南海中央海盆擴(kuò)張期后海山鏈巖漿活動(dòng)的熱模擬研究

林 巍,張 健,李家彪

(1.中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)實(shí)驗(yàn)室,北京 100049;2.國(guó)家海洋局 海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,浙江 杭州 300012)

南海是新生代海底擴(kuò)張形成的小洋盆,也是我國(guó)唯一發(fā)育洋殼且完整保留海底擴(kuò)張信息的邊緣海。Taylor等[1-2]認(rèn)為中央海盆在32～17 Ma期間擴(kuò)張,Briais等[3]認(rèn)為中央海盆在 32 Ma開始擴(kuò)張,26～24 Ma,擴(kuò)張軸向南跳躍,北部老的擴(kuò)張脊被廢棄,新的擴(kuò)張作用沿著南部擴(kuò)張脊在 23.5 Ma以后增生出新洋殼,并向西南延伸發(fā)展。

中央海盆上發(fā)育有許多海山,多數(shù)海山發(fā)育在兩擴(kuò)張脊之間,總體與擴(kuò)張脊走向一致。形成海山的海底火山活動(dòng)主要活躍于中新世以后,具有從北向南逐漸遷移、從東向西逐漸減弱、活動(dòng)時(shí)間長(zhǎng)短不一的特征。王葉劍等[4]和楊蜀穎等[5]認(rèn)為,南海中央海盆沿殘留中脊發(fā)育的火山鏈?zhǔn)呛５讛U(kuò)張期后巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物,由黃巖海山、珍貝海山等組成的珍貝-黃巖海山鏈?zhǔn)沁@類海山的代表,研究其巖漿活動(dòng)發(fā)育機(jī)制具有重要的科學(xué)意義。

本文在南海地球物理資料和巖石地球化學(xué)資料分析基礎(chǔ)上,利用數(shù)值模擬方法,綜合考慮黏性、熔融、運(yùn)移等因素,對(duì)南海海底擴(kuò)張期后中央海盆珍貝-黃巖海山鏈巖漿活動(dòng)動(dòng)力學(xué)機(jī)理開展研究。

1 資料分析

1.1 海底地形及地球物理特征

依據(jù)海底地形和水深資料(圖1(a)),南海海盆大致劃分為中央、西南和西北3個(gè)次海盆。其中,中央海盆南北長(zhǎng)約900 km、東西寬約450 km,其海底深海平原上分布著珍貝-黃巖海山鏈、漲中鏈狀海山、憲南鏈狀海山、憲北鏈狀海山、玳瑁鏈狀海山。位于 15°N 線附近的珍貝-黃巖海山鏈,是南海海盆海山鏈的代表。它由黃巖海山、珍貝海山等組成,分布在 14°49′～15°42′N、116°12′～118°42′E 海域,東西長(zhǎng)約250 km,南北寬約40～60 km,相對(duì)海底的山體高度在200～4 000 m之間,是該區(qū)規(guī)模最大的長(zhǎng)條狀東西向海山鏈。它將中央海盆分割成南北兩部分,被認(rèn)為是中央海盆的殘留擴(kuò)張中心。

布格重力異常圖(圖1(b)),對(duì)應(yīng)珍貝-黃巖海山鏈,重力異常沿EW向呈長(zhǎng)條-串珠狀伸展。組成海山鏈的每個(gè)海山表現(xiàn)為孤立的低值異常圈閉,在海底平原400 mGal以上的高重力異常背景下,每個(gè)海山分別對(duì)應(yīng) 100～300 mGal的低值異常區(qū),并隨海山高度的增加而減小。利用重力異常衰減梯度分析,可以判斷海山是年輕大洋玄武巖漿成因,還是包含有陸殼成分的“雙性”成因。

圖1 中央海盆地質(zhì)-地球物理圖Fig.1 The geology-geophysics map of the central basin

南海海盆磁異常不同于典型大洋條帶異常,幅值和波長(zhǎng)變化大。ΔT異常圖(圖 1(c)),珍貝-黃巖海山鏈南北兩側(cè)可以分辨出一些小型的對(duì)稱磁異常條帶。對(duì)應(yīng)海山鏈為沿EW向長(zhǎng)條-串珠狀負(fù)異常圈閉,異常范圍–50～–150 nT之間。兩側(cè)條帶狀正異常在50～150 nT之間,其中南側(cè)高于北側(cè)。雖然該海山鏈磁異常條帶的線性特征不明顯,但仍可大致判斷出這里存在一個(gè)殘留擴(kuò)張中心。

地震資料表明中央海盆具三層洋殼結(jié)構(gòu)(圖2)。大洋層 1就是沉積層,沉積基底與莫霍面之間是大洋層2和層3。姚伯初等[6]依據(jù)地震資料分析,認(rèn)為沉積基底為晚漸新世至中新世海底擴(kuò)張形成的玄武巖。結(jié)合重力資料計(jì)算,得到莫霍面由中部向南北兩側(cè)變深,深度在8～14 km之間。

圖2 南海中央海盆地質(zhì)結(jié)構(gòu)模型Fig.2 The geological structure model of the South China Sea’s central basin

何麗娟等[7]和施小斌等[8]通過地?zé)釋W(xué)研究發(fā)現(xiàn),中央海盆區(qū)熱流背景較高,平均為 89.9 mW/m2,并沿?cái)U(kuò)張中心呈帶狀分布。張健等[9]認(rèn)為,海底地表熱流中地幔熱流的比例很大,洋殼層 3熱流的比例很小。珍貝-黃巖海山鏈由淺到深,熱流變化很小,溫度變化很大,表明海底擴(kuò)張停止后,存在后期熱事件。珍貝-黃巖海山鏈南北兩側(cè),沉積基底面的溫度呈梯級(jí)降低,表明深部地幔熱作用還在控制著南海的高熱流背景。

1.2 海山鏈巖漿演化的巖石地球化學(xué)特征

巖石地球化學(xué)研究表明[10-14],海底擴(kuò)張停止前、后,沿中央海盆殘留擴(kuò)張中心發(fā)生了大范圍的火山活動(dòng),并形成以珍貝-黃巖海山鏈為中心的東西向火山鏈。在珍貝-黃巖海山鏈采集到的OIB型玄武巖和粗面巖的形成時(shí)代為11～ 7 Ma,是海底擴(kuò)張期后板內(nèi)巖漿活動(dòng)產(chǎn)物[4-5]?；鹕郊够驓埩魯U(kuò)張中心附近海山的堿性巖漿,既有與正常 MORB相似的玄武巖,也有與OIB接近的玄武巖。一般認(rèn)為,MORB基本形成于海底擴(kuò)張期間,擴(kuò)張一旦結(jié)束,即使有巖漿活動(dòng),也是OIB型,二者巖漿源區(qū)不同。但是,最近的研究表明[15],板內(nèi)火山可以由同一巖漿源經(jīng)不同程度的部分熔融形成不同類型的熔巖系列,程度較高的部分熔融產(chǎn)生類似 MORB的玄武巖,程度較低的部分熔融產(chǎn)生類似海山鏈或殘余擴(kuò)張中心的OIB熔巖。

包裹體測(cè)溫資料顯示[16],中央海盆幾個(gè)海底海山巖漿形成深度及溫度不同,憲北海山堿性玄武巖形成溫度 960～1 200℃,拉斑玄武巖形成溫度1 040～1 230℃,玳瑁海山拉斑玄武巖形成溫度1 245～1 280℃。憲北海山堿性玄武巖的形成壓力為8.8×108Pa,推算巖漿來源深度約29～44 km。目前來自南海海盆的深海玄武巖樣品很少,代表性不強(qiáng),難以深入分析深海盆玄武巖形成的物理?xiàng)l件和機(jī)制,需要通過數(shù)值模擬[17-20]與地化測(cè)試分析相互補(bǔ)充和印證。

2 計(jì)算與討論

2.1 基本模型

南海屬中-慢速擴(kuò)張,巖漿供應(yīng)速率小于板塊離散速率,所以海底張裂時(shí)火山活動(dòng)不明顯,海底擴(kuò)張終結(jié)后卻出現(xiàn)大量巖漿活動(dòng)并在兩擴(kuò)張脊之間發(fā)育眾多海山。楊蜀穎等[5]將海山火山巖巖性及巖漿受地殼混染程度分為 4期: (1)擴(kuò)張期之前的晚始新世,憲北海山過渡型大洋拉斑玄武巖(38 Ma),經(jīng)歷明顯陸殼混染作用。(2)擴(kuò)張后期的早中新世,玳瑁海山過渡型大洋拉斑玄武巖、憲北海山洋島堿性玄武巖(20～13 Ma),陸殼混染程度較前期減少。(3)擴(kuò)張停止期的晚中新世,珍貝-黃巖海山大洋拉斑玄武巖、洋島堿性玄武巖及粗面巖(11～7 Ma),陸殼混染程度進(jìn)一步降低。(4)擴(kuò)張期后的晚中新世-上新世,漲中海山洋島型堿性玄武巖(5.7～3.5 Ma),幾乎不受陸殼混染。這些特征表明,在海盆擴(kuò)張過程中,深部地幔熔融物質(zhì)不斷上侵,多次活動(dòng)并與地殼物質(zhì)相互作用。

以上述海山巖性時(shí)空演化關(guān)系為基礎(chǔ),我們利用數(shù)值模型研究珍貝-黃巖海山鏈軟流圈黏性結(jié)構(gòu)、熔融浮力和熔體比例對(duì)巖漿活動(dòng)及其溫度演化的影響。模型的地質(zhì)結(jié)構(gòu)和幾何形態(tài)參照?qǐng)D2,熱參數(shù)如表 1。

表1 模型參數(shù)表Tab.1 Parameters of the model

溫度方程為:

上述方程描述的是瞬間的溫度分布狀態(tài)。κ為熱擴(kuò)散系數(shù),T是溫度,u為熔融上浮速度,L為熔融潛熱。C是比熱容,t是時(shí)間,A是產(chǎn)熱率,Tsolidus是固相線溫度,F是熔融程度,巖石溫度到達(dá)固相線之后,F隨溫度線性變化[21]:

上述方程描述的是在地下密度受壓強(qiáng)控制的影響。0ρ為地幔密度,α為熱膨脹系數(shù),β為地幔損耗導(dǎo)致的密度減小率,ξ為地幔損耗程度,Δρ固體和巖漿密度差[22]。

2.2 黏性結(jié)構(gòu)對(duì)巖漿活動(dòng)的影響

熱流和溫度場(chǎng)分析表明: 中央海盆擴(kuò)張軸附近的珍貝-黃巖海山鏈高熱流背景主要受來自地幔的熱源作用[7-8,17-18,20,22,24-25]。隨海底擴(kuò)張演化,珍貝-黃巖海山鏈下部的巖漿垂直上涌至熔融區(qū)域頂面,然后沿頂面向上傾方向運(yùn)移,在局部中心聚集。海底擴(kuò)張停止后,后期巖漿活動(dòng)形成的新洋殼將局部聚集中心連為一體,形成“串珠”狀長(zhǎng)條海山鏈(圖 3,V:黏性,P:壓力)。

考慮到中央海盆地表熱流主要貢獻(xiàn)來自于深部地幔熱,且現(xiàn)今莫霍面熱流約 60～80 mW/m2,我們計(jì)算中取模型上邊界為溫度邊界,Ts=8℃;下邊界為熱流邊界,分別選取Qb=20,25,30,35,40,45,50,55,60,65,70,75,80 mW/m2等13種不同熱流背景。計(jì)算過程中,時(shí)間步長(zhǎng)取0.1 Ma。同時(shí),考慮到中央海盆殘留擴(kuò)張中心是地幔物質(zhì)上升的產(chǎn)物,地幔物質(zhì)的上升決定了海底擴(kuò)張,為此我們?cè)谀M中對(duì)應(yīng)熱隆升部位的底邊界,引入一個(gè)略高于背景值的初始附加熱流,并使其 1 300℃等溫線深度(熱巖石圈厚度)與觀測(cè)到的地殼減薄量級(jí)一致。

數(shù)值模擬顯示,海底擴(kuò)張期間,軟流圈上涌并發(fā)生減壓熔融,地幔熱源在拉伸環(huán)境中快速釋放[23]。海底擴(kuò)張后,地幔熔融程度減低,但由于洋殼的持續(xù)變形增大了斷裂的穿透性和張性,幔源巖漿繼續(xù)噴出,但噴發(fā)范圍和規(guī)模逐漸減小,淺層高溫熔融區(qū)收縮并下沉。

熔融區(qū)巖漿活動(dòng)強(qiáng)度受軟流圈垂直黏性結(jié)構(gòu)影響。圖 3給出了軸脊之下軟流圈可能的三種垂向黏性結(jié)構(gòu)。其中,20 km深度處的橫線表示軸脊下部1 150℃等溫線位置,該等溫線深度隨離開脊軸距離的增大而增深。理論與實(shí)驗(yàn)表明,黏性與壓力、溫度、含水量密切相關(guān)。結(jié)構(gòu) 1假定脊軸之下黏性隨深度(壓力)增大而逐漸增大,保持厚約100 km的軟弱層。結(jié)構(gòu) 2假定脊軸之下黏性受殘留巖漿影響,隨熔融頂端上升高度增加而快速降低,但脊軸之下軟弱層減薄至50 km。結(jié)構(gòu)3假定脊軸之下黏性因巖漿熔出過程中地幔脫水而增大,并導(dǎo)致脊軸之下軟弱層更薄(＜50 km),100 km深度之下,黏性與結(jié)構(gòu)1相同。計(jì)算結(jié)果表明,與結(jié)構(gòu) 1相比,結(jié)構(gòu) 2、3均使脊軸兩側(cè) 1 150℃等溫線向深處下沉,導(dǎo)致淺層溫度降低。

不同黏性結(jié)構(gòu)和溫度條件下,巖漿熔融上浮活動(dòng)強(qiáng)度不同。在擴(kuò)張中心下部巖漿沿熔融區(qū)向上移動(dòng)、聚集過程中,結(jié)構(gòu)2可使地幔上涌的巖漿具有最大浮力。

2.3 巖漿源的熔融-運(yùn)移特征

晚白堊世-古新世,南海海山巖漿主要來自幔-殼混合源。始新世-漸新世,巖漿主要來源于富集型巖石圈地幔。中新世以來,堿性玄武巖中往往含幔源和下地殼源捕虜體[11-12,16,25]。溫度、壓力和密度是地幔熔融上升的重要條件。利用數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn),我們考察了熱(膨脹)浮力(αΔT)、地幔損耗浮力(βξ)、巖漿自身浮力(ΔρF)等對(duì)珍貝-黃巖海山鏈擴(kuò)張中心附近巖漿熔融-運(yùn)移的影響。

快速擴(kuò)張中,巖漿生成距軸較遠(yuǎn)。隨擴(kuò)張速率和地幔黏性的減小,熱浮力驅(qū)動(dòng)各熔融中心逐漸靠近脊軸。海底擴(kuò)張期后,地幔巖漿熔融-運(yùn)移主要依靠浮力驅(qū)動(dòng)的減壓熔融過程實(shí)現(xiàn)。如果深部地幔溫度均勻,熔融區(qū)頂面在熔融溫度附近會(huì)因小的上涌擾動(dòng)導(dǎo)致減壓熔融,降低熔體密度,產(chǎn)生附加浮力維持熔融-上涌。此時(shí),地幔損耗浮力和巖漿自身浮力驅(qū)動(dòng)巖漿上涌,形成數(shù)個(gè)沿脊軸分布的孤立熔融中心。巖漿自身浮力還會(huì)在熔融中心產(chǎn)生附加上涌,導(dǎo)致熔融中心外圍形成損耗地幔暈。損耗地幔暈的深度取決于巖漿自身浮力(ΔρF)和地幔損耗浮力(βξ)的平衡位置。計(jì)算表明,外圍損耗圈初始熔融比軸部淺,停止熔融深度比軸部深,熔融規(guī)模比軸部小。外圍相對(duì)低溫高壓環(huán)境,熔融程度低(F=2%～10%)。軸部相對(duì)高溫低壓環(huán)境,熔融程度高(F=20%～30%)。

圖4 擴(kuò)張中心巖漿分凝深度與分凝局部熔融程度示意圖Fig.4 Depth of magma’s segregation and degree of partial melting

圖4給出了擴(kuò)張高峰以來1～13 Ma期間,珍貝-黃巖海山鏈之下巖漿分凝深度與分凝局部熔融程度示意圖。圖中,①代表含 0.1%H2O的上地幔巖石固相線,20%代表含0.1%H2O的上地幔巖石局部熔融程度,A代表幔巖上升至此(近地表)分離出石英拉斑玄武巖漿,B代表幔巖上升至此(25 km)分離出高Al堿性玄武巖漿。局部熔融從開始到結(jié)束需要經(jīng)歷約100 km的上升,并通過絕熱膨脹、減壓熔融、吸收潛熱等一系列溫壓變化。巖漿最終形成的深度比開始熔出的熔漿深度淺得多。來自深部的地幔局部熔融物質(zhì),在海底擴(kuò)張高峰期后約3 Ma,在A處(～10 km)出現(xiàn)熔融程度～25%的石英拉斑玄武巖巖漿條件。約7 Ma時(shí),在B處(～25 km)出現(xiàn)局部熔融～20%的高Al堿性玄武巖漿條件。表明該區(qū)巖漿源區(qū)深度不斷增加,巖漿受地殼混染程度將會(huì)不斷減弱。

3 結(jié)論

數(shù)值模擬是分析海底擴(kuò)張期后火山活動(dòng)、海山鏈熔巖發(fā)育演化的重要方法。我們通過模擬計(jì)算,探討了中央海盆擴(kuò)張期后海山鏈不同黏性結(jié)構(gòu)和殼幔溫度條件對(duì)地幔上浮和巖漿運(yùn)移的影響。主要結(jié)論如下,1)巖漿分凝深度與分凝局部熔融程度是決定巖性的主要因素(圖4)。通過模擬計(jì)算,我們認(rèn)為珍貝-黃巖海山鏈火山巖巖性演化趨勢(shì)如下: 擴(kuò)張高峰期,在淺層形成拉斑玄武巖漿。擴(kuò)張后期,幔源物質(zhì)在不同深度通過部分熔融形成堿性玄武巖漿及拉斑玄武巖漿。擴(kuò)張期末,深層條件下形成的堿性玄武巖漿逐漸占據(jù)主導(dǎo)地位。2)海山熔巖類型與地幔部分熔融程度及擴(kuò)張中心下生成巖漿的熔融區(qū)位置有關(guān)。接近脊軸熔融帶,地幔在較淺處熔融,部分熔融程度高,產(chǎn)生類似 MORB的玄武巖。遠(yuǎn)離軸部熔融帶,橫向遠(yuǎn)離脊軸區(qū)域或者縱向較深處,部分熔融程度較低,地幔中更易熔化的富集組分熔融形成類似OIB的熔巖。通過模擬計(jì)算,我們認(rèn)為這些火山脊熔巖組分可以通過改變與熔融上升軸的距離,實(shí)現(xiàn)從 MORB向OIB的過渡。3)結(jié)合最新實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)在熔融程度、熔融潛熱、脫水比例和熔體比例等方面的研究成果,設(shè)計(jì)了熔融地幔的三種垂向流變學(xué)結(jié)構(gòu)。計(jì)算表明,不同的垂直黏性結(jié)構(gòu)對(duì)熔融區(qū)厚度變化的影響會(huì)導(dǎo)致淺部溫度改變。如果深部地幔均勻溫度,熔融區(qū)域內(nèi)或之下的溫度梯度變化不會(huì)太大,三種垂向黏性結(jié)構(gòu)都可以保證實(shí)現(xiàn)最大熔融程度一定大于20%～25%。殘留巖漿會(huì)使黏性減小,考慮了該因素的結(jié)構(gòu)2可使熔融上涌的巖漿具有最大浮力。

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