Änderung in der Rheologie der subduzierenden Nazca Platte

An die
Deutsche Forschungsgemeinschaft
z. Hd. Herrn Dr. D. Maronde
Kennedyallee 40
53170 Bonn

1. Antrag auf Gewährung einer Sachbeihilfe

Neuantrag

1.1 Antragsteller

Dr. Michael Riedel
Projektgruppenleiter
Projektgruppe Thermodynamik, Institut für Geowissenschaften,
Universität Potsdam, Telegrafenberg C 7, 14473 Potsdam
Tel.: (0331) 288-2801 Fax: (0331) 288-2818 e-mail: miker@GFZ-Potsdam.DE

Prof. Dr. Rainer Kind
Universitätsprofessor und Projektbereichsleiter
Freie Universität Berlin und
GeoForschungsZentrum Potsdam
Telegrafenberg A 17, 14473 Potsdam
Tel.: (0331) 8877-278 Fax: (0331) 8877-533 e-mail: kind@GFZ-Potsdam.DE

Prof. Shun-ichiro Karato
Universitätsprofessor (full professor)
University of Minnesota, Department of Geology and Geophysics
310 Pillsbury Drive S.E., Minneapolis, MN 55455, U.S.A.
Tel.: (001) 612-624-7553 Fax: (001) 612-625-3819 e-mail: karato@maroon.tc.umn.edu

Dr. Günter Bock
Wissenschaftlicher Mitarbeiter
GeoForschungsZentrum Potsdam
Telegrafenberg A 17, 14473 Potsdam
Tel.: (0331) 8877-279 Fax: (0331) 8877-533 e-mail: bock@GFZ-Potsdam.DE

1.2 Thema

Änderung in der Rheologie der subduzierenden Nazca Platte als Folge des
Olivin $\rightarrow$ Spinell Überganges in der ``transition zone'' des Erdmantels

1.3 Kennworte

Kinetik von Phasenumwandlungen, Mikrostruktur, Perkolation, Subduktionszone,
tiefe Erdbeben

1.4 Fachgebiet und Arbeitsrichtung

Geophysik, Rheologie, Mineralogie

1.5 Voraussichtliche Gesamtdauer

Vier Jahre (bewilligt: zunächst 2 Jahre)

1.6 Antragszeitraum

01.10.1996 - 30.09.1998 (bewilligt: 01.08.1997 - 31.07.1999)

1.7 Gewünschter Beginn der Förderung

01.10.1996 (bewilligt: 01.08.1997 )

1.8 Zusammenfassung

Die rheologische Struktur der Nazca Platte wird auf der Grundlage der experimentell bestimmten Kriechgesetze von Olivin (bzw. Spinell), dem Hauptbestandteil ozeanischer Lithosphäre, berechnet, unter Zugrundelegung des geothermischen Modells subduzierender Platten nach McKenzie (1969).
Mit Hilfe eines zweidimensionalen thermo-kinetischen Modells wird der Einfluß der Phasenumwandlungskinetik auf die Kriechfestigkeit des abtauchenden Gesteins bestimmt, mit dem Ziel, Aussagen über die Entstehungsmechanismen tiefer Erdbeben in der südamerikanischen Subduktionszone abzuleiten. Die Analyse teleseismischer Wellen des letzten großen Erdbebens in Bolivien (9. Juni 1994) haben eine hypothetische Bruchfläche von ca. 50 - 70 km in NS und ca. 50 km in OW Richtung ergeben. Ob diese Bruchgeometrie durch die Existenz von metastabilem Olivin im kalten Kern der Nazca Platte erklärt werden kann, hängt u.a. von dem Ausmaß der Reduzierung der rheologischen Festigkeit infolge von Korngrößenreduktion und latenter Wärme am Phasenübergang ab. Mit Hilfe eines FEM (finite element modeling) Modells für ein viskoelastisches Zwei-Phasen-System wird diese Möglichkeit am Beispiel der Nazca Platte überprüft.

2. Stand der Forschung und eigene Vorarbeiten

2.1 Stand der Forschung

2.1.1 Übergangszone des Erdmantels und Hochdruckmineralphasenübergänge

Der ``transition zone'' des Erdmantels zwischen 410 km und 660 km Tiefe kommt eine zentrale Stellung bei dem Verständnis der globalen dynamischen Eigenschaften des Erdkörpers zu (Birch 1952, Ringwood 1975, 1982, 1991).
Als Folge von mehreren strukturellen Phasenübergängen, die die verschiedenen Mantelminerale in ihre jeweilige Hochdruckmodifikation durchlaufen, ergeben sich Gradienten in den seismischen Geschwindigkeiten v_p und v_s, die zu groß sind, um durch die Selbstkompression des Gesteins in dieser Region erklärt werden zu können. Olivin als Hauptbestandteil ( $\sim 60 \%$ ) der ozeanischen Lithosphäre wandelt sich z.B. in zwei Hochdruckphasen, $\beta$ -Spinell und $\gamma$ -Spinell, bei den entsprechenden Drücken um, bevor es bei ca. 24 GPa (660 km Tiefe) in die Perovskit-Struktur übergeht. Der Wechsel in den elastischen Eigenschaften von Olivin zu $\beta$ -Spinell ist dabei erheblich, dagegen beim Übergang $\beta$ - zu $\gamma$ -Spinell unwesentlich (Weidner 1985), so daß die seismische 410 km Diskontinuität zu einem großen Teil durch diesen Phasenübergang erklärt werden kann.
Der Spinell-Postspinell Übergang bei ca. 660 km Tiefe markiert das untere Ende der ``transition zone''. Da dieser Übergang, im Unterschied zu den o.a. Umwandlungen, eine endotherme Charakteristik besitzt, setzt er auf Grund der wirkenden Auftriebskraft (Phasengrenze im Gleichgewicht nach unten durchgebogen im kalten Innern der Platte) eine Widerstandskraft dem Subduktionsvorgang entgegen (Turcotte & Schubert 1982).
Die möglichen Konsequenzen für die globale Mantelkonvektion lauten: Entweder die bei 660 km Tiefe wirkende Widerstandskraft dominiert und die Konvektion im Erdmantel wird durch diese Grenze in zwei ``Kreise'' unterteilt (``layered convection''), oder das Gegenteil tritt ein und die Konvektion im Erdmantel ist geschlossen (``whole mantle convection''). Neuere Computersimulationen in sphärischer 3D-Geometrie (Tackley et al. 1993) zeigen, daß sehr wahrscheinlich beide Vorgänge abwechselnd in der Historie der Erdentstehung eine Rolle gespielt haben.
Die Hypothese einer ``resistance layer'' bei 660 km Tiefe wurde frühzeitig unterstützt durch die Analyse von Herdmechanismen tiefer Erdbeben, die ergab, daß sich subduzierende Platten unterhalb von 300 km Tiefe in einem kompressivem Streßzustand befinden (Isacks & Molnar 1971), was in Übereinstimmung mit der postulierten Widerstandskraft steht. Dagegen schlugen Hager und Richards (1989) vor, daß eine Widerstandskraft an der 660 km Diskontinuität durch eine deutlich höhere Viskosität im unteren Erdmantel hervorgerufen wird, ohne daß dafür jedoch bisher der experimentelle Nachweis (entsprechend hohe Viskosität der Minerale unter den p,T-Bedingungen des unteren Mantels) erbracht werden konnte.
Die mit diesem Projekt beabsichtigte Untersuchung von Herdmechanismen tiefer Erdbeben berührt somit auch einen zentralen Punkt der globalen Geodynamik, die Wechselwirkung der globalen Konvektionsströme mit der 660 km Grenze zum unteren Erdmantel.

2.1.2 Modelle zum Mechanismus tiefer Erdbeben, Verwerfung durch Anti-Mikrorisse

Im Bereich der Subduktionszonen nimmt die Häufigkeit von Erdbeben von der Oberfläche bis in etwa 300 km Tiefe zunächst exponentiell ab, dann jedoch wieder zu und erreicht bei 550 bis 600 km ein Maximum, bevor sie erneut abfällt. Im Gegensatz zu den Erdbeben, die im Bereich bis zu etwa 300 km Tiefe vorkommen und durch Sprödbruch und Reibungsgleiten verursacht werden, lassen sich die tiefen Erdbeben nicht durch Mechanismen dieser Art erklären, da unterhalb von 300 km Tiefe das Mantelgestein plastisch deformierbar ist (Versetzungskriechen bzw. Diffusionskriechen).
Aus diesem Grunde wurde frühzeitig die Vermutung geäußert, daß tiefer entspringende Erdbeben-Herde mit den im jeweiligen Tiefenbereich auftretenden Hochdruck-Phasenübergängen der Mantelminerale, vor allem Olivin, in Zusammenhang stehen (Sung & Burns, 1976). Bei den Temperaturen und Drücken, die im kalten Kern einer Subduktionszone zu erwarten sind, werden diese Phasenumwandlungen kinetisch so stark gehemmt, daß sie unter Umständen bis zu 100 - 200 km unterhalb der Gleichgewichtstiefe (bei ca. 400 km) noch metastabil auf der geologischen Zeitskala bestehen bleiben können. Eine solcher metastabiler kalter Plattenkern wäre dann bei 500 - 600 km Tiefe die mögliche Ursache mechanischer Instabilitäten.
Diese sehr frühzeitig geäußerte Hypothese wurde in den darauf folgenden Jahren wiederholt aufgegriffen und untermauert. Insbesondere schlug Rubie (1984) vor, daß als Folge der Phasenumwandllung die Korngröße der Spinell-Phase erheblich reduziert werden könnte, was eine Änderung des Deformationsregimes im Innern abtauchender Platten und damit eine deutliche Änderung ihres rheologisches Profils zur Folge hätte. Ebenfalls frühzeitig wurde der Einfluß der freiwerdenden latenten Wärme diskutiert, die infolge einer autokatalytischen Wirkung in einer Art thermischer Kettenreaktion die Transformationsprozeß extrem beschleunigen kann (Toksöz et al. 1971, Hsui & Toksöz 1979).
Eine quantitative Analyse dieser kinetischen Effekte war jedoch lange Zeit kaum möglich, da verläßliche experimentelle Daten sowohl zu dem Gleichgewicht als auch zu den kinetischen Parametern am Olivin-Spinell Übergang von (Mg,Fe)₂Sio₄(Oberflächenenergie, Aktivierungsenergie, etc.) nicht zur Verfügung standen.
Diese Lücke gelang es erst mit Beginn der 90iger Jahre weitgehend zu schließen. Zunächst präzisierten kalometrische Messungen in Multianvil-Apparaturen wichtige Gleichgewichtseigenschaften der Olivin- bzw. Spinell-Modifikation von (Mg_0.89Fe_0.11)₂SiO₄(z. B. Akaogi et al. 1989), dann wurde mit Hilfe von in-situ Diffraktionsexperimenten unter hohem Druck wichtige kinetische Parameter am Übergang bestimmt (u.a. Rubie et al. 1990).
Darauf aufbauend, wurden erstmals quantitative Modelle zum Einfluß des Olivin-Spinell Übergangs auf die thermische Struktur abtauchender Platten möglich (Rubie & Ross 1994, Däßler et al. 1995, Kirby et al. 1995b).
Parallel dazu wurden bei Deformationsexperimenten an der Analogsubstanz Mg₂GeO₄ sogenannte Anti-Riß Verwerfungen beim Übergang in die Spinellphase gefunden, die als möglicher Trigger-Mechanismus für das Auslösen tiefer Erdbeben im kalten Plattenkern in Frage kommen (Burnley & Green 1989, Burnley et al. 1991). Weitere aktuelle Arbeiten dazu wurden u.a. von Morris (1992) und Liu & Yund (1995) veröffentlicht.

2.1.3 Thermische Struktur abtauchender ozeanischer Platten

Die thermische Struktur abtauchender ozeanischer Platten wurde zunächst ohne Einbeziehung der globalen Mantelkonvektion auf der Grundlage einfacher analytischer Modellansätze untersucht (McKenzie 1969; Griggs 1972).
Die lithosphärische Platte wird dabei als ein starrer Körper mit fest vorgegebener Dicke L sowie Länge betrachtet, unter Vernachlässigung von Veränderungen in der dritten Dimension (Breite unendlich). Für diesen Körper wird dann die Wärmeleitungsgleichung mit bestimmten Randbedingungen ober- bzw. unterhalb der Platte gelöst. Zusätzliche Wärmequellen sind hierbei die adiabatische Erwärmung, die freiwerdende latente Wärme infolge des Olivin-Spinell Übergangs, oder auch die Reibungswärme an der Ober- bzw. Unterseite der Platte.
Im Ergebnis folgt die Temperaturverteilung im Innern (ohne zusätzliche Wärmequellen)

$\begin{displaymath}T(x,z)=T_0 + 2 (T_0 - 273) \sum_{n=1}^\infty {(-1)^n\over n\p... ...t{Re^2 +n^2 \pi^2}){x\over L}] \,\, sin (n\pi {z\over L}) \, , \end{displaymath}$

(1)

wobei T₀ die Temperatur an der Basis der Lithosphäre ist. Re ist hierbei die sogenannte thermische Reynolds Nummer proportional zur Subduktionsrate sowie der Dicke L der Platte.
Gleichung (1) ist besonders attraktiv für die weitergehende Modellierung z.B. der mechanischen Eigenschaften, da sie eine einfache analytische Struktur besitzt und ohne größere Probleme ergänzbar ist durch die oben angeführte Korrekturterme. Basierend auf dieser Temperaturverteilung, ergibt sich für die Platte ein rheologisches Profil mit einem kalten elastischen Kern, der von thermisch ``aufgeweichter'' Lithospäre umgeben ist. Die Maximaltiefe seismischer Aktivitäten ist dann durch den Tiefenbereich gegeben, bis zu dem der kalte elastische Kern existiert, ohne von dem umgebenden Mantel thermisch assimiliert zu werden (Wortel & Vlaar 1988). Aus Gleichung (1) folgt unmittelbar, daß diese Maximaltiefe z_max füer eine gegebene Isotherme proportional zum sogenannten ``thermischen Parameter'' $\phi$

$\begin{displaymath}z_{max} \sim \phi = v_{slab} \cdot A \, \sim v_{slab} \cdot L^2 \end{displaymath}$

(2)

der Platte ist, A ist hierbei das Alter der subduzierenden Platte.
Tatsächlich läßt sich aus der Abhängigkeit der größten Tiefe seismischer Aktivitäten von dem thermischen Parameter $\phi$ die verschiedenen tiefenseismisch aktiven Regionen der Erde in systematischer Weise zusammenfassen und darstellen (Wortel 1982, Rubie 1984, Kirby 1995). Kürzlich wurde auf der Grundlage des modifizierten Temperaturprofils, Gl. (1), mit Hilfe einer numerischen Lösung der kinetischen Tranformationsgleichungen gezeigt, daß diese systematische Abhängigkeit für Erdbeben unterhalb 400 km Tiefe mit der Lage und Ausdehnung des Metastabilitätsgebiets von Olivin im kalten Plattenkern korreliert (Riedel & Karato 1995, 1996), vgl. Abbildung 1. Dies ist ein weiterer Hinweis auf den möglichen Zusammenhang zwischen dem Entstehen tiefer Erdbeben und der metastabilen Existenz von Olivin in kalten Kernen subduzierender Platten.

Abb. 1: Abhängigkeit der größten Tiefe seismischer Aktivitäten vom thermischen Parameter für die verschiedenen tiefenseismisch aktiven Regionen der Erde (nach Kirby 1995). Gestrichelt eingezeichnet sind Beginn und Ende des Bereiches der Olivin-Spinell Umwandlung im kalten Plattenkern (Riedel & Karato 1995).

2.1.4 Kinetik struktureller Phasenübergänge, Rheologie in der Übergangszone

Die Umwandlung von Olivin in $\beta$ - bzw. $\gamma$ -Spinell ist vom rekonstruktivem Typ und daher mit einer Änderung von spezifischem Volumen und Entropie verbunden (Phasenübergang 1. Art). Durch eine Reihe von detaillierten Untersuchungen der bei dem Übergang auftretenden Mikrostrukturen konnte nachgewiesen werden, daß unter den Bedingungen geringer äußerer Streßgradienten (d.h. unter den Bedingungen des Erdmantels) die Kinetik des Überganges vom Keimbildungs-Wachstums-Typ ist (Brearley et al. 1992, Brearley & Rubie 1994, Fujino & Irifune 1992). Die Spinellphase entsteht dabei bevorzugt als Ergebnis heterogener Keimbildung entlang den Korngrenzen der Olivin-Mutterphase, und wächst dann von dort aus in das Innere der Olivinkörner hinein.
Die Modellierung von Keimbildungs-Wachstums-Prozessen erfolgt in der Regel auf der Grundlage der klassischen Theorie nach Johnson, Mehl und Avrami (1939-1941) bei Prozessen unter (nahezu) konstanten p,T-Bedingungen, und bei räumlicher Homogenität in der Keimbildung (vgl. Übersicht dazu in Christian 1965). Eine Verallgemeinerung auf heterogene Keimbildung an bevorzugten Korngrenzen der Mutterphase wurde erstmalig im Sinne eine mean-field Theorie von Cahn (1956) entwickelt. Daran anknüpfend, haben Riedel & Karato (1994) mit Hilfe von Computersimulationen die mikrostrukturellen Eigenschaften der Produktphase bei Korngrenzen-Keimbildung, in Abhängigkeit von einer dabei möglichen Korngrößenreduktion, untersucht.
Zeitlich veränderliche p,T-Bedingungen bei der Modellierung heterogener Keimbildungs-Wachstums-Prozesse haben erstmals Rubie & Ross (1994) berücksichtigt, auf der Grundlage einer Modifizierung der kinetischen Gleichung von Cahn (1956). Alternativ dazu entwickelten Riedel & Karato (1996) ein numerisches Verfahren zur Lösung der Cahn-Gleichung, welches deutlich den numerischen Aufwand bei der Modellierung verringert und somit die Möglichkeit eröffnet, im Rahmen verfügbarer Rechenzeit kinetische Modelle für eine abtauchende lithospärische Platte als Ganzes (2D Modell) zu lösen.
Die rheologischen Eigenschaften der Mantelminerale in der Übergangszone sind abhängig von ihrer Kristallstruktur, der Temperatur, und auch - im Bereich des Diffusionskriechens - von ihrer Korngröße. Die subduzierende ozeanische Lithospäre besteht dabei, gemäß dem Pyrolitmodell von Ringwood (1982, 1991), unterhalb von 200 km Tiefe hauptsächlich aus Olivin ( $\sim$ 60 %) sowie aus Pyroxen und Granat in der Stöchiometrie MSiO₃ - Al₂O₃, mit M = Mg,Fe,Ca ( $\sim$ 40 %). Ab 300 km Tiefe beginnt sich Pyroxen zunehmend in der Granatphase zu lösen, so daß bei einer Tiefe von ungefähr 460 km nur noch Granat neben Olivin vorhanden ist. Ausgehend davon, daß die Rheologie in diesem Tiefenbereich durch die rheologisch ``schwächere'' Phase, d.h. Olivin, bestimmt wird, haben Goetze & Evans (1979) die Kriechfestigkeit abtauchender ozeanischer Lithosphäre auf der Grundlage experimenteller Ergebnisse zum Dislokationskriechen bzw. Peierls-stress limitiertem Kriechen in Olivin bestimmt.
Durch die verschieden einsetzenden Hochdruck-Phasenübergänge, insbesondere durch den Olivin-Spinell Übergang, wird die rheologische Struktur der Platte erheblich kompliziert. Dabei ist wahrscheinlich, daß große Teile der Deformationsenergie in lokalen Scherzonen akkumuliert sind. Solche lokalen Scherzonen können entweder bereits in der Struktur der Platte pre-existent sein (Silver et al. 1995) oder erst durch den Übergang initiiert werden. Gerade die Ergebnisse zur Bildung von Antiriß-Verwerfungen (Burnley et al. 1991) legen eine solche Möglichkeit nahe. Der Olivin-Spinell Übergang kann somit als ein Triggermechanismus zum Freisetzen akkumulierter mechanischer Energie wirken.
Wie kürzlich gezeigt wurde, erfahren abtauchende Platten (v $_{slab} \sim$ 10 cm/yr) beim Übergang im Innern, als Folge der Korngrößenreduktion und der freiwerdenden latenten Wärme, eine lokale Schwächung ihrer Kriechfestigkeit (Riedel & Karato 1995, 1996). Im Ergebnis des Wechselspiels der Einflußgrößen Temperatur, Korngröße und Kristallstruktur (Olivin- bzw. Spinell-Kriechen) entsteht dabei bei schnell abtauchenden Platten ein kompliziertes rheologisches Profil im Innern, siehe Abbildung 2.

Abb. 2: Rheologische Struktur abtauchender lithospärischer Platten auf der Grundlage der Kriechgesetze für Olivin bzw. Spinell (Riedel & Karato 1995, 1996):
(a) v_slab = 4 cm/yr (b) v_slab = 10 cm/yr.
Eingezeichnet sind außerdem jeweils die Gleichgewichtslinien zwischen Olivin und Spinell (oberste weiße Linie) sowie der Tiefenbereich, in dem sich Olivin in Spinell umwandelt (mittlere und untere weiße Linie, in (a) praktisch zusammenfallend). Schraffierte Teile der Platte (mit rechtwinkliger Geometrie) besitzen eine Kriechfestigkeit größer als 32 MPa. Im Fall (b) bildet sich mit dem Übergang eine lokale Schwächezone im kalten Innern der Platte, die sehr wahrscheinlich, als Folge des Volumensprunges, einen geringeren Druck als der umgebende Mantel aufweist.

Der mit dem Übergang verbundene Dichtesprung von $\sim$ 8 % resultiert auf Grund dieser besonderen Struktur in eine Niedrigdruck - Zone im Innern der Platte, da der umgebende Mantel bei $\sim$ 550 km Tiefe nicht mehr ungehindert den Dichtesprung akkomodieren kann (ober- und unterhalb geringere Kriechraten). Auf Grund dessen wird sehr wahrscheinlich eine von außen auf die Platte wirkende Scherkraft erzeugt (Pfeile in Abbildung 2).
Der Druckabfall bei Phasenübergängen 1. Art unter isochoren Randbedingungen ist eine allgemeines Phänomen und bereits von kinetischen Experimenten in der Diamantstempelkammer bekannt (Riedel & Däßler 1990, 1992). Für den Olivin-Spinell Übergang wurde er kürzlich von Ohtani (1995) experimentell nachgewiesen.

2.1.5 Spannungsverteilung in subduzierenden Platten unter Einbeziehung des Olivin-
Spinell Übergangs

Goto et al. (1983, 1985, 1987) entwickelten ein zweidimensionales FE (finite element) Modell zur Untersuchung der Spannungsverteilung in subduzierenden Platten unter Einbeziehung der Kinetik des Olivin-Spinell Übergangs. Im Ergebnis folgten Spannungsverteilungen, die durch ein Doppel-Maximum quer zur Subduktionsrichtung (Ober- bzw. Unterseite der Platte) bzw. durch ein allmähliches Anwachsen der Spannungen in Längsrichtung, bis zu einem Spannungsmaximum an der unteren Spitze, gekennzeichnet sind, siehe Abbildung 3.
Obwohl auch heute noch von deutlichem methodischen Interesse (vgl. z.B. Kirby et al. 1991, Lay 1994), sind diese Arbeiten jedoch aus folgenden Gründen sehr beschränkt in ihrem Aussagewert:

1.: Goto et al. benutzen für die Transformationskinetik das Phasendiagramm von Sung & Burns (1976). Dieses Diagramm ist rein qualitativ und beinhaltet nicht den tatsächlichen Wertebereich für die inzwischen experimentell gefundenen kinetischen Konstanten am Olivin-Spinell Übergang.
2.: Darüber hinaus interpretieren Goto et al. das Phasendiagramm von Sung & Burns (1976) so eindeutig falsch, daß dadurch die Aussagen ihres Modells insgesamt in Frage gestellt werden müssen. Sie vernachlässigen komplett den Metastabilitätsbereich von Olivin (``metastable overshoot'') bei höheren Temperaturen ( $\ge$ 1000 $^\circ$ C). Statt dessen nehmen sie in diesem Temperaturbereich einen konstanten Wert für den Tiefenbereich der Olivin-Spinell Umwandlung an, der viel zu groß ist (ca. 200 km anstatt 1-5 km).
3.: Die Rückwirkung der Phasenübergangskinetik sowohl auf das Temperaturprofil als auch rheologische Profil der Platte wird vernachlässigt (latente Wärme, Korngrößenreduktion, Volumensprung). Generell wird der Phasenübergang nicht selbstkonsistent behandelt und nur auf das FEM Modell ``von außen'' aufgesetzt, so daß für die Kinetik z.B. auch keine zeitlich veränderlichen p,T-Bedingungen berücksichtigt werden.
4.: Die zugrunde liegenden Kriechgesetze basieren auf sehr vereinfachten Abhängigkeiten. Es werden z.B. keine mögliche Änderungen im Deformationsmechanismus (Diffusionskriechen bzw. Peierls-stress limitiertes Kriechen an Stelle von Versetzungskriechen) brücksichtigt.

Abb. 3: FE Modell von Goto et al. (1985, 1987) zur Berechnung der Spannungsverteilung (oberes Bild). ``T'' und ``V'' markieren die Eintrittslinie der Platte (trench) bzw. die Position des andesitischen Vulkanismus. Erhaltene Ergebnisse für das thermische bzw. Spannungsprofil der Platte (untere Abbildung). Die maximale Differenzspannung parallel bzw. quer zur Platte ist zusätzlich eingezeichnet (nach Kirby et al. 1991).

2.1.6 Seismische Tomographie von Subduktionsgebieten

Die subduzierende Lithospäre unterscheidet sich sowohl chemisch als auch thermisch vom umgebenden Mantel. Als Folge davon zeigen seismische Signale aus Subduktionsgebieten charakteristische Unterschiede in Amplitude und Laufzeitverhalten. In zahlreichen Studien wurde nachgewiesen, daß z. B. generell die Geschwindigkeiten um 3-5 % höher sind als im umgebenden Mantel (Creager & Jordan 1986, Anderson 1987, Bock et al. 1991).
Eine logische Erweiterung der Untersuchungen von Differenzeigenschaften seismischer Signale von Einzelereignissen ist die Zusammenfassung von Daten vieler Einzelereignisse zu einem Gesamtbild, um die Geschwindigkeitsstruktur in der Umgebung der jeweiligen seismischen Quellen räumlich darzustellen (Nolet 1987, Hirahara 1993). Es existieren viele unterschiedliche Möglichkeiten zur Parametrisierung dieser Geschwindigkeitsmodelle, von relativ einfachen Blockmodellen mit minimalen Annahmen über die vorhandenen Heterogenitäten bis hin zu sehr detaillierten Modellen auf der Basis vorhandener a priori Informationen über die Plattenstruktur. Dagegen haben tomographische Modelle zur globalen Mantelstruktur in der Regel eine zu geringe Auflösung, um Details aus Subduktionszonen zeigen zu können. Sie sind jedoch von Bedeutung für die Einbettung der Beobachtungsergebnisse in die Mantelumgebung (z. B. Korrektur der Laufzeiten durch umgebendes Mantelmaterial, Hager & Clayton 1989). Sie können weiterhin nützliche Informationen liefern über thermische Anomalien unterhalb von Subduktionsgebieten, z. B. zeigen globale Wellenform-Studien der Scherwellengeschwindigkeit im unteren Mantel großskalige Regionen von Material mit hohem v_s unterhalb von Subduktionsgebieten, die als Weiterführung von kaltem subduzierenden Material in den unteren Mantel interpretiert wurden (Dziewonski & Woodhouse 1987, Su et al. 1994).
In letzter Zeit wurden zunehmend detaillierte hochauflösende tomographische Studien einzelner Subduktionsgebiete veröffentlicht. Typische Probleme sind dabei verbunden mit der Unsicherheit über die chemische und thermische Struktur im unteren Mantel, mit lokalen Effekten aus der Umgebung der seismischen Empfänger sowie mit einem vertikalen Verschmierungseffekt infolge der begrenzten Überdeckung durch die seismischen Wellen, die Bereiche unterhalb der tiefsten seismischen Quellen durchqueren (Zhou 1988, Spakman et al. 1989). In den meisten Fällen werden dabei iterativ die linearen Korrekturen erster Ordnung zu einem homogenen Referenzmodell (PREM) bestimmt, erst kürzlich wurden Arbeiten unter Ausnutzung nichtlinearer Inversionstechniken mittels dreidimensionaler Strahldurchrechnung publiziert. Weitere Verbesserungen der räumlichen Auflösung wurden auch durch die zusätzliche Einbeziehung von Reflektionssignalen der Oberfläche (pP, PP) erreicht, die die Überdeckung der Herdkugel verbessert und Fehler in der Quellentiefe verringert (van der Hilst & Engdahl 1991, 1992, van der Hilst et al. 1991, van der Hilst 1995). Die Beobachtungsergebnisse bestätigen dabei in groben Zügen die Ergebnisse aus den numerischen Modellrechnungen, nämlich daß das Durchdringen der 660 km Diskontinuität durch subduzierende lithosphärische Platten möglich und von regionalen Besonderheiten abhängig ist.

2.1.7 Teleseismische Bestimmung von Bruchflächen bei tiefen Erdbeben

Die seismischen Signal von Tiefherdbeben weisen häufig auf komplizierte Herdvorgänge hin (Brüstle & Müller 1987). Insbesondere mit qualitativ hochwertigen Daten von modernen Breitbandstationen lassen sich Direktivitätseffekte und Mehrfachbrüche oft eindeutig nachweisen. Beispiele hierfür finden sich in der Augustausgabe 1995 von Geophysical Research Letters, die dem tiefen Bolivienbeben vom 9. Juni 1994 gewidmet ist. So erfolgte bei diesem Beben (M_w = 8.2) der Bruch in etwa 650 km Tiefe entlang einer subhorizontalen, etwa 2500 km²großen Fläche (Estabrook & Bock 1995), wobei sich der ``Bruch'' mit einer sehr niedrigen Geschwindigkeit von 1-2 km/s ausbreitete. Die Bezeichnung ``Bruch'' weist hierbei nicht auf einen Scherbruch hin, wie er als Mechanismus für flache Erdbeben auftritt, sondern beschreibt allgemein eine Instabilität, die zu einem Tiefherdbeben führt, ohne weitere Angaben über den Mechanismus zu machen. Bemerkenswert am Bolivienbeben und anderen Tiefherdbeben ist, daß die Barriere der 660-km Diskontinuität nicht durchbrochen werden konnte. Dies weist darauf hin, daß die genaue Kenntnis der Natur der 660-km Diskontinuität neben anderen Parametern Voraussetzung für ein besseres Verständnis des Mechanismus von Tiefherdbeben ist.

Viele Tiefherdbeben können wie flache Erdbeben durch einen Scherdislokationsvorgang ausreichend beschrieben werden. Trotz vielfältiger Bemühungen ist es bis jetzt nicht gelungen, bei tiefen Erdbeben isotrope Anteile, die als Folge von Volumenänderungen im Zusammenhang mit Phasenübergängen auftreten könnten, eindeutig nachzuweisen (Kawakatsu 1991, Kikuchi & Kanamori 1994, Hara et al. 1995). Hingegen wurden bei vielen Tiefherdbeben signifikante deviatorische Anteile beobachtet, die durch einen kompensierten Vektordipol (``compensated linear vector dipole, CLVD'') beschrieben werden können (Frohlich 1990, Kuge & Kawakatsu 1993). CLVD Komponenten im Momententensor können durch Überlagerung multipler Ereignisse, von denen jedes Einzelereignis aus einem reinen Scherbruch besteht, vorgetäuscht werden (Kuge & Kawakatsu 1993). Gerade im Zusammenhang mit der Anti-Riß Verwerfungstheorie haben einige Autoren vorgeschlagen (z.B. Houston 1993), daß sich starke Tiefherdbeben aus multiplen Herdflächen zusammensetzen und somit die CLVD Komponenten im Momententensor erzeugen, da die Zone, in der metastabiler Olivin existieren kann und auf die sich die seismische Aktivität beschränken soll, zu eng begrenzt sei, um starke Ereignisse mit einer einzelnen Herdfläche zuzulassen. Diese Vorstellung ist aber gerade durch die beiden starken Tiefherdbeben vom 9. März 1994 in Fiji und vom 9. Juni 1994 in Bolivien nicht bestätigt worden. Die Herdlösungen beider Ereignisse, die von der Harvard-Gruppe veröffentlicht wurden, weisen keine signifikanten CLVD Komponenten auf. Beide Beben setzten sich aus mehreren Unterereignissen zusammen, die sich entlang einer vertikalen (Fiji) und subhorizontalen (Bolivien) Fläche anordneten (Goes & Ritsema 1995).
Tiefherdbeben scheinen eine Vielzahl unterschiedlicher Eigenschaften aufzuweisen, die sich mit einem einzigen Mechanismus zu ihrer Erklärung nur schwer vereinbaren lassen (Wiens & McGuire 1995).

2.1.8 Seismizität und Struktur der subduzierten Nazca Platte

Die südamerikanische Subduktionszone ist eines der ältesten und am meisten ausgedehnten Gebiete der Erde mit einem kontinuierlichen Subduktionsprozeß. Sie produziert damit einen großen Teil der globalen seismischen Aktivitäten, und sie besitzt ebenfalls eine ausgeprägte Bilanz tiefenseismischer Ereignisse. Besonders hervorzuheben ist dabei das bisher stärkste registrierte Tiefbeben überhaupt (M_w = 8.2) in ca. 640 km Tiefe am 9. Juni 1994.
Die Seismizität und Struktur der subduzierten Nazca Platte wurde im Bereich bis zu 300 km Tiefe umfassend von Cahill & Isacks (1992) untersucht. Sie besteht aus vier Segmenten, die mit jeweils unterschiedlichem Winkel und mit verschiedener Geschwindigkeit unter die südamerikanische Platte abtauchen. Mit der Änderung von Subduktionswinkel und -geschwindigkeit sind Änderungen von Topologie und seismischer Aktivität verbunden: Regionen mit flachem Winkel (10 $^\circ$ - 15 $^\circ$ S, 28 $^\circ$ - 33 $^\circ$ S) zeigen breite Plateaubildung und praktisch keinen aktiven Vulkanismus, während Regionen mit steilem Subduktionswinkel (15 $^\circ$ - 28 $^\circ$ S, 33 $^\circ$ - 36 $^\circ$ S) durch rezentem Vulkanismus und seismischen Aktivitäten bis zu 300 km Tiefe charakterisiert sind.
Die genaue Topographie und Geometrie der Subduktionszone im Zusammenhang mit der orogenen Gebirgsbildung der Anden wurde aus geodynamischer Sicht von Gephart (1994) untersucht. Insbesondere besitzt die Kontaktlinie zwischen der Nazca Platte und der südamerikanischen Platte in den Bereichen der Subduktion mit flachem Winkel eine konvexe Krümmung in Richtung Pazifik, im Ergebnis der westlichen Drift sowie Rotation der südamerikanischen Platte um einen auf der Norhalbkugel gelegenen Drehpunkt. In den Gebieten nördlich von 15 $^\circ$ S und südlich von 28 $^\circ$ S ändert sich der Subduktionswinkel nach Durchlaufen der Plateauphase in östlicher Richtung, und wird zunehmend steiler unterhalb der östlichen Vorläufer der Anden.
Als Besonderheit besitzt die südamerikanische Subduktionszone infolge ihrer speziellen Topographie nahezu keine seismischen Aktivitäten im Bereich zwischen 300 km und 550 km Tiefe, vergleiche Abbildung 4. Das Fehlen jeglicher seismischer Aktivitäten im mittleren Tiefenbereich wurde von Wortel (1984) als Hinweis für die Unterbrechung bzw. Abtrennung von Teilen der subduzierenden Nazca Platte interpretiert (``slab detachment''). Hierfür spricht auch, daß im aseismischen Bereich der Nazca-Platte zwischen etwa 300 und 550 km Tiefe die P- und S-Wellengeschwindigkeiten normale Werte aufzuweisen scheinen (Bock et al. 1995).

Abb. 4: Erdbebenverteilung im Bereich der subduzierenden Nazca Platte (Kirby et al. 1995a): o: Ereignisse von 1964-94. x: Beben von 1915-63. Die Tiefenlinien der Wadati-Benioff-Zone sind in km angegeben, die Stereogramme zeigen die jeweiligen Charakteristika der Beben. In der Mitte: Das Bolivienbeben vom 9. Juni 1994.

Zu gänzlich anderen Ergebnissen kamen dagegen James & Snoke (1990) und Engdahl et al. (1995): James & Snoke interpretierten sekundäre Phasen in P-Wellen Seismogrammen als Unterseitenreflexionen von der Oberkante der abtauchenden Nazca Platte und schlossen daraus auf Kontinuität der Nazca-Platte über den aseismischen Bereich hinweg, obwohl die Reflexionspunkte nicht tiefer als 300 km liegen und damit den aseismischen Bereich nur unzureichend überdecken können. Engdahl et al. (1995) kamen mit Hilfe der seismischen Tomographie zum Ergebnis, daß die Nazca-Platte auch im aseismischen Bereich deutlich höhere P-Wellengeschwindigkeiten als im benachbarten Mantel aufweist. Im Gegensatz hierzu zeigen jedoch die Ergebnisse von Bock et al. (1995) keinerlei Hinweise auf Anomalien im aseismischen Bereich der abtauchenden Nazca-Platte (P- und S-Wellenlaufzeiten von zwei tiefen Erdbeben in Argentinien zu Stationen des PISCO Netzes in Nordchile).
Alternativ dazu wurde das Fehlen seismischer Ereignisse im mittleren Tiefenbereich von Kirby et al. (1995a) qualitativ mit der Existenz von metastabilem Olivin im kalten Plattenkern bis zu einer Tiefe von 600 km in Zusammenhang gebracht. Der sich jetzt im Bereich der ``transition zone'' befindliche Teil der Nazca Platte begann vor ca. 10-20 Mill. Jahren zu subduzieren und besaß zu diesem Zeitpunkt vermutlich eine größere Mächtigkeit als heute die Nazca Platte in Oberflächennähe. Das hätte zur Folge, daß die Platte heute zwischen 500 km und 700 km Tiefe zunehmend dicker wird und, infolgedessen, im Inneren noch relativ kalte Temperaturen aufweist. Infolge der kritischen Abhängigkeit des Olivin-Spinell Übergangs von der Plattentemperatur (Rubie & Ross 1994, Däßler et al. 1996, Riedel & Karato 1995, 1996) wäre somit eine qualitative Erklärung des Auftretens von tiefen Erdbeben als Folge des kinetisch verzögerten Olivin-Spinell Übergangs gegeben, siehe Abbildung 5.
Problematisch ist hierbei nur die beobachtete Größe und Ausdehnung der Bruchfläche (Frohlich 1994, Stein 1995): 40 x 40 km² (Kikuchi & Kanamori 1994) bzw. 50 x 70 km² (Estabrook & Bock 1995) in horizontaler Lage übersteigen bei weitem die räumliche Ausdehnung des Metastabilitätsgebietes im Innern der Platte, die auf der Grundlage o.a. thermodynamischer Modelle zu erwarten ist (maximal $\sim$ 10 km in horizontaler Richtung, quer zur Platte).
Dies ist der Ansatzpunkt für die mit diesem Projekt geplanten Untersuchungen: Die auf Grund des komplizierten rheologischen Profils im Ergebnis des Olivin-Spinel Übergangs zu erwartende Niedrigdruckzone im kalten Kern könnte einen Bruch der Platte in den angrenzenden äußeren, rheologisch härteren Bereichen der Platte erzeugen, Abbildung 2. Die Ausdehnung der den kalten Kern umgebenden Deck- bzw. Bodenschicht der Nazca Platte ist offensichtlich, im Gegensatz zu einer hypothetischen Bruchfläche im Innern, mit o.a. seismischen Beobachtungen zur Herdflächenausdehnung in Übereinstimmung zu bringen. Weiterhin würde ein solches Modell auch eine relative einfache Erklärung für das mehrfach beobachtete Auftreten von Sekundärereignissen mit (nahezu) gleicher Intensität (``aftershocks'') liefern können, da die mechanische Instabilität der Platte infolge der Niedrigdruckzone sehr wahrscheinlich lateral versetzten Ereignisse in derselben Tiefe (und nicht nur ein einziges Ereignis) zur Folge haben würde.

Abb. 5: Qualitatives Modell (Kirby et al. 1995a) für die Tiefbeben der Nazca Platte. (a) Zusammengesetzte Platte (Verdickung im Bereich der ``transition zone'') mit einem kaltem Kern, der metastabiles Olivin enthält und als Quelle tiefer Erdbeben fungiert. (b) Analog zu (a), aber mit zusätzlich Verdickung im Bereich der ``transition zone'' infolge der Auftriebskraft durch die 660 km Phasengrenze.

2.2 Eigene Vorarbeiten

2.2.1 Thermodynamische Modellierung und Kinetik von Phasenübergängen

M. Riedel, R. Däßler
``Pressure-induced nucleation and growth processes in the diamond anvil cell'',
J. Crystal Growth 106, 695-704, 1990.

M. Riedel, R. Däßler
``Equilibrium microstructure formation during pressure-induced nucleation and growth'',
in: Recent Trends in High Pressure Research, A. K. Singh, ed., Oxford & IBH Publ., New Delhi, pp. 304-309, 1992.

R. Däßler, D.A. Yuen, S. Karato, M. R. Riedel
``Consequences of thermal-kinetic coupling on the phase boundaries of subducting slabs'',
Research Report of the Minnesota Supercomputer Institute, UMSI 93/152 (1993), 27 pages.

R. Däßler, D.A. Yuen, S. Karato, M. R. Riedel
``Two-dimensional modeling of thermo-kinetic coupling and the consequences on the phase boundaries of subducting slabs'',
Research Report of the Minnesota Supercomputer Institute, UMSI 95/20 (1995), 36 pages.

S. Karato, M. R. Riedel
``Rheology of Subducting Slabs'',
Eingeladener Übersichtsvortrag, XXI General Assembly IUGG, Boulder, Colorado, July 2-14, 1995, abstract p. B340.

M. R. Riedel, S. Karato
``Rheological weakening of subducting slabs'',
Vortrag AGU fall meeting, San Francisco, Dec 11-15, 1995.

M. R. Riedel, S. Karato
``Microstructural development during nucleation and growth processes'',
Geophys. J. Int. 125 (1996) 397-414.

R. Däßler, D.A. Yuen, S. Karato, M. R. Riedel
``Two-dimensional thermo-kinetic model for the olivine-spinel phase transition in subducting slabs'', Phys Earth Planet. Inter. 94 (1996) 217-239.

M. R. Riedel, S. Karato
``Grain-size Evolution in Subducted Oceanic Lithosphere Associated with the Olivine-Spinel Transformation and Its effects on Rheology'',
Earth & Planet. Sci. Lett., zur Veröffentlichung eingereicht, Februar 1996.

S. Karato, D. A. Yuen, M. R. Riedel & T. A. Larsen
``How Strong Are The Subducted Slabs ?''
Science, zur Veröffentlichung eingereicht, April 1996.

2.2.2 Seismische Modellierung und Herdmechanismen

S. K. Singh, A. Mori, E. Mena, F. Krueger & R. Kind, 1990.
Evidence for anomalous body-wave radiation between 0.3 and 0.7 Hz from the September 19, 1985, Michoacan, Mexico earthquakes, Geophys. J. Int. 101, 37-48.

M. Beisser, M. Wyss & R. Kind, 1990.
Inversion of source parameters for subcrustral earthquakes in the Hellenic Arc, Geophys. J. Int. 103, 37-48.

Prasad, G. and G. Bock, 1991.
P wave residuals at Fiji from deep earthquakes in the Tonga subduction zone, Bull. Seismol. Soc. Am., 81, 179 - 190.

Bock, G., T. Eguchi and Y. Fujinawa, 1991.
P velocity anomalies between the Tonga subducting slab and the overlying mantle beneath the Lau basin, J. Geophys. Res., 96, 18,119 - 18,128.

Bock, G., 1991.
Long-period S to P converted waves and the onset of partial melting beneath Oahu, Hawaii, Geophysical Research Letters, 18, 869 - 872.

Bock, G. and R. Kind, 1991.
A global study of S to P and P to S conversions from the upper mantle transition zone, Geophysical Journal International, 107, 117 - 129.

V. Farra, L. P. Vinnik, B. Romanowicz, G. L. Kosarev & R. Kind, 1991.
Inversion of teleseismic particle motion for azimuthal anisotropy in the upper mantle: a feasibility study, Geophys. J. Int. 106, 421-431.

O. Hadiouche, F. Krueger & R. Kind, 1991.
Mapping the crust in southeastern Germany using Rayleigh waves in the period range 6 - 16 s, Geophys. Res. Lett. 18, 1087-1990.

K. Stammler, R. Kind, G. L. Kosarev, A. Plesinger, J. Horalek, Liu Qiyuan & L. P. Vinnik, 1991.
Broadband observations of PS conversions from the upper mantle, Geophys. J. Int. 105, 801-804.

Bock, G., 1992.
Comment on ``Origin of precursors to teleseismic S waves'' by L. P. Vinnik and B. A. Romanowicz, Bull. Seismol. Soc. Am., 82, 1973 - 1976.

K. Stammler & R. Kind, 1992.
Comment on Mantle Layering from ScS Reverberations, 2, the Transition Zone by Justin Revenaugh and Thomas H. Jordan, J. Geophys. Res. 97, 17,547-17,548.

K. Stammler, R. Kind, N. Petersen, G. Kosarev, L. P. Vinnik & Liu Qiyuan, 1992.
The upper mantle discontinuities: correlated or anticorrelated ? Geophys. Res. Lett. 19, 1563-1566.

Bock, G., 1993.
The Woods Reef (New South Wales) earthquake of 14 November 1990: Focal mechanism derived from amplitude ratios and synthetic seismograms, Australian Journal of Earth Sciences, 40, 369 - 376.

Bock, G., 1993.
Depth phases from local earthquakes, B.M.R. Journal of Australian Geology and Geophysics, 13, 275 - 279.

R. Kind & L. P. Vinnik, 1993.
Ellipticity of teleseismic S-particle motion, Geophys. J. Int. 113, 165-174.

N. Petersen, J. Gossler, R. Kind, K. Stammler & L. P. Vinnik, 1993.
Precursors to SS and structure of transition zone of the North-Western Pacific, Geophys. Res. Lett. 20, 281-284.

N. Petersen, L. Vinnik, G. Kosarev, R. Kind, S. Oreshin & K. Stammler, 1993.
Sharpness of the mantle discontinuities, Geophys. Res. Lett. 20, 859-862.

Bock, G., 1994.
Multiples as precursors to S, SKS, and ScS, Geophysical Journal International, 119, 421-427.

Bock, G., 1994.
Synthetic seismogram images of upper mantle structure: No evidence for a 520-km discontinuity, J. Geophys. Res., 99, 15,843-15,851.

Estabrook, C. H., G. Bock and R. Kind, 1994.
Investigation of mantle discontinutities from a single deep earthquake, Geophysical Research Letters, 21, 1495-1498.

Hanka, W., G. Bock und R. Kind, 1994.
Globale Erdbebenbeobachtungen: Überwachung der Seismizität und Erforschung dynamischer Prozesse, Geowissenschaften, 12, 310-313.

L. Vinnik, V. G. Krishna, R. Kind, & K. Stammler, 1994.
Shear wave splitting in the records of the German Regional Seismic Network, Geophys. Res. Lett. 21, 457-460.

Zhao, P., G. Bock and F. Wenzel, 1995.
A cross-gallery tomographic survey in the New England Antimony Mine (Hillgrove, N.S.W.): A case study in a hard rock environment, Exploration Geophysics, 25, 197-206.

Bock, G., J. Goßler, W. Hanka, R. Kind, G. Kosarev, N. Petersen, K. Stammler and L. Vinnik, 1995.
On the seismic discontinuities in the upper mantle, Phys. Earth Planetary Inter., 92, 39-43.

Estabrook, C. and G. Bock, 1995.
Rupture history of the great Bolivian earthquake: slab interaction with the 660-km discontinutiy? Geophys. Res. Lett., 22, 2277-2280.

Bock, G., G. Grünthal and K. Wylegalla, 1995.
The 1985/86 Western Bohemia earthquakes: Modelling source parameters with synthetic seismograms, Tectonophysics, submitted March 1995.

R. Kind, G. L. Kosarev & N. V. Petersen, 1995.
Receiver functions at the stations of the German Regional Seismic Network (GRSN), Geophys. J. Int. 121, 191-202.

G. Bock, G. Asch, A. Rudloff & K. Wylegalla, 1995.
Anomalous P and S wave propagation through the Nazca plate,
Vortrag, XXI General Assembly IUGG, Boulder, Colorado, July 2-14, 1995, abstract p. A431.

J. Gossler & R. Kind, 1995.
Seismic Evidence for Very Deep Roots of Continents, Earth & Planet. Sci. Lett., im Druck.

2.2.3 Geodynamik und Rheologie

S. Karato
``Grain-size distribution and rheology of the upper mantle''
Tectonophysics 104 (1984) 155-176.

S. Karato
``Does partial melting reduce the creep strength of the upper mantle ?''
Nature 319 (1986) 309-310.

S. Karato, M. S. Paterson & J. D. Fitz Gerald
``Rheology of synthetic olivine aggregates: influence of grainsize and water''
J. Geophys. Res. 91 (1986) 8151-8176.

S. Karato
``Grain growth kinetics in olivine aggregates''
Tectonophysics 168 (1989) 255-273.

S. Karato
``Plasticity-crystal structure systematics in dense oxides and its implications for the creep strength of the Earth's deep interior: a preliminary result''
Phys. Earth Planet. Inter. 55 (1989) 234-240.

S. Karato
``Seismic anisotropy: mechanisms and tectonic implications''
In Rheology of Solids and of the Earth (eds. S. Karato & M. Toriumi), Oxford, New York & Tokyo (Oxford Univ. Press), pp. 176-208, 1989.

S. Karato
``The role of hydrogen in the electrical conductivity of the upper mantle''
Nature 347 (1990) 272-273.

S. Karato & H. A. Spetzler
``Defect microdynamics in minerals and solid-state mechanisms of seismic wave attenuation and velocity dispersion in the mantle''
Rev. Geophys. 28 (1990) 399-421.

S. Karato
``On the Lehmann discontinuity''
Geophys. Res. lett. 19 (1992) 2255-2258.

S. Karato, P. Li
``Diffusion creep in perovskite: implications for the rheology of the lower mantle''
Science 255 (1992) 1238-1240.

S. Karato
``Importance of anelasticity in the interpretation of seismic tomography''
Geophys. Res. Lett. 20 (1993) 1623-1626.

S. Karato, D. C. Rubie & H. Yan
``Dislocation recovery in olivine under deep upper mantle conditions: implications for creep and diffusion''
J. Geophys. Res. 98 (1993) 9761-9768.

S. Karato & P. Wu
``Rheology of the upper mantle: a synthesis''
Science 260 (1993) 771-778.

S. Karato
``Magnetic-field-induced preferred orientation of iron''
Science 262 (1993) 1708-1711.

S. Karato, Z. Wang, B. Liu & K. Fujino
``Plastic deformation of garnets; systematics and implications for the rheology of the mantle transition zone''
Earth & Planet. Sci. Lett. 130 (1995) 13-30.

S. Karato & T. Wong
``Rock deformation: Ductile and brittle''
Rev. Geophys., Supplement, IUGG 1991-1994 (1995) 451-457.

S. Zhang & S. Karato
``Lattice preferred orientation of olivine aggregates deformed in simple shear''
Nature 375 (1995) 774-777.

S. Karato
``Phase Transformations and the Rheological Properties of Mantle Minerals''
In Earth's Deep Interior (The Doornbos Volume) (eds. D. Crossley & A. M. Soward), Gordon & Breach, New York (1996) im Druck.

2.3 Literatur

Akaogi, M., Ito, E. & Navrotsky, A., 1989. Olivine - modified spinel - spinel transitions in the system Mg₂SiO₄- Fe₂SiO₄: calorimetric measurements, thermochemical calculation, and geophysical implication, J. Geophys. Res. B, 94, 15,671-15,685.

Anderson, D. L., 1987. Thermally induced phase changes, lateral heterogeneity of the mantle, continental roots and deep slab anomalies, J. Geophys. Res., 92, 13968-13980.

Avrami, M., 1939. Kinetics of phase change. I. General theory, J. Chem. Phys., 7, 1103-1112.

Avrami, M., 1940. Kinetics of phase change. II. Transformation-time relations for random distribution of nuclei, J. Chem. Phys., 8, 212-224.

Avrami, M., 1941. Kinetics of phase change. III. Granulations, phase change, and microstructure, J. Chem. Phys., 9, 177-184.

Birch, F., 1952. Elasticity and constitution of the Earth's interior, J. Geophys. Res., 57, 227-286.

Brearley, A. J., Rubie, D. C., Ito, E., 1992. Mechanisms of the Transformations Between the $\alpha$ , $\beta$ and $\gamma$ Polymorphs of Mg₂SiO₄ at 15 GPa, Phys. Chem. Minerals, 18, 343-358.

Brearley, A. J. & Rubie, D. C., 1994. Transformation mechanisms of San Carlos olivine to $\beta$ -phase under subduction zone conditions, Phys. Earth Planet. Inter., 86, 45-67.

Brüstle, W. & Müller, G., 1987. Stopping phases in seismograms and the spatio-temporal extent of earthquakes, Bull. Seism. Soc. Am., 77, 47-68.

Burnley, P. C., Green II, H. W., 1989. Stress Dependence of the Mechanism of the Olivine-Spinel Transformation, Nature, 338, 753-756.

Burnley, P. C., Green II, H. W., Prior, D. J., 1991. Faulting associated with the olivine to spinel transformation in Mg₂GeO₄ and its implications for deep-focus earthquakes, J. Geophys. Res., 96, 425-443.

Cahill, T. & Isacks, B. L., 1992. Seismicity and Shape of the Subducted Nazca Plate, J. Geophys. Res., 97, 17,503-17,529.

Cahn, J. W., 1956. The kinetics of grain boundary nucleated reactions, Acta metall., 4, 449-459.

Christian, J. W., 1965. The theory of transformations in metals and alloys, Pergamon Press, New York.

Cooper, R. F. & Kohlstedt, D. L., 1982. Interfacial energies in the olivine-basalt system, in High Pressure Research in Geophysics, pp. 217-228, eds. Akimoto, S. & Manghnani, M. H., Adv. Earth Planet. Sci., 12, D. Reidel, Hingham, Massachussetts.

Creager, K. C. & Jordan, T. H., 1986. Slab penetration into the lower mantle beneath the Mariana and other island arcs of the Northwest Pacific, J. Geophys. Res., 91, 3573-3589.

Dziewonski, A. M. & Woodhouse, J. H., 1987. Global images of the Earth's interior, Science, 236, 37-48.

Engebretson, D. & Kirby, S. H., 1992. Deep Nazca Slab Seismicity: Why Is it So Anomalous ? Abstract, American Geophysical Union, Fall meeting, EOS vol. 73, p. 379.

Frohlich, C, 1990. Note concerning possible mechanisms for non-double-couple source components from slip along surfaces of revolution, J. Geophys. Res., 95, 6861-6866.

Frohlich, C., 1994. A break in the deep, Nature, 368, 100-101.

Fujino, K. & Irifune, T., 1992. TEM studies on the olivine to modified spinel transformation in Mg₂SiO₄, in High Pressure Research: Application to Earth and Planetary Sciences, pp. 237-243, eds. Syono, Y. & Manghnani, M. H., Terra Sci. Pub. (AGU).

Furukawa, Y., 1994. Two types of deep seismicity in subducting slabs, Geophys. Res. Lett., 21, 1181-1184.

Gephart, J. W., 1994. Topography and subduction geometry in the central Andes: Clues to the mechanics of a noncollisional orogen, J. Geophys. Res., 99, 12,279-12,288.

Goes, S. & Ritsema, J., 1995. A broadband P wave analysis of the large deep Fiji island and Bolivia earthquakes of 1994, Geophys. Res. Lett., 22, 2249-2252.

Goto, K., Hamaguchi, H. & Suzuki, Z., 1983. Distribution of stress in descending plate in special reference to intermediate and deep focus earthquakes. I. Characteristics of thermal stress distribution, Tohoku Geophys. J., 29, 81-105.

Goto, K., Hamaguchi, H. & Suzuki, Z., 1985. Earthquake generating stresses in a descending slab, Tectonophysics, 112, 111-128.

Goto, K., Suzuki, K. & Hamaguchi, H., 1987. Stress distribution due to the olivine-spinel phase transition in descending plate and deep focus eartquakes, J. Geophys. Res., 92, 13811-13820.

Green II, H. W. & Burnley, P. C., 1989. A new self-organizing mechanism for deep-focus earthquakes, Nature, 341, 733-737.

Hager, B. H. & Clayton, R., 1989. Constraints on the structure of mantle convection using seismic observations, flow models, and the geoid, In Mantle Convection: Plate Tectonics and Global Dynamics (W. R. Peltier, ed.), pp. 657-763, Gordon & Breach, New York.

Hager, B. H. & Richards, M., 1989. Long-wavelength variations in Earth's geoid physical models and dynamical implications, Phil. Trans. Roy. Soc. London, A328, 309-327.

Hara, T., Kuge, K. & Kawakatsu, H., 1995. Determination of the isotropic component of the 1994 Bolivia deep earthquake, Geophys. Res. Lett., 22, 2265-2268.

Hirahara, K., 1993. Tomography using both local eartquakes and teleseisms: Velocity and anisotropy, In Seismic Tomography: Theory and Practice (H. M. Iyer and K. Hirahara, eds.), pp. 493-518, Chapman & Hall, London.

Houston, H., 1993. The non-double-couple component of deep earthquakes and the width of the seismogenic zone, Geophys. Res. Lett., 20, 1687-1690.

Hsui, A. T. & Toksöz, M. N., 1979. The evolution of thermal structures beneath a subduction zone, Tectonophysics, 60, 43-60.

Iidaka, T. & Furukawa, Y., 1994. Double seismic zone for deep earthquakes in the Izu-Bonin subduction zone, Science, 263, 1116-1118.

Isacks, B. & Molnar, P., 1971. Distribution of stresses in the descending lithosphere from a global survey of focal mechanism solutions of mantle earthquakes, Rev. Geophys. Space Phys., 9, 103-174.

James, D. E & Snoke, J. A., 1990. Seismic evidence of the deep slab beneath central and eastern Peru, J. Geophys. Res., 95, 4989-5001.

Johnson, W. A. & Mehl, R. F., 1939. Reaction kinetics in processes of nucleation and growth, Trans. Amer. Inst. Min. Metall. Engrs., 135, 416-458.

Katsura, T. & Ito, E., 1989. The system Mg₂SiO₄ - Fe₂SiO₄ at high pressures and temperatures: precise determination of stabilities of olivine, modified spinel and spinel, J. Geophys. Res. B, 94, 15,663-15,670.

Kawakatsu, H., 1991. Insignificant isotropic component in the moment tensor of deep earthquakes, Nature, 351, 50-53.

Kikuchi, M. & Kanamori, H., 1994. The mechanism of the deep Bolivia earthquake of June 9, 1994, Geophys. Res. Lett., 21, 2341-2344.

Kirby, S. H., Durham, W. B., Stern, L. A., 1991. Mantle Phase Changes and Deep-Earthquake Faulting in Subducting Lithosphere, Science, 252, 216-225.

Kirby, S. H., 1995. Interslab earthquakes and phase changes in subducting lithosphere, Rev. Geophys., Supplement, IUGG 1991-1994 287-297.

Kirby, S. H., Okal, E. A. & Engdahl, R., 1995a. The 9 June 94 Bolivian deep earthquake: An exceptional event in an extraordinary subduction zone, Geophys. Res. Lett., 22, 2233-2236.

Kirby, S. H., Stein, S., Okal, E. & Rubie, D., 1995b. Deep earthquakes and metastable mantle phase changes in subducting oceanic lithosphere, Rev. Geophys., Invited paper in review .

Kuge, K. & Kawakatsu, H., 1993. Significance of non-double couple components of deep and intermediate-depth earthquakes: implications from moment tensor inversions of long-period seismic waves, Phys. Earth Planet. Inter., 75, 243-266.

Lay, T., 1994. Seismological Structure of Slabs, Adv. Geophys., 35, 1-185.

Liu, M. & Yund, R. A., 1995. The elastic strain energy associated with the olivine-spinel transfromation and its implications, Phys. Earth Planet. Inter., 89, 177-197.

Marquart, G., 1995. Interpretation der Geoidanomalien der zentralen Nazca-Platte, in Deformationsprozesse in den Anden, pp. 111-131, Berichtsband für die Jahre 1993-1995, Sonderforschunsbereich 267 der Deutschen Forschungsgmeinschaft, Freie Universität Berlin.

McKenzie, D. P., 1969. Speculations on the consequences and causes of plate motions, Geophys. J. R. Astron. Soc., 18, 1-32.

Morris, S., 1992. Stress relief during solid-state transformations in minerals, Proc. R. Soc. Lond. A, 436, 203-216.

Nolet, G., 1987. Seismic wave propagation and seismic tomography, In Seismic Tomography (G. Nolet ed.), pp. 1-23, Reidel, Dordrecht.

Ohtani, E., 1995. Persönliche Mitteilung, Bayerisches Geoinstitut, Oktober.

Ringwood, A. E., 1975. Composition and Petrology of the Earth's Mantle, McGraw-Hill.

Ringwood, A. E., 1982. Phase transformations and differentiation in subducted lithosphere: implications for mantle dynamics, basalt petrogenesis, and crustal evolution, J. Geol., 90, 611-643.

Ringwood, A. E., 1991. Phase transformations and their bearing on the constitution and dynamics of the mantle, Geochimica et Cosmochimica Acta, 55, 2083-2110.

Rubie, D. C., 1984. The olivine $\rightarrow$ spinel transformation and the rheology of subducting lithosphere, Nature, 308, 505-508.

Rubie, D. C., 1989. Mechanisms of phase changes, Nature, 338, 703-704.

Rubie, D. C., Tsuchida, Y., Yagi, T., Utsumi, W., Kikegawa, T., Shimomura, O. & Brearley, A. J., 1990. An in situ x ray diffraction study of the kinetics of the Ni₂SiO₄olivine-spinel transformation, J. Geophys. Res. B, 95, 15,829-15,844.

Rubie, D. C., Brearley, A. J., 1990. Mechanism of the $\gamma$ - $\beta$ phase transformation of Mg₂SiO₄ at high temperature and pressure, Nature, 348, 628-631.

Rubie, D. C. & Brearley, A. J., 1994. Phase transitions between $\beta$ - and $\gamma$ -(Mg,Fe)₂SiO₄in the Earth's mantle; mechanisms and rheological implications, Science, 264, 1445-1448.

Rubie, D. C. & Ross II, C. R., 1994. Kinetics of the olivine-spinel transformation in subducting lithosphere: experimental constraints and implications for deep slab processes, Phys. Earth Planet. Inter., 86, 223-241.

Silver, P. G., Beck, S. L., Wallace, T. C., Meade, C., Myers, S. C., James, D. E. & Kuehnel, R., 1995. Rupture characteristics of the deep Bolivian earthquake of 9 June 1994 and the mechanism of deep-focus earthquakes, Science, 268, 69-73.

Spakman, W., Stein, S., van der Hilst, R. & Wortel, R., 1989. Resolution experiments for NW Pacific subduction zone tomography, Geophys. Res. Lett., 16, 1097-1100.

Stein, S., 1995. Deep Earthquakes: A Fault Too Big ? Science, 268, 49-50.

Su, W.-J., Woodward, R. L. & Dziewonski, A. M., 1994. Degree-12 model of shear velocity heterogeneity in the mantle, J. Geophys. Res., 99, 6945-6980.

Sung, C.-M. & Burns, R. G., 1976. Kinetics of high pressure phase transformations: Implications to the evolution of the olivine $\rightarrow$ spinel transition in the downgoing lithosphere and its consequences on the dynamics of the mantle, Tectonophysics, 31, 1-32.

Tackley, P. J., Stevenson, D. J., Glatzmaier, G. A. & Schubert, G., 1993. Effects of an endothermic phase transition at 670 km depth in a spherical model of convection in the earth's mantle, Nature, 361, 699-703.

Toksöz, M. N., Minear, J. W. & Julian, B. R., 1971. Temperature field and geophysical effects of a downgoing slab, J. Geophys. Res., 76, 1113-1138.

Turcotte, D. L. & Schubert, G., 1982. Geodynamics. Applications of Continuum Physics to Geological Problems, J. Wiley & Sons, New York.

van der Hilst, R. & Engdahl, E. R., 1991. On the ISC PP and pP data and their use in delay time tomographie, Geophys. J. Int., 106, 169-188.

van der Hilst, R. & Engdahl, E. R., 1992. Step-wise relocation of ISC earthquake hypocenters for linearized tomographic imaging of slab structure, Phys. Earth Planet Inter., 75, 39-54.

van der Hilst, R., Engdahl, E. R., Spakman, W. & Nolet, G., 1991. Tomographic imaging of subducted lithosphere below Northwest Pacific island arcs, Nature, 353, 37-43.

van der Hilst, R., 1995. Complex morphology of subducted lithosphere in the mantle beneath the Tonga trench, Nature, 374, 154-157.

Vassilou, M. & Hager, B., 1998. Subduction zone earthquakes and stress in slabs, Pageoph, 128, 547-624.

Weidner, D. J., 1985 A mineral physics test of a pyrolite mantle, Geophys. Res. Lett., 12, 417-420.

Wiens, D. A. & McGuire, J. J., 1995. The 1994 Bolivia and Tonga events: Fundamentally different types of deep earthquakes? Geophys. Res. Lett., 22, 2245-2248.

Wortel, M. J. R., 1982. Seismicity and rheology of subducted slabs, Nature, 296, 553-556.

Wortel, M. J. R., 1984. Spatial and temporal variations in the Andean subduction zone, J. Geol. Soc. London, 141, 783-791.

Wortel, M. J. R. & Vlaar, N. J., 1988. Subduction zone seismicity and the thermo-mechanical evolution of downgoing lithosphere, Pageoph, 128, 625-659.

Zhou, H.-W., 1988. How well can we resolve the deep seismic slab with seismic tomography ? Geophys. Res. Lett., 15, 1425-1428.

3. Ziele und Arbeitsprogramm

3.1 Ziele

Zielstellung ist die Untersuchung des Einflusses des Olivin $\rightarrow$ Spinell Übergangs auf die Rheologie der Nazca Platte zwischen 400 und 660 km Tiefe.
Auf der Grundlage der in der Literatur bekannten Kriechgesetze wird mit Hilfe kinetischer Gleichungen für Keimbildung und Wachstum der Spinellphase der Einfluß der Transformationskinetik auf die Kriechfestigkeit der Nazca Platte modelliert. Im Bereich um 600 km Tiefe wird mit Hilfe eines FEM (finite element model) Modells ein viskoelastisches 2-Phasen-System zur Klärung des Entstehensmechanismus tiefer Erdbeben untersucht. Die Modellergebnisse werden mit den Resultaten seismischer Beobachtungen aus der betreffenden Region verglichen.

Das Projekt soll insbesondere zur Klärung folgender Probleme beitragen:

1.: Ist - ausgehend von der thermodynamischen Modellierung der Kinetik des Olivin-Spinell Überganges - die Existenz eines kalten Kerns (850 - 900 K) in der Nazca Platte mit metastabilem Olivin bis zu 600 km Tiefe möglich ?
2.: Welchen Einfluß hat die Transformationskinetik auf die Lage und Ausdehnung des möglicherweise existierenden Kerns mit metastabilem Olivin bzw. des Bereiches mit Olivin-Spinell (2-Phasen-System) der Nazca Platte ?
3.: Wie sind thermische, kinetische und mechanische Einflußgrößen am Phasenübergang gekoppelt und welchen Einfluß haben Korngrößenreduktion und latente Wärme auf das rheologische Profil der Platte ?
4.: Wie hoch ist der auf Grund des Dichteunterschiedes zwischen Olivin und Spinell zu erwartende Druckabfall im Innern der Nazca Platte, wie groß ist die dadurch auf die Platte wirkende zusätzliche Scherkraft, welche Auftriebskraft entsteht durch die Existenz von metastabilem Olivin (Kräftebilanz bei 600 km Tiefe) ?
5.: Welche Geometrie hat eine als Resultat der rheologischen Veränderungen und der wirkenden Kräfte zu erwartende Bruchfläche bei 600 km Tiefe ?
6.: Befinden sich die auf der Grundlage des thermodynamischen Modells abgeleiteten Aussagen in Übereinstimmung mit den seismischen Beobachtungen, und für welche Modellparameter (Plattendicke, Subduktionsrate, Temperatur an der Lithospärenbasis, etc.) ?
7.: (Gegebenenfalls) Vergleichende Untersuchungen zu den Herdmechanismen von Tiefbeben in anderen Subduktionsgebieten (Fiji-Tonga, Izu-Bonin, ..)

3.2 Arbeitsprogramm

3.2.1 Entwicklung und Phasen des Projekts

Aufbauend auf den bisherigen Arbeiten zur thermo-mechanischen Struktur von subduzierenden Platten unter Berücksichtigung der Kinetik des Olivin-Spinell Übergangs (separate thermo-kinetische Modellierung, Berechnung der Spinellkorngröße in Abhängigkeit von Druck und Temperatur, daraus resultierend die Bestimmung der Kriechfestigkeit der Platte im 2D Modell), wird das thermodynamische Modell in folgenden Phasen weiterentwickelt:

Phase 1: 1. Oktober 1996 - 30. April 1997
Die thermo-mechanische Struktur der Nazca Platte (Temperaturverteilung, Kriechfestigkeit bzw. Deformationsrate) wird unterhalb von 400 km Tiefe auf der Grundlage des o.a. thermodynamischen Modells an verschiedenen Bereichen der Kollisionszone (Mendana, Easter, Challenger und Chile) bestimmt (2D Querschnitte):

Abb. 6: Ozeanbodenalter in Millionen Jahre und große Fracture-Zonen (F.Z.) der Nazca Platte (nach Marquart, 1995).

Die erhaltenen numerischen Ergebnisse (große 2D Arrays für Temperatur, Druck, Deformationsrate, Kriechfestigkeit, etc.) werden mit Hilfe von geeigneter Visualisierungssoftware in 3 Dimensionen dargestellt, um einen visuellen Eindruck der Geometrie der kritischen Bereiche der Platte um 600 km Tiefe (in den verschiedenen Bruchzonen) zu erhalten.
Die Erweiterung des Modells um die selbstkonsistente Berücksichtigung des Druckabfalls im Innern schnell abtauchender Platten infolge des Dichtesprungs beim Olivin-Spinell Übergang wird begonnen. Sie sollte zunächst näherungsweise (d.h. auf der Basis von gewöhnlichen Differentialgleichungen für die Umwandlungskinetik) erfolgen.
Bei rigiden äußeren Materialeigenschaften (Kriechrate ober- bzw. unterhalb des ``weichen'' Kerns relativ zum Kern auf der geologischen Zeitskala vernachlässigbar) wäre der maximal mögliche Druckabfall im Innern (Manteldruck * Olivinanteil * Dichtesprung) bei 600 km Tiefe

$\begin{displaymath}\Delta p \cong \hbox{20 GPa} \cdot \hbox{60 \%} \cdot \hbox{8 \%} \quad \sim \hbox{1 GPa} \quad , \end{displaymath}$ (3)

in größenordnungsmäßiger Übereinstimmung mit bisher bekannten Ergebnissen von Hochdruckexperimenten (Ohtani, 1995). Dieser Wert ist extrem hoch und natürlich unrealistisch für die tatsächliche Rheologie der Platte. Er übersteigt die Kriechfestigkeit der Platte in dieser Tiefe um ein Vielfaches.
Mit Hilfe einfacher empirischer Ansätze wird daher zunächst das Kriechverhalten der oberen bzw. unteren Umgebung der Schwächezone im Innern berücksichtigt, um somit eine realistische Abschätzung des tatsächlich zu erwartenden Druckabfalls zu erhalten.
Hinsichtlich der seismologischen Arbeiten werden aus den vorhandenen Archiven von Breitbandstationen (GEOFON, IRIS, Orfeus) Registrierungen von starken Tiefherdbeben (Magnitude $\ge$ 6) ausgesucht. Hierfür kommen hauptsächlich Ereignisse ab 1990 in Frage, für die eine ausreichende Zahl von Breitbandstationen zur Verfügung stehen. Es kann größenordnungsmäßig mit etwa 20 bis 30 Tiefherdbeben gerechnet werden, die für die Untersuchung geeignet sind. Das Bolivienbeben vom 9.6.1994 wird nicht in die Untersuchung einbezogen, da es bereits anderweitig ausreichend untersucht wurde, u.a. auch von einem der Mitantragssteller (Estabrook & Bock, 1995). Schwerpunkt der Untersuchungen ist Südamerika, da dort auch Daten von temporären lokalen Netzwerken verwendet werden können, die im Rahmen des SFB 267 ``Deformationsprozesse in den Anden'' von der FU Berlin betrieben werden.
Phase 2: 1. Mai 1997 - 30. April 1998
Aufbauend auf den bisherigen Ergebnissen, wird ein FEM Programm (finite elemente modeling) für den Bereich der ``transition zone'' zwischen 450 km und 650 km Tiefe entwickelt, das die tatsächliche Wechselwirkung zwischen thermischer und mechanischer Kräfte in der Platte beschreibt. Es beinhaltet im Wesentlichen ein zu entwickelndes selbstkonsistentes thermo-mechanisches Modell für ein viskoelastisches 2-Phasen-System. Die zugrunde liegenden partiellen Differentialgleichungen werden dazu mit Hilfe des kommerziellen FEM Paketes ``MARC'', oder auch mittels selbstentwickelter Software (in Zusammenarbeit mit dem Zentrum für Nichtlineare Dynamik der Universität Potsdam), gelöst.
Basierend auf den Ergebnissen der FEM Rechnungen, soll versucht werden, mit Hilfe von geeigneter Visualisierungssoftware die thermo-mechanische Struktur der Nazca Platte zwischen 400 km und 660 km Tiefe in 3 Dimensionen darzustellen. Die Srukturen der Bruchfläche des Bolivienbebens vom 9. Juni 1994 bzw. weiterer Tiefbeben im Raum der Nazca Platte werden mit den erhaltenen Aussagen des thermo-mechanischen Modells verglichen.
Bezüglich der seismischen Modellierung wird geprüft, welche der verfügbaren Daten Aussagen über Herdmechanismen oder Ausdehnung bzw. Lokalisierung der Herde von Tiefbeben zulassen. Im Einzelnen sind dabei u.a. folgende Aufgaben zu lösen:

1.
Restitution der Bodenbewegung:
Die wahre Bodenbewegung wird aus den geschwindigkeitsproportionalen Seismogrammen mit geeignetem Signal-Störverhältnis restitutiert. Hierzu werden die Übertragungsfunktionen (``response functions'') aus den entsprechenden Response-Files extrahiert. Die Seismogramme werden dann mit dem Seismic Handler Programm (Autor: Klaus Stammler, Erlangen) weiter verarbeitet.

2.
Laufzeitanalyse von Mehrfachereignissen
Die P- und SH-Wellenformen der Verschiebungsseismogramme werden daraufhin untersucht, ob es Hinweise für Mehrfachereignisse gibt. Mit Hilfe der ``Master Event'' Methode werden dann aus den beobachteten Laufzeitunterschieden die Einzelereignisse relativ zueinander lokalisiert. Die Ergebnisse werden mit den von der Harvardgruppe veröffentlichen Herdmechanismen verglichen, wobei sich eventuell bereits entscheiden läßt, welche der beiden möglichen Herdflächen die aktive Bruchfläche war.

3.
Überprüfung mit theoretischen Seismogrammen
Die aus der Laufzeitanalyse gewonnenen Ergebnisse werden mit theoretischen Seismogrammen, die mit der Reflektivitätsmethode berechnet werden, überprüft. Insbesondere wird die Frage geprüft, ob eventuell vorhandene CLVD Anteile im Momententensor durch reine Scherdislokationen von Mehrfachbrüchen vorgetäuscht werden.

Es wird erwartet, daß die Auswahl der Ereignisse in den ersten 3 Monaten der Förderungsperiode erfolgen wird. Restitution der Bodenbewegung und die Laufzeitanalyse wird im ersten Jahr abgeschlossen werden. Gegen Ende des ersten Jahres wird damit begonnen, die Laufzeitmodelle mit theoretischen Seismogrammen zu überprüfen und zu verbessern. Dieser Teil des Arbeitsplans wird im zweiten Jahr der Förderungsperiode Schwerpunkt der Untersuchung sein.
Phase 3: 1. April 1998 - 31. Dezember 1998
Je nach den Ergebnissen der vorhergehenden Phasen wird die Arbeit fortgesetzt: Weitere ausgewählte Regionen mit besonders markanter tiefenseismischer Aktivität werden detaillierter untersucht. Dazu gehört die Überprüfung der in das thermodynamische Modell eingehenden Parameter (Alter bzw. Dicke der Platte, Subduktionsrate, äußere Geometrie, Temperatur an der Lithosphärenbasis, ..) ebenso wie der Vergleich mit den Ergebnissen aus der aktuellen Literatur zur seismischen Tomographie. Die Herdparameter von Beben aus unterschiedlichen Herdgebieten werden auf Gemeinsamkeiten überprüft und eventuell vorhandene Unterschiede herausgearbeitet. Die Ergebnisse werden mit den Modellrechnungen verglichen.
Es wird mit vergleichenden Untersuchungen zu verschiedenen Subduktionsgebieten (Südamerika, Tonga-Fiji, Izu-Bonin, etc.) begonnen. Es wird geprüft, ob sich Aussagen zum Entstehungsmechanismus tiefer Erdbeben verallgemeinern lassen.
Phase 4: 1. Januar 1999 - 30. September 1999
Vergleichende Untersuchungen zu verschiedenen Subduktionsgebieten (Südamerika, Tonga-Fiji, Izu-Bonin, etc.) werden fortgesetzt und ausgebaut.
Es werden außerdem Ansätze zur Einbeziehung globaler geodynamischer Prozesse (Mantelkonvektion) in das Modell, z.B. für die Bestimmung von Variationen in der Subduktionsrate oder auch der Plattengeometrie (Plattendicke), überprüft.
Die Einbeziehung verschiedener physikalischer Auslösemechanismen tiefer Erdbeben (tranformational faulting, adiabatic shear instability, etc. im kalten Plattenkern) wird detaillierter untersucht. Ebenfalls werden (bis dahin zu erwartende) neuere experimentelle Ergebnisse zum Kriechmechanismus von Spinell unter ``transition zone'' - Bedingungen (NSF-Projekt EAR-9505451, 08/95 - 07/98, Prof. Karato) bei der Modellierung berücksichtigt.

5. Voraussetzungen für die Durchführung des Vorhabens

5.1 Zusammensetzung der Arbeitsgruppe

a): Antragsteller:
Dr. Michael Riedel, Institut für Geowissenschaften, Universität Potsdam
(Thermodynamische Modellierung, FEM Rechnungen, Visualisierung)
Prof. Rainer Kind, Freie Universität Berlin
(Seismische Analyse, Modellierung)
Prof. Shun Karato, University of Minnesota, Minneapolis
(Geodynamische Interpretation, Rheologie)
Dr. Günter Bock, GeoForschungsZentrum Potsdam
(Seismische Analyse, Herdmechanismen)
b): Dr. Charles Estabrook, GeoForschungsZentrum Potsdam
Seismische Analyse, Modellierung
c): Prof. Dave Rubie, Bayerisches Geoinstitut, Bayreuth
Rheologie von 2-Phasen-Systemen, Mikrostruktur, Mineralogie, Geodynamik

5.2 Zusammenarbeit mit anderen Wissenschaftlern

Dr. Rolf Däßler, Institut für Geowissenschaften, Universität Potsdam
FEM Rechnungen, Visualisierung

Prof. Jürgen Kurths, Max-Planck AG Nichtlineare Dynamik, Universität Potsdam
Nichtlineare Dynamik, numerische Methoden

Prof. Manfred Strecker, Institut für Geowissenschaften, Universität Potsdam
Neotektonik, rezentes Spannungsfeld in den Anden, regionaler Bezug

5.3 Auslandsbezug

Teilaspekte der hier geplanten Untersuchungen stehen in Zusammenhang zu dem laufenden Forschungsprojekt ``Plastic Deformation of Deep Mantle Minerals'', das für den Zeitraum von 01.06.95-01.06.98 von der National Science Foundation (USA) bewilligt wurde (Antragsteller S. Karato, D. Rubie und M. Riedel, siehe Anlage).

5.4 Apparative Ausstattung

Projektgruppe Thermodynamik (Universität Potsdam):
Silicon Graphics Workstationen, heterogenes UNIX-Netz mit Windows-PC und Macintosh Computern, Visualisierungssoftware unter Windows, FEM software MARC

Projektbereich 2.4 ``Seismologie/Tomographie'' (GeoForschungsZentrum Potsdam):
GEOFON-Netz und -Datenarchiv, Auswertungssoftware ``Seismic Handler'' und EMSC Software zur Bestimmung von Herdparametern, Tape-Robotersystem (Metrum) zum Speichern von Daten, UNIX Workstationen mit ausreichend Plattenkapazität, Rechenkapazität am Supercomputer (CONVEX) des GFZ.

5.5 Laufende Mittel für Sachausgaben

Die anfallenden Kosten für Büro- und Schreibmaterial, für Kopien und Rechnerverbrauchsmaterialien werden aus den Haushalten der beteiligten Institutionen getragen.

6. Erklärungen

6.1 Zusammenhang mit anderen Projekten

1.

SFB 267 ``Deformationsprozesse in den Anden''
Das hier beantragte Vorhaben steht in einem engen Bezug zur Thematik des seit 1993 von der DFG geförderten Sonderforschungsbereichs 267 der Freien Universität Berlin, der Technischen Universität Berlin, des GeoForschungsZentrums Potsdam und der Universität Potsdam.
Es ist die Absicht der Antragsteller, die mit diesem Projekt verbundenen Untersuchungen zur Dynamik der Erdbebenherde in der südamerikanischen Subduktionszone (und im Zusammenhang damit der subduzierten Lithosphäre selbst) als ein zusätzliches Teilthema in diesen SFB nach 1998 einzubringen.

2.

DFG-Projekt Da 353/1-1 ``Kinetik von Phasenübergängen in der Subduktionszone - Konsequenzen für die Manteldynamik und tiefe Erdbeben'' (06-95 bis 10-96)
Die inhaltliche Verbindung des hier beantragten Projektes mit dem laufenden DFG-Projekt Da 353/1-1 ist in Bezug auf die thermo-kinetische Modellierung gegeben. Im Unterschied steht hier zunächst die Anwendung auf die südamerikanische Subduktionszone im Vordergrund, unter zusätzlicher Einbeziehung der Effekte von Korngrößenreduktion und Volumensprung am Übergang. Nicht beabsichtigt in dem hier beantragten Projekt ist die Einbeziehung der thermo-kinetischen Wechselwirkung am Spinel-Postspinel-Übergang (wie im Projekt Da 353/1-1).

3.

Weitere Projekte bzw. Anträge bei der DFG

W. Rabbel, M. Korn, R. Kind, G. Bock und E. Kissling
``Teleseismische Erkundung des oberen Erdmantels im Bereich der Trans-European Suture Zone (TESZ)'' (Kennwort: TOR-1/EUROPROBE)
Az: Ra 496/7-1, Antrag gestellt
K. Klinge und R. Kind
``Seismische Anisotropie des oberen Erdmantels unter Mitteleuropa''
(Kennwort: Anisotropie)
Az: Kl 776/2-1, laufendes Projekt
R. Kind und G. Müller
``Untersuchung von Kruste und oberen Erdmantel mit Hilfe des GRF Arrays und des Deutschen Seismologischen Regionalnetzes (GRSN) unter Verwendung von Vorläufern von PP-Phasen''
(Kennwort: Struktur von Kruste und oberem Erdmantel)
Az: Ki 314/6-2, laufendes Projekt

6.2 Einreichung an anderer Stelle

Ein Antrag auf Finanzierung dieses Vorhabens wurde bei keiner anderen Stelle eingereicht. Wenn wir einen solchen Antrag stellen, werden wir die Deutsche Forschungsgemeinschaft unverzüglich benachrichtigen.

7. Unterschriften

Potsdam, den 22. Februar 1996

Dr. Michael Riedel Prof. Rainer Kind Prof. Shun Karato Dr. Günter Bock