2011, Vol. 54
2. 中国科学院油气资源研究重点实验室,中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
3. 国家海洋局海底科学重点实验室,国家海洋局第二海洋研究所,杭州 310012
, ZHAO Ming-Hui1, AO Wei1, LU Chuan-Chuan2, HAO Tian-Yao2, YOU Qing-Yu2, RUAN Ai-Guo3, LI Jia-Biao3
2. Key Laboratory of Petroleum Resources Research, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Key Laboratory of Submarine Geoscience, The Second Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China
南海是西太平洋一个独特的边缘海，位于印-澳、欧亚和太平洋三大板块的交汇处，其形成演化历史一直是地学界研究的热点[1～8].南海海盆在新生代的扩张发育使得南沙地块逐渐与华南大陆分离，形成南海的北部陆缘和南部陆缘，一对共轭张裂型的大陆边缘.这里不但记录了丰富的地质演化信息，同时也发育有众多的含油气盆地，是与邻国争议十分严重的区域，因而科技部973项目“南海大陆边缘动力学及油气资源潜力”的研究具有重要的科学意义和应用价值.该项目的主要内容之一是从岩石圈结构和深部动力学的角度开展研究，拟通过构建典型剖面的二维地壳模型和区域尺度的三维岩石圈模型，对比南海南、北共轭陆缘的结构差异，进而揭示南海大陆边缘的深部动力学特征.
纵观南海已有的工作基础和深地震探测现状，可以发现地壳深部结构的探测和研究主要集中在北部陆缘[9～12]，近年进行了多次的海底地震仪(OBS)探测，取得了丰硕的研究成果[13～16].但是，在南海南部，包括西南次海盆和南沙地块的广阔海域，一直没有进行过OBS探测，深地震探测的工作和研究几乎是空白，这样不仅限制了我们对南部陆缘深部构造的了解，而且使我们难以开展南北对比的研究工作.因此，项目组经过充分的商讨和论证，决定在南海南部布设3条OBS测线(图 1)，开展以船载大容量气枪阵为激发震源，海底地震仪(OBS)为接收台站的广角反射与折射深地震探测.2009年4～6月，项目组实施了OBS探测航次，完成OBS973-1和OBS973-2两条测线，但由于天气和仪器原因，OBS973-3 测线的数据丢失严重，为此2011 年3～4 月间进行了OBS补充航次，最终完成了全部设计测线，为南海南北共轭陆缘的地壳结构和张裂体系的研究提供了重要的基础数据[17].本文主要介绍从西南次海盆南侧陆缘到南沙地块中部的OBS973-1测线的初步结果，其他两条测线的初步结果分别在本专辑的另外两篇论文中介绍[18， 19].
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图 1 南海南部OBS测线和站位分布图 Fig. 1 Location map of the OBS survey lines and stations in southern South China Sea |
西南次海盆位于西沙-中沙地块和南沙地块之间(图 1)，主体水深略大于4000m，是一个NE 向开口的三角形深海盆地，开口在115°E附近与中央次海盆相连，两个次海盆间以南北向转换断层(中南断裂)为边界，中南断裂两侧的地质与地球物理特征存在明显差异[20， 21].西南次海盆中部沿NE-SW 方向发育有一条古扩张中心，在海底地形和浅层沉积上具有分段性，东北段表现为火山海脊，中间段表现为中央裂谷，西南段为沉积凹陷，从辨认出来的磁条带(图 1)推测扩张时代为23～17 Ma[22].但由于海盆窄，磁条带数量少，海盆区没有钻孔资料，沉积层年龄难以确定，因而西南次海盆的扩张时间仍然存在分歧[23， 24].
南沙地块位于南海的南部，水深大多小于2000m，呈NE-SW 向的长形块体，其北面和西北面是南海中央次海盆和西南次海盆，东面与菲律宾巴拉岛相接，南面是南沙海槽和加里曼丹岛，西南面是巽它陆架.在新生代，南沙地块随着海盆的扩张形成，逐渐与华南大陆裂解分离并向南漂移到现今位置，其西北边缘是南海共轭陆缘之一，东南边缘则是古南海的俯冲消减带，目前只遗留下南沙海槽的痕迹.南沙地块内部海底地形复杂，岛礁分布密集，主要由西部的永暑礁、中部的太平岛及东部的礼乐滩组成.30多年来我国在南沙海区进行过大量的地质地球物理调查，发现了众多的含油气盆地及NE 和NW 向两组主要断裂构造[25～27]，但这些调查大多是针对浅部构造和盆地地层结构，对深部地壳的探测和研究很少.
OBS973-1测线呈NW-SE 向，从西南次海盆中部开始，跨过扩张脊和南侧陆缘，向东南延伸到南沙地块内部，是研究南海南部陆缘地壳结构的理想位置.在这里西南次海盆拉张不宽，较易找到与北部陆缘对应的共轭点，与OBS973-3 测线容易进行对比研究，再往东可与OBS973-2 测线开展南沙地块内部的对比分析.
3 数据采集和初步处理海上作业由中国科学院南海海洋研究所“实验2号”地球物理调查船实施，测线长450km，按20km间隔共投放了20台仪器(OBS21-40)，其中15台是由国家海洋局第二海洋研究所提供的德国进口仪器，5 台是由中国科学院地质与地球物理研究所提供的自主研制仪器，最终回收19台OBS，丢失1台(OBS23)，另有一台仪器没有记录(OBS30).激发震源则使用船上的气枪系统，4 支美国进口的大容量气枪，总容量6000in3 (约100 L)，工作压力11～12 MPa，每2min激发一次，航速约5节，炮间距约300m，放炮期间投放近海面记录电缆，同步进行单道反射地震记录.
OBS 在投放前后都与GPS 对钟并测量钟漂，气枪激发时间也由专门GPS 时钟记录，两者时间误差小于10 ms，炮点位置由Hypack导航系统记录.数据的初步处理包括：①导航炮点数据处理，提取准确的炮点位置和放炮时间信息；② 单道地震数据处理，将炮点位置输入到道头数据，绘出时间距离剖面，标出OBS位置，拾取海底和沉积基底面的双程到时，求取OBS站位的水深数据；③ 数据格式转换，将OBS 记录的原始数据格式转换成通用的SAC 格式，根据炮点时间和偏移距对连续记录的地震数据进行裁截转换成SEGY 格式；④OBS时间和位置校正，根据GPS对钟获得的钟漂信息进行时间校正，用水深数据和直达水波校对到时数据，并校正OBS的着底位置；⑤ 震相识别和震相拾取，选用合适的滤波参数，以提高一些弱地震相的信噪比，利用单道地震剖面建立初始模型，并通过射线追踪和走时试算，进一步确定不同类型的地震相和波组特征，最后使用Zplot软件拾取震相到时.
沿测线同步采集的单道地震剖面(图 2)提供了较为准确的水深数据和沉积基底面的起伏情况，不但为OBS数据校对提供了依据，也为初始模型的建立提供了很好的浅部约束.该剖面清晰地反映出三段不同的地貌构造单元，测线北段(0～230km)海底面平坦，水深4200m 左右，局部有小海山出露海底，海底面以下发育有1000～2000 m 的沉积层，基底面起伏较大.西南次海盆的古扩张中心位于测线60～100km 的位置，可见到两个小海山中间有一个较深的裂谷盆地，如果去除表层沉积物，其海底地貌形态与现今大洋的中央裂谷型扩张中心相似.测线的中段(230～300km)属陆缘斜坡，水深从4000多米很快减小到1000 m 以下，陆坡脚发育有较厚的沉积层，陆坡上也有几百米到1000 多米厚的沉积物，陆坡顶部有较高的海山.测线的南段属陆块岛礁区，水深1800～2500m，海山和岛礁发育，是南沙地块的典型海底地貌特征.
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图 2 与OBS探测N步采集的单边反射地琛剖面(竖线表示OBS在剖而中的位置) Fig. 2 The single channel seismic profile simultaneously collected with ihc OBS survey (the vertical lines indicate the OBS positions in the profile) |
沿测线18个台站的数据质量良好，深部震相清晰，大部份OBS 记录剖面可以识别出Pg、PmP 和Pn震相，最远震相可以追踪到140km 以外，个别台站可以识别出中地壳界面反射PcP 震相和浅部沉积层折射Pl震相.现以OBS27、OBS36和OBS40的记录剖面为例，分析各地震相及其时距曲线的特点，并通过射线追踪说明计算模型和实测到时之间的关系.
OBS27位于测线北段中部西南次海盆的深海平原上，图 3显示了该台站以折合速度8.0km/s绘出的地震剖面图，OBS台站位于中间偏移距为0的地方，每一炮的数据按炮点到台站的距离(偏移距)绘出，在台站左边即台站北边炮点的偏移距设为负值.地震剖面图可清晰看到Pg和Pn 震相，在台站右边，Pg出现在6～25km 之间，视速度约6.0km/s，Pn则可见于26～60km 范围，视速度达8.0km/s以上.在台站左边，Pg位于-12～-20km，视速度只有5.0km/s，Pn位于-30～-75km 之间，视速度8.0km/s，最远十几公里视速度偏低(6.5km/s)，可能是受沉积层变厚的影响.PmP 震相在这里不很明显，可能在右边25km 处和左边-20～-30km 之间出现.PcP 震相也不很清楚，估计在右边10～20km和左边-12km 附近有出现.在左边-7～-12km 之间有一个视速度仅为3.2km/s的震相，推测是沉积层内的折射波Pl震相.
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图 3 OBS973-1测线27号台站地震记录剖面图和震相识别(数椐经5~l5Hz带通滤波处理) Fig. 3 The seismic record section and seismic phase identifications of OBS27 on the line OBS973-1 (data were 5-15Hz bandpass filtered) |
震相的确认有时还要借助于速度模型的建立和走时试算，图 4a显示了OBS27 站位下方的速度结构模型和射线追踪路径，为了图示的方便将震源和接收点互换，即把OBS 看作震源点，并把炮点看作接收点.可以看到，直达水波是从OBS 出发向上经过海水层到达海面，Pg震相从OBS出发，向下经过浅部沉积层，在上地壳或下地壳内折射返回到海面，PcP震相是地震波向下碰到中地壳界面反射回到海面，PmP 震相是再往下碰到莫霍面的反射波，而Pn波则是向下穿过莫霍面，沿莫霍面底部滑行的折射波，另外，台站左侧还有Pl震相的路径，是浅部沉积层内的折射波.图 4b对比了从地震剖面图上拾取的实测走时和从速度模型计算出来的理论到时，可以看到，两者对应得较好，说明震相识别正确，速度模型合理可靠.
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图 4 OBS27台站的计算模型、射线追踪(a)和走时拟合(b) (a)中的虚线为上下地壳的分界面；(b)中的空心点是理论到时，实心点是实测到时，颜色代表不同震相 Fig. 4 The calculation model,ray-tracing (a)andtravel-time fits(b)ofOBS27 The dotted line in (a)represents the boundary between the upper and lower crust.The hollow points in (b)indicate calculated arrival times, and the solid points the observed arrival times, with the colors for different seismic phases |
OBS36位于测线南段的中部，南沙地块内部，图 5是该台站的地震剖面图，两边都是从偏移距5km开始可以看到清晰的Pg震相，右半支一直追踪到偏移距60km 与PmP 会合，震相的斜率反映的视速度约5.7km/s，在偏移距20km 处震相走时突然变快，是因为海山附近水深特别浅的原因.左半支Pg震相可追踪到偏移距近-90km，视速度约5.3km/s，较慢的视速度与陆坡区水深逐渐加大有关，在偏移距-30～ -40km 之间Pg 震相到时较慢，与地震波穿过较厚的沉积层有关.PmP 震相从偏移距-20～-30km 处开始出现，先是作为后至波，由于视速度较大，逐渐超过Pg震相成为初至波.在剖面的右半支PmP从30多公里追踪到90km，在60km处成为初至波，而在左半支PmP出现在偏移距约-20～-120km 之间，在大于-80km 处开始成为初至波，在-100～-120km 之间可能还有到时更快的Pn 震相.地震剖面图中没有观察到PcP 震相的出现.
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图 5 OBS973-1测线36号台站地震记录剖面图和震相识别(数椐经5~l5Hz带通滤波处理) Fig. 5 The seismic record section and seismic phase identifications of OBS 36 on the line OB S973-1(data were 5 5Hz bandpass filtered) |
OBS40是测线最南端的台站，其地震剖面上左半支很发育，可见清晰的Pg、PcP、PmP 等震相，最远可追踪到100km 以外，但右半支因测线结束而只有很短一段.图 6是载取放大的一段地震剖面图，可见PcP震相位于偏移距-18～-25km 之间，折合到时约为4.2s，另外能见到的明显震相是Pg和PmP.
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图 6 OBS973-1测线40号台站地震记录剖面图和震相识别(部分放大) Fig. 6 The seismic record section and seismic phase identifications of OBS40 on the line OBS973-1(partial enlarge) |
图 7a显示了OBS36下的速度结构模型及射线追踪路径，在这里Pg和PmP 震相比较发育，Pg震相能较好地反映地壳内部的速度结构特征，而PmP震相可以很好地控制莫霍面的埋深和形状，以及莫震面上部的速度分布.图 7b显示了这几个震相的实测和理论到时对应得较好，只是近偏移距的一小段Pg和左边远偏移距的Pn震相没有追踪出来.图 8是OBS40相应的射线追踪、震相走时以及实测到时和理论到时的对比，可以看到，PcP震相对中地壳界面有很好的约束.
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图 7 OBS36台站的计算模型、射线追踪(a)和走时拟合(b)，相关说明同图 4 Fig. 7 The calculation model, ray-tracing (a) and travel-time fits (b) of OBS36 with similar layout as Fig. 4 |
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图 8 OBS40台站的计算模型、射线追踪(a)和走时拟合(b).相关说明同图 4 Fig. 8 The calculation model, ray-tracing (a) and travel-time fits (b) of OBS40 with similar layout as Fig. 4 |
综合分析全部18个台站的震相特征，可以分为两类台站，一类是位于海盆区的OBS21到OBS27，震相特征与图 3 相似，震相以Pg和Pn 为主，最远可追踪到偏移距40～80km，PmP 不发育，有时可见到PcP，这可能与深盆洋壳区地壳厚度较薄有关.另一类是位于陆块区的OBS33到OBS39，震相特征与图 5相似，可见比较发育的Pg和PmP震相，震相可追踪到偏移距100km 以上，台站左右两支基本对称，Pn 震相较少出现.例外的是OBS34 和OBS40，前者的震相只有Pg，最远只到偏移距20km，可能与OBS 接收条件不好有关，后者是测线最后一个台站，地震剖面图基本只有左半支.OBS28到OBS32 的震相特征则介于上述两类之间，左右两支不对称，其右半支较发育，与陆块区的OBS震相特征相似，左半支可追踪的距离较短，与海盆区的OBS震相特征相同.
5 走时拟合和模型结果参考同步采集的单道地震剖面、测线附近的多道地震剖面、区域地质地球物理资料，以及OBS 数据本身的震相特征建立初始模型，利用RayInvr软件[28]进行二维射线追踪和理论走时计算.利用正演模拟方法拟合实测走时和理论走时，即通过不断调整初始模型，观察实测和理论走时的拟合程度，遵循一个从单台到多台，从近到远、由浅入深、由简单到复杂的渐进过程，最终获得一个沿测线分布、可以拟合全部台站的最佳二维地壳结构模型.
最终得到的结构模型(图 9)可分为5 层，最上面一层是海水层，速度1.5km/s；第2层是沉积层，速度从2.5km/s向下增加到4.0km/s，局部位置增加到4.5km/s；第3层是上地壳层，速度从4.5～5.5km/s到6.3km/s；第4层是下地壳层，速度从6.4～6.5km/s到6.8～6.9km/s；第5层是上地幔顶部，速度从8.0～8.1km/s增加到30km深度的8.2km/s.该模型的海底面(界面2)来自同步采集的单道地震剖面(图 2)的海底反射，并且与每个OBS的近偏移距直达水波吻合，有很大的确定性，因而在模拟过程中作为已知条件保持不变.沉积基底面(界面3)主要也参考了单道地震剖面，同时也参考了邻近的NH973-1多道地震剖面[29]，但是，单道地震剖面的沉积基底面不是很清晰，多道地震剖面与OBS测线有数公里的位置偏差，再加上双程走时转换成界面深度时也有误差和多解性，因而初始模型的界面3在模拟过程中进行了局部调整，主要依据是OBS数据Pg震相在近偏移距的到时.界面4是上下地壳的分界面，是一个较弱的速度不间断面，界面上下速度差只有0.1～0.2km/s，剖面中只在局部地段出现.这个界面在陆壳区称为康氏面，在洋壳区可能是层2和层3 的分界面.界面5 是地壳的底界即莫霍面，其深度和形态主要是根据OBS数据的PmP和Pn震相来确定.
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图 9 OBS973-1测线的最终模型和地壳速度结构 Fig. 9 The final model and the crustal velocity structure of the line OBS973-1 |
最终模型的射线追踪和走时拟合以OBS27(图 4)、OBS36(图 7)和OBS40(图 8)为例，可以看到大部份走时拟合得很好，一般相差小于0.3s，为了清晰易看，这些图中只显示了单个台站震相和路径，实际所有台站的震相都用来计算模拟，同一个模型要同时拟合所有的震相.沿测线台站间隔约20km，而Pg、PmP和Pn等深部震相可以追踪几十到上百公里，从射线密度分布(图 10)可以看到模型中大部分区域有10～20次的射线覆盖，有些区域射线覆盖达到40次以上，因而模型结果有较好的约束和分辨率.
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图 10 OBS973-1剖面的射线密度分布图(统计网格:2km×0.25 km) Fig. 10 The ray density and distribution of the profile OBS973-1 (calculation grid: 2 km×0. 25 km) |
OBS973-1测线的地壳结构模型可分为特征明显不同的两段(图 9)，在水平方向0～230km 之间是典型的洋壳型结构，莫霍面埋深只有11km，水深4000多米，沉积层1000～3000 m，因而玄武岩地壳的厚度只有5～6km，这段的海底面虽然很平，但基底面却起伏较大，沉积物厚度变化快，在60～100km位置处的沉积物最厚，达到3000多米，说明西南次海盆扩张时有个中央裂谷存在，扩张过程的不稳定性引起洋壳基底的高低不平.在测线230～450km 之间则表现为另外一种地壳结构类型，莫霍面埋深从洋壳区的11km 迅速增加，在320km 位置处增加到最大24km，再往南莫霍面又抬升至16km埋深.除去水深和沉积层，结晶地壳的厚度达到20km，是减薄型陆壳的结构特征，下地壳P波速度6.4～6.5km/s到6.8～6.9km/s，没有看到下地壳高速层(HVL)的存在，莫霍面速度反差大，反映张裂过程中没有大规模的地幔底侵.上地壳与下地壳厚度相似，拉薄程度相当，可能是以纯剪模式的拉张减薄为主.浅部海山岛礁发育，海底崎岖，海山附近的沉积层较薄，但也有几百米的厚度，海山之间的低洼带沉积层较厚，可达2000多米，在洋壳和陆壳交界处(230km)沉积层最厚，达到3000多米，底部速度值较高，可能有中生代地层的存在[30].
南海南部以前没有进行过OBS深地震探测，地壳深部结构的信息主要从重力资料获得，苏达权等[31]根据数万公里的地球物理实测资料计算和编绘了南海莫霍面埋深图，得到西南次海盆测线附近的莫霍面埋深为10km，在南沙地块太平岛附近是22～24km，与OBS探测和模拟的结果相似.Braiterberg等[32]利用卫星重力资料计算了南海的莫霍面深度，得到在测线海盆区为8～9km，在测线陆块区为18～20km，与OBS 结果比略为偏小.夏少红等[33]利用水深、磁力和重力资料探讨了南北共轭陆缘的地壳结构及类型特征.
位于南沙地块东侧的OBS973-2测线也获得了从中央海盆到礼乐滩附近的地壳结构剖面[18]，在海盆区莫霍面埋深8～12km，略有起伏，测线北端靠近中央海盆中部地壳最薄，往南在陆坡区莫霍面埋深也迅速增加，在礼乐滩下方达到23km，下地壳没有出现高速体，上下地壳层基本对称，地壳结构特征与本文测线相似，说明南沙地块的东部和中部的构造性质相同.
新采集的OBS973-3最近也获得了初步成果[19]，在西南次海盆的北部陆坡区选择了8 个OBS 台站进行分析模拟，结果表明中地壳界面和莫霍面都有较大的起伏，上地壳厚度基本保不变，但下地壳厚度变化较大，反映了上下地壳流变性质和拉张机制的不同.莫霍面埋深总体在20km 左右，从海盆区到陆块区的洋陆过渡带很宽阔，与南部陆缘莫霍面埋深迅速增加的特点不同，但下地壳不存在高速体的特点则与南部陆缘相同，因而推测西南次海盆南北陆缘可能是一对非火山型不对称拉张的共轭大陆边缘.
7 结 论通过18台OBS数据的分析模拟在南海南部获得了一条新的地壳结构剖面，对该剖面的解释和研究得到以下几点认识：
(1) OBS973-1测线剖面分为两段，北段为典型的洋壳结构特征，南段为拉薄型的陆壳特点，两段之间迅速过渡.
(2) 陆块区下地壳没有发现明显的高速层，莫霍面上下的速度反差大，说明地壳下部岩浆底侵不发育，上下地壳的厚度和变化趋势相似，拉薄程度相当，可能是以纯剪模式的拉张减薄为主.
(3) OBS973-1测线剖面与南沙地块东部的OBS973-2测线剖面对比，两者的结构模型特征很相似，说明南沙地块的东部和中部的构造性质相同.
(4) OBS973-1测线剖面与西南次海盆北部陆缘的OBS973-3 测线剖面对比，虽然都没有下地壳高速体的存在，但两者的结构模型特点还是有较大的不同，可能反映了南北陆缘是一对非火山型的不对称拉张的共轭大陆边缘.
致谢感谢承担航次工作的“实验2号”全体船员及参加出海的王平、吴振利等，两位审稿专家提出了宝贵的修改建议.文中部分图件使用了GMT 绘图软件[34].
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