基于南幅编制探讨剖面穿过地区的地壳结构和属性海洋地质编图是维护国家主权与权益、建设海洋强国的重要技术保障（刘光鼎，2014）．自20世纪80年代以来，随着各项海洋地质地球物理调查的开展，一系列的基础性海洋地学图件相继问世，其中影响力最大的是刘光鼎院士主编的《中国海区及邻域地质地球物理系列图（1∶500万）》（刘光鼎，1992a）．由于我国海洋地质地球物理工作起步较晚，早期技术手段差，整体调查程度低，远远落后于国家需要和形势发展．2008年，“中国海及邻域地质地球物理及地球化学系列图”项目正式实施，旨在通过收集近年来最新掌握的地质、地球物理资料和成果，利用最新的技术方法，编制一套最新的成果图件（温珍河等，2014）．“中国海—西太平洋典型剖面图”的编制为该项目构造格架图、构造格架演化图以及构造纲要图的编制提供技术支撑．图幅分两部分，南幅从华南陆缘穿过南海、苏禄海抵达苏拉威西海（图1），由中国科学院南海海洋研究所负责编制；北幅从扬子块体穿过东海、琉球海沟、菲律宾海板块抵达马里亚纳海沟（图1），由中国科学院海洋研究所负责编制（张正一等，2018）．本文主要介绍“典型剖面”南幅的编制及其地质解释．图1研究区海底地形及典型剖面位置图红色线段为本研究典型剖面（南幅）位置；黑色线段为典型剖面（北幅）位置．20世纪70年代以来，为获得对南海海盆、南海大陆边缘及其油气资源潜力的认识，我国海洋调查研究机构和油气工业界在南海北部、西部大陆边缘、南沙海域和南海海盆开展了多个国家海洋专项和国际合作项目．通过大规模地质、地球物理勘查和综合科学研究，积累了大量有关地壳结构、深部作用、构造演化、沉积体系和含油气盆地等地质、地球物理基础资料，形成了一批总结性成果：刘光鼎（1992a,b）主编的1∶500万“中国海区及邻域地质、地球物理系列图”和《中国海区及邻域地质、地球物理特征》专著、国土资源部广州海洋地质调查局（1987）主编的1∶200万“南海地质、地球物理图集”等等．本文收集并对比分析了南海地区最新深部地壳结构探测和相关研究方面的资料，包括声纳浮标折射地震探测（Ludwigetal.,1979；李振五，1984）、双船扩展剖面探测（姚伯初等，1994a,b;Nissenetal.,1995）和海底地震仪探测（Yanetal.,2001;Qiuetal.,2001;Wangetal.,2006;Zhaoetal.,2010；丘学林等，2011；阮爱国等，2011;Wuetal.,2012;Pichotetal.,2014；曹敬贺等，2014;Heetal.,2016;Zhuetal.,2018;Zhaoetal.,2018）．在更深部的岩石层结构研究方面，利用天然地震资料曾进行过体波和面波的层析成像研究（黄忠贤和胥颐，2011;Xiaetal.,2012;TangandZheng,2013;Xiaetal.,2016），接收函数研究（黄海波等，2011;Huangetal.,2015）．这些资料的整合为构建“中国海—西太平洋典型剖面”（南幅）及相关地质解释研究提供了丰富的数据基础．从收集基础观测数据到生成典型地学剖面图件，不仅需要动态的、分层次的研究指导思想，还需要科学的工作方法和流程．本剖面的地壳结构及重-磁-震联合反演编图采用基于朱夏和刘光鼎学术思想发展形成的块体构造学说（张训华等，2009），即以板块构造活动论为指导，首先以地震研究成果作为初始模型，根据合理的地震波速度-岩石密度关系建立重-震反演模型；以重-震反演模型为基础，结合研究区拖网、钻井及岩浆活动资料，建立磁力反演模型．分析解释过程中，以岩石物性和地质资料约束重磁反演初始模型和反演结果作为分析解释的依据．反演过程中，注意重、磁、震地球物理参数相互约束，减小反演问题的多解性，逐步逼近真实解．本文通过搜集对比南海、苏禄海和苏拉威西海地区深部地壳结构探测以及其他综合地球物理调查结果，结合南海—东南亚拖网、钻井、地热、地质剖面等资料，以块体构造学说为编图思想，运用重-磁-震联合反演方法，完成了中国海—西太平洋典型剖面图（南幅）的编制，并对剖面穿过地区的地壳结构和属性进行了综合分析，对异常单元体、构造单元分界、断裂、火山等进行了综合解释．此外，通过对南海及邻区构造演化史的描绘，详细分析了该区中生代-新生代时期块体分离-拼合、洋盆打开-消亡，直到形成今天微陆块-窄洋盆相间分布构造格局的过程．1、资料搜集与数据处理中国海—西太平洋典型剖面图幅的编制需要用到的数据有水深地形、地震资料、重磁数据以及相关岩石物性资料等．水深地形数据在有地震剖面覆盖的地方采用地震记录进行约束，海水地震波速度设为1.5km·s-1，将地震波走时转换为深度值；在其他地区则参考ETOPO1全球水深数据，该数据是由美国国家海洋大气管理局（NOAA）综合多源的单波束、多波束、地震、重力等多类数据计算得出的全球海域水深分布（AmanteandEakins,2009），避免了水深与自由空间重力异常之间数据源完全相同的问题，该数据的空间分辨率为1弧分．因典型剖面（南幅）穿过的大多数位置与多条地震测线相重合，故水深地形能得到较精确的控制，为进一步的综合地球物理反演提供了基础．地震探测数据是建立地壳结构模型并进行下一步物性反演和分析的基础．本文所采用的地震探测数据为实测数据，地震波速度为实测资料的正、反演模拟的结果．典型剖面（南幅）起自华南大陆，穿过南海北部陆架、南海西北次海盆、中沙地块、中央海盆、巴拉望，到达苏禄海和苏拉威西海．其中华南大陆下方速度结构参考1999年华南连县—博罗—港口地带的爆炸地震探测资料（尹周勋等，1999），同时参考了华南地震台网部分台站的天然地震反演资料（黄海波等，2014）；南海地区的浅部和深部速度结构分别参考多道地震探测（MCS）和海底地震仪探测（OBS），包括2010年OBS测线OBS2010-1（曹敬贺等，2014）、2006年OBS测线OBS2006-1(Wuetal.,2012）、2009年OBS测线OBS2009-2的同步多道数据和OBS数据（阮爱国等，2011）和2011年在南海中央海盆珍贝—黄岩海山链开展的三维OBS探测（Heetal.,2016;Zhaoetal.,2018）；苏禄海、苏拉威西海地区的地球物理调查较少，其浅部和深部速度结构参考1967年日、美合作的“西北太平洋地球物理调查项目”中的折射地震调查数据（Murauchietal.,1973).本次编图采用的重力数据为最新的卫星测高自由空间重力异常，是由美国加州大学SCRIPPS海洋研究所Smith和Sandwell提供的V18.1版本（Sandwelletal.,2014），具有高分辨率、高精度的特点．网格数据的分辨率为1弧分×1弧分．Huang等（2019）对本剖面涉及南海部分的重力模拟结果进行了详细讨论，论证了中沙地块的地壳结构和裂陷-裂离过程．磁异常数据方面，使用Geomag团队发布的具有全球覆盖度的EMAG2网格数据，分辨率为2弧分×2弧分，磁异常测算高度为4km，是在Swarm和CHAMP卫星数据以及百余家单位提供的其他各类原始数据基础上新增了网格和测线数据改进得到的．南海及围区的密度资料、岩石物性和磁化率资料主要参考郝天珧等（2009,2011）的相关总结，主要密度数据参见表1.2、重-磁-震联合反演剖面分析典型剖面（南幅）位于2°N—25°N,110°E—123°E，全长约2708km．其从华南陆上至苏拉威西海穿过多种类型的构造边界，记录的构造单元复杂多样，包括：3个陆缘-离散地块区（华南块体—南海北部陆缘、中沙地块、礼乐—北巴拉望地块）、4个海盆区（西北次海盆、中央海盆、苏禄海盆、苏拉威西海盆）、2个俯冲-岛弧区（卡加延脊、苏禄脊）（图2）．这些构造单元交错分布，其深部结构记录了东亚陆缘及边缘海演化过程．图3展示了中国海—西太平洋典型剖面（南幅）的重-磁-震联合反演结果．表1南海各地区及北部围区各地层密度（单位：g·cm-3)注：据郝天珧等（2009,2011），有修改．图2（a）南海及邻区构造动力学纲要图及（b）区域磁异常平面图白色粗实线为典型剖面（南幅）位置；红色实线为参考陆上地震探测、OBS探测、双船折射地震探测测线位置；深蓝色实线为图4和表4中参考地震剖面位置；白色细实线为南海海盆洋陆边界位置；LX：连县；GK：港口；NWSB：西北次海盆；MT：马尼拉海沟；NST：南沙海槽；N-PT：巴拉望北海槽；CR：卡加延脊；PI：班乃岛；ST：苏禄海沟；SR：苏禄脊；NT：内格罗斯海沟；DP：登特半岛；ZP：三宝颜半岛；CT：哥打巴托海沟；SNT：苏拉威西岛北部海沟；SI-N：苏拉威西岛北臂．2.1华南—南海北部陆缘在华南陆上，人工爆破测线（尹周勋等，1999）所获得的广东境内连县—博罗—港口地区的地壳厚度为29～34km，莫霍面起伏平缓，地壳厚度向南有逐步变薄的趋势．地壳平均速度为6.25km·s-1，莫霍面底部平均速度为8.06km·s-1．天然地震接收函数结果显示，该区地壳厚度范围在26～32km之间（黄海波等，2014）．中地壳存在一厚约3km的低速层，P波速度范围在5.5～5.9km·s-1之间（曹敬贺等，2014).图3中国海—西太平洋典型剖面（南幅）重-磁-震联合反演结果穿过滨海断裂带至南海北部陆架区，基底急剧加深，莫霍面抬升趋势加大，至陆坡坡脚与西北次海盆相接处，莫霍面深度从20km急剧抬升至12km左右．地壳厚度从海岸线处的26km左右减薄到与海盆邻接处的8km左右（图3e）．海陆过渡地区滨海断裂带速度结构上表现为与旁侧相异的低速特征，穿过该带中地壳低速层向海方向呈楔形尖灭（曹敬贺等，2014).滨海断裂带作为岩浆活动的通道，对应明显高磁异常（图3a）．正演得到的滨海断裂带视磁化强度在上地壳为0.3～0.38A·m-1，下地壳为0.2A·m-1（图3d），明显高于旁侧；密度上，滨海断裂带较旁侧小0.04g·cm-3（图3c）．重磁模拟均验证了破碎带和岩浆侵入的存在．在珠江口盆地，视磁化强度为0～0.4A·m-1不等（图3d），磁异常在平缓低值背景上具正负起伏（图3a），是该区断坳和断隆构造的反映．到陆坡区，磁异常明显升高，反映了陆缘大断裂的发育和洋陆过渡区深部岩浆物质的增加．总体上说，该区地壳性质为正常到减薄陆壳，从陆向海减薄程度逐渐增大．该区主要存在的构造边界有：(1)滨海断裂带，为华南正常陆壳与南海减薄陆壳的分界断裂；(2)洋陆过渡带（COT），为南海北部陆缘减薄陆壳与西北次海盆洋壳的过渡区域．2.2西北次海盆穿过COT进入西北次海盆，莫霍面深度抬升至11～12km左右，地壳厚度为6～8km（图3e），地壳结构上显示出明显的洋壳特征（Wuetal.,2012；欧阳青等，2017）．扩张中心地壳较两侧变厚，海盆以该中心对称分布，显示出对称的扩张演化过程．磁异常上显示出正高值特征，约70～130nT（图3a）．正演出的视磁化强度在上地壳为2.2A·m-1，下地壳为1.6～1.7A·m-1（图3d）．强的视磁化强度代表了洋壳增生形成时所记录的磁特征．扩张中心的视磁化强度则偏低，上地壳为0.3～0.5A·m-1，下地壳为1.4A·m-1，较正常洋壳低的磁化强度可能代表了扩张之后岩浆活动的产物，如双峰海山（欧阳青等，2017）．该区上地壳密度值为2.75g·cm-3，下地壳为2.95g·cm-3，上地幔为3.25g·cm-3．其中，上地幔密度值较大陆地区低0.05g·cm-3（图3c），显示出深部地幔物质上升引起的热异常影响．西北次海盆两侧陆缘的地壳结构相近，显示出扩张前的共轭．西北次海盆在典型剖面中宽度为130km左右，为被动陆缘和微陆块之间夹杂的狭窄洋盆，其主要构造边界为两侧COT，主要构造体还包括扩张中心（双峰海山）．2.3中沙地块剖面向南进入中沙地块东北部，莫霍面深度约为19km，地壳结构上显示出上地壳厚下地壳薄的特征，基底层面上有岩浆侵入体出现（图3e)(Dingetal.,2012）．其南部存在一视磁化强度为2.52A·m-1的区域，推测为岩浆侵入体磁化的表现（图3d）．中沙地块密度上与北部陆缘接近（图3c），显示出相似的地壳性质．地块东北部在地形、重磁异常上表现为NEE至SEE向的三个线性条带，应是沿断裂分布的线性火山海岭．在中沙地块西南部（环礁区）附近最新的地震探测结果显示（黎雨晗等，2020），其地壳厚度达25km左右，且环礁内部无新生代岩浆活动，说明中沙地块存在很强的不均一性．结合西沙地区岩石样品的岩石学分析和测年结果（Zhuetal.,2017），推测中沙地块基底为晚中生代变质岩基底．2.4中央海盆中沙地块向南进入中央海盆，莫霍面在COT处急剧抬升，至9～12km，地壳厚度为5～6km，地壳性质转为典型洋壳（图3e）．视磁化强度方面，中央海盆上地壳普遍为1.5～2.0A·m-1，下地壳普遍为1.2～1.5A·m-1，在COT处强度较高，达到2.0～3.1A·m-1（图3d）．在中央海盆中，还存在数个独立的岩浆岩体，视磁化强度在1.4～2.0A·m-1之间．对海盆中高出海底面海山（如珍贝海山、涨中海山）的岩石学分析显示（Yanetal.,2014），其多为碱性玄武岩、拉斑玄武岩，K-Ar法和Ar-Ar法测年结果在13.9～3.5Ma之间，说明这些海山都是扩张期后岩浆活动的产物．珍贝—黄岩海山链过往常被推测为中央海盆的残余扩张中心（Briaisetal.,1993;Barckhausenetal.,2014;Lietal.,2014），但最新的三维OBS探测结果显示（Heetal.,2016;Zhaoetal.,2018），残余扩张中心呈NEE向延伸，并非沿珍贝—黄岩海山链西部E-W向延伸．2.5礼乐—北巴拉望地块由中央海盆向南经过COT抵达礼乐—北巴拉望地块，莫霍面开始急剧下降至23km左右，地壳厚度为19～23km（图3e）．重力异常呈现明显的三个极值，最高可达100mGal左右；磁力异常为正低值异常．地壳结构和重磁异常均显示出明显的减薄陆壳特征．其上地壳视磁化强度约0.1～0.8A·m-1，局部可达1.2～1.6A·m-1；下地壳视磁化强度在0.1～0.8A·m-1，局部可达1.1～1.2A·m-1．礼乐—北巴拉望地块内还存在广泛的岩浆侵入体，其视磁化强度达1.3～1.8A·m-1（图3d）．礼乐滩的多道地震探测结果显示（Dingetal.,2015），其同裂谷期后广泛存在碳酸盐沉积和生物礁体发育；在礼乐滩南侧可能还存在一个向海倾的大规模拆离断层系统，基底顶部被断层切割为数个掀斜断块，而礼乐滩则为一个较为坚硬的块体．钻孔和拖网样品分析表明（表2），除早三叠世和中侏罗世外的中生代各年代地层在该区均有发育，且均为海相沉积，不整合地覆盖在古生界之上（刘海龄等，2017），例如Cadlao-1井的上侏罗统黏土岩和凝灰岩不整合地覆盖在下二叠统灰岩之上．德国“Sonne”调查船则采集到中三叠世-早白垩世片麻岩、石榴子石云母片岩等变质岩，以及辉长岩、闪长岩、英安岩、流纹岩和硅质页岩，证实了礼乐滩为陆壳性质（Kudrassetal.,1986）．以乌卢根断裂为界（Yumuletal.,2009），巴拉望岛北部出露二叠纪Bacuit组和二叠纪-三叠纪Minilong组灰岩，以及二叠纪-三叠纪泥岩基底中的燧石、砂岩和玄武岩、侏罗纪重力滑动沉积．巴拉望岛北部的陆壳性质与其南部出露的蛇绿岩层序形成鲜明对比（Steueretal.,2013).表2礼乐—北巴拉望地块部分拖网、钻井资料注：据AAPGBulletin,Kudrass等（1986），刘海龄等（2017）等资料整理．地壳结构和岩石样品成分显示礼乐—北巴拉望地块为具有海相中生代沉积的陆壳，在南海海盆扩张之前应与南海北部陆缘相拼合．综合地球物理（郝天珧等，2011）、物理模拟（孙珍等，2009）和地壳结构分析（Weietal.,2015）都更支持其与中沙地块共轭，而不是在东沙附近共轭．2.6西北苏禄海盆—卡加延脊穿过巴拉望岛进入苏禄海，由于缺少广角折射地震数据，地壳结构的约束变得很差．而由于油气勘探的需要及依靠周边陆区露头直接观测、ODP大洋钻探取样，区域内浅部岩性、构造研究较为充分，这为探讨该区域构造属性及重-磁反演提供了依据．在一小段双船折射地震探测对地壳结构约束的基础上（Murauchietal.,1973），为了获得更为精细的地壳结构，我们通过重-磁反演拟合基本确定了从巴拉望至西北苏禄海盆地壳厚度大致呈逐渐减薄的趋势，地壳厚度由20km减小至卡加延脊处的8km左右（图3c,d,e）．这一趋势与布格重力异常反演的莫霍面深度相近（Liuetal.,2014），说明典型剖面中的地壳结构是较为可靠的．重力异常上，西北苏禄海盆与巴拉望岛边界为一个急剧陡降地带，往南呈平稳趋势上升，至卡加延脊达到顶点，再开始下降，表现出苏禄海与巴拉望岛之间、卡加延脊处存在两个明显的构造边界（图3b）．磁异常上，卡加延脊具有较高视磁化强度，为1.3A·m-1，表现为火山弧特征（图3d).从地壳厚度上看，西北苏禄海盆似乎是一个减薄陆壳．但由于其处在古南海和苏拉威西海俯冲、碰撞带和火山弧发育的复杂构造环境之中，其地壳性质，特别是其形成机制和时代尚不清楚．早期从速度结构上推断西北苏禄海盆应属于沟-弧体系中的弧前盆地，位于古南海俯冲带与卡加延火山脊之间（Murauchietal.,1973;TaylorandHayes,1980,1982）．而基于巴拉望岛南部发现的蛇绿混杂岩及其古地磁分析（Almascoetal.,2000），结合布格重力异常（Cullen,2010）以及高解析信号振幅（ASA）的指示（Liuetal.,2014），认为南巴拉望、西北苏禄海盆和东北沙巴具有统一的蛇绿岩基底，应是来自于南方的残余洋壳在始新世-渐新世期间向北运移仰冲的结果．对于卡加延脊，典型剖面中重磁特征均指示了其火山性质（图3a,b）．目前比较一致的认识是，卡加延脊是由于古南海向苏禄海之下俯冲而形成的火山弧（Hall,1996;Hutchionetal.,2000）．卡加延脊的形成开始于古南海的俯冲活动，可能在早渐新世或晚始新世，目前ODP769钻井（表3）得到的安山质凝灰岩的磷灰石裂变径迹法测年结果为33.9±7.7Ma(Hutchionetal.,2000）．随着古南海全部俯冲消减，礼乐—北巴拉望地块与西北苏禄海盆-卡加延脊发生碰撞，卡加延火山弧活动结束（RanginandSilver,1991）．卡加延脊之上Meander礁拖网得到的安山岩K-Ar法测年结果为14.7Ma,ODP769、771井在脊侧翼得到的火山岩和火山碎屑岩之上被含有下中新统和中中新统放射虫类的棕色黏土岩所覆盖（表3），都证实了卡加延火山弧活动结束时间为中中新世（SilverandRangin,1989;Leg124ShipboardScientificParty.,1989）．地震剖面资料显示（图4），卡加延脊后期遭受了较强烈的裂谷作用，火山弧的结构遭到破坏，中间沉积了较厚的同裂谷期沉积物（Hutchion,2010).2.7东南苏禄海盆穿过卡加延脊南侧进入东南苏禄海盆，海底水深达4500～5000m，地壳厚度薄，只有6km左右，该区具有相对平整的反射基底（MascleandBiscarrat,1978），被1～2km厚的沉积序列所覆盖（图3e），具有高热流值（80～180mW·m-2)(Sclateretal.,1976;Kudrassetal.,1986），属于典型洋壳．磁异常上，其视磁化强度为上地壳1.6A·m-1、下地壳0.2～0.3A·m-1（图3d），且具有明显的磁异常条带特征（图2b和图3a）；重力异常上，海盆与卡加延脊的边界为一个极低值（约0mGal），与苏禄脊的边界为负中值（约-50mGal），分别指示了明显的构造边界与向苏禄脊之下的俯冲边界（图3b).东南苏禄海盆的形成时间尚存争论，这主要是由于有部分洋壳已经向东侧的内格罗斯海沟和南侧的苏禄海沟之下俯冲消减，识别到的磁条带并不能完整代表整个海盆．而ODP的钻探位置在卡加延火山弧附近，没有采集到苏禄海最老洋壳基底．在磁条带的解释上，也有不同的见解．Lee和McCabe(1986）认为海盆年龄在41～47Ma，半扩张速率约为4.2cm·a-1；而Roeser(1991）则认为海盆打开时间在30～35Ma左右，半扩张速率为0.6cm·a-1，扩张至少持续到10Ma左右．通过居里面深度估计对岩石圈相对年龄的探讨，Liu等（2014）认为东南苏禄海盆的初始扩张年龄应在早渐新世或晚始新世．其形成机制上，因所处构造环境复杂，有弧后扩张说（Liuetal.,2014;RanginandSilver,1991）、东印度洋北延残余海盆说（LeeandMcCabe,1986）、边缘海盆地说（RanginandSilver,1991）等不同的成因看法．表3苏禄海卡加延脊之上ODP钻探资料注：据Schlüter等（1996），刘海龄等（2017）资料整理．图4卡加延脊地震剖面素描图（修改自Hutchion(2010））剖面位置见图2.2.8苏禄脊苏禄海沟以南为苏禄脊，水深急剧减小，地形上表现为NE向线性的苏禄群岛，地壳厚度增大为15km左右，莫霍面深度约在18km左右（图3e）．苏禄脊之上重力异常呈平稳正高值（120～135mGal），磁力异常呈短周期高频变化特征（图3a,b）．重磁反演结果显示，其密度值较周围洋壳值略低（图3c），视磁化强度上地壳为0.8A·m-1，下地壳为0.1～0.4A·m-1，部分岩浆侵入区域达0.9～1.4A·m-1（图3e）．地壳结构和重磁异常均表现为东南苏禄海盆向苏禄海沟之下俯冲形成的火山弧特征，这个火山弧包括了NE向线性苏禄群岛及其两端的菲律宾棉兰老岛三宝颜（Zamboanga）半岛和沙巴南部的登特（Dent）半岛．岩性特征上，苏禄群岛具有典型火山特征的火山碎屑沉积以及超基性岩、玄武岩、礁灰岩、海相或陆相磨拉石沉积和前侏罗纪变质岩基底（Murauchietal.,1973），苏禄脊的中部充满沉积物．火山活动时间上，苏禄脊约在16～9Ma，三宝颜半岛在16.2～14.4Ma，沙巴南部在16.5～9.5Ma(RanginandSilver,1991）．苏禄脊火山活动的最后时间与其和菲律宾弧在三宝颜的碰撞时间相同，这一时间也与菲律宾弧与卡加延脊在班乃岛碰撞一致（Ranginetal.,1990），故苏禄脊停止活动的原因可能是菲律宾弧的北移拼合，导致苏禄海向东南俯冲动力减弱．2.9苏拉威西海盆典型剖面最南端为苏拉威西海盆，从苏禄脊向海盆方向水深值急剧增大，达4000～5000m；莫霍面深度急剧减小，达12～14km．该区地壳呈典型洋壳结构，厚度为7～8km．海盆中部偏南有一基底凸起和莫霍面下凹，应是海盆的残余扩张中心位置（图3e）．视磁化强度上地壳为0.8～1.6A·m-1，下地壳为0.6～1.4A·m-1；靠近南部俯冲带磁化强度偏低．海盆中存在岩浆侵入体，视磁化强度为1.0～1.4A·m-1（图3d）．重力异常在海盆中表现为较平稳的正低值特征，向两侧边界急剧下降（图3b）；磁异常呈现高频的磁条带特征（图2b和图3a）．该区构造边界主要由北部与苏禄弧的边界以及东部哥打巴托海沟、南部苏拉威西北部海沟组成（图2a).根据全球主要洋盆的年龄-水深关系，推测苏拉威西海盆下方为古近纪洋壳（Hayes,1988).Weissel(1980）基于磁条带分析认为应是始新世洋壳，苏拉威西海的平均热流值为66mW·m-2(1.58hfu），与始新世年代相符．Lee和McCabe(1986）对磁条带的重新解释认为苏拉威西海洋壳年龄应为65～72Ma，该年龄与Sclater等（1976）通过沉积基底埋深与年龄关系得出的结果一致．3、南海及邻区构造演化史南海及邻区的构造演化史对于解读整个区域地球物理特征指示、理解区域构造格局的形成机制非常重要．从板块尺度上看，南海地区夹在欧亚板块、印度洋板块和太平洋板块之间，这些板块之间自古生代以来不断发生一系列的陆缘伸展-海底扩张、俯冲-碰撞拼合过程，区域构造动力环境复杂．几十年来，随着技术装备的发展，南海地质地球物理的理论研究不断深入，如今已经取得了对于南海地区新生代伸展作用-海底扩张过程较为明晰的一些认识．然而，由于客观存在的一些困难，更加深部、更加古老的中生代及以前的演化过程，如今还存在着很大争议，主要的争论在于：中生代俯冲带的位置、俯冲模式及构造活动年代．本文不对这些争议做出评价，为了理解典型剖面地球物理特征指示，在此仅对前新生代构造演化史进行简述，并重点概述了新生代洋盆的形成过程．二叠纪以前，欧亚大陆与冈瓦纳大陆被古特提斯洋分隔．自晚二叠世时期左右，南海北部陆缘开始转为主动大陆边缘，古特提斯洋向欧亚大陆之下俯冲消减．前人研究表明，南海东北部曾发生俯冲作用，其俯冲带位置位于潮汕坳陷以南，并得到了丰富的地球物理证据支持（Zhouetal.,2006;Wanetal.,2017）．然而，在其受控于何种构造域、延伸位置、模式等问题上均存在不同看法．Shi和Li(2012）从地震剖面中识别了古生界和中生界，并从岩相古地理的角度分析认为中三叠世末期是特提斯域和太平洋域的一个转换时期，后者逐步取代前者．刘海龄等（2017）则认为云开地块、琼中地块、琼南地块（包括南沙、礼乐地块）在二叠世以前位于古特提斯南缘，这些地块以北的琼南海盆是古特提斯洋的东段．还有许多学者认为这条俯冲带是古太平洋俯冲带．就该俯冲带向西延伸的位置来说，Zahirovic等（2016）划定这条俯冲带沿南海北部延伸至越南海岸线往南，再呈弧形向东进入婆罗洲之上；华南、越南、婆罗洲南部的花岗岩带是其安第斯型俯冲火山弧的指示．也有观点认为古太平洋俯冲带应处于南沙东南缘而不是北部陆缘，其重要证据是巴拉望岛链上发现的中侏罗世-早白垩世增生楔的沉积岩石（Morley,2012;Halletal.,2009).Zhou等（2008）从岩相古地理角度认为这条俯冲带向东与日本俯冲增生带相连，向南与巴拉望、沙巴的Audio带、加里曼丹岛东南Meratus带、苏门答腊岛的Woyla带相连，组成欧亚东南缘中生代俯冲增生带．在俯冲模式上，也有平俯冲（LiandLi,2007）、俯冲板片角度增大（ZhouandLi,2000）等不同解释；俯冲方向上，大多数观点认为是NW向俯冲（LiandLi,2007;ZhouandLi,2000;Zhouetal.,2006,2008），也有学者从花岗岩年代和成矿带分布的角度，认为应是SW向俯冲（Wangetal.,2011）．对于俯冲后的结果，由于缺少强变形和变质作用的证据，很难说明南沙地块曾与华南、越南发生过碰撞（Morley,2012）．对于以上这些观点，尽管看法不同，为我们解读区域内特别是陆壳的性质来源增添了难度，但以上的研究可以确定的是，中生代时期南海及周围邻区处在挤压环境之中，出现了洋壳的大规模消减和地块的聚拢．洋壳俯冲消减引起了华南、越南、婆罗洲等地一系列的岩浆活动，其发生的俯冲后撤又引发了后续可能存在的古南海的形成以及弧后伸展．古特提斯的俯冲消减导致来自于冈瓦纳的许多陆块不断向北漂移，拼合到欧亚大陆边缘之上．在此期间，印支地块、巽他大陆逐步拼合形成．伴随着古特提斯洋的消减，有观点认为礼乐南部曾经有一个古南海在此打开．巴拉望蛇绿混杂岩指示这套洋壳在晚白垩世到始新世形成于巴拉望以南（Yumuletal.,2009），可能是白垩纪以来古太平洋板块俯冲后撤导致弧后扩张的结果（Zahirovicetal.,2016).Cullen(2014）通过对西巴兰和廷贾构造线的研究认为其走滑证据缺失，其控制的古南海应相对狭窄．也有学者认为古南海应是中特提斯的一部分，其在晚二叠世打开，在晚白垩世扩张停止并在新生代时期向婆罗洲—南巴拉望之下俯冲消减（刘海龄等，2017).晚中生代时期，区域构造应力逐步由挤压转换为伸展，其仍然受控于周边大板块的相互作用．晚侏罗世末期，中特提斯向北俯冲消减，驱动新特提斯的海底扩张．从100Ma左右开始，印度板块逆时针旋转到其大部分都向北运动（Matthewsetal.,2012）．此后，印度与欧亚板块之间发生了一系列的洋内俯冲、俯冲阻滞、俯冲反转、火山弧活动、弧陆碰撞、陆陆碰撞等构造活动．至55Ma，印度板块与火山弧碰撞，约47Ma印度与欧亚板块发生陆陆碰撞．100Ma左右南海北部陆缘从主动陆缘转换为被动陆缘（ShiandLi,2012）．晚白垩世到早新生代时期，太平洋板块俯冲后撤，古南海被认为是其弧后扩张的结果（图5)(Morley,2012）．始新世到中新世时期，古南海向南沿南沙海槽—巴拉望北海槽之下俯冲消减．约33Ma，南海西北次海盆和中央海盆首先打开，在25Ma左右中央海盆发生洋脊跃迁，西北次海盆海底扩张停止，西南次海盆开始发生向SW方向的渐进式扩张，至15～16Ma南海扩张停止（Lietal.,2014）（图5）．在典型剖面中，表现为西北次海盆在早渐新世的扩张，中央海盆此时的扩张位于剖面以东，故在此阶段未在剖面中表现．洋脊跃迁后，中央海盆开始与西南次海盆一起继续扩张，此时中央海盆的扩张开始表现在典型剖面中．与此同时，伴随着古南海的俯冲，作为与之有关的火山弧，卡加延脊在始新世末左右形成（Hall,1996），弧后位置在晚始新世或早渐新世发生海底扩张，形成东南苏禄海盆．中新世古南海俯冲结束后，在15Ma左右，卡加延脊与礼乐—北巴拉望地块发生碰撞，卡加延脊停止活动、东南苏禄海盆停止扩张．同时，西北苏禄海向南巴拉望之上仰冲，紧接着东南苏禄海向苏禄海沟之下俯冲，导致在三宝颜（Zamboanga）半岛（16.2～14.4Ma）、沙巴南部（16.5～9.5Ma）和苏禄脊（16～9Ma）产生了火山活动（RanginandSliver,1991）．苏拉威西海洋壳的形成年龄可能在晚白垩纪到始新世之间（Hayes,1988;Weissel,1980;LeeandMcCabe,1986）．澳大利亚板块在25Ma左右发生弧陆碰撞（HallandNichols,1990），导致班达弧180°弯曲．这导致了与印度洋洋壳同源的班达海的封闭，并使得南海、苏禄海、苏拉威西海、班达海在南方进入封闭挤压环境之中．20Ma之后，菲律宾岛弧往NW方向到达研究区东侧，将南海至苏拉威西海一线从东侧封闭，在北部发生弧陆碰撞，南部则形成马尼拉海沟，南海东部部分洋壳向下俯冲消减．苏禄海沿内格罗斯海沟向菲律宾板块之下俯冲，卡加延脊与菲律宾岛弧发生碰撞，沙巴火山活动和强烈逆冲活动停止．图5典型剖面（南幅）晚白垩世以来构造演化概要图4、讨论4.1微陆块-窄洋盆复杂构造格局及形成机制探讨印支—婆罗洲一线与菲律宾—印尼—新几内亚一线夹杂着数个规模不大的边缘海盆地，其洋盆宽度从近1000km到200km左右不等，洋盆之间以微陆块、陆块拼合、火山弧等不同类型的地质体间隔．这些地质体最宽的也只有500km左右．这种以规模不大的洋盆、陆块呈串珠状相间隔分布的特征，构成了中国南部海域至西太平洋地区“微陆块-窄洋盆”的构造格局．内部构造边界上，这种构造格局的北部也即南海地区主要以伸展构造边界为主，而在南部（礼乐—北巴拉望地块以南）则以挤压构造边界为主（表4）．在其东部边界，各个构造单元具有同样性质的构造边界，为N-S向向南转为NNW向的一条大的菲律宾岛弧碰撞-俯冲带，在局部兼具走滑活动．这使得区域内四个边缘海洋盆都具有向东消减的俯冲带．其北部边界为较稳定的华南地块．西部边界则由南海西缘断裂带向南进入婆罗洲之中，与印支地块、巽他大陆相邻．南部则受控于印-澳板块向北部的俯冲．从大的板块构造角度考虑，早期古南海的打开可能受控于古太平洋板块俯冲后撤导致的弧后伸展作用，且印度板块向北挤压、印支挤出，这可能是导致区域内初期开始具有较大伸展作用的原因．而后古南海的俯冲消减又引发了相关火山弧及其弧后的东南苏禄海的形成，南海可能受其板片向南的拉力而打开，最终导致了礼乐—北巴拉望地块与婆罗洲—南巴拉望的碰撞．澳大利亚板块北部在后期出现洋内俯冲，使得南部在动力上变为挤压，这可能是导致这几个边缘海停止扩张的一个重要原因．最终，菲律宾岛弧的北移使得整个构造格局在南部和东部被限定．区域东西两侧南海西缘断裂带和菲律宾西缘构造带的走滑作用将构造格局限定为串珠状，且为限定区域块体的运移、洋壳的形成和俯冲消减提供了调节作用．从构造演化史考虑，这种构造格局的形成经历了复杂的地壳消减、形成过程，有的甚至构成了往复的旋回．洋壳的消减会导致弧后洋壳的形成、板片后洋壳的形成，并使得陆壳拼合．而陆壳碰撞后可能会发生下地壳的拆沉作用，从而又引发洋壳的形成．地壳的消亡和新生总是处在动态循环之中．构造边界常常发生性质的转换，如走滑转为俯冲，俯冲转为伸展，以及俯冲极性的反转等，应力也同时处在动态变化之中．中国南部海域—西太平洋“微陆块—窄洋盆”构造格局的形成，很大程度上是由于其位于三大板块交接的独特区域，以及受区域内复杂而丰富的俯冲作用的影响和制约形成．4.2典型地学剖面编制研究的重要意义典型地学剖面长度通常可达2000～3000km以上，其尺度上跨越数个大的区域构造边界，将不同的构造区域连结起来讨论，使得大区域内的地质地球物理成果能够得到全面系统的汇总，既有利于推演板块运动和大地构造转换的宏观过程，又有利于研究地球物质演化的微观特性．以典型剖面（南幅）的编制为例，其在位置上从华南向SSE方向延伸至苏拉威西海（图1），为“跳出南海看南海”提供了一个很好的研究范例．经过国内众多学者的不懈努力，南海如今已成为区域内地质地球物理研究程度较高的一个区域，而要进一步解读关于南海“前世今生”的科学问题，必须要重视邻区的研究．作为三大板块交接区域，邻区对于南海的制约、影响及相互作用，也是学者们探讨的热点问题．通过典型剖面编制研究，我们发现，东南亚边缘海（苏禄海、苏拉威西海、班达海、马鲁古海等）的研究程度普遍较低，这些地区折射地震调查稀少、磁异常年代不能确定、需要更多大洋钻探，未来与东南亚国家建立广泛的国际合作，共同探讨西太平洋地区地球科学问题，是值得我们努力的一个方向．5、结论本文通过对最新地球物理资料及钻井、拖网、地热、陆上地质资料的搜集，运用重-磁-震联合反演方法，以块体构造学说为指导，完成了中国海—西太平洋典型剖面（南幅）的编制工作．剖面从华南延伸至苏拉威西海，穿过多个不同的构造单元．地壳结构和性质上，华南—南海北部陆缘为向海逐渐减薄的陆壳，地壳厚度为26～32km，区内存在一个重要的滨海断裂带，为华南正常陆壳和南海减薄陆壳的分界；南海西北次海盆、中央海盆为洋壳性质，地壳厚度分别为6～8km和5～6km，海盆中央还具有裂后期岩浆活动指示；中沙地块为从南海北部陆缘裂离出来的块体，为减薄陆壳性质；南海南部陆缘礼乐—北巴拉望地块同样为减薄陆壳，为南海北部陆缘分离向南漂移形成，地壳厚度为19～23km；苏禄海由卡加延脊分隔成两部分，西北苏禄海盆为古南海俯冲、弧前扩张及后期洋壳仰冲的结果，地壳厚度从20km减薄到卡加延脊处的8km左右；东南苏禄海盆为洋壳性质，地壳厚度为6km左右；苏禄脊是苏禄海盆向东南俯冲配套的火山弧，其地壳厚度为15km左右；苏拉威西海为洋壳性质，地壳厚度为7～8km．通过对区域内复杂构造演化史的分析，发现区域内地壳物质的消减和形成处在动态平衡之中，构造应力也处在动态变化之中．该区域处在三大板块汇聚之处、区域内复杂而丰富的俯冲作用可能是形成这种独特构造格局的关键因素．而其东西边界的南海西缘断裂带和菲律宾西缘俯冲-碰撞-走滑构造带将这种构造格局制约为串珠状，其为陆块的运移、洋壳的形成和消减提供了调节和制约作用．通过对中国海—西太平洋典型剖面（南幅）的编制和研究工作，我们系统总结了区域相关地质地球物理特征，为大地构造研究和地球物理分析提供了可靠的基础图件，同时为“跳出南海看南海”的研究模式提供了很好的范例．未来深入到西太平洋其他边缘海的研究空白区域，是进一步推动南海地质地球物理研究的重要方向．黎雨晗,黄海波,贺恩远,曹令敏,丘学林,郭兴伟,刘海龄.中国海—西太平洋典型剖面(南幅)揭示的微陆块-窄洋盆构造格局[J].地球物理学报,2020,63(05):1938-1958.基金:中国海陆地质地球物理系列图项目(GZH200900504);国家自然科学基金项目(41676045,41674092,91858212,41776072)联合资助.
