南极洲东部普里兹湾海域重磁场特征及地壳结构

董崇志，丁巍伟，李家彪，方银霞，程子华

1 国家海洋局海底科学重点实验室，杭州 310012

2 国家海洋局第二海洋研究所，杭州 310012

1 引 言

普里兹湾位于南极洲东部陆缘，为向东开口的喇叭状海湾，是认识白垩纪冈瓦纳古陆裂解、新生代大陆边缘形成以及新近纪以来冰川活动的关键区域，而且还具有可观的油气资源潜力.其在科学研究和自然资源上的价值和潜力，激发了多个国家的相关组织及科学家的兴趣.从20世纪80年代早期以来，澳大利亚、日本、俄罗斯（或者苏联）和美国等在此进行了一系列重磁震综合地球物理调查.大洋钻探计划（ODP）也分别于1987年和2000年在普里兹湾进行了ODP119和ODP188两个航次的调查，前者在该区共钻探了5个站位，后者为3个站位，获取了新近纪以来较为完整的沉积序列.国外学者在普里兹湾的工作极大地促进了对该海域的地质构造及演化过程的认识，但主要集中在新近纪以来冰川活动史的研究上，如新生代冰盖随南大洋变化的相关事件［1－3］，陆坡沉积中冰进和间冰期记录［4－5］，古环境及古气候的变化［6－7］等，而对深部地壳结构的研究较少.国内于1989年在普里兹湾东部岸上的拉斯曼丘陵建立了第二个南极考察站—中山站，详细调查和研究了邻近陆上区域的构造变质作用及泛非事件［8］，但对普里兹湾海域深部地壳结构的研究尚未见报道.

本文以研究区的卫星重磁数据为基础，以多道反射地震、声纳浮标折射地震和ODP钻井结果为约束，以普里兹湾近岸基底露头的岩性为参考，通过自由空间、均衡残余重力异常和磁力异常特征分析，研究普里兹湾的深部结构，并通过重力正反演拟合方法，构建了两条横跨研究区的物性结构剖面，进而分析和探讨洋陆过渡带位置、岩石圈有效弹性厚度和高磁化率火成岩的时代，初步建立了研究区地壳结构的总体框架，可为下一步的详细调查和研究提供参考.

2 地理特征

普里兹湾地处兰伯特地堑的向海端，为兰伯特冰川向南大洋输送沉积物的主要通道［9］，大致介于66°E和80°E之间（图1）.兰伯特冰川长达700km以上，是东南极洲冰盖最大的一条冰川［10］，向海延伸为埃默里冰架，形成了普里兹湾的西南边缘.普里兹湾的东南为伊丽莎白公主地的Ingrid Christensen海岸，北部为大陆架坡折带，西侧为麦克罗伯逊地.与南极洲其他大陆架类似，由于受冰川剥蚀，普里兹湾具有较深（超过1000m）的内陆架和较浅（小于200m）的外大陆架［11］.沿着Ingrid Christensen海岸的Svenner水道，其最大水深超过1000m，而位于海湾西南角的Lambert海的水深可达1400m.埃默里冰架的前端，普里兹凹陷的大部分区域水深为600～700m［12］.

普里兹水道横贯海湾的西部，从普里兹凹陷延伸到600m水深的陆架边缘，将四夫人浅滩和达恩利海岬附近的弗拉姆浅滩分开.普里兹湾大陆坡的东部较为陡峭，被深海峡谷所切割，上覆滑坡沉积物，而西部呈现向海凸出的轮廓，为普里兹冲积扇.该冲积扇的水深从大陆架边缘约500m缓慢增加到大约2700m［12］.

图1 普里兹湾水深图，等值线间隔为250m，其中黑色直线为多道地震剖面BMR33－21和BMR33－27的位置，红色圆点为ODP119航次钻井和声纳浮标折射地震的站位，红色方块为ODP188航次钻井站位，左上图为普里兹湾在南极洲的位置Fig.1 Location map showing the Prydz bay，offshore the East Antarctica.The contours show the bathymetry at 250m interval.Black direct lines show the location of the multi－channel seismic profiles，BMR33－21and BMR33－27.Red circles locate the drill sites and sonobuoy refraction seismic station in ODP119.Red squares show the location of drill sites in ODP188.Left upper graph show the location of Prydz Bay in the Antarctica

3 地质背景

普里兹湾与兰伯特地堑整体上形成了一个近南北向的构造坳陷，其形成属于晚古生代和早中生代期间印度板块和南极洲板块裂离三联点的坳拉槽［9］.前人研究表明普里兹湾是一个典型陆缘盆地，其形成发育先后经历了两期陆缘裂谷盆地－被动陆缘盆地－后期冰川改造的不同阶段，分别与晚古生代的泛大陆裂解、中生代的冈瓦纳大陆裂解、南大洋海底扩张、以及新生代以来的冰川作用相关［12－13］.

古生代期间，普里兹湾位于冈瓦纳大陆的内部，构造环境稳定［14－15］，接受沉积较少，形成了现今普里兹湾的基底，但均未被海域内的钻井钻遇.根据陆上露头，推测其可能为前寒武纪中－低麻粒岩相的变质岩.二叠纪－三叠纪期间，受到超级地幔柱的影响，冈瓦纳大陆与劳亚大陆开始裂解，普里兹湾地区受早期的裂谷作用，发育该时期的沉积层序［16］.侏罗纪开始的又一次大火成岩省和地幔柱事件造成印度和澳大利亚板块与南极洲板块分离.在此构造背景下普里兹湾在白垩纪经历了第二期裂谷盆地发育演化阶段，形成了断坳结构.沉积中心主要位于普里兹湾的中部，但在外陆架区呈现逐渐向外缘加深的进积层序，表明构造环境逐渐开始向被动陆缘盆地逐渐转变.

随着晚白垩纪以来发生的南大洋海底扩张［8－9，17］，普里兹湾开始进入被动大陆边缘盆地的构造环境，沉积中心迁移至陆架坡折带.同时内陆架发生隆升，强烈的冰川作用使得该区部分地层被冰架剥蚀.被剥蚀的沉积物向陆架边缘逐渐进积加厚.上新世至今以冰川层序为主，沉积厚度薄，在大陆架表现为顶积层的特征，而在大陆坡为被动大陆边缘前积层的特征，最终形成现今的构造沉积格局.

4 数据来源和方法

4.1 数据

本文研究所用的海底地形数据（图1）来源于最新的全球水深数据库GEBCO＿08（The Genearal Bathymetic Chart of the Oceans，http：／／www.gebco.net［2013－01－02］），空间分辨率为 0.5′×0.5′，该数据库集合了船载多波束的数据和卫星Geosat和ERS－1测量数据.自由空间重力异常数据（图2）采用延拓到海表面的全球卫星测量数据V18.1，网格为1′×1′，精度为3×10－5～7×10－5m／s2，分辨率为20～25km［18］.卫星重力异常的精度主要通过与精确的船载重力测量进行比较而确定，一般为4×10－5～7×10－5m／s2.当 Geosat 卫 星 ERM（Exact Repeat Mission）航线与船测航线重合时，其精度提高到3×10－5m／s2.使用的磁力异常数据（图3为化极后的结果）来源于国际地球物理数据中心（NGDC）最新发布的总地磁强度异常数据库EMAG2（Earth Magnetic Anomaly Grid）［19］.该数据库是由世界多个研究机构提供的卫星磁测、海洋船磁测和航空磁测数据融合而成，测量高度为4km，空 间 分 辨 率 为2′×2′.另 外，Ishihara 等（1999）对澳大利亚、俄罗斯（或者苏联）、日本等国采集的船测重磁数据（总长度超过20000km）进行了整理，编制了普里兹湾海域的自由空间重力异常图和磁力异常图［11］.将本文使用的卫星重磁数据与Ishihara的船测结果进行定性比较，显示两种数据基本一致，从而进一步保证了后续处理和解释的可靠性.

普里兹湾及邻近海区的多道地震剖面收集自南极地震数据资料系统（Antarctic Seismic Data Library System，http：／／sdls.ogs.trieste.it［2013－01－02］），共15条剖面.本文仅展示其中具有代表性的BMR33－21和BMR33－27两条测线（图5和图6）.它们由澳大利亚地质调查局于1982年采集，处理后数据的采样间隔为4ms，道间距为25m，记录总长度为7s，但地震观测系统和数据处理流程及参数未知.测线位置如图1所示，跨越了普里兹湾陆架和上陆坡海域，方向均为SE－NW向.

在该研究区可以收集到的钻井资料主要为1987年ODP 119航次的5口钻井（739井、740井、741井、742井和743井）和2000年ODP 188航次的2口钻井（1166井和1167井）（图1）.这些钻井的最大深度不超过1km，基本只钻遇新生代的地层（740和741井钻遇部分白垩系地层）［12］，但是在利用其对层位进行标定的基础上，以不整合面及与之可对比的整合面为层位界面的原则，能够对研究区的层位进行合理的划分和解释.ODP119航次在反射地震调查期间，同时采集了5个站位的声纳浮标折射地震记录，获得了普里兹湾深部地层（包括沉积层和基底）的P波速度信息［20］.声纳浮标站位标号采用ODP119航次的编号方式，为S4—S8，其中S4、S5、S6和S8站位的位置与 ODP119的739、740、741和742钻井基本重合（图1）.

图2 普里兹湾自由空间重力异常图（单位为10－5 m／s2），等值线间隔为20×10－5 m／s2，其中白线为根据均衡残余重力异常（图4）划分的区域（A—E）边界Fig.2 Free air gravity anomaly map of Prydz Bay.The unit is 10－5 m／s2.Contours are at 20×10－5 m／s2 interval.White lines indicate the boundary of anomaly zones （A—E），according to the isostatic residual gravity anomaly（Fig.4）

图3 普里兹湾的化极磁力异常图，等值线间隔为100nT，其中白线为根据均衡残余重力异常（图4）划分的区域（A—E）边界Fig.3 Magnetic anomaly map of Prydz Bay.Contours are at 100nT interval.White lines indicate the boundary of anomaly zones（A—E），according to the isostatic residual gravity anomaly（Fig.4）

4.2 均衡残余校正

为了分析反映浅部地质体的短波长重力异常，本文在对自由空间重力异常进行布格校正的基础上，进一步进行均衡残余校正处理，结果见图4.布格校正方法采用Fullea等（2008）提出的专门针对

图4 普里兹湾的均衡残余异常图（单位为10－5 m／s2），等值线间隔为20×10－5 m／s2，其中白线为该异常划分的区域（A—E）边界Fig.4 Isostatic residual gravity map of Prydz Bay.The unit is 10－5 m／s2.Contours are at 20×10－5 m／s2 interval.White lines indicate the boundary of anomaly zones（A—E）.

卫星自由空间异常和卫星地形网格数据的方法［21］.该方法根据地形与重力场计算点之间的距离，选择三种不同精度的算法进行全布格校正，并且能够同时对陆地和海洋的重力异常进行归算.通常情况下，认为正布格异常对应于薄地壳，而负布格异常对应于厚地壳，这是由于布格校正仅消除了地形效应，而没有考虑山根或者反山根的地形补偿质量产生的重力影响.这种地形补偿质量将产生大振幅、长波长的重力异常，可能会严重阻碍根据短波长异常对浅部地质体进行解释.均衡残余校正正是将地形补偿质量产生的重力异常减去，以达到突出短波长异常的目的［22－23］.校正过程采用 Airy均衡补偿模型，并取地壳密度为2.67×103kg／m3，地壳与上地幔的密度差异为0.45×103kg／m3，海平面处的莫霍面补偿深度为25km.虽然选取何种均衡模型及参数在普里兹湾海域很难精确地获知，但是不同模型或参数产生的误差主要影响长波长重力异常，而对短波长异常影响较小.这种均衡残余校正依据Airy模型，避免了滤波或者多项式拟合等提取浅部重力异常处理方法带来的随意性，并且能够通过修改模型参数的方式，更佳地模拟研究区的地壳结构.

4.3 重力正反演模拟

在对BMR33－21和BMR33－27两条多道地震剖面进行层序解释的基础上，本文利用2.5维重力模拟方法，构建了沿这两条测线的深部密度剖面（图7和图8）.由于多次波干扰和较厚的上覆沉积层对地震波的衰减，仅在剖面BMR33－27的大陆架中部观测到隆升的沉积基底，而且考虑到影响岩石磁化率的因素较多（如热液侵蚀作用、结晶速度等），所以笔者将不对磁力异常进行模拟，在不考虑剩余磁化强度的影响下，仅利用它对岩浆岩侵入的水平宽度进行定性界定.虽然ODP钻井提供了新生代地层或者部分白垩纪地层的岩石密度，但是由于地层深度沿着剖面方向变化较大，产生的压实效应导致ODP钻井获得的较浅岩石密度不能够代表整个层位的平均情况.因此本文仍然根据岩石声速和密度的经验关系，利用声纳浮标折射地震反演获得的声速换算出岩石密度作为重力模拟的初始密度模型.沉积层的初始几何模型同样根据该速度对多道地震剖面进行时深转换后获得.在拟合观测重力异常和计算重力异常的正反演过程中，地层的速度和密度将根据需要进行微调.

5 重磁场特征

根据获得的均衡残余重力异常特征，可将普里兹湾海域划分为5个区域（图4）.A区主要位于大陆架的内侧，呈NE向，宽度从埃默里冰架向四夫人浅滩逐渐减小.该区表现为典型的凹陷盆地负异常特征，最低的均衡残余异常值大致位于凹陷的中部，约为－28×10－5m／s2.前人一般认为该区是兰伯特地堑的延伸，两者在地壳结构上较为相似，但Stagg（1985）［9］和Ishihara等（1999）［11］认为普里兹湾在结构上与兰伯特地堑存在差异，他们在缺少陆地重磁资料情况下，根据普里兹湾海域重力异常的趋势，推测A区可能不是埃默里冰架或者兰伯特地堑的延伸.图4显示，该区的均衡残余异常与埃默里冰架靠近海岸区域的特征存在不同，可经过分析后，我们认为埃默里冰架的正异常可能是布格校正及均衡残余校正未能考虑低于地壳密度的冰架的影响而导致校正过量引起的.因此，笔者根据卫星自由空间重力异常在这两个区域的延续性特征（图2），推测其地壳结构可能相似.A区的西南半区和东北半区的磁异常特征存在差异.西南半区表现为负异常背景上叠加了尖峰状较高幅度的短波长正异常，负异常最低可达－160nT，正异常最高接近于360nT.这种尖峰状正异常可能与局部的岩浆岩侵入有关.东北半区的磁异常与B区和C区呈渐变过渡，表现为平缓的长波长正异常特征.

B区主要位于四夫人浅滩，呈NNE向，并朝向海方向逐渐变宽，北界到达大陆架坡折带.其自由空间重力异常除了中部存在局部高幅正异常外，总体表现为南低北高的特征，范围为－20×10－5～100×10－5m／s2.这与普里兹湾水深从内陆架向陆架坡折带逐渐变浅的地形特征相对应.经过布格和均衡残余校正之后，这种地形引起的区域性长波长异常得到了较好消除.均衡残余异常表现为较低幅正异常背景上，叠加了几处较高幅度的圈闭状正异常，最高超过80×10－5m／s2.该区的磁力异常除了西南角的低幅负异常、中部从大陆延伸的较高幅负异常和北部小范围的圈闭状低幅负异常外，基本为不规则的高幅正异常，最高超过400nT.重、磁异常同时在该区大部分区域表现为高幅度的正异常，说明其基底较浅，并且可能广泛存在岩浆侵入形成的火成岩.

C异常区主要表现为正的均衡残余异常.根据磁力异常特征，可划分为东半部分和西半部分，其东半部分主要位于大陆架的中部，而西半部分沿着Fram浅滩的大陆架内侧分布.与自由空间重力异常相比，该区的均衡残余校正主要体现在对Lambet海和弗拉姆浅滩的地形校正.东半部分的均衡残余异常呈NE向条带状分布，并且宽度逐渐变窄，幅度逐渐减小，最后在该区东界变为负值.这种宽度和幅度的变化趋势表明该区的基底沿着NE向逐渐变深.西半部分的均衡残余异常与B区相似，但随着远离海岸逐渐减小.这两部分的磁力异常特征差异较大.东半部分的磁异常与B区相似，为不规则的局部高幅正异常，说明基底可能存在岩浆侵入，其基底顶界面在地震剖面上表现为不规则的特征，如BMR33－27剖面中部（图6）.而西半部分的磁力异常较为平缓，从达恩利海岬向东南方向逐渐由低幅正异常变为较高幅度负异常.在东、西部分的边界，磁力异常变化非常剧烈，沿NE方向的水平梯度较大.该边界以NW向朝大陆架坡折带延伸，可能对应了断距较大的断层.

D区大致呈V字形负均衡残余异常条带状分布，其下端位于大陆架中部偏陆架坡折带一侧，而左、右两翼分别沿着NW和NE向朝弗拉姆浅滩和四夫人浅滩的大陆坡延伸.在两翼位置上，大陆架边缘与邻近大陆坡的自由空间重力异常形成一正一负的结构，表现为典型的被动大陆边缘的重力特征.该区的自由空间重力异常与均衡残余异常差别较大.前者在大陆架内部和大陆坡之间的不连续特征较为明显.在两侧的大陆架边缘和弗拉姆浅滩为较高幅度的正异常，而它们之间为低幅度的条带状负异常.但经过均衡残余校正后，除了达恩利海岬附近的低幅正异常外，该区总体呈现一致性的负异常特征.该区的磁力异常在弗拉姆浅滩和四夫人浅滩的大陆坡主要表现为正负相间的不规则形态，而其余区域表现为长波长低幅正异常背景上叠加了短波长的高幅正异常，最高超过400nT，与C区东半部分相似.

E区处于大陆架的外侧，即普里兹冲积扇的位置.该区在外大陆架和大陆坡的自由空间重力异常和均衡残余重力异常均呈现高幅正异常特征，最高均超过100×10－5m／s2.与左、右两侧大陆架边缘的重力异常相比，在大陆坡，明显缺失了高幅负异常部分，表明其地壳结构与典型的被动大陆边缘之间存在差异.该区磁力异常表现为平滑的长波长特征，由西侧较大幅度的负异常逐渐向东测变为小幅度的正异常.这种重磁特征以及该位置覆盖了巨厚的沉积体说明存在高磁化率的基底侵入火成岩的可能性不大，而较大可能是由于该区的地壳并未达到Airy均衡状态，其下部莫霍面深度较浅，从而具有高幅度的均衡残余异常.本文将在讨论部分的8.2节对该区的地壳结构进行重点分析.

6 沉积单元划分与岩石物性

根据普里兹湾盆地的区域构造地质背景、地震反射特征和 ODP钻井资料［9，12－13］，可以将研究区的沉积单元划分为5套，从老到新依次为P5、P4、P3、P2和P1（图5和图6）.该沉积单元的几何结构与岩石物性为构建重力模拟（第7节）的初始模型提供了参考.

6.1 沉积基底

P5为沉积基底，其顶部为高频连续的反射面，起伏不大.由于该层未被海上钻井所钻遇，因此对该层的判断主要根据岸上露头的岩性及时代.普里兹湾东侧岸上的基底露头主要为太古代及元古代的变质岩［8，13］：拉斯曼丘陵（Larsemann Hills）的基底包括60%的中－粗粒花岗质片麻岩和10%的含堇青石的蓝色片麻岩；维斯特福德丘陵区（Vestfold Hills）主要为太古代变质岩基底，包括被多期元古代铁镁质岩墙切割的变质辉长岩和辉岩.在普里兹湾中部的基底隆起区域，其顶部为极不规则的起伏面，内部反射杂乱，可能存在岩浆侵入体（图6），其时代可能晚于前寒武纪基底［9］.声纳折射地震资料表明P5单元的声速约为5.7km／s，并且垂向梯度较小.其折射波震相较为微弱、连续和平直.这些特征一般与变质岩或者火成岩有关［20］.

6.2 前新生代沉积

P4和P3单元分别为晚二叠世－早三叠世和白垩纪的裂谷沉积.P4的地震反射表现为内部分层差－好、低振幅和向海倾斜的特征.普里兹湾西侧的BMR33－27剖面显示P4与上覆P3之间为明显的角度不整合关系，P4地层上部发生强烈剥蚀，而在普里兹湾东侧，这两个地层表现为近似整合的接触关系（BMR33－21测线，图5）.P4单元被 ODP 119航次的740站位钻遇，为陆相无化石红层砂岩及粉砂岩.声纳折射地震的结果显示该层声速随着深度均匀地增加，范围为2.3～2.6km／s.

P3在内陆架区和外陆架区表现为不同的反射特征.在内陆架区域为高振幅、中－好连续性、向海倾斜且倾角较大的特征，而在中陆架区域呈现连续平行的较缓倾角的层状反射特征，再往外陆架区，其倾角再次变陡，最终被多次波所掩盖.靠近陆地一侧的沉积存在强烈剥蚀，或者不整合地与上覆较薄沉积单元P1接触，或者直接出露于海底.内陆架的ODP 119钻井均钻遇该套沉积，显示为早白垩世陆相的砂岩和粉砂岩，底部为砾石层，顶部为泥岩，总体组成一个较为完整的从下至上变细的层序.ODP 188钻井在中陆架也钻遇到该地层，显示其由晚白垩世滨海－泻湖相暗色钙质泥岩和砂质粉砂岩组成.在内陆架区，声纳折射地震反演获得的声速大约为2.2km／s，而在外陆架区，上覆沉积负载的压实作用导致声速增加到2.5km／s.上述结果表明P3的沉积环境由内侧的陆相变为外侧的滨海相，同时构造环境也由大陆裂谷阶段开始向被动陆缘阶段转化.

6.3 新生代沉积

P2主要分布在中－外陆架区，表现为强振幅、亚连续－连续的地震反射特征，其在中陆架区的倾角较缓，而往外部陆架倾角变得较陡，并逐渐进积加厚.根据ODP 119航次的钻井资料（739、742及743站），P2被确定为晚始新世－早渐新世的海相冰川沉积.该层序顶部发生剥蚀，与上覆单元P1形成角度不整合面.而与下伏P3之间为冰期和前冰期沉积的不整合接触面，在普里兹湾东侧（图5）的这种不整合关系较西侧（图6）更为明显.该层的声速范围为2.2～2.6km／s，比同深度的其他地层略高，可能由于冰川侵蚀导致上覆地层的缺失.Erohina等根据ODP188航次的成果将P2分为上、下两层（图6的P2A和P2B），上层为晚始新世－早渐新世的滨海相粉砂岩和泥岩互层，下部为晚始新世期间滨海－三角洲相砂岩［24］.BMR33－21测线的上部冰川层序的倾角在陆架坡折带向岸大约39～55km的区域突然变陡，被认为是古陆架的边缘，而在BMR33－27测线，古陆架边缘离陆架坡折带的距离更远，大约为75～80km，说明在普里兹水道外侧堆积了更多的进积型沉积.

P1分布在沉积层的顶部，为上新世至全新世的冰川层序.其地震反射在大陆架内侧表现为杂乱的不连续或者部分连续的特征，而在外大陆架和大陆坡表现得更为连续.该沉积层在大陆架地区表现为被动大陆边缘顶积层的特征，不整合覆盖在早期的下伏前积层之上，而在大陆坡地区向海倾斜，总体上表现为被动大陆边缘前积层的特征.其厚度变化较大，在普利兹湾盆地紧邻大陆的西部地区缺失或者仅有数米厚，到了远离大陆的盆地东侧和外侧地区厚度约250m.而在陆坡该层厚度超过1000m，在普里兹水道的槽口位置形成冲积扇.该冰川层序的上部在普利兹湾各处均可钻遇，由顶部数米厚的硅藻软泥（全新世）与下伏由砾石和高度致密和块状的冰碛岩组成.声纳折射地震结果表明该层声速在2.0～2.5km／s之间.

7 重力模拟

由于沉积层的浅部形态、沉积层和基底的密度能够通过多道地震数据或者声纳折射地震数据较好地约束，因此重力模拟的主要贡献在于推断沉积基底或下地壳异常体的形态.

7.1 剖面BMR33－21

剖面BMR33－21全长约215km，从东南向西北经过B区、A区、C区和D区，横跨四夫人浅滩、普里兹凹陷和陆坡区域（图7）.其自由空间重力异常表现为三阶区域场特征，在剖面东南端约为0m／s2，向西北方向逐渐减少，到普里兹凹陷的中部约为－22×10－5m／s2，然后逐渐增大，在大陆架坡折带达到46×10－5m／s2，最后在大陆坡逐渐减小，于剖面的西北端减小到－37×10－5m／s2左右.三个主要的重力高值异常叠加在该趋势上，分别位于130km、160km和190km附近.该剖面的磁力异常表现为二阶的区域场特征，在剖面东南端约为－67nT，向西北方向逐渐增大，到达C区的南端（130km处）达到最大，约为320nT，然后逐渐减小，在西北端约为－20nT.这种区域性趋势在C区的南端和大陆架坡折带叠加了两个明显的高磁异常.

沉积层P1—P4的划分与多道地震剖面一致，其密度分别为2.14×103、2.17×103、2.25×103和2.3×103kg／m3.总沉积厚度在A区以及D区的南端和大陆坡区域较厚，最厚可达5.5km，而在B区缺失，在C区和大陆架坡折带较薄，对应于沉积基底的抬升.根据重磁特征，可将沉积基底P5划分为7个块体，其中P5B、P5D和P5F的密度为2.70×103kg／m3，P5A可划分为上、下两个部分，其密度较小，分别为2.60×103和2.65×103kg／m3，而P5C和P5E密度较大，均为2.73×103kg／m3.这两个密度较大的块体对应了短波长的高磁异常，进一步说明该区域存在侵入的岩浆岩.下地壳和上地幔的密度分别假设为2.9×103和3.3×103kg／m3.该剖面的结晶地壳厚度在B区、C区和大陆架坡折带较大，而普里兹凹陷和大陆坡区域较薄，但仍然大于13km，表现为减薄陆壳的特征.

7.2 剖面BMR33－27

剖面BMR33－27全长约325km，从东南向西北方向依次经过A区、C区、D区和E区，横跨普里兹湾大陆架和上陆坡（图8）.该剖面的自由空间重力异常表现为高、低异常相间的特征，在A区和D区较小，分别约为－26×10－5m／s2和－6.5×10－5m／s2，而C区和E区较大，约为25×10－5m／s2和100×10－5m／s2.该剖面的磁力异常表现为二阶区域场特征，在剖面东南端约为－50nT，向西北方向逐渐增加，在C和D区达到440nT，高磁异常区的宽度可达100km，然后向大陆坡方向逐渐减小，在剖面的西北端约为15nT.

沉积层P1—P4的划分基本与多道地震剖面一致，其密度范围为2.14×103～2.45×103kg／m3.由于外大陆架的沉积深度较大陆架内侧要深，因此沉积层P2B、P3和P4的在剖面右侧的密度略大于左侧.总沉积厚度在A区表现为典型的凹陷盆地特征，两侧较薄，中间较厚，约为6.2km，到C区厚度最小，可达1.4km，然后向大陆坡急剧增加，最厚处超过8km.沉积基底P5可划分为4个块体，其中块体P5B和P5D密度均为2.70×103kg／m3，块体P5A的密度较小，为2.60×103kg／m3，而块体P5C的密度较大，为2.73×103kg／m3.这一高密度块体对应于高磁异常区，结合多道地震剖面上呈现的杂乱不规则反射特征，综合说明存在基底侵入的岩浆岩的可能较大.下地壳和上地幔密度分别假设为2.9×103和3.3×103kg／m3.该剖面的结晶地壳厚度总体表现为向外大陆架和大陆坡逐渐减薄的趋势，在A和C区，约为17～28km，到大陆坡减小为平均6km，最薄处可达4.6km.其莫霍面深度在D区的东南侧与西北侧呈现显著不同的特征，在东南侧约为29km，而到西部侧急剧减小为16.3km.

剖面BMR33－27和BMR33－21在 A和C区的地壳结构总体上较为相似，除了前者的总沉积厚度在C区略小于后者.两条剖面的主要差别在于D区以及BMR33－21剖面缺少高重力异常的E区.在D区，BMR33－27剖面的总沉积厚度是BMR33－21剖面的1.5倍以上，而在该区的西北侧，前者的结晶基底较后者薄，并且莫霍面深度较浅.在大陆架边缘，BMR33－21剖面的重力异常表现为被动大陆边缘的典型特征，在大陆架外侧为高幅正异常，而在大陆坡表现为高幅负异常，但在BMR33－27剖面，高幅正异常的宽度较大，超过50km，并且缺少负异常部分.这种重力异常的差异表现为两条剖面在总沉积厚度、基底特征以及莫霍面深度上的不同.

8 讨 论

8.1 洋陆过渡带（COT）

Ishihara等（1999）认为如果不考虑低幅正异常的影响，D区的自由空间重力异常基本表现为负异常条带状特征，大陆架内部区域与四夫人浅滩一侧的大陆坡区域的负重力异常带连为一体，推测在大陆架内部的COT位置向陆方向偏移［11］.但是由于重力船测测线的覆盖不足，他们仅对70°E以东海域进行了分析.本文通过普里兹湾全海域的自由空间重力异常和均衡残余异常的分析，发现D区呈V字形分布，在达恩利海岬以西也与大陆坡连成一带，特别是在均衡残余异常特征方面表现得更为明显.

在普里兹湾冲积扇区域（E区），大量的沉积物由兰伯特冰川通过普里兹水道向外输送，在陆架边缘和陆坡位置堆积形成了厚度超过8km的沉积层.这种巨厚的沉积体在剖面BMR33－27的重力模拟中也得到了证实.层序地层揭示至少有3次陆架边缘进积序列［25］，推断初始的古陆架边缘位于向岸方向75～80km的位置.这大致对应了COT向陆方向的偏移距离.自由空间和均衡残余重力异常在陆架边缘均大于100×10－5m／s2，并且堆积了巨厚的低密度沉积物，几乎排除了存在岩浆侵入形成高密度体的可能，而如BMR33－27剖面模拟结果所示，在E区存在薄地壳，可能为洋壳，或与洋壳厚度相近的过渡壳.

尽管在普里兹湾冲积扇缺少充分的深部地震证据，但笔者更倾向于认为该处为过渡壳.Stagg等（2004）利用多道地震反射特征界定普里兹湾大陆边缘的COT向海端（即COB）可能位于大陆架边缘向海150～300km的位置（图9），在多道地震剖面上表现为明显的高达1km的向海方向的基底抬升，并且该位置的磁异常幅度明显增强［26］.如果E区为洋壳，则与COB位置冲突，这也从侧面说明该区为薄陆壳的可能性较大.因此，本文推测D区和E区可能同属于COT向陆一侧的部分（图9），对应于陆壳向海方向逐渐减薄（图8）.

8.2 普里兹湾冲积扇的有效弹性厚度

被动大陆边缘的自由空间重力异常一般表现为一正一负的特征（地壳接近于Airy均衡状态）［27］，而普里兹湾冲积扇（E区）的特征与此不同，缺少负异常，仅表现为高幅度的正异常.该区域的均衡残余异常同样表现为高幅度正异常特征，引起这种现象的原因有两种.

一种原因可能是地壳中存在高密度的块体.但是测线BMR33－27的地震剖面和重力模拟结果均显示普里兹湾冲积扇区域具有低密度的巨厚（最厚处超过8km）沉积层，在这种情况下，如果高重力异常由此引起，则要求该区域的地壳具有异常高的平均密度.另外，与重力特征不同，该区域的磁力异常与两侧大陆坡区域的特征基本一致，说明地壳的磁性特征与两侧相近.因此，尽管由于缺少深部地震探测的资料，笔者无法排除地壳中存在高密度块体的可能性，但可以推断其可能性较小.

另一种原因可能是该区域的地壳尚未达到Airy均衡稳定状态，其莫霍面较大陆架中部的要浅（图8）.这要求其岩石圈的强度较高，即具有较大的有效弹性厚度，以维持挠曲变形的方式进行均衡调整.在假设沉积主要集中在大陆边缘而不是在整个海盆均匀分布的前提下，如果较快的沉积速率发生在大陆边缘演化的早期，这时岩石圈相对较热，则有效弹性厚度较小，但如果较快的沉积速率发生在大陆边缘演化的晚期，由于岩石圈冷却导致挠曲强度变强，其有效弹性厚度则较大［27－28］.普里兹湾的演化过程与后一种情况类似，在白垩纪的第二期裂谷之后，于早古新世至晚始新世期间发生明显的沉积间断，然后进入被动大陆边缘盆地的快速沉积阶段，沉积中心迁移至陆架坡折带，并主要分布在普里兹水道的槽口冲积扇位置，同时由冰川剥蚀的沉积物也向陆架边缘进积加厚.早古新世至晚始新世期间的沉积间断有利于普里兹湾岩石圈逐渐冷却，其挠曲强度逐渐变强.之后的冲积扇沉积体负载在该高强度岩石圈之上，使得后者发生挠曲变形，在冲积扇下部的莫霍面加深，但较Airy均衡或者低强度岩石圈时的莫霍面下降深度要小.这种巨厚沉积体及其下部莫霍面加深较小的特征，导致普里兹冲积扇具有高幅度的自由空间和均衡残余重力异常.

由上所述，高重力异常特征、重力模拟和沉积演化过程均表明普里兹湾冲积扇可能具有较厚的有效弹性厚度.前人总结了具有较厚沉积负载的一些典型大陆边缘地区，如亚马逊冲积扇、印度孟加拉湾、台湾前陆盆地、新西兰大陆边缘西部台地、东南极洲大陆边缘的Wilkes地以及阿拉伯联合酋长国和也门的阿拉伯板块边缘的有效弹性厚度与初始裂谷期时代的关系［29－30］（图10），表明初始裂谷期时代越老，岩石圈冷却时间越长，其有效弹性厚度越大.这种关系与Parsons和Sclater（1977）的岩石圈板块冷却模型［31］和Burov和 Poliakov（2001）的二维有限元模拟结果［32］基本吻合，并且主要分布在冷却模型的300～600℃等温线之间.其中亚马逊冲积扇与普里兹湾冲积扇在地形、自由空间重力异常和沉积演化过程等方面均呈现较为相似的特征.Watts等（2009）利用挠曲回剥和重力模拟的方法估算亚马逊冲积扇的有效弹性厚度约为30km［30］.这种定量估算方法需要地震剖面对基底深度进行较为精确的界定，而在普里兹湾可以获得的地震资料由于巨厚的沉积物对地震波的衰减和多次波的影响，仅能在局部反映基底的形态.如果忽略初始裂谷期岩石圈热力学特征、沉积负载引起的热积累和挠曲曲率等影响有效弹性厚度大小的其他因素，假设普里兹湾冲积扇的热力学特征符合Parsons和Scalter的岩石圈板块冷却模型，则通过有效弹性厚度与初始裂谷期时代的关系，笔者推测有效弹性厚度可能为24～49km，时代则对应于第二期裂谷的初期（早白垩纪145Ma），但该结果有待于进一步研究进行确证.

图9 普里兹湾大陆边缘的构造单元图，其中黄色代表COT区域，COB位置引自Stagg等（2004）［26］Fig.9 Tectonic elements map of Prydz bay margin.Yellow area shows the location of COT.COB location in this area is after Stagg et al.（2004）［26］

图10 岩石圈有效弹性厚度与初始裂谷时代的关系（修改自Watts等，2009［30］），其中粉红色粗线为普里兹冲积扇的有效弹性厚度范围Fig.10 Plot of the effective elastic thickness versus age the initiation of rifting（modified from Watts et al.（2009）［30］）.The thick pink line show the range of effective elastic thickness in Prydz alluvial fan

8.3 高磁化率岩石

重力异常分区的走向与作为三联点坳拉槽的兰伯特地堑在普里兹湾的构造走向基本一致，为SWNE向［33］，据此我们推测研究区重力异常主要反映了二叠纪—三叠纪超级地幔柱对普里兹湾的裂谷作用的影响.但是磁力异常的走向与重力异常明显不同，呈SE－NW向.按照磁力异常的特征，大致可以划分为两个区域（图3），其中东北区表现为显著的高磁正异常特征，最大超过400nT，而西南区表现为尖峰状高幅磁异常叠加在平缓的低幅度异常之上，这种尖峰状高幅磁异常位于A区的西南侧.

普里兹湾磁力异常和重力异常在走向上的差异，说明磁力异常不是主要源自前寒武纪变质岩结晶基底的地势起伏，而可能主要反映岩浆作用形成的较高磁化率的铁镁质火成岩影响［11］.火成岩的分布可能主要由断层控制，比如在C区东、西部分的边界，磁力异常变化非常剧烈，说明该边界可能对应了断距较大的断层.重力异常和磁力异常在走向上的差异还说明岩浆作用和基底隆升可能不是发生于同一时期，岩浆作用的时代可能先于或者晚于基底隆升的时代（二叠纪—三叠纪）.第一种可能是铁镁质火成岩形成于前寒武纪.前人在普里兹湾B区东部岸上的西福尔丘陵发现在前寒武纪存在多期的铁镁质岩墙群侵入，岩墙群在地面的宽度为几十米到几百米不等，主要为高镁拉斑玄武岩和富铁拉斑玄武岩两种［34］.其中在中元古代的岩浆作用始于正断层的活动，并且存在两次明显的岩浆侵入，其时间分别为1380Ma和1245Ma.这两次岩浆侵入的应力场方向基本一致，并且对应于线性条带状的地壳抬升，可能是由于片状上涌软流圈或者狭长的地幔柱的作用，而不是由于低角度的底侵［34］.第二种可能是铁镁质火成岩形成于南极洲板块和印度板块裂谷期间（白垩纪）.首先，板块重构的研究表明，普里兹湾东部（B区）与孟加拉湾西部为共轭大陆边缘，均表现为高幅磁力异常，可能与早白垩纪凯尔盖朗热点形成的大火山岩省对应［35］.其次，地震剖面BMR33－27在大陆架中部的不规则杂乱反射特征如果确实由岩浆侵入形成，则根据地层接触关系，推断其岩浆侵入的时间要晚于沉积基底.

根据普里兹湾岸上的岩石采样、基底的地震反射特征和重磁场特征及反演结果，P5C块体可能为基底变质岩和铁镁质火成岩共同组成.对于该岩墙群在地下的形态和大小，由于缺少深部反射地震资料，笔者通过重磁反演无法对其进行界定.

9 结 论

本文在对普里兹湾的卫星自由空间重力异常和磁力异常，以及在对计算的均衡残余异常的特征进行分析的基础上，结合ODP钻井资料和声纳浮标折射地震资料，重点对BMR33－21和BMR33－27两条多道地震剖面进行了解释和重力正反演模拟，获得了以下认识：

（1）根据重力异常的特征，普里兹湾的地壳结构可以划分为5个区域，其中普里兹凹陷（A区）的基底较深，表现为凹陷盆地的负异常典型特征，而四夫人浅滩（B区）的基底普遍存在抬升，可能属于凹陷的肩部.在大陆架中部（C区东半部分）存在SW－NE向的条带状基底抬升，并向NE方向逐渐变深，其重力模拟结果表现为高密高磁的特征.C区的东半部分和西半部分的磁力异常在NE方向的水平梯度较大，推测可能存在断距较大的断层.在中大陆架外侧（D区），均衡残余重力异常呈V字形负异常条带状分布，可能由于古陆架地形的影响，在普里兹水道位置向陆方向偏移，推测该区与E区可能同属于COT向陆的部分，在重力模拟剖面上对应于地壳向海方向逐渐减薄，而到E区其厚度与洋壳厚度相似.重力异常分区的走向与作为三联点坳拉槽的兰伯特地堑在普里兹湾的构造走向基本一致，据此我们认为研究区重力异常可能主要反映了二叠纪—三叠纪超级地幔柱对普里兹湾的裂谷作用的影响.

（2）普里兹冲积扇区域的自由空间重力异常和均衡残余异常均表现为高幅正异常特征，其原因可能是由于位于大陆架边缘的超过8km厚的沉积体，负载在较大有效弹性厚度的岩石圈之上.这种较大有效弹性厚度可能与该区域第二期裂谷期之后的沉积间断以及快速进积加厚的演化过程有关.

（3）普里兹湾磁力异常的走向与重力异常明显不同，大致可分为东北高幅正异常区和西南低幅异常区.重磁异常在走向上的差异反映高磁异常主要来源于岩浆作用形成的铁镁质火成岩的影响，并且岩浆作用的时代不同于基底隆升的时代，而可能形成于前寒武纪或者南极洲和印度板块裂谷期间（白垩纪）.

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