2. 中国地质调查局国土资源航空物探遥感中心, 北京 100083;
3. 中海油研究总院, 北京 100027
2. China Aero Geophysical Survey and Remote Sensing Center foe Land and Resources, Beijing 100083, China;
3. CNOOC Research Institute, Beijing 100027, China
南海是西北太平洋边缘海中最大的海盆(姚伯初,1996),面积350万km2,海水平均深度为5500 km,南海蕴藏着丰富的油气资源,主要来源于分布在其中的20余个新生代沉积盆地(张功成等,2010).自20世纪70年代以来,国内外研究人员在南海进行了许多的地质与地球物理研究(Karig, 1971;Ben-Avraham and Uyeda, 1973;何廉声等,1980;Tapponnier et al., 1982, 1986;姚伯初等, 1994a, b;Wang et al., 1995;龚再升等,1997),取得了较为丰硕的成果.但是,关于南海北部陆缘古俯冲带的位置还存在一定争议.南海北部中生代的古俯冲带得存在由是Taylor和Hayes(1983)等首先提出的;李唐根(1987)认为南海北部古俯冲带形成时期是印支到早燕山期,并指出其该俯冲带从海南岛北部沿北东向延伸穿过大陆架最终伸展到日本北部;也有人认为浙闽海外50m水深线是板块缝合带(周祖翼,1992);姚伯初(1998)研究指出南海北部陆缘地壳结构特征是上地壳薄,下地壳厚,认为南澳—香港断裂是古缝合线;Barber(2000)、Wakita(2000)认为南海北部古俯冲带是欧亚东南缘晚古生代俯冲增生带的一部分;邱学林等(2003)将滨海断裂带定性为华南大陆与南海之间的古俯冲带的认识主要来源于对南海北部陆缘地壳结构的研究结果;周蒂等(2006)圈定南海北部古俯冲带部分位置的主要依据是重磁异常和地震资料结合地质资料,具体方位是从119°E,22°20′N延伸至115°30′E,18°10′N,并推测其俯冲增生的时间在中生代;刘海龄等(2006)研究了“琼南缝合带”与南海北部古俯冲带的关系,最后提出后者隶属于前者的一部分;胡登科等(2008)的研究结果表明南海北部的高磁异常带可能是火山弧的造成的;闵慧等(2010)通过对南海地区的重磁异常的研究,将南海北部发现的布格异常水平梯度峰值带认定为古俯冲带在重力上的反映,而与俯冲带俯冲过程中形成的火山弧相匹配的则是分布于该峰值带北侧走向一致的高磁异常带;吴招才等(2011)利用南海北部的剖面进行重磁震联合反演研究,推测从116°30′E,20°N到118°30′E,21°30′N的一条NE向断裂是晚古生代古俯冲缝合带位置;林珍等(2013)南海东北部进行重磁震联合反演研究,研究结果指示东沙群岛南部陆坡与洋盆交界处结构较为薄弱,有中生代地层出现;孙桂华等(2015)研究了南海北部的重磁异常特征,划定南海北部中生代古俯冲带的位置,指出其向北东可以延伸到台湾岛附近,西侧部分被红河断裂进入莺歌海后延伸部分截断,并认定古俯冲带北部的高磁异常带是俯冲带形成过程中形成的火山弧在磁异常上的反映.
其次对于红河断裂入海后如何延伸仍存在争议.哀牢山—红河—莺歌海断裂是中南半岛和华南板块之间的一条滑动断层.由于Tapponnier等(1982)提出碰撞挤出模式,该断裂被认为与南海的形成有关,从而受到广泛关注.刘昭蜀(1988)首先提出红河断裂入海后的延伸模式,认为其入海后在经过海南岛时分成两条路线延伸,向东延伸的一条分支与西沙海槽相连,向南延伸的分支则转为向南与越东断裂会合;曾维军(1991)支持红河断裂经过海南岛向东与西沙海槽相连的认识;吴进民(1999)则认为红河断裂入海后应该转为向南伸展与南北向分布的越东断裂相连的可能性更大;万玲等(2000)等的观点与前人不同,指出红河断裂在海南岛南部发生转折,沿中建南断裂往南东延伸,一直到西南次海盆停止延伸;刘宝明等(2006)同意红河断裂入海后向南延伸与越东断裂相连的观点,并进一步指出其到达南海南部后的延伸情况,将卢帕尔断裂和廷贾断裂归为红河断裂在南海南部的分支.
另外对于中特提斯在南海附近闭合位置的认识也存在争议.在晚二叠世基梅里陆块从冈瓦那大陆分裂下来,从而在二者之间形成了一个大洋,称之为“中特提斯洋”(Metcalfe,1998).中特提斯洋的闭合是由于西婆罗洲等地块从冈瓦那大陆分离并向北运动拼贴到欧亚板块上造成的,整个过程从晚侏罗世延续到白垩纪中期结束(周蒂等,2003).颜佳新和周蒂(2001)对南海及其周边的特提斯遗迹进行研究后指出中特提斯洋分布在南海北部,并且恢复了其消失前的延伸轨迹,分为两支,一支向东延伸并最终到达日本,另一支向西延伸,最终与Woyla缝合线所代表的洋盆会合;颜佳新和周蒂(2001, 2002)认为中特提斯洋在晚三叠世时横亘在华南大陆和北巴拉望地块之间,当时的北巴拉望地块位于中纬度地区,这是基于宏观特提斯构造古地理研究提出的观点;周蒂等(2003)指出从班公—怒江带南下后,经过Woyla线沿北西向延伸,绕加里曼丹岛南部到Meratus线,向北延伸并且在纳土纳盆地附近沿北西向延伸最终进入南海,是中特提斯洋往东延伸的路线,该观点的提出主要是基于对南海西部及其周围地区的岩相古地理资料的研究;夏戡原和黄慈流(2007)则认为中特提斯洋进入南海的路线是先绕过中南半岛的南部,沿北西向延伸一段后向东延伸最终进入南海,否定了南海南部存在特提斯洋的残留痕迹的认识.
为了解决以上问题存在的争议,本文对南海地区的卫星重磁资料进行研究分析.基本思路是:(1)利用Qasismontaj软件对研究区域的卫星重力异常进行地形校正和中间层校正;(2)利用位场界面正演方法计算沉积层和海水层的重力响应,并消除二者的影响,得到南海地区的布格重力异常;(3)再对布格重力异常进行区域场和局部场的分离,利用该处理结果,通过双界面反演方法计算莫霍面深度,以研究地壳结构;(4)对研究区域的卫星磁异常数据进行化极处理;(5)对研究区域的化极磁异常进行向上延拓处理,具体处理流程见图 1.分析布格重力异常、莫霍面及化极磁异常特征,结合天然地震层析成像资料,对南海北部陆缘的古俯冲带位置;红河断裂入海后的延伸情况;中特提斯洋在南海的部分闭合位置进行了讨论.
位场界面正反演方法可以分为空间域和波数域.在空间域计算界面起伏的方法从开始的二维问题到后来由于计算机的应用升级到三维问题(Bott,1960;Cordell and Henderson, 1968;Spector and Grant, 1970);1973年,Parker(1973)将傅里叶变换引入位场界面正演计算提高了计算的速度,同时也将界面起伏问题引入到波数域;Oldenburg(1974)根据Parker的公式提出了一种波数域密度界面反演方法可用于大批量处理实际数据;在此基础之上,许多学者对位场界面正反演在频率域的应用进行了大量研究(刘元龙和王谦身, 1977; Pedersen, 1977; Chavez and Garland, 1985; 林振民和阳明, 1985; 冯锐等, 1986; 王万银和潘作枢, 1993; 齐玉林等, 1995; 张凤旭等, 2005).本文采用申宁华(1990)对Parker-Oldenburg方法公式的二次推导公式研究南海地区的莫霍面起伏.
设地下有物质界面A,其上物质的剩余密度和磁化强度分别为ρ和M,其下的物质密度和磁化强度不为零.A面下某点Q(ξ, η, ζ)处体积元dv对地表测点P(x, y, 0)所产生的重力场为Δg,设直角坐标系Z轴垂直向下.
频率域计算物性界面重力异常公式为
(1) |
对公式(1)进行移项得到反演公式为
(2) |
其中:G=6.67×10-11,ρ是物性界面的密度差,h为物性界面的平均深度.
1.2 低纬度化极骆遥和薛典军(2009)针对低纬度化极磁异常的计算提出一种等效物性的方法,将该问题视为反演问题来解决.但空间域的计算较为复杂,无法处理大批量的数据.Bhattacharyya(1965)将傅里叶变换引入化极计算,大大提高了化极的计算速度.维纳滤波化极方法是以噪声干扰的研究为基础提出的化极方法(Hansen and Pawlowski, 1989).Macleod等(1993)提出了伪倾角化极处理低纬度地区的数据,取得较好的效果.姚长利等(2003, 2004)提出压制因子法和直接阻尼法,用模型试验取得较好的效果,但处理实际数据效果不是很理想.总的来说,化极方法经过多年的研究,取得了较大的进步,但在实际处理过程中,仍然存在一定的问题.为了解决低纬度化极效果不好的问题,本文研究了全变倾角化极方法(张培琴和赵群友,1996),用该方法处理低纬度磁异常数据.
假设观测平面下方有一个平面称为h,在观测面和h平面之间存在一偶层磁荷面,称观测场为T,则它在观测点P(x, y, z)处产生的磁位U与磁场T分别为
(3) |
(4) |
(5) |
式中:
(6) |
(7) |
其中:q0、q1、δq0、δq1分别表示在网格区域内变方向矢量Q0、Q1的平均值和变化的偏差.
联立式(4)、(6)并对其进行傅里叶变换,结果为
(8) |
(9) |
同样的,对式(3)进行同样处理,结果为
(10) |
其中:g=(i2πu, i2πv, i2πf),
同理可得,将(5)、(7)联立做傅里叶变换的结果代入式(10)可得:
(11) |
对式(10)进一步简化可得:
(12) |
为了计算已知观测场T,可由式(9)计算F[U],进一步将其代入(12)计算.F[m].并令偏差为零,可得:
(13) |
(14) |
从而有:
(15) |
由式(15)即可求得磁方向转换后的磁场,其中Tp是换算的位场, q2、q3是它的分量方向和磁化方向单位矢量.
1.3 数据处理与解释流程数据处理与解释流程如图 1所示.
2 重磁数据处理与解释 2.1 数据来源本文研究范围为105°E—122°E, 2°N—24°N, 重力数据的来源网站是(http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get_data.cgi), 数据网格大小为1′×1′,坐标系统为WGS84.数据库全球精度为3.03 mGal,局部地区精度高达1.8 mGal(2009).一并从该网站获得与重力网格匹配的地形数据.由于研究区域存在较厚的沉积层,对于本文的研究具有不可忽略的影响,因此需要消除研究区域沉积层的影响.从NOAA National Geophysical Data Center(NGDC)获得于研究区域匹配的沉积物厚度数据Divins(2012).磁测数据来自(http://geomag.org/models/emag2.html),数据大小为2′×2′,坐标系统为WGS84,该数据的主体组成部分是卫星测量数据,另外还有部分航空测量、船测和地面测量数据.卫星种类为CHAMP,飞行高度为350 km,使用的全球岩石圈磁场模型是MF6模型,最终数据的参考椭球面是大地水准面上方4 km.
2.2 布格重力异常与莫霍面深度特征为了得到南海地区的布格重力异常,本文对研究区域的卫星重力异常进行各项常规校正:地形校正和中间层校正,又利用位场界面正演方法计算沉积层和海水层的重力响应影响,消除了二者的影响,最终获得研究区域的布格重力异常,结果如图 2a所示.再对布格异常进行区域异常和局部异常分离,得到区域布格重力异常,采用引言中所述的位场界面反演方法计算研究区的莫霍面深度起伏,得到的结果如图 2b所示.
图 2a所示,研究区域布格异常的变化范围在-60~350 mGal之间.研究区布格异常的整体形态呈现从NW向SE异常值逐渐增大的特点.负值布格异常主要分布在华南大陆、中南半岛和婆罗洲等陆地区域,从大陆向海洋异常值逐渐变大,并且从负异常变成正异常.海盆区域的布格异常呈现高值正异常,最高值分布在南海海盆、苏禄海和苏拉威海,异常值的大小均在300 mGal以上,海盆的布格正异常呈北东向展布,且在海盆中洋可以识别出洋中脊的位置,其空间方位是北东向和北东东向.研究区域南部即南沙群岛附近分布着一些列散乱的椭球状和线状异常,是岛屿和海山在布格异常上的反映,异常值的变化范围在50~160 mGal之间.在研究区的西南部的纳土纳盆地和北部的陆架区域及莺歌海盆地出现零值和低值正异常.从莺歌海盆地到万安盆地能看到一条布格异常过渡带,方位变化是北西向到近南北向,异常值的范围是-20~40 mGal,该过渡带指示了红河断裂进入南海后的延伸方向,详细讨论见下一节.
由图 2b可见,研究区内莫霍面深度范围在8~38 km之间,起伏变化比较剧烈.总体的趋势上可以看到几何形态与布格异常相似,莫霍面抬升较为明显的区域在南海海盆和苏禄海及苏拉威海.莫霍面深度较大的主要是华南大陆、中南半岛和婆罗洲等陆地区域,华南大陆的莫霍面深度范围是32~38 km,中南半岛的莫霍面深度变化范围是30~36 km,婆罗洲的莫霍面深度范围是32~36 km.南海海盆的莫霍面深度范围在8~16 km之间,中央海盆和东部次海盆可以看到一条沿着北东、北东东方向展布的莫霍面深度梯级带,该带的莫霍面深度范围在10~16 km之间,在条带两侧莫霍面深度更小,该条带反映的是洋中脊的位置.在研究区西北部,莺歌海盆地中央存在一条沿着北西向延伸的莫霍面深度过渡带,该带深度范围是25~29 km,揭示了红河断裂进入南海的路径.研究区内马尼拉海沟、吕宋海槽和南沙海槽等海沟和海槽区域的莫霍面深度范围是18~23 km.南沙海域的北康盆地、礼乐盆地和南薇西盆地等盆地的莫霍面深度范围是18~24 km,中建南盆地、中西沙盆地、万安盆地、纳土纳盆地及曾母盆地的莫霍面深度范围是24~30 km,莺歌海盆地、北部湾盆地、珠江口盆地及琼东南盆地的莫霍面深度范围是25~32 km,台西南盆地、吕宋海槽盆地、中央河谷盆地、南、北巴拉望盆地及北苏禄海盆地的莫霍面深度范围是20~26 km.本文获得的莫霍面深度起伏与秦静欣等(2011)的计算结果基本相同,可以验证结果的正确性.
2.3 磁异常特征本文采用引言中所述的化极方法对南海地区的卫星磁异常数据进行化极处理,结果如图 3所示.
图 3a可见,南海卫星磁异常总体表现为正负异常交替变化,在海盆区域呈现明显的条带状,是扩张洋中脊在磁异常上的表现,反映了海底扩张的特点,异常的总体走向为NE向.西北次海盆和东部次海盆的磁异常表现为负磁异常占优,正磁异常零星分布,而西南次海盆的磁异常则是高磁异常和低值负异常交替分布,西北次海盆的磁异常无法很好地识别磁条带,在东部次海盆和西南次海盆的条带状特征表现得相当有规律,能很好地识别出磁异常条带,东部次海盆的磁条带走向为NEE向,西南次海盆的磁条带走向则为NE向,可以在两大海盆之间识别出条带存在错断的情况.华南大陆的磁异常特点是低值的负异常占优势,沿NE向分布着带状和线状的正异常.在南海东北部可见一醒目的NE向高磁异常带,另外在纳土纳岛、南沙海槽、苏禄海和苏拉威海以及西沙海槽等区域则表现为负异常.
由图 3b可见,化极后南海卫星磁异常的总体特征不变,低值负异常占优势,并分布着NE向和NS向的高值正异常.海盆区域主要是低值的负磁异常占优,并且能够更加清晰地看到磁异常条带的分布情况.在西南次海盆和东部次海盆之间沿115°E可以看到一南北向的高磁异常带,笔者推测该处可能是错断两个海盆的转换断层的位置.值得注意的是,相比化极之前,化极后磁异常发生明显的归位,南海东北部的高磁异常带在化极后,从台西南盆地北侧沿着NE向一直延伸至中建南盆地北段,笔者推测高磁异常带是由太平洋板块古俯冲带火山弧造成,并根据该高磁异常带的位置推测出古俯冲带的位置;红河断裂从莺歌海进入南海,沿着中南半岛与南海海盆的边界可以识别出一低值负磁异常带,该带两侧均表现为高磁异常,从莺歌海一直延伸至万安盆地;相比化极之前,可以看到在海盆区域和盆地区域负异常更加占优,在纳土纳盆地、苏禄海和苏拉威海以及台西南盆地表现的尤为明显.以上问题均在下一节进行讨论.
3 讨论 3.1 南海北部陆缘古俯冲带位置为了研究地下深部构造与化极磁异常之间的联系,笔者利用向上延拓的方法消除了浅部构造的磁异常,并根据该结果推测出南海北部陆缘古俯冲带的具体位置,如图 4黑色曲线标注所示.
从图 4可以看到,相比化极之前,南海北部的高磁异常带范围发生明显的变化,化极后磁异常发生明显的归位,琼东南盆地和中西沙地块由化极前的负磁异常变为正磁异常,化极前高磁异常带从121°E,24°N沿北东向延伸至114°E,20°N,化极后高磁异常带范围变成东起119°E,24°N沿北东向延伸至110°E,15°N,戴勤奋(1997)研究了该高磁异常带代表的火山弧与浙闽沿海火山岩带的关系,提出前者隶属于后者的一部分,之所以呈现为现在的空间位置则是由于后期的构造运动导致其与原来的火山岩带分开;刘安等(2008)研究了南海北部地壳结构,发现并圈定了该区域下地壳高速层的范围,大致范围是112°E,19°N至120°E,22°N,前者提出的下地壳高速层的分布范围与图 4中南海北部高值正磁异常带的东北段基本吻合且延伸方位一致.笔者推测地下高速层与板块俯冲有关.对应该处出现的磁异常特征,高磁异常形成的原因就是在俯冲增生带的位置发生了洋壳物质的增生(周蒂等,2006),因此笔者推测该高磁异常带是俯冲带形成过程中形成的火山弧造成的,并根据高磁异常带的位置推测出南海北部陆缘古俯冲带的位置,即图 4中黑色曲线标注的位置,具体范围是从118.5°E,24°N到109°E,15°N.
3.2 红河断裂入海后延伸位置根据化极磁异常向上延拓的结果,笔者识别出红河断裂进入南海后的延伸位置,具体方位如图 5黑色曲线标注所示.
根据图 5显示的化极磁异常,可以看到莺歌海盆地表现为负异常,并且从海南岛南部到万安盆地存在一条近南北向展布的低值负异常带.该负异常带的东侧是中、西沙块体形成的高值正异常,西侧是中南半岛的高值正异常,结合前人的认识,笔者推测该负磁异常带对应的就是红河断裂在进入南海后的延伸方位.中西、沙块体和中南半岛的高磁异常可能是由于印支板块向北与欧亚板块碰撞,导致地幔沿着NE向流动,从红河断裂经过莺歌海盆地进入南海,在中西沙地块受到太平洋板块的俯冲阻挡,岩浆从地壳薄弱处上涌造成的,之后红河断裂经莺歌海盆地进入南海,错断了中、西沙块体和中南半岛,并一直延伸至万安盆地,由于后期沉积作用,导致断裂位置表现为低磁异常.胥颐等(2013)采用地震层析成像方法对云南地区的地下纵波速度结构进行研究,发现红河断裂在云南省境内的部分其两侧地下的地壳结构呈现不同的特征,进而指出哀牢山—红河断裂既分隔了印支板块和华南板块,既能作为二者在地壳浅部的分界线,又制约着红河断裂两侧的深部构造活动.王夫运等(2014)对红河断裂带的地壳结构进行了研究,发现以红河断裂为界地壳结构呈现西薄东厚的特点,两侧的速度结构呈现西侧低东侧高的特点.因此,笔者推测红河断裂入海后沿着华南板块和印支板块之间的薄弱带延伸,即进入莺歌海盆地后在海南岛南部转为南北向与越东断裂连接一直延伸至万安盆地.
同样的,根据图 6所示,在布格重力异常上同样能识别出该断裂入海后的延伸方位,在南海西部地区发现一条沿着北西向延伸的重力梯级带,该梯级带途经的位置正好是莺歌海盆地、越东—万安断裂.南海海盆呈现高值正异常,反映其洋壳性质,而在中南半岛则表现为负的重力异常,反映其陆壳性质.因此,南海海盆和中南半岛之间这条重力梯级带也可以作为确定红河断裂进入南海后延伸方位的证据.
根据化极磁异常向上延拓结果和天然地震层析成像资料,笔者推测出中特提斯洋在南海南部的部分闭合位置,具体方位如图 7、8黑色曲线标注所示.
根据图 7可见纳土纳盆地及其围区呈现醒目的负磁异常,其负磁异常的特征与南海海盆类似,因此笔者推测纳土纳盆地下方是洋壳.南海南部陆缘沿着纳土纳岛—加里曼丹岛北部—巴拉望岛南部一带有蛇绿岩及蛇绿混杂岩出露,而蛇绿岩可以作为证明大洋曾经存在的证据,亦可以说明缝合带的存在(鲁宝亮等,2014),说明该处可能曾经存在过大洋.Hutchison(1989)认为该蛇绿岩带是古南海向巽他大陆之下消亡的证据,表现出明显的俯冲带的特点.笔者根据蛇绿岩出露位置的空间分布,结合纳土纳盆地的负磁异常特征,推测该处为大洋闭合的位置.周蒂等(2005)认为古南海沟通了中特提斯洋和古太平洋,是发育在二者之间的一个短寿命的边缘海.鲁宝亮等(2014)也根据南海南部的古生物证据推测南海南部地区在侏罗纪到早白垩纪期间受到中特提斯海侵和古太平洋的叠加影响.综合以上观点及证据,并结合化极磁异常特征,本文认同周蒂关于古南海的认识,且推测在纳土纳盆地附近是大洋闭合的位置.
根据图 8反映的地下速度结构特征,在纳土纳盆地附近的区域,地下50~100 km的地层中均存在沿着NW向展布的高速带.结合纳土纳盆地附近表现出的负磁异常特征,笔者认为该处和南海海盆具有相同的地壳性质,进一步验证了纳土纳盆地可能是大洋闭合位置的推测.周蒂等(2003)否定了中特提斯洋从红河断裂进入南海的可能性,并提出中特提斯洋进入南海可能的三条通道,通道一是通过泰国湾,通道二是绕过新加坡南侧,通道三是经苏门答腊、西爪哇,绕西南加里曼丹地块经过Lupar线进入南海.夏戡原和黄慈流(2007)指出华南板块和中南半岛的拼合及隆升发生在印支运动之后,在此时期海水从拉萨地块南北侧的“南中特提斯海”与“北中特提斯海”沿中南半岛南侧进入南海,并且根据古生物特征提出特提斯海与太平洋沟通的观点.结合前面的推断和以上证据,最终笔者推测纳土纳岛是中特提斯洋闭合的位置,中特提斯洋沿着卢帕尔线进入南海,纳土纳盆地是其最终闭合位置的一部分.
Fukao等(1992)对南海及其围区进行了层析成像研究,根据其研究结果,在笔者推测的中特提斯洋闭合位置地下51~110 km的不同深度均存在着北西向展布的高速带,可以与姚伯初的研究结果相互验证.Fukao的研究结果中高速带的深度深入到1317 km处.值得注意的是,从深部到浅部,无论高速带的范围如何变化,高速带始终位于纳土纳盆地下方且保持着NW向的空间位置,说明该处是构造活动较为剧烈的位置.以上证据进一步验证了笔者提出的中特提斯洋在南海南部纳土纳盆地闭合的推测.其次,在Fukao的研究结果中,该高速带在经过纳土纳盆地之后走向由NW转为近EW向,笔者认为这种现象可以作为追溯中特提斯洋闭合位置向东延伸具体方位的线索,根据笔者对南海及其周围地区进行的天然地震层析成像研究,在纳土纳盆地西北方的地下也发现一条沿着NW向展布的高速带,具体位置是101°E—105°E, 21°N—10°N,正好与本文中纳土纳盆地下方的高速带相连,相关研究结果在笔者的其他文章中详细阐述.因此,笔者推测中特提斯洋在南海的部分闭合位置是在纳土纳盆地附近,并且具体位置从110°E,2°N追溯到101°E,21°N.
4 结论本文根据南海地区的卫星重磁资料处理结果,结合天然地震层析成像资料,得出以下结论:
(1) 识别出南海东北部的太平洋板块向欧亚板块的俯冲增生带的位置,从118.5°E,24°N沿北东向延伸至109°E,15°N,俯冲带北侧沿北东向展布的高值正磁异常,是俯冲带俯冲过程中形成的火山弧在磁异常上的反映,也是识别出古俯冲带位置的重要证据.与前人识别的俯冲增生带的位置相比,本文提出的范围更大.
(2) 识别出了哀牢山—红河断裂在进入南海后的延伸位置,红河断裂在进入南海后沿北西向穿过莺歌海盆地,到达海南岛南部后转向南北向,与近南北向的越东断裂相连,最终延伸到万安盆地南端.
(3) 推测出中特提斯洋在南海的部分闭合位置是从110°E,2°N到101°E,21°N.
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