2024, Vol. 54
2. 中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100;
3. 自然资源部中国地质调查局青岛海洋地质研究所，山东 青岛 266237
翁通爪哇海台(Ontong Java Plateau)位于太平洋西侧。海台主体形成于约120 Ma前的一次的玄武岩喷出事件，此次事件规模巨大，甚至影响了全球气候，造成海洋缺氧和物种灭绝[1]。海台形成后，经历了多个期次快慢不同的NE向漂移和旋转，最终与巴布亚新几内亚-所罗门弧俯冲体系汇聚并深刻影响了对应区域的俯冲演化[1-4]。所以对于大陆漂移、板块构造与俯冲演化等问题，翁通爪哇海台是一个重要的研究方向。大规模的玄武质岩浆快速喷发造就了翁通爪哇海台巨大的体积和远超普通洋壳的地壳厚度，海台面积达到了1.6×106 km2，是世界上现存的体积最大的大火成岩省(LIP)[1, 4-5]。大体积、大厚度的翁通爪哇海台与活跃俯冲边缘的相互作用对于研究洋底高原到达俯冲带后的命运、岩浆和构造俯冲作用对洋底高原的改造、洋底高原对大陆增长的贡献潜力等问题有着独一无二的作用[3]。
20世纪以来，翁通爪哇海台区域已有五个航次的大洋钻探成果，揭示了软泥层、沉积层等地层的结构以及玄武岩基底深度等信息(http://www-odp.tamu.edu/publications/)。基于大洋钻探成果，翁通爪哇海台的岩浆成分、喷出时间、古地磁等方面有了较多研究，揭示了翁通爪哇海台形成时间、随板块漂移的过程及其构造演化历史[6-11]。对于翁通爪哇海台结构的研究，Philip Richardson等[12]使用天然地震的瑞雷波对翁通爪哇海台的地壳厚度进行了成像。Phinney等[13]利用多道地震数据与卫星自由空气重力场的相关性确定了翁通爪哇海台西南部马莱塔增生楔的构造边界和内部结构。Miura等[14]使用主动源OBS和折射-反射地震法得到了与Phinney等[13]相似的结论。Tharimena[15]使用天然地震SS precursors波形对翁通爪哇海台莫霍面和深地幔结构进行了研究。在大型构造与深地壳的研究之外，Gladczenko等[5]对翁通爪哇海台地壳的分层密度进行了研究，利用折射地震法获得的速度界面约束基于重力异常的密度反演，计算得到了翁通爪哇海台沉积层、上地壳、中地壳、下地壳、上地幔的密度。
目前对于翁通爪哇海台的大型构造、地壳结构以及深地幔已有不少研究，但对地壳结构的研究仅限于沿深度方向的层位划分及分层密度研究，对横向密度变化的研究还不甚详细，对层内密度结构的关注还不是很多。本文在先验信息的约束下对翁通爪哇海台西侧一块5°×5°区域的地壳进行建模并基于自由空气重力异常进行地壳密度反演，得到了相应区域的密度结构，为后续对翁通爪哇海台密度结构的研究提供基础，为相应区域的构造研究提供新的资料。
1 区域地质背景翁通爪哇海台西南侧与北所罗门海沟(North Solomon Trench)相交，西北为莱拉盆地(Lyra Basin)，北侧为东马里亚纳盆地(East Mariana Basin)，东侧为瑙鲁盆地(Nauru Basin)，东南侧为斯图尔特盆地(Stewart Basin)和埃利斯(Ellice Basin)盆地(见图 1)。翁通爪哇海台平均地壳厚度达30 km，是所有现存海台中地壳厚度最大的一个，地壳最厚的区域在海台中南部(2°S，157°E附近)，地壳厚度达到了38 km，而海台的两侧地壳较薄(15~26 km)，但厚度仍远超普通洋壳[1, 5, 12, 15]。
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( 其中ODP数据来自 http://www-odp.tamu.edu/，DSDP数据来自 http://deepseadrilling.org/，MR12-03数据来自文献[27]。ODP data comes from http://www-odp.tamu.edu/, DSDP data from http://deepseadrilling.org/, MR12-03 data from reference[27]. ) 图 1 区域地形及主要构造图 Fig. 1 The regional topography and main tectonic settings map |
翁通爪哇海台的形成机制尚存在争议，目前有地幔柱快速上涌[16-18]、快速扩张海脊附近地幔被动上涌[19]、外部撞击导致地壳熔融[20-21]等学说，其中地幔柱学说较为主流。形成海台的地幔柱伴随海台作为太平洋洋盆的一部分共同漂移，表现为海台地形最高区域的下方存在岩浆根，向下延伸至深达300 km处，对地幔结构的影响深度远超一般岩石圈[12]。翁通爪哇海台大部分区域玄武岩成分较为均一，形成年代在距今122 Ma前后，但海台东部部分区域的玄武岩较为年轻，形成于距今90 Ma前后，这表明翁通爪哇海台大部分区域形成于距今122 Ma的一期玄武岩喷发事件，而海台东部部分区域则形成于距今90 Ma的一期较晚的岩浆活动[6-8]。古地磁数据表明，翁通爪哇海台形成之初纬度在24°S±4°S，距今120~76 Ma期间，海台没有北向漂移或北向漂移非常小，而在距今76~68 Ma期间，海台则快速向北漂移至10°S附近，期间伴随着顺时针的旋转[9-10]。
有学者认为翁通爪哇海台形成之初可能与马尼希基(Manihiki)海台、希古朗基(Hikurangi)海台一起构成一个巨大的海台，由白垩纪时期形成的洋盆将三者分开，其中奥斯本(Osbourn)海槽将马尼希基海台、希古朗基海台分开，而埃利斯(Ellice)海盆中的右旋断裂与扩张区域使翁通爪哇海台与马尼希基海台分开，三个海台分离后，马尼希基海台和希古朗基海台分别东和SSE方向移动，翁通爪哇海台最终与巴布亚新几内亚-所罗门弧(PN-SL)俯冲体系汇聚 [10, 22-23]。
由于亚欧板块、印度-澳大利亚板块与太平洋板块在西太平洋区域长期、复杂的相互作用与演化，PN-SL区域在小于1 000 km的范围内形成“四沟夹三盆”的复杂俯冲构造体系[24-25]，同时包含主动俯冲与被动俯冲，以及从起始至消亡的完整时序的俯冲体系[26]。翁通爪哇海台在NE向移动的过程中，于距今20~25 Ma时到达PN-SL区域，开始发生软碰撞[27-28]，经过一段时间的过渡，于距今4~5 Ma开始与岛弧发生硬碰撞[3, 14]。25 Ma以来，翁通爪哇海台与PN-SL的碰撞使太平洋板块在此处的俯冲逐渐停止[28-29]，翁通爪哇海台前部边缘仰冲于所罗门弧之上，在所罗门岛弧东侧形成碰撞复合体[29-30]，距今约12 Ma前，印度-澳大利亚板块开始向北俯冲到太平洋板块之下[31-32]，发生俯冲方向反转，目前澳大利亚板块和所罗门海板块分别在圣克里斯托瓦尔海沟(San Cristobal Trench)和新不列颠海沟(New Britain Trench)继续俯冲[3, 25, 27, 33]。
2 数据和方法本文中使用的数据资料包括研究区的重力异常数据、水深数据、CRUST1.0全球地壳模型数据。
重力异常数据来自于BGI (http://bgi.obs-mip.fr/) 提供的WGM2012 Model，数据网格间距为2′×2′。WGM2012重力异常源自EGM2008和DTU10全球重力模型，引入了源自ETOPO1全球地形模型的1′×1′分辨率的地形校正，这些地形校正考虑了大多数表面质量(大气、陆地、海洋、内海、湖泊、冰帽和冰架)的贡献。
水深数据有两种。一种为GEBCO(https://www.gebco.net/)提供的GEBCO_2022网格，该网格来源于日本财团(Nippon Foundation)与GEBCO的合作项目Seabed 2030，该项目旨在汇集所有可用的测深数据，绘制世界海底的最终地图，并向所有人提供。GEBCO_2022网格精度为15弧秒，用于图 3—7中二维水深曲线的绘制。另一种水深数据为BGI提供的基于ETOPO1的网格间距为2′×2′的水深数据，用于模型中海底界面的建立，以减少运算量，提高效率。
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( 图中展示的区域为参与密度反演的区域。The area shown in the figure is the area participating in density inversion.(a)由初始模型计算得到自由空气重力异常。(b)由初始模型计算得到自由空气重力异常与实际重力异常相减得到的误差。(c)由密度反演后的模型计算得到的自由空气重力异常。(d)由密度反演后的模型计算得到的自由空气重力异常实际重力异常相减得到的误差。The area shown in the figure is the area participating in density inversion. (a) Calculated free air gravity anomaly from the initial model. (b) Data misfit between the calculated free air gravity anomaly from the initial model and the actual free air gravity anomaly. (c) Calculated free air gravity anomaly from the model after density inversion. (d) Data misfit between the calculated free air gravity anomaly from the model after density inversion and the actual free air gravity anomaly. ) 图 2 初始模型与密度反演后模型的自由空气重力异常的误差对比 Fig. 2 Compares the error of free air gravity anomalies calculated by the initial model and the model after density inversion |
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( (a)划分前。(b)划分后。用不同颜色来区分界面的两侧，本文研究区位于图(b)中区块划分较密集的区域之内。(a) Before division. (b) After division. Using different colors to distinguish the two sides of the interface, the research area in this article is located in the area with dense block division in Figure (b). ) 图 3 密度区块划分过程示意图 Fig. 3 The process of dividing density blocks |
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图 4 研究区自由空气重力异常及测线位置图 Fig. 4 Layout of the gravity lines overlain on a free-air gravity map |
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( 地壳密度的单位为t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3)。The unit of crustal density is t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3). ) 图 5 Line 1测线水深曲线(a)，观测自由空气重力异常、计算自由空气重力异常以及二者之差(b)及地壳密度结构(c) Fig. 5 Bathymetry along Line 1 (a), Comparison between the observed and calculated gravity anomalies along Line 1 and their misfit (b) and Crustal density structure along Line 1(c) |
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( 地壳密度的单位为t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3)。The unit of crustal density is t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3). ) 图 6 Line 2测线水深曲线(a)，观测自由空气重力异常、计算自由空气重力异常以及二者之差(b)及地壳密度结构(c) Fig. 6 Bathymetry along Line 2 (a), Comparison between the observed and calculated gravity anomalies along Line 2 and their misfit (b) and Crustal density structure along Line 2 (c) |
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( 地壳密度的单位为t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3)。The unit of crustal density is t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3). ) 图 7 Line 3测线水深曲线(a)，观测自由空气重力异常、计算自由空气重力异常以及二者之差(b)及地壳密度结构(c) Fig. 7 Bathymetry along Line 3(a), Comparison between the observed and calculated gravity anomalies along Line 3 and their misfit (b) and Crustal density structure along Line 3 (c) |
CRUST1.0提供网格间距为1°×1°的全球地壳模型，比之前的CRUST5.1和CRUST2.0模型精度更高(https://igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust1.html#download)。模型将地壳分为8层，分别为，水、冰、上层沉积物、中层沉积物、下层沉积物、上地壳、中地壳、下地壳，并提供各层的底界面深度，该深度值为1°×1°区域内的平均值，将值赋予在区域中心点上。
模型中各层的边界、厚度主要根据水深数据和CRUST1.0地壳界面数据确定。模型内部划分7层，分别为空气、水、沉积物、上地壳、中地壳、下地壳、上地幔。空气层存在的原因为，区域内有高出水面的地形，在设置空气层后，高出水面的地形将进入空气层，从而避免模型内部层位超过模型边界，空气层高度截止至2 km。空气层的底界面包括水面和高于水面的地形界面，若全区水面海拔设置为0，则地形高出水面时水层与沉积层将相互交叠导致计算出现异常，为了防止出现这一情况，在高于水面的地形上方覆盖一层厚度为1 m的水层，对于本文的研究，其对重力异常的影响可忽略不计，将水深数据中小于零的数据全部改为0，大于0的数据全部提高1 m，从而确定该界面。沉积物顶界面为海底，而底界面若直接采用CRUST1.0中的沉积物底界面深度，则数据精度太低，经常与精度较高的海底深度数据发生矛盾，综合考量CRUST1.0数据中全区沉积物的厚度，将全区沉积物厚度设置为固定500 m，将海底整体向下平移500 m作为沉积物底界面。上地壳、中地壳、下地壳分界面根据CRUST1.0的数据进行确定。在下地壳底界面(莫霍面)下方设置上地幔层，深度截止至50 km。各层密度初始值的设定参考了Gladczenko等[5]的研究结果，具体见下表。
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表 1 模型各层初始密度 Table 1 The initial values of density for each layer |
用于本文建模与模拟的是三维建模软件IGMAS+(https://igmas.git-pages.gfz-potsdam.de/igmas-pages/)。该系统使用多面体来近似地下均匀密度体，其几何形状由垂直于y轴的截面上的控制点控制，多面体的引力效应可以用每个面的重力效应的叠加表示，控制点间相互连接使多面体的表面由许多三角平面组成，通过计算三角平面产生的重力效应的叠加即可计算多面体在某一观测点产生的重力效应[34-36]。已有一些研究使用该系统进行基于重力场的地壳密度研究并取得了不错的效果[37-40]。
建立模型后，先进行正演模拟，得到模型重力场，根据模型重力场与实际重力场的差异，调整模型密度，由于考虑了海底地形的影响，所以应使用自由空气重力异常数据作为实测重力场来源，若地壳密度偏高，则正演重力场值高于实测重力场，此时需降低地壳密度，若情况相反则提高地壳密度，模型密度调整后，重新正演模拟，再次评价模型重力场与实际重力场的差异，继续调整模型，如此往复。
IGMAS+调整模型的过程为全人机交互式，层厚、界面和地壳密度都会影响密度反演的结果，本文主要研究地壳密度的变化，因此事先使用CRUST1.0模型约束层厚、界面，在此基础上探讨研究区的地壳密度结构。通过调整上地壳、中地壳、下地壳的密度来使模型重力场逼近实际重力场，以达到研究地壳密度变化的主要目的。
各层内部均匀模型的正演自由空气重力异常与实际自由空气重力异常之间误差较大(见图 2)，出现这种情况的原因在于，研究区实际的地壳密度存在横向上的变化，层内均匀的模型无法反映这种变化。为了计算地壳横向密度差异对重力场产生的影响，有必要将地壳划分为不同密度的区域并调整相应区域的密度。IGMAS+可以实现交互式的地壳区块划分和调整。实现方式为：先在y方向上用截面将模型切成许多“薄片”，再在“薄片”内部继续进行x方向的分割工作，经过两次分割，可划分出空间块体，通过定义不同分割面的间断与连续即可控制块体的大小和形状(见图 3)。前面已经提到，IGMAS+通过不规则形状块体表面的所有平面产生的重力效应的叠加来计算模型重力场，块体数量的增加会大幅增加计算量，因此地壳不同密度区域的划分难以做到十分细致，另外，三维密度研究需兼顾某密度体与其周围密度体之间重力场的相互影响，进一步提升了密度区域划分的复杂性，因此，虽然地壳密度区域的划分已经尽量细致，但是模型重力场与实际重力场仍然难免有小幅差异。本文最终得到的层内密度存在变化的地壳模型的正演自由空气重力异常与实际自由空气重力异常之间的误差与初始各层内部均匀的模型相比误差已经大幅降低(见图 3)。
3 结果研究区自由空气重力异常如图 4所示，可以清晰反映出海台与岛弧以海沟为分界，海台处于东北侧，海台靠近海沟区域的自由空气重力异常较海台内部稍高，努古里亚群岛、基利奈劳群岛、陶乌群岛等凸起地形在自由空气重力异常图中也有明显的反映。图中黑色线的位置分别是图 5—9所示测线的位置。
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( 地壳密度的单位为t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3)。The unit of crustal density is t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3). ) 图 8 Line 4测线水深曲线(a)，观测自由空气重力异常、计算自由空气重力异常以及二者之差(b)及地壳密度结构(c) Fig. 8 Bathymetry along Line 4 (a), Comparison between the observed and calculated gravity anomalies along Line 4 and their misfit (b) and Crustal density structure along Line 4 (c) |
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( 地壳密度的单位为t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3)。The unit of crustal density is t/m3 (1 t/m3=1 g/cm3=1 000 kg/m3). ) 图 9 Line5测线水深曲线(a)，观测自由空气重力异常、计算自由空气重力异常以及二者之差(b)及地壳密度结构(c) Fig. 9 Bathymetry along Line 5 (a), Comparison between the observed and calculated gravity anomalies along Line 5 and their misfit (b) and Crustal density structure along Line 5 (c) |
Line 1测线位置偏西北，方向为南西—北东向，与海沟方向垂直。测线南西端逐渐远离努古里亚群岛，故0~50 km海底地形由高降低，测线北东端向海台内部延伸。测线两端水深相近，而自由空气重力异常则南西高，北东低，这反映了地壳密度的横向变化，在地壳模型中，南西侧的平均密度高于北东侧平均密度。30~40 km、60~80 km处的地壳密度高于周围地壳，特别是60~90 km处，地壳密度升高较多，对应位置的地形与自由空气重力异常均有一个凸起。
Line 2测线位置在研究区中部，方向为南西—北东向，与海沟方向垂直。Line 2测线海底地形大体呈现南西向北东逐渐上升的变化趋势，自由空气重力异常则表现出相反的变化趋势，即南西向北东逐渐降低。在地壳密度较为均匀的情况下，自由空气重力异常的变化趋势常反映出与地形变化趋势相近的规律，而Line 2测线的情况则恰恰相反，则地壳密度应存在较大变化。模型反映Line 2测线地壳密度规律为南西高、北东低，两端地壳密度差异相对较大。南西端地壳密度最大，其密度值较初始密度提高了0.1 t/m3(100 kg/m3), 而北东端密度最小，密度值与初始密度相同或相近。反映出靠近海沟区域地壳密度大，靠近海台区域地壳密度小的规律。
Line 3测线在研究区东南，方向为南西—北东向，与海沟方向垂直。南西端靠近北所罗门海沟，北东端伸入海台，受陶乌群岛的影响，中部海底地形较高。测线中部区域(80~170 km)计算重力场与海底地形表现出相近的变化趋势，对应区域的地壳密度较为均匀。测线南西端水深大，北东端水深小，而测线两端的自由空气重力异常值则相近，这种异常反映了南西端地壳密度大、北东端地壳密度小的密度变化特点，同样体现出靠近海沟区域地壳密度大，靠近海台区域地壳密度小的规律。
Line 4测线位置靠近海沟，方向为北西-南东向，与海沟方向平行(见图 2)。Line 4测线地壳密度相对较大，地壳密度也经常发生变化，尤其是在150~270 km之间，常有密集的高密度异常体侵入，在160~280 km区域之外，Line 4测线地壳密度变化较小。
Line 5测线位置更靠近海台内部，测线走向为北西—南东向，与海沟方向平行。Line 5测线地壳密度较小，地壳也更为均匀，北西端密度稍高，南东端密度稍低，变化较为缓慢，没有高密度异常体入侵的现象。Line 5测线的结果反映了海台内部远离海沟的区域有较为均匀的地壳结构。
Line 1、Line 2、Line 3三条垂直海沟走向的测线对比。Line 1测线上地壳密度在2.61~2.69 t/m3之间、Line 2测线上地壳密度在2.60~2.70 t/m3之间、Line 3测线上地壳密度在2.60~2.70 t/m3之间。Line 1测线中地壳密度在2.81~2.89 t/m3之间、Line 2测线中地壳密度在2.80~2.89 t/m3之间、Line 3测线中地壳密度在2.80~2.88 t/m3之间。Line 1测线下地壳密度在3.06~3.14 t/m3之间、Line 2测线下地壳密度在3.05~3.15 t/m3之间、Line 3测线下地壳密度在3.05~3.13 t/m3之间。Line 1测线地壳密度变化较小，但最大值与最小值间差值较大，上、中、下地壳均为0.08 t/m3，这归因于为高密度异常体的侵入，密度最大值出现在测线中部60~80 km区域内。Line 2、Line 3的地壳密度变化较大，Line 2测线地壳各层密度最大值与最小值间差值均为0.1 t/m3，Line 3测线上地壳密度最大值与最小值间差值为0.1 t/m3，中、下地壳密度最大值与最小值相差0.08 t/m3，Line 2、Line 3地壳密度均有自南西向北东逐渐减小的变化趋势，无明显的异常体侵入。Line 1测线若忽略高密度入侵区域，亦有地壳密度自南西向北东逐渐减小的变化趋势。
Line 4与Line 5两个平行海沟方向测线对比，Line 4测线靠近海沟，Line 5测线远离海沟。Line 4测线上地壳密度在2.64~2.69 t/m3之间，Line 5测线上地壳密度2.61~2.64 t/m3之间。Line 4测线中地壳密度在2.84~2.89 t/m3之间，Line 5测线中地壳密度2.81~2.84 t/m3之间。Line 4测线下地壳密度在3.08~3.14 t/m3之间，Line 5测线下地壳密度在3.06~3.08 t/m3之间。Line 4测线地壳密度更大，地壳密度变化也更剧烈，150~270 km范围内高密度入侵频繁出现，而Line 5测线不仅地壳密度较小，地壳也更为均匀，横向密度变化十分缓慢。
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( 颜色越深代表密度越大，地壳密度单位为t/m3。Darker colors represent higher density, the unit of crustal density is t/m3. ) 图 10 Line 1—Line 5地壳密度结构拼接图 Fig. 10 Spatially located stitching of crustal density structure of Line 1—Line5 |
综合上述结果。Line 1—Line 3均反映出海台地壳密度自南西向北东逐渐降低，Line 4、Line 5互相对比亦是位于南西侧的Line 4地壳密度高于位于北东侧的Line 5。由此推测，研究区内地壳密度在南西-北东方向上梯度下降，在北西-南东方向上呈条带分布，靠近海沟的区域密度高，远离海沟的区域密度低。
翁通爪哇海台大洋钻孔玄武岩样品的同位素测年结果表明，翁通爪哇海台大部分位置的玄武岩年龄约为120 Ma前，南侧部分区域的玄武岩年龄为大约92 Ma[6-8, 11, 41]。对此，两期地幔柱成因是较为合理的解释，约122 Ma前，路易斯维尔(Louisville)地幔柱巨大规模的喷发形成了翁通爪哇海台的主体部分，122~92 Ma期间原始海台随板块漂移，在92 Ma前到达另一个地幔柱上方，可能为复活节(Easter)地幔柱或路易斯维尔地幔柱的第二分支，第二期地幔柱上方被厚的海台地壳阻挡，岩浆难以穿过地壳形成大规模喷发，因而在海台下方不断累积，岩浆房体积越来越大，使岩浆活动影响的区域也逐渐增大，最终超出原始海台的边界，在原始海台边缘地壳减薄的地带，形成了一期较大规模的玄武岩喷发(~92 Ma)[30, 42]。
第二期地幔柱的岩浆在翁通爪哇海台下方大量堆积，对地壳产生拆沉、底侵、侵入等作用，逐渐向上影响原有的地壳，同时岩浆浮力对海台地壳有支持和抬升的作用，在两种因素共同作用下，岩浆房中心区域上方的海台地壳向上拱起形成斯图尔特隆起(Stewart Arch)[30]。岩浆的长期堆积积累了大量热量，延缓了岩浆上涌过程中的冷却分异，使岩浆基性更强，这一观点得到了地球化学研究的支持[8, 11, 43, 44]。
第二期岩浆在岩浆房冷却后大大增加了翁通爪哇海台的地壳厚度，基性更强的岩浆密度更高，也会影响海台地壳的密度结构。斯图尔特隆起对应岩浆活动的中心区域，下方的岩浆房向上凸起，高密度岩浆体积最大，理论上该区域的地壳密度应最高，周围区域的岩浆房逐渐减薄，高密度岩浆体积减小，地壳密度应逐渐降低。另外，第二期岩浆可以在原始海台边缘地壳较薄弱处溢出，说明其向上侵入的地壳厚度至少大于普通洋壳，所以第二期岩浆虽未穿透海台主体，但仍将极大地影响海台地壳，岩浆活动越强烈，持续时间越久，海台地壳被入侵的程度就越高，推测在斯图尔特隆起附近第二期岩浆已达较浅的上地壳。斯图尔特隆起目前已处于翁通爪哇海台西南边缘，因为俯冲带来的板块挠曲，地形已经不再凸起[32]，但隆起的主体以及东北侧仍较为完整。根据上述因素推断，目前的海台地壳密度应有南西向北东逐渐降低的趋势。这与本文的结果所反映出的地壳密度规律是吻合的。所以，可以认为是海台经历的第二期地幔柱事件改造了原有的海台地壳，为研究区提供了南西高、北东低的本底密度异常。
Line 1和Line 4均有明显的高密度入侵现象，其位置与斯图尔特隆起关联度较高。斯图尔特隆起上分布有数座海山，包括研究区内的陶乌群岛、基利奈劳群岛、努古里亚群岛等较大海山。有关这些海山的成因的研究还不是很多，因为岛屿附近的沉积物和珊瑚礁层通常较厚，不利于大洋钻孔的开展。2010年，JAMSTEC(Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology)的MR12-03航次在陶乌群岛东北侧发现了几个表面没有沉积物或沉积物很薄的小型火山锥，并于2012年在火山锥上采集到了玄武岩样本，同位素测年结果表明其形成于20~25 Ma之前(见图 1)，玄武岩的成分特征显示其包含海台岩石圈底部辉石和交代橄榄岩的部分熔融成分，是具有再富集特征的碱性玄武岩[27]。这几个火山锥的岩浆喷发与翁通爪哇海台另一个重要的构造事件——20~25 Ma前与所罗门弧的碰撞时间高度一致，因此可以合理地将两个事件联系起来。区域地震调查显示，斯图尔特隆起内存在正断层，这些正断层的成因被解释为碰撞期间翁通爪哇海台上部岩石圈的屈曲以及区域构造应力变化期间深埋于海台地壳内部的断裂带被重新激活[30]。Coleman和Kroenke[31]提出，岩石圈的严重弯曲导致翁通爪哇海台俯冲过程中出现拉伸断裂。碰撞事件造就的断层系统为岩石圈深部形成的小部分熔体提供了上升通道，在碰撞活动期沿斯图尔特隆起引发火山活动。类似的火山活动形成机制可见于日本海沟附近的小斑点状火山活动，岩石圈-软流圈边界附近的小熔体被构造应力向上挤压，沿着外部隆起形成小海山[45]。因此，可以认为，翁通爪哇海台在20至25 Ma之间与所罗门弧碰撞引起的构造应力增强了熔体从岩石圈底部的上升，熔体穿过斯图尔特隆起的断层和裂缝，形成海山(见图 11)。这就解释了Line 1和Line 4的高密度入侵现象。Isse等[46]使用地震数据，确定了翁通爪哇海台附近区域深达300 km的剪切波速度，在岩石圈-软流圈边界(LAB)上方，海台地壳的剪切波高速区域与本文研究得到的地壳高密度区域可以互相对应，LAB下方，50 km深度处，在靠近海沟的部分区域处存在剪切波低速异常，证明LAB边界仍有部分重熔岩浆残余，佐证了本文的观点。
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( 海台地壳着色的由深到浅代表了地壳密度由大到小的变化，紫色粗线代表岩浆入侵，模式图的建立参考了Hanyu等[27]，Chen等[11]的研究。This model was established with reference to the research of Hanyu et al.[27], Chen et al.[11]. ) 图 11 区域构造模式图 Fig. 11 Regional tectonic model map |
与Gladczenko等[5]、Tharimena[15]、Isse等[46]的结果相比，本文结果对地壳结构的研究更加细致，不仅研究了在翁通爪哇海台上地壳、中地壳、下地壳的密度，还研究了三层地壳在水平方向上的密度变化，各测线在相同地理位置的结果相同，使得所有测线的研究结果可以相互对照。综合所有测线的结果，本文认为研究区海台地壳密度从南西到北东逐渐降低，在斯图尔特隆起区域存在高密度重熔岩浆的入侵(见图 11)，这一结果可以得到之前的地球物理和地球化学研究的支持[11, 41, 44]。
5 结论(1) 对翁通爪哇海台地壳的建模揭示了海台地壳密度存在南西向北东逐渐降低的变化规律，在海台南西南侧斯图尔特隆起附近存在高密度岩浆入侵现象。
(2) 约92 Ma前的第二期地幔柱事件中，受海台地壳阻挡而堆积的岩浆温度高、分异少、基性强，因而密度较大，高密度岩浆对不同区域的影响程度不同造就了现今海台南西高、北东低的整体密度规律。
(3) 约20-25 Ma前，翁通爪哇海台与所罗门弧的碰撞使海台西南侧的地壳产生挠曲、断裂，产生了新的断层、激活了地壳内部的老断层，为岩石圈深部的小部分高密度重熔岩浆提供了上升通道，在斯图尔特隆起附近发生入侵，形成高密度入侵体。
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