菲律宾海板块地壳结构特征:基于地震约束的重力反演

Crustal Structure of Philippine Sea Plate: Insights from Gravity Inversions Constrained by Deep Seismic

摘要

为了深入理解菲律宾海板块各地质构造单元的深部结构以及九州‒帕劳洋脊地壳特征，利用卫星测高重力异常，结合研究区域水深、沉积层厚度及洋壳年龄数据校正变密度沉积层重力效应和热扰动重力效应，并利用KPR上OBS剖面得到的莫霍面深度作为重力反演莫霍面的约束，计算了菲律宾海板块研究区的莫霍面深度及地壳厚度.结果显示菲律宾海板块整体地壳厚度呈现从西到东、从南到北依次增厚的特征.西菲律宾海盆莫霍面深度在10 km左右，地壳厚度在4 km左右.帕里西维拉海盆地壳厚度平均在7 km左右，大于年老的西菲律宾海盆.九州‒帕劳洋脊地壳厚度最厚为14 km，在18°~19°N处厚度为8 km左右，接近帕里西维拉海盆洋壳厚度，不存在局部显著增厚地壳，KPR地壳为弧后岩浆活动改造的洋壳，而非成熟岛弧地壳.

Abstract

In order to understand the deep structure of the geological tectonic units of the Philippine Sea plate and the crustal feature of the Kyushu-Palau Ridge, this paper uses satellite gravity anomaly, combined with the bathymetry, sediment thickness and oceanic crust age data in the study area to correct the gravity effects of sediment and thermal disturbance. The Moho depth and crustal thickness of the Philippine Sea plate were calculated by combining Moho depth data from OBS profiles cross the KPR as constraints. The results show that the overall crustal thickness of the Philippine Sea plate is characterized by a gradual increase from west to east and from south to north. The Moho depth of the West Philippine Basin is about 10 km, with a crustal thickness of about 4 km. The average crustal thickness of the Parece Vela Basin is about 7 km, which is larger than that of the older West Philippine Basin.The crustal thickness of the Kyushu-Palau Ridge is 14 km at the maximum. In the 18°-19°N segment of the KPR, the crust is about 8 km, which is similar to the normal oceanic crust thickness in the Parece Vela Basin. There is no significant thickening crust. The crustal properties of the KPR are oceanic crust that has been thickened by back-arc magmatism, rather than mature island arc crust.

Graphical abstract

关键词

西菲律宾海盆 / 九州‒帕劳洋脊 / 帕里西维拉海盆 / 地壳厚度 / 地壳性质 / 海洋地质学.

Key words

West Philippine Basin / Kyushu⁃Palau Ridge / Parece Vela Basin / crustal thickness / crustal property / marine geology

0 引言

菲律宾海板块（Philippine Sea Plate，PSP）位于印度‒澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋板块的交汇处，东部以伊豆‒小笠原和马里亚纳海沟（Izu⁃ Bonin⁃Marina，IBM）为界与太平洋板块相接；东南部以雅浦海沟、帕劳海沟为界与卡洛琳板块相邻；西北及西部以南海海槽、琉球海沟、马尼拉海沟和菲律宾海沟为界与欧亚板块相接（Fang et al.， 2011；吴时国等， 2013）.菲律宾海板块整体呈菱形，以中部近南北走向的九州‒帕劳洋脊（Kyushu⁃Palau Ridge，KPR）为界，将其分为西部的西菲律宾海盆（West Philippine Basin，WPB）和东部的帕里西维拉海盆（Parece Vela Basin）及四国海盆（Shikoku Basin）.西菲律宾海盆最早发育，一般认为是在~50~35 Ma通过弧后扩张形成；KPR被认为是太平洋板块俯冲相关的火山弧，在30 Ma发生裂离，形成KPR残留弧及东侧的Izu⁃Bonin⁃Marina岛弧，随后的弧后扩张至~15 Ma形成帕里西维拉海盆和四国海盆；在7 Ma左右Izu⁃Bonin⁃Marina岛弧又裂离为西侧不活动的西马里亚纳脊（West Mariana Ridge）和东侧现今仍活动的马里亚纳弧（Mariana Arc），两者之间为马里亚纳海槽（Mariana Trough）（Deschamps et al.， 2002； Sdrolias et al.， 2004； Taylor and Goodliffe， 2004）.

由于菲律宾海板块完全被俯冲边界包围，自诞生以来一直与周围板块相互作用，经历了板块碰撞、岛弧形成、弧后扩张的复杂演化过程，是研究西太平洋地区板块俯冲起始、海盆初始扩张的动力学机制及构造演化等地质科学问题的理想场所和关键区域（Hall et al.， 1995； Hall， 2002； Taylor and Goodliffe， 2004； 石学法和鄢全树， 2013；丁巍伟和李家彪， 2019； 李春峰等， 2019； Sun et al.， 2020；彭希等，2022； 解习农等， 2022）.同时，鉴于KPR在西太平洋海洋权益中越来越重要的作用，日本布设了多条横穿KPR的OBS（Ocean Bottom Seismometer）剖面，并发表研究结果认为KPR地壳厚度在8~23 km之间，存在局部厚地壳（Nishizawa et al.， 2007，2016），企图以此作为有利于其外大陆架划界的科学依据.

利用重力异常来反演计算莫霍面深度是研究地壳厚度结构的有效手段（Oldenburg， 1974；Gómez⁃Ortiz and Agarwal， 2005）.日本学者 Ishihara and Koda基于实测的海洋重力数据利用传统的重力反演方法计算了菲律宾海的地壳厚度（Ishihara and Koda， 2007）.Yen et al.（2015）利用来自NGDC的自由空间重力异常通过重力界面反演得到整个菲律宾海板块地壳厚度；Wang et al.（2017）利用Bureau Gravimétrique International （BGI，http：//bgi.omp.obs-mip.fr/）的WGM2012重力模型资料对西菲律宾海盆的局部构造做了细致分析.尽管这些计算都没有加入地震资料探测结果的约束，但在整个KPR上都没有出现厚度超过20 km的局部厚地壳.2020年我国“大洋号”调查船在KPR南部采集的OBS剖面研究也表明，KPR南段地壳厚度在6~12 km之间，是正常的增厚洋壳，不存在厚的中地壳（Niu et al.， 2022； Wei et al.， 2022）.

为更进一步准确了解菲律宾海板块及KPR整体地壳结构特征，本文利用卫星测高重力异常，通过变密度沉积层重力效应改正和不同年龄洋壳的热扰动重力效应改正，以更合理地提取莫霍面重力异常；其次，利用16条KPR上的OBS剖面识别的莫霍面深度作为重力反演的约束信息，特别强调的是，这其中不包含KPR上被解释的局部厚地壳约束点.通过完备的重力异常校正和地震识别的莫霍面约束信息的加入，反演得到了菲律宾海板块的地壳厚度，对深入理解菲律宾海板块各地质构造单元的深部结构和九州‒帕劳洋脊的地壳性质有重要帮助.

1 地质背景

菲律宾海板块晚中生代以来构造演化的主要动力来源于太平洋板块的运动.55 Ma以前，菲律宾海板块位于赤道以南，东部有一个扩张的洋脊（Hall， 2002）.50 Ma，菲律宾海板块经历了快速旋转；43 Ma左右，太平洋板块俯冲方向由NNW向变为NWW向，使得太平洋板块西部边缘的转换断层构造转变成了俯冲带，并且伴随着强烈的弧后岩浆活动，形成了古伊豆‒博宁‒马里亚纳岛弧（Izu⁃ Bonin⁃Marina，IBM），在30 Ma左右西菲律宾海盆的扩张基本停止.29 Ma左右，菲律宾板块开始向西北运动，并发生顺时针旋转，伊豆‒小笠原‒马里亚纳海沟开始向东后退，四国和帕里西维拉海盆开始近纬向的弧后扩张，古伊豆‒博宁‒马里亚纳岛弧（IBM）开始裂离，西侧残留弧即为九州‒帕劳洋脊（KPR）（Hall et al.， 1995；Hall， 2002； Sdrolias et al.， 2004）.15 Ma左右四国盆地和帕里西维拉海盆扩张停止，菲律宾海板块基本不再转动，开始向西运动，俯冲于吕宋‒菲律宾岛弧与琉球岛弧下，形成琉球海沟和菲律宾海沟（Fang et al.， 2011）.

九州‒帕劳洋脊（KPR）位于菲律宾海板块中部，西接西菲律宾海盆，东邻四国海盆和帕里西维拉海盆，北面俯冲于日本南海海槽，近南北向延伸约2 750 km，宽约90 km，北部和南部由数百个狭长的海山链组成（Tang et al.， 2011）.在约30 Ma海底扩张形成四国和帕里西维拉海盆之前，KPR与现代IBM岛弧一起组成了古IBM岛弧，是太平洋板块向菲律宾海板块俯冲的产物（Ishizuka et al.， 2011）.在帕里西维拉海盆和四国盆地的弧后扩张过程中，古IBM弧开始裂离，后随菲律宾海板块向北运动并旋转至目前所在位置，形成现今具火山弧构造背景的九州‒帕劳洋脊.因此，KPR是一条具洋壳基底的残余洋内弧（Fang et al.， 2011）.

2 数据及方法

2.1　数据来源

本文研究区域范围为125°~150°E、5°~35°N.使用的水深地形数据来自海洋水深图的全球 15⁃弧秒网格水深数据集GEBCO_2020 Grid （#gebco_2020），沉积物厚度数据来源于NGDC（National Geophysical Data Center， America）公布的全球大洋及边缘海沉积物厚度数字模型网格，网格间距为5′×5′（Straume et al.， 2019）.洋壳年龄数据来源于Müller et al. （2008）发表的全球洋壳年龄模型，网格间距为2′×2′.研究采用的自由空间重力异常为由CryoSat⁃2和Jason⁃1卫星和现有数据联合构建的全球海洋重力模型，网格间距为1′×1′（Sandwell et al.， 2014）.采用墨卡托投影，将水深、重力、沉积物和洋壳年龄数据用克里格法统一重采样为5 km×5 km的网格.

为利用地震资料探测的莫霍面深度在重力反演时进行约束，本文收集了研究区九州‒帕劳洋脊共16条OBS剖面，其中14条来自Nishizawa et al. （2016），但舍去了其中莫霍面深度过深的部分；另外两条分别来自Wei et al. （2022）和Niu et al.（2022），具体的测线位置见图2.

2.2　计算方法

本文计算莫霍面深度的流程如下：（1）自由空间重力异常数据和水深地形数据经Fa2boug程序计算（Fullea et al.， 2008），消除水深地形的重力效应；（2）使用Parker正演法（Parker， 1973）得到沉积层重力异常，去除后得到沉积层改正后的布格重力异常；（3）计算岩石圈热扰动重力效应，去除后得到热改正后的布格重力异常；（4）利用改进后的“三维重力约束反演方法”（吴招才等， 2017），结合改正后的重力异常与莫霍面深度约束点计算莫霍面深度与地壳厚度，计算流程如图3所示.

Fig.3　Flowchart of gravity inversion for determining Moho depth

2.2.1　水深地形重力效应校正

水深地形重力效应，采用Fa2boug程序计算（Fullea et al.， 2008），每个网格点的完全布格值均消除了以该点为中心、半径为167 km范围内水层及地形变化的重力效应，既保证了计算精度，又提高了计算效率.

2.2.2　沉积层重力效应校正

计算沉积层重力效应时，本文首先将沉积层沿垂向上均分为50层，采用沉积压实模型（Sclater and Christie， 1980）计算每个分层随深度变化的密度：

\rho \left(z\right)={\rho }_{\mathrm{f}}\mathrm{g}{\phi }_{\mathrm{0}}\mathrm{g}{\mathrm{e}}^{-z/d}+{\rho }_{\mathrm{g}}\left(\mathrm{1}-{\phi }_{\mathrm{0}}\mathrm{g}{\mathrm{e}}^{-z/d}\right)，（1）

其中：{\rho }_{\mathrm{f}}为海水密度，取1.03 g·cm^-3；{\rho }_{\mathrm{g}}为沉积层基底密度，取2.80 g·cm^-3；{\phi }_{\mathrm{0}}为孔隙度，取0.8，无量纲；d为深度衰减参数，取1.5 km（Su et al.， 1989； Braitenberg et al.， 2006； 吴招才等， 2017）.然后使用Parker法（Parker， 1973）正演逐层计算沉积物重力效应，并做累加后得到的总沉积层重力效应，计算结果如图4a.

2.2.3　热扰动重力效应校正

大陆岩石圈伸展变薄、破裂形成海洋岩石圈，并伴随地温迅速上升，岩石圈密度发生横向变化产生热扰动重力异常（Chappell and Kusznir， 2008），使用纯剪模型（McKenzie， 1978）计算岩石圈地幔的温度场，温度随深度变化公式可表达为：

T\left(z\right)=T_{\mathrm{1}}\left\{\mathrm{1}-\frac{z}{a}+\frac{\mathrm{2}}{\pi }{\sum }_{n=\mathrm{1}}^{\mathrm{\infty }}\frac{{(-\mathrm{1})}^{n+\mathrm{1}}}{n}\left[\frac{\beta }{n\pi }\mathrm{s}\mathrm{i}\mathrm{n}\frac{n\pi }{\beta }\right]\times \mathrm{e}\mathrm{x}\mathrm{p}\left(\frac{-n^{\mathrm{2}}t}{\mathrm{\tau }}\right)\mathrm{s}\mathrm{i}\mathrm{n}\frac{n\pi z}{a}\right\}，（2）

其中：T_{\mathrm{1}}为岩石圈底界面温度，取为1 333 ℃；z为以模型基底为基准面的目标点深度；a为原始岩石圈厚度；β为岩石圈拉张因子，洋壳内取为∞；t为洋壳年龄；τ为岩石圈冷却热衰减常数（McKenzie， 1978； McKenzie et al.， 2005； 吴招才等， 2017）.热膨胀引起的岩石圈密度变化则可以表达为热膨胀系数与温度场的函数.

\rho \left(T\right)={\rho }_{\mathrm{0}}\left[\mathrm{1}-\alpha T\left(T-T_{\mathrm{0}}\right)\right]，(3)

其中：{\rho }_{\mathrm{0}}为正常温度T_{\mathrm{0}}条件下的地幔密度，取3.3 g/cm³，T_{\mathrm{0}}取273 K；作为一个校正项而言，影响重力反演结果的是密度横向上的变化而非密度绝对值，所以{\rho }_{\mathrm{0}}与T_{\mathrm{0}}不再在界面反演过程中做出调整.\alpha是热膨胀系数，取3.28×10^-5.将岩石圈横向上的温度变化转化为密度变化，由此正演每个水平层在观测面上的重力异常，最后求和得到整个岩石圈的热扰动重力效应，结果如图4b.将其和图4a一起从布格重力异常中扣除后得到主要反映莫霍面深度变化的剩余重力异常，结果如图4c所示.

2.2.4　三维重力约束反演方法

本研究采用改进后的三维重力约束界面反演算法反演莫霍面（吴招才等， 2017），以使得重力反演结果更贴近地震观测的莫霍面.具体计算步骤如下：（1）根据莫霍面深度控制点与去除沉积层重力效应和热扰动重力效应的布格重力异常进行线性回归计算，得到初始莫霍面深度；（2）计算初始莫霍面重力异常与布格重力异常差值，用重力异常差值反演莫霍面深度改正值；（3）叠加莫霍面深度改正值，得到新的莫霍面深度，并计算与地震约束点的均方根误差；（4）重复步骤（2）与步骤（3），计算迭代后的均方误差，使均方根误差达到最小，得到最终反演结果.

经过5次迭代后与莫霍面深度反演结果与地震控制点的均方根（RMS）误差为1.84，局部误差基本控制在5 km范围内，［-2 km， 2 km］误差区间占比为76%，［-4 km， 4 km］误差区间占比达到97%（图5），整体反演结果可靠.最后得到的莫霍面深度减去水深和沉积厚度后得到的地壳厚度结果如图6所示.

3 结果与讨论

3.1　菲律宾海板块的地壳厚度特征

菲律宾海板块地壳厚度结果（图6）显示，西菲律宾海盆莫霍面深度10 km左右，地壳厚度为4~ 5 km.四国及帕里西维拉海盆地壳厚度在7 km左右，厚于西菲律宾海盆.九州‒帕劳洋脊莫霍面深度在12~16 km之间，地壳厚度在7~14 km之间，平均在10 km左右.菲律宾海板块东部，伊豆弧和博宁弧的地壳厚度在16 km左右，显示出明显的岛弧地壳特征.大东脊、冲大东脊地壳厚度相对较厚，在 12 km左右，这与Yen et al. （2015）通过重力反演得到的结果相近.菲律宾海板块整体地壳厚度呈现从西到东、从南到北依次增厚的现象.

结合区域水深、莫霍面深度以及地壳厚度，沿纬向10°N、15°N、20°N和经向130°E、140°E共5条剖面（图6），展示整个菲律宾海板块不同构造单元的地壳结构特征.

10°N纬向剖面主要经过西菲律宾海盆、九州‒帕劳洋脊、帕里西维拉海盆.其中菲律宾海沟处水深、莫霍面深度和地壳厚度变化较大，而在西菲律宾海盆处水深平稳，稳定在6 km左右，莫霍面深度在10 km左右，同地壳厚度变化相近，波动较小.由此可见西菲律宾海盆洋壳结构较为稳定，处于均衡状态.九州‒帕劳洋脊处水深相对较浅，莫霍面深度在14 km左右，地壳厚度相比于东西两侧海盆厚，厚度可达10 km.帕里西维拉海盆处平均水深约为 4 km，有较大波动，莫霍面深度较大可达15 km，地壳厚度普遍在6 km以上，地壳厚度变化波动大.

15°N纬向剖面主要经过西菲律宾海盆、九州‒帕劳洋脊、帕里西维拉海盆、西马里亚纳海脊以及马里亚纳海脊.西菲律宾海盆水深基本无变化，稳定在6 km左右；莫霍面深度也基本稳定在10 km左右.地壳厚度平均在5 km左右，比其南部的洋壳厚度略厚.九州‒帕劳洋脊处水深变浅，莫霍面深度最深可达14 km，地壳厚度在11 km左右，变化较大.帕里西维拉海盆处地壳厚度在7 km左右，水深和莫霍面深度变化不明显.西马里亚纳海脊莫霍面深度增加到近16 km，地壳厚度近 14 km，而马里亚纳海脊处地壳厚度可达到16 km.

20°N纬向剖面主要经过西菲律宾海盆、九州‒帕劳洋脊、帕里西维拉海盆、西马里亚纳海脊以及马里亚纳海脊.西菲律宾海盆无论是水深还是莫霍面深度以及地壳厚度都比较稳定，地壳厚度在4 km左右.九州‒帕劳洋脊处地壳厚度变化较大，最厚可达12 km；帕里西维拉海盆处地壳厚度在7 km左右，莫霍面深度变化波动较小.东部西马里亚纳海脊和马里亚纳海脊则有着更厚的地壳厚度，可达16 km以上.

130°E经向剖面主要经过欧亚板块、琉球海沟以及西菲律宾海盆.西菲律宾海盆在0~15°N范围内无论是水深、莫霍面深度还是地壳厚度变化波动不大，水深在5 km左右，莫霍面深度在8~10 km内，而在中央扩张脊（16°N）附近水深急剧变化，莫霍面深度基本稳定，因此导致地壳厚度出现起伏.再往北到达冲大东脊，水深变浅，莫霍面深度变深，地壳厚度随之增大，在琉球海沟以及欧亚大陆莫霍面深度及地壳厚度则呈现显著增大趋势.总体而言，西菲律宾海盆地壳厚度北部略大于南部.

140°E经向剖面主要经过伊豆‒博宁海脊和帕里西维拉海盆.帕里西维拉海盆水深，莫霍面以及地壳厚度变化波动较小，地壳厚度在6 km左右.向北伊豆‒博宁海脊处地壳厚度显著增大，接近16 km.

地壳厚度和其形成年代具有相关关系，由于洋壳形成后的冷却沉降，在古扩张中心两侧，随着洋壳年代的变老，地壳厚度会随之增大.但是研究区地壳厚度反演结果显示更年轻的帕里西维拉海盆地壳厚度更大，而更老的西菲律宾海盆地壳厚度更小.一般认为洋壳厚度也受控于洋壳生成时的岩浆供给量，现今的Manus地幔柱在50 Ma左右位于菲律宾海板块边缘之下，可能是这个地幔柱的打开导致了广泛的岩浆活动，在大约45 Ma之前，该热点接近菲律宾海板块的东部边界，西菲律宾海盆在Manus地幔柱之上打开（Hall， 2002； Wu et al.， 2016），洋壳生成受限于单一热点，岩浆供给量有限；而帕里西维拉海盆是在原IBM沟‒弧系统形成以后生成，伴随着弧火山活动以及弧后岩浆活动（Okino et al.， 1999； Sdrolias et al.， 2004），为帕里西维拉海盆洋壳生成持续供给提供岩浆，岩浆供给量比西菲律宾海盆生成时更足.因此，这种不同构造环境中岩浆供给量差异可能是造成西菲律宾海盆和帕里西维拉海盆的地壳厚度差异的主要原因.

3.2　九州‒帕劳洋脊的地壳厚度特征

九州‒帕劳洋脊复杂的构造背景使其地壳性质一直存在争议，而地壳厚度结构是认识KPR地壳属性的关键要素.目前在30°~13°N之间已有多条垂直KPR的地震剖面布设，但仍难以从北向南获得整个KPR的地壳厚度结构.从图6显示的地壳厚度结果看，九州‒帕劳洋脊的地壳厚度在7~14 km之间，帕里西维拉海盆地壳厚度在6~8 km之间，西菲律宾海盆地壳厚度在4~5 km之间；KPR地壳厚度明显大于两侧海盆，地壳厚度8 km的等厚线可以作为KPR边界（Ding et al.， 2022），据此确定的KPR地壳厚度平面分布如图7a所示，图7b展示了九州‒帕劳洋脊沿脊的水深、莫霍面深度以及地壳厚度变化.

图7显示KPR整体地壳厚度在7~14 km之间，根据KPR沿脊地壳厚度特征可以将KPR分为三段：北段在23°~30°N之间，NW⁃SE走向，地壳厚度在12 km左右，在26°N附近地壳厚度最大，达到 14 km，该处也是大东脊（Daito Ridge）与KPR的连接点，该处岩石年龄为48 Ma，是沿脊最老岩石年龄（Ishizuka et al.， 2011）；中段在23°~15°N之间，NE⁃SW走向，地壳厚度平均为10 km左右，最薄的区域出现在18°~19°N处，薄至约8 km，与帕里西维拉海盆正常洋壳厚度相近，Tang et al. （2011）通过KPR中段的地貌及地球物理场特征得出KPR在此处是断开的、不连续的；南段在15°~10°N之间，近南北走向，地壳厚度平均在11 km左右.KPR沿脊火山岩岩石年龄主要分布在22~ 30 Ma（Ishizuka et al.， 2011），无明显线性变化.KPR沿脊火山岩岩石年龄与四国和帕里西维拉海盆的扩张时期同步（22~30 Ma）（Sdrolias et al.， 2004），说明KPR的地壳结构更多受四国和帕里西维拉海盆弧后扩张的岩浆活动影响.

成熟岛弧地壳厚度一般在20 km左右，且存在中地壳（White et al.， 1984）.Nishizawa et al. （2016）解释在KPR 17°~19°N之间的kpr22、kpr24两条剖面显示的KPR地壳厚度比正常洋壳增厚近10 km，认为KPR也是成熟岛弧（Nishizawa et al.， 2007）.2020年，我国在KPR实施了KPR2020⁃2和KPR2020⁃3两条OBS剖面探测，结果显示KPR地壳厚度虽比普通洋壳厚，但是缺少中地壳，厚度为6~12 km，比IBM弧等成熟岛弧地壳要薄得多（Niu et al.， 2022； Wei et al.， 2022）.

在KPR中段和南段重力反演的地壳厚度在 10 km左右，未发现地壳显著增厚（图9e），与Nishizawa et al. （2016）的kpr22、kpr24两条剖面显示的地壳厚度偏差较大（图9a、9b），但与KPR2020⁃2和KPR2020⁃3两条剖面显示的地壳厚度的偏差都在2 km之内（图9c、9d）.依据kpr22剖面显示的增厚地壳的分层结构，利用沉积基底和6.4 km/s速度等值线界定的上下地壳分界，构建五层密度模型并进行重力正演拟合，由上至下各层密度为：海水层1.03 g/cm³、沉积层2.10 g/cm³、上地壳 2.60 g/cm³、下地壳2.80 g/cm³、上地幔3.30 g/cm³.重力正演拟合结果（图10）也显示增厚近10 km的相对低密度地壳的重力异常难以拟合观测重力异常.

因此本文在使用OBS剖面进行莫霍面反演约束时，舍去了部分剖面莫霍面深度过深的部分，不合理的约束点会使得重力反演莫霍面精度降低.反演得到的九州‒帕劳洋脊地壳厚度在7~14 km之间，不存在显著增厚地壳，其地壳性质可能为被弧后岩浆活动改造的洋壳，而非成熟岛弧地壳.

4 结论

本文介绍了利用三维重力约束反演方法对菲律宾海板块的莫霍面深度及地壳厚度的研究.结果揭示了以下主要特征：

（1）西菲律宾海盆莫霍面深度在10 km左右，地壳厚度为4~5 km，帕里西维拉海盆地壳厚度在7 km左右，年轻的帕里西维拉海盆比年老的西菲律宾海盆地壳厚度更厚，可能是海盆产生时构造环境不同导致岩浆供给量差异造成的.

（2）九州‒帕劳洋脊莫霍面深度在12~16 km之间，地壳厚度为7~14 km，不存在显著增厚地壳；在18°~19°N处薄至8 km左右，与东侧帕里西维拉海盆的洋壳厚度接近，揭示KPR地壳可能为被弧后岩浆活动改造的洋壳，而非成熟岛弧地壳.

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基金资助

国家重点研发计划项目(2023YFC2808805)

国家自然科学基金项目(42076078)

中国‒莫桑比克联合航次项目(GASI⁃01⁃DLJHJ⁃CM)