OBS2018-H2測(cè)線反射與折射數(shù)據(jù)聯(lián)合揭示南海北部陸緣洋陸轉(zhuǎn)換帶的深部地震結(jié)構(gòu)

趙明輝, 袁野, 張翠梅, 高金尉, 蘇曉康,王星月, 程錦輝, 張佳政

1 中國(guó)科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 南海海洋研究所， 廣州 510301 2 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州)， 廣州 511458 3 中國(guó)科學(xué)院深?？茖W(xué)與工程研究所， 海南三亞 572000 4 中石化勝利石油管理局有限公司孤東采油廠， 山東東營(yíng) 257237 5 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049

0 引言

南海是西太平洋最大的邊緣海之一.古太平洋板塊在晚中生代發(fā)生俯沖后撤，從而導(dǎo)致南海北部陸緣的構(gòu)造背景從擠壓變?yōu)槔瓘垼瑥闹鲃?dòng)大陸邊緣轉(zhuǎn)變成被動(dòng)大陸邊緣，之后在多期次的張裂作用下導(dǎo)致南海打開(李春峰等, 2009; 李家彪, 2011; Ding et al., 2020).洋陸轉(zhuǎn)換帶是被動(dòng)陸緣減薄陸殼和洋殼之間的過渡區(qū)域，其地殼結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成及構(gòu)造特征是探討南海陸緣屬性的關(guān)鍵，同時(shí)蘊(yùn)藏著南海如何經(jīng)過張裂-破裂過程實(shí)現(xiàn)由陸向洋轉(zhuǎn)換的重要信息.

2017年，以鉆探洋陸轉(zhuǎn)換帶揭示南海張裂陸緣張裂-破裂機(jī)制的國(guó)際大洋發(fā)現(xiàn)計(jì)劃(IODP)在南海北部陸緣實(shí)施，大洋鉆探IODP367/368/368X航次鉆探了多個(gè)基底隆起帶，其中IODP站位U1499和U1502位于洋陸轉(zhuǎn)換帶內(nèi)的基底隆起帶Ridge A上.鉆探結(jié)果顯示，站位U1499鉆遇同張裂期的礫石層(Sun et al., 2018)，U1502鉆遇強(qiáng)烈熱液蝕變的玄武巖(Larsen et al., 2018a)，沒有蛇紋石化上地幔出露.基底隆起Ridge A被認(rèn)為是同構(gòu)造沉積和同構(gòu)造火成巖物質(zhì)共同組成的復(fù)雜構(gòu)造(Larsen et al., 2018b; Zhang et al., 2021a).但是由于技術(shù)的限制，鉆探的深度有限，而且井位也有限，無(wú)法全面揭示Ridge A之下的深部地殼性質(zhì)，從而無(wú)法解釋南海打開的動(dòng)力學(xué)過程與張裂-破裂機(jī)制，包括在其深部是否存在下地殼或巖石圈地幔出露等具體科學(xué)問題.

2018年在南海洋陸轉(zhuǎn)換帶區(qū)域第一次開展了三維OBS(ocean bottom seismometer)深地震探測(cè)實(shí)驗(yàn)，旨在揭示南海由伸展、張裂、破裂到海底擴(kuò)張的三維速度變化特征(楊富東等, 2020)；然而，由于三維速度結(jié)構(gòu)處理起來(lái)比較復(fù)雜，研究結(jié)果還沒有完成.OBS2018-H2測(cè)線是此次三維地震實(shí)驗(yàn)中的一條(圖1)，該測(cè)線平行于北部陸緣走向的深地震折射測(cè)線，同時(shí)穿過了IODP鉆探站位U1499和U1502(蘇曉康等, 2021).本文以O(shè)BS2018-H2測(cè)線為基礎(chǔ)，采用正演(RayInvr)和反演(Tomo2d)相結(jié)合的方法，獲得了沿南海北部陸緣構(gòu)造走向的深達(dá)上地幔的速度結(jié)構(gòu)；同時(shí)結(jié)合高精度的多道反射地震數(shù)據(jù)以及IODP367/368/368X航次的鉆探資料，分析討論了站位U1499和U1502所在的Ridge A下方的地殼屬性、洋陸轉(zhuǎn)換帶沿陸緣構(gòu)造走向的深部結(jié)構(gòu)變化特征，從二維深地震速度結(jié)構(gòu)的角度揭示南海北部陸緣張裂-破裂機(jī)制.

圖1 南海北部陸緣OBS2018-H2地震剖面(灰色粗實(shí)線)位置的水深地形圖(a)和自由空氣重力異常圖(b)實(shí)心矩形、圓形和三角形組成的連線分別代表磁異常C11、C10和C9(據(jù)Briais等 (1993))；左上角插圖內(nèi)的紅色方框表示研究區(qū)的位置；灰色箭頭代表放炮方向；黃色五角星代表IODP鉆探站位；紅色實(shí)心圓代表OBS臺(tái)站；黑色細(xì)實(shí)線為OBS1993測(cè)線；Lw3與Lw7測(cè)線的交叉點(diǎn)為OBS39臺(tái)站(U1502站位)的位置；水深數(shù)據(jù)來(lái)自GEBECO_2019, http:∥www.geobco.net； 紅色虛線是Zhang等(2021a)劃定的白云-荔灣斷裂帶向南延伸的部分；綠色線是Zhang等(2021a)劃定的洋陸轉(zhuǎn)換帶范圍；黑色虛線是本文研究確定的洋陸轉(zhuǎn)換帶范圍.Fig.1 The bathymetry map (a) and Free-air gravity anomaly (b) with the location of OBS2018-H2 seismic profile (thick solid grey line) in the northern continental margin of the South China SeaSolid rectangles, circles and triangles indicate magnetic anomalies C11, C10 and C9 respectively (modified after Briais et al., 1993). The red square in the top left inset shows the location of the study area. The gray arrow indicates the shooting direction. The yellow pentagrams show the IODP drilling sites. The red solid circles show the OBS sites. The thin solid black line indicates OBS1993. The intersection point of Lw3 and Lw7 is the position of OBS39 site (U1502 site). Bathymetric data are from GEBECO_2019, http:∥www.geobco.net. The red dotted line is the southward extension of the Baiyun-Liwan fault zone as defined by Zhang et al. (2021a). The green lines are the region of the continent-ocean transition zone delineated by Zhang et al. (2021a). The black dotted lines are the region of the continent-ocean transition zone delineated in this study.

1 研究區(qū)構(gòu)造背景

南海在中、新生代古太平洋板塊俯沖后撤和古南海拖曳作用下經(jīng)歷了從主動(dòng)大陸邊緣到被動(dòng)大陸邊緣的轉(zhuǎn)變，晚新生代又經(jīng)歷了從擴(kuò)張到俯沖的轉(zhuǎn)變，多期復(fù)雜的板塊重組事件讓南海成為了研究大陸邊緣類型、演化模式和動(dòng)力學(xué)機(jī)制較為理想的場(chǎng)所(李春峰等, 2009; 李家彪, 2011).根據(jù)南海獨(dú)特的地質(zhì)和地球物理特征，前人將南海海盆劃分為：東部次海盆(ESB)、西北次海盆(NWSB)和西南次海盆(SWSB).南海自晚白堊世以來(lái)經(jīng)歷幕式張裂作用(Schlüter et al., 1996; Franke et al., 2011)，張裂方向總體呈近N-S向或NE-SW向(Sun et al., 2009; Franke, 2013; Ding and Li, 2016).南海中北部的海底擴(kuò)張始于約32 Ma(Briais et al., 1993).在海盆形成過程中，至少發(fā)生了一次向南的洋中脊躍遷事件，并伴有輕微的擴(kuò)張重定向(Ding et al., 2018).早中新世的洋中脊躍遷標(biāo)志著西南次海盆的打開和西北次海盆的擴(kuò)張停止(Briais et al., 1993; Cullen et al., 2010; Barckhausen et al., 2014).此后，直到約16 Ma，海底擴(kuò)張停止(Li et al., 2014; Guan et al., 2021)，并沿馬尼拉平移斷層開始俯沖，在約6.5 Ma時(shí)與歐亞板塊碰撞，造成臺(tái)灣隆升(Zhao et al., 2019; Sibuet et al., 2021).

2 資料和方法

2018年5—7月，通過搭載中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所的“實(shí)驗(yàn)2”號(hào)科考船，國(guó)家自然科學(xué)基金委“南海北部地球物理共享航次”順利完成了南海北部洋陸轉(zhuǎn)換帶COT區(qū)域大規(guī)模三維深地震探測(cè)實(shí)驗(yàn)(楊富東等, 2020).本文重點(diǎn)討論近東西走向的OBS2018-H2測(cè)線(圖1)，本次實(shí)驗(yàn)震源系統(tǒng)由中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所的4支大容量Bolt槍組成的氣槍陣列及Hotshot型氣槍控制器組成，氣槍型號(hào)為1500LL，總計(jì)容量達(dá)6000 in3(98.32 L)，激發(fā)的氣槍信號(hào)的主頻為4～8 Hz，具有衰減較慢、傳播距離較遠(yuǎn)的特征(趙明輝等, 2008).放炮方向?yàn)閺臇|向西，激發(fā)的有效炮數(shù)849炮，測(cè)線長(zhǎng)度為178.4 km，穿過了IODP站位U1499和U1502，放炮時(shí)間間隔為90 s，放炮期間船速約為5 kn(蘇曉康等, 2021).另外，氣槍放炮的同時(shí)，隨船同步還進(jìn)行了沿測(cè)線的多道反射地震數(shù)據(jù)的采集.該多道反射地震數(shù)據(jù)共4道，道間距為12.5 m，多道拖纜長(zhǎng)度為300 m，采樣時(shí)間間隔為2 ms.OBS2018-H2測(cè)線共投放10臺(tái)OBS，采樣率為100 Hz，回收10臺(tái)，回收率達(dá)到100%.OBS記錄數(shù)據(jù)經(jīng)過位置校正、格式轉(zhuǎn)換后，獲得了10臺(tái)高質(zhì)量的綜合地震記錄剖面，可識(shí)別出多組清晰的P波震相(圖2—4，以O(shè)BS25、OBS38和OBS09臺(tái)站為例)，包括Pw、PbP、Pg、PmP和Pn震相(蘇曉康等, 2021).10個(gè)OBS臺(tái)站共拾取走時(shí)數(shù)據(jù)6223個(gè)，其中折射震相4794個(gè)，反射震相1429個(gè)，拾取震相的不確定性為30～80 ms.

圖2 OBS2018-H2測(cè)線中OBS25臺(tái)站射線追蹤與走時(shí)擬合(a) 垂直分量綜合地震記錄剖面，帶通濾波參數(shù)為3～5 Hz和8～18 Hz，折合速度為6.0 km·s-1，折合走時(shí)Tred=(絕對(duì)走時(shí)T-偏移距Offset/6)； (b) 射線追蹤與走時(shí)模擬，黑色線為基于最終速度模型的理論計(jì)算走時(shí)，彩色線代表不同震相的實(shí)際觀測(cè)走時(shí)，其中觀測(cè)走時(shí)線的粗細(xì)代表走時(shí)不確定性的大小； (c) 射線路徑及最終速度模型，各個(gè)顏色射線分別與(b)中震相對(duì)應(yīng).OBS臺(tái)站位置見圖1.Fig.2 Ray-tracing and traveltimes simulation of OBS25 along the profile OBS2018-H2(a) Vertical-component seismic record section with a band-pass filter of 3～5 Hz and 8～18 Hz, and a reduced velocity of 6.0 km·s-1, Tred=(T-offset/6). (b) Ray-tracing and traveltimes simulation. Calculated traveltimes for each seismic phase are shown by black solid lines which are from the final velocity model. Observed traveltimes for each seismic phase are shown by color lines. Observed traveltime picks are shown by vertical bars, where the height of the bar shows the uncertainty of traveltime. (c) Ray-tracing simulation and final velocity model, different colored ray paths correspond to the different colored traveltimes of seismic phases in (b), respectively. OBS location is shown in Fig.1.

圖3 OBS2018-H2測(cè)線中OBS38臺(tái)站射線追蹤與走時(shí)擬合說明同圖2，OBS臺(tái)站位置見圖1.Fig.3 Ray-tracing and traveltimes simulation of OBS38 along the profile OBS2018-H2The other legends are the same as Fig.2, and the OBS location is shown in Fig.1.

圖4 OBS2018-H2測(cè)線中OBS09臺(tái)站射線追蹤與走時(shí)擬合說明同圖2，OBS臺(tái)站位置見圖1.Fig.4 Ray-tracing and traveltimes simulation of OBS09 along the profile OBS2018-H2The other legends are the same as Fig.2, and the OBS location is shown in Fig.1.

圖5 相互交叉的兩條多道反射地震剖面及層位解釋(TWTT: 雙程走時(shí))(a)沿OBS2018-H2測(cè)線隨船采集的多道反射地震剖面，中間部分與多道剖面Lw3重合，該剖面經(jīng)過IODP鉆探井位U1499和U1502；黃色實(shí)心圓代表OBS臺(tái)站； (b) 與OBS2018-H2交叉的多道反射地震剖面Lw7及其解釋(據(jù)Zhang et al. (2021a)修改)； (c)和(d) 分別是穿過U1502鉆孔的多道反射地震剖面Lw3和Lw7的局部放大(據(jù)Larsen et al. (2018a)修改). Lw3和Lw7剖面位置見圖1， 兩條測(cè)線交叉點(diǎn)為OBS39臺(tái)站，即U1502井位.Fig.5 Multi-channel reflection seismic profiles and its geological interpretation (TWTT: two-way travel time)(a) Multi-channel reflection seismic profile along OBS2018-H2 acquired simultaneously and its interpretation, coincidence with Lw3 profile in the middle, which across IODP drilling sites, U1499 and U1502. The yellow solid circles show the OBS sites. (b) shows multi-channel reflective seismic profile Lw7 (modified after Zhang et al., 2021a), which crossover with OBS2018-H2. (c) and (d) are partial enlargements of Lw7 and Lw3 passing through U1502, respectively (modified after Larsen et al., 2018a). The Lw3 and Lw7 location is shown in Fig.1. The intersection of Lw3 and Lw7 is the position of OBS39 site (U1502 site).

圖6 OBS2018-H2測(cè)線正演速度結(jié)構(gòu)模型(a) RayInvr正演方法得到的最終速度結(jié)構(gòu)模型，莫霍面上有黃色粗線的部分表示有PmP震相控制，上地殼、下地殼的速度等值線的間隔分別為1 km·s-1和0.2 km·s-1； (b) 射線密度分布，網(wǎng)格大小為0.25 km×0.125 km； (c) 所有OBS臺(tái)站的走時(shí)擬合情況，其中黑色線為理論計(jì)算走時(shí)，彩色線為觀測(cè)走時(shí).Fig.6 The forward P-wave velocity structure along the profile OBS2018-H2(a) Preferred final forward velocity model by using RayInvr software. The thick yellow segments indicate where the Moho interface is constrained by PmP arrivals. Velocity contour intervals are 1 km·s-1 in the upper crust and 0.2 km·s-1 in the lower crust, respectively. (b) Ray coverage density on a 0.25 km×0.125 km grid. (c) Picked (colored) and calculated (black) traveltimes of seismic phases for all OBS receivers in the model.

圖7 OBS2018-H2測(cè)線反演速度結(jié)構(gòu)模型(a) OBS2018-H2測(cè)線Tomo2d初始速度模型； (b) 沿OBS2018-H2測(cè)線隨船采集的多道反射地震剖面及中部疊加多道剖面Lw3(據(jù)Zhang et al. (2021a)修改)； (c) OBS2018-H2測(cè)線Tomo2d反演獲得的速度結(jié)構(gòu)模型，紅色實(shí)線代表反射界面(莫霍面)； (d) 射線密度分布.Fig.7 The inverted velocity structure along the profile OBS2018-H2(a)Initial velocity model for Tomo2d of OBS2018-H2. (b) Multi-channel reflection seismic profile along OBS2018-H2 acquired simultaneously and its interpretation, coincidence with Lw3 profile in the middle (modified after Zhang et al., 2021a). (c) Inversion velocity model of OBS2018-H2 by Tomo2d. The red solid line indicates the reflection interface (Moho). (d) Ray coverage density.

3 地震速度結(jié)構(gòu)與結(jié)果

本研究采用RayInvr正演與Tomo2d反演相結(jié)合的方式來(lái)進(jìn)行速度結(jié)構(gòu)模擬，兩種方法都使用了走時(shí)均方根殘差RMS和歸一化參數(shù)卡方值2來(lái)對(duì)走時(shí)擬合的程度進(jìn)行評(píng)價(jià).卡方值2接近1的程度即代表實(shí)測(cè)走時(shí)與理論走時(shí)的擬合程度，越接近于1，代表擬合越好.正演與反演兩種模擬方法都各有優(yōu)勢(shì)，通過兩種方法分別得到的模型結(jié)果可以互相對(duì)比，兩個(gè)結(jié)果若是大致相符，則可說明所得到的速度結(jié)構(gòu)模型具有可靠性.

3.1 正演速度結(jié)構(gòu)模型

軟件RayInvr(Zelt and Smith, 1992)是利用P波走時(shí)數(shù)據(jù)獲取正演速度結(jié)構(gòu)的較為成熟的軟件.首先需要建立初始速度模型；OBS2018-H2測(cè)線在采集過程中同時(shí)采集了多道反射地震數(shù)據(jù)(MCS)(圖5a)，結(jié)合該區(qū)域已發(fā)表的多道地震反射測(cè)線，清晰查明海底與基底(Tb界面)形態(tài)；以多道反射地震數(shù)據(jù)中時(shí)間域的地層層位信息為基礎(chǔ)，以IODP鉆探U1499和U1502鉆孔數(shù)據(jù)(Larsen et al., 2018a,b)為依據(jù)，進(jìn)行時(shí)深轉(zhuǎn)換后，建立了初始正演速度模型(蘇曉康等, 2021).

通過試錯(cuò)法不斷調(diào)整模型中各個(gè)深度和速度節(jié)點(diǎn)，對(duì)6223個(gè)走時(shí)數(shù)據(jù)不斷進(jìn)行射線追蹤與走時(shí)擬合，以O(shè)BS25、OBS38和OBS09臺(tái)站為例(圖2—4)，使實(shí)測(cè)走時(shí)與理論計(jì)算走時(shí)逐漸接近，模型不斷接近真實(shí)模型.直到10個(gè)OBS臺(tái)站中各個(gè)震相均擬合較好(圖2—4，6c)，最終模擬結(jié)果的RMS值為78 ms，2值為1.424(表1)，確定了OBS2018-H2測(cè)線下方的RayInvr正演速度結(jié)構(gòu)模型(圖6a).從射線密度分布圖(圖6b)來(lái)看，大部分區(qū)域的射線密度均在10次以上覆蓋，尤其在臺(tái)站密集的中部區(qū)域，射線交叉程度較高，覆蓋次數(shù)達(dá)到30次以上，部分區(qū)域甚至可達(dá)100次以上.除了兩端射線較為缺少，中部區(qū)域Moho面射線較為密集，說明速度模型(圖6a)得到了很好的約束.

表1 OBS2018-H2剖面正演模擬參數(shù)Table 1 Parameters for the forward modeling along profile OBS2018-H2

3.2 反演速度結(jié)構(gòu)模型

Tomo2d是基于走時(shí)層析成像方法，可以使用折射和反射震相聯(lián)合進(jìn)行反演的軟件(Korenaga et al., 2000)，即通過最小二乘正交分解的方法進(jìn)行速度結(jié)構(gòu)模型反演.與RayInvr正演方法相比，Tomo2d反演需要更少的先驗(yàn)信息，受到人為主觀因素影響較少，相對(duì)來(lái)說可得到更為客觀的結(jié)果.關(guān)于Tomo2d初始反演模型的建立：基底Tb之上的部分與RayInvr正演初始模型一樣，參考多道反射剖面的海底、基底和沉積層信息；基底之下的部分不需要分層，等梯度速度場(chǎng)分布在基底之下，但需要設(shè)置一個(gè)獨(dú)立反射界面，以便反演求取Moho界面；網(wǎng)格參數(shù)大小設(shè)置為0.5 km×0.25 km，模型長(zhǎng)度180 km，深度20 km(圖7a).

反演參數(shù)的求取是個(gè)繁瑣的過程，我們主要參考相近研究區(qū)的反演參數(shù)(王強(qiáng), 2020)來(lái)設(shè)置初始反演參數(shù)，然后以控制變量法，固定其他參數(shù)，改變其中兩個(gè)參數(shù)進(jìn)行一系列的搜索測(cè)試與選取.對(duì)其他參數(shù)開展同樣的循環(huán)搜索測(cè)試，最后得到最佳的反演參數(shù)組合，對(duì)應(yīng)的水平相關(guān)(Lht-Lhb)和垂直相關(guān)(Lvt-Lvb)長(zhǎng)度分別為3～9 km和3～6 km，反射界面相關(guān)長(zhǎng)度LhR為6 km，速度平滑(SV)和深度平滑(SD)參數(shù)分別為50和30，速度阻尼(DV)和深度阻尼(DD)參數(shù)均為10，最終7次反演收斂，RMS值為82 ms，卡方值2為1.483.根據(jù)上述反演參數(shù)，獲得了最終的反演速度結(jié)構(gòu)模型(圖7c).

3.3 地震速度結(jié)構(gòu)特征

在速度結(jié)構(gòu)模型中，模型最東側(cè)(160～180 km)由于射線較少(圖6b，7d)，限定較差，因此本文不進(jìn)行討論.正演速度結(jié)構(gòu)模型與反演速度結(jié)構(gòu)模型(圖6a，7c)相比，兩者主體特征十分相似，其速度等值線具有相同的起伏趨勢(shì)，說明最終所得到的速度結(jié)構(gòu)模型結(jié)果是可靠的.根據(jù)速度結(jié)構(gòu)模型(圖6，7)、多道反射地震剖面(圖5，7b)特征將模型分為三部分：西部(0～63 km)、中部(63～120 km)和東部(120～180 km).

速度結(jié)構(gòu)模型中(圖6，7)，沉積反射基底Tb界面形態(tài)起伏較大，沉積層厚度不均勻(1.5～2 km)，莫霍面的形態(tài)相對(duì)平緩，埋深在13～15 km之間波動(dòng)，這與多道反射地震剖面(圖5a)識(shí)別出的莫霍面形態(tài)較為相似，平均地殼厚度為6～10 km.模型西部(0～63 km)(圖6a，7c)基底埋深5～6 km，上地殼厚度(～4 km)與下地殼厚度(5～6 km)大致相當(dāng)；模型中部(63～120 km)上地殼相對(duì)較薄(約2 km)卻相對(duì)高速，下地殼厚度～6 km；模型東部(120～180 km)，由于經(jīng)過石申海山(圖1)，基底最淺埋深～4 km，在模型～130 km處形成一個(gè)小型的凸起，模型140～180 km處基底埋深迅速變?yōu)椤? km，形成一個(gè)凹陷，但由于邊界效應(yīng)，此處結(jié)構(gòu)約束不夠理想.下地殼高速層(7.0～7.5 km·s-1)呈分段分布(圖6，7)，厚度0～3 km，在模型中部斷開，正好對(duì)應(yīng)于U1502鉆遇海山的地方；在多道反射地震剖面(圖5a)中，識(shí)別的莫霍面上方相隔較近的區(qū)域存在一些斷續(xù)的近水平狀強(qiáng)反射，與莫霍面的強(qiáng)反射形成了雙層結(jié)構(gòu)，這與模型中(圖6，7)下地殼高速層的形態(tài)分布可以很好地對(duì)應(yīng).

4 分析與討論

4.1 洋陸轉(zhuǎn)換帶平行于陸緣方向的基底分布特征

速度模型的分段性(圖6，7)與多道反射地震(圖5)顯示的基底結(jié)構(gòu)可以非常好的對(duì)應(yīng).在洋陸轉(zhuǎn)換帶基底內(nèi)部存在多個(gè)近似垂直的隆起構(gòu)造或上拉反射結(jié)構(gòu)(圖7b)，它們可能對(duì)應(yīng)于破裂期的巖漿活動(dòng)，或大量侵入到基底內(nèi)，或噴出到地表形成大型火山(Sun et al., 2019; Zhang et al., 2021a,b)，并沿陸緣走向上發(fā)生了顯著的變化(Ding et al., 2020).

在模型西部(0～63 km)，U1499鉆遇了裂陷期的礫石層，礫石層主要為沉積巖，沒有發(fā)現(xiàn)來(lái)自于中下地殼的物質(zhì)成分，推測(cè)這些礫石來(lái)源于周緣的上地殼(Larsen et al., 2018b; Zhang et al., 2021a)，這與模型中所解釋的上地殼的速度結(jié)構(gòu)相一致(圖7c).由RayInvr正演(圖6a)和Tomo2d反演模型(圖7c)中提取的各OBS臺(tái)站下方的一維速度模型(圖8)，也可以看出，位于測(cè)線西端的臺(tái)站(OBS36、OBS25)的一維速度模型位于減薄地殼范圍(深灰色)；因此，在構(gòu)造意義上，模型西部為殘留的減薄地殼區(qū).

模型中部(63～120 km)，U1502鉆遇了張裂晚期-破裂階段形成的蝕變玄武巖，海山的核部呈對(duì)稱的上拉反射(圖5).深部大海山的出現(xiàn)、深部Moho面的斷續(xù)分布以及該處基底速度的顯著上升(圖5，7b)，暗示了該區(qū)強(qiáng)烈的巖漿作用.測(cè)線中間臺(tái)站(OBS37，38，39，40，09，41)的一維速度模型落在非?？拷湫脱髿?淺灰色)和南海減薄陸殼(深灰色)的交叉區(qū)域內(nèi)(圖8).通過對(duì)Lw3剖面開展綜合地質(zhì)解釋，Zhang等(2021a)指出南海北部COT在走向上穿過了約30 km的構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶，對(duì)應(yīng)于北部陸緣先存的NW向轉(zhuǎn)換斷層和上、下板塊分界的交匯區(qū)，這一構(gòu)造薄弱帶作為先存的通道，很好地將深部的巖漿帶至地表噴發(fā)；推測(cè)該段下地殼高速層的缺失可能是深部底侵的巖漿物質(zhì)被大量帶至地表，從而形成了相對(duì)高速的基底與高速的上地殼(圖7).因此，模型中部表現(xiàn)為高度巖漿化的洋陸構(gòu)造轉(zhuǎn)換特征.

模型東部(120～180 km)，速度模型中(圖6，7)表現(xiàn)出了顯著的上/下地殼的速度結(jié)構(gòu)特征，東部OBS臺(tái)站(OBS42，43)下方的一維速度結(jié)構(gòu)特征(圖8)具有減薄地殼性質(zhì).然而，在多道反射剖面圖(圖7b)中，此處的反射振幅卻表現(xiàn)出上拉的構(gòu)造，在地質(zhì)結(jié)構(gòu)上曾解釋為中/下地殼的出露(Zhang et al., 2021a).如何理解這種反射剖面地質(zhì)解釋與地震速度結(jié)構(gòu)模型的“不匹配”？Peron-Pinvidic和 Osmundsen(2016)強(qiáng)調(diào)在陸緣遠(yuǎn)端帶-洋陸轉(zhuǎn)換帶剝露的深部物質(zhì)會(huì)發(fā)生冷卻，或被流體活動(dòng)所改造，進(jìn)而孔隙度和裂隙增加、速度顯著降低，在不同地區(qū)需要結(jié)合具體的地質(zhì)過程開展合理分析.由此我們推測(cè)，可能由于中/下地殼剝露之后發(fā)生了冷卻，繼而進(jìn)行了韌性-脆性的轉(zhuǎn)換，在深部形成了新的脆/韌邊界，也即速度模型上揭示的上/下地殼分界(圖7c).相似的下地殼韌性-脆性轉(zhuǎn)換在白云東凹(Zhao et al., 2021)和U1504站位(Sun et al., 2019)也被揭示.因此，模型東部解釋為中/下地殼剝露區(qū).

圖8 OBS2018-H2測(cè)線各臺(tái)站下方的一維速度模型(a)和(b)分別為從OBS2018-H2測(cè)線的RayInvr正演和Tomo2d反演速度結(jié)構(gòu)中抽取的各臺(tái)站下方的一維速度模型.圖中淺灰色區(qū)域代表0～127 Ma的典型洋殼范圍(White et al., 1992)；深灰色的區(qū)域代表南海減薄陸殼范圍(Nissen et al., 1995；Qiu et al., 2001；Yan et al., 2001；Wang et al., 2006；Liu et al., 2018).Fig.8 1-D velocity-depth profiles below all the OBSs along the profile OBS2018-H2(a)and (b) indicate 1-D profiles extracted from final RayInvr and Tomo2d velocity models, respectively. The light grey area indicates the range of typical velocities for the Atlantic oceanic crust (0～127 Ma) (White et al., 1992). The dark grey area indicates the domain of SCS thinned continental crust based on the previous work (Nissen et al., 1995; Qiu et al., 2001; Yan et al., 2001; Wang et al., 2006; Liu et al., 2018).

4.2 下地殼高速層

南海從張裂期到海底擴(kuò)張停止后一直存在著巖漿活動(dòng)，以多期次、多樣式為主要特征(Xu et al., 2012; Huang et al., 2013).地球化學(xué)分析表明，多數(shù)巖漿活動(dòng)與深部的地幔巖漿和俯沖板片循環(huán)物質(zhì)有關(guān)(Yu et al., 2018; Zhang et al., 2018).數(shù)值模擬顯示，南海不僅存在板塊擴(kuò)張引起的淺部(<200 km)地幔上涌，還有周邊俯沖板塊下沉引發(fā)的深部(>600 km)大規(guī)模地幔上涌(Lin et al., 2019)，從而形成了南海豐富的巖漿活動(dòng).

OBS2018-H2速度模型(圖6，7)中，其下地殼高速層(7.0～7.5 km·s-1)表現(xiàn)為不連續(xù)分布，在模型80～100 km范圍內(nèi)無(wú)下地殼高速層，與研究測(cè)線交叉的OBS1993測(cè)線(Yan et al., 2001)的速度結(jié)構(gòu)同樣無(wú)下地殼高速層發(fā)育，這說明南海北部陸緣洋陸轉(zhuǎn)換帶具有空間差異性.OBS2018-H2測(cè)線速度結(jié)構(gòu)模型(圖6，7)顯示，地殼整體厚度較薄(6～10 km)，而IODP367/368/368X鉆探結(jié)果沒有蛇紋石化地幔出露，且多道反射地震剖面(圖7b)在基底內(nèi)部見到很多的上拉反射結(jié)構(gòu)，呈近似垂直構(gòu)造，Sun等(2019)和Zhang等(2021a)將其解釋為巖墻，且向洋方向顯著增多.成因上，下地殼高速體很可能對(duì)應(yīng)于這些巖漿侵入體在深部的殘留，或是巖漿底侵體(Pérez-Gussinyé and Reston, 2001; Manatschal, 2004)；因此推測(cè)，下地殼高速層可能是巖漿底侵作用形成的.

沿OBS2018-H2測(cè)線速度結(jié)構(gòu)中，這些底侵的巖漿可能由同破裂期的地幔熔融產(chǎn)生(White and McKenzie，1989)，或是上地幔小尺度對(duì)流成因(Mutter et al., 1988)，然后在下地殼發(fā)生底侵形成高速層.Bown和White(1995)的地幔熔融模型(圖9)，描述了熔融巖漿厚度與地殼拉張因子、張裂持續(xù)時(shí)間、地幔位溫間的關(guān)系，估算了地幔減壓熔融產(chǎn)生的同張裂期熔融巖漿量.前人研究表明，南海北部陸緣初始張裂始于65～55 Ma(Taylor and Hayes, 1983; 鄒和平等, 1995; Lei et al., 2019)，海底擴(kuò)張始于32 Ma(Briais et al., 1993; Li et al., 2014)，因此，張裂持續(xù)的期間位于33～23 Myr(圖9).地幔位溫設(shè)置為1300 ℃(Bown and White, 1995; Clift and Lin, 2001)、1350 ℃(Wan et al., 2019; Yang et al., 2019)和1400 ℃(Lester et al., 2014).假定正常陸殼厚度為32 km(Li et al., 2006)，綜合本文OBS2018-H2測(cè)線地殼結(jié)構(gòu)特征及鄰近區(qū)域的前人研究(雷超等, 2013)，該測(cè)線拉張因子為3.0～6.0.從圖9中可以看出，當(dāng)?shù)蒯Ｎ粶貫?300 ℃時(shí)，不發(fā)生同張裂熔融；當(dāng)?shù)蒯Ｎ粶厣仙?350 ℃時(shí)，同張裂熔融體厚度在1 km以下；當(dāng)?shù)蒯Ｎ粶厣仙?400 ℃(圖9)，存在一定程度的同張裂巖漿活動(dòng)，厚度約3 km(黑色十字).相比而言，南海北部陸緣大量的底侵體和侵入體反映了該區(qū)在張裂期可能地幔溫度較高，在伸展破裂階段更容易發(fā)生解壓熔融；且從減薄陸殼向洋陸轉(zhuǎn)換帶方向，同張裂巖漿活動(dòng)的貢獻(xiàn)逐漸增大，顯示出時(shí)間與空間上的連續(xù)性與差異性.

圖9 同張裂期熔融巖漿厚度與地殼拉張因子、張裂持續(xù)時(shí)間以及軟流圈地幔位溫的關(guān)系灰色實(shí)線、黑色虛線和黑色實(shí)線分別代表地幔位溫為1300 ℃、1350 ℃、1400 ℃時(shí)熔融巖漿體厚度等值線，等值線上的數(shù)字代表熔融厚度(Bown and White, 1995)； 黑色十字形代表OBS2018-H2測(cè)線的拉張因子及張裂持續(xù)的時(shí)間.Fig.9 Variation of syn-rift melt thickness, with different crustal stretching factors, rift durations, and potential temperatures of asthenosphere mantleGrey solid lines, black dashed lines and black solid lines show thickness contours of the melt magma body when potential temperatures of asthenosphere mantle are 1300 ℃, 1350 ℃, and 1400 ℃, respectively. The numbers on contour curves mark the melt thickness (Bown and White, 1995). The black cross shows the estimates of stretching factor and rift duration for OBS2018-H2.

4.3 張裂-破裂機(jī)制地質(zhì)模型

南海北部陸緣的張裂-破裂機(jī)制一直存在著許多觀點(diǎn)，導(dǎo)致其構(gòu)造屬性一直存在爭(zhēng)議.IODP367/368/368X航次鉆探論證前，研究區(qū)洋陸轉(zhuǎn)換帶COT處(圖1)推測(cè)可能存在著蛇紋石化的地幔(Savva et al., 2013; Franke et al., 2014; Brune et al., 2017)，屬于貧巖漿型被動(dòng)陸緣.然而在鉆探結(jié)束后，COT內(nèi)的三個(gè)站位(U1499、U1500、U1502)并沒有發(fā)現(xiàn)蛇紋石化橄欖巖(Jian et al., 2018; Sun et al., 2018)，與典型的大西洋型被動(dòng)陸緣不同，隨著南海深部計(jì)劃研究的深入，觀點(diǎn)逐漸明確，北部陸緣從東向西的構(gòu)造屬性和巖漿活動(dòng)實(shí)際上具有空間差異性.Gao等(2015)認(rèn)為南海北部陸緣應(yīng)該屬于貧巖漿型(非火山型)與富巖漿型(火山型)之間的一種特殊的邊緣海型大陸邊緣.Wang等(2019)認(rèn)為，南海不同于大西洋型的板內(nèi)張裂，其張裂-破裂模式為板緣張裂，同時(shí)受到構(gòu)造拉張作用與俯沖構(gòu)造背景的影響.Ding等(2020)通過精細(xì)解釋南海北部陸緣的4條多道反射地震剖面，認(rèn)為北部陸緣的西部區(qū)域巖漿作用相對(duì)較弱，構(gòu)造伸展作用占主導(dǎo)；而中-東部區(qū)域巖漿的活動(dòng)相對(duì)較強(qiáng)，拉張的速度較快.這種陸緣屬性的差異性，與繼承性構(gòu)造(Manatschal et al., 2015)、張裂的速度(Bown and White, 1995)、地幔位溫(Reston and Morgan, 2004)等因素有關(guān).

本研究通過井-震聯(lián)合、反射-折射聯(lián)合分析，指出南海中部IODP鉆探區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)和巖漿活動(dòng)在平行于構(gòu)造走向上存在著時(shí)空變化，洋陸轉(zhuǎn)換帶地區(qū)巖漿作用顯著增強(qiáng).結(jié)合前人研究結(jié)果、IODP鉆探結(jié)果、以及與OBS2018-H2測(cè)線交叉測(cè)線(Lw7)(圖5b)分析，本文建立了簡(jiǎn)單的地質(zhì)模型闡述該地區(qū)的張裂-破裂機(jī)制(圖10).南海北部陸緣上地殼的斷層作用與下地殼的韌性頸縮共同促使地殼減薄，形成極度減薄的陸殼(圖10a)，直到地殼和地幔變形的漸進(jìn)耦合，觸發(fā)地殼破裂(Brune et al., 2014)；U1502鉆探結(jié)果證實(shí)其由玄武巖構(gòu)成，且已具有洋中脊玄武巖成分(Larsen et al., 2018a)，說明在該區(qū)軟流圈物質(zhì)可能已經(jīng)抬升到很淺，多數(shù)巖漿已經(jīng)噴發(fā)至地表.深地震探測(cè)結(jié)果同樣揭示了從張裂最后階段到破裂，巖漿活動(dòng)在時(shí)間和空間上逐漸增加(Ding et al., 2020; Zhang et al., 2021a,b)，最后一期張裂經(jīng)歷的時(shí)間相當(dāng)短暫(<10 Myr)，地殼快速伸展變薄，引發(fā)了軟流圈的快速上涌和陸殼破裂，迅速過渡到火成巖地殼增生階段(Larsen et al., 2018b; Wang et al., 2019)，形成相對(duì)狹窄的洋陸轉(zhuǎn)換帶(10～20 km，圖10b).在洋殼區(qū)域，巖漿作用完全占據(jù)主導(dǎo)地位，形成穩(wěn)定的火成巖洋殼(U1500、U1503)(圖10c).因此，該測(cè)線的破裂階段表現(xiàn)為以巖漿作用為主導(dǎo)的破裂，與典型的貧巖漿型與富巖漿型均不相同，是一種特殊的巖漿為主導(dǎo)的邊緣海型大陸邊緣.

圖10 南海北部陸緣張裂-破裂機(jī)制的地質(zhì)概念模型(a) 地殼極度減薄，并在始新世-漸新世過渡期(34～30 Ma)發(fā)生巖漿活動(dòng)； (b) 軟流圈上涌，大量熔融物質(zhì)侵入破壞減薄薄陸殼，觸發(fā)大陸破裂，火成巖洋殼開始形成(～30 Ma)； (c) 穩(wěn)定的海底擴(kuò)張(～28.7 Ma).Fig.10 Conceptual model of the northern SCS continental breakup (a) The crust was extremely thinned and magmatic activity occurred during the Eocene-Oligocene transition (34～30 Ma); (b) The asthenosphere upwelling and voluminous molten materials invaded and destroyed the thinned continental crust, triggered the continental rupture, and the igneous oceanic crust began to form (～30 Ma); (c) Steady seafloor spreading(～28.7 Ma).

5 結(jié)論

南海北部陸緣OBS2018-H2測(cè)線穿過了IODP鉆探的站位U1499和U1502，對(duì)于探討沿陸緣構(gòu)造走向的洋陸轉(zhuǎn)換帶深部結(jié)構(gòu)至關(guān)重要.本研究利用正演和反演相結(jié)合方法，獲到了測(cè)線下方可靠的深部地殼速度結(jié)構(gòu).地殼整體平均厚度6～10 km；莫霍面的形態(tài)相對(duì)平緩，埋深13～15 km.

結(jié)合OBS2018-H2測(cè)線速度結(jié)構(gòu)特征與IODP站位U1499和U1502下方的基底屬性，模型劃分為西部殘留減薄地殼區(qū)(0～63 km)、中部構(gòu)造轉(zhuǎn)換區(qū)(63～120 km)和東部中下地殼剝露區(qū)(120～180 km)三部分，闡明了洋陸轉(zhuǎn)換帶沿北部陸緣走向的分布特征.OBS2018-H2測(cè)線的OBS25臺(tái)站靠近IODP的鉆探站位U1499，其下伏的地殼屬于南海減薄地殼區(qū)；OBS39臺(tái)站靠近U1502，其下方的一維速度模型落在典型洋殼和南海減薄陸殼的交叉區(qū)域，表明下伏地殼為一種高度巖漿化的混合地殼，屬于構(gòu)造轉(zhuǎn)換區(qū).

沿著OBS2018-H2測(cè)線下方的下地殼高速層呈現(xiàn)不連續(xù)的分布特征，結(jié)合研究區(qū)的斷層發(fā)育特征、測(cè)試的同張裂期熔融巖漿厚度及巖漿活動(dòng)的總體特征，推測(cè)南海北部陸緣的下地殼高速層可能是通過多階段的巖漿底侵作用形成的；擴(kuò)張后巖漿活動(dòng)占據(jù)主導(dǎo)地位，而同張裂巖漿活動(dòng)的貢獻(xiàn)在減薄陸殼向洋陸轉(zhuǎn)換帶的方向上逐漸增大，顯示出時(shí)間與空間上的連續(xù)性與差異性.

本文建立了簡(jiǎn)單的地質(zhì)概念模型，探討了南海北部陸緣的張裂-破裂機(jī)制.南海北部陸緣的地殼在晚始新世至早漸新世(34～30 Ma)快速伸展減薄，引發(fā)了軟流圈的快速上涌，同時(shí)伴生巖漿向減薄地殼的侵入；熔融物質(zhì)在～30 Ma大量上涌，侵入破壞減薄陸殼而觸發(fā)陸殼破裂，快速過渡到火成巖地殼增生，形成相對(duì)窄的洋陸轉(zhuǎn)換帶.最后一期的破裂階段以巖漿作用占主導(dǎo)，構(gòu)造屬性表現(xiàn)為一種特殊的邊緣海型大陸邊緣.

致謝本研究在數(shù)據(jù)采集過程中得到了國(guó)家自然科學(xué)基金南海北部地球物理共享航次計(jì)劃(NORC2018-08)的支持，中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所提供了“實(shí)驗(yàn)2”號(hào)科考船，感謝船上所有科考人員及船員的幫助.在數(shù)據(jù)處理過程中，得到了本研究團(tuán)隊(duì)成員劉思青、龐新明、王強(qiáng)、黎雨晗、任昱、楊富東、張浩宇、李子正的大力支持與幫助；感謝微信群Marine G&G有益的討論；部分圖件繪制使用了GMT軟件(Wessel and Smith, 1998).感謝兩位審稿人與編輯提出的建設(shè)性意見.