南海海槽西部俯冲带日向滩地区俯冲九州—帕劳洋脊的成像

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

引言

日向滩位于南海海槽俯冲带的西端（图1），菲律宾海板块在这里以5cm／a的收敛速度向西北方向俯冲至欧亚板块之下（Seno et al，1993）。这个区域与南海俯冲带诸如东海、东南海和南海等其他段的不同是历史上未发生过已知的特大地震（M＞8）。在这一地区，M6～7级地震的平均发生间隔为10～20年（Shiono et al，1980），海槽轴附近浅部甚低频地震（VLFE）的发生次数也高于其他3段（Asano et al，2008）。这些差异可能与至今未研究清楚的结构非均一性有关。

九州—帕劳洋脊（KPR）是这个地区进入板块深海区的主要构造。九州—帕劳洋脊被认为是与四国海盆弧后扩张有关的残留弧，正向日向滩地区西南部之下俯冲。诸如海山和洋脊等进入板块的不均一性，已被认为是影响板块边界周围的同震滑动、地震耦合和地震活动的因素。然而，海山、洋脊等结构的不均一性可以对同震滑动扩展起凹凸体的作用，也可以起障碍体的作用（如Das and Watts，2009）。例如，俯冲的海山和洋脊在南海 段 （Baba and Cummins，2005；Kodaira et al，2000）、苏门答腊（Singh et al，2011）和 秘 鲁 南部 （Robinson et al，2006）起了障碍体作用，而在汤加—克马德克（Scholz and Small，1997）和爪哇（Abercrombie et al，2001）则起了凹凸体的作用。要了解俯冲的九州—帕劳洋脊在这个区域对同震破裂扩展和其他地震现象的作用，就有必要知道其具体的位置。

图1 研究区地图。左上角插图显示了日向滩地区与东海、东南海和南海孕震区之间的地理位置关系。黑色实线为本研究所用的调查线。1968年日向滩地震（Yagi et al，1998）和1946年南海道地震（Sagiya and Thatcher，1999）的同震滑动区分别用不透明的灰色和透明的灰色区表示。蓝色（原图为彩色图——译注）实线和紫色实线分别代表Ichikawa（1997）和Park等（2009）利用二维地震调查得到的俯冲的九州—帕劳洋脊的位置，白色虚线为Park等（2009）假设的俯冲九州—帕劳洋脊位置。橙色虚线表示南海海槽的位置

图2 台站分布、网格间距和地震层析成像的初始震源。（a）建立初始速度模型使用的主动源数据，（b）建立最终速度模型使用的主动和被动地震数据

先前的研究已尝试对九州—帕劳洋脊的俯冲部分进行成像（Ichikawa，1997；Park et al，2009），但它们的估计值基于的是二维测量结果，很难从海槽轴到九州岛海岸连续追踪俯冲的九州—帕劳洋脊。另外，由于主动源测量一般最大分辨深度约为20km，这就很难对板块边界深度为30～40km的海岸附近俯冲的九州—帕劳洋脊进行成像。本研究我们重点根据九州—帕劳洋脊与相邻海洋板块之间地壳厚度的差异来估计九州—帕劳洋脊俯冲的位置。九州—帕劳洋脊的特点在于地壳较厚（约15km），莫霍面深度也较深（Nishizawa et al，2007，2009），而正常洋壳为7km厚。因此我们的方法是通过重点放在深度超过7km的俯冲板块的构造将九州—帕劳洋脊和正常海洋板块与板块边界区分开。在本文中，我们报告用岸上和近海地震台站观测的主动源和被动源数据对俯冲的菲律宾海板块深部构造进行成像所得的三维地震层析成像结果。然后，我们讨论俯冲的九州—帕劳洋脊位置与该地区诸如过去大地震的同震滑动分布、地震活动性和浅部甚低频地震等地震现象之间的关系。

1 观测

在日本，密集的地震台网由国家地球科学与防灾研究所（NIED）、日本气象厅（JMA）和一些大学运行。这些台站获得的数据由日本气象厅实时收集并发布地震目录。在观测期间，我们获得了1 814个地震的初至数据，其中包括日本气象厅列入目录的663个事件。我们选用的P波和S波的初至时间精度分别为0.1s和0.2s，我们还用WIN系统检测了P波的初至极性（Urabe and Tsukada，1992）。

2 分析

由于三维地震层析成像通过反演方法解决了非线性问题，因此所获结果很大程度上取决于初始的速度模型。尤其是我们研究区的近海部分在浅部有很强的不均匀性，例如海槽附近的厚沉积层和俯冲板块。据此，我们先依据主动源地震数据建立了近海部分的初始速度模型，然后进行地震层析成像来研究俯冲的菲律宾海板块的深部构造。在以上两项分析中，我们都应用了双差成像软件tomoFDD（Zhang and Thurber，2006）。

2.1 初始速度模型和震源

在tomoFDD软件中，速度场用梯度模型参数化表达，每个网格节点均给出速度值。图2显示了这一分析的网格设置。我们将沿调查测线HY01和HY02的走向设为网格的X轴，测线HY01和HY02中间设为Y轴的原点，所以HY01和HY02分别对应于Y＝22km和－22km。X方向的网格间距为25km，Y方向为22～50km，竖直方向为2～10km。我们参考沿测线HY01和HY02的主动源测量结果（Nakanishi et al，2011）建立初始模型（图3a）。对于其他网格节点，用线性内插法（Y＝0km）或外插法（Y＜－22km，Y＞22km）计算速度值。我们记录了相同测线上炮点—台站对的炮点产生的P波初至波，获得了精度优于0.1s的76 234个数据。为了估计详细的浅部构造，我们也计算了间隔小于10km的炮点对之间的时间差，获得了1 741 356个数据。

主动源测量的炮点基本位于海平面。考虑到海水层的影响，我们通过以下步骤计算了理论走时和射线路径：（1）用空间分辨率为1km的水深数据经插值法而得的间隔为0.001°的网格节点来建立海底几何模型（Komazawa and Kishimoto，1995）；（2）假设P波在海水中速度为1 500m／s来计算炮点到每个网格节点的走时；（3）计算从海底地震仪到每个网格节点的走时；（4）取步骤（2）和（3）之和为理论走时，并选择最小走时值的网格节点。经15次迭代后，走时的均方根误差从0.66s减少到0.09s。

图3 （a）用于计算沿图2b所示测线的初始速度模型的起始P波速度模型。0km处的粗黑线代表岛弧的位置。等值线代表1km／s增量的6km／s～8km／s的P波速度。黑线代表本研究中猜测的板块边界的位置和板块下14km的线。十字代表网格节点的位置。细黑线和菱形分别代表海底地形和每条测线±10km内的地震台站。（b）用沿图2b所示测线的主动源数据得到的初始P波速度模型。其余符号同图3a

为建立研究区P波和S波的初始速度模型，我们结合了近海部分估计的三维P波速度结构和陆地部分的一维P波速度模型。该一维模型以Tahara等（2008）的初始模型为基础，并假设P波速度小于和大于7.5km／s时 的 VP／VS值 分 别 为 1.73 和1.78。我们用这个初始速度模型（图3b）计算了层析成像反演的初始震中位置。为消除海底地震仪下面低速沉积层对S波走时的影响，我们用沉积层底部的直达P波和P－S转换波的走时差值校正了S波的初至走时，其中沉积层的VP／VS值假定为3（如 Hino et al，2000）。

2.2 地震层析成像

海底地震仪接收到的深部板内和板间地震的射线路径被认为通过了板块的地幔和地壳。为获得俯冲板块的深部构造，我们用被动地震数据又用主动源数据所得的走时数据进行三维地震层析成像。在这种层析成像反演中，我们估计了P波和S波的速度结构及震中位置。

图2b表示所选地震台站的位置和初始震源。我们在157个海底地震仪数据的基础上加入了107个陆地台站数据进行了反演。我们首先结合海底地震仪观测的到时数据和日本气象厅地震目录2008～2009年的数据得到了被动源数据。随后我们按照下列判据选取5 221个事件用于反演：（1）方位覆盖的间隙小于180°，（2）震源深度大于10km小于170km，（3）在日本气象厅地震目录的事件中有大于25个到时数据。另外，我们选用计算机记忆约束数，即1／5的主动源炮点（＝842，相当于炮点间隔为1km）的到时来获得合并有被动和主动源两种数据的速度模型。结果，我们获得了122 328个P波到时数据和127 136个S波到时数据。利用这些数据，我们仅用间距小于10km的成对波计算了P波对316 314个时间差和S波对282 508个时间差。为反映拾取精度的差异，S波数据的权重被设置成P波数据的一半。经15次迭代后，走时的均方根误差从0.57s减少到0.16s。我们也用FOCMEC软件根据P波初至的极性确定了近海地震的震源机制（Snoke，2003）。

主桥空间静力计算采用用MIDAS三维空间有限元软件进行全桥静力分析，验算结构在正常使用状况下的挠度以及在承载能力极限状态下各构件的受力状况及应力；同时对全桥进行动力特性计算，分析自振频率及振型。计算参数如下：

2.3 分辨率测试

我们用棋盘格分辨率测试（CRT）的方法计算了速度异常的空间分辨率（图4和图5）。进行棋盘格分辨率测试时，我们在X方向为25km、Y方向为22～50km（不同网格间距）和Z方向为10km尺度的模型体中假设有交替±3%的异常，我们还在合成数据中加入了随机噪声，其标准误差P波为0.1s，S波为0.2s。沿B－B′测线和 D－D′测线（图4）在0～20km的深度和X 轴0～125km范围内，P波的异常图像能较好恢复（超过一半的异常振幅被恢复）。另外，沿A－A′测线和 D－D′测线在10～40km 的深度和X轴0～125km范围内，P波和S波模型均得到恢复。在海岸之下，沿A－A′测线浅于20km 范围和沿 B－B′到 D－D′测线浅于40km范围给定的异常图象恢复很好。在深度上，31～33°N 和131～133°E范围内，17.5km和27.5km处给定的异常基本得到恢复（图5a，b）。在37.5km深度处，近海部分给定的异常被恢复，而岸上部分没能很好恢复（图5c）。在47.5km和65km的深度，给定的异常未能恢复（图5d，e）。

图4 沿图2b所示测线棋盘格分辨率测试的结果。恢复率小于10%的区域颜色变淡。每个剖面上的灰线代表恢复率为10%的等值线，黑线代表P波速度模型5 000次导数加权求和（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）和S波速度模型2 500次导数加权求和的结果。绿线（原图为彩色图——译注）代表本研究估计的板块边界的位置和其下14km处的线。沿S－S′、B－B′和D－D′给定的异常图像如左下图所示。其余符号同图3

射线密度的分布也提供分辨区的信息。根据棋盘格分辨率测试结果与代表网格节点附近相对射线密度的导数加权求和（DWS）值（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）的对比，P波模型导数加权求和（DWS）＞5 000次和S波模型导数加权求和＞2 500次的区域大致与棋盘格图像恢复区域相吻合。因此，我们将符合下列两个条件的区域定为分辨区：（1）给定棋盘格异常图像的恢复率大于10%，（2）P波模型导数加权求和（DWS）＞5 000次和S波模型导数加权求和（DWS）＞2 500次。根据这个标准，沿S－S′测线和N－N′测线分辨的区比其他剖面窄（图4）。因此我们仅讨论 A－A′测线到D－D′测线的结果。由于恢复区域及其幅度在P波模型和S波模型之间有差异，而且S波模型恢复的深度一般比P波模型的要深，我们不在本文中讨论VP／VS结构。

我们也进行了恢复分辨率测试（RRT）（如Zhao et al，1992）来评估所获模型的可靠性（图6）。进行恢复分辨率测试时，我们计算了随机噪声P波有0.1s、S波有0.2s标准误差的合成走时，并假定层析成像反演所得速度模型即为合成模型。图6显示了A－A′测线至D－D′测线速度模型的恢复分辨率测试导数结果。在前一节确定的分辨区中，尽管部分区域的速度差异比所得速度模型要高2%～3%，但恢复分辨率测试与所得速度模型之间的速度差异总体上小于12%～2%。因此，我们认为所得模型在大部分分辨区精度为1%～2%是可靠的。

3 结果

图7展示了沿A－A′测线至D－D′测线所得的P波和S波速度结构，未分辨的区域用淡色表示。在近海和海岸地区，地震都位于平面上，这说明了俯冲板块的几何形状。我们认为震源下方的高速层是板块的地幔。在西南地区（图7a，b），沿板块斜插方向的地震活动带看来比东北地区宽（图7c，d）。

根据我们的速度图像和重定位的震源，我们用以下步骤提出了一个板块边界模型。首先，浅于15km的深度我们采用Nakanishi等（2011）的板块边界模型，该模型是根据宽角反射和折射测量以及沿如图1所示测线的反射层位置估算的。第二，深度大于40km时，我们用地震活动区的顶部作为板块边界的迹线。第三，我们用如下两个条件将浅部与深部之间画出平滑连线：（1）由于洋壳的最小厚度被认为是5km（Nakanishi et al，2011），板块边界在8km／s P波速度等值线顶部上方至少5km；（2）板块边界模型没有负倾角。由于我们仅有一个地震属于逆冲型震源机制，且它周围的地震都属正断层震源机制（图7b），所以我们没有用震源机制来确定板块边界的几何形状。这些结果在图7中以粗红线表示。

根据估计的板块边界，我们可知高速倾斜板块地幔沿C－C′到D－D′测线延伸至板块边界下5～10km（图7c，d）。另一方面，沿A－A′到B－B′测线这种高速板块地幔不清晰也不连续，同时在板块边界正下方有些厚（厚度为10～15km）层的速度值P波为7km／s，S波为4km／s。这些特征沿A－A′到B－B′测线X 坐标75～100km、深度20km，以及沿A－A′测线X坐标10～25km、深度30km内尤其显著，在P波和S波模型中均有体现（图7a和图7b中的黑虚线围起区）。

4 讨论

4.1 板块边界模型

该地区先前已经有了一些板块边界模型。Baba等（2002）根据他们的模型插入了主动源调查的二维结果和陆地地震台站数据的地震位置（图7中的黑线）。他们的模型总体比我们的要深，原因可能是他们假设板块边界穿过地震活动分布位置的最深处，而我们的判据是穿过地震区的顶端。因为在他们的板块边界模型下方有些地方存在高速板块地幔（图7b，c，d的橙色圆圈），我们由此认为用我们的模型解释板块的存在更合理。

Hirose等（2008）将相对于日本气象厅2001年速度模型（Ueno et al，2002）的S波低速区和高VP／VS值区定为洋壳（图7中的白线），确定了20～40km深度之间板块边界的三维模型，同时也采用了Baba等（2002）模型中浅层10km的部分。他们的模型比我们的浅，尤其是在C－C′和D－D′测线上X＝－75km和X＝0km之间的部分。采用Hirose等（2008）模型20km深处的板块边界以及沿D－D′测线上主动源调查（Nakanishi et al，2011）的结果，都要求板块边界在1968年日向滩地震（Yagi et al，1998）（图7d中的灰线）产生的同震滑动区的倾斜角度约为3°，但在我们的模型中板块边界的倾斜角度约为10°。由于这次地震的倾斜角度被认为在12°～14°（Yagi et al，1998），所以用我们的模型来解释1968年地震的震源机制更加合理。另外，我们的模型表明，S波速度介于3.8km／s和4.0km／s之间的区域恰巧位于Hirose等（2008）提出的板块边界下方。这些速度值与日本气象厅2001年模型的值（3.7～3.9km／s）（Ueno et al，2002）相吻合，且它们没有降成S波低速区。尽管该地区位于近海，但Hirose等（2008）仅用海岸地震台站的资料假设了基于陆地的一维初始速度模型，所以很难根据他们的研究讨论该地区的速度值。基于上述讨论我们认为，尽管地震层析成像研究对速度边界的位置不敏感，但我们的模型是解释该研究区真实几何形态的更好构架。

4.2 俯冲的九州—帕劳洋脊

4.2.1 位置

这一节讨论俯冲板块的速度结构，从而确定俯冲的九州—帕劳洋脊的位置。因为棋盘格分辨率测试显示该板块深部的振幅和速度特征由S波模型恢复比P波模型更好（图4和图5），所以我们采用S波速度模型来评估俯冲的菲律宾海板块的深部结构。考虑到速度图像的空间分辨率和九州—帕劳洋脊的地壳厚度，我们在模型中计算了该板块边界之下从7到14km的7km厚地层中的S波平均速度结构（图8a）。这一深度范围相当于普通洋壳的地幔岩石层和俯冲的九州—帕劳洋脊的中、下地壳。在该层中我们成像出研究区的西南部为低速带，东北部为高速带。

为了测试网格模型对获取速度结构的影响，我们仅用沿X轴的半网格模型，即与图2a相同的网格模型，进行层析成像反演（图8b）。我们还检测了恢复分辨率测试结果来估计所得速度不均匀性的稳定性（图8c）。这些结果与所得结果（图8a）几乎一致。此外，为了检验板块边界的几何形状对这些速度图像的影响，我们还根据Hirose等（2008）的板块边界模型（图8d）进行了另一评估。尽管速度值略有差异，但每个模型中低速带的位置是相一致的。因此我们认为，这些成像出的不均匀结构是可靠的。该层中P波速度结构的分辨率虽然不高，但在整体特征上相似（图8e）。该低速带的位置也与先前发表的正磁异常（GSJ and CCCOGP，1996）以及沿二维测线（图8a中的彩色线）先前估计的俯冲九州—帕劳洋脊的位置一致。这一低速带位于进入菲律宾海板块海底高地的西北延长带上。因此我们认为，成像出的低速带相当于俯冲的九州—帕劳洋脊。由于在本研究区东北部板块地幔顶层的P波速度超过8km／s（如Nakanishi et al，2011），根据板块地幔的VP／VS比值为1.78的假设我们认为，板块地幔的典型S波速度应超过4.5km／s。因此我们将俯冲的九州—帕劳洋脊外缘定为4.375km／s的S波速度等值平滑线（图9中的粗绿线）。该线的虚线部分代表图8a，b，c中该外缘不确定的区域。

图6 所得结构和恢复分辨率测试结果之间的速度差异。垂直放大2.5倍。每个剖面上的黑线表示已分辨的区域，淡颜色区域代表分辨较差的区域。灰色等值线代表±2%。蓝色（原图为彩色图——译注）代表恢复分辨率测试（RRT）结果比层析成像结果快的区域。每个剖面的绿线代表本研究估计的板块边界位置和位于该板块内在边界以下14km的线。（a）A－A′剖面，（b）B－B′剖面，（c）C－C′剖面，（d）D－D′剖面。其余符号同图3

图7 沿图2b所示剖面估计的速度结构。顶端的黑粗条代表九州岛的陆地区域。垂直放大2.5倍。介于6km／s和8km／s之间的P波速度等值线间隔为1km／s，介于3.5km／s和4.5km／s之间的S波速度等值线间隔为0.5km／s。淡色区域代表分辨较差的区域。红线（原图为彩色图——译注）代表本研究提出的板块边界模型，红色虚线代表Nakanishi等（2011）给出的板块边界。白线和黑线分别代表Hirose等（2008）和Baba等（2002）给出的板块边界模型。品红色虚线表示30km深的位置。黑点代表侧投影面±10km以内的震源；已知震源机制的位置在图上有标识。黑虚线所圈区域代表地壳明显偏厚的位置。橙色虚线的圆圈代表Baba等（2002）板块边界模型之下明显的高速区。（a）A－A′剖面，（b）B－B′剖面，（c）C－C′剖面，（d）D－D′剖面。0km深度的蓝色粗条和20km 深度的灰色粗条分别代表1968年日向滩地震的同震滑动区（Yagi et al，1998）和同时满足Hirose等（2008）和Nakanishi等（2011）的板块边界位置。其余符号同图3

图8 （a）位于我们的模型中板块边界之下7～14km层内的平均速度结构。等值线代表从4km／s到4.375km／s间隔的0.125km／s。灰色区域代表1968年日向滩地震的同震滑动区（Yagi et al，1998）。黑色倒三角为地震台站的位置。淡色区域是分辨较差的区域。蓝线、紫线和红线（原图为彩色图——译注）分别对应Ichikawa（1997）、Park等（2009）和 Nakanishi等（2011）提出的九州—帕劳洋脊俯冲部分的位置。（b）利用我们的边界模型在7～14km层上沿X轴用半网格模型进行层析成像研究所得的S波速度结构。（c）用我们的边界模型在7～14km层上对S波速度模型进行恢复分辨率测试结果。（d）用Hirose等（2008）的边界模型所得7～14km层的S波速度结构。（e）7～14km层的P波速度结构。等值线代表从7km／s到7.75km／s间隔的0.25km／s。（f）7～14km层位置示意图

图9 （a）展示板块边界模型和相关特征的图。红色和蓝色（原图为彩色图——译注）虚线等值线分别是根据本研究和Hirose等（2011）的研究模型得到的板块边界深度。绿色的粗线代表俯冲的九州—帕劳洋脊的外缘。线a－b－c代表图8所示的剖面。灰色点虚线代表Park等（2009）假设的俯冲九州—帕劳洋脊的位置。其他符号同图8。（b）分别用红色和蓝色表示的1996年2次地震（Yagi et al，2001）的同震滑动区（彩色区）和震后滑动区（彩色等值线）。等值线间隔为0.04m。黄色星号代表2008年11月至2009年4月之间观测到的甚低频地震（NIED，2009）。橙色区对应长期缓慢滑动事件，紫色圆圈相当于2010年激活的浅部甚低频地震（Hirose et al，2010）

俯冲的九州—帕劳洋脊的最前端位于板块边界大约30km的等深处，而在九州岛下其存在则模糊不清（图9a）。虽然这个区域相当于恢复区的边缘（图5c，d），但恢复分辨率测试与所得速度模型（图8c）略有不同，以前用岸上地震台站数据进行的层析成像研究未发现在九州岛下存在俯冲的九州—帕劳洋脊的痕迹（如Saigaet al，2010；Wang and Zhao，2006）。Nakada 等 （2002）和Tahara等（2008）通过引证宫崎平原周围的负重力异常和无震地壳上升，认为俯冲的九州—帕劳洋脊的相对较轻的地壳可能从板块上脱离成为上覆板块的基底。没有密度差就不会有脱离，所以正如Saiga等（2010）所述，认为脱离作用发生在俯冲板块与上覆板块的上地幔接触的地方是合理的。这些讨论都认为研究区上板块的莫霍面与板块表层接触的深度大约为30km。假设速度值的最大误差等于恢复分辨率测试结果与所得速度模型之间的速度差值（图6），地幔楔顶端P波和S波的速度则分别小于7km／s和4km／s（图7a和b）。为了解释九州岛南部估算的地幔温度（Yoshioka et al，2008）和地震速度与蛇纹化橄榄岩体积分率之间的关系（Christensen，2004），该地区地幔楔顶部应该超过60%发生蛇纹岩化。位于蛇纹岩化地慢楔之下的板块边界相当于1996年两次地震（均为MS6.7）的震后滑动区（Yagi et al，2001），而这两次地震的同震滑动区沿地壳—板块接触区分布（图9b）。假如蛇纹化地幔易于发生无震滑动（如，Hyndman and Peacock，2003），则上覆板块性质的差异就可解释沿板块边界不同类型的滑动。

4.2.2 地震现象的作用

根据和达清夫—贝尼奥夫带中背景地震活动性的空间分布，前人已经推断在该研究区的板块中存在分段的边界（如，Ishihara and Yoshida，1992；Nagamune and Tashiro，1989）。使用我们最近获取的更准确的数据，我们沿板块边界在约20km深处寻找了这种分段（图9a中的线a－b－c）。为了消除倾角不均匀造成的影响，我们在a－b段采用5km和b－c段采用15km的地震投影宽度。结果表明，东北段板块边界下方的地震分布深度小于10km，这与1968年地震同震滑动区的下方相吻合，而在西南段深度却可达将近20km，即估计的俯冲九州—帕劳洋脊的位置（图10）。这一结果为先前的边界分段提供了证据。俯冲九州—帕劳洋脊附近的大部分活动表现为正断层机制（图9）。这些机制可能反映了板块弯曲产生的张性应力场。该应力场增强了该地区，因为上浮的九州—帕劳洋脊地壳脱离会使板块密度变大（Saiga et al，2010；Tahara et al，2008）。这一解释与俯冲九州—帕劳洋脊未在九州岛下成像的事实相吻合。

图10 沿图9a中a－b－c线的地震活动和震源机制图。绘出了a－b段中在剖面5km以内、b－c段中在剖面15km以内的地震震源。给出了a－b段中在剖面10km以内、b－c段中20km以内地震的震源机制。红线、蓝线（原图为彩色图——译注）和黑线分别代表本次研究、Hirose等（2008）和Baba等（2002）估计的板块边界模型。红色三角代表剖面附近的地震台站。灰色虚线代表地震活动的大致最深下限。橙色区域和浅蓝色区域分别对应俯冲的九州—帕劳洋脊的空间范围和1968年地震的同震滑动区（Yagi et al，1998）

图8 清楚地表明，1968年日向滩地震的同震滑动区未与俯冲的九州—帕劳洋脊相重叠。Yagi等（1998）认为，分段边界阻止了1968年地震的同震滑动向西南扩展。考虑到Furumura等（2011）估计的1707年宝永地震（M8.4）的海啸源模型的空间范围，我们认为俯冲的九州—帕劳洋脊可能限制了1707年地震以及1968年地震的破裂扩展。

我们对俯冲的九州—帕劳洋脊会成为障碍体的原因有以下两种解释：第一是，九州—帕劳洋脊的板间耦合太强而阻碍了破裂的扩展；第二是，九州—帕劳洋脊上面的板块边界耦合太弱。Wang和Bilek（2011）认为，俯冲的海山为无震蠕动和小地震提供了有利条件，但对大型破裂的生成和扩展却是不利条件。正如 Hashimoto等（2009）估计的，沿俯冲的九州—帕劳洋脊的板间弱耦合与上述观点一致。另一方面，俯冲的海山也会在其俯冲前沿聚集应力，比如Mochizuki等（2008）报告的日本海沟南部。尽管在估计的俯冲九州—帕劳洋脊前沿历史上重复发生过M6～7的地震（如Shiono et al，1980），但这些地震的孕震带可能太小以至Hashimoto等（2009）未能发现。因此我们认为，俯冲的九州—帕劳洋脊上方的板块边界除了其前沿外其余位置耦合都较弱。利用小重复地震估计板间耦合的近期研究（Yamashita et al，2012）支持这一想法。

被认为在增生楔内沿逆断层发生的甚低频地震（Ito and Obara，2006）在本研究区西南部被频繁观测到（Asano et al，2008）。尽管我们在海底地震仪记录中未能发现甚低频地震活动，但Asano等（2008）估计的甚低频地震活动区与九州—帕劳洋脊正受俯冲的上板块的浅部区相吻合（图9b）。另一方面，甚低频地震活动在东北部是间歇性的（图9b），在2003年和2010年的发生相隔了6～7年的静止状态。Hirose等（2010）报告认为，这两次甚低频地震序列是在2003年和2010年被更深处的长期慢滑动事件激活的。Dominguez等（1998）根据实验室试验和野外观测指出，俯冲的海山在上板块造成了复杂的裂隙网络。我们认为，俯冲的九州—帕劳洋脊上部相对发育的裂隙网络使得该研究区西南部有利于发生甚低频地震活动。

5 结论

我们用主动源和被动源两种数据，通过地震层析成像得到了俯冲的菲律宾海板块的三维地震速度结构。我们的结果清晰地成像出俯冲的九州—帕劳洋脊在菲律宾海板块深部表现为低速异常。这个异常向板块边界之下延伸约30km的深度，我们推测这个深度之下的地层发生分离并起着较轻浮九州—帕劳洋脊地壳垫托的作用。由于1968年日向滩地震和1707年宝永特大地震的同震滑动区没有延伸到俯冲的九州—帕劳洋脊，我们认为俯冲的九州—帕劳洋脊对同震破裂扩展可能起着障碍体的作用。另外，俯冲的九州—帕劳洋脊与板内地震活动发生在宽垂向范围区和持续浅部甚低频地震活动区相对应。在日向滩地区，俯冲的九州—帕劳洋脊可认为是同震破裂扩展、板内地震活动和甚低频地震活动图像的关键因素。