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响(Leroy et al, 2004; Martin, 2007; Handy et al, 2010)。板块俯冲诱发地幔物质熔融, 在上覆板块上形成岛弧(Wyllie et al, 1984), 同时俯冲后撤为弧后地壳的张裂提供空间(石耀霖等, 1993), 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(Uyeda et al, 1974; Lachenbruch, 1976; Zhao et al, 1997; Talwani et al, 2013), 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)。海盆中部的裂谷是西菲律宾海盆的古扩张中心, 呈北西-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Fujioka et al, 1999; Deschamps et al, 1999, 2002a; Okino et al, 2003)和地壳结构(Mrozowski et al, 1982; Hilde et al, 1984; Nishizawa et al, 2005, 2007; Lallemand, 2016)以及少量岩石学工作(如Ishizuka et al, 2011), 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。

2015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1400km长的多道地震测线, 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-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(Deschamps et al, 2002b)。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(DSDP)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(Central Basin Fault, 简写为CBF)或中央海盆扩张中心(Central Basin Spreading Center, 简写为CBSC)是西菲律宾海盆的古扩张中心, 海盆在其两侧对称扩张(Mrozowski et al, 1982; Hilde et al, 1984), 扩张时间约为54—33/30Ma。大致以裂谷内129°30′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(Small, 1994; Okino et al, 2003), 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, 30—26Ma在海盆中东部发生了一期短暂的无岩浆伸展事件(Deschamps et al, 2002a), 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129°30′转换断层以东表现更为典型。

1.2 九州-帕劳海脊

九州-帕劳海脊(Kyushu-Palau Ridge, KPR)是位于中央海盆裂谷东侧的正地形单元, 比周边洋底高2000—3000m, 是菲律宾海板块上最长的无震脊(Lallemand, 2016), 南北伸展近2600km。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(IBM)岛弧(Nishizawa et al, 2007; Park et al, 2009)。

1.3 DSDP站位

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, 附近海域距离最近的深海钻探(DSDP)站位为DSDP31-290和DSDP59-448。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。

DSDP31-290站位位于九州-帕劳海脊以西150km的西菲律宾海盆内部, 水深约6000m, 其中290钻孔总长为255m(Ingle et al, 1975)。浅部为晚渐新世以来沉积的90m厚的褐色富泥黏土, 下部为49m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80m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30m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。

DSDP59-448站位位于九州-帕劳海脊内, 水深约3500m, 448和448A钻孔总长分别为583和914 m, 主要钻遇地层的岩性为沉积物和玄武岩(Kroenke et al, 1981)。两个钻孔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320 m, 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45°, 上覆的凝灰岩及火山灰最大倾角为20°, 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2015年利用“科学”号考察船在西菲律宾海盆采集了1400km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1500m, 震源为4支气枪组成的枪阵, 容量分别为520in³, 380in³, 250in³和150in³, 最大和最小炮检距分别为1722m和234.5m, 其他记录参数如表 1所示; 水深数据采用2009年美国国家地球物理数据中心发布的ETOPO1数据(Amante et al, 2009); 地壳厚度反演所用的重力异常数据采用2014年美国Scripps海洋研究所Sandwell小组发布的卫星测高反演重力异常(Sandwell et al, 2014); 沉积层厚度分布数据主要来自于NGDC发布的全球沉积层厚度数据集(Divins, 2003; Géli et al, 2007); 中央海盆裂谷的多波束地形数据主要参考Deschamps等(2002a)的研究结果。

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2DPSTM(2D Pre-Stack Time Migration, 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DSDP钻井。根据数据的丰度和精度, 分别选取DSDP31-290和DSDP59-448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, 2008)。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)。

2.2.3 地壳厚度反演

地壳厚度反演主要参考Bai等(2014)提出的反演流程。岛弧和洋底高原地壳密度设定为2.7g/cm³, 正常洋壳区域设定密度为2.85g/cm³; 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CRUST1.0给定的莫霍面埋深为约束, 在频率域内反演出莫霍面埋深(Parker, 1973); 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50km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-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R1(图 3), 反映海盆扩张停止事件, 应该对应于DSDP31-290站位地震剖面所揭示的基底反射(Ingle et al, 1975)。R1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100m, 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300m, 主要物源应来自周边的火山碎屑物质(Ingle et al, 1975)。图 3a展示的沉积盆地位于18°N, 128.5°E, 是洋中脊和转换断层相互作用形成的节点状盆地(nodal basin)。其沉积层序的时间厚度超过300ms, 根据图 2a的时深转换公式计算其厚度约为280m。该盆地的水深为6600m, 比周边海底深1300m, 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200km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160—200m(图 3b), 呈现大规模披覆沉积的特征。推测主要受九州-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380m(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。

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129°30′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50km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 5a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 5a剖面可识别出三个较大的坳陷, 分别命名为D1、D2和D3。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 5a)。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 5b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5km, 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F1-F4四条较大的断裂。其中F1和F2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10°, 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, F3和F4的视倾角为60°, 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129°30′E为界, 东西轴部地形存在较大差异。西部平均水深为5500m, 而东部则为6200m, 即东部海底比西部深700m。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(Deschamps et al, 2002a; Okino et al, 2003)。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129°30′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 5a)。相反, 海盆东部洋壳内部广泛分布较强振幅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 5b)。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45—50Ma期间形成于扩张中心处(Hilde et al, 1984), 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(Okino et al, 2003), 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(Macdonald, 1982)。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, 其深度分布特征是岩石圈构造研究的重点内容(高山等, 1997; 郝天珧等, 2014), 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5km, 而东部地壳的厚度普遍小于5km, 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。

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7500m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 5b)。假设地壳的声波速度为5km/s, 则断裂向下延伸了5km, 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(Kearey et al, 2009)。图 5b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, 甚至在断裂带以外也可以产生, 比如中大西洋洋脊(Cannat et al, 1995)。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 5a)。

4.2 九州-帕劳海脊的裂解

老的九州-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(Nishizawa et al, 2007; Park et al, 2009), 残留弧逐渐形成现今的九州-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(rifting)和海盆扩张(spreading)的时间还存有比较大的争议。Scott等(1980)研究发现九州-帕劳海脊在42—29Ma之间火山活动活跃。Okino等(1998)认为岛弧的裂解开始于29Ma, 但是在帕里西维拉海盆识别出的最老磁异常条带年龄为26Ma, 因此29—26Ma被认为是岛弧的裂解和地壳减薄期, 26Ma之后帕里西维拉海盆开始扩张。较新的⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄显示, 九州-帕劳海脊的火山活动持续时间为48—25Ma, 但是主要的火山作用发生在最后阶段, 即28—25Ma, 由此认为岛弧裂解发生在25Ma, 且在岛弧的不同位置几乎同时开始(Ishizuka et al, 2011), 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-帕劳海脊的裂解期持续了数个百万年(Straub, 2003)。DSDP59-448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(Kroenke et al, 1981)。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25Ma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25Ma。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。Deschamps等(2002b)认为太平洋板块运动方向在大约33Ma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30—26Ma, 直到帕里西维拉海盆在26Ma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33Ma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300m。九州-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129°30′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。