根据深反射地震资料识别南海北部洋陆过渡带

朴青峰， 张宝金， 张如伟， 耿明会， 钟广法,2*

1 同济大学海洋地质国家重点实验室， 上海 200092 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)， 广州 511458 3 中国地质调查局广州海洋地质调查局， 广州 510760

0 引言

“洋陆过渡带”的概念最早是1980年由大洋钻探计划ODP 103航次科学家提出来的，该航次研究者在伊比利亚被动大陆边缘洋壳和减薄陆壳之间，发现了蛇纹岩底辟(Boillot et al., 1980, 1987).研究者认为该大陆边缘陆壳与洋壳之间并不是一个截然的分界面，而是一个过渡区域，其宽度较大(约170～200 km)，且地壳厚度向海减薄，地幔岩甚至直接剥露于海底，其地壳性质既不同于正常洋壳，也不同于正常陆壳，故称之为“洋陆过渡带”(Minshull et al., 1998; 任建业等，2015).洋陆过渡带位于减薄陆壳和海底扩张形成的初始洋壳之间(Whitmarsh and Miles, 1995)，是受岩浆活动改造了的厚度急剧减薄的地壳，可能有地幔剥露或地壳深部岩浆侵入.它具有既不同于减薄陆壳也不同于初始洋壳的地质和地球物理特征(Minshull et al., 1998; Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009)，通常表现为地壳急剧减薄，莫霍面显著抬升，具有较大的深部下地壳速度，负的自由空间重力异常和弱的正磁异常(Chian et al., 1999; Lau et al., 2006).洋陆过渡带是大陆岩石圈和海洋岩石圈相互作用的关键区域(Whitmarsh and Miles, 1995)，对于了解大陆岩石圈破裂，海底扩张及被动大陆边缘的形成与演化具有重要意义(任建业等, 2015).

前人对南海北部洋陆过渡带进行过一些研究，不同学者采用不同的依据、资料和方法确定了洋陆过渡带的分布范围，主要包括以下两类：(1)采用OBS、重磁等地球物理资料，依据下地壳高速体、火山岩带的分布范围以及地壳的明显减薄确定洋陆过渡带(Wang et al., 2006; Yan et al., 2001; Gao et al., 2015)；(2)利用反射地震资料确定洋陆过渡带，所采用的依据不一，如Cameselle等(2017)将以旋转断块为特征的减薄陆壳的最外侧旋转断块与厚度稳定的洋壳之间的区域确定为洋陆过渡带；Ding等(2020)和Zhang等(2021)将莫霍面不清晰且深度发生明显变化，基底内部反射杂乱且反射强度较强的区域确定为洋陆过渡带；Sun等(2019)和邱燕等(2021)将地壳急剧减薄和莫霍面快速抬升的区域确定为洋陆过渡带.此外，部分学者仅确定了洋陆边界，认为洋陆边界应在地壳厚度急剧变化的地方，以负的自由空间重力异常等特征为标志(Trung et al., 2004; Li et al., 2014; Sibuet et al., 2021).目前存在的主要问题是，不同的学者在确定洋陆过渡带时，所依据的准则、资料类型和资料的丰富程度各不相同，所确定的洋陆过渡带位置或分布范围存在较大的差异，不同方法所确定的洋陆过渡带缺乏比较与检验.

本文在前人研究基础上，利用广州海洋地质调查局(以下简称广海局，GMGS)近年来采集的高品质深反射地震剖面(图1)对南海北部一统暗沙至东沙东南陆坡之间的洋陆过渡带进行重新解释，通过莫霍面快速抬升，地壳厚度急剧减薄确定南海北部洋陆过渡带的分布范围，并利用海底磁异常条带和重力异常的分布等资料对研究结果的合理性进行检验，最后对南海北部洋陆过渡带的特征和属性进行探讨.

图1 研究区位置(a)及资料分布图(b)(底图据杨胜雄等, 2015)黑色细实线为多道地震剖面位置(L1-L5为倾向剖面，C1-C2为走向剖面)；暗红色点线为图3—7所展示的地震剖面位置，蓝色圆点为大洋钻探站位.Fig.1 Location map of the study area, showing the location of the seismic profiles (black solid lines; L1-L5, dip profiles; C1-C2, strike profiles) used in this study, the seismic profiles shown in Fig.3—7 (dark red dotted lines), and the ODP/IODP drill sites (blue dots) (Basemap after Yang et al., 2015)

1 区域地质背景

南海是西太平洋最大的边缘海之一，地处欧亚、太平洋和印度—澳大利亚板块相互作用的交汇带.南海形成于渐新世-中中新世(33～15 Ma)的海底扩张(Li et al., 2014; Taylor and Hayes, 1983)，其南北皆为被动大陆边缘，西侧为走滑边缘.大致从16～18 Ma开始，南海洋盆向东沿马尼拉海沟俯冲于吕宋弧之下(Briais et al., 1993; Taylor and Hayes, 1983).

南海北部被动大陆边缘经历了古近纪裂谷期及新近纪裂谷期后热构造沉降两大演化阶段(Briais et al., 1993).该陆缘表现出了与典型非火山型陆缘类似的强烈减薄特征，发育了大量大型低角度拆离断层(任建业等, 2015)，地表岩浆喷发不发育(Clerc et al., 2018)，故一度被认为是非火山型陆缘，并推测在其洋陆过渡带可能存在地幔剥露和蛇纹石化橄榄岩(Wang et al., 2006; 任建业等, 2015)，但IODP367/368航次在南海北部洋陆过渡带钻遇到了扩张脊型玄武岩，而非蛇纹石化橄榄岩(Larsen et al., 2018).此外，前人研究表明，南海北部陆缘洋陆过渡带在扩张初期岩浆聚集缓慢，岩浆量较少，但数百万年之后岩浆量变得较充足，22～24 Ma前后有较多的岩浆活动(Sun et al., 2019).

研究区位于南海北部一统暗沙至东沙东南陆坡以南海域(东经113.5°～120.2°，北纬16.0°～20.2°)(图1)，构造上跨越南海北部大陆边缘中段珠江口盆地南部及其以南的洋盆区.

2 数据及方法

本文使用的二维深反射地震剖面共7条，由广州海洋地质调查局探宝号调查船于2011年采集，剖面总长约3300 km.主要采集参数为：接收道数480道，道间距12.5 m，覆盖次数80次，炮间距37.5 m，采样率2 ms，记录长度12 s.为了得到较为清晰的莫霍面和地壳深部结构特征，在资料处理时采用了一系列针对性技术，包括复杂多次波多步串联保幅压制、沿层速度精细分析、叠前时间偏移及深层保幅成像处理等.

图2 研究区(a)陆坡区(减薄陆壳)和(b)洋盆区(洋壳)基底以下速度-深度关系基底以下OBS速度曲线来源：陆坡区据Nissen等(1995), Liu等(2018), Wan等(2019), Liu等(2021)；洋盆区据Wan等(2019)和Wang等(2020).Fig.2 Velocity-depth relationships of crust below the basement in (a) the continental slope (thinned continental crust) and (b) the oceanic basin (oceanic crust) in the study area. The OBS velocity curves are sourced from (a) Nissen et al. (1995), Liu et al. (2018), Wan et al. (2019), and Liu et al. (2021), and (b) Wan et al. (2019) and Wang et al. (2020).

3 结果

3.1 关键地质界面的识别与解释

在处理好的地震剖面上，开展了基底和莫霍面两个关键界面及下地壳高速体顶界等的解释(图3—7).

基底在深反射地震剖面上较易识别，通常表现为浅部层状强振幅反射与深部杂乱或透明反射之间的分界面，上、下两套反射的产状不一致，发育削截、上超等反射终止标志，是一个明显的不整合界面.此外，基底一般表现为强振幅正极性反射，其连续性较好.基底的埋深由陆向海总体上呈逐渐变深趋势.陆缘区基底埋深变化较大，介于1.5～13.8 km之间.在洋盆区，基底埋深介于3.7～7.5 km之间，局部受后期海底火山活动影响，基底被冲断或上隆(图4—5).

莫霍面的识别依据如下：基底面以下杂乱或透明反射背景下的断续、强振幅反射带，为具有一定宽度的正振幅带，在地震剖面中可以表现为斑状、上凹状、上凸状等反射形态；其上覆以杂乱或透明反射为主，下伏基本为透明或空白反射(McGeary, 1989).莫霍面的埋深变化较大，在陆缘区较深，介于10.2～28.2 km之间；在洋盆区较浅，介于9.0～15.9 km之间(图3—7).

图3 地震剖面L1(部分)及其解释结果(a) 未解释剖面； (b) 局部放大剖面，展示莫霍面和下地壳高速体顶界的反射特征； (c) 解释的地震剖面，示莫霍面(红色点线)、基底(浅蓝色点线)和下地壳高速体顶界(紫色点线)的分布，蓝色三角形表示初始洋壳的边界； (d) 莫霍面埋深(红色)、地壳厚度(绿色)、海底深度(蓝色)及地层厚度(橙色)分布曲线.剖面位置见图1.Fig.3 Seismic profile L1 (part) with interpretation of key horizons(a) Uninterpreted profile； (b) Enlarged map showing reflection characteristics of the Moho and top lower-crust-high-velocity-layer boundaries； (c) Interpreted profile showing the Moho (red dotted line), basement top (light blue dotted line) and top lower-crust-high-velocity-layer boundaries (purple dotted line). The blue triangle shows the location of the oldest oceanic crust； (d) Variations of Moho depth (red), crustal thickness (green), seafloor depth (blue) and sediment thickness (orange) with distance. See Fig.1 for profile location.

下地壳高速体一般为铁镁质的基性岩(White and Mckenzie, 1989)或蛇纹石化橄榄岩(Boillot et al.,1987).南海北部OBS数据显示，其下地壳高速体地震波的速度很高，可达7.00 km·s-1以上，最大厚度可达10 km以上(Yan et al., 2001; Wang et al., 2006, 2020; 卫小冬等, 2011; Wan et al., 2017).本文深反射地震剖面显示，在洋盆以北的陆缘区，莫霍面上方约0～2 s附近，存在一组断续的强振幅同相轴，其深度与OBS剖面上解释的下地壳高速体基本一致，我们把这些断续强振幅同相轴解释为下地壳高速体顶界，它与下伏莫霍面之间大致对应于下地壳高速体发育带.在研究区东部，下地壳高速体顶界反射表现尤为明显，下地壳高速体的厚度也明显增大，约2 s(图3—7).

3.2 莫霍面抬升带

莫霍面在地震剖面上的分布，由北往南大致可以划分为三个带(图3—7).北部陆缘减薄陆壳区，莫霍面埋深较大，介于14.3～28.2 km之间，平均为21.9 km；南部洋壳区，莫霍面埋深较小，介于9.0～15.9 km之间，平均为12.0 km，每条剖面不同位置的平均莫霍面埋深见表1.减薄陆壳区与洋壳区之间，莫霍面从北往南逐渐抬升.由减薄陆壳到洋壳，莫霍面埋深从减薄陆壳区平均21.9 km抬升至洋壳区平均12.0 km，北部边界到南部边界的横向抬升速率最高可达180 m·km-1.

3.3 地壳急剧减薄带

海底与莫霍面之间的地壳(包含沉积层)厚度在横向上存在着较大的变化.由北往南，地壳厚度整体呈减薄趋势(图3—7).北部陆缘减薄陆壳地壳厚度较大，总体介于11.7～26.9 km之间，平均为20.2 km，由北往南地壳厚度总体呈减薄趋势.南部洋壳的地壳厚度较小，大致在5.1～12.0 km之间，平均为8.1 km，洋壳厚度的横向分布基本稳定或由北往南随着洋壳年龄变新而略有减薄，图中的蓝色三角形位于洋壳最北部，代表最老的洋壳或初始洋壳(图3—7)，初始洋壳最厚可达8.8 km，各剖面初始洋壳的厚度见表1.

表1 各倾向地震剖面上减薄陆壳区、洋陆过渡带和洋壳区地壳深度及厚度参数Table 1 Crustal depth and thickness parameters of the thinned continental crust, COT and ocean crust on individual dip-oriented seismic profiles

图5 地震剖面L3(部分)及其解释结果(标注同图3; 剖面位置见图1)Fig.5 Seismic profile L3 (part) with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

图6 剖面L4及其解释结果(标注同图3; 剖面位置见图1)Fig.6 Seismic profile L4 with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

图7 剖面L5及其解释结果(标注同图3; 剖面位置见图1)Fig.7 Seismic profile L5 with interpretation of key horizons (The annotation is same as Fig.3. See Fig.1 for profile location)

图8 本文确定的南海北部洋陆过渡带分布范围(红色粗实线)及与前人结果的对比棕色、深蓝、浅蓝及橙色虚线据Wang等(2006)， Zhang等(2021)，Gao等(2015)，Sun等(2019)；墨绿色线段，紫色点线、黑色虚线分别是据Yan等, 2001；Nissen et al., 1995；Liu等, 2018；卫小冬等, 2011；Ding等, 2012；Eakin等, 2014；Lester等, 2014；Wang等, 2006; Wan等, 2017, 2019；Qiu等, 2001的OBS、ESP和OBH资料编绘的南海北部火山岩分布、下地壳高速体在OBS、ESP和OBH剖面上的分布和下地壳高速体分布范围.灰色实线为OBS、ESP、OBH剖面位置.底图据杨胜雄等(2015).Fig.8 The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper (red thick solid lines) in comparison with previous resultsBrown, dark blue, light blue and orange dash line are adopted from Wang et al. (2006), Zhang et al. (2021), Gao et al. (2015), Sun et al. (2019), respectively. The dark green lines, purple dotted lines and black dash lines respectively show the distribution of volcanic rocks, lower-crust-high-velocity-layer on the OBS, ESP and OBH profiles and lower-crust-high-velocity-layer based on the OBS, ESP and OBH data (compiled by Yan et al., 2001; Nissen et al., 1995; Liu et al., 2018; Wei et al., 2011; Ding et al., 2012; Eakin et al., 2014; Lester et al., 2014; Wang et al., 2006; Wan et al., 2017, 2019; Qiu et al., 2001). Gray lines show locations of the OBS, ESP and OBH profiles. Basemap after Yang et al. (2015).

图9 南海北部洋陆过渡带与海洋磁异常和负的自由空间重力异常相对位置(a) 本文确定的南海北部洋陆过渡带(红色粗实线)与海洋磁异常条带，紫色虚线据Briais等(1993)，绿色实线据Li等(2014)的对比；(b) 本文确定的南海北部洋陆过渡带与负的自由空间重力异常的对比(底图据杨胜雄等, 2015).Fig.9 Relative position of COT in the northern South China Sea with oceanic magnetic anomaly and negative free air gravity anomaly(a) The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper (red thick solid line), compared with distribution of oceanic magnetic anomaly strips, purple dotted lines after Briais et al.(1993), and green solid lines after Li et al.(2014); (b) The distribution of the COT in the northern South China Sea determined in this paper compared with negative free air gravity anomaly (Basemap after Yang et al., 2015).

减薄陆壳与洋壳之间，地壳厚度从减薄陆壳区平均20.2 km减薄至洋壳区平均8.1 km，总体表现为由减薄陆壳向洋壳急剧减薄(图3—7)，北部边界到南部边界的横向减薄速率最高可达220 m·km-1.

研究区地处边缘海，物源丰富，所以南海洋盆区中的沉积层厚度较大，部分区域沉积层厚度在2.0 km以上.另外，研究区东部位于马尼拉海沟，此处沉积层厚度极大，厚度甚至超过3.0 km(图7)，所以本文中洋盆区的平均沉积层厚度比较大，也导致包含沉积层的洋壳总厚度较大.

3.4 南海北部洋陆过渡带的分布

综合上述，深反射地震剖面解释成果，依据莫霍面抬升带和地壳急剧减薄带，结合基底上覆地层厚度的横向变化确定出了南海北部洋陆过渡带范围，如图8所示.本文所确定的南海北部洋陆过渡带位于莫霍面平均埋深为21.9 km、地壳平均厚度为20.2 km的北部陆缘减薄陆壳和莫霍面平均埋深为12.0 km、地壳平均厚度为8.1 km的洋壳之间，水深1490～3860 m，海底坡度相对较陡，最大可达4.1°.洋陆过渡带的宽度介于46～99 km之间.

4 讨论

4.1 与前人研究结果的对比

将本文确定的洋陆过渡带的范围与前人采用不同方法得到的结果进行对比(图8)，发现本文确定的洋陆过渡带的南界(靠洋盆一侧的边界)与前人结果基本一致，但北部边界各家差异较大.前人根据莫霍面抬升确定的洋陆过渡带范围(Sun et al., 2019; 邱燕等, 2021)与本文结果最为接近.

前人根据下地壳高速体和中上地壳的岩浆和火山岩分布所确定的洋陆过渡带的北部边界范围(Wang et al., 2006; Yan et al., 2001) 与本文结果相比明显偏大(图8).由于IODP367/368并未钻遇地幔剥露现象，故推测南海北部洋陆过渡带下地壳高速体应是岩浆底侵作用的结果(Larsen et al., 2018).由于岩浆从洋陆过渡带上升进入地壳后容易出现横向扩散，导致岩浆侵入带或火山喷发带的范围超出洋陆过渡带范围，这可能是根据下地壳高速体或上地壳岩浆或火山岩带的分布所确定的洋陆过渡带范围偏大的主要原因(图8).前人研究表明，南海北部从陆坡到洋盆存在很多扩张期后的海底火山活动，最新的火山活动可以一直持续至3 Ma(Xie et al., 2017; Sun et al., 2019)，所以单纯根据火山喷发带的范围，很难准确确定洋陆过渡带的位置.

Cameselle等(2017)所确定的南海西北次海盆北部洋陆过渡带的范围与本文结果相比明显偏小，且其南部边界比本文结果更靠南一些(图8).事实上，洋陆过渡带是地壳厚度减薄最剧烈的区域(Minshull et al., 1998)，其中也可能存在与大型拆离或滑脱断层有关的掀斜断块(Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009).

部分学者(Franke et al., 2011; Zhang et al., 2021)利用反射地震资料将基底上覆具有同裂谷沉积且莫霍面连续、清晰的区域定义为陆壳基底，将莫霍面连续、埋深稳定且上覆沉积层具有近水平反射特征的区域定义为洋壳基底，将莫霍面断续且急剧抬升的区域确定为洋陆过渡带.该方法所确定的洋陆过渡带范围与本文结果相比明显偏小.我们认为，莫霍面在地震剖面上的连续性和清晰度及基底内部反射特征与地震处理方法有一定的关系，可能会存在一定程度的多解性.

莫霍面的显著抬升、地壳急剧减薄和岩浆大量侵入，有可能导致洋陆过渡带出现重磁异常特征的变化.前人根据负的自由空间重力异常、磁异常、下地壳高速体分布范围及地壳厚度变化所确定洋陆过渡带范围(Gao et al., 2015)与本文结果相比均偏大.自由空间重力异常与地形、密度相关，也与深部地幔等多种因素相关，地壳快速减薄、莫霍面快速隆起处可以观察到自由空间重力异常的突然下降(Fan et al., 2019)，具有明显的重力低(Franke et al., 2011).由于洋陆过渡带的地层厚度比减薄陆壳薄，莫霍面显著抬升，而密度又比洋壳低，所以该区域可能会出现负的自由空间重力异常(Taylor and Hayes, 1983; Franke et al., 2011; Gao et al., 2015).但是，除洋陆过渡带外，陆缘区的裂谷或凹陷部位由于基底以下密度较大的结晶地壳较薄，通常也会出现明显的负的自由空间重力异常，因此单纯根据负的自由空间重力异常分布范围所确定的洋陆过渡带范围可能偏大.磁异常主要由下地壳高速体和岩浆活动引起，由于下地壳高速体和岩浆活动的范围通常也往往超出洋陆过渡带的分布范围，所以单纯根据磁异常分布范围所确定的洋陆过渡带往往也明显偏大.

4.2 本文确定的洋陆过渡带的合理性

洋壳通常发育磁异常条带，而洋陆过渡带和减薄陆壳虽有磁异常但不呈条带状(Li et al., 2014).利用这一特性，可以根据洋盆磁异常条带的分布范围，对洋陆过渡带靠洋盆一侧边界的合理性进行检验.由图9a可知，本文确定的南海北部洋陆过渡带的南部边界总体位于南海洋盆最老的磁异常条带C11以北区域，间接证明了本文所确定的洋陆过渡带分布范围的合理性.

洋陆过渡带的合理性还可以根据重力异常的分布予以检验.如前所述，洋陆过渡带区域可能会出现负的自由空间重力异常.如图9b所示，将本文确定的洋陆过渡带重叠到自由空间重力异常图上，发现洋陆过渡带在空间分布上总体对应于一个负的重力异常带.这从另一个侧面证明了本文结果的合理性.需要说明的是，本文洋陆过渡带以北的减薄陆壳区，还发育有多个负的重力异常区，这些区域对应于南海北部陆缘珠江口盆地内的新生代早期形成的众多的裂谷或断陷，这些裂谷或断陷基底的埋深大，基底以下结晶地壳厚度薄，也表现出了与洋陆过渡带类似的负的自由空间重力异常，故负的自由空间重力异常带的范围是明显大于洋陆过渡带的范围的.

4.3 南海北部洋陆过渡带的特点

通常根据岩浆作用和火山活动的强弱，将被动陆缘划分为火山型和非火山型(Franke, 2013).不同类型的被动陆缘，其洋陆过渡带的特征存在较大差异.非火山型被动陆缘的岩石圈拉张减薄强烈，但岩浆活动较为有限，通常发育有大量的低角度铲状断层和掀斜断块，容易出现地幔剥露和蛇纹石化橄榄岩，而且其洋陆过渡带的宽度较大，可达200 km(Minshull et al., 1998).火山型被动陆缘岩浆活动强烈，洋陆过渡带的特征主要包括发育巨厚的向海倾斜火山岩层、岩浆底侵形成的下地壳高速体和大量的火成岩体(Franke, 2013)，但由于岩石圈拉张减薄不如非火山型陆缘强烈，因而其洋陆过渡带的宽度较小，通常在20～100 km之间(任建业等, 2015).

本文所确定的南海北部洋陆过渡带的宽度介于46～99 km，除宽度与火山型洋陆过渡带相近外，南海北部洋陆过渡带还表现出了一些其他的火山型洋陆过渡带特征.OBS资料表明，南海北部陆缘发育有较大范围的下地壳高速体和火山岩带(图8)，说明洋陆过渡带存在较明显的岩浆底侵和火山活动.此外，IODP367/368航次在南海北部洋陆过渡带并未钻遇地幔剥露(Larsen et al., 2018).尽管如此，南海北部洋陆过渡带也表现出了一些类似于典型非火山型洋陆过渡带的特征，如具有强烈的拉伸作用，陆缘外侧靠近洋陆过渡带部位，发育了大量大型低角度拆离断层(任建业等, 2015)，洋陆过渡带未见明显的向海倾斜反射层等.

综合分析认为，南海北部洋陆过渡带兼有火山型和非火山型两类大陆边缘洋陆过渡带的特征，很可能是介于两类典型的洋陆过渡带之间的一种过渡类型.Larsen等(2018)据IODP367/368钻探结果认为，南海北部陆缘是介于富岩浆型陆缘和贫岩浆、超伸展型陆缘之间的中间型陆缘，其拉张速度为中速，岩浆量较为丰富.本文对南海北部洋陆过渡带的解释支持这一观点.

5 结论

(1) 利用深反射地震资料对莫霍面、基底和下地壳高速体顶界等关键地震反射界面进行了解释，根据从陆缘到洋盆莫霍面埋深的快速抬升、地壳厚度的急剧减薄，明显的岩浆活动，结合地层厚度横向变化确定南海北部洋陆过渡带的分布范围.

(2) 南海北部洋陆过渡带位于大陆边缘减薄陆壳与正常洋壳之间，是受岩浆活动改造了的、厚度急剧减薄的地壳，洋陆过渡带地壳深部发生岩浆侵入，岩浆活动明显.减薄陆壳莫霍面平均埋深为21.9 km、地壳平均厚度约20.2 km；正常洋壳莫霍面平均埋深为12.0 km，地壳平均厚度为8.1 km.洋陆过渡带的宽度大致介于46～99 km之间.

(3) 本文确定的南海北部洋陆过渡带靠洋盆一侧的边界与前人用不同方法所确定的洋陆过渡带南部边界总体一致，但不同方法所确定的北部边界存在较大的差异.与海底磁异常条带和自由空间重力异常分布范围的对比，证明了本文确定的洋陆过渡带范围的合理性.

(4) 南海北部洋陆过渡带兼有火山型和非火山型两类被动大陆边缘洋陆过渡带的特征，我们认为其很可能是介于两者之间的中间型陆缘的洋陆过渡带.