南海共軛被動大陸邊緣洋陸轉換帶構造特征

高金尉 ,吳時國彭學超,董冬冬范建柯賈連凱 ,周金揚

(1.中國科學院 海洋研究所 海洋地質與環境重點實驗室,山東 青島 266071;2.中國科學院大學,北京100049;3.國土資源部 廣州海洋地質調查局,廣東 廣州 510760;4.勝利油田 魯勝石油開發有限責任公司,山東 東營 257000)

0 引言

洋陸轉換帶(Continent-Ocean Transition zone,COT)在全球被動大陸邊緣廣泛分布,尤其是以伊比利亞–紐芬蘭非火山型被動大陸邊緣和格陵蘭島–挪威火山型被動大陸邊緣的洋陸轉換帶的研究最為典型(Franke et al.,2011)。火山型被動大陸邊緣洋陸轉換帶典型的特征主要包括大量的火成巖堆積、同巖漿期向海傾反射層(SDR)、向陸傾的斷層和巖漿底侵形成的下地殼高速層(Ceramicola et al.,2005;Praeg et al.,2005;Geoffroy,2005;Schnabel et al.,2008;Hirsch et al.,2009;Fernàndez et al.,2010);而非火山型被動大陸邊緣洋陸轉換帶則很少具有裂陷期巖漿活動,但出露蛇紋石化地幔并具有拆離斷層和大量向海傾的掀斜斷塊(Hopkinson et al.,2004;Pérez-Gussinyé et al.,2006;Fernàndez et al.,2010;Zhu et al.,2012)。

南海位于華南大陸南部,處于歐亞板塊、菲律賓海板塊和印度–澳大利亞板塊交匯位置,是西太平洋地區最大的邊緣海盆地之一(LaFond,1966)。南海共軛大陸邊緣的不對稱性是眾多學者研究的熱點之一,而且南海南北陸緣的構造屬性曾存在著較大爭議(Ludwig et al.,1979;Taylor and Hayes,1983;劉光鼎,1992;Feng et al.,1992;姚伯初,1993;李思田等,1998;宋海斌等,1998),然而越來越多的研究表明南海南北陸緣屬于被動大陸邊緣,但是其具體屬于火山型還是非火山型被動大陸邊緣抑或是二者之間的過渡類型仍存在爭議(Nissen et al.,1995;Yan et al.,2001;Clift and Lin,2001a,2001b;丘學林等,2003;閻貧和劉海齡,2005;李家彪,2005;Sun et al.,2009;Zhu et al.,2012;Franke,2013)。而確定南海被動大陸邊緣具體類型的主要依據即為其洋陸轉換帶的特征。但是,南海被動大陸邊緣洋陸轉換帶與典型的被動大陸邊緣的洋陸轉換帶相比有著一定的特殊性。研究表明南海北部陸緣存在有下地殼高速層(High Velocity Layer,HVL) (Nissen et al.,1995;Yan et al.,2001;Wang et al.,2006;衛小冬等,2011;郝天姚等,2011),然而在南部陸緣卻并未發現(郝天姚等,2011;阮愛國等,2011;Franke et al.,2011)。另外,南海在裂陷期和裂后期發生的構造運動和火山活動的差異以及海底地形的不同,都說明了南、北陸緣洋陸轉換帶在構造特征上存在著差異。因此,本文利用過珠江口盆地和西北巴拉望盆地–禮樂盆地的多條較高質量多道地震剖面和衛星重力數據,研究了南海南北共軛被動大陸邊緣洋陸轉換帶的構造變形特征,揭示出其差異性,探討南海被動大陸邊緣的類型和伸展機制。

1 區域地質背景

1.1 區域構造特征

南海北鄰華南大陸,東南接南沙海槽(巴拉望海槽),西以具有大型走滑斷裂的印度支那陸架為界,東至馬尼拉海溝,構成了一個近菱形的輪廓(Tapponnier et al.,1982,1986;Leloup et al.,2001;Morley,2002;Clift et al.,2008;Zhu et al.,2012)(圖1)。中生代以來南海大陸邊緣構造經歷了從主動到被動陸緣的轉換,之后又受到東部活動陸緣構造疊加以及西北緣印度板塊與歐亞板塊碰撞的影響,構造演化過程與構造特征十分復雜(宋海斌等,2003;李剛等,2011)。根據其構造環境和深大斷裂特征,現今南海邊緣東西南北緣的構造屬性各不相同。北緣以NEE向和NW向張剪性斷裂為主;南緣由于新生代南沙地塊與加里曼丹島的碰撞,形成了一系列NE向的壓剪性斷裂,但向海盆一側仍發育張性斷裂,為北張南壓邊緣;西部則主要因 NW 向紅河走滑斷裂和近 SN向越東走滑斷裂而形成了一個拉張與右旋剪切聯合作用的邊緣;東部由于南海海盆一直向菲律賓島弧俯沖而處于擠壓環境之中(龔再升等,1997;李家彪,2005)。南海邊緣這種獨特的構造應力場環境也形成了一系列不同類型的盆地(圖1)。

南海 3500 m的水深線大略勾勒出了南海海盆的輪廓(Briais et al.,1993;Braitenberg et al.,2006)。根據地形地貌和地球物理特征,南海海盆可以劃分為西北次海盆、中央次海盆和西南次海盆(Ru and Pigott,1986;何廉聲和陳邦彥,1987;金慶煥,1989;Hutchison,1989;姚伯初,1991,1996;劉光鼎,1992;李家彪,2005)。三個海盆的形成時間不一,并且存在著較大爭議。Taylor and Hayes (1980,1983)認為南海海盆主體在32~17 Ma的時間里南北向擴張,Briais et al.(1993)則認為西北次海盆和中央次海盆從30 Ma開始擴張,西南次海盆在 23 Ma開始擴張,三海盆均在15.5 Ma停止擴張,之后Cande and Kent (1995)將南海海盆的擴張時間校正為 30~16 Ma。而Barckhausen and Roeser (2004)則認為中央次海盆的擴張時間為31~20.5 Ma,西南次海盆的擴張時間為25~20.5 Ma。另外,姚伯初等(1994)結合沉積層特征將西南次海盆的擴張時間定為42~35 Ma,而Ru and Pigott (1986)、呂文正(1987)則認為西南次海盆的擴張時間在70~63 Ma。目前南海海盆較為廣泛接受的擴張時間為30~16 Ma。

1.2 沉積特征

南海新生代沉積地層經歷了多次較大規模的構造運動,如晚白堊世末的神狐運動和早漸新世末的南海運動(南部分別稱為禮樂運動和西衛運動)(姚伯初,1993;龔再升等,1997;李家彪,2005;蔡乾忠,2005;謝錦龍等,2008),造就了兩個區域不整合面,分別稱為裂離不整合面(Rift-onset Unconformity)和破裂不整合面(Break-up Unconformity),分別代表著裂陷作用和海底擴張的開始,據此南海地區的地層可以劃分為前裂陷期、裂陷期和裂后期沉積三種超層序(圖2)。

南海南、北陸緣基底曾同屬華南地塊,中生界分布廣泛,中生界之下還有古生界分布(曾維軍,1991)。南海北部陸緣珠江口盆地沉積基底由前新生界組成,包括了古生代變質巖和中生代碎屑巖及花崗巖(王家林等,1997;李家彪,2005)。南部陸緣西北巴拉望地區廣泛存在下白堊統到侏羅系(Kudrass et al.,1986;Schlüter et al.,1996;Sales et al.,1997;孫龍濤等,2008)。

在南海張裂過程中,南海北部和南部均經歷了由陸相到海陸過渡相再到海相的沉積演變過程(李思田等,1998;謝文彥等,2007;朱偉林等,2008;楊樹春等,2009;丁巍偉和李家彪,2011;呂寶鳳等,2012)。南海北部珠江口盆地裂陷期沉積為古新統到下漸新統(Tg-T70),包括了神狐組、文昌組和恩平組(圖2),主要分布于坳陷的底部,為河湖相沉積的砂泥巖互層(龔再升等,1997;李家彪,2005);而與之共軛的南部陸緣則為上古新統到下漸新統,包括了西北巴拉望盆地Pulute組和禮樂盆地的東坡組、陽明組和忠孝組,這些裂陷期沉積充填了地塹和半地塹,主要為河湖相的砂巖和粉砂巖、頁巖互層以及淺海相灰巖和白云巖(Schlüter et al.,1996;Sales et al.,1997;Williams,1997;Franke et al.,2011),在禮樂盆地還沉積有三角洲相砂巖、粉砂巖和泥巖(Yao et al.,2012)。

裂陷期結束后,斷陷盆地開始向坳陷轉換,此時裂后期沉積在珠江口盆地為珠海組(T70-T60)(圖2),該組以海陸過渡相為主,為一套三角洲相和濱岸相沉積,主要為含煤層的砂巖和泥巖互層(龔再升等,1997;李家彪,2005)。而在西北巴拉望盆地為Nido組(T70-T60)淺海相碳酸鹽巖臺地沉積,并發育生物礁,主要為灰巖、泥粒狀灰巖和粒泥狀灰巖(Franke et al.,2011)。隨著南海海底擴張的進行,北部海侵范圍擴大,珠江口盆地廣泛接受三角洲相、淺海相和廣海陸棚相沉積(T60-T40),主要巖性為下部砂巖夾泥巖,上部為碳酸鹽巖,并發育生物礁、灘;而南部西北巴拉望盆地則已處于半深海相沉積環境,主要巖性為粉砂質頁巖、粉砂巖夾少量砂巖。海底擴張停止以后(T40–海底),珠江口盆地近岸開始沉積了一套淺海三角洲相的砂巖、泥巖和碳酸鹽巖,遠岸則為半深海–深海相泥巖,之后受東沙運動的影響,沉積環境轉為濱淺海相,巖性主要為砂巖、泥巖、粉砂巖和碳酸鹽巖(龔再升等,1997;李家彪,2005);而西北巴拉望盆地在近岸沉積了陸坡–半深海相砂巖和灰巖,在遠岸則沉積了開闊海相泥巖(Franke et al.,2011;丁巍偉和李家彪,2011)。在禮樂盆地,裂陷期與裂后期層序邊界并不明顯,為連續的三角洲相、濱岸相、淺海相、半深海相和深海相沉積(圖2)。

圖1 南海大地構造分區圖Fig.1 Map showing the tectonic division of the South China Sea

2 數據采集和處理

研究區所采用的多條多道地震剖面分別位于南北陸緣兩側(圖1),其中L1-L3測線位于珠江口盆地南部,東沙隆起西側,剖面均從陸坡至深海區;L4測線則穿過了西北巴拉望盆地西部和禮樂盆地東部并向海一側延伸,測線的采集參數見表1。

所有地震數據都進行了包括壓制噪聲、振幅補償、靜校正和速度分析等疊前處理,以及反褶積、帶通濾波和相干濾波等疊后處理,并進行了有限差分偏移,最終獲得了較高質量的地震疊加偏移剖面。

表1 過南海南北陸緣的多道地震剖面采集參數Table 1 Acquisition parameters of multi-channel seismic profiles across the conjugate passive margins of the South China Sea

重力數據采用分辨率為1′×1′的自由空間重力異常。該數據系來自美國加利福尼亞大學圣地亞哥分校斯克里普斯海洋研究所(Scripps Institution of Oceanography,University of California San Diego,USA)的衛星重力數據。

3 結果分析

3.1 北部陸緣構造特征

南海北部被動大陸邊緣從陸坡到海盆具有明顯的分帶特征,向陸一側一般發育裂陷期斷陷,向海一側則發育火山帶(埋藏海山帶),但向海傾的掀斜斷塊并不十分發育。

裂陷期斷陷主要包括了白云凹陷和荔灣凹陷,向海則延伸至火山或埋藏海山(圖3c、4c、5c)。兩個凹陷被南部斜坡低凸起隔開,向東至東沙隆起附近,荔灣凹陷則消失。凹陷兩側的深大斷裂控制了斷陷的發育,向下可能延伸至下地殼的塑性層中,形成了貫穿斷層。白云凹陷沉積基底反射(Tg)比較崎嶇,反映了基底被次級斷裂強烈改造(圖3c、4c、5c)。荔灣凹陷沉積基底反射(Tg)亦比較崎嶇,但斷層并不十分發育,反映了可能的巖漿侵入活動的影響(圖3c、4c)。凹陷內的新生代沉積最厚處位于L1剖面上的白云凹陷,約為6.8 s(雙程旅行時間(TWT),下同),其中裂陷期沉積最厚約為2.2 s,凹陷分布范圍約為108 km;荔灣凹陷最厚處位于L2剖面上,約4.6 s,其中裂陷期沉積最厚約為 3.4 s,凹陷分布范圍為168 km左右。而在L3剖面上,荔灣凹陷已經消失,白云凹陷新生代沉積厚達 4.3 s,其南側的南部斜坡低凸起上的斷陷沉積厚度較薄,僅1.2 s左右,而且底部均被次級斷層強烈錯斷;次級斷層傾向規律不明顯,北西向和南東向斷層均有發育,但傾向南東的斷層規模較大。

火山(海山或埋藏海山)在研究區發育十分明顯。在L1剖面110~160 km之間分布有火山帶,火山內部呈雜亂反射,甚至刺穿所有地層出露于海底,其范圍約41 km(圖3c);L2剖面上170~250 km處,則發育埋藏海山帶,埋藏海山帶被幾乎均傾向北西的斷層所錯斷,其范圍約64 km(圖4c);在L3剖面上215~220 km處發育有火山,火山的范圍約5 km,而在250~270 km處,發育一座寬約15 km的海山,并作為邊界將陸坡和海盆區分開(圖5c)。ODP1148井的巖心表明該區存在巖漿巖(年齡<1 Ma)(閻貧和劉海齡,2005),顯示該區在新近紀存在巖漿活動(圖1),前人也曾認為該海山為火山巖體(Li et al.,2008),但是,最新 IODP349次航次對該海山的鉆探(U1435)表明,該海山頂部存在一個明顯的不整合面(~33 Ma),其上為海相沉積,下為濱海相砂巖和黑色泥巖(Expedition 349 Scientists,2014),因此,該海山并不是火山噴發形成的,而是中生界至古近系的沉積巖體。據此推斷,L2剖面上的埋藏海山與此類似。

向海傾的掀斜斷塊在L2剖面上較為發育,在靠近海盆的位置240~280 km處,構成了若干個半地塹構造,斷層向上均終止于 T60附近,向下則切穿基底甚至可能歸并于莫霍面附近(圖4c)。但是,在 L1剖面上,掀斜斷塊并不十分發育,甚至在180~220 km處僅發現有平緩的沉積基底反射(Tg)(圖3c)。此外,向海傾的掀斜斷塊在海盆中也較為發育,斷層錯開基底向下延伸(圖3c、4c)。

另外,在L1剖面的陸坡上,在9~10 s之間可以識別出一組比較清晰的強振幅但并不連續特征的反射軸,而在海盆處該組反射軸的深度為 8.5 s左右,并在掀斜斷塊帶附近存在深度的突變(圖3b)。該組反射軸同樣出現在L2剖面上向陸一側的9~11 s之間和海盆8 s左右的位置,反射軸的深度也存在一個類似的較為急劇的變化(圖4b)。而且,與L1剖面上僅呈現一組反射軸特征不同,在L2剖面強振幅反射軸之上,8~10 s之間,仍存在一組中到強振幅不連續的反射軸,該組反射軸的延伸規模較小,僅在下陸坡的位置可以識別出來(圖4c),兩組反射軸相差0.2~1.6 s。分析認為,下部強反射軸為莫霍面,而其上的反射軸可能為下地殼高速層的界面。根據前人ESP資料和OBS數據研究,南海北部下地殼高速層的厚度平均為 4 km左右,最厚處在東沙隆起附近,達到了12 km(Nissen et al.,1995;Yan et al.,2001;Wang et al.,2006;衛小冬等,2011)。以下地殼高速層平均速度為7.3 km/s來計算(黃春菊等,2005),其厚度達到了0.7~5.8 km左右,這與前人的研究較為吻合,所以,分析認為該組反射軸為下地殼高速層(HVL)的頂部反射界面。基于鄰區地震剖面的研究,Sun et al.(2009)也識別出了下地殼高速層。

圖3 L1測線重力異常分布(a)、多道地震反射剖面(b)及解釋圖(c)Fig.3 Maps showingthe distribution of gravity anomaly (a),multi-channel seismic reflection profile (b) and interpretation of seismic (c) of line L1

3.2 南部陸緣構造特征

南海南部陸緣西北巴拉望–禮樂灘地區相比北部而言,整個陸坡以向海傾的掀斜斷塊為特征。在L4剖面上,禮樂盆地內的向海傾的鏟式斷層均切穿基底并向下延伸,并可能歸并于一條拆離斷層之上。該拆離斷層在禮樂灘之下6~7 s處有一組較強振幅且低頻的反射軸顯示,但在禮樂盆地內并沒有識別出該組反射軸特征(圖6c)。盆地內最厚沉積約為2.8 s,裂陷期沉積約為 1.5 s,而作為剛性塊體存在的禮樂灘上則沉積了極薄的地層。禮樂灘以北,剖面上20~80 km之間,鏟式斷層幾乎均向海傾斜,并切穿基底,構成了若干個半地塹構造,斷層向下可能延伸至莫霍面,向上則在T60處消失(圖6c),該位置沉積厚度較薄,總厚約 1.8 s,其中裂陷期沉積厚約0.8 s。靠近海盆一側的剖面深部8~9 s左右呈現出一組較強振幅不連續的反射軸,分析認為應是莫霍面的位置(圖6b),這也與丁巍偉和李家彪(2011)和Dong et al.(2013)的解釋相吻合。在BGR08- 109剖面上,低凸起將裂陷期斷陷和掀斜斷塊帶隔開,除低凸起兩側斷層外,斷陷和掀斜斷塊帶內的鏟式斷層幾乎均向海傾斜,并構成了一系列半地塹構造,斷陷內發育火山,地層最厚約 3.2 s,其中裂陷期沉積最厚約 1.0 s,掀斜斷塊帶內地層最厚約2.6 s,其中裂陷期沉積最厚同樣約為1.0 s(圖7b)。在BGR08-104剖面上,裂陷期斷陷和低凸起已經消失,整個陸坡幾乎由向海傾的掀斜斷塊取代,掀斜斷塊帶內新生代沉積厚度約3.0 s左右,其中裂陷期沉積厚約0.6 s(圖7d)。此外,在BGR08-109剖面8~9 s位置處也存在一組強振幅不連續的反射軸,可能是莫霍面的位置(Franke et al.,2011)。與L4剖面類似,所有的鏟式斷層幾乎切穿了基底,向上在 T60處消失,向下則可能延伸至莫霍面或拆離面(向陸一側)。

圖4 L2測線重力異常分布(a)、多道地震反射剖面(b)及解釋圖(c)Fig.4 Diagrams showing the distribution of gravity anomaly (a),multi-channel seismic reflection profile (b) and interpretation of seismic (c) of line L2

3.3 自由空間重力異常特征

南海北部陸緣自由空間重力異常分帶特征明顯。整體上,從陸架邊緣至陸坡,重力異常由約 20 mGal的高異常值向低異常值過渡,在凹陷內表現為低異常特征,最低約-38 mGal,但在火山或海山處則出現向高異常調整的現象,之后在靠近海盆處,重力異常又由低異常向約10 mGal的高異常過渡(圖3、4)。受東沙隆起的影響,靠近東沙隆起的 L3剖面上的重力異常在南部低凸起上表現出明顯的高異常,最大達到了30 mGal(圖5a)。南部陸緣的自由空間重力異常也有其明顯的分帶特征。在L4剖面上,禮樂盆地的重力異常最低僅有–25 mGal,在禮樂灘附近則逐漸過渡為最高約100 mGal的高異常值,而在禮樂灘以北的掀斜斷塊帶上,重力異常則逐漸過渡到接近零值甚至-25 mGal的低異常(圖6a)。同樣的,在BGR08-109和BGR08-104剖面上,重力異常值在掀斜斷塊和斷陷處出現–10~–20 mGal的低異常,而在向海盆一側逐漸過渡到最高30 mGal的高異常(圖7a、7c)。

自由空間重力異常反映了地殼密度的變化,也反映了地殼不均衡現象。因此,南海南北陸緣的空間重力異常自陸向海由高異常向低異常過渡再向高異常變化的特征意味著陸殼向過渡殼和過渡殼向洋殼的變化。

圖5 L3測線重力異常分布(a)、多道地震反射剖面(b)及解釋圖(c)Fig.5 Diagrams showing the distribution of gravity anomaly (a),multi-channel seismic reflection profile (b) and interpretation of seismic (c) of line L3

4 討論

4.1 洋陸轉換帶邊界的厘定

Taylor and Hayes (1983)根據重磁資料對南海陸緣洋陸轉換帶的特征進行了描述,認為洋陸轉換帶位于地殼厚度急劇變化的地方,并伴隨有地磁異常和重力異常的變化,以負空間重力異常為標志。Nissen et al.(1995)根據ESP資料結果,認為南海北部下地殼存在異常高速層(HVL),從南海東北部到西沙海槽其厚度逐漸減小,并認為高速層的出現是洋陸轉換帶出現的標志。Yan et al.(2001)根據采集的 OBS數據,也確認了下地殼高速層的存在,認為下陸坡由于火山作用的改造使得該區域地殼發生急劇變化(從22 km減薄到9 km),而其上的火山則是洋陸轉換帶出現的標志,從而將南海北部洋陸轉換帶的區域范圍確定為約100 km。根據自由空間重力異常和海底地形數據,Trung et al.(2004)認為洋陸轉換帶應以自由空間重力異常梯度急劇變化的地方為標志。Wang et al.(2006)根據南海東北部OBS資料的研究結果,也認為下地殼存在異常高速層,并認為洋陸轉換帶以發育火山和火山巖為特征,深層則是下地殼高速層,指出南海北部洋陸轉換帶位于下陸坡的范圍內(水深2~3.5 km)。Hu et al.(2009)和Chen(2013)根據構造和沉積特征,將洋殼和陸殼的邊界定在了下陸坡邊緣。根據淺層構造特征,前人將南海北部陸緣洋陸轉換帶劃分為北部裂陷期下沉區段、火山帶和向海傾的掀斜斷塊(Zhu et al.2012;朱俊江等,2012 )。衛小冬等(2011)根據穿過東沙隆起附近的OBS結果,發現了3~12 km厚的下地殼高速層。因此,南海北部洋陸轉換帶的確定需結合以下幾個特征:(1)地殼厚度發生變化;(2)下陸坡分布火山和火山巖;(3)深部具有下地殼高速層(HVL);(4)裂陷期斷陷和向海傾的掀斜斷塊;(5)破裂不整合面(T70)的尖滅;(6)重力異常的變化。

對于南海南部陸緣,Schlüter et al.(1996)將洋殼莫霍面反射消失的地方或者向海傾的掀斜斷塊帶邊緣定為南部洋陸轉換帶的邊界。Braitenberg et al.(2006)則提出-20 mGal處的重力異常為南部洋陸邊界的界限。而Franke et al.(2011)則認為應結合向海傾的掀斜斷塊、小尺度的地磁變化和破裂不整合面等特征來識別南部巴拉望地區洋陸轉換帶(洋陸邊界),從而劃分出了兩種類型的洋陸邊界。因此,南部洋陸轉換帶的識別應具有以下幾個特征:1)地殼厚度的變化;2)具有向海傾的掀斜斷塊帶;3)莫霍面突變;4)破裂不整合面(T70)尖滅處;5)重力異常變化。

圖6 L4測線重力異常分布(a)、多道地震反射剖面(b)及解釋圖(c)Fig.6 Diagrams showing the distribution of gravity anomaly (a),multi-channel seismic reflection profile (b) and interpretation of seismic (c) of line L4

南海北部陸緣的構造特征表明,從陸架坡折(番禺低凸起)至莫霍面突變處,整個地殼厚度呈楔形形態逐漸變薄。白云凹陷沉積基底與莫霍面之間的地殼最薄處僅約2 s(圖3),以地殼平均速度6.45 km/s計算(Christensen and Mooney,1995),地殼厚度僅約6.5 km,因此,相比于厚約 30~35 km 的典型陸殼,白云凹陷的地殼被強烈拉伸減薄。與此對應的是,白云凹陷處于自由空間重力異常的低異常區,陸架坡折處對應了自由空間重力高異常值向低異常值的轉變,因此,陸架坡折處應作為研究區洋陸轉換帶過渡殼與典型陸殼的分界。此外,雷超等(2013)通過對瓊東南盆地構造研究表明,南海西北部被動大陸邊緣洋陸轉換帶向陸一側的邊界也位于陸架坡折處,因此,南海北部陸緣洋陸轉換帶向陸一側的邊界應位于陸架坡折附近。而在靠近海盆一側,莫霍面的深度由北西向南東逐漸減小,相應的自由空間重力異常由低異常值向海盆的高異常值轉變,并且對應的掀斜斷塊之上的裂陷期沉積發育極薄并逐漸尖滅(圖3、4)。與之不同的是,在靠近東沙隆起的剖面上,自由空間重力異常由低異常值向海盆的高異常值過渡的地方,對應的則是火山和海山的分布范圍(圖5)。因此,研究區北部洋陸轉換帶向海一側的邊界分為兩種類型,一種以掀斜斷塊帶前緣鏟式斷層為界,另一種則以海山為邊界。

相比于南海北部陸緣,南部陸緣則以向海傾的掀斜斷塊為典型特征,地殼在整體上也呈錐形減薄。在L4剖面上,深部的莫霍面在海盆平緩延伸,但向禮樂灘方向則發生突變,向更深部延伸,相應的自由空間重力異常由低異常向高異常急劇轉變,因此,該處也對應著以鏟式斷層圍限的禮樂灘地形的轉折,應是南海南部洋陸轉換帶向陸一側的邊界(圖6)。然而,在BGR08-109剖面和BGR08-104剖面上,洋陸轉換帶并未完全顯示出,但南部陸緣的自由空間重力異常和地形變化表明,西北巴拉望盆地的陸架坡折可能代表了洋陸轉換帶向陸一側的邊界(圖7)。而南部陸緣向海一側,莫霍面的反射并不明顯,然而掀斜斷塊上破裂不整合面消失處對應了自由空間重力異常低異常值向高異常值的轉變,因此南海南部洋陸轉換帶向海一側以向海傾的鏟式斷層為界(圖6、圖7)。

圖7 BGR08-109和BGR08-104測線重力異常分布(a)、(c)及其多道地震反射剖面解釋(b)、(d)圖(據Franke et al.,2011)Fig.7 Diagrams showing the distributions of gravity anomaly (a),(c),and multi-channel seismic reflection profile interpretations of seismic (b),(d) of lines BGR08-109 and BGR08-104

4.2 南海共軛被動大陸邊緣類型及伸展模式探討

伊比利亞–紐芬蘭非火山型被動大陸邊緣和格陵蘭島–挪威火山型被動大陸邊緣被作為兩種端元類型的被動大陸邊緣進行了詳細的研究。但是,通過對南海共軛被動陸緣洋陸轉換帶的研究表明,北部陸緣洋陸轉換帶可以劃分為兩種類型,一類在向海一側以前緣鏟狀斷塊為邊界,發育夾有低凸起的裂陷期斷陷、火山帶(埋藏海山帶)和并不十分發育的向海傾的掀斜斷塊帶,其范圍約為223~273 km;另一類在向海一側則以海山為界,發育裂陷期斷陷、寬緩的低凸起和火山或海山,其范圍約為 252 km(圖8);此外,在洋陸轉換帶的深部結構上,還存在下地殼高速層。南部陸緣洋陸轉換帶則由裂陷期斷陷和掀斜斷塊帶構成,斷層幾乎均向海傾斜,并以前緣鏟狀斷塊為界將洋陸轉換帶與洋殼隔開,深部并無下地殼高速層存在,其范圍最窄處為42 km,最寬則超過了127 km(圖8)。這些特征意味著南海共軛被動大陸邊緣并不屬于端元類型的被動大陸邊緣。然而,對南海北部地震反射剖面的分析表明,眾多火山刺穿新生代地層噴出海底。Yan et al.(2001)和Wang et al.(2006)分別在南海北部和東北部被動大陸邊緣發現有刺穿新生界的火山,Hu et al.(2009)也在南海北部鄰區地震剖面的陸坡上發現了大量的新近系或第四系玄武巖,最近對南海西北陸緣的研究也表明,南海西北陸緣5.5 Ma以來的巖漿活動最為劇烈(張嶠等,2014)。少量鉆井巖心數據表明裂陷期有火山活動(Yan et al.,2001;閻貧和劉海齡,2005),這說明新生代巖漿活動自始至終貫穿了南海北部的形成演化,而強烈的火山活動是在海底擴張末期或海底擴張停止以后才發生的。此外,南海南部西北巴拉望地區洋陸轉換帶掀斜斷塊極為發育,火山活動微弱,僅在向陸一側發育有火山,并以向海傾的鏟式斷層與海盆區分。研究表明,除了火山型被動陸緣由巖漿底侵可形成下地殼高速層之外,由非火山型被動陸緣上地幔的蛇紋石化也可形成下地殼高速層(Pichot et al.,2013),而由于對南海共軛被動陸緣下地殼高速層研究資料的缺乏,南海共軛陸緣洋陸轉換帶下地殼高速層的性質和形成原因尚不清楚,還需深入研究,因此南海共軛陸緣下地殼高速層的存在并不能說明陸緣的性質。所以,相比于明顯發育向海傾反射層(SDR)的火山型被動大陸邊緣,南海共軛被動陸緣洋陸轉換帶的構造特征更與伊比利亞–紐芬蘭非火山型被動陸緣相似。因此,南海共軛被動陸緣更可能屬于非火山型被動大陸邊緣,但應注意的是,南海北部陸緣洋陸轉換帶向海一側較為頻繁的火山活動和并不明顯發育的掀斜斷塊,意味著與典型的伊比利亞–紐芬蘭非火山型被動陸緣相比,南海共軛陸緣又有其獨特性。

圖8 南海自由空間重力異常和洋陸轉換帶的分布范圍Fig.8 Map showing the free air gravity anomaly and extent of the continent-ocean transition zone of the South China Sea

與端元類型的伊比利亞–紐芬蘭非火山型被動大陸邊緣不同,南海共軛被動大陸邊緣的伸展機制存在數種觀點,備受爭議。Ru and Pigott (1986)將南海裂陷分為三幕,分別為晚白堊世–中古新世、晚始新世–中漸新世和中中新世,并運用Mckenzie (1978)的純剪切模型計算了三幕的拉張因子。Su et al.(1989)則將南海伸展裂陷分為兩幕,并運用 Jarvis and McKenzie (1980)的有限持續時間模型(Finite-duration model)對兩幕的拉張因子進行了計算。但是,Zhou et al.(1995)通過研究南、北被動大陸邊緣新生代張性構造特征,認為南海被動陸緣是簡單剪切模型。Hayes et al.(1995)也認為南海北部貫穿斷層是早期簡單剪切的結果。Nissen et al.(1995)根據雙船反射地震數據(ESP)認為,單一模式的預測結果并不能與觀測到的地殼減薄、沉降和熱流值相吻合,因此認為實際情況也許是兩種模式共同的影響。吳世敏等(2005)根據南海南北邊緣地震剖面和和南海周邊的構造特征,認為南海大陸邊緣的裂離經歷了早期的簡單剪切和晚期的純剪切伸展作用。

圖9 南海共軛被動大陸邊緣差異伸展模式(據Dong et al.,2013修改)Fig.9 Differential extensional model of the conjugate passive margins of the South China Sea

近來的研究表明,與深度相關的伸展變形(Davis and Kusznir,2004)可能更適合用于解釋南海共軛被動大陸邊緣的拉張。前人通過對珠江口盆地、瓊東南盆地、萬安盆地等盆地的上地殼和整個地殼的拉張因子的研究表明,上地殼和整個地殼的拉伸減薄程度并不一致,表現出上地殼拉張因子遠遠小于整個地殼的拉張因子的特征(張云帆等,2007;佟殿君等,2009;Hu et al.,2009;賀超等,2012;雷超等,2013)。因此,南海共軛陸緣這種獨特的空間差異性可能是由于巖石圈的差異伸展造成的(Dong et al.,2013)。拆離斷層和貫穿斷層在南海新生代演化過程中扮演了重要角色。發育于南海北部陸緣的貫穿斷層切穿中上地殼,向下消失于塑性變形的下地殼之中。而在南部陸緣一系列逐次向海傾的鏟式斷層則歸并于一條主滑脫面附近,向海可能延伸至莫霍面附近。以拆離斷層或貫穿斷層消失處為界,古華南陸緣上地殼主要發生簡單剪切變形,而下地殼和上地幔則以塑性純剪切變形為主(圖9)。這種巖石圈的差異伸展模式,較好地解釋了南北共軛陸緣洋陸轉換帶構造和地形的差異。

5 結論

通過對南海共軛被動陸緣構造特征的研究和南海共軛陸緣形成機制的討論,本文認為北部陸緣洋陸轉換帶呈現分帶特征,北部發育裂陷期斷陷、火山帶(埋藏海山帶)和向海傾的掀斜斷塊帶,其范圍約為223~273 km;南部則發育掀斜斷塊帶,其范圍大于 42 km,但明顯小于北部陸緣洋陸轉換帶的范圍。根據洋陸轉換帶向海一側邊界的差異,北部陸緣洋陸轉換帶可以劃分為兩種類型,一類以前緣鏟狀斷塊為界與洋殼區分,發育有裂陷期斷陷、火山帶(埋藏海山帶)和不十分發育的向海傾的掀斜斷塊帶;另一類則以海山為界,發育裂陷期斷陷、寬緩的低凸起和火山或海山。巖漿活動始終貫穿南海形成演化的過程中,強烈的火山活動應發生于海底擴張末期或海底擴張停止以后。下地殼高速層的性質和形成機制目前并不清楚。但是,結合南海共軛被動陸緣構造特征和同巖漿期向海反射層的缺失,南海被動大陸邊緣很可能屬于非火山型被動大陸邊緣,但又有其獨特之處。南海北部陸緣洋陸轉換帶貫穿斷層極為發育,而南部陸緣洋陸轉換帶鏟狀斷層可歸并于主滑脫面或莫霍面上,這種構造差異可能是由南海新生代演化過程中地殼的差異伸展造成的。

致謝:兩位匿名評審專家在文章修改過程中提供了寶貴的、建設性的意見和建議,極大地提高了文章的水平,在此表示衷心的感謝。此外,感謝北京大學魯人齊博士在成文過程中提供的無私幫助！

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