东部地学断面

芬兰全球地学断面（GGT/SVEKA断面）研究~

K.Korsman　P.Virransalo
（Geological Survey of Finland,FIN-02150,Espoo,Finland）
T.Korja
（University of Uppsala,Department of Geophsics,Uppsala,Sweden）
摘要　SVEKA剖面研究是芬兰全球地学断面计划的成果。GGT/SVEKA断面切过了太古宙大陆和古元古代瑞芬期岛弧杂岩之间的边界带以及瑞芬期岛弧杂岩的主要单元。GGT/SVEKA计划主要是在地质和地球物理的观测基础上研究岩石圈的演化和构造，特别注重于地壳厚度变化和一个古元古代强热流间的关系以及深部地壳高导带的地质意义。地壳厚度变化和高热流归因于岩浆的板底垫托作用。南芬兰深高导带的位置和几何学指示了两个构造—变质带间的碰撞。
关键词　GGT/SVEKA断面　岩石圈演化和构造　芬兰
1　引言
SVEKA剖面研究是芬兰全球地学断面计划的成果。GGT/SVEKA断面位于芬兰斯堪的纳地盾中部，宽160km，长770km，东北起自芬俄边界，西南至阿兰群岛的芬瑞边界（图1），集中了芬兰可利用的最大量的地质、地球化学和地球物理资料。GGT/SVEKA断面切过太古—元古边界带和瑞芬域北部的主要构造单元，因而很适合于调查瑞芬期造山运动以及它在太古宙卡累利阿地壳中的影响。
瑞芬造山运动造成了除活动的造山带外世界上最厚的大陆壳之一。这一地壳由早期的古元古代物质组成，以低压—高温变质作用为特征，且没有深地壳岩石的出露。这一地壳还包括两个穿过整个地盾的重要的地壳高导带。瑞芬期地壳的地震构造特征是地壳底部存在一个高速层（Vp＞7km/s），它是许多地方地壳厚度发生大而急剧变化的原因。最厚的地壳区缺乏补偿和解释地壳厚度巨大变化的地形的和重力的表象。也没有任何说明在拉帕克维花岗岩侵入后仍有重要构造—岩浆活动的证据，这意味着我们今天看到的地壳结构，形成于1.5Ga以前的瑞芬期造山运动和拉帕克维花岗岩的侵位时期，并保存至今。
GGT/SVEKA计划的主要目的在于研究岩石圈的演化和构造，特别注重于地壳厚度变化，瑞芬期造山运动的高热流和深壳高导带的意义。本文中我们考虑了以下几个问题：（1）在断面的东部，地壳是何时以及如何增厚到现今的厚度的？（2）地壳厚度的变化原因以及如何保存至今？（3）瑞芬期造山运动的高热流和深壳构造间的关系是什么？（4）南芬兰发现的地壳高导带的地质意义是什么？

图1　南芬兰的主要构造单元

4a和4b线分别表示图4a和4b的剖面位置。插图示芬兰斯堪的纳地盾的主要构造单元和GGT/SVEKA的位置，A—太古域；K—卡累利阿区；SF—瑞芬域；SN—斯维可挪威域；C—加里东造山带；EEP—东欧地台
2　沿断面的主要地质和地球物理特征
GGT/SVEKA断面上的太古宙地壳主要由中太古代混合岩和新太古代英云闪长岩和花岗闪长岩组成。绿岩带只形成窄带挤在花岗杂岩间。古元古代瑞芬期岛弧杂岩以花岗闪长岩和混合岩为特征，而火山岩是少量的。古元古代基岩的演化沿GGT/SVEKA断面表现特别好。主要的地壳形成和变形事件列于表1。

表1　沿GGT/SVEKA断面的主要地质事件

GGT/SVEKA断面的最东部位于太古宙花岗—绿岩区，那里断面切过Kuhmo绿岩带。向西南，断面切过含有外来Jormua蛇绿杂岩的古元古代Kainuu片岩带。Jormua杂岩是世界上迄今为止辨明的最古老的理想洋壳之一[1]。太古宙大陆和瑞芬域间的边界带是突变的。据Nd-Sm数据，从边界带向西再没有太古宙地壳[2]。初始的Pyhasalmi岛弧杂岩紧邻太古宙大陆边缘。芬兰瑞芬域主要由芬兰中部和南部的两个成熟岛弧系组成。这两个带的明确边界带在南芬兰呈东西向。中元古代拉帕克维岩基位于GGT/SVEKA断面的西南部。靠近拉帕克维的Jotnian砂岩的沉积开始于拉帕克维花岗岩侵位前[3]。砂岩被Subjotnian辉绿岩脉所切，后者是GGT/SVEKA断面区最年轻的岩石。
芬兰斯堪的纳地盾的特征是，不但具有极厚地壳，而且具有大的和有时在空间上急剧的地壳厚度变化（[4,5]和图2）。最薄的地壳（35～45km）见于太古宙卡累利阿区以及少数大致东西向的带中。在这些地区中，高速层很薄或者几乎不存在（图3），其莫霍面以几乎近水平的强反射层为特征。最厚地壳（45～65km）区则以厚的下地壳高速层为特征，并且其反射率向着具弱反射的莫霍边界减小，高速层的厚度在东南芬兰太古宙卡累利阿边界带下面几乎达30km（图3）。GGT/SVEKA断面提供了一个总体上代表瑞芬期地壳的地震地壳构造。Kuhmo绿岩带东部太古宙卡累利阿区的地壳厚度约为42km，并伴有薄的下地壳高速层。地壳和下地壳高速层的厚度向太古宙—元古宙的边界带增厚，最大值恰好在缝合带之下，分别为59km和21km。再向西南，直到Subjotnian拉帕克维侵入岩区，地壳和高速层慢慢变薄为53km和15km。在Subjotnian拉帕克维侵入岩区，地壳突然变薄到约45km，下地壳则变薄到10km或更少（图2和3）。速度的变化相当平稳，但沿断面出现相当大的速度比的变化。上地幔的Vp/Vs比在断面两端之下约为1.73，而在中芬兰岛弧杂岩下面约为1.78。下地壳高速层的速度比为1.76～1.79，最高值在中芬兰岛弧杂岩下面。在中地壳，所有古元古代瑞芬域和太古宙卡累利阿区直到东部的Kuhmo绿岩带，速度比有一个几乎恒定值1.77。然而，Kuhmo绿岩带以东速度比在相应深处（20～40km）仅约1.74。
电学上，芬兰斯堪的纳地盾的特征是高电阻区，伴有相间的长而窄的地壳高导带[7]（图2）。导体大多位于中上地壳中，偶然也深入到下地壳，如北瑞典的Skellfetëå地区[8]。芬兰的航空电磁制图表明，这些高导区多数是出露的。由于高导性及其与地面地质的相关性，产生的高导的传导机制，就像在含石墨和硫化物变质沉积岩中所发现的那样，基本上是电子传导。这些导电带中有两个横过GGT/SVEKA断面。最东北端的带与太古宇—元古宇边界带相伴，从俄罗斯延伸到波的尼亚湾。第二个带大致在南奥长花岗质混合岩带横切断面，从芬兰的卡累利阿太古宙—元古宙边界带延伸到北瑞典的Skelleftëå区。在南芬兰，高导带很狭窄（50km），且近垂直地延伸到约20km深处；而在北瑞典，它的宽度大约为300km，向NE倾斜，穿过全部地壳到达约40km深处。航空调查已拍摄到了在深部高导区西部顶上有几个伸长的近地表高导区，表明深部高导区的出露。在东部，依据航空数据，深部高导区变得更窄，而且没有出露地表。向北部，观测到了一个与西芬兰类似的近地表的高导区（图4a、4b）。

图2　芬兰斯堪的纳地壳的厚度和地壳高导区

等值线代表从地表到由折射地震研究获得的莫霍面的深度，以km为单位。莫霍图由[4]的图修改，包括了[6,9,10,11,12,13,14]中的新数据。莫霍面的深度是由图中黑点位置上的2-D速度模型用插入法获得的。灰色区域表示由来自于地盾中部和东北部的磁性变化[15]、大地电磁[7]和航空电磁法数据（GSF）所揭示的地壳高导区的出露部分；地盾的东南部没有可利用的数据。黑三角表示高导区的倾向。GGT/SVE-KA断面位置以多边形表示

图3　最下面的高速地壳层的厚度

等高线表示高速层的厚度，以km为单位。高速层中地震P波速度在7.0～7.7km/s之间。本图是根据[4]图增加了[6,9,10,11,12,13,14]中的新数据而修改的。厚度值由图中黑点位置上的2-D速度模型用插入法获得。灰色区表示拉帕克维侵入岩。太古宙大陆和瑞芬域间边界用阴影线标出，GGT/SVEKA断面位置用多边形表示
3　SVEKA断面东部的地壳加厚和热流的短暂变化
沿瑞芬期和太古宙大陆间的碰撞带，地盾的地壳厚度达到了最大值：超过60km，而太古宙地壳厚度仅约40km。据构造研究，地壳首先是构造增厚[16]。这点也可由沿边界带的深壳高导带的存在来证实，后者要求在很大深度处有含碳沉积物的加入。构造增厚以后，辉长岩和超热的含斜方辉石花岗岩在1.885Ga前侵入[17,18]。据地球化学资料，辉长岩是熔融的地幔产物。地幔的熔融和岩浆的上涌引起了下地壳的熔融，在地壳上部也产生了干含斜方辉石花岗岩的侵入[17,19,20]。高温低压（T=800℃，p=5×108Pa）变质作用与由地幔熔融和含斜方辉石花岗岩的侵入引起的热流部分有关。辉长岩、斜方辉石花岗岩和变质作用的高温事件具有相同的年代，1.885Ga。因而，下地壳高速层的增厚和演化以及高温低压变质作用都与岩浆底侵作用有关。

图4a　地球物理和地质综合解释的地壳横断面

切过中芬兰岛弧杂岩（右边）和南芬兰火山—沉积杂岩（左边）间的边界带（见图1）
据重力资料，太古宙和瑞芬期大陆间的碰撞带的地壳不仅厚而且密度大[21]。密度的增大多数是由于目前尚未出露的基性侵入体引起的。厚地壳之所以能够保存，就是因为在地壳构造增厚后岩浆底侵作用引起的地壳密度增大。
厚的高速层也延续到太古宙地壳一侧，这部分太古宙地壳受到较强的瑞芬期变质作用。反之，在GGT/SVEKA断面的最东部，地壳仅具有40km的正常厚度，几乎不存在下地壳高速层，而且瑞芬期造山带的变质作用只微弱可辨[22,23]。据前所述，太古宙下地壳的西部也受到了岩浆底侵作用的影响，这也可由上地壳被瑞芬期变质作用叠加而显示出来。

图4b　地球物理和地质综合解释的地壳横断面

切过太古宇域（右边）和古元古代瑞芬域（左边）间的边界带（见图1）
4　南芬兰两个岛弧杂岩的增生
中芬兰和南芬兰两个岛弧杂岩间的碰撞带位于GGT/SVEKA断面的南部，恰好与南芬兰高导带重合。中芬兰岛弧杂岩以奥长花岗质混合岩为特征；而南芬兰杂岩则以钾质花岗混合岩为特征。变质年代的峰值在奥长花岗质混合岩中是1.885Ga，在钾质花岗混合岩带中是1.885～1.810Ga[17,24,25]。两带间新成体的区别由被混合岩化的沉积物的成分不同所引起。奥长花岗质混合岩带的沉积物主要是砂质沉积，而钾质混合岩带中的是含铝超过钙和碱的泥质岩。两带间的差异被解释为与两个不同岛弧相连的是两个沉积盆地。钾质混合岩带中变质作用的时代相对年轻，归因于晚于1.888Ga的中和南芬兰岛弧杂岩间的碰撞后的岩浆底侵作用。两弧中火山岩具有相同的年代，表明奥长花岗质混合岩带可能代表两个岛弧间的增生楔，两个岛弧杂岩间的缝合带即位于其中[20]。
南芬兰的深层高导带沿着奥长花岗岩带分布，没有延伸到钾质混合岩带中。高导带在西部是出露的，而在东部向着太古—元古宇边界带没有出露。类似于西部的、但不具有任何深层表现的近地表的导电岩石，在东部的深高导带以北被拍摄下来。高导带的几何学可能说明，在地壳较深处两个岛弧杂岩间的碰撞边界是东西向的，并且沿着奥长花岗岩质混合岩带的南部向东分布。因而奥长花岗岩带的南部在东方被从南向北逆冲的岩石所覆盖。南芬兰的深层高导带的几何学和位置表明，高导体位于两个构造—变质带的碰撞带中。
5　结论
根据地球物理和地质研究得出了以下结论：
① 在太古宙大陆和古元古代瑞芬期岛弧杂岩间，边界带的地壳增厚和高热流是由1.885Ga前的岩浆底侵作用造成的。②在1.885Ga岩浆脉冲后，厚地壳立即均衡地稳定，并且由于密度增大而保存至今。由于岩浆底侵，在1.885和1.810Ga间，整个瑞芬期地壳达到了均衡。拉帕克维花岗岩侵入体周围地壳的强烈变薄仅仅是局部的。③靠近太古—元古宇边界带，在太古域中地壳厚度变化也与引起瑞芬运动对太古宇叠加的岩浆底侵有关。④南芬兰的深层高导带的几何学和位置指示出两个构造—变质带间的碰撞带。地质上，这一碰撞带可看作是中和南芬兰岛弧杂岩间的缝合带。
致谢　原稿很大程度上得益于GGT/SVEKA工作组的工作，他们的成果将由本文作者和GGT/SVEKA工作组另外出版。
（宋媛译，宋鸿林校）
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在本区内有4条地学断面从不同的部位切过，它们构成了认识本区岩石圈结构的主要资料来源。它们是:格尔木-额济纳旗断面;沙雅-哈纳斯断面;天山-塔里木-昆仑山断面和可可托海-将军庙-阿克塞断面。其他还有一些不同方法所进行的剖面，如天然地震的剖面，分别穿过天山及塔里木盆地，有的穿过了阿尔金山;还有切过阿尔金山的和切过柴达木盆地的深地震反射剖面;以及穿过塔里木盆地的大地电磁剖面和切过喀喇昆仑山的大地电磁剖面等等，不一一列举。由于前述4条地学断面属于不同方法的综合性剖面，这里将它们所获得的资料和认识，主要依据原断面的成果做简单的叙述。
2.3.1 格尔木-额济纳旗断面
2.3.1.1 莫霍界面———地壳厚度的变化
经综合解释后确定的莫霍界面在整条断面呈锅底状平缓展布，最深处位于南祁连哈拉湖以南的居洪图地带，深度值为74km。柴达木盆地地壳厚度平均55km，盆地中央莫霍界面略有隆起。北山地区莫霍界面较为平缓，平均地壳厚度为45km。
祁连山与两侧盆地接触地带的莫霍界面均呈斜坡状向山一侧倾斜，南侧(与柴达木盆地接触地带)的变化梯度大于北侧。
在柴达木盆地北缘及河西走廊盆地下方莫霍界面存在2～3km的局部隆起。隆起部位下地壳速度高于两侧，呈逆断层接触性质，显示出地壳下部强烈挤压的构造环境。
2.3.1.2 岩石圈厚度
沿本断面的岩石圈厚度及变化起伏差异较大，上地幔高导层埋深大于地震波反演的岩石圈厚度，而且沿断面内深度值变化不大，在140～150km间变化，局部有10km的起伏。
2.3.1.3 壳内低速(高导)层
深地震测深资料解释发现，沿整个断面地壳内20km深度附近存在着一个连续的低速层。壳内低速层厚度一般为5～10km，速度值在5.80～6.05km/s间变化，一般与上覆层位有0.3～0.5km/s的速度差。
大地电磁测深发现的壳内高导层沿断面全线展布，但埋深及厚度均变化较大。壳内高导层的电阻率明显降低，约5～10Ω·m。
2.3.1.4 物性结构的横向变化
(1)速度变化
柴达木盆地地壳上部为巨厚的沉积岩覆盖，平均速度为5.70km/s。然而，值得特别注意的是，祁连山脉地壳上部的平均速度低于柴达木盆地，为5.51～5.60km/s。北山地壳上部速度值较高，为5.85～5.93km/s。
柴达木盆地地壳中部速度偏高。平均6.30km/s。祁连山脉地壳中部速度为6.10～6.25km/s，由南向北增大，在哈拉湖下最低为6.10km/s。
北山地壳中部速度值为6.10～6.19km/s，其中，最低值(6.10km/s)位于北山北部地体下方。
北山地壳下部速度偏高:北山北部地体为6.50～6.75km/s，北山南部地体为6.45～7.20km/s。北山上地幔顶部的Pn速度值(8.20km/s)也高于其南部的各地体的Pn值(8.10km/s)。
北祁连地体地壳下部速度最低，为6.40～6.60km/s，柴达木北缘构造带地壳下部速度也较低，为6.40～6.70km/s，柴达木地体和中南祁连地体地壳下部速度正常偏高，为6.40～6.80km/s。
(2)温度/深度曲线的变化
柴达木北缘构造带和北祁连地体处于较高地热状态，地壳底部温度为688℃～850℃;北山南部地体和柴达木地体处于较低地热状态，为424℃～600℃;而中南祁连地体处于前述两种状态之间，即正常略低的地热状态。
(3)岩石圈下部(莫霍界面附近及下方)电阻率变化
北山岩石圈下部电阻率普遍增高，一般为3000～5000Ω·m，北山北部地体为最高，达到5000～10，000Ω·m;河西走廊和柴达木盆地岩石圈下部电阻率较低，一般小于3150Ω·m，察尔汗盐湖下方电阻率最低，仅为300～1000Ω·m;祁连山脉岩石圈下部电阻率呈现出山脉边缘高(4000～1000Ω·m)，中部低(2034～2750Ω·m)。
(4)密度变化
上地幔密度横向变化特点:祁连山以南地区为3.31×103kg/m3，以北平均为3.4×103kg/m3;金塔、鼎新一带最大可达3.45×103kg/m3。
地壳内部密度变化特点是:上地壳以金塔为界，第一层南部平均为2.67×103kg/m3，北部平均为2.77×103kg/m3;第二层南部平均为2.81×103kg/m3，北部平均为2.87×103kg/m3;低速层变化较大，祁连以南平均为2.73×103kg/m3，以北到金塔平均为2.77×103kg/m3，金塔-鼎新一带为2.80×103kg/m3，下地壳上层以大柴旦-大煤沟为界，南部偏大，达到2.94×103kg/m3，以北到金塔平均密度为2.87×103kg/m3，再向北为2.91×103kg/m3;最后一层以祁连山为界，南部为3.0×103kg/m3，以北到鼎新一带变化较大，出现2.94×103kg/m3、3.04×103kg/m3及3.10×103kg/m3等密度值，再往北密度降低到2.9×103kg/m3。
2.3.1.5 几点认识
(1)祁连山是青藏高原北部的边界山脉。祁连山作为新生代隆起的山脉，具有较厚的山根和岩石圈，莫霍界面从河西走廊向祁连山下倾斜，最深处在南祁连的居洪图下方，深度达65km。莫霍界面的形态与实测布格重力异常剖面曲线呈对应关系。而北山和巴丹吉林沙漠北缘尚存完好的侏罗纪以来造山期后的大型推覆构造和后期的伸展构造，这似乎表明从那个时期至今，地壳以水平分层运动为主，喜马拉雅隆升事件对该区影响甚微，也表明，青藏高原隆起的北界范围向北没有越过河西走廊。
(2)北山的推覆构造属表皮构造。宽角反射与折射地震剖面的解释，得到北山地壳10～20km深度存在着低速度逆转层(速度为6.05km/s)。北山发现的晚中生代-新生代的推覆构造产状较缓，在重力异常图像处理中，东西向长波长异常随着波长加大，异常向西飘移，显示出北山地壳的无根性。因而，可推断北山发现的推覆构造席卷深度不大，大概以壳内低速层为推覆滑动层位。
(3)双向挤压力的形成背景。已有资料表明，断面走廊域及邻区岩石圈处于双向挤压环境之中。印度板块向北的主动挤压和西伯利亚向南的被动楔入，构成了大陆岩石圈最新变形的动力学环境。在这一挤压力的推挤下，柴达木盆地向南北两侧山脉之下插入不仅为地表观察所见，而且深部地震探测发现陆壳的下插作用已延伸到地壳的下部。北祁连的深地震反射剖面证实北部大陆正在插入高原之下，然而插入多远尚不能确定。根据反射剖面，下插仅延伸到中南祁连地体之下。
(4)为检验所建立的断面的地球动力学模型，根据地球动力学模型图提供的断面物性结构和构造边界，应用改进的有限单元法对断面岩石圈应力状态进行了数值模拟。计算表明，只有南北双向同时挤压且北端力(320MPa)大于南端力时，祁连山隆升，两侧盆地相对下降，祁连山推覆到两侧盆地之上，这与实际情况相符。计算的结果还发现，水平位移量(数千米)远大于垂直位移量(几百米)，并且在岩石圈下部(莫霍界面附近及岩石圈地幔)位移是下降的。在祁连山中部地壳中20km左右深处，也发现了局部的下降位移。这表明，断面走廊域岩石圈变形是在双向挤压力作用下，以水平缩短增厚为主要特征，壳内和壳下存在拆离作用。祁连山两侧的大陆岩石圈相向运动插入到祁连山之下，导致祁连山岩石圈上部抬升及下部的缩短加厚，从而形成增厚的岩石圈根。
2.3.2 新疆沙雅-哈纳斯地学断面
该断面南起塔里木盆地北部的沙雅，向北越过天山，穿过准噶尔盆地的西缘，直至阿尔泰山南部的哈纳斯。全长约950km。断面工作由中国地震局地质研究所负责完成。沿该断面的工作包括:较全面的地质调查，全断面的深地震宽角反射和折射剖面研究，全断面的大地电磁测深，北天山山前的深地震反射剖面，断面走廊域的重、磁、天然地震及古地磁等不同方面的研究。该断面的成果对于研究新疆北部的地壳结构构造和岩石圈的三维结构提供了重要的资料和数据。该断面的主要成果如下(仅摘取和本项工作有关的部分)。
2.3.2.1 构造单元划分
将断面所经过的地域划分为三个一级构造单元，即:塔里木板块、哈萨克斯坦-准噶尔板块、西伯利亚板块。其间为纳伦-那拉提缝合带(即本书所称的“中天山南缘断裂”)及额尔齐斯-布尔根缝合带所分割。各构造单元的地壳结构特征如下:
(1)塔里木板块:由于该断面只涉及了塔里木的北缘，故所测出的数据主要代表了塔里木北侧的状态。塔里木盆地北缘的莫霍面深45km，Pm速度8.00km/s;向北进入南天山，莫霍面深度为55km，速度7.95km/s，两者在库车北有一个明显的4～5km左右的不连续。由大地电磁测深得到的岩石圈的厚度由南侧的115km向北逐渐加深至135km左右。纳伦-那拉提缝合带北侧有一个明显的增厚梯度带，厚度最大达到160km。在南天山之下，人工地震测深得到65～75km的上地幔顶部有一低速层，波速度仅6.9～7.2km/s，与下地壳的速度相当。它对于认识天山形成的动力学机制有重要的意义。
(2)哈萨克斯坦-准噶尔板块:断面只涉及该板块的准噶尔微板块和伊犁地块部分。该区莫霍面显示南北两侧加深的趋势，准噶尔南缘的乌苏最薄，仅44km，P波速度为7.92km/s，向南在北天山莫霍面加深到55km，P波速为7.88km/s;乌苏向北，准噶尔中部和北缘莫霍面起伏平缓，逐渐加深，从44km逐渐加深到56km左右。岩石圈结构显示中间薄、边缘厚的特点。准噶尔盆地中部为120km。向南北增厚，北缘可达180km，南缘为160km。但南缘在北天山之下，65～75km深处有一明显低速层，速度仅为6.8～7.2km/s，与塔里木北缘的上地幔低速层连成一体，构成位于整个天山下面的上地幔低速层。
(3)西伯利亚板块:由于断面只涉及西伯利亚板块的南缘一小部分。有关地壳结构的资料也只能说明该板块南缘的面貌。所测得的莫霍面深度为55km，起伏不大南侧在额尔齐斯-布尔根缝合带附近稍浅，为53km，地壳平均速度为6.35km/s。岩石圈厚度在其南缘的缝合带之下为160km，向北平缓加深至168km。
2.3.2.2 天山的地壳结构和形成的动力学机制
根据该断面的认识，天山的地壳结构具有良好的对称性。岩石圈厚度呈现两侧薄，约为120～140km，中间厚，为170km;上地幔顶部65～75km左右的深度上有一低速层，厚约几千米，遍布整个天山地区。莫霍面厚度在天山南北两侧为45km左右，中部加厚达55km左右。该断面的研究成果并提出:现今天山复杂的地壳岩石圈结构是在继承古生代板块碰撞造山的基础上，由于新生代以来强烈的陆-陆碰撞再造山作用，导致天山中、下地壳强烈韧性剪切增厚作用形成天山内部众多的低速体和明显的壳幔过渡带，导致天山一方面上隆，形成高山，一方面下地壳下沉，产生拆沉作用，形成上地幔顶部的残留下地壳。
2.3.3 独山子-泉水沟断面
该断面北起天山北麓的独山子，向南沿独库公路跨过天山，然后沿和田河穿越塔里木盆地，从和田向南翻过铁克里克山，终点在昆仑山中的泉水沟，全长约1200km。工作由中国地质科学院地质研究所负责，工作内容包括:全断面的人工地震宽角反射和折射地震剖面测量，昆仑山前的深地震反射剖面测量，昆仑山及塔里木地区的天然地震宽频带接收研究，全断面的地层、沉积特征和构造演化、高压变质带和蛇绿岩、火成岩的地球化学研究等不同方面的工作。所取得的主要认识概括如下。
(1)从已获得的资料分析，断面内的中下地壳在横向上有明显的不同。断面内的地壳结构在横向上大体可以分为4段:
准噶尔-北天山地区:地壳厚度一般在45～56km左右，可分为三层。上地壳厚约10～12km，层速由1.50km/s递增至5.90km/s，密度一般为1.50～2.33g/cm3;该层主要由不同的沉积层及变质基底所组成。中地壳厚25～32km，可分为上下两层。中地壳上层P波速度为6.00km/s，密度为2.75～2.76g/cm3，下层波速为6.10km/s，密度为2.79～2.80g/cm3。在准噶尔-北天山地区的中地壳之下，有一明显的低速层，该层密度为2.55g/cm3，波速为5.60km/s。低速层的埋深为36～38km，厚度为5～8km。这一低速层的出现可能和该层位上的构造破裂或是出现较多的流体有一定的关系。下地壳在该地区厚12～17km，密度为2.95g/cm3，波速为6.60km/s。其下，莫霍面以下的波速为8.15km/s。根据天然地震Tomography和国家地震局地质所的深反射地震资料，本区中下地壳可以看到明显向天山下插的趋势。
中天山地区:地壳结构和前面所说的准噶尔-北天山地区有一定的相似之处。中天山地壳也可分为三层，在中地壳之下有一个明显的低速层。但在中天山地区地壳开始加厚，地壳厚度可达54～62km。其中，上地壳明显减薄，仅4～10km，其波速为5.8km/s，密度为2.45～2.51g/cm3。显然这是因为中天山的强烈隆升，导致上地壳被剥蚀而减薄。中天山地区中地壳亦可分为上下两层。上层厚5～13km，密度为2.80g/cm3，波速为6.10km/s;下层厚8～20km，密度为2.87～2.88g/cm3，波速为6.30～6.40km/s。中天山地区低速层埋深22～36km，厚3～8km，密度为2.54g/cm3，波速为5.60km/s。下地壳在中天山地区厚18～25km，密度3.00g/cm3，波速为6.90km/s。由此可见，中天山的地壳结构和北侧的准噶尔-北天山有一定的相似之处，都具有三层结构，同时在中地壳之下有一明显的低速层。但在同样的中下地壳相似层位上，中天山的数值都高得多，显然这和中天山的抬升有直接的关系。
塔里木地区:这里的塔里木包括了塔里木盆地北侧的南天山和南侧的铁克里克。关于塔里木的地壳结构，可见盆地具有相对于两侧山区较薄的地壳，盆地内地壳厚度仅41～42km，向两侧山区逐渐加厚，在北侧的南天山和南侧的和田附近均已达50km以上。根据目前的资料和认识，我们将塔里木的地壳也分为三层。上地壳包括了塔里木盆地内巨厚的沉积盖层和发育良好的结晶基底，故其上地壳厚达15～20km，密度在2.00～2.78g/cm3间，P波波速为5.40～6.20km/s。中地壳在盆地之下厚度相对较小，仅8～12km，密度为2.84～2.87g/cm3，波速为6.00(6.10)～6.30km/s。其下的下地壳可分为上下两层，上层密度为2.89～2.92g/cm3，波速为6.50～6.60km/s;下层密度为2.96～3.15g/cm3，波速6.80(7.00)～7.30km/s。下地壳总厚为16～22km。由此可以看出塔里木盆地和其周边山区的地壳结构有明显的不同。塔里木北侧的南天山地区，具有与塔里木类似的地壳结构，特别是较薄的中地壳，和相似的地壳速度结构。但南天山在中生代以后的造山过程中，地壳结构也发生了明显的变化。因此可以认为，南天山虽然主体属于塔里木，但在中新生代造山作用的影响下，随着塔里木向天山的俯冲，地壳结构发生了重大的改变。塔里木南侧的铁克里克地区，从地表出露的岩石来看，它是塔里木板块南缘基底翘起而出露的一部分。而从深部的地壳结构来看，塔里木的中下地壳在和田附近就开始缓慢向南倾斜，逐渐向昆仑山下插。但深反射地震的资料所显示的两侧不同倾向的结构，可能还有一些更为复杂的情况，加上和田以北的地震带反映了可能有一个近垂直的走滑断裂，化解了两侧相向的挤压应力。
昆仑-喀喇昆仑地区:地壳结构具有其本身的明显特点。主要表现为地壳整体厚度巨大，由西昆仑山前地区的60km逐渐加厚，可达70～75km。特别是具有明显变厚的下地壳和中地壳。同时在中地壳顶部出现一层明显的低速层，这和已有的大地电磁测深所获得的高导层大体是一致的。从已获得的资料来看，昆仑构造带地壳总厚65～75km，可分为三层，并且其中具有一个明显的低速层。上地壳厚15～18km，密度2.59～2.79g/cm3，P波波速5.30～6.15km/s;其下的低速层，厚约8～10km，密度2.66～2.68g/cm3，波速6.10km/s;中地壳厚20～24km，密度2.91～2.93g/cm3，波速6.40～6.60km/s;下地壳厚约22～25km，密度2.98～3.00g/cm3，波速6.70～6.90km/s。由此可见，昆仑构造带具有独特的地壳结构，显然和南侧青藏高原的隆升和地壳加厚有直接的关系。
(2)通过深反射地震与宽频地震探测，首次获得了青藏高原西北缘西昆仑山与塔里木接触带分别向北和向南倾斜的两组清晰波组，为当前国际地学界关注的热点地学问题之一———青藏高原西北缘碰撞构造、岩石圈深部结构、构造特征，提供了深部信息。这里不存在塔里木向南长距离俯冲的依据。地震测深剖面在昆仑山前陆显示了近垂直的两条隐伏走滑断裂，向下延伸可达莫霍面，它们很可能与地表北西西-北西向的走滑断裂带相连，推断是塔里木南缘多震地带的深部诱发断裂带。根据上述地震测深所获得的资料，结合岩浆岩，主要是碱性火山岩的组合与分布及其地球化学特征，对欧亚板块(塔里木块体)与青藏高原西北缘(印度板块)碰撞造山特征和模式提出了新的认识。认为:“南北双向水平挤压”是青藏高原西北缘地壳缩短、加厚和隆升的主要原因。由于水平挤压，致使岩石圈底层加厚和压密并引起深部的拆沉作用(delamination)导致晚期新生代的碱性(钾质为主)火山喷发。因而对目前地学界流行的所谓青藏高原形成的“南北双向俯冲”(two-sided subduction)的模式提出了质疑。
(3)稳定的大陆根与岩石圈地幔的断离。塔里木岩石圈厚度巨大，超过200km，最深处达250km(胥颐等，2000)，位于塔中隆起南缘麻扎塔格的下方。它可能是中国大陆岩石圈最厚的地方。在全球也属于稳定的大陆地盾之列。塔里木盆地巨大厚度的岩石圈和高速性质，再次证实在稳定的古老的大陆地盾上地幔顶部存在厚的地幔盖层，使古老大陆的根部没有被破坏。然而，与此形成对照的是，在两个造山带岩石圈厚度减小，天山为140～150km(魏素花等，2000;胥颐等，2000)，西昆仑为150km。岩石圈厚度的减小可能是汇聚增厚的岩石圈根带，在碰撞后(一般认为8～10Ma)发生断离(Breakoff)引起的。在西昆仑造山带出露的第四纪富钾高碱火山岩(邓万明，1993)，可能是产生在大陆岩石圈碰撞汇聚断离，软流圈物质上涌，小尺度对流的深部动力学背景。已有文献提出吉尔吉斯天山存在地幔上涌的可能(Vinnik等，1984)，壳幔之间是由一个宽缓的速度过渡带构成(Kosarev等，1993)，下地壳和上地幔顶部速度低于邻区，高热流和年轻火山岩的产出是间接的证据。地震波层析成像和接受函数都发现了天山岩石圈根部的低速特性(Curtis等，1997)，各向异性的研究，明显地揭示出上地幔各向异性方向与天山造山带走向一致(Makeyava等，1992)，支持天山造山带的抬升机制起因于地幔热动力学。
(4)火山岩及其深源包体的研究，首次在西昆仑地区康西瓦东南的更新世或更晚期碱性火山岩中发现幔源尖晶石二辉橄榄岩包体，并进行了火山岩幔源包体的岩石学和地球化学研究，对其形成深度和压力作出了估算，认为青藏高原西北地壳增厚和隆升主要是在该火山岩之后开始的。
2.3.4 可可托海-阿克塞断面
该断面是以袁学诚教授为首的科学家们所完成的北冰洋-欧亚大陆-太平洋地学断面的一部分。它从新疆东北部进入本区，沿新疆东部，切过了阿尔泰山、阿尔曼太，穿过准噶尔盆地的东部，经星星峡进入甘肃省，过敦煌至阿克塞，然后经过阿尔金山和南祁连进入柴达木盆地。所以是斜切了本区的主要构造带。国内这部分主要是“七五”“八五”的成果。该断面提供了本区东部一些重要的深部研究成果，包括莫霍面的深度、岩石圈的面貌等方面的认识。
根据8301工作组的总结(1988)，该断面所穿过的塔里木东北边缘，地壳平均速度为6.15km/s，上地幔顶部的速度是7.90km/s，地壳厚度在50km左右。根据该断面所切过的青藏高原东北部的上地幔顶部、在80～85km的深度上可能有高速的梯度层或速度间断面，其下100km可能存在低速层。约在250km深处有一高速的梯度层。这些特点和利用天然地震资料得到的青藏高原总体的上地幔的结构是一致的。
据徐新忠等(1997)(图2.3.1)对该断面速度结构的总结，提出该断面速度结构的特征在于:

图2.3.1 可可托海-阿克塞断面地震测深地质推断示意图(据徐新忠等，1997)

(1)壳内速度结构具有明显的横向块状结构和纵向的分层结构的特征;
(2)壳内存在局部的低速体(层)和高速体(层)，多分布于中地壳(30km)深度附近;
(3)莫霍面起伏大，最大可达12km，自北往南可划分出不同的幔隆区和幔坳区:

中国西部岩石圈三维结构及演化

(4)莫霍面速度一般为7.9～7.98km/s，但在苦水—红柳园及北天山下出现了异常上地幔，速度较低(7.1～7.7km/s);
(5)壳内可划分出:小于5.5km/s，5.5～6.1km/s，6.1～6.7km/s，6.7～7.6km/s等4个不同速度层。
同时该文在断面内确定了几条主要的断裂，包括:
FⅠ1-1阿尔曼太深断裂;FⅠ克拉美丽深断裂;FⅡ-1准噶尔南缘深断裂;FⅡ-2哈密盆地北缘深断裂;FⅡ哈密盆地南缘深断裂;FⅢ1博罗科努-阿其克库都克(沙泉子)深断裂;FⅢ-1疏勒河深断裂;FⅢ三危山-南湖深断裂。
这些断裂基本上已经切过了莫霍面，反映具有一定的深度，他们对于断面所涉及地段的构造发展演化具有重要的意义，同时也是目前对岩石圈构造单元划分的重要边界。
该断面将所跨越的走廊域划分为三个一级构造单元，分别为:Ⅰ西伯利亚板块;Ⅱ哈萨克斯坦-准噶尔板块;Ⅲ塔里木板块。张朝文等(1997)并对断面所涉及的走廊域的构造演化进行了论述，在此从略。

南海东部地学断面位于东沙群岛东侧，北起广东惠来，经过珠江口盆地珠一坳陷东北、东沙隆起、潮汕坳陷笔架南低隆起、笔架南盆地，直至中央海盆，断面总体呈北北东向，全长约600km(图2.1，彩图1)。东部断面的编制主要利用了美国菲力普石油公司调查珠江口盆地时所做的测线，中美合作调查南海第一、二阶段时所做的重力、磁力、多道反射地震、双船扩展排列剖面(ESP)、声呐浮标、地热流等测量资料。

2.1.1 地形地貌

东部断面穿越了南海东部的陆架和陆坡，直达深海洋盆。在断面范围内，陆架平坦，水深小于200m，宽140km左右；而陆坡区地形十分复杂，水深在200～3400m之间，宽度达270km。断面经过了位于陆坡区的东沙海台、北坡海山、笔架海山西南端。东沙海台为水深200～300m之间的等深线构成的平坦面，其上分布着北卫滩、南卫滩和东沙群岛；北坡海山位于下陆坡，呈北东东方向延伸，与海底间相对高差较大，达1600m；而笔架海山长轴方向为北东向，相对高差较小，仅600m。这些海山皆由火山岩构成，显然它们的形成均与区域构造作用和岩浆活动有关。断面南端进入中央海盆区，水深陡然降到3400～3600m，海底发育现代沉积。

2.1.2 地球物理特征

2.1.2.1 磁力异常(ΔT)

断面内异常总体特征表现为呈北东—北东东向展布，在东沙隆起以北地区，磁异常呈正负交替变化，异常值较高，异常梯度陡，在剖面上呈波浪状。珠江口盆地以北地区，以负磁异常为主，间夹正磁异常条带，负异常幅值可达150nT。珠一坳陷北侧是一条0～150nT的高值磁异常带，坳陷内正负异常相间。位于坳陷南侧的东沙隆起为一条高值强磁异常带，向北东和南西方向分别可与台湾浅滩和神狐-一统暗沙磁异常带相连。据磁异常计算，隆起基岩内有大块玄武岩存在，推测可能是中生代火山弧，局部可能有新生代基性岩侵入。

图2.1 南海地学断面位置图

东沙隆起以南到中央海盆北缘，磁异常变化宽缓，以块状异常为特征，异常值在0～±50nT之间。在中央海盆区，磁异常呈条带状正负相间分布，在剖面上亦呈波浪状，在断面内异常幅值较低。

2.1.2.2 空间重力异常(Δg_F)

东断面空间重力异常总体幅值在零值上下波动，广东大陆地区以负值为主，正异常值与山地对应。珠江口盆地以北的陆架区以低幅值正负异常为特征，珠一坳陷以负异常为主，局部分布的重力高反映了坳陷内发育的次级隆起带。位于珠一坳陷南侧的东沙隆起区对应了一条十分显著的北东向高值正异常带，主体部位异常大于10×10^-5m/s²。东沙隆起南侧潮汕坳陷表现为两条北东向负异常带夹一条正异常带，最大负异常值达-20×10^-5m/s²。潮汕坳陷南缘表现为北正南负的重力异常特征，正异常值高达40×10^-5m/s²，负异常值在0～-30×10^-5m/s²之间，这一方面可能反映了该处水深的急剧变化，地形上形成了一个陡坎；另一方面可能是洋陆边界处重力边缘效应的反映。中央深海盆区以正异常值为特征，异常幅值在0～10×10^-5m/s²内变化。

2.1.2.3 地热流

热流值与地壳结构和构造活动性具有明显的相关性，东断面热流由北向南呈起伏变化态势。珠一坳陷以北热流值在30mW/m²左右，在坳陷北缘断阶处，其值开始上升，坳陷内最大值达到约40mW/m²。东沙隆起北侧到隆起，热流值呈逐渐降低趋势。在潮汕坳陷热流值达到断面中的最低值，如此低的热流值，可能反映了10Ma以来该处无大的构造活动，较为稳定之故。在潮汕坳陷南缘又开始上升，直到中央海盆北缘，热流值略微降低，在海盆内又逐渐上升至40mW/m²。

2.1.3 地质构造特征

2.1.3.1 中新生代沉积

据地震资料反映，东沙隆起以东存在三个清楚的反射界面，可划分出上、下两套构造层。下构造层表现为充填式沉积，厚度变化较大，多发育于断陷内，往隆起方向减薄甚至缺失。钻井揭示这是一套陆相碎屑沉积，时代为古新世—始新世。上构造层呈披覆式覆盖在下构造层之上，沉积厚度较为均匀，反映处于相对稳定的沉积构造环境，发育一套海陆过渡相—海相沉积。在珠一坳陷东部，本断面所经过处下构造层厚度最大达3200m，上构造层厚2600m。在东沙隆起区沉积厚度很薄，低于1000m，主要为晚中新世及其以后的沉积。东沙隆起东南的潮汕坳陷，地震反射特征表现为“三层楼”式结构(图2.2)，可划分出三套构造层，在前述上、下构造层之下还发育了一套特征显著的基底构造层。上构造层沉积厚度较大，最大厚度大于5000m。下构造层发育在一系列大小不等的半地堑内，呈楔状充填，厚度一般为2000m左右。基底构造层反射特征与其上覆构造层截然不同，在地震剖面上，这套地层往往发生了强烈的褶皱变形，表现为一大套倾角较大、褶皱较强、连续性较好的反射层系。其沉积厚度分布不均，层速度达5.1km/s，其厚度可达6500～7300m(姚伯初等，1993)。这套地层以潮汕坳陷最为发育，目前尚无钻井资料揭示其地质属性，推测在东沙隆起周缘和珠一坳陷中均有不同程度发育。在邻近的闽粤东南陆区，大片出露下侏罗统—上三叠统地层，这套厚达数公里的海相和海陆交互相沉积已经历不同程度的变形、变质作用，断层发育，局部因岩浆作用而复杂化。在台湾盆地中部隆起区，大量钻井均钻遇白垩系，在台北坳陷钻遇侏罗系—白垩系，二者均属滨浅海相沉积。据此推测基底构造层可能系中生代地层，受中生代末期构造运动影响发生褶皱变形。

图2.2 东沙隆起东南陆坡地震剖面选段

2.1.3.2 断裂构造

东断面所在处区域断裂总体呈北东、北东东向展布，其次为北西向，具张性断裂特征。珠一坳陷北缘发育一系列呈雁行状排列的北东东向断裂，构成了坳陷的北界，并控制了沉积发育。东沙隆起被北东向和北东东向两组断裂切割，分别向南北两侧断落。在潮汕坳陷南缘，一条大型犁式断裂以高角度切穿基底后，继续向下以缓倾角度切过上地壳，进入下地壳，并到达壳幔边界附近(图2.3)，推测该断裂可能是一条古缝合带，新生代期间，在张性应力场作用下发生拆离变形(姚伯初等，1994；曾维军，2000)。潮汕坳陷与中央海盆之间，断裂多表现为南断北掀，形成众多半地堑。潮汕坳陷及其以南，发育了一组北西向断裂，切割了北东向断裂组，沿该组断裂往往发育了由玄武岩喷溢形成的海山或海丘。中央深海盆内断裂较少，海盆北缘有少量北东东向断裂分布，控制了北缘的沉积发育。

2.1.4 地壳结构特征

对于海区而言，地壳结构通常指采用地震方法获得的速度结构和速度变化特征所反映的地壳分层结构，通过地学断面的综合编制，集中反映了断面经过处各地质构造单元地壳的性质及其横向与纵向变化特征。

图2.3 东沙东南陆坡合成排列剖面(SAP)

图2.4 闽粤东南沿海汕头-长乐爆破地震速度(km·s^-1)结构剖面(位置见图2.1)(据廖其林等，1988)

如断面所示(彩图1)，东断面穿过了华南圈块、台琼块体、中生代残留洋盆、新生代中央海盆等多个构造单元，自北而南地壳结构存在显著差异。位于断面北端的闽粤沿海地区，人工爆破地震获得的结果显示(图2.4)华南圈块地壳由上、下地壳和上地壳底部的低速层构成。根据速度变化特征，可将上地壳层细分为上下两层。上层地壳速度为5.46～5.65km/s，横向上变化较为剧烈，层厚度为1.5～4.0km，多为断裂所切割，沿断裂出露燕山期岩浆岩，也可见老的沉积岩(廖其林等，1988)；下层层速度为6.1～6.35km/s，厚度比较稳定，为10km左右。在上地壳层底部存在一层厚约3～4km、层速度为5.5～5.9km/s的低速层，在华南大陆内部，鲜见低速层发育，此处低速层的出现可能蕴含特殊的地质意义。下地壳层也可分出上下两层，上层速度在6.48～6.71km/s之内变化，厚度比较稳定，厚约7km；下层无论层速度还是厚度均存在强烈的纵、横向变化，层速度为6.89～7.21km/s，厚度则在6～10km之间。值得指出的是，在下地壳底部速度大于7.0km/s的高速层发育处，如泉州、蒲田等地，下地壳层厚度也相应较大。对邻近剖面的普宁地区晚新生代玄武质岩石中所携带的深源捕虏体研究表明，捕虏体主要为麻粒岩相橄榄岩，具有低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值和较高的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值，指示其来源于上地幔，可能代表了上地幔部分熔融产生的基性岩浆底侵于地壳的底部，在后期的上地幔岩浆上升过程中被捕获。因此，这层厚数公里的高速致密物质的形成可能反映了壳幔混合作用的结果，同位素资料表明其结晶成岩发生在112Ma前(徐夕生等，1999)。

在地震剖面上所反映的莫霍面速度为7.9km/s，总的地壳厚度约为30km，且莫霍面多处出现被断裂错断的现象，断距最大可达3km，表明闽粤沿海地带地壳断裂十分发育，前述的壳幔高速层可能是上地幔物质沿这些穿过地壳的断裂上升侵位于下地壳底部所致。

断面经过的南海北部陆缘块体东部地区，中美二阶段合作得到的EPS剖面揭示(图2.5)，除去中新生代沉积层后上、下地壳速度和厚度如表2.1所示。珠一坳陷所在的陆架区上地壳层速度为4.7～5.8km/s(ESP9)，厚5～7km；东沙隆起上地壳层速度降到4～5.1km/s(ESP8)，上地壳厚度仅4km；东沙隆起南侧的上陆坡区速度分别为4.25～5.8km/s(ESP7A)、4.4～6.1km/s(ESP7)、4.8～6.0km/s(ESP6)、4.9～6.0km/s(ESP5)，相应厚度分别为5～14km、9km、6km、5～7km；位于下陆坡区的ESP4上地壳层速度6.2～6.3km/s，厚4km。下地壳层表现为强烈的侧向不均一性，在速度结构方面，ESP9—ESP7A之间速度在6.4～6.9km/s之间，厚度在18～26km之内变化，而ESP7—ESP4之间下地壳明显可分为上下两部分，下地壳上部速度与ESP9—7A相似，在6.5～6.9km/s之间，但厚度仅数千米，其下部速度为7.0～7.2km/s的异常高速层，该层厚度变化较大，最薄处仅4km(ESP4)，最厚处可达12～17km(ESP5)。显然，南海北缘块体的地壳结构特征完全不同于邻近的华南陆区，二者之间可能存在一条重要的分界线(Nissen et al.，1995；曾维军，2000)。

关于南海北部陆缘下地壳底部发育的高速层目前存在多种解释，该层主要分布于地壳急剧变薄的拉张边缘，Hayes(1995)认为是南海北部陆缘前张裂期地壳结构变化所引起的，曾维军(2000)则认为该高速层是其南侧中生代古洋壳俯冲增生的结果。

南海北部陆缘上地幔顶部速度在7.6～8.33km/s之间，莫霍面自北而南向上抬升变浅，包括高速层在内的地壳总厚度呈北厚南薄之势，反映了中生代末—新生代期间强烈拉张作用的结果。例外的是东沙隆起处地壳厚度最大，达到30～32km。

图2.5 南海东部双船地震剖面(位置见图2.1)(速度单位：km/s)(据Nissen et al.1995)

中生代残留洋盆和新生代洋盆的速度结构表现为一般洋壳结构特征。ESP3剖面反映其层1速度为1.5～4.65km/s，层2速度为5.7～6.25km/s，层3速度为7.0～7.65km/s。ESP2位于中央海盆与残留洋盆相交接部位的海丘上，该海丘相当于中央海盆的边缘的脊。位于深海平原区的ESP1揭示了中央海盆北缘的洋壳结构特征，层1速度在1.6～3.3km/s之间，沉积层厚约2000m；层2速度为3.5～6.3km/s，由枕状熔岩及少量辉长岩组成，厚约1200m；层3速度为6.8～7.4km/s，由辉长岩为主的超基性岩构成，约5300m的较大厚度可能是该处洋壳较老的缘故。上地幔顶部速度7.9km/s，与南海北部陆缘区上地幔地震波速度相似。

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