壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论

卷( Volume)29,期( Number)1,总(SUM)104页( Pages)87~98,2005,2(Feb,2005)大地构造与成矿学Geotectonica et Metallog壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论陈胜早Geomatrix Consultants, Inc, 2101 Webster St, 12 Floor, Oakland, CA 94612, USA)摘要:壳-幔动力学是地球内部物理学和大地构造演化的重要研究方向之一。本文从地球物理角度出发,以物理概念和数学描述相结合的定量方式,对陈国达院士生前所创建的活化构造(地洼)理论研究中的某些地球深部动力学冋题进行了较系统的综合评述和探讨。主要论题包括岩石圈的性质与物理学、地幔流变学、重力与均衡理论地球的温度和热传递,诸如热传导、物质的物理运动所引起的热传输、地球内部的热对流及地幔柱的形成和作用等。作者特别强调了构造演化的定量分析问题,如热时间常数、热应力与其它力源、水平运动与垂直运动的关系,以及地壳断裂作用。岩石圈的构造作用与演化是与深部热运动有关的水平(压缩和扩张)应力和由地壳厚度差异所导致的垂直应力差的共同结果。热应力的构造意义主要表现为短时间尺度的脆性断裂或柔性应变松弛过程。局部对流机制对活化构造(地洼)研究值得重视关键词:壳-幔动力学;岩石圈物理;地幔流变;重力与均衡;地球温度与热传递;活化构造中图分类号:P541文献标识码:A文章编号:1001-1552(2005)0140087-121理论背景化(地洼)构造理论的重要内核;壳体概念和地幔蠕动,热能聚散交替说则为活化构造理论的两个重要保活化构造( Activated Tectonics)或地洼(Dwa)护层(陈国达,1996;Chen,2000)。从动力学的角度出理论是由著名地质学家、中国科学院院士陈国达教发壳体( Crustobody)的形成、演化、时空分布和运移授早于20世纪50年代后期所创建并经其后数十年特征无疑受控于深部动力演化过程。由于壳体构造的不断充实、发展而形成的一种新的大地构造与成的多样性与复杂性,试图以全球构造的模式来统一解矿理论(陈国达,1956,1959a,b,c,1996;Chen,释其形成、演化过程及全球壳体构造格局将是相当困2000)。其发展过程基于但又超越了传统的槽一台难的。然而,将壳体理解为大的岩石圈层块构造,将理论,解释了单一槽-台转化说所难以解释的地台其局部或区域演化过程与热体制及其演变历史联系“活化”或“地洼”现象、成因及相关的成矿规律。在起来,对解决深部动力机制是十分有益的。从这个意研究方法上,它不仅要解释板块构造理论所强调的义上来讲现今用于解释板块构造的地幔对流研究方板块边界问题,而且要更多、更深层次地解释板内的法亦可为活化构造理论所参考或借鉴。但这并非指构造现象、成矿作用与力学机制。这就决定了活化全球规模的地幔对流体系,而是局部对流和热扩散对构造理论在本质上区别于板块构造的均匀岩力圈力巨型壳体构造的制约和影响。学假定,对地球深部动力学提出了新的挑战陈国达院土生前对活化构造的深部动力机制研地洼(活化区)概念和地壳动定转化递进说是活究充分把握了问题的本质,从热能这一关键论题入中国煤化工收稿日期:20040920作者简介:陈胜早(1952-),先后获南京大学理学博士学位和加拿大 Carleton大学CNMH至博士后(p38-18和加拿大 NSERC博士后研究课题(1988-1991)。曾任 Laurentian大学物理-天文系( ELRFS)研究员(1991-1995),中国科学院长沙大地构造研究所客座研究员(1993-1998),现在美国加州 Geomatrix Consultants,ln,从事地震学和地震灾害评估研究工作88大他虚战第29卷手,为壳-幔动力学研究奠定了基础,开辟了新的领岩( Peridotite)的流变学变化特征来定义的。由于地域。作者认为,对壳体构造依据其构造类型、演化阶幔岩的流变特性在岩石圈底部的一定范围内表现为段和成矿机理等进行分类,采用适当的热动力模式,温度的连续函数,在岩石圈和软流圈之间可能存在以定量分析的方法来完善这一相对复杂的深部动力个过渡带,即下部热边界层(LTBL)。该热边界层模型,对最终实现活化构造的热演化模拟具有极其包含于热学上的岩石圈之内,而排除于力学上的岩重要的理论和现实意义。石圈之外。上地幔低速层有时出现于100~200km亚洲陆海壳体大地构造》一书的出版(陈国达深度范围内,但它不是处处普遍存在的,因而不能作等,1998)展示了活化构造理论研究的重大进展和确定岩石圈底界的充分判断标志。成就,也揭示了地质观察、地球物理探测和深部构造随着大地测量和地球动力学的研究进展(htp与动力学相结合的研究方法的必要性和可行性。为www.earth.ox.ac.uk,2004),有证据表明至少大继续这一研究方向和研究领域的探索,本文拟就壳陆岩石圈在地质时间尺度里表现为类似于地幔的粘幔动力学研究的相关议题加以概述,以期与同仁滞性流体。当形变加快时,其粘滞性相对减小,并强学者共同探讨,携手合作;并愿以此为契机,共同缅烈地依赖于温度,象乳脂糖似的。牛津大学地球科怀陈国达院士为祖国科学事业所作出的卓越贡献,学系的研究表明,许多复杂的大陆形变是由两组力学习他老人家对地球科学孜孜不倦、无私奉献的精的相互作用而引起,即板块运动导致的水平压缩与神,勇攀高峰,不断进取,为欣欣向荣的科学明天而扩张和由形变引起的地壳厚度变化而最终产生的压坚持不懈地继续奋斗。力差异。作者(陈胜早,1983,1988)对此得出相同的认识。基于这一原则,有望在已知形变带中寻找2地幔与地壳物理概论我们所期待的某种特定的形变类型和风格。图1是山爆发和造山作用等地球动力宏观现象。地幔对流60地幔和地壳的构造物理作用引起地震活动、火0110120将地球内部放射性衰减和地球冷却所获得的热能转换成板块构造运动的连续位移。但一般认为,地球表面的形变主要发生于板块边界断层(如俯冲带和大陆板块边界相邻的宽广形变带(如喜马拉雅碰撞带)。然而,即便就板块构造而论,迄今也未能对其驱动力问题得到满意的定量解释。有人甚至怀疑全球板块构造的基本原则( Pratt,2000)。为定量地解释那些存有争议的问题,我们需要了解更多关于地球内部结构和地幔粘滞性变化的信息。2.1岩石圈的力学性质地壳和地幔的最上部分组成地球的岩石圈外层,其厚度一般约100~150km。目前对岩石圈的10性质和力学行为有两种基本假定:一是认为岩石圈为热学上的地球外壳,其中热传导是主要的热传递0120方式;其二,将岩石圈定义为运动学或力学上的地球外壳,其中速度场的水平分量在垂向上呈均匀分布,图1由第四纪断层滑移速率计算得到的亚洲速度场与理论速度场的比较.理论计算假定亚洲大陆是粘滞即不存在垂直速度梯度。性流体并由印度大陆的北向运动而产生形变(见牛岩石圈之下的软流圈则以热对流为主导,并大学地球科学系:hp:∥w.et.aeuk水平速度场的较大垂直梯度为特征。岩石圈和软流中国煤化工 ated from slip rates oned with a theoretical圈之间的边界并不是简单地由地球物理方法,如地CN MH Gumption that Asia i震学方法来确定的,因为该边界并非物质成分上的viscous nuid, deformed by Indias northwardmovement( See Oxfords Department of Earth不连续面。相反,它是由组成地幔的岩石——地幔Scienceshttp://www.earthox.ac.uk)第1期陈胜早:壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论亚洲实测速度场与理论预测速度场的比较实例(见中,有时将剪切应变率定义为以上所示牛津大学地球系网站),其中假定亚洲大(5)陆岩石圈是一沾滞性的流体,因印度大陆的北向运移而产生形变。岩石流变具有明显的时间效应。在低温低压情2.2地幔流变特性况下,即使负载时间较长,它也呈弹性行为,例如岩在相对长的时间尺度里(比如103-104年),地石圈的上部地壳。在短时间负载的条件下,即使具球的热状态意味着地幔流。这与在短时间尺度(几备高温高压环境,地球总体仍然呈现弹性特征。只秒到几小时)情况下所讨论的某些流变特性,诸如有高温高压和长时间负载条件同时具体,它才呈现地震波传播的非弹性响应和地球自由振荡是不同流体特性(牛顿和非牛顿流体)的,因为在高频情况下,地球表现为一个弹性体,尽瞬时蠕变函数c(t)有不同的表达形式。用于管存在非理想弹性特性,即滞后的弹性响应——非说明实验观测的经验定律包括指数滞后方程弹性。(t)=A[I-exp(-t/r)]地球内部的流变特性同样适应于地核——液体 Andrade蠕变方程:外核的对流产生地球磁场。因此在地球动力学研究E(1)=At“,a>1(7)中,地球在总体上被视为流体。上部岩石圈有些例以及对数蠕变律:外,那是因为较浅的地壳部分温度过低而不足以产6,(t)=Aln(1+at)生足够的粘滞松弛( Ranalli,1995)。其中A,r,a和a均为物质参数(内在参数)。当然,指数律蠕动和非牛顿粘滞性是重要的流变学概物质流变还依赖于外在参数,即环境参数,如温度、念。对牛顿流体而言,剪切应力与剪切应变率之间压力等。呈线性关系。另一类流体虽然在小应力情况下也呈非线性流变时间效应表现为塑性瞬时应变。其现出稳态流动,但其函数关系为非线性的,此即非牛表达式通常兼具 Andrade一型(7)时间依赖性和对顿流体。迄今为止,最重要的非线性应力-应变率应力的非线性依赖性:关系通常表现为指数律方程,其中应变率与应力的E,(t)=Aa"t"°(9)n次方有关(n>1)。这种非牛顿流变行为对硅质多或写成恒定应力条件下应变率形式:晶物质在高温低压情况下十分常见(T>。T。,其中6()≈Am(1-a)aT为固态温度;≈10~100MPa)。 Ranalli(1995)其中a>1(通常a≈3),m≥1,应变率随时间而减对此导出了以张量形式表达的指数律蠕动方程小岩石形变实验表明,由应力突然改变所诱发的在简单剪切情况下,os和s是唯一的应力和下地壳和上地幔粘滞性流动可导致震后所常见的地应变率非零分量。此时σ'=σs,sg=ss,因此表形变。这种地表形变实际上是地球流变特性对于Ao2)大地震的应力响应。多数地球动力学模型借助于线其中A一般表示为压力、温度和物质参量的函数,n性(牛顿)应力-应变率关系来解释下地壳和上地幔的流变特征。但许多实验结果证实,业经变形的如果参量A不是由简单的剪切而是由单轴应热岩石圈的粘滞流更符合指数律—应变率正比于力实验所确定的(A'),上述张量方程(1)应表示为应力的n次幂。 Freed and Burgman(2004)用地幔如下形式:粘性流动指数律,取n=3.5,成功地解释了20世纪(3)90年代发生于美国南加州的两个大地震所引起的地表形变的时空演化,并证明至少在 Mojave沙漠地非线性(非牛顿)粘滞性,亦即有效粘滞性η,定幔之下义为中国煤化工流动律一般具有(4)如下CNMHG and bu2004)其中ys=2s为剪切应变率的表述。在流体动力学e=Age-/kr(11)犬他和嘉飙第29卷其中6为应变率(S),A是预先给定的指数因子作用为特征。地幔热物质的运移或蠕变作用对构造(MPaS"),a是偏差应力(MPa),即a=σ1-o3,地貌、地壳类型和成矿机理亦应有重要的相关性H代表活化能( kJmol),R为气体常数(Jmol1(陈胜早,1988)。K),T是温度(K)。在下地壳和地幔上部约200值得注意的是,位于地球内部约2900km深度km深度的温度、压力条件下,物质流动伴随着位错的D过渡层,压力高达135GPa,温度约2000K蠕变,此时的幂指数n通常在2与4之间变化。有4000K。在与此相当的温、压条件下竟发现了继钙效粘滞性(n=a/26)以指数律物质流动的形式钛矿( Perovskite)之后新的晶体结构(Post- peros(11)表示为kite)(Dufy,2004)。这一实验发现与理论推测的地n=a(")e"r/(2A)(12)幔底部约200~300km厚度区间的相变相符,并与其应力依存性意味着粘滞性随应力的增加而减小。地震波速度在该处的突然改变或不连续相一致。其这种应力状态的突然变化在地震前后的瞬间是十分密度比钙钛矿高出1%~2%。该新相晶体的物理明显的。震前的粘滞性将随着地震应力通过粘滞流性质和热动力考虑对地球动力学研究将产生重要影动的消耗而得到恢复。由高幂次(n>3)指数律可响。看出,粘滞性在孕震过程中的减小是很显著的,这就2.4地球的重力均衡与岩石导致了非常迅速的早期震后应变率,并与牛顿流变2.4.1重力势能与重力场(n=1)形成鲜明的对照。重力势能是地球内部演化的一种重要能量形作者(陈胜早,1998)曾从微观地球物理的角度式。重力场之所以重要,是因为它与地球内部的密讨论了地幔流和蠕变问题。其有关内容可作参考。度分布有关。根据高斯( Gauss)发散定理,可证明重2.3地幔柱的形成与热释放力位满足拉普拉斯( Laplace)方程:地幔占地球体积的最大部分,它不仅通过对流a u au aUV“U(13)释放其自身的热,而且作为地核(液态外核)对流和释放热量的转动枢纽。地幔的结构并不象早先所认其球坐标(r,6,A)表达式为为的那么均匀。地震成像发现上地幔和核-幔边界aUCMB)区域以强烈的非均匀性为特征,而中地幔表sine现出微弱的非均匀性( Ritsema et al.,1999)。因此1 aU0(14)地幔或许可进一步划分出化学成分上截然分明的三层或更多层。由此认为地幔对流也不是整个地幔的其中rO和A分别为半径余纬度(=90°-9,9为单一对流或上、下地幔双层对流,而更可能为多层对纬度)和经度。流(陈胜早,1997; Anderson,2004)。通常以球谐函数展开式(略去高阶项)来表示在地幔的最下部约250km厚度区间,即D”过式(14)的解。在实际应用中,位于海平面上的重力渡带虽然其所占体积较小,但对理解许多与此相关标准值由大地参考系重力公式(GRS67)给出的地球物理现象将起到关键性的作用。地幔柱g=9.78031846(1+0.005278895sinφ+( Plume)的形成起因于此,核-幔的相互作用以及0.00003462sinφ(15)消减岩石圈板片的返回也与此关系密切。“活化构其中g。表示重力为纬度(q)的函数,以ms2为单造”的不同构造类型、壳体的时空分布和演化格局位。其它常用的重力单位为伽(gl=cms-2)。在考(陈国达,1996,1998;Chen,2000)或许亦可从中得虑重力异常时,一般以毫伽(1mga=10gal)为单到启示。位地幔柱穿过地幔和地壳可形成火山岛或火山链利用重力异常反演岩石圈密度结构是研究深部(夏威夷)(如 Jacob,2000);接近地表时可形成洋壳构造的重要途径。有关研究方法和文献参见陈胜早较厚的洋底高原;储存于深部地幔可形成化学和矿(19198ah19oa1993,1997a、b,1998物学上的地幔成层结构( Gasperini et al.,2000)。岩Cher中国煤化工石圈因地幔柱的底部加热和抬升而发生破裂,进而2.4CNMHG形成板块扩张中心或大型裂谷系。在大陆地区,这大陆高程起伏与岩石圈内密度分布的某种相关种与“地幔热点”有关的构造应以地幔物质的底劈性早已为人们所认识,如地表形态与Moho甚至青第1期陈胜早:壳一幔动力学与活化构造(地洼)理论藏高原岩石圈底面的镜象关系(陈胜早,1983,位等势面。岩石圈密度结构的侧向变化会引起大地1992a)即为一例。重力场在地球表面的异常变化反水准面异常( geoid anomalies映深部质量的分布差异,长波长异常反映的深度大,△h-2丌G△p(x,x)zdz(18)反之亦然。横贯造山带的重力测量表明,海拔高程大的地区一般表现为深部质量亏损。即地表的质量式中G为万有引力常数(6.67×10mkg's2,过剩由深部的质量亏损所补偿,这就是Aiy型的均△h以米为单位衡补偿——山根说。另一种补偿模式,即 Pratt均衡(18)式表明,大地水准面异常可直接与密度分模型,基于同样的原理,但考虑地壳侧向密度变化而布的偶极矩( dipole moment)相联系。若石圈重力势假定在某一相同的深度上不同的壳体具有相同的静能的变化由大地水准面异常而反映出来。约5m高压力这一深度即均衡补偿深度。这两种均衡模式的大地水准面异常相当于大约1×102Nm的重力均早于岩石圈概念的提出,并考虑均衡补偿可在地位变化。均衡大地水准面异常与不同构造区的高程壳内实现。变化关系及补偿区域问题见作者另文阐述(Chen对青藏高原与北印度洋地区的重力与均衡研究2004)。表明,均衡补偿可能发生于石围底面,或在地壳厚3温度、热传递与对流——地球局限于地壳厚度(陈胜早,1992a; Chen and Ranalli,动力学的核心论题1997)。这是因为重力均衡补偿仅仅考虑了垂向压地球内部的温度参数在地球动力学中起到核心力,而忽略了水平温度梯度变化所引起的侧向密度作用。温度控制地球的流变性,与地幔粘性流和岩梯度由热力所诱发的水平密度变化可导致热均石圈厚度有关,并通过各种形式的能(量)流而影响衡作用,并进而导致岩石圈的地表高程变化。这不大地构造演化过程。在地球演化的动力、化学和地仅会扩大均衡补偿的区域面积而且加大均衡补偿质分析中,热对流机制又起着十分关键的作用。深度。经典意义上的均衡补偿只是局部的垂向应力的3.1热传递的基本形式热能传递有两种基本形式:一是通过物质的热平衡。在深度h处,垂直应力σ表示为扩散,即热传导( conduction);二是通过物质的物理(sdZ(16)运动而传输热量( advection)其中g为重力加速度,p(z)一密度为深度(Z)的函热传导的速率(热流)取决于物质的性质。由数。对于常密度的情形,(16)式即变为oa=pghFourier热扩散定律,热流q在各向同性介质中与温此即流体静力平衡条件下(σzx=σx=σn)的岩度梯度成正比,但方向相反,即q,=-kVT=-kaT/ax(19)石圈单位柱体在深度h处的压力(p=σ)。式中负号表示热流方向与地温梯度方向相反。K为在均衡岩石圈底面,单位面积上柱体的重力位热导率。对各向异性物质而言,热导率是一个张量可以垂直应力的积分表示之。因此,两个相邻岩石圈(K)。当x与深度方向(Z)一致时,(19)式即简化柱体的重力位之差可写成△U=g△p(x,z)zdz(17)为9=-KVT=-Kz热导率的另一表达形式为其中△p(x,z)=p1(x1,z)-p2(x2,z)。对于常密度热扩散系数(k)K=K/pC(20)情形,即△p=p-p2。重力位的横向变化可引发相当可观的水平作用式中p为密度,C为C或Cv,即等压(P)条件下的力(浮力),并为岩石圈的水平运动和形变提供重要比热或等容(体积V)条件下的比热。的驱动力。重力是作用于岩石圈质量并分布于整个以欧勒( Eulerian)参考系描述质点的运动,通过个固质量所在体积内的体力,它垂直于重力位等势面而中国煤化工可表述为指向地心。岩石圈的均衡作用受控于水平和垂直两YHECNMHGv ar +v, ar种作用力。大地水准面(geod)是与海平面相一致的重力=i+·只T(21a)大他虚嘉飙眼第29卷式中x1、x2、x3依次为相互正交的三个坐标轴方向,其中右边第二项与物质运动传输热量有关,参见即x,y,z。仅考虑任一方向热物质运动速度为V(21)式。的情形(其余两个方向速度分量为0),此时(21a)表3.3热对流示为地球内部的温度分布表明,热传导作用难以在Dt+V VT(21b)地球已知年龄的时间范围内完成其对内部热产生的传递过程,而要求热对流,即热物质对流运动为主要其中温度梯度VT。仅代表该考虑方向上的温度偏的热传递方式。对流的基本条件是物质必须为流变微分。(21)式表明,温度的时间微分由两项组成:学意义上的“流体”。当时间因子足够大(>103年)代表空间中某一固定点温度对时间的依赖性;时,岩石圈之下的地幔物质可以满足这一条件。VVT为对流项,代表非均匀温度分布质点运动所引对流在本质上是重力不稳定的结果,而重力失起的温度变化率(注意:VT的量纲为n1)。这稳被认为起因于热变化所引起的密度不平衡。这种就是物质运动热传递与热扩散的区别之处与热状态直接相关的密度非均衡所导致的浮力才是3.2热扩散与热运动方程驱动对流的真正动因。由热能平衡条件很容易导出热传导( heat con流体可由底部加热,也可由内部加热而形成上duction)方程升的热柱(密度较小),到上表面冷却后而形成下沉的“冷”柱(密度较大),从而完成对流循环。如前所cp=KV T+pH(22a)述,地幔对流可以是整个地幔对流,也可以是成层对式中H为单位质量的热产生。若以热扩散系数κ流(图2)或局部对流(图3),亦可能为地幔底劈或代替热导率K,则有(22a)的另一表达形式:熔融迁移(图4)。作者强调在总体对流体制控制下TH(22b)的成层对流和局部对流的“对流体系”(陈胜早1997b)。其中VT=V·Vr=9T,d2TaT+,即温度梯度从物理学的角度出发,热对流的数学表达式必须遵循能量守恒、质量守恒和动量守恒定律,它们可的散度。对非稳定热状态(T/0≠0)但无热源(H=0)依次表示为温度方程、连续性方程和运动方程:aT的情况,热传递方程写成kV2T-VaT H(27a)VaT1 aT(23)0(pV)(27b)此即热扩散( diffusion)方程。对稳定状态(∂T/∂t=0)并无热源的情况,热传+nV2V1-∞p0(T-T。)X2=0(27c)导方程(22)简化为其中p、η、κ和C分别代表密度、粘滞性、热扩散系(24)数和比热,V为速度,P和T为流体压力和温度,H此即拉普拉斯方程。(注意:热导率K为常量的假同(2)(25)和(26)式,代表放射性和剪切摩擦热,定只是一种近似。对一些实际问题,有时必须保留其偏微算子,如各向异性的情形。对多晶体介质而L为潜热( latent heat)率—与相变和熔融有关[唯言,热导率K恒定的假定是近乎合理并可以接受不同于(26)式的地方],X代表单位质量的体的。)力——依赖于温度异常和热膨胀系数α。式(27c)对稳定状态但有热源存在的情况(H≠0),热传中体力的唯一非零分量是x,=g(重力加速度)。单导方程变为:位质量的浮力为2g(T-7)H/K(25)对流问题的求解要求(27a)和(27e)同步解,取这就是泊松( Poisson)方程。决于中大古积, Dalier(1989)对此作了对于既有热传导又有热物质运移的情形,给出广中国煤化工数,如Rleigh数热传导(扩散)和热运动的统一方程式如下:CNMH女和 Peclet数等也可aT+p·VrH(26)用于对流起始问题的研究( Ranalli,1995)。其中Rayleigh数适用于流体由底部加热和由内部加热的第1期陈胜早:壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论T(K)中脊}1z10001000下地幔整体地幔对流化学和动力学边界核-幔边22洋中脊1000↓密度下地幔2000学和动力学边界30003000图2整个地幔对流和成层对流模式以及相关的粘滞性和温度随深度的变化(见 Peltier et al.,1989);下地幔的粘滞性变化范围由 Ranalli(1995)补充Fig 2 Pattern of whole- mantle and layered convection with relevant viscosity and temperature variations with depthFrom Peltier et aL., 1989): viscosity range in the lower mantle added by Ranalli( 1995)表达式分别表示为:小规模对流Rn=ag△Th/(kU)(28a)R, =agpHh/(KUK)岩右圈式中a、K、K、、H和p具有同前物理意义;h和△T分别代表对流层的厚度和穿过该层的温度差,U为运动粘滞性。一般来说,R。大于临界值R~10°量软流圈级时对流可能发生,但其临界值取决于边界条件和热扰动的波长。软流圈Peclet数表示热运动与热扩散之比,即图3形成板内非“热点”脊的小规模对流或扩张模型示意( Sandwell et al.,1995)。熔融作用发生于对流元其中v为特征速度,l代表对流系的特征长度,K的的内翼或岩石圈扭裂变薄带的“地幔上涌”之上方物理意义同前。一般来说,P.>10时,物质的热运F,3 Schematic illustration of two of the models sug动占热演化的主导地位,热扩散可忽略;而Pe△T底劈地幔流综上所述,地球的温度变化和热传递方式在地(a)地幔底劈模型球演化过程中起着核心作用,其定量分析对大地构造研究必然具有广阔的应用前景。非转换地壳4大地构造作用与演化的定量分析问题地幔岩石墨熔融区域d-tb)三维熔融迁移模型K-2+pH=0(33)图4(a}与底劈作用有关的地幔上涌模型,或称地幔底利用适当的边界条件q=-qs和T=T可劈模型:因上地幔对流不稳定性而形成一系列底劈对(33)积分求得任意深度z的地温分布或刺穿构造。熔融产物和地壳厚度受控于底劈构造的位置T,=T,+2-4x(34)b)受控于板块扩张几何形态的被动式上涌模型其中T和qs为岩石圈顶部的表面温度和表面热或称三维熔融迁移模型(见 Magde et al.,1997)Fig 4(a)Model of upwelling associated with the for-流,A=pH代表单位体积的热产生。mation of a series of diapirs due to convective in热响应时间(r)是在热传导条件下衡量介质对tle. Melt pr热扰动的特征反应时间尺度。在地质意义上,它相and crustal thickness is controlled by the loca当于“地幔柱”在岩石圈底面加热时岩石圈上顶面tions of the diapirs感应到来自其底部热扰动所需的时间。很明显,热b) Model of passive upwelling controlled by the响应时间依赖于岩石圈的厚度(h),反比于热导率geometry of plate spreading( from Magde et aL.(K)或热扩散率(K),一般有r∝h2/k,通常取比例1997)系数为。对岩石圈特征厚度h=100-125km,K其中υ为运动粘滞性或粘度,其余参数的意义同前。=106m2s1,r≈32~50Ma。可见,岩石圈热传导Pr值大时,流体对动量的扩散作用相对快于热扩散。是一个相当长的过程,50Ma几乎相当于跨越一个通过快速的动量耗散,沿垂直热边界层的浮力将夹带新生代的地质时期(始新世始于约56Ma,古新世也更多的流体进入运动状态因而导致粘滞流边界层的不过始于约65Ma)。厚度远大于热边界层。 Reynolds数由下式表示:在物理意义上,热响应时间亦即热时间常(31)数——在这个特征时间尺度内,热扰动衰减至初始其中V、l和υ皆具有同上意义。Re值大时,层流不值的50的执扑动奋减可达约3r的时间复存在,而呈湍流状态。区中国煤化工与岩石圈热时间常数对流环的水平与垂直尺度比在简单情况下通常(3CNMHG关的裂谷盆地的沉为1~3。对流热传递的相对重要性一般以 Nusselt陷过程可达约100~150Ma。热扰动和热沉陷随时间呈指数衰减。岩石圈的厚度因构造单元的不同而胜早:壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论变化,热时间常数也随之而改变(表1列出一些特△E=pg2+p.8H+)△pg(△H)2(36)征参考值)。可以设想,仅靠热传导作用,要在青藏高原形成一个热裂陷盆地可能需要约130-180Ma式中p.为地壳密度,△P为壳幔密度差。由于△E的时间,因为那里的岩石圈最大厚度可达120~140与4和△H呈非线性关系,因而为克服重力而形成km(陈胜早,1992,1993;Chen,2004)。造山带所做的功将随造山带的平均高程呈非线性增加。在均衡条件下,平均高程和地壳厚度均会达到表1热时间常数在热传导情况下随岩石圈厚度的变化定的极限值。当两者超过该极限时,造山带则会侧向增长,因而与侧向密度变化所引起的水平应力Table 1 Thermal constant varying with lithospheric作用可相比较。这就说明了均衡调整并非垂直柱体thickness under thermal conduction内的调整,而是一定区域范围内的调整。反映岩石(K=10-6m2s1)圈密度非均匀的密度矩的应用对大陆碰撞带特别重h(km)5060708090100110120130140150200要,如喜马拉雅碰撞带的均衡研究(Chen,2004),因r(Ma)812162126323946546372129为整个岩石圈都增厚了。3r(Ma)243648637896117138162189216387地幔柱的作用也可由(36)式加以分析。地幔柱从岩石圈底部挤人同样会引起地形高程的变化作为实例分析,下扬子新生代裂谷盆地和赣江因而引起位能的增加。以地幔柱挤入岩石圈1km流域一长江中、下游“三联”裂谷系(陈胜早,1983,为例,取地壳密度pc=2800kgm3,用一级近似估1990b,1990c)可考虑为与热裂陷有关的裂陷盆地算,地形高程每改变1km就会产生约1.4x10系。那里不仅有异常地幔顶部的发现,而且有中地Nm-的附加张力。由此附加张力而产生的效应是壳膨胀的结构形态和地表断陷的对应特征(陈胜提高地幔温度,比平均对流温度高约300℃。这意早,1987b;Chen,1988)。这表明,除热传导作用之味着软流圈的解压熔融将出现于裂谷作用的更早阶外,尚有地幔热物质上涌或壳-幔边界处局部熔融段。熔融物质运送到岩石圈内又会加强岩石圈势能的可能性。该区中地壳膨胀-压缩和Mho隆凹相并使之弱化,从而增加业已开始的扩张形变。间的横向变化特征(陈胜早,1992b;Chen,1992)进4.3驱动力源与热应力步提示,对其进行局部对流或地幔底劈作用的深构造运动与演化的驱动力源问题始终是一个充入定量研究是十分必要的。中国东部中、新生代盆满争议的论题。热应力作为一种非延续(non-re-地的深部构造及形成机理基本相似(陈胜早,1995; newable)力源,起因于温度变化所引起的体积改变Chen,1995)量。在地壳中、上部15-20km岩石圈压力和各向42壳体的垂向与水平运动——地幔柱的作用同性弹性条件下,由温度改变△T而产生的应力满板内由地壳厚度和(或)密度变化所引起的扩足 Duhamel-Neumann定律,应用于连续介质平衡方张与压缩应力的构造意义并不亚于板块边界的应力程而将热弹性问题简化为弹性问题,从而得到状态。简单的应力分析( Dalmayrac and MolnarEa2△T(37)1981)表明,在常密度情况下,垂向应力σa的梯度与密度成正比;在均衡补偿深度上,造山带之下的垂式中E为杨氏模量,yp为泊松比,a为线性体膨胀直应力高于平原或盆地地带。从能量角度考虑,可系数。利用已知地壳参数,△T=100K时就可导致以得到与此相同的结论( Molnar and Lyon-Caen,约100MPa量级的热应力( Turcotte and Schubert,1988)。考虑地壳增厚和正常地壳厚度的两个单位1982)。这个量级的应力值显然是不可忽略的柱体,如果它们处于均衡状态,并以l和△H代表增与热应力相近或稍高的非延续应力还有与岩石厚柱体的地形高程和“山根”,则这两个柱体之间的圈在聚敛带挠曲有关的应力差以及板块曲率半径随位能差表示为纬度变应力亦化/藩瞄效应一 membraneHeffect)中国煤化工士作用的可延续应△E=(P2(z)-P5(z))dz(35)力与CNMHG圈载荷有关,其中H为标准地壳厚度,P和Ps分别代表增厚柱般具有10~100MPa应力变化范围( Bott and Kusz体和标准柱体的静压力。其结果简化为nir,1984)。板内由岩石圈不均匀性所引起的应力第29卷亦可具有相当量级的应力分布( Hasegawa et al.,孔隙流体压力时,即有(38)式所描述的不同类型的1985;陈胜早,1988,1990;Chen,1990b)。所有这些断层滑动条件。应力联合作用于地壳体而导致岩石圈的不同形式的从上节力源问题的分析可看出,在地壳断层带形变,如扩张、挤压、剪切或其结合,并由此而导致不温压条件下,临界应力差不大可能超过100MPa,这同的构造风格或特征。就要求流体孔隙压力必须在断层滑动中起相当重要然而,热应力在长期地球动力过程中所起的作的调节作用(式38)。比较A=0和A=0.9时断层用或许是有限的。作为一种非延续性应力,它会伴滑动所需应力差( Sibson,1974)则不难发现,高的流随地壳脆性破裂或柔性应变松弛而释放。对于粘弹体孔压对断层摩擦滑移是十分必要的,除非地壳的性体而言,其有效性只限于热事件年龄的 Maxwell有效摩擦系数低于实验室测量值。松弛时间或更短(<103年量级)。 Maxwell松弛时应该指出的是,以上讨论是建立在均匀、各向同间可解释为在相同荷载条件下以与弹性应变相同的性介质和一个主应力轴垂直的假定上的,式(38)只恒定应变率完成蠕变所需的时间(n/=c/)。这适用于非内聚性介质,而且早先存在的断层走向必相当于地幔粘滞性条件下冰期后弹性回返的时间须与构造应力场相一致。作为一种近似方法,在许(约10年量级)。在 Maxwell时间(rx)内,地球以多情况下,对于上地壳介质的实际构造背景,分析途弹性响应为主;t>rn时,地球则以粘滞性响应为径是可行的;对研究已知断层的活化作用更有重要主。因此,热应力的构造意义主要表现在地壳介质参考意义。有关新断层形成和已知断层走向随机分的弹性行为时间尺度内。布的滑移条件可参考 Ranalli and Yin(1990)和Yin4.4地壳断裂动力学问题and Ranalli(1992)。地壳断裂是一短时间的应力释放过程,但孕育断裂作用的构造力的形成是一长时间的应变能积累5结语过程。在岩石圈上部T≤700K、最大深度10~30壳-幔动力学研究是地球科学领域的前沿课km的地壳内(深度范围随地温而略有变化),断裂题,也是活化构造(地洼)理论(陈国达,1996)研究作用一般为脆性或准脆性破裂。但在更大的深度区的重要方向之一。该研究方向涉及地球物理、地球间物质呈流变特性,“断层”往往形成于相对窄的化学和高温高压岩石学等众多分支学科。本文仅从韧性剪切带。与断裂作用相关的流变模型通常为弹地球物理学的角度,以物理概念和数学描述的定量性和脆性的但塑性流变模型有时也不失为合适的结合为途径,对有关研究论题、方法现状和远景进假定。许多作者对岩石破裂力学作了详细的报道,行了较为系统的综合评述和探讨。希望以此为基其中动力摩擦和岩石孔隙流体压力的断层作用更受础,对活化构造理论所涉及的地幔蠕动、热能聚散问亲睐(Chen,1998a,1998b)。 Sibson(1974)对逆冲题作些定量方面的探索和补充。在陈国达院士仙世走滑和正断层三类不同的断裂机制的应力差随深度周年之际,为纪念他老人家的杰出成就和巨大贡变化以及对有、无孔隙压力的极限情况进行了综合献,衷心祝愿他所创建的活化构造(地洼)理论不断研究得出在相同深度上逆断层的应力差最大,正断充实、完善和发展,为大地构造与成矿理论研究发挥层最小;对相同的应力差,则有正断层作用深度最更大的指导作用。大,逆断层最小。对8=的特别情况,三种断层应力差的极限致谢:作者感谢中国科学院广州地球化学研究所所长夏斌研究员的邀请来所进行学术交流和科研合条件可简化为同一表达式(om,-omn)≥apgz(1-A)(38)作。感谢杨心宜教授提议撰写本文并给予不断的关式中aF是与断层类型有关的因子,A为孔隙流体;感谢邱亮斌副编审对撰写本文的支持和鼓励。(压力)因子,即孔隙流体压力与岩石静压力之比(A参考文P/pgz)。Om和σm代表最大和最小主压应力。中国煤化工般有R=σnn/σ-,因此断层滑动的临界条件取陈着重讨论华夏古陆问CNMHG形式σmn≥RUmn,考虑最大应力差时,该不等式即陈国达.1959a地壳的第三基本构造单元—地洼区科学表示为(am,-mn)≥(R-1)σmn。当进一步考虑通报,4(3)第1期陈胜早:壳-幔动力学与活化构造(地洼)理论陈国达.1959b.地台活化区及其找矿意义,北京:地质出版 Chen Shengzao.1990a. 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ComplexCRUST-MANTLE DYNAMICS AND ACTIVATEDTECTONICS(DIWA) THEORYCHEN ShengzaoGeomatrix Consultants, Inc, 2101 Webster St, 12 Floor, Oakland, CA 94612, USA)Abstract: Crust-mantle dynamics is an essarch direction in physics of the Earth s interior and geotectonicevolution. Some geodynamic issues concerned in activated tectonics Diwa) theory, initialized by AcademicianChen Guoda in 1950, are systematically reviewed and discussed in this paper to celebrate and rememorize his out-standing contribution and achievement in Earth Sciences. Main topics discussed here, purely from geophysicalviewpoints, involve the nature and physics of lithosphere, mantle rheology, gravity and isostasy, temperature of theEarth and heat transfer including heat conduction, advection and thermal convection. Key topics of practical significance in quantitative geotectonics are particularly studied, such as thermal stress, heat response time( thermal constant), horizontal and vertical crustal movements, potential energy and roles of plume, as well as crustal faulting.A physical and quantitative approach is followed in stating the problems and solutions, which is necessary for betterunderstanding and attacking some of the most difficult issues in mantle and crustal dynamics that is also an important component of the activated tectonics( Diwa)theory. Tectonic Processing and dynamic evolution of the litho-sphere ( crustobody, as termed by Chen Guoda) is caused by a combination of horizontal compressive and extensional)forces, associated with thermal movement in the mantle, and the vertical differential forces due to variationsof crustal thickness. Thermal stress is most likely associated with a short time scale (less than Maxwell time, say10 year)in which it may be released by brittle fracture or ductile relaxation of strain. Due to the non-renewablenature of thermal stress, its long term geotectonic role, with the mantle viscous time scale greater than Maxwelltime ) seems to be of uncertainty. Local and small scale mantle中国煤化工 ve mechanism of acti-vated tectonics( Diwa) that is worthy of further studyingCNMHGKeywords: crust-mantle dynamics; lithospheric physicsmantleand isostasy: Earth s temture and thermal transfer: activated tectonics