2020, Vol. 63
2. 自然资源部天然气水合物重点实验室, 青岛海洋地质研究所, 青岛 266071;
3. 中国地震局地壳应力研究所, 地壳动力学重点实验室, 北京 100085;
4. 浙江大学地球科学学院, 杭州 310027;
5. 山东科技大学测绘科学与工程学院, 青岛 266590
, WU ZhaoCai1
, JI Fei1,3, GAO JinYao1, YANG ChunGuo1, YUAN Yuan1, XU MingJu1,4, ZHANG JiaLing1,5
2. Key Laboratory of Gas Hydrate, Ministry of Natural Resources, Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, China;
3. Key Laboratory of Crustal Dynamics, Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085, China;
4. School of Earth Sciences, Zhejiang University, Hangzhou 310027, China;
5. College of Geomatics, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China
南海北部陆缘是高度伸展的张裂边缘，经历了晚中生代主动陆缘向被动陆缘转变，以及新生代大陆破裂和海底扩张等一系列复杂的构造活动(Taylor and Hayes, 1983; Ding et al., 2016)，其地壳中同时记录了中生代古太平洋板块俯冲和新生代南海陆缘张裂演化产生的构造变形和岩浆活动等信息.因此，对南海北部陆缘深部地壳结构的研究有助于理解南海大陆边缘的演化过程及其动力学.
自20世纪60年代至今，为了揭示南海北部的深部地壳结构，人们开展了众多地球物理调查(李家彪, 2011; 丘学林等, 2012；赵明辉等, 2018)和多次ODP/IODP钻探(Wang et al., 2000; Expedition 349 Scientists, 2014; Sun et al., 2016).这些调查工作获取了大量高质量的资料，极大地推进了南海北部深部结构的研究.然而，大部分调查只能获得二维地壳结构剖面，无法提供地震测线覆盖空白区域的地壳结构视图.尽管2014年和2016年中国科学院南海海洋研究所先后在南海北部东沙隆起区域和巴士海峡区域开展了海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer，OBS)三维探测，获得了精细的三维速度结构(赵明辉等, 2018; Fan et al., 2019).但OBS三维探测的成本太高，适合小范围实施，无法提供南海北部大范围的地壳结构视图.为了深化对南海北部陆缘深部地壳结构的认识，需要一种探测成本低、适合大范围实施的方法来获取整个北部陆缘的精细三维地壳结构.
本文采用Li和Oldenburg(1996, 1998)提出的三维重力反演方法，以水深和沉积物厚度信息作为约束条件，对空间重力异常进行反演，得到的三维密度异常模型为南海北部提供了大尺度的莫霍面深度、地壳厚度和地壳密度结构，并进一步计算全地壳(βw)、上地壳(βu)和下地壳(βl)的拉张因子.通过分析居里面深度和莫霍面深度的关系，探讨了最上层地幔被磁化的可能性.接着，根据拉张因子，分析了南海北部陆缘的伸展张裂.最后，根据上、下地壳的差异伸展，讨论了下地壳的流动方向.
1 地质背景南海位于欧亚板块、太平洋板块和印度—澳大利亚板块的交汇处，是西太平洋地区最大的边缘海.现已提出多种动力学机制来解释南海的形成，包括弧后盆地(Sun, 2016)、印度板块的挤压碰撞(Tapponnier et al., 1982; Briais et al., 1993)、古南海的俯冲拖曳(Holloway, 1982; Taylor and Hayes, 1983)和海南地幔柱的活动(Zhang et al., 2018)，以及多种机制共同作用的混合模型(Cullen et al., 2010)等.对南海磁异常的分析表明，陆壳破裂和海底扩张开始于约33 Ma，一直持续到约15.5 Ma(Briais et al., 1993; Li et al., 2014).在张裂之前，南海经历了很长一段时间的古太平洋板块向北俯冲(Wu et al., 2011).至晚白垩世或早古新世，中生代的汇聚逐渐向张裂转变，南海北部陆缘在中生代俯冲带的岛弧附近最先开始伸展(Holloway, 1982; Li Z X and Li X H, 2007).北部陆缘经历了多期构造活动：包括晚白垩世至早古新世的神弧运动、晚古新世至早始新世的珠琼运动一幕和中-晚始新世的珠琼运动二幕共三期张裂运动；渐新世期间大陆破裂和海底扩张引起的南海运动；晚渐新世至早中新世与海底扩张停止相关的白云运动和中中新世菲律宾海板块向华南陆缘碰撞产生的东沙运动(邹和平, 1998; Lüdmann and Wong, 1999; 孙珍等, 2005).
多期次的张裂作用和发育快速裂后沉降的复杂沉降历史(Xie et al., 2014; Clift et al., 2015)导致北部陆缘形成几个大型的沉积盆地，如珠江口盆地、琼东南盆地和台西南盆地(图 1).盆地中沉积层发育，西沙海槽和珠江口白云凹陷的沉积物厚度可达10 km.珠江口盆地是北部陆缘最大的沉积盆地，其主要构造格局为三个北东向的隆起带(北部隆起，神弧—番禺—东沙隆起和南部隆起)和两个坳陷带(珠3—珠1坳陷和珠2—白云—潮汕坳陷).
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图 1 南海北部水深和构造图 黑色细虚线为洋陆边界(COB)(Eakin et al., 2014; Li et al., 2014).带三角形的黑色细实线为马尼拉海沟.黑色实线为构造边界(Gao et al., 2019; Zhao et al., 2018).NFT：北部断裂带，Zhu 3 D：珠3坳陷，Zhu 1 D：珠1坳陷，HJS：韩江凹陷，SHR：神弧隆起，PYLU：番禺低隆，DSR：东沙隆起，Zhu 2 D：珠2坳陷，BYS：白云凹陷，CSD：潮汕坳陷，TXN：台西南盆地，XST：西沙海槽，SR:南部隆起，LWS:荔湾凹陷，XSB：西沙地块，ZSB：中沙地块，OB：大洋盆地. Fig. 1 Bathymetry and tectonic map in the northern South China Sea Black dashed line indicates the continent-ocean boundary(COB)(Eakin et al., 2014; Li et al., 2014). Black line with black triangle indicates Manila Trench. Black lines indicate structure boundary (Gao et al., 2019; Zhao et al., 2018). Abbreviations: NFT, Northern Fault Terrace; Zhu 3 D, Zhu 3 Depression; Zhu 1 D, Zhu 1 Depression; HJS, Hanjiang Sag; SHR, Shenhu Rise; PYLU, Panyu low Uplift; DSR, Dongsha Rise; Zhu 2 D, Zhu 2 Depression; BYS, Baiyun Sag; CSD, Chaoshan Depression; TXN, Taixinan Basin; XST, Xisha Trough; SR: Southern Rise; LWS: Liwan Sag; XSB, Xisha Block; ZSB, Zhongsha Block; OB, Ocean Basin. |
本文的重力反演主要使用了4个数据集，包括水深、沉积物厚度、空间重力异常和已发表的地震解释剖面.
2.1 水深水深数据使用来自海洋水深图的全球30弧秒网格水深数据集(GEBCO_2014 Grid)(http://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data)(图 2a)，它是基于船载水深的数据库开发的，控制了数据集的质量，并由卫星重力反演的水深数据对其插值，与重力数据保持了相对独立性.研究区从近岸陆架一直延伸到深海盆，海底地形复杂，起伏较大.陆架区域水深较浅，低于0.2 km；海盆区域较深，平均约为4 km(图 2a).
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图 2 南海北部的(a)水深图，(b)沉积物厚度图，(c)基底深度图，(d)空间重力异常图(边缘空白部分对应于填充单元的位置) Fig. 2 (a) Bathymetry, (b) sediment thickness, (c) basement depth, (d) free air gravity anomaly of the northern South China Sea (the white border corresponding to the area of padding cells) |
沉积物厚度数据是在美国国家地球物理数据中心(NGDC)整编的5弧分的全球沉积物厚度数据模型(https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick/index.html)基础上，加入了大量其他公开文献中的地震剖面或沉积物厚度数据(高金耀和刘保华, 2014)，网格间距为2弧分，展现了更加细致的沉积物厚度特征.在陆缘区域，沉积物厚度较大，变化显著，约2.5~8 km厚.海盆区域沉积物厚度较小，平均厚度为1 km，局部靠近陆缘区域可达3 km(图 2b).
2.3 空间重力异常本研究使用的空间重力异常来自Sandwell等(2014)最新版本V24.1的全球海洋重力异常数据(http://earthbyte.org/Resources/resources_global_marine_gravity2014.html)，网格间距为1弧分.该数据在早期数据(Geosat和ERS-1)的基础上增加了CryoSat-2和Jason-1卫星的最新测高数据，精度约2 mGal(Sandwell et al., 2014).
南海北部地区的空间重力异常约在-100 mGal和200 mGal之间变化.陆架主要表现为小的负空间重力异常(-30~10 mGal)，陆坡和洋壳则表现为小的正空间重力异常(0~40 mGal).在西沙海槽、白云凹陷和马尼拉海沟等地形较低的地区为明显的负空间重力异常，特别是在马尼拉海沟可达-90 mGal.另外，西沙、中沙地块和海山等地形高地呈现很大的正空间重力异常(图 2d).
2.4 地震剖面我们收集整理了研究区的10条已发表的二维地壳尺度地震折射/广角反射剖面，位置见图 2a，表 1列出了它们的具体信息.在这些剖面中，OBH1996-4与OBS2006-2交叉点处莫霍面深度差异为4.27 km，OBS2006-1与OBS2006-2交叉点处莫霍面深度差异为1.21 km，OBS2006-3与OBS2015-1交叉点处莫霍面深度差异为1.8 km，说明不同地震测线间的结果存在差异.这些地震测线由于覆盖稀疏，不能作为约束条件直接纳入反演.尽管如此，它们仍是独立评估重力反演结果的质量和可靠性的最佳资料，并间接地决定最大网格深度和背景密度等反演参数的选择.
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表 1 本研究使用的地震测线 Table 1 Seismic profiles used in this study |
本研究使用的是GRAV3D反演方法，它能很容易地将来自其他技术的先验信息纳入反演.在仅使用水深和沉积物厚度作为约束信息的条件下，使用该方法已成功地得到了纽芬兰边缘(Welford and Hall, 2007)、爱尔兰边缘(Welford et al., 2010)、拉布拉多海(Welford and Hall, 2013)、华南地区(Deng et al., 2014)和南极地区(Ji et al., 2018; 纪飞等, 2019)的地下密度结构、莫霍面形态和地壳厚度，并且与地震研究得到的结果一致.
GRAV3D反演技术采用的是Li和Oldenburg(1996, 1998)提出的重力反演方法.反演是一个优化问题，GRAV3D反演通过正则化因子平衡模型目标函数和数据拟合差函数，产生一个最光滑的模型.通过对与网格单元大小相关的长度比例进行调整，模型目标函数可以产生期望几何形状的模型.反演在满足模型目标函数的同时，将尽可能地最小化拟合差.拟合差是观测重力值与反演密度异常模型的预测值之差的最小二乘值，并进一步由观测数据误差的倒数进行加权，因此它是无量纲的，并且在数值上等于数据点的个数，假设数据误差是独立的和零均值高斯分布的(Li and Oldenburg, 1998).
地球表面观测到的重力异常对应于观测位置下方的质量异常，这些质量异常在反演期间垂直分布在观测位置下方的模型中.由于重力资料没有固有的深度分辨率，反演核函数的振幅会随深度增加而迅速衰减.为了抵消这种自然衰减，确保模型中的所有单元含有重力源的可能性相同，GRAV3D反演引入了一个深度加权函数W(z)=(z+z0)-β/2来控制质量异常的垂直分布(Li and Oldenburg, 1996, 1998).
本研究使用的网格由横向尺寸为5 km×5 km和250 m厚的矩形棱柱组成.研究区域对应经度方向有200个单元和纬度方向有165个单元的水平网格.为了避免边缘效应，在研究区四周设置3个填充单元，横向尺寸由内向外分别为5 km、10 km和20 km，对应于图 2d中35 km宽的空白边缘.我们使用经度和纬度方向的平滑长度比例为25 km，深度方向的平滑长度比例为2.5 km来控制三维密度异常模型的形状.由于反演网格单元较大，本研究主要关注长波长重力异常，经过多次测试反演，目标拟合差被放宽到数据点的5倍.
3.2 参考模型GRAV3D反演是在参考密度异常模型基础上来寻求一个与参考模型尽可能接近的密度异常模型.通过其他技术获得的先验信息(如水深和沉积物厚度)可通过参考密度异常模型纳入反演(Welford and Hall, 2007)，并在反演过程中保持不变或只允许在有限的范围内变化，从而使反演结果更接近真实的密度异常模型.
我们根据水深和沉积物厚度将参考密度异常模型分为三层：海水层、沉积层和地壳-地幔层.南海北部水深数据(图 2a)与海平面一起构建了海水层.我们将所有对应海水层的单元的密度异常设为-1.87 g·cm-3(相对于背景密度2.90 g·cm-3)，相当于绝对密度为1.03 g·cm-3.在反演过程中，这些单元的密度异常保持不变.将沉积物厚度与水深相结合，便可得到研究区声学基底深度(图 2c)，它是沉积层的底部边界.由于压实作用，沉积层的密度随深度的增加而增大.因此，沉积层被指定为随深度变化的密度，并且只能在地质上合理的沉积岩密度范围内变化(图 3中灰色矩形).沉积物在深部的密度接近于基底岩石，将它的密度变化范围设置为与基底岩石的变化范围具有重叠区间，不在沉积层底部施加硬边界，这样可以限制用于约束反演的沉积物厚度误差的负面影响(Welford et al., 2010).我们在指定沉积岩的初始密度异常和变化范围时使用与Welford等(2010, 2018)相同的分层方法，沉积岩的参考密度则使用于传海等(2017)根据地震波速度-深度分布和钻孔样品的密度数据拟合得到的沉积岩密度-深度关系式(图 3中黑色实线)计算获得.
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图 3 不同岩性的密度-深度变化图 本研究使用的沉积物参考密度来自于传海等(2017).沉积物初始密度和变化范围使用与Welford等(2010, 2018)相同的分层方法. Fig. 3 Plot of density versus depth for various lithologies The reference density for sediment in this study from Yu et al. (2017). The initial density and allowable range of density obtained using the same layered approach as Welford et al.(2010, 2018). |
基底之下的所有单元都属于第三层——地壳-地幔层，参考模型中我们假设它是均匀的，所有单元都被分配一个初始密度异常-0.20 g·cm-3，并且具有较大的密度异常变化范围-0.40至0.40 g·cm-3(相当于绝对密度2.50至3.30 g·cm-3)，这样使得反演能更自由地分配密度异常，以重现观测重力异常.
网格深度的选择对于使用GRAV3D反演得出有意义的地壳尺度模型至关重要，它影响从其他技术获得的界面和从反演密度异常模型抽取的相应界面之间的对应关系，而且依赖于背景密度的选择(Welford and Hall, 2007).在本研究中，经过多次测试反演发现，背景密度使用地壳的平均密度2.90 g·cm-3时，选择40 km的网格深度能使反演结果与地震研究结果对应最好.
4 结果通过使用GRAV3D(V5.0)软件，在上述参考密度异常模型和参数的约束下，成功得到了南海北部的三维密度异常模型(图 4).
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图 4 重力反演得到的南海北部三维密度异常模型 绿色实线是反演得到的莫霍面，绿色虚线是反演得到的康拉德面. Fig. 4 The 3-D density anomaly model obtained by gravity inversion over the northern South China Sea The green solid lines and dashed lines indicate Moho and Conrad derived from inversion, respectively. |
我们最终反演得到的三维密度异常模型预测的空间重力异常(图 5a)能很好地拟合南海北部地区的观测重力异常(图 2d)，并且重现了所有观测重力异常的主要重力特征.图 5b显示预测重力异常和观测重力异常的差值较小.在西沙海槽、马尼拉海沟、中沙地块和海山等地形突变的地方会有较大的差异.差值图(图 5b)中的短波异常可能是由于对模型网格参数化和对海水层施加固定密度以及对沉积层施加了较小的变化范围的结果(Welford and Hall, 2007).预测重力异常和观测重力异常差值的大小与我们选择的拟合差大小有关，本研究中使用的拟合差是1.6683×105.虽然较小的拟合差可以使预测和观测重力异常拟合得更好，但也会在反演密度异常模型中产生一些不合理的结构，并且与其他地球物理方法得到的结果不符.
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图 5 (a) 由反演密度异常模型得到的预测空间重力异常，(b)图 2d中的观测重力异常与预测重力异常的差值 Fig. 5 (a) Predicted free air gravity anomalies from inverted density anomaly model. (b) The differences between the predicted gravity anomalies and the observed gravity anomalies shown in Fig. 2d |
莫霍面是地壳和地幔的分界面，首先以地震速度不连续面的形式被发现的.由于地震波速度与密度的内在联系，莫霍面同时也是一个密度不连续面.假设盆地以下的质量变化主要是由莫霍面变化导致的，我们可以在密度异常模型中指定一个适当的等密度面代表莫霍面(Welford and Hall, 2007; Welford et al., 2010).在本研究中我们定义密度异常为0.20 g·cm-3(相当于绝对密度3.10 g·cm-3)的等密度面为莫霍面，用于从密度异常模型中提取莫霍面深度.
沿地震测线从最终反演密度异常模型中提取的密度切片显示(图 6)，反演得到的莫霍面与地震解释得到的莫霍面拟合较好，它们的均方根值为2.5 km.沿地震测线存在局部差异较大的区域，达到5 km.这是由于我们的研究区范围较大，研究区内地壳属性变化较大，且表 1显示密度界面对应一定的P波速度范围，而我们在从密度异常模型中提取莫霍面时使用了一个统一的等密度面来代替莫霍面，这本身存在一定的不合理.即使这样，我们提取的莫霍面仍然能很好地揭示莫霍面的深度和走势(图 6).
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图 6 沿右下图中的测线在反演密度异常模型中切片及观测重力异常(蓝色粗实线)与预测重力异常的对比(橙色虚线) Fig. 6 Slices through the inverted density anomaly model along seismic profiles shown in the right-bottom map. A comparison between the gravity anomalies of observations (thick blue solid lines) and predictions (orange dashed lines) is plotted above each slice |
图 6中沿地震剖面在反演密度异常模型中提取的莫霍面深度与地震解释结果的对比显示，莫霍面存在被高估和低估两种现象.沿位于西北侧的地震剖面提取的莫霍面高估了下地壳的密度，而沿位于东北侧的则低估了下地壳的密度.这与西北和东北两侧的地壳属性差异密切相关.地震探测显示东北侧发育高密度的下地壳高速层(Nissen et al., 1995; Yan et al., 2001; Yeh et al., 2012; Lester et al., 2014; Mcintosh et al., 2014)，而在西北侧没有发现(Qiu et al., 2001; 吴振利等, 2011).高速层的存在使得下地壳密度较高，与上地幔顶部的密度差较小.
4.2 莫霍面深度和地壳厚度图 7a显示了反演得到的莫霍面深度，总体趋势是由陆向洋逐渐变浅.南海北部陆架莫霍面深度在24~32 km，西沙和中沙地块莫霍面也达到20~26 km深，这两个莫霍面较深的区域被莫霍面较浅的西沙海槽和西北次海盆所分隔.东北部远端边缘莫霍面较浅，深度为14~16 km.洋盆区域莫霍面深度变化平缓，约为12~16 km；海山发育的地方，莫霍面变深.
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图 7 (a) 从反演密度异常模型中抽取的莫霍面深度，(b)基底深度与反演得到的莫霍面深度相减得到的全地壳厚度，(c)基底深度与反演得到的康拉德面深度相减得到的上地壳厚度，(d)反演得到的康拉德面深度与莫霍面深度相减得到的下地壳厚度.缩写与图 1相同 Fig. 7 (a) The Moho depth extracted from the inverted density anomaly model. (b) The whole crustal thickness computed from the basement depth and the inverted Moho depth. (c) The upper crustal thickness computed from the basement depth and the inverted Conrad depth. (d) The lower crustal thickness computed from the inverted Conrad and Moho depth. Same abbreviations as in Fig. 1 |
将莫霍面深度(图 7a)与基底深度(图 2c)相减，便可得到全地壳厚度(图 7b).全地壳厚度的变化趋势与莫霍面深度基本相同.陆架区地壳厚度在16 km和30 km之间变化，东沙隆起地壳虽有增厚，但并不明显.Mcintosh等(2014)揭示台西南盆地存在极端减薄的衰亡裂谷，这与图 7b中显示的台西南盆地地壳厚度小于4 km一致.同样极端减薄的还有白云凹陷，其地壳厚度小于8 km，与早期地震探测的结果相符(黄春菊等, 2005).洋盆区地壳厚度约为7~8 km，与典型洋壳的厚度一致.海盆最北端的老洋壳厚度最薄，可能反映了陆壳初始破裂和洋壳初始形成时岩浆供应不足.
为了更好地了解研究区的地壳三维结构，我们通过将反演结果与地震解释的康拉德面对比，选择密度差为-0.03 g·cm-3(相当于绝对密度2.87 g·cm-3)的等值面代表反演密度异常模型中的康拉德面(图 6).这样，密度异常模型中基底深度以下密度异常值小于-0.03 g·cm-3的部分对应于上地壳，密度异常值介于-0.03 g·cm-3和0.20 g·cm-3之间的部分对应于下地壳.我们便可以将横向密度异常的变化理解为上、下地壳厚度的变化(图 7c和7d).与上地壳相比，下地壳的厚度变化更加平缓.在陆壳区，上地壳厚度在6~12 km之间，下地壳厚度在6~16 km之间.在台西南盆地和白云凹陷等深水盆地，上、下地壳都较薄.在陆架区，下地壳比上地壳厚，而在下陆坡，上地壳比下地壳厚.洋壳区除了海山造成较大的厚度变化外，上、下地壳厚度总体变化都不大，上地壳厚度约为4~6 km，下地壳厚度约为4 km，而且上地壳比下地壳厚.
假设地壳厚度变化是由伸展和下地壳流动导致的，忽略岩浆底侵等其他因素的影响，我们根据McKenzie(1978)提出的纯剪切模型，利用地壳减薄前的初始厚度与现今地壳厚度的比值，可以进一步获取地壳的拉张因子β.地震研究的结果揭示华南陆缘的地壳厚度约为32 km，南海北部陆缘基底高地处上、下地壳分别厚约15 km和17 km(Li et al., 2006; Mcintosh et al., 2014)，将它们假设为南海北部陆缘未伸展的初始全地壳、上地壳和下地壳的厚度.我们根据图 7b、7c和7d分别估算出南海北部陆缘全地壳、上地壳和下地壳的拉张因子(βw、βu和βl)，其中洋壳区域被覆盖(图 8).全地壳拉张因子代表了地壳的平均减薄程度.脆性上地壳的厚度变化由断裂控制，可视为地壳伸展的结果，上地壳拉张因子的变化不仅代表上地壳的减薄程度，还可指示上地壳的伸展程度.韧性下地壳以塑性流动的方式改变地壳厚度，通常地壳拉张越剧烈，下地壳减薄也越剧烈，但沉积物负载和软流圈上涌等也会导致下地壳因流动而减薄，因此下地壳拉张因子不完全代表下地壳伸展程度.图 8显示它们的变化特征相似，只是拉张因子的数值和变化幅度不同，这说明对于南海北部陆缘，不管是全地壳还是上、下地壳的减薄，都是伸展应力占主导，其他非伸展因素可能会影响局部区域的减薄，但不妨碍解释区域地壳的伸展.
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图 8 (a) 全地壳拉张因子(βw)，(b)上地壳拉张因子(βu)和(c)下地壳拉张因子(βl)的分布 假定初始全地壳、上地壳和下地壳厚度分别为32 km、15 km和17 km.红色实线是洋陆过渡带陆侧边界(吴招才等, 2017).(a)中黑色粗实线表示凹陷或坳陷的展布方向为38°，黄色粗实线表示凹陷或坳陷的展布方向为70°.缩写与图 1相同. Fig. 8 (a) The distributions of whole (βw), upper (βu) and lower (βl) crustal stretching factor Assumed initial whole and upper and lower crustal thickness is 32 km, 15 km and 17 km, respectively. Red solid line indicates the landward boundary of the continent-ocean transition (Wu et al., 2017). Thick black and yellow solid lines indicate sag or depression with 30° and 70° trending in (a), respectively. Same abbreviations as in Fig. 1. |
居里面是地球内部的一个温度界面(约550 ℃等温面)，低于该界面深度的铁磁性矿物会失去磁性.居里面深度可以通过反演表面总场磁异常来获得.我们从全球居里面深度参考模型(Li et al., 2017)中截取南海北部的居里面深度(图 9a)，其显示研究区的居里面深度在18 km和34 km间变化.洋壳区域居里面深度较浅，小于24 km，且变化平缓.陆壳区域经历了多期构造活动，居里面深度变化较大，其中东沙隆起莫霍面较深，相应居里面深度较大；西沙海槽、台西南盆地和白云凹陷等的莫霍面虽然较浅，但其居里面深度较大，而在神弧隆起和中沙地块莫霍面较深，其居里面深度较小.
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图 9 (a) 来自Li等(2017)的南海北部的居里面深度，(b)莫霍面与居里面的深度差值，负值表示居里面在莫霍面之下，正值表示居里面在莫霍面之上.红色实线表示拉张因子等于3.5的等值线，如图 8a所示.缩写与图 1相同 Fig. 9 (a) Curie point depths in the northern South China Sea from Li et al.(2017). (b) The difference between Moho depths and Curie point depths. Negative values indicate the Curie is below the Moho, and positive values indicate the Curie is above the Moho. Red lines indicate stretching factor βw=3.5 contour computed from the inverted result shown in Fig. 8a. Same abbreviations as in Fig. 1 |
我们从莫霍面深度(图 7a)中减去居里面深度，绘制了它们的深度差异(图 9b)，可用来指示最上层地幔是否可以被磁化以及莫霍面温度如何偏离居里温度(Li et al., 2013).负值表示居里面在莫霍面之下(图 9b中蓝色部分)，莫霍面温度低于居里温度，地壳和部分岩石圈地幔可以被磁化；正值表示居里面位于莫霍面之上(图 9b中红色部分)，深部地壳没有磁性.图 9b显示南海北部只有西沙海槽两侧和北部断裂带以北的莫霍面深度大于居里面深度；其他大部分区域的居里面位于莫霍面下方，表明大部分区域的莫霍面温度低于居里温度，最上层地幔可以被磁化.如果最上层地幔被磁化，其磁性最可能来源于蛇纹岩中的磁铁矿(Li et al., 2013).当拉张因子βw大于3.5时，整个地壳倾向于脆性(Pérez-Gussinyé et al., 2003)，可以形成贯穿地壳的断裂，作为海水进入地幔的通道，有利于蛇纹石化橄榄岩的形成.台西南盆地、西沙海槽、白云凹陷中央和靠近洋陆边界等区域的拉张因子大于3.5(图 9b中红线为拉张因子等于3.5的等值线)，而且它们的居里面位于莫霍面之下，是发育蛇纹石化橄榄岩的潜在区域.台西南盆地和白云凹陷位于南海东北部，地震剖面显示它们的下地壳底部存在P波速度为7.0~7.6 km·s-1的高速层(黄春菊等, 2005; Lester et al., 2014)，可能代表了蛇纹石化橄榄岩.但东北部裂后岩浆活动频繁，岩浆带来的高温不利于蛇纹石化橄榄岩的稳定存在，而且在拉张因子小于3.5的区域也广泛发育高速层，因此东北部的高速层更可能是岩浆成因，与大多数学者的观点一致(Yan et al., 2001; Zhao et al., 2010; Wan et al., 2017).而西沙海槽位于西北部，岩浆活动匮乏(Song et al., 2017)，我们认为其下最可能存在磁化的最上层地幔，一些重震联合模拟结果也显示在西沙海槽存在小规模高速度和高密度的地质体(Qiu et al., 2013; Zhao et al., 2013).
5.2 拉张因子揭示的张裂活动盆地是区域伸展减薄的结果，其展布方向受伸展方向控制(Morley et al., 2004).南海北部陆缘自新生代以来经历了多期拉张裂陷和造盆作用，如晚白垩世至早古新世的神弧运动、晚古新世至早始新世的珠琼运动一幕和中-晚始新世的珠琼运动二幕等.根据断层和褶皱等构造确定的神弧运动的伸展方向为SE向，约135°；珠琼运动一幕和二幕的伸展方向为SSE向，约为150°和170°(邹和平, 1998; Lüdmann and Wong, 1999; 孙珍等, 2005).
拉张因子β常用来刻画地壳减薄量的大小，可用于揭示盆地的构造演化和地壳的张裂活动.我们根据全地壳和上、下地壳拉张因子的变化趋势识别了两组展布方向不同的盆地(图 8a).第一组是珠1坳陷和白云凹陷，它们大致呈NEE-SWW向，约70°(图 8a中黄色粗线)；第二组是珠3坳陷、韩江凹陷和台西南盆地，它们大致呈NNE-SSW向，约38°(图 8a中黑色粗线)，大致平行于华南陆缘.但在珠3坳陷和台西南盆地内拉张最剧烈的区域却呈现与第一组相同的走向，这意味着第一组NEE-SWW向构造的形成时间相对较后.因此，从盆地的展布方向，我们可推测南海北部陆缘至少经历了两组方向不同的伸展张裂活动，而且在张裂活动过程中应力场发生了顺时针旋转.第一组张裂活动沿128°方向伸展，对应于神弧运动，控制着珠3坳陷、韩江凹陷和台西南盆地的展布；第二组张裂活动沿160°方向伸展，对应于珠琼运动一幕和二幕，控制着白云凹陷和珠1凹陷的轮廓.
5.3 地壳差异伸展目前，南海北部陆缘的伸展机制还存在争议.Su等(1989)将均匀伸展的纯剪切模型应用于珠江口盆地.Hayes等(1995)和Zhou等(1995)认为南海共轭陆缘的不对称结构可以用简单剪切模型来解释.Yan等(2001)和董冬冬等(2014)使用分层剪切模型解释南海的不对称结构.但更多的学者倾向于认为南海陆缘的伸展是随深度变化的(Clift et al., 2002; Davis and Kusznir, 2004; Ding et al., 2013; Zhao et al., 2018; Bai et al., 2019).单一的机制可能不足以解释南海北部陆缘的伸展，Nissen等(1995)认为多种机制的结合可能更为合理.我们的反演结果提供了整个南海北部陆缘的全地壳、上地壳和下地壳厚度特征，这使我们有机会从区域地壳厚度变化分析其伸展减薄特征.
图 8b和8c显示了南海北部陆缘上、下地壳的拉张因子，它们表现出显著的差异，意味着与纯剪切模型的均匀拉伸明显不同，此处地壳发生了差异伸展.为了更好地说明南海北部地壳的差异伸展，我们将下地壳拉张因子和上地壳拉张因子相减，绘制了它们的差异图(图 10)，并沿图 10所示的三条剖面提取了它们的全地壳和上、下地壳的拉张因子(βw、βu和βl)(图 11).结果显示，在陆架盆地区，上地壳的拉张因子大于下地壳(图 10中蓝色部分和图 11)，表现为反向差异伸展.这种现象在台西南盆地、白云凹陷和西沙海槽等极端减薄区更加明显.而在轻微拉伸的陆架隆起区，如番禺—东沙隆起，上、下地壳的拉张因子大小近似(图 10中白色部分和图 11)，此处地壳表现为近似均匀伸展.在下陆坡的洋陆过渡带，下地壳的拉张因子大于上地壳(图 10中红色部分和图 11)，表明地壳伸展随深度增加，为正向差异伸展.
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图 10 下地壳和上地壳拉张因子的差值，负值代表反向差异伸展，正值代表正向差异伸展.黑色实线为图 11中剖面的位置.缩写与图 1相同 Fig. 10 The differences between the lower and upper crustal stretching factor. Positive values indicate positive extension discrepancy, and negative values indicate inverse extension discrepancy. Black lines indicate the traces of profiles shown in Fig. 11. Same abbreviations as in Fig. 1 |
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图 11 沿过南海北部陆缘3条剖面的拉张因子分布图.剖面位置如图 10所示.缩写与图 1相同 Fig. 11 The distributions of stretching factors along three profiles across the northern South China Sea. The profile locations are shown in Fig. 10. Same abbreviations as in Fig. 1 |
差异伸展在很多被动大陆边缘都有发现，如挪威张裂边缘(Kusznir et al., 2004)、澳大利亚西北陆缘(Driscoll and Karner, 1998)、罗斯海盆地(Ji et al., 2018)和伊比利亚边缘及其共轭的纽芬兰边缘(Davis and Kusznir, 2004; Ranero and Pérez-Gussinyé, 2010; Reston and Mcdermott, 2014).但差异伸展的成因还有争议，存在两种端元解释：一是由于有限的地震图像分辨率和存在多相断层，上地壳的伸展被严重低估(Kusznir et al., 2004; Reston and Mcdermott, 2014).由于我们的结果来自于重力反演，而不是根据地震图像中的断层参数计算获得的，所以这种解释不适用.另一种解释是序列断层(Ranero and Pérez-Gussinyé, 2010)和下地壳流动(Driscoll and Karner, 1998; Clift and Lin, 2001; Clift et al., 2002; Ji et al., 2018)导致的地壳随深度相关的伸展.之前的研究已经表明南海陆缘同样存在差异伸展，其成因被解释为与深度相关的伸展(Davis and Kusznir, 2004; Ding et al., 2013)或下地壳流动(Zhao et al., 2018).值得注意的是，研究显示在大多数被动陆缘只存在正向差异伸展，而没有发现对应的反向差异伸展，由此限制了应用下地壳流动解释陆缘的差异伸展，因为不知道下地壳流向了何处(Reston and Mcdermott, 2014).最近的研究显示，南海北部陆缘存在反向差异伸展(Zhao et al., 2018; Bai et al., 2019).
我们的结果表明，正向和反向差异伸展在南海北部陆缘普遍存在.南海北部陆缘地壳黏度较低(Clift et al., 2002)，下地壳能够以韧性方式流动.陆缘发育大量的裂后异常沉降也支持存在下地壳流动(Xie et al., 2014; Clift et al., 2015; Zhao et al., 2018)，但流动方向还存在争议.Clift等(2002)认为南海的下地壳流动是青藏高原东翼地壳流动的延伸，由地壳厚度差异导致的横向梯度力驱动，倾向于向洋方向流动.Clift等(2015)认为裂后异常沉降的加载导致深水盆地处下地壳向盆地外流动.Zhao等(2018)认为下地壳流动是由地壳和岩石圈的差异减薄及同裂期间的差异沉积导致的水平梯度力驱动，并且由正向差异伸展区域向反向差异伸展区域流动.Bai等(2019)认为沉积盆地处的下地壳受岩石圈均衡压力和沉积物负载的共同作用向盆地内净流入，远端边缘处的下地壳主要受地幔剪应力的驱动而向陆方向流动.
解决下地壳流动方向的关键在于驱动力的来源.我们的结果显示南海北部陆缘洋陆过渡带处为正向差异伸展，陆架处以反向差异伸展为主(图 10和图 11)，暗示伸展过程中下地壳向陆方向净流动.由于来自上面的地壳压力和沉积物负载都无法解释这一现象，我们需要考虑额外的驱动力——来自下面的软流圈浮力.数值模拟表明，在浅部发散的软流圈能将下地壳从张裂中心拉出，形成向陆方向的流动(Jeanniot et al., 2016).虽然南海岩石圈地幔先于地壳破裂(Larsen et al., 2018)，但软流圈浮力对地壳的直接作用局限于张裂中心附近，可促使靠近洋陆边界的陆缘下地壳向陆方向流动，而对于更靠近陆的下地壳不适用.对青藏高原的研究表明，其东南缘下地壳向南或东南方向流动(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008)，南海北部陆缘下地壳的流动方向应与其一致(Clift et al., 2002).对于更靠近陆的下地壳和岩石圈地幔破裂之前的下地壳，我们认为它们在地壳厚度差异引起的横向梯度力驱动下向洋方向流动，而软流圈浮力以上隆的岩石圈地幔减缓下地壳流动速度的方式起作用，使下地壳的流动速度在深度方向上存在明显的差异.这样下地壳底部的净流动量少于下地壳顶部，等效于下地壳底部向陆方向流动.
图 12显示了伸展张裂期间和裂后沉降加载条件下韧性下地壳的流动.我们将其划分为三个阶段：第一阶段(岩石圈地幔破裂之前)，下地壳在重力势能的驱动下由厚壳区向薄壳区流动，即向洋方向流动，同时岩石圈地幔上隆使下地壳底部流动速度减缓；第二阶段(地幔岩石圈破裂之后，异常沉降加载之前)，靠近张裂中心的陆缘下地壳直接与发散的软流圈接触，在软流圈浮力作用下，流动速度进一步减缓，甚至可能使下地壳向陆方向流动；第三阶段(裂后异常沉降加载后)，深水盆地处的下地壳在沉积物负载驱动下由盆地中心向外流动.
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图 12 伸展期间和沉积物加载条件下下地壳流动模式图，箭头的长短代表相对速度的大小 Fig. 12 Schematic models illustrating the flow of lower crust during extension and the addition of sediment load. The length of the arrows represents the relative velocity |
在水深和沉积物厚度信息的约束下，我们通过对南海北部的空间重力数据进行三维反演，获得了与地震研究结果匹配良好并且能够重现观测重力异常的密度异常模型.通过在三维密度异常模型中选择合适的密度等值面代替康拉德面和莫霍面，我们进一步得到了莫霍面深度、地壳厚度和拉张因子的变化.主要结论如下：
(1) 南海北部陆缘大部分区域居里面深度大于莫霍面深度，其中西沙海槽的拉张因子βw大于3.5并且缺乏岩浆活动，是地幔橄榄岩蛇纹石化的潜在区域.
(2) 全地壳和上、下地壳拉张因子显示南海北部陆缘盆地呈现两组伸展方向，意味着经历了至少两组伸展方向不同的张裂活动.第一组张裂活动的伸展方向为128°，对应于神弧运动；第二组张裂活动的伸展方向为160°，与珠琼运动一幕和二幕相对应.在张裂过程中，应力场发生了顺时针旋转.
(3) 上地壳和下地壳拉张因子的差异表明南海北部陆缘存在正向和反向差异伸展，其中反向差异伸展主要分布在陆架，正向差异伸展主要分布在下陆坡的洋陆过渡带.这种差异伸展可能是由下地壳流动导致的.在伸展阶段，下地壳在地壳厚度差异引起的横向梯度力驱动下向洋方向流动，同时软流圈浮力减缓下地壳底部的流动速度；在裂后阶段，沉积物负载驱动下地壳从盆地中心向外流动.
致谢 特别感谢两位匿名审稿专家提出的宝贵修改意见.文中的大部分图件使用GMT软件绘制.
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