南海擴(kuò)張期巖漿流體對(duì)洋殼厚度的影響:數(shù)值模擬

張慧慧,許鶴華,邵佳,姚永堅(jiān),何麗娟

1 中國科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,南海海洋研究所,南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院,廣州 511458 2 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州),廣州 511458 3 中國科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院,北京 100049 4 南方科技大學(xué)海洋科學(xué)與工程系,深圳 518055 5 廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局自然資源部海底礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣州 510760 6 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100029

0 引言

俯沖帶是地球上的巨大物質(zhì)傳輸帶,將地表的水、流體和揮發(fā)物攜帶進(jìn)地球內(nèi)部,經(jīng)過一系列過程,地球內(nèi)部的水又隨熱液循環(huán)、火山噴發(fā)回到地表的海洋和大氣中,構(gòu)成地球深部的水循環(huán)系統(tǒng)(Shillington,2018).前人研究表明,全球俯沖進(jìn)入到地球深部的水遠(yuǎn)超于目前所估算的地幔中水的釋放量,這意味著應(yīng)該重新估算全球水循環(huán),特別是地球內(nèi)部的水釋放量(Rüpke et al.,2004),而洋中脊熱液循環(huán)是地球內(nèi)部水和能量返回地表的方式之一(Fisher et al.,2003).

洋中脊附近每年至少有幾百立方千米的水發(fā)生對(duì)流循環(huán)(Cathles,1990),造成的熱量損失占全球總熱量損失的20%～25%(Ingebritsen et al.,2010).在海底擴(kuò)張期間,熱液循環(huán)系統(tǒng)的熱排出與巖漿系統(tǒng)的熱注入共同控制著洋中脊的軸向地形(Morgan and Chen,1993),對(duì)洋殼厚度的生成產(chǎn)生一定影響,數(shù)值模擬結(jié)果顯示擴(kuò)張期的熱液循環(huán)對(duì)洋殼厚度具有階段性減薄和穩(wěn)定后增厚作用(張慧慧等,2022).

關(guān)于熱液循環(huán)流體的來源仍有爭(zhēng)議,其可能純粹來自對(duì)流海水與巖石的相互作用,也可能含有深處巖漿中逸出的流體混合物(Yang and Scott,1996).王淑杰等(2018)將其劃分為只有海水參與的傳統(tǒng)熱液系統(tǒng)循環(huán)模式和含有巖漿流體的巖漿后期熱液注入模式.巖漿流體形成于淺層巖漿結(jié)晶時(shí)的脫氣作用,可以為熱液成礦系統(tǒng)提供大量金屬元素,其含量受壓力、溫度和巖漿深度等因素影響(Yang and Scott,2005),但由于其來源于地幔深部的巖漿房,對(duì)巖石圈的熱液冷卻作用可能貢獻(xiàn)更大.然而,前人對(duì)巖漿流體和熱液成礦兩者關(guān)系的研究較多(Hedenquist and Lowenstern,1994; De Ronde et al.,1997; Heinrich,2005; Yang and Scott,2006),關(guān)于巖漿流體造成的熱通量,以及其對(duì)洋殼厚度生成的影響機(jī)制研究較少.

因此,本文通過建立相關(guān)的熱液循環(huán)-洋殼增生模型,探究熱液循環(huán)中巖漿流體與洋殼厚度的關(guān)系,以及不同含量巖漿流體下洋殼厚度的變化規(guī)律.再結(jié)合南海巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征,一方面為數(shù)值模擬結(jié)果進(jìn)行一定的約束,另一方面為南海洋殼厚度的分布特征提供一定的理論支撐.同時(shí),洋中脊處熱液循環(huán)對(duì)研究全球深部水循環(huán)、熱液成礦等具有重要意義.

1 地質(zhì)背景

南海位于歐亞板塊、印度—澳大利亞板塊和太平洋板塊的交匯處,是西太平洋最大的大陸邊緣盆地(Zhang et al.,2018; Yang et al.,2019).南海深水盆地可以被劃分成三個(gè)次海盆(圖1),分別是東部次海盆、西南次海盆和西北次海盆,根據(jù)磁異常解釋和大洋鉆探證據(jù),在32～30 Ma期間,東部和西北次海盆以SE向拉張力開始擴(kuò)張.在30～26 Ma期間,東部次海盆擴(kuò)張脊轉(zhuǎn)為SN向擴(kuò)張.在約24 Ma時(shí)擴(kuò)張脊向南發(fā)生了一次躍遷,先在東部次海盆擴(kuò)張,之后向西南擴(kuò)張,并于15.5 Ma停止擴(kuò)張(Sun et al.,2006).東部次海盆的平均水深小于西南次海盆(Sibuet et al.,2016).

圖1 南海巖漿水含量和部分地球物理測(cè)線分布圖

現(xiàn)今的南海海盆已經(jīng)停止擴(kuò)張,大部分熱液活動(dòng)標(biāo)志被沉積物埋藏.周懷陽等(2020)指出南海海山上存在“樓蘭”和“南溟”兩處古熱液區(qū),是海盆擴(kuò)張后期火山巖漿作用的結(jié)果,雖無法為南海擴(kuò)張期間存在熱液活動(dòng)提供直接證據(jù),但表明南海具備發(fā)育熱液活動(dòng)的條件,并且作者也指出南海可能存在未觀測(cè)到,或被沉積物掩埋的熱液活動(dòng)產(chǎn)物.同時(shí),近期Hu等(2022)對(duì)南海玄武巖中獲得的五組黃鐵礦樣品進(jìn)行地球化學(xué)分析,認(rèn)為其是在上層地殼熱液系統(tǒng)從洋中脊軸上過渡到軸外的過程中,由熱液和微生物的共同作用形成,其中有些黃鐵礦中的微量金屬來自軸上熱液循環(huán)中的硫化物或硅酸鹽礦物,有些黃鐵礦由巖漿流體和海水衍生流體混合沉淀形成,為南海擴(kuò)張期存在熱液循環(huán)提供一定的間接證據(jù).Follmann 等(2022)也對(duì)南海玄武巖樣品進(jìn)行地球化學(xué)分析,展示了沉淀硫化物相的演變和時(shí)間順序,為研究南海海盆裂谷-擴(kuò)張階段的熱液循環(huán)提供一定依據(jù).

關(guān)于南海巖漿水的研究,Zhang等(2017)發(fā)現(xiàn)在南海東部次海盆IODP1431站位存在碳酸鹽化硅酸鹽熔體,此熔體常存在于80 km以下的深部巖石圈內(nèi),而生成洋殼的熔融體的初始熔融深度為60～80 km(Langmuir et al.,1992).由此推測(cè),南海擴(kuò)張期存在深部地幔水造成的含水熔體,也表明南海的地幔熔融體具有釋放巖漿流體的條件.除此之外,Wang等(2019)在東部次海盆殘余洋中脊附近發(fā)現(xiàn)高含量的巖漿水,并認(rèn)為巖漿水含量受碳酸鹽化硅酸鹽熔體和海南地幔柱羽流的影響.Follmann 等(2022)通過地球化學(xué)分析,認(rèn)為南海玄武巖中的部分黃鐵礦形成于巖漿源流體和海水衍生流體的混合沉淀,表明南海擴(kuò)張期存在含巖漿流體的熱液循環(huán).

2 方法

本文基于COMSOL Multiphysics數(shù)值模擬軟件,建立含有巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型.模型的整體架構(gòu)為,巖石圈淺層熱液循環(huán)的流體流動(dòng)-傳熱模型和巖石圈上地幔的部分熔融模型.

2.1 熱液循環(huán)的流體流動(dòng)-傳熱模型

熱液流體流動(dòng)受海底地形變化引起的壓力差驅(qū)動(dòng)(范慶凱和李江海,2020),屬于低速流動(dòng).本模型遵循流體質(zhì)量守恒,并應(yīng)用達(dá)西定律和熱傳導(dǎo)方程求解孔隙介質(zhì)中流體的流動(dòng)和傳熱,以獲得不同時(shí)間的流體速度和溫度場(chǎng).

在上述基本框架中,流體的質(zhì)量守恒方程為

(1)

巖漿流體作為進(jìn)入熱液系統(tǒng)中的外部流體,多是由含水地幔熔融產(chǎn)生的含水巖漿結(jié)晶釋放,在本模型中通過假設(shè)質(zhì)量源來代替巖漿流體的生成過程.為研究巖漿流體初始釋放時(shí)熔融分?jǐn)?shù)臨界值(F值),以及巖漿流體含量對(duì)洋殼厚度的影響,分別以0.01、0.02、0.03作為巖漿流體初始釋放的臨界值(F值)、以2×10-12、5×10-12、1×10-11作為質(zhì)量源與熔融分?jǐn)?shù)函數(shù)的斜率,設(shè)置了不同大小的質(zhì)量源.

(2)

(3)

(4)

式中F是熔融分?jǐn)?shù),表示地幔的熔融程度,無量綱.

在多孔介質(zhì)的流體流動(dòng)中,通過達(dá)西定律可獲得達(dá)西流速為

(5)

式中K為滲透率(m2);μ是流體黏度(10-6MPa·s);P是壓力(MPa);g是重力加速度(m·s-2).

多孔介質(zhì)傳熱方程為

(6)

式中C是恒壓熱容(J/(kg·K-1));T是溫度(K);t是時(shí)間(s);Cw是流體的恒壓熱容;k是導(dǎo)熱系數(shù)(W/(m·K));Ht是總熱源(W·m-3).

2.2 地幔部分熔融模型

洋中脊下的地幔多認(rèn)為是較為干燥的(小于200×10-6),本文假設(shè)地幔的固相線為含水量為200×10-6的濕固相線(Hasenclever,2010),當(dāng)上地幔溫度-壓力條件位于地幔固相線之上時(shí),地幔開始發(fā)生部分熔融.

含水(200×10-6)地幔的固液相線溫度為

Tsolidus=1274.15+132P,

(7)

Tliquidus=1874.15+132P,

(8)

式中Tsolidus、Tliquidus分別是含水(200×10-6)地幔的固相線、液相線溫度(K).

本文洋殼增生過程中的地幔流流動(dòng)采用上升離散地幔流模型,該模型由角落流公式(9)計(jì)算得到,

(9)

式中ψ是流函數(shù),流函數(shù)的解析解(Batchelor,1967)為:

(10)

(11)

(12)

式中A、B、C、D是常數(shù),由邊界條件確定;Vx和Vy是上升流的速度分布(m·s-1).

上升離散地幔流模型的邊界條件為:

在x=0時(shí),Vx=0,Vy=vy;

(13)

(14)

其中vx、vy分別是水平和垂直速度分量(m·s-1),vx也是半擴(kuò)張速率,且vx=vy.將上述邊界條件帶入Vx、Vy,能求解得到A、B、C、D的值和上升離散地幔流的速度分布.

將上升離散地幔流速度、熱液流體的達(dá)西速度和多孔介質(zhì)傳熱方程耦合得到:

(15)

式中Cm是熔融體的恒壓熱容;x、y分別為水平和垂直坐標(biāo)(m).

2.3 理論洋殼厚度計(jì)算

在板塊構(gòu)造的背景下,地幔物質(zhì)隨離散板塊的分離而上升發(fā)生減壓熔融,熔體經(jīng)遷移匯聚后沿洋中脊軸向冷卻生成洋殼(Hess,1962;Gregg et al.,2012).遷移至脊軸附近區(qū)域的熔體并非全部萃取生成洋殼,部分熔體會(huì)滯留在地幔中,本模型將這部分滯留的熔體參數(shù)化,取為保留熔融分?jǐn)?shù)0.01(Bai et al.,2017).由保留熔融分?jǐn)?shù)界定,熔融生產(chǎn)率的計(jì)算公式如下:

(16)

式中R是熔融生產(chǎn)率,為單位時(shí)間單位面積內(nèi)產(chǎn)生的熔融量;Fc是熔體開始萃取時(shí)的熔融分?jǐn)?shù)臨界值,取值0.01.

理論洋殼厚度由相關(guān)區(qū)域的熔融生產(chǎn)率積分得到(Forsyth,1993),

(17)

式中H代表洋殼厚度(m);yb是熔融區(qū)域的最小深度(m);xL是相關(guān)熔融區(qū)域的寬度(m).

3 數(shù)值模型與邊界條件

本文構(gòu)建的模型為長方形塊體,代表垂直洋中脊軸向或離軸一定距離(400 km)和深度(120 km)的二維巖石圈剖面.模型垂向上分為三層,代表巖石圈上地殼(5 km)、下地殼(5 km)和上地幔(110 km),橫向中心處為600 m×5 km的斷層,用裂隙單元表示,代表洋中脊擴(kuò)張和熱液循環(huán)通道.斷層下的三角形區(qū)域(120 km×34 km),代表釋放巖漿流體的質(zhì)量源區(qū)(Yang and Scott,2005)(圖2).模型上地殼為具有固定孔隙度(0.03)的滲透層,代表以噴發(fā)性玄武巖為主的洋殼(范慶凱和李江海,2020).滲透率隨深度逐漸降低,下地殼的滲透率低于上地殼一個(gè)數(shù)量級(jí),熱液循環(huán)的最大深度達(dá)到上地幔頂部(10 km).模型上地幔滲透率為0,但質(zhì)量源區(qū)具有低滲透率,代表巖漿流體流動(dòng)通道.模型中對(duì)流循環(huán)的熱液流體為純水,使用的是軟件材料庫中的參數(shù).模型具體參數(shù)見表1(李延真,2016).

圖2 初始模型設(shè)置

表1 模型參數(shù)及取值

模型上邊界為海底面,設(shè)置為對(duì)流體的開放邊界,在洋中脊和其兩側(cè)分別賦予35 MPa、30 MPa的上覆海水壓力和溫度(2 ℃),溫度取海底水的平均溫度(徐行等,2018),熱液對(duì)流循環(huán)受海底地形導(dǎo)致的上覆海水壓力差驅(qū)動(dòng)(范慶凱和李江海,2020).模型下邊界是巖石圈底界的溫度(1300 ℃)(Zhang and Xiong,2001),兩側(cè)是絕熱邊界,內(nèi)部溫度由上、下邊界溫度的線性插值得到.關(guān)于速度場(chǎng),在模型兩側(cè)分別設(shè)置2 cm·a-1的擴(kuò)張速率,接近南海海盆的平均半擴(kuò)張速率.模型內(nèi)部速度場(chǎng)(Vx、Vy)通過求解角落流公式得到,其余速度邊界為自由滑動(dòng).

圖3 質(zhì)量源函數(shù)曲線及其對(duì)應(yīng)的熱液對(duì)流總量

4 模型計(jì)算結(jié)果與分析

4.1 無巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型

本文首先建立無巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型,得到熱液流體流動(dòng)和地幔部分熔融的演化過程(圖4).0～5.9 Myrs期間,上地幔的溫度-壓力沒有達(dá)到地幔固相線條件,地幔沒有熔融.熱傳導(dǎo)邊界層為驅(qū)動(dòng)熱液循環(huán)的熱源,熱液對(duì)流效應(yīng)相對(duì)較弱.5.9 Myrs之后,上地幔開始部分熔融,并隨著巖石圈向兩側(cè)擴(kuò)張,熔融分?jǐn)?shù)和熔融區(qū)域不斷增大.熔融體為主導(dǎo)驅(qū)動(dòng)熱液循環(huán)的熱源,熱液對(duì)流效應(yīng)逐漸增強(qiáng).洋殼增生過程中,隨著地幔的部分熔融,驅(qū)動(dòng)熱液循環(huán)的熱源類型改變,造成熱液循環(huán)系統(tǒng)的流線形態(tài)也不斷改變(圖4a—d黑色流線).

圖4 無巖漿流體時(shí)的熱液循環(huán)-洋殼增生模型

通過后處理得到有、無熱液循環(huán)時(shí)理論洋殼厚度與時(shí)間的關(guān)系,結(jié)果顯示洋殼增生穩(wěn)定前(9～12 Myrs),熱液冷卻作用使洋殼厚度減薄,而洋殼增生穩(wěn)定后(12 Myrs后),反而使洋殼厚度增厚.針對(duì)此結(jié)果分析認(rèn)為,在擴(kuò)張期熱液循環(huán)與洋殼厚度的關(guān)系中,洋殼厚度并非僅受熱液冷卻作用的單因素影響,而是受熱液循環(huán)的熱冷卻和地幔深部的熱補(bǔ)給共同影響.洋殼增生早期,上地幔溫度相對(duì)較低,熱液循環(huán)系統(tǒng)的熱冷卻作用占主導(dǎo),使上地幔的熔融量減少,洋殼厚度減薄.隨著海底擴(kuò)張和熱液循環(huán)的進(jìn)行,上地幔頂部的溫度持續(xù)降低,促使地幔深部的熱向頂部補(bǔ)給,使上地幔頂部溫度升高、熔融量增大,洋殼厚度增厚.

4.2 有巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型

基于無巖漿流體的傳統(tǒng)熱液系統(tǒng)循環(huán)模式,增加質(zhì)量源模擬巖漿流體的釋放,構(gòu)建含巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型,并得到海水對(duì)流循環(huán)、巖漿流體流動(dòng)和地幔部分熔融的演化過程(圖5).洋殼增生早期(0～7.15 Myrs),隨著離散板塊向兩側(cè)運(yùn)動(dòng),地幔熱物質(zhì)上升,驅(qū)動(dòng)熱液循環(huán)的熱源不斷增大.7.15 Myrs時(shí),地幔開始部分熔融.之后熔融區(qū)域不斷增大并上升,8.05 Myrs時(shí),地幔的最大熔融分?jǐn)?shù)為0.03,模型預(yù)置的質(zhì)量源區(qū)開始釋放流體,其含量隨地幔熔融分?jǐn)?shù)的增大而增大.8.05 Myrs之后,深部巖漿流體的釋放將一部分熱量攜帶至熱液循環(huán)系統(tǒng)中,提高了熱液循環(huán)的冷卻效率,并進(jìn)一步減薄洋殼厚度.10 Myrs和15 Myrs時(shí),本模型的地幔最大熔融分?jǐn)?shù)分別為0.1、0.22,低于無巖漿流體時(shí)的地幔熔融分?jǐn)?shù)0.2、0.24,表明巖漿流體降低了地幔的熔融分?jǐn)?shù).

圖5 含巖漿流體時(shí)的熱液循環(huán)-洋殼增生模型

5 討論

5.1 有、無巖漿流體時(shí)的洋殼厚度對(duì)比分析

相較于無巖漿流體時(shí)的熱液循環(huán)-洋殼增生模型,由于含巖漿流體的模型中預(yù)置的釋放巖漿流體的質(zhì)量源區(qū)域?yàn)榈蜐B透體(圖2紅色三角形區(qū)域),導(dǎo)致海水對(duì)流循環(huán)的最大深度加深.0～8.05 Myrs期間,部分海水在淺層巖漿房內(nèi)發(fā)生對(duì)流循環(huán)(圖5a、b黑色流線),造成更大的熱量損失,并使本模型中地幔的初始熔融時(shí)間推遲1.25 Myrs.8.05 Myrs巖漿流體開始釋放,釋放巖漿流體的區(qū)域溫度升高,無海水對(duì)流循環(huán).

為驗(yàn)證洋殼厚度的二次減薄是由巖漿流體,而非是模型擴(kuò)張?jiān)缙?0～8.05 Myrs)海水循環(huán)深度加深造成的,本文將釋放巖漿流體的質(zhì)量源深度設(shè)置在海水循環(huán)的最大深度(10 km)內(nèi),并將質(zhì)量源區(qū)的范圍縮小為2 km×2 km(圖6),構(gòu)建無低滲透體區(qū)域的驗(yàn)證模型.模型結(jié)果顯示,在洋殼增生過程中,排除海水對(duì)流循環(huán)深度變化的影響,巖漿流體依然具有減薄洋殼厚度的作用(圖7).

圖6 驗(yàn)證模型的初始模型設(shè)置

圖7 驗(yàn)證模型中有、無巖漿流體時(shí)的理論洋殼厚度對(duì)比

排除海水循環(huán)深度變化對(duì)模型結(jié)果的干擾后,分析有、無巖漿流體時(shí)理論洋殼厚度隨時(shí)間的變化曲線(圖8a).相較于無巖漿流體的傳統(tǒng)熱液系統(tǒng)循環(huán)模式,得到以下結(jié)論:(1)6～25 Myrs期間巖漿流體對(duì)洋殼厚度具有二次減薄作用,25 Myrs之后,有、無巖漿流體的洋殼厚度趨于相近,且穩(wěn)定.(2)巖漿流體使熱液噴口處的溫度升高(圖8b).

圖8 有、無巖漿流體時(shí)的理論洋殼厚度與熱液噴口溫度

針對(duì)模型結(jié)果分析如下,傳統(tǒng)熱液循環(huán)模式中只有海水在洋中脊附近發(fā)生對(duì)流循環(huán),其導(dǎo)致巖石圈內(nèi)一部分熱量損失,且造成洋殼厚度階段性減薄(圖8a黑色實(shí)線、虛線對(duì)比).當(dāng)巖漿流體參與熱液系統(tǒng)的對(duì)流循環(huán)時(shí),從巖漿房中攜帶部分熱量,進(jìn)一步造成巖石圈內(nèi)熱量損失和洋殼厚度減薄,因此,巖漿流體對(duì)洋殼厚度的二次減薄作用是相對(duì)于傳統(tǒng)熱液系統(tǒng)循環(huán)的階段性減薄洋殼厚度作用而言的.

淺層海水對(duì)流循環(huán)對(duì)洋殼厚度的影響,由熱液冷卻和深部地幔熱補(bǔ)給的平衡關(guān)系控制(張慧慧等,2022).深部巖漿流體混入對(duì)流海水時(shí),也造成巖石圈的熱量損失,擾動(dòng)熱冷卻和熱補(bǔ)給的平衡關(guān)系.對(duì)比有、無巖漿流體時(shí)理論洋殼厚度與時(shí)間的關(guān)系曲線(圖8a),巖漿流體對(duì)洋殼厚度的減薄作用只發(fā)生在一定時(shí)間段內(nèi)(6～25 Myrs),當(dāng)洋殼增生穩(wěn)定后(25 Myrs后),巖漿流體對(duì)洋殼厚度的減薄作用很弱,或使其增厚百米左右.由此推測(cè),在含巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生過程中,地幔的熔融量也并非只受海水和巖漿流體對(duì)流循環(huán)的單因素影響,而是受熱液冷卻與地幔深部熱補(bǔ)給共同影響.

對(duì)比有、無巖漿流體時(shí)熱液循環(huán)-洋殼增生模型,前者模型的熱液噴口處溫度較高.本文將巖漿流體使熱液噴口溫度升高的作用解釋為,熱液循環(huán)系統(tǒng)中的海水衍生流體在對(duì)流循環(huán)至海底之前,需要在巖漿房附近對(duì)海水衍生流體進(jìn)行傳導(dǎo)加熱(Alt,1995),其加熱機(jī)制是通過平流巖漿房內(nèi)的巖漿流體,巖漿流體攜帶巖漿房內(nèi)部分熱量進(jìn)入熱液系統(tǒng),使熱液對(duì)流循環(huán)攜帶更多熱量.因此,這種加熱機(jī)制可以有效的冷卻海洋地殼(Seewald et al.,2015)、提高熱液噴口溫度.

5.2 不同巖漿流體含量的熱液循環(huán)-洋殼增生模型

巖漿流體含量與地幔初始含水量具有一定的相關(guān)性,地幔水富集源區(qū)內(nèi)的巖漿流體含量高于貧瘠源區(qū)(Jamtveit et al.,2001).南海地幔水受海南地幔柱和大陸下地殼物質(zhì)混合影響,導(dǎo)致其地幔水、巖漿水含量分布不均勻(Wang et al.,2019; 邵佳等,2021).因此,本文建立了不同巖漿流體含量的熱液循環(huán)-洋殼增生模型.模型結(jié)果顯示:(1)巖漿流體對(duì)洋殼厚度的二次減薄作用隨其含量的增大而減弱(圖9a).(2)熱液噴口溫度隨巖漿流體含量的增大而升高(圖9b).(3)當(dāng)巖漿流體釋放時(shí)的熔融分?jǐn)?shù)臨界值(F值)不同時(shí),巖漿流體含量變化對(duì)洋殼厚度的影響規(guī)律一致(圖10).

圖9 不同含量巖漿流體下熱液循環(huán)-洋殼增生模型的理論洋殼厚度與熱液噴口溫度對(duì)比

圖10 巖漿流體不同釋放臨界值(F值)時(shí)的理論洋殼厚度對(duì)比

針對(duì)模型結(jié)果分析認(rèn)為,導(dǎo)致高含量巖漿流體對(duì)洋殼厚度的二次減薄作用減弱的原因可能有兩種,一種是在洋殼增生過程中,由于洋殼厚度受熱液冷卻和地幔深部熱補(bǔ)給的平衡關(guān)系共同控制,高含量巖漿流體使熱液冷卻效率增強(qiáng),上地幔頂部的熱量損失更大,更多深部熱量向頂部補(bǔ)給,從而使上地幔溫度更高、熔融量更大.另一種是高含量巖漿流體從巖漿房釋放時(shí),部分滯留在地幔中,造成地幔的含水熔融.由于地幔水可以直接降低地幔巖石的熔點(diǎn),使地幔熔融量和洋殼厚度增加(Hirth and Kohlstedt,1996; 邵佳等,2021),因此,相比于巖漿流體,滯留地幔水對(duì)洋殼厚度的影響可能占主導(dǎo)地位.

為探究巖漿流體初始釋放臨界值(F值)的變化是否會(huì)影響模型結(jié)果,本文分別將0.01、0.02、0.03作為巖漿流體初始釋放的熔融分?jǐn)?shù)臨界值,關(guān)于其具體質(zhì)量源公式見式(2)—(4).模型計(jì)算得到理論洋殼厚度隨時(shí)間的變化曲線(圖9a、圖10),不同巖漿流體初始釋放臨界值(F值)、不同巖漿流體含量下,其對(duì)洋殼厚度的影響規(guī)律不變,高含量巖漿流體對(duì)洋殼厚度的減薄作用依然較弱.

5.3 南海巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征

南海的洋殼厚度分布具有非均質(zhì)性,東部和西南次海盆的洋殼厚度分布存在差異.在東部次海盆殘余洋中脊附近,選取OBS剖面(P1、P2、P3、P4)(Zhao et al.,2018)來估算洋殼厚度(圖1),測(cè)線P1沒有受到巖漿后期海山作用影響,洋殼厚度為4.8～6.3 km(圖11a),兩海山之間的P2測(cè)線的洋殼厚度為5～6 km(圖11b),P3、P4測(cè)線的洋殼厚度分別為3.5～6 km、3.7～6.4 km(圖11c、d).Zhao等(2018)將厚度小于5 km的洋殼劃分為薄洋殼,顯示在P3、P4測(cè)線西部和南部的殘余洋中脊上存在較薄洋殼厚度,其余為正常洋殼厚度(5～6 km).遠(yuǎn)離殘余洋中脊處;Ding等(2018) 對(duì)N3、N4兩條多道地震剖面分析認(rèn)為南海洋殼厚度為6～7 km.綜上所述,南海東部次海盆除殘余擴(kuò)張脊附近存在異常薄洋殼外,其余區(qū)域?yàn)檎Ｑ髿ず穸?

圖11 東部次海盆地震剖面的洋殼厚度

在西南次海盆,選取地震剖面(T1、OBS2011、OBS973-1、NH973-10)估算洋殼厚度(圖1).T1剖面垂直穿過西南次海盆的殘余擴(kuò)張脊,沿剖面的洋殼厚度在4～7 km之間變化,顯示在殘余擴(kuò)張脊北部存在異常薄洋殼(<5 km)(圖12a)(Zhang et al.,2016).OBS2011和OBS973-1剖面呈NW-SE向跨越西南次海盆,沿OBS2011剖面的洋殼厚度在5.1～5.8 km之間變化(圖12b)(Pichot et al.,2014).關(guān)于OBS973-1剖面,丘學(xué)林等(2011)對(duì)其分析認(rèn)為殘余洋中脊附近洋殼厚度為3～4 km,遠(yuǎn)離洋中脊處的洋殼厚度為5～6 km,Yu等(2017)也認(rèn)為洋殼的平均厚度為5.3 km(圖12c),而Yu等(2018)對(duì)NH973-1剖面分析認(rèn)為南海洋殼厚度為1.5～3.6 km(圖12d).綜上所述,南海西南次海盆的洋殼厚度略小于東部次海盆,且其殘余擴(kuò)張脊附近也存在異常薄洋殼.

圖12 西南次海盆地震剖面的洋殼厚度

南海擴(kuò)張期間地幔水、巖漿水含量的分布也具有非均質(zhì)性,東部次海盆的地幔水含量比西南次海盆高約5×10-6(邵佳等,2021).Wang等(2019)通過研究巖漿結(jié)晶特征估計(jì)南海巖漿水變化,認(rèn)為在FSR117°E站位和FSR114.9°E—115.0°E站位(圖1)存在高含量的巖漿水,且東部和西南次海盆中間可能存在地幔源組分過渡區(qū).

綜合分析影響南海洋殼厚度的主要因素,結(jié)論如下:地幔溫度是影響洋殼厚度的主要因素之一,高的地幔溫度會(huì)導(dǎo)致洋殼增厚,地幔溫度異常往往與地幔柱有關(guān).Yu和Liu(2020)指出南海初始擴(kuò)張階段沒有受到海南地幔柱的影響,表明東部次海盆、西北次海盆陸緣處的洋殼厚度沒有受到地幔溫度的影響,并且前人通過OBS(Ocean Bottom Seismometer,海底地震儀)剖面分析得到南海北部陸緣的平均洋殼厚度為6～8 km(Wang et al.,2006; 敖威等,2012),比南海西南次海盆的洋殼厚,這代表即使南海擴(kuò)張晚期的海盆受到海南地幔柱的影響,海南地幔柱對(duì)洋殼厚度的影響程度也很小,因此地幔溫度不是導(dǎo)致南海洋殼厚度分布不均勻的主要因素.除此之外,擴(kuò)張速率也是影響洋殼厚度的重要因素,Zhou等(2020)基于重力觀測(cè)表明擴(kuò)張速率在2～19 cm·a-1時(shí),洋殼厚度與擴(kuò)張速率呈負(fù)相關(guān)性,但兩者呈負(fù)相關(guān)性也被解釋為洋脊熱液循環(huán)的冷卻作用造成的.大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為當(dāng)擴(kuò)張速率大于2 cm·a-1時(shí),洋殼厚度與擴(kuò)張速率無關(guān) (Chen,1992; White et al.,2001; Christeson et al.,2019; 邵佳等,2021),南海東部、西南次海盆的平均擴(kuò)張速率分別為2～8 cm·a-1、4 cm·a-1(Li et al.,2014),均大于2 cm·a-1,因此擴(kuò)張速率也不是影響南海洋殼厚度分布的主要因素.地幔水是地幔源組分之一,高含量的地幔水會(huì)形成異常厚洋殼.邵佳等 (2021)通過數(shù)值模擬研究認(rèn)為,南海可能存在局部高含量的地幔水,但前人研究表明南海不存在異常厚洋殼,因此南海洋殼厚度的分布差異應(yīng)該與地幔水無關(guān).

綜上所述,東部次海盆的洋殼厚度略大于西南次海盆,且都存在異常薄洋殼,東部次海盆的地幔水、巖漿水含量也均高于西南次海盆,海盆內(nèi)巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征具有良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系.Wang等(2019)在IODP1431站位附近發(fā)現(xiàn)高含量的巖漿水,且 Zhao等(2018)在該站位附近發(fā)現(xiàn)厚度小于5 km的薄洋殼,該站位位于南海東部次海盆的殘余洋中脊附近(圖1),站位附近的薄洋殼形成于洋殼增生晚期,很可能是受到后期脫氣作用產(chǎn)生的巖漿流體的影響.排除地幔溫度、擴(kuò)張速率、地幔水等影響南海洋殼厚度的主要因素,海盆內(nèi)異常薄洋殼很可能受到擴(kuò)張期熱液循環(huán)影響.南海東部、西南次海盆的洋殼厚度差異可能是由于前者的巖漿流體含量高于后者,這與模型結(jié)果相吻合.

6 結(jié)論

本文采用地球動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬方法,研究海底擴(kuò)張期熱液循環(huán)系統(tǒng)中巖漿流體與洋殼厚度的關(guān)系,分別建立了有、無巖漿流體、不同巖漿流體含量的熱液循環(huán)-洋殼增生模型,并結(jié)合南海巖漿水、地幔水含量,及洋殼結(jié)構(gòu)對(duì)模型結(jié)果進(jìn)行分析,得到以下結(jié)論:

(1) 在無巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型中,擴(kuò)張期的熱液循環(huán)具有階段性減薄洋殼厚度的特征.在含巖漿流體的熱液循環(huán)-洋殼增生模型中,巖漿流體對(duì)洋殼厚度具有二次減薄作用,并使熱液噴口溫度升高.

(2) 在不同巖漿流體含量的熱液循環(huán)-洋殼增生模型中,巖漿流體對(duì)洋殼厚度的減薄作用隨其含量的增大而減弱,熱液噴口溫度隨巖漿流體含量的增大而升高.當(dāng)巖漿流體釋放時(shí)的熔融分?jǐn)?shù)臨界值(F值)不同時(shí),巖漿流體含量變化對(duì)洋殼厚度、熱液噴口溫度的影響規(guī)律相同.

(3) 根據(jù)模型計(jì)算的理論洋殼厚度隨時(shí)間的變化曲線,含巖漿流體的熱液循環(huán)對(duì)洋殼厚度的減薄作用發(fā)生在洋殼增生穩(wěn)定之前,而南海東部、西南次海盆的擴(kuò)張期為15.5～32 Ma,擴(kuò)張期較短,也可能在洋殼增生穩(wěn)定前就已經(jīng)停止擴(kuò)張.在此基礎(chǔ)上,結(jié)合南海的巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征,并排除地幔溫度、擴(kuò)張速率和地幔水等因素對(duì)洋殼厚度的影響分析認(rèn)為,含巖漿流體的熱液循環(huán)是影響南海洋殼厚度的因素之一,南海東部、西南次海盆的洋殼厚度差異可能是由于前者的巖漿水含量高于后者,殘余洋中脊附近的異常薄洋殼也可能是受到后期脫氣作用產(chǎn)生的巖漿流體影響.

致謝感謝審稿專家及編輯提出的建設(shè)性的修改意見.