2. 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275;
3. 瑞士联邦理工大学, 瑞士苏黎世 8092
2. School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, China;
3. Institute of Geophysics, ETH Zürich, Zürich 8092, Switzerland
长白山天池火山是我国最具潜在喷发危险的活火山之一,其喷发活动持续了整个第四纪,有记载以来的2000年中,至少喷发了5次,最大规模一次喷发在公元1000年左右,最近的主要喷发在公元1215年和1702年(魏海泉, 2010, 2014).2003—2004年间长白山天池火山曾出现过一次明显的岩浆扰动事件,目前其为处于休眠期后初始扰动的火山(崔笃信等,2007).长白山天池火山所处的构造位置十分特殊,与一般传统意义上的俯冲带岛弧火山不同,处于远离海沟大约1000 km的陆内(石耀霖和张健,2004;朱桂芝等,2009;Sheng et al., 2016).有人认为它的形成与俯冲过程无关,是地幔深部热柱造成的(毕思文,1997).然而,目前尚未能清晰地识别出长白山火山下方存在地幔柱活动;相反,清晰的地震层析成像资料间接地否定了地幔柱的存在(Revenaugh and Sipkin, 1994;Ichiki et al., 2001;Zhao,2004).因此,越来越多的研究倾向于长白山天池火山是由于太平洋深部俯冲板块滞留于相变面,发生深部脱水,水分以及含水地幔物质向岩石圈底部聚集,在岩石圈底部发生部分熔融而产生的陆内火山(Sheng et al., 2016;Richard and Iwamori, 2010;Faccenda,2014).
自2002年6月29日汪清7.2级深震后,长白山天池火山地震频次和地形变位移量显著增加,并出现了一次明显的岩浆扰动,说明长白山天池火山和深部构造之间可能存在着某种关联(崔笃信等,2007;Zhao and Tian, 2013).殷长建等(2000)对长白山天池火山岩浆作用的地质构造发展史及区域性岩石圈的演化进行研究,认为其在几何学、运动学方面与太平洋板块向欧亚板块俯冲的运动方式转化及速率变更存在着同向、同步、同源的对应、协同关系.Sheng等(2016)模拟了太平板块将水分带到深部(660 km相变面),并在远离海沟(1000 km左右)的长白山下方发生脱水作用,水分聚集在岩石圈底部形成岩浆底辟的整个动力学过程.马晗瑞等(2015)根据长白山地区的火成岩岩石地球化学分析认为长白山天池火山的岩浆含有属于下方平卧的太平洋板块的成分.这些研究均说明了长白山天池火山形成和活动与太平洋板块俯冲有关.目前很多学者开展了太平洋板块对于天池火山活动的影响研究,但并没有从整个俯冲的动力学过程来进行分析(殷长建等,2000;赵庆英等,2008;Matthew and Maxim, 2015).本文拟采用二维热力学耦合数值模型模拟海洋板块俯冲的动力学过程,分析海洋板块俯冲对远离海沟(1000 km左右)的陆内的火山的影响,从而探讨太平洋板块俯冲对长白山天池火山的影响.
1 数值方法 1.1 基本方程本次模拟采用的程序是I2ELVIS(Gerya and Yuen, 2007),该程序可以将各种复杂的地质过程,如蛇纹石化、板块拆沉,以及岩浆作用等考虑进来.模型的控制方程主要由如下3个基本方程组成:
(1) |
(2) |
(3) |
式(1)是不可压缩流体连续方程,式(2)是二维斯托克斯方程,式(3)是热传导方程,它们分别用来控制模型的物质、动量和能量守恒.各式中,v是速度;σ是偏应力张量;P是总压强(平均正应力);g是重力加速度;Cp是热容;T是温度;κ是导热系数;Hr是放射热量;Hs是剪切热量;Ha是绝热升温热量;i=(x, y)和j= (x, y)分别代表模型空间的水平和垂直方向.
1.2 流变方程模型中岩石有效的蠕变黏度主要取决于应变率、温度和压力(Ranalli,1995):
(4) |
式中
(5) |
(6) |
(7) |
(8) |
(9) |
(10) |
式中σyield是岩石的强度;Psolid是岩石上的平均压力;c是黏聚力;φ是有效内摩擦角;λfluid是孔隙流体压力系数;λmelt是熔融压力系数;Pfluid孔隙流体压力;Pmelt是来自熔融物质的压力.考虑物质间黏度差异太大可能会导致数值计算结果出现错误,我们将模型中岩石的有效黏度控制在1017~1025Pa·s之间.
1.3 岩浆作用模型控制熔融过程所采用的方程,同时考虑了压力、温度、水分含量及矿物熔融特征(Katz et al., 2003):
当Tsolidus < T < Tcpx-out时,
(11) |
当Tcpx-out < T < Tsolidus时,
(12) |
式中,Mcpx是在斜辉石类矿物(cpx)完全熔融前的熔融度;Mopx是cpx完全熔解后还没有达到液相线温度时的熔融度,主要是斜方辉石类矿物(opx)发生熔融;T是温度;Tsolidus和Tliquidus分别是模型物质的固、液相线温度;Tliquiduslherz是二辉橄榄岩液相线;βcpx=βopx=1.5是由实验得到的“最适合”固相线方程指数(Hirschmann,2000);Mcpx-out=0.15/(0.5+0.08P)是在一个封闭(绝缘)环境中cpx总的熔融度;Tcpx-out=Mβcpx-1cpx-out(Tliquiduslherz-Tsolidus)+Tsolidus是cpx在恒压条件下完全熔融的温度.
2 模型设置本文建立二维的热力学耦合数值模型来模拟海洋板块深部俯冲的动力学过程,以期分析其对远离海沟的陆内火山活动的影响,以此为依据探讨太平洋板块俯冲对长白山天池火山的影响.空间尺度方面,深部俯冲的海洋板块,其弧后扩展和板块后撤横向距离上可能会有约1000 km,且长白山天池火山下方转换带上平卧的深部俯冲板块深度约660 km,因此综合考虑实际因素和计算量,模型在二维空间尺度上设置为矩形模型,水平方向上为4000 km,垂直方向为820 km.另外,考虑模拟重点为板块俯冲的深部行为及对陆内火山活动的影响,故模型中水平方向上在预期的陆内火山区域、垂直方向上浅部岩浆房区域和深部的板块平卧区域设置了较高分辨率,即:横向x=998 km到x=2502 km;纵向z=0 km到z=221 km、z=400 km到z=700 km分辨率为1 km,其余区域随距离这些区域越远,分辨率递减,直至最小为5 km.
在模型中设置了多层地球物理介质:黏性空气层(模型上部厚18.5 km)、黏性水层(洋壳上方厚4 km)、俯冲板块的洋壳(2 km厚饱水玄武岩和5 km厚辉长石)、上覆板块的陆壳(30 km厚的花岗岩)、统一性质的岩石圈地幔(干的流变性质的橄榄岩)、软流圈物质(深俯冲板块下方),其中依靠黏性空气层、黏性水层,地壳表面得以转变为自由变形界面(Crameri et al., 2012).此外,模型中设置上覆板块和俯冲板块之间存在沉积楔和软弱带,辅助俯冲的顺利进行(图 1).
模型底部边界设置为垂直渗透边界(垂直向开放、水平向自由滑动)(Baumann et al., 2010),其余为自由滑动边界.模型两侧为绝热边界,上下界面为恒定温度界面,从地表至岩石圈与软流圈的界面,初始的温度由0 ℃线性递增至1300 ℃,之后以0.5 ℃/km的绝热地温梯度递增.同时我们用半空间冷却模型(Turcotte and Schubert, 2002)控制俯冲板块温度场,当板块内某点深度为y,其温度即为T=T1+(T0-T1) erfc[y/(κt)1/2],其中,T0为板块表面温度(0 ℃),T1为上涌的软流圈温度(常为1300 ℃),t为时间,κ为热扩散系数,erfc(x)为互补误差函数.除此之外,为了驱动模型的演化,在上覆板块(x = 3000 km)和俯冲板块(x=850 km)上,分别设置了起始汇聚速率(图 1).输入的模型参数对于一个计算程序来讲,是至关重要的,输入参数是否合理正确,制约了模拟结果的准确性,因此在设置模型输入参数时,大量参考了已有的研究成果,并进行了参数测试(Sheng et al., 2016).
3 模拟结果根据上述建立的模型,通过I2ELVIS(Gerya and Yuen, 2007)软件对整个板块俯冲过程进行模拟(图 2).如图 1所示,模型的初始驱动力来自于分别加载在大陆板块和海洋板块上的汇聚速率,海洋板块在驱动力的作用下沿设置的软弱面开始向下俯冲,当俯冲到一定深度时(5 Ma)板块自身的负浮力开始能够驱动自身的俯冲,这时将汇聚速率撤除,整个模型进入自我演化状态.整个自我演化过程主要分为以下四个阶段:
(1) 早期,海洋板块温度低、密度大,存在和下方地幔物质物理性质上的差异,由此而产生的负浮力,为这一阶段的板块俯冲提供驱动力.在负浮力的拖拽作用下,海洋板块在海沟附近发生了张性弯曲并向下俯冲,这种张应力作用下的板块弯曲使海洋板块形成了张性的断裂或裂缝.水分通过这些结构面淋滤或渗透到海洋板块(干镁铁质和超镁铁的岩石)中,并随着海洋板块的向下俯冲被带到深部.由于所处环境的温度和压力升高,海洋板块俯冲到一定深度发生脱水作用,被带到深部的水一部分被释放出来,进入地幔中,并湿润周边地幔物质.这些水分的存在,降低了被湿润地幔物质的固液相线,使其与地温线相交,进而产生部分熔融.由于密度较小,熔融的地幔物质在浮力作用下向上运移到地表形成火山作用,此即为传统岛弧火山的形成机制.同时,上升熔融物质的不断增多也引起了上覆大陆板块的岩石圈减薄,最后在大陆岩石圈形成一个小的缺口.干且热的地幔物质将补充到这个缺口所形成的空间中,并因压力的降低产生减压熔融(图 2a).
(2) 在10 Ma左右,海洋板块的前端到达660 km相变面附近,受前端阻力影响,俯冲速度变缓,并因无法穿透相变面(为了使得板块平卧,模型设置时在相变面处设置了高密度差)而开始弯曲,海洋板块的俯冲形态开始调整.同时,在大陆板块的缺口处,热物质的不断补充及减压熔融的进一步发生,使大陆板块岩石圈得以继续扩展,从而降低了海洋板块与大陆板块间的耦合,并伴随产生了海沟的后撤.为了填补海洋板块后撤所形成的空区,大陆板块将进一步拉伸,形成初始的弧后扩展.此时海洋板块脱水主要发生在较浅部位,进而形成岛弧火山,并在弧后盆地处生成类似于洋中脊玄武岩(MORB)的弧后盆地玄武岩(BABB)(图 2b).
(3) 此阶段,板块开始平卧,并在深部向大陆板块方向前行,板块内的水分也随之被带到大陆板块下方.板块平卧与前进部分的增加,使俯冲的阻力逐渐加大,俯冲的速度减缓.深部的平卧板块得以被周围物质逐渐加热,温度继而升高,其中保存的水分也被逐渐释放出来.这些释放的水分慢慢水化其上部地幔物质,降低地幔物质固液相线,平卧板块上方就逐渐产生了熔融(图 2c).
4 分析与讨论现今关于太平洋板块对长白山天池火山的影响,研究主要集中在火山起源和动力源方面,且对天池火山的动力源问题仍有争议,主要存在三种观点:(1)动力源主要来自于太平洋板块的俯冲(殷长建等,2000;赵庆英等,2008;Matthew and Maxim, 2015)或是来自于太平洋板块和印度板块/菲律宾海板块的相互作用(时振梁等,1973;邓起东等,1979;Shimazaki,1984);(2)动力源与太平洋板块关系不大,主要来自于印度板块的碰撞作用(Molnar and Tapponnier, 1977;Tapponnier and Monar, 1979);(3)动力源来自于板块俯冲形成的地幔对流(Liu,1978;黄培华和傅容珊,1983).目前,层析成像结果清晰地显示出太平洋板块平卧在长白山下方(Revenaugh and Sipkin,1994;Ichiki et al., 2001;Zhao,2004),而印度板块及菲律宾板块距离长白山地区又较远,因此学者们更倾向于太平洋板块俯冲是长白山活动的主要动力源.那么,这种驱动力是通过板块挤压作用实现?还是通过地幔对流的形式来实现?此外,Sheng等(2016)认为长白山火山起源于平卧在下方的太平洋板块深部脱水,这种深部脱水的量是否也会影响岩浆量,进而影响火山活动呢?我们将根据模拟结果对这些科学问题进行探讨.
4.1 温压条件藏绍先和宁杰远(1996)认为太平洋板块的向西俯冲在日本海及中国东北形成了NWW向的主压应力,这种挤压作用只涉及到了长白山所在的中国东北地区.位于该地区内的长白山天池火山岩浆系统,不同研究虽对其存储区的分布范围、大小和形态存有差异,但均认为天池火山锥体深部存在双层岩浆房:上部粗面岩浆房深度16~30 km,下部玄武岩浆房深度45~65 km (汤吉等,2006;Hetland et al., 2004;Ji et al., 2013;刘若新等,1998).我们绘制了本次模型模拟结果初期(<10 Ma)和后期(>90 Ma)的温-压场分布图(图 3),观察长白山天池火山岩浆系统深度范围内(15~70 km)温-压条件的变化,分析海洋洋板块俯冲的挤压作用能否对陆内火山的岩浆系统提供驱动,进而引发火山喷发.从模拟结果来看,随着板块俯冲的进行,岩浆系统深度范围内温-压条件变化并不是十分明显.我们认为,太平洋板块俯冲的挤压对天池火山区深部岩浆系统的影响并不大.
我们在模型中可以观察到,随着板块的俯冲,上覆地幔楔中的物质将会发生对流(图 2a).这些对流会造成岩浆系统的扰动,从而引发火山活动(Liu,1978;黄培华和傅容珊,1983).同时在深部位置,Zou等(2008)认为当俯冲板块俯冲到~660 km相变界面时受到阻力(无法穿透相变面)而产生平卧,平卧后的板块在向前推进过程中受到较大的阻力,发生物质堆积及板片增厚.这种板片增厚与拐角流共同作用也将产生小尺度的地幔对流,对上覆岩浆系统造成影响.我们模拟的结果(图 2)显示,随着板块俯冲的变缓与稳定,地幔对流的强度会逐渐减小,到38 Ma时地幔对流已经不太明显(图 2d).因此从模型演化的速度场来看,我们认为地幔对流可能会对岩浆系统有一定影响,但对天池火山岩浆系统的驱动影响不大.
4.3 深部脱水根据层析成像资料,平卧板块上方的地幔和岩石圈物质具有较低的地震波速(Revenaugh and Sipkin, 1994;Ichiki et al., 2001;Zhao,2004).因少量(< 1~2%)的熔融或流体即可造成橄榄岩地震波速的显著降低(Thybo and Perchuć,1997;Thybo,2006;Karato,1998),且俯冲板块释放出的水分,在促进地幔岩石部分熔融的同时,会因密度较轻而向上转移,聚集于岩石圈底部(瑞利-泰勒不稳定性).另外,岩石圈底部的温压条件常常是可以满足熔融作用发生的(Sheng et al., 2016;Richard and Iwamori, 2010),故海洋板块的深部俯冲脱水与由此而产生的部分熔融,可能是造成地幔和岩石圈物质地震低速带的重要原因.目前的研究认为,俯冲板块是否可以完成显著深部脱水,其所携带的未知的水分含量大小是重要影响因素.除此之外,水分在俯冲板块中的溶解度和扩散率,也将共同影响板块深部脱水的行为:当俯冲板块的水分含量处于饱和状态时(>4wt.% H2O),平卧板块脱水作用显著发生;当俯冲板块水分含量较低(< 2wt.% H2O),且高压条件下水分在岩石矿物中的溶解度升高,板块脱水作用将变得困难;但若俯冲板块与围岩之间存在有水分含量差,且水的扩散率也较高,板块脱水作用仍可发生.
我们的模拟结果展示了水分的演化过程(图 4).在俯冲初期,俯冲板块接受海沟处渗透、淋滤的海水,逐渐水化(1wt.% H2O)并俯冲到陆壳之下的地幔中.板块内水分虽然大部分在浅-中部通过脱水作用被释放出来,但在相对较冷的环境(俯冲板块)中致密的含水镁质硅酸盐(DHMS)的一系列固-固相转换可以阻碍脱水,有助于板块内水分运移到地幔的深部(Fumagalli et al., 2001),使得小部分水(0.1~0.3wt.% H2O)被保存下来,并随着俯冲板块达到~660 km的相变面附近(图 4a).Fumagalli等(2001)认为相对较冷的环境(俯冲板块)中致密的含水镁质硅酸盐(DHMS)的一系列固-固相转换可以阻碍脱水,有助于板块内水分运移到地幔的深部.随着周边热物质(地幔)和平卧板块之间不停的热交换,板块的温度逐渐升高,这就促进了平卧板块的脱水,释放脱出的水分将降低岩石密度,导致重力不稳定,进而产生局部对流,这就又加速了水分的释放(Richard and Bercovici, 2009).脱水释放的水分将上覆地幔物质水化,使其含有大约0.4~0.6wt.%的水分,甚至可达~0.9wt.%(图 4b).深部板块脱水释放出来的水分参与板块上覆地幔的水化以及部分熔融后,若未被完全消耗掉,因其密度远小于周边的地幔物质,将上浮并湿润板块上部的地幔楔(图 4c).这些上升的水分可以到达大陆板块的下方(长白山地区),使该地区板块下部地幔物质含有0.4~0.5wt.%的水分,降低了固-液相限,形成岩浆作用.在俯冲的后期(如95.4 Ma),平卧板块中仍可观察到0.2~0.5wt.%的水分,伴随温度的升高,这些水分将继续通过脱水作用释放到地幔楔内,促进地幔物质的部分熔融形成岩浆,补充到长白山地区岩浆系统中,进而影响火山活动(图 4d).
为了进一步探讨深部脱水对长白山天池活动活动的影响,我们对模拟结果中地幔水化量(图 5)及部分熔融量(图 6)的时间演化进行了分析.从图 5可以看到在俯冲初期(<5 Ma)因板块还未到达深部(>300 km),地幔水化均发生在浅-中部(<300 km).大约10 Ma之后,俯冲板块到达~660 km的相变面附近,深部的地幔被俯冲板块脱水释放的水分所水化.约10~30 Ma,俯冲板块在相变面平卧并前进的进程很快,达到深部的板块明显增加,使得深部地幔水化量明显上升.约30~90 Ma,板块俯冲的进程开始变慢,板块深部的脱水量趋于稳定.在后期(约90 Ma后),随着平卧板块和周边热的地幔物质间不断进行热交换,其温度逐渐升高,并在到达某个温度时重新在深部开始脱水,这些水分的释放必将促进地幔物质的部分熔融,对岩浆系统补充岩浆,进而影响火山活动.对比图 5和图 6,可以看出部分熔融量的演化规律基本与地幔水化量的演化规律相似,只是稍有滞后.深部部分熔融量小于浅-中部的原因主要是水分及熔融物质的向上迁移.从模拟结果分析,我们认为板块俯冲深部脱水量的变化将会影响长白山天池的陆内岩浆作用强度,进而影响火山活动强度.
本文通过二维热力学耦合的数值模型对海洋板块俯冲的动力学过程进行了模拟,通过模拟结果分析了海洋板块俯冲对远离海沟的陆内火山深部温-压条件、速度场、岩浆补给量等的影响,并依据此结果探讨了太平洋板块俯冲对天池火山活动的影响.主要结论如下:
(1) 随着板块俯冲的进行,在长白山天池火山岩浆系统深度范围内(15~70 km),温-压条件的变化并不是十分明显,太平洋板块俯冲的挤压作用对天池火山岩浆系统的影响不大.
(2) 从模型演化的速度场来看,随着后期俯冲的稳定,地幔对流强度减弱,对天池火山岩浆系统的影响不大.
(3) 板块深部脱水量和部分熔融量的演化规律具有一致性,脱水量可以影响岩浆系统的岩浆容量,是影响长白山火山活动的主要因素.
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