南海位于欧亚板块、太平洋板块和印度-澳大利亚板块交汇处.自晚中生代以来，南海历经裂谷作用、岩石圈破裂、海底扩张(Briais et al., 1993; Li et al., 2014; Taylor and Hayes, 1983)，以及如印藏碰撞、菲律宾海板块西向运动等周边构造事件的叠加改造，不仅形成了复杂多样的构造格局(Trung et al., 2004; 孙珍等, 2006; 夏少红等, 2014; 周蒂等, 2005)，而且发育了众多的沉积盆地.因可容空间大小和距离物源区远近不同，南海不同区域沉积厚度存在显著差异，如海盆沉积厚度一般小于2 km，莺歌海盆地、琼东南盆地西部以及珠江口盆地白云凹陷沉积厚度可超过10 km.这些厚薄不均、相对沉积基底密度偏低的沉积层引起的重力异常，对利用重力资料分析南海深部构造特征很可能产生不利的影响，因此有必要进行重力异常的沉积层密度改正，以获取反映深部密度结构的真实重力异常信号，以便更好地揭示研究区深部构造特征.

前人对南海区域重力异常特征进行了许多研究(Trung et al., 2004; 郝天珧等, 2005; 2008; 2011; 胡卫剑等, 2009; 江为为等, 2001; 2003; 李刚等, 2011; 李淑玲等, 2012; 秦静欣等, 2011; 王万银等, 2013; 张菲菲等, 2014; 张训华, 1998)，这些研究通常把沉积层密度假定为常密度或者分层密度计算沉积层重力异常，或者直接应用延拓和滤波等方法分离异常.由于厚薄不均的沉积层低密度分布不仅可以产生短波长重力异常，而且可能产生中、长波长的重力异常(Ratheesh-Kumar et al., 2015; 姜永涛等, 2015)，单纯的延拓或滤波等方法很难完全去除沉积层产生的重力异常而不影响目标重力异常的提取.在重力模拟和反演中，沉积层密度模型的真实程度对密度界面的反演具有较大的影响，也是沉积重力异常改正的关键.沉积物密度一般随埋深加大而逐渐增加，所以假定沉积岩与基底间为常密度差往往会引起重力改正过度或不足的问题(高金耀等, 2009).正常压实时，浅层沉积物密度随埋深加大而快速增加，随着深度的继续增加沉积岩密度的增大速率逐渐变慢直至达到与基底岩石密度相当(Granser, 1987)，因此随沉积层埋深密度逐渐增加的非线性变密度模型更能反映真实的沉积层密度变化.

本文利用收集到的南海不同区域不同深度沉积层地震波P波速度和钻孔样品密度等数据，建立反映南海区域沉积层与沉积基底密度差随深度变化的密度差模型，并利用该密度差模型计算南海沉积层相对基底密度低而产生的重力异常、地壳布格重力异常、总水平方向导数模以及岩石圈有效弹性厚度，通过对比分析以强调重力异常的沉积层密度改正对构造特征分析的重要性.

图 1

Fig. 1

图 1 南海区域地形图 Fig. 1 Topography of South China Sea

本文采用沉积岩与基底密度差随深度呈二次函数变化的密度差-深度模型(Rao, 1986)：

(1)

其中，z为海底沉积层的厚度，Δρ为沉积层与沉积基底密度差，a₀、a₁和a₂为二次多项式系数.利用上式拟合研究区不同深度沉积层与区域沉积基底的密度差数据，从而得到该区的密度差-深度模型.将Δρ代入三维棱柱体重力异常积分公式(图 2)：

(2)

图 2

Fig. 2

图 2 重力异常三维棱柱体模型(据Rao和Babu (1991)) Fig. 2 The 3-D prismatic model of gravity anomalies (According to Rao and Babu (1991))

通过积分可得到沉积重力异常的解析式(Rao et al., 1990):

(3)

其中，X₁=x+T，X₂=x－T，Y₁=y+W，Y₂=y－W，R=，γ为引力常数，2T、2W为三维棱柱体模型底面边长(图 2).利用等效微元法把不同微元对界面同一点引力异常进行求和，可获得界面处的沉积重力异常Δg_sedi.

在海域，需要把上述沉积层重力异常归算到海平面高度，在密度差-深度模型中引入水深z_w，式(1) 调整为

即

(4)

相应地，式(2) 调整为

(5)

其中，z_b为沉积基底深度.引入水深后，式(5) 仅改变解析式系数，而不影响积分得到的解析式形式(王海清等, 1995).布格重力异常的沉积层改正按下式：

(6)

其中Δg_sedi为由式(5) 计算得到的沉积重力异常，Δg_bg为空间重力异常经过完全布格异常改正(Fullea et al., 2008)得到的重力异常，Δg_crust为获得的沉积重力异常改正后的布格重力异常.由于Δg_crust去除了浅层沉积重力异常的影响，更能反映深部地壳信息和莫霍面起伏趋势，前人又称其为地壳布格异常(Radhakrishna et al., 2010).

本文共收集到分布于不同海域的13条测线的OBS地震波速数据和位于南海中北部、西南次海盆、南沙群岛区域的部分多道反射地震及声纳波速数据以及大洋钻探349航次和184航次的钻孔密度数据(图 3)，数据及来源如表 1所示.图 3沉积厚度数据取自全球大洋与边缘海沉积厚度数据库(http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick)(Whittaker et al., 2013).该图显示，南海海域发育有多个沉积盆地，不同区域沉积厚度差异显著.南海海盆区域沉积厚度一般介于1~2 km，南部曾母盆地、万安盆地和北康盆地以及北部的珠江口盆地、琼东南盆地、北部湾盆地等区域沉积厚度在3~8 km，莺歌海盆地最厚超过15 km.

图 3

Fig. 3

图 3 海区沉积厚度分布 蓝色直线为OBS测线，红色圆形和正方形分别为ODP184航次和IODP349航次钻孔位置，紫色曲线为声呐及多道地震测线位置. Fig. 3 The thickness of sediment in South China Sea The blue line denote the OBS lines, the red circle and red square denote the locations of drilling(ODP184 and IODP349), the purple curve denote the locations of sonar and Multichannel seismic lines.

表 1(Table 1)

表 1 地震测线剖面及钻孔数据来源 Table 1 The source of seismic profiles and drilling data

表 1 地震测线剖面及钻孔数据来源 Table 1 The source of seismic profiles and drilling data

由于南海各沉积区域距离物源远近存在差异，所以不同沉积区沉积层密度也会有差异.海盆区沉积速率小、沉积物颗粒较细，而陆架区沉积速率大、沉积物颗粒偏粗；即使同一陆架区盆地因不同阶段所处沉积环境不同，其沉积密度分布也会有所差异.此外，不同盆地甚至同一盆地不同区域的沉积层中也可能会有泥质岩砂质岩的互层，因而也可能导致密度分布的差异.但随着沉积岩深度的增加，压力增大从而压实作用加强使孔隙度减小导致沉积岩不同程度的固结，从而使得不同物源沉积颗粒物固结密度差异变小，其密度随深度呈现较强的相关性变化，通过统计研究区不同深度钻井等资料也证实了确实存在这样的规律(黄维和汪品先, 2006a, b).

超深钻孔的密度-速度关系分析表明，岩石密度与波速间存在良好的相关性(Goff and Holliger, 1999; Kneib, 1995).Nafe和Drake(1963)通过测定大量海洋沉积岩样品，获得了海域沉积样品密度-速度关系曲线(Nafe-Drake曲线)，已广泛应用于地震数据与重力数据的联合反演中(Kozlovskaya et al., 2004; Ludwig et al., 1970; Radhakrishna et al., 2010).利用该速度-密度关系(Nafe and Drake, 1963; Barton, 1986)，将收集到的地震波速度-深度转化为密度-深度分布，结合钻孔样品的密度数据，取沉积基底密度2.67 g·cm^-3(Hinze, 2003)，通过分段拟合沉积层密度与基底密度差随深度的变化，可以得到以下以3 km深为分段点的二次函数拟合式(图 4)：

(7)

图 4

Fig. 4

图 4 二次密度差函数模型参数拟合图(分段拟合深度为3 km) Fig. 4 Fitting graph of quadratic density contrast function (the depth of piecewise fitting is 3 km)

其中，z为海底以下沉积层厚度，单位为km；Δρ(z)为沉积层与沉积基底的密度差，单位为g·cm^-3.由于沉积密度总体上随埋深加大而逐渐增加，与沉积基底密度差异也逐渐减小，当沉积层埋深超过10 km，其密度与基底密度差异很小，而且沉积层最大埋藏深度小于10 km时，其密度-速度相关性更强(Kozlovskaya et al., 2004)，所以本文仅对海底以下埋深小于10 km沉积层所产生的重力异常进行改正，即沉积厚度超过10 km的区域仅计算埋深浅于10 km的沉积层的重力异常贡献.由于南海沉积厚度大于10 km的海域仅为研究区海域的0.66%，因此该简化对结果影响很小.另外，虽然海盆区和周边陆架盆地沉积密度可能存在一定差别，但是由于深海盆沉积厚度较小，一般小于1 km，因此因沉积密度较低产生的总重力异常也较小，所以本文在构建沉积层与沉积基底的密度差-深度关系时，没有单独考虑海盆区域的密度模型，而是对整个区域的数据进行统一分析.

空间重力异常数据(Sandwell et al., 2014)取自美国地球物理中心(NOAA)，地形/水深数据采用英国海洋数据中心的GEBCO_2014数据(http://www.gebco.net).文中采用Fa2boug程序(Fullea et al., 2008)计算完全布格重力异常，其中地壳基底密度取2.67 g·cm^-3(Hinze, 2003).岩石圈有效弹性厚度通过布格重力异常数据与地形数据的谱分析(Kirby and Swain, 2004, 2009; Kirby and Swain, 2011)获得，其中地壳模型采用CRUST1.0(http://igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust1.html).

利用前述方法，获得了南海海域沉积层重力异常图(图 5)、南海布格重力异常和地壳布格重力异常图(图 6)，以及各重力异常的总方向导数模(图 7)，并计算得到了沉积重力异常改正前后的南海及其邻区岩石圈的有效弹性厚度分布图(图 8).

图 5

Fig. 5

图 5 沉积层重力异常分布 Fig. 5 The gravity anomaly map of sedimentary layer

图 6

Fig. 6

图 6 研究区重力异常及莫霍面埋深分布 (a)空间重力异常分布图；(b)布格重力异常分布图；(c)地壳布格重力异常分布图；(d)莫霍面埋深分布图(苏达权等, 2002).图中蓝色曲线为3000 m水深等值线. Fig. 6 The gravity anomalies and Moho depth of South China Sea (a) The Free-air gravity anomaly; (b) the complete Bouguer gravity anomaly; (c) The crustal Bouguer anomaly; (d) The Moho depth (Su et al., 2002). The light blue curve denotes the water depth contour of 3 km.

图 7

Fig. 7

图 7 究区重力异常总水平导数模分布 (a)空间重力异常总水平导数模及主要的断裂分布(Trung et al., 2004)；(b)布格重力异常总水平导数模；(c)地壳布格重力异常总水平导数模. Fig. 7 The maps of gross horizontal gradient of gravity anomaly (a) The gross horizontal gradient of Free-air gravity anomaly and the main fracture distribution(Trung et al., 2004); (b) The gross horizontal gradient of Bouguer gravity anomaly; (c) The gross horizontal gradient of crustal Bouguer gravity anomaly. (Abbreviations: RRF, Red River Fault; YF, Yinggehai Fault; CFNSCS, Coastal Fault in the Northern South China Sea; FNPRM, Faults in the Northern Pearl River Mouth; FSPRM, Faults in the Southern Pearl River Mouth; XTF, Xisha Trough Fault; DBNSB, Density Boundary in the Northern Sea Basin; DBWSB, Density Boundary in the Western Sea Basin; DBSSB, Density Boundary in the Southern Sea Basin; VSF, Vietnam Scarp Fault; MT, Manila Trench; SBSR, Sea Basin Spreading Ridge; ZF, Zhongnan Fault; WF, Wan′an Fault; NTF, Nansha Trough Fault.)

图 8

Fig. 8

图 8 研究区有效弹性厚度分布 (a)用布格重力异常反演计算得到的有效弹性厚度分布；(b)用地壳布格重力异常反演计算的到的有效弹性厚度分布. Fig. 8 Te estimates in South China Sea with the Bouguer anomaly (a) and the crustal Bouguer anomaly (b)

图 5为沉积层与沉积基底密度差产生的重力异常图.如图所示，沉积层产生的重力异常值介于-135~0 mGal，异常绝对值大小明显受沉积厚度控制，沉积厚度大的区域沉积重力异常绝对值明显大于厚度小的区域.南海海盆区沉积厚度较薄，其产生的重力异常绝对值为40~60 mGal，其中北部海盆略高于南部海盆.南海四周陆架陆坡区域因发育巨厚沉积盆地，其沉积重力异常绝对值也明显高于海盆区.台西南盆地、珠江口盆地和礼乐盆地等区域沉积重力异常绝对值一般大于60 mGal；在沉积层较厚的万安盆地、北康盆地和曾母盆地等区域异常值超过100 mGal左右；而研究区沉积重力异常绝对值最高的区域位于邻近华南大陆与海南岛附近的莺歌海盆地和琼东南盆地区域，异常绝对值最高达到135 mGal.

空间重力异常是地球内部各圈层密度差异的综合反映，其中海底地形、沉积层厚度和地壳厚度是影响该异常特征的重要因素(李淑玲等, 2012).研究区空间重力异常变化范围在-260~340 mGal之间(图 6a)，大陆和海盆区域变化较为平缓，海沟、岛弧等区域因地形变化显著，空间重力异常等值线分布密集、变化剧烈.空间重力异常极值区主要分布在海沟、海槽等俯冲带区域，异常值最大低于-200 mGal，而菲律宾群岛等地区，空间重力异常值局部可超过200 mGal.除沟弧区以及南沙群岛、西沙群岛、中沙群岛和盆内海山区存在局部重力高值异常外，南海大部分区域空间重力异常值介于-20~20 mGal，中部海盆区一般介于-10~10 mGal，而位于北侧陆缘区的莺歌海盆地、北部湾盆地与琼东南盆地异常值一般介于-30 ~-20 mGal，位于海盆东南侧的礼乐盆地、西北巴拉望盆地和文莱沙巴盆地附近区域空间重力异常值增加到40~70 mGal.

与空间重力异常相比，布格重力异常经过中间层改正、地形改正和曲率改正后消除了海水层等地形的影响(Fullea et al., 2008)，与地壳结构对应的更好.研究区布格重力异常的变化范围在-170~400 mGal之间(图 6b)，表现为由四周大陆、岛屿向中央海盆逐渐增高的变化特征，该特征与研究区莫霍面埋深从周围陆区往海盆区变浅的变化一致(图 6d).华南大陆与中南半岛具有负的布格异常值，海盆区主要为正的异常值，但在沉积厚度较大的沉积盆地如珠江口盆地、北部湾盆地和莺歌海盆地表现为-20~0 mGal负异常.随着水深加大，布格异常从陆架到陆坡向中央海盆阶梯状升高，在水深较大的中央海盆区域布格异常值达到250~300 mGal.有意思的是，布格重力异常200 mGal等值线与3 km水深等值线基本一致.

经沉积重力异常改正得到的地壳布格异常消除了沉积层与沉积基底密度差产生的重力异常影响，比常规布格异常改正更能准确地反映深部地壳信息及区域莫霍面起伏(Radhakrishna et al., 2010).由于沉积层重力异常改正主要影响沉积层厚度较大的海域，如位于陆架陆坡区的沉积盆地，而对于未改正的陆区和沉积厚度小、水深大的海盆区影响较小.虽然研究区地壳布格异常(图 6c)与布格重力异常(图 6b)总体变化趋势相似，异常值范围介于-170~430 mGal，但是两者还是有一定的差别，如海区地壳布格异常值整体变大，尤其在南海周围沉积厚度较大的海域重力异常值有明显不同.珠江口盆地、北部湾盆地和莺歌海盆地等海域地壳布格重力异常由布格重力异常的负值或零值变为100 mGal以上的正值，且0 mGal等值线与海岸线基本对应.南沙海域重力异常也由布格重力异常100 mGal左右增加为200 mGal左右.经过沉积重力异常改正后海盆区的高值正异常与陆缘沉积盆地区的正异常特征更为突出，更能反映出洋壳区与莺歌海盆地等陆缘沉积区莫霍面上隆和地壳厚度减薄等特点.通过对比地震剖面揭示的地壳结构(如Xia et al., 1998; Wu et al., 2009)，本文选取了与地震资料解释较一致的莫霍面埋深结果(苏达权等, 2002)作为对比，发现得到的地壳布格异常起伏趋势与莫霍面的埋深分布基本一致(图 6d).如图 6c和图 6d所示，地壳布格异常100 mGal等值线与24 km莫霍面埋深等值线对应，基本勾画出近端张裂区与地壳厚度快速减薄的颈缩区的交界，而重力异常300 mGal等值线基本对应于莫霍面12 km埋深(地壳厚约7~8 km)等值线，标示着快速减薄地壳区与正常洋壳的交界.

由于断裂构造在重力异常图中常表现为线性梯级带异常，而方向导数可以突出走向垂直于求导方向的线性异常带的分布，因此重力异常的方向导数常应用于断裂带分析(Cordell, 1979; Zhou et al., 2006).图 7分别给出了研究区的空间重力异常、布格重力异常和地壳布格重力异常的总水平导数.图 7显示，经过沉积层重力改正的地壳布格重力异常的总方向导数可以更加突出较大规模的线性构造带.空间重力异常的总水平导数(图 7a)异常值与南海海域线性构造延伸方向(Trung et al., 2004)具有部分对应关系.通过与前人识别的研究区断裂构造与构造单元(Trung et al., 2004; 李刚等, 2011; 李淑玲等, 2012; 宋海斌等, 2002; 詹文欢等, 2003; 张菲菲等, 2014)对比，可以发现地壳布格重力异常的总水平导数分布图(图 7c)比空间重力异常和布格重力异常的总水平导数图(图 7a、b)，更加突出了海盆扩张轴、洋陆边界以及部分较大规模的深大断裂等线性构造带.如图 7c所示，南海地区主要由北西向、北东东向和南北向的断裂构造体系组成.在南海北缘主要为南海北部滨海断裂、珠江口北部凹陷带断裂、珠江口南缘断裂、西沙海槽断裂和中央海盆北缘密度变化边界；南海东缘的主要线性构造为沿台湾、吕宋岛一带的马尼拉海沟；南海西缘主要为海盆西缘密度变化边界和红河断裂带的海上延伸部分，包括莺歌海断裂、越东断裂和万安断裂一线向南延伸；南部为南海海盆南缘密度变化边界和南沙海槽断裂；海盆内部为中央扩张脊被中南断裂截断.

作为岩石圈长期强度(>10⁵年)的指标，岩石圈有效弹性厚度(T_e)是模拟长期构造过程与认知岩石圈热力学性质的重要动力学参数(Watts, 2001).岩石圈有效弹性厚度空间变化不仅可以指示构造块体的流变学强度，而且可能对构造带的延伸提供约束(Shi et al., 2017).重力异常数据是提取岩石圈有效弹性厚度的重要参数.图 8是利用小波法(Kirby and Swain, 2004, 2009，2011)获得的南海区域有效弹性厚度的空间分布.图 8a为利用未经上述沉积层改正的布格重力异常数据计算的结果，而图 8b为沉积改正后的地壳布格重力异常数据计算结果.图 8a和图 8b在南海北部陆架区及南海西南部区域表现出明显不同的岩石圈强度分布特征.图 8a显示海南岛东北部陆架区盆地T_e介于25~30 km，其西北部巨厚沉积的莺歌海盆地T_e值大于30 km，最大超过50 km；而南海西南部及巽他陆架东北部区域盆地的T_e值普遍大于35 km，最大值可达70 km.图 8b显示，经沉积改正后上述区域T_e值均低于20 km，其中南海北部陆架区盆地T_e值介于8~16 km，南海西南部区域T_e值也减小到10~20 km范围内.除了这些长条形巨厚沉积区域T_e值变化较大外，南海其他区域T_e值相对变化较小. 图 8b显示，南海区域的有效弹性厚度一般低于20 km，周围陆架区较高，海盆区相对较低.在南海主要的大陆坡区域、海盆区域和大陆块体区域(如西沙、中沙和南沙块体)岩石圈强度较低(T_e < 10 km)；在台湾西部前陆盆地到台湾西部区域，T_e值在10~20 km范围内，这些结果与前人的研究结果(Braitenberg et al., 2006; Chen et al., 2013; Clift et al., 2002; Mao et al., 2012; Shi et al., 2005; 苏达权, 2012; 吴保珍等, 2014)基本一致.

南海不同区域沉积层厚度相差较大(图 3)，沉积层密度差异既可以产生短波长的重力异常，也可以产生中、长波长的重力异常.通过分离场、滤波及小波分解处理沉积层问题本质上都是滤波方法，都是假设沉积层影响是一种高频响应，通过高频滤波方法来消除这种影响，这种处理虽然能有效降低沉积层影响(李刚等, 2011)，但是同时也会使深源的“低频”宽缓重力异常信号衰减变弱，导致地壳深部规模较小的结构难以得到有效揭示.因此通过沉积层厚度资料对沉积层进行密度改正比滤波方法更能反映真实情况.而统一用某一常密度作为沉积层平均密度来计算南海沉积层重力异常时(李淑玲等, 2012)，沉积层重力异常改正量与选取的沉积层密度值密切相关，由于南海不同构造单元间沉积层厚度存在明显差异，很难选取一个可代表整个海域的沉积层平均密度值，选择同一密度来改正重力异常往往会引起不同区域改正过量或者改正不足.Braitenberg等(2006)结合大洋钻探(ODP)数据与Sclater和Christie(1980)的沉积压实模型，基于孔隙度随深度呈指数衰减的函数(Su et al., 1989)建立密度模型来计算南海沉积层的重力异常值.由于该密度模型仅用几口ODP钻孔的数据进行约束，而且所用钻孔数据海底以下最大深度仅为800 m，缺少来自深部的数据约束，因此其密度模型不能合理代表埋藏较深的沉积层的密度随深度的变化.利用该密度模型，可能导致同一区域浅部位置( < 1.5 km)沉积岩密度改正过量，而深部位置(1.5~6.5 km)密度改正不足，且大于7 km深度位置密度改正量接近于零，对于沉积厚度相差较大的南海各区域海底沉积层密度改正与实际结果有一定的偏差.前人研究表明，当沉积层重力异常改正值为10 mGal时, 由重力反演得到的地壳厚度将减小1 km(江为为，2003)；而当沉积层重力异常改正值为25 mGal时，莫霍面将抬升2.2 km左右(姜永涛，2015).所以有必要获取合理的密度模型对南海进行重力异常的沉积改正.本文结合南海不同区域、不同深度沉积层的速度数据和钻孔的密度数据，拟合得到的密度差模型应该更符合南海的地质实际.

海域布格重力异常是在空间重力异常的基础上，对低密度的海水层相对地壳的重力亏损进行补偿，而地壳布格重力异常则是对低密度的水层和沉积层相对于地壳的重力亏损都进行了补偿，因此比布格重力异常更能反映深部地壳密度结构差异和莫霍面的起伏变化.通过对比地壳布格重力异常(图 6c)和莫霍面埋深图(图 6d)，可以看出，地壳布格异常值高区对应于区域莫霍面抬升区，而地壳布格异常值低区对应于区域莫霍面埋深区，反映研究区从周围陆块区往陆架、海盆区莫霍面逐渐抬升，地壳厚度逐渐减薄.值得提及的是，地壳布格异常100 mGal等值线基本与24 km莫霍面埋深等值线相当，勾画出被动大陆边缘近端区高角度张裂盆地与地壳厚度快速减薄的颈缩区的交界，而重力异常300 mGal等值线基本对应于莫霍面12 km埋深(地壳厚约7~8 km)等值线，大体指示了南海北部大陆边缘地壳快速减薄区与正常洋壳的交界位置.相对于布格重力异常图(图 6b)，地壳布格重力异常图(图 6c)更能反映局部莫霍面的起伏变化.琼东南盆地和莺歌海盆地的地壳布格重力异常明显大于该区的布格重力异常，更能体现这些区域莫霍面的上隆特征(图 6d)，这种莫霍面上隆特征与前人深部结构探测结果(Wu et al., 2009; Xia et al., 1998)较为一致.因此，沉积层重力改正更有利于揭示不同尺度的深部地壳密度结构和莫霍面的起伏特征.

地壳布格重力异常的总水平导数模有利于突出深部线性构造的信息.重力异常快速变化的梯度带一般对应着区域构造单元的边界，是异常分区的重要依据(郝天珧等, 2008; 宋海斌等, 2002).不同类型重力异常的总水平导数模可以反映不同层次的线性构造信息，如空间重力异常的总水平导数模主要反映与海底地形有关的线性构造信息，布格重力异常的总水平导数模主要反映基底和深部地壳断裂，而地壳布格重力异常的总水平导数模能够更加突出地壳深部线性构造信息.南海海域主要发育北西、北东东和南北向3组主要断裂(刘祖惠等, 1983; 宋海斌等, 2002; 鄢全树和石学法, 2008)，重力异常总水平导数模(图 7)可以较好地反映这些断裂的展布，其中地壳布格重力异常的总水平导数模更有利于识别巨厚沉积区深部地壳结构特征.如前人对南海西北部的红河断裂带的海上延伸一直存在争议，如在海南岛南侧转向东延伸(姚伯初等, 1994)、往南延伸(刘宝明等, 2006)和往东南方向延伸(万玲等, 2000; 王万银等, 2013; 张菲菲等, 2014).相对于布格重力异常，地壳布格重力异常的总水平导数模(图 7c)更突显了红河断裂带的海上延伸，揭示出红河断裂带在海上主要分为2支，一支与莺歌海盆地“1”号断裂相连，另一支与莺歌海盆地西缘断裂相连，这支往南可能与越东断裂带相连.由于地壳布格重力异常最大程度地补偿了水层和沉积层等浅层的重力亏损，突显了深部目标密度异常特征，因此其总水平导数模对揭示深部线性构造带更为有效.

沉积层的重力改正对谱分析方法估算岩石圈有效弹性厚度具有显著的影响.图 8a、b分别给出了沉积层重力改正前后得到的南海区域的岩石圈有效弹性厚度，可以看出两者在南海北部陆架区莺歌海盆地等区域获得的岩石圈有效弹性厚度有着明显不同.Shi等(2017)在泰国湾马来盆地也发现了类似的结果，利用未经沉积改正的重力数据获得的该区最大有效弹性厚度超过60 km，而沉积改正后该区有效弹性厚度一般低于20 km.莺歌海盆地是走滑拉张盆地，其新生代沉积超过15 km.与莺歌海盆地类似，马来盆地也是与走滑张裂活动相关的长条形盆地，其地壳经历强烈减薄，新生代沉积厚度超过12 km.断陷盆地区一般岩石圈强度较弱，往往具有较低的T_e值(Clift et al., 2002; Watts, 2001).Madon and Watts(1998)通过对马来盆地构造沉降和重力模拟分析认为，马来盆地具有很弱的岩石圈强度，其T_e值近于0 km，这与用沉积改正后的重力异常数据计算结果是一致的，而明显不同于图 8a方法获得的结果.经沉积层重力改正得到的有效弹性厚度(图 8b)更能反映莺歌海盆地、马来盆地历经强烈减薄的走滑张裂盆地的低强度特征(Clift et al., 2002; Watts, 2001)，而且与前人利用其他方法得到的结果(Madon and Watts, 1998)类似，因此更为可信.

利用南海区域地震剖面速度和大洋钻孔数据，建立了适合研究区的密度差-深度模型，并对南海海域沉积层与沉积基底密度差产生的重力亏损进行了统一归算，结果表明南海沉积层重力异常介于-135~0 mGal之间，台西南盆地、珠江口盆地和礼乐盆地等区域沉积重力异常绝对值略低于沉积层更厚的万安盆地、北康盆地和曾母盆地等区域，沉积重力异常绝对值最小区域位于海盆区，最大位于沉积巨厚的莺歌海盆地和琼东南盆地西部等区域.

相对于空间重力异常、布格重力异常，经沉积层重力异常改正后的地壳布格重力异常及其总水平导数模，更能突出深部不同尺度的密度结构和莫霍面的起伏特征.地壳布格重力异常100 mGal和300 mGal等值线大致对应于南海北部大陆边缘高角度张裂区与地壳快速减薄区、地壳快速减薄区与正常洋壳的交界位置.地壳布格重力异常图更能反映巨厚沉积区如琼东南盆地西部和莺歌海盆地的莫霍面上隆和地壳强减薄特征，其总水平导数模更突显了南海西北部红河断裂带的海上延伸.

巨厚低密度沉积层的重力亏损，特别是长条形的巨厚沉积区如莺歌海盆地和马来盆地，可导致谱分析技术获得过高的岩石圈强度值，因此利用谱分析技术估算岩石圈有效弹性厚度时，有必要对重力异常进行沉积层重力改正.