南海南沙海槽深部热状态及其构造意义

2021-08-04任自强施小斌王晓芳赵鹏谌永强

热带海洋学报 2021年4期

任自强, 施小斌, 王晓芳, 赵鹏, 谌永强

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 南海海洋研究所, 南海生态环境工程创新研究院, 广东广州 510301;

2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州) , 广东广州 511458;

3. 中国科学院大学, 北京 100049

南海南部大陆边缘不仅发育有众多的含油气盆地, 而且在南海构造演化中扮演着重要角色。特别是南沙海槽区域, 古南海在此处向婆罗洲之下俯冲消减, 东南向的俯冲拖曳及中新世海沟两侧地块的碰撞对南海陆缘裂陷和南海形成演化具有重要作用(Taylor et al, 1980), 因而该区域的构造变形史记录着南海前世今生构造演化的重要信息。地质体变形和岩石圈流变性质与其热状态密切相关(马辉等,2011; 张健等, 2017), 因而南沙海槽热状态研究不仅有助于评估沉积盆地的油气资源潜力, 而且可为深入研究南沙海槽区域的流变学强度与变形机制提供地热学基础。

大地热流是用以研究区域深部热状态和评价油气资源潜力的重要参数。南海南部大陆边缘热流分布的一个典型特征是以NW向西巴兰线为界, 东侧的地温梯度和大地热流明显低于西侧(图1)(Hall,2002; Shi et al, 2003; Cullen, 2010; Hutchison, 2010)。西巴兰线以西的曾母盆地热流平均值高达102mW·m-2, 地温梯度介于36～55mW·m-2(Madon,1999; Shi et al, 2003); 而西巴兰线以东的文莱-沙巴盆地和南沙海槽底部热流平均值仅约60mW·m-2(图1), 其中文莱-沙巴盆地钻井地温梯度一般低于36mW·m-2(Shi et al, 2003)。南沙海槽为一北东向槽型深水区, 槽内地形平坦, 水深介于2.8～2.9km之间,海槽东南侧为自婆罗洲向北持续推覆的文莱-沙巴盆地深水冲断带(图1、2)(Ingram et al, 2004; 唐武等, 2018a, b)。海底表层热流观测容易受到浅层地质过程如沉积物快速堆积作用、流体活动等因素影响,海槽东南侧冲断带内地形复杂、流体活动频繁, 热流测量值受到多种因素的影响(Zielinski et al, 2007;Morley et al, 2014), 而海槽底部深水区热流测量结果主要受源自东南侧的沉积物快速堆积的影响。因此, 为获取南沙海槽的深部热状态信息, 其观测热流数据还需进行浅层影响因素分析。

图1 南沙海槽位置及热流值该图基于中国地质调查局广州海洋地质调查局编制出版的南海晕渲地形图制作, 审图号为JS(2015)02-107, 底图无修改。图中洋红色曲线为3000m等深线, 黄色曲线为南沙海槽区域2000m等深线, 黑色方框为图4a位置, 白色阴影区为文莱滑坡[据Gee等(2007)], 黑色直线为图2和图3的剖面位置, 红色细线为文莱沙巴盆地深水冲断带[引自唐武等(2018b)], 红色粗虚线为区域断裂及推测的古俯冲位置[据Cullen (2014)]。图中圆点为热流,热流数据来源于Shi等(2003)和徐行等(2018b), 黑色点为礼乐滩礁体区钻井, 空心圆为陈爱华等(2017)测得的热流站位Fig.1 Location of the Nansha Trough, showing observed heat flow sites

除热流测量外, 可以利用岩石圈磁性层的分布研究南沙海槽区的深部热状态。岩石圈中磁性矿物的温度随深度增加而升高, 当温度超过550～580℃时, 岩石将失去磁化能力(Bhattacharyya et al, 1975)。因此, 可以通过获取磁性层的底界面即居里面深度,以反映南沙海槽区域的深部热状态信息。考虑到南沙海槽底部深水区的热流测量结果主要受沉积物快速堆积的影响, 影响因素较为单一, 为了获取南沙海槽区可靠的热状态信息, 本文选取该区观测热流值, 利用一维数值模拟软件SlugSed(Hutnak et al, 2007)分析沉积物快速堆积对海槽底部深水区海底热流的影响, 获取反映海槽深部热状态的热流值; 并通过分析研究区磁异常数据, 获取南沙海槽及其附近区域的居里面深度; 利用表层热流和磁居里面的共同约束, 明确南沙海槽的深部热状态, 进而探讨其构造意义。

1 地质概况

一般认为, 古近纪期间, 南沙地块位于古南海北侧的被动大陆边缘。随着古南海向婆罗洲之下俯冲消减, 南沙地块与南海现今北部陆缘一起发生裂陷作用, 并在南海海盆扩张过程中逐渐向南漂移(Taylor et al, 1980; Briais et al, 1993; 李家彪等,2012)。早中新世末, 南沙地块与婆罗洲发生碰撞作用, 俯冲带南侧的早期俯冲带增生楔等混杂岩呈北西向仰冲于南沙地块的减薄型陆壳之上(图2、3)。中新世以后, 受到婆罗洲南侧印澳板块的北向俯冲影响,婆罗洲北部经历了多期隆升和剥蚀, 沉积物被运移至沙巴陆缘, 并不断向北推覆在南沙地块之上(Morley,2007, 2009)。受逆冲推覆体和沉积物的负载作用, 南沙地块南端基底发生快速挠曲下沉(Hall, 2011), 其上发育了文莱-沙巴盆地和南沙海槽盆地(图1)。

南沙海槽位于南沙地块南部, 西南向以西巴兰断裂与曾母盆地相隔, 向东北一直延伸到巴拉巴克断裂, 海槽北侧为南沙岛礁区(包括永暑礁、郑和群礁、礼乐滩和安渡滩等), 南侧为自婆罗洲向北持续推覆的文莱-沙巴盆地深水冲断带(图1、3)(Bell Hamilton, 1979; Hinz et al, 1989; Franke et al, 2008)。冲断带内逆冲断层上盘形成断层传播褶皱, 并突出海底形成背斜脊, 所有逆冲断层向下延伸至同一个滑脱面。冲断带前缘(靠近海槽的一侧)高角度的逆冲断层一直错断至海底(图 3)(Clift et al, 2008;Franke et al, 2008), 说明冲断带至今仍在活动。三维地震数据显示, 南沙海槽南端存在可能由背斜顶部崩塌造成的巨型海底滑坡, 称为文莱滑坡(Gee et al,2007)。该滑坡由婆罗洲陆架前缘延伸至南沙海槽底部(图1、4), 面积超过6300km2(任金锋等, 2020),在南沙海槽底部形成约100m厚的沉积(图4b)。根据滑坡上覆沉积层厚度及沉积速率(约6～20cm·ka-1)可估算该滑坡的年龄为 2000～7000a(Gee et al,2007)。同时, 文莱滑坡体之下存在多处透镜状反射体, 说明可能发生过多期滑坡(图4b)。受沉积物不均匀压实的影响, 海槽内局部存在泥火山(Morley et al, 2014)。

图3 南沙海槽深水冲断带地震剖面[修改自Franke等(2008)]图中黑色线为逆冲断层, 紫色线为冲断带的主滑脱面, 各地层界面年龄据Franke等(2008)。剖面位置见图1Fig.3 Seismic profile showing the deep-water thrust zone in the Nansha Trough

图4 文莱滑坡区热流点分布(a)及南沙海槽深水区滑坡体分布(b)[修改自Gee等(2007)]图a为文莱滑坡区地形, 位置如图1中方框所示; 图中热流点据Zielinski等(2007), 红色点为高热流值点(大于99mW·m-2), 蓝色点为低热流值点(小于40mW·m-2), 绿色点为C182站位, 热流值为27mW·m-2 (Sclater et al, 1976); 黑色长条阴影区为逆冲断层在海底形成的构造脊, 黑色箭头为滑坡滑塌的方向, 黑色曲线为等深线(单位: km), 短虚线为地震识别的滑坡范围; 长虚线为高热流区和低热流区的分界, 其中南侧高热流区平均值为84mW·m-2, 北侧低热流区平均值为59mW·m-2 (Zielinski et al,2007)。图b为南沙海槽底部穿过文莱滑坡体的剖面[引自Gee等(2007)], 剖面位置如图a所示Fig.4 (a) Heat flow stations in the Brunei Landslide and(b) landslide units in the deep-water area of the Nansha Trough

现今南沙地块整体具有减薄的地壳, 其中北部南沙群岛区域岛礁林立、地形复杂, 地壳厚度在10～25km之间(图2), 南部的南沙海槽内水深大于2000m, 地形相对平坦(图1)。穿越南沙海槽的折射地震剖面显示, 地壳厚度自南沙群岛区域向南沙海槽减薄至8～9km(Franke et al, 2008), 南沙海槽基底为强烈减薄的陆壳(Vijayan et al, 2013)。高分辨率地震剖面显示, 海槽内存在高于海底超过1000m的海山, 其上有明显的碳酸盐岩发育特征, 说明海槽区域存在快速沉降(Hutchison, 2010)。

图2 南沙地块地壳结构图a地壳结构据丘学林等(2011), 图b地壳结构据Franke等(2008); 图中红色曲线为居里面深度; 剖面位置见图1Fig.2 Crustal structure profiles in the Nansha Block

2 热流分布

南沙群岛北侧为南海海盆, 西侧为具有高热流值的曾母盆地(图1)。南沙群岛北部热流平均值约为79mW·m-2(徐行等, 2018b), 位于永暑礁南侧的ODP1143钻井热流值高达84mW·m-2(Shi et al,2003)。对南沙海域东部的礼乐滩礁体区的钻井测温数据分析显示, 该区基底热流介于65～75mW·m-2之间(王丽芳等, 2020; 任自强等, 2021)。位于南沙海域西部的北康盆地及其邻近海域, 热流值介于43～115mW·m-2之间, 平均值约77mW·m-2(陈爱华等, 2017)。

根据折射地震解释剖面(图2), 南沙海槽基底为南沙地块东南向延伸的强烈减薄的陆壳。现有热流测量结果显示海槽区域热流值变化很大。Sclater等(1976)曾在该区域获得6个站位的海底热流数据(表1), 其中两个站位(C182和C183)位于海槽两侧, 热流值仅为27mW·m-2和14mW·m-2, 其余4个站位(A176～A179)位于海槽底部, 平均值为61mW·m-2。然而, 其在热流计算过程中所用的沉积物热导率仅为0.70μW·m-3左右(表1), 明显小于南海其他区域的热导率实测值(Xu et al, 2016; 徐行等, 2018a,b)。如以南海西南次海盆及南沙岛礁区海底沉积物的热导率平均值0.85μW·m-3(徐行等, 2018b)进行计算, 则海槽底部热流在68～78mW·m-2之间, 平均约74mW·m-2, 与北部南沙群岛区域的热流测量结果相当(表1)。

表1 南沙海槽区域海底热流值Tab. 1 Heat flow in the Nansha Trough

南沙海槽南端文莱滑坡区域海底探针热流测量结果显示(图4a), 海槽东南侧冲断带内的热流值平均约为84mW·m-2, 而靠近南沙海槽的深水区海底热流平均值明显较低, 仅为59mW·m-2(Zielinski et al, 2007)。海槽底部滑坡区热流测量值明显低于滑坡区以外热流值, 与其强烈减薄的陆壳特征并不一致,很可能是受到了浅层地质过程的扰动。

3 研究方法与参数

3.1 沉积物热披覆效应影响分析

南沙海槽及其邻近区域的热流站位多集中于南侧的文莱-沙巴盆地, 海槽底部深水区热流站位很少(图1)。文莱-沙巴盆地早期为逆冲推覆堆积,近期发育重力滑脱体、滑坡体, 区内地质活动复杂,存在较多影响热流测量的因素, 而南沙海槽底部热流测量值的影响因素主要为滑坡沉积物的快速堆积作用。因此本文选取南沙海槽底部文莱滑坡范围内的热流站位(图4a), 利用SlugSed程序(Hutnak et al, 2007)对滑坡沉积物快速堆积的热披覆效应进行分析, 以获取能够反映深部热背景的海槽区热流值。

SlugSed方法(Hutnak et al, 2007)采用变换有限差分网格计算沉积作用及流体活动对地温场的影响。考虑到本文主要研究沉积物堆积过程对表层热流影响, 因此忽略流体传热及沉积物生热率的影响,因而热传递方程可简化为:

式中: 下标w和s分别代表孔隙水和沉积物骨架,ϕ为沉积物孔隙度。深度上相邻两节点z1和z2间的速度v由公式(4)和(5)计算获得:

沉积物的热导率λ依据沉积物骨架热导率及孔隙水热导率按下式计算:

式中:λw和λs分别为孔隙水和沉积物骨架的热导率。假设沉积物孔隙度仅随深度减小, 并且忽略孔隙水及泥沙骨架的可压缩性时, 孔隙度的计算方程为:

式中:0ϕ为海底表层沉积物的孔隙度,c为压实系数。

计算模型分为两层, 上层为不断增厚的沉积层,下层为沉积基底(图5a)。顶边界为定温度边界, 温度取3℃, 底部为定热流边界Q0。计算过程中以模型顶部(海底表层)热流Qb与底边界热流Q0的比值Qb/Q0计量沉积物热披覆作用对海底热流的影响程度。经计算发现, 相同热物理性质及沉积速率下, 底边界热流Q0的取值对Qb/Q0无影响(图5b)。为方便计算, 本研究的底边界热流Q0取100mW·m-2。

图5 沉积物热披覆效应计算模型示意图(a)[修改自Hutnak等(2007)]和模型顶、底热流比值随底边界热流值的变化(b)图a中加号和向下箭头表示沉积层向下增厚。图b中不同直线表示为图a中模型在不同沉积速率下持续沉积100a, 之后沉积作用结束7000a后顶、底边界热流比值随底边界热流值的变化Fig.5 (a) Schematic diagram of sediment thermal blanketing model, and (b) ratio of heat flow at the top and bottom of the model versus the bottom boundary conditions

SlugSed方法(Hutnak et al, 2007)可以依据不同基底的热物理性质条件, 计算沉积物热披覆效应对海底热流的影响。考虑到基底热导率对计算结果影响较小, 一般介于2%～4%(Hutnak et al, 2007), 故本文忽略模型基底热导率变化的影响, 其热导率取值2.0W·m-1·K-1。根据地震剖面显示(图4b), 海槽南端的文莱滑坡在海槽底部形成了约100m厚的沉积层,由于滑坡体滑塌的时间普遍较短, 本文把滑坡体滑塌过程中沉积物在海槽底部的堆积速率近似为恒定常数。如果该100m厚的沉积物分别在1a、10a和100a时间段内堆积完成, 那么对应的平均堆积速率分别为100m·a-1、10m·a-1及1m·a-1。相对于滑坡沉积物的快速堆积, 滑坡滑塌结束后的正常沉积速率很小, 约为6～20cm·ka-1(Gee et al, 2007), 经计算发现其对滑塌结束后海底热流恢复的影响小于1 %,因而计算过程中忽略滑坡滑塌结束后的正常沉积过程。模型假定滑坡体沉积物主要为砂质沉积物(Ingram et al, 2004), 模型参数取值见表2。

表2 滑坡体热披覆效应影响分析模型的参数与取值Tab. 2 Parameters and values used in the landslide thermal blanketing model

3.2 居里面深度计算

岩石圈中磁性矿物因温度升高而失去磁性的深度界面被称为居里面, 通常认为磁性地层的底界面为居里温度界面。因此, 如果能获得磁性层的底界,则可以对研究区深部热状态进行约束。居里面深度可利用区域磁异常的频谱分析获得, 本文采用Salem等(2014)提出的“去分形法”计算南沙海槽及其邻近区域的居里面深度。

依据Salem等(2014)的去分形方法, 当磁性层磁化强度在x和y方向上具有分形特征, 而在竖直方向上表现为完全随机分布时, 其磁异常强度功率谱ΦF(kx,ky)可以表示为:

式中:α为该磁性层平面上的分形指数,Φ(kx,ky)为磁化强度完全随机分布时的磁异常强度功率谱, 其计算公式为:

式中:A是与磁化方向和地磁场方向有关的常数,ΦM(kx,ky)为磁化强度M(x,y)的功率谱,zt与zb分别为磁性层的顶、底界深度,kx和ky分别是x和y方向上的波数, 并且有:

当磁化强度完全随机分布时,ΦM(kx,ky)为常数(Tanaka et al, 1999), 这时磁异常强度的径向平均功率谱为:

式中: A′为常数。在中、高波数域, 即当波长小于两倍磁性层厚度时, 公式(11)可近似变为:

式中: B为常数。

对公式(13)两边取对数可得:

采用去分形法计算时, 通过不断调整分形指数α, 当实测功率谱和理论功率谱一致时, 即可获得磁性层底界深度。具体步骤为: 首先假设一个较小的分形指数α(Salem et al, 2014), 根据式(8)计算实测磁异常的去分形功率谱Φ; 在给定波数域内利用公式(15)计算得到磁性层底界深度zb, 并计算出理论功率谱ΦMod; 对比实测功率谱Φ和理论功率谱ΦMod, 当Φ与ΦMod一致时所得到的zb即为磁性层的底界深度, 如果两者一致性达不到目标值, 则按步长修正分形指数α; 重复前述过程, 直至观测和理论功率谱的一致性达到目标值。

居里面计算所采用的磁异常数据为最新全球磁异常数据EMAG2v3(Meyer et al, 2017), 分辨率为2'(图6a)。为保证计算结果的准确性, 计算窗口避开了区内无磁异常数据的区域。同时为满足窗口尺寸至少大于居里面深度6～10倍的计算要求(Ravat et al,2007; Salem et al, 2014), 本次计算窗口大小定为256km×256km, 以保证获取足够深的磁性层底界,且相邻两个窗口之间有50%的重叠, 即窗口在x和y方向的移动步长均为128km(图6a)。

图6 南沙及其邻近区域的磁异常分布(a)和计算获得的居里面深度分布(b)该图基于中国地质调查局广州海洋地质调查局编制出版的南海晕渲地形图制作, 审图号为JS(2015)02-107, 底图无修改。图a中磁异常数据来源于Meyer等(2017); 图b中洋红色曲线为3000m等深线, 蓝色虚线为南沙海槽区2000m等深线, 红色实线为区域断裂, 黑色直线为图2的剖面位置Fig.6 (a) Map of total field magnetic anomalies, and (b) Curies depth in Nansha and its adjacent area

4 结果与讨论

4.1 滑坡沉积物堆积对海底热流的影响

图7为3种堆积速率下, 南沙海槽深水区文莱滑坡沉积物对海底热流的影响程度及其随时间的变化曲线。根据该图显示, 在滑坡体发育时, 由于沉积物堆积速率很大, 新堆积的沉积物不能被及时加热,海底热流在沉积物堆积过程中明显降低; 滑塌结束后, 模型假定没有新的沉积, 滑塌沉积物被缓慢加热, 海底热流逐渐恢复。如图7a所示, 不同堆积速率对海底热流降低过程有较大的影响。当堆积速率较大时, 如100m·a-1和10m·a-1时(相当于滑坡发育持续1a和10a), 由于沉积物快速堆积, 海底热流迅速降低; 而当堆积速率较小时, 如1m·a-1时(相当于滑坡发育持续100a), 海底热流先快速降低然后再缓慢降低, 滑塌结束时海底热流降至最低。由于不同堆积速率下沉积物被加热的时间不同, 因而滑塌结束后海底热流的恢复过程亦存在差别, 然而这种差别仅存在于滑坡形成后的几百年内。如图7a所示,在滑塌开始后600a内, 海底热流的恢复曲线有明显的差别, 约600a后不同堆积速率对海底热流的影响程度近于相同。

总体上, 在深部热状态一定并且海底热流仅受文莱滑坡沉积物快速堆积的热披覆作用影响时, 不论滑塌时间持续多长, 南沙海槽深水区海底热流均会在沉积物快速堆积过程中降低, 在约1200a后恢复至深部热流的50%, 而要恢复至90%则至少需要40ka。Gee等(2007)根据文莱滑坡上覆沉积层的厚度估算其年龄为2000～7000a, 由图7b可推测, 现今海槽底部深水区文莱滑坡体上的海底热流仅恢复至深部热流的60%～77%, 说明该滑坡体形成过程中的沉积物快速堆积对现今南沙海槽底部深水区海底热流仍具有较大的影响。

图7 沉积物堆积速率对海底热流的影响图a为滑坡开始形成后1000a内海底热流恢复程度随时间的变化, 不同曲线分别代表不同的沉积物堆积速率。图b和图c分别为滑坡开始形成后100ka和10ka内海底热流恢复程度随时间的变化, 图b中灰色区域为图c的时间跨度, 图c中灰色区域为估算的文莱滑坡的年龄范围Fig.7 Effects of different accumulation rates on heat flow

4.2 南沙地块居里面深度变化

图6b为计算得到的南沙及其邻近区域的居里面深度分布图。图中显示, 南沙及其邻近区域的居里面埋深介于12～24km之间, 其中南沙群岛的居里面较深, 南沙海槽以及西巴兰线的居里面相对较浅。

南沙群岛海区的居里面深度在18～24km之间(图2), 其中郑和群礁及礼乐滩等地壳较厚的区域,其居里面深度最大(大于22km), 位于永暑礁南侧ODP1143井之下的居里面埋深约20km(图6b)。据ODP Leg 184航次报告显示, 1143钻井水深2772m,沉积物厚度约1250m(Wang et al, 2000), 地震剖面揭示该区域莫霍面埋深约18km, 上、下地壳厚度分别约7km和7.5km(图2)。一维热传导方程计算结果显示, 当顶部温度为3℃, 底部热流为66mW·m-2, 各层岩石的热物性依据表3取值时, 可拟合钻井实测热流值为84mW·m-2, 此时580℃(居里温度)的温度界面埋深约20km(图8a), 与居里面计算结果相当,说明本次计算得到的居里面深度与该区温度结构具有良好的对应关系。

表3 一维地温场计算参数值Tab. 3 Parameter values used for 1D temperature calculation

由南沙群岛至南沙海槽区域, 居里面抬升至莫霍面以上, 埋深小于16km, 与地壳的减薄趋势相当(图2)。根据地震剖面显示, 南沙海槽内沉积层较厚,约为5.5km, 上、下地壳厚度分别为4.7km和8.2km(图2)。在一维热传导条件下, 当海底温度取3℃, 底部边界热流取71mW·m-2时, 580℃等值线埋深约为 16km(图 8b), 此时顶边界热流约为90mW·m-2, 说明南沙海槽稳态热状态下应具有较高的热流值, 但受沉积物快速堆积的热披覆作用影响, 海槽底部滑坡范围内的热流测量值相对较低。

西巴兰线位于南沙海域的西南缘, 可能是一条切穿地壳的NW向走滑断裂带(熊莉娟等, 2012; 赵斐宇等, 2017), 沿断裂带居里面深度在16km以浅。该断裂带是古南海向南俯冲的西侧界限, 断裂两侧地壳流变性质不同(Cullen, 2014)。沿断裂带热流较高(图1), 与该线较浅的居里面深度相符。

4.3 南沙海槽深部热状态

上述计算结果表明, 南沙海槽底部深水区文莱滑坡范围内较低的热流值明显受到了滑坡沉积物快速堆积热披覆作用的影响。如以区内热流观测平均值计算(图4a), 该区深部热流介于77～98mW·m-2之间, 表现为较高的热背景。如图4b所示, 除文莱滑坡以外, 海槽内还发育有多期的古滑坡, 这些更早期的古滑坡活动对现今海底热流可能也有一定的热披覆效应, 说明海槽底部深水区可能具有更高的深部背景热流。依据南沙海槽区较浅的居里面埋深,当没有沉积物堆积的热披覆效应影响时, 海槽区的海底热流值可能达到90mW·m-2左右(图8b), 与文莱滑坡区沉积物热披覆效应分析得到的深部背景热流值相当。据图8中的计算结果显示, 南沙海槽现今热流大部分来源于深部地幔(分别为66mW·m-2和71mW·m-2), 也说明南沙海槽区深部具有较高的热背景。

图8 ODP1143井(a)和南沙海槽区域(b)的一维稳态地温场一维模型的顶边界为定温度边界, 温度为3℃, 底边界为热流边界。图中红色线为580℃温度线Fig.8 One-dimensional steady state temperature field at (a) ODP 1143 drill and (b) in the Nansha Trough

南沙海槽区的高背景热流与其新生代构造演化过程相符。现今南海海底扩张之前, 其南侧的古南海于始新世开始向南俯冲于西北婆罗洲之下(Hall et al, 2017), 南沙地块与现今南海北部陆缘一起经历了强烈的拉张减薄作用。在岩石圈拉张减薄过程中,深部地幔上涌, 南沙地块热流及深部温度持续升高(赵长煜等, 2014; Tang et al, 2014; 施小斌等,2020)。渐新世至早中新世期间, 南沙岛礁区随着古南海的拖曳作用和南海海盆的扩张逐渐向南漂移,并于早中新世末与婆罗洲碰撞(Hall et al, 2017)。地震剖面显示, 南沙海槽地壳已经被强烈减薄, 现今海槽区及南侧冲断带之下的地壳厚度仅约8～9km(图2)。因而南沙海槽内较高的深部热状态与其地壳的减薄特征相符, 是新生代华南陆缘裂解及南海形成过程中地壳裂陷作用的结果, 海槽底部滑坡范围内现今较低的热流观测值主要受来自东南侧沉积物的热披覆作用影响。

现今南沙海槽是在强烈减薄陆壳基础上, 受沉积物(尤其是东南侧推覆体)负载作用而挠曲下沉形成的前陆盆地(韩冰等, 2015; 张健等, 2017), 其下为中中新世之前发育的被动大陆边缘裂陷盆地。挠曲盆地的宽度和挠曲深度不仅与负载大小有关,而且与其岩石圈强度密切相关。在负载分布一定的情况下, 岩石圈强度越小, 盆地宽度越小, 盆地则越深。由于岩石圈强度与温度密切相关, 因此具有高背景热流的区域往往具有较低的岩石圈强度(马辉等, 2011; 陈波, 2013; 张健等, 2017)。依据重力异常和地形数据谱分析获得的南沙海槽区有效弹性厚度仅约15km (Shi et al, 2017), 这亦表明研究区具有较低的岩石圈强度和较高的背景热流。因此, 现今南沙海槽的宽度、基底埋深以及前隆位置与其较低的岩石圈强度和深部高热背景密切相关。