信延芳, 閆 義, Marta Pérez-Gussinyé, 羅 陽

拉張速率和巖石圈流變結構對大陸巖石圈破裂影響的數值模擬研究

信延芳1, 2, 3, 4, 閆 義1, 2, 5, 6*, Marta Pérez-Gussinyé4, 羅 陽7

(1. 中國科學院 廣州地球化學研究所, 邊緣海與大洋地質重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學院深地科學卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3. 中國科學院大學, 北京 100049; 4. 不萊梅大學 海洋環(huán)境 研究中心, 德國 不萊梅; 5. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州), 廣東 廣州 511458; 6. 中國科學院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣東 廣州 510301; 7. 中石化勝利油田發(fā)展規(guī)劃部, 山東 東營 257001)

拉張速率和巖石圈流變結構是影響大陸巖石圈破裂的重要因素, 共同控制大陸裂谷的演化過程, 最終形成不同結構的被動大陸邊緣。本文通過熱?動力學數值模擬, 分析了拉張速率和巖石圈流變結構對初始裂谷形態(tài)及最終大陸邊緣結構的影響。模擬結果顯示, 在不同下地殼厚度(15 km或20 km)和拉張速率(半拉張速率為2～50 mm/a)條件下, 大陸巖石圈的破裂時間、破裂過程及大陸邊緣結構均會發(fā)生明顯改變。兩種不同初始流變結構模型的初始裂谷均為窄裂谷。當下地殼的厚度為15 km時, 較慢的拉張速率下(2～5 mm/a)最終產生了對稱型大陸邊緣, 較快的拉張速率下(10～25 mm/a)形成了非對稱型大陸邊緣。而當下地殼的厚度為20 km時, 不同的拉張速率下均形成非對稱型大陸邊緣。同時, 對于不同的巖石圈流變結構, 拉張速率越快, 巖石圈破裂發(fā)生時間越早。在超慢速數值模擬實驗中, 由于巖石圈破裂時間長, 巖石圈熱冷卻程度較高, 上地殼主要發(fā)育脆性斷裂, 殼幔耦合程度較高, 進而形成過度伸展的地殼。在超慢拉張速率(2～5 mm/a)和超快拉張速率(50 mm/a)下, 大陸邊緣對稱性較高。對于不同流變結構的巖石圈, 在超快拉張速率下會發(fā)育類似寬度的共軛大陸邊緣。

被動大陸邊緣; 拉張速率; 巖石圈流變結構; 數值模擬

0 引 言

被動大陸邊緣記錄了大陸巖石圈從張裂到海底擴張的完整地質信息, 其構造演化研究是地球系統科學的重要前沿領域。被動大陸邊緣形成的概念模型包括純剪模型(McKenzie, 1978)和單剪模型(Wernicke and Burchfiel, 1982; Wernicke, 1985), 以及兩者的派生模型(Jarvis and McKenzie, 1980; Spohn and Schubert, 1983; Huismans and Beaumont, 2002, 2008)。近年來, 隨著地球物理探測技術的進步及大洋鉆探的不斷實施, 對被動大陸邊緣構造演化的認識不斷深入。越來越多的研究表明, 巖石圈流變結構和拉張速率是大陸巖石圈破裂的重要影響因素, 控制大陸裂谷的演化過程, 最終形成不同的大陸邊緣結構(Manatschal, 2004; 夏斌等, 2005; 崔學軍等, 2005; Lavier and Manatschal, 2006; Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009; Reston, 2009; Huismans and Beaumont, 2011; Franke, 2013; 吳哲等, 2014; 孫珍等, 2016; Andrés- Martínez et al., 2019)。

關于巖石圈流變結構和拉張速率對被動大陸邊緣影響的研究很多。如Nem?ok et al. (2012)通過研究全球被動大陸邊緣和拉張速率的關系, 發(fā)現慢拉張速率主要與窄的、有薄韌性層的被動大陸邊緣相關, 而快拉張速率主要與寬的、有厚韌性層的被動大陸邊緣相關。Pérez-Gussinyé et al. (2001)認為Iberian大陸邊緣的極度伸展減薄區(qū)域, 主要是由于過慢拉張速率導致巖石圈冷卻, 造成了地殼的脆化變形。除了地質和地球物理方面的研究, 還有學者通過物理模擬和數值模擬, 對大陸巖石圈裂解及裂谷形態(tài)開展研究, 取得了很多成果(Buck, 1991; Brun, 1999; Buck et al., 1999; Huismans et al., 2001; Le Pourhiet et al., 2004; Lavier and Manatschal, 2006; Huismans and Beaumont, 2011; Huet et al., 2011; Beaumont and Ings, 2012)。但是, 關于巖石圈流變結構和拉張速率對早期裂谷盆地和大陸邊緣形態(tài)影響的重要性, 還不夠重視。本文在前人研究的基礎上, 系統研究了拉張速率和巖石圈流變結構對被動大陸邊緣構造演化, 尤其是對大陸裂谷初期形態(tài)及大陸邊緣對稱性結構的影響。

1 被動大陸邊緣拉張速率

被動大陸邊緣的拉張速率, 可以由大地測量學、板塊重建以及現代大洋的擴張速率等方法獲得。但是, 不同方法跨越的時間尺度以及所處被動大陸邊緣的演化階段不同, 得到的被動大陸邊緣的拉張速率存在一定差異。全球不同的主動裂谷、被動大陸邊緣及大洋的拉張速率見表1。不同地區(qū)的拉張速率區(qū)別很大, 主動裂谷的擴張速率主要集中在0～20 mm/a, 如Rio Grande裂谷、貝加爾裂谷、亞丁灣等。Rio Grande裂谷拉張速率較慢, 為0.2～1.2 mm/a。而埃塞俄比亞裂谷的拉張速率則比較快, 為3～20 mm/a, 這種較高拉張速率可能是受巖漿作用的影響。并且, 主動裂谷的拉張速率隨著時間而變化, 如埃爾法裂谷由初始的25 Ma前拉張速率小于16 mm/a增長至現今的20 mm/a (Tesfaye et al., 2003), 盆嶺省從16 Ma時的20 mm/a減少至5 Ma時的10 mm/a(Snow and Wernicke, 2000)。

被動大陸邊緣的構造重建, 也可以對裂谷的拉張速率提供參考。Heine et al. (2013)通過地質重建的方法得到南大西洋南部的拉張速率大約為10 mm/a。Brune et al. (2016)通過應用一種新的地質構造分析方法, 調查了全球裂谷的拉張速率, 顯示北大西洋北部、Iberian-Newfondland裂谷以及南海等大陸邊緣的拉張速率分別為2～20 mm/a、3～15 mm/a和4～45 mm/a。并且, 隨著裂谷的發(fā)育, 拉張速率可能在某個階段加速。

現代大洋中脊的擴張速率較快, 大約為10～ 150 mm/a, 其中太平洋洋隆和東南印度洋洋中脊的全擴張速率比較快, 在50～150 mm/a之間; 而西南印度洋洋中脊、大西洋洋中脊和北冰洋洋中脊擴張速率比較慢, 為10～40 mm/a。

表1 全球部分主動裂谷盆地及大洋的全拉張速率

2 數值模擬實驗方法

本文利用基于MILAMIN的熱?力學求解程序(Dabrowski et al., 2008)的二維粘?塑?彈性地殼動力學模型(Andrés-Martínez al., 2019; Pérez-Gussinyé et al., 2020), 探討巖石圈流變結構和拉張速率與被動大陸邊緣構造演化的關系。在模型中, 包含了應力自由界面模型(Kaus et al., 2010; Andrés-Martínez et al., 2015)、應變弱化以及剪切生熱等模塊。

模型中將大陸巖石圈和軟流圈的流變結構分為3部分: ①上地殼, 由濕石英組成; ②下地殼, 由鎂鐵質橄欖巖(mafic granulite, MG)組成; ③地幔, 被一個5 km的過渡帶分為兩部分, 上部分是干橄欖巖組成的巖石圈地幔, 下部分是濕橄欖巖組成的軟流圈地幔(圖1)。初始模型的寬度是400 km, 深度是150 km, 其中上地殼為20 km, 分辨率是1 km; 下地殼為15 km或者20 km, 分辨率是5 km; 其余為地幔, 分辨率為5 km(圖1b)。其中, 各層的邊界處的分辨率較高, 為1 km。實驗模型的頂部和底部均設置為固定的溫度, 分別是0 ℃和1300 ℃, 并且在左右邊界無熱量流動, 莫霍面的溫度約為600 ℃(圖1a)。在模型的底部邊界, 應用Winkler邊界條件(Buck and Poliakov, 1998; Burov and Poliakov, 2001), 即在底部節(jié)點施加向上的恒定應力。這種應力與初始模型巖石圈基底的壓力相關, 相當于在盆地底部有一個不變的均衡補償面, 可以允許巖石圈物質上下的流入和流出。為了避免模型的變形集中在邊界上, 與常規(guī)的地球動力學模型類似, 在模型的中心設置了一個溫度高點, 作為“薄弱帶種子點”(weak seed)。關于本文中數值模型的更多信息, 可以參考Andrés-Martínez et al. (2019)和Peréz-Gussinyé et al. (2020)。模型中詳細的參數設置見表2。

本次實驗設置了兩種不同的巖石圈流變結構。第一種流變結構是地殼厚度為35 km, 其中下地殼為15 km, 簡稱為“MG35”模型。第二種流變結構是地殼厚度為40 km, 其中下地殼為20 km, 簡稱為“MG40”模型。當下地殼厚度是20 km, 而不是15 km時, 相當于巖石圈地幔頂部的5 km被下地殼取代。由于溫度的影響, 巖石圈的流變強度整體降低, 造成殼幔解耦變形(圖1a)。針對這兩種不同的巖石圈流變結構, 在不同拉張速率下, 研究初始裂谷寬度、形態(tài)、破裂時間以及最終大陸邊緣的結構和構造。當被動大陸邊緣地殼厚度小于200 m時, 認為地殼發(fā)生破裂, 即裂谷作用結束, 裂后階段開始。

圖1 數值模型初始流變結構(a)及動力學和熱力學邊界條件(b)

表2 數值模型實驗中的基本參數

圖1b中, 在模型的兩側施加的拉張速率()為半拉張速率?；诖蟮販y量、地質重建的拉張速率及大洋中脊的擴張速率, 主要設置5組半拉張速率: 分別為2 mm/a、5 mm/a、10 mm/a、25 mm/a和50 mm/a。其中2～5 mm/a為過慢拉張速率, 10 mm/a為中度拉張速率, 25 mm/a為快速拉張速率, 50 mm/a為超快拉張速率。將5組拉張速率分別施加到兩組不同流變結構的模型上, 即15 km和20 km的下地殼模型。共計進行了10組模擬實驗。

3 實驗結果分析

3.1 “MG35”模型實驗結果

在不同拉張速率下, “MG35”模型巖石圈發(fā)生破裂, 最終形成不同形態(tài)的大陸邊緣(圖2)。初始裂谷形態(tài)和破裂時大陸邊緣結構及寬度如圖3所示。當下地殼的厚度為15 km時, 對于不同的拉張速率, 在初始裂谷階段均為對稱的窄裂谷(圖3, Initial Geometry),隨后裂谷發(fā)育過程中產生了結構差異。2～5 mm/a的慢拉張速率最終產生了對稱型大陸邊緣, 10～50 mm/a的拉張速率產生了非對稱型大陸邊緣(圖3, Final Geometry)。

3.1.1 對稱性大陸邊緣

對于拉張速率為2 mm/a和5 mm/a的實驗, 被動大陸邊緣演化過程具有很大的相似性(圖2)。本文僅以=5 mm/a的模型為例, 展示慢拉張速率下被動大陸邊緣構造演化。初始裂谷時期, 變形以“薄弱帶種子點”為中心對稱分布, 發(fā)育了若干條正向和反向斷裂, 變形主要集中在兩條主斷裂上, 呈窄的對稱型裂谷形態(tài)(圖2b, 2 Ma)。導致H塊體的發(fā)育(Lavier and Manatschal, 2006; Huismans and Beaumont, 2011)。在裂谷發(fā)育過程中, H塊體經歷比較大的沉降, 下地殼通過剪切帶減薄(圖2b, 6 Ma)。600 ℃等溫線穿過了下地殼, 導致下地殼溫度升高, 韌性變形是主要的變形方式。隨著巖漿上涌, 下地殼發(fā)生韌性變形且持續(xù)變薄(圖2b, 6～9 Ma), 上地殼主要為脆性斷裂, 直至發(fā)生巖石圈破裂(圖2b, 11 Ma), 形成對稱型共軛大陸邊緣。

圖2 “MG35”數值模型不同拉張速率下大陸邊緣構造演化過程

藍色實線代表大陸邊緣的寬度, 黑色虛線為等溫線, 等溫線間隔為200 ℃。

雖然慢速拉張速率實驗中被動大陸邊緣演化過程相似, 但是在被動大陸邊緣的寬度和破裂時間上仍有差異。=2 mm/a的模型中, 破裂時間是27 Ma, 被動大陸邊緣寬度為117 km和76 km(圖2a、3a); 而=5 mm/a模型的破裂時間是11 Ma, 被動大陸邊緣寬度約為107 km和98.2 km(圖2b、3b)。

3.1.2 非對稱性大陸邊緣

對于拉張速率為10 mm/a、25 mm/a和50 mm/a的數值模擬實驗, 早期裂谷階段構造演化與慢拉張速率實驗相似, 均為窄的對稱型初始裂谷(圖3c～e)。與慢拉張速率實驗不同的是, 下地殼發(fā)育的韌性剪切帶逐漸減薄至某一厚度時, 上地殼開始減薄。并且, 隨著地幔上涌, 上地殼溫度不斷增高, 韌性變形區(qū)增大。在下地殼上部和上地殼下部, 發(fā)育韌性剪切帶, 變形作用主要集中于此(圖2c, 3.1 Ma; 圖2d, 0.8 Ma; 圖2e, 0.5 Ma)。隨著地幔的不斷上涌, 地幔涌向弱的韌性剪切帶一側。另外一側地殼發(fā)育向海方向傾斜的時序斷裂(圖2c, 5 Ma; 圖2d, 1.2 Ma; 圖2e, 0.7 Ma)。最終巖石圈發(fā)生破裂, 形成非對稱型被動大陸邊緣(圖3c～e, Final Geometry)。特別需要指出, 當=10 mm/a時, 時序斷裂發(fā)生的時間長達40 Ma, 形成非常明顯的非對稱大陸邊緣。其機制主要是Brune et al. (2014)提出的下地殼流動導致的裂谷中心遷移作用。下地殼流動的存在需要一定的、從海方向的軟流圈上涌作用加熱地殼, 也需要一定的從大陸方向的熱擴散來冷卻大陸地殼和地幔, 所以=10 mm/a模型形成非常明顯的非對稱大陸邊緣。而當拉張速率更快時, 如=50 mm/a, 巖石圈上涌速度也更快, 軟流圈對上地殼強度的影響時間比較短, 不足以使其發(fā)生長時間的韌性變形。這也證實了拉張速率會通過影響地殼強度, 影響大陸邊緣的結構。

雖然中?超快速拉張速率實驗中, 均生成了非對稱型大陸邊緣(圖3), 但是它們在被動大陸邊緣的寬度和破裂時間上存在差異。=10 mm/a模型的破裂時間是46 Ma, 被動大陸邊緣寬度為996 km和172 km(圖3c);=25 mm/a模型的破裂時間是3.3 Ma, 被動大陸邊緣寬度約為183 km和79 km(圖3d);=50 mm/a模型的破裂時間是1.1 Ma,被動大陸邊緣寬度約為117 km和84 km(圖3e)。

3.2 “MG40”模型實驗結果

“MG40”模型在不同拉張速率下大陸邊緣構造演化過程見圖4, 其對應的初始裂谷形態(tài)和破裂時大陸邊結緣結構及寬度見圖5。當下地殼的厚度為20 km時, 雖然巖石圈強度比“MG35”模型小(圖1a), 但是對于不同的拉張速率, 初始裂谷階段形態(tài)均為對稱的窄裂谷(圖5); 巖石圈破裂后, 均形成非對稱性大陸邊緣(圖5)。但是, 不同拉張速率的實驗結果, 在裂谷寬度、非對稱性程度以及演化過程有很多不同的地方。

初始裂谷的發(fā)育與“MG35”慢速拉張速率實驗結果相似, 兩條斷裂發(fā)育于“薄弱帶種子點”之上, 在H塊體(Lavier and Manatschal, 2006)兩側形成兩個初始地塹(圖4), 但是地塹深度比“MG35”模型實驗中更深。隨著持續(xù)的拉張, 由于下地殼剪切帶的發(fā)育, 下地殼減薄至尖滅, 變形主要集中在H塊體上(圖4)。同時, 在地殼底部發(fā)育兩條向外傾斜的剪切帶, 剪切帶與上地殼傾向地塹中心的斷裂相連。最終, 當一側的剪切帶變弱至消失, 變形主要集中于另一側剪切帶時, 裂谷遷移作用開始, 軟流圈上涌。下地殼的溫度升高, 黏性降低, 促使下地殼物質向上地殼底部流動。當上地殼斷裂開始主導變形并且與下地殼剪切帶耦合時, 時序斷裂階段開始。由于巖石圈冷卻和下地殼強度增加, 地殼應變主要為脆性變形, 最終巖石圈破裂(圖4)。

圖4 “MG40”數值模型不同拉張速率下大陸邊緣構造演化過程

在流變結構為“MG40”拉張速率實驗中, 被動大陸邊緣的寬度和破裂時間上存在明顯的趨勢。2 mm/a模型的破裂時間是53 Ma,被動大陸邊緣寬度為229 km和131 km(圖5a);5 mm/a模型的破裂時間是15 Ma, 被動大陸邊緣寬度為166 km和73 km(圖5b);10 mm/a模型的破裂時間是7.1 Ma, 被動大陸邊緣寬度為162 km和69 km(圖5c);25 mm/a模型的破裂時間是3.3 Ma, 被動大陸邊緣寬度約為176 km和72 km(圖5d);50 mm/a模型的破裂時間是1.1 Ma, 被動大陸邊緣寬度約為104 km和91 km (圖5e)。

圖5 “MG40”數值模型不同拉張速率下破裂時大陸邊結緣結構及寬度

4 討 論

數值模擬實驗結果顯示, 在不同初始流變結構和拉張速率下, 初始裂谷均為窄的對稱型盆地(圖3、5)。但是在前人的研究中, 不同的流變結構下初始裂谷可以產生窄的或較寬的裂谷(Huismans and Beaumont, 2007)。本文模擬實驗結果中缺乏寬的初始裂谷結構, 可能是由于模型中下地殼流變性質較強所導致(Andréz-Martinéz et al., 2019)。不同拉張速率下模擬實驗結果表明, 快速的拉張速率會導致軟流圈快速上涌, 從而導致下地殼溫度升高, 在初始裂谷形成后發(fā)育韌性變形, 導致非對稱型被動大陸邊緣發(fā)育, 如東印度大陸邊緣(Nem?ok et al., 2013)。大陸邊緣發(fā)育過程中, 在超慢拉張速率下, 由于破裂前熱冷卻的時間較長, 地殼趨向于脆性變形, 有利于對稱性大陸邊緣的發(fā)育。

不同流變結構和拉張速率下, 大陸巖石圈破裂發(fā)生的時間明顯不同(圖6)。從圖中可以看出, 對于流變結構為“MG40”的模型, 隨著拉張速率的增加, 破裂的時間逐漸變早, 即裂谷作用時間變短?！癕G35”總體上也有這個趨勢, 但是對于10 mm/a的模型, 地殼破裂的時間與總體的趨勢不符。這是由于在裂谷的過程中, 溫度的增高, 增加了地幔上涌處上地殼的韌性程度, 導致上地殼持續(xù)長時間韌性變形。而且, 需要注意的是慢拉張速率下, 流變結構“MG35”的模型, 巖石圈破裂時間比流變結構為“MG40”模型更早。而在超快拉張速率下, 兩者的巖石圈破裂時間相近。

圖6 巖石圈流變結構和拉張速率與大陸邊緣破裂時間關系圖

同時, 不同流變結構和拉張速率對大陸邊緣結構具有明顯影響(圖7)。將地殼破裂的地點與裂谷肩部之間的距離, 稱為被動大陸邊緣的寬度(圖2、4)。從圖中可以看出, 隨著拉張速率的增加, “MG40”模型大陸邊緣的總寬度整體上呈減小的趨勢。但是, “MG35”模型大陸邊緣總寬度的變化趨勢并不明顯。在慢拉張速率(2 mm/A和5 mm/a)下, “MG35”模型大陸邊緣寬度相對更窄, 主要是兩種模型同裂谷作用的時間差別較大(圖6)。在拉張速率為5 mm/a和50 mm/a時, 兩種模型大陸邊緣的對稱性比較高。當10 mm/a時, 和同裂谷作用時間較長的原因一樣, 大陸邊緣裂谷的寬度也特別寬。當50 mm/a時, “MG35”和“MG40”兩種模型寬的大陸邊緣變窄, 窄的大陸邊緣變寬, 大陸邊緣的對稱性增加, 并且, 兩種大陸邊緣的寬度特征相似, 大陸邊緣巖石圈的結構也比較相似(圖2、4)。

5 結 論

不同模型數值模擬研究表明, 拉張速率和巖石圈流變結構對被動大陸邊緣形成過程中殼幔耦合產生重要影響, 進而控制大陸巖石圈張裂過程及大陸邊緣結構。主要有以下幾點認識:

(1) 當大陸巖石圈具有較強的下地殼流變結構時, 在張裂過程中均發(fā)育窄的初始裂谷。

圖7 巖石圈流變結構和拉張速率與大陸邊緣寬度關系圖

(2) 不同巖石圈流變結構和不同拉張速率下, 大陸巖石圈破裂發(fā)生的時間明顯不同。拉張速率越大, 裂谷時期越短, 巖石圈破裂的越早。

(3) 當下地殼的厚度為15 km時, 較慢的拉張速率下最終產生了對稱型大陸邊緣, 較高的拉張速率下形成了非對稱型大陸邊緣。而當下地殼的厚度為20 km時, 不同的拉張速率下均形成非對稱性大陸邊緣。

(4) 在超慢拉張速率和超快拉張速率下大陸邊緣對稱性相對較高, 中?快速拉張速率下有利于非對稱大陸邊緣的發(fā)育。在超快拉張速率下, 不同流變結構的大陸巖石圈可以發(fā)育類似寬度的共軛大陸邊緣。

致謝:感謝中國科學院南海海洋研究所李付成副研究員和趙中賢副研究員在審稿過程中對本文提出的建設性意見和建議, 對提高文章質量起到了重要作用！

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Impact of Extension Rate and Crustal Rheology on the Evolution of Passive Continental Margins

XIN Yanfang1, 2, 3, 4, YAN Yi1, 2, 5, 6*, Marta Pérez-Gussinyé4, LUO Yang7

(1. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. Marum-center for Marine Environmental Sciences, University of Bremen, Germany; 5. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou),Guangzhou 511458, Guangdong, China; 6. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, Guangdong, China; 7. Department of Developing and Planning in Shengli Oil Field, SINOPEC Group, Dongying 257001, Shandong, China)

Continental rifted margins, which record the processes from continental lithosphere extension and thinning to seafloor spreading, are a frontier research area in solid earth science. In order to investigate the influence of lithospheric extension rate and crustal structure on the configuration of continental rifted margins, ten sets of high-resolution two-dimensional elastic-visco-plastic thermodynamic numerical simulations with different crustal thicknesses and extension rates are carried out. In all models, the thickness of the quartz upper crust is set at 20 km, while the thickness of the crust is mainly controlled by the thickness of the mafic lower crust. When the thickness of the crust is 35 km, symmetric continental margins are eventually reproduced at lower extension rates, while asymmetric continental margins are formed at higher tension rates. The asymmetry reaches its maximum at an extension rate of 10 mm/a, with the wider side of the rift margin reaching a width of nearly 1000 km, while the narrower side of the rift margin is less than 100 km wide. The formation of this type of asymmetric continental rift margin is mainly caused by the oceanward migration of the spreading center. The oceanward migration of the spreading center is driven by the lower crustal flow formed at the root of the fault. The formation of the lower crustal flow requires that the upwelling of the asthenosphere to heat and weaken the fault roots while allowing sufficient time for thermal diffusion to cool and harden the lithosphere on the continental side. When the thickness of the lower crust of the model is 40 km, asymmetric continental margins are formed at different extension rates. Models with relatively high extension rates, asymmetric rift margins are also formed by the migration of the rift center. When the model has a very slow half extension rate (2 mm/a), the upper crust mainly develops brittle fractures due to the long lithospheric rupture time and high thermal cooling rate of the lithosphere, and the crust-mantle coupling is high, which leads to the formation of hyperextended rifted margins with a relatively wide width. On the contrary, continental margins tend to form symmetric configuration at ultra-slow half extension rates (2 – 5 mm/a) and ultra-fast half extension rates (50 mm/a).

passive continental margins; extension rate; lithosphere rheology; numerical modelling

P542; TE352

A

1001-1552(2022)02-0191-011

2021-03-09;

2021-03-31

國家自然科學基金項目(41676048、U1701641)、南方海洋科學與工程廣東省實驗室團隊項目(GML 2019ZD0205)和中國科學院南海 生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院自主部署項目(ISEE2020YB07)聯合資助。

信延芳(1991–), 女, 博士研究生, 構造地質學專業(yè)。E-mail: xinyanfang1990@163.com

閆義(1974–), 男, 研究員, 主要從事邊緣海構造與盆地演化方面的研究工作。E-mail: yanyi@gig.ac.cn