Submarine stability evaluation of the Philippine Sea of the Western Pacific based on microgeomorphologic features
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摘要: 随着海洋战略地位的逐步提高，深远海海底资源开发和海洋工程建设将面临巨大挑战，主要是受限于技术手段，高精度调查资料难以获取，无法全面准确地进行海底稳定性评价。针对这一问题，本文提出了基于微地貌特征的深远海海底稳定性评价方法。基于已有的研究工作，本文选取西太平洋菲律宾海中南部某区域为研究区，利用ArcGIS平台建立研究区DEM（Digital Elevation Model），提取宏、微观地貌因子，结合全球地震数据、研究区底质类型和潜在地质灾害分布特征，运用模糊数学方法评价研究区海底稳定性，并绘制海底稳定性区划图。结果显示，对区域3220个评价单元进行稳定性分析，可将研究区海底稳定性划分为5个等级，包括基本稳定、较稳定、中等稳定、较不稳定和不稳定。其中，稳定区主要集中在较为平坦的中北部，不稳定区多发育在九州-帕劳海岭、海山、山间盆地等大规模地貌单元发育区，分析揭示，研究区海底稳定性与微地貌特征密切相关。因此，本文提出的基于微地貌特征的海底稳定性评价方法，能够很好地服务于深远海海底稳定性评价。Abstract: In addition to underwater resource development, submarine construction and engineering have become great concerns to marine geoscientists. Both of them require accurate sea-bottom stability evaluation. However, mainly due to the limitation of offshore technology, it is difficult for the time being to acquire high-precision data for accurate and comprehensive evaluation of the stability. In order to solve this problem, a method for stability evaluation of submarine engineering is proposed in this paper based on microgeomorphologic features. Based on the existing research, this paper selected a region in the south-central Philippines Sea of the Western Pacific as the target area, and a Digital Elevation Model (DEM) using ArcGIS is established to extract macro and micro geomorphological factors. Combined with seismic data, bottom sediments and distribution pattern of geo-hazards in the study area, the fuzzy mathematical evaluation method was adopted to evaluate the submarine stability, and an evaluation map was compiled. The results show that by analysis of the stability for 3220 evaluation units in the region, the seabed can be divided into 5 grades according to its stability, including stable, basic stable, relatively stable, relatively unstable and unstable. The stable areas are mainly located in the central and northern part where the sea bottom is flat, while the unstable areas occur in the large-scale geomorphic units such as the Kyushu-Palau Ridge, seamounts and intermontane basins. It is revealed that the stability of the seabed of the study area is closely related to the change in topography and landform. The practice proves that the submarine stability evaluation method based on micro-geomorphic features proposed in this paper is useful and efficient, and may well serve the stability evaluation required in similar regions.
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Keywords:
- stability evaluation /
- micromorphology /
- geomorphic factor /
- fuzzy evaluation /
- Philippine Sea
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大洋洋底广泛分布着海山等粗糙地形隆起，如以马尼亚纳俯冲带等为典型代表的西太平洋俯冲边缘分布着大量海山[1-2]。这些洋壳基底粗糙地形的俯冲对上覆板块具有重要的影响，包括导致上盘发生复杂的构造变形、乱序型逆冲活动、地貌侵蚀、影响板块间的震间耦合、流变特性、岩浆活动等[3-7]。前人通过构造物理模拟、数值模拟、大洋钻探和地震剖面解析等方法研究了海山或海底高原俯冲对增生楔内逆冲断层结构和活动性的影响[3,8-10]。海山等粗糙海底地形的俯冲可以导致反序型断裂作用和断层的再活化，促进增生楔底部的构造侵蚀和沉积物的俯冲，并可能导致富含流体的沉积物进入深部孕震带[11-12]。因此，研究海山俯冲可以更好地理解汇聚板块边缘弧前增生楔构造侵蚀过程，对理解上覆板块断裂体系的形成、演化以及对现今俯冲带地震活动性和海啸孕育的影响具有重要意义。
希库朗伊俯冲边缘（Hikurangi subduction margin）位于新西兰北岛外海以东，是南太平洋克马德克-汤加海沟俯冲带（Kermadec-Tonga subduction zone）的南延部分[13]（图1）。希库朗伊高原是目前全球规模最大的洋底大火成岩省之一，发育了数量众多的大型海山[14-16]。这些大型海山的俯冲如何影响希库朗伊俯冲带北缘的构造侵蚀过程和局部的板块应力体制是目前的前沿热点问题[17-23]。海山的位置和特征对于理解现今与海山俯冲相关的板间地震活动至关重要，并且对俯冲带的孕震行为、水文地质过程和长期的构造演化也有重要的控制作用[1,17,25-29]。目前希库朗伊边缘开展了大洋钻探和地球物理观测，包括国际大洋发现计划（IODP 372、375航次）、主动源地震探测（二维和NZ3D OBS实验）、大地电磁探测（MT），但是对于俯冲带增生楔内部断裂和深部海山的位置、结构及其演化还存在一定的争议[30-33]。希库朗伊俯冲带现今存在两种截然不同的海山构造模型：①低速海山模型和②高速海山模型（图2），两种模型中海山的位置存在显著差异，前者位于现今增生楔底部且海山严重破碎化，而后者位于更下倾处并表现为一个地震高速体[17,24,30,34]。
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离散元方法（discrete element method, DEM）是一种基于颗粒性质的数值模拟方法，可以用来研究构造变形并定量观测和分析变形系统的应力和应变演化，能够帮助揭示断层活动性和力学性质的演化[35-36]。本文拟以希库朗伊俯冲带北缘典型构造剖面为例，利用2-D离散元数值模拟方法，研究海山俯冲与增生楔、板间巨型逆冲断层（megathrust）及巨型分支断层（mega-splay fault）之间的相互作用，探讨断裂体系的结构及其活动性的时空演化规律。本项研究将为更好地理解海山俯冲对增生楔的构造演化和断层活动性的影响机制，对探讨板间地震活动和慢滑移事件的形成提供重要启示。
1. 区域地质背景
希库朗伊俯冲带延伸长约500 km，位于新西兰北岛外海以东，在此区域太平洋板块向西俯冲至澳大利亚板块之下[14]。本文选定的研究区位于希库朗伊俯冲带北缘，在此区域板块汇聚速率在52 mm/a左右[17,28]。即将俯冲的洋壳在地形上表现为10～15 km厚的一个希库朗伊高原，由海山、熔岩流及白垩纪沉积物盆地组成，为一个白垩纪的大火成岩省[37]。希库朗伊边缘是全球目前规模较大的大火成岩省正在发生俯冲的独特活动大陆边缘。希库朗伊高原的上覆地层主要由晚白垩纪的火山碎屑岩、古新世—上新世半深海碳酸盐和更新世的硅质碎屑岩海沟沉积三部分构成[17,31,33]。希库朗伊俯冲带的构造特征沿走向上存在显著的差异，其增生楔宽度从北向南逐渐变宽，并且南缘具有较宽（30～70 km）的增生楔，而北缘则为较窄（＜20 km）的增生楔[38]。此外，俯冲的希库朗伊高原洋壳厚度从北部的10 km向南逐渐增厚，在查塔姆隆起（Chatham Rise）厚度达15 km；而上覆的沉积物厚度从北部的约1 km向南部增加到＞5 km[18,34]。
希库朗伊俯冲带地震监测表明北缘存在有深度较浅（＜15 km）、每1～2年重复出现、持续时间较短（1～3周）的慢滑移事件[17,22]。海底测地学监测表明传播至海底以下2 km深度范围内的慢滑移事件也可能会出现在海沟附近[29]。历史记录表明北缘的板块界面逆冲断层可能发生了1947年的两个大地震事件，其矩震级（MW）范围为7.0～7.2，并造成了北岛沿岸发生高度8～10 m的海啸[17,26]。国际大洋发现计划（IODP）372和375航次在希库朗伊俯冲带北缘开展了一系列钻探工作，包括在U1518站位对增生楔内部发育的一个主要的、高活动性的分支断层Pāpaku断层的科学钻探工作。地震剖面显示Pāpaku断层为发源于板块边界的巨型分支断层之一，断层滑移量约为6 km，显著大于其他逆冲断层（图3）。钻探显示其包含了一个18 m厚的主断层带和一个约10 m厚的次级断层带。断层带内部包含断层角砾，小褶皱和非对称的岩屑，被肢解的、相对均匀的、淤泥质的半深海沉积物[31,39-40]。
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Hikurangi北缘05CM-04地震反射剖面显示，俯冲海山上覆板块发生显著的变形，楔体后缘的缩短主要由内部的叠瓦逆冲断层及起源于板块边界的分支断层所吸收。俯冲海山上方发育的巨型分支断层（Pāpaku断层）则与下方的板块边界逆冲断层组成了一组坡-坪式“双重构造”（thrust duplex）（图3）。此外，地震反射剖面显示在深部俯冲海山的前缘还发育一个约 3 km 厚的高振幅反射带（HRZ）[17,24]。
2. 实验方法和设置
2.1 离散元方法原理
离散元方法（discrete element method，DEM）的基本原理是通过给构建的弹性颗粒系统施加外力后，应用时间-位移有限差分方法，计算弹性-摩擦接触颗粒在牛顿第二运动定律下的移动。颗粒间的接触关系遵循Hertz-Mindlin接触准则[41]。不同于基于相似性原理的砂箱物理模拟方法，数值模拟方法对系统内单一变量的精确控制和应用，往往具备可操作性强和重复性高等特点，并且可以获取更多的系统内部信息，如应力与应变等。因此可以通过调整材料的力学参数和设定边界条件等方式模拟与自然界相近的断裂构造变形特征[42-44]。
2.2 初始模型与参数设置
本次开展的模拟实验方案设计主要参考希库朗伊北缘05CM-04地震反射剖面（图3）的构造解释方案及地层序列。初始模型设置为一个长100 km、高15 km、倾角为2.8°的楔形结构模型。楔体底部倾角的设置依据主要源于05CM-04剖面中增生楔底部的平均倾角测量。模型内设置了一套最厚5 km的沉积地层单元，1.5 km厚的洋壳基底，其间设置一套厚约250 m的韧性滑脱层。板块边界岩石随着与俯冲洋壳的相互作用，碳酸盐岩及火山碎屑沉积岩较多蚀变为蒙脱石黏土，形成韧性的滑脱层[17,45]。尽管目前没有钻穿增生楔底部的滑脱层，但对于在即将俯冲板块中钻探的原型滑脱层（proto-detachment）的钻探揭示表明其对应碳酸盐和火山碎屑岩的界面。本文以希库朗伊北缘05CM-04剖面存在的“平顶山型”海山为例，将海山的宽度设置为15 km，高度设置为1 km[24,46]。同时参考希库朗伊北缘观测到的俯冲海山规模及现今剖面的平衡剖面恢复结果，将俯冲海山设置于剖面44 km处（图4B）[17-18,47]。
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图 4 本文采用的离散元数值模拟实验模型设置A: 光滑海底模型，B: 海山俯冲模型；箭头表示俯冲基底的相对运动方向。Figure 4. The model setups of discrete-element numerical simulationA: Smooth seafloor model, B: seamount subduction model; the arrow indicates the relative direction of motion.模型中颗粒的力学参数设置参考Morgan的离散元实验设置[36]，其中上覆地层的颗粒密度设置为2500 kg/m3, 滑脱层内颗粒密度为2300 kg/m3。颗粒的泊松比为0.2，剪切模量为2.9 GPa，局部阻尼系数为0.4，时间步长为50 ms，重力加速度为9.8 m/s2。模型中颗粒黏结参数设置参考表1，地层的黏聚力设置为24.4 MPa，内摩擦角φ为22.5°，颗粒摩擦系数选取0.3。本文参考Morgan 和 Bang[44]中的模型设置，将左侧挡板以2 m/s的速度向右移动挤压颗粒，而海山相对于洋壳基底固定，用以模拟海山相对向左俯冲于增生楔之下。对于冲断增生楔而言，消减模型和推挤模型尽管在剖面上具有相反的速度场特征，但在平面和整体上具有一致的速度场和应力状态[48]。其次考虑到板块边界摩擦系数随深度的变化，将深部下倾的沿板块边界20 km长度的滑脱层的摩擦系数设置为0.3，其余上倾部分滑脱层的摩擦系数设置为0.1，模型的总缩短量设置为50 km。
单元 宏观参数 岩层颗粒间的黏结参数 内聚力
/MPa内摩擦角
/(°)摩擦系数μ 弹性模量/MPa 剪切模量/MPa 抗拉强度/MPa 剪切强度/MPa μ1 24.4 22.5 0.3 2.0×108 2.0×108 3.0×107 6.0×107 μ2 24.4 22.5 0.1 2.0×108 2.0×108 3.0×107 6.0×107 上覆地层 24.4 22.5 0.3 2.0×108 2.0×108 3.0×107 6.0×107 光滑海底模型中颗粒的力学性质与海山俯冲模型一致，作为参考模型对比使用（图4A）。通过对两组实验中得到的构造变形、应变及应力结果进行对比，进一步讨论有/无海山模型对增生楔形态及内部断层演化的影响。将颗粒变形与应变的结果相叠加，得到实验模拟的构造变形结果如图5所示。变形应变的定义参考Morgan（2015），其中色标中的红色和蓝色分别代表顺时针剪切和逆时针剪切，颜色深浅表示剪切应变的大小。
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图 5 楔体构造变形与应变的演化左：光滑海底模型，右：海山俯冲模型。Figure 5. The experimental evolution of structural deformation and strain in the wedgesLeft: smooth seafloor model, right: seamount subduction model.3. 实验结果
3.1 光滑海底模型
光滑海底俯冲模型实验过程中增生楔的构造变形与应变如图5所示，左侧颗粒不断向右运动，当模型缩短量为2、5、11 km时，上覆地层发生缩短变形并依次发育F1、F2、F3断层。在挤压的初始阶段（＜10 km），楔体表面坡角（α）快速增大（＞20°），当缩短量为11 km时，楔体前缘F3断层的出现使表面坡角逐渐减小。在缩短量为18、23、27、32 km时，楔体内部依次形成了F4—F7断层，此阶段楔体的表面坡角无明显变化并趋于稳定（13°±1°）。当缩短量≥36 km时，楔体表面坡角稳定在12°（图6A）。F1—F5断层具有相似的演化特征，挤压初期断层位移量快速增加，后期趋于稳定（图7A）。通过对楔体内发育的断层位移量进行统计发现，楔体内部断层间距相近，且位移量随着缩短量增加而逐渐增大，总体符合前展式逆冲扩展顺序（图5、6）。由图6B可见，楔体宽度表现出显著的周期性变化特征，即在俯冲过程中楔体宽度先是快速增加而后表现出缓慢的缩短过程，楔体内部的缩短由新发育的断层所吸收。
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图 6 楔体表面坡角（A）与楔体宽度（B）随缩短量变化统计图Figure 6. Statistical graphs of surface slope (A) and wedge width (B) versus shortening in seamount versus smooth seafloor models![]()
图 7 楔体内部断层位移量与缩短量统计A: 光滑海底模型，B: 海山俯冲模型。Figure 7. Statistical graphs of fault displacements versus shortening in wedgesA: Smooth seafloor model, B: seamount subduction model.3.2 海山俯冲模型
根据增生楔的形态和断层位移量特征，本文将DEM模拟的海山俯冲划分为3个阶段：I海山未接触阶段，对应缩短量0～17 km；II海山与增生楔相互作用阶段，对应缩短量17～36 km；III海山俯冲效应减弱，增生楔重新向前扩展阶段，对应缩短量36～50 km。
在第I阶段，在海山俯冲模型中的增生楔的总体演化特征与光滑海底模型相似，楔体中同样发育两条前展式的逆冲断层（F1和F2）并对应较大的楔体表面坡角（20°～40°）（图6A）。在此阶段，两个对比模型的楔体宽度变化趋势也基本一致，并随着缩短量的增加而逐渐变宽至12 km左右。当缩短量为12～16 km时，F3断层的发育导致海山模型的楔体宽度大于光滑模型的楔体宽度（图6B），而表面坡角相近并呈现出相似的变化趋势。
在第II阶段，当缩短量增至17 km时，模拟显示俯冲的海山顶部开始发育一条逆冲断层（F4），其作为新的板块间滑脱层沿着海山向前扩展，并最终突破至海底作大位移量（最大约10 km）、低倾角（近水平）的逆冲推覆。受海山俯冲的影响，滑脱层上移导致楔体底部倾角增加，而楔体的表面坡角则从17°骤减至9°左右。在第II阶段初期，楔体宽度从25 km快速增加至35 km，而随后则不断发生内部缩短；而同阶段的光滑模型中，楔体的宽度则经历周期性的增长（最大约37 km）。模拟显示在第II阶段，除F4之外，楔体内不再发育新的断层，表面坡角则基本稳定（8°～9°），但总体上低于同阶段的光滑海底俯冲模型（12°～13°）（图6A）。断层位移量统计显示，海山模型中的F4断层的位移量约为光滑模型中F4断层的3倍，且活动时间也远超过楔体中的其他断层（图7）。
在第III阶段，当缩短量大于36 km时，滑脱层沿着海山后缘下移并快速向前扩展，发育前缘逆冲断层系。增生楔前缘依次发育3条逆冲断层（F5、F6、F7），形态上组成了一个叠瓦状逆冲构造（图5、7）。在此阶段，海山模型中楔体的表面坡角和宽度显著增大并反超光滑模型。断层位移量统计显示，新形成的逆冲断层（F5、F6、F7）相较于光滑模型具有较小的位移量，并且其形成时间相对延迟（图7B）。平顶山型海山的俯冲导致板间滑脱层的上移，形成的逆冲断层（F4）沿着海底面向前发生低角度、大位移量的逆冲推覆，保护了海山后缘的局部地层遭受构造变形，进而抑制了海山后缘逆冲断层的发育。
本文还对比研究了光滑海底与海山俯冲两种模型在变形过程中应力状态的变化特征。图8展示了模型缩短量为28 km时，楔体内部的最大剪切应力的分布状况，其中左侧为光滑海底模型，右侧为海山俯冲模型。模型结果对比显示：相较于光滑海底俯冲模型，海山俯冲模型内部表现出最大剪切应力分布较强的非均质性特征。海山俯冲导致在其前缘区域形成较强的最大剪切应力分布，而海山后缘则形成应力较小的阴影区。
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图 8 光滑海底（A）与海山俯冲（B）模型中楔体最大剪切应力（τmax）分布对比Figure 8. Results of maximum shear stress in the smooth seafloor (A) and seamount (B) subduction models4. 讨论
4.1 海山俯冲与巨型分支断层
巨型分支断层起源于板块边界巨型逆冲断层（megathrust），一直连续延伸至海底面，具有较长的断层长度，是一种具有较大位移量的 “反序型”逆冲断层（out-of-sequence thrust, OOST）[49]。巨型分支断层广泛发育在世界主要俯冲带，如日本南海（Nankai）、阿拉斯加（Alaska）和希库朗伊（Hikurangi）等[12,26,50-53]。由于其切穿了增生楔内部并且具有较大的断层面积，可以在同震期间造成海床大范围的快速垂直隆升，因此被认为对海啸的发生扮演重要的角色。但是，关于巨型分支断层的起源、断层活动性演化及其与海山俯冲之间的关系，目前还尚不完全明确。
IODP大洋钻探结合地震反射剖面和磁性地层定年的研究，揭示了日本南海海槽巨型分支断层与板间滑脱层之间的活动性交替演化规律：巨型分支断层在约1.95 Ma启动，在高活动性阶段之后，断层滑移向下沿着滑脱层向前，巨型分支断层的活动性下降；在约1.55 Ma以来，该分支断层重新活动和抬升[12,51]。希库朗伊俯冲带的IODP钻孔U1518钻穿了巨型分支断层Pāpaku断层，岩芯构造分析表明断层上盘主要为脆性结构特征，而下盘表现出韧性和脆性变形随深度降低的特征。同时，孔隙水的地球化学剖面也显示断层之下存在近海底面成岩序列的重复，表明下盘地层未经历明显埋藏过程[30-31]。
本文的研究表明，上述讨论的巨型分支断层的断层岩结构特征、断层活动性、孔隙水地球化学特征，可以用海山俯冲的模型来建立合理的解释方案。正如DEM模拟结果所展示的，巨型分支断层起源于板间滑脱层与海山的作用阶段，由滑脱层快速沿海山上移演变而成，断层最终延伸至海底，并作低角度、大位移量的逆冲推覆（图9B、C）。这就合理解释了希库朗伊俯冲带巨型分支断层的上盘脆性变形与下盘韧性变形的上下配置关系。结合下盘保存的成岩剖面，最新的研究推测巨型分支断层在50～100 ka沿着海底面发生大规模的逆冲推覆，对下盘地层造成“泥岩涂抹”（clay smear）的封堵效应，限制了下盘的成岩-压实作用[54]。而关于巨型分支断层的活动性问题，DEM模拟揭示了其活动性的快速增加与海山俯冲直接相关。随着海山效应的减弱，滑脱层下移沿海山后缘向前扩展形成叠瓦状逆冲构造，而巨型分支断层则最终停止活动。在实际的俯冲带中，多个海山的俯冲可以用来解释巨型分支断层活动性的周期性演化规律。因此，本文开展的DEM模拟实验支持在新西兰希库朗伊俯冲带和日本南海海槽中发育的巨型分支断层的形成及其演化主要受海山俯冲控制。
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图 9 海山俯冲过程中的增生楔内部断裂演化的三阶段模式图A: 海山与增生楔作用初始阶段，滑脱层沿海山顶面上移；B: 海山与增生楔持续作用，发生沿海底的远距离推覆作用；C: 海山俯冲后期，滑脱层下移并向前传播形成前缘逆冲断层系。Figure 9. Three-stage model of faults evolution related to seamount subductionA: The initial stage of seamount-accretionary wedge interaction, the detachment moves up along the top of seamount; B: Seamounts and accretionary wedges continue to interact, and long-distance, low-angle thrusting along the seafloor occurs; C: In the late stage of seamount subduction, the detachment moves down and propagates forward to form the frontal thrusts.4.2 希库朗伊俯冲带“低速”与“高速”海山模型的争议
基于地震反射和磁法勘探数据，前人推测了希库朗伊俯冲带深部的海山位置和形态，其位于现今剖面增生楔底部滑脱层变缓部位之下（图2A）[24,46]。对于这一海山的位置，三维地震速度模型仅获取了相对低速的（VP=4.0～5.0 km/s）结果，并没有探测到任何随深度增加的速度现象。对于这一差异，他们提出两种可能的海山模型：① “低速海山”俯冲模型；② “高速海山”俯冲模型。对于第一种低速海山模型，如果Barker 等[24]模型中海山的位置是正确的话，那么正在现今俯冲的海山内部必定具有很强的速度非均质性并且大部分区域是低速性质的。而第二种“高速海山”模型中，海山位于“低速海山”模型沿滑脱层下倾方向约10 km，内部速度超过5.0 km/s（图2B）。这与之前地震反射剖面所揭示的形成于海山前缘高振幅反射带（high-amplitude reflectivity zone, HRZ）所解释的低地震波速、富含流体的沉积物的结论截然相反[24,34]。
Sun等[27]利用有限元数值模拟方法，模拟了汇聚边界海山俯冲对板间逆冲断层应力及滑移的力学行为及水文地质效应。在俯冲海山对上覆板块的碰撞破坏下，海山前缘广泛发育的断层及断裂作用致使其下倾端沉积层严重脱水且过度固结。沉积物孔隙度及合成剖面VP的经验关系表明海山前缘出现了异常于光滑模型的VP急剧增加的现象，且较低的孔隙度及硬度增强的围岩对板块边界逆冲断层的剪切强度具有增强作用。Clavert在对卡斯卡迪亚北部俯冲带深部地震资料解释也发现深部沉积层的过度固结脱水可呈现高振幅反射特征，且深部高反射带上的剪切作用形成了一个双重构造[55]。
Hikurangi北缘记录到的2002—2008年期间的慢滑移事件在位置上与高振幅反射区密切相关，一般认为高振幅反射区的流体主要来源于层间变质岩及俯冲沉积物的带入，或俯冲到深部的压实脱水作用[46,56]。显然，低速流体作用并不能很好地解释该区域的高VP波速度模型。因此，结合数值模拟实验的结果，本次研究显示在海山持续向深部俯冲过程中，海山前缘与增生楔底部存在着长期剪切滑动，最终形成了一个具有双重构造（duplex）特征的剪切带（图10B、C）。DEM数值模拟展示了海山前缘双重构造剪切带不断加宽的过程，最终的结果（图10B、C）与实际地震反射剖面的解释方案具有较好的一致性。在该双重构造带区域，持续的剪切作用可能导致海山前缘的沉积物发生严重脱水和过度固结，因此导致其VP速度显著增加。而海山顶部发育的低地震波速区域，可能是海山在俯冲过程中与增生楔底部碰撞作用使其发生破碎化，流体沿断裂进入内部所导致的[30]。因此，结合电磁反演的孔隙度分布特征，本文的DEM数值模拟研究支持希库朗伊俯冲带“低速”海山的模型。
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图 10 DEM数值模拟结果与希库朗伊俯冲带构造剖面对比A: 05CM-04构造剖面图（修改自文献[17]），深度放大2倍， B: 海山俯冲DEM模拟的应变分布，C: 与海山俯冲相关构造解析模型。Figure 10. Comparison between DEM simulation results and structural profile in Hikurangi subduction zoneA: Structural interpretation of seismic profile 05CM-04 (modified from reference[17]), B: strain derived from DEM simulation related to seamount subduction; C: structural model related to seamount subduction.5. 结论
（1）海山俯冲改变了增生楔内部逆冲断层的应变分配，形成的巨型分支断层沿海底面发生低角度、远距离逆冲推覆，这一现象可以用来解释岩芯揭示的上盘脆性变形与下盘韧性变形的二元结构特征。
（2）海山俯冲导致在增生楔内部应力分布的非均质性，在其前缘形成较高的应力聚集区并形成双重构造特征的剪切带，而在其后缘则形成应力阴影区。
（3）海山俯冲前缘形成的双重构造剪切带有利于沉积物发生脱水和固结，因此该区域并非富含流体的低地震波速区域。本文的模拟结果结合电磁探测的证据支持希库朗伊俯冲带的“低速海山”俯冲模型。
致谢：本文的数值计算是在南京大学高性能计算中心的计算集群上完成的, 数值模拟实验使用东华理工大学李长圣博士研发的离散元数值模拟软件完成。文中采用的应变计算代码修改自莱斯大学Julia K Morgan和Thomas Fournier的脚本, 在此表示感谢。
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地形因子 概念 公式 坡度 描述地表单元陡缓程度，表示地面在某点的倾斜度 tanα=△h/△dα—坡度，△h—高程差（m），△d—水平距离（m） 地形起伏度 区域最高点与最低点海拔高度的差值，反映地形起伏特征[25] RAi=Zimax—Zimin，RAi—地形起伏度（m），Zimax—区域内最大高程值（m），Zimin—区域内最小高程值（m） 
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表 2 海底稳定性评价指标体系
Table 2 Evaluation index system for seabed stability
指标体系 地震区划 灾害地质 微观地貌因子（坡度） 宏观地貌因子（地形起伏度） 底质类型 1级 地震动峰加速度值=0.05 g，相当于5级地震区 海底火山 0°～3° 0～19 m 基岩 2级 地震动峰加速度值=0.1 g，相当于6级地震区 裂谷 3°～7° 19～45 m 铁锰结壳 3级 地震动峰加速度值=0.15 g，相当于7级地震区 海底滑坡 7°～15° 45～77 m 含铁锰结核的远洋黏土 4级 地震动峰加速度值=0.2 g，相当于8级地震区 陡坎 15°～25° 77～120 m 远洋黏土 5级 地震动峰加速度值≥0.3 g，相当于9级地震区 崩塌 ＞25° ＞120 m 硅藻软泥
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表 3 海底稳定性评价指标隶属度值
Table 3 Membership value of evaluation index of seabed stability
稳定性
等级评价指标 地震区划 灾害地质 微观地貌因子 宏观地貌因子 底质类型 基本稳定 1级 1级 1级 1级 1级 v1 0.15 0.15 0.15 0.15 0.15 较稳定 2级 2级 2级 2级 2级 v2 0.30 0.30 0.30 0.30 0.30 中等稳定 3级 3级 3级 3级 3级 v3 0.55 0.55 0.55 0.55 0.55 较不稳定 4级 4级 4级 4级 4级 v4 0.80 0.80 0.80 0.80 0.80 不稳定 5级 5级 5级 5级 5级 v5 0.85 0.85 0.85 0.85 0.85
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表 4 评价指标权重值
Table 4 The weight value of the evaluation index
评价指标 地震区划 灾害地质 微观地貌因子 宏观地貌因子 底质类型 权重值 0.0882 0.4412 0.2206 0.1471 0.1029
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