《地质论评》：俯冲带地震诱发机制——研究进展综述（邵同宾、嵇少丞）

第61卷第2期地质论评 GEOLOGICAL REVIEW Vol. 61 No. 2 Mar.2015 俯冲带地震诱发机制:研究进展综述 邵同宾1),嵇少丞,2) 1)加拿大蒙特利尔大学工学院民用、地质与采矿工程系,加拿大蒙特利尔,H3C3A7; 2)中国地质科学院地质研究所,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国北京,100037 内容提要:俯冲带作为地球循环体系的关键部位,具有构造活跃、地震多发以及地质条件复杂等特征。基于震 源位置,俯冲带地震既可划分为板间和板内地震,也可分为浅源、中源和深源地震。俯冲带内的浅源地震包括板间 地震和浅源板内地震,而中源和深源地震皆属于板内地震。在地球浅部,温度与压力低,浅源地震是由岩石发生脆 性破裂或沿着先存断层发生不稳定摩擦滑移造成的。随着深度增加,温度和压力的増加使得流行于浅部的脆性和 摩擦行为在无水条件下被强烈抑制,岩石从而表现为可抑制地震的韧性行为,使得中一深源地震的诱发机制有别于 常规的脆性行为。随着研究的逐渐深入,人们了解到中源地震的诱发机制主要是脱水或与流体相关的致脆以及塑 性剪切失稳,而深源地震的成因主要是相变致裂。然而,中一深源地震很可能是两种或两种以上机制共同作用的结 果。例如,在中源深度既可能是流体相关的致脆导致脱水源区的脆性围岩产生地震,亦可能是脱水的蛇纹岩本身可 能在流体孔隙压的作用下作粘滑滑移,而前者比后者更为重要。孕震带宽度大于“反裂隙模型”预测的亚稳态橄榄 石冷核宽度的深源地震可能是由第一阶段的相变致裂和第二阶段的塑性剪切失稳诱发,而孕震带的实际宽度与预 度相当的深源地震则可能仅由相变致裂引起。只要过渡带内名义无水矿物中的结构水能释放出来,脱水致脆 同样可能触发一些深源地震;而塑性剪切失稳不仅能在中一深源地震触发后的扩展阶段起着主导作用,而且还能单 独触发一些中一深源地震,因此能够解释大多数反复发生的中一深源地震活动。 关键词:俯冲带;浅源地震;中源地震;深源地震;粘滑;脱水致脆;塑性剪切失稳;相变致裂 众所周知,大洋板块是由洋中脊之下地幔材料1),后者多集中在岩石圈顶层(深度≤25km)之内。 部分熔融岩浆喷发而成的。地球的表面积假设是基然而,在俯冲带的情况就不一样了。据震源深度 本恒定的,不会随着大洋板块的产生而增加。因此,(D),地震可分为浅源( Shallow-depth:D<60km)、 同等质量的材料会在消减板块边界通过板块俯冲进中源( ntermediate-depth:60≤D<300km)和深源 入地幔以达到平衡。俯冲板块与其上覆板块相互作地震(Dep- depth earthquakes:D≥300km)。中源 用的区域就是俯冲带。在俯冲带内,两个板块彼此和深源地震又统称为深部地震( Deep earthquakes) 碰撞,密度(约2.9g/cm3)大的大洋板块俯冲到密( Frohlich,2006; Grace Barcheek et al.,2012; 度(约2.7g/cm3)小的大陆板块之下并逐渐插入地 Houston,2007; Wadati,1928)。浅源地震主要集中在 幔(Stem,2002)。在俯冲大洋板块与其上覆板块之地壳,故称为壳源地震( Crustal earthquakes)。中源 间的逆冲界面上,应力易于集中,摩擦失稳形成地和深源地震均发生于俯冲带特别是俯冲的大洋板块 震。事实上,世界上绝大多数的大地震都发生在俯内部,因而属于板内地震。 冲带内,例如环太平洋地震带。 在深度<60km时,温度与围压较低,岩石主要 基于震源相对板块的位置,俯冲带地震除了上发生脆性变形,因而浅源地震被普遍认为是由岩石 述板间地震( interplate earthquakes)外,还有发生在的脆性变形造成的,其中粘滑( stick-slip)机制被人 板块内部的板内地震( Intraplate earthquakes)(图们广泛接受(如 Brace and Byerlee,1966)。与此相 注:本文为中国国土资源部“青藏高原东部和东南部岩石圈流变学及地球物理性质”项目(编号1212011121274)和加拿大自然科学和工 程研究基金会项目的成果。 收稿日期:201409-10;改回日期:20150107。责任编辑:章雨旭。 作者简介:邵同宾,男,1988年生。博士研究生。主要从事岩石流变学、岩石物理和构造地质学研究。 Email: tongbin.shao@ polyol 通讯作者:嵇少丞,男,1960年生。留法博士,现为加拿大蒙特利尔大学工学院教授。主要从事地球材料流变学、岩石物理和深部构造地 质研究。Emal:sji@ polymn.ca

第 ６１卷 第 ２期 ２０ １ ５ 年 ３ 月 地 质 论 评 ＧＥＯＬＯＧＩＣＡＬＲＥＶＩＥＷ Ｖｏｌ６１ Ｎｏ２ Ｍａｒ． ２０１５ 注：本文为中国国土资源部“青藏高原东部和东南部岩石圈流变学及地球物理性质”项目（编号 １２１２０１１１２１２７４）和加拿大自然科学和工 程研究基金会项目的成果。 收稿日期：２０１４０９１０；改回日期：２０１５０１０７。责任编辑：章雨旭。 作者简介：邵同宾，男，１９８８年生。博士研究生。主要从事岩石流变学、岩石物理和构造地质学研究。Ｅｍａｉｌ：ｔｏｎｇｂｉｎ．ｓｈａｏ＠ｐｏｌｙｍｔｌ．ｃａ。 通讯作者：嵇少丞，男，１９６０年生。留法博士，现为加拿大蒙特利尔大学工学院教授。主要从事地球材料流变学、岩石物理和深部构造地 质研究。Ｅｍａｉｌ：ｓｊｉ＠ｐｏｌｙｍｔｌ．ｃａ。 俯冲带地震诱发机制：研究进展综述 邵同宾１） ，嵇少丞１，２） １）加拿大蒙特利尔大学工学院民用、地质与采矿工程系，加拿大蒙特利尔，Ｈ３Ｃ３Ａ７； ２）中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，中国北京，１０００３７ 内容提要：俯冲带作为地球循环体系的关键部位，具有构造活跃、地震多发以及地质条件复杂等特征。基于震 源位置，俯冲带地震既可划分为板间和板内地震，也可分为浅源、中源和深源地震。俯冲带内的浅源地震包括板间 地震和浅源板内地震，而中源和深源地震皆属于板内地震。在地球浅部，温度与压力低，浅源地震是由岩石发生脆 性破裂或沿着先存断层发生不稳定摩擦滑移造成的。随着深度增加，温度和压力的增加使得流行于浅部的脆性和 摩擦行为在无水条件下被强烈抑制，岩石从而表现为可抑制地震的韧性行为，使得中—深源地震的诱发机制有别于 常规的脆性行为。随着研究的逐渐深入，人们了解到中源地震的诱发机制主要是脱水或与流体相关的致脆以及塑 性剪切失稳，而深源地震的成因主要是相变致裂。然而，中—深源地震很可能是两种或两种以上机制共同作用的结 果。例如，在中源深度既可能是流体相关的致脆导致脱水源区的脆性围岩产生地震，亦可能是脱水的蛇纹岩本身可 能在流体孔隙压的作用下作粘滑滑移，而前者比后者更为重要。孕震带宽度大于“反裂隙模型”预测的亚稳态橄榄 石冷核宽度的深源地震可能是由第一阶段的相变致裂和第二阶段的塑性剪切失稳诱发，而孕震带的实际宽度与预 测宽度相当的深源地震则可能仅由相变致裂引起。只要过渡带内名义无水矿物中的结构水能释放出来，脱水致脆 同样可能触发一些深源地震；而塑性剪切失稳不仅能在中—深源地震触发后的扩展阶段起着主导作用，而且还能单 独触发一些中—深源地震，因此能够解释大多数反复发生的中—深源地震活动。 关键词：俯冲带；浅源地震；中源地震；深源地震；粘滑；脱水致脆；塑性剪切失稳；相变致裂 众所周知，大洋板块是由洋中脊之下地幔材料 部分熔融岩浆喷发而成的。地球的表面积假设是基 本恒定的，不会随着大洋板块的产生而增加。因此， 同等质量的材料会在消减板块边界通过板块俯冲进 入地幔以达到平衡。俯冲板块与其上覆板块相互作 用的区域就是俯冲带。在俯冲带内，两个板块彼此 碰撞，密度（约 ２９ｇ／ｃｍ３ ）大的大洋板块俯冲到密 度（约 ２７ｇ／ｃｍ３ ）小的大陆板块之下并逐渐插入地 幔（Ｓｔｅｒｎ，２００２）。在俯冲大洋板块与其上覆板块之 间的逆冲界面上，应力易于集中，摩擦失稳形成地 震。事实上，世界上绝大多数的大地震都发生在俯 冲带内，例如环太平洋地震带。 基于震源相对板块的位置，俯冲带地震除了上 述板间地震（Ｉｎｔｅｒｐｌａｔｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ）外，还有发生在 板块内部的板内地震（Ｉｎｔｒａｐｌａｔｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ）（图 １），后者多集中在岩石圈顶层（深度≤２５ｋｍ）之内。 然而，在俯冲带的情况就不一样了。据震源深度 （Ｄ），地震可分为浅源（Ｓｈａｌｌｏｗｄｅｐｔｈ：Ｄ ＜６０ｋｍ）、 中源（Ｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅｄｅｐｔｈ：６０≤Ｄ ＜３００ｋｍ）和深源 地震（Ｄｅｅｐｄｅｐｔｈｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ：Ｄ ３００ｋｍ）。中源 和深源地震又统称为深部地震（Ｄｅｅｐｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ） （Ｆｒｏｈｌｉｃｈ，２００６；Ｇｒａｃｅ Ｂａｒｃｈｅｃｋ ｅｔ ａｌ．，２０１２； Ｈｏｕｓｔｏｎ，２００７；Ｗａｄａｔｉ，１９２８）。浅源地震主要集中在 地壳，故称为壳源地震（Ｃｒｕｓｔａｌｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ）。中源 和深源地震均发生于俯冲带特别是俯冲的大洋板块 内部，因而属于板内地震。 在深度 ＜６０ｋｍ时，温度与围压较低，岩石主要 发生脆性变形，因而浅源地震被普遍认为是由岩石 的脆性变形造成的，其中粘滑（ｓｔｉｃｋ—ｓｌｉｐ）机制被人 们广泛接受（如 ＢｒａｃｅａｎｄＢｙｅｒｌｅｅ，１９６６）。与此相

2015年 的地质证据支持塑性剪切失稳是诱发中源地震的主 地震类型 r中源地閥 因(如 Desta et al.,2014)。 Campione and Capitani (2013)等对俯冲带地震复杂性的研究表明,中源地 分类依板内速题十深源地题 震亦有可能由粘滑机制形成。此外,在20世纪90 年代发生的深源地震对相变致裂成因提出了质疑 源位置 内地震 (如 Tibi et al.,1999; Wiens et al.,1994)。如此看 板间地震 源地来,中源与深源地震的成因非常复杂任何单一的机 制无法解释全部的地震,这些地震因而势必具有多 浅源地震 成因的特点,并且因地而异、因时而异,每种机制仅 D<60 km) 在局部区域占据主导地位,或多种机制在不同区域 同时作用或在相同区域先后发生(如 Zhan zhongwei 源深度十16030km tal.,2014) 板内地震 本文首先对1973~2012年期间全球4级及其 以上地震进行了统计和分析,厘清地震频数随震源 (D≥300km) 深度的分布特征,然后具体分析与评述浅源、中源与 深源地震的形成机制,并对中一深源地震的成因提 图1俯冲带地震的分类 出自己的认识 1俯冲带内的地震分布 反,在深度≥60km的温度与压力条件下,无自由流 体时岩石主要发生韧性变形(如 Hilaire et al 对美国地质调查局(USGS: United States 2007),这个深度之下理应不会出现地震。然而,地 Geological Survey)国家地震减灾计划记录的1973 球物理观察表明,在≥60km的深度范围依然存在2012年期间40年里≥4级地震的统计分析表明,≥ 地震。人们不禁要问,这些地震究竟是如何形成的? 4、≥5和≥6级的地震分别为31442964719和5550 基于近半个世纪的研究,人们终于认识到深部地震次,相应的比例分别为765%、20.58%和1.77% 的形成机理有别于形成浅源地震的常规的脆性破裂且震级越大,随着深度的过渡性双峰分布越明显 与摩擦滑移,因为常规的脆性变形必然造成扩容,在(图2)。此外,根据震源深度的统计分析得出,浅源 俯冲带高温高压条件下必遭强烈抑制而不能发生地震为225663次,占比71.77%;中源地震70337 ( Frohlich,00; Griggs and Handin,1960)。此外,中次,古比237%;深源地震18429次占比5.86%, 源地震与深源地震的成因也可能存在差异。对于中震源深度最大可达736km;中一深源地震所占比例 源地震的成因,现有的主流观点是脱水致脆为28.23%。由于中一深源地震仅仅出现在俯冲 ( Dehydration embrittlement)(如 Jung et al.,2004;带,而浅源地震不仅发生于板间俯冲带,而且还出现 Raleigh and paterson,1965; Xia gang,2013)和塑性在板块边界和大陆板块内部(邓起东等,2014;嵇少 剪切失稳( Plastic shear instability)( Desta et al.,丞,200),因此中一深源地震在俯冲带地震中所占 2014 Homburg,2013; John et al.200; Kelemen and比例实际上要大于28.23%。 Hirth,2007)。而对于深源地震的成因,目前盛行的 如图3所示,浅源地震主要集中在两个深度区 解释是相变致裂作用( Transformation- induced间:10-20km和30~40km,相应的占比分别为 faulting)( Green and houston,1995; Ning Jieyuan and30.11%和45.89%。而发生在其他深度区间: Zang Shaoxian,1999; Schubnel et al.,2013;Zhan10km,20-30km,40~50km和50-60km的浅源 Zhongwei et al.,2014),当然也有学者把脱水致脆地震分别占比4.99%,6.86%,6.69%和5.46%。 (如 Omori et al.,2004; Richard et al.,2007)和剪切图4a显示,中源地震频数随震源深度的分布呈指数 加热失稳( Griggs and handin,1960; Hobbs and ord,衰减,拟合度高达0.97。然而,深源地震频数随震 1988:0gawa,1987)作为形成深源地震的原因。最源深度的分布则复杂得多。在300~600km范围 近 Chernak and Hirth(2010,2011)等对脱水致脆诱内,深源地震频数分布峰出现在300~310km,400 发中源地震的经典假设提出了挑战,并且越来越多 410km,500~510km和550~560km深度区间

图 １俯冲带地震的分类 Ｆｉｇ．１Ｃｌａｓｓｉｆｉｃａｔｉｏｎｏｆｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ 反，在深度≥６０ｋｍ的温度与压力条件下，无自由流 体时岩石主要发生韧性变形 （如 Ｈｉｌａｉｒｅｔｅｔａｌ．， ２００７），这个深度之下理应不会出现地震。然而，地 球物理观察表明，在≥６０ｋｍ的深度范围依然存在 地震。人们不禁要问，这些地震究竟是如何形成的？ 基于近半个世纪的研究，人们终于认识到深部地震 的形成机理有别于形成浅源地震的常规的脆性破裂 与摩擦滑移，因为常规的脆性变形必然造成扩容，在 俯冲带高温高压条件下必遭强烈抑制而不能发生 （Ｆｒｏｈｌｉｃｈ，２００６；ＧｒｉｇｇｓａｎｄＨａｎｄｉｎ，１９６０）。此外，中 源地震与深源地震的成因也可能存在差异。对于中 源地 震 的 成 因，现 有 的 主 流 观 点 是 脱 水 致 脆 （Ｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎｅｍｂｒｉｔｔｌｅｍｅｎｔ）（如 Ｊｕｎｇｅｔａｌ．，２００４； ＲａｌｅｉｇｈａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ，１９６５；ＸｉａＧａｎｇ，２０１３）和塑性 剪切失稳（Ｐｌａｓｔｉｃｓｈｅａｒｉｎｓｔａｂｉｌｉｔｙ）（Ｄｅｓｅｔａｅｔａｌ．， ２０１４；Ｈｏｍｂｕｒｇ，２０１３；Ｊｏｈｎｅｔａｌ．，２００９；Ｋｅｌｅｍｅｎａｎｄ Ｈｉｒｔｈ，２００７）。而对于深源地震的成因，目前盛行的 解 释 是 相 变 致 裂 作 用 （Ｔｒａｎｓｆｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｄｕｃｅｄ ｆａｕｌｔｉｎｇ）（ＧｒｅｅｎａｎｄＨｏｕｓｔｏｎ，１９９５；ＮｉｎｇＪｉｅｙｕａｎａｎｄ ＺａｎｇＳｈａｏｘｉａｎ，１９９９；Ｓｃｈｕｂｎｅｌｅｔａｌ．，２０１３；Ｚｈａｎ Ｚｈｏｎｇｗｅｉｅｔａｌ．，２０１４），当然也有学者把脱水致脆 （如 Ｏｍｏｒｉｅｔａｌ．，２００４；Ｒｉｃｈａｒｄｅｔａｌ．，２００７）和剪切 加热失稳（ＧｒｉｇｇｓａｎｄＨａｎｄｉｎ，１９６０；ＨｏｂｂｓａｎｄＯｒｄ， １９８８；Ｏｇａｗａ，１９８７）作为形成深源地震的原因。最 近 ＣｈｅｒｎａｋａｎｄＨｉｒｔｈ（２０１０，２０１１）等对脱水致脆诱 发中源地震的经典假设提出了挑战，并且越来越多 的地质证据支持塑性剪切失稳是诱发中源地震的主 因（如 Ｄｅｓｅｔａｅｔａｌ．，２０１４）。ＣａｍｐｉｏｎｅａｎｄＣａｐｉｔａｎｉ （２０１３）等对俯冲带地震复杂性的研究表明，中源地 震亦有可能由粘滑机制形成。此外，在 ２０世纪 ９０ 年代发生的深源地震对相变致裂成因提出了质疑 （如 Ｔｉｂｉｅｔａｌ．，１９９９；Ｗｉｅｎｓｅｔａｌ．，１９９４）。如此看 来，中源与深源地震的成因非常复杂，任何单一的机 制无法解释全部的地震，这些地震因而势必具有多 成因的特点，并且因地而异、因时而异，每种机制仅 在局部区域占据主导地位，或多种机制在不同区域 同时作用或在相同区域先后发生（如 ＺｈａｎＺｈｏｎｇｗｅｉ ｅｔａｌ．，２０１４）。 本文首先对 １９７３～２０１２年期间全球 ４级及其 以上地震进行了统计和分析，厘清地震频数随震源 深度的分布特征，然后具体分析与评述浅源、中源与 深源地震的形成机制，并对中—深源地震的成因提 出自己的认识。 １ 俯冲带内的地震分布 对 美 国 地 质 调 查 局 （ＵＳＧＳ： Ｕｎｉｔｅｄ Ｓｔａｔｅｓ ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ）国家地震减灾计划记录的 １９７３～ ２０１２年期间 ４０年里≥４级地震的统计分析表明，≥ ４、≥５和≥６级的地震分别为 ３１４４２９、６４７１９和 ５５５０ 次，相应的比例分别为 ７７６５％、２０５８％和 １７７％， 且震级越大，随着深度的过渡性双峰分布越明显 （图 ２）。此外，根据震源深度的统计分析得出，浅源 地震为 ２２５６６３次，占比 ７１７７％；中源地震 ７０３３７ 次，占比 ２２３７％；深源地震 １８４２９次，占比 ５８６％， 震源深度最大可达 ７３６ｋｍ；中—深源地震所占比例 为 ２８２３％。由于中—深源地震仅仅出现在俯冲 带，而浅源地震不仅发生于板间俯冲带，而且还出现 在板块边界和大陆板块内部（邓起东等，２０１４；嵇少 丞，２００９），因此中—深源地震在俯冲带地震中所占 比例实际上要大于 ２８２３％。 如图 ３所示，浅源地震主要集中在两个深度区 间：１０～２０ｋｍ和 ３０～４０ｋｍ，相应的占比分别为 ３０１１％和 ４５８９％。而发生在其他深度区间：０～ １０ｋｍ，２０～３０ｋｍ，４０～５０ｋｍ和 ５０～６０ｋｍ的浅源 地震分别占比 ４９９％，６８６％，６６９％ 和 ５４６％。 图 ４ａ显示，中源地震频数随震源深度的分布呈指数 衰减，拟合度高达 ０９７。然而，深源地震频数随震 源深度的分布则复杂得多。在 ３００～６００ｋｍ范围 内，深源地震频数分布峰出现在 ３００～３１０ｋｍ，４００ ～４１０ｋｍ，５００～５１０ｋｍ和 ５５０～５６０ｋｍ深度区间 ２４６ 地 质 论 评 ２０１５年

第2期 邵同宾等:俯冲带地震诱发机制:研究进展综述 地震(1973 口M≥4,N=314429 200 震源深度(km) 地震(1973-2012年) 口M≥5,N=6471 震源深度(km) 103 地震(1973-2012年) ■M≥6,N=5550 震源深度(km) 图2全世界1973-2012年地震频数随震源深度的分布关系 数据源于美国地质调查局) Fig. 2 The distribution of global seismicity with focal depth. Earthquakes with magnituc greater than 4, 5, and 6 for the period from 1973 to 2012 are plotted( Data from USGS) (图4b)。而在≥600km深度之下,深源地震也表浅部主要集中在俯冲板块与上覆板块之间的主界 现出随震源深度呈指数衰减的趋势,拟合度高达面,而在中源深度则主要以双地震带分布于俯冲大 0.93(图4c)。上述分布规律与 Frohlich(2006)的统洋板块内部,上层集中于俯冲洋壳,而下层主要位于 计分析基本一致,虽然在深源地震方面略有不同,但俯冲板块的岩石圈地幔之中,双地震带之间的距离 总体呈现双峰分布。 约为20~40km( Ji Shaocheng and Zhao panglao, 在俯冲带,地震总体上平行于俯冲板块分布,在1994; Brudzinski et al.,2007)。一般认为,深源地震

图 ２全世界 １９７３～２０１２年地震频数随震源深度的分布关系 （数据源于美国地质调查局） Ｆｉｇ．２Ｔｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｇｌｏｂａｌｓｅｉｓｍｉｃｉｔｙｗｉｔｈｆｏｃａｌｄｅｐｔｈ．Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓｗｉｔｈｍａｇｎｉｔｕｄｅｓ ｇｒｅａｔｅｒｔｈａｎ４，５，ａｎｄ６ｆｏｒｔｈｅｐｅｒｉｏｄｆｒｏｍ１９７３ｔｏ２０１２ａｒｅｐｌｏｔｔｅｄ（ＤａｔａｆｒｏｍＵＳＧＳ） （图 ４ｂ）。而在≥６００ｋｍ深度之下，深源地震也表 现出随震源深度呈指数衰减的趋势，拟合度高达 ０９３（图 ４ｃ）。上述分布规律与 Ｆｒｏｈｌｉｃｈ（２００６）的统 计分析基本一致，虽然在深源地震方面略有不同，但 总体呈现双峰分布。 在俯冲带，地震总体上平行于俯冲板块分布，在 浅部主要集中在俯冲板块与上覆板块之间的主界 面，而在中源深度则主要以双地震带分布于俯冲大 洋板块内部，上层集中于俯冲洋壳，而下层主要位于 俯冲板块的岩石圈地幔之中，双地震带之间的距离 约为 ２０～４０ｋｍ（ＪｉＳｈａｏｃｈｅｎｇａｎｄＺｈａｏＰｉｎｇｌａｏ， １９９４；Ｂｒｕｄｚｉｎｓｋｉｅｔａｌ．，２００７）。一般认为，深源地震 第 ２期 邵同宾等：俯冲带地震诱发机制：研究进展综述 ２４７

2015年 板间耦合是板块界面应力累积的前提,但这样的耦 120000 合仅出现在特定的深度范围内,主要是由板块界面 M≥4地震(1973年~2012年) 的温度决定( Hyndman et a.,1997),因为温度是控 100000 制岩石流变学性质最主要的因素( Ji Shaocheng and 80000 Xia bin,2002)。 通过对几个大陆俯冲带(卡斯卡迪、日本西南 娠60000 南阿拉斯加和智利)板块界面热结构的估计及其与 大的板间地震源区的上、下深度极限的比较, 40000 Oleskevich等(1999)得出板间地震震源深度的上倾 20000 极限与板块边界温度为100~150℃时的深度相对 应,而下倾极限与温度为350℃时的深度较为一致 10 5060(图5)。位于最浅部板间面上沉积物中的粘土矿物 震源深度(km) (如蒙脱石)能通过其稳态塑性蠕变,阻碍板间耦 图3浅源地震频数随震源深度的柱状图 合,形成无震区域。而随着深度增加蒙脱石在温度 Fig. 3 Histogram for frequency of shallow 达到100~150℃时脱水转变成伊利石和绿泥石 es as a function of focal depth 因这些产物的流变强度相对较大而使得板间开始耦 合( Hyndman et al.,1997; Vrolijk,1990)。往更深 主要沿着过渡带亚稳态橄榄石冷核的边界分布处,在温度350-450℃的深度范围内,若石变形由 ( Green and houston,1995),但在某些地区也存在双不稳定滑移转变为稳定滑移,脆韧性转变的具体深 地震带(如 Wiens et al!.,199),其成因还有待确定。度取决于板块界面的地热结构(图5)。由于俯冲板 对俯冲带浅源、中源和深源地震的空间分布、源参数块相对上覆大陆板块温度低得多,因此板块界面上 性质及其地震学等特征更加详细的介绍可参考温度为350℃的深度比上覆板块莫霍面的深度还要 Frohlich(2006),Gren和 Houston(1995)和干微等大。板块界面与上覆板块莫霍面的接触带被定义为 (2012)。 板间地震震源深度的下倾极限( Hyndman et al 2俯冲带的发震机制 1997),上述下倾极限的存在很可能是因为俯冲大 洋板块的脱水作用,释放出来的水使得上覆板块地 基于俯冲带地震频数随深度分布的差异,前人幔岩发生蛇纹石化,蛇纹岩(尤其低温蛇纹岩)的流 认为俯冲带浅源、中源及深源地震的成因机理必然变强度很低而导致板间面的稳定滑移行为(图5) 存在差异。近一个世纪的研究表明,浅源地震是由只要板间面有足够的蛇纹岩,板间地震是不可能发 完整岩石的脆性破裂或沿着先存断层的不稳定摩擦生的(如 Hirauchi and Katayama,2013; Hirauchi et 滑移(后者占绝大多数)引起的,中源地震的主导诱al.,2010; Hyndman et al.,1995)。 Uchida等(2009) 发机制是脱水致脆和塑性剪切失稳,深源地震的主对日本关东( Kanto)地区菲律宾海板块与太平洋板 要成因模式是相变致裂作用。 块以及北美板块与太平洋板块之间耦合程度的对比 2.1俯冲带内的浅源地震 研究发现,前者板间耦合系数小、地震活动率低、存 2.1.1俯冲带内的板间地震 在明显的低速带(V≤7.2km/s,V≤4.2km/s, 在俯冲带,密度大的大洋板块沉入到密度小的1.75≤V/V≤1.90),而后者板间耦合系数大、地震 大陆板块之下的地幔中,上下板块之间的界面在浅活动率高、且没有低速带出现。他们认为,上述差异 部通过闭锁一摩擦滑动,造成局部应力不断累积和主要是由上覆板块(菲律宾海板块和北美板块)的 释放。因此,板块界面会通过瞬时滑移诱发地震来地质性质不同造成的,造成关东地区俯冲太平洋板 释放日益累积的应力和能量。研究表明,世界上大块与上覆菲律宾海板块之间耦合程度低与出现低速 多数震级大的浅源地震都是以这种方式诱发的板间带的原因是板间剪切带及其地幔楔橄榄岩的蛇纹石 地震( Kanamori,1986),尤其在环太平洋地区,例如化。然而,太平洋板块和北美板块之间以及日本东 智利当地时间2014年4月1日20点49分其西北北的俯冲带却显示地幔橄榄岩的正常波速,反映那 部沿海发生的8.2级大地震(震源深度20.1km)。里蛇纹石化的程度很低,在这样的环境中板间地震

图 ３浅源地震频数随震源深度的柱状图 Ｆｉｇ．３Ｈｉｓｔｏｇｒａｍｆｏｒｆｒｅｑｕｅｎｃｙｏｆｓｈａｌｌｏｗ ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓａｓａｆｕｎｃｔｉｏｎｏｆｆｏｃａｌｄｅｐｔｈ 主要沿着过渡带亚稳态橄榄石冷核的边界分布 （ＧｒｅｅｎａｎｄＨｏｕｓｔｏｎ，１９９５），但在某些地区也存在双 地震带（如 Ｗｉｅｎｓｅｔａｌ．，１９９３），其成因还有待确定。 对俯冲带浅源、中源和深源地震的空间分布、源参数 性质及其地震学等特征更加详细的介绍可参考 Ｆｒｏｈｌｉｃｈ（２００６），Ｇｒｅｅｎ和 Ｈｏｕｓｔｏｎ（１９９５）和干微等 （２０１２）。 ２ 俯冲带的发震机制 基于俯冲带地震频数随深度分布的差异，前人 认为俯冲带浅源、中源及深源地震的成因机理必然 存在差异。近一个世纪的研究表明，浅源地震是由 完整岩石的脆性破裂或沿着先存断层的不稳定摩擦 滑移（后者占绝大多数）引起的，中源地震的主导诱 发机制是脱水致脆和塑性剪切失稳，深源地震的主 要成因模式是相变致裂作用。 ２．１ 俯冲带内的浅源地震 ２．１．１ 俯冲带内的板间地震 在俯冲带，密度大的大洋板块沉入到密度小的 大陆板块之下的地幔中，上下板块之间的界面在浅 部通过闭锁—摩擦滑动，造成局部应力不断累积和 释放。因此，板块界面会通过瞬时滑移诱发地震来 释放日益累积的应力和能量。研究表明，世界上大 多数震级大的浅源地震都是以这种方式诱发的板间 地震（Ｋａｎａｍｏｒｉ，１９８６），尤其在环太平洋地区，例如 智利当地时间 ２０１４年 ４月 １日 ２０点 ４９分其西北 部沿海发生的 ８２级大地震（震源深度 ２０１ｋｍ）。 板间耦合是板块界面应力累积的前提，但这样的耦 合仅出现在特定的深度范围内，主要是由板块界面 的温度决定（Ｈｙｎｄｍａｎｅｔａｌ．，１９９７），因为温度是控 制岩石流变学性质最主要的因素（ＪｉＳｈａｏｃｈｅｎｇａｎｄ ＸｉａＢｉｎ，２００２）。 通过对几个大陆俯冲带（卡斯卡迪、日本西南、 南阿拉斯加和智利）板块界面热结构的估计及其与 大的 板 间 地 震 源 区 的 上、下 深 度 极 限 的 比 较， Ｏｌｅｓｋｅｖｉｃｈ等（１９９９）得出板间地震震源深度的上倾 极限与板块边界温度为 １００～１５０℃时的深度相对 应，而下倾极限与温度为 ３５０℃时的深度较为一致 （图 ５）。位于最浅部板间面上沉积物中的粘土矿物 （如蒙脱石）能通过其稳态塑性蠕变，阻碍板间耦 合，形成无震区域。而随着深度增加蒙脱石在温度 达到 １００～１５０℃ 时脱水转变成伊利石和绿泥石， 因这些产物的流变强度相对较大而使得板间开始耦 合（Ｈｙｎｄｍａｎｅｔａｌ．，１９９７；Ｖｒｏｌｉｊｋ，１９９０）。往更深 处，在温度 ３５０～４５０℃的深度范围内，岩石变形由 不稳定滑移转变为稳定滑移，脆韧性转变的具体深 度取决于板块界面的地热结构（图 ５）。由于俯冲板 块相对上覆大陆板块温度低得多，因此板块界面上 温度为 ３５０℃的深度比上覆板块莫霍面的深度还要 大。板块界面与上覆板块莫霍面的接触带被定义为 板间地震震源深度的下倾极限（Ｈｙｎｄｍａｎｅｔａｌ．， １９９７），上述下倾极限的存在很可能是因为俯冲大 洋板块的脱水作用，释放出来的水使得上覆板块地 幔岩发生蛇纹石化，蛇纹岩（尤其低温蛇纹岩）的流 变强度很低而导致板间面的稳定滑移行为（图 ５）。 只要板间面有足够的蛇纹岩，板间地震是不可能发 生的 （如 ＨｉｒａｕｃｈｉａｎｄＫａｔａｙａｍａ，２０１３；Ｈｉｒａｕｃｈｉｅｔ ａｌ．，２０１０；Ｈｙｎｄｍａｎｅｔａｌ．，１９９５）。Ｕｃｈｉｄａ等（２００９） 对日本关东（Ｋａｎｔｏ）地区菲律宾海板块与太平洋板 块以及北美板块与太平洋板块之间耦合程度的对比 研究发现，前者板间耦合系数小、地震活动率低、存 在明显的低速带（Ｖｐ≤７２ｋｍ／ｓ，Ｖｓ≤４２ｋｍ／ｓ， １７５≤Ｖｐ／Ｖｓ≤１９０），而后者板间耦合系数大、地震 活动率高、且没有低速带出现。他们认为，上述差异 主要是由上覆板块（菲律宾海板块和北美板块）的 地质性质不同造成的，造成关东地区俯冲太平洋板 块与上覆菲律宾海板块之间耦合程度低与出现低速 带的原因是板间剪切带及其地幔楔橄榄岩的蛇纹石 化。然而，太平洋板块和北美板块之间以及日本东 北的俯冲带却显示地幔橄榄岩的正常波速，反映那 里蛇纹石化的程度很低，在这样的环境中板间地震 ２４８ 地 质 论 评 ２０１５年

第2期 邵同宾等:俯冲带地震诱发机制:研究进展综述 的震源深度的下倾极限依然取决于板块 10000 M≥4地震(93年2012年)边界的温度。 虽然影响板间地震震级大小的因素 很多,但是板间耦合程度依然十分重要 ( Kanamori,1977,1986),故板间耦合亦称 之为地震耦合,是对由地震引起的板间滑 移量大小的具体度量。例如,在图5中地 y=21910c004 震耦合可以用孕震带内所有滑移量中地 R=0.9 震滑移的百分数表示。对于相对年轻的 俯冲板块(20~60Ma),地震耦合接近 100%,因此在这些俯冲带发生的所有滑 4000 移基本都是由地震引起的,即所有的滑移 都是地震滑移。与此相反,对于老板块, 其所在俯冲带如马里亚纳俯冲带(约150 Ma)和日本东北俯冲带(约130Ma)的地 震滑移系数非常小(地震耦合接近0),因 此在这些地区发生的所有滑移几乎都是 无震的稳定滑移。此外,太过年轻(<10 6080100120140160180200220240260280300Ma)的板块由于内部温度太高也会导致 震源深度(km) 板间地震耦合接近0,因此也不会发生大 1500 M≥4地震(1973年~2012年) 地震。由此可见,俯冲带的不同特征(例 1200 如,板块年龄、俯冲角度、汇聚速率、俯冲 速度以及板块之间沉积物的性质等)都会 不同程度地影响俯冲带的地震耦合,智利 型俯冲带和马里亚纳型俯冲带分别是板 间强耦合与弱耦合的典型代表(图6; Uyeda and Kanamori,1979),墨西哥俯冲 带是板间中等耦合(耦合系数约为0.5) 的代表( Kanamori and astiz,1985)。地震 350400450500550600耦合越大,板间地震的震级就越大(Lay 震源深度(km) and Kanamori,1981)。据传统的板块构造 2400 理论,大洋板块从洋中脊产生,然后在地 M≥4地震(1973年~2012年) 幔对流的作用下逐渐远离洋中脊,最后与 2000 相向运动的大陆板块在海沟处碰撞并俯 ()冲消减。如图6a所示,俯冲板块越年轻, y=1,96×10°c0x 板块汇聚愈快,俯冲带内板间应力的累积 1200 R=0.93 图4全球中源地震(a)、300-600km深度范 800 围内深源地震(b)和深于600km深源地震随 震源深度的分布关系 Fig. 4 The distribution of global intermediate pth seismicity( a), global seismicity at depths of 300-600 km ( b)and 6006206 680700720740 震源深度(km) at depths deeper than 600 km(c)

的震源深度的下倾极限依然取决于板块 边界的温度。 图 ４全球中源地震（ａ）、３００～６００ｋｍ深度范 围内深源地震（ｂ）和深于 ６００ｋｍ深源地震随 震源深度的分布关系 Ｆｉｇ．４Ｔｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｇｌｏｂａｌｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅ ｄｅｐｔｈｓｅｉｓｍｉｃｉｔｙ（ａ），ｇｌｏｂａｌｓｅｉｓｍｉｃｉｔｙａｔｄｅｅｐ ｄｅｐｔｈｓｏｆ３００ ～６００ ｋｍ （ｂ） ａｎｄ ｇｌｏｂａｌ ｓｅｉｓｍｉｃｉｔｙａｔｄｅｐｔｈｓｄｅｅｐｅｒｔｈａｎ６００ｋｍ（ｃ）ｖｓ． ｆｏｃａｌｄｅｐｔｈ 虽然影响板间地震震级大小的因素 很多，但是板间耦合程度依然十分重要 （Ｋａｎａｍｏｒｉ，１９７７，１９８６），故板间耦合亦称 之为地震耦合，是对由地震引起的板间滑 移量大小的具体度量。例如，在图 ５中地 震耦合可以用孕震带内所有滑移量中地 震滑移的百分数表示。对于相对年轻的 俯冲板块（２０～６０Ｍａ），地震耦合接近 １００％，因此在这些俯冲带发生的所有滑 移基本都是由地震引起的，即所有的滑移 都是地震滑移。与此相反，对于老板块， 其所在俯冲带如马里亚纳俯冲带（约 １５０ Ｍａ）和日本东北俯冲带（约 １３０Ｍａ）的地 震滑移系数非常小（地震耦合接近 ０），因 此在这些地区发生的所有滑移几乎都是 无震的稳定滑移。此外，太过年轻（１０ Ｍａ）的板块由于内部温度太高也会导致 板间地震耦合接近 ０，因此也不会发生大 地震。由此可见，俯冲带的不同特征（例 如，板块年龄、俯冲角度、汇聚速率、俯冲 速度以及板块之间沉积物的性质等）都会 不同程度地影响俯冲带的地震耦合，智利 型俯冲带和马里亚纳型俯冲带分别是板 间强耦合与弱耦合的典型代表 （图 ６； ＵｙｅｄａａｎｄＫａｎａｍｏｒｉ，１９７９），墨西哥俯冲 带是板间中等耦合（耦合系数约为 ０５） 的代表（ＫａｎａｍｏｒｉａｎｄＡｓｔｉｚ，１９８５）。地震 耦合越大，板间地震的震级就越大（Ｌａｙ ａｎｄＫａｎａｍｏｒｉ，１９８１）。据传统的板块构造 理论，大洋板块从洋中脊产生，然后在地 幔对流的作用下逐渐远离洋中脊，最后与 相向运动的大陆板块在海沟处碰撞并俯 冲消减。如图 ６ａ所示，俯冲板块越年轻， 板块汇聚愈快，俯冲带内板间应力的累积 第 ２期 邵同宾等：俯冲带地震诱发机制：研究进展综述 ２４９

2015年 a)智利型俯冲带 作稳定滑移 作无震滑移 钙碱性安山岩 火山弧 造山带 外缘隆起浅海沟 弧前地壳 100~150°C 产 350°C450° 蛇纹石化地 莫霍边界 俯冲板块边界孕震带范围 ( Limits to seismogenic zone) b)马里亚纳型俯冲带 玄武岩+少量安山岩 图5俯冲板块边界孕震带示意图 弧后扩张脊 深海沟 (改自 Oleskevich et al.,1999) Fig. 5 Sketch of the subduction plate boundary seismogenic zone( Modified after Oleskevich et al., 1999) 年老板块 速率愈高,相应的板间耦合亦就越强,地震就更加活 跃(Stem,2002)。与老板块(图6b)相比,年轻的板 块温度高、密度小,俯冲时浮力较大,俯冲角度较小, 因此与上覆大陆板块之间的接触面积就大(图6a; Stern,2002),板间耦合更为强烈。此外,年轻的板 块,运移速度快、年龄轻,其内部岩石没有足够的时 图6智利型俯冲带(a)和马里亚纳型俯冲带(b) 间发生变质与蚀变,蛇纹石化程度也低,板间剪切带 的比较(据 Kanamori,1986修改) 的流变强度大,俯冲板块与上覆板块之间的耦合程 Fig. 6. Schematic comparison between the Chilean- and the 度必然很高( Hasegawa,2011),从而产生更大更多的 Mariana-type subduction zones( Modified after Kanamori 板间地震(对比图6a与图6b)。 图(a)中的红色五角星表示板间大地震,而这种大地震 Brace and Byerlee(1966)将孕震带定义为由粘 是不会发生在马里亚纳型俯冲带的 滑产生地震的那部分板块界面,后来 Bilek等 The red pentagrams in Fig. &a signify large interplate earthquakes (2002)的研究表明沿着孕震带的板间耦合在时间 occurred in the Chilean-type subduction zones, whereas thei absence in Fig. 8b implies that the large interplate earthquakes are 和空间上都是不均匀的,因此孕震带并没有完全闭 lacking in the Mariana-type subduction 锁,其中的一部分在间震期作稳定滑移(图7),只在 同震期才发生不稳定的粘滑。大地测量学等数据表板块之间的逆冲推覆过程中,界面的稳定摩擦部分 明,即使在同一个俯冲带内板间耦合亦不是均匀分遭受稳定的无震滑移,而不稳定的斑块(或凸起)在 布的(如 Suwa et al.,2006; Yamanaka and Kikuchi,间震期仍然闭锁,只待应力越积越大,于同震期发生 2004),在地震活跃期沿着孕震带存在空间上不均破裂。条件稳定的部分在一般条件下发生稳定滑 匀的地震滑移,而在间震期沿着孕震带存在空间上移,但当相邻斑块的地震滑移导致其在高应变速率 不均匀的应变累积。基于实验模拟推导的摩擦本构下加载时也可能发生破裂并作动态滑移( Kanamori, 律( Dieterich,1979,1981),利用断层表面摩擦性质1986)。地震仅在不稳定的斑块中成核,这样的地 的概念模型(或凸起模型)可以较圆满地解释孕震震一旦被触发,其地震滑移就会在斑块中传播,并可 带上不均匀的板间耦合(图7; Bilek et al.,2002;能穿进相邻的条件稳定区,使得相邻的区域亦发生 Dixon and moore,2007)。如图7所示,断层面具分破裂并作动态滑移。这一概念模型表明在孕震带中 数维特征,即包括作稳定或不稳定摩擦滑移的斑块摩擦不稳定的斑块占据的面积越大,俯冲带地震耦 (pche)或凸起( asperity)。在俯冲板块与其上覆合就越大,因此产生的最大板间地震也就越大

图 ５俯冲板块边界孕震带示意图 （改自 Ｏｌｅｓｋｅｖｉｃｈｅｔａｌ．，１９９９） Ｆｉｇ．５Ｓｋｅｔｃｈｏｆｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｐｌａｔｅｂｏｕｎｄａｒｙｓｅｉｓｍｏｇｅｎｉｃ ｚｏｎｅ（ＭｏｄｉｆｉｅｄａｆｔｅｒＯｌｅｓｋｅｖｉｃｈｅｔａｌ．，１９９９） 速率愈高，相应的板间耦合亦就越强，地震就更加活 跃（Ｓｔｅｒｎ，２００２）。与老板块（图 ６ｂ）相比，年轻的板 块温度高、密度小，俯冲时浮力较大，俯冲角度较小， 因此与上覆大陆板块之间的接触面积就大（图 ６ａ； Ｓｔｅｒｎ，２００２），板间耦合更为强烈。此外，年轻的板 块，运移速度快、年龄轻，其内部岩石没有足够的时 间发生变质与蚀变，蛇纹石化程度也低，板间剪切带 的流变强度大，俯冲板块与上覆板块之间的耦合程 度必然很高（Ｈａｓｅｇａｗａ，２０１１），从而产生更大更多的 板间地震（对比图 ６ａ与图 ６ｂ）。 ＢｒａｃｅａｎｄＢｙｅｒｌｅｅ（１９６６）将孕震带定义为由粘 滑产 生 地 震 的 那 部 分 板 块 界 面，后 来 Ｂｉｌｅｋ等 （２００２）的研究表明沿着孕震带的板间耦合在时间 和空间上都是不均匀的，因此孕震带并没有完全闭 锁，其中的一部分在间震期作稳定滑移（图 ７），只在 同震期才发生不稳定的粘滑。大地测量学等数据表 明，即使在同一个俯冲带内板间耦合亦不是均匀分 布的（如 Ｓｕｗａｅｔａｌ．，２００６；ＹａｍａｎａｋａａｎｄＫｉｋｕｃｈｉ， ２００４），在地震活跃期沿着孕震带存在空间上不均 匀的地震滑移，而在间震期沿着孕震带存在空间上 不均匀的应变累积。基于实验模拟推导的摩擦本构 律（Ｄｉｅｔｅｒｉｃｈ，１９７９，１９８１），利用断层表面摩擦性质 的概念模型（或凸起模型）可以较圆满地解释孕震 带上不均匀的板间耦合（图 ７；Ｂｉｌｅｋｅｔａｌ．，２００２； ＤｉｘｏｎａｎｄＭｏｏｒｅ，２００７）。如图 ７所示，断层面具分 数维特征，即包括作稳定或不稳定摩擦滑移的斑块 （ｐａｔｃｈｅｓ）或凸起（ａｓｐｅｒｉｔｙ）。在俯冲板块与其上覆 图 ６智利型俯冲带（ａ）和马里亚纳型俯冲带（ｂ） 的比较（据 Ｋａｎａｍｏｒｉ，１９８６修改） Ｆｉｇ．６．ＳｃｈｅｍａｔｉｃｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅＣｈｉｌｅａｎａｎｄｔｈｅ Ｍａｒｉａｎａｔｙｐｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓ（ＭｏｄｉｆｉｅｄａｆｔｅｒＫａｎａｍｏｒｉ， １９８６） 图（ａ）中的红色五角星表示板间大地震，而这种大地震 是不会发生在马里亚纳型俯冲带的 ＴｈｅｒｅｄｐｅｎｔａｇｒａｍｓｉｎＦｉｇ．８ａｓｉｇｎｉｆｙｌａｒｇｅｉｎｔｅｒｐｌａｔｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ ｏｃｃｕｒｒｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｃｈｉｌｅａｎｔｙｐｅ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｚｏｎｅｓ， ｗｈｅｒｅａｓｔｈｅｉｒ ａｂｓｅｎｃｅｉｎＦｉｇ．８ｂｉｍｐｌｉｅｓｔｈａｔｔｈｅｌａｒｇｅｉｎｔｅｒｐｌａｔｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓａｒｅ ｌａｃｋｉｎｇｉｎｔｈｅＭａｒｉａｎａｔｙｐｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓ 板块之间的逆冲推覆过程中，界面的稳定摩擦部分 遭受稳定的无震滑移，而不稳定的斑块（或凸起）在 间震期仍然闭锁，只待应力越积越大，于同震期发生 破裂。条件稳定的部分在一般条件下发生稳定滑 移，但当相邻斑块的地震滑移导致其在高应变速率 下加载时也可能发生破裂并作动态滑移（Ｋａｎａｍｏｒｉ， １９８６）。地震仅在不稳定的斑块中成核，这样的地 震一旦被触发，其地震滑移就会在斑块中传播，并可 能穿进相邻的条件稳定区，使得相邻的区域亦发生 破裂并作动态滑移。这一概念模型表明在孕震带中 摩擦不稳定的斑块占据的面积越大，俯冲带地震耦 合就越大，因此产生的最大板间地震也就越大 ２５０ 地 质 论 评 ２０１５年

第2期 邵同宾等:俯冲带地震诱发机制:研究进展综述 活动断层 指示晚第四纪 增生楔 以来地壳内部 反复发生浅源 地震的位置 上覆板块 详细地调查活 动断层的运动 规律以了解地 稳定 stable or velocity strengthening 震历史的信 条件稳定 conditionally stable 息,包括其震 不稳定或速度弱化 级的大小、地 unstable or velocity we 震间歇的长短 以及最后一次 图7俯冲板块边界上摩擦性质的概念模型(据 Dixon and moore,2007修改) 地震事件的时 Fig. 7 A conceptual model for frictional properties along the subduction plate boundar 间,对于浅源 Modified after Dixon and Moore, 2007 板内地震的长 期预报极为重 ( Hasegawa,2011)。在凸起模型中,智利型俯冲带断要( Hasegawa,201l; Yeats,2012)。尽管我们能够通 层面上的所有凸起都具有相当大的强度;相比之下,过对活动断层的研究了解到大地震发生的地点,但 马里亚纳型俯冲带断层面是没有凸起的,因此前者很难理解为什么地震会发生在远离板块边界处、应 常发生大地震(图6a),而后者没有大地震发生(图变速率相对低的内陆位置。 Kenner and se (2000)提出的模型虽然能够解释这一问题,但尚不 2.1.2俯冲带浅源板内地震 能解释较长时期内板内地震的周期性。Iio(2004) 板块构造理论能够较为合理地解释板间地震,的概念模型弥补了 Kenner and segall(2000模型的 然而,板内地震的成因仍没有得到很好地理解。两不足,并提出板间地震断层的摩擦系数要远远小于 个相邻板块在俯冲带汇聚,构造应力在上覆大陆板板内地震断层的摩擦系数,这是因为板间地震断层 块内部累积,导致板内形变。一般来说挤压造成地的耦合深度要大于浅源板内孕震带所在的上地壳的 壳缩短,进一步调整板块的汇聚。发生在上覆板块厚度。GFS数据的分析显示在上覆板块内部存在具 地壳内部的浅源地震往往正是这种持续挤压的结果有地壳缩短和应变集中的带状区域,沿着其中的活 ( Hasegawa,2011)。震源机制数据表明,这些浅源板动断层已经发生了许多大的浅源地震( Miura et al. 内地震的发震断裂属于逆冲或走滑性质的,压缩轴2004; Sagiya et al.,2000。地震层析成像研究揭示 或最大挤压应力σ1的方向基本与板块的汇聚方向在这些高应变速率带正下方的地壳至上地幔顶部存 致。通常来说,板间地震与整个地壳以及上地幔在显著的低速异常( Nakajima et al.,2001; Nakajima 的刚性层有关,而浅源板内地震则局限于上地壳之 and hasegawa,2007),可能是下插俯冲板块释放的 中(lio,2004),常出现在上覆板块1~3km和10~水流体引起的。水流体能够弱化地壳和上地幔岩石 20km深度的孕震带内( Hasegawa,2011)。尽管浅(邵同宾等,2013),进一步导致变形的局部化 源板内地震的重现期要比板间逆冲地震的长得多( Nakajima and Hasegawa,2007; Hasegawa et al (Iio,2004),但由于它们震源浅烈度大,靠近人类2005),从而诱发较大的浅源板内地震。可以这么 居住区而对人类生命与财产造成更为严重的威胁。说,从地幔楔排出的水流体的所到之处就是大的浅 处于孕震带深度上限以上的松散颗粒材料作无震的源地震发生的地方。 韧性流动(粒间滑移);在孕震带深度下限以下,由2.2中一深源地震 于温度达到300~450℃,长英质地壳岩石足以发生 自20世纪20年代发现和达清夫一贝尼奥夫带 韧性变形。因此,如板间地震一样,浅源板内地震发( Wadati- benioff zone)以来,中一深源地震的成因 生的下限深度也取决于所在区域的地热梯度。 一直是个令人困惑的科学问题,因为诱发浅源地震

图 ７俯冲板块边界上摩擦性质的概念模型（据 ＤｉｘｏｎａｎｄＭｏｏｒｅ，２００７修改） Ｆｉｇ．７Ａｃｏｎｃｅｐｔｕａｌｍｏｄｅｌｆｏｒｆｒｉｃｔｉｏｎａｌｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓａｌｏｎｇｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｐｌａｔｅｂｏｕｎｄａｒｙ （ＭｏｄｉｆｉｅｄａｆｔｅｒＤｉｘｏｎａｎｄＭｏｏｒｅ，２００７） （Ｈａｓｅｇａｗａ，２０１１）。在凸起模型中，智利型俯冲带断 层面上的所有凸起都具有相当大的强度；相比之下， 马里亚纳型俯冲带断层面是没有凸起的，因此前者 常发生大地震（图 ６ａ），而后者没有大地震发生（图 ６ｂ）。 ２．１．２ 俯冲带浅源板内地震 板块构造理论能够较为合理地解释板间地震， 然而，板内地震的成因仍没有得到很好地理解。两 个相邻板块在俯冲带汇聚，构造应力在上覆大陆板 块内部累积，导致板内形变。一般来说挤压造成地 壳缩短，进一步调整板块的汇聚。发生在上覆板块 地壳内部的浅源地震往往正是这种持续挤压的结果 （Ｈａｓｅｇａｗａ，２０１１）。震源机制数据表明，这些浅源板 内地震的发震断裂属于逆冲或走滑性质的，压缩轴 或最大挤压应力 σ１的方向基本与板块的汇聚方向 一致。通常来说，板间地震与整个地壳以及上地幔 的刚性层有关，而浅源板内地震则局限于上地壳之 中（Ｉｉｏ，２００４），常出现在上覆板块 １～３ｋｍ和 １０～ ２０ｋｍ深度的孕震带内（Ｈａｓｅｇａｗａ，２０１１）。尽管浅 源板内地震的重现期要比板间逆冲地震的长得多 （Ｉｉｏ，２００４），但由于它们震源浅、烈度大，靠近人类 居住区而对人类生命与财产造成更为严重的威胁。 处于孕震带深度上限以上的松散颗粒材料作无震的 韧性流动（粒间滑移）；在孕震带深度下限以下，由 于温度达到 ３００～４５０℃，长英质地壳岩石足以发生 韧性变形。因此，如板间地震一样，浅源板内地震发 生的下限深度也取决于所在区域的地热梯度。 活动断层 指示晚第四纪 以来地壳内部 反复发生浅源 地震的位置， 详细地调查活 动断层的运动 规律以了解地 震 历 史 的 信 息，包括其震 级的大小、地 震间歇的长短 以及最后一次 地震事件的时 间，对于浅源 板内地震的长 期预报极为重 要（Ｈａｓｅｇａｗａ，２０１１；Ｙｅａｔｓ，２０１２）。尽管我们能够通 过对活动断层的研究了解到大地震发生的地点，但 很难理解为什么地震会发生在远离板块边界处、应 变 速 率 相 对 低 的 内 陆 位 置。ＫｅｎｎｅｒａｎｄＳｅｇａｌｌ （２０００）提出的模型虽然能够解释这一问题，但尚不 能解释较长时期内板内地震的周期性。Ｉｉｏ（２００４） 的概念模型弥补了 ＫｅｎｎｅｒａｎｄＳｅｇａｌｌ（２０００）模型的 不足，并提出板间地震断层的摩擦系数要远远小于 板内地震断层的摩擦系数，这是因为板间地震断层 的耦合深度要大于浅源板内孕震带所在的上地壳的 厚度。ＧＰＳ数据的分析显示在上覆板块内部存在具 有地壳缩短和应变集中的带状区域，沿着其中的活 动断层已经发生了许多大的浅源地震（Ｍｉｕｒａｅｔａｌ．， ２００４；Ｓａｇｉｙａｅｔａｌ．，２０００）。地震层析成像研究揭示 在这些高应变速率带正下方的地壳至上地幔顶部存 在显著的低速异常（Ｎａｋａｊｉｍａｅｔａｌ．，２００１；Ｎａｋａｊｉｍａ ａｎｄＨａｓｅｇａｗａ，２００７），可能是下插俯冲板块释放的 水流体引起的。水流体能够弱化地壳和上地幔岩石 （邵 同 宾 等，２０１３），进 一 步 导 致 变 形 的 局 部 化 （ＮａｋａｊｉｍａａｎｄＨａｓｅｇａｗａ，２００７；Ｈａｓｅｇａｗａｅｔａｌ．， ２００５），从而诱发较大的浅源板内地震。可以这么 说，从地幔楔排出的水流体的所到之处就是大的浅 源地震发生的地方。 ２．２ 中—深源地震 自 ２０世纪 ２０年代发现和达清夫—贝尼奥夫带 （Ｗａｄａｔｉ—Ｂｅｎｉｏｆｆｚｏｎｅ）以来，中—深源地震的成因 一直是个令人困惑的科学问题，因为诱发浅源地震 第 ２期 邵同宾等：俯冲带地震诱发机制：研究进展综述 ２５１

2015年 的常规脆性破裂和摩擦滑移(粘滑; Brace and体能够通过促进流体相关的致脆作用来诱发板块在 Byerlee,1966; roberts and Turcotte,2000)一般被认地幔岩石圈部分(即双地震带的下层)发生地震 为是不可能在深度超过60km的无水高温高压条件( Abers et al.,2013; Hacker et al.,2003; Kita et al 下出现的。就目前已有的地质、地球物理与实验变2006; Omori et al.,2004; Peacock,2001; Yamasaki 形的证据看,形成中一深源地震的主要机制有:脱水 and Seno,2003)。 Dobson等(2002,2004)通过声发 致脆、塑性剪切失稳以及相变致裂。 射实验证明中源地震与蛇纹石等矿物的脱水作用有 2.2.1脱水致脆 关; Jung and green(2004)和 Xia gang(2013)实验发 早在上世纪60年代初, Griggs and Handin现脱水致脆作为地震的一种诱发机制并不限于脱水 (1960)根据 Hubbert and Rubey(1959)关于流体压反应导致体积增加的情况,当脱水反应导致体积减 力在逆冲断裂力学中重要作用的论述,提出脱水反少时,脱水致脆可能同样有效,亦能诱发地震。此 应可能会诱发一些地震。这一假设后来由 Raleigh外, Xia gang(2013)对叶蛇纹石化橄榄岩在高温 and paterson(1965)的实验证实。在该实验中,蛇纹(720~750℃)高压(1~2.7GPa)下的变形实验还 岩随着围压的增加其韧性增强,而随着温度的升高,得出叶蛇纹石体积含量在约8%~65%时可诱发试 蛇纹石发生脱水,使得其韧性反向脆性过渡,甚至完样发生脱水致脆。而当叶蛇纹石体积含量低于约 全进人脆性域。蛇纹石脱水导致剪切破裂贯穿圆柱8%时,脱水产生的流体含量少,不足以形成高的孔 试样并伴随突然的应力降。基于上述实验观察,隙流体压并诱发脆性破裂;而当叶蛇纹石体积含量 Raleigh and Paterson(1965)提出脱水致脆这一重要高于约65%时,整个岩石的变形就会进入塑性域 的概念:脱水反应释放的流体造成正在脱水的蛇纹亦不能造成脆性破裂( Xia gang,2013)。 Perrillat等 岩本身发生脆性破裂(图8),由此引发中源地震。(2005)和 Chollet等(201)的动力学计算表明,当 随后,这一思想在 Raleigh and Lee(1969)的研究中俯冲大洋岩石圈地幔中叶蛇纹石的脱水速率远快于 得到了进一步的发展,他们 1400 提出大洋壳在俯冲过程中温 度和压力的升高导致蛇纹岩 脱水 脱水,从而诱发浅一中源地1200 高压 震。 Murrell and Ismail (1976)通过对不同含水矿物100 (如叶蛇纹石、石膏和绿泥 高、温 石)集合体的变形实验进 步拓展了 Raleigh and§8 低、压 Paterson(1965)的思路:岩石酱4 橄榄石+ 中的脱水反应对构造和地球 100 MPa 1滑石+水 动力学过程具有重要的作 用,因为脱水能够诱发岩石 叶蛇纹石日a14 变脆和失稳,最终触发地震。 Raleigh and Paterson (1965 △100MPa,0.5h 在随后尤其是20世纪90年20040350M205b △-△ 代以来的一系列研究中, 口350MPa,7h oa 些学者提出脱水致脆能够诱 ◆500MPa,0.5h 0 发板块在地壳部分(即双地 温度(°C) 震带的上层)发生地震(如 Kirby et al.1996a; Yamasaki图8叶蛇纹岩强度随温度、围压和预热时间的变化(据 Raleigh and Paterson,1965修改) Fig. 8 Strength of antigorite serpentinite as a function of temperature, confining press and Seno,2003),另一些学者 and preheating time( Modified from Raleigh and Paterson, 1965) 根据含水矿物的脱水位置和 在高压无水条件下作韧性变形的样品遇到脱水时发生脆性破裂并伴随突然的应力降 中源地震分布之间的对应关 In the samples, which deform by ductile mechanism at high pressures in the absence of dehydration, 系,认为脱水反应释放的流 faulting occurs with sudden stress-drop under the dehydration conditions

的常 规 脆 性 破 裂 和 摩 擦 滑 移 （粘 滑；Ｂｒａｃｅａｎｄ Ｂｙｅｒｌｅｅ，１９６６；ＲｏｂｅｒｔｓａｎｄＴｕｒｃｏｔｔｅ，２０００）一般被认 为是不可能在深度超过 ６０ｋｍ的无水高温高压条件 下出现的。就目前已有的地质、地球物理与实验变 形的证据看，形成中—深源地震的主要机制有：脱水 致脆、塑性剪切失稳以及相变致裂。 ２．２．１ 脱水致脆 早在 上 世 纪 ６０年 代 初，ＧｒｉｇｇｓａｎｄＨａｎｄｉｎ （１９６０）根据 ＨｕｂｂｅｒｔａｎｄＲｕｂｅｙ（１９５９）关于流体压 力在逆冲断裂力学中重要作用的论述，提出脱水反 应可能会诱发一些地震。这一假设后来由 Ｒａｌｅｉｇｈ ａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ（１９６５）的实验证实。在该实验中，蛇纹 岩随着围压的增加其韧性增强，而随着温度的升高， 图 ８叶蛇纹岩强度随温度、围压和预热时间的变化（据 ＲａｌｅｉｇｈａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ，１９６５修改） Ｆｉｇ．８Ｓｔｒｅｎｇｔｈｏｆａｎｔｉｇｏｒｉｔｅｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｔｅａｓａｆｕｎｃｔｉｏｎｏｆｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ，ｃｏｎｆｉｎｉｎｇｐｒｅｓｓｕｒｅ ａｎｄｐｒｅｈｅａｔｉｎｇｔｉｍｅ（ＭｏｄｉｆｉｅｄｆｒｏｍＲａｌｅｉｇｈａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ，１９６５） 在高压无水条件下作韧性变形的样品遇到脱水时发生脆性破裂并伴随突然的应力降 Ｉｎｔｈｅｓａｍｐｌｅｓ，ｗｈｉｃｈｄｅｆｏｒｍｂｙｄｕｃｔｉｌｅｍｅｃｈａｎｉｓｍａｔｈｉｇｈｐｒｅｓｓｕｒｅｓｉｎｔｈｅａｂｓｅｎｃｅｏｆｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎ， ｆａｕｌｔｉｎｇｏｃｃｕｒｓｗｉｔｈｓｕｄｄｅｎｓｔｒｅｓｓｄｒｏｐｕｎｄｅｒｔｈｅｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ 蛇纹石发生脱水，使得其韧性反向脆性过渡，甚至完 全进入脆性域。蛇纹石脱水导致剪切破裂贯穿圆柱 试样并伴随突然的应力降。基于上述实验观察， ＲａｌｅｉｇｈａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ（１９６５）提出脱水致脆这一重要 的概念：脱水反应释放的流体造成正在脱水的蛇纹 岩本身发生脆性破裂（图 ８），由此引发中源地震。 随后，这一思想在 ＲａｌｅｉｇｈａｎｄＬｅｅ（１９６９）的研究中 得到了进一步的发展，他们 提出大洋壳在俯冲过程中温 度和压力的升高导致蛇纹岩 脱水，从而诱发浅—中源地 震。 Ｍｕｒｒｅｌｌ ａｎｄ Ｉｓｍａｉｌ （１９７６）通过对不同含水矿物 （如叶蛇纹石、石膏和绿泥 石）集合体的变形实验进一 步 拓 展 了 Ｒａｌｅｉｇｈ ａｎｄ Ｐａｔｅｒｓｏｎ（１９６５）的思路：岩石 中的脱水反应对构造和地球 动力学过程具有重要的作 用，因为脱水能够诱发岩石 变脆和失稳，最终触发地震。 在随后尤其是 ２０世纪 ９０年 代以来的一系列研究中，一 些学者提出脱水致脆能够诱 发板块在地壳部分（即双地 震带的上层）发生地震 （如 Ｋｉｒｂｙｅｔａｌ．，１９９６ａ；Ｙａｍａｓａｋｉ ａｎｄＳｅｎｏ，２００３），另一些学者 根据含水矿物的脱水位置和 中源地震分布之间的对应关 系，认为脱水反应释放的流 体能够通过促进流体相关的致脆作用来诱发板块在 地幔岩石圈部分（即双地震带的下层）发生地震 （Ａｂｅｒｓｅｔａｌ．，２０１３；Ｈａｃｋｅｒｅｔａｌ．，２００３；Ｋｉｔａｅｔａｌ．， ２００６；Ｏｍｏｒｉｅｔａｌ．，２００４；Ｐｅａｃｏｃｋ，２００１；Ｙａｍａｓａｋｉ ａｎｄＳｅｎｏ，２００３）。Ｄｏｂｓｏｎ等（２００２，２００４）通过声发 射实验证明中源地震与蛇纹石等矿物的脱水作用有 关；ＪｕｎｇａｎｄＧｒｅｅｎ（２００４）和 ＸｉａＧａｎｇ（２０１３）实验发 现脱水致脆作为地震的一种诱发机制并不限于脱水 反应导致体积增加的情况，当脱水反应导致体积减 少时，脱水致脆可能同样有效，亦能诱发地震。此 外，ＸｉａＧａｎｇ（２０１３）对叶蛇纹石化橄榄岩在高温 （７２０～７５０℃）高压（１～２７ＧＰａ）下的变形实验还 得出叶蛇纹石体积含量在约 ８％ ～６５％时可诱发试 样发生脱水致脆。而当叶蛇纹石体积含量低于约 ８％时，脱水产生的流体含量少，不足以形成高的孔 隙流体压并诱发脆性破裂；而当叶蛇纹石体积含量 高于约 ６５％时，整个岩石的变形就会进入塑性域， 亦不能造成脆性破裂（ＸｉａＧａｎｇ，２０１３）。Ｐｅｒｒｉｌｌａｔ等 （２００５）和 Ｃｈｏｌｌｅｔ等（２０１１）的动力学计算表明，当 俯冲大洋岩石圈地幔中叶蛇纹石的脱水速率远快于 ２５２ 地 质 论 评 ２０１５年

第2期 邵同宾等:俯冲带地震诱发机制:研究进展综述 其粘性松弛速率时,就会形成高的孔隙流体压力,进(1965)经典工作的直接挑战,不过他们并没有彻底 而诱发脆性破裂,产生地震。 Sawai等(2013)对叶否定前人的经典模型,只是认为叶蛇纹石的脱水可 蛇纹石脱水动力学进行原位高温红外显微光谱分析能不是俯冲带内中源地震的直接诱因( Chernak and 时发现,叶蛇纹石的脱水作用可以近似地看成是一Hith,2010,2011)。在差应力条件下,脱水产生的 维扩散的问题,并得岀叶蛇纹石脱水速率要比松弛流体很可能被迫流向脆性扩容的围岩中,使得围岩 速率快100多倍,足以诱发双地震带下层面上的中中孔隙压力剧烈,进一步使得作用在破裂面上的有 源地震。通过高精度地震成像揭示的低速带和中源效正应力降低而触发地震(如 arkwright et al., 地震之间的空间对应关系,表明这两种地球物理现2008; Rutter et al.,2009)。 Grace Barcheek等 象其实都是俯冲带含水矿物脱水释放流体的结果(2012)调査了全球56个俯冲带中源深度(75~240 ( Mishra and Zhao Dapeng,2004; Nakajima et al.,km)地震活动率后发现,该深度范围内板块的脱水 2009; Shiina et al.2013; Tsuji et al.2008)。后来,量( van Keken et al.,2011)与地震活动率之间并无 Healy等(2009)对阿尔卑斯西部古俯冲岩石中蓝片很强的相关性,他们认为脱出的水可能离开了脱水 岩和蛇纹岩的研究为脱水致脆诱发中源地震的这一源区,跑到远离脱水源区的其他位置,在新的地方形 经典模型提供了野外地质证据。综上所述,实验模成地震。换句话说,流体从脱水源区通过运移渠道 拟、野外岩石学和构造观察、地球物理观测及其理论迁移到新的储存区,即所观察到的地震位置并非对 模拟的研究皆为脱水致脆诱发中源地震提供了强有应脱水反应发生的实际位置( Rutter et al.,200) 力的支持 例如,近年来发生在菲律宾海板块下面地幔楔内部 然而,最近的一些研究对这一经典模型提出了的一个地震簇( seismic cluster)很可能就是由流体致 挑战。例如, Chernak and Hirth(2010,2011)在较高脆作用引发的,从俯冲的太平洋板块地壳脱出来的 围压下对叶蛇纹岩进行了一系列变形实验,观察到水,沿着2011年3月11日日本东北大地震形成的 在同变形叶蛇纹石脱水过程中试样发生稳定的断层张性破裂或剪张性破裂迁移到位于菲律宾海板块下 滑移和慢滑移,表现出半脆性行为(图9),而不是被面的地幔楔中,通过流体致脆作用形成了一系列地 广泛认可的浅源地震诱发机制——粘滑( Brace and震( Nakajima et al.,2013) Berle,1966)。这一观察是对 Raleigh and Paterson Campione and Capitani(2013)利用原子力显微 镜对叶蛇纹石单晶的观察发现,平行于叶蛇纹石a P=1.0 轴方向的摩擦能够造成不稳定的粘滑,而沿着b轴 w1513:10s2,0.5C/s 方向的摩擦却能发生稳定的滑移。但是,其结论能 10°s2,0.5°C/s 否适用于叶蛇纹石多晶集合体或叶蛇纹岩依然存 w528:10°s 疑。此外,他们的实验是在常温常压的无水环境下 W529:100.c进行的,尚不知能否外延到俯冲带内中源地震发生 的深度。然而, Takahashi等(2011)和邵同宾(2012) 800发现叶蛇纹岩在脱水条件下能够发生粘滑,尽管实 cHernak and Hirth(2011) 600验的围压要比中源深度对应的低得多,并且他们亦 400没有对摩擦方向与试样中叶蛇纹石晶格优选定向的 200几何关系予以研究。但按理说,俯冲带内叶蛇纹石 发育的强烈的组构既可以导致强烈的地震波速各向 位移(mm) 异性与剪切波分裂( Ji Shaocheng et al.,2013;Shao 图9粉末样品(W1513,W1528和W1529)和岩芯样品 Tongbin et al.,2014),又可能制约着中源地震不断 (W1519)变形时加载力和温度随位移的变化,样品在脱 水过程中稳定卸载(据 Chernak and hirth,201l修改) 发生的成因。脱水致脆较难圆满地解释俯冲带内中 Fig. 9 Applied force and temperature as a function of 源地震的反复性( Prieto et al,2012),而可能由叶蛇 displacement for powdered samples(wi513,w1528and纹石晶格优选定向控制的粘滑机制本身就是一种应 W1529) and one drilled core sample(W1519). Samples力缓慢累积(间震期)和快速释放(同震期)交替进 showed stable unloading during dehydration. Modified from行的一种周而复始的过程。此外,塑性剪切失稳也 Chernak and Hirth( 2011) 能导致与粘滑行为类似的反复性的应力降,同样亦

其粘性松弛速率时，就会形成高的孔隙流体压力，进 而诱发脆性破裂，产生地震。Ｓａｗａｉ等（２０１３）对叶 蛇纹石脱水动力学进行原位高温红外显微光谱分析 时发现，叶蛇纹石的脱水作用可以近似地看成是一 维扩散的问题，并得出叶蛇纹石脱水速率要比松弛 速率快 １００多倍，足以诱发双地震带下层面上的中 源地震。通过高精度地震成像揭示的低速带和中源 地震之间的空间对应关系，表明这两种地球物理现 象其实都是俯冲带含水矿物脱水释放流体的结果 （ＭｉｓｈｒａａｎｄＺｈａｏＤａｐｅｎｇ，２００４；Ｎａｋａｊｉｍａｅｔａｌ．， ２００９；Ｓｈｉｉｎａｅｔａｌ．，２０１３；Ｔｓｕｊｉｅｔａｌ．，２００８）。后来， Ｈｅａｌｙ等（２００９）对阿尔卑斯西部古俯冲岩石中蓝片 岩和蛇纹岩的研究为脱水致脆诱发中源地震的这一 经典模型提供了野外地质证据。综上所述，实验模 拟、野外岩石学和构造观察、地球物理观测及其理论 模拟的研究皆为脱水致脆诱发中源地震提供了强有 力的支持。 图 ９粉末样品（Ｗ１５１３，Ｗ１５２８和 Ｗ１５２９）和岩芯样品 （Ｗ１５１９）变形时加载力和温度随位移的变化，样品在脱 水过程中稳定卸载（据 ＣｈｅｒｎａｋａｎｄＨｉｒｔｈ，２０１１修改） Ｆｉｇ．９ Ａｐｐｌｉｅｄｆｏｒｃｅａｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｓａｆｕｎｃｔｉｏｎｏｆ ｄｉｓｐｌａｃｅｍｅｎｔｆｏｒｐｏｗｄｅｒｅｄｓａｍｐｌｅｓ（Ｗ１５１３，Ｗ１５２８ａｎｄ Ｗ１５２９）ａｎｄｏｎｅｄｒｉｌｌｅｄｃｏｒｅｓａｍｐｌｅ（Ｗ１５１９）．Ｓａｍｐｌｅｓ ｓｈｏｗｅｄｓｔａｂｌｅｕｎｌｏａｄｉｎｇｄｕｒｉｎｇｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎ．Ｍｏｄｉｆｉｅｄｆｒｏｍ ＣｈｅｒｎａｋａｎｄＨｉｒｔｈ（２０１１） 然而，最近的一些研究对这一经典模型提出了 挑战。例如，ＣｈｅｒｎａｋａｎｄＨｉｒｔｈ（２０１０，２０１１）在较高 围压下对叶蛇纹岩进行了一系列变形实验，观察到 在同变形叶蛇纹石脱水过程中试样发生稳定的断层 滑移和慢滑移，表现出半脆性行为（图 ９），而不是被 广泛认可的浅源地震诱发机制———粘滑（Ｂｒａｃｅａｎｄ Ｂｙｅｒｌｅｅ，１９６６）。这一观察是对 ＲａｌｅｉｇｈａｎｄＰａｔｅｒｓｏｎ （１９６５）经典工作的直接挑战，不过他们并没有彻底 否定前人的经典模型，只是认为叶蛇纹石的脱水可 能不是俯冲带内中源地震的直接诱因（Ｃｈｅｒｎａｋａｎｄ Ｈｉｒｔｈ，２０１０，２０１１）。在差应力条件下，脱水产生的 流体很可能被迫流向脆性扩容的围岩中，使得围岩 中孔隙压力剧烈，进一步使得作用在破裂面上的有 效正应力降低而触发 地 震 （如 Ａｒｋｗｒｉｇｈｔｅｔａｌ．， ２００８；Ｒｕｔｔｅｒｅｔａｌ．，２００９）。 Ｇｒａｃｅ Ｂａｒｃｈｅｃｋ 等 （２０１２）调查了全球 ５６个俯冲带中源深度（７５～２４０ ｋｍ）地震活动率后发现，该深度范围内板块的脱水 量（ｖａｎＫｅｋｅｎｅｔａｌ．，２０１１）与地震活动率之间并无 很强的相关性，他们认为脱出的水可能离开了脱水 源区，跑到远离脱水源区的其他位置，在新的地方形 成地震。换句话说，流体从脱水源区通过运移渠道 迁移到新的储存区，即所观察到的地震位置并非对 应脱水反应发生的实际位置（Ｒｕｔｔｅｒｅｔａｌ．，２００９）。 例如，近年来发生在菲律宾海板块下面地幔楔内部 的一个地震簇（ｓｅｉｓｍｉｃｃｌｕｓｔｅｒ）很可能就是由流体致 脆作用引发的，从俯冲的太平洋板块地壳脱出来的 水，沿着 ２０１１年 ３月 １１日日本东北大地震形成的 张性破裂或剪张性破裂迁移到位于菲律宾海板块下 面的地幔楔中，通过流体致脆作用形成了一系列地 震（Ｎａｋａｊｉｍａｅｔａｌ．，２０１３）。 ＣａｍｐｉｏｎｅａｎｄＣａｐｉｔａｎｉ（２０１３）利用原子力显微 镜对叶蛇纹石单晶的观察发现，平行于叶蛇纹石 ａ 轴方向的摩擦能够造成不稳定的粘滑，而沿着 ｂ轴 方向的摩擦却能发生稳定的滑移。但是，其结论能 否适用于叶蛇纹石多晶集合体或叶蛇纹岩依然存 疑。此外，他们的实验是在常温常压的无水环境下 进行的，尚不知能否外延到俯冲带内中源地震发生 的深度。然而，Ｔａｋａｈａｓｈｉ等（２０１１）和邵同宾（２０１２） 发现叶蛇纹岩在脱水条件下能够发生粘滑，尽管实 验的围压要比中源深度对应的低得多，并且他们亦 没有对摩擦方向与试样中叶蛇纹石晶格优选定向的 几何关系予以研究。但按理说，俯冲带内叶蛇纹石 发育的强烈的组构既可以导致强烈的地震波速各向 异性与剪切波分裂（ＪｉＳｈａｏｃｈｅｎｇｅｔａｌ．，２０１３；Ｓｈａｏ Ｔｏｎｇｂｉｎｅｔａｌ．，２０１４），又可能制约着中源地震不断 发生的成因。脱水致脆较难圆满地解释俯冲带内中 源地震的反复性（Ｐｒｉｅｔｏｅｔａｌ，２０１２），而可能由叶蛇 纹石晶格优选定向控制的粘滑机制本身就是一种应 力缓慢累积（间震期）和快速释放（同震期）交替进 行的一种周而复始的过程。此外，塑性剪切失稳也 能导致与粘滑行为类似的反复性的应力降，同样亦 第 ２期 邵同宾等：俯冲带地震诱发机制：研究进展综述 ２５３

2015年 能较好地解释同一断层面上的反复性地震( Brace域,绝热塑性失稳的物理基础无论在理论上 and Byerlee,1966; Prieto et al.,2013; Scholz,2002)。( Backofen,1972,1973)还是在实验方面( Basinski, 所以,脱水致脆并非中源地震的唯一诱发机制,可能1957,1960; Rogers,1979)都已得到很好的发展。例 由叶蛇纹石晶格优选定向控制的粘滑亦可能触发中如,在金属( Basinski,1957,1960; Kubin and Jouffrey 源地震。 1971)、聚合物( Winter,1975)和金属玻璃(Chen 2.2.2塑性剪切失稳 Haydn S,1973)的塑性变形过程中,与粘滑行为类似 岩石在作塑性或韧性变形时,岩石强度或差应的反复应力降已被大量的实验所观测到,并且被归 力对温度具有很强的负的依赖性,而对应变速率具因于绝热塑性剪切带的发育。在这一概念中,绝热 有正的依赖性( Shaocheng and Xia bin,2002;塑性剪切发生的原因是应变速率增加引起的应变硬 Karato,2008),上述结论正确的前提是变形的岩石化小于应力增加产生的温度升高导致的应力松弛。 处于非绝热状态,也就是说变形产生的热量能够来这里的绝热并非严格意义上的“绝热”过程,因为 得及向周围物质传递,不至于变形的材料过热。相般情况下并非变形过程中产生的所有热量都能在系 比之下,如果岩石处于绝热状态,那么当蠕变加速统中储存,而是应变局部化过程中产生的热量比传 时,一方面岩石会发生应变硬化、岩石强度增加,另递到周围物质中的相对多些。 Poirier(1980)对包括 方面岩石体内的温度增加会导致岩石发生应变软绝热塑性失稳在内的几个不稳定生长模型进行了总 化或应力松弛、岩石强度随之减小,甚至造成岩石发结,并讨论了各自在地质领域的应用。 Hobbs等 生部分熔融,进而引起熔致弱化(邵同宾等,(1986)认为绝热塑性失稳可能是形成大陆壳孕震 2011b)。前者有利于体系稳定,而后者则导致岩石带基底附近一些地震的原因,他们把共生的相互穿 发生塑性失稳,两者之间的相对重要性决定了体系插的假玄武玻璃和超糜棱岩带作为自然界塑性失稳 是否会发生塑性失稳。这一理论的雏形可以追溯到的产物,而不是传统意义上的脆一韧性转变条件下 20世纪30年代,当时哈佛大学的P.W. Bridgman的产物。 Ogawa(1987)进一步完善了D.T.Gngs 教授基于在围压高达5GPa的条件下进行了一系列等提出的物理模型,详细讨论了绝热塑性剪切失稳 剪切实验,发现在塑性流动达到某一临界应变时试诱发中一深源地震的可能性。 Hobbs等(1986)和 样发生了内破裂( internal rupture),因此提出剪切失 Hobbs and Ord(1988)总结并进一步完善了绝热塑 稳可能会诱发深源地震( Bridgman,1936)。考虑到性剪切失稳理论,并且认为对于一个具体的应变速 在变形的岩石中储存的弹性应变能的释放有可能造率存在一个与深度有关的临界温度T(见 Hobbs et 成岩石部分熔融,Gigs(1954)提出剪切熔融诱发al.,1986中图10~12; Hobbs and Ord,1988中图 深源地震。随后, Orowan(1960)提出 Bridgman4)。当T>T。时,材料显示应变速率硬化,系统稳 (1936)观察到的内破裂是由塑性变形失稳引起的,定;而当T<T时,材料发生应变速率软化,如果加 因为蠕变产生的结构转变会加速变形,使得变形逐载系统(例如变形岩石周围的岩石,即围岩)的刚度 渐局限于能够产生高速蠕变的薄层中,并且最终会不是太高,那么变形的材料就有可能会经历绝热塑 通过高速蠕变产生的热量(剪切加热)来诱发熔融。性失稳。此外, Hobbs and Ord(1988)进一步概括了 与此同时, Griggs and handin(1960)讨论了Gngs某一具体材料中塑性失稳发育的几个条件:①热导 (1954)提出的“剪切熔融诱发深源地震”的模型和率低,使得变形区域的热量不易传递到周围;②比热 Orowan(1960)关于“蠕变失稳启动剪切熔融”"的观低,只需要较少的热量便能显著升高变形区域的温 点,并得出深源地震不可能由常规的脆性破裂引起,度;③应力对应变速率的敏感性低,以致应变速率的 相反剪切熔融和蠕变失稳能够较为合理地解释深源增加只能导致应力稍微的增加;④应变硬化低,应力 地震。在此基础上, Griggs and Baker(1969)详细探不会随着应变的增加而明显增加;⑤应力强烈依赖 讨了深源地震的成因及其物理模型,认为在给定深于温度,因此温度的稍微增加会导致应力的显著减 度的条件下,仅当剪切带的厚度超过某个临界值时小;⑥强度高,材料能够累积更多的弹性应变能,故 才能产生热逃逸熔融;对于地幔深度,他们计算得出而在应力降过程中会产生更多的热量。简言之,① 的剪切带厚度需要超过30km。 ②⑤⑥的效果就是有效地提高变形区域的温度和增 事实上,岩石作为一种材料,其流变学理论起初加应变软化,③④的影响就是减小应变硬化。他们 主要是由金属流变学理论借用而来。在冶金学领认为与金属相比,富橄榄石岩石具有上述特征,因而

能较好地解释同一断层面上的反复性地震（Ｂｒａｃｅ ａｎｄＢｙｅｒｌｅｅ，１９６６；Ｐｒｉｅｔｏｅｔａｌ．，２０１３；Ｓｃｈｏｌｚ，２００２）。 所以，脱水致脆并非中源地震的唯一诱发机制，可能 由叶蛇纹石晶格优选定向控制的粘滑亦可能触发中 源地震。 ２．２．２ 塑性剪切失稳 岩石在作塑性或韧性变形时，岩石强度或差应 力对温度具有很强的负的依赖性，而对应变速率具 有正 的 依 赖 性 （ＪｉＳｈａｏｃｈｅｎｇａｎｄＸｉａＢｉｎ，２００２； Ｋａｒａｔｏ，２００８），上述结论正确的前提是变形的岩石 处于非绝热状态，也就是说变形产生的热量能够来 得及向周围物质传递，不至于变形的材料过热。相 比之下，如果岩石处于绝热状态，那么当蠕变加速 时，一方面岩石会发生应变硬化、岩石强度增加，另 一方面岩石体内的温度增加会导致岩石发生应变软 化或应力松弛、岩石强度随之减小，甚至造成岩石发 生部 分 熔 融，进 而 引 起 熔 致 弱 化 （邵 同 宾 等， ２０１１ｂ）。前者有利于体系稳定，而后者则导致岩石 发生塑性失稳，两者之间的相对重要性决定了体系 是否会发生塑性失稳。这一理论的雏形可以追溯到 ２０世纪 ３０年代，当时哈佛大学的 Ｐ．Ｗ．Ｂｒｉｄｇｍａｎ 教授基于在围压高达 ５ＧＰａ的条件下进行了一系列 剪切实验，发现在塑性流动达到某一临界应变时试 样发生了内破裂（ｉｎｔｅｒｎａｌｒｕｐｔｕｒｅ），因此提出剪切失 稳可能会诱发深源地震（Ｂｒｉｄｇｍａｎ，１９３６）。考虑到 在变形的岩石中储存的弹性应变能的释放有可能造 成岩石部分熔融，Ｇｒｉｇｇｓ（１９５４）提出剪切熔融诱发 深源 地 震。随 后，Ｏｒｏｗａｎ（１９６０）提 出 Ｂｒｉｄｇｍａｎ （１９３６）观察到的内破裂是由塑性变形失稳引起的， 因为蠕变产生的结构转变会加速变形，使得变形逐 渐局限于能够产生高速蠕变的薄层中，并且最终会 通过高速蠕变产生的热量（剪切加热）来诱发熔融。 与此同时，ＧｒｉｇｇｓａｎｄＨａｎｄｉｎ（１９６０）讨论了 Ｇｒｉｇｇｓ （１９５４）提出的“剪切熔融诱发深源地震”的模型和 Ｏｒｏｗａｎ（１９６０）关于“蠕变失稳启动剪切熔融”的观 点，并得出深源地震不可能由常规的脆性破裂引起， 相反剪切熔融和蠕变失稳能够较为合理地解释深源 地震。在此基础上，ＧｒｉｇｇｓａｎｄＢａｋｅｒ（１９６９）详细探 讨了深源地震的成因及其物理模型，认为在给定深 度的条件下，仅当剪切带的厚度超过某个临界值时 才能产生热逃逸熔融；对于地幔深度，他们计算得出 的剪切带厚度需要超过 ３０ｋｍ。 事实上，岩石作为一种材料，其流变学理论起初 主要是由金属流变学理论借用而来。在冶金学领 域，绝 热 塑 性 失 稳 的 物 理 基 础 无 论 在 理 论 上 （Ｂａｃｋｏｆｅｎ，１９７２，１９７３）还是在实验方面（Ｂａｓｉｎｓｋｉ， １９５７，１９６０；Ｒｏｇｅｒｓ，１９７９）都已得到很好的发展。例 如，在金属（Ｂａｓｉｎｓｋｉ，１９５７，１９６０；ＫｕｂｉｎａｎｄＪｏｕｆｆｒｅｙ， １９７１）、聚合物 （Ｗｉｎｔｅｒ，１９７５）和金属 玻 璃 （Ｃｈｅｎ ＨａｙｄｎＳ，１９７３）的塑性变形过程中，与粘滑行为类似 的反复应力降已被大量的实验所观测到，并且被归 因于绝热塑性剪切带的发育。在这一概念中，绝热 塑性剪切发生的原因是应变速率增加引起的应变硬 化小于应力增加产生的温度升高导致的应力松弛。 这里的绝热并非严格意义上的“绝热”过程，因为一 般情况下并非变形过程中产生的所有热量都能在系 统中储存，而是应变局部化过程中产生的热量比传 递到周围物质中的相对多些。Ｐｏｉｒｉｅｒ（１９８０）对包括 绝热塑性失稳在内的几个不稳定生长模型进行了总 结，并讨论了各自在地质领域的应用。Ｈｏｂｂｓ等 （１９８６）认为绝热塑性失稳可能是形成大陆壳孕震 带基底附近一些地震的原因，他们把共生的相互穿 插的假玄武玻璃和超糜棱岩带作为自然界塑性失稳 的产物，而不是传统意义上的脆—韧性转变条件下 的产物。Ｏｇａｗａ（１９８７）进一步完善了 Ｄ．Ｔ．Ｇｒｉｇｇｓ 等提出的物理模型，详细讨论了绝热塑性剪切失稳 诱发中—深源地震的可能性。Ｈｏｂｂｓ等（１９８６）和 ＨｏｂｂｓａｎｄＯｒｄ（１９８８）总结并进一步完善了绝热塑 性剪切失稳理论，并且认为对于一个具体的应变速 率存在一个与深度有关的临界温度 Ｔｃ（见 Ｈｏｂｂｓｅｔ ａｌ．，１９８６中图 １０～１２；ＨｏｂｂｓａｎｄＯｒｄ，１９８８中图 ４）。当 Ｔ＞Ｔｃ时，材料显示应变速率硬化，系统稳 定；而当 Ｔ＜Ｔｃ时，材料发生应变速率软化，如果加 载系统（例如变形岩石周围的岩石，即围岩）的刚度 不是太高，那么变形的材料就有可能会经历绝热塑 性失稳。此外，ＨｏｂｂｓａｎｄＯｒｄ（１９８８）进一步概括了 某一具体材料中塑性失稳发育的几个条件：①热导 率低，使得变形区域的热量不易传递到周围；②比热 低，只需要较少的热量便能显著升高变形区域的温 度；③应力对应变速率的敏感性低，以致应变速率的 增加只能导致应力稍微的增加；④应变硬化低，应力 不会随着应变的增加而明显增加；⑤应力强烈依赖 于温度，因此温度的稍微增加会导致应力的显著减 小；⑥强度高，材料能够累积更多的弹性应变能，故 而在应力降过程中会产生更多的热量。简言之，① ②⑤⑥的效果就是有效地提高变形区域的温度和增 加应变软化，③④的影响就是减小应变硬化。他们 认为与金属相比，富橄榄石岩石具有上述特征，因而 ２５４ 地 质 论 评 ２０１５年