岩石密度和超高压岩石折返速率
岩石物理性质
岩石物理性质地球物理勘探中所涉及的各类岩石和矿物的物理性质。
岩石的密度、弹性波传播速度、磁化率、电阻率、热导率、放射性等,是形成各种地球物理场的基础（表1）。
磁性常用的岩石磁性参数是磁化率、磁化强度、剩余磁化强度矢量，以及剩余磁化强度同感应磁化强度的比值Q。
矿物按其磁性的不同可分为3类：①反磁性矿物,如石英、磷灰石、闪锌矿、方铅矿等。
磁化率为恒量，负值，且较小。
②顺磁性矿物，大多数纯净矿物都属于此类。
磁化率为恒量,正值，也比较小。
③铁磁性矿物,如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。
磁化率不是恒量，为正值，且相当大。
也可认为这是顺磁性矿物中的一种特殊类型。
岩石的磁性主要决定于组成岩石的矿物的磁性，并受成岩后地质作用过程的影响。
一般说，橄榄石、辉长石、玄武岩等基性、超基性岩浆岩的磁性最强；变质岩次之；沉积岩最弱。
①岩浆岩的磁性取决于岩石中铁磁性矿物的含量。
结构构造相同的岩石，铁磁性矿物含量愈高，磁化率值愈大。
铁磁性侵入岩的天然剩余磁化强度，按酸性、中性、基性、超基性的顺序逐渐变大。
铁磁性侵入岩的特点是Q值一般小于1。
由接触交代作用而形成的岩石,Q 值可达1～3，甚至更大。
②沉积岩的磁性主要也是由铁磁性矿物的含量决定的。
分布最广的沉积岩造岩矿物，如石英、方解石、长石、石膏等，为反磁性或弱顺磁性矿物。
菱铁矿、钛铁矿、黑云母等矿物之纯净者是顺磁性矿物；含铁磁性矿物杂质者具有强顺磁性。
沉积岩的磁化率和天然剩余磁化强度值都比较小。
③变质岩的磁性是由其原始成分和变质过程决定的。
原岩为沉积岩的变质岩，磁性一般比较弱；原岩为岩浆岩的变质岩在变质作用相同时，其磁性一般比原岩为沉积岩的变质岩强。
大理岩和结晶灰岩为反磁性变质岩。
岩石变质后，磁性也发生变化。
蛇纹石化的岩石磁性比原岩强；云英岩化、粘土化、绢云母化和绿泥石化的岩石，磁性比原岩减弱。
岩石磁性的各向异性是岩石的层状结构造成的。
磁化率高，变质程度深的岩石，磁各向异性很明显。
岩石密度和超高压岩石折返速率
石折返的动力之一。 折返岩石的上浮力取决于折返岩石与周围岩石的密度 差， 因此准确界定超高压岩石的密度是解决折返动力学问题 的前提。 高山等人 （ (77$ ） 和 Q>BE 等人 （ (777 ） 测定了大别山地区 8" 余块超高压岩石样品密度。余钦范等 （ /""/ ） 对苏鲁地区 超高压岩石的密度进行了测量， 并对主要岩石的密度进行了 统计分析。Q>BE 等 （ /""/ ） 系统测定了苏鲁地表以及钻孔 8" 块岩石样品的密度 （ !""?,5， /"R ） 以及密度对温度和压力 的偏导数 （ /- # !""?,5， ("" # !""R ） 。金振民等 （ /""* ） 依 据 1123 主孔 /"""& 岩心的密度以及地震波速讨论了东海 地区出现地震强反射体的原因。SGT:UT>6 （ (77$ ） 等人通过不 同矿物的密度， 考察了不同变质相下， 岩石按照一定矿物比 例组合的理论密度值。无论是常压、 高压下对岩石密度的测 定， 还是对岩石理论密度值的推算， 都为钻孔岩心的密度提 供了可贵的对比资料， 并且是探讨影响岩石密度因素的基 础。密度对温度和压力的偏导数也是计算深部岩石原位密 度的必要参数。 本文研究目的是： 以 1123 主孔中 " # 8"""& 岩心和周 围地表出露岩石样品为重点研究对象， 依据测定的钻孔岩心 密度并参考对照前人密度资料， 在合理界定超高压岩石各阶 段密度值的基础上， 定量计算超高压岩石在上浮力控制下的 折返速率， 为超高压岩石的折返研究提供重要定量约束。
!"#$ %&，%’#$ ()，*+ ,- "#. ,+ /%0 12230 4567"8’$89:7;<<+7; 7=>?，.;#<’6@， A+=@"#>@， ;B8+C"6’=# C;>8"#’<C， ;B8+C"6’=# 7"6;0 !"#$ %&#’()(*+"$ ,+-+"$， 1D （1） ： E1F G EHF （ !== I $===G ） 8D J2+-3B3 J8-C+-3-C,H KE+3-C+D+E LF+HH+-/ （ KKJL ） 2,M3 N33IA<67">6# # A23 93-B+C+3B 8D E8F3B DF8G G,+- 28H3 O3FD8FG39 +- C23 E8-9+C+8-B 8D F88G C3GO3F,C;F3 ,-9 OF3BB;F3< A23 E8-C+-;8;B B3EC+8- 8D 93-B+C+3B DF8G !==G C8 $===G P,B E8-BCF;EC39 ,-9 93-B+C+3B 8D B3M3F,H Q+-9 8D 6:. F8EQB P3F3 E8-BCF,+-39< R3D3FF+-/ C8 C23 F3B;HCB 8D ,N8;C $= B,GOH3B G3,B;F39 ;-93F 2+/2 （ @==S ）,-9 2+/2 OF3BB;F3 （ @==4., ） ，P3 D8;-9 C2,C C23 93-B+CT 8D 3EH8/+C3 E2,-/3B +- C2+B B3U;3-E3 $< ?" / V EG$ " C3GO3F,C;F3 $ $ $ $< %W / V EG "$< => / V EG " "< W$ / V EG P2+H3 6:.4 D3HB+E F8EQ E2,-/3B ,B $< == / V EG$ " "< X= / V EG$ " "< @? / V EG$ ，,HH +,EE8F9,-E3 P+C2 6:. F8EQBY F3CF8/F3BB+8-< A23B3 F3B;HCB ,F3 C23 OF3F3U;+B+C3 O,F,G3C3FB D8F C23 9+BE;BB+8- 8D 3Z2;G,C+8- F,C3 8D 6:. F8EQB< [,B39 8- C23 CF;C2 C2,C C23 /F,M+CT，N;8T,-C D8FE3 +B 3U;,H C8 M+BE8;B D8FE3 P2+H3 C23 3Z2;G,C+8- NH8EQ G8M3B +- N,H,-E3，P3 9+9 U;,-C+C,C+M3 ,-,HTB+B 8D 3Z2;G,C+8- F,C3< ’EE8F9+-/ C8 C23 F3B;HC，+C +B EH3,F C2,C C23 N;8T,-ET ,BB8E+,C39 P+C2 93-B+CT E8-CF,BC +B C23 9F+M3- D8FE3 D8F C23 6:. F8EQ 3Z2;G,C+8-< [,B39 8- 93-B+CT E8-CF,BC，C3GO3F,C;F3 +B C23 D,EC8F C2,C +-DH;3-E3B C23 F,C3 G8BC< L3-B+CT E8-CF,BC，3Z2;G,C+8- ,-/H3 ,-9 C23 M8H;G3 8D 3Z2;G,C+8- NH8EQ ,F3 ,HH +GO8FC,-C O,F,G3C3FB D8F C23 E8-BCF;EC+8- 8D F3,B8-,NH3 3Z2;G,C+8- G893H< ’B C23 C3GO3F,C;F3 9F8O DF8G X?=S C8 >==S ，3Z2;G,C+8- F,C3 E2,-/3B DF8G !==GG V , C8 !< ?GG V ,< K8 +C +B C28;/2C C2,C +- C23 3,FHT BC,/3 P+C2 2+/2 C3GO3F,C;F3 6:. F8EQB G8M3 F,O+9HT ;O C8 @= I >=QG， C23- ,B C23 C3GO3F,C;F3 9F8OB 98P-， C23 NH8EQB G8M3 BH8PHT ;O C8 C23 G+99H3\H8P3F EF;BC< [;8T,-ET +B +-D3FF39 C8 N3 C23 98G+-,-C G3E2,-+BG D8F C23 3Z2;G,C+8- DF8G 933O （ ] !==QG）C8 H8P3F EF;BC （ ^ %=QG） < G,-CH3 J;@ K=7.<# # 6HCF,2+/2\OF3BB;F3 F8EQ，L3-B+CT，[;8T,-ET，_Z2;G,C+8- G3E2,-+BG，_Z2;G,C+8- F,C3 摘# 要# # 在常温常压条件下对中国大陆科学钻 JJKL 主孔 !== I $=== 米岩心样品进行了密度测量， 建立了密度连续剖面， 并界定了不同超高压岩石的密度值。通过对比高温高压物性实验资料， 岩石密度随着退变程度增强而降低， 榴辉岩密度变化 序列为 $< ?" / V EG$ "$< %W / V EG$ "$< => / V EG$ ""< W$ / V EG$ 。超高压长英质岩石密度变化序列为 $< == / V EG$ ""< X= / V EG$ " "< @? / V EG$ 。上述实验资料是讨论不同折返阶段岩石所受浮力的基础， 为研究折返速率大小提供了基本参数。本文通过折返 板块运动平衡时， 上浮力与粘滞力平衡这一关系式， 定量研究了大陆俯冲板块的折返速率， 认为密度差产生上浮力从而引起 折返， 温度对板块折返速率的影响最为显著；密度差大小、 折返角度、 折返板块大小对折返速率也有直接的影响。定量模拟 分析表明， 在温度高于 X?=S 时， 板块的折返速率可以超过 !==GG V ,；当温度降至 >==S 时， 折返速率则低于 !< ?GG V ,。作者
岩石环境因素下的岩石圈地震波波速
岩石环境因素下的岩石圈地震波波速摘要：在地震波传播速度研究中，主要采用弹性波理论传播公式，本文对比分析了现有地球内部地震波传播速度公式的假定条件与地球内部高温高压等实际条件，研究了地震波速公式在地球内部的不合理性。
通过对地球内部各圈层波速公式的误差分析，结合已有的对于岩石特定工程情况下的研究，针对理论公式的不合理性，提出了修改和解决意见。
为探寻合理的地球内部波速公式提供思路，对分析地球内部构造、探求深层岩石性质、处理地震数据和计算地球内部物理数据有重要借鉴意义。
关键词：地震波波速公式岩石环境对比分析地震波的传播速度与介质的密度、弹性系数、周围环境有着很大的关系，可以反映地球内部密度与弹性的变换。
因此，地震波速是探测地球内部不同地段的物质特点和划分地球内部构造的有效方法。
对于地震波在岩石内运动波速的研究，大多是在某些特定工程状况下的速度分析。
Gardner公式可以将沉积岩密度与波速的关系通过一个表达式表示，国内学者朱广生[1]等在20世纪90年代借鉴Gardener公式，提出精度更高的经验公式，同时指出密度与速度公式有地区性差异，不同地区最好建立自己的经验公式。
李庆忠[2]、马中高等[3]在20世纪90年代初和20世纪初通过大量测井数据，寻找到了纵横波的变化规律。
嵇少丞等[4]2005年通过中国地球物理测井，分析了苏鲁超高压变质岩中地震波速随围压的变化规律。
杨文采等[5]同样通过中国地球物理测井，得出钻孔资料取得的波速模型可以有效地降低在深部的误差。
刘光鼎[6]在温压条件下对大理岩和砂岩进行应力应变实验，得到了岩石变形过程中弹性参数和力学性质的变化规律。
李洁等[7]在岩石温压条件下对岩石波速进行了研究。
闰治国、朱合华[8]在2006年研究了经受过高温状态的熔结凝灰岩、花岗岩及流纹状凝灰角砾岩的波动特性，得出了岩石性质与温度的关系。
上述研究都是在具体条件下对地震波在岩石中传播进行了细致分析，但对于地球内部岩石圈整体波速分析，目前更多是基于弹性波传播公式的分析[9]、[13]，由于弹性波传播公式为理论推导公式，岩石介质不能满足所有弹性力学基本假设，故完全采用此公式不能很好的阐述岩石圈的地震波速关系。
超高压变质带中的变质不均一性
超高压变质带中的变质不均一性姜为佳;刘贻灿【摘要】不同造山带的榴辉岩和有关变质表壳岩石中柯石英及金刚石等标志性超高压变质矿物的发现，已证明陆壳岩石能俯冲到大于120 km 的地幔深度并折返至地表。
超高压变质带中榴辉岩和相关的榴辉岩相岩石常常与具有低级变质矿物组合的岩石(如变质花岗岩、花岗片麻岩、变玄武岩或斜长角闪岩等)密切伴生，然而它们之间的相互关系和成因联系却一直是地质学家长期争议的焦点。
查明这两类岩石的变质演化历史以及相互联系，对理解大陆的深俯冲及折返过程具有重要意义。
在总结、分析若干陆陆碰撞造山带中变质不均一性的研究成果及成因解释的基础上，讨论了影响岩石保存超高压变质记录的若干关键因素，包括原岩性质、变质流体、构造变形、退变质作用等。
%Ultrahigh-pressure (UHP)index minerals,such as coesite and diamond in eclogites and related metamorphosed supracrustal rocks from various orogenic belts,suggest that continental crustal rockscan be subducted to mantle depths of more than 120 km and subsequently return to the surface.Furthermore,eclogites and related eclogite-facies rocks,and low-grade mineral assemblage-bearing rocks (i.e. metagranite, granitic gneiss, meta-basalt and amphibolite ) commonly coexist in UHP metamorphic belts.However,their relationship and petrogenetic links between high-grade and lower grade assemblage-bearing rocks are often matter of debate.Hence, to clarify the metamorphic evolutionary histories and the correlation of the two groupsof rocks plays a significant role in understanding the continental deep subduciton and exhumation processes. Some investigations on themetamorphic heterogeneity within a single UHP metamorphic belt were summarized.On this basis,several key factors such as protolith nature, metamorphic fluids,structural deformation and retrogression,which affect the preservation of UHP metamorphic records,were discussed.【期刊名称】《地球科学与环境学报》【年(卷),期】2016(038)002【总页数】12页(P160-171)【关键词】超高压变质带;变质不均一性;大陆深俯冲;折返;碰撞造山带;榴辉岩;退变质作用【作者】姜为佳;刘贻灿【作者单位】中国科学院壳幔物质与环境重点实验室，安徽合肥 230026; 中国科学技术大学地球和空间科学学院，安徽合肥 230026;中国科学院壳幔物质与环境重点实验室，安徽合肥 230026; 中国科学技术大学地球和空间科学学院，安徽合肥 230026【正文语种】中文【中图分类】P588.3板块构造理论自20世纪60年代以来已被地球科学研究领域所熟识，并成为认识岩石圈结构、组成及演化的基本理论。
异常高压的形成机理与检测方法
异常高压的形成机理与检测方法发布时间：2022-08-19T03:49:21.805Z 来源：《科技新时代》2022年第1期作者：周歌[导读] 钻井中如果未能检测到可能钻遇韵异常高压层周歌中石化重庆涪陵页岩气勘探开发有限公司摘要：钻井中如果未能检测到可能钻遇韵异常高压层，使用的钻井液产生的液柱压力小于实际的地层压力时，将可能引起严重的井喷事故。
但如果使用的钻井液密度过大，产生的液柱压力大于实际的地层压力时，就会导致井漏，造成严重的油气层破坏和污染，甚至压死油气层，使井报废。
因此在油气井钻探过程中，对油气层实际压力检测将具有重要的意义。
关键词：异常高压；形成机理；检测方法 1异常高压成因机制异常压力的成因机制多种多样，一种异常压力现象可能是由多种因素共同作用所致，其中包括地质的、物理的、地球化学的和动力学的因素。
欠压实是指地层在埋藏和压实过程中，水在机械力的作用下从沉积物中排出。
在厚而快速沉积的泥岩剖面中，由于压实引起孔隙度和渗透率的降低，从而阻止了水从泥岩中流出，这将导致压实停止，至少是使压实变慢。
当埋藏继续时，上覆地层载荷增加，承受上覆地层载荷的流体压力也相应地不断增加。
若正常压实地层中出现异常高压，则表明除不均衡压实外一定还有其它一些机制发挥着作用。
产生不均衡压实应具备如下条件：①巨大的沉积物总厚度；②厚层粘土岩的存在；③形成互层砂岩；④快速堆积加载；⑤在许多地区，欠压实多发生在海退层序中，而其中快速沉积是最主要的因素。
构造活动是一个可能产生异常高地层压力的原因，在逐渐埋深期间，成烃的反应使流体体增加，从而导致单个压力封存箱内的超压。
当储集层中的油转变成甲烷时，引起相当大的体积增加。
在良好的封闭条件下，这些体积的增加能产生超高压。
在有效封闭存在的地方，不断产生的甲烷能将压力提高到超过静岩压力，从而使封闭层破裂并导致流体的渗漏。
甲烷的生成对异常压力的产生是一个潜在的高效机制，尤其是在与源岩有密切联系的岩石中。
【国家自然科学基金】_折返过程_基金支持热词逐年推荐_【万方软件创新助手】_20140801
科研热词 榴辉岩 苏鲁超高压变质带 高压-超高压变质带 隧道流与分片折返挤出 透入性韧性剪切 超高压变质 大洋俯冲 俯冲/折返杂岩带 中国大陆科学钻探 hf同位素 高速远程运移机制 高压榴辉岩 高压变质带 高压变质作用和变形作用 锆石 退变质作用 超高压变质作用 西大别 蛇绿混杂岩 蓝片岩 荣成 脱水熔融 脆性变形 羌塘中部 缓慢冷却 空间分布 石英脉 石英c轴组构 石榴角闪岩 热液锆石 深熔作用 汶川地震 水平挤压 榴辉岩相变沉积岩 柴北缘 构造应力场 构造剥蚀 构造分析 构造侵位 朱家冲p-t轨迹 晚期韧性变形 断裂带 斜向正滑型韧性剪切带 折返过程 折返挤出模式 折返动力学 折返 扎河坝 快速折返 微断层 形成机制 岩溶塌陷
科研热词 高压变质带 蓝片岩相 折返 高压泥质麻粒岩 顺时针pt轨迹 阿尔泰造山带 超高压变质岩 贺兰山 视网膜母细胞瘤蛋白 西部陆块 裂变径迹 羌塘中部 羌塘 细胞周期折返 硬玉 滑脱层 深俯冲作用 洋壳 毛细胞再生 榴辉岩相 构造侵位 弧前盆地 富蕴 大别山 增生楔 基性麻粒岩 华北克拉通 前陆褶冲带
推荐指数 3 3 2 2 2 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2009年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52
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中国大陆科学钻探（CCSD）UHP岩石石英脉中磷灰石团块独居石出溶物的U-Th-Pb化学定年
V+P0 !" NT-B+B? -PP6?P-B?/ （ -）-CD B%?+6 .5C-F+B? ?W/5,8B+5C/ （ :， @ ） +C 44EO ?@,5P+B?0 NTA-T-B+B?； UAX8-6BF； =CFA .5C-F+B?；: -CD @ -6? .+@65P6-./ 57 B%? .5C-F+B? ?W/5,8B+5C/ B-G?C 8CD?6 .+@65/@5T? -CD YE>，6?/T?@B+Z?,[0
（编号： DA$__!D# ） 、中国科学院同位素年代学和地球化学实验室合作基金 （ (6(6E0ZA@AD ） 、 国家重点基础研究发 ! 本文由国家自然科学基金 展规划项目 （_B$ 项目） （ 编号： #AA$P^B!C@A! ） 和中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室开放基金 （编号： #AA$A!@ ） 联合资助? 第一作者简介：汤倩，女， !_B\ 年生，在读硕士生，地球化学专业，<ZW+*I：88EEVWa NE>? 8;>? M,
(+,- .，"/, 01，0/ 2，3)+4 5，24+,- 62，24+,- 7% +,8 ")9, :; <==>; $’()’&* !)9?4@+A 8+B4,- CD ?C,+E4B9 9FGCA/B4C,G 4, +H+B4B9 +--I9-+B9G 4, J/+IBE K94,G CD $%& IC@LG DIC? B)9 !)4,9G9 !C,B4,9,B+A "@49,B4D4@ #I4AA4,-（ !!"# ） &ICM9@B; !"#$ %&#’()(*+"$ ,+-+"$， << （N） ： OP<N Q OPR< S*GBI+@B" " 1+EE*F8 G0 *HH82>I+H F8*,E 0J +K+G*G8 +22H82+G8E L8H8 H8M02,*N8; *, O>+HGN F8*,E 0J PP-Q .5R H0MSE，L*GT*, LT*MT J0>H GUK8E 0J 8VE0I>G*0,E L8H8 J0>,;：W+2,8G*G8 +,; T8W+G*G8 *,G8H2H0LGTE，T8W+G*G8，W0,+N*G8 +,; EGH0,G*>W X+H*G8? %T8 I0,2 +V*E 0J +II GT8 8VE0I>G*0,E +H8 ,8+HIU K+H+II8I L*GT GT8 P +V*E 0J GT8 +K+G*G8，E>228EG*,2 GT+G GT8U L8H8 KH0X+XIU 8VK8II8; EU,MTH0,0>EIU? %T8 W0,+N*G8 8VE0I>G*0,E +H8 *, GT8 J0HW 0J HT0WX>E G0 KI+GU *;*0W0HKT*EW，L*GT + L*;GT 0J C Y !A !W +,; + I8,2GT 0J +X0>G @A Y B@ !W? %TZ.ZRX MT8W*M+I ;+G*,2 0J GT8 W0,+N*G8 8VE0I>G*0,E XU 8I8MGH0, KH0X8 ET0L GT8*H .ZRX *E0MTH0,8 +28 *E #A# [ #\] $1+，*WKIU*,2 GT+G GT8 +K+G*G8 +22H82+G8E L8H8 KH0X+XIU J0HW8; ;>H*,2 H8MHUEG+II*N+G*0, +,; H8GH02H+;8 W8G+W0HKT*EW 0J GT8 8VT>W+G8; .5R H0MSE E>MT +E 8MI02*G8E *, E X8I*8F8; GT+G GT8 +28 W+U H8KH8E8,G GT8 J0HW*,2 +28 0J O>+HGN F8*,E LT*MT LH+K GT8 +K+G*G8 GT8 I+G8 %H*+EE*M <K0MT? ^8E*;8E，*G ’ +22H82+G8E *, GT8 PP-Q .5R H0MSE? :9T UCI8G " " PT8W*M+I ;+G*,2，10,+N*G8 8VE0I>G*0,E，&K+G*G8，)>+HGN F8*,，<MI02*G8，RI+G8 8VT>W+G*0,，PT*,8E8 P0,G*,8,G+I -M*8,G*J*M QH*II*,2（ PP-Q） 摘" 要" " PP-Q 主孔榴辉岩等 .5R 岩石石英脉中存在团块状到不规则脉体状的磷灰石集矿的连生体、 赤铁矿、 独居石和锶重晶石；出溶物的长轴和生长方向均基本平行于磷灰石之 P 轴， 长 约 @A Y B@ !W。运 用 显示它们可能是基本同时出溶的。其中独居石出溶体多为菱形到板状自 形 晶 体， 宽 约 C Y !A !W， P561< 化学定年方法对 PP-Q 磷灰石团块中的独居石出溶物进行了年代学研究， 获得其 %TZRX 等时线年龄为 #A# [ #\] $1+， 表明磷灰石团块形成于榴辉岩在折返过程中的重结晶和退变质， 时代为晚三叠世。该年龄可能也代表了 PP-Q 中 .5R 岩石中 包裹磷灰石团块的石英脉的形成时代。 关键词" " 化学定年；独居石出溶物；磷灰石；石英脉；榴辉岩；板块折返；中国大陆科学钻探 （ PP-Q） 中图法分类号" " R@_B? $ ；R@\\? $D\ ；R@B\? _##
岩石物理参数的测井响应特征分析
岩石物理参数的测井响应特征分析Ⅰ. 引言岩石物理参数是地球物理学研究中的关键参数，通过测井技术可以对地下岩石的物理性质进行准确测量。
岩石物理参数包括密度、速度、电阻率等，它们与地质构造、地球性质以及油气等资源的分布密切相关。
本文将对岩石物理参数的测井响应特征进行分析，以期深入了解地下岩石的物理特性。
Ⅱ. 密度的测井响应特征分析密度是岩石物理参数的重要指标，可以用来表征岩石的重量和体积特征。
通过测井仪器进行密度测量，可以得到测井响应曲线。
密度的测井响应特征主要包括半脉冲响应、全脉冲响应以及波速特性等。
根据测井曲线的特征，可以对地下岩石的物理性质进行初步的判断和分析。
Ⅲ. 速度的测井响应特征分析速度是岩石物理参数中的另一个重要指标，可以用来衡量岩石中传播波的速度。
速度的测井响应特征包括时差、振幅以及频率特性等。
通过测井仪器进行速度测量，可以得到测井响应曲线。
根据测井曲线的特征，可以对地下岩石的结构和成分进行评估，并推断油气等资源的存储状况。
Ⅳ. 电阻率的测井响应特征分析电阻率是岩石物理参数中的重要指标，可以表征岩石材料对电流的阻抗能力。
电阻率的测井响应特征主要包括电流响应曲线、相位响应曲线以及频率特性等。
通过测井仪器进行电阻率测量，可以得到测井响应曲线。
根据测井曲线的特征，可以对地下岩石的孔隙度、渗透性以及含水饱和度进行综合评估。
Ⅴ. 测井响应特征分析的应用测井响应特征分析在地质勘探、油气开发以及地质灾害预测等领域具有重要应用价值。
通过对测井曲线的分析，可以确定地下岩石的物理特征，并为油气勘探提供重要参考信息。
此外，测井响应特征分析还可以用于地质灾害预测，例如地震前的地下岩石变化可以通过测井仪器进行监测和分析。
Ⅵ. 结论岩石物理参数的测井响应特征分析可以为地质勘探、油气开发以及地质灾害预测等领域提供重要的参考信息。
通过密度、速度和电阻率等参数的测井响应特征分析，可以对地下岩石的物理特性进行综合评估和判断。
岩石指标参考值
用动弹性模量换算静弹性模量
K U 与j 的关系
常见岩石抗拉强度
岩石承载力标准值fk （kPa ）
岩体渗透性分级
d m
e jE E
岩石质量指标（RQD）
根据占孔取得的大于10CM的岩芯断块长度LP与岩芯进尺总长度LS之比
RQD（%）=LP/LS×100%
0—25非常不好
25—50不好
50—75软好
75—90好
90—100非常好
岩体完整性系数Ku
为现场岩体弹性纵波速度与室内风干或烘干岩样（或现场岩块的弹性纵波）速度（m/s）的比值的平方
Ku=（Up/Up＇）2
完整性好Ku＞0.9
较好Ku0.75-0.9
中等Ku0.45-0.75
较坏Ku0.2-0.45
坏Ku＜0.2
岩体分类
为纵横波速比VP/VSVP/VS=1.732完全弹性介质
VP/VS＞2.5破碎岩体
2.0＜VP/VS＜2.5中等岩体
岩土热物理指标
各类岩石的动弹模(E
d )和泊桑比(µ)
一些岩石的E 静、μ和K 0参考值
各类岩体的剪切强度参数表
岩体内摩擦角与岩块较接近，而内聚力则大大低于岩块。
说明结构面的存在主要是降低了
岩体的连结能力，进而降低其内聚力。
围岩岩体按弹性波分类
围岩按岩体力学属性分类
围岩体按介质力学属性分类
围岩岩体结构力学指标
边坡分类表
各类滑坡分类法。
不同温压下岩石弹性波速度_衰减及各向异性与组构的关系
在不同围压下升高温度时 ,弹性波速度降低 ,其减小的幅度与所加围压的大小有关 。在 高围压下 ,波速下降的幅度不大而且基本上是线性的 ;在低围压下 ,波速的降低比高围压时 显著 ,而且当温度超过一定值以后 ,波速趋向于以非线性的形式降低 ,表明微裂隙开始热扩 张 。实验表明 ,岩石内的裂纹热扩张随温度升高发展很快 ,为了限制住裂隙的热扩张 ,温度 每升高 1 ℃围压最少要增加 1 M Pa 左右[49 ] 。
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深部地球物理
地 学 前 缘
2000 ,7 (1)
312 弹性波衰减及其各向异性 随着围压的增加 ,岩石内部的微裂隙闭合 ,纵 、横波的衰减急剧减小 ,可以用 Q 值的增
北秦岭高压超高压变质岩岩石学特征及折返机制研究-2000_图答辩
西安工程学院硕士学位论文北秦岭高压-超高压变质岩岩石学特征及折返机制研究姓名:刘联群申请学位级别:硕士专业:岩石学指导教师:刘仿韩;杨家喜2000.5.1摘要 Y35≤’55I臼E秦岭高压一超高压变质岩产于陕豫交界的秦岭岩群变质地层中,构成两个带,北带位于秦岭岩群北界一朱夏断裂带部位,以产柯石英榴辉岩为特征。
南带位于秦岭岩群南界一商丹断裂带部位,以产石榴单辉岩和榴闪岩为特征。
本文从岩相学、岩石地球化学、矿物学几个大方面对高压变质岩的岩石学特征进行了研究,并依据矿物的演化关系划分了若干个变质阶段,建立了南北两带高压变质岩的PT演化轨迹,最后结合两条高压变质带所处的大地构造环境及表现的构造学特征阐述TJI:秦岭高压变质岩的折返机制及地球动力学演化模式。
(北带榴辉岩主要由石榴石和绿辉石组成;南带石榴单辉岩几乎全部由石榴石和单斜辉石组成,它们的原岩均为大洋拉斑玄武岩。
北带高压变质岩可划分为超高压榴辉岩阶段、榴辉岩阶段、榴闪岩阶段及斜长角闪岩阶段四个退变质作用阶段;南带高压变质岩可划分为榴辉岩相石榴单辉岩阶段、榴闪岩阶段及斜长角闪岩阶段j 个退变质阶段。
两带PT演化均表现为近等温降压的绝热抬升退变形式。
北带高压变质岩形成于加里东期(4004-16Ma,南带高压变质岩形成于晋宁期(983±140Ma,说明北秦岭造山带至少有过两期高压变质作用事件,分别为晋宁期和加里东期。
晋宁期与古秦岭洋壳俯冲消减有关,在深部形成高压变质岩(25--50Km,并以构造仰冲作用挤入秦岭岩群南部边界部位。
自晚元古至早古生代,北秦岭处于拉伸体系,加里东期发生丹凤洋盆、二郎坪有限洋盆分别从南北对秦岭岩群的双向俯冲碰撞,在北部碰撞带形成高压一超高压榴辉岩(25--50Km,并在构造仰冲作用F向上挤入秦岭岩群北部边界部位,最后南北两带高压变质岩呈被携带形式在加里东一海西期随秦岭岩群向西的侧向抬升运动而折返到地表j、'关键词:北秦岭造山带秦岭岩群谪压—超高压变质岩岩石学特征构造学特征晋宁期加里东期折返机制“AbstractHigh and ultra-high pressure metamerphic rocks OCCUr in the Qinling core complex in northern Qinling orogen where Shaanxi province abut with Henan province,and make up two belts,the north belt lies in the northern boundary of the Qinling core complex--the site of the zhuxia fault,characterises by coesite--bearing eclogite and eclogite;the South belt lies in the Southern boundary ofthe Qinlmg core complex--the site ofthe Shangdan fault,characterises by garnet・clinopyroxenite and garnet—amphibolite.the petrologic characters of these high pressure metamorphic rocks are studied in the aspects of petrography、geochemistry and mineralogy in this paper,and according to the relations of mineral generations,several metamorphism stages are distinguishged,the high pressure metamorphic rocks’PT paths are built,At last,with the regional tectonic setting and the tectonic characters of the two hi曲pressure metamerphic belts,the hi曲pressure metamorphic rocks’ upliftmechanism and geodynamics evolution model in north Qinling are discussed. Eclogite in the north belt mainly consists of omphacite and garnet,gamet—clinopyroxnite in the south belt nearly all consists of clinopyroxene and garnet, primaryrock of h Jlgh pressure metamorphic rocks in the both belts are ocean tholeite.Ultra—hi 【gh pressure eclogite facies、eclogite facies、garnet—amphibolite facies four retrograde mefamorphic stages are distinguished in high pressure metamorphic rocks in north belts;eclogite facies、garnet-amphibolite facies and amphibolite facies three retrogrademetamorphism stages are disinguished in high pressure metamorphic rocks in sorth bekt.the characters of two high pressure metam orphic belts’PT paths all demonstrates equitemperature—decomprssion metamorphic model.The high pressure metamorphic rocks of north belt were formed in Caledonian cycle(400±16Ma,the south belt’S were formed in jinling cycle(983±140Ma, which indicates there exist two high—pressrure metamorphic events in northern Qinling orogen(Jinling cycle and caledonian cycle,The ancient Qinling ocean・crust underthrust and high pressure rocks were formed in deep(25-50Kinin Jinling cycle ,then,because of tectonic reverse,those hi}gh pressure metamorphic rocks werethrust up to the southern spot of the Qinling core complex.from upper proterozoic era tO lower paleozoic era northem Qinling WaS under extension candition.During caledonian cycle,the Danfeng ocean—crust and Erlangping ocean—crust underthrust the Qinling—core cemplex from south and north respectively,and the high—ultrahigh pressure metamorphic rocks were formed in morth collision belt(25-50Km,because of tectonic reverse,the high—ultrahigh pressure metamorphic rocks were thrust up to the north spot of the Qinling core complex,at last,two belt’S high pressure metumorphic rocks were uplifted to surface in form of attached with the Qinling core complex’S commotion to west in caledonian cycle—variscan cycle.Key words:northern Qinling orogen; Qinling core complex;high— ultrahigh pressure metamorphic rock;petrologic character;tectonic character; Jinling cycle; caledonian cycle; uplift mechanism;绪言秦岭一大别造山带是横亘中国大陆的一条巨型山链,其处于扬予板块和华北板块的结合部位,是研究中国地质的关键地区之一。
有效压力对岩石纵横波速度的影响
有效压力对岩石纵横波速度的影响
有效压力对岩石纵横波速度的影响是复杂的。
一般来说，增加有效压力会导致岩石的纵横波速度增加。
在岩石中，纵波是指沿着传播方向的振动，横波是垂直于传播方向的振动。
有效压力会使岩石中的孔隙闭合，导致岩石的体积减小，密度增加。
根据岩石的力学模型，增加密度会导致纵波速度增加，即纵波传播更快。
此外，有效压力还会使岩石中的颗粒更加紧密，增加岩石的弹性模量，进而使横波速度增加，即横波传播更快。
然而，随着压力的不断增加，岩石会逐渐发生变形和破坏。
在较高的压力下，岩石的变形导致了微裂缝、断裂和变形带的形成，这些会影响纵横波的传播速度。
此时，纵横波速度的变化可能与压力的增加不再呈线性关系，而变得非线性且复杂。
因此，在高压力条件下，岩石纵横波速度的变化受到多种因素的影响，包括裂缝的形态、破裂模式和应力状态等。
总的来说，有效压力的增加会导致岩石纵横波速度的增加，但在高压力条件下，其变化可能变得复杂且非线性。
超高压折返,深部碳循环
超高压折返,深部碳循环
超高压折返（Ultra High Pressure Subduction）是指地球上岩石和板块运动的过程中，当一个岩石板块被另一个岩石板块推入地幔深处时，由于温度和压力的变化，岩石板块就会发生变异，形成一种类似钻石的硬度，并在深部形成一些用以探究地球内部和生物多样性的重要地质层。
深部碳循环（Deep Carbon Cycle）是指地球上碳元素在地幔和地壳层之间的循环过程。
在地球内部，碳元素可以从地壳层的生物和岩石中释放出来，进入地幔中，并在地幔中形成一些含有碳元素的矿物质。
这些矿物质会在地幔中不断循环，直到最终被带回到地表，进入生物体系中，形成生命的一部分。
这个过程在地球历史上一直持续着，是地球上生命和化学环境演化的重要过程之一。
岩层测量技术与参数计算方法
岩层测量技术与参数计算方法概述：岩层测量技术与参数计算方法是地质学中重要的研究内容。
通过测量岩层的物理特性和结构特征，可以为地质勘探、地质灾害评价和工程设计提供重要的参考。
本文将介绍一些常用的岩层测量技术和参数计算方法。
一、岩层物性测量技术及参数计算方法1.岩层密度测量：岩层密度是岩石物性中的重要参数之一。
常用的测量方法有核密度计、比重瓶法和电磁法。
核密度计测量速度快、结果准确，但对操作人员要求较高；比重瓶法操作简单，但测量精度较低；电磁法无需直接接触样本，适用于湿润或具有较大粒度的岩层。
2.岩层孔隙度测量：岩层孔隙度是指岩石中孔隙的占据空间的比例。
常用的测量方法有含水率测量法、浸水法和压汞法。
这些方法各有优劣，可以根据不同的实际需求选择适当的方法。
3.岩层渗透性测量：岩层的渗透性决定了岩石的透水性。
常用的测量方法有压力法、渗流法和阻滞法。
其中压力法通过测量渗透液的流速和压力来确定渗透性，应用广泛。
4.岩层磁性测量：岩层的磁性是指岩石对磁场的反应程度。
常用的测量方法有磁化率测量法、物性仪法和地磁法。
这些方法可以通过测量磁化率和磁场强度等参数来确定岩层的磁性特征。
二、岩层结构特征测量技术及参数计算方法1.岩层倾角测量：岩层的倾角是指岩石层面与水平面之间的夹角。
常用的测量方法有测角板、剖面仪和全站仪等。
其中全站仪可以实时记录测量数据，并进行数据处理和分析。
2.岩层节理测量：岩层的节理是指岩石中具有一定规律的节理面。
常用的测量方法有测角板、高速相机和激光扫描仪等。
这些方法可以获取岩层节理面的几何形态和空间分布。
3.岩层断裂测量：岩层的断裂是指岩石中的裂隙或断层。
常用的测量方法有现场观察、钻探和斜坡测量等。
通过测量断裂面的形态和位置，可以评估岩层的稳定性和抗剪强度。
4.岩层岩性测量：岩层的岩性是指岩石的物质组成和结构特征。
常用的测量方法有薄片鉴定、X 射线衍射和电子显微镜等。
这些方法可以获取岩层的矿物组成和岩石结构，为地质勘探和资源评估提供依据。
地下介质速度变化规律
地下介质速度变化规律
地下介质速度变化是采用地震地球物理勘探技术发现地层结构及各种地质情况的一种方式。
一般情况下，地下介质的速度是随深度增加而增加的。
一般来说，从地表到4000米，地下介质的速度会逐渐增加，但随着深度的加深，速度的增加会减缓，接近表面地壳的层段几乎不存在速度增加的现象。
在深度15000米以下，不同类型的岩石的介质的速度也有所不同，例如火成岩的介质速度要高于安山岩，而深度300~1000米时，基性岩的介质速度也会相对较大。
随着深度的逐渐加深，地下介质速度变化也逐渐减缓，在深度数千米时，速度几乎不会发生变化，说明岩石介质已经抵达最终状态。
此外，表面运动的影响也会对地下介质速度产生一定的影响。
最后，地下介质速度的变化也受着地质活动的影响，随着地质活动的发生，地下介质速度也会有所变化。
岩石的密度和波速
岩浆岩
花岗岩
2.30~2.80
4.5~6.5
2.3~3.8
闪长岩
2.52~2.70
5.7~6.4
2.8~3.8
玄武岩
2.53~3.10
4.5~8.0
3.0~4.5
安山岩
2.30~2.75
4.1~5.6
2.5~3.3
辉长岩
2.55~2.98
5.3~6.5
3.2~4.0
辉绿岩
2.53~2.97
致密岩石
1.8~4.0
白垩
1.8~3.5
泥质页岩
2.5~4.1
石灰岩、致密白云岩
2.5~6.1
石膏、无水石膏
3.5~4.5
泥灰岩
2.0~3.5
盐岩
4.2~5.5
常见岩土介质的密度和波速
类别
名称
密度ρ（g/cm3）
纵波速度Vp（km/s）
横波速度Vp（km/s）
松散层
粘土
1.60~2.04
1.2~2.5
2.60~2.77
2.5~6.1
1.4~3.5
页岩
2.30~2.70
1.3~4.0
0.8~2.3
砂岩
2.42~2.77
2.4~4.2
0.9~2.4
致密白云岩
2.80~3.00
2.5~5.0
1.5~3.0
石膏
2.41~2.58
3.5~4.5
1.8~2.3
煤
1.30~1.50
0.8~1.5
0.5~1.0
地震波在几种主要类型岩石的速度变化范围
岩石
速度Vp（km/s）
沉积岩
俯冲带高压-超高压变质岩石的抬升折返机制
俯冲带高压-超高压变质岩石的抬升折返机制发布时间：2021-07-21T08:27:44.222Z 来源：《防护工程》2021年8期作者：刘静远王潇[导读] 自板块构造理论出现以来，发生在板块汇聚边缘的俯冲带在板块构造理论中扮演重要的角色，研究俯冲带演化过程是发展板块构造理论的关键。
本文通过介绍近些年来人们对板块俯冲过程中深俯冲高压-超高压变质岩石的折返机制等方面的研究成果，希望对俯冲带高压—超高压变质体的抬升折返机制能有初步的认识和掌握。
俯冲带高压-超高压变质岩石的抬升折返机制刘静远王潇长安大学地球科学与资源学院陕西西安 710054摘要：自板块构造理论出现以来，发生在板块汇聚边缘的俯冲带在板块构造理论中扮演重要的角色，研究俯冲带演化过程是发展板块构造理论的关键。
本文通过介绍近些年来人们对板块俯冲过程中深俯冲高压-超高压变质岩石的折返机制等方面的研究成果，希望对俯冲带高压—超高压变质体的抬升折返机制能有初步的认识和掌握。
关键词：俯冲带；高压-超高压变质引言俯冲带作为汇聚板块边界，承担着地球内部物质循环的重要使命。
俯冲板块在俯冲带进入地幔，俯冲到一定深度后被地幔熔融同化而消亡或者经历一系列变质过程后长期保存在地幔深处，因此俯冲带亦被称作消减带（马超等，2019）。
俯冲带是地球上最复杂的构造部位，地表大多数突发性地质现象均发生于此处，包括爆发性的火山活动、强地震、快速的地貌演变、深部强反差的地热体制和复杂的造山过程等。
本文旨在结合近些年来国内外学者的研究，对俯冲带岩浆作用、流体行为以及近年来深俯冲高压-超高压变质岩石的抬升折返等方面进行总结，以希望对俯冲带能有一个整体的认识。
1 俯冲带高压-超高压变质岩石的折返对超高压变质作用和大陆深俯冲的研究始于变质表壳岩石中柯石英和金刚石的发现。
这些发现证明，大陆碰撞造山过程中部分大陆地壳曾俯冲到100～200ｋｍ的地幔深度而后折返回地表。
密度比地幔小的大陆地壳是如何深俯冲进入地幔的，又是如何折返回地表？大陆地壳在深俯冲和折返过程中发生了哪些物理和化学变化？大洋岩石圈俯冲与大陆岩石圈俯冲和碰撞之间存在何种地球动力学联系？近三十年来地球科学界对这些问题进行了深入细致的探索，有关结果极大地推动了大陆动力学研究，也为发展板块构造理论做出了突出贡献。
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(+ 引言
八十年代以来， 世界范围内大陆碰撞造山带的变质岩中 普遍发现含有超高压矿物， 超高压变质作用已被普遍认为是 大陆碰撞造山带的一个重要特征。超高压相矿物的发现表 明中上地壳低密度的长英质岩石曾俯冲到大于 (""%& 的地 幔深处， 然后快速折返回中下地壳。这对传统地质学提出了 挑战。中国大陆科学钻探工程 （ 1123） 正是以探索大陆动力 学前沿问题!超高压变质带的形成与折返机制为主要科学 目标， 在具有全球地学意义的苏鲁超高压变质带实施的。 超高压变质岩石是如何从深部折返上来的？折返机制 是大陆动力学的一个重要问题。很多科学家对这个问题进 行了探讨， 但由于其复杂性， 一直没有一个普遍认同的折返 模式。前人提出的折返模式至少有以下几类： （(） 地壳拉张 减薄说 （ ,4566， (778 ） ； （/） 剥蚀说 （ 9:;， (77( ；<=> 等， (77* ） ； （ 8） 楔状挤出说 （ ?=@A5BC 等， (778 ；许志琴等， /""8 ） ； （*） 浮 力说 （ DBE:6， (77* ； ,4566， (778 ） ； （ - ）上 覆 板 块 脱 离 说 （ FBG=6HA>=& 等， /""8 ） 。超高压岩石折返机制问题的解决需 要对超高压变质带的系统考察， 中国大陆科学钻探的实施为 其提供了一个很好的平台。 超高压岩石的折返速率是折返的一个重要参数， 目前仍 有争议。由 DBE:6 （ /""( ） 总结的四个造山带的特征可以看 出， 超高压岩石是在快速折返的模式下返回到中、 下地壳的。 但是它到 底 有 多 快？苏 鲁 地 体 的 折 返 速 率 能 否 达 到 - # ("&& I 5？目前超高压岩石折返速率的估算是通过俯冲深度 除以时间： 其中时间是超高压峰期变质年龄与发生角闪岩相 退变年龄差；俯冲深度是变质岩石中所含超高压矿物指示 的深度 （ 1AGJ=E， /""8 ；宋衍茹等， /""/ ；从柏林等， (777 ；金 振民等， (77. ） 。金振民等 （ (77. ） 认为大别山超高压岩石俯 冲深度不仅仅局限在 (-"%& 范围， 可能达到 8""%& 深度。刘 福来等 （ /""* ） 利用锆石微区 29KL?, MN,O 定年技术， 测得 超高压变质年龄与退变年龄相差约 (7?5；同时根据苏鲁N大 别地区榴辉岩中含金刚石， 指示俯冲深度下限为 (/"%& （徐 树桐等， /""8 ） ， 计算苏鲁地体抬升速率为 -0 8&& I 5。若根据 P> 等 （ /""" ） 在榴辉岩中发现的 ’ /""%& 深俯冲的证据， 则 可得出苏鲁地体抬升速率超过 ("&& I 5。这种方法估算抬升 速率的局限性在于岩石的俯冲深度难以界定。本文尝试着 用另外一种方法来估计岩石的折返速率： 在充分讨论超高压 岩石密度的基础上， 根据岩石浮力、 重力以及周围岩石对折 返岩石的粘滞力相平衡这一等式， 结合一些深部参数 （ 如温 度、 岩石流变参数） 来定量计算岩石的折返速率， 并由此推断
认为在折返早期， 温度较高， 板块快速折返至 !" # $"%& 榴辉岩相深度；随着传导散热， 温度降低， 板块以较慢的速率折返至中 下地壳。折返速率的估算表明， 浮力是板块折返第一阶段 （ 从 ’ (""%& 深部折返至 ) *"%& 的中下地壳） 的主要驱动力。 关键词+ + 超高压岩石；密度；浮力；折返机制；折返速率 中图法分类号+ + ,-.* ；,-*/0 / 浮力是否为超高压岩石折返的主要动力， 抑或仅为超高压岩
石折返的动力之一。 折返岩石的上浮力取决于折返岩石与周围岩石的密度 差， 因此准确界定超高压岩石的密度是解决折返动力学问题 的前提。 高山等人 （ (77$ ） 和 Q>BE 等人 （ (777 ） 测定了大别山地区 8" 余块超高压岩石样品密度。余钦范等 （ /""/ ） 对苏鲁地区 超高压岩石的密度进行了测量， 并对主要岩石的密度进行了 统计分析。Q>BE 等 （ /""/ ） 系统测定了苏鲁地表以及钻孔 8" 块岩石样品的密度 （ !""?,5， /"R ） 以及密度对温度和压力 的偏导数 （ /- # !""?,5， ("" # !""R ） 。金振民等 （ /""* ） 依 据 1123 主孔 /"""& 岩心的密度以及地震波速讨论了东海 地区出现地震强反射体的原因。SGT:UT>6 （ (77$ ） 等人通过不 同矿物的密度， 考察了不同变质相下， 岩石按照一定矿物比 例组合的理论密度值。无论是常压、 高压下对岩石密度的测 定， 还是对岩石理论密度值的推算， 都为钻孔岩心的密度提 供了可贵的对比资料， 并且是探讨影响岩石密度因素的基 础。密度对温度和压力的偏导数也是计算深部岩石原位密 度的必要参数。 本文研究目的是： 以 1123 主孔中 " # 8"""& 岩心和周 围地表出露岩石样品为重点研究对象， 依据测定的钻孔岩心 密度并参考对照前人密度资料， 在合理界定超高压岩石各阶 段密度值的基础上， 定量计算超高压岩石在上浮力控制下的 折返速率， 为超高压岩石的折返研究提供重要定量约束。
!"#$ %&，%’#$ ()，*+ ,- "#. ,+ /%0 12230 4567"8’$89:7;<<+7; 7=>?，.;#<’6@， A+=@"#>@， ;B8+C"6’=# C;>8"#’<C， ;B8+C"6’=# 7"6;0 !"#$ %&#’()(*+"$ ,+-+"$， 1D （1） ： E1F G EHF （ !== I $===G ） 8D J2+-3B3 J8-C+-3-C,H KE+3-C+D+E LF+HH+-/ （ KKJL ） 2,M3 N33IA<67">6# # A23 93-B+C+3B 8D E8F3B DF8G G,+- 28H3 O3FD8FG39 +- C23 E8-9+C+8-B 8D F88G C3GO3F,C;F3 ,-9 OF3BB;F3< A23 E8-C+-;8;B B3EC+8- 8D 93-B+C+3B DF8G !==G C8 $===G P,B E8-BCF;EC39 ,-9 93-B+C+3B 8D B3M3F,H Q+-9 8D 6:. F8EQB P3F3 E8-BCF,+-39< R3D3FF+-/ C8 C23 F3B;HCB 8D ,N8;C $= B,GOH3B G3,B;F39 ;-93F 2+/2 （ @==S ）,-9 2+/2 OF3BB;F3 （ @==4., ） ，P3 D8;-9 C2,C C23 93-B+CT 8D 3EH8/+C3 E2,-/3B +- C2+B B3U;3-E3 $< ?" / V EG$ " C3GO3F,C;F3 $ $ $ $< %W / V EG "$< => / V EG " "< W$ / V EG P2+H3 6:.4 D3HB+E F8EQ E2,-/3B ,B $< == / V EG$ " "< X= / V EG$ " "< @? / V EG$ ，,HH +,EE8F9,-E3 P+C2 6:. F8EQBY F3CF8/F3BB+8-< A23B3 F3B;HCB ,F3 C23 OF3F3U;+B+C3 O,F,G3C3FB D8F C23 9+BE;BB+8- 8D 3Z2;G,C+8- F,C3 8D 6:. F8EQB< [,B39 8- C23 CF;C2 C2,C C23 /F,M+CT，N;8T,-C D8FE3 +B 3U;,H C8 M+BE8;B D8FE3 P2+H3 C23 3Z2;G,C+8- NH8EQ G8M3B +- N,H,-E3，P3 9+9 U;,-C+C,C+M3 ,-,HTB+B 8D 3Z2;G,C+8- F,C3< ’EE8F9+-/ C8 C23 F3B;HC，+C +B EH3,F C2,C C23 N;8T,-ET ,BB8E+,C39 P+C2 93-B+CT E8-CF,BC +B C23 9F+M3- D8FE3 D8F C23 6:. F8EQ 3Z2;G,C+8-< [,B39 8- 93-B+CT E8-CF,BC，C3GO3F,C;F3 +B C23 D,EC8F C2,C +-DH;3-E3B C23 F,C3 G8BC< L3-B+CT E8-CF,BC，3Z2;G,C+8- ,-/H3 ,-9 C23 M8H;G3 8D 3Z2;G,C+8- NH8EQ ,F3 ,HH +GO8FC,-C O,F,G3C3FB D8F C23 E8-BCF;EC+8- 8D F3,B8-,NH3 3Z2;G,C+8- G893H< ’B C23 C3GO3F,C;F3 9F8O DF8G X?=S C8 >==S ，3Z2;G,C+8- F,C3 E2,-/3B DF8G !==GG V , C8 !< ?GG V ,< K8 +C +B C28;/2C C2,C +- C23 3,FHT BC,/3 P+C2 2+/2 C3GO3F,C;F3 6:. F8EQB G8M3 F,O+9HT ;O C8 @= I >=QG， C23- ,B C23 C3GO3F,C;F3 9F8OB 98P-， C23 NH8EQB G8M3 BH8PHT ;O C8 C23 G+99H3\H8P3F EF;BC< [;8T,-ET +B +-D3FF39 C8 N3 C23 98G+-,-C G3E2,-+BG D8F C23 3Z2;G,C+8- DF8G 933O （ ] !==QG）C8 H8P3F EF;BC （ ^ %=QG） < G,-CH3 J;@ K=7.<# # 6HCF,2+/2\OF3BB;F3 F8EQ，L3-B+CT，[;8T,-ET，_Z2;G,C+8- G3E2,-+BG，_Z2;G,C+8- F,C3 摘# 要# # 在常温常压条件下对中国大陆科学钻 JJKL 主孔 !== I $=== 米岩心样品进行了密度测量， 建立了密度连续剖面， 并界定了不同超高压岩石的密度值。通过对比高温高压物性实验资料， 岩石密度随着退变程度增强而降低， 榴辉岩密度变化 序列为 $< ?" / V EG$ "$< %W / V EG$ "$< => / V EG$ ""< W$ / V EG$ 。超高压长英质岩石密度变化序列为 $< == / V EG$ ""< X= / V EG$ " "< @? / V EG$ 。上述实验资料是讨论不同折返阶段岩石所受浮力的基础， 为研究折返速率大小提供了基本参数。本文通过折返 板块运动平衡时， 上浮力与粘滞力平衡这一关系式， 定量研究了大陆俯冲板块的折返速率， 认为密度差产生上浮力从而引起 折返， 温度对板块折返速率的影响最为显著；密度差大小、 折返角度、 折返板块大小对折返速率也有直接的影响。定量模拟 分析表明， 在温度高于 X?=S 时， 板块的折返速率可以超过 !==GG V ,；当温度降至 >==S 时， 折返速率则低于 !< ?GG V ,。作者