西菲律宾海盆的构造沉积特征及对海盆演化的指示——来自地球物理大断面的证据.pdf

第4 8 卷第6 期 2017 年11 月 海洋与湖沼 O C E A N O L O G I AE TL I M N O L O G I AS I N I C A V 0 1 4 8 N O 6 N O V ，2 0 1 7 西菲律宾海盆的构造沉积特征及对海盆演化的 指示 来自地球物理大断面的证据木 董冬冬1张正一1 ，2张广旭1白永良3范建柯1 ( 1 中国科学院海洋研究所中国科学院海洋地质与环境重点实验室 青岛 2 6 6 0 7 1 ；2 中国科学院大学北京1 0 0 0 4 9 ； 3 中国石油大学( 华东) 青岛2 6 6 5 8 0 ) 摘要菲律宾海发育了全球最典型的沟弧盆体系，新老俯冲系统众多，是研究大洋板块扩张过程 的理想场所。本文主要利用2 0 1 5 年中科院海洋所在西菲律宾海采集的1 4 0 0 k m 地球物理大断面，并 结合最新的重力数据，对比、分析了西菲律宾海内部古扩张中心( 中央海盆裂谷) 和残留弧( 九州帕劳 海脊) 的沉积地貌和地壳结构特征。研究表明：( 1 ) 中央海盆裂谷内部发育远洋沉积为主的沉积物，沉 积层序分布不均，局部盆地内沉积物厚度可达3 0 0 m 。九州一帕劳海脊附近发育与火山碎屑物源有关 的厚层沉积物；( 2 ) 以1 2 9 0 3 0 E 处的转换断层为界，裂谷东西部洋壳结构分别体现“慢速”和“快速” 扩张特征，东部洋壳岩浆供应较少，厚度较小，断裂较为发育，其附近可能发生水岩作用；西部洋壳 岩浆供应较多，厚度较大，结构相对均一；盆地西部的小规模地幔柱可能控制了裂谷东西部不同洋 壳结构的发育；( 3 ) 九州一帕劳海脊内的角度不整合面代表岛弧裂解事件，张裂与挤压构造共同发育反 映了裂解过程的复杂性。 关键词 中央海盆裂谷；九州一帕劳海脊；多道地震；地壳结构；地幔柱 中图分类号P 6 7 d o i：1 0 1 1 6 9 3 h y h z 2 0 1 7 0 7 0 0 1 7 8 海底扩张对大陆边缘及大洋盆地的形成演化具 有重要的作用，同时还与俯冲带的物质循环和变形 密切相关并相互影n l 甸( L e r o ye ta l ，2 0 0 4 ；M a r t in ，2 0 0 7 ； H a n d ye ta l ，2 0 1 0 ) 。板块俯冲诱发地幔物质熔融，在 上覆板块上形成岛弧( W y l l iee ta l ，1 9 8 4 ) ，同时俯冲后 撤为弧后地壳的张裂提供空间( 石耀霖等，1 9 9 3 ) ，从 而产生新的扩张中心。作为上述过程的重要结构单元 海盆扩张中心与岛弧，其构造特征不仅能够反映俯 冲系统的演化历史( U y e d ae ta l ，1 9 7 4 ；L a ch e n b r u ch ， 1 9 7 6 ；Z h a oe ta 1 1 9 9 7 ；T a l w a n i e ta l ，2 0 1 3 ) ，而且可以 印证板块构造学说的主要过程，具有极为重要的研 究意义。 西菲律宾海盆是菲律宾海板块内最大的盆地( 图 1 1 。海盆中部的裂谷是西菲律宾海盆的古扩张中心， 呈北西一南东向；九州帕劳海脊是海盆的东部边界， 近南北向伸展。中央海盆裂谷与九州帕劳海脊为同 一沟弧盆系统内的古构造，海盆的扩张方式与海脊 的裂解方式制约西菲律宾海盆以及海脊东部弧后盆 地的演化，因此对中央海盆裂谷与九州帕劳海脊沉 积构造特征进行对比和分析，对充分认识菲律宾板 块的演化特征具有重要的意义。前人曾对中央海盆裂 谷和九州帕劳海脊做过许多有关地貌( 如F u j io k ae t a l ，19 9 9 ；D e s ch a m p se ta l ，19 9 9 ，2 0 0 2 a ；O k in oe ta l ， 2 0 0 3 ) 和地壳结构( M r o z o w s k i e ta l ，19 8 2 ；H il d ee ta l ， 1 9 8 4 ；N is h iz a w ae ta l ，2 0 0 5 ，2 0 0 7 ；L a l l e m a n d ，2 0 1 6 ) 以 及少量岩石学工作( 如I s h iz u k ae ta l ，2 0 11 ) ，但对人工 地震剖面的研究较为缺乏，无法直接观测到深部的 沉积构造特征。 2 0 1 5 年中国科学院海洋研究所对西菲律宾海盆 开展了综合地球物理考察，采集了1 4 0 0 k m 长的多道 + 中国科学院战略性先导科技专项( A 类) 项目，X D A l l 0 3 0 1 0 2 号；国家自然科学基金项目，4 1 4 7 6 0 4 2 号；全球变化与海气相 互作用专项项目，G A S I G E O G E 0 2 号。董冬冬，博士，副研究员，E - m a il ：d o n g d o n g d o n g q d io a ccn 收稿日期：2 0 1 7 0 7 0 3 ，收修改稿日期：2 0 1 7 0 9 1 3 海洋与湖沼 4 8 卷 地震测线，并同步获得重磁及多波束等宝贵数据( 图 1 ) 。地震剖面穿过了西菲律宾海盆的古扩张中心和九 州帕劳海脊，为裂谷和海脊沉积构造特征的研究提 供了宝贵的基础数据。本文主要利用地球物理大断面， 并结合最新的重力数据，对比、分析了西菲律宾海内 部古扩张中心( 中央海盆裂谷) 和残留弧( 九州一帕劳海 脊) 的沉积地貌和地壳结构特征，并探讨了其对海盆 演化过程的指示作用。 1 构造背景 菲律宾海板块于欧亚板块与太平洋板块之间( 图 1 ) ，板块内部结构复杂，存在大洋盆地、残留或活跃 的扩张中心、火山弧、无震洋脊等构造单元。作为菲 律宾海板块内最大的盆地，西菲律宾海盆的演化模 式至今存在争议，目前普遍认为海盆起源于弧后盆 地的扩张( D e s ch a m p se ta l ，2 0 0 2 b ) 。本文主要介绍海 盆内的中央裂谷构造和作为海盆东边界的九州帕劳 海脊，并基于深海钻探计划( D S D P ) 的岩心数据介绍 这海盆和海脊内发育的主要地层。 1 1 西菲律宾海盆中央裂谷 中央海盆裂谷( C e n t r a lB a s inF a u l t ，简写为C B F ) 或中央海盆扩张中- I i, ( C e n t r a lB a s inS p r e a d in gC e n t e r ， 简写为C B S C ) 是西菲律宾海盆的古扩张中心，海盆 在其两侧对称扩张( M r o z o w s k i e ta l ，1 9 8 2 ；H il d ee la l ， 1 9 8 4 ) ，扩张时间约为5 4 - - 3 3 3 0 M a 。大致以裂谷内 1 2 9 。3 0 转换断层为界，中央海盆裂谷附近的地貌在 东西两侧表现出不同的特征。东部表现出非火山型 扩张作用控制下的“慢速扩张”特征( S m a l l ，1 9 9 4 ； O k in oe ta l ，2 0 0 3 ) ，发育深裂谷及节点盆地，两侧多 发育崎岖海山；而西部表现出“快速扩张”特征，扩 张中心出现交叉重叠，且内部发育火山，两侧的海 山构造较为平滑。海盆扩张停止后，3 0 - - 2 6 M a 在海 盆中东部发生了一期短暂的无岩浆伸展事件 ( D e s ch a m p se ta l ，2 0 0 2 a ) ，扩张方向为北东南西向， 形成北西南东向的深裂谷，切穿早期的东西向扩张 构造。该特征同样也是在1 2 9 。3 0 转换断层以东表现 更为典型。 1 2 九州一帕劳海脊 九州帕劳海脊( K y u s h u P a l a uR id g e ，K P R ) 是位 于中央海盆裂谷东侧的正地形单元，比周边洋底高 2 0 0 0 3 0 0 0 m ，是菲律宾海板块上最长的无震脊 ( L a l l e m a n d ，2 0 1 6 ) ，南北伸展近2 6 0 0 k m 。老的九州 帕劳海脊形成于始新世至渐新世，是太平洋板块俯 冲形成的岛弧，之后海沟的后撤导致岛弧发生裂解， 中间发育了四国帕里西维拉海盆及马里亚纳海槽等 一系列弧后盆地，岛弧西侧残留在原地形成现今的 九州帕劳海脊，东侧逐渐发育为现今的伊豆马里亚 纳( I B M ) 岛弧( N is h iz a w ae ta l ，2 0 0 7 ；P a r ke ta l ，2 0 0 9 ) 。 1 3D S D P 站位 研究区主要位于西菲律宾海盆中央海盆裂谷和 九州一帕劳海脊，附近海域距离最近的深海钻探 ( D S D P ) 站位为D S D P 3 1 2 9 0 和D S D P 5 9 4 4 8 。两个站 位的钻孔数据为本文提供的重要的基础资料和约束。 D S D P 3 1 2 9 0 站位位于九州帕劳海脊以西 1 5 0 k m 的西菲律宾海盆内部，水深约6 0 0 0 m ，其中 2 9 0 钻孑L 总长为2 5 5 m ( I n g l ee ta l ，1 9 7 5 ) 。浅部为晚渐 新世以来沉积的9 0 m 厚的褐色富泥黏土，下部为4 9 m 的超微化石软泥。超微化石软泥向黏土的转换标志着 西菲律宾海盆在晚渐新世沉降到碳酸盐补偿深度之 下。超微化石软泥下部为厚度超过8 0 m 的火山泥( 晚 始新世或早渐新世) ，形成了海脊西侧大型沉积扇的 远端。底部的沉积单元是厚达3 0 m 的火山角砾岩( 晚 始新世或早渐新世早期) ，是由局部高地形的滑塌所 形成。尽管未钻遇基底，但是碎屑中的玄武岩碎片和 超微化石暗示基底年龄为晚始新世。 D S D P 5 9 4 4 8 站位位于九州一帕劳海脊内，水深约 3 5 0 0 m ，4 4 8 和4 4 8 A 钻孑L 总长分别为5 8 3 和9 1 4m ，主 要钻遇地层的岩性为沉积物和玄武岩( K r o e n k ee ta l ， 1 9 8 1 ) 。两个钻孑L 都没有钻遇洋壳基底，但是都钻遇岛 弧基底( 定义为首次钻遇的岛弧型火山岩) 。从钻孔的 综合层序来看，上部沉积物厚度约3 2 0m ，可划分为 五个岩性单元，主要由超微化石软泥和粉末、玻屑凝 灰岩和细玻屑凝灰岩组成，最年轻的沉积物为中中 新世超微化石软泥，其上的沉积物全部被侵蚀。下部 为玄武岩与火山碎屑岩互层( 中渐新世) ，熔岩流的最 大倾角为4 5 0 ，上覆的凝灰岩及火山灰最大倾角为 2 0 。，而非火山岩的白垩层未发现明显的倾斜。这种现 象表明，很可能在火山作用期间或停止后短期内地 层不断发生倾斜。中渐新世末期，随着火山作用的停 止，洋脊开始缓慢沉降，而几乎没有发生大规模的构 造扰动。 2 数据与方法 2 1 数据来源 依托中国科学院战略性先导科技专项，中国科 学院海洋研究所2 0 1 5 年利用“科学”号考察船在西 6 期 董冬冬等：西菲律宾海盆的构造沉积特征及对海盆演化的指示 来自地球物理大断面的证据 1 4 1 7 菲律宾海盆采集了1 4 0 0 k m 长的地球物理大断面，包 括多道地震和重磁多波束等的同步采集。所用地震电 缆的工作段长度为1 5 0 0 m ，震源为4 支气枪组成的枪 阵，容量分别为5 2 0 in 3 ，3 8 0 in 3 ，2 5 0 in 3 和1 5 0 in 3 ，最大 和最小炮检距分别为17 2 2 m 和2 3 4 5 m ，其他记录参 数如表l 所示；水深数据采用2 0 0 9 年美国国家地球 物理数据中心发布的E T O P 0 1 数据( A m a n t ee la l ， 2 0 0 9 ) ；地壳厚度反演所用的重力异常数据采用2 0 1 4 年美国S cr ip p s 海洋研究所S a n d w e l l 小组发布的卫星 测高反演重力异常( S a n d w e l le ta l ，2 0 1 4 ) ；沉积层厚 度分布数据主要来自于N G D C 发布的全球沉积层厚 度数据集( D iv in s ，2 0 0 3 ；G 6 1 ie ta l ，2 0 0 7 ) ；中央海盆裂 谷的多波束地形数据主要参考D e s ch a m p s 等( 2 0 0 2 a ) 的研究结果。 水深( k m ) 图1菲律宾海板块构造单元图 F ig 1 T h et e ct o n icu n it so ft h eP h il ip p in eS e aP l a t e 注：红色线为地震测线位置，图l a 中的黑色方框指示图l b 的位置，D S D P 3 1 2 9 0 和D S D P 5 9 4 4 8 为深海钻探计划( D S D P ) 站位；图l b 中的 黑色方框指示图3 5 中地震剖面的位置 1 4 1 8 海洋与湖沼 4 8 卷 2 2 研究方法 2 2 1 地震数据处理地震数据处理采用特色 2 D P S T M ( 2 DP r e S t a ck T im eM ig r a t io n ，二维叠前 时间偏移) 处理流程。利用专业地震处理软件，针对 深水资料特点，部分应用自编软件模块，并重点从 振幅补偿、叠前保幅综合去噪、组合反褶积、多次 波衰减、精细偏移速度场建立、二维叠前时间偏移 成像等方面，优选处理模块和参数建立了一套适用 本海区的地震处理流程，完成了所有地震资料精细 处理。 2 2 2 沉积物厚度计算本研究区主要位于西菲 律宾海盆中央海盆裂谷和九州帕劳海脊，附近海域 分布有5 口D S D P 钻井。根据数据的丰度和精度，分 别选取D S D P 3 1 - 2 9 0 和D S D P 5 9 4 4 8 井的声波速度测 井数据开展时深拟合。首先利用深度速度数据对计算 得到深度时间数据对，然后利用二次多项式拟合得 出时深转换公式。研究区内的沉积物厚度较薄，二次 函数可获得较好的拟合结果( 周蒂等，2 0 0 8 ) 。拟合结 果见图2 ，其中，纵坐标为从海底算起的深度( m ) ，横 坐标为双程反射时间( s ) 。 双程反射时( s ) 0 101 50 202 5 03 15 0 曼 越 雕2 0 0 D S D P3 1 2 9 0 数据 D S D P5 9 4 4 8 数据 双程反射时( S ) 0010 ，2o 30 405 罔2沉积物叫川 采J 莛火系拟合m 1 线 F ig 2F it t in go ft h et im e d e p t h r e l a t io nms e d im e n t a ：D S D P 31 - 2 9 0int h eW e s tP h il ip p in eB a s in ；b ：D S D P 5 9 4 4 8int h eK y u s h u - P a l a uR id g e 注：a 是西菲律宾海盆内的D S D P 3 1 - 2 9 0 井数据；b 是九州帕劳海脊内的D S D P 5 9 - 4 4 8 井数据 2 2 3地壳厚度反演地壳厚度反演主要参考B a i 等( 2 0 1 4 ) 提出的反演流程。岛弧和洋底高原地壳密度 设定为2 7 9 cm 3 ，正常洋壳区域设定密度为2 8 5 9 cm 3 ； 从自由空间重力异常场中剥掉由海水层、沉积层、地 壳、岩石圈地幔引起的重力异常，剩余异常即为由莫 霍面起伏引起的异常。以C R U S T l 0 给定的莫霍面埋 深为约束，在频率域内反演出莫霍面埋深( P a r k e r ， 1 9 7 3 ) ；在反演得到的莫霍面埋深的基础上，减去水 深和沉积层厚度，得到地壳厚度。 3 地震剖面解释 地球物理大断面呈北西南东向展布，主要穿过 西菲律宾海盆中央裂谷及其两侧5 0 k m 以内的洋壳， 最南端横穿九州帕劳海脊进入其东侧的帕里西维拉 6 期董冬冬等：西菲律宾海盆的构造沉积特征及对海盆演化的指示 来自地球物理大断面的证据 海盆。地震剖面清晰揭示了中央海盆裂谷及其邻近洋 壳和九州一帕劳海脊等构造单元沉积层及地壳的反射 特征，可以进一步指示裂谷和海脊的构造演化信息。 3 1 沉积层反射特征 西菲律宾海盆中央裂谷周边区域形成于海盆扩 张的最后阶段，即晚始新世或早渐新世，形成不久开 始接受稳定的沉积。在地震剖面上，地震层序基本表 现为上下两套层序，上部为平行或近平行的地震层 序，显示稳定的沉积环境；平行层序底部识别出一条 强振幅反射轴，下部无法清晰识别出地震层序，因此 将该反射识别为声学基底，命名为R I ( 图3 ) ，反映海 盆扩张停止事件，应该对应于D S D P 3 1 2 9 0 站位地震 剖面所揭示的基底反射( I n g l ee ta l ，1 9 7 5 ) 。R 1 上部的 地震层序反映海底扩张停止后接受的沉积。总体上看， 研究区的沉积层序分布不均，厚度较薄。多数区域的 沉积厚度不足1 0 0 m ，反映了以远洋沉积为主的特征。 但是在海底扩张形成的局部凹陷或盆地内，沉积物 厚度较大，最厚约3 0 0 m ，主要物源应来自周边的火 山碎屑物质( I n g l ee ta l ，1 9 7 5 ) 。图3 a 展示的沉积盆地 位于1 8 0 N ，1 2 8 5 0 E ，是洋中脊和转换断层相互作用 形成的节点状盆地( n o d a lb a s in ) 。其沉积层序的时间 厚度超过3 0 0 m s ，根据图2 a 的时深转换公式计算其 厚度约为2 8 0 m 。该盆地的水深为6 6 0 0 m ，比周边海 底深1 3 0 0 m ，巨大的地形差使得其接受了来自周边的 大量火山碎屑，从而形成区域沉积中心。地震剖面揭 示裂谷轴部扩张中心处的沉积物较少，说明裂谷轴 部年龄新，沉积历史短。局部可识别出稳定分布的薄 层沉积，沉积物底部均可清晰地识别出代表洋壳顶 面的强反射轴，可以此约束中央海盆裂谷停止活动 的时间。 九州帕劳海脊以西近2 0 0 k m 的地震剖面显示， 除部分海山之外，该区的沉积物变厚且分布较为稳 定，厚度约为1 6 0 - - 2 0 0 m ( 图3 b ) ，呈现大规模披覆沉 积的特征。推测主要受九州一帕劳海脊的火山碎屑物 源的影响。地震剖面揭示九州帕劳海脊由多个隆起 的火山脊排列而成，在火山脊之间形成多个盆地，沉 积有较厚的地层，可达3 8 0 m ( 图4 ) 。图4 所示的沉积 层序中间可明显识别出一条角度不整合面，上部层 序在地震剖面上呈现水平反射，无明显构造扰动；而 下部层序清晰的呈现为向斜褶皱特征，且发育较大 规模的正断层，反映了复杂的构造事件，可能与岛弧 裂解有关。 距离( k m ) 6 0 留7 磉 呕 掣 睽8 9 b 。N W 沉积物稳定分布S E 之：鎏堑黪= 于f 曩i。 麓墨! 基哥鼋ii堡每二鬯蓬i善 ，晕；参二。01 鼍耋t 之? 。， 爹一萋一蒸 图3 沉积物分布特征 F ig 3 T h ed is t r ib u t io no fs e d im e n t a ：w it h int h eC e n t r a lB a s inF a u l t ；b ：n e a r b yt h eK y u s h u P a l a uR id g e 注：a 是中央海盆裂谷内部：b 是邻近九州帕劳海脊处。地震剖面位置见图1 海洋与湖沼 4 8 卷 幽4 九州帕劳海脊内部盆地ij il i 构造特征 F ig 4 T h et e ct o n ica n ds e d im e n t a r yf e a t u r e so ft h eb a s inint h eK y u s h u P a l a uR id g e 注：剖面位置见图1 3 2 洋壳反射特征 地震剖面清晰地揭示出中央海盆裂谷和九州帕 劳海脊构造单元的洋壳反射特征。以1 2 9 0 3 0 E 处的 转换断层为界，海盆可大致分为东西两部分，本文主 要研究中央海盆裂谷轴部及轴外5 0 k m 以内区域，即 最年轻的洋壳部分。海盆两部分的洋壳结构呈现较明 显的差异并暗示了不同的构造演化过程。图5 a 地震 剖面位于西部中央裂谷的北侧，具有西部海盆典型 的反射特征。地震剖面和多波束地形图均反映出海底 呈现明显的扩张构造，即海脊和海槽( 或坳陷) 相间发 育。图5 a 剖面可识别出三个较大的坳陷，分别命名 为D 1 、D 2 和D 3 。浅部发育稳定的远洋沉积物，之下 可识别出清晰连续的基底强反射，代表了沉积物形 成前的海底扩张事件。其下洋壳的内部反射特征以低 振幅杂乱反射为主，基本无法识别出有效反射层，反 映出下部洋壳的岩性变化较小( 图5 a ) 。整体来看，海 盆西部的地壳结构较为均一，只有在局部区域可识 别出强振幅的丘状反射，可能代表了扩张过程中的 火山活动。与此相对，海盆东部的洋壳内部广泛分布 较强振幅的丘状反射以及高角度的倾斜连续反射， 而且反射体的规模很大。图5 b 地震剖面位于东部中 央裂谷的南侧，具有东部海盆典型的反射特征。洋壳 内部发育大规模强振幅反射，单个反射可延伸超过 5 k m ，反映了东部洋壳复杂的内部结构。通过地震剖 面和多波束地形的对比发现，高角度的倾斜连续反 射为断面波反射，自北向南依次识别了F 1 F 4 四条较 大的断裂。其中F l 和F 2 的倾向与地震测线的夹角较 小，所以在地震剖面上表现为较缓的视倾角，约1 0 0 ， 断裂的下部则近于水平，且断面崎岖不平，推测可能 是断块后期经受了构造挤压所致。与此不同的是，F 3 和F 4 的视倾角为6 0 0 ，推测接近真实倾角。值得注意 的是，在断面波附近及断块内部大量发育强振幅的 丘状反射，是否与水岩作用有关? 下文将作探讨。沿 中央海盆裂谷轴部的多波束水深数据显示，以 12 9 0 3 0 E 为界，东西轴部地形存在较大差异。西部平 均水深为5 5 0 0 m ，而东部则为6 2 0 0 m ，即东部海底比 西部深7 0 0 m 。考虑到裂谷轴部的沉积物厚度较薄且 东西差异不大，因此水深数据同样也揭示了东部洋 壳顶面的深度比西部深数百米( 图6 ) 。 4 讨论 4 1 西菲律宾海盆中央裂谷洋壳结构 前人研究发现，虽然西菲律宾海盆中央裂谷东 西部的海底扩张速率相同，但二者存在与扩张速率 相关的构造地貌差异。东部呈现“慢速扩张特征”，多 发育深裂谷和节点状盆地，扩张脊两侧发育崎岖的 深海海山；西部呈现“快速扩张特征”，存在重叠的 扩张中心，扩张轴内发育火山( D e s ch a m p se ta l ，2 0 0 2 a ； O k in oe ta l ，2 0 0 3 ) 。岩浆的供应量多少是形成“快速” 和“慢速”扩张特征的主因。然而，前人研究主要利 用了多波束地形和重力异常数据，无法对洋壳结构 进行直接研究，鉴于此，本文利用穿过西菲律宾海盆 中央裂谷的地震剖面对裂谷及其附近洋壳的地震反 射特征开展了分析。研究发现，以1 2 9 。3 0 E 的转换断 层为界，裂谷东西部洋壳在地震反射结构上存在差 异。西部洋壳主要发育低振幅杂乱反射，无明显反射 界面，表明洋壳内的岩性变化不大，结构较为均一 ( 图5 a ) 。相反，海盆东部洋壳内部广泛分布较强振幅 6 期董冬冬等：西l I - 律宾海盆的构造沉移 特征及对海盆演化的指示 来自地球物理大断面的证据 距离( k m ) 图5 典型洋壳结构 F ig 5T y p ica lcr u s t a ls t r u ct u r einW e s t e r np a r t ( a ) a n dt h ee a s t e r np a r t ( b ) a d j a ce n tt ot h eC e n t r a lB a s inF a u l t ，r e s p e ct iv e l y ；a n d S w a t h b a t h y m e t r icm a pa r o u n ds e is m icp r o f il ea ( c) a n da r o u n ds e is m icp r o f il eb ( d ) 注：a 是中央海盆裂谷西部区域；b 是中央海盆裂谷区域东部；c是剖面a 附近的多波束地形图；d 是剖面b 附近的多波束地形图。D l D 3 分 别对应图5 c中的3 个坳陷，F 1 F 4 分别对应图5 d 中的4 条断裂，剖面位置见图l ，c和d 中的红线分别指示a 剖面和b 剖面在多波束地形 图的上位置。多波束地形图引用自D e s ch a m p s 等( 2 0 0 2 a ) 图6中央海盆裂谷轴部的多波束水深 F ig 6 T h eS w a t hb a t h y m e t r icd a t aa l o n gt h ea x iso ft h eC e n t r a lB a s inF a u l t 的丘状反射以及高角度的断面波，且断裂的发育与 强振幅丘状反射的分布相关( 图5 b ) 。同时，沿裂谷轴 部的水深数据也间接反映了东部洋壳顶面的深度比 西部深数百米( 图6 ) 。 西菲律宾海盆西部中央裂谷的南北两侧分别发 育了本哈姆隆起和乌尔达内塔高原，它们是在4 5 5 0 M a 期间形成于扩张中心处( H il d ee ta l ，1 9 8 4 ) ，反映 了在西菲律宾海盆扩张阶段，洋中脊处可能发育有 小尺度地幔柱，盆地西部受地幔柱影响较大，具有较 充足的岩浆供应( O k in oe ta l ，2 0 0 3 ) ，岩石圈表现为更 热的状态，地貌及地壳结构从而表现出了“快速扩 张”的特征，相反，东部更接近“慢速扩张”的特征。 岩石圈的热结构和较高的岩浆供应一般在快速扩张 中心形成高地形的洋中脊，而相反在慢速扩张中心 由于热的岩浆供应不足往往形成深的裂谷，因此扩 速扩张中心的洋底地形比慢速扩张中心通常高几百 米( M a cd o n a l d ，1 9 8 2 ) 。西菲律宾海盆的水深数据揭示 的洋底深度暗示中央裂谷西部比东部更接近快速扩 张的构造特征。 莫霍面作为壳幔物质分界的重要界面，其深度 海洋与湖沼4 8 卷 分布特征是岩石圈构造研究的重点内容( 高山等， 19 9 7 ；郝天珧等，2 0 1 4 ) ，结合莫霍面埋深与沉积物厚 度及水深可以获得地壳厚度。我们利用全球最权威 的卫星重力数据，结合地形、沉积物厚度数据，利用 反演方法获得了西菲律宾海盆中央裂谷带区域的地 壳厚度( 图7 ) 。结果显示，西菲律宾海盆西部的地壳 厚度大多超过5 k m ，而东部地壳的厚度普遍小于 5 k m ，西部地壳的平均地壳厚度大于东部，因此，地 壳厚度反演结果也支持西部的岩浆供应比东部充足 的观点。 F ig 7 T h ecr u s t a lt h ick n e s so ft h eW e s tP h il ip p in eB a s in 受地幔柱的影响，西菲律宾海盆西部的岩石圈 比东部更热，更易产生塑性形变，不易发育大规模断 裂，而东部岩石圈更冷，容易产生脆性形变，从而形 成大规模的断裂和深裂谷。图6 的水深数据揭示在裂 谷东部发育了水深超过7 5 0 0 m 的深大裂谷，同时，地 震剖面也显示中央海盆裂谷的东部发育大量的断裂， 部分断裂的穿透深度达两秒( 图5 b ) 。假设地壳的声波 速度为5 k m s ，则断裂向下延伸了5 k m ，切穿整个地 壳。在这种情况下，海水可以沿断裂渗入至地壳甚至 地幔，容易与地壳内的玄武岩发生水岩相互作用而 形成蚀变玄武岩，或者与地幔橄榄岩发生水岩相互 作用而形成蛇纹石化橄榄岩( K e a r e ye ta l ，2 0 0 9 ) 。图 5 b 所示剖面在深大断裂的下部断块内可识别出强振 幅反射，很有可能是水岩作用导致的岩石相变在地 震剖面上的反映。事实上，蛇纹石化橄榄岩在慢速扩 张洋壳及薄洋壳区的分布非常广泛，甚至在断裂带 地壳厚度 ( k m ) 以外也可以产生，比如中大西洋洋脊( C a n n a te t 口， 1 9 9 5 ) 。蛇纹石化橄榄岩和下地壳的辉长岩或者上地 幔的橄榄岩之间形成强反射界面，从而在地震剖面 上形成大量的强振幅丘状反射。而西部的岩浆融体供 应充足，洋壳厚度大且不发育大规模断裂，不具备发 生大规模水岩相互作用的条件，而是发育大规模稳 定的地壳，岩性较为均一，从而以低振幅的杂乱反射 为主，缺乏有效的大反射振幅( 图5 a ) 。 4 2 九州一帕劳海脊的裂解 老的九州一帕劳海脊为始新世至渐新世形成的岛 弧，海沟的后撤导致岛弧发生裂解，四国帕里西维 拉海盆逐渐形成( N is h iz a w ae ta l ，2 0 0 7 ；P a r ke ta l ， 2 0 0 9 ) ，残留弧逐渐形成现今的九州一帕劳海脊。目前 对于这一构造演化过程基本没有争议，但是对于岛 弧裂解( r if t in g ) 和海盆扩张( s p r e a d in g ) 的时间还存有 比较大的争议。S co R 等( 1 9 8 0 ) 研究发现九州一帕劳海 6 期董冬冬等：西菲律宾海盆的构造沉积特征及对海盆演化的指示 来自地球物理大断面的证据 脊在4 2 2 9 M a 之间火山活动活跃。O k in o 等( 1 9 9 8 ) 认为岛弧的裂解开始于2 9 M a ，但是在帕里西维拉海 盆识别出的最老磁异常条带年龄为2 6 M a ，因此2 9 2 6 M a 被认为是岛弧的裂解和地壳减薄期，2 6 M a 之后 帕里西维拉海盆开始扩张。较新的4 0 A r 3 9 A r 年龄显 示，九州帕劳海脊的火山活动持续时间为4 8 - - 2 5 M a ， 但是主要的火山作用发生在最后阶段，即2 8 2 5 M a ， 由此认为岛弧裂解发生在2 5 M a ，且在岛弧的不同位 置几乎同时开始( I s h iz u k ae ta l ，2 0 11 ) ，岛弧裂解和海 盆扩张的开始也几乎同时。但仍有学者认为九州一帕 劳海脊的裂解期持续了数个百万年( S t r a u b ，2 0 0 3 ) 。 D S D P 5 9 4 4 8 站位的岩石学分析发现九州帕劳海脊 中晚渐新世的火山相关沉积层序发生了很大的倾斜， 火山作用停止之后，海脊开始缓慢的沉降，没有遭受 大的构造扰动( K r o e n k ee ta l ，1 9 8 1 ) 。综上，九州帕劳 海脊裂解到帕里西维拉海盆张开的转换发生在2 5 M a 左右，之后开始接受稳定沉积。图4 的地震剖面揭示 的角度不整合面即由岛弧的裂解事件形成，年代约 为2 5 M a 。其下部可识别出倾斜的裂前及裂解期层序， 其上部裂后期层序几乎未遭受构造形变，反映了帕 里西维拉海盆扩张后海脊持续沉降，沉积稳定。结合 钻井的沉积学分析来看，裂后期的地层主要由超微 化石软泥和碳酸盐组成，基本不含火山物质，而裂解 期及前裂解期地层主要由凝灰岩和火山碎屑岩组成。 从地震剖面解释的构造形态来看，裂解期的构 造发育了典型的高角度正断层，但同时也发育有挤 压性质的褶皱构造( 图4 ) ，反映了裂解过程较为复 杂。挤压构造应力可能与区域应力场的转变有关。 D e s ch a m p s 等( 2 0 0 2 b ) 认为太平洋板块运动方向在 大约3 3 M a 发生转变，在西菲律宾海盆甚至日本海 区域形成拉张应力场，进而在区域最弱的西菲律宾 海盆中央裂谷发育一期无岩浆扩张事件，持续时间 大约为3 0 - - 2 6 M a ，直到帕里西维拉海盆在2 6 M a 发 生的海底扩张吸收了全区的拉张应力才停止。该期 无岩浆扩张事件基本与九州帕劳海脊的裂解作用 重合。西菲律宾海盆的西边界在3 3 M a 以来基本为 闭锁的边界，因此中央裂谷的无岩浆扩张事件会对 海盆的东边界，即九州帕劳海脊产生挤压作用。地 震剖面解释的褶皱构造很可能是这种挤压效应的 产物。 5结论 ( 1 ) 西菲律宾海盆中央裂谷内部发育远洋沉积 为主的沉积物，沉积层序分布不均，局部凹陷或节点 状盆地内沉积物厚度可达3 0 0 m 。九州一帕劳海脊之上 发育的盆地发育了最厚的沉积物，与充足的火山碎 屑物源有关。 ( 2 ) 以1 2 9 0 3 0 E 的转换断层为界，裂谷东西部洋 壳结构呈现较为明显的差异，分别体现“慢速”和“快 速”扩张特征，受岩浆供应量的控制。东部洋壳岩浆 供应较少，厚度较小，发育较多断裂，且在断裂附近 可能发生水岩作用；西部洋壳岩浆供应较多，厚度较 大，结构相对稳定均一。盆地西部发育的小规模地幔 柱可能影响了盆地东西部的结构差异。 ( 3 ) 九州帕劳海脊内部由多个火山脊和盆地构 成，沉积物较厚且分布稳定，沉积层序下部的角度不 整合面代表岛弧的裂解事件，张裂与挤压构造共同 发育反映了复杂的裂解过程。 参考文献 石耀霖，王其允，1 9 9 3 俯冲带的后撤与弧后扩张地球物理 学报，3 6 ( 1 ) ：3 7 4 3 周蒂，胡登科，何敏等，2 0 0 8 深部地层时深转换中的拟 合式选择问题地球科学 中国地质大学学报，3 3 ( 4 ) ： 5 3 l 一5 3 7 郝天珧，胡卫剑，邢健等，2 0 1 4 中国海陆1 ：5 0 0 万莫霍面 深度图及其所反映的地质内涵地球物理学报，5 7 ( 1 2 ) ： 3 8 6 9 3 8 8 3 高山，金振民，金淑燕等，1 9 9 7 大别超高压榴辉岩高温高 压下地震波速和密度的初步实验研究一对造山带地壳深 部组成和莫霍面性质的启示科学通报，4 2 ( 8 ) ：8 6 2 - - 8 6 6 A m a n t eC ，E a k in sB 、，2 0 0 9 E T O P O11a r c m in u t e g l o b a l r e l ie f m o d e l ：p r o ce d u r e s ，d a t a s o u r ce sa n d a n a l y s is P s y ch o l o g is t ，16 ( 3 ) ：2 0 2 5 B a iYL ，W il l ia m sSE ，M iil l e rR De ta l ，2 0 1 4 M a p p in gcr u s t a l t h ick n e s s u s in g m a r in e g r a v it y d a t a ：M e t h o d sa n d u n ce r t a in t ie s G e o p h y s ics ，7 9 ( 2 ) ：G 2 7 一G 3 6 C a n n a tM ，M e v e lC ，M a iaMe la l ，19 9 5 T h incr u s t ，u l t r a m a f ic e x p o s u r e s ，a n dr u g g e df a u l t in gp a t t e r n sa tt h eM id A t l a n t ic R id g e ( 2 2 0 - 2 4 。N ) G e o l o g y ，2 3 ( 1 ) ：4 9 5 2 D e s ch a m p sA ，L a l l e mS ，D o m in g u e zS ，l9 9 9 T h el a s ts p r e a d in g e p is o d eo ft h eW e s tP h il ip p in eB a s inr e v is it e d G e o p h y s ica l R e s e a r chL e t t e r s ，2 6 ( 1 4 ) ：2 0 7 3 - - 2 0 7 6 D e s ch a m p sA ，O k in oK ，F u j io k aK ，2 0 0 2 a L a t ea m a g m a t ic e x t e n s io na l o n gt h ece n t r a la n de a s t e r ns e g m e n t so ft h eW e s t P h il ip p in eB a s inf o s s il s p r e a d in ga x is E a r t ha n dP l a n e t a r y S cie n ceL e t t e r s ，2 0 3 ( 1 ) ：2 7 7 2 9 3 D e s ch a m p sA ，L a l l e m a n dS ，2 0 0 2 b T h eW e s tP h il ip p in eB a s in ： A nE o ce n et o e a r l yO l ig o ce n eb a cka r c b a s ino p e n e d b e t w e e nt w o o p p o s e ds u b d u ct io nz o n e s J o u r n a l o f G e o p h y s ica lR e s e a r ch ，1 0 7 ( B 1 2 ) ：E P M1 1 一E P Ml 一2 4 ， h t t p ：d x d o io r g 1 0 1 0 2 9 2 0 0 1 J B 0 0 1 7 0 6 D iv in sDL 2 0 0 3 T o t a ls e d im e n tt h ick n e s so ft h ew o r l d So ce a n & m a r g in a ls e a sB o u l d e r ：N O A AN a t io n a lG e o p h y s ica l 1 4 2 4 海洋 与湖 沼 4 8 卷 D a t aC e n t e r F u j io k aK ，O k in oK ，K a n a m a t s uT e la l ，19 9 9 E n ig m a t ice x t in ct s p r e a d in g ce n t e rint h eW e s t P h il ip p in eb a ck a r c b a s in u n v e il e dG e o l o g y ，2 7 ( 1 2 ) ：1 13 5 - - 113 8 G 6 1 iL ，C o ch r a nJR ，L e eTCe ta l ，2 0 0 7 T h e r m a lr e g im eo ft h e S o u t h e a s tI n d ia nR id g eb e t w e e n8 8 。Ea n d1 4 0 。E ：R e m a r k s o nt h es u b s id e n ceo ft h e r id g e f l a n k s J o u r n a lo f G e o p h y s ica lR e s e a r chS o l idE a r t h ：S o l idE a r t h ，11 2 ( B 1 0 ) ： B 1 0 1 0 l H a n d yMR ，S ch m idSM ，B o u s q u e tRe ta l ，2 010 R e co n cil in g p l a t e t e ct o n ic r e co n s t r u ct io n so fA l p in e T e t h y s w it ht h e g e o l o g ica l g e o p h y s ica l r e co r do fs p r e a d in ga n ds u b d u ct io n int h eA l p s E a r t h S cie n ceR e v ie w s ，1 0 2 ( 3 4 ) ：1 2 1 一1 5 8 H il d eTWC L e eCS 19 8 4 O r ig ina n de v o l u t io no ft h eW e s t P h il ip p in eB a s in ：An e win t e r p r e t a t io n T e ct o n o p h y s ics 1 0 2 ( 1 4 ) ：8 5 1 0 4 I n g l eJCJ r ，K a r in gDE ，B o u m aA He ta l ，1 9 7 5S it e2 9 0 I n ： I n g l e JCJ r ，K a r in gDE ，B o u m aA He ta le d s I n it ia l R e p o r t so ft h eD e e p S e aD r il l in gP r o j e ct W a s h in g t o n ，D C ： U S G o v e r n m e n tP r in t in gO f f ice ，31 ：2 5 4 7 ，h t t p ：d x d o i o r g 1 0 2 9 7 3 d s d p p r o c3 1 1 0 2 1 9 7 5 I s h iz u k aO ，T a y l o rRN ，Y u a s aMe t a l ，2 0 1 1 M a k in ga n d b r e a k in ga n is l a n da r c：An e wp e r s p e ct iv ef r o mt h e O l ig o ce n eK y u s h u P a l a ua r c，P h il ip p in eS e a G e o ch e m is t r y ， G e o p h y s ics ，G e o s y s t e m s ，12 ( 5 ) ：Q 0 5 0 0 5 K e a r e yP K l e p e isKA ，V in eFJe ta l ，2 0 0 9 G l o b a lT e ct o n ics 3 r de d C h ich e s t e r ：W il e y B l a