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