南海位于欧亚板块和太平洋板块、印度板块的交汇地带，是东亚大陆边缘经过多方向扩张形成的大型边缘海^[1].根据南海的地形地貌，南海深海盆可以分为西北次海盆、西南次海盆和东部次海盆^{[2， 3]}.自20世纪80 年代，Hayes^[4]和Briais^{[5， 6]}根据多波束测深资料以及地磁异常数据，提出了南海海盆的海底扩张学说以来，众多学者对西南次海盆的扩张年代和方式一直存在着争论.基本都认为南海深海盆存在着多轴多期的扩张中心.以西南次海盆来说，存在着一个NE 向的扩张中心，从扩张中心到NW向的陆壳之间是典型的洋壳陆壳过渡区域^[7]，不仅存在着一个NE 向的深大断裂(中央海盆西缘断裂)，而且海底深度变化剧烈，构造基底面断裂众多，是研究被动大陆边缘的典型场所^[8].

与大多数张裂大陆边缘相比，南海具有时代新、规模小、共轭边缘构造保存完好和被几大板块综合制约等特点^[9].目前对南海的陆缘结构的认识，无论早期的深地震测深^[10]，重力和热流勘探还是后来的海底水听计(OBH)和海底地震仪(OBS)剖面，都对南海张裂大陆北部减薄的剪切模式和形成机制进行了讨论(图 1).根据被动大陆边缘在构造和岩浆上的差异，一般认为被动大陆边缘可以分为三类：非火山型被动大陆边缘，火山型大陆边缘和张裂-转换边缘.顾名思义，火山型和非火山型的大陆边缘最主要的区别是在大陆裂谷破裂过程中是是否存在大规模、短时间的岩浆活动；而在地壳结构上，岩石圈是否以断裂拉伸占据主导地位和拉张减薄作用的范围大小这两个必要条件是判断被动大陆边缘类型的依据.Nissen和Hayes^[6]利用双船扩展剖面(ESP)数.据(图 1中ESP-W1985，ESP-C1985，ESP-E1985 剖面)研究了南海北部陆缘东部和西部的地壳厚度，并对下地壳中的高密度物质进行了分析后认为：东部测线下地壳的高密度物质有的来自于张裂过程中的底侵(向海的部分)，有的来自于南海海盆张裂前下地壳的先前存在的高密度物质(靠大陆部分)；Wang等^[11]在台湾西南海盆中的下地壳中发现大面积岩浆活动的证据(图 1 中OBS2001 剖面)；Yan 等^[12]在中央次海盆北部陆缘(图 1 中OBS1993 剖面)的下地壳中发现了4km 厚相对高速的物质(HVL)，但其规模较小，认为是上新世到更新世岩浆底侵的产物，不能证明是南海扩张的原因.而Qiu 等^[13]在西沙海槽的(图 1中OBH1996剖面)地壳中没有发现下地壳HVL 的存在，说明了南海北部陆缘，由西向东的构造格架区别较大.Hayes等^[14]在比较了较早的ESP-1985三条剖面和其他的OBS和OBH 剖面结果后，提出了岩浆活动很可能重新激活了南海的张裂，因此导致不同的地区仅仅出现小范围的岩浆活动，此外，通过南海北部边缘的地壳厚度的比较和扩张边缘物质的数值模拟，还提出了相对共轭陆缘位置和莫霍面的减薄模式.这些前人的研究主要集中在南海的北部陆缘或东部次海盆^[15～18]，而西南次海盆的研究工作相对薄弱.特别是缺乏针对深部结构的OBS 数据.因此，本文利用2009，2011 年在西南次海盆完成的OBS调查航次实测剖面，建立起海盆北部陆坡区的P 波速度结构，为南海大陆边缘深部结构的讨论提供新的地球物理证据.

图 1

Fig. 1

图 1 南海西南次海盆北部陆坡OBS测线位置图 实线表示2009年实验测线炮线位置；虚线加上实线表示2011年补充测线位置；红色方形表示2009年实验测线OBS位置；黄色圆形表示2011年973-3测线中利用数据的OBS位置 Fig. 1 OBS survey line across the north part of the southwest sub-basin in South China Sea The solid line indicates the location of OBS test line conducted in 2009；The dash line indicates the location of the 973-3 OBS survey line；The red squares show the location of the OBSs in 2009 OBS test line；The yellow circle show the location of the OBSs in 973-3O BSs urvey line

2009年4月在国家973项目的支持下，利用中国科学院南海海洋所的“实验二号”科考船，完成了中国科学院自主研发的OBS深水实验测线(图 1中实线位置).实验区位于西南次海盆的北部陆坡地带，平均水深1000～3000m，共获得了4台OBS的主动源广角折射波和反射波地震数据.在2009 年OBS深水实验测线的基础上，2011年4月又完成了973项目南海OBS测线的补充测线(图 1中虚线加上实线的位置).这次测线共使用OBS20台.两次测线使用相同的激发震源，是由4支Bolt1500LL气枪组成，枪阵容量共6000in³.2011年的测线共450km，沿NW-SE 向展布，OBS间距20km，采集广角地震折射波和反射波信号，同时开展48道地震拖缆来进行发射地震采集，以便达到勾绘沉积层到上地幔顶部地质结构的目的.本文重点针对西南次海盆的北部陆坡区，也就是针对通常所说的洋陆转换带区域(COT)进行讨论，共使用了8台OBS的数据.

海上拖缆地震数据处理对于OBS 地震数据初始模型的建立至关重要^[19].本次测线利用同一测线的多道反射地震(MCS)数据的处理结果，建立从海水层到声学基底面的速度结构初始模型.在此基础上，利用Smith和Sandwell^[20]最新版本的1′× 1′的卫星数据对海上多道反射地震位置进行校正，建立了二维观测系统.

OBS数据处理过程分为三个步骤^[21]:(1)原始数据解编处理，并利用采集期间在甲板上同时放置的便捷式地震仪记录获得精确的炮时信息；另外在解编为标准的SEGY 道集时将仪器的时钟漂移进行线性校正；(2)SEGY 数据在经过带通滤波(4～15Hz)和自动增益(时窗为1s)后成像；有些台站的数据中出现了前一炮的干扰，采用F-k滤波进行处理；(3)共接收点道集上的震相识别和拾取误差的计算，对每一层的地震波组信息正确判断的基础上，对每一个震相值采用0.5s的时窗计算其信噪比，从而推断拾取误差.

利用由MCS获得的浅部的沉积层模型对近偏移距的正演走时进行约束后(图 2)，对每个OBS的共接收点道集中拾取广角折射波和反射波.共拾取出6种震相：分别是来自于声学基底面的反射，下地壳顶界面的反射，莫霍面的反射，在声学基底面下的折射波，下地壳顶界面下的折射波和来壳幔界面下的首波.在拾取所有的震相之后，计算所有OBS 台站震相的拾取误差.拾取误差取决于一段时窗内数据的信号的信躁比和偏移距的比值，再将这个比值定量地换算为不确定度.在拾取震相的同时，参考了MCS数据的处理结果，以2009 年实验测线炮线位置为基础，建立了剖面长度为250km 的速度模型.模型由6个速度不连续界面所组成：海底面，沉积层底界面，声学基底面，下地壳顶界面和莫霍面.初始模型中海水底到声学基底面的速度在2.1～4.5km/s之间.声学基底面下速度从5 km/s 开始线性增加到莫霍面的6.8km/s，莫霍面下的速度从8.0km/s缓慢增加^[22].

图 2

Fig. 2

图 2 对应OBS剖面的反射多道地震剖面解释结果，蓝色实线表示海底的位置，红色虚线表示沉积层底界面，纵坐标为双程走时，横坐标为OBS剖面中的距离测线北侧起始点的偏移距离 Fig. 2 The multiple reflection seismic interpretation result of the OBS profile. The blue solid line indicates the seafloor of the profile, and the red dash line indicates the sediment basement of the profile. The vertical axis is double travel time of the P wave. And the horizontal axis is the offset from the zeros point of the OBS profile

主动源地震宽角反射和折射实验通常利用基于射线理论的模型正反演方法.Zelt和Smith^[23]发展了一种同时获得二维速度结构与速度不连续界面深度的地震波走时反演方法.该方法分为建立参数模型、正演射线追踪和最小二乘阻尼反演三个步骤.它利用不同速度不连续界面深度参数和每一界面内速度参数的方法，采用界面平滑模拟的方式对模型进行描述.这种方法对地质模型控制较为全面，并且较为灵活.反演模型不同层是由大小可变的四边形或三角形构成，描述每一层的模型参数的数目和位置可以根据数据对地下的覆盖和分辨情况而灵活改变；光滑的层边界可以减小由分块参数化引起的人为的射线焦散和聚焦.本文采用了这种方法，不仅因为多变的反演方式(可以选择是“剥层法”来反演速度结构或选择整体反演方式)，同时因为在模型反演的过程中加入先验地质信息的参数控制对反演结果起到了很好的约束作用.重要的模型参数χ² 为拾取误差的观测和计算走时的均方根归一化走时偏差，它是由观测到的震相拾取误差和模型正反演走时误差共同决定的，是反演模型是否为最小约束结果在数值上一个直观的反应.

表 1(Table 1)

表 1 走时误差和震相定义 Table 1 Travel time misfit, Chi-squared value and the phase group definition

表 1 走时误差和震相定义 Table 1 Travel time misfit, Chi-squared value and the phase group definition

2009实验测线区域地质背景为大陆边缘裂谷型的结构特点^[19]，适合利用“剥层法”来逐层反演每一层的深度节点和速度节点.模型按照P1-Pg-P2-Pb-PmP-Pn的顺序逐层递归反演.每一层的分辨率根据射线数目的不同而不同.

P1为来自于声学基底面上的广角反射波(图 3).剖面中存在着三条基底断裂，此处也是裂谷作用强烈的地区，基底面起伏也较大，不同位置的OBS接收到的P1到时在2～4s之间变化.浅部的沉积层模型来自于MCS结果，而P1只在相对较近的偏移距里才可以观测到，因此P1 并没有约束到所有的沉积地层.对于基底面以下的Pg波组(图 4)，在测线的大部分区域走时较为稳定，经过8km/s的折合后，走时在4s上下变化.测线240km 后因为浅部MCS的数据缺失，不确定性较大.Pg波组在所有OBS中较为统一的走时说明了二维测线声学基底面下速度十分稳定，集中在6.2km/s的范围之内.但是，在测线40～60km 和150～170km 范围的射线分布密度不够，有可能是最终模型的速度结构存在横向变化的原因.所有的OBS 台站中，都可以在折合时间4～5s之间，偏移距20km 内，明显的观察到下地壳的顶界面的广角反射波P2(图 5)，这不仅代表着在COT 的地壳中存在着一个明显的速度不连续的界面，同时也反映出这个界面在横向深度上的起伏变化.来自于莫霍界面的广角反射波PmP的震相信息同样存在这一现象(图 6)，PmP 折合时间的相对变化反映此处莫霍界面的起伏.在利用Pg波组反演声学基底面下的速度结构后，利用来自于下地壳顶界面的P2 和来自于莫霍界面的PmP 波组反演下地壳的速度结构.在同时满足不连续界面深度位置的条件下，下地壳的的P 波速维持在6.6km/s上下.利用来自莫霍界面的首波Pn 进一步对莫霍面深度进行约束(图 7)，根据按照PmP 反演得到的莫霍界面形态正演，二者得到的莫霍界面的深度模型基本吻合.利用“剥层法”经过多次迭代，在保证χ² 尽可能小的情况下，得到最终的P 波速度结构模型.

图 3

Fig. 3

图 3 广角反射波P1射线追踪情况（折合速度8 km/s)，黑色线表示根据模型计算出的走时，黄色线表示观测到的走时.黄色线的纵向长度表示拾取的误差大小.图中仅绘制出参与反演的震相信息 Fig. 3 Ray tracing illustration of wide-angle reflection P1 (reduce velocity 8 km/s)，the black lines showthe travel time calculated from on the tinal model，and the yellow lines show the observed travel time picked from the OBSs. The vertical bars of the yellow lines indicate the uncertainty of the observed travll time. The ray tracing illustration only shows the travel timewhich involved in the inversion

图 4

Fig. 4

图 4 广角折射波Pg射线追踪情况.黑色线是计算出的射线走时，红色线是观测到的走时.红色线的纵向长度表示拾取的误差大小.图中仅绘制出参与反演的震相信息 Fig. 4 Ray tracing illustration of wide-angle refraction Pg(reduce velocity 8 km/s)，the black lines show the travel time calculated from on the final model， and the red lines showthe observed travel time picked from the OBSs. The vertical bars of the red lines indicate the uncertainty of the observed travel time. The ray tracing Ulustration only shows the travel timewhich nvolved n the nversion

图 5

Fig. 5

图 5 广角反射波P2射线追踪情况，黑色线表示根据模型计算出的走时，粉色线表示观测到的走时.粉色线的纵向长度表示拾取的误差大小.图中仅绘制出参与反演的震相信息 Fig. 5 Ray tracing illustration of wide-angle reflection P2 (reduce velocity 8 km/s) , the black lines showthe travel time calculated fromon the tinal model，and the pink lines showthe observed travel time picked fromtheOBSs. The vertical bars of the pink lines indicate the uncertainty of the observed travel time. The ray tracing illustration only shows the travel time which involved in the inversion

图 6

Fig. 6

图 6 广角反射波PmP的射线追踪情况，黑色线表示根据模型计算出的走时，橙色线表示观测到的走时.橙色线的纵向长度表示拾取的误差大小.图中仅绘制出参与反演的震相信息 Fig. 6 Ray tracing illustration of the wide-angle reflection PmP (reduce velocity 8 km/s) , the black lines show the travel dme calculated from on the final model, and the orange lines showthe observed travel time picked fromtheOBSs. The vertical bars ofthe orange lines indicate the uncertainty ofthe observed travel time. The ray tracing illustration only shows the travel timewhich involved in the inversion

图 7

Fig. 7

图 7 来自于壳幔界面的首波Pn的射线追踪情况，黑色线表示根据模型计算出的走时，蓝色线表示观测到的走时.蓝色线的纵向长度表示拾取的误差大小.图中仅绘制出参与反演的震相信息 Fig. 7 Ray tracing illustration of the head wave beneath the Mo ho Pn (reduce velocity 8 km/s)，the black lines show the travel time calculated from on the tinal model，and the blue lines show the observed travel time picked from the OBSs. The vertical bars of the blue lines indicate the uncertainty of the observed travel time. The ray tracing illustration only shows the travel timewhich involved in the inversion

根据8 台OBS 广角地震OBS 数据，得到了西南次海盆北部陆缘的速度结构(图 8).此模型显示新生界与下覆的中生界存在着强烈的角度不整合，反映了在西南次海盆在新生代出现的强烈构造活动；而中生界与声学基底面存在着平行不整合，厚度在2～5km变化，存在典型的拉张裂谷作用.下地壳出现了速度间断面，并且纵向有一定程度的起伏，与基底断裂存在着对应关系，可能是下地壳的塑性减薄的表现；莫霍面深度虽然向洋盆的方向整体出现了抬升，并且在抬升过程中出现了近4km 左右的起伏.可以发现，整条测线莫霍面起伏较大，其最深处为22km，最浅处接近17km.针对本文的模型结果，重点讨论下面两方面问题：

图 8

Fig. 8

图 8 海底地震仪P波速模型反演中利用的射线分布情况和最终P波速度结构模型.上图的纵向比例放大倍数为3,下图的纵向比例放大倍数为1下图蓝色圆点示意出OBS在海底的位置 Fig. 8 The ray tracing illustration of OBS data involved in the inversion and the final P wave velocity structure of the survey line. From left to right of the model , the geological structures are Xisha Massif , Quanfudao Fault , Dongdao Fault , Zhongjiandao Fault , Zhongsha Trough. The iirst figure's vertical exaggeration is 3 , and the second figured vertical exaggeration is 1. The blue dots on the second figure show the location of the OBSs on the sea floor

在Mckenzie^[24]纯剪模型和Wernike等^{[25， 26]}的简单剪切模型提出后，许多学者都对两种模型发生的前提条件提出了疑问^[27].因为实际的地质情况并非理想化.Lister等^[28]发展了简单剪切模型，提出拆离模型的概念并用于解释滑脱面和拆离断层的存在.拆离模型的特殊性在于在张裂大陆边缘的上板块和下板块两侧的不对称性地质现象：在下板块一侧，上地壳的拉张占主导，高角度断层和板块的多角度的转换断层(如东岛断裂和中建岛断裂)这个模式与我们的模型结果在上地壳范围内吻合的很好.本文的模型中下地壳部分存在着塑性区域，又与相关的纯剪模型不谋而合.因此可以认为西南次海盆北部陆坡下地壳和上地幔在吸收了来自上地壳的脆性断裂变形的同时发生了瞬时的伸展.这个模式同时能够很好地符合Kusznir等^{[29， 30]}提出的弹性梁力学模式，该模式的力学模型认为在岩石圈拉张和去压作用下，岩石圈会产生部分熔融的地质现象.

莫霍面是一个不连续的速度界面，在图 8模型中的莫霍面局部起伏较大，模型反演结果的深度控制主要依赖广角反射波对速度突变的界面的反演.整个模型显示出，西南次海盆COT 区域的拉张模式是在上地壳的范围内以简单剪切模式特征为代表，在下地壳以纯剪模式为代表.这是否意味着南海的张裂过程与典型的非火山型张裂边缘---伊比利亚-纽芬兰的模式^[31]相类似？ 这与Tucholke等^[32]提出的对非火山型张裂边缘的认识是吻合的.在陆壳同张裂期的伸展减薄发生在张裂边缘中部，而地壳的下部出现塑性减薄，由于脆性的上地壳限制了构造张裂作用，而海底扩张期间上地幔物质的部分熔融又会渗入上覆板块，并对下地壳断裂块体进行塑性改造，由此导致地壳中出现明显的速度间断.

总体来说，根据西南次海盆北部陆缘的速度结构，可以得出西南次海盆的拉张模式并不属于两个经典的大陆张裂“端元”模型，它具有两种模式交叉特征.南海西南次海盆北部大陆边缘与伊比利亚-纽芬兰的非火山型大陆边缘的地质结构模式非常相似，它们都缺乏典型的大规模岩浆活动，在下地壳出现断块和莫霍界面深度的变化，它是否是来自上地幔熔融物质的证据，还需要对OBS973 补充测线的数据进一步处理.

本文数据来自于中国科学院南海海洋研究所“实验2号”全体船员于2009年和2011年二个航次的辛勤工作.OBS测线的部分结果参考了广州海洋调查局的地质资料，在OBS数据的处理过程中得到来自于中国科学院南海海洋研究所朱俊江博士、夏少红博士、黄海波和卫小冬的帮助，在此一并致谢.