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一、岩石圈构造单元划分
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。
二、记忆是条件反射吗
记忆是人脑对过去经验的反映，诸如过去感知过的事物、思考过的问题、体验过的情绪与情感、做过的动作等，都可能保存于头脑中。它包括识记、保持、再认与重现四个过程。从记忆保持的时间角度来看可分为：瞬时记忆、短时记忆、长时记忆。从主体的参与角度来看可分为无意记忆和有意记忆。
在信息的处理上，记忆是对输入信息的编码、贮存和提取的过程，从信息处理的角度上，英文的第一次学习和背诵只是一个输入编码的过程。人的记忆的能力从生理上讲是十分惊人的，它可以存贮1015比特(byte，字节)的信息，可是每个人的记忆宝库被挖掘的只占10%，还有更多的记忆发挥空间。这是因为，有些人只关注了记忆的当时效果，却忽视了记忆中的更大的问题--即记忆的牢固度问题，那就牵涉到心理学中常说的关于记忆遗忘的规律。
《辞海》中“记忆”的定义是；“人脑对经验过的事物的识记、保持、再现或再认。识记即识别和记住事物特点及联系，它的生理基础为大脑皮层形成了相应的暂时神经联系；保持即暂时联系以痕迹的形式留存于脑中；再现或再认则为暂时联系的再活跃。通过识记和保持可积累知识经验。通过再现或再认可恢复过去的知识经验。从现代的信息论和控制论的观点来看，记忆就是人们把在生活和学习中获得的大量信息进行编码加工，输入并储存于大脑里面，在必要的时候再把有关的储存信息提取出来，应用于实践活动的过程。把两者结合起来，可以将记忆的含义表述得更确切一些。所谓记忆，就是人们对经验的识记、保持和应用过程，是对信息的选择、编码、储存和提取过程。
例如李白的【关山月】“明月出天山，苍茫云海间。长风几万里，吹度玉门关。汉下白登道，胡窥青海湾。由来征战地，不见有人还。戍客望边色，思归多苦颜。高楼当此夜，叹息未应闲。”虽然历经数十年，仍有人能背诵不忘。再如：您相遇几十年前儿时的朋友，却立刻能认出他并叫出他的姓名，尽管您好像早已把他忘得无影无踪了。还有，您过去学过的成语、外语单词、看过的电视、听过的歌曲，一旦在一定场所，你就会很快地在脑海中重现……。这些都是人的记忆的具体体现。
人的记忆能力，实质上就是向大脑储存信息，以及进行反馈的能力。人的大脑主要有神经细胞构成，每个神经细胞的边缘又都有若干向外突出的部分，被称作树突和轴突。在轴突的末端有个膨大的突起，叫做突触小体。每个神经元的突触小体跟另一个神经元的树突或轴突接触。这种结构叫做“突触”。神经元通过“突触”跟其他神经元发生联系，并且接受许许多多其它的神经元的信息。神经元传递和接受信息的功能，正是大脑具有记忆的生理基础。每个神经元上有多少个突触呢？有人估计，在人们大脑皮层每个神经元上平均有三万个突触。那么，人脑有多少神经元呢？大约有140亿个。这140亿个神经细胞之间的突触联系的，用天文数字也难以表达。这样的结构特点，就使大脑成为一个庞大的信息储存库。一个人脑的网络系统远比当今英特网还复杂。科学家认为，一个人大脑储存信息的容量，相当于十亿册书的内容，一个人的大脑即使每一秒钟输入十个信息，这样持续一辈子，也还有余地容纳别的信息。这说明：我们大脑的记忆容量是无限的，有很大的记忆能力。
很难想象一个人如果没有记忆会怎么样?如前所说，记忆在人们的生活实践中无时不有，无处不在。它是人的生理、心理活动的一种本质特性。人生是充满活力创造力的，而一切活力与创造力都离不开记忆这个源泉。失去了记忆人的行为就必然失去活力和创造力，甚至会失去许多属于“本能”的本领，人就很难生活下去。
人类之所以能够认识世界、改造世界而成为“万物之灵”，关键就在于人类具有卓越的思维能力、记忆能力。正是依靠这些思维、记忆能力，人类才得以学习、积累和应用各种知识、经验，才能不断地推动历史的发展和社会的进步。
记忆是大脑系统活动的过程，一般可分为识记、保持和重现三个阶段。识记，就是通过感觉器官将外界信息留在脑子里；保持，是将识记下来的信息，短期或长期地留在脑子里，使其暂时不遗忘或者许久不遗忘；重现，包括两种情况，凡是识记过的事物，当其重新出现在自己面前时，有一种似曾相识的熟悉之感，甚至能明确地把它辨认出来，称作再认；凡是识记过的事物不在自己面前，仍能将它表现出来，称作再现。因此，重现就是指在人们需要时，能把已识记过的材料从大脑里重新分辨并提取出来的过程。
人们在在漫长的社会生活与学习中需要记忆来学习和工作，但人的记忆却因人的个体差异不同其记忆的好坏也不同。根据学术界上对记忆的一般性结论，人的记忆力的好坏有很大差距，这种差距通过人的记忆分类我们就更容易看清。
1.记忆内容的分类：
根据记忆内容的变化，记忆的类型有：形象记忆型、抽象记忆型、情绪记忆型和动作记忆型。
①、形象记忆型是以事物的具体形象为主要的记忆类型。
②、抽象记忆型也称词语逻辑记忆型。它是以文字、概念、逻辑关系为主要对象的抽象化的记忆类型，如，“哲学”、“市场经济”、“自由主义”等词语文字，整段整篇的理论性文章，一些学科的定义、公式等。
③、情绪记忆型，情绪、情感是指客观事物是否符合人的需要而产生的态度体验。这种体验是深刻的、自发的、情不自禁的。所以记忆的内容可以深刻的牢固的保持在大脑中。
④、动作记忆型动作记忆是以各种动作、姿势、习惯和技能为主的记忆。动作记忆是培养各种技能的基础。
2、感知器官的分类：
视觉记忆型是指视觉在记忆过程中起主导作用的记忆类型。视觉记忆中，主要是根据形状印象和颜色印象记忆的。
①、听觉记忆型是指听觉感知在记忆过程中起主导地位的记忆类型。
②、嗅觉记忆型是指嗅觉感知在记忆过程中起主导地位的记忆类型。嗅觉记忆是常人都具备的一种记忆。
③、味觉记忆型是指味觉感知在记忆过程中起主导地位的记忆类型。味记忆也是常人都具备的一种记忆。
④、肤觉记忆型是指肤觉感知在记忆过程中起主导地位的记忆类型。
⑤、混合记忆型是指两种以上（包括两种）感知器官在记忆过程中同时起主导作用的记忆类型。
3、保持时间的分类
科学家们根据信息论的观点，根据记忆过程中信息保持的时间长短不同，将记忆分为短期记忆和长期记忆两个保持阶段。并通过一系列实验，进一步将这两个阶段分为：瞬时记忆、短时记忆、长时记忆和永久记忆四种。
4、意识类型的分类
按心理活动是否带有意志性和目的性分类，可以将记忆分为无意记忆和有意记忆。（其中的“意”，心理学上的解释是指“意识”，意识问题很复杂，我们在这里将他解释为“意志性”和“目的性”，仅为了掌握。）结合记忆过程，还可以进一步分为：无意识记、无意回忆、有意识记和有意回忆四种。
①、无意记忆的四个特征：
一是没有任何记忆的目的、要求；
二是没有做出任何记忆的意志努力；
三是没有采取任何的记忆方法；
四是记忆的自发性，并带有片面性。
②、有意记忆的相对于无意记忆，也具有四个特征：
一是有预定的记忆目的和要求；
二是需要作出记忆的意志努力；
三是需要作出运用一定的记忆方法；
四是具有自控性和创造性。
无意记忆和有意记忆是相辅相成的，并在一定的条件下可以相互转化。也就是说，无意记忆可以向有意记忆转化，有意记忆也可以向无意记忆转化。这些条件包括：
第一，实践或认识任务的需要是两者相互转化的根本条件。
第二，信息强度的变化是转化的重要条件。
第三，人的主观处于何种状态是转化的重要条件。
第四，所掌握的记忆技能的熟练程度是转化的必要条件。
第五，精神高度集中，然后思想放松，常常是有意记忆向无意记忆转化的有利时机。
思格斯曾说：“我们的意识和思维不论它看起来是多么超感觉的，总是物质的、肉体的器官即人脑的产物。”心理现象是神经系统的属性，大脑是“灵魂和意识的所在地”，各国科学家研究记忆的生理和生化方面，认知心理学家对记忆进行了大量研究，实际上这是对大脑奥秘的挖掘。在某些方面他们达到了共识，如认为记忆存在于覆盖在人脑表面的大脑皮质之中，记忆的获得与整个大脑的突触的抑制和促进有关。他们认为大脑一旦受到刺激，则在每一神经细胞(神经元)上生长出更多的突起，这些突起将使人脑内部的突触连接。神经联系的总量增加，形成记忆。不断的刺激，细胞问联络密切，枝叉型的突触不断增多，信息才易通过。经多次反复，促进突触愈加发达。反之，如形成的突触长期不用，会变弱、缩小，突触数也减少，使信息不能顺利通过。所以为了增强记忆，就要经常用脑，就像经常要进行体育锻炼一样，进行头脑锻炼。
我们知道人的大脑结构功能单元就是神经细胞，每个神经细胞相当于一个记忆元件，它有兴奋和抑制两种状态，就像一个双稳态继电器。神经细胞记忆的信息用二进制数的单位“比特”来计量，它的总数为1×1010—1．4×1010个，就是100亿到140亿个之间。如果人的一生用60年计算，神经细胞每秒钟接受的信息量是14比特(最高可达25比特)，那么一个人毕生的总记忆储量大约是2．8×1010比特。这种储量究竟有多大?打个比方来说，美国国会图书馆是世界上最大的图书馆之一，藏书近2000万册，我们大脑的信息储量可以容下三四个美国国会图书馆。看来一个人活到老、学到老，也只占用了自己大脑记忆储量的一丁点儿，事实上当今社会的每一个人的大脑都具有巨大的潜力尚待进一步开发，而少数已经完成开发的大脑超前者有着令世人惊叹称羡的记忆力。
历史上不少经过认真地看、听、默诵、观察以及种种刻苦的磨炼，造就了非凡的记忆力。据传我国东汉时，有一位名叫贾逵的人，他五岁时还不会开口说话，他的姐姐听到隔壁私塾里传来琅琅读书声，常抱着他到篱笆旁倾听。到了贾逵10岁时，他姐姐发现他在暗诵五经的内容，感到十分吃惊，原来私塾里学生反反复复地念书，使贾逵耳熟能详。姐姐帮助他将庭院里桑树皮剥下来，裁成薄片，使他能边诵边写，经过几年的努力，贾适已能够通晓五经和其他史书了。
报载美国纽约一所中学的生物教师霍华德·贝格在1990年以一分钟阅读并理解25000字的速度，被载人《吉尼斯世界纪录大全》。他接受了一家杂志的采访和测试，采访者给了他一本刚刚印刷完毕的《戴安娜传》，这是本厚达320页的书，仅仅花了五分钟便读完了这本书。然后他接受提问，结果令人昨舌：10个问题中他竞准确无误地答对9题，而唯一没有回答出的是一个次要的问题——戴安娜就读过的一所中学的校名，采访者又拿出另一本近500页的新小说《卧房》，他用12分钟读完并答对了10个问题。据《体育生活》报道，俄罗斯棋手卡斯帕格夫具有超群的记忆力，他记下了1800多人的通信地址和450多人的电话号码，熟记了12000个棋谱。《太原日报》载文说英国伦敦举行了第四届世界记忆力大赛，经过一番角逐，决出最好的选手汉克和奥彬，在最关键的一项比赛(一小时必须记住2000位的数字，再用45分钟写下来)，奥彬战胜了汉克，他记住了1140位数字，然后用45分钟写了出来。陕西省吱山县有一个过目不忘的人，名叫张宏斌，是个医生。他陆续看过11遍《红楼梦》，能把443个主要人物的来龙去脉、相互关系，道个清清楚楚。《红楼梦》中225首诗词皆烂熟于心。1995年5月张给县中学高三学生讲授唐诗宋词，所有的诗词全是背出来的，讲稿上没有。全国各地名胜镌刻的楹联，他可背出4000多幅。金元时代的《药性歌赋》，记载着几百种药性，他在一个星期内就全部背了下来。当人们询问他有什么记忆诀窍时，他说：一是头脑高度集中，二是博学，博学引起联想，找出内部规律，三是讲究科学性。
对于这些记忆大师，我们不能“望洋兴叹”“妄自菲薄”，树立信心更要急起直追，努力实践，开发自己尚在沉睡的大脑。爱因斯坦把正确的方法纳入成功的要素之中。即：成功＝艰苦劳动十正确方法十少说空话。我们要刻苦地研究记忆的知识和它的规律，通过科学的记忆方法和持之以恒的训练，真正把自己大脑的潜能发挥出来，“梅以寒而茂，荷以暑而清”，艰辛而科学地培植，长期而持久的训练，就一定能结出美丽的记忆之花。
一般根据什么来判断人的记忆品质及记忆的优劣的标准呢？综合起来一个人的记忆力水平，可以从记忆品质的敏捷性、持久性、正确性和备用性等四个方面来衡量和评价：
敏捷性。
记忆的敏捷性体现记忆速度的快慢，指个人在一定时间内能够记住的事物的数量。人们记忆的速度有相当大的差异。有人做过这方面的实验：让受试者背诵一首唐诗，有的人重复5次就记住了，而有的却需要重复26次才能记住。有的学者让受试者识记一系列图形，有的人只需看33次就能记住，有的却需要看75次才能记住。这就说明了人的记忆在速度方面即敏捷性方面存在着明显的差别。记忆是否敏捷取决于大脑皮层中条件反射形成的速度。条件反射形成得快，记忆就敏捷；条件反射形成得慢，记忆就迟钝。每个人都希望自己的记忆具有敏捷性，因为这样就可以在单位时间里获得更多的知识。要增强记忆力首先就是记忆的敏捷性。要想达到这个目的，一是平时要加强锻炼，通过锻炼使自己的记忆敏捷起来；二是在记忆时要集中注意力；三是要充分利用原有的知识，以此来获得新的知识。也就说在旧有的条件反射基础上去建立新的条件反射，这样记忆就会逐渐敏捷起来。
持久性。
记忆的持久性是指记住的事物所保持的时间的长短。仅有敏捷性还不能称之为良好的记忆。像前面讲的，记得快也忘得快，那就没有什么实际意义了。所以，良好的记忆必须具备的第二个标准就是持久性。记忆的持久性，顾名思义，就是指记忆的事物能在头脑中保持长久的时间。它是记忆巩固程度的体现。从生理学角度来说，记忆的持久性取决于条件反射的牢固性。条件反射建立得越巩固，记忆就越持久；条件反射建立得越松散，记忆就越短暂。人们的记忆在持久性方面也有很大差别。有的人记忆十分长久，可以维持多年；而有的人却十分健忘，记不了多久就忘掉了。人们都希望自己的记忆长久，但是仅仅持久仍然是不够的，如果不善于灵活运用也是枉然。既有持久性又有运用的灵活性，才能牢固地掌握所学到的知识。记忆不长久，一般是功夫不深，复习记忆密度不够有关。要经常地并在适当的时机进行复习，使条件反射不断强化而得到巩固，这样就可以使记忆获得持久性。
正确性。
记忆的正确性是指对原来记忆内容的性质的保持。一个人的记忆，如果既有敏捷性，又具有持久性，但是不具备正确性，记得又快又牢固，可就是记错了。显然这样的记忆也毫无用处。完全可以说，“正确性”是良好记忆的最重要的特点。如果记忆总是不正确，那它只能对我们的学习知识和积累经验帮倒忙。正像开汽车时弄反了方向，开得越快，距离目的地越远。所以，记忆的正确性是保持人们获得正确知识的重要的心理品质。我们常常可以看到有的人记忆总是非常正确，回答问题，处理事情总是那么信心十足，准确而全面，从不丢三落四或添枝加叶。而有的人的记忆不是错误百出，就是犹豫不决，拿不定主意，总是“大概”、“或许”、“差不多”等。这说明人们的记忆在正确性方面也是大不相同的。记忆的不正确，不准确与识记以及遗忘的选择性有很大关系。对同一件事情，人们识记的角度和识记后遗忘的角度都不完全相同。例如：几个人都看了某本书，看后即问他们记住了什么内容，他们的回答不可能是一样的。从生理上说，记忆的正确与否与条件反射有关。如果条件反射形成得准确、牢固，记忆的正确性就好，反之，如果条件反射形成得不正确、不准确、不牢固，记忆的正确性就差。因此，要想使自己的记忆具有最大限度的正确性，就要从条件反射建立的正确性和准确性上去努力。一般来说，人们对某一事物的最初印象往往都是最深刻的。这和在白纸上画画看得最清楚是一个道理。心理学的研究证实，最初印象往往对人的心理活动发生很大影响。要保证记忆的正确性，首先要进行认真、正确的识记。其次，必须勤于自我监督。要养成良好的习惯，随时分清自己记忆中正确记忆和错误记忆、精确记忆和模糊记忆的内容。对于正确和精确记住的事物，要不断通过强化条件反射去巩固它；对错误记忆和模糊记忆的内容，要通过修正条件反射之后再去加强它。这样才能有效地保证记忆的正确性。
备用性。
记忆的备用性是指能够根据自己的需要，从记忆中迅速而准确地提取所需要的信息。记忆备用性，指的是能够迅速地从已识记的知识储备中提取当时所需用的信息的性能。记忆的备用性是决定记忆效能的主要因素，是判断记忆品质的最重要的标准。记忆的备用性也是记忆的敏捷性、持久性、正确性、系统性和广阔性的体现。人们进行活动的目的是为了储备知识，并使之备而有用，备而能用。记忆如果没有备用性，它了就失去了存在的价值。正像一个仓库，尽管里面储满了货物，如果取货非常困难，那就起不到仓库应有的作用。人们的记忆好比是储存知识的“智慧仓库”，如果管理得当，进货、发货就会迅速、顺利。也就是说，当需要使用某种知识时能够很快提取应用，这样都有实际意义。就像学生进考场那样，记忆备用性好的学生，能够迅速、正确地从自己记忆的仓库中提取相应的知识，顺利答完试题。而备用性不好的学生常常会发懵或答非所问，影响考试成绩。现实中有些人，知道的事情并不少甚至可以称得上“渊博”。可是当需要回忆某些事物时，需要的总是想不起来。这就说明他们的记忆缺乏备用性，而另一些人，掌握的知识尽管少一些，但使用时总是得心应手，并在回忆时随时能够再现需要的东西。这就说明他们的记忆具有较好的备用性。备用性是良好记忆的品质中最重要的一种品质。记忆的备用性并不是天生就有的，而是后天培养、锻炼的结果。要想使自己的记忆具有良好的备用性，首先要使记忆具有正确性，系统性和持久性；还要通过各种方法培养锻炼自己回忆的技巧，并多运用已经记忆的知识，达到“熟能生巧”的程度，这样记忆也就具有较好的备用性了。特别要强调的是，从识记一开始就不要随随便便、马马虎虎。因为记忆的备用性是在识记的过程中形成的。我们应该有意识地记那些有意义的事物，并在识记当时就立刻建立起识记和同需要使用这些知识场合之间的联系。另外还要强调积累知识的系统性，因为记忆和系统性对形成记忆的备用性也是很重要的。拿破仑曾经说过：“一切事情和知识在他头脑里放得像在橱柜的抽屉里一样，只要他打开某个，就能准确地取出所需要的材料。”苏联军事家苏沃洛夫也曾说过：“记忆是智慧的仓库，但是这个仓库有许多隔断，因而应该尽快地把一切都放得井井有条。”
记忆的四种品质是有机联系，缺一不可的。为了使自己具有良好的记忆能力，就必须建立丰富、系统、精确而巩固的条件反射，具备所有优秀的记忆品质。忽视记忆品质中的任何一个方面都是片面的。所以检验一个人的记忆力的好坏，不能单看某一方面品质，而必须用四个方面的品质去全面的衡量。
提高记忆力的最有效方法是坚持进行记忆力训练，目前网络上比较流行的图像记忆的方法，主要是通过奇特，夸张，有趣的生动画面，来达到强烈刺激大脑神经从而达到一次性深刻记忆的目的，和传统的死记硬背方法截然不同。
传统的记忆法方法是通过不断的重复内容刺激脑神经达到记忆的目的，比较费时，还容易遗忘。图像记忆虽说也需要复习，但是只需要少数几次的复习记忆即可达到永远牢记的目的。
这也充分运用了人脑的记忆优势，因为人脑具有非常大的图像记忆空间，比传统的死记硬背的记忆空间大100万倍。这也用到了左右脑的分工理论了。
只要坚持去训练，养成图像记忆的习惯，那么记忆也就不再是你发愁的问题
三、反射率反演
遥感器接收目标辐射或反射的电磁波所形成的遥感原始图像与目标相比是失真的，这是因为在太阳-大气-目标-大气-遥感器的光线传播路径中，许多因素的影响造成接收的信号不能准确的反映地表物理特征。这些因素归结为以下几个方面：
1）大气内容物的影响。大气主要由大气分子和气溶胶组成，这两者的影响行为是不相同的。大气分子瑞利散射、气溶胶的Mie散射；大气分子与气溶胶的吸收及两者的耦合作用。一方面，大气的吸收导致消光，减少了辐射量，降低了图像对比度，使图像变得暗淡；另一方面，大气散射导致的程辐射，增加了辐射量；
图5.16系统级几何校正效果（660nm波段）
2）表面因素的贡献。在一般的应用中，为了简化计算，假定地表为朗伯体，反射与方向无关。事实上任何物体表面在物理特性与物质结构上都不是理想朗伯体，因此认为地面是朗伯体会带来误差，而当地表方向反射特性突出时，假设地面是朗伯体的大气纠正方法精度受到限制。另一个因素是，由于大气散射的存在，邻近像元的反射光也会进入目标视场从而影响辐射量，即交叉辐射。
3）地形因素的影响。目标高度与坡向会对辐射造成影响。
4）太阳辐射光谱的影响。太阳本身是一个黑体，其光谱辐射按照普朗克定律有一定的形状，这个因素在反射率反演中需要予以考虑。
由以上可知，大气对光学遥感的影响是十分复杂的。为此，学者们尝试着提出不同的大气纠正模型来模拟大气的影响。但是对于任一幅图像，其对应的大气数据几乎是永远变化的，且难以获得，因而应用完整的模型纠正每个像元是不可能的。最早的大气纠正方法是从图像本身来估计大气参数，反复运用大气模拟模型进行纠正。结合地面实况数据进行大气校正是另一种方法，其包括两种类型：一种是通过地面测定大气参数（如可见光近红外的气溶胶的密度及红外区域的水汽浓度），再结合辐射传输方程作近似求解；另一种是测得地面目标物的反射率，再与图像数据进行比较来消除大气的影响。地面同步测量有助于提高精度，但是却需要人力物力，且应用区域也有限。此外还有一些大气纠正的方法。例如在同一平台上，除了安装获取目标图像的遥感器以外，也安装上专门测量大气参数的遥感器，利用这些数据进行大气校正。
综上，大气纠正具体算法大致可归纳为基于图像特征的相对校正法、基于地面的线性回归模型法、基于大气辐射传输模型法和复合模型法这四种。
基于图像特征的相对校正法是在没有条件进行地面同步测量的情况下，借用统计方法进行图像相对反射率转换。从理论上来讲，基于图像特征的大气校正方法都不需要进行实际地面光谱及大气环境参数的测量，而是直接从图像特征本身出发消除大气影响，进行反射率反演，基本属于数据归一化的范畴。精确的大气校正需要精确的测量大气参数和复杂的运算，这些在许多遥感应用中，往往很难满足。并且，在某些应用中不一定需要绝对的辐射校正。此时，这种基于图像的相对校正就能满足其要求。辐射校正的统计模型主要有内部平均法、平场域法、对数残差法等。
基于地面线性回归经验模型法是一个比较简便的定标算法，国内外已多次成功地利用该模型进行遥感定标实验。它首先假设地面目标的反射率与遥感器探测的信号之间具有线性关系，通过获取遥感影像上特定地物的灰度值及其成像时相应的地面目标反射光谱的测量值，建立两者之间的线性回归方程式，在此基础上对整幅遥感影像进行辐射校正。该方法数学和物理意义明确，计算简单，但必须以大量野外光谱测量为前提，因此成本较高，对野外工作依赖性强，且对地面定标点的要求比较严格。这种方法仅适用于地面实况数据特定的地区及时间。
大气辐射传输模型能够较合理地描述大气散射、大气吸收、发射等过程，且能产生连续光谱，避免光谱反演的较大误差，因而得到了最广泛的应用。在遥感实际应用中，大气辐射传输模型需要进一步简化，如：假定大气是水平均匀的、假定地表是朗伯体、排除云的存在、运用各种条件下的标准大气模式及气溶胶模式（由于长期试验数据积累和理论研究归纳而成）等。不同的模型的假定也是有些区别的，比如6S是地表均匀、非朗伯体的模型而5S是地表均匀、朗伯体的模型。
5.5.1原理与方法
基于图像特征的相对校正法主要有内部平均法、平场域法、对数残差法等。
（1）内部平均法
假定一幅图像内部的地物充分混杂，整幅图像的平均光谱基本代表了大气影响下的太阳光谱信息。因而，把图像DN值与整幅图像的平均辐射光谱值的比值确定为相对反射率光谱，即
ρλ＝ Rλ/F（5.14）
式中：Rλ为像元在该波段的辐射值；Fλ为整幅图像的平均辐射光谱值；ρλ为该像元的相对反射率。
（2）平场域法
平场域法是选择图像中一块面积大且亮度高而光谱响应曲线变化平缓的区域，利用其平均光谱辐射值来模拟飞行时大气条件下的太阳光谱。将每个像元的DN值与该平均光谱辐射值的比值作为地表反射率，以此来消除大气的影响。
ρλ＝ Rλ/Fλ（5.15）
式中：Rλ为像元在该波段的辐射值；Fλ为平场域的平均辐射光谱值；ρλ为该像元的相对反射率。
利用平场域消除大气影响并建立反射率光谱图像有两个重要的假设条件：一个是平场域自身的平均光谱没有明显的吸收特征；另一个是平场域辐射光谱主要反映的是当时大气条件下的太阳光谱。
平场域模型已广泛应用于遥感数据处理中，它是在内部平均法模型基础上发展起来的，这种模型克服了内部平均法模型易受像幅内吸收特征影响而出现假反射峰的弱点，而且计算量更小，其不足之处在于选取光谱地理平台单元时，会引入人为的误差，而且需要对研究区内地物光谱有一定的先验了解，当选取具有不同反射率等级的地理平台单元时，会引出不同处理结果。当研究区位于山区或其他地形起伏较大的复杂地区时，选择地理平台单元较为困难。
（3）对数残差法
对数残差法的意义是为了消除光照及地形因子的影响。按照一定的规则调节每个像元值，使其在每一个被选定的波段上的值等于整个图幅的最大值，然后对每一个波段减去其归一化后的平均值。假设有
DNij＝ TiRijIj（5.16）
式中：DNij为像元i的j波段的灰度值；Ti为像元i处表征表面变化的地貌因子，对确定的像元所有的波段该值都相同；Rij为像元i波段j的反射率；Ij为波段j的光照因子。
由表5.2我们可以看出，以上三种方法中，只有残差图像法是真正意义上的辐射校正。
表5.2高光谱基于图像特征的相对校正法对各种影响辐射的物理因素的补偿能力的比较
除上述基于图像特征的相对反射率校正外，还可基于大气辐射传输理论的大气纠正模型开展反射率校正工作。
5.5.2实例分析
（1）基于6S的反射率反演模型对CHRIS数据进行反射率反演实例
欧空局（European Space Agency，简称ESA）的Proba（Project for On-Board Autonomy）卫星于2001年10月发射成功，是星上自主运行技术的示范，也是新的航天（包括硬、软件）技术的成功范例，可用于测试地球观测和空间环境仪器性能。有效载荷包括一台紧密型高分辨率高光谱成像仪（CHRIS）和一台辐射测量传感器（SREM）及岩屑探测器（DEBIE）和宽视场角地球定位相机和恒星跟踪器及陀螺仪。
经过一年的运行Proba已经完成了它的技术示范任务，它为科学界提供了前所未有的创新性的卫星高光谱多角度CHRIS数据。CHRIS图像提供了可见/近红外高空间、高光谱分辨率的地表反射率数据，利用Proba的定位功能，可以得到试验区五个观测方向上的二向反射率数据（BRDF），五个角度的观测几何见图5.17。CHRIS的主要参数见表5.3：
图5.17 CHRIS/Proba图像获取几何示意
C1～C5为相应的中心时间
表5.3 CHRIS/PROBA的主要技术参数
CHRIS有五种工作模式，其中模式3和模式5是为陆地应用设计的，模式2则应用于水体，模式4应用于叶绿素反演与监测。模式3可获取18个波段，相应图像空间分辨率为17m，不包含水汽通道；模式5可获取37个波段，空间分辨率为34m，包含940nm的水汽通道，可用于水汽反演。图5.18为模式5的每个扫描行的组成。
图5.18 CHRIS模式5每扫描行像素组成
我们在本试验中获取的模式5观测天顶角为0°的数据，相应的波段信息见表5.4。
表5.4 PROBA/CHRIS工作模式5（mode5）对应的波长信息
续表
实验所采用CHRIS数据其他信息描述：
获取方式：MODE5；
波段数：37个，波长范围 442.49～1025.30nm，包括一个水汽通道（波段 31）：中心波长945.31 nm；
空间分辨率：34 m；
图像行列数：766列× 748行；
图像数据类型：长整型；
图像中心点经纬度：116°52′E，40°10′N（昌平一带）；
图像获取时间：2004年7月8日，3：22（UTC时间）；
卫星平台高度：596 km；
图像物理单位：μW/（m2·nm·sr）；
地面平均高程：200 m。
图像处理：
1）去坏行处理，以相邻两行（每侧各两行）取平均，代替坏行。
2）根据反射率反演软件的要求，即图像为整型数据和图像定标后辐射单位为W/（m2·μm·sr）将图像单位μW/（m2·μm·sr）转换为W/（m2·μm·sr），从量纲上来看，前者是后者的1/1000。因此根据原图像的数据范围，除以10取整得到整型数据（短整型），然后将所有波段的增益均设为0.01，将得到辐射单位为W/（m2·μm·sr）的整型图像数据。
3）启动反射率反演软件，设置各项参量，运行程序。程序输入参数界面如图5.19所示。
图5.19 CHRIS/Proba反射率反演输入界面
4）由于传感器自身光谱与辐射定标的精度直接制约着反射率转换的可靠性，为了有效去除图像数据和大气辐射传输模型间存在辐射定标不匹配现象需要进行图像反射率光谱去噪平滑。
结果表明：反演得到的反射率在498～760 nm波长区间能够表征植被（玉米）的反射率光谱特征，与图5.20（c）相比，能够去除绝大多数的大气吸收特征，但在760～805nm之间的峰形与标准植被光谱差异较大，这可能与CHRIS仪器本身在760 nm附近的氧气吸收带的光谱定标误差有关。在805 nm以后与被标准植被反射率曲线差异也很大，主要是近红外的高反射率“平台”不明显，反而呈急剧下降趋势，940 nm附近的水汽吸收带也没有反映；对于土壤光谱，众所周知，常见的土壤光谱反射率在＜1140nm波长范围内呈现单调增加的趋势，而图5.20（b）中的土壤光谱反射率在900nm之后递减，这与常识相违背，而事实上即便在土壤的野外光谱测量上940 nm的水汽吸收作用也并不明显。究其原因可能在于两方面：一是CHRIS仪器本身的定标精度，另一方面也与反射率反演模型的校正误差有关。
图5.21是将通常的统计方法IRAA和FF应用于CHRIS图像上得到的同样采样点上的植被和反射率光谱，可以看到，两种方法得到的植被反射率光谱在谱形上非常相似，FF方法得到的反射率更平滑些，但二者在以500 nm为转折，反射率先下降后增大，这与通常的植被在蓝光波长范围的单一上升趋势不一致，与反射率反演结果相比，没有760 nm的凸起变形，这从另一个侧面反映了基于模型的反射率反演对定标要求更为苛刻；从土壤光谱来看，两种统计方法获得的结果差异很大，特别是在＜750 nm波长区域，IRAA起伏变化剧烈，而FF结果总体上要平缓得多，呈平稳微小上升趋势，这与土壤光谱反射率在＜1140 nm呈单调递增趋势的常识相一致，虽然平场域法的有效性与“平场区域”的选择恰当与否直接有关，但无疑在本试验中平场域法得出的结果最切合实际。
图5.20 CHRIS数据反射率反演结果
图5.21内部平均法（IRAA）和平场域法（FF）得到的CHRIS图像反射率光谱
图5.22地面实测光谱采样到与CHRIS波长设置相一致
为比较三种方法所得地物反射率光谱与地面实测光谱间谱形上的相似性，我们收集到2004年7月6日本试验区内的地面测量光谱，典型地物为玉米和土壤（裸土）。测量时间为北京时间11：40左右，与图像获取准同步，便于与图像光谱进行比对。光谱测量采用的仪器是ASD Fieldspec FR2500光谱仪，其光谱范围为350～2500nm，采样间隔为1.4nm（350～1000nm区间）和2nm（1000～2500 nm区间）。每个样本测量10次取平均作为最终光谱，以避免随机噪声干扰。图5.22为根据CHRIS中心波长和半高全宽（FWHM）采样后的光谱。
计算得出它们之间的相关性（表5.5），并对可见光和近红外分别进行比较。可以看到，对玉米光谱而言，反射率反演算法订正后的反射率光谱与实测光谱间的一致性最好，特别是在可见光范围的一致性远远高于经验方法；对土壤光谱而言，在可见光范围，基于反射率反演的仍保持相似性最高，但是在近红外波长范围，反射率反演和IRAA都与实测光谱呈负相关，基于模型反射率反演不能很好地表征植被在近红外反射率“平台”（750～900nm）和900～1100nm的水汽吸收特征，特别是平台部分相关系数为-0.43221。相比之下只有FF方法在可见-近红外波段都保持较高的相似性。也印证了上文的分析结论。
表5.5三种方法得到的植被反射率光谱在可见光区域的相关性（R）
为此，将反射率反演纠正结果与FF相结合，即保留760 nm之前的反射率反演光谱，将760 nm之后的FF光谱做适当平移，然后采用经验平场反射率转换算法（EFFORT）对光谱做进一步平滑处理，可以得到与真实光谱更加一致的光谱：谱形的相似性和特征位置的保持。修正后的玉米光谱见图5.23。
（2）基于MODTRAN的反射率反演模型对Hyperion数据进行反射率反演实例
启动基于MODTRAN的反射率反演模型，其界面如图5.24所示。
美国航天局（National Aeronautics and Space Administration，简称NASA）的EO-1（Earth Observing One）卫星于2000年11月发射成功，其上搭载的Hyperion高光谱成像仪目前已获取了大量高质量的星载高光谱数据（表5.6）。
使用如图5.25所示庆阳地区Hyperion数据进行反射率反演，提取裸土像元反射率光谱，并将其与ASD数据进行比较，如图5.26所示。由图可见，在可见近红外波段，两光谱在波形及量值上相近，在短波红外波段，反射率反演结果要略低于ASD采集的数据，这主要是因为气溶胶数据不准确造成的。反射率反演的裸土反射率光谱与 ASD采集的裸土反射率光谱之间的光谱相关系数达到0.9342。
图5.23与FF相结合修正后的玉米光谱与真实光谱比较
图5.24基于MODTRAN的反射率反演模型界面
图5.25实验所用Hyperion数据
表5.6 Hyperion/EO-1的主要技术参数
图5.26反射率反演得到的反射率与ASD反射率比较
图5.27敦煌实验场Hyperion数据
使用如图5.27所示敦煌实验场地区的Hyperion数据进行反射率反演，提取实验场均一像元的反射率光谱，并将其与准同步的ASD数据进行比较，如图5.28所示。由于该ASD数据在大于1800 nm的谱段噪声非常大，所以只比较450～1800 nm之间的谱段。两光谱在波形及量值上相近，反射率反演的反射率光谱与ASD采集的反射率光谱之间的光谱相关系数达到0.9516。
图5.28反射率反演得到的反射率与ASD反射率比较
