地幔对流研究的一些新进展ppt课件

1、地幔对流研讨的一些新进展石耀霖,2001地球科学进展1引言 在地球演化的历史中，重力位能和地热能二者发扬着主导的作用。 重力位能，驱动地球内部核幔重力分异、夷平地表、构成圈层、使地球趋于稳定平衡形状。 以热能为主要形状的分子内能，那么突破平衡、构成对流、得以穿透圈层和推进岩石层构造运动，构成种种形状的地球动力过程。 它们构成了吸引和排斥一对矛盾，而热是矛盾对立面中的最积极最活泼的要素。1引言 终究是全地幔对流还是分层地幔对流仍是学术界争论的一个焦点。 地震学、地球动力学研讨倾向于全地幔对流模型。地球化学研讨那么支持分层地幔对流。 为了协调二者的矛盾，人们提出了一些其它混合类模型，例如拉瓦灯模型

2、等。2全地幔对流和分层地幔对流地球动力学计算思索随深度变化的粘滞性、相变、内核产热、板块与地幔对流的耦合效应等条件，计算模拟真实地球模型时间相关的对流过程。计算阐明，假设660km界面是化学成分差别，从而构成密度差别达2%以上，那么爬升板片不能穿透该界面，对流将是分层的；但假设是相变界面，且相变的克拉柏龙Clapeyron斜率不够大，那么虽然能够构成一定时间的阻滞，但最终爬升板片可以穿透该界面，对流将囊括下地幔。高温高压研讨阐明了660km界面的相变性质。地震学观测，从早期走时残差层析成像转换波研讨，均支持660 km界面是可以被爬升板片穿透的，也证明了有些地幔柱确实是从核幔边境上涌而抵达岩石

3、圈的。2全地幔对流和分层地幔对流地球化学的证据剧烈要求分层地幔对流的存在。大洋中脊MORB、火山岛弧、大洋海岛玄武岩OIB和大陆溢流玄武岩等，虽然它们位于不同板块内，程度间隔 相差数千公里，但同类熔岩的同位素特征如87Sr/86Sr，143Nd/144Nd具有显著的类似性，不同类岩石那么显著不同。在亲石痕量元素、耐熔放射性元素及一定程度上主要元素组成上也有类似规律。这一规律性最简单的解释，就是地幔存在起码两个以上化学成分不同的源区：亏损了的地幔和未亏损的地幔。后者代表着原始的成分。而在部分地幔物质分异构成大陆的过程中，构成了亏损了亲石元素和排除了气体的上地幔。大洋中脊玄武岩源区的地幔是排除了气

4、体的上地幔，亲石元素、稀土元素、放射性元素K、U、Tu彻底亏损，这些元素富集于大陆地壳。来自两个不同源区的熔岩在穿透至地表过程中又能够被上覆岩层污染，这样大致可以解释观测到的不同类别的熔岩地球化学特征。2全地幔对流和分层地幔对流 地球化学定性模型无法准确估计亏损和未亏损地幔的地球化学定性模型无法准确估计亏损和未亏损地幔的比例，也不能约束未亏损地幔的界面地形和深度。比例，也不能约束未亏损地幔的界面地形和深度。 界面终究在哪里以及是什么形状的，必需综合思索其界面终究在哪里以及是什么形状的，必需综合思索其它学科的研讨成果。它学科的研讨成果。 传统上将界面放在传统上将界面放在660km660km，该界

5、面是地震学发现的上，该界面是地震学发现的上下地幔最突出相变引起弹性变化的界面，而上地幔体下地幔最突出相变引起弹性变化的界面，而上地幔体积约占地幔积约占地幔1/31/3，也似乎处于地球化学推测的合理范，也似乎处于地球化学推测的合理范围之内。因此，以围之内。因此，以660km660km为界，分成上下地幔对流就为界，分成上下地幔对流就是一种合理的推论。是一种合理的推论。3不利于660km分层对流的证据 矿物高压实验和地震观测阐明660km从尖晶石向钙钛矿相变时放热，这样爬升的温度较低的板片要在深于660km时才会发生相变，同一深度周围已相变地幔物质密度较大，对爬升板片会有阻滞作用。然而，由于相变的克

6、拉柏龙斜率太小，缺乏以耐久地阻止板片穿透。3不利于660km分层对流的证据 假设化学成分差别使下地幔密度比上地幔大2%以上，可构成分层对流，但矿物学和地震学没有阐明存在这种差别的证据。 早期人们可以对爬升板片追踪到1000km或更深。而且随着层析技术的开展和分辨率的提高，如今人们以为曾经发现了更古老的爬升下去的板片，有些过去2亿年前的爬升板片，如今被以为曾经到达了下地幔。3不利于660km分层对流的证据 层析成像阐明660km界面可以使爬升板片运动轨迹发生畸变，但数值计算和模拟实验阐明这种畸变不能长期继续而构成分层对流。这种部分和暂态的分层仅会影响板块相对运动形状如海沟后撤和弧后扩张和爬升板片

7、形状。 假设是在660km上下构成分层地幔对流,沿该界面两侧会发育热边境层,双层地幔对流传送热的效率远远低于全地幔对流。下地幔温度会升高,粘滞性会降低。然而,利用冰川后回弹和大地水准面资料计算出的下地幔粘滞性模型,不支持低粘滞性的下地幔。按分层对流推测的核幔边境温度，也大大高于高压实验确定的铁的熔点,以上证据均不利于以660 km为界面的分层地幔对流模型。4不利于全地幔对流的证据 虽然板片穿透660km界面得到了地震学观测的支持，但假设穿透660km界面速度大致等于板片爬升速度，那么计算阐明在几亿年间上下地幔将被混合而导致它们交融，它们之间的成分差别会消逝。 然而，地球化学阐明存在两个源区：脱

8、气和亏损了亲石元素的上地幔，及保管耐熔元素、未受爬升板片影响的下地幔。4不利于全地幔对流的证据惰性气体资料及其混合时间量级也有利于分层地幔对流方式。惰性气体资料及其混合时间量级也有利于分层地幔对流方式。40Ar40Ar是放射性是放射性40K40K的产物，深地幔起码有部分区域是未排气的，的产物，深地幔起码有部分区域是未排气的，即地球生成以来约半数的即地球生成以来约半数的40Ar40Ar仍未散失而保管在未亏损的深地仍未散失而保管在未亏损的深地幔中。夏威夷玄武岩的橄榄石中幔中。夏威夷玄武岩的橄榄石中CO2CO2气泡内高气泡内高3He/4He3He/4He比值阐明比值阐明它们比大洋中脊玄武岩失去的它们

9、比大洋中脊玄武岩失去的3He3He要少得多。虽然要少得多。虽然3He3He反映深地反映深地幔仍保管相当原始的形状，但同位素证据又阐明大洋海岛玄武幔仍保管相当原始的形状，但同位素证据又阐明大洋海岛玄武岩岩OIBOIB来源于循环了的海洋岩石圈物质，循环的海洋地壳堆积来源于循环了的海洋岩石圈物质，循环的海洋地壳堆积和岩浆岩在和岩浆岩在OIBOIB中留下了同位素指纹。中留下了同位素指纹。既是来自未亏损的深地幔，却又有爬升岩石层的痕迹，这一矛既是来自未亏损的深地幔，却又有爬升岩石层的痕迹，这一矛盾现实能够阐明热点岩浆岩能够来自未亏损，深地幔和堆积的盾现实能够阐明热点岩浆岩能够来自未亏损，深地幔和堆积的爬

10、升板片的边境处。许多非挥发性元素，如稀土元素在大陆地爬升板片的边境处。许多非挥发性元素，如稀土元素在大陆地壳和大洋中脊地幔成分似乎支持下地幔为球粒陨石成分组成。壳和大洋中脊地幔成分似乎支持下地幔为球粒陨石成分组成。4不利于全地幔对流的证据不只地球化学证据不支持简单的全地幔对流，有的科学家还以为地球外表丧失的热流总量也不能用全地幔对流模型解释。假设地球内部产热和散热已处于平衡，假定下地幔放射性元素含量与上地幔大致一样，那么大陆地壳产热和地幔产热的总和，缺乏以解释现今地球总的地热流所散失的热量。假设地球产热和散失热量处于稳态，那么地幔对流不能够是全地幔对流。当然，假设地球的热传送仍处于暂态，即原始

11、地球很热，现仍处在冷却过程中，现今失去的热量，既包括这种温度降低提供的热，也包括大陆地壳和地幔放射性元素产生的热，是这一问题的一种能够解释。但这时暂态模型必需假定前寒武地幔异常的热，目前尚没有这样的地质证据,因此依然倾向于否认全地幔对流模型。总之,地热收支平衡要求地幔中有一部分应该比上地幔有更高含量U、Tu、K及其它不相容元素的地幔源区，而且这部分地域能继续存在，不会被地幔对流搅拌均匀。D区体积太小，不能满足要求，在下地幔中应该存在这样的源区。5地幔对流模型新观念地幔不充沛混合模型 既要能解释层析成像和高温高压实验及地球动力学计算支持的660km界面可以被穿透，又要保管两个地幔源区的存在以解释

12、地球化学和地热等的约束，一些新的模型陆续被提出，它们的特征是地幔对流可以囊括上下地幔全部，但依然不能使一切地幔物质充沛混合，因此依然保管地球化学所要求的两个源区。5地幔对流模型新观念地幔不充沛混合模型 假设假定660km深度以下的下地幔中存在两个不同源区，其存在机制有两种能够方式：粘滞性控制、重力控制或二者兼有。 粘滞性控制指隔绝的对流层受不同粘滞性和时间尺度控制。部分高粘性下地幔还没有混合,或高粘性块体存在于对流环核部地震学无法“看见这种分区。 密度差别控制指本身密度较大的体积在重力下稳定,以致可以不被融混。矿物学提出了高温高压下一些能够相变候选组合但仍有待证明。5地幔对流模型新观念地幔不充

13、沛混合模型 团块blob模型：在下地幔中存在一些未亏损地幔的团块,粘滞性较大,密度适度较高,内部生热的正浮力为本身高密度所抵消而不致浮升。因此在存在全地幔对流时,总是悬浮在下地幔内,化学上不会与亏损地幔融混,但地幔热柱有时会带出其部分物质构成岩浆岩。 这种模型遭到的质疑:假设这种团块放射性元素含量较高而又不参与对流,累积的热量必然使团块内部温度升高、密度变小、粘滞性降低。可是假设密度变小、粘滞性降低,团块就不能够再长期存在下去必然要与对流环物质融混。 团块模型也没有地震学观测的支持。5地幔对流模型新观念地幔不充沛混合模型拉瓦灯模型：在分层地幔对流守不住660km的防线后，却又试图保管地幔存在两

14、个源区以解释地球化学特征的优点，因此将分层对流边境从660km深度撤到了1000 km以下到核幔边境之间相当大的动态范围内。拉瓦灯模型以为,下地幔内确实存在未亏损的地幔,具有相当量的放射性产热元素,以及一些关键的同位素。但亏损与未亏损地幔物质化学和热构成的密度差微小,导致起伏的动力界面,难以用地震学方法探测。即该界面并不位于一个固定的深度,与660 km界面等只需小尺度起伏截然不同，这一界面易被爬升板片推进而大幅度变化,深可达D区,浅仅距地表1000km。这一化学成分不同的深层,约占1/3地幔体积。爬升板片不是穿透这一界面,而是向下推挤这一界面。因此,爬升板片可以抵达核幔边境与某些观测一致，但

15、不一定爬升板片最终都到达核幔边境。而热柱从亏损和未亏损地幔界面边境层升起，可以解释各类岩浆岩地球化学同位素特征。未亏损地幔中的放射性元素含量较高，可以解释地球地热散失总量。Fig1A sketch map showing Lava Lamp mantle convection model地幔分为亏损白色和未亏损浅灰色两部分；爬升板片深色可穿透660km界面虚线，抵达亏损和未亏损地幔界面；热柱从该界面升起，在地表构成热点为了证明这种模型的合理性,实际上,从地球动力学方面进展了计算，结果阐明,可以存在分层对流,而亏损地幔的下降翼确实可以将亏损和未亏损地幔界面推挤到下边境位置。实践观测中,虽然有一些

16、观测阐明在1000 km下某些部分观测到存在界面的迹象,但直接观测到这一全部界面颇为困难。因此,主要经过研讨不同深度上P波速度和S波速度的相关性和它们比值的变化。在4001000km和16002500 km相关性减小,前者对应爬升板片穿透400 km和660 km相变界面的效应,后者能够与起伏的亏损和未亏损地幔界面有关11。PKP波的散射主要也发生在这一深度,这些高频地震波在深地幔的散射,特别在1 500 km深度,能够是堆积的爬升板片引起3。层析成像结果也阐明1 000km以下构造与以上不是非常延续的。目前,这些都被作为拉瓦灯对流模型的观测证据。 拉瓦灯模型引起了较大影响12,有些研讨者对模

17、型进展了进一步完善。倾向于把地幔约2 000km以上区域作为主要元素成分均匀亏损和排气的区域,该区又可细分为4001 000 km以上为低粘滞性软流层充沛混合区,4001000 km以下为高粘滞性区慢速混合区。2 000 km以下为较高密度、未排气、含高放射性生热元素的与球粒陨石组成类似的未亏损地幔。OIB源于其顶部或与爬升板片堆积的边境层。二者分界热与化学组成的密度差恰好几乎抵消,这样界面为动力学控制的复杂地形,难以用地震学方法探测。分界面起伏可以很大,深者接近核幔边境,但爬升板片的墓地并不一定都是核幔边境。6穿透660km相变界面的暂态效应虽然地幔对流可以穿透660 km界面，但由于相变界

18、面的存在，由于粘滞性随深度和温度的变化，即使在亏损的地幔内，既存在全地幔规模的对流,也能够存在不同尺度规模的对流环，包括部分小尺度的对流。地幔对流中穿透660 km相变界面的效应，能够具有深化的影响。它构成了对流不能够是稳态的,而是时间相关的,从而构成地质构造运动是幕式的。爬升板片比一样深度地幔要冷,因此密度较高,从而在负浮力下下沉。但冲板片在抵达660 km相变界面时，由于下地幔物质密度略高，爬升板片温度构成的较高密度缺乏以立刻抑制阻力穿透界面。爬升板片能够在界面上堆积，对流被局限在上地幔小规模尺度内。只需累积到达一定的临界形状后，才得以忽然穿透相变界面,对流扩展到全地幔范围。这样,对流不是稳态的，而是与时间相关的。深部爬升板片的速度,对流环的形状,地表海沟位置的变化和弧后的应力形状，以及板块运动形状等，都会发生变化，从而解释地质构造运动往往呈现幕式特征。 全地幔对流有较高的热传送效率,可以有效地从地球外表散热,降低核幔边境的温度。分层地幔对流热传送效率较低,在分层界面上会再发育相关的热边境层,核幔边境温度会较高。从总体来看,全地幔对流成分占上风时,有效传热,使下地幔温度降低,爬升板片与下地幔温差变小,因此变得难以穿透相变界面,逐渐转变为分层地幔对流。