超慢速扩张洋脊热液循环机制的数值模拟研究

发布时间：2020-10-25 19:28

　　 现代海底热液循环是物质和热量在岩石圈、水圈和生物圈的主要运移过程。超慢速(半扩张速率小于10 mm/a)扩张洋中脊作为全球洋中脊系统的重要端元(end member)而成为国际研究热点。而在超慢速扩张洋脊上发现活动的高温热液喷又则又—次刷新了人们对于现代海底热液循环系统的认知水平。超慢速扩张洋脊上的热液系统已逐渐被证实有发育大型海底硫化物矿床的条件。自2001年以来,我国对超慢速扩张洋脊上的热液系统的观测、采样和研究与国际水平同步,通过—系列航次获取了西南印度洋脊及诸热液区的—些重要数据资料和科学认识。但是,局限于人类目前的科技水平,无法对海底热液系统的深部活动进行直接观测。对深部的了解来源于主动源和天然地震的观测、零星的几处深海钻探、高温高压试验,但其数据来源和能够说明的问题都有—定的局限性。要对整个热液循环的动力学特征、循环机制、热液对流与物质和热量的运移,乃至流体上升过程中的水-岩反应和矿物沉淀过程有进—步认识,基于数学-物理基本原理以及实际观测数据的数值模拟无疑是目前不可或缺的研究方法。本文旨在利用有限元方法研究超慢速扩张洋脊环境下的高温热液系统中的流体循环动力学特征;热液对流、物质运移和矿物反应过程;基于实际观测的地质-地球物理资料构建龙旂热液系统的循环模型,研究其热液循环机制。将对海底热液活动的认识具有—定的学术价值和科学意义,也会对热液成矿方面的研究有—定的借鉴意义。论文利用数值模拟方法主要探讨了三个问题:(1)超慢速扩张洋脊环境下,热源深度、热源温度、渗透率和断层是如何影响热液系统的对流模式、对流稳定性、喷又温度?(2)热液循环中的矿物沉淀及其对低渗透性环境下的高温热液喷又有什么贡献?(3)龙旂高温热液系统的循环机制、热液区分布的位置及喷又流体高盐度的问题。从目前观测到的海底热液活动分布来看,超过50%分布在洋中脊上。而洋中脊热液系统中,有超过17%分布在超慢速扩张洋脊上,高温热液系统占有较大的比例。高温热液系统形成有两大必要条件:热源和通道。前者可能与岩浆活动有关,对于以拆离断层控制的超慢速扩张洋脊可能并没有浅部的岩浆房,而热液系统的驱动热源可能来自于深部,比如海底以下十几千米的脆性-韧性转换带;后者与构造活动(断层和裂隙)有关,可以用渗透率表征。浅部洋壳的渗透率较高,尤其是以构造控制作用为主的超慢速扩张洋脊更为明显。热源深度和洋壳渗透率是如何影响热液系统温度?在前人研究基础上,基于有限元方法和水的热力学量,以超慢速扩张洋脊构造环境为背景构建简化的模型,设置—系列不同影响因素的参数值,模拟超慢速扩张洋脊环境下的热液循环基本动力学特征:在各项同性介质中,渗透率较大的情况下则会形成明显的羽流分裂现象;海底热液喷又的流体温度极限由海底压力和海水的非线性热力学性质决定的;渗透率是控制喷又温度和热液对流稳定性的最主要因素,渗透率越大则对流越不稳定,喷又温度随时间扰动越大;相比渗透率,热源的深度对温度的影响不明显,但热液循环系统达到稳定状态所需的时间会随着热源深度的增大而增大;断层则为集中热液喷流提供有利条件,热液会沿着渗透率较大的断层区域向海底流动。海底广泛分布的高温热液系统以及浅部洋壳的高渗透性(比如洋壳的2A层可达10-14～10-11 m2)是基本事实。但是,前人对海底热液循环系统的数值模拟研究—致表明:由于冷的流体(海水)下渗并与上升的高温热液混合作用,渗透率越高(比如10-14 m2)越难以形成高温热液喷又。解释这种现象的—种可能机制就是热液流动过程中的矿物沉淀对洋壳渗透率结构的二次改造。前人对海底热液循环系统的数值模拟研究中并没有考虑矿物反应的作用,论文中提出了热液对流-矿物反应-物质运输模型,在对热液循环的基本动力学特征认识的基础上,将流体流动与化学物质运移和化学反应相结合。基于硬石膏、黄铁矿和黄铜矿三种主要热液矿物的溶解度(Solubility)模拟了热液流动伴随的矿物沉淀和溶解过程。将矿物沉淀量用饱和度表示,利用Kozeny-Carman公式将矿物饱和度转换为洋壳渗透率的变化。硬石膏在热液上升流周围沉淀,造成周围介质的孔隙度降低,从而形成类似烟囱状的低渗透率结构,有效的阻止了浅部洋壳中海水与热液上升流的充分混合,为高温热液循环提供了有效通道。此外,黄铁矿和黄铜矿在浅部洋壳和烟囱结构中央区域逐渐沉淀,形成盖子状的硫化物堆积体。由于反应温度不同,三种矿物从内向外的分布顺序分别为黄铜矿、黄铁矿和硬石膏。最后,将以上所述的热液流体循环数值模拟方法应用于龙旂热液系统,研究其高温热液循环的机制。基于实际观测地质、地球物理资料构建龙旂热液系统的非结构化三角网,同时考虑地形、拆离断层、地温梯度和地壳层状结构。龙旂热液系统是—个玄武岩为基底的活动的高温、高盐度热液系统,因此除了考虑从微震资料推测得到的深部脆性-韧性转换带(650℃等温线)作为热源,还考虑了蛇纹石化反应放热的贡献。拆离断层的渗透率相对于周围洋壳较高,为了解释高温(379℃)高热功率(250±100 MW)的热液喷又,必须考虑矿物沉淀的影响。根据实际观测的流体化学组分推测深部的化学组分(Fe,S,Ca)的浓度。综合以上几种因素,构建了龙旂热液循环系统的二维热液对流-矿物反应模型,得出每种因素对喷又温度和热通量的影响作用,以此解释此高温热液循环系统的形成机制。论文中探讨的热液对流和矿物反应均发生在海底以下的洋壳中,而实际的热液喷又在海底也会逐渐形成硫化物堆积体和烟囱体,热液流体喷出海底以后如何与海水混合、矿物如何堆积造成烟囱体的不断生长以及喷出的化学物质如何随海流进行扩散等问题,将在后期研究中利用更复杂热液对流模型和矿物反应模型进行研究。
【学位单位】：中国地质大学
【学位级别】：博士
【学位年份】：2019
【中图分类】：P736;P618.2
【部分图文】：

现代海底热液活动的分布范厘广泛，主要分布右ｉ岩石圈板块离散和ｔＣ聚边界??的区域ａ在太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋、南极洲、红海和地中海均有发现??（图２．１）６迄今为止，已发现的海底热液区（包括活动的、非活动的和热液异常点）多??达？７００处＼衾要分布在太平祥（约占６３％），其坎是大西样（约占１９％）、印度洋??（约占１６％）、地中海（约占３％）和北冰洋（约占３％），如图２．１和２．２（ａ）所示年??来，据不完全统计，平均每年调查．发现新的热液活动多达４处。特别是近十??年，国际上投入洋中脊区域的调查研究时间平均８００?ｄ／ｙｒ，平均有十段以上的洋中脊被??遞惑??２５０１?，?３４％????Ｉｎａｃｔｉｖｅ?．??■?ＨｉｇｈＴ?５７％?Ｗ?ＴｅＣｔ〇ｎｉＣ??２〇〇．?■?ＬｏｗＴ????Ｍ?（３９８）?ＭＯＲ??Ｉ?１５０?１?Ｉ?？?Ｂａｃｋ?ａｒｃ??＾?３％?．—，??■?■?■?■?（１７）??■?■?■?Ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ??ｍ?－ｒ?－Ｈｉ９ｈ??」■＿■■■■■■＆?（１５〇）?＾?—?ｉｎａｃｔｉｖｅ??Ｍｅｄｉｔｅｒｒａｎｅａｎ?Ｉｎｄｉａｎ?Ａｒｃｔｉｃ?Ｎ．?Ａｔｌａｎｔｉｃ?Ｎ．?Ｐａｃｉｆｉｃ?Ｓ．?Ａｔｌａｎｔｉｃ?Ｓ．?Ｐａｃｉｆｉｃ?Ｓｏｕｔｈｅｒｎ??（ａ）热液区在八大洋的分布?（ｂ）构造弃境及喷又状态??图２．２热液区全球分布统计??Ｍｅｄｉｔｅｒｒａｎｅａｎ；?Ｉｎｄｉａｎ；?＾?Ａｔｌａｎｔｉｃ：?Ｓ．?Ａｔｌａｎｔｉｃ：?ＡＡｌｆＳ

水的热力学性质ＩＶ，?ａ／，?Ｐ／，?ｃｐ／，?Ｐ／和焓是基于ＩＡＰＳ－８４水的状态方程１?（Ｌｅｓｔｅｒ，?ｅｔ??ａｌ．，１９８４）。根据给定的温度和压力间隔，利用ＰＲ０ＳＴ４．１?（Ｂａｕｅｒ，１９９８）计算出每个热??力学参量的值并存储在文件里面以便模拟程序查表，如图３．１所示。因为水的热力??学参量是Ｐ和ｒ的非线性函数，所以式３－２和３－３是强非线性方程。同时具有双曲??型（对流方程）和抛物型（扩散方程）特征。我们利用有限元方法求解控制方程组??Ｈａｓｅｎｃｌｅｖｅｒ?ｅｔ?ａｌ．?（２〇１４），计算程序基于?ＭＩＬＡＭＩＮ?（Ｄａｂｒｏｗｓｋｉ?ｅｔ?ａｌ．，２〇〇８）。模拟计算的??网格采用非结构化三角网，因此可以根据研究问题的需要，在不同区域设置不??同的网格单元大小，兼顾计算效率和空间分辨率。比如在形成热液柱的区域，将??网格单元大小定义为ｌ－ｌ〇ｍ，在远离热液柱的温度变化不大的注水??区定义较粗的网格（１００－５００?ｍ）。尤其是在断层控制的龙旅热液区，可以沿断层及周??围区域定义局分辨率的网格。??对于速度方程（式２－１）、压力方程（式３－２）和温度（能量守恒）方程（式３－３）分别??采用隐式２有限元方法求解之：求解方程３－２得到压力场

ｒ?■？?Ａｆｎ＋ｌ?ｆ?：?ｉ?：?１?时间循环?Ｉ?．??ｒ?［能Ｇ?ｉ?－—?ｉ??１?￣扩散Ｗ试３－ｆ对流项（式３－３）?：??＜??Ｓｅｍｉ－Ｌａｇｒａｎｇｅ?！??＿式高散?二阶猜度的预测校Ｅ?：??Ｉ??［更新物理１?；??．－力ｆ舞力?ｆ麵速度１?ｒ￣?ｆ边界条件１?＼???？??＊？?—＞?Ａｔ?—？??ｐｈ?＼ｉｆ，?ａｆ，?（３／?式?３－２?Ｖ?式?２－１?Ｔ，ｐ??＼?／Ｉ?Ｖ?〉?＞??＊３，２单粗热液赫娜模拟細情羞??
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本文编号：2855861