喷口[73]；类似的情况也发生在雷克雅内斯洋脊（57°45′～63°09′N）。但Yue等[54]在SWIR第27脊段识别出了1个原本存在的热液区（断桥热液区），3个可能的热液区，5个有待确定的疑似热液区，说明在受到热点影响的第27脊段（虽然存在一定争议），亦存在高密度的热液喷口，且分布密度是根据数据库（InterRigde database）得到的计算密度的3.6～8倍。他们提出深部发育的岩浆房提供了热液喷口所需的热源，第27脊段的席状岩墙群导致的破裂岩石圈是其扩张轴热液的上升通道；至于远离扩张轴的热液区，则是深大断层插入到岩浆注入带的结果。
此外，如何开展SWIR硫化物资源勘探，带动超慢速扩张脊的基础科学研究，也是目前面临的挑战。例如，地球物理数据（例如RMBA值）和MORB地球化学数据均表明，在大尺度上，整个印度洋中脊自西向东受到不同的热点影响，受热点影响的热液产物在地球化学和矿物成分上与正常洋中脊的热液产物有何不同？在远离洋中脊/已经停止的扩张中心是否也存在热液系统？SWIR广泛分布橄榄岩，超镁铁质热液系统以及热液硫化物成矿的机制如何？因此，对SIWR典型热液区洋壳的三维结构、构造-岩浆控制机制、深部动力学过程以及热液硫化物矿床分布、类型和规模等问题今后仍有待进一步加强研究。
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图 1 文中提到的中国东部陆架主要钻孔位置
钻孔信息见表1。
Figure 1. Location of main cores on the eastern shelf of China mentioned in text
Detailed information of these cores are listed in Table 1.
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图 5 不同研究显示的长江（黑色）、黄河（绿色）贯通时代
Figure 5. Timing of the integration of the Yangtze River (black bars) and Yellow River (green bars)
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表 1 文中提及的中国东部陆架主要钻孔岩心信息
Table 1 Detailed information of cores on the coastal area and the eastern shelf of China mentioned in text
区域 钻孔 纬度/(°) 经度/(°) 长度/m 水深/m 底界年龄/Ma 文献来源 渤海 BC-1 39.15 119.9 240.5 24 0.24 [25] BH08 38.28 120 212.4 28 1 [34] BH1 37.28 119.1 198.8 4 3 [29] BH2 37.17 119.07 228.2 陆上 3 [29] BZ1 38.85 117.38 204.5 陆上 2.2 [26] BZ2 39.03 117.14 203.6 陆上 3.2 [27] CK3 38.15 117.54 500 陆上 6.6 [28] G2 39.07 117.63 1226 陆上 8.5 [35] G3 38.83 117.43 905 陆上 8 [36] G4 38.04 117.6 400 陆上 5.2 [28] HLL02 37.03 119.13 425 陆上 5 [29] JXC-1 40.4 121.05 70.3 22 1.2 [31] Lz908 37.15 118.97 101.3 陆上 0.12 [20] MT04 39.27 118.83 383 陆上 3.2 [30] TJC-1 38.73 118.95 200.3 26 2.28 [32] YKC-2 40.43 121.61 70.2 13 0.7 [31] YRD-1101 38.04 118.6 200.3 1.8 1.9 [37] 黄海 CSDP-1 34.3 122.37 300.1 52.5 3.5 [33] CSDP-2 34.56 121.26 2 809.9 22 5* [38] DLC70-3 36.33 123.53 71.2 72 0.8 [39] EY02-2 34.5 123.5 70 79 0.89 [40] NHH01 35.22 123.22 125.6 73 1 [41] QC1 32.52 122.5 117.2 29.5 1 [42] QC2 34.3 122.27 108.8 49.1 1.9 [42] 东海 CJ-1 31.13 121.75 172.3 陆上 0.89 [43] ECS-DZ1 30.48 112.05 153.6 12 2 [44] EY02-1 30.73 126.57 70 90 0.26 [40] FX 31.20 121.25 102 陆上 0.12 [17] MFC 31.24 121.46 112 陆上 0.12 [17] SFK-1 29.1 125.3 88.3 82.9 0.15 [45] ZK9 30.88 122.42 50 12.5 0.013 [46] 注：*为上部550 m沉积的底界年代。 
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