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地幔相变 Phase Transitions in the Earth's Mantle
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地幔相变 Phase Transitions in the Earth's Mantle
通过高温高压实验研究地幔岩石和矿物在地球深部条件下的物理化学性质以及相变行为，是我们认识地球深部物质组成的重要途径之一，同时结合地球物理和地球化学研究结果，较好地解释了地球深部物质成分、结构以及相关的动力学过程。
关于地幔物质组成的岩石学模型主要有两种：pyrolite模型和piclogite模型，前者是由Ringwood提出的，后者是有Anderson和Bass提出的，相关的文献可以参考Ringwood、Irifune、Sun以及Anderson等人的文章对地幔模型的讨论（费英伟，2002），在此不一一列举。（建议可以先阅读本博对地球内部物质和结构的简介文章 http://bbs.sciencenet.cn/home.php?mod=space&uid=92454&do=blog&id=408337 ）
目前pyrolite模型在学界已经得到了广泛的认可，而piclogite则缺乏相应的高温高压实验研究结果。另外，洋壳在俯冲带发生深俯冲，对地幔物质组成以及相关的动力学过程具有重要的影响。作为大洋岩石圈主要构成岩石类型的玄武岩（MORB）和方辉橄榄岩，在深部发生的相变作用，本文也将其和pyrolite体系相变一起讨论。
pyrolite、piclogite、方辉橄榄岩（harzburgite）和玄武岩（MORB）的代表性化学成分见表1. 以下分别来介绍讨论。
表 1 代表性全岩化学成分
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pyrolite R-66 |
pyrolite S-82 |
pyrolite N-04 |
piclogite DA-89 |
harzburgite MB-85 |
MORB H-99 |
|
SiO2 |
45.2 |
44.50 |
45.2 |
47.79 |
43.64 |
49.64 |
|
Al2O3 |
3.54 |
4.31 |
3.9 |
3.44 |
0.65 |
14.88 |
|
FeO |
8.47 |
8.36 |
8.1 |
7.21 |
7.83 |
11.43 |
|
MgO |
37.48 |
37.97 |
37.5 |
32.34 |
46.36 |
8.51 |
|
CaO |
3.08 |
3.50 |
3.8 |
9.22 |
0.50 |
10.55 |
|
Cr2O3 |
0.43 |
0.44 |
0.5 |
- |
0.53 |
- |
|
Na2O |
0.57 |
0.39 |
0.3 |
- |
0.01 |
2.90 |
|
K2O |
0.13 |
- |
- |
- |
- |
0.12 |
|
MnO |
0.14 |
- |
- |
- |
- |
0.18 |
|
NiO |
0.20 |
- |
0.3 |
- |
- |
- |
|
TiO2 |
0.71 |
0.22 |
0.3 |
- |
0.01 |
1.64 |
R-66, Ringwood,1966; Sun-82, Sun,1982; N-09, Nishiyama et al.,2004; DA-89, Duffy and Anderson,1989; MB-85, Michael and Bonatti,1985; H-99, Hirose et al.,1999.
Pyrolite (地幔岩)
图1. pyrolite在上地幔中的相变(from Akaogi,2007). Py-辉石，Mj-majorite（garnet）石榴石，Ca-pv-CaSiO3钙钛矿，Mg-Pv-富Mg钙钛矿，Mw-镁方铁矿，α-橄榄石，β-瓦兹利石，γ-林伍德石.
pyrolite中橄榄石含量大约为60 vol%，另外还有大约16 vol%的石榴石和24 vol%的辉石（cpx+opx）。如图1，橄榄石体系中的相变压力与地幔中的不连续面具有良好的对应关系，橄榄石在大约14 GPa（～410km）转变成瓦兹利石wadsleyite，随压力增大到19 GPa（～520km）瓦兹利石转变成林伍德石ringwoodite，在转换带底部大约23.5 GPa（～660km）林伍德石分解为钙钛矿Mg-perovskite和镁方铁矿magnesiowustite。辉石在上地幔中会逐渐转变成石榴石，在转换带中会形成majorite garnet，majorite（Mj）在转换带底部以及下地幔顶部逐渐转变成钙钛矿，这一相变经历了较宽的压力范围。pyrolite中的富Ca成分（富Ca的石榴石）在转换带中部会转变成CaSiO3钙钛矿。
进入下地幔条件（图2），CaSiO3钙钛矿和镁方铁矿均可以保持稳定而不发生相变，但镁硅酸盐钙钛矿在下地幔底部D”层（～125 GPa）处发生相变生成后钙钛矿post-perovskite（见本博 http://bbs.sciencenet.cn/home.php?mod=space&uid=92454&do=blog&id=403744 介绍）.
图2. pyrolite在下地幔中的相变(from Irifune and Tsuchiya,2007). Ca-pv-CaSiO3钙钛矿，Mg-Pv-富Mg硅酸盐钙钛矿，Mw-镁方铁矿，Mg-PPv-后钙钛矿
MORB (玄武岩)
图3. MORB在上地幔中的相变(from Akaogi,2007). Cpx-单斜辉石，Mj-majorite（garnet）石榴石，Ca-pv-CaSiO3钙钛矿，Mg-Pv-富Mg钙钛矿，Co-柯石英，St-斯石英，Al-富Al 相
MORB代表着大洋岩石圈表层的玄武岩成分，由于成分上与pyrolite具有较大的不同（尤其Al成分相对很高），其相变行为也十分独特。如图3，与pyrolite体系不同地是，MORB体系中存在独立的（free）SiO2相，由于富Al成分导致橄榄石相被石榴石相取代，在转换带条件下主体成分为石榴石和斯石英。MORB体系的相变也主要由辉石-石榴石体系和SiO2体系控制。柯石英coesite在9-10 GPa时就会转变成斯石英stishovite，斯石英可以稳定至下地幔中间（图4），在大约60-70 GPa（～1600km）条件下转变成CaCl2型，在大约120 GPa（～2600km）条件下进一步转变成α-PbO2型。SiO2相在更高压力下的相变可以参考Tsuchiya 2011年PNAS文章（见本博 http://bbs.sciencenet.cn/home.php?mod=space&uid=92454&do=blog&id=411297 文章介绍）。辉石在转换带中逐渐转变成石榴石，CaSiO3钙钛矿自转换带中部开始形成并一直稳定至下地幔底部，而镁硅酸盐钙钛矿则在下地幔底部转变成后钙钛矿，这与pyrolite体系类似，不过由于MORB相对富Ca，CaSiO3钙钛矿比例比pyrolite中大。MORB体系中Al的富集导致其独特的富Al矿物的相变（图4），下地幔中富Al矿物具有钙的正铁酸盐性结构（calcium-ferrite phase, CF相），在转换带底部会继续转变成为具钙的钛酸盐结构的相（calcium-titanite phase, CT相），目前对于下地幔中的富Al相还需要更多的研究来充分认识他们的性质。
图4. MORB在下地幔中的相变(from Irifune and Tsuchiya,2007). Mj-majorite（garnet）石榴石，Ca-pv-CaSiO3钙钛矿，Mg-Pv-富Mg钙钛矿，Mg-PPv-后钙钛矿，St-斯石英，CC-CaCl2型SiO2相，AP-α-PbO2型SiO2相，CF- calcium-ferrite phase，CT- calcium-titanite phase.
Harzburgite (方辉橄榄岩)
图5. 在上地幔中的相变(from Irifune and Ringwood,1987). 秋本石-akimotoite(ilmenite钛铁矿)
方辉橄榄岩是大洋岩石圈中玄武岩层下重要的组成岩石类型。目前关于方辉橄榄岩相变的实验报道较少，Irifune and Ringwood（1987）曾报道了该体系的相变。需要注意的是，方辉橄榄岩是一种贫Al富Mg的橄榄岩，几乎完全由橄榄石和斜方辉石两种矿物构成，因此方辉橄榄岩的相变也基本由这两种矿物所主导（图5）。橄榄石体系的相变与pyrolite是一致的。辉石体系中斜方辉石在大约10 GPa转变成高压单斜辉石，在转换带中部逐渐转变成石榴石，不过在大约19-22 GPa区间石榴石和林伍德石+斯石英组合共存，在22-24 GPa区间内秋本石能保持稳定随后转变为钙钛矿，而石榴石则在下地幔顶部逐渐转变成为钙钛矿。方辉橄榄岩体系在下地幔中几乎由75%硅酸盐钙钛矿（后钙钛矿）和25%镁方铁矿组成（图6），在下地幔底部同样会发生后钙钛矿相变。
图6. Harzburgite在下地幔中的相变(from Irifune and Tsuchiya,2007). Mj-majorite garnet，Akm-akimotoite秋本石，Rw-林伍德石，Mg-Pv-富Mg硅酸盐钙钛矿，Mw-镁方铁矿，Mg-PPv-后钙钛矿
（注：本文中所引用的图件来自综述文献，具体的数据来源文件未予一一列出，请注意参考原文献和源数据出处。）
参考文献：
费英伟, 2002. 地幔中的相变和地幔矿物学. In: 张有学，尹安, 地球的结构、演化和动力学. 高等教育出版社, 北京, pp. 49-90.
周春银，金振民，章军锋，地幔转换带:地球深部研究的重要方向，地学前缘，2010，17(3),90-113.
Akaogi, M., 2007. Phase transitions of minerals in the transition zone and upper part of the lower mantle. In: E. Ohtani (Editor), Advances in High-Pressure Mineralogy. Geological Society of America, pp. 1-13.
Duffy, T.S. and Anderson, D.L., 1989. Seismic velocities in mantle minerals and the mineralogy of the upper mantle. J. Geophys. Res., 94(B2): 1895-1912.
Hirose, K., Fei, Y., Ma, Y. and Mao, H.-K., 1999. The fate of subducted basaltic crust in the Earth's lower mantle. Nature, 397(6714): 53-56.
Irifune, T. and Ringwood, A.E., 1987. Phase transformations in a harzburgite composition to 26 GPa: implications for dynamical behaviour of the subducting slab. Earth and Planetary Science Letters, 86(2-4): 365-376.
Irifune T, Tsuchiya T, Mineralogy of the Earth – Phase Transitions and Mineralogy of the Lower Mantle, Treatise on Geophysics,vol2,Mineral Physics,33-62.
Michael, P.J. and Bonatti, E., 1985. Peridotite composition from the North Atlantic: regional and tectonic variations and implications for partial melting. Earth and Planetary Science Letters, 73(1): 91-104.
Nishiyama, N., Irifune, T., Inoue, T., Ando, J.-i. and Funakoshi, K.-i., 2004. Precise determination of phase relations in pyrolite across the 660 km seismic discontinuity by in situ X-ray diffraction and quench experiments. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 143-144: 185-199.
Ringwood, A.E., 1966. Mineralogy of the mantle. In: P.M. Hurley (Editor), Advances in Earth Science. M.I.T. Press, Cambridge, pp. 357-398.
Sun, S.-S., 1982. Chemical composition and origin of the earth's primitive mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46(2): 179-192.
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