南海扩张期岩浆流体对洋壳厚度的影响:数值模拟

张慧慧,许鹤华,邵佳,姚永坚,何丽娟

1 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室,南海海洋研究所,南海生态环境工程创新研究院,广州 511458 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州),广州 511458 3 中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049 4 南方科技大学海洋科学与工程系,深圳 518055 5 广州海洋地质调查局自然资源部海底矿产资源重点实验室,广州 510760 6 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029

0 引言

俯冲带是地球上的巨大物质传输带,将地表的水、流体和挥发物携带进地球内部,经过一系列过程,地球内部的水又随热液循环、火山喷发回到地表的海洋和大气中,构成地球深部的水循环系统(Shillington,2018).前人研究表明,全球俯冲进入到地球深部的水远超于目前所估算的地幔中水的释放量,这意味着应该重新估算全球水循环,特别是地球内部的水释放量(Rüpke et al.,2004),而洋中脊热液循环是地球内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几百立方千米的水发生对流循环(Cathles,1990),造成的热量损失占全球总热量损失的20%～25%(Ingebritsen et al.,2010).在海底扩张期间,热液循环系统的热排出与岩浆系统的热注入共同控制着洋中脊的轴向地形(Morgan and Chen,1993),对洋壳厚度的生成产生一定影响,数值模拟结果显示扩张期的热液循环对洋壳厚度具有阶段性减薄和稳定后增厚作用(张慧慧等,2022).

关于热液循环流体的来源仍有争议,其可能纯粹来自对流海水与岩石的相互作用,也可能含有深处岩浆中逸出的流体混合物(Yang and Scott,1996).王淑杰等(2018)将其划分为只有海水参与的传统热液系统循环模式和含有岩浆流体的岩浆后期热液注入模式.岩浆流体形成于浅层岩浆结晶时的脱气作用,可以为热液成矿系统提供大量金属元素,其含量受压力、温度和岩浆深度等因素影响(Yang and Scott,2005),但由于其来源于地幔深部的岩浆房,对岩石圈的热液冷却作用可能贡献更大.然而,前人对岩浆流体和热液成矿两者关系的研究较多(Hedenquist and Lowenstern,1994; De Ronde et al.,1997; Heinrich,2005; Yang and Scott,2006),关于岩浆流体造成的热通量,以及其对洋壳厚度生成的影响机制研究较少.

因此,本文通过建立相关的热液循环-洋壳增生模型,探究热液循环中岩浆流体与洋壳厚度的关系,以及不同含量岩浆流体下洋壳厚度的变化规律.再结合南海岩浆水、地幔水和洋壳厚度的分布特征,一方面为数值模拟结果进行一定的约束,另一方面为南海洋壳厚度的分布特征提供一定的理论支撑.同时,洋中脊处热液循环对研究全球深部水循环、热液成矿等具有重要意义.

1 地质背景

南海位于欧亚板块、印度—澳大利亚板块和太平洋板块的交汇处,是西太平洋最大的大陆边缘盆地(Zhang et al.,2018; Yang et al.,2019).南海深水盆地可以被划分成三个次海盆(图1),分别是东部次海盆、西南次海盆和西北次海盆,根据磁异常解释和大洋钻探证据,在32～30 Ma期间,东部和西北次海盆以SE向拉张力开始扩张.在30～26 Ma期间,东部次海盆扩张脊转为SN向扩张.在约24 Ma时扩张脊向南发生了一次跃迁,先在东部次海盆扩张,之后向西南扩张,并于15.5 Ma停止扩张(Sun et al.,2006).东部次海盆的平均水深小于西南次海盆(Sibuet et al.,2016).

图1 南海岩浆水含量和部分地球物理测线分布图

现今的南海海盆已经停止扩张,大部分热液活动标志被沉积物埋藏.周怀阳等(2020)指出南海海山上存在“楼兰”和“南溟”两处古热液区,是海盆扩张后期火山岩浆作用的结果,虽无法为南海扩张期间存在热液活动提供直接证据,但表明南海具备发育热液活动的条件,并且作者也指出南海可能存在未观测到,或被沉积物掩埋的热液活动产物.同时,近期Hu等(2022)对南海玄武岩中获得的五组黄铁矿样品进行地球化学分析,认为其是在上层地壳热液系统从洋中脊轴上过渡到轴外的过程中,由热液和微生物的共同作用形成,其中有些黄铁矿中的微量金属来自轴上热液循环中的硫化物或硅酸盐矿物,有些黄铁矿由岩浆流体和海水衍生流体混合沉淀形成,为南海扩张期存在热液循环提供一定的间接证据.Follmann 等(2022)也对南海玄武岩样品进行地球化学分析,展示了沉淀硫化物相的演变和时间顺序,为研究南海海盆裂谷-扩张阶段的热液循环提供一定依据.

关于南海岩浆水的研究,Zhang等(2017)发现在南海东部次海盆IODP1431站位存在碳酸盐化硅酸盐熔体,此熔体常存在于80 km以下的深部岩石圈内,而生成洋壳的熔融体的初始熔融深度为60～80 km(Langmuir et al.,1992).由此推测,南海扩张期存在深部地幔水造成的含水熔体,也表明南海的地幔熔融体具有释放岩浆流体的条件.除此之外,Wang等(2019)在东部次海盆残余洋中脊附近发现高含量的岩浆水,并认为岩浆水含量受碳酸盐化硅酸盐熔体和海南地幔柱羽流的影响.Follmann 等(2022)通过地球化学分析,认为南海玄武岩中的部分黄铁矿形成于岩浆源流体和海水衍生流体的混合沉淀,表明南海扩张期存在含岩浆流体的热液循环.

2 方法

本文基于COMSOL Multiphysics数值模拟软件,建立含有岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型.模型的整体架构为,岩石圈浅层热液循环的流体流动-传热模型和岩石圈上地幔的部分熔融模型.

2.1 热液循环的流体流动-传热模型

热液流体流动受海底地形变化引起的压力差驱动(范庆凯和李江海,2020),属于低速流动.本模型遵循流体质量守恒,并应用达西定律和热传导方程求解孔隙介质中流体的流动和传热,以获得不同时间的流体速度和温度场.

在上述基本框架中,流体的质量守恒方程为

(1)

岩浆流体作为进入热液系统中的外部流体,多是由含水地幔熔融产生的含水岩浆结晶释放,在本模型中通过假设质量源来代替岩浆流体的生成过程.为研究岩浆流体初始释放时熔融分数临界值(F值),以及岩浆流体含量对洋壳厚度的影响,分别以0.01、0.02、0.03作为岩浆流体初始释放的临界值(F值)、以2×10-12、5×10-12、1×10-11作为质量源与熔融分数函数的斜率,设置了不同大小的质量源.

(2)

(3)

(4)

式中F是熔融分数,表示地幔的熔融程度,无量纲.

在多孔介质的流体流动中,通过达西定律可获得达西流速为

(5)

式中K为渗透率(m2);μ是流体黏度(10-6MPa·s);P是压力(MPa);g是重力加速度(m·s-2).

多孔介质传热方程为

(6)

式中C是恒压热容(J/(kg·K-1));T是温度(K);t是时间(s);Cw是流体的恒压热容;k是导热系数(W/(m·K));Ht是总热源(W·m-3).

2.2 地幔部分熔融模型

洋中脊下的地幔多认为是较为干燥的(小于200×10-6),本文假设地幔的固相线为含水量为200×10-6的湿固相线(Hasenclever,2010),当上地幔温度-压力条件位于地幔固相线之上时,地幔开始发生部分熔融.

含水(200×10-6)地幔的固液相线温度为

Tsolidus=1274.15+132P,

(7)

Tliquidus=1874.15+132P,

(8)

式中Tsolidus、Tliquidus分别是含水(200×10-6)地幔的固相线、液相线温度(K).

本文洋壳增生过程中的地幔流流动采用上升离散地幔流模型,该模型由角落流公式(9)计算得到,

(9)

式中ψ是流函数,流函数的解析解(Batchelor,1967)为:

(10)

(11)

(12)

式中A、B、C、D是常数,由边界条件确定;Vx和Vy是上升流的速度分布(m·s-1).

上升离散地幔流模型的边界条件为:

在x=0时,Vx=0,Vy=vy;

(13)

(14)

其中vx、vy分别是水平和垂直速度分量(m·s-1),vx也是半扩张速率,且vx=vy.将上述边界条件带入Vx、Vy,能求解得到A、B、C、D的值和上升离散地幔流的速度分布.

将上升离散地幔流速度、热液流体的达西速度和多孔介质传热方程耦合得到:

(15)

式中Cm是熔融体的恒压热容;x、y分别为水平和垂直坐标(m).

2.3 理论洋壳厚度计算

在板块构造的背景下,地幔物质随离散板块的分离而上升发生减压熔融,熔体经迁移汇聚后沿洋中脊轴向冷却生成洋壳(Hess,1962;Gregg et al.,2012).迁移至脊轴附近区域的熔体并非全部萃取生成洋壳,部分熔体会滞留在地幔中,本模型将这部分滞留的熔体参数化,取为保留熔融分数0.01(Bai et al.,2017).由保留熔融分数界定,熔融生产率的计算公式如下:

(16)

式中R是熔融生产率,为单位时间单位面积内产生的熔融量;Fc是熔体开始萃取时的熔融分数临界值,取值0.01.

理论洋壳厚度由相关区域的熔融生产率积分得到(Forsyth,1993),

(17)

式中H代表洋壳厚度(m);yb是熔融区域的最小深度(m);xL是相关熔融区域的宽度(m).

3 数值模型与边界条件

本文构建的模型为长方形块体,代表垂直洋中脊轴向或离轴一定距离(400 km)和深度(120 km)的二维岩石圈剖面.模型垂向上分为三层,代表岩石圈上地壳(5 km)、下地壳(5 km)和上地幔(110 km),横向中心处为600 m×5 km的断层,用裂隙单元表示,代表洋中脊扩张和热液循环通道.断层下的三角形区域(120 km×34 km),代表释放岩浆流体的质量源区(Yang and Scott,2005)(图2).模型上地壳为具有固定孔隙度(0.03)的渗透层,代表以喷发性玄武岩为主的洋壳(范庆凯和李江海,2020).渗透率随深度逐渐降低,下地壳的渗透率低于上地壳一个数量级,热液循环的最大深度达到上地幔顶部(10 km).模型上地幔渗透率为0,但质量源区具有低渗透率,代表岩浆流体流动通道.模型中对流循环的热液流体为纯水,使用的是软件材料库中的参数.模型具体参数见表1(李延真,2016).

图2 初始模型设置

表1 模型参数及取值

模型上边界为海底面,设置为对流体的开放边界,在洋中脊和其两侧分别赋予35 MPa、30 MPa的上覆海水压力和温度(2 ℃),温度取海底水的平均温度(徐行等,2018),热液对流循环受海底地形导致的上覆海水压力差驱动(范庆凯和李江海,2020).模型下边界是岩石圈底界的温度(1300 ℃)(Zhang and Xiong,2001),两侧是绝热边界,内部温度由上、下边界温度的线性插值得到.关于速度场,在模型两侧分别设置2 cm·a-1的扩张速率,接近南海海盆的平均半扩张速率.模型内部速度场(Vx、Vy)通过求解角落流公式得到,其余速度边界为自由滑动.

图3 质量源函数曲线及其对应的热液对流总量

4 模型计算结果与分析

4.1 无岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型

本文首先建立无岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型,得到热液流体流动和地幔部分熔融的演化过程(图4).0～5.9 Myrs期间,上地幔的温度-压力没有达到地幔固相线条件,地幔没有熔融.热传导边界层为驱动热液循环的热源,热液对流效应相对较弱.5.9 Myrs之后,上地幔开始部分熔融,并随着岩石圈向两侧扩张,熔融分数和熔融区域不断增大.熔融体为主导驱动热液循环的热源,热液对流效应逐渐增强.洋壳增生过程中,随着地幔的部分熔融,驱动热液循环的热源类型改变,造成热液循环系统的流线形态也不断改变(图4a—d黑色流线).

图4 无岩浆流体时的热液循环-洋壳增生模型

通过后处理得到有、无热液循环时理论洋壳厚度与时间的关系,结果显示洋壳增生稳定前(9～12 Myrs),热液冷却作用使洋壳厚度减薄,而洋壳增生稳定后(12 Myrs后),反而使洋壳厚度增厚.针对此结果分析认为,在扩张期热液循环与洋壳厚度的关系中,洋壳厚度并非仅受热液冷却作用的单因素影响,而是受热液循环的热冷却和地幔深部的热补给共同影响.洋壳增生早期,上地幔温度相对较低,热液循环系统的热冷却作用占主导,使上地幔的熔融量减少,洋壳厚度减薄.随着海底扩张和热液循环的进行,上地幔顶部的温度持续降低,促使地幔深部的热向顶部补给,使上地幔顶部温度升高、熔融量增大,洋壳厚度增厚.

4.2 有岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型

基于无岩浆流体的传统热液系统循环模式,增加质量源模拟岩浆流体的释放,构建含岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型,并得到海水对流循环、岩浆流体流动和地幔部分熔融的演化过程(图5).洋壳增生早期(0～7.15 Myrs),随着离散板块向两侧运动,地幔热物质上升,驱动热液循环的热源不断增大.7.15 Myrs时,地幔开始部分熔融.之后熔融区域不断增大并上升,8.05 Myrs时,地幔的最大熔融分数为0.03,模型预置的质量源区开始释放流体,其含量随地幔熔融分数的增大而增大.8.05 Myrs之后,深部岩浆流体的释放将一部分热量携带至热液循环系统中,提高了热液循环的冷却效率,并进一步减薄洋壳厚度.10 Myrs和15 Myrs时,本模型的地幔最大熔融分数分别为0.1、0.22,低于无岩浆流体时的地幔熔融分数0.2、0.24,表明岩浆流体降低了地幔的熔融分数.

图5 含岩浆流体时的热液循环-洋壳增生模型

5 讨论

5.1 有、无岩浆流体时的洋壳厚度对比分析

相较于无岩浆流体时的热液循环-洋壳增生模型,由于含岩浆流体的模型中预置的释放岩浆流体的质量源区域为低渗透体(图2红色三角形区域),导致海水对流循环的最大深度加深.0～8.05 Myrs期间,部分海水在浅层岩浆房内发生对流循环(图5a、b黑色流线),造成更大的热量损失,并使本模型中地幔的初始熔融时间推迟1.25 Myrs.8.05 Myrs岩浆流体开始释放,释放岩浆流体的区域温度升高,无海水对流循环.

为验证洋壳厚度的二次减薄是由岩浆流体,而非是模型扩张早期(0～8.05 Myrs)海水循环深度加深造成的,本文将释放岩浆流体的质量源深度设置在海水循环的最大深度(10 km)内,并将质量源区的范围缩小为2 km×2 km(图6),构建无低渗透体区域的验证模型.模型结果显示,在洋壳增生过程中,排除海水对流循环深度变化的影响,岩浆流体依然具有减薄洋壳厚度的作用(图7).

图6 验证模型的初始模型设置

图7 验证模型中有、无岩浆流体时的理论洋壳厚度对比

排除海水循环深度变化对模型结果的干扰后,分析有、无岩浆流体时理论洋壳厚度随时间的变化曲线(图8a).相较于无岩浆流体的传统热液系统循环模式,得到以下结论:(1)6～25 Myrs期间岩浆流体对洋壳厚度具有二次减薄作用,25 Myrs之后,有、无岩浆流体的洋壳厚度趋于相近,且稳定.(2)岩浆流体使热液喷口处的温度升高(图8b).

图8 有、无岩浆流体时的理论洋壳厚度与热液喷口温度

针对模型结果分析如下,传统热液循环模式中只有海水在洋中脊附近发生对流循环,其导致岩石圈内一部分热量损失,且造成洋壳厚度阶段性减薄(图8a黑色实线、虚线对比).当岩浆流体参与热液系统的对流循环时,从岩浆房中携带部分热量,进一步造成岩石圈内热量损失和洋壳厚度减薄,因此,岩浆流体对洋壳厚度的二次减薄作用是相对于传统热液系统循环的阶段性减薄洋壳厚度作用而言的.

浅层海水对流循环对洋壳厚度的影响,由热液冷却和深部地幔热补给的平衡关系控制(张慧慧等,2022).深部岩浆流体混入对流海水时,也造成岩石圈的热量损失,扰动热冷却和热补给的平衡关系.对比有、无岩浆流体时理论洋壳厚度与时间的关系曲线(图8a),岩浆流体对洋壳厚度的减薄作用只发生在一定时间段内(6～25 Myrs),当洋壳增生稳定后(25 Myrs后),岩浆流体对洋壳厚度的减薄作用很弱,或使其增厚百米左右.由此推测,在含岩浆流体的热液循环-洋壳增生过程中,地幔的熔融量也并非只受海水和岩浆流体对流循环的单因素影响,而是受热液冷却与地幔深部热补给共同影响.

对比有、无岩浆流体时热液循环-洋壳增生模型,前者模型的热液喷口处温度较高.本文将岩浆流体使热液喷口温度升高的作用解释为,热液循环系统中的海水衍生流体在对流循环至海底之前,需要在岩浆房附近对海水衍生流体进行传导加热(Alt,1995),其加热机制是通过平流岩浆房内的岩浆流体,岩浆流体携带岩浆房内部分热量进入热液系统,使热液对流循环携带更多热量.因此,这种加热机制可以有效的冷却海洋地壳(Seewald et al.,2015)、提高热液喷口温度.

5.2 不同岩浆流体含量的热液循环-洋壳增生模型

岩浆流体含量与地幔初始含水量具有一定的相关性,地幔水富集源区内的岩浆流体含量高于贫瘠源区(Jamtveit et al.,2001).南海地幔水受海南地幔柱和大陆下地壳物质混合影响,导致其地幔水、岩浆水含量分布不均匀(Wang et al.,2019; 邵佳等,2021).因此,本文建立了不同岩浆流体含量的热液循环-洋壳增生模型.模型结果显示:(1)岩浆流体对洋壳厚度的二次减薄作用随其含量的增大而减弱(图9a).(2)热液喷口温度随岩浆流体含量的增大而升高(图9b).(3)当岩浆流体释放时的熔融分数临界值(F值)不同时,岩浆流体含量变化对洋壳厚度的影响规律一致(图10).

图9 不同含量岩浆流体下热液循环-洋壳增生模型的理论洋壳厚度与热液喷口温度对比

图10 岩浆流体不同释放临界值(F值)时的理论洋壳厚度对比

针对模型结果分析认为,导致高含量岩浆流体对洋壳厚度的二次减薄作用减弱的原因可能有两种,一种是在洋壳增生过程中,由于洋壳厚度受热液冷却和地幔深部热补给的平衡关系共同控制,高含量岩浆流体使热液冷却效率增强,上地幔顶部的热量损失更大,更多深部热量向顶部补给,从而使上地幔温度更高、熔融量更大.另一种是高含量岩浆流体从岩浆房释放时,部分滞留在地幔中,造成地幔的含水熔融.由于地幔水可以直接降低地幔岩石的熔点,使地幔熔融量和洋壳厚度增加(Hirth and Kohlstedt,1996; 邵佳等,2021),因此,相比于岩浆流体,滞留地幔水对洋壳厚度的影响可能占主导地位.

为探究岩浆流体初始释放临界值(F值)的变化是否会影响模型结果,本文分别将0.01、0.02、0.03作为岩浆流体初始释放的熔融分数临界值,关于其具体质量源公式见式(2)—(4).模型计算得到理论洋壳厚度随时间的变化曲线(图9a、图10),不同岩浆流体初始释放临界值(F值)、不同岩浆流体含量下,其对洋壳厚度的影响规律不变,高含量岩浆流体对洋壳厚度的减薄作用依然较弱.

5.3 南海岩浆水、地幔水和洋壳厚度的分布特征

南海的洋壳厚度分布具有非均质性,东部和西南次海盆的洋壳厚度分布存在差异.在东部次海盆残余洋中脊附近,选取OBS剖面(P1、P2、P3、P4)(Zhao et al.,2018)来估算洋壳厚度(图1),测线P1没有受到岩浆后期海山作用影响,洋壳厚度为4.8～6.3 km(图11a),两海山之间的P2测线的洋壳厚度为5～6 km(图11b),P3、P4测线的洋壳厚度分别为3.5～6 km、3.7～6.4 km(图11c、d).Zhao等(2018)将厚度小于5 km的洋壳划分为薄洋壳,显示在P3、P4测线西部和南部的残余洋中脊上存在较薄洋壳厚度,其余为正常洋壳厚度(5～6 km).远离残余洋中脊处;Ding等(2018) 对N3、N4两条多道地震剖面分析认为南海洋壳厚度为6～7 km.综上所述,南海东部次海盆除残余扩张脊附近存在异常薄洋壳外,其余区域为正常洋壳厚度.

图11 东部次海盆地震剖面的洋壳厚度

在西南次海盆,选取地震剖面(T1、OBS2011、OBS973-1、NH973-10)估算洋壳厚度(图1).T1剖面垂直穿过西南次海盆的残余扩张脊,沿剖面的洋壳厚度在4～7 km之间变化,显示在残余扩张脊北部存在异常薄洋壳(<5 km)(图12a)(Zhang et al.,2016).OBS2011和OBS973-1剖面呈NW-SE向跨越西南次海盆,沿OBS2011剖面的洋壳厚度在5.1～5.8 km之间变化(图12b)(Pichot et al.,2014).关于OBS973-1剖面,丘学林等(2011)对其分析认为残余洋中脊附近洋壳厚度为3～4 km,远离洋中脊处的洋壳厚度为5～6 km,Yu等(2017)也认为洋壳的平均厚度为5.3 km(图12c),而Yu等(2018)对NH973-1剖面分析认为南海洋壳厚度为1.5～3.6 km(图12d).综上所述,南海西南次海盆的洋壳厚度略小于东部次海盆,且其残余扩张脊附近也存在异常薄洋壳.

图12 西南次海盆地震剖面的洋壳厚度

南海扩张期间地幔水、岩浆水含量的分布也具有非均质性,东部次海盆的地幔水含量比西南次海盆高约5×10-6(邵佳等,2021).Wang等(2019)通过研究岩浆结晶特征估计南海岩浆水变化,认为在FSR117°E站位和FSR114.9°E—115.0°E站位(图1)存在高含量的岩浆水,且东部和西南次海盆中间可能存在地幔源组分过渡区.

综合分析影响南海洋壳厚度的主要因素,结论如下:地幔温度是影响洋壳厚度的主要因素之一,高的地幔温度会导致洋壳增厚,地幔温度异常往往与地幔柱有关.Yu和Liu(2020)指出南海初始扩张阶段没有受到海南地幔柱的影响,表明东部次海盆、西北次海盆陆缘处的洋壳厚度没有受到地幔温度的影响,并且前人通过OBS(Ocean Bottom Seismometer,海底地震仪)剖面分析得到南海北部陆缘的平均洋壳厚度为6～8 km(Wang et al.,2006; 敖威等,2012),比南海西南次海盆的洋壳厚,这代表即使南海扩张晚期的海盆受到海南地幔柱的影响,海南地幔柱对洋壳厚度的影响程度也很小,因此地幔温度不是导致南海洋壳厚度分布不均匀的主要因素.除此之外,扩张速率也是影响洋壳厚度的重要因素,Zhou等(2020)基于重力观测表明扩张速率在2～19 cm·a-1时,洋壳厚度与扩张速率呈负相关性,但两者呈负相关性也被解释为洋脊热液循环的冷却作用造成的.大多数学者认为当扩张速率大于2 cm·a-1时,洋壳厚度与扩张速率无关 (Chen,1992; White et al.,2001; Christeson et al.,2019; 邵佳等,2021),南海东部、西南次海盆的平均扩张速率分别为2～8 cm·a-1、4 cm·a-1(Li et al.,2014),均大于2 cm·a-1,因此扩张速率也不是影响南海洋壳厚度分布的主要因素.地幔水是地幔源组分之一,高含量的地幔水会形成异常厚洋壳.邵佳等 (2021)通过数值模拟研究认为,南海可能存在局部高含量的地幔水,但前人研究表明南海不存在异常厚洋壳,因此南海洋壳厚度的分布差异应该与地幔水无关.

综上所述,东部次海盆的洋壳厚度略大于西南次海盆,且都存在异常薄洋壳,东部次海盆的地幔水、岩浆水含量也均高于西南次海盆,海盆内岩浆水、地幔水和洋壳厚度的分布特征具有良好的对应关系.Wang等(2019)在IODP1431站位附近发现高含量的岩浆水,且 Zhao等(2018)在该站位附近发现厚度小于5 km的薄洋壳,该站位位于南海东部次海盆的残余洋中脊附近(图1),站位附近的薄洋壳形成于洋壳增生晚期,很可能是受到后期脱气作用产生的岩浆流体的影响.排除地幔温度、扩张速率、地幔水等影响南海洋壳厚度的主要因素,海盆内异常薄洋壳很可能受到扩张期热液循环影响.南海东部、西南次海盆的洋壳厚度差异可能是由于前者的岩浆流体含量高于后者,这与模型结果相吻合.

6 结论

本文采用地球动力学数值模拟方法,研究海底扩张期热液循环系统中岩浆流体与洋壳厚度的关系,分别建立了有、无岩浆流体、不同岩浆流体含量的热液循环-洋壳增生模型,并结合南海岩浆水、地幔水含量,及洋壳结构对模型结果进行分析,得到以下结论:

(1) 在无岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型中,扩张期的热液循环具有阶段性减薄洋壳厚度的特征.在含岩浆流体的热液循环-洋壳增生模型中,岩浆流体对洋壳厚度具有二次减薄作用,并使热液喷口温度升高.

(2) 在不同岩浆流体含量的热液循环-洋壳增生模型中,岩浆流体对洋壳厚度的减薄作用随其含量的增大而减弱,热液喷口温度随岩浆流体含量的增大而升高.当岩浆流体释放时的熔融分数临界值(F值)不同时,岩浆流体含量变化对洋壳厚度、热液喷口温度的影响规律相同.

(3) 根据模型计算的理论洋壳厚度随时间的变化曲线,含岩浆流体的热液循环对洋壳厚度的减薄作用发生在洋壳增生稳定之前,而南海东部、西南次海盆的扩张期为15.5～32 Ma,扩张期较短,也可能在洋壳增生稳定前就已经停止扩张.在此基础上,结合南海的岩浆水、地幔水和洋壳厚度的分布特征,并排除地幔温度、扩张速率和地幔水等因素对洋壳厚度的影响分析认为,含岩浆流体的热液循环是影响南海洋壳厚度的因素之一,南海东部、西南次海盆的洋壳厚度差异可能是由于前者的岩浆水含量高于后者,残余洋中脊附近的异常薄洋壳也可能是受到后期脱气作用产生的岩浆流体影响.

致谢感谢审稿专家及编辑提出的建设性的修改意见.