日本海盆地弧后扩张期间构造-热演化数值模拟研究

焉力文， 何丽娟,3*， 武金辉， 陈超强

1 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室， 北京 100029 2 中国科学院大学， 北京 100049 3 中国科学院地球科学研究院， 北京 100029

0 引言

日本海位于西太平洋边缘盆地群北部，是欧亚大陆东北缘的一个弧后盆地，主要由北部的日本盆地、东南部的大和盆地、西南部的对马盆地以及中部的大和洋脊组成.日本岛东侧临海区域分别受到北西向太平洋板块和北西西向菲律宾海板块的俯冲，这两个板块在本州岛中部相交形成了一个沟-沟-沟三联点(Kimura et al., 2014)(图1).由于它自弧后扩张以来直到最近才发生了微量的构造反转，因此几乎保存了一个完整的弧后系统，这为研究一个成熟的大陆-海洋弧后体系提供了一个难得的机会(Horne et al., 2017).

图1 日本海位置及剖面位置图Fig.1 Location and profile of the sea of Japan

近年来，在日本周围(包括陆上和海上)的大量可控源、折射/广角反射剖面阐明了日本海弧后盆地的地壳结构；此外，密集的地震和大地测量监测网，为建立地球物理大数据库奠定了基础(GSI, 2016; Kasahara et al., 2009; Obara et al., 2005).将地球物理数据与现有地质和构造数据相结合，使我们对日本海弧后体系的特征和演化有了越来越多的了解.研究表明日本海的形成是由于日本岛弧在约25～15 Ma从欧亚大陆分离开来(Jolivet and Tamaki, 1992)，之后日本海地壳拉张一直持续到约10 Ma(Sato, 1994).现今，日本盆地为洋壳特征(Hirata et al., 1992; Sato et al., 2004)，而大和盆地和对马盆地地壳类型还存在争议(Sato et al., 2006, 2013, 2014).

通过对前人研究工作的总结发现：对于日本海弧后盆地的研究主要通过地质与地球物理资料结果来推测出其形成过程，但利用现今地壳厚度及热流等约束条件对日本海演化过程的研究还相对较少.只有Yamasaki和Stephenson(2011)对日本海盆地弧后扩张初始岩石圈状态做了相应的讨论，但他们没有利用现今地壳厚度以及热流作为约束条件，因此，得到的初始岩石圈厚度只是粗略的估算值；此外，对于日本海盆地弧后扩张时期的热史演化还缺乏相应的研究.因此，开展日本海盆地的构造-热演化模拟研究对于重建日本海盆地热流演化史、获取岩石圈各时期的拉张系数、应变速率以及了解盆地演化过程能够提供帮助.

本文通过初始地壳、岩石圈厚度可变的拉张模型，对日本海盆地五条OBS剖面进行构造-热演化模拟研究(图1).通过模拟，获得盆地弧后扩张过程的拉张系数、初始地壳及岩石圈厚度以及盆地的基底热流演化史；此外进一步计算盆地岩石圈的热-流变强度，从热-流变学的角度讨论日本海弧后扩张原因，结合前人研究讨论日本海弧后扩张的演化模式.

1 地质及地球物理背景

1.1 地质概况

日本海位于欧亚板块的东部边缘，通过复杂的边界与菲律宾海、太平洋以及北美板块分开(Jolivet et al., 1989)，它由三个深盆(日本、大和和对马盆地)组成，且由大陆残余部分(朝鲜高原、大和洋脊等)分开(图1).日本海通常被认为是由于岩石圈拉张形成的一个典型的弧后盆地(Lallemand and Jolivet, 1986; Shimazu et al., 1990; Tamaki, 1985).根据钻到基底的三个ODP钻孔(794、795、797)显示日本海沉积层岩性相对简单且形成年代主要为中新世，通常，淤泥黏土覆盖硅藻软泥和黏土，而硅藻软泥和黏土又覆盖硅藻黏土岩或硅质黏土岩(图3b).

早渐新世，由于地壳减薄以及裂谷作用，日本海开始扩张.日本海的扩张起始于东北部，形成日本盆地，随后，裂谷作用传递到了日本海南部，也经历了地壳的拉张减薄，形成大和盆地和对马盆地.在中(Lee et al., 2001)晚(Tamaki and Honza, 1985)中新世，由于板块运动以及板内运动的变化导致弧后闭合，日本海的扩张基本停止，进入热沉降阶段(Tamaki et al., 1992).

1.2 地壳厚度

日本海地壳厚度约7.8～28 km，不同构造单元地壳厚度明显不同，总体上以大和洋脊中心，地壳呈现出厚-薄-厚的环状分布特征(图2a).其中，日本盆地地壳最薄，约7.8～10 km，为典型的洋壳(Jolivet and Tamaki, 1992)；大和盆地和对马盆地上覆地壳约12～17 km，其既有可能是大陆裂谷地壳(Tamaki et al., 1992; Sato et al., 2006, 2013, 2014)，也有可能是是增厚的洋壳(Hirata et al., 1989, 1992; Kim et al., 2007)，其地壳类型还存在争议；大和洋脊地壳厚约18～22 km，根据从中钻探出的岩石表明其为大陆特性(Tamaki, 1988).

图2 日本海地壳厚度图(a)以及热流图(b)JB：日本盆地，TB：对马盆地，YB ：大和盆地， YR：大和洋脊.图(a)中数字代表地壳厚度值(km)， 蓝色部分代表洋壳，黄色部分代表中间型地壳，绿色部分代表大陆裂谷型地壳(Martin, 2011).Fig.2 Crustal thickness(a) and heat flow (b) in the Japan SeaJB: Japan Basin, TB: Tsushima Basin, YB: Yamato Basin, YR: Yamato Ridge. The number in figure (a) is the crustal thickness value (km), The blue part is the oceanic crust, the yellow part is the intermediate crust, and the green part is the rifted continental crust (Martin, 2011).

1.3 热流特征

依据IHFC_2021_GHFDB全球热流数据，选取1964—2012年日本海的海底热流数据，排除由地震活动(Tamaki, 1988; 刘福寿, 1995)造成的>140 mW·m-2高热流异常点后热流数据共586个，绘制日本海热流图(图2b).日本海热流值约75～130 mW·m-2，平均值89.9 mW·m-2，接近全球年轻洋壳区平均海底热流值(92 mW·m-2, Lucazeau, 2019).日本海热流分布规律与地壳厚度分布规律类似，在大和洋脊处热流值偏低(<80 mW·m-2)，外围日本盆地、大和盆地以及对马盆地热流值较高，以盆地中心热流值最高(>115 mW·m-2)，继续向外靠近陆缘热流值再次降低(<85 mW·m-2).总体上呈现出以大和洋脊为中心，热流值向陆缘呈低-高-低的环状分布规律.

2 方法原理

2.1 构造沉降史恢复

构造沉降史的恢复采用的是回剥技术，根据沉积压实原理、均衡补偿原理以及质量守恒法则，根据现今的沉积层厚度，按照各地层地质年代逐层回剥到地表，并进行压实、古水深以及海平面的校正，进而得到各地层在不同地质时期的构造沉降量(Sclater and Christie, 1980).本文通过对位于日本盆地和大和盆地的五条OBS剖面(图1)进行构造沉降史恢复，为后续的构造-热演化模拟研究提供约束.

构造沉降史的恢复需要现今地层分层、埋深、古水深、地层年代、各地层岩石初始孔隙度以及压实系数等大量基础数据.由于日本海盆地缺乏详细的地震解释剖面，但根据OBS勘探结果看出日本海盆地内沉积层相对平缓，没有大的构造起伏(Hirata et al., 1992; Sato et al., 2004, 2006).因此，选取的五条剖面地层解释根据ODP钻孔数据(日本盆地的剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′依据ODP795钻孔数据，大和盆地的剖面DD′依据ODP794钻孔数据，大和盆地的剖面EE′依据ODP797钻孔数据)(图3b)等比例计算得到剖面上现今地层分层、埋深、古水深、地层年代；初始孔隙度和压实系数根据前人(Nobes et al.,1992; Kim et al.,2007; Varkouhi et al.,2020)的测井数据，根据正常压实沉积物孔隙度与深度关系公式(Athy, 1930)：

Øn=Ø0e-cz，

(1)

图3 地震解释剖面(a)以及ODP孔岩性分析图(b)Fig.3 The modeled profiles that were interpreted from 2D seismic data(a) and ODP hole lithology analysis diagram

拟合获取沉积物正常压实系数c以及初始孔隙度Ø0(表1).

表1 各剖面岩性、初始孔隙度及压实系数Table 1 Lithology, initial porosities and compaction factors of each profile

2.2 拉张模型

本文采用二维非瞬时拉张模型(Liu et al.,2016；刘琼颖和何丽娟，2019)模拟构造-热演化史.模型下边界固定于125 km不动，温度为恒定的1330 ℃；上边界随沉降移动，温度保持0 ℃；侧边界为绝热边界(图4).初始温度场根据二维稳态热传导方程计算：

(2)

图4 拉张模型图Fig.4 Schematic diagram of the stretching model

其中，k为热导率(W·m-1·K-1)；A为放射性生热率(μW·m-3)；T为温度(K).

在裂陷期，岩石圈每次被拉张βi(i=1,…,N)，岩石圈底部随时间上移，在均衡补偿的作用下模型顶部则产生构造沉降(Jarvis and McKenzie,1980)，岩石圈总的拉张系数由所有裂陷期β因子的乘积给出.拉张结束后进入热沉降期，温度场逐渐冷却，热岩石圈底界由1200 ℃等温线界定(Liu et al., 2016; 刘琼颖和何丽娟, 2019).而拉张变形的岩石圈温度场则通过求解瞬态二维热传导方程求出：

(3)

其中，ρ为密度，c为比热容，t为时间.各物性参数值见表2.

表2 日本海各盆地热物性参数Table 2 Thermal property values of basins in the sea of Japan

模拟中采用目标函数(式4)来验证模拟结果的好坏：

(4)

其中，sobs为实际观测值，spre为模拟预测值，当目标函数小于某个容许极限时，模型计算结束.

2.3 热-流变结构计算

流变岩石圈由脆性层和韧性层组成(Ranalli and Murphy，1987).在脆性层表现为破裂及滑动摩擦特征，其强度与温度无关，由线性摩擦破裂公式确定(Sibson, 1974)：

σb=σ1-σ3=(1-λ)βρgz,

(5)

其中，σb为脆性变形屈服极限，σ1和σ3分别为最大与最小主应力，λ为孔隙流体因子(λ=p/ρgz=ρ水/ρ岩，即孔隙流体压力与上覆地层压力之比)，β为断层类型参数，取值0.75(Ranalli and Murphy，1987)，ρ为介质密度(kg·m-3)，g是重力加速度(9.8 m·s-2)，z为深度.

随着深度增加，温度和压力升高，韧性变形成为主导方式.韧性变形的蠕变强度由幂指数定律确定(Kirby,1983)：

(6)

其中，σd为韧性变形的屈服极限；ε*为应变速率;R是气体常数(8.314 J·mol-1·K-1)；T是岩石圈内温度分布(K)；A、n和Q为介质的蠕变参数，分别为流动参数(MPa-n·s-1)、应力指数和活化焓(J·mol-1)(表3).采用如下公式确定岩石圈总强度(Ranalli,1997)：

(7)

s为单位宽度、厚度为l的岩石圈总强度；l是流变岩石圈的下部边界.

表3 日本海岩石圈热-流变参数Table 3 Parameters of lithosphere thermal-rheological structure for the sea of Japan

3 模拟结果

3.1 初始地壳及岩石圈厚度

初始地壳和岩石圈厚度对于拉张模型计算的构造-热历史有很大的影响(Liu et al., 2016, 2018).因此，模拟时需要给定多组不同的初始地壳及岩石圈厚度，并以现今热流(图2b)与地壳厚度(图3a)作为约束，选择最佳的初始地壳及岩石圈厚度.

由于计算的热流实际上是盆地基底热流，不包括沉积层的放射性生热，因此，我们需要将实测的海底热流转换成基底热流.对于现今构造活动相对稳定的日本海盆地来说，实测海底热流减去沉积层放射性生热产生的热流即为基底热流.

通过给定不同初始地壳及岩石圈厚度值，选取与现今实际地壳厚度与热流值最佳拟合状态(图5)，得出日本海盆地初始地壳厚度在28～33 km，初始岩石圈厚度在75～120 km(表4).其中，北部的日本盆地初始岩石圈厚度106～120 km，南部的大和盆地初始岩石圈厚度75～76 km，初始岩石圈具有北厚南薄的分布规律.其中，剖面DD′实测热流与模拟热流在约100 km处拟合不太好(图5b)，由地震解释剖面(图3a)看出剖面DD′在该处地形相对平缓，没有大的构造起伏，而实测热流值在该处的突变点可能是由于测量时存在误差，也可能是由于受到干扰而造成测量值不准确；而剖面EE′在约140 km处实测值与预测值拟合效果不好(图5)则可能是由于该处正好处于隆起区，造成预测值与观测值存在偏差.

图5 各剖面实测与拟合现今莫霍面深度(a)以及热流(b)对比图图a中，灰色区域代表观测到的现今莫霍面深度，红色虚线代表模拟得出莫霍面深度.Fig.5 Comparison between the predicted and observed present-day Moho depth (a) and heat flow (b) for each profileIn figure (a), the observed present-day Moho depth is shown with the gray area, the modeling present-day Moho depth is shown with the red dotted line.

表4 各剖面初始地壳及岩石圈厚度Table 4 Initial thickness of the crust and lithosphere for each profile

3.2 拉张系数及应变速率

拉张系数以及应变速率是反映岩石圈拉张的重要参数.通过模拟得出的构造沉降量与回剥法求出的构造沉降量拟合情况较好，除了剖面DD′在19.5 Ma时存在一定的误差(图6)，这可能是由于该处还受到一些其他构造运动的影响，而我们模拟只是对岩石圈拉张过程进行计算，因此造成该处模拟结果与实际情况存在一定的误差.拉张模型计算得出日本海弧后扩张总的拉张系数介于1.71～3.59之间(表5)，并且各盆地拉张起始的时间略有不同.其中，日本盆地的三条剖面(剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′)计算结果表明日本盆地拉张期在约23.7～10.7 Ma之间，拉张系数(3.07～3.59)；而大和盆地东部和南部的两条剖面(剖面DD′，剖面EE′)拉张期分别为23～13.8 Ma和21～17.2 Ma，拉张系数分别为1.98和1.71.这表明日本盆地经历了时间更长且更为强烈的拉张，而大和盆地拉张期相对较短且拉张强度也相对较低.

表5 日本海各剖面拉张系数及应变速率Table 5 Stretching factors and strain rates of each profile in the sea of Japan

图6 各剖面构造沉降曲线 实线代表观测构造沉降，符号标记为模拟沉降量.Fig.6 Tectonic subsidence along the profilesThe solid lines are the observed tectonic subsidence from backstripping and the symbols are the model results.

应变速率的大小可以反映拉张过程，对制约盆地的动力学演化具有重要意义(Liu et al., 2018).模拟计算得出的日本海各剖面应变速率见表5.剖面AA′、剖面BB′、剖面CC′计算结果表明日本盆地在晚渐新世-中中新世中期(约23.7～14.8 Ma)经历了快速拉张，应变速率在4.37×10-15～5.04×10-15s-1，随后到中中新世后期(约10.7 Ma)，拉张速度减慢，应变速率减到8.24×10-17～3.15×10-16s-1；大和盆地东北部(剖面DD′)在早中新世时期经历了快速拉张(约23～19.5 Ma)，随后到中中新世中期(约13.8 Ma),拉张速度变慢；大和盆地南部(剖面EE′)仅在早中新世(21～17.2 Ma)为拉张期，其中在21～19.7 Ma为快速拉张期，之后拉张速度减慢到17.2 Ma.

综上可以看出，日本海不同盆地拉张期以及拉张强度存在明显的差异.北部的日本盆地拉张持续时间最长，并且拉张的强度也最大；大和盆地中部拉张持续时间以及拉张强度次之；大和盆地南部拉张持续时间最短，并且拉张强度也最弱.总的来说，从北向南，日本海拉张持续时间逐渐减小，拉张强度逐渐减弱.

3.3 热流演化特征

盆地的热历史可以为揭示深部地球动力学过程提供连续的时空证据(Qiu et al., 2014).模拟在得到岩石圈拉张系数及应变速率的同时，还得到了盆地基底热流演化史(图7).日本盆地初始基底热流较低(56～58 mW·m-2)，大和盆地初始基底热流较高(67～77 mW·m-2).经过拉张，大和盆地率先(约18.2～17.6 Ma)达到了热流峰值(101～118 mW·m-2)，而日本盆地达到热流峰值(123～137 mW·m-2)的时期较晚(约13.8～12.5 Ma).日本盆地初始热流较低，经过拉张，达到较高的热流峰值；而大和盆地初始热流较高，拉张达到的热流峰值却较低.这从侧面反映出日本海北部的日本盆地经历了更强烈的拉张，而东南部的大和盆地经历的拉张相对较弱.

图7 日本海基底热流随时间演化图Fig.7 Evolution of basal heat flow of the sea of Japan

4 讨论

4.1 与地震探测结果的对比

由于不同学科确定岩石圈底界的方法不同，因此诞生了诸如力学岩石圈、热岩石圈、地震岩石圈、弹性岩石圈以及电性岩石圈等，使得岩石圈变成了一个混乱的概念(Anderson, 1995).在这些定义的岩石圈中，通常会把热岩石圈与地震岩石圈进行对比，热岩石圈被定义为对流软流圈之上的热传导层(Morgan, 1984)，地震岩石圈为低速软流圈之上的高速盖层(Anderson, 1995).这两种定义的岩石圈厚度在有的地方吻合较好，而有的地方则差异较大(何丽娟，2014).而造成这两种岩石圈厚度差异的主要原因是存在着流变边界层，而流变边界层的厚度又受到软流圈黏性系数(η)的控制，该厚度与lg(η)成正比(He, 2014; 何丽娟, 2014)，而与岩石圈的厚度以及热状态等无关.因此，通过流变边界层的厚度可以看出地幔黏性系数的大小，以及其中所蕴含的丰富的地球动力学信息.

前人已通过华北克拉通地震与热岩石圈的对比研究发现，在西部岩石圈较厚的鄂尔多斯盆地以及汾渭地堑，流变边界层厚度大于70 km，而东部岩石圈较薄的渤海湾盆地，流变边界层的厚度约10 km，流变边界层的厚度自西往东是逐渐减薄的(何丽娟，2014).利用S波接收函数计算求出的日本海 (大和盆地)现今岩石圈厚度约45 km(Akuhara et al., 2021)，而模拟求出的日本海现今热岩石圈厚度约41 km(依据剖面DD′与剖面EE′)，求出日本海(大和盆地)流变边界层的厚度很薄，只有约4 km(图8).根据前人对华北克拉通地震与热岩石圈的对比并结合本文对日本海地区地震与热岩石圈的对比可以发现在整个太平洋板块俯冲体系下，岩石圈的厚度总体上呈现自西往东减薄，流变边界层的厚度同样自西向东减薄的一个趋势.这表明在西部的鄂尔多斯盆地以及汾渭地堑地区，深部构造活动较弱，东部的渤海湾盆地深部发生强地幔对流，至于更东边的弧后盆地区域(日本海) ，其深部构造活动更为强烈.

图8 太平洋俯冲带热岩石圈与地震岩石圈底界对比(其中华北克拉通结果引自何丽娟(2014)， 日本海数据为本文结果)Fig.8 Comparison between the thermal and seismic lithospheric bases for Pacific subduction zone, the North China Carton results from He (2014), the sea of Japan data is the result of this paper

4.2 日本海形成与热-流变强度的关系

岩石圈的横向热-流变差异是控制岩石圈变形的关键因素(Ranalli and Adams, 2013)，岩石圈热-流变学性质的研究对于揭示盆地的形成及演化等动力学过程具有指导意义(刘绍文等, 2003, 2005).为了从热-流变学的角度讨论日本岛从亚欧大陆分离开而形成日本海，我们分别从日本海以及日本岛上选取了横向上距离较近的两条剖面(图1，剖面EE′,剖面FF′)，对其热-流变强度进行计算，从热-流变学的角度出发讨论日本海的成因.

根据剖面FF′的地层分层结构图(图3a)可以看出该地区没有沉积层，因此，我们假设剖面FF′在从亚欧大陆分离开的时候没有发生明显的拉张变形，也没有发生热沉降，即可以认为剖面FF′从初始岩石圈至今保持稳态.依据公式(5)、(6)、(7)分别对剖面EE′、剖面FF′不同时期干、湿岩石圈热-流变结构进行计算(图9) ，热-流变结构参数见表3，剖面EE′各时期岩石圈厚度及应变速率见表4、表5.

图9 剖面EE′与剖面FF′强度演化(a—d)及流变曲线图(e)a、a′分别代表剖面FF′干(蓝色)、湿(红色)初始岩石圈强度；b、c、d与b′、c′、d′分别代表剖面EE′干(蓝色)、湿(红色)岩石圈强度Fig.9 Strength evolution and rheological curve of profile EE′ and profile FF′a and a′ is the initial dry (blue) and wet (red) lithosphere strength of the profile FF′ respectively; b and b′、c and c′、 d and d′ are the initial dry (blue) and wet (red) lithosphere strength of the profile FF′ respectively.

剖面EE′初始干、湿岩石圈强度分别为7.19×1012N·m-1和3.45×1012N·m-1.在21～17.2 Ma，剖面EE′处于拉张期，这期间干、湿岩石圈强度均逐渐降低至2.45×1012N·m-1和1.22×1012N·m-1；拉张结束后，进入热沉降期，岩石圈强度逐渐增大至今，干、湿岩石圈强度分别为4.08×1012N·m-1和2.40×1012N·m-1.剖面FF′初始干、湿岩石圈强度分别为4.56×1012N·m-1和2.77×1012N·m-1，由于假设其处于稳态，因此，岩石圈强度保持不变.

由于拉张通常起始于岩石圈强度较弱区(Ranalli and Adams, 2013)，因此位于弧后扩张区的剖面EE′初始岩石圈强度要小于未发生扩张的剖面FF′，只有当剖面EE′为湿岩石圈而剖面FF′为干岩石圈情况下才满足剖面EE′初始岩石圈强度(3.45×1012N·m-1)小于剖面FF′初始岩石圈强度(4.56×1012N·m-1).这与Yamasaki和Stephenson(2011)模拟得出弧后盆地弧后扩张起始于湿而热的岩石圈结果一致.

弧后扩张初始这种湿而热的岩石圈可能是俯冲本身引起的地幔动力学的结果(Arcay et al., 2006; Currie et al., 2008; Sommer and Gauert, 2011)，俯冲板块脱水释放至上覆岩石圈使其具有湿流变性.Currie等(2008)认为如果大陆岩石圈具有湿流变性，俯冲诱发的地幔流可导致弧后区域下部岩石圈的显著移除.这些过程表明，弧后扩张可能是由于俯冲导致其上方的岩石圈会被水化和热减弱.换言之，板块俯冲脱水作用会导致其上覆岩石圈处于湿而热的状态，使其强度明显弱于周围岩石圈进而促使弧后扩张的开始.

4.3 日本海弧后扩张的动力学机制

通过本文模拟结果(表5)可以看出，日本海北部扩张起始于约23.7 Ma,经历了23.7～16.5 Ma和16.5～14.8 Ma两期较为快速的拉张以及14.8～10.7 Ma缓慢的拉张，且总的拉张系数约为3，拉张程度较大；而日本海南部扩张时间略晚于北部，约23～21 Ma，经历了一期快速拉张(分别为23～19.5 Ma和21～19.7 Ma)以及一期较为缓慢的拉张(分别为19.5～13.8 Ma和19.7～17.2 Ma)，且总的拉张系数小于2，拉张程度小于北部.总体上可以看出日本海弧后扩张呈现出北部扩张起始时间早且拉张程度大而南部扩张起始时间晚且拉张程度较小的分布规律.

关于日本海弧后扩张的动力学机制的说法主要有菲律宾海板块的俯冲(Celaya and McCabe, 1987)、太平洋板块的俯冲(Hall et al., 2002)以及受到太平洋板块与菲律宾海板块的协同作用(Miller and Kennett, 2006)，具体是何种动力学机制至今未形成统一.Martin(2006， 2011)提出日本海是以先北后南的“双门模式”演化而来，太平洋板块向西北偏西俯冲，而菲律宾海板块则向西北方向俯冲(Seno et al., 1996; Zang et al., 2002)(图1)，这种情形下太平洋板块和菲律宾海板块会分别产生一个东南偏东和东南方向的力，这正好符合“双门模式”的驱动力.本文的模拟结果同样表明日本海南北演化存在差异，这支持了Martin(2006， 2011)提出的日本海“双门模式”演化模式.基于此，我们认为日本海弧后扩张的动力学机制更可能是太平洋板块与菲律宾海板块这两者的协同作用.可能正是这两个不同方向的力造成了日本海北部扩张时间早且程度大，南部扩张时间晚且程度小的分布规律.

5 结论

(1) 在多重观测资料的约束下，构造-热演化模拟得出日本海盆地弧后扩张开始前的地壳厚度28～33 km，岩石圈厚度75～120 km.

(2) 日本海盆地弧后扩张期间总的拉张系数为1.71～3.59，其中，北部的日本盆地拉张程度较大(拉张系数3.07～3.59)，而东南部的大和盆地拉张程度较小(拉张系数1.71～1.98).

(3) 日本海盆地弧后扩张期间只经历过一次热流高峰，随后热流降低至今，且各地区达到热流峰值的时期有所不同.盆地东南部达到热流峰值(101～118 mW·m-2)时期较早(约18.2～17.6 Ma)，盆地北部达到热流峰值(123～137 mW·m-2)的时期较晚(约13.8～12.5 Ma).

(4) 板块俯冲脱水作用导致其上方岩石圈处于湿而热的状态，使其强度明显弱于周围岩石圈进而促使弧后扩张的开始.

(5) 晚渐新世以来，日本海先受到太平洋板块向西北偏西方向俯冲的影响，随后受到菲律宾海板块向西北方向俯冲的影响，分别产生一个东南偏东和东南方向的力，正是这种不同的板块影响的初始时间以及不同方向的力造成日本海弧后盆地北部拉张起始时间早、拉张强度大，南部拉张起始时间晚、拉张强度低.