地球物理学报  2011, Vol. 54 Issue (12): 3026-3037   PDF    
南海西南海盆壳幔结构重力反演与热模拟分析
张健1, 李家彪2     
1. 中国科学院研究生院计算地球动力学重点实验室,北京 100049;
2. 国家海洋局海底科学重点实验室,杭州 300012
摘要: 壳幔结构及扩张期后的岩浆活动是研究南海西南海盆形成演化的关键.本文针对NH973-1剖面开展壳幔密度结构重力反演,并依据重力反演的壳幔模型,定量模拟海底扩张期后的壳幔热结构与热演化过程.重力反演表明:西南海盆中央残余扩张脊之下存在一个较深的凹陷带,其下Moho面比两侧略深,呈现扩张期后的热沉降特点.热模拟发现:海盆扩张终止后,壳幔并非均衡一致降温,而是以"地壳增温-地幔降温"方式进入热沉降阶段.海底扩张终结后,地壳继续增温约7 Ma之后才与地幔一同缓慢降温,同步进入后期热沉降.沿NH973-1剖面南、中、北段的地壳增温特点不同,在海盆扩张中心北侧约70 km之下7~9 km深度处,在9.6~4.6 Ma期间温度增幅一直保持在200℃以上,将该处地壳温度抬升至1100℃以上,具备了产生扩张期后岩浆熔融的温度条件.P-T图解分析也支持此期间如果地壳具备局部构造断裂形成的含水条件和减压条件,就可能因部分熔融产生岩浆活动.
关键词: 西南海盆      热模拟      壳-幔密度结构      重力反演      残余岩浆活动     
Gravity inversion and thermal modeling about the crust-mantle structure of Southwest basin in the South China Sea
ZHANG Jian1, LI Jia-Biao2     
1. Key Laboratory of Computational Geodynamics, Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
2. Key Lab of Submarine Geosciences, State Oceanic Administration of People’s Republic of China, Hangzhou 300012, China
Abstract: The crust-mantle structure and magmatic activity is one of the key problems to study the formation and evolution of Southwest Sub-basin of South China Sea. According to gravity data supplied by the NH973-1 profile, we get the density model of crust-mantle construction with gravity inversion method. And then, we learn the temperature structure and thermal evolution consequence after sea-floor spreading. Gravity inversion indicated that there is a deeper sunken sedimentation area and a depressed Moho surface region under the SW sub-basin center. Thermal modeling shows that temperature variation is not a consistent degradation between crust and mantle, but in the way of crust warming with mantle cooling. After the termination of seafloor spreading, the crust warming lasted for about 7 Ma, followed by slow cooling, together with the mantle. Then, crust thermal evolution mode was changed to a new way that its temperature declines as same as mantle. In this way, crust and mantle entered the stage of thermal subsidence synchronously. Along profile NH973-1, the characteristics of crustal warming are different among the south, middle and north part. At the depth of 7~9 km under the place about 70 km to the north of oceanic basin spreading center, the rate of temperature increase sustained above 200℃ between 9.6 Ma and 4.6 Ma. This appending temperature would drive up the local temperature value to 1100℃ which is of advantage to crust magmatic activity in the end time of seabed spreading. Based on the P-T diagram, we can know that magmatic partial melting would be likely to occur in this time if there was wet system and decompressing condition in crust.
Key words: Southwest Sub-basin      Thermal modeling      Density model of crust-mantle structure      Gravity inversion      Residual magmatic activities     
1 引 言

西南海盆是研究南海新生代构造演化的关键地区[1~3].地球物理观测表明[4~13],西南海盆曾经历过海底扩张.岩石地球化学资料表明[14~19],海底扩张停止后,海盆内曾出现过大范围的火山活动,火山岩分布范围较广,以基性玄武岩为主,也有火山碎屑岩、中酸性喷出岩.虽然通过年代学分析,确认火山岩年龄晚于所在区的洋壳年龄,但岩浆活动成因、机制尚不清楚,更不了解这类岩浆活动何时停止.由于深海盆采样困难,样品稀少,因此依据重力确定壳幔结构的热模拟分析,成为研究西南海盆扩张期后岩浆活动的重要方法.

作为南海深海平原由海底扩张而形成的三个重要次海盆之一,西南海盆在海底扩张之后,经历了热沉降和均衡沉降[520],接受了晚渐新世─ 第四纪海陆交互相至海相沉积,组成了盆地的上构造层.上构造层之下的壳幔结构与重力作用和地热作用密切相关,是海底扩张期后岩浆活动的重要控制因素.分析和研究热沉降阶段的壳幔密度结构和热结构变化,是解剖西南海盆海底扩张期后岩浆活动成因和机制的关键.

西南海盆及邻近地区有丰富的观测数据和大量的理论研究(图 1).2009年,国家重点基础研究计划(973计划)“南海大陆边缘动力学及油气资源潜力”项目完成的NH973-1综合地球物理剖面,为进一步研究西南海盆的构造演化提供了新的重要资料.依据此剖面,本文开展重力分析和热模拟,定量研究西南海盆在新生代构造热演化过程中的密度结构和热结构变化,探讨海底扩张期后岩浆活动的动力学机制、物理条件以及可能的起止时间.

图 1 西南海盆地质-地球物理图 (a)水深图;(b)自由空间重力异常图;(c)演化模式图;(d)热流测点及岩浆活动分布图. Fig. 1 Geology-geophysics map of SW Sub-basin (a) Map of bathymetry; (b) Map of free-air gravity anomalies;(c) Map of evolution pattern;(d) Distribution map of heat flow stations and magmatic activities spots.
2 地质-地球物理特征

西南海盆为北东向开口的喇叭形(图 1a),约占南海深海平原总面积的1/3,是南海深海平原最低洼部分.海水深度关于海盆中央对称分布,从西北边缘或东南边缘到海盆中央,水深从4300 m 增至4400m,这是西南海盆NW-SE 向扩张的结果.姚伯初等[5]利用中美合作调查的多道地震剖面,推测西南海盆沉积层在局部凹陷的厚度在1.0~1.5km之间,个别厚达3km,局部凸起上的沉积厚度在0.5km左右.地震剖面上可识别出一条厚度在2~3km 之间,最大超过4km 的沉积凹陷带(图 1b).此凹陷带可能是残留扩张中心的死亡谷,但深度大于一般大洋中谷,已切穿洋壳层2,进入洋壳层3.该凹陷带成因可能是地幔物质上升活动突然终止使洋壳丧失扩张活力所致[3].

在自由空间重力异常图(图 1b)上,该凹陷带非常醒目.它沿海盆中轴狭长展布,对应一条宽20~30km,长约550km 的负重力异常带,重力异常值在-10~-30 mGal之间.该负异常带将西南海盆从中分成南北两个平缓重力异常区,南侧异常背景略高于北侧,但都稳定在±10mGal之间.这种稳定变化的重力异常表明,海盆主体部分Moho面起伏不大.文献[5]和本文利用重力资料估算了地壳厚度,结果表明:Moho面深度在12~15km 之间,减去水深,地壳厚度约8~11km.沿NH973-1 剖面,扩张中心处地壳厚约11km,向两侧减薄8~9km,靠近海盆边缘又增厚9~10km.越过盆缘交接带,Moho面深度向陆侧急剧加大.一般地,洋壳厚度是中心薄,两侧厚,但西南海盆中心Moho面却略深于两侧,这可能是海底扩张后,构造热沉降所致.

图 1c给出了白垩纪末以来西南海盆纵向演化的三个可能阶段[203]:张裂阶段、海底扩张阶段和热沉降阶段.姚伯初[1]认为西南海盆的西北边缘和东南边缘是一对共轭边缘,在海底扩张之前二者是连在一起的,海盆扩张之后,发生了区域沉降,广泛接受海相沉积.

西南海盆热流测站有限(图 1d),最近几年缺少新的地热观测数据.Taylor和Hayes[7]曾对西南海盆当时已有的8个分散热流点数据进行统计,得出海盆平均热流为108±130 mW·m-2.但由于这8个测点中高热流点大多分布在海盆边缘,是断裂和岩浆活动断阶带位置,缺乏代表性.姚伯初等[5]利用中美合作第二阶段调查的热流剖面24 个测站的9个点(舍弃2个低值点后)统计,得出海盆平均热流为80mW·m-2.汇集目前已有的海底热流数据[357]图 1d给出西南海盆及周边47个点的热流值,其中,5个点热流值小于40 mW·m-2,14个点热流值介于40~80mW·m-2之间,25个点热流值介于80~120mW·m-2 之间,3 个点热流值大于120mW·m-2.由于测点太少,难以得出有意义的热流图,但大致可以判断出,西南海盆平均热流在80~120mW·m-2之间.

与地热活动密切相关的岩浆活动大多是海底扩张中、后期的产物,且多发现于扩张中心北侧(图 1d).在西南海盆的陆坡区,以及远离扩张中心的边缘断阶带也发现过浅层岩浆活动.拖网取样[14]显示,海山火山岩以拉斑玄武岩和碱性玄武岩为主,年龄为11~3.5 Ma.包裹体测温资料显示[15],西南海盆东北几个海底海山岩浆形成深度及温度不同,中南海山碱性玄武岩形成温度1155~1185℃,宪北海山碱性玄武岩形成温度960~1200℃,拉斑玄武岩形成温度1040~1230℃,玳瑁海山拉斑玄武岩形成温度1245~1280℃.岩石地球化学研究表明[14~19],海底主要集中分布新近纪-第四纪火山,岩浆主要来自下地壳或幔-壳混合源.目前来自西南海盆的深海玄武岩样品很少,代表性不强,急需开展构造热演化数值模拟研究,深入分析深海盆玄武岩形成的物理条件和机制.

本文将通过重力分析和热模拟研究,考虑垂向壳-幔耦合热演化过程,从地热学角度探讨西南海盆海底扩张期后岩浆活动的时空分布、动力学机制,为深入研究和理解扩张期后岩浆活动成因提供地热学证据.

3 数值模型与计算方法

依据西南海盆地质-地球物理条件,结合重力反演计算和热演化数值模拟[2122],研究NH973-1 剖面壳-幔密度结构和热结构的基本思路是:首先根据重力异常值及异常形态,利用直接法、间接法和反演法确定壳幔密度结构,据此建立变形和均衡响应的热模拟有限元模型,然后对西南海盆热沉降阶段的构造热演化过程开展模拟计算,研究扩张期后西南海盆壳-幔热演化过程中,产生岩浆活动所需物理条件.

构造-热演化过程中,热流和温度结构受控于地壳厚度,利用重力计算可以得到地壳厚度[23].重力异常主要受海底地形、Moho面形态和相对密度差控制.如果某点场源(ξηζ)与地壳平均密度之间存在密度差Δρ,则其在计算点(xyz)产生的引力位为

(1)

重力异常Δg就是式(1)沿z方向的导数Vz(V/z).进一步,可以由式(1)求重力异常的垂向梯度Vzz、水平梯度Vzx和垂向二阶导数Vzzz.

HerMann等[21]为了说明不同深度的密度变化对重力场的影响,设计了一个4 层大陆密度结构模型(表 1),并计算了每层密度变化产生的布格重力异常.据此,我们由式(1)编制重力计算程序试算,计算结果与文献[21]一致(图 2a).

表 1 重力模型计算参数[3,4,5,21] Table 1 Model parameters of evaluate gravity anomaly[3,4,5,21]
图 2 不同密度结构的重力异常 (a)文献[21]的参考计算结果;(b)海盆模型计算结果;(c)Moho面变化的重力异常;a,b,c,d为重力变化. Fig. 2 Gravity anomalies of variously density structure (a) Consequence of Ref. [21] ;(b) Consequence of Sea-basin Model;c) Consequence of Moho.

在验证重力计算程序正确的基础上,针对西南海盆深部温度演化对密度的影响,由文献[3~5]的资料,我们以海平面为基准面,设计了5层海盆密度结构模型(表 1).由上至下,分别为海水层、沉积层、洋壳层2、洋壳层3、地幔.每层的密度随热沉降的温度演化而变化,它们与各自初始时期(海底扩张结束)的密度差为剩余密度.由此计算的地表布格重力异常如图 2b所示.可以看出,海底扩张之后,地幔产生的布格重力异常变化为正,地壳产生的布格重力异常变化为负.

重力异常与剩余密度密切相联,剩余密度的正负决定了重力异常的大小.除了密度变化外,Moho面的起伏是决定布格重力异常[23]的关键因素.因此,布格重力异常也常常成为研究壳-幔结构的重要资料.利用布格重力资料研究壳-幔结构问题,常常简化为求解密度界面问题.利用式(1)编制的重力计算程序,选择NH973-1剖面两侧可能的Moho面形态,计算Moho面起伏在地表产生的布格重力异常如图 2c所示.

在上述工作的基础上,对NH973-1剖面重力异常开展反演计算,得出壳幔结构模型,进而开展热模拟计算分析.热模拟计算中,西南海盆岩石圈被分成8节点可变单元赋值材料性质,上边8 单元层代表沉积层,中间12层由地壳组成,下边8层代表地幔.模型长轴方向沿NH973-1 剖面,垂直海盆构造走向,基本平行于海底扩张方向,模型长400km,宽200km,深度16km.热传递基本方程如下:

(2)

k是热导率,T是温度,ρ 是密度,c是比热容,t是时间,A是生热率.采用热-流变弱耦合运动学模型,即岩石圈的流变性隐含在均衡补偿模型中[2425],模型表面的垂向力被加载于结晶基底面、洋壳层2 与层3界面、Moho面、模型底面上的密度差的浮力效应所均衡.模型中各层物质密度、热导率、生热率等材料参数见表 2[1321].

表 2 数值模型的材料参数[1321] Table 2 Material parameters in model[1321]

西南海盆地表热流主要贡献来自于深部地幔热流[3],现今海底平均热流大致在80~120mW·m-2之间.计算中,取模型上边界为温度边界,Ts=8℃;下边界为热流边界,取Qb=30 mW·m-2.计算过程中,时间步长取0.1 Ma.考虑到西南海盆残留扩张中心是地幔物质上升的产物[35],海底扩张之后的热沉降过程从地幔物质停止上升开始,即15 Ma以来的热演化过程.

同时,我们计算热演化过程随温度变化的地壳密度变化.根据热力学定律,物质的平衡态受体积V、温度T和压力p中的任意两个状态变量控制.如果压力不变而温度改变,由等压热膨胀系数α 确定体积V变化;如果温度不变而压力改变,由等温压缩系数β 确定体积V变化,即:

(3)

将这两种端元条件下的体积都看做为比容V,即V=1/ρ,带入(3)式,则:

(4)

即,密度的改变dρ 取决于温度T和压力p的变化.如果仅考虑温度因素,则温度降低,密度增大;温度升高,密度减小.压力对于密度的影响与温度对密度的影响相反,压力降低,密度减小;压力升高,密度增大.HerMann[21]和Jana[22]认为,来自P波和S波速度剖面的研究表明地幔岩石圈的密度随深度(压力)稳定变化,深部压力变化引起的密度改变只影响大区域长波长的重力异常场,在热模拟计算中,可以忽略压力对密度的影响,所以有[2122]:

(5)

ρ(T)是温度T的密度,ρ0 是给定温度T0 的密度.

计算中密度是随温度演化而变化的,其变化量由公式(5)计算.在模拟中,由于表面散热,会产生热沉降,此过程可以通过变网格技术,模拟温度演化过程中的热沉降过程.

模型的设定及初始条件(温度场)的选取,主要依据文献[26]和文献[3],在此不多赘述.

4 计算结果及讨论

热沉降过程中,地壳厚度(Moho面)变化是影响重力场和地热场的重要因素.Moho面是布格重力异常研究的基本密度界面,也是地温场演化的主要控制界面.西南海盆中央凹陷带相对于周边是Moho面起伏最明显的部位,并在新生代构造演化中形成强烈的构造活动带和典型的重力异常带.因此,利用重力异常计算海盆之下的密度结构和Moho形态,并依据重力计算结果开展热模拟,研究海盆之下随热沉降演化的热结构及温压变化,是本文研究的重点.

4.1 重力异常计算分析

通常,重力资料的解释可以分为根据地球物理条件确定异常体形状、大小、埋深等的数学物理解释,和结合地质条件判断地质体产状、规模、成因等的地质解释.综合这两方面的解释,可以归纳为直接法、间接法和反演法[27].其中,直接法通过模型计算,利用计算异常与观测异常的比较拟合,求得场源模型的深度、宽度等参数.间接法通过数据处理,利用位场转换,将Δg转换成VzxVzzVzzz等,识别和区分产生重力异常的地质因素和场源规模的定性信息.反演法由观测数据加约束条件反推地球物理模型和求解场源结构的定量信息.

为便于重力场源的计算解释,本文先将NH973-1剖面经纬度坐标变换为直角坐标并旋转,形成一个以扩张中心为原点、NW-SE 方向各延伸200km 的重力剖面(图 3).然后利用NH973-1剖面实测自由空间重力数据(图 3a黑色实线)和海底地形数据(图3图 3d黑色实线),计算了布格重力异常、重力水平梯度Vzx、垂向梯度Vzz和垂向二阶导数Vzzz(图 3abc实线).最后依据表 1和文献[5]的密度资料,通过直接法和反演法的结合,得到了壳幔结构模型(图 3d彩色虚线).

图 3 NH973-1剖面重力反演结果 (a) 布格重力异常与自由空间异常;(b)水平导数Vzz与垂向一阶导数Vzz;(c)垂向二阶导数Vzzz(d)海底地形与重力反演模型. Fig. 3 Result of gravity inversion along the profile NH973-1 (a) △gB and △gf; (b) Vzz and Vzz;(c) Vzzz;(d) Topography of sea-floor and gravity inversion model.

与Moho 面的起伏决定布格重力异常形态一样,海底地形决定着自由空间异常的形态.NH973-1剖面自由空间重力异常在400km 宽的研究地段内,与地形同步变化(图 3(a,d)黑色实线).自由空间异常总体上为负值背景,异常值在-70~-170mGal之间,对应扩张中心凹陷带(x=0)为一个宽约40km的重力低值区(图 3a),向两侧缓慢抬升,靠近海盆两侧边缘又各形成一个重力低值区,至盆缘交接带则与海底地形起伏形态几乎一致(图 3a黑色实线).这三个重力低值区反映了海底沉积凹陷的位置,尤其是海盆中央凹陷区的重力低值异常形态,明显超过海底地形的变化幅度,说明中央凹陷带之下存在较厚的低密度沉积层.

由实测空间异常和海底高程数据计算得到的布格重力异常值在-60~210 mGal之间(图 3a黑色实线).对应海盆主体是重力异常高值区,海盆边缘以外是低值区.高值区以平静变化的背景区别于两侧边缘,并与海盆两侧形成重力“台阶”.海盆主体部分平静变化的异常特征暗示Moho 面埋深较为稳定[5],而两侧的重力“台阶”则与海盆边缘坡度和Moho面倾角变化等因素相关.

对实测空间异常和计算布格重力异常进行直接法和反演法计算,以各层密度与地壳平均密度2.85g·cm-3之差为剩余密度,得到的壳幔结构模型如图 3d中彩色虚线所示.模型表层与海底地形基本一致,Moho面形态与文献[5]的结果相似.由反演模型(图 3d)计算的自由空间异常和布格重力异常曲线如图 3a中红色圆点线.可以看出,模型计算的重力异常基本可以较好拟合实测异常.

不同地质因素产生的重力异常幅度、范围、变化形态等特征均有所不同,但其在地表的叠加却可以产生相似的异常.利用VzxVzzVzzz可以区分叠加重力异常的浅层地质因素.图 3b给出了实测重力数据计算的水平梯度Vzx(兰色实线)和垂向梯度Vzz(黑色实线)、利用反演模型计算的Vzx(兰色点划线)和Vzz(红色双点划线).图 3c给出了实测重力计算的垂向二阶导数Vzzz(黑色实线)、利用反演模型计算的Vzzz(红色双点划线).可以看出,由实测重力数据计算的导数异常和由反演模型计算的导数异常在量值上接近,但在形态细节上略有区别.图 3(b,c)给出的导数异常反映了重力场源的两个主要特点:一是Vzx(图 3b)的高、低异常点分别对应了“台阶”两侧地层拗曲的“极值点”;二是VzzVzzz(图 3(c,d))的梯级衰减,指示出了浅部地层拗曲的方向和曲率变化.

4.2 热模拟分析

通常认为[1~5],晚白垩纪以后,南海地区经历了白垩纪末至中始新世陆缘带的张裂和分离,中始新世晚期至中新世早期的海底扩张,中新世晚期以来的区域沉降等三个构造演化阶段(图 1c).西南海盆现今构造格架中,海盆主体部分,水深、沉积厚度、重力异常变化平稳,且关于中央扩张轴大致对称,不但表明海底扩张时外部干扰小[3],而且也表明海底扩张之后的热-均衡沉降阶段,没有区域性的剧烈构造活动叠加.因此,可以认为扩张期后的海盆构造热演化仅是在海盆中心冷却导致的岩石圈收缩和壳幔均衡调整条件下的散热过程.利用图 3d给出的重力反演结果和壳幔结构模型,由表 2 参数和式(2),计算模拟自中新世晚期以来的热沉降过程中,地表热流和地壳温度随时间的演化.计算起始时间为15 Ma,计算至现今时间为0 Ma,计算结果如图 4所示.

图 4 海底扩张期后壳幔热演化模拟结果 (a)地表热流;(b) Moho面温度;(c)模型网格和初始温度. Fig. 4 Thermal modeling consequence after sea-spreading (a) Heat flow of sea-floor; (b) Moho temperature; (c) Model Mash and initial temperature.

图 4 给出了模型的初始温度和网格、Moho 面温度和地表热流随时间的演化.由图 4(a,b)可以看到,自海底扩张结束之后,在约15 Ma的热沉降过程中,海底地表热流基本在60~150 mW·m-2之间,Moho面温度基本维持在680~1150℃ 之间.这与目前观测资料推测的现今海底地表平均热流(图 1d)和Moho面温度的变化幅度相当.图 4a 显示,15 Ma以来,海底热流均呈现海盆中部高两侧边缘低的特征,且海盆边缘进入陆坡带后,海底热流基本不随时间改变.在海盆中央凹陷带的中点,热流也出现相同特点.三个地段虽然热流变化都基本不随时间改变,但原因不同.两侧陆坡区,热流受地壳性质由洋壳向陆壳过渡因素控制,而海盆中央凹陷中点,热流则受洋壳结构下凹形态控制.图 4b 显示,15 Ma以来,西南海盆Moho面温度总体缓慢下降,反映区域热沉降过程是一个缓慢渐进的热演化过程.在缓慢降温的背景上,Moho面温度呈现中间高两侧低的特点.海盆中部是海底扩张期间地幔热物质上涌的中心,因此中心部位Moho面温度高,且早期(15 Ma)温度比晚期(0 Ma)温度高.垂向上,Moho面温度随时间逐步下降,具有明显的热沉降特征.

热模拟得到另一个重要结果是,在热沉降阶段,地壳与地幔并不是按相同速率降温,而是分别相对各自初始状态(扩张结束末期)升温和降温.定量模拟显示,自开始热沉降的15 Ma中,Moho面以上的地壳温度是逐渐增高的,海盆整体的热沉降主要是靠地幔的缓慢变冷实现的.或者说,西南海盆海底扩张末期,由于地幔上升潜力不足,地壳失去扩张活力,逐渐进入区域沉降阶段时,地幔逐渐降温,但地壳并未同步降温,而是继续保持热“惯性”升温.图 5给出了这种“地壳增温-地幔降温”的热模拟结果.

图 5 热演化结果分析图 (a) 海盆中央凹陷南侧70km ;(b) 海盆中央凹陷;(c) 海盆中央凹陷北侧70km;(d) 温度随时间的变化。 Fig. 5 Analysis map of thermal modeling Consequence (a) 70 km to the south of sea basin center; (b) Sea basin center; (c) 70 km to the north of sea basin center; (d) Temperature change with time.

图 5(a,b,c)分别给出了海盆中央凹陷南侧70km、海盆中央凹陷中心点、海盆中央凹陷北侧70km这三个地点的深度-温度模拟结果.可以看到,沿NH973-1剖面不同地点(南、中、北),在海盆之下7~9km 的地壳层,7 Ma之前,温度逐渐增高,最大增温点分别出现在南、北两侧的8km 深度处、中心点的9.3km 深度处.这三个点在7 Ma时最高温度分别达到1020℃、1340℃、1100℃.在整个15 Ma的热沉降演化过程中,11km 以下的地幔部分,温度一直在持续降低.而地壳部分,则在7 Ma以后才开始与地幔同步降温,此后,整个海盆结束“地壳增温-地幔降温”状态,开始保持整体一致的热沉降过程.

将海盆壳幔层中各深度点不同时间的温度减去各自初始温度,累加求和并按深度归一,可得到不同地点壳幔剩余势温度(ResidualTemperature ΔTResi)随时间的变化.图 5d给出南、中、北三地点的壳幔剩余势温度的变化.可以看出,在7 Ma之前的地壳增温时期和之后的降温时期之间,存在一个地壳高温度区,此高温区出现时间大致在9.6~4.6 Ma 之间.在此期间,地壳增温作用导致的地壳最高温度出现在扩张中心凹陷北侧70km 处的8km 深度处,温度增幅一直保持在200℃ 以上,最大增幅达到310℃,将海盆北侧8km 深度处的实际地温抬升到1100℃以上.

4.3 讨 论

热模拟结果表明,西南海盆中新世晚期以来的区域沉降,虽然背景简单、外部干扰小,但其内部并不是单一的简单热松弛,而可能是地壳与地幔按不同方式演化,形成“地壳增温-地幔降温”的热沉降模式,并进而导致扩张期后的“残余岩浆活动”.热模拟得到的结果与南海北缘新生代火成岩资料及区域地质研究成果[14~19]吻合.空间上,热模拟表明在海盆北侧8km 深度是有利的岩浆活动温度区,与岩石地球化学研究得到的海底新近纪-第四纪火山岩浆主要来自下地壳或幔-壳混合源相符.时间上,热模拟表明与海盆北侧8km 深度有利岩浆活动,温度区相对的时间期限在9.6~4.6 Ma之间,这与拖网取样[1419]得到的海山拉斑玄武岩和碱性玄武岩年龄为11~3.5 Ma(图 1d)的结论一致.温度条件上,热模拟表明海盆中央和北侧8km 深度有利岩浆活动温度区在7 Ma时可达最高1100℃ 以上,符合包裹体测温资料给出的[15]西南海盆东北侧几个海底海山岩浆形成的温度区间960~1280℃.

南海各海山岩浆形成深度(压力)和温度是不同的,热模拟也证实沿NH973-1 剖面,海盆中央与南北两侧地壳增温区的深度和温度存在差异.不同地段地壳增温和地幔降温的差别,不仅导致壳幔密度结构变化差别,也导致PT 轨迹变化的差别.以海盆中央凹陷北侧70km 的热结构变化为例,本文计算分析了岩浆熔融和上升过程温、压条件变化对岩浆活动的影响,计算结果如图 6所示.

图 6 海底扩张期后的温-压变化分析图 (a) 深度-温度变化;(b) 深度-密度变化;(c) 深度-压力变化;(d) P-T 图解。 Fig. 6 Analysis map of temperature and pressure after sea-spreading (a) Temperature change with depth; (b) Density change with depth; (c) Pressure change with depth; (d) P-T diagram.

图 6给出了沿NH973-1剖面上,中央凹陷北侧70km 处壳幔温度的增减及相应的密度改变,同时给出了岩浆活动P-T 轨迹分析图.由图 6a可以看到,海盆之下7~9km 的地壳层,15~7 Ma,地壳增温,温度增幅随时间的延长而增加,最大增幅接近380℃.7~0 Ma,地壳降温,温度降幅随时间的延长缓慢均衡降低.而地幔部分,在整个15~0 Ma时间段,温度随时间缓慢均衡减小,最终减幅约为100℃.利用式(5)计算的图 6b中可以看出,随地壳温度增加,大致可以产生最大约30kg·m-3的密度降低.而地幔物质的温度减小,大致可以产生约10kg·m-3的密度增加.这种密度变化产生的相应重力场改变如图 2b所示.由于压力改变取决于温度和密度的变化,压力对于密度的影响与温度对密度的影响是相反的.所以,温度的改变与密度的改变会同时影响压力,利用式(4)可以计算这种压力的变化.本文计算表明,大多数情况下,温度和密度对压力的影响相互抵消,其实际影响值不大于50Pa,完全可以忽略.

温度、压力、水是岩浆熔融的重要条件,考虑到榴辉岩化学组成相当于玄武岩,是玄武岩岩浆的可能源区,图 6c给出了榴辉岩熔融的P-T 图解[28].图中,A 线、B线代表湿条件固、液相线,C 线、D 线代表干条件固、液相线.干榴辉岩固相线与液相线之间的温度间隔较小(图 6c中红线区域),起始熔融到全部熔融所需的温度间隔较小.含水条件下,熔融间隔较大(图 6c中蓝线区域),固、液相线温度也大大降低.图 6d给出了中央凹陷北侧70km 处壳幔温、压变化与岩浆部分熔融关系的P-T 图解.可以看出,在海底扩张结束之后的7 Ma前后(9.6~4.6 Ma),地壳深部仍然具备岩浆活动的温度条件.在此期间,如果存在含水系统,且存在断裂构造活动导致压力降低,就会形成局部熔融产生岩浆活动.而如果存在含水系统,不存在断裂构造活动导致的压力降低,则可能会形成局部熔融产生岩浆活动.但如果不存在含水系统,则无论断裂构造活动导致的压力降低存在与否,都不会形成局部熔融产生岩浆活动.

9.6~4.6 Ma是南海区域构造演化的重要阶段.磁异常学研究认为[13],中央海盆在32 Ma开始扩张,26~24 Ma扩张轴向南跳跃,并向南东发展至西南海盆,西南海盆在26~15.5 Ma期间扩张.岩石地球化学研究认为,海底扩张中、后期,沿海盆残留扩张中心发生由北向南、由东向西的递渐式的四期火山活动[29].其中,珍贝-黄岩海山大洋拉斑玄武岩、洋岛碱性玄武岩及粗面岩的年龄为11~7Ma,涨中海山洋岛型碱性玄武岩为5.7~3.5Ma,以及中南海山上采集到3.5 Ma年和6.3 Ma的玄武岩,最近沿西南海盆残留扩张中心两侧火山链获得11.5~3.5 Ma玄武岩(韩喜球等,2011,个人通信).我们计算的9.6~4.6 Ma期间海盆北侧8km 深度存在有利岩浆活动温度区,为南海深海盆扩张期后递渐式火山活动提供了地热学证据.

5 结 论

海底扩张期后的岩浆活动,是南海洋壳和深海盆演化研究中重要的科学问题.基于地球物理调查的壳幔结构模型,开展热演化模拟定量计算,是揭示扩张终结后岩浆活动热动力学机制的有效途径.本研究依据国家973计划“南海大陆边缘动力学及油气资源潜力”项目完成的NH973-1 综合地球物理剖面,在重力反演基础上,针对海底扩张期后的沉降过程热演化特点,开展岩浆活动热演化模拟分析,主要结论如下:

(1) 西南海盆主体部分的Moho面埋深稳定,两侧边缘Moho面按一定倾角下倾.对应海盆中央凹陷区之下,沉积基底向下拗曲,Moho面也比两侧略深.海盆主体对应宽缓的重力异常区,水深、沉积厚度变化平缓,且都以自由空间异常反映的中央凹陷带为中心对称分布,表明海底扩张期后没有叠加区域性的剧烈构造活动.

(2) 自海底停止扩张后15 Ma内,海底地表热流基本维持在60~150mW·m-2之间,Moho面温度基本维持在680~1150℃之间.

(3) 海底扩张期后,虽然西南海盆整体表现热沉降趋势,但壳幔并非均衡一致降温,而是呈现“地壳增温-地幔降温”热演化模式.7 Ma之前,地壳温度逐渐增高;7 Ma之后,地壳才开始与地幔同步降温.Ma前后,地壳存在一个持续高温区,高温区出现时间大致在9.6~4.6 Ma之间.高温区在海盆不同地点出现的深度不同,在海盆北侧7 Ma大致出现在8km 深度处,最高温度可达1100℃以上.

(4) 海底扩张期后,不同地段深部温、压条件不同,海盆中央凹陷北侧温度条件更有利于岩浆活动.海底扩张结束之后的9.6~4.6 Ma期间,西南海盆北侧7~9km 深度仍然具备岩浆活动的温度条件.在7 Ma前后,如果地壳7~9km 深度处存在含水系统,且有构造活动产生的减压条件,就可能形成局部熔融产生岩浆活动.如果不存在含水系统,则无论减压条件存在与否,都不会形成局部熔融产生岩浆活动.

致谢

感谢国家海洋局第二海洋研究所高金耀、丁巍伟、唐勇、李细兵等在研究过程中提供的重、磁、地震等相关资料.

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