南海中央海盆扩张期后海山链岩浆活动的热模拟研究

林 巍,张 健,李家彪

(1.中国科学院大学 计算地球动力学实验室,北京 100049;2.国家海洋局 海底科学重点实验室,浙江 杭州 300012)

南海是新生代海底扩张形成的小洋盆,也是我国唯一发育洋壳且完整保留海底扩张信息的边缘海。Taylor等[1-2]认为中央海盆在32～17 Ma期间扩张,Briais等[3]认为中央海盆在 32 Ma开始扩张,26～24 Ma,扩张轴向南跳跃,北部老的扩张脊被废弃,新的扩张作用沿着南部扩张脊在 23.5 Ma以后增生出新洋壳,并向西南延伸发展。

中央海盆上发育有许多海山,多数海山发育在两扩张脊之间,总体与扩张脊走向一致。形成海山的海底火山活动主要活跃于中新世以后,具有从北向南逐渐迁移、从东向西逐渐减弱、活动时间长短不一的特征。王叶剑等[4]和杨蜀颖等[5]认为,南海中央海盆沿残留中脊发育的火山链是海底扩张期后岩浆活动的产物,由黄岩海山、珍贝海山等组成的珍贝-黄岩海山链是这类海山的代表,研究其岩浆活动发育机制具有重要的科学意义。

本文在南海地球物理资料和岩石地球化学资料分析基础上,利用数值模拟方法,综合考虑黏性、熔融、运移等因素,对南海海底扩张期后中央海盆珍贝-黄岩海山链岩浆活动动力学机理开展研究。

1 资料分析

1.1 海底地形及地球物理特征

依据海底地形和水深资料(图1(a)),南海海盆大致划分为中央、西南和西北3个次海盆。其中,中央海盆南北长约900 km、东西宽约450 km,其海底深海平原上分布着珍贝-黄岩海山链、涨中链状海山、宪南链状海山、宪北链状海山、玳瑁链状海山。位于 15°N 线附近的珍贝-黄岩海山链,是南海海盆海山链的代表。它由黄岩海山、珍贝海山等组成,分布在 14°49´～15°42´N、116°12´～118°42´E 海域,东西长约250 km,南北宽约40～60 km,相对海底的山体高度在200～4 000 m之间,是该区规模最大的长条状东西向海山链。它将中央海盆分割成南北两部分,被认为是中央海盆的残留扩张中心。

布格重力异常图(图1(b)),对应珍贝-黄岩海山链,重力异常沿EW向呈长条-串珠状伸展。组成海山链的每个海山表现为孤立的低值异常圈闭,在海底平原400 mGal以上的高重力异常背景下,每个海山分别对应 100～300 mGal的低值异常区,并随海山高度的增加而减小。利用重力异常衰减梯度分析,可以判断海山是年轻大洋玄武岩浆成因,还是包含有陆壳成分的“双性”成因。

图1 中央海盆地质-地球物理图Fig.1 The geology-geophysics map of the central basin

南海海盆磁异常不同于典型大洋条带异常,幅值和波长变化大。ΔT异常图(图 1(c)),珍贝-黄岩海山链南北两侧可以分辨出一些小型的对称磁异常条带。对应海山链为沿EW向长条-串珠状负异常圈闭,异常范围–50～–150 nT之间。两侧条带状正异常在50～150 nT之间,其中南侧高于北侧。虽然该海山链磁异常条带的线性特征不明显,但仍可大致判断出这里存在一个残留扩张中心。

地震资料表明中央海盆具三层洋壳结构(图2)。大洋层 1就是沉积层,沉积基底与莫霍面之间是大洋层2和层3。姚伯初等[6]依据地震资料分析,认为沉积基底为晚渐新世至中新世海底扩张形成的玄武岩。结合重力资料计算,得到莫霍面由中部向南北两侧变深,深度在8～14 km之间。

图2 南海中央海盆地质结构模型Fig.2 The geological structure model of the South China Sea’s central basin

何丽娟等[7]和施小斌等[8]通过地热学研究发现,中央海盆区热流背景较高,平均为 89.9 mW/m2,并沿扩张中心呈带状分布。张健等[9]认为,海底地表热流中地幔热流的比例很大,洋壳层 3热流的比例很小。珍贝-黄岩海山链由浅到深,热流变化很小,温度变化很大,表明海底扩张停止后,存在后期热事件。珍贝-黄岩海山链南北两侧,沉积基底面的温度呈梯级降低,表明深部地幔热作用还在控制着南海的高热流背景。

1.2 海山链岩浆演化的岩石地球化学特征

岩石地球化学研究表明[10-14],海底扩张停止前、后,沿中央海盆残留扩张中心发生了大范围的火山活动,并形成以珍贝-黄岩海山链为中心的东西向火山链。在珍贝-黄岩海山链采集到的OIB型玄武岩和粗面岩的形成时代为11～ 7 Ma,是海底扩张期后板内岩浆活动产物[4-5]。火山脊或残留扩张中心附近海山的碱性岩浆,既有与正常 MORB相似的玄武岩,也有与OIB接近的玄武岩。一般认为,MORB基本形成于海底扩张期间,扩张一旦结束,即使有岩浆活动,也是OIB型,二者岩浆源区不同。但是,最近的研究表明[15],板内火山可以由同一岩浆源经不同程度的部分熔融形成不同类型的熔岩系列,程度较高的部分熔融产生类似 MORB的玄武岩,程度较低的部分熔融产生类似海山链或残余扩张中心的OIB熔岩。

包裹体测温资料显示[16],中央海盆几个海底海山岩浆形成深度及温度不同,宪北海山碱性玄武岩形成温度 960～1 200℃,拉斑玄武岩形成温度1 040～1 230℃,玳瑁海山拉斑玄武岩形成温度1 245～1 280℃。宪北海山碱性玄武岩的形成压力为8.8×108Pa,推算岩浆来源深度约29～44 km。目前来自南海海盆的深海玄武岩样品很少,代表性不强,难以深入分析深海盆玄武岩形成的物理条件和机制,需要通过数值模拟[17-20]与地化测试分析相互补充和印证。

2 计算与讨论

2.1 基本模型

南海属中-慢速扩张,岩浆供应速率小于板块离散速率,所以海底张裂时火山活动不明显,海底扩张终结后却出现大量岩浆活动并在两扩张脊之间发育众多海山。杨蜀颖等[5]将海山火山岩岩性及岩浆受地壳混染程度分为 4期: (1)扩张期之前的晚始新世,宪北海山过渡型大洋拉斑玄武岩(38 Ma),经历明显陆壳混染作用。(2)扩张后期的早中新世,玳瑁海山过渡型大洋拉斑玄武岩、宪北海山洋岛碱性玄武岩(20～13 Ma),陆壳混染程度较前期减少。(3)扩张停止期的晚中新世,珍贝-黄岩海山大洋拉斑玄武岩、洋岛碱性玄武岩及粗面岩(11～7 Ma),陆壳混染程度进一步降低。(4)扩张期后的晚中新世-上新世,涨中海山洋岛型碱性玄武岩(5.7～3.5 Ma),几乎不受陆壳混染。这些特征表明,在海盆扩张过程中,深部地幔熔融物质不断上侵,多次活动并与地壳物质相互作用。

以上述海山岩性时空演化关系为基础,我们利用数值模型研究珍贝-黄岩海山链软流圈黏性结构、熔融浮力和熔体比例对岩浆活动及其温度演化的影响。模型的地质结构和几何形态参照图2,热参数如表 1。

表1 模型参数表Tab.1 Parameters of the model

温度方程为:

上述方程描述的是瞬间的温度分布状态。κ为热扩散系数,T是温度,u为熔融上浮速度,L为熔融潜热。C是比热容,t是时间,A是产热率,Tsolidus是固相线温度,F是熔融程度,岩石温度到达固相线之后,F随温度线性变化[21]:

上述方程描述的是在地下密度受压强控制的影响。0ρ为地幔密度,α为热膨胀系数,β为地幔损耗导致的密度减小率,ξ为地幔损耗程度,Δρ固体和岩浆密度差[22]。

2.2 黏性结构对岩浆活动的影响

热流和温度场分析表明: 中央海盆扩张轴附近的珍贝-黄岩海山链高热流背景主要受来自地幔的热源作用[7-8,17-18,20,22,24-25]。随海底扩张演化,珍贝-黄岩海山链下部的岩浆垂直上涌至熔融区域顶面,然后沿顶面向上倾方向运移,在局部中心聚集。海底扩张停止后,后期岩浆活动形成的新洋壳将局部聚集中心连为一体,形成“串珠”状长条海山链(图 3,V:黏性,P:压力)。

考虑到中央海盆地表热流主要贡献来自于深部地幔热,且现今莫霍面热流约 60～80 mW/m2,我们计算中取模型上边界为温度边界,Ts=8℃;下边界为热流边界,分别选取Qb=20,25,30,35,40,45,50,55,60,65,70,75,80 mW/m2等13种不同热流背景。计算过程中,时间步长取0.1 Ma。同时,考虑到中央海盆残留扩张中心是地幔物质上升的产物,地幔物质的上升决定了海底扩张,为此我们在模拟中对应热隆升部位的底边界,引入一个略高于背景值的初始附加热流,并使其 1 300℃等温线深度(热岩石圈厚度)与观测到的地壳减薄量级一致。

数值模拟显示,海底扩张期间,软流圈上涌并发生减压熔融,地幔热源在拉伸环境中快速释放[23]。海底扩张后,地幔熔融程度减低,但由于洋壳的持续变形增大了断裂的穿透性和张性,幔源岩浆继续喷出,但喷发范围和规模逐渐减小,浅层高温熔融区收缩并下沉。

熔融区岩浆活动强度受软流圈垂直黏性结构影响。图 3给出了轴脊之下软流圈可能的三种垂向黏性结构。其中,20 km深度处的横线表示轴脊下部1 150℃等温线位置,该等温线深度随离开脊轴距离的增大而增深。理论与实验表明,黏性与压力、温度、含水量密切相关。结构 1假定脊轴之下黏性随深度(压力)增大而逐渐增大,保持厚约100 km的软弱层。结构 2假定脊轴之下黏性受残留岩浆影响,随熔融顶端上升高度增加而快速降低,但脊轴之下软弱层减薄至50 km。结构3假定脊轴之下黏性因岩浆熔出过程中地幔脱水而增大,并导致脊轴之下软弱层更薄(＜50 km),100 km深度之下,黏性与结构1相同。计算结果表明,与结构 1相比,结构 2、3均使脊轴两侧 1 150℃等温线向深处下沉,导致浅层温度降低。

不同黏性结构和温度条件下,岩浆熔融上浮活动强度不同。在扩张中心下部岩浆沿熔融区向上移动、聚集过程中,结构2可使地幔上涌的岩浆具有最大浮力。

2.3 岩浆源的熔融-运移特征

晚白垩世-古新世,南海海山岩浆主要来自幔-壳混合源。始新世-渐新世,岩浆主要来源于富集型岩石圈地幔。中新世以来,碱性玄武岩中往往含幔源和下地壳源捕虏体[11-12,16,25]。温度、压力和密度是地幔熔融上升的重要条件。利用数值模拟实验,我们考察了热(膨胀)浮力(αΔT)、地幔损耗浮力(βξ)、岩浆自身浮力(ΔρF)等对珍贝-黄岩海山链扩张中心附近岩浆熔融-运移的影响。

快速扩张中,岩浆生成距轴较远。随扩张速率和地幔黏性的减小,热浮力驱动各熔融中心逐渐靠近脊轴。海底扩张期后,地幔岩浆熔融-运移主要依靠浮力驱动的减压熔融过程实现。如果深部地幔温度均匀,熔融区顶面在熔融温度附近会因小的上涌扰动导致减压熔融,降低熔体密度,产生附加浮力维持熔融-上涌。此时,地幔损耗浮力和岩浆自身浮力驱动岩浆上涌,形成数个沿脊轴分布的孤立熔融中心。岩浆自身浮力还会在熔融中心产生附加上涌,导致熔融中心外围形成损耗地幔晕。损耗地幔晕的深度取决于岩浆自身浮力(ΔρF)和地幔损耗浮力(βξ)的平衡位置。计算表明,外围损耗圈初始熔融比轴部浅,停止熔融深度比轴部深,熔融规模比轴部小。外围相对低温高压环境,熔融程度低(F=2%∼10%)。轴部相对高温低压环境,熔融程度高(F=20%∼30%)。

图4 扩张中心岩浆分凝深度与分凝局部熔融程度示意图Fig.4 Depth of magma’s segregation and degree of partial melting

图4给出了扩张高峰以来1～13 Ma期间,珍贝-黄岩海山链之下岩浆分凝深度与分凝局部熔融程度示意图。图中,①代表含 0.1%H2O的上地幔岩石固相线,20%代表含0.1%H2O的上地幔岩石局部熔融程度,A代表幔岩上升至此(近地表)分离出石英拉斑玄武岩浆,B代表幔岩上升至此(25 km)分离出高Al碱性玄武岩浆。局部熔融从开始到结束需要经历约100 km的上升,并通过绝热膨胀、减压熔融、吸收潜热等一系列温压变化。岩浆最终形成的深度比开始熔出的熔浆深度浅得多。来自深部的地幔局部熔融物质,在海底扩张高峰期后约3 Ma,在A处(～10 km)出现熔融程度～25%的石英拉斑玄武岩岩浆条件。约7 Ma时,在B处(～25 km)出现局部熔融～20%的高Al碱性玄武岩浆条件。表明该区岩浆源区深度不断增加,岩浆受地壳混染程度将会不断减弱。

3 结论

数值模拟是分析海底扩张期后火山活动、海山链熔岩发育演化的重要方法。我们通过模拟计算,探讨了中央海盆扩张期后海山链不同黏性结构和壳幔温度条件对地幔上浮和岩浆运移的影响。主要结论如下,1)岩浆分凝深度与分凝局部熔融程度是决定岩性的主要因素(图4)。通过模拟计算,我们认为珍贝-黄岩海山链火山岩岩性演化趋势如下: 扩张高峰期,在浅层形成拉斑玄武岩浆。扩张后期,幔源物质在不同深度通过部分熔融形成碱性玄武岩浆及拉斑玄武岩浆。扩张期末,深层条件下形成的碱性玄武岩浆逐渐占据主导地位。2)海山熔岩类型与地幔部分熔融程度及扩张中心下生成岩浆的熔融区位置有关。接近脊轴熔融带,地幔在较浅处熔融,部分熔融程度高,产生类似 MORB的玄武岩。远离轴部熔融带,横向远离脊轴区域或者纵向较深处,部分熔融程度较低,地幔中更易熔化的富集组分熔融形成类似OIB的熔岩。通过模拟计算,我们认为这些火山脊熔岩组分可以通过改变与熔融上升轴的距离,实现从 MORB向OIB的过渡。3)结合最新实验岩石学在熔融程度、熔融潜热、脱水比例和熔体比例等方面的研究成果,设计了熔融地幔的三种垂向流变学结构。计算表明,不同的垂直黏性结构对熔融区厚度变化的影响会导致浅部温度改变。如果深部地幔均匀温度,熔融区域内或之下的温度梯度变化不会太大,三种垂向黏性结构都可以保证实现最大熔融程度一定大于20%～25%。残留岩浆会使黏性减小,考虑了该因素的结构2可使熔融上涌的岩浆具有最大浮力。

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