南海海槽西部俯沖帶日向?yàn)┑貐^(qū)俯沖九州—帕勞洋脊的成像

Y.Yamamoto K.Obana T.Takahashi A.Nakanishi S.Kodaira Y.Kaneda

引言

日向?yàn)┪挥谀虾：２鄹_帶的西端（圖1），菲律賓海板塊在這里以5cm／a的收斂速度向西北方向俯沖至歐亞板塊之下（Seno et al，1993）。這個(gè)區(qū)域與南海俯沖帶諸如東海、東南海和南海等其他段的不同是歷史上未發(fā)生過(guò)已知的特大地震（M＞8）。在這一地區(qū)，M6～7級(jí)地震的平均發(fā)生間隔為10～20年（Shiono et al，1980），海槽軸附近淺部甚低頻地震（VLFE）的發(fā)生次數(shù)也高于其他3段（Asano et al，2008）。這些差異可能與至今未研究清楚的結(jié)構(gòu)非均一性有關(guān)。

九州—帕勞洋脊（KPR）是這個(gè)地區(qū)進(jìn)入板塊深海區(qū)的主要構(gòu)造。九州—帕勞洋脊被認(rèn)為是與四國(guó)海盆弧后擴(kuò)張有關(guān)的殘留弧，正向日向?yàn)┑貐^(qū)西南部之下俯沖。諸如海山和洋脊等進(jìn)入板塊的不均一性，已被認(rèn)為是影響板塊邊界周?chē)耐鸹瑒?dòng)、地震耦合和地震活動(dòng)的因素。然而，海山、洋脊等結(jié)構(gòu)的不均一性可以對(duì)同震滑動(dòng)擴(kuò)展起凹凸體的作用，也可以起障礙體的作用（如Das and Watts，2009）。例如，俯沖的海山和洋脊在南海 段 （Baba and Cummins，2005；Kodaira et al，2000）、蘇門(mén)答臘（Singh et al，2011）和 秘 魯 南部 （Robinson et al，2006）起了障礙體作用，而在湯加—克馬德克（Scholz and Small，1997）和爪哇（Abercrombie et al，2001）則起了凹凸體的作用。要了解俯沖的九州—帕勞洋脊在這個(gè)區(qū)域?qū)ν鹌屏褦U(kuò)展和其他地震現(xiàn)象的作用，就有必要知道其具體的位置。

圖1 研究區(qū)地圖。左上角插圖顯示了日向?yàn)┑貐^(qū)與東海、東南海和南海孕震區(qū)之間的地理位置關(guān)系。黑色實(shí)線(xiàn)為本研究所用的調(diào)查線(xiàn)。1968年日向?yàn)┑卣穑╕agi et al，1998）和1946年南海道地震（Sagiya and Thatcher，1999）的同震滑動(dòng)區(qū)分別用不透明的灰色和透明的灰色區(qū)表示。藍(lán)色（原圖為彩色圖——譯注）實(shí)線(xiàn)和紫色實(shí)線(xiàn)分別代表Ichikawa（1997）和Park等（2009）利用二維地震調(diào)查得到的俯沖的九州—帕勞洋脊的位置，白色虛線(xiàn)為Park等（2009）假設(shè)的俯沖九州—帕勞洋脊位置。橙色虛線(xiàn)表示南海海槽的位置

圖2 臺(tái)站分布、網(wǎng)格間距和地震層析成像的初始震源。（a）建立初始速度模型使用的主動(dòng)源數(shù)據(jù)，（b）建立最終速度模型使用的主動(dòng)和被動(dòng)地震數(shù)據(jù)

先前的研究已嘗試對(duì)九州—帕勞洋脊的俯沖部分進(jìn)行成像（Ichikawa，1997；Park et al，2009），但它們的估計(jì)值基于的是二維測(cè)量結(jié)果，很難從海槽軸到九州島海岸連續(xù)追蹤俯沖的九州—帕勞洋脊。另外，由于主動(dòng)源測(cè)量一般最大分辨深度約為20km，這就很難對(duì)板塊邊界深度為30～40km的海岸附近俯沖的九州—帕勞洋脊進(jìn)行成像。本研究我們重點(diǎn)根據(jù)九州—帕勞洋脊與相鄰海洋板塊之間地殼厚度的差異來(lái)估計(jì)九州—帕勞洋脊俯沖的位置。九州—帕勞洋脊的特點(diǎn)在于地殼較厚（約15km），莫霍面深度也較深（Nishizawa et al，2007，2009），而正常洋殼為7km厚。因此我們的方法是通過(guò)重點(diǎn)放在深度超過(guò)7km的俯沖板塊的構(gòu)造將九州—帕勞洋脊和正常海洋板塊與板塊邊界區(qū)分開(kāi)。在本文中，我們報(bào)告用岸上和近海地震臺(tái)站觀測(cè)的主動(dòng)源和被動(dòng)源數(shù)據(jù)對(duì)俯沖的菲律賓海板塊深部構(gòu)造進(jìn)行成像所得的三維地震層析成像結(jié)果。然后，我們討論俯沖的九州—帕勞洋脊位置與該地區(qū)諸如過(guò)去大地震的同震滑動(dòng)分布、地震活動(dòng)性和淺部甚低頻地震等地震現(xiàn)象之間的關(guān)系。

1 觀測(cè)

在日本，密集的地震臺(tái)網(wǎng)由國(guó)家地球科學(xué)與防災(zāi)研究所（NIED）、日本氣象廳（JMA）和一些大學(xué)運(yùn)行。這些臺(tái)站獲得的數(shù)據(jù)由日本氣象廳實(shí)時(shí)收集并發(fā)布地震目錄。在觀測(cè)期間，我們獲得了1 814個(gè)地震的初至數(shù)據(jù)，其中包括日本氣象廳列入目錄的663個(gè)事件。我們選用的P波和S波的初至?xí)r間精度分別為0.1s和0.2s，我們還用WIN系統(tǒng)檢測(cè)了P波的初至極性（Urabe and Tsukada，1992）。

2 分析

由于三維地震層析成像通過(guò)反演方法解決了非線(xiàn)性問(wèn)題，因此所獲結(jié)果很大程度上取決于初始的速度模型。尤其是我們研究區(qū)的近海部分在淺部有很強(qiáng)的不均勻性，例如海槽附近的厚沉積層和俯沖板塊。據(jù)此，我們先依據(jù)主動(dòng)源地震數(shù)據(jù)建立了近海部分的初始速度模型，然后進(jìn)行地震層析成像來(lái)研究俯沖的菲律賓海板塊的深部構(gòu)造。在以上兩項(xiàng)分析中，我們都應(yīng)用了雙差成像軟件tomoFDD（Zhang and Thurber，2006）。

2.1 初始速度模型和震源

在tomoFDD軟件中，速度場(chǎng)用梯度模型參數(shù)化表達(dá)，每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)均給出速度值。圖2顯示了這一分析的網(wǎng)格設(shè)置。我們將沿調(diào)查測(cè)線(xiàn)HY01和HY02的走向設(shè)為網(wǎng)格的X軸，測(cè)線(xiàn)HY01和HY02中間設(shè)為Y軸的原點(diǎn)，所以HY01和HY02分別對(duì)應(yīng)于Y＝22km和－22km。X方向的網(wǎng)格間距為25km，Y方向?yàn)?2～50km，豎直方向?yàn)?～10km。我們參考沿測(cè)線(xiàn)HY01和HY02的主動(dòng)源測(cè)量結(jié)果（Nakanishi et al，2011）建立初始模型（圖3a）。對(duì)于其他網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)，用線(xiàn)性?xún)?nèi)插法（Y＝0km）或外插法（Y＜－22km，Y＞22km）計(jì)算速度值。我們記錄了相同測(cè)線(xiàn)上炮點(diǎn)—臺(tái)站對(duì)的炮點(diǎn)產(chǎn)生的P波初至波，獲得了精度優(yōu)于0.1s的76 234個(gè)數(shù)據(jù)。為了估計(jì)詳細(xì)的淺部構(gòu)造，我們也計(jì)算了間隔小于10km的炮點(diǎn)對(duì)之間的時(shí)間差，獲得了1 741 356個(gè)數(shù)據(jù)。

主動(dòng)源測(cè)量的炮點(diǎn)基本位于海平面?？紤]到海水層的影響，我們通過(guò)以下步驟計(jì)算了理論走時(shí)和射線(xiàn)路徑：（1）用空間分辨率為1km的水深數(shù)據(jù)經(jīng)插值法而得的間隔為0.001°的網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)來(lái)建立海底幾何模型（Komazawa and Kishimoto，1995）；（2）假設(shè)P波在海水中速度為1 500m／s來(lái)計(jì)算炮點(diǎn)到每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的走時(shí)；（3）計(jì)算從海底地震儀到每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的走時(shí)；（4）取步驟（2）和（3）之和為理論走時(shí)，并選擇最小走時(shí)值的網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)。經(jīng)15次迭代后，走時(shí)的均方根誤差從0.66s減少到0.09s。

圖3 （a）用于計(jì)算沿圖2b所示測(cè)線(xiàn)的初始速度模型的起始P波速度模型。0km處的粗黑線(xiàn)代表島弧的位置。等值線(xiàn)代表1km／s增量的6km／s～8km／s的P波速度。黑線(xiàn)代表本研究中猜測(cè)的板塊邊界的位置和板塊下14km的線(xiàn)。十字代表網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的位置。細(xì)黑線(xiàn)和菱形分別代表海底地形和每條測(cè)線(xiàn)±10km內(nèi)的地震臺(tái)站。（b）用沿圖2b所示測(cè)線(xiàn)的主動(dòng)源數(shù)據(jù)得到的初始P波速度模型。其余符號(hào)同圖3a

為建立研究區(qū)P波和S波的初始速度模型，我們結(jié)合了近海部分估計(jì)的三維P波速度結(jié)構(gòu)和陸地部分的一維P波速度模型。該一維模型以Tahara等（2008）的初始模型為基礎(chǔ)，并假設(shè)P波速度小于和大于7.5km／s時(shí) 的 VP／VS值 分 別 為 1.73 和1.78。我們用這個(gè)初始速度模型（圖3b）計(jì)算了層析成像反演的初始震中位置。為消除海底地震儀下面低速沉積層對(duì)S波走時(shí)的影響，我們用沉積層底部的直達(dá)P波和P－S轉(zhuǎn)換波的走時(shí)差值校正了S波的初至走時(shí)，其中沉積層的VP／VS值假定為3（如 Hino et al，2000）。

2.2 地震層析成像

海底地震儀接收到的深部板內(nèi)和板間地震的射線(xiàn)路徑被認(rèn)為通過(guò)了板塊的地幔和地殼。為獲得俯沖板塊的深部構(gòu)造，我們用被動(dòng)地震數(shù)據(jù)又用主動(dòng)源數(shù)據(jù)所得的走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行三維地震層析成像。在這種層析成像反演中，我們估計(jì)了P波和S波的速度結(jié)構(gòu)及震中位置。

圖2b表示所選地震臺(tái)站的位置和初始震源。我們?cè)?57個(gè)海底地震儀數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上加入了107個(gè)陸地臺(tái)站數(shù)據(jù)進(jìn)行了反演。我們首先結(jié)合海底地震儀觀測(cè)的到時(shí)數(shù)據(jù)和日本氣象廳地震目錄2008～2009年的數(shù)據(jù)得到了被動(dòng)源數(shù)據(jù)。隨后我們按照下列判據(jù)選取5 221個(gè)事件用于反演：（1）方位覆蓋的間隙小于180°，（2）震源深度大于10km小于170km，（3）在日本氣象廳地震目錄的事件中有大于25個(gè)到時(shí)數(shù)據(jù)。另外，我們選用計(jì)算機(jī)記憶約束數(shù)，即1／5的主動(dòng)源炮點(diǎn)（＝842，相當(dāng)于炮點(diǎn)間隔為1km）的到時(shí)來(lái)獲得合并有被動(dòng)和主動(dòng)源兩種數(shù)據(jù)的速度模型。結(jié)果，我們獲得了122 328個(gè)P波到時(shí)數(shù)據(jù)和127 136個(gè)S波到時(shí)數(shù)據(jù)。利用這些數(shù)據(jù)，我們僅用間距小于10km的成對(duì)波計(jì)算了P波對(duì)316 314個(gè)時(shí)間差和S波對(duì)282 508個(gè)時(shí)間差。為反映拾取精度的差異，S波數(shù)據(jù)的權(quán)重被設(shè)置成P波數(shù)據(jù)的一半。經(jīng)15次迭代后，走時(shí)的均方根誤差從0.57s減少到0.16s。我們也用FOCMEC軟件根據(jù)P波初至的極性確定了近海地震的震源機(jī)制（Snoke，2003）。

主橋空間靜力計(jì)算采用用MIDAS三維空間有限元軟件進(jìn)行全橋靜力分析，驗(yàn)算結(jié)構(gòu)在正常使用狀況下的撓度以及在承載能力極限狀態(tài)下各構(gòu)件的受力狀況及應(yīng)力；同時(shí)對(duì)全橋進(jìn)行動(dòng)力特性計(jì)算，分析自振頻率及振型。計(jì)算參數(shù)如下：

2.3 分辨率測(cè)試

我們用棋盤(pán)格分辨率測(cè)試（CRT）的方法計(jì)算了速度異常的空間分辨率（圖4和圖5）。進(jìn)行棋盤(pán)格分辨率測(cè)試時(shí)，我們?cè)赬方向?yàn)?5km、Y方向?yàn)?2～50km（不同網(wǎng)格間距）和Z方向?yàn)?0km尺度的模型體中假設(shè)有交替±3%的異常，我們還在合成數(shù)據(jù)中加入了隨機(jī)噪聲，其標(biāo)準(zhǔn)誤差P波為0.1s，S波為0.2s。沿B－B′測(cè)線(xiàn)和 D－D′測(cè)線(xiàn)（圖4）在0～20km的深度和X 軸0～125km范圍內(nèi)，P波的異常圖像能較好恢復(fù)（超過(guò)一半的異常振幅被恢復(fù)）。另外，沿A－A′測(cè)線(xiàn)和 D－D′測(cè)線(xiàn)在10～40km 的深度和X軸0～125km范圍內(nèi)，P波和S波模型均得到恢復(fù)。在海岸之下，沿A－A′測(cè)線(xiàn)淺于20km 范圍和沿 B－B′到 D－D′測(cè)線(xiàn)淺于40km范圍給定的異常圖象恢復(fù)很好。在深度上，31～33°N 和131～133°E范圍內(nèi)，17.5km和27.5km處給定的異?；镜玫交謴?fù)（圖5a，b）。在37.5km深度處，近海部分給定的異常被恢復(fù)，而岸上部分沒(méi)能很好恢復(fù)（圖5c）。在47.5km和65km的深度，給定的異常未能恢復(fù)（圖5d，e）。

圖4 沿圖2b所示測(cè)線(xiàn)棋盤(pán)格分辨率測(cè)試的結(jié)果?；謴?fù)率小于10%的區(qū)域顏色變淡。每個(gè)剖面上的灰線(xiàn)代表恢復(fù)率為10%的等值線(xiàn)，黑線(xiàn)代表P波速度模型5 000次導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）和S波速度模型2 500次導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和的結(jié)果。綠線(xiàn)（原圖為彩色圖——譯注）代表本研究估計(jì)的板塊邊界的位置和其下14km處的線(xiàn)。沿S－S′、B－B′和D－D′給定的異常圖像如左下圖所示。其余符號(hào)同圖3

射線(xiàn)密度的分布也提供分辨區(qū)的信息。根據(jù)棋盤(pán)格分辨率測(cè)試結(jié)果與代表網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)附近相對(duì)射線(xiàn)密度的導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和（DWS）值（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）的對(duì)比，P波模型導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和（DWS）＞5 000次和S波模型導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和＞2 500次的區(qū)域大致與棋盤(pán)格圖像恢復(fù)區(qū)域相吻合。因此，我們將符合下列兩個(gè)條件的區(qū)域定為分辨區(qū)：（1）給定棋盤(pán)格異常圖像的恢復(fù)率大于10%，（2）P波模型導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和（DWS）＞5 000次和S波模型導(dǎo)數(shù)加權(quán)求和（DWS）＞2 500次。根據(jù)這個(gè)標(biāo)準(zhǔn)，沿S－S′測(cè)線(xiàn)和N－N′測(cè)線(xiàn)分辨的區(qū)比其他剖面窄（圖4）。因此我們僅討論 A－A′測(cè)線(xiàn)到D－D′測(cè)線(xiàn)的結(jié)果。由于恢復(fù)區(qū)域及其幅度在P波模型和S波模型之間有差異，而且S波模型恢復(fù)的深度一般比P波模型的要深，我們不在本文中討論VP／VS結(jié)構(gòu)。

我們也進(jìn)行了恢復(fù)分辨率測(cè)試（RRT）（如Zhao et al，1992）來(lái)評(píng)估所獲模型的可靠性（圖6）。進(jìn)行恢復(fù)分辨率測(cè)試時(shí)，我們計(jì)算了隨機(jī)噪聲P波有0.1s、S波有0.2s標(biāo)準(zhǔn)誤差的合成走時(shí)，并假定層析成像反演所得速度模型即為合成模型。圖6顯示了A－A′測(cè)線(xiàn)至D－D′測(cè)線(xiàn)速度模型的恢復(fù)分辨率測(cè)試導(dǎo)數(shù)結(jié)果。在前一節(jié)確定的分辨區(qū)中，盡管部分區(qū)域的速度差異比所得速度模型要高2%～3%，但恢復(fù)分辨率測(cè)試與所得速度模型之間的速度差異總體上小于12%～2%。因此，我們認(rèn)為所得模型在大部分分辨區(qū)精度為1%～2%是可靠的。

3 結(jié)果

圖7展示了沿A－A′測(cè)線(xiàn)至D－D′測(cè)線(xiàn)所得的P波和S波速度結(jié)構(gòu)，未分辨的區(qū)域用淡色表示。在近海和海岸地區(qū)，地震都位于平面上，這說(shuō)明了俯沖板塊的幾何形狀。我們認(rèn)為震源下方的高速層是板塊的地幔。在西南地區(qū)（圖7a，b），沿板塊斜插方向的地震活動(dòng)帶看來(lái)比東北地區(qū)寬（圖7c，d）。

根據(jù)我們的速度圖像和重定位的震源，我們用以下步驟提出了一個(gè)板塊邊界模型。首先，淺于15km的深度我們采用Nakanishi等（2011）的板塊邊界模型，該模型是根據(jù)寬角反射和折射測(cè)量以及沿如圖1所示測(cè)線(xiàn)的反射層位置估算的。第二，深度大于40km時(shí)，我們用地震活動(dòng)區(qū)的頂部作為板塊邊界的跡線(xiàn)。第三，我們用如下兩個(gè)條件將淺部與深部之間畫(huà)出平滑連線(xiàn)：（1）由于洋殼的最小厚度被認(rèn)為是5km（Nakanishi et al，2011），板塊邊界在8km／s P波速度等值線(xiàn)頂部上方至少5km；（2）板塊邊界模型沒(méi)有負(fù)傾角。由于我們僅有一個(gè)地震屬于逆沖型震源機(jī)制，且它周?chē)牡卣鸲紝僬龜鄬诱鹪礄C(jī)制（圖7b），所以我們沒(méi)有用震源機(jī)制來(lái)確定板塊邊界的幾何形狀。這些結(jié)果在圖7中以粗紅線(xiàn)表示。

根據(jù)估計(jì)的板塊邊界，我們可知高速傾斜板塊地幔沿C－C′到D－D′測(cè)線(xiàn)延伸至板塊邊界下5～10km（圖7c，d）。另一方面，沿A－A′到B－B′測(cè)線(xiàn)這種高速板塊地幔不清晰也不連續(xù)，同時(shí)在板塊邊界正下方有些厚（厚度為10～15km）層的速度值P波為7km／s，S波為4km／s。這些特征沿A－A′到B－B′測(cè)線(xiàn)X 坐標(biāo)75～100km、深度20km，以及沿A－A′測(cè)線(xiàn)X坐標(biāo)10～25km、深度30km內(nèi)尤其顯著，在P波和S波模型中均有體現(xiàn)（圖7a和圖7b中的黑虛線(xiàn)圍起區(qū)）。

4 討論

4.1 板塊邊界模型

該地區(qū)先前已經(jīng)有了一些板塊邊界模型。Baba等（2002）根據(jù)他們的模型插入了主動(dòng)源調(diào)查的二維結(jié)果和陸地地震臺(tái)站數(shù)據(jù)的地震位置（圖7中的黑線(xiàn)）。他們的模型總體比我們的要深，原因可能是他們假設(shè)板塊邊界穿過(guò)地震活動(dòng)分布位置的最深處，而我們的判據(jù)是穿過(guò)地震區(qū)的頂端。因?yàn)樵谒麄兊陌鍓K邊界模型下方有些地方存在高速板塊地幔（圖7b，c，d的橙色圓圈），我們由此認(rèn)為用我們的模型解釋板塊的存在更合理。

Hirose等（2008）將相對(duì)于日本氣象廳2001年速度模型（Ueno et al，2002）的S波低速區(qū)和高VP／VS值區(qū)定為洋殼（圖7中的白線(xiàn)），確定了20～40km深度之間板塊邊界的三維模型，同時(shí)也采用了Baba等（2002）模型中淺層10km的部分。他們的模型比我們的淺，尤其是在C－C′和D－D′測(cè)線(xiàn)上X＝－75km和X＝0km之間的部分。采用Hirose等（2008）模型20km深處的板塊邊界以及沿D－D′測(cè)線(xiàn)上主動(dòng)源調(diào)查（Nakanishi et al，2011）的結(jié)果，都要求板塊邊界在1968年日向?yàn)┑卣穑╕agi et al，1998）（圖7d中的灰線(xiàn)）產(chǎn)生的同震滑動(dòng)區(qū)的傾斜角度約為3°，但在我們的模型中板塊邊界的傾斜角度約為10°。由于這次地震的傾斜角度被認(rèn)為在12°～14°（Yagi et al，1998），所以用我們的模型來(lái)解釋1968年地震的震源機(jī)制更加合理。另外，我們的模型表明，S波速度介于3.8km／s和4.0km／s之間的區(qū)域恰巧位于Hirose等（2008）提出的板塊邊界下方。這些速度值與日本氣象廳2001年模型的值（3.7～3.9km／s）（Ueno et al，2002）相吻合，且它們沒(méi)有降成S波低速區(qū)。盡管該地區(qū)位于近海，但Hirose等（2008）僅用海岸地震臺(tái)站的資料假設(shè)了基于陸地的一維初始速度模型，所以很難根據(jù)他們的研究討論該地區(qū)的速度值。基于上述討論我們認(rèn)為，盡管地震層析成像研究對(duì)速度邊界的位置不敏感，但我們的模型是解釋該研究區(qū)真實(shí)幾何形態(tài)的更好構(gòu)架。

4.2 俯沖的九州—帕勞洋脊

4.2.1 位置

這一節(jié)討論俯沖板塊的速度結(jié)構(gòu)，從而確定俯沖的九州—帕勞洋脊的位置。因?yàn)槠灞P(pán)格分辨率測(cè)試顯示該板塊深部的振幅和速度特征由S波模型恢復(fù)比P波模型更好（圖4和圖5），所以我們采用S波速度模型來(lái)評(píng)估俯沖的菲律賓海板塊的深部結(jié)構(gòu)。考慮到速度圖像的空間分辨率和九州—帕勞洋脊的地殼厚度，我們?cè)谀Ｐ椭杏?jì)算了該板塊邊界之下從7到14km的7km厚地層中的S波平均速度結(jié)構(gòu)（圖8a）。這一深度范圍相當(dāng)于普通洋殼的地幔巖石層和俯沖的九州—帕勞洋脊的中、下地殼。在該層中我們成像出研究區(qū)的西南部為低速帶，東北部為高速帶。

為了測(cè)試網(wǎng)格模型對(duì)獲取速度結(jié)構(gòu)的影響，我們僅用沿X軸的半網(wǎng)格模型，即與圖2a相同的網(wǎng)格模型，進(jìn)行層析成像反演（圖8b）。我們還檢測(cè)了恢復(fù)分辨率測(cè)試結(jié)果來(lái)估計(jì)所得速度不均勻性的穩(wěn)定性（圖8c）。這些結(jié)果與所得結(jié)果（圖8a）幾乎一致。此外，為了檢驗(yàn)板塊邊界的幾何形狀對(duì)這些速度圖像的影響，我們還根據(jù)Hirose等（2008）的板塊邊界模型（圖8d）進(jìn)行了另一評(píng)估。盡管速度值略有差異，但每個(gè)模型中低速帶的位置是相一致的。因此我們認(rèn)為，這些成像出的不均勻結(jié)構(gòu)是可靠的。該層中P波速度結(jié)構(gòu)的分辨率雖然不高，但在整體特征上相似（圖8e）。該低速帶的位置也與先前發(fā)表的正磁異常（GSJ and CCCOGP，1996）以及沿二維測(cè)線(xiàn)（圖8a中的彩色線(xiàn)）先前估計(jì)的俯沖九州—帕勞洋脊的位置一致。這一低速帶位于進(jìn)入菲律賓海板塊海底高地的西北延長(zhǎng)帶上。因此我們認(rèn)為，成像出的低速帶相當(dāng)于俯沖的九州—帕勞洋脊。由于在本研究區(qū)東北部板塊地幔頂層的P波速度超過(guò)8km／s（如Nakanishi et al，2011），根據(jù)板塊地幔的VP／VS比值為1.78的假設(shè)我們認(rèn)為，板塊地幔的典型S波速度應(yīng)超過(guò)4.5km／s。因此我們將俯沖的九州—帕勞洋脊外緣定為4.375km／s的S波速度等值平滑線(xiàn)（圖9中的粗綠線(xiàn)）。該線(xiàn)的虛線(xiàn)部分代表圖8a，b，c中該外緣不確定的區(qū)域。

圖6 所得結(jié)構(gòu)和恢復(fù)分辨率測(cè)試結(jié)果之間的速度差異。垂直放大2.5倍。每個(gè)剖面上的黑線(xiàn)表示已分辨的區(qū)域，淡顏色區(qū)域代表分辨較差的區(qū)域?；疑戎稻€(xiàn)代表±2%。藍(lán)色（原圖為彩色圖——譯注）代表恢復(fù)分辨率測(cè)試（RRT）結(jié)果比層析成像結(jié)果快的區(qū)域。每個(gè)剖面的綠線(xiàn)代表本研究估計(jì)的板塊邊界位置和位于該板塊內(nèi)在邊界以下14km的線(xiàn)。（a）A－A′剖面，（b）B－B′剖面，（c）C－C′剖面，（d）D－D′剖面。其余符號(hào)同圖3

圖7 沿圖2b所示剖面估計(jì)的速度結(jié)構(gòu)。頂端的黑粗條代表九州島的陸地區(qū)域。垂直放大2.5倍。介于6km／s和8km／s之間的P波速度等值線(xiàn)間隔為1km／s，介于3.5km／s和4.5km／s之間的S波速度等值線(xiàn)間隔為0.5km／s。淡色區(qū)域代表分辨較差的區(qū)域。紅線(xiàn)（原圖為彩色圖——譯注）代表本研究提出的板塊邊界模型，紅色虛線(xiàn)代表Nakanishi等（2011）給出的板塊邊界。白線(xiàn)和黑線(xiàn)分別代表Hirose等（2008）和Baba等（2002）給出的板塊邊界模型。品紅色虛線(xiàn)表示30km深的位置。黑點(diǎn)代表側(cè)投影面±10km以?xún)?nèi)的震源；已知震源機(jī)制的位置在圖上有標(biāo)識(shí)。黑虛線(xiàn)所圈區(qū)域代表地殼明顯偏厚的位置。橙色虛線(xiàn)的圓圈代表Baba等（2002）板塊邊界模型之下明顯的高速區(qū)。（a）A－A′剖面，（b）B－B′剖面，（c）C－C′剖面，（d）D－D′剖面。0km深度的藍(lán)色粗條和20km 深度的灰色粗條分別代表1968年日向?yàn)┑卣鸬耐鸹瑒?dòng)區(qū)（Yagi et al，1998）和同時(shí)滿(mǎn)足Hirose等（2008）和Nakanishi等（2011）的板塊邊界位置。其余符號(hào)同圖3

圖8 （a）位于我們的模型中板塊邊界之下7～14km層內(nèi)的平均速度結(jié)構(gòu)。等值線(xiàn)代表從4km／s到4.375km／s間隔的0.125km／s?；疑珔^(qū)域代表1968年日向?yàn)┑卣鸬耐鸹瑒?dòng)區(qū)（Yagi et al，1998）。黑色倒三角為地震臺(tái)站的位置。淡色區(qū)域是分辨較差的區(qū)域。藍(lán)線(xiàn)、紫線(xiàn)和紅線(xiàn)（原圖為彩色圖——譯注）分別對(duì)應(yīng)Ichikawa（1997）、Park等（2009）和 Nakanishi等（2011）提出的九州—帕勞洋脊俯沖部分的位置。（b）利用我們的邊界模型在7～14km層上沿X軸用半網(wǎng)格模型進(jìn)行層析成像研究所得的S波速度結(jié)構(gòu)。（c）用我們的邊界模型在7～14km層上對(duì)S波速度模型進(jìn)行恢復(fù)分辨率測(cè)試結(jié)果。（d）用Hirose等（2008）的邊界模型所得7～14km層的S波速度結(jié)構(gòu)。（e）7～14km層的P波速度結(jié)構(gòu)。等值線(xiàn)代表從7km／s到7.75km／s間隔的0.25km／s。（f）7～14km層位置示意圖

圖9 （a）展示板塊邊界模型和相關(guān)特征的圖。紅色和藍(lán)色（原圖為彩色圖——譯注）虛線(xiàn)等值線(xiàn)分別是根據(jù)本研究和Hirose等（2011）的研究模型得到的板塊邊界深度。綠色的粗線(xiàn)代表俯沖的九州—帕勞洋脊的外緣。線(xiàn)a－b－c代表圖8所示的剖面。灰色點(diǎn)虛線(xiàn)代表Park等（2009）假設(shè)的俯沖九州—帕勞洋脊的位置。其他符號(hào)同圖8。（b）分別用紅色和藍(lán)色表示的1996年2次地震（Yagi et al，2001）的同震滑動(dòng)區(qū)（彩色區(qū)）和震后滑動(dòng)區(qū)（彩色等值線(xiàn)）。等值線(xiàn)間隔為0.04m。黃色星號(hào)代表2008年11月至2009年4月之間觀測(cè)到的甚低頻地震（NIED，2009）。橙色區(qū)對(duì)應(yīng)長(zhǎng)期緩慢滑動(dòng)事件，紫色圓圈相當(dāng)于2010年激活的淺部甚低頻地震（Hirose et al，2010）

俯沖的九州—帕勞洋脊的最前端位于板塊邊界大約30km的等深處，而在九州島下其存在則模糊不清（圖9a）。雖然這個(gè)區(qū)域相當(dāng)于恢復(fù)區(qū)的邊緣（圖5c，d），但恢復(fù)分辨率測(cè)試與所得速度模型（圖8c）略有不同，以前用岸上地震臺(tái)站數(shù)據(jù)進(jìn)行的層析成像研究未發(fā)現(xiàn)在九州島下存在俯沖的九州—帕勞洋脊的痕跡（如Saigaet al，2010；Wang and Zhao，2006）。Nakada 等 （2002）和Tahara等（2008）通過(guò)引證宮崎平原周?chē)呢?fù)重力異常和無(wú)震地殼上升，認(rèn)為俯沖的九州—帕勞洋脊的相對(duì)較輕的地殼可能從板塊上脫離成為上覆板塊的基底。沒(méi)有密度差就不會(huì)有脫離，所以正如Saiga等（2010）所述，認(rèn)為脫離作用發(fā)生在俯沖板塊與上覆板塊的上地幔接觸的地方是合理的。這些討論都認(rèn)為研究區(qū)上板塊的莫霍面與板塊表層接觸的深度大約為30km。假設(shè)速度值的最大誤差等于恢復(fù)分辨率測(cè)試結(jié)果與所得速度模型之間的速度差值（圖6），地幔楔頂端P波和S波的速度則分別小于7km／s和4km／s（圖7a和b）。為了解釋九州島南部估算的地幔溫度（Yoshioka et al，2008）和地震速度與蛇紋化橄欖巖體積分率之間的關(guān)系（Christensen，2004），該地區(qū)地幔楔頂部應(yīng)該超過(guò)60%發(fā)生蛇紋巖化。位于蛇紋巖化地慢楔之下的板塊邊界相當(dāng)于1996年兩次地震（均為MS6.7）的震后滑動(dòng)區(qū)（Yagi et al，2001），而這兩次地震的同震滑動(dòng)區(qū)沿地殼—板塊接觸區(qū)分布（圖9b）。假如蛇紋化地幔易于發(fā)生無(wú)震滑動(dòng)（如，Hyndman and Peacock，2003），則上覆板塊性質(zhì)的差異就可解釋沿板塊邊界不同類(lèi)型的滑動(dòng)。

4.2.2 地震現(xiàn)象的作用

根據(jù)和達(dá)清夫—貝尼奧夫帶中背景地震活動(dòng)性的空間分布，前人已經(jīng)推斷在該研究區(qū)的板塊中存在分段的邊界（如，Ishihara and Yoshida，1992；Nagamune and Tashiro，1989）。使用我們最近獲取的更準(zhǔn)確的數(shù)據(jù)，我們沿板塊邊界在約20km深處尋找了這種分段（圖9a中的線(xiàn)a－b－c）。為了消除傾角不均勻造成的影響，我們?cè)赼－b段采用5km和b－c段采用15km的地震投影寬度。結(jié)果表明，東北段板塊邊界下方的地震分布深度小于10km，這與1968年地震同震滑動(dòng)區(qū)的下方相吻合，而在西南段深度卻可達(dá)將近20km，即估計(jì)的俯沖九州—帕勞洋脊的位置（圖10）。這一結(jié)果為先前的邊界分段提供了證據(jù)。俯沖九州—帕勞洋脊附近的大部分活動(dòng)表現(xiàn)為正斷層機(jī)制（圖9）。這些機(jī)制可能反映了板塊彎曲產(chǎn)生的張性應(yīng)力場(chǎng)。該應(yīng)力場(chǎng)增強(qiáng)了該地區(qū)，因?yàn)樯细〉木胖荨羷谘蠹沟貧っ撾x會(huì)使板塊密度變大（Saiga et al，2010；Tahara et al，2008）。這一解釋與俯沖九州—帕勞洋脊未在九州島下成像的事實(shí)相吻合。

圖10 沿圖9a中a－b－c線(xiàn)的地震活動(dòng)和震源機(jī)制圖。繪出了a－b段中在剖面5km以?xún)?nèi)、b－c段中在剖面15km以?xún)?nèi)的地震震源。給出了a－b段中在剖面10km以?xún)?nèi)、b－c段中20km以?xún)?nèi)地震的震源機(jī)制。紅線(xiàn)、藍(lán)線(xiàn)（原圖為彩色圖——譯注）和黑線(xiàn)分別代表本次研究、Hirose等（2008）和Baba等（2002）估計(jì)的板塊邊界模型。紅色三角代表剖面附近的地震臺(tái)站。灰色虛線(xiàn)代表地震活動(dòng)的大致最深下限。橙色區(qū)域和淺藍(lán)色區(qū)域分別對(duì)應(yīng)俯沖的九州—帕勞洋脊的空間范圍和1968年地震的同震滑動(dòng)區(qū)（Yagi et al，1998）

圖8 清楚地表明，1968年日向?yàn)┑卣鸬耐鸹瑒?dòng)區(qū)未與俯沖的九州—帕勞洋脊相重疊。Yagi等（1998）認(rèn)為，分段邊界阻止了1968年地震的同震滑動(dòng)向西南擴(kuò)展?？紤]到Furumura等（2011）估計(jì)的1707年寶永地震（M8.4）的海嘯源模型的空間范圍，我們認(rèn)為俯沖的九州—帕勞洋脊可能限制了1707年地震以及1968年地震的破裂擴(kuò)展。

我們對(duì)俯沖的九州—帕勞洋脊會(huì)成為障礙體的原因有以下兩種解釋?zhuān)旱谝皇?，九州—帕勞洋脊的板間耦合太強(qiáng)而阻礙了破裂的擴(kuò)展；第二是，九州—帕勞洋脊上面的板塊邊界耦合太弱。Wang和Bilek（2011）認(rèn)為，俯沖的海山為無(wú)震蠕動(dòng)和小地震提供了有利條件，但對(duì)大型破裂的生成和擴(kuò)展卻是不利條件。正如 Hashimoto等（2009）估計(jì)的，沿俯沖的九州—帕勞洋脊的板間弱耦合與上述觀點(diǎn)一致。另一方面，俯沖的海山也會(huì)在其俯沖前沿聚集應(yīng)力，比如Mochizuki等（2008）報(bào)告的日本海溝南部。盡管在估計(jì)的俯沖九州—帕勞洋脊前沿歷史上重復(fù)發(fā)生過(guò)M6～7的地震（如Shiono et al，1980），但這些地震的孕震帶可能太小以至Hashimoto等（2009）未能發(fā)現(xiàn)。因此我們認(rèn)為，俯沖的九州—帕勞洋脊上方的板塊邊界除了其前沿外其余位置耦合都較弱。利用小重復(fù)地震估計(jì)板間耦合的近期研究（Yamashita et al，2012）支持這一想法。

被認(rèn)為在增生楔內(nèi)沿逆斷層發(fā)生的甚低頻地震（Ito and Obara，2006）在本研究區(qū)西南部被頻繁觀測(cè)到（Asano et al，2008）。盡管我們?cè)诤５椎卣饍x記錄中未能發(fā)現(xiàn)甚低頻地震活動(dòng)，但Asano等（2008）估計(jì)的甚低頻地震活動(dòng)區(qū)與九州—帕勞洋脊正受俯沖的上板塊的淺部區(qū)相吻合（圖9b）。另一方面，甚低頻地震活動(dòng)在東北部是間歇性的（圖9b），在2003年和2010年的發(fā)生相隔了6～7年的靜止?fàn)顟B(tài)。Hirose等（2010）報(bào)告認(rèn)為，這兩次甚低頻地震序列是在2003年和2010年被更深處的長(zhǎng)期慢滑動(dòng)事件激活的。Dominguez等（1998）根據(jù)實(shí)驗(yàn)室試驗(yàn)和野外觀測(cè)指出，俯沖的海山在上板塊造成了復(fù)雜的裂隙網(wǎng)絡(luò)。我們認(rèn)為，俯沖的九州—帕勞洋脊上部相對(duì)發(fā)育的裂隙網(wǎng)絡(luò)使得該研究區(qū)西南部有利于發(fā)生甚低頻地震活動(dòng)。

5 結(jié)論

我們用主動(dòng)源和被動(dòng)源兩種數(shù)據(jù)，通過(guò)地震層析成像得到了俯沖的菲律賓海板塊的三維地震速度結(jié)構(gòu)。我們的結(jié)果清晰地成像出俯沖的九州—帕勞洋脊在菲律賓海板塊深部表現(xiàn)為低速異常。這個(gè)異常向板塊邊界之下延伸約30km的深度，我們推測(cè)這個(gè)深度之下的地層發(fā)生分離并起著較輕浮九州—帕勞洋脊地殼墊托的作用。由于1968年日向?yàn)┑卣鸷?707年寶永特大地震的同震滑動(dòng)區(qū)沒(méi)有延伸到俯沖的九州—帕勞洋脊，我們認(rèn)為俯沖的九州—帕勞洋脊對(duì)同震破裂擴(kuò)展可能起著障礙體的作用。另外，俯沖的九州—帕勞洋脊與板內(nèi)地震活動(dòng)發(fā)生在寬垂向范圍區(qū)和持續(xù)淺部甚低頻地震活動(dòng)區(qū)相對(duì)應(yīng)。在日向?yàn)┑貐^(qū)，俯沖的九州—帕勞洋脊可認(rèn)為是同震破裂擴(kuò)展、板內(nèi)地震活動(dòng)和甚低頻地震活動(dòng)圖像的關(guān)鍵因素。