（a） 图4.18（b）地幔热源贡献量为地表热流值60%时的温度等值线图
图4.14（b）为无热源时的温度等值线图。比较图4.14（b）、图4.18（a）（热源贡献量20%）、图4.18（b）（热源贡献量60%）可以看出，板块底部的上升流强度随着热贡献量的加大而减小。此结果与Lowman and Jarvis的结果一致。
我们系统地改变模型的大陆板块宽度、热扩散率和板块厚度值。共运行了14个不同参数的模型。研究发现超大陆规模是决定超大陆下地幔对流反转的最为关键的因素。总体来讲，宽大陆有利于地幔对流反转，而窄大陆不利于地幔对流反转。 （2） 模型2 运动板块与地幔对流 1）二维计算实体模型
区域长2680km，深670km（长宽比4∶1），大陆板块厚91km。两相同大陆板块长度为670km。地幔为粘性流体，大陆板块为固体。模型网格剖分为40×40，结点数为1681，单元数为1600 。 2) 边界条件：
顶面温度取300K，底面温度3000K，问题域边界为无滑边界，两板块相向运动，运动速度为地幔流体沿板块底部的平均速度。 3）参数选取
选取参数均与模型1相同。由模拟结果我们认为：如果板块运动速度选为沿板块底部地幔流体的平均速度，也就是说加载板块与地幔流体之间的摩擦阻力最小时，运动板块对地幔对流的整体格局没有本质的影响，这一点结论我们可以从无板块情况下的温度等值线图、速度矢量图（图4.14a、图4.15a）与加载运动板块情况下的温度等值线图、速度矢量图（图4.19（a）、图4.19（b））的对比中得出。
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（a） 图4.19（a） 加载运动板块温度等值线图
（b） 图4.19（b） 加载运动板块速度矢量图
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（c） 图4.19（c） 加载运动板块地幔流体流函数图
（d） 图4.19（d）加载运动板块地幔流体施加在板块底部的剪切应力
（3） 模型3 地幔对流反转瞬态数值模拟
在联合古陆聚散的一个旋回中，最为重要的演化阶段就是静止超大陆的绝热作用促使地幔对流发生反转的过程。陆块在地幔流体的作用下向地幔冷柱处汇聚，当运动到地幔冷柱处后发生碰撞形成相对静止的联合超大陆，由于静止超大陆的绝热作用，地幔下降流携带的热量在超大陆底部得不到释放，因而造成超大陆底部的能量积累，能量积累到一定程度就必然造成地幔对流的反转，地幔对流由下降流变为上升流，地幔上升流一
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方面促使板块温度继续增高，板块屈服应力减小；另一方面，施加在板块底部的应力由挤压应力变为拉张应力。当拉张应力超过大陆板块的屈服应力时，超大陆发生破裂。破裂的陆块在地幔热柱的作用下逐渐远离，同时也开始了下一个旋回的汇聚运动。由此看来，一次联合古陆聚散旋回的周期在很大程度上取决于地幔对流反转所需要的时间。所以，计算地幔对流反转所需的时间及其影响因素是联合古大陆聚散数值模拟中至关重要的环节。需要说明的是，在我们的地幔对流反转瞬态模拟中，由于受到软件结点的限制，还不能动态地实现上述演化过程。我们的模拟从问题域初始恒温300K开始，地幔流体在超大陆两侧形成上升流，并在超大陆底部形成地幔冷柱，随着超大陆底部热量的积累，热物质在超大陆底部诱发了上升地幔柱。我们认为这一过程可以近似上述的地幔对流反转过程。
1） 二维计算实体模型
区域长2680km，深670km（长宽比4∶1），大陆板块厚91km。两相同大陆板块长度为670km，碰撞后形成的超大陆长度为1340km，占整个区域长度的1/2。地幔为粘性流体，大陆板块为固体。模型网格剖分为40×40，结点数为1681，单元数为1600。
2）边值条件
顶面温度取300K，底面温度3000K，问题域边界为无滑边界。模型初始条件为问题域恒温300K.
3） 参数选取 地幔热流体参数：
密度：ρ=ρ0+αρ0（T0-T）其中T0为参考温度1000K,ρ0为1000K时的密度, α热体积膨胀系数2×10-5。热导率k为6.6，黏度为可变参数1021，比热为1260。
大陆板块热物理参数
密度：ρ=3250，热导率k为5，比热值为500。 4） 模拟结果
模拟结果见图4-20（a）~（d）
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