地球物理学进展  2017, Vol. 32 Issue (5): 2230-2235   PDF    
超慢速洋中脊岩浆作用的数值模拟
牛雄伟1,2, 阮爱国1, 李家彪1, 孟林3     
1. 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, 杭州 310012
2. 国土资源部海底矿产资源重点实验室, 广州 510075
3. 中国科学院大学计算地球动力学重点实验室, 北京 100049
摘要:为了验证西南印度洋中脊50°E区域的残留熔融体与8~11 Ma前的岩浆供给活动的相关性,用有限元方法对洋壳模型进行热力学数值计算,以期解答超慢速洋中脊热液活动是由于古岩浆房长期持续供热,还是依赖周边热点提供持续的岩浆和热融熔问题.实验模拟了水平层状洋壳模型和地震试验得到的实际洋壳模型两种情况,对水平层状洋壳模型研究了上地幔有、无持续岩浆供给两种情况,对实际洋壳模型研究了一次岩浆供给的情况.结论如下:如果洋壳层底部没有持续热供应,岩浆房持续时间约为数千年或数万年;西南印度洋中脊中东段隆起区的热液活动和岩浆房最多持续存在0.8 Ma,现今热液活动的热源并不是8~11 Ma前的岩浆供给提供的.
关键词超慢速扩张洋中脊    热点    岩浆房    热力学过程    有限元方法    
Thermal simulation on magma activity effect of the hydrothermal circulation at ultra-slow spreading ridge
NIU Xiong-wei1,2 , RUAN Ai-guo1 , LI Jia-biao1 , MENG Lin3     
1. The Second Institute of Oceanography, Key Laboratory of Submarine Geosciences, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China
2. Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Land and Resources, Guangzhou 510075, China
3. Laboratory of Computational Geodynamics, Chinese Academic of Sciences, Beijing 100049, China
Abstract: The Southwest Indian Ridge (SWIR) is characterized by ultra-slow spreading rate, lack of magma supply, thin crust, and extensive outcrops of serpentinized peridotite.Studies of axial crustal structure have been focused mostly on deep melt-poor ridge sections and little attention has been given to the central and shallowest portions of the SWIR, from the Prince Edward (35.5°E) to the Gallieni (52.3°E) fracture zones, where geochemical and geophysical data suggest the presence of a thicker crust. Both the extent of crustal thickening and the mechanism responsible for it are debated. Up to 10 km thick crust was determined by the study of 3-D wide-angle seismic experiment on the ridge section between 49.28°E and 50.82°E.In order to learn if the thick crust and the crustal residual partial melting at SWIR 50°E influenced by the magma robust event happened at 8~11 Ma ago, whilst to find whether the ancient long lived magma chamber or the continually hot melt and magma supplied by surrounded hotspots make the activities of hydrothermal circulations at the ultra-slow spreading ridge, we simulate the thermal evolution process of the oceanic crust model by using the finite element method. The experiment includes two cases of oceanic crust with horizontal layers and oceanic crust obtained from seismic study, for the first case, we studied two situations of continued magma supply from the mantle and once magma supply from the mantle, for the second case, we studied one situation of once magma supply from the mantle. And our conclusions are as follows:If there is no continued magma supply, the magma chamber only last for several thousand or ten thousand years; and the hydrothermal circulations and magma chamber in the eastern shallow part of Southwest Indian Ridge will last at most 0.8 Ma, which means the current hydrothermal circulations were not supplied by magma supply occurred at 8~11 Ma ago.
Key words: ultra-slow spreading ridge     hotspot     magma chamber     thermal dynamic process     finite element method    
0 引言

超慢速扩张洋中脊与快速或慢速扩张洋中脊的主要区别,一是扩张速率明显小,全扩张速度≤20mm/a(Edmonds et al., 2003),二是构造在其扩张过程起主要作用(Sauter et al., 2013; Smith,2013),三是岩浆供给相对较贫乏,平均地壳厚度较小(Dick et al., 2003).因此,一般认为热液活动频度及成矿潜力较低(Baker and German, 2004).但是近年对超慢速西南印度洋中脊(SWIR)中段浅水区的调查发现(Tao et al., 2011, 2012),热液喷口、羽状流异常等空间频度达到2.5(个数/百公里),远大于原先的估计(Baker and German, 2004).其原因可能是由于SWIR中段为热点聚集区,包括Conrad隆起、Marion热点、Del Cano隆起以及克洛泽热点等,造成洋中脊的局部区段有较充足的岩浆供给(Zhang et al., 2011, 2013; 张佳政等,2012).Sauter等(2009)根据岩石磁性年龄指出,在8~11 Ma(磁异常C4n~C5n),SWIR中东段浅水区经历了一次强烈的岩浆活动.问题是:(1) 早先的岩浆活动是如何对现今的热液活动产生作用的,或残余岩浆房是否存在? (2) 岩浆房长期持续作用在时间上是否可能,或依赖周边热点提供持续的热融熔和岩浆? (3) 热点对热液活动作用的构造条件是什么?2010年大洋一号在SWIR(49°E~50°E)开展了3D人工源海底地震探测,相应的2D和3D地震层析成像表明,在洋中脊的裂谷区(热液活动喷口)存在拆离断层和低速区(Zhao et al., 2013),为岩浆作用和热液活动提供了构造条件,在隆起的火山区(梁裕扬等,2014)存在巨厚的地壳(10.5 km)(阮爱国等,2013)且下地壳可能存在部分熔融或岩浆房(牛雄伟,2014Li et al., 2015),并认为是Crozet热点向洋中脊提供了充足的岩浆熔融.重力反演也得到了类似的结果(Zhang et al., 2013).本文拟通过有限元数值模拟方法,对岩浆的持续作用时间和条件进行研究,以期对上述问题作进一步解释.

1 岩浆房岩浆作用的数值模拟 1.1 方法原理

热传导方程为(石耀霖和张健,1998):

(1)

其中c为比热,ρ为密度,T为温度,t为时间,u为地幔岩石流动速度,K为热导率,S为熔融速率(s-1),L为熔融潜热,Q为放射性产热率.

1.2 模型及参数

对SWIR的地震反演表明(Muller et al., 1999, 2000Minshull et al., 2006Zhao et al., 2013),超慢速洋中脊的地壳沿中轴平均厚5~6 km,洋壳层1(沉积层)极薄,洋壳层2厚约2~3 km,洋壳层3厚约3 km,但在火山区厚达8 km.主要特点是扩张段岩浆集中,有火山活动,地壳较厚,非转换断层不连续(NTD)和中脊裂谷地壳薄,存在热液活动喷口.厚地壳与薄地壳相间,呈水平放置的一串葫芦(阮爱国等,2013).火山区下方下地壳存在岩浆房,规模小于10 km3(牛雄伟,2014; Li et al., 2015).

遵从由简单到复杂的原则,使用两种模型进行热模拟.第一种模型使用理想化的地壳结构(图 2),由4个水平层组成,海水层(厚2 km)、洋壳层2 (厚4 km, )、洋壳层3(厚2 km)、上地幔(厚2 km),岩浆房(尺度为2 km×2 km)位于地壳内.第二种模型使用广角地震资料反演得到的2D地壳速度结构,只模拟深部的洋壳层2和洋壳层3,其中洋壳层2分为2A和2B,洋壳层3也分为两层(分界面为6.8 km/s速度等值线),各层厚度有横向差异,包括热液活动区并设残留岩浆房横向展布的尺度为2 km×15 km.再根据洋中脊岩石和岩浆性质给出热力学参数(图 2表 1).设海水层固定温度为0 ℃;上地幔固定温度为1200 ℃.岩浆房初始温度为1200 ℃;洋壳层2和洋壳层3的初始温度为稳态状态下的温度,其表达式为

图 1 超慢速扩张的西南印度洋中脊热液活动区 (红色矩形方框)与周边海台和热点的分布BTJ:布维三联点;RTJ:罗得里格斯三联点. Figure 1 Hydrothermal field (red rectangle) and surrounded seamounts and hotspots in the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge BTJ: Bouvet Triple Junction; RTJ: Rodrigues Triple Junction.

图 2 简单水平层状洋壳模型及热力学参数 Figure 2 Horizontal homogeneous crust model and its thermal parameters
(2)
表 1 根据实际地震成像得到的洋壳模型设置的热模拟参数 Table 1 Thermal parameter of seismic tomography crust model

其中Yi为形成年龄.采用有限元方法进行数值模拟求解层状二维模型(张健和石耀林,1997).

2 数值模拟及结果分析 2.1 理想化地壳数值模型

对于第一种理想化的数值模型,我们考虑了地壳与地幔有、无热交换两种可能的情况,分别对其进行了模拟和分析.

2.1.1 洋壳层3与上地幔无热交换

首先分析岩浆房底部没有热源作用的情形,假定洋壳层内部无大型断裂存在,也没有海水流入其中.数值计算表明(图 3),4000年后岩浆即可抵达地表,但岩浆房将不断冷却,3万年后岩石圈基本达到稳态.按洋壳层3底部岩浆以最快速度运移150 cm/a(Scott and Stevenson, 1989)计算,地表岩浆活动最多可持续2.6万年.几百万年之前的岩浆房早已冷却,不能为现今地表岩浆活动提供岩浆来源.这种情况表明在SWIR不适用这种最简单最理想热力学模型.

图 3 岩浆房在上地幔无热源作用条件下1000年(a)和3万年(b)之后的温度剖面及变化曲线(c),模型中正方形即为岩浆房,下同 Figure 3 Thermal models and heat variation curves on the condition of no hot source in the upper mantle. The time scale of thermal models are 1000 years (a) and 30000 years (b). The square in the models is magma chamber and it has the same meaning in the following figures

同样对于岩浆房底部没有热源作用的情形,由于Zhao等(2013)发现在热液活动区的存在明显的速度不均匀带,并解释为拆离断层,表明热液活动受大型断裂的影响,所以假定洋壳层内部有大型断裂存在,岩浆运移速度为100 cm/a(Scott and Stevenson, 1989).数值计算表明,断层为垂直(图 4)或倾斜(图 5),岩浆分别将在4200年或4500年到达地表,3万年后岩石圈基本达到稳态.表明断层的存在有助于岩浆的上涌,岩浆到达地表的时间与路径长短有关.几百万年之前的岩浆房早已冷却,不能为现今地表岩浆活动提供岩浆来源.这种情况增加了洋中脊的断裂特征,更接近真实情况,但即使在裂隙疏导或阻挡作用下,岩浆房的冷却时间也只有3万年.

图 4 岩浆房与上地幔无热源作用,存在垂直断层的条件下300年(a),4200年(b),3万年(c)之后的温度剖面及变化曲线(d) Figure 4 Thermal models and heat variation curves on the condition of no hot source in upper mantle but with vertical fault in the crust. The time scale of thermal models are 300 years (a), 4200 years (b), 30000 years (c)

图 5 岩浆房与上地幔无热源作用,存在倾斜断层的条件下300年(a),4500年(b),3万年(c)之后的温度剖面及变化曲线(d) Figure 5 Thermal models and heat variation curves on the condition of no hot source in upper mantle but with inclined fault in the crust. The time scale of thermal models are 300 years (a), 4500 years (b), 30000 years (c)
2.1.2 上地幔持续供热

上地幔通过岩浆房底部向洋壳层3连续不断的提供热量,讨论两种不同热通量的情况.首先考察底部持续供热2.0 W/m2的情形.计算结果表明(图 6),岩浆房在接受地幔热量的过程中,其底部上地幔不断上拱,约2万年后基本达到稳态,底部热异常对洋壳层2影响很小.但是,由于上地幔底部上拱,1200 ℃或以上的热背景可以提供源源不断的岩浆向上运移,岩浆房可持续性存在.在这种极端情形下,地表岩浆活动可持续发生.也就是说若上地幔底部有持续供热异常,则几百万年之前形成的岩浆房是可以为现今地表岩浆活动提供来源的.除非供热异常终止,否则不能确定地表岩浆活动结束时间.

图 6 上地幔持续向岩浆房底部供热2 W/m2的条件下, 地壳内2千年(a),4千年(b),1万年(c),2万年(d),3万年(e)之后的温度剖面及变化曲线(f) Figure 6 Thermal models and heat variation curves on the condition of continued heat supply of 2 W/m2 in upper mantle. The time scale of thermal models are 2000 years (a), 4000 years (b), 10000 years (c), 20000 years (d) and 30000 years (e)

如果底部持续供热更大些,热流为4.0 W/m2,计算结果表明(图 7),与地幔供热较小的结果一样,其底部上地幔不断上拱,底部热异常对洋壳层2影响不大;岩浆房可持续性存在;上地幔底部供热异常持续,几百万年之前的岩浆房可以为现今地表岩浆活动提供岩浆源.两者不同的地方在于,由于底部供热更足,后者岩浆房规模较前者大,同时在地表形成的岩浆活动相对比较激烈;后者达到稳态所需时间较长,达到稳态后洋壳层温度相对较高.

图 7 上地幔持续向岩浆房底部供热4 W/m2的条件下, 地壳内2千年(a),4千年(b),1万年(c),3万年(d),9万年(e)之后的温度剖面及变化曲线(f) Figure 7 Thermal models and heat variation curves on the condition of continued heat supply of 4 W/m2 in upper mantle. The time scale of thermal models are 2000 years (a), 4000 years (b), 10000 years (c), 30000 years (d) and 90000 years (e)

上地幔持续供热更符合大部分洋中脊区域的实际情况,结果表明岩浆房在持续供热情况下可以长期存在,然而,SWIR的岩浆供给具有分段性、岩浆少、构造控制扩张等特征(Dick et al., 2003; Sauter et al, 2013; Smith, 2013),也就不能保证上地幔能持续供热,进而更需要结合研究区实际的地壳结构特征对8~11 Ma的岩浆供给与残留岩浆房的相互关系进行模拟研究.

2.2 实际地壳模型的热模拟

Zhao等(2013)发现热液活动区扩张中心下方存在低速区(见Zhao et al., 2013 Figure 5), Li等(2015)在火山区扩张中心下方下地壳中也发现了低速区(见Li et al., 2015 Figure 3),表明地壳中存在残留的部分熔融,研究区很可能曾存在大量的岩浆供给(Sauter et al., 2009Zhang et al., 2013).为了检验Sauter等(2009)指出的在8~11 Ma前研究区曾发生过一次大量岩浆供给的事件对现今岩浆房和热液活动的影响,这里我们只模拟了非持续供热情况下热液活动和岩浆房的热力学过程.

热模拟参考使用的地壳速度结构横跨热液活动区和火山区(牛雄伟,2014Niu et al., 2015, 速度模型见Figure 8),热模型分四层,分别为洋壳层2A、洋壳层2B、洋壳层3上部和洋壳层3下部,其分界面与速度模型一致,其中洋壳层3上下两部分的分界面为6.8 km/s速度等值线.初始模型热模拟参数见表 1,给定初始边界条件为海底温度0 ℃,Moho温度800 ℃(张健和李家彪,2011Meng and Zhang, 2014).模拟的真实地壳模型位于洋中脊轴部,受洋中脊岩浆供给的影响,如果有持续供热岩浆房也将会持续存在,这一点可以从上述理想化模型的热模拟结果得出.

结果表明:地壳的热结构在1.5 Ma前达到稳态,形成1100 ℃的热液上升通道和15 km(EW)×2 km(Z)的岩浆房并持续1 Ma.至0.5 Ma前(图 8a),岩浆房正下方莫霍面温度维持在800 ℃,热液持续活动,但活力减小,海底(3.5 km深)热液温度维持在200 ℃,岩浆房开始失去活力,地壳从此时开始冷却降温,至0.3 Ma热液活动停止(图 8b),直至现今的温度状态(图 8c),其温度剖面与地震地层剖面基本吻合,但热模拟得到的岩浆房稍偏小些.进一步的模拟可以推测未来的0.3 Ma(图 8d),洋壳层2和洋壳层3将会分别增厚和减薄,随后温度达稳态,两者厚度不再变化,岩浆房也将消失.

图 8 实际洋壳模型中热液活动和岩浆房的热力学过程.假设温度分布在1.5 Ma前达到稳态,并形成热液上升通道,其温度为1100 ℃,同时也形成沿洋中脊展布的长15 km厚2 km的1100 ℃的岩浆房并持续1 Ma.a, 0.5 Ma前的温度分布.此时地壳开始降温,正下方莫霍面温度维持在800 ℃,热液持续活动,但活力减小,海底(3.5 km深)热液温度维持在200 ℃;岩浆房完全失去持续供应活力.该区地壳持续冷却降温,至0.3 Ma前(b)及现今的温度分布(c),d为0.3 Ma后的温度分布,红线为预测的洋壳层2和洋壳层3的地层分界线 Figure 8 Thermal models, with crust model derived from seismic crust, of hydrothermal activities and magma chamberon the condition of only once heat supply in the upper mantle. The heat supply occurred at 1.5 Ma ago, then formed the hydrothermal field and the magma chamber of 15km length and 2km thickness with the temperature of 1100 ℃ and lasted about 1 Ma. a) the thermal model of 0.5 Ma ago, and on that moment, the crust starts to turn cold with 800 ℃ at the Moho, the hydrothermal field keep active but turn weaken with a temperature of 200 ℃ at the seabed (about 3.5km), and the magma chamber is also starting to turn cold. And the crust keep cooling, b) and c) represent the thermal model of 0.3 Ma ago and nowadays, respectively. d) is the predicted thermal model of 0.3 Ma later, and the red line is the predicted interface between crust layer 2 and 3

对SWIR50°E沿洋中脊轴实际地壳模型的热模拟表明,在一次供热的情况下热液活动及岩浆房的存在周期不超过0.8 Ma,也就是说发生在8~11 Ma之前的岩浆供给增多事件(Sauter et al., 2009)不能为现今的热液活动和岩浆房存在提供热源.SWIR中东段浅水区存在持续的充足岩浆供给可能是周边热点的持续影响的结果,热液活动形成的构造条件是拆离断层或其他断层的作用.具体是哪个热点的作用,或几个热点的作用,如何作用,是一个待进一步研究的课题.

3 结论 3.1

岩浆的活动性及分布特征直接影响着超慢速扩张洋中脊系统是否存在特殊的局部构造(如形成拆离断层、热液活动和NTD等),对于认识这些局部构造的形成演化至关重要.而使用热力学数值模拟的方法对超慢速扩张的SWIR的几种可能的热供给模式进行研究,非常有助于进一步揭示研究区在一次大规模岩浆供给(Sauter et al., 2009)的情况下热液活动与拆离断层和残留岩浆房的相互作用关系.

3.2

本研究用有限元方法对简单层状均匀的洋壳模型和实际洋壳模型进行了热力学数值计算,得出如下结论:持续的热供给是地壳中热液活动和岩浆房持续存在的必要条件;如果洋壳层底部没有持续热供应,岩浆房持续时间约为数千年或数万年,使用实际地壳模型模拟得出的岩浆房和热液活动持续存在时间不超过0.8 Ma.进而认识到西南印度洋中脊热液活动区及周边现今的岩浆活动并不可能是8~11 Ma前形成的岩浆房提供的,热液活动由古岩浆房中的岩浆沿断裂溢出地表形成的可能性不大,热液活动区持续存在的一种可能是热点存在持续的作用,使岩浆沿断裂移动过程中产生热异常,或产生新的岩浆房,岩浆沿断裂或通过岩浆房溢出地表与海水作用而形成热液活动,有待于进一步通过更多实验来验证.

致谢 在获得实际洋壳模型过程中得到了英国南安普敦大学海洋与地球科学学院T. A.Minshull教授的指导;在热模拟过程中,中国科学院大学地球科学学院张健教授提出了宝贵的建议;部分图件使用了GMT画图软件(Wessel and Smith, 1995).感谢审稿专家的宝贵意见和编辑部的大力支持.
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