日本海盆地弧后擴張期間構(gòu)造-熱演化數(shù)值模擬研究

焉力文， 何麗娟,3*， 武金輝， 陳超強

1 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室， 北京 100029 2 中國科學院大學， 北京 100049 3 中國科學院地球科學研究院， 北京 100029

0 引言

日本海位于西太平洋邊緣盆地群北部，是歐亞大陸東北緣的一個弧后盆地，主要由北部的日本盆地、東南部的大和盆地、西南部的對馬盆地以及中部的大和洋脊組成.日本島東側(cè)臨海區(qū)域分別受到北西向太平洋板塊和北西西向菲律賓海板塊的俯沖，這兩個板塊在本州島中部相交形成了一個溝-溝-溝三聯(lián)點(Kimura et al., 2014)(圖1).由于它自弧后擴張以來直到最近才發(fā)生了微量的構(gòu)造反轉(zhuǎn)，因此幾乎保存了一個完整的弧后系統(tǒng)，這為研究一個成熟的大陸-海洋弧后體系提供了一個難得的機會(Horne et al., 2017).

圖1 日本海位置及剖面位置圖Fig.1 Location and profile of the sea of Japan

近年來，在日本周圍(包括陸上和海上)的大量可控源、折射/廣角反射剖面闡明了日本?；『笈璧氐牡貧そY(jié)構(gòu)；此外，密集的地震和大地測量監(jiān)測網(wǎng)，為建立地球物理大數(shù)據(jù)庫奠定了基礎(GSI, 2016; Kasahara et al., 2009; Obara et al., 2005).將地球物理數(shù)據(jù)與現(xiàn)有地質(zhì)和構(gòu)造數(shù)據(jù)相結(jié)合，使我們對日本海弧后體系的特征和演化有了越來越多的了解.研究表明日本海的形成是由于日本島弧在約25～15 Ma從歐亞大陸分離開來(Jolivet and Tamaki, 1992)，之后日本海地殼拉張一直持續(xù)到約10 Ma(Sato, 1994).現(xiàn)今，日本盆地為洋殼特征(Hirata et al., 1992; Sato et al., 2004)，而大和盆地和對馬盆地地殼類型還存在爭議(Sato et al., 2006, 2013, 2014).

通過對前人研究工作的總結(jié)發(fā)現(xiàn)：對于日本?；『笈璧氐难芯恐饕ㄟ^地質(zhì)與地球物理資料結(jié)果來推測出其形成過程，但利用現(xiàn)今地殼厚度及熱流等約束條件對日本海演化過程的研究還相對較少.只有Yamasaki和Stephenson(2011)對日本海盆地弧后擴張初始巖石圈狀態(tài)做了相應的討論，但他們沒有利用現(xiàn)今地殼厚度以及熱流作為約束條件，因此，得到的初始巖石圈厚度只是粗略的估算值；此外，對于日本海盆地弧后擴張時期的熱史演化還缺乏相應的研究.因此，開展日本海盆地的構(gòu)造-熱演化模擬研究對于重建日本海盆地熱流演化史、獲取巖石圈各時期的拉張系數(shù)、應變速率以及了解盆地演化過程能夠提供幫助.

本文通過初始地殼、巖石圈厚度可變的拉張模型，對日本海盆地五條OBS剖面進行構(gòu)造-熱演化模擬研究(圖1).通過模擬，獲得盆地弧后擴張過程的拉張系數(shù)、初始地殼及巖石圈厚度以及盆地的基底熱流演化史；此外進一步計算盆地巖石圈的熱-流變強度，從熱-流變學的角度討論日本?；『髷U張原因，結(jié)合前人研究討論日本?；『髷U張的演化模式.

1 地質(zhì)及地球物理背景

1.1 地質(zhì)概況

日本海位于歐亞板塊的東部邊緣，通過復雜的邊界與菲律賓海、太平洋以及北美板塊分開(Jolivet et al., 1989)，它由三個深盆(日本、大和和對馬盆地)組成，且由大陸殘余部分(朝鮮高原、大和洋脊等)分開(圖1).日本海通常被認為是由于巖石圈拉張形成的一個典型的弧后盆地(Lallemand and Jolivet, 1986; Shimazu et al., 1990; Tamaki, 1985).根據(jù)鉆到基底的三個ODP鉆孔(794、795、797)顯示日本海沉積層巖性相對簡單且形成年代主要為中新世，通常，淤泥黏土覆蓋硅藻軟泥和黏土，而硅藻軟泥和黏土又覆蓋硅藻黏土巖或硅質(zhì)黏土巖(圖3b).

早漸新世，由于地殼減薄以及裂谷作用，日本海開始擴張.日本海的擴張起始于東北部，形成日本盆地，隨后，裂谷作用傳遞到了日本海南部，也經(jīng)歷了地殼的拉張減薄，形成大和盆地和對馬盆地.在中(Lee et al., 2001)晚(Tamaki and Honza, 1985)中新世，由于板塊運動以及板內(nèi)運動的變化導致弧后閉合，日本海的擴張基本停止，進入熱沉降階段(Tamaki et al., 1992).

1.2 地殼厚度

日本海地殼厚度約7.8～28 km，不同構(gòu)造單元地殼厚度明顯不同，總體上以大和洋脊中心，地殼呈現(xiàn)出厚-薄-厚的環(huán)狀分布特征(圖2a).其中，日本盆地地殼最薄，約7.8～10 km，為典型的洋殼(Jolivet and Tamaki, 1992)；大和盆地和對馬盆地上覆地殼約12～17 km，其既有可能是大陸裂谷地殼(Tamaki et al., 1992; Sato et al., 2006, 2013, 2014)，也有可能是是增厚的洋殼(Hirata et al., 1989, 1992; Kim et al., 2007)，其地殼類型還存在爭議；大和洋脊地殼厚約18～22 km，根據(jù)從中鉆探出的巖石表明其為大陸特性(Tamaki, 1988).

圖2 日本海地殼厚度圖(a)以及熱流圖(b)JB：日本盆地，TB：對馬盆地，YB ：大和盆地， YR：大和洋脊.圖(a)中數(shù)字代表地殼厚度值(km)， 藍色部分代表洋殼，黃色部分代表中間型地殼，綠色部分代表大陸裂谷型地殼(Martin, 2011).Fig.2 Crustal thickness(a) and heat flow (b) in the Japan SeaJB: Japan Basin, TB: Tsushima Basin, YB: Yamato Basin, YR: Yamato Ridge. The number in figure (a) is the crustal thickness value (km), The blue part is the oceanic crust, the yellow part is the intermediate crust, and the green part is the rifted continental crust (Martin, 2011).

1.3 熱流特征

依據(jù)IHFC_2021_GHFDB全球熱流數(shù)據(jù)，選取1964—2012年日本海的海底熱流數(shù)據(jù)，排除由地震活動(Tamaki, 1988; 劉福壽, 1995)造成的>140 mW·m-2高熱流異常點后熱流數(shù)據(jù)共586個，繪制日本海熱流圖(圖2b).日本海熱流值約75～130 mW·m-2，平均值89.9 mW·m-2，接近全球年輕洋殼區(qū)平均海底熱流值(92 mW·m-2, Lucazeau, 2019).日本海熱流分布規(guī)律與地殼厚度分布規(guī)律類似，在大和洋脊處熱流值偏低(<80 mW·m-2)，外圍日本盆地、大和盆地以及對馬盆地熱流值較高，以盆地中心熱流值最高(>115 mW·m-2)，繼續(xù)向外靠近陸緣熱流值再次降低(<85 mW·m-2).總體上呈現(xiàn)出以大和洋脊為中心，熱流值向陸緣呈低-高-低的環(huán)狀分布規(guī)律.

2 方法原理

2.1 構(gòu)造沉降史恢復

構(gòu)造沉降史的恢復采用的是回剝技術，根據(jù)沉積壓實原理、均衡補償原理以及質(zhì)量守恒法則，根據(jù)現(xiàn)今的沉積層厚度，按照各地層地質(zhì)年代逐層回剝到地表，并進行壓實、古水深以及海平面的校正，進而得到各地層在不同地質(zhì)時期的構(gòu)造沉降量(Sclater and Christie, 1980).本文通過對位于日本盆地和大和盆地的五條OBS剖面(圖1)進行構(gòu)造沉降史恢復，為后續(xù)的構(gòu)造-熱演化模擬研究提供約束.

構(gòu)造沉降史的恢復需要現(xiàn)今地層分層、埋深、古水深、地層年代、各地層巖石初始孔隙度以及壓實系數(shù)等大量基礎數(shù)據(jù).由于日本海盆地缺乏詳細的地震解釋剖面，但根據(jù)OBS勘探結(jié)果看出日本海盆地內(nèi)沉積層相對平緩，沒有大的構(gòu)造起伏(Hirata et al., 1992; Sato et al., 2004, 2006).因此，選取的五條剖面地層解釋根據(jù)ODP鉆孔數(shù)據(jù)(日本盆地的剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′依據(jù)ODP795鉆孔數(shù)據(jù)，大和盆地的剖面DD′依據(jù)ODP794鉆孔數(shù)據(jù)，大和盆地的剖面EE′依據(jù)ODP797鉆孔數(shù)據(jù))(圖3b)等比例計算得到剖面上現(xiàn)今地層分層、埋深、古水深、地層年代；初始孔隙度和壓實系數(shù)根據(jù)前人(Nobes et al.,1992; Kim et al.,2007; Varkouhi et al.,2020)的測井數(shù)據(jù)，根據(jù)正常壓實沉積物孔隙度與深度關系公式(Athy, 1930)：

?n=?0e-cz，

(1)

圖3 地震解釋剖面(a)以及ODP孔巖性分析圖(b)Fig.3 The modeled profiles that were interpreted from 2D seismic data(a) and ODP hole lithology analysis diagram

擬合獲取沉積物正常壓實系數(shù)c以及初始孔隙度?0(表1).

表1 各剖面巖性、初始孔隙度及壓實系數(shù)Table 1 Lithology, initial porosities and compaction factors of each profile

2.2 拉張模型

本文采用二維非瞬時拉張模型(Liu et al.,2016；劉瓊穎和何麗娟，2019)模擬構(gòu)造-熱演化史.模型下邊界固定于125 km不動，溫度為恒定的1330 ℃；上邊界隨沉降移動，溫度保持0 ℃；側(cè)邊界為絕熱邊界(圖4).初始溫度場根據(jù)二維穩(wěn)態(tài)熱傳導方程計算：

(2)

圖4 拉張模型圖Fig.4 Schematic diagram of the stretching model

其中，k為熱導率(W·m-1·K-1)；A為放射性生熱率(μW·m-3)；T為溫度(K).

在裂陷期，巖石圈每次被拉張βi(i=1,…,N)，巖石圈底部隨時間上移，在均衡補償?shù)淖饔孟履Ｐ晚敳縿t產(chǎn)生構(gòu)造沉降(Jarvis and McKenzie,1980)，巖石圈總的拉張系數(shù)由所有裂陷期β因子的乘積給出.拉張結(jié)束后進入熱沉降期，溫度場逐漸冷卻，熱巖石圈底界由1200 ℃等溫線界定(Liu et al., 2016; 劉瓊穎和何麗娟, 2019).而拉張變形的巖石圈溫度場則通過求解瞬態(tài)二維熱傳導方程求出：

(3)

其中，ρ為密度，c為比熱容，t為時間.各物性參數(shù)值見表2.

表2 日本海各盆地熱物性參數(shù)Table 2 Thermal property values of basins in the sea of Japan

模擬中采用目標函數(shù)(式4)來驗證模擬結(jié)果的好壞：

(4)

其中，sobs為實際觀測值，spre為模擬預測值，當目標函數(shù)小于某個容許極限時，模型計算結(jié)束.

2.3 熱-流變結(jié)構(gòu)計算

流變巖石圈由脆性層和韌性層組成(Ranalli and Murphy，1987).在脆性層表現(xiàn)為破裂及滑動摩擦特征，其強度與溫度無關，由線性摩擦破裂公式確定(Sibson, 1974)：

σb=σ1-σ3=(1-λ)βρgz,

(5)

其中，σb為脆性變形屈服極限，σ1和σ3分別為最大與最小主應力，λ為孔隙流體因子(λ=p/ρgz=ρ水/ρ巖，即孔隙流體壓力與上覆地層壓力之比)，β為斷層類型參數(shù)，取值0.75(Ranalli and Murphy，1987)，ρ為介質(zhì)密度(kg·m-3)，g是重力加速度(9.8 m·s-2)，z為深度.

隨著深度增加，溫度和壓力升高，韌性變形成為主導方式.韌性變形的蠕變強度由冪指數(shù)定律確定(Kirby,1983)：

(6)

其中，σd為韌性變形的屈服極限；ε*為應變速率;R是氣體常數(shù)(8.314 J·mol-1·K-1)；T是巖石圈內(nèi)溫度分布(K)；A、n和Q為介質(zhì)的蠕變參數(shù)，分別為流動參數(shù)(MPa-n·s-1)、應力指數(shù)和活化焓(J·mol-1)(表3).采用如下公式確定巖石圈總強度(Ranalli,1997)：

(7)

s為單位寬度、厚度為l的巖石圈總強度；l是流變巖石圈的下部邊界.

表3 日本海巖石圈熱-流變參數(shù)Table 3 Parameters of lithosphere thermal-rheological structure for the sea of Japan

3 模擬結(jié)果

3.1 初始地殼及巖石圈厚度

初始地殼和巖石圈厚度對于拉張模型計算的構(gòu)造-熱歷史有很大的影響(Liu et al., 2016, 2018).因此，模擬時需要給定多組不同的初始地殼及巖石圈厚度，并以現(xiàn)今熱流(圖2b)與地殼厚度(圖3a)作為約束，選擇最佳的初始地殼及巖石圈厚度.

由于計算的熱流實際上是盆地基底熱流，不包括沉積層的放射性生熱，因此，我們需要將實測的海底熱流轉(zhuǎn)換成基底熱流.對于現(xiàn)今構(gòu)造活動相對穩(wěn)定的日本海盆地來說，實測海底熱流減去沉積層放射性生熱產(chǎn)生的熱流即為基底熱流.

通過給定不同初始地殼及巖石圈厚度值，選取與現(xiàn)今實際地殼厚度與熱流值最佳擬合狀態(tài)(圖5)，得出日本海盆地初始地殼厚度在28～33 km，初始巖石圈厚度在75～120 km(表4).其中，北部的日本盆地初始巖石圈厚度106～120 km，南部的大和盆地初始巖石圈厚度75～76 km，初始巖石圈具有北厚南薄的分布規(guī)律.其中，剖面DD′實測熱流與模擬熱流在約100 km處擬合不太好(圖5b)，由地震解釋剖面(圖3a)看出剖面DD′在該處地形相對平緩，沒有大的構(gòu)造起伏，而實測熱流值在該處的突變點可能是由于測量時存在誤差，也可能是由于受到干擾而造成測量值不準確；而剖面EE′在約140 km處實測值與預測值擬合效果不好(圖5)則可能是由于該處正好處于隆起區(qū)，造成預測值與觀測值存在偏差.

圖5 各剖面實測與擬合現(xiàn)今莫霍面深度(a)以及熱流(b)對比圖圖a中，灰色區(qū)域代表觀測到的現(xiàn)今莫霍面深度，紅色虛線代表模擬得出莫霍面深度.Fig.5 Comparison between the predicted and observed present-day Moho depth (a) and heat flow (b) for each profileIn figure (a), the observed present-day Moho depth is shown with the gray area, the modeling present-day Moho depth is shown with the red dotted line.

表4 各剖面初始地殼及巖石圈厚度Table 4 Initial thickness of the crust and lithosphere for each profile

3.2 拉張系數(shù)及應變速率

拉張系數(shù)以及應變速率是反映巖石圈拉張的重要參數(shù).通過模擬得出的構(gòu)造沉降量與回剝法求出的構(gòu)造沉降量擬合情況較好，除了剖面DD′在19.5 Ma時存在一定的誤差(圖6)，這可能是由于該處還受到一些其他構(gòu)造運動的影響，而我們模擬只是對巖石圈拉張過程進行計算，因此造成該處模擬結(jié)果與實際情況存在一定的誤差.拉張模型計算得出日本?；『髷U張總的拉張系數(shù)介于1.71～3.59之間(表5)，并且各盆地拉張起始的時間略有不同.其中，日本盆地的三條剖面(剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′)計算結(jié)果表明日本盆地拉張期在約23.7～10.7 Ma之間，拉張系數(shù)(3.07～3.59)；而大和盆地東部和南部的兩條剖面(剖面DD′，剖面EE′)拉張期分別為23～13.8 Ma和21～17.2 Ma，拉張系數(shù)分別為1.98和1.71.這表明日本盆地經(jīng)歷了時間更長且更為強烈的拉張，而大和盆地拉張期相對較短且拉張強度也相對較低.

表5 日本海各剖面拉張系數(shù)及應變速率Table 5 Stretching factors and strain rates of each profile in the sea of Japan

圖6 各剖面構(gòu)造沉降曲線 實線代表觀測構(gòu)造沉降，符號標記為模擬沉降量.Fig.6 Tectonic subsidence along the profilesThe solid lines are the observed tectonic subsidence from backstripping and the symbols are the model results.

應變速率的大小可以反映拉張過程，對制約盆地的動力學演化具有重要意義(Liu et al., 2018).模擬計算得出的日本海各剖面應變速率見表5.剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′計算結(jié)果表明日本盆地在晚漸新世-中中新世中期(約23.7～14.8 Ma)經(jīng)歷了快速拉張，應變速率在4.37×10-15～5.04×10-15s-1，隨后到中中新世后期(約10.7 Ma)，拉張速度減慢，應變速率減到8.24×10-17～3.15×10-16s-1；大和盆地東北部(剖面DD′)在早中新世時期經(jīng)歷了快速拉張(約23～19.5 Ma)，隨后到中中新世中期(約13.8 Ma),拉張速度變慢；大和盆地南部(剖面EE′)僅在早中新世(21～17.2 Ma)為拉張期，其中在21～19.7 Ma為快速拉張期，之后拉張速度減慢到17.2 Ma.

綜上可以看出，日本海不同盆地拉張期以及拉張強度存在明顯的差異.北部的日本盆地拉張持續(xù)時間最長，并且拉張的強度也最大；大和盆地中部拉張持續(xù)時間以及拉張強度次之；大和盆地南部拉張持續(xù)時間最短，并且拉張強度也最弱.總的來說，從北向南，日本海拉張持續(xù)時間逐漸減小，拉張強度逐漸減弱.

3.3 熱流演化特征

盆地的熱歷史可以為揭示深部地球動力學過程提供連續(xù)的時空證據(jù)(Qiu et al., 2014).模擬在得到巖石圈拉張系數(shù)及應變速率的同時，還得到了盆地基底熱流演化史(圖7).日本盆地初始基底熱流較低(56～58 mW·m-2)，大和盆地初始基底熱流較高(67～77 mW·m-2).經(jīng)過拉張，大和盆地率先(約18.2～17.6 Ma)達到了熱流峰值(101～118 mW·m-2)，而日本盆地達到熱流峰值(123～137 mW·m-2)的時期較晚(約13.8～12.5 Ma).日本盆地初始熱流較低，經(jīng)過拉張，達到較高的熱流峰值；而大和盆地初始熱流較高，拉張達到的熱流峰值卻較低.這從側(cè)面反映出日本海北部的日本盆地經(jīng)歷了更強烈的拉張，而東南部的大和盆地經(jīng)歷的拉張相對較弱.

圖7 日本?；谉崃麟S時間演化圖Fig.7 Evolution of basal heat flow of the sea of Japan

4 討論

4.1 與地震探測結(jié)果的對比

由于不同學科確定巖石圈底界的方法不同，因此誕生了諸如力學巖石圈、熱巖石圈、地震巖石圈、彈性巖石圈以及電性巖石圈等，使得巖石圈變成了一個混亂的概念(Anderson, 1995).在這些定義的巖石圈中，通常會把熱巖石圈與地震巖石圈進行對比，熱巖石圈被定義為對流軟流圈之上的熱傳導層(Morgan, 1984)，地震巖石圈為低速軟流圈之上的高速蓋層(Anderson, 1995).這兩種定義的巖石圈厚度在有的地方吻合較好，而有的地方則差異較大(何麗娟，2014).而造成這兩種巖石圈厚度差異的主要原因是存在著流變邊界層，而流變邊界層的厚度又受到軟流圈黏性系數(shù)(η)的控制，該厚度與lg(η)成正比(He, 2014; 何麗娟, 2014)，而與巖石圈的厚度以及熱狀態(tài)等無關.因此，通過流變邊界層的厚度可以看出地幔黏性系數(shù)的大小，以及其中所蘊含的豐富的地球動力學信息.

前人已通過華北克拉通地震與熱巖石圈的對比研究發(fā)現(xiàn)，在西部巖石圈較厚的鄂爾多斯盆地以及汾渭地塹，流變邊界層厚度大于70 km，而東部巖石圈較薄的渤海灣盆地，流變邊界層的厚度約10 km，流變邊界層的厚度自西往東是逐漸減薄的(何麗娟，2014).利用S波接收函數(shù)計算求出的日本海 (大和盆地)現(xiàn)今巖石圈厚度約45 km(Akuhara et al., 2021)，而模擬求出的日本?，F(xiàn)今熱巖石圈厚度約41 km(依據(jù)剖面DD′與剖面EE′)，求出日本海(大和盆地)流變邊界層的厚度很薄，只有約4 km(圖8).根據(jù)前人對華北克拉通地震與熱巖石圈的對比并結(jié)合本文對日本海地區(qū)地震與熱巖石圈的對比可以發(fā)現(xiàn)在整個太平洋板塊俯沖體系下，巖石圈的厚度總體上呈現(xiàn)自西往東減薄，流變邊界層的厚度同樣自西向東減薄的一個趨勢.這表明在西部的鄂爾多斯盆地以及汾渭地塹地區(qū)，深部構(gòu)造活動較弱，東部的渤海灣盆地深部發(fā)生強地幔對流，至于更東邊的弧后盆地區(qū)域(日本海) ，其深部構(gòu)造活動更為強烈.

圖8 太平洋俯沖帶熱巖石圈與地震巖石圈底界對比(其中華北克拉通結(jié)果引自何麗娟(2014)， 日本海數(shù)據(jù)為本文結(jié)果)Fig.8 Comparison between the thermal and seismic lithospheric bases for Pacific subduction zone, the North China Carton results from He (2014), the sea of Japan data is the result of this paper

4.2 日本海形成與熱-流變強度的關系

巖石圈的橫向熱-流變差異是控制巖石圈變形的關鍵因素(Ranalli and Adams, 2013)，巖石圈熱-流變學性質(zhì)的研究對于揭示盆地的形成及演化等動力學過程具有指導意義(劉紹文等, 2003, 2005).為了從熱-流變學的角度討論日本島從亞歐大陸分離開而形成日本海，我們分別從日本海以及日本島上選取了橫向上距離較近的兩條剖面(圖1，剖面EE′,剖面FF′)，對其熱-流變強度進行計算，從熱-流變學的角度出發(fā)討論日本海的成因.

根據(jù)剖面FF′的地層分層結(jié)構(gòu)圖(圖3a)可以看出該地區(qū)沒有沉積層，因此，我們假設剖面FF′在從亞歐大陸分離開的時候沒有發(fā)生明顯的拉張變形，也沒有發(fā)生熱沉降，即可以認為剖面FF′從初始巖石圈至今保持穩(wěn)態(tài).依據(jù)公式(5)、(6)、(7)分別對剖面EE′、剖面FF′不同時期干、濕巖石圈熱-流變結(jié)構(gòu)進行計算(圖9) ，熱-流變結(jié)構(gòu)參數(shù)見表3，剖面EE′各時期巖石圈厚度及應變速率見表4、表5.

圖9 剖面EE′與剖面FF′強度演化(a—d)及流變曲線圖(e)a、a′分別代表剖面FF′干(藍色)、濕(紅色)初始巖石圈強度；b、c、d與b′、c′、d′分別代表剖面EE′干(藍色)、濕(紅色)巖石圈強度Fig.9 Strength evolution and rheological curve of profile EE′ and profile FF′a and a′ is the initial dry (blue) and wet (red) lithosphere strength of the profile FF′ respectively; b and b′、c and c′、 d and d′ are the initial dry (blue) and wet (red) lithosphere strength of the profile FF′ respectively.

剖面EE′初始干、濕巖石圈強度分別為7.19×1012N·m-1和3.45×1012N·m-1.在21～17.2 Ma，剖面EE′處于拉張期，這期間干、濕巖石圈強度均逐漸降低至2.45×1012N·m-1和1.22×1012N·m-1；拉張結(jié)束后，進入熱沉降期，巖石圈強度逐漸增大至今，干、濕巖石圈強度分別為4.08×1012N·m-1和2.40×1012N·m-1.剖面FF′初始干、濕巖石圈強度分別為4.56×1012N·m-1和2.77×1012N·m-1，由于假設其處于穩(wěn)態(tài)，因此，巖石圈強度保持不變.

由于拉張通常起始于巖石圈強度較弱區(qū)(Ranalli and Adams, 2013)，因此位于弧后擴張區(qū)的剖面EE′初始巖石圈強度要小于未發(fā)生擴張的剖面FF′，只有當剖面EE′為濕巖石圈而剖面FF′為干巖石圈情況下才滿足剖面EE′初始巖石圈強度(3.45×1012N·m-1)小于剖面FF′初始巖石圈強度(4.56×1012N·m-1).這與Yamasaki和Stephenson(2011)模擬得出弧后盆地弧后擴張起始于濕而熱的巖石圈結(jié)果一致.

弧后擴張初始這種濕而熱的巖石圈可能是俯沖本身引起的地幔動力學的結(jié)果(Arcay et al., 2006; Currie et al., 2008; Sommer and Gauert, 2011)，俯沖板塊脫水釋放至上覆巖石圈使其具有濕流變性.Currie等(2008)認為如果大陸巖石圈具有濕流變性，俯沖誘發(fā)的地幔流可導致弧后區(qū)域下部巖石圈的顯著移除.這些過程表明，弧后擴張可能是由于俯沖導致其上方的巖石圈會被水化和熱減弱.換言之，板塊俯沖脫水作用會導致其上覆巖石圈處于濕而熱的狀態(tài)，使其強度明顯弱于周圍巖石圈進而促使弧后擴張的開始.

4.3 日本海弧后擴張的動力學機制

通過本文模擬結(jié)果(表5)可以看出，日本海北部擴張起始于約23.7 Ma,經(jīng)歷了23.7～16.5 Ma和16.5～14.8 Ma兩期較為快速的拉張以及14.8～10.7 Ma緩慢的拉張，且總的拉張系數(shù)約為3，拉張程度較大；而日本海南部擴張時間略晚于北部，約23～21 Ma，經(jīng)歷了一期快速拉張(分別為23～19.5 Ma和21～19.7 Ma)以及一期較為緩慢的拉張(分別為19.5～13.8 Ma和19.7～17.2 Ma)，且總的拉張系數(shù)小于2，拉張程度小于北部.總體上可以看出日本?；『髷U張呈現(xiàn)出北部擴張起始時間早且拉張程度大而南部擴張起始時間晚且拉張程度較小的分布規(guī)律.

關于日本海弧后擴張的動力學機制的說法主要有菲律賓海板塊的俯沖(Celaya and McCabe, 1987)、太平洋板塊的俯沖(Hall et al., 2002)以及受到太平洋板塊與菲律賓海板塊的協(xié)同作用(Miller and Kennett, 2006)，具體是何種動力學機制至今未形成統(tǒng)一.Martin(2006， 2011)提出日本海是以先北后南的“雙門模式”演化而來，太平洋板塊向西北偏西俯沖，而菲律賓海板塊則向西北方向俯沖(Seno et al., 1996; Zang et al., 2002)(圖1)，這種情形下太平洋板塊和菲律賓海板塊會分別產(chǎn)生一個東南偏東和東南方向的力，這正好符合“雙門模式”的驅(qū)動力.本文的模擬結(jié)果同樣表明日本海南北演化存在差異，這支持了Martin(2006， 2011)提出的日本?！半p門模式”演化模式.基于此，我們認為日本?；『髷U張的動力學機制更可能是太平洋板塊與菲律賓海板塊這兩者的協(xié)同作用.可能正是這兩個不同方向的力造成了日本海北部擴張時間早且程度大，南部擴張時間晚且程度小的分布規(guī)律.

5 結(jié)論

(1) 在多重觀測資料的約束下，構(gòu)造-熱演化模擬得出日本海盆地弧后擴張開始前的地殼厚度28～33 km，巖石圈厚度75～120 km.

(2) 日本海盆地弧后擴張期間總的拉張系數(shù)為1.71～3.59，其中，北部的日本盆地拉張程度較大(拉張系數(shù)3.07～3.59)，而東南部的大和盆地拉張程度較小(拉張系數(shù)1.71～1.98).

(3) 日本海盆地弧后擴張期間只經(jīng)歷過一次熱流高峰，隨后熱流降低至今，且各地區(qū)達到熱流峰值的時期有所不同.盆地東南部達到熱流峰值(101～118 mW·m-2)時期較早(約18.2～17.6 Ma)，盆地北部達到熱流峰值(123～137 mW·m-2)的時期較晚(約13.8～12.5 Ma).

(4) 板塊俯沖脫水作用導致其上方巖石圈處于濕而熱的狀態(tài)，使其強度明顯弱于周圍巖石圈進而促使弧后擴張的開始.

(5) 晚漸新世以來，日本海先受到太平洋板塊向西北偏西方向俯沖的影響，隨后受到菲律賓海板塊向西北方向俯沖的影響，分別產(chǎn)生一個東南偏東和東南方向的力，正是這種不同的板塊影響的初始時間以及不同方向的力造成日本?；『笈璧乇辈坷瓘埰鹗紩r間早、拉張強度大，南部拉張起始時間晚、拉張強度低.