俯沖帶板間地震活動的熱-力學特征*

高 翔

(1. 中國科學院海洋研究所海洋地質與環境重點實驗室 青島 266071; 2. 青島海洋科學與技術國家實驗室海洋地質過程與環境功能實驗室 青島 266061)

在眾多自然災害中, 地震和海嘯對人類社會的威脅最大, 它們的成因機制一直是地球科學亟需解決的前沿科學問題。地震和海嘯通常產生于板塊的匯聚邊界-俯沖帶, 如2004年印尼9.2級地震和2011年日本9.0級地震(圖1), 這些地震及其引發的海嘯造成了數十萬的人員死亡和數千億美元的經濟損失。因此,圍繞俯沖帶的研究孕育了多個全球大型科研項目如GeoPRISMS、Earthscope和IODP等, 試圖從多學科多角度了解俯沖帶的內部結構、動力學和巖石學過程。同時, 俯沖帶也是國內諸多大型科研項目如“中國科學院戰略先導科技專項”等的主要研究內容。在俯沖帶眾多研究內容和方法中, 本文主要聚焦于在俯沖斷層的熱-力學特征研究方向所取得的重要發現,以及這些發現對地震活動機制的認識和在防震減災中所起的作用。

俯沖斷層熱-力學特征不僅直接影響俯沖帶內的巖石相變和變質作用、流體活動以及巖漿活動等(Peacock, 2003; Wadaet al, 2009; Englandet al, 2010),而且與地震活動密切相關(Hyndmanet al, 1993; Gaoet al, 2014)(圖2)。地震通常形成于斷層的脆性破裂與滑動, 高溫會使巖石從脆性變為黏性, 阻礙脆性破裂,這也是俯沖帶地震底邊界深度在熱環境下要比冷環境下淺的原因(Peacocket al, 1999b)。同時, 含水礦物在一定的溫壓條件下會發生脫水和變質作用, 也會改變斷層的滑動方式(Hackeret al, 2003)。基于以上基本認識, 斷層溫度被廣泛的用來推斷大地震破裂的上下邊界, 進而推斷某一區域潛在發生大地震震級(Hyndmanet al, 1993; Smithet al, 2013)。另外, 斷層滑動會有摩擦熱生成。借助俯沖帶熱結構, 并以實測熱流數據為約束, 可以估算摩擦生熱量, 進而估算斷層摩擦力的大小即斷層強度(vonHerzenet al, 2001;McCaffreyet al, 2008)。俯沖斷層強度與地震大小有一定的對應關系, Gao等(2014)通過對全球多處俯沖帶強度的計算, 發現不同俯沖帶的斷層強度不同,俯沖強度越小對應的地震震級越大, 并認為俯沖海底的粗糙度控制著斷層強度, 粗糙海底(海山覆蓋)俯沖造成強的斷層并不易引發大地震。以上熱模型中通常不考慮俯沖洋殼內流體循環的效應, 因為流體循環非常的微弱, 但近年來在某些俯沖區域發現了很強的流體循環作用, 對俯沖斷層的熱-力學特征會產生很大的影響(Kummeret al, 2008; Harriset al, 2013;Perryet al, 2016)。這種強流體循環的形成機制及其對地震活動的影響有待更深入的研究。

圖1　8級以上地震(紅點)在全球范圍內的分布圖Fig.1 Global distribution of earthquakes (red dots) inmagnitude ＞8.0

地震帶的下方通常存在一種特殊的地震現象——慢地震, 它易發生在年輕板塊俯沖的地幔楔角附近(Rogerset al, 2003; Penget al, 2010)。慢地震被認為是板塊構造理論被廣泛接受以來, 地球動力學最重要的發現之一(Obara, 2011), 它可以幫助人們更好地認識俯沖斷層的活動機制(Ideet al, 2007; Penget al,2010)。盡管在慢地震的觀測(Shellyet al, 2006)和理論(Liuet al, 2009)的研究上已取得了巨大的進展, 如慢地震應產生于俯沖界面的剪切環境(Bostocket al,2012)并伴隨著高壓流體的作用(Audetet al, 2016),但是慢地震的成因機制及其與上方地震帶的關系依然不清楚。近年來在地震帶與慢地震帶之間發現了一種長周期慢滑移現象(Hiroseet al, 2010), 這使得這一科學問題變得更為復雜。近期Gao等(2017)借助熱巖石學控制的俯沖斷層流變特征, 解釋了俯沖斷層在空間上的這種分段式運動方式, 并指出慢地震的發生受地幔楔角特殊的巖石條件控制, 它與上方的地震帶在空間上是分離的。但如同其它模型一樣, Gao等(2017)并沒有給出慢地震的成因機制以及在慢地震帶與地震帶之間長周期慢滑移出現的機理。要解決這些問題, 還需更多觀測、實驗和模擬工作。

下文將主要介紹俯沖斷層熱-力學在研究地震活動過程中發揮的重要作用, 并著重闡述在“中國科學院戰略先導科技專項(A類)”的支持下在此方向取得的一些新認識和潛在應用, 具體內容安排如下。第一部分將通過介紹如何利用俯沖斷層溫度界定地震帶范圍, 如何用地表熱流約束俯沖斷層強度、以及建立俯沖斷層強度與地震震級關系等, 闡述俯沖斷層熱-力學在研究俯沖斷層巨型地震中的重要發現和應用以及存在問題。第二部分通過介紹地震帶之下慢地震形成的地質條件, 以及借助熱-巖石學控制的斷層流變特征分析地震帶與慢地震帶之間的關系, 闡述俯沖斷層熱力學在研究慢地震的形成環境及其與地震帶之間關系中的重要作用。第三部分以西太平洋的馬里亞納俯沖帶為例, 通過探討本區典型的構造和地震特征, 簡述此區域對發展俯沖斷層熱-力學及其在研究地震活動中所扮演的重要角色。最后部分是對前述工作的總結和今后工作的展望。

1　地震帶俯沖斷層的熱-力學特征

1.1　俯沖斷層溫度約束地震帶深度范圍

俯沖斷層的溫度可以約束地震帶的上、下邊界,從而可用來推斷俯沖帶潛在發生大地震的震級(Hyndmanet al, 1993)。淺部俯沖斷層巖石的主要組分蒙脫石通常會在 100—150oC溫度范圍內發生變質作用, 這一過程會極大的影響斷層滑動方式(Hyndmanet al, 1993); 另外, 在這一溫度范圍對應的深度位置(幾千米深), 斷層的滑動方式通常表現為速度強化,即阻礙斷層加速滑動, 不易于地震的發生(Byrneet al,1988; Wanget al, 2006); 因此, 通常認為地震帶上邊界位于斷層溫度 100—150oC 內(圖 2)。對于下邊界,Hyndman等(1993)總結得出斷層帶內大部分巖石在接近 350oC時的滑動方式表現為速度強化, 在接近450oC時巖石已由脆性向半脆性和黏性轉化, 阻礙地震破裂向下傳播, 因此, 下邊界通常位于斷層溫度350oC 左右, 一般不會超過 450oC。這種借助俯沖斷層溫度結構推斷地震帶上、下邊界的方法相對簡單、實用, 因此得到了很廣泛的應用(Oleskevichet al,1999; Klingelhoeferet al, 2010), 特別是對尚無大地震歷史記錄或觀測不足的俯沖區域具有更重要的意義(Smithet al, 2013)。

圖2　俯沖帶結構組成和地震活動Fig.2 Structure and seismicity of subduction zones

盡管利用俯沖斷層溫度界定地震帶上、下邊界的方法得到了上述巖石學、地震學和地球物理學等多學科的支持(Hyndmanet al, 1993; Wanget al, 2006;Klingelhoeferet al, 2010), 但它的普遍適用性依然存在很大的挑戰。2011年東北日本大地震的上邊界直接位于斷層最頂部(Fujiwaraet al, 2011), 而斷層在此深度的溫度遠低于100oC (如: Wadaet al, 2009)。雖然地震破裂延伸到地表的現象具有一定的區域特殊性,但本次地震是否是個例目前還不清楚(Wanget al,2016)。考慮到相同大小的地震發生在俯沖斷層淺部要比發生在深部所引發的海嘯規模大的多, 正確認識淺部斷層的熱-力學和運動特征尤為重要。地震帶下邊界位置受俯沖斷層的脆-黏性轉換深度的影響,而溫度是影響斷層黏性強度的主要因素, 因此, 通常溫度與地震帶下邊界存在一定對應關系。然而, 斷層帶脆-黏性轉換的深度同時也受斷層脆性強度的影響,特別是新的熱-力學研究(Gaoet al, 2014)表明不同俯沖區域斷層帶的脆性強度存在很大的差異。因此, 對于某些俯沖帶利用斷層溫度推斷地震帶上、下邊界可能有較大誤差。

1.2　地震帶斷層強度與大地震震級的關系

斷層強度是表征斷層抵抗自身破裂滑動的能力,可近似用斷層的有效摩擦系數(μ′)表示。與實驗室巖石摩擦結果(靜水壓下 μ′=0.4)相比(Byerlee, 1978), 借助觀測和計算手段得到的實際俯沖斷層的強度要更弱, μ′通常為0.03, 一般不超過0.1 (Wanget al, 1995;Sibson, 2013), 因此, 對斷層強度的大小一直存在爭議。近期, Gao等(2014)通過對全球多處俯沖帶的熱-力學研究, 系統的指出俯沖斷層強度都很弱。他們以地表實測熱流為約束, 通過構建全球多處典型俯沖帶的數值模型, 推斷斷層的摩擦生熱量, 進一步借助摩擦生熱方程, 發現在多數俯沖帶俯沖斷層強度均約為 0.03, 最高不超過 0.13(圖 3)。這些數值遠小于靜水壓下的斷層強度(0.4), 說明實際的俯沖斷層強度并沒有室內實驗結果和理論推斷的那么強。這一研究更為重要的發現是斷層強度在不同俯沖區域存在很大差異并呈現一定規律。通過對比大地震多發(黏滑為主)的日本海溝俯沖帶和無大震發生(蠕滑為主)的北西庫朗伊俯沖帶, Gao等(2014)發現在日本海溝俯沖斷層上μ′更小, 說明有大地震發生的俯沖斷層強度更弱。通過對全球多處俯沖帶的斷層強度與相應區域的最大地震震級對比, 發現斷層強度與最大地震震級存在一定的負相關關系(圖 3), 這與大地震易發生在強斷層上的傳統認識截然相反。

通過進一步的研究, Gao等(2014)結合俯沖海底的粗糙度指出光滑海底俯沖造成弱斷層, 相較于粗糙海底更易引發大地震。他們發現北西庫朗伊俯沖斷層強度約為日本海溝俯沖斷層強度的5倍(圖3)。雖然室內摩擦實驗結果表明慢速蠕滑的斷層強度(接近靜摩擦強度)遠大于高速滑動的斷層強度(Di Toroet al, 2011), 這看似可以解釋不同俯沖斷層的強度差異,但由于俯沖斷層在大地震前后的平均應力降很小,實際斷層中慢速蠕滑摩擦強度僅略高于在高速黏滑時斷層的平均強度, 不會出現幾倍的差異(Di Toroet al, 2011; Gaoet al, 2014)。因此, 不同俯沖斷層強度的巨大差異并不是由運動形態不同造成, 可能由其他因素控制。通過對強弱俯沖斷層的進一步比較, Gao等(2014)發現受黏滑控制的弱斷層具有更為光滑的俯沖海底(覆蓋很厚的沉積物或具有平坦的洋殼基底),而受蠕滑控制的強斷層則具有粗糙的俯沖海底(如海山密布), 據此, 他們認為斷層強度主要是受控于斷層面的粗糙度。另外, 大量的地球物理觀測結果也表明海底粗糙的俯沖區域往往缺少大地震(Wanget al,2014; Schollet al, 2015)。

俯沖斷層的溫度和強度還可能受到其他因素的影響如俯沖洋殼內強流體循環(Kummeret al, 2008;Harriset al, 2013; Perryet al, 2016)。近年來, 在某些俯沖帶如西南日本、哥斯達黎加、墨西哥和智利等的部分區域發現極為異常的熱流數據, 表明俯沖洋殼內強流體活動的存在(Harriset al, 2013; Hasset al,2016; Perryet al, 2016; Spinelliet al, 2016)。這些區域的俯沖洋殼結構往往不同于正常洋殼, 如古擴張脊區域(Yamanoet al, 2003)。雖然特殊的海底俯沖區域在全球范圍內廣泛分布(Wanget al, 2014), 但在此類區域海底熱流的測量非常有限(Gaoet al, 2014)。造成這一現狀的原因可能與大地震發生的歷史有關, 地球物理學家將更多的精力投入到地震危險性更高的區域。更好地研究俯沖斷層的發震機制, 需要在更多的特殊俯沖區域開展地震、熱流和其他地球物理觀測。

圖3　俯沖斷層的有效摩擦系數與已知最大板間地震震級的對應關系Fig.3 Effective friction of megathrust versus maximum size of interplate earthquake

2　慢地震帶俯沖斷層的熱-力學機制

2.1　慢地震受地幔楔角附近特殊的巖石條件控制

慢地震是一系列低頻地震和慢滑移的統稱, 是地球動力學發展的里程碑。慢地震最早以慢滑移和震顫的形式發現于卡斯凱迪亞和西南日本具有年輕板塊下插的俯沖帶(Dragertet al, 2001; Obara, 2002), 后來在其他俯沖帶也觀測到了此類慢地震現象, 而且還發現了更多的慢地震類型(Penget al, 2010)。在眾多慢地震現象中, 位于俯沖斷層地震帶下方的幕式震顫與慢滑移(Episodic Tremor and Slip, ETS)是最有規律的一種, 在空間上呈帶狀分布于地幔楔角周邊(Rogerset al, 2003; Obaraet al, 2004)。本文所述的慢地震主要指的是 ETS及與其相伴而生的低頻地震。大量的地球物理觀測表明在地幔楔角附近存在著極高的孔隙流體壓(Audetet al, 2016), Gao等(2017)認為造成高流體壓的原因是俯沖板塊的脫水作用可以使上覆地幔楔巖石發生蛇紋石化并導致巖體膨脹, 在高的巖石圍壓作用下, 引起地幔巖石滲透率的減小,流體因向地幔運移受阻而被迫沿著俯沖板片向上運動, 隨著溫壓條件的降低, 流體內溶解的硅質礦物會在地幔楔角附近的陸殼內釋出, 這些沉淀的硅質礦物會逐漸堵塞流體通道, 進而降低陸殼的滲透率(Gigeret al, 2007; Dempseyet al, 2012)(圖 4a)。在這兩種機制共同作用下, 在地幔楔角周邊形成一個局部的高流體孔隙壓帶。高的孔隙壓會使斷層正應力降低并重回摩擦運動, 為慢地震的發生提供必要條件(圖4b, 圖4c)。這一假說解釋了ETS與地幔楔角特殊地質條件的關系, 為正確認識 ETS的生成機制提供了地質學背景。

2.2　慢地震帶與地震帶在空間上是分離的

慢地震位于地震帶的下方, 二者之間的關系目前并不清楚(Wanget al, 2016)。由于慢地震的空間位置和物理特征, 通常被認為是地震向無震轉換的斷層運動方式(Schwartzet al, 2007; Penget al, 2010)。但這一廣泛認識不能解釋近年來在慢地震帶與地震帶之間發現的空間間隔(Huskeret al, 2012; Hyndmanet al, 2015)。在西南日本和墨西哥俯沖帶的地震帶與慢地震帶之間發現了一種長周期慢滑移現象, 不同于短周期慢滑移, 通常沒有明顯震顫的相伴(Hiroseet al, 2010; Huskeret al, 2012)。造成這種分段式的斷層運動現象的機制尚不清楚。通常俯沖帶大地震發生于斷層淺部, 因為這里溫度低, 斷層呈脆性。深部的高溫環境一般使斷層呈黏性。在某些俯沖帶地幔楔角附近, 高壓流體使斷層在這一深度又呈脆性。基于這一基本原理, Gao等(2017)通過對俯沖斷層流變性質(如:脆性摩擦與黏性蠕滑等)的研究, 發現在同時有大地震和慢地震發生的俯沖斷層上出現了兩段分離的脆性摩擦區域, 分別對應著地震帶和慢地震帶; 在這兩段脆性區域之間斷層呈半脆性或黏性, 對應著長周期慢滑移或穩定蠕滑(如圖4c)。該流變學模型解釋了俯沖斷層從淺到深的多種運動現象, 并表明地震帶與慢地震帶是分離的。

圖4　有大地震和慢地震現象的俯沖帶斷層的應力和運動現象示意圖Fig.4 Schematic illustration of fault stress and slip for subduction zones producing great earthquakes and ETS (Episodic Tremor and Slip)

借助以上流變模型, Gao等(2017)進一步解釋了為什么慢地震在大多冷的板塊俯沖環境里的缺失。不同于熱俯沖環境, 俯沖斷層在冷的日本海溝俯沖帶僅有一段脆性摩擦。他們認為低溫導致強的黏性力,斷層在地幔楔附近依然表現為完全的脆性摩擦, 斷層快速滑動依然可以產生常規地震現象, 這一推斷與地震觀測相一致(Nakamuraet al, 2016)。然而, 慢地震可偶爾發生在冷的北西庫朗伊俯沖帶(Ide, 2012)。Gao等(2017)認為這可能與粗糙海底俯沖造成很強的斷層有關, 強的脆性摩擦使冷的斷層的運動方式在到達地幔楔之前已經表現為黏性特征, 類似于熱俯沖環境, 同時地幔楔角附近高壓流體的存在也可以使斷層呈現摩擦特性, 為慢地震的發生提供條件。除了俯沖帶, Gao等(2017)還解釋了圣安德列斯斷層內地震帶與慢地震帶的分離現象。慢地震發生在此斷層下莫霍面附近的高壓流體區(Johnsonet al, 2013), 這些流體來源于斷層下古俯沖帶殘留的地幔楔蛇紋石的持續脫水作用(Kirbyet al, 2014)。這種特殊的構造環境也類似于熱俯沖環境, 因此慢地震可以發生。

Gao等(2017)提出的流變學模型解釋了與慢地震相關的眾多未解問題, 如: 為何對應于地幔楔角特殊的巖石條件; 為何與地震帶是分離的; 為何在熱俯沖環境里多發但在冷俯沖環境里缺失以及為何在某些非俯沖環境中出現。然而, 對于慢地震發生的機制及其長周期慢滑移形成于慢地震與地震帶之間的原因,還有待進一步的研究。高孔隙流體壓只為慢地震的發生提供了必要條件, 而非充分條件(Audetet al, 2016);地幔楔角附近含水礦物如滑石、葉蛇紋石和氟石的存在也可能與慢地震的形成有重要聯系(Hirauchiet al,2013)。另外, 盡管大量的地球物理觀測表明慢地震應發生于俯沖界面(Shellyet al, 2006; Royeret al, 2014),但目前還不能完全排除其他的形成環境(Hyndmanet al, 2015)。

3　西太平洋俯沖帶-馬里亞納的熱-力學特征與地震活動

馬里亞納俯沖帶由古老的太平洋板塊向菲律賓海板塊之下俯沖而成, 板塊之間的相互運動以蠕滑為主, 相比于其他有大地震(Mw＞8.0)發生的俯沖帶,這里只有中小型地震的發生(圖 5), 被視為蠕滑型俯沖帶的教科書實例(Uyedaet al, 1979; Wanget al,2014)。在有歷史記錄以來, 馬里亞納俯沖帶逆沖斷層上發生的最大地震震級不超過7.4。盡管1993年在關島附近曾觀測到一次震級7.7的地震, 但后來研究顯示此次地震為板內地震(Emryet al, 2011)。馬里亞納俯沖帶缺少板間大地震的原因目前有多種解釋。首先,俯沖帶上覆的菲律賓海板塊洋殼相對于正常陸殼要薄、莫霍面淺, 因此, Peacock等(1999a)認為淺處被水化的地幔楔物質如葉蛇紋石等會限制大地震的生成與傳播, 馬里亞納弧前的蛇紋石泥火山表明含水礦物在淺部地幔楔大量存在(Fryeret al, 1985)。其次, 正在俯沖的古老太平洋板塊在下方拖曳力及其他作用力的共同作用下發生彎曲, 并且曲率很大, 這種板塊俯沖形態被認為會導致板間應力分布不均, 進而阻礙大地震的發生(Bleteryet al, 2016)。另外, 此處的太平洋板塊之上覆蓋著大量的海山, 致使板塊表面非常的粗糙(Wattet al, 2010), 而粗糙的板塊俯沖往往導致俯沖斷層蠕滑, 缺少大地震(Wanget al, 2014)。

馬里亞納俯沖帶是典型的洋-洋俯沖型俯沖帶,發育有溝弧盆體系。因此, 大量的地質與地球物理觀測在此區域開展, 獲得了豐富的巖石樣品和高精度的地層結構(Abramset al, 1992; Oakleyet al, 2008)。然而, 作為了解俯沖斷層熱力學狀態的重要約束, 弧前和海溝外隆的海底熱流觀測卻極為稀少(Wadaet al,2009)。另外, 馬里亞納俯沖帶是最為典型的蠕滑無震俯沖帶, 了解此區域俯沖斷層的熱力學狀態可以更全面的認識斷層運動機制。

圖5　馬里亞納俯沖帶地震活動特征Fig.5 Seismicity of the Mariana subduction zone

4　結語

俯沖斷層的熱-力學研究是了解板間地震活動最重要的手段之一。斷層熱狀態既可以通過影響巖石性質改變斷層運動特征也可以反映斷層應力狀態, 進而建立與地震活動之間的聯系, 圍繞這一研究方向,主要有以下三點認識: (1) 借助俯沖斷層溫度推斷地震帶上下邊界, 進而估算潛在大地震震級對多數俯沖帶具有很好的適用性, 但對于以下兩種俯沖區域有待探索其他的主控因素: 一是地震破裂至海溝的俯沖帶如日本海溝, 二是因粗糙海底俯沖而缺乏大地震的俯沖帶如北西庫朗伊。(2) 以海底熱流數據為約束, 斷層熱狀態可用來估算斷層強度, 并且斷層強度越弱對應的地震越大; 結合俯沖海底粗糙度, 發現粗糙海底俯沖造成強斷層并不易引發大地震, 但相對于光滑海底俯沖, 粗糙海底俯沖的實例太少, 需要進一步補充。(3) 斷層熱-力學狀態可以推斷斷層的流變特征, 俯沖斷層流變學結果顯示地震帶與其下方的慢地震帶在空間上是分離的, 慢地震的發生與地幔楔角局部的巖石條件有關, 而不是地震破裂向無震蠕滑的轉換, 慢地震的成因機制有待持續的研究。

盡管斷層的熱-力學在研究地震活動中發揮著重要作用, 但與其相應的地球物理觀測數據, 特別是海底熱流數據還遠遠不足。“中國科學院戰略先導專項”為西太平洋俯沖帶的地球物理觀測提供了條件。西太平洋的馬里亞納俯沖帶作為全球最為典型的蠕滑區域, 擁有相對罕見的粗糙俯沖海底, 是無震蠕滑俯沖帶教科書式的實例。如能在該區域獲取足夠的可靠熱流數據, 馬里亞納俯沖帶將是發展和驗證斷層熱-力學在研究地震活動方面的新方法和新假說的理想的天然實驗室。

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