大陆地壳的熔融 （周春银 编译） 原文作者： Sawyer E W, Cesare B, Brown M ，原文题目： When the Continental Crust Melts ，资料来源： 2011 年 8 月份《 Elements 》杂志： http://elements.geoscienceworld.org/cgi/content/abstract/7/4/229 【摘要】大陆地壳的部分熔融作用作为一种小规模现象一直都是岩石学家感兴趣的研究课题。大陆碰撞所形成的古老的、已被侵蚀的山脉核中的矿物组合表明，大陆地壳曾被埋得足够深来产生大规模的熔融。地球化学、实验、岩石学以及地球动力学模拟研究表明，当大陆地壳产生熔融时其引起结果仍是地壳范围内的。综合熔融作用和区域变形作用是非常关键的：颗粒边界处熔体的出现会软化岩石，而软化后的岩石变形更快，将影响造山带的生长方式以及裂谷的增长。构造作用力还会使熔体从大陆下地壳中分离出来，造成地壳不可逆的化学分异。 【关键词】大陆地壳，部分熔融，显微结构，变质岩石学 【简介】 大陆地壳平均厚度为 41.4 km ，覆盖了地球表面 39% 的面积。由超过 40 亿年（ Ga ）的锆石中的同位素和微量元素成分以及地幔同位素储库演化过程所提供的信息说明， 75% 的甚至更多的大陆地壳是在 25 亿年前形成的（ Harrison 2009 ； Belousova et al. 2010 ）。因此大陆地壳要比大洋地壳古老得多，所以也更加复杂。其中岩石的岩石学和构造特征都反映了这一点。 大陆地壳最开始在大于 40 亿年以前的冥古代开始形成，首先是由地幔分异产生的，然后是由“热点”之上的以及较浅范围的（ ~15 km ）会聚边缘之上的加厚的大洋地壳产生的（ Harrison 2009 ）。从晚太古代（大约 28 亿年前）开始，大部分新的、年轻的大陆地壳形成于俯冲带之上的岩浆弧，但是有大约 10% 的通过热点或地幔柱（ plume ）方式地幔岩浆加入到的已有的地壳中而形成。如果新的、年轻的大陆地壳形成于岩浆弧和热点或地幔柱中的地幔岩浆，那么它的平均成分应该是镁铁质的。但是实际并不是。大陆地壳的平均成分基本上是安山质的，尽管太古代（ 25 亿年）大陆地壳比元古代（ 25-5 亿年）或显生代（ 5 亿年）的要更偏长英质一些（ Rudick and Gao 2003 ）。因此，加入到地壳中的年轻物质为了变成大陆地壳肯定经过了改造。来自现代弧区的证据表明产生了更富长英质的组分，因为镁铁质岩将产生了分异并引起了地壳的部分熔融。因此在弧壳底部形成了一层镁铁质堆积岩以及残余物质。当弧壳加厚后，底部的这一堆积岩和残余体会转变为高密度物质，发生拆离（一个称为拆沉（ delamination ）的过程）并掉入到地幔中。因此剩下的大陆地壳总体成分会变得更富长英质。这些又返回到地幔中的残余以及堆积岩物质因为小部分长英质熔体的存在而富集（ enriched ），成为富集地幔 I （ Enriched Mantle I ， EMI ）同位素储库（ Tatsimi 2005 ）。 Fig.1 Sill and dike network in stromatic metatexite migmatite at Maigetter Peak (height 480m) in the Fosdick Mountains of West Antarctica (76°26’38”S, 146°30’00”W). The image is looking to the SE and was taken from the air (Twin Otter wing tip in upper right). From the aerial perspective and also upon close examination in outcrops, intersecting dikes do not appear to truncate or displace each other; the sills and dikes of granite crosscut foliation but may be continuous with or discordant to leucosomes in the migmatite. The leucosomes contain peritectic garnet and cordierite (see Figure 1 in Brown et al. this issue). Fig.2 Schematic representation of the reworking of continental crust by partial melting. Partial melting occurs in the lower part of the crust where temperatures exceed the solidus and migmatites are formed (brown). Melt is formed on grain boundaries but segregates from the residual solids along a progressively more focussed pathway (shown in red), first through leucosomes then dykes. The melt collects to form plutons, typically at the transition from ductile middle crust (yellow) to brittle upper crust (green); some felsic lavas may be erupted. It is not yet clear whether melt ascent is uninterrupted or whether melt ponds at intermediate levels, shown by the question marks. The ascent of some melt ends in the middle crust as dyke complexes, without forming plutons. 【大陆地壳部分熔融的证据】 在上世纪初期，在斯堪的纳维亚、加拿大和其他地盾区完成了大规模的填图工作。这些先驱性的工作显示，大量的大陆地壳经历了比相邻地区更高级别的变质和变形作用。现在我们已经知道这些强变形区域的构造与大陆碰撞的现代造山带的构造非常相似，并且这些区域的变质温度足够高（ 700C ）来引起大面积的部分熔融。部分大陆地壳经历过强烈变形、高温变质和部分熔融的反复改造：例如加拿大格林威尔省、西格林兰南部、挪威西片麻岩区和东非。有各种术语用来表示这一改造（ modification ）。岩石学家简称其为 reworking （改造），而构造地质学家，但是以地球化学家的观点，称其为 intracrustal differentiation （壳内分异）。最大最强烈的大陆地壳被改造区域位于大陆碰撞区和主要山脉形成的区域，如东非造山带。改造并不局限于增厚的造山带。在裂谷区或与热点相关的大火成岩省区加入到大陆地壳中的地幔熔体会引起高温变质作用。在这些地区的部分熔融作用会引起大陆地壳强烈的局部改造，但是这种热改造并不总是伴随着强烈的变形作用。 经历过变形变质的大陆地壳也并不是均匀的。上部在成分上接近于花岗闪长质，相对于下部更富集 SiO 2 和 K 2 O ，而下部更偏镁铁质成分，更富集 Al 2 O 3 、 FeO 、 MgO 和 CaO （ Rudick and Gao 2003 ）。相对于下地壳，这些差异以及上地壳中轻稀土元素的大量富集和较大的负 Eu 异常由部分熔融得到了最好的解释，这一过程也被称为 anatexis （深熔）。因此壳内分异是由大陆地壳下部部分熔融以及熔体向上部的迁移而引起的，使得下地壳总体成分更偏镁铁质 （ Fig 12 ） 。除了这些地球化学差异之外，这一过程也使大陆地壳产生了一个层状结构，这可以由 P 波和 S 波速度随深度而增加显示出来。欧洲西部受晚古生代碰撞作用以及造山作用影响的年轻大陆地壳地震剖面显示了与经历过元古代和太古代造山事件改造的欧洲北部古老地壳相同的近水平的莫霍面和内波速结构。因此，这一近水平层状结构肯定形成于造山带停止生长之后不久。至少这种相同的大陆地壳改造的图像从晚太古代以来就形成了。 地球化学研究表明由部分熔融作用产生了大规模的壳内分异，但是其他的一些问题还不甚明了，如熔融作用的热源，深熔时在颗粒尺度会发生什么，以及长英质熔体如何从下地壳迁移到上地壳中。它也没有关注部分熔融引起的各种结果，如对大陆地壳流变学性质的影响，以及对大陆碰撞时山脉形成方式的影响。以上这些问题以及其他问题正是本期《 Elements 》主题“ When the Continental Crust Melts ”所要讨论的。 【大陆地壳熔融类型】 诸如变泥质岩、变杂砂岩和花岗岩之类的岩石在变质温度超过 650C 时就开始部分熔融 （ Fig.3 ） ，他们产生的熔体成分为花岗质的。它们是否熔融以及产生熔体的量取决于 H 2 O 的可用度。如果 H 2 O 以自由流体的形式存在于岩石的孔隙和颗粒边界处，是可以产生熔融的；这被称为有 H 2 O 流体参与的熔融，出现在最低的温度条件下。当含水矿物（水合物），如白云母、黑云母和角闪石，不一致熔融时，也可以产生熔融作用；其他矿物，最常见的是石英和长石，也可能会参加这些熔融反应。不一致熔融中可以有 H 2 O 流体参与，也可以在高温条件下无 H 2 O 参与。结晶的岩石孔隙度非常低，因此几乎不含 H 2 O 流体；所以孔隙中由 H 2 O 所产生的熔体量太低而难于观测到。因此，大陆地壳中大量的花岗质熔体被广泛认为是由无流体参与的不一致熔融形成的，除了大量含水流体进入已经在高温条件下的岩石的情形以外，如下文讨论。 泥质岩含有大量白云母和黑云母， 30-50 vol% 并非少见，随温度升高到由这些矿物参与的不一致熔融反应温度之上时，通常分别为 ~ 720C 和 ~820C ，就会逐渐产生熔体。其他的岩石类型也会经历无流体参与的不一致熔融。变杂砂岩和变安山岩在 750C 至 800C 之间开始熔融。角山岩在大约 850C 开始熔融，不过产生成分为英云闪长岩的熔体。变泥质岩和变杂砂岩中云母的无流体参与的不一致熔融可以产生高达 50 vol% 的熔体。在大约 925C 所有云母被消耗完以后，产生熔体的速率会降低，熔体的成分也不再是花岗质的了。 云母和角闪石的无流体参与的不一致熔融很好地描述了变泥质岩、变杂砂岩和镁铁质岩石的熔融作用。它解释了产生熔体的量以及麻粒岩相，即地壳深部发现的熔体被萃取之后残留的矿物组合。但是，它并不能很好的描述贫水的长英质（ quartzofeldspathic ）岩石的熔融作用，如浅色花岗岩、奥长花岗岩和英云花岗岩。最近有关变质地块的研究，年龄从太古代到显生代，显示花岗质岩石中部分熔融的程度比由孔隙中的 H 2 O 或云母和角闪石的分解所产生的要高得多。这些岩石发生熔融是因为含水流体渗入其中形成了低温条件下（大约 700C ）所谓的水流熔融（ water-fluxed melting ）。这种 H 2 O 的流入现在被用来解释某些深熔地块中变泥质岩、变碎屑岩和变镁铁质岩石的熔融作用（ Ward et al. 2008; Berger et al.2008 ）。氧稳定同位素揭示了这种 H 2 O 的多种来源。在部分地块中它来自于临近的变泥质岩中的脱水反应或来自于正在结晶的深层岩，而在其他地块中来自于深透海水或大气水，其他的还可能来自地幔。因此并不意外大陆地壳中产生水流熔融的许多地方都是靠近主要的地壳范围的剪切带，这些剪切带为 H 2 O 渗入到大陆地壳中提供了通道（ Sawyer 2010 ）。 Fig.3 Types of melting in P–T space for continental crust thickened to 71 km. The base of average (41.4 km) crust is shown by the blue dashed line. The red curve is the H 2 O-present solidus in the haplogranite system; subsolidus conditions occur in the yellow field to its left, and partial melting can occur in the pink field. Fields for melting by hydrate breakdown are shown: blue for muscovite (Ms), brown for biotite (Bt) and green for amphibole (Amp). The purple line marks the start of ultrahigh-temperature (UHT) metamorphism. Two equilibrium geotherms for crust of normal thickness are shown as dotted black lines. Crustal radiogenic heat production (0.61 μW·m -3 ) and a mantle heat flux at the Moho (30 mW·m -2 ) are the same for both, but thermal conductivity is 3.0 W·m -1 ·K -1 for geotherm A and 2.0 for B; hence geotherm B is hotter but still does not reach UHT conditions. 【热问题】 有 H 2 O 流体参与的或水流熔融作用所需要的温度（ 700C ）可以在当地幔热量进入地壳底部的时候或者由造山加厚的大陆地壳中产生的放射性热量 （ Fig.3 ） 来达到。但是，经历过 850C 以上温度的熔融并已丢失大量（魁北克 Ashuanipi subprovince 地区 600000 km 3 ； Guernina and Sawyer 2003 ）花岗质熔体（根据他们残余岩石的成分确定）的巨大的麻粒岩地块与他们需要大量的热之间是有疑问的。平均大陆地壳含有的 K 、 Th 和 U 并不足以产生足够的放射性热量来维持所需时间范围内如此程度的熔融作用。需要其他的热源。地幔显然是一个来源，应变热在某些条件下可能还很多。新的测量（ Whittington et al. 2009 ）表明高温下岩石的热扩散率很低；因此，中下地壳或许比先前估计的可以更好地保留住热量。识别这些热源以及综合考虑将热量集中到加厚地壳中和产生高度熔融所需的参数或条件，仍然是面临的主要问题。因此， Clark 等（ 2011 ，本期）的文章正是“ When the Continental Crust Melts ”的出发点。 【大陆地壳熔融的岩石学观点】 大陆地壳中经历过部分熔融的岩石称为混合岩（ migmatite ）；该术语专指这一类岩石，在野外鉴定它们的方法见 Sawyer （ 2008a ,b ）的总结。混合岩基本上是由两种组分组成的简单岩石。其一是已经部分熔融过的，称为新成体（ neosome ），由从熔体中结晶出来的产物以及剩下的残余物质所组成。第二个称为古成体（ paleosome ），由没有熔融的岩石组成。但是在大多数情况下，熔体和残余固相是相互分开的，虽然不是完全分开的。新成体包括在岩石学上不同的两个部分，一个是从熔体演化而来称为浅色体（ leucosome ），另一个是从残余固相演化而来，如果是暗色的则称为暗色体（ melanosome ），否则简称为残余体（ residue ）。在大多数情况下这一简单的岩石学构架会因为熔融过程中的变形作用使其在形态学上变得非常复杂。变形作用会导致组成部分的转换、旋转和扭曲。如果应变足够高的话，混合岩会弱化，形成带状或层状的结构 （ Fig.4 ） ，这在造山带下部比较常见。 Fig.4 Examples of partially melted rocks. (A) Migmatite derived from pelite and psammite protoliths, Nemiscau subprovince, Quebec. The lightest-coloured parts are leucosome and the darkest parts, rich in biotite and conspicuous red garnet, are residual material; together these are the neosome. The medium-grey-coloured part is a psammite that did not partially melt; it is paleosome. Scale is 15 cm long. (B) Highly strained migmatite derived from metatonalite partially melted under granulite facies conditions in the Limpopo Mobile Belt, a deeply eroded orogen. Penknife is 11 cm long. (C) Migmatite in which the garnetbearing neosomes have been highly strained, creating a banded or layered structure typical of shear zones developed in melt-bearing rocks. Scale is 15 cm long. 【实验和成岩模拟】 根据麻粒岩和混合岩所推导的温压条件可以告诉我们大陆地壳熔融发生的深度，并给出了不论任何加热机制所必须达到的最低值。确定温压（ P-T ）历史的基本信息来自于对诸如泥质岩、杂砂岩和角山岩的部分熔融实验。根据由实验所得到的内洽热力学数据，相平衡模拟也成为认识大陆地壳部分熔融 P-T 条件的有用工具。 White 等（ 2011 ，本期）的文章比较了可以更好认识这些条件的方法以及大陆地壳熔融时的岩石学过程。 确定变质矿物形成的时间并将该时间限定加入到 P-T 信息中可以得到 P-T-t 轨迹图，它表示了岩石穿过大陆地壳的迁移过程。这些轨迹图为检验研究控制造山带发育综合因素的数值模拟提供了一个非常有用的工具。 【显微镜下的熔融岩石】 岩石的显微结构随条件的变化而不断重新调整。有矿物消失，又有新的矿物生长，为了降低能量，可以是晶格能、晶面能或表面能，颗粒边界也会移动（ e.g. Holness 2008 ）。显微结构达到平衡状态的程度，通常认为是均一的颗粒大小和多边形颗粒形态，包含着驱动力和颗粒边界迁移动力学相关的信息。这些因素可能与岩石冷却和变形历史中的各种令人感兴趣的因素有关。所搜集的显微结构信息必须与岩石样品是相符合的。试图通过检测古成体来认识熔融反应或者矿物 - 熔体平衡显微结构都是徒劳的，因为它并没有熔融过。类似地，浅色体的显微结构包含有有关深熔熔体结晶的信息而不是熔体产物反应的相关信息。正确识别混合岩中的各个岩石学部分是必要的，因为每一部分都包含着有关它来源过程的信息。 由于浅色体并不能代表初始熔体成分，比如结晶分异和混染作用，熔融实验中淬火玻璃的化学成分成为有关深熔熔体成分信息的主要来源。这一情况也正在改变：微米级的玻璃包裹体和“纳米花岗岩”（ nanogranite ） （ Fig.5 ） ，被认为是代表性的淬火深熔熔体以及它的结晶产物，已经在来自混合岩地块中的矿物中被发现（ Cesare et al. 2011 ）。这些包裹体可以告诉我们天然深熔熔体的主量、微量和同位素组成；我们也需要这样的“起点”成分来认识地壳中深熔熔体的变化。深熔熔体如何在大陆地壳深部缓慢冷却的岩石中保持玻璃的状态？这和其他相关问题见 Holness 等（ 2011 ，本期）的文章讨论，综述了最近的部分熔融岩石显微结构研究告诉我们有关大陆地壳熔融及随后冷却的过程。 Fig.5 Backscattered electron image of a “nanogranite” derived from a small (6 μm) inclusion of granitic melt trapped in a garnet (Grt) crystal from a migmatite at Ronda (Spain). The melt inclusion has a typical polyhedric shape (“negative crystal”; see Cesare et al. 2011) and crystallized into a fi negrained aggregate of quartz (Qtz), biotite (Bt), K-feldspar (Kfs), apatite (Ap) and plagioclase (not visible in this image). IMAGE COURTESY OF OMAR BARTOLI, UNIVERSITY OF PARMA, ITALY 【部分熔融的大地构造、地球动力学意义】 部分熔融的就位对于大陆地壳具有重要的影响。当大陆地壳温度穿过固相线温度时，所形成的结构类型会产生变化，应变速率会增大。因为深熔熔体比原岩和固相残余体的密度和黏度都低，因此它比固相部分更具活动性并会从中分离出来。浮力是一个驱动力，但是作用在必然是各向异性的地壳上的差异应力会形成压力梯度，它们构成了另外的、局部更强的驱动力来运移熔体。各向异性岩石中的差异应力会导致形成各种不同类型的膨胀结构，石香肠（ boudins ）之间的空隙就是其中一个著名的例子。熔体会迁移并在其他结构中聚集。 大陆地壳中热的传输主要依靠缓慢的传导过程，所以地壳的下部升温很慢冷却也很慢。因此，变质温度可以在固相线（ 650C ）之上保持长达 3 千万年之久的时间，比如在喜马拉雅 - 西藏体系中。在那个时期，随着地壳逐渐发生变形，熔体可以从一组膨胀结构迁移到另一组中，在每一部分中都会部分结晶并产生一套复杂的浅色体构架。 当熔体达到 ~7 vol% 比例时，大约 80% 的颗粒边界上都会有熔体，这导致失去原岩中大约 80% 的熔融前的强度（ Rosenberg and Handy 2005 ）。在熔融进行到足以（ ~26 vol% ）转变成岩浆（即晶体悬浮在熔体中）之前很长时间里，岩石会变得非常软弱。熔融的就位以及所引起的软化对于大陆地壳流变学性质、变形方式以及造山带发育具有重大的影响。弱化岩石的位置是由热源位置以及冷热岩石之间热量和物质的传输速率所控制的。这些因素部分由地壳均衡作用（ isostasy ）所控制，通过在大陆地壳底部形成一个韧性根以及其顶部的侵蚀作用。当岩石升温并熔融时，地壳中的弱化区域就会形成。应变和传输热可能被集中到底部逆向剪切带和顶部正向剪切带之间的狭窄区域内，该现象被称为管流（ channel flow ）。在过去的二十多年里，以上这些课题以及其他“大陆地壳熔融时”（“ When the Continental Crust Melts ”）的大地构造和地球动力学影响作用，通过使用高尖端的数值模拟取得了很多进展， Jamieson 等（ 2011 ，本期）的文章介绍了这一关键领域内的最新进展。 【大陆地壳熔体的迁移分异】 花岗岩是深熔熔体的集合体，尽管熔体的成分由于混染作用，通过残余物（包晶相）、围岩或与其他不同岩浆混合以及分异结晶作用，而发生了改变。熔融发生在大陆地壳深部（ 25 km ）。但是大部分花岗岩的深成岩也会夹杂在其上部，主要是在 12-15 km 脆韧性流变学性质转化的深度 （ Fig.2 ） 。为完成大陆地壳的分异，深熔熔体必须从它的形成位置颗粒边界处迁移出来，并逐渐聚集到一个更加集中的物质流中。因此，熔体可以穿过中地壳亚固相线温度条件下的岩石而不需要像岩脉那样固结。换句话说花岗岩熔体的流动必须是有组织的。“大陆地壳熔融时”（“ When the Continental Crust Melts ”）这一过程是如何发生的，见 Brown 等（ 2011 本期）的文章讨论。 （参考文献见原文。如果对大陆地壳的部分熔融和流变学感兴趣，建议大家阅读同期《Elements》该专辑文章：2011年8月期 http://elements.geoscienceworld.org/ 。）
部分熔融岩石的微区成像研究：地幔橄榄岩中的三维熔体分布 上地幔渗透率控制着扩张中心下的熔体分离。由于洋中脊出地球化学和地球物理观测存在着不一致，因此需要进一步认识部分熔融岩石中的迁移特征。利用X光同步微区成像技术，我们获得了含不同熔体比例的地幔橄榄岩的熔体分布三维数据。在熔体比例低至0.02时，沿颗粒边界的三联点控制着熔体构架；当熔体比例增加至0.2时，没有证据显示熔体萃取基本特征的突变。因此洋中脊下部分熔融区的孔隙度是由粘性固结作用和熔融速率之间的平衡来控制的，而不是 由 熔体拓扑关系（melttopology）的变化来控制的。 大洋扩张中心构造板块的离散包括下伏地幔岩的上涌和熔融作用。较轻的岩浆穿过地幔上升并集中于洋中脊轴向位置，不断产生新的洋壳（1，2）。尽管可能有高达20%的原始橄榄岩以这种方式熔融（3），但有效的熔体萃取使在地球物理观测数据中仅观测到1-3%的孔隙度（4，5）。洋中脊下观测到的大面积低波速异常意味着地幔是相对非渗透性的，具有大约0.02的孔隙度（4）。但是，大洋中脊玄武岩（MORBs）地球化学数据显示，岩浆一旦形成，它非常容易从残余橄榄岩中分离出来（6，7）。尤其是MORB中U系失衡（8-11）表明地幔是连接良好可渗透的，允许产生低于0.01熔体比例的萃取作用。 尽管结构平衡热动力学模型预测熔体残留于沿颗粒边缘的通道中（即三联点）（12，13），但是合成橄榄石-玄武岩集合体观测研究表明熔体既在颗粒边缘通道中存在同时也以颗粒边界薄膜形式存在（14，15）。当熔体比例 Φ 0.02时如果颗粒边缘熔体通道及其稀少，而且他们以颗粒边界熔体薄膜形式连接（15），那么在低孔隙度条件下低渗透薄膜可能会限制整体的渗透性（14）。当 Φ 0.02时，这些通道直接连通起来，渗透率会上升好几个数量级（14）。但是该模型是基于熔体分布的二维（2D）成像的。利用2D显微结构来定量推测3D熔体连通性，不可避免地会产生不确定性（14-17），尤其是在低熔体比例情况下。部分基于2D显微结构的研究显示在低至1%熔融条件下相互连通的熔体三联点的存在（16，17）。熔体的连通性也可以利用相似的体系来实验确定（18，19），但需要注意的是橄榄石-玄武岩体系的适用范围仍然不太清楚。 为克服2D数据的缺陷，我们利用X光同步微区成像技术来研究实验合成橄榄石-玄武岩集合体（20）中的3D熔体分布。这一无损成像技术具有0.7 μm的空间分辨率，使我们可以在低熔体比例条件下进行熔体分布成像分析，并可以研究较大代表性区域中的熔体分布特点。 Fig. 1 Three-dimensional melt distribution of olivine basalt aggregates. The size of each cube is 140 μm by 140 μm by 140 μm. The melt volume fractions are (A) 0.02, (B) 0.05, (C) 0.10, and (D) 0.20. Gray represents the interfaces between melt and olivine crystals; red represents the interior of melt channels. The hollow space is where olivine crystals reside. Interconnected melt channels along grain edges are observed in all four samples. 3D复原结果显示，在0.02-0.20熔体比例条件下熔体通道沿着颗粒边缘形成了相互连通的构架 (Fig.1andmovieS1)，与相同体系的理论预测是一致的（12，13）。但是，橄榄石-玄武岩集合体中熔体分布比预计的要更加复杂，其中连通的熔体构架是不均一的。在 Φ =0.10和0.20时，熔体同时润湿（wet）了颗粒边缘和相当一部分的颗粒边界（Fig.1CandD）。在 Φ =0.05时，熔体从颗粒边界处后退并主要沿着三联点分布（Fig.1B）。但在 Φ =0.02时，熔体薄膜沿少量颗粒边界分布，与前人2D熔体分布研究结果一致（15），明显可以看到一个由直接连通的熔体通道所组成的构架（Fig.1A）。尽管我们的成像技术无法分辨纳米级厚度的熔体薄膜（15），但是所有样品中熔体通道连通构架的存在表明橄榄石-玄武岩体系的渗透率并未明显偏离幂律渗透率-孔隙度关系，即使在 Φ =0.02条件下。 Fig. 2 Interconnectivity of melt channels in olivine-basalt aggregates with melt fractions of (A) 0.02, (B) 0.05, (C) 0.10, and (D) 0.20. The thickness of the channels is scaled to the actual size of the melt channel width. The multifurcation of channels along grain boundaries is an indication that the AVIZO skeletonization program (21) breaks down at grain boundary residing melt. 利用骨架化算法对熔体构架的连通性进行了分析，该算法系统减少了与指向中心的熔体通道正交的横截面。熔体通道中心处的线条以及这些线条的交点构成骨架（21）。所有样品中的骨架均显示三联点处的熔体形成了一个连通的构架（Fig.2）。 每个节点的配位数（相邻节点连接数）确定了构架的连通性（Fig.3）。在 Φ =0.05时，4配位的节点是最多的，与理论预测结果一致（12，13）；熔体构架是由颗粒边缘沿三联点分布的通道所控制的，终止于四个颗粒的连接点。在 Φ =0.02时，1或3配位的节点比4配位的节点多，这可能是分辨率有限造成的；对熔体构架的详细考察表明大量的熔体通道仅由骨架化算法间歇性地确认出并会破裂。在 Φ =0.10和0.20条件下样品中3配位节点的数量，代表了将颗粒角落较大的熔体池中的熔体通道分离出来时骨架化算法的极限（21）。尽管存在这些不确定性，我们的数据显示，缺乏证据表明单独的三联点的存在，在这样的三联点位置0.02-0.20比例条件下熔体薄膜控制着熔体连通性。 Fig. 3 Histogram of connectivity for samples with melt fraction of (A) 0.02 (m = 731), (B) 0.05 (m = 2622), (C) 0.10 (m = 1211), and (D) 0.20 (m = 875), where m is the number of nodes present in the simplified skeleton. The insets display a representative volume of the idealized network (bounding box is 100 μm by 100 μm by 100 μm) with melt channels shown as gray tubes and nodes as spheres color-coded for connectivity: 1, black; 3, red; 4, green; 5, blue; 6, magenta; 7 and above, yellow. 由于沿颗粒边缘的熔体通道比沿颗粒边界的熔体薄膜渗透容易（22），所以熔体比例和渗透率之间的幂律关系（13，19）仍然是橄榄石-玄武岩体系的一个很好的近似逼近，直到 Φ =0.02条件下甚至更低。在该模型中，橄榄石-玄武岩体系的渗透率(K)与熔体比例( Φ )和颗粒大小(d)有关：k= Φ n d 2 /C，这里C是一个几何因子（13）。在相同体系，已经数学推算出n=2，C=~1600-3000（13，23）。根据实验数据（19，24）也已经推算经验值n=3，C ≈ 10-270。本研究中观测到的不均匀熔体分布表明n=3时可以获取更好的渗透率估计值（22，24）。d=3mm， Φ =0.02时，k=~10 -12 m 2 （13，22）。 洋中脊下熔体和 速度 的关系为：v= ( k Δ ρ g)/( Φ η )，这里 Δ ρ =~300kgm -3 为熔体和固体地球之间的密度差异，g=~10Pa为玄武岩熔体在流体状态时的粘度。结果得到v=~50cm/year。MORB中Th失衡（9，10）在熔体速度比该估计值高1-2个数量级时才会存在，这可以用低C值（24），大颗粒度，削减的辉石含量（22）或者 Φ 0.05来解释。对上地幔迁移特征进行准确估计需要加深对比简单橄榄石-玄武岩集合体更复杂的体系的3D熔体分布的认识。对于这些体系，简单渗透率关系无法解释颗粒尺度的复杂性（compexity）。采用高分辨率3D显微构造数据的晶格波尔兹曼法为模拟流体流动提供了一个非常有效的数学方法（25，26）。 但是，没有均一的渗透模型能够解释所观测到的( 230 Th/ 238 U)和( 226 Ra/ 230 Th)活性比的负相关关系（11）。因此，部分熔融地幔中的熔体迁移似乎是以强烈的通道化（channelization）为特征（27-29）。两种同时存在的熔体萃取构架使得有可能使地球化学和地球物理对洋中脊处熔体萃取的研究一致。微量元素亏损（6，27，28）和( 230 Th/ 238 U)活性比（7）反应了高渗透性通道中的迁移特征，但是( 230 Th/ 238 U)活性比（30），地震学数据（4）和电磁数据（5）对于一个缓慢的、扩散的、低孔隙度的迁移模型非常敏感。即使对于 Φ 低至0.01，熔体萃取速度仍远远超过地幔上涌速度。因此，地幔是非常干的，它的孔隙度是由固结粘性（24）和熔融速率（31）之间的平衡来控制的，而不是由渗透率-孔隙度关系转换来控制的。 （注：本文为原文翻译，相关数据请参考原文） 原文： http://www.sciencemag.org/content/332/6025/88.full 标题： Microtomography of Partially Molten Rocks: Three-Dimensional Melt Distribution in Mantle Peridotite 作者： Wenlu Zhu 1 , * , Glenn A. Gaetani 2 , Florian Fusseis 3 , Laurent G. J. Montési 1 , and Francesco De Carlo 4 Supporting Online Material： http://www.sciencemag.org/content/suppl/2011/03/29/332.6025.88.DC1/Zhu.SOM.pdf Movie S1： http://www.sciencemag.org/content/suppl/2011/03/29/332.6025.88.DC1/1202221s1.mov 参考文献： ↵ D. W. Sparks, E. M. Parmentier, The structure of three-dimensional convection beneath oceanic spreading centres. Geophys. J. Int. 112 , 81 (1993). doi:10.1111/j.1365-246X.1993.tb01438.x CrossRef ↵ L. B. Hebert, L. G. J. Mont é si, Generation of permeability barriers during melt extraction at mid-ocean ridges. Geochem. Geophys. Geosyst. 11 , Q12008 (2010). doi:10.1029/2010GC003270 CrossRef ↵ P. D. Asimow, M. M. Hirschmann, M. S. Ghiorso, M. J. O ’ Hara, E. M. Stolper, The effect of pressure-induced solid-solid phase transitions on decompression melting of the mantle. Geochim. Cosmochim. Acta 59 , 4489 (1995). doi:10.1016/0016-7037(95)00252-U CrossRef Web of Science ↵ T. M. S. 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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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