西北太平洋俯冲带及其深震活动

陈棋福， 王新， 姜金钟， 李天觉

1 中国科学院地质与地球物理研究所， 中国科学院地球和行星物理重点实验室， 北京 100029 2 中国科学院地质与地球物理研究所， 黑龙江漠河地球物理国家野外科学观测研究站， 北京 100029 3 中国科学院大学地球和行星科学学院， 北京 100049 4 云南省地震局， 昆明 650224 5 新加坡南洋理工大学数理科学院， 新加坡 637371

0 引言

板块俯冲是地球上最宏大、最复杂的地质过程之一，是理解地球内部物质循环和能量交换、大陆岩石圈演化、地震和火山活动及矿产资源分布等的重要环节.俯冲带的研究一直是地球科学领域的前沿、热点和难点(Rosen，2016；https:∥www.sz4d.org/).在板块俯冲过程中，俯冲板片将冷的、不同组分的物质(如地表沉积物、玄武质洋壳、水和碳等)带入地幔，与周围地幔相互作用，在二者边界上发生强烈且复杂的热化学交换.俯冲板片的精细探测成像是认识与理解板片几何形态、组分结构、深部水循环、地幔熔融等地球深部动力学过程和深源地震成因机制的关键.近些年来，浅部俯冲板片结构的探测成像已取得了较大进展(如Kawakatsu and Watada，2007；Kawakatsu et al., 2009；Stern et al., 2015；Zhao, 2017; Gou et al., 2018)，但对俯冲板片深部精细形态和结构的探测研究仍较缺乏(Wang et al. 2020)，难以完整地认识板块俯冲过程.

位于太平洋板块西北俯冲的弧后地区的中国东北是深源地震多发区，是世界仅有的2个在大陆内部发生较多震源深度大于300 km的深震地区之一，是研究板块深俯冲及深源地震机制的最佳天然实验场.从国际地震中心(ISC，http:∥www.isc.ac.uk)汇集全球资料测定的1964—2016年基本完备的4.0级以上地震分布图1可见：中国东北一带的深源地震活动可以从近600 km的深度向上和向东接续至日本海沟附近的浅源地震，十分明显地展现出太平洋板块向欧亚大陆板块底部俯冲插入到中国东北大陆下方约600 km深度处至吉林珲春附近.地震层析成像结果(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块俯冲并滞留在地幔过渡带的主要特征，但因成像的空间分辨率有限，目前学界对西北太平洋俯冲板片精细形态及是否穿透660 km间断面进而深入到下地幔等问题(Li and Yuan, 2003)，在认识上存在明显差异.此外，由于相对稀疏地震观测台站导致的深源地震定位精度有限等问题，使得我们难以回答俯冲滞留板片转弯处是否存在深震活动(如2002年吉林汪清7.2级深震)的疑问，进而影响了对深震成因机制的深入探讨.地震探测是获知地球内部结构信息的最重要手段之一，本文故而汇集了近年来地震学的多种探测研究进展，如深部俯冲板片形态精细勾勒、俯冲系统应力状态以及深源地震精定位等，对西北太平洋俯冲带及其深震活动进行分析讨论.

图1 日本海沟至中国东北的4级以上地震分布(据国际地震中心1964—2016年目录)以震源深度标度(右下)的震中分布图(a)和黄线所示剖面两侧300 km范围内的地震深度分布图(b).图中3个白中带红和灰的圆球分别为2002年6月29日吉林汪清7.2级深震、2011年5月10日中俄边界6.1级深震和2011年3月11日日本东北近海9.0级浅源地震的gCMT震源机制解，地震发生地点用蓝色星号标示.(a)中的蓝色和黑色带箭头线分别表示GPS观测到的2011年日本东北近海9.0级地震导致同震地表位移大小和方向(据Ozawa et al., 2011；王敏等, 2011)，紫色带箭头线代表9.0级地震后120天观测到的持续位移量(据Shestakov et al., 2012).(a)中的白线和蓝色数字表示Slab1.0(Hayes et al., 2012)给出的太平洋俯冲板片深度(km)，右下角白色箭头表示板块间相对运动方向(据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 西北太平洋俯冲板片的精细形态

对俯冲板片结构及其形态的研究有助于我们厘定俯冲过程所涉及的空间范围.关于西北太平洋俯冲板片的形态勾勒方面，在西北太平洋俯冲板片的浅部(<200 km)，地震探测已揭示出明显的上、下界面(Kawakatsu and Watada，2007；Kawakatsu et al., 2009)，即俯冲板片与周围地幔物质存在显著的地震波速度不连续面.在俯冲板片的上界面，板片大量脱水，与超镁铁质地幔岩反应形成含水矿物(如蛇纹石)，显著增强了俯冲板片与上覆地幔楔之间的速度对比，从而形成地震学中观测到的地震不连续面(Kawakatsu and Watada，2007).尽管大多数水会在150～200 km的深度从俯冲洋壳中释放出来，但在冷的俯冲环境下，水还可以通过储存在硬柱石(lawsonite)和高密度含水镁硅酸盐(Dense Hydrous Magnesium Silicates)等矿物或者以含羟基(OH)的名义无水矿物(Nominally Anhydrous Minerals)形式进入到地幔更深处(Iwamori，2007；郑永飞等，2016).俯冲板片的下部界面，即大洋岩石圈与下伏软流圈之间的边界，也可能表现为明显的地震波速度不连续面(Kawakatsu et al., 2009；Stern et al.， 2015).例如，Kawakatsu 等(2009)在日本岛下方就观测到了延伸至200 km深度的西北太平洋俯冲板片的下界面.然而200 km以下的俯冲板片界面仍没有较好地刻画，西北太平洋俯冲板片的深部界面是否同它在浅部那样清晰最近才有了明确的结论(Wang et al., 2020).

就西北太平洋俯冲板片的深部界面问题，Wang等(2020)利用布设在中国东北地区的NECsaids和NECESSArray密集流动地震台阵及中国地震台网(CSN)固定台的多年观测数据，采用远震P波接收函数共转换点(CCP)叠加成像方法(Zhu, 2000)进行了探测研究.图2a左下方展示了近垂直于俯冲板片走向的近东西向CCP叠加成像剖面及Tao等(2018)的全波形层析成像结果，图中CCP成像结果的红色正振幅和蓝色负振幅分别代表地震波速从浅到深的低速到高速和高速到低速的跳变.在CCP成像结果中除了可清晰看到410-km和660-km间断面外，在地幔过渡带内还可观察到与410-km和660-km间断面振幅强度相当的另外2个明显界面X1和X2，分别对应于低速到高速和高速到低速的跳变.正振幅的X1位于520 km深度附近，在480 km到530 km深度间变化；负振幅的X2位于630 km深度附近，在530 km到640 km深度间变化；所观测到的X1和X2界面大致平行，在E130°处倾斜约25°，然后向西展平(图2a).基于bootstrapping重采样方法的多频段CCP叠加成像置信水平分析及正演测试表明：界面X1和X2的观测信号是确切无疑的，并非是数据处理中的旁瓣效应或浅部沉积层、Moho面或岩石圈-软流圈分界面导致的多次波效应.大致平行的界面X1和X2与新近全波形层析成像(Tao et al.，2018)所描绘的西北太平洋俯冲板片高速体的上下边界相当一致，由ISC精定位的EHB地震目录刻画的深震活动也位于界面X1和X2之间(图2a)，故Wang等(2020)分析认为X1和X2分别代表俯冲的太平洋板片高速体的上界面和下界面(图2).

图2 地幔过渡带中观测到明显的俯冲板片上、下界面与层状结构图(Wang et al., 2020)(a) 左下方展示的是接收函数共转换点叠加剖面(大致沿N41.5°)，其中红色和蓝色分别代表从浅到深的低速到高速和高速到低速的跳变，其在地幔过渡带中观测到明显的俯冲板片高速体的上、下界面分别用X1、X2标示.背景图为全波形层析成像(Tao et al., 2018)的VS结果，图中的灰色圆点为所示剖面两侧100 km内的地震(ISC-EHB目录；Weston et al., 2018). (b) 地幔过渡带中观测的俯冲板片界面和早期观测结果的概念性解译.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)进一步以一维的IASP91速度模型(Kennett and Engdahl, 1991)为基础，尝试在410-km和660-km间断面间加入不同梯度变化的高速异常体，以探究多大的波速异常才可以与实际观测相吻合.通过多频段接收函数波形模拟，表明至少要有4%～6% 的S波速度异常，才可以在地幔过渡带中观测到与CCP成像结果中同样明显的X1和X2振幅变化.

对X1这个界面的可能成因，基于现今的研究认识，首先应该确定是否为地震学研究中普遍观测到的520-km间断面(Shearer, 1990; Revenaugh and Jordan, 1991; Shearer, 1996; Deuss and Woodhouse, 2001；Ai et al., 2003; Li and Yuan, 2003; Tian et al., 2016)，即是否由瓦兹利石-林伍德石相变(Shearer, 1990; Deuss and Woodhouse, 2001)或钙钛矿出溶(Saikia et al. 2008)引起.但鉴于前人地震学中观测到的520-km间断面的地震波波阻抗变化较小(Sinogeikin et al., 2003)，且岩石高温高压实验结果和第一性原理计算结果(Sinogeikin et al., 2003; Valdez et al., 2012)都不足以解释观测到的X1界面至少有4%～6%的S波速度跳变变化，因而排除了这一可能的因素.其次要考虑的是俯冲板片的热梯度因素；将典型的西北太平洋俯冲板片热力学结构(Yang et al., 2018)转换为地震波速度异常后计算的理论接收函数与观测得到的CCP成像结果也不相符，表明俯冲板片所携带的热梯度异常也不是产生观测到的X1界面的主要原因.最后要考虑的是俯冲板片的岩性组分差异，结合岩石高温高压实验结果(Ringwood and Irifune，1988；Gréaux et al., 2019)，Wang 等(2020)分析认为所观测到的X1界面反映的是俯冲板片的岩性组分差异，可能与俯冲板片的Moho面(洋壳、洋幔界面)相关.

对观测到的X2界面的可能成因，Wang 等(2020)分别对已有认识中可能相关的俯冲板片热梯度、再循环的俯冲洋壳、俯冲板片的岩性组分、俯冲板片下固结的玄武岩、俯冲板片下的部分熔融等5种因素进行了分析探讨，并结合岩石高温高压实验和地球动力学研究与地球物理观测研究等结果，认为在地幔过渡带含水情况下，俯冲板片下侧软流圈的部分熔融导致板片的下界面清晰可辨(图2b).

Wang等(2020)较以往研究更加深入地幔，在约410～660 km深的地幔过渡带内观测到了明显的俯冲板片界面，揭示了俯冲板片的层状组分结构和板片下侧的高含水量(Wang et al., 2020).基于Wang 等(2020)的深俯冲界面精细成像结果，我们可以进一步得出：(1)西北太平洋俯冲板片并未穿透660-km间断面进入到下地幔，而是在与660-km间断面相交部位表现为30～50 km的大幅度下沉；(2)俯冲插入中国东北下方的太平洋俯冲板片在N40°—N48°之间是十分清晰的，这一明显可见的展布范围与图1a所示的深震分布范围大体相当，这应该是西北太平洋板块俯冲动力作用的最直接体现.从Zhang等(2016)给出的N37°、N39°和N49°接收函数叠加图像可见，俯冲插入中国东北下方的西北太平洋俯冲板片的展布似乎在N37°—N49°范围内都有迹可循.但因受限于所使用的地震观测台站分布范围和稀疏程度及可用的远震观测资料数量，即在研究区东部的俄罗斯远东滨海边疆区和日本海内缺乏地震观测台站，以及在N49°以北的地震观测台站相对偏少，尚无法追踪获取西北太平洋俯冲板片在日本海下方及N49°以北的精细界面形态并圈定其具体的展布范围.

2 西北太平洋俯冲带的应力状态

全波形层析成像和接收函数研究均表明西北太平洋俯冲板片以接近30°的角度俯冲进入地幔过渡带中，在上地幔中并未发生显著弯曲和变形(图2).西北太平洋俯冲带由浅到深作为一个整体并未发生显著变形，也体现在俯冲带内地震所揭示的主压应力轴状态稳定且一致性非常好，均同板片俯冲方向一致(李天觉和陈棋福，2019).图3是基于gCMT(http:∥www.globalcmt.org/CMTsearch.html)给出的1976年11月—2017年1月间发生的1196个MW>4.6地震矩心矩张量解，采用Hardebeck和Michael(2006)提出的区域阻尼应力场反演算法(Spatial and Temporal Stress Inversion，SATSI)，通过分区反演得出的区域应力场分布图(李天觉和陈棋福，2019).

由图3可见：在俯冲带浅部的陆壳一侧，远离海沟(～500 km处)的弧后区存在有水平方向挤压、垂直方向拉张的应力分布.在岛弧部位，除来自海沟方向的板片推挤作用外，俯冲板片脱水发生部分熔融，进而底辟上升形成的热物质上升推力(Uyeda，1992；Hasegawa et al.，1994，2005；Stern，2002)也作用于此，两者的共同作用或造成了该部位应力主轴发生顺时针旋转；此外，毗邻日本本州地区的太平洋沿岸时常发生的大地震事件(如2011年日本东北近海9.0级大地震)，也会对岛弧区产生短期的应力扰动.而俯冲带东部位于海沟之外的浅部大洋板片内，应力环境则相反，这里因前端板片俯冲下行的拖拽作用(slab pull)而发生小幅度弯曲，总体处于近水平向拉伸环境，挤压作用近垂向分布.从海沟起大洋板片进入低倾角俯冲，因这里的俯冲板片弯曲作用(bending)显著，拉张应力指向板片俯冲方向，而其倾角相比于俯冲板片轮廓却更为陡倾.

图3 西北太平洋俯冲带日本海沟至中国东北段应力场反演所得主应力的空间图样(a和b)及应力模式(c)(据李天觉和陈棋福(2019)修改)(a)、(b)归入各应力分区内的地震事件以对应颜色的圆圈表示，没有参与应力分区反演的事件以黑色圆圈表示，地震事件的空间范围及其投影剖面的位置见图1a的黑色矩形框和红线；图中所示的主应力空间图样为沿俯冲带走向视角，主应力空间图样中的红色代表压缩应力状态， 蓝色代表拉张应力状态. (b)图为(a)图中虚线所圈部分的放大. (c)中箭头表示各区域内应力主轴的方位， 120 km深度附近的两斜直线示意双地震带位置， 与右上圆相连的曲线示意板片内弯折处； 其中俯冲带的120 km以上部分进行了垂向放大， 而120 km以下部分进行了横向缩小.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.

在板片倾斜俯冲形态确立的部位，存在三处情形复杂的区域：洋陆俯冲交汇处的地幔楔、俯冲板片内弯折处的大洋岩石圈地幔及两者之间的板片陡倾俯冲段.地幔楔处的应力主轴方位集中，应力模式与岛弧部位的情形一致.俯冲板片内弯折区域，从平面上看主压应力轴平行于板片俯冲方向，拉张应力转向了海沟延伸方向.洋陆俯冲交汇区与板片内弯折区之间的板片陡倾俯冲段，主张应力轴基本沿板片俯冲方向展布，但展现出较俯冲板片轮廓更为陡倾的状态，与板片低倾角俯冲段内的应力场情景相似，两者成因或许一致.

在俯冲板片存在有双地震带活动的部位(深度120 km附近区域)，反演结果表明靠近俯冲板片表面的主压应力轴沿俯冲板片轮廓延伸，而其下方的主张应力轴则与俯冲板片轮廓近平行，这与典型的Ⅰ型双地震带应力模式(Hasegawa et al., 1979，1994；张克亮和魏东平，2008, 2011；Kita et al.，2010)相符，即上层沿俯冲板片轮廓压缩(Down-Dip Compression，DDC)和下层沿俯冲板片轮廓拉张(Down-Dip Tension, DDT)的状态.考虑到板片内弯折区域内的应力状态与双地震带下层DDT应力模式的相似性及其所处的位置，俯冲板片内弯折区域发生的地震极有可能也位于双地震带内(Hasegawa et al.,1979，1994；Kita et al.，2010).而俯冲板片更深处的应力场表现为DDC为主的状态，与俯冲下行的板片受到深部地幔物质阻挡进而内部产生压缩(Isacks and Molnar, 1971；Forsyth and Uyeda, 1975)的情形相符.

通观整个西北太平洋俯冲系统，水平面内主压、主张应力轴基本保持了与西北太平洋板片俯冲方向上的一致，同经典的俯冲板片应力导管(stress guide)模型(Isacks and Molnar, 1971；Christova，2004)预言的俯冲带应力模式相符.其主压应力轴状态稳定、一致性非常好，均同板片俯冲方向及形态一致(图3).而主张应力轴在位于俯冲板片表面下方的下层地震带(俯冲板片内弯折处、大洋岩石圈地幔和120 km深度附近的双地震带下层)及更深处，出现了转向海沟延伸方向的趋势，表明张应力状态于俯冲板片内部较为“敏感”，易遭受横向作用的改造.这种横向作用除了板片内弯折段可能存在的物质侧向挤出作用外，该区域横跨的日本海沟与千岛海沟结合带(Kimura，1986；DeMets，1992)出现的浅部海沟形态改变亦可能造成俯冲板片下部的横向变形(Isacks and Molnar, 1971).

正是由于西北太平洋俯冲板片的整体一致的应力作用，2011年3月11日在俯冲板片上部发生的日本东北近海9.0级大地震造成了图1所示的东北亚地区大范围的GPS南东东向同震水平位移(Ozawa et al., 2011；王敏等, 2011)和震后持续的水平滑移(Ozawa et al., 2011；Shestakov et al.，2012).而在2011年日本东北近海9.0级地震发生60天后，5月10日在中国东北中俄边界发生了具有显著非双力偶(DC)成分的深震活动(参见图1).李圣强等(2013)的研究表明：2011年5月10日发生的具有非同寻常震源机制的深震活动与日本东北近海9.0级地震相关，属于西北太平洋俯冲动力作用的明显体现，即在区域构造应力场没有明显改变的情况下，由于日本东北近海9.0级地震造成南东东向拉张应力的扰动变化，致使俯冲板片深部长时段积累的应变能几乎同时释放发生了2个有着不同DC破裂机制的深震，从而展现出具有显著的非DC成分的震源机制结果.2011年日本东北近海9.0级地震后的GPS观测结果和2011年5月10日的中国东北中俄边界深震活动，很好地体现了西北太平洋板块俯冲的动力作用.

为分析2011年日本东北近海9.0级地震对中国东北地区地震活动的影响，Yu等(2016)利用中国东北地区270个固定和流动地震台的波形记录，反演得到了2009年至2013年期间中国东北地区发生的69次MW≥2.9地震的矩张量解.Yu等(2016)的分析说明：在2011年日本东北近海MW9.0大地震前后，中国东北地区断层的地震活动率存在明显的变化，虽然整个地区的地震矩率保持大致不变；在2011年日本东北近海9.0级地震之前，中国东北地区地壳内发生的浅源地震震源机制的主压应力P轴分布较为广泛，虽在一定程度上体现出受控于近E-W向的西北太平洋板块俯冲应力作用，但可能主要反映了不同的局部应力状态，而日本东北近海9.0级地震之后的东北地区浅源地震的震源机制解则聚集为2组，即具有E-W向压缩的走滑事件和具有N-S向扩张的正断层事件.Yu等(2016)的应力场反演表明：中国东北地区断层地震活动率和震源机制的变化是因日本东北近海9.0级地震引发的区域应力状态调整而致，这也为计算得到的断层静态库仑应力变化(Yu et al.，2016；Shao et al., 2016)所证实.

GPS观测研究表明(王敏等, 2011；Shao et al., 2016；Zhao et al., 2018；Wang and Shen, 2020；郝明和庄文泉，2020)，2011年日本东北近海9.0级地震明显改变了东北亚的运动状态，该地震在中国东北及周边地区造成的与板块相对运动方向相反的E向同震位移达10～40 mm(参见图1)，且产生了显著的震后形变(Shao et al., 2016；Zhao et al., 2018；郝明和庄文泉，2020)，震后的E向位移随时间呈明显的衰减趋势(Shao et al., 2016；郝明和庄文泉，2020).对截至2015年9月可用的GPS连续观测资料开展的远场震后形变机制研究(Zhao et al., 2018)表明：日本东北近海9.0级地震在中国东北及周边地区引起的震后余滑效应和地幔黏滞性松弛效应，在震后2.5 年左右已大体相当，震后4.5年GPS观测得到的地表位移变化基本都是由黏滞性松弛效应所造成.王丽凤等(2013)依据震后蠕滑模型和震后1年的GPS观测进行外推，认为日本东北近海9.0级地震对中国东北部的东端有长时间影响，对中国显著地震带之一的郯城—营口地震带以及长白山火山的拉张作用可能长达几十年.而郝明和庄文泉(2020)利用1999—2017年GPS观测资料的分析则认为：2011年日本东北近海9.0级地震对中国东北和山东半岛的震后松弛变形的时间为1～11年.关于2011年日本东北近海9.0级地震对中国东北影响的持续时间问题，还有待于今后的观测研究.

3 中国东北深震的成因机制

尽管有研究依据表明2011年5月10日的中国东北深震活动属于西北太平洋板块动力作用的直接体现(李圣强等，2013)，且岩石高温高压实验和地球物理观测研究也表明：深源地震的发生与板块深俯冲活动及其相伴生的体系密切相关(Wiens et al., 1994; 干微等，2012; Houston, 2015)，但有关深震的成因机制至今仍是个有待深入研究的问题(Frohlich, 2006; Houston, 2015；Zhan，2020).

一般认为地震发生在岩石产生脆性破裂而释放弹性应变能的地方，对海洋岩石圈发生的震源深度小于70 km的浅震活动分析表明：浅震仅发生在温度≤～700 ℃的环境下(Frohlich，2006).实验研究显示：随着温度和压力的增大，岩石的流变学强度会降低到只发生塑性流动的程度，应力作用的岩石失稳由脆性破裂转变为韧性蠕变(干微等，2012).考虑到地球深部的温度和压力条件，正常的脆性破裂或滑动在超过60～100 km深度的情形下就变得极为困难(Frohlich，1989，2006；Green II and Houston，1995).然而，在几乎不可能发生岩石脆性破裂的超过100 km的地球深处，存在深震活动是无可置疑的观测事实，因而深震的成因机制与深震活动为何会终止在约680 km深度处仍是待解之谜(Houston，2015；Li et al., 2018；Romanowicz, 2018).

目前有关深震成因机制的假说主要有3种(Zhan，2020)：相变断层(Transformational Faulting)、脱水脆裂(Dehydration Embrittlement)和热失稳(Thermal Runaway)假说.越来越多的实验研究和岩石学、地震学观测都倾向认为：脱水脆裂可较好地解释震源深度为70～300 km的中源地震成因(Romanowicz，2018；干微等，2012)，亚稳态橄榄岩楔形区(Metastable Olivine Wedge, MOW)的相变断层则可较好地解释震源深度大于300 km的深源地震成因(Zhan，2020)，但已提出的各种可能机制在解释深震成因时都存在着或多或少的不足之处，至今为止没有单一的物理机制可以解释所有观测到的深震活动的地震学特征(Houston, 2015；Zhan，2020).由于深震的发震机制、破裂过程相当复杂并且可能是动态变化的，因此不同震源深度、不同俯冲带和不同大小的深震发震机制也可能是不同的，甚至可能是多种机制共同作用导致的(Houston, 2015).在之前的中源地震和深源地震的成因假说(例如McGuire et al., 1997；Stein and Rubie, 1999；Frohlich, 2006；Zhan et al., 2014；Zhan 2017)基础上，Zhan(2020)提出了统合的“双机制”成因假说：由脱水脆裂(对中源地震)或相变断层(对深源地震)引发深震开始破裂活动，接续的破裂则以相同的机制(脱水脆裂或相变断层)传播或通过活动触发的热逃逸失稳来扩展.Zhan(2020)的“双机制”假说，既保留了相变断层和脱水脆裂较热失稳在解释小震级深震活动分布方面的优点，又解决了相变断层和脱水脆裂在MOW或水化层的尺度有限而难以解释大震级深震活动的问题，即通过脱水脆裂或相变断层引发的破裂活动触发热逃逸失稳并向周边扩展来解释大震级深震活动的发生.

不可否认的是，在地幔过渡带深度范围内检测到俯冲板片中尺度相对较小的MOW结构具有相当大的挑战性(Shen and Zhan, 2020).尽管已有研究检测到的西北太平洋俯冲带MOW厚度差异超过了2倍(Shen and Zhan, 2020)，但不同研究结果(Jiang and Zhao, 2011; Jiang et al., 2015; Furumura et al.,2016; Shen and Zhan, 2020; Lidaka and Suetsugu, 1992; Kawakatsu and Yoshioka, 2011)都表明日本海及中国东北地区下方的俯冲板片在其地幔过渡带深度范围内确实存在MOW.姜金钟等(2019)的双差精定位结果和ISC的EHB地震目录(见图4)都表明：中国东北的大多数深震都发生在MOW内及其周边.考虑到早期观测台站稀少造成的定位误差较大及MOW检测的可能误差，可以说中国东北地区精定位后的深源地震分布与Zhan(2020)提出的“双机制”成因假说还是较为相符的.

图4 中国东北深震的精定位分布与层状的俯冲板片结构红点和灰点分别为ISC-EHB和姜金钟等(2019)的地震精定位结果，浅灰色和深灰色的楔形区分别为Shen和Zhan(2020)和Jiang 等(2015)给出的MOW范围.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 总结和展望

本文通过汇集地震活动图像、全波形层析成像和接收函数界面成像结果、应力场分布和深浅地震活动的关联性等多种观测资料，清晰地展现了从日本海沟至中国吉林珲春附近的西北太平洋俯冲板片整体一致的联动图像，包括整个西北太平洋俯冲板片的应力轴与俯冲方向上的一致性，俯冲板片上深浅部地震活动的密切关联性，所辨识的深浅部俯冲板片上下界面的形态及其间距的相似性等.西北太平洋俯冲带的深源地震多发生在410 km至580 km深处存在的亚稳态橄榄岩楔形区内及其周边，似乎可用Zhan(2020)提出的“双机制”成因假说来解释，即亚稳态橄榄岩楔形区内的相变断层导致西北太平洋俯冲带的深源地震开始破裂，并以同样的相变断层机制传播或通过相变断层破裂触发的热逃逸失稳来向周边扩展.

俯冲带是地球深部和浅表之间进行物质循环的重要场所，是探求地球深部与浅表联动机制的关键纽带.太平洋板块俯冲插入到中国东北大陆下方约600 km深处且至今不断发生的深源地震活动，是深度解析太平洋板块俯冲对东亚大陆演化控制作用的难得检验基地.西北太平洋俯冲带的研究，涉及太平洋板块、北美板块与欧亚板块这三大板块的相互作用机制，还与菲律宾板块与鄂霍次克板块等次一级的微板块运动紧密联系.本文有关西北太平洋俯冲板片的应力场、深部界面和深源地震发震机制等认识，仍是建立在较多的地震观测资料基础上的定性认识，还需更多的观测资料和精细研究来深化和检验.对于日本海下方的俯冲板片精细结构形态，我们的了解还较为有限，尚需在全球难得的中国东北深震区及东边的俄罗斯远东滨海边疆区和日本海内，联合开展密集的地震台阵观测研究，积累更多的观测数据并获取更多的中小地震震源机制解资料，以便更精细地勾勒俯冲板片整体的三维界面展布形态和亚稳态橄榄岩楔形区等精细结构信息，更准确地系统把握俯冲带的应力分布特征.结合岩石高温高压实验和地球动力学模拟等研究，将帮助我们更好地定量理解西北太平洋俯冲带的地球深部动力学问题，探索解决深源地震的成因机制难题.

致谢谨此祝贺陈颙先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢Wessel和Smith(1998)的GMT软件和三位评审人的修改完善意见.