第七章地壳与地幔地球化学ppt课件.ppt

第七章地壳与地幔地球化学 上节课内容要点 地球基本分层 地壳结构丰度概念地球元素分布特征地壳元素分布特征地球 壳元素丰度模型 太阳系 H He O Ne N C Si Mg Fe S地球 Fe O Mg Si Ni S Ca Al Co Na地壳 O Si Al Fe Ca Na K Mg Ti H 内容提纲 地球的圈层结构元素丰度概念地球地球化学组成地壳地球化学组成地幔地球化学组成地核地球化学组成 地幔的地球化学组成 地幔的结构 地幔是地球最大的层圈 它从莫霍面到核 幔边界 体积占地球的83 质量占67 原始地幔形成于地球增生时的最初的几百万年 当Fe Ni分异形成地核时 由留下的富Fe Mg的硅酸盐物质堆积形成的初始地幔称之为原始地幔 PM PrimitiveMantle 根据Vp及Vs波速分布 可将地幔分为三层 这是原始地幔进一步分异演化的结果1 上地幔 深度约从10km到400km 其质量约占地球的10 主要由橄榄石及辉石组成 根据地震剖面 上地幔又可分为坚硬的外壳 岩石圈的下部 及下伏的部分熔融的软流圈 上地幔的地质样品是由构造作用如洋壳 蛇绿岩 仰冲或特殊的火山作用 如金伯利岩和碱性玄武岩喷发 带至地表 2 过渡带 有时也作为上地幔的一部分 从400km到670km深处 其质量占地球的7 5 进入过渡带 P波及S波的波速显著增加 岩石密度及导电性明显增长 显示该层范围内地幔物质的性质发生明显改变 硅酸盐的矿物结构产生相变 橄榄石在400km处矿物结构转变为尖晶石结构 近700km时又从尖晶石结构转变为钙钛矿结构 3 下地幔 深度由670km至2900km 其质量约占地球的49 根据地震波速较规则 显示下地幔的组成较上地幔均一 矿物物理实验支持下地幔可能由Mg Si O和Fe组成 具有钙钛矿 CaTiO3 晶体构造 称之为镁硅酸盐的钙钛矿 Mg Fe SiO3结构 形成于很高压力 即 20GPa 此外 伴随镁方铁矿 Mg Fe O Si Fe及O相对于上地幔更为富集 地幔地震剖面及随深度矿物的相变 由于我们还无法直接获取深部地幔的样品 所以目前对深部地幔的成分的估计是建立在高温高压实验岩石学和地球物理观测基础上的模型 1 地幔岩模型 模型1 橄榄岩地幔岩模型Pyrolitemodel Ringwood 1962 提出可以用模式橄榄岩 3份橄榄岩 1份玄武岩 代表整个地幔的成分 地幔岩Pyrolite 根据高温高压实验成果提出一个完整的橄榄岩相转变系列 可以解释地幔中主要地震波 剪切波Shear 压缩波Pressure 两个不连续面性质 即将地幔划分为三个带 上地幔 过渡带 下地幔 各带之间为等化学的相转变关系 不足 不能说明火山岩中大量挥发分的来源 高温高压实验所得到的辉长岩 榴辉岩相转变线与莫霍面深度不吻合该模型已被许多研究者接受 并在此基础上提出双层地幔地球化学模型 认为地幔由亏损的上地幔和接近原始地幔成分的下地幔组成 670km为分界面 模型2 榴辉岩橄榄岩互层地幔模型eclogite peridotitemodelAnderson 1979 1982 根据地震波速和密度计算发现 220 670km深度之间 地幔岩 模式橄榄岩 的Vp Vs计算值与实际的地震波波速不一致 而橄榄榴辉岩的计算值则与实测的波速一致 而且橄榄岩地幔岩的相转变所造成的密度和波速变化与400和670km处两个地震波不连续面的实际变化不吻合 因此提出了一个新的地幔模型 榴辉岩橄榄岩互层模型 将地幔自上而下划分为三层 富集 的橄榄岩上地幔 从Moho面到220km深度 亏损 的橄榄岩 榴辉岩过渡带 220 670km 亏损 的橄榄岩下地幔 幔源捕虏体的来源来可是玄武岩岩浆源区的地幔岩 也可是岩浆在上升过程中从源区上部的地幔岩中捕虏的地幔岩碎块 从成分特征上可将它们分为原始地幔岩 亏损地幔岩和交代富集型地幔岩三类 原始地幔又称饱满地幔 是未经过部分熔融和流体交代的地幔 化学成分上与世界地幔岩的平均成分接近 Mg 一般为87 4 89 3 岩性一般为二辉橄榄岩 亏损地幔又称残留地幔 是经过部分熔融出岩浆后的地幔残留部分 其相对于原始地幔明显亏损易熔组分 如K2O Na2O CaO Al2O3 TiO2等 Mg 指数高 多大于91 一般为91 5 93 5 微量元素中地幔不相容元素亏损 如出现左倾的稀土配分型式等 交代 富集地幔为经过地幔流体交代的地幔 表现为相对于原始地幔明显富碱 LREE及Rb Sr Ba等地幔不相熔元素 有时还可能出现富铁的特征 Mg 指数可低至79 在矿物成分上 可出现富K的矿物 如角闪石和金云母等 地球内部圈层结构简图 HiroseandLay 2008Elements 核幔边界 core mantleboundary CMB 下同 是地球内部最主要的界面之一 铁合金液态外核与硅酸盐下地幔底部进行着强烈的热交换作用 对地球内部的物质运动具有重要的意义 地球物理研究观测到下地幔底部200 400km范围内 即D 层 存在着一些较为特殊的地震波特征和现象 如超低速层 ultralowvelocityzone ULVZ 剪切波分裂 shearwavespliting 地震波不连续面 velocitydiscontinuities 以及相关的地震波异常 velocityanomalies 等 这些现象和特征的成因长期以来并未得到满意的答案 参考Shim 2008 2004年日本东京工业大学的KeiHirose 广濑敬 研究组 在日本先进的同步辐射中心SPring 8利用金刚石压砧 LHDAC 技术 首先在美国Science上报道了下地幔主要矿物MgSiO3钙钛矿 perovskite pv 在下地幔底部温压条件下继续向更高压矿物相的转变他们将这一新发现的矿物相称为post perovskite 后钙钛矿 ppv 并认为ppv可能是下地幔底部 CMB之上D 层的物质成分 通过对ppv的后续研究将有望揭开D 层的许多疑团随后苏黎世联邦理工学院的Oganov小组 OganovTsuchiyaetal 2004 从此以后针对ppv的各种研究相继广泛展开 获得了大量喜人的成果 成为新世纪初地球深部研究 SEDI 的最大热门之一 P T相图 Oganov Ono 2004 pv与ppv晶格参数比较 据Iitakaetal 2004 D 层结构 afterHirose 2006 HiroseandLay 2008 PPV不连续 下地幔不均一 的原因 地幔柱形成 大洋板块俯冲 地幔主要矿物成分及矿物相变化 Bassandparise 2008 地幔岩矿物组成随深度的变化 Ono 2008PhysEarthPlanetIn 地幔低速层上地幔顶部60 250kmLow velocityzone低速层的性质和特点 低的地震波速 高的电导率 高的热流值 低速层越浅 热流值越大 地幔低速层的成因部分熔融 软流圈 正常增温曲线 对板块运动 岩浆形成和大陆地壳演化有重要意义 地幔低速层成因 Ringwood 按地热增温率 地幔岩石不能发生熔融 只有地幔中含水降低熔点才会发生部分熔融 较低压下 150km深度压力形成更高压的含水矿物而缺少自由水 因此地幔不能发生熔融作用 地幔的化学组成 1 地幔化学组成的研究方法 1 地质学方法 直接获取上地幔在地表的露头 这些天然露头有碱性玄武岩 辉橄岩 橄榄拉斑玄武岩 金伯利岩中的超镁铁质岩的深源包体 上述火山作用象一座座天然的超深钻 把地幔中的岩石标本携带到地表 成为 天然的地幔信史 此外 以固态构造侵位的阿尔卑斯型镁铁质岩侵入体也是上地幔在地表的露头 但他们常常也遭受蛇纹石化 新鲜程度不如深源包体 2 与地球以外的星球进行对比 通过对陨石 月岩组成的研究 了解地幔的演化及组成 3 实验岩石学的方法 模拟地幔的高温高压条件 进行岩石 矿物相转变的实验 以及在各种不同的温压条件下对不同组成的上地幔物质进行熔融实验 从而了解各类岩浆起源的条件 4 根据地球物理的资料 了解地幔的密度 弹性 粘度 热状态等性质 从而更好地限定地幔的岩石学模型 2原始地幔成分的确定1 基本假定a 金属与硅酸盐相在行星初期阶段即已分离 其增生过程中只存在局部平衡 b 挥发性元素 如K Rb 相对于难熔元素 如U Sr 的亏损发生于地球增生以前 c 亲石元素全部进入地幔 因此亲石元素之间在地幔无分异d 在行星初期阶段不会发生难熔元素之间的分异作用 因此地球整体的Sm Nd比值与球粒陨石相同e 亲铜元素主要进入硫化物相 2 主要估算方法多基于和CI球粒陨石中难熔亲石元素比值的比较 或者根据地幔包体或地球物理资料确定原始地幔中某一元素 如TiO2 FeO 含量 再根据其它元素与难熔亲石元素的比值 算出其他元素的含量 1 原始未亏损样品法 Jagoutz 1979 通过对来自地幔的尖晶石二辉橄榄岩包体的研究 找到了五个没有明显亏损Ca和Al的样品 认为这些样品具有原始地幔的成分特征 其中美国亚利桑那州SanCarlos的样品 SCI 具有CI球粒陨石的亲氧元素和同位素比值 用该样品的成分与地壳成分进行混合计算获得了原始地幔中57种元素的含量 2 地幔模型法 Anderson 1983 用球粒陨石中难熔元素比值作为制约条件 计算出原始地幔相当于以下5种岩石的混合物 超镁铁质岩 32 6 平均地壳岩石 0 56 洋中脊玄武岩 6 7 金伯利岩 0 11 斜方辉石岩 59 8 计算的平均地壳岩石与现代地壳的份额 0 6 非常接近 洋中脊的份额与40亿年消减的洋壳相当 3 质量平衡法 Taylor 1985 Taylor 1985 获得原始地幔的元素丰度的方法 据地幔密度和地震资料确定原始地幔的FeO含量为8 0 难熔主要元素Si Ti Al Mg Ca之间应具有C 型碳质球粒陨石的比值 原始地幔的亲石微量元素丰度是C 型球粒陨石的1 5倍 挥发性元素通过各种途径研究 获得它与难熔亲石元素之间的比值进行估算 3上地幔和下地幔的化学成分 1 上地幔的化学成分可通过上地幔的包体研究获得 缺陷 大多数地幔包体产于大陆地壳下的上地幔 包体只限于200km以上 地幔包体经历复杂的历史 可能经部分熔融 地幔交代 地壳混染等作用 Ringwood 1975 提出上地幔的理论组分是一份玄武岩 三份橄榄岩混合组成 称为 地幔岩 2 下地幔成分资料均据地震波数据推断 大致相当于一份玄武岩和三份纯橄岩的混合物 不同学者对原始地幔PM成分的估计 地幔的端元组成 80年代地幔地球化学研究的主要成果 地幔不均一性这里主要是指地幔化学成分的不均一性 具体表现在同位素和微量元素上的不均一 地幔端元成分划分依据 研究表明地幔存在垂向及侧向的不均一性 地幔不均一性的产生可能有三种途径 地幔部分熔融及岩浆的析出 地幔交代作用 地壳及岩石圈物质重新进入地幔对流 地幔不均一性 地幔不均一性的研究意义a 大地构造分区b 示踪壳幔相互作用 地幔交代 地幔熔融等动力学演化史c 矿产分布 如南岭W Sn Nb Ta 长江中下游Fe Cu 华北Mo Aud 构造环境与动力学e 地壳不均一性的原因之一 研究对象地幔橄榄岩类岩石包体 直接 但稀少 难以系统研究 并且也可能并不完全代表源岩 通过来自玄武岩类岩浆携带上来的地幔岩石包体或者构造推覆的地幔岩块玄武岩类岩石 间接 分布量大 地幔部分熔融作用的产物 成分已经发生改变 必须通过地球化学研究才能获得可靠的地幔成分信息元素 同位素比值法元素丰度模式法干扰因素识别法研究时首先要排除地壳物质混染 岩浆混合等因素 中国科学院地质与地球物理研究所博士生刘传周 在读博士生赴外研修奖学金马普学会学生奖学金北冰洋Gakkel洋脊两个采样点 大洋橄榄岩样品 其中一个采样点的橄榄岩样品的新鲜程度极其罕见 Re Os是亲铜 亲铁元素 富集在铁和硫化物相中 因此在地球形成的早期分异过程中趋向于在地核中富集Os是高度相容元素 Re是中等不相容元素 地幔熔融过程中Os倾向富集在地幔残留相中 Re富集在熔体相中 从而导致壳 幔Re Os比值发生较大的变化187Os187Re187Os 188Os 学术界普遍认为 元素扩散及地幔对流可有效消除软流圈中不同规模的不均一性 这也被软流圈地幔来源的大洋中脊玄武岩的研究所证实 在同一个采样点的尺度范围 5km Os同位素存在高度的不均一性 两个方辉橄榄岩均具有极低的Os同位素比值 反映Gakkel洋脊下方存在20亿年左右的古老地幔 由于遭受过古老的熔体抽取 这些难熔地幔当重新进入到Gakkel洋脊时 它们发生部分熔融的程度很低或者不再发生部分熔融 部分大洋橄榄岩和与之相伴生的大洋中脊玄武岩之间无成因上的联系 而是代表了残存在软流圈中的古老地幔 利用洋中脊玄武岩来估计软流圈地幔的成分而忽略这些更为耐熔的古老地幔 会高估软流圈地幔的饱满程度 古老地幔可长期 数十亿年 残存在软流圈地幔中 这些古老地幔的存在 模糊了软流圈地幔与岩石圈地幔在Os同位素上的差异 因此运用Re Os同位素对岩石圈地幔和蛇绿岩进行定年时须倍加小心 古老地幔在软流圈中长时间的保存说明 地幔对流作用并非像传统认识的那样可以高效地消除其不均一性 以前认为的软流圈地幔具有均一成分的这一普遍认识需要重新修正 关于地幔区域不均一性形成的争议 1 地球地幔原始均一后演化出不均一说 地球原始是均一的 后来自身分异 尤其是层圈相互作用和再循环导致不均一 这是迄今地球化学的统治思想 表现为对全球地幔采用统一的原始地幔标准 如对于南半球地幔显示出的同位素组成特殊性 认为是异常 对其形成 尽管存在着密集的俯冲碰撞使大量地壳物质带入地幔成因说 AllegreCastillo 1988 之争 但均是从统一原始地幔考虑问题的 2 地球地幔原始不均一加后来演化说 天体化学揭示的原始地球物质在空间上是不均一的 全球地幔化学成分不均一性的某些规律又不能完全由圈层再循环来解释 因而提出了地球原始非均一论 欧阳自远等 1994 1995 地幔大尺度不均一性成因的争论非短期所能解决的 但鉴于这种不均一性是有规律的和长期保持的 至少由新太古代至今 可以认为 在全球地幔化学不均一性规律基础上 通过区域同位素填图 研究陆块和洋域的原始构造归属是有根据的 这一方法的完善和发展将对全球构造研究具有重要意义 张本仁 2006 根据幔源岩石洋中脊玄武岩及洋岛玄武岩的Sr Nd Pb同位素及微量元素研究 地幔中存在亏损地幔 Depleted 及富集地幔 Enriched 原始地幔 primitivemantle 指地幔未分异形成大陆地壳以前的地幔组成 亦即现今地幔和大陆地壳的总和 其成分主要通过Cl型碳质球粒陨石获得 亏损地幔为涉及大陆地壳形成的原始地幔部分 一般认为限于上地幔 分异形成大陆地壳后的产物 由于大陆地壳富集亲石元素 如Li Rb Cs Nb Ta Zr Hf U Th和REE 大陆地壳的形成将导致地幔贫化亲石元素 亏损地幔由此得名 地幔端元组分 富集地幔则为相对原始地幔富集亲石元素的地幔部分 其典型为大陆岩石圈地幔 随着大洋和大陆玄武岩同位素和化学成分的大量积累 人们发现同位素和元素组成上有多样性 仅考虑原始地幔和亏损地幔两个端元组分已无法解释许多玄武岩的组成特征 地幔应具有多种端元组分 HartSR 1988 提出了4种地幔端元组成 亏损地幔 DMM 高 值地幔 HIMU 富集地幔1 EM1 富集地幔2 EM2 后三者是洋岛玄武岩三种端元组分 主要来自再循环大洋岩石圈 各类型地幔端元的同位素组成特征地幔端元类型143Nd 144Nd87Sr 86Sr206Pb 204Pb176Hf 177Hf亏损地幔 DMM 0 5131 0 51330 7020 0 702415 5 17 80 2831 0 2835高U Pb值地幔 HIMU 0 51280 7026 0 703021 0 22 0 0 2893I型富集地幔 EMI 0 5123 0 51240 7045 0 706016 5 17 50 2826 0 2827II型富集地幔 EMII 0 5127 0 5129 0 70718 5 19 50 2828流行地幔 PREMA 0 51300 703518 3 原始地幔 PM 0 5124380 704517 35 17 5 DMM DepletedMantleHIMU HighU PbMantleEM EnrichedMantlePREMA PrevalentMantlePM PrimitiveMantleFOZO FocusZone 海洋玄武岩同位素组成变化与地幔段元组分划分 FOZO地幔集中带 它在DM EMI HIMU所构成三角形底部 它是DM和HIMU的混合物 可能源于下地幔 由起源于核 幔边界的地幔热柱捕获 高3He 4He Hartetal 1992 SatoshiOkamuraetal 2005JournalofPetrology SatoshiOkamuraetal 2005JournalofPetrology 智利型 日本型 大陆地壳与地幔在组成上是互补的 下地幔Nd同位素组成没有参与地壳形成过程 上地幔岩浆一般形成于板块边缘 其同位素变化可用上地幔物质混合作用解释 岩石结晶时的 Nd值提供了岩浆源区钕同位素信息 Nd 0 等于Sm NdCHUR比值的地幔源区 Nd 0 大于Sm NdCHUR比值的地幔源区 亏损地幔 Nd 0 小于Sm NdCHUR比值的地幔源区 富集地幔 地壳源区 洋岛玄武岩 OIB 各端元的微量元素和同位素组成 据Weaver 1991 Hartetal 1992 DMM EMI EMII和HIMU是被公认的端元组分 而PREMA是否为独立端元组分尚有争议 因PREMA的同位素组成正好位于前面四种端元组分混合中心 有人认为它是前四种端元组分混合的结果 另一些人认为它是一个原始地幔组分 由该组分分异出其它四个端元组分 关于地幔端元组分形成的认识 迄今仍分歧很大 1 对DMM的认识基本一致 认为是N MORB的源区 代表强烈亏损的上地幔 2 HIMU一般认为来源于再循环大洋岩石圈 由于俯冲前洋底热液作用或俯冲期间变质脱水使部分铅丢失而形成其特高的U Pb比值或 值 然而 HIMU经常见于洋岛玄武岩源区 表明源区位于下地幔或幔 核边界 这就涉及洋壳深俯冲的问题 3 对EMI和EMII的认识仍有分歧 主要不同认识有 分别是俯冲作用携带的少量深海和陆源沉积物加入地幔的结果 HofmannWilson 1993 大陆物质通过俯冲和拆沉加入地幔的结果 Hawkesworthetal 1988 1990 EMII为与壳幔再循环相联系的交代成因的富集地幔组分 EMI为与地幔自身分异相联系的交代成因的富集地幔组分 朱炳泉 1999 也不排除EMI和EMII本来就是多成因的 应针对具体问题具体解决 办法是 重视分辨陆壳 洋壳 远洋沉积物 大陆沉积物 以及各种成因流体化学组成的细微差别及其对地幔影响的细微不同 从而对之作出恰当的解释 多种地幔端元组分的存在表明地幔化学结构的复杂性 它既表现于垂向 又显示于侧向 一 岩石圈物质的循环 岩石圈是刚性的 冷的圈层 它由地幔的最上部和上覆的大陆壳及海洋下的洋壳构成 岩石圈在大洋区厚约100km 大陆地区厚约100 400km 它是由海底扩张而移动的构造板块组成 岩石圈之下为软流圈 岩石圈板块好似漂浮在塑状的软流圈之上移动 岩石圈物质的再循环主要有二种形式 壳幔的相互作用及物质交换 大洋地壳或大陆地壳或岩石圈由于俯冲 消减 作用被软流圈传导进入地幔 拆沉作用 delamination 地壳或岩石圈经底部侵蚀 其碎片沉入并集储在地幔 1 板块俯冲作用产生的物质再循环俯冲 消减 作用 由于岩石圈漂浮在软流圈之上 被传到至海沟 俯冲下滑回到岛弧之下地幔中去 经常呈45 角俯冲并达到600km以下的深处 熔融混合带 地壳或岩石圈板片加入地幔 造成地幔成分的不均一性 往往是富集地幔及高 值地幔端员组分形成的原因 2 拆沉作用以往人们认为陆源洋壳沉积物俯冲作用是大陆地壳再循环的唯一机制 目前拆沉作用的提出 引起地质 地球化学和地球物理学者普遍重视 它是造成下地壳及相应大陆地壳成分演化和壳 幔物质交换的重要机制之一 拆沉作用 系泛指由于重力的不稳定性导致高密度的岩石圈地幔或大陆下地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程 典型的地区发生在安第斯山脉 阿尔卑斯山脉和我国的青藏高原 拆沉作用模型图 据Nelson 1991 短线区域代表上地壳和中地壳 浅灰色区域代表镁铁质下地壳 黑色区域表示转变为榴辉岩的镁铁质下地壳或洋壳 造山过程中由于地壳加厚 40km的地壳下部将形成榴辉岩 榴辉岩的密度为3 43明显大于地幔岩石3 29g cm3 此外 基性岩浆底侵于下地壳底部和下地壳部分熔融产生的残余体 经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度3 3 3 6g cm3 因此由榴辉岩及镁铁质麻粒岩组成的下地壳在重力上是不稳定的 可以使大陆下地壳发生拆沉作用 二 地幔柱 岩石圈的相互作用地幔柱 Mantleplume 热点 Hotspot 地幔柱 地幔中狭窄的上升热及低密度物质流 它具有100km级直径 并源于660km地震不连续面或近核 幔边界2900km深处热及低密度边界层 现行的地幔柱概念是 狭窄的上升的热流 或 狭窄的圆柱形热的管道 低密度的物质起源于核幔边界 或者来自上地幔底部670km的间断面向上经过地幔达到地表 Morgan 1971 确定了20个深源地幔柱 并提出了地幔柱假说 地幔柱将热及相对原始的物质带至软流圈 当幔柱到达岩石圈底部时 地壳产生隆起及表面火山活动 这一隆起及伴随的火山称为 热点 热点 是地幔柱在地表的 露头 其出露点形成洋岛火山 热点对于活动的岩石圈板块保持相对稳定 典型的与热点有关的洋岛火山作用的轨迹 形成洋岛火山长链 如夏威夷 皇帝岛链 这个链的时代由老向现代出露点逐渐变新 近年地幔柱的研究受到重视 成为探讨地球物质深循环与地球动力学的跨世纪前沿课题 地幔柱研究的发展1 静态地幔柱模式阶段基于对夏威夷 皇帝岛链的观察 1971年Morgan首次提出了地幔柱假说 即起源于核幔边界在地幔中上升的热物质流 在地表成为热点 经70 80年代的系统研究 成功地解释了夏威夷 皇帝岛链的成因 太平洋板块的北西向运动 以及火山岛屿的年代学记录 同时夏威夷群岛 冰岛等热点区的洋岛玄武岩也被地球化学视为与地幔柱密切相关的深地幔物质的代表 此问题的进一步深入的研究 已经提出了著名的深俯冲地幔柱模式 Hofmann White 1982 2 动态地幔柱模式80年代至90年代初 Giffiths Compbell 1990 通过实验模拟基本解决了模拟地幔柱两个本质特征 热驱动和黏度对比问题 从而形成了动态地幔柱模式 并较成功地解释了大片溢流玄武岩与火山岛链之间的在时空组成上的内在联系 例如 印度德干高原玄武岩与印度洋火山岛链和留尼汪热点的关系 Hill 1993 总结了这一时期研究结果 提出了地幔柱可以引起大陆裂解 控制新洋脊的位置和形成时间 以及改变海底台地密度 使其可能发生仰冲等 同时提出了地幔柱构造的概念 3 超级地幔柱1992年Fukao通过全球地震层析研究发现了 全球地幔重要的高速异常与200Ma以来的俯冲带有关 主要的低速带则与火山弧热点 边缘盆地相关 以及 D 层 核幔边界层 2900km深度 中的高速异常位置正好对应着200 300Ma前9个陆块拼合为劳 地球内部物质循环示意图 Fukaoetal 1994 亚大陆的位置 在此基础上 Maruyama等 1994 将地震波速异常解释为温度差 提出了超级地幔柱假说 即全球在南太平洋及非洲存在两个上升超级地幔柱 在亚洲存在一个下沉超级地幔柱 大西洋中脊是一个次一级的上升地幔柱 而在南美俯冲过程仍在继续 这一动力学格局主宰着现今全球构造 表现为冈瓦纳大陆的裂解和欧亚大陆的增生 随之 从地球化学角度也进行了研究 并提出了全地幔对流 深地幔俯冲 幕式地幔柱活动的MOMO MajorOverturn MajorOrogeny 模式左图为由板块构造说所限定的威尔逊旋回 这是一种由岛弧俯冲 海底扩张双层地幔对流所组成的传统板块构造图景 右图是由于深部过程不平衡导致地幔柱的巨旋回幕式地穿透上下地幔之间的间断面 从而对岩石圈及地壳产生作用 这种幕式间断发生的巨型地幔柱旋回与地壳的主要造山事件在时间上是耦合的 这一模式目前已得到地球化学证据的