中国海—西太平洋位于欧亚板块、印澳板块和太平洋板块的交汇处，三大板块之间强烈的相互作用使其发育了众多的火山活动带、地震活动带和活动断裂带.丰富多彩的地质现象使中国海—西太平洋地区成为认识板块运动、洋陆相互作用、物质交换、能量传递不可多得的窗口.

莫霍面是地壳与地幔的分界面，莫霍面深度的研究对壳幔结构以及深层动力学有着重要意义，许多学者曾针对中国海陆莫霍面的分布特征做了大量研究工作.冯锐(1985)根据我国1°×1°的平均布格重力异常，采用Parker-Oldenburg法反演了大陆地区的地壳厚度；刘光鼎(1992)第一次将我国海、陆结合在一起，编绘了中国海区及邻域莫霍面深度图；曾融生等(1995)根据中国大陆深地震测深剖面工作的结果、天然地震面波与其他资料，绘制了中国大陆莫霍面深度图，使其精度有了较大提升；滕吉文等(2002)在前人工作基础上根据人工源深地震探测剖面及其他构造结果，得到了东亚大陆及周边海域莫霍面深度分布和构造格局；高星等(2005)曾尝试利用三分量地震波形记录，应用转换函数及快速模拟退火算法对地震台站下的地壳横波速度结构进行了反演，获得了中国及邻区地壳厚度分布；蔡学林等(2007)根据163条地震测深剖面，编制了中国及邻区地壳厚度分布图；郝天珧等(2014)以地震测深等剖面为约束，使用重力数据编绘了中国海陆1∶500万莫霍面深度图.总体看来，目前对于中国及其邻区莫霍面分布特征的研究仍以陆区为主，这与海区实测剖面数据较少有着密切的关系.但随着近年来对洋陆相互作用研究的不断深入，很多陆区重要科学问题(如华北克拉通的破坏)的最终认识也需要海区的地球物理证据，海域莫霍面深度分布特征对于探索宏观构造格架和海陆相互作用有着重要意义.本文在前人工作的基础上，以覆盖全球的水深和重力数据为基础，结合研究区内大量地质地球物理资料，使用2982个控制点约束反演过程，计算出中国海—西太平洋莫霍面深度，并以此为基础分析莫霍面深度分布特征及其蕴含的地质意义.

本次研究区范围如图 1所示(105°E，117°E—150°E，2°N—26°N，42°N)，包含了少量的陆区(如中国东部大陆、朝鲜半岛、中南半岛等)、众多边缘海和海沟，其中有以琉球海沟—冲绳海槽为代表的主动大陆边缘和以中国南海北部陆缘为代表的被动大陆边缘，地质构造丰富多彩，是研究板块构造运动以及洋陆相互作用的天然实验室.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区范围及控制点剖面位置 红框为研究区范围，黑线为控制点剖面，黑点为声纳浮标等控制点,带三角的黑线为海沟. Fig. 1 The research area and location of reference profiles Red frame is research area, black line is reference profile, black dot is reference dot, black line with triangles is trench.

由于研究范围很大，因此使用覆盖全球最新的卫星重力与地形数据(表 1)来反演莫霍面深度，在对数据质量进行分析评价的基础上，选择最新发布、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个航测重力资料点和849个航测水深资料点进行比较，采用“三观测列STD法”(杨金玉等，2014)进行偏差分析(表 2、表 3).结果表明S&S V22.1的卫星重力数据和SRTM30_PLUS V9.0的水深数据精度更优.杨金玉等(2014)采用三观测列法对应用广泛的卫星测高数据S&S、DNSC08GRA与船载数据进行对比，认为S&S无论从分辨率还是数据精度上都足以满足小比例尺编图要求，因此用于本文的重力改正与莫霍面深度反演.

表 1(Table 1)

表 1 全球重力异常与地形数据信息 Table 1 The information of global gravity anomalies and topography data 名称 来源 精度 地形 重力 S&S V22.1 Global Anomaly 加利福尼亚大学圣迭戈分校，Scripps海洋研究所(SIO) http://topex.ucsd.edu/index.html 1′×1′ √ Leeds Global Anomaly 英国Leeds大学地球物理中心1) 2′×2′ √ S&S V16.1 Global Topography 加利福尼亚大学圣迭戈分校，Scripps海洋研究所(SIO) http://topex.ucsd.edu/index.html 1′×1′ √ SRTM30_PLUS 加利福尼亚大学圣迭戈分校，Scripps海洋研究所(SIO) http://topex.ucsd.edu/index.html 0.5′×0.5′ √ ETOPO1 美国国家海洋大气管理局(NOAA) http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/gdas/gd_designagrid.html? dbase=GRDET2 1′×1′ √ SRTM 美国地质勘探局(USGS)http://dds.cr.usgs.gov/srtm/ 3″×3″ √ GTOPO30 美国地质勘探局(USGS)https://lta.cr.usgs.gov/GTOPO30 0.5′×0.5′ √ SRTM30 美国地质勘探局(USGS) http://dds.cr.usgs.gov/srtm/version2_1/SRTM30/ 0.5′×0.5′ √

表 1 全球重力异常与地形数据信息 Table 1 The information of global gravity anomalies and topography data

1) 中国地质调查局发展研究中心提供.

表 2(Table 2)

表 2 重力数据偏差分析 Table 2 Variance analysis of the gravity data 重力数据 互相之间的标准差/mGal 数据本身标准差 /mGal Leeds S&S V22.1 航测 Leeds / 3.7684 10.5032 2.7729 S&S V22.1 / / 10.4472 2.5518 航测 / / / 10.1308

表 2 重力数据偏差分析 Table 2 Variance analysis of the gravity data

表 3(Table 3)

表 3 水深数据偏差分析 Table 3 Variance analysis of topography data 水深数据 互相之间的标准差/m 数据本身标准差/m SRTM30_ PLUS V9.0 S&S V16.1 航测 SRTM30_ PLUS V9.0 / 65.0883 60.3188 24.9659 S&S V16.1 / / 95.5062 69.7121 航测 / / / 65.2813

表 3 水深数据偏差分析 Table 3 Variance analysis of topography data

重力反演的多解性问题会造成反演结果的不准确，为使反演结果更加逼近于真实地质情况，收集和整理了世界各国一系列地质、地球物理调查资料与研究成果，包括多道地震探测(MCS)和海底地震仪(OBS)测深等剖面183条，莫霍面与地壳厚度图件24幅，通过统一的投影、数字化等一系列处理，得到控制点2982个，用于约束反演.通过对反演结果进行偏差分析，使最终莫霍面反演结果与控制剖面拟合最好，更加逼近于真实值.图 1中黑线为控制点剖面位置，黑点为声纳浮标等控制点位置，表 4为控制点精度评价标准及数目.

表 4(Table 4)

表 4 控制点精度评价标准表及数目 Table 4 The evaluation criterion and number of the control points 精度标准 资料类型 控制点数目 高 多道地震探测剖面(海上)、海陆联测剖面、人工地震测深、OBS剖面、综合探测剖面、OBH剖面 1728 较高 天然地震、声纳浮标 249 中 MT剖面、重磁剖面 525 低 地震层析成像 480

表 4 控制点精度评价标准表及数目 Table 4 The evaluation criterion and number of the control points

卫星重力异常是海水、地形等效应的叠加，为提取莫霍面起伏引起的重力异常，不仅需要进行各种重力改正，还要滤去浅部地质体的重力影响，才能得到莫霍面起伏引起的剩余重力异常，用于最后的莫霍面反演.

在海底地形变化大、起伏剧烈的边缘海和大洋地区，需要进行完全布格改正来消除海底地形的影响，更为准确地反映海域布格重力异常.本次研究涉及的区域大部分为海区，因此使用吕川川等(2009)的方法，对重力异常点166.7 km以内的地形进行分块处理，完成全布格改正.

格莱尼重力异常是经布格改正、格莱尼改正后得到的重力异常，布格改正(地形改正到166.7 km)消除了166.7 km之内地形的影响，格莱尼改正消除了166.7 km之外地形与补偿质量的影响.因此格莱尼重力异常消除了全球地形质量的影响和166.7 km以外补偿质量的影响，可以认为它是166.7 km以内的深部和浅部异常质量的重力效应，更适宜用来研究地壳和岩石圈结构(金翔龙和高金耀，2001).最终得到用于反演的格莱尼异常网格间距为20 km.

研究区范围较大，欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块三大板块的相互作用形成了多个构造单元，莫霍面的分布特征十分复杂.不同地区莫霍面深度、壳幔密度差都有所差异，若全图使用单一的参数反演，无法获得最佳的反演效果.因此研究中进行分区处理，参考前人研究结果，结合构造历史、莫霍深度、大地热流值、震源信息等，将研究区划分为5个分区和5个次级分区，每个分区中莫霍面起伏平缓、壳幔密度变化不大，分区与分区之间大多以莫霍面起伏大、变化剧烈的地区(如海沟)作为分界线，这样在反演过程中每个分区根据各自的控制点分别选取莫霍基准面深度与密度差进行计算，增加了分区反演结果的可靠性.同时为了使分区结果容易拼接，相邻分区需要有一定范围的重叠，分区示意图如图 2所示，各分区名称如表 7所示.

图 2

Fig. 2

图 2 中国海—西太平洋莫霍面深度反演分区 1 中国东部大陆及东部海域； 2 南海及周边地区； 3 日本海和日本岛； 4 菲律宾海； 5 西太平洋. Fig. 2 Regional inversion partitions of the China Sea and West Pacific Ocean Moho depth 1 East China continent; 2 South China Sea and its sounding aera; 3 Japan Sea and Japan Island; 4 Philippine Sea; 5 West Pacific Ocean.

为了评价反演结果的可靠性，将莫霍面反演结果和控制点资料进行偏差分析，并且比较其正演值与重力异常的差值，以平均偏差、标准偏差和正演差值作为衡量反演结果的可靠性和准确度的标准.

将莫霍面深度的反演结果与某一点的实际地震测深结果的差值定义为偏差，用X_i表示，即X_i=X_反演-X_地震测深.平均偏差为偏差的平均值，以δ表示，表达式为 ，其中n为控制点个数.标准偏差用σ表示，其表达式为

反演莫霍面深度需要进行场分离，划分出莫霍起伏引起的重力异常.常用的场分离法包括补偿圆滑滤波(侯重初，1981)、正则化滤波法、小波分析(侯遵泽和杨文采，1997; 杨文采等，2001; 徐科军和李永三，2003; 张会战等，2006; 邱宁等，2007)等.然而，“区域场”与“局部场”都没有严格的定义，在地质上，区域场代表的是深部场源引起的重力异常，在数学上，区域场是波数域的低频段，二者没有严格的对应关系，因此无法很好地分离出区域场和局部场.现在一般根据位场频谱理论，由功率谱斜率估算所分离区域场的对应场源深度，通过与反演区先验信息的比对确定每种滤波方法的最好结果(侯重初和李保国，1988; 李成立等，1998; 戴伟铭，2010).但是如何选取不同滤波方法中最好的结果依然是个难题.

为了解决以上问题，采用带控制点的三维界面反演算法(胡立天和郝天珧，2014)来约束密度差和基准面的选取，通过对不同滤波方法的反演结果与控制点的偏差分析，结合先验信息，选取偏差最小的作为最终滤波结果和反演结果，使反演结果和控制点资料拟合最好.下面以分区3中的日本海次级分区为例进行说明.

日本海位于朝鲜半岛和日本岛之间，其莫霍面可从20多公里变化到海盆最浅处的10 km左右，其西部的朝鲜半岛属于陆壳，东部和南部的日本岛弧处于板块碰撞的边界上，莫霍面深度变化剧烈，因此将日本海作为一个分区进行莫霍反演.研究中收集前人所做的许多地震剖面(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)，将这些剖面数字化，作为控制点来约束反演，控制点间距为20 km.

由地震及其他地质地球资料估计日本海平均深度为18~23 km左右，采用的滤波方法包括正则化滤波、补偿圆滑滤波、小波分析，经过功率谱计算，挑选出每一种滤波方法得出的最合适结果.然后采用带控制点的三维界面反演算法对每种结果分别反演并进行偏差分析.以正则化滤波结果的反演过程为例(表 5)，可看出随着迭代次数的增加，界面密度差和基准面深度逐渐趋于稳定并且偏差逐渐变小，说明在逐步迭代中计算出最合适的界面密度差和基准面深度，使反演结果和控制点拟合最好.

表 5(Table 5)

表 5 正则化滤波结果每次迭代的偏差分析和反演参数 Table 5 The variance analysis and inversion parameters of regularization filtering results 莫霍基准面深度(km) 界面密度差(g·cm-3) 平均偏差(km) 标准偏差(km) 正演差值(mGal) 初始 32.7208 -0.0840 11.1392 15.896 2.1823 第一次迭代 32.6870 0.6127 1.2536 6.5749 1.1002 第二次迭代 32.6678 0.5999 0.1435 1.2434 0.0124

表 5 正则化滤波结果每次迭代的偏差分析和反演参数 Table 5 The variance analysis and inversion parameters of regularization filtering results

控制点位置、三种滤波结果和反演结果如图 3、4、5所示，功率谱结果和偏差分析如表 6所示.由反演结果和偏差分析可知，正则化滤波反演结果最光滑连续，没有小的封闭曲线，更加适合作为重力数据反演的莫霍面结果；并且在三种反演结果的正演差值很小的情况下，正则化滤波反演结果的标准偏差和平均偏差最小，说明其与控制点拟合最好.基于以上原因，日本海次级分区的莫霍深度选取正则化滤波的反演结果.

图 3

Fig. 3

图 3 正则化滤波结果(a)与反演结果(b， 黑点为控制点位置) Fig. 3 Regularization filtering result (a) and its inversion result (b, black dots are reference points location)

图 4

Fig. 4

图 4 补偿圆滑滤波(a)与反演结果(b， 黑点为控制点位置) Fig. 4 Smooth compensation filtering (a) and its inversion result (b, black dots are reference points location)

图 5

Fig. 5

图 5 小波分析滤波(a)与反演结果(b， 黑点为控制点位置) Fig. 5 Wavelet analysis filtering (a) and its inversion result (b, black dots are reference points location)

表 6(Table 6)

表 6 三种滤波方法的功率谱和反演结果的偏差分析 Table 6 The power spectrums of three filtering results and variance analysis 滤波方法 功率谱计算 平均深度 (km) 反演结果偏差分析 平均偏差 (km) 标准偏差 (km) 正演差值 (mGal) 正则化滤波 20 0.1435 1.2434 0.0124 补偿圆滑滤波 19 0.1680 1.2518 0.0148 小波分析 22 0.2193 1.8705 0.0046

表 6 三种滤波方法的功率谱和反演结果的偏差分析 Table 6 The power spectrums of three filtering results and variance analysis

本次研究采用以上流程对各个分区分别进行莫霍面反演，由于西太平洋分区的控制点较少并且大多分布在莫霍变化剧烈的海沟处，使用带控制点的三维界面反演算法反演效果并不好，所以在西太平洋地区使用Parker-Oldenburg界面反演方法(Parker，1973; Oldenburg，1974)，各分区采用的滤波方式、反演方法和偏差分析如表 7所示.各分区反演结果利用Geosoft软件的混合法或缝合法网格拼接后得到中国海—西太平洋莫霍面深度图(图 6).抽取南海与日本海中两条地震剖面(Kurashimo et al.，1996; 敖威等，2012)与重力反演结果进行偏差分析(图 7)，剖面A-B平均偏差0.321 km，标准偏差0.755 km，剖面C-D平均偏差0.124 km，标准偏差0.257 km，说明重力反演结果与地震剖面拟合良好.

表 7(Table 7)

表 7 各分区所选区域场分离方法和反演参数 Table 7 Gravity field separation methods and inversion parameters in each partition 分区编号及名称 次级分区 区域场分离方法 反演方法 偏差分析 正则化 滤波 补偿圆 滑滤波 小波 分析 带控制点的 界面反演法 Parker 反演法 平均偏差 (km) 标准偏差 (km) 正演差值 (mGal) 1 中国东部大陆及 东部海域 √ √ 0.1445 0.8880 0.0526 大陆地区及加里曼丹 √ √ -0.2054 1.1468 0.6714 2 南海及周边地区 南海 √ √ -0.0123 1.1270 0.0024 苏禄海和苏拉威西海 √ √ 0.1703 1.5441 0.0002 3 日本海和日本岛 日本海 √ √ 0.1435 1.2434 0.0124 日本岛 √ √ 0.0534 1.2076 0.5828 4 菲律宾海 √ √ -0.4102 1.7302 0.4652 5 西太平洋 √ √ \ \ 1.7823

表 7 各分区所选区域场分离方法和反演参数 Table 7 Gravity field separation methods and inversion parameters in each partition

图 6

Fig. 6

图 6 中国海—西太平洋莫霍深度图 Fig. 6 China Sea and West Pacific Ocean Moho depth map

图 7

Fig. 7

图 7 重力反演结果与地震剖面比较 Fig. 7 The comparison of gravity inversion result and seismic profile

研究范围内莫霍面深度变化较大，大陆地区莫霍面较深，为30~38 km，变化较缓，向东部逐渐抬升；海区莫霍面较浅，最浅只有8~9 km.欧亚板块、菲律宾海板块和太平洋板块以日本岛—冲绳海槽—菲律宾群岛和伊豆—小笠原—马里亚纳岛弧两条巨型梯级带为界，众多的海沟、海槽以及岛弧地区位于这两处莫霍梯级带上，反映了三大板块之间强烈的构造应力作用.

(1)大陆地区

研究范围内大陆地区包括朝鲜半岛、中国东部大陆和中南半岛.莫霍面深度为30~38 km，属于陆壳，等值线大致平行于海岸线，变化较缓，向海区逐渐减小.

(2)渤海及黄海海域

渤海和黄海海域莫霍面深度为29~30 km，属于陆壳，起伏不大，变化较缓，比周围的华北平原、辽东湾、朝鲜半岛地区的莫霍面浅，向东南方向逐渐抬升.

(3)东海海域

东海海域莫霍面深度为14~31 km，向东南方向逐步抬升，可分为两个区域：西部大陆架地区和东部冲绳海槽区.大陆架地区莫霍面深度起伏不大，由大陆地区的30 km向东南方向减薄至25 km，属于陆壳；冲绳海槽区莫霍面急剧抬升，地壳性质由减薄陆壳向初始洋壳转变，在海槽南部的中央裂谷已经出现新生洋壳(Zeng et al.，2010; 李家彪等，2013)，莫霍深度最浅处为14 km.

(4)南海海域

南海海域莫霍面深度为9~31 km，变化复杂，可分为陆壳、洋壳和过渡性地壳.陆壳分布于南海南部、西部和北部，莫霍面深度为25~30 km，向海盆逐渐抬升，其中南沙群岛莫霍面较浅，深度为20~22 km；过渡性地壳分布于南海北部、西部和南部陆坡，莫霍面深度为12~25 km，变化剧烈，是明显的梯级带；洋壳分布于海盆区，莫霍面变化缓慢，深度为9~12 km，西南海盆较中央海盆稍浅.

(5)苏禄海与苏拉威西海海域

苏禄海莫霍面变化剧烈，莫霍面深度为12~16 km，等值线呈同心圆分布，海盆存在洋壳；苏拉威西海莫霍面较为平缓，深度为13~15 km，海盆处莫霍面变化较缓，存在洋壳.海域周边莫霍面变化剧烈，向西至加里曼丹岛迅速增至24 km以上，北部与东部俯冲于吕宋—棉兰老岛之下.

(6)吕宋—棉兰老岛

由吕宋岛、棉兰老岛等一系列群岛组成，夹于马尼拉海沟和菲律宾海沟之间，东部为菲律宾海向西俯冲，西部为南海、苏禄海和苏拉威西海向东俯冲，莫霍面深度为20~28 km.

(7)日本海海域

日本海莫霍面深度为12~25 km，盆地内变化较缓，向西到朝鲜半岛以及向东南到日本岛迅速增至30 km，分为陆壳、洋壳和减薄的陆壳(任建业，2008).日本海盆地为洋壳，深度为12~14 km，东部较浅；对马海盆和大和海盆为减薄的陆壳，深度为14~17 km；大和海脊为陆壳，深度为16~17 km.

(8)日本群岛

日本群岛由南部的菲律宾海板块向北沿(日本)南海海槽向欧亚板块俯冲，以及东部的太平洋板块向西沿日本海沟、伊豆小笠原海沟向欧亚板块俯冲形成，莫霍面深度在30 km以上，变化剧烈，并存在双莫霍面现象.

(9)菲律宾海

西菲律宾海盆、帕里西维拉海盆和四国海盆莫霍面深度较浅、变化较缓，除北部的大东海岭和冲-大东海岭外，均小于15 km，在西菲律宾海海盆南部可小于10 km，大东海岭及冲-大东海岭处莫霍面深度较深，可达16~18 km；伊豆—小笠原—马里亚纳海岭处以东至伊豆—小笠原—马里亚纳海沟(IBM)莫霍面深度为14~26 km，变化剧烈，马里亚纳海槽处有洋壳产生.

(10)西太平洋

西太平洋板块向西沿日本海沟、伊豆—小笠原海沟、马里亚纳海沟、雅浦海沟、帛琉海沟等多处海沟俯冲于菲律宾海板块和欧亚板块之下，海沟处莫霍面深度变化复杂；海沟以东除加罗琳海脊外莫霍面深度为10~14 km，变化较缓，加罗琳海脊莫霍较深，为16~22 km.

本次研究区位于环太平洋地震带的西半环，是欧亚板块、印澳板块和西太平洋板块相互作用的产物，是研究板块运动、岩石圈结构的天然地区.而莫霍面记录了作为岩石圈重要组成部分的地壳的演化历史，对深部动力学研究有着重要作用.

由莫霍深度分布可知研究区内存在着两条巨大的莫霍梯级带：菲律宾海板块向欧亚板块俯冲形成的日本岛—冲绳海槽—菲律宾群岛梯级带；太平洋板块向欧亚板块和菲律宾海板块俯冲形成的伊豆—小笠原—马里亚纳岛弧梯级带.众多的海沟、岛弧全都位于莫霍面深度变化剧烈的梯级带上，而边缘海紧邻着岛弧排列，呈现典型的沟—弧—盆体系，说明海洋岩石圈俯冲引起的大陆边缘张裂和弧后扩张与西太平洋边缘海的形成演化息息相关.此外，大洋板块的俯冲及其导致的拆沉还可能是导致研究区内大陆地区、渤海、黄海和东海莫霍深度向东抬升的首要控制因素(吴福元等，2003).

从各个边缘海盆地的莫霍面分布形态可以看出，对于形成时间比较相近的日本海盆、南海海盆、四国海盆和帕里西维拉海盆来说(形成时间如表 8所示)，四国海盆和帕里西维拉海盆在几何学上对称性较好并平行于俯冲带；而日本海盆和南海海盆则对称性较差并且其扩张方向与俯冲带斜交，例如日本海盆东部张开的位移要明显大于西部而产生不对称的扩张.这可能是由于这一时期欧亚板块东缘的边缘海盆地既受太平洋板块俯冲的影响，又受到印澳板块对欧亚大陆的碰撞和挤入作用，所以破坏了几何学的对称性；而四国海盆、帕里西维拉海盆受印度—欧亚大陆碰撞的影响很小，所以形成平行俯冲带对称的弧后盆地(任建业和李思田，2000).

由于研究区内不同海区是在不同区域环境、不同时间形成的，导致有的处于弧后扩张期，而有的处于衰减消亡期，因此各个海区的莫霍深度与地壳性质有所差异.本文综合莫霍深度、地壳性质、形成时间(Tamaki and Honza，1991; 任建业，2008; 张训华，2008)、岩石圈厚度(朱介寿等，2002)、大地热流值(Yasui et al.，1968; Tokuyama，1995; He et al.，2001; 王良书等，2002; 栾锡武和张训华，2003)、地震活动(http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/)，以中国海—西太平洋中的海区为例，参考刘雪松等(2002)和赵会民等(2002)的结论，将边缘海的演化划分为新生期、幼年期、青壮年期、老年期(表 8).可以看出，处在新生期的海域仍为大陆型地壳，但热物质上涌使其岩石圈开始减薄并且其热流值高于大陆背景值，地震活动较强烈，处于大陆裂谷的发展阶段；随后进入幼年期，此时莫霍面迅速抬升、变化剧烈，有洋壳生成，处于弧后扩张期，热流值很高并且地震活动剧烈；接着进入青壮年期，此时海盆停止扩张，莫霍面和岩石圈起伏较缓，热流值降低，地震活动减弱；最后进入老年期，莫霍面和岩石圈起伏缓慢，热流值继续降低并趋于稳定，深大地震稀少，并向海沟俯冲消减.

表 8(Table 8)

表 8 中国海—西太平洋部分海区的演化阶段 Table 8 The evolution of some seas in China Sea and West Pacific Ocean 区域名称 莫霍深度 (km) 地壳性质 岩石圈厚度 (km) 形成时间 (Ma) 热流值 (mW·m-2) 地震活动 演化阶段 渤海 30 大陆型 72 2.5至今 65.8 较强 新生期 冲绳海槽 14~25 新生洋壳 \ 1.8至今 196 较强 幼年期 马里亚纳海槽 14~21 新生洋壳 \ 6至今 很高但变化大 极强 幼年期 日 本 海 日本海盆 12~14 大洋型 对马海盆 14~17 减薄型陆壳 56 28~18 93 较强 青壮年期 大和海盆 14~17 减薄型陆壳 帕里西维拉海 13~15 大洋型 55 30~17 83 较弱 青壮年期 四国海盆 10~13 大洋型 55 27~15 82 较弱 青壮年期 南海 9~12 大洋型 64 42~17 77 较弱 老年期 西菲律宾海 8~15 大洋型 55 64~36 68 较弱 老年期 苏拉威西海 13~15 大洋型 67 50~42 64.8 较弱 老年期

表 8 中国海—西太平洋部分海区的演化阶段 Table 8 The evolution of some seas in China Sea and West Pacific Ocean

俯冲带是板块运动的边界，板块之间强烈的相互作用所形成的沟弧盆体系对于地壳乃至岩石圈的消亡及形成演化有着重要意义.为此在马里亚纳沟弧盆选取一条剖面进行2.5D重力拟合，研究其壳幔结构，剖面位置如图 6所示.拟合过程中参考前人所做地震剖面以及纵波速度，采用改进的Nafe-Drake公式进行层速度—密度转换(Brocher，2005).

马里亚纳沟弧盆主要经历了两次拉张，第一次时间为29~15 Ma，形成了帕里西维拉海盆和西马里亚纳海岭，第二次拉张从6 Ma开始至今，形成了马里亚纳海槽和马里亚纳岛弧.剖面EF经过的区域中，帕里西维拉海、西马里亚纳海岭、马里亚纳海槽和马里亚纳岛弧地壳结构来自于Takahashi等(2008)，西太平洋和俯冲带资料来自于Latraille和Hussong(1980)，拟合结果如图 8所示，重力异常均方差为2.09 mGal.由拟合结果可知，帕里西维拉海盆、马里亚纳海槽和西太平洋莫霍埋深浅，为9~12 km，变化缓慢；地壳性质属洋壳，分为沉积层(密度2.3 g·cm^-3)、大洋层2(2.5～2.7 g·cm^-3)和大洋层3(2.85～2.95 g·cm^-3).而西马里亚纳海岭和马里亚纳岛弧莫霍深度大，变化较快，最深处可达17～21 km.Takahashi等(2008)认为地壳可分为三层，分别为玄武质上地壳(密度为2.45～2.55 g·cm^-3)、英云闪长质中地壳(2.7 g·cm^-3)和辉长质下地壳(2.88～2.92 g·cm^-3)，地壳中SiO₂总体含量为53.9%，大于典型的洋壳(48.8%)而小于典型的陆壳(59.1%)，是一种从洋壳向陆壳演化的过渡型地壳.

图 8

Fig. 8

图 8 马里亚纳沟弧盆(EF)剖面拟合密度结构(b)(g·cm-3)及其地质解释(c)(1,2,3代表密度异常区); (a)重力异常拟合图 Fig. 8 Density structure in the Mariana trench-arc-basin system and geological explanation (1,2,3are the density anomaly zones. SW:Sea Water, OL:Oceanic Layer, UC:Upper Crust, MC:Middle Crust, LC:Lower Crust, SL:Sedimentary Layer)

重力拟合结果中存在着三种密度异常：马里亚纳海槽处地幔低密度异常(异常区1)、马里亚纳海槽以及帕里西维拉海盆到西马里亚纳海岭的下地壳高密度异常(异常区2)和马里亚纳岛弧和西马里亚纳海岭下地壳低密度异常(异常区3).Takahashi等(2008)已经对异常区3做了详细的解释，认为异常区3是从中地壳中分离出来的，是弧后扩张引起的地壳演化的产物.本次研究结合重力拟合结果对异常区1、异常区2有一些新的认识，下面进行简要分析.

在重力拟合过程中，发现马里亚纳海槽重力异常整体偏高，仅仅通过地壳密度的改变无法拟合，这可能是地幔物质密度亏损造成的：马里亚纳海槽处地幔(异常区1)热物质上涌、温度升高引起的地幔岩石融化、岩浆运移会造成化学亏损，从而使地幔物质密度减小.在挪威边缘海也可能存在这种情况(Fernández et al.，2004).

异常区2的P波速度(7.1~7.4 km·s^-1)明显大于周边地区的(6.6~6.9 km·s^-1)，Takahashi等(2008)认为这可能是现今板块拉张、热物质上涌导致岩石熔融引起的，也有可能是残留的岩浆岩的原因.在重力拟合剖面图上，这两处均属于高密度异常地质体，如果是现今板块拉张、热物质上涌导致岩石熔融，那么如异常区1一样，应该是低密度异常体，并且帕里西维拉海盆已经在15 Ma之前停止扩张，经过长时间的冷却不会再有大范围热物质上涌，所以这两处的高速异常区不是由于现今岩石熔融所致.另一方面，残留的岩浆是由弧后扩张时期高温地幔上涌冷却形成，高温地幔所产生的熔融岩浆比正常的地幔富含更多的镁质，这会使冷却之后的岩浆岩速度增加到7.2 km·s^-1或更大，同时也会引起密度的增大(White and McKenzie，1989)，这符合重力拟合剖面上高密度异常体的结果.因此，我们认为异常区2是残留的岩浆岩引起的.

(1)使用覆盖全球的重力与水深数据，收集了深地震测深、多道地震测深等剖面183条，数字化得到2982个控制点，使用带控制点的三维界面反演方法来约束反演过程，得到中国海—西太平洋莫霍面深度，保证了结果的可靠性.

(2)研究区内大陆地区莫霍面较深，为30~38 km，向东部逐渐抬升；海区莫霍面较浅，最浅只有8~9 km；存在着两条巨大的莫霍梯级带：日本岛—冲绳海槽—菲律宾群岛梯级带和伊豆—小笠原—马里亚纳岛弧梯级带.

(3)从沟-弧-盆体系和边缘海的莫霍形态可以看出，板块俯冲对西太平洋边缘海的形成以及亚洲东部大陆的莫霍面抬升起着主要作用，同时印澳板块对亚洲大陆的碰撞作用也影响了欧亚板块东缘边缘海的形成演化，但是对菲律宾海板块影响不大.

(4)结合莫霍深度、地壳性质、岩石圈厚度、热流值、地震活动等地质地球物理特征，阐述研究区内海域分别处于边缘海形成演化的新生期、幼年期、青壮年期和老年期.

(5)在马里亚纳沟弧盆拟合一条重力2.5D剖面，认为马里亚纳海槽处由于热物质上涌导致地幔密度减小，马里亚纳海槽以及帕里西维拉海盆到西马里亚纳海岭的下地壳高密度异常是由残留的岩浆岩引起的.