大陆岩石圈如何伸展、变薄并最终破裂形成被动大陆边缘和洋盆是当今地球科学研究中前沿问题，而长期以来被动大陆边缘一直是研究岩石圈伸展变形和机制的重要地区.自从McKenzie^[1]提出一维伸展盆地模型以来，大陆裂谷盆地的动力学研究取得了巨大的进展.McKenzie模式探讨了岩石圈拉伸、减薄、盆地沉降、软流层上隆以及相应的热历史之间的定量关系，其最主要的贡献是将盆地的沉降区分出断层控制的同裂陷期沉降（Synrift）和热作用控制的裂后期（Postrift）沉降.同裂陷期沉降是瞬时性的，而裂后期的沉降主要受岩石圈热收缩作用以及沉积负载作用的控制，其沉降速率随时间呈幂指数率减小^[1-2].McKenzie模式实际是一个深度统一的均匀拉伸模型，描述的是岩石圈伸展的一级响应结果，揭示了岩石圈裂陷作用所导致的盆地沉降的普遍特征.近十多年来，对世界上许多地区典型的大陆裂谷盆地的研究已经证实^[3]，通过上地壳断层位移计算的伸展量与通过McKenzie模型计算的整个岩石圈的伸展量一致，因而，McKenzie模式以及以McKenzie模式为基础而衍生出来的各类岩石圈伸展模式^[2]在研究大陆裂谷盆地动力学方面得到了广泛的应用.

然而，在被动大陆边缘，尤其是富含大型深水油气藏和天然气水合物的洋陆转换带，McKenzie模式的应用遇到极大的挑战.一般认为，被动大陆边缘是大陆岩石圈遭受了极大的拉伸和薄化作用，最终导致了海底扩张作用的情形下而形成.Driscoll和Karner（1999）^[3]通过计算上地壳断裂作用伸展、地壳减薄系数和以裂后阶段的热沉降计算整个岩石圈的伸展得出，在澳大利亚西北被动大陆边缘洋陆转换带附近或者洋脊扩张的末端，上地壳与整个岩石圈的拉伸减薄系数的差异性逐渐变大，显示出在洋陆转换带这个特殊的岩石圈构造带及其附近，岩石圈的拉伸并非McKenzie模式所预示的均一伸展，而在很大程度上显示出与深度密切相关的关系.同样对位于大西洋被动大陆边缘的挪威裂谷边缘^[4]、英格兰西南的深水区和伊比利亚半岛西海岸^[5-7]以及中国南海珠江口盆地^{[5, 8]}和万安盆地^[9]的调查研究也得出类似的结果.

与经典的大西洋被动大陆边缘相比，我国南海洋盆规模较小，并且洋盆扩张史较年轻，因此，南海具有深海研究的一系列优越性，为我国深海研究争取突破性成果提供了最佳前景^[10-11].处于南海北部沉积盆地数量多且规模大（如图 1），如琼东南和珠江口盆地，这些盆地的演化过程保存了与南海张裂和漂移的众多信息，并且这些沉积盆地地质和地球物理资料覆盖率相比南海其它盆地群是最为全面的，因此开展对南海北部洋陆转换带盆地研究提供了资料保障，对深入研究南海沉积盆地的发育动力学机制具有重要作用.本次研究详细追踪了近年来世界洋陆转换带盆地的研究进展，在分析了我国南海北部洋陆转换带盆地的地质和地球物理特征的基础上，选取南海北部研究较为薄弱的琼东南和珠江口盆地的中间地带，采取二维挠曲悬臂梁模式和挠曲回剥的计算方法，定量分析了洋陆转换带盆地不同深度的拉伸程度，并探讨了南海北部洋陆转换带盆地形成的动力学机制.

图 1

Fig. 1

图 1 南海区域构造格架和新生代沉积盆地分布 图中沉积盆地格架据龚再升等（1997）[12]，A、B和C表示为横跨洋陆转换带沉积盆地的地震测线.虚线为现在已存在的OBS测线位置. Fig. 1 Map showing tectonics and basins in the South China Sea Patterns of basins are from Gong et al. (1997) [12]. A, B, andC are seismic survey lines crossing the ocean-continent transition zone. Dashed line denotes previous OBS survey line.

一般认为洋陆转换带（Ocean-Continent Transition zone，简写为OCT）是指具有明显减薄的陆壳到洋壳开始出现的区域，该概念首先是由20世纪80年代ODP103和104次航次分别在位于葡萄牙大陆边缘的GaliciaBank和挪威大陆边缘的Vøring盆地钻探后，在GaliciaBank发现大量火山岩的存在^[13]，而在Vøring发现大量剥露地幔岩^[13]，该研究与McKenzie经典大陆边缘模型中描述的大陆与大洋地壳直接镶嵌链接在一起不一致，人们于是意识到在大洋地壳和大陆地壳之间，存在一个过渡性的地壳.随后，洋陆转换带在世界众多被动大陆边缘大量被揭示出，如Newfoundland^[14-15]，Iberia^[16-17]，Labrador Sea^[18]和南大西洋^[19].但现有研究共识主要体现在，在地球物理方面，洋陆转换带被揭示为低振幅、非连续的磁异常，广角地震采集方法获得的地壳P波速度结构与大洋或大陆地壳结构明显不同，一般认为速度从基底5.0km/s增加到5km处8.0km/s，并且速度在Moho面没有明显的增加或者变化，科学家们将这归结于洋壳形成过程中剥露地幔岩石的蛇纹岩化^[20-21]，同时，洋陆转换带在平面上一般在50~200km宽的范围，且有明显的横波速度结构、密度和磁性变化^[20]，同时，对洋陆转换带盆地进行的动力学方面研究表明，该处盆地岩石圈的变形随深度呈现差异变形的特征^[3-5]，如，在研究较为详细的Iberia大陆边缘洋陆转换带盆地，获得的地震资料揭示该地区洋陆转换带约170km宽，过渡带磁异常和少量岩浆的侵入特征明显，而且还发育大量剥露地幔岩，洋陆转换带深部Moho面地震反射信号较弱或者缺失^[23]，盆地的岩石圈不同深度拉伸系数呈现显著的差异，上地壳拉伸系数比整个岩石圈的小很多^[7].

有关南海洋陆转换带的研究，近年来研究成果相继出现在各类学术期刊，如Trung等（2004）^[24]通过南海大量自由空间重力资料和海底地貌数据，认为洋陆转换带以自由空间异常变化梯度最快的地方为特征；Franke等（2011）^[25]以多道地震数据为基础，并参考了重力、磁力和地形数据，研究了南海东南缘的OCT，划分了两种类型的OCT，一种是以具有外缘隆起，并具有陡直的现今海底地形，另一种类型以具有铲式正断层的旋转的断块为特征，并向深部与基底滑脱断层收拢合并，且现今海底地形地貌平缓，而且他们根据南海东南部最新获得的重力数据进行了二维重力模型反演，表明在西北巴拉望滨海区具有减薄强烈的地壳；与丁巍伟等（2011）^[26]通过计算获得的南海东南部全地壳和上地壳伸展因子结果一致，表明南海南部陆缘的拉张在纵向上并非是均一的，而是取决于地壳不同深度变形.Wang等（2006）^[27]通过对获得的南海东北部OBS地震资料研究后，认为洋陆转换带由于陆壳的拉伸减薄导致在下地壳存在异常高速体，该高速度体是由于上地幔的蛇纹岩化或岩浆岩的部分熔融导致的，其次，他们指出南海东北部洋陆转换带以下陆坡为界到明显有洋壳出露的海盆的范围内；Yan等（2001）^[28]使用采集的OBS数据和火山资料，厘定了南海北部洋陆转换带开始界限为下陆坡，因为在这个部位地壳厚度急剧减薄，其资料显示地壳厚度从22km减薄到8km，并且估算了洋陆转换带范围大约100km；Nissen等（1995）^[29]通过研究ESP（Expanding Spread Profiles）长排列地震资料数据，发现南海北部下地壳存在异常高速体，从南海东部到西沙海槽厚度逐渐减小，认为下地壳高速体的出现是洋陆转换带出现的标志.因此，结合研究区的地质、地球物理等资料以及海底地貌特征，琼东南盆地，包括其东部的珠江口盆地、台西南盆地，笔者认为洋陆转换带应以地形地貌上为陆架坡折的地区开始，至具有洋壳出露的地方结束为洋陆转换带的范围，这些地方的地质和地球物理特征与大西洋北部洋陆转换带特征较为一致^{[5, 20]}，如，在南海北部陆架坡折地区是地球物理资料梯度带变化最快的部位，如地幔迅速隆升，Moho界面迅速从陆架区域30km减小到陆坡区域20km，地壳明显减薄，重力梯度从负值急速变为正值^[30-31]，而前人认为应以高速异常体为识别标志，作者认为高速异常体不能作为洋陆转换带识别的标志，目前仅在珠江口盆地东部地区揭示到高速异常体，而其它地方并未揭示，同时世界公认的洋陆转换带地区也并未全都具有高速异常体特征，如，处于洋陆转换带的西班牙Valencia海槽^[32]、Goban Spur margin^{[22, 33]}和East Newfoundland边缘海^[14].因此，南海北部珠江口盆地和琼东南盆地下陆坡深水区都应归于洋陆转换带范围之内.下面将重点从洋陆转换带盆地动力学计算方面分析南海北部洋陆转换带盆地是否具有公认的洋陆转换带盆地岩石圈随深度差异变形的特征.

近年来，通过对比陆内裂谷盆地和大陆边缘洋陆转换带盆地上地壳、整个地壳和整个岩石圈变形特征^{[5, 7, 34]}，表明陆内裂谷主要以纯剪切拉伸，与通过McKenzie模型计算的结果一致，而洋陆转换带盆地被揭示为岩石圈随深度拉伸系数增大的减薄过程，如图 2a，陆内裂谷上地壳薄化因子约在0~0.3之间，与洋陆转换带盆地的差不多，而陆内裂谷的整个岩石圈的薄化因子也在0~0.3之间，与其上地壳薄化因子相同，但比洋陆转换带盆地岩石圈的薄化因子0.5~0.95要小.另外，通过收集和对比目前世界洋陆转换带盆地上地壳和整个地壳拉伸系数，如图 2b，可以得出洋陆转换带盆地上地壳拉伸量比整个地壳拉伸量小很多.

图 2

Fig. 2

图 2 世界不同地区和不同类型沉积盆地拉伸量、拉伸系数或薄化因子统计 数据来源:陆内裂谷盆地和洋陆转换带盆地上地壳、整个岩石圈薄化因子比较据Kusznir等(2007)[7]; Goban Spur, Galicia, Vøring和珠江口盆地据Davis等(2004)[5]; 万安盆地据Kusznir等(2007)[7]; the Exmouth Plateau据Driscoll和Karner(1999)[3]; South Vulcan Basin据Baxter等[35]. Fig. 2 Extension amounts, coefficients or thinning factors from basins over the world

图 3

Fig. 3

图 3 南海北部二维长电缆深反射地震剖面及其解释（测线位置见图 1） Fig. 3 Long 2D deep seismic reflection profile in the South China Sea (location is shownin Fig. 1)

目前，有关岩石圈变形的动力学模型主要有Wernicke模型^[36]、挠曲旋转模型^[37]、McKenzie模型^[1]和弹性梁模型^[38].本次研究对新采集的二维长电缆深反射地震剖面所揭示的洋陆转换带盆地伸展变形特征进行研究，定量计算上地壳、地壳和整个岩石圈拉伸系数.前人对珠江口盆地^{[8, 39]}和琼东南盆地西部^[40-41]进行了地壳或岩石圈尺度的变形研究，而位于珠江口盆地和琼东南盆地过渡地带，即南海西北洋盆扩张脊走向延伸方向地区，对其动力学研究稍显不足，因此，本次研究对该特殊构造位置开展研究，并结合前人^{[8, 41-43]}对南海北部洋陆转换带盆地研究成果，力图从整体上认识南海北部洋陆转换带盆地发育的动力学机制.本次研究中采用的二维长电缆深反射地震剖面A（位置见图 1），剖面横跨南海西北部的陆架浅水区至东南深水区.研究区盆地演化特征雷超等（2011）^[40]进行了较为详细的描述，盆地从下往上发育断陷、断坳、裂后热沉降和裂后加速沉降四个地层序列，其中裂陷阶段为50~23 Ma，裂后阶段为23 Ma直至现今.

通常情况下，上地壳的脆性变形主要体现在断块沿断面滑移和断块的旋转两个方面，但Westaway和Kusznir（1993）^[43]通过数次研究认为相对于断块旋转外，断层更容易产生垂向上的变形，因此，本次研究忽略了断块旋转，可通过调整断层的初始倾角θ从25°到70°范围来弥补这种误差^[44].

减薄因子ε和拉伸因子β之间的关系方程^[1]为，此时上地壳拉伸量E=∫εdx=，其中x为距离模型参考点的长度，本次研究设置x=0位于区域剖面靠近陆架一端.为简化模型，上地壳的拉伸因子β可用正弦方程β=1+Csin²（πx/W）表示，其中1+C是最大伸展因子，W是拉伸前岩石圈长度.而上地壳由于断裂作用形成的伸展量E由深部岩石圈的纯剪切作用所平衡，所以，当W≫E时，可得C=2E/（W-E），所以总的伸展因子β_t（x）是每个断层伸展因子β的乘积，即β_t（x）=β₁（x）β₂（x）β₃（x）…β_n（x）.

洋陆转换带盆地地壳厚度是地壳的拉张和减薄的结果.模型中设置地壳厚度（t₀）为32km，此参数参考金文山等（1997）^[45]，而现今的地壳厚度t_c可以通过重力资料计算获得莫霍面数据，本文中采用的现今地壳厚度主要参考了陈洁等（2010）^[46]资料，同时也参考了南海北部的OBS数据资料，尤其本次研究深反射地震剖面周围的数据应用公式β=t₀/t_c，计算整个地壳的拉伸系数，然后应用该方法，计算了剖面A整个地壳的从NW至SE的拉伸系数β变化情况（图 4），在研究剖面NW方向，β值较小，为1.5，进入下陆坡区后（即OCB位置靠近洋壳一侧），β值逐渐增大，在盆地深水区拉伸系数最大值可达3.7，向南部隆起区，β值逐渐变小，最后逐渐稳定在β为1.8左右.

图 4

Fig. 4

图 4 基于挠曲悬臂模型和挠曲回剥方法计算南海北部过洋陆转换带盆地的地质剖面A (a)裂陷阶段剖面; (b)裂陷阶段的拉伸系数β剖面; (c)挠曲回剥反演恢复的现今剖面形态; (d)反演到裂后热沉降阶段初始时期的剖面形态; (e)裂后热沉降阶段的岩石圈拉伸系数β剖面. Fig. 4 Geological profile A and extension coefficient profiles deprived from calculation using the flexural cantilever model and flexural decompaction (a) Geological morphology at the end of ritt stage; (b) Extension coefficient profile at rift stage; (c) Current morphology simulated by flexural cantilever model and flexural decompaction; (d) Geological profile at beginning of post-ritt stage calculated by flexural cantilever model and flexural decompaction; (e) Extension coefficient profile of lithosphere at post-ritt thermal subsidence stage.

大陆边缘盆地是巨量沉积物堆积的主要场所，沉积物的加载将使具有刚性的岩石圈挠曲变形，因此，计算岩石圈的拉伸系数需在去压实地层厚度的基础上采用挠曲均衡和回剥的方法^{[2, 44]}，沉积物作为加载量L（x）是随着横坐标x变化的，而纵坐标挠曲均衡偏移量w（x）是由加载量L（x）控制的差分方程：），其中ρm为岩石圈底部地幔密度，ρ_i为沉积盆地充填物密度，g为重力加速度，D为岩石圈挠曲强度，其中Y为杨氏模量，ν为泊松比，T_e为岩石圈有效弹性厚度.同时，垂向偏移量w（x）可用加载量L（x）和挠曲均衡响应方程R（x）表示，即w（x）=，其中R（k）=1/[（ρ_m-ρ_i）g+Dk⁴]，k为波数；与此同时，还需对下伏地层进行去压实校正，采用的方法为孔隙度-深度关系^[47]，ϕ=ϕ₀e^-cy，其中ϕ是深度为y时的孔隙度，ϕ₀为地表孔隙度，c为压实系数.因此，地层顶底深度分别为y₁和y₂，其限定的地层厚度为H=

通过以上控制方程，对剖面进行二维挠曲回剥和去压实校正等实验过程，分别获取了剖面A整个岩石圈的拉伸系数（图 4e）.为了使模拟的结果与实际地质情况相吻合，研究过程中进行了岩石圈有效弹性厚度T_e和模型的热控制β值的灵敏度测试，经过反复的验证，T_e=3km是与地质比较吻合的取值，该关键值与前人^{[8, 42]}采用的T_e参数一致，而β值则将模拟现今剖面结果（图 4c）逐层回剥到裂后热沉降阶段初期23 Ma，在此过程需详细观测回剥到23 Ma时，反演获得的古水深深度是否与通过盆地基于钻井和岩芯获得的沉积环境相一致，通过计算剖面不同位置的拉伸系数β，最终确定了与裂后热沉降初期阶段实际地质情况相吻合的盆地形态（图 4d），最终获得整个岩石圈的拉伸系数β剖面（图 4e）.

综合以上计算结果以及区域重力、OBS资料，分别建立了剖面A整个岩石圈范围内的深度剖面（图 5a）以及相应的上地壳、整个地壳和整个岩石圈的拉伸系数随剖面走向的变化的剖面（图 5b）.整个地壳的厚度从南海西北次海盆扩张脊走向延伸方向两侧的隆起区向盆地中央的沉降区逐渐变小，相应的地幔隆起区与盆地沉降区形成很好的镜像关系（图 5a）.而对上地壳拉伸系数β计算结果表明，如图 4b，上地壳拉伸程度相对较小，在整个剖面揭示的盆地范围内没有较大变化，而从盆地两端的隆起区向盆地下陆坡深水区，整个地壳和整个岩石圈的拉伸系数计算结果表明逐渐增大，并且在剖面A中央地带达到了最大，其拉伸系数β的数值范围也远大于上地壳，表明处于洋盆扩张方向延伸方向的洋陆转换带盆地从盆地的边缘向盆地的下陆坡靠近洋盆一侧，整个地壳和整个岩石圈的拉伸变形规模逐渐增大，这与处于洋壳出露一侧的珠江口盆地不同，其岩石圈拉伸系数从陆架区到深水区是逐渐增大的^[8].

图 5

Fig. 5

图 5 南海北部过洋陆转换带剖面A地壳结构及岩石圈不同深度的拉伸系数 (a)剖面A的地壳结构; (b)整个岩石圈、整个地壳以及上地壳的拉伸系数β变化剖面. Fig. 5 Crust structure and depth-dependent extension coefficients derived from seismic section A (location shownin Fig. 1) (a) Crust structure of seismic profile A; (b) Extension coefficients of upper crust, whole crust and whole lithosphere.

对比整个南海北部岩石圈不同深度的岩石圈变形特征，可以发现洋陆转换带上地壳的伸展构造均比较弱，脆性变形的强度低，同时，本次研究采用的是反射资料较好的深反射长电缆资料，断层断面反射较为清晰，可以排除该区如Reston（2007）^[48]所述的在地震剖面上对一些正断层未能识别而使得洋陆过渡带拉伸系数被大大低估的情况.假使传统地震剖面成像精度限制了一些上地壳小规模断层在地震剖面上无法识别，Walsh等（1991）^[49]定量研究表明仅仅约35%的拉伸量被忽略了，实际上，一些作者^[50-51]基于热沉降和断裂作用得出实际伸展因子和地震剖面观察的伸展因子之间的关系：β_r=，其中β_r是实际的伸展因子，β_a是观察获得的伸展因子，f是被低估的伸展量部分.当Walsh等（1991）^[49]根据地震剖面采用统计方法计算上地壳伸展率，约35%的拉伸量被忽略时，f=1.35，根据文献图谱^[5]本次计算所获得的β_a在1.3~1.5之间，则β_r在1.2~1.8之间.因此，通过校正后得到的拉伸系数也远远小于本次研究中所获得的整个地壳和整个岩石圈的拉伸系数.同时，比较南海北部深反射长电缆地震反射剖面A和先前研究剖面B和C的上地壳、整个地壳和整个岩石圈的拉伸系数计算结果表明，盆地岩石圈不同深度拉伸系数大小是不一样的，很可能是与深度相关的拉伸作用有关，即岩石圈地壳发生了塑性变形^[5].

对于南海北部大陆边缘与深度相关的岩石圈拉伸，国外的学者也曾作过相关的研究^{[5, 7]}，选取了横跨珠江口盆地陆架和洋陆转换带剖面（如图 1中C剖面位置），计算得出上地壳的拉伸系数β为1.3，基本没有变化，而整个地壳的拉伸系数在剖面C的北西方向较小，β<1.5，向东南方向的洋陆转换带拉伸系数β逐渐增大到2.4，并且在深水盆地区β最大达到4.同时，张云帆等（2007）^[52]经数值模拟计算珠江口盆地白云凹陷深反射地震剖面，获得白云凹陷上地壳拉张因子为1.4~1.9，下地壳拉张因子为3.5~4，曲线与地形起伏对应，推测白云凹陷初始地壳应为热减薄地壳.以上对珠江口盆地岩石圈尺度不同深度拉张系数的数值模拟计算研究表明珠江口盆地洋陆转换带盆地地区在发育过程中岩石圈发生了与深度相关的拉伸变形.结合对琼东南盆地西部研究结果^[42]，在整个南海北部洋陆转换带深水盆地，皆发生了不同深度差异的岩石圈拉伸，整个地壳或整个岩石圈的拉伸减薄程度远大于上地壳.

国外学者较早注意到了上述被动大陆边缘洋陆转换带盆地岩石圈随深度增加，拉伸变形存在差异的动力学特征，并提出了各种机制来解释.一些学者将其归因于与深度相关的伸展作用，并认为岩石圈的伸展随深度而增加^{[5, 7-8, 34]}；另一些学者强调地壳的强烈减薄而引起的非均匀拉伸作用^[53]；Chian等（1999）^[23]则通过板底岩浆的垫托作用来解释Labrador海域被动边缘的伸展作用；Louden等（1999）^[18]和Whitmarsh等（2001）^[54]证实了典型的非火山型被动大陆边缘Iberia海的强烈的非均一拉伸作用，并认为是由于地幔的耗损所致；Morley等（2006）^[9]认为盆地周缘的物源区强力剥蚀卸载作用产生的巨量沉积物堆积在Pattani和Malay盆地，导致盆地深部下地壳流被动流出盆地区，导致盆地加速沉降.

近年来，随着研究的深入，发现南海北部裂后阶段盆地基底发生加速沉降，该时期加速沉降机制一直以来争论不休，但是普遍的共识认为该时期对于沉积物可容纳空间的突然增大，可能与盆地深部动力学机制有关^[56]，而本文通过不同计算方法揭示的洋陆转换带盆地岩石圈随深度差异变形的现象表明，岩石圈深部下地壳和地幔岩石圈极有可能拉伸抽空流出盆地区，导致盆地基底沉降速率的突然增大.该动力学机制与近年来有关南海北部岩石圈结构的研究成果提供的岩石圈深部结构特征一致（如图 6），南海北部洋陆转换带盆地的下地壳处于强烈减薄的状态，表明该地区下地壳物质发生了流出，一些学者^{[8, 39, 43, 57]}建议了动力地幔和由于沉积物的堆积导致下地壳物质的被动流动机制，但这些机制导致的洋陆转换带盆地的理论变形规模尺度与南海北部盆地实际地质情况存在的差异性还需进一步研究.本文认为南海北部洋陆转换带盆地随深度相关的岩石圈不均一变形，可能原因是下地壳和地幔岩石圈物质的主动流出，如野外露头观察以及钻井岩芯揭示表明印支地块、华南地块及其周缘地区发现大量该时期形成的火成岩^[58-60]，因此，垫托盆地上地壳的物质的缺少，盆地基底沉降速率加快，导致沉积物可容纳空间增大，容纳了来自南海北缘如青藏高原之类的物源区提供的巨量沉积物^[61]，根据南海周缘动力学事件分析，认为可能在陆缘裂离-洋盆初始扩张的时候，下地壳流可能会向洋一侧流动，导致盆地区下地壳物质的主动流出.

图 6

Fig. 6

图 6 下地壳流出导致盆地岩石圈随深度差异伸展示意图 (其中南海不同地质构造单元地震波速(km/s)速度结构图据文献[55]) Fig. 6 Sketch of depth-dependent extension of lithosphere caused by lower crust flow in the South China Sea

综合南海北部洋陆转换带盆地发育过程存在的差异性，本文将南海北部洋陆转换带盆地的演化划分为三个阶段：

（1）陆内裂陷阶段：Kusznir等（2005）^[34]通过对北大西洋Lofoten和Vøring洋陆转换带深水盆地岩石圈沉降和上地壳断层的系统研究，证实与深度相关的拉伸并非发生在与盆地相连的洋盆出现以前，也就是说与深度相关的洋陆转换带盆地的变形发生在盆地热沉降阶段，而不是发生于裂陷阶段.裂陷阶段洋陆转换带盆地的岩石圈变形是一种与陆内裂陷盆地岩石圈变形相一致的变形机制，即McKenzie模型^[1]预测的岩石圈均一变形机制，如图 2所示，陆内裂陷盆地在整个盆地演化过程中上地壳和整个岩石圈发生的是一种均一的变形，其拉伸系数一般大于1、小于1.5，该数值与洋陆转换带盆地上地壳的拉伸系数范围基本一致，需注意的是该时期洋陆转换带盆地处于热沉降阶段之前，即洋壳未出露或刚开始出现.据此，根据南海北部洋陆转换带盆地实际地质情况可知^{[40, 62]}，与基底相关的断层在断坳期32~23 Ma后基本停止活动，因此，南海北部洋陆转换带盆地的陆内裂陷阶段应该在23 Ma之前，随后盆地进入了热沉降阶段.

图 7

Fig. 7

图 7 南海北部大陆边缘盆地发育模式图 Fig. 7 Mode for evolution of basins on OCT of the northern continental margin of the South China Sea

（2）裂后热沉降阶段：由于在陆内裂陷阶段，岩石圈拉伸变薄，软流圈的上隆导致了南海北部较高的热异常，进入裂后热沉降阶段，上地壳的断层活动减弱或不活动，与基底有关的断层停止活动，岩石圈由于热冷却，密度加大而均衡沉降，与现代洋中脊两侧的洋壳冷却过程可以类比.拉伸的大小主要与拉伸程度引起的热异常和随后的冷却时间有关^[2]，沉降曲线变化和McKenzie模型预测曲线一样.

（3）裂后加速沉降阶段：盆地基底加速沉降是南海北部洋陆转换带盆地引起科学家重视的现象.近年来通过Airy均衡原理和回剥技术揭示的洋陆转换带深水区发生的加速沉降，如上文本文作者建议的可用与深度相关岩石圈变形机制来解释，下地壳和岩石圈地幔物质主动流出，导致盆地基底的加速沉降变形.而且通过与周缘板块强力活动和火山岩时间比对，从上新世以来，印度-澳大利亚板块与欧亚板块强力碰撞的另一个高峰期，南海东部菲律宾板块向北西西方向推挤，台湾地块与东海陆架碰撞拼贴，台湾中央山脉发生区域性隆升和逆冲，并有强烈的褶皱和岩浆等活动^[56]，都可导致这种现象的产生.

（1）通过收集世界被动大陆边缘洋陆转换带盆地研究成果，结合南海北部的地质、地球物理和海底地貌特征等资料，认为南海北部洋陆转换带应在陆架坡折到刚好出现洋壳的范围较为合适，南海北部下陆坡区是地球物理资料梯度带变化最快的部位，并且岩石圈发生了与深度相关的拉伸变形.

（2）以挠曲悬臂梁模型和挠曲回剥计算方法，对南海北部洋陆转换带盆地岩石圈伸展变形进行计算，结果表明，上地壳的拉伸系数β为1.3~1.5之间，基本没有较大变化，而整个岩石圈的拉伸系数在研究剖面A的东北方向较小，β<1.7，向东南方向的洋陆转换带拉伸系数β逐渐增大，在深水盆地区β最大达到4，该研究结果表明琼东南盆地东部深水区在发育过程中岩石圈发生了与深度相关的拉伸变形，可能在陆缘裂离-洋盆初始扩张的时候，下地壳流可能会向洋一侧流动，导致盆地区下地壳物质的主动流出.在此基础上，结合盆地周缘动力学事件和盆地动力学研究成果，本文将南海北部盆地的演化划分为三个阶段：陆内裂陷阶段、裂后热沉降阶段和裂后加速沉降阶段.

本研究过程中数值模拟得到了Sean Willett和Pietro Sternai指导，审稿专家提出了宝贵意见，在此一并表示感谢.