Slip partitioning along an idealized subduction plate boundary at deep slow slip conditions

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1. Slip partitioning along an idealized subduction plate boundary at deep slow slip conditions Melodie E. French, Cailey B. Condit(2019) 安藤研 M2 並⽊ 亮
2. 要旨 • 本研究では、厚さ約520mの沈み込み界⾯であるArosa帯の最深部をケーススタ ディとして、SSEサイクルにおける岩相間のひずみの分布を評価した。 • 本研究では、変形速度の関数としてのせん断応⼒を表現するために、既存の5つの 岩相ユニットの構成関係をレビューし、合成した。 • これらの結果を⽤いて、以下の⼆つを予測した． • (1)すべり速度の関数としてのプレート境界⾯のせん断応⼒ • (2)SSEと地震時のクリープ速度に対する異なる岩⽯ユニット間の変形の分割 • 本研究では、間隙⽔圧を静⽔圧から準静⽔圧までの範囲で解析を⾏った。 • 間隙⽔圧が静⽔圧に近い状態では、プレート境界すべりは⽯灰質・⽯英質ユニッ トの粘性変形によって発⽣ • 間隙⽔圧が静⽔圧の80%以上のときプレート境界すべりは 地震時クリープでは⽯灰質岩や⽯英質岩から発⽣ スロースリップではタルク⽚岩の摩擦変形から発⽣ • この結果は、⼀般的に沈み込みプレート境界にも適⽤可能
3. アウトライン • Arosa Zoneの地質概要 • ⼿法 • Arosa Zoneを構成する主要岩⽯ • 結果 : Arosa zoneにおける滑り分割 • 結果 : Arosa zone以外へのモデルの適⽤ • 結論
4. Arosa Zoneの地質概要 • ⽩亜紀前期から始新世(120〜50 Mya)までの間，オーストリアアルプス⼤陸 の岩盤の下に南ペニン海の海成岩盤が沈み込んだプレート境界界⾯(Ring et al., 1989; Bachmann et al., 2009) • アローザ帯とそれを覆う南アルプス領域は，東アルプスの地表に露出 • 変形条件 • 最北端の露出部では150℃と300MPa • 最南端の露出部では400℃と約900MPa(Bachmann et al., 2009; Jaeckel et al., 2018) これらの条件は，多くの近代的な沈み込み現象の発⽣帯を包含 • プレート境界⾯にシュードタキライト →古温度200〜300℃で地震が発⽣していた(Bachmann et al., 2009) • 本研究では，最深部の岩相分布を使⽤ • ピーク温度 約400℃ • 圧⼒ 約900MPa →古深度約30km・現代の地震帯の基底と同等の環境
5. Arosa Zoneの地質概要 • スイス・サンモリッツ近郊の2つのサイトに 注⽬(AR1,AR2) • 異なる岩⽯学的ユニットが，少なくとも 100m以上にわたって表層から準平⾏な層を 形成（図1b） • 炭素質物質温度計のラマン分光法により変形 温度を決定 • AR1 : 430±19 ℃ Jaeckel et al. (2018) • AR2 : 約350℃ Bachmann et al. (2009) • AR1 : スイス地質調査所，連邦地形局が発⾏ している地質図，地形図及び独⾃の地図か ら，アローザ帯の総厚さと個々の岩⽯単位の 厚さを測定 • AR2 : AR1と同じ岩相が存在し，その分布が 類似していることを確認 →両サイトからサンプルを採取して構造観察
6. ⼿法 : Model Setting • プレート境界と各岩⽯層は⽔平に対して15°傾斜 • σ1 がプレート境界に対して45°の⽅向 (e.g., Hardebeck (2015)) • 鉛直応⼒σV ~900MPa (at 30km depth, 3,000 kg/m3) • プレート境界速度=各層の速度の総和 VPL =ΣVU →strain refractionモデルと同質 (Treagus and Sokoutis, 1992) • 剪断速度 = 歪み速度 x 岩⽯層の厚み VU =γU tU • プレート境界に平⾏なせん断応⼒はモデル全体を通して⼀定である(Rice, 1992) • σ1とσ3の向きは⼀定 • 地震時クリープ(3×10-１０ - 3×10-９ m/s) • スロースリップ(10-８ - 5×10-７ m/s) について，プレート境界速度に対応するせん断応⼒の範囲を評価(e.g., Poirier (1985)) • Pf (間隙⽔圧)/σV ≡λ=0.4(hydrostatic) ‒ 0.999(near-lithostatic) をパラメタスタディ
7. ⼿法 : 摩擦変形則 • 摩擦変形の定常せん断応⼒は • 速度依存性の摩擦係数は次式（⼀般に⼀定温度で測定） • 今回の平⾏層モデルの剪断応⼒は次式で求まる(Bletery et al. , 2017) τ 剪断応⼒ μ 摩擦係数 σn normal stress Pf 間隙圧⼒ μ0 温度Tでの摩擦係数 V 滑り速度 V0 温度Tでの滑り速度 δ dip angle ψ 鉛直⽅向とσ1 のなす⾓
8. ⼿法 : 粘性変形則 • 転移クリープ，拡散クリープ，圧⼒溶解クリープを考慮 • 軸⽅向の歪み速度 • 差応⼒→等価なせん断応⼒(Paterson and Olgaard, 2000) • 軸⽅向のひずみ速度→等価なせん断歪み速度(Paterson and Olgaard, 2000) ̇ 歪み速度 A 物性に応じた定数 μ 摩擦係数 σd 差応⼒ Q 活性化エネルギー
9. 室内実験に基づく構成関係の限界 （摩擦変形） • 室内実験による摩擦係数の推定 • 温度 400℃付近の観測結果あり • 圧⼒ 多くが300MPa以下 →実際の圧⼒（300-900MPa)は外挿して推定 • 外挿の問題点 • 圧⼒依存性は圧⼒の増加に伴って⾮線形になることが多い →線形外挿だと圧⼒を過⼤評価 • 圧⼒と温度が上昇すると，間隙流体の剪断応⼒に与える効果は⼩さくな るHirth and Beeler (2015) →⾼圧⼒下では摩擦強度を過⼩評価
10. 室内実験に基づく構成関係の限界 （粘性変形） • 室内実験の歪み速度は実際より10桁も⼤きい速さ • 粘性変形の温度依存性を利⽤して，実際の粘性変形を推定でき る →⽯英，カンラン⽯，カルサイトの構成関係の知⾒ • 沈み込みプレート境界にはフィロケイ酸塩も豊富に存在 • フィロケイ酸塩鉱床の多くは，⾼温で分解や相変化する →実験室の結果から，実際のプレート境界における構成関係を評 価できない
11. アウトライン • Arosa Zoneの地質概要 • ⼿法 • Arosa Zoneを構成する主要岩⽯ • 結果 : Arosa zoneにおける滑り分割 • 結果 : Arosa zone以外へのモデルの適⽤ • 結論
12. Arosa帯を構成する主要岩⽯ • AR1 の総厚 約520m • ⽯英⽚岩（Quartz schist） 約 40 m • ⽯灰質⽚岩（Calcareous schist) 約 60 m • 蛇紋岩（Serpentinite） 約235m • Metabasalt and chlorite schist 約185m • タルク⽚岩（Talc schist） 約 10 m
13. 顕微鏡写真 • PPL :平⾯偏光，XPL: 交差偏光，WPL:波板 • (a)と(b)はAR2の⽯英⽚岩 • (c)はAR1の⽯灰⽚岩 • (d)はAR2の蛇紋岩 • (e)はメタバサルト • (f)はクロライト⽚岩 • (g)と(h)はタルク⽚岩 Qtz ⽯英，Mic ⽩雲⺟，Act アクチノライト，Cal カルサイト，Srp アンチゴライト・サーペンタイン， Ox 酸化物，Ep エピドート，Chl クロライト
14. 主要岩⽯の構成関係 • 間隙⽔圧は静⽔圧を仮定 • ⾚線は全体的なせん断強度を⽰す = ひずみ速度が⼀定の応⼒で加算されるよ うに，個々のメカニズムが同時に作⽤し ていると仮定して構築（Poirier, 1985） 縦軸 剪断応⼒(MPa) 横軸 歪み速度(s-1)
15. ⽯英⽚岩（Quartz schist） • 4つの論⽂の構成関係を統合 • 静⽔圧下では，ひずみ速度が2×10-9 s-1以上で摩擦変形すると予測（せん 断応⼒は100-200MPa） • これより低い速度では粘性変形が発⽣し、変形速度の低下に伴ってせん断 応⼒が急激に減少 • 転位クリープはせん断速度１nm/s，せん断応⼒約40MPaまで強度を制御 • これより低い速度では圧⼒溶液クリープが⽀配的 • 間隙⽔圧が⾼くなると、有効な法線応⼒が減少して摩擦強度が低下 • 間隙⽔圧が⾼くなると、⽯英の⽔の固溶性と溶解度が上昇し、転位クリー プと圧⼒溶液クリープの強度は低下． →間隙⽔圧が⾼くなると、粘性変形から摩擦変形へと移⾏し，変形速度が 低下する
16. ⽯灰質⽚岩（Calcareous schist） • 4つの論⽂の構成関係を統合 • 圧⼒溶液クリープは、カルサイトの溶解度が低いため に遅すぎて重要ではない． • 歪み速度が1×10-4 s-1以上で摩擦変形(せん断応⼒約 100MPa) • 流体の圧⼒を上げると、摩擦強度が低下し、摩擦が⽀ 配的な変形機構となるひずみ速度の範囲が拡⼤
17. 蛇紋岩（Serpentinite） • プレート境界の約 45%を占める • 摩擦変形は2つのパラメタを使⽤ μ0 = 0.3, V0 = 0.01 μm/s, (dμss /dlnV)T0 = 0.022 Takahashi et al. (2011) μ0 = 0.56, V0 = 10-8 μm/s, (dμss /dlnV)T0 = 0.018 Moore and Lockner(2013) 間隙圧⼒が⾼い場合
18. Metabasalt and chlorite schist • クロライトの粘性と摩擦の構成挙動は、あまり拘束 されていない． • 粘性レオロジーは全く知られていない． • 摩擦変形はOkamoto et al. (2019)の結果を使⽤ μ0 = 0.27, V0 = 1 μm/s, (dμss /dlnV)T0 = 0.007
19. タルク⽚岩（Talc schist） • タルクの粘性レオロジーは知られていない • Moore and Lockner (2008)の結果を使⽤ μ0 = 0.14, V0 = 1 μm/s, (dμss /dlnV)T0 = 0.007 • 間隙流体圧を上げると，剪断応⼒が⼤きく減少
20. アウトライン • Arosa Zoneの地質概要 • ⼿法 • Arosa Zoneを構成する主要岩⽯ • 結果 : Arosa zoneにおける滑り分割 • 結果 : Arosa zone以外へのモデルの適⽤ • 結論
21. λに応じた 主要岩⽯の構成関係 • 縦軸 剪断応⼒(MPa) • 横軸 剪断速度(m/s) • 粘性機構の速度はひずみ速度γ × 層の厚さtu • 間隙流体圧係数λ = P f /σV に応じた構成関係 • 地震クリープ ： ⻘の領域 • スロースリップ： 緑の領域
22. • 静⽔圧下での強度：⽯灰質岩(b)が最も弱い • 地震時クリープ(4 -10MPa) ：拡散クリープ • スロースリップ(20 -30 MPa) ：転位クリープ • 第⼆の弱点は⽯英⽚岩(a) • 地震時クリープ(約30 - 70MPa) ：転位クリープと拡散ク リープ • スロースリップ(100 - 300MPa) : 転位クリープと摩擦変形 • これらの岩相がプレート境界での⼤変形に対応して いる可能性 • 間隙⽔圧の増加に伴い，最弱相は粘性変形する炭酸 塩から摩擦変形するタルク⽚岩へと変化 • すべりの遅い場所では，λ＞0.8 のときにタルク⽚ 岩(e)が最も弱い岩相 λに応じた 主要岩⽯の構成関係
23. 各岩⽯ユニットの速度Vu を合計し プレート境界速度VPL を計算 Vu =γU tU ΣVu = VPL
24. プレート境界速度VPL の関数 としての剪断応⼒τ • 各岩⽯ユニットの速度を合計しプレート境界速度を 決定 • 低速度では粘性変形機構が強度を制御 • ⾼速度では摩擦変形が⽀配的 • 粘性変形→摩擦変形の遷移 • 静⽔圧 : 10-5 m/s (3 × 105 mm/yr) • near-lithostatic : 10-12 m/s (0.03 mm/yr) →流体圧⼒の上昇に伴って摩擦強度が低下する • 静⽔圧下のせん断応⼒ • 地震時クリープ速度 : 7±3MPa • スロースリップ速度 : 20±4MPa
25. • 岩⽯ユニットの変形速度の総和（＝プレート境界速度） • 地震型クリープ : 3×10-10 〜 3×10-9m/s（10〜100mm/yr） • SSE : 10-8〜5×10-7m/s（300〜1500mm/yr） • ⾼速度で変形する岩相→プレート境界の総変形に最も貢献 • ⽯灰質岩が最も⾼速度で変形（2 番⽬に速い⽯英⽚岩の変形 速度よりも 2 桁近く速い） • 地震時クリープ下での変形メカニズム : ⽯灰質岩の拡散ク リープと⽯英⽚岩の圧⼒溶液クリープ • スロースリップ下での変形メカニズム :⽯灰質岩の拡散クリー プと転位クリープ，⽯英⽚岩の転位クリープと圧解クリープ • 静⽔圧下での蛇紋岩，クロライト，タルク⽚岩の変形速度は 無視できる（10-20 m/s未満 ~ 10-10 mm/yr未満） λに応じた岩⽯ユニットの変形速度 10-20 m/s以上の変形のみ図⽰
26. • 蛇紋岩，クロライト，タルク • 流体圧の増加（〜岩⽯の摩擦⼒が低下）に伴って寄与が増加 • SSE(λ＝0.8,τ=19±5MPa) • タルクと⽯灰質⽚岩は同程度の速度で変形 • プレート境界変形の⼤部分に対応 • SSE(λ = 0.999，τ= 0.12 ± 0.1 MPa) • プレート境界の⼤部分の変形がタルク • タルクの摩擦強度が流体圧に強く依存しているため • λ≦0.9の地震時クリープの変形は⽯灰質が⼤部分 • せん断応⼒も7±3MPaのまま • λ>0.9ではタルクの変形が顕著 • 流体圧⼒の増加に伴ってせん断応⼒が減少する λに応じた岩⽯ユニットの変形速度
27. アウトライン • Arosa Zoneの地質概要 • ⼿法 • Arosa Zoneを構成する主要岩⽯ • 結果 : Arosa zoneにおける滑り分割 • 結果 : Arosa zone以外へのモデルの適⽤ • 結論
28. Arosa zone以外へのモデルの適⽤ • アローザ帯に存在する岩相は，海洋岩⽯圏と沈み込んだ堆積 物の変成・変成作⽤によって形成 →沈み込み帯の表層岩⽯に共通する岩相 • 現代と過去の沈み込み帯では堆積物の投⼊量が異なる(Plank, 2014) →そのために深部に存在する岩相やその量が異なる可能性 • 深度の深いSSEを⽰す現代の沈み込み帯(Plank, 2014; Obara and Kato, 2016)のに対応するモデルを検証 • (1)厚さ500mの⽯灰質層と⽯英質層 〜 Costa Rican margin • (2)厚さ1000mの⽯英質層 〜 Alaska and Nankai margins • (3)厚さ1000mの⽯灰質層 〜 southern Hikurangi margin
29. • ケース 1とケース 3では，主に炭酸塩岩が歪みを受け⼊れている • 粘性変形機構がひずみ速度に及ぼす影響が⼤きい →Arosa帯よりせん断応⼒が低い • また，⽯英質堆積物の厚さが厚い場合（ケース２）は，⽯灰質が存在 する場合には，このような状態で強度を制御しているため，せん断応 ⼒の増加は緩やかなものとなる（13±11MPa）。 • near-lithostatic(λ=0.999)での変形はタルクの摩擦変形に依存，層の 厚さは関係ない →3つのケースとも，せん断応⼒と滑り分割がアロサ帯と変わらない → near-lithostaticではタルクが⼤きな変形をもたらしている • せん断応⼒がkPaオーダーの場合，タルクの摩擦変形によってSSEが 発⽣することを⽰す(Beeler et al. ,2013)(Gao and Wang, 2017) モデルのArosa zone以外への適⽤
30. 結論 • 実験的に導出された構成関係を⽤いて，地震時クリープと沈み込み帯底部でのスロー スリップにおける滑り分割を評価 • プレート境界変形のモデルは，特定のユニットが存在しない場合を除いて，変形の分 割が流体圧に強く依存し，岩⽯ユニットの厚さにはあまり依存しないことを⽰す． • 地震時クリープでは，⽯灰質岩が最も弱く，変形の⼤部分を受け⼊れる（極端な流体 圧の場合を除く） • スロースリップでは，λ≦0.8 ののとき，⽯灰質岩が最も変形を受け⼊れる（⽯灰質 岩が存在しない場合，変形は⽯英⽚岩に移⾏し，せん断応⼒が増加） • タルク⽚岩は摩擦強度の間隙⽔圧への強い依存性がある →λ＞0.8(スロースリップ) λ＞0.95(地震時クリープ) で摩擦変形 → 0.8 ≤ λ ≤ 0.95でスロースリップの変形主体は⽯灰質岩とタルク⽚岩の間を移動す ると予想される