东海莫霍面起伏与地壳减薄特征初步分析

周志远，高金耀，吴招才，沈中延，张 涛，孙运凡

（国家海洋局 第二海洋研究所，国家海洋局 海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012）

0 引言

东海濒临西太平洋，是中国东部大陆边缘海的主体。根据新生代（包括晚白垩世）地质构造特征，将东海一级构造单元划分为二盆三隆［1］，即东海陆架盆地、冲绳海槽盆地、闽浙隆起带、东海陆架外缘隆褶带和琉球隆褶区。

对于东海莫霍面深度的研究，前人已有不少工作。徐德琼 等［2］根据国家海洋局1977年和1980年在东海区域的重力测量结果，利用sinx／x法反演了莫霍面深度，反演结果表明其深度为18.5～31km；江为为 等［3］采用线性公式分区计算了东海地区莫霍面深度，结果表明，东海陆架盆地地壳厚度为26～30km，冲绳海槽地壳厚度为12～18km，地壳结构以过渡壳为主，但有的地方已表现为洋壳性质；郝天珧等［4］采用了调和级数法反演了黄海－东海的莫霍面深度，反演结果表明，大部分海域莫霍界面埋深为25～27km，冲绳海槽地壳为17km左右，海槽南部仅16 km，属过渡型地壳；韩波 等［5］根据“中国海域1∶100万地质地球物理系列图”项目的布格重力异常数据，采用线性公式分区块计算得到东海及其邻域莫霍面深度，其为12～34km，冲绳海槽地壳厚度为14～22km，具有陆壳结构特征，并无洋壳形成，海槽轴部出现过渡壳的性质；高金耀等［6］根据完全布格重力异常反演了冲绳海槽及邻区的莫霍面埋深，提出海槽南段地壳厚度最薄接近13km，海槽具有由北东向西南地壳性质逐渐由陆壳向洋壳转变的特征。

前人在反演东海莫霍面深度时由于缺少高精度的沉积层厚度数据或未进行沉积层改正，因而所得结果的精度受到一定限制。本文在获得最新重力异常资料的基础上，收集、整理得到东海地区高精度的沉积层厚度数据，利用地震资料揭示的莫霍面深度值来约束界面反演，得到东海地区的莫霍面深度，计算了地壳厚度和拉张因子，初步分析认为东海陆架盆地东部和冲绳海槽南部地壳遭受了强烈的拉张减薄，海槽地壳以过渡壳为主，并无洋壳形成。

1 沉积层厚度

重力异常是地下界面起伏和密度异常的综合反映，需要将干扰反演目标的重力异常进行分离。前人往往只简单采用进行过水层改正或完全布格重力异常来反演莫霍面，而事实上沉积层的密度不足对于布格异常反演莫霍面是一个重要的干扰。为此，对空间重力异常进行水层和沉积层重力效应改正后的剩余重力异常可作为反演莫霍面的重力异常，因而获取准确的沉积层厚度资料对于反演莫霍面结果的可靠性作用至关重要。

为了得到可靠的沉积层厚度数据，本文收集整理了大量相关文献与资料，获取其中有用的沉积层信息，并根据数据质量优劣排序来进行拼接融合，最终得到东海地区沉积层等厚图（图1），具体的沉积层厚度资料来源如下。

1.1 融合的沉积层厚度资料

中国石化集团上海海洋石油局在东海进行了地震勘探，根据其结果绘制出东海陆架盆地大部分区域声学基底等深图［7］，其数据来源可靠、精度较高，可作为东海陆架盆地沉积数据的主要来源。中国海洋石油总公司编制的《东海盆地勘探形势图》和《西湖凹陷2005年勘探成果图》均包含新生界地层信息，位于凹陷区的地层数据精度较高且可靠。国家海洋局“908”专项在我国近海进行了反射地震探测，但基底显示范围仅集中在近岸地带［8］。2001年中国科学院海洋研究所在冲绳海槽的西北陆坡附近采集的15条地震剖面均达到Tg面［9］，解释为新生代沉积基底；1993～1994年日本东京大学海洋研究所在冲绳海槽南部探测了3条多道地震剖面［10］，均达到声学基底，解释为新生代沉积基底。由于这18条地震剖面均是时间剖面，需要对其进行时深转换，冲绳海槽南部即使用其转换后的沉积层数据。对位于台湾东北部的49条地震探测剖面进行处理解释，得到该区域上白垩—第三系沉积层等厚图［11］，东海陆架盆地南部和钓鱼岛附近使用了该沉积层数据。刘光鼎［12］主编的《中国海区及邻域地质地球物理系列图集》中包含新生代盆地图，其新生界沉积等厚线稀疏但范围较大，冲绳海槽中北部和琉球岛弧区使用了该沉积层数据。翟光明［13］通过重力、地震探测及钻探工作，显示琉球隆褶区有新生代的沉积盆地，琉球岛弧地区第三系等厚线图填补了琉球岛弧及邻区的沉积层数据。将沉积基底埋深数据扣除水深后与其它沉积层厚度数据进行拼接融合，得到全区的沉积层厚度数据（图1）。

1.2 沉积层厚度的变化特征

图1中的东海构造区划分界线引自文献［14］，由于不同图件数字化过程中难免存在配准误差，因而不能保证每个构造均能与沉积层数据对应良好，但此数据的总体趋势与构造基本保持一致，仍是当前比较完整且精度较高的沉积层资料。从图1可以看出，东海地区沉积层总体呈NE走向，具有东西分带的特征。东海陆架盆地沉积西薄东厚，西部坳陷沉积北薄南厚，最大沉积位于瓯江凹陷，达7 500m；中部低隆起大部分区域沉积较薄，均在5 000m以下，仅在武夷山低凸起南部存在较厚沉积层，达7 200m；东部坳陷中部存在巨厚的沉积层，西湖凹陷与基隆凹陷沉积最厚，分别达到13 200m和12 600m，呈NE向条带状展布，福江凹陷沉积较薄，厚度在4 000m以下，新竹凹陷沉积中心厚达8 300m。东海陆架外缘隆褶带沉积薄，大部分区域在2 500m以下，局部存在4 000m左右的沉积层。冲绳海槽盆地西厚东薄，陆架前缘坳陷沉积呈NE向条带分布，坳陷中心沉积厚达11 000 m，龙王隆起靠近陆架前缘坳陷沉积中心区的沉积厚达4 500m，其余区域均在2 500m以下，吐噶喇坳陷沉积为600～3 000m，海槽坳陷走向由东北部的NE向转到西南部的近EW向，沉积为300～3 000m。

研究区内沉积层厚度变化是由东海的构造演化历史所决定的。前人根据地震资料已对其进行了详细的研究工作［1，15－18］。早—晚白垩世间东海发生了基隆运动，在拉张应力的作用下东海陆架盆地开始断陷沉积，沉积中心在东侧生长断层附近；晚白垩世—古新世间发生了雁荡运动，陆架盆地处于断陷发展阶段；古新世—始新世间发生了瓯江运动，拉张应力减弱，陆架盆地裂陷向东迁移，西部坳陷地层褶皱抬升，遭受剥蚀，而东部坳陷开始裂陷沉积；始新世—渐新世间发生了玉泉运动，西部坳陷地层继续抬升并遭受剥蚀，中部隆起与东部坳陷地层发生宽缓的褶皱，沉积中心位于西湖凹陷、基隆凹陷；渐新世—中新世发生了龙井运动，陆架盆地在挤压应力作用下发生褶皱，东部坳陷地层抬升但仍接受沉积，中中新世构造中心东迁，冲绳海槽盆地中北部开始断陷沉积，龙井运动后陆架盆地结束坳陷沉积，与东海陆架外缘隆褶带一起转为区域沉降，冲绳海槽盆地继续扩张；上新世—更新世间发生了冲绳海槽运动，陆架盆地已无明显影响，冲绳海槽盆地发育大量正断层与地堑，构造运动中心有南迁的趋势；更新世以来冲绳海槽盆地中北部结束了断陷沉积，开始坳陷沉积，南部仍具有扩张的趋势。上述分析表明，西部坳陷遭受的剥蚀时间比东部坳陷长，因而渐新世以来东部坳陷的西湖、基隆凹陷即陆架盆地的沉积中心，沉积最厚；冲绳海槽盆地北部张裂较早，接受沉积时间长，因而陆架前缘坳陷沉积较厚，与本文所得沉积层分布趋势相符。

图1 东海地区沉积层等厚图Fig.1 Sedmimentary isopach of the East China Sea

2 莫霍面深度

2.1 莫霍面深度地震约束和重力反演

众所周知，地球物理反演具有不可避免的多解性，单一的数据与反演方法是造成这种多解性的原因之一。为了减少多解性，笔者收集了研究区内地震探测的莫霍面深度资料，来约束重力界面反演。使用的具体资料情况如下。

1965年6月美国拉蒙特－多尔蒂地质观测所的“维玛号”科学考察船和日本的“文丸号”科学考察船在中国东海进行了双船折射地震测量［19］，其中M19NE、M18NE、M20NW和 M20SE这4个站位达到莫霍面。1988年日本实施岩石圈计划，在南部冲绳海槽投放了17台OBS［20］，其中OKS3达到莫霍面。1991年中国科学院海洋研究所对东海进行了OBS测量［21］，其中OBS4达到莫霍面。1998年完成的“海洋深部地壳结构探测技术研究”项目在东海南部地区完成了1条以双船折射、广角反射数据为主的重、磁、地震综合探测剖面［22］，剖面长度为725km，通过重、磁、重综合解释达到莫霍面。2003年台湾海洋大学与法国海洋开发研究院合作在冲绳海槽西南部采集了2条反射地震与海底地震仪联合剖面［23］，每条剖面长度为65km，均有3台OBS，地震探测未达到莫霍面，联合重力反演得到莫霍面深度；1995年台湾中央研究院实施TAICRUST计划，在台湾东部采集了总长度超过4 800km的深地震反射剖面，同时沿全长1 000km的6段多道地震剖面上共投放了38台海底地震仪［24－25］，均达到莫霍面，其中 EW9509－1、EW9509－14和EW9509－16剖面在本文研究区内。中科院地质与地球物理研究所获取了位于福建省和台湾岛的44个台站记录的地震数据［26］，经过处理得到34个台站的莫霍面深度值，位于研究区内的台站有10个。

在得到可靠的重力异常、沉积层厚度和深地震揭示的莫霍面深度资料后，采用计算速度较快的频率域Parker三维迭代界面反演法［27］，对研究区进行了莫霍面深度反演计算。具体计算步骤如下：

（1）计算全球地形改正和沉积层改正，两者都是基于扇形球壳块的全球改正，其中沉积层改正采用的变密度差公式为，式中：a为地表密度差；R2为顶面之平均地心距；R为沉积层壳块的平均地心距；h为常数。根据此公式导出半解析和半数值的扇形球壳块幂指数变密度的重力效应公式［8］，计算得到全区的沉积层改正。将两者从空间重力异常中去除得到剩余重力异常。结果表明，东海地区剩余重力异常总体呈NE走向，异常变化西部平缓东部剧烈。东海陆架盆地的剩余重力异常为（200～300）×10－5m／s2，由西到东逐渐增大；东海陆架外缘隆褶带大部分区域剩余重力异常为（240～280）×10－5m／s2；冲绳海槽盆地剩余重力异常均为300×10－5m／s2以上，海槽北段由北西到南东逐渐增大，最大达350×10－5m／s2，海槽南段异常中间大两侧小，轴部幅值达到410×10－5m／s2；琉球隆褶区剩余重力异常为（200～460）×10－5m／s2，中间小两侧大，变化梯度大。为了进一步压制浅部场，得到深部重力场信息，对剩余重力异常进行小波多尺度分解，并以三阶重力逼近结果作为反演莫霍面的重力异常。

（2）计算初始莫霍面深度。将地震探测已知点的莫霍面深度与第一步得到的重力异常进行线性拟合，根据该线性关系式来计算初始莫霍面深度模型。

（3）迭代反演莫霍面深度。取界面密度差为0.44×103kg／m3，正演计算初始莫霍面深度引起的重力异常，并将其从剩余重力异常中扣除，再将剩余重力异常进行频率域三维迭代反演。按照以上的递推过程迭代反演莫霍面深度，以计算重力异常与观测异常的均方差作为收敛条件。

经过三次迭代后重力异常的均方差为3.58×10－5m／s2，与已知点莫霍面深度的均方差为2.43 km。根据反演结果绘制了东海地区莫霍面埋深图（图2）。

2.2 莫霍面的起伏特征

反演结果较好地反映了研究区莫霍面的起伏变化情况，其特征如下：

（1）研究区莫霍面总体呈NE向展布，由陆壳到洋壳逐渐变浅，整个东海莫霍面深度为10～32km，具有东西分带、南北分块的特征。

（2）莫霍面形态由北西到南东依次呈现“凹—凸—凹—凸—凹”的特征，与构造形态对应良好。研究区莫霍面深度西侧总体变化平缓，东侧变化剧烈。

（3）西侧的闽浙隆起带莫霍面深度在27km以上，属典型的陆壳；东海陆架盆地莫霍面抬升，深度为25～28km，与盆地隆起、坳陷呈镜像关系，总体变化平缓，属大陆型地壳；东海陆架外缘隆褶带莫霍面变深，深度为26～28km，属大陆型地壳。

（4）冲绳海槽盆地莫霍面深度为16～26km，呈北东向条带，两侧深中间浅，北部深南部浅，海槽南段最浅处仅16km，呈现过渡壳的性质；琉球隆褶区莫霍面与区内坳陷呈反镜像关系，深度为18～32km，变化梯度大，中间深两侧浅，表现出过渡壳的性质；琉球海沟莫霍面由西到东急剧抬升，深度急骤减小至数千米，地壳由过渡壳转为洋壳。

3 地壳拉张与均衡异常

3.1 地壳厚度与拉张因子

用莫霍面深度减去水深和沉积层厚度，即可求出结晶地壳厚度。结果显示，东海地壳厚度总体呈NE—NNE向条带状分布，由北西到南东呈现厚薄相间的形态。东海陆架盆地地壳厚度为14～26 km，西厚东薄；东海陆架外缘隆褶带地壳变厚；冲绳海槽盆地地壳减薄明显，海槽北段地壳大多为17～23km，地壳最薄处仅14km，南段地壳大多为14～18km，地壳最薄处仅12km；琉球隆褶区地壳急剧加厚，最大达30km；琉球海沟向东逐渐减薄至数千米。

图2 研究区莫霍面埋深图Fig.2 Depths to the Moho of the East China Sea

根据MCKENZIE［28］提出的适用于造陆沉降的岩石圈均匀纯剪切拉伸模型和盆地发育模式，盆地早期的断陷时期即相当于盆地扩展时期，且拉张减薄过程是瞬间完成的，盆地后期的坳陷时期相当于盆地扩展停止以后的热沉降时期。岩石圈的纯剪变薄程度是用单位长度的伸展量，即拉张因子β来定量描述的，其计算公式为β＝t0／tc，式中：t0为初始地壳厚度；tc为现今地壳厚度［29］。初始地壳厚度的选取是计算拉张因子的关键。章惠芳［30］在中国东海沿海地区进行了爆破深地震测深工作，反演结果显示测区地壳厚度为28～32km。熊绍柏 等［31］基于屯溪温州剖面宽角反射地震资料，拟合反演了地壳浅层和深部结构，得出西部白际山一带地壳厚度为35km以上，东部沿海地壳厚度约30km。姚保华等［32］通过在上海地区开展的深地震反射、折射与大地电磁测深等联合剖面探测，表明该地区地壳厚度为32～35km。AI et al［26］对位于福建省和台湾岛的地震台站地震数据进行反演计算，表明福建省地壳厚度为28.3～32.8km。根据以上结果，本文取28～35km之间的平均值32km作为东海地区的初始地壳厚度，计算得到东海地区拉张因子分布图（图3）。

图3 东海地区拉张因子分布图Fig.3 Stretching factor of the East China Sea

从图3可以看出，东海地区拉张因子在1～3之间变化，整个区域存在两个地壳强烈减薄的地区，分别位于东海陆架盆地东部和冲绳海槽盆地南部。东海陆架盆地拉张因子分布与沉积厚度分布呈反镜像关系，西部在1.2～1.4之间平缓变化，东部坳陷急剧增大，西湖凹陷拉张因子最大达2.3，基隆凹陷最大达2.6，表明陆架盆地东部新生代以来经历了强烈的地壳减薄；冲绳海槽盆地大多区域拉张因子为1.6～2.2，陆架前缘坳陷最大达2.4，海槽坳陷最大达3，表明冲绳海槽盆地遭受了强烈的拉张作用，尤其是海槽南段，推测与上新世以来强烈的岩浆活动有关。

3.2 均衡异常

根据地壳均衡学说，在大地水准面以下某一深度处常有相等的压力，大地水准面之上山脉（或海洋）的质量过剩（或不足）由大地水准面之下的质量不足（或过剩）来补偿。只要地壳处于均衡的状态下，莫霍面的起伏变化并不会引起新的构造运动。但在发生过强烈构造运动的地区，地壳往往是不均衡的，实际的莫霍面与达到均衡时的莫霍面是不一致的，地壳可能会朝均衡方向调整。因此，均衡重力异常可以反映地壳目前偏离均衡的状态，对发生过的构造运动和以后的构造活动趋势的解释具有一定的指导作用。

计算的均衡重力异常表明，东海陆架盆地的均衡异常在零上下平缓变化，莫霍面埋深与沉积层厚度对应性好，沉积层厚的地方莫霍面抬升，沉积层薄的地方莫霍面下沉，从而推断该海盆基本处于均衡状态。东海陆架外缘隆褶带的均衡异常全为正，大部分区域在30×10－5m／s2左右，表明该处均衡补偿过剩，莫霍面偏浅；冲绳海槽盆地均衡异常全为正，北部异常相对较小且变化平缓，南部则表现为大面积的高值正异常，大部分区域为（20～60）×10－5m／s2之间，轴部幅值达90×10－5m／s2，推测其主要由槽下地幔热物质上涌导致，高的热流值可以印证这一点；琉球隆褶区均衡异常由西到东异常分界明显，西侧表现为幅值高达60×10－5m／s2的正异常区，东侧表现为NE走向的负异常条带，幅值达－120×10－5m／s2。

4 讨论

东海陆架盆地新生代构造演化经历了断陷（初始沉降）和坳陷（热控沉降）两个阶段，沉降速率早期较快，后期变慢［33］。盆地沉积表现为西薄东厚，莫霍面与盆地坳陷、隆起呈镜像关系，东部地壳减薄明显，推测其主要贡献有以下几个方面：（1）板块俯冲作用。晚白垩世—始新世，随着太平洋板块俯冲角度变陡［16］，东海陆架盆地先在西部形成古新世裂陷，后在盆地东部形成始新世裂陷。太平洋板块俯冲方向的改变造成盆地西部坳陷和中部隆起褶皱抬升［1，18］，遭受明显的剥蚀，而东部坳陷仍受断裂控制，除短暂抬升外，一直保持沉降。（2）断裂构造。NE向的东海陆架盆地西缘断裂、西湖－基隆大断裂和NW向的虎皮礁－吐噶喇大断裂、鱼山－久米大断裂对盆地的沉积与莫霍面形态起着控制作用。（3）均衡补偿作用。在盆地发育过程中，均衡补偿自始至终都参与其中并起到一定的调整作用。盆地东部形成过程中地壳充分拉张减薄，莫霍面抬升，沉积层虽然很厚但密度较小，沉积加载和均衡补偿在相反的方向上对莫霍面进行调整，两者长期的共同作用导致了莫霍面的相对抬升。

关于冲绳海槽的地壳性质，存在较大争议，国内外普遍存在3种观点：（1）根据地磁和岩石标本分析，认为海槽扩张轴部岩石圈已破裂，已有新生洋壳形成，具有洋壳的性质［34－36］；（2）海槽地壳性质为陆壳，即使有洋壳形成，也仅局限在非常有限的区域内，海槽远未达到洋壳性质［20，23，37－38］；（3）冲绳海槽位于陆壳和洋壳的过渡地带，具有过渡壳的性质［39－42］。根据本文的计算结果初步分析，认为冲绳海槽地壳性质不能一概而定，海槽内不同部位的地壳性质应有所不同。海槽北段地壳减薄，位于陆架前缘坳陷，其沉积较厚，莫霍面变化较南段平缓，总体以陆壳为主；海槽南段沉积较薄，莫霍面变浅，表现为过渡壳性质，局部地堑区地壳充分减薄，断裂、岩浆活动强烈，均衡异常幅值高，热流值高，推测槽下部分地幔热物质沿断裂侵入甚至有可能在地表出露，但仍未大面积表现出洋壳的性质。

5 结论

（1）东海地区沉积层分布与构造走向基本一致，具有东西分带的特征，东海陆架盆地沉积中心位于东部坳陷，西湖凹陷和基隆凹陷最大沉积厚度分别达13 200和12 600m，冲绳海槽盆地沉积层西厚东薄，陆架前缘坳陷沉积最厚达11 000m。

（2）东海地区莫霍面深度为10～32km，由北西到南东依次呈现呈现“凹—凸—凹—凸—凹”的特征，起伏变化西部平缓东部陡峭，地壳由陆壳向洋壳转变。

（3）东海陆架盆地地壳厚度为14～26km，西厚东薄；东海陆架外缘隆褶带地壳变厚；冲绳海槽盆地地壳减薄明显，海槽北段地壳大部分为17～23km，最薄仅14km，海槽南段地壳大部分为14～18km，地壳最薄仅12km；琉球隆褶区地壳急剧加厚至30km；琉球海沟由西到东逐渐减薄至数千米。

（4）东海地区拉张因子为1～3，东海陆架盆地东部和冲绳海槽盆地南部地壳减薄明显，拉张因子分别达到2.6和3。东海陆架盆地基本处于均衡状态；冲绳海槽盆地均衡异常全为正，北部小南部大，初步分析认为，海槽地壳以拉张减薄的过渡壳为主，并无洋壳形成。

（References）：

［1］XU Wei－ling，LE Jun－ying.Tectonic movement and evolution of the East China Sea［J］.Marine Geology ＆ Quaternary Geology，1988，8（1）：9－21.

许薇龄，乐俊英.东海的构造运动及演化［J］.海洋地质与第四纪地质，1988，8（1）：9－21.

［2］XU De－qiong，LI Quan－xing，JIANG Jia－zhen.The Mohorovicic discontinuity in the East China Sea and its geologic significance［J］.Marine Science Bulletin，1983，2（5）：34－41.

徐德琼，李全兴，蒋家祯.东海莫霍面及其地质意义［J］.海洋通报，1983，2（5）：34－41.

［3］JIANG Wei－wei，LIU Shao－hua，HAO Tian－yao，et al.Using gravity data to compute crustal thickness of East China Sea and Okinawa Trough［J］.Progress in Geophysics，2002，17（1）：35－41.

江为为，刘少华，郝天珧，等.应用重力资料估算东海冲绳海槽地壳厚度［J］.地球物理学进展，2002，17（1）：35－41.

［4］HAO Tian－yao，XU Ya，XU Yi，et al.Some new understandings on deep structure in Yellow Sea and East China Sea［J］.Chinese J.Geophys，2006，49（2）：459－468.

郝天珧，徐亚，胥颐，等.对黄海—东海研究区深部结构的一些新认识［J］.地球物理学报，2006，49（2）：459－468.

［5］HAN Bo，ZHANG Xun－hua，PEI Jian－xin，et al.Characteristics of crust－mantle in East China Sea and adjacent regions［J］.Progress in Geophysics，2007，22（2）：376－382.

韩波，张训华，裴建新，等.东海及其邻域壳－幔结构与展布特征［J］.地球物理学进展，2007，22（2）：376－382.

［6］GAO Jin－yao，WANG Jun，YANG Chun－guo，et al.Discussion on back－arc rifting tectonics and its geodynamic regime of the Okinawa Trough［J］.Progress in Geophysics，2008，23（4）：1 001－1 012.

高金耀，汪俊，杨春国，等.冲绳海槽弧后张裂构造及其动力机制讨论［J］.地球物理学进展，2008，23（4）：1 001－1 012.

［7］LIN J Y，SIBUTE J C，HSU S K.Distribution of the East China Sea continental shelf basins and depths of magnetic sources［J］.Earth Planets and Space，2005，57（11）：1 063－1 072.

［8］GAO Jin－yao.China offshore oceanography －marine geophysics［M］.Beijing：Ocean Press，2013.

高金耀.中国近海海洋－海洋地球物理［M］.北京：海洋出版社，2013.

［9］Guo Jun－hua.Seismic sequences and the tectonic restoration of the southern Okinawa Trough［D］.Qingdao：Institute of Oceanology，Chinese Academy of Sciences，2004.

郭军华.冲绳海槽南部地震层序与构造复原［D］.青岛：中国科学院研究生院（海洋研究所），2004.

［10］PARK J O，TOKUYAMA H，SHINOHARA M，et al.Seismic record of tectonic evolution and backarc rifting in the southern Ryukyu island arc system［J］.Tectonophysics，1998，294（1－2）：21－42.

［11］KONG F C，LAWVER L A，LEE T Y.Evolution of the southern Taiwan－Sinzi Folded Zone and opening of the southern Okinawa trough［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2000，18（3）：325－341.

［12］LIU Guang－ding.Geophysical field features of China sea and adjacent regions［M］.Beijing：Geological Publishing House，1992.

刘光鼎.中国海区及邻域地质地球物理系列图集［M］.北京：地质出版社，1992.

［13］ZAI Guang－ming.Petroleum geology of China，Vol.16Oil＆gearing areas on the continental shelf and its neighbouring regions［M］.Beijing：Petroleum Industry Press，1990：445.

翟光明.中国石油地质志卷十六－沿海大陆架及邻海域油气区（上）［M］.北京：石油工业出版社，1990：445.

［14］ZENG Jiu－ling，WANG Chang－qing，XI Ming－hong.The division of areal structural units and the characteristics of geologic structure of East China Sea［C］.Shanghai：The 5th Petroleum Geological Conference of East China Sea，2004.

曾久岭，王常青，席敏红.东海区域地质构造单元划分及地质结构特征［C］.上海：第五次东海石油地质研讨会，2004.

［15］LI Ting－dong，MO Jie.Tectonic framwork of the west Circum－Pacific tectonic tract and the geological evoution of the East Chi－na Sea［J］.Marine Geology ＆Quaternary Geology，2002，22（4）：1－6.

李廷栋，莫杰.中国滨太平洋构造域构造格架和东海地质演化［J］.海洋地质与第四纪地质，2002，22（4）：1－6.

［16］FENG Xiao－jie，CAI Dong－sheng，WANG Chun－xiu，et al.The meso－cenozoic tectonic evolution in East China Sea Shelf Basin［J］.China Offshore Oil and Gas（Geology），2003，17（1）：33－37.

冯晓杰，蔡东升，王春修，等.东海陆架盆地中新生代构造演化特征［J］.中国海上油气（地质），2003，17（1）：33－37.

［17］LIU Jin－shui，LIAO Zong－ting，JIA Jian－yi，et al.The geological structure and tectonic evolution of the East China Sea Shelf Basin［J］.Shanghai Geology，2003（3）：1－6.

刘金水，廖宗廷，贾健谊，等.东海陆架盆地地质结构及构造演化［J］.上海地质，2003（3）：1－6.

［18］Zheng Qiu－gen，ZHOU Zu－yi，CAI Li－guo，et al.Meso－Cenozoic tectonic setting and evolution of East China Sea shelf basin［J］.Oil ＆ Gas Geology，2005，26（2）：197－201.

郑求根，周祖翼，蔡立国，等.东海陆架盆地中新生代构造背景及演化［J］.石油与天然气地质，2005，26（2）：197－201.

［19］MURAUCHI S，DEN N，ASANO S，et al.Crustal Structure of the Philippine Sea［J］.J.Geophys Res，1968，73（10）：3 143－3 171.

［20］HIRATA N，KINOSHITA H，KATAO H，et al.Report on DELP 1988Cruise in the southern Okinawa Trough，Part III：Crustal structure of the southern Okinawa Trough［J］.Bull ERI Univ Tokyo，1991，66（1）：37－70.

［21］LUAN Xi－wu，GAO De－zhang，YU Pu－zhi，et al.The crust velocity structure of a profile in the area of East China Sea and its vicinity［J］.Progress in Geophysics，2001，16（2）：28－34.

栾锡武，高德章，喻普之，等.中国东海及邻近海域一条剖面的地壳速度结构研究［J］.地球物理学进展，2001，16（2）：28－34.

［22］GAO De－zhang，ZHAO Jin－hai，BO Yu－ling，et al.A profile study of gravitative－magnetic and seismic comprehensive survey in the East China Sea［J］.Chinese J.Geophys，2004，47（5）：853－861.

高德章，赵金海，薄玉玲，等.东海重磁地震综合探测剖面研究［J］.地球物理学报，2004，47（5）：853－861.

［23］KLINGELHOEFER F，LEE C S，LIN J Y，et al.Structure of the southernmost Okinawa Trough from reflection and wide－angle seismic data［J］.Tectonophysics，2009，466（3－4）：281－288.

［24］WANG T K，LIN S F，LIU C S，et al.Crustal structure of the southernmost Ryukyu subduction zone：OBS，MCS and gravity modelling［J］.Geophysical Journal International，2004，157（1）：147－163.

［25］MCINTOSH K，NAKAMURA Y，WANG T K，et al.Crustalscale seismic profiles across Taiwan and the western Philippine Sea［J］.Tectonophysics，2005，401（1－2）：23－54.

［26］AI Y S，CHEN Q F，ZENG F，et al.The crust and upper mantle structure beneath southeastern China［J］.Earth and Planetary Science Letters，2007，260（3－4）：549－563.

［27］PARKER R L.The rapid calculation of potential anomalies［J］.Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society，1973，31（4）：447－455.

［28］MCKENZIE D.Some remarks on the development of sedimentary basins［J］.Earth and Planetary Science Letters，1978，40（1）：25－32.

［29］ZHANG Yun－fan，SUN Zhen，ZHOU Di，et al.The characteristics of cenozoic crustal thinning and its dynamic significance at northern continental margin of the South China Sea［J］.Science China，2007，37（12）：1 609－1 616.

张云帆，孙珍，周蒂，等.南海北部陆缘新生代地壳减薄特征及其动力学意义［J］.中国科学 D辑，2007，37（12）：1 609－1 616.

［30］ZHANG Hui－fang.Explaination for data of DSS profiles at Quan－Shan area in the coast of southeast China［J］.Earthquake Research in China，1988，4（2）：96－105.

章惠芳.中国东南沿海地区泉汕爆破深地震测深资料的再解释［J］.中国地震，1988，4（2）：96－105.

［31］XIONG Shao－bai，LIU Hong.Crust Mantle Structure of Zhejiang Anhui Region and the Boundary between Yangzi Block and Huanan Block［J］.Progress in Geophysics，2000，15（4）：3－17.

熊绍柏，刘宏兵.浙皖地区地壳—上地幔结构和华南与扬子块体边界［J］.地球物理学进展，2000，15（4）：3－17.

［32］YAO Bao－hua，ZHANG Zhen－quan，WANG Jia－lin，et al.Prospecting and research on fine crustal structure by using multi－geophysics survey methods in Shanghai region［J］.Chinese J.Geophys，2007，50（2）：482－491.

姚保华，章振铨，王家林，等.上海地区地壳精细结构的综合地球物理探测研究［J］.地球物理学报，2007，50（2）：482－491.

［33］HAO Chong－tao YE Hong.The Cenozoic rate of crustal stretching of the East China Sea Shelf Basin［J］.Scientia Geologica Sinica，1999，34（1）：29－39.

郝重涛，叶洪.东海陆架盆地新生代扩张率的估算［J］.地质科学，1999，34（1）：29－39.

［34］LIANG Rui－cai，WANG Shu－gong，WU Jin－Long.Preliminary study on geophysical field and the new crust in the middle of the Okinawa Trough［J］.Marine Geology ＆Quaternary Geology，2001，21（1）：57－64.

梁瑞才，王述功，吴金龙.冲绳海槽中段地球物理场及对其新生洋壳的认识［J］.海洋地质与第四纪地质，2001，21（1）：57－64.

［35］LETOUZEY J，KIMURA M.The Okinawa Trough：Genesis of a back－arc basin developing along a continental margin［J］.Tectonophysics，1986，125（1－3）：209－230.

［36］MASAAKI K.Back－arc rifting in the Okinawa Trough［J］.Marine and Petroleum Geology，1985，2（3）：222－240.

［37］ZHOU Zu－yi，LIAO Zong－ting，JIN Xing－chun，et al.Okinawa Trough：The highest stage of continental tension rifting in backarc setting［J］.Marine Geology ＆Quaternary Geology，2001，21（1）：51－55.

周祖翼，廖宗廷，金性春，等.冲绳海槽—弧后背景下大陆张裂的最高阶段［J］.海洋地质与第四纪地质，2001，21（1）：51－55.

［38］WU You－lin，LIN Ge，FAN Wei－ming，et al.Exploration on the formation and evolution back－arc basins－example of continental margins in East Asia［J］.Marine Geology ＆Quaternary Geology，1996，16（4）：63－69.

吴有林，林舸，范蔚茗，等.弧后盆地的形成与演化探讨——以东亚陆缘区为例［J］.海洋地质与第四纪地质，1996，16（4）：63－69.

［39］JIN Xiang－long，YU Pu－zhi，LIN Mei－hua，et al.Preliminary study on the characteristics of crustal structure in the Okinawa Trough［J］.Oceanologia et Limnologia Sinica，1983，14（2）：105－116.

金翔龙，喻普之，林美华，等.冲绳海槽地壳结构性质的初步探讨［J］.海洋与湖沼，1983，14（2）：105－116.

［40］JIN Xiang－long，ZHUANG Jie－zao，TANG Bao－jue，et al.The structural features of Okinawa Trough by seismic reflection［J］.Oceanologia et Limnologia Sinica，1985，16（6）：481－489.

金翔龙，庄杰枣，唐宝珏，等.冲绳海槽反射地震的结构特征［J］.海洋与湖沼，1985，16（6）：481－489.

［41］HAO Tian－yao，LIU Jian－hua，Guo Feng，et al.Research on crustal structure and lithosphere property in the Okinawa area［J］.Chinese J.Geophys，2004，47（3）：462－468.

郝天珧，刘建华，郭锋，等.冲绳海槽地区地壳结构与岩石层性质研究［J］.地球物理学报，2004，47（3）：462－468.

［42］GAO Jin－yao，ZHANG Tao，FANG Yin－xia，et al.Faulting，magmatism and crustal oceanization of the Okinawa Trough［J］.Acta Oceanologica Sinica，2008，30（5）：62－70.

高金耀，张涛，方银霞，等.冲绳海槽断裂、岩浆构造活动和洋壳化进程［J］.海洋学报（中文版），2008，30（5）：62－70.