Ketidakstabilan geser yang menyertai transformasi fase tekanan tinggi dan mekanisme gempa bumi dalam
Harry W. Green, II
PNAS diterbitkan secara online 27 April 2007;
doi:10.1073/pnas.0608045104
Informasi ini adalah informasi terkini per Mei 2007.
Peringatan Email Hak & Izin Cetak Ulang
Artikel ini telah dikutip oleh artikel lain: www.pnas.org#otherarticles
Dapatkan pemberitahuan email gratis ketika ada artikel baru yang mengutip artikel ini - daftar pada kotak di sudut kanan atas artikel atau klik di sini.
Untuk mereproduksi artikel ini sebagian (gambar, tabel) atau seluruhnya, lihat: www.pnas.org/misc/rightperm.shtml
Untuk memesan cetak ulang, lihat:
www.pnas.org/misc/reprints.shtml
Catatan:
Subscribe to DeepL Pro to translate larger documents.
Visit www.DeepL.com/pro for more information.
C
Ketidakstabilan geser yang menyertai transformasi fase tekanan tinggi dan mekanika
dari gempa bumi yang dalam
Harry W. Green II*
Departemen Ilmu Bumi dan Institut Geofisika dan Fisika Planet, Universitas California, Riverside, CA 92521
Disunting oleh Russell J. Hemley, Carnegie Institute of Washington, Washington, DC, dan disetujui pada tanggal 28 Februari 2007 (diterima untuk ditinjau pada tanggal 15 September 2006)
Gempa bumi dalam telah menjadi sebuah paradoks sejak ditemukan pada tahun 1920-an. Gabungan peningkatan tekanan dan suhu dengan kedalaman menghalangi terjadinya kegagalan getas atau pergeseran gesekan di luar beberapa puluh kilometer, namun gempa bumi terjadi secara terus-menerus di zona subduksi hingga≈ 700 km.
Efek penyembuhan yang diharapkan dari tekanan dan temperatur serta semakin banyaknya data seismik dan eksperimental menunjukkan bahwa gempa bumi di kedalaman mungkin mewakili kegagalan yang terorganisir sendiri yang analog dengan, namun berbeda dari, kegagalan getas. Satu-satunya ketidakstabilan geseran tekanan tinggi yang diidentifikasi oleh eksperimen memerlukan pembangkitan in situ dari sebagian kecil material yang sangat lemah yang berbeda secara signifikan dalam hal densitas dari material induknya. "Cairan" ini secara spontan membentuk retak mikro mode I atau retak mikro yang mengorganisir diri melalui bidang regangan elastis di ujungnya, yang menyebabkan kegagalan geser. Bukti yang berkembang menunjukkan bahwa sebagian besar gempa bumi zona subduksi yang lebih dangkal dari 400 km diawali dengan rusaknya fase hidrotermal dan gempa bumi yang lebih dalam kemungkinan diawali dengan ketidakstabilan geser yang terkait dengan rusaknya olivin metastabil menjadi polimorf bertekanan tinggi. Dalam kedua kasus tersebut, perambatan sesar dapat ditingkatkan dengan pemanasan geser, seperti halnya yang terjadi pada pergeseran gesekan di kerak bumi. Interogasi seismologi ekstensif di wilayah zona subduksi Tonga di barat daya Samudra Pasifik menunjukkan bukti yang menunjukkan adanya olivin metastabil yang signifikan, yang berimplikasi pada keberadaannya di wilayah lain dengan kegempaan yang dalam. Jika olivin metastabil dikonfirmasi, maka model termal lempengan subduksi yang ada saat ini terlalu hangat atau kinetika reaksi pemecahan olivin yang dipublikasikan terlalu cepat.
anticrack| dehidrasi| zona subduksi| s e r p e n t i n | olivin metastabil
Gempa bumi runtuhan adalah hasil dari patahan rapuh pada batuan yang masih muda atau pergeseran gesekan pada sesar yang sudah ada sebelumnya, dengan yang terakhir ini sangat mendominasi. Akan tetapi, kegagalan seperti itu sangat tertahan oleh tekanan normal di sepanjang patahan dan oleh karena itu sangat terhambat oleh tekanan. Sebaliknya, aliran ulet pada dasarnya tidak mungkin terjadi pada sebagian besar batuan pada kondisi dekat permukaan, tetapi tegangan aliran menurun secara eksponensial dengan suhu. Karena tekanan dan temperatur meningkat seiring dengan kedalaman di dalam Bumi, dalam beberapa puluh kilometer dari permukaan batuan akan mengalir dengan tekanan yang lebih rendah daripada yang dapat dipatahkannya. Namun demikian, di zona subduksi (wilayah di mana bagian litosfer, 50 - 100 km terluar dari Bumi, jatuh jauh ke dalam mantel sebagai aliran balik lempeng tektonik), gempa bumi terjadi secara terus menerus dari permukaan hingga kedalaman mendekati 700 km (Gbr. 1). Mekanisme fokus seismik menunjukkan bahwa gempa bumi dalam ini merupakan slip melintasi patahan, seperti halnya gempa bumi dangkal.
Berbagai pengamatan seismik menunjukkan dengan kuat bahwa gempa bumi zona subduksi di bawah≈ 70 km melibatkan kegagalan batuan yang utuh (1, 2). Oleh karena itu, seperti halnya pada patahan geser getas, mekanisme kegagalan yang mengorganisir dirinya sendiri mungkin diperlukan.
Pada tekanan tinggi, retakan mikro tidak dapat terbuka sebagai
bahwa retakan tersebut dapat terbuka adalah jika fluida pori dengan viskositas rendah tersedia untuk mengalir ke dalam retakan saat retakan terbuka. Sebagai konfirmasi, percobaan laboratorium menunjukkan bahwa kegagalan geser batuan murni pada tekanan tinggi hanya mungkin terjadi jika terdapat sejumlah kecil "fluida" dengan viskositas rendah;
fluida tersebut dapat berupa fluida sejati (3-5) atau padatan polikristalin yang sangat lemah pada tingkat regangan seismik (6-9). Pada kedalaman yang dangkal, masuknya fluida dapat melalui infiltrasi fluida ke dalam batuan yang berpori atau retak. Pada kedalaman yang lebih dalam, temperatur yang tinggi, tekanan yang sangat tinggi, dan perbedaan daya apung antara fluida dan padatan mendorong fluida pori keluar dari batuan dan menuju ke permukaan, sehingga batuan pada umumnya bebas dari fluida dan memiliki permeabilitas yang sangat rendah. Oleh karena itu, fluida pemicu kegagalan harus dihasilkan secara in situ dengan cara: (i) devolatilisasi fasa hidrat atau karbonat, atau (ii) induksi transformasi fasa padat-padat di bawah kondisi yang menghasilkan produk nanokristalin (9-11). Dengan demikian, transformasi fasa mineral yang diinduksi oleh tekanan dan temperatur merupakan hal yang sangat penting dalam memicu terjadinya gempa bumi di kedalaman.
Pada material yang rapuh di bawah tekanan pengekangan yang kecil, pengorganisasian patahan terjadi dengan cara sebagai berikut: (i) Ketika tegangan meningkat, retakan mikro tarik dimulai pada konsentrasi tegangan dan merambat dalam jarak yang pendek, berhenti ketika tegangan deviator pada ujung retakan jatuh di bawah kekuatan patah tarik; (ii) dengan meningkatnya tegangan, proses ini berulang dengan sendirinya ketika retakan mikro dimulai pada konsentrasi tegangan yang semakin tidak terlalu parah; (iii) ketika kerapatan retakan mikro mencapai kerapatan kritis pada suatu lokasi, pembentukan retakan mikro selanjutnya terkonsentrasi di sana; dan (iv) ketika kerapatan retakan mikro lokal cukup tinggi, mereka mengatur dirinya sendiri sebagai respons terhadap medan tegangan yang berinteraksi pada ujungnya;
sebuah patahan mikro lahir dan menyebar dengan pengulangan proses
"retakan-mikro-pertama". Dalam mekanika patahan, retakan tarik disebut sebagai mode I, untuk menekankan bahwa perpindahan yang terkait dengan retakan adalah normal terhadap bidang retakan. Saya akan menggunakan terminologi ini di sini karena dua alasan: (i) Pada kedalaman di dalam bumi, tegangan semuanya bersifat tekan, sehingga
"retakan tarik" menjadi keliru karena hanya bersifat tarik dalam arti tegangan menyimpang; (ii) Saya akan memperkenalkan konsep "anti- retak" yang merupakan fitur tekan yang memiliki geometri seperti retakan tarik, namun perpindahannya diarahkan k e dalam ke arah bidang fitur tersebut, bukan ke arah luar seperti pada retakan tarik. Istilah mode I berlaku pada semua situasi ini dan secara formal menarik perhatian pada analogi antara retakan dan anti retakan.
Mekanisme Gangguan Tekanan Tinggi Eksperimental
Patahan yang Disebabkan oleh Devolatilisasi Fasa Hidroksida.
Serpentinit yang terdeformasi di bawah tekanan pembatas beberapa ratus MPa dan temperatur tinggi terurai menjadi olivin+ talk+ H2O dan
Kontribusi penulis: H.W.G. menulis makalah ini.
Penulis menyatakan tidak ada konflik kepentingan.
Artikel ini adalah Pengajuan Langsung PNAS.
*E-mail: [email protected].
© 2007 oleh Akademi Ilmu Pengetahuan Nasional Amerika Serikat
GEOFISIKAFITUR KHUSUS
2 dari 6 |www.pnas.org/cgi/doi/10.1073/pnas.0608045104 Hijau Gbr. 1. Distribusi kedalaman gempa bumi. (a) Plot semilog frekuensi gempa bumi
global per interval kedalaman 10 km, yang menunjukkan distribusi bimodal.
Semua gempa bumi di bawah ≈50 km berada di zona subduksi, bagian terdingin dari mantel bumi. Batas antara zona transisi mantel dan mantel bawah di zona subduksi berada pada ≈700 km. Tidak ada gempa yang pernah terdeteksi di mantel bawah. Dimodifikasi dari ref. 35. (b) Kartun zona subduksi dan distribusi gempa. Litosfer (berbintik-bintik) di sebelah kanan, dengan lapisan paling atas berubah menjadi antigorit (serpentin), bersubduksi di bawah litosfer di sebelah kiri. Gempa bumi di mantel atas yang didominasi olivin ditunjukkan sebagai titik merah pada serpentin dan berlian putih. Di zona transisi mantel, olivin dihipotesiskan tetap ada meskipun tidak lagi stabil secara termodinamika dan secara perlahan-lahan bereaksi menjadi spinel (wadsleyite atau ringwoodite) selama penurunan, dan sesekali menghasilkan gempa bumi (titik-titik hitam) melalui proses yang didiskusikan di dalam teks. Perhatikan pengurangan volume yang menyertai fase transisi pada 410 dan 660 km. Dimodifikasi dari ref. 36.
gagal secara katastropik karena patahan (3). Kegagalan tersebut dapat dihilangkan dengan mengurangi tegangan normal efektif di sepanjang patahan dengan hubungan berikut:
Pemahaman berasal dari pengetahuan modern bahwa kegagalan geser getas pada dasarnya adalah kegagalan tarik (11, 13). Secara eksperimental, telah diketahui selama 40 tahun bahwa retak geser kecil tidak dapat merambat pada bidangnya sendiri. Penerapan tegangan geser pada material yang mengandung retak semacam itu menyebabkan retak tarik baru ('sayap') muncul di ujung retak geser dan merambat dalam jarak pendek di sepanjang lintasan tegangan utama terbesar, σ1, seperti yang dijelaskan di atas.
Pemahaman mekanistik dari proses ini memberikan gambaran bagaimana fluida pori memfasilitasi terjadinya patahan. Hal ini dilakukan dengan meningkatkan konsentrasi tegangan tarik lokal yang mengarah pada pembentukan retakan mikro tarik kecil dan dengan menahannya tetap terbuka setelah terbentuk. Dengan demikian, semakin besar tekanan pori, semakin rendah tegangan yang diterapkan untuk membawa konsentrasi tegangan lokal ke tegangan kegagalan, dan semakin rendah tegangan keseluruhan yang diperlukan untuk menghasilkan proliferasi retakan mikro hingga mencapai titik pengorganisasian diri ke dalam zona sesar yang baru jadi. Jika tekanan pori mencapai σ3, mode kegagalannya adalah perambatan retak tarik yang tidak terkendali, yang menyebabkan sampel terbelah di laboratorium atau urat yang terisi fluida (atau tanggul yang terisi lelehan) di Bumi. Dalam situasi alamiah dengan tekanan pori yang berkembang secara perlahan, kasus yang lebih umum terjadi adalah terjadinya kegagalan geser saat pf< σ3.
Terdapat banyak bukti laboratorium yang menunjukkan bahwa mekanisme ini dapat menyebabkan kegagalan geser getas pada tekanan yang sangat rendah dibandingkan dengan tekanan yang dibutuhkan tanpa adanya fluida pori. Yang terpenting, pengembangan tekanan pori dapat menyebabkan kegagalan getas pada kondisi di mana perilaku batuan seharusnya bersifat ulet (3, 5). Akibatnya, perapuhan dehidrasi merupakan hipotesis yang menarik untuk menjelaskan gempa bumi dalam kondisi di mana kegagalan getas tanpa bantuan terhambat.
Akan tetapi, ada sebuah masalah. Cairan jauh lebih mudah dimampatkan daripada padatan, oleh karena itu reaksi dehidrasi, yang semuanya menghasilkan ΔV reaksi positif pada tekanan rendah (karena densitas cairan hidrat yang rendah), akan memiliki ΔV yang semakin berkurang seiring dengan meningkatnya tekanan. Pada akhirnya, ΔV menjadi negatif pada tekanan di mana fase produk padat yang lebih padat mendominasi. Untuk antigorit, mineral serpentin yang stabil pada suhu dan tekanan tertinggi, titik ΔV= 0 adalah pada
≈750°C, 2,2 GPa (14), yang mewakili kedalaman hanya≈ 70 km di dalam Bumi (Gbr. 2a). Untuk mineral hidro lainnya yang kemungkinan besar melimpah di litologi mantel (misalnya, klorit), kondisinya sebanding. Pada kondisi di mana ΔV< 0, efek tekanan pori diharapkan menghilang karena pembentukan tetesan fluida akan menghasilkan pori bertekanan rendah yang dikelilingi oleh tegangan lingkaran tekan. Akibatnya, konsentrasi tegangan yang mendorong terbentuknya mode I mi-retak akan terdorong menjauhi kegagalan lokal dan bukan menuju ke arahnya. Semakin besar ΔV negatif, semakin rendah tekanan pori yang dihasilkan dan semakin besar "kapsul"
tekan yang mengurungnya. Kedua efek tersebut mendorong material menjauhi kegagalan tarik lokal, sehingga hal ini ditafsirkan sebagai penghambat kegagalan geser curah (15). Jika demikian halnya, maka penggetasan dehidrasi akan terbatas pada kedalaman beberapa puluh
τ= τo+ µ(σn) - pf), [1] kilometer sebagai mekanisme pemicu gempa bumi.
Jung dkk. (4) menguji hipotesis ini di laboratorium dan menemukan di mana τ adalah tegangan geser, τoadalah sebuah konstanta, µ adalah
koefisien gesekan, σ(n) adalah tegangan normal pada sesar, dan pfadalah tekanan fluida pori. Persamaan (1) menggambarkan kegagalan rapuh batuan utuh dan pergeseran gesekan pada kondisi di mana p(f) lebihkecil dari tegangan tekan utama terkecil, σ(3) (11, 12). Namun, deskripsi kualitatif fluida sebagai penopang sebagian tegangan normal tidak memuaskan dalam pengertian mekanistik karena jika pf< σ3, maka fluida hanya dapat berada di dalam pori-pori yang terlindung oleh kekuatan matriks padat. Jika demikian, bagaimana fluida dapat mengurangi tegangan normal pada patahan? Lebih buruk lagi, pada material yang tidak terputus, bagaimana cara mengurangi tegangan normal pada sesar yang belum terbentuk?
bahwa dehidrasi antigorit di bawah tekanan menyebabkan patahan pada tekanan pembatas 1 - 6 GPa, yang menunjukkan bahwa kegagalan geser curah masih dapat terjadi pada ΔV reaksi< 0. Yang menarik adalah bahwa struktur mikro yang menyertai patahan adalah sama pada semua kondisi;
semua zona patahan dihiasi oleh produk reaksi padat yang berbutir sangat halus (olivin+ talk atau olivin+ enstatit) (Gbr. 2 b dan c). Retakan mikro Mode I tidak terlihat pada serpentin, tetapi daerah-daerah yang memiliki sisa olivin menunjukkan adanya retakan mikro yang melimpah; banyak di antaranya yang telah sembuh (membentuk permukaan yang dihiasi inklusi fluida) sebelum percobaan berakhir (Gbr. 2d). Pengamatan ini mengandung jawaban mengapa kegagalan geser tidak terhambat ketika perubahan volume total pada saat dehidrasi menjadi negatif; reaksi padatan dan cairan
di kerak samudra) pada P= 3 GPa (5). Selama percobaan pada eklogit alami tanpa fase hidroksida, tetapi dengan sejumlah kecil H2O yang terlarut dalam piroksen dan garnet, patahan terjadi ketika spesimen terdeformasi pada temperatur di atas titik jenuh air. H2O terlarut dari silikat dan memicu sejumlah kecil pelelehan pada batas butir, yang menyebabkan banyak sekali retakan mikro mode I yang terisi lelehan dan kegagalan geser; material yang rusak di dalam zona patahan (gouge) terdiri dari fragmen-fragmen bersudut, kecuali adanya sejumlah kecil kaca. Struktur mikro ini persis seperti yang diharapkan untuk ΔV> 0.
Yang luar biasa, jumlah fluida yang dibutuhkan untuk patahan adalah< 1 vol% (5). Mekanisme dehidrasi mineral-mineral yang secara nominal tidak mengandung air ini memberikan mekanisme untuk menjelaskan gempa bumi di kerak samudra yang menunjam ke bawah.
Gbr. 2. Percobaan patahan serpentin. (a) Diagram fasa yang menunjukkan bidang stabilitas serpentin antigorit dan produk pemecahannya. Lingkaran, kotak, dan segitiga menunjukkan kondisi eksperimental dari ref. 4. (b) Sesar eselon dan antikristal yang dihiasi oleh produk reaksi padat (terang) pada matriks antigorit yang gelap. (c) Sketsa yang mengilustrasikan segmen-segmen sesar (garis tebal) dan anticrack (garis tipis dan bergelombang). (d) Wilayah olivin peninggalan dengan inklusi antigorit yang menunjukkan retakan mode I yang dihasilkan selama dehidrasi antigorit; beberapa retakan yang terbentuk lebih awal hanya ditandai oleh susunan gelembung air setelah penyembuhan retakan. Dimodifikasi setelah ref. 4. (Batang skala: 20 µm.)
produk terpisah segera setelah pembuatannya; setiap komponen berkontribusi terhadap kegagalan secara independen, fluida sejati dengan ΔV> 0 dan padatan nanokristalin sebagai fluida semu dengan ΔV< 0 (lihat ref. 4 untuk diskusi lebih lanjut).
Masih banyak yang harus dipelajari tentang fisika dasar dari kegagalan dalam kondisi seperti ini. Namun demikian, sekarang sudah jelas bahwa, terlepas dari tanda ΔV reaksi, kerusakan mineral hidrotermal merupakan mekanisme pemicu yang layak untuk gempa bumi hingga kedalaman 250 km (batas perkiraan stabilitas antigorit di zona subduksi dingin) dan berpotensi lebih dari itu jika ada fase hidrotermal lainnya.
Varian baru dari penggetasan dehidrasi telah ditemukan baru-baru ini selama studi tentang reologi eklogit (tekanan tinggi yang setara dengan basal biasa, jenis batuan yang membuat
Patahan yang Terkait dengan Transformasi Fasa Padat-Padat.
Ketidakstabilan patahan tekanan tinggi yang terbentuk secara eksperimental, mengorganisasi diri sendiri, membutuhkan transformasi fase polimorfik eksotermik yang disertai dengan perubahan volume yang signifikan (Tabel 1) dan diketahui beroperasi di bawah kondisi tertentu yang membatasi selama transformasi olivin 3 wadsleyite dan olivin 3 ringwoodite. Olivin adalah mineral yang paling melimpah di mantel atas, dan mengalami transformasi fase densifikasi menjadi wadsleyite (dengan struktur spineloid) dan ringwoodite (dengan struktur spinel sejati) dengan meningkatnya tekanan. Transformasi menjadi wadsleyite menciptakan diskontinuitas yang menonjol pada kecepatan seismik di≈ 410 km di dalam Bumi dan pemecahan ringwoodite menjadi fase yang lebih padat (perovskite+ magnesio- wu¨ stite) menciptakan diskontinuitas seismik yang lebih kuat di≈ 660 km. Ketidakstabilan yang terkait dengan kerusakan olivin menyebabkan produksi microanticracks mode I (Gbr. 3 a dan b) yang berinteraksi melalui konsentrasi tegangan tekan pada ujungnya dengan cara yang serupa dengan interaksi antara konsentrasi tegangan tarik pada ujung retakan mikro mode I yang terbuka atau yang berisi fluida. Alih-alih berisi fluida yang sebenarnya, retakan mikro ini diisi dengan agregat nanokristalin dari fase baru yang lebih padat (lihat ref. 8 untuk diskusi lebih lanjut). Seperti halnya kegagalan getas normal dan perapuhan akibat dehidrasi, kegagalan antiretak di laboratorium menghasilkan emisi akustik (16) dan oleh karena itu berpotensi sebagai mekanisme gempa.
Alasan transformasi polimorfik eksotermik diperlukan untuk mendukung ketidakstabilan ini ditunjukkan pada Gbr. 3c (10). Di sepanjang cabang kiri yang hampir vertikal dari kurva laju nukleasi pada Gbr. 3c, pembentukan inti dari fase stabil melepaskan sejumlah kecil panas yang menghasilkan sedikit peningkatan suhu lokal, yang mengarah ke peningkatan signifikan dalam laju nukleasi lokal, yang melepaskan lebih banyak panas, dll. Pada saat yang sama, ΔV negatif dari reaksi menyebabkan nukleus segera dikelilingi oleh tekanan lingkaran tekan yang meningkatkan kekuatan pendorong untuk nukleasi kristal tambahan yang berdekatan dengan nukleus asli. Oleh karena itu, kecuali inang metastabil adalah konduktor termal yang baik, kombinasi kedua efek ini di bawah tekanan nonhidrostatik
Tabel 1. Sistem yang diuji untuk kesalahan yang disebabkan oleh transformasi
Sistem kimia Kesalahan? P, GPa Struktur mikro Jenis reaksi
α 3 γ Mg 2GeO 4 Ya. 1-2 Anticracks Eksotermik Polimorfik Transformasi α 3 β (Mg, Fe) 2SiO 4 Ya. 14-15 Anticracks Eksotermik Polimorfik Transformasi α 3 β Mn 2GeO 4 Ya. 4-4.5 Anticracks Eksotermik Polimorfik Transformasi
pv 3 il CdTiO 3 Ya. 0.2 Retak Eksotermik Polimorfik Transformasi
Es1 jam 3 II H 2O Ya. 0.2-0.5 Anticracks Eksotermik Polimorfik Transformasi
il 3 pv CdTiO 3 Tidak. 0.2 Blocky xls Endotermik Polimorfik Transformasi
ab 3 jd + coes Tidak. 3-3.5 Symplectite Eksotermik Tidak proporsional Tidak
proporsional Prediksi untuk bagian atas mantel bawah
γ 3 pv+ mw Tidak. 25 Symplectite Endotermik Tidak proporsional Tidak proporsional α 3 pv+ mw Tidak. 25 Symplectite Eksotermik Tidak proporsional Tidak
proporsional
a
76 5
4 0
3 2 1 0
a n t i g o r i t
O
500 550 600 650 700 750 800 850
Suhu (°C)
d
+ H2
Ol + Tc
Ol + En + H 2
b
c
GEOFISIKA
Tekanan (GPa) FITUR KHUSUS
4 dari 6 |www.pnas.org/cgi/doi/10.1073/pnas.0608045104 Hijau
σ
1 anticrack yang Padat diisi kristal nanoσ
3σ
3a
ΔV< 0
b
c
Gbr. 3. Retakan: sifat, penampilan, dan penjelasannya. (a) Kartun yang menunjukkan bentuk ideal dan orientasi anticrack pada bidang tegangan yang menyebabkannya. Nukleasi yang sangat cepat dari fasa yang lebih padat pada fasa yang kurang padat menyebabkan lensa nanokristalin dari fasa anak yang mengorientasikan diri mereka sendiri secara normal pada tegangan tekan maksimum dan mengembangkan tegangan tekan yang sangat besar pada ujungnya. Lihat teks untuk diskusi tentang analogi dengan retakan yang terisi cairan. (b) Retakan yang diisi dengan spinel nanokristalin yang diproduksi dalam olivin. (c) Penjelasan termodinamika untuk pembentukan anticrack (lihat teks), dimodifikasi dari ref. 10.
dapat menyebabkan nukleasi pelarian pada bidang normal terhadap σ1, menghasilkan microanticrack mode I yang diisi dengan padatan nanokristalin dengan sifat fluida dengan viskositas rendah (Gbr. 3b). Seperti halnya pada retak mode I, semakin besar rasio aspek anticrack, semakin besar konsentrasi tegangan pada ujungnya. Oleh karena itu, di bawah tekanan, antiretak mikro berinteraksi satu sama lain melalui bidang regangan elastis pada ujungnya dengan cara yang analog dengan retak mikro, yang berujung pada inisiasi patahan dan kegagalan geser yang dahsyat. Sebaliknya, gaya pendorong dan kinetika untuk transformasi endotermik meningkat secara monoton dengan temperatur, sehingga umpan balik positif untuk nukleasi pelarian tidak ada; tidak ada bentuk anticracks dan tidak ada ketidakstabilan yang dihasilkan (lihat referensi 10 dan 11 untuk data dan diskusi tambahan).
Maka, jelaslah bahwa persyaratan kritis untuk kegagalan adalah reaksi eksotermik. Pemecahan ringwoodite untuk membentuk dua yang baru,
mineral yang lebih padat di dasar mantel atas bersifat endotermik, sehingga perjalanan ringwoodite dari mantel atas ke mantel bawah tidak dapat memicu ketidakstabilan ini. Namun, jika olivin terbawa secara metastabil melalui zona transisi dan masuk ke dalam mantel bawah, reaksi penguraiannya akan bersifat eksotermik. Dapatkah reaksi disproporsionalitas seperti itu mendukung ketidakstabilan jika reaksinya eksotermik dan ΔV besar? Atau apakah langkah difusi yang diperlukan untuk mempartisi komponen kimia menjadi dua fase cukup lambat sehingga membatalkan nukleasi pelarian lokal dari kumpulan anak untuk membentuk anti-retak dan karenanya memadamkan ketidakstabilan? Hipotesis ini diuji dengan menggunakan reaksi kerusakan proksi yang lebih bersifat eksotermik dan memiliki penurunan volume yang lebih besar daripada sistem yang menunjukkan kerusakan akibat transformasi (Tabel 1). Hipotesis tersebut terkonfirmasi; pada tekanan tinggi, dekomposisi di bawah tekanan albite (NaAlSi(3) O8, sebuah feldspar yang umum ditemukan pada batuan granit) menghasilkan kristal-kristal blocky dari jadeite (Na2Al2SiO6), sebuah piroksin yang diisi dengan pertumbuhan intergrowths 'cacing' dari kuarsa, sebuah polimorf bertekanan tinggi dari kuarsa (SiO2); tidak ada anticrack yang teramati dan patahan tidak terjadi (hasil yang tidak dipublikasikan).
Aplikasi untuk Zona Subduksi
Dari penjelasan di atas, kita dapat melihat bahwa fasa hidroksida yang diperkirakan paling banyak terdapat di mantel paling atas (antigorit) mendukung ketidakstabilan perapuhan dehidrasi dan mineral yang paling banyak terdapat di mantel paling atas, yaitu olivin, mendukung ketidakstabilan anticrack jika terbawa secara metastabil ke dalam zona transisi. Setiap olivin yang memasuki zona transisi selama subduksi akan mengikuti lintasan partikel yang tidak dapat dihindari harus menghadapi kondisi yang mendukung perkembangan anticrack (8) jika tekanannya cukup. Oleh karena itu, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 1, ketidakstabilan ini berpotensi memicu gempa bumi di semua kedalaman antara dua diskontinuitas seismik yang mendefinisikan zona transisi, namun tidak akan memicu gempa bumi di mantel bagian bawah. Ulmer dan Trommsdorff (14) menunjukkan bagaimana batas dehidrasi antigorit
"mewarnai" distribusi temperatur di zona subduksi, menghasilkan pola yang sangat mirip dengan zona seismik ganda dangkal yang teramati pada sebagian besar zona subduksi, seperti yang ditunjukkan secara skematis pada Gbr. 1b; dehidrasi antigorit berpotensi memicu gempa bumi hingga kedalaman 250 km. Dengan demikian, sebagian besar gempa bumi yang teramati di zona subduksi berpotensi dipicu oleh runtuhnya antigorit atau olivin. Dari sisanya, yang paling dangkal dapat dijelaskan oleh dehidrasi mineral hidroksida di kerak samudera yang berubah (misalnya, ref. 17 dan 18), dan gempa bumi yang relatif jarang terjadi antara 250 dan 350 km berpotensi dipicu oleh dehidrasi mineral minor seperti titanian clinohumite (19, 20).
Namun demikian, ada tiga pertanyaan utama yang harus dijawab dijawab untuk mencapai kesimpulan bahwa kedua reaksi mineral ini memicu sebagian besar gempa bumi zona subduksi:
(i)Tidak ada bukti langsung untuk antigorit hingga kedalaman≈ 40 km langsung di bawah palung samudra dan tidak ada mekanisme yang diterima secara umum untuk mencapai hidrasi litosfer dalam. Oleh karena itu, apakah dehidrasi antigorit dapat menjelaskan zona bawah gempa bumi mantel paling atas (berlian putih pada Gbr. 2) masih belum jelas.
(ii) Agar mekanisme anticrack dapat memicu gempa bumi, olivin harus dibawa melintasi batas fasa olivin 3 wadsleyite tanpa bereaksi.
Namun, hingga saat ini, keberadaan olivin metastabil di zona subduksi mana pun masih samar-samar.
(iii) Telah diperdebatkan bahwa gempa bumi yang sangat besar dan sangat dalam sulit untuk dijelaskan oleh hipotesis olivin metastabil karena diperkirakan sangat sedikit olivin metastabil yang ada pada kedalaman di zona subduksi yang melebihi
≈550 km (21, 22). Kekhawatiran ini dapat diatasi jika gempa bumi yang dipicu oleh mekanisme anticrack dapat merambat ke peridotit di mana olivin telah sepenuhnya berubah.
σ
1Gbr. 4. Kartun yang menunjukkan zona subduksi Tonga yang aktif dan lempengan fosil yang mengambang di atasnya. Gambar asli dimodifikasi setelah ref. 26.
Bintang dan lingkaran kuning dan oranye ditambahkan pada ref. 28.
Pengamatan awal dari laboratorium saya (hasil yang tidak dipublikasikan) menunjukkan hal ini pada prinsipnya, menghasilkan struktur mikro yang menunjukkan adanya kaca di zona patahan, yang mengimplikasikan adanya pemanasan geser selama perambatan melalui material yang telah bertransformasi sepenuhnya, mirip dengan model gempa bumi besar Bolivia pada tahun 1994 (23). Masih banyak pekerjaan y a n g harus dilakukan.
Bukti-bukti yang ada saat ini sangat kuat akan keberadaan olivin metastabil yang luas di zona subduksi Tonga, Samudra Pasifik barat daya (di bawah kepulauan Fiji). Wilayah ini merupakan lokasi dari hampir separuh gempa bumi yang lebih dalam dari 300 km. Selain itu, banyak dari gempa bumi ini tidak terjadi di dalam zona subduksi yang menukik tajam secara sensu strictu; gempa bumi ini terjadi di sebelah barat zona subduksi sebagai gempa bumi "tempel" yang telah menjadi paradoks selama bertahun-tahun. Selama 6 tahun terakhir, sifat seismik dari wilayah zona transisi tempat terjadinya gempa-gempa ini, serta wilayah bebas gempa di sebelah selatan, telah diinterogasi dengan sangat rinci (2, 24-27). Para penulis tersebut telah mengidentifikasi "anomali petrologi"
yang berisi gempa-gempa tempel dan mendefinisikan fitur seperti lempengan yang menukik dangkal di zona transisi (Gbr. 4 dan ref. 26).
Anomali ini secara nyata mengurangi kecepatan seismik dibandingkan dengan kecepatan seismik pada masa dingin.
zona transisi dan menunjukkan kecepatan gelombang seismik yang sangat anisotropik (Gbr. 5 dan ref. 28), dan gempa-gempa di dalamnya memiliki mekanisme fokus yang kacau dalam skala beberapa kilometer hingga ratusan kilometer (2, 26). Yang penting, di batas selatan wilayah gempa tempel (Gbr. 5), ada wilayah yang sangat sempit (≈ lebar 30 km) di mana kecepatan seismik di zona transisi tiba-tiba meningkat menjadi jauh lebih cepat daripada zona transisi normal, kehilangan anisotropi seismik, dan secara progresif lebih lambat lebih jauh ke arah selatan hingga kecepatan yang menjadi karakteristik zona transisi normal tercapai. Setelah mempertimbangkan berbagai kemungkinan sumber anomali petrologi ini selama penelitian mereka, para penulis menyimpulkan bahwa ini adalah lempengan "fosil" yang tersubduksi dengan≈ 60% olivin yang masih metastabil. Zona seismik yang sangat cepat yang berdekatan dengan selatan kemudian ditafsirkan sebagai ringwoodite dingin yang telah menggantikan olivin metastabil;
penurunan kecepatan seismik yang progresif lebih jauh ke selatan dikaitkan dengan pemanasan hingga mencapai temperatur mantel sekitar (25, 26, 28).
Satu set data seismik lain yang relevan dengan masalah ini adalah laporan pemicuan gempa bumi dalam dari jarak jauh, lagi-lagi di zona subduksi Tonga (29). Para pekerja ini menunjukkan bahwa
Gbr. 5. Area yang dipetakan dari anomali petrologi di zona transisi mantel di bawah Fiji yang menunjukkan anisotropi hanya di tempat terjadinya gempa bumi (a).
Titik-titik hitam di sektor I menunjukkan hiposenter gempa bumi tempel; sektor II memiliki kecepatan seismik yang jauh lebih tinggi di zona transisi yang melambat ke arah selatan; sektor III adalah zona transisi mantel yang normal. (b) Pengukuran pemisahan gelombang geser. Perhatikan bahwa anisotropi berakhir secara tiba-tiba pada batas antara sektor I dan II, bertepatan dengan lonjakan kecepatan seismik dan berhentinya gempa. [Direproduksi dengan izin dari ref. 27 (Hak Cipta 2003, Persatuan Geofisika Amerika)].
0 N
K e p u l a u a n Fiji
600 km
700 600 km 200 km
15° S
400 km
20° S 600 km
175° W 180°
25° S 175° E
170° E
Lempengan subduks i Lempenga
n terpisa h
z
GEOFISIKA
a it Vi sli os F
h T
c o
n n
er gTa
Kedalaman (km) FITUR KHUSUS
ch en r T
6 dari 6 |www.pnas.org/cgi/doi/10.1073/pnas.0608045104 Hijau
Pada tahun 2002, sebuah gempa berkekuatan 7,6 SR pada≈ kedalaman 590 km di lempengan aktif Tonga yang menukik curam (bintang kuning pada Gbr. 4) memicu dua gempa bumi lainnya, yang berjarak 300 km dan 70 km lebih dalam, dalam kurun waktu 7 menit setelah guncangan pemicu. Guncangan yang dipicu dari jarak jauh, berkekuatan M= 5,9 dan 7,7, terjadi di lokasi yang sebelumnya tidak pernah terjadi gempa bumi (lingkaran kuning pada Gbr. 4). Penulis yang sama (29) mengidentifikasi urutan lain dari kejadian dalam yang dipicu dari jarak jauh di mana gempa pemicu (M= 6.8) berada di lempengan Tonga yang saat ini masih aktif dan gempa yang dipicu (M hingga 7.1) di lempengan fosil yang telah dibahas di atas (bintang oranye dan lingkaran pada Gbr. 4). Waktu dari kedua urutan kejadian yang dipicu konsisten dengan gempa bumi yang dipicu oleh patahan yang diinduksi oleh transformasi pada lempengan metastabil tetapi tidak konsisten dengan pemanasan geser yang lepas (30).
Set pengamatan seismik ketiga (2) menunjukkan bahwa, di seluruh dunia,
ada lima wilayah lempengan yang menunjam ke bawah secara horisontal, tiga di mantel atas yang dangkal di bawah Amerika Selatan dan dua di zona transisi di sebelah barat Tonga, salah satunya adalah lempengan fosil gempa tempel yang dibahas di atas. Mekanisme fokus gempa di semua segmen lempengan yang menukik dangkal (< 20°) ini sangat kacau, seperti yang telah ditunjukkan sebelumnya untuk gempa-gempa tempel di sebelah barat Tonga. Sifat mekanisme fokus yang kacau pada semua skala di daerah subhorizontal ini, termasuk pemisahan hanya beberapa kilometer dalam kasus gempa bumi yang dipicu yang terletak di lingkaran oranye pada Gbr. 4 (lihat rinciannya di referensi 2 dan 29), membutuhkan sumber tegangan lokal. Sumber tegangan lokal yang paling mungkin terjadi di wilayah ini adalah batas yang sangat tidak teratur antara material lempengan yang bertransformasi dan yang tidak bertransformasi, material pembawa antigorit yang berdekatan dengan material yang tidak mengandung antigorit pada elemen-elemen lempengan subhorizontal yang dangkal, serta material pembawa olivin yang metastabil yang berdekatan dengan material yang tidak mengandung olivin pada elemen-elemen lempengan subhorizontal yang dalam (lihat juga ref. 31). Dalam kedua kasus tersebut, pengurangan volume yang besar dikaitkan dengan reaksi mineral yang diindikasikan, menghasilkan tekanan yang besar di sekitar antarmuka antara volume yang bereaksi dan yang tidak bereaksi (32).
Sebagian besar pembahasan gempa bumi dalam ini memiliki
difokuskan pada Tonga karena ada lebih banyak data tentang Tonga dan sekitarnya dibandingkan tempat lain. Zona subduksi yang sangat membingungkan adalah Amerika Selatan, di mana terdapat kesenjangan yang sangat besar dalam hal kegempaan (antara kedalaman 325 dan 520 km) di sepanjang benua tersebut. Sebuah penjelasan yang mungkin untuk kesenjangan ini ditawarkan oleh Kirby dkk. (33), yang menyarankan dari rekonstruksi lempeng bahwa bagian yang lebih dalam dari lempengan yang menunjam mungkin jauh lebih tua dan lebih dingin daripada bagian yang lebih dangkal. Implikasinya adalah bahwa wilayah aseismik terlalu hangat untuk menghasilkan gempa bumi, karena telah kehilangan mineral-mineral penting yang dapat memicu
ketidakstabilan geseran, sedangkan bagian yang lebih dalam dari lempengan tersebut lebih dingin dan mungkin masih mengandung olivin yang metastabil (33).
Ada beberapa pengamatan yang, jika dibandingkan dengan data di Tonga, mendukung hipotesis Kirby dkk. dan menunjukkan bahwa zona subduksi dalam Amerika Selatan mungkin mirip dengan, meskipun kurang aktif dibandingkan dengan Tonga. Yang pertama adalah bahwa gempa bumi besar Bolivia pada tahun 1994 memicu gempa bumi yang signifikan dari jarak jauh (M= 6) yang berjarak beberapa ratus kilometer jauhnya dan di wilayah yang pada dasarnya tidak pernah tercatat adanya kegempaan.
(34). Kedua, ada beberapa gempa tempel sebanyak 150 km di sebelah timur lempengan di bagian bawah zona seismik, di bawah Argentina (lihat gambar 3 pada referensi 33). Tak satu pun dari pengamatan ini yang membuktikan keberadaan olivin metastabil, namun, mengingat hasil Tonga baru-baru ini, keduanya konsisten dengan kemungkinan tersebut.
Kehadiran gempa-gempa tempel ini mengundang penyelidikan seismik yang mirip dengan penyelidikan Tonga untuk menguji kemungkinan tersebut.
Kesimpulan
Implikasi potensial dari olivin metastabil dalam lempengan yang menunjam jauh melampaui penjelasan tentang gempa bumi dalam.
Model termal zona subduksi yang saat ini diterima, dikombinasikan dengan pengukuran laboratorium terhadap laju reaksi pemecahan olivin, menunjukkan bahwa olivin metastabil seharusnya hanya ada di zona subduksi Tonga (yang paling dingin), dan bahkan di sana, olivin metastabil seharusnya menghilang sebelum mencapai bagian bawah zona seismogenik (22). Oleh karena itu, jika olivin metastabil ada di lempengan fosil di sebelah barat Tonga, maka model termal lempengan dalam yang ada saat ini pasti terlalu hangat atau kinetika pemecahan olivin pasti lebih lambat daripada yang diimplikasikan oleh eksperimen saat ini. Yang terakhir ini bisa jadi merupakan hasil dari, misalnya, sejumlah kecil H2O dalam eksperimen yang mengarah pada peningkatan kinetika yang mungkin tidak dapat diterapkan di Bumi.
Di sini, saya berpendapat bahwa gempa bumi dengan kedalaman menengah membutuhkan dehidrasi fase hidroksida, sehingga konfirmasi olivin metastabil di lempengan dalam juga membutuhkan lempengan yang diperas hingga kering sebelum mencapai 400 km, yang akan memberikan penjelasan atas penurunan eksponensial frekuensi gempa bumi ke tingkat yang sangat rendah di antara 300 dan 400 km. Terakhir, keberadaan olivin metastabil mungkin setidaknya sebagian bertanggung jawab atas penahanan lempengan yang tersubduksi di Pasifik barat di mantel atas (26).
Sintesis ini telah diuntungkan dari percakapan dengan banyak kolega, khususnya, M. Brudzinski, P. Burnley, W.-P. Chen, L. Dobrzhinetskaya, H. Houston, H. Jung, H. Kanamori, S. Kirby, C. Marone, C. Scholz, D.
Walker, dan J. Zhang. Laboratorium saya terus didukung oleh National Science Foundation selama 35 tahun.
1.Christova C, Scholz CH (2003) Geophys Res Lett, 10.1029/2003GL017701.
2.Brudzinski MR, Chen W-P (2005) J Geophys Res, 10.1029/2004JB003470.
3.Raleigh CB, Paterson MS (1965) J Geophys Res 70:3965-3985.
4.Jung H, Green HW, II, Dobrzhinetskaya LF (2004) Nature 428:545-549.
5.Zhang J, Green HW, II, Bozhilov KN, Jin ZM (2004) Nature 428: 633-636.
6.Green HW, II, Burnley PC (1989) Nature 341: 733-737.
7.Green, HW, II, Young TE, Walker D, Scholz CH (1990) Nature 348: 720-722.
8.Burnley PC, Green HW, II, Prior D (1991) J Geophys Res 96: 425-443.
9.Green HW, II, Houston H (1995) Annu Rev Earth Planet Sci 23: 169 -213.
10.Green HW, II, Zhou Y (1996) Tectonophysics 256:39 -56.
11.Green HW, II, Marone CJ (2002) dalam Deformasi Plastis Mineral dan Batuan, eds Wenk HR, Karato S (Mineral Soc Am, Washington, DC), hal 181-199.
12.Scholz CH (2002) The Mechanics of Earthquakes and Faulting (Cambridge Univ.
Press, Cambridge, UK), 2nd Ed.
13.Petit JP, Barquins M (1988) Tektonik 7:1243-1256.
14.Ulmer P, Trommsdorff V (1995) Science 268: 858 - 861.
15.Wong T-F, Ko SC, Olgaard DL (1997) J Geophys Res 102: 841 - 852.
16.Green HW, II, Scholz CH, Tingle TN, Young TE, Koczynski T (1992) Geophys Res Lett 19: 789-792.
17.Peacock SM (2001) Geologi 29:299 -302.
18.Hacker BR, Peacock SM, Abers GA, Holloway SD (2003) J Geophys Res B, 10.1029/2001JB001129.
19.Ulmer P, Trommsdorff V (1999) dalam Petrologi Mantel: Pengamatan Lapangan dan Eksperimen Tekanan Tinggi, eds Fei Y, Bertka CM, Mysen BO (Geochem Soc, St. Louis, MO), hal 259 -281.
20.Wirth R, Dobrzhinetskaya LF, Green HW, II (2001) Am Mineral 86:601- 610.
21.Silver PG, Beck SL, Wallace TC, Meade C, Myers S, James D, Kuehnel R (1995) Science 268: 69 -73.
22.Mosenfelder JL, Marton FC, Ross CR, Kerschhofer L, Rubie DC (2001) Phys Earth Planet Interiors 127: 165-180.
23.Kanamori J, Anderson DL, Heaton TH (1998) Science 279: 839 - 841.
24.Brudzinski MR, Chen W-P (2000) J Geophys Res 105:21661-21682.
25.Brudzinski MR, Chen W-P (2003) J Geophys Res, 10.1029/2002JB002012.
26.Chen W-P, Brudzinski MR (2001) Science 292: 2475-2479.
27.Chen W-P, Brudzinski MR (2003) Geophys Res Lett, 10.1029/2002GL016330, 28.Green HW, II (2001) Science 292:2445-2446.
29.Tibi R, Wiens DA, Inoue H (2003) Nature 424:921-925.
30.Green HW, II (2003) Nature 424:893- 894.
31.Okal EA, Kirby SH (1998) Phys Earth Planet Inter 109: 25 - 63.
32.Ogawa M (1987) J Geophys Res 92:13801-13810.
33.Kirby SH, Okal EA, Engdahl ER (1995) Geophys Res Lett 22: 2233-2236.
34.Myers SC, Wallace T, Beck S, Silver P, Zandt G, Vandecar J, Minaya E (1995) Geophys Res Lett 22:2269 -2272.
35.Frohlich C (1989) Annu Rev Earth Planet Sci 17:227-254.
36.Green HW, II (1994) Sci Am 271:64 -71.
