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❸ 大陆岩石圈张裂、分离过程及其变形特征
大陆岩石圈在张性应力场作用下，是怎样变形的呢?到目前为止，科学家已提出三种模式：首先是McKenzie(1978，1980)提出纯剪切模式(pure-shear model)，他认为，岩石圈在受到张性应力作用时，可将岩石圈整体看作一塑性体，发生纯剪切拉张而厚度变薄。在此基础上，他利用求解一维热传导方程来计算大陆边缘的热沉降、温度和热流的演化历史。第二种模式是由Wernicke(1981，1985)提出的。他对美国西部地区进行野外观测，发现了许多低角度断层，他认为这些断层可切穿整个岩石圈，当岩石圈受到张性应力场作用时，它可沿这些低角度断层被拉开。由此他提出了岩石圈的简单剪切的变形模式(simple-shear model)。第三种模式是Lister等(1986)提出的。根据美国西部盆地和山脉省岩石圈中存在拆离断裂、变质核和变质杂岩，他们认为岩石圈被拉开时，会出现上板块边缘和下板块边缘，由此他们提出了岩石圈的拆离模式(delamination model)。这三种模式是目前关于张性应力场作用时岩石圈变形的最流行之模式。下面，我们以南海北部陆缘为例，研究大陆岩石圈在张性应力场作用下是怎样变形的。
南海北部大陆边缘的上地壳和中地壳中存在许多张性正断层，断层的倾角由上向下角度变小，成为犁式正断层；下地壳中基本无断层，但存在许多近水平的断续的地震反射界面；岩石圈上地幔存在断面反射波，说明这里存在断裂。由此作者认为，在张性应力场作用下，岩石圈的物理性质是分层的：上地壳和中地壳呈脆性，下地壳为塑性，而岩石圈上地幔仍表现为脆性。因此，当张性应力场作用于岩石圈时，上地壳和中地壳发生脆性断裂，产生许多断块，断块沿断面转动，在地表产生一系列地堑和半地堑，并使上地壳和中地壳的厚度减薄；下地壳则发生塑性蠕动，产生许多蠕动面，这些面上可产生地震反射波，即我们所观测的近水平反射波，同时，下地壳由于塑性蠕动而厚度减薄；岩石圈上地幔也可产生断层，其变形方式与上、中地壳基本相同。由此作者提出了岩石圈的分层剪切变形模式(Layered-shear model，姚伯初，1998)。
南海南北大陆边缘在新生代为被动大陆边缘，在新生代南海海底扩张之前，南沙地块和礼乐-东北巴拉望地块与南海北部是连在一起的，只是在海底扩张期间南部边缘曾不断地向南运动，直到17Ma前才到达今日的位置(Taylor等，1980，1983)。因此，南海南北边缘是一对共轭边缘。这里我们将通过研究这对共轭边缘的地壳结构和沉积剖面特征，推测大陆岩石圈在张裂和分离时的变形特征。
7.2.1 南海北部陆缘的张裂特征
南海西北部的红河-莺歌海-南海西缘-万安-卢帕尔断裂在新生代是一条重要的断裂，是华南地块和印支地块的分界线。在中生代末至新生代早期，它是一条右旋走滑断裂，沿此断裂，华南地块向东南方向拉伸运动；在42～35Ma期间，南沙地块沿它向南运移，直到35Ma时到达与婆罗洲碰撞的位置；约25Ma时，由于印支地块向南挤出，此断裂成为左旋走滑断裂；到5Ma时，它停止了走滑运动。西沙海槽断裂是一条深切地壳的断裂，可能是印支-西沙地块与华南地块在中生代早期的缝合线(姚伯初等，1994)。在32～17Ma期间，南海发生第二次海底扩张，礼乐-东北巴拉望地块沿中南-礼乐断裂向南运动，直到与加里曼丹-苏禄地块碰撞的位置(姚伯初，1995)。Tongkul(1990)认为，这条断裂向南可能延伸至加里曼丹的沙巴地区，成为东北沙巴地区东西向构造与西南沙巴地区北东向构造的分界线。南海海盆呈北东向菱形，中南-礼乐断裂将其分为西北海盆、西南海盆和中央海盆。西北海盆的构造走向呈北东向，其中部的双峰海山之走向为北东向(薛万俊，1987；鲍才旺，1987)。由于此海盆太窄，至今未能对比出磁异常条带。但根据其区域构造走向和沉积特征，推测它与西南海盆是同时形成的(姚伯初，1999)。西南海盆的区域构造走向为北东向，其中部的长龙海山亦呈北东向。Taylor等(1983)虽然没有在这里对比出磁异常条带，但认为西南海盆是与南海中央海盆同时形成的。陈圣源(1987)曾在此海盆中对比出M7-M11号磁异常条带(126～119Ma)；因此，何廉声(1988)认为南海第一次海底扩张发生在白垩纪。Briais(1993)通过对比磁异常，推测南海西南海盆是在25～17Ma期间通过海底扩张形成的。姚伯初等(1994)利用高通滤波法，滤去磁异常讯号中的低频部分，然后对比出13-18号磁异常条带(42～35Ma)。在中央海盆，Taylor等(1980，1983)对比出5d-11号磁异常跳带，由此他们认为中央海盆是在32～17Ma前由南北向海底扩张而形成的。Briais(1993)和姚伯初等(1994)的工作结果也和Taylor的结果一致。由上述讨论可见，南海地区在新生代发生过两次海底扩张：第一次发生在晚始新世至早渐新世(42～35Ma)，扩张方向为北西—南东向；第二次扩张发生在晚渐新世至早中新世(32～17Ma)，扩张方向为南北向。多方向和多次海底扩张，可能是边缘海海底扩张的特征。
图7.1 南海北部东沙群岛东南陆坡处的地震反射剖面(速度单位为km/s)
南海北部在中生代末至新生代早期发生过一次张性构造运动，被命名为神狐运动(何廉声，1987；姚伯初，1993)。神狐运动是早白垩世北东向燕山运动造山带的岩石圈在晚白垩世至早古新世时期发生岩石圈拆离而产生的构造运动，这次运动使古南海北部边缘发生区域抬升并产生一系列北东向正断裂和由断裂运动而产生的地堑半地堑。在晚始新世时，这里又发生了一次张性构造运动，被称做南海运动(姚伯初，1993)。南海运动是印度板块在42Ma前和欧亚板块发生碰撞而使亚洲大陆上地幔产生向东南方向运动所引起的，它进一步对南海北部陆缘岩石圈又一次拉张，并引起南海新生代第一次海底扩张。从北部陆缘东沙群岛东南处的地震反射剖面可见(图7.1)，海底反射出现在3.2～3.5s(双程走时)处，新生代沉积地层沉积在两个半地堑中，基底反射出现在4.5～6.5s处。上部沉积的速度为1.6～3.6km/s，是一套近水平地层；下部地层沉积在两个半地堑中，其速度为4.0km/s，是一套充填沉积。基底反射为多相位低频反射，其地震层速度为5.0km/s，反映它可能是中生代沉积顶部的反射。由南部的半地堑看出，半地堑是由基底断裂形成的。基底断裂向北倾斜，下延至6.6km/s地壳层和7.0km/s地壳层之间的界面上，然后沿该界面延伸。此断裂并没有切断7.0km/s地壳层，说明该断裂到下部成为剪切带，而不再是断裂。此断裂应是一条犁式断裂。莫霍反射出现在9.2s处，为一多相位反射。北部半地堑也是由基底断裂形成的，基底断裂也是一条犁式断裂，只是由于多次波的干扰而不易看清。由上述分析可见，南海北部陆缘的基底断裂大多为犁式断层，它们切断上地壳，至中地壳与下地壳的界面，但不能切断整个地壳。这类断裂在基底面上形成许多半地堑，它们后来发展成为新生代沉积盆地。
7.2.2 陆缘岩石圈的变形特征
图7.2 南海北部东沙群岛隆起处的合成排列剖面(SAP，速度单位为km/s)
在南海北部东沙群岛东北部观测的地震反射剖面上(图7.2)，基底反射波在2.2～2.5s(双程走时)处，为一低频弯曲反射。新生代沉积的地震纵波速度在1.7～4.7km/s之间，厚2.6km左右。上下地壳之间的界面出现在6s附近，上地壳中只存在倾斜反射，应是断面反射波；上地壳的地震层速度在5.3～6.2km/s之间，厚4.0km。而下地壳中则出现许多近水平反射，是一系列近水平波阻抗界面的反射；下地壳的速度在6.5～7.2km/s之间，厚22km。莫霍反射出现在10.5s处，为一低频(约8Hz)反射波组，由六个反射波组成。反映莫霍界面是由多层物质组成的，应是一个层，而不是一个面。在岩石圈上地幔中，既有近水平的反射，也存在倾斜的断面反射。图7.3是中国大陆有记录以来震级等于或大于6级的地震之震源深度分布图。由图可见，绝大多数地震发生在10～25km深度范围内。而中国大陆地壳的厚度从东部30km到西部青藏地区76km(朱介寿，1986)。因此，中国大陆上地壳下部和中地壳可积累应变能，当应变能超过岩石的极限强度时，岩石便破裂，释放应变能，发生地震。而下地壳不能积累或很少积累应变能，因此不能或很少发生地震。由此我们推测，上地壳和中地壳的物理性质呈脆性，而下地壳则表现为塑性。这和上面在南海北部陆缘观测的地震反射剖面之特征所反映的岩石圈地壳物理性质是一致的。
图7.3 中国大陆的地震震源深度分布图
德国科学家Kusznir等(1988)计算了地壳与上地幔的黏滞度随深度变化之函数，他们发现，上地壳和中地壳的黏滞度较大，而下地壳的黏滞度则很小。他们称下地壳为低黏滞度窗(low viscosity channel)。下地壳的黏滞度小，表示它的塑性强，流动性大；而上地壳和中地壳的黏滞度大，表明它们的塑性小，脆性强。他们的计算结果和我们通过对天然地震之观测和人工反射地震剖面的分析结果是一致的。另外，根据MONA LISA Working Group在北海所做深地震反射剖面的结果，在岩石圈上地幔中仅存在陡倾角断裂(1997)。由此作者曾提出过大陆岩石圈的变形模式为：在张性应力场的作用下，上地壳和中地壳呈脆性变形，发生断裂；下地壳则表现为塑性，发生塑性流动；而岩石圈上地幔仍表现为脆性，可发生断裂。这就是作者提出的岩石圈之分层变形模式(layered-shear model)。
7.2.3 南海南北共轭边缘地壳剖面的对比分析
南海南北边缘是一对共轭边缘，在南海新生代海底扩张之前，它们是连在一起的。从南海北部珠江口外下陆坡—深海平原处的地震反射剖面分析(图7.4)，海底反射波在4.4s(双程走时)附近，陆坡基底在5.0～5.8s之间；进入深海平原，洋壳基底(层2顶面)下落至5.8～7.3s之间。陆坡基底上存在两条南倾的断裂，南边一条为盆-坡边界。基底断裂影响到海底，反映它们的构造活动影响到近代。由洋壳年代推测，Tg—T4之间的沉积应为渐新世沉积，而T4至海底之间的沉积是中新世至第四纪沉积。深海平原上的沉积厚2.4s，而陆坡上的沉积较薄，不足1s。反映陆坡早期的沉积受底层流或浊流冲刷，大部分没有保留下来，直到上新世后，大部分沉积才能保存。
在南部礼乐滩北部边缘的地震反射剖面上显示(图7.5)，在礼乐滩上，水深约0.4s(300m)，新生代沉积厚1.0～3.0s(曾维军，1991)。由礼乐滩向北，海底出现第一条断裂，视倾角约80°，海底视断距1.5s(1125m)；第二条断裂的视断距1.0s(750m)。再往北经过四条断裂，到盆-坡边界处存在另一条断裂，这条断裂海底水深4.5s(3375m)，它应是陆坡和海盆的边界。从盆-坡边界到礼乐滩，陆坡上的沉积为杂乱沉积，反映它们是由于断裂活动而发生滑坡，最后堆积而成的。
图7.4 南海北部珠江口外下陆坡海盆与陆坡交界处的地震反射剖面(速度单位为km/s)
图7.5 南沙群岛礼乐滩北部陆坡和深海平原处的地震反射剖面
根据南海南北共轭边缘的地壳对比剖面分析(图7.6)，北部陆坡下部的水深3000～3500m；新生代沉积厚1000～1500m。上地壳厚2.0～2.5km，层速度为6.0km/s。大陆地壳中上地壳上部之速度一般在5.4～5.8km/s之间，很显然，这里缺失这一地壳层。下地壳包含两个地壳层，其速度分别为6.5km/s和6.9km/s，总厚度为10.5km。莫霍速度为8.3km/s，是正常地幔顶部的速度。向南越过盆-坡边界，进入深海平原，地壳为洋壳结构。由声呐浮标SB34探测结果看，这里层1(沉积层)厚2.0km，地震速度在1.8～3.4km/s之间；层2的速度为5.5km/s，厚1.6km；层3含两个地壳层，速度分别是6.5km/s和7.3km/s，厚4km。莫霍的地震速度为8.4km/s。在南部边缘，如上述，礼乐滩上水深300m，由其向北，海底以陡倾角断裂向北下落，经五条断裂后，海底水深下降到4000m，然后经盆-坡边界进入深海平原，即洋盆。Schluter等(1996)在这里进行过地球物理探测，证明这里深海平原是洋壳。深海平原磁测资料(磁异常条带)和海底地形地貌资料表明，这里南北剖面上的盆-坡边界点在海底扩张之前是连在一起的，在大陆岩石圈发生分离和随后的海底扩张之后，它们才分开，位于今日的位置。
图7.6 南海南北边缘地壳对比剖面(速度单位为km/s)
7.2.4 大陆岩石圈在破裂分离时的变形特征
大陆岩石圈在发生张裂之后，经过一段构造发展时期，可能要发生破裂分离，及随后的海底扩张。那么，大陆岩石圈在破裂分离时是如何变形的呢?我们希望通过对南海南北共轭边缘的研究，来讨论这个问题。
上面已经分析过南海南北共轭边缘的剖面结构特征，由此我们可推测它们在破裂分离时的变形情景。在神狐运动(晚白垩世—早古新世)中，古南海北部边缘的大陆岩石圈受到北西—南东向拉伸，上、中地壳发生许多犁式正断层，它们向下延伸到中地壳与下地壳边界处，沿水平方向伸展，变为剪切带；在边缘的北部，断层的下降盘沿断面向南运动，形成被动大陆边缘的枢纽带；在边缘的南部，断层的下降盘沿断面向北滑动；这些断层的活动，在地表则形成一系列半地堑。下地壳由于物理性质具塑性，受拉伸后则发生塑性变形，被整体拉长而厚度减薄。岩石圈上地幔由于具脆性，受拉伸后可产生陡倾角断裂，这些断裂可能沿燕山运动古缝合线延伸。南海运动(晚始新世至早渐新世)进一步拉伸岩石圈；到晚渐新世，上、中地壳沿犁式断裂拉开，下板片边缘留在北部，而上板片边缘(礼乐-东北巴拉望地块)则向南移动。下地壳被塑性拉断，而岩石圈上地幔则沿陡倾断裂被拉开。此时从上地幔来的熔融物质(岩浆)进入地表，开始海底扩张，在南北地块之间形成新洋壳；同时，熔融物质也占据南移上板块边缘的上地壳板片之下的空间，形成新的下地壳。在17Ma前，南移的礼乐-东北巴拉望地块与加里曼丹-苏禄地块发生碰撞，海底扩张停止了。从此之后，南海新洋壳开始发生热沉降，南部礼乐-东北巴拉望地块上地壳上部板片之下的熔融物质也冷却沉降，而其南部地区的地壳之热沉降很小。因此，礼乐滩北部边缘上地壳板片不断向北下落，在当时地表(基底面)形成一系列向北的陡倾角正断层(图7.7)，最后形成了今日我们在地震剖面上所见之构造景观。我们这里所提出的大陆岩石圈破裂分离时的变形模式是分层的，即岩石圈分为上中地壳、下地壳和岩石圈上地幔三层，由于它们的物理性质不同，所以变形方式也不同，这就是我们称之为分层破裂分离模式(Layered-breakup model)。
图7.7 南海海底扩张时大陆岩石圈的变形特征
7.2.5 讨论
这里我们通过研究南海南北共轭边缘的地壳剖面结构，探讨大陆岩石圈在张裂和分离时的变形特征。我们的研究发现，大陆岩石圈的物理性质是分层的，因此其变形方式也是分层的：上、中地壳呈脆性，在受张性应力场作用时，可以发生犁式断裂，形成一系列断块，断块沿断面转动，使地壳层厚度减薄，并在地表形成一系列半地堑；下地壳表现为塑性，受张性应力场作用时被塑性拉长，从而使地壳厚度减薄；岩石圈上地幔仍表现为脆性，受张性应力场作用后，可发生断裂，地块沿断裂错动，使其厚度减薄。当张性应力场进一步作用时，上、中地壳沿犁式断裂被拉开，形成上、下板块边缘并被分开；下地壳则被塑性拉断；而岩石圈上地幔将沿断裂被拉开，从而整个岩石圈发生破裂分离。这就是我们关于岩石圈变形方式和破裂分离时的分层破裂分离模式。此模式的特点是认为大陆岩石圈的物理性质是分层的，因此，其变形和破裂分离也是分层进行的，而不是以前的模式那样认为岩石圈是一整体板片，因此其变形和破裂分离也按整个板片进行的。板块运动的主要特征表现在边缘处，本文讨论离散边缘形成过程中岩石圈之变形特征，是板块运动研究的重要课题，至今仍未得到理想的解决。大陆岩石圈破裂分离后形成离散边缘，离散边缘在大洋中为洋中脊，即海底扩张脊，在大陆边缘则是被动大陆边缘，即大西洋型大陆边缘。大西洋两岸边缘是不对称的，本文提出的模式是根据南海南北共轭边缘之构造特征而提出的，它所产生之边缘是不对称的，与大西洋两岸的构造景观是相符的。因此，我们认为，我们的分层破裂分离模式符合对大西洋式被动大陆边缘之岩石圈用地球物理方法观测的结果，并与大西洋两岸今日之构造景观是一致的。因此我们的模式是较符合实际的。
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