花岗岩形成的热动力学过程数值模拟研究进展
发布时间：2021-01-19 03:16
形成过程的不可观察性是花岗岩成因长期争论的重要原因。数值模拟技术与超级计算机的结合,为花岗岩形成热动力学过程的数字重建提供了可能性。本文首先回顾了花岗岩形成过程数值模拟所需的物理化学参数的获取研究,其中一个重要进展是将上陆壳作为一个整体,重新厘定了岩石"平均强度"突降或流变学转换,即MCT、FMT、SLT对应的熔体比,为研究深熔岩浆的形成过程提供了重要的实验约束。在此基础上,介绍了基于岩浆侵入模型的物理和数值模拟研究进展。在岩浆侵入模型中,岩体与"源区"是分离的。各岩体与其相应"源区"之间地质条件的差别,使得现有的针对特定岩浆定位模式建立的数字模型,难以具有普适性。文章的最后部分展示了作者利用天河2号超级计算平台,在Chen and Grapes（2007）提出的"原地重熔"地质模型的基础上,对壳内大规模熔融和热对流的2-D数值模拟结果,初步重现了花岗岩和混合岩形成的热动力学过程。模拟结果揭示,热对流是壳内熔融能够形成大规模花岗岩浆的根本原因;岩浆"顶蚀"作用导致MI（SLT）界面向上移动和岩浆层增厚;壳内岩浆层发展的必要条件不是高的地壳温度,而是岩浆系统有持续的热供给,使系统能在较长...
【文章来源】：岩石学报. 2017,33(05)北大核心
【文章页数】：9 页
【部分图文】：
部分熔融岩石中的熔体比与温度和集料强度变化关系图
图2岩浆底辟过程上陆壳温度场变化数值模拟(据Polyanskyetal.，2010)(a)预设物理模型;设上陆壳厚度为30km;下陆壳深色部分为侵入的基性岩浆，其上方为上陆壳岩石的部分熔融区，实线(相当于固相线)为熔区边界;(b)数值模拟结果.底部为上陆壳下界面，温度为1200℃;灰度变化区域示熔区内部的温度变化(650～1200℃)(见图左方的灰度标尺);灰色部分为岩石，实线为等温线(℃).其中，b1为初始态，b2为过渡态，b3为终态;从初始态到终态所需时间为2.162MyrFig.2Numericalmodelingoftemperaturefieldwithevolutionofdiapirupwelling(afterPolyanskyetal.，2010)图3地壳岩浆房对流和顶板熔融模拟实验结果(据KanekoandKoyaguchi，2000简化)(a)初始态;(b)对流开始，对流层上方盖层因顶蚀作用而减薄，不熔物或结晶物在底板堆积;(c)实验进行50min的情况;而虚线是根据流体成分确定的温度剖面Fig.3Simultaneousconvectionandroof-meltingofcrustalmagmachambers(redrawnafterKanekoandKoyaguchi，2000)间”视为一个整体，认为壳内熔融产生的岩浆(及由此固结而成的花岗岩)，在地壳中的产出是成层的，“岩体”只是花岗岩层上界面(重熔界面)与现代剥蚀面几何关系的反映(ChenandGrapes，2007)。图5a是壳内熔融(深熔)的地质模型，模型设置大陆地壳厚度为40km，其中硅铝质上陆壳(包括中陆壳)25km，铁镁质下陆壳15km;地温梯度为30℃/km，线性增温(图5a')。已知6kbar压力下，长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(陈国能等，2017)，故图5a中20km深度处的岩石应已开始熔融，且岩石的熔融程度随着温度向下升高而逐渐增大。至深度23.5km(对应温度705℃)处，岩石中的熔体比应已达到流变学固-液转换(SLT)要求(～40%，见图1)。这意味着该深度以下至25km深度(上陆壳底面)的岩
陆壳温度场变化数值模拟(据Polyanskyetal.，2010)(a)预设物理模型;设上陆壳厚度为30km;下陆壳深色部分为侵入的基性岩浆，其上方为上陆壳岩石的部分熔融区，实线(相当于固相线)为熔区边界;(b)数值模拟结果.底部为上陆壳下界面，温度为1200℃;灰度变化区域示熔区内部的温度变化(650～1200℃)(见图左方的灰度标尺);灰色部分为岩石，实线为等温线(℃).其中，b1为初始态，b2为过渡态，b3为终态;从初始态到终态所需时间为2.162MyrFig.2Numericalmodelingoftemperaturefieldwithevolutionofdiapirupwelling(afterPolyanskyetal.，2010)图3地壳岩浆房对流和顶板熔融模拟实验结果(据KanekoandKoyaguchi，2000简化)(a)初始态;(b)对流开始，对流层上方盖层因顶蚀作用而减薄，不熔物或结晶物在底板堆积;(c)实验进行50min的情况;而虚线是根据流体成分确定的温度剖面Fig.3Simultaneousconvectionandroof-meltingofcrustalmagmachambers(redrawnafterKanekoandKoyaguchi，2000)间”视为一个整体，认为壳内熔融产生的岩浆(及由此固结而成的花岗岩)，在地壳中的产出是成层的，“岩体”只是花岗岩层上界面(重熔界面)与现代剥蚀面几何关系的反映(ChenandGrapes，2007)。图5a是壳内熔融(深熔)的地质模型，模型设置大陆地壳厚度为40km，其中硅铝质上陆壳(包括中陆壳)25km，铁镁质下陆壳15km;地温梯度为30℃/km，线性增温(图5a')。已知6kbar压力下，长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(陈国能等，2017)，故图5a中20km深度处的岩石应已开始熔融，且岩石的熔融程度随着温度向下升高而逐渐增大。至深度23.5km(对应温度705℃)处，岩石中的熔体比应已达到流变学固-液转换(SLT)要求(～40%，见图1)。这意味着该深度以下至25km深度(上陆壳底面)的岩石应已全部熔断，?
【参考文献】：
期刊论文
[1]花岗岩浆形成定位机制的思考与研究进展[J]. 陈国能,王勇,陈震,彭卓伦. 岩石学报. 2017(05)
[2]大陆演化与花岗岩研究的变革[J]. 翟明国,张旗,陈国能,王汝成. 科学通报. 2016(13)
本文编号：2986225
【文章来源】：岩石学报. 2017,33(05)北大核心
【文章页数】：9 页
【部分图文】：
部分熔融岩石中的熔体比与温度和集料强度变化关系图
图2岩浆底辟过程上陆壳温度场变化数值模拟(据Polyanskyetal.，2010)(a)预设物理模型;设上陆壳厚度为30km;下陆壳深色部分为侵入的基性岩浆，其上方为上陆壳岩石的部分熔融区，实线(相当于固相线)为熔区边界;(b)数值模拟结果.底部为上陆壳下界面，温度为1200℃;灰度变化区域示熔区内部的温度变化(650～1200℃)(见图左方的灰度标尺);灰色部分为岩石，实线为等温线(℃).其中，b1为初始态，b2为过渡态，b3为终态;从初始态到终态所需时间为2.162MyrFig.2Numericalmodelingoftemperaturefieldwithevolutionofdiapirupwelling(afterPolyanskyetal.，2010)图3地壳岩浆房对流和顶板熔融模拟实验结果(据KanekoandKoyaguchi，2000简化)(a)初始态;(b)对流开始，对流层上方盖层因顶蚀作用而减薄，不熔物或结晶物在底板堆积;(c)实验进行50min的情况;而虚线是根据流体成分确定的温度剖面Fig.3Simultaneousconvectionandroof-meltingofcrustalmagmachambers(redrawnafterKanekoandKoyaguchi，2000)间”视为一个整体，认为壳内熔融产生的岩浆(及由此固结而成的花岗岩)，在地壳中的产出是成层的，“岩体”只是花岗岩层上界面(重熔界面)与现代剥蚀面几何关系的反映(ChenandGrapes，2007)。图5a是壳内熔融(深熔)的地质模型，模型设置大陆地壳厚度为40km，其中硅铝质上陆壳(包括中陆壳)25km，铁镁质下陆壳15km;地温梯度为30℃/km，线性增温(图5a')。已知6kbar压力下，长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(陈国能等，2017)，故图5a中20km深度处的岩石应已开始熔融，且岩石的熔融程度随着温度向下升高而逐渐增大。至深度23.5km(对应温度705℃)处，岩石中的熔体比应已达到流变学固-液转换(SLT)要求(～40%，见图1)。这意味着该深度以下至25km深度(上陆壳底面)的岩
陆壳温度场变化数值模拟(据Polyanskyetal.，2010)(a)预设物理模型;设上陆壳厚度为30km;下陆壳深色部分为侵入的基性岩浆，其上方为上陆壳岩石的部分熔融区，实线(相当于固相线)为熔区边界;(b)数值模拟结果.底部为上陆壳下界面，温度为1200℃;灰度变化区域示熔区内部的温度变化(650～1200℃)(见图左方的灰度标尺);灰色部分为岩石，实线为等温线(℃).其中，b1为初始态，b2为过渡态，b3为终态;从初始态到终态所需时间为2.162MyrFig.2Numericalmodelingoftemperaturefieldwithevolutionofdiapirupwelling(afterPolyanskyetal.，2010)图3地壳岩浆房对流和顶板熔融模拟实验结果(据KanekoandKoyaguchi，2000简化)(a)初始态;(b)对流开始，对流层上方盖层因顶蚀作用而减薄，不熔物或结晶物在底板堆积;(c)实验进行50min的情况;而虚线是根据流体成分确定的温度剖面Fig.3Simultaneousconvectionandroof-meltingofcrustalmagmachambers(redrawnafterKanekoandKoyaguchi，2000)间”视为一个整体，认为壳内熔融产生的岩浆(及由此固结而成的花岗岩)，在地壳中的产出是成层的，“岩体”只是花岗岩层上界面(重熔界面)与现代剥蚀面几何关系的反映(ChenandGrapes，2007)。图5a是壳内熔融(深熔)的地质模型，模型设置大陆地壳厚度为40km，其中硅铝质上陆壳(包括中陆壳)25km，铁镁质下陆壳15km;地温梯度为30℃/km，线性增温(图5a')。已知6kbar压力下，长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(陈国能等，2017)，故图5a中20km深度处的岩石应已开始熔融，且岩石的熔融程度随着温度向下升高而逐渐增大。至深度23.5km(对应温度705℃)处，岩石中的熔体比应已达到流变学固-液转换(SLT)要求(～40%，见图1)。这意味着该深度以下至25km深度(上陆壳底面)的岩石应已全部熔断，?
【参考文献】：
期刊论文
[1]花岗岩浆形成定位机制的思考与研究进展[J]. 陈国能,王勇,陈震,彭卓伦. 岩石学报. 2017(05)
[2]大陆演化与花岗岩研究的变革[J]. 翟明国,张旗,陈国能,王汝成. 科学通报. 2016(13)
本文编号：2986225
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