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    大洋板块运动方向反转控制活动陆缘岩石圈张裂过程数值模拟

    李付成 孙珍 张江阳

    引用本文:
    Citation:

    大洋板块运动方向反转控制活动陆缘岩石圈张裂过程数值模拟

      作者简介: 李付成(1986-), 男, 助理研究员, 博士, 主要从事海洋地质、构造与模拟方面的研究.
      通讯作者: 孙珍, E⁃mail: zhensun@scsio.ac.cn
    • 基金项目:

      国家自然科学基金委员会-广东省联合基金项目 U1301233

      中国科学院战略性先导科技专项A类 XDA13010303

      中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室开放基金 MGE2016KG03

      广东省自然科学基金研究团队项目 2017A030312002

      国家自然科学基金项目 41606073

    • 中图分类号: P736

    Numerical Studies on Continental Lithospheric Breakup in Response to the Extension Induced by Subduction Direction Inversion

      Corresponding author: Sun Zhen, E⁃mail: zhensun@scsio.ac.cn
    • 摘要: 为了更好的探究大洋板块运动方向反转与大陆岩石圈张裂之间的动力学关系,以数值模拟为手段来正演大洋板块的反向俯冲,同时考虑光滑洋壳、海山链、海底高原、薄弱带等构造单元加入先期俯冲时对大陆岩石圈张裂的影响.结果显示:大陆岩石圈在大洋板块反向俯冲的过程中会被拉伸减薄,并出现局部岩石圈的颈缩直至张裂、同时伴随有软流圈地幔的上涌和减压熔融等现象.此外,含有不同构造单元的洋壳参与先期俯冲会对陆缘造成不同程度的破坏,从而影响拖曳过程中大陆岩石圈的应变集中,并导致大陆岩石圈在不同时间、不同位置出现张裂.模拟结果可用于对比南海陆缘在新生代张裂中表现的穿时等特征,亦可为其他被动陆缘张裂的动力学研究提供借鉴.
    • 图 1  被动拉伸模式示意图

      Figure 1.  Sketch map of passive stretch

      图a为回撤模式, 改自Leng and Gurnis(2011);图b为侧向走滑模式改自Petrunin and Sobolev(2008)

      图 2  华南陆缘中生代晚期至新生代构造演化

      Figure 2.  Sketch evolution maps of South China margin from the Late Mesozoic to Cenozoic

      数据来自Hall(2002)Morley(2012).白色箭头为俯冲方向,L1和L2指示构造剖面位置(无比例)

      图 3  初始模型设置

      Figure 3.  Initial setup of the numerical modelling

      图a为大陆岩石圈强度线,深度范围如黑色箭头所示;图b为模拟模型的物性设置、边界条件及温度场(白色实线)分布示意图

      图 4  光滑洋壳的先期俯冲和后期反方向俯冲实验结果

      Figure 4.  Results for the early subduction of oceanic plate with smooth surface and later drag-induced extension

      箭头指示物质的流向.红色阿拉伯数字为设置的标记点,后续图件中的红色阿拉伯数字亦为标记点且与本图的位置一致

      图 5  反向俯冲过程中大陆岩石圈的应变率第二不变量(a~b)及粘度(c~d)

      Figure 5.  Second invariant of the strain rate (a-b) and viscosity (c-d) for the models during drag-induced extension

      红色箭头为挤压,黑色箭头为拉张应力

      图 6  无山根海山链的先期俯冲和后期反向俯冲实验结果(a~d),及含山根海山链的先期俯冲和后期反向俯冲实验结果(e~h)

      Figure 6.  Results for the early subduction of seamount chains without (a-d) and with (e-h) root and later drag-induced extension

      图 7  含海底高原洋壳的先期俯冲和后期反向拖曳拉伸实验结果

      Figure 7.  Results for the early subduction of oceanic plateau and later drag-induced extension

      图 8  含海底高原的洋壳在先期俯冲和后期反向俯冲过程中地形随时间的演化

      Figure 8.  Topography history for the models with oceanic plateau subduction

      图 9  含薄弱带洋壳的先期俯冲和反向俯冲实验结果

      Figure 9.  Results for the early subduction of weak zone and later drag-induced extension

      图 10  不同类型洋壳在先期俯冲和后期反向俯冲实验结果对比

      Figure 10.  Overview for initial breakup location and timing of different models

      图 11  南海陆缘破裂不整合时间统计

      Figure 11.  Timing of breakup unconformity for the South China Sea margin

      数据来自Hutchison(2004)孙珍等(2011)黄奇瑜等(2012)Barckhousen et al.(2014)

      表 1  模型采用的流变参数

      Table 1.  Material parameters used in the numerical experiments

      物质 ρ0 (kg/m3) sin(φ) AD (MPa-ns-1) n V (J/(MPa·mol)) E (kJ/mol) QL (kJ/kg) Hr (μW/m3) T (K) T (K) k (W/(mK))
      沉积物(湿石英) 2 700 0.03 3.2e-4 2.3 0 154 300 2 889+17 900/(P+54)+20 200/(P+54)2P<1 200 MPa;831+0.06PP>1 200 MPa 1 262+0.09P [0.64+807/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
      上陆壳 2 800 0.2 1
      上洋壳 3 200 0.03 0.25
      下洋壳(斜长石An75) 3 200 0.2 3.3e-4 3.2 0 238 380 0.25 973-70 400/(P+354)+77 800 000/(P+354)2P<1 600 MPa;935+0.003 5P+0.000 006 2P2P>1 600 MPa 1 423+0.105P [1.18+474/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
      下陆壳 2 900
      岩石圈地幔(干橄榄)软流圈地幔 3 300 0.6 2.5e+4 3.5 10 532 400 0.022 1 394+0.132 899P-0.000 005 104P2P<100 00 MPa;2 212+0.030 819(P-10 000),P>10 000 MPa 2 073+0.114P [0.73+1 293/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
      水化地幔(湿地幔) 3 300 0.03 2.0e+3 4.0 10 471 400 0.022 1 240+49 800/(P+323),P<2 400 MPa;1 266-0.011 8P+0.000 003 5P2P>2 400 MPa 2 073+0.114P [0.73+1 293/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
      参考文献 1,2 11 11 11 10,11 11 1,2 1 4,5,6,7,8 4 3,9
      注:符号所代表的的含义参见文字部分.参数值Cp=1 000 J·kg-1K-1α=3×10-5 K-1β=1×10-11 Pa-1.参考文献:1.Turcotte and Schubert, 2002;2.Bittner and Schmeling, 1995;3.Clauser and Huenges, 1995;4.Schmidt and Poli, 1998;5.Hess, 1989;6.Hirschmann, 2000;7.Johannes, 1985;8.Poli and Schmidt, 2002;9.Hofmeister, 1999;10.Turcotte and Schubert, 2002;11.Ranalli, 1995.
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    出版历程
    • 收稿日期:  2018-02-02
    • 刊出日期:  2018-10-01

    大洋板块运动方向反转控制活动陆缘岩石圈张裂过程数值模拟

      通讯作者: 孙珍, zhensun@scsio.ac.cn
      作者简介: 李付成(1986-), 男, 助理研究员, 博士, 主要从事海洋地质、构造与模拟方面的研究
    • 1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 广东广州 510301
    • 2. 国家海洋局第二海洋研究所国家海洋局海底科学重点实验室, 浙江杭州 266071
    • 3. 中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室, 山东青岛 310012
    基金项目:  国家自然科学基金委员会-广东省联合基金项目 U1301233中国科学院战略性先导科技专项A类 XDA13010303中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室开放基金 MGE2016KG03广东省自然科学基金研究团队项目 2017A030312002国家自然科学基金项目 41606073

    摘要: 为了更好的探究大洋板块运动方向反转与大陆岩石圈张裂之间的动力学关系,以数值模拟为手段来正演大洋板块的反向俯冲,同时考虑光滑洋壳、海山链、海底高原、薄弱带等构造单元加入先期俯冲时对大陆岩石圈张裂的影响.结果显示:大陆岩石圈在大洋板块反向俯冲的过程中会被拉伸减薄,并出现局部岩石圈的颈缩直至张裂、同时伴随有软流圈地幔的上涌和减压熔融等现象.此外,含有不同构造单元的洋壳参与先期俯冲会对陆缘造成不同程度的破坏,从而影响拖曳过程中大陆岩石圈的应变集中,并导致大陆岩石圈在不同时间、不同位置出现张裂.模拟结果可用于对比南海陆缘在新生代张裂中表现的穿时等特征,亦可为其他被动陆缘张裂的动力学研究提供借鉴.

    English Abstract

      • 大陆岩石圈的张裂是威尔逊旋回的重要组成环节,受控于拉张应力的作用,陆缘经历了拉伸和盆地、裂谷的发育,最终出现岩石圈的张裂,同时海底开始扩张.受深部资料的限制,岩石圈的张裂是一个争议颇多的动力学过程.如在张裂的动力来源上,有被动拉伸与主动拉伸之分(Ziegler and Cloetingh, 2004).主动拉伸是指地幔柱、热点等热物质主动上涌至岩石圈底部后,上升流转为侧向水平运动,从而拖曳上覆岩石圈发生伸展减薄、熔融和张裂(Kusznir and Karner, 2007; 许鹤华等,2011孟林和张健,2014).如东非裂谷为主动拉伸的产物(Mohr, 1992).

        被动拉伸是指大陆岩石圈受区域水平引张力的作用而发生机械性拉伸、减薄直至张裂,热的软流圈岩浆沿颈缩带被动上涌.引发被动拉伸的区域应力包括:(1)俯冲板块的回撤(Rollback)(图 1a),回撤是由于俯冲板块自身的重力或界面条件改变所致,期间海沟向海迁移,继而导致上覆板块受张力作用;弧后盆地就是这种应力作用下形成的典型代表,相关的演化过程在数值模拟中得到了有效的证实(如Leng and Gurnis, 2011; Nakakuki and Mura, 2013; Kusky et al., 2014);(2)侧向走滑提供的拉伸,该类拉伸是由于左行左阶和右行右阶雁列断层系的相对错动而产生(Mann et al., 1983);针对其运动过程和动力学原理,前人也已开展一系列的模拟工作进行阐述(Rahe et al., 1998; Petrunin and Sobolev, 2008)(图 1b);(3)俯冲板块运动方向的反转,大洋板块的运动方向在演化过程中存在变化,甚至会发生反转,使得活动陆缘岩石圈与反转之后的大洋岩石圈在古海沟处发生耦合,并随大洋一起运动,最终产生张裂.这种张裂作用与俯冲回撤(Rollback)产生的张裂作用一起控制着活动陆缘岩石圈的减薄与张裂,但两者也存在诸多区别.其中,前者涉及先、后两期方向相反的俯冲过程,而后者则不涉及.以南海为例,中生代的南海围区位于环太平洋和特提斯构造域交汇处.在先期,自晚侏罗开始,古太平洋西北向俯冲至华南陆缘之下(图 2a)(Holloway, 1982; Sewell and Campbell, 1997; Zhou and Li, 2000; Li and Li, 2007),并在其东缘形成一系列的火山岩带;在后期,古太平洋的西北向俯冲停止,作为古太平洋残片的古南海在新生代时开始向婆罗洲之下俯冲,此时的俯冲方向为南东向(孙珍等,2006).华南陆缘因与大洋板块在古海沟处强烈耦合,故而会随古南海一起向东南运动,并开始发生伸展作用,进而出现岩石圈张裂和海底扩张,形成南海海盆(图 2b)(如Holloway, 1981; Sun et al., 2009);类似的例子还包括南大洋的形成过程(Weaver et al., 1994).虽然俯冲板块的反向俯冲能合理解释部分陆缘的张裂及海盆形成,但是其动力学过程仍不清晰,目前为止还缺乏相应的研究.

        图  1  被动拉伸模式示意图

        Figure 1.  Sketch map of passive stretch

        图  2  华南陆缘中生代晚期至新生代构造演化

        Figure 2.  Sketch evolution maps of South China margin from the Late Mesozoic to Cenozoic

        针对俯冲板块俯冲方向反转的动力学问题,本文将以数值模拟为手段,以典型俯冲带和陆缘结构为模型基础,来探究俯冲板块的反向俯冲是如何造成大陆岩石圈的张裂.同时结合华南陆缘的实际地质背景,在陆缘接受伸展之前加入先期俯冲过程(如古太平洋的俯冲);并探讨光滑洋壳、海山链、海底高原、薄弱带等典型构造加入先期俯冲后对后期反向俯冲过程中陆缘张裂的影响.最后将模拟结果与南海已知地质现象做对比,检验模拟结果的正确性.对俯冲板块俯冲方向反转动力学过程的探讨有助于验证反向俯冲是否能为大陆岩石圈的张裂提供力源,同时有助于认识主动陆缘向被动陆缘构造转换机制等基础科学问题,并为全球其他被动陆缘张裂的动力学研究提供借鉴.

      • 主要针对物质守恒方程、动量守恒方程及热量守恒方程进行求解.本文主要通过有限差分程序I2ELVIS来求解下述方程组(Gerya and Yuen, 2003; Faccenda et al., 2009; Duretz et al., 2011).其中不可压缩物质守恒方程可表述为:

        $ \frac{{\partial {v_x}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial {v_y}}}{{\partial y}} = 0, $

        式中,vxvy代表水平速度和垂向速度.

        描述粘性不可压缩流体动量守恒的斯托克斯方程:

        $ \frac{{\partial {{\sigma '}_{xx}}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial {{\sigma '}_{xy}}}}{{\partial y}} = \frac{{\partial P}}{{\partial x}}, $

        $ \frac{{\partial {{\sigma '}_{yy}}}}{{\partial y}} + \frac{{\partial {{\sigma '}_{xy}}}}{{\partial x}} = \frac{{\partial P}}{{\partial y}} - g\rho \left( {C,T,P} \right), $

        式中,g代表重力加速度;ρ代表密度,其是温度T、压力P、岩石类型C的函数;σij'是偏应力张量.

        热量守恒方程:

        $ \begin{array}{l} \;\;\;\;\;\rho {C_p}\left( {\frac{{DT}}{{Dt}}} \right) = - \frac{{\partial {q_x}}}{{\partial x}} - \frac{{\partial {q_y}}}{{\partial y}} + {H_r} + {H_a} + {H_S} + \\ {H_L}, \end{array} $

        $ {q_x} = - k\left( {T,P,C} \right)\frac{{\partial T}}{{\partial x}}, $

        $ {q_y} = - k\left( {T,P,C} \right)\frac{{\partial T}}{{\partial y}}, $

        $ {H_a} = T\alpha \frac{{{\rm{d}}T}}{{{\rm{d}}t}}, $

        $ {H_S} = {\sigma _{xx}}{{\dot \varepsilon }_{xx}} + {\sigma _{yy}}{{\dot \varepsilon }_{yy}} + 2{\sigma _{xy}}{{\dot \varepsilon }_{xy}}, $

        上述式子中,Cp是等压热容;dT/dt是温度对时间的物质导数;qxqz是水平方向和垂直方向的热流值;k代表热传导率,是温度T、压力P以及岩石类型C的函数;Ht是放射性生热,是与岩石类型相关的常量;Ha代表绝热变压生热,与压力变化有关;Hs是剪切生热;$ \dot \varepsilon $表示应变率张量.

      • 模型采用粘-塑性流变学结构,其中韧性流变的粘滞系数可表述为:

        $ {\eta _{{\rm{ductile}}}} = \left( {{{\dot \varepsilon }_{{\rm{II}}}}} \right)\frac{{1 - n}}{n}{\rm{F}}\left( {{A_D}} \right)\frac{{ - 1}}{n}\exp \left( {\frac{{E + PV}}{{n{\rm{RT}}}}} \right), $

        式中,$\dot \varepsilon$是应变率张量的第二不变量;ADEV以及n分别是岩石的物质常数、活化能、活化体积以及应力指数,上述参数都是通过实验获得的岩石流变参数;R是气体常数;F是根据实验类型所确定的无量纲系数.

        其中塑性流变采用Mohr-Coulomb屈服准则(Ranalli, 1995):

        $ \begin{array}{*{20}{l}} {{\sigma _{{\rm{yield}}}} = C + P\sin \left( {{\varphi _{{\rm{eff}}}}} \right)} \end{array}, $

        $ \sin \left( {{\varphi _{{\rm{eff}}}}} \right) = \sin \left( \varphi \right)\left( {1 - \lambda } \right), $

        $ {\eta _{{\rm{plastic}}}} = \frac{{{\sigma _{{\rm{yield}}}}}}{{2{{\dot \varepsilon }_{II}}}}, $

        式中,σyield是屈服应力;$\dot \varepsilon$是应变率张量的第二不变量;P是压力;C是岩石的内聚力;φeff是有效内摩擦角;λ是空隙流体系数;φ为内摩擦角.

      • 岩石的部分熔融主要以实验岩石学所得到的固液相线为约束条件,熔融比例随温度呈近似线性增加(Burg and Gerya, 2005),具体关系表述如下:

        $ M = 0,T \le {T_{{\rm{固 }}}}, $

        $ M = \frac{{\left( {T - {T_{{\rm{固}}}}} \right)}}{{\left( {{T_{{\rm{液}}}} - {T_{{\rm{固}}}}} \right)}},{T_{{\rm{固}}}} < T < {T_{{\rm{液}}}}, $

        $ M = 1,T \ge {T_{{\rm{液 }}}}, $

        式中,M是部分熔融体积比例;T是指定岩石的固相线温度,T是指定岩石的液相线温度.

        部分熔融体积比例决定了部分熔融岩石的有效密度:

        $ {\rho _{{\rm{有效}}}} = {\rho _{{\rm{固 }}}} - M\left( {{\rho _{{\rm{固 }}}} - {\rho _{{\rm{熔融}}}}} \right), $

        式中,ρ代表固相岩石的密度;ρ熔融代表熔融岩石的密度;密度的大小跟温度和压力有关.

        $ \rho = {\rho _0}\left[ {1 - \alpha \left( {T - {T_0}} \right)} \right]\left[ {1 + \beta \left( {P - {P_0}} \right)} \right], $

        式中,ρ0代表岩石在298 K(T0)、0.1 MPa(P0)温压下的标准密度;αβ代表热膨胀系数和可压缩系数.

      • 为了更好地贴近地质过程,反映受俯冲影响陆缘的形态和初始应力状态,整个模拟实验将分为两个运动学过程:(1)先期大洋岩石圈将向陆缘之下俯冲(简称先期俯冲):在该过程中将改变俯冲洋壳表面的形态(如光滑洋壳、海山链以及海底高原等),借此实现受俯冲影响陆缘的初始形态和应力状态;(2)一段时间后先期俯冲停止,并开始发育反方向的新俯冲(简称后期俯冲).因本文主要研究集中大洋板块运动方向反转对陆缘张裂的影响,所以实际模拟过程中并不探讨新的俯冲是如何开始的,而是直接给予模型一个新的俯冲速度,让其开始新的俯冲过程.

        模型的初始长度为1 100 km,深度为300 km;差分采用不均匀网格,其中近海沟的300 km×60 km范围内采用2 km×2 km加密网格,其余部分为变网格.模型主要参数参考标准俯冲带结构(Bohm et al., 2002Krawczyk and Team, 2003).模型由水层、沉积层、上下洋壳、上下陆壳、岩石圈地幔以及软流圈地幔组成(图 3b).具体的物性参数及文献引用参见表 1.模型中大洋岩石圈的年龄为30 Ma,其厚度可根据半空间冷却模型计算得到,约为60 km (Turcotte and Schubert, 19822002),上洋壳厚度为2 km,下洋壳厚度为5 km,沉积层厚度1 km.大陆岩石圈的厚度为82 km,其中上地壳厚度为20 km,下地壳厚度为15 km.模型的左右边界为自由滑移,水层的顶为自由表面,在实际处理中设水层这种粘度低(1018 Pa/s)的物质,是为了允许地壳表面随意变形.模型右侧统一施加3 cm/a的左向速度作为模拟俯冲速度,同时为了使物质守恒,下边界将会根据整个模型的收缩量向下运动.通过在大洋岩石圈与大陆岩石圈之间预设薄弱带,以达到洋向陆之下俯冲的目的.统计结果显示,洋陆俯冲的俯冲角度大部分在27°~73°之间(Lallemand et al., 2005),本文采用中间值40°.当洋壳俯冲持续12 Ma后,开始后期的反向俯冲,此时的垂向俯冲深度接近300 km,300 km是已知板间震源的最大深度,若超过300 km俯冲板块与上覆板块将无耦合,故不影响陆缘的变形过程(Wada and Wang, 2009).12 Ma后,在右侧边界施加右向速度作为模拟反方向的后期俯冲,后期俯冲速度同样采用3 cm/a.整个模拟是在地球重力系统的环境下(g=9.81 m/s2)进行.

        图  3  初始模型设置

        Figure 3.  Initial setup of the numerical modelling

        物质 ρ0 (kg/m3) sin(φ) AD (MPa-ns-1) n V (J/(MPa·mol)) E (kJ/mol) QL (kJ/kg) Hr (μW/m3) T (K) T (K) k (W/(mK))
        沉积物(湿石英) 2 700 0.03 3.2e-4 2.3 0 154 300 2 889+17 900/(P+54)+20 200/(P+54)2P<1 200 MPa;831+0.06PP>1 200 MPa 1 262+0.09P [0.64+807/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
        上陆壳 2 800 0.2 1
        上洋壳 3 200 0.03 0.25
        下洋壳(斜长石An75) 3 200 0.2 3.3e-4 3.2 0 238 380 0.25 973-70 400/(P+354)+77 800 000/(P+354)2P<1 600 MPa;935+0.003 5P+0.000 006 2P2P>1 600 MPa 1 423+0.105P [1.18+474/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
        下陆壳 2 900
        岩石圈地幔(干橄榄)软流圈地幔 3 300 0.6 2.5e+4 3.5 10 532 400 0.022 1 394+0.132 899P-0.000 005 104P2P<100 00 MPa;2 212+0.030 819(P-10 000),P>10 000 MPa 2 073+0.114P [0.73+1 293/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
        水化地幔(湿地幔) 3 300 0.03 2.0e+3 4.0 10 471 400 0.022 1 240+49 800/(P+323),P<2 400 MPa;1 266-0.011 8P+0.000 003 5P2P>2 400 MPa 2 073+0.114P [0.73+1 293/(T+77)]exp(0.000 04PMPa)
        参考文献 1,2 11 11 11 10,11 11 1,2 1 4,5,6,7,8 4 3,9
        注:符号所代表的的含义参见文字部分.参数值Cp=1 000 J·kg-1K-1α=3×10-5 K-1β=1×10-11 Pa-1.参考文献:1.Turcotte and Schubert, 2002;2.Bittner and Schmeling, 1995;3.Clauser and Huenges, 1995;4.Schmidt and Poli, 1998;5.Hess, 1989;6.Hirschmann, 2000;7.Johannes, 1985;8.Poli and Schmidt, 2002;9.Hofmeister, 1999;10.Turcotte and Schubert, 2002;11.Ranalli, 1995.

        表 1  模型采用的流变参数

        Table 1.  Material parameters used in the numerical experiments

        假设岩石圈的初始热结构在横向上是均一的;纵向上设模型的顶为0 ℃,岩石圈的底边界温度为1 380 ℃,中间圈层由上至下线性增加.软流圈温度随深度增加,其中温度梯度为0.5 ℃·km-1.侧边界热流为0.

      • 在初始条件不变的情况下,将在先期俯冲中不断变换洋壳的表面形态,并在前期发育的陆缘结构基础之上展开后期的反方向俯冲拖曳,来探讨大洋岩石圈反向俯冲对大陆岩石圈伸展和张裂的影响.

      • 0~12Ma是为先期俯冲阶段,大洋岩石圈以3 cm/a的速度向陆缘之下俯冲,等温线沿俯冲方向向地幔弯曲.大陆岩石圈下的软流圈地幔受俯冲作用的影响,速度场发生扰动,进而出现对流运动.俯冲过程中,海沟附近出现沉积物的刮落和堆积,陆壳靠近海沟一侧发生局部挤压变形(图 4b).

        图  4  光滑洋壳的先期俯冲和后期反方向俯冲实验结果

        Figure 4.  Results for the early subduction of oceanic plate with smooth surface and later drag-induced extension

        从12 Ma开始,先期俯冲停止,同时在右侧边界施加右向速度,以达到大洋岩石圈的反方向俯冲,大洋岩石圈的反向俯冲为尾端陆缘提供拖曳拉伸.在拉伸过程中,大陆岩石圈受拉伸而减薄,并出现颈缩现象,软流圈地幔在颈缩带上涌,等温线随物质流动而发生变化(图 4c).在16 Ma时,颈缩带处的减薄因子(减薄岩石圈与初始岩石圈厚度之比)接近0.5,是整个大陆岩石圈的最大减薄地带.岩石圈减薄过程中,地表发育裂谷.受反向拖曳和热地幔上涌的影响,岩石圈250~300 km范围内成为应变集中区域,形成共轭韧性剪切带,为共轭正断层;域内正应力为负,指示为拉张环境(图 5a).而软流圈地幔出现的区域集中变形,主要是地幔的大规模蠕性流动引起的.这与Nagel and Buck(2004)的模型结果相类似.颈缩带受上涌热地幔的强烈加热,其粘度大幅度降低(图 5c).

        图  5  反向俯冲过程中大陆岩石圈的应变率第二不变量(a~b)及粘度(c~d)

        Figure 5.  Second invariant of the strain rate (a-b) and viscosity (c-d) for the models during drag-induced extension

        在持续的拖曳拉伸过程中,大陆岩石圈被完全拉断,减薄因子为1,出现破裂,破裂点位于标记点1和标记点2之间,距海沟约200 km(图 4d).初始破裂的时间为17.39 Ma.岩石圈的减薄程度从破裂点向两侧逐渐降低.高温地幔在破裂区域流向地表,形成蠕性应变集中区和低粘度区(图 5b, 5d).上涌的热地幔因解压而发生部分熔融,为日后形成新洋壳提供物质来源(图 4d).

      • 海山链是洋底广泛分布的构造现象,主要呈线性分布,如夏威夷海山链、天皇海山链等.海山及海山链在加入俯冲时对板块变形产生重要的影响(Dominguez et al., 1998Li et al., 2013).故而在本组实验中,将在洋壳之上加入海山链这一影响因素,其余各参数设置均保持不变.海山链高出海底3 km,长度为85 km,该取值为全球海山链高度和长度的中间值(Dominguez et al., 1998).海山链的性质为辉长岩(Gerya et al., 2009),本组模拟将海山链细分为不含山根的海山链(图 6a~6d)和含山根海山链(图 6e~6h),为便于描述分别命名为组a和组b.

        图  6  无山根海山链的先期俯冲和后期反向俯冲实验结果(a~d),及含山根海山链的先期俯冲和后期反向俯冲实验结果(e~h)

        Figure 6.  Results for the early subduction of seamount chains without (a-d) and with (e-h) root and later drag-induced extension

        从0~12 Ma,海山链随大洋岩石圈向大陆岩石圈之下俯冲.相比于光滑洋壳的俯冲,海山链的加入会增加俯冲通道两侧板块之间的耦合度,进而造成上覆陆壳受到更为强烈的挤压应力作用.具有山根的海山链对大陆岩石圈的破坏程度要大于无山根的海山链(图 6b, 6f).随着海山链进入深俯冲,陆壳的挤压变形逐渐减弱.

        从12 Ma开始,洋壳开始反向俯冲.大陆岩石圈在被拖曳拉伸的过程中出现的颈缩、张破裂等地质现象与光滑洋壳的拖曳拉伸实验结果相似.16.4 Ma时,a组中的大陆岩石圈最大减薄至原有厚度的1/2(减薄因子为0.5);而b组在此时近乎出现破裂,减薄因子已达0.9.这是因为在俯冲阶段,b组岩石圈的破坏程度已大于a组,故而在随后的拖曳过程中会快速减薄.17.4 Ma时,a组的大陆岩石圈开始出现完全破裂,减薄因子为1,初始破裂点位于参考点1与2之间,距海沟约210 km;而此时b组的破裂大陆岩石圈已沿拖曳方向运动1 Ma,破裂位置已被部分熔融的地幔所填充(图 6h),其初始破裂位置在参考点1的左侧,距海沟约225 km.

      • 海底高原是洋底大型岩浆活动的产物,其体积当量可达百万级立方千米,且在海底广泛分布.典型的实例有Ontong Java海底高原,其体积为150×106 km2,高出海底2~3 km,壳体最厚部分可达40 km,地壳属性为洋内岛弧(Miura et al., 2004).Ontong Java正沿Vitiaz海沟与澳大利亚板块碰撞,其体积的80%已俯冲进入上覆陆壳之下,只有表层玄武岩及沉积物会增生于陆壳之上(Mann and Taira, 2004).澳大利亚板块因碰撞而强烈变形,在所罗门群岛南侧发育初始断裂,一些学者认为初始断裂会在后期演化为新的俯冲带(Phinney et al., 2004).本组模拟将基于上述认识,在先期俯冲洋壳之上加入海底高原这一因素,来探究受到碰撞挤压的大陆岩石圈在反向拖曳拉伸中将如何变形.本组实验只在初始模型的基础上增加厚约35 km,宽约90 km的海底高原,其他各参数保持不变.

        12 Ma之前为先期俯冲阶段.当海底高原与陆缘开始接触,上覆大陆板块全区域处于应力挤压状态,陆壳因挤压发生挠曲以调节汇聚,同时演化为前陆盆地并接受沉积物的沉积作用(图 7b).由于持续的推挤,海底高原发生倾斜并最终进入俯冲通道,这与自然现象是一致的.相较于海山链的模拟实验,海底高原在相同时间内进入的俯冲深度偏浅,其大部分汇聚以陆壳的强烈变形来调节.各等温线随物质的移动而发生偏移.速度图显示大陆软流圈物质随俯冲方向移动并形成对流环(图 7b).

        图  7  含海底高原洋壳的先期俯冲和后期反向拖曳拉伸实验结果

        Figure 7.  Results for the early subduction of oceanic plateau and later drag-induced extension

        在后期的反向拉伸过程中,大陆岩石圈同样出现拉伸减薄和张裂.出现的张裂点位于俯冲阶段变形最强烈的位置,同样也是最薄弱的位置,位于标记点3、4之间,其余大陆岩石圈都有不同程度的减薄(参见图 7c中的减薄因子分布).因为大陆岩石圈在与海底高原碰撞时已遭受严重破坏,所以在拖曳拉伸过程中较早出现张裂,初始张裂时间在15.59 Ma,16.4 Ma时张裂的大陆岩石圈已漂移30 km(图 7c).

        将每个时间点的地形投影到同一张图上可以得到地形随时间的演化图,该图可以反应地表形态从先期俯冲到后期反向俯冲整个过程的变化情况.从0~12 Ma,洋壳向大陆岩石圈之下俯冲,海底高原随之逐渐挤入海沟,过程中海地高原的高度逐渐降低.当海底高原进入俯冲时,陆壳因挤压发生挠曲,演化为前陆盆地,成为地势低点;同时海沟的位置发生了后撤.12 Ma附近,洋壳的俯冲停止,海沟停止活跃;同时开始受后期反向俯冲的作用发生后撤,大陆岩石圈受拉张的影响开始张裂,发育裂谷;随着后撤的持续进行,裂谷宽度逐渐加大.由于裂谷被上涌的地幔所填充,所以裂谷并不是地势的最低点(图 8).

        图  8  含海底高原的洋壳在先期俯冲和后期反向俯冲过程中地形随时间的演化

        Figure 8.  Topography history for the models with oceanic plateau subduction

      • 薄弱带,包括断层、破裂带等,是洋壳之上常见的构造单元.在俯冲时,薄弱带两侧的洋壳会先后进入俯冲通道.本组模拟将考虑板块边界这一因素的作用.初始模型的预设与前面的模型保持一致,只在550 km处的洋壳加上薄弱带的设置.为简化起见,本实验将薄弱带设置为一块填充为低粘性物质(粘度=1018 Pa/s)的区域,薄弱带贯穿洋壳与岩石圈地幔.实验同样设置0~12 Ma为先期俯冲阶段,12 Ma时开始进入后期反向俯冲阶段.

        以薄弱带为界,大洋岩石圈分为前后两段.当前段大洋岩石圈俯冲殆尽时,后段开始进入俯冲.由于负浮力的作用,在俯冲过程中前后段大洋岩石圈出现分离,后段大洋岩石圈未能沿原俯冲通道进入俯冲,而是重新挤入大陆岩石圈之下形成俯冲.在后段大洋岩石圈重新挤入形成俯冲的过程中,大陆岩石圈因挤压发生严重的变形,广泛表现出地壳楔体的增厚和褶皱发育(图 9b).

        图  9  含薄弱带洋壳的先期俯冲和反向俯冲实验结果

        Figure 9.  Results for the early subduction of weak zone and later drag-induced extension

        12 Ma之后,大陆岩石圈开始受反向拖曳拉伸作用.与前述模型结果类似,大陆岩石圈会在拉张过程中出现减薄和局部颈缩,并最终在标记点3~4之间完全断裂(减薄因子为1),形成裂谷.软流圈地幔沿裂谷上涌,发生部分熔融.由于发生张裂的区域在俯冲阶段已被严重破坏,故而该模型从拉伸到最终破裂所需的时间短于光滑洋壳、海山链等模型,大约需3.2 Ma,破裂点距海沟约145 km(图 9c).

      • 在机制上,俯冲的回撤主要是由于自身的重力作用,抑或边界条件的改变所致(Leng and Gurnis, 2011; Nakakuki and Mura, 2013; Kusky et al., 2014).而俯冲方向的反转却涉及到一个新俯冲的开始.新俯冲的开始理论上可分为自发式和诱发式两种模式.自发式多发生在转换断层、破裂带、被动陆缘的洋陆转换带附近(Stern,2004).发生在被动大陆边缘的新俯冲主要受陆缘的几何形态和密度差异的影响.密度的差异造成边界处产生应力的积累,在应力积累超过陆壳的强度时,陆壳将蠕滑到洋壳之上;之后洋壳将挠曲、同时伴随着海沟的后撤(Nikolaeva et al., 2010).诱发式的俯冲主要是指原先存在的俯冲因受外力(如海山加入俯冲)的阻挡作用而停止俯冲,持续的汇聚会促使板块的其他部位产生新的俯冲带.因本文侧重于讨论大洋板块运动方向反转后如何对陆缘张裂产生影响,为简化模型,本文在实际模拟过程中并没有探讨新的俯冲是如何开始的,而是直接给予模型一个新的俯冲速度,让其开始新的俯冲过程.回撤过程会出现海沟位置的迁移、俯冲角度的增大,以及对上覆岩石圈的拉伸(图 1a)(Leng and Gurnis, 2011; Nakakuki and Mura, 2013; Kusky et al., 2014).如本文实验所示,俯冲板块运动方向的反转同样会造成原陆缘岩石圈的拉伸直至张裂,不同之处在于其造成岩石圈张裂所需的时间要小于板块的回撤,而且张裂的位置会出现变化.

      • 本文所采用的模型都是建立在实际地质条件之上,如岩石圈各圈层厚度是取自典型俯冲带和陆缘,物性取自实验室测量值(表 1),俯冲角度为全球俯冲带的平均值,俯冲深度是已知板间震源的最大深度,海山链的设置取值为全球海山链高度和长度的中间值且考虑有无山根,海底高原是以Ontong Java海底高原为例等.但受限于技术手段及缺乏对部分地质过程的了解,模型在一定程度上做了简化处理,如未考虑俯冲过程中的岩浆及脱水过程等,所以可能会与实际的地质结果并不完全吻合.但是在理想情况下,简化模型将更有助于探讨陆缘在俯冲拖曳过程出现的一级变形特征,并容易与实际地质情况对比.

      • 模拟以典型俯冲带的结构特征为基础,同时为了更好地反映受俯冲影响陆缘的形态和初始应力状态,先期大洋岩石圈先以3 cm/a的速度向陆缘之下俯冲12 Ma,陆缘因受俯冲而会出现局部挤压变形,海沟附近出现沉积物的刮落和堆积.尔后陆缘在前期被俯冲的基础之上接受后期反向拖曳.模拟结果显示反向俯冲能为大陆岩石圈的张破裂提供动力.大陆岩石圈在被反向拖曳拉伸的过程中被拉伸减薄,并会出现局部岩石圈的颈缩,直至破裂.破裂会导致软流圈地幔的上涌,上涌的地幔由于减压而出现部分熔融,并最终为洋壳的产生提供物质来源.含有不同构造单元的洋壳在反向俯冲过程中会造成大陆岩石圈在不同时间、不同位置出现破裂,如:先期光滑洋壳参与俯冲,后期反向拖曳拉伸所造成的张裂位于距海沟约200 km处,从开始拉张到最终张裂需要约5.39 Ma;先期无山根海山链洋壳参与俯冲,后期的拖曳拉伸所造成的张裂位于距海沟约210 km处,从开始拉张到张裂约需要5.4 Ma;而先期含山根海山链洋壳参与俯冲,后期的拖曳拉伸会造成225 km处发生张裂,从拉张到张裂约需4.87 Ma;先期含海底高原洋壳参与俯冲,后期拖曳拉伸所造成的张裂在150 km处,需耗时3.59 Ma;先期含薄弱带的洋壳参与俯冲,则后期所造成的张裂在距海沟145 km需耗时3.2 Ma(图 10).

        图  10  不同类型洋壳在先期俯冲和后期反向俯冲实验结果对比

        Figure 10.  Overview for initial breakup location and timing of different models

        空间上,张裂出现的位置通常是先期俯冲时变形最强烈的区域,这些区域在俯冲时已遭受破坏成为薄弱带,故而在后期拖曳拉伸过程中容易出现应变的集中.海底高原、薄弱带等构造单元加入前期俯冲会造成近海沟的陆缘受挤压变形,所以在拉伸过程中出现张裂的位置距海沟较近.时间上,俯冲时受挤压变形越强烈则破裂所需的时间越短.薄弱带加入俯冲时对上覆岩石圈造成的破坏最为严重,故而在拉伸过程中达到张裂所需的时间最短.海底高原次之,光滑洋壳模型所需时间最长.

      • 南海是欧亚大陆边缘最大的海盆,具有典型的伸展特征(Taylor and Hayes, 1980李家彪,2012郝天珧等,2011刘思青等,2016叶青等,2017).前人基于南海的大量研究工作,提出了多种南海演化动力学模式(Stern and Bloomer, 1992Briais et al., 1993; Maruyama et al., 1997; 宋海滨等,1998Li et al., 1999; Replumaz and Tapponnier, 2003; 鄢全树和石学法,2007; Lei et al., 2009栾锡武和张亮,2009Cullen et al., 2010; 李三忠等,2012).其中古南海的向南拖曳被认为是华南陆缘新生代张裂和新南海打开的主要动力之一(Holloway,1981; Sun et al., 2009).婆罗洲之下的层析成像及沉积物研究都证实了古南海的存在(Rangin et al., 1999; Hall, 2008).在属性上,古南海被认为是古太平洋的一个残留板片(Taylor and Hayes, 1983; 周蒂等,2005孙珍等,2006).陆上地化证据显示:至少从中侏罗开始,古太平洋向欧亚陆缘之下俯冲(Hilde and Lee, 1984; Jahn et al., 1987; Lapierre et al., 1997; Zhou and Li, 2000; Li and Li, 2007Li and Li, 2007孙卫东等,2008);根据中国东部、东南陆缘及越南南部的白垩纪岩浆活动向海迁移的现象,以及此类岩浆岩多属于与裂谷作用关系密切的亚碱性或碱性系列,推定古太平洋在白垩纪又发生了俯冲带的后撤(Holloway,1981; Zhou et al., 1995).Hall(2001)认为在古太平洋俯冲后撤的过程中,伴随着西菲律宾海盆及Celebes海盆的打开.它们的打开导致古南海开始往南俯冲至婆罗洲、吕宋及和苏禄岛弧之下(图 2b).古南海在始新世晚期开始俯冲关闭,其俯冲提供的拖曳力导致华南陆缘发生张裂作用,形成新南海以及一系列新生代陆缘拉伸型盆地(Jahn et al., 1976; Hutchison,1996; Schlüter et al., 1996; Sewell and Campbell, 1997; Clift et al., 2002; 丁巍伟等,2011; 任建业和雷超,2011).如琼东南盆地为典型的陆缘拉伸盆地,其位于南海西北陆缘,走向近NE60°.受古南海反向拖曳的影响,琼东南盆地大范围出现岩石圈减薄、颈缩,以及伴随出现的Moho抬升等地质现象,如乐东-陵水凹陷、松南凹陷及宝岛凹陷等Moho面深度局部最浅处约16 km(Qiu et al., 2013).上述演化特征与我们的模拟结果一致.

        新南海的扩张具有多期次、渐进式的特点,具体表现为扩张年龄由东向西逐渐变新,即东部次海盆开始扩张的时间要早于西北次海盆(Taylor and Hayes, 1980; Briais et al., 1993)(图 11).而且东西海盆的扩张位置也存在差异:东部次海盆的扩张发生在陆缘的近弧前位置,而西部次海盆的扩张发生在陆缘的近岛弧位置(李付成等,2015; Li et al., 2018).上述现象反映了古南海在反向俯冲过程中造成了欧亚陆缘的东西部在不同位置不同时间出现张裂(Franke et al., 2014; 董冬冬等,2014),东部陆缘出现张破裂的时间要早于西部陆缘,而且在位置上更接近海沟位置.据张江阳等(2014)在潮汕坳陷的工作,可以发现域内存在大量逆冲叠瓦构造及与海底高原俯冲相关的后冲断层,并推测中生代时在东部陆缘存在一海底高原加入俯冲.而西部陆缘暂未发现任何凸起单元加入俯冲的痕迹.经历过海底高原加入俯冲的东部陆缘在古南海的反向拖曳过程中先发生张裂,且张裂位置更靠近海沟.这吻合了模拟实验中得到的‘含不同构造单元的洋壳在反向俯冲过程中会造成大陆岩石圈在不同时间、不同位置出现破裂’的结论.

        图  11  南海陆缘破裂不整合时间统计

        Figure 11.  Timing of breakup unconformity for the South China Sea margin

        同样的实例是南极洲大陆的破裂过程.新西兰被认为是从南极洲裂离出来的地块,裂离过程中造成南大洋的形成(Weaver et al., 1994).裂离之前,菲尼克斯(Phoenix)板块向南极洲板块之下俯冲;大约从105 Ma开始,太平洋-菲尼克斯脊与海沟碰撞,造成向南极洲下的俯冲停止,而向北的俯冲一直在持续,其产生的拖曳拉伸使马利伯德地-罗斯海-新西兰地壳减薄、破裂,破裂由弧前逐渐扩展至岛弧(Weaver et al., 1994).

      • (1) 大洋岩石圈的反方向俯冲能为大陆岩石圈的拉伸减薄直至张裂提供动力.大陆岩石圈在被拖曳拉伸的过程中首先会被拉伸减薄,并会出现局部岩石圈的颈缩.持续的拉伸会导致大陆岩石圈最终张裂.张裂会导致软流圈地幔的上涌,上涌的地幔由于减压而出现部分熔融,并最终为洋壳的产生提供物质来源.

        (2) 含有不同构造单元的洋壳参与先期俯冲后,在后期反向俯冲过程中会造成大陆岩石圈在不同时间、不同位置出现破裂.相较于光滑洋壳和海山链,含海底高原及薄弱带的洋壳加入先期俯冲会造成陆缘近海沟位置受挤压变形而成为薄弱带,故而在后期的反向拖曳拉伸过程中容易出现应变的集中,并最终导致在距海沟较近的位置出现破裂.时间上,先期俯冲时受破坏越强烈,则陆缘从拉伸到最终张裂所需的时间越短.薄弱带加入先期俯冲时对上覆岩石圈造成的破坏最为严重,故而在后期拖曳过程中达到破裂所需的时间最短.海底高原次之,光滑洋壳模型所需时间最长.

    参考文献 (111)

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