樊银龙 张立飞** 李忠海 焦淑娟 王杨 邹雷
Harley (1998)将超高温变质作用定义为地壳岩石在极高温度条件下的麻粒岩相变质作用,其峰期变质温度在900～1100℃之间,压力介于0.7～1.3GPa之间。超高温变质作用的识别主要基于一系列的超高温特征矿物组合,原岩为富Al的泥质岩变质形成的假蓝宝石+石英是最早被发现并且被认为是最典型的超高温矿物组合(Dallwitz, 1968)。Brown (2007)从地温梯度的角度进一步限定了超高温变质作用的温压范围,认为超高温变质作用通常发生在大于20℃/km的高地温梯度条件下,位于夕线石稳定域内。因此,超高温变质作用被限定在温度大于900℃和蓝晶石-夕线石转变线以下的区域。然而,正常的地壳很难达到如此极端高的温度,目前关于超高温变质作用的热源及其形成的构造背景还存在着巨大争议,解决这一问题对于理解大陆地壳内部分异过程、壳幔相互作用和地球动力学机制有着重要的科学意义 (张立飞,2007; Kelsey and Hand, 2015; Brown and Johnson, 2018; Zheng and Chen, 2021; Jiaoetal., 2023)。
Jiaoetal.(2023)系统地梳理了全球110余个超高温变质岩的变质P-T-t轨迹特征,通过地质数据与地球物理资料、数值模拟结果的对比,总结出超高温变质作用可以形成于多种构造环境。值得注意的是,超高温变质岩可出露在不同地质历史时期的大陆中,其中大部分超高温变质地体出露于碰撞造山带中并且与地质历史时期超大陆的汇聚密切相关(Harley, 2016; Jiaoetal., 2023)。目前对于碰撞造山带中超高温变质作用的热源仍存在争议,一种观点认为超高温变质作用形成于大陆碰撞挤压过程中,且其热源以加厚地壳内部的放射性生热为主(Jamiesonetal., 2007; Clarketal., 2011; Harley, 2016);而另一种观点则认为超高温变质作用发生在大陆碰撞之后的伸展阶段,即主要热源为岩石圈地幔发生减薄(重力拆沉或者热侵蚀)导致出现异常高的地幔热流(郑永飞等,2022)。然而,变质岩石学研究得到的超高温变质轨迹大多反映了岩石从超高温峰期条件退变质过程中的P-T-t演化,由于大部分岩石学样品受到超高温变质作用叠加,其进变质阶段的P-T轨迹不易保留,因此对于其形成的构造背景不易限定。相比之下,正演的数值模拟方法可以得到从进变质到退变质过程中完整的P-T-t轨迹。通过模拟的结果与自然观测的对比,可为我们提供更为丰富的造山带演化的信息。
大陆碰撞造山带作为大陆板块运动的最终产物,能够记录从大陆俯冲到大陆碰撞以及碰撞后的热演化过程(郑永飞等, 2015; Zheng and Zhao, 2020)。就两个大陆板块之间的汇聚来说,由于大陆地壳不仅厚度较大而且流变学强度较低,因此一个大陆板块与另一个大陆板块之间的汇聚首先是两个大陆之间在地壳深度的碰撞加厚,然后是一个大陆岩石圈俯冲到另一个大陆岩石圈之下(郑永飞等, 2022)。前人研究大多强调大陆板块的流变强度以及热状态的差异会导致碰撞造山带的构造变形和变质具有明显的不同(李忠海, 2014; Zheng and Chen, 2017; Zheng and Zhao, 2020)。然而,很少有数值模拟研究关注到大陆岩石圈地幔的地球化学属性对碰撞造山带形成的影响。根据板块构造理论,地球的外壳是由一系列大小不一的刚性板块构成,这些刚性板块又可以分为大洋板块和大陆板块。形成于太古宙和古元古代的大陆板块被定义为克拉通(Pearsonetal., 2021; Zhuetal., 2021)。与显生宙大陆和大洋岩石圈地幔相比,古老的克拉通岩石圈地幔有许多不同之处,如高度难熔、厚度巨大、密度较小且地温梯度低。传统理论认为古老的克拉通岩石圈地幔是地球演化的早期阶段经过壳幔分异事件之后形成的,即由原始地幔(二辉橄榄岩)经过高程度部分熔融,大量玄武质熔体被抽取之后残余的难熔组分(方辉橄榄岩)组成,因此古老的克拉通岩石圈地幔具有明显的富Mg、贫Fe且厚度巨大的特征(Pearsonetal., 1995)。玄武质熔体被大量抽取之后,古老的克拉通岩石圈地幔的密度显著小于软流圈密度,因此产生了岩石圈地幔密度亏损(Δρ=ρ软流圈地幔-ρ岩石圈地幔),大陆岩石圈地幔的密度亏损程度可以在10～100kg/m3之间变化(Zhuetal., 2021)。但是近年来的研究表明,古老的克拉通并非是一成不变的,其岩石圈地幔的密度结构和热流变性质会由于外部物质与能量的改造和破坏而发生改变(Zhuetal., 2021)。超大陆的裂解与聚合通常伴随着板块俯冲、大火成岩省喷发等重大构造热事件 (Zhaoetal., 2002)。这些构造热事件可能会导致亏损的克拉通岩石圈地幔重新发生富集,例如华北克拉通破坏引起的岩石圈密度结构和热状态改变(朱日祥等, 2011)。因此,现今板块构造体制下的大陆板块的密度结构和亏损程度可能会受不同的构造机制影响而呈现不同的模式(图1)。Griffinetal.(2009)收集的全球地幔捕虏体的地球化学数据的表明:大陆岩石圈地幔的平均成分与其构造热年龄相关,形成时间越老其亏损程度越高,其密度也相对较小,厚度越大(表1),显生宙大陆岩石圈地幔性质与大洋岩石圈相似。
表1 不同时代大陆板块物理化学性质参数
图1 由不同机制形成的现今大陆岩石圈地幔年龄与亏损结构(据Wang et al., 2022b修改)
因此,本文在充分考虑了大陆岩石圈地幔的密度结构不均一性的情况下,利用热-动力学模拟的方法分析了大陆地壳放射性生热率、大陆岩石圈地幔密度、大陆汇聚速率等因素对大陆碰撞造山带中超高温变质热源的影响。并在模拟结果的基础上,通过与地质和地球物理观测的对比,对现今板块构造体制下大陆碰撞造山带热结构的主要类型、超高温变质作用有利发育条件以及碰撞造山带动力学演化过程进行了深入探讨。
本研究的动力学模拟使用了“I2VIS”程序,主要运用有限差分法和活动粒子法对三组控制方程进行求解,包括斯托克斯流体动力学方程、物质守恒方程以及能量守恒方程,详细算法见Gerya and Yuen (2003, 2007)。
1.1 控制方程
1.1.1 斯托克斯流体动力学方程
(1)
1.1.2 不可压缩流体物质守恒方程
(2)
其中,vi表示速度矢量的分量。
1.1.3 能量守恒方程
(3)
其中,DT/Dt表示温度对时间的物质导数;Cp是等压热容;qi代表了水平方向和垂直方向的热流值。H代表了各种热源之和(例如放射性生热Hr、剪切生热Hs、绝热变压生热Ha和熔融潜热HL)。
1.2 流变模型
偏应力张量和应变率张量采用粘塑性本构方程,对于不可压缩的粘性变形可表示为:
(4)
本研究采用了粘-塑性流变律,通过韧性流变和莫尔-库伦屈服准则相结合来描述流变。
韧性流变的粘滞系数是一个与温度、压力、物质成分、应变率和熔融程度相关,可表示为:
(5)
塑性流变采用了Mohr-Coulomb屈服准则,可表示为:
(6)
式中,σyield表示屈服应力;C0表示岩石的内聚强度;φeff表示岩石的有效内摩擦系数,与岩石的内摩擦角和孔隙流体系数有关。
最终的粘-塑性流变关系的最终粘滞系数可以定义为韧性和塑性粘滞系数中的最小者:
ηcreeep=min(ηductile,ηplastic)
(7)
1.3 部分熔融设置
在岩石部分熔融过程中,我们利用实验获得的湿固相线和干液相线来解释各种岩石的部分熔融现象,并假设熔融的体积分数M随着温度的升高线性增加,其函数关系如下:
(8)
在该式中,Tsolidus和Tliquidus分别表示特定岩性的湿固相线和干液相线的温度-压力曲线。
熔融岩石的有效粘度通过以下方程得到(Bittner and Schmeling,1995):
(9)
式中:η0是一个依赖于岩石成分的经验参数:对于部分熔融镁铁质岩石,η0=1013Pa·s;对于部分熔融的长英质岩石,η0=5×1014Pa·s。
1.4 地形演化
在该模型中,地形演化利用模型顶部8～10km厚的低粘度层作为自由表面进行动态计算,其成分要么是“空气”,要么是“水”。该层与海洋/大陆地壳顶部的界面被视为一个内部侵蚀/沉积表面,在模型计算中根据时间步长求解输运方程,这个方程可以被表示为:
(10)
式中,yes是侵蚀面的垂直位置,它是水平距离x的函数;vs和ve分别是地表的沉积速率和侵蚀速率。并可以表示为:
vs=0mm/yr,ve=ve0, when:yes<6km
vs=vs0,ve=0mm/yr, when:yes>10km
式中,ve0和vs0分别为施加在侵蚀面的大尺度侵蚀速率和沉积速率。
该模型尺度为4000km×670km,由699×134个矩形网格组成,这些网格是非均匀的,分辨率从研究的俯冲碰撞区域的2km×2km向远离俯冲区域变为30km×30km。在模型中一共有约七百万个有效的Lagrangian示踪点,这些示踪点用来传输物质的热力学性质。除过底部边界外,该模型的所有的边界都是自由滑动边界,在该模型中的底部边界设置了类似无限的质量守恒边界(Lietal., 2016)。模型的顶部边界被设计为代表空气和水的内部自由边界,厚度为10～12km,粘度为1018Pa·s,有利于模型顶部形成有效的滑动表面。
初始模型设计如图2所示,模型由三个部分组成:(1)俯冲的大陆板块;(2)大洋板块;(3)固定的大陆板块。大陆板块由35km厚的大陆地壳(包括20km厚的长英质上地壳和15km厚的镁铁质下地壳)和115km厚的岩石圈地幔组成。大洋板块由8km厚的大洋地壳和92km厚的岩石圈地幔组成。在该模型中考虑了镁铁质岩石的榴辉岩化,对于大陆下地壳和大洋地壳,当其进入榴辉岩化相变的P-T区域内,其密度增加了300kg/m3。在初始模型设置中,软流圈密度保持3370kg/m3,但是大陆岩石圈的参考密度也会随着其亏损程度的增大而减小0～70kg/m3(Zhuetal., 2021)。所有的岩石圈地幔都采用了干橄榄岩流变律。在初始设置中,在大洋板块和上覆大陆板块之间设计了一个流变薄弱带,代表先存的大洋俯冲隧道,该薄弱带具有湿橄榄岩的流变学特征,模型中具体的流变参数见表2。关于模型的初始热边界条件,大洋板块从顶部边界为固定的0℃到底部边界温度为1350℃线性变化(Turcotte and Schubert, 2002)。大陆板块初始热结构为:顶部边界为0℃,对于不同的模型,Moho面温度随大陆地壳的放射性生热率在400～700℃之间变化(Jaupartetal., 2016),大陆岩石圈底部150km处温度为1350℃。模型的两侧边界为零热流,底部边界垂直方向上温度梯度为零,软流圈地幔中的地温梯度为0.5℃/km。俯冲的大陆板块由固定位置的恒定向右的速度(1～3cm/yr)来推动,各个模型具体物质参数见表3。
表2 模型采用的粘滞性流变参数
表3 模型中的主要物质参数
图2 初始模型设置
以大陆岩石圈地幔密度亏损程度、大陆地壳放射性生热率以及大陆汇聚速率为考察参数,共设计建立了52个模型。根据所有模型结果中形成超高温变质作用的主要热源及俯冲大陆岩石圈的俯冲模式,可将其分为两类:“深俯冲-折返”型超高温变质作用和“浅俯冲-折返” 型超高温变质作用。下文将对这两类碰撞造山带的演化过程进行详细阐述。
3.1 端元模型结果
3.1.1 “深俯冲-折返”型超高温变质作用
由于大陆汇聚速率通常比大洋俯冲速率慢,因此当大陆汇聚速率为1cm/yr,并且大陆岩石圈密度亏损(Δρ=ρ软流圈地幔-ρ岩石圈地幔)为10kg/m3时,形成“深俯冲-折返”型超高温变质作用。
该模型的演化结果如图3所示。由于大陆地壳在俯冲过程中不同部分加热程度是不同的,因此在该模型中我们选取温度最高的大陆地壳示踪点来反映该造山带是否能达到超高温变质条件。在大陆汇聚过程中,大陆岩石圈首先发生高角度的陡俯冲,并将大量的地壳物质带入俯冲通道,大陆发生初始碰撞(图3a1)。大陆地壳示踪点的P-T轨迹表明,大陆地壳首先发生了典型的超高压榴辉岩相变质作用,其温压条件为650～800℃、3GPa左右(图3a3)。在汇聚速率较低的条件下,随着大陆岩石圈自身负浮力的增大,大陆岩石圈地幔发生显著回撤,俯冲通道不断扩大。与此同时,俯冲的大陆地壳受到软流圈地幔的剧烈加热而发生部分熔融,随后折返并底垫于未发生俯冲的大陆地壳底部(图3c1),最终形成“深俯冲-折返”型超高温变质作用。模型的粘度场显示大陆岩石圈后撤过程中,上覆的大陆岩石圈在模型演化过程中未发生明显的变形,部分熔融仅导致俯冲的大陆地壳粘度降低(图3c2)。
图3 “深俯冲-折返”型超高温变质作用演化结果该模型主要参数包括: 汇聚速率为1cm/yr,大陆地壳的放射性生热为1μW/m3,大陆岩石圈地幔参考密度为3360kg/m3,软流圈参考密度为3370kg/m3; 物质场图中白色线条为起始于100℃且间距为400℃的等温线. 示踪点P-T轨迹图中的颜色与物质场图中的示踪点相对应. 图中的时间(Myr)表示自数值模型开始运行的时间
3.1.2 “浅俯冲-折返”型超高温变质作用
在该类模型中,大陆板块呈平板俯冲模式,该模型的初始设置为:大陆地壳放射性生热率为3μW/m3,并且大陆岩石圈密度亏损(Δρ=ρ软流圈地幔-ρ岩石圈地幔)为50kg/m3。
“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的动力学模型演化如图4所示。在大洋板块的拖拽之下,大陆板块首先发生高角度的陡俯冲(图4a1)。在大洋板块断离之后,大陆板块沿着低角度俯冲隧道进行平俯冲,同时在加厚的造山楔内部形成一系列前陆逆冲断层,加厚的地壳随后经历了高压麻粒岩相变质作用,高压麻粒岩相峰期温度在600～800℃之间,峰期压力约为2.0GPa(图4b3)。数值模型在运行52Myr之后,大部分的地壳由于发生部分熔融导致流变强度和密度降低而开始向上折返,并在造山带的核部形成了“穹隆”构造(图4c1),等温线不断向造山带的穹隆内部移动,导致造山带的核部经历了温度大于900℃的“浅俯冲-折返”型超高温变质作用(图4c3)。随着俯冲地壳的部分熔融程度增加,在加厚地壳内部形成流变强度较低的“隧道流”,其温度大于900℃,最终受地表剥蚀作用而折返到地表。此外,随着俯冲地壳的持续加厚,上覆大陆端部也在挤压应力下发生向上的挠曲变形。该变形端部阻止部分熔融的隧道流向大陆内部迁移(图4c2)。
图4 “浅俯冲-折返”型超高温变质作用模型演化结果该模型主要参数包括: 汇聚速率3cm/yr,大陆地壳的放射性生热为3μW/m3,大陆岩石圈地幔参考密度为3320kg/m3,软流圈参考密度为3370kg/m3. 物质场图中白色线条为起始于100℃且间距为400℃的等温线; 示踪点P-T轨迹图中的颜色与物质场图中的示踪点相对应. 图中的时间(Myr)表示自数值模型开始运行的时间
3.2 大陆岩石圈密度结构的影响
大陆板块的浮力是由相对于软流圈地幔密度亏损的岩石圈地幔和密度较低的长英质地壳共同导致的(Zhuetal., 2021)。在大陆俯冲过程中,大部分长英质地壳由于相对于软流圈地幔密度较低和较低的流变强度而堆积在造山楔中,因此大陆岩石圈的密度可以显著的影响大陆碰撞造山的动力学过程。大部分大陆岩石圈地幔都因受到强烈的熔融抽取而发生不同程度的亏损(Griffinetal., 2009; Pearsonetal., 2021; Zhuetal., 2021)。考虑到大陆岩石圈因为熔体抽取而导致的密度降低,我们在模型实验中设计了三种不同程度的单层大陆岩石圈密度亏损(10kg/m3、30kg/m3、50kg/m3)。模型结果显示(图5),随着大陆岩石圈密度亏损(Δρ=ρ软流圈地幔-ρ岩石圈地幔)程度的增加,俯冲的岩石圈板块与上覆岩石圈的耦合程度加深,受软流圈地幔上涌加热的影响减小。造成这种趋势的原因是:在大陆汇聚速率较低的情况下,随着俯冲的进行,大陆岩石圈地幔的亏损程度不足以抵消由于俯冲而导致的密度增加。大陆板块发生后撤而导致温度较高的舌型软流圈地幔与造山楔长英质地壳直接接触(图5b1),形成了宽度为200km的碰撞造山带,由于软流圈上涌导致较高的地幔热流值,最终导致“深俯冲-折返”型超高温变质作用。而当大陆岩石圈地幔密度亏损程度大于30kg/m3时,岩石圈地幔的化学组分亏损导致的正浮力较大,不能发生回卷后撤,因此温度较高的舌型软流圈地幔无法与造山楔直接接触,造山楔只能经历峰期温度为700～800℃的高温麻粒岩相变质作用(图5c1)。
图5 数值模型在不同大陆岩石圈密度亏损(Δρ=ρ软流圈地幔-ρ岩石圈地幔)程度下的演化结果
按照传统认识,早期地球较高的地幔温度导致地幔具有较高的熔融程度,因此形成了巨厚的单层克拉通岩石圈地幔(Pearsonetal., 2021)。但是大洋板块俯冲、地幔柱的热侵蚀都可能导致克拉通岩石圈地幔底部的物质组成发生变化(Liuetal., 2021; Zhuetal., 2021)。近年来,大量的地震学证据表明:克拉通岩石圈地幔具有垂向分层结构,尤其在90～120km处存在一个明显的低速带(MLD)(Yuan and Romanowicz, 2010; Chen, 2017),但其对克拉通稳定性的作用存在较大争议(Fu and Li, 2024)。地球动力学研究进一步指出,该低速带很可能代表一个低粘度层和垂向密度分界面,即在MLD之下,大陆岩石圈的岩性以富石榴石的橄榄岩为主,其密度往往高于周围软流圈地幔(高出近1.2%)。这种高密度的大陆岩石圈地幔通常更容易导致大规模拆沉的发生(Wangetal., 2023)。为了测试大陆岩石圈地幔这种双层密度结构对俯冲大陆板块的影响,我们对比了不同密度结构的数值模型,其结果表明:大陆岩石圈底部的高密度层对碰撞造山带的热结构影响很小,而对造山带几何结构影响较大。相比于单层密度结构的大陆岩石圈,大陆岩石圈底部的高密度层会导致俯冲大陆岩石圈地幔的负浮力增大,从而导致大陆板块发生平板俯冲的距离缩短,并不会导致俯冲板块整体角度的变化(图6)。值得注意的是,在大陆岩石圈双层密度结构下,大洋板块更难发生断离,并且俯冲的富集岩石圈地幔通常会发生滴落(dripping)。
图6 数值模型在不同大陆岩石圈密度结构下的演化结果
3.3 大陆地壳性质的影响
地球内部的热主要由3种产热元素的4种天然同位素(40K、232Th、235U、238U)的放射性衰变热提供(Bea, 2012)。
这3种生热元素在地幔岩石的部分熔融过程中高度不相容,因此,在岩石圈演化过程中逐渐富集到大陆地壳中,Rudnick and Gao (2003)的研究表明现今平均大陆上地壳的放射性生热率为2μW/m3,下地壳的平均产热率约为0.5μW/m3。然而,大陆地壳的放射性生热率随着大陆地壳经历的变质作用和岩浆作用而变化,其典型的放射性生热率在0.1～10μW/m3之间(Vilàetal., 2010)。在稳态条件下,大陆地壳地表热流值Q0可以表示为:Q0=QM+ΔQR(Jaupartetal., 2016),QM代表了在莫霍面处的地幔热流值,ΔQR=A·H代表了厚度为H、生热率为A的地壳中放射性衰变产生的热流值。因此地壳莫霍面温度可以表示为:
(11)
通过计算可以得到:地壳莫霍面的温度可以随着地壳放射性生热率A不同在400～700℃之间变化。
因此我们通过改变地壳的放射性生热率来研究其对超高温变质作用的影响。具有较低放射性生热率(1μW/m3)的大陆碰撞造山带热结构如图7所示,在持续的汇聚作用下,由于具有较低的莫霍面温度,因此地壳的流变强度较高,大陆地壳具有冷的造山楔。当大陆地壳放射性生热率为2μW/m3时,大陆地壳的流变强度降低,大陆上地壳物质几乎全部被剥离并堆积于造山楔内部。但由于没有软流圈地幔的加热,造山楔仅靠正常的放射性生热率仅能达到高温麻粒岩相变质作用。当大陆地壳放射性生热率增加到4μW/m3时,以放射性生热为主的热源可以使造山带升温到超高温变质作用条件。通过对所有模型结果的系统对比发现,当大陆发生平板俯冲,且没有受到软流圈地幔上涌导致的异常高热流加热的情况下,较高的大陆地壳放射性生热率(>3μW/m3)是“浅俯冲-折返”型超高温变质发生的前提条件。
图7 数值模型在不同大陆上地壳放射性生热率条件下的演化结果
大陆地壳放射性生热不仅跟生热率有关,还与大陆上地壳的厚度紧密相关。图8显示了在大陆上地壳放射性生热率为1μW/m3的条件下,不同大陆上地壳厚度对“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的影响。数值模型结果显示:大陆平板俯冲更有利于地壳增厚,形成更厚的山根,在一定程度上可能会抵消地壳生热率不足带来的影响。例如,当大陆上地壳放射性生热率为1μW/m3时,相比于初始上地壳厚度为15km,初始上地壳厚度为25km造山带的峰期温度明显升高,但仍没有达到超高温变质条件。此外,因为更厚的初始上地壳厚度导致造山带温度升高的同时也会引起加厚地壳的流变强度降低,最终导致造山带宽度的增加。
因此,较高的初始大陆上地壳厚度也是“浅俯冲-折返”型超高温变质形成的有利条件。
图8 数值模型在不同大陆初始地壳厚度下的演化结果
3.4 大陆汇聚速率的影响
大陆持续俯冲是在多重驱动力的作用下(俯冲板块的拉力、洋中脊推力、地幔流牵引力)共同维持的,其中任何一个作用力的减少或消失都可能导致总的驱动力无法平衡俯冲过程产生的阻力而停止俯冲(李忠海等,2023)。此外,经典的观点认为大陆碰撞造山带的超高温变质作用是在大陆碰撞停止后岩石圈减薄的伸展阶段形成(郑永飞等,2022)。为了验证碰撞造山带伸展阶段能否产生超高温变质作用,我们对不同密度结构的大陆岩石圈俯冲进行了测试。如图9所示,对于岩石圈地幔密度亏损程度较低(10kg/m3)的大陆而言,当施加在大陆岩石圈上的驱动力消失后,俯冲的大陆岩石圈可以依靠自身的密度差产生的负浮力而持续俯冲,并且伴随着大陆岩石圈减薄和软流圈上涌,可导致超高温变质作用的发生。然而,对于岩石圈地幔密度亏损程度较高(70kg/m3)的大陆而言,大陆碰撞造山带则具有不同的命运。当施加在大陆岩石圈上的驱动力消失后,俯冲的大陆岩石圈并不会继续俯冲,而是依靠自身岩石圈地幔密度亏损产生的正浮力而快速折返,形成较厚的大陆岩石圈。此时岩石圈地幔无法减薄并且软流圈地幔无法上涌,因此无法形成超高温变质作用,最终碰撞造山带以岩石圈演化至稳态而结束(图10)。由此可见,大陆岩石圈地幔的密度亏损也会对碰撞造山带伸展阶段的热结构和动力学演化产生重要影响。
图9 岩石圈地幔密度亏损10kg/m3的大陆汇聚终止的模型演化
图10 岩石圈地幔密度亏损70kg/m3的大陆汇聚终止的模型演化
4.1 不同超高温变质作用的时间特征及主控因素
图11显示了碰撞造山带背景下超高温变质作用的主要热源与大陆汇聚速率及上覆大陆岩石圈地幔的亏损程度、大陆地壳放射性生热率以及大陆汇聚速率之间的关系。模型结果揭示出形成超高温变质作用可分为两类:“深俯冲-折返”型超高温变质作用和“浅俯冲-折返”型超高温变质作用。“深俯冲-折返”型超高温变质作用的主要特征是:在大陆碰撞过程中,俯冲大陆板块发生回撤,进而软流圈地幔加热板块导致俯冲大陆地壳升温。该超高温变质作用通常是叠加在超高压变质作用之后,具有较快的升温速率,从正常的莫霍面温度400℃升高到超高温条件仅需要5～10Myr (图12a)。而“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的主要特征是,俯冲大陆岩石圈以低角度呈平板俯冲,该俯冲模式有利于地壳加厚,当地壳放射性生热率超过3μw/m3时,地壳首先经历高压麻粒岩相变质作用随后叠加以地壳放射性生热为主的超高温变质作用。该超高温变质作用从400℃升温到900℃需要30～35Myr (图12b)。同时,这种平板俯冲模式的折返深度相对较浅,一般难以达到超高压变质条件(Lietal., 2011), 因此“浅俯冲-折返”型和“深俯冲-折返”型超高温变质模式具有显著差异的P-T轨迹,主要区别是后者在超高温之前存在超高压变质。
图11 数值模型结果总结
图12 不同类型超高温变质作用形成过程中温度与时间的关系
总体而言,低汇聚速率及岩石圈地幔密度亏损程度较低(<30kg/m3)有利于“深俯冲-折返”型超高温变质作用的发育,在此背景下形成超高温变质作用的主要热源为软流圈地幔上涌导致的高地幔热流。而俯冲大陆岩石圈地幔密度亏损程度较高(>30kg/m3)则能促进大陆平板俯冲的形成,在此类碰撞造山带中,当大陆地壳放射性生热率较高时(>3μW/m3)有利于形成主要热源为地壳内放射性生热的超高温变质作用。此外,大陆汇聚速率对超高温变质作用的形成也有重要影响,如图11所示:对于岩石圈地幔密度亏损大于30kg/m3的大陆岩石圈来说,固定汇聚速率不会影响大陆岩石圈的俯冲角度。然而,对于岩石圈地幔密度亏损小于30kg/m3的大陆岩石圈来说,较低的汇聚速率才能引起俯冲的大陆岩石圈地幔后撤,为软流圈地幔上涌提供空间,从而导致“深俯冲-折返”型超高温变质作用的形成。
4.2 俯冲大陆岩石圈的力学分析
当大陆地壳俯冲进入柯石英-斯石英相变深度时,由于大陆地壳中的密度增加可产生巨大的拉力(Wangetal., 2022a)。然而,大部分大陆地壳很难俯冲至柯石英-斯石英相变的深度,因此对于俯冲至上地幔深度没有到达地幔转换带深度的大陆岩石圈地幔而言,其与大洋板块的受力特征相似(Lietal., 2019)。俯冲大陆岩石圈的简单受力分析如图13所示,其受力可以分为驱动力和阻力,驱动力可能来自大陆远端由于洋中脊扩张和地幔柱引起的远端推力FP(van Hinsbergenetal., 2021)。
图13 俯冲大陆岩石圈的力学分析
俯冲大陆岩石圈的阻力主要包括自身克服弯曲产生的阻力Fb,地幔剪切阻力Fr等。这些力可以分别表示为:
Fr∝η0·v
(12)
(13)
Fd∝Δρ·g·H·L
(14)
通过受力平衡可以得到:
(15)
Δρ=Δρc[1-α(T-T0)][1+β(P-P0)]
(16)
式中,v是俯冲大陆岩石圈的速度,规定向下为正方向,η1是大陆岩石圈的粘度系数,η0是软流圈的粘度系数,Δρ是由热效应和化学亏损效应共同导致的密度差,Δρc是由化学组分亏损导致的密度差。由上式可以看出,大陆岩石圈的速度方向主要由密度差引起的浮力与远端推力的相对大小所决定。当远端推力一定,并且大洋板块已经断离时,较低的大陆岩石圈密度亏损无法抵消冷的岩石圈地幔与周围软流圈地幔温度差所引起的密度增加,因此Δρ为正值,大陆岩石圈板块的速度为正值,从而向下运动并可能引起大陆岩石圈后撤,为软流圈上涌提供空间,导致“深俯冲-折返”型超高温变质作用的形成。当大陆岩石圈密度亏损较大时,ΔρgHL为负值且其绝对值大于FPsinθ,此时v为负值,向上运动,从而导致大陆板块向上运动。大陆的平板俯冲使得造山楔底部热的软流圈被冷的大陆岩石圈所置换,地幔热流值降低,因此造山带的升温主要依靠大陆地壳内部的放射性生热,当大陆地壳的放射性生热率大于3μW/m3时,有利于“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的形成。此外,大洋岩石圈的拖拽力对大陆岩石圈的俯冲角度也具有很大的影响,对于岩石圈地幔密度亏损程度较低的大陆,大洋岩石圈不容易发生板块断离,在大洋岩石圈的拖拽下,大陆岩石圈更容易发生后撤,为“深俯冲-折返”型超高温变质提供有利条件。对于岩石圈地幔密度亏损程度较高的大陆而言,在大洋岩石圈和大陆岩石圈之间存在显著的密度差,因此大洋岩石圈更容易发生断离,从而有利于“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的形成。
4.3 数值模型结果与地质观测对比
本文的数值模拟研究探讨的是理想的固定汇聚速率条件下碰撞造山带发育不同类型的超高温变质作用,但是模型结果仍然可以应用到现今板块构造体制下的碰撞造山带中。以特提斯构造域为例,前人大量的研究表明:特提斯构造域是不断向北漂移的、从冈瓦纳大陆北缘裂解出来的具有不同属性的大陆板块与欧亚大陆碰撞的结果(吴福元等, 2020;朱日祥等, 2022)。虽然地球物理探测很难确定俯冲的大陆岩石圈地幔的地球化学属性。但是,根据地块古生代和中生代动力学演化历史及地层结构,我们仍然可以对特提斯构造域的地块属性进行一级结构划分(Yin and Harrison, 2000)。在金沙江以北的地块都含有新元古代的结晶基底,其上覆盖泛非期变质岩、岩浆岩以及古生代海相地层(Zhuetal., 2013; Wuetal., 2016)。由于新元古代以来的大陆岩石圈地幔密度亏损程度较低(Griffinetal., 2009),因此可以推测,这些大陆岩石圈在碰撞过程中呈现深俯冲的形式,碰撞后的拉张阶段受到软流圈地幔的加热而形成超高温变质作用。根据超高温变质岩的P-T轨迹可以推测南阿尔金造山带和东昆仑造山带是“深俯冲-折返”型碰撞造山带,该造山带发育的超高温变质作用主要依赖于异常高的地幔热流加热(图14a),这些超高温变质作用之前也经历了超高压变质作用 (Dongetal., 2018, 2019; Bietal., 2021)。然而,正在俯冲的印度大陆具有典型的克拉通岩石圈地幔(Boonmaetal., 2019; Dessai and Griffin, 2021),地球物理观测资料表明,在藏南印度大陆岩石圈携带部分榴辉岩化下地壳直接底垫于亚洲大陆之下(Náběleketal., 2009; Chenetal., 2017)。在喜马拉雅造山带西端有含柯石英超高压榴辉岩峰期变质年龄约为53～46Ma (Kanekoetal., 2003;Donaldsonetal., 2013),其可能代表了大印度岩石圈在碰撞初始阶段受大洋板块拖拽发生深俯冲-折返而形成的超高压变质岩,当俯冲的新特提斯大洋岩石圈断离之后,岩石圈密度亏损程度较高的大陆可能以平板俯冲的模式继续俯冲(图14b),而喜马拉雅造山带大量的地质记录也印证了这一模式(Chenetal., 2022)。因此,我们推测现今具有较厚地壳的中喜马拉雅造山带可能经历了岩石圈地幔平俯冲导致的“浅俯冲-折返”型超高温变质作用,即印度大陆上地壳先经历了高压榴辉岩相变质作用,随后在折返过程中形成以加厚地壳放射性生热为主要热源的超高温变质作用(Jamiesonetal., 2004; Fanetal., 2024)。
图14 不同类型超高温变质作用的动力学模式图
考虑到大陆岩石圈地幔自身就具有很大的不均一性,对于同一个造山带,其不同部位及不同的演化阶段存在着明显的不同。造山带的演化受到多种因素的影响,因此简化的数值模拟结果难以与真实的造山带热结构完全吻合,本文研究提供了两种碰撞造山带热结构的端元模式及影响超高温变质作用形成的一级控制因素。值得注意的是两种端元模式并不矛盾,对于大多数造山带来说,会同时受到放射性生热和软流圈地幔加热两种热源的共同影响,在不同的碰撞造山带中这两种加热机制对升温的相对贡献可能不一样。此外,超高温变质作用并不仅仅出现在大陆碰撞过程中,譬如大陆岩石圈拆沉(Housemanetal., 1981; Lietal., 2016)也可能产生短暂的超高温的变质条件,但是其加热机制和相应的P-T-t轨迹特征还需要进一步数值模拟和地质样品的验证。
(1)根据不同热源对造山带热结构的影响可以将大陆碰撞过程中出现的超高温变质作用分为 “深俯冲-折返”型和“浅俯冲-折返”型两类,“深俯冲-折返”型超高温变质作用的主要热源为软流圈地幔加热,而“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的主要热源为加厚地壳的放射性生热。
(2)超高温变质作用既可以形成于大陆碰撞挤压阶段,也可以形成于大陆碰撞后的伸展阶段。在大陆碰撞造山后的伸展阶段,密度亏损程度小于30kg/m3的大陆岩石圈俯冲形成的造山带可导致出现“深俯冲-折返”型超高温变质作用,而密度亏损程度大于50kg/m3的大陆岩石圈无法发生岩石圈减薄,很难形成超高温变质岩石。
(3)大陆碰撞挤压阶段的超高温变质作用的主要热源由多种因素共同控制,其中大陆岩石圈地幔亏损程度和大陆地壳放射性生热率属于一级控制因素,大陆岩石圈密度亏损程度小于30kg/m3的条件有利于发生“深俯冲-折返”型超高温变质作用,而大陆岩石圈密度亏损程度大于50kg/m3且大陆地壳放射性生热率3μW/m3是出现“浅俯冲-折返”型超高温变质作用的有利条件。
致谢衷心感谢两位审稿人提出的宝贵意见,提高了文章质量;另外,感谢胡晗、许鑫、兰春元博士的帮助。感谢北京超级云计算中心提供计算平台。
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