引用本文
韩江涛, 王天琪, 刘文玉, 刘国兴, 韩松, 刘立家. 阿尔山火山群深部 “拱桥式”岩浆系统及其稳定性分析[J]. 地震地质, 2018,40(3): 590-610.
HAN Jiang-tao, WANG Tian-qi, LIU Wen-yu, LIU Guo-xing, HAN Song, LIU Li-jia. DEEP “ARCH-BRIDGE”MAGMATIC SYSTEM OF THE AERSHAN VOLCANIC GROUP AND ITS STABILITY ANALYSIS[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(3): 590-610.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.03.007
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阿尔山火山群深部 “拱桥式”岩浆系统及其稳定性分析
韩江涛1,2, 王天琪1, 刘文玉1,3, 刘国兴1,2, 韩松1, 刘立家1
1吉林大学, 地球探测科学与技术学院, 长春 130026
2国土资源部应用地球物理重点实验室, 长春 130026
3中国科学院大学, 北京 101408

〔作者简介〕 韩江涛, 男, 2009年在吉林大学获地球探测与信息技术工学博士学位, 副教授, 研究方向为深部地球物理勘查, E-mail: hanjt@jlu.edu.cn。

收稿日期: 2017-05-26
基金项目: 国家重点研发专项(2017YFC0601305)、 国家自然科学基金(41504076, 41430322)、 国家深部探测专项(SinoProbe-02)与中国地质调查项目(DD20160207, DD20160125)共同资助
摘要

阿尔山火山群自更新世至近代持续活动, 具有潜在喷发的危险, 因此加强对阿尔山火山群岩浆系统的研究, 评价火山群的活动性具有重要的意义。在获得阿尔山火山群地区大地电磁测深数据的基础上, 对其进行标准化处理后经二维非线性共轭梯度反演, 获得二维电性结构成像, 发现阿尔山地区岩石圈内部存在大规模的 “拱桥式”中、 低阻异常(电阻率<320Ω·m), 并在伊尔施镇西侧和柴河镇东侧分别存在明显的高导异常(电阻率<40Ω·m); 前者体积相对较小, 埋藏深度在40~60km, 后者体积较大, 埋藏深度在60~90km, 甚至更深。结合地质、 地球化学资料, 推断 “拱桥式”异常为新生代来自两侧盆地软流圈的玄武质岩浆运移的通道, 其所包含的2处高导异常, 极可能为未冷凝或正在聚集的岩浆房, 因此阿尔山岩浆系统由 “拱桥式”通道和来自软流圈的玄武质岩浆组成, 火山群具有统一的岩浆系统。进一步分析表明, “拱桥式”通道物质熔融百分比 ≥0.5%, 岩石圈结构总体趋于稳定, 其所包含的2处岩浆房熔融程度为2.5%~11.5%, 颗粒边界可能已被溶体全部润湿, 岩石的流动强度相对较低, 岩石圈结构稳定性较差。区域地震分布、 温泉的形成与阿尔山火山群岩浆系统也具有一定的相关性。 综合迹象表明阿尔山群正处于休眠期, 并非死火山, 有再次喷发的可能, 应密切监测。

关键词: 阿尔山火山群; 大地电磁测深; 电性结构; 岩浆系统; 稳定性分析
中图分类号:P317.9 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)03-590-21
DEEP “ARCH-BRIDGE”MAGMATIC SYSTEM OF THE AERSHAN VOLCANIC GROUP AND ITS STABILITY ANALYSIS
HAN Jiang-tao1,2, WANG Tian-qi1, LIU Wen-yu1,3, LIU Guo-xing1,2, HAN Song1, LIU Li-jia1
1)College of Geoexploration Science and Technology, Jilin University, Changchun 130026, China
2)Key Laboratory of Applied Geophysics, Ministry of Land and Resources, Changchun 130026, China
3)University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 101408, China
Abstract

The Aershan volcanic group has been active since the Pleistocene to the modern and has potential to erupt, so it is of great significance to strengthen the study on the Aershan volcano group and evaluate its activity. The magmatism is characterized by low resistivity in electrical properties. The electrical structure obtained by magnetotelluric sounding can be used to study the magmatic occurrence and volcanic activity. It is an effective method to detect the deep structure of volcanic area. Based on the magnetotelluric sounding data of the Aershan volcanic group, the two-dimensional nonlinear conjugate gradient inversion is obtained after the normalization of the data and the two-dimensional electrical structure of the Aershan volcanic group is obtained. It is found that there is a large-scale “arch-bridge” low-resistivity anomaly(resistivity less than 320Ω·m)and there are obvious high-conductivity anomalies(resistivity less than 40Ω·m)respectively on the west of the town of Ershi and the east of Chaihe town, the former is relatively small in sizes, buried at the depth of 40~60km, and the size of the latter is larger, buried at the depth of 60~90km, or even deeper. Combined with geological and geochemical data, it is inferred that the “arch bridge” anomaly is the channel of the basaltic magma transport from the epithermal basins on its both sides. The two high-conductivity anomalies it contains are probably the uncondensed or gathering magma chamber, so the Aershan magma system consists of “arch bridge” channel and asthenosphere-derived basaltic magma, the volcanic group has a unified magmatic system. Further analysis shows that the melting percentage of the “arch bridge” channel material is not less than 0.5%, and the lithosphere structure tends to be stable. The melting degree of the two magma chambers it contains is 2.5%~11.5%, and the grain boundary may all be wetted by the melt, rock flow intensity is relatively low, lithosphere structural stability is poor. In addition, the regional seismic distribution and the formation of hot springs also have a certain correlation to the Aershan volcanic group magma system. There are indications that the Aershan volcano group is in dormancy, rather than an extinct volcano, there is the possibility of eruption, so it should be closely monitored.

Keyword: Aershan volcanic group; magnetotelluric sounding; electrical structure; magmatic system; stability analysis
0 引言

阿尔山火山群、 科洛-诺敏火山群和锡林郭勒火山群等共同构成了大兴安岭地区第四纪火山带。岩石学、 地球化学研究表明, 阿尔山火山活动可以划分为中更新世、 晚更新世和全新世3期(樊祺诚等, 2011), 最近1次火山活动距今约2i000a(白志达等, 2005), 是广义的活火山(白志达等, 2012)。 玄武岩岩浆来自软流圈地幔(赵勇伟, 2010; 赵勇伟等, 2012), 含有丰富的尖晶石橄榄岩和石榴石橄榄岩捕虏体(樊祺诚等, 2008), 其中石榴石橄榄岩捕虏体被认为来自于岩石圈底界或软流圈上界(刘若新等, 1985; Su et al., 2011)。人工地震、 天然地震层析成像和接收函数勘探成果, 揭示阿尔山火山群之下存在低速度异常(李英康等, 2014; 潘佳铁等, 2014; 张风雪等, 2014; Hou et al., 2015), 岩石圈热状态研究表明阿尔山火山群在70km深度处温度约1i000℃, 且岩石圈流变学强度较低(汪洋等, 2011), 重震反演获得的三维密度结构揭示出该区域存在低密度异常(索奎等, 2015), 大地电磁测深结果揭示出该区域地壳内部存在低阻异常(汤吉等, 2005; Liang et al., 2015; 梁宏达等, 2016), 以上信息指示了阿尔山火山群之下可能存在熔融体或部分熔融体。但上述研究存在精度不高、 针对性弱等问题, 导致对阿尔山地区深部岩浆系统揭示不全, 丢失大量细节, 从而难以对该火山群的稳定性进行科学评估。大地电磁测深不仅可以揭示火山区壳幔电性结构, 还可以反映火山区岩石圈的热活动性; 综合地热学、 地震学以及岩石地球化学等方面的资料, 可以进一步掌握火山区的构造演化活动, 圈定火山区的高温岩浆房、 岩浆通道及判别火山喷发的危险性等(张炯等, 2017)。鉴于大地电磁测深在火山研究中的卓越表现, 在国内外火山研究中得到了广泛应用(汤吉等, 2006; 詹艳等, 2006; Boseley et al., 2010; 姜枚等, 2012; Aizawa et al., 2013; Desissa et al., 2013; 谭捍东等, 2013; 仇根根等, 2014; Chambefort et al., 2016); 因此本研究以此方法为依托, 力求更加全面、 客观地认识阿尔山火山群岩石圈深部结构, 以便研究阿尔山火山群岩浆系统及其稳定性, 为火山灾害预警系统以及制定火山灾害应急预案提供重要依据。

1 区域地质概况

阿尔山火山群分布于大兴安岭中段, 东临松辽盆地, 西接海拉尔盆地, 区域构造单元隶属于兴安地块(图1)。研究区出露地层以晚古生界和中生界为主, 晚古生界主要为宝力高庙组中酸性火山岩— 火山碎屑岩。中生界主要包括满克头鄂博组中酸性火山岩、 玛尼吐组中性火山岩和白音高老组中酸性火山岩— 火山碎屑岩(吴驰华等, 2010)。新生代火山岩覆盖在侏罗纪火山地层及燕山期花岗岩之上, 体现了岩浆活动继承性的特点。在伊尔施镇至柴河镇附近3i000km2内, 分布约40座第四纪火山以及与火山成因有关的火山口湖、 火山堰塞湖和温泉等(刘嘉麒等, 1999; 白志达等, 2005; 樊祺诚等, 2011)。火山主要由火山锥和短促的熔岩流组成, 属斯通博利式火山, 在地貌上火山口多呈圆锅状或环状火山渣锥, 保存着火山景观特征。火山锥以火山碎屑锥为主, 少数由火山碎屑和熔岩组成复合锥, 未见熔岩锥。火山碎屑锥下部主要由火山集块岩、 火山角砾、 火山渣、 火山弹等降落堆积组成, 上部主要由砖红色和(或)灰黑色熔结集块岩等溅落堆积组成(樊祺诚等, 2011)。规模最大的2座火山是全新世焰山火山和高山火山, 兼有爆破式喷发与溢流式喷发的特点(赵勇伟等, 2010)。熔岩流自SE向NW流淌约10km, 形成规模宏大典型的结壳熔岩、 渣状熔岩和块状熔岩, 其喷发规模介于斯通博利式与布尼里式喷发, 是大陆火山作用中1种新的喷发型式(赵勇伟等, 2010)。火山岩为钠质碱性玄武岩, 在卧牛泡子、 黑瞎子洞、 驼峰岭、 地池、 焰山等地碱性玄武岩中富含来自地幔的超镁铁质捕虏体。地幔橄榄岩包体的岩石类型以晶尖石相的二辉橄榄岩为主(于福生等, 2006; 樊祺诚等, 2008)。区内侵入岩年代以晚侏罗世、 早白垩世为主, 其次为中二叠世、 晚石炭世, 主要岩性为花岗闪长岩、 二长花岗岩、 正长花岗岩、 碱长花岗岩和花岗斑岩。

图 1 大地电磁测深测点分布图Fig. 1 Distribution map of magnetotelluric sounding stations.

由于多期构造运动而导致断裂构造较为发育。阿尔山火山群附近有3条规模较大的断裂带控制着区域构造格局(图1): 新林-头道桥断裂带(F8)位于阿尔山火山群西侧, 呈NNE向延伸, 自俄罗斯境内塔源林场于喜桂图旗越过海拉尔盆地进入蒙古国, 长度> 800km, 被认为是额尔古纳地块与兴安地块的缝合带(葛文春等, 2005)。大兴安岭断裂带(F6)位于阿尔山火山群东侧, 呈NNE向延伸, 断裂倾向SE, 倾角60° ~80° 。断裂带形成于晚侏罗世, 白垩纪继续活动, 形成巨大的大兴安岭主脊线性地垒、 地垒构造体系。二连-黑河断裂带(F7)位于阿尔山火山群东侧, 是兴安地块与松嫩地块的缝合带(王五力等, 2014), 研究区内呈NE向延伸, 被大兴安岭断裂带错断。火山活动主要受NE向压扭性断裂带(F1、 F2)和NNW向张扭性断裂带(F3)控制(唐守贤, 1983)。

2 研究方法
2.1 数据采集与处理

大地电磁剖面位于阿尔山市境内, 沿途经过伊尔施镇、 天池镇和柴河镇, 剖面长度260km, 平均点距约为5km, 共完成55个宽频大地电磁测深点数据采集工作(图1)。野外资料采集都使用了加拿大Phoenix公司的V5-2000型大地电磁测深仪, 数据采集过程中采用张量测量方式布极, 每个测点测量3个相互正交的磁场分量(Hx, Hy, Hz)和2个相互正交的水平电场分量(Ex, Ey), 下标x、 y、 z分别代表SN方向、 EW方向和垂直方向。采集过程中使用GPS同步观测, 采集时间约20h。

数据处理时, 首先对原始时间序列数据进行快速傅里叶变换, 将时间域信号转变为频率域数据, 并通过远参考技术(Gamble et al., 1979)、 “ Robust” 估计(Egbert, 1997)和功率谱挑选等处理技术, 获得较高质量的阻抗张量信息。经过一系列处理后, 最终得到剖面所有测点的视电阻率与相位曲线, 宽频探测320~0.000i5Hz有效数据(图2)。

图 2 大地电磁测深部分测点视电阻率和相位曲线图Fig. 2 Apparent resistivity and phase curve of part of the magnetotelluric sounding stations.

2.2 维性与构造走向分析

大地电磁测深数据基于二维反演的前提是研究区具有二维性及明确的区域主轴方向。研究区主干断裂主要为NE向构造展布, 整体上具备二维性特征。运用基于GB张量阻抗分解技术(Groom et al., 1989; McNeice et al., 2001), 计算剖面二维偏离度, 分析其维性特征; 运用基于张量阻抗分解的区域主轴计算、 分析其走向特征。图3给出了剖面全部测点GB二维偏离度随频率的变化图, 可见剖面二维偏离度普遍< 0.3, 在局部测点低频段二维偏离度> 0.3。说明了剖面主体部分具有明确的二维特征, 该特征为本文的二维反演工作奠定了基础。

图 3 GB二维偏离度拟断面图Fig. 3 The pseudosection map of the skewness.

确定区域构造走向是大地电磁测深数据进行二维反演的前提(陈小斌等, 2017), 本文利用GB分解方法(Groom et al., 1989; McNeice et al., 2001)进行构造走向分析。 图4给出了剖面在不同地质构造单元上的相位张量分解确定的电性主轴玫瑰图, 从图中可以看出, 中、 低频段指示电性主轴方向为45° 和135° , 由于区域构造走向为NNE向, 可以判断测区深部的总体构造走向约为N45° E。

图 4 部分频点GB分解电性主轴统计玫瑰图Fig. 4 The electrical spindle statistics rose chart of GB decomposition of partial frequency.

2.3 二维反演

二维反演基于大地电磁测深反演软件WinGlink进行。该软件基于非线性共轭梯度(NLCG; Rodi et al., 2001)二维反演算法, 对不同模式的MT剖面数据在不同反演参数条件下进行了大量的反演, 最终选取TE+TM 模式。从前面的维性分析可知研究区深部存在一定的三维结构, 数值模拟结果显示TE模式的视电阻率数据容易受到三维畸变效应影响(蔡军涛等, 2010a), 因此本文对剖面反演时, 增大TE模式视电阻率的本底误差, 以减小TE模式数据对整体反演结果的影响(梁宏达等, 2017; 许林彬等, 2017)。

另外, 选用不同的正则化因子τ 值进行反演, 以各个模型的粗糙度(Roughness)为横轴, 均方根误差(RMS)为纵轴做L曲线图(图5); 处于曲线拐点处对应的τ 值, 既兼顾了模型的光滑程度, 又与原始数据有很好的拟合关系(Farquharson et al., 2004), 因此选择拐点处对应值10作为模型的τ 值。

图 5 剖面不同正则化因子反演得到的模型粗糙度与拟合差曲线Fig. 5 L￣curve of roughness and RMS values for profile when τ is changed.

最终反演参数为: 初始模型为100Ω · m均匀半空间, 网格剖分100× 300, 选择对TM模式视电阻率和阻抗相位分别使用10%和5%的本底误差, 而TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用20%和10%的本底误差, 正则化因子τ =10, 横纵光滑比为1。经过300次迭代计算, 最终RMS演拟合差为3.42。图6给出了2种模式的实测数据以及二维反演模型响应数据的拟断面图, 通过对比可以看出, 实测数据与反演模型响应数据拟合程度较好, 进一步证明了本文二维反演结果的可靠性。

图 6 实测数据与响应数据拟断面图Fig. 6 The pseudosection map of measured data and response data.

3 电性结构模型分析
3.1 地壳

上地壳电性结构整体呈现中、 高阻异常, 仅在浅地表存在厚度< 1km的电低阻层, 为古生界、 中生界和新生界组成的沉积盖层。沉积盖层之下基本为高阻异常, 电阻率值> 1× 104Ω · m, 在伊尔施镇、 柴河镇等地出露大面积中生代花岗岩, 故推测深部为花岗质岩石。另外, 在18、 24— 34、 42、 54— 68和76号测点存在略低于花岗岩电阻率的高阻异常带, 电阻率值在1× 103Ω · m 左右, 18号点异常处存在近NE向断裂构造(F2), 而伊尔施镇的高阻异常(24— 34测点之间) 则有温泉出露, 亦存在中生代古火山口和断裂带(F3), 高山至柴河一带的高阻异常(42、 54— 68和76号测点处)正位于阿尔山火山群之下, 地表存有第四纪诸多火山口以及大量碱性玄武岩。这些异常带向下一直延伸至壳幔 “ 拱桥式” 中、 低阻异常(下文详述)顶部。这些异常带一方面为玄武质岩浆侵入活动减弱后, 在上地壳内部残留的岩浆, 冷凝后形成的玄武质岩石, 也包括与岩浆侵入活动有关的热接触变质岩; 另一方面反映了壳内断裂带的存在, 它们构成深部玄武质岩浆侵入、 侵出的通道。以上表明阿尔山地区上地壳很可能是花岗质岩石与玄武质岩石呈相间排列, 体现了上地壳结构横向的不均一性, 而这种不均一性成因很可能是玄武质岩浆沿着壳内断裂上侵过程中对原花岗质岩层的改造作用所致。

人工深反射地震揭示出地壳内存在一系列强反射界面, 该组不连续的强反射界面西部双程走时为6s, 至伊尔施镇附近双层走时增至8s多, 向东虽有小幅起伏, 但总体趋势双层走时时间在逐渐减小, 至柴河镇附近减小至4s左右(图7a; Hou et al., 2015), 推断这组不连续的强反射界面为康拉德界面(Conrad)。康拉德界面虽为地震波所确定的力学界面, 但从物质组成上考虑, 其为地壳内上部花岗质岩层与下部玄武质岩层的分界面, 上、 下地壳物质组成的差异将导致导电性差异。在电性结构上, 该组强反射界面表现为较为明显的电性分界面, 即该界面以上电阻率值一般> 1× 104Ω · m, 以下电阻率值在1× 103Ω · m左右(图7b)。需强调的是, 无论人工地震所获得的双程走时剖面, 还是大地电磁测深反演所获得的电性结构, 均指示康拉德界面具有起伏变化大、 不连续的特征, 且二者之间对应关系较好(图7c)。康拉德界面起伏变化特征反映出深部岩浆活动对上地壳厚度变化有着重要的影响, 即岩浆活动剧烈地区康拉德界面抬升, 反之则降低, 如在天池镇— 柴河镇一带, 为火山口聚集区, 上地壳厚度仅为12km, 在伊尔施镇附近岩浆活动相对较弱, 上地壳厚度最大, 为30km左右。而不连续性体现为康拉德界面存在众多缺口(T1, T2, T3, T4, T5), 推断这些缺口对应着壳内断裂带(F1, F2, F3, F4, F5), 是玄武岩浆上侵的通道。

图 7 人工深反射地震剖面解释结果图(a; 据文献Hou et al., 2015)、 MT剖面二维反演结果图(b)与深反射地震剖面与MT剖面二维反演结果叠合图(c)
T1— T5 康拉德界面不连续区; Ⅲ 、 Ⅳ 莫霍面不连续区Fig. 7 a Artificial deep seismic reflection interpretation results(after Hou et al., 2015); b Two-dimensional inversion results of MT profile; c The superposition map of deep reflection seismic profile and MT profile two-dimensional inversion results.

下地壳为中阻异常层, 电阻率值约1× 103Ω · m, 但在天池— 柴河一带表现为中、 低阻异常, 电阻率值在100~300Ω · m之间变化, 为 “ 拱桥式” 异常的顶部, 对应着第四纪火山活动的中心地带。人工地震显示下地壳为一系列弱反射界面(Hou et al., 2015), 推断为具有流变性特点的玄武质岩层。

3.2 壳幔边界和上地幔

人工地震勘探揭示出大兴安岭地区莫霍面起伏变化不大, 埋深40km左右, 但在伊尔施镇和柴河镇两地均呈现一系列相反的倾斜反射(Ⅲ 和Ⅳ ), 其形成与古生代至中生代东北构造应力从压缩转变为伸展有关(图7a; Hou et al., 2015), 说明它们是构造薄弱区。电性结构成像显示上述2区域表现为中、 低阻异常, 为 “ 拱桥式” 异常壳内与上地幔连接区(图7b), 推测多期次构造运动造成兴安地块莫霍面错断, 并在后期岩浆活动中成为玄武岩浆向地壳侵入的通道。

如图8所示, 岩石圈地幔基本显示为高阻异常, 尤其是天池— 柴河火山群一带的岩石圈地幔表现为大面积高阻区, 电阻率值变化较小, 在1× 103.5Ω · m左右。阿尔山火山碱性玄武岩中含有尖晶石相和石榴石相橄榄岩捕虏体, 尖晶石相橄榄岩包括方辉橄榄岩和二辉橄榄岩2类, 其来源于40~60km左右的深度(赵勇伟等, 2011), 而石榴石相橄榄岩的类型主要是石榴石二辉橄榄岩, 其形成深度约76km(樊祺诚等, 2008), 表明该区域岩石圈地幔高阻异常主要是尖晶石相和石榴石相橄榄岩的反映。

图 8 阿尔山火山群二维电性结构模型及其解释(莫霍面据文献Hou et al., 2015)
A、 B表示高导体Fig. 8 Two-dimensional electrical structure model of the Aershan volcanic group and its explanation(Moho discontinuity data are after Hou et al., 2015).

岩石圈地幔最为明显的电性特征为: 高阻异常中存在明显的中、 低阻异常, 电阻率值在4~320Ω · m 之间, 该异常分为EW两支, 在下壳内相连接, 并延伸至地表阿尔山火山群一带, 构成了贯穿于整个岩石圈的 “ 拱桥式” 异常, 并在深部分别向松辽盆地与海拉尔盆地方向延伸。结合前人的研究结果, 在盆岭交会处(西部海拉尔盆地与大兴安岭交会处; 东部松辽盆地与大兴安岭交会处)与深部同样表现为低阻异常的软流圈相连通(Liang et al., 2015; 梁宏达等, 2016)。“ 拱桥式” 高导异常有相对光滑的下边界, 但上边界呈现凸刺的辐射状, 且越接近地表越明显, 表征着热物质从封闭向相对开放体系运移和扩散的痕迹。在16和100号点下方, 岩石圈地幔内存在明显的高导体(A, B), 电阻率在4~40Ω · m, 前者体积相对较小, 埋藏深度在40~60km, 后者体积大, 埋藏深度在60~90km, 甚至更深。一般认为玄武岩在熔融或部分熔融时, 电阻率为几 Ω · m 到几十 Ω · m(Kagiyama et al., 1999; 汤吉等, 2001; Ledo et al., 2005), 故上述2个异常体极可能是赋存的玄武质岩浆。

4 讨论
4.1 岩浆系统

阿尔山火山群深部电性结构显示, 岩石圈内部曾存在巨大的 “ 拱桥式” 岩浆系统, 并在深部分别向松辽盆地与海拉尔盆地方向延伸。火山群西侧的海拉尔盆地, 岩石圈厚度为70~80km左右(姜德录等, 2000), 与 “ 拱桥式” 异常的西支首端埋深相当, 而东侧松辽盆地岩石圈厚度为60~70km左右(姜德录等, 2000), 与 “ 拱桥式” 异常的东支首端埋深相当, 相对于大兴安岭110~150km的岩石圈厚度而言(朱介寿等, 2006; 李廷栋, 2010; 梁宏达等, 2016), 两地处于软流圈上涌区, 东北地区布格重力三维聚焦反演获得的剩余密度结构也很好地支持这一认识, 即在-100km的剩余密度水平切片上, 海拉尔盆地和松辽盆地均呈现高密度异常, 为软流圈的反映, 而大兴安岭呈现低密度异常, 为岩石圈引起, 在研究区三者之间分别以新林-头道桥古缝合带和二连-黑河缝合带为边界(图9)。同时, 岩石地球化学研究表明, 阿尔山玄武岩岩浆源区主要是软流圈(刘和甫等, 2000; 赵勇伟, 2010), 且玄武岩中普遍携带的地幔捕虏体和捕虏晶, 排除了岩浆长时间滞留于地壳中的可能, 岩浆快速通过地壳上升到地表(赵勇伟, 2010), 暗示了岩浆通道基本上是畅通无阻的, 对其最合理的解释为构成岩浆上升的通道是早期形成的, 而阿尔山火山群两侧的古缝合带以及岩石圈断裂带则极有可能是这一岩浆通道的组成部分。

图 9 东北部分地区重力三维聚焦反演结果-100km水平切片图Fig. 9 The -100km horizontal slice of gravity 3-D focusing inversion in northeast part of China.

在16和100号点岩石圈地幔中的“ 拱桥式” 通道内存在高导异常(A, B), 极有可能存在未冷凝或正在聚集的岩浆房; 前者埋深较浅, 其顶界面在壳幔过渡带, 且此区域正处于莫霍面错断的边缘; 后者埋深相对较深, 但高导异常面积较大, 可能赋存较多的玄武质岩浆。

综上所述, 阿尔山火山群深部岩浆系统由软流圈玄武岩岩浆、 岩石圈内部“ 桥式” 通道组成, 其形成过程可概述为: 在两侧盆地软流圈上涌的背景下, 软流圈熔融的玄武质岩浆沿着活化的古缝合带侵入大兴安岭岩石圈地幔内的软弱层或构造层, 而后经错断的莫霍面进入伊尔施— 柴河一带的下地壳, 在上地壳断裂带的控制下垂直侵位, 直至喷出地表, 形成火山群。随着深部玄武质岩浆的消耗, 火山活动逐渐减弱, 庞大的岩浆系统处于逐渐萎缩阶段, 浅地表昔日的火山通道逐渐冷凝固结, 深部整体也随之塑性减弱, 导电性变差, 电阻率增大, 最终在岩石圈内部留下的 “ 拱桥式” 痕迹(图10), 其中不乏存在未冷凝或正在聚集的岩浆房。

图 10 阿尔山火山群岩浆系统及熔融程度示意图Fig. 10 Schematic diagram of Aershan volcanic group magma system and melting degree.

4.2 稳定性分析

地球的电导率(或电阻率)能够反映地球内部的温度、 流体、 熔融以及是否存在挥发组分等性质, 是了解地球内部状态的重要参数之一(马学英等, 2016)。而岩浆房是富集的熔融或部分熔融体, 无论是岩矿石电性实验(Rosenberg et al., 2005; Unsworth et al., 2005), 还是野外大地电磁测深观测熔融或部分熔融体均表现为低阻异常(汤吉等2006; 魏文博等, 2009), 即岩浆房表现为低阻异常。岩石圈内部是否存在富集的岩浆或岩浆房, 是判定火山活动稳定性的重要依据。前文已指出阿尔山火山群岩石圈内存在“ 拱桥式” 岩浆运移通道, 并在16和100号点下方, “ 拱桥式” 通道内部有2处明显的高导体(A, B), 极有可能为赋存在岩石圈地幔的玄武质岩浆, 这些岩浆可能为前期火山活动残余岩浆, 但也不能排除后期聚集或正在聚集的可能, 单从这一点考虑, 上述2个区域值得重点关注。

上地幔四相体系模型的岩石电性实验所获得的电导率与温度的依赖关系(图11a), 可以定量或半定量地约束岩石圈地幔的温度范围(张乐天等, 2011): 阿尔山火山群上地幔电阻率值> 1× 103Ω · m, 推测其温度< 1i120℃, 内部 “ 拱桥式” 异常电阻率值< 320Ω · m, 其温度可能> 1i250℃。另根据岩石电性实验所获部分熔融岩石的电阻率与熔融百分比关系(图11b), 若高导异常主要为部分熔融引起, 熔体电阻率为0.3Ω · m, 且连通条件较好的情况下(Li et al., 2003), 阿尔山火山群岩石圈地幔2个高导体达到的熔融百分比为2.5%~11.5%, 而“ 拱桥式” 异常的其余部分, 电阻率值< 320Ω · m, 对应熔融程度 ≥ 0.5% 。熔体的分布或润湿行为会对部分熔融岩石的变形和流动强度产生重要的影响(Pharr et al., 1983), 一旦熔体的体积分数 > 8% , 绝大多数颗粒边界就可能被溶体全部润湿, 而每增加1%体积的熔体, 岩石的流动强度降低约10%~40%(Hirth et al., 1995)。一旦熔体体积分数高达25%~30%之后, 橄榄岩的流变强度会大幅度减低(图11c; Goetze, 1997; Scott et al., 2006), 在橄榄石+大洋玄武岩的体系中(研究区玄武岩投在大洋玄武岩范围及其附近; 赵勇伟等, 2012), 玄武岩浆既可作为高速扩散的通道又可造成应力的局部集中(图11d; Cooper et al., 1986, 1989), 因此, 除岩浆房区域外, “ 拱桥式” 通道内物质的熔融程度均较低, 岩石圈结构总体趋于稳定, 但在上述2个岩浆房区域熔融程度相对较高, 颗粒边界可能已被熔体全部润湿, 岩石的流动强度相对较低, 岩石圈结构稳定性较差。

图 11 上地幔四相体系模型电导率与温度的依赖关系(据张乐天等, 2011修改)(a)、 部分熔融岩石电阻率的实验室观测结果(据Li et al., 2003修改)(b)、 部分熔融岩石的黏度与熔体分数的半对数投图(据邵同宾等, 2011)(c)与具有不同熔体分数的橄榄石+大洋中脊玄武岩(MORB)样品在围压 300MPa 和温度1i473K(熔体分 数为2.1%、 7.5%和8.1%)与1i523K下的流变强度与应变速率的双对数投图(据邵同宾等, 2011)(d)Fig. 11 a Conductivity-temperature relation for the four-phase upper mantle rock model(adapted after ZHANG Le-tian et al., 2001), b Laboratory observations of partially resisted rock resistivity(adapted after Li et al., 2003), c Semi-logarithmic plot of viscosity and fraction for partially molten rock(after SHAO Tong-bin et al., 2011), d Log-log plots of differential stress versus strain rate for samples of olivine+MORB aggregates with different melt fractions deformed at a confining pressure of 300MPa and at a temperature of 1i473K(for melt fractions of 2.1%, 7.5%, and 8. 1%)and 1i523K (after SHAO Tong-bin et al., 2011).

区域地震空间分布状态, 也可以反映出岩石圈结构的稳定性。阿尔山地区近年来中小地震频发, 震级在M1.8~4.4不等, 震源深度也在8~40km不等。根据震中主要为NW向分布, 进一步可分布3个次级地震带(E1, E2, E3; 图12), 其中E1地震带从伊尔施地区穿过火山群, 震源深度多集中在控制火山通道的附近, 另外, 在24号点莫霍面附近为地震的聚集区, 可能与该处富集的玄武质岩浆有直接关系。E2地震带没有穿过火山群, 表明仅在火山群南部分布, 震源在电性结构上投影多在火山通道附近, 这种分布特征说明阿尔山火山群现今地壳内岩浆活动虽然较弱, 但该区处于地震 “ 空区” , 具有潜在的活动危险。E3地震带在柴河以东穿过火山群, 该区域地震多集中在在康拉德界面附近, 可能与深部赋存的玄武质岩浆活动性及高温有关(图8)。

图 12 阿尔山地区震中分布(数据来源于国家地震科学数据共享中心)Fig. 12 Epicentre distribution in the Aershan area(Data are from the National Earthquake Science Data Sharing Center).

另外, 沿着全新世火山带还发育阿尔山、 金江沟和柴河等水热异常, 其中阿尔山水热异常区出露49眼温度不等的温泉和冷泉, 最高温度48℃, 最低温度6~7℃, 金江沟水热异常区出露7眼矿泉, 最高水温为47℃。这也暗示深部仍有火山岩浆活动。以上种种迹象表明阿尔山群正处于休眠期, 并非死火山, 有再次喷发的可能, 尤其是伊尔施以西和柴河以东地区, 应开展密切监测。

5 结论

阿尔山地区岩石圈内部存在大规模的 “ 拱桥式” 中、 低阻异常(电阻率< 320Ω · m), 并在伊尔施镇西侧和柴河镇东侧分别存在明显的高导异常(电阻率< 40Ω · m), 结合地质、 地球化学资料, 推断 “ 桥式” 异常为新生代以来自两侧盆地软流圈的玄武质岩浆运移的通道, 其所包含的两处高导异常, 推断为未冷凝或正在聚集的岩浆房。以上指示了阿尔山火山群形成于同一岩浆活动, 即具有统一的岩浆系统。进一步结合岩石学相关实验, “ 桥式” 通道其熔融百分比 ≥ 0.5% , 岩石圈结构总体趋于稳定, 其所包含的两处岩浆房熔融程度为2.5%~11.5%, 颗粒边界就可能被溶体全部润湿, 岩石的流动强度相对较低, 岩石圈结构稳定性较差。另外, 区域地震分布、 温泉形成均与阿尔山火山群岩浆系统具有一定的相关性, 种种迹象表明阿尔山火山群正处于休眠期, 并非死火山, 有再次喷发或地震的可能, 应密切监测。

The authors have declared that no competing interests exist.

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