原一哲，郭長升，胡才博*，魏東平

1 中國科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 100049 2 中國科學(xué)院計算地球動力學(xué)重點實驗室，北京 100049

0 引言

三聯(lián)點是三個板塊邊界的交點(Mckenzie and Morgan,1969).按板塊邊界的類型(洋脊R、轉(zhuǎn)換斷層F、海溝T)與幾何形狀劃分為十六種不同的類型(王振山和魏東平，2018).智利南部擴張洋脊的俯沖是影響南美板塊邊界的主要構(gòu)造活動之一，也是地球動力學(xué)領(lǐng)域的重要研究內(nèi)容(Atwater,1970;Kay et al.,1993;McCrory et al.,2009).

智利三聯(lián)點(CTJ)位于南極洲板塊、納茲卡板塊與南美板塊的交界處，由南極洲-納茲卡板塊之間的智利洋脊俯沖至智利海溝形成.隨著納茲卡板塊的東向俯沖，納茲卡板塊范圍逐漸變小，智利三聯(lián)點(CTJ)同時向北移動.大約14 Ma前至今，智利三聯(lián)點從54°S不斷向北移動至46°30′S(Cande and Leslie,1986)(如圖1).以智利三聯(lián)點對應(yīng)緯度(46°30′S)為南北分界線，北部區(qū)域，納茲卡板塊以7.8 cm·a-1的速率快速俯沖于南美板塊下方，南部區(qū)域，南極洲板塊以2 cm·a-1速率緩慢俯沖于南美板塊之下(DeMets et al.,1994).由于智利三聯(lián)點北部區(qū)域智利洋脊段并未俯沖至南美板塊之下，而南部區(qū)域智利洋脊段SCR-1則在距今6 Ma俯沖至南美板塊之下，SCR0洋脊段則在距今3 Ma俯沖至南美板塊之下(如圖1).根據(jù)智利三聯(lián)點北部貝尼奧夫地震帶的分布，智利三聯(lián)點北部洋脊俯沖至南美板塊的傾角為30°(Cahill and Isacks,1992)，而智利三聯(lián)點南部尚未觀測到明顯的貝尼奧夫地震帶(Breitsprecher and Thorkelson,2009).

圖1 智利三聯(lián)點地形圖(修改自Agurto-Detzel et al.,2014;Lagabrielle et al.,2015)NZ：納茲卡板塊；AN：南極洲板塊；SA：南美洲板塊；CTJ：智利三聯(lián)點；SCR:洋脊；紅色五角星:5.9 Ma智利三聯(lián)點位置；黑色五角星:2.2 Ma智利三聯(lián)點位置(Maksymowicz et al.,2012)；白色線段表示海溝位置；黃色線段代表轉(zhuǎn)換斷層帶(實線)和預(yù)測轉(zhuǎn)換斷層帶(虛線)；紅色實線代表智利洋中脊位置的擴張中心(智利三聯(lián)點南部包括SCR-1和SCR0；北部包括SCR1、SCR2和SCR3)；紅色三角形代表第四紀(jì)火山群位置.Fig.1 Topographic map of the Chile triple junction (Modified from Agurto-Detzel et al.,2014;Lagabrielle et al.,2015)NZ:Nazca plate,AN:Antarctic plate;SA:South American plate;CTJ:Chile triple junction;SCR:Ocean Ridge;Red star:Chile triple point location at 5.9 Ma;Black star:Chile triple point location at 2.2 Ma (Maksymowicz et al.,2012);White lines denote the trench;The yellow lines denote the fracture zone (solid line)and the predicted fracture zone (dashed line);Red segments show the spreading centers of the Chile ridge (The southern part of the CTJ includes SCR-1 and SCR0;The northern part includes SCR1,SCR2,and SCR3);Red tringles denote Quaternary volcanoes.

含有洋脊的洋-陸俯沖與一般的相比最顯著的特征是俯沖洋殼年齡小、厚度薄、俯沖區(qū)域溫度梯度高(Lagabrielle et al.,1999)，在靠近海溝軸線附近伴隨有巖漿活動(Bourgois et al.,1996).現(xiàn)代觀測數(shù)據(jù)表明，智利三聯(lián)點南部區(qū)域呈現(xiàn)明顯的熱流正異?，F(xiàn)象(Hamza et al.,2005)，明顯高于南美洲的平均熱流值52.7 mW·m-2(Sclater et al.,1980).

板片窗指板片在俯沖過程中由洋脊擴張、板片撕裂或板片斷離形成的間隙.三聯(lián)點附近地質(zhì)構(gòu)造類型存在明顯差異，其中典型的案例就是南美板塊中形成的巴塔哥尼亞板片窗(Bourgois and Michaud,2002).在智利巴塔哥尼亞區(qū)域和阿根廷巴塔哥尼亞弧后地區(qū)發(fā)現(xiàn)的始新世高原玄武巖(Demant and Morata,1996;Parada et al.,2001)已經(jīng)被證明是洋脊-海溝俯沖的產(chǎn)物(Kay et al.,2002;Kay and Mpodozis,2002).研究洋脊-海溝俯沖機制對于了解三聯(lián)點附近地質(zhì)構(gòu)造類型及板片窗的形成具有重要意義.

本文通過建立二維洋脊-海溝俯沖模型，采用有限差分法和粒子追蹤技術(shù)研究巖石層尺度內(nèi)地球流體介質(zhì)在熱、重力及構(gòu)造作用下的流動、變形及溫度場變化，定量模擬智利洋脊俯沖至南美板塊的動力學(xué)過程.針對智利三聯(lián)點附近區(qū)域洋脊俯沖的角度和速率不同，設(shè)置對照實驗，研究不同的俯沖角度和速率條件下，洋脊俯沖對上覆巖石層溫度結(jié)構(gòu)及地質(zhì)演化過程的影響.研究洋脊俯沖區(qū)域地表熱異常機制對于了解地殼與上地幔的熱結(jié)構(gòu)及評定區(qū)域地?zé)豳Y源潛力等均具有重要意義.

1 數(shù)值模擬方法

1.1 控制方程

本文采用地球動力學(xué)程序“I2VIS”進行數(shù)值模擬(Gerya and Yuen,2003a)，控制方程分別為：斯托克斯流體動力學(xué)方程、不可壓縮質(zhì)量守恒方程、溫度演化的能量守恒方程，可用于板塊俯沖、碰撞、拆沉、折返與造山等復(fù)雜地質(zhì)過程的時空演化(李忠海和許志琴，2015).

有效黏度ηeff存在兩種形式，一種是韌性黏度，一種是塑性黏度.其中，韌性黏度計算如下：

(1)

塑性部分采用Drucker-Prager屈服準(zhǔn)則 (Ranalli,1995)：

σyield=C0+Psin(φeff),

(2)

其中，

sin(φeff)=sin(φ)(1-λ).

(3)

定義塑性黏度如下：

(4)

式中，σyield為屈服應(yīng)力；C0是P=0條件下的巖石剩余強度；φ是內(nèi)摩擦角；λ是孔隙流體系數(shù)；φeff是有效內(nèi)摩擦角，與孔隙流體系數(shù)和內(nèi)摩擦角相關(guān).

選取ηductile和ηplastic的較小者作為實際的有效黏度參與計算(Ranalli,1995;Gerya and Yuen,2003a):

ηeff=min (ηductile,ηplastic).

(5)

模型計算中考慮了地殼巖石的部分熔融行為(Gerya and Yuen,2003b;Burg and Gerya,2005;Gerya and Burg,2007)，根據(jù)實驗巖石學(xué)的約束條件，將溫度與巖石部分熔融體積比例之間的關(guān)系看作近似的線性關(guān)系.

2 洋脊俯沖模型的模型設(shè)置

根據(jù)智利三聯(lián)點北部貝尼奧夫地震帶的分布，智利洋脊俯沖至南美板塊的傾角約為30°(Cahill and Isacks,1992)，而智利三聯(lián)點南部沒有觀測到貝尼奧夫地震帶，智利三聯(lián)點南部的俯沖角度大致為10°～13°，但缺乏相關(guān)觀測證據(jù)(Breitsprecher and Thorkelson,2009).本文以智利三聯(lián)點南部的淺俯沖地質(zhì)背景為基礎(chǔ)，分別建立了初始俯沖角度分別為15°和30°的數(shù)值模型.同時，由于俯沖區(qū)域的速度邊界條件是控制大洋俯沖模式的重要影響因素之一(Jarrard,1986;Lallemand et al.,2005).因此我們設(shè)計兩組不同速率的模擬實驗(3.5 cm·a-1，6.5 cm·a-1)討論俯沖速率的影響，各模型的俯沖角度和速率如表1所示.

表1 模型對應(yīng)的俯沖角度和速率Table 1 The subduction angle and speed used in the model

4個模型的初始寬度為1000 km，深度為300 km(如圖2)，使用不規(guī)則的有限差分網(wǎng)格對模型進行離散化，俯沖帶區(qū)域加密，網(wǎng)格設(shè)計為1 km×1 km單元，模型其余區(qū)域采用10 km×10 km單元.大陸板塊頂部長度為400 km (藍色區(qū)域)，大洋板塊為600 km (紅色區(qū)域)，俯沖帶傾角為30°.大陸板塊總厚度為120 km，分為三部分，包括1 km厚的沉積層，20 km 厚的上地殼，15 km厚的下地殼和余下的巖石層地幔部分.大洋板塊總厚度為75 km，其中包括2 km 厚的沉積層，7 km厚的洋殼和余下的巖石層地幔部分.模型寬度500 km處為洋脊構(gòu)造，洋脊的位置和幾何參考前人結(jié)果(Hamblin and Christiansen,2003).不同的巖石類型和性質(zhì)見表2.針對俯沖帶區(qū)域流變性質(zhì)相關(guān)參數(shù)的影響，我們主要考慮上覆大陸巖石層的流變性質(zhì)，尤其是陸殼的流變強度，以及巖石圈地幔的流變性能，流變參數(shù)主要參考前人的文獻(Ranalli,1995；李忠海和許志琴，2015).上覆大陸地殼的初始黏度與軟流層黏度降低均導(dǎo)致兩板塊俯沖界面傾角增大(皇甫鵬鵬，2016).

表2 模型采用的相關(guān)參數(shù)(參考Ranalli,1995；Li et al.,2010;李忠海和許志琴，2015)Table 2 Related parameters used in the model (Refer to Ranalli,1995;Li et al.,2010;Li and Xu,2015)

圖2 初始模型物質(zhì)圖.模型中的顏色代表不同的巖石組成.本模型主要分為8個分區(qū)：1.偽黏性空氣層與沉積層；2.上地殼；3.下地殼；4.洋殼；5.洋脊板塊；6.巖石層地幔；7.軟流層地幔；8.軟弱帶.水化的和部分熔融的巖石類型在該初始模型中不存在，隨著模型的演化而產(chǎn)生.Fig.2 Initial model material diagram.The colors in the model denotes different rock compositionsThis model is mainly divided into 8 partitions:1.pseudo-sticky air and sediment;2.upper continental crust;3.lower continental crust;4.oceanic crust;5.ridge plate;6.lithospheric mantle;7.asthenospheric mantle;8.weak zone.The hydrated and partially molten rocks are not shown in the initial model,but appear during the evolution of the model.

模型底部邊界為滲透性邊界 (Burg and Gerya,2005;Ueda et al.,2008;Li et al.,2010).模型在俯沖板塊的遠端施加俯沖速率(Vx)邊界條件，在計算過程中保持恒定，其他邊界采用自由滑動的邊界條件.相當(dāng)于靜止參照物的絕對運動速率.模型自初始條件開始,為了更真實反映俯沖碰撞后的地表變化,在地殼表面和模型頂界面之間設(shè)計了一層相對高黏度的偽空氣層，其與上地殼的接觸面被用來模擬模型計算過程中的地貌起伏變化，且該地貌起伏面模擬包含近似的地表剝蝕和沉積作用(Gerya and Yuen,2003a;Burg and Gerya,2005).偽空氣層的初始厚度在大陸巖石層之上為 7 km，在大洋地殼之上為8 km，大陸巖石層的初始高程比大洋高500 m.由于沉積層太薄，不便于單獨的顏色區(qū)分，因此將其與偽空氣層標(biāo)注相同顏色.

模型頂部溫度固定為0 ℃，莫霍面溫度為650 ℃，巖石層中采用線性溫度梯度0.5 ℃/km，巖石層底部溫度為1400 ℃(Tetreault and Buiter,2012)，巖石層溫度采用線性溫度分布，如圖3a所示.兩側(cè)邊界的水平方向溫度梯度為零(即零熱流).底部邊界采用的是外部邊界固定溫度條件，即在模型底邊界下假設(shè)一個固定的地幔溫度(李忠海和許志琴，2015；皇甫鵬鵬，2016).初始模型的密度設(shè)置如圖3b.

圖3 初始模型示意圖(a)初始模型溫度圖；(b)初始模型密度圖.Fig.3 Schematic diagram of the initial model(a)Initial model temperature map;(b)Initial model density map.

3 模擬結(jié)果

根據(jù)海洋板塊俯沖速率和初始俯沖角度不同設(shè)計了四個模型，進行對比分析.

3.1 低俯沖角度低俯沖速率模型(模型1)

模型1的初始俯沖角度為15°，初始俯沖速率為3.5 cm·a-1(圖4).模型運行至6 Ma時，洋脊中心俯沖至地幔60 km左右深度，并且向大陸方向運移200 km(如圖4c).溫度模擬結(jié)果顯示，含有洋脊的海洋板塊的俯沖使得俯沖區(qū)域上覆巖石層溫度升高約 400～800 ℃，上覆巖層溫度明顯升高區(qū)域主要集中在模型水平方向220～350 km區(qū)域，由于模型設(shè)置的含洋脊的大洋板塊俯沖開始時，洋脊中心位置位于模型水平方向500 km處，海溝位置位于模型水平方向400 km處，即洋脊俯沖 6 Ma后，上覆巖層溫度異常區(qū)域位于220～350 km，距離海溝50～180 km，溫度異常區(qū)水平長度約為130 km(如圖5a—5c所示).而通過模擬洋脊俯沖進入海溝2 Ma后，在地下20 km深處溫度可達到600 ℃(DeLong et al.,1979).模型運行至4 Ma時洋脊才開始俯沖到海溝之下，俯沖至6 Ma時地表下20 km深處溫度為630 ℃，與DeLong等(1979)的研究結(jié)果相近，如圖5c所示.含洋脊板塊俯沖過程中受到上覆板塊的刮擦效應(yīng)及大陸板塊逆沖作用的影響，巖石層之間剪切熱大大增加，同時伴隨著溫度較高的洋脊俯沖至大陸板塊之下與上覆巖層產(chǎn)生熱交換，俯沖區(qū)域上覆巖層產(chǎn)生明顯的熱物質(zhì)侵蝕上涌現(xiàn)象，對應(yīng)俯沖區(qū)域密度升高200～300 kg·m-3(如圖6所示).

圖4 初始俯沖角度15°，俯沖速率3.5 cm·a-1模型物質(zhì)演化結(jié)果Fig.4 Material evolution results of the model with initial subduction angle of 15° and subduction rate of 3.5 cm·a-1

圖5 初始俯沖角度15°，俯沖速率3.5 cm·a-1模型溫度演化結(jié)果Fig.5 Temperature evolution results of the model with initial subduction angle of 15° and subduction rate of 3.5 cm·a-1

圖6 初始俯沖角度15°，俯沖速率3.5 cm·a-1模型密度演化結(jié)果Fig.6 Density evolution results of the model with initial subduction angle of 15° and subduction rate of 3.5 cm·a-1

3.2 低俯沖角度高俯沖速率模型(模型2)

模型2的初始俯沖角度為15°，初始俯沖速率為6.5 cm·a-1.模型結(jié)果如圖7所示，與模型1相比，在相同的初始俯沖角度條件下(15°)，相同的模型演化時間內(nèi)(6 Ma)，隨著俯沖速率的增大，洋脊中心俯沖至地幔110 km左右深度，比模型1深50 km，并且向大陸方向運移350 km，比模型1遠150 km.這種現(xiàn)象主要是由于初始俯沖速率較大時俯沖板塊在俯沖區(qū)域淺層停留時間相對較短，弱化熔融作用較弱，表現(xiàn)為板塊強度較大，更易克服板塊前端擠壓應(yīng)力，相對更容易俯沖至地幔深處，向大陸方向運移的距離也相對較長.同時，對應(yīng)的溫度場顯示(如圖7b)，含洋脊的板塊俯沖使得俯沖區(qū)域上覆巖石層溫度結(jié)構(gòu)異常區(qū)域位于模型210～330 km范圍，距離海溝70～190 km，溫度異常區(qū)水平長度約120 km.對應(yīng)俯沖區(qū)域密度升高200～300 kg·m-3左右(如圖7c).

圖7 初始俯沖角度15°，俯沖速率6.5 cm·a-1模型6 Ma演化結(jié)果(a)模型物質(zhì)圖；(b)模型溫度圖；(c)模型密度圖.Fig.7 Model evolution results with initial subduction angle of 15° and subduction rate of 6.5 cm·a-1 at 6 Ma(a)Model material map;(b)Model temperature map;(c)Model density map.

3.3 高俯沖角度低俯沖速率模型(模型3)

模型3的初始俯沖角度為30°，初始俯沖速率為3.5 cm·a-1，模型結(jié)果如圖8所示.相同的俯沖速率條件下，隨著俯沖角度的增大，含洋脊的海洋板塊俯沖過程中，在相同的模型演化時間內(nèi)(6 Ma)，洋脊中心俯沖的深度比模型1深20 km，同時，洋脊中心向大陸方向運移的距離減小10 km，俯沖區(qū)域上覆巖層的溫度異常區(qū)域離海溝越近，其水平長度縮小70 km.具體而言，當(dāng)俯沖速率為3.5 cm·a-1，初始俯沖角度為30°的洋脊板塊俯沖至6 Ma時，洋脊中心俯沖至地幔80 km左右深度，并且向大陸方向運移190 km.對應(yīng)的溫度場顯示(如圖8b)，含洋脊的板塊在6 Ma的俯沖過程中使得俯沖區(qū)域上覆巖石層溫度結(jié)構(gòu)異常區(qū)域范圍位于模型水平方向 260～320 km，即距離海溝 80～140 km區(qū)域范圍，溫度異常區(qū)水平長度約60 km.

圖8 初始俯沖角度30°，俯沖速率3.5 cm·a-1模型6 Ma演化結(jié)果(a)模型物質(zhì)圖；(b)模型溫度圖；(c)模型密度圖.Fig.8 Model evolution results with initial subduction angle of 30° and subduction rate of 3.5 cm·a-1 at 6 Ma(a)Model material map;(b)Model temperature map;(c)Model density map.

3.4 高俯沖角度高俯沖速率模型(模型4)

模型4的初始俯沖角度為30°，初始俯沖速率為6.5 cm·a-1，當(dāng)洋脊板塊俯沖至6 Ma時，洋脊中心俯沖至地幔 120 km左右深度，并且向大陸方向運移290 km(圖9a).對應(yīng)的溫度場如圖9b，含洋脊的板塊在6 Ma的俯沖過程中使得俯沖區(qū)域上覆巖石層溫度結(jié)構(gòu)異常區(qū)域位于模型水平方向280～310 km，距離海溝 90～120 km.在相同速率(6.5 cm·a-1)條件下，相比低角度(15°)俯沖，溫度異常區(qū)域中心向海溝方向遷移了25 km左右，溫度異常區(qū)水平長度縮減90 km.對應(yīng)俯沖區(qū)域密度升高200～300 kg·m-3左右(如圖9c).

圖9 初始俯沖角度30°，俯沖速率6.5 cm·a-1模型6 Ma演化結(jié)果(a)模型物質(zhì)圖；(b)模型溫度圖；(c)模型密度圖.Fig.9 Model evolution results with initial subduction angle of 30° and subduction rate of 6.5 cm·a-1 at 6 Ma(a)Model material map;(b)Model temperature map;(c)Model density map.

四個模型顯示上覆巖層不同的溫度異常區(qū)和洋脊中心俯沖深度(如表3).含洋脊的海洋板塊俯沖過程中，在低初始俯沖角度條件下(15°)，俯沖速率越大，洋脊中心在相同的時間俯沖至地幔的深度越深，洋脊中心向大陸方向運移的距離越大，俯沖區(qū)域上覆巖層的溫度異常區(qū)范圍越大，溫度異常區(qū)域中心位置距離海溝越遠(模型1和2).在高初始俯沖角度條件下(30°)，俯沖速率越大，洋脊中心在相同的時間俯沖至地幔的深度越深，洋脊中心向大陸方向運移的距離就越大，俯沖區(qū)域上覆巖層的溫度異常區(qū)范圍越大，溫度異常區(qū)域中心位置與海溝的距離越近(模型3和4).

表3 不同俯沖角度和速率的洋脊俯沖模型結(jié)果(單位：km)Table 3 Results of ocean ridge subduction models with different subduction angles and speeds (unit：km)

3.5 含洋脊的海洋板塊俯沖區(qū)域上覆巖層近地表熱流值變化

大地?zé)崃魇潜碚鞯厍騼?nèi)部熱活動的重要物理參量，研究地表熱流值的變化對于了解含洋脊的海洋板塊俯沖區(qū)域上覆巖層熱結(jié)構(gòu)及地球深部地質(zhì)變化具有重要意義.在一維穩(wěn)態(tài)條件下，熱流值可通過地溫梯度與巖石熱導(dǎo)率的乘積來表述(胡圣標(biāo)等，2001).由于巖石熱導(dǎo)率具有明顯的各向異性，并且受壓力、溫度、巖石成分和結(jié)構(gòu)影響很大，本文取上地殼巖石平均熱導(dǎo)率2.5 W·(m·K)-1(Furlong and Chapman,2013)進行計算，由于模型設(shè)計的上地殼溫度梯度為30 ℃/km，因此熱流值高于62.5 mW·m-2的區(qū)域在模型中屬于熱流正異常區(qū)域，由于洋脊俯沖區(qū)域整體熱流值偏高，設(shè)定熱流值超過70 mW·m-2為熱流明顯異常區(qū)域，研究不同的初始俯沖角度，不同俯沖速率條件下，熱流最大值和明顯異常區(qū)域分布范圍.在上述洋脊俯沖模型中水平方向0～400 km范圍，地表下1 km深處水平方向每間隔20 km設(shè)置一個監(jiān)測點位，通過記錄含洋脊的海洋板塊俯沖至6 Ma時地表下1 km處的溫度值，和大陸地表溫度對比得到溫度梯度，與巖石熱導(dǎo)率的乘積就是地表下1 km處的熱流值，結(jié)果如圖10所示.

圖10 不同俯沖角度和俯沖速率模型在模型運行至 6 Ma時對應(yīng)的近地表熱流值Fig.10 Comparison of the near-surface heat flow values corresponding to different subduction angles and subduction rate models at 6 Ma

圖10結(jié)果表明：含洋脊的大洋板塊俯沖至6 Ma時，初始俯沖角度對近地表熱流明顯異常區(qū)域的范圍以及最大值的大小和位置均具有重要的影響；而俯沖速率僅在低初始俯沖角度(15°)俯沖時，對近地表熱流明顯異常區(qū)域的范圍以及最大值的大小和位置有較大影響，在高初始俯沖角度(30°)俯沖時，影響不大.具體而言，在低初始俯沖角度(15°)、高速俯沖時(6.5 cm·a-1)，近地表熱流值明顯異常區(qū)域范圍最大且熱流值也最高，最大熱流值達到 81.8 mW·m-2,熱流明顯異常區(qū)域位于距離海溝 70～190 km范圍(模型 210～330 km)，熱流最大值位于距離海溝120 km(模型280 km)處，熱流異常區(qū)域的均值約為75.3 mW·m-2；低初始俯沖角度(15°)、低速俯沖時(3.5 cm·a-1)，近地表熱流值明顯異常區(qū)域范圍和熱流最大值次之，最大熱流值達到76.5 mW·m-2，熱流明顯異常區(qū)域范圍位于距離海溝 50～180 km范圍，熱流最大值位于距離海溝120 km處，熱流異常區(qū)域的均值約為 72.4 mW·m-2；而當(dāng)初始俯沖角度為30°時，無論是高速還是低速俯沖，熱流值明顯異常的范圍和最大值均大幅減小，且俯沖速率對于熱流值影響不大.原因可能是俯沖角度增大后，洋脊中心隨著洋脊板塊俯沖的深度加大，從而對于近地表的溫度結(jié)構(gòu)擾動減弱，導(dǎo)致近地表的熱流值明顯異常區(qū)域范圍相比低角度俯沖減小，最大熱流值和熱流異常區(qū)域的均值也相應(yīng)減小.

4 討論

4.1 模擬結(jié)果與南美洲實測熱流值對比

在智利三聯(lián)點向北遷移中，巴塔哥尼亞下方的軟流層窗口打開，引起區(qū)域地幔對流擾動，造成局部地區(qū)的地殼減薄、火山作用加強(Kay et al.,1993;Gorring et al.,1997,2003;D′Orazio et al.,2000).因此，智利三聯(lián)點附近地表的熱流值高于南美板塊其他地區(qū)，表現(xiàn)為正異常，說明該區(qū)域地幔深部構(gòu)造活動強烈.受人為活動因素和地形環(huán)境的影響，南美地表熱流數(shù)據(jù)測量點位分布密度差異巨大，數(shù)據(jù)測量方法種類多樣，數(shù)據(jù)來源不一(Birch,1954；Carvalho and Vacquier,1977；Swanberg and Morgan,1978；Santos et al.,1986；Burkhardt et al.,1989).位于南緯46°30′的智利三聯(lián)點以南的熱流測量點位稀疏，難以和數(shù)值模擬結(jié)果直接對比，故本文與Hamza等(2005)采用最小二乘法獲得插值多項式進行擬合的數(shù)據(jù)進行了對比.Hamza等通過數(shù)據(jù)分析結(jié)果表明，巴塔哥尼亞高原的平均熱流值74±13 mW·m-2，高于南美洲大陸的平均熱流.巴塔哥尼亞位于智利洋脊段俯沖形成的板片窗上方，對應(yīng)洋脊俯沖模型的熱流值異常區(qū)域.智利三聯(lián)點南部區(qū)域?qū)儆诘徒嵌鹊退俾矢_，圖10分析結(jié)果表明，熱流明顯異常區(qū)域位于海溝前方50～200 km內(nèi).當(dāng)洋脊低角度俯沖時(15°)，熱流異常區(qū)域平均熱流為72.4 mW·m-2(3.5cm·a-1),75.3 mW·m-2(6.5 cm·a-1)，與Hamza等的分析結(jié)果較為吻合.

4.2 智利洋脊俯沖的地貌響應(yīng)

隨著智利三聯(lián)點向北遷移，巴塔哥尼亞南部以下板片窗的開放，抵消了俯沖帶上方大陸板塊的向下偏轉(zhuǎn)，導(dǎo)致部分地區(qū)隆起(Guillaume et al.,2009,2010).圖11為俯沖角度為15°、俯沖速率為3.5 cm·a-1條件下地形隨時間的演化規(guī)律.在洋脊俯沖過程中，海溝前方400 km內(nèi)大陸巖石層高程均有所增大.初始模型中，大陸巖石層的高程比大洋巖石層高500 m；當(dāng)俯沖進行至1 Ma左右，地表高程劇烈抬升；當(dāng)俯沖進行至6 Ma，海溝前方400 km內(nèi)大陸巖石層的高程為1300～2800 m，與初始高程相比抬升了800～2300 m，最大值位于海溝前方320 km處.圖1中，SCR-1段洋脊所在位置高程在1000～2000 m左右，據(jù)此我們推斷，位于南美洲智利三聯(lián)點以南距離海岸線數(shù)百千米范圍內(nèi)的高山隆起及智利冰川的形成均與洋脊俯沖有很大關(guān)系.

圖11 俯沖角度15°，俯沖速率3.5 cm·a-1模型對應(yīng)的地貌圖Fig.11 The geomorphological map corresponding to the model with the subduction angle of 15° and subduction speed of 3.5 cm·a-1

5 結(jié)論

本文對智利三聯(lián)點含洋脊的海洋板塊俯沖進行了較為系統(tǒng)的數(shù)值模擬實驗，取得以下重要認(rèn)識：

(1)初始俯沖角度和俯沖速率是洋脊俯沖區(qū)域巖石層熱結(jié)構(gòu)及地形起伏的重要影響因素.板塊的初始俯沖角度越小，俯沖速率越大，則上覆板塊巖石層溫度異常區(qū)的范圍越大，異常區(qū)距海溝的距離越遠.

(2)初始俯沖角度對于地表熱流的影響遠大于俯沖速率的.當(dāng)俯沖速率相同時，俯沖角度越小，上覆板塊巖石層熱結(jié)構(gòu)受到的影響越大.

(3)初始俯沖角度和俯沖速率越大，洋脊的俯沖深度越大.當(dāng)板片俯沖角度較小時(15°)，模擬結(jié)果與經(jīng)過擬合的熱流觀測數(shù)據(jù)吻合較好.

(4)洋脊俯沖造成了智利三聯(lián)點以南距離海溝400 km范圍內(nèi)劇烈的地形隆起，最高抬升2300 m，最低800 m，與現(xiàn)今地形起伏較為一致.

致謝感謝李忠海與皇甫鵬鵬兩位老師在撰寫本文的過程中所提供的建議和幫助.