南海擴張期巖漿流體對洋殼厚度的影響:數值模擬

張慧慧,許鶴華,邵佳,姚永堅,何麗娟

1 中國科學院邊緣海與大洋地質重點實驗室,南海海洋研究所,南海生態環境工程創新研究院,廣州 511458 2 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州),廣州 511458 3 中國科學院大學地球與行星科學學院,北京 100049 4 南方科技大學海洋科學與工程系,深圳 518055 5 廣州海洋地質調查局自然資源部海底礦產資源重點實驗室,廣州 510760 6 中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室,北京 100029

0 引言

俯沖帶是地球上的巨大物質傳輸帶,將地表的水、流體和揮發物攜帶進地球內部,經過一系列過程,地球內部的水又隨熱液循環、火山噴發回到地表的海洋和大氣中,構成地球深部的水循環系統(Shillington,2018).前人研究表明,全球俯沖進入到地球深部的水遠超于目前所估算的地幔中水的釋放量,這意味著應該重新估算全球水循環,特別是地球內部的水釋放量(Rüpke et al.,2004),而洋中脊熱液循環是地球內部水和能量返回地表的方式之一(Fisher et al.,2003).

洋中脊附近每年至少有幾百立方千米的水發生對流循環(Cathles,1990),造成的熱量損失占全球總熱量損失的20%～25%(Ingebritsen et al.,2010).在海底擴張期間,熱液循環系統的熱排出與巖漿系統的熱注入共同控制著洋中脊的軸向地形(Morgan and Chen,1993),對洋殼厚度的生成產生一定影響,數值模擬結果顯示擴張期的熱液循環對洋殼厚度具有階段性減薄和穩定后增厚作用(張慧慧等,2022).

關于熱液循環流體的來源仍有爭議,其可能純粹來自對流海水與巖石的相互作用,也可能含有深處巖漿中逸出的流體混合物(Yang and Scott,1996).王淑杰等(2018)將其劃分為只有海水參與的傳統熱液系統循環模式和含有巖漿流體的巖漿后期熱液注入模式.巖漿流體形成于淺層巖漿結晶時的脫氣作用,可以為熱液成礦系統提供大量金屬元素,其含量受壓力、溫度和巖漿深度等因素影響(Yang and Scott,2005),但由于其來源于地幔深部的巖漿房,對巖石圈的熱液冷卻作用可能貢獻更大.然而,前人對巖漿流體和熱液成礦兩者關系的研究較多(Hedenquist and Lowenstern,1994; De Ronde et al.,1997; Heinrich,2005; Yang and Scott,2006),關于巖漿流體造成的熱通量,以及其對洋殼厚度生成的影響機制研究較少.

因此,本文通過建立相關的熱液循環-洋殼增生模型,探究熱液循環中巖漿流體與洋殼厚度的關系,以及不同含量巖漿流體下洋殼厚度的變化規律.再結合南海巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征,一方面為數值模擬結果進行一定的約束,另一方面為南海洋殼厚度的分布特征提供一定的理論支撐.同時,洋中脊處熱液循環對研究全球深部水循環、熱液成礦等具有重要意義.

1 地質背景

南海位于歐亞板塊、印度—澳大利亞板塊和太平洋板塊的交匯處,是西太平洋最大的大陸邊緣盆地(Zhang et al.,2018; Yang et al.,2019).南海深水盆地可以被劃分成三個次海盆(圖1),分別是東部次海盆、西南次海盆和西北次海盆,根據磁異常解釋和大洋鉆探證據,在32～30 Ma期間,東部和西北次海盆以SE向拉張力開始擴張.在30～26 Ma期間,東部次海盆擴張脊轉為SN向擴張.在約24 Ma時擴張脊向南發生了一次躍遷,先在東部次海盆擴張,之后向西南擴張,并于15.5 Ma停止擴張(Sun et al.,2006).東部次海盆的平均水深小于西南次海盆(Sibuet et al.,2016).

圖1 南海巖漿水含量和部分地球物理測線分布圖

現今的南海海盆已經停止擴張,大部分熱液活動標志被沉積物埋藏.周懷陽等(2020)指出南海海山上存在“樓蘭”和“南溟”兩處古熱液區,是海盆擴張后期火山巖漿作用的結果,雖無法為南海擴張期間存在熱液活動提供直接證據,但表明南海具備發育熱液活動的條件,并且作者也指出南?？赡艽嬖谖从^測到,或被沉積物掩埋的熱液活動產物.同時,近期Hu等(2022)對南海玄武巖中獲得的五組黃鐵礦樣品進行地球化學分析,認為其是在上層地殼熱液系統從洋中脊軸上過渡到軸外的過程中,由熱液和微生物的共同作用形成,其中有些黃鐵礦中的微量金屬來自軸上熱液循環中的硫化物或硅酸鹽礦物,有些黃鐵礦由巖漿流體和海水衍生流體混合沉淀形成,為南海擴張期存在熱液循環提供一定的間接證據.Follmann 等(2022)也對南海玄武巖樣品進行地球化學分析,展示了沉淀硫化物相的演變和時間順序,為研究南海海盆裂谷-擴張階段的熱液循環提供一定依據.

關于南海巖漿水的研究,Zhang等(2017)發現在南海東部次海盆IODP1431站位存在碳酸鹽化硅酸鹽熔體,此熔體常存在于80 km以下的深部巖石圈內,而生成洋殼的熔融體的初始熔融深度為60～80 km(Langmuir et al.,1992).由此推測,南海擴張期存在深部地幔水造成的含水熔體,也表明南海的地幔熔融體具有釋放巖漿流體的條件.除此之外,Wang等(2019)在東部次海盆殘余洋中脊附近發現高含量的巖漿水,并認為巖漿水含量受碳酸鹽化硅酸鹽熔體和海南地幔柱羽流的影響.Follmann 等(2022)通過地球化學分析,認為南海玄武巖中的部分黃鐵礦形成于巖漿源流體和海水衍生流體的混合沉淀,表明南海擴張期存在含巖漿流體的熱液循環.

2 方法

本文基于COMSOL Multiphysics數值模擬軟件,建立含有巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型.模型的整體架構為,巖石圈淺層熱液循環的流體流動-傳熱模型和巖石圈上地幔的部分熔融模型.

2.1 熱液循環的流體流動-傳熱模型

熱液流體流動受海底地形變化引起的壓力差驅動(范慶凱和李江海,2020),屬于低速流動.本模型遵循流體質量守恒,并應用達西定律和熱傳導方程求解孔隙介質中流體的流動和傳熱,以獲得不同時間的流體速度和溫度場.

在上述基本框架中,流體的質量守恒方程為

(1)

巖漿流體作為進入熱液系統中的外部流體,多是由含水地幔熔融產生的含水巖漿結晶釋放,在本模型中通過假設質量源來代替巖漿流體的生成過程.為研究巖漿流體初始釋放時熔融分數臨界值(F值),以及巖漿流體含量對洋殼厚度的影響,分別以0.01、0.02、0.03作為巖漿流體初始釋放的臨界值(F值)、以2×10-12、5×10-12、1×10-11作為質量源與熔融分數函數的斜率,設置了不同大小的質量源.

(2)

(3)

(4)

式中F是熔融分數,表示地幔的熔融程度,無量綱.

在多孔介質的流體流動中,通過達西定律可獲得達西流速為

(5)

式中K為滲透率(m2);μ是流體黏度(10-6MPa·s);P是壓力(MPa);g是重力加速度(m·s-2).

多孔介質傳熱方程為

(6)

式中C是恒壓熱容(J/(kg·K-1));T是溫度(K);t是時間(s);Cw是流體的恒壓熱容;k是導熱系數(W/(m·K));Ht是總熱源(W·m-3).

2.2 地幔部分熔融模型

洋中脊下的地幔多認為是較為干燥的(小于200×10-6),本文假設地幔的固相線為含水量為200×10-6的濕固相線(Hasenclever,2010),當上地幔溫度-壓力條件位于地幔固相線之上時,地幔開始發生部分熔融.

含水(200×10-6)地幔的固液相線溫度為

Tsolidus=1274.15+132P,

(7)

Tliquidus=1874.15+132P,

(8)

式中Tsolidus、Tliquidus分別是含水(200×10-6)地幔的固相線、液相線溫度(K).

本文洋殼增生過程中的地幔流流動采用上升離散地幔流模型,該模型由角落流公式(9)計算得到,

(9)

式中ψ是流函數,流函數的解析解(Batchelor,1967)為:

(10)

(11)

(12)

式中A、B、C、D是常數,由邊界條件確定;Vx和Vy是上升流的速度分布(m·s-1).

上升離散地幔流模型的邊界條件為:

在x=0時,Vx=0,Vy=vy;

(13)

(14)

其中vx、vy分別是水平和垂直速度分量(m·s-1),vx也是半擴張速率,且vx=vy.將上述邊界條件帶入Vx、Vy,能求解得到A、B、C、D的值和上升離散地幔流的速度分布.

將上升離散地幔流速度、熱液流體的達西速度和多孔介質傳熱方程耦合得到:

(15)

式中Cm是熔融體的恒壓熱容;x、y分別為水平和垂直坐標(m).

2.3 理論洋殼厚度計算

在板塊構造的背景下,地幔物質隨離散板塊的分離而上升發生減壓熔融,熔體經遷移匯聚后沿洋中脊軸向冷卻生成洋殼(Hess,1962;Gregg et al.,2012).遷移至脊軸附近區域的熔體并非全部萃取生成洋殼,部分熔體會滯留在地幔中,本模型將這部分滯留的熔體參數化,取為保留熔融分數0.01(Bai et al.,2017).由保留熔融分數界定,熔融生產率的計算公式如下:

(16)

式中R是熔融生產率,為單位時間單位面積內產生的熔融量;Fc是熔體開始萃取時的熔融分數臨界值,取值0.01.

理論洋殼厚度由相關區域的熔融生產率積分得到(Forsyth,1993),

(17)

式中H代表洋殼厚度(m);yb是熔融區域的最小深度(m);xL是相關熔融區域的寬度(m).

3 數值模型與邊界條件

本文構建的模型為長方形塊體,代表垂直洋中脊軸向或離軸一定距離(400 km)和深度(120 km)的二維巖石圈剖面.模型垂向上分為三層,代表巖石圈上地殼(5 km)、下地殼(5 km)和上地幔(110 km),橫向中心處為600 m×5 km的斷層,用裂隙單元表示,代表洋中脊擴張和熱液循環通道.斷層下的三角形區域(120 km×34 km),代表釋放巖漿流體的質量源區(Yang and Scott,2005)(圖2).模型上地殼為具有固定孔隙度(0.03)的滲透層,代表以噴發性玄武巖為主的洋殼(范慶凱和李江海,2020).滲透率隨深度逐漸降低,下地殼的滲透率低于上地殼一個數量級,熱液循環的最大深度達到上地幔頂部(10 km).模型上地幔滲透率為0,但質量源區具有低滲透率,代表巖漿流體流動通道.模型中對流循環的熱液流體為純水,使用的是軟件材料庫中的參數.模型具體參數見表1(李延真,2016).

圖2 初始模型設置

表1 模型參數及取值

模型上邊界為海底面,設置為對流體的開放邊界,在洋中脊和其兩側分別賦予35 MPa、30 MPa的上覆海水壓力和溫度(2 ℃),溫度取海底水的平均溫度(徐行等,2018),熱液對流循環受海底地形導致的上覆海水壓力差驅動(范慶凱和李江海,2020).模型下邊界是巖石圈底界的溫度(1300 ℃)(Zhang and Xiong,2001),兩側是絕熱邊界,內部溫度由上、下邊界溫度的線性插值得到.關于速度場,在模型兩側分別設置2 cm·a-1的擴張速率,接近南海海盆的平均半擴張速率.模型內部速度場(Vx、Vy)通過求解角落流公式得到,其余速度邊界為自由滑動.

圖3 質量源函數曲線及其對應的熱液對流總量

4 模型計算結果與分析

4.1 無巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型

本文首先建立無巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型,得到熱液流體流動和地幔部分熔融的演化過程(圖4).0～5.9 Myrs期間,上地幔的溫度-壓力沒有達到地幔固相線條件,地幔沒有熔融.熱傳導邊界層為驅動熱液循環的熱源,熱液對流效應相對較弱.5.9 Myrs之后,上地幔開始部分熔融,并隨著巖石圈向兩側擴張,熔融分數和熔融區域不斷增大.熔融體為主導驅動熱液循環的熱源,熱液對流效應逐漸增強.洋殼增生過程中,隨著地幔的部分熔融,驅動熱液循環的熱源類型改變,造成熱液循環系統的流線形態也不斷改變(圖4a—d黑色流線).

圖4 無巖漿流體時的熱液循環-洋殼增生模型

通過后處理得到有、無熱液循環時理論洋殼厚度與時間的關系,結果顯示洋殼增生穩定前(9～12 Myrs),熱液冷卻作用使洋殼厚度減薄,而洋殼增生穩定后(12 Myrs后),反而使洋殼厚度增厚.針對此結果分析認為,在擴張期熱液循環與洋殼厚度的關系中,洋殼厚度并非僅受熱液冷卻作用的單因素影響,而是受熱液循環的熱冷卻和地幔深部的熱補給共同影響.洋殼增生早期,上地幔溫度相對較低,熱液循環系統的熱冷卻作用占主導,使上地幔的熔融量減少,洋殼厚度減薄.隨著海底擴張和熱液循環的進行,上地幔頂部的溫度持續降低,促使地幔深部的熱向頂部補給,使上地幔頂部溫度升高、熔融量增大,洋殼厚度增厚.

4.2 有巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型

基于無巖漿流體的傳統熱液系統循環模式,增加質量源模擬巖漿流體的釋放,構建含巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型,并得到海水對流循環、巖漿流體流動和地幔部分熔融的演化過程(圖5).洋殼增生早期(0～7.15 Myrs),隨著離散板塊向兩側運動,地幔熱物質上升,驅動熱液循環的熱源不斷增大.7.15 Myrs時,地幔開始部分熔融.之后熔融區域不斷增大并上升,8.05 Myrs時,地幔的最大熔融分數為0.03,模型預置的質量源區開始釋放流體,其含量隨地幔熔融分數的增大而增大.8.05 Myrs之后,深部巖漿流體的釋放將一部分熱量攜帶至熱液循環系統中,提高了熱液循環的冷卻效率,并進一步減薄洋殼厚度.10 Myrs和15 Myrs時,本模型的地幔最大熔融分數分別為0.1、0.22,低于無巖漿流體時的地幔熔融分數0.2、0.24,表明巖漿流體降低了地幔的熔融分數.

圖5 含巖漿流體時的熱液循環-洋殼增生模型

5 討論

5.1 有、無巖漿流體時的洋殼厚度對比分析

相較于無巖漿流體時的熱液循環-洋殼增生模型,由于含巖漿流體的模型中預置的釋放巖漿流體的質量源區域為低滲透體(圖2紅色三角形區域),導致海水對流循環的最大深度加深.0～8.05 Myrs期間,部分海水在淺層巖漿房內發生對流循環(圖5a、b黑色流線),造成更大的熱量損失,并使本模型中地幔的初始熔融時間推遲1.25 Myrs.8.05 Myrs巖漿流體開始釋放,釋放巖漿流體的區域溫度升高,無海水對流循環.

為驗證洋殼厚度的二次減薄是由巖漿流體,而非是模型擴張早期(0～8.05 Myrs)海水循環深度加深造成的,本文將釋放巖漿流體的質量源深度設置在海水循環的最大深度(10 km)內,并將質量源區的范圍縮小為2 km×2 km(圖6),構建無低滲透體區域的驗證模型.模型結果顯示,在洋殼增生過程中,排除海水對流循環深度變化的影響,巖漿流體依然具有減薄洋殼厚度的作用(圖7).

圖6 驗證模型的初始模型設置

圖7 驗證模型中有、無巖漿流體時的理論洋殼厚度對比

排除海水循環深度變化對模型結果的干擾后,分析有、無巖漿流體時理論洋殼厚度隨時間的變化曲線(圖8a).相較于無巖漿流體的傳統熱液系統循環模式,得到以下結論:(1)6～25 Myrs期間巖漿流體對洋殼厚度具有二次減薄作用,25 Myrs之后,有、無巖漿流體的洋殼厚度趨于相近,且穩定.(2)巖漿流體使熱液噴口處的溫度升高(圖8b).

圖8 有、無巖漿流體時的理論洋殼厚度與熱液噴口溫度

針對模型結果分析如下,傳統熱液循環模式中只有海水在洋中脊附近發生對流循環,其導致巖石圈內一部分熱量損失,且造成洋殼厚度階段性減薄(圖8a黑色實線、虛線對比).當巖漿流體參與熱液系統的對流循環時,從巖漿房中攜帶部分熱量,進一步造成巖石圈內熱量損失和洋殼厚度減薄,因此,巖漿流體對洋殼厚度的二次減薄作用是相對于傳統熱液系統循環的階段性減薄洋殼厚度作用而言的.

淺層海水對流循環對洋殼厚度的影響,由熱液冷卻和深部地幔熱補給的平衡關系控制(張慧慧等,2022).深部巖漿流體混入對流海水時,也造成巖石圈的熱量損失,擾動熱冷卻和熱補給的平衡關系.對比有、無巖漿流體時理論洋殼厚度與時間的關系曲線(圖8a),巖漿流體對洋殼厚度的減薄作用只發生在一定時間段內(6～25 Myrs),當洋殼增生穩定后(25 Myrs后),巖漿流體對洋殼厚度的減薄作用很弱,或使其增厚百米左右.由此推測,在含巖漿流體的熱液循環-洋殼增生過程中,地幔的熔融量也并非只受海水和巖漿流體對流循環的單因素影響,而是受熱液冷卻與地幔深部熱補給共同影響.

對比有、無巖漿流體時熱液循環-洋殼增生模型,前者模型的熱液噴口處溫度較高.本文將巖漿流體使熱液噴口溫度升高的作用解釋為,熱液循環系統中的海水衍生流體在對流循環至海底之前,需要在巖漿房附近對海水衍生流體進行傳導加熱(Alt,1995),其加熱機制是通過平流巖漿房內的巖漿流體,巖漿流體攜帶巖漿房內部分熱量進入熱液系統,使熱液對流循環攜帶更多熱量.因此,這種加熱機制可以有效的冷卻海洋地殼(Seewald et al.,2015)、提高熱液噴口溫度.

5.2 不同巖漿流體含量的熱液循環-洋殼增生模型

巖漿流體含量與地幔初始含水量具有一定的相關性,地幔水富集源區內的巖漿流體含量高于貧瘠源區(Jamtveit et al.,2001).南海地幔水受海南地幔柱和大陸下地殼物質混合影響,導致其地幔水、巖漿水含量分布不均勻(Wang et al.,2019; 邵佳等,2021).因此,本文建立了不同巖漿流體含量的熱液循環-洋殼增生模型.模型結果顯示:(1)巖漿流體對洋殼厚度的二次減薄作用隨其含量的增大而減弱(圖9a).(2)熱液噴口溫度隨巖漿流體含量的增大而升高(圖9b).(3)當巖漿流體釋放時的熔融分數臨界值(F值)不同時,巖漿流體含量變化對洋殼厚度的影響規律一致(圖10).

圖9 不同含量巖漿流體下熱液循環-洋殼增生模型的理論洋殼厚度與熱液噴口溫度對比

圖10 巖漿流體不同釋放臨界值(F值)時的理論洋殼厚度對比

針對模型結果分析認為,導致高含量巖漿流體對洋殼厚度的二次減薄作用減弱的原因可能有兩種,一種是在洋殼增生過程中,由于洋殼厚度受熱液冷卻和地幔深部熱補給的平衡關系共同控制,高含量巖漿流體使熱液冷卻效率增強,上地幔頂部的熱量損失更大,更多深部熱量向頂部補給,從而使上地幔溫度更高、熔融量更大.另一種是高含量巖漿流體從巖漿房釋放時,部分滯留在地幔中,造成地幔的含水熔融.由于地幔水可以直接降低地幔巖石的熔點,使地幔熔融量和洋殼厚度增加(Hirth and Kohlstedt,1996; 邵佳等,2021),因此,相比于巖漿流體,滯留地幔水對洋殼厚度的影響可能占主導地位.

為探究巖漿流體初始釋放臨界值(F值)的變化是否會影響模型結果,本文分別將0.01、0.02、0.03作為巖漿流體初始釋放的熔融分數臨界值,關于其具體質量源公式見式(2)—(4).模型計算得到理論洋殼厚度隨時間的變化曲線(圖9a、圖10),不同巖漿流體初始釋放臨界值(F值)、不同巖漿流體含量下,其對洋殼厚度的影響規律不變,高含量巖漿流體對洋殼厚度的減薄作用依然較弱.

5.3 南海巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征

南海的洋殼厚度分布具有非均質性,東部和西南次海盆的洋殼厚度分布存在差異.在東部次海盆殘余洋中脊附近,選取OBS剖面(P1、P2、P3、P4)(Zhao et al.,2018)來估算洋殼厚度(圖1),測線P1沒有受到巖漿后期海山作用影響,洋殼厚度為4.8～6.3 km(圖11a),兩海山之間的P2測線的洋殼厚度為5～6 km(圖11b),P3、P4測線的洋殼厚度分別為3.5～6 km、3.7～6.4 km(圖11c、d).Zhao等(2018)將厚度小于5 km的洋殼劃分為薄洋殼,顯示在P3、P4測線西部和南部的殘余洋中脊上存在較薄洋殼厚度,其余為正常洋殼厚度(5～6 km).遠離殘余洋中脊處;Ding等(2018) 對N3、N4兩條多道地震剖面分析認為南海洋殼厚度為6～7 km.綜上所述,南海東部次海盆除殘余擴張脊附近存在異常薄洋殼外,其余區域為正常洋殼厚度.

圖11 東部次海盆地震剖面的洋殼厚度

在西南次海盆,選取地震剖面(T1、OBS2011、OBS973-1、NH973-10)估算洋殼厚度(圖1).T1剖面垂直穿過西南次海盆的殘余擴張脊,沿剖面的洋殼厚度在4～7 km之間變化,顯示在殘余擴張脊北部存在異常薄洋殼(<5 km)(圖12a)(Zhang et al.,2016).OBS2011和OBS973-1剖面呈NW-SE向跨越西南次海盆,沿OBS2011剖面的洋殼厚度在5.1～5.8 km之間變化(圖12b)(Pichot et al.,2014).關于OBS973-1剖面,丘學林等(2011)對其分析認為殘余洋中脊附近洋殼厚度為3～4 km,遠離洋中脊處的洋殼厚度為5～6 km,Yu等(2017)也認為洋殼的平均厚度為5.3 km(圖12c),而Yu等(2018)對NH973-1剖面分析認為南海洋殼厚度為1.5～3.6 km(圖12d).綜上所述,南海西南次海盆的洋殼厚度略小于東部次海盆,且其殘余擴張脊附近也存在異常薄洋殼.

圖12 西南次海盆地震剖面的洋殼厚度

南海擴張期間地幔水、巖漿水含量的分布也具有非均質性,東部次海盆的地幔水含量比西南次海盆高約5×10-6(邵佳等,2021).Wang等(2019)通過研究巖漿結晶特征估計南海巖漿水變化,認為在FSR117°E站位和FSR114.9°E—115.0°E站位(圖1)存在高含量的巖漿水,且東部和西南次海盆中間可能存在地幔源組分過渡區.

綜合分析影響南海洋殼厚度的主要因素,結論如下:地幔溫度是影響洋殼厚度的主要因素之一,高的地幔溫度會導致洋殼增厚,地幔溫度異常往往與地幔柱有關.Yu和Liu(2020)指出南海初始擴張階段沒有受到海南地幔柱的影響,表明東部次海盆、西北次海盆陸緣處的洋殼厚度沒有受到地幔溫度的影響,并且前人通過OBS(Ocean Bottom Seismometer,海底地震儀)剖面分析得到南海北部陸緣的平均洋殼厚度為6～8 km(Wang et al.,2006; 敖威等,2012),比南海西南次海盆的洋殼厚,這代表即使南海擴張晚期的海盆受到海南地幔柱的影響,海南地幔柱對洋殼厚度的影響程度也很小,因此地幔溫度不是導致南海洋殼厚度分布不均勻的主要因素.除此之外,擴張速率也是影響洋殼厚度的重要因素,Zhou等(2020)基于重力觀測表明擴張速率在2～19 cm·a-1時,洋殼厚度與擴張速率呈負相關性,但兩者呈負相關性也被解釋為洋脊熱液循環的冷卻作用造成的.大多數學者認為當擴張速率大于2 cm·a-1時,洋殼厚度與擴張速率無關 (Chen,1992; White et al.,2001; Christeson et al.,2019; 邵佳等,2021),南海東部、西南次海盆的平均擴張速率分別為2～8 cm·a-1、4 cm·a-1(Li et al.,2014),均大于2 cm·a-1,因此擴張速率也不是影響南海洋殼厚度分布的主要因素.地幔水是地幔源組分之一,高含量的地幔水會形成異常厚洋殼.邵佳等 (2021)通過數值模擬研究認為,南?？赡艽嬖诰植扛吆康牡蒯Ｋ?但前人研究表明南海不存在異常厚洋殼,因此南海洋殼厚度的分布差異應該與地幔水無關.

綜上所述,東部次海盆的洋殼厚度略大于西南次海盆,且都存在異常薄洋殼,東部次海盆的地幔水、巖漿水含量也均高于西南次海盆,海盆內巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征具有良好的對應關系.Wang等(2019)在IODP1431站位附近發現高含量的巖漿水,且 Zhao等(2018)在該站位附近發現厚度小于5 km的薄洋殼,該站位位于南海東部次海盆的殘余洋中脊附近(圖1),站位附近的薄洋殼形成于洋殼增生晚期,很可能是受到后期脫氣作用產生的巖漿流體的影響.排除地幔溫度、擴張速率、地幔水等影響南海洋殼厚度的主要因素,海盆內異常薄洋殼很可能受到擴張期熱液循環影響.南海東部、西南次海盆的洋殼厚度差異可能是由于前者的巖漿流體含量高于后者,這與模型結果相吻合.

6 結論

本文采用地球動力學數值模擬方法,研究海底擴張期熱液循環系統中巖漿流體與洋殼厚度的關系,分別建立了有、無巖漿流體、不同巖漿流體含量的熱液循環-洋殼增生模型,并結合南海巖漿水、地幔水含量,及洋殼結構對模型結果進行分析,得到以下結論:

(1) 在無巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型中,擴張期的熱液循環具有階段性減薄洋殼厚度的特征.在含巖漿流體的熱液循環-洋殼增生模型中,巖漿流體對洋殼厚度具有二次減薄作用,并使熱液噴口溫度升高.

(2) 在不同巖漿流體含量的熱液循環-洋殼增生模型中,巖漿流體對洋殼厚度的減薄作用隨其含量的增大而減弱,熱液噴口溫度隨巖漿流體含量的增大而升高.當巖漿流體釋放時的熔融分數臨界值(F值)不同時,巖漿流體含量變化對洋殼厚度、熱液噴口溫度的影響規律相同.

(3) 根據模型計算的理論洋殼厚度隨時間的變化曲線,含巖漿流體的熱液循環對洋殼厚度的減薄作用發生在洋殼增生穩定之前,而南海東部、西南次海盆的擴張期為15.5～32 Ma,擴張期較短,也可能在洋殼增生穩定前就已經停止擴張.在此基礎上,結合南海的巖漿水、地幔水和洋殼厚度的分布特征,并排除地幔溫度、擴張速率和地幔水等因素對洋殼厚度的影響分析認為,含巖漿流體的熱液循環是影響南海洋殼厚度的因素之一,南海東部、西南次海盆的洋殼厚度差異可能是由于前者的巖漿水含量高于后者,殘余洋中脊附近的異常薄洋殼也可能是受到后期脫氣作用產生的巖漿流體影響.

致謝感謝審稿專家及編輯提出的建設性的修改意見.