2. 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275;
3. 广东省矿床资源与地质过程重点实验室, 广州 510275
2. School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, China;
3. Guangdong Provincial Key Lab of Geological Processes and Mineral Resource Survey, Guangzhou 510275, China
地球内部过程的不可观测性,是许多重大地质问题长期争论的根本原因。数值模拟技术和超级计算机的结合,为认识和重现地球内部的地质过程提供了可能性。基于板块理论的数值模拟,已比较成功地揭示出驱动岩石圈板块运动的热动力学过程,使人类初步认识到行星地球内部的运作机制(Gerya, 2010)。花岗岩(广义)是大陆地壳的标志,一般认为主要起源于地壳本身(Brown, 2001; Chen and Grapes, 2007; Sawyer et al., 2011; 翟明国等, 2016)。作为岩浆过程的产物,花岗岩形成必伴随地壳内部热动力学状态的强烈变化,问题是这种变化是花岗岩形成的结果还是原因?对这一问题的两种不同认识,产生了“岩浆侵入”(或称“异地重熔”)、和“壳内对流”(或称“原地重熔”)两个不同的地质模型(陈国能等, 2017)。方法学上,传统岩浆侵入模型视地壳为热力学开放系统,是岩浆带来的热导致系统内能(温度)变化,从而引起围岩发生变质、变形和成矿作用;壳内对流或原地重熔模型(Chen and Grapes, 2007),则视地壳为热力学封闭系统,即系统温度变化只需能量输入而无需物质进入;花岗岩形成及相关变质、变形和成矿作用的发生,均是壳内温度变化的结果而不是原因。
地质模型是根据结果推导过程的定性逻辑模型。数值模拟技术和超级计算机的发展,使花岗岩形成热动力学过程的数字重建成为可能。最近二十多年来,围绕岩浆形成定位热动力学过程的数值模拟、以及模拟所需的各种物理化学参数研究,均取得了令人鼓舞的进展。
2 岩石熔融过程物理化学参数研究进展花岗岩主要起源于地壳岩石的部分熔融(深熔)(Brown, 2001; Chen and Grapes, 2007; Sawyer et al., 2011),因而需要确定岩石熔融的温度、压力、含水条件和熔出物成分等等参数。至二十世纪八十年代,这些参数的获取主要通过对各类岩石的熔融实验。随着实验数据的积累和计算机技术的发展,Powell等首先设计了基于计算化学和热动力学的相平衡软件THERMOCALC(Powell and Holland, 1988; Powell et al., 1998),其后相继发展出GIBBS、THERIAK-DOMINO等类似软件(Jowhar, 2012),并广泛应用于岩浆形成和结晶过程的P-T条件、P-T-t轨迹及矿物相平衡计算,为壳内熔融和岩浆演化过程研究和数值模拟,提供了各种基本参数和约束条件(Brown, 2012; White et al., 2005)。
相平衡关注的是熔融系统的化学过程,与熔体生成相伴随的是原岩的物理破坏。实验证明,在给定压力和含水量条件下,岩石的熔融程度取决于系统温度,但岩石的流变行为并非依赖于温度,而是依赖于部分熔融岩石内的熔体比例,且两者的关系是非线性的(Rosenberg and Handy, 2005; Chen et al., 2017)。当部分熔融岩石中的熔体达到流变学的临界比RCMP(rheologically critical melt percentage)(Arzi, 1978; van Der Molen and Paterson, 1979),岩石的固体框架解体,系统从原本含不同数量熔体的固体状态、转变为含不同数量固体悬浮物的流体状态(“脏”岩浆)(Renner et al., 2000; 陈国能等, 2017)。因此,Rosenberg and Handy (2005)将RCMP改称为流变学的“固-液转换”(solid-liquid transition,简称SLT)。地质上,SLT代表了从低度熔融岩(暗色体条带连续的混合岩)到高度熔融岩(混合花岗岩或“脏”花岗岩)的转换(White et al., 2005; 陈国能等, 2017)。
SLT(RCMP)对应的熔体比一直存在争论(Arzi, 1978; Renner et al., 2000; Rosenberg and Handy, 2005; van Der Molen and Paterson, 1979),其原因主要来自不同的实验材料。Chen et al. (2017)综合了细晶岩(van Der Molen and Paterson, 1979; Dell'Angelo and Tullis, 1988)、花岗岩(Rutter and Neumann, 1995)、正片麻岩(Holyoke and Rushmer, 2002)、角闪岩(Rushmer, 1995)等的熔融实验结果(四类岩石的平均化学成分接近上陆壳的成分),发现在部分熔融过程中,岩石的强度变化与其矿物组成密切相关,且上述实验岩石作为一个整体,其综合(或平均)强度分别在熔体比~7%、~21%、~40%处出现突降。Rosenberg and Handy (2005)将~7%处的突降称为熔体连通转换(MCT: melt connectivity transition),标志粒间熔体的相互贯通;~21%处的突降被Chen et al. (2017)称为“框架熔融转换”(FMT: framework-melting transition),标志岩石中的铁镁矿物开始熔融;~40%附近的突降即为前述的SLT(RCMP),对应的温度约为705℃,标志系统的整体状态从固体到流体,亦即从岩石到岩浆的转换(图 1)。
上述对岩石熔融过程中各种参数的实验调查和模拟计算,奠定了花岗岩形成过程数值模拟的物理化学基础。
3 岩浆侵入-定位过程的数值模拟岩浆侵入模型暗含的前提是上陆壳温度不变,故形成于深部“源区”的岩浆需要向上入侵到地壳浅部(Clemens, 2012; Sawyer et al., 2011)。因为“源区”和“定位区间”是分离的,故推测岩浆是通过断裂等破裂通道(Clemens, 2012; Yoshinobu et al., 1998),或通过“底辟”(Vynnycky and O'Brien, 2009)、“顶蚀”(Pignotta and Paterson, 2001; Žák et al., 2006)等方式到达“定位区间”。
岩浆上升方式的不确定性或多解性,导致了岩浆侵入过程数值模拟的复杂性。以目前模拟较多的是岩浆底辟为例,底辟过程的数值模拟需要预设岩浆源,一般是假设地幔玄武质岩浆侵入到下陆壳后通过分异作用、或导致上陆壳底部岩石熔融形成花岗岩浆(Bittner and Schmeling, 1995; Burov et al., 2003; Cao et al., 2016; Gerya, 2014; Polyansky et al., 2010),岩浆主要在浮力驱动下向地壳浅部运移(Weinberg and Podladchikov, 1994; Bittner and Schmeling, 1995; Burov et al., 2003; Polyansky et al., 2010)。图 2a是Polyansky et al. (2010)进行底辟过程数值模拟的物理模型。模型假设直径为20km的地幔岩浆体入侵到下陆壳,使下陆壳顶面温度升至1200℃,造成接触面上方的长英质陆壳发生部分熔融(图 2)。
数值模拟结果显示(图 2b),在底辟的初始阶段(b1),热源之上的熔区(灰度变化区)高约为6.7km,宽度约20km,熔区内的温度为650~1200℃。随着熔区界面发展成蘑菇形并逐渐向上移动(b2),并在约2Myr之后,底辟作用停止,岩浆开始固结(b3)。上述数值模拟结果清楚显示岩浆入侵上陆壳,导致上陆壳温度场变化的动态过程(Polyansky et al., 2010)。
顶蚀(Stoping)作用通常与壳内岩浆房(层)内的对流有关,后者导致盖层岩石熔融和岩浆界面上升,这一过程的计算与模拟已做过诸多研究(Babeyko et al., 2002; Bartlett, 1969; Huppert and Sparks, 1988; Simakin, 2012; Molina et al., 2012)。图 3是Kaneko and Koyaguchi (2000)以氯化铵为材料,对岩浆房(层)内热对流及盖层熔融减薄的模拟结果,揭示了系统内部热对流与物质对流、以及盖层熔融变薄与底部固体物质(难熔物或结晶物)堆积的关系(图 3)。
对岩体定位与断裂关系的数值模拟分两种情况,一是模拟岩浆沿断裂的侵位过程(Yoshinobu et al., 1998),二是模拟岩浆定位导致围岩变形和破裂的过程。图 4a是Das et al. (2014)据西澳大利亚Yilgarn克拉通的Jupiter金矿地质资料设计的物理模型:模型中的岩石有两层,上层绿岩层,下层为花岗岩,来自深部的晚期岩浆通过岩浆管道注入到花岗岩层中定位,形成椭圆形岩浆房;在此基础上,对岩浆定位导致围岩破裂(或岩脉)体系的形成过程进行数值模拟。结果显示,岩浆定位不但造成上覆岩石地层拱曲变形,同时导致围岩破裂和岩浆沿裂隙贯入;经过~17万年的发展,在岩体周围形成复杂的破裂(岩脉)体系(图 4b)。
综上所述,对不同岩浆定位模式的物理和数值模拟已取得一定成果,但由于侵入模型中岩体与“源区”分离,不同岩体与各自“源区”间的岩石介质和地质构造千差万别,造成了岩浆上升定位方式的不确定性或多解性(陈国能等, 2017; Yoshinobu and Barnes, 2008),使得针对岩体定位过程的数值模拟结果,往往难以与地质资料对比(Burov et al., 2003)。
4 壳内熔融和对流岩浆层形成发展过程的数值模拟壳内对流或原地重熔模型,是将岩浆“源区”和“定位区间”视为一个整体,认为壳内熔融产生的岩浆(及由此固结而成的花岗岩),在地壳中的产出是成层的,“岩体”只是花岗岩层上界面(重熔界面)与现代剥蚀面几何关系的反映(Chen and Grapes, 2007)。图 5a是壳内熔融(深熔)的地质模型,模型设置大陆地壳厚度为40km,其中硅铝质上陆壳(包括中陆壳)25km,铁镁质下陆壳15km;地温梯度为30℃/km,线性增温(图 5a′)。已知6kbar压力下,长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(陈国能等, 2017),故图 5a中20km深度处的岩石应已开始熔融,且岩石的熔融程度随着温度向下升高而逐渐增大。至深度23.5km(对应温度705℃)处,岩石中的熔体比应已达到流变学固-液转换(SLT)要求(~40%,见图 1)。这意味着该深度以下至25km深度(上陆壳底面)的岩石应已全部熔断,转变为厚度约1.5km,含大量未熔岩块和残余熔渣的“脏”岩浆层(图 5a)。
“脏”岩浆层中的岩块和富铁镁熔渣因密度较大而下沉,而长英质熔体则因密度较小而上浮,由此造成“脏”岩浆层内的物质分异和热对流(图 5b)。根据前述Kaneko and Koyaguchi (2000)的实验,热对流使得岩浆层温度趋向均一化,从而迅速提高岩浆层顶面的温度(图 5b′),导致岩浆层上覆盖层发生“顶蚀作用”(Huppert and Sparks, 1988; Žák et al., 2006),由SLT所标志的重熔界面(MI)因此而逐渐向上移动,亦即岩浆层逐渐增厚。
Babeyko et al. (2002)根据Altiplano-Puna高原的构造变形和岩浆活动,以及壳内地震波低速层等方面资料,对该区新生代发生的大规模壳内熔融和对流进行模拟。模型设该区地壳的初始厚度设置为35km,成分相当于含水花岗岩的“弱地壳(weak-crust)”,模型底界面温度为850℃(图 6c);经过熔融和压缩,在20Myr时地壳中下部形成厚度约25km的对流层(图 6)。
比较图 5b的地质模型与图 6b模拟结果,及图 5b′地温梯度曲线与图 6c中20Myr的地温梯度曲线,可以发现它们两两之间的相似性。上述模拟为我们的研究提供了重要启示。在图 5地质模型的基础上,我们对上陆壳大规模熔融和壳内岩浆层的形成过程,进行二维数值模拟的探索性研究。数字模型的初始条件与图 5a同,即上陆壳厚度为25km,岩石固相线温度为600℃,熔断温度为705℃;取地壳宽度100km,模型分辨率为1︰1km,由单位熔体比决定材料物性;固体岩石及难熔物的密度取2700kg/m3(Bachmann and Bergantz, 2006; Kukkonen and Lindberg, 1998),长英质熔体及岩浆的密度取2200kg/m3(Murase and McBirney, 1973);粘度根据(Carter and Tsenn, 1987; Rutter and Brodie, 2004; Rutter and Neumann, 1995)给出参数计算获得。
数字建模使用Underworld 1.7软件,在天河2号超级计算机上运行。模型初始阶段设置的地温梯度为28℃/km,底界面(相当于下陆壳顶面)温度700℃;在此基础上,将底界面温度升至850℃并固定这一温度持续运行,运行总步长为250000(相当于地质时长3.0Myr)。图 7分别给出了初始阶段和运行至0.075Myr、0.50Myr和3.0Myr的壳内温度场与流场(图 7)。
在初始阶段(图 7a),地温增温率为28℃/km,21.4km深度处地温到达岩石固相线温度(600℃);模型底界面(相当下陆壳顶面)温度为700℃,未达到岩石的熔断温度(705℃),故固相线以下只有低度熔融岩(metatexite)。图 7b示底板温度升至850℃并保持这一温度运行至0.075Myr,模型底部呈现的强烈热扰动,MI(SLT)界面(705℃等温面)出现在约23km深度处,且界面呈相对频密的波动起伏;图 7c显示系统运行至0.5Myr时,MI(SLT)界面的位置已抬升至18km深度处,其上固体地壳中的等温线密度从地表向下增大,固相线与MI(SLT)之间的部分熔融区,从初始厚度约3km压缩至不足1km,MI(SLT)界面之下出现约7.5km厚的对流岩浆层;图 7d显示系统运行至3Myr时,MI(SLT)界面向上移动至8~9km深度处,形成厚度≥16km的对流岩浆层,MI(SLT)界面及其上固态地壳中的等温线均发生波动起伏(图 7d)。
MI(SLT)界面的上升速度和幅度取决于热的输入速率与持续时间。图 7模型中升温后的底板温度设置为较高的850℃,主要考虑缩短计算时间。在底板温度850℃的条件下,3Myr内形成的对流岩浆层厚度约16km,MI(SLT)上升的平均速率 > 5km/Myr。与之相比,图 6模型中的底板温度只有750℃,在有地壳压缩的条件下,20Myr内形成的对流层厚度约为25km,平均增厚速率为1.25km/Myr。
5 总结与展望岩石熔融过程的实验调查和理论计算获得的物理化学参数,为花岗岩形成过程的量化研究奠定了基础,而数值模拟技术与超级计算机的结合,则为数字重建花岗岩形成的热动力学过程提供了可能性。基于岩浆侵入模型的数值模拟,受阻于岩体与“源区”间介质的多变性和岩浆定位方式的不确定性。近年来,我们在深熔-对流或原地重熔地质模型的基础上,利用天河2号超级计算平台,对花岗岩形成的热动力学过程进行数值模拟研究。初步成果(图 7)揭示:(1) 热对流是壳内熔融能够形成大规模花岗岩浆的根本原因;(2) 热对流引起的“顶蚀”作用导致MI(SLT)界面向上移动和岩浆层增厚;(3) 壳内岩浆层发展的必要条件不是高的地壳温度,而是岩浆系统有持续的热供给,使系统能在较长时间内保持对流状态。
虽然壳内大规模熔融和对流的数值模拟已获得了上述进展,但该项研究尚处于起步阶段。由于花岗岩的产出时间上与造山运动密切关系,空间上与板块的汇聚边界密切相关,故壳内熔融与地壳变形关系、板块汇聚与壳内熔融关系等的数值模拟,应成为后续研究的重点。
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