武金輝, 何麗娟*, 焉力文, 陳超強(qiáng)

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 1000292 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 1000493 中國科學(xué)院地球科學(xué)研究院, 北京 100029

0 引言

峨眉山大火成巖省形成于約259 Ma,持續(xù)時(shí)間小于1 Ma,是地幔柱頭熔融的產(chǎn)物(徐義剛等, 2017),主要分布于我國西南部云南、四川和貴州等地,分為內(nèi)帶,中帶和外帶(He et al., 2003)．超基性-基性火山巖最大厚度達(dá)5300 m,稱為“峨眉山玄武巖”(Xu et al., 2001; 劉冉等, 2021)．四川盆地西南部處于峨眉山大火成巖省的“中帶”,川中及川南地區(qū)處于“外帶”(圖1a)．盆地西部地區(qū)多有玄武巖分布(見圖1a),厚40～500 m(田景春等, 2017),自南西向盆地內(nèi)部整體呈減薄趨勢,橫向厚度變化較快(劉冉等, 2021)．而隱伏玄武巖產(chǎn)于四川盆地東北部(圖1a,(Xu et al., 2001))．

圖1 中國西南地區(qū)晚二疊世早期火山巖分布圖(a,據(jù)彭浩等,2022修改)(古熱流數(shù)據(jù)來自Feng et al., 2021)、四川盆地峨眉山玄武巖之下地層和烴源巖分布(b,據(jù)Ma et al., 2008修改)

峨眉山大火巖省作為巨量高熱能物質(zhì),勢必會對區(qū)域溫度場以及含油氣盆地?zé)N源巖熱演化產(chǎn)生重大的影響．四川盆地是早期穩(wěn)定的克拉通與晚期前陸疊合的構(gòu)造-沉積盆地,沉積有巨厚的震旦系-中三疊統(tǒng)的海相碳酸鹽巖,是中國重要的含油氣盆地之一(魏國齊等, 2018, 2019)．其中峨眉山玄武巖下伏有下寒武統(tǒng)筇竹寺組+上震旦統(tǒng)燈影組、下志留統(tǒng)龍馬溪組、中下二疊統(tǒng)烴源巖(圖1b,(Ma et al., 2008; 魏國齊等, 2019))．2018年在四川盆地西部簡陽地區(qū)鉆探Y(jié)T1 井(位置見圖1a)在二疊系火山碎屑巖中測試獲高產(chǎn)氣流,產(chǎn)出的天然氣分析認(rèn)為來自寒武系筇竹寺組烴源巖(馬新華等, 2019)．烴源巖的發(fā)育速度與時(shí)間呈線性關(guān)系,而與溫度密切相關(guān)(Tissot and Welte, 1984),因此峨眉山玄武巖漿對地層溫度場影響對于油氣成藏研究具有重要意義．

近年來,關(guān)于四川盆地的熱史恢復(fù)作了很多工作(何麗娟等, 2011; Zhu et al., 2016, 2018; Jiang et al., 2018; Liu et al., 2018; Xu et al., 2018a, 2018b; Feng et al., 2021; Qiu et al., 2021)．已有的研究結(jié)果顯示,晚震旦世至晚古生代,四川盆地古熱流大致處于穩(wěn)定狀態(tài),古熱流值約為45～65 mW·m-2;晚二疊世早期古熱流增加達(dá)到高峰,出現(xiàn)75～85 mW·m-2的高古熱流,甚至有97～114 mW·m-2的超高古熱流(圖1a),峰值出現(xiàn)的時(shí)間約為260 Ma;三疊紀(jì)古熱流又急劇下降,中生代古熱流穩(wěn)定在40～70 mW·m-2(Feng et al., 2022)．四川盆地二疊紀(jì)異常古熱流一般被定性解釋為受到峨眉山玄武巖漿的影響,二者之間的定量關(guān)系還需借助數(shù)值方法進(jìn)一步研究．有關(guān)峨眉山地幔柱的熱效應(yīng),前人也進(jìn)行了相關(guān)研究(朱傳慶等, 2010a,b; 何麗娟等, 2011; Zhu et al., 2018; Jiang et al., 2018)．但以往的數(shù)值模擬研究更偏重大尺度的區(qū)域性研究,欠缺關(guān)于溢流巖漿對下伏地層熱影響的精細(xì)研究,且多未考慮玄武巖漿凝結(jié)釋放的相變熱．

本文通過對地幔柱及巖漿囊的不同形態(tài)與位置對地表古熱流影響的模擬,定量揭示異常古熱流的形成機(jī)制,模擬研究溢流玄武巖漿冷卻過程對下部地層溫度的影響,并探討相變熱的影響．

1 方法原理、模型設(shè)置及參數(shù)

熱傳導(dǎo)方程為

(1)

其中,T是溫度,ρ,C,K分別是密度,熱容和導(dǎo)熱系數(shù),A為放射性生熱,H為相變熱．用COMSOL Multiphysics軟件進(jìn)行二維有限元求解．

在玄武巖漿從熔融流體固結(jié)成巖過程中,即溫度從液相線溫度Ts降到固相線溫度Tl時(shí)相變熱釋放,且隨著溫度的降低相變熱呈線性釋放,巖漿從熔融狀態(tài)開始凝固到完全固結(jié)釋放的相變熱為380 kJ·kg-1.Ts(K)和Tl(K)隨深度變化(公式(2),P為壓強(qiáng)(MPa))(Schmidt and Poli, 1998; Zakharov et al., 2022)．

(2)

根據(jù)巖漿時(shí)間和空間尺度上分布的不同,我們的研究分為四組模型．模型Ⅰ:巖石圈底部含熔融體的地幔柱頭的熱效應(yīng);模型Ⅱ:地殼底部巖漿的熱效應(yīng);模型Ⅲ:地殼內(nèi)巖漿囊的熱效應(yīng);模型Ⅳ:噴發(fā)至地表的巖漿的熱效應(yīng)．為了更好地揭示不同情況下巖漿的熱效應(yīng),本文分別對以上四種情況進(jìn)行數(shù)值模擬研究,前三個(gè)模型(模型參考圖2)重點(diǎn)揭示深部玄武巖漿對四川盆地古熱流的影響．第四個(gè)模型基于四川盆地實(shí)際剖面(剖面位置見圖1a),模擬研究噴出地表的玄武巖漿對下伏地層溫度場的影響．

圖2 峨眉山地幔柱及四川盆地二疊系玄武巖漿熱效應(yīng)的模型示意圖(據(jù)徐義剛等,2017; 彭浩等,2022修改)(Ⅰ-Ⅳ分別指示模型Ⅰ-Ⅳ中的巖漿)

模型設(shè)置地表溫度為0 ℃,巖石圈底部為1300 ℃,左右為絕緣邊界條件．初始巖石圈底部含熔融體的地幔柱頭及深部巖漿溫度高于巖石圈底部溫度250 ℃(He, 2022),溢流火山玄武巖漿初始溫度取1240 ℃(Yu et al., 2015)．

模型參數(shù)見表1．由于本研究針對的是二疊紀(jì)時(shí),因此需要將現(xiàn)今生熱率校正到二疊紀(jì)(259 Ma)時(shí)的生熱率．根據(jù)公式(3)(Jaupart et al., 1998)對其進(jìn)行校正:

表1 玄武巖漿熱效應(yīng)模擬模型參數(shù)

A(t)=A0exp(-λ(t-t0)),

(3)

其中λ=3.0×10-10/a,A0為現(xiàn)今生熱率,表1中生熱率為校正后值．

玄武巖漿和固態(tài)玄武巖的密度分別為2900 kg·m-3和3000 kg·m-3,熱導(dǎo)率kb隨溫度T(K)和壓強(qiáng)P(MPa)變化(公式(4)),比熱為1000 J·(kg·K)-1(Zakharov et al., 2022).

(4)

2 模擬結(jié)果

2.1 深部巖漿對地表古熱流的影響

本文首先模擬了巖石圈底部厚度50 km含熔融體的地幔柱頭(模型I)的熱效應(yīng)．模擬結(jié)果顯示,深部異常高溫經(jīng)過巖石圈傳導(dǎo)到地表需要經(jīng)歷很長時(shí)間(幾十百萬年),且對地表古熱流的影響很小,擾動小于5 mW·m-2．如此小的擾動無法解釋古溫標(biāo)恢復(fù)得到的四川盆地二疊紀(jì)古熱流異常．

模型Ⅱ中,30 km厚的巖漿底侵到地殼下部(陳赟等, 2017),在此基礎(chǔ)上我們模擬了地殼底部巖漿的熱效應(yīng)(圖3a2)．與模型I類似,模擬II結(jié)果(圖3a1)表明,在熱傳導(dǎo)作用下熱通過地殼到達(dá)地表仍需要較長的時(shí)間,即古熱流的升高嚴(yán)重滯后．在底侵后4 Ma時(shí)古熱流只增加了約20 mW·m-2,地表古熱流在約11 Ma時(shí)達(dá)到最大,最高升至約91 mW·m-2．加之,模擬結(jié)果表明古熱流的變化與巖漿的位置密切相關(guān),遠(yuǎn)離巖漿底侵的地方古熱流幾乎沒有變化,而該底侵位置較四川盆地較遠(yuǎn),且四川盆地下也沒有發(fā)現(xiàn)大量巖漿底侵．因此地殼底部巖漿的熱效應(yīng)也不能解釋古溫標(biāo)所揭示的幾乎與大火成巖省同步的四川盆地二疊紀(jì)異常高古熱流．

模型III模擬了侵入到地殼內(nèi)部的巖漿囊的不同形態(tài)與位置對地表熱流的影響．針對巖漿的位置我們做了大量模擬測試工作,模擬結(jié)果顯示高-超高古熱流對應(yīng)的巖漿深度和形態(tài)具有多解性．由于模型Ⅱ中底侵到地殼底部的巖漿厚約30 km,這里我們假定侵入到地殼內(nèi)部的巖漿囊厚度在10 km內(nèi),同時(shí)模型設(shè)定巖漿囊沿地層水平延伸,即長軸為水平方向,形狀為長軸長度是短軸的2倍的橢圓．

模擬結(jié)果顯示,對于厚度為10 km的巖漿囊,當(dāng)其中心位于17 km深時(shí),可以在1.85 Ma后在地表產(chǎn)生113 mW·m-2的超高古熱流(圖4a),可以解釋古溫標(biāo)恢復(fù)得到的二疊紀(jì)超高古熱流．當(dāng)深度更深時(shí),產(chǎn)生的熱流較小,而當(dāng)深度變淺時(shí),產(chǎn)生的地表熱流會變大．

圖4 入侵到地殼內(nèi)的巖漿囊引起的地表古熱流變化(模型Ⅲ) (a1、b1、c1) 模擬的地表古熱流結(jié)果; (a2、b2、c2) 模型Ⅲ巖漿囊位置形狀,.

對于更淺深度,減小巖漿囊的體積也可以得到約114 mW·m-2的超高古熱流,如當(dāng)深度為10 km時(shí),厚度4 km的巖漿囊可以在0.57 Ma后在地表產(chǎn)生114 mW·m-2的超高古熱流(圖4b)．表2統(tǒng)計(jì)了地下深度不同時(shí),造成地表超高古熱流所需的巖漿囊厚度及最大熱流時(shí)間和巖漿囊表層距離地表距離．可以看到距離地表12 km以內(nèi)的巖漿囊都有可能在較短的時(shí)間內(nèi)在地表產(chǎn)生約114 mW·m-2的超高古熱流,且所需要的巖漿囊隨深度的增大體積也要增大．

表2 模型Ⅲ巖漿囊熱效應(yīng)模擬結(jié)果

模擬結(jié)果顯示只有巖漿上方附近的地表熱流發(fā)生了變化,且?guī)r漿中心正上方的熱流變化值最大．鑒于四川盆地二疊紀(jì)超高古熱流分布點(diǎn)有限,且周圍沒有比它更大的熱流,可以認(rèn)為這些點(diǎn)位處于巖漿囊中心的上方．表2統(tǒng)計(jì)了模擬結(jié)果中每個(gè)巖漿囊造成的地表熱流達(dá)到100 mW·m-2的范圍．可以看到各巖漿囊能影響到的地表范圍寬度很小,尤其是1 km深度的巖漿囊只能影響地表0.71 km的范圍,能夠保存下來且被野外采集到的概率較小,據(jù)此推斷出巖漿囊距離地表的深度至少應(yīng)該是6 km．這可能也是為什么古溫標(biāo)恢復(fù)的四川盆地二疊紀(jì)超高古熱流較少的一個(gè)原因．

結(jié)果中可以看到在巖漿囊中心上方的兩側(cè)熱流也很高,可以解釋75～85 mW·m-2的高古熱流,或者減小巖漿囊的體積、加深巖漿囊的位置也能得到高古熱流結(jié)果．

此外,巖漿囊入侵的形狀和大小有很多種可能,圖(4c)顯示了垂直向上侵入的巖漿囊造成的地表熱流變化結(jié)果,巖漿囊中心深10 km,長軸長為3.85 km,短軸長為2 km,模擬結(jié)果顯示在0.52 Ma后也在地表產(chǎn)生了114 mW·m-2的超高古熱流．不過其規(guī)模和位置與上述推斷一致.而且?guī)r漿侵入地殼的形式很多,比如以放射狀侵入到地殼中(Deng et al., 2014),在體積位置等合適的情況下也可能是導(dǎo)致四川盆地二疊紀(jì)高古熱流的原因,因此巖漿具體入侵形態(tài)、位置還需結(jié)合地震等其他資料進(jìn)一步確定．

2.2 地表巖漿對下伏地層的影響

模型Ⅳ選取橫穿成都的一條剖面(剖面位置見圖1a)進(jìn)行模擬,剖面現(xiàn)今地層如圖5a．考慮到模擬的是二疊系玄武巖漿對下伏盆地地層溫度的影響,在模擬之前先采用回剝技術(shù)(Sclater and Christie, 1980)對地層剖面進(jìn)行回剝,即通過壓實(shí)校正的方法來恢復(fù)二疊紀(jì)時(shí)的地層剖面．假設(shè)地層只發(fā)生縱向變化,各地層在沉降歷史中,經(jīng)歷了沉積壓實(shí)作用,壓實(shí)主要是上覆地層質(zhì)量使地層內(nèi)流體排出,其孔隙度不斷減?。璧卣簩?shí)條件下孔隙度和埋深的一般關(guān)系為(Allen and Allen, 2013)

圖5 現(xiàn)今地層剖面(a)與回剝后的二疊紀(jì)地層剖面(b)(剖面位置見圖1a)

φ=φ0e-cz,

(5)

其中φ為孔隙度,φ0為地表最大孔隙度,c為壓實(shí)系數(shù),z為埋深(Sclater and Christie, 1980),針對四川盆地的地層情況(黃方等, 2013),采用c=0.4,φ0=0.5,骨架密度ρsg為2680 kg·m-3, 模擬采用回剝后的地層剖面(圖5b),包含二疊系、奧陶系、寒武系、震旦系地層及基巖;上覆溢流火山玄武巖漿厚度為0～300 m,其中火山頂厚300 m,向兩邊逐漸降為0 m(劉冉等, 2021; 彭浩等, 2022)．

模擬結(jié)果顯示,地表巖漿會對盆地內(nèi)不同深度地層產(chǎn)生不同程度的影響,影響程度隨地層深度增加而減?。?00 m深處(二疊系)地層對上覆巖漿的熱反應(yīng)迅速、強(qiáng)烈且持續(xù)時(shí)間隨巖漿厚度增加而變長(圖6a)．300 m厚巖漿在約2100年引起最大約241 ℃的增溫,而50 m厚的巖漿只能引起25 ℃的增溫且在約600年即達(dá)到頂峰．50 m厚的巖漿產(chǎn)生的溫度變化在5000年后即基本消失,而300 m厚的巖漿影響一直能持續(xù)到4萬年后．800 m深處(奧陶系地層)的反應(yīng)稍微滯后(圖6b),300 m厚的巖漿在約6100年時(shí)引起最大77 ℃的增溫,而50 m厚的巖漿更是只能引起4 ℃的增溫,幾乎可以忽略不計(jì)．1250 m深處(寒武系地層)的反應(yīng)更滯后,增溫更少(圖6c),300 m厚的巖漿在約1.17萬年時(shí)才引起最大約40 ℃的增溫,200 m厚的巖漿在約1.01萬年時(shí)引起最大約21 ℃的增溫．2000 m深處(震旦系地層) 的增溫相對緩慢且更滯后,對薄的巖漿反應(yīng)更小(圖6d),300 m厚的巖漿在約2.56萬年時(shí)才引起最大約19 ℃的增溫,而200 m厚的巖漿只能引起10 ℃的增溫．

圖6 四川盆地各地層在不同厚度上覆巖漿影響下的溫度變化(a) 300 m; (b) 800 m; (c) 1250 m; (d) 2000 m深度分別處于二疊系、奧陶系、寒武系、震旦系地層.

不同厚度玄武巖漿對下伏地層的影響差別較大．當(dāng)上覆巖漿厚度為300 m時(shí),300 m深處地層在2100年左右溫度達(dá)到最高,溫度增量約241 ℃; 800 m深處地層在6100年左右溫度達(dá)到最高,溫度增量約77 ℃;1250 m深處地層在1.17萬年達(dá)到40 ℃的最大升溫;2000 m深處地層在2.56萬年左右達(dá)到19 ℃的最大升溫;3000 m深處地層在5.27萬年左右達(dá)到11 ℃的最大升溫．隨著上覆巖漿厚度的減薄,其高溫對下伏盆地地層溫度場的影響也隨之減?。?當(dāng)上覆巖漿厚度為200 m厚時(shí),在300 m、800 m、1250 m、2000 m和3000 m深度引起的最大升溫分別是160 ℃、44 ℃、21 ℃、10 ℃和5 ℃,所需時(shí)間分別為1400年、5100年、1.01萬年、2.35萬年和5.27萬年．而當(dāng)上覆巖漿厚度為100 m時(shí),在300 m、800 m、1250 m深度引起的最大升溫則分別是71 ℃、14 ℃、6 ℃,所需時(shí)間分別為800年、4000年、9200萬年,在2000 m和3000 m深度引起的最大升溫小于5 ℃,可忽略不計(jì)．

不同厚度巖漿對下伏地層造成的最大溫度增量相差較大,隨地層深度的增加,其差異先增大后減?。畧D7顯示在500 m深度,300 m巖漿和50 m巖漿產(chǎn)生的最大溫度增量相差約130 ℃．

圖7 不同厚度巖漿對下伏地層造成的最大溫度增量(ΔT)

2.3 相變熱的影響

巖漿冷卻過程中的相變熱會有效延緩巖漿的冷卻,對于總厚度300 m,距離地表150 m厚處的巖漿,在500年時(shí)考慮相變熱的溫度比不考慮時(shí)高了374 ℃,相變熱的存在能將巖漿冷卻延緩二三百年左右(圖8a)．

圖8 相變熱的影響(300 m厚巖漿)(a) 巖漿內(nèi)部(h=150 m)溫度變化; (b) 下伏地層最大溫度擾動.

另一方面,我們對比了300 m厚度巖漿處下伏3 km以內(nèi)地層在有無相變熱的影響下溫度的變化．圖8b顯示考慮相變熱會顯著增加二疊系和奧陶系地層溫度的擾動,如,對于二疊系地層(300 m深),是否考慮相變熱造成的溫度差異高達(dá)55 ℃．隨著地層深度的增加,相變熱的影響逐漸衰減,在800 m深度(奧陶系地層)時(shí)二者的差別在18 ℃左右,在1250 m深度(寒武系地層)時(shí)二者的差別在9.5℃左右．更深處的震旦系地層受到的影響可忽略不計(jì)．

3 討論:峨眉山玄武巖漿對四川盆地的熱效應(yīng)

基于本文的數(shù)值模擬研究,并結(jié)合以往的地球動力學(xué)模擬結(jié)果(He,2022)以及觀測結(jié)果,二疊紀(jì)峨眉山玄武巖漿的熱效應(yīng)可分為如下幾個(gè)階段:

揚(yáng)子西部克拉通自形成以來一直處于長期穩(wěn)定狀態(tài)．二疊紀(jì)晚期,峨眉山地幔柱起源于深部上地幔(圖9a),溫度高于圍巖約150～300 K(He,2022)．地幔柱迅速上升,并在0.5 Ma內(nèi)到達(dá)巖石圈底部,并在揚(yáng)子克拉通西部巖石圈下方延展,導(dǎo)致噴發(fā)前地表隆起(圖9b)．由于高溫?zé)岙惓＝?jīng)過巖石圈傳導(dǎo)到地表需要經(jīng)歷很長時(shí)間(幾十Ma),此時(shí)地表古熱流并未升高,仍保持在53 mW·m-2(Jiang et al.,2018; He,2020)．

圖9 峨眉山玄武巖漿對四川盆地?zé)嵝?yīng)的影響示意圖(據(jù)He, 2022修改)(a) 初始狀態(tài); (b) 柱頭上涌; (c) 玄武巖噴發(fā); (d) 地幔柱冷卻.

在地幔柱頭與巖石圈相互作用過程中,巖石圈受到侵蝕,巖石圈下方發(fā)生部分熔融．熔融的巖漿向上底侵至下地殼(圖9c),將在11 Ma后使上方的地表古熱流達(dá)到91 mW·m-2,而遠(yuǎn)處的四川盆地古熱流依舊沒有反應(yīng)．

地幔柱物質(zhì)繼續(xù)在巖石圈下方延展,少量柱頭物質(zhì)最遠(yuǎn)可到達(dá)四川盆地中(圖9d),即大火成巖省的外帶邊界(He, 2022)．此時(shí)四川盆地正在經(jīng)歷幕式區(qū)域巖石圈伸展,地幔柱物質(zhì)可能伴隨巖石圈減薄、軟流圈上升而減壓熔融,導(dǎo)致玄武巖漿噴發(fā)．其中部分巖漿上涌至地殼內(nèi)部形成巖漿囊,在地表產(chǎn)生了高-超高古熱流．更有部分巖漿直接噴發(fā)到地表,在四川盆地西部(成都、簡陽等地)形成火山．

在四川盆地西部形成的火山噴發(fā),玄武巖漿本身的高溫會影響下伏地層溫度使其增溫,玄武巖漿冷卻過程產(chǎn)生的相變熱則進(jìn)一步加劇了這種影響(如對于二疊系地層(300 m深),是否考慮相變熱造成的溫度差異高達(dá)55 ℃),二者綜合作用下會對古生代地層產(chǎn)生很大的溫度擾動(圖10),因而對中二疊統(tǒng)之下的烴源巖熱演化造成重要影響．盡管如此,造成的極高溫?cái)_動只存在很短的時(shí)間,100 ℃以上的增溫在1萬年內(nèi)就會消失．

圖10 巖漿對下伏地層造成的最大溫度擾動(ΔT)

模型結(jié)果顯示地表覆蓋的高溫異常體對淺部地層的影響一般在千年或萬年尺度,這么短的時(shí)間尺度應(yīng)該很難在地質(zhì)記錄上留下較為明確的信息,因此古溫標(biāo)記錄可能無法分辨,而借助數(shù)值模擬研究可以將該影響較好的展示出來.

4 結(jié)論

巖石圈下方展布的地幔柱頭高溫異常體對地表古熱流幾乎沒有影響;入侵到地殼下方的巖漿雖然可以引起地表古熱流的較大變化,但影響只限于巖漿區(qū)的上部且時(shí)間嚴(yán)重滯后;而入侵到地殼內(nèi)部(17 km以淺)的小巖漿囊引起的古熱流變化幅度和時(shí)間與裂變徑跡得到的結(jié)果大體一致,可以較好地解釋四川盆地二疊紀(jì)異常古熱流的產(chǎn)生．

溢流到地表的二疊紀(jì)玄武巖漿對古生代地層溫度場影響很大,但作用時(shí)間很短．地表巖漿越厚、地層越淺,巖漿對該地層產(chǎn)生的熱擾動就越大,且同一巖漿厚度下,地層越淺作用時(shí)間越短．在巖漿冷卻過程中,相變熱對二疊系和奧陶系地層的影響不容忽視．

致謝感謝胡圣標(biāo)研究員和王一波博士在本文模擬及寫作過程中給予的建議和幫助,感謝審稿專家提出的寶貴意見和建議.