第4章地幔动力学与板块运动文档格式.docx

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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800~1000km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Si02／MgO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3×

10-6／K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A1203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103~104km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（ZhouandClayton，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