湯加
—克馬德克俯沖帶現(xiàn)今非均勻應(yīng)力場特征及其動力學(xué)意義

黃驥超, 萬永革, 盛書中, 李祥, 高熹微

1 中國地震局蘭州地震研究所， 蘭州　730000 2 防災(zāi)科技學(xué)院， 河北三河　065201 3 中國地震局地球物理研究所， 北京　100081

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湯加
—克馬德克俯沖帶現(xiàn)今非均勻應(yīng)力場特征及其動力學(xué)意義

黃驥超1,2, 萬永革2*, 盛書中2,3, 李祥2, 高熹微2

1 中國地震局蘭州地震研究所， 蘭州730000 2 防災(zāi)科技學(xué)院， 河北三河065201 3 中國地震局地球物理研究所， 北京100081

摘要湯加—克馬德克俯沖帶是太平洋板塊向澳大利亞板塊俯沖碰撞的動力作用區(qū)，是全球俯沖帶動力學(xué)研究的熱點區(qū)域.本研究基于EHB地震目錄，對湯加—克馬德克俯沖帶(18.5°S—28.5°S)區(qū)域進行平面擬合，得到該范圍內(nèi)俯沖帶走向約為196°，傾角約為48°；利用該俯沖帶研究區(qū)域內(nèi)Global CMT目錄，對不同位置、不同深度進行區(qū)域應(yīng)力張量反演，得到湯加—克馬德克俯沖帶研究區(qū)內(nèi)精細的應(yīng)力圖像.結(jié)果顯示：(1) 俯沖帶淺部(60～300 km)應(yīng)力結(jié)構(gòu)非均勻特征明顯，主應(yīng)力軸傾伏角變化多樣，并且最大主壓應(yīng)力軸方位在24°S左右發(fā)生明顯偏轉(zhuǎn)，我們推測這可能與洋底構(gòu)造路易斯維爾海鏈俯沖有關(guān)；(2)中部(300～500 km)最大主壓、主張應(yīng)力軸由北向南逐漸發(fā)生偏轉(zhuǎn)，這可能與由北向南流動的地幔流對俯沖板片產(chǎn)生推擠作用有關(guān)，并且這種推擠作用向南逐漸減弱；(3)深部(500～700 km)最大主壓應(yīng)力軸沿俯沖方向分布；(4)本文的結(jié)果還發(fā)現(xiàn)了主俯沖帶深部西側(cè)“偏移”板片與主俯沖帶應(yīng)力結(jié)構(gòu)不同，表明“偏移”板片與主俯沖帶是分離的.

關(guān)鍵詞湯加—克馬德克俯沖帶； 應(yīng)力場反演； 應(yīng)力場非均勻性； 震源機制

There are two steps in this research. Firstly, by using the global seismicity EHB catalog (Mb≥4.7) from 1960 to 2008, we investigate the Tonga-Kermadec subduction zone (18.5°S—28.5°S) geometry by plane fitting. The plane fitting result indicates that the strike of slab is nearly 196°and the dip of slab is nearly 48° in the range of 18.5°S—28.5°S. In the following stress field study, the Tong-kermadec subduction zone is divided into 9 sub-regions to solve stress field based on the strike and dip we obtained. Using focal mechanisms from the Global Centroid Moment Tensor (1993—2012), the present-day stress tensor for different sub-region and depth interval is solved based on grid search method.

In shallow part (70～300 km), stress inversion results indicate that the stress regime has strong heterogeneity with the variety of plunges, and the azimuth of maximum principal compression stress is rotated near 24°S, which is associated with the subducting Louisville Seamount Chain. The ridge push within the slab is subjected to resistance due to the Louisville Seamount Chain, which leads to the stress rotation. As the motion of the Chain is southward along trench, the “stress shadow zone” is generated in the southwest of Louisville Seamount Chain.

In intermediate part (300～500 km), the azimuths of maximum and minimum principal stress are rotated from north to south gradually. This phenomenon is probably associated with compression due to north-south mantle flow for the slab. The compression for the slab is greater near the northern edge of the slab beneath the Lau Basin. But the compression induced from north-south mantle flow is weakening gradually in southward direction from the northern edge.

In deep part (500～700 km), the distribution of principal stress is down dip compression. It may be caused by the resistance of its downward motion due to increases of depth and mantle viscosity.

Our results also show different stress plunge between main subduction zone and the western offset slab. The horizontal or vertical maximum compression stress axis in the offset slab shows no down dip compression induced from the upper subduction zone, which confirms the offset slab separation from main subduction zone.

1引言

全球俯沖帶動力學(xué)作為板塊構(gòu)造學(xué)、地球動力學(xué)、地震學(xué)等學(xué)科重要組成部分，一直是國內(nèi)外學(xué)者研究的熱點領(lǐng)域(臧紹先等，1992；Hayes et al., 2012).Wadati(1935)和Benioff(1954)先后發(fā)現(xiàn)了俯沖板片的深震地震帶，后人稱之為Wadati-Benioff帶，該地震帶的發(fā)現(xiàn)為俯沖帶動力學(xué)研究提供了天然試驗場.近年來，隨著全球地震臺網(wǎng)的不斷增加，觀測技術(shù)不斷發(fā)展，全球地震數(shù)據(jù)的觀測數(shù)量和質(zhì)量均有很大改善，為全球俯沖板片的構(gòu)造形態(tài)及動力學(xué)研究提供了很好的數(shù)據(jù)支持(Chen et al., 2004; Syracuse and Abers, 2006；Fukao and Obayashi, 2013；張浪平等，2013，2014).

隨著應(yīng)力反演技術(shù)的不斷發(fā)展，有關(guān)利用地震觀測資料反演俯沖帶應(yīng)力場的研究，同樣成為了俯沖帶動力學(xué)研究的熱點問題之一.Christova研究小組曾運用Gephart和Forsyth(1984)的網(wǎng)格搜索法反演得到了琉球—九州、伊豆—小笠原、千島、瓦魯阿圖等俯沖帶不同深度的應(yīng)力場(Christova and Scholz, 2003; Christova et al., 2004; Christova, 2004, 2005, 2015)；Wada等(2010)采用Arnold和Townend(2007)的貝葉斯參數(shù)估計方法和Michael(1987)的應(yīng)力張量線性反演方法得到了卡斯卡迪亞俯沖帶的應(yīng)力狀態(tài)；Meighan等(2013)采用Hardebeck和Michael(2006)提出的時空應(yīng)力線性反演方法(SATSI)證實了波多黎各海溝板片拆離現(xiàn)象.

湯加—克馬德克俯沖帶作為澳大利亞—太平洋板塊邊界的一部分，是全球板塊大地構(gòu)造學(xué)研究的熱點區(qū)域.該俯沖帶是全球地震最活躍的俯沖帶之一，從淺部到700 km深度左右，表現(xiàn)出強烈的地震活動性，并且由北向南，地震分布不均，有大量的地震空區(qū)出現(xiàn)(圖1).前人大量的地震層析成像(Van der Hilst, 1995; Hall and Spakman, 2002; 魯人齊等，2013)、各向異性(Chen and Brudzinski, 2001, 2003; Foley and Long, 2011)、地震活動性(Hamburger and Isacks, 1987; Okal and Kirby, 1998)等研究結(jié)果，已經(jīng)大致描繪出該俯沖帶復(fù)雜的構(gòu)造形態(tài)及動力學(xué)特征.Bonnardot等(2009)通過應(yīng)力張量反演大致給出了湯加—克馬德克俯沖帶中深部應(yīng)力場特征，并根據(jù)應(yīng)力方向不連續(xù)特征證實了湯加-克馬德克地區(qū)21°S以北的板片拆離現(xiàn)象.礦物相變、脫水反應(yīng)、多重俯沖事件和板片拆離都是造成湯加俯沖帶復(fù)雜構(gòu)造形態(tài)以及大量深震發(fā)生的可能原因，許多動力學(xué)過程導(dǎo)致了湯加—克馬德克俯沖系統(tǒng)現(xiàn)今復(fù)雜的構(gòu)造格局(Ruellan et al., 2003).

由于該地區(qū)構(gòu)造復(fù)雜，雖然已有少量有關(guān)該俯沖板片應(yīng)力場研究結(jié)果(Bonnardot et al., 2009)，但應(yīng)力場反演網(wǎng)格較粗，分辨率較低，研究程度不夠深入.本文擬收集湯加—克馬德克地區(qū)1960—2008年定位精度較高(Mb≥4.7)的全球EHB目錄(Engdahl et al., 1998)，擬合出研究區(qū)內(nèi)俯沖帶的走向、傾角等定量參數(shù).然后選取1993—2012年Global CMT目錄(MW≥4.8)(Dziewonski et al., 1981；Ekstr?m et al., 2012)，將湯加—克馬德克俯沖帶劃分成9個區(qū)域(圖1)，求解各個區(qū)域不同深度的區(qū)域應(yīng)力場，探討深部地幔流對主應(yīng)力方位的影響、復(fù)雜構(gòu)造單元與應(yīng)力場非均勻性的關(guān)系、深部“偏移”板片與主俯沖帶的應(yīng)力狀態(tài)差異等動力學(xué)問題.

2研究步驟與方法

2.1俯沖帶幾何定量參數(shù)求取

首先對湯加—克馬德克俯沖帶進行平面擬合，旨在得到研究區(qū)內(nèi)俯沖帶幾何形態(tài)的定量參數(shù)，為下一步應(yīng)力反演剖面選取提供依據(jù).本文參考張浪平等(2013，2014)有關(guān)全球地震目錄選取的經(jīng)驗(地震定位的精度從高到低依次為EHB目錄、NEIC目錄、CMT目錄)，選取定位精度較高的全球EHB地震目錄，根據(jù)地震的空間展布，將湯加—克馬德克俯沖帶擬合出一個近似的線性平面.本文假定俯沖平面為到每個地震震源位置距離平方和最小的平面，由此建立求解俯沖平面的數(shù)學(xué)模型，結(jié)合使用模擬退火全局搜索和高斯牛頓局部搜索算法(萬永革等，2008)，給出全局搜索最優(yōu)的俯沖帶平面參數(shù)(走向、傾角).該方法已經(jīng)在小震估計大震斷層面參數(shù)中得到廣泛應(yīng)用，例如，萬永革等(2008)首先應(yīng)用該方法得到了唐山地震發(fā)震斷層面參數(shù)，呂堅等(2013)和盛書中等(2014)分別給出了蘆山地震和玉樹地震發(fā)震斷層的定量參數(shù).本文將該方法推廣到俯沖板片形態(tài)擬合，定量給出俯沖帶的走向和傾角.

2.2應(yīng)力場反演方法

本文利用湯加—克馬德克俯沖帶研究區(qū)內(nèi)Global CMT(4.8≤MW≤7.8)目錄進行區(qū)域應(yīng)力反演，擬得到不同位置與深度的應(yīng)力場.其中應(yīng)力張量反演方法采用網(wǎng)格搜索法(Wan et al.,2015; 萬永革，2015)，該方法采用滑動方向與剪應(yīng)力方向最為一致的準則，以更加精細的搜索網(wǎng)格(1°×1°×1°×0.1)反演出三個主應(yīng)力方向以及R值(Gephart and Forsyth, 1984)：

(1)

并采用F檢驗給出反演結(jié)果的置信范圍.黃驥超和萬永革(2015)曾使用該方法反演了首都圈地區(qū)現(xiàn)今構(gòu)造應(yīng)力場.(1)式中S1、S2、S3分別代表最大、中間、最小主壓應(yīng)力(或最小、中間、最大主張應(yīng)力)，R為應(yīng)力形因子，該參數(shù)為相對應(yīng)力大小，并且是對主應(yīng)力方向反演結(jié)果的不確定性評估.為了闡述R值的意義，本文利用主應(yīng)力空間三維分布圖(圖2)進行說明(萬永革等，2011；萬永革，2015)：當R值等于0.5時(圖2c)，應(yīng)力張量的本征值呈等差排列，反演得到的三個主應(yīng)力軸在數(shù)值上為等間距的，主壓應(yīng)力軸和主張應(yīng)力軸均確定.隨著R值自0.5增大(圖2b)，中間應(yīng)力本征值逐漸靠近主張應(yīng)力本征值.在僅考慮偏應(yīng)力的情況，中間應(yīng)力軸也表現(xiàn)為張應(yīng)力的性質(zhì)，R值越大，中間應(yīng)力軸表現(xiàn)的張應(yīng)力狀態(tài)越明顯.在R=1的極端情況下(圖2a)，中間應(yīng)力軸和主張應(yīng)力軸表現(xiàn)的張應(yīng)力狀態(tài)是一致的，也就是說，此時最大張應(yīng)力軸和中間應(yīng)力軸交換并不影響應(yīng)力狀態(tài)的描述，最大主張應(yīng)力軸在與最大主壓應(yīng)力軸垂直的平面內(nèi)自由旋轉(zhuǎn).同樣道理，隨著R值自0.5減少(圖2d)，中間應(yīng)力本征值逐漸靠近主壓應(yīng)力本征值，中間應(yīng)力軸也表現(xiàn)為壓應(yīng)力的性質(zhì).R值越小，中間應(yīng)力軸表現(xiàn)的壓應(yīng)力狀態(tài)越明顯.在R=0的極端情況下(圖2e)，中間應(yīng)力軸和主壓應(yīng)力軸表現(xiàn)的壓應(yīng)力狀態(tài)是一致的，也就是說，此時壓應(yīng)力軸和中間應(yīng)力軸交換并不影響應(yīng)力狀態(tài)的描述，最大主壓應(yīng)力軸在與最大主張應(yīng)力軸垂直的平面內(nèi)自由旋轉(zhuǎn).

圖2　不同R值所對應(yīng)的主應(yīng)力空間分布圖紅色代表最大主壓應(yīng)力軸；藍色代表最大主張應(yīng)力軸；R=0時最大主張應(yīng)力確定，最大主壓應(yīng)力不確定；R=1時最大主壓應(yīng)力確定，最大主張應(yīng)力不確定；R=0.5時最大主壓應(yīng)力、最大主張應(yīng)力均確定．Fig.2　Principle stress spatial distribution correspond to different R-valueMaximum principle compressive stress axis is shown by red pattern, maximum principle extension stress axis is shown by blue pattern. When R-value equal 0, S3 is certain but S1 is uncertain. When R-value equal 1, S1 is certain but S3 is uncertain. When R-value equal 0.5, both S1 and S3 are certain.

3俯沖帶幾何形態(tài)

湯加—克馬德克俯沖帶范圍較大(圖1)，19°S以北板塊俯沖形態(tài)變化多樣(Bonnardot et al., 2009)，28°S以南深部地震活動性較弱，形態(tài)復(fù)雜.故本文選取18.5°S—28.5°S作為研究區(qū)域，該區(qū)域構(gòu)造形態(tài)簡單，俯沖傾角沿海溝走向變化較緩，有利于進行平面擬合(Giardini and Woodhouse, 1984; Jiao et al., 2000; Chen et al., 2004).

由于該俯沖帶在深部500～700 km西側(cè)有“板外(outboard)”地震的存在(圖3a灰色橢圓標記區(qū))，Okal和Kirby(1998)將該震群定義為“偏移地震(Offset Event)”，它們不屬于主體俯沖帶.另外，0～60 km深度區(qū)間可能會受到上覆板片以及俯沖帶自身彎曲的影響，約400 km深度處，主體俯沖帶傾角也發(fā)生局部變化(圖3a)，以上這些因素會使擬合平面偏離主體俯沖帶，故我們采用Chen等(2004)用于線性擬合所選取該地區(qū)地震的深度范圍(70～420 km)進行解算.

選取1960—2008年定位精度較高的該地區(qū)EHB目錄，擬合深度范圍內(nèi)(70～420 km)共1043個地震.通過兩個步驟的擬合過程，最終得到研究區(qū)俯沖板片的總體幾何形態(tài)(圖3a中灰色實線)走向為196.0°(標準差為0.3°)，傾角為48.2°(標準差為0.4°)，并且參與擬合的地震位置到俯沖帶平面的距離服從正態(tài)分布(圖3b).與Chen等(2004)結(jié)果相對比(表1)，該結(jié)果很好地表現(xiàn)了研究區(qū)俯沖帶的整體幾何形態(tài).

圖3　擬合俯沖帶位置(a)及俯沖帶平面兩側(cè)的地震頻度分布(b)(a) 中黑色小圓點代表EHB目錄地震分布，灰色實線為擬合出的俯沖帶平面，灰色虛線為俯沖帶平面到0 km和700 km的延伸；灰色虛線橢圓標記為偏移震群； (b) 中DF為參與擬合的地震到俯沖帶平面的距離．Fig.3　The location of fitted subduction zone (a) and histogram of earthquakes sorted by their distances to the subduction plane (b)(a) Earthquakes from EHB catalogs are shown by small black dots. The grey solid line is fitting plane of subduction zone. The grey dashed line represents extending to 0 km and 700 km depth. The offset events are marked by gray dashed ellipse; (b) DF represent distance from earthquakes to subduction plane.

結(jié)果來源所選區(qū)域緯度范圍走向/(°)傾角/(°)用于線性擬合所選取地震的深度范圍本文28.5°S—18.5°S1964870～420kmChenetal.(2004)29°S—24°S2024670～420km24°S—19°S1895270～420km

4應(yīng)力反演區(qū)域劃分

通過上一步平面擬合得到的俯沖帶走向與傾角，我們沿垂直于湯加-克馬德克海溝的方向(即俯沖平面傾向)，在研究區(qū)內(nèi)(圖1紅色區(qū)域)構(gòu)建9個寬度為100 km的剖面，分別對應(yīng)R1—R9區(qū)域，然后分別反演9個區(qū)域內(nèi)淺部(60～300 km)、中部(300～500 km)、深部(500～700 km)的區(qū)域應(yīng)力場.Bonnardot等(2009)反演該俯沖帶應(yīng)力場時，在28°S—19°S的緯度范圍內(nèi)，將60～300 km 深度區(qū)間劃分成三個區(qū)域，300～700 km深度區(qū)間劃分成兩個區(qū)域進行應(yīng)力場解算，其區(qū)域劃分太大，應(yīng)力反演結(jié)果平滑程度過高，忽略了局部信息，不能反映細節(jié)應(yīng)力結(jié)構(gòu).本文沿俯沖帶(18.5°S—28.5°S)走向每隔100 km選取一個區(qū)域進行淺、中、深部應(yīng)力張量反演.

本文選取研究區(qū)域內(nèi)Global GMT(4.8≤MW≤7.8)目錄，對每個區(qū)域(R1—R9)的數(shù)據(jù)沿N16°E方向進行等面積投影(圖4).根據(jù)每個區(qū)域深度剖面震源機制解的分布特征，選取主俯沖帶地震，確定每個區(qū)域內(nèi)反演所用震源機制解.部分區(qū)域(R4—R7)深部(500～700 km)西側(cè)有明顯“偏移震群”的存在，為了不影響主俯沖帶應(yīng)力場的反演結(jié)果，暫且將其去除(圖4中R4—R7區(qū)域灰色虛線橢圓標記部分).

圖4　分區(qū)震源機制解剖面圖及應(yīng)力反演區(qū)域劃分圖中震源機制球為沿俯沖帶走向(N16°E)方向里半球投影，灰色空心圓代表EHB目錄，灰色實線框包圍了每個區(qū)域反演所用震源機制解，灰色虛線橢圓區(qū)含義見圖3．Fig.4　The cross-sections of focal mechanisms and stress inversion sub-regions The focal mechanisms are marked by hemisphere projections in N16°E direction. The grey open dots stand for earthquakes from EHB catalogs. The sub-region focal mechanisms used in stress inversion are marked by grey solid line. The meaning of grey dashed ellipse region is the same with Fig.3.

5區(qū)域震源機制P、T軸分布及應(yīng)力反演結(jié)果

沿不同剖面、不同深度劃分出22個主俯沖帶應(yīng)力反演區(qū)域(去除“偏移”板片的影響).其中每個區(qū)域震源機制不少于6個.我們對每個區(qū)域內(nèi)反演所用的震源機制進行P、T軸統(tǒng)計分析(圖5a)，并對湯加—克馬德克主俯沖帶淺、中、深部每個區(qū)域內(nèi)應(yīng)力場進行求解(表2).然后，從每個區(qū)域震源機制P、T軸分布(圖5a)、主應(yīng)力方位分布(圖5c, 5d)、主應(yīng)力傾伏角變化(圖5b)等方面，結(jié)合每個剖面地震活動性以及幾何形態(tài)，對俯沖帶不同深度的應(yīng)力場進行詳細描述，為下一步動力學(xué)討論做鋪墊.

表2　湯加—克馬德克主俯沖帶最優(yōu)應(yīng)力參數(shù)表

5.1淺部(60～300 km)結(jié)果

在60～300 km淺部范圍內(nèi)，俯沖帶形態(tài)變化較穩(wěn)定，每個剖面俯沖帶傾角較一致，地震活動強烈(圖4)，但也有少量地震空區(qū)出現(xiàn)(圖4的R6).由研究區(qū)域震源機制解的P、T軸分布(圖5a)可見，P軸分布較集中，主要分布于NNW-EW范圍內(nèi)，少量分布于SW向，且傾伏角偏??；T軸大部分分布于SEE-SE向，少量分布于SW向，傾伏角變化較分散.我們發(fā)現(xiàn)R1區(qū)P、T軸分布均沒有明顯的優(yōu)勢方位.Bonnardot等(2009)研究發(fā)現(xiàn)在14°S—19°S之間60～300 km深度范圍內(nèi)存在雙層地震帶，并且該雙地震層上層應(yīng)力結(jié)構(gòu)以沿俯沖帶俯沖方向擠壓(Down-dip Compression)為主，下層應(yīng)力結(jié)構(gòu)以沿俯沖方向拉伸(Down-dip Extension)為主，這可能是該區(qū)域P、T軸無明顯優(yōu)勢方向分布的原因.本文的R1區(qū)淺部位于該雙地震層的最南端(Bonnardot et al., 2009)，應(yīng)力結(jié)構(gòu)復(fù)雜，故并沒有對R1淺部區(qū)進行應(yīng)力張量求解.

反演得到的最優(yōu)應(yīng)力方位見圖5c、5d的紅色箭頭.可以看到R2—R4區(qū)域的最大主壓應(yīng)力方向較為一致地趨近EW方向，但R5區(qū)的最大主壓應(yīng)力軸發(fā)生較大偏轉(zhuǎn)，轉(zhuǎn)向NNE-SSW向，與俯沖帶傾向存在較大夾角，這是研究區(qū)域淺部應(yīng)力狀態(tài)變化的一個轉(zhuǎn)折點.在R6—R9區(qū)域又逐漸逆時針偏轉(zhuǎn)到NW-SE的方向.最大主張應(yīng)力軸在該深度范圍內(nèi)也表現(xiàn)出方向的多變性，R2區(qū)張應(yīng)力軸為N30°W，但R3—R6區(qū)張應(yīng)力軸方位發(fā)生逆時針旋轉(zhuǎn)，其方位與俯沖帶傾向相同；南部R7、R8、R9區(qū)張應(yīng)力軸方位繼續(xù)逆時針向南旋轉(zhuǎn)，變?yōu)镾WW-NEE向.

從反演得到的主應(yīng)力傾伏角分布特征來看(圖5b)，淺部區(qū)域主應(yīng)力軸傾伏角變化多樣： R3、R5、R9區(qū)最大壓應(yīng)力軸傾伏角較大，接近垂直；R7、R8區(qū)最大壓應(yīng)力軸與最大張應(yīng)力軸傾伏角均較小，接近水平.還有大量區(qū)域(R2、R4、R6)最大壓應(yīng)力軸與最大張應(yīng)力軸傾伏角均介于30°～50°之間，與本文擬合得到的俯沖帶傾角48°接近.

圖5　湯加—克馬德克主俯沖帶應(yīng)力場分布(a) 區(qū)域反演所用震源機制P、T軸統(tǒng)計(下半球投影)； (b) 反演得到的不同深度每個區(qū)域最大剪應(yīng)力所在節(jié)面與主應(yīng)力軸的等面積投影，其中綠色弧線為80%置信度下反演出的最大剪應(yīng)力所在節(jié)面集合, S1和S3周圍的封閉曲線為得到的主壓應(yīng)力軸和主張應(yīng)力軸的80%置信區(qū)間； (c)，(d) 分別為不同深度范圍S1軸和S3軸最優(yōu)解水平投影，箭頭越長，S1軸或S3軸越水平. 黑色粗虛線分別代表60 km，300 km，500 km，700 km等深線.黑色細虛線含義同圖1.Fig.5　The stress field of Tonga-Kermadec main subduction zone(a) The lower hemisphere projections illustrate the P and T axes distribution in every stress inversion sub-region; (b) The equal area projections of maximum shear stress planes and principle stress axes of every sub-region by stress inversion in different depth region, the green arcs represent the nodal planes with maximum shear stress in confidence level of 80%. Closed curves surrounding S1 and S3 indicate the confidence interval of the compressive and extensional stress axis respectively, in confidence level of 80%; (c) and (d) represent horizontal projections of S1 and S3 axes with best solutions respectively, the longer arrow is, the more horizontal of the S1 or S3 axis is. Black thick dash lines correspond to depth contours of 60 km, 300 km, 500 km and 700 km, respectively. The meaning of black thin dash lines is the same with Fig.1.

5.2中部(300～500 km)結(jié)果

在300～500 km范圍內(nèi)，從EHB目錄和Global CMT目錄所構(gòu)建的地震剖面圖像中(圖4)可以看出，在該中部深度區(qū)內(nèi)俯沖帶幾何形態(tài)多變，南部區(qū)域(R5—R9)地震活動性相對較弱，出現(xiàn)“地震空區(qū)”段.故根據(jù)震源機制解在該深度范圍內(nèi)的分布特征(圖4)，本研究只選取了4個區(qū)域(R1—R4)進行應(yīng)力張量求解.震源機制解的P、T軸分布特征(圖5a)表明，P軸分布較為集中，R1和R2區(qū)域以近NS向為主，R3區(qū)域的P軸傾伏角較大，R4區(qū)域的P軸接近EW向，傾伏角較??；相對于P軸分布，300～500 km深度范圍的T軸分布相對比較分散，大部分傾伏角較小.

圖5c、d展示了該深度范圍內(nèi)反演的最優(yōu)主應(yīng)力方位.我們發(fā)現(xiàn)R1和R2區(qū)域內(nèi)，最大主壓應(yīng)力軸方位為N5°～25°W，但在與其鄰近的R3和R4區(qū)域內(nèi)，主壓應(yīng)力軸方位為N67°—70°W，發(fā)生明顯偏轉(zhuǎn)，這也與圖5a所示的P軸優(yōu)勢方位相吻合.該深度區(qū)內(nèi)最大主張應(yīng)力軸方位從R1到R4區(qū)也由近EW向逐漸偏轉(zhuǎn)至NNE-SSW向.

從主應(yīng)力傾伏角分布來看(圖5b)，R1—R3區(qū)由北向南最大主壓應(yīng)力軸傾伏角逐漸變大，最大主張應(yīng)力軸傾伏角逐漸變?。籖4區(qū)最大主壓、張應(yīng)力軸均接近水平.

5.3深部(500～700 km)結(jié)果

在500～700 km范圍內(nèi)，湯加—克馬德克俯沖帶地震活動相對強烈(圖4)，俯沖帶形態(tài)也較為復(fù)雜.在主俯沖帶西側(cè)，有“偏移”震群的影響(圖3a、圖4灰色虛線橢圓標記區(qū)).為了不影響主俯沖帶應(yīng)力場，暫且將“偏移”板片的震源機制解去除，只反演主俯沖帶的應(yīng)力狀態(tài).觀察該深度范圍主俯沖帶震源機制解的P、T軸分布特征(圖5a)，在R1—R4、R7、R8區(qū)P軸分布較集中于NNW-NWW向，傾伏角相對較小；而R5、R6、R9區(qū)P軸分布較離散；T軸分布整體較離散，主要分布于SEE-SSE區(qū)間內(nèi)，傾伏角多以近水平為主.

圖5c、5d中的深藍色箭頭給出了該深度范圍內(nèi)的最優(yōu)主應(yīng)力方位.可以看到R1—R4區(qū)最大主壓應(yīng)力軸方位一致性較好，大體上均沿N42°—54°W向分布，與俯沖帶傾向近似一致；而R5—R8區(qū)主壓應(yīng)力軸發(fā)生較小偏轉(zhuǎn)，大致為N48°—87°W.該深度區(qū)內(nèi)最大主張應(yīng)力軸方位分布非均勻性更為突出：R2—R4以及R7、R8區(qū)主張應(yīng)力軸方位與俯沖帶傾向近似一致，而R1、R5、R6、R9區(qū)主張應(yīng)力軸相對于俯沖帶傾向逆時針偏轉(zhuǎn)，為近NE-SW向.

從主應(yīng)力傾伏角分布來看(圖5b)，對于500～700 km深度范圍，最大主壓應(yīng)力軸傾伏角變化較為穩(wěn)定，介于39°～68°之間，與俯沖帶平面擬合結(jié)果較為一致.而最大主張應(yīng)力軸傾伏角變化多樣.

6動力學(xué)意義的探討

6.1應(yīng)力結(jié)構(gòu)的非均勻性所反映的不同應(yīng)力環(huán)境

反演結(jié)果顯示(圖5b)湯加—克馬德克主俯沖帶主應(yīng)力傾伏角多變，不同深度范圍局部表現(xiàn)出不同的應(yīng)力性質(zhì)，我們認為這可能與該俯沖帶受到多重力源作用有關(guān).根據(jù)主應(yīng)力剖面分布圖所展示的應(yīng)力軸傾伏角可以看出(圖6)，淺部(60～300 km)區(qū)主壓應(yīng)力軸絕大多數(shù)分布趨勢為沿俯沖帶俯沖方向分布，傾伏角與俯沖帶傾角相近，這可能與受到俯沖帶上部向下的推擠作用有關(guān)(Bonnardot et al., 2009).在該淺部區(qū)內(nèi)，我們明顯發(fā)現(xiàn)R7、R8應(yīng)力軸傾伏角均近水平，呈現(xiàn)出走滑型應(yīng)力結(jié)構(gòu)，說明這兩個區(qū)域整體處于剪切應(yīng)力環(huán)境中.從R值的分布來看，R值普遍大于0.5(圖6)，說明反演得到的最大主壓應(yīng)力狀態(tài)較確定，但R2、R4區(qū)域R值較小，主張應(yīng)力狀態(tài)確定.湯加—克馬德克俯沖帶淺部應(yīng)力結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出強烈的非均勻特征.

在中部(300～500 km)區(qū)應(yīng)力軸傾伏角出現(xiàn)漸變(圖6)：R1到R3區(qū)由北向南最大主壓應(yīng)力軸傾伏角逐漸變大，最大主張應(yīng)力軸傾伏角逐漸變小，并且R3區(qū)表現(xiàn)出明顯的正斷型應(yīng)力結(jié)構(gòu).Richards等(2011)通過構(gòu)建瓦魯阿圖俯沖拆離板片與俯沖的太平洋板塊演化模型，認為該俯沖帶北部400～600 km左右深度具有強烈的地震活動性的原因是由于拆離板片與俯沖的太平洋板塊發(fā)生碰撞的結(jié)果，并導(dǎo)致俯沖帶的變形.按照上述觀點，R1—R2區(qū)應(yīng)處于強烈的擠壓環(huán)境中而表現(xiàn)出最大主壓應(yīng)力軸水平分布，并且方位應(yīng)近乎垂直于俯沖帶走向.但本文結(jié)果顯示，中部R1—R2區(qū)最大主壓應(yīng)力軸并不是水平分布，方位也未垂直于俯沖帶走向(圖6)，說明該拆離板片目前并未對主俯沖帶產(chǎn)生影響，這與Chen和Brudzinski(2001)得到的結(jié)論相符.R4區(qū)顯示出主應(yīng)力軸水平的走滑型應(yīng)力結(jié)構(gòu)，并且R值為0.5，說明該區(qū)域反演得到的三個主應(yīng)力軸狀態(tài)確定.這種走滑型應(yīng)力結(jié)構(gòu)的產(chǎn)生原因可能是400 km左右深度水平向地幔流的動力作用導(dǎo)致局部的剪切應(yīng)力環(huán)境(Giardini and Woodhouse, 1984, 1986).

圖6　湯加—克馬德克主俯沖帶主應(yīng)力分布剖面圖S1和S3軸最優(yōu)解為沿俯沖帶走向(N16°E)里半球投影，其中藍色半球投影代表R值為0.1～0.3；紅色半球投影代表R值為0.4～0.6；綠色半球投影代表R值為0.7～0.9.主應(yīng)力空間圖樣為沿主俯沖帶走向視圖. 紅色和藍色含義同圖2. 灰色實線含義同圖3.Fig.6　The cross-sections of principle stress of Tonga-Kermadec main subduction zoneThe best solutions of S1 and S3 axes are illustrated by hemisphere projections in strike (N16°E) direction. Blue, red and green hemisphere projections represent 0.1～0.3 interval of R-value, 0.4～0.6 interval of R-value and 0.7～0.9 interval of R-value, respectively. The pattern of principle stress spatial distribution is rotated to strike of main subduction zone. The meaning of red and blue is the same with Fig.2. The meaning of gray solid lines is the same with Fig.3.

在深部500～700 km范圍內(nèi)俯沖帶應(yīng)力結(jié)構(gòu)一致性較好，最大主壓應(yīng)力軸傾伏角介于39°～68°之間，與俯沖帶平面傾角擬合結(jié)果較為一致(圖6).說明深部主要處于沿俯沖帶俯沖方向擠壓(Down-dip Compression)的應(yīng)力環(huán)境中.Warren等(2007)通過研究湯加俯沖帶深部地震發(fā)現(xiàn)存在很多近水平或近垂直的斷層面分布，這與我們在該深度范圍反演得到的應(yīng)力節(jié)面(圖5b中最大剪應(yīng)力所在節(jié)面)相符合.這種斷層面的產(chǎn)生正是由于沿俯沖帶俯沖方向擠壓的應(yīng)力分布而導(dǎo)致，并且從反演出的R值中(圖6)，可以看出在深部R值普遍偏大，說明該應(yīng)力場最大主壓應(yīng)力軸反演結(jié)果較確定.產(chǎn)生這種應(yīng)力狀態(tài)的動力學(xué)原因可以解釋為：在地幔轉(zhuǎn)換帶隨著深度的增加，地幔黏性增加，俯沖的太平洋板塊向下運動受到阻力，很難進入到下地幔中，從而導(dǎo)致最大壓應(yīng)力軸沿俯沖方向分布的結(jié)果(Isacks and Molnar, 1971; Billen et al., 2003; Bonnardot et al., 2009).這種應(yīng)力結(jié)構(gòu)導(dǎo)致了600 km附近地震活動性劇增，俯沖板片厚度增加(圖4)，地震層析成像的結(jié)果證實了這一觀點(Van der Hilst, 1995; Van der Hilst et al., 1997).

6.2主應(yīng)力方位的局部旋轉(zhuǎn)所揭示的動力學(xué)特征

從本反演得到的主應(yīng)力方位來看(圖5c、5d)，最大主壓應(yīng)力軸方位在深部分布較均勻，基本上與俯沖帶俯沖方向一致，但淺部與中部發(fā)生了兩次明顯偏轉(zhuǎn).淺部區(qū)域R2—R4區(qū)最大主壓應(yīng)力軸整體方位與R5—R9區(qū)有明顯不同，R4到R5區(qū)發(fā)生近70°偏轉(zhuǎn)，并且R3—R9區(qū)由北向南應(yīng)力形因子均大于0.5(圖6)，壓應(yīng)力軸的方位是可信的.我們推斷發(fā)生這種偏轉(zhuǎn)現(xiàn)象可能是受到俯沖的太平洋板塊洋底構(gòu)造單元—路易斯維爾海鏈(LSC)的影響(圖7).路易斯維爾海鏈是一條抗震帶(Giardini and Woodhouse, 1986; Ruellan et al., 2003; Bonnardot et al., 2009)，它于5～6百萬年前控制了上覆板塊勞盆地—阿弗爾槽弧后擴張系統(tǒng)，并與湯加—克馬德克海溝斜交(圖7).隨著湯加—克馬德克俯沖體系不斷演化，太平洋板塊向西俯沖，海鏈與湯加—克馬德克海溝的交匯點沿海溝走向向西南方不斷遷移.由于海鏈的俯沖，在交匯點處上覆板塊弧后區(qū)域與海鏈產(chǎn)生強烈的擠壓，導(dǎo)致交匯點處上覆板塊(澳大利亞板塊)南部與北部不同的區(qū)域構(gòu)造特征(Balance et al., 1989; Ruellan et al., 2003; Bonnardot et al., 2007).我們認為當太平洋板塊向下俯沖時，在洋底的路易斯維爾海鏈對洋脊推力起到一定的阻擋作用.由于海鏈沿海溝向南遷移，在海鏈西南側(cè)產(chǎn)生“應(yīng)力影區(qū)”，R5區(qū)及其南部附近區(qū)域(“應(yīng)力影區(qū)”)受到向下的推擠作用減弱，導(dǎo)致最大主壓應(yīng)力方位發(fā)生旋轉(zhuǎn)，并不主要沿俯沖方向分布(圖7).并且根據(jù)GPS得到的板塊匯聚速率(DeMets et al., 1990)，可以看出在交匯點及南部明顯比北部俯沖速率小(圖7)，北部俯沖相對南部要快，這也與北部相對于南部受到向下的推擠作用較大的推論相符.由此處向南的地震活動減弱也支持海鏈西南側(cè)產(chǎn)生“應(yīng)力影區(qū)”的推斷.

在中部(300～500 km)R1、R2區(qū)最大壓應(yīng)力軸方位為N5°—25°W，而在R3、R4區(qū)逆時針旋轉(zhuǎn)到N67°—70°W，我們推斷這可能是向南流動的地幔流對俯沖巖石圈板塊產(chǎn)生動力作用，并逐漸減弱的體現(xiàn)(圖7藍色箭頭).Giardini和Woodhouse(1986)通過對該俯沖帶400 km左右深度的震源機制研究認為俯沖板塊遭受了一個南北向水平地幔流作用.隨后根據(jù)剪切波分裂所揭示的各向異性結(jié)果，Smith等(2001)證實了勞盆地下方由北向南地幔流的存在，這種由北向南流動的地幔流是由于俯沖的太平洋板片北部邊界(勞盆地北端)的撕裂作用而進入勞盆地下方的.Conder和Wiens(2007)利用地幔角落流和沿海溝走向的水平地幔流動力學(xué)模擬出勞盆地和島弧下方的各向異性方向為近南北向或沿海溝走向，這也與觀測得到的結(jié)果相一致(Smith et al., 2001).還有一些研究人員根據(jù)薩摩亞地幔柱產(chǎn)生的氦同位素進入勞盆地下方地幔的地球化學(xué)特征(圖7)，充分證實了由于板片的撕裂所導(dǎo)致向西流動的地幔物質(zhì)向南偏轉(zhuǎn)，沿南北向進入勞盆地下方地幔的現(xiàn)象(Turner and Hawkesworth, 1998).本文300～500 km深度R1、R2區(qū)距離勞盆地北部邊界(俯沖板塊邊界處)較近(圖1，圖7)，由北向南流動的地幔流對俯沖板塊的推擠作用在勞盆地北部邊界作用較大，可能是導(dǎo)致這兩個區(qū)域內(nèi)最大主壓應(yīng)力方位呈近NS向分布的原因.隨著向南逐漸遠離俯沖板塊邊界(R3、R4區(qū))，這種地幔流擠壓作用也隨之減弱，導(dǎo)致300～500 km深度由北向南最大主壓應(yīng)力軸方位發(fā)生旋轉(zhuǎn)(圖7).根據(jù)反演結(jié)果，我們同樣發(fā)現(xiàn)淺部R2、R3區(qū)與深部R1—R4區(qū)主壓應(yīng)力方位也表現(xiàn)出相對于俯沖帶俯沖方向向南偏轉(zhuǎn)的現(xiàn)象(圖5c,7)，說明該南向地幔流對俯沖帶北部淺部與深部區(qū)域也產(chǎn)生一定影響，并由北向南逐漸減弱.本文根據(jù)應(yīng)力方位變化提供了南向流動的地幔流對俯沖板塊產(chǎn)生推擠作用，并且向南逐漸減弱的證據(jù).

圖7　湯加—克馬德克俯沖體系示意圖，據(jù)Smith等(2001)修改圖中太平洋—澳大利亞板塊匯聚方向與速率據(jù)DeMets等(1990)，推測的路易斯維爾海鏈的俯沖深度據(jù)Bonnardot等(2009).Fig.7　The sketch of Tonga-Kermadec subduction system (Modified from Smith et al., 2001) The direction and rate of Pacific-Australia plate convergence are from DeMets et al. (1990). The predicted depth of LSC subduction is from Bonnardot et al.(2009).

反演結(jié)果顯示該俯沖帶最大主張應(yīng)力軸方位分布較零散(圖5d)，產(chǎn)生這種現(xiàn)象的原因可能是由于部分R值接近于1(表2，圖6)：張應(yīng)力軸可能在垂直于壓應(yīng)力軸的平面任意旋轉(zhuǎn)(萬永革，2015)；另一方面從動力學(xué)角度分析：與上述導(dǎo)致最大壓應(yīng)力軸方位旋轉(zhuǎn)的原因相同，由北向南流動的地幔流對俯沖帶產(chǎn)生影響并向南逐漸減弱，導(dǎo)致300～500 km深度區(qū)最大張應(yīng)力軸方位由北向南發(fā)生旋轉(zhuǎn).

6.3“偏移”板片與主俯沖帶的動力作用關(guān)系

如圖3a、圖4所示，在湯加—克馬德克俯沖帶500～650 km深度左右存在極其復(fù)雜的構(gòu)造形態(tài)，這種現(xiàn)象反映出處于地幔轉(zhuǎn)換帶底部(660 km左右)的俯沖帶與下地幔復(fù)雜的動力作用關(guān)系(Giardini and Woodhouse，1984，1986；Okal and Kirby，1998).主俯沖帶最深部(圖3a)表現(xiàn)出強烈的褶皺彎曲變形.在主俯沖帶西側(cè)，有一簇不連續(xù)的呈帶狀分布的“板外”震群存在(圖3a、4橢圓標記區(qū))，這些震群主要存在于22°S—27°S俯沖帶底部傾角較陡的區(qū)域內(nèi).Okal和Kirby(1998)將其解釋為：早期連續(xù)向下俯沖的板片遇到黏性較高的下地幔阻擋，停滯在上地幔底部及轉(zhuǎn)換帶內(nèi)，隨著演化過程中俯沖板片后撤(Slab Rollback)，造成早期俯沖板片的斷裂，導(dǎo)致偏移板片的產(chǎn)生.Lundgren和Giardini(1994)發(fā)現(xiàn)湯加俯沖帶深部偏移板片內(nèi)震源機制的P軸接近垂直，認為這是由于在板片后退過程中，偏移板片逐漸脫離主俯沖帶俯沖方向擠壓環(huán)境的結(jié)果.

為了研究偏移板片與主俯沖帶的應(yīng)力場差異，本文將(22°S—27°S)R5—R7區(qū)明顯的偏移震群(圖4灰色虛線橢圓標記區(qū))進行應(yīng)力張量反演(R4區(qū)偏移地震個數(shù)較少，為4個)，并與主體俯沖帶應(yīng)力場對比分析(表3).結(jié)果發(fā)現(xiàn)R5—R7區(qū)偏移板片最大主壓應(yīng)力軸傾伏角為近垂直或近水平，這與各個區(qū)域主俯沖帶所呈現(xiàn)的應(yīng)力結(jié)構(gòu)不同(圖8).偏移板片的最大主壓應(yīng)力軸水平或垂直均反映出不再受到上部俯沖帶向下推擠的作用，未產(chǎn)生沿俯沖方向擠壓的應(yīng)力結(jié)構(gòu)，說明主俯沖帶與偏移板片主應(yīng)力方向不連續(xù).該應(yīng)力反演結(jié)果為偏移板片的分離提供了證據(jù).

表3　深部偏移板片與主俯沖帶最優(yōu)應(yīng)力參數(shù)對比

圖8　偏移板片與主俯沖帶應(yīng)力反演結(jié)果比較灰色實線框包圍了R5—R7區(qū)偏移板片震源機制解，藍色實線框包圍了主俯沖帶深部震源機制解，震源機制不同大小代表不同震級同圖4；主應(yīng)力空間分布圖含義同圖6. (a)—(c)分別為R5—R7區(qū)偏移震群P、T軸分布與反演出的主應(yīng)力軸等面積投影，含義同圖5．Fig.8　The inverted stress tensor comparison of the offset slab and main subduction zoneThe offset focal mechanisms from R5—R7 are marked by gray solid lines, the deep focal mechanisms of main zone are marked by blue solid lines. The meaning of scale of beach balls is the same with Fig.4. The meaning of stress spatial distribution is the same with Fig.2. Figure (a)—(c) represent the equal area projections of P, T axes distribution and principle stress axes by inversion of R5～R7 deep offset earthquakes respectively, the meaning of stress plane and color is the same with Fig.5.

7結(jié)論

本文首先采用全球EHB目錄對湯加—克馬德克俯沖帶進行線性擬合，得到俯沖帶的定量參數(shù)，然后根據(jù)震源機制的分布特征選取不同區(qū)域?qū)ζ溥M行應(yīng)力張量反演，得到湯加—克馬德克俯沖帶研究區(qū)(18.5°S—28.5°S)高分辨率的應(yīng)力圖像.與Bonnardot等(2009)的研究工作相比，本文應(yīng)力反演區(qū)域劃分更加精細，反演結(jié)果很好地反映了湯加—克馬德克俯沖帶研究區(qū)內(nèi)應(yīng)力場的非均勻特征.我們根據(jù)該俯沖帶應(yīng)力場的縱向與橫向變化，分析了應(yīng)力場非均勻性所揭示的動力學(xué)意義，得到如下認識：

(1) 俯沖帶淺部(60～300 km)主應(yīng)力傾伏角變化多樣，并且可能受到路易斯維爾海鏈(LSC)俯沖的影響，使得24°S附近最大壓應(yīng)力方向發(fā)生了強烈旋轉(zhuǎn).

(2) 俯沖帶中部(300～500 km)目前未受到北斐濟盆地下方拆離板片的動力作用影響，并且最大壓、張應(yīng)力軸由北向南的逐漸旋轉(zhuǎn)表明南北向流動的地幔流對俯沖板塊北部產(chǎn)生推擠作用，并且這種推擠作用向南逐漸減弱.

(3) 俯沖帶深部(500～700 km)由于下地幔的阻擋以及上部板片推擠的作用，導(dǎo)致最大主壓應(yīng)力方向沿俯沖方向分布，支持該俯沖帶深部水平及垂直的斷層面分布的結(jié)論(Warren et al., 2007).

(4) 深部主俯沖帶西側(cè)偏移板片的最大主壓應(yīng)力軸水平或垂直，與深部主俯沖帶沿俯沖方向擠壓的應(yīng)力結(jié)構(gòu)明顯不同，證實了偏移板片與主俯沖帶是分離的.

致謝感謝中國科學(xué)院大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院周元澤教授在本文的撰寫過程中提出了寶貴意見. 部分圖件采用GMT軟件(Wessel and Smith, 1995)繪制.

References

Arnold R, Townend J. 2007. A Bayesian approach to estimating tectonic stress from seismological data.Geophys.J.Int., 170(3): 1336-1356.

Balance P F, Scholl D W, Vallier T L, et al. 1989. Subduction of a late Cretaceous seamount of the Louisville Ridge at the Tonga trench: A model of normal and accelerated tectonic erosion.Tectonics, 8(5): 953-962.

Benioff H. 1954. Orogenesis and deep crustal structure: additional evidence from seismology.Geol.Soc.Amer.Bull., 65(5): 385-400. Billen M I, Gurnis M, Simons M. 2003. Multiscale dynamics of the Tonga-Kermadec subduction zone.Geophys.J.Int., 153(2): 359-388.

Bonnardot M A, Régnier M, Ruellan E, et al. 2007. Seismicity and state of stress within the overriding plate of the Tonga-Kermadec subduction zone.Tectonics, 26(5), doi: 10.1029/2006TC002044.

Bonnardot M A, Régnier M, Christova C, et al. 2009. Seismological evidence for a slab detachment in the Tonga subduction zone.Tectonophysics, 464(1-4): 84-99.

Chen P F, Bina C R, Okal E A. 2004. A global survey of stress orientations in subducting slabs as revealed by intermediate-depth earthquakes.Geophys.J.Int., 159(2): 721-733.

Chen W P, Brudzinski M R. 2001. Evidence for a large-scale remnant of subducted lithosphere beneath Fiji.Science, 292(5526): 2475-2479.

Chen W P, Brudzinski M R. 2003. Seismic anisotropy in the mantle transition zone beneath Fiji-Tonga.Geophys.Res.Lett., 30(13): 1682, doi: 10.1029/2002GL016330.

Christova C, Scholz C H. 2003. Stresses in the Vanuatu subducting slab: A test of two hypotheses.Geophys.Res.Lett., 30(15): 1790, doi: 10.1029/2003GL017701.

Christova C. 2004. Stress field in the Ryukyu-Kyushu Wadati-Benioff zone by inversion of earthquake focal mechanisms.Tectonophysics, 384(1-4): 175-189.

Christova C, Scholz C H, Kao H. 2004. Stress field in the Vanuatu (New Hebrides) Wadati-Benioff zone inferred by inversion of earthquake focal mechanisms: evidence for systematic lateral and vertical variations of principal stresses.JournalofGeodynamics, 37(2): 125-137.Christova C. 2005. Space distribution of the contemporary stress field in the Izu-Bonin Wadati-Benioff zone by inversion of earthquake focal mechanisms.JournalofGeodynamics, 39(4): 413-428. Christova C V. 2015. Spatial distribution of the contemporary stress field in the Kurile Wadati-Benioff zone by inversion of earthquake focal mechanisms.JournalofGeodynamics, 83: 1-17. Conder J A, Wiens D A. 2007. Rapid mantle flow beneath the Tonga volcanic arc.EarthandPlanetaryScienceLetters, 264(1-2): 299-307.

DeMets C, Gordon R G, Argus D F, et al. 1990. Current plate motions.Geophys.J.Int., 101(2): 425-478.

Dziewonski A M, Chou T A, Woodhouse J H. 1981. Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity.J.Geophys.Res., 86(B4): 2825-2852.

Ekstr?m G, Nettles M, Dziewoński A M. 2012. The global CMT project 2004—2010: Centroid-moment tensors for 13017 earthquakes.Phys.EarthPlanet.Int., 200-201: 1-9.

Engdahl E E, Van der Hilst R D, Buland R. 1998. Global teleseismic earthquake relocation with improved travel times and procedures for depth determination.Bull.Seism.Soc.Am., 88(3): 722-743. Foley B J, Long M D. 2011. Upper and mid-mantle anisotropy beneath the Tonga slab.Geophys.Res.Lett., 38(2): L02303, doi: 10.1029/2010GL046021. Fukao Y, Obayashi M. 2013. Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity.J.Geophys.Res., 118(11): 5920-5938. Gephart J W, Forsyth D W. 1984. An improved method for determining the regional stress tensor using earthquake focal mechanism data: application to the San Fernando earthquake sequence.J.Geophys.Res., 89(B11): 9305-9320.

Giardini D, Woodhouse J H. 1984. Deep seismicity and modes of deformation in Tonga subduction zone.Nature, 307(5951): 505-509.

Giardini D, Woodhouse J H. 1986. Horizontal shear flow in the mantle beneath the Tonga arc.Nature, 319(6054): 551-555.

Hall R, Spakman W. 2002. Subducted slabs beneath the eastern Indonesia-Tonga region: insights from tomography.EarthandPlanetaryScienceLetters, 201(2): 321-336.

Hamburger M W, Isacks B L. 1987. Deep earthquakes in the Southwest Pacific: a tectonic interpretation.J.Geophys.Res., 92(B13): 13841-13854.

Hardebeck J L, Michael A J. 2006. Damped regional-scale stress inversions: Methodology and examples for Southern California and the Coalinga aftershock sequence.J.Geophys.Res., 111: B11310, doi: 10.1029/2005JB004144. Hayes G P, Wald D J, Johnson R L. 2012. Slab1.0: A three-dimensional model of global subduction zone geometries.J.Geophys.Res., 117: B01302, doi: 10.1029/2011JB008524. Huang J C, Wan Y G. 2015. Present Tectonic stress field in the capital region of China determined from small and strong earthquake focal mechanisms.Earthquake(in Chinese), 35(1): 17-27.

Isacks B, Molnar P. 1971. Distribution of stresses in the descending lithosphere from a global survey of focal-mechanism solutions of mantle earthquakes.Rev.Geophys., 9(1): 103-174.

Jiao W J, Silver P G, Fei Y W, et al. 2000. Do intermediate- and deep-focus earthquakes occur on preexisting weak zones? An examination of the Tonga subduction zone.J.Geophys.Res., 105(B12): 28125-28138.

Lu R Q, Suppe J, He D F, et al. 2013. Deep subducting slab reconstruction and its geometry, kinematics: a case study for the Tonga-Kermadec slab from tomography.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(11): 3837-3845, doi: 10.6038/cjg20131125.Lundgren P, Giardini D. 1994. Isolated deep earthquakes and the fate of subduction in the mantle.J.Geophys.Res., 99(B8): 15833-15842.

Lü J, Wang X S, Su J R, et al. 2013. Hypocentral location and source mechanism of theMS7.0 Lushan earthquake sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(5): 1753-1763, doi: 10.6038/cjg20130533.

Meighan H E, Pulliam J, Brink U, et al. 2013. Seismic evidence for a slab tear at the Puerto Rico Trench.J.Geophys.Res., 118(6): 2915-2923.

Michael A J. 1987. Use of focal mechanisms to determine stress: A control study.J.Geophys.Res., 92(B1): 357-368.

Okal E A, Kirby S H. 1998. Deep earthquakes beneath the Fiji Basin, SW Pacific: Earth′s most intense deep seismicity in stagnant slabs.Phys.EarthPlanet.Int., 109(1-2): 25-63.

Richards S, Holm R, Barber G. 2011. When slabs collide: A tectonic assessment of deep earthquakes in the Tonga-Vanuatu region.Geology, 39(8): 787-790.

Ruellan E, Delteil J, Wright I, et al. 2003. From rifting to active spreading in the Lau Basin-Havre Trough backarc system (SW Pacific): Locking/unlocking induced by seamount chain subduction.Geochem.Geophys.Geosyst., 4(5): 8909, doi:10.1029/2001GC000261. Sheng S Z, Wan Y G, Wang W L, et al. 2014. The fault plane parameter determination of the 2010 YushuMS7.1 earthquake.ProgressinGeophysics(in Chinese), 29(4): 1555-1562, doi: 10.6038/pg20140409.

Smith G P, Wiens D A, Fischer K M, et al. 2001. A complex pattern of mantle flow in the Lau backarc.Science, 292(5517): 713-716.

Syracuse E M, Abers G A. 2006. Global compilation of variations in slab depth beneath arc volcanoes and implications.Geochem.Geophys.Geosyst., 7(5): Q05017.

Turner S P, Hawkesworth C G. 1998. Using geochemistry to map mantle flow beneath the Lau basin.Geology, 26(11): 1019-1022.

Van der Hilst R D. 1995. Complex morphology of subducted lithosphere in the mantle beneath the Tonga trench.Nature, 374(6518): 154-157.

Van der Hilst R D, Widiyantoro S, Engdahl E R. 1997. Evidence for deep mantle circulation from global tomography.Nature, 386(6625): 578-584.

Wada I, Mazzotti S, Wang K L. 2010. Intraslab stresses in the Cascadia subduction zone from inversion of earthquake focal mechanisms.Bull.Seism.Soc.Am., 100(5A): 2002-2013.

Wadati K. 1935. On the activity of deep-focus earthquakes in the Japan islands and neighborhoods.Geophys.Mag., 8: 305-325. Wan Y G, Shen Z K, Diao G L, et al. 2008. An algorithm of fault parameter determination using distribution of small earthquakes and parameters of regional stress field and its application to Tangshan earthquake sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 51(3): 793-804. Wan Y G, Sheng S Z, Hsu Y J, et al. 2011. Effect of stress ratio and friction coefficient on composite P wave radiation patterns.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(4): 994-1001, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.04.014.

Wan Y G, Sheng S Z, Huang J C, et al. 2015. The grid search algorithm of tectonic stress tensor based on focal mechanism data and its application in the boundary zone of China, Vietnam and Laos.JournalofEarthScience，online，doi:10.1007/s12583-015-0649-1. Wan Y G. 2015. A grid search method for determination of tectonic stress tensor using qualitative and quantitative data of active faults and its application to the Urumqi area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 58(9): 3144-3156, doi: 10.6038/cjg20150911.Warren L M, Hughes A N, Silver P G. 2007. Earthquake mechanics and deformation in the Tonga-Kermadec subduction zone from fault plane orientations of intermediate- and deep-focus earthquakes.J.Geophys.Res., 112(B5): B05314, doi: 10.1029/2006JB004677.

Wessel P, Smith W H F. 1995. New version of the generic mapping tools released. Eos Trans. AGU, 76: 329.

Zang S X, Wu Z L, Ning J Y. 1992. Stress state and deep deformation of subduction zone in Japan sea and the sea of Okhotsk and the problem of slab penetration into the lower mantle.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 35(5): 560-573. Zhang L P, Shao Z G, Ma H S, et al. 2013. The plate contact geometry investigation based on earthquake source parameters at the Burma arc subduction zone.ScienceChina:EarthSciences, 56(5): 806-817. Zhang L P, Shao Z G, Li Z H. 2014. Dynamic action of mutual subduction between the Indian and the Eurasia plates in Hindu Kush-Pamir region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(2): 459-471, doi: 10.6038/cjg20140212.

附中文參考文獻

黃驥超, 萬永革. 2015. 利用小震與強震震源機制解反演首都圈現(xiàn)今構(gòu)造應(yīng)力場. 地震, 35(1): 17-27.

魯人齊, Suppe J, 何登發(fā)等. 2013. 深部俯沖板片三維構(gòu)造重建及其幾何學(xué)、運動學(xué)研究—以湯加—克馬德克地區(qū)俯沖板片為例. 地球物理學(xué)報, 56(11): 3837-3845, doi: 10.6038/cjg20131125. 呂堅, 王曉山, 蘇金蓉等. 2013. 蘆山7.0級地震序列的震源位置與震源機制解特征. 地球物理學(xué)報, 56(5): 1753-1763, doi: 10.6038/cjg20130533.

盛書中, 萬永革, 王未來等. 2014. 2010年玉樹MS7.1地震發(fā)震斷層面參數(shù)的確定. 地球物理學(xué)進展, 29(4): 1555-1562, doi: 10.6038/pg20140409.

萬永革, 沈正康, 刁桂苓等. 2008. 利用小震分布和區(qū)域應(yīng)力場確定大震斷層面參數(shù)方法及其在唐山地震序列中的應(yīng)用. 地球物理學(xué)報, 51(3): 793-804.

萬永革, 盛書中, 許雅儒等. 2011. 不同應(yīng)力狀態(tài)和摩擦系數(shù)對綜合P波輻射花樣影響的模擬研究. 地球物理學(xué)報, 54(4): 994-1001, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.04.014.

萬永革. 2015. 聯(lián)合采用定性和定量斷層資料的應(yīng)力張量反演方法及在烏魯木齊地區(qū)的應(yīng)用. 地球物理學(xué)報, 58(9): 3144-3156, doi: 10.6038/cjg20150911.

臧紹先, 吳忠良, 寧杰遠. 1992. 日本?！趸舸慰撕Ｏ赂_帶的應(yīng)力狀態(tài)及其深部形變. 地球物理學(xué)報, 35(5): 560-573.

張浪平, 邵志剛, 馬宏生等. 2013. 基于地震參數(shù)的緬甸弧俯沖帶處板塊間幾何接觸方式的研究. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 43(4): 653-664.

張浪平, 邵志剛, 李志海. 2014. 印度板塊與歐亞板塊在興都庫什—帕米爾地區(qū)相互俯沖的動力作用分析. 地球物理學(xué)報, 57(2): 459-471, doi: 10.6038/cjg20140212.

(本文編輯胡素芳)

基金項目中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)專項資金(創(chuàng)新項目團隊資助計劃)(ZY20110101)、河北省地震科技星火計劃(DZ20140101002)和河北省高校學(xué)科拔尖人才選拔與培養(yǎng)計劃共同資助.

作者簡介黃驥超，男，1990年生，碩士研究生，主要從事震源機制、應(yīng)力場反演等方面的研究.E-mail：huangjichao@cidp.edu.cn *通訊作者萬永革，男，1967年生，研究員，主要從事地震學(xué)、地球動力學(xué)等方面的研究.E-mail：wanyg217217@vip.sina.com

doi:10.6038/cjg20160216 中圖分類號P315,P541

收稿日期2014-11-13，2015-12-10收修定稿

Heterogeneity of present-day stress field in the Tonga-Kermadec subduction zone and its geodynamic significance

HUANG Ji-Chao1, 2， WAN Yong-Ge2*， SHENG Shu-Zhong2,3， LI Xiang2， GAO Xi-Wei2

1LanzhouInstituteofSeismology,ChinaEarthquakeAdministration,Lanzhou730000,China2InstituteofDisasterPrevention,SanheHebei065201,China3InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China

AbstractThe Tonga-Kermadec subduction zone which is a dynamic active region related to subducting from Pacific Plate to Australian Plate, is a key region to the global geodynamic research of subduction zone. The related plate boundary is one of the fastest relative plate motions on Earth and actively deforming region. As the region has complex tectonic feature, a large number of research of subduction zone structure have been studied. We try to solve stress tensor of different sub-region and depth within the slab, and discuss geodynamic questions like the effect of mantle flow for principal stress, the relationship between complex tectonic units and stress field heterogeneity, and the differentiation of stress regime between main subduction zone and the offset slab.

KeywordsThe Tonga-Kermadec subduction zone; Stress field inversion; Heterogeneity of stress field; Focal mechanism

黃驥超, 萬永革, 盛書中等. 2016. 湯加—克馬德克俯沖帶現(xiàn)今非均勻應(yīng)力場特征及其動力學(xué)意義.地球物理學(xué)報，59(2):578-592,doi:10.6038/cjg20160216.

Huang J C, Wan Y G, Sheng S Z, et al. 2016. Heterogeneity of present-day stress field in the Tonga-Kermadec subduction zone and its geodynamic significance.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(2):578-592,doi:10.6038/cjg20160216.