沟-弧-盆体系是大洋板块向大陆板块俯冲过程中形成的一系列具有成生联系的、在地形上高差巨大的和规模宏伟的构造地貌体系，由深达万米以上的深海沟、一系列火山岛组成的弧形岛链和构造活动强烈的弧后边缘海盆地组成.西太平洋边缘是全球超巨型俯冲带发育区，具有典型的沟-弧-盆聚敛板块边界，集中了全球约70%~80%的边缘海及弧后盆地，是认识板块相互作用以及地球深浅部物质循环和能量传递过程的重要窗口（李家彪等，2008）.

东海位于欧亚大陆和菲律宾海两大构造-地貌单元之间，是由欧亚大陆边缘、台湾岛、朝鲜半岛、日本九州和琉球群岛所围绕的一个西太平洋边缘海，主要包括东海陆架和冲绳海槽两大海域，东海陆架水深普遍小于200 m，冲绳海槽水深1 000~2 000 m，最大水深位于庆良间峡谷以南的南冲绳海槽，水深普遍大于2 000 m.东海在大地构造位置上处于大陆陆壳和大洋地壳的过渡地带，自晚白垩纪以来发育主动大陆边缘，太平洋板块、菲律宾海板块向欧亚板块的俯冲作用在弧后地区形成了中、新生代的东海陆架盆地以及西太平洋最年轻的，正在活动扩张的边缘海盆地——冲绳海槽盆地等一系列弧后拉张盆地，这些弧后盆地与琉球海沟，琉球岛弧一起构成了现今西太平洋典型的沟-弧-盆体系.

构造迁移是盆地发展演化过程中十分普遍的地质现象，它系指在一定的地球动力环境中，盆地的构造变形、岩浆活动、沉积作用、成油过程、油气运移与聚集机制等随着盆地的演变而遵循一定的方向的变化规律（王同和，1988）.地震剖面和岩石学资料表明，东海弧后地区的东海陆架盆地和冲绳海槽盆地新生代以来的构造演化具备自西向东的迁移规律，具体表现为沉积地层西老东新，岩浆和断裂活动西早东晚，这是大洋板块俯冲后撤的反映（徐发，2012；蒋一鸣等，2016）.目前，对于深部物质如何引发浅部盆地的构造迁移以及西太平洋弧后地区深部结构演化规律等深-浅部动力机制方面的研究仍较为欠缺.西太平洋边缘深部结构的研究以往多依靠重磁资料和地震层析成像资料，东海陆架地区依托重力资料反演的莫霍面深度在28~30 km左右，为典型的减薄陆壳, 自北西向南东逐渐抬升（江为为等, 2002, 2003; 高德章等，2006; 韩波等, 2007, 2010；周志远等，2013）.重力资料和OBS广角反射/折射地震的探测结果表明，冲绳海槽地壳相对于东海陆架和琉球岛弧已发生了明显减薄，且具有北厚南薄的趋势，地壳最薄处位于海槽南段轴部地堑，莫霍面深度在16~18 km之间，（Hirata et al., 1991；Wang et al., 2006；Klingelhoefer et al., 2009；Arai et al., 2017; Shang et al., 2017）.重磁资料往往多解性较强，且难以准确的查明地壳分层结构及壳幔相互作用等信息.天然地震层析成像可以从岩石圈和地幔尺度较为全面的展示西太平洋沟-弧-盆体系的宏观结构和深部热物质运移特征（Huang and Zhao, 2006；Zhao et al., 2017），但存在浅部分辨率不足的问题，难以准确获悉地壳尺度的深部结构信息.主动源OBS（海底地震仪）广角地震探测技术是一种地壳尺度的海洋深部地震探测技术，相比天然地震层析成像，该方法能够获取较为精确的地壳深部结构信息；相比多道地震，该方法具备较大的探测深度.因此，在西太平洋弧后地区开展OBS深地震探测，针对地壳深部精细结构进行研究，对于了解西太平洋弧后盆地的形成演化和构造迁移的动力学机制是十分有必要的.

本文以西太平洋沟-弧-盆体系典型发育的东海为研究区，利用青岛海洋地质研究所于2015年在我国东海地区首次实施的一条主动源OBS广角反射/折射地震剖面（图 1），通过走时正、反演模拟的方法获得了西太平洋弧后地区的二维纵波速度结构模型.分析了由弧后地区东海陆架至南冲绳海槽地区不同构造单元的深部地壳变化特征.提出与地壳显著减薄共存的自西向东分布的一系列下地壳高速体，是亚洲东部大陆边缘晚中生代以来太平洋板块俯冲背景下自西向东跃迁式后退拉张的直接证据.这些结论为认识西太平洋弧后地区的深部地壳演化规律、弧后盆地拉张和构造迁移的深-浅动力学机制提供了新的认识.

图  1  （a）西太平洋构造简图; （b）东海及邻区构造区划图

a.红框内显示为b的位置; b.黑色实线代表放炮测线，黄色圆圈代表OBS，红色圆圈代表丢失OBS

Fig.  1.  a) Plate tectonic context of the Western Pacific Ocean; (b) Overview map of the East China Sea and adjacent area (study area)

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1.   构造背景

东海是晚中生代以来太平洋板块、菲律宾海板块和欧亚板块相互碰撞、挤压形成的沟-弧-盆体系的典型发育地区，自西向东依次发育了东海陆架盆地和冲绳海槽盆地两大弧后盆地以及浙闽隆起带、钓鱼岛隆褶带和琉球隆起3个隆起等构造单元.

东海陆架盆地是一个发育在前新生代克拉通基底之上，以新生代沉积为主的中新生代叠合盆地，盆地基底主要由元古代变质岩和侏罗纪火山岩组成（赵金海, 2004），中-新生代沉积层厚度最大超过10 km，以陆相沉积物为主(Ren et al., 2002;Cukur et al., 2011).东海陆架盆地被一系列基底凸起分隔为若干具有半地堑和地堑结构的次级凹陷，自西向东依次为西部坳陷带、中部隆起和东部坳陷带(Ren et al., 2002；赵金海, 2004；钟楷等，2018).在整个中新生代时期，由于东亚大陆经历了由古亚洲洋构造系和古特提斯构造系向太平洋构造系的转换(黄汲清等, 1977, 任纪舜等，1980)，东海陆架盆地所在的东亚大陆边缘由被动陆缘转换为主动陆缘.中生代末期，由于太平洋板块向欧亚板块俯冲，华南陆块东部形成太平洋型主动大陆边缘，出现了弧后扩张，东海陆架盆地开始形成.新生代以来，东海陆架盆地的构造演化主要经历了3个演化阶段，晚白垩世到始新世的断陷阶段.大约80 Ma以前，太平洋板块向欧亚板块NNW向斜向俯冲，使得东海陆架地区处于右旋剪切拉张应力状态，形成了一系列NNE向的裂陷；渐新世到中新世的坳陷阶段.大约43 Ma起，太平洋板块的俯冲方向由NNW向转为NWW向，在近垂向俯冲作用下，东海地区遭受强烈的右旋挤压作用，造成东海陆架东部地区在发生应力反转，西部接受抬升剥蚀，东部产生区域沉降；中新世末期至今，澳大利亚板块驱使菲律宾海板块往北西漂移，依次形成马尼拉海沟、琉球海沟与冲绳海槽，断陷向东迁移至冲绳海槽地区，东海陆架地区整体进入沉降阶段(Ren et al., 2002; Lee et al., 2006;Ye et al., 2007; Cukur et al., 2011;Yang et al., 2011; Suo et al., 2012).东海陆架盆地的东部坳陷和西部坳陷新生代构造演化时间有所差异（表 1），但整体构造活动存在自西向东依次变新的迁移规律（徐发，2012；蒋一鸣等，2016）.

表  1  东海陆架盆地与冲绳海槽盆地构造演化阶段对比

Table  Supplementary Table   Comparison of tectonic evolution stages between East China Sea shelf basin and Okinawa Trough basin

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冲绳海槽盆地是张裂于板块汇聚边缘陆壳基底之上且处于形成演化初期的弧后盆地（Kimura, 1985, 1991；Hsu and Sibuet, 1995；Hsu et al., 1996），也是东海最年轻的新生代断陷盆地.盆地西邻钓鱼岛隆褶带，东接琉球岛弧隆起带，在构造演化和形成机制等方面与其西侧的东海陆架盆地之间既有连续性又有差异性.中中新世以前，钓鱼岛隆褶带、冲绳海槽和南琉球岛弧为统一的整体，是晚中生代至早新生代期间古太平洋板块-太平洋板块向欧亚大陆俯冲形成的持续隆升的东海陆架外缘隆起带的一部分；中中新世，受菲律宾海板块俯冲的影响，古隆起带抬升剥蚀并发生了大规模的岩浆侵入活动，在古隆起的构造薄弱带发生了初始的弧后张裂，冲绳海槽开始第一幕张裂，裂陷作用自西部的东海陆架迁移至此，并具有向东迁移的特点，东海陆架外缘隆起带开始分解裂离为至今的钓鱼岛隆褶带和琉球隆起（王鹏等，2011）；晚中新世开始，裂离作用导致由半地堑和地堑构成的冲绳海槽盆地形成，张裂主要发生在冲绳海槽中-北段，海槽南段的裂陷作用在上新世发生了停滞，与东海陆架盆地共同表现出区域性沉降的特点（Shang et al., 2017）；上新世末-更新世初，冲绳海槽及邻区发生热隆升作用，上新统地层遭受剥蚀，隆升作用之后至今，海槽南部弧后张裂作用重启，开启第二幕张裂，海槽快速沉降，堆积了较厚的第四系沉积层，并发生了大规模岩浆活动，形成了现今海槽水深最大、张裂程度最高的部分（表 1）.冲绳海槽发展至今，经历了深部物质上涌所造成的隆升期，岩石圈拉张破裂的断陷期，和岩浆溢出并推挤两侧岩体的扩张期，虽然在整体上是一个新生的边缘盆地，海槽的南段和中、北段, 在地壳结构、海底热流、构造活动和火山作用等方面都有较大的差异（金翔龙和喻普之，1987），但只有构造活跃的南部演化阶段较为成熟，海槽中北段还处于尚未充分发育的断陷期.

2.   数据处理及速度结构模拟

2.1   数据采集

综合考虑西太平洋弧后地区不同构造单元的地质特征，我们于2015年实施了东海陆架至南冲绳海槽的OBS广角反射/折射地震测线（OBS2015测线）（图 1~3）.测线长度545 km，呈NW-SE向依次穿过东海陆架盆地、钓鱼岛隆褶带、南冲绳海槽和琉球隆起带, 共布设了39个OBS站位，其中东海陆架区19个站位，间距15 km, 冲绳海槽内20个站位，间距10 km. OBS投放和回收由上海海洋石油局第一海洋地质调查大队“勘407”号调查船完成，投放OBS采用中国科学院四分量便携式海底地震仪MicroOBS，OBS投放前后均用GPS时间进行授时对钟，采样率设置为4 ms和5 ms两种规格.震源激发由“发现”号海洋综合物探船完成，震源系统为4排SLEEVE枪和BOLT枪组合成的枪阵，总容量为6 420 in³，采用14-8-11-5 m的子阵沉放深度进行延迟激发作业，激发间距125 m，激发信号经GPS实时定位授时，共激发4 360炮.整个外业过程实施顺利，首次在该海域实施的多层枪阵延迟激发震源有效地减弱了虚反射能量（吴志强等，2016），获得了震相信息丰富、信噪比高的OBS台站记录（图 2、3）.

图  2  （a）OBS10站位垂直分量地震记录剖面；（b）射线追踪情况；（c）走时拟合情况

a.位置见图 1，折合速度6 km/s，台站位置见图 1；c.展示了观测走时(彩色)和最终速度模型的计算走时（黑线）, 下地壳折射波震相Pg2视速度范围为6.8~8.0 km/s，是高速地幔物质侵入地壳的反映，折合走时表示为原始走时T-offset/折合速度

Fig.  2.  (a)Seismic profile of the vertical component of OBS10; (b)The ray paths in the forward model; (c) The travel time fits between calculated (solid black lines) and observed(colored lines)

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图  3  (a) OBS24站位垂直分量地震记录剖面; (b)射线追踪情况; (c)走时拟合情况

a.位置见图 1，折合速度6 km/s，台站位置见图 1; c.展示了观测走时(彩色)和最终速度模型的计算走时（黑线）, 折合走时表示为原始走时T-offset/折合速度

Fig.  3.  (a) Seismic profile of the vertical component of OBS24; (b) The ray paths in the forward model; (c) The travel time fits between calculated and observed

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2.2   数据预处理与震相识别

在数据预处理过程中，我们将OBS原始数据转换为标准的SEGY格式通用地震数据，对OBS记录过程中产生的线性时钟漂移进行了时间校正，通过蒙特卡洛法反演直达水波走时数据来对OBS进行位置校正，利用3~10 Hz的带通滤波及去燥、增益等手段增强气枪信号的信噪比以便于拾取震相走时.在本文研究中，我们利用OBS垂直分量（部分台站水听器分量）所记录到的P波走时数据开展正反演模拟来获取地壳的速度和界面结构等信息.

由于跨越了多个构造单元，本次实验中OBS所记录到的震相信息是十分丰富的.经过走时拟合的确认，OBS记录到的不同深度层位的震相包括：直达水波震相Pw，东海陆架区沉积层折射波震相Ps1、Ps2、Ps3，冲绳海槽声学基底层震相Pb，地壳内折射波震相Pg1和Pg2，地壳内反射波震相PcP，莫霍面反射波震相PmP以及上地幔折射波震相Pn(图 2，图 3).总体来说，位于测线SE方向冲绳海槽内的OBS台站记录到的数据质量要远优于测线NW方向的东海陆架地区，这可能与东海陆架盆地区OBS耦合以及背景噪音影响有关.

2.3   速度结构模拟

P波速度结构模拟利用正演模拟软件Rayinvr（Zelt and Smith, 1992）和反演模拟软件Tomo2D（Korenaga et al., 2000）进行模型调试，通过OBS走时数据正、反演计算来获取地下的速度和界面深度结构.

正演初始模型的建立参考了随船测量的水深数据以及浅部多道地震资料确定模型中的水深以及沉积层的速度和厚度等信息，从而达到模型浅层约束的作用，减少了正演模拟的多解性.在初始模型的基础上，利用OBS记录到的震相走时信息，进行二维射线追踪和理论走时计算，最终获得了OBS2015测线的二维正演速度结构模型（图 4a），共有24 380个初至波和反射波走时数据参与模型拟合.从整体射线密度分布图上可以看到模型中东海陆架大部分地区均有50次以上的射线覆盖，而震相较多的冲绳海槽区大部分射线覆盖次数大于100次（图 4b），对模型中界面起伏和各层的速度分布都有较好的约束，说明模型是准确可靠的.

图  4  (a) OBS2015正演P波速度模型；(b)射线密度模型；(c)走时拟合结果

a.模型自西向东依次为浙闽隆起、东海陆架盆地、钓鱼岛隆褶带和琉球隆起, 红色点代表反射震相(PcP, PmP)控制的反射界面; b.空白处为无约束区域，射线覆盖次数由绿向红逐渐增加; c.展示了模型中识别出的所有震相的实测走时（彩色）与理论计算走时（黑色），蓝色圆圈为OBS

Fig.  4.  (a)Results of the OBS2015 profile forward-velocity Ray Invr model; (b) Ray coverage density throughout the model; (c) All picked(colors) and calculated (black dots) travel times of the same phases for all of the receivers in the model

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在穿越东海陆架盆地和南冲绳海槽的正演P波速度模型（图 4a）中可以看到，东海陆架盆地沉积了厚层的中新生界，自上而下依次为海水层、沉积层一、沉积层二、沉积层三、上地壳和下地壳层.沉积层一厚度约2 km，主要为第四系(Q)+新近系(N)地层.沉积层二主要分布于东海陆架盆地基隆凹陷地区，最大埋深约6 km，速度3.3~4.3 km/s，主要为古近系（E）；沉积层三最大埋深约为10 km，速度5.0~5.5 km/s，主要为发育在基隆凹陷的中生界（Mz），在凹陷东南部临近钓鱼岛隆褶带地区存在约6 km/s的高速异常体，推测为该地区广泛发育的高速岩浆岩侵入体，浅部的多道地震资料已证实其存在；上地壳厚度向凹陷区逐渐减薄，其中浙闽隆起区上地壳5 km处存在6 km/s的浅层高速体，推测为中生代火山侵入岩或者变质岩基底；浙闽隆起带、钱塘凹陷及基隆凹陷地区下地壳莫霍面上方存在6.8~7.1 km/s的高速体.整个东海陆架盆地内莫霍面自西向东由30 km深度平缓抬升至东海陆坡约21 km深度.冲绳海槽地区自上而下可分为海水层、沉积层一、声学基底层、上地壳、下地壳及上地幔层6个层位.沉积层一主要发育新近系中新统以上的第四系(Q)+新近系(N)地层，速度约为1.7~3.0 km/s，厚度约1.5 km；声学基底层主要由浅变质的古近系、中生界或上古生界组成，速度约为4.0~4.5 km/s，厚度约1.6 km，声学基底层内可见大量的高速异常体，速度可达4.5~5.0 km/s，推测为基底层内的火成岩侵入体，这与多道地震资料所显示的信息相吻合（Shang et al., 2017）；上地壳速度为5.2~6.3 km/s，厚度约4 km，已明显减薄；下地壳可见显著的厚层的高速体，高速体规模自莫霍面延伸至下地壳大部，速度约6.8~7.1 km/s，海槽区莫霍面深度最浅处约为中央地堑处的15.5 km，PcP震相控制的较为连续的地壳内反射界面说明除中央地堑外，海槽大部分地区地壳结构仍保存完好；上地幔速度约为7.4~7.8 km/s，相比常规地幔8 km/s的速度为低速异常区，主要分布于东海陆坡和海槽区.

为了确定正演模型的准确性，我们采用Tomo2D软件（Korenaga et al., 2000）对OBS2015测线开展了初至波和反射波走时层析成像反演，并将两种模型进行了比对.准确的正反演模型虽然相互独立，但模型信息可相互印证，并不矛盾，均能有效地展现较高精度的地壳速度结构.由于测线所在区域构造较为复杂，为了减少反演的多解性，提高模型准确度，我们将Rayinvr正演获得的速度模型进行简化，保留水深层、基底层以及莫霍面的趋势，将其作为速度结构反演的初始模型进行反演，通过不断调节反演参数，获得莫霍面起伏较为光滑、速度值连续合理以及RMS走时残差值、卡方值χ²较小的模型作为最优速度结构模型（图 5）.模型最终的残差值RMS为118 ms，卡方值χ²为1.81，共计有20 633个折射波走时和5 247个反射波走时参与反演.可以看到，由于东海陆架区射线密度小于冲绳海槽地区，正反演模型在该地区存在些许差异；冲绳海槽地区台站间距小，震相射线较多，正反演速度结构在该地区高度吻合，模型精度较高.整体来说，反演模型与正演模型可以较好的吻合，速度结构模型是准确可靠的.

图  5  OBS2015测线反演最终模型（a）和射线密度图（b）

蓝色圆圈为OBS

Fig.  5.  (a)Result of the OBS2015 profile travel time inversion using the code Tomo2D; (b) The derivative weight sum (DWS)

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3.   讨论

本文所述OBS2015测线揭示了西太平洋弧后地区东海陆架盆地至南冲绳海槽的深部地壳结构.模型中可以看到，莫霍面由东海陆架区的约30 km显著抬升至冲绳海槽地区的16 km左右，这与重力数据反演的莫霍面深度近似（韩波等，2007），莫霍面起伏与盆地基底呈镜像关系（图 4~图 6），反映了弧后不同地区显著的拉张减薄作用.除此之外，东海陆架浙闽隆起、钱塘凹陷、基隆凹陷以及冲绳海槽地区莫霍面上方存在6.8~7.3 km/s不等的高速体（图 4~图 6），这是在弧后拉张作用下高速高密度的上地幔物质上涌至下地壳底部的表现，速度模型证实了下地壳地幔增生在弧后地区不同构造单元中普遍存在，发育时间先后各异，规模大小不同，是西太平洋洋陆过渡带内不同构造演化阶段壳幔物质相互作用的直接体现.

图  6  东海弧后盆地扩张动力学机制模型

灰色箭头代表新生代早期扩张中心；黑色箭头代表现今弧后扩张中心；紫色区域代表下地壳高速体

Fig.  6.  Dynamic mechanism model of east China sea back-arc basin expansion

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本文二维速度模型（图 5）和东海弧后扩张演化模型（图 6、图 7）显示，东海陆架盆地西缘的浙闽隆起表现为自莫霍面至浅层5 km尺度的6~7 km/s的高速隆升体，这代表了晚侏罗世至早白垩世浙闽隆起所在华南陆块出现的大规模岩浆活动.古太平洋板块此时向欧亚大陆俯冲挤压导致东亚大陆处于主动陆缘岛弧隆升阶段(侯方辉等，2015)，东海陆架地区尚未开始裂陷；模型中浙闽隆起东侧的东海陆架钱塘凹陷(西部坳陷)处莫霍面小幅抬升至约28 km，下地壳高速体规模较小，代表了白垩纪晚期至古新世时期东海陆架盆地西部的扩张裂陷中心，太平洋板块此时呈NNW向斜向俯冲致使东海陆架盆地于进入主动陆缘弧后伸展裂离阶段(侯方辉等，2015)，较小的地壳减薄程度和下地壳高速体说明弧后拉张裂陷作用在陆架西部规模较小，持续时间较短暂；模型中陆架盆地东侧的基隆凹陷处莫霍面显著抬升至约24 km，下地壳高速体较之盆地西侧规模明显扩大，代表东海盆地的裂陷中心向东迁徙至此，太平洋板块于始新世早期向欧亚板块由NNW向俯冲转为NWW向俯冲，俯冲速率显著增大，地壳的显著减薄和高速体范围的扩大代表此阶段的裂陷强度较大，这使得东海陆架盆地在此处沉积了厚达10 km的中新生界；模型向东直至现今正处在弧后拉张过程中的南冲绳海槽地区，莫霍面显著抬升至15.5~16.0 km左右，6~7 km厚的下地幔高速体侵入了下地壳大部，代表了该地区至今在陆壳的基础上正经历剧烈弧后拉张减薄作用，中新世末期菲律宾海板块以NWW向向东亚陆缘俯冲，足量的幔源热物质沿轴部上升并且沿岩浆通道贯穿整个地壳，使得南冲绳海槽轴部部分地区地壳破裂，进入了海底扩张的初期阶段，此时西部的东海陆架盆地已经整体区域沉降，停止了裂陷活动.

图  7  东海弧后扩张演化与构造迁移示意图

a.东海地区新生代以来构造演化剖面图; b.东海地区弧后盆地扩张中心迁移图

Fig.  7.  Sketch map of back-arc spreading evolution and tectonic migration model of the East China Sea

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现今的西太平洋弧后地区发育了一系列拉张程度不同的弧后裂谷型盆地群，如东海陆架盆地群及冲绳海槽盆地，这是中生代晚期以来，古太平洋板块、太平洋板块和菲律宾海板块向东亚大陆持续俯冲作用形成的.俯冲导致的弧后拉张作用在欧亚大陆陆壳和菲律宾海洋壳之间的东海洋陆过渡区发育了完整的东海陆缘弧后裂谷系，其发展演化与洋陆壳俯冲汇聚带的变化密切相关.综合前文分析，穿越东海陆缘裂谷系的下地壳高速体在横向上形态上并不连续，而是间断地分布在东海陆架盆地东西部凹陷区以及南冲绳海槽区的正下方（图 6），并且高速体规模各异，这表明，与东海陆缘裂谷系的张裂、拉张作用伴生的幔源热物质上涌存在时间和规模上的差异：模型西部东海陆架区较厚地壳的不完全拉张以及有限规模的岩浆热活动痕迹代表了新生代早期裂陷的萎缩；随着自西向东的构造跃迁，模型东部的南冲绳海槽进入地壳高度拉张减薄阶段，并在中央地堑地区出现了局部破裂（图 7，表 1），以上结果说明东海陆缘裂谷系自西向东正逐渐向洋壳化发展；岩浆活动规律也表明，在新生代期间，强烈的弧后拉张作用使得中国东部陆缘中-酸性岩浆活动正被玄武岩等基性岩浆活动所代替（胡受奚等，1994）.综上所述，OBS2015测线从深部结构角度刻画了新生代以来洋壳板块后撤式俯冲背景下弧后拉张迁移的构造演化史，证实了西太平洋洋陆过渡带深部上涌的软流圈不断向东跃迁，带动岩石圈不断向东进行的幕式伸展拉张.

新生代以来，在太平洋板块俯冲作用下，中国大陆边缘地壳拉伸、持续变薄，形成了宽阔的东亚陆缘裂谷带，在东亚大陆东部以及渤海、黄海和南海等近海地区形成一系列以NNE向发育的弧后裂谷盆地，出现了显著的软流圈上涌并伴随广泛的岩浆活动（索艳慧等，2012；邢集善等，2019).东海陆缘裂谷带作为东亚陆缘裂谷带的一部分，发展演化主要受太平洋板块、欧亚板块和印度洋板块的相互作用所制约，随着裂谷的形成、发展、消亡, 洋壳俯冲带逐渐东移, 在新的俯冲带位置又引起新的弧后张裂活动，如此, 西面老的裂谷消亡, 东面新的裂谷产生, 自西往东逐渐发展.东海陆架盆地在新生代初产生、中新世末逐渐消亡、冲绳海槽盆地上新世初形成，并持续发展成形至今（图 7），构成了当今宽阔的自西向东方向构造迁移的沟-弧-盆体系（李乃胜等，1990；索艳慧等，2012），这是太平洋板块俯冲带逐步后撤的反映.始新世晚期，印度和欧亚大陆的硬碰撞造成欧亚大陆的岩石圈存在向东南的地幔蠕散作用（Tapponnier et al., 1982, 1986；Shang et al., 2017），西太平洋俯冲作用开始向东后撤.这种动力学背景使欧亚东南陆缘的右行张扭应力场更进一步发展，并导致了陆壳的进一步破裂和拉张裂陷作用向东继续迁移（Zhou et al., 1995）.向东的地幔流受俯冲板片阻挡，引起弧后小尺度地幔对流、软流圈上涌、岩石圈和地壳减薄以及弧后幕式张裂形成向洋方向的构造迁移等一系列深-浅部地球动力效应.这一动力学机制导致了当今中国东部海域弧后盆地虽然发育时间有先后之分，发育规模各异，但沉积和构造演化也存在一定相似性的构造迁移规律.

4.   结论

基于OBS2015广角地震探测剖面，本文展示了西太平洋东海陆架至南冲绳海槽地区的弧后地壳深部结构.洋陆过渡区内莫霍面深度由东海陆壳区的30 km显著抬升至冲绳海槽内的约16 km，不同构造单元的地壳结构既有差异又有连续性.不同构造单元的地壳变化特征表明，弧后地区存在与地壳拉张减薄共生的一系列规模各异的不连续下地壳高速体.这是亚洲东部大陆边缘晚中生代以来, 太平洋板块俯冲背景下存在自西向东跃迁式后退拉张的直接证据，证实了洋陆过渡带内深部上涌的软流圈不断向东带动岩石圈进行幕式伸展拉张并引起弧后地区的构造迁移.