位于南海与菲律宾海之间的菲律宾群岛地区是欧亚板块与菲律宾海板块之间的一个复杂的板块汇聚构造带(Rangin，1991; 臧绍先等，1994).该汇聚带东西两侧被海沟——西侧马尼拉海沟和东侧东菲律宾海槽-菲律宾海沟——所限定，而内部则为菲律宾大断裂纵贯全区(图 1)，加之汇聚带北部弧陆碰撞形成的台湾造山带，使得南海东部的这一区域成为一个构造过程复杂、构造地貌多样的区域.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区大地构造背景Fig. 1 Tectonic setting of the research area

一方面，这一区域是南海4个边界中唯一的俯冲消减边界，南海岩石圈沿马尼拉海沟俯冲于菲律宾海板块之下，使得部分新生代洋壳消减.对其研究将有助于恢复南海东部次海盆的早期版图、完善南海的构造演化信息.另一方面，这一区域在菲律宾海板块演化过程中经历了一系列的块体碰撞、拼贴和岛弧岩浆活动，又在与欧亚板块的汇聚过程中形成了双俯冲带、发生弧陆碰撞等.其中弧陆碰撞导致的台湾岛东部造山带(Sibuet et al., 2002)是全球研究活动造山带的经典地区(Huang et al., 2006).因此，对该区的研究既有助于增加人们对菲律宾海、南海的构造演化认识，又有助于完善西太平洋边缘海地区的板块汇聚理论.

为此，众多学者先后从岛弧形成年代(Yang et al., 1996; Song and Lo， 2002; Ozawa et al., 2004)、块体碰撞与拼贴(Yumul et al., 2001，2009)、俯冲带特征(臧绍先等，1994; Bautista et al., 2001; 朱俊江等，2005)、古地磁(Queano et al., 2007)、地壳运动(Yu et al., 1997，1999，2013; Galgana et al., 2007; Hsu et al., 2012)等 角度来开展研究，并尝试分析该区的构造演化过程(Hall，2002; Sibuet and Hsu， 2004; Queano et al., 2007)等.这些成果为人们重建大南海地区的构造演化过程提供了必要的约束.

然而，由于这一区域经历了复杂的构造演化过程，因此，针对该区关键构造事件的发生时代，不同学者给出了不同的结果，例如菲律宾海板块的运动方向由N转为NW的时代(Sibuet et al., 2002; Queano et al., 2007; Yamazaki et al., 2010)，巴拉望微陆块与菲律宾海板块碰撞的时代(Marchadier and Rangin， 1990; Yumul et al., 2009)等.这些关键时间节点的不确定导致了对该区更早时期的构造演化讨论中存在较多的不确定性.然而，来自地球动力学的证据表明，菲律宾海板块运动方向在由N转为NW之后就基本保持稳定(Seno et al., 1993; Sibuet et al., 2002).而来自台湾岛海岸山脉中残留吕宋火山弧的年代(Lai and Song， 2013)资料表明，至少晚中新世末期以来菲律宾海板块就已经开始了NW向的高速运动.这一时间的确定为我们利用现今该区的地壳运动特征和应力状态等资料来讨论这一时段的板块相互作用特征及构造演化提供了基础.

为此，本文利用南海东部的GPS观测资料来分析该区的块体运动特征与动力机制，在此基础上，结合这一区域地震活动反映的俯冲板片形态，以及震源机制资料等资料，通过深部与浅部结合研究，讨论该区的板块作用模式，并在此基础上对马尼拉海沟构造形迹变迁、双火山链成因等问题展开讨论，以期为该区中晚中新世以来的构造演化研究提供新的视角.

研究表明，菲律宾海板块自晚中新世以来就保持了现今的运动状态(Sibuet et al., 2002)，以约8 cm·a^-1的速度向NW方向运动(Yu et al., 1997).而南海在扩张活动停止后构造上也相对稳定，整体上以约1 cm·a^-1的速度向东运动(Simons et al., 2007).二者的俯冲消减在该区形成了对倾的俯冲带——西侧的马尼拉海沟、东侧的东菲律宾海槽—菲律宾海沟；图 1及其所夹持的板块汇聚带，构成了现今该区的主要构造地貌.

在南海洋壳停止扩张后，菲律宾海板块于晚中新世时运动方向转为现今的NW方向(Sibuet et al., 2002).其西向运动分量导致了随后的菲律宾海板块西缘与巴拉望微地块碰撞(Marchadier and Rangin， 1990)，使菲律宾海板块的NW向运动在该区南部受到阻挡.至晚中新世末期吕宋岛弧北部到达琉球海沟的西端，发生弧弧碰撞(Sibuet and Hsu， 1997)，开始了碰撞造山(Huang et al., 1997; Lin，2002)，使菲律宾海板块的NW向运动在该区北部受到阻挡.上新世初期，为了调节菲律宾海板块的NW高速运动与欧亚板块上陆缘/陆块阻挡之间的矛盾，一方面，新的俯冲带沿菲律宾群岛东侧形成(Bautista et al., 2001; Ozawa et al., 2004)，另一方面，贯穿菲律宾群岛内部的断裂开始走滑活动(Aurelio et al., 2013).其中，长达1200km的菲律宾大断裂北西向斜穿吕宋岛中部，向南东延伸至棉兰老岛(图 1).不同方法获得的结果显示，沿该断裂有着7~40 mm·a^-1的左旋走滑速率(Barrier et al., 1991; Duquesnoy et al., 1994; Rangin et al., 1999; Yu et al., 1999).此外，位于北吕宋的卡加延断裂和吕宋岛西南的锡布延海断裂则分别有着17~27 mm·a^-1和5~10 mm·a^-1的左旋走滑速率(Galgana et al., 2007).

本文主要利用研究区的GPS观测资料和天然地震资料，通过浅部地壳的运动特征、深部结构的形态与应力特征相结合分析研究区的块体运动和板 块作用模式等.主要图件使用GMT软件绘制(Wessel and Smith， 1998).

为了解该区的现时块体运动特征，本文将该区现有的GPS观测资料(Yu et al., 1997，1999; Galgana et al., 2007; Lin et al., 2010)进行整理合并，并转换到ITRF2005参考框架下，进而以欧亚板块为参照，获得了该区的现时地壳运动速度场(孙金龙等，2011)，在此基础上进行东西向速度分量的分解，以及以单个台站为参照点的速度场转换，从不同角度分析该区的地壳运动特征.

本文所使用的天然地震数据主要包括三个部分，台湾地区地震目录和USGS-NEIC地震目录，以及包含震源机制解的GlobalCMT数据(Wolfe，1981; Ekström et al., 2012).其中台湾地区的地震目录经过震中校正(Wu et al., 2008).我们利用这一区域的天然地震沿跨越俯冲带的剖面进行投影.同时为了更为直观地了解俯冲带内不同深度的应力状态，我们将CMT地震目录的震源机制解按照发震类型进行三角分类(Apperson and Frohlich， 1988)，然后叠加到上述剖面上.将上述数据按照0.5°间隔进行纬向剖面投影，每个剖面使用的数据为剖面两侧各25km宽度内，由此获得了该区俯冲带板片特征.此外，我们还将这些分类后的震源机制解进行平面投影，以观察其所反映的应力状态在平面上的表现.

从研究区地壳运动的速度场来看，以马尼拉海沟-变形前缘为界，将该区分成运动方向截然相反的两部分(图 2).

图 2

Fig. 2

图 2 南海东部现时地壳运动状态(以欧亚板块为参照框架，误差椭圆为95%置信度)Fig. 2 GPS velocity vectors in the eastern SCS(Relative to the stable Eurasia，error ellipses indicate 95% confidence)

该线以东表现的是来自菲律宾海板块的NW向高速运动，以西表现的是欧亚板块的缓慢东向运动(孙金龙等，2011).在该线东侧，菲律宾大断裂作为一个重要的构造分界线，断裂以东的部分，包括巴士海峡段的吕宋岛弧，南北运动特征基本一致，沿 NNW向(290°—303°)，运动速度介于56~80 mm·a^-1 之间，代表了菲律宾海板块的运动；断裂带西侧，受巴拉望微陆块阻挡的影响，运动方向相对于东侧较为偏西，而且运动速率自南向北逐渐增大.在该线西侧，南部的巴拉望岛以9 mm·a^-1的速度往95°方向 运动；北部的台湾岛西北侧和西侧的北港隆起(澎湖)、东沙隆起等地以7~10 mm·a^-1的速度往SEE方向运动，表明这两个区域对菲律宾海板块呈阻挡之势.

从该区地壳运动速度场的东西向分量场(图 3)中可以看出，从民都洛岛东侧至吕宋岛东北部的西 向运动速率由20 mm·a^-1逐渐增加到65 mm·a^-1，并呈现出明显的梯度带特征，表明巴拉望微地块对菲律宾海板块西向运动的阻挡作用相当显著，导致菲律宾海板块在这一区域的运动速率大幅降低，而远离巴拉望则速度逐渐增加，至吕宋岛北部特别是卡加延东侧区域，则具有与菲律宾海板块相近的运动速率.

图 3

Fig. 3

图 3 菲律宾地区速度场的WE向运动分量特征Fig. 3 East-west component contours of the velocity field in the Philippines

为进一步了解巴拉望微陆块对菲律宾海板块NW向运动影响的详细情况，我们选择马林杜克岛(Marinduque)上MRQ1站作为参照点，对该区的地壳运动速度场进行转换(图 4).马林杜克岛位于巴拉望微陆块最东北侧，处于与菲律宾海板块碰撞的最前缘.从图 4可以看出，在菲律宾群岛中部，围绕MRQ1站周边的地壳运动呈现逆时针方向旋转，特别是在锡布延海断裂与菲律宾大断裂之间的部分，整体运动趋势相对一致，但速率向北增加.在吕宋岛北部，卡加延断裂西侧区域运动方向逐渐转为正西，速率同样向北逐渐增大.而在整个菲律宾大断裂东侧，整体上运动方向与菲律宾海板块一致，速率与断裂带西侧差异明显.

图 4

Fig. 4

图 4 菲律宾群岛北部地区相对于MRQ1站的地壳运动Fig. 4 Crustal movement in the northern Philippines with respect to the MRQ1 station

综合该区的地壳运动特征可以看出，在南海东部，在南部巴拉望微陆块和北部华南陆缘的阻挡下，中间区域成为对菲律宾海板块NW向高速运动来说相对自由的通道.然而受南北两端阻挡的影响，中间区域的西向运动速率先是由南(巴拉望微陆块与菲律宾海板块碰撞区域)向北逐渐增加，至吕宋岛北部最大，继续向北开始逐渐减小.因此，菲律宾海板块与欧亚板块沿马尼拉海沟的汇聚在北段比南段有着更高的汇聚速率.

为了解深部的板片作用特征对上述浅部的地壳 运动影响，利用该区的天然地震进行了剖面投影(图 5).

图 5

Fig. 5

图 5 南海东北部地震活动的纬向剖面投影Fig. 5 Projections of earthquake epicenters on latitudinal profiles in the northeastern SCS

从所获得的投影剖面上可以看出以下特点：(1)俯冲板片类型.21—22°N之间海沟外侧(南海一侧)的震源深度接近100 km，表明俯冲的为洋陆过渡壳；21°N以南的震源深度明显变浅，仅为50 km左右，反映俯冲的板片为南海洋壳.(2)俯冲深度.以19.5°N剖面为界，以北区域欧亚板块俯冲深度达200 km；以南逐渐变浅，在吕宋岛北部仅约100 km.(3)俯冲板片形态.20.5°N以北形态基本一致，板片倾角较陡；向南倾角渐缓，在两板块接触面位置下盘 板片弯曲半径增大，显示受到强烈推挤.(4)俯冲带内代表伸展应力场的正断型地震在20°N以南的剖面上逐渐出现于海沟内侧，同时与逆断型地震反映的挤压应力场区域的距离逐渐增大.

从图 5可以看出，在从北向南逐渐接近吕宋岛北部时，上盘由大洋岩石圈逐渐过渡为大陆岩石圈，下盘则由洋陆过渡壳逐渐转变为洋壳.上述特征表明，在吕宋岛北部，当厚度较大的大陆岩石圈斜向仰冲于厚度较小的大洋岩石圈时，由于较高的运动速度，导致了下盘俯冲板片形态变化，一方面在板块的直接作用面上俯冲板片的弯曲半径增大，甚至有轻微反向弯曲，另一方面俯冲板片的倾角也变小.有学者认为19°N附近的俯冲板片倾角小、俯冲深度浅是由于俯冲的南海古扩张脊在该处的深部沿扩张轴发生撕裂、拆沉或者形成板片窗所致(Yang et al., 1996; Bautista et al., 2001; 刘再峰等，2007).实际上，当俯冲速度较高时，俯冲板片由于自身刚性而来不及弯曲，故通常俯冲板片倾角较小.

为了了解俯冲带内不同应力场的平面分布，我们将分类后的震源机制解进行平面投影.从图 6可以看出，南海东北部区域可以明显的划分为三个带，自西向东依次为：(1)伸展带，代表着俯冲的南海岩石圈在海沟处的外缘隆起；(2)挤压带，反映了俯冲的南海岩石圈与上盘的菲律宾海板块之间的挤压碰撞；(3)走滑带，与东吕宋弧位置重合，反映了菲律宾 海板块被华南陆缘基底隆起阻挡之后的运动调整：该带东侧区域可以自由地沿琉球海沟向北俯冲，而西侧区域的运动则因阻挡而只能通过地壳缩短、挤 压造山来吸收(Lin，2002; Malavieille et al., 2002).

图 6

Fig. 6

图 6 震源机制解反映的构造应力分布(图例同上)Fig. 6 Tectonic stresses revealed by focal mechanism solutions

对于伸展带，在北部与海沟位置基本一致，而在18—20°N之间则位于海沟的内侧.结合上述剖面上反映的板片形态可以认为，这一段内洋壳属性的俯冲板片受到了吕宋岛北部NW的快速挤压、俯冲板片在前端弯曲，从而使伸展区出现在海沟内侧(图 6).而挤压带，其位置大致位于北吕宋海槽以东的位置.考虑到伸展带、北吕宋海槽、挤压带的空间位置和构造地貌特征，并结合该区的地壳运动特征，可以发现，吕宋岛在16°N以北至20°N之间的区域，由于其NW侧为地形平坦且厚度较小的洋壳，易于俯冲，因此这一区域对NW向高速运动的菲律宾海板块来说相当于自由边界，因而北吕宋地区可以快速向西运动，推动马尼拉海沟逐渐后退.

此外，从图 6中还存在两个值得注意的区域：(1)图 6中a区，地震活动主要为正断型，反映的是在该区两侧因地壳运动方向的差异(图 4，图 7)而产生的张性应力场；(2)图 6中b区，地震活动主要为走滑型，是卡加延断裂两侧块体发生走滑剪切的反映.

图 7

Fig. 7

图 7 南海东部的板块作用特征深色实心圆代表北吕宋块体的旋转轴Fig. 7 Plates interactions in the eastern SCS Solid circle filled with dark gray denotes the pole around which the blocks in northern Luzon rotate

综合上述地壳运动和深部结构特征，南海东部在晚中新世以来板块汇聚具有如下特征(图 7)：

(1)东部主动，西部被动.东侧的菲律宾海板块在晚中新世运动方向由N转为NW之后，开始了对南海地区的高速斜向汇聚，运动速率达约8 cm·a^-1.而西部的南海地区及其所属的欧亚板块，在中中新世洋壳扩张停止后基本保持稳定，向东的运动速率仅约为1 cm·a^-1.

(2)南北阻挡，中间自由.NW向运动菲律宾海板块先是在中中新世末期与巴拉望微陆块碰撞，导致该区南部的NW向运动受到阻挡，后于晚中新世末期，吕宋岛弧与华南陆缘相撞，导致该区北部的NW向运动受到阻挡.然而，在二者之间的区域则除了作为扩张脊残余的黄岩海山链对俯冲略有影响之外，基本上属于自由边界.受此影响，中间区域的西向运动速率呈现出中间大、两端小的特征，导致吕宋岛北部具有最大的西向运动速率.

(3)走滑断裂调节，速度向北递增.菲律宾大断裂对于调节整个汇聚带内不同微块体之间的运动具有明显的作用，使得在菲律宾海板块在该区南、北部均受到阻挡的情况下沿中间区域继续保持较高的NW向运动速率.通过这些走滑断裂的调节，也使得各微块体的运动速度由民都洛附近向北逐渐递增.

据此我们可以发现，尽管在晚中新世后先后与巴拉望微陆块和华南陆缘碰撞，NW向运动在这两个区域受到阻挡，但在二者之间区域则通过走滑断裂的调节推动着北吕宋及其西侧的马尼拉海沟在这一区域不断向北西迁移.然而，处于下盘的南海岩石圈由于向东的运动速率相对较低(<10 mm·a^-1)(Simons et al., 2007)，在受到上覆菲律宾海板块的强烈推挤以及增生楔的载荷压力时，只是被动地发生板片弯曲来响应.另一方面，在该区岩石圈之下是往SE方向的地幔流(张健和汪集旸，2000; 张健等，2001).在这一地幔流的作用下，被高速仰冲、挤压的南海岩石圈并未随着海沟的后退而相应地出现倾角增大、变陡，而是被动地在板块直接接触(图 6中挤压带)的作用面发生反向弯曲(图 8)，并导致外缘隆起出现于海沟内侧(18—20°N之间).

图 8

Fig. 8

图 8 南海东部的板块作用特征 (a)晚中新世末期以前；(b)上新世之后.Fig. 8 Schematic model showing plate interaction in the eastern SCS (a)Before the end of the late-Miocene; (b)After the beginning of the Pliocene.

马尼拉海沟中间直、两端向东弯曲的形迹特征很早就引起部分学者的注意.有学者根据Schellart模型(Schellart et al., 2007)提出其形迹是受俯冲的南海板片宽度所控制(陈志豪等，2009).也有学者认为其北部的弯曲受到海沟西侧的构造隆起阻碍所致(Pautot and Rangin， 1989; Bautista et al., 2001).然而，通过上述分析不难看出，马尼拉海沟现今的构造形迹与其俯冲板片的宽度无关，同时构造隆起也非塑造北部弯曲的主因.通过该区的地壳运动特点(图 4，7)可以看出，在晚中新世受到巴拉望微陆块的碰撞阻挡后，碰撞带北侧部分首先向西凸出(图 9).随后在北部受到陆缘基底隆起阻挡后，在走滑断裂的调整下，以及向北逐渐递增的西向运动速率驱动下，这一“凸出”逐渐向北扩展，形成了现今的构造弯曲(图 9).

图 9

Fig. 9

图 9 晚中新世末期以来马尼拉海沟的构造形迹变迁Fig. 9 Evolution of tectonic traces in the Manila trench since Late-Miocene

吕宋岛弧在台湾岛海岸山脉(22°N)以南至吕宋岛北部(18°N)这一段，自北向南逐渐分成两条年龄差异显著的火山链，其中西火山链较老，以中新世至上新世为主，东火山链相对年轻，部分火山至今仍在活动(Yang et al., 1996).双火山链的形成被认为是南海扩张脊俯冲至菲律宾海板块之下后延扩张轴发生撕裂、拆沉，导致俯冲板片倾角变小所造成的(Yang et al., 1996).而Bautista等(2001)则提出，导致俯冲板片倾角变小的原因是20°N附近、马尼拉海沟西侧的基底构造隆起，阻碍了俯冲，导致了沿扩张轴的撕裂，并使得已俯冲的板片前缘抬升.此外，也有学者认为俯冲扩张脊撕裂后形成“板片窗”，导致了双火山链的成因(刘再峰等，2007).

通过上述板块作用模型可以发现，在上盘的菲律宾海板块(及其上已形成的西火山弧)向西运动时，下盘的俯冲板片受地幔流影响未能相应地后撤、倾角变陡(图 8a).然而，俯冲板片前端位置未发生明显变化，这变相地使得俯冲板片倾角变小，从而导致新的火山弧形成于老火山弧的东侧(图 8b).由于吕宋岛弧北部被陆缘基底隆起顶住，西向运动分量几乎为零，而南部(吕宋岛以北)西向运动相对自由，从而导致双火山弧在南部分开达50 km，而北部仍并未分离(图 1).因此，菲律宾海板块的西向运动分量在吕宋岛弧南北两端的差异是造成双火山弧形成的主要原因.

此外，该区震源机制解所显示的走滑带在位置上与东吕宋弧几乎重合，表明沿东吕宋弧存在一个较大的剪切带.考虑到吕宋岛弧与华南陆缘碰撞的时代，以及东吕宋岛弧喷发的时代，很有可能是剪切带的形成在先，东吕宋弧的形成在后，即东吕宋弧是俯冲板片上方熔融岩浆沿着沿着先存的地壳薄弱带喷出形成.

南海东部地区的构造地貌自晚中新世以来发生了重大改变，而菲律宾海板块的NW运动是这一改变的的主要驱动力和影响因素.本文通过对该区的地壳运动和震源机制特征进行研究，获得了该区内微块体的地壳运动特征和板块汇聚作用模式，取得了以下新认识：

(1)在地壳运动方面，南海东部地区具有三个方面的特征，即东侧的菲律宾海板块NW向高速运动处于主动地位，而西侧的南海亚板块处于被动地位；二者之间的汇聚带在南部(巴拉望-民都洛)和北部(台湾地区)都受到阻挡，但中间区域对菲律宾海板块来说相当于自由边界；受此影响，并在汇聚带内部走滑断裂的调节下，这一区域的地壳运动自民都洛向北(吕宋岛北部)逐渐增加.

(2)在板块汇聚作用模式方面，晚中新世末期菲律宾海板块在该区南、北部的西向运动先后都受到限制后，中间区域的吕宋岛北部继续向西移动，并导致马尼拉海沟不断向西迁移.然而下盘的俯冲板片受下方SE向地幔流影响而未能发生相应的变化，而是在板块直接接触部位发生轻微的反向弯曲.

(3)马尼拉海沟现今构造形迹的形成主要与菲律宾海板块在该区南、北部受到阻挡后沿中间区域差异性的向西运动所致，与俯冲板片宽度无关，也非西侧的基底构造隆起阻碍所致.

(4)双火山弧形成的主要原因是菲律宾海板块西向运动分量在吕宋岛弧南、北部的差异.与东吕宋岛弧位置重合的走滑带可能为东吕宋岛弧的形成提供了便利条件(先存的地壳薄弱带).