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．ＳｃｈｅｍａｔｉｃｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅＣｈｉｌｅａｎａｎｄｔｈｅ Ｍａｒｉａｎａｔｙｐｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓ（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 Ｃｈｉｌｅａｎｔｙｐｅ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｚｏｎｅｓ， ｗｈｅｒｅａｓｔｈｅｉｒ ａｂｓｅｎｃｅｉｎＦｉｇ．８ｂｉｍｐｌｉｅｓｔｈａｔｔｈｅｌａｒｇｅｉｎｔｅｒｐｌａｔｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓａｒｅ ｌａｃｋｉｎｇｉｎｔｈｅＭａｒｉａｎａｔｙｐｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓ 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， ｆａｕｌｔｉｎｇｏｃｃｕｒｓｗｉｔｈｓｕｄｄｅｎｓｔｒｅｓｓｄｒｏｐｕｎｄｅｒｔｈｅｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ 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（１～２７ＧＰａ）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