青藏高原地殼脆性-韌性轉換面分布研究＊

楊 強黨亞民

1)武漢大學測繪學院,武漢 430079

2)中國測繪科學研究院大地測量與地球動力學研究所,北京 100039

3)山東科技大學,青島 266510

青藏高原地殼脆性-韌性轉換面分布研究＊

楊 強1,2)黨亞民1,2,3)

1)武漢大學測繪學院,武漢 430079

2)中國測繪科學研究院大地測量與地球動力學研究所,北京 100039

3)山東科技大學,青島 266510

將青藏高原及周邊區(qū)域地殼分為脆性層和韌性層,利用穩(wěn)態(tài)熱傳導方程估算地殼內(nèi)部溫度場,并根據(jù)Crust2.0地球模型,利用破裂強度和蠕變強度相等確定了脆性-韌性轉換面。結果表明:青藏高原及周邊區(qū)域脆性-韌性轉換面一般位于中地殼,深度分布為 20～35 km,地殼較厚的區(qū)域轉換面也較深;轉換面黏滯系數(shù)在 1019～1022Pas之間,溫度達 450～600℃。

破裂強度;蠕變強度;脆性-韌性轉換面;溫度場;應變率

1 引言

大陸地震震源深度多發(fā)生在 20 km以內(nèi)。究其原因,主要是由于隨著深度的增加,地殼逐漸由脆性向韌性轉變。脆性地殼以彈性形變?yōu)橹?能夠積累彈性應變能,而韌性地殼具有黏塑性流變特性,難以積累應變能。從而使得地震一般集中于脆性的上地殼之中,而且其震源深度的界面一般終止于韌性層。這表明,地震震源深度的下界面有可能取決于脆韌性轉換面的深度[1]。

青藏高原一直以來都是地球動力學的研究熱點。確定青藏高原地殼脆性、韌性分布及其性質(zhì)對于認識了解青藏高原運動、變形及孕震、發(fā)震模式都有重要的科研和現(xiàn)實意義。本文在前人的成果基礎上,計算了青藏高原地殼內(nèi)部溫度場,根據(jù) Crust2.0地球模型,利用巖石破裂強度與蠕變強度公式估算了青藏高原地殼中脆性-韌性轉換面分布。

2 溫度場與應變場

確定地殼溫度分布最理想的情況是利用穩(wěn)態(tài)的三維熱傳導方程,但三維熱傳導方程要求參數(shù)精確的三維空間變化情況及分布結果,而實際觀測到的地表熱流點往往較為稀疏,生熱率及熱傳導的資料更少,這使得三維熱傳導方程的應用較為困難。因此采用一維穩(wěn)態(tài)方程來定地殼內(nèi)部溫度場的分布。其一維穩(wěn)態(tài)熱傳導方程的基本形式為:

這里,k為巖石熱導率,A為巖石生熱率。其邊界條件在地表為為地表溫度,取為 0℃,q0為地表熱流。

沉積層和上地殼的生熱率參數(shù)來自文獻 [2-4],中地殼的生熱率取 0.4μWm-3;下地殼生熱率取 0.1μWm-3。上地殼熱導率隨深度和溫度變化的關系式為 3.0×(1+0.001 5D)/(1+0.001 5T) Wm-1K-1,其中D為深度 (km),T為溫度 (℃)。其他各層熱導率采用固定值,分別為:沉積層的熱導率為 2.5 Wm-1K-1;中地殼為 2.25 Wm-1K-1;下地殼取 2.0 Wm-1K-1。

地表熱流數(shù)據(jù)來源于文獻[5]。計算中由于青藏高原地表熱流數(shù)量太少,且分布不均勻,由此用普通 Kriging方法進行插值。另外還利用汪洋等[3]提供的青藏高原各構造單元的地殼 30 km溫度作為約束(圖 1)。計算中所采用的地殼分層深度及密度來源于 Crust2.0模型。數(shù)據(jù)來源于文獻[6]。

圖1 地表熱流Fig.1 Heat-flow of the Earth surface

應變場利用李延興等[7]使用 GPS觀測數(shù)據(jù)計算的中國大陸地表 1°×1°的結果。為了與 Crust2.0模型相配合,并將應變場插值為 2°×2°,及假定在脆性層應變率不隨深度變化。

3 轉換深度計算

確定脆性形變和延性形變的轉換點 (深度)是流變性質(zhì)隨深度變化的一個關鍵問題。由于缺乏完整的實驗結果,所以在確定以破裂強度和蠕變強度相等處來確定脆性-韌性轉換的深度是目前比較合理和可行的做法[8]。

壓溶蠕變是能夠用來解釋地殼巖石在相對低溫低壓下具有韌性性質(zhì)的一種機制,這個過程包括礦物在高壓區(qū)的溶解和在低壓區(qū)的沉淀,結果造成了巖石的蠕變。巖石蠕變強度可以表達為:

其中,τ為剪應力,ε為應變率,T為絕對溫度,R為普適氣體常數(shù),e為激活能,A、n為獨立于溫度和壓力的巖石流變參數(shù)。

巖石破裂強度隨溫度變化的關系較為復雜,涉及到脆性向韌性轉化及應變率,尚需更深入研究。但一般的結論是隨著溫度的增加脆性破裂強度非線性地減小。王威等[9]利用花崗巖圍壓在 0～1 000 MPa、溫度在 20～850℃,輝長巖圍壓在 250～800 MPa、溫度在 25～850℃的實驗結果,得到的破裂強度與圍壓和溫度的關系為:

這里,K、N、Ts、l均為常數(shù),不同巖石取值不同,C為破裂強度,C0是巖石的單軸抗壓強度,σc=ρgh為圍壓,ρ為巖石圈密度,g為重力加速度,h為深度。

求得的深度即為脆性-韌性轉換深度。計算所需各參數(shù)值見表1。

4 脆性-韌性轉換面分布

得到溫度場和應變場后,利用公式 (4)就可以計算轉換面深度 h。由于很難直接利用公式 (4)計算 h,所以本文采用的是逼近法,即將不同深度值 h代入公式,逐步縮小范圍,如果取 h1、h2時 C-τ發(fā)生正負號變化,則在 h1～h2之間進一步縮小步長,再次逼近。最終取一個 h滿足小于某個較小值 e時(實際計算時 e為 0.1～1.0MPa,其中 e取0.5 MPa時能夠滿足大多數(shù)區(qū)域的計算要求),得到轉換深度 h。注意,因為式 (4)無法直接滿足,得到的結果只是估值。在確定轉換面深度后,利用公式(5)計算轉換面等效黏滯系數(shù)。計算結果見圖 2。

圖 2(a)為根據(jù)式 (1)得到的轉換面溫度場,圖2(b)為根據(jù)文獻[10]給出的應變場插值到的應變場,圖 2(c)為根據(jù)式 (4)估算得到的轉換面深度,圖 2(d)為根據(jù)式(5)計算得到的等效黏滯系數(shù)。從圖 2可以看出,青藏高原地殼脆性-韌性轉換面不在固定深度,不同的區(qū)域其轉換深度存在差異。其特點如下:1)轉換面一般位于中地殼的上層,深度一般為 20～35 km;2)地殼厚度較大的區(qū)域,轉換面深度值也較大;3)轉換面深度與溫度、應變場等有關,溫度隨深度增長較快的區(qū)域其轉換層深度較淺,應變率較小的區(qū)域其轉換面深度相對較深。

表 1 青藏高原脆性-韌性轉換層參數(shù)[9-12]Tab.1 Parameters of brittle-ductile transition plane in the Tibetan plateau[9-12]

圖 2 青藏高原地殼脆性-韌性轉換面Fig.2 Brittle-ductile transition plane of the Tibetan plateau

7 結論

計算結果表明:1)青藏高原及周邊區(qū)域脆性-韌性轉換面一般位于中地殼,深度為 20～35 km,地殼較厚的區(qū)域轉換面也較深;2)轉換層內(nèi)粘滯系數(shù)分布范圍為 1019～1022Pas;3)溫度場的分布范圍為450～600℃。

本文計算得到的結果與張國民等[1]單純利用溫度場估計的青藏地區(qū)脆性-韌性轉化面 (35～45 km)結果相比,本文得到的轉換面深度較淺,而與臧紹先等[8]估計的地殼脆性-韌性轉換面應該分布在中地殼的結論一致,而比石耀霖等[13]利用流變定律計算得到的中國大陸地殼黏滯系數(shù)(中地殼等效黏滯系數(shù)一般在 1021～1024Pas)要小。

需要注意的是,盡管本文在計算中設置參數(shù)時(表 1)考慮到不同區(qū)域、不同深度巖性的差異,但即使是相同種類巖石,采自不同的地區(qū),不同的研究者進行流變實驗,得到的流變參數(shù)也會存在差異。因此地殼脆性-韌性轉換深度的實際分布范圍可能會比估算結果更大一些。

1 張國民,李麗.地殼介質(zhì)的流變性與孕震模型[J].地震地質(zhì),2003,25(1):1-10.(Zhang Guomin and LiLi.Rheology of crustalmedia and a related seis mogenic model[J]. Seis mology and Geology,2003,25(1):1-10)

2 Wang Y.Heat flow pattern and lateral variations of lithosphere strength in China mainland:constraints on active deformation[J].Phys Earth Planet Inter,2001,126:121-146.

3 汪洋,等.中國大陸主要地質(zhì)構造單元巖石圈地熱特征[J].地球?qū)W報,2001,22(1):17-22.(Wang Yang,et al. Lithosphere geother mics of major geotectonic units in China mainland[J].Acta Geoscientia Sinica,2001,22(1):17-22)

4 安美建,石耀霖.中國大陸地殼和上地幔三維溫度場[J].中國科學 D輯:地球科學,2007,37(6):736-745.(An Meijian and Shi Yaolin.Three-dimensional thermal structure of the Chinese continental crust and upper mantle[J].Sci China SerD-Earth Sci,2007,50(10):1 441-1 451)

5 Qing-Tibet heatflow[J/OL].http://www.heatflow.und. edu/index2.html.

6 Crust2.0 model[J/OL].http://mahi.ucsd.edu/Gabi/ crust2.html

7 李延興,等.中國大陸及周邊地區(qū)的水平應變場[J].地球物理學報,2004,47(2):222-231.(Li Yanxing,et al.Horizontal strain field in the Chinese mainland and its surrounding areas[J].Chinese Journalof Geophysics,2004,47(2): 222-231)

8 臧紹先,等.巖石圈流變機制的確定及影響巖石圈流變強度的因素[J].地球物理學報,2002,17(1):50-60.(Zang Shaoxian,et al.A prel iminary model for 3-D rheological structure of the lithosphere in North China[J].Science in China,Ser.D,2003,46(5):461-473)

9 王威,王繩祖,崔效鋒.地殼溫壓條件下居庸關花崗巖、濟南輝長巖的強度特性 [M].北京:地震出版社.1989. (WangWei,Wang Shengzu and Cui Xiaofeng.Strength character of granite of Juyongguan and gabbro ofJinan under condition of pressure and temperature of crust,in motion of present crust[M].Beijing:Seismological Press,1989)

10 Ohnaka M.The quantitative effect of hydrostatic confining pressure on the compressive strength of crystalline rock [J].J.Phys.Earth,1973,21:125-140.

11 張流,王繩祖,施良騏.我國六種巖石在高圍壓下的強度特征[J].巖石力學與工程學報,1985,4(1):10-19. (Zhang Liu,Wang Shengzu and Shi Liangqi. Strength character of six types of rocks of China under high pressure [J].JournalofMechanics of Engineering of Rock,1985,4 (1):10-19)

12 魏榮強,臧紹先.巖石破裂強度的溫度和應變率效應及其對巖石圈流變結構的影響[J].地球物理學報,2006, 49(6):1 730-1 737.(Wei Rongqiang and Zang Shaoxian.Effects of temperature and strain rate on the fracture strength of rock and their influences on the rheological Structure of the Lithosphere[J]. Chinese J.Geophys, 2006,49(6):1 730-1 737)

13 石耀霖,曹建玲.中國大陸巖石圈等效粘滯系數(shù)的計算和討論[J].地學前緣,2008,15(3):82-95.(Shi Yaolin and Cao Jianling.Effective viscosity of China continental lithosphere[J].Earth Science Frontiers,2008,15(3):82 -95)

RESEARCH ON BRITTLE-DUCTI LE TRANSITI ON PLANE OF CRUST OF TIBETAN PLATEAU

YangQiang1,2)and Dang Yamin1,2,3)
1)School of Geodesy and Geom atics,W uhan University,W uhan 430079
2)Institute of Geodesy and Geodynam ic,Chinese Academ y of Surveying and M apping,B eijing 100039
3)Shandong University of Science and Technology,Q ingdao 266510

The crust of the Tibetan plateau and its adjacent area is divided into two layers:the elastic brittle layer and the viscoelastic ductile layer,and then the interior temperature field of the crust by steady heat conductive equation is evaluated.Further,under the condition that fracture intensity is equal to creeping intensity,brittle-ductile transition plane isobtained by use of Crust2.0 earth model.The results show that brittle-ductile transition plane locates in middle crust about 20-35 km depth generally.The thicker the crust is,the deeper the transition floor is.Effective viscosity of transition plane located in Tibetan plateau is between 1019-1022Pas,temperature field is between 450-600℃.

fracture intensity;creeping intensity;brittle-ductile transition plane;temperature field;strain rate

P313.3

A

1671-5942(2010)04-0079-04

2010-01-27

國家高技術研究發(fā)展計劃(2009AA121405,2009AA12Z318);國家自然科學基金(40974016)

楊強,男,1975年生,博士研究生,主要研究方向地球動力學,衛(wèi)星大地測量.E-mail:sdyangqiang@163.com