中国东部海区岩石层结构的区域综合地球物理研究

吴健生，王家林，陈冰，张新兵

同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092

1 引言

研究区位于20—41°N，115—130°E间，包括了渤海、黄海、东海和部分南海、日本海、菲律宾海等海区和邻域，这里有欧亚板块、菲律宾海板块（通常把菲律宾海板块包含在太平洋板块中）及它们之间的以沟－弧－盆为特色的汇聚边界.渤海、黄海、东海陆架区等海域也是中国东部大陆在海区的延伸.在中国大陆构造“三横、两竖、两个三角”的宏观格架（刘光鼎，2007）中，研究区位于“两竖”之一——“大兴安岭—太行山—武陵山梯级带”的以东地区.变格运动（朱夏，1987）之前，在特提斯构造域体系中，具有陆核的华北、扬子、华南和南海块体相继碰撞、对接，这里保留了大量块体拼合过程中所产生的构造形迹.进入新全球构造，研究区在滨太平洋构造域体系中，表现为中生代侏罗纪时期，太平洋板块在4条南北向转换断层之间发育成长，进入新生代始新世时，转换断层扩张方向转变为NW—SE，由马里亚纳海沟－岛弧－弧后盆地系圈出菲律宾海板块，在欧亚板块与菲律宾海板块之间，板缘聚敛，板内拉张，地壳减薄.这里成为滨太平洋域的一部分并有一系列断陷盆地在中国大陆东部出现（张训华等，2009）.正是特提斯构造域和滨太平洋构造域在不同地质历史时期对中国东部海区的叠合作用造就了中国东部海区复杂的地质、地球物理场面貌，呈现“东西成带，南北分块”特征（刘光鼎，1992b）.

地球物理场研究是认识海区区域地质构造轮廓的重要方面.通过天然地震面波和体波的三维速度反演建立的中国及邻区岩石圈三维结构模型揭示东部（大致以105—110°E为界）岩石圈、软流圈呈“块体镶嵌结构”（朱介寿等，2002）.岩石圈薄，软流圈厚，明显区别于层状结构明显的西部岩石圈，那里岩石圈厚度厚，软流圈薄.根据重、磁场宏观特征，中国东部及其邻域可划分为两大区（陆缘区和边缘海过渡区），3个条带和5个块体（郝天珧等，1997）.地质结构、性质不同的块体在重力场、磁场、地壳速度结构和地下电性结构等地球物理场特征上也明显不同.结合新一轮“中国海及邻域地质地球物理及地球化学系列图”编图项目（张洪涛等，2010；温珍河等，2011）的开展，平面重、磁图件在拼入新资料同时，也包含了邻区朝鲜半岛、台湾岛、日本海、菲律宾海等地区的资料，重、磁数据更细致和完整.本文在此数据基础上综合分析研究区区域重、磁异常特征，利用重、磁资料反演莫霍面、居里面，进而求取了热岩石层底界面，对重、磁数据进行了突出断裂带信息的处理，并以此为依据确定了重要断裂的展布，划分块体和结合带，探索本区岩石层结构特征.

2 区域重、磁场特征

上延10km的空间重力异常（图1）在一定程度上突出了区域场即与深部构造相关的重力场.由图可见自西向东，由陆到海，空间重力异常呈现由低到高的总趋势；另一个特征是图幅中间出现一条NEE向分界将异常大致分成南北两块，分界线在陆区与江—绍断裂带基本重合，在海区表现为NNE向的异常线与NEE向异常线分界处，往东为日本—琉球—中国台湾沟－弧－盆异常带（IV）与日本海块状异常区（VII）的分界.NEE向分界带南侧，异常可分成负背景下正局部异常较发育的华南区（IIIa），陆架宽缓正异常区（IIIb），沟－弧－盆异常带（IV）和西菲律宾海相对宽缓正异常区（V）；沟－弧－盆异常带西界与钓鱼岛隆褶带西侧断裂带基本重合，往东至琉球群岛中轴，异常高值背景下正局部异常较发育的异常带（IVa），中轴以东至海沟东侧，为等值线密集的负异常带（IVb），一定程度上反映海沟处巨大的水深引起的质量亏损.

NEE向分界带北侧，异常可分成负背景下正局部异常较发育的郯庐断裂带以西的华北区块（Ia）；下扬子具负异常背景相对宽缓异常区（II）；朝鲜半岛高值异常块（Ib）和日本海低值背景下相对宽缓异常区（VII）.

图1 中国东部海区上延10km空间重力异常图（单位：毫伽）Fig.1 Free－air gravity anomalies upward continuation 10km in sea areas of East China（Unit：mGal）

在中国东部海区ΔT磁力上延10km异常图上（图2），西菲律宾海盆出现一系列NW向展布的正值异常带往西终结在海沟处，这些异常带通常解释为海盆形成时北东南西向的海底扩张的产物.进入日本—琉球—台湾沟－弧－盆体系，盆的西侧和岛的西侧都出现NE向的正值异常带分布.相比而言，出现在盆西侧的NE向正值异常带强度更大些，特征更为醒目.东海陆架区磁异常特征表现为北低南高，南正北负的特点.灵峰一井钻遇的16.8亿年的变质岩说明这里可能有陆核的存在.北部的低值异常分布可能与磁性基底埋深较大有关.郯庐断裂带以西的华北区块，具有一定规模的正负局部异常发育，明显区别于以东的下扬子区和辽东半岛以南地区，后者总体以负值异常为背景，局部异常宽缓变化；沿青岛—五莲断裂带出现正值异常带，在朝鲜半岛南部环岛出现高值的正负局部异常，并且十分发育.这种异常特征通常解释为浙闽沪沿海火成岩带往北延伸至朝鲜半岛的产物.在下扬子区，一条醒目的近EW向展布的负值异常带大致自合肥东至南京一直往东进入黄海.异常带南侧的下扬子区出现两条NE向展布的正值异常带，异常带幅值都较大，分别对应着沿江的火成岩带和沿海火成岩带；异常带北侧的下扬子区出现低幅值的宽缓正异常，其东缘出现一条醒目的NW向展布的正值异常带可能构成下扬子区的东界.ΔT磁力化极上延10km异常图中上述特征更为明显，尤其是可能构成下扬子区东界的东缘NW向展布的正值异常带更为醒目.环朝鲜半岛南部出现的高值正负局部异常分解为与浙闽沪沿海火成岩带往北延伸有关的西侧局部异常发育区和NNE向展布、与沿钓鱼岛隆褶带异常特征相似的东侧局部异常发育带，由后者确定了日本海异常区与中朝异常区的分界.化极上延10km异常图（图3）上，琉球—台湾沟－弧－盆体系中岛的西侧出现的EW向的正值异常带相比而言相对得到增强；东海陆架区南部的正磁异常特征进一步突出；南海东北部出现一条近NEE向展布的高值正磁异常带往东一直延伸至中国台湾岛.

3 界面反演与分布特征

3.1 莫霍面

结合地震台站观测资料反演S波速度结构确定的莫霍面深度点资料（朱介寿等，2002；胥颐等，2006）和深地震测深资料为基础的地学剖面的研究成果，基于布格重力异常小波分解四阶逼近场，分区分块进行反演，求取了东部海区莫霍面深度图（图4）.由图可见：全区除西北、西南角及朝鲜半岛北部地区莫霍面深度大于30km外，其余均小于30km；莫霍面深度由西向东，由陆及海，自30km变化到小于10km，反映了由陆壳进到过渡壳直至洋壳的变化；黄、渤海及东海西部莫霍面深度在29～26km之间变化，东海东部进入冲绳海槽与日本琉球岛弧区在22～16km之间变化，琉球海沟为一莫霍面梯度带，以东的菲律宾海小于11km，为典型洋壳.东北部的日本海，莫霍面深度在16～24km之间，属过渡壳.

图2 中国东部海区磁力ΔT上延10km异常图（单位：nT）Fig.2 Magnetic anomalies upward continuation 10km insea areas of the East China（Unit：nT）

3.2 居里面

居里面是地球内部的一个温度界面，在此界面以下，由于温度升高，矿物岩石的铁磁性会转变为顺磁性.这样，居里面成了区域上的一个磁性界面，可通过求取磁性体的区域下界面来揭示居里面.这里选取化极磁异常小波分解三阶逼近，采用矩谱方法反演了居里面深度（图5）.其分布总体呈NE走向，沿着构造单元边界即深大断裂带，居里面一般表现为梯度带和局部隆起带，如苏鲁造山带、江—绍断裂带、郯—庐断裂带、黄海东缘断裂带、钓鱼岛隆褶带西缘断裂带以及琉球岛弧带.在南黄海与东海之间存在一个NE向展布的居里面隆起带，解释为江—绍断裂带在海域的延伸.在渤海盆地，东海陆架盆地的西湖凹陷，下扬子的苏北盆地以及南黄海盆地居里面相对有较大埋深，而其周边界面明显隆起.埋深浅的地区有鲁苏隆起，朝鲜半岛和日本海地区，尤其是在朝鲜半岛的西侧及中部（包括济州岛附近），出现很浅的NW向凸起，埋深只在20km左右.东海陆架盆地南部总体为居里面隆起区，与北部NE向展布的隆、凹结构有明显区别，两者分界位于鱼山—久米断裂带.琉球海沟俯冲带在图上反映为一个往东具有较大宽度的居里面凹陷带，可能与大洋岩石圈在海沟俯冲带处厚度增厚，热流值降低等现象相关联.

3.3 热岩石圈底界面

图3 中国东部海区上延10kmΔZ垂直异常图（单位：nT）Fig.3 Magnetic anomalies reduction to the pole and upward continuation 10km in sea areas of East China（Unit：nT）

将居里深度与相应位置上的热流对比分析，发现居里点深度与相应位置上的热流总体上呈负相关.居里点深度越小，热流值越大，表明地表热流从区域上受控深部温度界面.根据一维稳态热传导公式，在给定下地壳和地幔热导率和产热率，可计算得到了以热传导为主的地温场和区域热岩石圈的底界深度（图6）.全区的热岩石圈底界深度在62～112km之间变化，等深线形态总的呈NE向为主；由西向东，由陆及海，热岩石圈底界深度总体由深至浅，即说明岩石圈厚度陆地厚，海洋薄.在这一趋势中出现沿走向凹凸相间的深度变化，出现了沿郯庐断裂带近NNE走向，沿海至朝鲜半岛近NE走向和沿琉球岛弧带近NEE走向的隆起，厚度分别为85～90km，80～85km和75～80km.而沿渤海湾盆地，下扬子的苏北盆地以及南黄海盆地，东海陆架盆地，琉球海沟及东邻的部分海盆为热岩石圈底界深度加深区，厚度分别为95～100km，90～95km，85～90km和95～100km.东南部俯冲带在图上反映为一个往东具有较大宽度的热岩石圈底界深度凹陷带，深度在90～100km，可能与大洋岩石圈在海沟俯冲带处厚度增厚，热流值降低等现象相关联.热岩石圈底界深度往东向大洋变浅为75km.

4 断裂分布和单元划分

地下不同的密度、磁性组合使具有不同基底结构、构造和地层发育的块体之间的边界会在重磁场上有所反映，可以通过重磁场的研究来识别断裂进而圈定块体的边界（郝天珧等，1996）.注意到研究区中、新生代沉积盆地的发育和在重磁场上的影响，为了突出包含在原始观测异常中反映断裂和火成岩的特征信息，采用一些提取和增强信息的方法进行了处理.通过特征提取和推断解释，划分有关的边界断裂.

图4 中国东部海区莫霍面深度图（单位：km）Fig.4 Moho depth in sea areas of East China（Unit：km）

菲律宾海板块俯冲带和台湾东缘俯冲带是西太平洋沟－弧－盆系的组成部分，前者具有俯冲性质，后者具有平移性质，都是板块边界断裂，也是陆壳与洋壳的重要分界线，其地球物理特征十分明显，为狭长、密集的重力梯级陡变带，两侧的磁异常走向相交，异常面貌明显不同.

图7—9展示了13条与构造单元划分有关的边界断裂或俯冲带.它们分别是：1郯—庐断裂带，2青岛—五莲断裂带，3响水—滁河断裂带，4黄海东缘断裂带，5济州岛南断裂带，6江—绍断裂带，7长乐—南澳断裂带，8西湖—基隆断裂带，9钓鱼岛隆起东侧断裂带，10台湾东缘俯冲带，11菲律宾海板块俯冲带，12日本海西缘断裂带，13日本海南缘断裂带.

在东海西缘，发育有中街山列岛—韭山列岛断裂带和浙闽沿海断裂带，中街山列岛—韭山列岛断裂带位于浙江沿海中，与舟山群岛及海岸线平行，大致沿20m海水等深线展布，走向北东20°—25°.形成于中生代.该断裂带为NE向近海正高磁异常场条带的西侧边界.控制近陆海底地形，呈现平直的阶梯状地貌特征，地貌显示清晰.浙闽沿海断裂带亦称东海陆架盆地西缘断裂带，沿海40m等深线断裂带，海礁—东引大断裂带.位于中街山列岛—韭山列岛断裂带以东，并与之平行，断裂带走向北东20°—25°，形成于中生代.该断裂带为EN向近海正高磁异常场条带东侧边界，并控制近陆海底地形，呈现平直的向东递降的平直阶梯状地貌特征.在重、磁边界增强处理图件和界面的分布形态，这两条断裂带都有明显特征并往东南沿伸到福建东南沿海，与长乐—南澳断裂带重合.

对主体在陆区的郯—庐断裂带，青岛—五莲断裂带，响水—滁河断裂带和位于钓鱼岛岩浆岩带两侧的西湖—基隆断裂带，钓鱼岛隆起东侧断裂带，与前人的认识较为一致.与以往相比，这里强调了江—绍断裂带往海区的延伸和在黄海经线125°以西划分出的NNW—NW向黄海东缘断裂带，它是划分扬子块体与中朝块体的重要界线.

图5 中国东部海区居里面深度图（单位：km）Fig.5 Curie depth in sea areas of East China（Unit：km）

作为扬子块体与华南块体分界的江—绍断裂带，走向北东40°—60°，倾角较陡，在45°—88°之间.陆上大致沿浙赣铁路线展布，穿越金华—衢州盆地，沿金华大山南缘直抵绍兴富盛，北延潜入第四系之下，成为长河—王盘洋凹陷的南部边界进入杭州湾，与大衢山断裂相连，并继续往东北方向延伸，受东海陆架盆地西缘断裂带切割.过了东海陆架盆地西缘断裂带，济州岛南断裂带可能是它的继续延伸.海区的江—绍断裂带在重磁场上特征表现非常明显，是划分南北不同重磁场的分界带.断裂带以南重力区域场为重力低，异常以负异常为主，而断裂以北为重力高，异常为正异常.断裂带位于高，低异常之间重力梯度带上.在磁力异常带上，断裂带以南，以低磁异常为主，局部有高磁异常.区域背景场为弱磁，而断裂带北部背景场高于南部，同时叠加高磁正异常.越过东海陆架盆地西缘断裂带，沿济州岛南断裂带也同样具有相同特征，故认为两者是一致的.研究发现（胥颐等，2006），自中国东部的长江口至韩国济州岛的地下77km深度处有一条明显的低速异常带，并向东一直延伸到日本九州附近.如果把它归结于一个深层次的构造边界，可认为江—绍断裂带入海后是通过济州岛南缘断裂带延伸到日本九州一带.

图6 中国东部海区热岩石圈的底界面深度图（单位：km）Fig.6 Calculated depth contours of the thermal lithospheric base in sea areas of East China（Unit：km）

作为扬子块体与中朝块体分界的大别—苏鲁造山带，进入海区往东如何延伸，这涉及到朝鲜半岛的大地构造归属问题，备受关注.有学者认为苏鲁造山带可与朝鲜半岛中部的临津江构造带相对应（杨志坚，1989；刘光鼎，1992a；蔡乾忠，2002），指出朝鲜半岛临津江断裂以北应为中朝块体范围，以南则对应于扬子块体和华南块体.也有学者认为临津江以南的京畿地块具有典型的中朝板块的结晶基底、下古生界沉积岩系以及中奥陶统与石炭系之间的假整合地层接触关系（万天丰，2001）.苏鲁造山带应与朝鲜半岛的沃川构造带相对应，或很有可能朝鲜半岛的南部主体仍属于中朝块体（Zhai et al.，1997；郝天珧等，2001；吴根耀等，2002）.或认为大别—苏鲁造山带在黄海一带被走向NNE的大型右行走滑剪切带切割，没有进入朝鲜半岛（Lee and Lee，2003；Ishiwatari and Tsujimori，2003）.根据重力数据、莫霍深度分布特点和层析成像的结果，在朝鲜半岛西缘可识别出一条近SN向分布的断裂带.该断裂带与五莲—青岛断裂带和济州岛南缘断裂带一起组成了中朝与扬子块体在黄海海区的边界结合带（郝天珧等，2004）.这里提出的黄海东缘断裂带也位于朝鲜半岛西缘，北段NNW向，较黄海中央断裂带NW向的一支位置上更偏东，南段NE向.南、北段转接处为南黄海北部断裂带所切割.在上延10km空间重力异常图上反映明显，表现为梯度带，东高西低；在磁力ΔT上延10km异常图和上延10kmΔZ垂直异常图上也反映明显，表现为两侧异常特征明显不同，东部NEE向展布的高值异常带突然消失，沿断裂带同时也是高值局部异常带.该断裂在莫霍面深度图，居里面深度图和热岩石圈的底界面深度图也有反映，表现为两侧界面埋深和展布特征明显不同.在77km和120km深度的波速异常图（胥颐等，2006）上，朝鲜半岛西缘北段存在一个狭窄的南北向低速带在77km深度的波速异常图上清晰可见，但在120km深度的波速异常图上已成为NNE向的高速带.而在这两个深度上，NW向的低速带与黄海东缘断裂带十分呼应.由此推断黄海东缘断裂带也是一个深层次的构造边界，两侧分别属于中朝块体和扬子块体.

图7 空间重力异常边界增强处理和断裂带分布Fig.7 Free－air gravity anomalies with the processing of marginal enhancement and distribution of major faults in sea areas of East China

在以上工作的基础上，将研究区分成欧亚板块部分和太平洋板块部分，进一步划分出以下8个块体及4个结合带（图10）.块体为：中朝块体（I）、扬子块体（II）、华南块体（III）、日本海块体（V）、冲绳海槽块体（VI）、西南日本—琉球—八重山块体（VII）、西菲律宾块体（VIII）和南海块体（IV）；结合带有：鲁苏结合带（IX）、钓鱼岛结合带（X）、台湾—吕宋结合带（XI）、琉球海沟结合带（XII）.

6 结论

东部海区重磁异常的编图，重磁数据的处理和反演，尤其是以重磁异常为主的反演和综合研究得到东部海区莫霍面深度、居里面深度图和热岩石圈底界面深度分布，是研究我国东部海区及邻域岩石层结构及块体构造的基础和手段.依据综合地球物理解释原则，进行地球物理资料的综合反演和地质地球物理的综合解释是开展中国海区岩石层地球物理特征和块体构造研究的基本思路和方法.

研究区分布着13条重要的断裂带，它们分割出中朝块体、华南块体、扬子块体、冲绳海槽块体、西南日本—琉球—八重山块体西菲律宾海块体和南海块体等8个块体，和鲁苏结合带、钓鱼岛结合带、台湾—吕宋结合带、琉球海沟结合带和澎湖北港结合带等5个结合带.这些块体和结合带是两个时代（古全球构造阶段和新全球构造阶段）的产物，也是特提斯域的锋线和太平洋域的锋线作用的具体表现.

江—绍断裂带和黄海东缘断裂带在新编的东部海区重磁异常图，重磁数据的处理结果和反演得到东部海区莫霍面深度、居里面深度和热岩石圈底界面深度图上特征明显，是划分扬子块体与中朝块体，扬子块体与南华块体的重要界线.

致谢 感谢刘光鼎院士的悉心指导，本研究思路得益于他的学术思想.钟慧智老师，高德章老师参加了本研究工作，在此致以衷心的感谢！同时感谢审稿专家对本文提出的宝贵意见.

图8 ΔT磁力异常边界增强处理和断裂带分布Fig.8 Magnetic anomalies with processing of marginal enhancement and distribution of major faultsin sea areas of East China

图9 ΔT磁力化极异常边界增强处理和断裂带分布Fig.9 Magnetic anomalies reduction to the polewith the processing of marginal enhancement and distribution of major faults

图10 构造单元划分Fig.10 Map showing tectonic unit division in sea areas of East China

Cai Q Z.2002.Regional geology and geotectonic environment of petroliferous basins in the Yellow Sea.MarineGeologyLetters（in Chinese），18（11）：8－12.

Hao T Y，Liu Y K，Duan C.1996.Approaching fault system of the east China and adjacent area from gravity and magnetic data.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），39（S1）：141－149.

Hao T Y，Liu Y K，Duan C.1997.The characteristic of geophysical field in the east China and adjacent regions and its tectonics significance.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），40（5）：677－690.

Hao T Y，Suh M，Wang Q S，et al.2002.A study on the extension of fault zones in Yellow Sea and its adjacent areas based on gravity data.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），45（3）：385－397

Hao T Y，Suh M，Liu J H，et al.2004.Deep structure and boundary belt position between Sino－Korean and Yangtze blocks in Yellow Sea.EarthScienceFrontiers（in Chinese），11（3）：51－61.

Ishiwatari A， Tsujimori T.2003.Paleozoic ophiolites and blueschists in Japan and Russian Primorye in the tectonic framework of East Asia：A synthesis.TheIslandArc，12（2）：190－206.

Lee Y I，Lee J I.2003.Paleozoic sedimentation and tectonics in Korea：A review.IslandArc，12（2）：162－179.

Liu G D.1992a.Map Series of Geology—Geophysics of China Sea Waters and Adjacent Areas（in Chinese）.Beijing：Science Press.

Liu G D.1992b.Geophysical Field Features of China Sea and Adjacent Regions.Beijing：Science Press.

Liu G D.2007.Geodynamical evolution and tectonic framework of China.EarthScienceFrontiers（in Chinese），14（3）：39－46.

Wan T F.2001.Distinctive characteristics of Sino－Korean and Yangtze plates.GeologicalReview（in Chinese），47（1）：57－63.

Wen Z H，Zhang X H，Yin Y H，et al.2011.Maps sets and geological features of eastern China seas and adjacent regions.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（8）：2093－2101，doi：10.3969／j.issn.0001－5733.2011.08.016.

Wu G Y，Chen H J，Ma L，et al.2002.Su－Wan block：an independent tectonic unit during period of Tethyanevolution.JournalofPalaeogeography（in Chinese），4（2）：77－87.

Xu Y，Liu J H，Hao T Y，et al.2006.P wave velocity structure and tectonics analysis of lithospheric mantle in eastern China seas and adjacent regions.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），49（4）：1053－1061.

Yang Z J.1989.On the tectonic evolutions of Jiaodong massif and its extension to east.MarineGeology＆QuaternaryGeology（in Chinese），9（2）：1－11.

Zhai M G，Cong B L，Guo J H，et al.1997.Sm－Nd geochronology and Petrography of garnet Pyroxene Granulites in the Northern Sulu region of China and their Geotectonicimplication.Lithos，52：23－33.

Zhang H T，Zhang X H，Wen Z H.2010.Serial Album of Geology＆Geophysics in Eastern China Seas and Adjacent Regions（in Chinese）.Beijing：Ocean Press.

Zhang X H，Meng X J，Han B.2009.Block and block tectonics.MarineGeology＆QuaternaryGeology（in Chinese），29（5）：59－64.

Zhu J S，Cao J M，Cai X L，et al.2002.High resolution surface wave tomography in east Asia and west Pacific marginal seas.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），45（5）：646－664.

Zhu X.1987.On the evolution of continental margins of China.MarineGeology＆QuaternaryGeology（in Chinese），7（3）：115－120.

附中文参考文献

蔡乾忠.2002.黄海含油气盆地区域地质与大地构造环境.海洋地质动态，18（11）：8－12.

郝天珧，刘伊克，段昶.1996.根据重磁资料探讨中国东部及其邻域断裂体系.地球物理学报，39（S1）：141－149.

郝天珧，刘伊克，段昶.1997.中国东部及其邻域地球物理场特征与大地构造意义.地球物理学报，40（5）：677－690.

郝天珧，Suh M，王谦身等.2001.根据重力数据研究黄海周边断裂带在海区的延伸.地球物理学报，45（3）：385－397.

郝天珧，Suh M，刘建华等.2004.黄海深部结构与中朝——扬子块体结合带在海区位置的地球物理研究.地学前缘，11（3）：51－61.

刘光鼎.1992a.中国海区及邻域地质－地球物理场系列图.北京：科学出版社.

刘光鼎.1992b.中国海区及邻域－地球物理场特征.北京：科学出版社.

刘光鼎.2007.中国大陆构造格架的动力学演化.地学前缘，14（3）：39－46.

万天丰.2001.中朝与扬子板块的鉴别特征.地质论评，47（1）：57－63.

温珍河，张训华，尹延鸿等.2011.中国东部海区编图及基本地学特征.地球物理学报，54（8）：2093－2101，doi：10.3969／j.issn.0001－5733.2011.08.016.

吴根耀，陈焕疆，马力等.2002.苏皖地块特提斯演化阶段独立的构造单元.古地理学报，4（2）：77－87.

胥颐，刘福田，郝天珧等.2006.中国东部海域及邻区岩石层地幔的P波速度结构与构造分析.地球物理学报，49（4）：1053－1061.

杨志坚.1989.胶东地块构造演化及其东延去向问题.海洋地质与第四纪地质，9（2）：1－11.

张洪涛，张训华，温珍河等.2010.中国东部海区及邻域地质地球物理系列图.北京：海洋出版社.

张训华，孟祥君，韩波.2009.块体与块体构造学说.海洋地质与第四纪地质，29（5）：59－64.

朱介寿，曹家敏，蔡学林等.2002.东亚及西太平洋边缘海高分辨率面波层析成像.地球物理学报，45（5）：646－664.

朱夏.1987.关于中国大陆边缘构造演化.海洋地质与第四纪地质，7（3）：115－120.