樸青峰， 張寶金， 張如偉， 耿明會， 鐘廣法,2*

1 同濟大學海洋地質(zhì)國家重點實驗室， 上海 200092 2 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)， 廣州 511458 3 中國地質(zhì)調(diào)查局廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局， 廣州 510760

0 引言

“洋陸過渡帶”的概念最早是1980年由大洋鉆探計劃ODP 103航次科學家提出來的，該航次研究者在伊比利亞被動大陸邊緣洋殼和減薄陸殼之間，發(fā)現(xiàn)了蛇紋巖底辟(Boillot et al., 1980, 1987).研究者認為該大陸邊緣陸殼與洋殼之間并不是一個截然的分界面，而是一個過渡區(qū)域，其寬度較大(約170～200 km)，且地殼厚度向海減薄，地幔巖甚至直接剝露于海底，其地殼性質(zhì)既不同于正常洋殼，也不同于正常陸殼，故稱之為“洋陸過渡帶”(Minshull et al., 1998; 任建業(yè)等，2015).洋陸過渡帶位于減薄陸殼和海底擴張形成的初始洋殼之間(Whitmarsh and Miles, 1995)，是受巖漿活動改造了的厚度急劇減薄的地殼，可能有地幔剝露或地殼深部巖漿侵入.它具有既不同于減薄陸殼也不同于初始洋殼的地質(zhì)和地球物理特征(Minshull et al., 1998; Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009)，通常表現(xiàn)為地殼急劇減薄，莫霍面顯著抬升，具有較大的深部下地殼速度，負的自由空間重力異常和弱的正磁異常(Chian et al., 1999; Lau et al., 2006).洋陸過渡帶是大陸巖石圈和海洋巖石圈相互作用的關(guān)鍵區(qū)域(Whitmarsh and Miles, 1995)，對于了解大陸巖石圈破裂，海底擴張及被動大陸邊緣的形成與演化具有重要意義(任建業(yè)等, 2015).

前人對南海北部洋陸過渡帶進行過一些研究，不同學者采用不同的依據(jù)、資料和方法確定了洋陸過渡帶的分布范圍，主要包括以下兩類：(1)采用OBS、重磁等地球物理資料，依據(jù)下地殼高速體、火山巖帶的分布范圍以及地殼的明顯減薄確定洋陸過渡帶(Wang et al., 2006; Yan et al., 2001; Gao et al., 2015)；(2)利用反射地震資料確定洋陸過渡帶，所采用的依據(jù)不一，如Cameselle等(2017)將以旋轉(zhuǎn)斷塊為特征的減薄陸殼的最外側(cè)旋轉(zhuǎn)斷塊與厚度穩(wěn)定的洋殼之間的區(qū)域確定為洋陸過渡帶；Ding等(2020)和Zhang等(2021)將莫霍面不清晰且深度發(fā)生明顯變化，基底內(nèi)部反射雜亂且反射強度較強的區(qū)域確定為洋陸過渡帶；Sun等(2019)和邱燕等(2021)將地殼急劇減薄和莫霍面快速抬升的區(qū)域確定為洋陸過渡帶.此外，部分學者僅確定了洋陸邊界，認為洋陸邊界應在地殼厚度急劇變化的地方，以負的自由空間重力異常等特征為標志(Trung et al., 2004; Li et al., 2014; Sibuet et al., 2021).目前存在的主要問題是，不同的學者在確定洋陸過渡帶時，所依據(jù)的準則、資料類型和資料的豐富程度各不相同，所確定的洋陸過渡帶位置或分布范圍存在較大的差異，不同方法所確定的洋陸過渡帶缺乏比較與檢驗.

本文在前人研究基礎(chǔ)上，利用廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局(以下簡稱廣海局，GMGS)近年來采集的高品質(zhì)深反射地震剖面(圖1)對南海北部一統(tǒng)暗沙至東沙東南陸坡之間的洋陸過渡帶進行重新解釋，通過莫霍面快速抬升，地殼厚度急劇減薄確定南海北部洋陸過渡帶的分布范圍，并利用海底磁異常條帶和重力異常的分布等資料對研究結(jié)果的合理性進行檢驗，最后對南海北部洋陸過渡帶的特征和屬性進行探討.

圖1 研究區(qū)位置(a)及資料分布圖(b)(底圖據(jù)楊勝雄等, 2015)黑色細實線為多道地震剖面位置(L1-L5為傾向剖面，C1-C2為走向剖面)；暗紅色點線為圖3—7所展示的地震剖面位置，藍色圓點為大洋鉆探站位.Fig.1 Location map of the study area, showing the location of the seismic profiles (black solid lines; L1-L5, dip profiles; C1-C2, strike profiles) used in this study, the seismic profiles shown in Fig.3—7 (dark red dotted lines), and the ODP/IODP drill sites (blue dots) (Basemap after Yang et al., 2015)

1 區(qū)域地質(zhì)背景

南海是西太平洋最大的邊緣海之一，地處歐亞、太平洋和印度—澳大利亞板塊相互作用的交匯帶.南海形成于漸新世-中中新世(33～15 Ma)的海底擴張(Li et al., 2014; Taylor and Hayes, 1983)，其南北皆為被動大陸邊緣，西側(cè)為走滑邊緣.大致從16～18 Ma開始，南海洋盆向東沿馬尼拉海溝俯沖于呂宋弧之下(Briais et al., 1993; Taylor and Hayes, 1983).

南海北部被動大陸邊緣經(jīng)歷了古近紀裂谷期及新近紀裂谷期后熱構(gòu)造沉降兩大演化階段(Briais et al., 1993).該陸緣表現(xiàn)出了與典型非火山型陸緣類似的強烈減薄特征，發(fā)育了大量大型低角度拆離斷層(任建業(yè)等, 2015)，地表巖漿噴發(fā)不發(fā)育(Clerc et al., 2018)，故一度被認為是非火山型陸緣，并推測在其洋陸過渡帶可能存在地幔剝露和蛇紋石化橄欖巖(Wang et al., 2006; 任建業(yè)等, 2015)，但IODP367/368航次在南海北部洋陸過渡帶鉆遇到了擴張脊型玄武巖，而非蛇紋石化橄欖巖(Larsen et al., 2018).此外，前人研究表明，南海北部陸緣洋陸過渡帶在擴張初期巖漿聚集緩慢，巖漿量較少，但數(shù)百萬年之后巖漿量變得較充足，22～24 Ma前后有較多的巖漿活動(Sun et al., 2019).

研究區(qū)位于南海北部一統(tǒng)暗沙至東沙東南陸坡以南海域(東經(jīng)113.5°～120.2°，北緯16.0°～20.2°)(圖1)，構(gòu)造上跨越南海北部大陸邊緣中段珠江口盆地南部及其以南的洋盆區(qū).

2 數(shù)據(jù)及方法

本文使用的二維深反射地震剖面共7條，由廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局探寶號調(diào)查船于2011年采集，剖面總長約3300 km.主要采集參數(shù)為：接收道數(shù)480道，道間距12.5 m，覆蓋次數(shù)80次，炮間距37.5 m，采樣率2 ms，記錄長度12 s.為了得到較為清晰的莫霍面和地殼深部結(jié)構(gòu)特征，在資料處理時采用了一系列針對性技術(shù)，包括復雜多次波多步串聯(lián)保幅壓制、沿層速度精細分析、疊前時間偏移及深層保幅成像處理等.

圖2 研究區(qū)(a)陸坡區(qū)(減薄陸殼)和(b)洋盆區(qū)(洋殼)基底以下速度-深度關(guān)系基底以下OBS速度曲線來源：陸坡區(qū)據(jù)Nissen等(1995), Liu等(2018), Wan等(2019), Liu等(2021)；洋盆區(qū)據(jù)Wan等(2019)和Wang等(2020).Fig.2 Velocity-depth relationships of crust below the basement in (a) the continental slope (thinned continental crust) and (b) the oceanic basin (oceanic crust) in the study area. The OBS velocity curves are sourced from (a) Nissen et al. (1995), Liu et al. (2018), Wan et al. (2019), and Liu et al. (2021), and (b) Wan et al. (2019) and Wang et al. (2020).

3 結(jié)果

3.1 關(guān)鍵地質(zhì)界面的識別與解釋

在處理好的地震剖面上，開展了基底和莫霍面兩個關(guān)鍵界面及下地殼高速體頂界等的解釋(圖3—7).

基底在深反射地震剖面上較易識別，通常表現(xiàn)為淺部層狀強振幅反射與深部雜亂或透明反射之間的分界面，上、下兩套反射的產(chǎn)狀不一致，發(fā)育削截、上超等反射終止標志，是一個明顯的不整合界面.此外，基底一般表現(xiàn)為強振幅正極性反射，其連續(xù)性較好.基底的埋深由陸向?？傮w上呈逐漸變深趨勢.陸緣區(qū)基底埋深變化較大，介于1.5～13.8 km之間.在洋盆區(qū)，基底埋深介于3.7～7.5 km之間，局部受后期海底火山活動影響，基底被沖斷或上隆(圖4—5).

莫霍面的識別依據(jù)如下：基底面以下雜亂或透明反射背景下的斷續(xù)、強振幅反射帶，為具有一定寬度的正振幅帶，在地震剖面中可以表現(xiàn)為斑狀、上凹狀、上凸狀等反射形態(tài)；其上覆以雜亂或透明反射為主，下伏基本為透明或空白反射(McGeary, 1989).莫霍面的埋深變化較大，在陸緣區(qū)較深，介于10.2～28.2 km之間；在洋盆區(qū)較淺，介于9.0～15.9 km之間(圖3—7).

圖3 地震剖面L1(部分)及其解釋結(jié)果(a) 未解釋剖面； (b) 局部放大剖面，展示莫霍面和下地殼高速體頂界的反射特征； (c) 解釋的地震剖面，示莫霍面(紅色點線)、基底(淺藍色點線)和下地殼高速體頂界(紫色點線)的分布，藍色三角形表示初始洋殼的邊界； (d) 莫霍面埋深(紅色)、地殼厚度(綠色)、海底深度(藍色)及地層厚度(橙色)分布曲線.剖面位置見圖1.Fig.3 Seismic profile L1 (part) with interpretation of key horizons(a) Uninterpreted profile； (b) Enlarged map showing reflection characteristics of the Moho and top lower-crust-high-velocity-layer boundaries； (c) Interpreted profile showing the Moho (red dotted line), basement top (light blue dotted line) and top lower-crust-high-velocity-layer boundaries (purple dotted line). The blue triangle shows the location of the oldest oceanic crust； (d) Variations of Moho depth (red), crustal thickness (green), seafloor depth (blue) and sediment thickness (orange) with distance. See Fig.1 for profile location.

下地殼高速體一般為鐵鎂質(zhì)的基性巖(White and Mckenzie, 1989)或蛇紋石化橄欖巖(Boillot et al.,1987).南海北部OBS數(shù)據(jù)顯示，其下地殼高速體地震波的速度很高，可達7.00 km·s-1以上，最大厚度可達10 km以上(Yan et al., 2001; Wang et al., 2006, 2020; 衛(wèi)小冬等, 2011; Wan et al., 2017).本文深反射地震剖面顯示，在洋盆以北的陸緣區(qū)，莫霍面上方約0～2 s附近，存在一組斷續(xù)的強振幅同相軸，其深度與OBS剖面上解釋的下地殼高速體基本一致，我們把這些斷續(xù)強振幅同相軸解釋為下地殼高速體頂界，它與下伏莫霍面之間大致對應于下地殼高速體發(fā)育帶.在研究區(qū)東部，下地殼高速體頂界反射表現(xiàn)尤為明顯，下地殼高速體的厚度也明顯增大，約2 s(圖3—7).

3.2 莫霍面抬升帶

莫霍面在地震剖面上的分布，由北往南大致可以劃分為三個帶(圖3—7).北部陸緣減薄陸殼區(qū)，莫霍面埋深較大，介于14.3～28.2 km之間，平均為21.9 km；南部洋殼區(qū)，莫霍面埋深較小，介于9.0～15.9 km之間，平均為12.0 km，每條剖面不同位置的平均莫霍面埋深見表1.減薄陸殼區(qū)與洋殼區(qū)之間，莫霍面從北往南逐漸抬升.由減薄陸殼到洋殼，莫霍面埋深從減薄陸殼區(qū)平均21.9 km抬升至洋殼區(qū)平均12.0 km，北部邊界到南部邊界的橫向抬升速率最高可達180 m·km-1.

3.3 地殼急劇減薄帶

海底與莫霍面之間的地殼(包含沉積層)厚度在橫向上存在著較大的變化.由北往南，地殼厚度整體呈減薄趨勢(圖3—7).北部陸緣減薄陸殼地殼厚度較大，總體介于11.7～26.9 km之間，平均為20.2 km，由北往南地殼厚度總體呈減薄趨勢.南部洋殼的地殼厚度較小，大致在5.1～12.0 km之間，平均為8.1 km，洋殼厚度的橫向分布基本穩(wěn)定或由北往南隨著洋殼年齡變新而略有減薄，圖中的藍色三角形位于洋殼最北部，代表最老的洋殼或初始洋殼(圖3—7)，初始洋殼最厚可達8.8 km，各剖面初始洋殼的厚度見表1.

表1 各傾向地震剖面上減薄陸殼區(qū)、洋陸過渡帶和洋殼區(qū)地殼深度及厚度參數(shù)Table 1 Crustal depth and thickness parameters of the thinned continental crust, COT and ocean crust on individual dip-oriented seismic profiles

圖5 地震剖面L3(部分)及其解釋結(jié)果(標注同圖3; 剖面位置見圖1)Fig.5 Seismic profile L3 (part) with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

圖6 剖面L4及其解釋結(jié)果(標注同圖3; 剖面位置見圖1)Fig.6 Seismic profile L4 with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

圖7 剖面L5及其解釋結(jié)果(標注同圖3; 剖面位置見圖1)Fig.7 Seismic profile L5 with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

圖8 本文確定的南海北部洋陸過渡帶分布范圍(紅色粗實線)及與前人結(jié)果的對比棕色、深藍、淺藍及橙色虛線據(jù)Wang等(2006)， Zhang等(2021)，Gao等(2015)，Sun等(2019)；墨綠色線段，紫色點線、黑色虛線分別是據(jù)Yan等, 2001；Nissen et al., 1995；Liu等, 2018；衛(wèi)小冬等, 2011；Ding等, 2012；Eakin等, 2014；Lester等, 2014；Wang等, 2006; Wan等, 2017, 2019；Qiu等, 2001的OBS、ESP和OBH資料編繪的南海北部火山巖分布、下地殼高速體在OBS、ESP和OBH剖面上的分布和下地殼高速體分布范圍.灰色實線為OBS、ESP、OBH剖面位置.底圖據(jù)楊勝雄等(2015).Fig.8 The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper (red thick solid lines) in comparison with previous resultsBrown, dark blue, light blue and orange dash line are adopted from Wang et al. (2006), Zhang et al. (2021), Gao et al. (2015), Sun et al. (2019), respectively. The dark green lines, purple dotted lines and black dash lines respectively show the distribution of volcanic rocks, lower-crust-high-velocity-layer on the OBS, ESP and OBH profiles and lower-crust-high-velocity-layer based on the OBS, ESP and OBH data (compiled by Yan et al., 2001; Nissen et al., 1995; Liu et al., 2018; Wei et al., 2011; Ding et al., 2012; Eakin et al., 2014; Lester et al., 2014; Wang et al., 2006; Wan et al., 2017, 2019; Qiu et al., 2001). Gray lines show locations of the OBS, ESP and OBH profiles. Basemap after Yang et al. (2015).

圖9 南海北部洋陸過渡帶與海洋磁異常和負的自由空間重力異常相對位置(a) 本文確定的南海北部洋陸過渡帶(紅色粗實線)與海洋磁異常條帶，紫色虛線據(jù)Briais等(1993)，綠色實線據(jù)Li等(2014)的對比；(b) 本文確定的南海北部洋陸過渡帶與負的自由空間重力異常的對比(底圖據(jù)楊勝雄等, 2015).Fig.9 Relative position of COT in the northern South China Sea with oceanic magnetic anomaly and negative free air gravity anomaly(a) The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper (red thick solid line), compared with distribution of oceanic magnetic anomaly strips, purple dotted lines after Briais et al.(1993), and green solid lines after Li et al.(2014); (b) The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper compared with negative free air gravity anomaly (Basemap after Yang et al., 2015).

減薄陸殼與洋殼之間，地殼厚度從減薄陸殼區(qū)平均20.2 km減薄至洋殼區(qū)平均8.1 km，總體表現(xiàn)為由減薄陸殼向洋殼急劇減薄(圖3—7)，北部邊界到南部邊界的橫向減薄速率最高可達220 m·km-1.

研究區(qū)地處邊緣海，物源豐富，所以南海洋盆區(qū)中的沉積層厚度較大，部分區(qū)域沉積層厚度在2.0 km以上.另外，研究區(qū)東部位于馬尼拉海溝，此處沉積層厚度極大，厚度甚至超過3.0 km(圖7)，所以本文中洋盆區(qū)的平均沉積層厚度比較大，也導致包含沉積層的洋殼總厚度較大.

3.4 南海北部洋陸過渡帶的分布

綜合上述，深反射地震剖面解釋成果，依據(jù)莫霍面抬升帶和地殼急劇減薄帶，結(jié)合基底上覆地層厚度的橫向變化確定出了南海北部洋陸過渡帶范圍，如圖8所示.本文所確定的南海北部洋陸過渡帶位于莫霍面平均埋深為21.9 km、地殼平均厚度為20.2 km的北部陸緣減薄陸殼和莫霍面平均埋深為12.0 km、地殼平均厚度為8.1 km的洋殼之間，水深1490～3860 m，海底坡度相對較陡，最大可達4.1°.洋陸過渡帶的寬度介于46～99 km之間.

4 討論

4.1 與前人研究結(jié)果的對比

將本文確定的洋陸過渡帶的范圍與前人采用不同方法得到的結(jié)果進行對比(圖8)，發(fā)現(xiàn)本文確定的洋陸過渡帶的南界(靠洋盆一側(cè)的邊界)與前人結(jié)果基本一致，但北部邊界各家差異較大.前人根據(jù)莫霍面抬升確定的洋陸過渡帶范圍(Sun et al., 2019; 邱燕等, 2021)與本文結(jié)果最為接近.

前人根據(jù)下地殼高速體和中上地殼的巖漿和火山巖分布所確定的洋陸過渡帶的北部邊界范圍(Wang et al., 2006; Yan et al., 2001) 與本文結(jié)果相比明顯偏大(圖8).由于IODP367/368并未鉆遇地幔剝露現(xiàn)象，故推測南海北部洋陸過渡帶下地殼高速體應是巖漿底侵作用的結(jié)果(Larsen et al., 2018).由于巖漿從洋陸過渡帶上升進入地殼后容易出現(xiàn)橫向擴散，導致巖漿侵入帶或火山噴發(fā)帶的范圍超出洋陸過渡帶范圍，這可能是根據(jù)下地殼高速體或上地殼巖漿或火山巖帶的分布所確定的洋陸過渡帶范圍偏大的主要原因(圖8).前人研究表明，南海北部從陸坡到洋盆存在很多擴張期后的海底火山活動，最新的火山活動可以一直持續(xù)至3 Ma(Xie et al., 2017; Sun et al., 2019)，所以單純根據(jù)火山噴發(fā)帶的范圍，很難準確確定洋陸過渡帶的位置.

Cameselle等(2017)所確定的南海西北次海盆北部洋陸過渡帶的范圍與本文結(jié)果相比明顯偏小，且其南部邊界比本文結(jié)果更靠南一些(圖8).事實上，洋陸過渡帶是地殼厚度減薄最劇烈的區(qū)域(Minshull et al., 1998)，其中也可能存在與大型拆離或滑脫斷層有關(guān)的掀斜斷塊(Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009).

部分學者(Franke et al., 2011; Zhang et al., 2021)利用反射地震資料將基底上覆具有同裂谷沉積且莫霍面連續(xù)、清晰的區(qū)域定義為陸殼基底，將莫霍面連續(xù)、埋深穩(wěn)定且上覆沉積層具有近水平反射特征的區(qū)域定義為洋殼基底，將莫霍面斷續(xù)且急劇抬升的區(qū)域確定為洋陸過渡帶.該方法所確定的洋陸過渡帶范圍與本文結(jié)果相比明顯偏小.我們認為，莫霍面在地震剖面上的連續(xù)性和清晰度及基底內(nèi)部反射特征與地震處理方法有一定的關(guān)系，可能會存在一定程度的多解性.

莫霍面的顯著抬升、地殼急劇減薄和巖漿大量侵入，有可能導致洋陸過渡帶出現(xiàn)重磁異常特征的變化.前人根據(jù)負的自由空間重力異常、磁異常、下地殼高速體分布范圍及地殼厚度變化所確定洋陸過渡帶范圍(Gao et al., 2015)與本文結(jié)果相比均偏大.自由空間重力異常與地形、密度相關(guān)，也與深部地幔等多種因素相關(guān)，地殼快速減薄、莫霍面快速隆起處可以觀察到自由空間重力異常的突然下降(Fan et al., 2019)，具有明顯的重力低(Franke et al., 2011).由于洋陸過渡帶的地層厚度比減薄陸殼薄，莫霍面顯著抬升，而密度又比洋殼低，所以該區(qū)域可能會出現(xiàn)負的自由空間重力異常(Taylor and Hayes, 1983; Franke et al., 2011; Gao et al., 2015).但是，除洋陸過渡帶外，陸緣區(qū)的裂谷或凹陷部位由于基底以下密度較大的結(jié)晶地殼較薄，通常也會出現(xiàn)明顯的負的自由空間重力異常，因此單純根據(jù)負的自由空間重力異常分布范圍所確定的洋陸過渡帶范圍可能偏大.磁異常主要由下地殼高速體和巖漿活動引起，由于下地殼高速體和巖漿活動的范圍通常也往往超出洋陸過渡帶的分布范圍，所以單純根據(jù)磁異常分布范圍所確定的洋陸過渡帶往往也明顯偏大.

4.2 本文確定的洋陸過渡帶的合理性

洋殼通常發(fā)育磁異常條帶，而洋陸過渡帶和減薄陸殼雖有磁異常但不呈條帶狀(Li et al., 2014).利用這一特性，可以根據(jù)洋盆磁異常條帶的分布范圍，對洋陸過渡帶靠洋盆一側(cè)邊界的合理性進行檢驗.由圖9a可知，本文確定的南海北部洋陸過渡帶的南部邊界總體位于南海洋盆最老的磁異常條帶C11以北區(qū)域，間接證明了本文所確定的洋陸過渡帶分布范圍的合理性.

洋陸過渡帶的合理性還可以根據(jù)重力異常的分布予以檢驗.如前所述，洋陸過渡帶區(qū)域可能會出現(xiàn)負的自由空間重力異常.如圖9b所示，將本文確定的洋陸過渡帶重疊到自由空間重力異常圖上，發(fā)現(xiàn)洋陸過渡帶在空間分布上總體對應于一個負的重力異常帶.這從另一個側(cè)面證明了本文結(jié)果的合理性.需要說明的是，本文洋陸過渡帶以北的減薄陸殼區(qū)，還發(fā)育有多個負的重力異常區(qū)，這些區(qū)域?qū)谀虾１辈筷懢壷榻谂璧貎?nèi)的新生代早期形成的眾多的裂谷或斷陷，這些裂谷或斷陷基底的埋深大，基底以下結(jié)晶地殼厚度薄，也表現(xiàn)出了與洋陸過渡帶類似的負的自由空間重力異常，故負的自由空間重力異常帶的范圍是明顯大于洋陸過渡帶的范圍的.

4.3 南海北部洋陸過渡帶的特點

通常根據(jù)巖漿作用和火山活動的強弱，將被動陸緣劃分為火山型和非火山型(Franke, 2013).不同類型的被動陸緣，其洋陸過渡帶的特征存在較大差異.非火山型被動陸緣的巖石圈拉張減薄強烈，但巖漿活動較為有限，通常發(fā)育有大量的低角度鏟狀斷層和掀斜斷塊，容易出現(xiàn)地幔剝露和蛇紋石化橄欖巖，而且其洋陸過渡帶的寬度較大，可達200 km(Minshull et al., 1998).火山型被動陸緣巖漿活動強烈，洋陸過渡帶的特征主要包括發(fā)育巨厚的向海傾斜火山巖層、巖漿底侵形成的下地殼高速體和大量的火成巖體(Franke, 2013)，但由于巖石圈拉張減薄不如非火山型陸緣強烈，因而其洋陸過渡帶的寬度較小，通常在20～100 km之間(任建業(yè)等, 2015).

本文所確定的南海北部洋陸過渡帶的寬度介于46～99 km，除寬度與火山型洋陸過渡帶相近外，南海北部洋陸過渡帶還表現(xiàn)出了一些其他的火山型洋陸過渡帶特征.OBS資料表明，南海北部陸緣發(fā)育有較大范圍的下地殼高速體和火山巖帶(圖8)，說明洋陸過渡帶存在較明顯的巖漿底侵和火山活動.此外，IODP367/368航次在南海北部洋陸過渡帶并未鉆遇地幔剝露(Larsen et al., 2018).盡管如此，南海北部洋陸過渡帶也表現(xiàn)出了一些類似于典型非火山型洋陸過渡帶的特征，如具有強烈的拉伸作用，陸緣外側(cè)靠近洋陸過渡帶部位，發(fā)育了大量大型低角度拆離斷層(任建業(yè)等, 2015)，洋陸過渡帶未見明顯的向海傾斜反射層等.

綜合分析認為，南海北部洋陸過渡帶兼有火山型和非火山型兩類大陸邊緣洋陸過渡帶的特征，很可能是介于兩類典型的洋陸過渡帶之間的一種過渡類型.Larsen等(2018)據(jù)IODP367/368鉆探結(jié)果認為，南海北部陸緣是介于富巖漿型陸緣和貧巖漿、超伸展型陸緣之間的中間型陸緣，其拉張速度為中速，巖漿量較為豐富.本文對南海北部洋陸過渡帶的解釋支持這一觀點.

5 結(jié)論

(1) 利用深反射地震資料對莫霍面、基底和下地殼高速體頂界等關(guān)鍵地震反射界面進行了解釋，根據(jù)從陸緣到洋盆莫霍面埋深的快速抬升、地殼厚度的急劇減薄，明顯的巖漿活動，結(jié)合地層厚度橫向變化確定南海北部洋陸過渡帶的分布范圍.

(2) 南海北部洋陸過渡帶位于大陸邊緣減薄陸殼與正常洋殼之間，是受巖漿活動改造了的、厚度急劇減薄的地殼，洋陸過渡帶地殼深部發(fā)生巖漿侵入，巖漿活動明顯.減薄陸殼莫霍面平均埋深為21.9 km、地殼平均厚度約20.2 km；正常洋殼莫霍面平均埋深為12.0 km，地殼平均厚度為8.1 km.洋陸過渡帶的寬度大致介于46～99 km之間.

(3) 本文確定的南海北部洋陸過渡帶靠洋盆一側(cè)的邊界與前人用不同方法所確定的洋陸過渡帶南部邊界總體一致，但不同方法所確定的北部邊界存在較大的差異.與海底磁異常條帶和自由空間重力異常分布范圍的對比，證明了本文確定的洋陸過渡帶范圍的合理性.

(4) 南海北部洋陸過渡帶兼有火山型和非火山型兩類被動大陸邊緣洋陸過渡帶的特征，我們認為其很可能是介于兩者之間的中間型陸緣的洋陸過渡帶.