琼东南盆地位于南海北部大陆边缘西段，其分布范围为东经108°50′~111°50′，北纬15°30′~19°00′，海域面积约6.3×10⁴ km^{2[1， 2]}.北与海南岛隆起相邻，南以中沙-西沙地块与西南次海盆相隔，西与莺歌海盆地以1 号断裂相接，东与珠江口盆地相接(图 1).盆地呈北东走向，具有“三坳两隆"的构造区划格局，自北向南分布北部坳陷带(包括崖北凹陷、松西凹陷和松东凹陷3个凹陷)、崖城-松涛凸起、中央坳陷带(包括崖南凹陷、乐东-陵水凹陷、松南-宝岛凹陷等)、中央低凸起(北礁凸起)和南部坳陷带(华光凹陷、北礁凹陷等)^[3].盆地中心新生代沉积厚达万米以上，从始新世-第四系都有发育.

图 1

Fig. 1

图 1 琼东南盆地构造单元划分及地震测线位置图(①莺歌海1号断裂) Fig. 1 Tectonic unit division of Qiongdongnan Basin & Location of seismic lines (① No.1 fault inYinggehai Basin)

研究盆地深部地热特征及热结构，对于探索该盆地形成和演化的地球动力学过程及油气资源勘探远景都具有重要的意义.南海北部陆缘盆地深部热体制研究开始于本世纪初，ZhangJ等^[4]利用分布于南海北缘东部和中部的两条中外合作地震测线计算了该区域的深部热流结构和不同界面的温度；张健和宋海斌^[5]对南海北部陆架区盆地热结构进行了计算和对比分析；此外，Shi等^[6]通过重力异常拟合及地温场和流变性质的估算获得了西沙海槽深部热结构.但迄今为止，对于南海北缘西部的琼东南盆地深部热状态的研究仍处于空白.

本文拟基于最新的钻井测温、热物性资料及横跨盆地的4条地震剖面(图 1)，通过地热学方法计算南海北缘岩石圈热流结构及深部莫霍面温度分布状态，对其深部地热及相关问题作进一步探讨.

利用南海北部实测热流值及深水区地震测线模拟热流值^[7~11]，按Kriging插值法^[12]计算得到琼东南盆地热流分布图(图 2).盆地内海底热流由浅水区向深水区(由北向南)逐渐增加，盆地平均海底热流值为77.3±11.4 mW/m²，北部浅水区海底热流平均值67.4±11.4 mW/m²，而南部深水区海底热流平均值高达81.22±8.9 mW/m²，两边高热异常可能与1号断裂晚期活动及西沙海槽断裂发育、莫霍面埋深较浅相关.总之，海底热流向海方向的增高趋势与该区地壳向海方向的减薄趋势一致.

图 2

Fig. 2

图 2 琼东南盆地海底热流分布图 Fig. 2 Distribution of submarine heat flow in the Qiongdongnan Basin

海底热流(q₀)实际上是由三部分组成:一部分由沉积盖层放射性元素(U、Th、K)衰变提供，称为沉积层热贡献(q_sed)；另一部分为基底以下地壳放射性元素衰变生热，即为地壳热流(q_c)；再一部分来自地壳深处及上地幔，定义为剩余热流(ReducedHeat Flow)或地幔热流(q_m).一个地区壳、幔两部分热量的配分及组成关系决定了岩石圈热结构，它与盆地的构造活动密切相关.

沉积层热贡献和地壳热流可因放射性元素含量及富集层厚度的变化而有所差别，但地幔热流一般比较稳定，对某一地区或构造单元而言，它具有确定的值，更能从本质上体现一个地区的构造活动性^[13~17].

为此，国内外许多学者先后提出了多种关于地幔热流的计算方法，其中汪集旸和汪缉安^[14]提出的阶状模型，即在了解相应层段的生热率及厚度的基础上，从海底热流中逐层“扣除"由放射性元素所提供的那部分热量，以此求出地壳内各层段的相应热流值，是一种较理想的计算方法，它适用于各种复杂环境的沉积盆地.

假定地壳内任一速度层中生热率A的分布普遍服从于指数衰变模型^[18]，则层内放射性热贡献为:

式中A_i代表第i层顶部的初始生热率值(μW/m³)，Z_i、Z_i+1为计算层顶、底深度(km)，D为放射性元素富集层厚度(km).由此可累加得到地壳各分层的放射性热贡献，

式中n为地壳内速度分层数.从而可计算出地幔热流:

为逐层计算地壳各层段的放射性热贡献，需建立相应的地壳分层结构模型.本文参考研究区已有的深反射地震探测结果^[19]，将琼东南盆地地壳分为四层结构:即沉积盖层、上地壳层、下地壳层及高速下地壳层(表 1).实际计算时，沉积盖层厚度由图 1所示地震测线速度谱经时深转换得到，主要包含渐新世以来的第三系及第四系地层，上、下地壳厚度及所占比例参考表 1.

表 1(Table 1)

表 1 琼东南盆地地壳几何分层 Table 1 Crustal laying beneath the Qiongdongnan Basin

表 1 琼东南盆地地壳几何分层 Table 1 Crustal laying beneath the Qiongdongnan Basin

由于南海北部盆地新生代沉积物较厚，对海底热流的贡献不容忽视.计算时，我们假定沉积盖层的生热率为常数，而上、下地壳生热率A均满足指数模型.琼东南盆地深水区普遍存在下地壳高速层^[19]，一般认为被动大陆边缘下地壳高速层的成因可分为火山型和非火山型两类，但无论是火山型被动大陆边缘岩浆(热点或地幔柱)底侵作用形成的熔岩垫还是非火山型被动大陆边缘上地幔部分橄榄岩蛇纹石化成因的下地壳高速层^[20]，其岩石组合仅含少量放射性元素，与沉积盖层和上、下正常地壳的热贡献相比，可忽略不计.

计算时，依据袁玉松^[10]搜集和自测的珠江口盆地和琼东南盆地21口钻井29块沉积岩样品的分析结果，新生代沉积盖层的平均生热率为1.47μW/m³，而上地壳顶部(新生代沉积基底)生热率初始值引用珠江口盆地实测基底岩石生热率均值2.42μW/m^3[9].Shi等^[6]根据Rybach 和Buntebarth^[21]提出的波速与生热率的经验关系估算了下地壳生热率，计算结果为0.3~0.9μW/m³，地壳底界面平均生热率为0.36μW/m³，与Pinet等^[22]汇编的全球麻粒岩相地体生热率值范围相近，在此，我们将下地壳顶部生热率初始值取为0.4μW/m³.

依据上述地壳分层模型计算盆地内各层段热贡献，结果如下:

(1) 图 3显示了琼东南盆地地壳热流q_c 沿计算剖面展布情况.从图中可以看出，盆地中部上地幔隆起区为地壳最薄处，地壳热流值最低，由中央断陷向边缘随着地壳厚度的增加，地壳热流q_c 逐渐增加.由此得出，地壳热流的分布主要受基底构造形态及地壳减薄程度的影响；

图 3

Fig. 3

图 3 琼东南盆地地壳热流趋势图 Fig. 3 Trends of crustal heat flow in the Qiongdongnan Basin

(2) 各剖面地壳热流自北向南的趋势存在明显的空间差异(图 3)，东部DD′剖面自西北到东南呈明显减小的趋势，与前人研究结果相似^[4]，越往西该趋势逐渐消失，至靠近盆地西部边缘的AA′剖面地壳热流反而有增大的趋势.这可能缘于东西两边基底以下地壳发育主控因素不同而导致的差异:东部靠近西北次海盆，地壳发育受南海北部陆缘伸展及海底扩张的控制，地壳自北向南(从陆到海)逐渐减薄；而盆地西部更多受红河断裂带晚期走滑运动影响^[23]，该处地壳减薄程度及减薄位置与东部差异较大；

(3) 图 4为各剖面地幔热流与海底热流的配分情况，可基本反映盆地岩石圈热结构状态.由图 4可见，地幔热流及其在海底热流中所占比例(q_m/q_s)由北部陆架向南部陆坡带逐渐递增(图 4).具体上，地幔热流值范围在30.0~86.6mW/m² 之间，平均值为58.8±13.8 mW/m².地幔热流在地壳热流所占比例范围在57.8~87.1%之间，浅水区平均比例为68.8±5.5%，深水区平均比例为80.3±3.7%，整体平均比例为76.3±7.0%，均超过海底热流的50%，符合由WangJiyang^[24]提出的“冷壳热幔"的岩石圈热结构特征；

图 4

Fig. 4

图 4 琼东南盆地地幔热流在海底热流中所占比例趋势图 Fig. 4 Trend of the ratio of mantle heat flow to submarine in the Qiongdongnan Basin

由上可知，自北部陆架区至南部陆坡深水区，西部各层段热贡献均呈现增加的趋势，只能通过各层段热流沿计算剖面分布图(图 3和图 4)观察到地幔热流增加幅度相对较大；而东部地幔热流及其在海底热流中所占比例(q_m/q_s)逐渐增加，地壳热流q_c则表现为逐渐减小，只有当地幔热流增幅大于地壳热流减幅时才可能形成海底热流由北向南逐渐增加的整体趋势，由此反映出盆地海底热流变化主要受深部地幔高热异常的控制.对比东西部地壳热流的变化差异可知，西部海底热流控制因素更加复杂，可能还有来自浅部放射性元素生热或浅部热扰动的影响.

对于地壳深部的温度状况目前还不存在通过地表测量方式确定地壳深部温度的直接方法，但可以根据浅部测温资料用间接的方法向深部外推.本文基于一维稳态热传导方程来求取研究区地壳各层段的界面温度.计算沉积盆地浅部时，一般考虑岩石热导率和生热率不随时间和位置变化，在稳态热传导下可用下式计算:

式中q₀ 为海底热流(mW/m²)；D是计算层段厚度(km)，新生界沉积盖层A、K取1.47μW/m³、1.73 W/m·K ^{[9， 25]}；T₀ 为海底温度，当水深小于2.8km 时，水深和海底温度在对数坐标系下呈线性相关^[26].

在地壳深部(基底以下)，一般将岩层的生热率随深度减小并按指数分布来处理:

式中T_i为计算层段顶部温度(℃)；q_i为计算层段顶部热流(mW/m²)；A_i为层段顶部生热率初始值，各层段取值如上；z为计算层段深度(km).热导率方面，上地壳取花岗岩的平均热导率，2.93 W/m·K，下地壳及下地壳高速层取2.3 W/m·K^[4].

依据上述地壳分层模型，自海底向下逐层求取地壳底界温度，计算结果表明:琼东南盆地莫霍面温度集中在500~700℃(图 5)，总体上自北部坳陷向南部隆起逐渐升高.其中，低值区分布在北部坳陷、中部隆起及松南凹陷的中部，为盆地内受构造活动改造较弱区.盆地两边分别为温度高值区:西部高值区与莺歌海1号断裂相邻，其莫霍面温度值均高于700℃；东部高值区位于长昌凹陷东部，临近断裂发育的西沙海槽，莫霍面温度集中在550~700℃.

图 5

Fig. 5

图 5 琼东南盆地莫霍面温度分布图 Fig. 5 Distribution of Moho temperature in the Qiongdongnan Basin

南海北部陆缘盆地是我国重要的油气远景区，其发育可追溯至白垩纪，经过幕式张裂陆续形成了北部湾、莺歌海、琼东南、珠江口等新生代盆地，是我国最大的天然气聚集区之一.地质与地球物理研究表明，南海北缘盆地区域地壳结构较为复杂，整体上莫霍面深度由海南岛西部的30km 左右向东南变浅至13km^[27]，具有过渡壳的性质，同时存在横向变化，反映了改造陆缘地壳结构的新生代张性构造运动强度之横向变化^[28]，以上特征在琼东南盆地深部热结构研究结果中均有体现.

琼东南盆地地壳浅层热流q_c 受基底构造形态及地壳减薄程度的控制，与地壳厚度呈正相关.中央坳陷区地壳厚度最薄，其地壳热流值最低，往坳陷边缘至隆起区逐渐增加.不同位置剖面的地壳热流值自陆架区向深水陆坡区的展布存在横向差异，盆地东部剖面具有明显的减小趋势，越往西其减小趋势逐渐减弱，至最西端甚至发生反转，反映了盆地自西向东地壳减薄程度及减薄趋势的明显差异.

盆地内地幔热流值及其在海底热流中所占比例(q_m/q_s)由北向南逐渐递增，且存在空间上的不均一性.地幔热流在海底热流中所占的热贡献在57.8~87.1%，变化复杂，平均比例为76.3±7.0%，浅水区平均为68.8±5.5%，深水区平均达到80.3±3.7%，具有典型的“冷壳热幔"的岩石圈热结构特征；据张健等^[5]分析，南海北部不同盆地深部地幔热流在海底热流中所占比例不均一.其中，珠江口盆地地幔热流贡献大于75%，且由陆向洋方向递增；莺歌海盆地中部地幔热流贡献大于70% ，向NE方向递增；北部湾盆地地幔热流贡献在58%~62%之间稳定变化.各盆地地幔热流不同，是因为它们所处的地质构造环境差异，但总体上，由于各坳陷地质成因机制及其形成、演化和衰亡过程基本相似，所以深部地热状况具有相似的特点.

温度计算结果表明，琼东南盆地莫霍面温度集中在500~700℃，比张健等^[5]对南海北部大陆架盆地的计算结果稍低，可能是计算参数的选择有所差异，但整体上呈现由浅水区向深水区递增的趋势，同时在盆地中部和两边存在一个温度低值区和两个温度高值区.

前人研究^{[19， 29， 30]}提出南海北部地壳厚度总体趋势是向海域逐渐减薄，其中琼东南盆地地壳厚度起伏最为剧烈，盆地中部地壳厚度最薄(22~23km)，为上地幔隆起区.基底埋深达12km, 计算获得的沉积盖层放射性元素衰变生热大于盆地内其他区域，而图 5中莫霍面温度呈自陆架向陆坡逐渐增加的趋势，在中部深坳陷区并未出现高值，可见，地壳浅部热贡献并非控制盆地莫霍面温度分布的主要因素.

李绪宣等^[2]研究得出琼东南盆地基本形态及走向受3条NE 向断裂带控制，与盆地莫霍面温度等值线展布方向基本一致.此外，盆地东西两端存在温度高值区，其位置分别临近红河断裂带及西沙海槽.结合上述盆地内地壳厚度分布的整体趋势可知，地壳伸展减薄和深大断裂带是控制琼东南盆地莫霍面温度分布的两个主要因素，次要因素可能包括浅部放射性生热、新生代火山活动等.

研究使用地震测线、钻井资料由中海石油(中国)有限公司北京研究中心提供.