智利三聯點相關的板塊相對運動及其地球動力學意義

賈鴻瑞，魏東平*

1 中國科學院計算地球動力學重點實驗室，北京 100049 2 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

0 引言

全球板塊邊界分為匯聚型、離散型與轉換斷層型三類，包括智利三聯點及鄰近地區的一類伴隨洋脊俯沖的特殊情形(孫轉等，2012).所謂智利三聯點，是指納茲卡，南美與南極三個板塊兩兩相互運動的交匯點(約46.2°S，75.2°W)，伴隨智利洋脊在南美大陸板塊之下俯沖(CTJ：Chile triple junction；Cande and Leslie, 1986; Bourgois et al., 1996；Lagabrielle et al.,2000)，屬于典型的RTT型三聯點(王振山和魏東平，2018).在CTJ地區，納茲卡板塊在南美南部的俯沖可以分為三個連續的運動學階段：自26 Ma以來，俯沖相對于海溝高度傾斜，從26 Ma到20 Ma，俯沖幾乎是正交的，自20 Ma以來，俯沖略微傾斜(Pardo-Casas and Molnar, 1987, Cembrano et al., 2002).對現今CTJ附近俯沖情況的研究表明：在CTJ以北，納茲卡板塊和南美板塊相對的運動矢量為N80，速度大小為84.0 mm·a-1(Gripp and Gordon,1990,DeMets et al.,1990)，斜向俯沖導致了CTJ北部地區的隆升現象與構造差異，由于匯聚擠壓作用，安第斯山脈南部形成了一個主要的弧內右旋擠壓斷層系統：Liquine-Ofqui斷層帶(Cembrano et al., 2000, 2002)在CTJ附近地區，智利南部洋脊大約在0.3 Ma前開始俯沖(Cande and Leslie, 1986, Bourgois et al., 2000)，正進入CTJ附近的Taitao海溝.自6 Ma以來智利洋脊南部的俯沖包括兩個短段(SCR 0和SCR-1，圖1)，由斷裂帶隔開，平均走向為N75(Cande and Leslie，1986).SCR0段轉換斷層大約在3 Ma前進入海溝，CTJ向南遷移，形成了一種轉換斷層-海溝-海溝的構造(Cande and Leslie, 1986, Forsythe et al., 1986, Nelson et al., 1993).在CTJ以南，通過地質調查與地球物理探測技術運用，CTJ遷移的蹤跡為：智利洋脊在過去14 Ma期間一直在俯沖(Gripp and Gordon, 1990, DeMets et al., 1990)，由于洋脊俯沖作用，弧前地區出現了大陸板塊在上，大洋板塊在下的現象，當SCR-1段(圖1)俯沖開始時，在6 Ma時間內，Taitao半島很可能一直是俯沖的地區和蛇綠巖侵位的位置(Lagabrielle et al., 1994, Guivel, 1999);Bougios等(2016)通過構建洋脊段躍遷事件，來解釋酸性巖的產出位置問題，在Taitao半島也發現了顯露的洋殼和沉積物被堆積到邊緣的地質標志(Bourgois et al., 2000, Lagabrielle et al., 2000);在智利南部洋脊最新的埋藏段上的弧前地區的地震調查也證實了上下板塊之間存在活躍的構造耦合(Murdie et al.,1993).

圖1 智利三聯點

從海溝向東，第四紀中期玄武巖侵位在穆爾塔附近的冰川谷中，這些熔巖被認為是與軟流層窗口的開放有關(Demant et al., 1998；徐佳靜等，2019).再往東距離海溝250 km處有大量堿性玄武巖，也表明CTJ附近存在板片窗構造(Ramos and Kay, 1992).

三聯點作為特殊的板塊邊界，描述了三個板塊邊界的結合，研究三聯點地區的運動學及動力學現象，能夠說明板塊間的運動關系以及該地區可能存在的地質現象.而智利三聯點作為典型的RTT型三聯點，更有著智利洋脊俯沖到大陸板塊下的獨特形式，智利三聯點的研究，對于我們研究板塊運動以及地質現象的產生原因都有著重要作用.

隨著航磁技術，測深技術、地震、地熱和GPS等觀測技術的發展，也為我們研究智利三聯點的運動提供了越來越多的地學觀測數據.本文通過對智利三聯點地區的轉換斷層方位角，洋中脊擴展速率，地震滑移矢量以及GPS等數據的分析，給出智利三聯點及其鄰近地區相關板塊兩兩相對運動的規律，據此進一步討論其地球動力學意義.

1 數據

1.1 GPS觀測數據

本文選取了ITRF 2014框架下的GPS觀測數據(附錄1)，其中納茲卡板塊2個數據，南美板塊30個數據，南極板塊7個數據，太平洋板塊18個數據，共57個GPS觀測數據(圖2)，ITRF2014模型中采用自2000—2015年間的GPS數據，采樣間隔7天.整體來說ITRF2014相比ITRF2008GPS數據更加豐富，并且隨著GPS技術的發展，數據精度更高，穩定性更好.在ITRF2014框架中，GPS所有站點中誤差在1 mm以內，基本實現了亞毫米級定位精度，每一個GPS臺站的非線性主周期都進行了擬合，剩余殘差的影響降到了最小，因此ITRF2014數據已經完全剔除了影響較大的非線性周期項，對整體的GPS解有質的改善.

圖2 南美板塊、南極板塊、納茲卡板塊上GPS臺站速度分布

1.2 轉換斷層方位角、洋中脊擴張速率與地震滑移矢量

本文使用的轉換斷層方位角和洋中脊擴展速率的數據均來自MORVEL板塊運動模型采取的數據(表1)，在MORVEL模型的建立中，DeMets等(2010)根據分析數百次的巡游和航空磁測所得到的航磁和測深數據，估計了MORVEL板塊擴展速率的所有軌跡線，根據高分辨率多光束或側掃聲納系統，映射出了133個斷層，并從Smith和Sandwell(1997)的1 min海洋重力網格中估計了其長偏移轉換斷層的方位角.

CTJ附近共有61個在板塊邊界分布良好的轉換斷層方位角數據和156個洋脊擴張速率數據(表1)，其中太平洋板塊與南極板塊邊界選取9個轉換斷層方位角數據和48個擴張速率數據，納茲卡板塊與太平洋板塊邊界選取15個轉換斷層方位角數據和41個擴張速率數據，南極板塊與南美板塊邊界選取8個轉換斷層方位角數據和7個擴張速率數據，納茲卡板塊與南極板塊邊界上選取29個轉換斷層方位角數據和60個擴張速率數據.

本文使用的是DeMets等(1990)建立NUVEL-1模型中智利三聯點附近208個地震滑移矢量數據(表1).早先的板塊運動模型僅基于體波首次運動的地震機制.而目前許多新機制是結合了體波、面波進行建模，提供了更準確的滑移矢量，CMT的震源機制解是使用記錄在全球數字地震網絡上的長周期體波和面波推導的，數千個地震震源機制，幾乎完全覆蓋了板塊邊界，而最近研究表明，地震滑移矢量可能會導致計算板塊運動方向時產生偏差估計，斜向俯沖幾乎總是部分的完全分成其溝渠平行和溝渠正交分量，從而導致正交或近乎正交的俯沖平移和旋轉(McCaffrey, 1992)，Argus等(1989)和DeMets(1993)的研究表明，沿海洋轉換斷層的走滑地震的滑動方向與轉換斷層的方位角有系統的不同.

表1 轉換斷層、擴展速率及地震滑移矢量數據

2 研究方法

為了計算出智利三聯點的運動情況，我們需要計算出納茲卡板塊、南美板塊、南極板塊的運動情況及其相對應的歐拉矢量(Wei and Seno,1998)，本文使用的計算方法為DeMets等(1990)用于計算NUVEL-1模型時所采用的計算方法，NUVEL-1全球板塊運動模型使用了迭代，線性化，加權最小二乘法(Chase，1972；Minster et al.，1974)，并最小化了總的、加權的最小二乘誤差所得出的：

(1)

板塊運動的數據有兩種類型分別為：方向(包括轉換斷層方位角和地震滑移矢量)和速率.對于每個類型的數據需要不同的擬合函數，我們采取了Chase(1972)提出的擬合函數.

板塊運動的預測速率為

(2)

(3)

(4)

3 計算結果

3.1 描述板塊運動的歐拉矢量反演結果

對四板塊系統(南極板塊AN，南美板塊SA，納茲卡板塊NZ，太平洋板塊PA)進行反演，假定太平洋板塊(PA)固定，得到前三個板塊相對于太平洋板塊的歐拉矢量，求得兩兩板塊之間相對的歐拉矢量.

根據所得到的歐拉矢量，計算每個板塊任意點相對太平洋板塊的速度，構成智利三聯點地區速度場，同時根據兩兩板塊之間相對的歐拉矢量(表2)，求出每個板塊在邊界點位上的相對水平運動速率.

表2 各板塊相對于固定板塊(PA)的歐拉矢量及兩板塊之間相對的歐拉矢量

3.2 智利三聯點北側的納茲卡板塊與南美板塊的相對運動

納茲卡板塊相對于南美板塊的歐拉矢量為(60.343°N，91.969°W，0.772)，由此進一步得出智利海溝處，納茲卡板塊相對南美板塊的平均俯沖速度約為83.0 mm·a-1，方向大致為東偏北0.7°(圖3).Larson等(1992)和Norabuena等(1999)基于復活節島和加拉帕戈斯群島上兩個站點GPS數據給出的(40°N，74°W，82.0 mm·a-1)歐拉矢量及78.0 mm·a-1的收斂速度，以及NUVEL-1模型給出的納茲卡板塊相對于南美板塊的歐拉矢量(56°N，94°W，0.76)及80.0 mm·a-1收斂速度等，與本文的量級估計值都相當一致.

3.3 智利三聯點南側的南極板塊與南美板塊的相對運動

南極板塊由于其獨特的地理位置，環境因素的影響，對獲取大地測量數據帶來了相當程度的困難.本文共使用7個位于南極板塊的GPS站點數據，以及與南極板塊相關聯的17個轉換斷層方位角數據和55個擴張速率數據，反演得到的南極板塊相對南美板塊的相對歐拉矢量為(81.424°N，25.732°W，0.266).由此我們計算出智利三聯點以南地區南極板塊對南美板塊的俯沖速度，大致為21.6 mm·a-1，方向為東偏南9°(圖3)，這一計算結果，與NUVEL-1和MORVEL給出的計算結果都很接近.

4 結果與討論

4.1 洋脊俯沖對智利三聯點地區的影響

自晚白堊世以來，安第斯山脈受到大洋巖石層俯沖作用深刻影響了安第斯造山帶的構造發育活動.南美西部的匯聚歷史可以分為三個階段：第一階段(25～0 Ma)，速度特征是納茲卡板塊向南美大部分地區的ENE定向匯聚，從新生代的最高值(約150 mm·a-1)持續下降到目前GPS測量當前值(約70.0 mm·a-1).本文中，測定的納茲卡板塊相對南美板塊邊界平均俯沖速度為83.0 mm·a-1，方向為東偏北4.3°(圖3)，結果稍大于大地測量結果.

圖3 智利三聯點附近板塊相對運動

在智利三聯點的南部，智利洋脊的俯沖速度發生了明顯變化，本文得出南極板塊相對于南美板塊的邊界速度約為21.0 mm·a-1，方向為東偏南9°(圖3)，速度的大小與NUVEL-1模型所估計的20.0 mm·a-1和前人估計的18.5 mm·a-1結果相近.俯沖到南美板塊下的納茲卡板塊和南極板塊逐漸分離，形成軟流層狀的板片窗(Cande and Leslie, 1986; Thorkelson, 1996)，板片窗向海的邊界大致位于Golfo de Penas盆地的中部，這種原因可能是由于納茲卡板塊與南極板塊俯沖速度與角度的不同導致的.

Liquine-Ofqui斷裂帶(LOFZ)是與安第斯南部火山弧共處一處的長達100 km的斷裂系統.它的右向剪切運動適應了納茲卡板塊與南美板塊之間相對運動的走向平行部分中的很大一部分(Hoffmann-Rothe et al., 2006).LOFZ的南端約為46.5～47.5°S，被智利的擴張洋脊俯沖.擴張洋脊與大陸前端的相互作用對南部LOFZ的運動產生了強烈影響(Nelson et al., 1994)，有證據表明，LOFZ的前身在中生代表現出左旋運動(Cembrano et al., 2000).在中新世中期，低空帶的右旋運動開始加速(Cembrano et al., 2002)，自上新世以來，平均速度的最新估計值在其南部大約為36.0 mm·a-1，向北降低到13.0 mm·a-1.根據NUVEL-1整體板塊運動模型(DeMets et al., 1990)的28.0 mm·a-1，以及大地測量的結果和我們的結論，納茲卡—南美運動目前的余量平行分量僅約23.0 mm·a-1，因此我們估計板塊的俯沖運動必定大大降低了這些速度(Angermann et al., 1999; Kendrick et al., 2003).

地質學資料表明，安第斯山脈南部的板塊邊界帶記錄了新生代長期大量壓變形的歷史，這與斜向俯沖或山脊碰撞有因果關系.在一定程度上印證了我們計算結果的合理性.

4.2 智利三聯點的南北向振蕩遷移運動與酸性巖成因

通過CTJ地區洋中脊的俯沖速度矢量結果，圖4給出了6 Ma以來的智利三聯點運動軌跡.結果顯示，智利洋脊的SCR-1段，在大約5.3 Ma左右開始向南美板塊下俯沖(圖4A)，俯沖地區主要在Taitao半島附近.CTJ地區的地質調查也表明，在6 Ma以來智利洋脊的俯沖與巖漿巖套的侵位以及靠近海溝軸的蛇綠巖的逆沖現象是同一時期的(Bourgois et al., 1996, Lagabrielle et al., 1994)，通過U-Pb年齡檢測，Taitao半島的蛇綠巖年齡范圍在5.7±0.25 Ma(Anma et al.,2009),Bourgois等(1996)分析了Taitao半島海緣巖體的化學特征，地質背景及運動學的條件，估計了Taitao半島邊緣單元序列，底部地層的年齡大約為上新世(5～5.3 Ma)，頂層的地層是更新世早期(1.5～1.6 Ma).由于Taitao半島地區長期受到俯沖，經歷了連續不斷的變化，導致海溝向后退和邊緣下陷(Scholl et al., 1980; Von Huene and Scholl, 1991)，沉降4～6 km，俯沖侵蝕現象是大約從5.3 Ma開始的，說明自6 Ma以來智利洋脊一直向南美板塊下俯沖(Guivel, 1999).

圖4 智利三聯點5.3 Ma前至今的運動情況

在大約3.5 Ma左右(圖4B)，智利洋脊的SCR0段南端開始俯沖南美板塊，由于智利洋脊被斷裂帶分隔為幾個短段，三聯點類型轉變為轉換斷層-海溝-海溝型，三聯點呈現由北向南運動，這樣將導致的主要后果是在某一片邊緣區域，會連續受到幾個洋脊段的俯沖.在現今的智利三聯點南部，存在一段長約100 km左右的邊緣區域經歷了兩個洋脊段的俯沖(圖4).通過DeLong等(1979)的熱模型可知，在距海溝附近10～40 km的近弧前區域，由洋脊俯沖所引起的溫度升高在1～2 Ma時間內達到最大，重復的俯沖可能導致非常高的熱梯度發展.在800～900 ℃的溫度條件和低壓(10～20 km深度)下，可能導致由海洋或大陸成因的巖石熔化，地質資料表明，在洋殼部分熔融形成陸殼的過程中，洋殼玄武巖經歷一次部分熔融后，當熔體與殘留物達到相平衡后形成中性巖石，當中性巖石再經歷一次部分熔融后才會形成酸性巖.在距三聯點僅幾公里的不同位置海溝中，發現了極新鮮的酸性巖漿產物(Bourgois et al., 2000, Guivel, 1999).類似的產物在三聯點以南10～50 km處的邊緣區域均有發現，年齡在1.5～6 Ma之間，弧前酸性巖存在于三聯點交替向北向南遷移的位置.

圖5的結果顯示，(1)智利三聯點整體將向北遷移，但由于轉換斷層將智利洋脊分隔成了幾個不連續的洋脊段，在轉換斷層俯沖即當三聯點為轉換斷層-海溝-海溝型時，三聯點將向南部遷移.(2)現今智利三聯點的北部二百多公里處，將會出現多段洋脊俯沖同一位置的現象，其區域大概為100 km左右，并可能出現弧前酸性巖.(3)由于洋脊的俯沖均在Taitao半島附近，附近區域受到的俯沖侵蝕持續時間長而強烈，可能會導致Taitao半島附近的海溝持續后退，Taitao半島持續沉降.

圖5 智利三聯點未來0～0.7 Ma運動情況

圖6給出智利三聯點從5.3 Ma前到今后6.4 Ma緯度的變化，智利三聯點整體上是從南到北的運動，但當轉換斷層開始俯沖南美板塊時，即當智利三聯點從RTT型轉變為FTT型三聯點時，CTJ開始由北向南運動，洋脊段開始重復俯沖，我們估計大致有四個重復俯沖的地區，第一次重復俯沖地區大致在46.3°S至46.5°S，第二次重復俯沖地區大致在46°S附近地區，第三次重復俯沖地區大致在45.5°S到45.7°S，第四次重復俯沖地區大致在44.5°S到44.3°S之間.重復的洋中脊俯沖使各地區受到二次熔融的影響從而導致弧前酸性巖的產出，未來6.4 Ma間，弧前酸性巖的產出將會呈點狀、片狀分布在南美西部智利三聯點遷移區域，通過對智利三聯點交替向北向南遷移的周期性規律，也對進一步探索地區巖漿熱流的周期性變化提供了幫助.

圖6 智利三聯點緯度隨時間的變化關系

致謝李忠海博士對本文關于酸性巖成因方面的論述提供了有益的建議，文中圖件1～5采用GMT軟件繪制(Wessel et al.,2019)，這里一并致謝.