西北太平洋俯沖帶及其深震活動

2021-12-13 13:09:32陳棋福王新姜金鐘李天覺

地球物理學報 2021年12期

陳棋福，王新，姜金鐘，李天覺

1 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院地球和行星物理重點實驗室，北京 100029 2 中國科學院地質與地球物理研究所，黑龍江漠河地球物理國家野外科學觀測研究站，北京 100029 3 中國科學院大學地球和行星科學學院，北京 100049 4 云南省地震局，昆明 650224 5 新加坡南洋理工大學數理科學院，新加坡 637371

0 引言

板塊俯沖是地球上最宏大、最復雜的地質過程之一，是理解地球內部物質循環(huán)和能量交換、大陸巖石圈演化、地震和火山活動及礦產資源分布等的重要環(huán)節(jié).俯沖帶的研究一直是地球科學領域的前沿、熱點和難點(Rosen，2016；https:∥www.sz4d.org/).在板塊俯沖過程中，俯沖板片將冷的、不同組分的物質(如地表沉積物、玄武質洋殼、水和碳等)帶入地幔，與周圍地幔相互作用，在二者邊界上發(fā)生強烈且復雜的熱化學交換.俯沖板片的精細探測成像是認識與理解板片幾何形態(tài)、組分結構、深部水循環(huán)、地幔熔融等地球深部動力學過程和深源地震成因機制的關鍵.近些年來，淺部俯沖板片結構的探測成像已取得了較大進展(如Kawakatsu and Watada，2007；Kawakatsu et al., 2009；Stern et al., 2015；Zhao, 2017; Gou et al., 2018)，但對俯沖板片深部精細形態(tài)和結構的探測研究仍較缺乏(Wang et al. 2020)，難以完整地認識板塊俯沖過程.

位于太平洋板塊西北俯沖的弧后地區(qū)的中國東北是深源地震多發(fā)區(qū)，是世界僅有的2個在大陸內部發(fā)生較多震源深度大于300 km的深震地區(qū)之一，是研究板塊深俯沖及深源地震機制的最佳天然實驗場.從國際地震中心(ISC，http:∥www.isc.ac.uk)匯集全球資料測定的1964—2016年基本完備的4.0級以上地震分布圖1可見：中國東北一帶的深源地震活動可以從近600 km的深度向上和向東接續(xù)至日本海溝附近的淺源地震，十分明顯地展現出太平洋板塊向歐亞大陸板塊底部俯沖插入到中國東北大陸下方約600 km深度處至吉林琿春附近.地震層析成像結果(如Huang and Zhao, 2006；Obayashi et al., 2013；Wei et al., 2015；Chen et al., 2017；Ma et al., 2018；Tao et al., 2018)很好地揭示了太平洋板塊俯沖并滯留在地幔過渡帶的主要特征，但因成像的空間分辨率有限，目前學界對西北太平洋俯沖板片精細形態(tài)及是否穿透660 km間斷面進而深入到下地幔等問題(Li and Yuan, 2003)，在認識上存在明顯差異.此外，由于相對稀疏地震觀測臺站導致的深源地震定位精度有限等問題，使得我們難以回答俯沖滯留板片轉彎處是否存在深震活動(如2002年吉林汪清7.2級深震)的疑問，進而影響了對深震成因機制的深入探討.地震探測是獲知地球內部結構信息的最重要手段之一，本文故而匯集了近年來地震學的多種探測研究進展，如深部俯沖板片形態(tài)精細勾勒、俯沖系統(tǒng)應力狀態(tài)以及深源地震精定位等，對西北太平洋俯沖帶及其深震活動進行分析討論.

圖1 日本海溝至中國東北的4級以上地震分布(據國際地震中心1964—2016年目錄)以震源深度標度(右下)的震中分布圖(a)和黃線所示剖面兩側300 km范圍內的地震深度分布圖(b).圖中3個白中帶紅和灰的圓球分別為2002年6月29日吉林汪清7.2級深震、2011年5月10日中俄邊界6.1級深震和2011年3月11日日本東北近海9.0級淺源地震的gCMT震源機制解，地震發(fā)生地點用藍色星號標示.(a)中的藍色和黑色帶箭頭線分別表示GPS觀測到的2011年日本東北近海9.0級地震導致同震地表位移大小和方向(據Ozawa et al., 2011；王敏等, 2011)，紫色帶箭頭線代表9.0級地震后120天觀測到的持續(xù)位移量(據Shestakov et al., 2012).(a)中的白線和藍色數字表示Slab1.0(Hayes et al., 2012)給出的太平洋俯沖板片深度(km)，右下角白色箭頭表示板塊間相對運動方向(據NNR-MORVEL56，Argus et al.，2011).Fig.1 The distribution of earthquakes with M≥4.0 in 1964—2016 (International Seismological Centre catalogue) from the Japan Trench to Northeast China(a)The distribution of epicenters with different focal depth scale shown in lower right. (b) The depth profile of earthquakes within 300 km along the yellow line shown in (a). The beach balls with red or gray fillings are the gCMT solutions of the M 7.2 deep earthquake on June 29, 2002, the M6.1 deep earthquake on May 10, 2011 and the Tohoku-oki M9.0 shallow earthquake on March 11, 2011 linked with their epicenters (blue stars), respectively. The blue and black arrow lines indicate the GPS co-seismic displacement (Ozawa et al., 2011; Wang et al., 2011), and the purple arrow line indicates the 120-day post-seismic displacement (Shestakov et al., 2012) of the 2011 Tohoku-oki M9.0 earthquake. The white curves show the Pacific subducting slab geometry from Slab1.0 (Hayes et al., 2012). The white arrow indicates relative plate motion direction from NNR-MORVEL56 model (Argus et al., 2011).

1 西北太平洋俯沖板片的精細形態(tài)

對俯沖板片結構及其形態(tài)的研究有助于我們厘定俯沖過程所涉及的空間范圍.關于西北太平洋俯沖板片的形態(tài)勾勒方面，在西北太平洋俯沖板片的淺部(<200 km)，地震探測已揭示出明顯的上、下界面(Kawakatsu and Watada，2007；Kawakatsu et al., 2009)，即俯沖板片與周圍地幔物質存在顯著的地震波速度不連續(xù)面.在俯沖板片的上界面，板片大量脫水，與超鎂鐵質地幔巖反應形成含水礦物(如蛇紋石)，顯著增強了俯沖板片與上覆地幔楔之間的速度對比，從而形成地震學中觀測到的地震不連續(xù)面(Kawakatsu and Watada，2007).盡管大多數水會在150～200 km的深度從俯沖洋殼中釋放出來，但在冷的俯沖環(huán)境下，水還可以通過儲存在硬柱石(lawsonite)和高密度含水鎂硅酸鹽(Dense Hydrous Magnesium Silicates)等礦物或者以含羥基(OH)的名義無水礦物(Nominally Anhydrous Minerals)形式進入到地幔更深處(Iwamori，2007；鄭永飛等，2016).俯沖板片的下部界面，即大洋巖石圈與下伏軟流圈之間的邊界，也可能表現為明顯的地震波速度不連續(xù)面(Kawakatsu et al., 2009；Stern et al.， 2015).例如，Kawakatsu 等(2009)在日本島下方就觀測到了延伸至200 km深度的西北太平洋俯沖板片的下界面.然而200 km以下的俯沖板片界面仍沒有較好地刻畫，西北太平洋俯沖板片的深部界面是否同它在淺部那樣清晰最近才有了明確的結論(Wang et al., 2020).

就西北太平洋俯沖板片的深部界面問題，Wang等(2020)利用布設在中國東北地區(qū)的NECsaids和NECESSArray密集流動地震臺陣及中國地震臺網(CSN)固定臺的多年觀測數據，采用遠震P波接收函數共轉換點(CCP)疊加成像方法(Zhu, 2000)進行了探測研究.圖2a左下方展示了近垂直于俯沖板片走向的近東西向CCP疊加成像剖面及Tao等(2018)的全波形層析成像結果，圖中CCP成像結果的紅色正振幅和藍色負振幅分別代表地震波速從淺到深的低速到高速和高速到低速的跳變.在CCP成像結果中除了可清晰看到410-km和660-km間斷面外，在地幔過渡帶內還可觀察到與410-km和660-km間斷面振幅強度相當的另外2個明顯界面X1和X2，分別對應于低速到高速和高速到低速的跳變.正振幅的X1位于520 km深度附近，在480 km到530 km深度間變化；負振幅的X2位于630 km深度附近，在530 km到640 km深度間變化；所觀測到的X1和X2界面大致平行，在E130°處傾斜約25°，然后向西展平(圖2a).基于bootstrapping重采樣方法的多頻段CCP疊加成像置信水平分析及正演測試表明：界面X1和X2的觀測信號是確切無疑的，并非是數據處理中的旁瓣效應或淺部沉積層、Moho面或巖石圈-軟流圈分界面導致的多次波效應.大致平行的界面X1和X2與新近全波形層析成像(Tao et al.，2018)所描繪的西北太平洋俯沖板片高速體的上下邊界相當一致，由ISC精定位的EHB地震目錄刻畫的深震活動也位于界面X1和X2之間(圖2a)，故Wang等(2020)分析認為X1和X2分別代表俯沖的太平洋板片高速體的上界面和下界面(圖2).

圖2 地幔過渡帶中觀測到明顯的俯沖板片上、下界面與層狀結構圖(Wang et al., 2020)(a) 左下方展示的是接收函數共轉換點疊加剖面(大致沿N41.5°)，其中紅色和藍色分別代表從淺到深的低速到高速和高速到低速的跳變，其在地幔過渡帶中觀測到明顯的俯沖板片高速體的上、下界面分別用X1、X2標示.背景圖為全波形層析成像(Tao et al., 2018)的VS結果，圖中的灰色圓點為所示剖面兩側100 km內的地震(ISC-EHB目錄；Weston et al., 2018). (b) 地幔過渡帶中觀測的俯沖板片界面和早期觀測結果的概念性解譯.Fig.2 Observations show that the slab interfaces can persist to mantle transition zone (MTZ) depths and a compositionally layered slab from Wang et al. (2020)(a) Receiver function common conversion point stacking images within the MTZ show in bottom left. The negative (red) and positive (blue) amplitudes marked with X1 and X2 correspond to velocity increasing and decreasing with depth, respectively, representing the upper and lower interfaces of the subducting high-velocity slab. The background is seismic full-waveform tomographic image of VS(Tao et al., 2018). The gray dots show the seismicity (ISC-EHB catalog; Weston et al., 2018) within 100 km along the profile. (b) A conceptual cartoon summarizing our interpretations and earlier observations on the MTZ.

Wang等(2020)進一步以一維的IASP91速度模型(Kennett and Engdahl, 1991)為基礎，嘗試在410-km和660-km間斷面間加入不同梯度變化的高速異常體，以探究多大的波速異常才可以與實際觀測相吻合.通過多頻段接收函數波形模擬，表明至少要有4%～6% 的S波速度異常，才可以在地幔過渡帶中觀測到與CCP成像結果中同樣明顯的X1和X2振幅變化.

對X1這個界面的可能成因，基于現今的研究認識，首先應該確定是否為地震學研究中普遍觀測到的520-km間斷面(Shearer, 1990; Revenaugh and Jordan, 1991; Shearer, 1996; Deuss and Woodhouse, 2001；Ai et al., 2003; Li and Yuan, 2003; Tian et al., 2016)，即是否由瓦茲利石-林伍德石相變(Shearer, 1990; Deuss and Woodhouse, 2001)或鈣鈦礦出溶(Saikia et al. 2008)引起.但鑒于前人地震學中觀測到的520-km間斷面的地震波波阻抗變化較小(Sinogeikin et al., 2003)，且?guī)r石高溫高壓實驗結果和第一性原理計算結果(Sinogeikin et al., 2003; Valdez et al., 2012)都不足以解釋觀測到的X1界面至少有4%～6%的S波速度跳變變化，因而排除了這一可能的因素.其次要考慮的是俯沖板片的熱梯度因素；將典型的西北太平洋俯沖板片熱力學結構(Yang et al., 2018)轉換為地震波速度異常后計算的理論接收函數與觀測得到的CCP成像結果也不相符，表明俯沖板片所攜帶的熱梯度異常也不是產生觀測到的X1界面的主要原因.最后要考慮的是俯沖板片的巖性組分差異，結合巖石高溫高壓實驗結果(Ringwood and Irifune，1988；Gréaux et al., 2019)，Wang 等(2020)分析認為所觀測到的X1界面反映的是俯沖板片的巖性組分差異，可能與俯沖板片的Moho面(洋殼、洋幔界面)相關.

對觀測到的X2界面的可能成因，Wang 等(2020)分別對已有認識中可能相關的俯沖板片熱梯度、再循環(huán)的俯沖洋殼、俯沖板片的巖性組分、俯沖板片下固結的玄武巖、俯沖板片下的部分熔融等5種因素進行了分析探討，并結合巖石高溫高壓實驗和地球動力學研究與地球物理觀測研究等結果，認為在地幔過渡帶含水情況下，俯沖板片下側軟流圈的部分熔融導致板片的下界面清晰可辨(圖2b).

Wang等(2020)較以往研究更加深入地幔，在約410～660 km深的地幔過渡帶內觀測到了明顯的俯沖板片界面，揭示了俯沖板片的層狀組分結構和板片下側的高含水量(Wang et al., 2020).基于Wang 等(2020)的深俯沖界面精細成像結果，我們可以進一步得出：(1)西北太平洋俯沖板片并未穿透660-km間斷面進入到下地幔，而是在與660-km間斷面相交部位表現為30～50 km的大幅度下沉；(2)俯沖插入中國東北下方的太平洋俯沖板片在N40°—N48°之間是十分清晰的，這一明顯可見的展布范圍與圖1a所示的深震分布范圍大體相當，這應該是西北太平洋板塊俯沖動力作用的最直接體現.從Zhang等(2016)給出的N37°、N39°和N49°接收函數疊加圖像可見，俯沖插入中國東北下方的西北太平洋俯沖板片的展布似乎在N37°—N49°范圍內都有跡可循.但因受限于所使用的地震觀測臺站分布范圍和稀疏程度及可用的遠震觀測資料數量，即在研究區(qū)東部的俄羅斯遠東濱海邊疆區(qū)和日本海內缺乏地震觀測臺站，以及在N49°以北的地震觀測臺站相對偏少，尚無法追蹤獲取西北太平洋俯沖板片在日本海下方及N49°以北的精細界面形態(tài)并圈定其具體的展布范圍.

2 西北太平洋俯沖帶的應力狀態(tài)

全波形層析成像和接收函數研究均表明西北太平洋俯沖板片以接近30°的角度俯沖進入地幔過渡帶中，在上地幔中并未發(fā)生顯著彎曲和變形(圖2).西北太平洋俯沖帶由淺到深作為一個整體并未發(fā)生顯著變形，也體現在俯沖帶內地震所揭示的主壓應力軸狀態(tài)穩(wěn)定且一致性非常好，均同板片俯沖方向一致(李天覺和陳棋福，2019).圖3是基于gCMT(http:∥www.globalcmt.org/CMTsearch.html)給出的1976年11月—2017年1月間發(fā)生的1196個MW>4.6地震矩心矩張量解，采用Hardebeck和Michael(2006)提出的區(qū)域阻尼應力場反演算法(Spatial and Temporal Stress Inversion，SATSI)，通過分區(qū)反演得出的區(qū)域應力場分布圖(李天覺和陳棋福，2019).

由圖3可見：在俯沖帶淺部的陸殼一側，遠離海溝(～500 km處)的弧后區(qū)存在有水平方向擠壓、垂直方向拉張的應力分布.在島弧部位，除來自海溝方向的板片推擠作用外，俯沖板片脫水發(fā)生部分熔融，進而底辟上升形成的熱物質上升推力(Uyeda，1992；Hasegawa et al.，1994，2005；Stern，2002)也作用于此，兩者的共同作用或造成了該部位應力主軸發(fā)生順時針旋轉；此外，毗鄰日本本州地區(qū)的太平洋沿岸時常發(fā)生的大地震事件(如2011年日本東北近海9.0級大地震)，也會對島弧區(qū)產生短期的應力擾動.而俯沖帶東部位于海溝之外的淺部大洋板片內，應力環(huán)境則相反，這里因前端板片俯沖下行的拖拽作用(slab pull)而發(fā)生小幅度彎曲，總體處于近水平向拉伸環(huán)境，擠壓作用近垂向分布.從海溝起大洋板片進入低傾角俯沖，因這里的俯沖板片彎曲作用(bending)顯著，拉張應力指向板片俯沖方向，而其傾角相比于俯沖板片輪廓卻更為陡傾.

圖3 西北太平洋俯沖帶日本海溝至中國東北段應力場反演所得主應力的空間圖樣(a和b)及應力模式(c)(據李天覺和陳棋福(2019)修改)(a)、(b)歸入各應力分區(qū)內的地震事件以對應顏色的圓圈表示，沒有參與應力分區(qū)反演的事件以黑色圓圈表示，地震事件的空間范圍及其投影剖面的位置見圖1a的黑色矩形框和紅線；圖中所示的主應力空間圖樣為沿俯沖帶走向視角，主應力空間圖樣中的紅色代表壓縮應力狀態(tài)，藍色代表拉張應力狀態(tài). (b)圖為(a)圖中虛線所圈部分的放大. (c)中箭頭表示各區(qū)域內應力主軸的方位， 120 km深度附近的兩斜直線示意雙地震帶位置，與右上圓相連的曲線示意板片內彎折處；其中俯沖帶的120 km以上部分進行了垂向放大，而120 km以下部分進行了橫向縮小.Fig.3 The spatial distribution of principal stress (a and b) and the corresponding stress regime conceptual model (c) from the Japan Trench to Northeast China in the Northwest Pacific subduction zone (modified from Li and Chen, 2019)(a) Events used in each sub-region have been shown using the corresponding color circles, and events which aren′t used in stress inversion are plotted as black circles. The region of those events and its projected profile are shown in the black rectangle and the red line in Fig.1a respectively. The pattern of principal stress spatial distribution shown here has been rotated to the strike of the subducting slab. Red color in the principal stress regime represents the compressional stress state, whereas blue color corresponds to the tensional stress state. (b) Partially enlarged view outlined by dashed line in (a). (c) Arrows represent the direction of principal stress. The 2 oblique lines around 120 km depth represent the location of double seismic zone, while the curve linked with the top-right circle indicates the inner fold hinge zone. The subduction zone is amplified vertically above 120 km and compressed horizontally below to show stress regimes.

在板片傾斜俯沖形態(tài)確立的部位，存在三處情形復雜的區(qū)域：洋陸俯沖交匯處的地幔楔、俯沖板片內彎折處的大洋巖石圈地幔及兩者之間的板片陡傾俯沖段.地幔楔處的應力主軸方位集中，應力模式與島弧部位的情形一致.俯沖板片內彎折區(qū)域，從平面上看主壓應力軸平行于板片俯沖方向，拉張應力轉向了海溝延伸方向.洋陸俯沖交匯區(qū)與板片內彎折區(qū)之間的板片陡傾俯沖段，主張應力軸基本沿板片俯沖方向展布，但展現出較俯沖板片輪廓更為陡傾的狀態(tài)，與板片低傾角俯沖段內的應力場情景相似，兩者成因或許一致.

在俯沖板片存在有雙地震帶活動的部位(深度120 km附近區(qū)域)，反演結果表明靠近俯沖板片表面的主壓應力軸沿俯沖板片輪廓延伸，而其下方的主張應力軸則與俯沖板片輪廓近平行，這與典型的Ⅰ型雙地震帶應力模式(Hasegawa et al., 1979，1994；張克亮和魏東平，2008, 2011；Kita et al.，2010)相符，即上層沿俯沖板片輪廓壓縮(Down-Dip Compression，DDC)和下層沿俯沖板片輪廓拉張(Down-Dip Tension, DDT)的狀態(tài).考慮到板片內彎折區(qū)域內的應力狀態(tài)與雙地震帶下層DDT應力模式的相似性及其所處的位置，俯沖板片內彎折區(qū)域發(fā)生的地震極有可能也位于雙地震帶內(Hasegawa et al.,1979，1994；Kita et al.，2010).而俯沖板片更深處的應力場表現為DDC為主的狀態(tài)，與俯沖下行的板片受到深部地幔物質阻擋進而內部產生壓縮(Isacks and Molnar, 1971；Forsyth and Uyeda, 1975)的情形相符.

通觀整個西北太平洋俯沖系統(tǒng)，水平面內主壓、主張應力軸基本保持了與西北太平洋板片俯沖方向上的一致，同經典的俯沖板片應力導管(stress guide)模型(Isacks and Molnar, 1971；Christova，2004)預言的俯沖帶應力模式相符.其主壓應力軸狀態(tài)穩(wěn)定、一致性非常好，均同板片俯沖方向及形態(tài)一致(圖3).而主張應力軸在位于俯沖板片表面下方的下層地震帶(俯沖板片內彎折處、大洋巖石圈地幔和120 km深度附近的雙地震帶下層)及更深處，出現了轉向海溝延伸方向的趨勢，表明張應力狀態(tài)于俯沖板片內部較為“敏感”，易遭受橫向作用的改造.這種橫向作用除了板片內彎折段可能存在的物質側向擠出作用外，該區(qū)域橫跨的日本海溝與千島海溝結合帶(Kimura，1986；DeMets，1992)出現的淺部海溝形態(tài)改變亦可能造成俯沖板片下部的橫向變形(Isacks and Molnar, 1971).

正是由于西北太平洋俯沖板片的整體一致的應力作用，2011年3月11日在俯沖板片上部發(fā)生的日本東北近海9.0級大地震造成了圖1所示的東北亞地區(qū)大范圍的GPS南東東向同震水平位移(Ozawa et al., 2011；王敏等, 2011)和震后持續(xù)的水平滑移(Ozawa et al., 2011；Shestakov et al.，2012).而在2011年日本東北近海9.0級地震發(fā)生60天后，5月10日在中國東北中俄邊界發(fā)生了具有顯著非雙力偶(DC)成分的深震活動(參見圖1).李圣強等(2013)的研究表明：2011年5月10日發(fā)生的具有非同尋常震源機制的深震活動與日本東北近海9.0級地震相關，屬于西北太平洋俯沖動力作用的明顯體現，即在區(qū)域構造應力場沒有明顯改變的情況下，由于日本東北近海9.0級地震造成南東東向拉張應力的擾動變化，致使俯沖板片深部長時段積累的應變能幾乎同時釋放發(fā)生了2個有著不同DC破裂機制的深震，從而展現出具有顯著的非DC成分的震源機制結果.2011年日本東北近海9.0級地震后的GPS觀測結果和2011年5月10日的中國東北中俄邊界深震活動，很好地體現了西北太平洋板塊俯沖的動力作用.

為分析2011年日本東北近海9.0級地震對中國東北地區(qū)地震活動的影響，Yu等(2016)利用中國東北地區(qū)270個固定和流動地震臺的波形記錄，反演得到了2009年至2013年期間中國東北地區(qū)發(fā)生的69次MW≥2.9地震的矩張量解.Yu等(2016)的分析說明：在2011年日本東北近海MW9.0大地震前后，中國東北地區(qū)斷層的地震活動率存在明顯的變化，雖然整個地區(qū)的地震矩率保持大致不變；在2011年日本東北近海9.0級地震之前，中國東北地區(qū)地殼內發(fā)生的淺源地震震源機制的主壓應力P軸分布較為廣泛，雖在一定程度上體現出受控于近E-W向的西北太平洋板塊俯沖應力作用，但可能主要反映了不同的局部應力狀態(tài)，而日本東北近海9.0級地震之后的東北地區(qū)淺源地震的震源機制解則聚集為2組，即具有E-W向壓縮的走滑事件和具有N-S向擴張的正斷層事件.Yu等(2016)的應力場反演表明：中國東北地區(qū)斷層地震活動率和震源機制的變化是因日本東北近海9.0級地震引發(fā)的區(qū)域應力狀態(tài)調整而致，這也為計算得到的斷層靜態(tài)庫侖應力變化(Yu et al.，2016；Shao et al., 2016)所證實.

GPS觀測研究表明(王敏等, 2011；Shao et al., 2016；Zhao et al., 2018；Wang and Shen, 2020；郝明和莊文泉，2020)，2011年日本東北近海9.0級地震明顯改變了東北亞的運動狀態(tài)，該地震在中國東北及周邊地區(qū)造成的與板塊相對運動方向相反的E向同震位移達10～40 mm(參見圖1)，且產生了顯著的震后形變(Shao et al., 2016；Zhao et al., 2018；郝明和莊文泉，2020)，震后的E向位移隨時間呈明顯的衰減趨勢(Shao et al., 2016；郝明和莊文泉，2020).對截至2015年9月可用的GPS連續(xù)觀測資料開展的遠場震后形變機制研究(Zhao et al., 2018)表明：日本東北近海9.0級地震在中國東北及周邊地區(qū)引起的震后余滑效應和地幔黏滯性松弛效應，在震后2.5 年左右已大體相當，震后4.5年GPS觀測得到的地表位移變化基本都是由黏滯性松弛效應所造成.王麗鳳等(2013)依據震后蠕滑模型和震后1年的GPS觀測進行外推，認為日本東北近海9.0級地震對中國東北部的東端有長時間影響，對中國顯著地震帶之一的郯城—營口地震帶以及長白山火山的拉張作用可能長達幾十年.而郝明和莊文泉(2020)利用1999—2017年GPS觀測資料的分析則認為：2011年日本東北近海9.0級地震對中國東北和山東半島的震后松弛變形的時間為1～11年.關于2011年日本東北近海9.0級地震對中國東北影響的持續(xù)時間問題，還有待于今后的觀測研究.

3 中國東北深震的成因機制

盡管有研究依據表明2011年5月10日的中國東北深震活動屬于西北太平洋板塊動力作用的直接體現(李圣強等，2013)，且?guī)r石高溫高壓實驗和地球物理觀測研究也表明：深源地震的發(fā)生與板塊深俯沖活動及其相伴生的體系密切相關(Wiens et al., 1994; 干微等，2012; Houston, 2015)，但有關深震的成因機制至今仍是個有待深入研究的問題(Frohlich, 2006; Houston, 2015；Zhan，2020).

一般認為地震發(fā)生在巖石產生脆性破裂而釋放彈性應變能的地方，對海洋巖石圈發(fā)生的震源深度小于70 km的淺震活動分析表明：淺震僅發(fā)生在溫度≤～700 ℃的環(huán)境下(Frohlich，2006).實驗研究顯示：隨著溫度和壓力的增大，巖石的流變學強度會降低到只發(fā)生塑性流動的程度，應力作用的巖石失穩(wěn)由脆性破裂轉變?yōu)轫g性蠕變(干微等，2012).考慮到地球深部的溫度和壓力條件，正常的脆性破裂或滑動在超過60～100 km深度的情形下就變得極為困難(Frohlich，1989，2006；Green II and Houston，1995).然而，在幾乎不可能發(fā)生巖石脆性破裂的超過100 km的地球深處，存在深震活動是無可置疑的觀測事實，因而深震的成因機制與深震活動為何會終止在約680 km深度處仍是待解之謎(Houston，2015；Li et al., 2018；Romanowicz, 2018).

目前有關深震成因機制的假說主要有3種(Zhan，2020)：相變斷層(Transformational Faulting)、脫水脆裂(Dehydration Embrittlement)和熱失穩(wěn)(Thermal Runaway)假說.越來越多的實驗研究和巖石學、地震學觀測都傾向認為：脫水脆裂可較好地解釋震源深度為70～300 km的中源地震成因(Romanowicz，2018；干微等，2012)，亞穩(wěn)態(tài)橄欖巖楔形區(qū)(Metastable Olivine Wedge, MOW)的相變斷層則可較好地解釋震源深度大于300 km的深源地震成因(Zhan，2020)，但已提出的各種可能機制在解釋深震成因時都存在著或多或少的不足之處，至今為止沒有單一的物理機制可以解釋所有觀測到的深震活動的地震學特征(Houston, 2015；Zhan，2020).由于深震的發(fā)震機制、破裂過程相當復雜并且可能是動態(tài)變化的，因此不同震源深度、不同俯沖帶和不同大小的深震發(fā)震機制也可能是不同的，甚至可能是多種機制共同作用導致的(Houston, 2015).在之前的中源地震和深源地震的成因假說(例如McGuire et al., 1997；Stein and Rubie, 1999；Frohlich, 2006；Zhan et al., 2014；Zhan 2017)基礎上，Zhan(2020)提出了統(tǒng)合的“雙機制”成因假說：由脫水脆裂(對中源地震)或相變斷層(對深源地震)引發(fā)深震開始破裂活動，接續(xù)的破裂則以相同的機制(脫水脆裂或相變斷層)傳播或通過活動觸發(fā)的熱逃逸失穩(wěn)來擴展.Zhan(2020)的“雙機制”假說，既保留了相變斷層和脫水脆裂較熱失穩(wěn)在解釋小震級深震活動分布方面的優(yōu)點，又解決了相變斷層和脫水脆裂在MOW或水化層的尺度有限而難以解釋大震級深震活動的問題，即通過脫水脆裂或相變斷層引發(fā)的破裂活動觸發(fā)熱逃逸失穩(wěn)并向周邊擴展來解釋大震級深震活動的發(fā)生.

不可否認的是，在地幔過渡帶深度范圍內檢測到俯沖板片中尺度相對較小的MOW結構具有相當大的挑戰(zhàn)性(Shen and Zhan, 2020).盡管已有研究檢測到的西北太平洋俯沖帶MOW厚度差異超過了2倍(Shen and Zhan, 2020)，但不同研究結果(Jiang and Zhao, 2011; Jiang et al., 2015; Furumura et al.,2016; Shen and Zhan, 2020; Lidaka and Suetsugu, 1992; Kawakatsu and Yoshioka, 2011)都表明日本海及中國東北地區(qū)下方的俯沖板片在其地幔過渡帶深度范圍內確實存在MOW.姜金鐘等(2019)的雙差精定位結果和ISC的EHB地震目錄(見圖4)都表明：中國東北的大多數深震都發(fā)生在MOW內及其周邊.考慮到早期觀測臺站稀少造成的定位誤差較大及MOW檢測的可能誤差，可以說中國東北地區(qū)精定位后的深源地震分布與Zhan(2020)提出的“雙機制”成因假說還是較為相符的.

圖4 中國東北深震的精定位分布與層狀的俯沖板片結構紅點和灰點分別為ISC-EHB和姜金鐘等(2019)的地震精定位結果，淺灰色和深灰色的楔形區(qū)分別為Shen和Zhan(2020)和Jiang 等(2015)給出的MOW范圍.Fig.4 The distribution of relocated deep earthquakes and its relationship with the proposed compositionally layered slab in Northeast ChinaThe red and gray dots show the relocated seismicity from the ISC-EHB catalog and Jiang et al. (2019), respectively. The wedge-shaped zones with light and dark gray fillings are the MOW proposed by Shen and Zhan (2020) and Jiang et al. (2015), respectively.

4 總結和展望

本文通過匯集地震活動圖像、全波形層析成像和接收函數界面成像結果、應力場分布和深淺地震活動的關聯(lián)性等多種觀測資料，清晰地展現了從日本海溝至中國吉林琿春附近的西北太平洋俯沖板片整體一致的聯(lián)動圖像，包括整個西北太平洋俯沖板片的應力軸與俯沖方向上的一致性，俯沖板片上深淺部地震活動的密切關聯(lián)性，所辨識的深淺部俯沖板片上下界面的形態(tài)及其間距的相似性等.西北太平洋俯沖帶的深源地震多發(fā)生在410 km至580 km深處存在的亞穩(wěn)態(tài)橄欖巖楔形區(qū)內及其周邊，似乎可用Zhan(2020)提出的“雙機制”成因假說來解釋，即亞穩(wěn)態(tài)橄欖巖楔形區(qū)內的相變斷層導致西北太平洋俯沖帶的深源地震開始破裂，并以同樣的相變斷層機制傳播或通過相變斷層破裂觸發(fā)的熱逃逸失穩(wěn)來向周邊擴展.

俯沖帶是地球深部和淺表之間進行物質循環(huán)的重要場所，是探求地球深部與淺表聯(lián)動機制的關鍵紐帶.太平洋板塊俯沖插入到中國東北大陸下方約600 km深處且至今不斷發(fā)生的深源地震活動，是深度解析太平洋板塊俯沖對東亞大陸演化控制作用的難得檢驗基地.西北太平洋俯沖帶的研究，涉及太平洋板塊、北美板塊與歐亞板塊這三大板塊的相互作用機制，還與菲律賓板塊與鄂霍次克板塊等次一級的微板塊運動緊密聯(lián)系.本文有關西北太平洋俯沖板片的應力場、深部界面和深源地震發(fā)震機制等認識，仍是建立在較多的地震觀測資料基礎上的定性認識，還需更多的觀測資料和精細研究來深化和檢驗.對于日本海下方的俯沖板片精細結構形態(tài)，我們的了解還較為有限，尚需在全球難得的中國東北深震區(qū)及東邊的俄羅斯遠東濱海邊疆區(qū)和日本海內，聯(lián)合開展密集的地震臺陣觀測研究，積累更多的觀測數據并獲取更多的中小地震震源機制解資料，以便更精細地勾勒俯沖板片整體的三維界面展布形態(tài)和亞穩(wěn)態(tài)橄欖巖楔形區(qū)等精細結構信息，更準確地系統(tǒng)把握俯沖帶的應力分布特征.結合巖石高溫高壓實驗和地球動力學模擬等研究，將幫助我們更好地定量理解西北太平洋俯沖帶的地球深部動力學問題，探索解決深源地震的成因機制難題.