“地球动力系统及演化”是地球科学最核心、最前沿的问题.20世纪诞生的海底扩张理论、板块构造学说和新全球构造学说，为地球科学研究带来了伟大的革命，并成为当今地球科学研究的指导思想.板块构造运动是地球圈层构造中重要的组成部分，它对全球变化及地球各圈层的相互作用有着十分重要的影响.尤其是在汇聚边界地带的构造运动，是岛弧海沟形成、山脉隆起的直接原因，也是与人类生存环境密切相关的地震、火山爆发、地热等活动的动力学原因之一(图 1).研究分析全球板块构造运动，揭示地球整体或局部的演化规律，预测其运动趋势，是现代地球科学研究的热点问题(Le Pichon，1968；Le Pichon and Heirtzler, 1968).

图 1

Fig. 1

图 1 全球板块及地震火山分布示意图.黑色实线表示板块离散型边界，绿色实线表示汇聚型边界，蓝色实线表示守恒型边界，灰色圆圈代表全球主要大型地震分布(M≥7)，红色火山标志表示全球火山分布，全球地震及火山主要分布在板块边界 Fig. 1 The distribution of global plates, earthquakes and volcanoes. The black lines represent the plate divergent boundaries, the green lines represent the plate convergent boundaries and the blue lines is the conservative boundaries. The gray circles mean the earthquakes which magnitude larger than 7 and the red markers mean the volcanoes. The global earthquakes and volcanoes mainly distribute in the plate boundaries

板块运动主要研究方法一般可分为地学法和大地测量法两大类.地学法主要是基于地质时间尺度(几百万年及更长时间)的地质资料，同时利用地球动力学方法研究各种运动及其相互关系，探索其演化过程和动力学机制，推测其运动特征，其主要反映的是构造板块百万年尺度的平均运动情况(Argus et al., 2011；Bercovici，2003；DeMets et al., 2010；Gripp and Gordon, 2002)；大地测量法主要利用现代空间测量观测技术，精准定量地分析现代板块状态及其运动规律(Bettinelli et al., 2006；金双根和朱文耀，2003；Kraszewska，2006；Lundgren et al., 1995；Prawirodirdjo and Bock，2004；Shen et al., 2000).

陆地板块运动观测是地球圈层观测系统中比较成熟和成功的范例.利用地震仪、应力仪、倾斜仪、地热、地电、地磁、水准测量/GNSS形变监测、重力仪、地下水、卫星影像和InSar干涉测量等多种观测仪器和技术，国内外许多学者开展了大量的定量分析研究工作.对占据地球岩石圈表面积60%、厚度较薄的大洋岩石圈的研究，是人类认识地球岩石圈的关键和捷径所在.开展洋底板块运动监测可以为我们科学解释地球内部构造以及地球动力学现象提供可靠的基础资料.但受观测条件和技术手段的限制，与洋底板块运动直接相关的有效信息较少，地表观测信号衰减严重等多种因素，制约了洋底板块运动研究的发展.目前，洋底板块运动分析主要是利用相近陆地观测资料进行推演.

本质上，板块构造运动是与地球内部物质质量迁移密切相关的地球动力学现象.板块构造运动造成的质量迁移必将引起地球外部重力场的微小变化(Okubo，2010；Sun et al., 1996).地球重力场是地球固有的物理特性之一，它反映了地球内部物质分布、运动及其变化状态.通过不同时期重力场(包括重力异常、重力梯度、垂线偏差、大地水准面等)的差分观测，可获得全球重力场时变及其空间分布信息，再结合板块构造理论，将为解释和分析地球动力学现象及地球物理特征提供准确的资料.

占全球表面71%的海洋重力场的精确测定是现代大地测量学研究的重要内容.海洋重力场主要测量手段包括船测重力、航空重力、卫星重力、卫星测高、卫星梯度等，其中船测重力和航空重力主要采用走航式路线测量方式，测量精度约为1~2 mGal，但受客观条件限制，实际观测区域集中在近海区域，并以地球物理普查为主，在大洋区域、特别是深海区域，重力仪实际观测资料稀少，缺少重复观测，难以比对分析构造动态变化过程；卫星重力、卫星梯度等重力测量技术精度较高，但空间分辨率较低，主要反映的是区域尺度重力场平均变化特征；卫星测高是20世纪70年代发展起来的一项高科技测量技术，它极大改善了海洋重力场的确定精度，在空间大地测量领域掀起了一场深刻的革命.几十年来，卫星测高技术和性能水平已趋成熟，测高精度已达1~2 cm.在多颗高度计卫星支持下，随着卫星资料的不断积累，以及数据处理方法的不断提出和改进，海洋重力场确定获得迅速发展，海洋重力场确定精度和分辨率得以不断提高.改进后的重力场精度达到1~2 mGal，空间分辨率达到1′×1′(约1.8 km×1.8 km)(Andersen et al., 2010；Andersen et al., 2019；Sandwell et al., 2019).海洋测高重力场在全球构造结构调查及构造演化推断中扮演越来越重要的角色(Fairhead et al., 2001；郝天珧等，2008；Hwang and Chang, 2014；李家彪等，2011；Sandwell et al., 2014；Smith，1998；Wessel，2001).根据各卫星任务执行时间的不同，自然形成了对全球海洋重力场的重复观测.通过差分处理，进而为各项科学研究提供精准高分辨率的海洋重力场时变信息.

研究表明，引起海洋重力场变化的因素有很多，例如全球海平面变化、大洋洋流变化、海水密度变化等，都会造成海洋重力场的微小变化.但这些因素引起的重力场变化通常在μGal量级，且其空间分布与板块边界相关性较小.而洋底板块构造运动具有明显的年际线性运动特征，尤其是大洋洋脊区域，其扩张速率高达80~180 mm·a^-1(Dick et al., 2003)，经过长年的累积，洋底板块运动质量迁移造成的重力场变化可达mGal量级，特别是在板块边界区域，重力场变化更为显著.洋底板块运动是影响全球海洋重力场变化的主要因素.

本文研究，利用两期不同卫星测高观测资料推算获得的海洋重力场时变信息，根据质量迁移与外部重力场响应对应关系，精准定量地分析了全球洋底板块运动特征，并对影响海洋重力场变化的主要因素展开详细讨论.

研究选取全球南北纬72°间海域作为研究区域.测高重力场数据包括重力异常和垂直重力梯度异常数据，均来自于美国Scripps海洋研究所.根据实际使用的卫星测高数据情况，分别选取V18.1(1995年)和V28.1(2019年)代表不同时期的海洋重力场分布，其中V18.1重力场资料主要源自1985.3—1986.10年执行的Geosat/GM和1994.4—1995.3年执行的ERS-1/GM任务，该重力场经过波形重跟踪处理，采用了EGM2008全球重力场模型作为参考场并使用了双调和样条插值法构造残余垂向偏差网格，精度约为2~3 mGal，空间分辨率为1′×1′(Sandwell and Smith, 2009).V28.1重力场资料主要采用精度更高的SARAL/Altika GM数据、CryoSat-2 GM数据、以及408天高分辨率Jason-2/ GM等测高数据，精度得到大幅提高，约为1~2 mGal，空间分辨率为1′×1′(Sandwell et al., 2019；Zhang and Sandwell, 2016)，

论文使用的全球板块边界分布数据主要来自美国Texas大学地球物理研究所(http://www-udc.ig.utexas.edu/external/plates/data.htm)，并将板块构造活动带分为离散型边界、汇聚型边界、守恒型边界三种类型.离散型边界，又称增生边界，是两个相互分离的板块之间的边界，常见于洋中脊或洋隆，(图 1中黑色曲线所示)；汇聚型边界，又称消亡边界，是两个相互汇聚与消亡的板块之间的边界，相当于海沟或地缝合线(图 1中绿色曲线所示).守恒型边界，是两个相互剪切滑动的板块之间的边界，即转换断层(图 1中蓝色曲线所示).

首先，对代表两个不同时期(1995年V18.1与2019年V28.1)的测高重力异常及海洋垂直重力梯度异常数据分别求差，并对获取的重力场时变信息进行高斯低通滤波处理，去除海底沉积层、重力场数据处理误差以及较浅层高频信号等因素影响.研究中，结合现有地质及地球动力学研究资料，选择160 km波长进行低通滤波处理，以反映洋底板块运动的最主要特征.再以滤波后结果为基础，反演分析全球洋底板块构造运动状态，并详细讨论海洋重力场不确定因素对结果的影响.

全球1995—2019年测高重力异常变化如图 2-3所示.在阿留申海沟、日本—千岛海沟、伊豆—小笠原海沟、马里亚纳海沟、汤加—克马德克海沟、秘鲁—智利海沟、爪哇海沟等板块汇聚型边界，重力异常变化显著，呈正负相间、平行条带状分布，其走向与海沟形态十分吻合.在日本—千岛海沟、马里亚纳海沟、汤加—克马德克海沟，重力异常变化呈负-正相间分布，且变化值较大，高达±4~5 mGal，在整个变化图中非常明显.在秘鲁—智利海沟、中美洲海沟及爪哇海沟区域，重力异常变化呈正-负相间分布，其条带较细.在板块离散型边界，即洋中脊或洋隆处，重力异常未见明显变化.此外，在板块内部，例如太平洋的夏威夷—皇帝海岭(Hawaiian-Emperor Chain)、土阿莫土—莱恩海岭(Tuamotu-Line Ridge)、路易斯维尔海岭(Louisville Ridge)和印度洋的东经九十度海岭(Ninetyeast Ridge)等无震海岭地带(任建业，2008)，重力异常表现出明显的变化，其值呈负-正-负相间分布，走向与海岭分布一致，其中夏威夷—皇帝海岭重力异常变化最为显著.在太平洋门多西诺断裂带(Mendocino F Z)、默里断裂带(Murray F Z)及大西洋的罗曼什断裂带等区域及中太平洋海山群、马斯克林高原、澳大利亚南部边缘等区域，重力异常存在与地形相关的显著变化.与此同时，在南北极、南大洋、日本海沟以东、阿根廷海盆、哈特拉斯深海平原等地区(图 3黑色椭圆所示)，重力异常也表现出显著变化，其值呈正负相间、杂乱分布，且所占区域较大；在太平洋近赤道地区，呈现东-西走向的负条带.

图 2

Fig. 2

图 2 1995—2019年间测高重力异常的变化 Fig. 2 The variation of the altimeter-derived gravity anomaly between 1995 and 2019

图 3

Fig. 3

图 3 测高重力异常变化的分布特征及其与板块运动的关系.黑色实线表示板块离散型边界，绿色实线表示汇聚型边界，蓝色实线表示守恒型边界，黑色虚线表示无震海岭和断裂带，黑色椭圆圈出幅度较大且分布杂乱的重力异常变化 Fig. 3 The distribution of the altimeter-derived gravity anomaly variation and its relations with plate motions. The black lines represent the plate divergent boundaries, the green lines represent the plate convergent boundaries and the blue lines is the conservative boundaries. The black dotted lines show the aseismic ridges and the fault zones. The black ellipses show the gravity anomaly variations distributed randomly with higher values

全球1995—2019年测高重力异常垂直梯度变化如图 4和图 5所示，其空间分布与重力异常变化分布存在明显的差异.在西南印度洋中脊、大西洋中脊、中印度洋中脊和智利海隆等板块离散型边界，重力异常垂直梯度变化呈现出显著的、与地形高度一致的正条带.在东南印度洋中脊和东太平洋隆起处，重力异常垂直梯度变化不甚明显.而在伊豆—小笠原海沟、马里亚纳海沟、汤加—克马德克海沟板块汇聚型边界，重力梯度变化也存在正变化条带特征，其走向与海沟形态基本吻合.板块内部的无震海岭处，垂直重力梯度存在相应的正变化条带，其中土阿莫土—莱恩海岭变化最显著，夏威夷—皇帝海岭、路易斯维尔海岭、东经九十度海岭变化相对较弱.而在板块内部典型断裂带及中太平洋海山群、马斯克林高原、澳大利亚南部边缘等区域，重力异常垂直梯度未呈现显著变化.在南北极、南大洋、日本海沟以东、阿根廷海盆、哈特拉斯深海平原等地区，重力异常垂直梯度存在大范围显著变化，与重力异常类似，其值呈正负相间、杂乱分布，幅度较大.

图 4

Fig. 4

图 4 1995—2019年间垂直重力梯度的变化 Fig. 4 The variation of the vertical gravity gradient between 1995 and 2019

图 5

Fig. 5

图 5 垂直重力梯度变化的分布特征及其与板块运动的关系.黑色实线表示板块离散型边界，绿色实线表示汇聚型边界，蓝色实线表示守恒型边界，黑色虚线表示无震海岭，黑色椭圆圈出幅度较大且分布杂乱的垂直重力梯度变化 Fig. 5 The distribution of the vertical gravity gradient variation and its relations with plate motions. The black lines represent the plate divergent boundaries, the green lines represent the plate convergent boundaries and the blue lines is the conservative boundaries. The black dotted lines show the aseismic ridges and the fault zones. The black ellipses show the gravity anomaly variations distributed randomly with higher values

根据全球海洋重力场变化的空间分布，海域重力异常的变化除了与板块汇聚型边界基本相符外，在板块离散型边界(洋中脊)分布不甚明显，并且在部分海山、海底高原、断裂带等板块构造运动相对微弱的区域十分显著.而垂直重力梯度变化与板块离散型边界(洋中脊)高度契合，且在板块构造运动相对微弱的海山、海岭、断裂带区域不明显.说明海洋重力场变化分布与该时期洋底板块构造运动密切相关，相对海洋重力异常变化分布，重力异常垂直梯度的变化反演的洋底板块运动更为准确.

洋中脊扩张速率不同，使得其在地形地貌、构造形态、岩浆活动等方面表现出较大区别.通常根据洋中脊的扩张速率将洋中脊分为快速扩张洋脊、中速扩张洋脊、慢速扩张洋脊和超慢速洋脊.慢速扩张洋脊轴部通常发育凹槽或“U”形裂谷，快速扩张洋脊轴部则表现为稍有上拱，而超慢速扩张洋脊在地形地貌上更加复杂多变(Ballard and Van Andel，1977；Dick et al., 2003；梁裕扬，2014；Sauter et al., 2013；Smith，2013).一般扩张速率越慢，地形起伏越剧烈，其引起的重力场误差就越大.在西南印度洋中脊、大西洋中脊、中印度洋中脊等板块离散型边界，垂直重力梯度变化剧烈，空间分布与地形吻合，这与洋中脊扩张运动相符.并且变化幅度依次减小，根据洋中脊扩张速率，西南印度洋中脊扩张最慢，北大西洋中脊、中印度洋中脊、南大西洋中脊次之，东太平洋隆起扩张速率最快.说明洋中脊扩展速率越慢，引起的垂直重力梯度变化越大.这主要由于洋中脊构造活动引起的，扩张速率越慢的洋中脊在扩张中构造拉张作用占的比例越高(Sauter et al., 2013).相较于岩浆活动，构造拉张作用发生的位置较浅，而垂直重力梯度数据对浅层质量变化更敏感.这也是相对于重力异常变化，垂直重力梯度变化能够反映出西南印度洋中脊、大西洋中脊扩张的原因.此外，在伊豆—小笠原海沟、马里亚纳海沟、汤加—克马德克海沟，垂直重力梯度变化显著，呈现出与海沟形态基本一致的高值条带，这直观体现出1995—2019年间太平洋板块向西沿欧亚板块、西南向印度—澳大利亚板块边界不断俯冲.而在其他俯冲带区域，如秘鲁—智利海沟、中美洲海沟以及爪哇海沟区域，垂直重力梯度变化则不是很明显，主要是因为相较于其他板块，太平洋板块与印度—澳大利亚板块的运动速率较快(Altamimi et al., 2016)，所以在相同的时间内，太平洋板块俯冲引起的岩石圈质量变化、密度变化最大，从而使得垂直重力梯度变化显著.板块内部无震海岭区域，土阿莫土—莱恩海岭处垂直重力梯度变化比其他海岭处幅度更大、更显著，说明在板块内部存在着某种与海岭相关的构造运动.

全球海洋重力场变化虽然整体上反映了1995—2019年间全球洋底板块构造运动状态，但在局部区域，还需深入探讨重力场变化分布特征与板块运动状态关系.

自20世纪70年代，卫星测高技术不断发展，海洋重力场不断更新，精度和分辨率不断提高.尽管至今重力场精度已高达1~2 mGal，但在某些特殊区域仍存在较大误差.Sandwell曾发布全球海洋重力场误差分布数据，如图 6所示.从图中看出，在南大洋、日本海沟以东、阿根廷海盆、哈特拉斯深海平原等地区，重力场误差较为显著，这与黑潮、湾流、西风漂流及其他西部边界洋流有关；在南北极等高纬度地区，重力场误差也较大，因为该地区大面积覆盖着海冰，同时存在高中尺度的洋流.在近海岸，受沿海潮汐的影响，重力场误差也相对明显(Sandwell and Smith, 2009).由于洋流的随机性、多变性，不同时期的重力场中由其引起的误差不能相互抵消，导致测高重力场变化在南北极、南大洋、日本海沟以东、阿根廷海盆、哈特拉斯深海平原等与板块运动无关的地区大面积、杂乱分布，但其整体走向与洋流形态一致.

图 6

Fig. 6

图 6 重力场误差分布，其中白色椭圆表示误差较大的区域，该误差一般由洋流、涡流等海洋多样性引起，数据网站：ftp://topex.ucsd.edu/pub/archive/grav/ Fig. 6 The error of marine gravity field. The white ellipses represent the larger error caused by ocean variability. The data can be download from: ftp://topex.ucsd.edu/pub/archive/grav/

V28.1测高重力场数据为最新的高精度海洋重力场数据，其采用了CryoSat-2、Jason-1和Altika高度计数据，测距精度较高，并且利用了现有成熟的数据处理技术，包括双程重跟踪方法提高测距精度、坡度改正减少误差、低通滤波时根据不同海洋深度决定滤波半径等，使其精度大幅提升.而V18.1重力场主要源自Geosat/GM和ERS-1/GM卫星，测距精度较差，虽然也利用了一系列数据处理技术，但其精度仍低于V28.1重力场.两个不同时期重力场的精度不完全一致，为板块构造活动的解释带来不确定性.

研究表明，卫星测高的海面坡度改正对重力场精度提高存在重大影响，在某些极端情况下，可达1~2 mGal(Sandwell and Smith, 2014).本文所采用的两个不同时期的重力场，V18.1测高重力场未经过坡度改正，而V28.1测高重力场单独进行了海面坡度改正，数据处理方法的差异，对获取的重力场变化精度产生影响.卫星雷达高度计发射的脉冲在投射到地球表面时具有相当宽的天线波束宽度.通过形成一个短小的雷达脉冲并记录回波前缘的传播时间，可实现高测距精度(Brown，1977).在陆冰上，当地形在雷达波束宽度内有显著的高度变化时，脉冲第一次到达将不与最低点重合，而是从最接近雷达的点反射.纠正这种影响的近似方法就是局部坡度改正(Brenner et al., 1983).坡度改正是高度改正的沿剖面导数，其值有正有负，与地形存在一定相关关系，在深海海沟及大型的海山处，坡度改正通常较大.Sandwell计算出了由海洋表面坡度引起的有效卫星高度1000 km的全球高度改正模型(如图 7所示).从图 7中可以看出，在海沟、海山链、断裂带等地形起伏剧烈的区域，高度改正值较高，在极端情况下，可高达40 mm.该模型可按每个卫星高度计的实际高度进行缩放(Sandwell and Smith, 2014).坡度改正的分布特征与高度改正基本一致.

图 7

Fig. 7

图 7 有效卫星高度1000 km的全球高度改正图，数据下载网址：ftp://topex.ucsd.edu/pub/global_VD_1min/DH.grd Fig. 7 Global map of height correction for the effective satellite altitude of 1000 km. The data is available by ftp at ftp://topex.ucsd.edu/pub/global_VD_1min/DH.grd

对比海洋重力异常变化(图 2)和全球海面坡度改正(图 7)，重力异常变化的分布与坡度改正具有较强的相关性.在重力异常变化中，板块内海山、海岭及断裂带处呈现出强于板块离散型边界处的异常，主要是由于V18.1重力异常未进行海面坡度改正引起的，而在板块汇聚型边界，也就是海沟处，重力异常变化幅度较大，也与坡度改正有关.重力异常的坡度改正主要取决于卫星轨道的方向，由于各高度计的航迹线方向不同，上升和下降的航迹也不同，所以沿航迹的坡度改正必须逐航迹进行(Sandwell and Smith, 2014).

对比海洋重力异常垂直梯度变化(图 4)和全球海面坡度改正(图 7)，垂直重力梯度变化分布与坡度改正不完全一致.在海沟、海山链、断裂带等坡度改正显著的区域，垂直重力梯度变化不甚明显，尤其是在断裂带处，垂直重力梯度变化不存在异常带.而在西南印度洋中脊、大西洋中脊等坡度改正微弱的区域，垂直重力梯度变化呈现出强烈的、与地形一致的高值条带.相较于重力异常，垂直重力梯度能够更明确、更直观地体现洋底板块运动.

本文根据质量迁移与地球外部重力场变化的关系，利用不同时期测高重力场的变化分析全球洋底板块构造运动状态，结果表明全球海洋重力场变化与洋底板块构造运动存在明显的相关性.相较重力异常变化反演结果，重力异常垂直梯度的变化可以更为准确地反映洋中脊的扩张，大洋中脊扩张速率越慢，其引起的垂直重力梯度变化越显著.大洋中脊的扩张运动中，岩浆活动与构造拉张作用并存，扩张速率越慢，构造拉张作用所占比例越大，而构造拉张作用发生的位置较浅，重力异常垂直梯度对浅层的质量变化更敏感.研究表明，测高重力场确定误差和海面坡度改正也是影响洋底板块运动反演的主要因素.

洋底板块运动是一个漫长复杂的过程，除了板块运动速率之外，板块构造活动的形式、动力学过程都会对重力场产生影响.本文给出了测高重力场变化分析全球洋底板块构造运动的初步结果，后续通过提高海洋重力场反演精度(重力场坡度改正、地幔剩余布格重力异常等)，结合更多的观测资料(地磁、地震等)，将给出更为精细的洋底板块运动结果.