• P- and S-wave velocity models of the Melanesian region are constructed using a three-dimensional relative travel-time inversion.

• P- and S-wave velocity models imply subduction of the cold oceanic plates and upwelling of a hot mantle plume.

• δ (V_P/V_S) model suggests fluid content in the mantle plume and the remnant plates in the mantle transition zone.

멜라네시아 지역은 태평양판, 호주판, 그리고 캐롤라인판 사이 복잡한 판 경계지대를 이루며(Bird et al., 2003), 약 7-8 개의 판들의 경계가 반경 500km 사이 위치한다(Fig. 1). 발산, 섭입, 그리고 보존형 경계가 모두 존재하는 복잡한 맨틀 대류가 일어나는 곳이기 때문에, 판의 움직임을 이해하기 위한 활발한 연구가 진행되어 왔다(Curtis, 1973; Finlayson et al., 2003; Baldwin et al., 2012). 이곳에 존재하는 온통-자바 해대(Ontong-Java plateau) 는 섭입대에 섭입되지 않고 강착된 사례로(Mann and Taira, 2004), 해양 해대와 섭입대의 상호작용을 연구할 수 있는 지구동역학적으로 중요한 지역이다. 온통-자바 해대의 북쪽에열점인 캐롤라인 제도가 위치하며, 이는 태평양판의 움직임과 하부 맨틀 대류의 정보를 제공한다.

Figure 1. Map of the study region with bathymetric and topographic features. Plate boundaries (Bird, 2003) and the boundary of the Ontong-Java plateau (Mahoney et al., 2001) are shown in black and red lines, respectively. Pink dotted line indicates the path of the Caroline hot spot from Chuuk to Kosrae. Magenta dashed circles represent the Caroline Islands.

온통-자바 해대는 현재 지구상에서 가장 거대한 해양해대로, 약 1억 2,200 만 년 전 태평양판의 남쪽에서 형성됐다(Coffin and Eldholm, 1994; Neal et al., 1997; Kroenke et al., 2004). 생성 이후, 온통-자바 해대는 태평양판의 움직임에 의해 북서쪽으로 이동했으며, 약 25-20 Ma 시기멜라네시아 섭입대와 충돌했다(Petterson et al., 1999). 온통-자바 해대의 지각 두께는 약 30-40km로 대륙 지각의두께와 유사하며(Furumoto et al., 1976; Gladczenko et al., 1997; Taira et al., 2004; Tonegawa et al., 2019; Isse et al., 2021), 이 두꺼운 지각 두께로 인해 해양판의 섭입을 억제했다(Petterson et al., 1999; Mann and Taira, 2004; Seton et al., 2016; Hanyu et al., 2017). Petterson et al. (1999) 은 과거 멜라네시아 섭입대에서 태평양판이 남서쪽으로섭입하고 있다가 온통-자바 해대의 섭입대 충돌 이후 12 Ma 시기에서부터 태평양판 아래로 호주판이 섭입하는 섭입 역전을 제시했으며, Sun et al. (2021)은 수치 모델링연구를 통해 높은 밀도를 가진 해양판의 섭입 역전 가능성을 제시했다.

온통-자바 해대 북쪽에 위치한 캐롤라인 제도에는 대표적으로 추크(Chuuk), 포나페(Ponape), 그리고 코스라에(Kosrae) 섬들이 존재한다(Fig. 1). 각 섬은 서쪽에서 동쪽으로 갈수록 연령이 감소하며, 이는 맨틀 플룸에 의한해저 산열임을 의미한다(Mattey et al., 1982; Dixon et al., 1984; Keating et al., 1984). Jackson et al. (2017)는 캐롤라인 제도의 높은 헬륨 동위 원소 비(³He/⁴He), 높은 티타늄 농도, 그리고 방사성 납 동위 원소 정보를 통해 하와이나 갈라파고스와 같은 맨틀 플룸 기원의 해저 산열임을 제시했다.

과거 판의 움직임을 재구성하기 위해선 현재 판의 움직임 뿐만 아니라, 과거 섭입한 섭입판의 역사와 맨틀 대류의 정보 등, 다양한 지구물리학적 해석이 필요하다(Mckenzie et al., 1974; Hall and Spakman, 2002). 그러나 판의 섭입과 충돌 과정에서 많은 증거들이 파괴될 뿐만 아니라 지표면에서 관측되지 않는 맨틀 플룸의 움직임을 파악하기는 쉽지 않아, 온전한 해석이 어려울 수 있다. 맨틀로 섭입한 해양판은 주위 맨틀에 대비되는 강한온도 이상을 가져오며(Mckenzie et al., 1970), 맨틀 플룸은 높은 온도로 맨틀 대류의 원동력이 되기 때문에, 연구 지역의 맨틀 내 속도 구조를 파악하는 주시 토모그래피는 판의 재구성에 대해 중요한 정보를 제공할 수 있다.

해양 지각 특성상 지진계의 설치가 원활하지 않아, 하부구조를 통과하는 파선 경로를 획득하기 어렵기 때문에온통-자바 해대 하부구조를 밝혀내는 것은 어려움을 겪어왔다. 본 연구에서는 최근 일본 연구팀이 설치한 Ontong-Java Plateau Array (OJP; Suetsugu et al., 2018)와 주변육상 지진계의 자료로부터 획득한 원거리 지진의 주시를역산하여 지각부터 맨틀 전이대 부근까지의 P파 및 S파속도 모델을 계산했다. 획득한 P파 및 S파 속도 모델로부터 δ (V_P/V_S) 모델을 계산했고, 모델들의 해석을 통해멜라네시아 지역의 복잡한 섭입대와 맨틀 전이대 하부에잔류하는 태평양판의 잔재와의 관계, 그리고 태평양판의잔재와 캐롤라인 제도를 구성한 맨틀 플룸과의 상호 역학적 작용을 제시하였다.

본 연구에서는 2014-2017 년 기간 동안 온통-자바 해대에 설치된 해저지진계와 2009-2022 년 기간 동안의 주위육상 지진계를 사용했다(Fig. 2a). 해저 지진계는 1997년 동경대학교 연구팀의 대규모 프로젝트 Ocean Hemisphere Project(OHP) 중 온통-자바 해대 연구를 위한 OJP 지진계 17 개를 사용했고, 육상 지진계는 미국 지진 연구 협회(Incorparated Research Institutions for Seismology; IRIS)에서 제공하는 온통-자바 해대 주위 육상 지진계 200개를 사용했다. 최종적으로 총 217 개의 지진 관측소 자료를 사용했다.

Figure 2. (a) Distributions of the 217 seismic stations used in this study. Red and yellow triangles denote the IRIS and OJP stations, respectively. (b) Distribution of earthquakes used to measure P and S traveltimes. Red and while circles are the event locations for P and S phases, respectively. Green lines indicate 30° interval distances from the center of the study region. Black lines indicate the plate boundaries (Bird, 2003).

획득한 관측소 자료로부터 상대 주시를 계산하기 위해적합한 지진 자료를 선별했다. 본 연구에서는 모멘트 규모(M_W) 5 이상, 진앙거리 25° 이상 90° 이하의 원거리 지진을 사용했다. 진원에 관한 정보는 Global Centroid Moment Tensor 웹사이트(GCMT; Dziewonski et al., 1981; Ekström et al., 2012)의 카탈로그 정보를 활용하였으며, 지진 자료로부터 실체파의 위상 추출을 원활히 진행하기위해, P파 기준 0.04-1.2 Hz, S파 기준 0.04-0.1 Hz 대역의 버터워스 주파수 대역 필터(Butterworth bandpass filter) 를 사용했다. 최종적으로 P파 지진 1,467 개와 S파 지진1,587개를 검출했다(Fig. 2b).

3.1. 상대 주시 잔차

본 연구에서 온통-자바 해대 하부의 P파 및 S파 맨틀속도 모델을 획득하기 위해서, 앞서 획득한 자료로부터 각 지진의 상대 주시를 측정했다. 상대 주시란, 동일 지진이 각 관측소에 기록되는 주시의 평균을 기준으로 한상대적인 값이다. 정확한 상대주시의 측정을 위해 사용한 방법은 각 관측소에 기록되는 원거리 지진 파형들의유사성을 통해 주시를 계산하는 다중채널 상호상관 방법(Multi-Channel Cross-Correlation Method; MCCC)이다(VanDecar and Crosson, 1990). 그러나 MCCC 방법을 통한 상대 주시 측정은 수동적 위상 피킹 과정에서 발생하는 많은 시간 소모와 주시 토모그래피 연구 시 발생할수 있는 주기 놓침(cycle skipping) 의 위험성을 배제할 수없다는 단점을 갖고 있다. 이를 보완하기 위해 MCCC 방법을 적용하기 전, 반복적 상호 상관 및 중합(Iterative Cross-Correlation and Stack, ICCS) 알고리즘이 적용된AIMBAT 프로그램을 사용했다(Lou et al., 2013). ICCS 알고리즘은 전지구 1차원 속도 모델인 IASP91(Kennett and Engdahl, 1991) 을 통해 예상되는 주시를 계산하고, 이를 기준으로 초기 파형들을 자동으로 정렬시킨다. 또한, 좁은 시간 영역(time window) 설정을 통해 영역 내파형들을 모두 중합하는데, 이는 상호상관을 통한 지연시간 계산 과정에서 발생할 수 있는 주기 놓침의 위험성을 줄여줄 수 있다. 이후 중합된 파형과 각각의 파형들의 상호상관을 통해 계산된 상관 함숫값이 최대가 되는 지연시간을계산한다. 이를통해획득한지연시간에 MCCC 방법을 적용하여 최종적인 상대 주시를 획득했으며, 방법은 다음과 같다. 동일한 지진이 기록된 i번째 관측소 파형과 j번째 관측소 파형의 상호상관 함숫값이 최대가 되는 상대지연시간(Δt_ij)은 아래와 같은 식으로 표현될 수 있다.

$$\begin{array}{'}\Delta t_{ij}=t_i-t_j\\ i=1,2,\dots ,n-1;j=i+1,i+2,\dots ,n\end{array}$$(1)

그러나 파형은 관측소의 주변 고유 잡음들을 포함하고있기 때문에, 상호상관 과정에서 오차가 발생하게 된다. 이는 상대지연시간이 완벽하게 일치하지 않는 결과를 만든다(i.e, Δt_ik ¹ Δt_ij + Δt_jk ). 이를 보완하기 위해 식 (1) 로구성된 선형 방정식에 동일 지진에 대한 모든 관측소 자료 지연시간의 평균을 0으로 만들어주는 다음과 같은 제한식을 추가했고, 최소제곱법을 통한 최적의 상대지연시간을 계산했다.

$$\sum _{i=1}^n{t}_i=0$$(2)

본 연구에서 정밀한 상대주시를 측정하기 위해 동일 지진의 최소 위상 자료를 5개로 제한하여 MCCC 방법에서의 계산 정밀도를 높였다. 또한, 각 파형의 상호상관계수의 최소 기준을 0.8 로 설정하여 기준보다 상관계수가 낮은 위상 자료는 제외했다. 이후 P파와 S파 주시의 히스토그램을통해 P파 1.41 초, S파 2.01 초의표준편차(standard deviation)를 계산하였으며, 표준편차의 3배가 넘는 상대주시 자료들은 이상값으로 가정하고 제외했다. 그 결과P파 기준 26,275개의 주시 자료와 S파 기준 22,576개의주시 자료를 획득했다.

3.2. 지각 보정

원거리 지진을 활용한 주시 토모그래피 방법에서 주시의 파선 경로는 관측소에 거의 수직으로 입사하기 때문에 천부 속도 구조를 정확히 도출하기 어렵다. 또한, 천부 지각의 복잡한 변화를 적절히 해상하지 못한다면, 그영향이 맨틀로 전이될 수 있다. 본 논문에서는 지각의 영향을 최소화하기 위해 3차원 지각모델 CRUST1.0 모델(Laske et al., 2013) 을통한지각보정을수행했다. CRUST1.0 모델은 전 지구를 1° × 1° 크기의 격자 셀로 나누어 각셀마다 빙층, 수층, 3개의 퇴적층, 그리고 3개의 지각층으로 구성된 글로벌 지각 모델이다.

1차원 지각 모델에서 지각을 통과하는 지진파의 주시는 다음 식과 같이 나타낼 수 있다(Nolet, 2008).

이때 p는 파선 매개변수, c는 지진파 속도, 그리고 z는층의 두께를 의미한다. 그러나 식 (3) 은 지각 속도 구조에의해 섭동(perturbed)된 파선의 주시를 지각의 변화를 고려하지 않은 비섭동(unperturbed) 파선의 느림도(slowness) 로 계산하기 때문에, 아래와 같은 추가적인 진앙거리(δΔ) 에 따른 보정이 필요하다.

본 연구에서는 3차원 지각모델 CRUST1.0 모델을 통해 얻은 주시에 1차원 기준모델 IASP91 모델을 제거해주는 방식으로 지각 보정을 수행했다. 지각 보정 관계식은 다음과 같이 정의했다.

$$\delta t_{crust}=\delta \tau ={\tau }_{CRUST1.0}-{\tau }_{IASP91}$$(5)

3.3. 모델 설정 및 역산

본 연구에선 위도 –10°N, 경도 150°E를 중심으로 반경 40°범위를 갖는 구형 격자를 설정했으며, 평균 격자점 사이 거리를 100km로 설정했다. 0, 15, 30, 50, 70, 100, 130, 160, 200, 250, 300, 400, 500, 600, 700, 850, 1,000, 1,200km 깊이를 갖는 18 개의 격자층을 구성했다. 각각의격자층은 7,531 개의 격자점으로 구성돼 있으며, 총 격자점의 개수는 135,558개이다.

역산을 위해 사용된 기준모델은 IASP91 모델이며, 계산된 상대 주시로부터 원하는 속도 정보를 얻기 위해 다음과 같은 선형 방정식을 구성했다.

$$\text{Gm=d}$$(6)

이때 m은 기준 모델로부터의 속도 섭동(perturbation) 을 나타내는 모델 매개변수, G는 파선경로에 따른 지연시간의 민감도(sensitivity kernel) 행렬, d는 획득한 상대 지연시간과 예상되는 상대 지연시간 간의 차이를 나타내는 데이터 벡터이다. 오차 함수(misfit function, Φ)는 다음과 같이 정의했다.

$${\text{Φ(m)=(Gm-d)}}^T{\text{(Gm-d)+λ}}_{\text{F}}^{\text{2}}{\left|\text{Fm}\right|}^{\text{2}}{\text{+λ}}_{\text{D}}^{\text{2}}{\left|\text{Im}\right|}^{\text{2}}$$(7)

위 식에서 F는 평활화 행렬로 수평과 수직 방향에서의 1차 도함수 연산자(first-order differencing operator)이며, 평활화 가중치(λ_F)를 통해 인접한 결과들의 차이를 제한하여 모델의 급격한 변화를 지양하는 효과를 부여한다. 감쇠 가중치(λ_D)를 통해 모델의 크기를 제한해줬으며, I는 단위행렬이다. 본 논문에서는 관측값과 예측값이 충분히 수렴할 수 있도록 식 (7) 을 LSQR 알고리즘(Paige and Saunders, 1982)을 사용해 100 회까지 반복 역산을 진행했다. 최적의 가중치를 얻기 위해 각 가중치에 대한 모델 거칠기(roughness)와 분산 감소(variance reduction) 값으로 상충 곡선(trade-off curve) 을 그렸고, 이를 통해 P파모델의 최종 감쇠 및 평활화 가중치는 0.2, 0.4, S파 모델은 0.5, 1.0으로 결정하였다(Fig. 3).

Figure 3. (a) Trade-off curves between the variance reduction and model roughness for different damping and flattening weights of the P-wave velocity model. The color and size of the dots correspond to the flattening and damping values, respectively. The magenta circle represents the damping (0.2) and flattening (0.4) weights used in our tomography model. (b) Trade-off curves between the variance reduction and model roughness for different damping and flattening weights of the S-wave velocity model. The magenta circle represents the damping (0.5) and flattening (1.0) weights used in our tomography model.

연구 지역에 대한 추가적인 정보를 획득하기 위해 획득한 P파 및 S파 속도 모델로부터 δ (V_P/V_S) 비율을 다음과 같이 계산하였다.

$$\delta \left(\frac{V_P}{V_S}\right)=\frac{V_P}{V_S}-\frac{V_P^0}{V_S^0}=\frac{V_P^0}{V_S^0}\left(\frac{\delta V_P}{V_P^0}-\frac{\delta V_S}{V_S^0}\right)=\frac{\delta V_P{V}_S^0-\delta V_S{V}_P^0}{{\left(V_S^0\right)}^2}$$(8)

여기서 $V_P^0$ 와 $V_S^0$ 는 기준모델의 P파 및 S파 속도이고, δV_P와 δV_S는 기준모델과 본 연구에서 역산을 통해 획득한 모델과의 섭동을 나타낸다. 이를 정리하면 다음과 같다.

$$\delta \left(\frac{V_P}{V_S}\right)=\frac{\delta V_P-C\delta V_S}{V_S^0}$$(9)

여기서 $C=V_P^0/V_S^0$ 를 의미하며 깊이별 기준모델의 속도 비를 나타낸다. 적절한 δ(V_P/V_S) 비율을 계산하기 위해, P파 및 S파 모델의 거칠기와 분산 감소를 서로 상이하지 않게 조절하였고, P파 모델 거칠기와 분산 감소 정도는 10.5km/s, 85.8%, S파 모델 거칠기와 분산 감소 정도는 10.1km/s, 85.9% 이다.

본 연구의 속도 모델에 대한 결과의 신뢰성과 해상도를 평가하기 위해 체커보드 테스트를 수행했다. 체커보드 테스트를 수행하기 위해 격자 형태의 모델을 구성한뒤, 민감도 행렬(sensitivity kernel matrix, G)과 격자 형태의 모델을 곱하여 합성자료 벡터(synthetic data vector) 를 계산했다. 이후 표준편차에 비례하는 무작위잡음을 더한 후 실제 자료와 동일한 정규화 및 매개변수를 사용하여 역산을 수행했다.

먼저 수평 단면의 해상도를 평가하기 위해 위경도 4° × 4°, 진폭 ±200m/s 의 체커를 사용했다. P파 및 S파 맨틀 속도 모델의 200, 400, 600km 깊이 해상도 테스트 결과(Fig. 4) 를 보면, 온통-자바 해대와 그 주변 하부에서 모든 깊이에서 대체적으로 좋은 해상도를 보여주는 것을 확인할수 있으며, 특히 온통-자바 해대 남서쪽 판 경계 지역에서는 더 좋은 해상도를 보여주고 있다. P파 맨틀 속도 모델과 S파 맨틀 속도 모델의 600km 깊이(Fig. 4f, i)에서북서 방향으로 번짐 현상(smearing)이 보이는데, 이는 북서와 남동 방향으로 밀집된 지진 자료의 영향으로 판단된다(Fig. 2b).

Figure 4. Horizontal checkerboard test results at depths of 200, 400, 600km for the P-velocity model (d, e, f) and the S-velocity model (g, h, i), respectively. The checkerboard consists of 4° × 4° checkers with amplitudes of ±200 m/s (a, b, c). Regions hardly covered by the ray paths are shown in gray.

수직 단면에 대한 해상도 평가를 위해 사용한 체커들은 수평으로 3° 의 길이를 갖고, 깊이로는 300, 550, 800km 깊이에 해당하는 3개의 층으로 구성되어 있고, 진폭은±200m/s이다(Fig. 5). 온통-자바 해대를 가로지르는 4개의 단면으로부터 체커보드 테스트 결과는 대체적으로 좋은 해상도를 보이지만, 단면 양 끝 쪽에서는 대각 방향으로의 번짐 현상(smearing)이 관찰된다. 더 많은 자료를사용한 관계로 P파 모델이 S파 모델보다 약간 더 좋은해상도를 보여 주는 것이 관측된다.

Figure 5. Vertical checkerboard test results for P- and S-velocity models along four transects shown in the map. The checkerboards consist of 3° × 250-300km checkers with amplitudes of ±200 m/s. Orange circles on the great-circle paths correspond to ticks in the transects. Regions hardly covered by the ray paths are shown in gray.

또한 이전 연구들에서 제시된 모델들을 바탕으로 현실적인 속도 구조 모델을 구성하여 온통-자바 해대와 그 주위 판 경계에 대한 구조적 해상도 테스트도 수행했다(Fig. 6). A-a 단면에서 태평양판 아래로 섭입하는 북비스마르크판과 온통-자바 해대 하부 500-700km 깊이에 존재하는 섭입판의 잔재들을 +200m/s 속도 이상값을 갖는고속도 이상체로 구성했다. 섭입하는 북비스마르크판은대체적으로 고속도 이상체로 나타나지만, 섭입판의 잔재는 수평 이상체에 대한 해상도가 낮은 상대주시 토모그래피의 특성상 위아래로 번짐 현상으로 인해 약하게 나타남을 확인했다. B-b 단면에서는 태평양판 아래로 섭입하는 솔로몬해판과 온통-자바 해대 하부 500-700km 깊이에 존재하는 섭입판의 잔재를 구성했고, A-a 단면에서의 경우와 유사한 결과를 얻었다. C-c 단면에서는 남비스마르크판 아래로 섭입하는 솔로몬해판과 태평양판 아래로 섭입하는 북비스마르크판을 구성했으며, 캐롤라인열점 하부에서 상승하는 맨틀 플룸을 -200m/s 속도 이상값을 갖는 저속도 이상체로 함께 구성했다. 상승하는 맨틀 플룸의 모습은 P파, S파 모델에서 모두 뚜렷이 관찰됐다. D-d 단면에서는 태평양판 아래로 섭입하는 호주판과온통-자바 해대 하부 500-700km 깊이에 존재하는 섭입판의 잔재, 그리고 캐롤라인 열점 하부에서 상승하는 맨틀플룸을 구성했다. 이전의 결과와 유사하게 상승하는 맨틀플룸의 모습이 뚜렷하게 관찰되었으며, 섭입하는 호주판은 대체적으로 잘 관찰이 되는 반면, 맨틀 전이대에 존재하는 섭입판의 잔재의 모습은 번짐효과로 인해 약하게나타나고 있다.

Figure 6. Structure test results for P- and S-velocity models along four transects shown in the map. Orange circles on the great-circle paths correspond to ticks in the transects. Regions hardly covered by the ray paths are shown in gray.

6.1. P파 및 S파 속도 모델

각 깊이에 따른 P파 및 S파 속도 모델, δ(V_P/V_S) 모델의 수평 단면도는 Fig. 7에 나타냈고, 수직 단면도는 Fig. 8 에나타냈다. P파 속도 모델 수평 단면도(Fig. 7a-c) 에서 온통 -자바 해대를 기준으로 북쪽과 남쪽의 뚜렷한 속도 이상차이가 관찰된다. 온통-자바 해대의 남쪽을 따라 관찰되는 고속도 이상체(H1-4) 는 400km 깊이까지 강하게 연결되어나타난다. 온통-자바 해대 북쪽으로는 동서 방향으로 연결된 저속도 이상체(L1)가 관찰된다. S파 속도 모델 수평단면도(Fig. 7d-f) 에서도 마찬가지로 온통-자바 해대를 기준으로 북쪽과 남쪽의 속도 이상 차이가 관찰된다. 600km 깊이에서(Fig. 7c, f) 온통-자바 해대 남쪽 하부의 넓은 고속도 이상체(H5) 가 P파, S파속도 모델 모두에서 관찰된다.

Figure 7. Depth slices at 200, 400, 600km of our P- and S-velocity models and δ(V_P/V_S) model from top to bottom. Regions hardly covered by the ray paths are shown in gray.

Figure 8. Vertical cross sections of our P- and S-velocity models and δ(V_P/V_S) model from top to bottom along four transects shown in the map. Orange circles on the great-circle paths correspond to ticks in the transects. Regions hardly covered by the ray paths are indicated in gray.

P파 맨틀 속도 모델의 수직 단면도(Fig. 8) 의 A-a 단면에서는 온통-자바 해대 아래로 섭입하는 북비스마르크판의 모습이 강한 고속도 이상체(H1)로 뚜렷하게 관찰된다. 또한, 온통-자바 해대 하부 400-600km 깊이에서 고속도이상체(H5)가 넓게 이어지는 것을 확인할 수 있다. B-b 단면에서는 온통-자바 해대 아래로 섭입하는 솔로몬해판의 모습이 강한 고속도 이상체(H2)로 관찰된다. 또한, A-a 단면과 마찬가지로 온통-자바 해대 하부 400-600km 깊이에서 고속도 이상체(H5)가 넓게 퍼져있는 모습을 확인할 수 있다. C-c 단면에서는 남비스마르크판 아래로 섭입하는 솔로몬해판의 모습과 태평양판 아래로 섭입하는북비스마르크판의 모습이 강한 고속도 이상체(H3, H1) 로관찰되며, 두 고속도 이상체가 이어져 나타난다. 캐롤라인해저 산열 하부에서는 강한 저속도 이상체(L1) 가 800km 깊이까지 깊게 연결된 모습이 보여진다. D-d 단면에서는태평양판 아래로 섭입하는 호주판의 모습이 강한 고속도이상체(H4) 로 관찰되며, 600km 깊이까지 넓게 이어지는고속도 이상체(H5) 가 관찰된다. 또한 온통-자바 해대 하부 약 300km 깊이에서 고속도 이상체(H6)가 관찰되며, 섭입하는 해양판과는 조금 떨어져 나타난다. C-c 단면과마찬가지로 캐롤라인 해저 산열 하부 높은 저속도 이상체(L1)가 800km 깊이까지 깊게 연결된 모습이 보여진다. 또한, 온통-자바 해대 하부 하부 600-800km 깊이에서저속도 이상체(L2)가 관찰되며, L1 이상체와 이어져 나타난다. S파 맨틀 속도 모델의 수직 단면도(Fig. 8)에서도앞서 언급한 이상체들이 비슷한 모습으로 관찰된다.

6.2. δ (V_P/V_S) 모델

본 연구에서 주시 토모그래피 방법을 사용하여 계산한P파 및 S파 맨틀 속도 모델을 통해 δ(V_P/V_S) 모델을 계산했다. 수평 단면도는 Fig. 7에 나타냈고, 수직 단면도는Fig. 8 에 나타냈다. δ(V_P/V_S) 모델의 수직 단면 결과를 보면이상값들이 다양하게 나타나는데 P파, S파 속도모델에서의 오차에도 영향을 받는 특성을 고려해서 속도모델에서이상체로발견된것들에 대해서만 해석을 진행하도록 한다.

δ(V_P/V_S) 속도 모델의 수평 단면도(Fig. 7g-i) 에서 온통-자바 해대 북쪽 캐롤라인 해저 산열에서는 600km 깊이까지 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P3)이 보여진다. 온통-자바 해대 남서쪽 섭입대를 따라 200km 깊이에서 양의 δ(V_P/V_S)가 관찰되며, 반대로 온통-자바 해대 하부와 서쪽에서 비교적 음의 δ(V_P/V_S)가 관찰된다. 600km 깊이에서 온통-자바 해대 하부에서 음의 δ(V_P/V_S)를 보여주고 있다.

δ(V_P/V_S) 속도 모델의 수직 단면도(Fig. 8)의 A-a 단면에서는 서멜라네시아 섭입대를 따라 200km까지 나타나는 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P1)이 관찰된다. 온통-자바 해대 하부 맨틀 전이대 깊이에서 반대로 음의 δ(V_P/V_S) 이상값(N1) 이 관찰된다. 이는 P파 및 S파의 수직 단면도에서 관찰된 맨틀 전이대에 위치한 고속도 이상체의 위치와 일치한다. B-b 단면에서는 뉴브리튼 섭입대를 따라200km 깊이까지 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P2)이 관찰된다. C-c 단면에서는 A-a 단면과 마찬가지로 서멜라네시아 섭입대를 따라 200km 까지 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P1)이 관찰된다. 캐롤라인 해저 산열 하부 800km 까지 연결되는양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P3)과 온통-자바 해대 중앙 하부에서 600-800km에 분포하는 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P4)은 P파 및 S파 결과의 저속도 이상체의 위치와 일치한다. D-d 단면에서 온통-자바 해대 하부 약 300km 에 분포하는음의 δ(V_P/V_S) 이상값(N2)이 관찰된다.

7.1. 섭입하는 판, 상승하는 플룸과 맨틀 전이대 잔류판 사이의 관계

멜라네시아 지역의 판 구조 운동을 재해석한 이전 연구들(Petterson et al., 1999; Mann and Taira, 2004; Seton et al., 2016; Hanyu et al., 2017)을 보면 호주판의 온통-자바 해대로의 섭입 시작은 오래되지 않았다. Petterson et al. (1999) 의 연구에서 온통-자바 해대가 25-20 Ma 시기 서쪽 멜라네시아 해구(West Melanesia Trench) 에 도착하여 호주판(비스마르크판 포함)과의 충돌이 발생했다고추정했으며, 섭입의 방향은 현재와 반대인 태평양판이 호주판 아래로 섭입하고 있었다고 주장한다. 충돌 이후, 온통-자바 해대의 두꺼운 지각으로 인해 섭입에 제약이 걸렸다. Sun et al. (2021)의 수치 모델링 연구에서 온통-자바 해대의 섭입 역전은 충돌 이후 약 16 Ma 기간이 지난 뒤 발생한다고 주장했다. 이전 연구들에서 호주판이태평양판 아래로 섭입한 시기는 대략 12-10 Ma 시기로추정한다(Mann and Taira, 2004; Sun et al., 2021). 평균적인 호주판의 섭입 속도(62 mm/yr)에 비교할 때(Holm et al., 2013), 하부 고속도 이상체(H5) 의 크기가 섭입 기간에 비해 거대하다는 것을 확인할 수 있다. 이는 온통-자바 해대 하부의 H5 이상체가 H1 의 섭입판과는 다른요인에 의한 고속도 이상체임을 나타낸다. Hall and Spakman(2002)은 이 고속도 이상체(H5)를 45-25 Ma 전에 멜라네시아 섭입대에서 남쪽 및 남서쪽으로 섭입한태평양판의 잔재로 해석한다.

Fig. 8의 B-b 단면에서 관측되는 고속도 이상체(H2)는솔로몬해판의 섭입만으로 설명하기엔 그 형태가 뚜렷하지 않다. Mann and Taira (2004)의 연구에서는 지진의 진원을 통해 섭입된 판의 모습을 추정했다. 북동쪽에서 남서쪽으로 섭입하다 멈춘 태평양판은 약 100km 깊이까지, 남서방향에서 북서방향으로 현재 섭입 중인 솔로몬해판은 약 200km 깊이까지 존재하는 것으로 추정했으며, H2 는 두 섭입된 판의 영향일 것으로 판단된다. 수직 단면결과에서 약 400km까지 깊은 고속도 이상이 이어지며, 태평양판 아래로 섭입한 솔로몬해판이 맨틀 전이대 부근까지 섭입했을 것으로 추정된다. P파 모델의 B-b 단면에서 섭입대 부근 고속도 이상체(H2)가 강하게 나타나는반면, S파 모델의 B-b 단면에서는 상대적으로 약한 고속도 이상체(H2) 를 보여준다. 이는 섭입대의 탈수 작용으로 인해, 유체에 더 민감한 S파 속도가 상대적으로 더 약하게 나타나는 것으로 판단된다. 또한, 600km 깊이에서태평양판의 잔재(H5)가 솔로몬해판 하부까지 연결돼 있는 것을 확인할 수 있다.

Fig. 8의 C-c 단면에서는 솔로몬해판의 섭입이 강한 고속도 이상체(H3) 로 관찰되며, 이는 A-a 단면에서 관찰된 태평양판 아래로 섭입하는 북비스마르크판의 고속도 이상체(H1) 와 연결되어 보여진다. 수직 단면 결과의 D-d 단면에서 태평양판 아래로 섭입하고 있는 호주판의 모습이 강한고속도 이상(H4)으로 관찰되며, A-a 단면과 B-b 단면에서관찰된 태평양판의 잔재가 고속도 이상대(H5)로 관찰된다. 추가적으로 S파 수직 단면 모델(Fig. 8) 의 D-d 단면에서온통-자바 해대 하부 300km 깊이에서 강한 고속도 이상(H6) 이 관찰되며, P파 모델(Fig. 8) 의 D-d 단면에서는 그크기가 작다. Isse et al. (2021)의 연구에서 온통-자바 해대 하부 300km 까지 고속도 이상대를 관찰했고, 이를 온통-자바 해대 하부 암석권에쌓인용융 잔류물로 해석했다.

수직 단면 결과(Fig. 8)의 C-c 단면에서 캐롤라인 제도아래 강한 저속도 이상(L1)이 맨틀 전이대부터 지표까지연결된 모습을 확인할 수 있으며, 이는 하부 맨틀로부터상승한 맨틀 플룸의 모습으로 해석될 수 있다(French and Romanowicz, 2015; Fuji et al., 2021). 추가적으로 D-d 단면에서 온통-자바 해대 하부 600-800km 깊이에서 저속도 이상(L2) 이 관찰된다. 이는 따라서 상승 중이던 맨틀플룸(L2)이 태평양판의 잔재(H5) 와와 상호작용을 통해상승방향이 틀어져서 L1 의 위치로 이동하여 상승하는 것으로 해석된다.

7.2. δ(V_P/V_S)를 이용한 해석

섭입하는 해양판에서의 탈수 작용에 의한 부분 용융은빈번하게 발생한다(Johnson et al., 1978; Peacock et al., 1994; Schmidt and Poli, 1998; Barklage et al., 2015). 이는 섭입대를 따라 평행하게 발생하는 화산 활동을 일으키는 주요 원인이다. A-a 단면과 C-c 단면에서 서멜라네시아 섭입대와 뉴브리튼 섭입대를 따라 섭입하는 북비스마르크판(H1)과 솔로몬해판(H3)에 대해서 200km까지 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P1)이 나타나며, 이는 탈수 작용에 의한 부분 용융의 결과로 생각된다. B-b 단면의 솔로몬해판의 산크리스토발 섭입대(H2) 로부터 보여지는 양의 δ(VP/ VS) 이상값(P2)은 상대적으로 P1 에 비해 좁게 나타난다. 이는 P1 이 두 개의 섭입판의 섭입에 의해서 생성된 것이고, P2 는 하나의 섭입판의 섭입에 의해 생성된 것이기 때문인 것으로 생각된다.

δ(V_P/V_S) 모델의 수직 단면 결과의 C-c 단면과 D-d 단면에서 캐롤라인 제도 아래로 저속도 이상체(L1) 를 따라강한 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P3)이 800km 깊이까지 이어지는 모습이 관찰된다. Schutt et al. (2004) 에서 200km 깊이까지 맨틀 플룸의 부분 용융에 의한 양의 Vp/Vs 이상값이 나타날 수 가능성을 보였으며, Fig. 8의 강한 양의 δ(V_P/V_S) 이상값은 이는 하부 맨틀에서부터 올라오는뜨거운 맨틀 플룸에 의해 주변 맨틀 물질이 용융되거나포함된 유체의 영향으로 판단된다. 또한, 캐롤라인 제도와 떨어져 있는 온통-자바 해대 하부에서 저속도 이상체(L2)를 따라 양의 δ(V_P/V_S) 이상값(P4)이 관찰되는데, 이는 P3 과 이어져 있는 것을 확인할 수 있다. 이는 P파 및S파 모델의 맨틀 플룸과 일치하며, 태평양판의 잔재로 인해 상승방향이 뒤틀린 맨틀 플룸의 부분 용융에 기인된것으로 생각된다.

A-a 단면에서 맨틀 전이대 깊이에서 존재하는 태평양판의 잔재(H5) 부근에서는 음의 δ(V_P/V_S) 이상값(N1)이발견되는데, 이는 오랜 시간 동안 맨틀 전이대에 머무르던 섭입판의 최상부에 포함되어 있던 유체가 빠져나가면서 주변 맨틀 물질에 비해 상대적으로 점성이 높고 건조한 특성에 의해 강한 고속도 이상을 이뤘으며, 이러한 특징에 의해 강한 음의 δ(V_P/V_S) 이상값이 나타난 것으로생각된다. D-d 단면에서 온통-자바 해대 하부 300 km 부근에 존재하는 고속도 이상체(H6)에서도 음의 δ(V_P/V_S) 이상값(N2)이 관찰된다. 따라서 온통-자바 해대 하부 암석권에 쌓인 용융 잔류물(Isse et al., 2021)에는 유체가거의 존재하지 않는 것으로 생각된다.

본 연구에서는 원거리 지진을 이용한 주시 토모그래피방법을 사용해, 온통-자바 해대 주위의 P파 및 S파 속도모델을 획득했다. 획득한 속도 모델을 통해 δ(V_P/V_S) 모델 또한 도출하였으며, 맨틀 플룸과 태평양판의 잔재가특징적으로 나타남을 확인했다.

1) 섭입대를 따라 나타나는 고속도 이상체는 각 판들의 섭입을 확인할 수 있다. 약 200km 깊이까지 S파 모델의 고속도 이상체는 P파 모델의 것에 비해 상대적으로약하고, 또한 δ(V_P/V_S) 모델에서 양의 δ(V_P/V_S) 이상값으로 나타난다. 이는 섭입판의 탈수 현상에 의한 부분 용융의 영향으로 판단된다.

2) 온통-자바 해대 남서쪽 하부 600km 에서 강한 고속도 이상(H5)이 넓게 나타나며, δ(V_P/V_S) 모델에서 음의δ(V_P/V_S) 이상값(N1)을 보인다. 이는 45-25 Ma 시기 섭입했던 태평양판의 잔재로 판단되며, 과거 온통-자바 해대와 섭입대의 충돌로 인한 섭입 역전에 의해 분리된 것으로 판단된다. 음의 δ(V_P/V_S) 이상값을 고려할 때 오랜기간동안 맨틀 전이대에 머물면서 잔류판의 최상부로부터 유체가 빠져나와서 현재 잔류판에는 유체가 거의 남아있지 않은 것으로 생각된다.

3) 온통-자바 해대 중앙 300km 깊이에서 고속도 이상(H6) 이 관찰되며, δ(V_P/V_S) 모델에서 음의 δ(V_P/V_S) 이상값(N2) 으로 나타난다. 이는 온통-자바 해대 하부 암석권에 쌓인 용융 잔류물로 인한 것으로 생각되며, 유체가 많이 빠져 나간 상태임을 나타내는 것으로 보인다.

4) 800km 깊이에서 지표면까지 캐롤라인 제도 아래 맨틀 플룸의 상승을 확인할 수 있다. P파 및 S파 모델에서낮은 저속도 이상이 확인되며, δ(V_P/V_S) 모델에서 양의δ(V_P/V_S) 이상값(P3)으로 나타난다. 이 저속도 이상체는온통-자바 해대 하부 700km 깊이에 존재하는 L2 이상체와 연결되며, 이는 하부 맨틀에 기인한 플룸의 상승이 맨틀 전이대에 위치한 태평양판의 잔재와의 상호작용으로인해 상승방향이 현재의 위치로 뒤틀린 것으로 생각된다. 또한 플룸 내부에 포함된 유체 또는 부분용융에 의해 양의 δ(V_P/V_S) 이상값이 나타나는 것으로 판단된다.

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.