地壳滑脱层对大陆裂谷发育演化的影响——基于数值模拟方法

范庆凯， 郭金瑞， 王炎阳

中国石化石油勘探开发研究院, 北京 100083

作为地球主要构造特征之一和重要的离散型板块边界，全球大陆裂谷边缘总长度超过10万 km，是现今洋中脊总长度的两倍以上(Bradley, 2008).这些裂谷型大陆边缘大多上覆了巨厚的沉积层序，蕴含了极为丰富的油气资源.尤其在近20年的时间内，被动大陆边缘海上深水盆地的油气资源发现量呈显著的增加趋势，是全球油气勘探开发的主要领域.

受岩石圈内部流变性、温度结构和物质组成等方面的非均质性，以及岩浆作用、同裂谷沉积等因素的影响，裂谷型大陆边缘形成了贫岩浆和富岩浆型裂谷(Whitmarsh et al., 2001; Doré and Lundin, 2015)、宽裂谷和窄裂谷(Buck, 1991)、对称型和非对称型裂谷(Lister et al., 1991; Ranero and Pérez-Gussinyé, 2010)等多种裂谷形态分类单元和不同的沉积充填结构，并最终控制了烃源岩和储层的发育规模与展布规律.流变学性质是决定岩石圈强度和热力学结构的本质因素(Dai et al., 2020; Tao et al., 2020)，并影响了岩石圈的演化行为.各圈层的厚度、伸展速率、挥发组分含量(Li, 2022)等都直接改变了岩石圈的流变学结构.

依据岩石圈热力学强度的垂向变化规律，地壳内部往往至少发育一个脆-韧性转换带.因此，下地壳底部通常表现为韧性变形，而这种韧性变形带可作为裂谷发育的潜在滑脱层，为裂谷中-后期的应变集中和主拆离断层的发育提供了有利条件，进而也为上覆坳陷期沉积物的堆积提供了广阔的可容纳空间.岩石圈流变学性质往往通过滑脱层的厚度变化来影响各圈层的耦合程度(Huismans and Beaumont, 2011; Manatschal et al., 2015; Svartman Dias et al., 2015)，从而间接控制裂谷演化过程中形态的变化.然而，滑脱层是普遍存在的，但裂谷形态却千差万别，如南大西洋中段被动陆缘裂谷盆地具有不同的盆地规模、上盘断块(H-block)规模，以及两岸不对称性.因此，理解滑脱层与裂谷形态间的关系便成为必要.

对于裂谷演化过程中仅凭观测难以评估的因素来说，数值模拟是有效手段之一(McKenzie, 1978; Braun and Beaumont, 1989; Brune et al., 2014, 2017; Svartman Dias et al., 2015)，帮助我们对裂谷构造-岩浆作用和沉积演化过程等方面有了不断深化的认识.前人的研究往往聚焦于裂谷类型和演化阶段的划分(Huismans and Beaumont, 2011; Svartman Dias et al., 2015)，以及温度、应变率等单物理因素对裂谷发育演化过程的影响(Brune et al., 2014, 2016, 2017; Manatschal et al., 2015).然而，滑脱层的发育与厚度变化受到多个因素的共同影响.因此，本文旨在聚焦多个物理因素来研究滑脱层的变化和分布规律，通过地球动力学数值模拟，研究不同厚度的地壳潜在滑脱层对裂谷伸展过程中岩石圈变形行为和裂谷形态的影响，并结合裂谷盆地实例来探讨导致这种变化的本质原因.

我们采用有限差分的数值模拟方法，基于斯托克斯方程和非线性流变学方程，构建了一个适用于多尺度应变、强对比和复杂边界条件的黏-弹-塑性二维模型(图1)，以模拟实际存在的地质单元.该模型通过迭代的方式不断求解物质守恒、动量守恒和能量守恒方程(Olive et al., 2016，方程(1)—(3))，获得不同时间下的模型温度、黏度、速度、应力应变、地形起伏等运算结果.

图1 模型初始设置Fig.1 Model initial setup

(1)

(2)

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其中，vi、σ′ij分别对应模型物质在不同方向的速度和偏应力，g为重力加速度，P、T、ρ分别为压力场、温度场和密度场，cP为比热容，k为热传导系数，主要参数可见表1.

表1 数值模拟主要参数Table 1 Main parameters applied in simulations

在实际模型中(图1)，长度统一设置为180 km，代表沿水平方向长180 km的剖面；
纵向深度为95 km，由空气层(5 km)、上地壳(20 km)、下地壳(10 km)、地幔岩石圈(55 km)和软流圈(5 km)组成.模型的弹性应变受连续介质弹性力学规律控制，断裂活动遵循安德森破裂原理(方程(4), Turcotte and Schubert, 2014)，黏性模型包含扩散蠕变和位错蠕变两种行为，各层的流变学参数分别设置为湿石英、湿钙长石/湿石英、湿橄榄石和干橄榄石(表1, Wilks and Carter, 1990; Gleason and Tulis, 1995; Hirth and Kohlstedt, 2004)，流变学性质依据简化的流变学方程(5)计算.

(4)

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主要参数可见表1.需要指出的是，为突出下地壳强度的变化，我们依次将下地壳的流变学参数设置为湿钙长石和湿石英，分别对应较强和较弱的下地壳.

模型的左右两边为绝热边界，并分别作水平方向的滑动.将模型左右边界赋予分别向外的恒定伸展速率(5 mm·a-1)，对应地，顶界和底界分别作恒定速率的垂向滑动，以确保模型总面积不变.在模型中，软流圈物质可在底部进行持续补充，且模型中的物质可沿边界自由流入和流出.软流圈顶部温度为定值1300 ℃，向下保持不变，通过调节岩石圈初始温度结构获得不同的岩石圈强度结构和潜在滑脱层分布范围，从而研究岩石圈滑脱层对裂谷发育和演化的控制作用.另外，在模型中上部设置一个与其周围保持属性一致的“软”楔子，以确保初始的裂谷中心位于模型中央.

2.1 模型初始设置——强下地壳

将下地壳流变学参数设置为麻粒岩属性(湿钙长石，Wilks and Carter, 1990)，代表较高的下地壳强度.通过调节上下地壳分界面的温度(TC=500 ℃、600 ℃、650 ℃、700 ℃、750 ℃、800 ℃、850 ℃，图2h)，获得不同的岩石圈初始强度结构和潜在滑脱层的厚度分布(图2).洋壳内部温度越高，强度越低，上下地壳的潜在滑脱层厚度也分别逐渐增加.需要指出的是，上下地壳的潜在滑脱层是分别从对应层位的底部开始，并逐渐向上发育、增厚的，指示上下地壳不同的应变行为.其中，下地壳潜在滑脱层厚度从1.5 km(图2a)逐渐增加至最高10 km，即全部下地壳均成为潜在的滑脱层(图2g)；
对应地，上地壳下部潜在滑脱层厚度从0开始增加至6.6 km(图2)；
总的地壳滑脱层厚度也从1.5 km不断增厚至16.6 km.在上述7组滑脱层厚度不同的模型设置下，通过足够长时间的模型运算(～20-25 Ma，确保所有模型均已进入漂移期，产生了新洋壳，从而包含裂谷演化全过程)，可了解滑脱层厚度作为变量对岩石圈破裂行为的控制作用.

图2 强下地壳模型初始温度与流变学设置(a) TC=500 ℃; (b) TC=600 ℃; (c) TC=650 ℃; (d) TC=700 ℃; (e) TC=750 ℃; (f) TC=800 ℃; (g) TC=850 ℃; (h) 图(a—g)的初始温度剖面.(a—g)中白色虚线为屈服应力包络线.Fig.2 Initial temperature and rheology for the strong-lower-crust model (h) Initial temperature profiles for figures (a—g). White dashed lines in (a—g) are yield strength envelops.

2.2 强下地壳数值模拟结果

数值模拟结果显示，在上述模型设置的背景下，所有模型都表现出一种上部脆性应变(地壳内部断层活动)、下部韧性变形(下地壳、地幔韧性剪切)的主要特征(图3).断裂活动从上地壳开始向下发育，刺穿下地壳并到达地幔岩石圈上部.软流圈向上隆起，地幔岩石圈下部在软流圈支撑下也发生韧性隆起.在裂谷发育过程中，裂谷前期弥散性应变产生广泛分布的高角度正断层，之后，应变集中于裂谷轴附近的单个断层，在两侧依次顺序发育，具体表现为每个时刻裂谷两侧断层只有一侧保持活动(图3b、3g).裂谷的伸展作用使活动断层产生离轴位移，岩石圈厚度离轴增大，断层附近岩石圈的应力积累逐步增加，保持该断层持续活动所需的摩擦力也逐渐增大(Forsyth, 1992; Buck, 1993).断层的持续活动不仅使其产生离轴的位移，还使断层上下盘地壳发生挠曲变形(Lavier et al., 2000)，产生应力积累.当离轴位移产生的应力增量超过新断层产生所需的应力时，在裂谷轴另一侧产生新的活动断层，原活动断层停止活动，并不断循环往复，直至地壳完全断开，地幔深部物质剥露至地面.

图3 TC=500 ℃时强下地壳模型数值模拟结果(a—e) 模型各层变形结果，其中黑色区域为应变集中带；

(f—j) 应变率演化过程.Fig.3 Simulation results for the strong-lower-crust model with TC=500 ℃(a—e) The deformation of all model layers, where black zones bear localized strain; (f—j) The evolution of strain rate.

对比各模型中下地壳被完全错断时的结果(图4a—g)可得出，滑脱层越厚，指示地壳的强度越弱，由此引发的构造变形越剧烈，下地壳被完全错断所需的时间也越短(图4h).另外，可以推测出的是，在相同的运行时间内，相较于薄滑脱层的数值模拟结果来说，厚滑脱层的存在将使岩石圈下伏地幔流动性物质的上隆幅度更加明显.需要指出的是，相较于上地壳和地幔来说，下地壳强度明显更弱，滑脱层也更容易发育.因此，在裂谷不断伸展的过程中，下地壳物质率先在裂谷轴正下部形成最终的错断，并且下地壳滑脱层的厚度越大，在地幔物质开始剥露之时，下地壳的错断距离也就越大(图4a—g).另外，滑脱层越厚，断裂的倾角越缓，裂谷形态也越平缓.

图4 强下地壳模型数值模拟结果(a) TC=500 ℃，对应图2a；

(b) TC=600 ℃，对应图2b；

(c) TC=650 ℃，对应图2c；

(d) TC=700 ℃，对应图2d；

(e) TC=750 ℃，对应图2e；

(f) TC=800 ℃，对应图2f；

(g) TC=850 ℃，对应图2g；

(h) 地壳滑脱层总厚度与H-block规模和下地壳完全错断所需时间的关系.图(a—g)中红线为H-block边界活动断层，黑线为不活动边界断层.Fig.4 Numerical simulation results with a strong lower crust(a—g) have the same initial temperature settings with Figs.2 (a—g) respectively; (h) The relationship between the gross thickness of detachment layers and the size of H-blocks and time required to completely break the lower crust. Among (a—g), red and black lines represent boundary active and inactive faults of H-blocks respectively.

这一方面是因为随着滑脱层厚度的增加，断层汇集的脆性应变能够到达的深度逐渐变浅，导致裂谷深度的减小；
另一方面，滑脱层厚度的增加会减小软流圈上隆的阻力，从而使深部热物质对裂谷中心的负地形产生更显著的地形补偿，使其横向起伏变缓.

上盘断块(H-block)是指裂谷作用产生的滞留在边界断层上盘的原始地壳组分(Lavier and Manatschal, 2006; Péron-Pinvidic et al., 2017)，保存有前裂谷期的沉积层序.裂谷活动期间，其变形主要取决于岩石圈组成、初始温度结构等方面的因素，不同的变形程度将产生不同形状和规模的上盘断块.滑脱层厚度的变化对上盘断块的规模起到了明显的控制作用，具体表现为随着滑脱层厚度的增加，裂谷两侧的断层不断地向裂谷轴迁移，导致上盘断块的规模随之越小，二者呈明显的反相关关系，指示地壳更难完全破裂，岩石圈物质也更难被剥露至地表.另外，数值模拟结果也显示出，上/下地壳滑脱层厚度的变化对上盘断块的影响略有差异.在裂谷发育初期，下地壳滑脱层对上盘断块规模的控制作用更加明显(图5)；
相反，在地幔物质临近剥露的时期，下地壳滑脱层对上盘断块规模的控制作用趋于微弱，上地壳滑脱层则发挥了更为重要的影响.

图5 上/下地壳滑脱层对H-block规模的影响Fig.5 Influences of upper/lower crustal detachment layers on the size of H-blocks

2.3 模型初始设置——弱下地壳

将下地壳的流变学参数修改为更弱的湿石英属性(Gleason and Tullis, 1995)，即使上下地壳在流变学上保持一致属性.保持软流圈顶界(1300 ℃)和莫霍面(750 ℃)温度不变，通过调节上/下地壳分界面温度(TC=300 ℃、400 ℃、500 ℃、600 ℃、700 ℃)，可获得不同厚度的地壳潜在滑脱层(图6).在这种模型初始条件下，地壳滑脱层从莫霍面开始发育，并逐渐向上扩展.随着上/下地壳分界面温度的升高，地壳滑脱层的厚度从4.3 km逐步增长到13.8 km，并从下地壳向上延伸至上地壳底部(图6d、6e).其余边界条件和初始设置与前文模型保持一致.在此背景下，将模型运行至足够长的时间，可获得当下地壳整体强度较弱时，不同厚度的地壳潜在滑脱层对裂谷变形行为的影响(图7)和其与强下地壳存在时(图4a—g)裂谷形态上的差异.

图6 弱下地壳模型初始温度与流变学设置(a) TC=300 ℃; (b) TC=400 ℃; (c) TC=500 ℃; (d) TC=600 ℃; (e) TC=700 ℃.图中白色虚线为模型初始屈服强度包络线，实线为模型初始温度结构.Fig.6 Initial temperature and rheology for the weak-lower-crust model White dashed lines denote the initial yield strength envelopes, and solid lines show the initial temperature structure.

图7 弱下地壳模型数值模拟结果(a) TC=300 ℃，对应图6a；

(b) TC=600 ℃，对应图6d.图中红线为活动的裂谷边界断层，黑线为不活动断层.Fig.7 Numerical simulation results with a weak lower crust(a) TC=300 ℃, corresponding to Fig.6a; (b) TC=600 ℃, corresponding to Fig.6d. Red and black lines represent active and inactive rift boundary faults respectively.

2.4 弱下地壳数值模拟结果

在模拟结果中，选取裂谷初始伸展中心(裂谷轴)刚刚停止活动，新的伸展中心即将开始活动的时刻(对应各模型的运行时间为～6.3-6.5 Ma)，对比不同的数值模拟结果.对比结果显示，相较于强下地壳的模拟结果(图4)来说，较弱的下地壳会导致其自身产生更加复杂的形态变化，具体表现为下地壳厚度的侧向剧烈变化和上/下地壳交界面复杂的起伏变化(图7)，伴随更大范围的韧性应变.在这种情况下，以断层为主的脆性应变集中发育于上地壳范围内，部分模型结果显示断层可沿下地壳顶界产生滑脱性位移.由于断层发育范围的局限性，其垂向的断距也随之减小，揭示出弱下地壳的存在使地面构造变形的垂向起伏较强下地壳显著变缓，相反，地面构造变形的水平分布范围则显著扩大.

与强下地壳存在的模型结果相比，下地壳强度的整体减弱可使裂谷的变形规律产生由上盘断块规模不断减小(图4)向裂谷轴产生侧向的长距离跃迁(图7)的转变，揭示出下地壳强度的减弱可使岩石圈变形更具不确定性.由于现今的裂谷跃迁往往伴随着区域性热点的存在(如冰岛裂谷，Burke et al., 1973; Garcia et al., 2008)，且多伴随发育复杂的向海倾斜反射层(SDRs)和岩浆型陆缘(Buck, 2017; Norcliffe et al., 2018)，指示更热的岩石圈温度结构和更弱的下地壳，与本文的模拟结果相似.

以TC=300 ℃(图7a)和TC=600 ℃(图7b)的模拟结果为例，前者下地壳厚度侧向变化可达～1.5-9 km，且新生扩张中心离初始裂谷轴的距离为～53.3 km；
对应地，后者下地壳厚度变化程度更大，其初始扩张中心的上地壳已完全剥离，下伏下地壳厚度可达14 km，而下地壳最薄的位置只有～4 km的厚度，且扩张中心的侧向跃迁距离增加至～68.5 km.对比所有模型结果可得，随着地壳滑脱层厚度的不断增大，裂谷轴的侧向跃迁距离也显著增加，二者呈现出明显的正相关关系，具体表现为从53.3 km逐步增加至79.3 km(图8)，揭示出下地壳强度的减弱会导致构造变形在地面表现出更大的尺度和规模.

图8 滑脱层厚度与裂谷中心跃迁距离的关系Fig.8 The relationship between the thickness of detachment layers and the rift jump distance

3.1 模拟结果应用

完整的裂谷上盘断块发育在全球多个裂谷盆地上，如在南大西洋裂谷型被动大陆边缘，前人通过对地震反射资料的解释在其中段的不同位置解释出多个发育完整上盘断块的剖面(图9a—c，Péron-Pinvidic et al., 2017).另外，在南大西洋之外的挪威Lofoten陆缘(Tsikalas et al., 2005)、东格陵兰Jameson陆缘(Péron-Pinvidic et al., 2012)，以及纽芬兰Brianconnais陆缘(Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009)等区域也发育有相似构造.

以南大西洋被动大陆边缘为例，刚果盆地位于南大西洋中段东侧(图9a)，其上盘断块规模巨大，侧向宽度～113.1 km，垂向厚度可达～13 km，完全由地壳物质组成(图9b).上地壳发育密集的浅部正断层，两个边界断层可向下延伸至地幔岩石圈顶部，其中一支已演化为拆离断层将深部地幔物质剥露至地表.对应地，坎波斯盆地剖面位于南大西洋中段西侧的巴西陆缘(图9a)，其上盘断块约78.9 km宽(图9c)，其余构造特征和刚果盆地相似.对比两个盆地可知，刚果盆地的上盘断块规模相较于坎波斯盆地明显更大(图9d).结合本文的数值模拟结果可推测坎波斯盆地的地壳滑脱层较刚果盆地所占岩石圈比重更大.

图9 南大西洋中段实例对比与差异分析(a) 南大西洋中段地质简图(据Aslanian et al., 2009)；

(b) 刚果盆地地质剖面; (c) 坎波斯盆地地质剖面(据Péron-Pinvidic et al., 2017修改，位置见图(a))；

(d) 刚果-坎波斯盆地H-block规模、伸展速率对比，其中柱状图展示H-block宽度，方框展示伸展速率，黑色方框和黑线分别代表刚果盆地，灰色代表坎波斯盆地.Fig.9 Case comparison and difference analysis of the central segment of South Atlantic(a) Geological sketch of the central segment of South Atlantic (Aslanian et al., 2009); (b), (c) Geological section of Congo Basin and Campos Basin (Péron-Pinvidic et al., 2017, see their locations in Fig.(a)); (d) Comparison of the size of H-blocks and extension rates between Congo Basin and Campos Basin. The histogram shows the width of H-blocks and boxes represent extension rates. Black boxes and lines represent Congo Basin, and the gray ones represent Campos Basin.

另外，前人的数值模拟结果(Brune et al., 2014)也揭示出在南大西洋中段研究区，裂谷轴的侧向迁移距离向南逐渐增加的情况.对比前文的数值模拟结果(图7)，预测了南大西洋中段南侧的滑脱层厚度可能更厚，从而间接佐证了北部刚果盆地(图9b)和南部坎波斯盆地(图9c)之间上盘断块规模的显著差距(图9d).

3.2 滑脱层厚度差异产生的原因分析

针对上述南大西洋中段两个盆地来说，二者位于相似的构造背景下，但剖面形态具有规律性的变化，具体表现为裂谷的伸展速率、裂谷作用形成的被动陆缘宽度、东西两侧盆地规模的不对称性都展现出向南增大或增强的趋势(Brune et al., 2014).然而，本文的研究结果表明，在南大西洋中段，裂谷上盘断块的规模却表现出向南缩小的规律(图9).依据前文数值模拟结果，两个盆地上盘断块规模的规律性变化可揭示出两个盆地裂谷期均发育较强的下地壳(图4)，这种规律直接取决于下伏滑脱层厚度的变化.究其原因，潜在滑脱层的发育主要取决于岩石圈流变学性质的变化，主要影响因素包括物质组成、温度结构、应变率(伸展速率)等(Svartman Dias et al., 2015).而由于两个盆地均发育于刚果克拉通西侧元古代基底之上(Bally et al., 2020)，并沿新元古代造山带走向由南向北逐步裂开(Gray et al., 2008; Lovecchio et al., 2020).因此，可预测两盆地基底岩石圈成分大致相似，没有显著差别.另外，相较于岩石圈温度结构的变化来说(图2和图6)，两个盆地裂谷期伸展速率的差异幅度相似，但伸展速率的变化对岩石圈力学性质的影响明显更小(图9d).因此，在对比两处岩石圈力学性质差异时，伸展速率的影响可以排除，造成两个盆地地壳滑脱层厚度差异的原因更可能来自于二者温度结构的差异.

前人研究表明，南大西洋Tristan-Gough热点在其开裂之前便已存在(Fromm et al., 2015).虽然热点下伏高温物质并未涌至地面之上，但其高温却影响了周围岩石圈的温度结构.从空间分布上来看，坎波斯盆地临近该热点，受到的温度影响显然更大；
刚果盆地距热点更远，受到的影响理应较坎波斯盆地更弱.因此，坎波斯盆地下伏岩石圈相对刚果盆地更弱，潜在滑脱层的厚度也更大，从而导致更小的上盘断块规模(图4h).

(1) 对于强下地壳数值模拟结果来说，滑脱层厚度的增加会导致断层上盘断块规模的减小，二者呈反相关关系.且在滑脱层有效厚度偏小时，以深部的壳-幔滑脱层对上盘断块的影响为主；
反之，在滑脱层有效厚度偏大时，浅部壳间滑脱层的影响更大.

(2) 随着岩石圈，尤其是下地壳强度的减弱，壳-幔或壳间滑脱层的厚度也逐渐增加，其产生的结果随岩石圈强度的减小发生由上盘断块缩小到裂谷轴横向跃迁的转变，指示弱岩石圈更容易产生大规模的形变.

(3) 对于弱下地壳数值模拟结果来说，滑脱层厚度的增加直接导致了裂谷伸展中心的离轴跃迁，且滑脱层厚度越大，裂谷轴的横向迁移距离也越显著.

(4) 南大西洋中段两侧刚果盆地和坎波斯盆地的对比结果表明，两个盆地的下地壳流变属性相似，且相对上地壳偏强.两盆地上盘断块规模的差距揭示出坎波斯盆地滑脱层有效厚度要显著大于刚果盆地，这种差异可能是由南大西洋裂谷期两盆地距南端热点、地幔柱活动的距离不同导致的岩石圈温度结构差异引起的.

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