胡立天，郝天珧，邢健，胡衛(wèi)劍，SUH Man-Cheol，KIM Kwang-Hee

1 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學院油氣資源研究重點實驗室,北京　100029　2　中國科學院大學，北京　100049　3 Kongju National University,Gongju-si,Chungcheongnam-do 314-701,Republic of Korea　4 Department of Geological Sciences,Pusan National University,Busan 609-735,Republic of Korea

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中國海
—西太平洋莫霍面深度分布特征及其地質(zhì)意義

胡立天1,2，郝天珧1*，邢健1,2，胡衛(wèi)劍1，SUH Man-Cheol3，KIM Kwang-Hee4

1 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學院油氣資源研究重點實驗室,北京1000292中國科學院大學，北京1000493 Kongju National University,Gongju-si,Chungcheongnam-do 314-701,Republic of Korea4 Department of Geological Sciences,Pusan National University,Busan 609-735,Republic of Korea

摘要中國?！魈窖笪挥跉W亞板塊、印澳板塊和太平洋板塊的交匯處，構(gòu)造運動劇烈，地質(zhì)情況復(fù)雜，是認識板塊運動、洋陸相互作用、物質(zhì)交換和能量傳遞不可多得的窗口，而莫霍面深度對于研究殼幔結(jié)構(gòu)以及深部動力過程有著重要的意義.本文使用最新的覆蓋全球的重力和地形數(shù)據(jù)，收集了深地震測深、多道地震測深等剖面183條，數(shù)字化得到2982個控制點，使用帶控制點的三維界面反演方法來約束反演過程，得到中國?！魈窖竽裘嫔疃?，由莫霍面形態(tài)分析可知大洋板塊的俯沖和印澳板塊與歐亞板塊的碰撞對西太平洋邊緣海的形成演化有著重要作用.結(jié)合地熱、巖石圈厚度、地震活動等地質(zhì)地球物理資料，分析得知研究區(qū)內(nèi)各個海域莫霍深度和地殼性質(zhì)的變化是處于不同構(gòu)造演化階段的表現(xiàn).并在馬里亞納溝弧盆擬合一條重力2.5維剖面，結(jié)果表明熱物質(zhì)上涌導致了馬里亞納海槽處地幔密度減小，馬里亞納海槽以及帕里西維拉海盆到西馬里亞納海嶺的下地殼高密度異常是由殘留的巖漿巖引起的.

關(guān)鍵詞中國?！魈窖?； 莫霍面深度； 帶控制點的三維界面反演

1引言

中國海—西太平洋位于歐亞板塊、印澳板塊和太平洋板塊的交匯處，三大板塊之間強烈的相互作用使其發(fā)育了眾多的火山活動帶、地震活動帶和活動斷裂帶.豐富多彩的地質(zhì)現(xiàn)象使中國?！魈窖蟮貐^(qū)成為認識板塊運動、洋陸相互作用、物質(zhì)交換、能量傳遞不可多得的窗口.

莫霍面是地殼與地幔的分界面，莫霍面深度的研究對殼幔結(jié)構(gòu)以及深層動力學有著重要意義，許多學者曾針對中國海陸莫霍面的分布特征做了大量研究工作.馮銳(1985)根據(jù)我國1°×1°的平均布格重力異常，采用Parker-Oldenburg法反演了大陸地區(qū)的地殼厚度；劉光鼎(1992)第一次將我國海、陸結(jié)合在一起，編繪了中國海區(qū)及鄰域莫霍面深度圖；曾融生等(1995)根據(jù)中國大陸深地震測深剖面工作的結(jié)果、天然地震面波與其他資料，繪制了中國大陸莫霍面深度圖，使其精度有了較大提升；滕吉文等(2002)在前人工作基礎(chǔ)上根據(jù)人工源深地震探測剖面及其他構(gòu)造結(jié)果，得到了東亞大陸及周邊海域莫霍面深度分布和構(gòu)造格局；高星等(2005)曾嘗試利用三分量地震波形記錄,應(yīng)用轉(zhuǎn)換函數(shù)及快速模擬退火算法對地震臺站下的地殼橫波速度結(jié)構(gòu)進行了反演，獲得了中國及鄰區(qū)地殼厚度分布；蔡學林等(2007)根據(jù)163條地震測深剖面，編制了中國及鄰區(qū)地殼厚度分布圖；郝天珧等(2014)以地震測深等剖面為約束，使用重力數(shù)據(jù)編繪了中國海陸1∶500萬莫霍面深度圖.總體看來，目前對于中國及其鄰區(qū)莫霍面分布特征的研究仍以陸區(qū)為主，這與海區(qū)實測剖面數(shù)據(jù)較少有著密切的關(guān)系.但隨著近年來對洋陸相互作用研究的不斷深入，很多陸區(qū)重要科學問題(如華北克拉通的破壞)的最終認識也需要海區(qū)的地球物理證據(jù)，海域莫霍面深度分布特征對于探索宏觀構(gòu)造格架和海陸相互作用有著重要意義.本文在前人工作的基礎(chǔ)上，以覆蓋全球的水深和重力數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，結(jié)合研究區(qū)內(nèi)大量地質(zhì)地球物理資料，使用2982個控制點約束反演過程，計算出中國?！魈窖竽裘嫔疃龋⒁源藶榛A(chǔ)分析莫霍面深度分布特征及其蘊含的地質(zhì)意義.

2數(shù)據(jù)來源與使用

本次研究區(qū)范圍如圖1所示(105°E，117°E—150°E，2°N—26°N，42°N)，包含了少量的陸區(qū)(如中國東部大陸、朝鮮半島、中南半島等)、眾多邊緣海和海溝，其中有以琉球海溝—沖繩海槽為代表的主動大陸邊緣和以中國南海北部陸緣為代表的被動大陸邊緣，地質(zhì)構(gòu)造豐富多彩，是研究板塊構(gòu)造運動以及洋陸相互作用的天然實驗室.

2.1重力與地形數(shù)據(jù)

由于研究范圍很大，因此使用覆蓋全球最新的衛(wèi)星重力與地形數(shù)據(jù)(表1)來反演莫霍面深度，在對數(shù)據(jù)質(zhì)量進行分析評價的基礎(chǔ)上，選擇最新發(fā)布、精度最高的S&S V22.1 Global Anomaly、Liz Global Anomaly 、S&S V16.1 Global Topography、SRTM30_PLUS V9.0和NOAA的656個航測重力資料點和849個航測水深資料點進行比較，采用“三觀測列STD法”(楊金玉等,2014)進行偏差分析(表2、表3).結(jié)果表明S&S V22.1的衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)和SRTM30_PLUS V9.0的水深數(shù)據(jù)精度更優(yōu).楊金玉等(2014)采用三觀測列法對應(yīng)用廣泛的衛(wèi)星測高數(shù)據(jù)S&S、DNSC08GRA與船載數(shù)據(jù)進行對比，認為S&S無論從分辨率還是數(shù)據(jù)精度上都足以滿足小比例尺編圖要求，因此用于本文的重力改正與莫霍面深度反演.

2.2控制點數(shù)據(jù)

重力反演的多解性問題會造成反演結(jié)果的不準確，為使反演結(jié)果更加逼近于真實地質(zhì)情況，收集和整理了世界各國一系列地質(zhì)、地球物理調(diào)查資料與研究成果，包括多道地震探測(MCS)和海底地震儀(OBS)測深等剖面183條，莫霍面與地殼厚度圖件 24幅，通過統(tǒng)一的投影、數(shù)字化等一系列處理，得到控制點2982個，用于約束反演.通過對反演結(jié)果進行偏差分析，使最終莫霍面反演結(jié)果與控制剖面擬合最好，更加逼近于真實值.圖1中黑線為控制點剖面位置，黑點為聲納浮標等控制點位置，表4為控制點精度評價標準及數(shù)目.

圖1　研究區(qū)范圍及控制點剖面位置紅框為研究區(qū)范圍，黑線為控制點剖面，黑點為聲納浮標等控制點,帶三角的黑線為海溝.

表1　全球重力異常與地形數(shù)據(jù)信息

表2　重力數(shù)據(jù)偏差分析

表3　水深數(shù)據(jù)偏差分析

表4　控制點精度評價標準表及數(shù)目

3莫霍面深度反演和偏差分析

3.1重力改正

衛(wèi)星重力異常是海水、地形等效應(yīng)的疊加，為提取莫霍面起伏引起的重力異常，不僅需要進行各種重力改正，還要濾去淺部地質(zhì)體的重力影響，才能得到莫霍面起伏引起的剩余重力異常，用于最后的莫霍面反演.

3.1.1完全布格改正

在海底地形變化大、起伏劇烈的邊緣海和大洋地區(qū)，需要進行完全布格改正來消除海底地形的影響，更為準確地反映海域布格重力異常.本次研究涉及的區(qū)域大部分為海區(qū)，因此使用呂川川等(2009)的方法，對重力異常點166.7 km以內(nèi)的地形進行分塊處理，完成全布格改正.

3.1.2格萊尼改正

格萊尼重力異常是經(jīng)布格改正、格萊尼改正后得到的重力異常，布格改正(地形改正到166.7 km)消除了166.7 km之內(nèi)地形的影響，格萊尼改正消除了166.7 km之外地形與補償質(zhì)量的影響.因此格萊尼重力異常消除了全球地形質(zhì)量的影響和166.7 km以外補償質(zhì)量的影響，可以認為它是166.7 km以內(nèi)的深部和淺部異常質(zhì)量的重力效應(yīng)，更適宜用來研究地殼和巖石圈結(jié)構(gòu)(金翔龍和高金耀,2001).最終得到用于反演的格萊尼異常網(wǎng)格間距為20 km.

3.2反演分區(qū)

研究區(qū)范圍較大，歐亞板塊、菲律賓海板塊和太平洋板塊三大板塊的相互作用形成了多個構(gòu)造單元，莫霍面的分布特征十分復(fù)雜.不同地區(qū)莫霍面深度、殼幔密度差都有所差異，若全圖使用單一的參數(shù)反演，無法獲得最佳的反演效果.因此研究中進行分區(qū)處理，參考前人研究結(jié)果，結(jié)合構(gòu)造歷史、莫霍深度、大地熱流值、震源信息等，將研究區(qū)劃分為5個分區(qū)和5個次級分區(qū)，每個分區(qū)中莫霍面起伏平緩、殼幔密度變化不大，分區(qū)與分區(qū)之間大多以莫霍面起伏大、變化劇烈的地區(qū)(如海溝)作為分界線，這樣在反演過程中每個分區(qū)根據(jù)各自的控制點分別選取莫霍基準面深度與密度差進行計算，增加了分區(qū)反演結(jié)果的可靠性.同時為了使分區(qū)結(jié)果容易拼接，相鄰分區(qū)需要有一定范圍的重疊，分區(qū)示意圖如圖2所示，各分區(qū)名稱如表7所示.

圖2　中國海—西太平洋莫霍面深度反演分區(qū)1 中國東部大陸及東部海域； 2 南海及周邊地區(qū)；3 日本海和日本島； 4 菲律賓海； 5 西太平洋.

3.3偏差分析

為了評價反演結(jié)果的可靠性，將莫霍面反演結(jié)果和控制點資料進行偏差分析，并且比較其正演值與重力異常的差值，以平均偏差、標準偏差和正演差值作為衡量反演結(jié)果的可靠性和準確度的標準.

3.4異常場分離與反演結(jié)果的選取

反演莫霍面深度需要進行場分離，劃分出莫霍起伏引起的重力異常.常用的場分離法包括補償圓滑濾波(侯重初,1981)、正則化濾波法、小波分析(侯遵澤和楊文采,1997; 楊文采等,2001; 徐科軍和李永三,2003; 張會戰(zhàn)等,2006; 邱寧等,2007)等.然而，“區(qū)域場”與“局部場”都沒有嚴格的定義，在地質(zhì)上，區(qū)域場代表的是深部場源引起的重力異常，在數(shù)學上，區(qū)域場是波數(shù)域的低頻段，二者沒有嚴格的對應(yīng)關(guān)系，因此無法很好地分離出區(qū)域場和局部場.現(xiàn)在一般根據(jù)位場頻譜理論，由功率譜斜率估算所分離區(qū)域場的對應(yīng)場源深度，通過與反演區(qū)先驗信息的比對確定每種濾波方法的最好結(jié)果(侯重初和李保國,1988; 李成立等,1998; 戴偉銘,2010).但是如何選取不同濾波方法中最好的結(jié)果依然是個難題.

為了解決以上問題，采用帶控制點的三維界面反演算法(胡立天和郝天珧,2014)來約束密度差和基準面的選取，通過對不同濾波方法的反演結(jié)果與控制點的偏差分析，結(jié)合先驗信息，選取偏差最小的作為最終濾波結(jié)果和反演結(jié)果，使反演結(jié)果和控制點資料擬合最好.下面以分區(qū)3中的日本海次級分區(qū)為例進行說明.

日本海位于朝鮮半島和日本島之間，其莫霍面可從20多公里變化到海盆最淺處的10 km左右，其西部的朝鮮半島屬于陸殼，東部和南部的日本島弧處于板塊碰撞的邊界上，莫霍面深度變化劇烈，因此將日本海作為一個分區(qū)進行莫霍反演.研究中收集前人所做的許多地震剖面(Ludwig et al.,1975; Chung et al.,1990; Hirata et al.,1992; Kurashimo et al.,1996; Lee et al.,1999; Nishizawa and Asada,1999; Kim et al.,2003; Sato et al.,2006)，將這些剖面數(shù)字化，作為控制點來約束反演，控制點間距為20 km.

由地震及其他地質(zhì)地球資料估計日本海平均深度為18～23 km左右，采用的濾波方法包括正則化濾波、補償圓滑濾波、小波分析，經(jīng)過功率譜計算，挑選出每一種濾波方法得出的最合適結(jié)果.然后采用帶控制點的三維界面反演算法對每種結(jié)果分別反演并進行偏差分析.以正則化濾波結(jié)果的反演過程為例(表5)，可看出隨著迭代次數(shù)的增加，界面密度差和基準面深度逐漸趨于穩(wěn)定并且偏差逐漸變小，說明在逐步迭代中計算出最合適的界面密度差和基準面深度，使反演結(jié)果和控制點擬合最好.

控制點位置、三種濾波結(jié)果和反演結(jié)果如圖3、4、5所示，功率譜結(jié)果和偏差分析如表6所示.由反演結(jié)果和偏差分析可知，正則化濾波反演結(jié)果最光滑連續(xù)，沒有小的封閉曲線，更加適合作為重力數(shù)據(jù)反演的莫霍面結(jié)果；并且在三種反演結(jié)果的正演差值很小的情況下，正則化濾波反演結(jié)果的標準偏差和平均偏差最小，說明其與控制點擬合最好.基于以上原因，日本海次級分區(qū)的莫霍深度選取正則化濾波的反演結(jié)果.

本次研究采用以上流程對各個分區(qū)分別進行莫霍面反演，由于西太平洋分區(qū)的控制點較少并且大多分布在莫霍變化劇烈的海溝處，使用帶控制點的三維界面反演算法反演效果并不好，所以在西太平洋地區(qū)使用Parker-Oldenburg界面反演方法(Parker,1973; Oldenburg,1974)，各分區(qū)采用的濾波方式、反演方法和偏差分析如表7所示.各分區(qū)反演結(jié)果利用Geosoft軟件的混合法或縫合法網(wǎng)格拼接后得到中國?！魈窖竽裘嫔疃葓D(圖6).抽取南海與日本海中兩條地震剖面(Kurashimo et al.,1996; 敖威等,2012)與重力反演結(jié)果進行偏差分析(圖 7)，剖面A-B平均偏差0.321 km,標準偏差0.755 km，剖面C-D平均偏差0.124 km,標準偏差0.257 km，說明重力反演結(jié)果與地震剖面擬合良好.

圖3　正則化濾波結(jié)果(a)與反演結(jié)果(b，黑點為控制點位置)

圖4　補償圓滑濾波(a)與反演結(jié)果(b，黑點為控制點位置)

圖5　小波分析濾波(a)與反演結(jié)果(b，黑點為控制點位置)

莫霍基準面深度(km)界面密度差(g·cm-3)平均偏差(km)標準偏差(km)正演差值(mGal)初始32.7208-0.084011.139215.8962.1823第一次迭代32.68700.61271.25366.57491.1002第二次迭代32.66780.59990.14351.24340.0124

表6　三種濾波方法的功率譜和反演結(jié)果的偏差分析

表7　各分區(qū)所選區(qū)域場分離方法和反演參數(shù)

圖6　中國海—西太平洋莫霍深度圖

圖7　重力反演結(jié)果與地震剖面比較

4莫霍面深度分布特征及其地質(zhì)意義

4.1莫霍面深度分布特征

研究范圍內(nèi)莫霍面深度變化較大，大陸地區(qū)莫霍面較深，為30～38 km，變化較緩，向東部逐漸抬升；海區(qū)莫霍面較淺，最淺只有8～9 km.歐亞板塊、菲律賓海板塊和太平洋板塊以日本島—沖繩海槽—菲律賓群島和伊豆—小笠原—馬里亞納島弧兩條巨型梯級帶為界，眾多的海溝、海槽以及島弧地區(qū)位于這兩處莫霍梯級帶上，反映了三大板塊之間強烈的構(gòu)造應(yīng)力作用.

(1)大陸地區(qū)

研究范圍內(nèi)大陸地區(qū)包括朝鮮半島、中國東部大陸和中南半島.莫霍面深度為30～38 km，屬于陸殼，等值線大致平行于海岸線，變化較緩，向海區(qū)逐漸減小.

(2)渤海及黃海海域

渤海和黃海海域莫霍面深度為29～30 km，屬于陸殼，起伏不大，變化較緩，比周圍的華北平原、遼東灣、朝鮮半島地區(qū)的莫霍面淺，向東南方向逐漸抬升.

(3)東海海域

東海海域莫霍面深度為14～31 km，向東南方向逐步抬升，可分為兩個區(qū)域：西部大陸架地區(qū)和東部沖繩海槽區(qū).大陸架地區(qū)莫霍面深度起伏不大，由大陸地區(qū)的30 km向東南方向減薄至25 km，屬于陸殼；沖繩海槽區(qū)莫霍面急劇抬升，地殼性質(zhì)由減薄陸殼向初始洋殼轉(zhuǎn)變，在海槽南部的中央裂谷已經(jīng)出現(xiàn)新生洋殼(Zeng et al.,2010; 李家彪等,2013)，莫霍深度最淺處為14 km.

(4)南海海域

南海海域莫霍面深度為9～31 km，變化復(fù)雜，可分為陸殼、洋殼和過渡性地殼.陸殼分布于南海南部、西部和北部，莫霍面深度為25～30 km，向海盆逐漸抬升，其中南沙群島莫霍面較淺，深度為20～22 km；過渡性地殼分布于南海北部、西部和南部陸坡，莫霍面深度為12～25 km，變化劇烈，是明顯的梯級帶；洋殼分布于海盆區(qū)，莫霍面變化緩慢，深度為9～12 km，西南海盆較中央海盆稍淺.

(5)蘇祿海與蘇拉威西海海域

蘇祿海莫霍面變化劇烈，莫霍面深度為12～16 km，等值線呈同心圓分布，海盆存在洋殼；蘇拉威西海莫霍面較為平緩，深度為13～15 km，海盆處莫霍面變化較緩，存在洋殼.海域周邊莫霍面變化劇烈，向西至加里曼丹島迅速增至24 km以上，北部與東部俯沖于呂宋—棉蘭老島之下.

(6)呂宋—棉蘭老島

由呂宋島、棉蘭老島等一系列群島組成，夾于馬尼拉海溝和菲律賓海溝之間，東部為菲律賓海向西俯沖，西部為南海、蘇祿海和蘇拉威西海向東俯沖，莫霍面深度為20～28 km.

(7)日本海海域

日本海莫霍面深度為12～25 km，盆地內(nèi)變化較緩，向西到朝鮮半島以及向東南到日本島迅速增至30 km，分為陸殼、洋殼和減薄的陸殼(任建業(yè),2008).日本海盆地為洋殼，深度為12～14 km，東部較淺；對馬海盆和大和海盆為減薄的陸殼，深度為14～17 km；大和海脊為陸殼，深度為16～17 km.

(8)日本群島

日本群島由南部的菲律賓海板塊向北沿(日本)南海海槽向歐亞板塊俯沖，以及東部的太平洋板塊向西沿日本海溝、伊豆小笠原海溝向歐亞板塊俯沖形成，莫霍面深度在30 km以上，變化劇烈，并存在雙莫霍面現(xiàn)象.

(9)菲律賓海

西菲律賓海盆、帕里西維拉海盆和四國海盆莫霍面深度較淺、變化較緩，除北部的大東海嶺和沖-大東海嶺外，均小于15 km，在西菲律賓海海盆南部可小于10 km，大東海嶺及沖-大東海嶺處莫霍面深度較深，可達16～18 km；伊豆—小笠原—馬里亞納海嶺處以東至伊豆—小笠原—馬里亞納海溝(IBM)莫霍面深度為14～26 km，變化劇烈，馬里亞納海槽處有洋殼產(chǎn)生.

(10)西太平洋

西太平洋板塊向西沿日本海溝、伊豆—小笠原海溝、馬里亞納海溝、雅浦海溝、帛琉海溝等多處海溝俯沖于菲律賓海板塊和歐亞板塊之下，海溝處莫霍面深度變化復(fù)雜；海溝以東除加羅琳海脊外莫霍面深度為10～14 km，變化較緩，加羅琳海脊莫霍較深，為16～22 km.

4.2地質(zhì)意義

本次研究區(qū)位于環(huán)太平洋地震帶的西半環(huán)，是歐亞板塊、印澳板塊和西太平洋板塊相互作用的產(chǎn)物，是研究板塊運動、巖石圈結(jié)構(gòu)的天然地區(qū).而莫霍面記錄了作為巖石圈重要組成部分的地殼的演化歷史，對深部動力學研究有著重要作用.

由莫霍深度分布可知研究區(qū)內(nèi)存在著兩條巨大的莫霍梯級帶：菲律賓海板塊向歐亞板塊俯沖形成的日本島—沖繩海槽—菲律賓群島梯級帶；太平洋板塊向歐亞板塊和菲律賓海板塊俯沖形成的伊豆—小笠原—馬里亞納島弧梯級帶.眾多的海溝、島弧全都位于莫霍面深度變化劇烈的梯級帶上，而邊緣海緊鄰著島弧排列，呈現(xiàn)典型的溝—弧—盆體系，說明海洋巖石圈俯沖引起的大陸邊緣張裂和弧后擴張與西太平洋邊緣海的形成演化息息相關(guān).此外，大洋板塊的俯沖及其導致的拆沉還可能是導致研究區(qū)內(nèi)大陸地區(qū)、渤海、黃海和東海莫霍深度向東抬升的首要控制因素(吳福元等,2003).

從各個邊緣海盆地的莫霍面分布形態(tài)可以看出，對于形成時間比較相近的日本海盆、南海海盆、四國海盆和帕里西維拉海盆來說(形成時間如表8所示)，四國海盆和帕里西維拉海盆在幾何學上對稱性較好并平行于俯沖帶；而日本海盆和南海海盆則對稱性較差并且其擴張方向與俯沖帶斜交，例如日本海盆東部張開的位移要明顯大于西部而產(chǎn)生不對稱的擴張.這可能是由于這一時期歐亞板塊東緣的邊緣海盆地既受太平洋板塊俯沖的影響，又受到印澳板塊對歐亞大陸的碰撞和擠入作用，所以破壞了幾何學的對稱性；而四國海盆、帕里西維拉海盆受印度—歐亞大陸碰撞的影響很小，所以形成平行俯沖帶對稱的弧后盆地(任建業(yè)和李思田,2000).

由于研究區(qū)內(nèi)不同海區(qū)是在不同區(qū)域環(huán)境、不同時間形成的,導致有的處于弧后擴張期，而有的處于衰減消亡期，因此各個海區(qū)的莫霍深度與地殼性質(zhì)有所差異.本文綜合莫霍深度、地殼性質(zhì)、形成時間(Tamaki and Honza,1991; 任建業(yè),2008; 張訓華,2008)、巖石圈厚度(朱介壽等,2002)、大地熱流值(Yasui et al.,1968; Tokuyama,1995; He et al.,2001; 王良書等,2002; 欒錫武和張訓華,2003)、地震活動(http:∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/)，以中國?！魈窖笾械暮^(qū)為例，參考劉雪松等(2002)和趙會民等(2002)的結(jié)論，將邊緣海的演化劃分為新生期、幼年期、青壯年期、老年期(表8).可以看出，處在新生期的海域 仍為大陸型地殼，但熱物質(zhì)上涌使其巖石圈開始減薄并且其熱流值高于大陸背景值，地震活動較強烈，處于大陸裂谷的發(fā)展階段；隨后進入幼年期，此時莫霍面迅速抬升、變化劇烈，有洋殼生成，處于弧后擴張期，熱流值很高并且地震活動劇烈；接著進入青壯年期，此時海盆停止擴張，莫霍面和巖石圈起伏較緩，熱流值降低，地震活動減弱；最后進入老年期，莫霍面和巖石圈起伏緩慢，熱流值繼續(xù)降低并趨于穩(wěn)定，深大地震稀少，并向海溝俯沖消減.

表8　中國?！魈窖蟛糠趾^(qū)的演化階段

5典型剖面重力反演分析

俯沖帶是板塊運動的邊界，板塊之間強烈的相互作用所形成的溝弧盆體系對于地殼乃至巖石圈的消亡及形成演化有著重要意義.為此在馬里亞納溝弧盆選取一條剖面進行2.5D重力擬合，研究其殼幔結(jié)構(gòu)，剖面位置如圖6所示.擬合過程中參考前人所做地震剖面以及縱波速度，采用改進的Nafe-Drake公式進行層速度—密度轉(zhuǎn)換(Brocher,2005).

馬里亞納溝弧盆主要經(jīng)歷了兩次拉張，第一次時間為29～15 Ma，形成了帕里西維拉海盆和西馬里亞納海嶺，第二次拉張從6 Ma開始至今，形成了馬里亞納海槽和馬里亞納島弧.剖面EF經(jīng)過的區(qū)域中，帕里西維拉海、西馬里亞納海嶺、馬里亞納海槽和馬里亞納島弧地殼結(jié)構(gòu)來自于Takahashi等(2008)，西太平洋和俯沖帶資料來自于Latraille和Hussong(1980)，擬合結(jié)果如圖8所示，重力異常均方差為2.09 mGal.由擬合結(jié)果可知，帕里西維拉海盆、馬里亞納海槽和西太平洋莫霍埋深淺，為9～12 km，變化緩慢；地殼性質(zhì)屬洋殼，分為沉積層(密度2.3 g·cm-3)、大洋層2(2.5～2.7 g·cm-3)和大洋層3(2.85～2.95 g·cm-3).而西馬里亞納海 嶺和馬里亞納島弧莫霍深度大，變化較快，最深處可達17～21 km.Takahashi等(2008)認為地殼可分為三層，分別為玄武質(zhì)上地殼(密度為2.45～2.55 g·cm-3)、英云閃長質(zhì)中地殼(2.7 g·cm-3)和輝長質(zhì)下地殼(2.88～2.92 g·cm-3)，地殼中SiO2總體含量為53.9%，大于典型的洋殼(48.8%)而小于典型的陸殼(59.1%)，是一種從洋殼向陸殼演化的過渡型地殼.

圖8　馬里亞納溝弧盆(EF)剖面擬合密度結(jié)構(gòu)(b)(g·cm-3)及其地質(zhì)解釋(c)(1,2,3代表密度異常區(qū)); (a)重力異常擬合圖

重力擬合結(jié)果中存在著三種密度異常：馬里亞納海槽處地幔低密度異常(異常區(qū)1)、馬里亞納海槽以及帕里西維拉海盆到西馬里亞納海嶺的下地殼高密度異常(異常區(qū)2)和馬里亞納島弧和西馬里亞納海嶺下地殼低密度異常(異常區(qū)3).Takahashi等(2008)已經(jīng)對異常區(qū)3做了詳細的解釋，認為異常區(qū)3是從中地殼中分離出來的，是弧后擴張引起的地殼演化的產(chǎn)物.本次研究結(jié)合重力擬合結(jié)果對異常區(qū)1、異常區(qū)2有一些新的認識，下面進行簡要分析.

在重力擬合過程中，發(fā)現(xiàn)馬里亞納海槽重力異常整體偏高，僅僅通過地殼密度的改變無法擬合，這可能是地幔物質(zhì)密度虧損造成的：馬里亞納海槽處地幔(異常區(qū)1)熱物質(zhì)上涌、溫度升高引起的地幔巖石融化、巖漿運移會造成化學虧損，從而使地幔物質(zhì)密度減小.在挪威邊緣海也可能存在這種情況(Fernández et al.,2004).

異常區(qū)2的P波速度(7.1～7.4 km·s-1)明顯大于周邊地區(qū)的(6.6～6.9 km·s-1)，Takahashi等(2008)認為這可能是現(xiàn)今板塊拉張、熱物質(zhì)上涌導致巖石熔融引起的，也有可能是殘留的巖漿巖的原因.在重力擬合剖面圖上，這兩處均屬于高密度異常地質(zhì)體，如果是現(xiàn)今板塊拉張、熱物質(zhì)上涌導致巖石熔融，那么如異常區(qū)1一樣，應(yīng)該是低密度異常體，并且帕里西維拉海盆已經(jīng)在15 Ma之前停止擴張，經(jīng)過長時間的冷卻不會再有大范圍熱物質(zhì)上涌，所以這兩處的高速異常區(qū)不是由于現(xiàn)今巖石熔融所致.另一方面，殘留的巖漿是由弧后擴張時期高溫地幔上涌冷卻形成，高溫地幔所產(chǎn)生的熔融巖漿比正常的地幔富含更多的鎂質(zhì)，這會使冷卻之后的巖漿巖速度增加到7.2 km·s-1或更大，同時也會引起密度的增大(White and McKenzie,1989)，這符合重力擬合剖面上高密度異常體的結(jié)果.因此，我們認為異常區(qū)2是殘留的巖漿巖引起的.

6結(jié)論與認識

(1) 使用覆蓋全球的重力與水深數(shù)據(jù)，收集了深地震測深、多道地震測深等剖面183條，數(shù)字化得到2982個控制點，使用帶控制點的三維界面反演方法來約束反演過程，得到中國?！魈窖竽裘嫔疃?，保證了結(jié)果的可靠性.

(2) 研究區(qū)內(nèi)大陸地區(qū)莫霍面較深，為30～38 km，向東部逐漸抬升；海區(qū)莫霍面較淺，最淺只有8～9 km；存在著兩條巨大的莫霍梯級帶：日本島—沖繩海槽—菲律賓群島梯級帶和伊豆—小笠原—馬里亞納島弧梯級帶.

(3) 從溝-弧-盆體系和邊緣海的莫霍形態(tài)可以看出，板塊俯沖對西太平洋邊緣海的形成以及亞洲東部大陸的莫霍面抬升起著主要作用，同時印澳板塊對亞洲大陸的碰撞作用也影響了歐亞板塊東緣邊緣海的形成演化，但是對菲律賓海板塊影響不大.

(4) 結(jié)合莫霍深度、地殼性質(zhì)、巖石圈厚度、熱流值、地震活動等地質(zhì)地球物理特征，闡述研究區(qū)內(nèi)海域分別處于邊緣海形成演化的新生期、幼年期、青壯年期和老年期.

(5) 在馬里亞納溝弧盆擬合一條重力2.5D剖面，認為馬里亞納海槽處由于熱物質(zhì)上涌導致地幔密度減小，馬里亞納海槽以及帕里西維拉海盆到西馬里亞納海嶺的下地殼高密度異常是由殘留的巖漿巖引起的.

致謝感謝中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所的張麗莉、徐亞、黃松副研究員，姬莉莉、呂川川博士后，劉麗華博士，李學壘和南方舟碩士，他們?yōu)楸疚膶懽魈岢隽酥锌系慕ㄗh，在此一并致謝.

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(本文編輯胡素芳)

基金項目國家油氣重大專項(2011ZX05008)，地質(zhì)調(diào)查海洋地質(zhì)保障工程項目(GZH200900504-207)，中科院專項(XDB06030200)，科技部專項(2013YQ120357)，國家重大科研裝備研制項目(ZDYZ2012-1-08-01，ZDYZ2012-1-08-04，ZDYZ2012-1-08-05)及國家自然科學基金項目(41210005，41374139，41304079，41476033，41404050，41404114，91428204)共同資助.

作者簡介胡立天，男1989年生，2011年畢業(yè)于中國海洋大學勘查技術(shù)與工程專業(yè)，現(xiàn)為中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所在讀博士，主要從事重力資料處理與解釋方面的研究.E-mail:hulitian@hotmail.com E-mail:tyhao@mail.iggcas.ac.cn

*通訊作者郝天珧，女，1957年生，中國科學院地質(zhì)與地球物理所研究員，主要從事海、陸油氣盆地綜合地球物理研究.

doi:10.6038/cjg20160310 中圖分類號P738

收稿日期2015-07-14，2015-11-22收修定稿

The Moho depth in the China Sea-West Pacific and its geological implications

HU Li-Tian1，2,HAO Tian-Yao1*,XING Jian1，2,HU Wei-Jian1,SUH Man-Cheol3，KIM Kwang-Hee4

1KeyLaboratoryofPetroleumResourcesResearch,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China3KongjuNationalUniversity,Gongju-si,Chungcheongnam-do314-701,RepublicofKorea4DepartmentofGeologicalSciences,PusanNationalUniversity,Busan609-735,RepublicofKorea

AbstractThe China Sea-West Pacific is the junction among Eurasian Plate,Indo-Australian Plate and Pacific Plate.The intense interaction produces many trenches and marginal seas.The various geological structures such as the active continental margins (Ryukyu Trench and Okinawa Trough) and passive continental margins (the northern South China Sea) make it an important place to study the tectonic movement and interaction between ocean and continent.So we calculate the Moho depth as it has always been one of major issues in research on the structure of lithosphere and tectonic movement.

We collect last satellite gravity and terrain data,as well as 183 control profiles,including multichannel seismic(MCS),oceanbottom seismometer (OBS) and so on.To get the gravity anomaly which is caused by the Moho interface,we deal with the satellite data by means of complete Bouguer correction,Glennie correction and other procedures.Then we digitalize these profiles to obtain 2982 control points which restrain the inversion result,using the method of three-dimensional density interface with control points.Considering that the geological structure changes a lot in the research area,we divide the whole area into 5 partitions and use different inversion parameters in each partition to calculate the Moho depth.After suturing the 5 partition inversion results together,we get the Moho depth in the China Sea-West Pacific.Combining the structure from the seismic result,we calculate a 2.5D gravity profile in the Mariana trench-arc-basin system finally.

According to the crustal structure and the distribution of the Moho depth,we summarize the characteristics of the Moho depth in each region and conclude that the oceanic plate subduction plays a major role in west Pacific marginal seas formation and the Moho lifting of east Asian continent.The collision between the Indo-Australian Plate and Pacific Plate is also an important factor for the evolution of the marginal sea in east Eurasian Plate,but it has little influence on the Philippine Sea Plate.Combining the heat flow,lithosphere depth and historic earthquakes,we think the change of Moho depth and crustal properties are due to different era of tectonic evolutions which includes newborn,childhood,youth,mature and extinct era.From the gravity profile,we conclude that the mantle density in the Mariana Trough decreases because of the hot material upwelling,and the high-density lower crust in the Mariana Trough and Parece Vela basin is due to the remains of arc magmatic.

KeywordsChina Sea-West Pacific; Moho depth; Three-dimensional density interface with control points

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Hu L T,Hao T Y,Xing J,et al.2016.The Moho depth in the China Sea-West Pacific and its geological implications.Chinese J.Geophys.(in Chinese),59(3):871-883,doi:10.6038/cjg20160310.