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上地幔

上地幔（英语：Upper Mantle）是地球内部的一层厚的岩石层，分布于地壳底界（离地表约 35 公里，离海洋约 10 公里），到下地幔顶界（ 670 公里（420 英里）。 其温度范围从大约 200 °C (392 °F) 到大约 900 °C (1,650 °F)。 出露到地表的地幔物质含 55% 的橄榄石、35% 的辉石和 5% 至 10% 的氧化钙和氧化铝矿物，如斜长石、尖晶石或石榴石上地幔的成分随深度而变化。

地球的密度是根据地震波速度来推定的。 因受到上载岩石重量的压缩，其密度随深度也增加。 成分变化时，也能导致密度发生突变[1]。 在上地幔中的内部运动是引起板块构造移动的主要原因。地壳和地幔的区分是根据成分不同，而岩石圈和软流圈的区分则根据其机械性质[2]。安德里亚·莫霍罗维奇在 1909 年首先发现地震波达到地幔的顶界时，其速度会突然增加，后此界面就被称为莫氏不连续面Mohorovičić 不连续面或“Moho” [3]。

莫氏不连续面也是地壳的底部界面，因为地壳厚度不同，此不连续面分布深度也不一样，由地球表面以下 10 公里（6.2 英里）到 70 公里（43 英里）不等。 大洋地壳比大陆地壳薄，通常不到 10 公里（6.2 英里）厚。 大陆地壳厚约 35 公里（22 英里），但青藏高原下的地壳根部厚约 70 公里（43 英里）[4].上地幔的厚度约为 640 公里（400 英里）。 整个地幔的厚度约为 2,900 公里（1,800 英里），上地幔仅占地幔总厚度的 20% 左右[4]。

上地幔和下地幔之间的边界是一个 670 公里（420 英里）的不连续面[2]。地震在浅层是走滑断层造成的； 但是在大约 50 公里（31 英里）以下，由于高温高压，地幔是黏性的，不能产生断层，因此无地震活动 ，但在在俯冲带中是例外，地震活动延申到 670 公里（420 英里）深[1]。

莱曼不连续面 编辑

莱曼不连续面位于 220 公里（140 英里）深，由于在此深度 P 波和 S 波的速度突然增加而被认出此不连续面[5].

过渡区 编辑

上地幔和下地幔之间属过渡带，深度介于 410 公里（250 英里）和 670 公里（420 英里）之间。 由于地层压力增加，橄榄石在此深度，它的晶粒会重新排列，能形成更致密的晶体结构[6]。 例如尖晶橄榄石 变为布里奇曼石bridgmanite 和方镁石。地震的体波也会在此界面形成转换波、反射或折射。从矿物物理学也能预测到此界面，因为相变随温度和密度而变，因此亦随深度而变[6]。

410公里不连续面 编辑

地震数据中在 410 公里（250 英里）深，都显示一个单一的主峰，它代表从 α- 到 β- Mg2SiO4（橄榄石到瓦士利石）的矿物相变。根据克劳修斯－克拉佩龙方程，这不连续面在寒冷地区较深，如俯冲板片，而在较暖地区，如地幔柱这不连续面较浅[6]。

670公里不连续面 编辑

这不连续面比较复杂，是上地幔和下地幔之间的界面。PP （入射波及反射波皆为纵波）波仅在某些区域， 显示此界面，但 SS （入射波及反射波皆为横波）显示区域很广汎[6]。P到S的转换波可在此界面上反射一次或双次。此界面深度分布很宽（640-720 公里，或 397-447 英里）。根据克劳修斯－克拉佩龙方程的预测，在较冷地区此界面较深，而在较热地区此界面较浅[6]。通常尖晶橄榄石 ringwoodite在此界面相变到布里奇曼石和方镁石 periclase[7]。这种相变在热力学上是一种吸热反应，而且粘度会跳跃增加。这两个特征是建造地球动力学模型中的主要因素[8]。

其他不连续面 编辑

另一个主要的相变在地幔 520 公里（320 英里）深，这是橄榄石（β 到 γ）和石榴石的转变[9] 。 这相变只是偶尔在地震数据中可观察到[10]。 其他非全球性的相变，在各种深度都有被发现[6][11].

温度和压力 编辑

地幔的温度范围从上边界的200 °C 到核幔边界的4,000 °C [12]。 上地幔的最高温度为 900 °C (1,650 °F)[13]。此高温范围，若在地表，地幔岩已被熔化。但地幔几乎完全是固体[14]。 这是因为固体开始熔化的温度，随压力而增加。在地幔上所承受的巨大岩石静压，阻止了地幔在深处的熔化。在长时间内。整个地幔能像流体一样变形，具有永久的塑性变形。上地幔的最高压力为 24.0 GPa（237,000 atm）ref name=”What”/>，而地幔底部为 136 GPa（1,340,000 atm）[12][15]。 根据深度[16],温度、成分、应力状态和许多其他因素，估计上地幔的粘度范围在 1019 和 1024 Pa•s 之间。上地幔的流动非常缓慢。当对最上地幔施加较大的压力时，它会变得更弱，这种效应被认为是形成构造板块边界的重要因素。 虽然粘度随深度而增加，但这种关系远非线性，并且有粘度显著降低的层次，特别是在上地幔和与地核的边界处[16]。

运动 编辑

地幔中的对流物质循环运动，是起由于地球表面和外核之间的温差，以及在高压和高温下，结晶能够在数百万年内经历缓慢、蠕变、粘性状的变形[3]。 热的物质上升，而较冷（和较重）的物质向下沉。在俯冲带的会聚板块边界处，物质是向下运动的。位于地幔柱之上的地表海拔较高（因为地幔柱较热、密度较低并具有浮力），并有热点火山活动。

矿物成分 编辑

地震数据不能判断地幔的成分。但其成分可由岩石露头和其他证据分析而得，上地幔主要为镁铁质矿物的橄榄石和辉石，密度约为 3.33 g/cm3（0.120 lb/cu in） [1]。出露到地表的上地幔物质包括约 55% 的橄榄石和 35% 的辉石，以及 5% 至 10% 的氧化钙和氧化铝[1]。上地幔主要由不同比例的橄榄石、单斜辉石、斜方辉石和铝相组成[1]。含铝矿物在最上层地幔中是斜长石，然后是尖晶石，大约 100 公里（62 英里）以下为石榴石[1]。 在上地幔深处，辉石变得不稳定并多数转变为石榴石。

在加压实验中，橄榄石和辉石的矿物结构会发生变化。当转变为更致密的矿物结构时，密度曲线及地震速度会产生不连续面[1]。在过渡带的顶部，橄榄石会进行等化学相，转变为瓦士利石(wadsleyite)和尖晶橄榄石(ringwoodite)。这些高压橄榄石的多晶型矿物，在其晶体结构中具有很大的储水能力。这和无水橄榄石不同，这引起在过渡带可能拥有大量水的假设[17]。

在地球内部，橄榄石的稳定深度在 410 公里（250 英里）以上。而尖晶橄榄石的稳定深度被推断在深度约 520 至 670 公里的过渡带内。在410 公里、520 公里和 670 公里深度的地震波的不连续性，均归因于橄榄石的多晶型物的相变。 在过渡带的底部，尖晶橄榄石分解成布里奇曼石(Bridgmanite)（以前称为硅酸镁钙钛矿）和铁方镁石。石榴石在过渡区底部或略低于过渡区底部也不稳定。 金伯利岩从地球内部溢出时，有时会携带岩石碎片。一些捕虏岩碎片含钻石，钻石是在地壳下方的高压区产生的。伴随钻石而来的岩石通常是超镁铁质结核和橄榄岩[1]。

化学成分 编辑

地幔成分与地壳非常相似。但地幔的岩石和矿物往往比地壳含有更多的镁，而硅和铝则更少。上地幔中最丰富的前四种元素是氧、镁、硅和铁[18][19].

探勘 编辑

大洋地壳比大陆地壳相对较薄，因此地幔的勘探通常在海床而不是在陆地上进行。 第一次地幔勘探计划，Mohole，经过多次失败和成本超支后，于 1966 年被放弃。最深的钻深约为 180 m (590 ft)。 2005 年，海洋钻探船 JOIDES Resolution 钻探深度达到了海底以下 1,416 米。2007 年 3 月 5 日，RRS 詹姆斯库克号，在位于佛得角群岛和加勒比海之间的大西洋海底钻探，那里地幔暴露在于海面以下约 3 公里（1.9 英里）处，没有任何地壳覆盖。地幔覆盖数千平方公里[20][21][22].

Chikyu Hakken 用日本船只 Chikyū ，于2012 年 4 月 27 日，钻探到海平面以下 7,740 米的深度，创造了深海钻探的新世界纪录。此后，该记录被命运多舛的Deepwater Horizon移动海上钻井船超越，该钻井船在美国墨西哥湾密西西比峡谷油田的台伯矿区作业，创造了垂直钻柱总长度10,062 米的世界纪录[23]。之前美国船只 Glomar Challenger ，曾于 1978 年在马里亚纳海沟的海平面以下 7,049.5 米处钻探[24]。2012 年 9 月 6 日，科学深海钻探船 Chikyū 在太平洋西北部，日本下北半岛的海床以下 2,111 米深处，采集到岩石样本，创造了新的世界纪录。

2005 年探索地球最上层几百公里的一种新方法被提出，该方法由一个小型、致密、发热的探测器组成，该探测器能通过融化而钻穿地壳和地幔，同时能利用声学信号跟踪，钻头在岩石中位置和进展[25]。钻头由直径约 1 米（3 英尺 3 英寸）的钨质外球组成，内部有钴 60 作为放射性热源。要钻半年才能钻到洋壳下的莫霍面[26]。 利用计算机模拟也可以探索地幔的演化。 2009 年，一个超级计算机应用程序，建立了对45 亿年前地幔发育时矿床分布，尤其是对铁同位素的分布有创新见解[27]。

参考文献 编辑

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