2. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 100049 北京
2. College of Earth and planetary Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
扩张洋脊俯冲是一个重要的地球动力学过程,并在过去70个百万年间对南北美洲边界的地质演化与动力过程存在显著影响(Atwater, 1970; Kay et al., 1993; Mccrory et al., 2009).洋脊的俯冲对应着短期的俯冲侵蚀,而洋脊上的转换断层的俯冲对应着长期的俯冲无侵蚀阶段(Maksymowicz et al., 2012).在现今的智利三联点(CTJ)地区,智利扩张洋脊正逐渐俯冲于南美板块之下(Cande and Leslie, 1986; Bourgois et al., 2000).结合1997年巡航智利洋脊获得的测深及其他地球物理勘测资料,Lagabrielle等(2015)描述了位于俯冲前缘附近的智利扩张洋脊与转换断层的结构和构造演化.利用在SORA2009巡航期间收集的包括地形、重力、地磁场和单通道地震等在内的一系列海洋地球物理资料,Mataumoto等(2013)研究了智利三联点周围的洋脊俯冲机制和区域构造,发现CTJ周围的地形和自由空气异常剖面与普通俯冲带完全不同.在纳兹卡和南极洲板块两侧,远离CTJ的区域中观测到轻微的外部上升和外部重力高;同时,CTJ附近智利洋脊周围的地磁异常模式表明,扩张速率向脊峰逐渐减小,火山活动逐渐沿俯冲洋脊轴减小.由于火山活动停止后的热量损失,智利洋脊下的岩石层可能与周围上覆板块的海洋岩石层逐渐融合.
板片窗指板片在俯冲过程中由洋脊扩张、板片撕裂或板片断离形成的间隙,导致了地幔物质与上覆板块的直接接触(马本俊等,2015).洋脊俯冲到大陆板块之下,洋脊继续扩张,分离的海洋板块的边界随着下沉逐渐被热地幔包围.所以沿着板块边界的板块生长停止,板片窗在深部发育(Bourgois and Michaud, 2002).巴塔哥尼亚板片窗(Patagonia slab window)的发展是智利洋脊长期扩张俯冲的结果之一.随着时间的演化巴塔哥尼亚板块窗的范围扩大,部分智利洋脊俯冲进入南美板块,智利三联点不断向北移动,纳兹卡板块范围不断变小(Breitsprecher and Thorkelson, 2009).
本文据此建立了关于智利三联点南部洋脊海沟碰撞的简单二维模型,采用数值模拟的方法,研究该类三联点的洋脊位置对三联点附近地区温度结构的影响,并进一步讨论洋脊位置与俯冲区域温度结构的关系、巴塔哥尼亚板片窗的演化及俯冲区域纳兹卡板块消减机理等.
1 智利三联点地质构造王振山和魏东平(2018)通过总结前人对不同类型三联点的研究,归类分析了全球已发现的七种类型的19个三联点的不同特点,论述不同类型三联点演化过程,给出了数值模拟在三联点相关研究方面的应用.智利三联点是由纳兹卡板块、南美板块及南极洲板块交汇形成的特殊三联点结构(图 1).该区域为洋脊-海沟-海沟(RTT)型三联点系统中活跃的扩张洋脊俯冲与大陆边缘之间的地质相互作用提供了独特的调查研究机会.南智利扩张洋脊是纳兹卡板块和南极洲板块的交界,包括一系列被平行的转换断层所隔开的洋脊段.在智利三联点区域,智利洋脊段和转换断层相互交替进行倾斜俯冲.智利洋脊轴线与智利海沟轴线约10°~12°倾斜,大约14个百万年前,活跃的智利扩张洋脊俯冲至南美板块之下形成从54°S到现今46°30′S向北移动的RTT型三联点(Cande and Leslie, 1986),并呈继续北向移动的趋势.
在智利三联点北部,纳兹卡板块以7.8 cm·a-1的速率快速俯冲于南美板块下方.而在三联点南部,南极洲板块因为相对较薄,从而以2 cm·a-1速率缓慢俯冲于南美板块之下(DeMets et al., 1994).最新板片窗显示南极洲板块深度不超过45 km(Breitsprecher and Thorkelson, 2009).智利三联点向北迁移中,巴塔哥尼亚下方的软流层窗口打开,引起区域地幔对流扰动(Kay et al., 1993; Gorring et al., 1997; D′Orazio et al., 2000, 2001; Espinoa et al., 2005).智利洋脊俯冲前,在智利三联点北部,纳兹卡板块俯冲导致上覆巴塔哥尼亚岩石层向下偏转(图 2).智利洋脊俯冲后,随着智利三联点向北迁移,巴塔哥尼亚南部以下板片窗的开放,抵消了俯冲带上方大陆板块的向下偏转,导致部分地区的隆起(Guillaume et al., 2009).
本文采用二维热传导地球动力学模型进行相关的数值模拟,通过求解二维瞬态热量守恒方程研究带洋脊俯冲区域的岩石层热结构.
模型遵守的热量守恒方程为
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其中,Cp是等压热容,k是热导率,u表示速度矢量,T为温度,t为时间;密度ρ使用密度随温度发生小变化时的Boussinesq近似(Georgen, 2008):
(2) |
其中,ρ0是参考地幔密度,α则表示热膨胀系数,ΔT为温度的变化.
将智利三联点所在区域分为北部及南部两部分.其北部为单纯的洋-陆俯冲,而南部则为向下俯冲的洋脊与海沟之间的碰撞.这里忽略其北部洋陆俯冲对智利三联点南部温度结构的影响,同时将智利三联点南部简化为洋脊-海沟碰撞的二维瞬态模型,初始模型参见图 3.
模型长度设为654 km,深度为300 km,俯冲角度为17°.大陆板块厚度为100 km,包括厚度为20 km的上地壳,厚度为20 km的下地壳和其下的固态上地幔部分;海洋岩石层厚度yL由公式(3)(Turcotte and Schubert, 1982)直接得到.其中κ为热扩散系数,u为板块扩散速率,x为距离洋脊的距离.
(3) |
我们对温度场也同时进行了初始设置,模型中大陆和海洋板块表面温度为0 ℃,底部温度为1300 ℃(Tetreault and Buiter, 2012).大陆板块的初始温度剖面参考典型的大陆地热温度结构公式(Chapman, 1986),如下式(4)—(6):
(4) |
(5) |
(6) |
其中,Z为深度,TT为顶部温度,qT是顶部热流,A是体积产热率,TB是底部温度,qB是底部热流.基于平均大陆热流65 mW·m-2假设,我们可求得qT.海洋板块年龄为70 Ma,其温度剖面参考岩石层的冷却模型(Turcotte and Schubert, 1982)求得,如下式(7):
(7) |
其中,dZ表示板块厚度.地幔中使用线性温度梯度0.25 ℃·km-1(Tetreault and Buiter, 2012).模型中参数的具体设置见表 1.
考虑到洋脊-海沟碰撞过程中,洋脊位置移动对三联点附近区域温度结构演化的影响,本文进一步通过简化模型研究了洋脊在过去3 Ma和6 Ma时的情形(见图 4).模型设置中,把洋脊迁移的过程看成完全绝热运动和静态的热传导过程,不同时期洋脊的位置参见图 1b.根据南极洲板块与南美板块相对汇聚速率,对洋脊左边海洋板块施加2 cm·a-1的速率;洋脊右边海洋板块对应于纳兹卡板块与南美板块汇聚速度(7.8 cm·a-1),对海洋板块的水平方向施加7.5 cm·a-1的速率,对其垂直方向施加2.3 cm·a-1的速率.
图 5给出了0 Ma时洋脊所在位置的温度场.其中,图 5a为洋脊在0 Ma时的初始温度场,图 5b表示添加板块相对速度后计算得到的温度场.结果显示,对洋脊两侧海洋岩石层施加板块相对汇聚速度后,上覆大陆板块的存在对其下方海洋板块的温度结构有很大的影响:洋脊右侧,上覆大陆板块下方的海洋岩石层整个温度升高;而洋脊左侧,20 km深度内,没有上覆大陆板块的海洋板块温度比初始温度低.同时,洋脊右侧上覆大陆板块的温度也整体上升,但海洋岩石层的温度上升的更快,整个海洋岩石层的温度几乎与海洋板块底部温度相同,接近于1300 ℃;而大陆板块底部温度在1200 ℃左右(图 5b).表明板块相对汇聚速度的存在对俯冲板块的温度影响很大,同等条件下,上覆大陆下表面的温度随着汇聚速度的添加而快速上升.模型中计算后具有上覆板块的海洋岩石层温度与地幔温度接近,在该模型中此海洋岩石层消亡于地幔之中.
图 6、图 7分别给出了图 1b显示的3 Ma、6 Ma时洋脊所在位置的温度场,其中图 6a、7a分别为洋脊在3 Ma、6 Ma时的初始温度场,图 6b、图 7b则为3 Ma、6 Ma时分别考虑板块相对汇聚速度的变化后计算得到的温度场.从图 6b与图 7b中,可以看出计算后得到的洋脊两侧具有上覆大陆板块的海洋板块温度变化不同.洋脊右侧海洋板块温度变化更大,整个板块温度几乎达到1300 ℃,接近于地幔温度;而洋脊左侧具有上覆大陆板块的海洋板块温度则大部分集中在1000~1200 ℃之间.因此,与初始温度场相比,洋脊左侧具有上覆大陆板块的海洋板块变化幅度没有洋脊右侧海洋板块变化幅度大.表明洋脊的存在对具有上覆大陆板块的海洋板块温度结构有很大的影响,但影响程度不同.
智利三联点从3 Ma到6 Ma,三联点处智利洋脊距离现今(0 Ma)洋脊位置的水平距离分别为110 km、323 km.图 8a表示现今智利三联点处智利洋脊所在位置的温度场,从图中可以看出,洋脊右侧具有上覆大陆板块的海洋板块温度几乎都超过1300 ℃.3 Ma洋脊左侧大陆板块下方海洋板块的温度都在1300 ℃以内,而洋脊右侧整个海洋板块温度几乎都超过1300 ℃(图 8b).6 Ma时,洋脊左侧,具有上覆大陆板块的海洋板块温度场大部分超过1300 ℃;而洋脊右侧,整个海洋板块温度达1300 ℃以上(图 8c).对比图 8a、8b、8c,可以看出不同洋脊位置对上覆大陆板块下的海洋岩石层的温度结构有很大的影响.结果中洋脊右侧大陆板块之下整个海洋板块温度几乎都超过1300 ℃(初始海洋板块底部温度),可推断在本模型中此海洋板块岩石层与地幔熔融.
汇聚边界下板片窗的演化发展构成了板块构造理论的重要部分(Thorkelson, 1996).巴塔哥尼亚南部下方软流层板片窗的发展是智利洋脊长期扩张俯冲的结果之一(Breitsprecher and Thorkelson, 2009).因为纳兹卡板块和南极洲板块相对于南美板块的汇聚速度差异很大,巴塔哥尼亚板片窗北部边缘的几何形状由智利洋脊(纳兹卡—南极洲洋脊)所控制,同时板片窗范围不断扩大.
本文模拟结果表示,不同洋脊位置对海洋板块的温度结构有影响,但与初始温度场相比,温度变化最明显的地方不是在洋脊附近区域,而在离洋脊有一定水平距离的位置(图 9a、9b).施加板块相对汇聚速度,计算了3 Ma后模拟结果显示3 Ma时大陆下表面海洋板块温度变化最大的位置距洋脊的水平距离为65 km(图 9a);计算了6 Ma后,模拟结果中6 Ma时大陆下表面海洋板块温度变化最大的位置距洋脊的水平距离为221 km(图 9b).图 9c显示在3 Ma、6 Ma时洋脊到板片窗范围的水平距离分别为67 km、219 km.这里我们把温度变化最大的地方作为板片窗形成的初始,对比图 9a、9b、9c,可以得出洋脊在3 Ma与6 Ma时,模拟得到的大陆下表面海洋板块温度变化最大的位置距洋脊的水平距离与洋脊到板片窗范围的水平距离具有较好的一致性.
智利洋脊为纳兹卡板块与南极洲板块的交界处.14个百万年前活跃的智利扩张洋脊俯冲至南美板块之下形成从54°S到现今46°30′S向北移动的RTT型三联点(Cande and Leslie, 1986).由于智利洋脊不断扩张俯冲,智利三联点呈继续北向移动的趋势,纳兹卡板块逐渐变小.从图 1可以看出带有洋脊的洋陆俯冲就是智利三联点南部的现状.智利三联点南部,智利洋脊正在不断俯冲于南美板块之下,部分纳兹卡板块进入南美板块之下.
前文数值模拟结果显示,在0 Ma、3 Ma及6 Ma时洋脊右侧具有上覆板块的海洋岩石层温度全部升高,俯冲带内海洋板块的整体温度几乎都超过1300 ℃,接近于地幔软流层的温度(图 8),熔融于地幔之中.在智利三联点南部,俯冲后进入南美板块之下的纳兹卡板块的温度逐渐达到地幔温度,最终消亡于地幔之中.据此可推断,随着时间的推移,整个纳兹卡板块将消亡.
3.2.3 伴随洋脊俯冲中动力学控制因素的复杂性本文中不同洋脊位置的模型是参考现今观测的基础上建立的,智利三联点北移的过程是一个持续复杂的动力学过程,相关控制因素众多.因此,为了简化模拟过程,这里只进行了不同地质历史时期的静力学过程研究,类似于使用一帧一帧不同地质历史时期的静态照片,尝试勾划出描述其地质演化“动”态过程的一个侧面.由于其三联点南部区域没有其他实际观测数据来更好地约束模型,本文将板块相对汇聚速度条件作为能量方程中的已知条件来研究温度场演化,并未考虑其实际的运动方程,同时忽略地幔对流和板块俯冲等一系列动力学控制因素对板块温度结构的影响.并且,我们也未考虑三联点北部洋陆俯冲对南部温度结构的影响,模拟得到的温度因而比实际温度略低.如果在模型中添加了运动方程,同时考虑板块俯冲相关动力学因素的影响,计算后的温度值可能会趋近于实际的客观情况.尽管如此,本文给出的相关研究结论,一定程度上能够帮助我们加深对于伴随洋脊俯冲的动力学问题中智利三联点南部邻近区域岩石层热结构的了解程度.
4 结论通过本文建立的关于RTT型三联点中关于洋脊海沟碰撞的一类特殊数值模型计算结果,我们可以得出如下的主要结论:
(1) 伴随洋脊俯冲的洋脊位置、板块相对汇聚速度及上覆大陆板块的存在等深刻影响着俯冲区域海洋板块的岩石层温度结构.
(2) 大陆板块下方海洋板块温度变化最大的位置距洋脊的水平距离与洋脊到板片窗范围的水平距离具有较好的一致性.
(3) 俯冲板块相对汇聚速度的存在,能够显著改变上覆大陆板块的岩石层温度结构,使得上覆大陆板块之下的海洋板块温度接近于地幔软流层温度.纳兹卡板块不断俯冲于南美大陆板块之下,使得南美板块之下纳兹卡板块的温度逐渐达到地幔温度,并最终消亡于地幔之中.
致谢 感谢本文的所有图件使用开源GMT软件绘制(Wessel and Smith, 2017).
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