摘要：板块学说最基本的俯冲带的温度场很重要，它涉及到俯冲带内的各种问题的研究，但它长期存在问题，于是以最近刊出的一篇文章为引子，作一个阐述。 正文：现在很多学者为了给板块理论找依据，在模拟俯冲带时，按需设计模型-这里面“学问”可大了；或毫无顾及地修改参数，使模拟结果看起来真象俯冲带，满足预期，这里是否正确，符合实际，只有天知道，在此不估评述。里面有一观点，较冷的俯冲板片，在俯冲后能冷却地幔，却有些搞笑，但不准笑，除非忍不住。 起因：最近《某某科学》刊发了颜博士的文章：平板俯冲xxx模拟，勾起了我一直想呼吁的一件事情，本想写成文章，但自已耐性不够，只好作罢，写成博文（注明，并非针对颜博士个人，作者可能也是以讹传论的受害者）。为此查了一堆相关论文，浪费了我一天半时间。温度场的重要性不言而喻，它涉及俯冲带各种矿物相变，温压条件，矿物来源地或埋深的标定，是灰常重要的物理量，如果它是错的，或误差大，这事儿就麻烦大了。玄武岩脱水到榴辉岩等一大堆（搞不懂）都要参照温度。 结果是酱紫的。如下图所示，为Hunen(2002)年文章里模拟的结果：文献来源是，The impact of the South-American plate motion and the Nazca Ridge subduction on the flat subduction below South Peru，下载地址是 On the role of subducting oceanic plateaus 。经过了他的精细模拟，得到结论如下。 图1 Hunen2002b模拟的板块俯冲后的地温场分布 从上图可以看出，刚开始俯冲，冷板片斜插下去，凉凉的，这已经很玄了，估且当作初始条件，就不计较了；经过了14.4Ma，冷板片温度还没怎么变暖和，只是象马尾辫一样甩了甩，神了！热不会传导？想查查他的原理、公式，但此文没有。于是找到了他的一本书的第6章（2002a-On the role of subducting oceanic plateaus in the development of shallow flat subduction，下载地址 The impact of the South-American plate motion and the Nazca Ridg ），英文看着费劲，但我想找热传导系数，找不到。岩石热传导系数 K 是传热学中最基本的物理量，居然没有。于是找到是否有更老的文献，于是找到了他老人家2000年的一篇文章（2000-A thermo-mechanical model of horizontal subduction below an overriding plate，下载地址 A thermo-mechanical model of horizontal subduction ），提到了一个公式： 没有引文，说明是他自已推导的。公式名称翻译过来是这样的：“能量守恒由无量纲热方程描述”，便列出上述公式。即认为它是一个温度的无量纲热方程，并由此求得地温场的分布。其中的参数如下： █Di 耗散数 █Ra瑞利数 █H无量纲放射生热 显然，作者未考虑热会传导，热会对流，对流需要流体运动速度，从公式也看不出哪一项表达板块运动速度。 除此外，还有一篇Manea，也是类似模拟的（2012-Chilean flat slab subduction controlled by overriding plate thickness and trench rollback，下载地址 Chilean flat slab subduction ），作者文中也没提到了热传导率 K 。燃鹅，他的结果更神奇了！如下图所示，为俯冲过程不同时间的5个剖面图，时间分别为0,5,10,15,20Ma。不同时间，俯冲带温度的变化。可以看出，随着时间的推移，俯冲带的形态变弯了，其温度几乎没降低，一直有代表低温的浅蓝和绿色，围岩红色未变。最右上角剖面图中，较冷板片插下1000公里时间长达20Ma，居然还能保持500 ℃以下 。这是什么金刚不坏之身？温度就是一种分子的振动状态，热的传递有三种，传导、对流和辐射，好象哪一种都看不出来。在深部地幔“水深火热”之中，冷板片居然能置身事外，英，怕，塞，波，儿！ 图2不同时间俯冲带的温度场(Manea,2012） 此时，有点晕。我想在其文章里看能否找到热传导方程、热对流方程、热传导率 K 之类的东西，但一无所获。其致谢里提到了Hunen，似乎漏了底，好象利用了Hunen所推的公式，即同一个来源。这难道是经典版的以讹传讹？当错误的数据能支持自已观点时，我们就会失去判断力，这是科学的悲哀。 理论底气不足时，就上常识了，于是支持者们说，“这有如油炸冰淇淋，外焦里冰“。但他们不想、也不愿提及的是，油炸过程仅几秒钟就得捞起来，外面包了一层隔热的湿的搅和好的面粉，多炸几秒钟试试？冰肯定全都化了。试想一下，我们生活中，将一个火钳，以每年5厘米的速度，注意，不是每秒，是每年，缓慢地插进温度大于1000 ℃ 的铁锅里，里面有熔化的铁水，它会保持它原来的温度吗？即使将火 钳包上 消防队员的热防护服。 就是因为有Hunen的错误公式，导致很多学者认为俯冲板片能将低温带进俯冲带，板片还能维持刚性。这是不是天大的笑话？ 提过热导率的有 Gerya( 2002): Exhumation of high-pressure meta-morphic rocks in a subduction channel,下载连接是 2002- Gerya- Exhumation of high-pressure 。 作者模拟了一个不太夸张的结果，似乎是正确的，如下图所示： 图3在持续俯冲过程中物质楔形循环模式的演化（140x100km 2 ) 猛一看，坏了，是不是我错了？俯冲板片的确可以冷却至地幔？真的怀疑人生了。毕竟一些大咔多次引用他的成果，如今年8月1日海洋国家实验室“鳌山论坛“系列讲座邀请的加拿大地质调查局资深研究员王克林教授，在他的演讲PPT中多次引用上述图件，似乎得到业界完全认可。再一看其参数，原来热导率取得很低，仅为2.0w/mk，如下表所示： 很显然，这也太低了，若用我的模拟软件，也可能得到类似的结果。熊亮萍（1994）测到的中国东南地区岩石热导率值，砂岩平均为3.41士1.22w/mk，泥岩岩3.59士1.19w/mk （文献来源： 中国东南地区岩石热导率值的分析 ） ，显然，为了让俯冲带凉一点儿，Geyra的参数取值要比正常值低近1倍，即根本不想让热会传导，这样，俯冲板片所携带的冷源就会直插深部，然后一大波儿专家引用这样的严重歪曲的结论 。下面是熊亮萍文章中的部分数据： 表1福建大田和建宁部分孔岩样热导率测试结果 言归正传，说说我的想法。 正确的既考虑热传导，又考虑热对流的公式如下： θ 就是温度场， K 为热导率， C 为热容， ρ 为密度， Vx,Vy,Vz 为流体流动的三个方向的速度， S 为热源。 为此，今天早上，我自已“亲手”制作了一个热传导模拟，没考虑放射性和对流。模型是，长100km,厚度40km,顶部有3公里厚的热盖层，热导率为1w/mk（一般第四系约为0.6-1 w/mk ），深部按基岩算3.5w/mk,俯冲带用普通沉积岩的热导率1.5w/mk。温度梯度按28℃/km，俯冲带在0时刻温度为400 ℃ ，然后底部热流密度为65mw/m 2 。如下图4幅，分别为初始模型温度，经历了1万年后的温度，10万年和40万年后的温度场。可以看出，在40万年后，俯冲带冷板块的温度扰动就慢慢消失了。 图3初始温度场 图4一万年后的温度场 图5十万年后的温度场 图6四十万年后的温度场 上面模拟只考虑了热传导，若考虑热对流，温度的均化速度会更快！ 有关地温场的分布，异常温度的冷却时间等信息请参阅我地球学报和地球科学两篇文章，链接如下，在此就不罗索了： 地球学报： 2018-地热田高地温异常成因机理及温度分布特征 地球科学： 2018-地热田热量来源及形成主控因素 一些质疑及回复： 问1 中科院地质所陈教授：若考虑热对流，热辐射是不是复杂得多？且金属的热扩散率很高？ 回复1：是的，纯金属很高，如铝的导热系数是238w/mk，普通沉积岩是1-3w/mk。热扩散率和热导率相近。热扩散率越大，温度均匀化更快。我昨天模拟了一个结果，只需要40万年，冷板片的低温扰动就几乎消失了，这还只考虑热传导，而热传导在三个传热中，应该是最慢的。有人将冷板片俯冲会保持其低温用油炸冰淇淋来比喻，但他们没想过，这油炸时间几有几秒，长了就化了；若将沉积岩放进1000 ℃ 的铁水里，按每年5厘米慢速度插入，不管哪种传热机制，它难道就不会化成铁水吗？ 问2 中科院地质所陈教授 ：1)我们模拟的温度结构和前人（比如 van Hunen，2002；Manea et al, 2012 等等）是一致的。发生平板俯冲时，冷的下覆板块平躺在上覆板块的底部，二者接触面的温度差异可达数百度，这与陡俯冲板片与周围地幔存在温度差异是一样，只不过平板俯冲的接触面积更大。2）温度的传递不仅取决于热传导，还取决于热对流，后者效率更高，我们这里上覆和下覆板片是以2cm/yr相向运动的，冷的物质可以持续进入深部。另外，仅从热传导角度来看，一个温度异常存在的时间尺度(McKenzie, 1978)：tau=L^2/kappa/pi，例如对于50 km厚的冷异常，可以存在25 Myr。 回复 2：前述博文已谈了二人的文章。若考虑热对流，则上述模拟图3-6随时间变化，温度均一化程度更快，可能低于40万年；McKenzie的公式很粗略，从图6看出，30公里厚的冷异常，只能存在40万年。 问3 中科院地质所陈教授 ：不了解你的计算过程，有一个热扰动衰减的小程序，计算underplating的冷却过程，设计150公里厚的岩石圈，在35-55公里共计有20公里厚的800 ℃ 的岩体侵入，大约需要20个百万年才冷却。 回复 3：你的一维热传导其实是X，Y方向无限的，本身热量大；另外，从深处35公里传至地表，且基本降至正常温度，这一过程的确漫长，但它不能和深部任一低温或高温异常体的温度均匀化过程时间相比，后者要快1个数量级。我试了一下我的模拟程序，结果如下： 图7不同时间的温度场(无基底热流) 该模型初始温度为0,在35-55km处为800℃，基底无热流，顶部即地面为年平均气温15℃，内部无放射性热源，看其温度衰减情况，从图7看出，即使在4Ma时，其温度仍有360℃, 8Ma时降至263 ℃, 按此趋势，要降至0℃，估计20Ma也不一定能完成，但温度的均匀化-温差变小很快，这与一维的解析解是一致的。从4Ma的温度分布图看，80km厚的俯冲带 冰块 (假设有)，外部无热源进入，俯冲4Ma后，其内部的20km的800 ℃ 高温岩体，因热传导使它与外界的温差会小于360℃。图3-图6是根据同一套程度所模拟的，因此，认为模拟结果是无误的。加一个基底热流65mw/m2,可以看一下效果如下图所示，明显能看出基底热流的贡献。 图8不同时间的温度场（加基底热流） 问4 华北水利水电大学邓教授：这里面考虑的因素也不够全面，海水是不是沿俯冲带下渗？这个因素应该影响巨大，再者，我认为俯冲应该首先是个力学问题，如果力学机制都没弄清楚，考虑其他因素的变化就有点想当然了 回复4：很多学者在NS文章里发过文，说海水可以润滑俯冲带，不太认同，我有空还真想喷一喷这个观点。温度场的变化时间是0.1MA计，构造变动是10MA计，二者不同量级，即温度场的变化，相对于构造运动而言，是一瞬间完成的。 2020年8月2日于中国地质大学（北京）能源学院
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. Clift, P.D. and Hartley, A.J.（2007）: Slow rates of subduction erosion and coastal underplating along the Andean margin of Chile and Peru. Geology, 35, 503-506. Cobden, L., Goes, S., Cammarano, F. and Connolly, J.A.D. （2008）: Thermochemical interpretation of one-dimensional seismic reference models for the upper mantle: Evidence for bias due to heterogeneity. Geophysical Journal International, 175, 627-648. Deuss, A. and Woodhouse, J.H.（2001）: Seismic observations of splitting of the mid-transition zone discontinuity in Earth's mantle. Science, 294, 354-357. Dziewonski, A.M. and Anderson, D.L.（1981）: Preliminary reference Earth model. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 25, 297-356. Huang, J. and Zhao, D.（2006）: High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions. Journal of Geophysical Research, 111, B09305, doi:10.1029/2005JB004066 Irifune, T., Higo, Y., Inoue, T., Kono, Y., Ohfuji, H. and Funakoshi, K. （2008）: Sound velocities of majorite garnet and the composition of the mantle transition region. Nature, 451, 814-817. Kandelin, J. and Weidner, D.J. （1988）: The singlecrystal elastic properties of jadeite. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 50, 251-260. Kaneshima, S.（2009）: Seismic scatterers at the shallowest lower mantle beneath subducted slabs. Earth and Planetary Science Letters, 286, 304-315. Komabayashi, T., Maruyama, S. and Rino, S., 2009. A speculation on the structure of the D'' layer: The growth of anti-crust at the core-mantle boundary through the subduction history of the Earth. Gondwana Research, 15(3-4): 342-353. Liu, L.G. （1978）: High-pressure phase transformations of albite, jadeite and nepheline. Earth and Planetary Science Letters, 37, 438-444. Maruyama, S., Santosh, M. and Zhao, D.（2007）: Superplume, supercontinent, and post-perovskite: Mantle dynamics and anti-plate tectonics on the Core-Mantle Boundary. Gondwana Research, 11, 7-37. Robie, R.A. and Hemingway, B.S.（1995）: Thermodynamic properties of minerals and related substances at 298.15 K and 1 bar（105 Pa） pressure and at higher temperatures. USGS Geological Survey Bulletin, 2131, 461. Yagi, A., Suzuki, T. and Akaogi, M.（1994）: High-pressure transitions in the system KAlSi3O8-NaAlSi3O8. Physics and Chemistry of Minerals, 21, 12-17. Zhao, Y., Von Dreele, R.B., Shankland, T.J., Weidner, D.J., Zhang, J., Wang, Y. and Gasparik, T. （1997）: Thermoelastic equation of state of jadeite NaAlSi2O6: An energy-dispersive Rietveld refinement study of low symmetry and multiple phases diffraction. Geophysical Research Letters, 24, 5-8.
标签: 俯冲带
