对日本俯冲带与IBM俯冲带俯冲特征的地球物理研究：来自重力与震源分布数据的启示

邢健， 郝天珧， 胡立天， SUH Man-cheol， KIM Kwang-hee

1 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院油气资源研究重点实验室， 北京　100029 2 中国科学院大学， 北京　100049 3 Kongju National University, Gongju-si, Chungcheongnam-do 314-701, Republic of Korea 4 Department of Geological Sciences, Pusan National University, Busan 609-735, Republic of Korea



对日本俯冲带与IBM俯冲带俯冲特征的地球物理研究：来自重力与震源分布数据的启示

邢健1,2， 郝天珧1*， 胡立天1,2， SUH Man-cheol3， KIM Kwang-hee4

1 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院油气资源研究重点实验室， 北京100029 2 中国科学院大学， 北京100049 3 Kongju National University, Gongju-si, Chungcheongnam-do 314-701, Republic of Korea 4 Department of Geological Sciences, Pusan National University, Busan 609-735, Republic of Korea

摘要日本俯冲带与IBM俯冲带位于太平洋板块、菲律宾海板块和欧亚板块三者的交汇地带，是典型的“俯冲工厂”地区，具有重要的研究意义.本文利用震源分布资料与卫星重力数据对日本俯冲带与IBM俯冲带进行了研究.通过空间重力异常反映了俯冲带地区的区域构造形态，在此基础上基于艾利模式计算了均衡异常以反映地壳均衡特征.利用震源分布资料，分别从垂直俯冲带走向与沿俯冲带走向划定了横截剖面(cross-sections)进行了地震提取，讨论了俯冲带地区的Wadati-Benioff带形态特征，并借助于俯冲带地震等深线图直观描述了俯冲带的俯冲形态.在日本俯冲带与伊豆—小笠原俯冲带各选取了一条典型剖面进行了重力2.5D反演，研究了俯冲带地区的壳幔结构特征.研究结果表明，九州—帕劳海脊与IBM岛弧在均衡异常上存在差异，前者已逐渐趋向于地壳均衡.IBM的Wadati-Benioff带存在明显的南北差异，反映出伊豆—小笠原俯冲板片停留在了660 km转换带中，而马里亚纳俯冲板片很可能垂直穿过了这一转换带，造成这种南北差异的原因与板块相对运动、岩石圈黏性和年龄差异以及俯冲板片的重力效应等因素有关.在IBM的中部和南部存在板片撕裂现象.日本俯冲带的俯冲洋壳密度随俯冲深度变化较小，洋幔存在一定程度的蛇纹岩化，地幔楔蛇纹岩化作用不典型，海沟处有一范围较小的含水畸变带；伊豆—小笠原俯冲带俯冲洋壳密度随深度增大而明显增大，洋幔蛇纹岩化程度较日本俯冲带低，地幔楔蛇纹岩化作用强烈，板块交汇处存在明显的蛇纹岩底辟.日本俯冲带与IBM俯冲带一线自北向南板片俯冲变陡，两侧板块耦合度降低，与俯冲带两侧的板块运动速率差异有关.

关键词西太平洋； 俯冲带； 重力； 地震； IBM； 日本

Firstly, a free-air gravity anomaly map was compiled to delineate the regional structure of the subduction zone. From the free-air gravity anomalies, the isostatic anomalies on the premise of the Airy-Heiskanen model were calculated to reflect isostatic characteristics of the crust. Secondly, information of seismic-source distribution of earthquakes with magnitude greater than 3 was acquired from USGS. Four graphs of epicenters relevant to different ranges of depths were drawn, indicating the characteristics of the distribution of earthquakes of different depths. A correlation between the isostatic anomalies and big earthquakes was detected and discussed. Thirdly, by means of the information of earthquakes collected, the Wadati-Benioff zones of Japan and IBM were analyzed by dint of cross-sections across/along the subduction zone. A contour map of depths of earthquakes in the subduction zone was also prepared to show the shape of the subducted slab. Fourthly, with the purpose of demystifying the crustal structure of the Japan and IBM subduction zones, a 2.5D gravity inversion was conducted on two profiles located in the Japan and the Izu-Bonin subduction zones, respectively using the free-air anomalies available.

(1) The free-air anomaly map shows a zone with a great gradient in the subduction zone, with positive anomalies on islands and negative anomalies along the trench. The isostatic anomaly map manifests the large deviation from isostasy in the subduction zone, except for the Kyushu-Palau Ridge which has been away from the locality where subduction takes effect. (2) The distribution of earthquakes delineates a characteristic of “zone” accumulation especially in the arc, and few earthquakes are detected inside the basin. Earthquakes tend to occur in the place with a great gradient on the isostatic anomaly map. (3) The Wadati-Benioff zone of Japan has a large width and a small dipping angle, with a subducting direction of NWW. Sparseness of earthquake distribution at the depth of more than 200 km is recognized. As for the Izu-Bonin Wadati-Benioff zone, the subducting direction is from NWW to SWW, with a narrower breadth and a deeper depth and big dipping angle. The distribution of earthquakes of the intermediate depths is sparse as well. This sparse area becomes larger in the south of the Izu-Bonin Wadati-Benioff zone to the central IBM where deep earthquakes are not detectable. The Wadati-Benioff zone of Mariana shows a wider breadth and a deeper depth from north to south, with the subduction zone trending in SWW to NWW gradually, and NNW at the southernmost of IBM where a relatively smaller dip angle, a lower depth and a shorter breadth are discerned. (4) In the Japan subduction zone, the Pacific plate has a thin sedimentary layer without accretion wedge detected in the trench. Layers 2 and 3 are subducted with a homogeneous distribution of density. The upper mantle of the Pacific plate is serpentinized. The crust of the overlying arc is divided into four layers: a sedimentary layer, basement layer, upper crust and lower crust. No obvious serpentinization is discerned on the mantle wedge. In the Izu-Bonin subduction zone, the Pacific plate has a sedimentary layer of heterogeneous density distribution. Layers 2 and 3 are subducted with a large gradient of density variation in relation to the depth. The upper mantle of the Pacific plate is not serpentinized largely. The crust of the overlying plate is divided to four layers: a sedimentary layer, basement, middle crust and lower crust. The lower crust and mantle wedge are serpentinized so strongly that the Moho discontinuity is not detectable. More earthquakes occur in the Japan subduction zone and are distributed uniformly. Most earthquakes in the Izu-Bonin subduction zone are inside the slab.

(1) The Kyushu-Palau ridge is inclined to the state of isostasy. (2) The Wadati-Benioff zones of Izu-Bonin and Mariana have disparate characteristics. The results indicate that the subducted slab of Izu-Bonin finally stays on the 660 km transition zone while that of Mariana penetrates nearly vertically into the lower mantle. Such differences are due to several factors such as the gravity effect of the subducted slab, plate movement, viscosity in the slab and the age of lithosphere subducted. (3) Slab windows exist in the central and southern IBM as a result of collision of the trench and the Ogasawara plateau and of accommodation of the reduced volume the slab must occupy, respectively. The lack of earthquakes in the Yap-Belau subduction zone, however, is due to its proximity to the Euler pole, which results in its slow movement that produces few earthquakes. (4) The subducted crust and mantle in the Japan subduction zone are less coupled than those in the Izu-Bonin subduction zone and the subducted crust in Izu-Bonin has a more obvious phase transition. (5) The coupling between the oceanic plate and the overlying plate is better in the north than in the south along the Japan-IBM subduction zone, due to the movement of plates, which is the same reason accounting for the fact that the dipping angle of the subducted slab becomes smaller from the south to the north along the Japan-IBM subduction zone.

1引言

日本俯冲带(Japan subduction zone)与伊豆—小笠原—马里亚纳俯冲带(Izu-Bonin-Mariana subduction zone，简称IBM俯冲带)位于西太平洋东缘，处于太平洋板块、菲律宾海板块与欧亚板块三者交汇地带，构造活动非常剧烈，被称作“俯冲工厂”，对这一地区的研究有助于加深对板块俯冲作用机理的认识.同时，俯冲作用下产生的“第二岛链”地理位置特殊，具有重要的政治和军事意义.以上使得日本俯冲带与IBM俯冲带备受科研人员的关注.

前人对该地区的地质与地球物理研究可归结为两类.第一类是对俯冲带地区壳幔结构的研究.该方面的研究起步较早，如Murauchi和Ludwig (1980)反演了日本海沟布设的地震反射剖面，得到了日本海沟地区的壳幔结构；Hino等(1991)采用OBS(Ocean-Bottom Seismometer，海底地震仪)勘探方法，得到了小笠原地区的地壳结构；Takahashi等(2008)反演了马里亚纳岛弧与弧后地区的宽角地震剖面，给出了壳幔速度模型；Calvert等(2008)采用地震层析成像方法，得到了马里亚纳地区的壳幔结构特征等等.这类研究总体以地震方法为主，采用手段包括天然地震层析成像、OBS探测与深地震测深等.上述工作为俯冲带的构造特征研究打下了良好基础，但也存在一些不足，如地震方法只能得到二维剖面结构，缺乏对区域特征的描述；采用天然地震层析成像方法虽然可以描绘俯冲带深部的形态特征，但缺乏一定的分辨率，壳幔浅部的细节特征难以得到反映.第二类是对“俯冲工厂”作用机理及演化的研究，如Karig(1974)对西太平洋演化的描述，臧绍先等(1996)对西太平洋俯冲带地区的动力学研究，van Keken(2003)等对地幔楔结构与动力学机制的研究等等.这方面的研究以地质学、动力学模拟和地球化学工作为主，虽然对俯冲的成因、物质成分及相变特征等给出了解释，但需要更多的地球物理证据加以验证.

地球物理研究方法包括重力、磁法、电法和地震等.相比于前人常用的地震方法，重力方法具有更好的横向分辨率，在区域描述上具有更大的优势，通过剖面反演亦可得到壳幔结构特征.特别是当前高精度的卫星重力异常与高程数据已做到全球覆盖(邢健等，2014)，使得重力方法针对俯冲带地区的区域性研究成为可能，重力方法可作为对地震方法的良好补充.对于地震方面，由于俯冲带是地震多发地带(李双双和延军平，2012; 秦四清等，2015)，对俯冲带地区地震空间分布特征的研究，对于了解俯冲板片的变形与流变学特征具有重要意义(Stern et al., 2003)，这其中就包括对Wadati-Benioff带形态的研究.虽然前人做过这方面的基础性工作(Utsu, 1971; 孙文斌等，1985; 臧绍先和宁杰远，1989; Zhao et al., 1994; Engdahl et al., 1998)，但由于早期震源信息观测精度有限，资料不完整，得到的研究结果不完全一致，且由于提取的横截剖面较少，所得结果只能粗略反映俯冲的形态特征.如今经由美国地质勘探局(United States Geological Survey，USGS)等部门整理汇总的全球震源信息数据库已对外公开，数据更为精确完备，采用相关资料进行的Wadati-Benioff带形态研究会更为可靠.为此，本文对日本俯冲带与IBM地区的震源分布数据与卫星重力数据进行了处理，并结合其他地质与地球物理资料，重点关注俯冲带地区的板片俯冲形态与壳幔结构特征，以加深对该区域构造作用的认识，期冀借助新的资料，能从新的角度，针对研究区的一些悬而未决的热点问题，包括地壳均衡特征、板片俯冲形态、俯冲板片物质去向、板块耦合与俯冲物质相变等，给出新的证据和可能的解释.

本文选定的研究区范围为130°E—150°E，2°N—42°N(图 1)，该区域既包括了日本—IBM俯冲带现今活跃的部分，也包括了九州—帕劳洋脊这一IBM“俯冲工厂”的输出产物.本文重点关注俯冲板块交汇地带，对海盆地区不作讨论.

2研究方法与数据

本文结合卫星重力数据和震源信息资料对俯冲带地区开展研究，将区域描述与剖面研究相结合.区域描述方面，借助于重力具有较高的横向分辨率的优势，通过空间重力异常图反映俯冲带地区的区域构造形态，并基于艾利模式计算研究区的均衡重力异常，以描述俯冲带地区的地壳均衡特征；通过震中分布图，可得到不同深度地震的区域分布特征.剖面研究方面，沿横截剖面提取地震，得到俯冲带不同地区的地震在深度方向上的分布特征，反映Wadati-Benioff带的俯冲形态，由此可推知俯冲板片的形态特征，借助于俯冲带地震分布等深线图可实现更直观的平面描述；选定俯冲带地区的两条典型剖面进行重力2.5D反演，反映日本俯冲带与IBM俯冲带的壳幔结构，结合沿剖面的地震分布可研究俯冲带地震的产生特征.

2.1卫星重力资料与水深资料的精度评价

为选取高精度数据用于后续研究，本文对多种覆盖全球的卫星重力资料与水深资料进行了调研，结合实测重力与水深数据进行了精度评价.参与比较的卫星重力数据和水深数据如表1所示.

表1　用于精度评价的卫星重力数据与水深数据

参与精度评价的重力资料中，S&S V22.1(Sandwell and Smith, 2009; Sandwell et al., 2013, 2014)的全球卫星重力资料参考EGM2008全球重力模型并结合了ERS-1和Geosat等卫星数据得到；Leeds Global Anomaly为英国Leeds大学地球物理中心整理得到的全球重力数据，包含了实测陆地布格重力异常与海洋卫星重力异常，网格较S&S稀疏(Fairhead et al., 2009).

参与精度评价的水深资料中，S&S V16.1 Global Topography(Smith and Sandwell, 1997)是以S&S V22.1 Global Anomaly(Sandwell and Smith,2009; Sandwell et al., 2013, 2014)为基础得到的，并且加入了近年来的多种实测数据*参见ftp:∥topex.ucsd.edu/pub/global_topo_1min/README_V18.1.txt.SRTM30_PLUS V9.0来源多样，其中陆地和冰川地形资料分别来自于SRTM30和ICESat地形数据，海洋地形在全球范围内结合了2.98亿个航测校正后的测深数据，这些航测数据来自于美国国家地球物理数据中心(NGDC)、海洋地质与地球物理团体(MGG_COMMUNITY)、Scripps多道航测、国家地球空间情报局(NGA)等多家机构(Becker et al., 2009).ETOPO1为地球表面负载模型，基于WGS84参考椭球体，整合了多家美国政府部门、国际机构和研究所提供的海岸线、水深、地形和岩床数据资料，精度较以往的ETOPO2v2和ETOPO5模型有了很大提高(Amante and Eakins, 2009).

图1　日本俯冲带与IBM俯冲带位置与地貌示意AA′、BB′剖面为后文重力2.5D反演剖面.从北向南的黑色曲线为后文Wadati-Benioff带研究使用的沿俯冲带走向的横截剖面位置.黄色箭头和数字表征板块运移速率(mm·a-1)，箭头长度与数值非比例绘制.红色圆圈表征太平洋板块相对菲律宾板块旋转的欧拉极位置.板块位移与欧拉极相关信息源自DeMets等(1994)、姜辉和高祥林(2012).黄色虚线表示太平洋岩石圈年龄分界(Stern et al., 2003)，北侧为白垩纪，南侧为侏罗纪.

实测重力与水深数据选取了美国国家海洋大气管理局(NOAA)提供的432个航测重力资料点和524个航测水深资料点(图2)，采用了杨金玉等(2014)提出的“三观测列STD法”进行精度评价，结果如表2和表3所示.可见S&S V22.1的卫星重力数据和SRTM30_PLUS V9.0的水深数据自身标准差较小，精度相对更优，且由于二者之间不存在相互转换关系，具有一定的可靠性，故选取这两组数据进行后续研究.

2.2空间重力异常与均衡重力异常

S&S V22.1版本卫星重力异常给出的研究区空间重力异常如图 3a所示.空间重力异常除去了正常重力场与高程造成的重力影响，得到的异常值起伏与构造特征具有较好的对应关系.俯冲带地区在空间重力异常图上呈现为明显的梯级带，异常具有较大的幅值变动.图中北部的IBM海沟、日本海沟和相模海沟构成了全球唯一的海沟三联点(Stern et al., 2003)，是菲律宾海板块、太平洋板块和欧亚板块的交汇处，构造作用强烈，空间异常从海沟至岛弧呈现明显的幅值变化.小笠原弧(博宁弧)东侧的博宁海脊存在一个异常高值区，可达240～300 mGal以上，位置上对应始新世基底隆起(Stern et al., 2003).马里亚纳岛弧南部存在明显的高异常值，推测与岛弧地区存在岩浆侵入有关.西马里亚纳海脊异常值较马里亚纳岛弧为低.Siebert等(2010)指出西马里亚纳海脊作为残留洋脊，不再发生明显的岩浆活动.本文推测这可能是导致其异常幅值相对较低的原因.

图2　重力航测点分布(黑点)与水深航测点分布(白点)

重力数据互相之间的标准差/mGalLeedsS&SV22.1航测数据自身标准差/mGalLeeds-4.538710.50104.1609S&SV22.1--9.81041.8128航测---9.6415

表3　水深数据标准差分析

一般而言，俯冲带地区是地壳不均衡的典型地区，为进一步研究俯冲带地区的地壳均衡情况，在空间重力异常基础上，基于艾利模式计算了研究区的均衡异常.艾利模式是研究海洋均衡时的常用模式，较其他模式而言，该模式与地震资料推断的密度变化特征更为一致(吴时国和张健，2014).采用的地壳平均厚度T=30 km，海水层密度1.03 g·cm-3，地壳标准密度2.67 g·cm-3，地幔标准密度3.27 g·cm-3.均衡异常计算结果如图3b所示，可见俯冲带地区构造运动强烈，地壳处于不均衡状态，具体体现为海沟处的低异常及岛弧处的正异常特征，这种正异常可能与地幔岩浆上涌有关.海盆内部均衡异常通常不大，具有较好的稳定性.九州—帕劳海脊的地壳均衡情况较好，一般在0～10 mGal左右，与俯冲活跃地区存在较大差异.

注意到图 3中的空间重力异常与基于艾利模式的均衡异常具有一定的相似性： 九州—帕劳海脊的空间重力异常在0左右，均衡异常值也较小，大约为0～10 mGal，表明地壳均衡情况较好；海沟、岛弧地区空间重力异常和均衡重力异常上均反映为较大的幅值，这些地方处于俯冲前哨地带，地壳不均衡.事实上，空间异常可视为均衡异常的简单近似(Bagherbandi, 2011).空间重力异常仅对重力值进行了正常场校正和高度校正，没有对地形物质或山根物质进行改正.按照艾利模式均衡理论，如忽略质量均衡与力均衡的差异，在地壳均衡时，地形质量和山根亏损质量应该接近相同，形成一种地形物质对山根亏损的“良好填补”，如此可使得研究区各处在均衡面上承载相同的压力.此时地形质量和山根亏损质量的这种“相互抵销”效应，会使得空间重力异常接近0.这解释了为什么空间重力异常与基于艾利模式的均衡异常在图件上主要体现为幅值差异，形态和变化规律具有相似性.

图3　研究区空间重力异常图(a)与均衡异常图(b)

图4　研究区地震分布图(a) 地壳内部地震; (b) 岩石层地震; (c) 中源地震; (d) 深源地震.

2.3震源信息

本文采用的震源信息来自于美国地质调查局(United States Geological Survey，USGS)，时间跨度为1900年1月1日—2014年4月28日，采用震级下限为3级，共计36637个，如图4所示.按深度划分为0～30 km、30～100 km、100～300 km及300 km以上，分别对应地壳内部地震、岩石层地震、中源地震和深源地震，得到震源信息统计表如表 4所示.

图4和表4分别从空间上和数量上体现了研究区震中分布规律.海沟与岛弧地区作为俯冲作用的前哨地带，伴随浅部俯冲产生的构造应力变动造就了这些地区的浅震分布.图4和表4中均可看出，相对于地壳地震，岩石层地震的分布范围更广，数量上也占据绝对优势，也更容易出现大震.构造应力的变动主要体现在岩石层深度范围内，一方面是因为俯冲板片的弯折角度最大值往往出现在该深度范围内(Li and Lee, 2006)，具有较高的应力积累，另一方面可能与俯冲板片物质相变常起始于该范围有关(Hyndman and Peacock,2003).在非俯冲带地区，如菲律宾海内部，也可能发生地壳地震或岩石层地震，表明板块内部也可以存在浅部的少量构造应力变动，但整体上呈现稳定性.中、深源地震具有较好的集中性，前者多发生于日本本州岛东北部和IBM岛弧，后者仅出现在日本海南部及IBM岛弧以西的小范围地带，岛弧构造带以外的地区几乎没有中源和深源地震，这与前人得出的全球中深源地震集中于俯冲板内的认识相吻合(张克亮和魏东平，2008).较浅部地震而言，中源与深源地震明显缺乏大震.由于震级计算是通过取距震中1000 km的标准地震仪记录的地震波最大振幅的对数值来确定的(夏邦栋，1995)，中源和深源地震传到地表所需路径较长，在传播途中出现能量的消耗，使得传到地表后的地震波振幅通常较小，造成大震缺乏现象.

不同地区大震分布存在差异.表5展示了研究区8级以上地震的发震时间、地点、震级和震源深度等信息.从中可看出，大部分的8级以上地震集中于日本本州岛一带，且多为地壳内部地震.而7级以上的地震分布，在日本俯冲带的密集程度也远高于IBM俯冲带(图5).以上表明，日本俯冲带较IBM俯冲带存在更为强烈的浅部构造应力作用.图5同时表明大震通常发生于均衡异常的梯级带处.俯冲导致板片出现构造错动，一方面诱发了地震的产生，另一方面反映了地壳的不均衡.

表4　震源信息统计

表5　研究区8级以上地震信息

图5　均衡异常与大地震分布(7级以上)红色为地壳地震，黄色为岩石层地震，褐红色为中源地震.

3Wadati-Benioff带形态研究

Wadati-Benioff带是对俯冲带物性、形变和受力状态的反映，是研究俯冲带形态特征的重要依据(臧绍先和宁杰远，1996).本文采用横截剖面地震提取方式进行研究.垂直于俯冲带走向提取的横截剖面，其地震分布反映了俯冲带不同地区Wadati-Benioff带形态特征；沿俯冲带走向提取的横截剖面，可直观反映俯冲带走向方向上的Wadati-Benioff带横向不均一性(胡卫剑等，2014).根据上述结果还可绘制俯冲带地震等深线图，以清晰地反映板片的俯冲形态.

3.1垂直于俯冲带走向的横截剖面

为更精细地描述俯冲带不同地区的Wadati-Benioff带特征，共提取32条剖面，其中日本Wadati-Benioff带6条，IBM Wadati-Benioff带26条.各剖面投影宽度一般为100 km，P14至P19相距较近，投影宽度为50 km.剖面位置如图6和表6所示，表6同时给出了剖面长度与其上地震数量信息.确定剖面位置时，尽可能保证剖面涵盖了俯冲诱发的所有地震.因此表 6中的剖面长度大致体现了震中的水平分布情况.日本俯冲带具有较宽的震中分布带，地震数目也较多.伊豆—小笠原震中分布从北向南逐渐变窄，地震数目也呈减少趋势，至马里亚纳一带，震中分布长度保持较好的稳定性，地震数目上未体现出一定的规律.

因篇幅原因，只呈示了部分横截剖面的地震分布情况(图7)，这些典型横截剖面在图 6中以白色线段进行了标识，其位置与臧绍先和宁杰远(1996)、Stern等(2003)研究中使用的剖面位置接近，具有一定的代表性.为描述俯冲板片形态，在图7中对Wadati-Benioff带从下倾开始处到可识别到的地震带最深处，用蓝色曲线进行了描绘，对于推测延长部分，用蓝色虚线标注.俯冲板片形态曲线在横截剖面走向上的投影用绿色线段表示，以反映Wadati-Benioff带地表延伸距离.本文还计算了Wadati-Benioff带深部俯冲倾角，为忽略浅层的平缓俯冲对计算的干扰，参考了所有横截剖面形态后，本文将起始测量深度设为100 km，以重点关注深部的俯冲特征，这一做法也与Luyendyk(1970)的处理方法一致.

表6　垂直于俯冲带走向的横截剖面位置与地震数

图6　垂直于俯冲带走向的横截剖面位置

表7给出了32条剖面反映出的Wadati-Benioff带信息，括号内为去掉推测延长部分后的Wadati-Benioff带相关数据.从中可总结日本—IBM一线Wadati-Benioff带的变化规律.

日本俯冲带(P01—P06)地震发生频繁，Wadati-Benioff带地表延伸距离向南逐渐增大，保持沿NWW方向约20°～25°的倾角.200 km以下的地震较少，但深部和浅部的地震分布具有较好的空间延续性.结合前人对日本俯冲带的深震研究结果(孙文斌，1986; 宁杰远和臧绍先，1987; Zhao et al., 1994)，本文认为这些深震也是Wadati-Benioff带的体现，图7中P02剖面以蓝色虚线进行了标注.

至伊豆—小笠原俯冲带(P07—P19)，俯冲转为SWW向，从北向南Wadati-Benioff带地表延伸距离逐渐减少，倾角变陡(小笠原地区可达60°以上)，深度逐步增大.伊豆—小笠原俯冲带南部(约32°N以南)约100 km深度以下可观测到存在地震稀疏区，由北向南该区深度范围略有增大，至350～400 km以下再次出现地震的密集分布.至IBM俯冲带中部过渡地段，320 km以深的地震已无法继续追踪，只能识别出浅部俯冲形态，且沿剖面分布的地震数量明显下降(如P17—P19).注意到伊豆—小笠原Wadati-Benioff带至较深深度时(>450 km)，出现倾角趋于缓和的迹象，在北部和中部的横截剖面上反映尤为明显.这表明伊豆—小笠原俯冲板片最终平搭在660 km地幔转换带的可能性很大.

表7　Wadati-Benioff带信息

注：括号内数字为去掉推测延长部分后的结果.

马里亚纳俯冲带(P20—P32)北部的剖面缺乏深震，其地理位置处于马里亚纳岛弧北部开始张裂的地带，也是板块俯冲特征发生转变的地区，资料表明这一带板块之间近乎走滑运动(Stern et al., 2003)，与其他地区不同.偏北的一些剖面保持了SWW的俯冲方向，Wadati-Benioff带地表延伸距离较稳定，深度从240 km逐渐递增至650 km以上，倾角从50°渐增至75°以上，至马里亚纳中部，太平洋板片已接近于垂直俯冲.继续向南，俯冲方向从SWW逐渐转为NWW再转为NNW，Wadati-Benioff带地表延伸距离降低，310 km以深的地震难以识别，倾角维持在50°至60°左右，但沿剖面分布的地震数目还是较多.较伊豆—小笠原地区而言，马里亚纳Wadati-Benioff带深部倾角更陡，接近于垂直下插，从形态上推测，马里亚纳俯冲板片应垂直穿过了660 km地幔转换带.

3.2沿俯冲带走向的横截剖面

结合震源分布图，大致沿日本—IBM—雅浦—帛硫俯冲带划定线段，提取线上及其周边一定范围的地震信息，位置如图 1中由北向南的黑色曲线所示.剖面长度为5618 km，投影宽度为300 km，提取地震23198个，结果如图8所示，体现了日本—IBM—雅浦—帛硫一线上Wadati-Benioff带的横向不均一性.日本Wadati-Benioff带的地震分布相对较浅，多为岩石层地震，200 km以下地震分布稀疏.在日本俯冲带与伊豆—小笠原俯冲带的过渡位置，开启了一个向南倾斜的地震带，深度一直达到了550 km以上.伊豆—小笠原Wadati-Benioff带中等深度存在明显的地震稀疏特征.相对于伊豆—小笠原Wadati-Benioff带，马里亚纳Wadati-Benioff带连续性较好，图中也可看出马里亚纳俯冲带地区的俯冲板片能够下插至较深深度.至马里亚纳南部，地震识别的俯冲最大深度减小.至雅浦—帛硫一带，图 6和图 8中均可见地震分布非常稀少，完全无法识别俯冲带形态，故在3.1节里未在雅浦—帛硫俯冲带绘制横截剖面.

3.3俯冲带地震等深线图

对于3.1节中的各条地震横截剖面，以50 km深度间隔提取出相应深度处俯冲界面(图 7中蓝线)对应的剖面横坐标并投影到经纬度平面上，即可绘制俯冲带地震等深线图(图 9)，更为直观地表现俯冲带的俯冲特征.由图可知，日本俯冲带的俯冲整体比较平缓，不同深度之间水平方向间隔较为均匀.IBM俯冲带地震等深线则较为密集.俯冲刚开始时，俯冲角度比较平缓，俯冲深度达到200 km以上后角度开始明显变陡，深度在350 km以上时俯冲等深线已非常密集，特别是马里亚纳俯冲带地区，已近乎于垂直俯冲.在小笠原俯冲带与马里亚纳俯冲带的交汇处，缺乏深部的等深线信息.

3.4Wadati-Benioff带形态及发震特征的影响因素

上述研究中，我们发现日本—IBM一线的Wadati-Benioff带存在三个主要特征：(1)除IBM中部和尾部的异常区域外，自南向北俯冲整体变缓；(2)南侧俯冲板片很可能已垂直穿越了660 km界面从而进入下地幔，北侧则很可能停止在660 km深度处；(3)伊豆—小笠原南部的Wadati-Benioff带的连续性被中等深度处的稀疏区所“切断”，稀疏区以下地震非常密集，至IBM中部和南部，仅能观测到较浅层的地震分布，难以识别深部的俯冲特征，而到了雅浦—帛硫俯冲带，地震分布甚至无法描绘浅层俯冲情形.本文将结合其他地球物理资料对上述特征进行研究，试图对上述现象给出解释.

GPS方面，NUVEL-1A数据(DeMets et al., 1994)表明，马里亚纳俯冲带南侧，太平洋板块以20～30 mm·a-1的速度向NW方向移动；在伊豆—小笠原俯冲带，太平洋板块则以两倍的速度向NWW向移动；日本俯冲带，太平洋板块以70 mm·a-1的速度沿NWW方向运动，而欧亚板块东部以30 mm·a-1向SE方向移动(姜辉等，2012)，二者具有上百mm·a-1的速率差(图 1).换言之，日本俯冲带与IBM俯冲带一线从南向北的板块相对移动速率整体呈增大趋势.这种南北速度差的变化无法单纯由太平洋板块的NWW向整体移动解释，本文认为可能与板块之间的旋转有关.NUVEL-1A数据(DeMets et al., 1994)给出的菲律宾海板块与太平洋板块的欧拉极位置位于8°N，137.3°E.太平洋板块绕该轴，以大约1°/Ma的速度相对菲律宾海板块逆时针旋转，导致日本—IBM一线自南向北板块相对运动速率逐渐增大.另一个与板块移动有关的现象是海沟位置的变动.Stern等(2003)指出马里亚纳海沟在很长一段时间内没有出现位置变动，而伊豆—小笠原海沟非但未出现海沟后退(roll-back)，其位置反而是在向西北方向移动，也即向欧亚板块运动，譬如菲律宾海板块、欧亚板块与太平洋板块的海沟三联点处在最近17 Ma内出现了50 km的西移(Miller et al., 2005)，这体现出在IBM北部太平洋板块对菲律宾海板块存在强烈的推动作用.这种推动作用同样可由太平洋板块相对菲律宾海板块的逆时针旋转解释.

本文研究结果与GPS对板块运动速率的观测结果表明，日本—IBM的Wadati-Benioff带从南向北整体俯冲变缓的趋势与板块运动速率变大的趋势存在对应关系.这可能暗示，当冷俯冲带地区两侧板块相对运动速度较大时，会倾向于构成较小的俯冲角度，板块俯冲会趋向变缓，从而导致Wadati-Benioff带的平缓趋势与地震等深线图上较宽的水平方向间隔.这一点与Luyendyk(1970)关于俯冲倾角与板块聚敛速率成反比的推测相一致.Luyendyk(1970)给出的动力学模型表明，收敛速度较快时，俯冲板片下沉速率倾向于略快，但影响幅度不大，更主要还是受到俯冲板片本身重力影响；当忽略板片下沉速率差异时，动力学模拟结果显示，较快的板块聚敛速率会生成较缓的倾角(图10).层析成像结果也指出，当海沟移动速度下降时，俯冲角度倾向于变陡，直至接近垂直，并穿越下地幔层(Miller et al., 2006a).

图9　俯冲带等深线图(单位：km)

图10　俯冲板片倾角与板块聚敛速率关系的简易模型(据Luyendyk(1970)，有修改)

关于日本—IBM一线的俯冲板片物质最终去向问题，本文的研究结果与前人对研究区震源机制的研究结果(陈棋福等，2012)及采用地震层析成像和地热等方法得到的结果相符(Fischer et al., 1988; van der Hist et al., 1991; Widiyantoro et al., 1999; Miller et al., 2004, 2005).前人的层析成像结果推测马里亚纳俯冲带的板片俯冲深度可达900～1000 km(Creager and Jordan, 1986; Castle and Creager, 1999).对于日本—IBM一线俯冲板片物质去向的南北差异，本文认为可能是多种因素导致的结果，其影响因素包括板块相对运动、岩石圈黏性和年龄差异以及俯冲板片的重力效应等.

此外，Billen(2008)针对动力学模拟的统计结果表明，在较慢的海沟移动速度和较强的板块黏性情形下，俯冲板块更不容易被捕获在地幔转换带中.对于研究区而言，马里亚纳俯冲带地区接近南部的菲律宾海板块与太平洋板块的相对运动旋转欧拉极，板片运动速度相对较慢，且由于岩石圈为侏罗系地层，年龄较大(图 1)，俯冲板片冷且重，出现“海锚效应”(sea-anchor effect)，导致了马里亚纳海沟在很长一段时间内没有出现位置变动(Stern et al., 2003).北部的伊豆—小笠原俯冲带远离欧拉极，板片运动速度相对较快，使得俯冲角度较缓，且岩石圈年龄较小，尤其是北侧为白垩系地层(图1)，不似马里亚纳俯冲板片那样冷且重，故不容易出现海锚效应.此外，资料表明，渐新世到中中新世期间，相对年轻的岩石圈俯冲到了伊豆—小笠原弧之下(Miller et al., 2005).van der Hilst和 Seno(1993)认为年轻的大洋岩石圈与快速的海沟移动对板片捕获在地幔转换带中起到了重要的影响作用.因此，本文对日本—IBM一线Wadati-Benioff带形态的研究结果与地球动力学对俯冲板片物质去向的模拟结果一致，相关认识既与日本—IBM俯冲带一线的两侧板块运动速率变化特征相吻合，也和该线太平洋俯冲板块南侧较北侧更冷且重的事实相符合.

地震横截剖面结果中还可看出，伊豆—小笠原Wadati-Benioff带存在深度范围约在100～400 km的地震稀疏区，IBM中部和南部都出现了深层地震分布稀少的情形，至雅浦—帛硫俯冲带甚至无法描述浅部俯冲特征.本文认为，伊豆—小笠原南部、IBM中部和南部的地震分布异常与板片撕裂有关，而雅浦—帛硫俯冲带主要受到板块运动情况的影响.

3.1节和3.2节的横截剖面结果已表明，伊豆—小笠原南部，Wadati-Benioff带的连续性在150～350 km深度处被“打断”，350 km以下再次出现地震的密集分布.Luyendyk(1970)指出地震稀疏区的出现不一定意味着岩石圈板片的撕裂，更可能是反映了环境压力与静水压力的平衡.但本文研究结果反映出在地震稀疏区之下，又可观测到地震的密集分布，这至少说明在深层地区环境压力与静水压力的平衡性受到了破坏，也即深度方向上伊豆—小笠原俯冲带存在应力状态的变化.地震方法结果也表明，这一带地区在325 km以下深度存在物性变化，P波和S波层析成像结果反映为异常(Mason et al., 2010).Miller等(2005)的层析成像研究结果表明，在伊豆—小笠原南部325～500 km深度处存在快波速度异常的明显突变，出现“缺口”(图 11)，这个深度与本文中地震分布显示出压力平衡性遭到破坏的深度范围基本一致.这种“缺口”可以解释为板片撕裂，其形成原因推测与小笠原海台与Marcus-Necker隆起的俯冲作用有关.

注意到伊豆—小笠原海沟和马里亚纳海沟结合带东侧为低密度的小笠原海台，其海拔相对较高，在26°N处，IBM海沟被Marcus-Necker隆起西部的扩展所隔断(Katsumata and Sykes, 1969).大约8 Ma开始，Marcus-Necker隆起开始俯冲至海沟之下，1 Ma时海台开始俯冲(Miller et al., 2006a)，导致该地区出现力学上的一个薄弱带，或者是起到了某种程度的润滑作用，使得两个俯冲带的结合部位近乎走滑运动(Stern et al., 2003)，形成了一个过渡地段.这个过渡地段事实上“衔接”了IBM一线南北两侧完全不同的板片俯冲形态，从北向南由水平分布转变为垂直下插，岩石圈刚性状态也发生转变(Miller et al., 2005)，使IBM中部过渡地段深层地震信息难以识别.据吴时国和张健(2014)，洋脊向俯冲带俯冲时会改变其热动力学环境，如在俯冲带轴部出现岩浆无法冷却至结晶温度的现象，构成“缺口”.动力学模拟指出，低密度海台与海沟相碰撞时，在俯冲作用下会被压缩、水平方向伸展，在深部发生撕裂，同时地势相对较高的海台与海沟相碰撞时，会导致海沟的变形，形成弧形构造和俯冲板片撕裂(Mason et al., 2010).结合上述证据，本文认为伊豆—小笠原南部及IBM中部过渡地带地震的异常分布现象，是板片窗的反映.

IBM南部的情形与之类似.注意到IBM南部出现深部少震而只能识别浅部俯冲特征的现象发生于俯冲方向从W转为NWW后，也即马里亚纳俯冲带弧形形态转变最大地区.Miller等(2006b)指出，俯冲带走向线性和弧型分布时，俯冲物质的容载度不同，后者情形中俯冲带为下行板片提供的可用空间随深度增加而降低，此时板片撕裂可作为俯冲物质容载的良好调整方式.前人研究表明板片撕裂现象在板块边界形态大幅转变或海底扩张脊参与俯冲的地区经常出现(Miller et al., 2006b).马里亚纳地区层析成像的结果也印证了板片撕裂的存在(图12).有观点认为也可能是较短的板片的快速南向后撤或加罗琳海脊岛弧撞击海沟诱发(Miller et al., 2006b)，但缺少直接证据.GPS资料表明，加罗琳块体与菲律宾海块体之间仅有微小的相对运动，加罗琳块体并不作为马里亚纳俯冲作用中的物质输入(Stern et al., 2003)，因此本文更倾向于将其解释为俯冲物质容载调整的结果，而把较短板片南向后撤或加罗琳海脊对海沟的撞击视为次要原因.

图11　IBM中部过渡地带板片形态与地震分布(据Miller et al.(2005)，有修改)

图12　IBM南部板片撕裂示意(据Miller et al.(2006)，有修改)

雅浦—帛硫俯冲带的情况与IBM中部和南部存在不同，地震分布极为稀少，甚至难以识别浅层俯冲.由于加罗琳块体对马里亚纳俯冲带的影响有限，故对于雅浦—帛硫俯冲带地震稀少、难以识别俯冲形态的现象，本文倾向于将其解释为因该地区邻近旋转欧拉极，板块运动较小造成的稳定状态(Katsumata and Sykes, 1969).这相应地也解释了2.3节指出的日本俯冲带地区多大震的现象，该现象与日本俯冲带因远离旋转欧拉极导致的俯冲两侧板块较大的相对速率差相对应，也与李延兴等(2012)提出的“板块运动速率的增加会导致大震的增强”推论相吻合.

4典型剖面重力反演

为研究日本俯冲带与IBM俯冲带的壳幔结构情况，本文在日本俯冲带与伊豆—小笠原俯冲带各选择了一条剖面，利用空间重力异常，对俯冲段进行了2.5D剖面反演.剖面位置见图 1.AA′剖面位于日本俯冲带，源自日本海洋科学技术中心(JAMSTEC)在1999年对远宫城弧地区展开的气枪OBS地震勘探实验(Miura et al., 2005).原测线总长度270 km，重力反演时向西进行了适当延长.BB′剖面源自1992年日本东京大学海洋研究所展开的对伊豆—小笠原岛弧系统地壳结构的综合海洋地震研究(Takahashi et al., 1998).原测线总长度约480 km，结合了双船宽角反射、多道反射、扩展地震剖面和OBS折射等多种地球物理探测手段.反演初始模型参考了前人针对这两条剖面得到的地震纵波速度结果.岩石物性参数的选择方面，参考了研究地区前人(Takahashi et al., 1998; Miura et al., 2005; 姜辉和高祥林，2012)的研究成果(表8)，并采用了改进的Nafe-Drake曲线速度-密度转换公式(Brocher, 2005)，该公式在活动大陆边缘、多震地区较为有效.

表8　剖面反演密度参数(单位: g·cm-3)

AA′剖面俯冲段重力反演结果如图 13所示，反演均方差4.13 mGal.

太平洋板块俯冲板片洋壳沉积层较薄，在海沟未堆积沉积楔.层2和层3参与俯冲，密度分别约为2.5～2.7 g·cm-3与2.9 g·cm-3，层内密度均匀，俯冲角度随俯冲深度增加而变陡.重力反演结果表明，上地幔顶部存在明显的低密度，该低密度层厚度

图13　AA′剖面俯冲段重力反演结果

可达8 km，这与Miura等(2005)和Takahashi等(1998)关于日本海沟地区俯冲板片存在上地幔速度低的研究结果相符，资料表明这种低速远低于太平洋板块内部的上地幔平均速度(Shimamura et al., 1983).本文推测俯冲板片上地幔低密度低速度现象可能与蛇纹岩化有关.大洋板片在俯冲过程中发生弯曲，可能会诱发正断层，水在断层中得以保存，会诱发上地幔的蛇纹岩化.根据速度和密度结果与标准地幔速度和密度的比较，可知若确实存在蛇纹岩化现象，这种蛇纹岩化的程度在7%左右(Christensen, 1966; Miura et al., 2005).

俯冲上覆的日本弧前陆壳分为沉积层、基底层、弧前上地壳和弧前下地壳，其下为地幔楔.Takahashi等(1998)指出日本海沟弧前地区沉积层为新近系—第四系，普遍存在双层分层，本文重力反演结果也表明该地区沉积层可细分为两层，密度分别为1.9～2.0 g·cm-3和2.1～2.2 g·cm-3左右.在剖面中部出现一个局部的密度高，约2.3 g·cm-3左右.基底层厚度变化较大，反演结果表明其密度在2.45～2.55 g·cm-3左右.基底层东侧邻近海沟附近的约30 km宽度范围内，重力反演结果识别出一个畸变带(deformed zone)，畸变带内密度较基底层低，原因是含有大量的水，可能来自于洋壳俯冲导致的构造熔蚀作用(Tsuru et al., 2000).弧前上地壳厚度约5～7 km，从西向东呈减小趋势，密度在2.65～2.75 g·cm-3左右，邻近俯冲板片时密度降低，可能是受到了俯冲带来的水化作用影响.弧前下地壳厚度从15 km向海沟方向明显降低，密度较上地壳均匀，反演结果约为2.95 g·cm-3.前人在AA′剖面一带的地震研究结果表明弧前地幔楔速度可达 7.9～8.1 km·s-1(Miura et al., 2005)，本文的重力反演结果也表明地幔楔具有较大密度(3.25 g·cm-3).结合俯冲洋壳层2在重力反演结果上没有出现密度随俯冲深度增大而明显增高的现象，推断在日本海沟的陆区地幔楔没有出现明显的蛇纹岩化.这一结果与岩石学上的研究结果相符(Christensen, 1966)，也与Uyeda和 Kanamori (1979)得出的小倾角俯冲会限制上覆板片的地幔楔对流的论断相吻合.

图14　沿AA′剖面地震分布情况与地质解释，红色圆圈为地震

沿AA′剖面的地震分布情况及剖面地质解释如图 14所示.AA′剖面上的地震分布比较密集.弧前的沉积层和上地壳除邻近海沟的地区外，基本没有地震，地震主要集中在弧前上地壳底界面、弧前下地壳和地幔楔中，这些地区直接受到俯冲作用的影响，地震的密集分布表明两个板块具有较好的耦合度.弧前畸变带及其边界未观测到地震.前人研究认为此畸变带与下部地壳之间为稳定走滑边界(Miura et al., 2005)，在这种情况下一般不易发生地震.俯冲大洋板块在层2、层3和地幔中在地层边界和地层内部均存在地震，分布均匀.

BB′剖面俯冲段重力反演结果如图 15所示，反演均方差6.35 mGal.较日本俯冲带而言，伊豆—小笠原俯冲带的俯冲特征相对复杂.

俯冲洋壳沉积层密度约为2.35～2.45 g·cm-3，横向密度不均匀.其下层2和层3的密度为2.55 g·cm-3和2.78 g·cm-3，随着俯冲深度的增大，密度增大，层2的密度随深度变化梯度更大.海沟轴部缺乏沉积，弧侧陆坡未观测到明确的逆断层证据(Takahashi et al., 1998)，暗示俯冲板块之间耦合性较差.上地幔顶部未出现明显的密度梯度差异，密度为3.25～3.3 g·cm-3左右，P波速度为7.8 km·s-1左右，表明上地幔顶部蛇纹岩化的程度不大.这种轻微的地幔速度/密度低有可能是NEE向磁异常条带导致的各向异性作用(Nakanishi et al., 1992).

俯冲上覆板片地壳分为沉积层、基底层、中地壳和下地壳.板片存在沉积层覆盖，密度一般不超过2.2 g·cm-3，时代为更新世—渐新世(Takahashi et al., 1998)，其下基底密度可达2.55 g·cm-3.中地壳厚度较厚，可达5 km以上，向海沟方向变薄.中地壳密度达2.65～2.8 g·cm-3左右，推测为花岗质岩石，可能来自于四国海盆拉张前后的火山喷发(Takahashi et al., 1998).下地壳较厚，可达8 km，分为密度为2.9 g·cm-3和3.0 g·cm-3的两层，上部层位向海沟方向厚度明显减小至消失.3.0 g·cm-3层位可能源于火成岩底侵作用(Takahashi et al., 1998).

伊豆—小笠原俯冲带在海沟处存在一个低密度体，密度为2.45～2.6 g·cm-3左右，与Takahashi等(1998)研究指出的蛇纹岩底辟位置对应.海底电磁结果认为蛇纹岩底辟区域为低阻带(Toh, 1993)，暗示含有大量的水，会导致该处存在较低密度，与本文研究结果吻合.蛇纹岩底辟根部为地幔楔.与日本海沟地幔楔不同，伊豆—小笠原俯冲带的“地幔楔”在水平方向上出现了密度梯度的强烈变化，在邻近海沟处梯度界面近乎于垂直.结合蛇纹岩底辟的存在，推断此处储存了大量的水与沉积，沿海沟方向水化程度增大.Takahashi等(1998)认为水可能来自于俯冲洋壳的脱水作用.由于水化作用强烈，下地壳与地幔楔不再存在明显的地震P波速度差异和密度差异，上覆板块莫霍面在俯冲交汇处无法明确追踪，出现莫霍面“消失”现象，图 15和图 16的上覆板片的上地幔顶部只是一个大致界面.至上地幔顶部，密度仅为3.2 g·cm-3，表明其蛇纹岩化程度较日本海沟处更大.

沿BB′剖面的地震分布情况及剖面地质解释如图 16所示.相对于AA′剖面，BB′剖面上的地震分布较为稀疏，弧前陆壳地震极少，地幔楔与板块汇聚地带的蛇纹岩底辟处存在部分地震，其余大部分地震分布在俯冲大洋板片内，这与上文提到的两侧板片耦合度相对较低相吻合.俯冲大洋板片中，洋壳内地震一般分布在层3内部及顶底界面，在上地幔顶部过渡带也存在地震.绝大部分地震均匀分布在俯冲板片上地幔内部，表明以板内地震为主.

AA′与BB′剖面反映出日本俯冲带比IBM俯冲带两侧板块具有更好的耦合度.关于马里亚纳俯冲带，臧绍先和宁杰远(1996)指出该俯冲带处于衰退，俯冲板块与上覆板块耦合更差，以至太平洋板块没有对菲律宾海板块形成足够的挤压作用.上文也已指出，马里亚纳俯冲带东南侧的加罗琳块体并不对俯冲作用提供物质供给.由此可知日本俯冲带和IBM俯冲带一线从北向南，两侧板块耦合度呈降低趋势.结合上文指出的板块之间的相对运动关系，推测这种趋势可能与日本—IBM一线从北向南板块相对运动速率递减有关.

AA′剖面反映出日本俯冲带未出现明显的地幔楔水化现象，俯冲洋壳密度分布较均匀，俯冲洋幔水化程度略高；BB′剖面反映出伊豆—小笠原俯冲带地幔楔水化程度高，俯冲洋壳密度随俯冲深度的增加而增大，俯冲洋幔水化程度略低.Lee和Chen(2007)指出，冷俯冲开始时，俯冲板片形成正断层，导致大洋岩石圈地幔顶部的蛇纹岩化，冷俯冲中，大洋岩石圈地幔失水成为地幔残留物，其上橄榄岩水化后形成一个弱蛇纹岩化层，由于俯冲板块内部的热传导率低，升温速度较慢，该层可以保留相当长的时间，导致俯冲洋壳和下方地幔解耦.而洋壳上方在俯冲作用下，与对面板块直接接触，升温较快，快速失水并出现玄武岩向蓝片岩再向榴辉岩的逐步相变，导致其密度大于周边地幔，使得这一榴辉岩层与海洋岩石圈地幔的分离在板片进入下地幔之前就已经形成，也促进了俯冲的进行.重力反演结果指出日本俯冲带存在俯冲洋幔顶部水化程度相对较高、洋壳密度变化不大等特征，暗示日本俯冲带俯冲板片壳幔可能存在一定程度的解耦，与日本俯冲带俯冲板片较快的俯冲速度相对应，也说明俯冲洋壳在较浅深度的相变作用不大，暗示俯冲两侧板片的耦合程度较好；伊豆—小笠原俯冲带出现的地幔楔水化程度高、俯冲洋壳密度随深度变化梯度大等特征，暗示在板片接触地带洋壳存在明显的失水相变现象，密度逐渐增高暗示洋壳俯冲从浅到深应出现了玄武岩向蓝片岩再向榴辉岩的逐步相变，与伊豆—小笠原俯冲带俯冲板片相对较慢的俯冲速度相对应.

图15　BB′剖面俯冲段重力反演结果

图16　沿BB′剖面地震分布情况与地质解释，红色圆圈为地震

为验证上述反演结果的有效性，本文分别以AA′剖面的上覆板片上地壳层和BB′剖面俯冲板片的大洋层为例，制作了填充密度的误差棒图，如图 17所示，误差通过对比填充密度值与剖面相应位置处速度-密度转换结果得到.误差分析结果表明填充密度的精确度较好.但仍需要指出，上述认识主要通过研究区的P波速度和密度资料获得，不排除存在其他可能性.

图17　(a) AA′剖面上覆板片上地壳层填充密度值误差棒； (b) BB′剖面俯冲板片大洋层密度值误差棒

5讨论与结论

(1)研究结果表明，九州—帕劳海脊和IBM岛弧在均衡异常上已经产生差异，九州—帕劳海脊逐渐趋向于地壳均衡.虽然九州—帕劳海脊也是IBM俯冲带这一“俯冲工厂”的产物，但因为自30 Ma开始，伴随Parece Vela海盆的形成，九州—帕劳海脊逐渐远离俯冲带，至22 Ma已完全与俯冲带脱离，至今距俯冲带距离已超过1000 km，随着菲律宾海板块运动，不再受到俯冲作用的影响(Taylor, 1992; Stern et al., 2003).从均衡结果上看，九州—帕劳海脊的异常幅值不超过10 mGal，符合均衡状态特征；震源分布上，九州—帕劳海脊几乎无地震(图4)，也表明该地区相对稳定，利于向均衡趋近.在地壳结构上，九州—帕劳海脊和IBM岛弧也出现了一定的差异(表 9)(张洁等，2012)，九州—帕劳海脊的层速度范围较伊豆—小笠原岛弧更小，地壳厚度整体要比伊豆—小笠原岛弧要变薄.九州—帕劳海脊在脱离IBM岛弧之后，不再接受新的岩浆侵入，相对稳定.结合均衡异常和震源分布情况，本文推测九州—帕劳海脊已经产生了均衡调整，向地壳均衡的情况发展.

(2) 伊豆—小笠原和马里亚纳的Wadati-Benioff带形态上存在明显差异，研究结果暗示伊豆—小笠原俯冲板片最终停留在660 km转换带中，而马里亚纳俯冲板片垂直穿过了这一转换带.结合动力学模拟与GPS研究结果，认为导致IBM在Wadati-Benioff带上的南北差异的原因可能与板块相对运动、岩石圈黏性和年龄差异以及俯冲板片的重力效应有关.

(3) 伊豆—小笠原俯冲带与马里亚纳俯冲带在地理和地震上存在巨大差异.地理上，俯冲带走向从伊豆—小笠原的平直走向转变为马里亚纳俯冲带的弧形走向；地震分布上，Wadati-Benioff带自北向南从缓变陡，板块收敛由北侧的接近正交变为南侧的倾斜收敛(Stern et al., 2003).伊豆—小笠原俯冲带南侧存在深度方向上的应力突变，在小笠原俯冲带与马里亚纳俯冲带的衔接处存在一个过渡地段，无法识别深部地震特征.造成上述巨大差异的原因，与小笠原—马里亚纳俯冲带结合部位附近存在板片撕裂有关，其形成与东侧的小笠原海台和Marcus-Necker隆起对海沟的碰撞及俯冲作用有关.

表9　九州—帕劳海脊与伊豆—小笠原岛弧的地壳结构对比(据张洁等，2012)

(4) IBM南侧俯冲方向突变地区同样存在Wadati-Benioff带形态的突变，可能是板片撕裂的反映，主要形成原因是俯冲物质容载调整的需要，同时也可能存在较短板片南向后撤或加罗琳海脊对海沟的撞击等影响因素.

(5) IBM俯冲带尾端的雅浦—帛硫俯冲带同样存在少震情况，甚至无法描述浅层俯冲特征，这是该地区靠近旋转欧拉极、板片相对运动较缓造成的，而不是板片窗的影响.

(6) 重力典型剖面反演结果表明，日本俯冲带的俯冲洋壳密度随俯冲深度变化较小，洋幔顶部存在低速层，有可能是蛇纹岩化的结果，基于此假设，根据密度与速度资料判断，蛇纹岩化程度约在7%左右，地幔楔蛇纹岩化作用则不典型，海沟处有一范围较小的含水畸变带；伊豆—小笠原俯冲带俯冲洋壳密度随深度增大而明显增大，地幔楔蛇纹岩化作用强烈，板块交汇处存在明显的蛇纹岩底辟.沿剖面的地震分布表明日本俯冲带地区地震活动更为强烈，研究区大震统计结果也表明日本俯冲带地区多大震.以上结果说明，日本俯冲带俯冲洋壳与洋幔可能存在一定程度的解耦，俯冲洋壳在较浅深度处相变程度低，俯冲两侧欧亚板块与太平洋板块的耦合程度较好；伊豆—小笠原俯冲带在板片接触地带洋壳存在明显的失水相变现象，洋壳在俯冲较浅深度处可观察到相变，可推测从浅到深发生玄武岩-蓝片岩-榴辉岩的逐步相变.

(7) 日本与IBM的Wadati-Benioff带从北向南的变陡趋势反映出板片俯冲从北向南变陡，同时日本俯冲带和IBM俯冲带一线从北向南两侧板块耦合度呈降低趋势，与俯冲带两侧板块运动情况有关.由于菲律宾海板块与太平洋板块的旋转欧拉极位于雅浦—帛硫海沟附近，菲律宾海板块相对太平洋板块顺时针转动，使得从南向北板块之间具有越来越大的相对速度，俯冲速率由北向南增加(Takahashi et al., 1998)，俯冲板片趋于平缓；而欧亚板块与太平洋板块之间的相对运动速率超过100 mm·a-1，导致日本俯冲板片的俯冲角度很小.

致谢在本文的写作过程中，中国科学院地质与地球物理研究所的徐亚副研究员和黄松副研究员给了我们很多建议，同时与吕川川和胡卫剑的交流给我们很大的启发，在此深表感谢.本文的重力拟合采用了中国地质大学姚长利教授编写的软件《MASKPro2006重磁异常正反演解释系统(V3∶06-10-31)》，在此表示感谢.同时感谢审稿人和编辑对本文提出的宝贵修改建议！

References

Amante C, Eakins B W. 2009. ETOPO1 1 arc-minute global relief model: procedures, data sources and analysis. US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Environmental Satellite, Data, and Information Service, National Geophysical Data Center, Marine Geology and Geophysics Division. Bagherbandi M. 2011. An isostatic earth crustal model: and its applications [Ph. D. thesis]. Stockholm, Sweden: Royal Institute of Technology. Becker J J, Sandwell D T, Smith W H F, et al. 2009. Global bathymetry and elevation data at 30 arc seconds resolution: SRTM30_PLUS.MarineGeodesy, 32(4): 355-371. Bellahsen N, Faccenna C, Funiciello F. 2005. Dynamics of subduction and plate motion in laboratory experiments: insights into the “plate tectonics” behavior of the Earth.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978-2012), 110(B1): B01401.

Billen M I. 2008. Modeling the dynamics of subducting slabs.AnnualReviewofEarthandPlanetarySciences, 36: 325-356.

Brocher T M. 2005. Empirical relations between elastic wavespeeds and density in the Earth′s crust.BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica, 95(6): 2081-2092.

Calvert A J, Klemperer S L, Takahashi N, et al. 2008. Three-dimensional crustal structure of the Mariana island arc from seismic tomography.JournalofGeophysicalResearch, 113: B01406.

Castle J C, Creager K C. 1999. A steeply dipping discontinuity in the lower mantle beneath Izu-Bonin.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 104(B4): 7279-7292.

Chen Q F, Li S Q, Gao J Z. 2012. The dynamics of the Pacific Plate subduction revealed by the focal mechanism of deep earthquakes on the Sino-Russian boundary in May, 2011.RecentDevelopmentsinWorldSeismology(in Chinese), (6): 23.

Christensen N I. 1966. Elasticity of ultrabasic rocks.JournalofGeophysicalResearch, 71(24): 5921-5931.

Creager K C, Jordan T H. 1986. Slab penetration into the lower mantle beneath the Mariana and other island arcs of the northwest Pacific.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 91(B3): 3573-3589.

DeMets C, Gordon R G, Argus D F, et al. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions.GeophysicalResearchLetters, 21(20): 2191-2194.

Engdahl E R, van der Hilst R, Buland R. 1998. Global teleseismic earthquake relocation with improved travel times and procedures for depth determination.BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica, 88(3): 722-743.

Enns A, Becker T W, Schmeling H. 2005. The dynamics of subduction and trench migration for viscosity stratification.GeophysicalJournalInternational, 160(2): 761-775.

Fairhead J D, Williams S E, Fletcher K M U, et al. 2009. Trident—a new satellite gravity model for the oceans.∥ 71st EAGE Conference & Exhibition. SPE, EAGE.

Fischer K M, Jordan T H, Creager K C. 1988. Seismic constraints on the morphology of deep slabs.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 93(B5): 4773-4783.

Hino R, Nishizawa A, Suyehiro K, et al. 1991. Deep seismic crustal structure beneath the Bonin Trough.Tectonophysics, 200(1-3): 249-266.

Hu W J, Hao T Y, Qin J X, et al. 2014. Moho depth and deep crustal structure in the land and seas of China and adjacent areas: An example of the Altay-Bashi Channel profile.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(12): 3932-3943, doi: 10.6038/cjg20141207.

Hyndman R D, Peacock S M. 2003. Serpentinization of the forearc mantle.EarthandPlanetaryScienceLetters, 212(3-4): 417-432.

Jiang H, Gao X L. 2012. Two-directional plate convergence along the east margin of Eurasia and its influence on the continent.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(3): 897-905, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.03.019.

Karig D E. 1974. Evolution of arc systems in the western Pacific.AnnualReviewofEarthandPlanetarySciences, 2(1): 51-75. Katsumata M, Sykes L R. 1969. Seismicity and tectonics of the western Pacific: Izu-Mariana-Caroline and Ryukyu-Taiwan regions.JournalofGeophysicalResearch, 74(25): 5923-5948. Lee C T, Chen W P. 2007. Possible density segregation of subducted oceanic lithosphere along a weak serpentinite layer and implications for compositional stratification of the Earth′s mantle.EarthandPlanetaryScienceLetters, 255(3-4): 357-366, doi: 10.1016/j.epsl.2006.12.022.

Li S S, Yan J P. 2012. Space-time symmetry ofMS≥8 earthquake in north-western pacific plate subduction.ProgressinGeophys. (in Chinese), 27(3): 960-966, doi: 10.6038/j.issn.1004-2903.2012.03.017.

Li Y X, Luan X W, Lu Y Z, et al. 2012. The motion acceleration of three ocean plates leads to global seismicity enhancement.ProgressinGeophys. (in Chinese), 26(5): 1576-1582, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2011.05.009.

Li Z A, Lee C A. 2006. Geochemical investigation of serpentinized oceanic lithospheric mantle in the Feather River Ophiolite, California: implications for the recycling rate of water by subduction.ChemicalGeology, 235(1-2): 161-185.

Luyendyk B P. 1970. Dips of downgoing lithospheric plates beneath island arcs.GeologicalSocietyofAmericaBulletin, 81(11): 3411-3416.

Mason W G, Moresi L, Betts P G, et al. 2010. Three-dimensional numerical models of the influence of a buoyant oceanic plateau on subduction zones.Tectonophysics, 483(1-2): 71-79.

Miller M S, Kennett B L N, Lister G S. 2004. Imaging changes in morphology, geometry, and physical properties of the subducting Pacific plate along the Izu-Bonin-Mariana arc.EarthandPlanetaryScienceLetters, 224(3-4): 363-370.

Miller M S, Gorbatov A, Kennett B L N. 2005. Heterogeneity within the subducting Pacific slab beneath the Izu-Bonin-Mariana arc: Evidence from tomography using 3D ray tracing inversion techniques.EarthandPlanetaryScienceLetters, 235(1-2): 331-342.

Miller M S, Kennett B L N, Toy V G. 2006a. Spatial and temporal evolution of the subducting Pacific plate structure along the western Pacific margin.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth, 111(B2): B02401, doi: 10.1029/2005JB003705.Miller M S, Gorbatov A, Kennett B L N. 2006b. Three-dimensional visualization of a near-vertical slab tear beneath the southern Mariana arc.Geochemistry,Geophysics,Geosystems, 7(6): Q06012.Miura S, Takahashi N, Nakanishi A, et al. 2005. Structural characteristics off Miyagi forearc region, the Japan Trench seismogenic zone, deduced from a wide-angle reflection and refraction study.Tectonophysics, 407(3-4): 165-188, doi: 10.1016/j.tecto.2005.08.001.

Murauchi S, Ludwig W J. 1980. Crustal structure of the Japan Trench: the effect of subduction of ocean crust.∥ Deep Sea Drilling Project Reports and Publications. 463-469.

Nakanishi M, Tamaki K, Kobayashi K. 1992. A new Mesozoic isochron chart of the northwestern Pacific Ocean: Paleomagnetic and tectonic implications.GeophysicalResearchLetters, 19(7): 693-696.Ning J Y, Zang S X. 1987. The distribution of earthquakes and stress state in the Japan Sea and the northeast China.SeismologyandGeology(in Chinese), 9(2): 49-61.

Qin S Q, Li P, Xue L, et al. 2015. A prospective prediction of great earthquakes for the Circum-Pacific seismic belt.ProgressinGeophys. (in Chinese), 30(2): 540-558, doi: 10.6038/pg20150210. Sandwell D, Garcia E, Soofi K, et al. 2013. Toward 1-mGal accuracy in global marine gravity from CryoSat-2, Envisat, and Jason-1.TheLeadingEdge, 32(8): 892-899.

Sandwell D T, Smith W H F. 2009. Global marine gravity from retracked Geosat and ERS-1 altimetry: Ridge segmentation versus spreading rate.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 114(B1): B01411.

Sandwell D T, Müller R D, Smith W H F, et al. 2014. New global marine gravity model from CryoSat-2 and Jason-1 reveals buried tectonic structure.Science, 346(6205): 65-67.

Schellart W P. 2004. Kinematics of subduction and subduction-induced flow in the upper mantle.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 109(B7).

Shimamura H, Asada T, Suyehiro K, et al. 1983. Longshot experiments to study velocity anisotropy in the oceanic lithosphere of the northwestern Pacific.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 31(4): 348-362.

Siebert L, Simkin T, Kimberly P. 2010. Volcanoes of the World. 3rd ed. London: University of California Press.

Smith W H F, Sandwell D T. 1997. Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings.Science, 277(5334): 1956-1962.

Stern R J, Fouch M J, Klemperer S L. 2003. An overview of the Izu-Bonin-Mariana subduction factory.∥ Inside the Subduction Factory. Washington DC: American Geophysical Union, 175-222.Sun W B, He Y S, Li Y B. 1985. Subduction of the Pacific Plate in the sea of Japan and earthquakes of northeastern China.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 7(1): 33-44.

Sun W B. 1986. Overview and outlook of researches on deep earthquakes in the western Japan Sea.NortheasternSeismologicalResearch(in Chinese), 2(1): 80-82.Takahashi N, Suyehiro K, Shinohara M. 1998. Implications from the seismic crustal structure of the northern Izu-Bonin arc.IslandArc, 7(3): 383-394.

Takahashi N, Kodaira S, Tatsumi Y, et al. 2008. Structure and growth of the Izu-Bonin-Mariana arc crust: 1. Seismic constraint on crust and mantle structure of the Mariana arc-back-arc system.JournalofGeophysicalResearch, 113(B1): B01104.Taylor B. 1992. Rifting and the volcanic-tectonic evolution of the Izu-Bonin-Mariana arc.∥ Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. Ocean Drilling Program College Station, 627-651.

Toh H. 1993. Electrical conductivity structure of the Izu-Bonin arc revealed by seafloor electromagnetic observations [Ph. D. thesis]. Tokyo: The University of Tokyo.

Tsuru T, Park J O, Takahashi N, et al. 2000. Tectonic features of the Japan Trench convergent margin off Sanriku, northeastern Japan, revealed by multichannel seismic reflection data.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 105(B7): 16403-16413.Utsu T. 1971. Seismological evidence for anomalous structure of island arcs with special reference to the Japanese region.ReviewsofGeophysics, 9(4): 839-890.

Uyeda S, Kanamori H. 1979. Back-arc opening and the mode of subduction.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth(1978—2012), 84(B3): 1049-1061.

van der Hist R, Engdahl R, Spakman W, et al. 1991. Tomographic imaging of subducted lithosphere below northwest Pacific island arcs.Nature, 353(6339): 37-43.

van der Hilst R, Seno T. 1993. Effects of relative plate motion on the deep structure and penetration depth of slabs below the Izu-Bonin and Mariana island arcs.EarthandPlanetaryScienceLetters, 120(3-4): 395-407.

van Keken P E. 2003. The structure and dynamics of the mantle wedge.EarthandPlanetaryScienceLetters, 215(3-4): 323-338, doi: 10.1016/S0012-821X(03)00460-6.

Widiyantoro S, Kennett B L N, van der Hilst R D. 1999. Seismic tomography with P and S data reveals lateral variations in the rigidity of deep slabs.EarthandPlanetaryScienceLetters, 173(1-2): 91-100.

Wu S G, Zhang J. 2014. Structure and Geophysics on the Bottom of Sea (in Chinese). Beijing: Science Press

Xia B D. 1995. General Geology (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.

Xing J, Hao T Y, Xu Y, et al. 2014. Review of the application of isostatic models in the inversion of Moho depth.ProgressinGeophys. (in Chinese), 29(1): 61-72, doi: 10.6038/pg20140109. Yang J Y, Zhang X H, Zhang F F, et al. 2014. Preparation of the free-air gravity anomaly map in the land and seas of China and adjacent areas using multi-source gravity data and interpretation of the gravity field.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(12): 3920-3931, doi: 10.6038/cjg20141206.

Zang S X, Ning J Y. 1989. The distribution of earthquakes, behavior of the subduction zone and stress state in the Ryukyu island arc.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 11(2): 113-123.

Zang S X, Ning J Y. 1996. Study on the subduction zone in western Pacific and its implication for the geodynamics.ChineseJ.Geophys. (ActaGeophysicaSinica) (in Chinese), 39(2): 188-202.

Zhang J, Li J B, Ding W W. 2012. Reviews of the study on crustal structure and evolution of the Kyushu-Palau Ridge.AdvancesinMarineScience(in Chinese), 30(4): 595-607.

Zhang K L, Wei D P. 2008. Progresses of the researches and the causing mechanisms on the double seismic zones within the subduction zones around the Pacific Ocean.ProgressinGeophys. (in Chinese), 23(1): 31-39.Zhao D P, Hasegawa A, Kanamori H. 1994. Deep structure of Japan subduction zone as derived from local, regional, and teleseismic events.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth, 99(B11): 22313-22329.

附中文参考文献

陈棋福, 李圣强, 高金哲. 2012. 2011年5月中俄边界深震震源机制所展示的太平洋板块俯冲动力作用. 国际地震动态, (6): 23.

胡卫剑, 郝天珧, 秦静欣等. 2014. 中国海陆莫霍面及深部地壳结构特征——以阿尔泰—巴士海峡剖面为例. 地球物理学报, 57(12): 3932-3943, doi: 10.6038/cjg20141207.

姜辉, 高祥林. 2012. 欧亚东边缘的双向板块汇聚及其对大陆的影响. 地球物理学报, 55(3): 897-905, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.03.019.

李双双, 延军平. 2012. 西太平洋俯冲带北部地区MS≥8强震时空对称特征. 地球物理学进展, 27(3): 960-966, doi: 10.6038/j.issn.1004-2903.2012.03.017.

李延兴, 栾锡武, 陆远忠等. 2012. 3个海洋板块运动加速导致全球地震活动增强. 地球物理学进展, 26(5): 1576-1582, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2011.05.009.

宁杰远, 臧绍先. 1987. 日本海及中国东北地震的深度分布及其应力状态. 地震地质, 9(2): 49-61.

秦四清, 李培, 薛雷等. 2015. 环太平洋地震带巨震预测. 地球物理学进展, 30(2): 540-558, doi: 10.6038/pg20150210.

孙文斌, 和跃时, 李英波. 1985. 日本海区板块俯冲与华北地震. 地震学报, 7(1): 33-44.

孙文斌. 1986. 日本海西部深震研究回顾与展望. 东北地震研究, 2(1): 80-82.

吴时国, 张健. 2014. 海底构造与地球物理学. 北京: 科学出版社.

夏邦栋. 1995. 普通地质学. 北京: 地质出版社.

邢健, 郝天珧, 徐亚等. 2014. 均衡模型在莫霍面反演中的应用综述. 地球物理学进展, 29(1): 61-72, doi: 10.6038/pg20140109.

杨金玉, 张训华, 张菲菲等. 2014. 应用多种来源重力异常编制中国海陆及邻区空间重力异常图及重力场解读. 地球物理学报, 57(12): 3920-3931, doi: 10.6038/cjg20141206.

臧绍先, 宁杰远. 1989. 琉球岛弧地区的地震分布、Benioff带形态及应力状态. 地震学报, 11(2): 113-123.

臧绍先, 宁杰远. 1996. 西太平洋俯冲带的研究及其动力学意义. 地球物理学报, 39(2): 188-202.

张洁, 李家彪, 丁巍伟. 2012. 九州—帕劳海脊地壳结构及其形成演化的研究综述. 海洋科学进展, 30(4): 595-607.

张克亮, 魏东平. 2008. 环太平洋俯冲带内双地震带及其成因机制研究进展. 地球物理学进展, 23(1): 31-39.

(本文编辑何燕)

基金项目国家油气重大专项(2011ZX05008)、中国地质调查国土资源部海岸带综合地质调查工程“中国海及邻域地质地球物理及地球化学系列图项目”(GZH200900504-207)、中国科学院专项(XDB06030200)、科技部专项(2013YQ120357)、国家重大科研装备研制项目(ZDYZ2012-1-08-01，ZDYZ2012-1-08-04，ZDYZ2012-1-08-05)及国家自然科学基金项目(41210005，41374139，41304079，41476033，41404050，41404114，91428204)共同资助.

作者简介邢健，男，1989年生，山东青岛人，在读博士生，2011年毕业于中国海洋大学地球信息科学与技术专业，主要从事重力反演研究. E-mail：xingjian@mail.iggcas.ac.cn *通讯作者郝天珧，女，1957年生，研究员，主要从事海、陆油气盆地综合地球物理研究.E-mail：tyhao@mail.iggcas.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160110 中图分类号P738, P631

收稿日期2015-06-23，2015-10-27收修定稿

Characteristics of the Japan and IBM subduction zones: Evidence from gravity and distribution of earthquake sources

XING Jian1,2, HAO Tian-Yao1*, HU Li-Tian1,2, SUH Man-cheol3，KIM Kwang-hee4

1KeyLaboratoryofPetroleumResourcesResearch,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,Chinav2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China3KongjuNationalUniversity,Gongju-si,Chungcheongnam-do314-701,RepublicofKorea4DepartmentofGeologicalSciences,PusanNationalUniversity,Busan609-735,RepublicofKorea

AbstractThe Japan and the IBM subduction zone are located in the place where the Pacific plate, the Philippine Sea plate and the Eurasian plate meet. Both the subduction zones act as typical areas where the “subduction factory” takes effect, bringing on themselves great significance for deep research. Using the distribution of earthquake sources and satellite gravity data, this paper studies the characteristics of these two subduction zones.

KeywordsWestern Pacific; Subduction zone; Gravity; Earthquakes; IBM; Japan

邢健， 郝天珧， 胡立天等. 2016. 对日本俯冲带与IBM俯冲带俯冲特征的地球物理研究：来自重力与震源分布数据的启示.地球物理学报，59(1):116-140,doi:10.6038/cjg20160110.

Xing J, Hao T Y, Hu L T, et al. 2016. Characteristics of the Japan and IBM subduction zones: Evidence from gravity and distribution of earthquake sources.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(1):116-140,doi:10.6038/cjg20160110.