南海地区的莫霍面深度及其特征是了解该区深部地壳结构的有效途径，利用布格重力异常是获取大面积莫霍面深度的主要手段，并在过去几十年进行了一系列研究.陈森强等(1981)利用南海中北部实测的重力资料分析了西沙—中沙周边海域的布格重力异常及莫霍面深度特征，但没有说明计算方法.刘祖惠等(1983)通过实测和收集图件的资料，整编了南海海域的布格重力异常图，并使用sinx/x方法(Tsuboi，1956；Tsuboi and Tomoda, 1958)反演编制了莫霍面深度图.施益忠则用线性回归法编制了中国海区及邻域的莫霍面深度图(刘光鼎，1992).早期这些计算莫霍面深度的研究中，并没有改正沉积层的影响，也没有施加地震数据的约束.苏达权等(2002)利用南海海域空间重力异常和新生代沉积等厚图，采用三维变密度模式分近区和远区计算了水层、沉积层的重力效应，结合地震测深得到的莫霍面深度数据，利用三维压缩质面法(刘元龙和王谦身，1977；刘元龙等，1987)反演了整个南海海域的莫霍界面深度分布.郝天珧等(2002)利用布格异常计算了南海北部的莫霍面深度；江为为等(2003)和郝天珧等(2008)分别利用调和级数法(江为为，1989)计算了南海西北部和东北部的莫霍面深度，这些计算都没有强调重力异常的改正过程.秦静欣等(2011)根据南海区域的空间重力异常数据进行全布格改正，并以声纳浮标探测与海底地震仪探测剖面所得到的莫霍面深度资料，采用三维带控制点界面反演方法(黄松等，2010)得到了研究区的莫霍面深度；其计算范围较大，所提取的50个深度控制点大都分布在南海北部，也没有考虑沉积层影响.

准确提取反映莫霍面变化的布格重力异常是获取合理莫霍面结构的关键.为更好计算南海海盆及周边区域的莫霍面深度，我们整合了研究区最新、最全的船载重力实测数据，以及相应的研究区水深和沉积厚度数据，完整改正了水层、沉积层的重力效应；并采用岩石圈拉伸模型的温度场公式(McKenzie，1978)，改正了从张裂边缘到扩张海盆的热扰动重力效应，由此得到布格重力异常更好地反映莫霍面深度变化.

在准确提取莫霍面对应重力异常的基础上，采用有针对性的反演方法也是获得合理莫霍面深度结果的关键.早期使用的方法中，如sinx/x法(Tsuboi and Tomoda, 1958)、压缩质面法(刘元龙和王谦身，1977；刘元龙等，1987)、U函数法(杨再朝，1989)、调和级数法(江为为，1989)等，在研究区这样，既有陆壳又有洋壳、莫霍面深度起伏很大的大区域内，难以获得理想结果.根据Parker正演公式(Parker，1973)改造出的Parker-Oldenburg反演方法(Oldenburg，1974)是目前最广泛使用的重磁界面快速反演方法.该方法将正演公式中的观测面z₀改造为反演公式中的界面参考深度参数，相当于将观测面为零的异常值向下延拓到界面的参考深度处，使得以参考深度为“初始模型”的反演难以拟合像南海地区这样海陆过渡区、莫霍面起伏较大的界面.冯锐等(1986)详细讨论了该方法的计算过程，并分两步对递推公式进行改进，使得反演量是界面的修正值而不是界面本身.Braitenberg和Zadro (1999)提出用地震数据来约束3D重力反演，将重力异常下延到地震资料约束的参考深度上，然后用面质量公式进行3D反演.但这些均未改变Parker-Oldenburg反演方法中要求“初始模型”为平面的模式，即使有多个已知的深度控制点，在反演过程中也只能用一个平均的参考深度来初始约束信息.因此，带控制点的反演方法也得到重视，林振民和阳明(1985)提出了在空间域的有已知点的二度单一密度界面反演方法，黄松等(2010)将其推广到三维，但没有展示计算过程和结果；胡立天和郝天珧(2014)、胡立天等(2016)建立了三维的带控制点的界面反演方法来约束异常分离的效果和基准面的选取.空间域的计算难以平衡计算效率和分辨率，为此，我们在冯锐等(1986)工作基础上，改进了Parker-Oldenburg方法中平面的“初始模型”，利用莫霍面深度已知的控制点构建初始界面起伏模型，利用其重力异常与观测值的差异计算界面修正量，以此反演南海海盆及周边的莫霍面深度，结果对揭示南海海盆及周边地壳结构及性质有重要意义.

本文研究区范围为111°E—120°E，9°N—22°N，水深数据采用的是GEBCO (The General Bathymetric Chart of the Oceans)2010年9月发布更新的GEBCO_08全球水深网格数据(http://www.gebco.net)，该数据由超过2.9亿个声学测深点和卫星重力反演(Sandwell and Smith, 1997)的水深(Smith and Sandwell, 1997)数据合成，其网格为0.5′×0.5′(图 1).使用的重力数据主要来源于2003—2007年在南海海盆区域进行的1:50万到1:20万比例尺的重力测量，同时结合了南海地质地球物理补充调查(1996—2000)、南海中部地质地球物理调查(1983—1986) 和中德南海合作调查研究(1986—1996) 项目的成果，测线交点均方误差优于±1.85×10^-5m·s^-2(李家彪等，2011)，周边少量空白区重力数据利用卫星测高数据补充(Sandwell and Smith, 1997) (图 2).沉积厚度数据是在美国地球物理数据中心(National Geophysical Data Center，NGDC)整编的5′×5′的全球沉积厚度数据模型(Divins，2003)基础上，加入了大量的其他公开文献中的地震剖面或沉积厚度数据(高金耀，2014) (图 3).采用墨卡托投影(中央经线为115°E，纬线为15°N)，将水深、重力和沉积数据用克里格方法统一重采样为2 km×2 km的网格.此外，我们还收集整理了研究区的地震、声呐探测资料(姚伯初等, 1994a, 1994b；Nissen et al., 1995；丘学林等, 2000, 2011；Yan et al., 2001；赵明辉等，2004；黄春菊等，2005；Wang et al., 2006；罗文造等，2009；吴振利等，2011；阮爱国等，2011；卫小冬等，2011；敖威等，2012；Pichot et al., 2013；McIntosh et al., 2014；Eakin et al., 2014)，共计得到249个莫霍面深度已知的控制点，以此作为莫霍面反演的约束信息，提高反演的可靠性(具体测线位置如图 1所示).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区水深图 橘色实线为OBS剖面位置，其上红色短线为地震剖面识别的洋陆边界位置，白色圆点为OBS站位，黑色圆点表示IODP349钻井位置，图例表示前人识别的洋陆边界. Fig. 1 Topography and bathymetry of the South China Sea Orange lines indicate locations of OBS profiles, white dots are the OBS stations, and red short lines on the orange lines show the distinguished COB location. Black circles indicate locations of sites drilled during IODP Expedition 349. The legend shows the location of the COB identified by previous work.

图 2

Fig. 2

图 2 空间重力异常图 Fig. 2 Map of free-air gravity anomalies

图 3

Fig. 3

图 3 沉积厚度图 Fig. 3 Map of sediment thickness

准确提取目标界面的重力异常是密度界面反演的前提条件.本文计算莫霍面深度的流程如下：(1) 空间重力异常经过水深和沉积层的重力效应改正，得到布格重力异常；(2) 通过“地震约束的反演方法”计算初始莫霍面深度和地壳厚度；(3) 假定原始地壳厚度为32 km，计算地壳拉伸因子，假设岩石圈均匀拉伸，岩石圈拉伸因子等于地壳拉伸因子，由此计算岩石圈热扰动重力效应，得到热校正后的布格重力异常；(4) 再用(2) 步中的反演方法重新计算莫霍面深度.计算流程如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 重力异常反演莫霍面深度流程 Fig. 4 Flowchart of gravity inversion for determining Moho depth

根据水深和沉积厚度数据，我们采用Parker给出的频率域界面重磁异常快速正演公式(Parker，1973)计算两者的重力效应.

(1)

其中，ρ为密度差，z₀表示观测面；G为万有引力常数；F[·]表示对方括号内相应量进行二维傅里叶变换；k表示频率域波数的模值；h (r)为界面起伏函数.

计算沉积厚度的重力效应时，将沉积层由上至下分为等厚的100层，每层密度值随深度变化，我们采用沉积压实模型(Sclater and Christie, 1980)来计算沉积层密度随深度的变化：

(2)

其中，ρ_g为固体密度，ρ_f为流体密度，φ₀为孔隙度，d为深度衰减参数.参数取值依据大洋钻探计划(Ocean Drilling Program，ODP)的钻井资料拟合的结果(Su et al., 1989；Braitenberg et al., 2006)，取ρ_f=1030 kg·m^-3，ρ_g=2800 kg·m^-3，φ₀=0.8，d=1.5 km.水层和沉积层重力效应的正演结果分别如图 5和图 6所示.

图 5

Fig. 5

图 5 水层重力效应 Fig. 5 Predicted attractions of the water-sediment interface

图 6

Fig. 6

图 6 沉积层重力效应 Fig. 6 Predicted attractions of the sediment-crust interface

我们采用McKenzie (1978)的岩石圈减薄模型的温度场公式分析从张裂边缘到海盆的热结构重力影响，该方法可以解析表达岩石圈温度结构，计算速度快.深度为z处的温度为：

(3)

其中：T_m为岩石圈底面温度，取为1300 ℃；β为岩石圈拉伸因子，等于原始厚度除以减薄后的厚度，τ为岩石圈冷却热衰减常数，取为22 Ma，a为原始岩石圈厚度，取为75 km；t为岩石圈热平衡时间，取为32 Ma.对于海洋岩石圈，拉伸因子为∞，t为洋壳年龄(Müller et al., 2008).在张裂大陆边缘，地壳拉伸过程中的岩浆作用使地壳增厚，直至海底扩张形成新洋壳.我们采用Chappell和Kusznir (2008)提出的方法，利用减薄因子γ(γ=1-1/β)和增厚地壳厚度的函数关系(White and McKenzie, 1989)，取初始发生熔融时的临界减薄因子γ₀和γ=1时的拉伸因子来计算洋陆过渡带的岩石圈温度，分别取临界减薄因子为0.5和最大洋壳厚度为9 km时的减薄因子来计算南海海盆及周边地区的岩石圈温度结构.

温度异常和密度异常的关系为：

(4)

其中，α为热膨胀系数，取为3.28×10^-5.我们将岩石圈在横向和垂向上分2 km×5 km的网格，将横向上的温度变化转换为密度变化，由此正演每个水平层在观测面上的重力异常，最后求和得到整个岩石圈的热扰动重力效应(图 7).

图 7

Fig. 7

图 7 热扰动重力效应 Fig. 7 Effect of thermal gravity anomalies

由此，对空间重力异常(图 2)分别进行水层(图 5)、沉积层(图 6)和热扰动重力效应(图 7)改正，就可以得到反映地壳厚度变化的布格重力异常(图 8).

图 8

Fig. 8

图 8 热校正后的布格重力异常 Fig. 8 Bouguer anomalies after thermal correction

Oldenburg (1974)根据Parker正演公式(Parker，1973)，改造出被广泛应用于重磁界面的迭代反演公式(5)，称为Parker-Oldenburg反演方法.

(5)

我们采用的反演过程是：(1) 根据图 1中的地震探测到的已知莫霍面深度的控制点上布格重力异常值和莫霍面深度值的线性回归拟合(图 9)，得出初始莫霍面深度h⁽⁰⁾ ；(2) 计算初始莫霍面h⁽⁰⁾ 的重力异常与布格重力异常的差值；(3) 用差值重力异常反演莫霍面深度的修正量Δh⁽⁰⁾ ，得到更新后的莫霍面深度h⁽¹⁾ ；(4) 重复第二步，计算更新后的莫霍面深度h⁽¹⁾ 的重力异常与布格重力异常的差值(高金耀和刘保华，2014).如此反复迭代完成反演，迭代过程中取深度界面与已知控制点之间均方差和迭代次数作为停止迭代的条件，界面密度差取为0.50×10³ kg·m^-3，经过三次迭代后与所有已知点莫霍面深度的均方差为1.45 km，最后得到的莫霍面深度和地壳厚度结果分别如图 10和图 11所示.

图 9

Fig. 9

图 9 已知点上布格重力异常和莫霍面深度的关系 红点为已知值，蓝点为拟合值. Fig. 9 Relationship of known Moho depth points and Bouguer anomalies Red points are known values. Blue points are fitted values.

图 10

Fig. 10

图 10 莫霍面深度图 图例同图 1，白色和红色数字分别表示地震和声呐浮标探测的莫霍面深度. Fig. 10 Map of Moho depths Legend is same as Fig. 1. White and red numbers indicate Moho depths from seismic data and sonobuoys, respectively.

图 11

Fig. 11

图 11 地壳厚度图 图例同图 10. Fig. 11 Map of crustal thickness Legend is same as Fig. 10.

南海北部陆架区莫霍面深度多在25~27 km，东沙群岛局部地壳增厚不明显.西沙地块的莫霍面深度在23~26 km之间，地壳厚度在21~22 km，海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer，OBS)资料的P波探测结果为23~27 km (郭晓然等，2016)，两者结果接近.西沙石岛地震台资料远震接收函数方法获得的莫霍面深度为26.5 km (阮爱国等，2006)和28 km (丘学林等，2006)，说明不同方法间反映的莫霍面性质差异.中沙地块在20~22 km之间，地壳厚度在18~20 km之间，它们之间存在一个近NE向、浅至17 km左右的莫霍面隆起带.在南沙地块，礼乐滩以东区域，莫霍面变化较为平缓，除礼乐斜坡东南的水深误差造成局部莫霍面降低外，总体上深度多在22 km以上；西侧的中业群礁和郑和群礁区域，莫霍面多在17~20 km，总体上也较为平缓，局部分布有近NW向的莫霍面下凹.

在西沙海槽存在一个近EW向的地壳减薄带，莫霍面上隆至20 km，地壳厚度减薄至14 km，减薄程度没有该区海底水听器(Ocean Bottom Hydrophone，OBH)剖面(丘学林等，2000)揭示的显著.该减薄带向东与西北海盆之间存在一个明显的莫霍面梯度带，向西止于111.5°E，18°N；这与Sibuet等(2016)提出西沙海槽的拉伸南延至南海西缘断裂明显不同.丁巍伟等(2009)也根据地震剖面解释，指出西沙海槽的古近系厚度较大，年代早于西北次海盆，西沙海槽并非西北次海盆向西扩展产物.

南海海盆区莫霍面深度为8~14 km之间(图 10)，地壳厚度在3~9 km之间(图 11).海盆内发育众多海山，相应的莫霍面和地壳都偏深、偏厚，如宪北海山；在西南海盆两侧靠近陆缘位置，洋壳厚度都有减薄趋势，可能与西南海盆初始扩张时岩浆供应不足有关；在东部海盆南北边缘地壳厚度存在不对称性，北侧较薄，南侧较厚，可能反映了地壳最终破裂时的不对称性.

在东部海盆和西南海盆，存在一条明显的沿长龙海山链、中南海山、珍贝海山至黄岩岛展布的、近NE走向的残留扩张中心，向西南可以一直延伸至112°E，莫霍面深度超过12 km，地壳厚度在6 km以上，比南北两侧都偏大.扩张中心地壳增厚可能是南海扩张停止后热构造沉降所致(张健和李家彪，2011)，增厚的残留扩张中心整体上一致走向，也支持两个海盆是同步停止扩张的.

残留扩张中心上的中南海山、珍贝海山和黄岩岛，局部地壳增厚非常显著，莫霍面深度在14 km以上，地壳厚度多在11 km以上，这与在珍贝海山和黄岩海山的三维OBS探测(Wang et al., 2016)结果也十分接近.但在中南海山西南侧的三维OBS探测显示莫霍面深度只有10 km左右(Zhang et al., 2016)，同样的资料利用远震接收函数方法计算的莫霍面深度在10~12 km (胡昊等，2016)，这也显示出残留洋脊下的地壳结构复杂性.

在西北海盆，通常认为以双峰海山正地形为特征的是海盆扩张中心，可以和东部海盆类比，但从图 10和图 11中可以看到，西北海盆并没有类似于东部海盆和西南海盆那样明显的增厚扩张中心.Cameselle等(2015)根据重新处理的多道地震剖面，并参考重力梯度数据，强调了西北海盆不是由陆壳张裂减薄，而是由扩张中心自北东向西南传播时导致的陆壳突然破裂而形成，大约以双峰海山为界，存在扩张中心向北跳跃，出现双扩张中心.丁巍伟等(2009)也认为西北海盆扩张东强西弱，西部显示出更多的陆缘裂谷盆地的特征.且OBS探测结果显示西北海盆海底扩张规模小、时间短，且洋壳层2经历的玄武岩岩浆不对称溢流可能造成海盆磁异常条带的模糊(吴振利等，2011).这些说明Cameselle等的推断是可能的，但不存在双扩张中心，西北海盆没有经历完整的扩张过程，而是由东向西逐渐迁移，其东段的扩张中心只分布在东段，且受到后期的岩浆活动改造.

另一个值得注意的现象是，在中沙地块南侧，存在一个近EW向的地壳减薄带，莫霍面深度小于15 km，地壳厚度在9~10 km之间，部分接近洋壳厚度，向西延伸至113°E，且与西南海盆的平面接触关系和西北海盆与东部海盆相似，类似于西北海盆的雏形.Franke等(2014)强调了南海初始张裂过程中的中地壳解耦与拆离作用，在陆缘区域可能直接出露的下地壳或陆源地幔岩带；Ding等(2015)在通过该区的地震剖面上解释地幔岩出露，其地壳厚度接近为零，这与重力反演结果差异很大.因此该区的地壳性质还有待其他地球物理资料，如OBS和磁力数据来佐证.

一般认为洋陆边界(Continent-Ocean Boundary，COB)是指减薄陆壳与正常洋壳的边界，关于南海的COB前人做过很多研究，最早Ludwig等(1979)根据地形特征划定了南海海盆边界，随后Taylor和Hayes (1983)根据地壳厚度和重力异常特征，Briais等(1993)、Barckhausen和Roeser (2004)根据磁条带分布，对南海海盆的范围进行了修订.Trung等(2004)根据卫星重力异常变化陆侧梯度带划定了COB分布范围，Braitenberg等(2006)则认为-20 mGal空间异常的等值线可指示COB.Li等(2014)认为COB与空间重力的正-负异常过渡边界具有很好的对应关系而划定了南海的洋壳范围.

在东部海盆北缘，Hsu等(2004)则认为在南海北部东沙以东仍存在37 Ma的磁异常条带，从而认为该处的COB北移至21.5°N附近；在此基础上，Tsai等(2004)根据地震剖面和重力拟合的结果，划分了南海北部的陆壳、减薄陆壳和洋壳的分布范围，给出了明显减薄陆壳的过渡区和COB位置，并计算了过渡区减薄因子在1.3~1.5之间；Wang等(2006)根据OBS剖面和重力异常特征，认为该区COB并没有北移.

在西北海盆，吴振利等(2011)和敖威等(2012)分别解释了垂直扩张中心走向的OBS2006-1剖面和沿扩张中心的OBS2006-2剖面，并根据地壳速度结构划分了剖面上的COB.Cameselle等(2015)根据重新处理的多道地震剖面，并参考重力梯度数据，识别了西北海盆周边的COB位置.

在西南海盆，地震剖面较少，丘学林等(2011)、阮爱国等(2011)、Pichot等(2013)分别根据西南海盆边缘的OBS剖面识别了COB位置.

上述前人关于COB的研究结果均已标示在图 1和图 10、11中.对比该区莫霍面深度和地壳厚度的计算结果，可以看到，莫霍面深度14 km的等深线和地壳厚度9 km的等值线和前人划定的COB位置基本一致.为了方便描述，我们在南海东北部COB几个关键转折点将其命名为A、B、C点，A点和国际大洋发现计划(IODP)南海349航次U1435钻井位置一致，B点在东沙斜坡南侧的117.5°E，19.5°N，C点在笔架海山东南的119.1°E，19.4°N.在B点和C点之间，COB近EW走向，区别于其北侧笔架海山地区的近NW向地形地貌、磁异常特征；C点以东COB转为近NE走向(方位角43°)；在A点和B点之间，COB也是近NE走向(方位角43°)；在A点以西COB转为近EW走向进入西北海盆.在西北海盆南北边缘COB基本沿莫霍面14 km的等深线展布，只是在南缘向北收窄为沿15 km等深线.绕过中沙地块后，COB以近NNE-SSW走向(总体方位角约40°)沿西南海盆北缘展布，其间以中沙群岛、盆西海岭为间隔依次出现“凸-凹”相间分布特征；在西南海盆南缘，COB同样表现出以礼乐滩、中业群礁为间隔的“凸-凹”特征，礼乐滩以西部分总体方位角约64°.在礼乐斜坡以北部分，前人划定的COB在此差异较大，莫霍面深度14 km的等深线在礼乐地块东北侧向东南方向陆侧凸出，再往东沿礼乐斜坡呈近NE走向延伸至马尼拉海沟.Franke等(2011)在礼乐斜坡上圈出了西北巴拉望微陆块，并和南海北缘的东沙块体共轭.由此可以推测南海南缘的沿礼乐斜坡海侧近NE走向的COB和北缘A至B点之间的COB对应，礼乐斜坡以东近EW走向的COB已俯冲于海沟之下.

近年来，随着对非火山型大陆边缘最终破裂和初始扩张的深入研究，发现许多特征和慢速扩张产生的洋壳相似，比如常出现低幅值、不连续的弱磁异常条带，难以区分正常扩张洋壳磁条带的陆侧边界；地壳速度在莫霍面处没有突变；地震剖面上莫霍面反射信号通常减弱或缺失.这些现象多被解释为地壳拉伸到海底扩张的过程中，出露地幔岩的蛇纹岩化，缺少地壳岩石(Minshull，2009).南海非火山型大陆边缘，最近的研究也强调了拆离断层在大陆最终破裂到初始扩张的作用，以及在洋陆转换带中出露蛇纹岩化地幔岩(Savva et al., 2014；Franke et al., 2014)的重要性.Franke等(2011)根据磁异常数据和多道地震剖面，发现在地震特征明显指示为陆壳和具有最老磁条带的洋壳之间还存在~80 km的过渡区.Pichot等(2013)根据横穿西南海盆南北边缘1000 km长的OBS剖面，在西南海盆边缘观测到了高速体，尚未确定是上地幔橄榄岩还是蛇纹岩，北侧宽60 km，南侧宽仅30 km.所以在这类边缘COB是有一定宽度的区域.

Minshull (2009)在定义非火山型大陆边缘洋陆转换带(Continent-Ocean Transition Zone，COT)时认为其向陆侧边界是指明显减薄陆壳的陆侧边界.据此定义雷超等(2013)讨论了南海北部COT内的珠江口盆地和琼东南盆地与深度相关的变形发育机制.朱俊江等(2012)通过对比以前南海北部采集的反射地震数据和折射地震波速度模型，圈定了南海北部COT的分布范围，其宽度在南海东北部、中部和西北部分别为225 km，160 km，110 km.高金尉等(2015)依据地震剖面和重力数据，总结了南海南北共轭边缘的COT的陆侧和洋侧边界特征，认为北部COT宽约为223~273 km，南部宽度大于42 km.

如果以莫霍面深度为21 km，地壳厚度为17 km的等值线作为明显减薄陆壳的陆侧边界，那么可以将南海海盆周边地壳分为减薄地壳区(莫霍面深度大于21 km，地壳厚度大于17 km)、过度减薄地壳区(莫霍面深度在21~14 km之间，地壳厚度在17~9 km之间)和洋壳区(莫霍面深度小于14 km，地壳厚度小于9 km)，过度减薄地壳区可以看作是COT的分布.从图 10和图 11中可以看出，南海东北部陆缘是整个南海周边地壳减薄程度最高的区域，在垂直主要NE构造走向方向上，最大宽度可达200 km.该区被认为存在与下地壳高速层对应的“磁静区”(高金耀等，2009)，或存在古洋壳(夏戡原等，2004；Yeh et al., 2010)，或仅是存在中生界地层的减薄陆壳(李春峰和宋陶然，2012)，或是夭折裂谷带(McIntosh et al., 2014)，充分说明该区地壳性质的复杂性，而其南缘礼乐地块只有减薄地壳，厚度大于21 km.在西南海盆南北边缘，地壳减薄程度接近，但南缘的过度减薄区宽度明显宽于北侧，且过度减薄区只限于礼乐地块以西地区.

本文利用已知的莫霍面深度控制点为约束，通过重力反演计算了南海海盆及周边地区的莫霍面深度和地壳厚度.尽管与一些地震剖面在细节上有差异，但整体上还是很好地体现了研究区的地壳结构.根据计算和讨论的结果，我们总结了以下几点结论.

(1) 西南海盆和东部海盆残留扩张中心沿长龙海山链、中南海山、珍贝海山、黄岩岛近NNE向展布，向西南可延伸至112°E，扩张中心莫霍面深度多超过12 km，地壳厚度多在6 km以上.

(2) 西沙海槽的地壳减薄没有向西延伸，与西北海盆之间存在一个明显的莫霍面梯度带，两者不是同期张裂产物；西北海盆没有明显的增厚扩张中心，推测其扩张过程是由东向西迁移.

(3) 海盆内大型海山，如宪北、中南、珍贝及黄岩岛等局部地壳增厚，莫霍面深度在14 km以上，地壳厚度超过12 km；在西南海盆北缘，中沙地块南侧，存在一个近EW向的地壳减薄带，莫霍面深度小于15 km，地壳厚度在9~10 km之间，类似于西北海盆的雏形.

(4) 莫霍面深度14 km的等深线和地壳厚度9 km的等值线体现了COB分布，推断礼乐斜坡北侧NE向COB与东沙斜坡南侧A-B段的COB具有共轭关系.

(5) 东部海盆北缘(南海东北部)存在宽阔的过度减薄区，减薄程度最高，南缘只有减薄地壳；西南海盆南北缘地壳拉伸程度接近，但南缘过度减薄区比北缘宽.