南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束.pdf

Jun.2 0 2 32023年6 月质地ACTAEOLOGICA SINICA报学Vol.97No.6第6 期第9 7 卷南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束赵俐红1.2），刘欣悦1），支鹏遥遥*1），刘晨光2.3，李官保2.3），郑彦鹏2.41，贺恩远5，王星月5)1）山东科技大学地球科学与工程学院，山东青岛，2 6 6 590；2）崂山实验室，山东青岛，2 6 6 2 37；3）自然资源部第一海洋研究所，山东青岛，2 6 6 0 6 1；4）海洋地质资源湖北省重点实验室，中国地质大学（武汉）海洋学院，湖北武汉，430 0 7 4；5）中国科学院边缘海与大洋重点实验室，南海海洋研究所，广东广州，510 30 1内容提要：南海东北部深部地壳结构蕴含着南海陆缘伸展张裂过程的重要信息。在南海东北陆缘布设的一条广角地震测线（DP13)沿NW-SE方向依次穿过东沙隆起和台西南盆地。本文利用射线追踪和正演走时拟合软件Raylnvr构建地壳纵波速度结构，模型表明：沉积层速度1.6 4.6 km/s，厚度0.53.8 km，横向分布不均匀，沉积基底起伏剧烈；莫霍面埋藏深度由陆架区的2 5.5km急剧减小到陆坡下方的13km，随后向下陆坡远端增深至16km；陆架处东沙隆起下方地壳厚度从2 5km减薄到2 1km，下陆坡远端地壳厚约10 13km，地壳拉张因子分别为1.31.5和2.6 3.1，表现为轻微和中等减薄；陆坡区台西南盆地内地壳厚度从17 km急剧减薄至7 8km，地壳拉张因子高达4.6，呈超伸展减薄；地壳厚度由陆向海非单调减薄，地壳伸展具有明显的空间差异性；陆架-上陆坡和下陆坡下地壳底部发现两个相对孤立的不连续高速体，速度分别为7.0 7.5km/s和7.0 7.3km/s，厚度分别35km和13km，前者位于古太平洋俯冲带前缘，几乎与南海东北部高磁异常重叠，推测由中生代古太平洋板块俯冲后退相关的残余岩浆物质组成，后者则与张裂后期岩浆底侵有关。关键词：南海东北陆缘；地壳结构；地壳减薄；下地壳高速体南海是西太平洋一个独特的边缘海，位于印澳、欧亚和太平洋板块交汇处，地质特征复杂多样（李家彪等，2 0 11）。南海尤其是其东北部经历了中生代板块俯冲、新生代大陆张裂一破裂、海底扩张、俯冲在内近乎完整的威尔逊旋回（李春峰等，2 0 0 9；赵明辉等，2 0 18）。受中生代以来强烈的伸展作用、岩浆活动影响（夏少红等，2 0 17），南海北部地壳中蕴含了丰富的构造信息，对研究南海的形成、扩张、演化过程具有重要意义。为探索南海东北部深部地壳结构，目前已开展了大量的地震调查（图1）。探测表明大陆裂谷作用阶段，南海东北部存在大量伸展断层（Lester etal.，2014），地壳超级伸展减薄，如东沙隆起处地壳厚约162 2 k m（Fa n Ch a o y a n e t a l.，2 0 19)，台西南盆地下方地壳减薄至4km（Li u Yu t a o e t a l.，2 0 2 1）。这些剖面尽管在地理位置上彼此接近，但其内部结构却不同，说明南海东北部地壳结构存在明显的横向变化。同时深地震测线揭示的下地壳高速层的结构也存在较大差异，且对其成因也有不同看法，包括岩浆底侵/侵人（Nissen etal.，1995；Ya n Pi n e t注：本文为国家自然科学基金项目（编号92 0 58 2 13，91958 2 12，416 7 6 0 39，41930 535，417 30 532）和崂山实验室科技创新项目（编号LSKJ202204800）联合资助的成果。收稿日期：2 0 2 2-0 6-2 9；改回日期：2 0 2 2-0 9-0 5；网络发表日期：2 0 2 3-0 5-0 4；责任编委：邱楠生；责任编辑：蔡志慧。作者简介：赵俐红，女，197 6 年生。教授，主要研究方向为岩石圈动力学、海洋地球物理和构造地质。E-mail：z h a o l i h o n g s d u s t.e d u.c n。*通讯作者：支鹏遥，男，198 2 年生。讲师，主要研究方向为海洋深部地球物理与海底构造。E-mail：z p y 8 47 437 6 s d u s t.e d u.c n。引用本文：赵俐红，刘欣悦，支鹏遥，刘晨光，李官保，郑彦鹏，贺恩远，王星月2 0 2 3.南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束地质学报，97（6）：17 6 6 17 7 9，doi：10.197 6 2/j.c n k i.d i z h i x u e b a o.2 0 2 312 8.Zhao Lihong,Liu Xinyue,Zhi Pengyao,Liu Chenguang,Li Guanbao,Zheng Yanpeng,He Enyuan,Wang Xingyue.2023.Crustal velocity structure and its tectonic significance in the northeastern margin of the South China Sea:Constraints from awide-angle ocean bottom seismometer profile.Acta Geologica Sinica,97(6):17661779.赵俐红等：南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束第6 期1767115E116E117E118E119E120E121E122E24NPSP台湾岛馆OBS201223NDP131322N21N51993OBS2015-2尼20N拉OBS2006-3OBS2001海19NOBS2016-2沟水深(km)-6-5-4-3-2-10234 Bathy(km)0100km18N图1#南海东北陆缘广角深地震测线位置与水深图Fig.1 Location of wide-angle ocean bottom seismometer profiles and bathymetry map in the northeastern margin of South China Sea左上角插图内的红色方框代表研究区位置；淡黄色虚线为南海东北部构造边界；红色实线为DP13测线；五角星代表OBS站位；黑色实线为已有的广角深地震测线；SCS一南海；PSP一菲律宾海板块；SWTB一台西南盆地；DSR一东沙隆起；CSD一潮汕坳陷The red square in the top left inset shows the location of the study area;major tectonic units in the northeastern SCS are shown in dashed paleyellow lines;the solid red line indicates with the location of DP13 line with stars showing OBS stations;the black solid lines indicate the wide-angle ocean bottom seismometer profiles previously published;SCS-South China Sea;PSP-Philippine Sea plate;SWTB-Southwest Taiwanbasin;DSR-Dongsha rise;CSD-Chaoshan depressional.，2 0 0 l；W a n g T a n k a i e t a l.，2 0 0 6；Zh a oMinghui et al.，2 0 10；卫小冬等，2 0 1l;Lester etal.,2014;Wan Kuiyuan et al.,2017;Liu Siqinget al.，2 0 18；W e n g e n g g e n g e t a l.，2 0 2 1),地慢蛇纹石化（Hou Wenai et al.，2 0 19；W a n Xi a o l i e tal.，2 0 19，Li u Yu t a o e t a l.，2 0 2 1)和中生代古太平洋板块俯冲后退相关的残余岩浆体（WanKuiyuan etal.，2 0 17）。此外关于岩浆底侵的时间也存在分歧，包括同张裂期（Nissenetal.，1995），海底扩张后期（Yan Pin et al.，2 0 0 l；W a n g e t a l.，2006；Zh a o M i n g h u i e t a l.，2 0 10；卫小冬等,2 0 1l;WanXiaolietal.，2 0 19），以及自同张裂期至海底扩张早期（SunZhen etal.，2 0 19）。由此可见，虽然对南海东北部已有了一定程度的研究，但大陆边缘裂谷作用阶段的岩浆活动和伸展特征还不甚了解，尤其对下地壳高速层的性质在很大程度上仍是未知的。本文介绍了在南海东北陆缘穿过东沙隆起和台西南盆地新采集的深地震剖面DP13所获得的广角地震数据（图1），通过走时拟合获得了剖面下方纵波速度结构模型，并结合南海东北部的综合地质地球物理资料，分析沿剖面的减薄地壳结构和差异伸http:/WWW/index.aspx17682023年质地报学展特征，且对剖面中识别的下地壳高速体成因进行了探讨。1构造背景南海经历了多期复杂的地壳构造演化，具有独特的构造背景：东侧为活动大陆边缘，西侧为剪切转换型大陆边缘，南缘为汇聚型大陆边缘，只有北部边缘为典型的裂谷边缘，经历了多次裂谷作用，保存了完好的张裂作用的地质证据。晚中生代以来，南海北部逐渐由主动陆缘向被动陆缘转变（Briais etal.，1993）。早白垩世末期（10 0 M a)欧亚大陆东南缘开始伸展，伸展和裂谷作用持续到新生代早期，南海最终在渐新世打开（Sh i e t a l.，2 0 12）。国际大洋发现计划（IODP）349航次钻探和深拖磁异常（LiChunfengetal.，2 0 14）表明，南海的初始海底扩张始于南海东北部的34Ma,海底扩张的结束时间为东部次海盆的15Ma和西南次海盆的16 Ma。扩张停止后，南海板块沿马尼拉平移断层开始俯冲，在约6.5Ma时与欧亚板块碰撞，造成台湾岛隆升（ZhaoMinghui etal.，2 0 19;Sib u e t e t a l.，2 0 2 1）。由此形成的南海北部边缘是一个宽裂谷边缘，该边缘具有10 0 30 0km宽、高度减薄和岩浆作用改造的广阔陆壳区域(McIntosh et al.,2014;Gao Jinwei et al.,2019)。2OBS探测与数据处理2019年6 7 月，自然资源部第一海洋研究所搭载“向阳红0 1”号科考船在南海东北陆缘布设完成了DP13主动源广角深地震测线，测线沿NW-SE方向依次穿过东沙隆起和台西南盆地，总长度297.5km（图1)。水深从58 m增加到2 941m，共投放德国Geopro公司制造的SEDISV型海底地震仪（简称OBS)和改装型周期海底地震仪14台，站位平均投放间隔为2 0 km，采样率为2 50 Hz，现场顺利回收12 台（3与6 站位OBS丢失）。气枪震源由4支150 0 LL型Bolt气枪组成平面枪阵，总容量达0.0 98 m，气枪阵列作业时船速设定在5节左右，炮间距12 5m，共完成2 36 7 炮。根据我国科学家在东海（赵俐红等，2 0 2 2）和南海（赵明辉等，2 0 0 4；张浩宇等，2 0 19；黎雨晗等，2020)开展的OBS探测实践，并针对此次实测数据特点，确定OBS数据一般处理流程包括：炮点位置校正：气枪阵列工作过程中的精确放炮时间由精密枪控触发并记录，而炮点位置为船载GPS（全球定位系统)的位置，因此需将船载GPS位置校正到气枪阵列的中心位置（两者相距40 m）；O BS内部时钟漂移校正：OBS数据采集使用的石英晶振受温度和湿度等因素影响会产生时钟漂移，根据OBS的开始记录时间、终止记录时间、总漂移时间以及内部时钟总漂移量，采用线性校正的方法将时间漂移量加到折合时间剖面的各道中；OBS落点位置校正：以OBS投放点为初始落点位置，拾取直达水波走时信息，同时用精确的多波束水深网格数据为OBS垂直坐标约束，利用网格搜索和阻尼最小二乘法迭代反演获得最终OBS落点位置水平坐标；折合剖面显示：经过以上处理得到各站位SEGY格式的共接收点道集数据，再通过去均值、滤波、均衡、相邻道叠加、折合等处理后，最终得到各站位的单站位记录剖面。初步数据处理结果表明，12 个站位数据记录质量良好，信噪比较高，深部震相丰富（图24），为深部地壳速度结构研究提供基础保障。3OBS数据分析及模型3.1震相特征DP13剖面获得了丰富的震相数据（图2 4）。其中Pw是直达水波震相，所有站位均可识别；Ps是沉积层内折射震相;PsP是沉积基底的反射震相；Pg是地壳内折射震相，所有站位记录剖面中均有明显显示，是一组能量强、可连续追踪的震相;PmP是壳慢边界莫霍面的反射震相，表现为强振幅、走时连续、易于识别的优势波组特征；Pn是上地慢折射震相，仅在个别站位可识别到。OBS14O BS11位于陆架区的东沙隆起，水深756 11m，由于地壳隆起增厚、莫霍面埋深加大，识别到的主要震相为直达水波Pw和地壳内折射震相Pg。以OBS12站位为例（图2 a），受沉积层厚度影响仅在站位两侧1km的近偏移距范围内识别到Ps震相；地震剖面可清晰地识别到Pg震相和PmP震相,Pg震相在站位两侧2 90 km出现，受沉积层厚度和基底面影响，站位左支起伏平缓，右支起伏较大；PmP震相最远可追踪至90 km左右且与Pg震相呈相切趋势。OBS10O BS4位于陆坡区的台西南盆地，水深1332 2 58 4m，识别到的主要震相为Pw、Ps P、Pg和PmP,各站位震相特征具有相似性。以OBS5站位为例（图3a），站位两侧海底6 km偏移距内Pw震相对称分布且以初至出现;Pw震相内侧可识别到两组较清晰的沉积层反射震相PsP，走时曲线赵俐红等：南海东北陆缘的地速度结构及其构造意角地震剖面的约束1769第6 期偏移距(km)NWSE-40-20020406080(s)09/2345678510-(u)15-20-25(b)3001(s)(09/聘间)2345PW6Ps17PgPmP8020406080100120140距离(km)图2 OBS12站位地震记录剖面及射线追踪（站位位置见图1）Fig.2Seismic recording section and ray tracing simulation for OBS12(station location is shown in Fig.1)（a）一OBS12站位地震剖面，折合速度6.0 km/s；（b）一射线追踪；（c）一实际走时（彩色）与计算走时（黑色）(a)seismic record section of OBS12 with reduced velocity of 6.0 km/s;(b)ray-tracing;(c)fitting between observed travel-time(color)and calculated travel-time(black)表现为似对称双曲形态，说明站位两侧沉积相对均匀；Pg震相在站位两侧可分别追踪2 8 km和50km，受沉积基底面影响，右支起伏较左支明显；PmP震相最远可追踪至45km，两支走时形态明显不同，说明两侧地壳结构存在明显的横向不均匀性，同时该震相出现的距离较东沙隆起处站位PmP震相的明显要近，表明台西南盆地处莫霍面埋深明显抬升；此外站位左支还识别到弱振幅特征的上地慢折射震相Pn，视速度8.0 km/s，与PmP震相呈相切趋势。OBS2与OBS1位于下陆坡远端。以OBS2站位为例（图4a），识别到的主要震相为Pw、Ps P、Pg和PmP,Pg震相在站位两侧可分别追踪45km和38km，受沉积基底面影响，左支起伏较右支明显，PmP震相最远可追踪至6 0 km，Pg 震相较好地反映了上地壳的速度结构特征，PmP震相可以很好地反映莫霍面的深度和形态，3.2速度结构模型首先详细分析12 个OBS记录部面中的震相特征，根据中央波束数据并结合区域地质资料和前人研究工作（王平等，2 0 0 0;LiuYutao etal.，2 0 2 1），构建DP13测线下方地壳结构的初始模型（图5a）。然后利用2 D射线追踪正演软件包RayInvr（Ze lt e tal.，1992)模拟计算各震相的理论走时曲线，对比http:/www.ch/index.aspx177020233年质地报学偏移距(km)NWSE-60-40-2002040601(s)09/间23456a805-10(X)15-20-25-(b)3001-(s)09/雷-间23-4-PW5Ps1PPs2P6PgPmP7-PnC8+120140160180200220240260距离(km)图3OBS5站位地震记录剖面及射线追踪（站位位置见图1）Fig.3 Seismic recording section and ray tracing simulation for OBS5(station location is shown in Fig.1)（a）一OBS5站位地震剖面，折合速度6.0 km/s；（b）一射线追踪；（c）一实际走时（彩色）与计算走时（黑色）(a)seismic record section of OBS5 with reduced velocity of 6.o km/s;(b)ray-tracing;(c)fitting between observed travel-time(color)and calculated travel-time(black)实际观测走时与理论计算走时（图2 4），根据两者的拟合程度通过试错法不断修改速度模型，遵循从单台到多台，先浅层后深层，由简单到复杂，由局部到整体的原则，使理论计算走时与实际观测走时曲线逐步逼近，所有震相总的均方根走时残差（RMS)达到最小以及归一化失配参数卡方值（X)接近于1，此时获得一个较为理想的速度结构模型（图5b)。最终速度模型可分为7 层，最上层是速度为1.5km/s的海水层；第2 层是速度为1.6 2.3km/s的新生代沉积层1，该沉积层厚度不超过2km，由模型中部的台西南盆地向两侧减薄，东沙隆起处薄至0.5km，横向上分布极不均匀；第3层是新生代沉积层2，速度2.7 3.5km/s，主要分布在台西南盆地内，厚度11.6 km，沉积厚度和速度分布受基底起伏影响较大；第4层为中生代沉积层，速度4.34.6 km/s，仅在模型90 115km及2252 40 k m 的台西南盆地肩部凹陷内分布，前人钻井也证实有中生界（Linetal.，2 0 0 3），该层底为中一新生代沉积层的底部，沿整条测线基底起伏较大，结合周边地质资料和OBS02、0 4站位的震相特征，推测OBS04站位附近存在玄武岩喷出；第5层为上地壳层，速度5.2 6.4km/s；第6 层为下地壳层，速度范围为6.47.4km/s，上、下地壳间为连续的速赵俐红等：南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束1771第6 期NW偏移距(km)SE-100-80-60-40-200200(s)09/间23456780510(u)15-20-25-(b3001-(s)09/-间23-45PW6Ps1P7PgPmP8160180200220240260280300距离(km)图4OBS2站位地震记录剖面及射线追踪（站位位置见图1）Fig.4 Seismic recording section and ray tracing simulation for OBS2(station location is shown in Fig.1)（a）一OBS2站位地震剖面，折合速度6.0 km/s；（b）一射线追踪；（c）一实际走时（彩色）与计算走时（黑色）(a)seismic record section of OBS2 with reduced velocity of 6.0 km/s;(b)ray-tracing;(c)fitting between observed travel-time(color)and calculated travel-time(black)度界面；陆架区莫霍面埋深2 4.52 5.5km，从陆架区域东沙隆起到陆坡内台西南盆地，莫霍面埋深急剧抬升至13km，至下陆坡远端莫霍面稍有加深而后再次抬升至14km，整体变化趋势与OBS2001（图6 g）、OBS2012（图6 b）剖面特征相似；第7 层为上地慢层，速度设置为8.0 km/s，由于识别出的Pn震相极少，上地慢并没有被很好地约束。该模型的海底面由随船多波束数据的中央波束确定，且与每台OBS站位近偏移距处直达水波高度吻合，可靠性高，拟合过程保持不变；沉积层主要集中在台西南盆地，其分层和基底起伏参考了同样穿过台西南盆地的OBS2001（图6 g）、O BS2 0 19-1测线（图6 f），上下地壳分界面和莫霍面参考了研究区已有的OBS剖面和区域地球物理资料（图6），在模拟过程中其深度及形态主要由震相来确定，根据所有站位所有震相的走时对比图（图5d)可以看到，绝大部分震相实际走时与理论走时吻合很好，最终模型走时拟合RMS值为0.0 93s，值为1.42 4，走时拟合共拾取震相1558 9个，有效拟合震相152 6 5个，各站位震相拟合结果见表1；且从射线密度分布图（图5c)可以看出，模型中大部分区域射线覆盖次数达到了50，模型中部较两侧射线覆盖次数多，上地壳较下地壳射线覆盖次数多，丢失站位下方射线覆盖较少，模拟结果可靠。http:/www.ch/index.aspx177220233年质报地学NWSE陆架上陆坡下陆坡东沙隆起台西南盆地0141312115.2987654325沉积基底上地壳6.410()6.415下地壳6.920Moho8.0地慢25速度(km/s)a23456-78Velocity(km/s)301413121109854325沉积基底5.66.0106.66815HVLC2MohoHVLCI2025速度(km/s)-71（b）23568Velocity(km/s)30414131211098657432510(X)15-20-25射线数目04080120160200 Hits of rays3001(S)09/间234PW5Ps1PsIPPs2Ps2PPs36PgPcPPmP7Pn(d)8050100150200250300距离(km)图5DP13测线正演速度结构模型Fig.5The forward P-wave velocity structure along the profile DP13（a）一Raylnvr正演方法的初始速度模型；（b）一最终速度结构模型；（c）一射线覆盖密度，网格大小为0.2 5km0.05km；（d）一所有OBS站位的走时拟合情况，其中黑色线为理论计算走时，彩色线为观测走时(a)initial velocity model by using Raylnvr software;(b)preferred final forward velocity model;(c)ray coverage density on a O.25 kmX0.05 km grid;(d)-picked(colored)and calculated(black)travel times of seismic phases for all of OBS station4讨论4.1地壳减薄最终速度模型显示沿测线莫霍面与沉积基底面呈似镜像对称，陆架区下方地壳厚约2 5km，位于陆坡内的台西南盆地地壳厚约8 17 km，最薄处位于天折裂谷轴（Lesteretal.，2 0 14)的西南侧，下陆坡远端地壳平均厚约12 km，地壳层形状类似于不对赵俐红等：南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自角地震剖面的约束第6 期1773NWSE0海水Seawater沉积层Sediments10上地壳Uppercrust下地壳Lowercrust高速体HighvelocitybodyDP13a30+地慢Mantle050100150200250300距离(km)NWSENWSE00(ux)10-10-深2 020-OBS2012(b)OBS2016-2C30+30-050100150200050100150200250300距离(km)距离(km)NNWSSE010-NS5(d）30+050100150200250300距离(km)NNWSSE01020OBS2006-3(e)050100150200250300距离(km)NENSWS20OBS2019-1（f)30+050100150200250300距离(km)NWSE0(uX)10-送2 030+OBS2001g500450400350300250200150100500距离(km)图6 南海东北部陆缘深地壳结构剖面图(剖面位置见图1)Fig.6 Crustal structure in the northeastern margin of the South China Sea(profile locations are shown in Fig.1)(a)DP13;(b)OBS2012（据 Wan Kuiyuan et al.，2 0 17);(c)O BS2 0 16-2(据 Wan Xiaoli et al.，2 0 19);(d)NS5（据 Wen genggeng etal.，2 0 2 1)；(e)O BS2 0 0 6-3（据卫小冬等，2 0 11)；（f)OBS2019-1（据LiuYutao etal.，2 0 2 1)；（g)O BS2 0 0 1（据WangTankai etal.，2006)(a)DP13;(b)OBS2012(after Wan Kuiyuan et al.,2017);(c)OBS2016-2(after Wan Xiaoli et al.,2019);(d)NS5(after Wengenggeng et al.,2021);(e)OBS2006-3(after Wei Xiaodong et al.,2011);(f)OBS2019-1(after Liu Yutao et al.,2021);(g)OBS2001(after Wang Tankai et al.,2006)称哑铃状；整体而言，地壳厚度在陆架区与下陆坡远端相对均一，模型中部陆架陆坡转换位置处地壳厚度变化最大，地壳明显伸展减薄。深地震测深揭示华南地块地壳厚度为32 km（邓阳凡等，2 0 11），本文假设南海东北部与华南大陆地壳厚度相同，以32 km作为原始地壳厚度（张云帆等，2 0 0 7；HuDengke et al.，2 0 0 9；Ba iYongliangetal.，2 0 18），同时假设未伸展的上、下1774http:/WWWch/index.aspx20233年质地报学地壳厚度分别为15km和17 km（李海龙等，2 0 2 0），可计算获得全地壳、上地壳和下地壳不同尺度的地壳伸展因子、u、（McKenzie，197 8），如图7 所示。此处假设模型距离2 17 2 57 km处的下地壳高速异常为外源，这将在下一节详细讨论。结果显示陆架区东沙隆起处地壳轻微减薄。约为1.31.5，陆坡内台西南盆地处地壳强烈减薄。约为1.94.6，下陆坡远端地壳中等减薄。约为2.6 3.1，说明由近端边缘至远端边缘地壳减薄但并不是单调减薄，测线所过区域在台西南盆地南部坳陷西南侧地壳厚度最小，。表现为超伸展地壳特征，与McIntoshetal.（2 0 14)结果一致，说明南海东北部地壳伸展减薄具有明显的空间差异性。表1DP13剖面正演模拟参数Table1Parameters for forward modeling along profile DP13OBS站位水深（m)走时拾取数RMS(s)x2OBS1288310600.0580.653OBS2282411930.0931.235OBS4263314080.0821.207OBS5258414570.0951.285OBS7243515220.0911.711OBS8217917270.1001.585OBS9190411140.0941.735OBS10133219990.1132.293OBS116116590.1151.706OBS1230915380.0850.931OBS139611730.0871.031OBS14754150.0600.947总量152650.0931.424注：RMS一均方根走时残差；X?一归一化失配参数。垂向上，上、下地壳伸展因子的差异反映了不同的伸展模式。陆架处上、下地壳伸展因子基本相同，且与全地壳伸展因子基本保持一致，说明早期伸展阶段地壳拉张均一，为纯剪切张裂模式；相比之下，陆坡区台西南盆地与下陆坡上地壳伸展因子与下地壳伸展因子存在差异，表明后期地壳并未以恒定方式伸展，前人研究表明南海北部陆缘广泛发育大型正断层与拆离断层（Li Chunfeng et al.，2 0 0 7），这些断层在陆缘伸展过程中强烈活动，使上地壳发生脆性单剪变形，而下地壳则在地慢上涌烘烤作用下以流动的方式发生塑性纯剪变形（董冬冬等，2 0 14），伸展模式的不同造成了垂向上地壳的差异伸展现象；比较陆坡区上、下地壳伸展因子，可以发现上地壳减薄程度强于下地壳，台西南盆地多道地震面显示盆地内发育了大量的正断层（丁巍伟等，2 0 0 4），其持续的切割作用可能加剧了上地壳的减薄，而盆地内沉积物负载可能会导致下地壳的韧性流动（Cl i f t e t a l.，2 0 15），也会引起地壳内压力与温度升高，因此在较厚沉积物覆盖下可能会发生脆性-韧性转换面的抬升，即上地壳最下部跟随下地壳一起发生由盆地轴部向两端的韧性流动过程（Bertottietal.，2 0 0 0；Ba i Yo n g l i a n g e t a l.，2 0 18)，这也进一步加剧了上地壳的减薄。4.2下地壳高速体DP13剖面揭示的下地壳高速异常（如图6 a）被减薄的伸展陆壳分隔为相对孤立的不连续高速体，其表现特征与南海东北部OBS2016-2（图6 c）和OBS2019-1（图6 f)剖面类似，但明显区别于研究区内其他多数剖面呈现的单一连续层特征（图6 b、d、e、g），说明下地壳高速体具有不同的成因。模型40 17 0 km之间识别的下地壳高速体(简称HVLC1)速度7.0 7.5km/s,厚约35km且由陆向海逐渐尖灭，厚度变化特征与由陆架至洋陆转换带逐渐减薄的连续下地壳高速层一致（YanPin et al.，2 0 0 1；W a n g e t a l.，2 0 0 6)。由于HVLC1位于陆架-上陆坡之下，地壳拉张伸展有限（。=1.3），通常认为熔体生成不足，因此用典型的岩浆减压熔融模式来解释似乎是不可信的（WanKuiyuan et al.,2017;Cheng Jinhui et al.,2021)。研究区内的磁异常（LiFucheng et al.，2 0 18；栾锡武等，2 0 2 1）显示南海东北部存在NE向高磁异常带，其走向基本与番禺-东沙-澎湖隆起沿线保持一致，通常被解释为与中生代古太平洋板块俯冲相关的残留火山弧（Zhou Di et al.，2 0 0 6;Li Fu c h e n g e tal.，2 0 18）。O BS2 0 12 剖面揭示东沙隆起为火山弧地壳结构属性且其下方的HVLC与火山弧的岩浆活动密切相关（WanKuiyuan et al.，2 0 17）。本剖面中HVLC1位置处相应站位一维速度剖面（图8）基本位于火山弧性质的速度结构中，其形态呈条带状展布，且莫霍面埋深沿向陆方向明显增加，这与OBS2006-3和OBS2012剖面观察到的东沙隆起下方增厚的地壳伴随有莫霍面和下地壳高速体下降的现象相同（卫小冬等，2 0 1l;WanKuiyuan etal.，2 0 17），也与阿留申（Holbrook et al.，1999；Li z a r r a l d e e tal.，2 0 0 2），九州帕劳（Nishizawaetal.，2 0 0 7)和西马里亚纳（Calvertetal.，2 0 0 8）等残留和现存火山岛弧所具有的构造现象一致，由此推断HVLC1可能是火山弧地壳结构特征的表现，与火山弧形成时残留的岩浆体有关。此外，珠江口盆地获得的花岗岩和似花岗岩样品的地球化学特征表明其大多形成赵俐红等：南海东北陆缘的地壳速度结构及其构造意义：来自广角地震剖面的约束第6 期1775NWSE陆架上陆坡下陆坡东沙隆起台西南盆地10308CT206世4-102050100150200250300距离(km)图7 DP13剖面地壳不同尺度伸展因子与地壳厚度Fig.7 Crustal extension factors of different scales and crustal thickness in DP13 profile。一全地壳伸展因子；u一上地壳伸展因子；i一下地壳伸展因子；CT一地壳厚度Be-extension factor of total crust;u-extension factor of the upper crust;i-extension factor of the lower crust;CTcrustal thickness速度(km/s)4.05.06.07.08.005-10-15OBS1020-OBS9OBS8残余火山弧Remnantarcs25图8DP13测线部分站位下方的一维速度模型Fig.81-D velocity-depth velocity profiles belowsome OBSs along the profile DP13图中实线代表RayInvr正演速度结构中抽取的站位下方的一维速度模型，淡紫色区域代表残留火山弧地壳范围（Calvert,2011)Solid line indicatel-D profiles extracted from final Ralnvr velocitymodel,the lavender area indicates the range of typical velocities forremnant arcs crust(Calvert,2011)于边缘弧环境下（XuChanghai et al.，2 0 16），台湾地区发现的基底花岗岩为俯冲带相关的I型深成花岗岩（Lanetal.，1996），岩石光谱年龄显示为1537 0.5M a 之间，平均年龄约10 0 Ma（李平鲁等，1999），同时潮汕坳陷内的多道地震剖面（YanPinetal.，2 0 14)中识别出下地壳高速体和浅部中生代岩浆侵人体。综上所述，现有的重磁震资料（ZhouDi et al.,2008;Yan Pin et al.,2014;Li Fuchengetal.，2 0 18）、大量的岩石学和地球化学数据（XuChanghaietal.，2 0 16)均表明南海东北陆缘晚中生代时期处于弧后张裂环境，高磁异常带和弧相关的花岗岩都可被认为是晚中生代残余火山弧，火山弧的岩浆作用在下地壳底部底侵形成高速体，而HVLC1正好位于古太平洋俯冲带的前缘，因此有理由认为其很可能是张裂前古太平洋板块俯冲后退过程中上涌岩浆在下地壳的残余，经历了后期的弧前伸展拉张并致使其沿剖面方向呈条带状展