马尼拉海沟北段俯冲带输入板块的不均一性

陈传绪，吴时国，赵昌垒

1中国科学院海洋研究所，青岛 266071

2中国科学院大学，北京 100049

3中石油杭州地质研究院，杭州 310023

1 引言

马尼拉海沟是位于南海东部的汇聚板块边界，包含了众多的板块俯冲情形，例如最北端的斜向俯冲与弧陆碰撞，北段的过渡壳（？）俯冲，中段的洋中脊俯冲，南段的双向俯冲等，因此该汇聚边界的研究对于理解地球活动基本过程以及约束南海形成演化过程都有重要的科学意义（Hayes and Taylor，1980；Hall，1996；Huang et al.，1997；Hall，2002；Sibuet and Hsu，2004）.

马尼拉海沟北段输入板块的海底地形呈缓慢倾斜，没有剧烈起伏的海底地貌单元（如海山，洋底高原等）（图1），由此容易造成认知上的假象，即该区域输入板块是形态平整，性质均一的.造成这一形态的原因是，台湾造山带的近乎世界之最的强烈抬升剥蚀速率（1300mg·cm－2·a）与南海东北部陆坡区大量发育的峡谷—冲沟体系（Li，1976；丁巍伟等，2010）.近年的地球物理观测揭示了该区域的沉积物厚度和基底起伏存在明显差异，而且与之相关的大陆张裂减薄和深部岩浆活动也有时空分布的不同（Yeh and Hsu，2004；Ku and Hsu，2009）.这些观测证据均表明马尼拉海沟北段的输入板块是不均一的，由此引出了新的问题：南北向的区域输入板块差异会引起怎样的构造响应？

图1 马尼拉海沟北段地形、主要地质构造单元和地震测线位置图水深线间隔1000m，红色细线为图4a，b对应的测线位置，白色填充的横线为图5对应的测线位置，黑色横线为ACT，ORI689，ORI693，MCS0905和MCS0908航次的测线位置，黄色短线表示岩浆侵入范围，COB1，COB2：洋陆过渡边界.LRTPB：吕宋—琉球转换板块边界Fig.1 Regional bathymetric map showing major tectonic features and locations of seismic lines in study area Contour interval is 1000m.Thin red line is the location of Fig.4aand b.White rectangles with red framework show the location of Fig.5.The black thin lines show the locations of seismic lines acquired during the ACT，ORI689，ORI693，MCS0905and MCS0908cruises.COB1，COB2：continent－ocean boundary.LRTPB：Luzon－Ryukyu Transform Plate Boundary.The inset map shows the location of the present study area（red box）.

前人针对马尼拉海沟的研究，大多数都集中在马尼拉海沟的最北段，即初始碰撞和弧陆碰撞区域，并且指出了斜向碰撞在刻画区域地形地貌形态上所起的主导作用（Huang et al.，1997；Liu et al.，2004；Sibuet and Hsu，2004；Lin et al.，2009）.本文将整个马尼拉海沟北段作为研究对象，利用地形地貌数据和地震数据，呈现了掩埋在上覆沉积物之下的输入板块的不均一性，并分析与其相关的构造响应，如恒春港湾弱变形带的成因，海沟及板片形态的改变等.

2 区域地质框架研究进展

马尼拉海沟北段毗邻华南张裂陆缘和台湾弧陆碰撞造山带，是华南陆块、南海板块和菲律宾海板块交互作用的区域.由于该区复杂的构造背景，使得区内不同区域可能受控于不同的构造因素，然而受限于观测资料的覆盖区域以及资料本身的分辨率，该区内的构造划分仍存在不确定性.

对于洋陆过渡边界（COB）的位置仍存在争议，争议的焦点在于出现在马尼拉海沟北段西部的与火山侵入相关联的基底隆起（图1，图2a）的地壳性质类型.例如，Briais等（1993）认为洋陆过渡边界位于该基底隆起南部，如图1中COB1所示，而Hsu等（2004）认为该边界在基底隆起的北部，如图1中COB2所示，Hsu等（2004）圈定的岩浆活动影响范围如图1中黄色短线所示.近年的震测资料表明，实际的岩浆侵入或者底侵的范围可能要比此范围更大（栾锡武等，2011；Yeh et al.，2012）.该基底隆起接近3000m水深线，和西北部的东沙隆起具有连续性，而且有可能部分已经俯冲至了深部（图2a）.关于该基底隆起的起源及其性质也尚未达成共识，Hayes和Taylor（1980）认为这一构造单元是磁静区的一部分，代表了陆壳和洋壳之间的过渡区域；Bautista等（2001）认为这一区域是由华南块体分离出的微陆壳（micro－continental crust）；Hsu等（2004）认为这一构造隆起是南海洋壳的一部分，但是受到了裂后期岩浆侵入或者底侵作用的影响；而Lester等（2013）认为南海东北部的地壳属性为受到了岩浆活动影响的陆壳.

图2 （a）马尼拉海沟北段输入板块基底深度，据（Yeh et al.，2010）修改；（b）马尼拉海沟北段地形地貌图，HE为恒春港湾；（c）马尼拉海沟北段地形地貌解释Fig.2 （a）Acoustic basement depth（TWT，sec）of the incoming crust（modified from Yeh et al.，2010）；（b）Seafloor morphology along northern Manila trench；（c）Tectonic interpretation of bathymetric features

位于马尼拉海沟最北端的吕宋—琉球转换板块边界（LRTPB）被认为是一条NW－SE走向的沟－沟转换断层（Sibuet et al.，2002；Hsu et al.，2004）.在该转换边界两侧存在明显的地磁、海底地形、基地起伏的差异，表明两侧的地层性质很有可能不同.Sibuet等（2002）认为边界北部的地壳为初始的南海洋壳，Hsu等（2004）认为这一区域的地壳可能为圈闭的菲律宾海板块.

尽管存在上述的有关地壳性质和动力学机制方面的不确定性，但这些来自不同资料和不同侧重点的研究恰恰揭示了沿马尼拉海沟北段的输入板块存在南北向的差异.本文中将该区分为三个区块：最北段的区块A，性质可能是圈闭的菲律宾海洋壳或者是初始南海洋壳；中段的区块B，性质可能是华南陆块张裂分离出的微陆壳受到了后期岩浆活动影响，也可能是受到裂后岩浆活动影响的南海洋壳，整体表现为过渡壳性质；南段的区块C，探测到清晰的可定年的磁条带（Hsu et al.，2004），可以确定其性质为正常的南海洋壳.区块B的过渡壳相对两侧的洋壳，表现为低密度和更大的正浮力，同时我们的结果表明该地区沉积物薄，地壳厚度大，而且基底隆起起伏剧烈.Pn波的成像结果（胥颐等，2007），以及50km深度P波、S波的成像结果（Koulakov et al.，2014）也体现出马尼拉海沟北段输入板块自北向南的差异：北段的Pn波速度，P波、S波速度低，而南段的波速高.

3 数据来源与处理方法

文中的973地震测线是2001年“中国边缘海形成演化及其重大资源的关键问题”项目委托广州海洋地质调查局用“探宝号”调查船采集所得地震测线的一部分，具体采集参数为240道地震拖缆，道间距12.5m，气枪容量3000in3，炮间距50m，采样间隔为2ms，记录长度为10.024s（宋海斌等，2007）.EW－35测线是1995年由美国Maurice Ewing科考船采集，采集参数为240道地震拖缆，道间距25m，气枪容量8470in3，激发间距20s（5节船速，约50m），采样间隔2ms，记录长度为16s.此次研究共搜集了19条地震测线的层位信息，其中的13条地震测线是来自于台湾的三个航次，1996年的ACT航次，2003年的ORI689和ORI693航次，测线的采集参数和地震剖面可参阅文献（Yeh and Hsu，2004；Ku and Hsu，2009），另外的6条测线来自于MCS0905和MCS0908航次，测线的采集参数和地震剖面可参阅文献（Yeh et al.，2012；Lester et al.，2013）.

973地震测线由特普地球物理分公司处理中心进行了叠后时间偏移，浅部构造清晰，多次波压制效果显著，但深部构造基本没有任何信息，特别是增生楔的上陆坡段.本文作者在前人工作的基础上，对该条测线的海沟两侧部分重新做了针对性处理，采用了更适合复杂构造成像的叠前时间偏移方法（Yilmaz，2001），具体处理流程如图3所示.同时，作者注意到增生楔上陆坡段的多次波出现位置和可能存在的滑脱面延伸位置很有可能重合（图4b），因此在多次波压制过程中，作者在炮集记录和CMP道集噪声压制参数选择，尽可能地保留增生楔上陆坡段的深部信息，即使这样有可能会导致整个剖面的信噪比降低.重新处理的地震剖面揭示了两处新的重要的深部信息，一个是位于CDP 4800—9000，深度7.0～9.0s之间的地震轴，另一个是位于CDP号19200－22000，深度6.0～7.0s之间的地震轴.这两处地震同相轴的位置和台湾最新采集的大容量（6600in3）、长偏移距地震剖面（Yeh et al.，2012；Lester et al.，2013）（468道，6km）所揭示的深部信息相一致.

4 结果与讨论

沿马尼拉海沟北段的增生楔可自西向东地分为三部分：下陆坡区，上陆坡区和背向冲断区（图1），三部分展现了增生楔不同的演化阶段特征（Lin et al.，2009）.下陆坡区发育逆冲叠瓦断层，在海底地貌上表现为整齐的平行海沟分布的冲断背斜（图2b，c），地震剖面上向西倾斜的逆冲断层特征明显，滑脱面清晰可见（图4c，CDP号12000—19000）.上陆坡区遭受了强烈挤压变形和显著抬升，21°N以北位置上下陆坡水深落差将近2000m，上陆坡地震反射特征杂乱，不存在明显的地层同相轴.研究区内增生楔的变形在自南向北的方向上也表现出较强的差异性，例如21°N处出现的弱变形带，北部海底抬升明显高于南部的抬升等，而造成这一差异的主要因素就是平行于海沟的输入板块的差异.前人研究表明，输入物质的性质，如组分、厚度、内聚力，流变性，孔隙率和孔隙压力等，均可影响增生楔变形（Davis et al.，1983；Schott and Koyi，2001；Liu et al.，2004；Simpson，2010）.另外，出现在输入板块中的构造隆起，如海山、无震海岭以及洋底高原等，也会引起上覆板块的变形模式的显著改变（Dominguez et al.，2000；Rosenbaum and Mo et al.，2011）.

图3 地震测线973的重新处理流程Fig.3 Reprocessing flow chart of seismic line 973

4.1 马尼拉海沟北段输入板块南北向差异与增生楔变形响应

研究区内的海底地形地貌呈现出明显的三个特征：（1）21.5°N 位置的弱变形带；（2）向海方向内凹，而不是外凸的海沟形态；（3）20.5°N以北上陆坡的大幅抬升（图2b，2c）.

和南北两侧的地貌相比，弱变形带在下陆坡区表现为海底平缓、没有遭受强烈的变形以及缺失褶皱冲断构造，Lin等（2009）将此区域定义为“恒春港湾”.上陆坡区此弱变形带抬升程度弱，地貌上展现为一条深谷，和下陆坡区的恒春港湾具有连续性.穿过该区域的地震测线EW－35剖面（图5a，5b）和南部的地震测线973剖面（图5c，5d）相比，可看出该弱变形带在下陆坡区内地层较为平整，褶皱冲断构造少，具有更宽阔的初始冲断区（约30km）.与该弱变形带相关的另一个重要特征是变形前缘外的深基底埋深和厚沉积物，如图6b，6c所示.弱变形区外基底的双程走时深度为7.0s左右，对应的沉积物厚度约为3.5s，而弱变形两侧的基底深度为6.0s左右，北侧沉积物厚度为2.5～3.0s，南侧沉积物厚度仅为1.0s左右.弱变形区和输入板块的厚沉积物在空间位置上的高度对应关系表明两者之间存在着成因上的因果联系.沉积物在进入俯冲带时分为两部分：大部分物质被刮下堆积在上覆板块形成增生楔，少部分物质会随下伏板块俯冲至深部，如图4滑脱面下富集的底冲沉积物，而蕴含在沉积物中的水分会随挤压排出，排出的水分倾向于沿着主要的断层如滑脱面流动，从而使得断层区的孔隙压力增大，进而减弱断层面以及围岩的剪切强度（Moore and Vrolijk，1992），最终形成宽阔的初始逆冲断层区，而且初始逆冲断层区的范围和孔隙压力的大小成正相关关系（Cello and Nur，1988；Wang et al.，1994；Lin et al.，2009）.因此关于弱变形区形成的可能解释是，该区变形前缘外的较厚的沉积物会使得该区比两侧形成更高的孔隙压力，如此会减弱变形强度，并形成比两侧更宽的初始冲断区.

图4 地震测线973剖面及简要解释（a）原地震剖面；（b）重新处理得到的剖面；（c）地震剖面的简要解释.Fig.4 Profiles of seismic line 973and simple interpretation（a）Previously processed profile；（b）Reprocessed seismic profile；（c）Simple interpretation of seismic profile.

图5 地震测线973和EW－35下陆坡段地震剖面及解释（a）、（b）地震测线EW－35的叠加剖面及其解释；（c）、（d）地震测线973的偏移剖面及其解释.V.E.为垂直拉伸.Fig.5 Profiles at lower slope segment of seismic line 973and EW－35and their interpretations（V.E.＝Vetical Exaggeration）（a）、（b）Stacked profiles of seismic line EW－35and interpretation；（c）、（d）Migrated profile of seismic line 973and interpretation.

图6 马尼拉海沟外40km范围内俯冲带输入板块的差异性（a）插值得到海底深度，其中的黑色横线表示用于插值的地震剖面；（b）沿马尼拉海沟的声学基底深度，白色虚线标示了较深的基底，红色虚线标示了基地隆起区；（c）沿马尼拉海沟的沉积物厚度，白色虚线标示了较厚的沉积物，红色虚线标示了较薄的沉积物；（d）地壳厚度图，黑色虚线标示了发表在（Yeh et al.，2012）中的地震测线位置图，黑色实线标示了新增加的测线位置图 （Lester et al.，2013）；（e）马尼拉海沟北段俯冲带的地震活动性，震中参数来自于IRIS，图中只标示了震级大于4.0的地震.Fig.6 Incoming plate variations along northern Manila trench within a distance of 40km off the trench（a）Seafloor depth along northern Manila Trench.Black lines denote the seismic lines used to interpolate the depth of the acoustic basement and the sediment thickness；（b）Acoustic basement depth along northern Manila Trench.The white dashed line denotes the deeper（7.5s，TWT）acoustic basement.The red dashed line denotes the shallower basement relief；（c）Sediment thickness of the incoming plate along northern Manila Trench.The white dashed line denotes the thick sediment.The red dashed line denotes the thin sediment；（d）Crustal thickness map，the black dashes lines denote the seismic survey lines（Yeh et al.，2012），the black line denote the new added seismic survey line（Lester et al.，2013）；（e）Earthquake hypocenters（M＞4.0）from catalogues of the Incorporated Research Institutions for Seismology（IRIS）.

世界上大部分海沟和岛弧都呈现朝向输入板片外凸的弧形，如南海海槽，马里亚纳海沟，阿留申海沟等，这一现象是由海沟后撤过程中的环形回流作用导致的，可用乒乓球类比理论（Ping－Pong ball analogy）解释（Frank，1968；Morra et al.，2006）.但朝向输入板片方向内凹的海沟和岛弧形态也是存在的，而且这些例外情形往往均伴随着海沟外的高海底隆起（如海山、海岭以及洋底高原等），因为这些地形隆起构造往往具有较大的正浮力，会阻碍海沟的后撤.马尼拉海沟北段的海沟为向海内凹的形状，虽然不存在上述几种出露海底的地形隆起单元，但图2a和图6b，6c）均揭示了掩埋在沉积物下的地壳性质差异，区块B的基底隆起要比两侧高出至少1.5s的双程走时时间深度，海沟弯曲的最大曲率处恰好对应了基底隆起开始俯冲进入的位置.而且区块B表现为过渡壳性质，其正浮力均比两侧的洋壳要高，因此都会减小海沟的后撤速率，从而形成了内凹的海沟形态.

研究区内的另一个显著的增生楔变形特征就是北段的上陆坡大幅抬升，地震测线973表明位于21°N和21.5°N之间的上陆坡比其西侧的下陆坡高出了2200m左右，上陆坡的坡角达到了6°～7°，而台湾增生楔的平均坡角为3°～4°（Davis et al.，1983）.一个可能的解释是有掩埋的海山俯冲到了上陆坡深部，这种现象较为常见，例如南海海槽（Frank，1968；Park et al.，1999；Bangs et al.，2006），卡斯卡迪亚俯冲带（Tréhu et al.，2012），汤加—克马德克俯冲带岛弧（Timm et al.，2013）等地区，物理模拟的结果也证实海山俯冲会引起较大的海底抬升（Dominguez et al.，2000），另外在马尼拉海沟变形前缘分布有掩埋的海山（图2c，图4c），也增大了上陆坡地区深部存在有俯冲至深部的海山的可能性.但是众多穿过上陆坡的多道地震测线上并没有发现明显的与海山相对应的地震反射信息，造成这一现象的原因包括：（1）上陆坡地区强烈变形的地层以及可能存在的位于天然气水合物层下的游离气体使得地震信号衰减强烈，从而使得到达深部的地震能量较少；（2）该区洋流活动剧烈（Yuan et al.，2006），引起地震电缆漂移量较大，而常规的海上二维测线资料处理没有将其考虑在内，因此会影响最后的偏移成像（Nedimovic′et al.，2003）；（3）上陆坡地区深部的滑脱面位置和二阶多次波的位置很接近，因此容易在压制多次波的同时将有效信号也消除掉.在我们重新处理的地震剖面上，尽管可以看到区别于多次波的同相轴，但仍然比较模糊，而且由于受到速度上拉的影响，所呈现的同相轴要高于其实际的位置.最新发表的穿过该地区的宽方位OBS（海底地震仪）数据（Lester et al.，2013）证实在上陆坡的下部存在有增生地壳，并推断该增生地壳可能是推动上陆坡大幅抬升的主要原因，但对其增生的模式尚不清楚.

4.2 对马尼拉海沟俯冲带地震活动性的影响

马尼拉海沟北段的地震活动性分析表明，在20°N—21°N之间的海沟外侧隆起（outer－rise）处地震发生频率、强度明显高于相同构造环境下的其他地区，而且该震群的位置和基底隆起区恰好在空间位置相一致（图6b，6d）.作者认为这两者空间位置重合的动力学联系可能为：（1）输入板块处的基底隆起阻碍俯冲过程的进行，从而使得在基底隆起区聚集了更多的应力；（2）基底隆起区的地壳性质可能为过渡壳，受块体张裂作用的影响地壳厚度减薄、强度减弱，相比于隆起区南北两侧的洋壳更容易发生应力集中和断裂；（3）基底隆起区可能对应了裂后的岩浆侵入和底侵过程，因此在隆起区的深部可能对应存在一个薄弱带，而这一薄弱带可能会传递应力至上部正断层，诱发断层错动发生地震.一般的海沟外部隆起区地震发生频率和震级均较小，而且多是正断层触发的25km之上的浅源地震（Lee and Lin，2013）.而位于研究区的海沟外部隆起区地震震群中地震最大震级达到Mw6.5，发生时间集中在2006年10月份，震源深度最深达到40km左右，而且在两个月之后的2006年12月26日，在该震群的东北部发生了台湾西南部震级最大的屏东大地震.但这两者之间时间上的先后关系是否反映了沟外隆起区地震和巨型逆冲断层地震之间的动力机制上的联系还需要进一步的研究.

沿着整个马尼拉海沟俯冲带的地震活动性分析表明，随着震源深度的增加，其相距海沟的距离也增大（图7a—7d），而且在海沟中段位置缺失了深源地震（臧绍先等，1994；陈爱华等，2011）.我们利用震源位置大致勾勒了和达—贝尼奥夫带，结果表明马尼拉海沟北段的板片俯冲角度较小，而南段的俯冲角度较大，而且有可能在古洋脊俯冲的延伸方向上存在板块撕裂现象（Bautista et al.，2001）.尽管马尼拉海沟北段的输入板块存在南北向差异，但区块B占据了其中的大部分（图2a），因此相比于马尼拉海沟南段的正常南海洋壳，马尼拉海沟北段整体上仍表现为过渡壳的性质.因此马尼拉海沟北段的输入板块具有更大的正浮力值，因而造成马尼拉海沟俯冲带南北俯冲角度差异.

5 结论

图7 马尼拉海沟俯冲带的地震分布（a）—（d）分别表示不同深度范围内的地震震中位置；（e）地震震源的三维分布.蓝色细线表示海岸线，黑色细线表示可能的和达—贝尼奥夫带形态.Fig.7 Earthquake distribution along the whole Manila trench（a）—（d）Earthquake hypocenters at different ranges of depth.（e）Three－dimensional distribution of earthquakes and possible geometry of the Wadati－Benioff zone.

作者借助地形地貌、多道地震以及天然地震数据，综合分析了马尼拉海沟北段的输入板块自南向北的差异及其对增生楔变形和地震活动的影响，研究结果表明除了斜向碰撞之外，输入板块的不均一性也是控制马尼拉海沟北段变形的主要因素之一.这一控制作用具体体现在：（1）马尼拉海沟北段的输入板块自南向北上覆沉积物厚度的差异引起了俯冲沉积物上滑脱面上的孔隙压力差异，并最终导致了自南向北的增生楔变形强度差异，由此解释了恒春弱变形带的成因；（2）输入板块地壳性质的不均一性伴随着板块正浮力大小的差异，导致了俯冲带的后撤速率差异，并最终形成了当今的向海方向内凹的海沟形态.研究结果证实了马尼拉海沟北段的输入板块在地形地貌以及地球物理性质的差异，对于地壳属性的最终厘定（洋壳、陆壳、过渡壳）还需要更多的地质和地球化学的证据.致谢 感谢参加973项目南海东北部航次调查，EW9509－35测线采集，ACT航次，ORI689航次，ORI693航次，MCS0905航次以及MCS0908航次的所有科考人员，感谢葉一慶（Yeh Yi－Ching）博士提供了图2a的原始图件，感谢中石油杭州地质研究院的叶月明博士、张金陵博士、杨存、刘午牛在地震测线973的处理中所提供的无私的帮助，文中部分图件是由GMT软件（Wessel and Smith，1998）绘制.

Bangs N L，Gulick S P S，Shipley T H.2006.Seamount subduction erosion in the Nankai Trough and its potential impact on the seismogenic zone.Geology，34（8）：701－704.

Bautista B C，Bautista M L P，Oike K，et al.2001.A new insight on the geometry of subducting slabs in northern Luzon，Philippines.Tectonophysics，339（3－4）：279－310.

Briais A，Patriat P，Tapponnier P.1993.Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea：Implications for the Tertiary tectonics of Southeast Asia.JournalofGeophysicalResearch：SolidEarth，98（B4）：6299－6328.

Cello G，Nur A.1988.Emplacement of foreland thrust systems.Tectonics，7（2）：261－271.

Chen A H，Xu H H，Ma H，et al.2011.Preliminary study of the causes of absence intermediate and deep focus earthquakes in the Manila subduction zone.SouthChinaJournalofSeismology（in Chinese），31（04）：98－107.

Davis D，Suppe J，Dahlen F A.1983.Mechanics of fold－and－thrust belts and accretionary wedges.J.Geophys.Res.，88（B2）：1153－1172.

Ding W W，Li J B，Han X Q，et al.2010.Geomorphology，grainsize charicteristics，matter source and forming mechanism of sediment waves on the ocean bottom of the northeast South China Sea.ActaOceanologicaSinica（in Chinese），2：96－105.

Dominguez S，Malavieille J，Lallemand S E.2000.Deformation of accretionary wedges in response to seamount subduction：Insights from sandbox experiments.Tectonics，19（1）：182－196.

Frank，F C.1968.Curvature of island arcs.Nature，220（5165）：363－363.

Hall R.1996.Reconstructing Cenozoic SE Asia.Geological Society，London，Special Publications，106（1）：153－184.

Hall R.2002.Cenozoic geological and plate tectonic evolution of SE Asia and the SW Pacific：computer－based reconstructions，model and animations.JournalofAsianEarthSciences，20（4）：353－431.

Hayes D E，Taylor B，Hayes D E.1980.The tectonic evolution of the South China Basin.GeophysicalMonographSeries，23：89－104.

Hsu S K，Yeh Y C，Doo W B，et al.2004.New bathymetry and magnetic lineations identifications in the northernmost South China Sea and their tectonic implications.MarineGeophysical Researches，25（1－2）：29－44.

Huang C Y，Wu W Y，Chang C P，et al.1997.Tectonic evolution of accretionary prism in the arc－continent collision terrane of Taiwan.Tectonophysics，281（1－2）：31－51.

Koulakov I，Wu Y M，Huang H H，et al.2014.Slab interactions in the Taiwan region based on the P－and S－velocity distributions in the upper mantle.JournalofAsianEarthSciences，79：53－64.

Ku C Y，Hsu S K.2009.Crustal structure and deformation at the northern Manila Trench between Taiwan and Luzon islands.Tectonophysics，466（3－4）：229－240.

Lee H H，Lin J Y.2013.Seismic characteristics of outer－rise earthquakes in the different seismic coupling subduction zones.EGU General Assembly ConferenceAbstracts.

Lester R，McIntosh K，Van Avendonk H J A，et al.2013.Crustal accretion in the Manila trench accretionary wedge at the transition from subduction to mountain－building in Taiwan.EarthandPlanetaryScienceLetters，375：430－440.

Li Y H.1976.Denudation of Taiwan island since the Pliocene epoch.Geology，4（2）：105－107.

Lin A T，Yao B C，Hsu S K，et al.2009.Tectonic features of the incipient arc－continent collision zone of Taiwan：Implications for seismicity.Tectonophysics，479（1－2）：28－42.

Liu C S，Deffontaines B，Lu C Y，et al.2004.Deformation patterns of an accretionary wedge in the transition zone from subduction to collision offshore southwestern Taiwan.MarineGeophysical Researches，25（1－2）：123－137.

Luan X W，Liu H，Peng X C.2011.The geophysical interpretation of a Dongsha ancient uplift on the northern margin of South China Sea.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（12）：3217－3232.

Moore J C，Vrolijk P.1992.Fluids in accretionary prisms.Reviews ofGeophysics，30（2）：113－135.

Morra G，Regenauer－Lieb K，Giardini D.2006.Curvature of oceanic arcs.Geology，34（10）：877－880.

Nedimovic′M R，Mazzotti S，Hyndman R D.2003.Three－dimensional structure from feathered two－dimensional marine seismic reflection data：The eastern Nankai Trough.J.Geophys.Res.，108（B10），2456，doi：10.1029／2002JB001959.

Park J O，Tsuru T，Kaneda Y，et al.1999.A subducting seamount beneath the Nankai accretionary prism off Shikoku，southwestern Japan.Geophys.Res.Lett.，26（7）：931－934.

Rosenbaum G，Mo W.2011.Tectonic and magmatic responses to the subduction of high bathymetric relief.GondwanaResearch，19（3）：571－582.

Schott B，Koyi H A.2001.Estimating basal friction in accretionary wedges from the geometry and spacing of frontal faults.Earth andPlanetaryScienceLetters，194（1－2）：221－227.

Sibuet J C，Hsu，S K，Le Pichon X，et al.2002.East Asia plate tectonics since 15Ma：constraints from the Taiwan region.Tectonophysics，344（1－2）：103－134.

Sibuet J C， Hsu S K.2004.How was Taiwan created？.Tectonophysics，379（1－4）：159－181.

Simpson G D H.2010.Formation of accretionary prisms influenced by sediment subduction and supplied by sediments from adjacent continents.Geology，38（2）：131－134.

Song H B，Wu S G，Jiang W W.2007.The characteristics of BSRs and their derived heat flow on the profile 973in the northeastern South China Sea.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），50（5）：1508－1517.

Timm C，Bassett D，Graham I J，et al.2013.Louisville seamount subduction and its implication on mantle flow beneath the central Tonga－Kermadec arc.NatureCommunications，4（4）：1720－1720.

Tréhu A M，Blakely R J， Williams M C.2012.Subducted seamounts and recent earthquakes beneath the central Cascadia forearc.Geology，40（2）：103－106.

Wang C Y，Hwang W T，Cochrane G R.1994.Tectonic dewatering and mechanics of protothrust zones：Example from the Cascadia accretionary margin.J.Geophys.Res.，99（B10）：20043－20050.

Wessel P，Smith W H F.1998.New，improved version of Generic Mapping Tools released.Eos，TransactionsAmericanGeophysical Union，79（47）：579－579.

Xu Y，Li Z W，Hao T Y，et al.2007.Pn wave velocity and anisotropy in the northeastern South China Sea and adjacent region.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），50（5）：1473－1479.

Yeh Y C，Hsu S K.2004.Crustal structures of the northernmost South China Sea：Seismic reflection and gravity modeling.MarineGeophysicalResearches，25（1－2）：45－61.

Yeh Y C，Sibuet J C，Hsu S K，et al.2010.Tectonic evolution of the Northeastern South China Sea from seismic interpretation.J.Geophys.Res.，115（B6），B06103，doi：10.1029／2009JB006354.

Yeh Y C，Hsu S K，Doo W B，et al.2012.Crustal features of the northeastern South China Sea：insights from seismic and magnetic interpretations.MarineGeophysicalResearch，33（4）：307－326.

Yilmazö.2001.Seismic Data Analysis：Processing，Inversion，and Interpretation of Seismic Data.SEG Books.

Yuan D L，Han W Q，Hu D X.2006.Surface Kuroshio path in the Luzon Strait area derived from satellite remote sensing data.J.Geophys.Res.，111（C11），C11007，doi：10.1029／2005JC003412.

Zang S X，Chen Q Z，Huan J S.1994.Distribution of earthquakes，stress state and interaction of the plates in the southern Taiwan－Philippines area.SeismologyandGeology（in Chinese），16（01）：29－37.

附中文参考文献

陈爱华，许鹤华，马辉等.2011.马尼拉俯冲带缺失中深源地震成因初探.华南地震，2011，31（04）：98－107.

丁巍伟，李家彪，韩喜球等.2010.南海东北部海底沉积物波的形态、粒度特征及物源、成因分析.海洋学报（中文版），2010，32（2）：96－105.

栾锡武，刘鸿，彭学超.2011.南海北部东沙古隆起的综合地球物理解释.地球物理学报，2011，54（12）：3217－3232，doi：10.3969／j.issn.0001－5733.2011.12.021.

宋海斌，吴时国，江为为.2007.南海东北部973剖面BSR及其热流特征.地球物理学报，50（5）：1508－1517.

胥颐，李志伟，郝天珧等.2007.南海东北部及其邻临近地区的Pn波速度结构与各向异性.地球物理学报，2007，50（5）：1473－1479.

臧绍先，陈奇志，黄金水.1994.台湾南部－菲律宾地区的地震分布、应力状态及板块的相互作用.地震地质，1994，16（1）：29－37.