馬里亞納海溝南段TS01測線的廣角地震探測和地殼結(jié)構(gòu)

李子正, 丘學(xué)林, 賀恩遠, 張浩宇, 王強

1 中國科學(xué)院南海海洋研究所, 邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室, 廣州 510301 2 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(廣州), 廣州 511458 3 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣州 510301 4 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049 5 中石化石油物探技術(shù)研究院有限公司, 南京 211103 6 海洋地質(zhì)調(diào)查研究所, 福建省廈門地質(zhì)工程勘察院, 福建廈門 361008 7 自然資源部丘陵山地地質(zhì)災(zāi)害防治重點實驗室, 福建省地質(zhì)工程勘察院, 福州 350002

0 引言

海底高原的俯沖會對俯沖系統(tǒng)產(chǎn)生一系列影響,例如:影響弧后擴張進而改變俯沖帶平面展布,加劇對弧前的構(gòu)造侵蝕,也可能造成弧前地塊的抬升變形等(Miura et al., 2004; Bangs et al., 2003; Wallace et al., 2008).除此之外,數(shù)值模擬的結(jié)果表明,俯沖角度減小、巖漿活動減弱等現(xiàn)象同樣與海底高原俯沖有關(guān)(Gerya et al., 2009).

在馬里亞納海溝最南段,東端是太平洋地殼俯沖,俯沖角度較大;西端則靠近水深較淺的卡羅琳海底高原,俯沖角度較小;其上覆板片的巖漿活動和構(gòu)造演化與輸入板片存在密切聯(lián)系,是研究海底高原俯沖動力學(xué)和巖漿過程的極好場所(Martinez et al., 2018; Zhu et al., 2019).但是,馬里亞納海溝最南段已有的深地震測線結(jié)果較少,靠近卡羅琳海底高原區(qū)域的研究相對空白;因此有必要進一步開展卡羅琳海底高原附近跨越海溝地殼結(jié)構(gòu)的研究,得到對馬里亞納俯沖系統(tǒng)新的認識.

廣角地震探測和重力模擬是研究海溝區(qū)域殼、幔特征的有效方式,前者可以獲取海溝地殼和上地幔的精細速度結(jié)構(gòu),而重力模擬常常作為其補充,可以分辨大尺度的橫向密度變化,尤其是在射線覆蓋較少的下地殼和上地幔區(qū)域(Shulgin et al., 2009; Planert et al., 2010; Scherwath et al., 2010; Contreras-Reyes et al., 2011; Doo et al., 2015).本文基于2016年采集的TS01測線進行走時試算和模擬,結(jié)合對衛(wèi)星重力異常的計算模擬,獲取其地殼結(jié)構(gòu)特征.

1 區(qū)域地質(zhì)背景

馬里亞納海溝是太平洋板塊向菲律賓海板塊俯沖形成的,構(gòu)造活動劇烈,是研究俯沖帶深部構(gòu)造和俯沖系統(tǒng)演化歷史的理想場所(圖1a).自～50 Ma初始俯沖以來,馬里亞納海溝中段和北段具有強烈的島弧巖漿作用和弧后擴張活動,形成了典型的溝-弧-盆體系(Stern, 2004):第一輪弧后擴張持續(xù)到15 Ma,這次弧后擴張形成了四國海盆(Shikoku Basin)和帕里西維拉海盆(Parece Vela Basin),殘余的九州—帕勞海脊(Kyushu-Palau Ridge)停留在海盆西側(cè);自～8 Ma起,第二次的島弧裂解和弧后擴張形成了馬里亞納海槽(Mariana Trough),海槽兩側(cè)是西馬里亞納海脊(West Mariana Ridge)和馬里亞納火山島弧(Mariana Ridge).由于弧后擴張速率的差異,以及南北兩端海底高原的俯沖,海溝和島弧南北展布呈現(xiàn)弓形(Miller et al., 2006).在馬里亞納俯沖帶中部和北部區(qū)域,日本和美國科學(xué)家進行了大量的主動源反射、折射地震以及重力觀測,得到了弧前、島弧和弧后盆地的二維、三維殼幔速度結(jié)構(gòu),以及俯沖的太平洋板片的地殼特征(Suyehiro et al., 1996; Kitada et al., 2006; Oakley et al., 2008; Kim et al., 2009; Takahashi et al., 2009;Cai et al., 2018).

馬里亞納海溝南段通常指關(guān)島以南區(qū)域(圖1b),由于卡羅琳海底高原(Caroline Plateau)碰撞對弧后擴張速率的影響,這里的海溝轉(zhuǎn)變?yōu)榻鼥|西走向,且俯沖板片、弧前區(qū)域的特征與海溝中部、北部有顯著不同(Fujiwara et al., 2000; Kobayashi, 2004; Martinez et al., 2018).在關(guān)島西南側(cè)的弧前區(qū)域,平行于海溝的弧前擴張分裂了始新世—中新世的弧前地塊,這里新地殼增生且伴隨廣泛的構(gòu)造變形,殘余的島弧地塊夾雜其中(Martinez et al., 2018).馬里亞納海溝南段西端,殘余的弧前地塊相對完整,弧前地塊后方的西南馬里亞納裂谷(South West Mariana Rift,SWMR)仍然處于構(gòu)造張裂階段(Martinez et al., 2018; Sleeper et al., 2021).在靠近雅浦(Yap)海溝的地方,難以識別到殘余的始新世—中新世弧前地塊,也幾乎不存在溝-弧-盆體系(圖1b).馬里亞納海溝南段最深點位于“挑戰(zhàn)者深淵”,也是世界的最深點,可達10956 m(Lim et al., 2013);受到卡羅琳海底高原俯沖的影響,海溝和俯沖板片水深在平行海溝方向逐漸變淺(圖1c).除此之外,在靠近海溝區(qū)域,俯沖板片彎曲產(chǎn)生了大量平行海溝的正斷層,平均斷距達320 m,遠大于馬里亞納海溝中部和北部,造成了更為強烈的地幔蛇紋石化(Zhou and Lin, 2018; Wan et al., 2019; Zhu et al., 2021; He et al., 2022).盡管馬里亞納海溝南段在水深、構(gòu)造等特征上有諸多特殊性,但是由于這里遠離陸地,以往對這里的研究較少.為此,中國科學(xué)家在馬里亞納海溝南段進行了一系列主、被動源探測作業(yè),旨在獲取馬里亞納海溝南段的精細殼幔結(jié)構(gòu)和俯沖動力學(xué)過程等關(guān)鍵信息(Wan et al., 2019; Zhu et al., 2019, 2021; He et al., 2022).本文中的TS01測線位于馬里亞納海溝南段最西端,靠近卡羅琳海底高原和雅浦海溝,馬里亞納海溝在此處變淺并逐漸尖滅.

2 OBS數(shù)據(jù)處理和計算模擬

2.1 OBS數(shù)據(jù)采集和預(yù)處理

TS01測線由“探索1號”科考船于2016年7—8月采集,投放并全部回收了9臺海底地震儀(OBS),臺站布設(shè)間距15 km,其中6臺是6000 m級別的短周期OBS,3臺是9000 m級別的寬頻帶OBS,均由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所研發(fā)和提供.儀器投放后,科考船進行了主動源氣槍作業(yè),采用了4只大容量Bolt氣槍組合,工作壓力2000 psi,氣槍總?cè)萘繛?000 in3(1500×4).科考船航速5 km,放炮間隔60 s,共計激發(fā)963炮,測線總長160 km.本文將9臺OBS記錄到的原始數(shù)據(jù)解編為SAC文件后,根據(jù)氣槍信號激發(fā)時間和位置(ukooa導(dǎo)航文件),采用課題組自編的Sac2y程序?qū)AC文件裁截并分道排列(趙明輝等,2004),得到SEGY格式數(shù)據(jù).

位置校正工作也是OBS數(shù)據(jù)預(yù)處理中不可缺少的一環(huán).二維測線的位置校正采用直達水波走時反演的方法,具體做法是采用蒙特卡洛法在海底生成一系列隨機點,并計算每個點的直達水波理論走時,再采用最小二乘法的方式,計算理論走時與拾取直達水波震相的均方根誤差(Root Mean Square, RMS),最終選取RMS最小的點為臺站的實際坐底位置(敖威等,2010;張莉等,2013;李子正等,2021).值得一提的是,拾取直達水波震相前,本文對地震剖面進行了5～20 Hz的零相位濾波,這一參數(shù)不會影響直達水波到時(陳瀚等,2019;李子正等,2021).二維位置校正可以確定臺站沿測線方向上的位置,在進行走時正演之前,本文將臺站位置投影到測線正下方;經(jīng)過二維位置校正后,直達水波同相軸關(guān)于0偏移距對稱.在位置校正過程中,反演程序還會根據(jù)水聲速度、多波束水深和近偏移距直達水波到時,求出地震數(shù)據(jù)的時間校正量Tadjust,該校正量將應(yīng)用于所有近偏移距和遠偏移距的震相拾取中(李子正等,2021).

2.2 震相識別和射線追蹤

數(shù)據(jù)預(yù)處理及前期校正后,利用SU軟件對數(shù)據(jù)進行增益、濾波(濾波方式為零相位濾波,OBS02、09號臺站濾波參數(shù)為3～6.5 Hz,其他臺站為3～8 Hz)等處理,獲得信噪比最高的單臺地震剖面圖,震相類型的識別除了根據(jù)震相的時距曲線特征外,還需要通過建立初始模型、走時試算和射線追蹤來進行驗證.

根據(jù)臺站所處區(qū)域,本文選取了5個臺站進行震相的展示.OBS01、02臺站位于上覆板片,它們除了記錄到上覆板片內(nèi)的Pg震相,還記錄到了廣角反射震相:OBS01臺站記錄到了俯沖板片中地殼的反射震相(PcP)(圖2);OBS02臺站記錄到的反射震相種類豐富,包括上下板片交界面的反射震相(PtopP)、一小段上覆板片內(nèi)的反射震相和俯沖板片莫霍面的反射震相(PmP),其中PmP震相形態(tài)對應(yīng)海溝軸線處“V”狀地形(圖3).OBS05和OBS06臺站位于海溝軸線附近,這兩個臺站的Pg震相在正偏移距延伸較遠,PmP震相出現(xiàn)于正偏移距Pg震相下方,OBS06臺站還記錄到了遠偏移距的Pn震相;但是這兩個臺站的Pg震相在負偏移距延伸很短,幾乎沒有跨越海溝,表明了地震波能量在海溝附近的快速衰減,暗示這里的地殼高度破碎水化(圖4、圖5).OBS09臺站位于測線最南側(cè),在負偏移距,Pg震相可以延伸到-45 km,-60～-80 km處有模糊的Pn震相,其形態(tài)同樣受到海溝軸線處地形的影響;Pg震相下方出現(xiàn)了非常清晰且振幅強烈的中地殼反射(PcP)(圖6a).

圖5 OBS06臺站的地震剖面、震相識別和射線追蹤結(jié)果(a) OBS地震剖面和震相識別(折合速度為6 km·s-1); (b) 走時拾取(Pg震相使用綠色點拾取; PmP震相使用橙色點拾取;Pn震相使用粉色點拾取)和走時計算結(jié)果(黑色實線); (c) 射線路徑.Fig.5 Seismic records, seismic phases, and raytracing of OBS06(a) Seismic profile of OBS (reduced to 6 km·s-1) with interpreted seismic phases; (b) Picked arrival times (Pg is picked by green dots; PmP is picked by orange dots; Pn is picked by pink dots) and calculated arrival times (black lines); (c) Calculated ray paths.

經(jīng)過走時試算和射線追蹤進一步確認震相的種類后,本文在xzplot軟件中拾取震相的初始起跳點:采用綠色點拾取弧前地殼和俯沖板片內(nèi)的Pg震相,拾取誤差為50 ms;用藍色點拾取來自俯沖板片中地殼界面的反射(PcP),青色點拾取板片交界面反射(PtopP),這兩種震相拾取誤差均為60 ms;俯沖板片的PmP震相用橙色點拾取,拾取誤差同為60 ms;來自上地幔的Pn震相用粉色點拾取,設(shè)置的拾取誤差為80 ms(圖2b、圖3b、圖4b、圖5b、圖6b).震相拾取情況見表1.

表1 正演模型的震相參數(shù)Table 1 Seismic phases of the forward modeling

2.3 走時擬合和速度模型

全部站位震相確認和走時拾取后,使用RayInvr軟件進行走時正演試算和模擬,通過不斷調(diào)節(jié)速度模型,使理論震相和拾取震相的RMS值和卡方值不斷降低(Zelt and Smith, 1992; 丘學(xué)林等,2011).以本文中5個臺站為例,最終計算的理論走時(黑色實線)和拾取震相(彩色點)擬合良好(圖2b、圖3b、圖4b、圖5b、圖6b);9個臺站所有震相走時擬合RMS值為67 ms,卡方值為1.476,詳細震相擬合情況見表1.

最終速度模型如圖7a所示:俯沖板片一側(cè),地殼厚度約13 km,在靠近海溝區(qū)域,地殼頂部速度為4.5 km·s-1,底部速度約7.0 km·s-1;遠離海溝區(qū)域上地殼顯著變厚,地殼頂部速度更低,約4.0 km·s-1,但是下地殼速度略高,約7.2 km·s-1.弧前地殼呈現(xiàn)楔狀,速度上有顯著的橫向變化:在靠近海溝部分和模型邊緣區(qū)域速度較低,但是在OBS02臺站下方的地形隆起處,地殼頂部速度可達5.6 km·s-1.

圖7 最終的正演結(jié)果圖(a) TS01測線最終速度模型; (b) 模型射線覆蓋圖.黑色粗實線為廣角反射震相控制的界面, 模型的橫向和縱向網(wǎng)格大小分別為0.5 km和0.25 km.Fig.7 Final velocity model obtained by forward modeling(a) Final velocity model of profile TS01; (b) Ray coverage of the model. Black thick solid line represents the interfaces controlled by wide-angle reflection phases, the horizontal and vertical grid of velocity model were 0.5 km and 0.25 km, respectively.

在TS01測線9個臺站的地震剖面上,本文均沒有識別到Ps震相,證實這里沉積層稀薄.除了殼幔速度值和莫霍面之外,9個臺站記錄的廣角反射震相還約束了上下板片交界面、俯沖板片中地殼界面的形態(tài)(粗實線標出).

射線覆蓋圖顯示(圖7b),模型的上地殼部分射線覆蓋良好,大部分區(qū)域射線覆蓋大于60次;由于PmP和Pn震相較少,模型的下地殼大部分區(qū)域射線覆蓋在10～30次之間,在上地幔頂部,射線只覆蓋了局部區(qū)域.

3 重力數(shù)據(jù)和處理

3.1 馬里亞納海溝南段的布格重力異常

布格重力異常可以反映莫霍面的深度變化,是研究地球深部構(gòu)造、劃分構(gòu)造單元的有效方式(曾華霖,2005;郝天珧等,2008).根據(jù)是否進行地形校正,布格校正可以分為簡單布格校正和完全布格校正(呂川川等,2009;郝天珧等,2014);在海溝區(qū)域,水深快速變化,僅進行中間層校正會帶來很大誤差,所以地形校正是必不可少的.

衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)具有測量范圍廣、覆蓋均勻等特點,精度足以分辨10～20 km波長的異常特征,常被用于海溝區(qū)域構(gòu)造的研究(Kim et al., 2009;Martinez et al., 2018).本文在1′網(wǎng)格衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上(Sandwell et al., 2014),首先進行中間層校正,再根據(jù)多波束水深數(shù)據(jù)進行地形校正(海水和地殼密度分別取1.03 g·cm-3和2.67 g·cm-3),由此得到完全布格重力異常.經(jīng)過這兩步校正,相當(dāng)于將海水物質(zhì)替換為地殼物質(zhì),消除了海底地形的影響,在重力均衡區(qū)域(遠離海溝)可以大致反映莫霍面的起伏;靠近海溝區(qū)域因不符合重力均衡假設(shè),所以這里較高的布格重力異常值不能說明此處地殼厚度較薄.

布格重力異常圖顯示(圖8a),俯沖板片一側(cè),洋殼部分呈現(xiàn)較高的布格重力異常(550～600 mGal),而靠近卡羅琳海底高原區(qū)域布格重力異常較低(<500 mGal).平行海溝方向,俯沖板片的布格重力異?？焖僮兓?圖8b,A-B測線):隨著向西靠近卡羅琳海底高原,布格重力異常值減少了約200 mGal.島弧一側(cè),馬里亞納海槽的布格重力異常值在500 mGal左右,較低的重力異常值(<400 mGal)對應(yīng)著始新世的弧前地塊,以及海底高原北部的一處弧前山脊.

圖8 馬里亞納海溝南段布格重力異常圖(a) 布格重力異常圖; (b) 俯沖板片沿平行海溝方向(對應(yīng)圖(a)中實線A-B)的布格重力異常變化.Fig.8 Bouguer gravity anomaly of Southmost Mariana Trench(a) Map of Bouguer gravity anomaly; (b) Trench-parallel variations of Bouguer gravity anomaly at the subducting crust (Corresponding to black solid line A-B in (a)).

3.2 重力正演模擬

重力數(shù)據(jù)優(yōu)勢在于可以反映殼幔物質(zhì)大尺度的橫向密度變化,也可以粗略估計地殼厚度,除此之外,重力模擬還可以約束地震射線覆蓋不足的區(qū)域(郝天珧等,2008; Scherwath et al., 2010).因此,本文基于多波束水深數(shù)據(jù)和衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)(Lim et al., 2013; Sandwell et al., 2014),使用Mask軟件(姚長利等,2003)進行正演模擬,分析TS01測線密度特征.值得說明的是,衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)雖不及船測重力數(shù)據(jù)精確,但是以往研究通過對二者的比較認為,衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)可以分辨10～20 km波長的異常特征,其精度滿足海溝區(qū)域構(gòu)造研究的需求(Kim et al., 2009).

圖9a展示了計算數(shù)據(jù)與衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)的差異(均方差～11.4 mGal).重力模型如圖9b,密度參數(shù)的設(shè)置參考了2.2節(jié)的走時正演結(jié)果(Brocher, 2005),具體參數(shù)設(shè)置如表2.

表2 重力模型參數(shù)Table 2 Parameters of the gravity model

圖9 TS01測線重力模擬結(jié)果(a) 自由空氣重力異常(藍色虛線)和計算重力異常(含蛇紋石化上地幔模型的計算異常用黑色實線表示;不含蛇紋石化上地幔模型的計算 異常用黑色虛線表示); (b) TS01測線的重力模型,虛線上方為地震射線約束區(qū)域 (每個區(qū)域的密度值用數(shù)字標出,單位為g·cm-3).Fig.9 Result of gravity modeling of profile TS01(a) Free air gravity anomaly (blue dashed line) and calculated gravity anomaly (The gravity anomaly of a model with serpentine upper mantle is shown by black solid line; The gravity anomaly of a model without serpentine upper mantle is shown by black dashed line); (b) Gravity model of profile TS01, and above the dotted line is the region constrained by seismic rays (Density of each part of the model is numbered. Units: g·cm-3).

在遠離海溝區(qū)域,俯沖板片的地殼厚度約12～13 km,與走時正演的結(jié)果一致(圖7).靠近海溝區(qū)域(40～95 km),自由空氣重力異常大幅度下降了近240 mGal,這里重力模型的調(diào)整值得詳細說明:2.3節(jié)的走時正演結(jié)果表明,靠近海溝區(qū)域地殼速度僅在地殼頂?shù)撞坑行》兓?圖7a),故重力模型這一部分的地殼密度也只有小幅降低,此時計算得到重力異常值遠高于實際值(圖9a,黑色虛線);進一步調(diào)低靠近海溝下方和已俯沖板片的上地幔密度后(圖9b),計算重力異常和實際吻合良好(圖9a,黑色實線).因此本文認為,重力密度模型反映了上地幔區(qū)域密度的大幅度降低.

4 結(jié)果和討論

卡羅琳海底高原是形成于卡羅琳火山熱點之上的大型火成巖省(Dong et al., 2018; Zhang J and Zhang G L, 2020; Zhang et al., 2021),海底高原形成過程中通常會發(fā)生地殼的增厚(Farnetani et al., 1996);TS01測線靠近卡羅琳海底高原,其12～13 km的地殼厚度也接近一些海底高原邊緣區(qū)域的地殼厚度(Korenaga and Sager, 2012; Zhang et al., 2016).TS01測線距離Wan等(2019)的測線約155 km,俯沖板片一側(cè)較Wan等(2019)測線更淺的水深(～2000 m)和更低的布格重力異常(～100 mGal)也暗示著更厚的地殼(圖1c、圖8b).除此之外,OBS01、03、08、09臺站記錄的PcP震相約束了俯沖板片的中地殼,這種震相在洋殼中較為罕見,但常出現(xiàn)在海底高原區(qū)域(Shulgin et al., 2009; Scherwath et al., 2010).

速度模型中(圖7a),上覆板片的地殼呈現(xiàn)楔狀,其頂部速度在模型20～40 km之間較高,地形上對應(yīng)弧前區(qū)域的一個小山脊;而在40～70 km間上覆板片速度值隨著靠近海溝逐漸降低:這部分速度值在4.5～5.2 km·s-1之間,高于沉積物組成的增生楔(Bangs et al., 2003; Eakin et al., 2014; Liu et al., 2018).增生楔常出現(xiàn)在陸緣沉積物豐富的洋-陸型俯沖帶,如智利海溝、馬尼拉海溝等;而馬里亞納海溝屬于洋-洋型俯沖帶,遠離大陸,因此增生楔不發(fā)育.構(gòu)造侵蝕是馬里亞納海溝更為常見的地質(zhì)過程(Bloomer, 1983; Miura et al., 2004),該過程通常會導(dǎo)致弧前地殼的破碎水化,進而使靠近海溝區(qū)域呈現(xiàn)相對較低的地震波速度(Contreras-Reyes et al., 2011).除此之外,在距離TS01測線很近的雅浦海溝,卡羅琳海底高原和正斷層的俯沖增強了構(gòu)造侵蝕,導(dǎo)致了陡峭的海溝內(nèi)壁和火山島弧靠近海溝等地質(zhì)現(xiàn)象(Lee, 2004; Zhang et al., 2019; Zhang J and Zhang G L, 2020),故本文認為TS01測線具備構(gòu)造侵蝕的有利條件.綜上,本文將上覆板片40～70 km之間區(qū)域解釋為構(gòu)造侵蝕后高度破碎水化的海溝內(nèi)壁和弧前地塊.以往研究結(jié)果表明,破碎水化的弧前地殼對地震波能量有強烈的吸收衰減作用(Christeson et al., 2000; Zhu et al., 2010),本文的地震剖面也顯示,Pg震相幾乎無法跨越海溝傳播.

在缺少射線覆蓋的上地幔區(qū)域,本文借助重力模擬揭示了海溝下方厚達25 km的上地幔低密度區(qū)域(～2.93 g·cm-3):該區(qū)域厚度與朱高華等(Zhu et al., 2021)的研究接近;且根據(jù)速度-密度的經(jīng)驗公式(Brocher, 2005),2.93 g·cm-3的巖石密度對應(yīng)的橫波速度約4 km·s-1,同樣與朱高華等(Zhu et al., 2021)采用瑞雷波層析成像獲得的SV波速度范圍對應(yīng)良好(3.6～4.1 km·s-1).板片俯沖后會受到高溫高壓影響發(fā)生脫水,故已俯沖板片的上地幔密度可能略高于海溝正下方區(qū)域.以往研究表明,上地幔的蛇紋石化還會導(dǎo)致殼幔分界的模糊,難以觀測到清晰的PmP震相(Brocher et al., 2003),而TS01測線的9個臺站沒有記錄到來自海溝正下方區(qū)域(模型65～100 km處)的PmP震相,OBS02、05、06臺站的PmP震相也不夠清晰(圖3a、圖4a、圖5a、圖7b);因此,PmP震相的模糊和缺失可能也是上地幔發(fā)生蛇紋石化的證據(jù)之一.

5 結(jié)論

本文采用RayInvr軟件進行走時試算和模擬,獲取了TS01測線附近精細地殼結(jié)構(gòu);重力模擬與速度模型相互驗證、共同約束了TS01測線的殼幔結(jié)構(gòu),揭示了地幔頂部的橫向密度變化.由此得出以下幾點認識和結(jié)論:

(1) OBS走時正演和衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)模擬的結(jié)果均表明,TS01測線附近俯沖板片的地殼厚度約12～13 km,介于洋殼厚度和海底高原地殼厚度之間.

(2) 弧前一側(cè)靠近海溝區(qū)域的低速反映了構(gòu)造侵蝕現(xiàn)象,海底高原的臨近和俯沖可能會增強構(gòu)造侵蝕.

(3) 重力模擬結(jié)果和衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)吻合良好,靠近海溝區(qū)域較低的上地幔密度反映了這里的蛇紋石化現(xiàn)象.

致謝感謝中國科學(xué)院深淵科考隊在航次中的辛苦工作,以及“探索一號”船長與全體船員的努力和配合.數(shù)據(jù)采集處理和成文過程中,得到中國科學(xué)院南海海洋研究所趙明輝研究員、黃海波副研究員、張佳政副研究員,中國海洋大學(xué)朱俊江教授等的幫助指導(dǎo),中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所王元高級工程師全程負責(zé)OBS的投放和回收,匿名審稿專家的建設(shè)性意見提升了文章質(zhì)量,在此表示感謝.