• S-velocity and radial anisotropy models of the Western Pacific are constructed using the partitioned waveform inversion with ~14000 linear constraints.

• S-velocity and radial anisotropy models imply horizontal flows beneath the Caroline seamount chain and the Caroline plate.

• High-Vs anomalies observed at 40-180 km depth beneath the Ontong-Java plateau may represent the dehydrated plume material.

태평양판은 지구 암석권을 구성하고 있는 가장 큰 해양판으로 지구 표면적의 약 20% (104,000,000 km2)를 차지하고 있으며(Harrison, 2016), 약 1억 8천만 년 전 이자나기판, 피닉스판, 패럴론판 사이에 위치한 삼중합점(triple junction)에서 처음 형성되었다(Boschman and Hinsbergen, 2016). 태평양판의 암석권은 초기 세 개의 해령에 둘러쌓여서 성장하다가 서쪽에 존재하던 해령이 섭입한 후에 현재 동태평양 열곡대에서 판이 생성된 후 서쪽으로 지속적으로 이동하여 서태평양 섭입대를 통해 섭입되고 있다. 이에 따라 태평양판 형성 초기 단계에 생성된 것으로 추정되는 지역이 서태평양에 위치해 있다(Boschman and Hinsbergen, 2016; Müller et al., 2016). 서태평양은 다양한 지구조적 활동으로 인해 지진학 연구에 있어 주목할만한 지역으로, 오래된 해양 지각의 섭입, 캐롤라인 열점에서 형성된 캐롤라인 해저산열, 지구상에서 가장 넓은 해대(oceanic plateau)인 온통-자바(Ontong-Java) 해대 등 독특한 지구조들이 분포해있다(Fig. 1).

Figure 1. Topographic features of the study area (top), and age distribution of the oceanic lithosphere (bottom, Müller et al., 2008), respectively. Black dashed lines represent the tectonic plate boundaries (Bird, 2003).

방사 이방성은 맨틀 흐름의 방향을 결정할 수 있는 물리적 성질로 수평 방향의 S파 속도와 수직 방향의 S파 속도의 차이를 통해 계산된다. 일반적으로 상부 맨틀의 방사 이방성은 상부 맨틀을 구성하고 있는 주요 광물의 특성(Barruol et al., 1997; Becker et al., 2008), 맨틀의 흐름으로 인한 격자 선호 방향(lattice preferred orientation) 혹은 형상 선호 방향(shape preferred orientation; eg., Wang et al., 2013) 등에 의해 나타난다(Estey and Douglas, 1986). 이는 맨틀의 흐름(Chang et al., 2015)이나 과거 지각 확장(Guo et al., 2016; Ai et al., 2020)에 대한 정보를 제공한다. 기존의 몇몇 연구(Chang and Ferreira, 2019; Isse et al., 2019; Kendall et al., 2021)에서 서태평양 지역의 방사 이방성 모델을 제시하였으나 서태평양 지역에 대한 높은 해상도의 모델이 부족한 편이다. 따라서 서태평양 지역 하부의 맨틀 흐름의 방향을 결정하고 복잡한 지구조들의 형성에 대하여 이해하기 위해선 지진파 속도와 함께 추가적인 방사 이방성에 대한 연구가 필수적이다.

본 연구에서는 기존의 분할 파형 역산을 확장시켜 방사 이방성도 함께 계산할 수 있는 방법(Witek et al., 2023)을 서태평양 지역에 설치된 해저지진계 및 섬지진계에 기록된 지진 파형 자료에 적용하여 서태평양 지역 하부맨틀 전이대 깊이까지의 S파 등방성 및 이방성 속도 모델을 계산하였다. 계산 과정에 있어서 3성분에 기록된 표면파 파형과 S파 파형을 모두 사용하여 방사 이방성도 함께 계산이 가능하였고 그 결과 서태평양 지역 약 500 km 깊이까지 양호한 해상도를 갖는 S파 속도 모델 및 방사이방성 모델을 획득하였다. 이를 통해 1) 필리핀해판, 캐롤라인판 사이의 S파 속도 구조를 비교하고, 2) 유리픽해팽, 캐롤라인 해저산열, 온통-자바 해대 하부의 속도 구조에 대한 해석을 진행하였다.

서태평양의 지구조에 대한 연구는 앞서 언급한 바와 같이 복잡한 지구조의 특징을 이해하는 데 필수적이며 최근까지도 서태평양의 지구조에 대한 다양한 연구가 수행되었다. Zhao et al. (2017)의 연구에서는 다중 규모 토모그래피(multiscale tomography) 방법을 사용하여 필리핀해판 하부 1000 km 깊이까지 3차원 P파 속도 모델을 획득하였고 약 400 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상을 태평양판의 섭입과 관련한 섭입판의 탈수 작용과 구석 유동(corner flow)의 결합에 의한 것이라 제시하였다. Qiao et al. (2021)은 레일리파 위상 속도 및 방위각 이방성(azimuthal anisotropy) 분석을 통해 필리핀해판 하부로 섭입하는 태평양판과 후배호 분지(back-arc basin) 하부 100 km 깊이부터 나타나는 저속도 이상에 대하여 각각 연약권 및 맨틀의 흐름에 의한 것으로 제시했다.

Hegarty and Weissel (1988)은 해양 시추공 및 탄성파 탐사를 통해 캐롤라인판이 초기 올리고세에 인도-호주판이 파푸아뉴기니의 하부로 섭입하면서 후배호 확산에 의해 형성되었다고 제안했으며, Perfit and Fornari (1982), Hegarty and Weissel (1988), Altis (1999)에서는 수심-중력 관계의 교차 스펙트럼 분석 및 지각 모델링 연구를 진행하였고 유리픽 해팽(Eauripik rise)에서 나타나는 장파장의 자기 이상, 균일한 두께의 퇴적물, 굴절파 탐사 결과를 바탕으로 유리픽 해팽이 화성활동의 결과물로 판단되며 이를 후기 올리고세에 누출 변환 단층(leaky transfrom fault)에 의해 형성되었다고 제안한 바 있다. Fuji et al. (2021)은 원거리 지진 SS파 파형의 몬테-카를로 역산을 통해 캐롤라인판 하부에 존재하는 수직 형태의 고속도 이상체를 발견하였다. 또한 2차원 지구동역학 시뮬레이션으로 빠르게 섭입하는 젊은 해양판이 섭입과 정에서 전복(roll-over) 될 수 있음을 예측하였고 이를 통해 섭입하는 캐롤라인판의 섭입판 전복의 가능성을 제시하였다.

Richardson et al. (2000)은 온통-자바 지역 인근에 설치된 섬 지진계에 기록된 지진 파형 자료에 대해서 분할파형 역산법을 적용하였고, 그 결과 온통-자바 지역의 하부에 위치한 용골 구조(keel structure)에 의해 약 100 km ~ 300 km 사이에 저속도 이상이 위치한다고 제시했으며 Klosko et al. (2001)은 횡파 분리 연구를 통해 온통-자바 지역 하부에 저속도의 상부 맨틀 뿌리가 존재한다고 제시하였다. 하지만 최근의 Covellone et al. (2015)의 연구에서는 배경 잡음 자료와 지진 자료의 연합 역산을 통해 온통-자바 지역의 하부에 고속도 이상이 존재하며 이는 다량의 에클로자이트(eclogite) 혹은 석류석과 휘석 (garnet-pyroxene)의 존재에 의한 것임을 제시했다. Isse et al. (2021)은 표면파 토모그래피를 통해 온통-자바 지역 하부 약 300 km 깊이까지 S파 속도 및 방사 이방성 구조를 연구하였고 그 결과 온통-자바 지역의 하부에 존재하는 고속도 이상, 캐롤라인 해저산열 하부 약 250 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상과 암석권에서 연약권으로 갈수록 강해지는 방사형 이방성의 특징 등을 제시했다.

본 연구에서는 서태평양 인근에 설치된 해저지진계 및 섬지진계를 이용하였다(Fig. 2). 해저지진계는 미국 지진 연구 협회(Incorporated Research Institutions for Seismology, IRIS)에서 제공하는 Z6 지진망(Takeo et al., 2014), XF 지진망 (Wiens, 2012)을 사용하였으며, 1997년부터 동경대학교 연구팀이 시작한 대규모 프로젝트 중 하나인 OHP(Ocean Hemisphere Project) 중 온통-자바 해대 연구를 위한 OJP 지진망(Suetsugu et al., 2018), 필리핀해판 하부의 맨틀 전이대 연구를 위한 SSP 지진망(Shiobara et al., 2009), 서태평양 하부 맨틀 전이대까지의 연구를 위한 NM 지진망(Matsuno et al., 2017)을 사용하였다.

Figure 2. Distributions of stations and events, which are indicated by triangles and circles, respectively.

섬지진계는 IRIS에서 제공하는 전 지구적 지진 연구를 위한 IU 지진망(Albuquerque Seismological Laboratory/USGS, 2014), 북마리아나 제도 연구를 위한 MI 지진망(USGS Alaska Anchorage, 2000), 태평양 연구를 위한 PS 지진망(Tsuboi, 1995), 대만 지진 연구를 위한 TW 지진망(Institute of Earth Sciences, Academia Sinica, Taiwan, 1996), 미국-일본 공동 연구팀의 마리아나 해구에 위치한 섭입대 연구를 위한 XO 지진망(Wiens and Klemperer, 2003), 북마리아나 제도의 해저 화산 연구를 위한 ZC 지진망(Wiens, 2006), 파푸아뉴기니-우드락 분지의 연구를 위한 ZN 지진망(Abers and Gaherty, 2010)을 사용하여 최종적으로 총 173개의 지진 관측소에 기록된 2,026개의 지진으로부터 14,483개의 파선경로를 획득하였다. 또한 지진망마다 초당 샘플링 횟수의 차이가 있어 모든 자료를 초당 1샘플로 다운샘플링(down sampling) 하였다.

지진과 관측소간의 거리인 진앙거리가 지나치게 가까울 경우 원거리 근사(far-field approximation)를 할 수 없기 때문에 자료를 사용할 수 없고, 진앙거리가 지나치게 멀 경우 주기놓침(cycle skipping)을 피하기가 어려워지고 S파의 파선이 하부 맨틀을 통과할 수 있기 때문에 진앙거리 4°에서 45°인 지진 2,026개를 선정하여 사용하였다(Fig. 2). 지진의 발생 위치, 규모, 깊이 및 모멘트 텐서에 관한 정보는 GCMT(Global Centroid Moment Tensor; Ekström et al., 2012)의 카탈로그 정보를 활용하였다. 또한 해저지진계는 설치과정에 있어서 진북 방향으로의 배열이 어려워 수평 성분의 방위각 보정이 필요하다. 따라서 Stachnik et al. (2012)에 제시된 방법론을 토대로 수직성분과 법선성분의 상호상관계수를 사용하여 수평 방향의 방위각을 보정하였다.

본 연구에서 사용한 분할 파형 역산(partitioned waveform inversion)은 파선 이론을 기반으로 하고 있으며 Nolet (1990), van der Lee and Nolet (1997)에 제시된 분할 파형 역산법과 Lebedev et al. (2005)에 제시된 자동 다중모드 역산(automated multimode inversion)을 발전시켜 개발한 코드를 사용하였다(Witek et al., 2023). 수학적으로 더 정교한 완전 파형 역산(full waveform inversion)은 지나치게 많은 용량과 계산이 필요하다는 단점이 있는 반면, 파선 이론에 기초한 분할 파형 역산은 비교적 적은 용량과 계산을 통해 모델을 생성할 수 있다. 또한 수직성분만 사용하던 기존의 분할 파형 역산법과 달리 3성분을 모두 사용하여 방사 이방성 계산이 가능하도록 하였다.

4.1. 합성 지진 파형

역산에 사용할 변위 지진 파형(u(ω))은 경로 적분 및 JWKB (Jeffreys, Wentzel, Kramers and Brillouin) 근사를 통해 다음과 같이 나타낼 수 있다(식 1).

식 (1)에서 ω는 주파수, n은 모드 수, s는 지진-관측소가 위치한 대원(great circle)의 부호(minor arc) 상에서의 위도, 경도 값을 나타내며 A_n(ω)는 지진 방사 패턴에 따른 주파수 별 진폭을 의미한다. 변위 지진 파형에서의 파수 k_n(s;ω)는 3차원 기준 모델($m_i^0$)을 통한 파수 $k_i^0(s;\omega )$와 파수 섭동 $\delta k_n(s;\omega )$의 합으로 나타낼 수 있다(식 2).

식 (2)에서 국부 파수의 변화에 따른 파수 섭동의 변화 $\frac{\delta k_n(s;\omega )}{k_n^0(s;\omega )}$를 국부 민감도 커널(local sensitivity kernel, Κ_ni)에 의해 가중된 구조 매개변수(structure parameter) $\frac{\delta m_i(s,r)}{m_i^0(s,r)}$의 변화로 나타낼 수 있다(식 3).

식 (3)에서 a는 지구의 반지름, i는 모델 매개변수의 종류를 의미한다. 식 (2), (3)을 식 (1)의 경로 적분에 대해서 나타내면 다음과 같다(식 4).

다음으로 파선 경로를 이산화하여 파선 경로에 대한 적분을 간단하게 나타낼 수 있으며 파선 경로상 평균값을 사용하면 식 (4)의 국부 민감도 커널(Κ_ni)가 포함된 적분을 파선 경로상 평균 민감도 커널을 나타내는 행렬 $\overline{K_{nij}}(\omega )$과 깊이 기저 함수 계수 γ_ij로 축소할 수 있다. 이를 식으로 나타내면 다음과 같다(식 5).

여기서 $\overline{k_n^0}(\omega )$는 기준모델에서의 파선 경로상 평균파수에 해당한다. 최종적으로 식 (5)을 식 (1)에 대입하여 변위 지진 파형 u(ω)을 다음과 같이 나타낼 수 있다(식 6).

식 (6)을 통해 계산한 변위 지진 파형 u(ω)의 역푸리에 변환을 통해 시간과 매개변수에 대한 합성 지진 파형 s(γ, t)을 구할 수 있다. 그 후 합성 지진 파형 s(γ, t)과 관측파형 d(t) 사이의 오차를 다음과 같이 계산할 수 있다(식 7).

기존의 오차 함수(식 7)에서 모델 매개변수(γ)를 제한함에 있어 관측 파형 d(t)의 민감도(sensitivity)가 부족하여 지구 내부 구조에 대한 정보가 부족할 경우 합성 지진파형에 높은 변동성(variability) 또는 불확실성(uncertainty)이 발생할 수 있다. 따라서 이와 같은 모델 매개변수 γ의 크기를 줄이기 위한 감쇠계수 λ_d와 급격한 변화를 제한하기 위한 평활화계수 λ_f를 추가하여 최종 오차 함수를 다음과 같이 나타낼 수 있다(식 8). 식 (8)에서 N은 모델 매개변수의 갯수를, M은 깊이 기저 함수에서의 노드(node)의 갯수를 의미한다.

4.2. 1차원 파형 역산

분할 파형 역산에서는 1차원 파형 역산을 통해 얻은 선형 제약을 취합하여 3차원 역산을 수행함으로 3차원 모델을 얻을 수 있다. 1차원 파형 역산은 계산을 통해 구한 합성 지진 파형과 관측 파형 사이의 오차를 최소화하도록 진행된다. 이 과정을 파형 맞춤(waveform fitting)이라 하며 위상 정합 필터(phase matched filter)를 통해 레일리파 및 러브파의 기본 모드 파형에 대한 맞춤을 진행하는 기본 모드 맞춤(fundamental mode waveform fitting)과 관측된 파형에 적용하는 전체 파형 맞춤(full waveform fitting, Fig. 3)으로 나뉘어진다.

Figure 3. The example of full-waveform fitting at different periods for three-component waveforms (left). The gray dashed, red solid, and black solid lines represent initial and final synthetic seismograms, and observed ones, respectively. The example of the 1-D models from waveform fitting (right). Blue and orange solid lines on the right panel represent the path-averaged 1-D profiles of the isotropic S-velocity and radial anisotropy, respectively.

역산을 통해 초기 합성 파형을 생성한 뒤, BFGS (Broyden-Fletcher-Goldfarb-Shanno) 방법(Nocedal and Wright 2006; 식 8)을 통해 최적화를 진행하여 F_total을 최소화하는 최적 매개변수(optimal parameter) γ_opt를 구한 뒤, 최종 합성 파형을 계산하고 이로부터 1차원 모델을 획득하게 된다(Fig. 3).

4.3. 3차원 모델 역산

i번째 파선 경로에 대하여 1차원 파형 역산을 진행하면 데이터 벡터(n_i)와 민감도 행렬(G_i)을 구할 수 있다. 데이터 벡터는 γ = γ_opt 에서 F_total의 대각화된 헤세 행렬(Hessian matrix)의 고유 벡터와 γ_opt의 곱으로 계산되며 대각화된 헤세 행렬의 고유값을 통해 불확실성을 계산하게 된다. 민감도 행렬은 파선 경로 상 평균적인 민감도 커널(sensitivity kernel)로 앞서 계산된 고유 벡터를 3차원 모델의 기저함수에 투영하는 선형 제약 행렬을 나타낸다. 이후 모든 파선 경로에 대한 데이터 벡터와 민감도 행렬을 취합하여 하나의 파일로 만든 후 식 (9)와 같이 목적 함수(S(m))를 통해 3차원 모델을 계산한다.

식 (9)에서 C_e는 대각 성분으로 이루어진 공분산 행렬로 데이터를 취합하는 과정에서 군집화된 파선 경로의 가중치를 줄이기 위해 인접한 파선 경로의 수와 1차원 파형 역산에서 계산된 불확실성으로 계산된다. 파선 경로 군집화는 진앙 위치와 관측소의 위치가 각각 총 파선경로 길이의 2% 이내에 존재하는 파선들을 대상으로 군집화를 수행했다. λ_D, λ_F는 역산의 안정성을 위해 추가한 감쇠계수, 평활화계수를 나타낸다. 또한, 식 (9)에서 m은 모델 파라미터, I는 단위행렬, $\nabla m$는 모델의 기울기(gradient)로, 감쇠계수를 통해 모델의 크기를 제한하고, 평활화계수를 통해 인접한 모델간의 차이를 제한하므로 적절한 감쇠계수, 평활화계수를 사용하는것이 중요하다. 따라서 목적 함수(식 9)가 충분히 수렴하도록 역산을 반복한 후, 상충효과 곡선(trade-off curve)을 통해 적절한 감쇠계수, 평활화계수를 선택하여 사용하였다.

4.4. 모델 매개변수화

3성분을 모두 사용한 파형 맞춤은 접선 성분(transverse component)에만 기록되는 러브파에 대한 정보를 획득할 수 있다는 장점이 있다. 따라서 파형 맞춤을 통해 수직 성분(vertical component), 법선 성분(radial component)에 기록된 레일리파와 접선 성분에 기록된 러브파에 대한 정보를 모두 획득할 수 있다. 지진파가 이방성 매질을 통과하면 레일리파와 러브파의 속도에 차이가 발생하고, 이를 통해 S파 속도와 방사 이방성의 계산이 가능하다(식 10, 11).

최종적으로 식 (10)를 통해 계산된 S파 속도(V_S)와 기준 모델 에서의 S파 속도 $V_S^0$를 통해 계산한 S파 속도의 섭동 δV_S과 식 (11)을 통해 계산된 방사 이방성을 백분 율로 변환하여 나타내었다(식 12, 13).

본 연구의 결과 모델에 대한 신뢰도와 해상도를 평가하기 위해 격자 형태의 이상체를 사용한 해상도 테스트를 수행했다. 체커보드 테스트는 민감도 행렬(sensitivity kernal matrix, G)과 격자 형태의 모델을 곱하여 데이터 벡터(n_cb)를 계산한 뒤, 3차원 모델 역산과 같은 방식으로 역산을 수행하였다.

해저지진계의 특성상 수평 성분에 기록된 잡음이 크고 이는 수평 성분의 선형 제약 계산에 있어 방해 요소가 된다. 이로 인해 방사 이방성 모델의 해상도가 S파 속도 모델의 해상도에 비해 다소 떨어지는 경향을 보인다. 따라서 해상도 테스트에 사용할 모델의 크기를 S파 속도 모델의 경우 4°× 4°, 방사 이방성 모델의 경우 5°× 5°로 결정하였다. Fig. 4은 연구 지역에 대한 S파 속도 모델의 수평 해상도 테스트 결과를, Fig. 5은 방사 이방성 모델의 수평 해상도 테스트 결과를 나타낸다. 연구지역에 대해서 전반적으로 양호한 해상도를 보이나, 북서태평양 지역에서 다소 해상도가 떨어지는 모습을 보이는데 이는 해당 지역에 해저지진계가 설치되어 있지 않아 파선의 밀집도가 부족해서 나타나는 것으로 생각된다. Fig. 6은 연구 지역에 대한 S파 속도 및 방사 이방성 모델의 수직 해상도 테스트 결과를 나타낸다. 수직 해상도 테스트에 사용된 모델의 경우 6°× 6°의 크기와 50 km의 두께를 갖는 3차원 형태의 격자를 사용하였다. 결과적으로 S파 속도 및 방사 이방성 모델은 각각 4°, 5°의 수평 해상도를 가지며 약 500 km 깊이까지 해상도를 유지했으며 두 모델 모두 50 km의 수직 해상도를 500 km 깊이까지 보였다.

Figure 4. Checkerboard tests results for the isotropic S-velocity model at various depths.

Figure 5. Checkerboard tests results for radial anisotropy at various depths.

Figure 6. Cross sections of checkerboard test results for (a) the isotorpic S-velocity perturbations and (b) radial anisotropy perturbations. The vertical sections are along the gray lines on the left-bottom panel.

역산을 통해 획득한 S파 속도 및 방사 이방성 모델을 두 지역으로 나누어 표시하였다. 필리핀해판 지역에 대한 S파 속도 및 방사 이방성 모델의 수평 단면도는 Figs. 7, 8에 나타내었고, 수직 단면도는 Fig. 9에 나타내었다. 캐롤라인판, 캐롤라인 해저산열 및 온통-자바 지역에 대한 S파 속도 및 방사 이방성 모델의 수평 단면도는 Figs. 10, 11에 나타내었고, 수직 단면도는 Fig. 12에 나타내었다.

Figure 7. Tomographic results for the isotropic S-velocity perturbations at various depths. The red quadrangle on the lower right panel represents the area for the results.

Figure 8. Tomographic results for radial anisotropy perturbations at various depths. The red quadrangle on the lower right panel represents the area for the results.

Figure 9. Cross sections of isotropic S-velocity (middle) and radial anisotropy perturbations (bottom) beneath the study area on the top. The black solid lines at the top of each panel represent topography along each line. WPB, West Philippine Basin; KPR, Kyushu-Palau Ridge; PVB, Parece-Vela Basin; MT, Mariana Tranch.

Figure 10. Tomographic results for the isotropic S-velocity perturbations at various depths. The red quadrangle on the lower right panel represents the area for the results.

Figure 11. Tomographic results for radial anisotropy perturbations at various depths. The red quadrangle on the lower right panel represents the area for the results.

Figure 12. Cross sections of isotropic S-velocity (middle) and radial anisotropy perturbations (bottom) beneath the study area on the top. The black solid lines at the top of each panel represent topography along each line. WCB, West Caroline Basin; ER, Eauripik rise; ECB, East Caroline Basin; OJP, Ontong-Java Plateau; CR, Caroline Ridge; CS, Caroline Sesmout chain.

6.1. 필리핀해판

필리핀해판은 큐슈-팔라우 해령(Kyushu-Palau ridge)을 중심으로 서필리핀 분지와 페러스-벨라 분지로 나눌 수 있다. 서필리핀 분지(~65 Ma)는 중앙 분지 확장 중심(Central Basin Spreading Center)에서 형성되었고(Brown et al., 2011), 페러스-벨라 분지(~35 Ma)에 비하여 비교적 오래된 해양 암석권이 위치하고 있으며(Fig. 1), 오래된 해양 암석권과 유사한 열류량을 나타낸다(Watanabe et al., 1970; Sclater, 1972). 페러스-벨라 분지의 경우 성인이 불분명하나 사라진 해령(extinct spreading center), 사후 확장(post-spreading)의 가능성이 존재한다는 연구결과가 있다(Mrozowski et al., 1979).

필리핀해판의 경우 결과 모델에서는 서필리핀 분지와 페러스-벨라 분지에서 약 30 km 깊이까지 약한 고속도 이상이 나타났으나 서필리핀 분지의 경우 페러스-벨라 분지보다 깊은 곳(50 km 깊이)까지 고속도 이상이 나타났으며 페러스-벨라 분지 하부 약 80 km 깊이부터 약 200 km 깊이까지 강한 저속도 이상이 나타났다(Figs. 7, 9). 아마미 해대(Amami plateau), 오키-다이토 해령(Oki-Datio ridge) 및 시코쿠 분지(Shikoku basin) 지역에서는 저속도 이상이 30 km 깊이부터 관측되었고 80 km 깊이까지 연결이 된다. 방사 이방성 모델의 경우 페러스-벨라 분지의 약 30 km 깊이까지 약한 음의 이방성을, 서필리핀 분지에서 암석권 깊이까지 강한 양의 이방성을 보였다(Figs. 8, 9).

Fig. 1에서 해양 암석권의 연령을 살펴보면 서필리핀 분지의 연령이 페러스-벨라 분지에 비해 비교적 높은것을 확인할 수 있다. 또한 Figs. 7, 9에서 페러스-벨라 분지 하부 약 80 km 깊이부터 나타나는 저속도 이상이 깊이가 깊어짐에 따라 서필리핀 분지로 확장되는 경향을 보이며 Figs. 8, 9에서 같은 위치에 나타나는 양의 이방성을 확인할 수 있다. 이는 필리핀해판 하부 연약권 깊이에 존재하는 수평 방향의 흐름 혹은 확장 중심에서 판이 형성되면서 나타난 저속도 이상대로 해석할 수 있다. 따라서 약 6천 5백만년 전에 형성된 서필리핀 분지와 약 3천 5백만년 전 형성된 페러스-벨라 분지가 모두 확장 중심에서 형성되었다고 제시한 연구들(Gania and Müller, 2007; Fang et al., 2011; Zhang et al., 2022)과 결과 모델을 통해(Figs. 7, 9) 필리핀해판의 내부에 위치한 분지 간 생성 시기에 따른 암석권 두께의 차이로 인해 이와 같은 속도 구조를 보이는 것으로 판단된다.

Figs. 7, 8에서 고속도 이상 및 약한 음의 이방성을 보이는 태평양 섭입판을 확인할 수 있다. 서필리핀 분지의 경우 북쪽에 위치한 저속도 이상이 약 450 km 깊이까지 이어져 있다(Fig. 7). Zhao et al. (2017), Strugeon et al., (2019)이 제시한 모델은 서필리핀 분지 하부 맨틀 전이대 깊이에 마리아나 해구를 따라 섭입한 태평양판이 위치하고 있음을 보였고 맨틀 전이대 깊이에 위치한 섭입판의 상부에 저속도 이상이 본 연구의 결과 모델과 유사하게 나타났다. 따라서 이러한 저속도 이상은 서필리핀분지 하부 맨틀 전이대 깊이에 위치한 섭입판의 탈수 현상과 관련된 용융(dehydration melting)에 의한 것으로 판단된다.

6.2. 캐롤라인판

캐롤라인판은 인도-호주판의 섭입 후 발생한 후배호 확장(back-arc spreading)에 의해 형성되었으며(Hegarty and Weissel, 1988; Gania and Müller, 2007), 유리픽 해팽을 중심으로 서캐롤라인 분지(West Caroline basin)와 동캐롤라인 분지(East Caroline basin)로 나뉘어진다. 캐롤라인판은 인접한 판에 비해 크기가 작고 인근에 설치된 지진계가 부족해 다양한 연구가 진행되지 않았으며 토모그래피 연구 결과 또한 부족한 상황이다. 따라서 캐롤라인판을 지나는 파선 경로를 통해 캐롤라인판 지역에 대한 해상도를 높였고, 깊은 지역까지 S파 속도 및 방사 이방성 모델을 획득하여 모델의 해석을 진행하였다.

S파 속도 모델의 경우 서캐롤라인 분지보다 동캐롤라인 분지에서 고속도 이상이 좀 더 깊게까지 나타났으나(Fig. 10) 해양 암석권 연령이 유사하다는 점에서 필리핀해판의 경우와 차이점이 있다. 이는 캐롤라인판의 동쪽에 위치한 마사우 해구(Massau trough)에서의 섭입과 관련된 구조로 해석할 수 있다(Lee et al., 2004). 또한 유리픽 해팽 하부 약 400 km 부터 고속도 이상에 둘러쌓인 저속도 이상이 나타나고 이는 약 50 km ~ 150 km 사이에 나타나는 강한 저속도 이상과 연결되어 있다(Section A-a in Fig. 12). 방사 이방성 모델의 경우, 약 200 km 깊이까지 강한 양의 이방성을 나타내고 있어(Figs. 11, 12)수평 방향의 흐름이 존재한다고 해석할 수 있다. 유리픽 해팽은 Gania and Müller (2007)에서 약 2천 5백만년 전 누출 변환 단층이 형성 될 당시 캐롤라인 판의 남쪽에서 섭입한 판에서 상승한 마그마 혹은 마누스 열점(Manus hotspot)의 화산활동에 의해 형성되었다고 제안한 바 있다. 이를 통해 약 3천 5백만년 전 후배호 분지에서 캐롤라인 판이 형성되는 과정에 의해 약 50 km ~ 150 km 깊이에 저속도 이상이 나타났다고 판단하였다.

6.3. 온통-자바 해대

온통-자바 지역에는 약 90 Ma ~ 120 Ma 시기에 루이스빌 열점에서 형성된 거대 화성암 지대가 위치해 있다. 현재까지 온통-자바 지역에 대해서 표면파 토모그래피(Isse et al., 2019), 분할 파형 역산(Richardson et al., 2000), P파 토모그래피(Obayashi et al., 2021) 등의 방법으로 다양한 연구가 수행되었다.

온통-자바 지역의 경우 약 40 km 깊이까지 저속도 이상을 보이다 약 180 km 깊이까지 고속도 이상을 보인다(Fig. 10). 온통-자바 지역에서 약 40 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상은 모호면의 두께로 해석할 수 있는데, 맨틀 플룸에서 형성된 두꺼운 해대(oceanic plateau)로 인해 서태평양의 다른 지역에 비해 깊게 나타났으며 이는 기존의 연구결과와 유사하다(Richardson et al., 2000; Klosko et al., 2001). 기존에 분할 파형 역산을 사용하여 온통-자바 지역의 토모그래피를 진행한 연구의 경우 모호면의 하부에 저속도 이상이 나타난다고 제시한 바 있다(Richardson et al., 2000). 하지만 본 연구결과 및 최근의 연구들에서 제시된 결과는 고속도 이상을 나타내고 있다(Covellone et al., 2015; Obayashi et al., 2021; Isse et al., 2021). Ishikawa et al. (2004)는 온통-자바 지역에서 획득한 포획암(xenolith)을 분석하여 온통-자바 지역을 형성한 맨틀에 석류석, 휘석이 다량 포함되어 있다고 제시하였다. 또한 Isse et al. (2021)는 Yamamoto et al. (2007)에서 제시한 레스타이트 뿌리(restite root)를 사용하여 온통-자바 지역 하부의 고속도 이상을 설명하였다. 따라서 석류석, 휘석이 다량 포함된 맨틀 플룸이 온통-자바 해대의 하부에서 부분 용융을 발생시키면서 플룸 물질에서 탈수 현상이 일어나 고점성도의 맨틀 뿌리를 형성하였고 고속도 이상을 나타내는 것으로 판단하였다.

6.4. 캐롤라인 해저산열

Keating et al. (1984)는 지화학 분석을 통해 캐롤라인 해저산열에 위치한 화산섬의 나이가 서쪽에서 동쪽으로 갈수록 점차 감소하는 경향이 있음을 보였고, 이를 통해 열점에서 기원한 것임을 제시하였다. Jackson et al. (2017)는 캐롤라인 해저산열의 해양 섬에 위치한 화산암의 헬륨동위원소 비율(³He/⁴He)이 중앙해령 현무암(mid-ocean ridge basalt)에서 관찰되는 8 R_A에 비해 높은 비율(최대 12.8 R_A)을 나타내는 것을 발견하였다. French and Romanowicz (2015)에서는 캐롤라인 해저산열 동쪽에 위치한 저속도 이상대가 하부 맨틀까지 이어져 있다고 제시하였다. 이를 통해 화산섬을 형성한 물질이 하부 맨틀에서 파생되었음을 알 수 있다. 속도 구조의 경우 Isse et al. (2021)은 온통-자바 지역의 북쪽에서 최대 250 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상 및 150 km 미만의 깊이에서 강하게 나타나는 양의 이방성을 확인하였다. Obayashi et al. (2021)은 약 450 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상 및 온통-자바 지역의 하부에 위치한 정체된 태평양 판이 플룸의 상승을 억제하여 시트 형태(sheet-like)의 상승류에 의한 것이라 제시하였다.

Fig. 12의 B-b단면을 보면 해저산열의 하부 약 200 km 깊이까지 저속도 이상이 나타나며 하부 약 200 km 깊이까지 양의 이방성이 나타났으며 기존의 연구 결과들에서도 확인할 수 있다(Covellone et al., 2015; Isse et al., 2021). 본 연구에선 이를 수평 방향의 흐름이 존재한다고 해석하였고, 태평양판이 이동함에 따라 해저산열을 형성한 플룸에서 끌림(drag)이 발생해 플룸 물질이 태평양판을 따라 이동하여 수평 방향으로 퍼져있는 저속도 이상 및 양의 이방성을 나타낸다고 판단하였다.

본 연구에서는 서태평양 인근에 설치된 173개의 섬지진계 및 해저지진계에 기록된 2,026개의 지진 자료를 사용하였다. 기존의 분할 파형 역산법과 자동 다중모드 역산법을 발전시킨 방법을 사용하였고 3성분을 모두 사용하여 방사 이방성 계산이 가능하도록 하였다. 그 결과 서태평양 지역의 S파 속도 및 방사 이방성 모델을 획득하였고 결과 모델 및 기존의 지질학적 연구 결과를 바탕으로 서태평양 지역의 지구조적 특징을 해석하였다.

(1) 필리핀해판 하부에 나타나는 저속도 이상은 필리핀해판의 형성과 관련된 특징으로 보여지며 인접한 3개의 판(필리핀해판-캐롤라인판-태평양판) 사이에서 나타나는 속도 구조의 차이 및 서필리핀 분지, 페러스-벨라 분지 사이에서 나타나는 속도 구조의 차이는 해양 암석권 생성시기(Fig. 1)에 따른 암석권 두께의 차이에 의한 것으로 보여진다. 서필리핀 분지 하부에서 나타나는 저속도 이상은 섭입판의 탈수 현상과 관련된 부분 용융에 의한 것으로 해석된다.

(2) 캐롤라인판 하부 약 50 km ~ 150 km 깊이에 나타나는 저속도 이상 및 양의 이방성은 후배호 확산을 통해 캐롤라인판이 형성되는 과정에서 나타난 것으로 보여지며 약 400 km 깊이까지 나타나는 저속도 이상은 누출 변환 단층이 형성될 당시 마누스 열점에서 상승한 맨틀 물질 혹은 남쪽에서 섭입한 판에서 상승한 물질에 의한 것으로 판단된다.

(3) 온통-자바 해대 지역의 경우 두꺼운 해대로 인해 모호면의 깊이가 서태평양의 다른 지역에 비해 깊게 (~40 km) 나타났으며 약 180 km 깊이까지 고속도 이상이 발견되었으며 이는 두꺼운 암석권의 존재를 의미한다.

(4) 캐롤라인 해저산열의 경우 하부 약 200 km 깊이까지 강한 저속도 이상 및 양의 이방성을 보이는데 이는 캐롤라인 열점에서 해저산열이 형성 될 당시 태평양판이 이동함에 따라 암석권-연약권의 경계에서 플룸 상단부의 끌림현상이 발생해 수평 방향의 저속도 이상대가 형성되었다고 보여진다.

이 논문은 행정안전부의 방재안전분야 전문인력 양성사업의 지원을 받았으며, 2023년도 정부(교육부)의 재원으로 한국연구재단의 지원을 받아 수행된 기초연구사업(No.2019R1A6A1A03033167), 2023년도 정부(과학기술정보통신부)의 재원으로 한국연구재단의 지원을 받아 수행된 기초연구사업(No.2019R1A2C208506111)입니다.