1994年玻利维亚地震破裂过程中的摩擦熔融

1994年玻利维亚地震(M_w=8.3)的震源参数显示最大地震效率η为0.036,最小摩擦应力为550bar。因此,震源过程是耗散的,这与观测到的慢破裂速度相一致。破裂速度仅是局部S波速度的20％。在玻利维亚破裂中产生的非辐射能可以与1980年圣海伦斯火山喷发的热能相比,或者还大干它,足以融化31cm厚的地层。一旦破裂开始,熔融就可能发生,使摩擦力减弱并促使断层滑动。

岩石层、软流层和外围层(一)

岩石层是一种包含强度和相对稳定性的力学概念。然而人们又将岩石层这一术语用于界面热边界层(TBL)和浅部富集地球化学储层,其性质与强度毫无关系。“坚硬”岩石层的厚度大约是TBL厚度的一半。弹性板块底部、板块中和地震断裂带的最大深度、低速带的顶部都位于相应于550°～750℃温度范围的深度。这一深度也相当于粘合板块的底部。消减板舌的地震被圈定在这个温度间隔的等温线内。高于650℃的地幔因不能承受长期应力作用而不能成为岩石层。很小的古代岩石层(地幔温度长时期低于650±100℃),对于大陆溢流玄武岩(CFB)而言,这不是合适的储层。“富集”这一化学特征赋于古老岩石层的目的是与“枯竭”上地幔区分开来。大陆岩石层(CL)通常被作为富有生命的CFB储层,或者已分层时作为大洋岛屿玄武岩和富集大洋中脊玄武岩(MORB)的储层。CFB储层很可能是一包括TBL下部在内的热而软弱岩石层底层。“外围层”这个词是为适应全球性、浅部富集储层或边界层的需要而提出来的。从物理角度看,它不是以其强度而是由于脆弱和漂浮与亏损地幔(通常称为“对流地幔”、“软流层”或“上地幔”)相分离。从化学角度看与消减再循环相对位置产生分离。它的化学特征通常起因于大陆岩石层(或热柱头),但它是岩石层下浅部地幔的固定部分,而且通过再循环不断更新。外围层是一开放系统,可以称为“活动层”或“混合带”。有人提出亏损储层(MORB或亏损地幔)就在它下面,通过此边界层的过滤作用以防止污染(化学分离)。亏损的MORB在快速扩张的洋中脊上最明显,它诱发或控制深部大范围热物质上涌。来自富集地幔(EM)的熔融,在新的或缓慢开裂的区域,初期的消减带、新弧后盆地、板舌窗口和远离扩展的次生上涌的板块中环境最为明显,因此EM可能相当浅。我们还不清楚挥发性物质和大离子亲岩元素能否在200km以下循环,或由某些热柱理论所暗指的那样进入下地幔。坚固的岩石层和板块的基底可与相交处相对应。如果是这样的话,就可以知道脆-韧边界(地震的最大深度)、低速带的顶部和弹性板块厚度之间的对应关系。所选相变包括脱水和斜坡球陨石向正球陨石的变化,因为这些相变都发生在600℃左右。再就是流变学边界可位于固相线附近,而硅酸盐在绝热温度达到固相线温度的一半时,强度大大降低了。600℃和固相线之间的次大陆地幔区域可提供大陆岩浆的某些物质,但是这不能被认为是大陆板块的部分。岩石学意义的“大陆岩石层储层”实际上是一弱富集层,它可能扩展到对流地幔的顶部,这就是外围层。它的存在使我们在没有来自下地幔的热柱、热柱头、古热柱头或CL分层的情况下对了解CFB和海岛的化学性质和运动学成为可能。上地幔在物质组成和化学性质上是不均匀的。

岩石层、软流层和外围层(续一)

3 富集地幔人们曾经用大陆地壳拼凑和原始的下地幔柱解释所有非大洋中脊玄武岩(即富集玄武岩或来自所谓原生储层的玄武岩)。上地幔被看作是枯竭地幔和洋中脊玄武岩的储层,而仅是洋中脊玄武岩的储藏。

上地幔的热状态:对地幔柱没有作用

各种地球物理资料表明,软流层内长波长的温度变化偏离平均值士200℃,而不是地幔柱理论家们采用的±20℃。由板块构造过程(俯冲冷却、大陆绝缘和小尺度对流)引起的“正常”温度变化范围涵盖了被认为是由热喷发和热柱引起的盈余温度。地球物理方法给出上地幔可能的平均温度为1400℃。在洋脊、裂谷、破裂带和大陆裂解起始处,软流层内的对流在本质上是三维的,形成了不受深部热不稳定性影响的浅部似柱状结构。深部窄热柱没什么作用,这一看法被隆起和沉降数据所证实。“板块中央”火山活动的位置和体积似乎受岩石层结构、应力和裂纹的控制。

岩石层、软流层和外围层(三)

5 外围层很明显,岩石层和软流层已经失去了它在现代地质学和地球化学文献中最初确切的地球物理含义。很难讨论OLB,CFB和MORB储层可能位置,因为现在预想它们与岩石层、软流层、上地幔和下地幔有联系。富集的、亏损的和较少亏损的岩浆很可能都起源于上地幔。甚至亏损上地幔的主张也需要热柱头或分层的CL在需要热点岩浆时局部补充软流层,或者用各种构造环境中的岩浆解释CL,热柱或下地幔。有一个时期曾经把大陆玄武岩的全部富集归因于地壳污染。那么在通过地壳之前。

由地震层析成象研究结果推导出克拉通深度范围

1.引言大陆板块的厚度曾经是许多研究探讨的主题。Jordan(1975a)认为高于平均值的波速决定着板块的厚度。Anderson(1990)利用古大陆下面深度为150～200km处的剪切波速度锐减作为长期板块的厚度。许多事实证明,在大于200km深处,大洋和大陆地区之间存在显著的差异。例如,卡普瓦尔克拉通地幔是根据来自150到200km深处的金伯利岩中的捕虏体表征的。金刚石包裹体的年龄测定结果为太古代的,这意味着浅部地幔在那时已处于冷的状态(Richardson等,1984)。太古代克拉通和显生宙地区在热流值上存在巨大差异,这可通过深部地幔热流从厚的克拉通边界层下向较薄的活动带边界层的变化来解释(Ballard及Pollack 1987)。地震资料表明,克拉通下有深达400km的高波速地幔。最浅的高波速异常深度小于200km(Anderson,1979)。Jordan(1975b) 把克拉通下面的高波速带归因于低温及岩石学特征不同的物质,并且认为构造圈至少有400km厚。

地球动力学中的简单尺度关系:压力在地幔对流和地幔柱形成中的作用

实验室数据可通过尺度关系(scalingrelations)外推来探讨地幔过程.在行星内部,体积压缩是一个重要参数,因此有必要探讨与体积压缩有关的各种物理量的尺度关系.本文应用简单的体积压缩尺度关系将实验数据和上地幔的物质状态外推来预测下地幔条件下的物质行为,这种预测在热力学上是可行的.所用尺度关系类似于半协调逼近法.俯冲板片和板块的空间尺度约几百公里,时间常数约一亿年,但依体积尺度关系推测,这些参数值在深部地幔要高出几个数量级.这些体积尺度关系意味着地幔深部的运动非常缓慢,并保留有远古特征.这些结果又意味着地球内部化学分层是不可逆的,也不支持地幔柱假说.