2017, Vol. 32
2. 中国科学院大学地球科学学院, 北京 100049
2. College of Earth Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
西太平洋最大的特点之一即发育了大量且集中分布的边缘海盆地.自北太平洋的白令海、沿日本岛和菲律宾海向南直到南太平洋的塔斯曼海之间，分布着全球超过75%的边缘海盆地.同时，西太平洋还具有世界最大规模的俯冲带，使得该区域成为全球岩石层板块消耗最为严重的区域.因此西太平洋在地球动力学过程中扮演着极为重要的角色，也为研究边缘海盆地的形成及其与俯冲带相伴生的机制提供了重要参考(Seno and Maruyama, 1984; Tamaki et al., 1992; 任建业和李思田，2000).其中，最为典型的为日本海.因为这里大部分的弧后盆地位于火山岛弧后侧且远离大陆，被认为是海洋地壳扩张产生的.而日本海的西侧却以亚欧大陆的陆壳为界，西侧为作为大陆碎片的活跃的岛弧.此外，日本海位于西太平洋边缘海盆地群的北部，亚欧大陆的东北缘，东部的日本岛临海一侧分别受到太平洋板块和菲律宾海板块的俯冲，前者为北西向，后者为西北西向.这两个板块在本州岛中部沿岸相交并形成了沟-沟-沟的三联点(Martin, 2011).因此，复杂且特殊的构造环境使得日本海发育为一个独特的地质构造和地貌单元，在边缘海的研究中具有相当大的价值.目前，关于日本海的张开与演化过程，学者们虽已进行了大量的相关研究，但仍在很多方面存在较大争议.因此本文将基于日本海的构造环境及地质特征，结合前人研究成果，对已提出的日本海的形成及演化模式进行回顾和总结.
1 日本海的构造背景日本海是西太平洋沟弧复合体系的一个重要组成部分, 它是典型的边缘海, 是弧后盆地群的地带, 位于亚洲大陆板块的活动边缘和日本的边缘弧之间(张凤鸣等，2007).与其他几个边缘海一样, 在其外缘也存在着岛弧，即日本列岛；与其他边缘海不同的是日本岛弧比其他边缘海的岛弧要大.日本岛附近聚集了四个板块和若干微板块.本州岛是构造活跃区，因为在该区域内存在有多个板块且彼此间相互作用.北海道和东北本州岛属于鄂霍次克板块(属于北美版块)，而包括西南本州、九州和四国岛在内的西南日本岛弧则属于欧亚板块(江国明，2008; Zhao et al., 2011).日本岛东部的太平洋板块以9 cm/a的速度沿着日本海沟分别俯冲于鄂霍次克板块和菲律宾海板块之下，方向为北西向(图 2).而岛弧西南侧的菲律宾海板块则以4~5 cm/a的速度向西北西向俯冲(Abdelwahed and Zhao, 2007).四个板块的相互作用以俯冲为主兼有碰撞，影响着板块边缘及板块内部的动力过程、应力场特征及构造运动，也导致沿着日本岛的火山活动和地震频发，仅日本岛之上就有约110个活跃的火山.比较典型的一个例子为2011年日本东北的地震(8.9级)，该地震正是太平洋俯冲于欧亚板块之下所引起的位于东北日本弧前的大型逆冲型地震(Zhao et al., 2012).因此研究日本海的构造过程对于更好地理解边缘海地区地震的形成机制、火山活动和俯冲动力学过程具有重要的指导意义.除此以外，国际大洋钻探计划(ODP)Leg127获取的资料显示，日本盆地东侧存在一近南北向分布的浅源地震带，该地震带内大地震频发，且其震中位置与观测到的逆断层是一致的.基于以上观测，Nakamura(1983)和Kobayashi(1983)认为这里存在一个正处于初期向东倾斜的俯冲带，板块重建的结果表明其可能是新生的板块边界，与日本海未来的演化密切相关(Shipboard Scientific Party, 1990).甚至有学者认为随着俯冲的进行，这里的板块会逐渐消亡，最终将可能导致日本海的消亡.
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图 2 板块边界及板块相对运动模型(修改自Bird, 2003) Figure 2 Boundaries and the relative motion model of the plates(revised from Bird, 2003) |
其实，这一新生板块边界的猜想也得到了板块重建研究的支持.研究早期，在东北日本岛和鄂霍次克海的板块分属是存在争议的.当然，除LP68模型将其划归欧亚板块的一部分外，其他模型几乎都将鄂霍次克海的绝大部分划归北美板块.DeMets等(1990)建立的NUVEL-1模型就将整个日本列岛的大部分归属于欧亚板块而直接面对太平洋板块的强烈俯冲, 如图 1a.另一些独立的研究发现(Nakamura, 1983; Seno，1985)，日本列岛可能是从其中间部分分开，并分属于欧亚与北美两大板块，如图 1b，其北半部分属于北美.进一步的研究表明，北美板块在鄂霍次克海部分与日本列岛的北半部分，作为一个楔形整体，可以作为一个独立的鄂霍次克板块从北美板块中分离出来，如图 1c(Seno et al., 1996)；甚至，日本的本州部分，作为次一级的微板块可以进一步独立出来, 如图 1d(Seno，1985).此后，一系列描述全球板块运动包括最近给出的MORVEL模型(Demets et al., 2010)，都将楔形的鄂霍次克板块独立出来予以考虑.日本海的周围的板块划分可参看图 1和图 2.
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图 1 日本海及周围板块划分的演化过程(参考Seno et al., 1996) Figure 1 The evolutionary process of plates around the Japan sea(from Seno et al., 1996) |
由此可以看出，日本海及其邻域在多板块的协同作用下发育了现今独特的地质地貌和地球物理学特征.探索日本海的形成及演化有助于完善西太平洋弧后盆地的演化、洋-陆板块俯冲的作用和边缘海区域地震形成及演化机制的理论研究.
2 日本海的地质特征 2.1 日本海的地形地貌特征日本海位于日本列岛和亚洲大陆的朝鲜与西伯利亚之间，是西北太平洋一个广阔的边缘海.日本海仅有几处很浅的海峡与大洋联通，本州与北海道之间水深130 m的青津海峡, 北海道与萨哈林岛之间水深仅55 m的崇谷海峡，本州与韩国中间最深可达250 m的对马海峡，萨哈林岛与亚洲大陆间的鞑靼海峡，水深仅12 m.日本海整体呈近NE向的近菱形形状.海底总体上呈现北东深、南部浅的特点(刘福寿，1995; 江国明等，2008).该海域北部地形简单，有一深海海盆—日本盆地，该盆地北部相对平整，水深较深，南部水深略浅，地形略有起伏，平均深度约3500 m，最深处可达3780 m左右；海域南部地形相对复杂，海盆、海底高地、裂谷和沙洲等相间分布，其中分布的主要地貌单元有：大和海脊，位于日本盆地以南，属于海底隆起，水深只有500 m左右；大和盆地，位于该海脊与北部本州岛西海岸之间，水深约3000 m；对马盆地，位于大和盆地西侧，朝鲜半岛与大和海脊之间，深度约2000 m；朝鲜海台，在日本盆地西南侧，是毗邻朝鲜半岛东岸的高地，它构成了深海盆(日本盆地和对马盆地)和大陆半岛(朝鲜半岛)之间的大陆边缘(王谦身等，1999; 傅恒等，2010).周围陆缘等深线分布较密集，尤其是东西两侧，说明这里地形陡峭.
日本海被其周围的大陆架所包围，陆架宽度不一，南部较宽；而沿着朝鲜东海岸向北延伸的陆架狭窄，一般小于25 km；本州岛以西直到隐岐群岛，为一连串的海脊继续向北伸展到大和海脊(刘福寿，1995).如图 3所示.
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图 3 日本海的地形特征(修改自Tamaki, 1995; Kim et al., 2015) 图中的字母分别表示：JB：日本盆地，YR：大和海脊，YB：大和盆地，NKP：朝鲜海台北部，SKP：朝鲜海台南部，TB：对马盆地，JT：日本海沟.等深线间隔500 m. Figure 3 Topographic feature of the Japan Sea(revised from Tamaki, 1995; Kim et al., 2015) Characters in the figure:JB:Japan Basin, YR:Yamato Ridge, NKP:North of Korea Plateau, SKP:South of Korea Plateau, UB: Tsushima Basin, JT: Japan Trench, contour interval 500 m. |
根据DSDP和ODP钻探数据，学者们发现日本海北部日本盆地内磁异常条带较为明显，近北西—南东向分布，表明该区域内存在扩张轴.而其南部盆地内却未发现明显的磁条带，Koji等(1992)通过比较分析南北采样点的钻探数据，认为南部缺少磁条带的原因在于其地壳上层缺少一层喷出的玄武岩层，取而代之的是具有较大速度梯度的岩床沉积杂岩层，该层在地表迅速冷却会产生较大颗粒的晶体，使得不利于产生磁条带.也有学者认为，日本海地壳物质磁性的差异某种程度上被海沟轴部附近下陷的花岗岩所混染(Shipboard Scientific Party et al., 1990; Tamaki et al., 1992; 刘福寿，1995; 傅恒等，2010).刘福寿(1995)根据地磁异常资料，结合地形和沉积的特征，推测日本海内存在两条近乎平行NE-SW向的扩张中心，分别位于日本盆地中心和大和盆地内，年代均为早新生代，且两个扩张轴均表现出水平的错动，表明这里存在转换断层.
区域性热流特征是日本海最重要的地球物理场特征.热流值异常较高，根据安井(1968)的测量为2~3.23 HFU，在大和海脊周围呈环状分布，靠近陆缘逐渐衰减.之后，根据ODP的Leg127、128的钻探结果可得，大和盆地的热流约为101~103 mW/m2，日本盆地内部的热流值略高，约为113 mW/m2，而位于日本盆地东侧的热流值最大，约为156 mW/m2，这与以上提到的该处活跃的地震活动是一致的(Tamaki, 1988, 1995; 刘福寿，1995).总的热流分布特点与主要地形变化相关, 即日本盆地的深度较深热流值较高，大和盆地深度比日本盆地稍浅，其热流值略低.且盆地东部热值较高, 从日本至朝鲜半岛、西伯利亚及萨哈林岛, 陆上的热值从高到低急剧下降(刘福寿，1995; 李瑞磊等，2004).
Meaizdr(1973)认为, 日本海由于地幔上涌形成对流，进而产生宽阔的自由空间重力正异常，这些异常带与西太平洋型地貌形态相一致，整个盆地的自由空间重力异常约为200~300 μm·s-2, 布格异常较太平洋低些(Luwig et al., 1975; 王谦身等, 1999).王谦身等(1999)通过收集该区域内的重力数据，比较分析得出日本海的重力异常基本与海底地形呈负相关.日本盆地处异常值最高，大和盆地次之，大和海隆最低，总体上呈北高南低，内部高边缘低的分布特点.负异常值则主要分布在日本列岛，如图 4所示.
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图 4 日本海的重力异常图(单位:10-5 ms-2) (据王谦身等，1999) Figure 4 Gravity anomaly chart of the Japan Sea (unit:10-5 ms-2)(from Wang et al., 1999) |
日本海海底年代不同的花岗岩类和火山岩类广泛发育, 前者在以陆壳为特征的海底结构中占主要地位，在海隆陆架陆坡和岛坡范围内形成巨大地块玄武岩发育于海隆，也分布在大洋型地壳的深海盆范围，如日本盆地(阎恒凯，1981; 刘福寿，1995; 王谦身等，1999).
关于地壳结构，长期以来，学者们一直参考Ludwig等(1975)提出的地壳模型，即认为日本盆地和大和盆地都属于海洋型地壳，而大和海脊则与日本岛类似，属于大陆型地壳，且与一般的海底相比，日本海海底的沉积层普遍更厚，这可能是来自周围陆上的沉积作用.近年来，随着深海钻探计划的实施和数据采集手段的技术进步，结合大量地震勘测和地质学等相关资料，Yoon等(2014)在前人研究的基础上，依据地壳厚度及速度结构的不同对日本海的地壳进行了更细致的划分，分为陆壳、洋壳、扩张型陆壳和断裂型陆壳四种，部分分布如图 5所示.从图中可以看出，洋壳仅分布于北部的日本盆地内，呈东宽西窄的喇叭状，厚度约6~7 km；断裂型陆壳主要沿陆缘断裂带分布, 如北海道西北侧、东北本州到西岸、大和海脊与大和盆地之间和朝鲜半岛东北侧沿岸区域，其厚度约11~12 km；扩张型陆壳遍布整个海域，厚度与断裂型地壳相当，且两者均为大洋地壳和大陆地壳之间的过渡型地壳；海域内的高地和海底洋脊，如南、北朝鲜海台以及大和海脊等，多为与岛弧和大陆类似的大陆型地壳，厚度约25~30 km(Tamaki, 1988, 1995; Wallace et al., 2005).
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图 5 日本海的地壳分布图(修改自Yoon et al., 2014) Figure 5 Crust of the Japan Sea (revised from Yoon et al., 2014) |
日本海内的地壳结构分层可通过地震波速度加以反映.李瑞磊等(2004)和Sato等(2013)在前人地震勘察的基础上，总结了日本海域地壳的分层(Tamaki, 1995; 刘福寿，1995; 李瑞磊等，2004)：三大盆地的共同点在于下地壳厚度均大于上地壳.日本盆地属于典型的洋壳，地壳厚度为6~8 km，上地壳厚度约2 km，因该层的地震波速度跨度较大, 又可细分为3层，从上至下依次为3.1~5.0 km/s, 5.3~5.8 km/s, 6.2~6.9 km/s；下地壳厚度约4 km，速度6.9~7.1 km/s，莫霍面以下的速度为8.1 km/s；大和盆地与日本盆地相比，除了各层厚度不同，地壳最上层还存在一个3.5 km/s的速度层，Kensaku等(1992)指出该层具有较大的速度梯度，且是大和盆地所特有的岩床沉积杂岩层.Koji等(1998)随后从地磁角度对该层进行了详细的研究，发现该层磁化强度较弱，对其进行去磁时磁化强度的衰减也较快，且矿物颗粒较大，不易形成磁条带，因此可以作为解释大和盆地内缺乏磁异常条带的原因之一, 莫霍面以下的速度为7.7 km/s.大和海脊的地壳厚度约22.5 km，分为上中下三部分，下部地壳厚约12 km，地震波速6.7 km/s，中部地壳厚约6.5 km，地震波速6.25 km/s，上部地壳厚约4 km，下部分厚2.5 km、地震波速5.7 km/s和上部分厚1.5 km、地震波速分别为1.8、2.7、3.5 km/ s的互层构成.位于日本盆地和本州岛之间的过渡地带，其地壳厚度约15.8 km，似可三分地壳，下部地壳厚约6.6 km, 地震波速6.6 km/s, 中部地壳厚约7.2 km，地震波速6.0 km/s，上部地壳厚约2 km，由1.8、3.3、5.3 km/s的互层构成.根据日本岛岛弧和朝鲜半岛采集到的数据，它们的地壳分层非常接近，上部厚度约6~10 km，地震波速度4.6~6 km/s，中部厚度约5~8 km，速度约6.0~6.3 km/s，下部厚度约11 km，速度为6.4~6.8 km/s.相应的地壳结构如图 6所示.
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图 6 日本海的地壳结构(修改自Kensaku et al., 1992; 李瑞磊等, 2004; Sato et al., 2014) Figure 6 Structure of the crust in Japan Sea(Revised from Kensaku et al., 1992; Li et al., 2004; Sato et al., 2014) |
日本海内各地貌单元地壳分层的多样性，充分地体现了该海域构造过程的复杂性.比较以上地壳结构可知，日本盆地和大和盆地的地壳结构虽有相似，但厚度明显不等，且地壳各分层厚度和波速也差别较大，因此不能将大和盆地地壳归为传统的洋壳；相比较而言，大和盆地地壳厚度虽比陆壳薄，但其地壳的速度结构反映出的地壳结构与大和海脊极为相似，且都是三分地壳，由以上的地壳分类又可知大和海脊的地壳是属于陆壳的，因此将大和盆地的地壳划分为扩张型陆壳是十分合理的.此外，盆地中的海脊和岛弧及其周围陆缘的地壳结构具有相似性，海陆过渡地带则充分地体现了地壳在陆壳和洋壳两种类型之间过渡的特征.
3 日本海的形成与演化日本海的形成与演化一直是西北太平洋边缘海研究中的热点和难点问题，虽然随着科技的不断进步，高质量数据资料不断积累，为完善日本海的相关研究提供了重要的技术和数据支持，但有关日本海形成和演化模式的研究仍存在诸多争议.回顾前人的研究，主要体现在以下几个方面.
3.1 日本海的形成年代至今，虽然已经积累了大量的地质学和地球物理学资料，有关日本海确切的形成年代仍未得到定论，最大的时间跨度甚至可以达到侏罗纪—新第三纪.Tamaki等(1992)整理和分析了ODP的数据资料，他们发现仅日本盆地内能采集到部分分散的磁条带数据，且数据质量并不高，在大和盆地内缺乏磁条带，而磁条带恰是指示海底扩张过程的有力证据，因此他们认为日本海的形成难以准确定年的重要原因之一在于该海域内磁异常条带分布不明显，甚至缺乏磁条带.
早在60、70年代，随着日本海域地球物理和地质学资料的增加，学者们基本认同日本海是由海底扩张形成的观点，通过结合有限的海底岩石年龄测定和地磁异常加以分析，他们认为日本海的扩张发生于白垩纪末期至第三纪早期(Fukuma et al., 1997; Baba et al., 2007).Lallemand等(1981)利用收集到的热流数据，计算得到日本海的张开大致开始于20 Ma之前.Otofuji和Matsuda(1983)通过整理在西南日本采集到的年代为白垩纪至中中新世的500多个岩石样本的古地磁数据，并对样本进行退磁实验，得出西南日本岛于28~12 Ma之间发生了约50°的顺时针旋转，他们认为该旋转与日本海的形成密切相关.Kaneoka(1990)整理了当时几乎所有的关于日本海域放射性年代的数据，并结合古地磁研究，最终推测日本海的形成年代为17~25 Ma.随后，DSDP和ODP的实施获取了大量有价值的数据，尤其是其中的古地磁数据，它们指示在中中新世时期，本州岛经历了多期旋转，且可确定15 Ma时西南日本岛弧经历了快速的顺时针旋转.这些观测结果表明日本海于16~14 Ma快速张开.由此，古地磁资料证明的岛弧快速的旋转逐渐吸引了众多学者的注意，他们开始认同岛弧旋转与日本海的形成密切相关，并通过对岛弧旋转的研究进一步揭示日本海的形成和演化过程.但是同西南日本岛弧相比，东北日本岛弧的古地磁数据过于分散，同时这些数据显示出日本岛的旋转并非仅限于西南部，西南部的旋转仅仅是落后于东北日本岛弧一期旋转的二期过程，日本海的形成应该早于14 Ma(Loveless and Meade, 2010; Jolivet et al., 2013).结合岛弧和陆地的地质资料，以及Ingle(1992)对于日本海边缘下沉历史的重建，Tamaki(1995)认为日本海的形成始于古日本岛弧的地壳减薄及扩张，且初始岛弧扩张始于30 Ma之前，初始的海底扩张则发生于约28 Ma，至18 Ma时停止，并形成了日本盆地典型的海洋地壳.Kano等(2007)利用日本岛弧后一侧至萨哈林岛沿岸一线年代为始新世—渐新世的连续地层数据，结合放射性年代的数据，揭示了沿着日本海东海岸晚始新世—渐新世海相沉积的存在.这一发现表明日本海的起源可以追溯到渐新世甚至更早，比以往假设的年代更老，并且在早中新世—中中新世时期，日本海内部及其周围陆缘的断裂开始加速作用.
3.2 日本岛的演化日本岛现在弯曲的形状被认为是与日本海的形成密切相关的，学者们已经利用亚欧大陆东北缘和日本岛及其沿岸收集到的地质学、地层学和生物化石等资料证明日本海形成之初，日本岛与亚欧大陆是相连的，随后由于大陆断裂，海底扩张产生的地壳拉张作用使之从本土分离.但是关于日本岛从亚欧大陆的裂离过程，大家给出了各自不同的观点.如根据大洋钻探的结果，Jolivet等(1992)认为西南日本岛发生了向西的平移；由古地磁验证的，被学界普遍接受观点则是日本岛分为东北和西南两个块体，前者发生逆时针旋转，后者则相反.还有学者认为日本岛经历以上两者的协同作用(Lee et al., 1999; Honza et al., 2004).
另外，关于日本岛东北和西南两部分旋转的角度和旋转发生的年代也存在争议.Otofuji和Matsuda(1983)利用古地磁资料确定了日本岛弧的东北和西南块体分别进行了反向的旋转，但由于数据有限，未能明确旋转的具体年代和大小.随后，他们对这一现象进行了更加深入的研究，即在38.2°N—40.3°N之间的东北日本岛弧上采集了超过200个早第三纪—中中新世的流纹岩状的凝灰岩样本，对它们进行倾斜改正，钾-氩法或裂变径迹法和古地磁的方法进行定年，利用热退磁实验确定特征方向，同时顾及古地磁倾角的约束，最终得出结论东北日本绕北部旋转极(146°E，44°N)发生了50°旋转，西南日本岛弧绕南部旋转极(129°E，34°N)发生了54°的旋转.两地块的反向旋转近乎同时发生于22~11Ma期间(Fukuma et al., 1998).林田和伊东对地层连续性特别好的三重县的一志层群的古地磁学进行了研究，他们从大约500 m厚的地层的12层位获得非常可靠的古地磁方位，其平均方位约偏东45°，参考浮游生物有孔虫化石, 通过把古地磁极性变化和地磁反转的年代表(约16 Ma)进行对比，求出了地层年代.他们认为西南日本是16 Ma以后才开始出现旋转的.Uyeda(1992)则认为任何把古地磁资料作为事实的模式, 即西南本州弧作为单个刚体在1 Ma那样短的时间里旋转约50°，都要求在其端点要有不可能的高速位移，西南本州的东端则必须以约600 mm/a的速度移动.Mashima(2015)基于岛弧和周围陆上的地质资料，认为北九州和韩国东南部的地质学联系表明西南日本岛相对于固定的朝鲜半岛并没有发生很大程度的旋转.北九州三君岛的花岗岩和东南朝鲜半岛佛国寺的花岗岩均是NNE-SSW向的走滑断层，这表明北九州相对于西南朝鲜半岛并没有大幅旋转.前白垩纪的地层表明北九州和西中涂区都是东西向延伸，这就表明北九州相对于本州无旋转.因此，他认为西南日本相对于固定的朝鲜半岛并没有大幅旋转.至于岛弧旋转的年代，Otofuji等(Otofuji et al., 1981, 1984, 1996; Otofuji and Matsuda, 1983)依据当地的古地磁和K-Ar定年的资料，认为其旋转量的约80%发生于25~15 Ma间，西南日本在15 Ma左右的近1 Ma的时间内发生了快速的旋转，停止时间为14.2±0.8.Hayashida等(1991)参照硅藻地层的资料，确定西南日本的旋转可追溯至15.7~14.48 Ma.为对于东北日本，存在两种模式，首先是Otifuji等(1994)结合岛弧的地质年代学和古地磁数据提出的，东北的逆时针旋转发生于15 Ma.另一个则是根据Motokozawa玄武岩和Motegi(日本中部以北)的古地磁定向和K-Ar定年数据，认为东北的旋转停止于18 Ma(Takahashi et al., 1995; Hosh et al., 1997, 1999; Takahashi et al., 1999).两者断定的年代差别可能是由于把日本岛的两个块体分别作为刚体，而并未考虑各自内部可能还存在子陆块的相对运动，抑或是使用了精度不同的古地磁数据.以上结论可以看出，关于日本岛的演化虽然仍存在争议，但随着数据质量的提高、技术手段的多样化和相关研究经验的积累，原本明显的差距正在逐渐缩小.
3.3 日本海演化的模式日本海的演化模式一直是研究的热点和难点问题，且存在较大的争议.总结以往研究提出的模式，主要有以下四种.
(1) 弧后板块的后撤
早期在研究弧后盆地形成原因时，学者们提出了两种演化模式.其一，Chase(1978)、Uyeda和Kanamori(1979)提出活动的边缘海位于上覆板块相对于海沟具有绝对速度的区域.Uyeda和Kanamori提出的模式认为俯冲板片和海沟轴线相对于上地幔是固定不动的，弧后扩张主要由上覆板块(即弧后板块)向陆地一侧的后撤引起的.Kimura等(1984)和Tamaki(1988)参考这一模式提出日本海的张开是由于欧亚大陆和印度碰撞，使得阿穆利亚板块发生北移，也即阿穆利亚板块向大陆一侧的后撤的结果.有些学者对这一模式提出了质疑，他们认为亚欧大陆和印度碰撞所产生的远程效应或许无法达到如此远的地区.
(2) 海沟的后撤
另一个有关弧后盆地演化的模式由Molnar和Atwarter(1978)提出，他们认为活跃的边缘海位于俯冲带的后侧，这一俯冲一般是由年龄较老的板块俯冲至年轻的板块之下，俯冲的大洋板片由于重力向下拖拽，使海沟轴线向大洋一侧的后撤是形成弧后盆地的主要原因.这就是我们所说的“海沟后撤”模型.Seno和Maruyama(1984)重建菲律宾海和西南日本盆地的演化历史时，分别使用海沟后撤和海沟固定的模型进行模拟，并将结果同当地的地质学、地层学和生物化石等资料进行比较，最终确定“海沟后撤”模型是更符合实际情况的.
(3) 拉裂盆地
Lallemand等(1985)对日本海内的地形构造和古地磁资料进行分析，发现日本海东西边缘结构复杂，存在大量的N-S或者NNE-SSW向的海脊，它们最远可以绵延1000 km并将海域内的盆地分隔开，加之一些海槽处发育了雁列式结构，表明这些断裂受到右旋走滑断层的控制.同时结合日本海菱形的形状，他们提出了日本海是渐新世—下中新世时期发育在两个走滑断层之间的拉裂盆地，这两个走滑断层分别是日本海东侧沿着萨哈林岛—北海道—东北本州岛右旋剪切带，日本海西南侧朝鲜半岛与西南日本岛之间相对较小的右旋剪切带，如图 8所示.
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图 8 (a) 日本海右旋走滑拉裂模式(修改自任建业和李思田，2000); (b)日本海拉裂模式示意图(修改自Mashima，2015) Figure 8 (a) Right-lateral strike-slip pull-apart(revised from Ren and Li, 2000); (b) Schematic diagram of pull-apart mode of the Japan Seamode of the Japan Sea (revised from Mashima, 2015) |
Jolivet等(1994)和Tamaki(1995)的研究也支持这一模式，他们利用日本海的地质和钻探资料得到日本海内部东部存在很多NE-SW向的断裂带，根据这些断裂带的结构及周围的应力分布推断它们是由右旋剪切作用产生的，另外日本海北部的日本盆地发育了典型的洋壳，且呈现东宽西窄的三角形，表明其不是传统的类似于洋中脊的海底扩张的结果，由此他们赞同日本海是拉裂盆地的观点，并提出了基于这一观点的日本海演化的过程，如图 7所示.
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图 7 日本海演化过程简图(据Tamaki, 1995) Figure 7 Schematic diagram of the evolution of the Japan Sea(from Tamaki, 1995) |
根据此模式，30 Ma左右时古日本弧仍是亚欧大陆的一部分，之后发生分裂和地壳减薄.约28 Ma时，日本海东侧右旋剪切带发育，在其作用下形成断裂带，海底扩张便从断裂带附近开始并逐渐向西传播，导致日本盆地的张开并最终形成现在的“喇叭状”海洋地壳.任建业和李思田(2000)结合Fournier等于1994年实现的大陆碰撞效应的模拟实验指出，印度—欧亚大陆碰撞的远程效应最远是可以传至Okhotsk的，而且由日本盆地非对称发育的特征说明其演化过程中明显受到了大规模走滑作用的影响.Mashima(2015)也认为拉裂模式可以合乎逻辑的解释日本海的地质特征，例如对马盆地和Tsuhima-Goto断层的特征，同时还综合考虑了由海洋板块和日本岛弧之间强震耦合引起的地震震动的走滑分量在内的古地磁倾角，因此比双门模式更为合理.
(4) 双门模式(DDO)
Koto(1906)是最早应用双门模式解释日本海形成过程的学者，目前的双门模式均源于以上模型，此模型建立在日本海菱形形状的基础上.Koto将本州岛的弯曲与朝鲜半岛的分叉相联系，并提出日本岛弧向东南的移动.Terada(1927)沿袭他的假设并考虑了大陆漂移.Kobayashi(1941)同样如此(Mashima，2015).Wallace等(2009)和Martin(2011)研究日本海的地质特征和形成规律时发现其与地中海的演化存在很多的共性，例如都存在朝着相反方向运动的一对地体；两海域内的不同位置的弧后扩张近乎在同一时期发生；弧后断裂期间较薄的大陆地壳或海洋地壳将较厚的大陆地壳的块体隔离开，且此隔离可能是由于同时期发生的断裂或逐渐增加的向海侧的断裂，与洋脊朝俯冲带的跃迁有关；且各自不同的地体反向旋转时期都存在海沟向洋一侧的后撤，两者均发生了主要的垂直岛弧的断裂，如日本大地沟，在23~18 Ma至14 Ma发生断裂，14 Ma至今发生反转；海域内均是先发生断裂，随后断裂向地壳减薄的区域传播，导致盆地的张开并最终形成洋壳等.因此，他们认为用于解释地中海形成的双门模式，对于日本海的形成同样适用，并且给出了这一模式的简图，如图 9所示.
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图 9 门模式简图(据Wallace，2009; Martin, 2011) West2和East2为反向旋转的两个地体，P1和P2为各自的旋转极，箭头为拉力方向，带锯齿的黑线表示海沟. Figure 9 Schematic diagram of double-saloon mode (from Wallace, 2009; Martin, 2011) West2 and East2 stand for two terrains that rotate in opposite directions, P1 and P2 are rotate poles, respectively, arrows show the pull directions, serrated black lines stand for trench. |
图中模型的演化过程如下：首先板块West2相对于旋转极P1顺时针旋转，而East2相对于极点P2发生逆时针旋转.初始情况下移动可由位于中部的拉力驱动，该拉力沿着俯冲回折的方向.随着旋转的进行，需要两个分别朝着南西和南东向的拉力作用.于是在a和c、d和f之间，大陆地壳发生断裂和扩张以适应拉力的作用，而c和d、f和e之间则开始产生新的洋壳.随着旋转更加深入的进行，断裂作用开始向旋转极传播，正如海底扩张等厚线指示的那样.当旋转地体分离时，它会产生第三个断裂，该断裂垂直于旋转地体边缘南侧的俯冲带，其方向与俯冲回折的方向相反.而对于这种模式，Mashima(1995)认为其主要是基于西南日本岛弧的古地磁偏角建立的，缺乏地质学证据.例如，DDO模型的支持者认为西南日本岛上前寒武纪时期的飞驒带是韩国的沃川构造带向北东的延伸.然而，Ichikawa(1972)指出这是将飞驒带看作岭南断层的延伸进行重建时的最北端，该断层位于沃川构造带以南的，这样假设是因为飞驒带南部不存在前寒武纪带.Ichikawa也提出Matsumoto(1967)曾指出沃川构造带不可能延伸到日本岛.另外，北九州三君岛的花岗岩和东南朝鲜半岛佛国寺的花岗岩均是NNE-SSW向的走滑断层，这表明北九州相对于西南朝鲜半岛并没有大幅旋转(Inoue，1982).前白垩纪的地层表明北九州和西中涂区都是东西向延伸，这就表明北九州相对于本州无旋转.因此，西南日本相对于固定的朝鲜半岛并没有大幅旋转.
3.4 日本海演化初期的板块运动无论在日本海演化过程的问题上存在多大的争议，学者们普遍认同板块的俯冲起到了至关重要的作用.回顾前人们对该区域演化及板块重建的相关研究，我们发现关于日本海的形成初期到底是仅受到太平洋板块的作用，还是只受到菲律宾海板块的作用，抑或是同时受到两者的协同作用这一问题上，大家的观点仍未达成一致.
(1) 太平洋板块和菲律宾海板块的协同作用
Maruyama等(1985)对菲律宾海板块的古地理进行了重建，他们将菲律宾海板块的演化过程分为三个阶段：40~30 Ma期间菲律宾海以10 cm/a的速度向北或西北移动，伊豆小笠原海沟随之向北移动；30~17 Ma间，菲律宾海北移速度减慢，约3.5 cm/a，同时伊豆小笠原—马里亚纳海沟逐渐东移，结果形成了四国盆地和帕里西维亚盆地.沟沟沟的三联点在九州岛东南侧，日本岛东北和西南块体分别发生了逆时针和顺时针的旋转；17 Ma之后，四国盆地和帕里西维亚盆地的继续扩张，三联点逐渐向东北移动，最后到达其现在的位置，该重建模型表明日本海的形成同时受到了太平洋板块和菲律宾海板块的俯冲作用，演化模型如下图 10a.
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图 10 (a) 菲律宾板块的古地理重建(修改自Maruyama et al., 1985)；(b)日本海演化(修改自Michael et al., 1987)YB表示大和盆地，TB表示对马盆地，HI表示本州岛；(c)日本海演化简易模式图(修改自Robert，2002)；(d)中中新世以来日本海的演化(修改自Millerand Kennett, 2006)，虚线表示日本海形成早期海沟的位置.PA为太平洋板块，PH为菲律宾海板块，箭头分别表示板块俯冲的方向, 灰色表示亚欧大陆和日本岛弧现在的位置 Figure 10 (a)Palaeogeographic reconstruction of the Philippine plate(revised from Maruyama et al., 1985); (b)Evolution of the Japan Sea(revised from Michael et al., 1987)YB:Yamato Basin, TB: Tsushima Basin, HI:Hondo Island; (c) Schematic diagram of the evolution of the Japan Sea(revised from Robert, 2002); (d)Evolution of the Japan Sea since middle Miocene (revised from Millerand Kennett, 2006), dotted line shows the location of trench during the early stage of the Japan Sea's formation.PA:Pacific plate, PH:Philippine Sea plate, arrow shows the subducted directions, gray stand for locations of the Eurasian and Japan island arc now |
(2) 仅受到菲律宾海板块的俯冲
随后，Michael等(1987)提出了完全不同的观点.其将日本海的演化划分为四个阶段：早始新世时期库拉—太平洋海岭俯冲于现代北海道以北，菲律宾板块开始形成；约43 Ma时日本岛作为一刚性地块裂离，并发生顺时针旋转，太平洋板块开始俯冲至菲律宾板块之下，形成一新岛弧(可能是帕劳—九州海脊)；20~17 Ma期间对马盆地和大和盆地开始张开，沟-沟-沟三联点向西南移动，引起新岛弧与日本弧碰撞，随后东北日本逆时针旋转；17 Ma至今三联点继续向南西南迁移，西南日本发生顺时针旋转，约12 Ma时，弧后扩张停止.该模式下日本海的形成初期仅受到菲律宾海板块的俯冲，三联点的位置逐渐南移，如图 10b.
(3) 仅太平洋板块俯冲于日本岛弧之下
第三种不同的模式由提出，其认为40 Ma时，日本岛仍然与亚欧大陆相连，由于西菲律宾盆地的扩张在东菲律宾板块边缘—即帕劳—九州海脊和伊豆小笠原—马里亚纳海沟处发育了一较长的岛弧扩张，日本岛仅受到太平洋板块的俯冲.约30 Ma时，菲律宾板块向北逐渐移动，日本海区域地壳逐渐扩张，日本海开始张开，日本岛作为一个刚性地体整体从亚欧大陆裂离.25 Ma时，菲律宾板块仍缓慢北进，日本岛开始逐渐作为两个地体方向旋转，日本岛逐渐变弯同时太平洋俯冲作用下，日本盆地北部的海洋地壳开始形成.15 Ma时，菲律宾板块快速向北移动，俯冲作用和日本岛两地体的反向运动使得日本盆地北部海洋地壳逐渐向南传播，随后西南日本与伊豆小笠原岛弧的碰撞使其顺时针的旋转停止.该模式表明在日本盆地张开期间，仅太平洋板块俯冲于日本岛弧之下，如图 10c.
(4) 起初受到太平洋板块的作用，随后受到太平洋和菲律宾海板块的协同作用
Miller和Kennett(2006)则认为日本海的形成和日本岛的变弯是早于20 Ma.且早在20 Ma时菲律宾海板块就已经位于其现在的位置，直至8 Ma都没有发生太大的变化.然而随着时间的推移，海沟逐渐向太平洋一侧回撤，由板片边界的变化可以看出俯冲板片产生了向海的折回，可以推断早期，太平洋板块的俯冲起着主要作用.而8 Ma开始，菲律宾海板块内断裂逐渐发育，这一过程的深入使该板块东北边界逐渐朝NE向延伸，这一时期两个板块共同俯冲于日本岛，如图 10d.
4 总结与展望日本海地理位置和地质构造特征具有特殊性，对其进行深入的研究不仅有利于解决日本海的形成和演化过程的问题，还有助于预测日本海未来的发展趋势.同时对于更好的理解太平洋沿岸弧后盆地的发育也具有十分重要的指导意义.目前存在的诸多争议，直接体现了研究中尚存在许多不足，如处于安全的考虑和技术水平的局限性，实测采集的数据资料较为有限；受前人研究成果的影响和固有理论的束缚，缺乏创新性；研究手段单一，研究结果具有片面性等.因此，对于日本海的研究不仅需要积累更多高质量的数据资料，还应综合多种技术手段，以这些实测的数据资料作为有效约束，结合数值模拟等现代技术手段，更好的完善日本海的相关研究.
致谢 感谢师姐李园洁、师弟王少破和王振山对本文提出的诸多有益建议，以及在本文撰写过程中给予的帮助.本文的大部分图件使用绘图工具GMT绘制，在此对作者Wessel, P.等一并致谢.| [] | Abdelwahed M F, Zhao D P. 2007. Deep structure of the Japan subductionzone[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 162(1-2): 32–52. DOI:10.1016/j.pepi.2007.03.001 |
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