鐘時杰

美國科羅拉多大學物理系，科羅拉多州，博爾德市

0 引言

地球動力學研究的主要目的是理解地球內部的物理過程和動力學，為解釋地表和地球內部各種觀察數(shù)據(jù)和現(xiàn)象提供物理機制方面的框架，并對地球不同時間尺度和空間尺度的演化進行基本描述.和地球動力學相關的觀測和現(xiàn)象包括發(fā)生在地表的，比如地形、重力異常、構造變形、地震火山分布、板塊運動和演化歷史等；也有關于地球內部的觀測和推測，這些觀測主要是基于地震學研究的地球內部地震波速結構，以及通過對巖石的礦物物理和地球化學分析，也能得到對地球內部熱動力結構和演化過程的推測.

地球動力學覆蓋眾多重要的地球科學問題，這篇綜述只能重點討論以下幾個大空間和大時間尺度的地球動力學問題.第一，現(xiàn)今地幔的長波結構，俯沖板塊，地幔柱的結構，及其形成的機制和動力學意義；第二，過去地質時期可能的地幔結構和地表的大尺度構造(如超級大陸，火山活動)的關系；第三，板塊構造的起源，及其對地球演化的影響.在討論這些問題中，我將會注重總結觀測資料，并討論物理機制和模型，以及它們對觀測資料提供的解釋，我也會指出現(xiàn)在研究結果的不足，及未來可能的研究方向.

1 現(xiàn)今地幔的結構和動力學

1960年代板塊構造學說(Wilson, 1965; McKenzie and Parker, 1967; Morgan, 1971)和1980年代地震層析成像技術(Dziewonski, 1984; Woodhouse and Dziewonski, 1984)為地球動力學的發(fā)展起了決定性的作用.板塊運動的動力必然來源于地幔的熱對流，而地震層析成像技術揭示了地幔熱對流的結構.

1.1 相關的基本觀測事實

過去四十多年的地震層析成像研究揭示了以下兩點關于地幔結構的重要共識(Su et al., 1994; Li and Romanowicz, 1996; Su and Dziewonski, 1997; van der Hilst et al., 1997; Grand et al., 1997; Ritsema et al., 1999, 2011; Masters et al., 2000; Grand, 2002; Montelli et al., 2004; Zhao, 2004; Panning and Romanowicz, 2006; Houser et al., 2008；French and Romanowicz，2015).第一，下地幔的結構由長波結構控制，尤其是波長20000 km的二階結構(圖1)；第二，在核幔邊界附近，這個二階結構尤其顯著，它主要是由環(huán)太平洋的地震波快速體和非洲及太平洋下面的兩個大的慢速體組成的，這兩個慢速體有時也簡稱為LLSVP(圖1b).這些下地幔的環(huán)太平洋的快速體和地表的環(huán)太平洋的俯沖帶有明顯的相關性，一般被認為是來自地表的冷的俯沖塊體(Dziewonski et al., 1977).

在區(qū)域性的空間尺度上，地震層析成像的結果，雖然有更多的不確定性，但以下的基本的結論也被普遍接受(van der Hilst et al., 1991; Fukao et al., 2001; Zhao, 2004; Ritsema et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013；French and Romanowicz, 2015)(圖2).第一，很多俯沖帶地區(qū)(如中美洲，北美地區(qū))的地震波快速體，即俯沖板塊，從上地幔延伸到下地幔及核幔邊界(圖1a，1b，2c,2d).第二，在包括西太平洋俯沖帶地區(qū)，俯沖板塊在上、下地幔的交接處(即410 km到670 km深度的地幔轉換區(qū))由垂直或傾斜走向變成了水平走向(van der Hilst et al., 1991)，在日本俯沖帶，這樣水平走向的俯沖板塊在地幔轉換區(qū)的水平長度能達到2000 km(Fukao et al., 2001; Zhao, 2004; Ritsema et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013；French and Romanowicz, 2015)(圖2a, 2b).在一些水平俯沖塊體下面的下地幔，地震波快速體依然存在.Fukao和Obayashi(2013)指出有些地區(qū)的俯沖板塊在1000 km的深度也變成水平走向，但是并不是所有的層析成像的結果都顯示這樣的結果，因此這個結論爭議較大(Goes et al., 2017; Mao and Zhong, 2018).第三，區(qū)域性的慢速體，一般被稱為地幔柱結構，在夏威夷、冰島等地區(qū)存在于從上地幔，到下地幔，甚至核幔邊界等不同的深度(Montelli et al., 2004; Zhao, 2004).最近的研究顯示，地幔柱結構在1000 km深度以上顯得更狹窄一些(French and Romanowicz, 2015).但是一般認為，對低速體的地幔柱結構的層析成像比對快速體的俯沖板塊結構的成像會更困難，因此也具有更大的不確定性(如,Montelli et al., 2004).

圖2 地幔S波波速異常

除了和地表的板塊運動有明顯的相關性，地幔的波速結構也和其他的地表觀測和現(xiàn)象有明顯的關系.第一是關于重力位異常，即大地水準面異常的.大地水準面異常是最重要的地球物理觀測量之一，比如二階大地水準面異?？刂频厍蜃赞D軸在地球上的走向，因此控制真極移.中-長波的大地水準面異常和地表的質量異常即地形(比如海洋和大陸的地形)沒有直接關系，所以一直被認為由地幔里的質量即密度異常造成的.長波(二階，三階)大地水準面異常和下地幔結構有很好的相關性，特別是長波大地水準面的正異常在非洲和太平洋的LLSVP之上(Anderson, 1982; Hager et al., 1985)(圖3a，1b).但是在中波(四階以上)波段，大地水準面的正異?；径及l(fā)生在俯沖帶(Chase, 1979; Hager and Richards, 1989)(圖3b).第二是關于地表的熱點火山的.熱點火山和俯沖帶的島弧火山不同，大多發(fā)生在板塊內部，常被認為由地幔深部的動力過程控制.確實，大多熱點火山發(fā)生在非洲和中太平洋，在下地幔的大型慢速體即LLSVP之上(Anderson, 1982; Hager et al., 1985; Torsvik et al., 2006)(圖4a)，很多的熱點火山也和區(qū)域性慢速體的地幔柱結構有直接相關性(Courtillot et al., 2003).

圖3 觀測的大地水平面異常：從2階到12階(a)和4階到12階(b).地幔對流模型計算得到的相應的大地水平面異常(c，d)(Mao and Zhong, 2021a)

圖4 熱點火山、LIP分布和地幔S波波速異常(Becker and Boschi, 2002)(a)，過去30億年的巖漿活動隨時間的變化(Ernst and Bleeker, 2010)(b), 及過去5億年的LIP隨時間的變化(Torsvik et al., 2008a)(c).圖4b標示了重要的地質構造事件，圖4c還標明了LIP的緯度，及非洲和太平洋LLSVP及Pangea的關系

除了層析成像，地震學研究還可以揭示出地幔物質地震波波速的各向異性(Long and Becker，2010)和可能的化學成分的不均一性(Su and Dziewonski, 1997; Masters et al., 2000)，而這些觀測結果又能為地球動力學的研究提供重要的信息.關于波速的各向異性及其在地球動力學上的研究，讀者可以參見Long和Becker(2010)的綜述.不同種類波速的聯(lián)合層析成像顯示，P波和S波比值在核幔邊界處有異常(Su and Dziewonski, 1997)，S波和體模波波速異常在LLSVP結構區(qū)內成負相關(Masters et al., 2000).對地震波形的模擬研究也顯示，在LLSVP結構的邊界，波速變化的梯度異常的大(Wen et al., 2001; Ni et al., 2002; He and Wen, 2009，2012).地震波速的各向異性的研究也顯示其在LLSVP結構之內和之外有不同的特性(Cottaar and Romanowicz, 2013; Lynner and Long, 2014).這些結果表明LLSVP結構內的化學成分可能和其周圍地幔的化學成分不同(Masters et al., 2000；Garnero and McNamara, 2008; McNamara, 2019).但是，也有些地震研究的結果顯示LLSVP的化學成分不一定有異常(Koelemeijer et al., 2017).

1.2 基本動力學意義

這些由地震層析成像和波形模擬得到的地幔結構，以及與板塊運動、熱點火山活動及大地水準面異常的關系，對理解地球內部的動力過程有重要的作用.

第一，下地幔的環(huán)太平洋地震波快速體和地表俯沖帶的相關性表明，地幔的對流應該是全地幔的(圖5a)，而不是在上、下地幔分層對流的(Hofmann, 1997; Grand et al., 1997).也就是說，俯沖板塊從地表一直下沉到下地幔及核幔邊界.而從質量守恒來說，地幔上升流比如地幔柱也應該從下地幔，最可能從核幔邊界，上升到上地幔和巖石圈底部.這和1990年代前流行的上、下地幔分層對流的模式是絕然不同的(圖5b).分層對流的模式宣稱上、下地幔分別形成自己的對流體系，而它們之間僅有很少的物質交換.也就是說，俯沖板塊的物質在上、下地幔邊界(670 km深度)停止了向下的運動.下地幔的環(huán)太平洋快速體和地表俯沖帶相關性的結果在1990年代對這個分層對流模型提出嚴重的挑戰(zhàn)，但為全地幔對流模型提供了強有力的支持(Hofmann, 1997; Grand et al., 1997).

圖5 地幔對流的示意圖

雖然現(xiàn)在全地幔對流模式在地球科學界得到廣泛的接受，簡短地討論一下當年的上下地幔分層對流模式仍然很有意義(讀者可以參看Hofmann(1997)的綜述).分層對流模式主要是建立在一些地球化學證據(jù)上的(Allègre et al., 1996; Zindler and Hart, 1986)，比如一個常用的論據(jù)是基于玄武巖的惰性元素同位素比例值.我們可以用3He/4He作為例子來討論.3He是地球形成時期就存在的，即原始的；而4He卻是可以通過U和Th放射性衰減而不斷地產(chǎn)生的.洋中脊玄武巖(MORB)的3He/4He比值比較均勻，但是熱點火山的玄武巖(OIB)的3He/4He卻有很大的變化，其中有些比值遠高于MORB的.對這個觀測結果的一個解釋是，MORB的地幔源是被熔化，除氣過的，而這個曾經(jīng)發(fā)生的熔化過程導致了MORB的地幔源的均勻化和He的減少，特別是原始的3He減少，這樣就導致MORB的3He/4He值較低.OIB的地幔源是沒有經(jīng)歷熔化和除氣過程的，即比較原始的地幔巖石.這樣的地幔巖石由地幔柱流從地幔深部帶到巖石圈底部，產(chǎn)生熔融和OIB，這也導致了OIB的高3He/4He值，而有些OIB里的低3He/4He值則可能是由于地幔柱上升過程中，在上地幔與周圍地?；旌显斐傻?分層對流模式聲明下地幔是由比較原始的地幔物質組成，而上地幔則是由經(jīng)歷過熔化和除氣過程的地幔物質組成.其他的地球化學論據(jù)，包括基于其他同位素和不相容元素的分析，基本上多是說明地幔里有二個(或更多的)化學儲層，一個是產(chǎn)生MORB的儲層，另外的是產(chǎn)生OIB的儲層(Hofmann，1997).

近年來，為了解釋和調和地震學所支持的全地幔對流模式，和地球化學的不同化學儲層的觀測證據(jù)，一些研究質疑這些化學儲層的相對體積.基于142Nd同位素的研究認為產(chǎn)生MORB的儲層可能占地幔體積的90%以上，而產(chǎn)生OIB的儲層只是核幔邊界附近，在非洲和太平洋下面的兩個大型的低速體即LLSVP(Boyet and Carlson, 2005)(圖5c).這個觀點和前面提到的從地震學研究得到的LLSVP是一個化學異常區(qū)的觀點是一致的.

第二，熱點火山和核幔邊界的低速體(即LLSVP)的相關性(圖4a)表明熱點火山應該有其在下地幔的深部動力源，并更進一步支持全地幔對流模式(Hager et al., 1985).這個推論在地幔動力學上是很合理的.如果具有負浮力的俯沖板塊，如同地震層析成像所顯示的那樣，從地表一直下沉到下地幔及核幔邊界，而由于物質守恒，回升流一定在遠離俯沖板塊的地方，比如在中太平洋和非洲的下地幔.而回升流也應該是熱的，具有浮力的.無論LLSVP的化學成分是否異常，這些地幔的回升流應該是從LLSVP開始的(如,Zhong et al., 2000a; McNamara and Zhong, 2005a；Li et al., 2019a).

熱點火山和地幔柱的關系是Morgan(1971)建立用來解釋大洋板塊上的火山鏈：地幔熱柱上涌，導致減壓熔融和地表的火山，當大洋板塊從相對固定的地幔熱柱上面水平移動過去，就會形成與板塊運動方向一致的火山鏈.Morgan的這個提議，導致了用熱點火山作為參照系來定義的全球板塊運動模型(如,Minster and Jordan, 1978).但Morgan構想的地幔熱柱和地震層析成像得到的熱點火山下的地幔低速體，以及LLSVP結構有較大的不同(Montelli et al., 2004; French and Romanowicz, 2015)，而地幔柱是否在地幔中固定更是一個在板塊運動學(Molnar and Stock, 1987)及地幔動力學上有爭議的問題(Steinberger et al., 2004; Li and Zhong, 2019).這個問題我會在以后的章節(jié)里繼續(xù)討論.

第三，以地震層析成像得到的地幔結構為地幔流的驅動力，全地幔對流模式成功地解釋了大地水準面異常，而且對地幔的黏性結構給出重要的約束(Hager, 1984; Hager and Richards, 1989; Ricard et al., 1993).如果前面提到的兩個推論是建立在相關性上的，那這第三的結論是建立在定量化的數(shù)學物理模型上的，即地幔流動方程上的.地幔的波速結構可以通過熱力學關系轉換成密度(即浮力)結構，比如快速體對應的是冷的、大密度的地幔物質，而慢速體對應的是熱的、小密度的.地幔內的密度異常會導致重力位異常(可以由Poisson方程來確定)，但這些密度異常，也是浮力，會引起地幔流，而地幔流導致地表和核幔邊界上的動力地形(地幔流和動力地形都可以通過流體力學方程，即Stokes方程來確定).這些地表和核幔邊界的動力地形受地幔的黏性結構影響，也會影響到地表的重力位異常.全地幔流動的地球動力學模型顯示二階、三階的大地水準面異常主要是由下地幔的結構控制(圖1，3a)，比如非洲和中太平洋的LLSVP和其上面的熱的、低密度的地幔結構，對產(chǎn)生非洲和太平洋的長波大地水準面正異常起著決定性作用.如果要產(chǎn)生俯沖帶上的中波段(四階及以上的)的大地水準面正異常(圖3b)，下地幔的黏性必須要比上地幔的高30倍左右(Hager and Richards, 1989).

這些基于地震層析成像得到的地幔結構和不同觀測現(xiàn)象的相關性的簡單推論，及簡潔的定量化的數(shù)學物理模型，充分顯示了全地幔對流模式在理解大尺度地幔動力學的有效性.這個基本思路由1990年代開始逐漸建立，到現(xiàn)在已經(jīng)成為大尺度地幔動力學研究的基本框架.

1.3 地幔對流的數(shù)值模型——含運動學邊界條件的模型

地球動力學研究的基本目的是在一個物理框架下解釋地表和地球內部的觀測結果，從而理解地球內部的動力過程.地幔動力學模型是建立在質量、動量和能量守恒定律上的，研究地幔的熱量釋放和其效應(Schubert et al., 2001).地震學家Jeffreys可能是最早研究地幔熱不穩(wěn)定和地幔熱對流的地球物理學家(如,Jeffreys，1930)(有意思的是他卻一直不接受大陸漂移和板塊構造學說(Jeffreys，1970))，而地幔對流的構思在大陸漂移學說提出后就基本形成(Holmes，1944)，最基本的地幔對流的守恒方程在1970年代也已定型(如,McKenzie et al., 1974).地幔對流的基本原理是：地幔作為流體，在重力作用下的冷卻過程中，是不穩(wěn)定的，不穩(wěn)定性會導致地幔流動，以此更有效的釋放地幔里的熱，而導致地幔冷卻.因為這些聯(lián)立的守恒方程是非線性的，數(shù)值模型是一個必須也是有效的研究手段(如,McKenzie et al., 1974；Zhong et al., 2007).

一個很基本的地幔動力學問題是：由地震學觀測到的地幔的三維結構是如何形成的？哪些物理過程和參數(shù)是決定性的因素？關于這個問題的更詳細的綜述可以參看Zhong和Liu(2016)，而在這里我只給一個總結.有一點要說明的是，雖然1.2節(jié)提到的地幔流動模型比較完善地解釋了觀測的大地水準面異常，但該模型用層析成像的地幔結構作為輸入(Hager and Richards，1989)，所以不能回答地幔結構是如何形成的問題.要回答這個問題，必須考慮和時間相關的演化過程，即地幔對流過程中的能量守恒問題和方程.首先需要理解的一個問題是，板塊的尺度和運動對地幔對流的尺度和流動有緊密的關聯(lián)(Hager and O′Connell, 1979)，也就是說板塊俯沖帶是地幔對流的下降流，而洋中脊附近應該是地幔對流的上升流.所以板塊的尺度(比如太平洋板塊有10000 km的寬度)對地幔對流的尺度起決定性的作用(圖6).這個思路的根本依據(jù)是板塊及板塊運動本身是地幔對流的一部分，即板塊是地幔對流的表面熱邊界層(如,Davies，1999).

圖6 現(xiàn)代地球的板塊結構及板塊運動速度.淺藍色代表弱的板塊邊界，其他顏色代表深部(80 km左右深度)巖石圈的黏性(Mao and Zhong, 2021a)

根據(jù)這個思路，一些地幔對流數(shù)值模型，利用重建的板塊運動的歷史作為和時間相關的速度邊界條件(即運動學邊界條件)來計算，預測現(xiàn)在的地幔結構，并取得了一定的成功.通過和層析成像地幔結構的比較，這些模型也驗證了地幔對流過程的一些重要因素.比如，利用自早白堊紀(～1億2千萬年)以來的板塊運動的歷史，全地幔對流模型得到的現(xiàn)在的地幔中較冷的結構(即俯沖板塊)與層析成像得到的快速體的結構總體上很類似(Bunge et al., 1998; Lithgow-Bertelloni and Richards, 1998; Bunge and Grand, 2000).雖然這并不是讓人吃驚的結果，但也確認俯沖板塊對地幔結構的控制作用.由于分辨率、黏性結構(比如沒有考慮和溫度相關的黏性)、單化學成分及計算方法等的限制，這些數(shù)值模型并不能產(chǎn)生核幔邊界附近的低速體即LLSVP和地幔柱結構，也不能解釋在西太平洋俯沖帶的地幔轉換區(qū)存在的、近水平走向的上千公里長的俯沖板塊(圖2a，2b).

利用更先進的計算工具，在模型中引入更真實的和溫度相關的黏性，和核幔邊界上化學成分不同且固有密度更大的地幔物質，同時利用同樣的板塊運動的歷史，改進后的模型成功地解釋了非洲和中太平洋下的LLSVP以及相關的地幔熱柱結構(圖7)(McNamara and Zhong, 2005a)，也支持LLSVP是一個體積不大的獨特的化學儲層，在化學成分上和其他的地幔物質不同的觀點(Boyet and Carlson, 2005).其他類似的模型，但是用不同的板塊運動的歷史(比如從侏羅紀的, Seton等(2012)，甚至古生代開始的)，也得到了類似的LLSVP結構(Bull et al., 2009; Zhang et al., 2010; Bower et al., 2013; Hassan et al., 2016).實際上，通過和三維地震結構的比較和定量統(tǒng)計分析，這類對流模型可以比較好的解釋下地幔的1階到4階的長波結構，上地幔的1階到20階的結構(Mao and Zhong, 2019).這里需要指出的有三點.第一，因為古洋底的地質記錄被板塊俯沖過程摧毀而不存在了，更早期的板塊運動歷史的模型有很大的不確定性，這限制了運動學邊界條件對流模型的應用.第二，作為化學儲層的LLSVP結構，在核幔邊界上如何形成及在地質時間尺度上如何演化，是一個重要的動力學問題，但是往往需要動力學邊界條件(即自由應力邊界條件)的對流模型來研究(如,Tackley, 1998, 2002; Davaille, 1999; McNamara and Zhong, 2004; Li et al., 2014, 2018)；第三，一些研究認為，如果考慮后鈣礦和其他參數(shù)對地震波速的可能影響，LLSVP不一定需要在化學成分上與其他地幔物質不同(如,Schuberth et al., 2009; Davies et al., 2012)，但是這些研究無法很好的解釋地球化學所需要的不同化學儲層.關于LLSVP結構和形成的更全面的綜述，讀者可以參考Garnero和McNamara(2008)及McNamara(2019).

圖7 地幔S波波速異常三維圖(Ritsema et al., 2011)：太平洋(a)和非洲(b)半球，含有過去1億2千萬年板塊運動歷史的地幔對流模型計算得到的現(xiàn)在地幔的熱和化學結構：太平洋(c)和非洲(d)半球.修改自McNamara和Zhong(2005a)

雖然這類運動學邊界條件的數(shù)值模型最開始是用來模擬和解釋俯沖板塊結構的(如,Bunge et al., 1998；Bunge and Grand, 2000)，但是，這些模型實際上在解釋俯沖板塊上一直有一些較大的不足，尤其是無法解釋西太平洋等俯沖帶、地幔轉換層里的水平走向的俯沖板塊(圖2)(Zhao, 2004; Ritsema et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013；French and Romanowicz, 2015).這些在670 km間斷面上的水平俯沖板塊的形成一直是地幔動力學中的一個課題，但大多數(shù)模型都是二維的.Zhong和Gurnis(1995)提出俯沖帶后移對水平俯沖板塊的形成有很大的作用，Christensen(1996)系統(tǒng)的研究證實了這個結果.這些年來，更多類似的研究也證實俯沖帶后撤的作用(如，Goes et al., 2017; Yang et al., 2018；Li et al., 2019b).但是這些二維模型的另一個特性是需要尖晶石到后尖晶石相變(上、下地幔的一個關鍵的相變)的溫壓梯度值(Clapeyron值)必須較大(3 MPa/K以上).可是近些年來的礦物物理實驗的結果表示這個相變的Clapeyron值可能小于2 MPa/K(Fei et al., 2004; Litasov et al., 2005)，這無疑對這些二維地幔對流模型的結論提出了一些疑問.

最近的運動學邊界條件地幔對流模型，考慮到了尖晶石到后尖晶石相變引起的礦物顆粒減小而引起的黏性減小的概念(如,Panasyuk and Hager, 1998; Solomatov and Reese, 2008), 引入了一個在670 km相變面下的小黏性弱層，發(fā)現(xiàn)在相變梯度值是2 MPa/K的情況下，也可以很好的解釋西太平洋地幔轉換帶里水平走向的俯沖板塊，尤其是日本俯沖帶和菲律賓板塊下的近2000 km長的俯沖板塊(圖2e，2f)(Mao and Zhong, 2018, 2021a).由于這些三維模型包含了真實的板塊運動歷史，它們自動的包含了重要的俯沖帶后撤的效應，而且這些模型顯示三維對流模型對解釋層析成像地幔結構有很重要的，甚至是不可替代的作用(Mao and Zhong, 2018).這些模型也可以同時解釋其他俯沖板塊的結構，比如下地幔的俯沖板塊的結構(圖2).這些結果也得到其他研究的證實(Louren?o and Rudolph, 2020).這方面最新的研究開始考慮利用層析成像的水平俯沖板塊結構來約束相變后礦物顆粒演化的過程(Mao and Zhong, 2021b).

最近，Mao和Zhong(2021a)利用這個新的運動學邊界地幔對流模型得到的地幔熱(即密度)結構(圖2e—2h)，來解釋觀測的大地水準面異常，并進一步地約束地幔黏性結構.他們發(fā)現(xiàn)4階以上的中波大地水準面異常對俯沖板塊的結構和地幔黏性結構尤其敏感，因此他們發(fā)表了一個解釋大地水準面異常(圖3c，3d)的新的地幔黏性結構：軟流圈(130 km到300 km深度)黏度約在3×1019Pa·s, 上地幔(300 km到670 km深度)黏度約在6.7×1020Pa·s,下地幔黏度(670 km以下)約在2×1022Pa·s.Mao和Zhong(2021a)的模型和前面討論的大地水準面模型(如,Hager and Richards, 1989)有兩點重要的不同之處.第一，在Mao和Zhong(2021a)模型里，用來計算大地水準面異常的地幔密度(即驅動力)結構和板塊運動歷史及地幔黏性結構在地幔動力學框架上是一致的，而以往的大地水準面模型利用地震三維結構作為驅動力.第二，由于Mao和Zhong(2021a)的地幔密度是板塊運動歷史的結果，他們的大地水準面模型不但約束地幔黏性的相對變化，也約束地幔黏性的絕對值(比如下地幔黏度2×1022Pa·s)，而以往的大地水準面模型只能約束地幔黏性的相對變化.

最后在這個小節(jié)要提到的是關于在1000 km處，可能存在的地幔柱(如,French and Romanowicz, 2015)和俯沖板塊(如,Fukao and Obayashi, 2013)的結構及黏性(Rudolph et al., 2015)上的變化.在1000 km深度以下的黏性增加，雖然會導致地幔柱結構的變化(比如在1000 km以上，地幔柱會變形，變細)，但無法解釋西太平洋的地幔轉換層里的水平俯沖板塊，也不能有效地在1000 km處產(chǎn)生水平俯沖板塊(Rudolph et al., 2015).從觀測的可靠性到地幔動力學的可行性，這個研究課題依然有很多爭議(如,Rudolph et al., 2020; Wang and Li, 2020; Goes et al., 2017).

2 地球過去10億年來的大尺度構造演化及其相關的地幔的動力學

第1節(jié)討論了地震層析成像得到的地幔結構、板塊運動、火山活動及大地水準面異常等之間的動力學關系，但這些基本都是關于現(xiàn)在地球的觀測和狀態(tài)的.當然，我們會很自然地思考在地質歷史上，地幔結構、巖石圈構造運動、火山等的關系和它們的演化過程.實際上，從100年前的大陸漂移學說開始，地球科學家們一直在研究大尺度構造演化的問題，并積累了很多關于過去10億年來的大陸運動和超級大陸的觀測資料；近些年來，也有了一些相應的地幔結構和動力學的研究；討論這些問題是這節(jié)的重點.雖然這些地質構造歷史的問題在地球科學上很重要，在這里我也要提醒讀者：越是地球早期的事件，觀測資料也越少且越不確定，因此我們的理解也會很不確定.

2.1 相關的基本觀測事實和現(xiàn)象

因為板塊俯沖，地球現(xiàn)在最老的海洋板塊的年齡在1億8千萬年左右.因此關于地球更早期的地質演化，必須依靠對大陸巖石、火山和構造的觀測研究.這些研究依靠的手段有測年、古地磁、地質構造等.一般認為，在過去10億年，大陸塊體經(jīng)歷了兩個超級大陸的形成和裂解的循環(huán)事件(如,Evans，2003；Li and Zhong, 2009).第一個是超級大陸Rodinia在約9億年前形成，而7億5千萬年前開始裂解(圖8)(Hoffman, 1991; Torsvik, 2003; Li et al., 2008).第二個是超級大陸Pangea在約3億3千萬年前形成，在1億7千萬年前開始裂解，各個大陸塊體一直演變到現(xiàn)在的位置(Smith et al., 1981；Hoffman, 1991; Scotese, 1997).從Pangea裂解后的板塊運動和構造演化中，我們了解到，大陸碰撞擠壓會引起造山運動，比如喜馬拉雅山脈的形成，而大陸裂解會導致火山活動的增強.Rodinia和Pangea的形成和裂解同樣也伴隨著類似的造山運動和火山活動(圖4b，4c)(如，Ernst and Bleeker, 2010; Torsvik et al., 2006).

圖8 超級大陸Pangea在1億9千5百萬年前(a)和Rodinia在7億5千萬年前(b)的示意圖.修改自Zhong等(2007)

前面已經(jīng)提到，地表的熱點火山與非洲和太平洋下地幔的低速體LLSVP有直接的關系(Hager et al., 1985).近年來，一些研究表明這些熱點火山更多地發(fā)生在LLSVP邊界在地表的垂直延伸處(Thorne et al., 2004)，過去2億年大火成巖省(LIP)的原噴發(fā)點也和LLSVP邊界有類似的關系(圖4a)(Torsvik et al., 2006).老于2億年的LIP保留到現(xiàn)在的不多，但2億5千萬年前的西伯利亞LIP明顯遠離LLSVP邊界，而2億6千萬前的峨眉山LIP和其他更老的LIP的原噴發(fā)點在經(jīng)度上不確定(圖4c).Torsvik等(2008a,2008b)假定這些經(jīng)度不確定的LIP的原噴發(fā)點在LLSVP邊界，并以此來確定相關大陸塊體的位置.

2.2 超級大陸的基本地幔動力學模型

Torsvik等(2010)提出了一個假說：非洲和太平洋下地幔的LLSVP在過去5億年甚至20億年的位置一直沒有變化，而地表的LIP(除了西伯利亞LIP)及熱點火山來自這兩個LLSVP的邊界(圖4a).按照這個假說，Torsvik等(2014)進一步提出固定的非洲和太平洋下地幔的LLSVP，可以為地幔運動和大陸運動提供一個參照系，他們用這個參照系重建了過去5億年大陸和海洋板塊的運動歷史，包括Pangea的形成和裂解.雖然這個觀點和相應的板塊運動模型在最近幾年有很大影響，正如我在2.1節(jié)指出的，早于2億年前的LIP原噴發(fā)地和LLSVP邊界的關系是假定的(Torsvik et al.，2008a，2008b)，而不是像Torsvik等(2010)認為的是證據(jù)(詳細見Zhong和Liu(2016)).

Torsvik的LLSVP在下地幔長時期固定的假說和地幔動力學的概念有抵觸.這里我們要從關于超級大陸的地幔動力學概念開始討論.地幔對流的下降流(即俯沖帶)是表面流匯聚的地方，而上升流則是表面流分離的地方.所以下降流的上面是大陸塊體匯聚碰撞及超級大陸形成的地方.超級大陸形成的早期，下面的地幔因為是下降流，所以是冷的.但隨著時間，超級大陸下面會由冷變熱，并形成上升流，這個上升流會導致超級大陸裂解.這個過程是Gurnis(1988)首先用二維數(shù)值模型來說明的.Gurnis(1988)建議超級大陸下面的增溫是由于大陸的絕熱效應造成的(Anderson, 1982)，但這個增溫和上升流的形成更可能是對超級大陸兩側的俯沖下降流而引起的反應(Lowman and Jarvis, 1996；Zhong et al., 2007).這個簡單的模型顯示一個很重要的概念，即超級大陸下面的地幔熱結構會由冷變熱，而不會是常態(tài).Zhong等(2007)指出非洲下地幔的熱結構應該也是隨著Pangea的形成和裂解而由冷變熱的，也就是說，雖然非洲現(xiàn)在的位置是Pangea過去的位置，現(xiàn)在觀測到的非洲下地幔(熱的)LLSVP在 Pangea形成的早期應該是不存在的(Li and Zhong, 2009).

利用前面提到的運動學邊界條件的地幔對流模型，但基于Scotese(1997)重建的古生代以來Pangea形成和破裂的過程，Zhang等(2010)顯示在下地幔核幔邊界上的(熱的)LLSVP結構分布，在過去的5億年間，是被冷的俯沖下降流所控制，被俯沖物質推擠變形(圖9).但是太平洋下的LLSVP應該一直存在，雖然其幾何結構會有變化.在Pangea形成前和形成后的早期(即3億3千萬年前后)，非洲下面的下地幔，因為一直是俯沖物質聚集的地方，所以溫度比較低，而這個時期，熱的LLSVP物質只存在于太平洋下地幔(圖9a).在2億年前左右，非洲LLSVP才大致形成.隨著Pangea的破裂，地幔的結構逐漸地演化到現(xiàn)在的以二階為主導的結構(圖9b，9c)(Zhang et al., 2010; Zhong and Rudolph, 2015).Zhang等(2010)的結果基本上確認了Zhong等(2007)、Li和Zhong(2009)提出的非洲LLSVP是Pangea后期形成的概念，進而質疑了Torsvik的LLSVP在下地幔長時期固定的假說.至今，非洲和太平洋下面的LLSVP結構是隨著地幔流而變化的觀點，尤其是非洲LLSVP在過去幾億年在形態(tài)上有重要的變化(Zhong et al., 2007；Li and Zhong，2009；Zhang et al.，2010)，已經(jīng)被很多其他理論模型和觀測研究證實(如,Bower et al., 2013; Hassan et al., 2016; Trim and Lowman, 2016; Bono et al., 2019; Davaille and Romanowicz, 2020; Doucet et al., 2020).

圖9 含有過去5億8千萬年板塊運動歷史的地幔對流模型計算得到的、在2750 km深度的地幔的溫度分布：3億3千萬年前(即Pangea形成時)(a)，1億9千5百萬年前(即Pangea裂解前)(b)和現(xiàn)在的(c).修改自Zhang等(2010)

雖然LLSVP結構長期固定在核幔邊界上的假說在動力學上缺乏支持，但是，LIP與熱點火山和LLSVP邊界的相關性(Thorne et al., 2004；Torsvik et al., 2006)在地幔動力學上找到了理論證據(jù)(如,Tan et al., 2011; Li et al., 2014; Li and Zhong, 2017).實際上，地幔柱在核幔邊界的形成和地幔柱之間的距離，在物理機制上，是一個重力失穩(wěn)的問題(如,Zhong, 2005; Davaille and Romanowicz, 2020; Li, 2020).即使對較為復雜的全球運動學邊界條件的地幔對流模型，重力失穩(wěn)原則(即邊界層Rayleigh數(shù)超過一個臨界值)也可以用來分析和解釋地幔柱在核幔邊界的形成及其LLSVP邊界的相對位置(Li and Zhong, 2017).最近，這些運動學邊界條件地幔對流模型(Li and Zhong, 2019)顯示，地幔柱會有一定的橫向的運動(即不是固定)，但大多數(shù)地幔柱的橫向運動比板塊運動要小很多，并且和由熱點火山所推測的地幔柱運動符合較好.這些關于地幔柱的結果也被動力學邊界條件(即零應力邊界條件)地幔對流模型所確認(Arnould et al., 2020).

最后，在結束討論運動學邊界條件的地幔對流模型前，我們簡短地討論一下板塊的驅動力問題.前面提到，板塊(巖石圈)是地幔對流系統(tǒng)的一部分，是地幔對流的表面熱邊界層(Davies，1999).地幔及巖石圈的橫向密度差造成浮力，是地幔對流及板塊運動的驅動力.但是，地幔流動和板塊運動之間的驅動關系卻由局部的相對運動速度決定.如果板塊速度比局部的地幔流動快，那地幔對板塊運動就起著阻擋的作用；反之，地幔就會對板塊運動起著驅動的作用.

通過三維遙感解譯可以獲取地質災害的要素信息，確定滑坡、崩塌的類型、規(guī)模、分布特征，建立基于三維虛擬環(huán)境的地質災害類型、規(guī)模及分布數(shù)據(jù)庫。

2.3 長波地幔結構和超級大陸循環(huán)運動——動力學邊界條件的地幔對流模型

到目前為止，在討論地幔三維結構的來源時，我們給出的答案是基于地表的板塊運動歷史的效應，比如我們討論的運動學邊界條件的地幔對流模型的結果.一個很自然的問題就是：什么造成了地表的板塊運動？這個問題有兩個方面.第一個方面是關于板塊構造運動的起源，這個方面的問題，我將在第3節(jié)討論.第二個方面是關于地幔對流結構的波長問題，也就是為什么現(xiàn)在的地幔是二階結構占主導(圖1).這個小節(jié)將要討論這個地幔對流結構波長的問題，而且我也將指出這個對流結構波長問題和超級大陸循環(huán)運動有緊密關系.

2.3.1 地幔對流的結構和地球的長波對流

1.3和2.2兩個小節(jié)表明，地表的運動學邊界條件對地幔對流的結構有很大的影響.但如果想要在根本上理解地幔結構的形成，我們必須利用不加任何水平速度邊界條件限制的動力學模型，即動力學邊界條件(自由滑動邊界條件)模型.實際上，大多數(shù)地幔對流模型，從早期的二維常黏性系數(shù)的模型，到近期的三維更真實的黏性的模型，多是利用這類邊界條件.從早期的動力學邊界條件的地幔對流模型中就可以看到一個很突出的關于對流結構的波長問題.雖然觀測的現(xiàn)在地幔的結構是以很長波的二階(波長約為2萬公里)為主導，但簡單的常黏性、低Rayleigh數(shù)(即低對流強度)的對流模型都顯示主導的對流結構波長是地幔厚度的2倍左右，即6000 km(如,Bercovici et al., 1989；Schubert et al., 2001).隨著Rayleigh增加，對流結構波長會變短，會形成很多的冷的，柱或帶狀的下降流(Zhong, 2005；Zhong et al., 2007)(圖10a，10b).地幔動力學的研究在很長一段時間內一直在回答這個問題，即如何產(chǎn)生2萬公里波長的長波對流結構.

圖10 含有動力邊界條件的地幔對流模型計算得到的地幔溫度結構(藍色和黃色等值面分別代表冷的下涌流和熱的上升流)

在1990年代，有四個機制被認為會導致對流結構波長的增加: 1)670 km處的尖晶石到后尖晶石相變(如,Tackley et al., 1993; Tackley, 1996), 2)黏性系數(shù)從上地幔到下地幔的幾十倍的增加(如,Jaupart and Parsons, 1985；Bunge et al., 1996; Lenardic et al., 2006)，3)和溫度相關的黏性(即溫度低導致黏性系數(shù)增加)(如,Tackley, 1993; Ratcliff et al., 1997; Zhong et al., 2000a)，4)大陸巖石圈的影響(如,Zhong and Gurnis, 1993).但是，這些機制只能產(chǎn)生波長最長約五六階的對流結構(如,Zhong and Liu, 2016)，而不是地震觀測的二階結構.

不能形成長波結構的一個主要原因可能是表面熱邊界層(即巖石圈)的重力失穩(wěn).McNamara和Zhong(2005b)發(fā)現(xiàn)，增加流變參數(shù)活化能會增加表面熱邊界層的黏性，這樣可以幫助表面熱邊界層維持穩(wěn)定，進而可以得到很長波長的對流結構，甚至一階的結構(一階結構是球體里可以得到的最長波長的結構，即一個半球是冷的下降流，而另一半球是熱的上升流.對地球來說波長4萬公里).但是，這個機制只能在對流強度相對弱(即Rayleigh數(shù)比較小)的對流系統(tǒng)才能產(chǎn)生如此長波的結構.Zhong等(2007)發(fā)現(xiàn)，如果同時考慮上、下地幔的黏性差和巖石圈的相對高的黏性，地幔對流可以產(chǎn)生從一階到二階等各種主導波長的對流結構(圖10c，11).Zhong和Liu(2016)指出產(chǎn)生一、二階等長波地幔對流結構的最佳地幔黏性參數(shù)是，巖石圈的有效黏性是上地幔的1000倍左右，而下地幔是上地幔的30到100倍左右(圖11).

圖11 含有動力邊界條件的地幔對流模型得到的地幔結構主導波長和巖石圈平均黏性的關系

需要指出的是，雖然利用上、下地幔的黏性差和巖石圈的相對高的黏性，解決了地幔對流的長波結構的問題(Zhong et al., 2007; Zhong and Liu, 2016)，但這些地幔對流模型并不能得到像板塊構造一樣的表面運動(即變形只發(fā)生在板塊邊界上，而板塊內部沒有變形).這個問題將在關于板塊構造形成的第3節(jié)加以討論.還需要指出的是，一階地幔對流結構對理解火星和月球表面的一階結構也有重要的意義(Zhong et al., 2000b; Zhong and Zuber, 2001).

2.3.2 長波對流結構和超級大陸的循環(huán)過程

2.1小節(jié)討論超級大陸問題時，我們提到過去10億年，有兩期超級大陸的形成和裂解，即Rodinia和Pangea(圖8).更早的地質時期，可能還有其他的超級大陸(如,Evans, 2003)，也就是說超級大陸的形成和裂解似乎是一個循環(huán)過程.一般認為，每隔5億年左右會有一個超級大陸形成和裂解的事件，超級大陸形成后1億5千萬年左右就會裂解(如,Evans, 2003; Li and Zhong, 2009)，而且伴隨著這個超級大陸形成和裂解過程的是2.1節(jié)討論過的特征的火山活動(圖4b)(Ernst and Bleeker, 2010).雖然Gurnis(1988)指出了超級大陸會在地幔流的下降流處形成，但一個很重要的問題是，如果地幔對流結構是有多個下降流的短波長的對流(比如圖10a，10b)，這樣每個下降流都有可能捕俘一個大陸塊體，因而超級大陸未必能形成.反之，如果地幔對流是長波長的對流，只有少數(shù)的下降流，那么超級大陸就更容易形成.特別是，一階對流結構會保證超級大陸在較冷的下降流的半球形成(圖10c)(如,Zhong and Zuber, 2001; Evans, 2003).

Zhong等(2007)指出這個1-2-1模型，不但可以在大框架上解釋超級大陸的循環(huán)過程，而且也可以解釋大陸巖石圈記錄到長期的火山活動的變化(圖4b，4c)(Torsvik et al., 2006；Ernst and Bleeker, 2010)，并且，他們還指出現(xiàn)在非洲大陸下的LLSVP結構，應該是在Pangea形成后而產(chǎn)生的.如前面的第2.1和2.2小節(jié)討論過的，這個1-2-1模型與Torsvik和Burke提出的非洲和太平洋下的LLSPV是固定的、存在最少5億年甚至25億年的假說相反(Torsvik et al., 2010，2014)，這個問題在地球動力學和地質學界引起了一場爭論(如,Li and Zhong, 2009; Dziewonski et al., 2010；Zhong and Liu, 2016; Le Pichon et al., 2019).這里需要指出的是，關于1-2-1模型里的一階地幔對流導致超級大陸的形成的過程和時間尺度，Zhang等(2009)已經(jīng)用包含有大陸板塊的地幔對流模型顯示是合理的，而最近的一些模型探討了超級大陸裂解的過程(如,Huang et al., 2019；Dang et al., 2020).

3 地球熱演化歷史和板塊構造的起源

地球長期的演化歷史是一個很重要問題.這牽涉到早期核幔的重力分異和地核的形成，巖漿洋的結晶和固化，地殼的起源和演化，地幔地殼的化學演化，地球內部溫度的演化，以及板塊構造的起源和演化.在這節(jié)里，我只對與地幔動力學緊密相關的地球內部溫度及板塊構造的演化問題做綜述.其他的問題，我建議讀者參考Carlson等(2014)的綜述.

板塊構造把較冷的巖石圈物質帶進熱的地幔，是一個冷卻地球內部(包括地幔和地核)很有效的機制.因此要理解地球內部溫度的演化，一定要理解板塊構造的形成和演化，及板塊構造過程對傳熱的影響(如,Bercovici, 2003).我將首先討論板塊構造的起源和演化，然后再討論地球內部溫度的問題.

3.1 板塊構造的起源和演化

地球現(xiàn)在板塊構造的最重要的物理特性是：地球表面的巖石圈由多個板塊組成，板塊之間有相對運動，年齡大的、冷的巖石圈(即地幔對流系統(tǒng)的表面熱邊界層)俯沖到熱的地幔里，而新的、熱的巖石圈在擴張中心產(chǎn)生.更具體的基本特性是板塊內基本是剛性、沒有變形的，而變形都發(fā)生在板塊邊界，這些板塊邊界上的變形很大程度上是通過地震實現(xiàn)的(如,Kanamori, 1980)，板塊運動的速度包括俯沖速率能達到10 cm·a-1(圖6).地球可能是太陽系眾多的行星和衛(wèi)星里唯一有板塊構造的行星(如,Bercovici, 2003).雖然也有研究認為火星早期也有過板塊構造(如,Sleep, 1994; Connerney et al., 1999; Yin, 2012)，但這依然是有爭議的問題(如,Frey, 2006).有地球這樣帶有板塊構造的地幔對流叫活動巖石圈對流(即mobile-lid convection)，板塊構造是活動巖石圈對流在地表的表現(xiàn).而其他行星和衛(wèi)星的幔對流叫固定巖石圈對流(即stagnant-lid convection，也叫單板塊對流即single-lid or single-plate convection).固定巖石圈對流的特征是，雖然地幔有流動，但巖石圈卻沒有運動(如,Moresi and Solomatov, 1995).

如果利用巖石流變學實驗得到的流變活化能，以及溫度相關的流變黏性方程(如,Hirth and Kohlstedt, 2003; Karato, 2008)，溫度較低的巖石圈的黏性系數(shù)會比上地幔的要高10個或更多量級(如,Christensen, 1984).高黏性流體不易流動，所以高黏性的巖石圈就會導致固定巖石圈對流.在這個意義上，地球上的板塊構造和活動巖石圈對流是一個異常，而其他行星和衛(wèi)星上的固定巖石圈對流卻是預期的.所以地球動力學的一個基本問題是為什么板塊構造會在地球上產(chǎn)生(如,Zhong and Gurnis, 1996; Gurnis et al., 2000; Bercovici, 2003).這個問題又可以分為兩個不同方面的問題.第一，從觀測方面推斷板塊構造在地球上什么時候開始的？第二，板塊構造的物理及動力過程是什么樣的？

從觀測方面推斷板塊構造在地球上的起源是一個重要而困難的問題，原因很簡單，因為地球早期的地質記錄缺乏.這方面的工作主要是基于對早期巖石的地球化學和巖石學的分析，從中尋找和板塊構造過程(比如俯沖，巖石同位素結構)有關的間接證據(jù).這些研究得到的板塊構造開始的時間差異很大，從10億前到40多億年前都有.比如，一些研究(Pearce, 2008; Belousova et al., 2010; Shirey and Richardson, 2011; Dhuime et al., 2015；Tusch et al., 2021)認為板塊構造在30億年左右開始.這些研究所引用的證據(jù)包括182W在古老大陸巖石圈的含量(Tusch et al., 2021)、由鋯石記錄得到的地殼增長歷史(Belousova et al., 2010)、具有俯沖帶特征的巖漿活動(Pearce, 2008)、以及大陸巖石圈的化學成分變化(Shirey and Richardson, 2011；Dhuime et al., 2015).也有研究認為板塊構造在40億年前，甚至更早時期就形成了.比如，Tarduno等(2015)通過對早期巖石的鋯石的磁性分析，指出地球可能早在42億年前就有類似現(xiàn)在的地磁場，因為板塊構造很有效地冷卻地幔和地核，從而驅動地核內的地磁場發(fā)動機，所以這也被認為是板塊構造在42億年前就開始了的證據(jù).因為早于10億前的俯沖帶特征巖石(蛇綠巖，藍片巖和高壓變質巖)很難找到，還有一些研究認為板塊構造在10億前才開始(如,Stern, 2020)，當然這個端元模型強調的是現(xiàn)代板塊構造.

接下來，我將主要討論板塊構造的物理和動力過程.一個經(jīng)常提到的問題是，地球的冷的、極高黏性的巖石圈是如何變形，導致從固定巖石圈對流演化到板塊構造及活動巖石圈對流(如,Solomatov, 2004).但是這可能不是一個很恰當?shù)膯栴}，這是因為巖石圈的變形不是黏性變形，而是發(fā)生在板塊邊界附近的脆性摩擦變形，比如地震變形.脆性屈服變形機制是黏滑和破裂，可用Byerlee定律來描述(Byerlee，1978)，即剪切強度(或屈服強度)和正壓力成正比，比例系數(shù)叫摩擦系數(shù).雖然脆性屈服變形在數(shù)學描述上可以用“有效” 黏性來表達(如,Christensen, 1984；Moresi and Solomatov, 1998)，但是脆性屈服變形與由蠕變造成的、溫度(熱活化能)控制的黏性變形有本質的差別(如,Karato, 2008; Mei et al., 2010).早期的地幔對流研究表明，如果在地幔對流模型中，用低黏性(“弱區(qū)”)來模擬板塊邊界，高黏性(或溫度相關的黏性)來模擬板塊內部，就可以有效地在地幔對流的上邊界層產(chǎn)生類似于觀測的板塊運動(即板塊以一個均勻的速率運動，變形集中在板塊邊界)和板塊俯沖(如,Jacoby and Schmeling, 1982; Gurnis, 1989; King et al., 1992).

用低黏性“弱區(qū)”方法模擬板塊邊界及活動巖石圈地幔對流，有簡潔方便等優(yōu)點，也有效地描述了由構造斷層組成的板塊邊界的較弱的內在強度(Kanamori, 1980)，所以這個方法在板塊動力學及大地水準面等方面的研究中，得以廣泛應用(圖6)(如,Zhong, 2001; Becker, 2006; Mao and Zhong, 2021a).但這個方法也有它的局限，低黏性“弱區(qū)”板塊邊界的位置一般是預先確定的，而且它的形成機制也不確定.因此過去20年來，很多地幔動力學研究試圖用近似的動力機制，在動力學上產(chǎn)生“弱區(qū)”板塊邊界.這包括用不同“指數(shù)”的流變定律(Zhong et al., 1998; Bercovici, 2003)和擬脆性屈服變形(如,Moresi and Solomatov, 1998; Tackley, 2000; Richards et al., 2001).這些模型得到一些有意義的結果，比如，產(chǎn)生運動巖石圈對流和板塊俯沖的一個重要條件是屈服應力要小于幾十兆帕(Tackley, 2000；Zhong et al., 1998)，或摩擦系數(shù)要小于0.1(Moresi and Solomatov, 1998).但需要指出的是，這些研究都假定巖石圈的內在強度，從板塊內部到板塊邊界，都是均勻的，而板塊邊界的弱化和集中變形完全是局部動力和應力造成的，從而忽略了巖石圈強度的內在不均勻性，比如由大斷層組成的板塊邊界，由于斷層泥等原因，其本身就比巖石圈內部要弱(Kanamori, 1980).而且從地質歷史來看，板塊邊界一般多有歷史承接性，不同的板塊邊界可能會互相轉換，比如西太平洋的俯沖斷層邊界是由轉換斷層板塊邊界轉變的(Gurnis et al., 2000; Hall et al., 2003; Leng and Gurnis, 2011, 2015)，而全新的板塊邊界的產(chǎn)生在觀測上的證據(jù)卻很少.

基于顆粒破損理論的模型，試圖在理論上解決上述板塊邊界的歷史承接性的問題(Bercovici and Ricard，2012, 2014; Foley et al., 2014; Mulyukova and Bercovici, 2019).這個理論的基本思路是物質的變形會導致地幔物質顆粒隨時間變小(即破損)變弱，而愈合卻會導致顆粒隨時間變大變強.因為愈合是一個和時間相關的過程，所以在這個理論模型中，弱的板塊邊界一旦形成后，即使局部應力消失了，在一定的時間內依然是弱的(圖12).這個理論是一個新的嘗試，但是這個理論基本上還是基于黏性流體的，如何把這個理論和脆性屈服變形，特別是相關的觀測聯(lián)系起來，依然是一個需要解決的問題.

圖12 基于顆粒破損理論的板塊構造起源的模型(Bercovici and Ricard, 2014)

在這里需要指出的是，前面提到的由地幔對流模型得到的、產(chǎn)生活動巖石圈對流的臨界屈服應力(小于幾十兆帕)和摩擦系數(shù)(小于0.1)，比從其他的實驗和觀測地球物理方法得到的、板塊內部的應力和摩擦系數(shù)值要小很多，但卻和板塊邊界上的值很類似.在板塊內部，實驗室的結果(如,Byerlee, 1978; Mei et al., 2010)顯示應力強度應該大于幾百兆帕，由觀測的地形重力異常推算的板塊內部的應力也超過100～200 MPa(Kanamori, 1980；Zhong and Watts, 2013).而實驗室、鉆井觀測和地形重力異常研究得到的板塊內部的摩擦系數(shù)是0.3～0.7(如,Byerlee, 1978; Zoback and Townend, 2001；Bellas and Zhong, 2021).但在板塊邊界上，從地震應力降、地表熱流、海溝地形等推算的板塊邊界應力應該小于幾十百萬帕(如,Kanamori, 1980；Lachenbruch and Sass, 1988；Zhong and Gurnis, 1994)，而摩擦系數(shù)在0.01左右(Gao and Wang, 2014; England, 2018).從這些研究中我們可以看出，地幔對流研究得到的觸發(fā)活動巖石圈對流的臨界板塊強度(即屈服應力和摩擦系數(shù))實際上反映了板塊邊界上的值，而不是更大的板塊內部的值.如果這些地幔對流模型利用板塊內部的強度，活動巖石圈對流將不能產(chǎn)生.這從另一個方面顯示了以黏性流體為基礎的研究板塊構造起源的地幔對流模型(如,Moresi and Solomatov, 1998; Tackley, 2000; Richards et al., 2001)缺少一些重要的變形物理過程，即描述巖石圈如何從板塊內部的高強度變化到板塊邊界的低強度的過程.有效地解決這個難題也許依靠結合巖石變形的理論研究(如,Mulyukova and Bercovici, 2019)、關于巖石圈變形的觀測和模擬(如,Bellas and Zhong, 2021)、巖石力學的實驗研究(如,Hansen et al., 2019)、以及地幔對流的研究.

雖然這些關于板塊邊界變形和動力的基本問題尚待解決，一些地幔對流的研究已經(jīng)嘗試著利用這些簡化的產(chǎn)生板塊邊界的黏性流模型(即均勻的小屈服應力或小摩擦系數(shù))，來討論板塊構造在地球歷史上的產(chǎn)生和演化，及其對構造等其他方面的各種影響，并且應用到其他行星和系外行星的研究上(如,O′Neill et al., 2007; Noack and Breuer, 2014).這些研究工作的適用性依然需要得到進一步的檢驗.最近，一些研究提出地幔熱柱導致板塊構造在地球上起源的觀點(如,Gerya et al., 2015).但這個以地幔熱柱為板塊構造起源的模型，可能也有一些嚴重的不足.一般認為地幔冷卻的比地核要快，因此在地球早期，核幔邊界上的溫度差應該不如現(xiàn)在的大(如,Davies, 1993)，所以早期地幔柱產(chǎn)生的應力以及熔融也應該比較小，用地幔柱在地球早期來觸發(fā)啟動板塊構造似乎也是比較困難的.況且地幔熱柱啟動板塊構造的模型，也有著其他模型(比如俯沖板塊啟動板塊構造模型)面臨的巖石圈變形、板塊邊界形成等同樣的問題.所以巖石圈變形和板塊邊界形成是俯沖板塊動力起源的一個不可繞過的根本問題.

3.2 地球的熱演化歷史

地球內部溫度的演化是地球科學中的一個重要的問題.它涉及到地球內部各圈層化學成分的演化，比如地殼、地核的形成和演化.這是因為地殼是地幔物質熔融再分離結晶的結果，而熔融和結晶是受地幔溫度直接影響的(如,Korenaga, 2018).地核的冷卻受地幔溫度的控制，地幔溫度小，核幔邊界溫差大，地核就會冷卻得快，從而導致內核的形成(如,Olson et al., 2015; Hernlund and McNamara, 2015).當然研究地球內部溫度的演化需要地球的初始條件.地球化學證據(jù)表明，地球初始的重力分異過程比較快，可能在小于幾千萬年的時間尺度，地核和地幔物質已經(jīng)分離，形成地核(如,Carlson et al., 2014).而這個過程會有大量的熱量釋放，會導致地幔物質的熔融，或巖漿海的形成(如,Solomatov, 2007; Carlson et al., 2014).這個時期的地幔對流會非常劇烈，地幔巖漿海的散熱、冷卻和凝固也非?？?如,Solomatov, 2007).固態(tài)地幔形成后，類似現(xiàn)在地幔內的地幔對流和其相應的散熱應該才開始，但是由于早期地幔溫度高，對流強度(速度，表面熱流)會依然很大.

大多數(shù)地球熱演化歷史的研究是針對固態(tài)地幔形成后的地球.這方面研究的一個比較常用的方法是利用簡化的參數(shù)化對流模型，這個模型只考慮能量守恒.即由于地球內部溫度隨時間變化而引起的內能變化，必須與地球表面的熱量釋放和地球內部的放射性元素的生熱平衡(如,Davies, 1993; Schubert et al., 2001).在平衡方程中，地球表面熱量釋放描述地幔對流傳熱的效應，而放射性生熱則體現(xiàn)地球的化學成分(即相關的放射性元素U，Th和K元素的含量).這個平衡方程是一個比較簡單的關于地球內部平均溫度隨時間變化的一階微分方程，但問題的困難在于如何描述地幔對流傳熱的效應，以及放射性生熱.關于放射性元素在地球的含量和生熱問題，讀者可以參考Carlson等(2014).在這里我主要討論如何描述地幔對流傳熱的效應.需要說明的是利用簡化的參數(shù)化對流模型，主要有兩個原因.第一，早期地幔溫度高、黏性小、Rayleigh數(shù)大，從而對流速度也大.對這樣高Rayleigh數(shù)的對流，數(shù)值模型的分辨率往往不夠，因而無法精確地求解動力方程組.第二，關于早期地球的觀測資料欠缺，完整詳細的模型沒有必要.

地幔對流是地球內部釋放熱能的有效機制，它引起的地表熱流一般可以表示為Rayleigh數(shù)的冪函數(shù).對簡單的常黏性流體的對流，這個冪函數(shù)的指數(shù)是1/3，但對更真實的和溫度相關的黏性結構，指數(shù)為0.2(Fowler, 1985; Moresi and Solomatov, 1995).如3.1節(jié)討論的，和溫度相關的黏性會導致固定巖石圈對流，而指數(shù)為0.2意味著固定巖石圈對流的傳熱效率比較差(Christensen, 1985).但是如果在固定巖石圈對流的巖石圈引進弱的板塊邊界區(qū)，對流就變成運動巖石圈對流，冷的巖石圈能俯沖下沉到核幔邊界，對流傳熱的效率增加，冪函數(shù)的指數(shù)也變成大約1/3(如,Gurnis, 1989).這進一步說明板塊構造和運動巖石圈對流對地球內部溫度演化的影響.

參數(shù)化對流模型可以同時包括地幔和地核，研究它們的溫度演化(如,Davies, 1993).這些模型顯示地幔、地核的平均溫度隨時間減小，即地球在冷卻.最近的20億年，地幔平均溫度以每10億年70 ℃左右的速率降低(如,Davies, 1999).但這些模型有一個比較明顯的缺點，即如果按現(xiàn)在的地幔溫度往過去推算，用1/3為指數(shù)的傳熱和Rayleigh數(shù)的冪函數(shù)，地幔早期的溫度會遠超過地幔的熔點(Christensen, 1985)，即所謂的“熱災難”問題.而這個“熱災難”問題，在一些放射性生熱的條件下，可以通過減小傳熱冪函數(shù)的指數(shù)來避免(Christensen, 1985).但在另一個方面，如前面討論的，小指數(shù)和地球上的運動巖石圈對流(即板塊構造)不一致(Gurnis, 1989).當然，真實地幔比參數(shù)化對流模型所假定的要復雜得多，比如地?；瘜W成分是不均勻的，板塊構造在地球早期也不一定存在，所以簡化的參數(shù)化對流模型對地球早期平均溫度的推算錯誤也是可以預料的(McNamara and van Keken, 2000).

最近20年來，參數(shù)化對流模型的進展主要在如何考慮巖石圈對熱流的效應方面.Conrad和Hager(1999a)指出，在俯沖巖石圈的有效黏度比較大時(～1023Pa·s)，板塊俯沖速度主要受俯沖帶海溝附近的板塊彎曲阻抗力控制，和地幔黏性及Rayleigh數(shù)關系不大.由于板塊速度和地表熱流有直接的關系(如,Turcotte and Schubert, 2002)，Conrad和Hager(1999b)進一步指出在這種情況下，地表熱流和Rayleigh無關，即冪函數(shù)的指數(shù)會是0.他們認為這是在運動巖石圈對流(即板塊構造)情況下，避免“熱災難”所需的小冪函數(shù)指數(shù)(Christensen，1985)的一種比較合理的可能.Conrad和Hager(1999b)討論了這種情況對參數(shù)化對流模型和地幔平均溫度演化的影響.Korenaga(2003，2006)進一步擴展了這個思路，指出早期地幔溫度高，會造成更多的地幔熔融和脫水，由于脫水會導致地幔巖石圈黏性增高，厚度增大，從而導致傳熱減少.把這個想法應用在參數(shù)化對流模型上得到一個不太尋常的結論，即地幔平均溫度的最高值不是在地球的最早期，而是在25～30億前左右，這個結論似乎在巖石學中找到一些證據(jù)(Herzberg et al.，2010).但是，在Conrad和Hager(1999a)后，一些地球動力學研究指出，俯沖板塊在海溝附近的有效黏性和彎曲阻抗力在俯沖帶并不是那么大(Capitanio et al., 2007，2009; Davies, 2009; Schellart, 2009)；彎曲阻抗也許只占整個地幔對流系統(tǒng)阻抗的10%以下(Leng and Zhong, 2010).這意味著地幔內部黏性和Rayleigh數(shù)依然對地表熱流起著重要的作用，這和Conrad和Hager(1999b)、Korenaga(2003, 2006)的假定是不一致的.雖然Korenaga(2003, 2006)的結果在地球化學和巖石學領域得以廣泛應用(Herzberg et al.，2010)，但Davies(2009)對這些地幔平均溫度演化結果提出的質疑，應該引起更多的思考.

4 總結

這篇綜述主要討論大空間、大時間尺度上地幔動力學這幾十年的發(fā)展和現(xiàn)狀，著重討論了相關的地球物理、大地構造觀測及其動力學意義和解釋.這些觀測包括關于現(xiàn)在地球的特征，比如全球板塊運動的基本特性、長波重力異常及大地水準面異常、地震層析成像的地幔結構.也有關于地球地質歷史的觀測，比如過去10億年超級大陸的形成、裂解和演化及火山活動.在一些章節(jié)里，也有些相關的地球化學方面觀測的討論.地球動力學的討論基本是圍繞著這些相關的地球物理和大地構造的觀測而進行的.涉及到的重要的問題包括：

(1)地幔動力學研究顯示，地震層析成像得到的中-長波地幔的結構，可以在運動學邊界條件地幔對流模型的框架下(如,Hager and O′Connell, 1979; Bunge et al., 1998)，解釋為過去1億年左右的板塊運動和地幔對流相互作用的結果(McNamara and Zhong, 2005a; Mao and Zhong, 2018)；尤其是下地幔的二階結構(即環(huán)太平洋的快速地震波速異常和非洲、中太平洋的慢速異常，即LLSVP)，和俯沖帶的快速異常體(包括西太平洋的地幔轉換帶里的水平俯沖板塊)(如,Zhao, 2004; Ritsema et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013; French and Romanowicz, 2015).

(2)觀測的地震層析地幔結構和大地水準面異常，結合地幔動力學模擬，可以確定地幔黏性的結構.很可靠的結果之一是下地幔的黏性比上地幔要高至少一個量級(Hager and Richards, 1989).尤其是運動學邊界條件地幔對流模型，不但可以解釋觀測的地震地幔結構，也可以進一步通過觀測的大地水準面異常，確定軟流圈的存在和下地幔的黏度在2×1022Pa·s左右，軟流圈和上地幔的黏度分別在3×1019Pa·s和7×1020Pa·s左右(Mao and Zhong, 2021a).

(3)過去10億年大陸塊體經(jīng)歷了兩期超級大陸形成和裂解，即Rodinia和Pangea(如,Hoffman, 1991; Li et al., 2008)，超級大陸形成和裂解對構造、造山及火山活動有重要的影響，是地幔動力學在地表的反映.考慮了Pangea的形成和裂解過程的運動學邊界條件地幔對流模型顯示，地幔結構在Pangea形成過程中可能是以一階結構為主導的，而現(xiàn)在的二階為主導的地幔結構，是Pangea形成后裂解過程中才形成的(Zhang et al., 2010).這個結論與隨著超級大陸形成和裂解，地幔結構在一階和二階間轉換的1-2-1模型是一致的(Zhong et al., 2007；Li and Zhong, 2009)，而與地幔長期是二階結構為主導，及固定的非洲和太平洋LLSPV的觀點不一致(Torsvik et al., 2010, 2014).

(4)動力邊界條件地幔對流模型顯示，當巖石圈的黏性和下地幔黏性都比上地幔黏性要高兩個量級左右，地幔結構由一階結構主導，而這個一階地幔結構的形成可能是超級大陸形成的重要原因.超級大陸的形成和環(huán)超級大陸的俯沖，會導致大范圍熱的上涌流在超級大陸下形成，并進一步導致超級大陸裂解和相應的火山活動.這些過程是1-2-1地幔結構演化和超級大陸循環(huán)模型的基礎(Zhong et al., 2007；Li and Zhong, 2009).

(5)板塊構造在地球上的起源和動力機制依然沒有定論，而且充滿爭議，但是這些問題同時也是地球動力學的基本問題.困難在于對地球早期的觀測的缺少及解釋的不確定.雖然對現(xiàn)在板塊邊界的變形有比較豐富的觀測資料，但對其長時期的動力機制的理解還很有限.這些困難也直接影響到對地球內部溫度的早期演化的研究.

這篇綜述不可避免地忽略了其他重要的地幔動力學問題，尤其是區(qū)域性動力學問題，比如小尺度對流對巖石圈的侵蝕(如,Huang et al., 2003; Wang et al., 2016; Li et al., 2016)、動力地形與海平面及沉積的關系(如,Liu et al., 2008)、俯沖帶的動力學與火山和地球化學的關系(如,Liu and Stegman, 2012; Hu and Liu, 2016)、以及地幔動力學和地幔地球化學的關系(Ballmer et al., 2017).讀者可以通過上面列出的文獻進一步了解.隨著各學科觀測資料的增加，學科的交叉和區(qū)域性地球動力學是未來重要的研究方向之一.這些動力學問題大多涉及變形比較大、動力過程比較明顯的地區(qū)，比如俯沖帶、造山帶、大型火山區(qū)等.同時，大尺度地球動力學依然有很多基本問題尚待解決，如板塊構造的動力機制及起源、板塊邊界的動力過程、巖石圈的變形機制和描述、地幔化學和物理結構、地質構造的歷史和動力學過程等.但有一點可以肯定的是，這些問題的解決需要觀測、理論、模擬和實驗等不同手段的結合應用.

致謝作者感謝紀念王仁先生百年誕辰組委會的邀請.作者雖然沒有榮幸在北大聽過王仁先生的課，但清楚地記得1983年左右在中國科技大學讀本科時，聆聽王仁先生關于華北大陸應力場的系列講座，尤其對他講解的應力場計算和唐山地震方面的工作印象深刻.王仁先生的系列報告對我后來決定做地球動力學研究有直接的影響，所以我感謝王仁先生的啟發(fā)和引導.作者也感謝這些年眾多的合作者，他們對我在這篇綜述里提到的工作做出了很多的貢獻，這包括王仁先生的前學生李正祥博士，及黃金水、冷偉、張南和劉曦博士.作者關于地球動力學的研究工作多年來受到美國科學基金會(包括現(xiàn)在的NSF EAR-1940026)，Packard基金會和Sloan基金會的資助.最后，作者感謝楊亭博士和兩位匿名審稿人對文章的建議.