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 Ｖｏｌ６１ Ｎｏ２ 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：２０１４０９１０；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＠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 ２９ｇ／ｃｍ３ ）大的大洋板块俯冲到密 度（约 ２７ｇ／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（Ｓｈａｌｌｏｗｄｅｐｔｈ：Ｄ ＜６０ｋｍ）、 中源（Ｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅｄｅｐｔｈ：６０≤Ｄ ＜３００ｋｍ）和深源 地震（Ｄｅｅｐｄｅｐｔｈｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ：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 （Ｔｒａｎｓｆｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｄｕｃｅｄ 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 ７７６５％、２０５８％和 １７７％， 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 ７１７７％；中源地震 ７０３３７ 次，占比 ２２３７％；深源地震 １８４２９次，占比 ５８６％， 震源深度最大可达 ７３６ｋｍ；中—深源地震所占比例 为 ２８２３％。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 ２８２３％。 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 ３０１１％和 ４５８９％。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 ４９９％，６８６％，６６９％ 和 ５４６％。 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 ０９７。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 ０９３（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 ８２级大地震（震源深度 ２０１ｋｍ）。 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≤７２ｋｍ／ｓ，Ｖｓ≤４２ｋｍ／ｓ， １７５≤Ｖｐ／Ｖｓ≤１９０），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 ０５） 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