中国海陆莫霍面及深部地壳结构特征：以阿尔泰—巴士海峡剖面为例

胡卫剑，郝天珧，秦静欣，2，李志伟，江为为，姜迪迪，邢健，胡立天，徐亚，雷受旻

1中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院油气资源研究重点实验室，北京 100029

2中国科学院遥感与数字地球研究所，北京 100101

3中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室，武汉 430077

4国土资源部青岛海洋地质研究所，青岛 266071

1 引言

中国海陆莫霍面及深部地壳结构特征研究是东亚地区宏观构造格架和动力学研究中的重点内容之一.近年来，有关地壳厚度分布的研究成果不断发表，获得了许多重要结果和新的认识（Meissner et al.，1987；Chulick and Mooney，2002；Grad et al.，2009；Molinari et al.，2012）.中国大陆及海域位于欧亚、印度与太平洋三大板块的交汇处，是东亚地球动力学研究的核心地区，为此，中国海陆莫霍面深度分布特征已有不少学者编制了各种图件（刘光鼎，1992，1993；曾融生等，1995；Li and Mooney，1998；滕吉文等，2002；高星等，2005；Li et al.，2006；黄建平等，2006；秦静欣等，2011）.刘光鼎等（1992，1993）首次将中国海、陆置于统一构造演化体系中进行研究编绘了1∶1000万的莫霍面深度分布图.曾融生等（1995）利用90年代以前的地震测深结果，编制了中国大陆莫霍面深度图.Li和Mooney（1998）以及Li等（2006）根据1958年以来约90条深地震探测剖面绘制了中国大陆地壳结构图.滕吉文等（2002）对东亚大陆及周边海域莫霍面深度分布开展了研究并编绘了1∶2500万的地壳厚度图.这些工作为我国地壳深部结构的研究打下了坚实的基础.但由于这些研究大多局限在中国大陆内部或向海域延伸有限，对于探索中国大陆宏观构造格架的延伸以及海陆相互作用关系等问题存在一定的局限.因此，本文在近年来一系列研究成果的基础上，聚焦欧亚板块、太平洋板块以及印度洋板块之间的相互作用及其在中国大陆与海域所引发的构造效应为重点，以地震测深等资料为约束信息，根据重力数据，通过分区计算，反演了中国海陆莫霍面深度.分析了中国海陆莫霍面深度分布与梯度带特征.并选取阿尔泰—巴士海峡典型剖面进行了重、震反演，建立了密度结构，讨论典型地区的莫霍面深度，深部地壳结构特征.

2 数据与研究方法

2.1 数据来源

研究区范围为0°—55°N，（71.5°E，40°N）—（135°E，40°N），采用兰伯特投影，大地基准面：WGS84，原点经纬度：105°E，0°，标准纬度：15°N，40°N.研究中用于反演莫霍面深度的原始重力数据分别为：中国大陆地区重力数据来自中国地质调查局《全国区域重力数据库》，其精度为±2.0×10－5m·s－2，比例尺为1∶200万；研究区其他邻国陆地区的网格化重力数据来自中国地质调查局发展研究中心收集的Leeds大学东南亚重力项目数据库，数据网格密度为5′×5′1）；海域采用美国Scripps研究所发布的全球卫星测高重力数据（Sandwell and Smith，2009），经纬度网格2′×2′，数据精度（±4～6）×10－5m／s2.

2.2 研究方法

研究中以“区域约束局部、深层制约浅层”为指导思想，遵循“一种指导、两个环节、三项结合、多次反馈”的综合地球物理方法原则（刘光鼎和陈洁，2005；刘光鼎，2007）.在深地震探测结果的约束下，重点依据重力资料，分区反演了中国海陆莫霍面深度，结合典型剖面拟合反演及其解释，分析中国海陆莫霍面深度及深部地壳结构特征.研究技术路线如图1所示.

图1 研究技术路线图Fig.1 Flow chart of technical approaches

1）张明华，乔计花.2013.中国海及邻域布格重力异常图（项目报告）.中国地质调查局发展研究中心.

3 中国海陆莫霍面深度特征

3.1 莫霍面深度反演

研究区范围较大，从大陆到大洋，地形起伏剧烈，跨越了多个构造单元，构造复杂，若整个研究区均采用单一的反演方法和相同的反演系数，往往顾此失彼，很难获得最佳的反演效果.因此，在莫霍面深度反演时，根据重力异常特征和构造特征，对研究区进行了分区，将陆区分为10个分区，海区分为6个分区（图2），并对各分区进行了重力场分离、界面反演方法和相应的反演参数优选.

根据各分区地形、构造等特征及已知控制点信息，进行各种场分离方法结果的功率谱计算（李成立等，1998），界面反演方法结果和已知控制点的偏差计算分析，选择适合该区的重力场分离、界面反演方法和相应的反演参数.重力场分离方法的优选结果：正则化滤波法（管志宁和安玉林，1991）（L3、L6、L7、S3、S4、S6分区）；补偿圆滑滤波法（侯重初，1981）（L1、L2、L8、L9、S1、S2分区）；小波分析法（杨文采等，2001；徐亚和郝天珧，2004）（L4、L5、L10、S5分区）.不同的界面反演方法适用性不同，在控制点信息较多的分区选择带控制点的三维界面反演法（秦静欣等，2011），而缺少甚至没有相应约束信息的区域选择自适应模拟退火（姚姚，1995）或Parker界面反演法（Parker，1973；Oldenburg，1974）.莫霍面深度反演方法优选结果：带控制点的三维界面反演法（L1、L3—L8、S1—S3分区）；Parker界面反演法（L2、L10、S4—S6分区）；自适应模拟退火界面反演法（L9分区）.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陆莫霍面深度（图3）.

图2 莫霍面深度反演分区及已知控制点位置图L1：哈萨克斯坦—中国西北部分区；L2：贝加尔湖—蒙古高原分区；L3：中国东北—库页岛分区；L4：中国西北部分区；L5：青藏高原分区；L6：鄂尔多斯—汾渭裂谷分区；L7：四川盆地—云贵高原分区；L8：中国东部分区；L9：印度次大陆分区；L10：中南半岛及其邻域分区.S1：渤海—黄海分区；S2：黄海—东海分区；S3：南海分区；S4：菲律宾海分区；S5：安达曼海—南沙群岛分区；S6：印度洋分区.Fig.2 Positions of controlling points of known Moho depth and sub－regions for Moho inversion L1：Kazakhstan—Northwest China；L2：Lake Baikal—Mongolian Plateau；L3：Northeast China—Sakhalin Island；L4：Northwest China；L5：Tibetan Plateau；L6：Ordos—Fenwei rift；L7：Sichuan Basin—Yungui Plateau；L8：East China；L9：India sub－continent；L10：Indochina and neighboring area.S1：Bohai Sea—Yellow Sea；S2：Yellow Sea—East China Sea；S3：South China Sea；S4：Philippine Sea；S5：Andaman Sea—Nansha Islands；S6：Indian Ocean.

图3 中国海陆莫霍面深度、梯级带及特征分区图（黑色粗实线为典型剖面AA′位置）Fig.3 Moho depth contours，gravity gradient belts and sub－regions（Black thick solid line is the location of typical profile AA′）

为了提高重力异常反演莫霍面深度的精确度，减少反演的多解性，研究中收集、整理了研究区人工地震测深、地学断面、海底地震仪测深等各种实测剖面共120条（图2）（王椿镛等，1995；胥颐等，1996；Qiu et al.，2001；Yan，et al.，2001；高锐等，2002；刘福田等，2003；陈俊湘和陈景亮，2003；王有学等，2004，2005；Mcintosh，et al.，2005；Zhang，et al.，2009；秦静欣，2012），得到了以人工地震等实测剖面数据为主的控制点数据8948个作为反演先验信息.其中精度高的剖面（人工地震测深、海陆联测剖面、OBS／OBH剖面、综合探测剖面、双船折射）71条，占120条剖面的59.17%，数据点4602个；精度较高的剖面（天然地震、声呐浮标）10条，占8.33%，数据点638个；精度中等的剖面（MT剖面、重磁剖面）17条，占14.17%，数据点1895个；精度低的剖面（地震层析成像）22条，占18.33%，数据点1813个.

3.2 莫霍面深度特征

以地壳性质为基础，结合莫霍面深度分布特征、重力异常特征以及块体差异等，本文共划分了12个莫霍面深度梯级带，6个一级分区和24个二级分区（图3）.其中一级分区主要以地壳性质的不同为基础将研究区划分为增厚型地壳区、正常型地壳区、减薄型地壳区、沟－弧－盆体系地壳异常区、过渡型地壳区和大洋型地壳区；二级分区更侧重于莫霍面深度分布特征，并结合重力异常及块体构造差异等（图3、表1和表2）.

4 典型剖面研究

为了认识研究区深部结构特征并对莫霍面深度反演提供约束，本文选取了一条典型剖面进行重、震反演（剖面位置见图3中黑色粗实线），根据格莱尼重力异常进行2.5D剖面反演，结合层析成像结果，分析其莫霍面深度及深部结构特征.阿尔泰—巴士海峡剖面（以下简称AA′剖面）总长4604km，整体上呈NW—SE走向.起始点A位于阿尔泰山，终点A′位于巴士海峡的加拉鄢岛（属于巴布延群岛），横穿了阿尔泰山、博格达山、祁连山、阿尼玛卿山、巴颜喀拉山、龙门山、雪峰山和武夷山等山脉，经过的盆地有准噶尔盆地、吐哈盆地、柴达木盆地和四川盆地，主要的构造单元有准噶尔地块、中朝地台、祁连地块、柴达木地块、松潘—甘孜地块、扬子地块、华南褶皱带、武夷地块和南海陆架.剖面四个角点的地理坐标如表3所示.

表1 中国海陆莫霍面深度梯级带及其特征Table 1 Features of Moho depth gradient belts in the land and seas of China and adjacent areas

反演初始模型建立主要参考前人沿台湾—阿尔泰地学断面进行的地壳纵波、面波速度结构，热结构和重磁解释等研究（王懋基，1994；胡圣标等，1994；蔡学林等，2004；王有学等，2004，2005）.岩石密度参数收集并整理前人研究成果统计见表4（部分是由地震波速度转换的密度参数）.通过人机交互二度半剖面重力拟合反演，得到了剖面的密度结构及其地质解释，反演均方差为3.24mGal（图4）.

剖面阿尔泰山—龙门山段（A1—A2）：阿尔泰山南缘莫霍面深度为56km，准噶尔盆地的地壳厚度最薄为45km.准噶尔盆地和吐哈盆地均有较厚的沉积层，其中吐哈盆地最厚约8km.下地壳的平均厚度约20km，阿尔泰山地区下地壳厚达30km，与准噶尔盆地薄的下地壳（约15km厚）形成明显对比.祁连山—龙门山的莫霍面深度呈“W”型起伏，且起伏较大，中朝地台莫霍面深度约为50km，而其南侧的祁连地块莫霍面加深至68km，在柴达木盆地莫霍面又抬升至58km，继续向南，松潘—甘孜地块莫霍面降至68km，莫霍面向南逐渐抬升，在龙门山抬升至56km，四川盆地抬升至44km.该段剖面主要的深大断裂有博格达断裂（F1）、阿尔金断裂（F2）、南祁连断裂（F3）、昆仑断裂（F4）、玛沁断裂（F5）和龙门山断裂（F6）（王有学等，2004，2005）.F2断裂位于阿尔金山一带，在F2断裂南侧祁连地块莫霍面陡然加深，落差高达20km，且下地壳厚度急剧增大.祁连地块的南部边界受南祁连断裂（F3）所限，其南侧相邻的柴达木地块，与祁连山地块形成明显对比的是柴达木地块的莫霍面在F3断裂南侧抬升近12km.松潘—甘孜两侧为昆仑断裂和龙门山断裂，莫霍面整体上呈现为凹陷形态，地壳沿剖面从西北向东南逐渐变薄.

一个比较明显的深部地壳结构特征是在青藏高原东北缘的中朝地台—祁连地块—柴达木地块下存在一个中、下地壳低速、低密度体.王有学等（2004，2005）根据地震纵、横波资料建立的阿尔泰—龙门山地学断面的地壳速度及泊松比结构也显示该地区中地壳下部存在一低速层.崔作舟等（1995）的格尔木—额济纳旗地学断面地壳结构研究也发现在祁连山—柴达木盆地的中地壳存在一低速层，并推测其可能是结构疏松或强度较小的软弱层.青藏高原东北缘的中下地壳存在地震P波和S波速度的低速层，暗示了青藏高原下地壳流的分布.同时，这一区域在上地幔顶部的P波低速异常可能反映了温度较高，有助于下地壳流的产生（Li，et al.，2012，2014）.本文的反演结果发现其为低密度体，埋深大约30km，推测其可能是受印度板块的碰撞挤压和

上地幔热物质的作用，深部矿物由于高温高压的影响而发生变化，脱水产生部分熔融，形成地壳流，可能是青藏高原东北缘壳内物质流动的通道.

表2 中国海陆莫霍面深度分区及其特征Table 2 Regional division of Moho depths in the land and seas of China and adjacent areas

表3 剖面各角点位置Table 3 Locations of profile corners

表4 剖面反演密度参数选择Table 4 Densities for profile inversion

图4 AA′剖面反演密度结构及其地质解释（a）剖面重力异常；（b）剖面地形；（c）密度结构；（d）地质解释；（e）层析成像P波速度结构.Fig.4 Density structure from inversion and geological interpretation of profile AA′（a）Gravity Anomalies；（b）Topography；（c）Density structure；（d）Geological interpretation；（e）P－wave velocity structure of tomography.

剖面龙门山—武夷山段（A2—A3）：莫霍面深度整体呈台阶式抬升，从四川盆地的44km抬升至武夷山的32km.四川盆地的莫霍面呈上凸形态，盆地边缘莫霍面深度大，中心深度小（盆地西北侧边缘莫霍面深度46km，盆地中心约40km）.四川盆地有较厚的沉积层，约8km.与龙门山断裂（F6）西北侧的松潘—甘孜地块相比，较为明显的是四川盆地下地壳厚度急剧减薄，减薄程度达15km.该段剖面的华南褶皱带莫霍面特征以绍兴—萍乡—怀集深断裂（F8）为界，F8断裂西北侧的雪峰山地区莫霍面抬升较陡，F8断裂东南侧莫霍面呈缓慢平稳抬升.华南褶皱带构造格局变形较复杂，从西北向东南方向发育有雪峰山推覆构造，罗霄山推覆构造及武夷山推覆构造.雪峰山造山带及其以西地区以挤压变形为主，发育碰撞造山带；以东地区晚中生代以来，以伸展变形为主，发育伸展环境下的巨型S型花岗岩带（蔡学林等，2004）.

剖面南海段（A3—A4）：南海北部陆架区莫霍面深度从30km抬升至18km.剖面最东南端有明显的俯冲带存在，莫霍面形态较复杂.结合震源深度分布（图5）和地震层析成像研究（范建柯，2013），发现该俯冲带是南海海盆沿马尼拉海沟向东俯冲至菲律宾海板块下，俯冲带两侧的地壳和上地幔密度结构有明显的差异.

剖面上莫霍面深度和深部结构能够清晰地反映中国大陆“三横、两竖、两三角”构造格架（刘光鼎，2007）中的两横和两竖，在昆仑—秦岭—大别这一横以北的准噶尔地块和中朝地台莫霍面深度45～50km，而其以南至贺兰山—龙门山之间的祁连、柴达木至松潘—甘孜的莫霍面呈“W”型起伏，莫霍面深度由祁连地块北部的50km，加深至68km，在柴达木盆地抬升至58km，在阿尼玛卿山莫霍面降至68km，向南逐渐抬升至四川盆地的44km，经大兴安岭—太行山—武陵山这一竖台阶式抬升至华南褶皱带的35km，在江绍—南岭以南缓慢抬升至南海北部陆架区的20～25km.

对比密度反演结果与地震层析成像结果，会发现壳内结构，尤其是莫霍面的起伏十分一致.这反映出对于莫霍面这样无论密度还是速度都有较大变化的界面而言，反演结果的可信度和可靠性较高.

5 结论与认识

（1）将中国海、陆置于统一构造演化体系来研究莫霍面深度及深部地壳结构能更好地探索中国大陆宏观构造格架的延伸以及海陆相互作用关系等问题.从中国海陆及邻区莫霍面深度和梯级带展布可以得知其总体特征为：“东西分带，南北分块”.在整体宏观构造格架上，刘光鼎（2007）提出的“三横、两竖、两三角”宏观构造格架在深部构造上有较明显的体现.

图5 俯冲带震源分布及剖面图（USGS，2013）（a）震源分布及剖面位置；（b）EP1剖面，俯冲带宽度340km，俯冲深度220km；（c）EP2剖面，俯冲带宽度370km，俯冲深度200km.Fig.5 Earthquake distribution in the subduction zone（USGS，2013）（a）Seismic source distribution and profile locations；（b）EP1profile，subduction zone width 340km，depth 220km；（c）EP2profile，subduction zone width 370km，depth 200km.

（2）阿尔泰—巴士海峡剖面上莫霍面深度和深部结构能够清晰地反映中国大陆“三横、两竖、两三角”宏观构造格架中的两横和两竖.在昆仑—秦岭—大别至贺兰山—龙门山之间的祁连、柴达木至松潘—甘孜的莫霍面呈“W”型起伏，起伏较大，落差能达到20km.从四川盆地到华南褶皱带，莫霍面经大兴安岭—太行山—武陵山台阶式抬升，在江绍—南岭至南海北部陆架区莫霍面缓慢抬升.同时莫霍面深度和深部结构受深大断裂的控制.

（3）在俯冲带等海－陆和洋－洋相互作用地区，莫霍面不仅起伏剧烈，而且构造复杂，应结合俯冲工厂（金性春和于开平，2003）的研究来综合分析深部结构及其海－陆和洋－洋相互作用的过程.

（4）在青藏高原的东北缘的祁连地块—柴达木地块下存在一个中、下地壳低速、低密度体.推测其可能是受印度板块的碰撞挤压和上地幔热物质的作用，形成地壳流，可能是青藏高原东北缘壳内物质流动的通道.

致谢 本文得益于刘光鼎院士提出的“一、二、三、多”的综合地球物理研究方法和“三横、两竖、两三角”的中国宏观构造格架理论，在此表示衷心感谢！中国地质调查局青岛海洋地质研究所张训华研究员、温珍河研究员，中国地质调查局发展研究中心张明华教授、乔计花高级工程师，对本文给予了大量的帮助和提供了十分珍贵的数据资料，在此一并致谢！

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附中文参考文献

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