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Journal of Tropical Oceanography >

2022 , Vol. 41 >Issue 1: 204 - 214

DOI: https://doi.org/10.11978/2021028

Marine Geophysics

Property analysis and lithology identification of seismic reflection anomalies on the continental slope of northeastern South China Sea

  • LI Bo’an , 1, 2, 3 ,
  • HU Shanzheng 4 ,
  • YAN Pin 1, 2 ,
  • YU Junhui 1, 2 ,
  • WANG Xiao 5 ,
  • TANG Qunshu , 1, 2
Expand
  • 1. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China
  • 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 4. Bureau of Geophysical Prospecting INC., China National Petroleum Corporation, Chengdu 610213, China
  • 5. Hainan Branch Company of CNOOC (China) Ltd, Haikou 570311, China
TANG Qunshu. email:

Copy editor: YAO Yantao

Received date: 2021-03-03

  Revised date: 2021-04-07

  Online published: 2021-04-13

Supported by

Youth Innovation Promotion Association Chinese Academy of Sciences(Y202076)

Key Special Project for Introduced Talents Team of Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou)(GML2019ZD0204)

Key Special Project for Introduced Talents Team of Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou)(GML2019ZD0104)

Rising Star Foundation of the South China Sea Institute of Oceanology(NHXX2019DZ0101)

Special Support Program for Cultivating High-level Talents in Guangdong Province(2019BT02H594)

National Natural Science Foundation of China(U1901217)

National Natural Science Foundation of China(91855101)

National Natural Science Foundation of China(41876052)

Fold

Abstract

The northern margin of the South China Sea (SCS) is often regarded as a magma-poor passive continental margin. Many high amplitude anomalies were observed in previous studies on seismic profiles at the northern part of the Continent-Ocean Transition (COT) in the northern SCS, and were interpreted as sills and volcanos. However, further investigation on the properties of these high amplitude anomalies was lacking. In this study, we observed a large anomaly with a thickness of ~1.2 km in two multi-channel seismic profiles (SO1E and SOY) on the northeastern continental slope of the SCS. This provides an opportunity to determine the presence of magmatic activities north of the COT. Velocity analysis and AVO (amplitude variation with offset) analysis were performed for the large-amplitude anomaly. Results show that the high-amplitude anomaly has a higher P wave velocity and Poisson’s ratio than the host strata above. Considering the regional geologic background, the internal reflection characteristics, spatial size and shape of this high-amplitude anomaly, we suggest that the high-amplitude anomaly can be characterized as an igneous rock and further classified as a laccolith. This also indicates that multi-phase magmatism occurred north of the COT since the Miocene.

Key words： northeastern South China Sea; laccolith; velocity analysis; AVO analysis

Cite this article

LI Bo’an , HU Shanzheng , YAN Pin , YU Junhui , WANG Xiao , TANG Qunshu . Property analysis and lithology identification of seismic reflection anomalies on the continental slope of northeastern South China Sea[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2022 , 41(1) : 204 -214 . DOI: 10.11978/2021028

南海北缘经历了中生代晚期的板块俯冲和新生代的海底扩张, 属于被动型大陆边缘(Taylor et al, 1983; Yang et al, 2015)。根据是否由岩浆活动主导, 被动型大陆边缘可分为火山型和非火山型(Geoffroy, 2005; Franke, 2013)。而南海北缘相对于典型的火山型大陆边缘, 岩浆作用较弱且无向海倾斜反射体, 属于非火山型被动大陆边缘(Clift et al, 2008; Lester et al, 2014; McIntosh et al, 2014; Fan et al, 2017; Song et al, 2017; 李海龙 等, 2019)。但与典型的非火山型被动大陆边缘不同, 南海扩张中后期以及停止扩张之后存在一定规模的火山活动, 且海底扩张平均速率较低(Lüdmann et al, 1999; Clift et al, 2001; Zhu et al, 2018)。
南海北部大陆坡上存在一条由被动裂谷作用与岩浆作用形成的NE走向的洋陆转换带。该转换带是陆壳与洋壳之间一段上地壳较厚且存在许多海底火山和侵入岩, 下地壳存在高速层的过渡带(Wang et al, 2006)。其东北段宽约225km, 中段宽约160km, 西南段宽约110km (朱俊江 等, 2012)。在海底扩张后期和停止扩张之后, 洋陆转换带上发生过大规模的岩浆活动, 这些岩浆活动主要分布在洋陆转换带的南部, 并形成了许多岩席与出露的海山(Liao et al, 2016; Fan et al, 2017; Song et al, 2017)(图1a)。尽管洋陆转换带北部没有发现出露的海山, 但一些学者在该处的多道地震剖面上观测到了一些高振幅异常体, 并将它们解释为岩席和未出露的火山(Yeh et al, 2004, 2012; Lester et al, 2014; Liao et al, 2016)(图1b), 然而却没有进一步地研究分析这些高振幅异常体的成因, 没有充分的证据证明南海东北部大陆坡上的洋陆转换带北部在新生代后发生过岩浆活动。
图1 研究区(a)及测线(b)位置示意图
中两条棕色曲线之间的区域代表洋陆转换带(Wang et al, <a href="javascript:;" class="mag_content_a" onclick="piaofuRef(this,'b44')" rid="b44">2006</a>), 红色椭圆代表海山(Fan et al, <a href="javascript:;" class="mag_content_a" onclick="piaofuRef(this,'b20')" rid="b20">2017</a>); 图b中黑色粗线代表SO1E和SOY两条多道地震测线, 黄色圆及椭圆分别代表过去研究(Yeh et al, <a href="javascript:;" class="mag_content_a" onclick="piaofuRef(this,'b53')" rid="b53">2012</a>; Lester et al, <a href="javascript:;" class="mag_content_a" onclick="piaofuRef(this,'b28')" rid="b28">2014</a>; Liao et al, <a href="javascript:;" class="mag_content_a" onclick="piaofuRef(this,'b31')" rid="b31">2016</a>)和本次研究中发现的高振幅异常体。审图号为GS(2020)4623

图a Locations of the study area (a) and seismic lines (b). (a) The area between two brown curves represents the Continent-Ocean Transition (COT) (Wang et al, 2006). Red ellipses represent seamounts (Fan et al, 2017). (b) Black lines represent two multi-channel seismic lines SO1E and SOY used in this study. Yellow circles and a ellipse represent the high-amplitude anomalies observed in previous studies and this study, respectively

图2a、2b分别为南海东北部大陆坡上获取的两条地震剖面SO1E和SOY。在SO1E剖面中, 发现了一个长度超过15km、双程走时厚度约为0.26~ 0.43s的巨大高振幅异常体。其顶面界线清晰平坦,内部结构细致但底面界线较模糊, 平均倾角为2°, 朝向坡底。与一般的沉积层反射不同, 该高振幅异常体的内部结构表现为强烈的速度差异、不连续的内部反射和不均匀的内部层面。在SOY剖面中, 也发现了一个和测线SO1E中相似的高振幅异常体, 但长度只有3km, 明显比SO1E中发现的高振幅异常体短。通过比较它们的实际地理位置, 发现两者正好位于两条测线的交点处, 意味着这两个在不同测线上的高振幅异常反射实际上是同一个地质构造体。与研究区域中其他厚度较小的高振幅异常体不同, 该规模巨大的异常体更有利于观测其内部与外部的地震属性差异, 从而可确定其岩性。因此, 针对SO1E剖面中的高振幅反射异常体, 本文利用速度分析和AVO分析获取了其速度与泊松比特征, 再结合区域地质背景和异常体的大小、形状, 从而判断该异常体为火成侵入岩, 为论证洋陆转换带北部存在岩浆活动提供了有力依据。此外, 本研究在南海东北部大陆坡发现了国内相对较稀少的岩盖, 因而也为我国岩盖生长机制和岩浆侵入机制的研究提供了重要信息。
图2 地震剖面SO1E (a)和SOY (b)

测线位置见图1b, 高振幅异常体与两测线相交位置见图中箭头指示

Fig. 2 Seismic profiles SO1E (a) and SOY (b). See Fig. 1b for the locations of the profiles. The locations of the high-amplitude anomaly and the intersection of two lines are indicated by arrows

1 地质背景

在侏罗纪早期至白垩纪(181~82Ma), 随着欧亚板块向南移动、太平洋板块向西移动以及印度洋板块向东北移动, 南海地区经历了频繁的断层活动和岩浆活动(Uyeda et al, 1974; Jahn et al, 1976; Lüdmann et al, 1999; 张莉 等, 2014)。在神狐运动、南海运动、东沙运动之后, 南海基本形成了现今的格局(83Ma至今)(易海 等, 2007; Li et al, 2008)。
本文研究区域位于南海东北部大陆坡, 水深从北西向东南逐渐加深, 变化范围为500~2500m(图1b)。台湾峡谷前半段从大陆架向东南延伸至坡底, 两侧发育有海底滑坡和由重力流形成的冲槽(Xu et al, 2014)。峡谷后半段在浦元海山北边发生转向, 转变为EW走向(丁巍伟 等, 2010; Xu et al, 2014)。峡谷两侧地形与地震反射特征有明显区别, 西南侧地形走向为NE-SW向, 新生代沉积层在地震剖面中表现为高频、连续波状的特征, 而东北侧地形走向为ENE-WSW向, 新生代沉积层在地震剖面中表现为低频、横向连续的特征(Li et al, 2007; 李海龙 等, 2019)。此外, 自晚中新世以来, 研究区域沉积层一直受到西北方向的挤压应力影响, 形成了一系列正断层、逆断层、泥质地层和其他有利于气体水合物形成的结构(姚伯初 等, 2008)。同时, 陆源碎屑供应量的增加导致该区域的沉积物迅速得到补充, 并发生堆积(张光学 等, 2002)。
研究区域地壳厚度从~24km快速减薄至~8km, 且海底下分布有下地壳高速层, 属于洋陆转换带的一部分(Wang et al, 2006; Lester et al, 2014; 赵宏超 等, 2018; 李海龙 等, 2019)。与洋陆转换带南部不同, 研究区域并没有太多出露的海山, 但在前人研究的多道地震剖面上能发现一些岩席与未出露的火山(Yeh et al, 2004, 2012; Lester et al, 2014; Liao et al, 2016)。

2 研究方法

2.1 精细速度场

层速度是岩层的一种重要属性, 不同岩性的岩层, 其层速度相差较大(Dondurur, 2018)。因此获取剖面的层速度场能够揭示目标层位的岩性, 也是进行AVO分析的必要步骤。获取精细速度场的步骤如下: 1) 在目标层位[CDP(common depth point)号为14850~17851, 双程走时区间为1.8~4.2s]每隔50个CDP进行一次速度拾取, 再利用Dix公式转化为层速度(Dix, 1955); 2) 根据地震剖面解释的层位制作网格; 3) 利用层位网格对拾取的层速度进行插值, 以获取精细的速度场。

2.2 AVO分析

AVO是振幅随偏移距变化(amplitude variation with offset)的缩写。AVO技术是一项利用地震数据中的振幅信息获取介质属性的方法(Dondurur, 2018), 该方法利用了描述反射振幅与偏移距(或入射角)关系的Zoeppritz方程(Ostrander, 1984), 而本研究使用的是Shuey简化方程(Shuey, 1985):
$R(\theta )\approx P+G\cdot {{\sin }^{2}}\theta $
式中, $R(\theta )$为反射系数, P为截距(垂直入射时的反射系数), G为梯度(反射系数随入射角的变化率), θ为入射角(θ≤30°)。其中:
$P+G=\frac{\Delta \sigma }{{{(1-\sigma )}^{2}}}$
$\Delta \sigma ={{\sigma }_{2}}-{{\sigma }_{1}}$
$\sigma =\frac{{{\sigma }_{1}}+{{\sigma }_{2}}}{2}$
以上各式中, ${{\sigma }_{1}}$为上层介质泊松比, ${{\sigma }_{2}}$为下层介质泊松比, $\Delta \sigma $为下层与上层介质泊松比之差, $\sigma $为上、下两层介质泊松比的平均值。由于 ${{(1-\sigma )}^{2}}$恒大于或等于0 ($\sigma $≤0.5), 所以P与G之和的正负由 $\Delta \sigma $决定。若P+G>0, 则下层介质泊松比大于上层介质泊松比, 反之亦然。
如图3所示, 在经过动校正后的反射同相轴中, 振幅随偏移距(或入射角)的增加而增加。以偏移距(或入射角)为横坐标, 子波振幅为纵坐标, 绘制AVO曲线, 此时AVO曲线为抛物线形(图3a)。把横坐标转换为 ${{\sin }^{2}}\theta $, AVO曲线则变为直线型(图3b), 此时直线与纵轴的截距为P, AVO曲线与横坐标的夹角为φ, 直线的斜率为G, 即G = tan φ (Dondurur, 2018)。
图3 AVO分析原理图
上方不同大小的红色三角形代表不同偏移距的子波振幅大小; 将图a的横坐标由偏移距或入射角(θ)转换为sin<sup>2</sup>θ, 即得到图b

图a Schematic of AVO analysis. (a) The reflection amplitude (red triangle) changes with different offsets. (b) In the domain of amplitude versus sin2θ, the incidence angle θ is converted from offset

AVO分析的目的是获取目标地层的物理属性参数而不是简单的成像, 因此在进行AVO分析前的步骤中需要保持数据的相对振幅和频率特性。AVO分析主要有以下4个步骤: 1) 根据经验公式, 利用速度场生成低频模型; 2) 为了得到更好的反演效果, 可根据不同的偏移距, 对CDP分选出近、中、远3类道集并分别叠加; 3) 调整波长、振幅等参数以获取合适的子波; 4) 输入子波、速度场、低频模型进行AVO反演, 得到截距P、斜率G以及指示泊松比变化的P+G共3种属性剖面。可根据步骤4的结果在步骤3中反复调整子波波长、振幅等参数, 直至获得较高质量的属性剖面。具体处理流程见图4。
图4 AVO分析流程图

Fig. 4 Flow chart of AVO analysis

3 结果

3.1 精细速度场

本文截取了SO1E中高振幅异常体及其周围部分区域(CDP号为14850~17851, 双程走时为1.8~ 4.2s; 图5a), 并创建了该范围内的精细速度场(图5b)。从精细速度场可以看出, 随着深度的增大, 层速度在高振幅异常体处迅速由3200m•s-1上升至约4200m•s-1; 且相较于海底以下同深度的沉积层, 高振幅异常体内部的层速度增加了约600m•s-1; 而在其下面, 层速度恢复至与周围沉积层相同。这种现象也能在5个CDP道集的速度分析中发现。如图5所示, 1#CDP位于高振幅异常体外部, 2#CDP位于靠近高振幅异常体的地层, 3#—5#CDP位于高振幅异常体内部。本研究分别在每个道集的速度谱上拾取了4个点, 各点的具体参数详情见表1。从各道集的速度谱(图6)可以看出, 5个CDP道集的同相轴经过NMO(Normal Moveout)校正后均被拉平, 表明速度拾取正确。在高振幅异常体外(1#CDP)的速度谱上, 随着速度的增大, 能量团大致沿直线排列。在靠近高振幅异常体(2#CDP)的速度谱上, 能量团排列有轻微向右转变, 该处的岩层受高振幅异常体影响, P波速度增加至与下伏岩层相近。而在高振幅异常体内部(3#—5#CDP)的速度谱上, 能量团排列方向在3.3~3.4s附近突然改变。这意味着高振幅异常体和周围沉积层之间有明显的波阻抗差异, P波速度在高振幅异常体处急剧增加。
图5 CDP号为14850~17851的地震剖面(a)与精细速度场(b)

Fig. 5 Seismic profile (a) and interval velocity field (b) between CDPs 14850~17851

表1 SO1E测线1#—5#CDP上4个拾取点的速度

Tab. 1 Velocities at CDPs 1#~5# of Line SO1E

CDP 点号 时间/ms 叠加速度/(m•s-1) 层速度/(m•s-1)
1# ① 1915 1502 1874
② 2370 1581 2387
③ 3195 1845 2977
④ 3485 1960 3207
2# ① 1924 1503 1828
② 2419 1577 2381
③ 3264 1820 3270
④ 3586 1996 3282
3# ① 2173 1504 1890
② 2725 1590 2546
③ 3305 1798 3692
④ 3773 2128 3370
4# ① 2188 1503 1850
② 2763 1586 2404
③ 3310 1747 3601
④ 3883 2120 3322
5# ① 2413 1502 1932
② 2920 1586 2252
③ 3470 1708 3584
④ 3865 1944 3362
图6 1#—5#CDP道集动校正后的CDP道集和对应的速度谱

Fig. 6 CDP gathers after NMO correction (#1 to #5) and corresponding semblance plots

3.2 AVO分析结果

在完成精细速度场的建立后, 对目标区域(CDP号为14850~17851, 双程走时为3.1~4.2s)进行了AVO分析, 并获得了目标区域的P、G和P+G这3个AVO属性剖面。P剖面表示P波在零偏移距处的反射系数剖面, 反映了岩层的波阻抗变化(Shuey, 1985)。在反演的P剖面中(图7a), 高振幅异常体的顶部界面为正极性, 表明其下方的P波阻抗大于上方的P波阻抗。P波阻抗ZP的计算公式为:
Zp=Vp×ρ
式中, VP为P波速度, ρ为岩层密度, ZP与VP和ρ成正比。由上文关于精细速度场的讨论可知, 高振幅异常体内部的P波速度比周围岩层明显偏高, 这可能是ZP升高的主要原因。同时, ZP的显著升高也说明了高振幅异常体的成因与气体或液体无关。
图7 高振幅异常体P (a)、G (b)、P+G (c)的属性剖面

Fig. 7 AVO attribute sections of P (a), G (b), and P+G (c) for the high-amplitude anomaly

G剖面则反映了截距P随偏移距(入射角)的变化关系(Shuey, 1985)。在反演的G剖面中(图7b), 高振幅异常体的顶部界面是负值, 表明随着偏移距的增加, 振幅逐渐减小。由于单独使用G剖面对AVO解释的意义较小, 故大多数研究都与P剖面结合进行解释, 如指示泊松比变化的P+G剖面(Ostrander, 1984)。在本文反演的P+G剖面中(图7c), 高振幅异常体的顶部界面是正值, 意味着泊松比在此界面开始变大, 其下方的泊松比大于上方的泊松比, 即高振幅异常体的泊松比大于上覆沉积层的泊松比。其中, 泊松比的计算公式为:
$\sigma =\frac{{{({{V}_{\text{P}}}/{{V}_{\text{S}}})}^{2}}-2}{2{{({{V}_{\text{P}}}/{{V}_{\text{S}}})}^{2}}-2}$
式中, VP代表P波速度, VS代表S波速度, 泊松比的增大意味着高振幅异常体内部的VP/VS增大。
P、G、P+G三个剖面中, 在高振幅异常体内部能观察到与顶界面大致平行且极性相反的边界, 其双程走时为3.55~3.60s。这两条极性反转的边界可能属于高振幅异常体底边界的一部分。两条边界之间有一段缺失, 可能指示着底边界被后期的断裂活动或岩浆活动破坏, 导致底边界在地震剖面中成像不完整。

4 讨论

4.1 高振幅异常体的成因分析

地震剖面中高振幅反射异常体通常有3种可能的成因, 即: 1) 砂岩侵入; 2) 碳酸盐岩; 3) 岩浆侵入(Xia et al, 2018)。砂岩侵入是指砂质沉积物在超压流体环境中向上侵入到泥质沉积物的现象(吴时国 等, 2008)。由于上覆沉积物的波阻抗与侵入砂岩的大小关系无法确定(Cartwright et al, 2008), 所以AVO属性与速度场不能用于判断高振幅异常体是否为砂岩侵入。然而, 砂岩侵入在地震剖面中主要呈V字形或翅膀形, 横向延伸从数百米至数公里不等(Yao et al, 2020)。这与本文中横向长度超过15km、呈透镜状的高振幅异常体有较明显的差异, 因此排除砂岩侵入的可能性。
从精细速度场来看, 高振幅异常体内部表现为高速异常, 符合碳酸盐岩与火成岩的高速特征。尽管从规模上看, 高振幅异常体有可能是碳酸盐岩台地, 但根据以下几点可以基本排除其碳酸盐岩台地的可能性: 1) 碳酸盐岩台地在地震剖面上有一个典型的特征, 即在其边缘或台地顶部往往会由于生物礁的发育而出现隆起(冯全雄, 2012), 而本研究观测到的高振幅异常体边缘和内部均比较平整, 并没有出现隆起。2) 在地震剖面中碳酸盐岩台地的下边界较清晰明显(Wu et al, 2014), 而本文的高振幅异常体的底边界模糊不清。3) Salah等(2020)对21个碳酸盐岩样品的物理性质研究表明碳酸盐岩纵、横波速比(VP/VS)约为1.98, 海底沉积层的纵、横波速比普遍大于2, 甚至能达到3.3(Zhao et al, 2010, 2017;侯文爱, 2019), 大于碳酸盐岩的纵、横波速比。根据公式(5)中泊松比σ的计算方法, VP/VS越大, 泊松比越大, 因此海底沉积层的泊松比大于碳酸盐岩的泊松比, 而本研究中的高振幅异常体的泊松比则较上覆沉积岩更大。4) 碳酸盐岩一般形成于浅水环境(Song et al, 2017), 本文的高振幅异常体形成于晚中新世以后, 其所在位置在海底扩张之后属于深海环境(Taylor et al, 1983)。
在海底扩张停止之后, 南海北缘曾经发生过多期次的岩浆活动(邹和平 等, 1995; Yan et al, 2001; Wang et al, 2006), 且这些岩浆主要以基性岩浆为主(张莉 等, 2014)。与酸性火成岩相比, 当岩浆为基性或部分熔融时, 岩层将趋于塑性或液态, 地震波速度会下降, 特别是S波速度下降更为严重(Owens et al, 1997; Wang et al, 2017)。这时, VP/VS将会增大, 泊松比σ也随之增大, 从而可能导致火成岩层的泊松比高于上覆岩层。因此, 火成岩在P+G剖面上表现为正极性, 与高振幅异常体的AVO属性分析相符。另一方面, 尽管高振幅异常体内部的速度达到了约4200m•s-1, 表现出高于周围沉积层的速度(图5b),但其与一般火成侵入岩的速度(5000~ 6000m•s-1)相比仍有较大的差异。导致这一结果的原因可能是由于地震资料采集所选用的偏移距较短(SOTY与SO1E测线电缆道数分别为72道和120道, 道间距和最小偏移距分别为12.5m、90m), 造成了速度分析得到的速度值出现较大误差。通过比较构造背景、反射特征、速度场、AVO属性和形成时间, 本文推测SO1E和SOY剖面上的高振幅异常体是一个基性火成侵入岩。

4.2 高振幅异常体的分类

从地震剖面上看, SO1E和SOY剖面中的高振幅异常体与南海北部其他的岩浆体在形状与反射特征上有较大不同。如上文所述, 与一般岩席对比, 它具有更大的长度和厚度。而与潜火山对比, 潜火山在地震剖面上呈锥形, 内部无明显分层, 同相轴较短、不连续且振幅较弱(Sun et al, 2020)。该高振幅异常体在二维地震剖面上表现为长条状, 内部分层明显, 且同相轴较长而不连续, 振幅较强。南海海底扩张停止之后, 在南海北缘曾经发生过多期次的岩浆活动(邹和平 等, 1995; Yan et al, 2001; Wang et al, 2006)。多期次岩浆活动与高振幅异常体的形成有密切联系, 其中高振幅异常体内部同相轴较长而不连续可能是后期侵入岩浆对前期凝固岩席的破坏作用的结果, 而高振幅异常体内部分层明显则可能是岩浆并非在同一时期凝固的结果。前期凝固的岩席可以为后续侵入的岩浆提供一个硬度各向异性的环境, 这种机制有助于岩席纵向增厚(Menand, 2008; Agirrezabala, 2015)。多期次的岩浆活动可能会导致了岩浆多次侵入。如果岩浆多次侵入且保持着一定的厚度沿着地层侵入形成岩席, 那么当岩席的长度或半径达到一定程度后, 岩席将停止横向发育, 继而转为纵向增厚。在这种机制下, 岩浆侵入最终可以形成规模更大的岩盖(Jackson et al, 1988; Horsman et al, 2005; Menand, 2008; Morgan et al, 2008; Horsman et al, 2009)。因此, SO1E和SOY剖面中的高振幅异常体, 很有可能就是岩盖。
岩盖是火成侵入岩中两侧较陡、中间呈圆顶状结构的岩体(Johnson et al, 1973; De Saint-Blanquat et al, 2006; Horsman et al, 2009)。尽管本文研究的高振幅异常体并未呈现出完整的圆顶状结构, 但它的中部仍然存在一个长度约为5km的圆顶结构。根据Menand(2008)的研究, 岩盖的横向长度范围为数公里至十几公里, 厚度大约为500m至1km, 长宽比大约为10。本研究中的高振幅异常体横向长度、厚度以及长宽比分别为15km、1.2km、11.5(使用层速度4000m•s-1计算)。除此之外, 高振幅异常体的形状特征与其他研究中发现的岩盖相似, 都拥有陡峭的两侧和较宽的顶界面, 以及成层但不连续的内部反射同相轴(Johnson et al, 1973; De Saint-Blanquat et al, 2006; Horsman et al, 2009)。综上所述, 结合反射特征与外形特征, 推测本研究中的高振幅异常体为岩盖, 其形成过程经历了中新世及中新世以后的多期次岩浆活动。岩浆的反复侵入和先后凝固导致了岩盖内部的层状结构和不连续反射特征, 并破坏了岩盖底边界的剖面成像。

5 结论

本研究在南海东北部大陆坡的SO1E和SOY多道地震剖面上发现了一个规模巨大的高振幅异常体, 其在剖面上的长度分别约为15km和3km, 厚度约为1.2km, 顶界面较平坦清晰, 底界面则模糊不清, 两侧较陡峭。结合速度分析和AVO分析, 初步得出以下结论:
1) 在纵向上, P波速度在高振幅异常体内部急剧升高, 且高于上覆和下伏地层; 在平面上, 异常体内部的P波速度高于海底以下同深度的地层。
2) 高振幅异常体内部的波阻抗大于上覆地层, 且随着偏移距的增大而减小; 高振幅异常体内部的泊松比也大于上覆地层。
3) 通过与其他可能的高振幅异常体构造的空间大小、形状、速度特征和AVO属性的比较, 本文认为SO1E和SOY剖面上的高振幅异常体与火成侵入岩具有相同的特点, 并根据其内部反射特征和形态将其进一步划分为岩盖。
4) 南海东北部洋陆转换带的北部在中新世之后曾发生过多期次岩浆活动, 导致了岩盖的形成。

*本研究的数据采集得到国家自然科学基金委员会共享航次计划(航次编号: NORC-2012-08、NORC-2014-08)的资助, 该航次由中国科学院南海海洋研究所“实验2”号科考船实施, 在此一并致谢。

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