地球物理学报  2019, Vol. 62 Issue (3): 849-863 |
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, LI Fei1
, ZHANG Qiao2, GAO JinYao3, HAO WeiFeng1, LI YongDong4, GUAN QingSheng3, LIN Xing5
地壳密度属性与它本身的物质组成和温度结构有关，其分布特征是地壳变形和动力学过程的集中体现，因此成为理解大陆构造演化的一个基本参数.重力异常由地壳不同深度位置的物质密度差异产生，利用重力数据反演地壳内部密度信息是重建密度结构的一个重要方法.由于观测信息的匮乏，单纯利用重力数据反演往往给计算结果带来多解性.因此需要将更多的先验信息，比如水深地形、沉积物厚度、热流以及岩石化学等地质与地球物理数据作为约束条件参与到联合反演计算，以有效地降低反演多解性.例如，考虑到地震波速度和密度之间存在相关性，很多研究将地震波速作为约束条件来估算密度结构(DeNosaquo et al., 2009; Afonso et al., 2013).与此同时，伴随着以重力场数据为基础的三维密度结构约束反演技术日益成熟，反演获得的密度结构也更加准确可靠(Li and Oldenburg, 1998; 王新胜等, 2012; 杨文采等, 2015; Ji et al., 2018).南极大陆现今的构造格局由一系列不同地质年代的构造单元组成(图 1)：稳定的东南极-前寒武纪地盾；增生地体的拼接形成的西南极；贯穿整个南极大陆的南极横断山脉(TAMs)以及空间上与山脉平行展布的西南极裂谷系统(WARS)(Behrendt et al., 1991; Salvini et al., 1997; Stern and Ten Brink, 1989).如此规模巨大、构造复杂的研究区域为利用密度结构研究大陆变形以及构造运动提供了理想场所.
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图 1 南极大陆冰下地形及周边海域水深图 黑色实线为海岸线的位置.各构造单元简写如下：AP:南极半岛；GSM:甘布尔采夫山；LRS：兰伯特裂谷系统；WSB：威尔克斯冰下盆地. Fig. 1 Subglacial bedrock topography over the Antarctica and bathymetry of the surrounding ocean Black line indicates the coastline. AP: Antarctic Peninsula, GSM: Gamburtsev Subglacial Mountains, LRS: Lambert Rift System, WSB: Wilkes Subglacial Basin. |
南极大陆超过99%的区域被冰雪覆盖，冰盖最厚的区域达到了4 km.极端的气候环境为野外数据采集工作带来了巨大挑战.随着航空地球物理测量的发展和完善，高分辨率的南极大陆地区地球物理资料日益丰富，为研究南极地区精细地壳结构，理解南极的演化过程提供了重要基础.Maule等(2005)利用源自卫星的磁力数据确定了居里点深度，并利用居里点深度和基底两个边界条件，结合一维稳态热传导方程首次估算了南极大陆冰下的热流数据.Martos等(2017)以融合的2006年至2017年期间南极大陆不同区域航空磁力数据为基础，计算并提供了覆盖整个南极大陆更高精度的热流值分布图.Scheinert等(2016)对近几年不同国家针对南极的不同科学任务采集的重力场数据，以多种方法进行交叉改正、滤波等处理，并最终归算到统一的坐标系统，从而得到目前南极大陆覆盖范围最广的自由空间重力异常网格数据(AntGG).该网格数据涵盖了来自野外地面、航空和船载测量的超过13000000个数据点，网格间距为10 km×10 km.地震成像作为研究地球内部结构的一个主要手段，应用于获得地球不同空间及圈层尺度的三维地震波速度模型.南极大陆构造板块尺度的成像工作展开较早，针对不同的科学目标采用一系列的研究方法获取了不同尺度下的模型结果.Roult和Rouland(1994)利用分布在南大洋岛屿上的宽频地震台采集到的地震数据，模拟了基阶模式瑞雷波的频散特征并描述了水平方向相速度变化.Danesi和Morelli(2000)首先估算了周期在30和120 s之间的基阶瑞雷波推导了群速度图，并进一步反演产生了南极板块上地幔的三维剪切波速度模型.Hansen等(2014)利用最新部署在南极台站的数据，结合参数化自适应成像技术，获得了南极大陆深地幔的高分辨率P波速度异常模型.然而这些地震波速模型均不适合用于中浅尺度地壳精细结构的研究工作.An等(2015a)计算了南极板块岩石圈尺度的三维剪切波速度模型，为我们利用地震速度、热流与密度之间的关系，反演密度结构提供了重要数据来源.
尽管前人在南极大陆结构方面进行了大量研究，但是大部分的研究结果或者针对岩石圈尺度的深部研究(Danesi and Morelli, 2001; Hansen et al., 2014; An et al., 2015a)，或者基于某些研究区域内有限范围的计算(Mishra et al., 1999; Lawrence et al., 2006a)，从而很难用于分析不同构造单位之间的壳内构造活动.本文利用三维S波速度模型以及冰下热流数据等先验信息，建立了参考密度模型作为约束条件.结合布格重力异常，开展三维重力反演计算，获得了南极大陆地区精细的地壳密度结构，对揭示南极大陆的构造地球动力学过程具有重要意义.结合岩石圈强度信息，对WARS的热状态和TAMs隆起机制进行了探讨.
1 地质背景南极大陆面积超过1400万平方公里，几乎整个区域被平均厚度约1900 m的冰雪覆盖(Fretwell et al., 2013).目前普遍的观点将南极分为东南极和西南极，TAMs为划分这两部分构造单元的地质和地形边界.东南极以冷、厚的岩石圈为特征，其形成时间虽然还未确定，但是很多学者认为克拉通形成于前寒武纪(Grikurov, 1982; Fitzsimons, 2003).与稳定的东南极不同，西南极由若干新生代地块拼接而成，包括罗斯海、玛丽伯德地、埃尔斯沃思山脉和南极半岛等.西南极的裂谷作用和岩浆作用，指示了岩石圈拉张减薄的特征.WARS是世界上最大的内陆裂谷之一，规模上可以与东非裂谷系统和美国内陆地区的盆地山脉省相媲美.该裂谷一端连接着罗斯海，另一端为阿蒙森海以及别林斯高晋海，冰下地形的证据显示其大部分区域位于海平面以下(图 1).
WARS的形成可能开始于侏罗纪南非与东南极分裂时期，主要拉张阶段发生在约105~83 Ma，同时西南极与新西兰大陆分离，并且伴随着南大洋开始扩张(Behrendt et al., 1991; Siddoway, 2008).在新生代，以阿黛尔海槽的海底扩张为标志，在西罗斯海开启了第二次裂谷活动(Cande et al., 2000; Granot et al., 2010).相比于第一次广泛的拉张活动，新生代裂谷活动表现为集中型拉张伸展，仅局限在西南极裂谷系统一端的西罗斯海区域.反射地震的证据显示第二次拉张活动可能一直持续到现今(Hall et al., 2007).新生代拉张还伴随沿着强烈的岩浆活动，包括TAMs前缘、玛丽伯德地，局部岩浆活动可能还存在于西南极内陆地区(Siddoway, 2008)，航空磁力的数据圈定了大约超过106 km3的晚新生代的火成岩(Behrendt, 2013).
随着南极大陆布设的地震台网日趋完善，整个南极大陆尺度的地壳结构基本已经探明.东南极克拉通地壳厚度变化不大，大部分区域地壳厚度在35~45 km之间变化，其中最厚的区域位于东南极中部附近的甘布尔采夫山.该区域厚度可达60 km，比周围地壳厚15 km左右(O′Donnell and Nyblade, 2014)，是整个南极地壳最厚的地区.An等(2015a)发布的地壳厚度结果显示TAMs的地壳厚度超过40 km.Hansen等(2016)基于最新的地震台站数据获取了TAMs北段(73.5°S)地壳厚度为46 km.向西南极过渡，受裂谷活动影响，地壳明显减薄.地震折射资料的证据表明罗斯海拉张盆地的地壳厚度低于24 km，其中最薄的西罗斯海地区约为7 km，对应的拉张因子达到4.0(Trey et al., 1999).罗斯海南部的内陆裂谷区的地壳也比较薄，平均厚度23 km，向玛丽伯德地一侧开始增厚到25 km(Ramirez et al., 2016).然而岩石圈尺度上地震探测的结果显示东南极岩石圈厚度变化与地壳厚度变化特征不同，表现为由毛德王后地正常厚度200 km经过恩德比地、甘布尔采夫山，向威尔克斯地逐渐增厚超过250 km(Morelli and Danesi, 2004). Chen等(2017)计算的有效弹性厚度(EET)显示东南极克拉通内部岩石圈挠曲刚度变化明显，最高值区域位于威尔克斯地附近，表明了这里为东南极最老、最厚的地块.
2 数据与方法 2.1 计算方法本研究采用的反演技术是由Li和Oldenburg(1996, 1998)提出的一种稳健的三维重力反演算法，可以通过地表观测重力异常反演观测点下方三维密度异常模型.因此需要将研究区域下方一定空间范围内物质按照三维正交网格进行分割，每个长方体单元内密度异常值不变.反演是一个迭代优化的过程，当获得最优化解，即保证全局目标函数ϕ最小值时，迭代停止.ϕ由两部分组成：数据误差函数ϕd和模型目标函数ϕm，二者之间通过权衡因子u控制两个函数的权重：
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(1) |
在反演过程中，通过反复迭代使得密度异常模型的重力效应与观测值的均方误差最小，从而保证数据误差函数满足迭代终止条件(Li and Oldenburg, 1996, 1998).此外，为了减少迭代次数和反演结果的多解性，反演之前利用已有的地球物理数据作为先验密度异常信息加入到每一个对应的网格单元中，建立参考密度模型.目标函数描述了反演的密度异常模型与参考密度模型的接近程度.因此该算法的的优势是在获得的最优解的同时，既保证了与观测重力值的相近程度，也尽可能顾及参考密度异常模型在运算中的权重.为了平衡数据精度、研究目标的空间尺度和计算机运算时间，本研究中采用的网格单元参数为：北向、东向和垂向上单元数量为301×251×143，水平方向上网格间距20 km，垂向上为0.5 km.为了避免边缘效应，在建立的三维空间模型中，水平方向四周边缘以及垂向边缘各加入了3个填充单元(Ji et al., 2018).
位场数据反演通常存在“趋肤效应”，具体可以表述为，观测重力数据本身缺乏纵向分辨率导致反演的密度异常值更易于集中在观测地表附近，无法获取深部位置密度异常，从而不能客观地反应地下物性的真实分布情况.为了克服这一问题，Li和Oldenburg(1996, 1998)提出了加权函数的思想，针对地下浅部和深部的长方体单元给予不同的权重，抵消位场核函数随深度的衰减，从而使不同深度下的计算单元获得非零密度异常值的机会相等.大量数值计算的实验证明w(z)=(z+z0)-β/2的函数表现形式与重力核函数衰减类似，可以很好地作为深度加权函数，克服重力核函数的衰减问题.目前该三维重力反演方法已经广泛应用于研究全球不同的构造单元，包括大陆克拉通、被动陆缘以及海底火山等(Flinders et al., 2010; 张毅等, 2012; Welford et al., 2010; Welford and Hall, 2013; Deng et al., 2014)，均取得了很好的研究结果.
2.2 基本数据本文研究范围包含了整个南极大陆区域.其中布格重力异常采用Chen等(2017)计算的网格数据，网格间距为10 km×10 km(图 2a).该数据计算流程为两步：(1)源自卫星的重力模型Eigen-6c4与前文提到的网格数据AntGG(Scheinert et al., 2016)融合形成了自由空间重力异常数据；(2)计算并消除了地形、冰盖和周边水体的重力异常，并在计算过程中考虑了球面效应.任一个计算点的重力效应由该点为圆心周围222.4 km范围内的地形数据计算得到(Kaban et al., 2016)，其中地形改正用到的地表高程和海冰盖厚度源自Bedmap2数据模型(Fretwell et al., 2013).
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图 2 (a) 布格重力异常; (b)冰下基岩表面热流值分布图 Fig. 2 (a) Complete Bouguer gravity anomalies; (b) Estimated heat flow distribution at the bedrock surface |
热流数据采用最新发布的冰下基岩表面热流数据(Martos et al., 2017)，网格间距为15 km.相比之前的热流数据模型，该研究不仅采用了更高分辨率的磁力数据体，而且在计算当中将地表实测热流值点作为参考引入模型当中，使得到的热流模型更加真实可靠(图 2b).地震数据来自An等(2015a)利用表面波层析成像方法获得的南极大陆及周边海域的最新三维S波速度模型.水平方向上网格间距为0.8°×0.8°，垂向上网格间距随深度变化逐渐增大.在20 km范围内网格间距为2.5 km，深度超过20 km到本文研究的70 km范围内，垂向网格间距为5 km(图 3).
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图 3 (a) 深度15 km处S波速度分布图; (b)深度30 km处S波速度分布图 Fig. 3 S wave velocity maps at depths of (a) 15 km and (b) 30 km |
为了获得用于约束重力反演的参考密度模型，利用地震波速与密度之间的关系式进行转换得到先验密度信息.考虑到地壳与地幔物质组成成分存在差异性，因此采用不同关系式分别计算地壳和地幔的参考密度.首先利用Levandowski等(2015)地震波速vs-密度ρ关系式计算了地壳密度：
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(2) |
其中vs为地震剪切波速度. (2)式基于实验室环境下岩石的密度和速度数据拟合得到，与岩石的物质组成有关，但未考虑温度的影响因素.为了计算温度对速度和密度的影响，假定地壳物质密度为2800 kg·m-3, vs取3.6 km·s-1, 横纵波比vp/vs选取1.78，热膨胀系数为2.5×10-5/℃，∂vp/∂T表示温度对地震波速度的影响程度，不同岩石之间变化不大，这里取0.5(Christensen and Mooney, 1995).通过上述取值，推算出温度每升高100 ℃，密度和S波速度分别降低约7 kg·m-3和约0.03 km·s -1，即用(2)式计算这部分降低的速度相当于密度降低了约17 kg·m-3.也就是说，每增加一摄氏度会导致密度被低估约0.1 kg·m-3.因此，对于高热流值的区域，实际密度要高于公式(2)中通过波速转化的密度，反之亦然.将波速转化为密度之后，考虑了热对密度的影响，增加一个改正项：
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(3) |
公式右侧第二项基于观测热流值q估算温度对密度的影响.假设参考地温梯度Tref(z)取均值15 ℃·km-1 (Levandowski et al., 2015; Deng et al., 2017)，热导率k采用适用于南极大陆尺度合理的地热参数值2.8 W·mK-1(Martos et al., 2017).
对于地幔而言，密度和速度同样与温度和物质组成有关.通过拟合六种上地幔常见矿物的速度-温度和密度-温度曲线，建立了以假设的固相线作为参考(vs=4.5 km·s-1, ρm=3200 kg·m-3)的密度偏差和速度偏差的关系曲线.在深度z位置处，速度扰动(与4.5 km·s-1差别的百分比)与密度扰动之间的关系(Levandowski et al., 2015)：
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(4a) |
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(4b) |
最后基于S波速度模型以及热流数据，利用公式(2)—(4)，获得用于三维重力反演的参考密度模型，如图 4所示.
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图 4 基于地震波速和热流计算的初始密度异常模型，用做三维重力反演的先验信息 Fig. 4 Initial density model obtained by transforming from the seismic velocity and heat flow |
为了评价迭代反演的计算结果，我们首先利用反演得到的密度异常模型，计算了南极大陆的重力异常空间分布特征(图 5a)，并给出了与观测异常的差值(图 5b).图 5a显示预测的重力异常可以具有与观测重力异常基本一致的长波长特征，并且幅值吻合的比较好.然而恢复的短波长的信息受到扰动，在图 5b表现为随机分布的一些横向和垂向的轻微条状异常.Welford和Hall(2013)认为这是在反演过程中，地下空间连续介质进行块状单元体离散参数化处理的客观需要导致的.这种条带状异常在地形变化剧烈的沿TAMs以及莫霍面陡然变深的甘布尔采夫山位置处，表现地较为强烈.此外，为提高计算效率而扩大计算机舍入误差也会降低反演垂向分辨率；S波速度与密度、热流值之间的对应关系的不确定性也可能对反演过程引入误差(王俊等, 2014; Deng et al., 2014).总体来看，观测重力与计算的重力异常在整个研究区域相差不大，基本维持在±10 mGal范围内，即反演的异常可以恢复观测重力异常大部分的特征信息.
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图 5 (a) 反演获得密度异常模型正演计算的重力异常; (b)观测的重力异常和正演计算的重力异常之间的差别 Fig. 5 The calculated Bouguer gravity anomalies and the differences between observed (a) and calculated gravity anomalies (b) |
利用引入深度加权函数的三维重力反演算法，获得了南极大陆下方地壳尺度的三维密度异常.为了便于分析密度变化情况，对不同深度范围的密度异常进行了取平均化，如图 6(a—d)所示.反演的南极大陆地壳密度显示，在浅部和深部展现出不同的变化特征，具体表述如下：
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图 6 约束三维重力反演获得的南极大陆不同深度密度异常图 (a)深度0~10 km; (b) 10~20 km; (c) 20~30 km; (d) 30~40 km.(a)中直线A-A′为图 9剖面位置. Fig. 6 The distribution of mean density anomalies over Antarctic continent based on the constrained 3D gravity inversion. Mean values at the depth of 0~10 km (a), 10~20 km (b), 20~30 km (c), 30~40 km (d).The solid black line A-A′ displays the location of Fig. 9. |
(1) 上中地壳
在上地壳(图 6a)，东南极大部分区域密度变化不大，基本维持为-0.25~-0.20 g·cm-3，其中高值位于南极半岛向内陆延伸至威德尔海向陆侧，可以达到-0.10 g·cm-3.与世界上其他的陆内裂谷系统类似，WARS以及玛丽伯德地的上地壳均显示异常低密度，而在局部区域如西罗斯海和玛丽伯德地出现了相对高密度，这可能与新生代岩浆活动有关(Behrendt et al., 1991; Salvini et al., 1997; Luyendyk et al., 2003).这种异常的差别在中地壳深度范围内消失(图 6b)，整个大陆在这一深度范围内较为均一.下地壳的密度水平变化增加，中地壳扮演了过渡性作用.
(2) 下地壳
下地壳范围内(图 6c，6d)，东南极密度随深度逐渐增加，但是仍以相对低密度(-0.10~ -0.15 g·cm-3)为主，低值区由毛德皇后地经过甘布尔采夫山至威尔克斯地以北区域.密度变化最明显的区域为兰伯特裂谷，异常值明显偏高，高密度异常从普里兹湾沿近东西向，向东南极地盾内部延伸，长度约600 km.重力模型的结果揭示了横贯兰伯特裂谷的薄地壳(25 km)，并伴随有底侵作用产生的高密度(3.05 g·cm-3)特征，分析认为兰伯特裂谷符合主动裂谷的演化特征(Mishra et al., 1999).除此之外，图 6d显示威尔克斯冰下盆地处密度异常也高于周围区域.Jordan等(2013)利用航空重力数据揭示了威尔克斯冰下盆地的地壳厚度在30~35 km范围内，相比周边地区地壳趋于减薄，推测与侏罗纪到白垩纪期间的拉张作用或者与北维多利亚地地块后撤俯冲引起的弧后扩张有关.
以TAMs为界，向西南极方向，地壳密度明显增高，图 6c显示西南极密度异常0~0.2 g·cm-3之间变化.沿裂谷系统在西经120°~150°之间密度偏低，空间上与热流高值区(图 2b)对应，并在30 km以下消失(图 6d).地壳厚度的结果也显示在该位置范围内地壳厚于裂谷其他区域(Baranov and Morelli, 2013)，表明这部分物质没有被地幔高密度的物质所取代，同时也揭示出该裂谷在不同位置拉张程度不同，导致裂谷中形成了两个间断性的次级盆地.在30~40 km深度范围(图 6d)，密度变化最为明显，整个西南极密度基本都升高到+0.2 g·cm-3以上，结合地壳厚度信息，表示这里已经完全过渡到上地幔.由于地幔中密度变化范围较小，WARS与玛丽伯德地之间密度较为接近，几乎连成一体，区分不出WARS的一侧的边界位置.
4 讨论 4.1 有效弹性厚度EET(图 7)主要依赖于物质组成和温度梯度，表征了岩石圈长时间尺度(105 a)作用下抵抗变形的能力，是认识岩石圈热力学性质的重要参数.大量研究已经证明，与本研究的密度结构类似，EET与地表热流、地震波速等物理量存在一定的相关性(图 8)，对长期地质作用下的岩石圈变形和构造活动具有指示意义(赵俐红等, 2004; Pérez-Gussinyé et al., 2007, 2009; 李永东等, 2013; 胡敏章等, 2015; Chen et al., 2015, 2017; 纪飞等, 2017; Ji et al., 2017).
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图 7 南极大陆岩石圈有效弹性厚度空间分布图，数据引自(Chen et al., 2017) Fig. 7 The spatial distribution of effective elastic thickness over Antarctic continent from Chen et al. (2017) |
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图 8 有效弹性厚度与热流之间的散点图 蓝色点为有效弹性厚度每隔5 km，取其和热流的平均值，误差棒代表了标准差；绿色点对应TAMs位置. Fig. 8 Relationship between recovered effective elastic thickness (Fig. 7) based on coherence technique and heat flow (Fig. 2b) derived from spectral analysis of the magnetic data Blue dots indicate the position of mean EET and heat flow within 5 km interval. Green dots display the area of TAMs. |
Chen等(2017)分别利用相关法和导纳法获得了南极大陆EET空间变化特征，本文选取了其中更为合理的相关法的计算结果，中央波长选取5.336.通过比较发现，在区域尺度上，EET与密度结构在不同构造单元其存在较好的相关性.图 7显示，在整个南极大陆EET在7~90 km之间，大致以TAMs为界，东南极和西南极差异显著.具体表现为：西南极整体值异常偏低，均在40 km以下，包括南极半岛、玛丽伯德地和WARS.这表明广泛的晚中生代裂谷作用以及局部的新生代拉张和岩浆活动极大地降低了岩石圈的强度.郑勇等(2012)在研究华北克拉通有效弹性厚度时发现岩石圈在一次构造活动中继承的力学强度会对接下来的岩石圈减薄、克拉通破坏产生影响，也就是说，前期构造事件造成岩石圈强度减弱的区域会成为后期岩石圈演化过程中的构造薄弱区.此观点很好地阐释了多期拉张活动在西南极重现的原因.东南极除兰伯特裂谷外，其余地区挠曲刚度出现明显高值，在50~90 km范围内变化.进一步观测发现，东南极的EET呈现了更多的细节特征.由毛德皇后地到极点区域，岩石圈机械强度较高，经过受裂谷作用影响的减弱区，EET在威尔克斯地到达最高值，表明这里接近克拉通的中心区，属于东南极较厚、古老的岩石圈，保留了较高的岩石圈强度(Watson et al., 2006; Lawrence et al., 2006a, 2006b)，与本研究反演的东南极地壳内部高密度的特征一致(图 9).另外，相对于本研究的密度异常结果(图 6c, 6d)，在兰伯特裂谷区域，EET受拉张影响的空间尺度范围更大.这种差异性可能与计算密度异常时，地震波速以及EET受温度、矿物组成和熔融的程度的差异性有关(Pérez-Gussinyé et al., 2007).
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图 9 从上到下，冰下地形和EET曲线；计算重力异常和观测重力异常曲线；密度异常模型的垂向剖面A.位置见图 6a Fig. 9 From top to the bottom, bedrock topography and variations of EET; calculated and measured gravity anomalies; vertical profile A from the inverted density anomalies model. Profile location is shown in Fig. 6a |
另一个值得注意的是在西南极罗斯海中部存在一个相对于裂谷其他区域的高值区域，约30~35 km，由海洋向罗斯海冰架内陆方向延伸，从位置上看与地壳厚度属性无关.Ji等(2017)认为该区域的高值标志着沉积物负载时下覆岩石圈强度较高，是WARS自晚中生代拉张结束之后，在热沉降作用下盆地逐渐变冷的结果.较高的岩石圈强度也解释了罗斯海拉张盆地的高重力异常(Karner et al., 2005).周边其他区域的低强度值有两部分原因造成：第一，新生代构造活动和岩浆作用对岩石圈的重新热弱化有关，如西罗斯海地区；第二，第一期拉张活动减弱的岩石圈强度信息被保留下来，并且表层不存在具有表征岩石圈后期强度信息的负载(沉积物或者山脉等).Ramirez等(2016)将WARS与世界上其他几个陆地裂谷系统(东非裂谷系统、美国盆山省以及纽芬兰岛—利比里亚被动陆缘)对比，推测除了受新生代岩浆活动影响的局部地区外，WARS大部分区域热流值没有抬高.基于电导率的证据，Wannamaker等(2017)也认为TAMs中段(约82°S —85°S)一侧的WARS热流应该为正常值，范围大致为60~70 mW·m-2.本文反演的密度异常尽管在WARS的上地壳(图 6a)以低密度为主，但是在中下地壳范围(图 6b, 6c)内增加为正常密度，即在地壳尺度内并未发现大范围热的、低密度物质，与上述结论也基本一致.
4.2 TAMs隆升机制从空间上看，TAMs与WARS平行展布(图 1)，然而他们构造活动的主要阶段却在时间上存在超过30 Ma的间断.加上它们截然不同的构造背景(隆升vs.拉张)，使得TAMs隆起机制一直是国际上非常关注的科学问题.磷灰石裂变行径记录的证据表明TAMs主要的隆升阶段起始于55 Ma，以多期次抬升的方式持续到现今(Fitzgerald, 1992, 1994).沿着山脉不同部位，隆起速率不同，可能受到了转换断层切割的影响(Behrendt and Cooper, 1991).截止目前，关于TAMs形成的认识主要分为以下几个方面：热驱动机制、挠曲驱动机制或者两种机制的共同作用.
Smith和Drewry(1984)最早将TAMs北段的隆升归为来自WARS的异常热的软流圈对岩石圈的加热作用，热的来源可能来自岩浆的侵入或者源于地幔柱(Berg et al., 1989; Behrendt, 1999).挠曲机制则认为在东南极和WARS的交界处存在一个巨大的断层，有可能是拆离断层或者正断层，造成了板块的破裂(Stern and ten Brink 1989; ten Brink and Stern, 1992).位于破裂板块的边缘的TAMs在温度或密度结构、地表剥蚀、断层下盘回弹等多个原因的共同作用下发生了抬升，形成了山脉. Lawrence等(2006a, 2006b)利用地震台站数据在罗斯海下覆岩石圈内发现了高的热异常.计算结果发现在地幔深度80~220 km范围内，东南极的地幔比相邻的罗斯海区域要低200~400 ℃.因此他们提出水平方向温度的差异性使得WARS向东南极进行热传导，导致热积攒在TAMs下覆岩石圈内，产生正向热浮力引起TAMs抬升.他们强调了热作用的贡献，认为将热驱动与挠曲驱动模型结合的混合机制可以更好的解释TAMs北段当前的海拔高度，强调了热作用的贡献.随后其他的学者(Watson et al., 2006; Graw et al., 2016; Hansen et al., 2016；Brenn et al., 2017)也陆续探测到了罗斯海岩石圈热异常的存在，并支持混合机制对TAMs北段隆升的影响.
此外，Stern等(2005)基于弹性板挠曲模型计算了极区环境下冰川剥蚀对TAMs中段峰顶海拔高度的贡献，结果表明冰川剥蚀响应下的均衡回弹能够引起2 km或者是50%的TAMs中段山峰海拔高度.另一种假说认为在WARS拉张形成之前，此处为西南极高原.TAMs是中生代拉张作用下残留的一个具有高海拔、厚地壳的高地边缘，而对称的另外一侧被晚期的大陆破裂所破坏).基于2-D数值模型，Bialas等(2007)论证了只要初始莫霍面温度合适(675~850 ℃)，就可以获得与观测到的TAMs北段地壳厚度(山根深度)一致的结果.然而目前没有证据表明古高原的存在，而且模型结果也无法解释地震观测到的TAMs下覆岩石圈低波速异常，更忽略了沿山脉的地壳厚度存在差异这一事实(Hansen et al., 2016).
重力反演的密度异常(图 6a, 图 9)显示西南极上地壳密度偏低，该低密度异常自西南极向东南极方向一致延伸到TAMs之下，与层析成像显示的TAMs低速异常结果一致(Lawrence et al., 2006a, 2006b).本研究采用的热流(Martos et al., 2017)结果与前人结果(Shapiro and Ritzwoller, 2004; Maule et al., 2005; An et al., 2015b)存在部分差异，但是大部分研究结果均显示在TAMs整体以低值为主，而与罗斯海接壤的TAMs北段，热流值出现高值特征.综上所述，TAMs表现出低密度、低强度和局部高热流的特征(图 8).需要注意的是，地震研究的结果表明TAMs北段的“山根”大约只有5 km厚度，或者更浅(Lawrence et al., 2006a; Hansen et al., 2009)，相比它本身的高地形属于明显补偿不足的状态，然而低的岩石圈强度预示着地壳应该更趋于均衡状态.这一矛盾可以用TAMs北段下方的热浮力作用来解释：在正向的热浮力支撑下，强度低的山脉处于非均衡状态，而地壳内部局部高热流可能指示了热浮力的存在.结合目前的证据，TAMs北段的下覆地壳有可能受到热的上地幔影响，进而减弱了地震波速度、密度以及强度等物理性质，更加符合热负载和挠曲共同作用的机制.而在TAMs南段，尽管上地壳密度仍然表现为低值，但是缺少明显热活动.最新的大地电磁的证据(Wannamaker et al., 2017)同样没有指示出热效应对TAMs南段的影响.不仅如此，地震折射的实验也并未发现挠曲机制需要的位于TAMs前缘的断层(ten Brink et al., 1993).Shen等(2018b)认为拆沉模式适用于TAMs南段的隆起机制，晚新生代阿黛尔盆地的拉张活动可能导致了东南极冷、厚的岩石圈重力的不稳定性，为引起拆沉提供了驱动力.利用更大尺度的地壳和上地幔速度结构，进一步圈定了岩石圈发生拆沉的空间范围，认为可能终止于80°S(Shen et al., 2018a).因此，我们认为需要其他更为复杂的机制解释TAMs南段的形成过程，即单一的机制无法解释整个TAMs的隆起.
5 结论本文利用三维地震S波速度模型以及热流数据作为约束，利用引入深度加权函数的三维重力反演算法获得了南极大陆地区的三维精细地壳密度结构，计算结果在区域尺度上与研究区的构造特征相吻合.根据对计算结果的讨论，我们得出以下认识.
(1) 总体上，南极大陆地壳内部密度异常在-0.25~0.20 g·cm-3之间，TAMs两侧的东南极和西南极呈现明显不同的密度结构.整个东南极的密度异常以高值为主，而在兰伯特裂谷区域和威尔克斯冰下盆地两个构造减薄区，下地壳出现高密度物质，岩石圈强度降低，前者可能与岩浆底侵作用有关.
(2) 西南极上地壳密度异常明显偏低，西南极裂谷内存在两个次级盆地，中间被盆地高阻隔.尽管WARS表现出低强度的变化特征，然而并未探测到地壳内部大范围的低密度物质.因为推测中生代形成的裂谷很可能在热沉降作用下盆地已经冷却，而受新生代岩浆活动的局部地区可能仍然保持热状态.
(3) 反演密度结构的结果显示西南极上地壳的低密度延伸到TAMs下方，结合其低强度和非均衡的状态信息，认为TAMs北段下方的热浮力可以很好的解释这一现象，符合热驱动机制和挠曲机制对TAMs北段隆升的贡献这一观点.
致谢 特别感谢中南大学陈波博士以及德国地球科学研究中心(GFZ)Dr. Kaban提供的覆盖南极大陆布格重力异常和有效弹性厚度数据.同时对国家海洋局第二海洋研究所吴招才博士、袁园博士在数据处理过程中给予的帮助表示感谢.最后感谢两位审稿专家宝贵的修改意见.
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