俯冲起始是指从没有俯冲到有俯冲的过程，它改变着区域和全球的应力状态，是维系地球板块构造体制的关键环节。然而，由于俯冲起始留下的地质记录极少，目前俯冲起始的机制和过程依然不甚清楚。为解释俯冲起始的机制，前人提出了自发俯冲起始和诱发俯冲起始两种类型。自发俯冲主要由板片自身的负浮力驱动，而诱发俯冲起始则主要由外来应力主导。通常认为，自发俯冲起始伴随着上覆板片的伸展和地幔岩浆作用，因此，与伸展有关的岩石证据常被用来指示自发俯冲起始（比如伊豆-小笠原-马里亚纳俯冲带）。虽然负浮力是现今板块俯冲的主要驱动力，但是在发生俯冲之前，负浮力自身不足以克服阻力促成俯冲起始。另外，大洋岩石圈的强度也会随着板片变老而逐渐增加，导致阻力（主要为bending force）要比密度增加地更快。最近的研究表明，诱发俯冲起始可能更加普遍。然而，诱发俯冲起始过程中，水平的应力如何促使垂向的俯冲运动？负浮力、水平外力、先存不均一结构等在俯冲起始阶段各扮演了什么作用？初始俯冲的环境是什么样的?另外，俯冲早期留下的零星地质记录（比如玻安岩、SSZ蛇绿岩及变质底板）能否真正代表不同俯冲带的俯冲起始？

问题的根源在于我们对俯冲起始的起点、过程、标志缺乏深入理解。俯冲极性反转是一种典型的诱发俯冲起始，它是指原来的上覆板片和俯冲板片角色发生互换，上覆板片转换为俯冲板片的过程。俯冲极性反转见证了板片从俯冲停止到俯冲重新发生的完整过程，为揭示俯冲起始机制和过程提供了可能。西南太平洋所罗门地区是俯冲极性反转的典型例子（图1），然而该地区俯冲极性反转是否与巨厚的翁通爪哇（Ontong Java）大洋高原有关，俯冲极性反转发生的动力学过程等依然不甚清楚。

图1 (a)所罗门俯冲带的俯冲极性反转事件。灰色锯齿线代表原来的俯冲带，红色锯齿线是俯冲极性反转之后形成的新的俯冲带。红色椭圆代表拉张断层的位置；(b) 测线AB（图1a）对应的地形及震源剖面

针对上述问题，中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室的博士生孙宝璐与导师赵亮研究员、杨建锋副研究员等，利用二维热-机械数值方法，模拟了大洋高原增生诱发的俯冲极性反转过程（图2）。实验表明，大洋高原堵塞海沟可以产生俯冲极性反转，厚度大、密度小的大洋高原有利于俯冲极性反转的发生（图2d）。应力分析表明，大洋高原增生过程中，大洋高原侧向伸展挤压上覆板片形成岩石圈规模的断层，在外来应力和板片自身负浮力的作用下板片弯曲并进入地幔形成俯冲起始。模型解释了西南太平洋所罗门地区俯冲极性反转发生的过程和机制，并与该地区地壳缩短现象、“鳄鱼嘴”构造等具有良好的对应。模型表明俯冲起始过程中存在短暂的伸展，这或许是翁通爪哇大洋高原存在一系列拉张断层的原因（图1a）。研究发现，极性反转这一典型诱发俯冲起始过程中，位于上覆板片的大洋高原会经历短暂的伸展过程（图2b，图3a），因此伸展环境不能作为自发俯冲起始的独特标志。利用伸展环境及相关岩石组合等判别自发俯冲起始的时候要格外小心。该研究揭示了俯冲极性反转过程中外来水平应力促成垂向俯冲起始的动力学过程，对经典的自发俯冲起始标志提出了质疑。

图2 (a-c) 以地形（上）、组分（中1）、水平应力（中2）、应变率的第二不变量（下）表示的俯冲极性反转演化（参考模型M1）；(d) 极性反转与大洋高原大小及洋壳密度的关系

图3 俯冲极性反转过程中的应力及速度演化。(a)大洋高原的水平速度（向右为正）和水平应力（伸展为正）；(b)上覆板片的垂向速度（向上为正）。俯冲起始发生时伴随有大洋高原及上覆板片速度和应力在～2 Myr内的突然改变

研究成果发表于国际学术期刊GRL（孙宝璐, Boris J P Kaus, 杨建锋*, 吕刚, 王欣欣, 王坤, 赵亮. Subduction Polarity Reversal Triggered by Oceanic Plateau Accretion: Implications for Induced Subduction Initiation [J]. Geophysical Research Letters, 2021, 48(24): e2021GL095299. DOI: 10.1029/2021GL095299）。该成果受到国家自然科学基金项目（41888101、41625016）和国家重点研发计划项目（2017YFC0601206）等资助。