第4章 地球动力学.doc

第4章 地幔动力学与板块运动地震学等地球物理方法揭示了有限的地球内部物理特征。要确定地球深部的组成和动力学过程尚需要更多的信息。为了解决这一问题，可以考虑将地幔的一个全息照相作为地球内部当前结构的一个快照，这也许可反映相当长的，而不仅仅只是当前的深部热对流方式，由此所获得的深部热结构和对流的图像，再加上地球表层板块运动的历史记录就构成了深部地球动力系统模拟的对象，而地幔动力学模型的好坏则取决于人们对地球深部物质组成、物性和边界特征等的了解程度。随着各种观测方法和技术的改进，人们对地球内部的知识也在不断更新，只有在这些不断更新的深部知识基础上，再运用合适的计算法和功能强大的巨型计算机，才有可能使深部动力学过程模拟真正具有理论和实际意义。目前关于地球深部动力学过程的一些最基本看法仍然还是推测性或简单化处理的。例如，关于地幔物质组成非均一性程度到底有多大的问题，涉及地球内部化学分异(圈层分异)及过程、原始不均一性、地幔对流的方式和速度以及俯冲板块的沉降和地幔热活动等方面。4.1地幔对流理论如果海底大洋中脊扩张的推力不能导致发生大规模的水平运动或大陆漂移，那么运动的驱动力究竟是什么？为了寻找答案，地球物理学家和地球化学家们从不同角度探讨了这一问题，有不少学者归结于地幔对流，由地幔内放射性能和地球初期残余热能诱发的地幔流在黏滞力的作用下，就像传送带一样，推动着岩石圈沿水平方向移动。不过，他们对地幔对流模型尚有不同的认识，如以McKenzie（1974）为代表的双层或多层对流与以Davies（1984）为代表的整体地幔对流。由于我们对岩石圈、软流圈、深部地幔的许多性质都不能确定，有些甚至还茫然无知，尤其是对大陆深部对流的影响、大陆岩石圈厚度与对流引起的热量大小、流变性的区域变化和成分的不均一性(化学对流)、相变时的浮力影响、大洋岩石圈和大陆岩石圈下延深度的差异、古老陆壳究竟有无长达几百公里的深根等等。所以，目前对对流学说中的是非曲直做一肯定或否定的结论还为时过早。 双层对流者认为，在深670km的界面上、下，由化学成分变化引起的密度变化和热边界层反映的黏滞系数的差异，将起到对地幔对流的阻碍作用。因此，上、下地幔之间不存在物质的交换，只有热的交流。于是，上、下地幔各自组成独立的对流系统，而板块运动只与上地幔有关，俯冲带上最深的震源深度不超过680km，况且超过650km的地震亦很少，震源机制指示一种压性状态。卫星重力数据亦表明，在8001000km深处存在着波长分开的上升流。所有这些资料又都佐证了上、下地幔不能搅混在一起对流。还应指出，从大洋中脊到大洋边缘深海沟之间的距离长达数千至万余公里，也就是说，对流元的最大长度在一万公里以上，厚度仅670km，而对流元的长度和厚度总是趋于相等，这种长度与宽度的不协调，很难想象能形成大规模的对流。于是，他们修改了模型，除洋脊-海沟大规模对流外，还叠加了一些小对流。板块内部热流研究也表明，自洋脊向海沟方向逐渐变冷，热流量降低，所以，除了来自洋脊的残余热量外，需要次级对流环附加热流量的补充。另从地震层析成像中获悉，在某些局部地区，如南加利福尼亚州的横断山脉之下确实存在着小规模的对流。 整体对流论者认为，决定地幔对流最主要的两个因素是热和黏滞系数。现已知道，黏滞系数依赖于温度和压力的变化，它随压力增加而增大，随温度升高而降低，温度和压力效应同时施加于地幔时，往往会互相抵消，从而形成近似一致的黏滞系数。冰期回升后的资料暗示地幔具有均一的黏滞系数，同样不能为地幔以670km间断面分上、下两个对流系统提供证明，热作用无疑是极其重要的。如果670km深的间断面仅为相变界面，地热接近绝热状态，则可增强地幔的对流。值得注意的是Jordan等的论点，他们利用深震S波的走时残差，研究了鄂霍次克海下的俯冲带，深670km以下传播的地震波，在俯冲带走向方向上传播速度明显地高于垂直于走向方向上的传播速度，显然是通过不同介质的反映，这个较周围地幔速度高的带代表了下潜的俯冲带，在西太平洋普遍达到1000km甚至1300km深度。Cormier采用理论地震图模拟深震S波波形，发现S波沿俯冲带走向明显畸变，出现了绕射波震相，他归因于俯冲带深潜到下地幔所致。Fischer等应用射线追踪法，Silver和Chan运用波形拟合法分别指出俯冲带穿透深度为1000km和670km。如上所述，上地幔物质可以进入下地幔，则是在整个地幔中对流了。 由上可见，对670km不连续间断面的认识，成为两种不同对流观点争执的焦点。Dziewonski和Woodhouse（1998）根据层析成像分析指出，俯冲板块在670km间断面上增厚，这种增厚究竟意味着俯冲带穿透的停止，还是仅因遇到670km界面的阻挡，减缓了穿透速度，并没有作出明确的回答。对地幔对流的两种不同认识，涉及地球热历史和地球动力学等一系列基本问题，然而，这种争议是建立在都承认地幔对流的巨大作用基础上。现有另一种截然不同的意见，认为地幔的基本作用是提供热能，造成浅部的对流循环，并非是板块运动的主要驱动机制，如果是地幔对流机制驱动，则张性和压性两种性质的震源机制会同时出现，这显然与实际情况不符。尽管对流驱动板块机制已深入人心，但仍有许多问题尚待澄清或需重新认识，要较准确地估计地幔对流所起作用的大小，还必须考虑温度、密度和黏滞度的侧向变化、流体的热导率、岩石圈与软流圈之间的摩擦力、板块的负荷力等诸多因素。只有基本解决对流机制，一些参数得到确实可靠的保证，我们才能客观地评价地幔对流的作用。 对流的能量由放射性同位素铀、钍和钾的衰变和地球的冷却和结晶来提供。这种热能由高温漂浮物质的上涌从系统的内部带到系统的顶部，再通过传导和辐射散失掉，浮力由热膨胀和包括部分熔融的相变提供，在化学分层的地球模式内，通过对流将热量传递到内部热边界层，再通过缓慢热传导过程透过内部热边界层。某层顶部的热边界层由于变得不稳定和下沉，使新物质移向表面而使内部冷却。在对流系统的底部热边界层升温并且也可能变得不稳定，从而产生高温物质上涌或地幔热柱。绝热上升的高温地幔热柱可能穿过上地幔中的固相线，因此，至少缓冲了温度的上升而增大了浮力。由于压力作用引起熔化曲线和绝热线的发散。所以深部地幔热柱可能是亚固相线，至少最初如此。对流的平面图取决于瑞利数，在高瑞利数情况下，产生类似于平面图中的正六边形或轮辐的三维模式。上涌和下沉在形式上可能是有差别的。 在内部生热的流体中，热量不可能通过很窄的上涌流排出，整个流体要逐渐升温并且越来越轻，因此将造成很大范围的上涌。另一方面，如果流体具有与应力有关的流变性或者由于像部分熔融那样的相变而具有浮力，那么边界层可能变得更薄。与温度有关的流变可能迫使表面边界的长度范围大于底部边界层。具有更高温的和可能经过相变而转换成比较轻的疏松岩相的下边界层有可能进入不稳定状态，并且为上涌提供比下沉更小的间距，压力和相变对流变性的影响可以有增强或减弱这种趋势，然而，由于表面轻物质的累积（大陆）可能影响下伏的运动，例如，俯冲作用要依靠大于海洋岩石层的年龄。因此，地幔中的对流不可能是稳态现象。致密物质在地幔底部的聚集或轻物质在地核顶部的聚集可有助于解释D”层的不寻常特征。关于地幔对流的其中一个主要争论是径向尺度。有支持全地幔对流的，也有支持分层地幔对流的。相对很小的化学差别可阻止整个地幔对流。例如，如果下地幔中SiO2MgO含量高于俯冲的物质，那么在某深度上的密度将是不同的。必须由热膨胀克服这种密度差，以使物质刺穿边界。当温度差为103K，热胀系数为310-6K时，在不连续面处有3的内在密度差将防止物质通过边界的循环。FeO，CaO和A12O3含量的差别也影响内部密度。因为边界受对流所扭曲并把上部冷物质往下推到很深和压力很大的地方，所以实际问题要更加复杂一些。如果发生足够重要的相变，由此密度增加，但并没有因潜热温度有很大的增加，那么消减物质可以克服内在密度差。某一些对流物质中也可以携带来自邻层的物质(图4.1)。图4.1 从深部、高密度源区移去物质的方法。在分层地幔中，对流和热膨胀会引起化学层边界变形。这些会引起相变或部分熔融，在更深处会成为界面。来自深处的物质也会被输送。（Anderson，1987） 主岩石层板块的尺度具有103104km的数量级。有时将其作为全地幔对流的证据。然而，板块是很坚固的并具高黏性，同时由于地壳和消减的岩石层成分的作用，板块还具有非热浮力。因此，板块可能把它自己的比例长度强加在这个问题上。下地幔和上地幔都在对流，但重要的问题是它们之间如何相互作用。在矿物成分和压力方面下地幔肯定不同于上地幔，因此，下地幔的黏性和热导率不同于上地幔，或许更高。固体的非牛顿(与应力有关)流变性也影响黏性剖面。或许浅部地幔的对流要比深部地幔快得多。大地水准面和地震活动性都证明俯冲板块在650km附近遇到了障碍。这可能是由于黏性的增加，或由于固有密度因化学差异而引起的增大所致。 地幔在400km和650km附近有两个著名的界面。如果这些界面是均匀地幔中的平衡相边界，那么它们可以阻止但不一定阻止整个地幔对流。下沉的冷物质将转换成更致密的组合，除非这些物质未能受到适当的压力。如果下沉物质的确到达近似转换的深度，那么它们毫不费力地穿过下地幔下沉，除非伴随相变产生的潜热使其温度上升，超过周围地幔的温度。通过相边界的流动受两种相对抗的效应密度变化和潜热的控制。橄榄石-尖晶石转换是放热过程，转换压力随温度的降低而减小。俯冲的富含橄榄石的冷物质转换成更致密的岩相，而周围温度比较高的地幔仍是不太致密的岩相。因此板块对其负密度有附加影响，这种影响部分地仅由潜在生热所去除。因此，橄榄石-尖晶石转换不会阻止对流，除非由于反应速率低，板块的低温阻碍相变发生。即使在这种情况下，最后板块仍被加热而能够通过相边界下沉。 在吸热反应情况下具有负的克拉珀龙斜率，在板块达到的压力大到足以使它转换成更致密岩相之前，它必须挤过去进入更深的地幔中。当它进入深部地幔便会冷却下来，变得比周围地幔更致密。预计在650km附近发生的某些相变具有负的克拉珀龙斜率。在此情况下，跨过界面是否防止对流不仅取决于体积变化和潜热，而且也取决于边界的总形变。在化学分层的地幔中，由于上层冷物质下沉作用导致下界面下移，下移量取决于上地幔两侧的综合密度差。如果冷的、化学上明显的上地幔物质要穿越边界，那么边界变形必须充分，允许在比较冷的物质中发生相变，密度的增加必须足够大，以便相对于下地幔产生负浮力，换句话说，上地幔物质必须限制在上地幔中。 即使存在化学分层，上地幔和下地幔仍旧没有完全独立的表现。下地幔中的高温物质上涌将使界面抬高并加热上地幔。上地幔冷物质下沉将使边界下移，并使下地幔顶部冷却。导热边界层的存在使边界附近的黏性降低，并且减小边界两侧的剪切耦合。边界两侧存在很大的黏性差也防碍剪切耦合。 太平洋西北部上地幔的三维层析成像研究结果表明，恰恰在低于最深地震的深度上高速板块几乎变成水平的(Zhou and Clayton，1988)。这一结论与板块封堵在上地幔中相一致。现在已经开展了各项研究工作，利用板块与较深地幔之间的剪切作用致使地幔内橄榄岩晶体呈线状排列的现象，了解面波速度的方位变化、振幅和地幔内大规模的各向异性的特征，并由此了解板块绝对运动的状况，还就各向异性随深度的变化，包括S波垂直分量和水平分量之间的差别做出估量，以求从中找到地幔对流反转深度的重要证据，从地幔结构的层析成像研究中，测算密度值，根据密度对比，建立黏性层模型，推断软流圈、地幔的黏滞系数；详细的体波模拟将会提供地幔内热边界的信息；黏度细小变化的均匀流体内稳态和非稳态热对流的实验与理论分析，数字化模拟等。我们期待着这些研究成果为地幔对流说做出有益的贡献。4 2地幔对流与板块运动4.2.1地幔对流与板块许多因素使得地幔对流现象变得更复杂、更丰富，以致难以单纯依靠实验室的物理实验来获得直接结果。地幔对流涉及到非常复杂的三维球形几何学、压缩性、组分变化、相变等因素，并取决于温度的流变学、压力和应力等特性。最近，计算机软硬件的发展，使得将这些因素应用于地幔对流数值模拟之中成为可能，尽管目前还难以同时考虑所有这些因素。控制地幔对流的一个重要因素就是岩石圈板块对对流系统的影响问题。现已开始研究不同板块的几何形状对地幔热结构和演化的影响。但至今许多工作仍然只注意到温度变化驱动对流的机制。事实上，热传递和化学分异作用都可以通过岩浆作用与对流联系起来。超过75%的热散失和火山作用都是板块运动和海底扩张的直接结果。地幔熔融和大洋地壳在洋中脊的形成导致地幔密度因成分改变而发生变化，这种变化远远大于因温度变化引起的热膨胀效应。地幔部分熔融形成的岩浆中重矿物优先沉淀，使剩下的残余岩浆比正常地幔物质轻许多而上浮，由此驱动地幔对流。另一个重要因素是地幔转换带相变对地幔对流的影响问题。在一定压力条件下，温度变化可导致处于平衡状态的矿物组合发生变化，由此引起的矿物密度变化比单个矿物的固有密度变化大许多倍。这种效应已在俯冲板块的模型中加以考虑，即400km边界层相变对冷板块的影响可能增加了板块的净密度，而使板块的沉降加快；相反，670km边界层的相变却因有负的克拉珀龙斜率而阻碍了冷板块的下沉。所有这些因素都被作为重要的影响因素而开始在地幔对流模型中加以考虑。采用笛卡尔几何学所做的全球三维对流模拟涉及了转换带对对流系统的影响问题。模拟结果表明，地幔系统最初的对流是在相互分离的两层中进行，之后随时间推移分层的对流模式被打破并形成单层的对流系统。这一结果对地幔动力系统演化的启示是深远的，因为它涉及对流是否能够不连续穿透670km深度这一长期存在的问题。Belgium的Rogal观测台的P.Defraigne考虑了单层相对双层对流的效应问题，模型中采用球坐标和动态的图像，板块速度则使用地幔成像的结果。他发现在对流系统中，岩石圈的影响是非常重要的。在单层对流情况下，伴随一个大的黏度跳跃，他们得到了更好的板块速度的球形图像，同时还考虑了相变和化学边界层的效应。化学边界层看起来会导致地幔不连续面上出现太多的不均一性形貌，而相变则只会引起大约1/3化学边界层情况下的不均一性形貌。他们所使用的SH-12WM-13模型与由大地测量学研究所预测的2度层析成像结果有很好的一致性。Bunge、Richards和Baumgardner（1996）已经实现了黏度系数和雷诺数随时间变化的地幔对流系统的模拟，黏度分层性对三维对流的进程具有深远的影响。所模拟出的流体场与板块俯冲产生的对流有很大的相似性(冷的上部边界变成片状的拉长的形态)。在670km深度相转变带的类似影响，相对而言则稍许弱一些。他们的计算结果表明，地幔流体的动力强烈地受地幔内部垂向变化的黏度影响和控制。他们最新的三维球形坐标动力学模型(GEMLAB1)已经成功地实现了对中、新生代全球性板块运动和地幔深部非均质性的模拟。认为地幔内部150Ma以来所产生的热的不均匀性可以与这一时期内板块运动再造进行对比，再次证明地幔大尺度不均一性产生的主要原因是与板块的俯冲密切相关的。 泛大陆的聚散与地幔对流及板块运动具有密切的动力学关系，大陆聚散的驱动机制即是板块运动的动力源问题。从20世纪60年代以来，人们一直研究地幔对流及其具体形式。假定地幔为均质的全地幔对流的设想显然过于简单。热点的提出及其解释意味着承认壳、幔圈层之间的差速旋转，承认各圈层本身具有横向的不均一性。经过近年的地球物理探测和高温高压实验的推导，现在认为地球圈层构造中，壳、幔、核之间的界面属于物质成分的化学界面，而壳、幔内部的各个界面则主要是相分异的物理界面。关于地幔对流是全地幔对流，还是分层对流，地幔界面(MB 670km)的性质和作用是主要的关键。Loper（1991）提出了简单的全地幔对流模式。Olson等论述了地幔对流的大型结构构造。Machetel则强调了670km界面的热特征及其对相变的控制意义，提出了多层对流的模式。邓晋福、莫宣学等根据对中国东部的研究，提出多层对流，并指出了400km及过渡带的重要意义。Richards等（1989）指出了洋壳俯冲与大型地幔对流之间的密切关系。从20世纪80年代以来，由热点概念发展而成的幔柱学说日益受到重视。Griffith（1986）较早地提出了地幔中形成幔柱过程中的结构特征。日本学者在地震层析和圈层界面方面进行的研究发展成了全面的幔柱构造学说体系。龙山茂德(Maruyama)提出了完整的幔柱构造学说，特别描绘了俯冲板块达到界面处的滞留，发生更深的沉降，及在核幔边界层形成上升超级幔柱的起点。他识别了三个上升超级幔柱和一个冷的下降流，描绘了超级幔柱上升到上地幔后可能发生的分支现象。在他的图中表达了上、下地幔双层对流的模式。他还同熊泽峰夫(Kumazawa)，共同提出了全球构造的三种类型，即板块构造、幔柱构造和生长构造，并将其与地球演化过程相联系，又提出类地行星发展的5个阶段模式。日本学者的工作使全球构造的研究前进了一步，但对超级幔柱与大型对流体系的关系及其存在的时限，未能结合现期的地质记录予以讨论。将冷的下降流与超级大陆的形成相联系的观点也缺乏在时空配置关系上的论证。总的说来，关于大陆聚散的动力源问题，当前的认识倾向于将上升超地幔柱与大陆的分散相联系，将下降流与超级大陆和联合古陆的形成相联系。大陆边缘裂解、岛弧和边缘海的形成，以及更小型的大陆边缘破碎裂离则应与上地幔中的对流以及更浅的涌流和地壳内低速层的滑脱相联系。但不论是总体轮廓，还是具体细节，都还未能予以阐释，有待于进一步的研讨。4.2.2大规模对流、地震分区与板块 地幔流动包括板块运动，是由密度的侧向变化引起的体积力的直接结果。由于非静水的大地水准面代表了这些密度差异的综合影响，因此希望在板块运动和大地水准面之间有相对直接的一致性。非静水大地水准面的长波变化和板块构造是同时被发现的。板块构造特征和大地水准面长波变化间缺乏良好的联系，一直是一个长期存在的困惑，例如在大地水准面与扩散中心之间没有明确的联系，然而在俯冲区和大地水准面之间有密切的联系。大地水准面和热点区也有关系。盈余质量所指示的大地水准面是如何既和下涌冷流又和上涌热流相联系的呢？最近通过地幔地震速度结构反演和三维地幔流动模型来预言地幔流动和大地水准面长波变化，取得了同地幔动力学有主要关系的大地水准面变化的巨大进展。由内部密度差异产生的流动产生了地表和幔核边界的动态地形。与动态地形有关的质量异常对大地水准面的量级有影响，对密度差异产生的流动则是相反的影响，所以整个大地水准面是存在很多小的差异的。已获得的关键突破已确认动力地形的变化幅度，也就是净大地水准面异常，依赖于密度异常的深度和波长以及地幔的黏度变化。因此，如果知道了内部的密度场，大地水准面就提供了一个相对敏感的探索地幔黏度结构的方法。图4.2举例说明了用这种方法如何更好地模拟大地水准面，在模型中从软流圈到下地幔黏度以300的系数增加。这一黏度结构允许大地水准面高程既可以由热点区下最低部的地幔长波长低速特征产生，也可以由上地幔俯冲板块的中间波长密度异常来产生。图4.2 观测到的流体静力学长波长大地水准面与计算的大地水准面的对比。计算的大地水准面包含了上、下地幔24层析模型和板块29模型的影响（Courtesy of M.Richards and B.Hager）(US SEDI Coordinating Committee，1993)）动态地形的计算结果是大地水准面模拟的一个组成部分，像以前讨论的最大的地震波速度变化是在最上部的地幔中，例如，在地盾和海洋之间或构造运动活跃区的剪切速度变化是8%，如果单独使用与温度变化成比例的密度或速度，动力地形达到了几公里的幅度，这与来自大陆测高和海平面变化的约束矛盾。因此，对密度和速度必须有一个部分成分补偿作用（构造层假说），即分离出观测地震波速空间变化的温度和成分影响，同时理解大陆构造层的历史和动力，这是地球动力学需要多学科交叉研究的主要挑战。这种计算依赖于来自多领域的大范围数据。矿物物理数据已经包括了相变阶段的密度跳跃和Clapeyron斜率、热膨胀的深度变化和岩石流变学的深部变化。然而在这些因素中，流变学的研究较少，它在地幔动力学研究上的作用还没有完全被探索。最近在岩石流变学方面已经取得了重要的进展，包括发现了晶体结晶、流变学及俯冲板块流变学中晶体变形的作用之间的广泛联系。这两个发现的意义在于转换带地幔物质和下地幔的流变学将可能揭示对地幔动力学有深远影响的深度的复杂变化，尤其是俯冲板块的命运。结合计算机模拟中的这些新发现，将有利于我们更好地理解地幔动力学。解释地震层析技术中的关键一步是理解速度异常与自然对流之间的关系。速度异常过去经常使用低压和高频下温度对地震波速影响的老实验室数据，来解释温度（或密度）的变化。但是现在认为温度引起的速度变化随深度将明显减小。同时滞弹性将明显地增加衰减大的地方由温度引起的速度变化，比如上地幔。因此，速度异常与密度异常的比值将随深度显著减小。结合这些研究以及地幔动力学家、地震学家和矿物物理学家的合作研究对更好地利用地震层析技术是十分重要的。一个特殊的挑战是将从地震层析技术中推断的地幔结构与当今的板块运动联系起来。例如，图4.3表明了从近来全球层析模型推出的在岩石圈下面由密度不均匀引起的流动场。横向速度用箭头表示，等值线给出了径向速度部分。就大地水准面而言，纵向流动与板块边界之间有很小的联系。由于缺乏与上涌流的联系，洋中脊是明显的，在俯冲区很少有明显的下涌流，但是地震活动最活跃的俯冲区，如汤加岛弧，就分布有上涌流，从菲律宾群岛一直延伸到日本。太平洋板块和非洲板块的下面都集中有剧烈的上涌流。相对现今的板块格局，下地幔的不均质结构看上去同古代的板块结构联系更紧密。图4.3 岩石圈下面由密度部均匀驱动的一个模拟流场。水平速度由箭头表示，等值线给出速度的径向分量。（Courtesy of R.OConnell）(US SEDI Coordinating Committee，1993）4.2.3俯冲作用和板块的最终演变板块构造是地幔对流在地表的表现形式，板块运动的历史是地球内部动力学研究最根本的约束条件，无论什么样的地幔动力学模型都必须能够解释板块运动。然而，直到最近，地球动力学建模者们才把注意力集中到板块运动的历史记录上来。地震层析成像业已揭示由于地幔内部密度差异造成的板块动力学格局，即在洋中脊受到推挤，在俯冲带受到下拽，这种格局显然是与地幔内部的对流分不开的。每年大约有200-300km3的大洋岩石圈沿俯冲带消减。这些冷而致密的岩石圈板块与黏性地幔相互作用构成地球内部潜在的能量释放集中区域。中深源地震释放的能量约占地球全部地震散失能量的10%20%。深源地震的分布及其地震波传递不仅揭示俯冲带的几何形状和物理条件，也是探测俯冲带地震波速度结构所需弹性波的最佳能量激发源。深源地震的位置是俯冲板块位置的最直接反映，但深源地震震源难以超过700km深度，这可能与下插板块在这一深度附近发生相变有关。然而至今仍无法对300500km深度范围内很少发生地震做出完美的解释。但或许可以从俯冲板块热结构特征上获得一些启示，因为橄榄石和尖晶石相变带在俯冲板块内部可能提高到了300km附近。从现在所获得的地幔地震层析成像可以明确得知，板块穿过上地幔下沉，在进入下地幔时遇到了明显的阻力。这种阻力与400670km转换带内发生的相变和上、下地幔黏度突变有关。俯冲板块的岩石学模型表明其与周围上地幔应有相似的化学成分，但在俯冲过程中肯定有化学分异作用发生，所以必须注意与岩石圈板块相关的俯冲带特殊岩相系列。通常认为，如果俯冲板块与周围地幔经过了充分的热力学平衡作用，其在地幔转换带中将表现为中性浮力。然而，板块的加热过程是非常缓慢的，部分原因是它们同周围地幔之间有一个较冷的过渡带，从而具有很大的热力学惯性。因此，如果板块与地幔之间没有大的化学差异，考虑化学浮力和黏度变化影响的流变学计算结果仍然反映板块有足够的剩余密度差以继续下沉至下地幔。下地幔黏度的增加将使板块在穿过转换带而进入下地幔时发生强烈的变形，呈现出复杂的结构。这种计算结果同地震层析成像所揭示的地幔内部广泛变冷区域的结构之间存在某种相似性。近年来取得的最令人兴奋的结果之一是地震学家利用地震成像揭示出了越来越清晰的地幔结构图像。利用完全不同的数据和独立的方法，德克萨斯大学的Stephen Grand和MIT的Rob van der Hilst得到了非常相似的地幔层析图像。Rob van der Hilst用重新定位筛选过的ISC P波到时数据，而Grand用的是他亲自用手测量的S波、SS波、SKS波等的到时和相对走时数据。层析图像清楚地显示俯冲板块能够延伸到至少2000多公里的深处。在横跨地中海到印度尼西亚的古特提斯海及沿北美到南美的左俯冲带，俯冲板块的条带状高速异常一直延伸到下地幔底部。因而至少在部分地区，上、下地幔存在着物质交换。下地幔是驱动板块运动的地幔对流整体的一部分。Rob van der Hilst、Widiyantoro和Engdahl（1997）依据以P波旅行时和地震迁移性为基础的地震层析成像技术，对地幔广泛存在的对流提供了进一步证据。利用体波可以解释下地幔内长且窄的构造，诸如地表现今的板块聚敛处。从中地幔内与俯冲作用有关的线性构造，到近核-幔边界处的长波非均质体的过渡带内仍为钠铁非均质，但至少部分板块似乎能下沉至地幔底部。要进一步了解俯冲板块在地幔深部的演化过程和最终状态，必须结合地震学、岩石学和地球动力学等各方面参数和边界条件建模。多学科的合作有可能提供更精确的模型参数，从而对地震学特征和化学浮力的贡献做出更为定量化的解释。4.3地幔热点与热柱类似于夏威夷和冰岛这样的火山活动中心早在20世纪60年代就被Wilson(1963)确定为热点地区。现在至少有40个这样的热点地区被识别出来，它们通常在大洋板块上呈链状分布，延伸近1000km。热点常常伴随有大范围抬升的地形。一个最明显的例子就是夏威夷地区，在其周围近500km范围的洋底相对要低lkm左右，这一现象被Crough（1990）命名为热点海隆(hotspot swells)。热点地区的地壳厚度和重力数据表明热点岩浆不可能起源于岩石圈内，必定与岩石圈下的地幔上浮有关。Crough（1990）等做了关于热点地区岩石圈减薄和被更热的软流圈物质取代的定量化考虑，其结果也支持关于热点形成的同样看法，即热点海隆是由岩石圈下伏热性活动而形成。20世纪80年代末期，Davies和Richards（1986）等曾推测热点海隆的大小可以与热点之上的板块运动速度相结合来测定地幔柱所携带的热流和浮力的大小。海隆和支撑它的轻浮物质之间必定处于重力均衡的平衡状态，意味着由海隆提供的正质量异常与幔柱物质提供的负质量异常是相等的。在同一深度幔柱物质与正常地幔之间的密度差异是构成负质量异常的主要原因。因此，热点海隆相对正常洋壳的过剩质量应与其下伏热柱物质的浮力大小相当，并且正在形成过程中的海隆的生长速率也应与幔柱物质上涌的速率相当。Davies（1986）的这种推测获得了Sleep（1990）通过更详细研究结果的支持。Sleep（1990）计算获得了地幔柱所能提供的总的热流量值为2.31012W。这是地幔柱抵达岩石圈底部时所携带热流的估计值，但能通过岩石圈到达地表的热流量值只能是其中的一部分。按Griffiths和Campbell（1986）的计算，到达地表的热流大体相当于幔柱头部抵达岩石圈底所携带热流的10%15%。如果地幔柱比正常地幔更热的话，正如其伴随的火山活动的抬升作用所暗示的一样，地幔柱必定是从地幔内部更热的区域上升的。一般的设想是，地幔柱起源于地幔内对流层某一热的下部边界层。Davies（1986）曾认为地幔柱可能起源于地幔内部放射性核素含量较高的区域，但这种设想已被证明是不可能的(Griffiths)，因为放射性核素在地幔内部某一深度富集的机制难以成立。Morgan曾提出热点相对于地幔是固定的，之后海山年龄的分布及火山链的形成便可以通过相对固定的热点之上的刚性板块运动来确定。而一些海山的形成与热点活动无关，其形成于分离的板块边界和附近的断裂带内。对于洋中脊之上产生的海山，需要对其反推才能得到热点的最初位置。而这需要知道板块运动的历史以及海山的年龄。但是目前只有1%的海山年龄得以测定，因此需要一种新的方法。Wessel和Kroenke（1997）提出一种热点形成的海山与热点位置的几何关系，无需知道海山的年龄便可以据海山的位置确定热点的位置。海山的现存位置及其留下的一系列遗迹决定了海山之下的洋壳以及古隆起移至现今位置的路径。而热点肯定在这一条流线上的某一个地方。一个具体热点所产生海山的流线应在一个热点位置处相交。运用这一方法Wessel和Kroenke（1997）确定了Louisville热点的位置及太平洋板块的运动历史。Sten（1997）对这一方法进行了进一步介绍和评述。看来Wessel和Kroenke（1997）提出的方法可以广泛运用于确定热点形成的海山，确定热点位置并精确板块绝对运动的历史。或许也可以帮助解决长期悬而未决的问题，即热点相对于另外一个热点是固定的，还是有较小但影响显著的相对运动量。大洋热点通常认为是地幔柱内热的、上涌物质的表现，但其流体性质仍是个谜。冰岛地区是目前最受关注的热点之一，但目前的地震学和地球动力学研究尚无法确定其地幔柱的宽度或温度。Wolfe等（1997）介绍一种区域的宽波段地震实验方法，利用远距离体波的相对旅行时确定冰岛下面的上地幔的三维速度结构。反演结果表明在冰岛中央地区之下存在一个圆柱形区域，其P波和S波速度低，延伸范围从100km至最少400km深处。异常低速带半径约150km，其振幅为P波的20%，S波的4%，说明冰岛地区之下曾有一个上涌地幔物质的热而狭窄的羽状体。Lupton（1996）研究了一个地幔柱的地球化学特征。该幔柱从Loihi海山至夏威夷侧翼均有分布。尽管这一地幔柱紧邻夏威夷，但其1l00m处的n(3He)/n(4He)值为28，高于现今大气中的比值，这一情况在向北近400km处的纬度24地区也可明显测量到。这种高的n(3He)/n(4He)比值在离夏威夷东部2000km处的东经135、北纬1520之间以等密度出现。Hanan和Graham（1996）从大洋玄武岩的铅和氦同位素研究出发，找到了其源于深地幔柱的证据。MORB的铅同位素的线性分布汇聚为单个末端员组分，其有与OIB和MORB相比较为中间的Pb、Sr和Nd比值。MORB数据与现在OIB的普通地幔源区一致，其n(3He)/n(4He)与n(206Pb)/n(204Pb)比值呈正相关或负相关。数据表明普通地幔源区位于过渡带内，该带包含再循环的洋壳源岩，其在320亿年间的俯冲作用发生之前带有部分大陆的铅元素。Y.Nlu和R.Hekinlan对深成橄榄岩和MORB的研究表明，在热点作用为主的浅隆起之下，地幔熔融程度较高，而在远离热点的深隆起之下，其程度较低。另外一点结论是，地壳厚度随拉伸速度的增加而增长。这一点似乎与由地震波速资料得出的洋壳厚度(约为67km)保持一致并与板块拉伸速率无关的结论相矛盾，但在拉伸速率较慢的地区只发现了薄地壳和橄榄岩露头，而在拉伸速率较快的地区没有发现。这一发现表明了板块拉伸速率与洋中脊之下的地幔熔融程度之间具有一定的依存关系。10年前发表的一系列有关幔柱动力学实验室模拟工作的文章，尽管很少真正作了哪怕是简单的定量化考虑，但这些实验仍为地幔柱的起源和热柱的近地表效应方面提供了进一步的证据，这无疑对许多地质过程的研究都有重要意义。Whitehead和Luther（1975）曾展示了一种低黏度轻浮物质流体在高黏度流体物质中攀升的实验结果，由此形成的轻而低黏度流体柱具有一个球状的“头部”，其直径要远大于后面的柱或“尾”。新柱攀升的速率受限于周围高黏度物质的黏度，而“头部”的增长也有一个过程。类似的实验已被不同的研究者重现过。Griffiths和Campbell（1986）认为，如果浮力是由热而不是由成分密度差所产生的话，那么热柱头部在攀升增长的过程中就会不断包裹其周围的物质。这是因为热流不断加热其周围的边界物质，使其具有浮力而随热柱头部一起攀升。他们计算了一个由CMB开始的热柱，等到达地幔顶部时，其直径将接近1000km。当幔柱头抵达岩石圈底部时，将会变得平坦，并将产生相当体积的玄武岩熔融。Morgan(1981)曾提出大陆玄武岩可能是幔柱初始活动事件的产物，同时也可能是幔柱长期活动导致大陆裂谷作用的结果。Griffiths和Campbell等（1986）在实验室研究中详细考虑了热柱头部的动力学问题。实验表明，直径约1000km的地幔柱，可提供一种关于溢流玄武岩可能的模式。他们强调指出，这种规模的幔柱头抵达岩石圈下部时，将会快速地扩展两倍左右，或者说直径将达到2000km左右。而所观测到的大陆溢流玄武岩通常均在20002500km范围内分布，其大小、活动时间和许多成分特征均与幔柱头模型符合得很好。另一方面，起源于670km不连续面的地幔柱头将会小得多，在玄武岩分布大小和活动幕次上均不能得到很好的解释(Campbell and Griffiths，1990)。溢流玄武岩的特征，也可进一步表明地幔柱可能起源于核-幔边界。澳大利亚国立大学的Davies（1986）曾报告其关于地幔热柱形成和上升的柱状几何学方面的数值实验结果，并提出在预测新地幔柱柱头的时间、大小和空间展布方面常用的局部雷诺数准则。他对长期活动地幔柱的热结构和热流的时间效应问题进行了探讨，并注意到了670km不连续面的相变和黏度突变对地幔柱的影响问题。普渡大学的King（1997）也报告了一个关于地幔柱的数值实验结果，他检测了受控于温度的黏度对热点海隆地形和空间形状的影响。尽管热点地貌学强烈地受黏度变化的影响，但这种影响目前看来仍然是相对微妙和难解的。为了更好地了解幔柱头与岩石圈的相互作用，美国耶鲁大学地质地球物理系的Ribe等（1994）与德国哥廷根大学地球物理所的Christensen（1982）合作实现了幔柱-岩石圈相互作用的三维模拟。该模型设定一个充填流体的矩形盒子，流体的黏度取决于温度和压力。岩石圈用一个冷的边界层来体现其黏度更高，并且有沿X轴方向移动的恒定速度v，热柱则由盒子底部环状的热异常带来产生。稳定的流动可用混合谱/有限差分技术来定量计算。流体用宽度（x-y）/5的“静态流体”来描述，以确定扩展地幔物质的边缘。模型的边界条件使用了夏威夷幔柱这一实例。模拟结果表明，要产生夏威夷热点涌隆的地形，地幔柱所具有的浮力为B=4100kg/s，这意味着在假定柱/幔温度差为300时地幔柱的半径为90km。进一步的关于幔柱-岩石圈相互作用的模拟工作是由加州大学洛杉矶分校的Moore、Schubert和Tackley等（1997）完成的。他们的数值实验工作首次实现了由地幔柱活动引起岩石圈快速减薄。与过去强调软流圈物质上涌导致岩石圈拉伸减薄的McKenzie模型不同，他们认为岩石圈的有效减薄与地幔柱头及其附近的非稳定性小规模对流导致“岩石圈去根”作用有关。而非稳定性对流的流变学特征强烈取决于幔柱的温度或与温度密切相关的黏度大小。数值模拟结果表明，相对背景地幔高100150km的地幔柱将会产生沿板块运动方向的小规模对流性滚动。夏威夷热点海隆的特殊热流变化可以用这种非稳定性的对流流变来解释。他们发现，地幔柱的扩展会产生一种幕状物质组成的下降流，使其在离幔柱中心约1000km的距离与地幔的其余部分相脱离。这种脱离作用对岩石圈和上地幔的地球化学非均质性无疑具有十分重要的意义。岩石圈和软流圈运动的三维有限元模型表明，上升运动明显的与热点有关，而与大洋中脊关系不大。夏威夷火山岛位于深海隆起的顶部，海洋地貌图揭示，围绕火山岛的隆起宽达1500km，高为1km。热流与重力证据皆表明，热膨胀造成的张性构造引起了洋底隆起。但鉴于缺少无可辩驳的论证，我们还不敢断言，热柱就是供给热源的唯一源泉，因为柱状对流同样可以起着重大作用。许多被火山岩覆盖的隆起区，如印度德干高原，非常类似于大洋岩石圈的热隆起，是否可以理解为热柱的热颤动也是致使大陆垂直振荡的重要因素？查明地层记录，结合裂变径迹年龄测定等方法测量隆起幅度和速率，将有助于了解热点上的运动，验证大陆垂直构造运动的模式。热点上的玄武岩及其捕虏体虽提供了许多有关岩石学和地球化学的信息，但也使人们至今还无法摆脱迷惑的困境。岩石学家们和地球化学家们认为，大陆内的碱性玄武岩、溢流玄武岩、碳酸盐岩、金伯利岩和大洋岛屿拉斑玄武岩可能都是热柱上升流的产物。在现今的热柱上或过去热点运动的轨迹上，似乎还有其他的岩石类型。事实已经证明，不同热点上地球化学特征也是各异的。我们不禁要问：如此复杂的岩石组合与地球化学特征皆与热点有关吗？它们是怎样产生的？现普遍认为，某些痕量元素和同位素不受蚀变和变质作用的影响，宛如电影拷贝一样，忠实地记载了原来的情景不变的化学成分。例如，热点区的n(La)n(Sm)、n(143Nd)n(144Nd)、n(87Sr)n(86Sr)与非热点区比较，前两者比值偏低，后者比值偏高。实际上n(87Sr)n(86Sr)r值从大洋中脊向海洋大致呈线性增长，更为例外的是夏威夷热点上n(La)n(Sm)值与残留的非热点区类同。我们尚不知道这种反常的真正原因，因为干扰的因素很多；第一，He和Pb同位素揭示了热柱岩浆库有好几种组分，表明了不同热点之间横向的不均一性，第二，热柱中熔融物质在上升过程中，无法排除成分多变的混染；第三，尚不清楚地幔演化程度对物质成分有多大影响；第四，古热点侵入体与现今热点侵入体在岩石学和地球化学方面是否完全一样；第五，地球化学标志在地质历史中能否保持真正的不变，还是具有某种规律的变化，等等。只有对热点上的地球化学特征做深入细致的工作，才能从迷惘的困扰中解脱出来。应当指出，基于大洋岩石圈相对较均一，就现代大洋中的热点区和非热点区的同位素和痕量元素做比较，其差别主要显示了不同性质岩浆源之间的差异。 还有人从热点隆起的形成，推测传递到岩石圈的热量，粗略地计算显示，差不多等于地球热流量的背景值。尽管计算仍需改进和完善，倘若真能得到详尽的证明，则热点是全球性热传导机制的最主要因素，同时也是导致全球性对流的直接原因。 地质和地球物理资料还表明，热点隆起造成大陆破裂和解体，洋底上的热点轨迹似乎影响了俯冲带上岩石圈的浮力，并且可能附加到汇聚的大陆边缘上。综上所述，由于热点或热柱的作用，致使岩石圈产生了各种各样的效应，或者至少说它是板块构造的原动力之一。虽然出现了许多不能自圆其说的矛盾，有些推断还缺少充分的必要的确凿依据，但对它的重要性，切不可等闲视之。4 4地幔的地球化学演化4.4.1早期地球的熔融和分异作用现在很清楚，行星的形成是一种强烈的高温现象。近来关于对板块形成影响因素的研究表明，与月球大小相当的物体的撞击可能已经开始使最初形成的地球大范围熔化。对于有一个巨大的冲击形成的原始月球的调查也表明，在这一事件中极高的温度可能已经存在，高温足可以熔化整个最初形成的地球和蒸发一些硅酸盐成分的地幔。如果地球经历早期的大规模熔化，那么结晶分馏法应该控制地球的原生状态与分异产物之间的联系。地球的内部含有地幔早期演变的线索，富集在地壳、水圈、大气中的追踪元素以及铁核的存在证明地球是一个被很好分异的球体。存在的一个问题就是，地球可能已经通过这样一个主要的分异作用并且仍保留一个化学性质均匀的地幔吗？通过早期的高温阶段，地幔可能发生了强烈运动，但是在某个点，结晶与熔化将趋于相互分离。一个结果表明，这种分异作用形成了一种难熔的、复杂的下地幔和地核以及一个漂浮的、富含橄榄石的上地幔。另一个结果表明，俯冲和再循环趋于保持地幔同生。要解决是否下地幔是“初期的”未发生分异的物质或者整个地球分异作用难熔的残余物，需要从地震学、岩石学、地球化学、宇宙化学和对流模拟等几个方面入手。在过去的5年里，在大容量、固体媒介、实验岩石学的高压技术设备制造方面有了大的进步。从相平衡和地球化学划分规则的观点出发，现在我们能够对地球的原始组成和可能的分异作用系统开始试验具体的计划，这些系统包括深层地幔熔化。在前面提到的一个想法是，地球像原始组成中的一些球粒状陨石。在那些方法中，含碳的陨石（CC）在化学成分上与现代的上地幔橄榄岩不同。现代上地幔的橄榄岩在前面没有明确的提到，其中的一个说法是含碳陨石含有更多的氧化亚铁。在这一套中富含氧化亚铁，暗示了铁的存在状态，这对大多数来讲，作为硅酸盐矿物中必需的一种结构组分。如果在地壳或浅地幔条件下，那么在含碳的陨石中稳定的铁硅酸岩将是一些橄榄石和辉石。在更深层地幔的更高压力下，在石榴石、硅酸盐尖晶石、硅酸盐钙钛矿和岩浆岩中可能存在铁。有一个长期的信念一直存在着，那就是在陨石质的地球中的过量的铁从硅酸盐性质的地幔和被分离成的金属铁移走形成地核。但是这样一种过程不可能在近代的上地幔氧气逃逸的情况下实现，并且当然也不可能在一个与含碳的陨石相似的体内实现，大多数会生锈。形成目前大小的地球，其中硅酸岩对铁（也有Ni、Co和其他中等亲铁元素）的需求，在早期幔-核演变阶段处于大量的减少的氧化状态。如果现在的地幔经历过单独的减少反应的状态，通过这种方法形成地壳，那么地球化学标志在上地幔橄榄岩样品中或许是明显的。这些假想的橄榄岩是由具有镁橄榄石摩尔组成为98%，实际观测到的摩尔含量为90%的橄榄石组成的，Ni2+和Co2+将全部从地幔消失，而不是在侵入岩中记录到的Ni含量为100010-6，Co含量为10010-6。作为一个为地幔分异和地核形成而做的“二组分”氧化状态模型的二选一的选择，最近分别在24、26和26.5GPa下，在Allende含碳陨石上做的多接点实验表明，在没有运用大量减少氧化状态情况下，从原始地幔中分离铁而形成地核是可能的。然而，大部分铁到达地核深部，在那儿并不是以铁（镍）金属而是铁（镍）硫化物和铁氧化物的形式结合。多接点实验表明，富氧化亚铁的含镁矿物在含碳陨石接近硅酸盐熔点温度时结晶范围很广。同硅酸盐氧化物集合体同时存在的是铁镍硫混合物的液态相。如果陨石经历了高温熔化阶段，那么在冷却和结晶过程中，内部最深水平的最稠密相（熔化的铁镍硫化物和富含氧化亚铁的结晶含镁矿物）的离析可能会发生。有一种看法是含镁矿物分馏法可能已经用完了原始陨石质地幔中的氧化亚铁组分并且用它形成了地核。最初，地球完全有100%的含碳陨石组成的简单假定比较接近于实验问题。因为含碳陨石是陨石中最易氧化的，这个模型也导致了地核中的最大含氧量。例如，如果这种模型被改成包括一些普通的陨石和球陨石的混合物，那么地核中大量的氧可能会更少。硫化