董 昊, 戴黎明*, 李三忠, 杨 悦, 胡泽明

太古宙岩石圈构造变形过程与岩浆作用的数值模拟研究

董 昊1, 2, 戴黎明1, 2*, 李三忠1, 2, 杨 悦1, 2, 胡泽明1, 2

(1.中国海洋大学 海洋地球科学学院, 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 山东 青岛 266100; 2.青岛海洋科学与技术国家实验室, 海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266237)

太古宙岩石圈构造变形是岩石圈与软流圈在高温条件下发生垂向运动的结果, 反映了太古宙非板块构造体制下的地球动力学过程。为了解释这个已经消失的过程, 前人利用数值模拟方法并结合较少的地质实例, 提出了盖子构造、热管构造、湿盖子构造、地幔柱构造等多种可能存在于太古宙的前板块构造体制。这些体制的主要差异源于前人实验中对岩浆作用的简化方式不同, 进而导致了对太古宙地球动力学过程认识的不一致性。为了解决上述矛盾, 本研究在不简化岩浆运移过程的前提下, 讨论了五种可能条件及其组合对太古宙岩石圈构造变形的控制作用。结果显示, 太古宙岩石圈强度较高时, 只有经充分弱化才可能产生垂向变形。岩浆的存在不仅弱化了岩石圈, 还借由自身浮力提供了变形所需的驱动力。地幔柱主要引发岩石圈减薄与底部拆沉, 其他因素如岩石圈厚度、地壳性质、薄弱带等并非岩石圈变形的敏感因素。该结论揭示了太古宙岩浆作用对岩石圈构造变形过程起到了重要控制作用。

太古宙; 岩石圈; 构造变形; 数值模拟; 岩浆作用

0 引 言

太古宙岩石圈构造变形是岩石圈与软流圈发生垂向作用的结果, 体现了地球早期构造演化过程, 是前板块构造体制的重要研究对象。太古宙岩石圈具有较高的地温梯度和频繁的岩浆活动, 处于垂向构造运动极为活跃的时期(Smith and Lewis, 1999; 赵国春和孙敏, 2002; Fischer and Gerya, 2016; Rozel et al., 2017; Lourenço et al., 2018)。此时板块构造体制尚未形成, 无法用板块构造理论来解释这一极端环境下产生的独特的岩石圈构造变形样式(翟明国, 2012)。解决这一问题需要确定岩石圈所处物理状态, 以及在这种状态下岩石圈受何种因素驱动产生形变, 即需要充分考虑太古宙岩石圈构造变形的控制条件及其响应特征。

太古宙既是大撞击期结束后的下一阶段, 又是板块构造体制开始的前一阶段, 此时岩石圈温度较高、岩浆活动频繁、陨石活动较弱(张旗和翟明国, 2012; 李三忠等, 2015)。在这种极端环境下, 壳幔相互作用催生了卵形构造、穹脊构造与流变构造等独特构造样式(Salop, 1972; Van Kranendonk et al., 2007; Thébauda and Rey, 2013; 刘昕悦等, 2017)。在此已知条件下, 前人试图通过还原太古宙物质结构和温度条件, 来研究太古宙地球的构造体制及其控制下的岩石圈构造变形过程。Piper (2013)认为岩石圈在冷却结晶后变得坚硬而稳定, 形成盖子构造。Moore and Webb (2013)和Moore et al. (2017)认为, 早期地球与现今木卫一结构十分相似, 热量通过岩浆通道由深部传输到地表, 即热管构造。Fischer and Gerya (2016)认为, 在玄武岩岩浆平铺地表的条件下, 岩石圈可以自发拗沉(sagduction)和拆沉(delamination),将其称之为湿盖子构造。除此之外, 地幔柱理论认为, 超大陆裂解是超级地幔柱导致的(Davies, 2011); 小板块构造理论认为, 早期脆弱的岩石圈可以自发产生变形与俯冲(Ernst, 2007); 重力构造观点认为, 在地球成层过程中岩石圈浅部冷却收缩, 随后形成了龟裂(李洁, 2010)。

上述研究表明, 前人对于岩石圈构造变形的成因尚持有不同观点, 产生这些争论的原因在于: 实验设置了不同岩石圈条件以及模拟了岩浆作用的不同阶段。盖子构造体制没有考虑岩石圈异常与岩浆作用对构造变形的影响, 热管构造侧重于热量传输过程, 湿盖子构造模拟了岩浆覆盖地面后的岩石圈变形。此外, 地幔柱构造体制没有考虑超级地幔柱带来的岩浆作用, 小板块构造理论忽略了岩石圈密度和强度, 重力构造考虑了岩石圈冷却过程中的破裂。

在简化或忽略岩浆运移过程、成分异常、温度异常的前提下, 得出的实验结果对前寒武纪构造体制研究具有一定意义。然而岩浆运移过程对岩石圈构造变形有着重要影响, 所以不应该将其简单化, 而且成分异常和温度异常也起到了制约作用(Bédard, 2006)。为了充分探讨岩浆作用和其他异常条件(如地幔柱、岩石圈厚度等)对岩石圈变形的控制作用, 本次研究基于热机械动力学数值模拟技术, 模拟了太古宙岩浆的垂向运动过程及其主要制约因素。与前人常用的岩浆简化移动或特殊扩散(Moore and Webb, 2013; Fischer and Gerya, 2016; Moore et al., 2017)不同的是, 本研究直接模拟了岩浆的运移过程, 获得了较为可靠的变形过程。结合前人提出的构造体制, 实验分别设置了岩浆房、岩浆通道、地幔柱、岩石圈龟裂、岩石圈减薄、玄武质地壳等条件, 测试了太古宙岩石圈构造变形过程与岩浆作用之间的多种内在关联及其响应机制, 并为相关研究提供参考和约束。

1 研究方法

1.1 模拟方法

数值模拟实验采用了有限差分原理和标记点网格方法(Marker-in-cell Method), 通过I2VIS代码来实现(Gerya and Yuen, 2003; Liao and Gerya, 2014; Li et al., 2015; Dai et al., 2018; Huangfu et al., 2018)。数值模型受到质量守恒定律、动量守恒定律、能量守恒定律的约束, 不可压缩流体条件下具体控制方程如下:

式中:r表示放射热;s表示剪切热;a表示绝热产热;L表示相变产热。

有效黏度分别由蠕变与塑性形变两种机制共同影响。蠕变包括扩散蠕变和位错蠕变, 塑性形变与屈服应力相关。有效黏度的计算方法如下:

此外, 代码还包括部分熔融功能, 通过温度与固液相线关系计算出了熔融比例, 公式如下:

式中:表示粒子的熔融比例, 当=0时物质为固态, 当=1时物质完全熔融, 当处于0和1之间时, 物质发生部分熔融;表示粒子温度;S代表物质的固相线;L代表物质的液相线。

1.2 初始模型设置

为了同时体现地幔过程和岩石圈变形特征(Harris et al., 2012), 本文将初始模型大小设置为879 km× 400 km, 共包含了587×161个欧拉点。网格为不均匀网格, 核心区位于模型中上部, 最高分辨率达0.4 km×1 km, 模型两侧及底部分辨率最低不超过 8 km×6 km。模型物质结构自上而下分别为: 10 km厚的空气薄弱层, 3 km厚的绿岩层、32 km厚的地壳、75 km厚的岩石圈地幔, 其余为软流圈地幔, 沉积物层由模型求解产生(图1)。空气层初始温度在不同模型中分别假设恒为0 ℃或300 ℃, 地表温度与之相等, 用以测试两种地表温度的影响。莫霍面温度约600℃, 岩石圈底部约1400 ℃。此外, 假设岩浆通道的温度及地幔柱温度比背景温度高200 ℃。模型不与外界发生物质交换和动量交换。各边界均为自由滑移边界, 以此来减少模型的边界效应。左右热边界维持热平衡, 顶底部热边界温度恒定。

依据太古宙运动学特征, 将模型边界条件设置为自由滑移。所有实验均未设置外强迫作用力或远端移动速度, 模型在重力条件下自然演化。之所以采用这种保守设置, 是考虑到在前板块构造体制下岩石圈不具备恒定水平运动条件。温度边界条件分别按照如下设置: 顶部为恒温边界, 固定为273 K或573 K; 左右两侧设置为热通量为零, 底部为远端恒定温度。

在不同类别的实验中, 模型分别引入了地幔柱条件、岩浆条件、龟裂条件、薄弱岩石圈条件、地壳性质条件, 详细设置见表1。地幔柱条件反映了前板块构造体制可能受控于地幔柱作用(Bédard, 2006; 李三忠等, 2015; Fischer and Gerya, 2016), 岩浆条件反映了太古宙多期次岩浆作用(Bédard, 2006; 万渝生等, 2017; Clos et al., 2019), 而其他条件反映了岩石圈自身性质影响。地幔柱按照不同宽度和高度进行分类测试, 岩浆设置分别按照形态和岩浆量进行设置, 龟裂模型中引入了垂直展布的薄弱地幔, 其他条件主要考虑了岩石圈厚度和地壳性质的影响。地表分为花岗质的上下地壳或玄武质地壳。物质参数设置见表2与表3(Ranalli and Donald, 1983), 此外, 含铁绿岩密度取3.0 g/cm3(范正国等, 2013)。

2 结 果

本次模拟结果显示, 太古宙岩石圈变形特征主要依赖于岩浆及地幔柱作用。其中, 在岩浆及地幔柱联合作用下, 岩石圈能够发生强烈的垂向变形, 并伴随岩石圈地幔破坏减薄。而其他条件对岩石圈变形程度起促进或抑制作用。太古宙岩石圈构造变形的详细演化过程如下。

模型两侧的浅黄色符号表示自由滑移边界条件, 白线为以200 ℃为间隔等温线。模型中不同颜色代表不同的物质组成, 分别是: 1. 空气层; 2. 海水; 3. 沉积物; 4. 绿岩带; 5. 上地壳; 6. 下地壳; 7. 岩石圈地幔; 8. 软流圈地幔; 9. 玄武质地壳; 10. 部分熔融地壳; 11. 地幔柱; 12. 岩浆房和岩浆通道; 13. 薄弱带。

表1 实验条件设置

注: 表中“√”表示已设置此条件，“‒”代表未设置此条件。

表2 数值模拟采用的粘滞性流变参数(据Ranalli and Donald, 1983)

注: a.0表示为有效粘滞系数, 计算公式为:0=(1/D)×106n; b. 熔融的长英质熔体(G*)表示熔融的沉积物和地壳。

表3 数值模型中的主要材料参数

注: a.1=[0.64+807/(K+77)]exp(0.00004);2=[1.18+474/(K+77)]exp(0.00004);3=[0.73+1293/(K+77)]exp(0.00004);b. 当<1200 MPa,S1=889+17900/(+54)+20200/(+54)2; 当>1200 MPa,S1=831+0.06,L1=1262+0.09; 当<1600 MPa,S2=973−70400/(+354)+778×105/(+354)2; 当>1600 MPa,S2=935+0.0035+0.00000622,L2=1423+0.105。

2.1 岩浆作用与岩石圈构造变形

数值模拟结果显示, 在岩浆作用下岩石圈能够发生较为强烈的垂向变形, 其中, 有无岩浆通道对岩石圈构造变形影响较为明显。大量岩浆沿通道上涌侵位形成新地壳, 并导致原地壳处于水平挤压环境, 能够形成一系列的B型褶皱, 说明太古宙岩石圈水平构造不一定来自于板块俯冲作用, 岩浆作用同样能够导致地壳水平缩短、增厚, 与前人研究结果相吻合(Beall et al., 2018)。同时, 该系列结果显示, 岩浆上涌过程中能够导致岩石圈地幔底部重力失稳并逐渐发生拆沉。详细的地表‒地壳‒深部地幔动力学过程如下。

在岩浆侵入‒喷出的整个过程中, 地表在垂向上发生了较为剧烈的抬升作用。首先, 在岩浆早期侵入阶段(图2a), 地表在整个岩浆房范围内发生了整体抬升, 抬升高度大约5 km; 随后, 岩浆由侵入转换为了喷出过程(0.2 Ma, 图2b), 地表快速发生抬升, 且抬升中心位于岩浆喷出中心, 抬升高度可达10 km;随着岩浆完全喷出地表, 喷出中心的高地形发生了重力垮塌, 在0.7 Ma, 抬升高度回降到6 km左右, 但抬升范围扩大到约150 km, 这与岩浆横向流动有关; 最后, 地表高度始终维持在4～6 km左右, 形成高原, 不再响应深部的动力学过程。

在岩石圈地壳深度范围内, 由于模型设置了较高的温度梯度, 下地壳首先发生了熔融。在岩浆侵入过程中, 岩浆正浮力导致岩石圈弯曲, 因此, 岩浆房两侧的岩石圈因受压而增厚。图2b展示出侵位岩浆沿水平方向、扩张, 并产生局部挤压导致岩石圈横向位移与垂向增厚。受挤压作用影响, 地壳发生挠曲变形并开始形成挤压盆地及一系列B型褶皱。伴随侵位岩浆量的逐渐增加, 低密度、低黏度岩浆最终能够沿着岩浆通道大规模的突破地壳并冷凝形成火成岩省(图2c、d), 同时, 可能保留岩浆侵位时中‒下地壳隆升过程中卵型构造特征, 即穹窿构造特征。

图2c和2d展示了沿岩浆房底部岩石圈地幔发生了部分拆沉现象, 拆沉由破坏中心逐步向两侧扩散, 这一结果与前人提出的拆沉模式相吻合(Rozel et al., 2017)。当岩石圈厚度为110 km时, 拆沉现象稳定发生在70 km深度以下。在岩浆上涌后, 被破坏的岩石圈地幔重新愈合, 形成完整而连续的岩石圈, 但岩石圈厚度明显减薄。与之相对, 远离破坏中心的岩石圈则明显增厚, 厚度约为150 km。增厚原因来自于岩浆侵入过程中的水平挤压作用。

与上一模型相比, 在不设置岩浆房通道的模型中, 岩浆受浮力作用上升并持续侵蚀岩石圈中部和底部。在侵蚀过程中岩浆仍然能发生横向扩展, 但无法穿透岩石圈浅部。如图3所示, 仅设置岩浆房并不能得到与图2相同的结果。图2a与2b表明岩浆房在演化过程中能够导致岩石圈抬升、减薄, 并诱发了岩石圈地幔的拆沉现象。图3a与3b由于没有岩浆通道, 岩浆始终无法穿透整个刚性岩石圈, 更无法改变岩石圈浅部结构。图3c与3d展示了模型的后期演化, 岩浆与50～75 km处岩石圈逐步同化混染, 最终冷却并稳定下来。

由此可见, 岩浆通道决定了两种不同的岩石圈演化过程。在有岩浆通道的模型中, 岩浆能够迅速穿过岩石圈, 并在岩石圈顶部形成大火成岩省。在仅设置岩浆房的条件下, 岩浆的穿透力不足, 扰动范围局限在岩石圈中部和下部。岩浆通道控制着岩浆是否能够穿透岩石圈, 这在很大程度上决定了整个模型的演化。

2.2 地幔柱作用结果

在地幔柱条件下, 岩石圈地幔底部自地幔柱正上方开始发生破坏并拆沉, 拆沉范围逐渐扩大, 其演化过程如图4所示。当地幔柱贴近岩石圈底部时, 岩石圈地幔由地幔柱柱头位置首先开始发生拆沉(图4a、b)。随着地幔柱不断上涌, 并扰动周缘软流圈地幔, 从而导致地幔拆沉中心逐渐由单中心向两侧拓展形成多个拆沉中心, 最终导致岩石圈地幔整体减薄, 减薄厚度大约是30 km。作为地幔柱作用下的主要破坏形式, 拆沉对岩石圈地幔底界的结构样式具有重要影响, 但由于地幔上涌速度过快, 热传导过程缓慢, 岩石圈100 km以浅的部分没有受到任何影响, 始终处于稳定状态。需要注意的是, 在拆沉过程中, 位于岩石圈与地幔柱之间的软流圈物质沿着拆沉方向不断坠离。因此, 地幔柱内部能够混合外来的岩石圈地幔与软流圈地幔, 从而造成地幔柱局部地球化学信息的改变。由此可以假设, 如果地幔柱能够与岩石圈底界面进行较长时间的热交换过程, 除能导致岩石圈地幔快速减薄以外, 必然还能够导致岩石圈地幔弱化并发生部分熔融, 从而形成岩浆活动。这些岩浆可能会含有已经被混染过的深部幔源信息。

图2 岩浆作用结果

图3 单一岩浆房条件结果

不同宽度的地幔柱对岩石圈形成的影响见图5。结果显示地幔柱的宽窄并不影响岩石圈的破坏样式。在这些模型中, 位于地幔柱上方的岩石圈都能够受拆沉作用而减薄, 但减薄程度与地幔柱大小基本无关。通过对比还可以发现拆沉体大小基本相同。因此, 可以认为地幔柱大小不影响岩石圈破坏样式。但如图5d所示, 地幔柱过窄会导致热对流范围较小, 因此拆沉范围要小于其他模型。

2.3 岩浆与地幔柱共同作用

为了模拟在地幔柱与岩浆共同作用下岩石圈的构造变形特征, 本文还构建了地幔柱‒岩浆房联合作用模型, 模拟结果见图6。模型中岩石圈构造形变过程不能够视作地幔柱与岩浆两种作用效果的简单叠加, 其演化过程有其特殊之处。该条件下岩石圈变形和地表抬升的初始演化过程(图6a)虽与岩浆单独作用结果相似(图2a), 但该模型在地幔柱作用下, 由于充沛的物质供应, 岩浆上涌速度明显增快。岩浆房两侧的岩石圈无论深部还是浅部都呈向上翘起的趋势, 而驱动力来自下方地幔柱(图6b), 该条件下岩石圈抬升强于其他条件。模拟结果显示在此条件下, 地幔柱能够快速喷出到地表, 形成大火成岩省, 并导致中上地壳部分熔融, 特别是绿岩带的熔融(图6c)。在这种弱化作用下, 很可能导致绿岩带与中下地壳反转, 从而形成太古宙岩石圈特有的穹‒脊构造。图6d～f呈现出在地幔柱作用下, 岩石圈地幔能够被快速地减薄, 且造成复杂的软流圈地幔对流过程。而该对流过程, 又进一步促进岩石地幔进一步减薄。

综上, 在本模型中地壳变形主要由岩浆侵位过程所引起, 地幔柱影响较少。而岩石圈地幔则是先受岩浆侵入影响发生局部变形, 再由地幔柱作用导致大范围挠曲变形及地表的整体抬升。地幔柱在整个岩石圈构造变形过程中提供了正浮力、热驱动力以及持续的物质供应。需要注意的是, 在这个模型中地幔柱物质能够沿着岩浆通道侵入到地表, 这一结果很好地揭示了太古宙科马提岩的侵入过程以及金伯利岩筒中含钻石岩石的剥露机制。

3 讨 论

前人研究认为地幔反转后的地球已由内轻外重的密度结构转变为盖子构造(Debaille et al., 2009; Moore and Webb, 2013), 即浅部形成了密度轻的刚性岩石圈, 其变形过程及特征受自身密度和强度所约束(Moore and Webb, 2013; Piper, 2013; Moore et al., 2017)。本次实验结果也表明, 盖子构造在一般条件下能够持续稳定存在且不易发生变形(图7a)。这意味着岩石圈在常规条件下与地幔脱耦, 不参与软流圈物质循环过程, 密度较小的岩石圈也不受软流圈控制。

但经岩浆作用弱化后, 岩石圈可以产生固定样式的垂向形变。换而言之, 岩石圈构造变形强烈依赖于外部弱化条件。相比于陨石活动较为频繁的冥古宙来言, 太古宙所处的宇宙环境相对稳定, 地球自身热机械作用是主导地球演化的首要因素(李三忠等, 2015)。来自地球内部的地幔柱作用、岩浆作用以及岩石圈本身的性质作为弱化条件, 可以显著影响岩石圈构造变形的演化进程。

在地幔柱条件下, 岩石圈底部遭受强烈的侵蚀与破坏, 并以拆沉的方式参与地幔深部物质循环(图7b)。而岩石圈地壳部分不参与地幔深部物质循环, 因此, 地壳难以发生形变。从结果来看, 无论是地幔柱引起的热对流还是热传导都无法使得地壳充分弱化。地幔柱虽然温度较高、密度较小, 但其密度仍然大于地壳, 因此无法直接穿透地壳, 喷出地表。由此可见, 地幔柱主要影响岩石圈底部, 对岩石圈浅部尤其是地壳形变的影响不大, 只能够导致地表整体抬升。

图4 地幔柱作用结果

(a) 地幔柱宽约175 km; (b) 地幔柱宽约275 km; (c) 地幔柱宽约475 km; (d) 地幔柱宽约75 km。

模拟结果表明, 岩浆条件可以充分弱化岩石圈并提供动力。按照实验设置, 岩浆条件有岩浆房与岩浆通道两种。单一的岩浆房与地幔柱条件相似, 均对岩石圈底部产生了一定程度的破坏, 但岩浆在上升过程中受控于岩石圈浅部的流变学强度, 无法进一步影响地表形变(图7d)。而在岩浆通道与地幔柱组合条件下, 岩浆更容易从岩浆房析出, 并侵入岩石圈浅部, 直至喷出地表, 导致岩石圈浅部及地壳产生形变(图7c、e)。岩浆作用之所以能够影响岩石圈构造变形, 包括如下几个原因: 首先, 岩浆密度低于围岩因此受到正浮力的推动, 提供了物质上涌的动力; 其次, 岩浆温度较高, 通过热传导可以加热与弱化围岩, 并提供水平方向热差异, 对热对流有促进作用; 此外, 岩浆本身粘滞系数低, 具有易于运移和形变, 弱化了岩石圈流变学强度, 起到了薄弱带作用。

岩浆通道的形成过程与其背后的运动机制有待进一步研究。在以往研究中, 岩浆萃取过程常通过直接移动到地表的方式来实现(Moore and Webb, 2013; Fischer and Gerya, 2016; Sizova et al., 2018), 忽略了岩浆运动过程中产生的构造过程。本文设置了岩浆运动所产生的通道, 但仍需要进一步探索岩浆通道是如何产生以及岩浆萃取、渗透、运移过程的物理机制和化学机制。尽管如此, 实验结果表明, 未设置特殊运移机制的岩浆难以在地表沿水平方向大范围扩散, 质疑了湿盖子构造理论所假设的运移机制的合理性。

在地幔柱与岩浆组合条件下, 受岩石圈底部垂向推力和内部浮力的双重作用, 岩石圈可以发生减薄、变形直至破坏。岩石圈浅部形变仍主要受控于岩浆作用, 岩石圈深部侵蚀破坏则是以地幔柱作用下的拆沉为主。在不设置外界水平运动速度的条件下, 模型受控于自身密度和流变学强度不易发生形变。而引入岩浆作用能够充分弱化岩石圈浅部, 引入地幔柱条件能够导致岩石圈深部拆沉。由此可见, 岩浆作用与地幔柱作用在太古宙岩石圈构造变形过程中起到了重要的控制作用, 为进一步研究前板块构造体制以及构造样式提供了相关参考。

从其他实验结果来看(图7g～h), 岩石圈薄厚在一定程度上会影响地幔柱作用下的抬升幅度, 也会影响地幔柱的作用范围。从地壳性质角度来看, 玄武质地壳与花岗质地壳具有类似的形变特征, 说明地壳结构对太古宙构造变形行为不具有重要控制作用。在薄弱带模型中, 薄弱带是岩石圈底部侵蚀作用的集中点, 即形变优先发生在薄弱带处。但薄弱带的加入并没有引起地表形变, 也不会改变地幔循环过程。由此可以看出, 岩石圈自身性质和差异不是主要控制条件。

图6 岩浆与地幔柱共同作用结果

(a) 不加特殊条件的对照模型; (b) 地幔柱条件; (c) 岩浆房与岩浆通道条件; (d) 单一岩浆房条件; (e) 岩浆与地幔柱混合条件; (f) 薄弱玄武质地壳与地幔柱混合条件; (g) 薄弱花岗质地壳与地幔柱条件; (h) 薄弱带条件。

4 结 论

本次研究以探究太古宙岩石圈构造变形机制为目的, 讨论了地幔柱作用以及岩浆作用下的岩石圈变形, 并考虑了岩石圈本身特征所造成的影响, 得到以下认识:

(1) 岩浆活动能够引发岩石圈活化从而允许岩石圈内部发生运动和变化, 而地幔柱作用主要导致岩石圈拆沉和减薄, 岩石圈性质对自身的影响较弱。

(2) 太古宙岩石圈强度较高, 温度较低的岩石圈浅部不参与软流圈的物质循环过程, 形成了流变学性质较差且稳定的盖子构造。

(3) 在没有远端水平应力的条件下, 只有充分弱化的岩石圈才能在浅部产生形变从而形成独特的构造样式。而促使岩石圈充分弱化的可行方式是岩浆作用。熔融岩浆与围岩相比具有低黏度低密度的特征, 能够产生足够的浮力差, 不仅满足了弱化条件, 还提供了物质运动的驱动力。地幔柱的影响范围局限于岩石圈深部, 可以造成大范围的拆沉作用。

(4) 实验结果有力地支持了岩浆通道和地幔柱是控制太古宙岩石圈构造变形的重要机制。

致谢:感谢审稿人中国科学院地质与地球物理研究所赵亮研究员及另一位匿名审稿人为本论文提出宝贵意见, 向两位审稿专家致以诚挚的谢意。

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Numerical Simulation of the Structural Deformation Process and Magmatism of the Archaean Lithosphere

DONG Hao1, 2, DAI Liming1, 2*, LI Sanzhong1, 2, YANG Yue1, 2and HU Zeming1, 2

(1. Key Lab of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, MOE, Institute for Advanced Ocean Study, College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, Shandong, China; 2. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, Shandong, China)

Deformation of the Archaean lithosphere as a result of vertical movement of lithosphere and asthenosphere under high temperature may reveal geodynamic processes under the Archaean pre-plate tectonics. In order to explain the Archean deformation, various pre-plate tectonic hypotheses have been proposed, such as lid tectonics, heat-pipe tectonics, plume-lid tectonics and mantle plume tectonics by using numerical modeling and geological examples. These different theories arose mainly from some different ways of simplification for magmatism in previous experiments, which leads to the inconsistent interpretations of the Archean geodynamic process. To avoid such contradiction, five possible conditions and their combined models without simplifying the process of magma migration are discussed in this contribution. The numerical experimental results show that the strength of the Archaean lithosphere is high enough so that only full weakening can cause vertical movement. The existence of magma not only weakens the strength of lithosphere, but also provides driving force for buoyant deformation. Other conditions such as lithospheric thickness, crustal properties or weak zone are not sensitive factors for lithosphere deformation. Therefore, this study reveals an impact of magmatism on deformation of the Archaean lithosphere.

Archean; lithosphere; deformation; numerical modeling; magmatism

2020-01-04;

2020-08-06

国家重点研发计划(2016YFC0601002)、国家自然科学基金重大研究计划重点项目(91858215, 91958214)、青岛海洋科学与技术试点国家实验室鳌山科技创新计划项目(2017ASKJ02)、山东省泰山学者特聘教授项目(ts20190918)、鳌山卓越科学家计划(2015ASTP- 0S10)和青岛市创新领军人才计划(19-3-2-19-zhc)联合资助。

董昊(1995–), 男, 博士研究生, 海洋地质专业。Email: donghao10000@stu.ouc.edu.cn

戴黎明(1980–), 男, 副教授, 从事构造地质学及数值模拟研究。Email: dlming@ouc.edu.cn

P542

A

1001-1552(2021)04-0621-013

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.001