2019, Vol. 62
2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东珠海 519082;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院油气资源研究重点实验室, 北京 100029;
4. 海底科学重点实验室, 自然资源部, 杭州 310012;
5. 中国科学院大学, 北京 100049
2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory(Zhuhai), Zhuhai Guangdong 519082, China;
3. Key Laboratory of Petroleum Resources Research, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Key Laboratory of Submarine Geosciences, Ministry of Natural Resources, Hangzhou 310012, China;
5. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
南海位于欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块的交汇处，处在西部的特提斯构造域与东部的太平洋构造域之间，是西太平洋最大的边缘海之一.如图 1所示，南海海盆可分为东部次海盆、西北次海盆以及西南次海盆三部分，其中西南次海盆与东部次海盆以中南断裂为界.南海四周被不同类型的大陆边缘所包围：东部沿着马尼拉海沟向菲律宾群岛俯冲；南部为礼乐滩、南沙群岛以及南沙海槽，在海底扩张过程中与婆罗洲发生了陆陆碰撞挤压作用；西部以呈右旋走滑的红河断裂带为界与印支半岛相邻；北部为包括珠江口盆地、中沙群岛、东沙群岛和西沙群岛等在内的超宽被动大陆边缘.南海在新生代经历了陆缘张裂、海底扩张到俯冲碰撞的复杂演化阶段，记录了整个边缘海的形成演化过程，是研究海底扩张过程及深部动力学机制的天然实验室(郝天珧等, 2011;李家彪, 2011).
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图 1 南海主要构造单元 红色实线为本次研究剖面，黄色虚线为西南次海盆的古扩张中心，红色虚线为中南断裂，带三角的黑线为俯冲带，黑线为洋陆转换边界(COB，continent-ocean boundary). Fig. 1 Main structural units in the South China Sea The red solid lines are the studied profiles. The yellow dashed line denotes the relict spreading center in the Southwest Subbasin. The red dashed line indicates the Zhongnan Fault. The black solid line with tringles is subduction zone. The black solid line shows continent-ocean boundary. |
近些年来，我国海洋调查研究机构在南海海域开展了多个大规模地质地球物理探测和综合科学研究，积累了大量的地壳结构资料(Nissen et al., 1995; Qiu et al., 2001; Yan et al., 2001; Wang et al., 2006;郝天珧等, 2011;吕川川等, 2011;丘学林等, 2011;阮爱国等, 2011;卫小冬等, 2011;吴振利等, 2011;敖威等, 2012;牛雄伟等, 2014; Yu et al., 2016; Ding et al., 2018).总的来说，南海陆缘属于非火山型大陆边缘，其西北部陆缘以及南部陆缘均未发育下地壳高速层，而东北部陆缘虽然存在下地壳高速层并伴有岩浆活动，但缺乏典型的向海倾斜反射层(Seaward Dipping Reflectors)，结合重磁资料的模拟结果分析认为此处高速层是海底扩张之后形成的，因此东北部陆缘仍为非火山型大陆边缘(Yan et al., 2006;郝天珧等, 2011).
岩石圈破裂是边缘海形成的必要过程，根据岩石圈结构可以推测陆壳破裂和海底扩张过程，研究地幔对流和构造演化史等地球动力学问题，因此岩石圈结构是研究边缘海形成演化的重要资料.然而，相比于大量的地壳结构资料，南海的岩石圈数据却极其稀少，主要的探测手段是依靠南海周边陆区的地震台网资料，通过面波层析成像方法得到岩石圈的S波速度结构，并根据S波速度变化特征来获取岩石圈厚度，然而由于海域的研究存在较多资料和方法等方面的困难，目前的结果不但分辨率低而且存在较大的分歧(黄忠贤和胥颐, 2011;夏少红等, 2014)，严重地阻碍了深部地球动力学研究.为此，本文结合大地热流、空间重力异常、高程、大地水准面和地震数据，反演了两条穿越南海西南次海盆的2.5维岩石圈剖面，根据得到的岩石圈结构，我们认为南海西南次海盆符合渐进式扩张模式，并结合减薄陆壳范围、韧性下地壳流、碳酸盐台地分布、流变结构以及沉积层资料，分析西南次海盆在形成演化过程中岩石圈的伸展破裂过程.
1 数据来源与使用本次研究数据包括大地水准面、高程、空间重力异常、大地热流数据以及地震数据(图 2-6).大地水准面数据来源于精度为5′×5′的EGM2008地球重力数据模型，其采用了GRACE卫星跟踪数据和卫星测高数据等多种数据(杨金玉等, 2012)，由EGM2008得到的全球大地水准面均方根误差在15 cm之内(Pavlis et al., 2012).EGM2008球谐系数完全至2159阶次，由于本次研究中只是为了得到由岩石圈内部密度差异引起的大地水准面异常，所以需要消去1到8阶次的球谐函数从而排除软流圈及深部物质的影响(Jiménez-Munt et al., 2008; Kumar et al., 2013).得到的大地水准面异常图如图 2所示，大地水准面异常在东南部的菲律宾群岛、苏禄海及巴拉望群岛相对较高，最高可达12 m，向西北逐渐变小，最低值在海南岛西侧海域，为-12 m.
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图 2 大地水准面异常 黑线为所选研究剖面 Fig. 2 Geoid anomaly The black lines are the studied profiles. |
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图 3 高程数据 Fig. 3 Elevation |
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图 4 空间重力异常 Fig. 4 Free-air gravity anomaly |
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图 5 大地热流(红点为大地热流测量点) Fig. 5 Heat flow measurements location |
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图 6 黑线为地震测线位置，包括MCS、ESP、OBH和OBS数据，红线为研究剖面，上面的英文字母与图 9和图 10中相对应 Fig. 6 The black lines are seismic profiles including MCS, ESP, OBH and OBS. The red lines are the studied profiles. The English letters correspond to Fig. 9 and Fig. 10 |
高程数据来自于精度为30″×30″的全球高程数据SRTM30_PLUS，其中大陆和冰川高程数据分别来自于SRTM以及ICESat，海底地形数据基于一种新的重力-地形模型并使用2.98亿个实测数据进行校准(Becker et al., 2009).高程数据如图 3所示，中国大陆、海南岛、印支半岛、菲律宾群岛、巴拉望岛以及婆罗洲位于海平面之上.水深在珠江口盆地处大都在500 m之内，向南逐渐变深，到西沙海槽可达2000 m，而西沙群岛和中沙群岛的水深都不超过2000 m，洋盆内水深最深的地方是西南次海盆，可到4000 m以上，南部大陆边缘水深都不超过2000 m.
空间重力异常数据为全球海洋重力模型S&S V23.1(Sandwell et al., 2014)，来自于卫星CryoSat-2和Jason-1的最新测量结果，如图 4所示，海盆处较为平缓，为0 mGal左右；在板块边界的马尼拉海沟、南沙海槽和苏禄海处变化较快并且较低，最低处为马尼拉海沟最南端的-160 mGal.
大地热流数据来自于He等(2001)，测量点分布如图 5所示.地震数据主要包括双船折射(ESP)、多道数据(MCS)、广角折射/反射海底地震仪(OBS)以及水听器(OBH)数据，地震测线位置如图 6所示.与覆盖整个研究区的高程、大地水准面和重力数据不同，热流数据及地震测线分布比较零散，为了得到真实的岩石圈结构，需要使研究剖面尽可能地覆盖热流测量点和地震剖面.为此，本次研究选取了A-E和F-I两条(图 6)剖面进行计算.我们让剖面A-E经过了珠江口盆地、西沙海槽、西沙-中沙群岛和西南次海盆等多个构造单元，以便研究岩石圈结构由大陆向大洋的变化过程.处理过程中，由于剖面A-E两侧热流点密集，因此将剖面两侧各120 km内的大地热流值投影到研究剖面上，随后进行插值得到研究剖面的热流值；而F-I剖面两侧热流点稀疏，因此需要先对整个南海地区热流值进行插值，然后再得到研究剖面的热流值.
2 计算方法地震数据和大地热流可以分别约束地壳结构和岩石圈底界面(LAB，lithosphere asthenosphere boundary)深度，而大地水准面、高程和空间重力异常都与地球内部结构以及各岩层密度息息相关，可以用来检验及调整岩石圈模型.为此本次研究结合高程、大地水准面、空间重力异常、大地热流和地震数据计算岩石圈结构.在岩石圈的研究中由于岩石圈厚度较大，深度较深，研究尺度较大，以现有的探测水平无法精确地刻画其结构，因此本次研究做了以下三种近似及假设前提：(1)岩石圈地幔的密度取决于岩石温度；根据实验结果及模型拟合，岩石圈地幔的密度可以近似当做温度及热膨胀系数的函数(Parsons and Sclater, 1977, Fernández et al., 2004)；(2)研究区处于热稳定状态，这点会在5.1节中进行讨论；(3)处于重力均衡状态，本条测线所经过地区在南海停止扩张之后就已经趋于平静，没有经过大规模的构造运动，因此在计算大尺度岩石圈结构时，可近似假设本次研究剖面处于重力均衡状态.
本次研究中岩石圈模型的上下界面分别为海平面和120 km深的界面，大陆边缘地区可以分为水层、沉积层、上地壳、下地壳和岩石圈地幔五部分，海盆区可以类似地分为水层、沉积层、大洋层2、大洋层3和岩石圈地幔，每一层都被划分为许多大小相同(20 km×20 km)的小长方体，每个小长方体有不同的岩石参数：密度、热传导系数和产热率.岩石圈模型的反演流程如下：
(1) 初始地壳模型的建立
相对于其他地球物理数据，由ESP、MCS、OBH和OBS等地震数据处理得到的地质结构精度较高，因此我们首先使用地震数据作为主要约束来构造初始地壳模型.由于研究剖面过长，地震测线无法完全覆盖，所以在地震数据约束少的地区综合高程、大地水准面和重力数据来构造地壳模型.
(2) 初始岩石圈模型的建立
假设岩石圈处于热稳定状态，模型各个小长方体之间没有横向热量传递，海底和岩石圈底界面的温度分别为5 ℃和1350 ℃.根据所测大地热流值，通过解一维热稳态方程组就可以得到岩石圈内部温度分布情况以及岩石圈底界面的深度.岩石圈内某小长方体所处第n层岩层，温度Tz为(张健和石耀霖, 2004)
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式中，Tz为深度Z处的温度，T0为海底温度，n为海底到计算点深度之间的岩层层数，Q0为计算点正上方的大地热流值，Ki为第i层岩层的热导率，Ai为第i层岩层生热率，Zi为第i层岩层的深度.
(3) 岩石圈模型的调整
初始岩石圈模型建立之后，可以求得大地水准面、空间重力异常和高程的正演值，与实际观测数据进行对比，不断调整岩石圈模型直到其正演值与实际观测数据的偏差在指定范围之内，将这个结果作为最终的岩石圈模型.
高程、空间重力异常和大地水准面取决于不同岩层不同深度的密度，地壳密度使用层速度-密度转化公式(Brocher, 2005)来估计，软流圈密度是一常数(3200 kg·m-3)，岩石圈地幔的密度与温度有关，可以表示为ρm=ρa(1+α(Ta-Tz))(Parsons and Sclater, 1977)，式中Tz为深度Z处的温度，α为热膨胀系数(3.5×10-5K-1)，Ta为软流圈的温度(1350℃).
重力异常正演可以在频率域或者空间域内进行计算，频率域内是基于快速傅里叶变换的Parker法(Parker, 1973)，计算速度很快；但是调整模型、改变小长方体的密度时，在空间域内计算更加容易方便(Fullea et al., 2009).为此，本次研究选择在空间域计算重力异常，某小长方体在坐标原点产生的重力异常Δg为(曾华霖, 2005; Fullea et al., 2009;胡立天和郝天珧, 2014)
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式中r=(x2+y2+z2)1/2，积分限(x1，x2)，(y1，y2)，(z1，z2)分别为小长方体的顶点坐标，G为万有引力常数，ρ为此长方体密度.
大地水准面异常计算公式为(Fullea et al., 2009; Xu et al., 2016)
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式中
在假设研究区处于均衡状态的情况下，我们采用Lachenbruch和Morgan(1990)的方法，高程计算公式为
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式中，ρa为软流圈密度，ρw为海水密度，ρl为岩石圈平均密度，H0为岩石圈厚度，为参考深度，是一常数，其值不影响最终计算结果.
可以看出重力异常、大地水准面异常和高程数据的计算公式相差很大，每种数据对深度的敏感度不一样，重力数据受浅部地层影响较大，而相比之下，高程和大地水准面则对深部结构更加敏感(Jiménez-Munt et al., 2008).因此，综合这三种数据计算岩石圈结构可以减少多解性，使最终结果更加真实可信.
这种计算现今岩石圈结构的方法已经成功应用到了许多地区，如西班牙东北部(Zeyen and Fernàndez, 1994)、伊比利亚半岛中部(Tejero and Ruiz, 2002)、北伊比利亚俯冲带(Ayarza et al., 2004)、挪威Vring大陆边缘(Fernández et al., 2004)、阿特拉斯山(Fullea et al., 2007)、青藏高原(Jiménez-Munt et al., 2008)、南印度地盾(Kumar et al., 2014)以及中国华北克拉通(Xu et al., 2016)，获得了可靠的岩石圈结构并解决了许多深部地球动力学问题.
3 计算过程 3.1 地壳结构的建立在建立岩石圈模型过程中，首先需要建立地壳模型再根据大地热流计算岩石圈模型.因此地壳结构对于构造岩石圈模型至关重要.而这两条研究剖面较长，经过珠江口盆地、西沙海槽、西沙群岛、中沙群岛、中建地块、西南次海盆和郑和隆起等多个区域，地壳结构复杂，因此需要结合多种数据约束地壳结构，以便计算出更加准确的岩石圈模型.如图 6所示，研究剖面A-E可以分为四部分：珠江口盆地(A-B)、西沙海槽(B-C)、西沙-中沙群岛(C-D)和西南次海盆(D-E)，研究剖面F-I可以分为三部分：西沙群岛-中建地块(F-G)、西南次海盆(G-H)和郑和隆起(H-I).
珠江口盆地(A-B)地壳结构主要受ESP-W约束(Nissen et al., 1995)，层速度还参考了OBH1996-4(Qiu et al., 2001)和OBS2006-1(吴振利等, 2011).西沙海槽(B-C)地壳结构和层速度来自于OBH1996-4.在南海西南次海盆(D-E)地区，我们使用多道地震SO49-23(李家彪等, 2012)来约束对重力异常十分敏感的沉积层，时深转换公式来自于大洋钻探资料(Li et al., 2015)，地壳速度参考OBS2009-1(丘学林等, 2011)和OBS2009-2(阮爱国等, 2011).剖面F-I已经被OBS2011-1(Lü et al., 2017)和OBS2009-1(丘学林等, 2011; Yu et al., 2016)完全覆盖，可以很好地约束地壳结构.
不同于以上地区，西沙-中沙群岛(C-D)由于缺少地震数据的约束并且南海北部陆缘地壳结构变化很大，因此其地壳结构有着很大的不确定性，下面以西沙-中沙群岛为例，说明通过多种地球物理资料计算可以更好地约束岩石圈结构.
3.2 多数据反演岩石圈结构要计算西沙-中沙群岛(C-D)的岩石圈结构首先要构建其地壳模型，有三个因素需要考虑：
(1) 高速层(HVL，high velocity layer).Yan等(2001)在南海中北部陆缘测线OBS1993下方发现了平均厚度为4 km的下地壳高速层；Wang等(2006)认为南海东北部陆缘测线OBS2001下方存在0~5 km的下地壳高速层；卫小冬等(2011)在南海中北部陆缘OBS2006-3下方探测到了3~12 km厚的下地壳高速层.然而在离研究区较近的西北部陆缘却并未发现高速层(OBH1996-4, OBS2011-1，OBS2006-1，OBS2006-2，(Qiu et al., 2001; Lü et al., 2017;吴振利等, 2011;敖威等, 2012)).再结合夏少红等(2014)所勾画的下地壳高速层发育范围，我们认为研究剖面下不存在下地壳高速层.
(2) C-D段下方的莫霍形态.测线OBS2006-1(吴振利等, 2011)与OBS2011-1(Lü et al., 2017)位于研究剖面两侧，但是其莫霍面形态却相差很大，如图 7所示，OBS2006-1下方的莫霍面由陆壳向洋壳迅速抬升，而OBS2011-1下方的莫霍面由陆壳向洋壳却平缓过度，因此需要结合其他数据确定研究剖面下方莫霍面的起伏形态.
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图 7 OBS2006-1的地壳结构(a，改自(吴振利等, 2011))和OBS2011-1的地壳结构(b，改自(Lü et al., 2017))， 黑色虚线是上下地壳分界面 Fig. 7 Crustal structure of OBS2006-1 (a) and OBS2011-1 (b). The black dotted line is the boundary of upper and lower crust |
(3) P点下方的地壳结构.P点位置如图 6所示，尽管测线OBS2006-2(敖威等, 2012)和OBH1996-4(Qiu et al., 2001)都包括P点下方的地壳结构，但是地震射线并没有覆盖P点下方的地层(图 8)，因此P点的地壳结构还需要其他数据验证.
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图 8 OBS2006-2的地壳结构(a，改自(敖威等, 2012))和OBH1996-4的地壳结构(b，改自(Qiu et al., 2001))， 黑色虚线是上下地壳分界面，红色虚线是地震射线未覆盖到的推测界面 Fig. 8 Crustal structure of OBS2006-2 (a) and OBH1996-4 (b). The black dotted line is the boundary of upper and lower crust. The red dotted line is uncertain interface from deduction |
考虑到以上三个因素，我们开始构造岩石圈模型.沉积层和地壳的速度主要参考中沙群岛(吴振利等, 2011)及西沙海槽(Qiu et al., 2001)，假设地壳速度是随着深度线性增加并且将6.4 km·s-1当做上下地壳的分界面，密度来自于相邻地区的前人研究成果或通过层速度-密度转化公式得到.各地层的生热率以及热导率来自于前人研究(张健和王集旸, 2000; Fernández et al., 2004;张健和石耀霖, 2004; Jiménez-Munt et al., 2008;张健和张家彪, 2011; Kumar et al., 2013).针对因素(2)，由图 9可看出高程数据和大地水准面由陆壳向洋壳缓慢变化，经过多种模型反复试验，证明C-D段的莫霍面由陆壳向洋壳平缓过度，而无法像图 7a那样剧烈变化.针对因素(3)，我们建立了两种模型(图 9)，在合理的岩性参数约束下，使每种模型的重力异常正演值与实测值拟合最好，并尽量让高程、大地水准面正演值逼近实测值.其中图 9a受测线OBH1996-4约束，可看出尽管重力异常正演值与实测值拟合的非常好，但是高程和大地水准面的正演值与实测值在P点附近却有很大差异，说明P点的地壳结构需要调整；而图 9b在P点处没有受地震信息约束，重力异常、高程和大地水准面正演值都与实测值拟合很好，又考虑到P点之下的地壳结构由于未被地震测线覆盖而可能不准确，因此将图 9b作为最终岩石圈模型.同时，图 9a和图 9b表明结合重力异常、高程、大地水准面异常和地震数据可以减少单一数据反演的多解性，使结果更加真实可信.
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图 9 西沙-中沙群岛的两个岩石圈模型 (a) P点地壳结构由OBH1996-4约束; (b) P点地壳结构没有地震约束得到的最佳模型.每个块体的密度(1000 kg·m-3): 1.沉积层2.4(a)和2.28(b)；2.上地壳2.78(a)和2.73(b)；3.下地壳2.9(a)和2.92(b).红线是模型正演值，黑线是测量值. Fig. 9 Two lithospheric models of Xisha-Zhongsha Islands (a) Constrained with OBH1996-4; (b) The best-fitting model without seismic constraints. Density of each body (1000 kg·m-3): 1. sediment 2.4 (a) and 2.28 (b); 2. upper crust 2.78 (a) and 2.73 (b); 3. lower crust 2.9 (a) and 2.92 (b). The red line is the forward result and the black line is the measured value. |
最终的岩石圈模型如图 10及图 11所示，所使用的岩石参数如表 1和表 2所示.总的来说，模型的高程、大地水准面和重力异常正演结果与观测值均拟合较好，相差不大，说明模型可信性较强.
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图 10 剖面A-E的岩石圈结构 (a)高程; (b)大地水准面; (c)空间重力异常; (d)大地热流; (e)岩石圈结构.黑色圆点代表实际测量结果，黑线为平滑后的结果；红线是岩石圈模型的正演值; (e)中的各个地层都与表 1相对应，包含了岩石圈模型的岩石参数. Fig. 10 Lithospheric structure of the profile A-E (a) Elevation; (b) Geoid; (c) Free-air gravity anomaly; (d) Heat flow; (e) Lithospheric model. The measured data is shown by dots. The black line is the measured value and the red line is the forward response of the lithospheric model. The number of each body corresponds to the number in Table 1, which includes the rock parameters used in the present-day lithospheric model. |
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图 11 研究剖面F-I的岩石圈结构 (a)高程; (b)大地水准面; (c)空间重力异常; (d)大地热流; (e)岩石圈结构.黑色圆点代表实际测量结果，黑线为平滑后的结果；红线是岩石圈模型的正演值.(e)中的各个地层都与表 2相对应，包含了岩石圈模型的岩石参数. Fig. 11 Lithospheric structure of the profile F-I (a) Elevation; (b) Geoid; (c) Free-air gravity anomaly; (d) Heat flow; (e) Lithospheric model. The measured data is shown by dots. The black line is the measured value and the red line is the forward response of the lithospheric model. The number of each body corresponds to the number in Table 2, which includes the rock parameters used in the present-day lithospheric model. |
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表 1 剖面A-E中的岩石参数 Table 1 Rock parameters used in the lithospheric profile A-E |
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表 2 剖面F-I中的岩石参数 Table 2 Rock parameters used in the lithospheric profile F-I |
珠江口盆地(A-B段)的地壳结构与测线EPS-W(Nissen et al., 1995)的结果有些不同.然而，EPS-W没有完全覆盖研究剖面并且Qiu等(2001)认为EPS-W的上地壳太薄而不太可能存在，因此我们参考了OBH1996-4(Qiu et al., 2001)的结果建立了与观测值拟合最好的岩石圈模型.莫霍面、上下地壳界面深度分别从A点处的32 km、20 km上升到B点处的24 km、12 km.
西沙海槽(B-C段)以海槽中轴为对称轴，两侧的地壳结构相似，具有较为一致的拉张减薄特性，整体与OBH1996-4相同.沉积层在海槽中间较厚，可达3~4 km；上地壳、下地壳厚度变化幅度相似，均为4~7 km；相比于珠江口盆地，莫霍面深度变化较为剧烈，为15~20 km，在剖面330 km处最浅.
西沙-中沙群岛(C-D段)地壳两端薄、中部厚，其中沉积层和下地壳厚度变化不大，分别为0.7~1 km和5~7 km；上地壳厚度变化较为剧烈，为5~11 km.莫霍面深度为14~21 km，由西沙海槽向南海西南次海盆先变深再变浅，在剖面525 km处最深.
西沙群岛-中建地块(F-G段)上地壳厚度变化不大，为7 km左右，相比之下，沉积层和下地壳厚度变化较为剧烈，分别为1.3~2.5 km和5~11 km，向西南次海盆方向逐渐减薄，莫霍面深度也从F点处的22.3 km逐渐抬升至G点处的14.2 km.
郑和隆起(H-I段)的沉积层厚度变化不大，为1.3~1.8 km，上地壳和下地壳厚度均由H点往I点方向先增大再变小，分别为4~9.3 m和3.2~11.9 km，变化较为剧烈，莫霍面深度为13~23.2 km，在740 km处最深.
西南次海盆(D-E段和G-H段)地壳结构十分相似，各地层没有明显起伏，深度变化不大，上、下地壳厚度均为3 km左右，莫霍面深度均为10.3~11.3 km, 相比于地壳，LAB深度的变化更加剧烈.剖面A-E上，LAB从珠江口盆地的105 km迅速抬升到西沙海槽处的50 km.与莫霍面在西沙海槽、西沙-中沙群岛和西南次海盆剧烈变化不同，LAB在这一地区变化不大，为50~60 km，共有三个隆起，分别为西沙海槽、西沙-中沙群岛中部和西南次海盆，与大地热流较高地区相对应.剖面F-I上，LAB从F点处88 km逐渐抬升至G点处的50 km，在西南次海盆处比剖面A-E较浅，为46~50 km，到郑和隆起再逐渐变深至64 km.
根据面波层析成像资料(黄忠贤等, 2011; Tang and Zheng, 2013)以及由S波速度约束得到的岩石圈热结构数据(Yu et al., 2017)可以看出，虽然这些结果的岩石圈具体深度相差较大，但是整体趋势基本一致，都是从华南地块(80~100 km)向西沙-中沙地块迅速减小，而在西沙-中沙地块及西南次海盆处变化不大(60~70 km)，整体LAB的起伏形态与本次研究结果相吻合，最大的深度差为10 km左右.考虑到层析成像结果的分辨率比较低，并且地震上定义的LAB与重力及地形上定义的不同会导致一定偏差，所以我们认为本次研究剖面与以上的岩石圈结果比较相符.
5 讨论 5.1 西南次海盆的热稳定模型与冷却模型计算岩石圈的热结构一般基于两种模型：冷却模型和热稳定模型.本次研究中假设西南次海盆处于热稳定状态，即岩石圈的热结构不会随着时间而改变，可以通过解一维热稳态方程组得到岩石圈内部温度分布情况.但是在冷却模型中，大洋岩石圈在洋中脊处生成时温度很高，在向外推移期间随着时间逐渐冷却，在这个过程中，海水深度和岩石圈厚度随时间增大而增大，而海底热流随时间增大而减小，因此海水深度和海底热流与时间的变化关系可以为大洋岩石圈的热演化提供重要约束(Stein and Stein, 1992;陈林等, 2009).为了研究海水深度、海底热流、岩石圈厚度和时间的关系，Davis和Lister(1974)提出了冷却半空间模型(HS模型)；Parsons和Sclater(1977)系统地分析了北太平洋和大西洋的热流和水深数据与海底年龄的关系，得到了PSM模型；Stein和Stein(1992)在收集更多大洋水深和热流数据的基础上，建立了能拟合更多的观测数据的GDH1模型；McKenzie等(2005)使用了最新的岩石参数得到了大洋岩石圈厚度随时间变化的关系.为了验证冷却模型是否适用于南海西南次海盆，我们根据研究剖面A-E上西南次海盆的年龄由冷却模型计算出对应的水深和大地热流值，与实际观测值进行对比，研究剖面上西南次海盆的年龄来自于深拖和IODP数据(Müller et al., 2008; Li et al., 2014)，为22~16 Ma.
南海西南次海盆的水深来源于多道测线SO49-23(李家彪等, 2012)，水深基本维持在4.3 km，扩张中心处较浅，为3.8 km.由于冷却模型中未考虑沉积层的影响，所以要对观测值进行沉积层改正，所用时深转换公式来自于Li等(2015)，在均衡的前提假设下，我们移除了沉积层并使用上地幔来取代沉积层的影响(Fernández et al., 2004)，得到改正之后的水深为4.3~4.8 km，比由冷却模型得到的3.9~4.1 km深很多.相似地，实测热流值为75~105 mW·m-2，比由冷却模型得到的101~114 mW·m-2小很多.
由以上计算可以看出，冷却模型并不适用于西南次海盆，前人也得到了相同结论，Ru和Pigott(1986)由热流和水深数据根据冷却模型得到的西南次海盆年龄为55 Ma，远远大于实际年龄；Shi等(2002)和施小斌等(2003)发现西南次海盆的实测热流值比根据冷却模型得到的理论值低25 mW·m-2.因此，本次研究是按照热稳定模型进行计算，并由多种地球物理数据综合约束得到LAB，保证了结果的可靠性.
5.2 西南次海盆的渐进式扩张张洁等(2011)将西南次海盆与典型渐进式演化的亚丁湾加以比对，从火山活动和磁异常特征等方面进行比较，认为西南次海盆为渐进式扩张的海盆.李家彪等(2012)通过对南海西南海盆的高分辨率多波束构造地貌分析及其与多道地震剖面的综合对比研究，结合磁异常条带数据, 建立了从北东向南西逐步推进的西南次海盆渐进式扩张的构造演化动力模式.Ding和Li(2016b)通过物理建模的方法模拟出了南海西南次海盆的渐进式扩张过程.本次研究的两条岩石圈剖面近似平行且都垂直于扩张中心，图 12中以扩张中心为右侧边界，来比较剖面F-I(图 12a)和剖面A-E(图 12b)的岩石圈结构，可以看出图 12a中洋壳的范围要明显小于图 12b的，并且图 12a中LAB的深度从扩张中心经过了500 km就增大到了88 km，而图 12b中LAB的深度从扩张中心经过了800 km才增大到了88 km，说明图 12b开始拉伸的时间较早，经历了更长时间的拉伸，才导致洋壳和减薄岩石圈的范围更广.因此，我们认为南海西南次海盆在形成演化过程中是符合以上学者提出的从北东向南西逐步打开的渐进式扩张过程的.
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图 12 剖面F-G(a)和剖面A-E(b)岩石圈结构 Fig. 12 The lithospheric structure of profile F-G (a) and A-E (b) |
Huismans和Beaumont (2011)将非火山型大陆边缘分为type Ⅰ型和type Ⅱ型.其中type Ⅰ型大陆边缘在拉伸过程中地壳首先破裂而岩石圈地幔还在拉伸，然后岩石圈地幔破裂、海底扩张开始；而type Ⅱ型大陆边缘在拉伸过程中岩石圈地幔首先破裂而地壳还在拉伸.这两种类型的非火山型大陆边缘由于地壳和岩石圈地幔破裂顺序不同，其地质结构也有各自的特点.根据本次研究得到的岩石圈结构，我们认为西南次海盆更加符合type Ⅱ型大陆边缘，理由如下：
5.3.1 陆壳区下方存在大范围的减薄岩石圈在研究剖面上，中沙群岛、西沙群岛、中建地块和郑和隆起的LAB深度和西南次海盆深度差不多，即存在大范围埋藏浅的岩石圈.在type Ⅱ型大陆边缘中，岩石圈地幔先破裂而地壳又经过长时间拉伸才破裂，在此过程中，上涌的热软流圈代替了陆壳之下原有的大陆岩石圈，导致如今的LAB很浅.而在type Ⅰ型大陆边缘中，地壳先破裂而岩石圈地幔后破裂，因此上涌的软流圈未能替代陆壳之下原有的大陆岩石圈，所以岩石圈从洋壳向陆壳迅速减薄，不会形成大范围埋藏较浅的岩石圈，与研究剖面不符.
5.3.2 超宽的减薄陆壳区数百公里宽的减薄大陆边缘分布在西南次海盆两侧，包括西沙群岛、中沙群岛、中建地块、郑和隆起、中建南盆地、南沙群岛和礼乐滩，这是由于长时间的地壳拉伸所造成的.但是在type Ⅰ型大陆边缘中，地壳在拉伸之后迅速破裂，所以减薄的地壳区很窄，与实际情况不符.
5.3.3 下地壳韧性流动导致其拉伸程度大陆壳张裂引起的陆壳减薄量可以从现今陆壳结构计算得到，这对于研究陆壳拉张很重要(McKenzie, 1978).Clift等(2002)认为下地壳黏滞系数在南海破裂的时候较低，导致陆壳的下地壳优先破裂.张云帆等(2007)发现珠江口盆地的下地壳拉张因子明显比上地壳的大，说明了下地壳为韧性层并且是上涌的软流圈导致其硬度变小.丁巍伟和李家彪(2011)、Ding等(2013)和程子华等(2014)计算了礼乐滩和南沙群岛上地壳和全地壳的伸展因子，认为上地壳伸展程度比全地壳要小.雷超等(2013)和吴哲等(2014)认为南海北部陆壳的全地壳伸展因子比上地壳大但是比岩石圈小，这是在海底扩张时下地壳流引起的.Chen(2014)认为裂谷期及漂移期剧烈的火山活动减弱了地壳的强度并且导致了珠江口盆地的下地壳流.现在已经普遍认为南海岩石圈的拉伸程度是纵向非均一的，并且上地壳、全地壳和岩石圈不同的拉伸程度是由共轭大陆边缘向洋壳的下地壳韧性流动引起的(Clift et al., 2002;雷超等, 2013; Chen, 2014;吴哲等, 2014).这与type Ⅱ型大陆边缘中存在韧性下地壳的情况相符.
5.3.4 碳酸盐台地的分布在浅水环境下沉积形成的碳酸盐台地广泛分布于东沙群岛(中新世(吕炳全等, 2002))、西沙群岛(晚渐新世-中中新世(Ma et al., 2011))、礼乐滩(晚渐新世-早中新世(Ding et al., 2015))和南沙群岛(晚渐新世-早中新世(Ding et al., 2013; Steuer et al., 2014)).碳酸盐台地的形成时间与洋盆张开的时间基本一致，并伴随着缓慢的沉积(Ding et al., 2015).海平面的上升可能是碳酸盐台地形成的一个因素，但是最主要的因素是大规模的地幔运动(Ding et al., 2015).我们认为在陆壳破裂之后，大陆边缘下面炎热的软流圈取代了原有的大陆岩石圈，而软流圈的上涌会阻碍两侧大陆边缘水深的增加，使其处在一个稳定的浅水环境中，导致了碳酸盐台地的形成以及沉积速率的降低.随后软流圈开始冷却，碳酸盐台地开始淹没并且停止生长，大陆边缘开始了快速的沉积.这种碳酸盐台地的广泛分布与type Ⅱ型大陆边缘相符合.
5.3.5 流变结构type Ⅰ和type Ⅱ型大陆边缘中地壳和岩石圈地幔破裂顺序不同是由于它们初始的岩石圈流变结构不同，type Ⅰ型大陆边缘岩石圈的结构是一种脆性-韧性的双层结构，韧性层仅仅在岩石圈地幔的底部.然而type Ⅱ型大陆边缘是一个三明治结构，其韧性下地壳夹在脆性上地壳以及脆性岩石圈地幔之间.
姚伯初(1999, 2002)对南海南北共轭大陆边缘地壳剖面的对比研究，发现岩石圈的流变性质是分层的:上地壳呈脆性，下地壳表现出韧性，而岩石圈上地幔则仍呈脆性；孙珍等(2009)使用与type Ⅱ型大陆边缘相同流变性质的物质模拟了南海岩石圈的破裂过程；Franke等(2014)认为南海大陆边缘地壳中的正断层大都消失于韧性下地壳的顶部，说明上地壳和上地幔是解耦的；Ding和Li(2016b)通过物理模拟方法，证明了有韧性下地壳的岩石圈在演化中会形成与西南次海盆相似的地质构造特征.以上研究都表明西南次海盆大陆边缘中韧性下地壳的存在，所以更加符合type Ⅱ型大陆边缘特征.
5.3.6 沉积层特征前人已经利用多道地震在西南次海盆及其大陆边缘得到了很多沉积层资料(Fyhn et al., 2009;丁巍伟和李家彪, 2011; Ding et al., 2013; Franke et al., 2014; Ding and Li, 2016a; Lü et al., 2017).总的来说，沉积层可以被张裂不整合面(rift-onset unconformity, ROU)、分离不整合面(breakup unconformity, BU)和中中新世不整合面(middle Miocene unconformity, MMU)分为四个前裂谷期组、裂谷期组、漂移期组和后漂移层组四个地层单元(丁巍伟和李家彪, 2011; Ding et al., 2013; Morley, 2016).这三个不整合面分别对应着大陆裂谷开始的时间、洋盆开始扩张的时间以及洋盆停止扩张的时间.
尽管不同地区ROU的时间不同(中建地块，55 Ma(Lü et al., 2017)；中建南盆地，前新生代(Fyhn et al., 2009)；南部大陆边缘，65 Ma(丁巍伟和李家彪, 2011; Yao et al., 2012; Ding et al., 2013; Lü et al., 2017))，但是很明显都要比海底扩张时间(23.6~16 Ma(Li et al., 2014))长很多，说明陆壳在破裂之前已经经过了长时间的拉伸，与type Ⅱ型大陆边缘相符.
裂谷期组中充填了许多地堑及半地堑.地震剖面主要表现为连续性差的杂乱反射，说明了大陆裂谷期强烈的拉伸作用；漂移期组中的地震剖面主要表现为亚平行状、中-高连续性的反射，说明这一时期地壳拉伸作用已经减小；而后漂移期组中地震剖面主要表现为平行状、连续性好的反射，说明海底扩张之后已经进入稳定状态.这些沉积层资料符合type Ⅱ型大陆边缘沉积层特征(Huismans and Beaumont, 2011).
综上所述，我们从岩石圈结构、减薄陆壳区范围、碳酸盐台地的分布、下地壳韧性流、流变结构和沉积层资料等多方面分析，认为南海西南次海盆属于type Ⅱ型大陆边缘，即在其形成演化过程中，岩石圈地幔先于地壳破裂.
6 结论(1) 本次研究结合大地热流、大地水准面、空间重力异常、高程和地震数据，反演了两条穿越南海西南次海盆的岩石圈剖面.在剖面A-E中，LAB从珠江口盆地的105 km迅速抬升到西沙海槽处的50 km，在西沙海槽、西沙-中沙群岛和西南次海盆变化不大，为50~60 km.在剖面F-I中，LAB从西沙群岛-中建地块处的88 km向海盆逐渐抬升，在西南次海盆处为46~50 km，到郑和隆起再逐渐变深至64 km.
(2) 根据西南次海盆的年龄由冷却模型得到的水深和热流结果分别3.9~4.1 km和101~114 mW·m-2，与经过沉积层改正之后的实际测量值4.3~4.8 km和75~105 mW·m-2相差很多，说明冷却模型不适用于西南次海盆.
(3) 剖面A-E中洋壳和减薄岩石圈的范围比剖面F-I更广，说明剖面A-E经历了更长时间的拉伸，佐证了南海西南次海盆在形成演化过程中是从北东向南西逐步打开的渐进式扩张.
(4) 根据西南次海盆及其大陆边缘的岩石圈结构、减薄陆壳区范围、碳酸盐台地的分布、下地壳韧性流、流变结构和沉积层特征等多方面资料分析，我们认为西南次海盆在形成演化过程中岩石圈地幔先破裂而地壳后破裂，属于type Ⅱ型非火山型大陆边缘.
致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所的张丽莉副研究员、黄松副研究员、吕川川博士后、刘丽华博士后、王元博士、李学垒博士和南方舟博士，他们为本文写作提出了中肯的建议，在此一并致谢
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