中国东部海区主要包括渤海、黄海、东海以及其周边的地区(图 1)，该区域是大陆岩石层向大洋岩石层过渡的特殊地带，受到来自欧亚、太平洋和菲律宾海板块运动的共同影响，特别是在特提斯构造域和滨海太平洋构造域的作用下，中国东部海区及其邻域呈现出多姿多彩的地质面貌和复杂的地球物理场特征.该区集中了众多的中、新生代盆地，以独特的地质环境、丰富的自然资源而瞩目，是认识中国边缘海形成演化的天然实验室.多年来对中国东部海域的研究取得了一系列的成果(江为为等，2001；刘光鼎，2002)，其对中国 海域的油气分布、地质构造、深部结构、地震预报等有着重要的意义.随着维护国家海洋权益、发展海洋经济日益受到重视，对海上丝绸之路的发展与推动愈显重要.依据“区域约束局部，深层制约浅层”指导思想，对中国东部海区及其邻域岩石层结构与地球动力学特征的相关研究也亟需做精做细.

图 1

Fig. 1

图 1 中国东部海区及其邻域地形图Fig. 1 Geomorphic outline of China eastern seas and adjacent regions

本文分析了研究区的地球物理场特征；利用调和级数反演方法对研究区的莫霍面深度进行了反演计算；根据地震体波层析成像反演结果(刘建华等，2005)分析了研究区的岩石层的速度结构特征，并结合32⁺km深度处的层析成像特征与莫霍面的深度反演结果进行了对比论述；同时对研究区的地球动力学特征给予了相关分析，对断裂带分布、地震活动性、应力场特征和研究区的地热场分布也给予了详细的阐述.

结合以上研究内容，对中国东部海区及其邻域的岩石层结构和地球动力学特征给予综合解释，为“中国海及邻域地质地球物理及地球化学系列图”的编制提供参考信息，希望为探索中国东部海区及其邻域的岩石层构造变形的深部动力学成因提供研究基础.

中国东部海区及其邻域(图 1)的构造区域主要有：东亚大陆构造域、东亚大陆边缘构造域和西太平洋构造域等(尹延鸿等，2008).

其中东亚大陆构造域是欧亚板块东缘的一部分，包括中国大陆东部及相邻的渤海、黄海和东海等的部分陆架区，可分为中朝块体、扬子块体和华南块体等构造单元.

东亚大陆边缘构造域是指东亚大陆周缘的岛弧、弧后盆地等构造单元的区域.其地质构造主要呈现NE向带状分布，在东海区主要包括闽浙隆起带、东海陆架盆地、钓鱼岛岩浆带、琉球岛弧和冲绳海槽盆地等.其中冲绳海槽是在多期次板块俯冲运动作用下形成的，北段和南段成因模式不同.海槽北段形成时间早，构造运动发生在中新世末，属被动拉张成因模式；南段形成时间晚，构造运动发生在上新世末，张裂由台湾弧陆碰撞侧向挤出作用造成，地幔上升，大陆边缘块体被挤出，后侧形成如今的南段，故属主动拉张成因模式.因此冲绳海槽的沉积也以对应的中新统和上新统地层为主，至第四纪开始快速拉张，从而形成现在的雏形.

太平洋构造域由太平洋板块的西部及菲律宾海板块构成.

东部海区及其邻域布格重力异常(图 2)的数据主要来源于“中国海陆布格重力异常图”课题组，其中130°E以东区域及台湾以东区域的布格重力异常图是利用空间重力异常及相同来源的水深数据经过计算求得的，网格距为5 km×5 km.东部海区及其邻域磁力ΔT异常的数据来源于由网络下载的美国地球物理数据中心，数据原间隔为0.033°，也网格化成5 km×5 km间距(图 4).

图 2

Fig. 2

图 2 中国东部海区及其邻域布格重力异常图Fig. 2 Bouguer gravity anomaly of China eastern seas and adjacent regions

图 4

Fig. 4

图 4 中国东部海区及其邻域磁力ΔT异常图Fig. 4 Magnetic anomaly of China eastern seas and djacent regions

由于研究区跨陆地和海洋所以我们主要给出布格重力异常图，从图 2可以看出(图中红色为主要的大断裂带，以下同上)，布格异常总体呈NE向及NNE向展布，主要变化范围是-150～350 mGal.从西向东，由陆及海，异常值由负变正，整体上反映了地壳厚度由西向东逐渐变薄的趋势.朝鲜、韩国在内的陆区异常低，且局部异常多变化剧烈，进入海区，异常相对升高，但从济州岛至舟山群岛区布格异常方向较复杂.在东海陆架盆区到钓鱼岛岩浆带布格重力异常值进一步升高，从图中可以清晰看到冲绳海槽—琉球岛弧—琉球海沟呈现出强烈高低相间线性弧形异常带.在研究区的日本海和菲律宾海为相对高的平缓高值区，这一异常特征既体现了深部莫霍面起伏，由陆壳—过渡壳—洋壳的变化，也反映了沟—弧—盆地区地形剧烈变化所造成的异常特点.为了在纵向上对重力场进行分离，对该区布格重力异常进行了小波变换，如图 3提取其四阶逼近(主要反映低频部分，即区域场)，我们可以看出：西部陆区包括北部的朝鲜、韩国异常值较低，基本在0 mGal以下，进入南渤海、黄海和东海，异常值上升到0～20 mGal，进入冲绳海槽—琉球岛弧总体显示异常值较高，琉球海沟则显示偏低，再向东为上升剧烈的弧形梯度带，其东边界则为菲律宾海俯冲带.

图 3

Fig. 3

图 3 中国东部海区及其邻域布格重力异常四阶逼近图Fig. 3 Four-step approach wavelet of Bouguer gravity anomaly of China eastern seas and adjacent regions

从东部海区及其邻域磁力ΔT异常图(图 4)可以看出，磁力异常比较复杂，但整体走向以NE向为主，局部磁异常发育在燕山褶皱带、苏鲁造山带、朝鲜、韩国的东南海域、浙闽隆起区与琉球岛弧区，黄、渤海及东南陆架区异常相对为低值平缓区，日本海与菲律宾海也是磁异常高值且局部异常较多.从图 5化极后的ΔZ_⊥异常图看出，ΔZ_⊥异常的分布与构造单元的分块和界线关系密切，磁力局部异常分布与界线关系密切，也即与深大断裂密切相关，华北块体、华南块体以及扬子块体的陆上部分磁力局部异常比较发育，黄渤海及东海陆架相对磁力局部异常不发育，琉球岛弧区的磁力局部异常沿岛弧区呈弧形分布，菲律宾海则有大规模局部正异常.图 6表示的化极异常四阶逼近的异常呈东西分布的特征不明显，虽然总体也表现出NE、NEE走向，但分块性较强，一定程度上反映了基底性质的差异和火成岩活动强弱的宏观特征.

图 5

Fig. 5

图 5 中国东部海区及其邻域ΔZ⊥异常图Fig. 5 ΔZ⊥ anomaly of China eastern seas and adjacent regions

图 6

Fig. 6

图 6 中国东部海区及其邻域磁力化极异常四阶逼近Fig. 6 Four-step approach wavelet of Magnetic of China eastern seas and adjacent regions

对比海陆的重磁场特征我们不难发现，中国东部海区的重、磁场特征与中国大陆重、磁场特征分布趋势与走向基本相同，是大陆地球物理场向海域的延伸.而东部边缘海域、海槽区具有大陆边缘地球物理场特征，重、磁场的主要走向均为NE-NNE向，同中国大陆东部边缘地区重、磁场走向基本一致.

根据布格重力异常数据，应用调和级数法(江为为，1989)反演计算了研究区莫霍界面深度起伏(图 7)，由于数据精度限制，选取了118°~132°E、22°~36°N作为重点研究区.在反演计算时参考了穿越研究区的4条剖面(如图 7中所示线)进行了控制(Klingelhoefer et al.，2012；高德章等，2006；熊小松等，2009)，同时参考了郝天珧(2014)的反演计算结果.根据反演计算结果可以看出，在东海陆架海域地壳厚度为26~30 km，起伏较为平缓，再向东经冲绳海槽、琉球群岛、琉球海沟、菲律宾海，地壳厚度迅速减薄到7 km以下，等值线走向大体上平行琉球岛弧，由西到东地壳性质经历了陆壳—过渡壳—洋壳的转变.莫霍面深度等值线形态和深度的变化趋势与布格重力异常所表现出的特点十分相似，具有“东西成带”的特点.从地壳厚度的属性看，东海陆架盆地区地壳性质为大陆型地壳，同中国大陆东部地壳结构走向与趋势相同，是大陆地壳向海域的延伸.东海东部及其边缘海域、海槽为过渡性质地壳.在冲绳海槽地区，地壳具有过渡地壳性质(高德章，2006)，海槽轴部大陆岩石层已经破裂，可能已有新生洋壳生成，由于地壳性质的转变，说明冲绳海槽应为东海大陆架的自然终结(江为为等，2002；江为为等，2003；郝天珧等，2004).

图 7

Fig. 7

图 7 中国东部海区及其邻域莫霍面深度分布图Fig. 7 The Moho depth map of China eastern seas and adjacent regions

采用体波地震层析成像技术(刘福田等，1989)反演计算了研究区的地壳和上地幔的三维速度结构.地震层析成像反演计算选用了研究区域内27909个地震的479707条P波到时数据和研究区域之外4995个远震事件的90530条P 波到时数据，总共有32904个地震事件的570237条地震射线参加反演.这些地震数据主要来自中国固定地震台网的地震记录，NEIC的地震报告和ISC的地震报告.由于在海区地震台站很少，陆上接收的数据在莫霍面以下一定深度处分辨率较高.因此，只给出了地壳底部和上地幔的速度图像，即32⁺ km、70 km、110 km、220 km、400 km和800 km 深度处的速度扰动图像，其中各界面深度和各层的速度选取如表 1所示.

表 1(Table 1)

表 1 参考速度模型 Table 1 reference velocity model 深度(km) 32+ 70 110 220 400 800 速度(km/s) 7.8 8.0 8.07 8.39 9.134 11.118

表 1 参考速度模型 Table 1 reference velocity model

32⁺ km深度(图 8a)基本上反映出莫霍界面正下方的速度分布特征及莫霍面的起伏形态.由于在此深度上，无论陆区还是海区都没有达到软流层，总体上速度大小和深度是成正比的，所以我们根据速度值大小可以从宏观上判断一些块体的薄厚，即：在此深度上速度值低的块体应该比速度值高的块体更厚.

在速度图像8a中，扬子块体和台湾岛屿均显示出近-3.0%的负速度扰动，而华南和华北块体表现出正速度扰动，特别是从日本九州岛经冲绳海槽到钓鱼岛一带近2%的正速度扰动成片显示，琉球岛弧显示负速度扰动，其两侧均为高速区.我们可以从整体上判断出，扬子块体的莫霍面具有比华南和华北块体更厚的特征，这说明华南和华北块体地壳减薄程度较大.而在海区莫霍面普遍较薄，冲绳海槽一带莫霍面厚度小于32 km，且海槽的北段比南段略厚，琉球岛弧两侧莫霍面略薄.根据该深度上的速度结构对研究区莫霍面起伏的推断与中国东部海区及其邻域莫霍面深度分布图(图 7)整体上相一致，符合艾里均衡假说，个别小范围的不协调考虑可能是由于热流作用的影响.

从宏观上看32⁺ km图像，整体的速度分布呈NE向条带状分布，与布格重力异常(图 2)具有很好的相关性.推断中国东部海区这种在地球物理场特征和32⁺ km深度处层析成像图上的NE向条带状分布特征是和太平洋板块向欧亚板块下的俯冲密切相关的，莫霍面的深度变化使得东西成带的特点更加明显.(金翔龙等，1983；郝天珧等，2004).

图 8b，c，d，e，f分别是70 km、110 km、220 km、400 km、800 km深度处的速度图像，它们整体上反映的是岩石层和软流层地幔的速度扰动情况.一般认为，大陆岩石层平均厚度为110 km左右，大洋岩石层厚度比较薄，小于70 km.因此，我们给出的70 km和110 km深度的速度图像可以反映上地幔岩石层底部和软流层顶部的形态(刘建华等，2005).如果在70 km深度上，海区的速度小于陆区，考虑海区可能已经进入到软流层.同样在110 km深度上，如果陆区上的块体出现负速度扰动，也可以考虑该块体可能进入软流层深度.

从70 km(图 8b)深度处的速度图像可以看出，研究区内高速异常占主体，特别是陆区，扬子、华南和华北块体都有近2%的正速度异常扰动，推断该区没有软流层显示.在南黄海、日本九州岛至台湾岛以东，出现串珠状近-2%的负速度扰动，推断该区岩石层减薄，已进入软流圈，冲绳海槽区NE向的低速带反映出拉伸的性质.在台湾岛的东北部和东南部表现出完全不同的速度特征，考虑是由于在台湾东北部菲律宾海板块俯冲于欧亚板块之下，而在东南部是欧亚板块向东俯冲在菲律宾海板块之下导致的(李志伟等，2009).对比32⁺ km深度上速度剖面，发现冲绳海槽区连续条带状的速度异常区在70 km深度上演变成串珠状，在南北方向上呈现出块状分布特征.这种深部结构上“棋盘格子”的格局和浅部上的带状分布共同构成了中国东部海区“东西分带”和“南北分块的特征”(郝天珧等，2004).

图 8

Fig. 8

图 8 中国东部海区及其邻域不同深度地壳和地幔速度图像(刘建华，2005)(a)32+ km 深度；(b)70 km 深度；(c)110 km 深度；(d)220 km深度；(e)400 km深度；(f)800 km深度.Fig. 8 P wave velocity perturbations of China eastern seas and adjacent regions(a)Depth of 32+ km；(b)Depth of 70 km；(c)Depth of 110 km；(d)Depth of 220 km；(e)Depth of 400 km；(f)Depth of 800 km.

110 km(图 8c)深度处的速度图像其低速异常区的范围明显增大，其中在陆区上，华北块体呈近-2.5%的负速度扰动，较比华南块体负速度扰动强烈，推测华南和华北块体均已进入软流层，且华北块体岩石层相对华南块体减薄剧烈，也就是说华南块体的岩石层厚度大于华北块体.扬子块体依然显示正速度扰动，表明其还没有进入软流层，同时也再次验证扬子块体具有较厚的岩石层，厚度大于110 km.东部海区内主要以大范围的负速度扰动为主，其中以冲绳海槽一段负速度扰动强烈.总体上看，在110 km以下的上地幔各个深度上，中国东部海区存在着明显的横向不均匀性，考虑中朝和扬子等块体在海区的碰撞拼合(郝天珧等，2004)以及菲律宾海板块沿着日本—琉球—台湾岛弧带的俯冲下沉作用，这些都是引起上地幔产生波速异常的重要因素.

在220 km(图 8d)深度上，低速度扰动总体上覆盖整个海区，说明该区大部分都处于软流层，但是内部结构不均匀，大洋俯冲痕迹依然清晰可见.华南、琉球岛弧的部分地区、日本海内部、东海东部以及南海北部都具有较大的负扰动，其它地区也以较小的负扰动为主，扰动方向以NE、NNE向为主.此外地幔物质上涌使得中国东部海区显示出大洋地幔的某些特点.在400 km(图 8e)深度处中除在冲绳海槽处有面积很小的高速扰动出现，其它区域均以负扰动为主，反映出上地幔低速层底部的特征.800 km(图 8f)深度处的速度图像上与地表的对应特征已不明显，但横向不均性依然可见(刘建华等，1996；胥颐等，2006；胥颐等，2007).

中国东部海区及其邻域大地构造特征复杂，板块碰撞的边界和一些大的断裂带为地球深部热物质的上涌提供了较好的通道，因此该区地热特征也明显地和构造特征相吻合.我们从NGDC(National Geophysical Data Center)和研究区的相关文献(王力锋，汪集旸，2006)中提取了604个热流数据，绘制了研究区地热流分布图(图 9)，由于收集到的数据有限，因此仅能从图中看出研究区地热分布的大概趋势.

图 9

Fig. 9

图 9 中国东部海区及其邻域地热流分布Fig. 9 Distribution of heat flow in China eastern seas and adjacent regions

从图 9可以看出，热流等值线整体上呈现NE向条带状分布特点，冲绳海槽高热流异常区显著，热流分布和沟弧盆体系的构造特征一致.中国东部海区整体热流在20至170 mW/m²之间，其中冲绳海槽一带表现为显著的高热流带，热流范围集中在100到170 mW/m²，局部可达200 mW/m²⁺.热异常可能与热液循环或裂谷相伴生的火山作用有关，热源可能是岩浆房固体侵入，也可能是位于海槽轴部下方的连续或断续的热物质上涌(周普志等，2006).东海陆架区地热趋势由西北部向东南方向逐渐增高，平均值在70 mW/m²，与全球总体热流值相当，推断该处为一正常热流值区(栾锡武等，2003).

在陆区，整体表现为正常的热流区，但华北热流略高于华南地区，考虑这与华北克拉通破坏有关，为地下热物质上涌提供了更多的通道.但在福建沿海区有两处明显高热流区，具体深层原因有待考证.

根据对重磁异常的处理和推断解释以及前人的总结(秦蕴珊等，1987；蔡乾忠，1995；卢帮华等，1996；郝天珧等，1996；郝天珧等，2004；郭兴伟等，2014；吴建生等，2014)，给出了研究区的断裂构造综合解译图(图 10).

图 10

Fig. 10

图 10 中国东部海区及其邻域断裂构造图Fig. 10 The map of fault construct in China eastern seas and adjacent regions

从图 10中我们可以看出中国东部海区及其邻域的断裂体系分布错综复杂，但总体上呈现出NE向分布的特征，特别是东海至台湾海峡一带，由于受到菲律宾海板块、太平洋板块和欧亚板块的共同作用，研究区恰为板块的边缘碰撞带，断裂体系发育密集且延伸方向较为集中以上断裂带大致可分割出中朝、扬子、华南、华北和冲绳海槽等块体单元.考虑中国东部海区及其邻域的断裂体系特征与大地构造演化有成因上的联系，且受深部制约的控制.

研究区的震中分布图如图 11蓝色框中所示，我们根据震中的密集程度大概可分为：华北地震区、东台湾地震区和琉球地震带.

图 11

Fig. 11

图 11 中国东部海区及其邻域震中分布图Fig. 11 The epicenter of China eastern seas and adjacent regions

(1)华北地震区：该地区历史地震和现代地震都很活跃，大于等于8级的地震5次，7.9至6.0级地震近60次.它们的分布显示出强震密集成带现象，其主要延伸方向是NE-NNE.

(2)台湾地震区： 该区位于菲律宾板块和欧亚板块的碰撞带，地质构造运动强烈，且台湾东北部主要受菲律宾板块沿琉球岛弧向北俯冲影响，而台湾东南部表现为欧亚板块向东俯冲在菲律宾板块之下，这种一北一东双向俯冲的特点决定了台湾地区强烈的地震活动.该区地震活动频发，本世纪高于6.0级地震30多次，且震源深度普遍小于60 km，地震烈度较大.

(3)琉球地震带：位于琉球岛弧断裂带，由具有俯冲性质的日本-琉球段组成，该区地震带走向近NE，8级以上的地震发生曾发生过多次(江为为等，2004)，且我们从图 7中可以发现在琉球岛弧西侧以震源深度小于

60 km的地震为主，而在岛弧东侧以震源大于60 km的地震为主.

由图 7中红色和绿色(分别表示震源深度小于60 km和介于60 km与300 km之间)的圆点分布，可见冲绳海槽和琉球海沟区域具有地震活动的成带性，地震震中的分布密度远大于远离板块边界的大陆内部.

中国东部海域及其临域应力场特征如图 12.应力为挤压区域的上方往往容易出现岛弧等，如琉球岛弧和东海陆架盆地；而在拉张区所对应的上方往往表现海槽等，如冲绳海槽和海沟.我们可以从图 12中看到：环渤海区构造应力场特征较为复杂，主要以NE、NNE向挤压为主，但也有NW向张应力，其与华北地区构造应力场基本一致.在东海陆架和闽浙一带主要表现为近SEE向挤压，在冲绳海槽区主要表现为SE向拉张，琉球岛弧区则以SE向挤压为主(徐杰等，2012；虞延林，1994).

图 12

Fig. 12

图 12 中国东部海区及其邻域现代应力场压应力方向分布图(徐杰等，2012)Fig. 12 Directions of compressional stress in China eastern seas and adjacent regions

整个东部海域及其邻区现代应力场的压应力方向，从北到南由NE向逐渐转为NE至SE向，总体呈向东发散的扇形分布.

5.1    中国东部海区重、磁场的主要走向均为NE—NNE向，其与中国大陆重、磁场特征分布趋势与走向相同，是大陆地球物理场向海域的延伸.东海陆架盆地区地壳性质为大陆型地壳，同中国大陆东部地壳结构走向与趋势相同，是大陆地壳向海域的延伸.东海东部及其边缘海域、海槽为过渡性质地壳，由于地壳性质的转变，说明冲绳海槽应为东海大陆架的自然终结.

5.3    中国东部海域及其邻域的地震层析成像为研究岩石层地幔的结构组成以及形成演化的深部动力因素提供了依据.32⁺ km深度处的速度图像可以看出华南和华北块体地壳相对于扬子块体减薄程度较大.在海区莫霍面普遍较薄，冲绳海槽一带莫霍面厚度小于32 km，其与重力反演计算的结果相符合；70 km深度上的速度图像反映出东部海区深部结构南北分块的特征，海区表现负速度扰动，推断已部分进入软流圈；110 km深度处的速度图像表现为大范围的低速异常，只有扬子块体有正异常显示，进一步验证华南华北块体减薄.

5.3    中国东部海域及其邻域地球动力学特征主要为：热流等值线整体上呈现NE向条带状分布特点，冲绳海槽高热流异常区显著，热流分布和沟弧盆体系的构造特征一致；断裂体系体系显示出“东西成带”、的分布特征；冲绳海槽和琉球海沟区域具有地震活动的成带性，地震震中的分布密度远大于远离板块边界的大陆内部；其现代应力场从北到南由NE向逐渐转为NEE至SE向，总体呈向东发散的扇形分布.

致 谢 同济大学的王家林教授提供了研究区的重磁数据和图件，在本文的完成过程中得到了胡卫剑博士后和胡立天博士的帮助，在此一并表示感谢！