第2大陆 The Second Continent 上一篇博客文章《洋壳和陆壳的深俯冲命运：来自地幔相变研究的观点》，从地幔相变研究方面，根据岩石和矿物密度关系，对大陆地壳和大洋地壳的深俯冲命运进行了介绍。其中曾提到Komabayashi等（2009）的密度关系计算表明，代表性大陆地壳岩石TTG有可能俯冲到转换带底部。本文将参考最新的研究结果作一扩展阅读，探讨TTG（大陆地壳）俯冲至地幔转换带中并稳定存在的可能性。 相关文章《第2大陆》（The Second Continent）发表在日本《地学雑誌》（Journal of Geography）上，三位作者均为著名地球科学家 河合研志、 土屋卓久 、丸山茂徳 （Kenji KAWAI, Taku TSUCHIYA and Shigenori MARUYAMA）。所谓“ 第2大陆 ”是指在地质历史时期由深俯冲作用带入到地幔中的大陆地壳物质的集合体，下文将详细介绍。而存在于地表的大陆则可以相对称为“第1大陆”。原文为日文，所以我将部分翻译理解的内容介绍给大家。 原文摘要如下： --------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Abstract Recent progress in our understanding of the consuming plate boundary indicates the ubiquitous occurrence of tectonic erosion of the hanging wall of the continental margin, sediment-trapped subduction, and direct subduction of immature oceanic arcs into deep mantle. Geological studies have estimated the volume of subducted tonalite-trondhjemite-granodiorite （TTG）materials to about seven times the surface total volume of continental crust. To reveal the fate of subducted crusts and how they recycle within the Earth, we studied high-pressure densities and elastic properties of TTG by means of the first principles computation method and compared them to those of peridotite. We found that TTG is gravitationally stable and its seismic velocities are remarkably faster than peridotite in the depth range from 300 to 800 km, especially from 300 to 670 km. We, therefore, propose SiO2-rich second continents in the mantle transition zone, which used to form the TTG crust on the Earth’s surface. Our proposed model may provide reasonable explanations of seismological observations such as the splitting of the 670 km discontinuity and seismic scatterers in the uppermost part of the lower mantle. The difference in seismic velocities between PREM model and experimental results in the lower part of the transition zone can be explained by 25 volumetric% of TTG, which would correspond to about six times the present volume of the continental crust. Formation and dynamics of those second continents would have controlled the Earth's thermal history over geologic time. Key words： granite, subduction, second continent, density, first-principle calculation, identification of TTG crust in the mantle, tectonic erosion --------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 大陆占据了地球表面大约1/3的面积，大陆地壳（平均35km厚）是由上部大约15-20km厚的以花岗岩为主体的上地壳和基性下地壳（15-20km厚）所组成。花岗岩地壳是在板块汇聚处产生，例如现在日本东北岛弧火山作用，岩浆由太平洋板块脱水所产生的部分熔融作用所形成。酸性岩浆固化后形成的岩石密度约为2.8 g/cm3，比地幔平均值（3.5 g/cm3）小，所以大陆能够“漂浮”在地球表面。 但是在漫长的地质历史时期中，大陆并不是一直都稳定存在的，在俯冲带由于构造侵蚀（tectonic erosion）作用（参考 山本，2010），大陆物质被不断地被洋壳“刮削”到地球深部，而且被“刮削”到地球深部的大陆地壳物质总量是现今地表大陆地壳物质总量的几倍。在俯冲带大陆地壳物质进入地幔中，按照5km3/yr的速率（Clift and Hartley,2007），在过去的40亿年中俯冲下去的总量大约为地表大陆地壳总量的3倍。 Fig.1 Schematic image of mechanism by which granite is transported from the Earth's surface to the deep mantle. 花岗岩石大陆地壳中最常见的岩石类型，主要由正长石、斜长石和石英组成；化学组成非常近似的tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG)岩石，Komabayashi等（2009）曾按照12.5%钠长石和87.5%石英比例近似计算花岗岩物质在地幔中的密度。实验研究表明，NaAlSi3O8钠长石在2-3 GPa、1300K分解为NaAlSi2O6硬玉+SiO2石英（Birch and Cecomte,1960）。NaAlSi2O6硬玉在大约23GPa、1300-1500K条件下分解为NaAlSiO4 CF相和SiO2斯石英(Liu,1978; Yagi et al.,1994)。 NaAlSi3O8(Ab)= NaAlSi2O6(Jd)+SiO2(Qtz) (1) NaAlSi2O6(Jd)= NaAlSiO4(CF)+SiO2(St) (2) 本研究中对硬玉、CF相和斯石英三种矿物的弹性参数进行了计算。硬玉和CF相的相关晶格常数和晶体结构如图2a所示。图2b展示了硬玉、CF相以及斯石英的晶格体积压缩曲线，相关参数利用三阶Birch-Murnaghan状态方程进行最小二乘法拟合，硬玉拟合结果与实验值比较一致，而CF相比实验值略低（见Table 1）。CF相+斯石英组合与硬玉的相对焓值（enthalpy）比较见图2c，用来界定硬玉的分解条件，图中显示硬玉在大约18 GPa会分解为CF相+斯石英。考虑温度的影响，计算结果显示该分解反应具有正当克拉伯龙斜率（Clapeyron Slope），与实验结果一直。以3.1±1.0 MPa/K (Akaogi et al.,2002) 来计算，在1500K条件下该分解反应压力为22.5±1.5 GPa (638 ± 30 km)，与660 km不连续面深度压力非常接近。 Fig.2 (a) Crystal structures of NaAlSi2O6 jadeite and NaAlSiO4 CF-type phase. Yellow, light blue, dark blue and red spheres are Na, Al, Si, and O atoms, respectively. (b)Volumes calculated within LDA （bold lines）. Triangles indicate experimental results for jadeite（red）（Zhao et al., 1997） and stishovite（green）（Ross et al., 1990; Hemley et al., 1994）. Experimental volumes of the CF-type phase are computed using a third order Birch-Murnaghan equation of state with parameters proposed by Akaogi et al.(2002) (blue dotted line). (c)The enthalpy difference of the CF-type phase and stishovite mixture relative to the jadeite calculated based on the GGA. 图3展示了硬玉、CF相和斯石英在50 GPa以内压力条件下弹性常数的计算值，其中硬玉的计算值与实验结果非常一致（见Table 2）。 Fig 3. Elastic constants as a function of pressure. （a）-（c）show longitudinal, off-diagonal, and shear elastic constants for monoclinic jadeite, respectively. Open circles and squares indicate experimental results at 0 GPa of Kandelin and Weidner （1988）. （d）-（f）show the same groups for orthorhombic CF-type phase. （g）-（i）show the same groups for stishovite（or CaCl2 at 50 GPa）. 硬玉、CF相和斯石英（以及CF相+斯石英）的体积模量、剪切模量、P波和S波速度、密度关系如图4所示。CF相和斯石英比硬玉的密度分别高13.8%和18.3%，硬玉分解为CF相和斯石英组合后密度增加15.1%，P波、S波以及bulk sound velocity 分别增加17.3%、25.0%和12.0%。 Fig. 4 (a) Aggregate bulk and shear moduli of jadeite, CF-type phase and stishovite in the pressure range from 0 to 50 GPa. Open circles indicate experimental results for jadeite at 0 GPa of Kandelin and Weidner (1988). (b) Longitudinal, bulk and shear wave velocities and densities of jadeite, CF-type phase, and stishovite. (c) Velocities and densities of jadeite and an assemblage of CF-type phase and stishovite. 根据以上这些数据就可以求得TTG的密度和速度。在大约300km深度柯石英向斯石英转变，TTG的组成为硬玉和斯石英（1：8比例）(Komabayashi et al.,2009)。在大约640km深度硬玉分解，CF相和斯石英组成比例为1：9。分解前后TTG的密度和速度见图5，在大约660km深度TTG中硬玉分解后，密度增加4.4%，P波速度增大6.1%，S波速度增大8.3%。 橄榄岩中的主要矿物目前已经比较清楚，大约15-20 GPa压力范围内为瓦兹利石（wadsleyite），20-23.5 GPa为林伍德石（ringwoodite），在23.5 GPa（约660km深度）林伍德石分解为钙钛矿（perovskite）和铁方镁石（ferropericlase）。橄榄岩中橄榄石中Fe的含量简化为大约10 mol%，其弹性随Fe变化。钙钛矿和铁方镁石之间Fe的分配系数为大约0.3（钙钛矿5 mol%，铁方镁石15 mol%）。瓦兹利石-林伍德石相变（大约520km深度）所伴随的P波和S波速度分别增大1.9%和2.4%。后尖晶石相变（大约660km深度）所伴随的P波和S波速度分别增大5.9%和13.2%。 如图5，通过比较橄榄岩和TTG的密度发现，地幔转换带中TTG比橄榄岩密度大，在大约28 GPa（750 km）密度倒转。TTG在300-750 km深度范围内重力稳定，即300 km以下TTG将有可能继续俯冲至转换带深度。波速比较：TTG在15-20 GPa范围内P波和S波速度比橄榄岩分别高8.2%和12.3%，23.5-28 GPa P波和S波速度比橄榄岩分别高5%和1.8%。TTG会滞留在28 GPa（750 km），此时P波和S波速度不连续，分别降低6.2%和4.4%。 Fig. 5 Densities (a) and velocities (b) of peridotite and TTG. 橄榄岩中橄榄石-瓦兹利石-林伍德石相变以及后尖晶石相变分别对应410、520和660 km不连续面，密度也随之而产生突变。计算结果发现，在300 km深度范围内，花岗岩比橄榄岩密度低很多，而在300-660 km之间，花岗岩比橄榄岩密度高，直到750 km两者密度相近。这一结果表明，在到达300 km深度以后，由于相变作用，花岗岩地壳将产生负浮力，密度比地幔岩石高。在1500 K条件下花岗岩在640 km深度密度再次突变上升，由4.3g/cm3突变为4.5g/cm3。300 km深度负浮力作用将使花岗岩地壳物质沉入地幔并聚集在转换带底部。 上世纪80年代变质岩中柯石英的发现，证明地表大陆地壳物质可以俯冲至100 km深度并折返回地表。地质学家随后在超高压变质岩研究中取得了许多重要的成果，最大深度约200 km（~7 GPa），这与柯石英-斯石英相变深度300 km还有一定差距，因此如果能突破300 km，那么花岗岩产生的负浮力将使其难于折返回地表（depth of no return）。 在pyrolite地幔模型中，其上地幔地震波速与地球物理模型PREM (Dziewonski and Anderson,1981)比较一致，但是在转换带下部波速与PREM等模型还存在一定的差异 (e.g. Irifune et al.,2008; Cobden et al.,2008)。根据转换带下部波速与PREM等模型的差异 (Irifune et al.,2008)，来推算转换带下部可能存在的花岗岩的含量。如图6所示，当花岗岩体积含量占25%时，P波和S波两者差异较为一致。考虑到温度影响，Irifune et al.(2008)指出pyrolite和PREM波速上的差异可能是因为滞留在转换带中的俯冲板块（stagnant slab）里含有温度相对低400K的方辉橄榄岩。但是，整个转换带温度相对低400K是难于相信的，而且在转换带中方辉橄榄岩也比地幔密度小，所以方辉橄榄岩能否在转换带下部稳定存在仍需进一步的研究考证。 现在，如果地幔转换带下部520-660 km之间140 km厚的部分含有1/4的花岗岩物质，那么这一总量大约为由花岗岩构成的上中地壳的~6倍（整个大陆体积的3倍），这是根据Rino (2007)推算的结果。实际上如下文所讨论的，花岗岩物质在下地幔顶部滞留的可能性更大。但是这种估计忽略了温度和压力的影响作用，因此还需要进一步的研究和讨论。 研究表明环太平洋地区660 km不连续面存在着分裂，如Deuss and Woodhouse (2001)的报道。根据以上的讨论，可以用地幔中的后尖晶石相变和花岗岩中的硬玉分解反应来解释。推测转换带下部温度为1800 K，这时地幔中后尖晶石相变和硬玉分解反应相变压力非常接近。但是需要注意硬玉分解反应相变和后尖晶石相变分别具有正和负的克拉伯龙斜率，而如环太平洋俯冲带温度较低，该相变应可以通过地震波观测到。因此Deuss and Woodhouse (2001)观测到的660 km不连续面的分裂或许可以用这两个相变来解释。 Kaneshima (2009)在环太平洋地区海沟下地幔顶部800-1000 km深度观测到地震波散射，并认为是洋壳物质（basaltic crust）所形成的。但是在深俯冲过程中由于脱水变质作用以及部分熔融作用会使SiO2成分流失，而洋壳中SiO2相含量不到10%，因此用洋壳物质来解释下地幔顶部的地震波散射是比较困难的，实际上可能的解释是深俯冲的花岗岩物质。 Fig. 6 Difference of P and S wave velocities from the mantle average composition in the depth range from 520 to 670 km. The green dots indicate the volumetric% of TTG. The red dot indicates the difference between the experimental results of Irifune et al. (2008) and the PREM model （Dziewonski and Anderson, 1981）. 全球花岗质地壳的可能分布见图7，详细的解释请参考原文和该图说明。 Fig. 7 Schematic illustration of the regional distribution of First and Second Continents of the Earth, which was partly modified after Fig. 7 of Maruyama et al. (2007). Second Continents are compiled from P-wave mantle tomography of Huang and Zhao (2006) and subduction history of the Earth during the past 200 Ma. The lower figure is a cross section of the Earth along the line XY in the upper figure. Second continents could occur predominantly under Asia. Under the eastern margin of Asia it is underlain by the stagnant slab. The eastern part is locally separated into two by the penetrating slab. On the contrary, under Africa, second continents occur selectively above 660 km depth, presumably due to the absence of subduction underneath since 540 Ma. Plate subduction causes tectonic erosion at the trench to transport TTG materials into the mantle transition zone as well as direct arc subduction. These transport processes developed the Second Continents over geologic time. 参考文献： 河合研志, 土屋卓久, 丸山茂徳（2010）: 第2大陸, 地学雑誌, 119(6), 1197-1214. 山本伸次（2010）: 構造浸食作用—太平洋型造山運動論と大陸成長モデルへの新視点—．地学雑誌，119 (6) ， 963-998. Akaogi, M., Tanaka, A., Kobayashi, M., Fukushima, N. and Suzuki, T. （2002）: High-pressure transformations in NaAlSiO4 and thermodynamic properties of jadeite, nepheline, and calcium ferrite-type phase. Physics of the Earth and Planetary Interiors,130, 49-58. Andrault, D., Fiquet, G., Guyot, F. and Hanfland, M.（1998）: Pressure-induced Landau-type transition in stishovite. Science, 282, 720-724. Birch, F. and LeComte, P. （1960）: Temperature-pressure plane for albite composition, American Journal of Science, 258, 209-217. 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【最新论文介绍】 【 SEDI 前缘】地幔转换带中水的分布 作者注：关于地幔转换带中水的相关问题，学术界内一直都争论不休，难下定论。耶鲁大学的 Karato 教授在最近（ 2011 年）出版的 EPSL 上发表文章，就地幔转换带中水的分布及全球物质循环，尤其是对电导率测水方面，进行了评述。以下就其主要内容做一介绍，供大家学习参考。 原文 citation ： S.-i. Karato, Water distribution across the mantle transition zone and its implications for global material circulation, Earth and Planetary Science Letters 301(2011) 413-423. PDF 下载 补充材料下载见 SD链接 关键词： water, hydrogen, seismology, electrical conductivity, partial melting 1. Introduction （简介） （注：作为基础部分， introduction 部分按原文翻译） 水（氢）是类地行星独特的组成成分，相对于其他成分（ SiO 2 ， MgO ， CaO 等）尽管其含量很小，但即使少量的水也能极大地改变熔融关系（ e.g., Inoue,1994 ）和流变学特征（ e.g. Karato Jung,2003; Mei Kohlstedt,2000 ）。因此，水的分布对于类地行星的动力学和演化过程具有重要的影响。 前人对地球深部水的研究主要集中于矿物（尤其是名义上无水矿物， NAMs ）中水（氢）的含水上限（ solubility limit ）和 / 或机制（ e.g.Bolfan-Casanova,2005;Inoue et al.,2010 ）。尽管针对下地幔矿物中的水含量争议较大，但现已确认地幔矿物最大水含量的总和已经远远超过了大洋海水的总量。尤其是已观测到地幔转换带矿物具有高水含量，这意味着转换带对控制全球水循环过程具有重要作用。然而，尽管这些研究为地球中水的作用的研究打下了重要的基础，但仍不足以说明地球深部中真实的水的分布状态。地球深部中真实的水的分布状态只是由含水上限间接地约束，例如那些具有高含水能力的区域（如 MTZ ）可能实际上几乎没有水（ Richard et al.,2002 ）。 由于扩散非常缓慢（根据水的扩散实验结果计算， 10 亿年扩散距离仅有 ~ 10 公里 （ Kohlstedt Mackwell,1998 ）），真实地球中水的分布主要由部分熔融的程度和位置以及大规模物质运移过程所控制（ Iwamori,2007;Richard et al.,2006 ）。但是除了生成陆壳的部分熔融作用以外，唯一明确的部分熔融和相应的化学分异作用（ chemical segregation ）就是和大洋中脊火山作用相关的过程（前者具有较为久远的地球化学特征， 20-30 亿年甚至更长；后者则相对年轻，少于 5 亿年）。深部地幔中大规模物质运移作用的位置和性质目前均不明确，关于地幔中水分布的各种模型也是众说纷纭（ e.g. Hirschmann,2006; Huang et al.,2005; Karato et al.,2006; Rüpke et al., 2006; Yoshino et al., 2008a ）。但是，由于水的分布和这些过程具有较为密切的联系，如果按照本文后所推测的水的分布情况，就可以获取认识部分熔融作用位置和物质循环作用特征的新方法。 有许多推测地幔中水分布的尝试（尤其是上地幔和转换带），其中最直接的方法就是地球化学 / 地质学方法，利用地幔矿物或者玄武岩的水含量来推测地幔中水的分布（ e.g. Bell Rossman, 1992;Beran Libowitzky,2006;Dixon et al., 2002 ）。尽管这是一种直接的方法，但是具有许多局限性，特别是该方法对于研究像转换带（全球水循环最重要的区域之一）这样的关键区域水的分布十分困难。 地球物理探测方法，如地震波和电磁场，可以深入地幔，相关的特征分布可以从地面观测站推测。因此，如果对于水含量灵敏度高且明显，这些地球物理观测数据就可以用来推测深部地幔水的分布特征（ Karato,2006a; Meier et al.,2009; Suetsugu et al.,2006 ）。但是这些研究却得出了完全不同的，有时是似是而非的结论。比如，利用地震波速异常和不连续面成像异常， Meier 等（ 2009 ）推测东亚地区转换带是贫水的，而 Suetsugu 等（ 2006 ）则在相同地区推测是富水的。类似地，根据电导率推测的水分布结果也存在这巨大差异（ Huang et al.,2005;Yoshino et al.,2008a ）。 因此，为了更好地估计地幔中水的分布情况，检验这些研究之间的差异是很重要的。本文的目的在于：（ 1 ）综述估计地幔中水分布的各类方法尤其是强调地球物理方法；（ 2 ）提供更好的估计地幔中水分布的方法；（ 3 ）讨论水分布对地球中物质循环特征和部分熔融作用的启示。有关电导率的讨论详见其他文献（ Dai Karato,2009a;Karato Dai,2009 ），本文在此仅做简洁讨论，但是有一些重要的新结果作了补充，尤其是元素分配和氧逸度对电导率剖面的影响作用。 2. Various approaches to infer the water distribution in the mantle （推测地幔中水分布的方法） 2.1 Geological/geochemical approach （地质学 / 地球化学方法） 地幔岩石中的矿物水含量为研究地幔水含量提供了直接信息。上地幔样品中的水含量一般为 ~0.002-0.05wt.% 。但是无法确定这些样品在折返到地面之前时是否本身就含有一定的水。而且这种发放只能研究非常有限的区域，因为地幔岩石折返的最大深度是 ~200km ，因此该方法无法确定转换带中的水含量。（作者注：关于地幔岩石折返的最大深度，目前有各种报道，如有关 majorite-garnet 的天然岩石样品显示其来源可能大于 300km 甚至是转换带（文献略），但是仍然具有较大的争议和不确定性。 Karato 此处给出的 200km 深度，是相对比较确定的、得到广泛认同的折返深度）。 而利用玄武岩则可以更广的区域范围的水含量（地球化学方法）。 MORB （大洋中脊玄武岩）是相对浅层的地幔部分熔融形成的， OIB （洋岛玄武岩）则来自更深的地幔。该方法就是根据模型利用玄武岩的水含量去推测去源区的水含量。研究显示，大部分 OIB 源区的水含量比 MORB 源区的要高。但是对于 OIB 数据的解析仍然不是很确定，因为对 OIB 的源区了解还不够透彻。 2.2 Geophysical approach （地球物理方法） 与地球化学方法不同，地球物理可以研究更广的区域，因此可以更好地了解全球尺度水的空间分布状态。但是很关键的是，要确定何种性质特征适合于推测水含量：该性质特征应该对水含量很灵敏而对其他因素不灵敏，或者其他因素的影响可以得到有效的校正。 2.2.1 Seismological observations （地震学观测） 水对地震波传播最明显的影响就是会降低地震波速度，因为氢可以削弱化学键的作用。目前有大量的实验研究水含量和其他因素对弹性波速的影响作用（ Table 1 ）。 研究显示，在水含量低于 ~0.1% 的情况下，水对地幔矿物的弹性波速影响很小（ 0.1% ），相对比温度的影响作用更小（ 100K 的温度变化将导致 ~0.7% 的波速变化， Karato,2008 ）。而主量元素的影响作用（尤其是在地幔转换带中）则非常大。由此可见水对地震波速的影响作用很小，而且比主量元素和温度的影响作用更小（图 1a ）。所以当温度和主量元素变化较大时，将难于估计其水含量。另外如果考虑非弹性作用的话，那么水对地震波速的影响作用会更大（ e.g. Karato,2006b ）。 图1a. Seismic wave velocities ( ΔV / V :variation of velocity, C W : water content) (for data see Table1). 另一个重要的地震学观测就是不连续面的深度。由于大多数不连续面是由相变引起的，因此，当两个共存矿物间的水分配不同时，相边界（不连续面）的深度就会受到水的影响（ Wood,1995 ）。这里需要考虑相变的宽度（ sharpness ）和深度（ depth/pressure ）的变化（图 1b ），另外波速异常和转换带厚度异常被用来推测水含量。但是在高温条件下水的影响作用将受到抑制，而其他因素如主量元素的影响则会很大。因此该方法将难于推测水的分布状态。但是在成分几乎均一的条件下，该方法或许还是有用的。 图1b. Depth of “410-km” discontinuity as a function of water content for two different temperatures (results for a pure Mg2SiO4–H2O) system ( Frost and D. Dolejš, 2007) 在众多地震学观测中，地震波衰减（ attenuation ）很可能对水含量很灵敏（ karato,2003; Shito et al.,2006 ）。但是衰减测量的分辨率还比较有限（ Dalton et al, 2009 ），实验研究尚处于探索阶段（ Aizawa et al.,2008 ）。关于水对地震波衰减的影响，还需要更要多的研究。 2.2.2 . Electrical conductivity （电导率） 2.2.2 .1 General background （背景介绍） 相对于一些地震学观测，尽管分辨率要低一些，但是地球深部的电导率可以通过电磁感应分析来推测（ Rikitake,1966 ）。 Karato （ 1990 ）最先提出电导率对于水含量非常灵敏，因此地球深部的电导率可以用来确定水（氢）的分布情况。（作者注： Karato 认为根据矿物水含量极限得到的地球深部的水含量具有很大的不确定性，而一直积极倡导用电导率来推测地球深部的水含量（尽管也存在着较大的不确定性）。电导率测水方法具有很多的优点，见本文分析。） 在大多数情况下，矿物的电导率是由三价铁和二价铁之间的电子跃迁（极化导电）或者质子迁移形成的。电导率可以表示为（相关系数的解释见原文）： 后边第一项和第二项分别对应于极化导电和质子导电。另外相关研究表明， Mg(Fe) 的扩散和主量元素的影响相对较小 (Constable,1993;DaiKarato,2009;Yoshino et al.,2009) 。 对于电导率测水时，有以下注意事项： 1. 尽量获取较宽频率范围的数据，并对计划作用进行校正（针对导电机制是离子运移，如质子导电）； 2. 没有绝对“干”的样品（ ~10ppm wt 时可以看作是干的）； 3. 样品的水含量在实验中可能会变化，因此在测量前后都应重新确定实际水含量，并保证其前后变化不大才行。 Table 2 展示了前人上地幔和转换带矿物电导率测量的实验结果，大多数研究均表明矿物中的水可以提高电导率，但并非所有的研究结果都支持这一观点（见 Table 2 及原文 Karato 的 cemments ）。 下图2显示了上地幔和转换带矿物电导率的实验研究结果。该图表明，水的影响是巨大的，在一定范围内，电导率变化达 100-300 因子，而且水含量越高变化越明显。 图2. Electrical conductivity of typical minerals (olivine(4GPa), garnet(4GPa) and wadsleyite (15GPa)) at 1500K as a function of water content 其他因素的影响作用（温度，压力，主量元素和氧逸度等）如下简表（此处不一一详述，见原文解释）。总体来说，这些因素的影响相对于水含量的影响十分微弱。（作者注：另外需要注意的是， Karato 认为软流圈的高导低速并非部分熔融的结果，这一观点与地学传统教科书里“软流圈的高导低速是部分熔融的结果”的讲述相反，在他的《流变与地球动力学》一书里，他也曾详细阐述了这一问题，这一议题非常重要而且有趣，但是也较为复杂，如有需要，作者另行作一文与大家讨论。） 2.2.2 .2. Calculation of electrical conductivity-depth profiles for the mantle （电导率 - 深度剖面） 该计算采用 Ito Katsura(1989) 的地温曲线，综合考虑以下因素的影响作用：氧逸度随深度的变化（ Frost McCammon,2008 ），元素分配（ Irifune Isshiki,1998 ），压力作用（ Wang et al.,2006; Yoshino et al.,2009 ），水的分配（ Bolfan-Casanova,2005; Mookherjee Karato,2010 ），根据已知的共存矿物中的水和铁含量、温度、压力，可以计算每种矿物的电导率，然后根据 Hashin Shtrikman(1962) 的模型计算集合体的电导率。计算所用的相关系数见下表 （附计算公式） 。 图3.(a) Temperature–depth profile used in the calculation of conductivity–depth profile (Ito and Katsura, 1989). (b) Electrical conductivity (σ) versus depth relationships for the upper mantle and the MTZ calculated for the pyrolite mantle model with various water contents. 计算结果如图所示，水含量对电导率影响很显著。但 Yoshino （ 2010 ）的结果显示水含量的影响作用比 Karato 的计算结果更加微弱， Karato 在文中则认为这是 Yoshino 所使用的干样品其实含有较多的水（即实际并非是干样品）。在 410-km 处，电导率会有一个突降（ jump ）， Karato 给出的解释为：矿物中只有少部分水，即高活水（ highly mobile hydrogen ），对电导率产生贡献；由于瓦兹利石（ wadsleyite ）比橄榄石更加富水，瓦兹利石会吸收更多的水导致其高活水含量比橄榄石中的低；因此在总水量相同的情况下，瓦兹利石的电导率会比橄榄石的低，从而导致 410-km 处电导率的突降。 为便于对比， Karato 将地球物理研究推测的电导率 - 深度剖面进行了总结，如图4。通过对比可以得到以下一些结论。完全“干”的模型所推测的电导率比大多数地球物理模型的电导率要低很多；上地幔的平均水含量为 ~0.01 wt.% ，转换带的为 ~0.1 wt.% ；大多数地球物理观测中不存在 410-km 处的电导率突降。以上这一模型与上地幔地球化学 / 岩石学研究结果非常一致。但是目前尚缺乏下地幔矿物和下地幔水含量的数据。另外该电导率剖面也显示了较大的地区差异。 图4.Geophysically inferred conductivity (σ)-depth profiles 3. Implications for material circulation in Earth （地球内部物质循环） 电导率在空间上的变化也指示了水含量及其他不相容元素分布的差异性。造成水含量差异的主要因素是部分熔融及相应的固溶分异作用，另外还有化学分异作用如洋壳的拆沉。 图5显示了地幔物质循环和水分布的三种模型。 图5. Models of water distribution and material circulation in Earth's mantle Model a （ layered water content model, 分层模型）： 这一模型与地球化学和地球物理观测结果较为一致。地幔中的水是层状分布的（局部存在侧向差异），转换带及下地幔一定范围内较为富水，可以作为 OIB 的源区；上地幔（软流圈）则较为贫水，可以作为 MORB 的源区。该模型中 410-km 处存在着部分熔融作用但 660-km 没有部分熔融。 Model b （ "plum-pudding" model, 梅子布丁模型 , by R ü pke et al.,2006 ）： 该模型中作为 OIB 源区的富水区域成斑点状分布地幔中；但是如果这些富水区域均匀分布或者仅存在于下地幔中，该模型将无法解释 410-km 处电导率的突变。 Model c （ hybrid "plum-pudding" model, 复合梅子布丁模型）： 该模型似乎是前两种模型的综合。转换带中富水区域（榴辉质）比上地幔多， MORB 由相对贫榴辉质的物质部分熔融而形成， OIB 有富榴辉质的物质部分熔融而形成。如果这些榴辉质物质相互连接起来或者成片状分布，转换带就会比上地幔的电导率高，这也与电导率观测结果一致。但是下地幔的水含量目前不是很确定。 Partial melting at 410-km （ 410-km 处的部分熔融） 富水模型（ model a or c ）中，软流圈被认为是 410-km 处部分熔融的产物。 Hirschmann(2006) 曾假设 410-km 处的部分熔融所需水含量为 ~0.4 wt.% ，按此推测上地幔水含量将会比由 MORB 地球化学研究推测的结果（ ~0.01 wt% ）高很多，这将会与富水模型产生矛盾。但是 Karato 坚持认为，上地幔固相线处的水含量很可能只有 ~0.05 wt.%(Karato et al.,2006) ，由此上述矛盾之处并非那么巨大。另外挥发性组分如 CO 2 或 K 元素会促进熔融作用，那么固相线处所需实际的水含量将会比上述值低。进一步说，上涌残余物质（形成软流圈，即 MORB 源区）的实际水含量应比 410-km 处固相线矿物的水含量更低。模型中软流圈的水含量应大致等于软流圈固相线的水含量而不是 410-km 固相线的水含量（假设是 fractional melting ）（如图6）。软流圈固相线的水含量估计为 ~0.01 wt.%(e.g. Hirschmann,2010) 。因此，根据 MORB 组分和电导率所推测的软流圈的水含量与富水模型是一致的。 图6. A schematic phase diagram showing the melting behavior of a material containing water as impurity in the upper mantle and the shallow transition zone (adiabatic temperature gradient is assumed).（注：图6的解释有些复杂，请参照原文） Influence of partial melting （部分熔融的影响作用） 关于部分熔融的影响作用，需要从以下三个方面来考虑：熔体比例，熔体和固相之间的物性差异，熔体的几何学特征。如果上地幔底部熔体的比例为 ~0.1% ，呈细管状（ tubule ），那么部分熔融对地震波速并没有太大的影响（ ~1% 下降）。一旦颗粒边界完全被熔体湿润（ wet ），那么波速降低将非常明显。综合前人研究，上地幔底部（ or MTZ ）部分熔融对电导率只是稍有影响。 其他问题： a. 目前对下地幔的水含量不是十分清楚。 b. 转换带如果具有如此高的水含量的话，那么在 660-km 不连续面处会产生部分熔融。但是目前还没有明确的证据报道该边界附近存在部分熔融。因此需要加强对下地幔水含量的研究和观测。 c. 提高地球物理观测的分辨率（如接收函数方法）。 Water circulation （水循环） （本节略）注意一个问题：前人在研究中大多将地幔当作一个单一单元（ single unit ）来考虑全球水循环，但是本文的分析表明地幔内部水的分布可能是不均一的，应该当作一个分层的 box 或者两个甚至更多的 boxes（如图7） 。 图7. 地球深部水循环简图（详见原文补充材料Fig.S3-1及说明） 4. Summary and concluding remarks （总结与结束语） a. 地球内部水的分布可以通过多种方法来推测（地质学 / 地球化学，地球物理观测 ( 电导率 ) ）； b. 提高地球物理推测电导率的分辨率； c. 需要进一步了解认识下地幔中水的分布情况。 参考文献（略，见原文） ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 【作者后记】 这篇EPSL文章是一篇极好地介绍地幔中水的分布以及电导率测水方面的综述文章，地学大师 Karato 教授也是目前世界上该领域的权威（另外还有 Ohtani ， Inoue ， Bolfan-Casanova ， Hirschmann ， Litasov 等），对目前各种研究地幔中水的方法进行了较为详细地比较。不过本文对于初学者或者非专业普通读者来说可能具有一定的难度（如需要了解 MORB 和 OIB 源区，地幔相变，名义无水矿物 NAMs ，部分熔融，地球物理层析成像），作者建议可以先阅读有关地球深部水的其他综述文献（如下，按时间排序）。 Karato 的部分科学研究成果可以参考《流变与地球动力学》一书（唐户俊一郎著，何昌荣等译，地震出版社， 2005 年出版；原版为日文，东京大学出版社， 2000 年出版）。文献中所用的一些计算方法，请参考阅读补充材料。关于地幔转换带的“干湿之争”，一直都是地球深部水研究的关键问题之一，利用各种方法得出来的结果有巨大的差距（本文也对地质学/地球化学，地球物理方法的结果进行了对比），但需要强调的是，“high water solubility may not lead to high water contents in the transition zone” ，换句话说，高含水能力不代表实际的MTZ就是富水的，关键还要用实际观测来检验，如最近Green在Nature上发表文章，地震学证据显示深俯冲岩石圈并 未携带大量的水至转换带（ Green et al.,2010 ）。 N.Bolfan-Casanova, Water in the Earth's mantle, Mineral Mag 69(2005) 229-257. E.Ohtani, Water in the Mantle, Elements 1(2005) 25-30. M.M.Hirschmann, Water,melting,and the deep Earth H2O cycle, Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 34(2006) 629-653. E.Ohtani, K.D. Litasov, The effect of water on mantle phase transitions, Reviews in Mineralogy and Geochemistry 62(2006) 397-420. 谢鸿森 , 候渭 , 周文戈 , 地幔中水的存在形式和含水量 , 地学前缘 , 2005,12(1):55-60 夏群科 , 杨晓志 , 郝艳涛等 , 深部地球中水的分布和循环 , 地学前缘 ,2007,14(2):10-23 杨翠平 , 金振民 , 吴耀 , 地幔转换带中的水以及地球动力学意义 , 地学前缘 ,2010,17(3):114-126. （三篇中文文献较为相似，内容也较全，对于一般读者应该都不太难。英文文献较长，都是这方面的专家写的文章，可以精读。） 中国方面：目前新的地震台网已经获得较多中国及临区岩石圈和上地幔结构数据，涌现了很多优秀的文章，对于中国地球深部动力学具有重要意义。不过目前物性研究（矿物物理）方面还比较薄弱（未见电导率方面的报道），实验数据和测量数据的准确性和精确度有待提高（国外经常不相信中国科学家的数据），如北京 SIMS 的引进将极大地提高元素测量的质量。目前对熔体的结构还不是十分清楚，部分熔融实验方面， 金振民等（ 1994） 曾在 Nature 上报道过相关的熔体分布状态实验结果。 最后，感谢您耐心阅读完本文，希望对您的工作和学习有所帮助。我自己将本文内容做成幻灯片，您可以选择下载浏览，祝您工作和学习愉快！ PowerPoint下载（pdf格式） zcy.pdf
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