程昊皞, 索艷慧*, 李三忠, 梁 杰, 楊傳勝, 王光增, 周 潔, 于海洋, 王新毓

印度西部洋陸過渡區(qū)結(jié)構(gòu)特征及構(gòu)造演化

程昊皞1, 2, 索艷慧1, 2*, 李三忠1, 2, 梁 杰3, 楊傳勝3, 王光增1, 2, 周 潔1, 2, 于海洋1, 2, 王新毓1, 2

(1.深海圈層與地球系統(tǒng)教育部前沿科學(xué)中心, 海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點實驗室, 中國海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 266100; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室 海洋礦產(chǎn)資源勘探與評價功能實驗室, 山東 青島 266100; 3.中國地質(zhì)調(diào)查局 青島海洋地質(zhì)研究所, 山東 青島 266071)

印度西部洋陸過渡區(qū)位于上印度扇, 處于印度板塊、阿拉伯板塊和歐亞板塊交匯處, 周緣發(fā)育多種板塊邊界類型, 構(gòu)造特征復(fù)雜。前人對該區(qū)域的構(gòu)造性質(zhì)及演化的研究較少, 其內(nèi)部一級構(gòu)造的地殼性質(zhì)認識存在爭議。本文在對地震資料構(gòu)造解析的基礎(chǔ)上, 分析了印度扇近海盆地、默里脊系統(tǒng)和拉克西米山脊的斷裂樣式、斷裂組合以及盆地結(jié)構(gòu)特征, 揭示印度西緣的洋陸過渡區(qū)為發(fā)育向海傾斜反射層(SDRs)和下地殼高速體(HVZ)的火山型被動陸緣。其中, 印度扇近海盆地的斷層多構(gòu)成地塹、半地塹和地壘組合, 地殼性質(zhì)為減薄陸殼; 默里脊系統(tǒng)表現(xiàn)為右行張扭性質(zhì), 以小默里脊為界, 以西為正在低速擴張的洋殼基底, 以東為減薄的陸殼; 拉克西米山脊地殼性質(zhì)則為減薄的陸殼。印度西緣的洋陸過渡區(qū)的形成與白堊紀以來馬達加斯加板塊、塞舌爾微板塊和印度板塊之間的多期裂解事件, 以及多個熱點導(dǎo)致的巖漿事件有關(guān)。此外, 運用2DMove軟件進行了平衡剖面恢復(fù), 揭示了印度扇在新生代以來經(jīng)歷了古?始新世初始伸展斷陷期、漸新世?早中新世穩(wěn)定沉積期、中?晚中新世張扭斷陷期和上新世以來的熱沉降期4個構(gòu)造演化階段。

印度西緣; 火山型被動陸緣; 地殼結(jié)構(gòu); 構(gòu)造演化

0 引 言

印度扇處于印度板塊、阿拉伯板塊和歐亞板塊的交接地帶, 北部為活動大陸邊緣的莫克蘭增生楔, 西部為轉(zhuǎn)換型大陸邊緣的默里脊系統(tǒng), 東部為印度板塊西部被動陸緣, 其構(gòu)造演化過程復(fù)雜, 包括印度扇近海盆地、默里脊系統(tǒng)和拉克西米山脊等多個次級構(gòu)造單元(圖1)。對于印度扇關(guān)鍵單元的地殼結(jié)構(gòu)和性質(zhì)長期以來一直存在爭議, 例如印度扇近海盆地究竟是洋殼還是伸展的陸殼(Ajay et al., 2010)?拉克西米盆地的基底究竟是新生洋殼, 還是過渡性地殼、亦或是伸展的陸殼(Bhattacharya et al., 1994; Krishna et al., 2006; Pandey et al., 2017)?目前為止, 大多數(shù)觀點認為其屬于減薄陸殼(Talwani and Christine, 1998; Krishna et al., 2006)。而且, 由于前人對印度扇的研究主要集中在白堊紀的構(gòu)造演化上(Arora et al., 2012; Kalra et al., 2014), 而對新生代以來構(gòu)造特征和構(gòu)造事件的研究相對較少。因此, 本文試圖通過對印度扇數(shù)條地震剖面的構(gòu)造解析, 揭示其下部地殼結(jié)構(gòu)特征, 進而判別其地殼性質(zhì); 同時通過平衡剖面技術(shù)對新生代以來印度扇近海盆地構(gòu)造演化史進行恢復(fù), 理清研究區(qū)新生代的構(gòu)造演化過程, 為揭示印度?歐亞板塊的精細碰撞過程提供更多證據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于印度洋西北部, 包括印度扇近海盆地、默里脊系統(tǒng)和拉克西米山脊等多個構(gòu)造單元(圖1)。

印度扇近海盆地: 位于印度扇北緣, 印度扇呈南北向近橢圓形, 可進一步劃分為上扇、中扇和下扇。印度扇東部以印度大陸西北緣和拉克代夫洋脊為界, 西部以歐文破碎帶與默里脊系統(tǒng)為界, 向南延伸至卡爾斯伯格洋中脊(Mchargue et al., 1988)(圖1)。印度扇近海盆地主要沉積第四紀喜馬拉雅山碎屑物質(zhì), 通過印度河與海底峽谷等搬運到數(shù)百千米外的深水區(qū)。漸新世晚期?中中新世, 河流襲奪以后, 印度扇近海盆地成為喜馬拉雅山硅質(zhì)碎屑的主要沉積中心; 中中新世, 由于季風(fēng)作用的加強, 印度扇近海盆地沉積作用加強, 源區(qū)地表隆起; 晚中新世?上新世之后, 更新世沉積作用又有所增加(Singh and Mishra, 2015; Pandey et al., 2017)。

默里脊系統(tǒng): 位于歐文破碎帶最北端, 北接阿曼深海平原, 南臨印度扇近海盆地(圖1、2)。從北向南, 可分為小默里脊、北默里脊、真納海槽、達爾林普爾海槽和南默里脊5個次級構(gòu)造單元(圖2)。其中達爾林普爾海槽為一個寬25 km陡立的半地塹, 沉積物厚度可達8 km; 邊界上大型正斷層存在右行走滑分量; 半地塹東南側(cè)主斷層海底斷距達1800 m; 海槽西北側(cè)發(fā)育一系列較小的反向正斷層, 地殼厚度和地震速度結(jié)構(gòu)發(fā)生突變, 海槽之下為12 km厚地殼, 被解釋為變薄的大陸地殼(Edwards et al., 2008)。

拉克西米山脊: 位于印度西部約500～700 km處, 呈北西向展布(圖1)。拉克西米山脊被認為是大陸地殼的碎片, 其形成與68 Ma印度板塊北緣的斷層作用有關(guān), 隨后在65～62 Ma過渡性地殼伸展過程中形成了拉克西米盆地。

2 地殼結(jié)構(gòu)及性質(zhì)

2.1 印度扇近海盆地

印度扇近海盆地緊鄰印度板塊西北緣(圖2), 位于莫克蘭增生楔和阿曼深海平原東南, 形成于晚白堊世末期?早古新世塞舌爾微板塊和印度板塊分離時期。據(jù)古近紀地層展布特征, 印度扇近海盆地可劃分為3個一級構(gòu)造單元, 從北向南依次為派肯凹陷、索什特拉凸起和索拉斯特拉隆起, 呈凹?隆相間的構(gòu)造格局(圖2)。

圖1 西北印度洋(a)和研究區(qū)(b)構(gòu)造特征(據(jù)Suo et al., 2020)

圖2 印度扇近海盆地構(gòu)造特征

印度扇近海盆地主要發(fā)育古新統(tǒng)以上的地層、厚度可達11 km, 局部發(fā)育白堊系, 其下為中生界基底(圖3)。因受德干玄武巖噴發(fā)作用的影響, 印度扇近海盆地白堊系或更老的地層分辨不清, 在鄰近陸上探井中可見最古老的沉積序列為上白堊統(tǒng), 由三角洲砂巖和玄武巖交替組成。目前, 印度扇近海盆地中最深且揭示地層最全的鉆井為PakG2-1井, 鉆遇古?始新統(tǒng)生物礁灰?guī)r和泥巖, 其上為漸新統(tǒng)?全新統(tǒng)碎屑巖(圖4)。根據(jù)PakG2-1井和地震剖面所揭示的地層特征, 印度扇近海盆地可識別出3個區(qū)域?qū)有蚪缑? 自下而上分別是新生界基底、O50和M90。新生界基底為較明顯的區(qū)域不整合面, 界面之下削截, 之上局部上超, 通常認為該界面以下為印度?馬達加斯加板塊裂解前沉積的固結(jié)良好的中生代沉積物, 但后期遭受強烈侵蝕作用。古新世?始新世期間, 在派肯凹陷沉積了古?始新統(tǒng), 并在德干玄武巖形成的海山上發(fā)育了碳酸鹽巖臺地和生物礁建造。界面O50介于漸新統(tǒng)?中新統(tǒng)之間, 其下部為以河道?灘壩地震相特征為主的古新統(tǒng)、始新統(tǒng)和漸新統(tǒng), 上部為更接近均勻沉積的中新統(tǒng)。界面M90介于中新統(tǒng)?上新統(tǒng)之間, 削截下伏地層, 界面之上為穩(wěn)定的半深海濁積巖沉積(圖4)。漸新世?第四紀新構(gòu)造時期, 印度板塊與歐亞板塊碰撞形成了漸新統(tǒng)至今巨厚的印度扇層序。在印度扇近海盆地近端, 中新統(tǒng)?全新統(tǒng)發(fā)育了大規(guī)模的水道?堤岸沉積體系, 地層厚度從北東向南西整體呈減薄趨勢。

索什特拉凸起基底為德干玄武巖, 玄武巖厚度可達7 km, 具有較明顯的向海傾斜反射體(SDRs)。地震剖面上該單元淺部表現(xiàn)為斷層上陡下緩、傾向多變, 斷層成組出現(xiàn)的結(jié)構(gòu)特征, 且斷裂切割導(dǎo)致斷塊翹傾而形成一系列地塹、半地塹和地壘組合(圖3),不發(fā)育拆離斷層。該基底為陸殼結(jié)晶基底。

2.2 默里脊系統(tǒng)

默里脊系統(tǒng)從卡拉奇近海的三節(jié)點交界處向西南延伸到歐文破碎帶, 全長約750 km, 包括小默里脊、北默里脊、南默里脊以及中間的真納海槽、達爾林普爾海槽(圖2、5)。從現(xiàn)有大地測深和地震資料上看, 默里脊系統(tǒng)可以被認為從22°N的哈特海山向北延伸至24°N, 該處洋脊被厚的印度扇沉積物所覆蓋。達爾林普爾海槽是一個完整的NE-SW向陡邊地塹, 寬達25 km。海槽邊界上存在著走滑和正向滑動的大型斷層, 在地塹的東南側(cè)主斷層斷距可達1.8 km(Edwards et al., 2000)。根據(jù)測深結(jié)果, 默里脊系統(tǒng)南部和北部以及達爾林普爾海槽沿走向存在側(cè)向移動(DeMets et al., 2010)。

近年來, 對達爾林普爾海槽與歐文破碎帶銜接處進行了大量多波束測量。在剖面上, 達爾林普爾海槽表現(xiàn)為半地塹結(jié)構(gòu), 發(fā)育似花狀構(gòu)造, 組成一個向斜盆地, 盡管不同剖面上的構(gòu)造復(fù)雜程度不同,但這種向斜構(gòu)造在每條剖面中均有體現(xiàn)(Edwards et al., 2008)。向斜盆地內(nèi)部發(fā)育一系列角度不整合, 但沉積序列本身是等厚的, 局部被密集的橫向斷層所錯斷; 在與海槽連接的區(qū)域, 歐文破碎帶表現(xiàn)為正花狀構(gòu)造和高地形。海槽東南部受控于單一的正斷層, 西北部則被一組復(fù)雜的反向斷層所圍限(圖5)。除此之外, 剖面上褶皺構(gòu)造發(fā)育, 其東側(cè)為兩個由向斜分隔的背斜, 西側(cè)則為一個向斜構(gòu)造。褶皺地層雙程反射時間可達1～2 s, 表示濁積覆蓋前水深達到700～1500 m。其中, 一個背斜的頂部在21°35′N形成了約700 m高的弧形地形, 該地形東側(cè)地層傾斜表明該處依然遭受擠壓, 可能代表了遭受褶皺作用的層序中觀察到的連續(xù)不整合。這些褶皺在深部表現(xiàn)為等厚變形系統(tǒng), 向上變?yōu)閷捑彽纳刃翁卣? 指示了同構(gòu)造沉積(圖5)。地震剖面對比發(fā)現(xiàn), 向斜構(gòu)造僅發(fā)育在默里脊系統(tǒng)西側(cè), 與歐文斷裂帶沿褶皺系統(tǒng)的右旋錯斷有關(guān)。南默里脊走向N60°E, 在地震剖面上呈現(xiàn)出不對稱的形態(tài), 較陡的一側(cè)緊鄰達爾林普爾海槽, 且其東部和北部均存在明顯角度不整合。

地層界面: Base. 新生界基底; E90. 漸新統(tǒng)底界; O50. 上漸新統(tǒng)底界; M20. 中新統(tǒng)底界; M50. 中中新統(tǒng)底界; M60. 上中新統(tǒng)底界; M90. 上新統(tǒng)底界; P55. 上上新統(tǒng)底界; Seabed. 海平面。

圖4 印度扇PakG2-1井鉆遇地層及其所過剖面地層特征(據(jù)江凱禧等, 2016; 地層界面同圖3)

圖5 印度扇北緣地震剖面及揭示的結(jié)構(gòu)特征(地層界面同圖3)

達爾林普爾海槽西北緣地殼厚度、地震速度結(jié)構(gòu)、重磁異常發(fā)生了突變(圖6)。前人研究認為, 在海槽西北緣存在一個厚約為6 km的洋殼速度結(jié)構(gòu), 而在海槽之下則為厚約12 km 的變薄陸殼, 因此推斷達爾林普爾海槽為陸殼與洋殼并置的傾斜伸展板塊邊界(Edwards et al., 2008)。所以, 默里脊系統(tǒng)總體表現(xiàn)為右行張扭性質(zhì), 以小默里脊為界, 以西為正在低速擴張的洋殼基底, 以東為減薄陸殼。

2.3 拉克西米山脊

拉克西米山脊位于印度西海岸約500～700 km處, 山脊深度在3500～4000 m之間, 僅高出阿拉伯海底幾十米(圖1)。拉克西米山脊一個顯著特征為具明顯的低重力值, 前人認為熱點軌跡附近重力值低可能是由于熱點異常熱的加入, 地幔溫度升高從而使地幔虧損程度增大造成的(索艷慧, 2014)。

拉克西米山脊形成于塞舌爾微板塊與印度板塊分裂期間。65 Ma, 由于留尼旺熱點影響, 印度西部大陸邊緣北部發(fā)生了大規(guī)模的火山活動; 65～62 Ma,過渡地殼的后續(xù)拉伸形成了拉克西米盆地, 也就是Gop裂谷的向南延伸(Arora et al., 2012)。拉克西米盆地性質(zhì)目前仍存在爭議: ①拉克西米盆地具有過渡性地殼特征(Pandey et al., 2017); ②其下部為海底擴張形成的海洋地殼(Bhattacharya et al., 1994); ③拉克西米山脊為拉伸的大陸地殼的碎片, 拉克西米盆地為裂谷, 并在德干火山活動之前和期間進一步拉伸(Krishna et al., 2006)。Arora et al. (2012)根據(jù)其密度模型, 將拉克西米山脊解釋為薄陸殼, 在基底地形方面, 認為拉克西米盆地不具備滅絕的擴張脊特征, 而是以寬裂谷為特征。

3 陸緣性質(zhì)判別

被動大陸邊緣往往存在較豐富的油氣資源, 近些年得到廣泛關(guān)注。根據(jù)地殼拉張過程中巖漿量多少, 被動大陸邊緣又可分為火山型被動陸緣和非火山型被動陸緣(Gireesh and Pandey, 2014)。火山型被動陸緣是指在大陸裂解過程中伴隨大量的巖漿活動, 地殼被巖漿所改造; 非火山型被動陸緣是指在大陸裂解過程中無巖漿活動或巖漿活動微弱(圖3c、7)。不同于非火山型被動陸緣, 火山型被動陸緣顯著特征是存在大規(guī)模的向海傾斜反射層(SDRs)和減薄的陸殼, 由陸向洋主要包括內(nèi)部SDRs、外緣高地、外部SDRs和下地殼高速體(HVZ)4個構(gòu)造單元(圖3c、7b)。前人對印度板塊西部大陸邊緣的地殼結(jié)構(gòu)和陸緣性質(zhì)進行了一系列研究, 認為印度西部大陸邊緣屬于火山型被動陸緣(Ajay et al., 2010)。

SDRs代表了在裂谷作用或海底擴張期間迅速擠壓的玄武巖流(何國琦和李茂松, 1996), 地震剖面上表現(xiàn)為單個反射層橫向連續(xù), 弓形向上突起, 在印度扇近海盆地中索什特拉凸起周緣具有這些特征(圖3)?；鹕叫捅粍雨懢壪碌貧さ母咚袤w(HVZ)主要有兩種成因, 除部分繼承于前張裂期的高速變質(zhì)體外, 大部分是由于高溫地幔熔融導(dǎo)致的底侵或侵入。印度扇下部的地幔柱作用導(dǎo)致發(fā)育巨厚火成巖巖體或下地殼高速體。索什特拉凸起基底即為德干玄武巖, 具有厚達7 km玄武巖。通過識別印度扇下部的SDRs和HVZ, 認為印度扇近海盆地屬于火山型被動陸緣。

廣角地震和重力資料表明, 默里脊系統(tǒng)底部為厚13～17 km地殼(圖5)。小默里脊、南默里脊平均水深1000 m以上, 達爾林普爾海槽水深可達4400 m, 這一深水環(huán)境下存在厚地殼主要有兩個成因, 一是起源于大陸, 二是在正常洋殼上覆蓋了大量的火成巖。然而前人對默里脊系統(tǒng)研究表明默里脊系統(tǒng)沒有出現(xiàn)強磁異常, 說明默里脊系統(tǒng)并非火山成因, 而且對默里脊系統(tǒng)中的玄武巖化學(xué)分析揭示了其與俯沖相關(guān), 表明存在大陸地殼(Burgath et al., 2002)。雖然這種磁異常和地震速度特征并非火山型被動陸緣所特有, 但廣角地震和位勢場數(shù)據(jù)也表明默里脊系統(tǒng)很可能是由變薄陸殼形成的(Gaedicke et al., 2002)。因此北印度扇底部為減薄的大陸地殼, 進一步佐證了研究區(qū)為火山型被動陸緣。

圖7 非火山型和火山型被動陸緣結(jié)構(gòu)模型(據(jù)李三忠等, 2018)

4 構(gòu)造演化史分析

印度西部洋陸過渡區(qū)在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了多期的伸展裂解。印度次大陸與岡瓦納大陸在早白堊世發(fā)生分離, 并伴隨一系列廣泛的巖漿事件(李三忠等, 2015), 組成東岡瓦納古陸的非洲板塊、馬達加斯加板塊、塞舌爾微板塊和印度板塊之間的多期裂解事件, 導(dǎo)致了西北印度洋的打開及其復(fù)雜的構(gòu)造特征。且在印度洋內(nèi)保存岡瓦納大陸裂解的全部記錄(張國偉和李三忠, 2017)。

白堊紀(～130 Ma)以來, 組成東岡瓦納古陸的非洲板塊、馬達加斯加板塊、塞舌爾微板塊和印度板塊之間的多期裂解事件導(dǎo)致西北印度洋的打開及其復(fù)雜的構(gòu)造演化歷史和構(gòu)造事件; ～104 Ma, 馬達加斯加板塊已經(jīng)與非洲板塊分離, 但仍然與印度板塊相連; 90 Ma, 由于巖石圈部分熔融和穹隆形成被動裂陷, 擴張軸向東躍遷, 馬達加斯加板塊與印度板塊分離(圖8a); 70 Ma,擴張軸再次向東躍遷, Gop裂谷打開; 68 Ma, 塞舌爾微板塊從印度板塊分離并貼合到非洲板塊上, 形成微大陸(Arora et al., 2012)(圖8b); 60 Ma卡爾斯伯格洋中脊形成, 此時塞舌爾微板塊貼合于非洲板塊, 拉克代夫洋脊和拉克西米山脊貼合于印度板塊, 印度?非洲板塊擴張系統(tǒng)為一個雙板塊系統(tǒng)(圖8c)。伴隨著多期次裂解事件, 整個西北印度洋的深部動力機制可能與馬里昂熱點、德干熱點、留尼旺熱點的活動有關(guān)(Rao et al., 2008)。隨后印度板塊繼續(xù)快速向北移動, 速度為150～200 mm/a,該運動一直持續(xù)到古新世?始新世之交(55 Ma), 直至印度與歐亞板塊之間初步碰撞接觸。

LR. 拉克代夫洋脊; LB. 拉克代夫盆地; CLR. 查戈斯?拉克代夫脊。

圖9 新生代以來印度扇近海盆地演化剖面

結(jié)合上述區(qū)域構(gòu)造演化歷史, 在地震資料構(gòu)造解析的基礎(chǔ)上, 運用2DMove軟件對剖面③(圖2)進行平衡剖面恢復(fù)。該剖面自西向東依次穿過阿曼深海平原、默里脊系統(tǒng)(小默里脊、北默里脊、真納海槽、南默里脊、達爾林普爾海槽)和印度扇近海盆地(派肯凹陷、索什特拉凸起), 長達260 km, 能夠很好地揭示新生代以來研究區(qū)的構(gòu)造演化。

印度扇近海盆地新生代地層層序發(fā)育完全, 但默里脊系統(tǒng)由于火山活動頻發(fā)而缺失部分地層。根據(jù)平衡剖面的恢復(fù)結(jié)果, 可將印度扇北緣新生代以來的構(gòu)造演化劃分為4個階段:

(1) 古?始新世初始伸展斷陷期: 古?始新世印度扇近海盆地東部的索什特拉凸起發(fā)育生物礁, 達爾林普爾海槽沉積厚度較大, 小默里脊和北默里脊持續(xù)隆升, 部分地區(qū)不接受沉積。區(qū)域內(nèi)北西向斷層控盆格局已基本形成, 整體上斷層持續(xù)活動(圖9a)。

(2) 漸新世?早中新世穩(wěn)定沉積期: 該時期印度扇北緣斷層活動微弱, 下中新統(tǒng)廣泛發(fā)育, 地層間為整合接觸; 由于達爾林普爾海槽邊緣斷層持續(xù)發(fā)育, 在達爾普林爾海槽東側(cè)沉積厚度較大, 小默里脊和北默里脊持續(xù)隆升, 沉積地層仍不發(fā)育; 印度扇近海盆地東部的索什特拉凸起生物礁仍持續(xù)生長, 不接受沉積(圖9b～d)。

(3) 中?晚中新世張扭斷陷期: 該時期印度扇近海盆地正常沉積, 仍為整合接觸, 但由于區(qū)域走滑導(dǎo)致西部抬升, 沉積范圍變小; 默里脊系統(tǒng)巖漿上涌, 先前沉積的地層被大量剝蝕, 并出現(xiàn)大量斷層; 派肯凹陷西部巖漿開始上涌, 地層變形(圖9e～f)。

(4) 熱沉降期: 上新世以來, 整個印度扇北緣大面積接受沉積, 僅發(fā)育少量小型斷層; 北默里脊地層被少量剝蝕; 第四紀以來僅發(fā)育少量不貫穿頂層地層的小型斷層(圖9g～i)。

5 結(jié) 論

通過對印度扇盆地構(gòu)造研究, 得出以下新認識:

(1) 印度扇近海盆地屬于被動陸緣的洋陸過渡帶, 由派肯凹陷、索拉斯特拉凸起和索拉斯特拉隆起組成, 呈凹?隆相間的構(gòu)造格局; 默里脊系統(tǒng)由小默里脊、北默里脊、南默里脊以及中間的真納海槽、達爾林普爾海槽組成, 默里脊系統(tǒng)總體表現(xiàn)為右行張扭性質(zhì), 以小默里脊為界, 以西為正在低速擴張的洋殼基底, 以東為減薄的陸殼。

(2) 印度扇下部發(fā)育SDRs、HVZ以及巨厚的玄武巖沉積, 屬于火山型被動陸緣。

(3) 印度扇火山型被動陸緣的演化主要經(jīng)歷了90 Ma馬達加斯加板塊和印度板塊裂解、68 Ma塞舌爾微板塊和印度板塊裂解2個階段, 裂解事件與馬里昂熱點、德干熱點和留尼旺熱點活動有關(guān)。新生代以來印度扇北緣的構(gòu)造演化可分為古?始新世初始伸展斷陷期、漸新世?早中新世穩(wěn)定沉積期、中?晚中新世張扭斷陷期和上新世以來的熱沉降期4個階段。

Gireesh R and Pandey D K. 2014. 印度西南大陸邊緣基底地質(zhì)特征. 石油勘探與開發(fā), 41(1): 62–66.

何國琦, 李茂松. 1996. 關(guān)于巖漿型被動陸緣. 北京地質(zhì), (S1): 29–33.

江凱禧, 姚長華, 郭清正, 胡云亭, 趙才順, 李鴻儒, 朱澤棟, 何文祥, 肖飛, 彭超. 2016. 印度扇深水區(qū)古?始新統(tǒng)烴源巖特征及發(fā)育模式. 沉積學(xué)報, 34(4): 785–793.

李三忠, 索艷慧, 劉博. 2018. 海底構(gòu)造系統(tǒng). 北京: 科學(xué)出版社: 227–244.

李三忠, 索艷慧, 劉鑫, 趙淑娟, 余珊, 戴黎明, 許立青, 張臻, 劉為勇, 李懷明. 2015. 印度洋構(gòu)造過程重建與成礦模式: 西南印度洋洋中脊的啟示. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 39(1): 30–43.

Mchargue T R. 1988. 印度海底扇的海底峽谷和扇根水道的內(nèi)部幾何形態(tài)、地震相與石油潛力. 樊太亮譯. 國外油氣勘探, (3): 14–22.

索艷慧. 2014. 印度洋構(gòu)造?巖漿過程: 剩余地幔布格重力異常證據(jù). 青島: 中國海洋大學(xué)博士學(xué)位論文: 114.

張國偉, 李三忠. 2017. 西太平洋–北印度洋及其洋陸過渡帶: 古今演變與論爭. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 37(4): 1–17.

Ajay K K, Chaubey A K, Krishna K S, Gopala R D and Sar D. 2010. Seaward dipping reflectors along the SW continental margin of India: Evidence for volcanic passive margin., 119(6): 803–813.

Arora K, Tiwari V M, Singh B, Mishra D C and Grevemeyer I. 2012. Three dimensional lithospheric structure of the western continental margin of India constrained from gravity modelling: Implication for tectonic evolution., 190(1): 131–150.

Bhattacharya G C, Chaubey A K, Murty G P S, Srinivas K, Sarma K V L N, Subrahmanyam V and Krishna K S. 1994. Evidence for seafloor spreading in the Laxmi Basin, northeastern Arabian Sea., 125(1): 211–220.

Burgath K P, Rad U V, Van D, Block M, Khan A A, Roeser H A and Weiss W. 2002. Basalt and peridotite recoveredfrom Murray Ridge: Are they of supra-subduction origin?, 195(1): 117–135.

DeMets C, Gordon R G and Argus D F. 2010. Geologically current plate motions., 181(1): 1–80.

Edwards R A, Minshull T A, Flueh E R and Kopp C. 2008. Dalrymple Trough: An active oblique-slip ocean-continent boundary in the northwest Indian Ocean., 272(1–2): 437–445.

Edwards R A, Minshull T A and White R S. 2000. Extension across the Indian-Arabian plate boundary: The Murray Ridge., 142(2): 461–477.

Gaedicke C, Schlüter H U, Roeser H A, Prexl A, Schre-ckenberger B, Meyer H, Reichert C, Clift P and Amjad S. 2002. Origin of the northern Indus Fan and Murray Ridge, Northern Arabian Sea: Interpretation from seismicand magnetic imaging., 355(1): 127–143.

Kalra R, Rao G S, Fainstein R, Radhakrishna M, Bastia R and Chandrashekar S. 2014. Crustal architecture and tectono-magmatic history of the western offshore of India: Implications on deep water sub-basalt hydrocarbon exploration., 122: 149–158.

Krishna K S, Rao D G and Sar D. 2006. Nature of the crust in the Laxmi Basin (14°–20°N), western continental margin of India., 25(1), TC1006, doi: 10.1029/ 2004TC001747.

Pandey D K, Nair N, Pandey A and Sriram G. 2017. Basement tectonics and flexural subsidence along western conti-nental margin of India., 8(5): 1009–1024.

Rao V P, Hegner E, Naqvi S W A, Kessarkar P M, Ahmad S M and Raju D S. 2008. Miocene phosphorites from the Murray Ridge, northwestern Arabian Sea., 260(3–4): 347–358.

Singh A P and Mishra O P. 2015. Seismological evidence for monsoon induced micro to moderate earthquake sequencebeneath the 2011 Talala, Saurashtra earthquake, Gujarat, India., 661(1): 38–48.

Suo Y H, Li S Z, Cao X Z, Dong H, Li X Y and Wang X Y. 2020. Two-stage eastward diachronous model of India-Eurasia collision: Constraints from the intraplate tectonic records in Northeast Indian Ocean., https: //doi.org/10.1016/j.gr.2020.01.006.

Talwani M and Reif C. 1998. Laxmi Ridge – A continental sliver in the Arabian Sea., 20(4): 259–271.

Structural Properties and Tectonic Evolution of the Western Indian Continental Margin

CHENG Haohao1, 2, SUO Yanhui1, 2*, LI Sanzhong1, 2, LIANG Jie3, YANG Chuansheng3, WANG Guangzeng1, 2, ZHOU Jie1, 2, YU Haiyang1, 2and WANG Xinyu1, 2

(1. Frontiers Science Center for Deep Ocean Multispheres and Earth System, Key Lab of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, MOE and College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, Shandong, China; 2. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266100, Shandong, China; 3. Qingdao Institute of Marine Geology, CGS, Qingdao 266071, Shandong, China)

The western Indian continental margin is located at the intersection of the Indian Plate, Arabian Plate and Eurasian Plate, developed within a complex tectonic setting. There are few researches on the structure and properties of the Indian continental margin, and its crustal type of the first-level tectonic unit remains controversial. Based on the tectonic interpretation of seismic profiles, we analyzed the geological structure of the Indus Fan offshore basin, Murray ridge system and Laxmi Ridge. Our results indicate that the Indus Fan offshore basin belongs to the ocean-continent transition zone of the passive continental margin. The dextral transtensional Murray ridge system is subdivided into two parts by the little Murray Ridge, the western part is characterized by slow-spreading oceanic crustal basement, whereas the eastern part is characterized by thinning continental crust. The Laxmi ridge has a thinning continental crust. The Indus fan belongs to the volcanic passive continental margin, characterized by the seaward dipping reflectors (SDRs) and the high velocity lower crust(HVZ). Formation of the continental margin is related to the multi-stage rifting events and the accompanying magmatic events between Madagascar, Seychelles and Indian since the Cretaceous. The balanced profile across the Indus fan offshore basin reveals that it experienced four tectonic stages during the Cenozoic, including the initial rifting period from the Paleocene to the Eocene, the stable sedimentary period from the Oligocene to the Early Miocene, the Middle- Late Miocene transtensional faulting stage, and the thermal subsidence stage since the Late Miocene.

the western Indian continental margin; volcanic passive continental margin; crustal structure; tectonic evolution

2020-08-15;

2020-10-30

國家自然科學(xué)基金項目(91958214、41976054)、國家科技重大專項(2016ZX05004001-003)、泰山學(xué)者項目對李三忠和劉永江教授的資助和青島創(chuàng)新領(lǐng)軍人才(19-3-2-19-zhc)、中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所《區(qū)域構(gòu)造特征研究》項目(QCZ2019-011627122)聯(lián)合資助。

程昊皞(1997–), 男, 碩士研究生, 海洋地質(zhì)專業(yè)。Email: 794455495@qq.com

索艷慧(1987–), 女, 副教授, 碩士生導(dǎo)師, 從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)及海洋地質(zhì)學(xué)研究。Email: suoyh@ouc.edu.cn

P542

A

1001-1552(2021)05-0851-010

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.002