拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)對(duì)大陸巖石圈破裂影響的數(shù)值模擬研究

信延芳, 閆 義, Marta Pérez-Gussinyé, 羅 陽(yáng)

拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)對(duì)大陸巖石圈破裂影響的數(shù)值模擬研究

信延芳1, 2, 3, 4, 閆 義1, 2, 5, 6*, Marta Pérez-Gussinyé4, 羅 陽(yáng)7

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 邊緣海與大洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 4. 不萊梅大學(xué) 海洋環(huán)境 研究中心, 德國(guó) 不萊梅; 5. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州), 廣東 廣州 511458; 6. 中國(guó)科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣東 廣州 510301; 7. 中石化勝利油田發(fā)展規(guī)劃部, 山東 東營(yíng) 257001)

拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)是影響大陸巖石圈破裂的重要因素, 共同控制大陸裂谷的演化過(guò)程, 最終形成不同結(jié)構(gòu)的被動(dòng)大陸邊緣。本文通過(guò)熱?動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬, 分析了拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)對(duì)初始裂谷形態(tài)及最終大陸邊緣結(jié)構(gòu)的影響。模擬結(jié)果顯示, 在不同下地殼厚度(15 km或20 km)和拉張速率(半拉張速率為2～50 mm/a)條件下, 大陸巖石圈的破裂時(shí)間、破裂過(guò)程及大陸邊緣結(jié)構(gòu)均會(huì)發(fā)生明顯改變。兩種不同初始流變結(jié)構(gòu)模型的初始裂谷均為窄裂谷。當(dāng)下地殼的厚度為15 km時(shí), 較慢的拉張速率下(2～5 mm/a)最終產(chǎn)生了對(duì)稱型大陸邊緣, 較快的拉張速率下(10～25 mm/a)形成了非對(duì)稱型大陸邊緣。而當(dāng)下地殼的厚度為20 km時(shí), 不同的拉張速率下均形成非對(duì)稱型大陸邊緣。同時(shí), 對(duì)于不同的巖石圈流變結(jié)構(gòu), 拉張速率越快, 巖石圈破裂發(fā)生時(shí)間越早。在超慢速數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)中, 由于巖石圈破裂時(shí)間長(zhǎng), 巖石圈熱冷卻程度較高, 上地殼主要發(fā)育脆性斷裂, 殼幔耦合程度較高, 進(jìn)而形成過(guò)度伸展的地殼。在超慢拉張速率(2～5 mm/a)和超快拉張速率(50 mm/a)下, 大陸邊緣對(duì)稱性較高。對(duì)于不同流變結(jié)構(gòu)的巖石圈, 在超快拉張速率下會(huì)發(fā)育類似寬度的共軛大陸邊緣。

被動(dòng)大陸邊緣; 拉張速率; 巖石圈流變結(jié)構(gòu); 數(shù)值模擬

0 引 言

被動(dòng)大陸邊緣記錄了大陸巖石圈從張裂到海底擴(kuò)張的完整地質(zhì)信息, 其構(gòu)造演化研究是地球系統(tǒng)科學(xué)的重要前沿領(lǐng)域。被動(dòng)大陸邊緣形成的概念模型包括純剪模型(McKenzie, 1978)和單剪模型(Wernicke and Burchfiel, 1982; Wernicke, 1985), 以及兩者的派生模型(Jarvis and McKenzie, 1980; Spohn and Schubert, 1983; Huismans and Beaumont, 2002, 2008)。近年來(lái), 隨著地球物理探測(cè)技術(shù)的進(jìn)步及大洋鉆探的不斷實(shí)施, 對(duì)被動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造演化的認(rèn)識(shí)不斷深入。越來(lái)越多的研究表明, 巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率是大陸巖石圈破裂的重要影響因素, 控制大陸裂谷的演化過(guò)程, 最終形成不同的大陸邊緣結(jié)構(gòu)(Manatschal, 2004; 夏斌等, 2005; 崔學(xué)軍等, 2005; Lavier and Manatschal, 2006; Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009; Reston, 2009; Huismans and Beaumont, 2011; Franke, 2013; 吳哲等, 2014; 孫珍等, 2016; Andrés- Martínez et al., 2019)。

關(guān)于巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率對(duì)被動(dòng)大陸邊緣影響的研究很多。如Nem?ok et al. (2012)通過(guò)研究全球被動(dòng)大陸邊緣和拉張速率的關(guān)系, 發(fā)現(xiàn)慢拉張速率主要與窄的、有薄韌性層的被動(dòng)大陸邊緣相關(guān), 而快拉張速率主要與寬的、有厚韌性層的被動(dòng)大陸邊緣相關(guān)。Pérez-Gussinyé et al. (2001)認(rèn)為Iberian大陸邊緣的極度伸展減薄區(qū)域, 主要是由于過(guò)慢拉張速率導(dǎo)致巖石圈冷卻, 造成了地殼的脆化變形。除了地質(zhì)和地球物理方面的研究, 還有學(xué)者通過(guò)物理模擬和數(shù)值模擬, 對(duì)大陸巖石圈裂解及裂谷形態(tài)開展研究, 取得了很多成果(Buck, 1991; Brun, 1999; Buck et al., 1999; Huismans et al., 2001; Le Pourhiet et al., 2004; Lavier and Manatschal, 2006; Huismans and Beaumont, 2011; Huet et al., 2011; Beaumont and Ings, 2012)。但是, 關(guān)于巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率對(duì)早期裂谷盆地和大陸邊緣形態(tài)影響的重要性, 還不夠重視。本文在前人研究的基礎(chǔ)上, 系統(tǒng)研究了拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)對(duì)被動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造演化, 尤其是對(duì)大陸裂谷初期形態(tài)及大陸邊緣對(duì)稱性結(jié)構(gòu)的影響。

1 被動(dòng)大陸邊緣拉張速率

被動(dòng)大陸邊緣的拉張速率, 可以由大地測(cè)量學(xué)、板塊重建以及現(xiàn)代大洋的擴(kuò)張速率等方法獲得。但是, 不同方法跨越的時(shí)間尺度以及所處被動(dòng)大陸邊緣的演化階段不同, 得到的被動(dòng)大陸邊緣的拉張速率存在一定差異。全球不同的主動(dòng)裂谷、被動(dòng)大陸邊緣及大洋的拉張速率見表1。不同地區(qū)的拉張速率區(qū)別很大, 主動(dòng)裂谷的擴(kuò)張速率主要集中在0～20 mm/a, 如Rio Grande裂谷、貝加爾裂谷、亞丁灣等。Rio Grande裂谷拉張速率較慢, 為0.2～1.2 mm/a。而埃塞俄比亞裂谷的拉張速率則比較快, 為3～20 mm/a, 這種較高拉張速率可能是受巖漿作用的影響。并且, 主動(dòng)裂谷的拉張速率隨著時(shí)間而變化, 如埃爾法裂谷由初始的25 Ma前拉張速率小于16 mm/a增長(zhǎng)至現(xiàn)今的20 mm/a (Tesfaye et al., 2003), 盆嶺省從16 Ma時(shí)的20 mm/a減少至5 Ma時(shí)的10 mm/a(Snow and Wernicke, 2000)。

被動(dòng)大陸邊緣的構(gòu)造重建, 也可以對(duì)裂谷的拉張速率提供參考。Heine et al. (2013)通過(guò)地質(zhì)重建的方法得到南大西洋南部的拉張速率大約為10 mm/a。Brune et al. (2016)通過(guò)應(yīng)用一種新的地質(zhì)構(gòu)造分析方法, 調(diào)查了全球裂谷的拉張速率, 顯示北大西洋北部、Iberian-Newfondland裂谷以及南海等大陸邊緣的拉張速率分別為2～20 mm/a、3～15 mm/a和4～45 mm/a。并且, 隨著裂谷的發(fā)育, 拉張速率可能在某個(gè)階段加速。

現(xiàn)代大洋中脊的擴(kuò)張速率較快, 大約為10～ 150 mm/a, 其中太平洋洋隆和東南印度洋洋中脊的全擴(kuò)張速率比較快, 在50～150 mm/a之間; 而西南印度洋洋中脊、大西洋洋中脊和北冰洋洋中脊擴(kuò)張速率比較慢, 為10～40 mm/a。

表1 全球部分主動(dòng)裂谷盆地及大洋的全拉張速率

2 數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)方法

本文利用基于MILAMIN的熱?力學(xué)求解程序(Dabrowski et al., 2008)的二維粘?塑?彈性地殼動(dòng)力學(xué)模型(Andrés-Martínez al., 2019; Pérez-Gussinyé et al., 2020), 探討巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率與被動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造演化的關(guān)系。在模型中, 包含了應(yīng)力自由界面模型(Kaus et al., 2010; Andrés-Martínez et al., 2015)、應(yīng)變?nèi)趸约凹羟猩鸁岬饶K。

模型中將大陸巖石圈和軟流圈的流變結(jié)構(gòu)分為3部分: ①上地殼, 由濕石英組成; ②下地殼, 由鎂鐵質(zhì)橄欖巖(mafic granulite, MG)組成; ③地幔, 被一個(gè)5 km的過(guò)渡帶分為兩部分, 上部分是干橄欖巖組成的巖石圈地幔, 下部分是濕橄欖巖組成的軟流圈地幔(圖1)。初始模型的寬度是400 km, 深度是150 km, 其中上地殼為20 km, 分辨率是1 km; 下地殼為15 km或者20 km, 分辨率是5 km; 其余為地幔, 分辨率為5 km(圖1b)。其中, 各層的邊界處的分辨率較高, 為1 km。實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ偷捻敳亢偷撞烤O(shè)置為固定的溫度, 分別是0 ℃和1300 ℃, 并且在左右邊界無(wú)熱量流動(dòng), 莫霍面的溫度約為600 ℃(圖1a)。在模型的底部邊界, 應(yīng)用Winkler邊界條件(Buck and Poliakov, 1998; Burov and Poliakov, 2001), 即在底部節(jié)點(diǎn)施加向上的恒定應(yīng)力。這種應(yīng)力與初始模型巖石圈基底的壓力相關(guān), 相當(dāng)于在盆地底部有一個(gè)不變的均衡補(bǔ)償面, 可以允許巖石圈物質(zhì)上下的流入和流出。為了避免模型的變形集中在邊界上, 與常規(guī)的地球動(dòng)力學(xué)模型類似, 在模型的中心設(shè)置了一個(gè)溫度高點(diǎn), 作為“薄弱帶種子點(diǎn)”(weak seed)。關(guān)于本文中數(shù)值模型的更多信息, 可以參考Andrés-Martínez et al. (2019)和Peréz-Gussinyé et al. (2020)。模型中詳細(xì)的參數(shù)設(shè)置見表2。

本次實(shí)驗(yàn)設(shè)置了兩種不同的巖石圈流變結(jié)構(gòu)。第一種流變結(jié)構(gòu)是地殼厚度為35 km, 其中下地殼為15 km, 簡(jiǎn)稱為“MG35”模型。第二種流變結(jié)構(gòu)是地殼厚度為40 km, 其中下地殼為20 km, 簡(jiǎn)稱為“MG40”模型。當(dāng)下地殼厚度是20 km, 而不是15 km時(shí), 相當(dāng)于巖石圈地幔頂部的5 km被下地殼取代。由于溫度的影響, 巖石圈的流變強(qiáng)度整體降低, 造成殼幔解耦變形(圖1a)。針對(duì)這兩種不同的巖石圈流變結(jié)構(gòu), 在不同拉張速率下, 研究初始裂谷寬度、形態(tài)、破裂時(shí)間以及最終大陸邊緣的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造。當(dāng)被動(dòng)大陸邊緣地殼厚度小于200 m時(shí), 認(rèn)為地殼發(fā)生破裂, 即裂谷作用結(jié)束, 裂后階段開始。

圖1 數(shù)值模型初始流變結(jié)構(gòu)(a)及動(dòng)力學(xué)和熱力學(xué)邊界條件(b)

表2 數(shù)值模型實(shí)驗(yàn)中的基本參數(shù)

圖1b中, 在模型的兩側(cè)施加的拉張速率()為半拉張速率。基于大地測(cè)量、地質(zhì)重建的拉張速率及大洋中脊的擴(kuò)張速率, 主要設(shè)置5組半拉張速率: 分別為2 mm/a、5 mm/a、10 mm/a、25 mm/a和50 mm/a。其中2～5 mm/a為過(guò)慢拉張速率, 10 mm/a為中度拉張速率, 25 mm/a為快速拉張速率, 50 mm/a為超快拉張速率。將5組拉張速率分別施加到兩組不同流變結(jié)構(gòu)的模型上, 即15 km和20 km的下地殼模型。共計(jì)進(jìn)行了10組模擬實(shí)驗(yàn)。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果分析

3.1 “MG35”模型實(shí)驗(yàn)結(jié)果

在不同拉張速率下, “MG35”模型巖石圈發(fā)生破裂, 最終形成不同形態(tài)的大陸邊緣(圖2)。初始裂谷形態(tài)和破裂時(shí)大陸邊緣結(jié)構(gòu)及寬度如圖3所示。當(dāng)下地殼的厚度為15 km時(shí), 對(duì)于不同的拉張速率, 在初始裂谷階段均為對(duì)稱的窄裂谷(圖3, Initial Geometry),隨后裂谷發(fā)育過(guò)程中產(chǎn)生了結(jié)構(gòu)差異。2～5 mm/a的慢拉張速率最終產(chǎn)生了對(duì)稱型大陸邊緣, 10～50 mm/a的拉張速率產(chǎn)生了非對(duì)稱型大陸邊緣(圖3, Final Geometry)。

3.1.1 對(duì)稱性大陸邊緣

對(duì)于拉張速率為2 mm/a和5 mm/a的實(shí)驗(yàn), 被動(dòng)大陸邊緣演化過(guò)程具有很大的相似性(圖2)。本文僅以=5 mm/a的模型為例, 展示慢拉張速率下被動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造演化。初始裂谷時(shí)期, 變形以“薄弱帶種子點(diǎn)”為中心對(duì)稱分布, 發(fā)育了若干條正向和反向斷裂, 變形主要集中在兩條主斷裂上, 呈窄的對(duì)稱型裂谷形態(tài)(圖2b, 2 Ma)。導(dǎo)致H塊體的發(fā)育(Lavier and Manatschal, 2006; Huismans and Beaumont, 2011)。在裂谷發(fā)育過(guò)程中, H塊體經(jīng)歷比較大的沉降, 下地殼通過(guò)剪切帶減薄(圖2b, 6 Ma)。600 ℃等溫線穿過(guò)了下地殼, 導(dǎo)致下地殼溫度升高, 韌性變形是主要的變形方式。隨著巖漿上涌, 下地殼發(fā)生韌性變形且持續(xù)變薄(圖2b, 6～9 Ma), 上地殼主要為脆性斷裂, 直至發(fā)生巖石圈破裂(圖2b, 11 Ma), 形成對(duì)稱型共軛大陸邊緣。

圖2 “MG35”數(shù)值模型不同拉張速率下大陸邊緣構(gòu)造演化過(guò)程

藍(lán)色實(shí)線代表大陸邊緣的寬度, 黑色虛線為等溫線, 等溫線間隔為200 ℃。

雖然慢速拉張速率實(shí)驗(yàn)中被動(dòng)大陸邊緣演化過(guò)程相似, 但是在被動(dòng)大陸邊緣的寬度和破裂時(shí)間上仍有差異。=2 mm/a的模型中, 破裂時(shí)間是27 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度為117 km和76 km(圖2a、3a); 而=5 mm/a模型的破裂時(shí)間是11 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度約為107 km和98.2 km(圖2b、3b)。

3.1.2 非對(duì)稱性大陸邊緣

對(duì)于拉張速率為10 mm/a、25 mm/a和50 mm/a的數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn), 早期裂谷階段構(gòu)造演化與慢拉張速率實(shí)驗(yàn)相似, 均為窄的對(duì)稱型初始裂谷(圖3c～e)。與慢拉張速率實(shí)驗(yàn)不同的是, 下地殼發(fā)育的韌性剪切帶逐漸減薄至某一厚度時(shí), 上地殼開始減薄。并且, 隨著地幔上涌, 上地殼溫度不斷增高, 韌性變形區(qū)增大。在下地殼上部和上地殼下部, 發(fā)育韌性剪切帶, 變形作用主要集中于此(圖2c, 3.1 Ma; 圖2d, 0.8 Ma; 圖2e, 0.5 Ma)。隨著地幔的不斷上涌, 地幔涌向弱的韌性剪切帶一側(cè)。另外一側(cè)地殼發(fā)育向海方向傾斜的時(shí)序斷裂(圖2c, 5 Ma; 圖2d, 1.2 Ma; 圖2e, 0.7 Ma)。最終巖石圈發(fā)生破裂, 形成非對(duì)稱型被動(dòng)大陸邊緣(圖3c～e, Final Geometry)。特別需要指出, 當(dāng)=10 mm/a時(shí), 時(shí)序斷裂發(fā)生的時(shí)間長(zhǎng)達(dá)40 Ma, 形成非常明顯的非對(duì)稱大陸邊緣。其機(jī)制主要是Brune et al. (2014)提出的下地殼流動(dòng)導(dǎo)致的裂谷中心遷移作用。下地殼流動(dòng)的存在需要一定的、從海方向的軟流圈上涌作用加熱地殼, 也需要一定的從大陸方向的熱擴(kuò)散來(lái)冷卻大陸地殼和地幔, 所以=10 mm/a模型形成非常明顯的非對(duì)稱大陸邊緣。而當(dāng)拉張速率更快時(shí), 如=50 mm/a, 巖石圈上涌速度也更快, 軟流圈對(duì)上地殼強(qiáng)度的影響時(shí)間比較短, 不足以使其發(fā)生長(zhǎng)時(shí)間的韌性變形。這也證實(shí)了拉張速率會(huì)通過(guò)影響地殼強(qiáng)度, 影響大陸邊緣的結(jié)構(gòu)。

雖然中?超快速拉張速率實(shí)驗(yàn)中, 均生成了非對(duì)稱型大陸邊緣(圖3), 但是它們?cè)诒粍?dòng)大陸邊緣的寬度和破裂時(shí)間上存在差異。=10 mm/a模型的破裂時(shí)間是46 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度為996 km和172 km(圖3c);=25 mm/a模型的破裂時(shí)間是3.3 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度約為183 km和79 km(圖3d);=50 mm/a模型的破裂時(shí)間是1.1 Ma,被動(dòng)大陸邊緣寬度約為117 km和84 km(圖3e)。

3.2 “MG40”模型實(shí)驗(yàn)結(jié)果

“MG40”模型在不同拉張速率下大陸邊緣構(gòu)造演化過(guò)程見圖4, 其對(duì)應(yīng)的初始裂谷形態(tài)和破裂時(shí)大陸邊結(jié)緣結(jié)構(gòu)及寬度見圖5。當(dāng)下地殼的厚度為20 km時(shí), 雖然巖石圈強(qiáng)度比“MG35”模型小(圖1a), 但是對(duì)于不同的拉張速率, 初始裂谷階段形態(tài)均為對(duì)稱的窄裂谷(圖5); 巖石圈破裂后, 均形成非對(duì)稱性大陸邊緣(圖5)。但是, 不同拉張速率的實(shí)驗(yàn)結(jié)果, 在裂谷寬度、非對(duì)稱性程度以及演化過(guò)程有很多不同的地方。

初始裂谷的發(fā)育與“MG35”慢速拉張速率實(shí)驗(yàn)結(jié)果相似, 兩條斷裂發(fā)育于“薄弱帶種子點(diǎn)”之上, 在H塊體(Lavier and Manatschal, 2006)兩側(cè)形成兩個(gè)初始地塹(圖4), 但是地塹深度比“MG35”模型實(shí)驗(yàn)中更深。隨著持續(xù)的拉張, 由于下地殼剪切帶的發(fā)育, 下地殼減薄至尖滅, 變形主要集中在H塊體上(圖4)。同時(shí), 在地殼底部發(fā)育兩條向外傾斜的剪切帶, 剪切帶與上地殼傾向地塹中心的斷裂相連。最終, 當(dāng)一側(cè)的剪切帶變?nèi)踔料? 變形主要集中于另一側(cè)剪切帶時(shí), 裂谷遷移作用開始, 軟流圈上涌。下地殼的溫度升高, 黏性降低, 促使下地殼物質(zhì)向上地殼底部流動(dòng)。當(dāng)上地殼斷裂開始主導(dǎo)變形并且與下地殼剪切帶耦合時(shí), 時(shí)序斷裂階段開始。由于巖石圈冷卻和下地殼強(qiáng)度增加, 地殼應(yīng)變主要為脆性變形, 最終巖石圈破裂(圖4)。

圖4 “MG40”數(shù)值模型不同拉張速率下大陸邊緣構(gòu)造演化過(guò)程

在流變結(jié)構(gòu)為“MG40”拉張速率實(shí)驗(yàn)中, 被動(dòng)大陸邊緣的寬度和破裂時(shí)間上存在明顯的趨勢(shì)。2 mm/a模型的破裂時(shí)間是53 Ma,被動(dòng)大陸邊緣寬度為229 km和131 km(圖5a);5 mm/a模型的破裂時(shí)間是15 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度為166 km和73 km(圖5b);10 mm/a模型的破裂時(shí)間是7.1 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度為162 km和69 km(圖5c);25 mm/a模型的破裂時(shí)間是3.3 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度約為176 km和72 km(圖5d);50 mm/a模型的破裂時(shí)間是1.1 Ma, 被動(dòng)大陸邊緣寬度約為104 km和91 km (圖5e)。

圖5 “MG40”數(shù)值模型不同拉張速率下破裂時(shí)大陸邊結(jié)緣結(jié)構(gòu)及寬度

4 討 論

數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示, 在不同初始流變結(jié)構(gòu)和拉張速率下, 初始裂谷均為窄的對(duì)稱型盆地(圖3、5)。但是在前人的研究中, 不同的流變結(jié)構(gòu)下初始裂谷可以產(chǎn)生窄的或較寬的裂谷(Huismans and Beaumont, 2007)。本文模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果中缺乏寬的初始裂谷結(jié)構(gòu), 可能是由于模型中下地殼流變性質(zhì)較強(qiáng)所導(dǎo)致(Andréz-Martinéz et al., 2019)。不同拉張速率下模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明, 快速的拉張速率會(huì)導(dǎo)致軟流圈快速上涌, 從而導(dǎo)致下地殼溫度升高, 在初始裂谷形成后發(fā)育韌性變形, 導(dǎo)致非對(duì)稱型被動(dòng)大陸邊緣發(fā)育, 如東印度大陸邊緣(Nem?ok et al., 2013)。大陸邊緣發(fā)育過(guò)程中, 在超慢拉張速率下, 由于破裂前熱冷卻的時(shí)間較長(zhǎng), 地殼趨向于脆性變形, 有利于對(duì)稱性大陸邊緣的發(fā)育。

不同流變結(jié)構(gòu)和拉張速率下, 大陸巖石圈破裂發(fā)生的時(shí)間明顯不同(圖6)。從圖中可以看出, 對(duì)于流變結(jié)構(gòu)為“MG40”的模型, 隨著拉張速率的增加, 破裂的時(shí)間逐漸變?cè)? 即裂谷作用時(shí)間變短。“MG35”總體上也有這個(gè)趨勢(shì), 但是對(duì)于10 mm/a的模型, 地殼破裂的時(shí)間與總體的趨勢(shì)不符。這是由于在裂谷的過(guò)程中, 溫度的增高, 增加了地幔上涌處上地殼的韌性程度, 導(dǎo)致上地殼持續(xù)長(zhǎng)時(shí)間韌性變形。而且, 需要注意的是慢拉張速率下, 流變結(jié)構(gòu)“MG35”的模型, 巖石圈破裂時(shí)間比流變結(jié)構(gòu)為“MG40”模型更早。而在超快拉張速率下, 兩者的巖石圈破裂時(shí)間相近。

圖6 巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率與大陸邊緣破裂時(shí)間關(guān)系圖

同時(shí), 不同流變結(jié)構(gòu)和拉張速率對(duì)大陸邊緣結(jié)構(gòu)具有明顯影響(圖7)。將地殼破裂的地點(diǎn)與裂谷肩部之間的距離, 稱為被動(dòng)大陸邊緣的寬度(圖2、4)。從圖中可以看出, 隨著拉張速率的增加, “MG40”模型大陸邊緣的總寬度整體上呈減小的趨勢(shì)。但是, “MG35”模型大陸邊緣總寬度的變化趨勢(shì)并不明顯。在慢拉張速率(2 mm/A和5 mm/a)下, “MG35”模型大陸邊緣寬度相對(duì)更窄, 主要是兩種模型同裂谷作用的時(shí)間差別較大(圖6)。在拉張速率為5 mm/a和50 mm/a時(shí), 兩種模型大陸邊緣的對(duì)稱性比較高。當(dāng)10 mm/a時(shí), 和同裂谷作用時(shí)間較長(zhǎng)的原因一樣, 大陸邊緣裂谷的寬度也特別寬。當(dāng)50 mm/a時(shí), “MG35”和“MG40”兩種模型寬的大陸邊緣變窄, 窄的大陸邊緣變寬, 大陸邊緣的對(duì)稱性增加, 并且, 兩種大陸邊緣的寬度特征相似, 大陸邊緣巖石圈的結(jié)構(gòu)也比較相似(圖2、4)。

5 結(jié) 論

不同模型數(shù)值模擬研究表明, 拉張速率和巖石圈流變結(jié)構(gòu)對(duì)被動(dòng)大陸邊緣形成過(guò)程中殼幔耦合產(chǎn)生重要影響, 進(jìn)而控制大陸巖石圈張裂過(guò)程及大陸邊緣結(jié)構(gòu)。主要有以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí):

(1) 當(dāng)大陸巖石圈具有較強(qiáng)的下地殼流變結(jié)構(gòu)時(shí), 在張裂過(guò)程中均發(fā)育窄的初始裂谷。

圖7 巖石圈流變結(jié)構(gòu)和拉張速率與大陸邊緣寬度關(guān)系圖

(2) 不同巖石圈流變結(jié)構(gòu)和不同拉張速率下, 大陸巖石圈破裂發(fā)生的時(shí)間明顯不同。拉張速率越大, 裂谷時(shí)期越短, 巖石圈破裂的越早。

(3) 當(dāng)下地殼的厚度為15 km時(shí), 較慢的拉張速率下最終產(chǎn)生了對(duì)稱型大陸邊緣, 較高的拉張速率下形成了非對(duì)稱型大陸邊緣。而當(dāng)下地殼的厚度為20 km時(shí), 不同的拉張速率下均形成非對(duì)稱性大陸邊緣。

(4) 在超慢拉張速率和超快拉張速率下大陸邊緣對(duì)稱性相對(duì)較高, 中?快速拉張速率下有利于非對(duì)稱大陸邊緣的發(fā)育。在超快拉張速率下, 不同流變結(jié)構(gòu)的大陸巖石圈可以發(fā)育類似寬度的共軛大陸邊緣。

致謝:感謝中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所李付成副研究員和趙中賢副研究員在審稿過(guò)程中對(duì)本文提出的建設(shè)性意見和建議, 對(duì)提高文章質(zhì)量起到了重要作用！

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Impact of Extension Rate and Crustal Rheology on the Evolution of Passive Continental Margins

XIN Yanfang1, 2, 3, 4, YAN Yi1, 2, 5, 6*, Marta Pérez-Gussinyé4, LUO Yang7

(1. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. Marum-center for Marine Environmental Sciences, University of Bremen, Germany; 5. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou),Guangzhou 511458, Guangdong, China; 6. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, Guangdong, China; 7. Department of Developing and Planning in Shengli Oil Field, SINOPEC Group, Dongying 257001, Shandong, China)

Continental rifted margins, which record the processes from continental lithosphere extension and thinning to seafloor spreading, are a frontier research area in solid earth science. In order to investigate the influence of lithospheric extension rate and crustal structure on the configuration of continental rifted margins, ten sets of high-resolution two-dimensional elastic-visco-plastic thermodynamic numerical simulations with different crustal thicknesses and extension rates are carried out. In all models, the thickness of the quartz upper crust is set at 20 km, while the thickness of the crust is mainly controlled by the thickness of the mafic lower crust. When the thickness of the crust is 35 km, symmetric continental margins are eventually reproduced at lower extension rates, while asymmetric continental margins are formed at higher tension rates. The asymmetry reaches its maximum at an extension rate of 10 mm/a, with the wider side of the rift margin reaching a width of nearly 1000 km, while the narrower side of the rift margin is less than 100 km wide. The formation of this type of asymmetric continental rift margin is mainly caused by the oceanward migration of the spreading center. The oceanward migration of the spreading center is driven by the lower crustal flow formed at the root of the fault. The formation of the lower crustal flow requires that the upwelling of the asthenosphere to heat and weaken the fault roots while allowing sufficient time for thermal diffusion to cool and harden the lithosphere on the continental side. When the thickness of the lower crust of the model is 40 km, asymmetric continental margins are formed at different extension rates. Models with relatively high extension rates, asymmetric rift margins are also formed by the migration of the rift center. When the model has a very slow half extension rate (2 mm/a), the upper crust mainly develops brittle fractures due to the long lithospheric rupture time and high thermal cooling rate of the lithosphere, and the crust-mantle coupling is high, which leads to the formation of hyperextended rifted margins with a relatively wide width. On the contrary, continental margins tend to form symmetric configuration at ultra-slow half extension rates (2 – 5 mm/a) and ultra-fast half extension rates (50 mm/a).

passive continental margins; extension rate; lithosphere rheology; numerical modelling

P542; TE352

A

1001-1552(2022)02-0191-011

2021-03-09;

2021-03-31

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41676048、U1701641)、南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室團(tuán)隊(duì)項(xiàng)目(GML 2019ZD0205)和中國(guó)科學(xué)院南海 生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院自主部署項(xiàng)目(ISEE2020YB07)聯(lián)合資助。

信延芳(1991–), 女, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: xinyanfang1990@163.com

閆義(1974–), 男, 研究員, 主要從事邊緣海構(gòu)造與盆地演化方面的研究工作。E-mail: yanyi@gig.ac.cn