岩石圈单元划分不同于传统的大地构造单元划分，中国岩石圈三维结构专项计划专家组已提出相应的划分原则：地表地质与深部地质相结合，即除地质条件外，需充分考虑岩石圈的地球物理场、构造应力场及地球化学场的特征。按此原则宜将南海作为东亚圈体的二级构造单元，即“南海圈块”划分出来。
3.2.1 南海圈块的边界及其围区的关系
南海圈块近似于菱形，Ludwig(1979)首先提出南海北缘为拉张带，南缘为挤压带，西缘为剪切带，东缘为消亡带。经后来的进一步调查研究结果证实，这一认识虽然过于简单化，但对南海周边地球动力学特征的界定，基本上是正确的。以下分别讨论北、南、东、西四边界及其围区的关系。
3.2.1.1 北界及其围区
南海圈块的北部围区为华南圈块。地球物理场和地质构造特征综合研究表明，南海与华南两圈块之间的界限大致从海南岛北部前人所划分的“王五-定安断裂带”延入海域，往东经珠江口外的珠江口盆地北界至台湾海峡中部，再往东延入东海，可简称为琼北-珠外-台湾海峡断裂带(图3.35)。呈东西向展布的王五-定安断裂带最显著的地质特征是控制琼北新生代断陷和雷南-琼北新第三纪-第四纪玄武岩浆大面积喷发的南界，另有重、磁异常特征相印证。因此，自20世纪60年代以来有众多地学者提出这是一条“深大断裂”。有些人认为其主带当在琼州海峡一带，或直接称为“琼州海峡断裂带”。其中值得一提的是，王鸿桢等(1986)将南海中北部称为五指岭海西-印支褶皱带，代表南海印支古大陆北侧的大陆边缘区，“琼州海峡断裂带”是代表该大陆与华南大陆之间洋壳俯冲消减的位置，并定性为“地壳对接消减带”。至于此带从琼州海峡往东如何延伸，却无明确的交代。我们认为，从珠江口盆地至台湾海峡一带，已有如下资料足以确定此边界的位置。
(1)磁异常特征
20世纪80年代初对珠江口盆地及其围区进行航空磁测时，发现闽粤沿海存在一条“南澳-香港剧烈变化负磁异常带”(费鼎，1981)，并被解释为闽粤沿海地带深大断裂的反映。后来，大量更为详细的海磁资料揭示，剧烈变化的负磁异常带并不局限于闽粤沿海地带，而是可以从珠江口外一直追踪到台湾海峡中部(图3.36)，其东南侧为一条高值正异常带(或称澎湖-台湾浅滩南-东沙高值正异常带)，两者分区界线明确。磁异常的分区特征揭示了前新生代沉积基底的分块性；闽粤沿海的地质出露情况表明，剧烈变化负磁异常是被压扭性断裂构造强烈复杂化了的变质岩、混合岩、混合花岗岩及火山岩的综合反映；前人对上述高值正异常带已作过多种讨论，可能与火山弧有关。
(2)地震反射资料
地震反射特征珠江口盆地珠一坳陷的北部边界往往是由多条断层密集排列的断阶组成(图3.37)，从基底一直断到海底，其垂直断距往往逾1000m，断裂发育早期伴有不同规模的断陷，这些特征表明此边界是受一条深大断裂带所控制。十分巧合的是，此边界恰好与上述磁场分区界线相吻合。珠一坳陷大致截止于117°50′E，23°N附近，并未进入台湾海峡，但在其NE延伸线上连续出现呈“多”字型串联的3个箕状坳陷(图3.38)：九龙江凹陷(又称澎湖盆地)、晋江凹陷(又称南日盆地)和闽江凹陷，凹陷中充填晚白垩世—新生代沉积(与珠一坳陷相同)，并伴随强烈的玄武质岩浆活动。如九龙江凹陷常见岩浆贯入现象(图3.39)，经石油钻井及磁测资料拟合计算表明，玄武质岩浆活动十分普遍(图3.40)。这3个凹陷的平面展布及其发育特征所给予的重要启迪：一是它们与珠一凹陷虽未连为一体，但显然是受同一断裂带控制，且发育时期相同；二是“多”字型排列的表层凹陷实质上反映其基底断裂具走滑活动性，按其排列形式判断为左行走滑；三是凹陷中玄武质岩浆活动的普遍性暗示控制该凹陷的断裂带活动已波及上地幔。
图3.35 南海岩石圈构造单元图
①琼北-珠外-台湾海峡断裂；②莲花山断裂；③黑水河-红河断裂带；④西沙海槽断裂；⑤南海西缘断裂；⑥卢帕尔-武吉米辛断裂带；⑦廷贾断裂；⑧巴拉巴克断裂；⑨中南-礼乐断裂；⑩马尼拉海沟断裂带
(3)地壳结构差异
通过此边界两侧的地壳速度结构剖面对比(图3.41)，可见两者存在明显的差异：首先是上、下地壳的厚度比例相差较大，陆区(图3.41之E-E′)的上、下地壳厚度大致相等，但海区(图3.41之A-A′)上地壳较下地壳薄得多，仅占其地壳总厚度的15%～25%；其次是地壳平均速度不同，陆区地壳平均速度为6.29km/s，而海区平均速度为6.5km/s；最后是陆区于上地壳底部出现低速层，而海区未见低速层。地壳速度结构的差异所揭示的地壳分块性显然受控于上述珠外-台湾海峡断裂带。关于壳内低速层已有多种解释模式，在板块缝合带附近低速层往往与地表的大型剪切带相呼应，并控制地下薄皮构造的深部边界，可视为深部滑脱带的延伸。因此，板块缝合带附近的壳内低速层(或电性高导层)可能作为造山带主剪切带的地球物理依据之一。值得注意的是，华南圈块内壳内低速层不发育，而在海陆交接带内发现，并在雷南-琼北地区同样见到(图2.23)。这不能视为一种巧合，其合理的解释是，可能与华南、南海两圈块之间的边界性质及其活动状态密切相关。
图3.36 闽粤-台湾海峡磁异常平面图(等值线单位：nT)
图3.37 珠一坳陷北坡地震剖面选段
图3.38 台湾海峡中部新生代凹陷分布图
图3.39 台湾海峡九龙江凹陷地震剖面上见岩浆贯入现象
前人在讨论与南海的边界时，多认为两者之间应存在一条“深大断裂带”，并主要是中生代形成的，如前述王鸿桢所提出的“地壳对接消减带”就是其中最具代表性的意见。许靖华(1992)将南海中所有陆块均划为“东南亚陆块”(即属晚古生代以后冈瓦纳大陆分离出来的微陆块)，它与华南大陆之间原存在一个侏罗—白垩纪的“古南海”，由于两陆块的碰撞而消失。不言而喻，上述边界可能代表“古南海”消亡的位置。曾维军等(1991，1995)认为这条缝合带的时代应该推前到加里东期，因为据杨巍然等(1986)研究，华南加里东阶段的古构造特征是南、北带早而中间带晚；南、北两侧发育紧密褶皱，并出现混合岩及混合花岗岩，而中间带构造变形较弱，一般不出现混合岩；其构造应力场表现南、北向及北西—南东向挤压，其强度由南、北侧向中间减弱，这些特征表明，华南加里东运动实质上反映该区南、北两侧都存在大洋板块俯冲消亡并导致不同陆块碰撞的过程。如果说江山-绍兴断裂带(此带经宜春、连县、衡县一直延到钦州、防州一带)是代表华南与江南古陆之间的板块缝合带，华南的南侧也应该存在另一条缝合带，这就是上述琼北-珠外-台湾海峡断裂带。此带北侧为剧烈变化异常带，可解释为相当于闽粤沿海常见的经断裂构造强烈复杂化了的变质岩、混合岩、混合花岗岩及火山岩的综合反映。前人多认为这套混合变质带主要是燕山运动造成的。多种证据表明，该区不仅局部出露前震旦纪基底(如迪口群)，而且也广泛发育震旦系—下古生界，这套掩盖在中生代火山岩下的混合变质带是多期构造作用的产物，既有燕山期、印支期的痕迹，又打上了加里东期的深刻烙印，后者如建瓯地区构造混杂岩中所见蛇绿岩碎片的同位素年龄值为423Ma(李继亮，1992)，台山—和平一带的钙碱性系列火山岩和I型花岗岩的Rb-Sr全岩等时线年龄值为544Ma，以及闽浙沿海一带的S型花岗岩K-Ar年龄值为490～330Ma(高天均等，1991)。种种迹象说明，不仅存在加里东期的蛇绿混杂岩带，而且也反映加里东期也经历过强烈的构造作用及岩浆活动。该区的另一个重要构造活动阶段是燕山期，属纵贯中国东部燕山期构造-岩浆带的一部分。值得注意的是，此带总体呈NE向延伸，至闽粤沿海地带则呈弧形转为NEE向，其原因可能在此与上述加里东期的缝合带复合有关。在燕山期的造山作用下，沿早期缝合带可以再次进行A型俯冲活动，或利用早期的主剪切带扩容而形成壳内低速带。
图3.40 九龙江凹陷钻井及地质模型剖面
图3.41 闽粤沿海陆区及南海东北陆缘区地壳速度结构
华南圈块与南海圈块之间的边界对新生代(可能包括部分晚白垩世)沉积的控制，表明此带在白垩纪晚期已进入拉张状态。台湾海峡3个新生代凹陷呈“多”字型排列的现象(图3.38)则进一步表明，此带具有明显的左行走滑活动特征。第四纪以来的玄武质岩浆活动(如雷琼地区和澎湖列岛)、近代频繁的天然地震活动及热泉分带特征等表明，此带至今仍在活动。
3.2.1.2 南界及其围区
南海南缘边界在南沙海槽一带，现有的调查研究成果充分说明，这条呈NE向延伸的海槽是地壳聚敛带，地震剖面上可清楚见到地壳俯冲现象，如在巴拉望海槽(即南沙海槽东北段)可见南沙块体的上渐新统—下中新统的台地相碳酸盐岩斜向下插到巴拉望岛之下，其上覆盖大套蛇绿混杂岩(图3.42)。重力模拟计算结果表明，巴拉望海槽的形成是大套逆冲增生楔状体荷载使地幔均衡补偿而产生的地壳弹性下沉的结果(Hinz，1995)。在沙巴海槽(即南沙海槽的西北段)也见类似的地震剖面(图3.43)，沙巴滨岸形成基纳巴鲁山的中新世花岗闪长岩，显然与沿此海槽的俯冲活动密切相关(Taylor and Hayes，1980)。
南界以南的婆罗洲、巴拉望及苏禄一带围区。据前人研究结果表明，其地壳多由大洋板片残体、钙碱质岩浆弧、增生楔体及外来大陆碎块等镶嵌叠置而成。这既不同于一般陆壳，也不同于洋壳，属大洋板块长期围绕西南婆罗洲陆核俯冲造山的产物，故称“西北婆罗洲-苏禄增生系”。如西北婆罗洲增生带曾被称之为“西北婆罗洲地槽”(Haile，1969)，带内可以划分出具俯冲带性质的卢帕尔线、武吉米辛线、沙巴北线，以及所夹持的古晋带、锡布带和米里带，实质上反映增生系经三次俯冲增生的过程(图3.44)。至于此增生带往东的延伸趋势，正如Hamilton(1978)所指出：“晚第三纪巴拉望消亡系统与西北婆罗洲岸外的消亡系统相连接，并叠置在一个从西北婆罗洲穿过沙巴进入苏禄弧的较老消亡系统之上”。曾母盆地南部的钻井资料揭示，可与锡布带中的拉让群对比的浅变质岩系已延入海中，但其详细的分布位置尚待进一步研究。
图3.42 礼乐滩-巴拉望陆架地震反射剖面
图3.43 南沙海槽南缘逆冲推覆带
图3.44 南沙-曾母块体与西北婆罗洲增生系接触关系演化示意图
图3.45 横贯西吕宋海槽及斜坡的地震反射剖面及其解释(据D.E.Hayes等，1985)
3.2.1.3 东界及其围区
南海东缘与菲律宾群岛为邻，两者以马尼拉海沟-西吕宋海槽为界。地震反射剖面(图3.45)及天然地震活动特征表明，这是一条至今仍在活动的俯冲带。此带往北可能经台湾西南的屏东谷地进入西部麓山区，但上岛以后性质由俯冲带变为逆冲带；往南经民都洛海峡一直延到苏禄弧的东北端。菲律宾群岛的地质出露表明，其地壳性质属增生系，正如Hamilton(1979)所指出：“该群岛是成因及年代完全不同的蛇绿岩片、海山及大陆碎块的拼合体”，其东西两侧被菲律宾海沟和马尼拉海沟为标志的俯冲带所夹持。此带往北经巴坦群岛可以一直追踪到台湾纵谷以东的海岸山脉。其均衡异常所展示的严重失衡现象，经回归计算表明，该岛弧岩石圈的质量是被其两侧大洋板块的对冲作用所托起，其下不存在与正地形对应的“山根”(雷受旻等，1987)。开始于距今约4Ma的菲律宾海板块与欧亚板块的斜向聚敛活动，使菲律宾弧变为两者之间带有转换断层性质的“菲律宾断层”(图3.46)，而且岛弧两侧的对冲带也呈现强烈的走滑活动性。这3条近于平行的主变形带(即两条俯冲带加菲律宾断层)总体以7～10cm/a的速率左行滑动，显然对两大板块的斜向聚敛起着重要的调节作用。
图3.46 菲律宾群岛的地球动力学解释图(据E.Barre)
1—菲律宾海板块-欧亚板块相对运动速率(cm/a)；2—滑动向量；3—菲律宾海沟和吕宋海槽；4—菲律宾断层系；5—活动俯冲带(空心三角形)和碰撞带(实心三角形)；EPB/EUR—东菲律宾地块/欧亚地块旋转极
3.2.1.4 西界及其围区
南海西缘边界是呈近南北向延伸的南海西缘断裂带。此带因沿越南陆区东岸陡峻的陆架—陆坡转折带分布而得名，往北经莺歌海中部与滇西的红河断裂带相接。须指出的是，此带不能与代表海西—印支期古特提斯缝合位置的哀牢山-金沙江带混为一谈。红河带是紧靠哀牢山变质推覆体北侧的一条走滑断裂带，虽然对后者起着强烈的改造作用，但毕竟不是同一条带。
南海西缘断裂往南经万安盆地的主体部位和曾母盆地的西缘，最后至西北婆罗洲与卢帕尔带复合，后者是晚白垩世发育的一条俯冲带。确定南海西缘断裂带的依据主要是地球物理资料。沿此带常表现为重力异常的梯阶带和磁异常分区的边界，也是地热流高异常值的集中分布带，玄武质岩浆活动及天然地震活动频繁。地震勘探结果揭示，南海西缘发育的新生代沉降带(包括曾母、万安、中建南及莺歌海与一系列大型盆地)主要受南海西缘断裂带控制，而且在沉降带的主体部位地壳普遍减薄，如据重力值计算(苏达权等，2002)莫霍面埋深在曾母盆地北部为14km左右，万安盆地为18km左右，在中建南盆地为12km左右，在莺歌海盆地为16km左右。若除去巨厚的新生代沉积，其结晶地壳厚度仅5～10km，甚至存在(如曾母盆地北部)莫霍面似已凸入沉积层中的可能。种种迹象表明，南海西缘断裂带的走滑活动伴随着强烈的拉分性。
南海西缘围区是印支陆块，该区地层出露齐全，元古宙基底大片出露在昆嵩地区，为一套中、深度变质岩系，恢复其原岩为复理石沉积建造和基性喷发岩。据已测得的一些同位素年龄值(如530Ma、980Ma的Rb-Sr年龄，2070～2300Ma的K-Ar年龄，2300Ma的U-Pb等时线年龄等)推测，这套变质岩系主要属元古宇，但不排除可能还存在新太古代基底。具有地槽型沉积特征的古生界-下三叠统盖层基本上沿昆嵩克拉通边缘呈同心圆状分布，并从内到外由老到新层层外推。前人将昆嵩克拉通以北区域发育的这套盖层称之为“长山地槽”，并认为属金沙江-哀牢山带的延伸部分，即古特提斯的一个分支。区内岩浆活动的同位素年龄值主要集中的时段(330～285Ma，265～220Ma)说明，以海西-印支期的构造活动最为强烈，可能与古特提斯的关闭过程有关。印支期后全区转为陆相沉积，如呵叻盆地发育的侏罗-白垩纪红色碎屑建造，基本上代表造山期后的山间磨拉石建造。
3.2.2 三级构造单元
三级构造单元的划分原则有3条：一是综合地球物理场特征存在明显的分块性；二是地质构造特征或地壳性质有所不同；三是有明确的分块边界。按此原则，南海圈块可进一步划分出4个块体(图3.35)：台-琼块体、中-西沙块体、南沙-曾母块体和中央海盆块体。
3.2.2.1 台-琼块体
台-琼块体包括从台湾至海南岛的南海北部陆缘区，其北侧以琼北-珠外-台湾海峡断裂带与华南圈块为界；南侧以中央海盆北缘的陆-洋交接带和西沙海槽为界；其东西两侧分别为台湾纵谷陆-弧碰撞带和南海西缘断裂带。该块体的大部为海水及新生代沉积覆盖，仅可根据台湾和海南岛的地质出露、海区物探和部分钻井资料探讨其地质构造特征。
海南岛出露的前寒武纪地层是抱板群，为一套中、深度变质的复理石-火山岩建造，其全岩Sm-Nd等时线年龄为974Ma左右，锆石和谐曲线上的交点年龄为1401Ma左右(张仁杰等，1992)；台湾大南澳群混合花岗岩中获1000～1700Ma的继承锆石U-Pb同位素年龄，以及花岗岩和副片麻岩获506～637Ma的Sm-Nd等时线年龄(江博明等，1986)。据此推测该块体存在前寒武纪基底，与闽粤沿海局部出露的前寒武纪基底并无本质差别。其上覆显生宙盖层的发育程度、岩浆活动及变质作用等在不同区间的差异，基本上反映几次波及整个中国东部的构造运动对本区的影响。
华南加里东运动，如前所述，实质上反映“华南加里东地槽”与其南、北两侧陆块碰撞的过程。如果说“江南隆起”(或江南古陆)及其南侧的“江山-绍兴断裂带”是代表其北侧与之碰撞的陆块和拼贴带的话，台-琼块体和琼北-珠外-台湾海峡断裂带则是代表其南侧的另一碰撞陆块及其拼贴带。珠江口盆地的钻井揭示，前新生代基底主要为燕山期的钙碱质岩浆岩或时代不明的变质岩，未见确切的上古生界，说明加里东运动以后处于隆升状态。东沙一带的地震勘探成果表明，被新生界覆盖的大套反射层序属海相地层，且经历过不同程度的褶皱变形，与粤东-闽西南一带广泛出露的上三叠统—下侏罗统地层似呈连片分布，反映海陆之间在海西-印支期不存在“地槽”及陆块拼贴型的造山运动。地槽型的上古生界出现在海南岛，被夏邦栋等(1979)称之为“海西地槽”。海西期的钙碱质岩浆活动强烈(马大铨等，1991)，约占全岛同类岩石的70%，多属I型，少量属I型，为碰撞造山带的产物。其同位素年龄测定表明，碰撞事件发生在(280±5)～(260±5)Ma，由此引起的地壳隆升持续到(215±5)Ma。种种迹象表明，这是印支“长山地槽”的东延部分，海西-印支期的缝合带已顺势延到西沙海槽一带(曾维军等，1991，1995)，现存海槽状态是在张性背景下重新拉开的结果。Hayes等(1995)基于西沙海槽两侧地壳速度结构的差异性以及经过海槽的地震剖面上识别出残存的俯冲带，进一步论证了这一缝合带的存在。
台湾大南澳片岩识别的“太鲁阁带”和“玉里带”，早已被公认为是一对双变质带，两者间的中央构造线为寿丰断层。这一双变质带似与琉球群岛的石垣-甑岛带及西南日本的领家-三波川带连为一体，作为太平洋板块在燕山期对东亚边缘的俯冲标志之一。这一双变质带到了台湾是否就此中断，如果再往南延伸去向如何等诸多问题，是许多地质工作者长期所关注的。中美合作调查南海第二阶段成果有助于回答上述问题。台西南海域的地壳速度结构、地壳厚度以及具“磁寂带”面貌的磁异常特征，证实何廉声等(1985)所划分的“南海东北次海盆”属中生代的残留洋壳，双船地震合成排列剖面(SAP)直接反映了该残留洋壳的北缘尚存残留俯冲带，而台湾浅滩至东沙一带的高值重、磁异常带可视为与之配套的火山弧。如此配套完整的俯冲系统很可能是台湾双变质带的南延部分，不同的是后者遭受了强烈的弧-陆碰撞而复杂化。
白垩纪末期以来，本块体在区域离散背景下表现强烈的拉张活动，形成一系列的新生代沉积盆地，如珠江口盆地、台西南盆地、北部湾盆地和莺歌海-琼东南盆地等。究其形成机制，一方面与南海的扩张活动密切相关；另一方面又受到先期的构造带制约，珠江口盆地的3个主要坳陷带的形成即可作为范例。珠一坳陷带的主体沿琼北-珠外-台湾海峡断裂带呈NEE向延伸，内部的次级构造单元(如断陷、构造带)与之呈羽状斜交，其延伸线上的台湾海峡一带还出现3个呈“多”字型排列的半地堑(图3.38)。据此不难推测，伴有左行走滑活动性的边界断裂带为珠一坳陷的形成奠定了基础。珠二坳陷紧靠中央海盆区，主体呈近东西向展布，内部次级构造单元与之协调，主要充填晚渐新世—第四纪沉积，显然纯属伴随海盆扩张而形成的边缘坳陷带。珠三坳陷带呈NE向展布，并再往南经过一条狭窄的断陷与琼东南盆地相连；坳陷中主要充填老第三纪沉积(可能包括部分晚白垩世沉积)，标志其形成时期早于南海扩张期；控制该坳陷的主断裂是一条大型拆离带，并将琼北-珠外-台湾海峡断裂左行错断，按其走向延伸趋势可与华南圈块的莲花山断裂带相连(图3.35)。
3.2.2.2 中-西沙块体
中-西沙块体包括中沙群岛和西沙群岛一带的岛礁区及其西南平坦的陆坡区，主体呈三角形，其东、西、北边界分别为陆-洋交接带、南海西缘断裂带和在缝合带基础上拉张断陷的西沙海槽所限(图3.35)。鉴于区内勘探程度低，只能依据地球物理资料及个别钻井资料探讨其地质构造特征。
西沙海域之西永1井于1250m深度见海相中新统直接覆盖在前寒武纪的变质基底之上。后者是一套中—深度变质岩系(包括花岗片麻岩、云英片麻岩和片麻状花岗岩)，可与昆嵩克拉通的基底岩系类比，其同位素年龄为627～1465Ma。另据中美合作调查在西沙海域所做的双船扩张排列剖面ESP17揭示，约0.5km厚的速度梯度层(1.8～2.1km/s)直接覆盖在厚约16km的上地壳速度层(5.7～6.0km/s)之上。再下是厚约5.6km的下地壳速度层(6.4km/s)，地壳总厚约22km。这一结果一方面说明该区具有上厚下薄的双地壳层；另一方面是与西永1井结果十分巧合，薄薄的表层直接盖在结晶基底之上，而且后者的速度值相当于所钻遇的副片麻岩系，这也是组成昆嵩克拉通的主要岩系。由此推测，印支块体与中-西沙块体的基底原连为一体，并可根据印支块体显生宙盖层围绕陆核呈同心圆状分布规律，进一步推测西沙岛礁区以外很可能还存在古生界-下三叠统地层。这两个陆块被后期形成的南海西缘断裂带分割，其间分布的大套新生代沉积层也是伴随此带走滑拉分活动的产物。
3.2.2.3 南沙-曾母块体
南沙-曾母块体的东、南、西、北边界分别为俯冲带、走滑带和陆-洋交接带所限(图3.35)。区内未出露前寒武纪的结晶基底，据其重、磁场特征及区域地质资料分析，可能存在类似于印支块体和中-西沙块体的基底。区内已知的最老地层是东北巴拉望岛出露的一套由云英片岩、板岩、石英岩组成的前二叠纪变质岩系。此外，“太阳号”船的拖网取样(Kadrass，1986)获得角闪岩、片麻岩、石榴子石云母片岩和石英千枚岩等，其黑云母的同位素(K-Ar法)年龄为341～258Ma。虽然其原岩时代尚难确定，但可据此推测该区的变质基底时代当早于石炭纪。中生代地层在东北巴拉望、卡拉棉、民都洛岛等岛屿零星出露，在礼乐滩一带海域的钻井和拖网取样也有所报道，如SO27-24站位取得的灰色致密硅质岩中见放射虫残影，并可与东北巴拉望、卡拉棉出露的中三叠世放射虫对比。区内岩浆活动证据，除在东北巴拉望岛和民都洛岛等能直接见到中生代的中酸性岩浆岩外，还可在沉积岩中见大量的花岗岩碎屑，如民都洛岛的曼萨组(中、上侏罗统)和东北巴拉望陆架钻遇的上侏罗统—下白垩统地层中均见大量的花岗质碎屑。拖网取样所获变质岩用单矿物测得两组年龄值(146Ma；122～100Ma)，分别相当于中、晚侏罗世和早白垩世。种种迹象表明，该区受燕山期构造-岩浆活动的影响十分强烈，不仅形成据重磁资料所揭示的NE向和NW向两组断裂，而且伴有强烈的岩浆活动及变质作用。
图3.47 礼乐滩-中央海盆反射地震剖面
总观南沙-曾母块体，为一向南倾斜的掀斜断块，在块体北端礼乐滩一带的钻井资料揭示，晚渐新世-现代沉积为大套台地碳酸盐岩，其北侧与中央海盆分界的断阶带所形成的断层崖高差达4km以上(图3.47)，标志着该区自晚渐新世以来一直处于稳定的台地隆起状态，是掀斜块体不断上翘的结果。块体的南端已俯冲到南沙海槽之下，该海槽以巴拉巴克断裂为界可分为东、西两段：东段(相当于巴拉望海槽)可见大套外来混杂楔状体逆掩在台地相碳酸盐岩(相当于下中新统)之上，标志着东段在早中新世以后已成为块体碰撞的缝合边界；西段(相当于沙巴海槽)的地球物理特征及地壳厚度(约12km)表明可能属残留古洋壳区，这就是有些文献中提及的“古南海”遗迹。该区之所以未单独作为一构造单元划分出来，一方面是范围小；另一方面是定性资料尚不充分。
3.2.2.4 中央海盆块体
大量的地壳速度结构资料及重、磁异常分析解释结果表明，中央海盆区属大洋型地壳。正如Ludwig(1979)所指出，南海洋壳与一般大洋相比较，其层1和层2均较厚，层3却薄一半，莫霍面厚度要浅1～2km，这正是反映了新生代边缘海的洋壳结构特征。大致以115°20′E附近的中南海山为界可将中央海盆区分为东、西两区：并分别称之为东部次海盆和西南次海盆。两区的差异主要表现在以下3方面。
一是磁异常面貌有所差异。这两区的磁异常总的特征虽然都类似于大洋磁场图景，但其走向、强度和规模等均有所差别：东区异常走向为近东西向，异常幅值一般为200～400nT，最大可达700nT，宽度10～30km，最大梯度达40nT/km，有些沿走向延伸长达数百千米；西区异常走向呈NE向，其幅值一般为50～150nT，宽约10～15km，磁异常强度显然是东区大于西区。
二是形成时代不同。虽然根据磁异常对比的标准不同而可以提出各种方案，但总的意向都肯定两者扩张时代不同。曾维军等(1991，1994)基于大洋磁条带产生于大洋层2A磁性层这一基本认识，提出应该以经分离后的浅源磁异常作为磁条带对比的依据，其结果是东部次海盆的扩张时期是中晚渐新世—早中新世(距今32～17Ma)，进一步证实了Taylor和Hayes(1983)的认识可信；西南次海盆的扩张时代为中始新世—早渐新世(42～35Ma)，并为基底深度和热流密度的对应关系所验证。
图3.48 南海东部次海盆扩张中心玄武岩海山
图3.49 西南海盆残留扩张中心地震剖面
三是扩张机制不同。东部次海盆的扩张中心为玄武岩海山链所占据(图3.48)，拖网取样测试结果表明这些玄武岩都是扩张期后形成的；西南次海盆的扩张中心仍保持裂谷状态(图3.49)，中间充填大套沉积层，其两侧为海山—海丘连续分布带。这种差异可能暗示两者的扩张机制有所不同。竹下彻等(1990)根据裂谷作用与地幔活动的关系而分出主动裂谷和被动裂谷两类，前者可能是地幔物质上升引起的裂谷，后者可能是裂谷作用诱发地幔物质上升。东部次海盆的构造线呈近东西向，并切断围区老的NE向构造线，海盆宽逾400km，属于充分扩张的洋壳区，即使扩张活动停止，地幔物质仍沿扩张中心喷溢不止，从而形成海山链，可归类于主动裂谷；西南次海盆的构造线为NE向，与围区老构造线协调，海盆由东北部最宽不超过180km，往西南逐渐变窄呈一裂陷槽，显然属未充分扩张的窄洋-裂陷区，其残留扩张中心具“死亡谷”特征，表明是裂谷作用诱发地幔岩浆活动，属被动裂谷。