2. 密苏里大学哥伦比亚分校, 地质学系, MO 65211, 美国
2. Department of Geological Sciences, University of Missouri, Columbia, MO 65211, USA
造山带下岩石圈地幔常有显著的减薄,如喜马拉雅-青藏高原、中安纳托利亚以及科罗拉多高原(Owens and Zandt, 1997; 李海鸥等, 2008;Göğüş and Pysklywec, 2008; Levander et al., 2011; Fichtner et al., 2013).通常的解释是拆沉或对流减薄(Bird, 1979; Molnar, 1988; Jiménez-Munt et al., 2008; Göğüş et al., 2017; Li et al., 2016).然而,拆沉或对流减薄模型一般用于造山带尺度的减薄,难以解释中安第斯,帕米尔以及青藏高原东北缘下所见的分段式与小尺度的岩石圈减薄(图 1).这些减薄的岩石圈局部而离散,有些地方岩石圈地幔剥离到莫霍面(Beck and Zandt, 2002; Schurr et al., 2006; Kufner et al., 2016; Chapman et al., 2018; Deng et al., 2018), 并在地表导致小区域分布的岩浆事件(Kay et al., 1994; Schurr et al., 2006; Ducea, 2011; Chapman et al., 2018).这些局部的岩石圈减薄,既不同于拆沉或对流减薄模型所预测的空间尺度,也没有类似于拆沉/对流减薄模型所预测的时空迁移性或对称性分布(Göğüş and Pysklywec, 2008; Lei et al., 2019).
岩石圈地幔的这种分段式/小尺度减薄,与经典拆沉/对流减薄模式也存在动力学上的冲突.理论上讲,拆沉与对流减薄均由局部增厚体的Rayleigh-Taylor重力不稳定性所驱动,虽然二者的时间尺度与流变学背景存在着明显差异(Beall et al., 2017; Lei et al., 2019).造山带岩石圈地幔挤压增厚的尺度越大,其重力不稳定性亦越大,故经典拆沉/对流减薄模式通常预测大尺度的岩石圈地幔拆离减薄.同样道理,小尺度的重力不稳定性很难造成岩石圈地幔发生显著的减薄(Houseman and Molnar, 1997; Conrad and Molnar, 1997; Currie et al., 2008; Ducea, 2011).
岩石圈的弱化是其被破坏和减薄的关键条件.位错蠕变与塑性屈服均可导致一定程度的应变集中,并进而弱化岩石圈地幔,从而可导致造山带之下与汇聚板块交接处岩石圈地幔减薄并进而引发拆沉(Lei et al., 2019).大陆碰撞过程中的多地体拼接理论可以解释某些造山高原的大尺度岩石圈俯冲和拆沉问题(Huangfu et al., 2018; 皇甫鹏鹏等, 2019),然而其并未解释造山带之下岩石圈的局部分段式/小尺度减薄.基于前人研究,大陆岩石圈流变学的弱化机制为小尺度/分段式减薄的发生提供了动力学上的可能性,然而仍然存在着一些不确定性.造山带之下岩石圈地幔流变性质横向不均一性,是否会造成其局部分段式、小尺度减薄?产生显著的小尺度减薄,需要什么样的位错蠕变与塑性屈服呢?为了回答这些问题,我们建立了二维高精度热-动力学数值模型,对小尺度减薄的动力过程与流变学条件进行了系统的数值模拟研究.
1 数值模拟算法与模型设计简介 1.1 控制方程活动造山带之下岩石圈地幔小尺度/分段式减薄问题相关的动力学数值模型,建立在三组控制方程上:物质守恒、动量守恒、及能量守恒方程.基于Marker-in-cell方法,我们在不规则的欧拉网格上针对不同黏塑性模型建立了一系列高精度二维有限差分模型,对这三组控制方程进行相应离散化并近似求解(Gerya and Yuen, 2003).
(1) 不可压缩流体的物质守恒方程
模型中的物质守恒采用了不可压缩流体假设下的连续性方程(考虑扩展的Boussinesq近似):
(1) |
式中x与y指示模型水平与垂直坐标方向;vx和vy分别对应x与y方向的速度.
(2) 动量守恒方程(Stokes方程)
(2) |
式中P为压力;g为重力加速度;σ′xx,σ′xy,σ′yy代表偏应力张量分量,并且它们相应的本构关系如下所示:
其中
(3) |
式中ηeff表示依赖于组分,温度,压力以及应变率的有效黏滞系数;
对于不同岩石圈类型,其密度ρ是压力(P)与温度(T)的函数:
(4) |
式中ρ0代表岩石在P0=0.1 MPa和T0=298 K温压条件下的标准密度.α和β分别代表热膨胀系数和可压缩系数.
(3) 能量守恒方程
(5) |
式中T为温度,Cp是等压热容;qx与qy是热流值;k是热传导系数,其是物质(C),温度(T)以及压力(P)的函数;Hr, Ha和Hs分别代表放射性生热,绝热变压生热和摩擦生热.
1.2 黏-塑性流变学性质(1) 黏性流变模型
岩石圈地幔的黏性流变特征由位错蠕变定义:
(6) |
式中
(2) Drucker-Prager塑性屈服准则
广义Drucker-Prager塑性屈服准则(Ranalli, 1995)被应用于我们的数值模型中来模拟岩石圈地幔的黏塑性流变行为
(7) |
式中ηplastic代表Drucker-Prager塑性等效黏滞系数,σyield表示屈服应力,P为压力,C0是P=0时的岩石剩余强度,φdry表示无水化作用岩石的内摩擦角.λ表示塑性屈服系数,其控制着存在流体/熔体活动作用下岩石的脆性强度:
黏-塑性流变模型的有效黏滞系数被定义为韧性与塑性黏滞系数中的最小值:
(8) |
我们采用大尺度几何模型(4000 km×400 km)来研究碰撞造山带之下岩石圈地幔的小尺度/分段式减薄问题.模型中的碰撞区域与其他区域分别以1 km×1 km和5 km×1 km分辨率网格所表征.虽然模型长度达到4000 km,然而我们所关注的变形区域却集中在非常窄的尺度内(~250 km),因此地球曲率的影响可以忽略.
模型的初始岩石圈由20 km厚的上地壳,15 km厚的下地壳以及105 km厚的岩石圈地幔组成.模型中岩石圈包括强地体与弱地体(图 2),模型中不同块体所对应的流变参数在表 1和表 2中给出.参考模型中,我们假设地幔岩石圈与下伏软流圈具有相同的参考密度ρ0(表 2),因此模型中地幔岩石圈的重力不稳定性主要由增厚过程中的温压变化所导致,如方程(4)所描述.岩石圈中的初始温度结构(图 2a中白线)侧向均一,在深度上从表面0 ℃线性增温至岩石圈地幔底部的1350 ℃(Turcotte and Schubert, 2002).软流圈的初始绝热温度梯度为0.5 ℃/km.为了使得岩石圈顶部可以自由隆升或沉降,我们在模型顶部采用了“sticky air”黏性空气层(Gerya and Yuen, 2003),其具体表现为位于模型地壳之上的一个初始10 km厚的低黏性层.
模型的顶部及左右边界均采用了自由滑动的速度边界条件,与之不同,模型底部边界则采用了渗透性边界条件,其通过在模型底部近无限深度施加外部自由滑动边界条件来保证计算区域内部的整体物质守恒(Li et al., 2016).类似于一般的自由滑动边界条件,施加于模型底部的外部自由滑动边界条件具体表现为以下形式:ϑvx/ϑy=0和ϑvy/ϑy=-vy/Δyexternal,式中Δyexternal表示模型底部边界到外部自由滑动边界之间的垂直距离(图 2a).此外,相向汇聚速率(Vx)额外施加于岩石圈左右两侧强地体之上, 其用来表征岩石圈所受到的挤压汇聚作用(图 2a).
模型顶部初始采用了0 ℃的温度边界条件,与此同时,模型两侧边界采用绝热条件.进一步地,固定温度(2000 ℃)被施加于距模型底部1000 km的外部边界之上,从而允许模型底部能够随着时间的演化而动态地计算其温度扰动(Li et al., 2016).
1.4 横向不均一性流变结构造山带之下岩石圈地幔的横向不均一性在模型中用强-弱相间的岩石圈来代表(图 2a).我们分别采用“湿石英”与“斜长石An75”的流变参数来表征模型中强地体所对应的上、下地壳;同时,用“无水橄榄岩”的流变参数来表征其岩石圈地幔的流变强度(表 1和表 2).弱地体的上、下地壳均由“湿石英岩”表征;其地幔岩石圈的强度则由“含水橄榄岩”的流变性质决定.
2 数值模拟结果我们的模拟旨在探讨岩石圈地幔的横向不均一性能否引起小尺度减薄.对比横向均一性模型,研究导致应变集中的位错蠕变和塑性屈服在岩石圈局部减薄中的作用.
2.1 横向不均一性下的应变集中理论上,位错蠕变(方程(6))与塑性屈服(方程(7))均有助于局部应变集中,并能够弱化相应区域的岩石圈地幔.为了系统探讨由汇聚作用产生的应变集中是否能足够弱化岩石圈地幔并使其发生明显减薄,我们分别考虑了以下两种情况:(1)位错蠕变;(2)位错蠕变与塑性屈服的耦合效应.
2.1.1 位错蠕变的应变集中在第一个实验中,我们考察位错蠕变对于弱地幔块体的应变集中效应.图 3展示了物质常数η0=5.01×1020Pa4·s,且汇聚速率νx=2.5+2.5 cm·a-1情况下的模型演化过程.结果显示,若造山带地幔的流变性质仅由湿橄榄岩的位错蠕变控制(方程(6)), 则无法产生局部的减薄.此时,汇聚会导致俯冲且产生明显的地表抬升(图 3).由汇聚所产生的应变集中在单一剪切带,贯穿整个弱地幔(图 4a),这主要由造山带之下岩石圈地幔的横向黏滞系数差异所导致(图 4b),在宏观上表现为强地体向弱地体之下的俯冲.
在这个实验中,我们考察塑性屈服与位错蠕变的耦合作用对于弱地幔块体应变集中的影响.在数值模型中我们以塑性弱化系数λ的变化范围(方程(7))来体现弱地体岩石圈地幔的塑性屈服性质.图 5展示了汇聚速率νx=2.5+2.5 cm·a-1时,物质常数η0=5.01×1020Pa4·s,且λ=0.001时的模型演化过程.与前一实验不同,塑性屈服与位错蠕变的耦合效应允许小尺度的减薄出现.在汇聚作用的早期阶段,位于造山带之下左右两弱块体地幔均发生了局部增厚(图 5a),随着汇聚的进行,小尺度的重力不稳定最终减薄了岩石圈地幔并产生地表抬升(图 5b-5c).之后,同样的减薄过程也出现在位于造山带中部的弱地幔中(图 5d-5e).
图 6展示了模型的应变率第二主不变量场(图 6a-6b)与有效黏滞系数场(图 6c-d)的演化.与前一实验不同,塑性屈服使得由汇聚导致的应变集中更加显著,在模型中呈现为多条局部共轭剪切的应变集中带(图 6a-6b).这足以弱化其所在区域的岩石圈地幔(图 6c-6d),并产生小尺度减薄.这一应变集中效应反映了位错蠕变与塑性屈服耦合作用下的应变率
我们进一步考察不同塑性屈服强度的作用.图 7展示了汇聚速率在νx=2.5+2.5 cm·a-1时,物质常数η0=5.01×1020Pa4·s,且λ=0.001~∞情况下的模型演化特征.这里λ=∞表明此时模型中的含水橄榄岩地幔未经历塑性屈服,其流变特征仅由位错蠕变机制所控制,即图 3的情况.结果表明,塑性屈服强度对于局部地幔的减薄至关重要.只有经历了强烈塑性屈服的地幔才会发生明显的小尺度减薄(图 7).若造山带地幔未经历塑性屈服,即λ=∞,俯冲将主导此处岩石圈地幔的失稳(图 7a).另一方面,若地幔的塑性屈服较弱,即λ=0.1,则会以岩石圈增厚的形式发生失稳,并不会发生减薄(图 7b).而当λ=0.01时,强塑性屈服会在弱地幔底部形成局部增厚,并最终与剩余地幔拆离.值得注意的是,这一过程并不会造成显著的地幔减薄(图 7c).只有当塑性屈服强度降低至λ=0.001时,才会形成岩石圈小尺度减薄(图 7d).
我们用不同流变学条件进行了系统的数值模拟研究.若造山带之下岩石圈地幔存在横向不均一性,则基于位错蠕变和不同塑性屈服强度的失稳结果由图 8表示.结果表明局部小尺度/分段式的减薄过程发生在塑性屈服强度很低(λ=0.001)的情况下,与汇聚速率无关.当塑性屈服强度λ=0.01~∞时,局部小尺度/分段式的减薄过程均不容易发生.
此实验中,我们采用了横向均一性模型设置(Lei et al., 2019)及位错蠕变与塑性屈服耦合的流变性质.图 9展示了汇聚速率νx=2.5+2.5 cm·a-1时,参考黏滞系数η0=5.01×1020Pa4·s,且λ=0.001情况下横向均一的弱地幔减薄的特点.结果显示塑性屈服与位错蠕变的耦合效应使得弱地幔块体发生快速而完全的拆沉,其归因于位错蠕变与塑性屈服耦合作用所产生的应变集中效应(方程(6)-(8)),最终导致整个岩石圈地幔发生拆沉,与前文的小尺度、分段式的岩石圈减薄(图 5)显著不同.
通过数值模拟,我们系统探讨了造山带下岩石圈地幔小尺度/分段式减薄的流变学条件.这里,我们总结不同流变学条件与其所导致的重力失稳过程间的动力学联系.
首先,造山带岩石圈地幔流变性质的横向不均一性为其分段式/小尺度减薄过程的发生提供了基本的动力学条件.这样,由汇聚所导致的应变集中会优先出现在较弱岩石圈地幔一侧(含水橄榄岩).此效应会进一步弱化岩石圈地幔并最终导致局部的减薄(图 5与图 6).
而位错蠕变与塑性屈服作用本身对地幔块体的重力失稳类型至关重要(Lei et al., 2019).它们决定局部扰动是否会有效地减薄岩石圈地幔,位错蠕变本身并不足以导致局部岩石圈减薄, 其应变集中效应只导致强地体地幔向弱地体地幔之下的俯冲(图 3与图 4).但塑性屈服的加入则允许局部扰动自发地形成于造山带之下,强烈弱化岩石圈地幔,使其发生失稳.这个扰动是否足以减薄弱化的岩石圈地幔,取决于塑性屈服强度.我们的模型结果表明,明显的减薄只可能发生在位错蠕变与强塑性屈服作用下的弱地幔岩石圈块体中.
3.2 地质启示鉴别碰撞造山带之下岩石圈地幔减薄方式的地质观测通常是由地表隆升历史与岩浆活动分布两方面证据提供(Göğüş and Pysklywec, 2008; Li et al., 2016; Huangfu et al., 2018;Lei et al., 2019).然而,与分段式/小尺度减薄相关的地表隆升历史与岩浆演化分布均无法体现出类似于拆沉/对流减薄所呈现的明显迁移性/对称性特征.
另一方面,由局部增厚所导致的软流圈物质的绝热上涌一直是用于判断造山带之下岩石圈地幔减薄与否的关键指标(Kay and Kay, 1993; Ducea and Saleeby, 1998),然而触发软流圈发生明显上涌所需要的局部重力扰动尺度往往较大,相比之下,更小尺度的重力扰动一般需要大约数十个百万年才能造成类似的软流圈上涌规模并进而引发相应的岩浆活动(Ducea, 2011),这似乎难以解释某些造山高原所出现的局部的快速(约2~3 Ma内)岩浆事件(Kay and Kay, 1993; Kay et al., 1994; Chapman et al., 2018).我们的数值模型结果表明,造山带下岩石圈地幔的流变横向差异,加以强烈塑性作用,允许局部重力扰动快速发展并在约2~3 Ma内产生明显的软流圈上涌(图 5与图 7).这种塑性作用可来自于与俯冲/碰撞过程相关的一系列流体/熔体活动.
3.2.1 青藏高原东北缘分段式/小尺度减薄过程可能已经/正在青藏高原东北缘之下的岩石圈地幔中进行(Deng et al., 2018).此区域由南向北由不同地块拼接而成(图 10),根据Deng等(2018)的地震波联合反演结果显示,位于这些造山带之下的地壳与地幔岩石圈内的流变强度存在明显的横向不均一性, 并呈现出显著的分段移除特征(图 10a),这些特征均能较好地与低汇聚速率下(vx=0.5+0.5 cm·a-1)考虑强塑性屈服条件(λ=0.001)的数值模型结果相吻合(图 10b).松潘-甘孜与南昆仑-柴达木地体岩石圈地幔已发生完整的移除, 而位于北昆仑-柴达木地体以及中祁连造山带下仍保留着部分残余岩石圈地幔.相比之下,北祁连造山带下地幔岩石圈可能随着部分下地壳一起发生了完整的移除并导致了局部莫霍界面深度的突然降低,之后软流圈物质在此处发生绝热上涌并进一步导致了 < 6 Ma时间尺度下的岩浆活动事件(Xia et al., 2011).与此同时,流变强度最强的华北克拉通岩石圈地幔则较为完整,未发生显著的地幔减薄.
类似的局部减薄过程可能普遍发生在造山高原之下.Altiplano高原与东科迪勒拉造山带之间的岩石圈地幔内,地震波数据表明位于此处的岩石圈地幔已发生明显的局部移除,而与其相邻的阿尔蒂普拉诺之下岩石圈地幔却保存完整.进一步地,基于岩石地球化学方面的证据也表明位于此区域以及普纳高原之下岩石圈地幔已经/正在经历与小尺度移除(~数十公里)过程相关的熔融事件(Ducea et al., 2013).这种岩石圈地幔部分移除的方式可能与纳斯卡板片低角度俯冲所导致的流体/熔体活动以及巴西克拉通之下岩石圈地幔的西向汇聚相关(Beck and Zandt, 2002),此两种过程促使局部应变集中在阿尔蒂普拉诺与东科迪勒拉造山带之间的岩石圈地幔区域并最终导致其发生移除.
另一个例子是帕米尔高原,有地震学数据表明位于帕米尔与辛都库什之间交界地区之下岩石圈地幔发生了较为明显地小尺度移除现象(Kufner et al., 2016),可能与印-亚大陆碰撞所导致的一系列流体/熔体弱化作用相关.在印度大陆岩石圈碰撞汇聚之前,冈瓦纳地体(当今由帕米尔, 喀喇昆仑以及青藏岩石圈组成)岩石圈就已经历了与古特提斯洋闭合事件相关的一系列俯冲,拼合与岛弧生长等构造活动(Kumar et al., 2001),这些过程均可以弱化其岩石圈地幔并使其发生塑性屈服,导致局部岩石圈地幔移除.帕米尔高原的岩浆岩区域也有局部的分布,其中一个例子便是分布于中帕米尔高原的Vanj岩浆岩.相应地球化学证据表明Vanj岩浆事件曾发生于至今42~36 Ma的始新世时期,极有可能由发生于岩石圈地幔的小尺度熔融过程导致(Chen et al., 2013; Chapman et al., 2018).
4 结论利用二维高精度数值模型,我们系统研究了碰撞造山带下岩石圈地幔发生小尺度/分段式减薄过程的动力学机制,得到以下三个结论:
(1) 造山带岩石圈地幔流变性质的横向不均一性能够使得由汇聚所导致的局部应变集中在流变特征显著差异处.这为岩石圈地幔分段式/小尺度减薄提供了必要的动力学条件.
(2) 地幔岩石圈在有水、部分熔融时会发生强烈的塑性屈服作用,位错蠕变机制与强塑性屈服作用(λ=0.001时)共同促使发生于此处的应变集中以多条局部共扼剪切带的形式呈现.此种流变弱化机制允许局部重力失稳快速发育,并于此处最终发生减薄.
(3) 小尺度、分段式岩石圈减薄模型可用于解释青藏高原东北缘及其他造山带的深部观测数据.
致谢 感谢皇甫鹏鹏博士的有益讨论和帮助.感谢两位审稿人的建设性意见.
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