2014, Vol. 29
2. 国家海洋局第二海洋研究所, 杭州 310012;
3. 中国科学院大学, 北京 100049
2. Second Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China;
3. University of Chinese Academy of Science, Beijing 10049, China
0 引 言
洋中脊是板块构造学说中洋壳增生的巨型构造带，在各个大洋和边缘海中均有广泛的分布.作为一种板块构造边界，根据扩张速率及岩浆供给量的不同，洋中脊可分为快速、中速、慢速、超慢速等四种不同的类(Purdy et al., 1992; Dick et al., 1993; Buck et al., 2005).当岩石圈板块由于外部环境改变(板块应力场、温度场、地幔柱)而扩张速率变为零时，洋中脊停止扩张形成残余扩张脊(Osler and Louden， 1995).残余扩张脊的结构与活动洋中脊的结构有很大的不同，前者不仅受到扩张时构造作用和岩浆活动的影响，还受到了扩张后热液作用的改造(Jacobson，1992)，因此，通过研究残余扩张脊不仅可以了解扩张时期的岩石圈结构和深部动力学过程，还可以了解扩张停止后的后期改造信息.残余扩张脊在全球范围内均有广泛的分布，如挪威海盆的Aegir扩张脊(Grevemeyer et al., 1997)，Coral海盆的残余扩张脊(Weissel and Watts， 1979)，Tasman海的残余扩张脊(Weissel and Hayes， 1977)，拉布拉多海残余扩张脊以及南海中央次海盆的珍贝-黄岩海山链/残余扩张脊等.
拉布拉多海位于北大西洋西北部(图 1a)，呈三角形向东南方向张开，海盆位于格林兰岛和拉布拉多大陆之间，西北方向以戴维斯海峡为界，东南方向则以查利-吉布斯断裂带为界.海盆扩张时间为79~33 Ma，对应于磁条带C33~13(Roest and Srivastava， 1989; Srivastava and Roest， 1999).残余扩张脊位于海盆中部，从磁测和地震反射资料均可得到证明(Roest and Srivastava， 1989).拉布拉多海的研究开展较早，尤其是上世纪九十年代初海底地震仪OBS的应用和广角反射与折射地震探测手段的出现，为残余扩张脊深部地壳结构的研究以及整个海盆的扩张演化史提供了有力的手段.
 | 图 1 拉布拉多海区域地质背景及测线分布图 Fig. 1 Regional setting of the Labrador Sea and location of survey lines |
南海是西太平洋最大的边缘海，受到欧亚、印-澳和太平洋三大板块的共同影响，构造作用复杂，地质现象丰富，是研究边缘海形成演化的天然场所.通过早期的磁测资料并结合地热和地震数据，认为南海海盆主体扩张年龄为32~17 Ma，主要为南北向扩张(Taylor and Hayes， 1980，1983).根据Briais等(1993)的海底扩张模型，西北次海盆和中央次海盆同时于30~29 Ma开始扩张，25 Ma洋脊发生向南主跃迁，扩张方向为N~S，随着洋脊向西南方向延伸，西南次海盆于23 Ma开始打开，最终，西南次海盆和中央次海盆于15.5 Ma同时停止扩张(C and e and Kent， 1995，年龄经过最新年表校正).但由于早期磁测精度限制及南海张裂的复杂性，目前对于南海海盆的扩张方式和演化机制还存在很多争论.中央次海盆是南海三个海盆中最大的次海盆，其海盆中部的珍贝-黄岩海山链/残余扩张脊包含着南海扩张演化的重要信息，对其内部结构的研究有助于了解南海的扩张演化史和动力学机制.人工深地震探测由于分辨率高，应用范围广，在深部地壳结构研究中始终占据着重要的地位，但是以往南海的深地震探测主要集中在南北大陆边缘，而对于南海中央次海盆的研究还很薄弱(丘学林等，2012).因此在南海中央次海盆扩张脊处布置深地震测线，对其内部结构进行研究就显得尤为必要.
南海中央次海盆与拉布拉多海有很多相同之处，例如它们均为消亡的边缘海，扩张停止前都属于慢速扩张等(Briais et al., 1993; Srivastava and Roest， 1999)，但南海中央次海盆又有其独特之处，扩张停止后残余扩张脊经历了后期海山作用的改造，形成近东西走向的珍贝-黄岩海山链(石学法和鄢全树，2011)，使得此处的结构比后者更为复杂.残余扩张脊的速度结构是怎样的？拉布拉多海的扩张演化史能为南海的深部结构研究提供何种信息？本文希望通过对拉布拉多海残余扩张脊的深入分析以及拉布拉多海与南海的比较，对南海中央次海盆扩张脊的研究以及南海的扩张演化和动力学机制等提供借鉴和指示. 1 拉布拉多海残余扩张脊地壳结构特征
本文所要讨论的扩张脊段位于SFZ(史诺里断裂带)与MFZ(米娜断裂带)之间(图 1b)，残余扩张脊以狭长的中央裂谷位于测区中部.测区包括两条广角反射与折射地震测线(R1、R2)和一条多道反射地震测线90-2(图 2a).通过对这三条测线的研究以及结合磁条带信息，可以清晰了解拉布拉多海残余扩张脊处浅部和深部的结构，还原拉布拉多海从扩张到停止的历史.
 | 图 2 拉布拉多海残余扩张脊测线分布及90-2多道地震剖面解释图 (b)~(d)分别代表图 2中90-2测线的A、B、C三段. 其中横坐标代表炮号L1、L2代表沉积层反射面. S、N代表向残余扩张脊延伸的正断层T代表地壳内的近似水平放射界面(图(b)~(d)修改于文献Srivastava and Keen(1995)中图 2. Fig. 2 Location of survey lines and interpretation of multichannel seismic profile 90-2 over the Labrador sea extinct ridge (b)~(d)show sections of A、B and C in the survey line 90-2 respectively. Horizontal axis denotes shot number. Sediments reflectors are marked with L1 and L2. S and N represent normal faults that extend toward extinct ridge. Subhorizontal reflections within crust are labeled in T((b)~(d)revised from Fig. 2 in reference Srivastava and Keen(1995)). |
多道地震测线90-2斜交R1和R2，可将测线分为A、B、C三段(图 2b~d).B段(图 2c)横跨残余扩张脊，为地堑结构，平均半扩张速率为3.5 mm/yr.A、C(图 2b、d)段位于残余扩张脊的两翼.通过多道地震剖面可知，B段基底界面的起伏比A、C段大，而且存在更加密集的高亮倾斜反射层，这些反射大部分向残余扩张脊处倾斜，延伸深度不一，最深处可穿过莫霍面到达上地幔(Srivastava and Keen， 1995).广角反射与折射地震测线R1沿扩张脊展布(图 3a)，其地壳速度和厚度在不同的部位变化很大，但总体上小于正常洋壳的速度和厚度；上地幔平均速度为7.74 km/s，小于正常的上地幔速度8.15 km/s左右.测线 R2横穿扩张脊(图 3b~d)，地壳速度和厚度呈中间减小，两侧逐渐增大的趋势，扩张脊处地壳厚度约为4 km，扩张脊两侧地壳逐渐增厚至5.5km；在残余扩张脊下方，存在上地幔低速体，其泊松比值高于一般的洋壳岩石，为蛇纹石化的地幔橄榄岩(Osler and Louden， 1992; Osler and Louden， 1995).
 | 图 3 拉布拉多海深部地壳结构 (a)、(b)是R1和R2测线的一维速度结构图(修改于文献Osler and Louden(1992)中图 6). (c)是R2测线的二维结构速度图，其中红色圆圈代表OBS位置.图d是测线R2的地壳厚度变化图 (修改于文献Osler and Louden，(1995)中图 5和图 11a). Fig. 3 Deep crustal structure of the Labrador Sea (a) and (b): 1-D velocity structure of survey lines R1 and R2(revised from Fig. 6 in reference Osler and Louden(1992). (c): 2-D velocity structure of R2，Locations of OBS are marked by red circle.(d): Crustal thickness of R2(revised from Fig. 5 and Fig. 11a in reference Osler and Louden(1995)). |
理论模型认为扩张速率是影响洋壳厚度的重要因素之一(Forsyth，1992; Reid and Jackson， 1981)，当扩张速率减小时板块温度降低，熔融率减小导致扩张脊处地壳减薄(Scott and Stevenson， 1989).拉布拉多海扩张脊附近的地壳速度低于正常洋壳速度，主要是由于残余扩张脊处扩张速率减小，导致构造作用增强，岩浆作用减弱，使得地壳较为破碎.上地幔低速体则是因为断层延伸到下地壳或者上地幔，使得海水能够与上地幔在特定的温度下反应，生成蛇纹石化地幔橄榄岩，根据上地幔速度计算，此处的橄榄岩存在5%~10%的蛇纹石化(Christensen，1966).地壳厚度减薄主要有三点原因，一方面扩张速率减小，导致了扩张脊区域的上地幔熔融率减低，岩浆量减少，地壳减薄；另一方面构造延伸程度大，使得海水进入地壳深部进一步降低了岩石圈板块的温度场，部分熔融率与温度有很大的关系，因此温度降低，熔融率进一步减小，地壳减薄；另外在超慢速扩张过程中(半扩张速率<10 mm/yr)，扩张速率大于岩浆熔融率，地壳呈幕式扩张，板块分离产生正断层，使得断块转动，地壳厚度减薄(Osler and Louden， 1992; Osler and Louden， 1995; Srivastava and Keen， 1995). 2 拉布拉多海与南海扩张演化史的对比及对南海的启示 2.1 扩张期的扩张速率
根据磁异常条带分析，拉布拉多海早期，对应于磁条带C33~29，平均半扩张速率为6 mm/yr，C29之后扩张速率增加为12 mm/yr，扩张末期C21~13，扩张速率再次减小到3.5 mm/yr，属于慢速扩张.伴随着扩张速率的减小，基底地形起伏和断裂疏密程度也随之增大.南海中央次海盆的扩张速率在不同扩张阶段发生了相应的变化，扩张早期，对应于磁条 带C11~7，其平均半扩张速率为25 mm/yr，扩张晚期(C6b-5c)的平均半扩张速率约为17.5 mm/yr(Briais et al., 1993).结合多道地震剖面S049~17，发现扩张速率的不同同样引起了地形和构造的变化，且在脊轴处形成大量的断块和正断层(李家彪，2008).
扩张速率不仅对洋壳厚度和洋脊轴部及其两侧的地形地貌有重要的影响(Dick et al., 1993)，也对地幔熔融体的规模和岩浆房的深度影响较大(Lin and Morgan， 1992; Purdy et al., 1992).当海盆扩张时期的扩张速率相似时，其海盆的内部结构也具有一定的相似性.拉布拉多海和南海同属于慢速扩张，并且两个海盆都已停止了扩张，扩张期和扩张期以后的断裂带为热液循环提供条件，在裂隙处生成次一级的矿物，使得扩张脊处都经历了后期热液作用的改造.因此可以推测，海盆停止扩张以后，火山作用改造之前，两者的扩张脊结构具有相似性. 2.2 洋脊跃迁和扩张方向的变化
洋脊跃迁是指原来增生洋壳的扩张脊由于外部环境的改变停止扩张，而在邻近的区域产生新的扩张脊，造成磁条带的不对称.拉布拉多海西北部在扩张早期存在洋脊跃迁现象(图 4a)，由于洋脊的跃迁，使得在格陵兰岛一侧存在重复的磁条带C32，而在拉布拉多一侧缺失相应的磁条带.同时靠近Ridge2 的地震反射剖面中发现基底以下存在倾斜反射，表明了洋脊跃迁后此处的基底存在火山活动，产生了幅值较大的磁异常C27-28，扩张速率由5.3 mm/yr增加为12.0 mm/yr(Srivastava and Roest， 1999).同时根据40Ar/39Ar测得此处火山岩的年龄为60.9~61.3 Ma，由冰岛地幔柱早期喷发形成(Storey et al., 1998).但根据大陆边缘的多条测线分析，发现火山岩仅在格林兰岛西北部出露，因此推测拉布拉多海扩张早期，格林兰岛受到冰岛地幔柱的影响，但范围仅限于格林兰岛西北部.扩张脊向西跃迁并随之产生大量的火山活动.此外，C25发生了重要的地质事件，格林兰板块与欧亚板块开始张裂分离，与此同时，拉布拉多海的扩张方向由东-北东向转变为北-北东向，脊轴方向与扩张方向由正交变为斜交，扩张速率减小，岩浆量减少，磁异常幅度减弱(Hyndman，1973; Srivastava and Arthur， 1989).
 | 图 4 洋脊跃迁在磁条带中的表现(红色方框标出了洋脊跃迁发生的时代) (a): 拉布拉多海BGR12测线磁异常图及其多道剖面图，其位置如图 1(b)(修改于文献Srivastava and Roest(1999)中图 3); (b)、(c)为南海中央次海盆北部由多条磁测线综合而成的磁异常图. 其中， (b)位于117°E以东，(c)位于117°E以西.(修改于文献Briais， et al.(1993)中图 4(a)). Fig. 4 Ridge jump in magnetic anomalies(Era of the ridge jump is marked by red box) (a): Magnetic anomaly and interpretation of the multichannel seismic profile BGR 12， location as shown in Fig. 1b(revised from Fig. 3 in reference Srivastava and Roest(1999)). (b) and (c): represent the magnetic anomaly of the northern central sub-basin in SCS synthesized by several magnetic profiles，locating in east and west of 117°E respectively.(revised from Fig. 4a in reference Briais et al.(1993)). |
Briais(1993)对南海中央次海盆磁条带分析(图 4b、c)，发现其北部存在重复的磁条带C7，而南部的磁条带C7缺失，表明南海在25 Ma左右，扩张脊发生了向南跃迁，跃迁程度具有分段性，以117°E为界限，东段的跃迁程度比西段稍大.同时扩张速率和方向也发生了相应的改变，扩张脊方向由ENE~WSW转变为E~W，平均半扩张速率由24~29 mm/yr减小为19 mm/yr，伴随扩张速率的减小，基底地形起伏增大.南海ODP1148(大洋钻探)同样记录了25 Ma时南海发生了重大的沉积构造事件，表现为3 Ma的沉积记录的缺失(李前裕等，2005).同时在反射地震剖面中表现为强地震反射面(Wang et al., 2000).因此，李家彪(2011)将25 Ma作为重要的时间界限，将南海分为早晚两个扩张期 .洋脊跃迁使得新老洋脊区域之间形成一个岩浆熔融区，该岩浆熔融区为后期海山的喷发提供了物质来源，造成了扩张脊北侧的海盆内，海底地形相对高，海山发育，而扩张脊南侧的海盆，海水深度大，海山分布少(许鹤华等，2011).
洋脊跃迁和扩张方向改变往往指示了重大构造事件.拉布拉多海洋脊跃和扩张方向改变主要是受到冰岛地幔柱早期活动的影响，C25扩张方向的改变则是由于格林兰板块与欧亚板块的张裂所致.那么南海25 Ma发生了什么地质事件，使得洋脊发生了向南跃迁，以及大规模的沉积缺失呢？可能是由于在此时间段，青藏高原发生了一次强烈的隆升，红河大断裂的性质发生转变，由挤压转为拉张，同时印支次大陆向东南方向移动所致(李前裕等，2005).总而言之，晚渐新世25 Ma左右，由于受到欧亚、印-澳、太平洋板块的共同影响，南海的应力场发生改变，使得洋脊向南跃迁. 2.3 海盆内部及周缘的火山活动
拉布拉多海盆及其邻区的火山活动主要分为早晚两个阶段，早期火山活动发生在洋脊跃迁之后，约为61 Ma，对应于磁条带C27，集中在戴维斯海峡和格林兰岛西北部.晚期火山活动发生于56 Ma，对应于磁条带C25，集中在北大西洋互为张裂共轭点的格林兰岛东部大陆边缘和哈顿-洛卡尔海岸边缘(图 1a)，这一时期，拉布拉多海扩张方向发生变化，同时格林兰板块和欧亚板块开始张裂.格林兰东部边缘为典型的火山型大陆边缘，地震剖面中存在明显的SDRS(向海倾斜反射层)和下地壳高速层(Holbrook et al., 2001)，但与格林兰岛东部边缘相隔仅100~200 km的格林兰西南大陆边缘未发现火山活动，地震剖面中也不存在下地壳高速体和SDRS，为非火山型大陆边缘(Chian and Louden， 1994)，说明了56 Ma时，冰岛地幔柱的影响仅局限于格林兰岛东南边缘，拉布拉多海盆内部未受影响.这可能是由于冰岛地幔柱的横向流动受到格林兰岩石圈板块的阻挡，使得地幔流无法进入拉布拉多海盆内部，只能沿着岩石圈薄弱带-格林兰岛东部陆缘喷发(Chalmers and Pulvertaft， 2001; Nielsen et al., 2002).
同样，在南海海盆内，扩张时期岩浆活动主要集中在扩张中心的洋壳增生处，海盆其他区域以及大陆边缘两侧，岩浆活动微弱，仅在南海东北部大陆边缘发现有零星的火山岩出露(Yan et al., 2006).扩张时期，海盆内部火山活动的匮乏可能是由于岩石圈板块的慢速扩张造成的(Bown and White， 1994; Bown and White， 1995).在南海扩张停止后，海盆内部及周边区域受到岩浆活动的广泛影响，通过岩性分析认为海盆内的火山与周围陆缘的火山具有相似的地幔源区特征，可能与海南地幔柱的活动有关(鄢全树等，2008). 2.4 扩张脊的内部结构
根据前文所述，拉布拉多海残余扩张脊的地壳结构与两侧正常洋壳有明显的不同，扩张脊的地壳速度低，厚度较薄，构造发育，上地幔经过热液作用后形成蛇纹石化地幔橄榄岩.南海与拉布拉多海的都属于慢速扩张，都经历了后期的热液作用，因此南海中央次海盆残余扩张脊的结构与拉布拉多海具有一定的相似性.但是，南海中央次海盆的残余扩张脊又经历了扩张期以后的火山作用，形成近东西向的珍贝-黄岩海山链.K-Ar法所测此处玄武岩的同位素年龄为9.7 Ma(石学法和鄢全树，2011).因此，中央海盆扩张脊处的地壳结构除了具有残余扩张脊的特征，还可能具有海山地壳的一些结构特征.
前人应用多种地球物理手段，获得了许多珍贵的资料，使得对中央次海盆的残余扩张脊有了初步的了解.如通过对磁条带差值切割，发现中央次海盆扩张脊处不仅受到5 km以上的E~W向浅源磁异常的影响，同时深部磁源异常也起了很大作用(丁巍伟等，2003).声纳浮标和双船折射探测了解到海盆层2的厚度与正常洋壳层2的厚度相同，但层3较薄，仅为1 km(姚伯初和王光宇，1983).热力学资料同样也发现了海盆的层3较薄这一现象(张健和石耀霖，2004).此外，重力资料显示海山附近莫霍面下凹，地壳增厚.通过对夏威夷海山、Josephine海山、Marquesas海山等深部地壳结构分析(Weigel and Grevemeyer， 1999)，同样也发现这些海山下方普遍存在莫霍面下凹，以及不同程度的岩浆底侵.那么，中央次海盆的珍贝-黄岩海山链/残余扩张脊下方的精细结构会是怎样？海山下方是否同样存在底侵作用？海山链的来源是残余岩浆房还是地幔深部物质？这些科学问题的回答对解决南海的形成演化和动力学机制的具有至关重要的作用.
因此，为解决上述科学问题，2011年5月在南海中央次海盆珍贝-黄岩海山链/扩张脊处(116°~117.6°E，14.6°~15.6°N)开展了大规模三维海底地震仪OBS探测实验(图 5a).实验共布设42台OBS，回收41台，有效数据39台，数据完整率近93%.本次探测实验放炮轨迹呈网格状分布，共完成测线19条，累积测线总长2500 km，有效炮数达到8252炮.此次地震结构探测数据质量良好，震相清晰连续，获得了大量携带扩张脊深部结构信息的震相(图 5b)，为研究残余扩张的深部结构，了解海山链的来源提供了重要的数据支持.
 | 图 5 中央次海盆测线布置及OBS09台站地震剖面 (a)中红色三角代表OBS位置及编号，黑色细线代表炮点位置；(b)代表测线G8G0中OBS09台站综合记录剖面. Fig. 5 Location of survey lines in central sub-basin of SCS and OBS09 seismic record section (a): Inverted triangles represent the locations of OBS. Thin black lines represent locations of the shots； (b): OBS09 seismic record section. |
海盆两侧的被动大陆边缘包含着大陆张裂和洋壳形成的重要信息，因此对被动大陆边缘的理解有助于提高对大陆张裂到海底扩张过程的认识(周祖翼和李春峰，2008).通过布置在拉布拉多海大陆边缘两侧的多条地震测线(图 1b)，发现拉布拉多海的洋陆过渡带存在拆离断层，旋转断块，地壳拉张减薄，橄榄岩洋脊出露等现象，地壳结构类似于伊比亚利亚型大陆边缘，为非火山型被动大陆边缘.通过进一步研究分析，Louden提出了拉布拉多海的伸展模型：两侧大陆在张裂初期即拉张因子β<2时，以纯剪切为主，两侧大陆对称扩张，当拉张因子β>2时，以简单剪切为主，呈不对称扩张，断裂点位于格林兰岛根部.不对称张裂导致薄的剩余陆壳构成格林兰被动边缘的上部板块，蛇纹石化的橄榄岩和塑性减薄的下地壳构成了拉布拉多被动边缘的下部板块(Louden and Chian， 1999).
前人通过在南海北部陆缘布置的多条深地震测线，认识了北部陆缘深地壳结构的基本特征(丘学林等，2003).利用水深、磁力和重力资料，认为南海北部陆缘的地壳结构从华南大陆向海盆的方向呈现出正常陆壳、减薄陆壳、洋陆壳转换带和洋壳的带状特征，地壳厚度逐渐减薄(夏少红等，2011).南海北部陆缘西侧未发现明显的下地壳高速层，推测为非火山型大陆边缘，而南海北部陆缘东侧的OBS2001和OBS2006-3测线(卫小冬等，2011a; 吴振利等，2011)显示下地壳存在纵波速度为7.1~7.4 km/s的高速层，但这一高速层具有高密度(2.9 g/cm3)，低泊松比的特点(卫小冬等，2011b)，结合海盆内岩浆活动的时间，推测该高速层为海底扩张停止后岩浆侵入形成的.此外，北部陆缘没有火山型大陆边缘特有的向海倾斜反射层(SDRS)，因此推测南海北部陆缘为非火山型的被动大陆边缘(李家彪，2011).通过在南海南部陆缘最新布设的两条深地震测线OBS973-1和OBS973-2(丘学林等，2011; 阮爱国等，2011)，对南部陆缘的深部结构也有了新的认识：南部陆缘的深部地壳结构未发现下地壳高速体，但地壳厚度从陆壳到洋壳迅速减薄，与北部陆缘有明显的差异，说明了南海南北陆缘为非火山型不对称被动大陆边缘.
南海和拉布拉多海的大陆边缘同为非火山型不对称被动大陆边缘，表明了在大陆张裂过程中，岩石圈拉伸占主要作用，岩浆活动基本不发育.拉布拉多海伸展模式为早期纯剪切，后期简单剪切，并有拆离断层、蛇纹石化地幔橄榄岩、地壳减薄等特征.那么南海的张裂模式是怎样的？目前对其伸展模式仍是众说纷纭，有单剪模式(Hayes et al., 1995)、纯剪模式(Nissen et al., 1995)、分层剪切模式(姚伯初，1999)以及早期单剪，后期纯剪切模式(吴世敏等，2005)等，但由于南海形成演化的复杂性，其张裂过程难以用一种模式解释.因此，为了解南海的伸展模式以及动力学成因，还需要在大陆边缘两侧布置更多深地震测线，并配合其他地球物理手段，寻找更多的证据，比如拆离断层的位置，地幔橄榄岩出露情况等来支持提出的伸展模型假设. 3 小 结
3.1 南海与拉布拉多海扩张停止前同为慢速扩张，且残余扩张脊都经历了长期的热液作用改造，表明其内部结构具有相似性.但南海的扩张脊由于后期火山喷发，形成珍贝-黄岩海山链，其内部结构更为复杂.
3.2 南海与拉布拉多海在扩张期都发生了洋脊跃迁和扩张方向的变化，指示了海盆扩张过程中存在重大的构造事件.
3.3 南海和拉布拉多海都为非火山型不对称被动大陆边缘.拉布拉多海伸展模式为早期纯剪切，后期简单剪切，但南海的伸展模式还未有统一认识，需要深地震探测和其他地球物理手段配合，寻找更多的资料和证据.
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