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

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學(xué)院油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京　100029 2 中國科學(xué)院大學(xué)， 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

?

對(duì)日本俯沖帶與IBM俯沖帶俯沖特征的地球物理研究：來自重力與震源分布數(shù)據(jù)的啟示

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

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學(xué)院油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京100029 2 中國科學(xué)院大學(xué)， 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

摘要日本俯沖帶與IBM俯沖帶位于太平洋板塊、菲律賓海板塊和歐亞板塊三者的交匯地帶，是典型的“俯沖工廠”地區(qū)，具有重要的研究意義.本文利用震源分布資料與衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)對(duì)日本俯沖帶與IBM俯沖帶進(jìn)行了研究.通過空間重力異常反映了俯沖帶地區(qū)的區(qū)域構(gòu)造形態(tài)，在此基礎(chǔ)上基于艾利模式計(jì)算了均衡異常以反映地殼均衡特征.利用震源分布資料，分別從垂直俯沖帶走向與沿俯沖帶走向劃定了橫截剖面(cross-sections)進(jìn)行了地震提取，討論了俯沖帶地區(qū)的Wadati-Benioff帶形態(tài)特征，并借助于俯沖帶地震等深線圖直觀描述了俯沖帶的俯沖形態(tài).在日本俯沖帶與伊豆—小笠原俯沖帶各選取了一條典型剖面進(jìn)行了重力2.5D反演，研究了俯沖帶地區(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)特征.研究結(jié)果表明，九州—帕勞海脊與IBM島弧在均衡異常上存在差異，前者已逐漸趨向于地殼均衡.IBM的Wadati-Benioff帶存在明顯的南北差異，反映出伊豆—小笠原俯沖板片停留在了660 km轉(zhuǎn)換帶中，而馬里亞納俯沖板片很可能垂直穿過了這一轉(zhuǎn)換帶，造成這種南北差異的原因與板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)、巖石圈黏性和年齡差異以及俯沖板片的重力效應(yīng)等因素有關(guān).在IBM的中部和南部存在板片撕裂現(xiàn)象.日本俯沖帶的俯沖洋殼密度隨俯沖深度變化較小，洋幔存在一定程度的蛇紋巖化，地幔楔蛇紋巖化作用不典型，海溝處有一范圍較小的含水畸變帶；伊豆—小笠原俯沖帶俯沖洋殼密度隨深度增大而明顯增大，洋幔蛇紋巖化程度較日本俯沖帶低，地幔楔蛇紋巖化作用強(qiáng)烈，板塊交匯處存在明顯的蛇紋巖底辟.日本俯沖帶與IBM俯沖帶一線自北向南板片俯沖變陡，兩側(cè)板塊耦合度降低，與俯沖帶兩側(cè)的板塊運(yùn)動(dòng)速率差異有關(guān).

關(guān)鍵詞西太平洋； 俯沖帶； 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

日本俯沖帶(Japan subduction zone)與伊豆—小笠原—馬里亞納俯沖帶(Izu-Bonin-Mariana subduction zone，簡稱IBM俯沖帶)位于西太平洋東緣，處于太平洋板塊、菲律賓海板塊與歐亞板塊三者交匯地帶，構(gòu)造活動(dòng)非常劇烈，被稱作“俯沖工廠”，對(duì)這一地區(qū)的研究有助于加深對(duì)板塊俯沖作用機(jī)理的認(rèn)識(shí).同時(shí)，俯沖作用下產(chǎn)生的“第二島鏈”地理位置特殊，具有重要的政治和軍事意義.以上使得日本俯沖帶與IBM俯沖帶備受科研人員的關(guān)注.

前人對(duì)該地區(qū)的地質(zhì)與地球物理研究可歸結(jié)為兩類.第一類是對(duì)俯沖帶地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的研究.該方面的研究起步較早，如Murauchi和Ludwig (1980)反演了日本海溝布設(shè)的地震反射剖面，得到了日本海溝地區(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)；Hino等(1991)采用OBS(Ocean-Bottom Seismometer，海底地震儀)勘探方法，得到了小笠原地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)；Takahashi等(2008)反演了馬里亞納島弧與弧后地區(qū)的寬角地震剖面，給出了殼幔速度模型；Calvert等(2008)采用地震層析成像方法，得到了馬里亞納地區(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)特征等等.這類研究總體以地震方法為主，采用手段包括天然地震層析成像、OBS探測(cè)與深地震測(cè)深等.上述工作為俯沖帶的構(gòu)造特征研究打下了良好基礎(chǔ)，但也存在一些不足，如地震方法只能得到二維剖面結(jié)構(gòu)，缺乏對(duì)區(qū)域特征的描述；采用天然地震層析成像方法雖然可以描繪俯沖帶深部的形態(tài)特征，但缺乏一定的分辨率，殼幔淺部的細(xì)節(jié)特征難以得到反映.第二類是對(duì)“俯沖工廠”作用機(jī)理及演化的研究，如Karig(1974)對(duì)西太平洋演化的描述，臧紹先等(1996)對(duì)西太平洋俯沖帶地區(qū)的動(dòng)力學(xué)研究，van Keken(2003)等對(duì)地幔楔結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)機(jī)制的研究等等.這方面的研究以地質(zhì)學(xué)、動(dòng)力學(xué)模擬和地球化學(xué)工作為主，雖然對(duì)俯沖的成因、物質(zhì)成分及相變特征等給出了解釋，但需要更多的地球物理證據(jù)加以驗(yàn)證.

地球物理研究方法包括重力、磁法、電法和地震等.相比于前人常用的地震方法，重力方法具有更好的橫向分辨率，在區(qū)域描述上具有更大的優(yōu)勢(shì)，通過剖面反演亦可得到殼幔結(jié)構(gòu)特征.特別是當(dāng)前高精度的衛(wèi)星重力異常與高程數(shù)據(jù)已做到全球覆蓋(邢健等，2014)，使得重力方法針對(duì)俯沖帶地區(qū)的區(qū)域性研究成為可能，重力方法可作為對(duì)地震方法的良好補(bǔ)充.對(duì)于地震方面，由于俯沖帶是地震多發(fā)地帶(李雙雙和延軍平，2012; 秦四清等，2015)，對(duì)俯沖帶地區(qū)地震空間分布特征的研究，對(duì)于了解俯沖板片的變形與流變學(xué)特征具有重要意義(Stern et al., 2003)，這其中就包括對(duì)Wadati-Benioff帶形態(tài)的研究.雖然前人做過這方面的基礎(chǔ)性工作(Utsu, 1971; 孫文斌等，1985; 臧紹先和寧杰遠(yuǎn)，1989; Zhao et al., 1994; Engdahl et al., 1998)，但由于早期震源信息觀測(cè)精度有限，資料不完整，得到的研究結(jié)果不完全一致，且由于提取的橫截剖面較少，所得結(jié)果只能粗略反映俯沖的形態(tài)特征.如今經(jīng)由美國地質(zhì)勘探局(United States Geological Survey，USGS)等部門整理匯總的全球震源信息數(shù)據(jù)庫已對(duì)外公開，數(shù)據(jù)更為精確完備，采用相關(guān)資料進(jìn)行的Wadati-Benioff帶形態(tài)研究會(huì)更為可靠.為此，本文對(duì)日本俯沖帶與IBM地區(qū)的震源分布數(shù)據(jù)與衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)進(jìn)行了處理，并結(jié)合其他地質(zhì)與地球物理資料，重點(diǎn)關(guān)注俯沖帶地區(qū)的板片俯沖形態(tài)與殼幔結(jié)構(gòu)特征，以加深對(duì)該區(qū)域構(gòu)造作用的認(rèn)識(shí)，期冀借助新的資料，能從新的角度，針對(duì)研究區(qū)的一些懸而未決的熱點(diǎn)問題，包括地殼均衡特征、板片俯沖形態(tài)、俯沖板片物質(zhì)去向、板塊耦合與俯沖物質(zhì)相變等，給出新的證據(jù)和可能的解釋.

本文選定的研究區(qū)范圍為130°E—150°E，2°N—42°N(圖 1)，該區(qū)域既包括了日本—IBM俯沖帶現(xiàn)今活躍的部分，也包括了九州—帕勞洋脊這一IBM“俯沖工廠”的輸出產(chǎn)物.本文重點(diǎn)關(guān)注俯沖板塊交匯地帶，對(duì)海盆地區(qū)不作討論.

2研究方法與數(shù)據(jù)

本文結(jié)合衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)和震源信息資料對(duì)俯沖帶地區(qū)開展研究，將區(qū)域描述與剖面研究相結(jié)合.區(qū)域描述方面，借助于重力具有較高的橫向分辨率的優(yōu)勢(shì)，通過空間重力異常圖反映俯沖帶地區(qū)的區(qū)域構(gòu)造形態(tài)，并基于艾利模式計(jì)算研究區(qū)的均衡重力異常，以描述俯沖帶地區(qū)的地殼均衡特征；通過震中分布圖，可得到不同深度地震的區(qū)域分布特征.剖面研究方面，沿橫截剖面提取地震，得到俯沖帶不同地區(qū)的地震在深度方向上的分布特征，反映Wadati-Benioff帶的俯沖形態(tài)，由此可推知俯沖板片的形態(tài)特征，借助于俯沖帶地震分布等深線圖可實(shí)現(xiàn)更直觀的平面描述；選定俯沖帶地區(qū)的兩條典型剖面進(jìn)行重力2.5D反演，反映日本俯沖帶與IBM俯沖帶的殼幔結(jié)構(gòu)，結(jié)合沿剖面的地震分布可研究俯沖帶地震的產(chǎn)生特征.

2.1衛(wèi)星重力資料與水深資料的精度評(píng)價(jià)

為選取高精度數(shù)據(jù)用于后續(xù)研究，本文對(duì)多種覆蓋全球的衛(wèi)星重力資料與水深資料進(jìn)行了調(diào)研，結(jié)合實(shí)測(cè)重力與水深數(shù)據(jù)進(jìn)行了精度評(píng)價(jià).參與比較的衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)和水深數(shù)據(jù)如表1所示.

表1　用于精度評(píng)價(jià)的衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)與水深數(shù)據(jù)

參與精度評(píng)價(jià)的重力資料中，S&S V22.1(Sandwell and Smith, 2009; Sandwell et al., 2013, 2014)的全球衛(wèi)星重力資料參考EGM2008全球重力模型并結(jié)合了ERS-1和Geosat等衛(wèi)星數(shù)據(jù)得到；Leeds Global Anomaly為英國Leeds大學(xué)地球物理中心整理得到的全球重力數(shù)據(jù)，包含了實(shí)測(cè)陸地布格重力異常與海洋衛(wèi)星重力異常，網(wǎng)格較S&S稀疏(Fairhead et al., 2009).

參與精度評(píng)價(jià)的水深資料中，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)為基礎(chǔ)得到的，并且加入了近年來的多種實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)*參見ftp:∥topex.ucsd.edu/pub/global_topo_1min/README_V18.1.txt.SRTM30_PLUS V9.0來源多樣，其中陸地和冰川地形資料分別來自于SRTM30和ICESat地形數(shù)據(jù)，海洋地形在全球范圍內(nèi)結(jié)合了2.98億個(gè)航測(cè)校正后的測(cè)深數(shù)據(jù)，這些航測(cè)數(shù)據(jù)來自于美國國家地球物理數(shù)據(jù)中心(NGDC)、海洋地質(zhì)與地球物理團(tuán)體(MGG_COMMUNITY)、Scripps多道航測(cè)、國家地球空間情報(bào)局(NGA)等多家機(jī)構(gòu)(Becker et al., 2009).ETOPO1為地球表面負(fù)載模型，基于WGS84參考橢球體，整合了多家美國政府部門、國際機(jī)構(gòu)和研究所提供的海岸線、水深、地形和巖床數(shù)據(jù)資料，精度較以往的ETOPO2v2和ETOPO5模型有了很大提高(Amante and Eakins, 2009).

圖1　日本俯沖帶與IBM俯沖帶位置與地貌示意AA′、BB′剖面為后文重力2.5D反演剖面.從北向南的黑色曲線為后文Wadati-Benioff帶研究使用的沿俯沖帶走向的橫截剖面位置.黃色箭頭和數(shù)字表征板塊運(yùn)移速率(mm·a-1)，箭頭長度與數(shù)值非比例繪制.紅色圓圈表征太平洋板塊相對(duì)菲律賓板塊旋轉(zhuǎn)的歐拉極位置.板塊位移與歐拉極相關(guān)信息源自DeMets等(1994)、姜輝和高祥林(2012).黃色虛線表示太平洋巖石圈年齡分界(Stern et al., 2003)，北側(cè)為白堊紀(jì)，南側(cè)為侏羅紀(jì).

實(shí)測(cè)重力與水深數(shù)據(jù)選取了美國國家海洋大氣管理局(NOAA)提供的432個(gè)航測(cè)重力資料點(diǎn)和524個(gè)航測(cè)水深資料點(diǎn)(圖2)，采用了楊金玉等(2014)提出的“三觀測(cè)列STD法”進(jìn)行精度評(píng)價(jià)，結(jié)果如表2和表3所示.可見S&S V22.1的衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)和SRTM30_PLUS V9.0的水深數(shù)據(jù)自身標(biāo)準(zhǔn)差較小，精度相對(duì)更優(yōu)，且由于二者之間不存在相互轉(zhuǎn)換關(guān)系，具有一定的可靠性，故選取這兩組數(shù)據(jù)進(jìn)行后續(xù)研究.

2.2空間重力異常與均衡重力異常

S&S V22.1版本衛(wèi)星重力異常給出的研究區(qū)空間重力異常如圖 3a所示.空間重力異常除去了正常重力場(chǎng)與高程造成的重力影響，得到的異常值起伏與構(gòu)造特征具有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系.俯沖帶地區(qū)在空間重力異常圖上呈現(xiàn)為明顯的梯級(jí)帶，異常具有較大的幅值變動(dòng).圖中北部的IBM海溝、日本海溝和相模海溝構(gòu)成了全球唯一的海溝三聯(lián)點(diǎn)(Stern et al., 2003)，是菲律賓海板塊、太平洋板塊和歐亞板塊的交匯處，構(gòu)造作用強(qiáng)烈，空間異常從海溝至島弧呈現(xiàn)明顯的幅值變化.小笠原弧(博寧弧)東側(cè)的博寧海脊存在一個(gè)異常高值區(qū)，可達(dá)240～300 mGal以上，位置上對(duì)應(yīng)始新世基底隆起(Stern et al., 2003).馬里亞納島弧南部存在明顯的高異常值，推測(cè)與島弧地區(qū)存在巖漿侵入有關(guān).西馬里亞納海脊異常值較馬里亞納島弧為低.Siebert等(2010)指出西馬里亞納海脊作為殘留洋脊，不再發(fā)生明顯的巖漿活動(dòng).本文推測(cè)這可能是導(dǎo)致其異常幅值相對(duì)較低的原因.

圖2　重力航測(cè)點(diǎn)分布(黑點(diǎn))與水深航測(cè)點(diǎn)分布(白點(diǎn))

重力數(shù)據(jù)互相之間的標(biāo)準(zhǔn)差/mGalLeedsS&SV22.1航測(cè)數(shù)據(jù)自身標(biāo)準(zhǔn)差/mGalLeeds-4.538710.50104.1609S&SV22.1--9.81041.8128航測(cè)---9.6415

表3　水深數(shù)據(jù)標(biāo)準(zhǔn)差分析

一般而言，俯沖帶地區(qū)是地殼不均衡的典型地區(qū)，為進(jìn)一步研究俯沖帶地區(qū)的地殼均衡情況，在空間重力異?；A(chǔ)上，基于艾利模式計(jì)算了研究區(qū)的均衡異常.艾利模式是研究海洋均衡時(shí)的常用模式，較其他模式而言，該模式與地震資料推斷的密度變化特征更為一致(吳時(shí)國和張健，2014).采用的地殼平均厚度T=30 km，海水層密度1.03 g·cm-3，地殼標(biāo)準(zhǔn)密度2.67 g·cm-3，地幔標(biāo)準(zhǔn)密度3.27 g·cm-3.均衡異常計(jì)算結(jié)果如圖3b所示，可見俯沖帶地區(qū)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，地殼處于不均衡狀態(tài)，具體體現(xiàn)為海溝處的低異常及島弧處的正異常特征，這種正異?？赡芘c地幔巖漿上涌有關(guān).海盆內(nèi)部均衡異常通常不大，具有較好的穩(wěn)定性.九州—帕勞海脊的地殼均衡情況較好，一般在0～10 mGal左右，與俯沖活躍地區(qū)存在較大差異.

注意到圖 3中的空間重力異常與基于艾利模式的均衡異常具有一定的相似性： 九州—帕勞海脊的空間重力異常在0左右，均衡異常值也較小，大約為0～10 mGal，表明地殼均衡情況較好；海溝、島弧地區(qū)空間重力異常和均衡重力異常上均反映為較大的幅值，這些地方處于俯沖前哨地帶，地殼不均衡.事實(shí)上，空間異常可視為均衡異常的簡單近似(Bagherbandi, 2011).空間重力異常僅對(duì)重力值進(jìn)行了正常場(chǎng)校正和高度校正，沒有對(duì)地形物質(zhì)或山根物質(zhì)進(jìn)行改正.按照艾利模式均衡理論，如忽略質(zhì)量均衡與力均衡的差異，在地殼均衡時(shí)，地形質(zhì)量和山根虧損質(zhì)量應(yīng)該接近相同，形成一種地形物質(zhì)對(duì)山根虧損的“良好填補(bǔ)”，如此可使得研究區(qū)各處在均衡面上承載相同的壓力.此時(shí)地形質(zhì)量和山根虧損質(zhì)量的這種“相互抵銷”效應(yīng)，會(huì)使得空間重力異常接近0.這解釋了為什么空間重力異常與基于艾利模式的均衡異常在圖件上主要體現(xiàn)為幅值差異，形態(tài)和變化規(guī)律具有相似性.

圖3　研究區(qū)空間重力異常圖(a)與均衡異常圖(b)

圖4　研究區(qū)地震分布圖(a) 地殼內(nèi)部地震; (b) 巖石層地震; (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來自于美國地質(zhì)調(diào)查局(United States Geological Survey，USGS)，時(shí)間跨度為1900年1月1日—2014年4月28日，采用震級(jí)下限為3級(jí)，共計(jì)36637個(gè)，如圖4所示.按深度劃分為0～30 km、30～100 km、100～300 km及300 km以上，分別對(duì)應(yīng)地殼內(nèi)部地震、巖石層地震、中源地震和深源地震，得到震源信息統(tǒng)計(jì)表如表 4所示.

圖4和表4分別從空間上和數(shù)量上體現(xiàn)了研究區(qū)震中分布規(guī)律.海溝與島弧地區(qū)作為俯沖作用的前哨地帶，伴隨淺部俯沖產(chǎn)生的構(gòu)造應(yīng)力變動(dòng)造就了這些地區(qū)的淺震分布.圖4和表4中均可看出，相對(duì)于地殼地震，巖石層地震的分布范圍更廣，數(shù)量上也占據(jù)絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，也更容易出現(xiàn)大震.構(gòu)造應(yīng)力的變動(dòng)主要體現(xiàn)在巖石層深度范圍內(nèi)，一方面是因?yàn)楦_板片的彎折角度最大值往往出現(xiàn)在該深度范圍內(nèi)(Li and Lee, 2006)，具有較高的應(yīng)力積累，另一方面可能與俯沖板片物質(zhì)相變常起始于該范圍有關(guān)(Hyndman and Peacock,2003).在非俯沖帶地區(qū)，如菲律賓海內(nèi)部，也可能發(fā)生地殼地震或巖石層地震，表明板塊內(nèi)部也可以存在淺部的少量構(gòu)造應(yīng)力變動(dòng)，但整體上呈現(xiàn)穩(wěn)定性.中、深源地震具有較好的集中性，前者多發(fā)生于日本本州島東北部和IBM島弧，后者僅出現(xiàn)在日本海南部及IBM島弧以西的小范圍地帶，島弧構(gòu)造帶以外的地區(qū)幾乎沒有中源和深源地震，這與前人得出的全球中深源地震集中于俯沖板內(nèi)的認(rèn)識(shí)相吻合(張克亮和魏東平，2008).較淺部地震而言，中源與深源地震明顯缺乏大震.由于震級(jí)計(jì)算是通過取距震中1000 km的標(biāo)準(zhǔn)地震儀記錄的地震波最大振幅的對(duì)數(shù)值來確定的(夏邦棟，1995)，中源和深源地震傳到地表所需路徑較長，在傳播途中出現(xiàn)能量的消耗，使得傳到地表后的地震波振幅通常較小，造成大震缺乏現(xiàn)象.

不同地區(qū)大震分布存在差異.表5展示了研究區(qū)8級(jí)以上地震的發(fā)震時(shí)間、地點(diǎn)、震級(jí)和震源深度等信息.從中可看出，大部分的8級(jí)以上地震集中于日本本州島一帶，且多為地殼內(nèi)部地震.而7級(jí)以上的地震分布，在日本俯沖帶的密集程度也遠(yuǎn)高于IBM俯沖帶(圖5).以上表明，日本俯沖帶較IBM俯沖帶存在更為強(qiáng)烈的淺部構(gòu)造應(yīng)力作用.圖5同時(shí)表明大震通常發(fā)生于均衡異常的梯級(jí)帶處.俯沖導(dǎo)致板片出現(xiàn)構(gòu)造錯(cuò)動(dòng)，一方面誘發(fā)了地震的產(chǎn)生，另一方面反映了地殼的不均衡.

表4　震源信息統(tǒng)計(jì)

表5　研究區(qū)8級(jí)以上地震信息

圖5　均衡異常與大地震分布(7級(jí)以上)紅色為地殼地震，黃色為巖石層地震，褐紅色為中源地震.

3Wadati-Benioff帶形態(tài)研究

Wadati-Benioff帶是對(duì)俯沖帶物性、形變和受力狀態(tài)的反映，是研究俯沖帶形態(tài)特征的重要依據(jù)(臧紹先和寧杰遠(yuǎn)，1996).本文采用橫截剖面地震提取方式進(jìn)行研究.垂直于俯沖帶走向提取的橫截剖面，其地震分布反映了俯沖帶不同地區(qū)Wadati-Benioff帶形態(tài)特征；沿俯沖帶走向提取的橫截剖面，可直觀反映俯沖帶走向方向上的Wadati-Benioff帶橫向不均一性(胡衛(wèi)劍等，2014).根據(jù)上述結(jié)果還可繪制俯沖帶地震等深線圖，以清晰地反映板片的俯沖形態(tài).

3.1垂直于俯沖帶走向的橫截剖面

為更精細(xì)地描述俯沖帶不同地區(qū)的Wadati-Benioff帶特征，共提取32條剖面，其中日本W(wǎng)adati-Benioff帶6條，IBM Wadati-Benioff帶26條.各剖面投影寬度一般為100 km，P14至P19相距較近，投影寬度為50 km.剖面位置如圖6和表6所示，表6同時(shí)給出了剖面長度與其上地震數(shù)量信息.確定剖面位置時(shí)，盡可能保證剖面涵蓋了俯沖誘發(fā)的所有地震.因此表 6中的剖面長度大致體現(xiàn)了震中的水平分布情況.日本俯沖帶具有較寬的震中分布帶，地震數(shù)目也較多.伊豆—小笠原震中分布從北向南逐漸變窄，地震數(shù)目也呈減少趨勢(shì)，至馬里亞納一帶，震中分布長度保持較好的穩(wěn)定性，地震數(shù)目上未體現(xiàn)出一定的規(guī)律.

因篇幅原因，只呈示了部分橫截剖面的地震分布情況(圖7)，這些典型橫截剖面在圖 6中以白色線段進(jìn)行了標(biāo)識(shí)，其位置與臧紹先和寧杰遠(yuǎn)(1996)、Stern等(2003)研究中使用的剖面位置接近，具有一定的代表性.為描述俯沖板片形態(tài)，在圖7中對(duì)Wadati-Benioff帶從下傾開始處到可識(shí)別到的地震帶最深處，用藍(lán)色曲線進(jìn)行了描繪，對(duì)于推測(cè)延長部分，用藍(lán)色虛線標(biāo)注.俯沖板片形態(tài)曲線在橫截剖面走向上的投影用綠色線段表示，以反映Wadati-Benioff帶地表延伸距離.本文還計(jì)算了Wadati-Benioff帶深部俯沖傾角，為忽略淺層的平緩俯沖對(duì)計(jì)算的干擾，參考了所有橫截剖面形態(tài)后，本文將起始測(cè)量深度設(shè)為100 km，以重點(diǎn)關(guān)注深部的俯沖特征，這一做法也與Luyendyk(1970)的處理方法一致.

表6　垂直于俯沖帶走向的橫截剖面位置與地震數(shù)

圖6　垂直于俯沖帶走向的橫截剖面位置

表7給出了32條剖面反映出的Wadati-Benioff帶信息，括號(hào)內(nèi)為去掉推測(cè)延長部分后的Wadati-Benioff帶相關(guān)數(shù)據(jù).從中可總結(jié)日本—IBM一線Wadati-Benioff帶的變化規(guī)律.

日本俯沖帶(P01—P06)地震發(fā)生頻繁，Wadati-Benioff帶地表延伸距離向南逐漸增大，保持沿NWW方向約20°～25°的傾角.200 km以下的地震較少，但深部和淺部的地震分布具有較好的空間延續(xù)性.結(jié)合前人對(duì)日本俯沖帶的深震研究結(jié)果(孫文斌，1986; 寧杰遠(yuǎn)和臧紹先，1987; Zhao et al., 1994)，本文認(rèn)為這些深震也是Wadati-Benioff帶的體現(xiàn)，圖7中P02剖面以藍(lán)色虛線進(jìn)行了標(biāo)注.

至伊豆—小笠原俯沖帶(P07—P19)，俯沖轉(zhuǎn)為SWW向，從北向南Wadati-Benioff帶地表延伸距離逐漸減少，傾角變陡(小笠原地區(qū)可達(dá)60°以上)，深度逐步增大.伊豆—小笠原俯沖帶南部(約32°N以南)約100 km深度以下可觀測(cè)到存在地震稀疏區(qū)，由北向南該區(qū)深度范圍略有增大，至350～400 km以下再次出現(xiàn)地震的密集分布.至IBM俯沖帶中部過渡地段，320 km以深的地震已無法繼續(xù)追蹤，只能識(shí)別出淺部俯沖形態(tài)，且沿剖面分布的地震數(shù)量明顯下降(如P17—P19).注意到伊豆—小笠原Wadati-Benioff帶至較深深度時(shí)(>450 km)，出現(xiàn)傾角趨于緩和的跡象，在北部和中部的橫截剖面上反映尤為明顯.這表明伊豆—小笠原俯沖板片最終平搭在660 km地幔轉(zhuǎn)換帶的可能性很大.

表7　Wadati-Benioff帶信息

注：括號(hào)內(nèi)數(shù)字為去掉推測(cè)延長部分后的結(jié)果.

馬里亞納俯沖帶(P20—P32)北部的剖面缺乏深震，其地理位置處于馬里亞納島弧北部開始張裂的地帶，也是板塊俯沖特征發(fā)生轉(zhuǎn)變的地區(qū)，資料表明這一帶板塊之間近乎走滑運(yùn)動(dòng)(Stern et al., 2003)，與其他地區(qū)不同.偏北的一些剖面保持了SWW的俯沖方向，Wadati-Benioff帶地表延伸距離較穩(wěn)定，深度從240 km逐漸遞增至650 km以上，傾角從50°漸增至75°以上，至馬里亞納中部，太平洋板片已接近于垂直俯沖.繼續(xù)向南，俯沖方向從SWW逐漸轉(zhuǎn)為NWW再轉(zhuǎn)為NNW，Wadati-Benioff帶地表延伸距離降低，310 km以深的地震難以識(shí)別，傾角維持在50°至60°左右，但沿剖面分布的地震數(shù)目還是較多.較伊豆—小笠原地區(qū)而言，馬里亞納Wadati-Benioff帶深部傾角更陡，接近于垂直下插，從形態(tài)上推測(cè)，馬里亞納俯沖板片應(yīng)垂直穿過了660 km地幔轉(zhuǎn)換帶.

3.2沿俯沖帶走向的橫截剖面

結(jié)合震源分布圖，大致沿日本—IBM—雅浦—帛硫俯沖帶劃定線段，提取線上及其周邊一定范圍的地震信息，位置如圖 1中由北向南的黑色曲線所示.剖面長度為5618 km，投影寬度為300 km，提取地震23198個(gè)，結(jié)果如圖8所示，體現(xiàn)了日本—IBM—雅浦—帛硫一線上Wadati-Benioff帶的橫向不均一性.日本W(wǎng)adati-Benioff帶的地震分布相對(duì)較淺，多為巖石層地震，200 km以下地震分布稀疏.在日本俯沖帶與伊豆—小笠原俯沖帶的過渡位置，開啟了一個(gè)向南傾斜的地震帶，深度一直達(dá)到了550 km以上.伊豆—小笠原Wadati-Benioff帶中等深度存在明顯的地震稀疏特征.相對(duì)于伊豆—小笠原Wadati-Benioff帶，馬里亞納Wadati-Benioff帶連續(xù)性較好，圖中也可看出馬里亞納俯沖帶地區(qū)的俯沖板片能夠下插至較深深度.至馬里亞納南部，地震識(shí)別的俯沖最大深度減小.至雅浦—帛硫一帶，圖 6和圖 8中均可見地震分布非常稀少，完全無法識(shí)別俯沖帶形態(tài)，故在3.1節(jié)里未在雅浦—帛硫俯沖帶繪制橫截剖面.

3.3俯沖帶地震等深線圖

對(duì)于3.1節(jié)中的各條地震橫截剖面，以50 km深度間隔提取出相應(yīng)深度處俯沖界面(圖 7中藍(lán)線)對(duì)應(yīng)的剖面橫坐標(biāo)并投影到經(jīng)緯度平面上，即可繪制俯沖帶地震等深線圖(圖 9)，更為直觀地表現(xiàn)俯沖帶的俯沖特征.由圖可知，日本俯沖帶的俯沖整體比較平緩，不同深度之間水平方向間隔較為均勻.IBM俯沖帶地震等深線則較為密集.俯沖剛開始時(shí)，俯沖角度比較平緩，俯沖深度達(dá)到200 km以上后角度開始明顯變陡，深度在350 km以上時(shí)俯沖等深線已非常密集，特別是馬里亞納俯沖帶地區(qū)，已近乎于垂直俯沖.在小笠原俯沖帶與馬里亞納俯沖帶的交匯處，缺乏深部的等深線信息.

3.4Wadati-Benioff帶形態(tài)及發(fā)震特征的影響因素

上述研究中，我們發(fā)現(xiàn)日本—IBM一線的Wadati-Benioff帶存在三個(gè)主要特征：(1)除IBM中部和尾部的異常區(qū)域外，自南向北俯沖整體變緩；(2)南側(cè)俯沖板片很可能已垂直穿越了660 km界面從而進(jìn)入下地幔，北側(cè)則很可能停止在660 km深度處；(3)伊豆—小笠原南部的Wadati-Benioff帶的連續(xù)性被中等深度處的稀疏區(qū)所“切斷”，稀疏區(qū)以下地震非常密集，至IBM中部和南部，僅能觀測(cè)到較淺層的地震分布，難以識(shí)別深部的俯沖特征，而到了雅浦—帛硫俯沖帶，地震分布甚至無法描繪淺層俯沖情形.本文將結(jié)合其他地球物理資料對(duì)上述特征進(jìn)行研究，試圖對(duì)上述現(xiàn)象給出解釋.

GPS方面，NUVEL-1A數(shù)據(jù)(DeMets et al., 1994)表明，馬里亞納俯沖帶南側(cè)，太平洋板塊以20～30 mm·a-1的速度向NW方向移動(dòng)；在伊豆—小笠原俯沖帶，太平洋板塊則以兩倍的速度向NWW向移動(dòng)；日本俯沖帶，太平洋板塊以70 mm·a-1的速度沿NWW方向運(yùn)動(dòng)，而歐亞板塊東部以30 mm·a-1向SE方向移動(dòng)(姜輝等，2012)，二者具有上百mm·a-1的速率差(圖 1).換言之，日本俯沖帶與IBM俯沖帶一線從南向北的板塊相對(duì)移動(dòng)速率整體呈增大趨勢(shì).這種南北速度差的變化無法單純由太平洋板塊的NWW向整體移動(dòng)解釋，本文認(rèn)為可能與板塊之間的旋轉(zhuǎn)有關(guān).NUVEL-1A數(shù)據(jù)(DeMets et al., 1994)給出的菲律賓海板塊與太平洋板塊的歐拉極位置位于8°N，137.3°E.太平洋板塊繞該軸，以大約1°/Ma的速度相對(duì)菲律賓海板塊逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，導(dǎo)致日本—IBM一線自南向北板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)速率逐漸增大.另一個(gè)與板塊移動(dòng)有關(guān)的現(xiàn)象是海溝位置的變動(dòng).Stern等(2003)指出馬里亞納海溝在很長一段時(shí)間內(nèi)沒有出現(xiàn)位置變動(dòng)，而伊豆—小笠原海溝非但未出現(xiàn)海溝后退(roll-back)，其位置反而是在向西北方向移動(dòng)，也即向歐亞板塊運(yùn)動(dòng)，譬如菲律賓海板塊、歐亞板塊與太平洋板塊的海溝三聯(lián)點(diǎn)處在最近17 Ma內(nèi)出現(xiàn)了50 km的西移(Miller et al., 2005)，這體現(xiàn)出在IBM北部太平洋板塊對(duì)菲律賓海板塊存在強(qiáng)烈的推動(dòng)作用.這種推動(dòng)作用同樣可由太平洋板塊相對(duì)菲律賓海板塊的逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)解釋.

本文研究結(jié)果與GPS對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)速率的觀測(cè)結(jié)果表明，日本—IBM的Wadati-Benioff帶從南向北整體俯沖變緩的趨勢(shì)與板塊運(yùn)動(dòng)速率變大的趨勢(shì)存在對(duì)應(yīng)關(guān)系.這可能暗示，當(dāng)冷俯沖帶地區(qū)兩側(cè)板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)速度較大時(shí)，會(huì)傾向于構(gòu)成較小的俯沖角度，板塊俯沖會(huì)趨向變緩，從而導(dǎo)致Wadati-Benioff帶的平緩趨勢(shì)與地震等深線圖上較寬的水平方向間隔.這一點(diǎn)與Luyendyk(1970)關(guān)于俯沖傾角與板塊聚斂速率成反比的推測(cè)相一致.Luyendyk(1970)給出的動(dòng)力學(xué)模型表明，收斂速度較快時(shí)，俯沖板片下沉速率傾向于略快，但影響幅度不大，更主要還是受到俯沖板片本身重力影響；當(dāng)忽略板片下沉速率差異時(shí)，動(dòng)力學(xué)模擬結(jié)果顯示，較快的板塊聚斂速率會(huì)生成較緩的傾角(圖10).層析成像結(jié)果也指出，當(dāng)海溝移動(dòng)速度下降時(shí)，俯沖角度傾向于變陡，直至接近垂直，并穿越下地幔層(Miller et al., 2006a).

圖9　俯沖帶等深線圖(單位：km)

圖10　俯沖板片傾角與板塊聚斂速率關(guān)系的簡易模型(據(jù)Luyendyk(1970)，有修改)

關(guān)于日本—IBM一線的俯沖板片物質(zhì)最終去向問題，本文的研究結(jié)果與前人對(duì)研究區(qū)震源機(jī)制的研究結(jié)果(陳棋福等，2012)及采用地震層析成像和地?zé)岬确椒ǖ玫降慕Y(jié)果相符(Fischer et al., 1988; van der Hist et al., 1991; Widiyantoro et al., 1999; Miller et al., 2004, 2005).前人的層析成像結(jié)果推測(cè)馬里亞納俯沖帶的板片俯沖深度可達(dá)900～1000 km(Creager and Jordan, 1986; Castle and Creager, 1999).對(duì)于日本—IBM一線俯沖板片物質(zhì)去向的南北差異，本文認(rèn)為可能是多種因素導(dǎo)致的結(jié)果，其影響因素包括板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)、巖石圈黏性和年齡差異以及俯沖板片的重力效應(yīng)等.

此外，Billen(2008)針對(duì)動(dòng)力學(xué)模擬的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，在較慢的海溝移動(dòng)速度和較強(qiáng)的板塊黏性情形下，俯沖板塊更不容易被捕獲在地幔轉(zhuǎn)換帶中.對(duì)于研究區(qū)而言，馬里亞納俯沖帶地區(qū)接近南部的菲律賓海板塊與太平洋板塊的相對(duì)運(yùn)動(dòng)旋轉(zhuǎn)歐拉極，板片運(yùn)動(dòng)速度相對(duì)較慢，且由于巖石圈為侏羅系地層，年齡較大(圖 1)，俯沖板片冷且重，出現(xiàn)“海錨效應(yīng)”(sea-anchor effect)，導(dǎo)致了馬里亞納海溝在很長一段時(shí)間內(nèi)沒有出現(xiàn)位置變動(dòng)(Stern et al., 2003).北部的伊豆—小笠原俯沖帶遠(yuǎn)離歐拉極，板片運(yùn)動(dòng)速度相對(duì)較快，使得俯沖角度較緩，且?guī)r石圈年齡較小，尤其是北側(cè)為白堊系地層(圖1)，不似馬里亞納俯沖板片那樣冷且重，故不容易出現(xiàn)海錨效應(yīng).此外，資料表明，漸新世到中中新世期間，相對(duì)年輕的巖石圈俯沖到了伊豆—小笠原弧之下(Miller et al., 2005).van der Hilst和 Seno(1993)認(rèn)為年輕的大洋巖石圈與快速的海溝移動(dòng)對(duì)板片捕獲在地幔轉(zhuǎn)換帶中起到了重要的影響作用.因此，本文對(duì)日本—IBM一線Wadati-Benioff帶形態(tài)的研究結(jié)果與地球動(dòng)力學(xué)對(duì)俯沖板片物質(zhì)去向的模擬結(jié)果一致，相關(guān)認(rèn)識(shí)既與日本—IBM俯沖帶一線的兩側(cè)板塊運(yùn)動(dòng)速率變化特征相吻合，也和該線太平洋俯沖板塊南側(cè)較北側(cè)更冷且重的事實(shí)相符合.

地震橫截剖面結(jié)果中還可看出，伊豆—小笠原Wadati-Benioff帶存在深度范圍約在100～400 km的地震稀疏區(qū)，IBM中部和南部都出現(xiàn)了深層地震分布稀少的情形，至雅浦—帛硫俯沖帶甚至無法描述淺部俯沖特征.本文認(rèn)為，伊豆—小笠原南部、IBM中部和南部的地震分布異常與板片撕裂有關(guān)，而雅浦—帛硫俯沖帶主要受到板塊運(yùn)動(dòng)情況的影響.

3.1節(jié)和3.2節(jié)的橫截剖面結(jié)果已表明，伊豆—小笠原南部，Wadati-Benioff帶的連續(xù)性在150～350 km深度處被“打斷”，350 km以下再次出現(xiàn)地震的密集分布.Luyendyk(1970)指出地震稀疏區(qū)的出現(xiàn)不一定意味著巖石圈板片的撕裂，更可能是反映了環(huán)境壓力與靜水壓力的平衡.但本文研究結(jié)果反映出在地震稀疏區(qū)之下，又可觀測(cè)到地震的密集分布，這至少說明在深層地區(qū)環(huán)境壓力與靜水壓力的平衡性受到了破壞，也即深度方向上伊豆—小笠原俯沖帶存在應(yīng)力狀態(tài)的變化.地震方法結(jié)果也表明，這一帶地區(qū)在325 km以下深度存在物性變化，P波和S波層析成像結(jié)果反映為異常(Mason et al., 2010).Miller等(2005)的層析成像研究結(jié)果表明，在伊豆—小笠原南部325～500 km深度處存在快波速度異常的明顯突變，出現(xiàn)“缺口”(圖 11)，這個(gè)深度與本文中地震分布顯示出壓力平衡性遭到破壞的深度范圍基本一致.這種“缺口”可以解釋為板片撕裂，其形成原因推測(cè)與小笠原海臺(tái)與Marcus-Necker隆起的俯沖作用有關(guān).

注意到伊豆—小笠原海溝和馬里亞納海溝結(jié)合帶東側(cè)為低密度的小笠原海臺(tái)，其海拔相對(duì)較高，在26°N處，IBM海溝被Marcus-Necker隆起西部的擴(kuò)展所隔斷(Katsumata and Sykes, 1969).大約8 Ma開始，Marcus-Necker隆起開始俯沖至海溝之下，1 Ma時(shí)海臺(tái)開始俯沖(Miller et al., 2006a)，導(dǎo)致該地區(qū)出現(xiàn)力學(xué)上的一個(gè)薄弱帶，或者是起到了某種程度的潤滑作用，使得兩個(gè)俯沖帶的結(jié)合部位近乎走滑運(yùn)動(dòng)(Stern et al., 2003)，形成了一個(gè)過渡地段.這個(gè)過渡地段事實(shí)上“銜接”了IBM一線南北兩側(cè)完全不同的板片俯沖形態(tài)，從北向南由水平分布轉(zhuǎn)變?yōu)榇怪毕虏?，巖石圈剛性狀態(tài)也發(fā)生轉(zhuǎn)變(Miller et al., 2005)，使IBM中部過渡地段深層地震信息難以識(shí)別.據(jù)吳時(shí)國和張健(2014)，洋脊向俯沖帶俯沖時(shí)會(huì)改變其熱動(dòng)力學(xué)環(huán)境，如在俯沖帶軸部出現(xiàn)巖漿無法冷卻至結(jié)晶溫度的現(xiàn)象，構(gòu)成“缺口”.動(dòng)力學(xué)模擬指出，低密度海臺(tái)與海溝相碰撞時(shí)，在俯沖作用下會(huì)被壓縮、水平方向伸展，在深部發(fā)生撕裂，同時(shí)地勢(shì)相對(duì)較高的海臺(tái)與海溝相碰撞時(shí)，會(huì)導(dǎo)致海溝的變形，形成弧形構(gòu)造和俯沖板片撕裂(Mason et al., 2010).結(jié)合上述證據(jù)，本文認(rèn)為伊豆—小笠原南部及IBM中部過渡地帶地震的異常分布現(xiàn)象，是板片窗的反映.

IBM南部的情形與之類似.注意到IBM南部出現(xiàn)深部少震而只能識(shí)別淺部俯沖特征的現(xiàn)象發(fā)生于俯沖方向從W轉(zhuǎn)為NWW后，也即馬里亞納俯沖帶弧形形態(tài)轉(zhuǎn)變最大地區(qū).Miller等(2006b)指出，俯沖帶走向線性和弧型分布時(shí)，俯沖物質(zhì)的容載度不同，后者情形中俯沖帶為下行板片提供的可用空間隨深度增加而降低，此時(shí)板片撕裂可作為俯沖物質(zhì)容載的良好調(diào)整方式.前人研究表明板片撕裂現(xiàn)象在板塊邊界形態(tài)大幅轉(zhuǎn)變或海底擴(kuò)張脊參與俯沖的地區(qū)經(jīng)常出現(xiàn)(Miller et al., 2006b).馬里亞納地區(qū)層析成像的結(jié)果也印證了板片撕裂的存在(圖12).有觀點(diǎn)認(rèn)為也可能是較短的板片的快速南向后撤或加羅琳海脊島弧撞擊海溝誘發(fā)(Miller et al., 2006b)，但缺少直接證據(jù).GPS資料表明，加羅琳塊體與菲律賓海塊體之間僅有微小的相對(duì)運(yùn)動(dòng)，加羅琳塊體并不作為馬里亞納俯沖作用中的物質(zhì)輸入(Stern et al., 2003)，因此本文更傾向于將其解釋為俯沖物質(zhì)容載調(diào)整的結(jié)果，而把較短板片南向后撤或加羅琳海脊對(duì)海溝的撞擊視為次要原因.

圖11　IBM中部過渡地帶板片形態(tài)與地震分布(據(jù)Miller et al.(2005)，有修改)

圖12　IBM南部板片撕裂示意(據(jù)Miller et al.(2006)，有修改)

雅浦—帛硫俯沖帶的情況與IBM中部和南部存在不同，地震分布極為稀少，甚至難以識(shí)別淺層俯沖.由于加羅琳塊體對(duì)馬里亞納俯沖帶的影響有限，故對(duì)于雅浦—帛硫俯沖帶地震稀少、難以識(shí)別俯沖形態(tài)的現(xiàn)象，本文傾向于將其解釋為因該地區(qū)鄰近旋轉(zhuǎn)歐拉極，板塊運(yùn)動(dòng)較小造成的穩(wěn)定狀態(tài)(Katsumata and Sykes, 1969).這相應(yīng)地也解釋了2.3節(jié)指出的日本俯沖帶地區(qū)多大震的現(xiàn)象，該現(xiàn)象與日本俯沖帶因遠(yuǎn)離旋轉(zhuǎn)歐拉極導(dǎo)致的俯沖兩側(cè)板塊較大的相對(duì)速率差相對(duì)應(yīng)，也與李延興等(2012)提出的“板塊運(yùn)動(dòng)速率的增加會(huì)導(dǎo)致大震的增強(qiáng)”推論相吻合.

4典型剖面重力反演

為研究日本俯沖帶與IBM俯沖帶的殼幔結(jié)構(gòu)情況，本文在日本俯沖帶與伊豆—小笠原俯沖帶各選擇了一條剖面，利用空間重力異常，對(duì)俯沖段進(jìn)行了2.5D剖面反演.剖面位置見圖 1.AA′剖面位于日本俯沖帶，源自日本海洋科學(xué)技術(shù)中心(JAMSTEC)在1999年對(duì)遠(yuǎn)宮城弧地區(qū)展開的氣槍OBS地震勘探實(shí)驗(yàn)(Miura et al., 2005).原測(cè)線總長度270 km，重力反演時(shí)向西進(jìn)行了適當(dāng)延長.BB′剖面源自1992年日本東京大學(xué)海洋研究所展開的對(duì)伊豆—小笠原島弧系統(tǒng)地殼結(jié)構(gòu)的綜合海洋地震研究(Takahashi et al., 1998).原測(cè)線總長度約480 km，結(jié)合了雙船寬角反射、多道反射、擴(kuò)展地震剖面和OBS折射等多種地球物理探測(cè)手段.反演初始模型參考了前人針對(duì)這兩條剖面得到的地震縱波速度結(jié)果.巖石物性參數(shù)的選擇方面，參考了研究地區(qū)前人(Takahashi et al., 1998; Miura et al., 2005; 姜輝和高祥林，2012)的研究成果(表8)，并采用了改進(jìn)的Nafe-Drake曲線速度-密度轉(zhuǎn)換公式(Brocher, 2005)，該公式在活動(dòng)大陸邊緣、多震地區(qū)較為有效.

表8　剖面反演密度參數(shù)(單位: g·cm-3)

AA′剖面俯沖段重力反演結(jié)果如圖 13所示，反演均方差4.13 mGal.

太平洋板塊俯沖板片洋殼沉積層較薄，在海溝未堆積沉積楔.層2和層3參與俯沖，密度分別約為2.5～2.7 g·cm-3與2.9 g·cm-3，層內(nèi)密度均勻，俯沖角度隨俯沖深度增加而變陡.重力反演結(jié)果表明，上地幔頂部存在明顯的低密度，該低密度層厚度

圖13　AA′剖面俯沖段重力反演結(jié)果

可達(dá)8 km，這與Miura等(2005)和Takahashi等(1998)關(guān)于日本海溝地區(qū)俯沖板片存在上地幔速度低的研究結(jié)果相符，資料表明這種低速遠(yuǎn)低于太平洋板塊內(nèi)部的上地幔平均速度(Shimamura et al., 1983).本文推測(cè)俯沖板片上地幔低密度低速度現(xiàn)象可能與蛇紋巖化有關(guān).大洋板片在俯沖過程中發(fā)生彎曲，可能會(huì)誘發(fā)正斷層，水在斷層中得以保存，會(huì)誘發(fā)上地幔的蛇紋巖化.根據(jù)速度和密度結(jié)果與標(biāo)準(zhǔn)地幔速度和密度的比較，可知若確實(shí)存在蛇紋巖化現(xiàn)象，這種蛇紋巖化的程度在7%左右(Christensen, 1966; Miura et al., 2005).

俯沖上覆的日本弧前陸殼分為沉積層、基底層、弧前上地殼和弧前下地殼，其下為地幔楔.Takahashi等(1998)指出日本海溝弧前地區(qū)沉積層為新近系—第四系，普遍存在雙層分層，本文重力反演結(jié)果也表明該地區(qū)沉積層可細(xì)分為兩層，密度分別為1.9～2.0 g·cm-3和2.1～2.2 g·cm-3左右.在剖面中部出現(xiàn)一個(gè)局部的密度高，約2.3 g·cm-3左右.基底層厚度變化較大，反演結(jié)果表明其密度在2.45～2.55 g·cm-3左右.基底層?xùn)|側(cè)鄰近海溝附近的約30 km寬度范圍內(nèi)，重力反演結(jié)果識(shí)別出一個(gè)畸變帶(deformed zone)，畸變帶內(nèi)密度較基底層低，原因是含有大量的水，可能來自于洋殼俯沖導(dǎo)致的構(gòu)造熔蝕作用(Tsuru et al., 2000).弧前上地殼厚度約5～7 km，從西向東呈減小趨勢(shì)，密度在2.65～2.75 g·cm-3左右，鄰近俯沖板片時(shí)密度降低，可能是受到了俯沖帶來的水化作用影響.弧前下地殼厚度從15 km向海溝方向明顯降低，密度較上地殼均勻，反演結(jié)果約為2.95 g·cm-3.前人在AA′剖面一帶的地震研究結(jié)果表明弧前地幔楔速度可達(dá) 7.9～8.1 km·s-1(Miura et al., 2005)，本文的重力反演結(jié)果也表明地幔楔具有較大密度(3.25 g·cm-3).結(jié)合俯沖洋殼層2在重力反演結(jié)果上沒有出現(xiàn)密度隨俯沖深度增大而明顯增高的現(xiàn)象，推斷在日本海溝的陸區(qū)地幔楔沒有出現(xiàn)明顯的蛇紋巖化.這一結(jié)果與巖石學(xué)上的研究結(jié)果相符(Christensen, 1966)，也與Uyeda和 Kanamori (1979)得出的小傾角俯沖會(huì)限制上覆板片的地幔楔對(duì)流的論斷相吻合.

圖14　沿AA′剖面地震分布情況與地質(zhì)解釋，紅色圓圈為地震

沿AA′剖面的地震分布情況及剖面地質(zhì)解釋如圖 14所示.AA′剖面上的地震分布比較密集.弧前的沉積層和上地殼除鄰近海溝的地區(qū)外，基本沒有地震，地震主要集中在弧前上地殼底界面、弧前下地殼和地幔楔中，這些地區(qū)直接受到俯沖作用的影響，地震的密集分布表明兩個(gè)板塊具有較好的耦合度.弧前畸變帶及其邊界未觀測(cè)到地震.前人研究認(rèn)為此畸變帶與下部地殼之間為穩(wěn)定走滑邊界(Miura et al., 2005)，在這種情況下一般不易發(fā)生地震.俯沖大洋板塊在層2、層3和地幔中在地層邊界和地層內(nèi)部均存在地震，分布均勻.

BB′剖面俯沖段重力反演結(jié)果如圖 15所示，反演均方差6.35 mGal.較日本俯沖帶而言，伊豆—小笠原俯沖帶的俯沖特征相對(duì)復(fù)雜.

俯沖洋殼沉積層密度約為2.35～2.45 g·cm-3，橫向密度不均勻.其下層2和層3的密度為2.55 g·cm-3和2.78 g·cm-3，隨著俯沖深度的增大，密度增大，層2的密度隨深度變化梯度更大.海溝軸部缺乏沉積，弧側(cè)陸坡未觀測(cè)到明確的逆斷層證據(jù)(Takahashi et al., 1998)，暗示俯沖板塊之間耦合性較差.上地幔頂部未出現(xiàn)明顯的密度梯度差異，密度為3.25～3.3 g·cm-3左右，P波速度為7.8 km·s-1左右，表明上地幔頂部蛇紋巖化的程度不大.這種輕微的地幔速度/密度低有可能是NEE向磁異常條帶導(dǎo)致的各向異性作用(Nakanishi et al., 1992).

俯沖上覆板片地殼分為沉積層、基底層、中地殼和下地殼.板片存在沉積層覆蓋，密度一般不超過2.2 g·cm-3，時(shí)代為更新世—漸新世(Takahashi et al., 1998)，其下基底密度可達(dá)2.55 g·cm-3.中地殼厚度較厚，可達(dá)5 km以上，向海溝方向變薄.中地殼密度達(dá)2.65～2.8 g·cm-3左右，推測(cè)為花崗質(zhì)巖石，可能來自于四國海盆拉張前后的火山噴發(fā)(Takahashi et al., 1998).下地殼較厚，可達(dá)8 km，分為密度為2.9 g·cm-3和3.0 g·cm-3的兩層，上部層位向海溝方向厚度明顯減小至消失.3.0 g·cm-3層位可能源于火成巖底侵作用(Takahashi et al., 1998).

伊豆—小笠原俯沖帶在海溝處存在一個(gè)低密度體，密度為2.45～2.6 g·cm-3左右，與Takahashi等(1998)研究指出的蛇紋巖底辟位置對(duì)應(yīng).海底電磁結(jié)果認(rèn)為蛇紋巖底辟區(qū)域?yàn)榈妥鑾?Toh, 1993)，暗示含有大量的水，會(huì)導(dǎo)致該處存在較低密度，與本文研究結(jié)果吻合.蛇紋巖底辟根部為地幔楔.與日本海溝地幔楔不同，伊豆—小笠原俯沖帶的“地幔楔”在水平方向上出現(xiàn)了密度梯度的強(qiáng)烈變化，在鄰近海溝處梯度界面近乎于垂直.結(jié)合蛇紋巖底辟的存在，推斷此處儲(chǔ)存了大量的水與沉積，沿海溝方向水化程度增大.Takahashi等(1998)認(rèn)為水可能來自于俯沖洋殼的脫水作用.由于水化作用強(qiáng)烈，下地殼與地幔楔不再存在明顯的地震P波速度差異和密度差異，上覆板塊莫霍面在俯沖交匯處無法明確追蹤，出現(xiàn)莫霍面“消失”現(xiàn)象，圖 15和圖 16的上覆板片的上地幔頂部只是一個(gè)大致界面.至上地幔頂部，密度僅為3.2 g·cm-3，表明其蛇紋巖化程度較日本海溝處更大.

沿BB′剖面的地震分布情況及剖面地質(zhì)解釋如圖 16所示.相對(duì)于AA′剖面，BB′剖面上的地震分布較為稀疏，弧前陸殼地震極少，地幔楔與板塊匯聚地帶的蛇紋巖底辟處存在部分地震，其余大部分地震分布在俯沖大洋板片內(nèi)，這與上文提到的兩側(cè)板片耦合度相對(duì)較低相吻合.俯沖大洋板片中，洋殼內(nèi)地震一般分布在層3內(nèi)部及頂?shù)捉缑?，在上地幔頂部過渡帶也存在地震.絕大部分地震均勻分布在俯沖板片上地幔內(nèi)部，表明以板內(nèi)地震為主.

AA′與BB′剖面反映出日本俯沖帶比IBM俯沖帶兩側(cè)板塊具有更好的耦合度.關(guān)于馬里亞納俯沖帶，臧紹先和寧杰遠(yuǎn)(1996)指出該俯沖帶處于衰退，俯沖板塊與上覆板塊耦合更差，以至太平洋板塊沒有對(duì)菲律賓海板塊形成足夠的擠壓作用.上文也已指出，馬里亞納俯沖帶東南側(cè)的加羅琳塊體并不對(duì)俯沖作用提供物質(zhì)供給.由此可知日本俯沖帶和IBM俯沖帶一線從北向南，兩側(cè)板塊耦合度呈降低趨勢(shì).結(jié)合上文指出的板塊之間的相對(duì)運(yùn)動(dòng)關(guān)系，推測(cè)這種趨勢(shì)可能與日本—IBM一線從北向南板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)速率遞減有關(guān).

AA′剖面反映出日本俯沖帶未出現(xiàn)明顯的地幔楔水化現(xiàn)象，俯沖洋殼密度分布較均勻，俯沖洋幔水化程度略高；BB′剖面反映出伊豆—小笠原俯沖帶地幔楔水化程度高，俯沖洋殼密度隨俯沖深度的增加而增大，俯沖洋幔水化程度略低.Lee和Chen(2007)指出，冷俯沖開始時(shí)，俯沖板片形成正斷層，導(dǎo)致大洋巖石圈地幔頂部的蛇紋巖化，冷俯沖中，大洋巖石圈地幔失水成為地幔殘留物，其上橄欖巖水化后形成一個(gè)弱蛇紋巖化層，由于俯沖板塊內(nèi)部的熱傳導(dǎo)率低，升溫速度較慢，該層可以保留相當(dāng)長的時(shí)間，導(dǎo)致俯沖洋殼和下方地幔解耦.而洋殼上方在俯沖作用下，與對(duì)面板塊直接接觸，升溫較快，快速失水并出現(xiàn)玄武巖向藍(lán)片巖再向榴輝巖的逐步相變，導(dǎo)致其密度大于周邊地幔，使得這一榴輝巖層與海洋巖石圈地幔的分離在板片進(jìn)入下地幔之前就已經(jīng)形成，也促進(jìn)了俯沖的進(jìn)行.重力反演結(jié)果指出日本俯沖帶存在俯沖洋幔頂部水化程度相對(duì)較高、洋殼密度變化不大等特征，暗示日本俯沖帶俯沖板片殼?？赡艽嬖谝欢ǔ潭鹊慕怦睿c日本俯沖帶俯沖板片較快的俯沖速度相對(duì)應(yīng)，也說明俯沖洋殼在較淺深度的相變作用不大，暗示俯沖兩側(cè)板片的耦合程度較好；伊豆—小笠原俯沖帶出現(xiàn)的地幔楔水化程度高、俯沖洋殼密度隨深度變化梯度大等特征，暗示在板片接觸地帶洋殼存在明顯的失水相變現(xiàn)象，密度逐漸增高暗示洋殼俯沖從淺到深應(yīng)出現(xiàn)了玄武巖向藍(lán)片巖再向榴輝巖的逐步相變，與伊豆—小笠原俯沖帶俯沖板片相對(duì)較慢的俯沖速度相對(duì)應(yīng).

圖15　BB′剖面俯沖段重力反演結(jié)果

圖16　沿BB′剖面地震分布情況與地質(zhì)解釋，紅色圓圈為地震

為驗(yàn)證上述反演結(jié)果的有效性，本文分別以AA′剖面的上覆板片上地殼層和BB′剖面俯沖板片的大洋層為例，制作了填充密度的誤差棒圖，如圖 17所示，誤差通過對(duì)比填充密度值與剖面相應(yīng)位置處速度-密度轉(zhuǎn)換結(jié)果得到.誤差分析結(jié)果表明填充密度的精確度較好.但仍需要指出，上述認(rèn)識(shí)主要通過研究區(qū)的P波速度和密度資料獲得，不排除存在其他可能性.

圖17　(a) AA′剖面上覆板片上地殼層填充密度值誤差棒； (b) BB′剖面俯沖板片大洋層密度值誤差棒

5討論與結(jié)論

(1)研究結(jié)果表明，九州—帕勞海脊和IBM島弧在均衡異常上已經(jīng)產(chǎn)生差異，九州—帕勞海脊逐漸趨向于地殼均衡.雖然九州—帕勞海脊也是IBM俯沖帶這一“俯沖工廠”的產(chǎn)物，但因?yàn)樽?0 Ma開始，伴隨Parece Vela海盆的形成，九州—帕勞海脊逐漸遠(yuǎn)離俯沖帶，至22 Ma已完全與俯沖帶脫離，至今距俯沖帶距離已超過1000 km，隨著菲律賓海板塊運(yùn)動(dòng)，不再受到俯沖作用的影響(Taylor, 1992; Stern et al., 2003).從均衡結(jié)果上看，九州—帕勞海脊的異常幅值不超過10 mGal，符合均衡狀態(tài)特征；震源分布上，九州—帕勞海脊幾乎無地震(圖4)，也表明該地區(qū)相對(duì)穩(wěn)定，利于向均衡趨近.在地殼結(jié)構(gòu)上，九州—帕勞海脊和IBM島弧也出現(xiàn)了一定的差異(表 9)(張潔等，2012)，九州—帕勞海脊的層速度范圍較伊豆—小笠原島弧更小，地殼厚度整體要比伊豆—小笠原島弧要變薄.九州—帕勞海脊在脫離IBM島弧之后，不再接受新的巖漿侵入，相對(duì)穩(wěn)定.結(jié)合均衡異常和震源分布情況，本文推測(cè)九州—帕勞海脊已經(jīng)產(chǎn)生了均衡調(diào)整，向地殼均衡的情況發(fā)展.

(2) 伊豆—小笠原和馬里亞納的Wadati-Benioff帶形態(tài)上存在明顯差異，研究結(jié)果暗示伊豆—小笠原俯沖板片最終停留在660 km轉(zhuǎn)換帶中，而馬里亞納俯沖板片垂直穿過了這一轉(zhuǎn)換帶.結(jié)合動(dòng)力學(xué)模擬與GPS研究結(jié)果，認(rèn)為導(dǎo)致IBM在Wadati-Benioff帶上的南北差異的原因可能與板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)、巖石圈黏性和年齡差異以及俯沖板片的重力效應(yīng)有關(guān).

(3) 伊豆—小笠原俯沖帶與馬里亞納俯沖帶在地理和地震上存在巨大差異.地理上，俯沖帶走向從伊豆—小笠原的平直走向轉(zhuǎn)變?yōu)轳R里亞納俯沖帶的弧形走向；地震分布上，Wadati-Benioff帶自北向南從緩變陡，板塊收斂由北側(cè)的接近正交變?yōu)槟蟼?cè)的傾斜收斂(Stern et al., 2003).伊豆—小笠原俯沖帶南側(cè)存在深度方向上的應(yīng)力突變，在小笠原俯沖帶與馬里亞納俯沖帶的銜接處存在一個(gè)過渡地段，無法識(shí)別深部地震特征.造成上述巨大差異的原因，與小笠原—馬里亞納俯沖帶結(jié)合部位附近存在板片撕裂有關(guān)，其形成與東側(cè)的小笠原海臺(tái)和Marcus-Necker隆起對(duì)海溝的碰撞及俯沖作用有關(guān).

表9　九州—帕勞海脊與伊豆—小笠原島弧的地殼結(jié)構(gòu)對(duì)比(據(jù)張潔等，2012)

(4) IBM南側(cè)俯沖方向突變地區(qū)同樣存在Wadati-Benioff帶形態(tài)的突變，可能是板片撕裂的反映，主要形成原因是俯沖物質(zhì)容載調(diào)整的需要，同時(shí)也可能存在較短板片南向后撤或加羅琳海脊對(duì)海溝的撞擊等影響因素.

(5) IBM俯沖帶尾端的雅浦—帛硫俯沖帶同樣存在少震情況，甚至無法描述淺層俯沖特征，這是該地區(qū)靠近旋轉(zhuǎn)歐拉極、板片相對(duì)運(yùn)動(dòng)較緩造成的，而不是板片窗的影響.

(6) 重力典型剖面反演結(jié)果表明，日本俯沖帶的俯沖洋殼密度隨俯沖深度變化較小，洋幔頂部存在低速層，有可能是蛇紋巖化的結(jié)果，基于此假設(shè)，根據(jù)密度與速度資料判斷，蛇紋巖化程度約在7%左右，地幔楔蛇紋巖化作用則不典型，海溝處有一范圍較小的含水畸變帶；伊豆—小笠原俯沖帶俯沖洋殼密度隨深度增大而明顯增大，地幔楔蛇紋巖化作用強(qiáng)烈，板塊交匯處存在明顯的蛇紋巖底辟.沿剖面的地震分布表明日本俯沖帶地區(qū)地震活動(dòng)更為強(qiáng)烈，研究區(qū)大震統(tǒng)計(jì)結(jié)果也表明日本俯沖帶地區(qū)多大震.以上結(jié)果說明，日本俯沖帶俯沖洋殼與洋幔可能存在一定程度的解耦，俯沖洋殼在較淺深度處相變程度低，俯沖兩側(cè)歐亞板塊與太平洋板塊的耦合程度較好；伊豆—小笠原俯沖帶在板片接觸地帶洋殼存在明顯的失水相變現(xiàn)象，洋殼在俯沖較淺深度處可觀察到相變，可推測(cè)從淺到深發(fā)生玄武巖-藍(lán)片巖-榴輝巖的逐步相變.

(7) 日本與IBM的Wadati-Benioff帶從北向南的變陡趨勢(shì)反映出板片俯沖從北向南變陡，同時(shí)日本俯沖帶和IBM俯沖帶一線從北向南兩側(cè)板塊耦合度呈降低趨勢(shì)，與俯沖帶兩側(cè)板塊運(yùn)動(dòng)情況有關(guān).由于菲律賓海板塊與太平洋板塊的旋轉(zhuǎn)歐拉極位于雅浦—帛硫海溝附近，菲律賓海板塊相對(duì)太平洋板塊順時(shí)針轉(zhuǎn)動(dòng)，使得從南向北板塊之間具有越來越大的相對(duì)速度，俯沖速率由北向南增加(Takahashi et al., 1998)，俯沖板片趨于平緩；而歐亞板塊與太平洋板塊之間的相對(duì)運(yùn)動(dòng)速率超過100 mm·a-1，導(dǎo)致日本俯沖板片的俯沖角度很小.

致謝在本文的寫作過程中，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所的徐亞副研究員和黃松副研究員給了我們很多建議，同時(shí)與呂川川和胡衛(wèi)劍的交流給我們很大的啟發(fā)，在此深表感謝.本文的重力擬合采用了中國地質(zhì)大學(xué)姚長利教授編寫的軟件《MASKPro2006重磁異常正反演解釋系統(tǒng)(V3∶06-10-31)》，在此表示感謝.同時(shí)感謝審稿人和編輯對(duì)本文提出的寶貴修改建議！

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.

附中文參考文獻(xiàn)

陳棋福, 李圣強(qiáng), 高金哲. 2012. 2011年5月中俄邊界深震震源機(jī)制所展示的太平洋板塊俯沖動(dòng)力作用. 國際地震動(dòng)態(tài), (6): 23.

胡衛(wèi)劍, 郝天珧, 秦靜欣等. 2014. 中國海陸莫霍面及深部地殼結(jié)構(gòu)特征——以阿爾泰—巴士海峽剖面為例. 地球物理學(xué)報(bào), 57(12): 3932-3943, doi: 10.6038/cjg20141207.

姜輝, 高祥林. 2012. 歐亞東邊緣的雙向板塊匯聚及其對(duì)大陸的影響. 地球物理學(xué)報(bào), 55(3): 897-905, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.03.019.

李雙雙, 延軍平. 2012. 西太平洋俯沖帶北部地區(qū)MS≥8強(qiáng)震時(shí)空對(duì)稱特征. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 27(3): 960-966, doi: 10.6038/j.issn.1004-2903.2012.03.017.

李延興, 欒錫武, 陸遠(yuǎn)忠等. 2012. 3個(gè)海洋板塊運(yùn)動(dòng)加速導(dǎo)致全球地震活動(dòng)增強(qiáng). 地球物理學(xué)進(jìn)展, 26(5): 1576-1582, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2011.05.009.

寧杰遠(yuǎn), 臧紹先. 1987. 日本海及中國東北地震的深度分布及其應(yīng)力狀態(tài). 地震地質(zhì), 9(2): 49-61.

秦四清, 李培, 薛雷等. 2015. 環(huán)太平洋地震帶巨震預(yù)測(cè). 地球物理學(xué)進(jìn)展, 30(2): 540-558, doi: 10.6038/pg20150210.

孫文斌, 和躍時(shí), 李英波. 1985. 日本海區(qū)板塊俯沖與華北地震. 地震學(xué)報(bào), 7(1): 33-44.

孫文斌. 1986. 日本海西部深震研究回顧與展望. 東北地震研究, 2(1): 80-82.

吳時(shí)國, 張健. 2014. 海底構(gòu)造與地球物理學(xué). 北京: 科學(xué)出版社.

夏邦棟. 1995. 普通地質(zhì)學(xué). 北京: 地質(zhì)出版社.

邢健, 郝天珧, 徐亞等. 2014. 均衡模型在莫霍面反演中的應(yīng)用綜述. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 29(1): 61-72, doi: 10.6038/pg20140109.

楊金玉, 張訓(xùn)華, 張菲菲等. 2014. 應(yīng)用多種來源重力異常編制中國海陸及鄰區(qū)空間重力異常圖及重力場(chǎng)解讀. 地球物理學(xué)報(bào), 57(12): 3920-3931, doi: 10.6038/cjg20141206.

臧紹先, 寧杰遠(yuǎn). 1989. 琉球島弧地區(qū)的地震分布、Benioff帶形態(tài)及應(yīng)力狀態(tài). 地震學(xué)報(bào), 11(2): 113-123.

臧紹先, 寧杰遠(yuǎn). 1996. 西太平洋俯沖帶的研究及其動(dòng)力學(xué)意義. 地球物理學(xué)報(bào), 39(2): 188-202.

張潔, 李家彪, 丁巍偉. 2012. 九州—帕勞海脊地殼結(jié)構(gòu)及其形成演化的研究綜述. 海洋科學(xué)進(jìn)展, 30(4): 595-607.

張克亮, 魏東平. 2008. 環(huán)太平洋俯沖帶內(nèi)雙地震帶及其成因機(jī)制研究進(jìn)展. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 23(1): 31-39.

(本文編輯何燕)

基金項(xiàng)目國家油氣重大專項(xiàng)(2011ZX05008)、中國地質(zhì)調(diào)查國土資源部海岸帶綜合地質(zhì)調(diào)查工程“中國海及鄰域地質(zhì)地球物理及地球化學(xué)系列圖項(xiàng)目”(GZH200900504-207)、中國科學(xué)院專項(xiàng)(XDB06030200)、科技部專項(xiàng)(2013YQ120357)、國家重大科研裝備研制項(xiàng)目(ZDYZ2012-1-08-01，ZDYZ2012-1-08-04，ZDYZ2012-1-08-05)及國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41210005，41374139，41304079，41476033，41404050，41404114，91428204)共同資助.

作者簡介邢健，男，1989年生，山東青島人，在讀博士生，2011年畢業(yè)于中國海洋大學(xué)地球信息科學(xué)與技術(shù)專業(yè)，主要從事重力反演研究. E-mail：xingjian@mail.iggcas.ac.cn *通訊作者郝天珧，女，1957年生，研究員，主要從事海、陸油氣盆地綜合地球物理研究.E-mail：tyhao@mail.iggcas.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160110 中圖分類號(hào)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. 對(duì)日本俯沖帶與IBM俯沖帶俯沖特征的地球物理研究：來自重力與震源分布數(shù)據(jù)的啟示.地球物理學(xué)報(bào)，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.