基于地震折射剖面的菲律賓海板塊15～20°N九州—帕勞海嶺的地殼結(jié)構(gòu)變化

A.Nishizawa K.Kaneda Y.Katagiri J.Kasahara

基于地震折射剖面的菲律賓海板塊15～20°N九州—帕勞海嶺的地殼結(jié)構(gòu)變化

A.Nishizawa K.Kaneda Y.Katagiri J.Kasahara

得到了菲律賓海板塊15～20°N之間4條垂直于九州—帕勞海嶺（KPR）剖面的重合廣角和多道地震反射數(shù)據(jù)。九州—帕勞海嶺為晚始新世時期形成的殘余島弧，其下的地殼厚度沿走向由8km變至20km，并且總是大于西側(cè)西菲律賓海盆和東側(cè)帕里西維拉海盆的相鄰洋殼厚度。4條剖面中地殼最厚的區(qū)域位于九州—帕勞海嶺與沖之鳥礁接壤處，初步推斷可能是下地殼增厚的緣故。沒有明顯的證據(jù)能證明，在伊豆—小笠原—馬里亞納島弧共軛斷裂對應(yīng)部分之下有推測出的P波速度為6.0～6.5km/s的厚（＞5km）中地殼層。我們的結(jié)果表明，15～20°N的九州—帕勞海嶺之下的地殼，相對于報道有P波速度6.0km/s的中地殼層的更北部海嶺地區(qū)而言，屬于不太成熟的島弧地殼。

九州—帕勞海嶺 沖之鳥礁 西菲律賓海盆 地震折射 地殼結(jié)構(gòu)

引言

九州—帕勞海嶺是一個靠近菲律賓海中部南北向伸展的深海高地（圖1）。它被認為是在四國海盆和帕里西維拉海盆弧后擴張開始時從老伊豆—小笠原—馬里亞納（IBM）島弧上分離出的殘余島弧（如 Okino et al，1999）。Suyehiro等（1996）在伊豆—小笠原島弧的北部32°15′N處獲得了P波波速模型，Nishizawa等（2006）在其南部30.5°N附近得到了P波速度模型。Takahashi等（2007）給出了17°N穿過馬里亞納島弧的新的速度模型。以上的結(jié)果都表明，沿著走向這些地區(qū)的島弧地殼沒有明顯的差異，島弧的特征是，中地殼的P波速度為6.0～6.5km/s，厚度大致為5km，下地殼的P波速度為6.7～7.3km/s，厚度近似為8km，地殼總厚度近似為20km。然而最近對伊豆—小笠原島弧更南部的30°N處的廣角地震剖面的初步研究，揭示出沿該島弧的地殼在厚度和平均波速上都存在著很大的差異（如Kodaira et al，2006）。

對九州—帕勞海嶺地區(qū)的地震研究較少，所以我們對沿該海嶺地殼結(jié)構(gòu)的變化也相對知之甚少。對構(gòu)造活躍的伊豆—小笠原島弧與構(gòu)造不活躍的九州—帕勞海嶺殘余島弧的比較可以約束洋內(nèi)弧的演化。由于西側(cè)大東洋脊的存在使得九州—帕勞海嶺北部的地殼結(jié)構(gòu)變得很復(fù)雜，所以我們將地震折射剖面的位置安排在九州—帕勞海嶺的中部。本文中，我們給出了2004年秋獲得的4條剖面的結(jié)果。

1 調(diào)查及數(shù)據(jù)處理

此次地震調(diào)查包括了4條地震測線，這4條測線穿過了15～20°N九州—帕勞海嶺中部和深海高地處，是海底地形高寬度存在典型差異的區(qū)域（圖1）。所有穿過九州—帕勞海嶺的剖面基本上都垂直于海嶺，剖面長度從北向南依次是：KPr19為180km，KPr20為175km，KPr5為370km，KPr26為270km。由Tairikudana調(diào)查船提供的可控震源是一個由36支氣槍組成的調(diào)諧陣列，總體積為8040立方英寸（132升）。多道地震（MCS）反射剖面的氣槍陣以50m為間隔進行放炮（480道，6000m長的拖攬）。而在廣角地震調(diào)查中對于每條測線，氣槍陣基本上每200米放炮一次。我們總共使用200個海底地震儀（OBS），接收間距為5km。每個海底地震儀都配備三分量4.5Hz的地震檢波器和水聽器。從傳感器上輸出的數(shù)據(jù)以200Hz的采樣率和24位的數(shù)據(jù)分辨率連續(xù)地記錄到硬盤上。炮點和海底地震儀的位置由船上的GPS導(dǎo)航系統(tǒng)確定，但每個海底地震儀還會根據(jù)所記錄的水波直接抵達的時間來重新定位。

海底地震儀顯示的記錄剖面經(jīng)過了4～16Hz的帶通濾波和預(yù)測反褶積（0－1交叉，預(yù)測步長為600ms），局部的傾斜疊加增強了信噪比。在這些記錄剖面上拾取折射和反射信號的走時。初始速度模型由多道地震數(shù)據(jù)約束的上沉積層建立。使用Korenaga等（2000）的tomo2d層析成像反演規(guī)范反演二維速度模型的初至?xí)r間。在反演中，最初假定巖漿巖地殼為水平均勻的模型。然后，通過增加輸入走時數(shù)據(jù)的偏移極限構(gòu)建了從更淺到更深地殼的速度模型。在基于所有4條剖面得到的速度模型中，水平網(wǎng)格間距是0.5km，垂直網(wǎng)格間距根據(jù)關(guān)系式0.05［0.01×深度（km）］1/2隨著深度逐漸增加。

用棋盤測試檢測了我們速度模型的分辨率。通過為最終想得到的上地殼模型增加水平尺度為10km，垂直尺度為2.5km和±0.3km/s的最大振幅的正弦異常來建立參考模型。在下地殼中，以水平30km×垂直5km為一單元，最大速度擾動為±0.5km/s。在圖2中給出了棋盤速度異常模式。當(dāng)莫霍面深度小于15km時，很好地恢復(fù)了地殼速度異常模式。

我們使用二維射線追蹤法進行正演，去模擬在遠偏移處反射波的到達和低振幅的折射信 號 （Fujieet al，2000；Kubotaet al，2005）。使用層析成像模型作為射線追蹤的初始模型，然后通過試錯法來改善射線追蹤模型。在必要時，我們使用射線追蹤模型作為反演的初始模型并確認結(jié)果。圖2中展示的最終速度模型是正演模擬的結(jié)果，對于最終的射線追蹤模型我們也進行了棋盤測試。在最后階段，用有限差分法，即E3D（Larsen and Schultz，1995）計算得出二維合成地震圖并與觀測到的野外數(shù)據(jù)相比較。

2 結(jié)果

圖2給出了P波波速模型以及每條剖面的棋盤測試結(jié)果。最終模型初至走時的觀測值和計算值的平方根發(fā)生了配錯，KPr19為60ms，KPr20為63ms，KPr5為71ms，KPr26為64ms。我們將從北向南逐一描述每個地震剖面。

最北部的KPr19剖面穿過了研究區(qū)九州—帕勞海嶺最淺最寬的部位（圖1）。沖之鳥礁距剖面西端50km。速度模型表明該島附近的地殼厚度為20km。然而棋盤測試對下地殼分辨不好。由于九州—帕勞海嶺地殼厚度和海嶺下方Pn速度之間的權(quán)衡，很難以任意精度確定莫霍面的深度。圖3表示九州—帕勞海嶺地殼基底兩種不同模型觀測記錄剖面（底部）上的射線圖（頂部）和計算走時（黃色點）。計算走時與觀測走時之間的匹配在這兩個模型中都很相似，表明莫霍面的深度在20～24km之間，Pn速度值在7.5～7.8km/s之間。其他的Pn速度值與觀測的Pn波至?xí)r間并不匹配。PmP震相只在海嶺兩側(cè)莫霍面深度都有變化和棋盤模式得到恢復(fù)的有限區(qū)域內(nèi)觀測到，但是并沒有檢測到來自地殼最深部的PmP信號。九州—帕勞海嶺地殼中指示中/下地殼邊界的強反射并沒有在2個以上連續(xù)的海底地震儀上辨認出。

就KPr19剖面而論，西側(cè)西菲律賓海盆和東側(cè)帕里西維拉海盆（PVB）的地殼根據(jù)波速和波速梯度劃分為兩層，上地殼層的P波速度為2.0～6.8km/s，速度梯度較大，為每千米約1km/s，而下地殼層的P波速度為6.8～7.0km/s，速度梯度較小，為每千米0.1km/s。由于帕里西維拉海盆上的幾臺海底地震儀記錄到了清晰的PmP波至，所以莫霍面的不連續(xù)性以速度跳躍的形式模擬出。地殼總厚度在6～7km左右。這個速度模型與正常洋殼的速度模型十分相似。

在4條剖面中，沿KPr20剖面的水深最深。在九州—帕勞海嶺之下最深為8km的地殼厚度在4條剖面中也最薄，但仍然比兩側(cè)洋殼的地殼厚一些。除了剖面東端外，因為沒有檢測到PmP的波至，殼/幔邊界模擬為過渡而不是速度突變。

九州—帕勞海嶺位于KPr5剖面的西端。我們利用九州—帕勞海嶺15km厚的地殼厚度和7.8km/s的上地幔波速推斷了速度模型。沿著這條剖面，帕里西維拉海盆的平均地殼厚度僅為5km，離該剖面西端90km，即在九州—帕勞海嶺與海底存在凹陷的帕里西維拉海盆的過渡帶之下地殼厚度最薄。

在KPr26剖面上，九州—帕勞海嶺位于剖面的東側(cè)，西側(cè)存在另一深海高地。九州—帕勞海嶺和西側(cè)深海高地的地殼厚度均厚達15km，比正常的洋殼要厚很多。在該剖面兩端的幾臺海底地震儀都觀測到在超過200km偏移距處有大振幅的波至。圖4顯示了54號海底地震儀的記錄剖面例子。觀測到的振幅顯示在250km以外振幅不斷衰減，這一現(xiàn)象可以用上地幔速度梯度的變化來解釋。我們用地幔速度梯度從小于28km深度的每千米0.02km/s下降到大于28km深度的每千米0.01km/s的模型來模擬這些大偏移的波至；在28.5km深度的P波速度為8.3km/s。

3 討論

廣角地震實驗的結(jié)果表明，在15～21°N的九州—帕勞海嶺下的地殼可以概括為上地殼的P波速度＜6.8km/s，下地殼的速度梯度較大，為6.8～7.0km/s。研究區(qū)內(nèi)九州—帕勞海嶺的最大地殼厚度為8km到大致20km。在該海嶺兩側(cè)（即西側(cè)的西菲律賓海盆和東側(cè)的帕里西維拉海盆）都已推斷出正常洋殼的地震速度特征（如 Whiteet al，1992）。因此，九州—帕勞海嶺的地殼厚度要比洋殼厚很多。沿該海嶺地殼厚度最大處靠近九州—帕勞海嶺與沖之鳥礁的接壤地帶。近20km厚的地殼與伊豆—小笠原島弧共軛斷裂下的地殼厚度很接近（Suyehiroet al，1996；Nishizawaet al，2006；Takahashiet al，2007）。

九州—帕勞海嶺下的地殼更厚主要是由于存在更厚的下地殼層。在我們的九州—帕勞海嶺的剖面中并不存在代表伊豆—小笠原島弧地殼特征的P波速度接近6.0km/s的厚中地殼（＞5km）和中/下地殼邊界處的速度不連續(xù)性。這個結(jié)果可能說明，沿九州—帕勞海嶺中部的水深更深表明與報道（Shinohara，1999）有6km/s地層的九州—帕勞海嶺北部相比此處存在著不成熟的島弧地殼。九州—帕勞海嶺下的中地殼更薄可能是由于其自身是從地殼不太厚的馬里亞納島弧邊緣斷裂出來的。

盡管由于九州—帕勞海嶺的寬度不是特別大，P波速度很難精確地確定，但要解釋觀測到的記錄剖面，該海嶺之下上地幔頂層的P波速度必須小于8km/s。這種較低的Pn速度與伊豆—小笠原島弧地殼的很接近（Suyehiroet al，1996；Nishizawaet al，2006；Takahashiet al，2007）。在伊豆—小笠原島弧地殼基底附近觀測到的約7.2km/s的更高速度，在九州—帕勞海嶺中部之下由于下地殼的射線密度低而無法清楚地識別出。

在KPr26剖面上超過200km偏移距處清楚記錄到的大振幅信號，在帕里西維拉海盆沿SPr5剖面的幾臺海底地震儀也同樣觀測到。這些信號可以用上地幔24～29km深度速度梯度從每千米0.02km/s到小于0.01km/s的變化來解釋。菲律賓海板塊地幔頂層速度梯度的這種變化可能與2004年紀伊半島近海地震（M＝7.4）時檢測到的地幔頂層20km深度的地震叢集有關(guān)（Sakaiet al，2006）。

譯自：Earth Planets Space.2007.59：e17～e20

原題：Variation in crustal structure along the Kyushu－Palau Ridge at 15－21°N on the Philippine Sea plate based on seismic refraction profiles

（國家海洋局第二海洋研究所 張 潔譯；韓喜彬校；呂春來復(fù)校）