马尼拉俯冲带位于南海海盆东缘，构成了南海海盆东部的边界，并被认为是一条正在活动的、具有特殊构造意义的重要会聚边界(Suppe, 1988; Sibuet and Hsu, 1997; 李家彪等, 2004；图 1).作为一条正在活动的年轻俯冲带，马尼拉俯冲带具有独特的俯冲特点和复杂的构造变形特征.不同于西太平洋地区俯冲带大多向欧亚大陆一侧俯冲的特征，马尼拉俯冲带向菲律宾海板块俯冲，其最北端和最南端均已由于弧-陆碰撞分别形成台湾造山带和民都洛构造带，北段为南海地区的过渡壳和洋壳俯冲，中段被以南海古洋脊(黄岩海山链)为主的海山俯冲挤入，南段同样是过渡壳和洋壳俯冲(Suppe, 1988; Pautot and Rangin, 1989; Eakin et al., 2014; Chen et al., 2015).可以看出，马尼拉俯冲带的形成与南海的形成演化息息相关，是南海完整威尔逊旋回的终点(赵明辉等, 2014).同时，马尼拉俯冲带曾发生过大地震，是地震多发区域，也是产生海啸的潜在区域(朱俊江等, 2017).因此，研究马尼拉俯冲带增生楔结构和构造样式可为认识俯冲带增生楔变形与大地震和海啸之间的关系提供重要的帮助，对研究南海形成演化具有重要的指示意义.

图 1

Fig. 1

图 1 马尼拉俯冲带大地构造位置图 Fig. 1 Tectonic setting of the Manila subduction zone

前人在马尼拉俯冲带特别是北段增生楔和台湾弧-陆碰撞造山带南部海域已经做了许多研究工作，其研究多集中于地形地貌、沉积层、增生楔前缘构造和重磁特征(Hayes and Lewis, 1984, 1985; Suppe, 1984; 李家彪等, 2004; 丁巍伟等, 2006; 李春峰等, 2007; Ku and Hsu, 2009; 尚继宏等, 2010; Arfai et al., 2011; Chang et al., 2012; 陈传绪等, 2014; 朱俊江等, 2017)以及速度结构、天然地震成像和热结构模拟等方面(高翔等, 2012; Lester et al., 2013; Eakin et al., 2014; 范建柯和吴时国, 2014; 陈爱华和许鹤华, 2014; Doo et al., 2015; Fan et al., 2016).但是，速度结构、天然地震成像和热结构并不能反映出马尼拉俯冲带增生楔的地层分布和断裂展布特征；而由于受船载设备采集能力所限，先前的地球物理数据特别是地震反射资料质量不高，亦不能清楚地反映马尼拉俯冲带增生楔精细内部结构和构造变形特征.

一般地，海沟在平面上常常呈现出弧形向俯冲板块凸出的几何形态(Ku and Hsu, 2009).然而，马尼拉海沟在平面上呈反“S”形弯曲，特别是在北段，台湾岛与吕宋岛之间呈现出向俯冲板块凹进的几何形态.陈志豪等(2009)认为，马尼拉俯冲带的这种反“S”形态主要是由于在海沟北段菲律宾海板块与台湾岛发生碰撞、在海沟南段巴拉望地块和民都洛岛碰撞，从而导致海沟北段20°N和南段13.5°N的变形前锋发生较大的几何形态弯曲形成的.但是，这种观点仍然不足以解释为何在台湾岛和吕宋岛之间马尼拉海沟出现向东凹进的几何形态.

本文基于国土资源部广州海洋地质调查局采集的过马尼拉俯冲带北段增生楔前缘的高分辨率多道地震剖面，通过精细解释并结合前人研究成果，对马尼拉俯冲带北段增生楔前缘的构造变形样式和深部结构进行细致的分析，以详细探讨马尼拉俯冲带的初始形成时间及其与南海海盆扩张之间的关系以及影响马尼拉海沟北段几何形态的动力学因素.

马尼拉俯冲带位于南海海盆的东部，菲律宾海最西端，是菲律宾海板块向南海地块北西西方向仰冲的产物(李家彪等，2004)，南、北分别与民都洛弧-陆碰撞构造带和台湾弧-陆碰撞构造带相连，平面上表现为近南、北延伸并向西凸出的反“S”弧形特征(尚继宏等，2010)，构成了欧亚板块与菲律宾海板块之间的部分边界(图 1).马尼拉俯冲带的主压应力方向为NW55°(Bautista et al., 2001; 李家彪等, 2004)，俯冲带的斜向俯冲形成了一个经典的海沟-增生楔-弧前盆地-火山弧体系(李春峰等，2007; 图 2).

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 马尼拉俯冲带北段地形地貌图和(b)过俯冲带北段剖面示意图(Chang et al., 2012, 有修改) WVC—西火山链；EVC—东火山链；COB—洋陆边界(McIntosh et al., 2014). Fig. 2 (a) Topography and terrain of northern Manila subduction zone and (b) schematic profile across northern Manila subduction zone (modified from Chang et al., 2012) WVC—West Volcanic Chain; EVC—East Volcanic Chain; COB—Continent-Ocean Boundary (McIntosh et al., 2014).

马尼拉俯冲带北段的吕宋岛弧由两支呈圆锥形的火山链组成，分别为西火山链(West Volcanic Chain, WVC)和东火山链(East Volcanic Chain, EVC)(图 2a)，其中西火山链(WVC)包括了中新世至上新世火山岩，东火山链(EVC)火山岩则大多在第四纪(Yang et al., 1996).两支火山链反映出马尼拉俯冲板块的年龄、运动速度和俯冲角度在此处存在着差异(高翔等, 2012)，两支火山链向北在20.5°N处合二为一.

基于位于马尼拉俯冲带南部(14°N—19°N)的地震反射剖面，Hayes和Lewis(1984)在马尼拉海沟沉积层内识别出了一个构造滑脱面，该滑脱面(或者不整合面)将海沟内的半深海沉积层和浊流沉积分隔开来.李家彪等(2004)根据马尼拉海沟北段地震剖面上反射波组特征，识别出了3个重要反射界面，并结合海沟内浅层柱状样分析结果，认为顶部界面之上自西向东厚度逐渐增大的沉积层为上新世以来的海沟充填沉积物，顶部界面以下为反射波组平行和亚平行的半深海沉积.而李春峰等(2007)则认为俯冲带北段的海沟充填沉积物为第四纪沉积物，中层为上新世沉积，底层为中新世沉积.Ku和Hsu(2009)则将海沟内沉积物划分为顶层海沟充填沉积、中层半深海沉积和浊流沉积的混合层以及底层半深海沉积.

通过与国土资源部广州海洋地质调查局项目合作，我们选取了过马尼拉俯冲带北段的两条高质量多道地震剖面(图 2).其中L1测线刚好经过马尼拉海沟北部向东凹进的最大弯曲处，L2测线则经过了马尼拉海沟北段南端，该区域是俯冲带北段向中段过渡的区域，两条测线穿过了马尼拉俯冲带增生楔的前缘，包括下陆坡和上陆坡部分地区，具有很好的代表性，可以最大程度地反映增生楔前缘的构造变形和结构特征(图 2b).剖面上的地层年代是通过与珠江口盆地和台西南盆地地层对比而来，结合前人研究资料和盆地内众多钻测井资料可以有效地帮助精细厘定马尼拉海沟地区的地层年代(李春峰等，2007；Li et al., 2013; Gao et al., 2015).

地震剖面显示，南海海盆内的反射波组较为连续且以平行-近平行为主，说明海盆内的沉积较为稳定，向马尼拉海沟方向，沉积层波组反射特征开始发生明显变化(图 3，图 4).海盆和海沟内可以识别出多套同相轴比较清晰、强-中等振幅且连续的反射波组，这些反射波组分别对应了不同时期的沉积界面.根据其在海盆和海沟内的分布特征，可以将新生代沉积大致划分为三层.底层海底扩张早期(晚渐新世)沉积受基底起伏影响明显，局限分布于凹陷内；中新统以上的沉积层则较为均匀地分布于海盆内.而在靠近海沟一侧，上层第四纪沉积分别在L1和L2剖面上70 km和35 km处厚度自西向东逐渐增大，构成海沟充填沉积；中层的中新世和上新世沉积层则在同样的位置附近随地壳发生挠曲并向马尼拉海沟俯冲.

图 3

Fig. 3

图 3 过马尼拉俯冲带北段增生楔L1多道地震反射剖面和解释(剖面位置见图 2) Fig. 3 L1 multi-channel seismic reflection profile and interpretation across accretionary wedge of northern Manila subduction zone (see Fig. 2 for location)

图 4

Fig. 4

图 4 过马尼拉俯冲带北段增生楔L2多道地震反射剖面和解释(剖面位置见图 2) Fig. 4 L2 multi-channel seismic reflection profile and interpretation across accretionary wedge of northern Manila subduction zone (see Fig. 2 for location)

L1和L2地震剖面显示，南海海盆内发育有大量的正断层，这些正断层断距较小，许多断层没有切割基底和向下延伸.这些正断层的发育主要有三种成因，第一种是在南海形成演化过程中由于拉张形成的，主要表现为断层切割了新生代基底或洋壳并具有相对较大的断距；第二种则是由于地壳向马尼拉海沟俯冲的过程中发生挠曲破裂所致，这些断层主要集中于沿海沟方向地层随地壳发生弯曲的地方(图 3)；第三种则是由于岩浆活动形成的，这些断层多为断距微小且具有流体活动的小断层(图 4，图 6).

图 6

Fig. 6

图 6 南海海盆和马尼拉海沟岩浆活动特征(剖面位置见图 3和图 4) Fig. 6 Magmatic activities in the oceanic basin of the South China Sea and Manila Trench (see Figs. 3 and 4 for profile locations)

L1测线经过了马尼拉俯冲带北段下陆坡区域，其断面波反射十分明显，显示逆冲断层极为发育，增生楔前缘发育盲冲断层，导致第四纪地层发生弯曲变形，形成断层传播褶皱；向陆坡方向(NEE向)断层发生叠瓦逆冲现象，中新统以上的地层逐渐被强烈错断并发生褶皱，在剖面92 km处上新统被错断，在约95 km的位置中中新统被错断，从112 km处开始，滑脱层在下中新统延伸(图 3和图 5a).另外，在110~115 km处，还发育有构造楔，构造楔挤入了中中新统，导致其以上地层发生强烈褶皱.在剖面120~155 km的上陆坡区域地震反射十分杂乱(图 3和图 5b)，这可能是由于逆冲断层的强烈错断、后期岩浆活动改造以及海底多次波的干扰，导致该区域地层反射波组模糊不清，无法识别.L1测线下陆坡和上陆坡在地形和地震反射特征上呈现出明显的不连续性，说明它们可能分别是高屏斜坡和恒春海脊向南的延续.L2测线经过了马尼拉俯冲带北段最南端，其位置已经十分靠近马尼拉俯冲带中段，沿增生楔下陆坡方向(SSE向)，也发育典型的叠瓦逆冲断层，这些逆冲断层在增生楔前缘(剖面80 km处)错断了上中新统，滑脱层在中中新统延伸，并且继续沿下陆坡方向在剖面90~100 km的区域可能将中中新世地层错断(图 4和图 5c).与L1测线增生楔前缘发育盲冲断层不同，L2测线增生楔前缘逆冲断层直接突破了第四纪地层而出露海底.

图 5

Fig. 5

图 5 马尼拉俯冲带北段增生楔局部构造特征(剖面位置见图 3和图 4) Fig. 5 Tectonic features of accretionary wedge in northern Manila subduction zone (see Figs. 3 and 4 for profile locations)

岩浆活动在海盆和海沟内都比较发育.L1测线上10 km处发育岩浆侵入体，虽然侵入体仅造成中新统地层发生褶皱，但源于该侵入体的流体活动已经影响了整套新生代地层，导致侵入体上方地层的同相轴反射特征比较模糊(图 6a).在剖面100~115 km之间还发育有岩浆侵入体，这些岩浆活动影响了滑脱面的发育特征，特别是导致构造楔地层也发生了变形(图 5a).L2测线上可以识别出多个岩浆侵入体，这些岩浆侵入体不仅强烈影响了中新世地层，与其相关的流体活动还影响了上新世和第四纪沉积，在海沟内第四系明显有火成岩席发育(图 6b—6d).岩浆活动与沉积地层的关系表明，岩浆活动最早可能发生于中新世末期，在上新世和第四纪最为强烈.比较而言，马尼拉俯冲带北段南部的岩浆活动要比北部更为强烈，这可能与中段发育南海古洋脊(黄岩海山链)有关.

马尼拉俯冲带北段增生楔底部滑脱面反射特征明显，位于北部L1剖面上的滑脱面在6~8 s(双程反射时间，TWT，下同)的位置呈现出强振幅、中等连续的反射波组特征，滑脱面斜切了新生代的沉积层，所有的逆冲断层向下逐渐归并于该滑脱面上.与L1剖面类似的是，过俯冲带北段南端的L2剖面显示，所有的逆冲断层在大约7 s(TWT)的位置逐渐归并在该滑脱面上(图 5).

此外，地震剖面上显示海盆内沉积层之下的结晶基底以强振幅的杂乱反射为特征，基底形态起伏不定，在7~8 s(TWT)的范围内波动，并且自西向东逐渐向海沟方向倾斜(图 3和图 4).特别地，过研究区北部的L1地震反射剖面显示在增生楔前缘之下发育有埋藏海山，该埋藏海山的俯冲挤入导致滑脱面出现穿层特征，滑脱面由8 s(TWT)左右的位置自东向西逐渐抬升，突破中新统而延伸至6 s(TWT)左右的上新统(图 3和图 5a).类似地，过研究区南部的L2地震反射剖面显示虽然没有埋藏海山在增生楔前缘之下发育，但在增生楔之下却存在一个平顶状的基底隆起，也同样导致滑脱面自东向西逐渐抬升，产生穿层突破现象(图 4和图 5c).这表明，基底的埋藏海山和隆起控制了增生楔前缘滑脱面的发育.

另外，过研究区南部的L2剖面显示，在9~10 s(TWT)的位置，还可发现中-强振幅反射特征但不连续延伸的反射波组，结合海盆内基底的起伏特征，基底与该反射波组之间的厚度在1.5~2.5 s(TWT)之间.以地壳平均速度为6.45 km·s^-1计算(Christensen and Mooney, 1995)，粗略估计该地壳的厚度在5~8 km之间，符合南海海盆典型洋壳厚度特征，因此判断该反射波组应是莫霍面发育的位置.

造山带或增生楔的形成主要是逆冲断层递进变形的结果，其经典的扩展方式有两个，分别是前展式(Piggyback propagation)和后展式(Overstep propagation)(Butler, 1982).前展式逆冲是逆冲断层沿逆冲方向由后陆向前陆扩展，新的逆冲断层产生在已有逆冲断层的下盘，并形成叠瓦逆冲的前锋(Dahlstrom, 1970; Butler, 1982)；后展式逆冲则相反，逆冲断层沿逆冲方向由前陆向后陆扩展，新的逆冲断层在已有逆冲断层的上盘产生(Elliott and Johnson, 1980; Butler, 1982).本研究中过马尼拉俯冲带北段增生楔前缘的地震剖面显示，研究区内增生楔前缘发育盲冲断层，该特征在其他研究中也有发现(如Ku and Hsu, 2009; Lester et al., 2013)，海沟内甚至发育挠曲褶皱(Ku and Hsu, 2009).这些特征表明，马尼拉俯冲带北段增生楔前缘逆冲断层的形成是向前陆方向扩展的，逆冲断层通过断层传播褶皱的形式，向上切割地层，并最终出露海底.

马尼拉俯冲带形成的起始时间存在一定的争议.Hayes和Lewis(1984)利用多道地震和重力异常数据研究了马尼拉俯冲带的构造特征，认为马尼拉俯冲带形成的起始时间在晚渐新世.Wang和Li(2009)也认为马尼拉俯冲带初始形成于晚渐新世，而Wolfe(1988)则认为起始于中中新世.李家彪等(2004)根据多波束水深数据和单道/多道反射地震数据对马尼拉俯冲带中段的构造和地貌进行了分析，认为马尼拉俯冲带初始俯冲时间开始于中新世，并可能导致了南海海盆扩张的停止.吴时国和刘文灿(2004)也认为马尼拉海沟的俯冲作用从中新世就已经开始.丁巍伟等(2006)根据过台湾岛南部海域的多道地震反射剖面，发现马尼拉俯冲带最北端的增生楔前缘由一系列的叠瓦逆冲断层构成，认为南海海盆自中中新世以来开始沿着马尼拉海沟向菲律宾海板块俯冲.李春峰等(2007)同样以过马尼拉俯冲带最北端的多道反射地震剖面为基础，结合重磁数据的正反演结果，对台湾岛南部海域马尼拉俯冲带的地球物理特征进行了分析，认为中新世以来马尼拉俯冲带增生楔自西向东的递进变形表明南海地区向吕宋岛弧发生过多阶段的次级俯冲活动.Arfai等(2011)根据反射地震剖面解释结果和前人研究成果，认为马尼拉俯冲带在早中新世开始形成.前人研究表明，马尼拉俯冲带形成的起始时间主要有两个时间段，晚渐新世和中新世(又可划分为早中新世和中中新世).本次研究中，地震剖面上的地层年代是根据前人研究成果以及珠江口盆地和台西南盆地的钻测井标定而来的(李春峰等，2007；Li et al., 2013; Gao et al., 2015)，地层由陆架、陆坡延伸至向马尼拉海沟俯冲的海盆和增生楔，解释过程中主要地层未有缺失，与前人的研究成果比较吻合，但更加精细，因此具有较高的可信性.根据地震剖面解释结果，南海海盆至少在16.5 Ma(对应的地层年代为下中新统与中中新统界面)已经沿马尼拉海沟向吕宋岛弧俯冲消减.因此，马尼拉俯冲带形成的起始时间应早于中中新世.而前人在地球化学和古生物方面的证据进一步证实了我们的研究结果.根据台湾南部地区海岸山脉蛇绿岩体中辉长岩和斜长花岗岩的锆石测年数据，吕宋岛弧-弧前基底的年龄在18—16 Ma(Chen et al., 2015).而海岸山脉火山层序的裂变径迹和Ar⁴⁰/Ar³⁹测年表明，该地区早期的火山作用在~16 Ma已经开始(Yang et al., 1995; Lo et al., 1994).因此，马尼拉俯冲带在台湾地区的初始形成时间应在18—16 Ma.此外，北吕宋Baguio地区喷发岩和侵入岩的K⁴⁰-Ar⁴⁰同位素测年和沉积岩古生物测年数据表明，马尼拉俯冲带在北吕宋地区的初始形成时间约为22 Ma(Yumul et al., 2003).这些地球化学和古生物方面的证据支持了Yumul等(2003)的模型，即巴拉望微陆块与菲律宾构造活动带(Philippine Mobile Belt)在民都洛地区发生碰撞，导致吕宋地区逆时针旋转上冲(Onramp)至南海地壳之上，从而形成了马尼拉海沟.基于这种“剪刀式”的俯冲，我们推测，在北吕宋和民都洛地区之间，马尼拉俯冲带的初始形成时间应该更早，可能在晚渐新世时期就已开始形成马尼拉海沟的雏形.

前人研究一般认为，马尼拉俯冲带俯冲活动开始前南海海盆的扩张就已停止(李家彪等, 2004; Arfai et al., 2011).然而，IODP349航次的研究结果表明南海的海底扩张在东部次海盆停止于~15 Ma，在西南次海盆停止于~16 Ma(Li et al., 2014).本文研究结果表明马尼拉俯冲带北段开始俯冲的时间要早于16.5 Ma，地球化学和古生物方面的证据显示马尼拉俯冲带在台湾地区和北吕宋地区的初始形成时间分别为18—16 Ma和~22 Ma(Yang et al., 1995; Lo et al., 1994; Yumul et al., 2003; Chen et al., 2015)，马尼拉俯冲带南段的俯冲消减可能早在晚渐新世就已开始，这意味着，马尼拉俯冲带开始俯冲的时候，南海海底扩张仍在进行中.这种活动的洋中脊向海沟俯冲的特征也可以在智利海沟地区见到.作为现今仍在活动的扩张中心，智利洋脊(Chile Ridge)与其北侧的纳斯卡板块(Nazca Plate)和南侧的南极板块(Antarctic Plate)沿智利海沟一起向南美大陆俯冲，并在三联点(Triple Junction)发生了洋脊/海沟碰撞(Ridge/Trench Collision)，并导致三联点附近的海沟前锋向陆凹进(Cande et al., 1987; Bangs and Cande, 1997; Ranero et al., 2006)(图 7).这种洋脊/海沟碰撞对南海海盆向吕宋岛弧的俯冲具有重要的参考意义，可以推测，在南海古洋脊与马尼拉海沟接触的“三联点”位置，海山链上规模较小的海山会随着洋脊俯冲而挤入马尼拉俯冲带之下，而规模较大的海山如黄岩岛则很可能会与吕宋岛弧发生碰撞.

图 7

Fig. 7

图 7 智利海沟南段地形图(Ranero et al., 2006, 有修改) 黑色实心箭头表示板块相对运动的方向. Fig. 7 Topography of southern Chile Trench (modified from Ranero et al., 2006) Black solid arrows represent directions of relative movement of plates.

陈志豪等(2009)根据Schellart等(2007)的模式，认为菲律宾海板块和巴拉望地块分别在马尼拉海沟北段与台湾岛发生碰撞、在海沟南段与民都洛岛发生碰撞，从而导致海沟北段20°N和南段13.5°N附近的变形前锋发生较大的几何形态弯曲，造成了马尼拉海沟反“S”的几何特征.然而，这种简单的动力学模型不足以解释为何在台湾岛和吕宋岛之间马尼拉俯冲带的前锋明显向东凹进100~150 km.前人研究认为，相比于正常洋壳俯冲而言，海底凸起(如具有异常厚洋壳或者减薄陆壳性质的海底高原、海山群或者海山链和洋中脊)具有更大的浮力，其平缓俯冲可以减小俯冲板块的俯冲后撤速率，从而明显改变海沟的形态(Mason et al., 2010; Chen and Wu, 2015; Fan et al., 2016).Bautista等(2001)认为在南海北部19°N—21°N之间存在一个浮力台地(Buoyant plateau)，该浮力台地沿马尼拉海沟俯冲导致海沟北段明显向东凹进；Fan等(2016)进一步认为该浮力台地主要由减薄-高度减薄的陆壳构成.而Chen和Wu(2015)则认为该地区不存在浮力台地，仅仅是南海北部陆缘减薄陆壳的一部分.本文利用过南海东北部陆缘19°N—21°N区域的L3测线，对争议区的地壳性质和结构进行了研究.L3多道地震剖面上的地震反射特征与过南海北部陆缘中段的地震反射剖面具有相似性(Gao et al., 2015)，而与过马尼拉俯冲带增生楔前缘的L2地震反射剖面不同(图 8a—8b).L3剖面上陆架和陆坡特别是下陆坡区域发育大量的正断层，这些正断层大多具有较大的断距、切穿基底并归并于一个滑脱层上；此外，沿陆架坡折至下陆坡区域，发育有大量的岩浆侵入体、火成岩席和火山，表明该地区遭受了强烈的岩浆活动.剖面深部存在三套反射波组，R1反射波组位于8~9 s(TWT)之间，以相对连续、中强振幅和低频为特征，代表了莫霍面的位置；R2反射波组位于7.5~8 s(TWT)之间，与R1近平行，以中强振幅和相对连续为特征，可能代表了下地壳高速层的顶部界面；R3反射波组位于5.7~6.8 s(TWT)之间，同样以相对连续、中强振幅为特征，代表了滑脱层的位置，并将上下地壳区分开来.这些特征表明南海北部陆缘19°N—20°N区域应是高度减薄的陆壳，并且遭受了岩浆活动的强烈改造，这与前人在该地区的研究结果大致相同(Hsu et al., 2004; McIntosh et al., 2013, 2014; Lester et al., 2013; Eakin et al., 2014).我们结合自由空间重力异常数据，沿L3测线进行了重震联合反演，结果表明，L3地震剖面上存在厚度为2~7.5 km、密度为2.92~2.97 g·cm^-3的下地壳高密度层，这种下地壳高密度层与前人研究结果中的下地壳高速层在区域位置上是重合的(Nissen et al., 1995; Wang et al., 2006; 卫小冬等, 2011; Lester et al., 2014; Gao et al., 2015)，因此，剖面上的下地壳高密度层应为高速层，剖面自100 km往南东方向均为高度减薄的陆壳(图 8c—8d)，其拉伸系数从陆架坡折的1.5逐渐增大至下陆坡的6(假定南海北部陆缘张裂前的厚度为30 km).综上所述，本研究认为，19°N—21°N地区为南海东北部陆缘下陆坡区域，是减薄陆壳向海盆的延伸，并遭受了强烈的岩浆活动，这种受岩浆活动改造的减薄陆壳由于具有更大的浮力，从而导致俯冲时南海地块俯冲后撤速率的减小，进而造成海沟北段明显向东凹进.

图 8

Fig. 8

图 8 L3多道地震反射剖面(a)和解释(b)以及二维重震联合反演重力异常拟合曲线(c)和密度剖面(d)(密度为g·cm-3) Fig. 8 L3 multi-channel seismic reflection profile (a), interpretation (b), two-dimensional gravity modeling curves (c) and density profile (d) (density is in g·cm-3)

通过多道地震反射剖面对马尼拉俯冲带北段增生楔前缘构造变形、岩浆活动和深部反射等特征进行了分析，并对其运动方式、起始形成时间和几何形态进行了讨论，主要获得了以下几点认识：

(1) 马尼拉俯冲带北段增生楔前缘下陆坡部分由盲冲断层、构造楔和叠瓦逆冲断层构成，逆冲断层归并于一条滑脱面上，滑脱面的展布明显受控于其下埋藏海山或基底隆起，而上陆坡的构造特征则由于强烈的构造变形以及可能的岩浆活动变得难以识别.

(2) 马尼拉俯冲带北段增生楔通过前展式逆冲向南海方向扩展，逆冲断层明显错断了中中新世的地层，甚至很有可能错断了发育于中新世及其以后的全部地层，说明马尼拉俯冲带北段的起始形成时间应早于16.5 Ma；研究表明马尼拉俯冲带初始形成时期可能在晚渐新世时期，而此时南海海盆扩张仍在持续.

(3) 俯冲带北段19°N—21°N地区为南海东北部陆缘向海盆的延伸，是陆壳高度减薄的区域，并受到岩浆活动的强烈改造，从而导致其浮力较大，产生的平缓俯冲作用造成海沟北段的几何形态明显地向东凹进.

感谢国土资源部广州海洋地质调查局彭学超老师在成文过程中提供的无私帮助！感谢浙江大学李春峰教授在文章修改过程中提供的增加马尼拉俯冲带地球化学和古生物方面证据的建议.感谢中国科学院深海科学与工程研究所秦永鹏博士和田丽艳副研究员在英文摘要语言润色方面提供的帮助.两位匿名评审专家在文章修改过程中提供了宝贵的、建设性的意见和建议，极大地提高了文章的水平，在此表示衷心的感谢.文中部分图件由GMT软件绘制.