2019, Vol. 43
文章信息
- 王红丽, 赵强, 黄金莲, 范建柯. 2019.
- WANG Hong-li, ZHAO Qiang, HUANG Jin-lian, FAN Jian-ke. 2019.
- 马尼拉俯冲带北段增生楔形态结构及演化过程
- Morphological structure and evolution of accretionary wedge in the northern part of Manila subduction zone
- 海洋科学, 43(8): 1-16
- Marina Sciences, 43(8): 1-16.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20181124002
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文章历史
- 收稿日期：2018-11-24
- 修回日期：2019-04-06
2. 自然资源部第一海洋研究所, 海洋沉积与环境地质重点实验室, 山东 青岛 266061;
3. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室, 海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266061;
4. 中国石油天然气股份有限公司东方地球物理公司研究院大港分院, 天津 300280;
5. 中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室, 山东 青岛 266071
2. Key Laboratory of Marine Sedimentology and Environment Geology, First Institute of Oceanography, Ministry of Natural Resource, Qingdao 266061, China;
3. Key Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China;
4. Dagang Branch of GRI, BGP Inc., CNPC, Tianjin 300280, China;
5. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China
马尼拉俯冲带是南海唯一的板块消减边界, 由南海岩石圈板块沿马尼拉海沟向东俯冲于菲律宾海板块之下形成[1, 2]。马尼拉俯冲带包含了板块斜向俯冲、弧陆碰撞造山、洋中脊俯冲、俯冲极转换、双俯冲带等多种情形[3-4], 是南海四个边界中构造最复杂、最活跃的区域。马尼拉俯冲带从形态来看是南海洋壳向菲律宾洋壳之下的俯冲, 但从两侧洋壳运动速度来看, 中新世或10 Ma以来, 菲律宾海洋壳沿马尼拉海沟以7~8 cm/a的速度向NW推进, 而南海洋壳沿马尼拉海沟向东的俯冲速率仅约为1 cm/a[2, 5]。因此, 在马尼拉俯冲带是菲律宾洋壳以更快的速度向南海洋壳之上的仰冲, 并推挤着整个俯冲体系向西移动。前人研究显示, 马尼拉俯冲带在21.5°N以北已逐渐演变成弧陆碰撞的环境, 而在21.5°N以南仍是南海洋壳向东俯冲的环境[6]。俯冲地壳由陆壳向洋壳的逐渐转变, 再加上俯冲带中部南海洋中脊的俯冲, 使得马尼拉俯冲带的演化过程多姿多彩, 并在俯冲体系的地形地貌、增生楔内部结构、火山岛弧的发育位置、化学组成与形成时代、俯冲板块的俯冲深度与角度以及深部高速异常的差异等方面体现[7-10]。
多年来, 对马尼拉俯冲体系已经开展了大量的地球物理调查工作[1, 3, 8, 11-17]。从目前的资料来看:多波束资料能清晰揭示俯冲带的地形、地貌特征; 多道地震资料对增生楔变形前缘及弧前盆地(吕宋海槽)的基底、地层特征乃至莫霍面的位置都揭示的非常清楚; 此外, 利用天然地震和OBS资料对俯冲带深部构造的研究也取得了大量成果[3, 9-10, 13-14, 17-18]。尽管如此, 多道地震资料对占增生楔主体的上陆坡部分的揭示还比较模糊, 亦不清楚上陆坡之下拆离滑脱面的延伸趋势, 客观上决定了对于马尼拉增生楔形成演化过程的相关问题还难有一个清楚的回答, 如马尼拉增生楔形态演变的主控因素、划分增生楔上、下陆坡的脱序逆冲断层的形成机制、增生楔内部结构与外部形态之间的关系等。作为马尼拉俯冲带这一复杂构造系统的一部分, 马尼拉增生楔以自身形态和结构的不断演变从侧面记录了马尼拉俯冲带的演变过程, 并与其他部位的演化相呼应。本文拟在前人研究成果的基础上, 选择沟-楔-槽-弧相对最清晰完整的马尼拉俯冲体系北段, 从俯冲体系各部位协同演化的角度, 尝试揭示马尼拉增生楔内部结构与外部形态之间的联系, 进而讨论马尼拉增生楔的演化过程。
1 区域地质背景马尼拉俯冲带位于南海海盆东缘, 呈南北向延伸, 是一条正在活动的具有特殊构造意义的重要汇聚边界。俯冲带西侧为南海东部次海盆, 东侧为西菲律宾海海盆, 北端止于台湾弧陆碰撞造山带, 并与其东北的琉球俯冲带呈反转俯冲姿态交汇于台湾陆上区域, 而南端则在菲律宾吕宋岛以南的民都洛区域逐渐隐没, 而中部又被南海古扩张脊挤入, 多处地形特征及构造状态发生明显变化, 形成了独特的复杂构造研究区[19]。
马尼拉俯冲体系由马尼拉海沟、增生楔、弧前盆地(吕宋海槽)和火山弧(吕宋岛弧)组成。马尼拉海沟位于俯冲体系的西缘, 是南海海盆向吕宋岛弧之下俯冲形成。马尼拉海沟南起13°N附近的民都洛海峡, 北至20°N附近的台湾岛西南部[11, 20], 南北向绵延1 000余千米, 勾勒着俯冲体系的西部边界。海沟南北两端均结束于板块的碰撞作用[21]。随着整个俯冲体系整体向西的推进, 马尼拉海沟的位置亦不断西移。
马尼拉增生楔从构造形态上以19.5°N为界可分为南、北两段, 北段包含恒春海脊和高屏斜坡[22], 由北往南逐渐变窄, 由100 km逐渐变为50 km左右, 而南段宽度基本稳定在50 km左右。Reed等[23]利用水深和地震资料将台湾南部的增生楔分为下部斜坡区、上部斜坡区和背逆冲断层区三个构造区域。其中, 上、下斜坡的分界主要依据增积岩体坡度的陡变或厚度的突然增加确定, 并推测该处是脱序逆冲断层发育的位置。Lin等[24]利用973地震测线对该处的逆冲断层与滑脱面做了进一步的描绘, 并将下部斜坡区进一步分为盲逆冲断层与轻微褶皱区和叠瓦状逆冲断层区。
弧前盆地吕宋海槽位于增生楔与火山岛弧之间, 走向与马尼拉海沟大致平行延伸, 是区域上非常明显的负地形。在16°~17°N之间, 吕宋海槽由于南海古扩张脊(黄岩岛海山链)的俯冲挤入而强烈抬升变窄, 将海槽分北吕宋海槽和西吕宋海槽[25]。21°N以北的北吕宋海槽随弧陆碰撞的加剧而逐渐闭合。海槽的宽度自21°N往南有逐渐收窄的趋势, 但总体宽度较为稳定(~50 km)。海槽内沉积地层的西侧在西侧增生楔的推挤下发生不同程度的褶皱变形, 而沉积地层的东侧基本未有形变发生。微体古生物研究表明, 盆地底部沉积为晚中新世末期, 更明确地为6.5 Ma[26]。
马尼拉俯冲带的岛弧体系由北部的吕宋岛弧和南部的菲律宾岛弧两部分组成, 其中, 吕宋岛弧全部是在马尼拉俯冲体系发育过程中形成的。根据地理分布、喷发年代、地貌及岩浆地球化学特征, 可将吕宋岛弧火山区分为东火山链和西火山链[7]。其中, 西火山链内的岩浆活动停止于4~2 Ma, 而东火山链的岩浆活动全部在第四纪内。东、西火山链在20°N以南开始分支, 其中东火山链在17.8°N停止, 而西火山链往南一直延伸到民都洛岛[28]。吕宋岛弧火山岩的年龄整体趋势为由南向北逐渐年轻[7], 意味着马尼拉海沟的俯冲活动由南向北逐渐扩展[27]。
根据不同学者对马尼拉俯冲带演化过程的研究[29-32], 菲律宾群岛最初可能位于南半球, 随着菲律宾海板块的运动发生了北北西向的漂移, 并沿着群岛西侧的一条大型剪切带平移到现在的位置[29-30]。Yumul等[32]认为在菲律宾群岛的平移过程中, 菲律宾中部与巴拉望微陆块发生了碰撞, 碰撞引发的吕宋岛逆时针旋转导致了吕宋岛向南海板块的仰冲, 于是吕宋岛西侧的剪切带转变为俯冲带, 即马尼拉海沟。范建柯等[27]则认为, 在菲律宾群岛北向平移的过程中, 在巴拉望微陆块与菲律宾群岛碰撞之前沿马尼拉海沟的俯冲就已经存在, 并推测正是由于沿马尼拉海沟的俯冲不断消耗南海洋壳, 导致巴拉望微陆块与菲律宾移动带在10 Ma左右发生碰撞[31], 并推测马尼拉俯冲体系早在15 Ma便开始发育。随着菲律宾海板块持续地向西北运动, 而马尼拉海沟的北端逐渐进入碰撞造山阶段, 而南部则为洋壳俯冲背景, 最终形成了今日海沟-增生楔-弧前盆地(北吕宋海槽和西吕宋海槽)-火山弧(吕宋火山弧)的地貌组合。
2 数据与方法 2.1 资料来源研究区位于台湾与菲律宾之间的马尼拉俯冲体系中北段。区域水深数据使用公开的GTOPO 30的数据, 其海洋数据是基于Smith and Sandwell[33]的南北纬72°之间的2′×2′网格数据。该数据的分辨率较低, 因此又补充了1999—2000年“大洋一号”在南海东部采集的多波束水深数据, 该数据经各项改正后水深误差小于水深值的0.3%[2]。
本文对L-973、L-MGL0908-04和L-MGL0908-23三条横跨马尼拉增生楔的典型地震剖面进行了重新的处理和分析。其中L-973地震测线是2001年广州海洋地质调查局用“探宝号”调查船采集所得地震测线的一部分, 测线长度为224.73 km, 横穿马尼拉海沟、增生楔和弧前盆地。不同学者对该测线与俯冲、碰撞过程有关的构造单元进行了详细的分析[34-37], 但所使用的剖面均为时间偏移剖面, 且没有对具体的速度特征进行介绍。L-MGL0908-04和L-MGL0908-23两条地震测线是2009年美国德克萨斯大学在“台湾大地动力学国际合作研究计划(TAIGER)”支持下, 使用Marcus G. Langseth(MGL)调查船在马尼拉俯冲带的北段采集的。原始地震资料从海洋地球科学数据库系统(MGDS)申请获取(http://www.marine-geo.org/tools/search/Files.php?data_set_uid=18572)。三条测线的具体采集参数见表 1, 为节约机时, 在实际处理中, 我们将记录长度截为10 s。
| 测线 | 气枪容量 | 道数 | 炮间距/m | 道间距/m | 采样间隔/ms | 记录长度/s |
| L-973 | 3 000 | 240 | 50 | 12.5 | 2 | 10.024 |
| L-MGL0908-04 | 6 000 | 468 | 50 | 12.5 | 2 | 15 |
| L-MGL0908-23 | 6 000 | 468 | 50 | 12.5 | 2 | 15 |
早期的地震资料对于马尼拉增生楔内部结构的揭示较为模糊, 原因除了仅采用常规叠后时间偏移处理外, 限于当时的技术, 多次波也没有去除干净。此外, 叠后时间偏移处理不能提供精细的深度-速度模型。本文采用SRME、LIFT、RADON等技术[38], 较好的去除了多次波, 并采用叠前深度偏移技术来了解测区的沉积层和地壳的速度结构和构造特征。
具体的处理过程为:首先, 选用地震资料处理软件(FOCUS)进行常规处理, 按照Yilmaz[39]的处理步骤, 得到时间域的地震剖面; 然后, 建立初始的深度域速度模型, 并采用网格层析成像更新速度模型; 最后, 进行Kirchhoff叠前深度偏移处理[40], 以得到深度偏移剖面。
3 处理结果与解释 3.1 剖面震相特征根据地震剖面上的地层结构特征, 将马尼拉增生楔分为原始沉积段、褶皱变形段、逆冲推覆段和背逆冲段四部分(如图 2所示)。
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| 图 2 L-973深度偏移剖面及解释 Fig. 2 L-973 depth migration section and its corresponding interpretation |
原始沉积段是指马尼拉俯冲体系西部尚未进入增生楔的原始沉积区段, 包括马尼拉海沟及其西部的部分区域。这里地层连续性较好, 基本未受到增生楔体逆冲推覆作用的影响, 未发生褶皱变形。这里会有少量正断层发育, 可能与岩石圈俯冲下弯作用有关[41]。L-973线海沟下方(CDP14 000)的基底上有一处隐伏海山发育(直径约25 km, 高约1.5 km, 埋深约700 m)(如图 2)。该隐伏海山和东侧相对刚性的老增生楔共同挤压下陆坡地层, 使下陆坡沉积层发生强烈变形; 同时, 隐伏海山可能阻碍了逆冲叠瓦断层向南海一侧的发展, 导致海山前部地层发生逆冲断裂, 并在增生楔变形前缘形成泥火山[42]。莫霍面(Moho)的反射信号在原始沉积段下部表现清晰, 在L-973线西侧(CDP11 500~14 800)深度9.5~11.5 km处可见到一组高振幅连续反射信号(见图 2)。
3.1.2 褶皱变形段褶皱变形段是指从海沟到逆冲推覆段之间的部分, 该段地层发生明显的褶皱变形, 但未有明显的逆冲错断发生, 处于逆冲推覆之前的褶皱变形阶段。前人常把褶皱变形段归入逆冲推覆段[23], 作为逆冲推覆段的前端。本文将褶皱变形段单独列出, 是为了强调增生楔的生长首先始于褶皱变形, 其与逆冲推覆的发生具有清楚的先后次序。该段的发育在L-973线最明显, 其褶皱变形段发育3个完整的褶皱, 横跨近30 km(图 2), 与逆冲推覆段的空间跨度已相差不大。褶皱变形强度自西向东总体增强, 但在进入逆冲推覆段之前, 地层只有褶皱变形而未有显著的错断发生。褶皱变形段的下方发育明显的高振幅、强反射的拆离滑脱构造(如图 2~图 4), 它们是前缘滑脱的一个典型震相特征, 可能是由于高孔隙压力造成[43], 与日本南海海槽、巴巴多斯和哥斯达黎加地区的滑脱面类似[44]。拆离滑脱面是相对连续的、近水平的和弧形的强烈反射, 位于海面以下5.2~6.5 km。在拆离滑脱面之上的反射层显示出不同程度的褶皱, 滑脱面之下是一个数百米厚的沉积物层(见图 2), 显示部分南海沉积物随洋壳俯冲入拆离滑脱面之下。俯冲沉积物显示出震幅较小、地层破碎少的地震特征, 表明俯冲沉积物可能是均匀的, 细粒的, 半深海盆地相。俯冲沉积物底部的一系列不连续的强反射, 被解释为火山碎屑裙[24]。
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| 图 3 MGL0908-23深度偏移剖面及解释 Fig. 3 MGL0908-23 depth migration section and its corresponding interpretation |
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| 图 4 MGL0908-04深度偏移剖面及解释 Fig. 4 MGL0908-04 depth migration section and its corresponding interpretation |
逆冲推覆段位于褶皱变形段后方, 以叠瓦状逆冲断层的发育为特征。该处逆冲断层往下延伸并入滑脱面, 地层发生明显的挤压变形和错断, 内部结构紊乱, 地震剖面上开始变得模糊不清。多个褶皱增生脊被逆推挤压在一起, 地形崎岖不平, 总体上自西往东逐渐抬升, 部分沟谷中充填有后期沉积物。逆冲推覆段下方的滑脱面亦非常清晰, 从褶皱变形段下部自然延伸过来(图 2-4)。L-973线大约CDP19 000~20 000处, 拆离滑脱面出现上翘特征(如图 2), 可能是由于滑脱面上方增积的沉积物速度较高造成速度上升的影响。
3.1.4 背逆冲段背逆冲段位于逆冲推覆段之后的上陆坡。该处增生楔体地形突然抬升, 起伏变缓, 地形自西往东逐渐增高, 地层内部反射信号杂乱而不连续, 叠瓦状断面消失(如图 2~图 4), 应是高度挤压所致[23]。因为在长期挤压下, 沉积物逐渐脱水, 使反射层面之间的声波阻抗差异降低, 从而造成增生楔内部反射信号不佳。背逆冲段通过不断挤压、合并其西侧的逆冲推覆段使自身不断壮大, 同时由于逆冲推覆段的反作用力而向其东侧的弧前盆地(北吕宋海槽)不断逆推, 使海槽西缘的沉积地层发生强烈变形(如图 3, 4), 并在增生楔背部(东侧)发生逆冲错断, 因此称之为背逆冲段, 其位置等同前人所说的上部斜坡带[23]。背逆冲段的海底地形总体较为平缓, 发育清晰的似海底反射层(BSR)(如图 2~图 4), 表明该区的大部分断层已经停止活动, 活动区局限于与逆冲推覆段和弧前盆地交界面附近。背逆冲段与逆冲推覆段之间的地形变化明显, 其边界被认为是脱序逆冲断层发育的位置[24](如图 2~图 4)。正是沿逆冲脱序断层的逆冲作用造成了该段增生楔体的快速抬升, 使上部及下部斜坡带明显区分[23]。
3.2 速度结构特征 3.2.1 原始沉积段原始沉积段总体速度变化平缓, 除海底火山或基底隆起导致的速度突然增大外, 其余地层横向速度差别不大。纵向上, 沉积层速度由1.7 km/s左右逐渐增加至2.8 km/s, 而在L-MGL0908-23线的底部沉积层的速度则可达到约3.0 km/s(图 5b), 可能与该剖面发育更厚的沉积物有关。基底速度则由3.5 km/s逐渐增加至5.0 km/s以上(如图 5a, b, c)。
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| 图 5 深度、速度剖面叠合图 Fig. 5 Congruent map of depth and velocity profile |
在褶皱变形段, 由于地层的褶皱变形和随洋壳的俯冲下弯, 横向速度随地形的起伏变化明显, 从速度模型上未能看出逆断层两侧显著的速度差异, 可能是由于地层错断较小所致。褶皱变形段沉积层表层速度约为2.0 km/s(其中L-MGL0908-23为1.98 km/s, L-MGL0908-04为2.13 km/s), 比原始沉积段速度略高, 然后逐步增加至约3.0 km/s(如图 5a, b, c)。褶皱变形段末端与逆冲推覆段以逆冲断层相接, 该断面两侧地层速度可见较明显的速度变化(如图 5b), 地层错断效应更为明显。
3.2.3 逆冲推覆段由于推覆体的不断叠置, 逆冲推覆段不仅表现为地形上的起伏不平, 其速度结构的横向变化也是整个增生楔中最剧烈的。由于强烈的挤压作用, 增生楔的p波速度比正常沉积物来得快, 由浅层的约2.0 km/s增加至滑脱面附近的约3.0~3.5 km/s。其中, 在L-MGL0908-23(图 5b)和L-MGL0908-04(图 5c)剖面, 增生楔在滑脱面附近的速度约为3.0~3.3 km/s, 而在L-973剖面滑脱面附近沉积层速度接近3.5 km/s。在L-973测线速度模型上, 滑脱面上部地层速度明显比左右速度高(如图 5a), 推测是地体受构造挤压产生的密度变化。但这一特点在L-MGL0908-23和L-MGL0908-04线上表现的并不清楚, 可能是由于俯冲海山的影响, 该处的滑脱面的发育较为复杂所致。
3.2.4 背逆冲段背逆冲段是增生楔的主体, 也是最早形成的楔体。该段表层沉积物速度相对更高, 如在L-MGL0908- 04剖面CDP 26 500~29 800之间, 其表层沉积物速度可达在2.36~2.58 km/s之间变化(如图 5c), 相当于洋盆区海底500 m以下沉积层的速度。这可能与背逆冲段形成较早, 成岩作用较强有关。在L-MGL0908- 23剖面(如图 5b), 背逆冲段表层速度则从1.8 km/s开始缓慢增加, 浅层速度结构与该剖面海沟内沉积层相当, 并且均小于褶皱变形段和逆冲推覆段表层速度, 这表明该部位披覆有后期沉积。在L-0908-04线的速度模型上(如图 5c), 在CDP 25 400~29 800之间, 还见到了浅层沉积层的速度背反现象:即上部地层速度高于下部地层速度的现象。以该剖面CDP 27 600为例, 其表层速度为2.58 km/s(水深2 000 m), 而到了3 200 m(从海面计)深处, 速度则减小为2.29 km/s, 并直到3 700 m深处速度陡然增加为3.1 km/s。结合地震解释剖面可知, 该速度背反段基本与该剖面上的BSR发育段重合, 速度减小段正位于BSR下方。因此, 该速度背反现象可能由游离气导致, 继而推断该处游离气层的厚度约为500 m。
背逆冲段之下的滑脱面在地震剖面上难以分辨, 因而难以判断增生楔体的底界止于何处。楔体下部的层速度很快便达到3.5 km/s, 并可继续增大至5 km/s以上(如图 5a, b, c)。前人根据OBS资料给出了增生楔的速度变化范围为3~5.5 km/s[45-47]。在原始沉积段和褶皱变形段, 沉积层的速度通常小于3.0 km/s, 只有洋壳基底的速度才在3.5 km/s以上。洋壳基底的速度界面在背逆冲断层下部脱离了其俯冲下弯的趋势, 反而表现出上弯的特征(图 5a, b, c)。这一层速度变化特征通常被认为是俯冲洋壳表层沉积物或火山岩被刮擦下来并增生进入增生楔的底部所致。在OBS剖面上(MGL0905-27), 背逆冲段下部拆离面之上出现的速度上弯层被称作增生地壳[8]。
本文推断该“增生地壳”除了来自俯冲洋壳的剥蚀物之外, 还存在一个更重要的来源:初始仰冲的菲律宾海板块的残留物。否则便不好解释仰冲的菲律宾板块去了哪里。Malavieille等[48]早在台湾南部海域的研究中便提出了“弧前基盘”的概念, 认为在台湾东南海域, 有部分的弧前基盘被向东俯冲至岛弧之下, 使增积岩体后半段受到缩短而造成其抬升。本文认为马尼拉增生楔下部拆离滑脱面之上的相对高速层主要由仰冲的菲律宾残留洋壳组成, 并同样将其命名为“弧前基盘”(如图 5a, b, c)。
4 分析与讨论 4.1 马尼拉俯冲带的形态特征马尼拉俯冲体系的海沟、增生楔、海槽和岛弧体系横向依次排列, 层次清晰完整, 它们不仅从不同侧面记录了马尼拉俯冲体系的演化, 而且相互之间是一种协同演化的关系, 是马尼拉俯冲体系深部过程的浅表响应。
马尼拉俯冲体系总体南北向展布, 绵延1 000余千米, 是俯冲带中的“小个子”, 其在台湾与菲律宾之间的巴士海峡向菲律宾海突出, 而在吕宋岛西侧又向南海突出, 从而构成一反“S”型弯曲形态, 成为该俯冲体系最鲜明的特点。对马尼拉俯冲体系而言, 由于南海海盆的扩张早已停止, 主应力主要来自东部仰冲的菲律宾海板块, 该俯冲体系是一种被动型的俯冲。菲律宾海板块往北西向漂移, 在俯冲体系南、北两端分别受到巴拉望地块和华南大陆(及后来的台湾岛)的阻挡。有学者认为马尼拉俯冲体系北部的弯曲是受到海沟西侧的构造隆起阻碍所致[49]。陈志豪等[50]认为长度是控制马尼拉俯冲体系的弯曲形态的主要因素, 并采用Schellart的中等长度模型(2 000 km)来解释马尼拉海沟的弯曲形态。孙金龙等[51]则认为俯冲体系的弯曲与其长度以及海沟西侧的构造隆起无关, 是仰冲板块在马尼拉俯冲带西向运动分量的差异导致的, 即吕宋岛向西的运动速度比吕宋岛弧更快, 随着时间的推移而演化成今日的弯曲形态。
沟-弧体系在俯冲过程中向俯冲洋壳一侧弯曲凸出的现象在现代俯冲带中较为普遍, 但不同的俯冲带均有其独特的构造背景, 未必能通过一个简单的理论模型全部概括。虽然马尼拉俯冲体系的规模较小, 但构造背景并不简单, 由北往南, 俯冲地壳由减薄陆壳向洋壳逐渐过渡, 而俯冲倾角南陡北缓的变化亦显示出俯冲过程的复杂。在俯冲体系中部的古扩张脊俯冲段(黄岩岛海山链俯冲段), 增生楔前端受俯冲海山的推挤而显著缩短并与后侧的西吕宋海槽连为一体, 而西吕宋海槽则在挤压作用下变窄隆升, 槽形地貌几乎消失。因此, 我们认为原本圆弧形向南海凸出的俯冲体系正是由于古洋中脊的俯冲而被改造为扁平西凸的特征, 与陈志豪等[50]的判断刚好相反。对于俯冲体系北部凸向菲律宾海的弯曲, 仔细观察, 会发现位于20°N以北的北吕宋海槽、增生楔以及岛弧火山链均呈南北向展布, 并无向菲律宾海外凸的“弯曲”形态。因此, 我们总体上接受孙金龙等[51]的解释, 认为是俯冲体系在整体向西推移的过程中逐渐形成, 而吕宋岛弧双火山链在北部相交而向南部逐渐张开的展布形态恰是对这一过程最好的注解:说明吕宋岛弧西向的运动分量由北往南逐渐增加。
另外, 吕宋岛弧的东部火山链之外存在一弧形陡坎边界(图 1), 高出海底数百米到两千多米, 将吕宋岛弧与东部的菲律宾洋盆分隔开来, 该弧形边界与马尼拉海沟和北吕宋海槽近平行延展。陡坎之上的地形较为平坦, 仅有零星火山分布, 推测该陡坎并非是由海底火山喷发形成, 而可能是由原菲律宾海的洋壳物质组成。俯冲体系发育到一定阶段后, 在菲律宾海板块对吕宋岛弧的持续挤压之下, 吕宋岛弧向菲律宾海板块之上逆冲冲断, 从而造成岛弧的整体抬升, 而在东部火山链之外又形成一顶部平坦的断阶带。随着该构造的继续发育, 未来可能成长为新的俯冲带, 从而使得该段俯冲体系最终成为与南部的吕宋岛区域相似的双向俯冲体系。
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| 图 1 马尼拉俯冲体系北段水深地貌图 Fig. 1 Bathymetric map of the northern segment of Manila subduction system |
马尼拉俯冲体系外部形态特征的另一个重要方面是增生楔、弧前盆地和火山岛弧的规模和尺度。增生楔作为板块俯冲过程中的特征性产物, 其大小、形状和特点随板块俯冲速率、汇聚方向、沉积物供给和俯冲物质的体积而变化, 因此其发育程度和赋存状态与板块俯冲边界性质、板块的俯冲角度、板块俯冲时间的连续性以及板块汇聚边缘的动力学性质等方面具有密切的相关性[52]。在俯冲体系北部的吕宋岛弧段, 若分别以增生楔的西部边界和东部火山链的外部边界为界来圈定俯冲体系的范围, 其总体宽度约在200 km左右。其中, 增生楔的宽度介于45~95 km, 北部宽而南部窄, 平均宽度约为70 km; 北吕宋海槽的宽度介于30~60 km, 在转弯处迅速收窄, 平均宽度约为50 km; 火山岛弧宽度介于10~120 km, 南部宽而北部窄, 呈牛角形。除了北部的弧陆碰撞带以及南部古扩张脊的俯冲带之外, 在俯冲体系北段的大部分区域, 楔体的增生、海槽与岛弧的演化均未遭受外部因素的强烈干扰。其中, 增生楔不断地增高和向南海方向推进, 而北吕宋海槽除西侧边缘遭受增生楔的挤压变形外, 其总体宽度也基本保持不变; 火山岛弧则不断向东增生扩大。我们认为, 弧前盆地的宽度与俯冲板块的厚度、俯冲倾角及俯冲速度密切相关, 俯冲倾角越小、速度越快、俯冲板块厚度越大则弧前盆地的宽度便越大。
4.2 拆离滑脱面拆离滑脱面是增生楔的底部边界, 滑脱面调节着增生楔褶皱变形和逆冲推覆造成的地层缩短以及下部岩层的俯冲。滑脱面之上的增生沉积物处于挤压的应力状态, 形成压缩特征, 而滑脱面之下的俯冲沉积物则处于伸展的应力状态, 形成拉伸构造[53]。因而伴随着增生楔的增高加宽, 滑脱面之下的俯冲地壳则会进一步伸展减薄。L-973剖面滑脱面之下的基底正断层的发育可能是对滑脱面之下张应力状态的响应。也有人认为这些正断层可能在盆地沉积物进入增生楔之前便开始发育[24]。而Ku等[20]所描述的正断层位于变形前缘和沿马尼拉海沟的位置, 可能是由于俯冲板片的弯曲造成。
Park等[54-55]对日本南海增积岩体的研究中, 观察到日本南海增积岩体内部的滑脱面, 在由变形前缘往增积岩体内部延伸约30公里处, 出现降阶至海洋地壳上的现象, 增积岩体和海洋地壳之间的界面则转为主要的滑脱面, 原富含黏土而可滑动之滑脱面, 因黏土矿物的脱水, 如蒙脱石转为伊利石而渐渐失去滑动性, 并增加了板块之间的耦合[56], 滞滑及地震的现象也自此开始产生。
在我们所选的这几条地震剖面中, 拆离滑脱面在增生楔的褶皱变形段和逆冲推覆段之下较为清晰, 但在进入背逆冲段之下后反射信号便难以追寻(如图 2~4), 因此我们不确定滑脱面在增生楔深部延伸的情形。L-973剖面俯冲基底较为平坦, 滑脱面与洋盆基底近平行展布, 直至模糊不见, 滑脱面之下沉积层的厚度约有300~500 m(如图 2)。L-MGL0908-23剖面上, 由于海山或基底隆起的影响, 滑脱面在很早便降阶到基底上(CDP 14 400, 7.5 km), 但之后又似乎发生了分离, 而后在大约CDP 17 500处(8.5 km深)再次降阶到基底上(如图 3)。在L-MGL 0908-04剖面, 滑脱面在CMP 26 500(8.0 km)的位置突然变陡并降阶到基盘上(如图 4)。
对于滑脱面在背逆冲段之下的消失, 有人认为是被残余的多次波和较差的信噪比所中断[57]; 也有人认为滑脱面可能继续在基底上方的相同结构层面上, 反射成像仅显示增生楔上陆坡的浅层沉积特征, 而难以揭示较深部的增生楔的结构[24]。这可能是由于硬海底的信号穿透力差, 或者存在陡倾角的逆冲断层和结构, 使得地震采集观测系不能成像。也有作者认为上陆坡区滑脱面的反射信号消失应与脱水作用有关[58]。通过对多条地震剖面的仔细观察, 我们发现滑脱面都是在进入背逆冲段(前人所指的上陆坡)后很快消失, 而消失的位置几乎都位于脱序逆冲断层的下部。因此, 我们推测增生楔下部滑脱面的消失可能与脱序逆冲断层的发育密切相关。滑脱面进入背逆冲段之后, 深度更深而上部增生楔厚度更大, 需要滑脱面向洋盆基底降阶以适应更大的应力环境。这可能是L-MGL0908-04剖面上滑脱面末端突然变陡并降阶到基底上的主要原因, L-MGL0908-23也是同样理由, 只是基底的隆起增加了这一过程的复杂性。
4.3 脱序逆冲断层与弧前基盘脱序逆冲断层(out-of-sequence-thrust, OOST)是为了区别于依次序发展的逆冲断层(如叠瓦状断层)而提出的概念。Morley[59]从发展方向与活动断面两个方面对其进行了定义:泛指逆冲断层的发展不依早期逆冲断层的发育次序进行, 或者新生断面的位置切穿了早期的逆冲断面, 或者沿早期依序逆冲断面再度活动, 产生部分新断面。对于马尼拉增生楔而言, 脱序逆冲断层是相对于逆冲推覆段的向海沟侧次序递进的叠瓦状逆冲断层而言的, 断层的发育转到叠瓦状逆冲断层之后并可能切断了早期的断面。
马尼拉俯冲体系脱序逆冲断层的最大特点就是它是划分背逆冲段和逆冲推覆段(前人所说的上陆坡和下陆坡[60-61])的重要的地貌边界, 或者说增生楔上陆坡与下陆坡的地貌差异主要源于脱序逆冲断层的发育。其成因机理到底是什么呢？
Liu等[60]整编的台湾周缘海底地形图以及Liu等[61]的台湾南部海域大地构造图均清楚标明脱序逆冲断层是划分增积岩体上、下陆坡的边界, 由高屏斜坡往南延伸到20°N, 但未详细描述此逆断层的构造形态及其在俯冲作用中的作用。冯力中[58]对台湾西南海域一系列东北-西南走向的地震剖面进行了分析, 仔细描述了增生楔下部斜坡与上部斜坡的构造形态, 并首度对此脱序逆冲断层进行了探讨, 推测因主要的脱序逆断层将上部斜坡带较老和硬的岩体向西逆冲, 进而推挤下部斜坡最东侧的脱序逆断层区, 使此区受到逆冲断层挤压变形、缩短而抬升, 最终并入上部斜坡区。这个藉由脱序逆断层将下部斜坡并入上部斜坡的行为, 可能在台湾南部海域增生楔上反复进行, 并向西传递。Lin等[24]认为将台湾南部海域增积岩体分为上、下部斜坡的脱序逆断层是一个巨型逆断层, 从俯冲板块与增积岩体下方的界面向上延伸直至出露于海床之上。Eakin等[3]在剖面MGL0905-25 A(此剖面位于20.5°N)的增生楔中发现大的地形中断, 该中断将反射褶皱层与反射较少的上陆坡分开, 并在地形中断下面, 观察到零星的、急剧向东倾斜的反射, 他认为该断层也是OOST。脱序逆冲断层的发育并不局限于20°N以北, 在20°N以南的MGL0908- 22、MGL0908-04、MGL0908-15等线也识别出脱序逆冲断层的存在[57, 62], 这表明脱序逆冲断层在马尼拉俯冲体系的北部是一种普遍现象。
Strasser等[63]在其增积岩体的演化模型中提出了脱序逆冲断层的发育特点:当巨型分支断层(脱序逆冲断层的一种)活动时, 将以脱序断层的活动形态截切前方已存在的逆冲断层, 并且随着俯冲作用持续进行, 巨型分支断层将会抬升上部斜坡形成弧前高区。Bangs等[64]提出的增积岩体演化模式亦与此模型大致相同。庄哲平[62]采纳了这一解释, 并认为分支断层向前的继续分化又会造成下部斜坡的沉积物抬升, 并最终并入上部斜坡中。因而可以这么理解, 增生楔逆冲推覆段前后发育两种逆冲断层, 前端逆冲断层的依次发育使得逆冲推覆段不断向海沟方向扩张, 而后端脱序逆冲断层的发育则导致了逆冲推覆段后部的叠瓦状地层的消亡, 并不断将其并入上陆坡背逆冲段。而所谓的脱序逆冲断层本身可能也是一种依次序发育的逆冲断层, 只是发育部位不同而已。
尽管前人给出了脱序逆冲断层的生长模式及其与增生楔演化的关系, 但并未指明脱序逆冲断层为何如此发育。我们在地震剖面的速度结构图上可以看出, 在增生楔下部滑脱面隐没的部位开始出现侧向速度增高的现象, 这是增生楔中的正常现象。在OBS剖面上亦非常清楚, 称作增生地壳[8]或增生过渡壳[14], 被认为由俯冲地壳的剥蚀物组成, 因而冠以“增生”二字。这一解释存在两个问题, 一是剥蚀沉积物的速度超过3.5 km/s不好解释, 二是仰冲的菲律宾板块前端凭空消失。前文已述, 根据速度剖面特征, 本文将拆离滑脱面之上增生楔下部的相对高速体解释为“弧前基盘”, 认为其主要由初始仰冲的菲律宾海板块前端的残留块体组成。这一解释与McIntosh等[14]的解释最大不同之处在于, 位于增生楔下部的相对“高速体”并非增生而来, 而是仰冲板块的残留。当然, 残留板块之上必然有从俯冲板块上刮擦下来的“增生物质”。
仰冲的菲律宾海板块被后期发育的火山岛弧切断, 其前端挤入增生楔之下成为弧前基盘, 并成为挤压刮擦俯冲的南海洋壳的最前锋, 其后部由于岩浆喷发可能与火山岛屿融为一体。由于这一残留板块的存在, 增生楔背逆冲段和弧前盆地(北吕宋海槽)始终位于一稳固的块体之上, 来自菲律宾海板块的挤压应力经由岛弧和弧前基盘直接作用于俯冲的南海洋壳, 因而北吕宋海槽东侧沉积地层从未受到来自岛弧的压应力的作用, 才使得北吕宋海槽内东侧沉积地层未有形变发生, 尽管它已在岛弧的推挤下向西移动了约两百千米。
结合地震剖面和速度剖面, 我们认为弧前基盘前端正是拆离滑脱面降阶到基底的部位, 也是滑脱面开始隐没的部位, 因为滑脱面发展到这里后必然发生重大转折。弧前基盘如同托盘一样承载着增生楔背逆冲段和北吕宋海槽, 因而该部位的逆冲断裂活动趋于稳定, 从而为上陆坡背逆冲段BSR的发育创造了条件。对菲律宾海板块而言, 马尼拉俯冲体系实际上是菲律宾海板块的仰冲体系, 弧前基盘在其后岛弧和菲律宾海板块的推动下, 向西推进, 一方面将南海俯冲板块表层物质刮擦下来并融入增生楔中, 使楔体不断壮大; 另一方面, 其前端还不断向增生楔逆冲推覆段的底部挤入, 从而导致了脱序逆冲断层的发育。而叠瓦状楔体一旦并入上陆坡便马上变得稳定, 因为它已位于残留板块之上, 不再受残留板块直接的推挤作用。与此同时, 新的分支断层又在弧前基盘前方开始孕育。由于弧前基盘的宽度有限, 当上覆增生楔体不断增大并超过其承载范围后, 增生楔体才会在逆冲推覆段的反作用力的推挤之下向北吕宋海槽滑移, 从而造成北吕宋海槽西侧沉积地层的挤压变形。但由于这一应力仅是来自沉积物层, 远不能与板块碰撞与挤压的应力相比较, 因而增生楔向北吕宋海槽的推进是非常缓慢的, 也因此, 北吕宋海槽能够保持其基本原貌至今。
4.4 马尼拉增生楔演化过程基于对马尼拉俯冲体系的以上认识, 我们推测马尼拉增生楔的演化可能经历了如下的过程:
(1) 初期, 南海板块与菲律宾海板块的接触关系由走滑关系转变为俯冲碰撞关系, 最终形成了新生的南海板块向较老的菲律宾海板块之下俯冲的格局。在两板块接触端附近, 南海板块因俯冲而沉降, 而菲律宾海板块则因仰冲而抬升, 并形成高地形阻碍南海板块上的早期沉积物并在其前端累积, 形成初始增生楔体, 相应的在楔体增生端的前沿形成初始海沟; 而在菲律宾海板块隆升部位的后方, 则由于板块挠曲作用而发生沉降, 形成带状区域负地形, 即初始吕宋海槽。此时, 由于南海板块向菲律宾海板块之下的俯冲量有限, 尚未诱发火山作用(图 6a)。
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| 图 6 马尼拉增生楔演化过程 Fig. 6 Evolution process of the Manila accretionary wedge 注: a:南海板块向菲律宾海板块之下俯冲, 初始增生楔、海沟和海槽地貌形成; b:增生楔体呈叠瓦状推进, 俯冲作用诱发火山作用形成初始岛弧, 海沟-增生楔-弧前盆地-岛弧的格局基本形成; c:弧前基盘挤入增生楔之下, 使增生楔地貌发生上陆坡和下陆坡的分异, 逆冲脱序断层开始发育并成为上、下陆坡的分界; d:增生楔体前端(海沟侧)不断形成新的逆冲脱序断层, 楔体后端则挤入吕宋海槽, 吕宋岛弧亦在俯冲挤压作用下发生断裂和抬升, 形成马尼拉俯冲体系现代地貌 |
(2) 随着南海板块向菲律宾海板块之下的继续俯冲, 增生楔不断增大, 并以叠瓦状向海沟方向推进; 海沟亦随板块的俯冲沉降作用而不断变深, 逐渐成为南海水深最深的部位; 随着南海板块向菲律宾海板块之间的俯冲持续进行, 等板块俯冲到一定深度(穿透岩石圈后), 最终诱发了早期的火山喷发, 发育初始火山岛弧。受增生楔体和火山岛弧的限定, 此时北吕宋海槽的外貌基本定形。海沟-增生楔-海槽(弧前盆地)-火山弧的地貌格局基本形成(图 6b)。
(3) 随着俯冲和仰冲作用的继续, 原菲律宾板块前缘的断裂块体(弧前基盘)挤入增生楔体之下, 早期增生楔体发生挤压和沿断块表面的爬升, 并逐渐演变为上陆坡地貌。在这一过程中楔体内部地层更加错动、紊乱, 导致楔体内部反射杂乱不清, 原层面构造完全消失。同时, 爬升楔体仰冲于弧前基盘之上后, 由于弧前基盘的承载, 整体变得更加稳定, 该部分楔体的内部变形及相互断裂基本消失, 应力状态发生重大改变, 并随时间的推移在楔体上部逐渐形成BSR。而位于弧前基盘前方的楔体则受到弧前基盘的正向挤压而褶皱变形, 并逐渐形成新的叠瓦状楔体(下陆坡楔体), 以及在叠瓦状楔体的前端直到海沟处, 再次形成新的褶皱变形带。上陆坡楔体与下陆坡楔体之间刚好位于弧前基盘的前端, 也是前人所解释的逆冲分支断层(OOST)的发育部位, 被认为是马尼拉俯冲带重大地震孕育的部位。而火山岛弧由于俯冲作用的继续, 不断有新的喷发并逐渐向菲律宾板块方向迁移, 从而形成不同期次的火山链。此时, 由于南海板块已经俯冲入菲律宾板块之下的软流圈, 南海俯冲板块在西太平洋深部物质整体向西北方向的推动下, 南海板块的俯冲前端由斜向俯冲快速向高角度俯冲(近垂直俯冲)转变。此时, 由于西太平洋板块深部物质的向下运动与菲律宾板块向南海板块之上仰冲的差异, 会导致在火山岛弧东侧发育大型逆断层, 导致火山岛弧的整体抬升(图 6c)。
(4) 随着俯冲作用的继续, 不断有新的叠瓦状楔体爬到弧前基盘之上而进入上陆坡, 导致上陆坡增生楔体的不断增大。同时, 上陆坡楔体发展到一定阶段后会越过弧前基盘而进入北吕宋海槽。此时, 楔体的挤压会导致海槽内西侧地层的变形。吕宋岛弧东侧的逆断层进一步发育, 其趋势是使得菲律宾板块向吕宋岛弧之下俯冲, 从而导致吕宋岛弧地貌上的显著隆升, 并与菲律宾海盆形成清楚的分界, 这一位置现在相当于今日东菲律宾海槽的早期阶段。这就是当前马尼拉俯冲带增生楔所处的状态。随着俯冲作用的继续, 增生楔会不断向海槽推进, 最终填平海槽, 而南海板块与菲律宾板块将双向俯冲于吕宋岛弧之下(图 6d)。
5 结论本文对马尼拉俯冲体系北段的三条典型地震剖面进行了重新的处理和解释, 对马尼拉增生楔北段的外部形态特征及内部结构进行了分析, 并以“弧前基盘”理论为指导探究了马尼拉增生楔的演化过程, 得出以下认识:
(1) 根据沉积物变形、外部形态及内部构造特征, 可将马尼拉增生楔划分为原始沉积段、褶皱变形段、逆冲推覆段和背逆冲段四个部分, 它们分别代表着增生楔演化的不同阶段, 其内部存在逐级递进演变的关系。
(2) 马尼拉增生楔之下存在由仰冲的菲律宾海残留板块构成的“弧前基盘”, 弧前基盘与背后的火山岛弧融为一体, 在菲律宾海板块的推动下向西北方向移动, 成为刮擦俯冲的南海洋壳表层物质的前锋。构造相对稳定的背逆冲段和北吕宋海槽位于基盘之上。弧前基盘的前端是拆离滑脱面突然降阶和在地震剖面上开始“隐没”的部位, 弧前基盘对其前部地层的挤压是逆冲推覆段和褶皱变形段不断向海沟方向递进的主要应力来源。弧前基盘向逆冲推覆段底部的挤入还导致了脱序逆冲断层的发育, 随着断层分支向前的不断分化, 不断将刮擦下来的沉积物质以及逆冲推覆段叠瓦状地层并入上陆坡背逆冲推覆段, 从而造成上陆坡背逆冲推覆段的不断抬升壮大, 在地貌上与叠瓦状逆冲段迥然不同, 使得脱序逆冲断层成为划分上、下陆坡的重要的地貌分界。弧前基盘是控制马尼拉增生楔形成演化的关键构造。
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