孫金龍，曹敬賀，徐輝龍

中國科學(xué)院邊緣海地質(zhì)重點實驗室，中國科學(xué)院南海海洋研究所，廣州 510301

1 引言

位于南海與菲律賓海之間的菲律賓群島地區(qū)是歐亞板塊與菲律賓海板塊之間的一個復(fù)雜的板塊匯聚構(gòu)造帶（Rangin，1991；臧紹先等，1994）.該匯聚帶東西兩側(cè)被海溝——西側(cè)馬尼拉海溝和東側(cè)東菲律賓海槽－菲律賓海溝——所限定，而內(nèi)部則為菲律賓大斷裂縱貫全區(qū)（圖1），加之匯聚帶北部弧陸碰撞形成的臺灣造山帶，使得南海東部的這一區(qū)域成為一個構(gòu)造過程復(fù)雜、構(gòu)造地貌多樣的區(qū)域.

一方面，這一區(qū)域是南海4個邊界中唯一的俯沖消減邊界，南海巖石圈沿馬尼拉海溝俯沖于菲律賓海板塊之下，使得部分新生代洋殼消減.對其研究將有助于恢復(fù)南海東部次海盆的早期版圖、完善南海的構(gòu)造演化信息.另一方面，這一區(qū)域在菲律賓海板塊演化過程中經(jīng)歷了一系列的塊體碰撞、拼貼和島弧巖漿活動，又在與歐亞板塊的匯聚過程中形成了雙俯沖帶、發(fā)生弧陸碰撞等.其中弧陸碰撞導(dǎo)致的臺灣島東部造山帶（Sibuet et al.，2002）是全球研究活動造山帶的經(jīng)典地區(qū)（Huang et al.，2006）.因此，對該區(qū)的研究既有助于增加人們對菲律賓海、南海的構(gòu)造演化認識，又有助于完善西太平洋邊緣海地區(qū)的板塊匯聚理論.

為此，眾多學(xué)者先后從島弧形成年代（Yang et al.，1996；Song and Lo，2002；Ozawa et al.，2004）、塊體碰撞與拼貼（Yumul et al.，2001，2009）、俯沖帶特征（臧紹先等，1994；Bautista et al.，2001；朱俊江等，2005）、古地磁（Queano et al.，2007）、地殼運動 （Yu et al.，1997，1999，2013；Galgana et al.，2007；Hsu et al.，2012）等角度來開展研究，并嘗試分析該區(qū)的構(gòu)造演化過程（Hall，2002；Sibuet and Hsu，2004；Queano et al.，2007）等.這些成果為人們重建大南海地區(qū)的構(gòu)造演化過程提供了必要的約束.

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造背景Fig.1 Tectonic setting of the research area

然而，由于這一區(qū)域經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過程，因此，針對該區(qū)關(guān)鍵構(gòu)造事件的發(fā)生時代，不同學(xué)者給出了不同的結(jié)果，例如菲律賓海板塊的運動方向由N轉(zhuǎn)為 NW 的時代（Sibuet et al.，2002；Queano et al.，2007；Yamazaki et al.，2010），巴拉望微陸塊與菲律賓海板塊碰撞的時代（Marchadier and Rangin，1990；Yumul et al.，2009）等.這些關(guān)鍵時間節(jié)點的不確定導(dǎo)致了對該區(qū)更早時期的構(gòu)造演化討論中存在較多的不確定性.然而，來自地球動力學(xué)的證據(jù)表明，菲律賓海板塊運動方向在由N轉(zhuǎn)為NW之后就基本保持穩(wěn)定（Seno et al.，1993；Sibuet et al.，2002）.而來自臺灣島海岸山脈中殘留呂宋火山弧的年代（Lai and Song，2013）資料表明，至少晚中新世末期以來菲律賓海板塊就已經(jīng)開始了NW向的高速運動.這一時間的確定為我們利用現(xiàn)今該區(qū)的地殼運動特征和應(yīng)力狀態(tài)等資料來討論這一時段的板塊相互作用特征及構(gòu)造演化提供了基礎(chǔ).

為此，本文利用南海東部的GPS觀測資料來分析該區(qū)的塊體運動特征與動力機制，在此基礎(chǔ)上，結(jié)合這一區(qū)域地震活動反映的俯沖板片形態(tài)，以及震源機制資料等資料，通過深部與淺部結(jié)合研究，討論該區(qū)的板塊作用模式，并在此基礎(chǔ)上對馬尼拉海溝構(gòu)造形跡變遷、雙火山鏈成因等問題展開討論，以期為該區(qū)中晚中新世以來的構(gòu)造演化研究提供新的視角.

2 區(qū)域地質(zhì)概況

研究表明，菲律賓海板塊自晚中新世以來就保持了現(xiàn)今的運動狀態(tài)（Sibuet et al.，2002），以約8cm·a－1的速度向NW方向運動（Yu et al.，1997）.而南海在擴張活動停止后構(gòu)造上也相對穩(wěn)定，整體上以約1cm·a－1的速度向東運動（Simons et al.，2007）.二者的俯沖消減在該區(qū)形成了對傾的俯沖帶——西側(cè)的馬尼拉海溝、東側(cè)的東菲律賓海槽—菲律賓海溝；圖1及其所夾持的板塊匯聚帶，構(gòu)成了現(xiàn)今該區(qū)的主要構(gòu)造地貌.

在南海洋殼停止擴張后，菲律賓海板塊于晚中新世時運動方向轉(zhuǎn)為現(xiàn)今的NW方向（Sibuet et al.，2002）.其西向運動分量導(dǎo)致了隨后的菲律賓海板塊西緣與巴拉望微地塊碰撞（Marchadier and Rangin，1990），使菲律賓海板塊的NW向運動在該區(qū)南部受到阻擋.至晚中新世末期呂宋島弧北部到達琉球海溝的西端，發(fā)生弧弧碰撞（Sibuet and Hsu，1997），開始了碰撞造山（Huang et al.，1997；Lin，2002），使菲律賓海板塊的NW向運動在該區(qū)北部受到阻擋.上新世初期，為了調(diào)節(jié)菲律賓海板塊的NW高速運動與歐亞板塊上陸緣／陸塊阻擋之間的矛盾，一方面，新的俯沖帶沿菲律賓群島東側(cè)形成（Bautista et al.，2001；Ozawa et al.，2004），另一方面，貫穿菲律賓群島內(nèi)部的斷裂開始走滑活動（Aurelio et al.，2013）.其中，長達1200km 的菲律賓大斷裂北西向斜穿呂宋島中部，向南東延伸至棉蘭老島（圖1）.不同方法獲得的結(jié)果顯示，沿該斷裂有著7～40mm·a－1的左旋走滑速率（Barrier et al.，1991；Duquesnoy et al.，1994；Rangin et al.，1999；Yu et al.，1999）.此外，位于北呂宋的卡加延斷裂和呂宋島西南的錫布延海斷裂則分別有著17～27mm·a－1和5～10mm·a－1的左旋走滑速率（Galgana et al.，2007）.

3 數(shù)據(jù)來源與分析方法

本文主要利用研究區(qū)的GPS觀測資料和天然地震資料，通過淺部地殼的運動特征、深部結(jié)構(gòu)的形態(tài)與應(yīng)力特征相結(jié)合分析研究區(qū)的塊體運動和板塊作用模式等.主要圖件使用GMT軟件繪制（Wessel and Smith，1998）.

3.1 GPS觀測數(shù)據(jù)及分析方法

為了解該區(qū)的現(xiàn)時塊體運動特征，本文將該區(qū)現(xiàn)有的 GPS觀測資料（Yu et al.，1997，1999；Galgana et al.，2007；Lin et al.，2010）進行整理合并，并轉(zhuǎn)換到ITRF2005參考框架下，進而以歐亞板塊為參照，獲得了該區(qū)的現(xiàn)時地殼運動速度場（孫金龍等，2011），在此基礎(chǔ)上進行東西向速度分量的分解，以及以單個臺站為參照點的速度場轉(zhuǎn)換，從不同角度分析該區(qū)的地殼運動特征.

3.2 天然地震數(shù)據(jù)及分析方法

本文所使用的天然地震數(shù)據(jù)主要包括三個部分，臺灣地區(qū)地震目錄和USGS－NEIC地震目錄，以及包含震源機制解的GlobalCMT數(shù)據(jù)（Wolfe，1981；Ekstr?m et al.，2012）.其中臺灣地區(qū)的地震目錄經(jīng)過震中校正（Wu et al.，2008）.我們利用這一區(qū)域的天然地震沿跨越俯沖帶的剖面進行投影.同時為了更為直觀地了解俯沖帶內(nèi)不同深度的應(yīng)力狀態(tài)，我們將CMT地震目錄的震源機制解按照發(fā)震類型進行三角分類（Apperson and Frohlich，1988），然后疊加到上述剖面上.將上述數(shù)據(jù)按照0.5°間隔進行緯向剖面投影，每個剖面使用的數(shù)據(jù)為剖面兩側(cè)各25km寬度內(nèi)，由此獲得了該區(qū)俯沖帶板片特征.此外，我們還將這些分類后的震源機制解進行平面投影，以觀察其所反映的應(yīng)力狀態(tài)在平面上的表現(xiàn).

4 GPS觀測反映的塊體運動特征

從研究區(qū)地殼運動的速度場來看，以馬尼拉海溝－變形前緣為界，將該區(qū)分成運動方向截然相反的兩部分（圖2）.

該線以東表現(xiàn)的是來自菲律賓海板塊的NW向高速運動，以西表現(xiàn)的是歐亞板塊的緩慢東向運動（孫金龍等，2011）.在該線東側(cè)，菲律賓大斷裂作為一個重要的構(gòu)造分界線，斷裂以東的部分，包括巴士海峽段的呂宋島弧，南北運動特征基本一致，沿NNW向（290°—303°），運動速度介于56～80mm·a－1之間，代表了菲律賓海板塊的運動；斷裂帶西側(cè)，受巴拉望微陸塊阻擋的影響，運動方向相對于東側(cè)較為偏西，而且運動速率自南向北逐漸增大.在該線西側(cè)，南部的巴拉望島以9mm·a－1的速度往95°方向運動；北部的臺灣島西北側(cè)和西側(cè)的北港隆起（澎湖）、東沙隆起等地以7～10mm·a－1的速度往SEE方向運動，表明這兩個區(qū)域?qū)Ψ坡少e海板塊呈阻擋之勢.

圖2 南海東部現(xiàn)時地殼運動狀態(tài)（以歐亞板塊為參照框架，誤差橢圓為95%置信度）Fig.2 GPS velocity vectors in the eastern SCS（Relative to the stable Eurasia，error ellipses indicate 95%confidence）

從該區(qū)地殼運動速度場的東西向分量場（圖3）中可以看出，從民都洛島東側(cè)至呂宋島東北部的西向運動速率由20mm·a－1逐漸增加到65mm·a－1，并呈現(xiàn)出明顯的梯度帶特征，表明巴拉望微地塊對菲律賓海板塊西向運動的阻擋作用相當(dāng)顯著，導(dǎo)致菲律賓海板塊在這一區(qū)域的運動速率大幅降低，而遠離巴拉望則速度逐漸增加，至呂宋島北部特別是卡加延?xùn)|側(cè)區(qū)域，則具有與菲律賓海板塊相近的運動速率.

為進一步了解巴拉望微陸塊對菲律賓海板塊NW向運動影響的詳細情況，我們選擇馬林杜克島（Marinduque）上MRQ1站作為參照點，對該區(qū)的地殼運動速度場進行轉(zhuǎn)換（圖4）.馬林杜克島位于巴拉望微陸塊最東北側(cè)，處于與菲律賓海板塊碰撞的最前緣.從圖4可以看出，在菲律賓群島中部，圍繞MRQ1站周邊的地殼運動呈現(xiàn)逆時針方向旋轉(zhuǎn)，特別是在錫布延海斷裂與菲律賓大斷裂之間的部分，整體運動趨勢相對一致，但速率向北增加.在呂宋島北部，卡加延斷裂西側(cè)區(qū)域運動方向逐漸轉(zhuǎn)為正西，速率同樣向北逐漸增大.而在整個菲律賓大斷裂東側(cè)，整體上運動方向與菲律賓海板塊一致，速率與斷裂帶西側(cè)差異明顯.

圖3 菲律賓地區(qū)速度場的WE向運動分量特征Fig.3 East－west component contours of the velocity field in the Philippines

綜合該區(qū)的地殼運動特征可以看出，在南海東部，在南部巴拉望微陸塊和北部華南陸緣的阻擋下，中間區(qū)域成為對菲律賓海板塊NW向高速運動來說相對自由的通道.然而受南北兩端阻擋的影響，中間區(qū)域的西向運動速率先是由南（巴拉望微陸塊與菲律賓海板塊碰撞區(qū)域）向北逐漸增加，至呂宋島北部最大，繼續(xù)向北開始逐漸減小.因此，菲律賓海板塊與歐亞板塊沿馬尼拉海溝的匯聚在北段比南段有著更高的匯聚速率.

5 地震活動揭示的深部板片形態(tài)與應(yīng)力狀態(tài)

為了解深部的板片作用特征對上述淺部的地殼運動影響，利用該區(qū)的天然地震進行了剖面投影（圖5）.

圖4 菲律賓群島北部地區(qū)相對于MRQ1站的地殼運動Fig.4 Crustal movement in the northern Philippines with respect to the MRQ1station

從所獲得的投影剖面上可以看出以下特點：（1）俯沖板片類型.21—22°N之間海溝外側(cè)（南海一側(cè)）的震源深度接近100km，表明俯沖的為洋陸過渡殼；21°N以南的震源深度明顯變淺，僅為50km左右，反映俯沖的板片為南海洋殼.（2）俯沖深度.以19.5°N剖面為界，以北區(qū)域歐亞板塊俯沖深度達200km；以南逐漸變淺，在呂宋島北部僅約100km.（3）俯沖板片形態(tài).20.5°N以北形態(tài)基本一致，板片傾角較陡；向南傾角漸緩，在兩板塊接觸面位置下盤板片彎曲半徑增大，顯示受到強烈推擠.（4）俯沖帶內(nèi)代表伸展應(yīng)力場的正斷型地震在20°N以南的剖面上逐漸出現(xiàn)于海溝內(nèi)側(cè)，同時與逆斷型地震反映的擠壓應(yīng)力場區(qū)域的距離逐漸增大.

圖5 南海東北部地震活動的緯向剖面投影Fig.5 Projections of earthquake epicenters on latitudinal profiles in the northeastern SCS

從圖5可以看出，在從北向南逐漸接近呂宋島北部時，上盤由大洋巖石圈逐漸過渡為大陸巖石圈，下盤則由洋陸過渡殼逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)檠髿?上述特征表明，在呂宋島北部，當(dāng)厚度較大的大陸巖石圈斜向仰沖于厚度較小的大洋巖石圈時，由于較高的運動速度，導(dǎo)致了下盤俯沖板片形態(tài)變化，一方面在板塊的直接作用面上俯沖板片的彎曲半徑增大，甚至有輕微反向彎曲，另一方面俯沖板片的傾角也變小.有學(xué)者認為19°N附近的俯沖板片傾角小、俯沖深度淺是由于俯沖的南海古擴張脊在該處的深部沿擴張軸發(fā)生撕裂、拆沉或者形成板片窗所致（Yang et al.，1996；Bautista et al.，2001；劉再峰等，2007）.實際上，當(dāng)俯沖速度較高時，俯沖板片由于自身剛性而來不及彎曲，故通常俯沖板片傾角較小.

為了了解俯沖帶內(nèi)不同應(yīng)力場的平面分布，我們將分類后的震源機制解進行平面投影.從圖6可以看出，南海東北部區(qū)域可以明顯的劃分為三個帶，自西向東依次為：（1）伸展帶，代表著俯沖的南海巖石圈在海溝處的外緣隆起；（2）擠壓帶，反映了俯沖的南海巖石圈與上盤的菲律賓海板塊之間的擠壓碰撞；（3）走滑帶，與東呂宋弧位置重合，反映了菲律賓海板塊被華南陸緣基底隆起阻擋之后的運動調(diào)整：該帶東側(cè)區(qū)域可以自由地沿琉球海溝向北俯沖，而西側(cè)區(qū)域的運動則因阻擋而只能通過地殼縮短、擠壓造山來吸收（Lin，2002；Malavieille et al.，2002）.

圖6 震源機制解反映的構(gòu)造應(yīng)力分布（圖例同上）Fig.6 Tectonic stresses revealed by focal mechanism solutions

對于伸展帶，在北部與海溝位置基本一致，而在18—20°N之間則位于海溝的內(nèi)側(cè).結(jié)合上述剖面上反映的板片形態(tài)可以認為，這一段內(nèi)洋殼屬性的俯沖板片受到了呂宋島北部NW的快速擠壓、俯沖板片在前端彎曲，從而使伸展區(qū)出現(xiàn)在海溝內(nèi)側(cè)（圖6）.而擠壓帶，其位置大致位于北呂宋海槽以東的位置.考慮到伸展帶、北呂宋海槽、擠壓帶的空間位置和構(gòu)造地貌特征，并結(jié)合該區(qū)的地殼運動特征，可以發(fā)現(xiàn)，呂宋島在16°N以北至20°N之間的區(qū)域，由于其NW側(cè)為地形平坦且厚度較小的洋殼，易于俯沖，因此這一區(qū)域?qū)W向高速運動的菲律賓海板塊來說相當(dāng)于自由邊界，因而北呂宋地區(qū)可以快速向西運動，推動馬尼拉海溝逐漸后退.

此外，從圖6中還存在兩個值得注意的區(qū)域：（1）圖6中a區(qū)，地震活動主要為正斷型，反映的是在該區(qū)兩側(cè)因地殼運動方向的差異（圖4，圖7）而產(chǎn)生的張性應(yīng)力場；（2）圖6中b區(qū)，地震活動主要為走滑型，是卡加延斷裂兩側(cè)塊體發(fā)生走滑剪切的反映.

6 南海東部的板塊相互作用

綜合上述地殼運動和深部結(jié)構(gòu)特征，南海東部在晚中新世以來板塊匯聚具有如下特征（圖7）：

（1）東部主動，西部被動.東側(cè)的菲律賓海板塊在晚中新世運動方向由N轉(zhuǎn)為NW之后，開始了對南海地區(qū)的高速斜向匯聚，運動速率達約8cm·a－1.而西部的南海地區(qū)及其所屬的歐亞板塊，在中中新世洋殼擴張停止后基本保持穩(wěn)定，向東的運動速率僅約為1cm·a－1.

（2）南北阻擋，中間自由.NW向運動菲律賓海板塊先是在中中新世末期與巴拉望微陸塊碰撞，導(dǎo)致該區(qū)南部的NW向運動受到阻擋，后于晚中新世末期，呂宋島弧與華南陸緣相撞，導(dǎo)致該區(qū)北部的NW向運動受到阻擋.然而，在二者之間的區(qū)域則除了作為擴張脊殘余的黃巖海山鏈對俯沖略有影響之外，基本上屬于自由邊界.受此影響，中間區(qū)域的西向運動速率呈現(xiàn)出中間大、兩端小的特征，導(dǎo)致呂宋島北部具有最大的西向運動速率.

圖7 南海東部的板塊作用特征深色實心圓代表北呂宋塊體的旋轉(zhuǎn)軸Fig.7 Plates interactions in the eastern SCS Solid circle filled with dark gray denotes the pole around which the blocks in northern Luzon rotate

（3）走滑斷裂調(diào)節(jié)，速度向北遞增.菲律賓大斷裂對于調(diào)節(jié)整個匯聚帶內(nèi)不同微塊體之間的運動具有明顯的作用，使得在菲律賓海板塊在該區(qū)南、北部均受到阻擋的情況下沿中間區(qū)域繼續(xù)保持較高的NW向運動速率.通過這些走滑斷裂的調(diào)節(jié)，也使得各微塊體的運動速度由民都洛附近向北逐漸遞增.

據(jù)此我們可以發(fā)現(xiàn)，盡管在晚中新世后先后與巴拉望微陸塊和華南陸緣碰撞，NW向運動在這兩個區(qū)域受到阻擋，但在二者之間區(qū)域則通過走滑斷裂的調(diào)節(jié)推動著北呂宋及其西側(cè)的馬尼拉海溝在這一區(qū)域不斷向北西遷移.然而，處于下盤的南海巖石圈由于向東的運動速率相對較低（＜10mm·a－1）（Simons et al.，2007），在受到上覆菲律賓海板塊的強烈推擠以及增生楔的載荷壓力時，只是被動地發(fā)生板片彎曲來響應(yīng).另一方面，在該區(qū)巖石圈之下是往SE方向的地幔流（張健和汪集旸，2000；張健等，2001）.在這一地幔流的作用下，被高速仰沖、擠壓的南海巖石圈并未隨著海溝的后退而相應(yīng)地出現(xiàn)傾角增大、變陡，而是被動地在板塊直接接觸（圖6中擠壓帶）的作用面發(fā)生反向彎曲（圖8），并導(dǎo)致外緣隆起出現(xiàn)于海溝內(nèi)側(cè)（18—20°N之間）.

圖8 南海東部的板塊作用特征（a）晚中新世末期以前；（b）上新世之后.Fig.8 Schematic model showing plate interaction in the eastern SCS（a）Before the end of the late－Miocene；（b）After the beginning of the Pliocene.

7 討論

7.1 馬尼拉海溝構(gòu)造形跡的變遷

馬尼拉海溝中間直、兩端向東彎曲的形跡特征很早就引起部分學(xué)者的注意.有學(xué)者根據(jù)Schellart模型（Schellart et al.，2007）提出其形跡是受俯沖的南海板片寬度所控制（陳志豪等，2009）.也有學(xué)者認為其北部的彎曲受到海溝西側(cè)的構(gòu)造隆起阻礙所致（Pautot and Rangin，1989；Bautista et al.，2001）.然而，通過上述分析不難看出，馬尼拉海溝現(xiàn)今的構(gòu)造形跡與其俯沖板片的寬度無關(guān)，同時構(gòu)造隆起也非塑造北部彎曲的主因.通過該區(qū)的地殼運動特點（圖4，7）可以看出，在晚中新世受到巴拉望微陸塊的碰撞阻擋后，碰撞帶北側(cè)部分首先向西凸出（圖9）.隨后在北部受到陸緣基底隆起阻擋后，在走滑斷裂的調(diào)整下，以及向北逐漸遞增的西向運動速率驅(qū)動下，這一“凸出”逐漸向北擴展，形成了現(xiàn)今的構(gòu)造彎曲（圖9）.

圖9 晚中新世末期以來馬尼拉海溝的構(gòu)造形跡變遷Fig.9 Evolution of tectonic traces in the Manila trench since Late－Miocene

7.2 雙火山弧的形成

呂宋島弧在臺灣島海岸山脈（22°N）以南至呂宋島北部（18°N）這一段，自北向南逐漸分成兩條年齡差異顯著的火山鏈，其中西火山鏈較老，以中新世至上新世為主，東火山鏈相對年輕，部分火山至今仍在活動（Yang et al.，1996）.雙火山鏈的形成被認為是南海擴張脊俯沖至菲律賓海板塊之下后延擴張軸發(fā)生撕裂、拆沉，導(dǎo)致俯沖板片傾角變小所造成的（Yang et al.，1996）.而Bautista等（2001）則提出，導(dǎo)致俯沖板片傾角變小的原因是20°N附近、馬尼拉海溝西側(cè)的基底構(gòu)造隆起，阻礙了俯沖，導(dǎo)致了沿擴張軸的撕裂，并使得已俯沖的板片前緣抬升.此外，也有學(xué)者認為俯沖擴張脊撕裂后形成“板片窗”，導(dǎo)致了雙火山鏈的成因（劉再峰等，2007）.

通過上述板塊作用模型可以發(fā)現(xiàn)，在上盤的菲律賓海板塊（及其上已形成的西火山弧）向西運動時，下盤的俯沖板片受地幔流影響未能相應(yīng)地后撤、傾角變陡（圖8a）.然而，俯沖板片前端位置未發(fā)生明顯變化，這變相地使得俯沖板片傾角變小，從而導(dǎo)致新的火山弧形成于老火山弧的東側(cè)（圖8b）.由于呂宋島弧北部被陸緣基底隆起頂住，西向運動分量幾乎為零，而南部（呂宋島以北）西向運動相對自由，從而導(dǎo)致雙火山弧在南部分開達50km，而北部仍并未分離（圖1）.因此，菲律賓海板塊的西向運動分量在呂宋島弧南北兩端的差異是造成雙火山弧形成的主要原因.

此外，該區(qū)震源機制解所顯示的走滑帶在位置上與東呂宋弧幾乎重合，表明沿東呂宋弧存在一個較大的剪切帶.考慮到呂宋島弧與華南陸緣碰撞的時代，以及東呂宋島弧噴發(fā)的時代，很有可能是剪切帶的形成在先，東呂宋弧的形成在后，即東呂宋弧是俯沖板片上方熔融巖漿沿著沿著先存的地殼薄弱帶噴出形成.

8 結(jié)論

南海東部地區(qū)的構(gòu)造地貌自晚中新世以來發(fā)生了重大改變，而菲律賓海板塊的NW運動是這一改變的的主要驅(qū)動力和影響因素.本文通過對該區(qū)的地殼運動和震源機制特征進行研究，獲得了該區(qū)內(nèi)微塊體的地殼運動特征和板塊匯聚作用模式，取得了以下新認識：

（1）在地殼運動方面，南海東部地區(qū)具有三個方面的特征，即東側(cè)的菲律賓海板塊NW向高速運動處于主動地位，而西側(cè)的南海亞板塊處于被動地位；二者之間的匯聚帶在南部（巴拉望－民都洛）和北部（臺灣地區(qū)）都受到阻擋，但中間區(qū)域?qū)Ψ坡少e海板塊來說相當(dāng)于自由邊界；受此影響，并在匯聚帶內(nèi)部走滑斷裂的調(diào)節(jié)下，這一區(qū)域的地殼運動自民都洛向北（呂宋島北部）逐漸增加.

（2）在板塊匯聚作用模式方面，晚中新世末期菲律賓海板塊在該區(qū)南、北部的西向運動先后都受到限制后，中間區(qū)域的呂宋島北部繼續(xù)向西移動，并導(dǎo)致馬尼拉海溝不斷向西遷移.然而下盤的俯沖板片受下方SE向地幔流影響而未能發(fā)生相應(yīng)的變化，而是在板塊直接接觸部位發(fā)生輕微的反向彎曲.

（3）馬尼拉海溝現(xiàn)今構(gòu)造形跡的形成主要與菲律賓海板塊在該區(qū)南、北部受到阻擋后沿中間區(qū)域差異性的向西運動所致，與俯沖板片寬度無關(guān)，也非西側(cè)的基底構(gòu)造隆起阻礙所致.

（4）雙火山弧形成的主要原因是菲律賓海板塊西向運動分量在呂宋島弧南、北部的差異.與東呂宋島弧位置重合的走滑帶可能為東呂宋島弧的形成提供了便利條件（先存的地殼薄弱帶）.

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