2020, Vol. 63
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Science, Beijing 100049, China
电导率是透视地球内部物质组成和成分的重要窗口，电导率受到一些物理参数(温度、压力、氧逸度)影响，还受到矿物相变、物质成分的影响.将实验室高温高压下测量获得的电导率和野外的大地电磁测深反演获得的电导率数据相结合能够解释地球内部的一些动力学问题.前人在高温高压电导率实验领域做了大量的工作，主要集中在上地幔的四种矿物(橄榄石、石榴子石、单斜辉石、斜方辉石)上，测量了不同温度、压力条件下(不含水的、含水的、含碳酸盐熔体的、含硅酸盐熔体的)矿物集合体的电导率，发现含碳酸盐熔体的岩石电导率大于含硅酸盐熔体的矿物岩石电导率，含硅酸盐熔体的岩石电导率大于含水的矿物电导率，含水矿物的电导率大于不含水的矿物电导率.因为上地幔的主要矿物橄榄石的体积含量占到60%左右，通常用橄榄石的电导率解释上地幔的电性结构.大地电磁测深的数据显示在上地幔中存在的异常高导(其电导率大于0.1 S·m-1)现象，比如大部分海洋软流圈、东太平洋隆起下部100 km深度处(Shankland and Waff, 1977; Lizarralde et al., 1995; Utada etal., 2003; Evans et al., 2005; Baba et al., 2006; Katsura, 2017)，对其成因的解释争议颇大，Wang和Karato(2006)等主张用含水矿物的电导率解释，Yoshino等(2006)、Zhao等(2016)、Gaillard(2004)等用含硅酸盐熔体的岩石电导率解释, Gaillard等(2008)提出用碳酸盐熔体解释一些区域软流圈的高导现象要比用硅酸盐熔体更合适.但上地幔是由岩石组成的，一些上地幔岩石低压下的电导率数据比单矿物的电导率高1个数量级(Yoshino et al., 2008; Dai et al., 2009b; Yoshino et al., 2012；Dai et al., 2014a, Dai et al., 2014b; Yoshino, et al., 2014; Yoshino et al., 2016；Zhang et al., 2012; 代立东等，2005；王欣欣等，2016)，或许矿物组成的不同可以解释上地幔中存在的某些高电导率(0.01~0.1)现象，而不借助于熔体或水.
从前人对上地幔矿物的电导率测量的实验数据中可以看出，在相同条件下，上地幔中含量最高的橄榄石的电导率不是最高的，反而是含量较少的石榴石的电导率最高，那么用单矿物的电导率解释上地幔的电性结构就存在一定的不合理性.另外而且随着深度的增加，上地幔的一些矿物会发生相变，如斜方辉石(LPEn, Pbca)在6 GPa之后会相变成单斜辉石(HPEn，C2/c)，这可能是X不连续面(260~330 km)形成的原因；在300~500km的深度范围，辉石会固溶到石榴石中(Takahashi and Ito, 1987; Irifune and Ringwood, 1993)；在大约410 km深度，橄榄石会相变成瓦兹利石(赵永红等，2009)，石榴子石变成超硅榴石.这些成分上的变化对电导率的影响如何？而对上地幔代表性岩石进行电导率测量，所得结果更能真实反映上地幔的电性结构，所以我们有必要对上地幔的岩石进行电导率测量.
由于高温高压的实验装置只能测量很小样品的电导率，而天然岩石样品中矿物颗粒很大(上地幔条件下矿物的大小约几个毫米，甚至可达厘米量级)，如果直接测量天然岩石样品的电导率，获得的数据可能不能代表整个天然岩石样品的.另外，地表采集的天然岩石成分比较复杂，颗粒边界可能含有很多杂质、熔体、流体，测量得到的电导率可能不代表地球深部样品的真实值.所以对于上地幔的高温高压电导率实验，目前集中在矿物的电导率测量，按照岩石的矿物模型组合计算得到上地幔的电导率.林伍德提出Pyrolite地幔岩模型，它不仅在波速、密度、各向异性等诸多方面符合地球物理场的数据，而且在岩石学上能产生与实际资料相符的玄武岩浆的化学成分和残留物质-橄榄岩的化学成分.
本文就是在上地幔的温度和压力(873~1673 K、4~14 GPa)条件下测量pyrolite地幔岩电导率，尝试用地幔岩石的电导率构建典型的上地幔电性结构，并且对上地幔中的高导异常现象进行解释.
1 实验方法 1.1 样品合成从河北大麻坪地区的二辉橄榄岩和石榴子石橄榄岩中挑选出干净的橄榄石、石榴子石、单斜辉石、斜方辉石，然后分别粉碎到200目之下(< 63 μm).根据Ringwood(1962)提出的pyrolite模型(橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、石榴石的质量分数分别为:57%:17%:12%:14%)，使用精度为0.0001 g的天平按照矿物质量比进行配比，然后在玛瑙研磨钵中充分研磨8~10个小时，使得粒径约为10 μm，将岩石粉末放在120 ℃干燥箱中12 h以上.采用X-射线荧光光谱分析法对各天然矿物和岩石做了成分分析, 如下表 1所示.
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表 1 Pyrolite全岩及主矿物成分分析 Table 1 Major element composition of pyrolite and mineral |
用活塞-圆筒压机合成样品，采用石墨-金属双层样品仓，钼片裹成封闭的圆柱形状放在石墨仓里面，钼片控制氧逸度，在1473 K、2 GPa的实验条件下稳定两个小时.之后关闭加温电源，快速(约1~2 min)降温至室温，缓慢(约5 h以上)降压至常压，最后取出合成好的样品进行显微观察.如图 1所示.黑色的背景矿物为橄榄石，深灰色是单斜辉石，浅灰色是斜方辉石，亮灰色是石榴石.矿物颗粒粒径比较小(< 10 μm), 个别粒径较大(约为20 μm).合成后样品中橄榄石Mg#=0.90、斜方辉石Mg#=0.91，石榴石Mg#=0.45，与加入的原始矿物的Mg#相比几乎没有差别，说明Fe在样品合成的过程中没有丢失.
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图 1 合成Pyrolite地幔岩的背散射图片 Fig. 1 Backscattering image of Pyrolite |
高温高压电导率测量是在中国科学院贵阳地球化学研究所地球内部物质高温高压实验室的Kawai-1000 t大压机上完成的.两种边长25 cm的碳化钨立方块被使用作为二级压砧，截角长度分别是11和6 cm，两种氧化镁八面体被使用作传压介质，边长分别是18和14 cm.4 GPa与6 GPa压力下的电导率测量使用18/11、金属Re作加热器的组装，8 GPa与10 GPa压力下使用14/6、石墨作加热器的组装，12 GPa与14 GPa压力下使用14/6、金属Re作加热器的组装.样品的两端用钼片作电极，同时用Mo-MoO2的固体反应来控制氧逸度.使用两对W95Re5-W74Re26(C-型)热电偶来监测样品内部的温度，并各用一根作为电导率的测量线.电导率测量组装示意图如图 2所示.
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图 2 实验样品组装示意图 (a)铼片作加热器; (b)石墨作加热器. Fig. 2 Schematic diagram of the experimental assembly (a) Re heater; (b) Graphite heater. |
组装之前先将氧化镁八面体、氧化锆套管及堵头、氧化镁套管及堵头放进马弗炉，逐渐升温至1273 K并保持1 h，除去其中的吸附水和结晶水，尽可能的减小外界因素对实验结果的影响.将事先准备好的样品按照装置示意图进行组装，最后两端用氧化镁的水泥胶封住.
将组装好的八面体放入碳化钨二级压砧.实验中，先将实验样品缓慢升压至目标压力(升压速率1~1.5 GPa/h)，然后以30 ℃/h的速率升温至873 K左右，开始以50 ℃为间隔进行电导率测量，每个温度点至少稳定15 min.至少进行了两轮的升温-降温测量.
1.3 实验结果使用Solartron1260阻抗/增益-相位分析仪测量并获取样品的阻抗谱数据，图 3是10 GPa、873~1423 K第二次升温的复阻抗谱图.从图中可以看出升温测量过程中，样品的电阻随温度的升高而降低，阻抗谱呈似半圆弧的形状，Huebner和Dillenburg(1995)、王多君等(2005)、代立东(2005)均提出多晶矿物的高频段半圆弧代表样品颗粒内部的传导机制，中频段的半圆弧代表样品颗粒边界的传导机制，低频段代表样品与电极之间的传导机制，综合考虑，认为此处的半圆弧代表样品内部和样品颗粒边界的传导.
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图 3 10 GPa、873~1423 K第二次升温的复阻抗谱图 Fig. 3 Impedance spectra of pyrolite at 10 GPa, 873~1423 K |
用一个电阻和电容组成的并联电路来拟合样品在不同温度点的复阻抗谱，得到样品的电阻值，由公式计算获得样品的电导率σ：
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L为样品的厚度，r为电极的半径，R为电阻.
2 分析和讨论 2.1 温度的影响以14 GPa压力下的测量数据为例，如图 4所示，第一轮升温到873 K，开始每50 ℃测量一次电导率，每个温度点至少恒定15 min，最高升至1173 K，然后以50 ℃为间隔降温进行电导率测量.之后进行第二轮升温-降温的电导率测量，最高温升至1473 K，第二轮降温至1173 K，然后进行第三轮的升温测量，最高测量到1623 K.
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图 4 14 GPa循环路径对电导率的影响 Fig. 4 Influence of cycle path on electrical conductivity at 14 GPa |
图 4中第一轮降温和第二轮升温数据在873~1173 K这一低温段内基本吻合，说明第一轮升降温过程中样品内的成分没有发生变化.而第二轮的降温和第三轮的升温数据在该中温段内较为吻合，说明此时的样品处于一种平衡状态之中.第二轮升温和第二轮降温数据在1173 ~1473 K这一中温段内不重合.赵永红等(2009)做了橄榄石相变过程原位观测实验研究发现：P=13.2 GPa, T=1393 K，稳定一个小时后橄榄石完全相变成瓦兹利石.所以在第二轮升温过程样品内的橄榄石可能相变为瓦兹利石，故此，第二轮升温和降温数据点不重合.
电导率和温度之间通常满足Arrhenius关系式：
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其中σ0为前因子(S·m-1)；ΔH(ΔH=ΔE+PΔV)为激活焓(eV)；ΔE为内能(eV)；ΔV为激活体积(cm3·mol-1)；KB为玻尔兹曼常数(8.617×10-5 eV/K)；T为绝对温度(K).logσ与1/T之间满足负线性关系.按照Arrhenius关系式拟合得到的激活焓的数据如表 2所示.
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表 2 Arrenhius关系式拟合得到的实验样品的指前因子、激活焓 Table 2 Fitting parameters for the electrical conductivity of pyrolite with Arrhenius relation |
在一定的温度范围内，样品只有一种主要的传导机制.logσ与1/T之间的图像上，直线斜率的变化表示导电机制发生了变化.本次的实验数据显示在随着温度的升高，电导率不断增加，但在不同温度段升高的速率不一样，如图 5所示，以4 GPa和10 GPa的数据为例，将数据分成了三段，结合激活焓的数值认为低温段和中温段的导电机制都可能是小极化子导电(和三价铁相关)为主，但样品在不同温度段内的成分略有不同，低温段，起始样品内没有成分上的变化，中温段，6 GPa压力下斜方辉石可能相变成单斜辉石，10 GPa压力下辉石开始固溶到石榴石中，石榴石变成超硅石榴石，所以虽然都是小极化子导电，但是激活焓的大小不同.高温段，样品内的导电机制以离子导电(和镁的空穴相关)为主.
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图 5 温度对电导率的影响 Fig. 5 Influence of temperature on electrical conductivity |
压力影响样品内部的缺陷数量，压力越大，点缺陷的数量越少，迁移能力差，不利于移动，地幔岩石依靠点缺陷的移动导电.关于压力P对电导率的影响，根据公式ΔH=ΔE+P×ΔV表现在激活体积上, 当激活体积ΔV很小时，压力对电导率的影响很小；当激活体积很大时，则压力对电导率的影响不可忽略.黄晓葛等(2017)总结了前人实验得到的激活体积正负之分，Xu等(2000a)对4~10 GPa不含水的橄榄石单晶和集合体进行电导率测量，得到激活体积为0.6(±0.6)cm3·mol-1，而Yoshino等(2012)对相似条件下不含水的橄榄石的电导率测量中得到激活体积为-0.29 cm3·mol-1.Dai和Karato(2014b)认为激活体积为正表示随着压力的增加晶体的体积在变小，激活体积为负表示二价铁和三价铁之间的距离变小.激活体积影响了低压下实验数据外推到高压的趋势，所以对激活体积有一个准确的限定是很重要的.
将本次高温下的激活焓的数据和前人电导率实验得到的激活焓的数据作比较，如图 6所示，将本次实验中温段(T < 1473 K)得到的激活焓的数据(大圆点)和在低压下王欣欣等(2016)对pyrolite地幔岩(1~3 GPa、973~1423 K)和Piclogite地幔岩(973~1423 K)、代等(2005)对二辉橄榄岩(2 GPa、1073~1423 K)、Dai等(2008)对橄榄岩(2 GPa、1073~1423 K)、龚超颖等(2011)等低压下二辉橄榄岩(1~2 GPa、1073~1423 K)的电导率测量得到的激活焓数据(小圆点)对比相差不多，将这些数据(圆形的数据点)进行拟合(减小本次实验的误差)得到一个激活体积0.11 cm3·mol-1，如表 3中所示.小极化子导电理论激活体积为0(Yoshino et al., 2016)，激活焓比较小(< 1 eV)，结合实验得到的激活焓的数据认为中低温段的导电机制为小极化子导电(和三价铁相关).拟合得到的激活体积是一个小的正的激活体积，表示当温度T < 1473 K时，压力对电导率的影响并不大，所以忽略压力的影响，将激活焓的数据和指前因子的数据进行回归得到指前因子logσ0=2.58, 内能ΔE=0.98 eV.图 6中所示，和高温高压下Xu等(2000a)对橄榄石(4~10 GPa、1273~1673 K)、Xu和Shankland(1999)对斜方辉石(5 GPa、1273~1673 K)，Dai等(2013)对石榴石(1~3 GPa、973~1273 K)测量的电导率得到的激活焓数据(正方形的数据点)比较, 在10 GPa以内本次实验高温激活焓的数据(三角形的数据点)和橄榄石的激活焓数据比较吻合.Chakraborty等(1997)在对镁橄榄石中镁的扩散的文章中提出来和镁空穴相关的激活焓为4.15±0.62 eV, 激活体积是一个大的正的激活体积(1~3.5 cm3·mol-1).高温段，激活焓的数据随着压力的增加而增大，在14 GPa的压力下，激活焓为3.17 eV，但是在此压力下橄榄石可能相变成瓦兹利石，激活焓的数据可能受到相变的影响.所以将本次实验高温得到的激活焓的数据(除14 GPa压力下得到的激活焓)进行拟合得到一个比较大的激活体积6.75 cm3·mol-1，此时压力对电导率的影响不能忽略.本次实验高温段激活体积与Chakraborty等(1997)得到的激活体积比大一些可能是因为本次使用的样品Fe含量比较高.这么大的激活焓和大的正的激活体积表示在高温段是和镁空穴相关的离子导电.将温度T>1473 K的指前因子、激活焓的数据进行回归，指前因子和激活焓均和压力相关，结果如表 3所示，得到logσ0=0.23×P+4.64, ΔE=4.64 eV, ΔV=6.75 cm3·mol-1.
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图 6 高温下激活焓与前人岩石矿物激活焓的对比图 圆点代表岩石的激活焓的数据，对应本次实验中低温下(T < 1473 K)的结果(大圆点)和压力小于4 GPa，温度小于1273 K条件下榴辉岩(Dai et al., 2016), 二辉橄榄岩(龚超颖等，2011), 二辉橄榄岩(代等, 2005), 橄榄岩(Dai et al., 2008)，地幔岩(王欣欣等，2016)，苦橄岩(王欣欣等，2016)的激活焓数据(小圆点)；三角形点代表本次实验在高压(4~14 GPa)、高温(1473~1673 K)得到的激活焓数据；正方形点代表的是1~3 GPa、973~1273 K石榴石(Dai et al., 2013)，5 GPa、1273~1673 K斜方辉石(Xu and Shankland, 1999)，13 GPa、1273~1673 K单斜辉石(Xu and Shankland, 1999)，4~10 GPa、1273~ 1673 K橄榄石(Xu et al., 2000a)的激活焓数据. Fig. 6 Comparison of activation enthalpy at high temperature with that of previous rocks and minerals The circular points indicate our result (T < 1473 K) and the data of eclogite (Dai et al., 2016), lherzolite (Gong et al., 2011), lherzolite (Dai, 2005), perodotite (Dai et al., 2008), pyrolite (Wang et al., 2016), piclogite (Wang et al., 2016).The activation enthalpy of these rocks was measured at pressures less than 4 GPa and temperatures less than 1473 K.The trian-gular points indicate our result (T>1473 K).The square pionts indicate activation enthalpy of minerals, which are1~3 GPa、973~1273 K、garnet (Dai et al., 2013), 5 GPa、1273~1673 K, orthopyroxene (Xu and Shankland, 1999), 13 GPa、1273~1673 K, clino-pyroxene (Xu and Shankland, 1999), 4~10 GPa、1273~1673 K olivine (Xu et al., 2000a) |
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表 3 拟合回归得到的指前因子、内能、激活体积 Table 3 Pre-exponential factor、activation volume、activation enthalpy by linear regression |
Yoshino(2010)也曾提出在不同的温度段主要的导电机制在发生变化，导电机制的变化使得激活焓在不同的温度段发生着变化.和前人的实验相比，本次的实验温度从低温到高温温度范围广，测量的压力从低压到高压，压力范围大，所以本次实验完整的观测出导电机制的变化，区分出小极化子导电与离子导电，分别计算了不同导电机制下的激活体积.虽然前人也对导电机制做出很多贡献，但是往往计算激活体积时并没有考虑导电机制在不同温度段的变化，而且实验测量的温度压力范围直接将激活焓的数据拟合得到激活体积，使得激活体积有争议.
2.3 和前人的实验结果对比尖晶石/石榴子石二辉橄榄岩是上地幔最具代表性的岩石之一.Constable和Duba(1990)、代立东等(2005)、Dai等(2008)、龚超颖等(2011)等先后在较低压力(< 4 GPa)或常压下测量过它们的电导率.Dai等(2008)的实验结果发现随压力的增加, 天然大麻坪二辉橄榄岩的电导率降低, 其激活能和激活体积分别为1.68 eV和0.04 cm-3·mol-1，与龚超颖等的测量结果不同.王欣欣在1~3 GPa对pyrolite地幔岩进行了电导率的测量，激活能和激活体积分别为1.14 eV和-4.73 cm3·mol-1，和前人的研究成果也不太一致，把本次的测量结果和前人的岩石矿物的电导率数据进行对比，如图 7所示，黑色实线是本次的实验结果(多是第二次升温的结果)，在不同的压力下实验样品的成分发生着变化，在4~10 GPa, 低温段和中温段的电导率曲线斜率相近，这可能是因为这个压力范围内虽然样品成分有些不同，但是橄榄石相互连通，橄榄石对全岩的电导率有着主要的影响；12~14 GPa低温段的电导率相差不多(第二轮升降温和第三轮升温的结果)，但与压力在10 GPa之下低温段的电导率相比，差别很大，在4~10 GPa电导率的数据是第二轮升温的数据，在第一次升温并没有升到最高温度点，所以在第二次升温的低温段相变几乎没有发生；当压力大于10 GPa时，实验样品的成分在第二次升温至约1623 K之后，辉石溶解到石榴石中，石榴石的比例大大的增加，当石榴石的比例增大时，形成联通状态，而石榴石的电导率比橄榄石的电导率大，石榴石的电导率对全岩的电导率有很大的影响，所以在10 GPa压力以上和10 GPa压力之下全岩的电导率曲线的在低温段的斜率相差很多.比较结果显示低压下岩石的电导率(中间黑色短虚线)要高于矿物的电导率(最下边灰色长虚线)，本次的实验结果(黑色实线)要比低压下岩石的电导率(中间黑色短虚线)数据高，而且高压下地幔岩的电导率(黑色实线)和低压下的地幔岩的电导率(黑色短虚线)要高.和含水的橄榄石(Wang et al., 2006)的电导率(灰色实线)相比，此次实验测量的电导率在低温段(873~1273 K)相近或略高，按照曲线的趋势高温段(>1273 K)会落在同一个范围内.虽然在实验过程中已经尽量避免水的影响，但是可能会有一定量的水对岩石的电导率有一定的影响.前人的实验结果显示，水的存在会使单矿物的电导率大大的增加.Mierdel等(2007)和Kohlstedt等(1996)在实验室分别测量了含铝斜方辉石和橄榄石的水溶解度，发现斜方辉石的水溶解度大于橄榄石的水溶解度；Grank等(2007)在较大的压力温度范围内对单斜辉石和斜方辉石的熔融实验显示DH2Ocpx/opx=2.1；所以在pyrolite岩石中水先进入单斜辉石中，在橄榄石和石榴石的水比较少.这也就是说pyrolite岩石中橄榄石的水含量，代表的是岩石水含量的下限.水对岩石、矿物的电导率都有很大影响，含水橄榄石的电导率可能会是含水pyrolite岩石电导率的下限，所以高温高压下地幔岩的电导率比不含水橄榄石矿物的电导率高许多.龚颖超等在低压下得到的岩石的电导率要比本次实验高压下的电导率低.这样的对比结果说明用单矿物的电导率或者低压下岩石的电导率数据外推至上地幔较深，得到的电导率可能高于或低于高压数据(取决于低压下实验得到的岩石的激活焓的高低)，所以用基于矿物的电导率来解释上地幔高导异常现象就存在不合理性.
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图 7 和前人的矿物、岩石电导率实验数据的对比 最上边黑色实线表示本次的实验电导率数据；中间黑色短虚线表示低压下岩石电导率的实验数据；灰色实线色表示Wang等(2006)对含水橄榄石(Cw=1640×10-6 H/Si、5000×10-6 H/Si)的电导率；下边灰色长虚线表示上地幔矿物的电导率实验数据. Fig. 7 Comparison the experimental data of electrical conductivity of mineral rocks with those of previous studies The top black solid curves show the electrical conductivity data of this experiment; The middle black dash lines represent the experimental data of rock electrical conductivity under low pressure. The middle gray solid lines represent the experimental data of wet olivine electrical conductivity under 4 GPa(Cw=1640×10-6 H/Si、5000×10-6 H/Si); The gray dash lines represent experimental data on the electrical conductivity of minerals in the upper mantle. |
Clark和Ringwood(1964)提出上地幔的首选岩石模型，根据他的解释，garnet pyrolite适合地盾地区150km以下，石榴石地幔岩(garnet pyrolite)=橄榄石+贫铝的辉石+超硅石榴石.本次实验所用的pyrolite地幔岩的成分和garnet pyrolite相近，所以此次的实验得到的电导率数据更适合于解释该地盾地区的电性结果.本次实验样品采用天然的矿物合成，测量得到的电导率数据具有普遍适用性，以Fennoscandian地盾为例说明.如图 8所示，在图中短虚折线和短虚曲线的表示大地电磁测深的结果(Eaton et al., 2009)，黑色的实线表示结合当地的地热曲线(Eaton et al., 2009)利用本次实验数得到的结果.在本次实验中中温段的激活体积为0.11 cm3·mol-1, 导电机制为小极化子导电为主，本次的实验数据显示压力几乎没有影响，所以没有考虑压力的影响，在200 km以上(T < 1473 K), 将激活焓的数据和指前因子的数据进行回归得到logσ0=2.58, ΔH=0.94 eV.200 km之下(T>1473 K)本次实验显示以离子导电为主要导电机制，激活焓和指前因子随着压力在变化，用4~14 GPa的电导率数据高温下拟合回归得到的激活焓、指前因子，得到公式
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图 8 Fennoscandian地盾一维电导率剖面图 短虚折线和短虚线分别代表Fennoscandian地盾地区大地电磁测深的分层电导率结果和平均电导率结果.实线代表将本次实验数据按照当地的地热曲线和PREM模型压力得到的当地的上地幔的电性结构，长虚线表示将橄榄石(Xu et al., 1998)、斜方辉石(Xu and Shankland, 1999)、单斜辉石(Xu and Shankland, 1999)、石榴石(Dai and Karato, 2009a)四种矿物电导率按照pyrolite组合根据有效介质理论计算得到的当地的上地幔的电性结构. Fig. 8 One-dimensional conductivity profile of Fennoscandian shield The short dash polyline and the short dash curve represent the layered electrical conductivity and average electrical conductivity results of MT sounding in the Fennoscandian shield area respectively.The solid curve represent the electrical conductivity of this experiment.The long dash curve shows the electrical structure of the local upper mantle calculated from the conductivity of the four minerals (olivine(Xu et al., 1998)、orthopyroxene(Xu and Shankland, 1999)、clinopyroxene(Xu and Shankland, 1999)、garnet(Dai and Karato, 2009a)) in terms of the pyrolite according to the effective medium theory. |
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用回归的数据最终得到对应深度的电导率曲线.实验得到的一维电导率剖面在200 km以上和实际的野外数据吻合的比较好.
将矿物组合按照有效均匀介质模型(Xu et al., 2000b)计算pyrolite地幔岩的全岩电导率.计算公式为
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其中，σEM为计算的电导率平均值，σi和xi分别为第i个矿物的电导率和体积分数，n为当前矿物组成的总数.压力小于6 GPa时，使用体积分数为60%橄榄石、10%斜方辉石、15%单斜辉石、15%石榴石的pyrolite地幔岩组合.当压力为6~10 GPa，使用体积分数为60%橄榄石、20%单斜辉石、20%石榴石的pyrolite地幔岩组合.当压力为10~14 GPa，使用体积分数为60%橄榄石、10%单斜辉石、30%石榴石的pyrolite地幔岩组合.橄榄石矿物的电导率使用Xu(1998)文章中的测量数据.单斜辉石和斜方辉石矿物的电导率使用Xu和Shankland(1999)的高温条件下测量数据，因为压力的影响很小，单斜辉石和斜方辉石的矿物电导率没有考虑压力的影响.石榴石矿物的电导率使用Dai和Karato(2009a)实验测量数据.再按照Fennoscandian地盾地区地热曲线进行理论计算得到有效均匀介质理论和PREM模型计算一维电导率剖面曲线，如图 8中长虚线所示.虽然Xu早先的样品中可能含有一定量的水，但是有效均匀介质模型与Constable(2006)提出不含水的SEO3模型的电导率数据相近.
实验得到的电导率剖面比理论计算的电导率高出两个数量级.实验得到的一维电导率剖面在200 km以上和实际的野外数据吻合的比较好，在200 km深度以下，没有野外实测数据对比，我们的数据作为参考，但是和前人的电导率模型相比稍稍高了点，可能是因为水的存在使得岩石的电导率有些增加.虽然只是根据Fennoscandian地盾地区地热曲线构建了一维电导率剖面，这样的实验结果表示上地幔的岩石的电导率要比矿物的电导率高，如果只用一种矿物电导率或者是用几种矿物电导率的组合来外推上地幔的电导率结构是不合理的.那么上地幔的高导异常或许就可以含少量的水的全岩电导率来解释，这有待以后继续深入研究.
3 结论为了更好地构建上地幔电导率的一维剖面，我们在上地幔的温度、压力范围内测量了地幔岩的电导率.主要结论如下：
(1) 电导率对温度变化反应敏感，随着温度的升高而大幅增加.但在高温段，电导率对压力反应不敏感，随压力增加到12 GPa下，电导率只略有降低.
(2) 当温度低于1473 K时，以小极化子导电为主，压力对激活焓和指前因子几乎没有影响.当温度高于1473 K时，以镁空穴相关的离子导电为主，压力对激活焓和指前因子的影响比较明显，这就说明在软流圈的深度下要同时考虑温度和压力的影响，不能直接将低压的实验数据推向高压条件.
(3) 首次在4~14 GPa这么大的压力范围内得到小极化子导电时激活体积为0.11(±0.92)cm3·mol-1，接近理论的激活体积(0 cm3·mol-1)，激活焓几乎不受压力的影响；在离子导电为主时，激活体积为6.75(±7.43)cm3·mol-1，符合通过对镁的自扩散实验得到和镁空穴相关的大的激活焓和一个正的大的激活体积.
(4) 将本次实验数据拟合回归，结合Fennoscandian地盾地区的地热曲线，计算得到了该地盾地区电导率-深度剖面.本次拟合计算得到的电导率比用有效均匀介质方法计算得到的电导率要高很多.有效均匀介质方法计算的结果和SEO3模型相差不多.本次实验构建的结果在200 km以上与大地电磁测深的结果比较吻合，但2个量级的高于各种电导率计算模型给出的计算结果(如SEO3模型)，或许，含水极少量的岩石电导率就能解释上地幔浅部的某些高导现象，而不需要熔体的存在.
致谢 本实验完成于中国科学院地球化学研究所地球内部物质高温高压重点实验室，期间，得到了张宝华、胡海英、翟双猛、周文戈、单双明等老师的悉心指导，还有实验室翟宽、王梦琪、玉清同学的帮助，在此深表谢意.感谢两位匿名审稿人对文章提出的宝贵建议.
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