基本介紹
- 中文名：地球介質的流變性
- 外文名：Rheology of the Earth medium
流變特性,介質物理模型,岩石的蠕變,地幔對流,參考書目,
流變特性
確定地球內部各點的流變特性，即確定在各點應力張量σ，應變張量ε，以及它們的時間變化率、έ之間的關係，是地球動力學的基本問題之一。流變性與物質所處的環境溫度、壓力和外力作用時間的長短有關。接近地表的岩石由於溫度低，壓力不大，在外力作用時間不太長的情形下，一般可以用彈性關係表示。由於這部分岩石承受不了多少形變就要破裂，介質通常是脆性的。隨著深度的增加，岩石所處的溫度和壓力增高，承受形變的能力大大增加，介質就從脆性轉變為延性（或稱韌性）。若外力作用的時間很短暫，如地震波的傳播，這時岩石的形變仍服從彈性關係；若外力作用的時間很長，如造山運動，地幔對流等，岩石可以象粘性流體那樣產生形變；若外力長時期保持不變，岩石將不斷地形變，稱為蠕變。地球介質的這種隨時間因素而變化的力學性質就是流變性的一種表現。研究途徑 研究地球介質的流變性需要通過3個途徑的配合，即：高溫高壓條件下的模型實驗，微觀形變機理的分析和巨觀地殼運動現象的反演。
19世紀後期地質學家提出“地殼”是彈性固體，而地殼以下是能夠流動的流體。
20世紀初開始在實驗室中進行岩石標本處於圍壓和高溫下的形變實驗，發現岩石能承受很大的形變而不破裂。
50年代格里格斯(D.T.Griggs)等已能將實驗溫度提高到800℃，在圍壓500兆帕(MPa)下使大多數岩石從脆性形變轉變為延性形變。
70年代，實驗溫度和圍壓又有進一步提高。套用衝擊波可使岩石試件在短時間內處於地核的溫度和壓力條件下，但還沒有人在衝擊波條件下做形變實驗。由於在高溫高壓下進行長時間實驗的困難，通常只進行幾小時的蠕變實驗，應變速率最慢也只在10-8／秒左右。要將這樣的實驗結果套用到應變速率為10-14～10-16／秒量級的構造運動上去，則需要做大量的外推。
到70年代人們逐步認識到只有在形變的微觀機理相同的情形下，外推才可能正確，這促使將金屬形變微觀理論套用到岩石形變上來。在巨觀和微觀結合的方面，岩石形變研究取得了相當大的進展。在巨觀現象的反演方面，從40年代開始就對冰川溶化後地表回升現象進行了流變學的反演計算。另外，隨著觀測精度的提高，到70年代，測定的地球自由振盪頻率已經從50多個計算到800多個。對以上各種地殼運動現象所進行的反演計算，使地球介質的流變特性的取值範圍也進一步得到限制。
介質物理模型
表示流變性的方程其一般形式可以寫成，上式最簡單的兩個極端情況為：①胡克彈性體σ∝ε，在單向應力情況下σ＝Eε，E為楊氏模量。這個模型適用於地表岩石和快速形變。②牛頓粘性體σ∝έ，在簡單剪下情形下σ=Eέ，η為粘性係數，過去以泊為單位，當應力為1牛頓／米2，έ為1／秒時，η為1兆帕·秒，它等於10泊。這個模型適用於深部緩慢形變的情形。處於以上兩種模型之間的較簡單情況有麥克斯韋體和開爾文體。③麥克斯韋體 ，式中第一項代表彈性反應，第二項代表粘性反應。若短期快速施加應力，粘性部分來不及反應，此物體像彈性體；若長期施加應力，彈性項可忽略不計，物體像粘性流體那樣流動。若應力保持不變(=0)，物體將作等速形變，稱為穩定蠕變。若應變保持不變，應力將按指數規律減小，稱為應力鬆弛。應力減到其原始值的1/e（e為自然對數的底）所需的時間為ηM/EM，稱為鬆弛時間。④開爾文體，式中第一項是彈性反應對應力的貢獻，第二項是粘性反應對應力的貢獻。若卸除應力，使σ=0，應變不是立即消失，而將按指數規律減小，表現為滯彈性。這種情形常被用於解釋地震波的衰減。人們曾試圖用上述簡單模型計算地質構造運動，發現不能和實際資料相符，而是需要用更複雜的非線性流變模型。例如：，當n=1時，就是牛頓粘性體；n≠1的情形稱為非牛頓流體。岩石實驗結果表明，在溫度T＞0.5TM（TM為熔化溫度，K）時，n在3～5之間。係數A中包括exp(-α/T)的因子，表示溫度的影響。另外，還常引進屈服應力σS。在應力低於σS時，介質為彈性形變；當應力達到和超過σS時，則將發生永久形變，這一形變稱為塑性形變。將這種性質和前述性質組合起來，就可代表更多的非線性流變特性。
岩石的蠕變
岩石在應力不變情形下的蠕變可用表示。式中εe為瞬時彈性應變；α、β、γ是應力σ和溫度T的函式；m值在1/3與1/2之間。式中右端前兩項代表第一階段蠕變（又稱過渡蠕變）。從圖1可以看出應變速率隨時間減小。當應變很小(～10-2)，溫度T＜0.2TM時，以第一項為主。總的過渡蠕變約等於0.1，總的過渡時間可用tss表示。式中第三項代表第二階段蠕變，又稱穩定蠕變。這時應變速率保持不變，用εss表示。在應變＞0.1和高溫下，以第三項為主。經過相當長時間的穩定蠕變後，應變率又會加速，進入蠕變第三階段，以導致蠕變破壞而結束。這些巨觀現象用微觀形變來解釋，大致分為擴散蠕變和晶體位錯運動兩種機制。過渡蠕變是同晶體位錯滑動有關的。在純擴散蠕變中沒有過渡蠕變。人們引進有效粘性的概念：。在極低應力（例如1000帕或0.01巴）下為純擴散蠕變。p=1，對應於牛頓粘性體，稱為納巴羅-赫林蠕變。在1～100兆帕的應力下，p≃2～3；在更大的應力下，p值也更大。在1兆帕以下的應力情形，用什麼規律描述則還存在分歧。在岩石層(圈)中的流變特性可用ηss及Tss表示。默雷爾(S.A.F.Murrell)總結實驗結果，將岩石層（圈）分為3類地區(見表)。
地幔對流
在岩石層（圈）以下有軟流層（圈），那裡的溫度接近熔點TM，（海洋和大陸下的溫度分布也有不同，有人取200公里深處的溫度等於TM），粘性係數η也最低，一般估計為1020帕·秒（在300公里厚的範圍內）。隨著深度的增加，由於壓力的效應使TM增加得快，而溫度則沒有增加得那么快，於是使T/TM逐漸減小，到幔核邊界處接近0.5，粘性則隨深度而增大。按照純擴散蠕變的估計，在深部的下地幔中η可大於1025帕·秒，地幔底部達1026帕·秒，因而那裡不能形成對流。從地震波和地球自由振盪的衰減可求得介質的阻尼，一般用品質因子Q（見地球內部的構造和物理性質）表示。人們觀測到在天然地震頻率的條件下，Q幾乎同頻率無關，而按牛頓粘性體的估計，Q是同頻率有關的，因此想尋找η與Q的關係。有人根據在上地幔中η/Q=4×1018帕·秒提出，若地幔中都有這樣的關係，則深部的η值就可以低得多。另外根據T/TM＞0.5，對晶團做實驗的結果表明σ和ε間是非線性的。若地幔中晶粒很大（例如22厘米），則晶粒位錯運動仍可占重要位置。由此推測地幔底部的η可低到1021～1022帕·秒，從而有引起全地幔對流的可能性。另一方面，人們根據北歐的芬諾斯坎迪亞，加拿大的哈得孫灣等地由於冰川消融而長期抬升的資料，反演地球的粘性得出η在1020～1021帕·秒的量級（圖2）。它們和軟流層（圈）的估計值是一致的。因為抬升地區不大，它反映的深度有限，不能由此得出深部介質的特性。人們還從超長周期的信息，如自轉速率與現今赤道外凸不相適應的現象，自古地磁研究得到的地極遷移模型和速率等，反演地幔內粘性得到1021～1025帕·秒的不同結果。結論 對地球流變性的認識，目前較一致的是：上層地殼是彈性的，其鬆弛時間大於108年；在200～300公里深處有一個軟流層（圈），其中粘性為1020帕·秒的量級；再以下粘性會有些增加，但到下地幔的數值還有很大分歧，從1021～1026帕·秒。關於蠕變破壞，對於服從非線性蠕變規律的晶團，流動不一定減低破裂危險，有時反而可由於形變產生結構變化而加速蠕變，在一些狹窄地帶中可形成高速流動的不穩定現象。有人試圖用此解釋深部地震的起源。
參考書目
A.E.Scheidegger，PrinciplesofGeodynamics，3rded.，Springer-Verlag，Berlin，1982.
