| 地球科學(xué)原理之二十 雙層地震帶的形成機(jī)制 |
| 作者：廖永巖 編輯：探礦者
上一回，我們討論人類對(duì)雙層地震帶的認(rèn)識(shí)過程后知道，只要確定震源的精度足夠高，島弧下的的貝尼奧夫帶均表現(xiàn)為雙層地震帶。下面，我們將詳細(xì)分析雙層地震帶的形成過程。 雖然板塊學(xué)說無法解釋雙層地震帶，若我們先放下板塊學(xué)說，用板塊學(xué)說出現(xiàn)前的地槽學(xué)說結(jié)合我們的新理論對(duì)這些現(xiàn)象進(jìn)行解釋，那就容易多了：其實(shí)，貝尼奧夫帶，就是海溝處形成的深地槽。海溝處，由于地槽中來源于大陸的風(fēng)化沉積物缺乏，地槽的兩壁緊疊，下插至幾百公里深的地幔中，最大可達(dá)720公里。海溝處，就是兩地槽壁疊合的地面暴露處。
圖1 海洋巖石圈和大陸巖石圈對(duì)地槽作用力高度的比較及其對(duì)地槽的影響. a，假設(shè)沒有海水存在時(shí)海洋巖石圈和和大陸巖石圈水平作用力的高度比較；b，有海水存在時(shí)海洋巖石圈和大陸巖石圈水平作用力的高度比較；c，海洋巖石圈和大陸巖石圈對(duì)地槽的影響；d，海洋巖石圈和大陸巖石圈對(duì)地槽的影響（示去掉海水后的簡圖）；A，大陸巖石圈；B，大陸巖石圈水平作用力高度；C，大陸巖石圈水平作用力方向；D，海水；E，海洋巖石圈水平作用力高度；F，海洋巖石圈；G，海洋巖石圈的水平作用力方向；H，地槽。 下面，我們具體分析島弧處海溝下地槽的演化情況。因?yàn)閸u弧往往形成于海洋巖石圈和大陸巖石圈之間，或海洋巖石圈和大陸巖石圈的交接處，所以，可以認(rèn)為海洋巖石圈和大陸巖石圈分別位于島弧海溝地槽的兩側(cè)。這樣，冰后反彈，地球體積收縮時(shí)，地槽兩側(cè)的水平切線擠壓作用，就可看成是海洋巖石圈和大陸巖石圈間的水平擠壓作用。因?yàn)榇箨憥r石圈的平均厚度約33公里，而海洋巖石圈的平均厚度僅5-7公里，相對(duì)地球的半徑來說，厚度不大。所以，假設(shè)我們不考慮巖石圈的密度變化的話，巖石圈可看一個(gè)質(zhì)點(diǎn)：大陸巖石圈的質(zhì)點(diǎn)位于大陸巖石圈的中間水平線上（如圖1，B）；海洋巖石圈的質(zhì)點(diǎn)位置也位于海洋巖石圈中間水平線上（如圖1，E）。這樣，大陸巖石圈和海洋巖石圈相互間的切線擠壓作用，就可看成是兩質(zhì)點(diǎn)間的相互水平方向的擠壓作用（圖1，a）。由于海洋巖石圈的比重比大陸巖石圈大，海洋巖石圈質(zhì)點(diǎn)的位置低，大陸巖石圈質(zhì)點(diǎn)的位置高，地槽兩側(cè)的切線擠壓力高度不一致（圖1，a）。同時(shí)，海洋巖石圈上有海水，這就使海洋巖石圈質(zhì)點(diǎn)的位置更低（圖1，b），造成地槽兩側(cè)的切線擠壓力高度差距更大（圖1，c，d）。
圖2 海洋巖石圈和大陸巖石圈對(duì)地槽作用力高度的比較及其對(duì)貝尼奧夫帶形成的影響. a，海洋巖石圈形成的地槽，開始向大陸巖圈偏移；b，地槽已變深、變窄；c，地槽兩壁疊合，已轉(zhuǎn)化為貝尼奧夫帶，地槽口轉(zhuǎn)化為海溝，但傾斜度尚大（約90度）；d，地槽已轉(zhuǎn)化為貝尼奧夫帶，并向大陸巖石圈下傾斜。A，大陸巖石圈；B，大陸巖石圈水平作用力高度；C，大陸巖石圈水平作用力方向； E，海洋巖石圈水平作用力高度；F，海洋巖石圈；G，海洋巖石圈的水平作用力方向；H，地槽； I，海溝； J，貝尼奧夫帶。 冰后反彈期地球收縮時(shí)，在這個(gè)高度不一致的切線擠壓力的作用下，地槽（H）轉(zhuǎn)化為貝尼奧夫帶（J），下部向島弧下傾斜（圖2，d）。圖2的a→b顯示了海溝處的地槽如何形成貝尼奧夫帶和海溝的過程。圖3是根據(jù)Tatsumi Y.和Eggins S.的圖2.2的雙層地震的貝尼奧夫帶（Tatsumi and Eggins, 1995）改繪而成。我們保留了Tatsumi Y.和Eggins S.的島弧地形圖和貝尼奧夫帶，并在其貝尼奧夫帶和雙層地震帶的上、下分別加上邊界連線而成。上、下邊界線（圖3，A，B），勾畫出了貝尼奧夫帶的輪廓，也勾畫出了地槽的外形輪廓。雙層地震帶的邊界連線（圖3，B和F，E和A），勾畫出了構(gòu)成貝尼奧夫帶的地槽兩層海洋巖石圈層（圖3）。若地槽上、下兩層海洋巖石圈疊合得相當(dāng)緊密，即兩層海洋巖石圈間的沉積物相當(dāng)少的話，下層海洋巖石圈的上邊界（圖3，E）和上層海洋巖石圈的下邊界（圖3，F）基本疊合，兩條線可用一條線表示。這時(shí)，除比較上、下海洋巖石圈的壓力型等其它特征(Hudnut and Taber, 1987; Engdahl and Scholz, 1977; Ratchkovsky, et. al., 1997)外，很難區(qū)分雙層地震帶，即雙層發(fā)地震帶不明顯。若地槽上、下兩層海洋巖石圈疊合得不緊密，即兩層海洋巖石圈間的沉積物較多的話，上、下海洋巖石圈層間空間較大，這時(shí)，就比較容易區(qū)分雙層地震帶（Tatsumi and Eggins, 1995）。
圖3在高度不一致的切線擠壓力作用下，海溝下地槽向島弧下傾斜，形成貝尼奧夫帶。 A，貝尼奧夫帶（地槽）下邊界；B，貝尼奧夫帶（地槽）上邊界；C，地槽兩層巖石圈（雙層地震帶）間的沉積物或空間；D，地震震源位置；E，下層海洋巖石圈上邊界；F，上層海洋巖石圈下邊界；G，海洋巖石圈；H，海水；IA，島??；TA，海溝；“→”，示地震應(yīng)力作用方向。 冰后反彈造成的地球體積收縮，所引起的切線擠壓力作用于貝尼奧夫帶時(shí)，地槽（貝尼奧夫帶）將不斷地向島弧下傾斜。地槽形成的早期，傾斜度（地槽與海平面夾角）較大，越是地槽形成的晚期，傾斜度越小。最后，地槽有可能疊加在島弧下部。因?yàn)榈夭巯驆u弧下的傾斜，是由于冰后反彈造成地球收縮，引起海洋側(cè)巖石圈對(duì)地槽的切線擠壓作用所致，所以，這時(shí)地槽的上、下壁（雙層地震帶）都應(yīng)是擠壓力，而沒有拉張力的存在。 當(dāng)冰后反彈造成的地球體積收縮停止，作用于貝尼奧夫帶的切線擠壓力也停止作用，地槽將在地球均衡調(diào)整作用下抬升。因?yàn)榈夭郏ㄘ惸釆W夫帶）抬升，并向島弧下折疊，是由于其下插入軟流圈或地幔中，由于地槽的比重比地幔小，造成相對(duì)流體型地幔對(duì)地槽的均衡調(diào)整作用而引起的。這種均衡調(diào)整作用，在一定程度上，可以看成是地幔對(duì)地槽的浮力（見后述）。這種浮力是由下向上的。所以，這種浮力主要作用于地槽的下層巖石圈的下表面。因?yàn)榈厍騼?nèi)部物質(zhì)的液態(tài)和固態(tài)性，主要由溫度、壓力、該物質(zhì)的熔點(diǎn)共同決定，所以，在溫度和該物質(zhì)的熔點(diǎn)沒有明顯變化的前提下，受這種壓力擠壓，就造成貝尼奧夫帶的下界面及其附近物質(zhì)的液態(tài)性減弱，固態(tài)性增強(qiáng)，引起地震P-波速度呈正值，并逐漸增加，（見圖4，EPV所示）。貝尼奧夫帶的上、下兩層海洋巖石圈具有一定的厚度，有相對(duì)強(qiáng)的剛性，當(dāng)其在地幔浮力的作用下上升，除非其斷裂，要不然，它將整體性上升。這樣，它將牽帶和它相連的海溝至島弧前沿的巖石圈一道上升。海溝至島弧間的巖石圈上升，又會(huì)牽帶和它相連的島弧和火山弧區(qū)域的巖石圈上升。當(dāng)島弧和火山弧區(qū)域的巖石圈上升，就造成其下的壓力下降。因巖石圈下的地幔物質(zhì)，其溫度超過常壓下的該物質(zhì)熔融溫度，只是平時(shí)因?yàn)閴毫μ蠖使虘B(tài)。當(dāng)其壓力下降至一定程度，就會(huì)部分熔融而形成巖漿。因?yàn)樨惸釆W夫帶上方，即島弧和火山弧下方，因貝尼奧夫帶的上升而造成一定的負(fù)壓（相對(duì)該點(diǎn)原有的壓力而言），并形成巖漿房，所以，這個(gè)區(qū)域因壓力下降物質(zhì)的液態(tài)性增加，固態(tài)性減弱，地震P-波速度下降，呈負(fù)值（見圖4，EPV所示）。
圖4 貝尼奧夫帶雙層地震及其島弧區(qū)域的地球物理學(xué)特征（Tatsumi and Eggins, 1995）。 C，康拉德面（Conrad）；M，莫霍面（Moho）；EC，地震震源位置；EPV，地震P-波等速線；TA，海溝；AF，島弧前沿；VF，火山弧前沿；VA，火山弧。EC，地震震源位置。 由于地幔浮力的作用，它將逐漸向島弧下折疊。當(dāng)冰后反彈造成的地球收縮停止，地槽的下層巖石圈失去切線擠壓力的擠壓。地槽不斷向島弧折疊的過程中，就造成地槽下層海洋巖石圈（雙層地震帶的下帶）拉張伸長，因拉伸而斷裂造成拉伸型地震（圖3貝尼奧夫帶下部箭頭所示）。島弧側(cè)地槽壁，即上層海洋巖石圈（雙層地震帶的上帶）擠壓縮短，因擠壓而斷裂而造成擠壓型地震（圖3貝尼奧夫帶上部箭頭所示）。這種情形，正好和大多數(shù)其它雙層地震的壓力型相一致(Hudnut and Taber, 1987; Engdahl and Scholz, 1977; Ratchkovsky, et. al., 1997)。這也說明，現(xiàn)今的地球冰后反彈的切線擠壓力已不明顯，貝尼奧夫帶主要處于均衡調(diào)整時(shí)期。 當(dāng)然，縱觀整個(gè)地槽的形成過程可知，這種壓力是隨著地槽的形成過程不斷變化的，具體到某一部分的壓力變化情況，要看地槽演化到了哪一個(gè)階段之后才可能最后確定。所以，有些島弧，上、下帶并不一定具有典型雙層地震帶的典型特征。有的可能甚至剛好相反。 下插的地槽地殼，要發(fā)生地震，必須要有一定的能量，能造成地殼斷裂。這種能量可以是張力，也可以是擠壓力。在地槽形成和演化過程中，這種力量是不斷變化的。在地槽形成的某個(gè)階段，在地槽的某個(gè)區(qū)段，這種力量比較小，不足以造成地殼的斷裂，就可能不形成地震。這樣，就會(huì)在貝尼奧夫帶上出現(xiàn)一個(gè)間斷(Engdahl and Scholz, 1977)，也如圖3和圖4所示的海溝與島弧前沿間的下層地震帶所出現(xiàn)的間斷（Tatsumi and Eggins, 1995）。原則上，這種間斷，是隨著地槽的形成階段而變化的。它受地槽所處的特殊幾何學(xué)特征決定。所以，在這種層面上說，我們通過地震震源確定的貝尼奧夫帶，其實(shí)并不完全代表構(gòu)成地槽的完整地殼輪廓，它只代表有地殼斷裂的部分——即有地震發(fā)生的部分而已。有些區(qū)域的雙層地震帶難以確定，一者是因?yàn)榇_定震源的精度不夠，難以把地槽兩側(cè)壁上發(fā)生的地震區(qū)分開的原因；二者是因?yàn)榈夭鄣囊粋?cè)壁產(chǎn)生地震，而另一側(cè)壁不產(chǎn)生地震或產(chǎn)生很少的地震，通過震源確定，難以確定地槽的兩壁而難以確定雙層地震帶。而那些兩層地槽壁都有震源，且因地槽演化的原因，地槽的兩側(cè)壁在這一階段又相對(duì)分得較開的地槽，就相對(duì)容易觀察到雙層地震帶。 以上我們分析了貝尼奧夫帶的雙層地震帶形成過程。其實(shí)，在島弧外，除有貝尼奧夫帶外，世界上絕大多數(shù)火山，分布在島弧。那么島弧處的火山是怎么形成的呢？且聽下回分解。 未完，待續(xù)。 下回預(yù)告：地球科學(xué)原理之21 島弧火山的形成機(jī)制 參考文獻(xiàn)： Engdahl E. R., Scholz C. H. A double Benioff zone beneath the central Aleutians; an unbending of the lithosphere. Geophysical Research Letters, 1977, 4: 473-476 Hudnut K. W., Taber J. J. Transition from double to single Wadati-Benioff seismic zone in the Shumagin Islands, Alaska. Geophysical Research Letters, 1987, 14: 143-146 Ratchkovsky N. A., Pujol J., Biswas N. N. Stress pattern in the double seismic zone beneath Cook Inlet, south-central Alaska. Tectonophysics, 1997, 281: 163-171 Tatsumi Y., Eggins S. Subduction zone magmatism. Cambridge: Blackwell Science, Inc. 1995. 1-49
（注：本“地球科學(xué)原理”系列，是根據(jù)廖永巖著，海洋出版社（2007年5月）出版的《地球科學(xué)原理》一書改編而來，轉(zhuǎn)載者請(qǐng)署明出處，請(qǐng)不要用于商業(yè)用途） |
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