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

引言

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

九州—帕勞洋脊（KPR）是這個地區(qū)進入板塊深海區(qū)的主要構造。九州—帕勞洋脊被認為是與四國海盆弧后擴張有關的殘留弧，正向日向灘地區(qū)西南部之下俯沖。諸如海山和洋脊等進入板塊的不均一性，已被認為是影響板塊邊界周圍的同震滑動、地震耦合和地震活動的因素。然而，海山、洋脊等結構的不均一性可以對同震滑動擴展起凹凸體的作用，也可以起障礙體的作用（如Das and Watts，2009）。例如，俯沖的海山和洋脊在南海 段 （Baba and Cummins，2005；Kodaira et al，2000）、蘇門答臘（Singh et al，2011）和 秘 魯 南部 （Robinson et al，2006）起了障礙體作用，而在湯加—克馬德克（Scholz and Small，1997）和爪哇（Abercrombie et al，2001）則起了凹凸體的作用。要了解俯沖的九州—帕勞洋脊在這個區(qū)域對同震破裂擴展和其他地震現象的作用，就有必要知道其具體的位置。

圖1 研究區(qū)地圖。左上角插圖顯示了日向灘地區(qū)與東海、東南海和南海孕震區(qū)之間的地理位置關系。黑色實線為本研究所用的調查線。1968年日向灘地震（Yagi et al，1998）和1946年南海道地震（Sagiya and Thatcher，1999）的同震滑動區(qū)分別用不透明的灰色和透明的灰色區(qū)表示。藍色（原圖為彩色圖——譯注）實線和紫色實線分別代表Ichikawa（1997）和Park等（2009）利用二維地震調查得到的俯沖的九州—帕勞洋脊的位置，白色虛線為Park等（2009）假設的俯沖九州—帕勞洋脊位置。橙色虛線表示南海海槽的位置

圖2 臺站分布、網格間距和地震層析成像的初始震源。（a）建立初始速度模型使用的主動源數據，（b）建立最終速度模型使用的主動和被動地震數據

先前的研究已嘗試對九州—帕勞洋脊的俯沖部分進行成像（Ichikawa，1997；Park et al，2009），但它們的估計值基于的是二維測量結果，很難從海槽軸到九州島海岸連續(xù)追蹤俯沖的九州—帕勞洋脊。另外，由于主動源測量一般最大分辨深度約為20km，這就很難對板塊邊界深度為30～40km的海岸附近俯沖的九州—帕勞洋脊進行成像。本研究我們重點根據九州—帕勞洋脊與相鄰海洋板塊之間地殼厚度的差異來估計九州—帕勞洋脊俯沖的位置。九州—帕勞洋脊的特點在于地殼較厚（約15km），莫霍面深度也較深（Nishizawa et al，2007，2009），而正常洋殼為7km厚。因此我們的方法是通過重點放在深度超過7km的俯沖板塊的構造將九州—帕勞洋脊和正常海洋板塊與板塊邊界區(qū)分開。在本文中，我們報告用岸上和近海地震臺站觀測的主動源和被動源數據對俯沖的菲律賓海板塊深部構造進行成像所得的三維地震層析成像結果。然后，我們討論俯沖的九州—帕勞洋脊位置與該地區(qū)諸如過去大地震的同震滑動分布、地震活動性和淺部甚低頻地震等地震現象之間的關系。

1 觀測

在日本，密集的地震臺網由國家地球科學與防災研究所（NIED）、日本氣象廳（JMA）和一些大學運行。這些臺站獲得的數據由日本氣象廳實時收集并發(fā)布地震目錄。在觀測期間，我們獲得了1 814個地震的初至數據，其中包括日本氣象廳列入目錄的663個事件。我們選用的P波和S波的初至時間精度分別為0.1s和0.2s，我們還用WIN系統(tǒng)檢測了P波的初至極性（Urabe and Tsukada，1992）。

2 分析

由于三維地震層析成像通過反演方法解決了非線性問題，因此所獲結果很大程度上取決于初始的速度模型。尤其是我們研究區(qū)的近海部分在淺部有很強的不均勻性，例如海槽附近的厚沉積層和俯沖板塊。據此，我們先依據主動源地震數據建立了近海部分的初始速度模型，然后進行地震層析成像來研究俯沖的菲律賓海板塊的深部構造。在以上兩項分析中，我們都應用了雙差成像軟件tomoFDD（Zhang and Thurber，2006）。

2.1 初始速度模型和震源

在tomoFDD軟件中，速度場用梯度模型參數化表達，每個網格節(jié)點均給出速度值。圖2顯示了這一分析的網格設置。我們將沿調查測線HY01和HY02的走向設為網格的X軸，測線HY01和HY02中間設為Y軸的原點，所以HY01和HY02分別對應于Y＝22km和－22km。X方向的網格間距為25km，Y方向為22～50km，豎直方向為2～10km。我們參考沿測線HY01和HY02的主動源測量結果（Nakanishi et al，2011）建立初始模型（圖3a）。對于其他網格節(jié)點，用線性內插法（Y＝0km）或外插法（Y＜－22km，Y＞22km）計算速度值。我們記錄了相同測線上炮點—臺站對的炮點產生的P波初至波，獲得了精度優(yōu)于0.1s的76 234個數據。為了估計詳細的淺部構造，我們也計算了間隔小于10km的炮點對之間的時間差，獲得了1 741 356個數據。

主動源測量的炮點基本位于海平面?？紤]到海水層的影響，我們通過以下步驟計算了理論走時和射線路徑：（1）用空間分辨率為1km的水深數據經插值法而得的間隔為0.001°的網格節(jié)點來建立海底幾何模型（Komazawa and Kishimoto，1995）；（2）假設P波在海水中速度為1 500m／s來計算炮點到每個網格節(jié)點的走時；（3）計算從海底地震儀到每個網格節(jié)點的走時；（4）取步驟（2）和（3）之和為理論走時，并選擇最小走時值的網格節(jié)點。經15次迭代后，走時的均方根誤差從0.66s減少到0.09s。

圖3 （a）用于計算沿圖2b所示測線的初始速度模型的起始P波速度模型。0km處的粗黑線代表島弧的位置。等值線代表1km／s增量的6km／s～8km／s的P波速度。黑線代表本研究中猜測的板塊邊界的位置和板塊下14km的線。十字代表網格節(jié)點的位置。細黑線和菱形分別代表海底地形和每條測線±10km內的地震臺站。（b）用沿圖2b所示測線的主動源數據得到的初始P波速度模型。其余符號同圖3a

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

2.2 地震層析成像

海底地震儀接收到的深部板內和板間地震的射線路徑被認為通過了板塊的地幔和地殼。為獲得俯沖板塊的深部構造，我們用被動地震數據又用主動源數據所得的走時數據進行三維地震層析成像。在這種層析成像反演中，我們估計了P波和S波的速度結構及震中位置。

圖2b表示所選地震臺站的位置和初始震源。我們在157個海底地震儀數據的基礎上加入了107個陸地臺站數據進行了反演。我們首先結合海底地震儀觀測的到時數據和日本氣象廳地震目錄2008～2009年的數據得到了被動源數據。隨后我們按照下列判據選取5 221個事件用于反演：（1）方位覆蓋的間隙小于180°，（2）震源深度大于10km小于170km，（3）在日本氣象廳地震目錄的事件中有大于25個到時數據。另外，我們選用計算機記憶約束數，即1／5的主動源炮點（＝842，相當于炮點間隔為1km）的到時來獲得合并有被動和主動源兩種數據的速度模型。結果，我們獲得了122 328個P波到時數據和127 136個S波到時數據。利用這些數據，我們僅用間距小于10km的成對波計算了P波對316 314個時間差和S波對282 508個時間差。為反映拾取精度的差異，S波數據的權重被設置成P波數據的一半。經15次迭代后，走時的均方根誤差從0.57s減少到0.16s。我們也用FOCMEC軟件根據P波初至的極性確定了近海地震的震源機制（Snoke，2003）。

主橋空間靜力計算采用用MIDAS三維空間有限元軟件進行全橋靜力分析，驗算結構在正常使用狀況下的撓度以及在承載能力極限狀態(tài)下各構件的受力狀況及應力；同時對全橋進行動力特性計算，分析自振頻率及振型。計算參數如下：

2.3 分辨率測試

我們用棋盤格分辨率測試（CRT）的方法計算了速度異常的空間分辨率（圖4和圖5）。進行棋盤格分辨率測試時，我們在X方向為25km、Y方向為22～50km（不同網格間距）和Z方向為10km尺度的模型體中假設有交替±3%的異常，我們還在合成數據中加入了隨機噪聲，其標準誤差P波為0.1s，S波為0.2s。沿B－B′測線和 D－D′測線（圖4）在0～20km的深度和X 軸0～125km范圍內，P波的異常圖像能較好恢復（超過一半的異常振幅被恢復）。另外，沿A－A′測線和 D－D′測線在10～40km 的深度和X軸0～125km范圍內，P波和S波模型均得到恢復。在海岸之下，沿A－A′測線淺于20km 范圍和沿 B－B′到 D－D′測線淺于40km范圍給定的異常圖象恢復很好。在深度上，31～33°N 和131～133°E范圍內，17.5km和27.5km處給定的異?；镜玫交謴停▓D5a，b）。在37.5km深度處，近海部分給定的異常被恢復，而岸上部分沒能很好恢復（圖5c）。在47.5km和65km的深度，給定的異常未能恢復（圖5d，e）。

圖4 沿圖2b所示測線棋盤格分辨率測試的結果。恢復率小于10%的區(qū)域顏色變淡。每個剖面上的灰線代表恢復率為10%的等值線，黑線代表P波速度模型5 000次導數加權求和（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）和S波速度模型2 500次導數加權求和的結果。綠線（原圖為彩色圖——譯注）代表本研究估計的板塊邊界的位置和其下14km處的線。沿S－S′、B－B′和D－D′給定的異常圖像如左下圖所示。其余符號同圖3

射線密度的分布也提供分辨區(qū)的信息。根據棋盤格分辨率測試結果與代表網格節(jié)點附近相對射線密度的導數加權求和（DWS）值（Thurber and Eberhart－Phillips，1999）的對比，P波模型導數加權求和（DWS）＞5 000次和S波模型導數加權求和＞2 500次的區(qū)域大致與棋盤格圖像恢復區(qū)域相吻合。因此，我們將符合下列兩個條件的區(qū)域定為分辨區(qū)：（1）給定棋盤格異常圖像的恢復率大于10%，（2）P波模型導數加權求和（DWS）＞5 000次和S波模型導數加權求和（DWS）＞2 500次。根據這個標準，沿S－S′測線和N－N′測線分辨的區(qū)比其他剖面窄（圖4）。因此我們僅討論 A－A′測線到D－D′測線的結果。由于恢復區(qū)域及其幅度在P波模型和S波模型之間有差異，而且S波模型恢復的深度一般比P波模型的要深，我們不在本文中討論VP／VS結構。

我們也進行了恢復分辨率測試（RRT）（如Zhao et al，1992）來評估所獲模型的可靠性（圖6）。進行恢復分辨率測試時，我們計算了隨機噪聲P波有0.1s、S波有0.2s標準誤差的合成走時，并假定層析成像反演所得速度模型即為合成模型。圖6顯示了A－A′測線至D－D′測線速度模型的恢復分辨率測試導數結果。在前一節(jié)確定的分辨區(qū)中，盡管部分區(qū)域的速度差異比所得速度模型要高2%～3%，但恢復分辨率測試與所得速度模型之間的速度差異總體上小于12%～2%。因此，我們認為所得模型在大部分分辨區(qū)精度為1%～2%是可靠的。

3 結果

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

根據我們的速度圖像和重定位的震源，我們用以下步驟提出了一個板塊邊界模型。首先，淺于15km的深度我們采用Nakanishi等（2011）的板塊邊界模型，該模型是根據寬角反射和折射測量以及沿如圖1所示測線的反射層位置估算的。第二，深度大于40km時，我們用地震活動區(qū)的頂部作為板塊邊界的跡線。第三，我們用如下兩個條件將淺部與深部之間畫出平滑連線：（1）由于洋殼的最小厚度被認為是5km（Nakanishi et al，2011），板塊邊界在8km／s P波速度等值線頂部上方至少5km；（2）板塊邊界模型沒有負傾角。由于我們僅有一個地震屬于逆沖型震源機制，且它周圍的地震都屬正斷層震源機制（圖7b），所以我們沒有用震源機制來確定板塊邊界的幾何形狀。這些結果在圖7中以粗紅線表示。

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

4 討論

4.1 板塊邊界模型

該地區(qū)先前已經有了一些板塊邊界模型。Baba等（2002）根據他們的模型插入了主動源調查的二維結果和陸地地震臺站數據的地震位置（圖7中的黑線）。他們的模型總體比我們的要深，原因可能是他們假設板塊邊界穿過地震活動分布位置的最深處，而我們的判據是穿過地震區(qū)的頂端。因為在他們的板塊邊界模型下方有些地方存在高速板塊地幔（圖7b，c，d的橙色圓圈），我們由此認為用我們的模型解釋板塊的存在更合理。

Hirose等（2008）將相對于日本氣象廳2001年速度模型（Ueno et al，2002）的S波低速區(qū)和高VP／VS值區(qū)定為洋殼（圖7中的白線），確定了20～40km深度之間板塊邊界的三維模型，同時也采用了Baba等（2002）模型中淺層10km的部分。他們的模型比我們的淺，尤其是在C－C′和D－D′測線上X＝－75km和X＝0km之間的部分。采用Hirose等（2008）模型20km深處的板塊邊界以及沿D－D′測線上主動源調查（Nakanishi et al，2011）的結果，都要求板塊邊界在1968年日向灘地震（Yagi et al，1998）（圖7d中的灰線）產生的同震滑動區(qū)的傾斜角度約為3°，但在我們的模型中板塊邊界的傾斜角度約為10°。由于這次地震的傾斜角度被認為在12°～14°（Yagi et al，1998），所以用我們的模型來解釋1968年地震的震源機制更加合理。另外，我們的模型表明，S波速度介于3.8km／s和4.0km／s之間的區(qū)域恰巧位于Hirose等（2008）提出的板塊邊界下方。這些速度值與日本氣象廳2001年模型的值（3.7～3.9km／s）（Ueno et al，2002）相吻合，且它們沒有降成S波低速區(qū)。盡管該地區(qū)位于近海，但Hirose等（2008）僅用海岸地震臺站的資料假設了基于陸地的一維初始速度模型，所以很難根據他們的研究討論該地區(qū)的速度值?；谏鲜鲇懻撐覀冋J為，盡管地震層析成像研究對速度邊界的位置不敏感，但我們的模型是解釋該研究區(qū)真實幾何形態(tài)的更好構架。

4.2 俯沖的九州—帕勞洋脊

4.2.1 位置

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

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

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

圖7 沿圖2b所示剖面估計的速度結構。頂端的黑粗條代表九州島的陸地區(qū)域。垂直放大2.5倍。介于6km／s和8km／s之間的P波速度等值線間隔為1km／s，介于3.5km／s和4.5km／s之間的S波速度等值線間隔為0.5km／s。淡色區(qū)域代表分辨較差的區(qū)域。紅線（原圖為彩色圖——譯注）代表本研究提出的板塊邊界模型，紅色虛線代表Nakanishi等（2011）給出的板塊邊界。白線和黑線分別代表Hirose等（2008）和Baba等（2002）給出的板塊邊界模型。品紅色虛線表示30km深的位置。黑點代表側投影面±10km以內的震源；已知震源機制的位置在圖上有標識。黑虛線所圈區(qū)域代表地殼明顯偏厚的位置。橙色虛線的圓圈代表Baba等（2002）板塊邊界模型之下明顯的高速區(qū)。（a）A－A′剖面，（b）B－B′剖面，（c）C－C′剖面，（d）D－D′剖面。0km深度的藍色粗條和20km 深度的灰色粗條分別代表1968年日向灘地震的同震滑動區(qū)（Yagi et al，1998）和同時滿足Hirose等（2008）和Nakanishi等（2011）的板塊邊界位置。其余符號同圖3

圖8 （a）位于我們的模型中板塊邊界之下7～14km層內的平均速度結構。等值線代表從4km／s到4.375km／s間隔的0.125km／s?；疑珔^(qū)域代表1968年日向灘地震的同震滑動區(qū)（Yagi et al，1998）。黑色倒三角為地震臺站的位置。淡色區(qū)域是分辨較差的區(qū)域。藍線、紫線和紅線（原圖為彩色圖——譯注）分別對應Ichikawa（1997）、Park等（2009）和 Nakanishi等（2011）提出的九州—帕勞洋脊俯沖部分的位置。（b）利用我們的邊界模型在7～14km層上沿X軸用半網格模型進行層析成像研究所得的S波速度結構。（c）用我們的邊界模型在7～14km層上對S波速度模型進行恢復分辨率測試結果。（d）用Hirose等（2008）的邊界模型所得7～14km層的S波速度結構。（e）7～14km層的P波速度結構。等值線代表從7km／s到7.75km／s間隔的0.25km／s。（f）7～14km層位置示意圖

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

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

4.2.2 地震現象的作用

根據和達清夫—貝尼奧夫帶中背景地震活動性的空間分布，前人已經推斷在該研究區(qū)的板塊中存在分段的邊界（如，Ishihara and Yoshida，1992；Nagamune and Tashiro，1989）。使用我們最近獲取的更準確的數據，我們沿板塊邊界在約20km深處尋找了這種分段（圖9a中的線a－b－c）。為了消除傾角不均勻造成的影響，我們在a－b段采用5km和b－c段采用15km的地震投影寬度。結果表明，東北段板塊邊界下方的地震分布深度小于10km，這與1968年地震同震滑動區(qū)的下方相吻合，而在西南段深度卻可達將近20km，即估計的俯沖九州—帕勞洋脊的位置（圖10）。這一結果為先前的邊界分段提供了證據。俯沖九州—帕勞洋脊附近的大部分活動表現為正斷層機制（圖9）。這些機制可能反映了板塊彎曲產生的張性應力場。該應力場增強了該地區(qū)，因為上浮的九州—帕勞洋脊地殼脫離會使板塊密度變大（Saiga et al，2010；Tahara et al，2008）。這一解釋與俯沖九州—帕勞洋脊未在九州島下成像的事實相吻合。

圖10 沿圖9a中a－b－c線的地震活動和震源機制圖。繪出了a－b段中在剖面5km以內、b－c段中在剖面15km以內的地震震源。給出了a－b段中在剖面10km以內、b－c段中20km以內地震的震源機制。紅線、藍線（原圖為彩色圖——譯注）和黑線分別代表本次研究、Hirose等（2008）和Baba等（2002）估計的板塊邊界模型。紅色三角代表剖面附近的地震臺站?；疑摼€代表地震活動的大致最深下限。橙色區(qū)域和淺藍色區(qū)域分別對應俯沖的九州—帕勞洋脊的空間范圍和1968年地震的同震滑動區(qū)（Yagi et al，1998）

圖8 清楚地表明，1968年日向灘地震的同震滑動區(qū)未與俯沖的九州—帕勞洋脊相重疊。Yagi等（1998）認為，分段邊界阻止了1968年地震的同震滑動向西南擴展。考慮到Furumura等（2011）估計的1707年寶永地震（M8.4）的海嘯源模型的空間范圍，我們認為俯沖的九州—帕勞洋脊可能限制了1707年地震以及1968年地震的破裂擴展。

我們對俯沖的九州—帕勞洋脊會成為障礙體的原因有以下兩種解釋：第一是，九州—帕勞洋脊的板間耦合太強而阻礙了破裂的擴展；第二是，九州—帕勞洋脊上面的板塊邊界耦合太弱。Wang和Bilek（2011）認為，俯沖的海山為無震蠕動和小地震提供了有利條件，但對大型破裂的生成和擴展卻是不利條件。正如 Hashimoto等（2009）估計的，沿俯沖的九州—帕勞洋脊的板間弱耦合與上述觀點一致。另一方面，俯沖的海山也會在其俯沖前沿聚集應力，比如Mochizuki等（2008）報告的日本海溝南部。盡管在估計的俯沖九州—帕勞洋脊前沿歷史上重復發(fā)生過M6～7的地震（如Shiono et al，1980），但這些地震的孕震帶可能太小以至Hashimoto等（2009）未能發(fā)現。因此我們認為，俯沖的九州—帕勞洋脊上方的板塊邊界除了其前沿外其余位置耦合都較弱。利用小重復地震估計板間耦合的近期研究（Yamashita et al，2012）支持這一想法。

被認為在增生楔內沿逆斷層發(fā)生的甚低頻地震（Ito and Obara，2006）在本研究區(qū)西南部被頻繁觀測到（Asano et al，2008）。盡管我們在海底地震儀記錄中未能發(fā)現甚低頻地震活動，但Asano等（2008）估計的甚低頻地震活動區(qū)與九州—帕勞洋脊正受俯沖的上板塊的淺部區(qū)相吻合（圖9b）。另一方面，甚低頻地震活動在東北部是間歇性的（圖9b），在2003年和2010年的發(fā)生相隔了6～7年的靜止狀態(tài)。Hirose等（2010）報告認為，這兩次甚低頻地震序列是在2003年和2010年被更深處的長期慢滑動事件激活的。Dominguez等（1998）根據實驗室試驗和野外觀測指出，俯沖的海山在上板塊造成了復雜的裂隙網絡。我們認為，俯沖的九州—帕勞洋脊上部相對發(fā)育的裂隙網絡使得該研究區(qū)西南部有利于發(fā)生甚低頻地震活動。

5 結論

我們用主動源和被動源兩種數據，通過地震層析成像得到了俯沖的菲律賓海板塊的三維地震速度結構。我們的結果清晰地成像出俯沖的九州—帕勞洋脊在菲律賓海板塊深部表現為低速異常。這個異常向板塊邊界之下延伸約30km的深度，我們推測這個深度之下的地層發(fā)生分離并起著較輕浮九州—帕勞洋脊地殼墊托的作用。由于1968年日向灘地震和1707年寶永特大地震的同震滑動區(qū)沒有延伸到俯沖的九州—帕勞洋脊，我們認為俯沖的九州—帕勞洋脊對同震破裂擴展可能起著障礙體的作用。另外，俯沖的九州—帕勞洋脊與板內地震活動發(fā)生在寬垂向范圍區(qū)和持續(xù)淺部甚低頻地震活動區(qū)相對應。在日向灘地區(qū)，俯沖的九州—帕勞洋脊可認為是同震破裂擴展、板內地震活動和甚低頻地震活動圖像的關鍵因素。