东昆仑造山带拆沉作用的数值模拟

詹华明，罗照华，林　舸

(1.天津华北地质勘查局地质研究所，天津 100370；2.中国地质大学(北京)，北京 100083；3.中国科学院边缘海地质重点实验室, 广州地球化学研究所，广州 510640)



东昆仑造山带拆沉作用的数值模拟

詹华明1，罗照华2，林舸3

(1.天津华北地质勘查局地质研究所，天津 100370；2.中国地质大学(北京)，北京 100083；3.中国科学院边缘海地质重点实验室, 广州地球化学研究所，广州 510640)

摘要：在构建东昆仑造山带晚古生代—早中生代地质-物理模型的基础上，利用FLAC软件模拟了幔源岩浆底侵后形成的榴辉岩岩石圈拆沉作用及动力学机制，结果表明，东昆仑造山带在幔源岩浆底侵后确实发生过岩石圈拆沉作用，昆北、昆中、昆南地区的拆沉量差异较大，并形成以橄榄岩、榴辉岩和中酸性麻粒岩为源区的岩浆活动；柴达木地区未发生拆沉作用，而是下沉，同时在高密度层(榴辉岩)的顶部存在较多的断裂。文章探讨了拆沉作用与大规模岩浆活动、盆地形成、C型埃达克岩的关系，认为镁铁质岩石的特殊性质是导致拆沉作用发生的直接动力，岩石圈拆沉之后的深部约束受拆沉的量及范围控制；论证了东昆仑造山带的岩石圈拆沉作用触发了柴达木盆地的形成，并形成一系列热液矿床。

关键词：东昆仑造山带；拆沉作用；数值模拟；岩浆活动

0引言

岩石圈拆沉作用传统上被认为是下地壳流动增厚的结果[1-3]。如果岩石圈是刚性的，下地壳又为什么会发生塑性流动呢？显然，造山过程中造山带陆壳的增厚与深部物质和能量的注入有关[4-5]，这就是幔源基性岩浆的底侵作用。东昆仑造山带于晚古生代—早中生代经历了一个完整的造山旋回。依据火成岩组合、沉积建造特征提供的证据，这一造山旋回可能涉及岩浆底侵、岩石圈拆沉2种地质作用过程[6-8]。晚三叠世，岩石圈经受了一次大的灾变事件——幔源岩浆的底侵[9-10]。罗照华等[8]分析了东昆仑幔源岩浆底侵作用与大规模花岗质岩浆活动的关系，认为可能预示将产生岩石圈的重力不稳定；由邓晋福[11]岩石学结构模型(图1)推测出现拆沉作用；并根据东昆仑晚三叠纪—早侏罗纪的脉岩组合指示不同成分的源区岩石同时受热，需要通过拆沉机制进行调整。

无论东昆仑造山带在晚古生代—早中生代经历了何种地质作用过程，其关键的问题在于邓晋福[11]模型中的地幔榴辉岩层形态是否为拆沉作用的结果？如果东昆仑造山带经历了拆沉作用，为什么拆沉之后没有大规模的岩浆活动？为此，本文利用FLAC(Fast Lagrangian Analysis of Continua)数值模拟技术，利用格尔木—额济纳旗断面岩石学结构剖面[11]，模拟了东昆仑造山带岩石圈的拆沉作用，以期阐释东昆仑造山带在幔源岩浆底侵以后是否发生了岩石圈拆沉作用，镁铁质岩浆的特殊物理性质是幔源岩浆底侵作用与岩石圈拆沉作用的联系纽带，以及拆沉作用与大规模岩浆活动的关系等问题。

图1　格尔木—额济纳旗断面岩石学结构(据文献[11]修改)Fig.1　A sketch showing petrological structure of geoscience transect in the Golmud-Ejin1.绿片岩相上地壳；2.角闪岩相中地壳；3.中压麻粒岩相下地壳；4.高压麻粒岩相增厚下地壳；5.山根带花岗质榴辉岩；6.基性榴辉岩；7.橄榄岩上地幔岩石圈；8.软流圈；9.花岗质；10.花岗闪长质；11.闪长质；12.辉长质；13.波速vP/(km/s).

2数值模拟的构建

2.1热-应力模型

FLAC是基于拉格朗日差分法的一种显式有限差分程序，目前广泛应用于模拟计算不同尺度变形构造和大陆动力学问题[12-17]。本次模型热运移(transport)的本构关系是以假设热传导(conductive)为主导作用，没有考虑热对流(cinvection)。因通常假设热传导在岩石圈的热演化中起主导作用，而热对流在深部地幔更为重要[18]。

岩石的力学行为遵循弹塑性理论(elastic-plastic constitute law)[12,18-20]。物质的总应变假设是由弹性部分和塑性部分组成的。弹性部分由Hooke法则决定：

式(1)中，σij为应力；εij为弹性应变；G、K和δij为剪切模量、体积模量和Kronecker delta分量。塑性部分由具有恒量或内聚力(C)、摩擦角(φ)和膨胀角(ψ)的非相关塑性流动规则来控制(non-associated plastic flow law)[19]。

τ=C-σntanφ(3)

式(3)中，C为内聚力(cokesion)；σn为正常应力(压缩应力用负号表示)；φ为摩擦角。对于具有屈服度的物质，剪切应力必须等于等式的右边，它结合了内部物质属性和正常应力。这种屈服标准也可以用屈服函数f来表示。

f=τm+σmsinφ-Ccosφ(4)

式(4)中，τm为最大剪切应力；σm为平均应力。如果f<0(应力状态没有达到屈服面)则物质处于弹性状态，如果f=0(应力状态达到了屈服面)则物质处于塑性状态。塑性势能函数g为：

图2　模拟剖面位置示意图Fig.2　A sketch showing location of thenumberical simulation profile1.地体边界断裂带；2.陆块或岛孤边界断裂带；3.断裂带编号

Mohr-Coulomb弹塑性物质在塑性方式中变形，它可能是由膨胀角控制的。在小尺度上，这种膨胀角可由晶粒的滑动或孔隙空间、穴道和破碎的滑动而产生。

软流圈的变形遵循线性黏性蠕变机制(linear viscous rheology law)

2.2地质模型

格尔木—额济纳旗地学断面横穿14个块体，长约1 050 km，各个块体由深大断裂带作为边界(图2)。晚古生代—早中生代，断面走廊所穿过的各地体已拼合成一个完整的陆块，昆南断裂为古特提斯洋在三叠纪闭合以后的产物，昆中断裂为南昆仑地

体和北昆仑地体之间的地壳叠接带，在奥陶纪和石炭纪时两度打开，石炭纪未闭合[21]。柴北缘断裂是柴达木与欧龙布鲁克陆块之间的分界岩石圈断裂。东昆仑造山带从泥盆世的区域伸展作用开始，历经活动大陆边缘的各种地质事件，到晚三叠世已经形成厚的陆壳和岩石圈，区域地质演化历史进入了以俯冲板片断离为诱导的晚造山运动的起始阶段，俯冲板片的断离作用引起大规模的幔源岩浆底侵作用，由于存在密度差，大部分岩浆滞留于莫霍面附近，其厚度可达数十千米，底侵作用导致大规模花岗质岩浆活动，中酸性岩浆活动促使岩石圈冷却，并导致基性物质榴辉岩化[8]。

图3　初始地质模型几何学形态Fig.3　Geometric morphology of the initial geological model

造山带不同阶段岩石圈结构的特征是造山过程的记录，现今地球物理探测结果近似于区域最近一次最强烈构造-岩浆活动事件的结果。区域地质发展史表明，早中生代以后，东昆仑地区未再经历过强度超过早中生代的构造-岩浆事件，依据格尔木—额济纳旗地学断面地球物理测深资料建立的区域岩石学结构，可以大致代表晚古生代—早中生代造山作用的结果(图1)。由此设计了地质模型和岩石学结构(图3)，模型模拟长度为1 050 km，模拟深度300 km，网格数150×85。由于拆沉作用是突变事件，拆沉作用过程时间很短[22]，可把软流圈以上的岩石圈地幔按脆性分层，软流圈以蠕变作用变形。岩石圈的变形是其内部及软流圈结构变化影响的结果，本文模拟实验建立的岩石圈/软流圈层圈流变学模型为上地壳、中地壳、下地壳、加厚的下地壳、过渡层(高密度层)、岩石圈上地幔和软流圈，它们具有不同的流变性，上地壳至软流圈以上的岩石圈地幔具弹塑性，软流圈具黏弹性。模拟剖面横穿昆南、昆中、昆北、盆

表1　模型分区参数

表2　岩石属性参数

中及柴北缘等5条断裂。模型分区参数见表1。

2.3物理模型与边界条件

模型的初始条件除需要模型几何形态、热边界参数以外，还需要岩石属性和应力边界条件和约束。内聚力、抗张力、摩擦角、膨胀角、体积模量、剪切模量和密度决定岩石的物质属性，根据不同岩石放射性生热特征[23-24]，选择不同层位初始参数(表2)。依据Jull(2003)计算的镁铁质下地壳岩石相变到榴辉岩的密度，结合岩石、矿物地震实验的资料[25]，证明选择这些参数是较合理的。

在没有外力条件下，为了防止模型坍塌，固定了底部和两侧边界，模型内部的应力状态满足如下关系[26]：

σzz=∫ρ(z)gzdz,σxx=σzzσv/(1-v)(7)

式(7)中，σzz，σxx为横向和垂向应力；ρ为密度；g为重力加速度；z为深度；v为泊松比。

2.4初始热模型

参考已有的成果及下地壳包体的温压计算结果，假定地表温度T(0，0)=25℃；壳内地温梯度δT/Δz(z,o)=21.8℃/km(0

3模拟结果

3.1拆沉作用的判别

研究岩石的破坏及其类型在构造地质力学中尤为重要。地壳中所遗留的不连续变形的构造形迹都是地块在物理环境受到构造应力作用而呈现的各种破坏表象，如地壳中广泛发育各种力学性质的断层、节理等。当应力达到一定程度时，岩石由变形发展为破裂。为了表示岩石强度与应力的关系，不同的学者提出了不同的破裂准则，如库仑-纳维叶破坏准则、摩尔破坏准则、格里菲斯准则、修正的格里菲斯准则等。

本次模拟利用摩尔-库仑准则，为描述方便，首先定义几何参数(τf，C，φ，σc，ε)，其中：

τf=C+σ tan φC(8)

σ1=σ3ε+σ(11)

图4　岩石强度条件Fig.4　Diagram showing condition of rock strength

式中，τf为正应力σ作用下的极限剪应力(MPa)；C为岩石的内聚力；φ为岩石的内摩擦角；σc为理论上的单轴抗压强度(MPa)。

运用强度曲线，可以直接判定岩石是否破坏。把应力圆和强度曲线放在同一坐标系中，若应力圆在包络线内，则岩石未破坏；若应力圆与强度线相切，则岩石处于极限平衡状态(图4)。

运用库仑-莫尔强度线判断岩石破坏的依据为：

图5　模拟过程中岩石破坏图Fig.5　Sketch showing to rock failure in the process of numerical simulation of lithospherical delamination左图中x为每个单元物质；右图中红线为x点的位置

有限差分有很多优点，如物理概念清晰，易于掌握，计算速度快、精度高，具有灵活性和通用性，可解决一些过去难以解决的特殊问题。其程序将计算区域内的介质划分为若干个二维单元，单元之间用节点相连。拆沉作用是指连在一起的大陆岩石圈中的密度大的部分由于重力不稳定而被拆离沉入软流圈中。这就要求模拟过程中单元之间的节点破坏，程序崩溃。为了模拟密度大的部分拆离下沉至软流圈，模拟过程中主要依据上述破坏准则和各个单元的垂直方向位移量(y)，一是判断每个单元代表的物质是否破坏(图5)；二是根据每个单元的垂直方向(y)位移趋势是否向下运移(图6)，来判断是否可能发生拆沉作用。如果满足这2个条件，这个单元就可能拆离下沉。

3.2岩石圈拆沉

图6　模拟过程中间各个单元y位移图(单元位置同图5)Fig.6　Sketch showing y displacement of rock unit in the process of numerical simulation of lithospherical delamination

北山是塔里木―阿拉善稳定大陆的一部分，相对祁连造山带来说，岩石圈地幔较稳定和坚硬，东昆仑山的变形主要受印度大陆的推挤力[11]。热-应力模拟时，假定晚三叠世构造变形的动力源来自印度大陆的推挤，在此初始稳态热-应力参数条件下，于模型西则施加一稳定的位移速率(施加速率的大小与岩石圈变形的持续时间有关)。本次模拟左边界施加向右的初始速度均为v=1cm/a，来恢复拆沉作用发生时的古构造应力场。图7展示其模拟结果：当岩石圈被压缩4.1%的应力场时，东昆仑造山带发生了岩石圈拆沉作用，这与地球物理资料推断在昆仑山下约130km深处存在一个向S倾的vP高速体(Leveque等， 1999)的结论吻合。而拆沉的量在昆北、昆中地区存在较大的差别，昆北地区的拆沉量大于昆中，昆南几乎没有。昆中地区还保留有很厚的高密度层(榴辉岩)，而昆北地区的量较少，在柴南缘地区接近下地壳底部，形成了以橄榄岩、榴辉岩和中酸性麻粒岩为源区的岩浆活动。这与用“岩石探针”探到的东昆仑造山带在190～230Ma的陆内造山阶段，南、北边缘构造性质与深部过程具较明显差异与不对称性是一致的[27]，也与地球物理揭示的东昆仑山地壳厚度自南往北减薄的结果吻合[28]。柴达木地区没有发生拆沉作用，而是下沉形成盆地，同时在高密度层的顶部存在较多的断裂。发生拆沉作用后，软流圈上涌，热流值上升。现代热流值表明，柴达木盆地的热流值最低，平均为38mW·m，而东昆仑构造带最高，平均为72mW·m，分布不均[29]，这可能是东昆仑发生拆沉并导致柴达木盆地形成的原因。

3.3剪应变增量

图7　岩石圈拆沉的结果Fig.7　Lithospherical delamination diagram

高密度层的密度大于岩石圈地幔密度，在岩石圈中产生水平偏压应力σ1，造山带的挤压作用在岩石圈中产生水平偏张应力σ2，这2个因素的叠加形成最终的应力分布(图8)。

造山带变质作用具有宽泛的地温梯度，当温度≥550 ℃，大多数辉长质岩石都会转变为榴辉岩，高于800 ℃时不完全转变的实例很少(Hacker，1996)。不同的地温梯度会制约辉长质岩石从麻粒岩相向榴辉岩相的变质进程及其产物的成分，不同的物质成分具有不同的密度，进而影响应力应变的不均衡，图9显示了高密度层及其两侧变形强度的明显差异。应变集中分布于高密度层及断裂部位，其中东昆仑山明显高于柴达木盆地，且应变量较柴达木强烈，在此岩石圈结构中，这种应力变形状态有利于上部岩石圈尺度的剪切带发育和断裂活动。本次模拟计算结果表明，镁铁质岩石的特殊性质是导致拆沉作用发生的重要因素。岩石圈发生拆沉作用，并不是所有的岩石圈及下地壳拆沉，这与岩石圈高密度层的物质成分即应力状态有关。

4讨论

有关拆沉作用的地质意义，不同的作者有其自己的理解，其中许多学者认为可能与后造山阶段大规模岩浆活动有关[22,30-31]。实际上，拆沉作用所造成的后果应当与导致拆沉作用的因素和拆沉作用的规模联系起来考虑。这在数值模拟过程中得到了体现[32]。岩石圈拆沉之后将会导致3个可以预测的结果：软流圈上升与减压熔融；地壳伸展作用；以橄榄岩、榴辉岩和中酸性麻粒岩为源区的岩浆活动。

图9　拆沉发生时的应力扰动格局Fig.9　The stress distributions of a model during delamination封闭曲线为最大剪应力分布曲线，最大剪应力的值为0.35MPa，其等值线间隔为0.05MPa

一般认为，拆沉作用导致大规模的减压熔融和岩浆活动[33-34]。从模拟结果来看，底侵物质导致的拆沉作用规模直接与岩石相变规模和软流圈对岩石圈的相互作用有关。由于大部分硅酸盐矿物都是固溶体，辉长质岩石向基性榴辉岩转变过程中必定有一个很宽的深度区间，即使在麻粒岩相与榴辉岩相之间也存在这样的区间。因此，如果拆沉作用没有使原来为辉长质岩石相变部分全部进入软流圈，上升软流圈热物质直接接触的将是具有较高固相线温度的基性岩类，它们有可能不发生熔融或者熔融程度很低，不会导致区域规模的岩浆活动，只有少量辉绿岩、煌斑岩、埃达克质脉岩和A型花岗岩类脉岩的产生，造山带从此进入造山后伸展阶段。反之，如果基性物质全部被拆沉，热的软流圈物质直接接触的将是熔点较低的下地壳物质，从而诱发大规模中酸性岩浆活动，造山带进入另一个构造岩浆旋回。数值模拟结果表明，东昆仑造山带较相似于前一种情况。沿昆北构造带广泛分布的中基性脉岩及碱长花岗质脉岩出露面积并不大，但很有意义，是岩石圈拆沉作用的标志[8,31]。

现今的造山带一般都具有较高的海拔高度，如喜马拉雅、安第斯等，其周边盆地和山间盆地都接受了巨厚的沉积物堆积。从这个角度来看，造山隆升与盆地堆积是有必然联系的。中国东部的研究也表明，中生代造山过程可能造就了巨大的山脉[35]或高原[36]，华北平原中新生代的巨量堆积是否也是造山后的结果？1998年，罗照华提出了柴达木盆地的形成可能与东昆仑造山带的岩石圈拆沉作用有关的设想。近年来，随着研究的深入，一些新证据的发现使这一设想获得更多的支撑。例如，冷湖油田的复活表明，柴达木盆地在早侏罗世就已经开始有大规模的沉积物堆积[37]，是一个典型的中、新生代盆地，而这个过程恰好处于早中生代造山过程刚刚结束之后，这是一种巧合还是必然？柴达木盆地北缘发育的反冲叠瓦式断裂构造，根据新的物理模拟结果，其前提是基底应当有较大规模的缩短[38]，也就是变热，那么使基底变热的因素是什么呢。据宋仲和等(1991)对SV波和SH波的介质各向异性研究得知,祁连山地区浅部受到拉张作用。这些现象均表明，柴达木盆地的形成可能与东昆仑造山带的岩石圈拆沉作用有直接的联系。数值模拟结果把这一地质过程用数学方式表达了出来(图8)，这为研究盆山耦合提供了新的思路。

从岩石成因角度来看，玄武质岩浆起源于地幔，花岗质岩浆起源于地壳。那么，安山质岩浆起源于什么地方呢？大多数学者偏向于安山质岩浆是基性与酸性岩浆混合的产物[39-40]，除了玻镁安山岩之外，大多数安山岩既不能起源于地壳也不能起源于地幔。得出这个结论是基于地幔和地壳的平均物质组成特征、地壳厚度以及温度场。自从Defant等(1990)提出埃达克岩可能起源于俯冲板片的熔融之后，新的岩浆源区得到了人们的关注，这表明，榴辉岩相变质基性岩可能是地球上第三个端元岩浆。与此相应，部分学者也提出了C型埃达克岩的问题。C型埃达克岩可能是岩石圈中的基性岩部分熔融的产物[41]，其构造背景极有可能是岩石圈拆沉作用[42]。

模拟结果表明，上涌的软流圈没有直接与下地壳接触，而是以橄榄岩、榴辉岩和中酸性麻粒岩为源区的岩浆活动。榴辉岩层部分熔融的性质与俯冲板片的熔融应当相似。区内晚三叠世末期和早侏罗世初期的一些火成岩地球化学特征表明，它们普遍具有埃达克质岩石的特征，值得今后进一步的研究。

已有资料表明，拆沉作用是热液-成矿作用的重要机制之一，拆沉作用使得软流物质侵位到浅部岩石圈中，导致中上地壳伸展构造的形成，多源流体在此演化过程的控制下形成并富集成矿。

地质资料显示，东昆仑造山带的热液脉状矿床成矿作用主要在印支期[43-44]。在中-晚三叠世东昆仑造山带存在幔源岩浆的底侵作用和大规模的岩浆混合作用，底侵的幔源岩浆导致地壳的部分熔融或壳幔物质同熔，形成区域岩浆-热液成矿系统，这些底侵的幔源岩浆富含挥发分(CO2等)和成矿元素(Cu，Fe，Zn等)。当底侵的幔源岩浆上侵后，地壳物质熔融并导致2类岩浆混合，其中的成矿元素直接进入区域岩浆-热液体成矿系统。随着造山带的冷却，幔源岩浆冷却固结并经变质作用成为壳幔过渡层或下地壳的一部分，并在下地壳底部囤积成一个“成矿物质库”。这些高密度层引起岩石圈重力不稳，诱发岩石圈产生拆沉作用，使大陆岩石圈异常增温。东昆仑造山带拆沉作用的初步数值模拟表明，拆沉结果是以橄榄岩、榴辉岩和中酸性麻粒岩为源区的岩浆活动，储库中的成矿物质加入其中，形成东昆仑造山带的热液矿床。由此可见，拆沉作用为区域岩浆-热液矿床成矿提供了动力学前提。

5结论

对东昆仑造山带幔源岩浆底侵以后形成的榴辉岩岩石圈拆沉作用的模拟表明：①东昆仑造山带在幔源岩浆底侵以后，确实发生过拆沉作用，昆北、昆中、昆南地区的拆沉量差异较大；②镁铁质岩石的特殊性质是导致拆沉作用发生的重要因素，底侵的幔源岩浆的相变引起的密度差引起拆沉作用的发生；③折沉作用后是否发生大规模的岩浆活动，与拆沉的量及范围有直接的联系；④进一步论证了东昆仑造山带的岩石圈拆沉作用触发了柴达木盆地的形成，并形成了一系列热液矿床；⑤柴达木地区没有发生拆沉作用，而是下沉，在高密度层的顶部存在较多的断裂。

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NumericalsimulationofdelaminationintheeastKunlunorogenicbelt

ZHANHuaming1,LUOZhaohua2,LINGe3

(1.Geological Research Institute, North China Geological Prospecting Bureau, Tianjin 100370, China;2.China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China;3.Key Laboratory of Marginal Sea Geology, Chinese Academy of Sciences,Guangzhou Institute of geochemistry, Guangzhou 510640, China)

Abstract：Based on the Late Paleozoic-early Mesozoic Geological-physical model building of the East Kunlun orogenic belt software FLAC was used to simulate the delamination of eclogite lithosphere formed after underlay of mantle derived magma and the dynamic mechanism. The results show that the lithospheric delamination did happen after the mantle derived magma underplating with varied delamination in the north, central and south of Kunlun areas and magmatic activities in the peridotite, eclogite and intermediate-acidic granulite areas. No delamination occurs in Qaidam region, only sink, and many fractures at top of the high density layer(eclogite). This paper discussed the relation of delamination to large scale magmatic activities and formation of basin and the C type adakite. We consider that the special nature of the mafic rocks is the direct force leading to the delamination. The deep constraint of the lithosphere is controlled by the amount and range of the delamination. It is proved that the lithosphere delamination of the east Kunlun orogenic belt triggered the formation of the Qaidam Basin and a series of hydrothermal deposits.

Key Words：the east Kunlun orogenic belt; delamination; numerical simulation; magmatic activity

收稿日期：2015-04-14；责任编辑：赵庆

基金项目：国家重点基础研究发展规划项目(编号：2002CB412601)及中国科学院边缘海地质重点实验室项目(编号：MSGLCAS0405-8)联合资助。

作者简介：詹华明(1974—)，男，高级工程师, 硕士， 2005 年毕业于中国地质大学( 北京) , 从事矿产勘查及城市地质工作。

通信地址：天津市河东区广瑞西路67号, 天津华北地质勘查局地质研究所；邮政编码：300170；E-mail: zhm74922@163.com

doi：10. 6053/j. issn.1001-1412. 2016. 01. 010

中图分类号：P542.5

文献标识码：A