南海北部陆相深反射地震剖面结果及其地质意义

南海北部陆相深反射地震剖面结果及其地质意义

晚层儒学与吕宋岛边缘的碰撞过程是西太平洋构造区最受关注的构造事件（图1）。斜向碰撞导致了台湾岛的形成和高度的上升，也成为世界上最活跃、最年轻的造山带之一。台湾岛造山带的造山运动大约始于几个世纪前（1.3%），具有高上升速度（>1cm/a）。目前，西菲律宾海板块西北运动速度约为7.8cm/a。受斜向碰撞的影响，初始接触带12cm/a的速度由南传播[6.8]。它是今天台湾南部和台湾西部与马尼拉相互连接的区域的波浪结构。假定区域构造背景保持一致,那么沿着碰撞带南移,我们应该可以根据时-空等效原理逐步追溯弧-陆碰撞带的早期的演化过程.由于弧-陆碰撞是一相对年轻的地质事件,在斜向碰撞的总体构架方面并没有突然的变化,因此对台湾岛南部海域跨越吕宋岛弧的东-西向地质断面的研究分析可以帮助揭示早期吕宋岛弧与欧亚大陆边缘的碰撞过程[11~14]以及台湾岛造山带的早期造山过程.同时通过密切的海陆地质对比,我们可以对今天台湾岛南部海域内地质构造单元的未来演化做出估计.最近在这一区域内的地球物理研究包括反射地震和重磁调查、海底地震仪实验、海底测深以及地震震源分析等.中国科学院南海海洋研究所于1987年实施了一次从中国大陆架,穿越吕宋岛弧,到西菲律宾海的地球物理测量,获得了一条24道反射地震剖面.Xia等应用了这次调查的部分地球物理资料进行了南海南部和北部大陆边缘构造的对比分析,王平等根据这些数据分析了恒春海脊的构造特征,另外Huang等应用这次调查的数据对目前台湾岛南部的聚敛构造和台湾岛东部的碰撞构造进行了对比.Chi根据地震和重力数据分析了恒春海脊南端的构造楔.Hsu等通过结合最新获得的数据更新了台湾岛周围的自由重力异常和地磁异常图.在恒春半岛和马尼拉海沟西部的海底地震仪实验显示了南东向逐渐减薄的地壳厚度,从11km厚的减薄的陆壳到5~6km厚的洋壳.张健等最近通过三维重力平行计算与反演,对台湾岛中央山脉的密度结构进行了分析.区域内许多地震震源位置分析和地震层析成像研究[23~27]对分析南海板块向菲律宾海板块下的俯冲过程、欧亚大陆边缘在台湾岛造山带下的俯冲过程,以及在台湾岛东南的俯冲-碰撞转换过程等都有很大的帮助.在吕宋岛弧以东,Deschamps等分析认为花东海盆可能形成于早白垩世,而加瓜海脊可能在是断裂带的基础上形成的.中国科学院南海海洋研究所在1987年的地球物理调查与广州海洋地质调查局在2001年的地球物理调查的位置很接近.2001年的调查总长度约644km(本文称为973GMGS测线),它穿越了中国大陆架和大陆坡、南海东北部、马尼拉海沟、恒春海脊、吕宋岛弧、花东海盆以及加瓜海脊等重要构造单元(图1,2).反射地震数据由240道的浮缆以2ms的采样频率获得,记录时间为10.024s,道间距和炮间距分别为12.5和50m,每炮的气枪总容量为3000inch3.另外还同时进行了水深和重磁测量.由于973GMGS测线处在目前弧陆碰撞接触点以南大约250km处,973GMGS测线上的地质解释可以与台湾岛弧陆碰撞前3Ma的构造相类比.这组高质量的数据为研究这一区域的构造地球物理特征提供了良好的机遇和条件.尽管前人在研究区域已经做了很多研究工作,但是这些工作要么只是集中于某一个构造单元,要么缺乏高精度的反射地震数据来进行分析,在对于台湾岛南部这样一个地质上非常重要的区域尚缺乏系统的分析.本项研究以多种最新的地质地球物理数据为基础,对该区域所有重要构造单元之间的相互构造关系进行细致的地质和地球物理综合分析,较全面探讨该区域的构造演化和深部结构特征.1初始地磁正反演图2为偏移成像后的BCDE段地震剖面及其地质解释.可以看出,海水深度从南海到菲律宾海呈梯状增加:在南海东北部约3000m,到北吕宋海槽约3600m,到花东海盆明显增加到约4760m,而到加瓜海脊的东部则达到约5550m.在重磁正反演中,我们用地震解释的层位数据来确定重磁正反演的初始模型,重力数据采用了精度为2分的卫星测高自由重力异常数据网格,地磁数据来自日本地质调查局编绘的东亚地磁异常图.地质模型中包括了4个构造层,分别是水层、沉积层、地壳层和上地幔层,其中水深和沉积层的厚度可从地震剖面上估计得到.我们采用了Talwani的经典迭代正反演算法.图3(c)中的所显示的地壳模型为反演得到的结果,它给出了观测和计算重力异常值之间较好的吻合(图3(a)).最终的地质模型包含10个横向长度为100km的几何体,分别是海水层、沉积物、马尼拉增生楔、南海地壳和上地幔、吕宋岛弧,以及西菲律宾海(包括花东海盆和加瓜海脊).在约16km深处,南海地壳又被进一步分为非俯冲段和密度稍高的俯冲段,以模拟密度随深度的增加.在初始的地磁正反演中,我们假定磁化率在每一个地质单元中是均匀分布的,同时假定沉积层、地幔层以及南海地壳俯冲段的磁化率为0.受极化、剩余磁性及磁源体不均一等因素的影响,地磁反演具有较高的不确定性,因此,图3(b)中显示了观测和计算结果之间的较大差异.为了缩小这一差异,我们通过引入具简单几何形态的离散磁源体将均一磁化模型拓展到非均一模型,如图3(e)所示.这样模拟的结果明显减小了观测和计算结果之间的差异(图3(d))同时表明吕宋岛弧本身可能具有较大的磁性不均一性.在磁模拟中所采用的地球磁场参数为:磁倾角=-30°(向上为正),磁偏角=-2.4°,磁场源总强度=43910nT.地震测线BC段和DE段测线方位为90°CD段测线方位稍微发生变化,为56°.所有这些参数及其变化都在正反演中考虑到.为了对重力正反演的结果和深部地壳密度的分布获得区域上的认识,一般假定浅层地壳物质的平均密度为2.67g/cm3,并在自由重力异常(图4(a))和地形、海底测深数据的基础上计算得到了简单布格重力异常(图4(b)).假定浅层地壳物质的平均密度为2.67g/cm3是计算简单布格重力异常中普遍采取的假设,当然也可以根据研究的深度和地区的差异采取稍微不同的值,由于我们研究的范围是地壳结构,所以采用2.67g/cm3的平均密度是可行的.自由重力异常(图4(a))很明显受地表地形起伏的影响,并且由于造成局部高值自由重力异常的马尼拉增生楔的存在,在吕宋岛弧西侧存在两条近于平行的重力低带;而在简单布格重力异常图上,吕宋岛弧西侧只存在一条布格重力低带,并且在位置上可以与马尼拉海沟和增生楔的位置有很好的对应,这条布格重力低带不仅揭示了马尼拉海沟的具体位置,而且也反映了增生楔的低密度特征.另外,布格重力异常还显示了吕宋岛弧两侧明显的异常对比:菲律宾海海盆与花东海盆具有非常接近的布格重力异常值,而它们都明显高于南海北部的布格重力异常,表明吕宋岛弧东侧的洋壳和上地幔具有较高的密度分布.紧邻吕宋海槽(为一弧前盆地)的东侧和吕宋岛弧西侧,从布格重力图上可以观测到一条高布格重力异常带(图4(b)).这条带在自由重力异常上并不存在,而在布格重力图上从台湾岛南部到东北巴拉望(Palawan)的北部都有明显和连续的展布.由于此带与马尼拉俯冲带在空间上的紧密关系,有理由推测它的存在与俯冲过程有关,南海板块的东向俯冲可能致使高密度的地幔物质楔入高布格重力异常带下面的地壳内.吕宋岛弧上的活火山和第四纪火山(譬如,北吕宋岛弧上的Batan,Babuyan,Camiguin和Mt.Cagua等火山,见图1)都位于高布格重力异常带的东侧,依据地球化学证据和地震震源分析,Yang等在台湾岛和吕宋岛之间发现了双火山弧,并将其归因于南海残留洋中脊的俯冲(同时见Bautista等)虽然我们不同意他们对双火山弧成因的解释,但是可以发现高布格重力异常带处在稍微偏西于较老的西吕宋岛弧带的位置,且与之近于平行.上述数据分析结果为更好地理解区域地球动力学特征提供了基础.下面我们分别研究区内的主要构造单元及其相互作用关系.2概念的地球物理特征的解释2.1地震反射特征南海板块沿马尼拉海沟的东向俯冲形成了一个经典的海沟(马尼拉海沟)-增生楔(高屏斜坡和恒春海脊)-弧前盆地(吕宋海槽)-火山弧(吕宋岛弧)体系(图1和2).靠近马尼拉海沟的南海新生代沉积物可分为反射特征明显不同的三层(图5).底层为振幅较弱的中新世沉积层,受基底形态影响明显,横向厚度变化大,并且向海沟方向削减;中层为上新世沉积层,其厚度横向变化小,地震反射具有较好的横向连续性,在海沟处则明显受构造影响;上层为第四纪沉积物,具有波状地震反射,沉积厚度在海沟处有所增大.上述地层的年代根据973GMGS地震剖面(见图1区域图)与台西南盆地地层进行对比所得到的.台西南盆地内已经有多口钻井帮助确定地层的年代.台湾岛以南的马尼拉增生楔主要由两部分组成:东侧较老的恒春海脊和西侧较新的高屏斜坡(图1和2).高屏斜坡由来自台湾岛造山带的晚新近纪到第四纪沉积物组成,而恒春海脊则主要由来自欧亚大陆的中新世浊流沉积物组成.恒春海脊(又被称为上斜坡区)的地震反射杂乱,但是显示了发育很好的似海底反射层BSR(图2).又被称为下斜坡区的高屏斜坡具有与恒春海脊不同的地震反射特征,并可被进一步划分为东、西2个次级单元(图5).东部次级单元内发育一系列东倾的逆冲断层,紧闭褶皱和泥底辟;相反在西部次级单元内,仍可鉴别出具褶皱变形但是横向连续的地震反射,同时还发育一组西倾的断层.马尼拉增生楔的这一分带特征,即由西向东变形程度增加且具有多个次级单元,一方面表明了增生楔由东向西逐步增长的过程,另一方面也说明南海板块的俯冲和增生楔的增长具有多阶段性.恒春海脊应该是台湾岛形成之前,即吕宋岛弧尚未与欧亚大陆碰撞之前的中新世增生楔,在吕宋岛弧与欧亚大陆碰撞后,南海俯冲在本文研究区内曾一度减弱,构成了恒春海脊和高屏斜坡之间在地形和地震反射特征上的不连续性.伴随着台湾岛的隆升,南海俯冲又开始活跃,形成高屏斜坡.而在高屏斜坡内两个次级单元的存在可能进一步说明自上新世以来,南海的俯冲又经历过两个次级俯冲活跃阶段.在高屏斜坡增生楔之下,可以在地震剖面上清楚地鉴别出具强反射振幅的南海地壳顶面.2.2海槽西部倾斜地层重磁正反演结果进一步支持恒春海脊为一增生楔(图3).在973GMGS测线上,恒春海脊尽管与吕宋岛弧有相近的地形高度,但是却有很低的自由重力异常.另外,恒春海脊上的磁异常表现为平静和平缓特征,而吕宋岛弧的磁异常却具有强烈的横向变化且具有几个磁力高值,这些现象清楚地反映了恒春海脊是由低密度和低磁化率的增生楔沉积堆积物构成.重力正反演结果显示,恒春海脊作为一个独立的楔状体,具有大约2.60g/cm3的平均密度,这一密度值高于沉积层的密度2.40g/cm3,但是明显低于吕宋岛弧的密度(约2.87g/cm3).北吕宋海槽处在恒春海脊与吕宋岛弧之间,海槽东部的沉积物水平展布,并且以不整合超覆在吕宋岛弧之上,而海槽西部在恒春海脊之上的沉积物产生倾斜变形(图6),恒春海脊与吕宋岛弧之间可能以一条西倾的逆冲断层为界(图6),以此断层为界地震反射不连续或存在反射强度的变化.Hirtzel曾经对海槽内的沉积物划分出9个地震层.在与973GMGS测线相邻的测线上,Chi分析了海槽内倾斜地层的缩短情况,并估计出总缩短量在4km左右.Reed等和Chi进一步认为恒春海脊东缘由一个顶部逆冲断层和一个底部逆冲断层所围限,构成一个构造楔.由于北吕宋海槽为一独立构造单元,其内沉积地层受周缘高地形影响与周缘地层特别是南海沉积层不相连接,而且北吕宋海槽内目前没有钻井,所以其内地层的准确时代尚不能得到准确判断.但是很显然,北吕宋海槽内沉积层的时代应该不早于中新世恒春海脊形成的时代.我们从973GMGS测线上鉴别出了6个反射层,除了最底部的反射层外,其余层都向东部分散,表明构造楔入作用在底部层沉积之后才开始.我们估计的倾斜地层的倾角从顶部层的6°增加到底部层的13°,显示了海槽内地层受倾斜变形影响而随时间的递进缩短过程.地层倾斜只在恒春海脊东缘形成,表明主要由沉积物组成的恒春海脊沿着边界底部逆冲断层向吕宋岛弧之上仰冲.从图6所示的几何关系,我们估计出海槽内地层由倾斜而导致的最小缩短量:底层约在310m,而顶层约65m.这些缩短量与区域缩短量相比在数值上显得非常小,一种可能的解释是逆冲作用是在恒春海脊形成很久以后才开始的,所以总体缩短量不大,海槽东部的未变形的水平层的存在也证实这一推理.总之,恒春海脊与吕宋岛弧之间在弧-陆碰撞前的聚敛速率可能不大,在弧-陆碰撞前由于吕宋海槽内地层倾斜而导致的区域缩短只占总缩短量的非常微小的一部分,而区域内主要的地壳缩短应该由其他机制(譬如板块的俯冲削减等机制)来解释.向北在初始碰撞带,研究发现恒春海脊与吕宋岛弧之间的进一步逆冲作用形成了花东海脊和南台东纵谷(图1),它们与恒春海脊近于平行但在973GMGS测线附近并不存在.继续向北在更早的碰撞区域,恒春海脊的持续隆升和逆冲作用形成了中央山脉与海岸山脉之间的利吉磨拉石组合.2.3岛弧内盆地分布从地磁正反演结果看,吕宋岛弧具有最高的磁化率,约在0.38×10-3cgs单位,同时它也显示了很明显的磁化率横向不均一性(图3(e)).不均一的磁化率可能反映了吕宋岛弧具有多阶段的演化,研究结果发现吕宋岛弧具有两个近于平行但时代不同的2个弧.在吕宋主岛弧东翼的2个峰分别对应着两个强度不同的正磁异常,磁反演结果显示这2个峰具有不同的磁化率.在岛峰之间还发育东、西两个弧内盆地(图2和7(a)),盆地内的沉积层中发育断裂和褶皱,显示出明显的活动变形.在东弧内盆地发育一组东倾的活动断裂,基底底辟作用导致上覆地层内形成褶皱(图7(a)).相反,吕宋主岛弧的西翼在构造上显得相对平静,这也进一步说明东部吕宋岛弧可能比西部吕宋岛弧更年轻和活跃.通过对973GMGS剖面以北的海上和陆上4个弧内盆地的详细研究,Huang等分析了弧内盆地成因的不同机制,认为斜向弧-陆碰撞会产生逆冲和走滑断层,断层的进一步演化会在吕宋岛弧内形成拉分盆地和岛弧塌陷.如果从区域构造图图1上看973GMGS剖面上的两个弧内盆地,会发现西弧内盆地实际上是巴士海峡的北端,东弧内盆地处在巴士海峡以东,在平面上它们都呈长条状分布,显示出与断裂相关的特点,可能是与斜向俯冲或差异俯冲有关的断层作用的结果.2.4海东北部与花东海盆的关系花东海盆与其东侧的西菲律宾海盆和其西侧的南海海盆之间都存在差异.从973GMGS剖面上看,花东海盆的水深自西向东增加,而沉积基底(洋壳顶面)深度却由东向西增加(图7(b)).早期有研究认为花东海盆的年龄可能为早白垩世,而Sibuet等则提出了更复杂的模式,将花东海盆分为北部和南部两部分,并根据磁异常条带推测北花东海盆与马尼拉增生楔下面的洋壳属于同一洋壳,而南花东海盆与南海东北部残余古南海属于同一洋壳.973GMGS剖面刚好穿过Sibuet等所提出所有块体,所以可以帮助检验他们的模型的合理性.然而,我们的研究发现南海东北部与花东海盆在许多方面存在巨大差异,很难确认他们之间任何成因上的联系.首先,南海的水深和沉积基底深度明显比花东海盆的要小,两者之间水深相差约1800m;其二,重磁正反演结果显示花东海盆具有明显高于南海海盆的地壳和上地幔密度,前者在2.90,3.47g/cm3而后者仅2.88和3.25g/cm3(图3),这一密度差异也在布格重力异常图上有明显反映(图4(b));其三,从重力模拟结果来看,花东海盆的地壳厚度似乎比南海北部地壳的厚度要小.所有这些证据都不支持南海北部地壳与花东海盆洋壳之间任何成因上的联系.重力正反演的另一个发现是需要引入花东海盆和吕宋岛弧之间较大的地壳上地幔密度差异来合理地模拟所观测到的重力异常值(图3),这可能表明相对较老的具高地壳上地幔密度的花东海盆与相对年轻的较热的吕宋火山弧的直接接触拼贴关系.早期海底地震仪研究和重力模拟结果显示花东海盆的地壳厚度偏大,约在10km,而我们的模拟结果发现花东海盆具正常洋壳厚度,但是具很大的横向变化.加瓜海脊西侧具有几公里厚的上地幔隆升,可能与其上的花东海盆沉积基底(洋壳顶面)隆升和剧烈起伏有关(图7(b)).从973GMGS剖面上看(图7(b)),在花东海盆基底隆升之间的沉积物具有轻微褶皱变形并且变形程度自顶部到底部略有增加,表明这些基底隆升构造已经形成很久并经历了长期的微弱但持续的挤压作用.从水深地形和重力图上看(图1和4(a)),基底隆升构造表现为与加瓜海脊近于平行且具有较高自由重力异常的海脊,而在地磁图上,这些基底海脊没有对应明显的磁异常特征.虽然在973GMGS剖面上加瓜海脊显示了正磁异常,这一特征在平面图上看并不普遍,换言之,花东海盆基底隆升和加瓜海脊都不具有强磁化特征,它们可能是在同一时期受相同构造过程作用而形成,我们下面进一步讨论关于加瓜海脊的形成.2.5早期西菲律宾海板块的地震反射波从973GMGS剖面上看,加瓜海脊两侧都受海槽围限,海槽内沉积物不整合超覆于加瓜海脊之上,没有显示出明显的构造变形(图7(b),(c)),说明加瓜海脊自形成以来一直保持相对稳定.海脊两侧的海底深度约有800m的深度差.Deschamps等认为加瓜海脊是沿着一早期断裂带形成,而后在中始新世受区域走滑挤压影响而隆升.在自由重力异常图上(图4(a)),加瓜海脊两侧显示了不对称重力分布,东侧具有一宽的负重力异常带,而西侧只有一弱的重力低带.与Deschamps等的模型相类似,我们将这一重力不对称性解释为早期西菲律宾海板块短暂西向挤压和俯冲的结果,但是这一俯冲过程沿加瓜海脊一带可能很快就停止了,尚没有形成明显的洋壳下插.加瓜海脊东侧海槽基底的西向加深,以及海槽基底内的强反射和杂反射(图7(c))可能说明了早期西菲律宾海板块俯冲的存在,Deschamps等也在相邻剖面的相同位置尚鉴别出类似的地震反射特征.另外,加瓜海脊西侧的地幔隆升也可能与早期俯冲有关,俯冲作用致使花东海盆的岩石圈挠曲及地幔上隆(图7(d)).3吕宋岛弧的岩浆过程马尼拉海沟沉积物显示了自西向东的递进变形,马尼拉增生楔至少由反射特征不同的两部分构成:高屏斜坡和恒春海脊.由于高屏斜坡沉积物的变形程度明显低于恒春海脊的强烈变形,恒春海脊可能为早期马尼拉俯冲的产物,是在台湾岛岛形成之前,即吕宋岛弧尚未与欧亚大陆碰撞之前的中新世增生楔,或者为马尼拉海沟转换到台湾岛西侧前(在大约5Ma前)的古增生楔.在吕宋岛弧与欧亚大陆碰撞后,南海俯冲在本文研究区内曾一度减弱,构成了恒春海脊和高屏斜坡之间在地形和地震反射特征上的不连续性.伴随着台湾岛的隆升,南海俯冲又开始活跃,形成高屏斜坡.而在高屏斜坡内两个次级单元的存在可能进一步说明自上新世以来,南海的俯冲又经历过两个次级俯冲活跃阶段.伴随着恒春海脊与吕宋岛弧之间的西倾断层的逆冲作用,北吕宋海槽内存在活跃的前碰撞地壳缩短过程.逆冲作用使北吕宋海槽内西侧的沉积层逐渐倾斜,导致地层倾角大约由顶层的6°增加到底层的13°,但是北吕宋海槽内由地层倾斜而造成的缩短量相对很小(<1000m),只占区域总缩短量的很小的一部分.吕宋岛弧的东翼比岛弧的其他部分显得更为活跃,在东翼的弧内盆地内存在活