OBS2018-H2测线反射与折射数据联合揭示南海北部陆缘洋陆转换带的深部地震结构

赵明辉, 袁野, 张翠梅, 高金尉, 苏晓康,王星月, 程锦辉, 张佳政

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， 广州 510301 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)， 广州 511458 3 中国科学院深海科学与工程研究所， 海南三亚 572000 4 中石化胜利石油管理局有限公司孤东采油厂， 山东东营 257237 5 中国科学院大学， 北京 100049

0 引言

南海是西太平洋最大的边缘海之一.古太平洋板块在晚中生代发生俯冲后撤，从而导致南海北部陆缘的构造背景从挤压变为拉张，从主动大陆边缘转变成被动大陆边缘，之后在多期次的张裂作用下导致南海打开(李春峰等, 2009; 李家彪, 2011; Ding et al., 2020).洋陆转换带是被动陆缘减薄陆壳和洋壳之间的过渡区域，其地壳结构、物质组成及构造特征是探讨南海陆缘属性的关键，同时蕴藏着南海如何经过张裂-破裂过程实现由陆向洋转换的重要信息.

2017年，以钻探洋陆转换带揭示南海张裂陆缘张裂-破裂机制的国际大洋发现计划(IODP)在南海北部陆缘实施，大洋钻探IODP367/368/368X航次钻探了多个基底隆起带，其中IODP站位U1499和U1502位于洋陆转换带内的基底隆起带Ridge A上.钻探结果显示，站位U1499钻遇同张裂期的砾石层(Sun et al., 2018)，U1502钻遇强烈热液蚀变的玄武岩(Larsen et al., 2018a)，没有蛇纹石化上地幔出露.基底隆起Ridge A被认为是同构造沉积和同构造火成岩物质共同组成的复杂构造(Larsen et al., 2018b; Zhang et al., 2021a).但是由于技术的限制，钻探的深度有限，而且井位也有限，无法全面揭示Ridge A之下的深部地壳性质，从而无法解释南海打开的动力学过程与张裂-破裂机制，包括在其深部是否存在下地壳或岩石圈地幔出露等具体科学问题.

2018年在南海洋陆转换带区域第一次开展了三维OBS(ocean bottom seismometer)深地震探测实验，旨在揭示南海由伸展、张裂、破裂到海底扩张的三维速度变化特征(杨富东等, 2020)；然而，由于三维速度结构处理起来比较复杂，研究结果还没有完成.OBS2018-H2测线是此次三维地震实验中的一条(图1)，该测线平行于北部陆缘走向的深地震折射测线，同时穿过了IODP钻探站位U1499和U1502(苏晓康等, 2021).本文以OBS2018-H2测线为基础，采用正演(RayInvr)和反演(Tomo2d)相结合的方法，获得了沿南海北部陆缘构造走向的深达上地幔的速度结构；同时结合高精度的多道反射地震数据以及IODP367/368/368X航次的钻探资料，分析讨论了站位U1499和U1502所在的Ridge A下方的地壳属性、洋陆转换带沿陆缘构造走向的深部结构变化特征，从二维深地震速度结构的角度揭示南海北部陆缘张裂-破裂机制.

图1 南海北部陆缘OBS2018-H2地震剖面(灰色粗实线)位置的水深地形图(a)和自由空气重力异常图(b)实心矩形、圆形和三角形组成的连线分别代表磁异常C11、C10和C9(据Briais等 (1993))；左上角插图内的红色方框表示研究区的位置；灰色箭头代表放炮方向；黄色五角星代表IODP钻探站位；红色实心圆代表OBS台站；黑色细实线为OBS1993测线；Lw3与Lw7测线的交叉点为OBS39台站(U1502站位)的位置；水深数据来自GEBECO_2019, http:∥www.geobco.net； 红色虚线是Zhang等(2021a)划定的白云-荔湾断裂带向南延伸的部分；绿色线是Zhang等(2021a)划定的洋陆转换带范围；黑色虚线是本文研究确定的洋陆转换带范围.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 研究区构造背景

南海在中、新生代古太平洋板块俯冲后撤和古南海拖曳作用下经历了从主动大陆边缘到被动大陆边缘的转变，晚新生代又经历了从扩张到俯冲的转变，多期复杂的板块重组事件让南海成为了研究大陆边缘类型、演化模式和动力学机制较为理想的场所(李春峰等, 2009; 李家彪, 2011).根据南海独特的地质和地球物理特征，前人将南海海盆划分为：东部次海盆(ESB)、西北次海盆(NWSB)和西南次海盆(SWSB).南海自晚白垩世以来经历幕式张裂作用(Schlüter et al., 1996; Franke et al., 2011)，张裂方向总体呈近N-S向或NE-SW向(Sun et al., 2009; Franke, 2013; Ding and Li, 2016).南海中北部的海底扩张始于约32 Ma(Briais et al., 1993).在海盆形成过程中，至少发生了一次向南的洋中脊跃迁事件，并伴有轻微的扩张重定向(Ding et al., 2018).早中新世的洋中脊跃迁标志着西南次海盆的打开和西北次海盆的扩张停止(Briais et al., 1993; Cullen et al., 2010; Barckhausen et al., 2014).此后，直到约16 Ma，海底扩张停止(Li et al., 2014; Guan et al., 2021)，并沿马尼拉平移断层开始俯冲，在约6.5 Ma时与欧亚板块碰撞，造成台湾隆升(Zhao et al., 2019; Sibuet et al., 2021).

2 资料和方法

2018年5—7月，通过搭载中国科学院南海海洋研究所的“实验2”号科考船，国家自然科学基金委“南海北部地球物理共享航次”顺利完成了南海北部洋陆转换带COT区域大规模三维深地震探测实验(杨富东等, 2020).本文重点讨论近东西走向的OBS2018-H2测线(图1)，本次实验震源系统由中国科学院南海海洋研究所的4支大容量Bolt枪组成的气枪阵列及Hotshot型气枪控制器组成，气枪型号为1500LL，总计容量达6000 in3(98.32 L)，激发的气枪信号的主频为4～8 Hz，具有衰减较慢、传播距离较远的特征(赵明辉等, 2008).放炮方向为从东向西，激发的有效炮数849炮，测线长度为178.4 km，穿过了IODP站位U1499和U1502，放炮时间间隔为90 s，放炮期间船速约为5 kn(苏晓康等, 2021).另外，气枪放炮的同时，随船同步还进行了沿测线的多道反射地震数据的采集.该多道反射地震数据共4道，道间距为12.5 m，多道拖缆长度为300 m，采样时间间隔为2 ms.OBS2018-H2测线共投放10台OBS，采样率为100 Hz，回收10台，回收率达到100%.OBS记录数据经过位置校正、格式转换后，获得了10台高质量的综合地震记录剖面，可识别出多组清晰的P波震相(图2—4，以OBS25、OBS38和OBS09台站为例)，包括Pw、PbP、Pg、PmP和Pn震相(苏晓康等, 2021).10个OBS台站共拾取走时数据6223个，其中折射震相4794个，反射震相1429个，拾取震相的不确定性为30～80 ms.

图2 OBS2018-H2测线中OBS25台站射线追踪与走时拟合(a) 垂直分量综合地震记录剖面，带通滤波参数为3～5 Hz和8～18 Hz，折合速度为6.0 km·s-1，折合走时Tred=(绝对走时T-偏移距Offset/6)； (b) 射线追踪与走时模拟，黑色线为基于最终速度模型的理论计算走时，彩色线代表不同震相的实际观测走时，其中观测走时线的粗细代表走时不确定性的大小； (c) 射线路径及最终速度模型，各个颜色射线分别与(b)中震相对应.OBS台站位置见图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.

图3 OBS2018-H2测线中OBS38台站射线追踪与走时拟合说明同图2，OBS台站位置见图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.

图4 OBS2018-H2测线中OBS09台站射线追踪与走时拟合说明同图2，OBS台站位置见图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.

图5 相互交叉的两条多道反射地震剖面及层位解释(TWTT: 双程走时)(a)沿OBS2018-H2测线随船采集的多道反射地震剖面，中间部分与多道剖面Lw3重合，该剖面经过IODP钻探井位U1499和U1502；黄色实心圆代表OBS台站； (b) 与OBS2018-H2交叉的多道反射地震剖面Lw7及其解释(据Zhang et al. (2021a)修改)； (c)和(d) 分别是穿过U1502钻孔的多道反射地震剖面Lw3和Lw7的局部放大(据Larsen et al. (2018a)修改). Lw3和Lw7剖面位置见图1， 两条测线交叉点为OBS39台站，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).

图6 OBS2018-H2测线正演速度结构模型(a) RayInvr正演方法得到的最终速度结构模型，莫霍面上有黄色粗线的部分表示有PmP震相控制，上地壳、下地壳的速度等值线的间隔分别为1 km·s-1和0.2 km·s-1； (b) 射线密度分布，网格大小为0.25 km×0.125 km； (c) 所有OBS台站的走时拟合情况，其中黑色线为理论计算走时，彩色线为观测走时.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.

图7 OBS2018-H2测线反演速度结构模型(a) OBS2018-H2测线Tomo2d初始速度模型； (b) 沿OBS2018-H2测线随船采集的多道反射地震剖面及中部叠加多道剖面Lw3(据Zhang et al. (2021a)修改)； (c) OBS2018-H2测线Tomo2d反演获得的速度结构模型，红色实线代表反射界面(莫霍面)； (d) 射线密度分布.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 地震速度结构与结果

本研究采用RayInvr正演与Tomo2d反演相结合的方式来进行速度结构模拟，两种方法都使用了走时均方根残差RMS和归一化参数卡方值2来对走时拟合的程度进行评价.卡方值2接近1的程度即代表实测走时与理论走时的拟合程度，越接近于1，代表拟合越好.正演与反演两种模拟方法都各有优势，通过两种方法分别得到的模型结果可以互相对比，两个结果若是大致相符，则可说明所得到的速度结构模型具有可靠性.

3.1 正演速度结构模型

软件RayInvr(Zelt and Smith, 1992)是利用P波走时数据获取正演速度结构的较为成熟的软件.首先需要建立初始速度模型；OBS2018-H2测线在采集过程中同时采集了多道反射地震数据(MCS)(图5a)，结合该区域已发表的多道地震反射测线，清晰查明海底与基底(Tb界面)形态；以多道反射地震数据中时间域的地层层位信息为基础，以IODP钻探U1499和U1502钻孔数据(Larsen et al., 2018a,b)为依据，进行时深转换后，建立了初始正演速度模型(苏晓康等, 2021).

通过试错法不断调整模型中各个深度和速度节点，对6223个走时数据不断进行射线追踪与走时拟合，以OBS25、OBS38和OBS09台站为例(图2—4)，使实测走时与理论计算走时逐渐接近，模型不断接近真实模型.直到10个OBS台站中各个震相均拟合较好(图2—4，6c)，最终模拟结果的RMS值为78 ms，2值为1.424(表1)，确定了OBS2018-H2测线下方的RayInvr正演速度结构模型(图6a).从射线密度分布图(图6b)来看，大部分区域的射线密度均在10次以上覆盖，尤其在台站密集的中部区域，射线交叉程度较高，覆盖次数达到30次以上，部分区域甚至可达100次以上.除了两端射线较为缺少，中部区域Moho面射线较为密集，说明速度模型(图6a)得到了很好的约束.

表1 OBS2018-H2剖面正演模拟参数Table 1 Parameters for the forward modeling along profile OBS2018-H2

3.2 反演速度结构模型

Tomo2d是基于走时层析成像方法，可以使用折射和反射震相联合进行反演的软件(Korenaga et al., 2000)，即通过最小二乘正交分解的方法进行速度结构模型反演.与RayInvr正演方法相比，Tomo2d反演需要更少的先验信息，受到人为主观因素影响较少，相对来说可得到更为客观的结果.关于Tomo2d初始反演模型的建立：基底Tb之上的部分与RayInvr正演初始模型一样，参考多道反射剖面的海底、基底和沉积层信息；基底之下的部分不需要分层，等梯度速度场分布在基底之下，但需要设置一个独立反射界面，以便反演求取Moho界面；网格参数大小设置为0.5 km×0.25 km，模型长度180 km，深度20 km(图7a).

反演参数的求取是个繁琐的过程，我们主要参考相近研究区的反演参数(王强, 2020)来设置初始反演参数，然后以控制变量法，固定其他参数，改变其中两个参数进行一系列的搜索测试与选取.对其他参数开展同样的循环搜索测试，最后得到最佳的反演参数组合，对应的水平相关(Lht-Lhb)和垂直相关(Lvt-Lvb)长度分别为3～9 km和3～6 km，反射界面相关长度LhR为6 km，速度平滑(SV)和深度平滑(SD)参数分别为50和30，速度阻尼(DV)和深度阻尼(DD)参数均为10，最终7次反演收敛，RMS值为82 ms，卡方值2为1.483.根据上述反演参数，获得了最终的反演速度结构模型(图7c).

3.3 地震速度结构特征

在速度结构模型中，模型最东侧(160～180 km)由于射线较少(图6b，7d)，限定较差，因此本文不进行讨论.正演速度结构模型与反演速度结构模型(图6a，7c)相比，两者主体特征十分相似，其速度等值线具有相同的起伏趋势，说明最终所得到的速度结构模型结果是可靠的.根据速度结构模型(图6，7)、多道反射地震剖面(图5，7b)特征将模型分为三部分：西部(0～63 km)、中部(63～120 km)和东部(120～180 km).

速度结构模型中(图6，7)，沉积反射基底Tb界面形态起伏较大，沉积层厚度不均匀(1.5～2 km)，莫霍面的形态相对平缓，埋深在13～15 km之间波动，这与多道反射地震剖面(图5a)识别出的莫霍面形态较为相似，平均地壳厚度为6～10 km.模型西部(0～63 km)(图6a，7c)基底埋深5～6 km，上地壳厚度(～4 km)与下地壳厚度(5～6 km)大致相当；模型中部(63～120 km)上地壳相对较薄(约2 km)却相对高速，下地壳厚度～6 km；模型东部(120～180 km)，由于经过石申海山(图1)，基底最浅埋深～4 km，在模型～130 km处形成一个小型的凸起，模型140～180 km处基底埋深迅速变为～6 km，形成一个凹陷，但由于边界效应，此处结构约束不够理想.下地壳高速层(7.0～7.5 km·s-1)呈分段分布(图6，7)，厚度0～3 km，在模型中部断开，正好对应于U1502钻遇海山的地方；在多道反射地震剖面(图5a)中，识别的莫霍面上方相隔较近的区域存在一些断续的近水平状强反射，与莫霍面的强反射形成了双层结构，这与模型中(图6，7)下地壳高速层的形态分布可以很好地对应.

4 分析与讨论

4.1 洋陆转换带平行于陆缘方向的基底分布特征

速度模型的分段性(图6，7)与多道反射地震(图5)显示的基底结构可以非常好的对应.在洋陆转换带基底内部存在多个近似垂直的隆起构造或上拉反射结构(图7b)，它们可能对应于破裂期的岩浆活动，或大量侵入到基底内，或喷出到地表形成大型火山(Sun et al., 2019; Zhang et al., 2021a,b)，并沿陆缘走向上发生了显著的变化(Ding et al., 2020).

在模型西部(0～63 km)，U1499钻遇了裂陷期的砾石层，砾石层主要为沉积岩，没有发现来自于中下地壳的物质成分，推测这些砾石来源于周缘的上地壳(Larsen et al., 2018b; Zhang et al., 2021a)，这与模型中所解释的上地壳的速度结构相一致(图7c).由RayInvr正演(图6a)和Tomo2d反演模型(图7c)中提取的各OBS台站下方的一维速度模型(图8)，也可以看出，位于测线西端的台站(OBS36、OBS25)的一维速度模型位于减薄地壳范围(深灰色)；因此，在构造意义上，模型西部为残留的减薄地壳区.

模型中部(63～120 km)，U1502钻遇了张裂晚期-破裂阶段形成的蚀变玄武岩，海山的核部呈对称的上拉反射(图5).深部大海山的出现、深部Moho面的断续分布以及该处基底速度的显著上升(图5，7b)，暗示了该区强烈的岩浆作用.测线中间台站(OBS37，38，39，40，09，41)的一维速度模型落在非常靠近典型洋壳(浅灰色)和南海减薄陆壳(深灰色)的交叉区域内(图8).通过对Lw3剖面开展综合地质解释，Zhang等(2021a)指出南海北部COT在走向上穿过了约30 km的构造转换带，对应于北部陆缘先存的NW向转换断层和上、下板块分界的交汇区，这一构造薄弱带作为先存的通道，很好地将深部的岩浆带至地表喷发；推测该段下地壳高速层的缺失可能是深部底侵的岩浆物质被大量带至地表，从而形成了相对高速的基底与高速的上地壳(图7).因此，模型中部表现为高度岩浆化的洋陆构造转换特征.

模型东部(120～180 km)，速度模型中(图6，7)表现出了显著的上/下地壳的速度结构特征，东部OBS台站(OBS42，43)下方的一维速度结构特征(图8)具有减薄地壳性质.然而，在多道反射剖面图(图7b)中，此处的反射振幅却表现出上拉的构造，在地质结构上曾解释为中/下地壳的出露(Zhang et al., 2021a).如何理解这种反射剖面地质解释与地震速度结构模型的“不匹配”？Peron-Pinvidic和 Osmundsen(2016)强调在陆缘远端带-洋陆转换带剥露的深部物质会发生冷却，或被流体活动所改造，进而孔隙度和裂隙增加、速度显著降低，在不同地区需要结合具体的地质过程开展合理分析.由此我们推测，可能由于中/下地壳剥露之后发生了冷却，继而进行了韧性-脆性的转换，在深部形成了新的脆/韧边界，也即速度模型上揭示的上/下地壳分界(图7c).相似的下地壳韧性-脆性转换在白云东凹(Zhao et al., 2021)和U1504站位(Sun et al., 2019)也被揭示.因此，模型东部解释为中/下地壳剥露区.

图8 OBS2018-H2测线各台站下方的一维速度模型(a)和(b)分别为从OBS2018-H2测线的RayInvr正演和Tomo2d反演速度结构中抽取的各台站下方的一维速度模型.图中浅灰色区域代表0～127 Ma的典型洋壳范围(White et al., 1992)；深灰色的区域代表南海减薄陆壳范围(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 下地壳高速层

南海从张裂期到海底扩张停止后一直存在着岩浆活动，以多期次、多样式为主要特征(Xu et al., 2012; Huang et al., 2013).地球化学分析表明，多数岩浆活动与深部的地幔岩浆和俯冲板片循环物质有关(Yu et al., 2018; Zhang et al., 2018).数值模拟显示，南海不仅存在板块扩张引起的浅部(<200 km)地幔上涌，还有周边俯冲板块下沉引发的深部(>600 km)大规模地幔上涌(Lin et al., 2019)，从而形成了南海丰富的岩浆活动.

OBS2018-H2速度模型(图6，7)中，其下地壳高速层(7.0～7.5 km·s-1)表现为不连续分布，在模型80～100 km范围内无下地壳高速层，与研究测线交叉的OBS1993测线(Yan et al., 2001)的速度结构同样无下地壳高速层发育，这说明南海北部陆缘洋陆转换带具有空间差异性.OBS2018-H2测线速度结构模型(图6，7)显示，地壳整体厚度较薄(6～10 km)，而IODP367/368/368X钻探结果没有蛇纹石化地幔出露，且多道反射地震剖面(图7b)在基底内部见到很多的上拉反射结构，呈近似垂直构造，Sun等(2019)和Zhang等(2021a)将其解释为岩墙，且向洋方向显著增多.成因上，下地壳高速体很可能对应于这些岩浆侵入体在深部的残留，或是岩浆底侵体(Pérez-Gussinyé and Reston, 2001; Manatschal, 2004)；因此推测，下地壳高速层可能是岩浆底侵作用形成的.

沿OBS2018-H2测线速度结构中，这些底侵的岩浆可能由同破裂期的地幔熔融产生(White and McKenzie，1989)，或是上地幔小尺度对流成因(Mutter et al., 1988)，然后在下地壳发生底侵形成高速层.Bown和White(1995)的地幔熔融模型(图9)，描述了熔融岩浆厚度与地壳拉张因子、张裂持续时间、地幔位温间的关系，估算了地幔减压熔融产生的同张裂期熔融岩浆量.前人研究表明，南海北部陆缘初始张裂始于65～55 Ma(Taylor and Hayes, 1983; 邹和平等, 1995; Lei et al., 2019)，海底扩张始于32 Ma(Briais et al., 1993; Li et al., 2014)，因此，张裂持续的期间位于33～23 Myr(图9).地幔位温设置为1300 ℃(Bown and White, 1995; Clift and Lin, 2001)、1350 ℃(Wan et al., 2019; Yang et al., 2019)和1400 ℃(Lester et al., 2014).假定正常陆壳厚度为32 km(Li et al., 2006)，综合本文OBS2018-H2测线地壳结构特征及邻近区域的前人研究(雷超等, 2013)，该测线拉张因子为3.0～6.0.从图9中可以看出，当地幔位温为1300 ℃时，不发生同张裂熔融；当地幔位温上升到1350 ℃时，同张裂熔融体厚度在1 km以下；当地幔位温上升到1400 ℃(图9)，存在一定程度的同张裂岩浆活动，厚度约3 km(黑色十字).相比而言，南海北部陆缘大量的底侵体和侵入体反映了该区在张裂期可能地幔温度较高，在伸展破裂阶段更容易发生解压熔融；且从减薄陆壳向洋陆转换带方向，同张裂岩浆活动的贡献逐渐增大，显示出时间与空间上的连续性与差异性.

图9 同张裂期熔融岩浆厚度与地壳拉张因子、张裂持续时间以及软流圈地幔位温的关系灰色实线、黑色虚线和黑色实线分别代表地幔位温为1300 ℃、1350 ℃、1400 ℃时熔融岩浆体厚度等值线，等值线上的数字代表熔融厚度(Bown and White, 1995)； 黑色十字形代表OBS2018-H2测线的拉张因子及张裂持续的时间.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 张裂-破裂机制地质模型

南海北部陆缘的张裂-破裂机制一直存在着许多观点，导致其构造属性一直存在争议.IODP367/368/368X航次钻探论证前，研究区洋陆转换带COT处(图1)推测可能存在着蛇纹石化的地幔(Savva et al., 2013; Franke et al., 2014; Brune et al., 2017)，属于贫岩浆型被动陆缘.然而在钻探结束后，COT内的三个站位(U1499、U1500、U1502)并没有发现蛇纹石化橄榄岩(Jian et al., 2018; Sun et al., 2018)，与典型的大西洋型被动陆缘不同，随着南海深部计划研究的深入，观点逐渐明确，北部陆缘从东向西的构造属性和岩浆活动实际上具有空间差异性.Gao等(2015)认为南海北部陆缘应该属于贫岩浆型(非火山型)与富岩浆型(火山型)之间的一种特殊的边缘海型大陆边缘.Wang等(2019)认为，南海不同于大西洋型的板内张裂，其张裂-破裂模式为板缘张裂，同时受到构造拉张作用与俯冲构造背景的影响.Ding等(2020)通过精细解释南海北部陆缘的4条多道反射地震剖面，认为北部陆缘的西部区域岩浆作用相对较弱，构造伸展作用占主导；而中-东部区域岩浆的活动相对较强，拉张的速度较快.这种陆缘属性的差异性，与继承性构造(Manatschal et al., 2015)、张裂的速度(Bown and White, 1995)、地幔位温(Reston and Morgan, 2004)等因素有关.

本研究通过井-震联合、反射-折射联合分析，指出南海中部IODP钻探区的地壳结构和岩浆活动在平行于构造走向上存在着时空变化，洋陆转换带地区岩浆作用显著增强.结合前人研究结果、IODP钻探结果、以及与OBS2018-H2测线交叉测线(Lw7)(图5b)分析，本文建立了简单的地质模型阐述该地区的张裂-破裂机制(图10).南海北部陆缘上地壳的断层作用与下地壳的韧性颈缩共同促使地壳减薄，形成极度减薄的陆壳(图10a)，直到地壳和地幔变形的渐进耦合，触发地壳破裂(Brune et al., 2014)；U1502钻探结果证实其由玄武岩构成，且已具有洋中脊玄武岩成分(Larsen et al., 2018a)，说明在该区软流圈物质可能已经抬升到很浅，多数岩浆已经喷发至地表.深地震探测结果同样揭示了从张裂最后阶段到破裂，岩浆活动在时间和空间上逐渐增加(Ding et al., 2020; Zhang et al., 2021a,b)，最后一期张裂经历的时间相当短暂(<10 Myr)，地壳快速伸展变薄，引发了软流圈的快速上涌和陆壳破裂，迅速过渡到火成岩地壳增生阶段(Larsen et al., 2018b; Wang et al., 2019)，形成相对狭窄的洋陆转换带(10～20 km，图10b).在洋壳区域，岩浆作用完全占据主导地位，形成稳定的火成岩洋壳(U1500、U1503)(图10c).因此，该测线的破裂阶段表现为以岩浆作用为主导的破裂，与典型的贫岩浆型与富岩浆型均不相同，是一种特殊的岩浆为主导的边缘海型大陆边缘.

图10 南海北部陆缘张裂-破裂机制的地质概念模型(a) 地壳极度减薄，并在始新世-渐新世过渡期(34～30 Ma)发生岩浆活动； (b) 软流圈上涌，大量熔融物质侵入破坏减薄薄陆壳，触发大陆破裂，火成岩洋壳开始形成(～30 Ma)； (c) 稳定的海底扩张(～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 结论

南海北部陆缘OBS2018-H2测线穿过了IODP钻探的站位U1499和U1502，对于探讨沿陆缘构造走向的洋陆转换带深部结构至关重要.本研究利用正演和反演相结合方法，获到了测线下方可靠的深部地壳速度结构.地壳整体平均厚度6～10 km；莫霍面的形态相对平缓，埋深13～15 km.

结合OBS2018-H2测线速度结构特征与IODP站位U1499和U1502下方的基底属性，模型划分为西部残留减薄地壳区(0～63 km)、中部构造转换区(63～120 km)和东部中下地壳剥露区(120～180 km)三部分，阐明了洋陆转换带沿北部陆缘走向的分布特征.OBS2018-H2测线的OBS25台站靠近IODP的钻探站位U1499，其下伏的地壳属于南海减薄地壳区；OBS39台站靠近U1502，其下方的一维速度模型落在典型洋壳和南海减薄陆壳的交叉区域，表明下伏地壳为一种高度岩浆化的混合地壳，属于构造转换区.

沿着OBS2018-H2测线下方的下地壳高速层呈现不连续的分布特征，结合研究区的断层发育特征、测试的同张裂期熔融岩浆厚度及岩浆活动的总体特征，推测南海北部陆缘的下地壳高速层可能是通过多阶段的岩浆底侵作用形成的；扩张后岩浆活动占据主导地位，而同张裂岩浆活动的贡献在减薄陆壳向洋陆转换带的方向上逐渐增大，显示出时间与空间上的连续性与差异性.

本文建立了简单的地质概念模型，探讨了南海北部陆缘的张裂-破裂机制.南海北部陆缘的地壳在晚始新世至早渐新世(34～30 Ma)快速伸展减薄，引发了软流圈的快速上涌，同时伴生岩浆向减薄地壳的侵入；熔融物质在～30 Ma大量上涌，侵入破坏减薄陆壳而触发陆壳破裂，快速过渡到火成岩地壳增生，形成相对窄的洋陆转换带.最后一期的破裂阶段以岩浆作用占主导，构造属性表现为一种特殊的边缘海型大陆边缘.

致谢本研究在数据采集过程中得到了国家自然科学基金南海北部地球物理共享航次计划(NORC2018-08)的支持，中国科学院南海海洋研究所提供了“实验2”号科考船，感谢船上所有科考人员及船员的帮助.在数据处理过程中，得到了本研究团队成员刘思青、庞新明、王强、黎雨晗、任昱、杨富东、张浩宇、李子正的大力支持与帮助；感谢微信群Marine G&G有益的讨论；部分图件绘制使用了GMT软件(Wessel and Smith, 1998).感谢两位审稿人与编辑提出的建设性意见.