徐子英, 汪俊, 高红芳, 孙桂华, 孙美静, 聂鑫, 朱荣伟



南海海盆中南—礼乐断裂带研究进展*

徐子英, 汪俊, 高红芳, 孙桂华, 孙美静, 聂鑫, 朱荣伟

自然资源部海底矿产资源重点实验室, 广州海洋地质调查局, 广东 广州 510075

文章首先论述了中南—礼乐断裂带的研究现状, 然后基于重力、磁力、地震剖面和地形等地球物理资料, 综合分析了中南—礼乐断裂带在南海海盆中的空间展布和内部构造形变特征。研究表明: 该断裂带在海盆中由北至南具有明显的分段性。北段(西北次海盆与东部次海盆北部之间)断裂带宽15km, 由(18°00'N, 115°30'E)向(17°30'N, 116°00'E)呈NNW向分布。南段(西南次海盆与东部次海盆之间)断裂带宽约60~80km, 由中沙海台东侧向礼乐地块西侧呈NNW向展布。中南—礼乐断裂带的主控断裂沿中南海岭呈NNW向分布。断裂带在南北两段的过渡区总体呈NNE向展布。断裂带两侧海盆的沉积厚度和洋壳厚度存在差异, 推断该断裂带对其东西两侧海盆的地质构造具有控制作用。根据地壳结构变化, 推测该断裂带至少是一条地壳级断裂。

南海海盆; 中南—礼乐断裂带; 空间展布; 构造变形

南海经历了新生代大陆边缘裂谷和随后的海底扩张, 其海盆总体呈菱形, 向西南收敛, 海盆洋壳东宽西窄。据地质与地球物理等方面特征, 南海海盆可划分为西北次海盆、东部次海盆和西南次海盆(图1)。

图1 南海地形图(杨胜雄等, 2015)及中南—礼乐断裂在南海海盆中的位置分布图

黄色实线是姚伯初(1995)的研究结果; 红色虚线是Ruan等(2016)的研究结果; 橙色虚线是Sibuet等(2016)的研究结果; 紫色实线是Frank (Frank, 2013; Frank et al, 2014)和Barckhausen等(2014)的研究结果。白色和红色实线为本文研究结果: 白色实线为断裂带的宽度范围; 红色实线为断裂带的主控断裂位置; 红色圆点为IODP349航次U1431钻井站位; L1、L2、L3为地震剖面编号

Fig. 1 The bathymetric map of the South China Sea and the location of the Zhongnan-Liyue Fault Zone

中南—礼乐断裂带位于南海海盆中, 前人虽然通过重力、磁力、地震等资料对该断裂带的存在、走向和性质等进行过研究(Briais et al, 1993; 姚伯初, 1995; 阎贫等, 2008; Li et al, 2014; Barckhausen et al, 2014; Frank et al, 2014; Ruan et al, 2016; Sibuet et al, 2016), 但研究比较零星和局限, 该断裂带的具体位置、走向、延伸长度、宽度等都不清晰, 断裂性质(转换断裂或走滑断裂?)也存在分歧。也鲜少有人对该断裂带的内部变形特征进行详细刻画, 对其形成机制研究更少。

本文首先综述了中南—礼乐断裂带的国内外研究现状, 然后基于重力、磁力、地震剖面和地形等地球物理资料, 系统分析中南—礼乐断裂带在海盆中的空间展布特征, 刻画该断裂带内部构造形变特征, 探讨其深部结构特征及其对东西两侧次级海盆的地质构造的影响。

1 国内外研究现状

前人通过构造-地层、重磁异常特征、地震剖面、海底地形及海底地震仪(OBS)探测等手段与方法对中南—礼乐断裂带的空间分布及断裂带性质进行了研究与探讨。针对中南—礼乐断裂带的空间位置分布的研究, 主要存在两种观点: 一种是该断裂带呈NS向发育(姚伯初等, 1994; 姚伯初, 1995; Schlüter et al, 1996; Li et al, 2008, 2014; 黎雨晗等, 2017)。其中姚伯初(1995)认为中南—礼乐断裂带北起珠江海谷, 中经西南次海盆与东部次海盆过渡区, 南至加里曼丹的沙巴地区, 是一条规模巨大的断裂(图1)。另一种观点是该断裂带呈NNW向展布(Barckhausenet al, 2004, 2014; 阎贫等, 2008; Frank, 2013; Frank et al, 2014; Ruan et al, 2016; Sibuet et al, 2016)。同时许多学者对中南—礼乐断裂带的断裂性质进行了探讨, 主要存在三种观点, 部分学者认为中南—礼乐断裂带为走滑断裂(姚伯初, 1995; 阎贫等, 2008)。还有少部分学者认为中南—礼乐断裂带不是转换断层就是平移断层(Briais et al, 1993; 李家彪等, 2011)。大部分学者认为中南—礼乐断裂带为转换断裂, 如Taylor等(1980, 1983)通过对磁条带的识别, 认为东部次海盆在早渐新世至早中新世扩张, 西南次海盆可能为早中新世扩张, 并推测两海盆之间存在一条转换断裂。Tongkul (1993, 1994)通过构造-地层分析来研究加里曼丹沙巴地区的地质构造时, 将中南—礼乐断裂带延至沙巴地区, 作为东北沙巴的东西向与西南沙巴的北东向的分界线, 并认为是一条转换断裂。Barckhausen等(2004, 2014)根据磁异常分析, 认为在西南次海盆和东部次海盆之间存在一条转换断裂从中沙地块东侧(115°E)向东南延伸到礼乐滩西部(117°E)(图1)。Sibuet等(2016)通过重磁分析认为在南海扩张过程中, 在西南次海盆与东部次海盆之间存在一条重要转换断裂带——中南断裂带, 从中沙地块的东侧延伸到礼乐滩的东侧(图1)。Li等(2008, 2012, 2014)通过海盆磁异常走向分析, 认为在西北次海盆与东部次海盆北部之间存在一条协调转换断裂, 该转换断裂可以与南部东部次海盆与西南次海盆之间的转换断裂相连, 构成一个区域转换断裂。Ruan等(2016)通过OBS测线研究认为在东部次海盆和西南次海盆之间存在40~80km宽的弧形破碎带, 并认为该破碎带是东部次海盆NS向扩张转为西南次海盆NW-SE向扩张的转换断层, 是中沙块体与礼乐滩破裂分离过程中形成的(图1)。

2 中南—礼乐断裂带的地球物理特征

近年来, 笔者根据近年新采集的高精度地震剖面, 重力、磁力及地形等资料研究中南—礼乐断裂带时, 发现中南—礼乐断裂带由北至南在宽度、走向和内部形变等构造特征都存在明显变化, 具有明显的分段性。

图2 中南—礼乐断裂带在测线L1地震剖面反射特征

红色粗线为中南—礼乐断裂带主控断裂; 黑色实线表示基底; 黑色虚线表示moho面; UCR: 上地壳反射界面。图b中虚线方框表示图c位置

Fig. 2 Seismic profile characteristics of the Zhongnan-Liyue Fault Zone along the survey line L1

2.1 中南—礼乐断裂带北段地球物理特征

北段分布在西北次海盆及东部次海盆北部之间(16°N以北), 地震剖面上(图2b), 中南—礼乐断裂带位于凹陷区, 宽约15km, 主控断裂控制了早期沉积物发育, 断裂断穿基底深达0.5s (双程走时, 下同), 根据地震剖面反射特征和Ding等(2018)对上下地壳反射界面的分析, 认为该主控断裂断穿了上地壳反射界面。在该断裂带基底以下存在厚约0.25~0.5s的破碎混杂体, 根据IODP349航次U1431井钻遇的基底是玄武岩中夹有沉积泥岩(Li et al, 2015), 推测该区域基底及其以下的混杂体为玄武岩与沉积层的混杂体。内部构造变形上, 断裂带内基底起伏相对平缓, 小断裂发育少, 主控断裂倾角相对平缓。moho面反射在断裂两侧表现不同, 但总体较清晰, 东部次海盆moho面反射出现在8.6~8.7s, 西北次海盆moho面反射出现在8.3~8.6s区间。进入中南—礼乐断裂带, moho面反射向下倾斜至9s左右。断裂带两侧海盆的沉积物厚度发育也不同, 西北次海盆沉积物总厚度薄, 约1s; 东部次海盆沉积物厚度总体较厚, 约1.6s; 而进入中南—礼乐断裂带, 沉积物明显变厚, 约2s。磁力异常平面图上(图3), 中南—礼乐断裂带两侧的磁异常强度及走向明显不同, 东部次海盆北部磁异常强度表现为高值正负异常相间, 磁异常条带狭长, 呈明显的近EW走向。西北次海盆磁强度为低值正负异常, 磁异常条带宽缓短小, 该断裂带由(18°00'N, 115°30'E)向(17°30'N, 116°00'E)呈NNW向分布。自由空间重力异常图上(图4), 该断裂带两侧表现为东部次海盆重力为正值异常, 西北次海盆重力为负值异常, 断裂带由(18°00'N, 115°30'E)向(17°30'N, 116°00'E)呈NNW向分布。海底地形上该断裂带反映不明显。根据上述地震剖面、重力、磁力和地形等地球物理资料综合分析, 认为北段(西北次海盆与东部次海盆北部之间)存在宽约15km的狭条带, 即中南—礼乐断裂带, 由(18°00'N, 115°30'E)向(17°30'N, 116°00'E)呈NNW向分布。

图3 中南—礼乐断裂带在南海海盆磁异常图上的分布位置

黑色实线为断裂带的宽度范围; 红色实线为断裂带的主控断裂位置; 红色虚线为推测断裂带的位置。南海磁异常图引自杨胜雄等(2015)

Fig. 3 Location of the Zhongnan-Liyue Fault Zone according to magnetic anomalies

图4 中南—礼乐断裂带在南海海盆空间重力异常图上的分布位置

蓝色实线为断裂带的宽度范围; 红色实线为断裂带的主控断裂位置; 红色虚线为推测断裂带的位置。南海空间重力异常图引自杨胜雄等(2015)

Fig. 4 Location of the Zhongnan-Liyue Fault Zone according to the free-air gravity anomalies

2.2 中南—礼乐断裂带南段地球物理特征

南段分布在西南次海盆及东部次海盆之间(12°N—16°N)。地震剖面上(图5、图6), 中南—礼乐断裂带的主控断裂发育深且陡, 控制了早期沉积的发育, 海山沿主控断裂发育, 在断裂带的凹部存在窄且深的垂直沉积楔, 推测为早期玄武岩基底断块间的沉积充填。靠近东部次海盆侧发育密集的次级正断层, 倾角近于垂直, 断穿基底, 为早期发育的正断层, 基底之下存在厚约0.5s的明显破碎的混杂体, 地震特性上表现为强振幅, 连续性差, 呈杂乱反射结构。根据U1431井钻遇的基底岩性认识, 推测该区域基底及其以下的破碎体也是玄武岩与沉积层的混杂体。Jones (2009)认为在大型断裂带内有异常低的地壳速度值, 这恰好与Ruan等(2016)认为中南断裂破碎区域存在40~80km上地壳低速异常体(图1)相互佐证, 故认为该断裂破碎区为中南—礼乐断裂带。内部构造变形上, 该段地质现象丰富, 主控断裂发育深且陡, 控制了早期沉积, 沉积物呈楔状发育, 早期陡直的正断裂非常发育, 断穿基底, 基底起伏较大。地震剖面上该断裂带宽约60km, 平面上由中沙海台东侧(16°00'N, 115°30')向礼乐地块西侧(12°00'N, 116°30'E)呈NNW向展布。

图5 中南—礼乐断裂带在测线L2上的地震剖面反射特征

红色粗线为中南—礼乐断裂带主控断裂; 黑色实线表示基底; 黑色虚线表示moho面; 图b中虚线方框表示图c位置

Fig. 5 Seismic profile characteristics of the Zhongnan-Liyue Fault Zone along the survey line L2

断裂带两侧的海盆在沉积物总厚度、海底水深及moho面深度都存在差异。沉积物总厚度上, 西南次海盆沉积物总厚度薄, 约0.4~0.6s, 东部次海盆沉积物总厚度相对较厚, 约1.0~1.1s, 断裂带内沉积厚度最大, 达1.0~1.8s。海底水深上, 靠近海盆南侧, 西南次海盆海底水深最深, 其次是中南—礼乐断裂带, 东部次海盆的海底水深相对浅(图6)。moho面在南段特征表现为断续出现, 断裂带下的moho面也不清晰, 推测与大规模岩浆活动发育有关, moho面深度上, 中沙地块东南侧地震剖面显示(图5b、5c), 东部次海盆Moho面反射出现在8.2s左右, 西南次海盆moho面反射出现在7.6s左右, 进入中南—礼乐断裂带, moho面反射向下掉至9.3s左右。礼乐地块西北侧地震剖面显示(图6b、6c), 东部次海盆moho面反射出现在8.4s左右, 西南次海盆moho面反射出现在7.6s左右, 中南—礼乐断裂带内moho面反射为8.5s左右。

图6 中南—礼乐断裂带在测线L3上的地震剖面反射特征

红色粗线为中南—礼乐断裂带主控断裂; 黑色实线表示基底; 黑色虚线表示moho面; 图b中虚线方框表示图c位置

Fig. 6 Seismic profile characteristics of the Zhongnan-Liyue Fault Zone along the survey line L3

磁异常平面图上(图3), 两侧海盆的磁异常值和走向明显不一, 西南次海盆磁异常为正负交替变化, 表现为密集的高值正异常为主, 磁异常主体走向呈NE向。东部次海盆磁异常表现为密集的高值正负异常相间, 磁异常主体呈近EW向。在两次海盆之间存在宽约80km的磁异常过渡区。该过渡区磁异常弱且磁条带不连续, 表现为宽缓的低值正负异常, 推测为中南—礼乐断裂带破碎区。自由空间重力异常图上(图4), 东部次海盆自由空间重力异常为明显的高值正异常区, 西南次海盆的自由空间重力异常总体表现为低值正负异常区。进入中南—礼乐断裂带, 为重力异常过渡区, 重力异常总体表现为低值, 中南海岭为相对高值区, 重力异常等值线呈明显的NNW向展布。地形上, 中南海岭延伸方向对应着中南—礼乐断裂带的主控断裂平面展布方向, 呈NNW向展布, 该断裂带切割了东部次海盆和西部次海盆走向不同的扩张脊。根据上述地震剖面、重力、磁力和地形等地球物理资料综合分析, 认为在南段(西南次海盆与东部次海盆之间)存在宽约60~ 80km的断裂破碎带, 即中南—礼乐断裂带, 由中沙海台东侧(16°00'N, 115°30')向礼乐地块西侧(12°00'N, 116°30'E)呈NNW向展布。

3 讨论

3.1 中南—礼乐断裂带对两侧海盆沉积的影响

中南—礼乐断裂带两侧的各次海盆的沉积厚度存在明显差异, 北段地震剖面显示, 中南—礼乐断裂带内沉积物厚度最厚, 西侧的西北次海盆沉积物总厚度小于东侧的东部次海盆沉积物总厚度(图2)。进入南段, 西南次海盆沉积物总厚度明显小于东部次海盆沉积物总厚度, 断裂带内沉积物最厚(图5、图6)。由此可见, 断裂带内的沉积物厚度比两侧次海盆的沉积物厚, 根据该断裂带两侧次海盆沉积厚度的明显差异, 推测该断裂带对其东西两侧次海盆的沉积厚度具有控制作用。

3.2 中南—礼乐断裂带深部结构特征

深部结构上, 中南—礼乐断裂带两侧次海盆的洋壳结构明显不同。北段地震剖面显示(图2b、2c), 东部次海盆洋壳厚约1.7~1.8s, 西北次海盆洋壳厚约1.9~2.2s, 进入中南—礼乐断裂带, 洋壳厚约1.75s左右, 西北次海盆洋壳厚度大于东部次海盆。中南—礼乐主控断裂断穿基底深达0.5s, 断穿了上地壳反射界面。姚伯初(1995)通过分析海盆地壳结构特征, 发现西北次海盆与东部次海盆北部之间地壳结构厚度相差2km, 推测在这两海盆之间存在一条地壳级(可能为岩石圈级)的断裂。

南段位于中沙地块东南侧地震剖面显示(图5b、5c), 西南次海盆洋壳厚约1.6s, 东部次海盆靠近珍贝海山处洋壳厚约1.4s, 在中南—礼乐断裂带西北内洋壳厚约1.8s。靠近礼乐地块西北侧地震剖面显示(图6b、6c), 西南次海盆洋壳厚约1.0s, 东部次海盆洋壳厚约1.8s, 中南—礼乐断裂带内洋壳厚约1.7s。东部次海盆在珍贝海山北侧洋壳比较薄, 推测与古扩张脊下洋壳减薄有关。根据东部次海盆在南北两侧的洋壳厚约1.8s, 可认为总体上东部次海盆洋壳厚度大于西南次海盆。中南—礼乐主控断裂断穿基底深达7.5s, 沿断裂发育的海山规模巨大, 这些海山是来自深部的岩浆沿中南—礼乐深大断裂多期次侵入, 最后喷发出海底形成的。沿中南—礼乐断裂带发育的海山与同处中央海盆的珍贝—黄岩海山都为扩张期后岩浆喷出海底形成, 而珍贝—黄岩海山被认为是来自软流圈地幔的岩浆喷出海底形成的(王叶剑等, 2009)。推测沿中南—礼乐断裂带发育的海山的深部岩浆有可能来自软流圈地幔, 故推测中南—礼乐断裂带至少断穿地壳, 甚至可能断穿岩石圈。

磁异常平面图上, 显示东部次海盆与西南次的磁异常在幅值、变化频度方面有明显差异, 前者磁异常明显大于后者, 磁异常值正负变化更为剧烈(图3)。磁异常的解析信号模结果显示(图7), 东部次海盆的磁强场源的磁性明显较西南次海盆更强。根据海盆洋壳的海底扩张成因, 海底扩张过程中, 洋壳结晶时受地球磁场磁化作用记录的“剩磁”是洋壳磁异常的主要磁源, 因此可推断东部次海盆洋壳的剩余磁化强度明显大于西南次海盆洋壳, 两者之间存在一条磁性由强转弱的过渡带, 推测该过渡带应是西南次海盆与东部次海盆的洋壳分界, 与中南—礼乐断裂带在位置上吻合。而且Ruan等(2016)通过OBS探测, 发现在西南次海盆与东部次海盆之间的上地壳存在低速异常区。

图7 南海海盆磁异常解析信号模

黑色虚线为磁异常解析信号模过渡区

Fig. 7 Analytical signal module calculated from magnetic anomalies of the South China Sea Basin

综上分析认为中南—礼乐断裂带是西北次海盆和东部次海盆北部, 西南次海盆与东部次海盆的边界, 推测该断裂带至少是一条地壳级断裂, 并可能对其东西两侧次海盆的洋壳厚度具有影响。

3.3 中南—礼乐断裂带的南北段连接

前期工作中, 姚伯初(1995)和Li等(2012, 2014)讨论了中南—礼乐断裂带的南北连接问题。姚伯初(1995)根据地壳厚度不同, 认为在西北次海盆和东部次海盆北部交界处存在一条大断裂; 在西南次海盆与东部次海盆交界处, 根据中南海山链反映断裂的走向, 认为该处存在一条南北向断裂; 在南沙群岛的礼乐海槽上, 根据地震剖面发现存在一条深大走滑断裂, 故其认为该断裂北起珠江海谷, 中经西南次海盆与东部次海盆交界, 南至南沙海槽, 是一条NS向的规模巨大的右旋走滑断裂(图1)。Li等(2012, 2014)根据海盆重磁异常特征, 认为在西北次海盆与东部次海盆北部、西南次海盆与东部次海盆之间存在一条NS向的协调大断裂。大部分学者(Barckhausen et al, 2004, 2014; 阎贫等, 2008; Frank, 2013; Frank et al, 2014; Ruan et al, 2016; Sibuet et al, 2016)只讨论了该断裂带在西南次海盆和东部次海盆的分布特征。

本文根据最新地震剖面资料, 并结合重力、磁力、地形等地球物理资料, 分别讨论了该断裂在西北次海盆和东部次海盆北部及西南次海盆和东部次海盆的展布特征。对于该断裂带南北两段过渡区如何连接, 由于资料的有限, 目前只根据磁力和重力异常资料对断裂展布特征进行分析。磁异常平面图上(图3), 东侧磁异常呈近EW向, 表现为高值正负异常相间, 磁异常条带狭长, 西侧磁异常为低值正异常, 磁异常条带宽缓, 推测在东西两侧磁异常变换处存在一条断裂呈NNE向的展布。空间重力异常图上, 东侧表现为低值正异常, 西侧为低值负异常(图4), 推测在东西两侧重力异常变换处存在一条断裂呈NNE向的展布。结合重磁异常分析结果, 推测该断裂带在过渡区总体呈NNE向的展布特征。该断裂带在过渡区的内部形变特征及深部结构特征如何, 还有待更多翔实的资料以进行进一步深入研究。

4 结论

通过对穿越南海海盆中南—礼乐断裂带的最新地震剖面的剖析, 并结合重力、磁力与地形等地球物理资料, 厘定了南海海盆的内部边界(即中南—礼乐断裂带)的空间展布特征, 刻画了该断裂带内部构造形变特征, 并对该断裂带的深部结构, 断裂带对东西两侧海盆地质构造的影响及南北两段连接进行了探讨, 取得以下认识:

1) 中南—礼乐断裂带在南海海盆中由北至南无论在宽度、走向和内部变形特征上都差异明显。北段(西北次海盆与东部次海盆北部之间)断裂带宽约15km, 为一窄条带, 由(18°00'N, 115°30'E)向(17°30'N, 116°00'E)呈NNW向分布, 内部构造变形相对简单, 基底起伏平缓, 早期正断裂发育少。南段(西南次海盆与东部次海盆之间)断裂带宽约60~80km, 由中沙海台东侧(16°00'N, 115°30')向礼乐地块西侧(12°00'N, 116°30'E)呈NNW向展布, 内部构造变形丰富, 基底起伏较大, 早期小断裂非常发育。中南—礼乐断裂带南段的主控断裂主要沿中南海岭呈NNW向分布。该断裂带在南北两段的过渡区总体呈NNE向展布。

2) 中南—礼乐断裂带内的沉积物厚度比两侧次海盆的沉积物厚, 根据该断裂带两侧次海盆沉积厚度和洋壳厚度的明显差异, 推测中南—礼乐断裂带对其东西两侧的次级海盆的沉积厚度和洋壳都具有控制作用。

3) 深部结构上, 该断裂带在北段地震剖面上断穿沉积基底至上地壳反射面, 结合南段西南次海盆与东部次海盆磁异常的解析信号模结果和沿主控断裂发育的海山的岩浆来源分析, 推测中南—礼乐断裂带至少是一条地壳级断裂, 甚至可能断穿岩石圈。

JONES E J W, 2009. 海洋地球物理[M]. 金翔龙, 赵俐红, 孙鹏,等, 译. 北京:海洋出版社: 446–450. JONES E J W, 2009. Marine geophysics[M]. JIN XIANGLONG, ZHAO LIHONG, SUNPENG, et al. Beijing: Ocean Press: 446–450 (in Chinese).

李家彪, 丁巍伟, 高金耀, 等, 2011. 南海新生代海底扩张的构造演化模式: 来自高分辨率地球物理数据的新认识[J]. 地球物理学报, 54(12): 3004–3015. LI JIABIAO, DING WEIWEI, GAO JINYAO, et al, 2011. Cenozoic evolution model of the sea-floor spreading in South China Sea: new constraints from high resolution geophysical data[J]. Chinese Journal of Geophysics, 54(12): 3004–3015 (in Chinese with English abstract).

黎雨晗, 刘海龄, 朱荣伟, 等, 2017. 南海中南—司令断裂带的延伸特征及其与南海扩张演化的关系[J]. 海洋地质与第四纪, 37(2): 82–98. LI YUHAN, LIU HAILING, ZHU RONGWEI, et al, 2017. Extension of the Zhongnan-siling fault zone in South China Sea and its bearing on seafloor spreading[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 37(2): 82–98 (in Chinese with English abstract).

王叶剑, 韩喜球, 罗照华, 等, 2009. 晚中新世南海珍贝—黄岩海山岩浆活动及其演化: 岩石地球化学和年代学证据[J]. 海洋学报, 31(4): 93–102. WANG YEJIAN, HAN XIQIU, LUO ZHAOHUA, et al, 2009. Late Miocene magmatism and evolution of Zhenbei-Huangyan Seamount in the South China Sea: evidence from petrochemistry and chronology[J]. Acta Oceanologica Sinica, 31(4): 93–102 (in Chinese with English abstract).

阎贫, 王彦林, 刘海龄, 2008. 南海海盆地形与NW向断裂[J]. 热带海洋学报, 27(3): 30–37. YAN PIN, WANG YANLIN, LIU HAILING, 2008. Topography of oceanic basin in South China Sea and NW-directed faults[J]. Journal of Tropical Oceanography, 27(3): 30–37 (in Chinese with English abstract).

杨胜雄, 邱燕, 朱本铎, 2015. 南海地质地球物理图系[M]. 天津: 中国航海图书出版社. YANG SHENGXIONG, QIU YAN, ZHU BENDUO, 2015. Atlas of geology and geophysics of the South China Sea[M]. Tianjin: China Navigation Publications (in Chinese).

姚伯初, 曾维军, HAYES D E, 等, 1994. 中美合作调研南海地质专报[M]. 武汉: 中国地质大学出版社. YAO BOCHU, ZENG WEIJUN, HAYES D E, et al, 1994. The geological memoir of South China Sea surveyed jointly by China & USA[M]. Wuhan: China University of Geosciences Press (in Chinese).

姚伯初, 1995. 中南—礼乐断裂的特征及其构造意义[J]. 南海地质研究, (7): 1–14. YAO BOCHU, 1995. Characteristics and tectonic meaning of Zhongnan-Liyue fault[J]. Geological Research of South China Sea, (7): 1–14 (in Chinese).

BARCKHAUSEN U, ENGELS M, FRANKE D, et al, 2014. Evolution of the South China Sea: revised ages for breakup and seafloor spreading[J]. Marine and Petroleum Geology, 58: 599–611.

BARCKHAUSEN U, ROESER H A, 2004. Seafloor spreading anomalies in the South China Sea revisited[M]//CLIFT P, KUHNT W, WANG P, et al. Continent‐Ocean Interactions Within East Asian Marginal Seas. Washington: American Geophysical Union, 149: 121–125.

BRIAIS A, PATRIAT P, TAPPONNIER P, 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea: implications for the tertiary tectonics of Southeast Asia[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 98(B4): 6299–6328.

DING WEIWEI, SUN ZHEN, DADD K, et al, 2018. Structures within the oceanic crust of the central South China Sea basin and their implications for oceanic accretionary processes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 488: 115–125.

FRANKE D, 2013. Rifting, lithosphere breakup and volcanism: Comparison of magma-poor and volcanic rifted margins[J]. Marine and Petroleum Geology, 43: 63–87.

FRANKE D, SAVVA D, PUBELLIER M, et al, 2014. The final rifting evolution in the South China Sea[J]. Marine and Petroleum Geology, 58: 704–720.

LI CHUNFENG, LIN JIAN, KULHANEK D K, et al, 2015. Expedition 349 summary[C]//Proceedings of the International Ocean Discovery Program. doi: 10.14379/iodp.proc.349.101. 2015.

LI CHUNFENG, SONG TAORAN, 2012. Magnetic recording of the Cenozoic oceanic crustal accretion and evolution of the South China Sea basin[J]. Chinese Science Bulletin, 57(24): 3165–3181.

LI CHUNFENG, XU XING, LIN JIAN, et al, 2014. Ages and magnetic structures of the South China Sea constrained by deep tow magnetic surveys and IODP Expedition 349[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 15(12): 4958– 4983.

LI CHUNFENG, ZHOU ZUYI, LI JIABIAO, et al, 2008. Magnetic zoning and seismic structure of the South China Sea ocean basin[J]. Marine Geophysical Researches, 29(4): 223–238.

RUAN AIGUO, WEI XIAODONG, NIU XIONGWEI, et al, 2016. Crustal structure and fracture zone in the Central Basin of the South China Sea from wide angle seismic experiments using OBS[J]. Tectonophysics, 688: 1–10.

SCHLÜTER H U, HINZ K, BLOCK M, 1996. Tectono- stratigraphic terranes and detachment faulting of the South China Sea and Sulu Sea[J]. Marin Geology, 130(1–2): 39–51, 58–78.

SIBUET J C, YEH Y C, LEE C S, 2016. Geodynamics of the South China Sea[J]. Tectonophysics, 692: 98–119.

TAYLOR B, HAYES D E, 1980. The tectonic evolution of the South China Basin[M]//HAYES D E. The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands. Washington: American Geophysical Union, 23: 89–104.

TAYLOR B, HAYES D E, 1983. Origin and history of the South China Sea basin[M]//HAYES D E. The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands: Part 2. Washington: American Geophysical Union, 27: 23–56.

TONGKUL F, 1993. Tectonic control on the development of the Neogene basins in Sabah, East Malaysia[C]//Proceedings Symposium on the Tectonic Framework and Energy Resources of the Western Margin of the Pacific Basin. Kuala Lumpur, Malaysia: Geological Society of Malaysia: 95–103.

TONGKUL F, 1994. The geology of northern Sabah, Malaysia: its relationship to the opening of the South China Sea basin[J]. Tectonophysics, 235(1–2): 131–147.

Research progress on the Zhongnan-Liyue Fault Zone in the South China Sea Basin*

XU Ziying, WANG Jun, GAO Hongfang, SUN Guihua, SUN Meijing, NIE Xin, ZHU Rongwei

Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Natural Resources, Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510075, China

In this paper, we review latest research on the Zhongnan-Liyue Fault Zone (ZLFZ), and then analyze the spatial distribution and tectonic deformation feature of the ZLFZ based on the geophysical data including topographic, seismic, gravity, and magnetic data. The results show that the ZLFZ in the South China Sea Basin has obvious north-south segmentation characteristics. The north section, which is between northwest sub-basin and east sub-basin, is a NNW trend narrow zone with a width of ~16 km from (18°00'N, 115°30'E) to (17°30'N, 116°30'E). The south section, which is between southwest sub-basin and east sub-basin, is a NNW trend wide zone with a width of 60~80 km from the east of the Zhongsha Bank to the west of the Liyue Bank. The main fault of the ZLFZ is NNW trend along the seamounts’ ridge of Zhongnan. The ZLFZ of transition region is NNE trend from the north section to the south section. On the eastern and western sides of the ZLFZ, the sub-basin’s sedimentary thickness and oceanic crust thickness are obviously different. We speculate that the ZLFZ plays an important role in the geological structure of sub-basin. According to the change of crustal structure, we suspect that the ZLFZ is at least a crustal fracture zone.

South China Sea Basin; Zhongnan-Liyue Fault Zone; spatial distribution; tectonic deformation

2018-04-27;

2018-11-27. Editor: YIN Bo

National Natural Science Foundation of China (41606080, 41576068); Natural Science Foundation of Guangdong Province, China (2017A030312002); China Geological Survey Program (GZH201400202, 1212011220117, DD20160138, GZH201400203, 121201002000150002, DD20160140, and DD20189642); Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Land and Resources (KLMMR-2013-A-10)

P736.12; P738.4

A

1009-5470(2019)02-0086-09

10.11978/2018048

2018-04-27;

2018-11-27。殷波编辑

国家自然科学基金项目(41606080、41576068); 广东省自然科学基金项目(2017A030312002); 中国地质调查局国家海洋专项项目(GZH201400202、1212011220117、DD20160138、GZH201400203、121201002000150002、DD20160140、DD20189642); 国土资源部海底矿产资源重点实验室开放基金项目(KLMMR-2013-A-10)

徐子英(1981—), 女, 江西省上饶市人, 博士, 高级工程师, 主要从事地质构造分析及物理模拟研究。E-mail: ziyingx06@scsio.ac.cn

*非常感谢姚伯初教授、姚永坚教授、孙珍研究员和杨小秋博士的有益讨论和帮助, 三位审稿专家的建设性修改意见及编辑部老师耐心指导修改。

XU Ziying. E-mail: ziyingx06@scsio.ac.cn