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大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波分裂的成因机制孙圣思;嵇少丞【期刊名称】《大地构造与成矿学》【年(卷),期】2011(35)4【摘要】大洋板块俯冲带是许多重要地质作用(例如脱水、部分熔融、岩浆和地震活动)发生的场所.对位于俯冲带之上的地震台站所检测到的不同剪切波的数据解析,可以获得源于上覆板块、地幔楔、俯冲板块和板下地幔的地震波各向异性的关键信息.本文系统总结了世界各地大洋俯冲带的剪切波分裂样式,对目前国际上流行的大洋俯冲带的地震波各向异性的主要成因模式(例如地幔楔拐角流、与海沟迁移有关的平行海沟的地幔流、橄榄石位错蠕变形成各类组构以及蛇纹石化的影响等)进行了较为详尽地评述.由橄榄石(010)[100]、(010) [001]、(100)[001]、{0k1} [100]、(001)[100]和{110}[001]位错蠕变形成的晶格优选定向(LPO)分别称之为A型、B 型、C型、D型、E型和F型组构,其中A型、D型和E型组构总是导致剪切快波的偏振方向(φ)平行于地幔流的方向,而B型组构则导致φ垂直于地幔流的方向.C型组构虽然也能使φ平行于地幔流方向,但快慢波之间的延迟时间(δt)则不如同等条件下A型组构形成的那么大.F型组构导致剪切波在垂直于地幔流动面的方向上传播时几乎不发生分裂.叶蛇纹石是俯冲板块地幔和地幔楔中最主要的含水矿物,具极低的流变强度、很低的地震波速和很大的弹性各向异性.蛇纹石化程度越高,变形地幔岩的各向异性就越大,则弧前地幔楔的剪切波分裂愈强.只要蛇纹石的含量超过10％～20％,则变形地幔岩的地震波各向异性特征将由蛇纹石的LPO主导.地幔楔的剪切波分裂特征主要取决于其蛇纹石化程度与俯冲角度,陡倾的俯冲和高程度的蛇纹石化有利于形成平行于海沟的φ.%Subduction zones are criticallyimportant regions where significant geological processes ( e. G. , phase transition, dehydration, partial melting, volcanism, and seismic activity) take place. Seismic anisotropy formed by different parts of subduction system (I. E. , the overriding plate, the mantle wedge, the subducting slab, and the subslab mantle) can be distinguished by analyzing seismic wave raypaths. Here we provide a state-of-art overview on shear wave splitting patterns measured from global oceanic subduction zones, and on mechanism models [e. G. , 2D corner flow, 3D trenth-parallel flow induced by trench migration, olivine lattice preferred orientations (LPO) and serpentinization]. 01iine LPOs formed by (010) [ 100] , (010) [001], (100) [001], |0kl|[100], (001) [100] and {110} [001] slip systems are identified as A, B, C, D, E and F-type fabrics, respectively. The A, D, and E-type fabrics cause fast polarization directions (φ)) parallel to the mantle flow while φ formed by B-type fabric is perpendicular to the mantle flow. Olivine C-type LPO also results in a φ parallel to the mantle flow, but the resultant delay time ( δt) is much smaller than that of A-type. F-type fabric results in almost no splitting in the direction normal to the mantle flow plane. In mantle wedge and subducting lithosphere mantle, the most important hydrous mineral is antigorite, which is characterized by extremely low flow strength, low seismic velocities, and high elastic anisotropy. Accordingly, the extensively serpentinized mantle wedge rocks usually have relative high seismic anisotropy and shear wave splitting. If more than 10% -20% serpentinization occurs, serpentine LPO would control the seismic anisotropy of the deformed mantle rocks. As the shear wave splitting inmantle wedge depends on both the degree of serpentinization and the slab dip, those highly serpentinized and steeply dipped subduction systems are more likely to produce a trench-parallel φ.【总页数】20页(P628-647)【作者】孙圣思;嵇少丞【作者单位】加拿大蒙特利尔大学工学院民用、地质、采矿工程系,蒙特利尔H3C 3A7;加拿大蒙特利尔大学工学院民用、地质、采矿工程系,蒙特利尔H3C 3A7;中国地质科学院地质研究所,国土资源部大陆动力学重点实验室,北京100037【正文语种】中文【中图分类】P541;P315.2【相关文献】1.大洋板块俯冲带角度的变化特征及其影响因素分析 [J], 周留煜2.全球主要俯冲带处板块运动与地震各向异性及应力场的相关性讨论 [J], 韩鹏;刘迁迁;孙振添;魏东平3.橄榄石的晶格优选定向、含水量与地震波各向异性:对大陆俯冲带变形环境的约束 [J], 王勤;嵇少丞;许志琴4.东北日本地震波速度、Vp/Vs和各向异性结构:对俯冲带水迁移过程的探讨 [J], 王建;肖卓伟;赵大鹏;姚振兴5.利用DONET海底观测网研究日本南海海域俯冲带地震波各向异性 [J], 刘渊;薛梅因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
青藏高原与大陆动力学地体拼合、碰撞造山及高原隆升的深部驱动力一、本文概述青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其壮丽的自然景观和独特的地质构造吸引了全球科学家的目光。
作为地球上最大、最高的高原，青藏高原的形成和演变过程涉及了复杂的地壳运动和动力学过程。
本文旨在深入探讨青藏高原与大陆动力学地体拼合、碰撞造山及高原隆升的深部驱动力，以期更好地理解这一重要地质现象的本质和机制。
文章将首先概述青藏高原的基本地质特征和构造格局，包括其形成的历史背景、主要的地体拼合事件以及碰撞造山过程。
在此基础上，文章将深入探讨青藏高原隆升的深部驱动力，包括地壳增厚、地幔对流、板块俯冲等因素的作用。
通过对这些深部驱动力的详细分析，文章将揭示青藏高原隆升的地质过程和机制，以及这些过程对区域乃至全球地质环境和气候变化的影响。
本文还将关注青藏高原与大陆动力学地体拼合、碰撞造山过程中的岩石圈、软流圈以及地幔等深部结构的变化，探讨这些变化如何影响青藏高原的隆升和地质演化。
通过综合研究，文章将提出新的观点和认识，为理解青藏高原乃至全球大陆动力学过程提供新的思路和方法。
本文旨在全面、深入地探讨青藏高原与大陆动力学地体拼合、碰撞造山及高原隆升的深部驱动力，以期为推动地球科学领域的发展做出贡献。
二、青藏高原与大陆动力学地体拼合青藏高原的形成与演化，深受大陆动力学地体拼合的影响。
地体拼合是指不同地块或地体在构造应力的作用下，通过断裂、滑脱、碰撞等过程，最终合并形成一个更大规模的构造单元。
这一过程不仅塑造了青藏高原现今的地貌格局，也深刻地影响了区域乃至全球的气候、生物和环境。
在地质历史的长河中，青藏高原经历了多期的地体拼合事件。
其中最具代表性的是印度板块与欧亚板块的碰撞拼合。
这一事件发生在约50 Ma前，印度板块向北俯冲，与欧亚板块发生碰撞，导致了青藏高原的快速隆升和变形。
这次拼合事件不仅形成了青藏高原的主体部分，也奠定了高原现今的基本构造格局。
青藏高原的形成还与其他地体拼合事件密切相关。
海洋板块俯冲作用下上覆大陆岩石层减薄机制的动力学模拟史亚男;魏东平;皇甫鹏鹏;李忠海;刘梦雪【摘要】几乎所有大陆岩石层的减薄现象, 可能都与海洋板块的俯冲作用相关, 但是两者之间的内在联系迄今仍不十分明确, 为此, 我们设计了一系列包含洋-陆俯冲系统的二维数值模型, 来探讨海洋板块的俯冲作用对上覆大陆岩石层变形行为的影响, 尤其对大陆岩石层减薄效应的制约.模型结果表明, 海洋板块俯冲过程中的地幔楔熔体对大陆岩石层地幔的热侵蚀以及由熔体上升所诱发的地幔局部对流的强烈扰动会导致上覆大陆岩石层的减薄效应.这种效应不仅表现在横向上的向陆内蔓延, 还表现在垂向上的向浅部发展.且多类动力学参数都能制约大陆岩石层的减薄效应.具体地, 随着汇聚速率和洋壳厚度的增加, 上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围越大, 在垂向上的减薄程度也越深;而随着俯冲海洋板块年龄的增加, 上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围增大, 但在垂向上的减薄程度会减小;随着上覆大陆岩石层厚度的增加, 其横向减薄范围会减小, 但在垂向上的减薄程度会加深.本文研究成果能为揭示华北克拉通减薄/破坏的动力学过程提供一定的理论参考依据.%Much evidence from geophysical, geochemical and geological studies have suggested that the thinning of continental lithosphere is generally related to oceanic subduction.While the dynamic process of such thinning remains in ing a 2-D thermo-mechanical model, we systematically investigated the mechanisms of continental lithospheric thinning under oceanic subduction and explored their key constraints.The numerical models indicate that the erosion by partial melting in the mantle wedge and by the small-scale mantle convection could induce lithospheric thinning both horizontally and vertically.Moreover, the convergencevelocity, thickness of oceanic crust, the age of subducting oceanic plate and the thickness of overriding continental lithosphere play important roles in the dynamics of lithospheric thinning.Specifically, with the increase of convergence velocity and the thickness of oceanic crust, the range of lithospheric thinning increases both horizontally and vertically.Besides, the range of lithospheric thinning increases horizontally and decreases vertically with the growing age of the subducting oceanicplate.Nevertheless, with increasing the thickness of overriding continental lithosphere, the range of lithospheric thinning decreases horizontally and increases vertically.Our model results could provide some insights into the dynamic processes of the thinning and destruction of the North China Craton during geologic epochs.【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2019(062)001【总页数】15页(P63-77)【关键词】海洋板块俯冲;上覆大陆岩石层;减薄/破坏;数值模拟【作者】史亚男;魏东平;皇甫鹏鹏;李忠海;刘梦雪【作者单位】中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049;中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049;中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049;中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049;中国科学院计算地球动力学重点实验室;中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049【正文语种】中文【中图分类】P3130 引言全球板块运动模型中的海洋板块俯冲带，对应着地幔对流的下降流,它是地球内部最重要的物理化学系统，这种海洋板块俯冲不仅是板块运动和洋脊扩张的最主要动力,也是地球循环系统的重要构成因素之一,同时提供了地球各圈层之间物质和化学元素的迁移通道(Stern, 2002).此外,海洋板块的俯冲作用同样影响上覆大陆岩石层和地幔楔的热-动力学行为.一方面,俯冲海洋板块的脱水作用可以降低上覆地幔楔岩体的熔点,产生大量的幔源岩浆,进而广泛发育活动大陆边缘的岩浆作用；另一方面,板块富水流体或含水熔体的加入以及由此引发的地幔岩体的部分熔融，也会显著降低地幔楔岩石的流变强度和黏滞度,从而强烈扰动地幔楔角流场,最终发生固态上地幔岩石层的热侵蚀作用以及多种构造变形.洋-陆俯冲作用会引发上覆大陆岩石层发生一系列复杂的变形行为，主要包括：应力应变状态变化(Stern,2002；张克亮和魏东平,2011)、上覆大陆岩石层的拉张和挤压(Sobolev and Babeyko,2005；Li et al. ,2013；Han et al.,2016)、全球范围内的地形地貌变化(Stern,2002； Shi et al.,2018；Zhang and Wei,2012)以及弧后盆地的发育和演化(Karig,1971；Uyeda and Kanamori,1979；Dvorkin et al.,1993).前人采用数值模拟方法对上覆大陆岩石层的动力学变形进行了广泛的研究(Van Hunen et al.,2000,2004；Clark et al.,2008；Gerya and Meilick,2011；Sobolev and Babeyko,2005；Zhang and Wei,2011；Li et al.,2015).在俯冲带，大量观测资料显示弧后地区岩石层厚度较小且为高温热状态，Arcay 等(2005)采用二维数值模型研究了俯冲板块脱水对上覆大陆岩石层的减薄作用，认为这可能是由于水化地幔楔的低黏滞度的自由热对流引起的.在此基础之上，Arcay 等(2008)进一步使用热-化学侵蚀模型研究了俯冲带的弧后应变特征.Gerya 和 Meilick(2011)基于二维岩石-热-力学耦合模型研究了洋-陆俯冲作用对上覆大陆岩石层动力学行为的影响.模型结果显示海沟后撤会导致上覆大陆岩石层流变强度的弱化，进而发生减薄作用.Gorczyk等(2007)基于二维岩石-热-力学耦合模型研究了海洋板块俯冲作用下板块中水的迁移速度对弧后扩张过程的影响.研究结果认为板块的耦合作用强烈依赖于板块汇聚速率和水的迁移速率之比.Clark 等(2008)采用三维数值模型分析了海洋板块俯冲作用下弧后区域的阶段性，将其分为三种类型：无阶段性、类阶段性和超阶段性.Sobolev 和 Babeyko(2005)利用热-力学耦合模型研究了上覆南美大陆挤压缩短的动力学制约因素，认为俯冲界面上的剪切耦合作用是控制其缩短的主要因素.关于海洋板块俯冲作用对上覆大陆岩石层的影响，其中比较特殊的是对克拉通(岩石层厚度～200 km)减薄/破坏的影响.二维数值模拟结果显示，地壳榴辉岩的重力失稳可能是引起岩石层大规模减薄的原因(乔彦超等，2012)；更进一步，具有不同流变性质的克拉通重力失稳过程的数值模拟结果发现，这种岩石层减薄/破坏具有分期并且多阶段的特征(Wang et al.，2015).而对下地壳榴辉岩的黏性、密度以及岩石层地幔黏性等参数的敏感性试验结果则表明，岩石层地幔的黏性会显著影响拆沉时间,影响范围从几个到十几个百万年不等(程华冬等，2017).另一方面，乔彦超等(2013)通过数值模型研究了岩石层的热侵蚀过程,发现小尺度的地幔对流现象可以使岩石层发生减薄，其减薄量可以达到100 km.程华冬等(2016)利用二维数值模型研究了克拉通岩石层的对流减薄过程,讨论了岩石层宽度、厚度、黏性差异以及密度差异等参数的动力学制约，模型结果显示黏性差异对大陆岩石层减薄的时间尺度有很大影响.He(2014)采用二维数值模型研究了俯冲板块与大地幔楔之间的关系，发现板块俯冲过程可以促进低黏性大地幔楔的形成.Wang 等(2016)采用数值模拟的方法研究了水化作用在大陆岩石层减薄中的作用，模型结果显示水化作用与克拉通地区大规模的岩石层减薄过程是密切相关的.随着研究的日益深入，已有越来越多的学者认识到，海洋板块的俯冲作用可能是诱发上覆大陆岩石层减薄/破坏的主要控制因素，并用各有特点的地质模型进行数值模拟.但海洋板块俯冲如何导致上覆大陆岩石层发生减薄，甚至大规模破坏，其一般性的作用机理是什么，仍存在较大争议.为此，本文试图通过建立二维洋-陆俯冲数值模型,来探讨海洋板块俯冲过程中，其地幔楔内热-熔体扰动引发的不稳定地幔角流体系对上覆大陆岩石层的影响,并在此基础上进一步对上覆大陆岩石层减薄的动力学制约因素进行讨论.1 数值模拟方法介绍1.1 控制方程对于板块俯冲碰撞相关的动力学数值模型，一般对三组控制方程进行求解，包括斯托克斯流体动力学方程、物质守恒方程以及热量守恒方程.本文中，将采用I2VIS 程序, 对这些方程在不规则的欧拉网格节点上采用有限差分算法进行离散化和近似求解，具体的算法可见Gerya和Yuen(2003a)或Li(2014).1.1.1 斯托克斯方程(1)其中,g是重力加速度,密度ρ依赖于温度T、压力P、岩石类型C和部分熔融比例和是偏应力张量.1.1.2 非可压缩流体物质守恒方程(2)其中,vx和vy分别表示水平速度和垂向速度.1.1.3 热量守恒方程(3)其中, Cp是等压热容,DT/Dt表示温度对时间的物质导数,qx,qy代表热流值, k是热传导率，依赖于温度T,压强P和岩石类型C.Hr表示放射性生热，假设为依赖于岩石类型的常量：Hr=constant(C).(4)Ha表示绝热变压生热，即伴随着压力的变化(增压或减压)而导致的热量生成或消失：(5)HS表示摩擦生热，代表了黏性形变中机械能转化为热能：(6)其中，是偏应力张量，是应变率张量.1.2 黏-塑性流变学性质1.2.1 黏性形变数值模型中的流变学关系采用整合的黏-塑性本构关系.其中，韧性流变的黏滞系数是一个与温度、压力、物质成分、应变率和熔融程度相关,可表示为式中,是应变率张量的二阶不变量； AD、E、V和n是实验岩石学所得到的流变参数，分别表示物质常数、活化能、活化体积和应力指数；F是根据实验类型确定的无量纲系数；R是气体常数.1.2.2 塑性形变上述的黏性流变需要与塑性流变相结合，从而形成实际的黏-塑性流变特征，这里采用改进的Drucker-Prager屈服准则(如Ranalli, 1995)：(8)该方程中,σyield表示屈服应力；表示应变率张量二阶不变量；P是总压力；C0是P=0条件下的岩石剩余强度；φ是内摩擦角；λ是孔隙流体系数(Brace and Kohlstedt, 1980).1.2.3 形变机制的整合基于ηductile和ηplastic,对于模型区域中的某一点来讲，其黏-塑性流变关系的最终等效黏滞系数可以定义为它们之中的最小者(Ranalli，1995)：ηcreep=min(ηductile,ηplastic).(9)1.3 部分熔融基于实验岩石学的约束条件,本算法考虑了地壳岩石的部分熔融行为(Gerya and Yuen, 2003b；Burg and Gerya, 2005).该算法中近似认为部分熔融体积比例M 与温度间存在如下线性关系：M=0, 当T≤Tsolidus,当Tsolidus<T<Tliquidus,M=1,当T≥Tliquidus,式中,Tsolidus和Tliquidus分别代表特定岩性的湿固相线温度和干液相线温度. 部分熔融岩石的有效密度取决于熔融比例：ρeff=ρsolid-M(ρsolid-ρmolten),(11)式中,ρsolid和ρmolten分别代表固相和熔融岩石的密度,是关于温度和压力的函数：ρ=ρ0(1-α(T-T0))(1+β(P-P0)),(12)式中,ρ0代表岩石在P0=0.1 MPa和T0=298 K温压条件下的标准密度；α和β分别代表热膨胀系数和可压缩系数.2 初始模型和边界条件基于要研究的海洋板块俯冲作用下上覆大陆岩石层减薄机制的动力学背景，我们设计了多组海洋板块向上覆大陆板块俯冲的数值模型，模型空间宽度为4000 km，深度为670 km.参考模型中洋壳厚度为8 km，大陆地壳厚度为35 km，由20 km的上地壳和15 km的下地壳组成.俯冲海洋板块的年龄为60 Ma，上覆大陆岩石层的厚度为120 km.在地壳表面之上，与自由滑动的模型顶界面之间，设计有一层相对高黏滞度的伪空气层，其与上地壳的接触面用以模拟地形起伏面，该地形起伏包含了近似的剥蚀和沉积作用(Li and Gerya，2009).数值模型中所采用的沉积和剥蚀速率均设置为0.3 mm·a-1(Gerya and Yuen,2003a；Burg and Gerya,2005).数值模型的初始物质场和温度场设计如图1所示, 模型采用的黏滞性流变参数见表1，模型中的主要材料参数见表2.模型中除了底部边界，其他边界均采用自由滑动的速度边界条件.底部边界是渗透性边界，采用近无限深度的外部自由滑动边界条件，这意味着在计算模型区域的下面满足自由滑动边界条件(如Li et al.，2016).与普通的自由滑动边界条件相同，外部自由滑动条件也将满足计算区域内的物质守恒.图1 初始数值模型和边界条件模型空间尺度为4000 km×670 km,数值模型的网格节点采用不均一的空间分辨率,俯冲核心区域的分辨率为2 km×2 km,并向两端逐渐减小至30 km×30 km.白色线条是等温线,单位是℃. 模型中颜色代表不同的岩石组成,岩性色标如下：1 空气；2 水；3 大陆上地壳；4 大陆下地壳；5 洋壳；6 岩石层地幔；7 软流层地幔；8 初始薄弱带；9,10 沉积物；11 沉积物部分熔融；12 大陆上地壳部分熔融；13,大陆下地壳部分熔融；14,洋壳部分熔融.Fig.1 Initial numerical model and boundary conditionsModel size is 4000 km×670 km. Grid cell is 2 km×2 km in the central subduction zone and 30 km×30 km elsewhere. White lines are isotherms in ℃. Colors indicate medium types. 1 Air；2 Water；3 Upper continental crust；4 Lower continental crust；5 Oceanic crust；6 Lithosphere mantle；7 Asthenosphere mantle；8 Initial weak zone；9 and 10 Sediment；11 Partial molten sediment；12 Partial molten upper continental crust；13 Partial molten lower continental crust；14 Partial molten oceanic crust.对于热量守恒方程的边界条件，模型顶部为固定温度(0 ℃)，大陆岩石层底边界温度为1300 ℃(Turcotte and Schubert,2002)；两侧边界的水平方向温度梯度为零(即零热流).底部边界采用的是外部边界固定温度条件，关于外部边界的理论和应用可见 Li 等(2010，2016).模型自初始条件开始，俯冲岩石圈受到一个向右的推力作用，该推力主要通过在俯冲海洋板块的远端施加一个固定的速率(Vx)而实现(图1). 表1 模型采用的黏滞性流变参数Table 1 Viscous flow parameters used in numerical experiments标示符号流变性质参考文献E(kJ·mol-1)V(J·MPa-1·mol-1)nAD(MPa-n·s-1)ηa)0(Pa·s)A空气/水1, 4001.01.0×10-121.0×1012B1含水花岗岩1, 413781.92.0×10-21.26×1013C1辉长岩An751, 4238123.23.3×10-24.8×1020B2石英岩1, 415682.46.7×10-83.75×1021C2基性麻粒岩1, 2445124.21.4×1041.13×1022D无水橄榄岩2, 353283.52.5×1043.98×1016E 含水橄榄岩2, 347084.02.0×1035.01×1020F长英质熔体2, 3001.02.0×10-95.0×1014G镁铁质熔体2, 3001.01.0×10-71.0×1013注：a)η0为参考黏滞系数. (参考文献: 1=Kirby and Kronenberg, 1987;2=Ranalli and Murphy, 1987; 3=Ji and Zhao, 1993; 4=Ranalli, 1995).表2 模型中的主要材料参数Table 2 Material properties used in numerical experiments物质状态ρ0(kg·m-3)Cp(J·kg-1·K-1)ka)(W·m-1·K-1)Tb)solidus(K)Tb)liquidus(K)QL(kJ·kg-1)Hr(μW·m-3)黏滞性c)流变性质塑性性质d)sin(φeff)空气-110020---0A0水-1000333020---0A0沉积物固态27001000K1TS1TL13002.0B10.15熔融25001500K1TS1TL13002.0G0.06上地壳固态27001000K1TS1TL13002.0B1/B20.15熔融25001500K1TS1TL13002.0G0.06下地壳固态30001000K2TS2TL23000.5C1/C20.15熔融25001500K2TS2TL23000.5H0.06地幔干33001000K3---0.022E0.6含水32001000K3---0.022F0.06文献-1, 2-35, 65, 61, 214-注：a) K1=[0.64+807/(T+77)]exp(0.00004P);K2=[1.18+474/(T+77)]exp(0.00004P);K3=[0.73+1293/(T+77)]×exp(0.00004P).b)TS1=965+9800/(P+50)+22000/(P+50)2, 当P<460 MPa; 或TS1=961.8+0.0673P, 当P>460 MPa. TL1=1262+0.09P. TS2=1327+0.0906P. TL2=1423+0.105P. c) 黏滞性流变参数见表1. d)φeff是有效内摩擦角. (参考文献: 1=Turcotte and Schubert, 2002; 2=Bittner and Schmeling, 1995; 3=Clauserand Huenges, 1995; 4=Ranalli, 1995; 5=Hermann, 2002; 6=Green and Ringwood, 1967).3 模型结果3.1 参考模型参考模型中,俯冲海洋板块的汇聚速率为6 cm·a-1,洋壳厚度为8 km,海洋板块的年龄为 60 Ma,上覆大陆岩石层厚度为 120 km,该模型演化结果如图2所示.海洋板块俯冲过程中,洋壳和大洋沉积物质不断进入俯冲带,受上覆地幔楔热传导加热的影响发生部分熔融(近似认为是实际地质过程中交代地幔岩的部分熔融),并在自身正浮力作用下逐渐脱离俯冲板块进入地幔楔(图2a),最终到达大陆岩石层底部.当俯冲时间到达16.2 Myr时,在快速上升熔体的冲击、由此诱发的地幔楔内局部对流及熔体和软流层物质对岩石层地幔底部热侵蚀的共同作用下,上覆岩石层底部受到一定程度的减薄/破坏(图2b).随后，熔体的持续上升以及由此引发的地幔楔局部对流作用的增强导致上覆岩石层底部减薄/破坏逐渐向浅部扩张,减薄程度逐渐加深；同时,上覆岩石层地幔减薄也逐渐向陆内方向扩展.模型运行至24.0 Myr时,上覆大陆岩石层在垂向上减薄约30 km,而横向上的减薄范围可达到约300 km,如图2c—2d所示.对应的黏滞度场清晰显示,板块熔体的加入以及由此诱发的局部对流作用共同导致上覆地幔楔黏滞度降低约1/1000～1/100.随着岩石层地幔减薄向浅部和向陆内双重发展,具有低黏滞度的软流层物质也相应的向浅部和陆内方向蔓延,如图2a′—2d′所示.3.2 汇聚速率对上覆大陆岩石层减薄的影响在参考模型的基础上,我们分别设计了一个慢速汇聚模型(汇聚速率Vx=2 cm·a-1)和一个快速汇聚模型(汇聚速率Vx = 10 cm·a-1),来探讨汇聚速率对上覆大陆岩石层减薄的影响.模型结果如图3所示,具体而言,俯冲海洋板块的汇聚速率分别为2 cm·a-1、6 cm·a-1和10 cm·a-1的三个模型在24.0 Myr时，上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围分别达到约50 km、300 km和400 km,在垂向上的减薄深度依次为10 km、20 km和30 km(图3a—3c).此外，当三个模型岩石层的俯冲汇聚量相同，即汇聚速率分别为2 cm·a-1、6 cm·a-1和10 cm·a-1的三个模型分别在72.0 Myr，24.0 Myr和14.4 Myr时，上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围分别达到约200 km、300 km和400 km,在垂向上的减薄深度依次为18 km、20 km和30 km(图3a′—3c′).模型结果显示随着海洋板块汇聚速率的增加,上覆大陆岩石层的减薄范围在横向上显著增大,且垂向上的减薄深度随之加深.可以看出，在汇聚速率不同的情况下，无论俯冲汇聚量是否一致，模型结果的变化趋势均保持一致.所以相对俯冲汇聚量而言，汇聚速率对上覆大陆岩石层减薄的影响占据主要地位.图2 参考模型中的物质场(a—d)和等效黏滞系数场演化(a′—d′)t表示板块俯冲时间,ηeff表示等效黏滞系数.模型参数：汇聚速率为6 cm·a-1,洋壳厚度为8 km,俯冲海洋板块年龄为60 Ma,上覆大陆岩石层厚度为120 km.Fig.2 Evolution of the reference model. The color shows the evolution of material field (a—d) and the viscosity structure (a′—d′), respectivelyηeff is the effective viscosity. Time (Myr) of subduction is given in each panel. Convergence velocity is 6 cm·a-1. Thickness of oceanic crust is 8 km. Age of subducting oceanic plate is 60 Ma. Thickness of overriding continental plate is 120 km.图3 (a—c)俯冲海洋板块的汇聚速率依次为2 cm·a-1, 6 cm·a-1, 10 cm·a-1的三个模型在汇聚时间t=24.0 Myr时的物质场演化结果；(a′—c′)三个模型在俯冲汇聚量相同时的物质场演化结果，汇聚时间分别为72.0 Myr、24.0 Myr和14.4 Myr.其他参数设置与参考模型中一致Fig.3 (a—c) Evolution of models of various convergence velocities when the time (Myr) of subduction is 24.0 Myr in each model. (a′—c′) Evolution of models of various convergencevelocities when the length of subduction is same in each model. The time (Myr) of subduction is 72.0 Myr, 24.0 Myr and 14.4 Myr respectively. Other parameters are identical to the reference model造成这种趋势的原因是,在海洋板块汇聚速率较低的情况下,俯冲洋壳和沉积物在俯冲带浅部就能被强烈增温弱化而发生部分熔融,熔体随即进入地幔楔并聚集在大陆岩石层地幔底部,这样就导致进入软流层深部的洋壳和沉积物的减少,造成深部板块熔体的减少以及对地幔楔角流场扰动的减弱,并最终体现在上覆大陆岩石层地幔减薄的水平范围的减小.这与冷的海洋板块俯冲带相对于热俯冲带更能发育弧岩浆作用有相似机制.在冷俯冲带,俯冲洋壳在弧前地幔浅部不能发生显著脱水,造成俯冲进入弧下地幔深度的洋壳仍然能析出大量流体交代上覆地幔楔,随之导致大量弧岩浆的发育(Peacock and Wang,1999;Syracuse et al.,2010)；相反地,在热俯冲带,洋壳在弧前地幔浅部就能发生显著脱水,致使俯冲进入弧下地幔深度的洋壳很难析出大量流体交代地幔楔,进而导致弧岩浆作用的相对缺乏(郑永飞等,2015).3.3 俯冲洋壳厚度对上覆大陆岩石层减薄的影响在参考模型的基础上,我们将俯冲洋壳的厚度分别设置为4 km、8 km、12 km和16 km,来探讨俯冲洋壳厚度对上覆大陆岩石层减薄的影响.模型结果如图4所示,随着俯冲洋壳厚度的升高,上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围显著增加,同时岩石层地幔在垂向上的减薄程度也相对加深.具体而言,在模型运行至24.0 Myr时,洋壳厚度分别为4 km、8 km、12 km和16 km的四个模型所导致的上覆大陆岩石层地幔在横向上的减薄范围分别达到约280 km、300 km、320 km和350 km,垂向上的减薄程度依次约为10 km、30 km、40 km和50 km(图4a—4d).相应的黏滞度场也清晰显示,随着俯冲洋壳厚度的增加,上覆地幔楔黏滞度降低约1/10000～1/1000,具有低黏滞度的软流层物质也相应的向浅部和陆内方向扩张,如图4a′ —4d′所示.此外,增加俯冲洋壳的厚度会对地幔熔体的分布区域和体积含量产生一定影响.随着洋壳厚度的增加,会直接导致熔体体量的增加,并且相应造成聚集在大陆岩石层地幔底部的熔体体积的增加(图4c,4d).重要的是，板块物质的拆离、部分熔融及向上迁移程度的增加，伴随着由此诱发的地幔楔内局部对流作用的增强,从而造成上覆大陆岩石层在横向上减薄范围的扩大以及垂向上减薄深度的加深.3.4 俯冲海洋板块年龄对上覆大陆岩石层减薄的影响在参考模型的基础上,我们将俯冲海洋板块年龄分别设置为20 Ma、40 Ma、60 Ma、80 Ma和100 Ma,来探讨其对上覆大陆岩石层减薄的影响.在我们的数值模型中，海洋板块年龄的改变会直接影响海洋岩石层的厚度，同时初始温度结构也会发生变化.模型结果如图5所示,随着俯冲海洋板块年龄的升高,上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围显著增加,但在垂向上的减薄深度却有所减弱.具体而言,在模型运行至24.0 Myr时,俯冲海洋板块的年龄分别为20 Ma、40 Ma、60 Ma、80 Ma和100 Ma的五个模型中的上覆大陆岩石层地幔在横向上的减薄范围分别达到约210 km、260 km、300 km、330 km和360 km,同时垂向上的减薄深度依次约为50 km、40 km、30 km、 20 km和10 km(图5a—5e).相应的软流层黏滞度场也同样体现出岩石层减薄的横向变化和垂向变化(图5a′—5e′).产生这种变化的原因是,当俯冲海洋板块年龄较小时,俯冲板块比较热,俯冲洋壳和沉积物在俯冲带浅部就能被强烈增温弱化、脱水，致使地幔楔内部分熔融的发生,随后楔入大陆岩石层地幔之中,从而导致上覆大陆岩石层地幔减薄的水平范围相对较小,但在垂向上的减薄深度较深.相反地,当俯冲海洋板块的年龄比较大时,俯冲板块比较冷,俯冲洋壳在弧前地幔浅部没能显著增温,进而俯冲至弧下地幔深度才逐渐增温、脱水，发生部分熔融，进而引发更大规模地幔对流，最终导致上覆大陆岩石层地幔减薄的水平范围相对较大,但垂向上的减薄深度相对较浅.图4 洋壳厚度依次为(a) 4 km,(b) 8 km,(c) 12 km, (d) 16 km的四个模型在汇聚时间t= 24.0 Myr时的物质场(a—d)和等效黏滞系数场(a′—d′)演化结果.其他参数设置与参考模型中一致Fig.4 Evolution of models of various thicknesses of oceanic crust. (a) 4 km,(b) 8 km,(c) 12 km, (d) 16 km. The color shows the evolution of material field (a—d) and the viscosity structure (a′—d′), respectively. Time (Myr) of subduction is 24.0 Myr in each model. Other parameters are identical to the reference model图5 俯冲海洋板块年龄依次为(a) 20 Ma; (b) 40 Ma; (c) 60 Ma; (d) 80 Ma; (e) 100 Ma的五个模型在汇聚时间t=24.0 Myr时的物质场(a—e)和等效黏滞系数场(a′—e′)演化结果.其他参数设置与参考模型中一致.Fig.5 Evolution of models of various ages of subducting oceanic plate(a) 20 Ma; (b) 40 Ma; (c) 60 Ma; (d) 80 Ma; (e) 100 Ma. The color shows the evolution of material field (a—e) and the viscosity structure (a′—e′), respectively. Time (Myr) of subductionis 24.0 Myr in each model. Other parameters are identical to the reference model.3.5 上覆大陆岩石层的厚度对其减薄的影响在参考模型的基础上, 我们将上覆大陆岩石层的厚度分别设置为100 km、120 km、140 km、160 km、180 km和200 km,来探讨上覆大陆岩石层厚度对其自身变形行为的影响.模型结果如图6所示,随着上覆大陆岩石层的厚度的增加,上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围会有所减小,但是在垂向上的减薄深度却会显著加深.具体而言,模型运行至24.0 Myr时,厚度分别为100 km、120 km、140 km、160 km、180 km和200 km的上覆大陆岩石层在横向上的减薄范围分别达到约320 km、300 km、280 km、260 km、230 km和200 km,在垂向上的减薄深度依次约为20 km、30 km、40 km、50 km、60 km和70 km(图6a—6f),对应的软流层黏滞系数场也会有相关的反映(图6a′—6f′).增加上覆大陆岩石层的厚度会对板块熔体的分布区域和熔体的含量以及由此诱发的地幔局部对流程度产生一定影响.在俯冲。
近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究进展一、本文概述在过去的十年中，我国非传统稳定同位素地球化学研究取得了显著的进展，不仅在理论探索上取得了重大突破，还在实际应用中发挥了重要作用。
非传统稳定同位素，如硼、锌、镁等同位素，在地球化学领域的应用逐渐受到重视，为研究地球物质循环、生态环境变化、气候变化等科学问题提供了新的视角和工具。
本文将对近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究的进展进行全面的概述和梳理。
我们将介绍非传统稳定同位素地球化学的基本概念和研究意义，阐述其在地球科学研究中的重要性。
我们将从研究方法和技术手段的角度，介绍我国在这一领域取得的创新性成果和突破。
我们还将探讨非传统稳定同位素在地球化学各个分支领域中的应用，如地壳演化、地幔动力学、海洋化学、生物地球化学等，展示其在解决实际问题中的潜力和价值。
我们将总结近十年我国非传统稳定同位素地球化学研究的成果和经验，展望未来的研究方向和前景。
我们相信，随着科学技术的不断发展和研究方法的不断创新，非传统稳定同位素地球化学将在地球科学研究中发挥越来越重要的作用，为我国地球科学事业的发展做出更大的贡献。
二、非传统稳定同位素地球化学的理论基础与技术方法非传统稳定同位素地球化学作为地球科学的一个分支，主要研究非传统稳定同位素（如锂、镁、硅、铁等元素的同位素）在地球系统中的分布、行为及其变化，从而揭示地球的形成、演化及环境变迁等科学问题。
其理论基础主要建立在大质量分馏理论、同位素地球化学平衡及同位素分馏动力学之上。
大质量分馏理论是指同位素之间由于质量差异导致的物理和化学行为的差异，这是非传统稳定同位素研究的基础。
同位素地球化学平衡则是指在一定条件下，同位素之间达到动态平衡，其比值反映了地球化学过程的信息。
同位素分馏动力学则关注同位素分馏过程中速率的变化，为理解地球化学过程的机制提供了重要线索。
在技术方法上，非传统稳定同位素地球化学主要依赖于高精度的同位素分析技术，如多接收电感耦合等离子体质谱（MC-ICP-MS）和二次离子质谱（SIMS）等。
2022年大学生自热科学知识竞赛判断题库及答案（共150题）1.岩石圈板块包括地壳和地幔。
（× ）2.71、板块构造学说是指大陆的漂移是坚硬的板块运动，海底扩张实际是一对板块沿海岭轴向两侧拉开。
（ √ ）3.板块在海沟和俯冲带分离、扩张．在洋中脊潜没、消减。
(√ )4.板块构造学说认为，在每个板块的内部，地壳是比较稳定的；板块的边缘、板块之间交接的地方是地壳比较活跃的地带。
（ ×）5.在造山带相邻板块一个俯冲到另一个板块之下，又称俯冲边界。
（√ ）6.全球岛弧(含山弧)总长达40 000千米，而且大都在大西洋周缘。
（× ）7.联合国环境规划署对资源的定义是：((资源，特别是自然资源是指在一定时期、地点条件下能够产生经济价值，以提高人类当前和将来福利的自然因素和条件。
（√ ）8.我国自然资源及其利用的基本特征是：资源总量和人均占有量少，资源利用率低且浪费严重。
（×）9.劳力经济是指经济发展主要取决于自然资源的占有和配置。
（× ）10.资源动态平衡观是可持续发展的理论基础。
( √)11.所有遗传信息都记载于组成DNA的全部核苷酸排列顺序中。
（√）12.当今科技进步的主流和各国综合国力竞争的焦点是高技术及其产业的实力。
（√）13.计算机集成制造系统（CIMS）尽管限制了自动化的高效率，高质量的优势，但具有充分的灵活性 。
（×）14.激光就是将多个普通光源集中放置，通过现代光学系统的聚集、滤光等操作而实现优势互补的光。
（×）15.可持续发展的基本内容主要包括强调发展、强调协调和强调公平。
（√）16.多传感器的使用是提高机器人智能和适应性的关键。
（√）17.以发电效率高、无污染而被誉为第四电力的发电技术是指生物发展。
（×）18.新材料的发展趋势之一是材料结构的尺度向越来越小的方向发展。
（√）19.中国空间技术在未来十年发展的目标之一是实现载人航天飞行。
