高等地球化學word版 第三章

1、第三章 地球的圈層及組成第一節(jié) 地球的圈層構(gòu)造及成因有關地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)方面的認識主要來自地震波縱波和橫波的反射和折射研究。其波速與深度的關系表明，地球由若干圈層組成(圖31)。除了大氣圈、水圈及生物圈外，地球從外向內(nèi)可以分為以下三個圈層：地殼(陸殼和洋殼)、地慢和地核。在100一200km左右的地腹內(nèi)有一個地震波的低速帶，多數(shù)學者認為呈部分熔融狀態(tài)，所以又稱為軟流國，是地慢中產(chǎn)生巖漿的主要部位。軟流圈以上的地球外層，包括地殼及一部分上地幅(又稱巖石圈地慢)，稱為巖石圈，也叫作板塊，是我們關注的對象。地殼以下第一個地震波不連續(xù)面稱為莫霍面(Moho)，是地殼與地慢的分界面。莫霍面的深度在大洋下為1

2、0一12km，在大陸下為3050km。400km和670km處的地震波不連續(xù)面是地慢內(nèi)部的兩個主要的不連續(xù)面，2900km深度和5000km深度的不連續(xù)面則分別是地慢外核及外核內(nèi)核的分界面。對于地球內(nèi)部各不連續(xù)面的性質(zhì)，一直存在著爭論。根據(jù)已有的研究成果，目前多數(shù)研究者趨向于這樣的結(jié)論：殼、慢、核之間的界面可能主要是化學界面；各殼、慢、核內(nèi)部的界面可能主要是物理界面。表31列出了地球結(jié)構(gòu)的基本概況。 關于地球圈層的成因，一直存在著爭論。一些學者(Grossman，1972i2。J；Cameersnn，19731，s：；C1ark et a1·，1972c 21：)認為地球是由熾熱的太

3、陽星云隨著其溫度下降而使各類組分逐漸凝聚和增生形成的，即地球的分帶結(jié)構(gòu)是增生過程中形成的(非均一增生模式)。Ringwood(1979)id y則認為，地球是在太陽星云的各類組分凝聚以后才開始增生的，以后由于地球內(nèi)部溫度的增高發(fā)生熔融引起核、慢、殼的分離而形成分帶結(jié)構(gòu)(均一增生模式)。由于非均一增生模式不易解釋部分元素在地球內(nèi)部的實際分布，因此目前人什已更多地趨向于均一增生模式。第二節(jié)地球各圈層的結(jié)構(gòu)及基本組成一、大陸地殼的結(jié)構(gòu)和組成 大陸地殼的厚度一般約40一70km，其結(jié)構(gòu)和組成非常復雜。它雖然只占地球總體積的o4，卻集中了地球中l(wèi)2以上的大離子半徑親石元素，保存了從太古宙以來各地質(zhì)時期的

4、歷史記錄。 1陸殼的結(jié)構(gòu) 根據(jù)大陸地殼中存在地震波速的不連續(xù)面，許多研究者認為，以康拉德面(Conrad)(一l 5km深度)為界，大陸殼可以明確地劃分為上陸殼和下陸殼兩大層。上陸殼為花崗閃長巖質(zhì)，富集大離子親石元素、生熱元素、親稀土元素及其它不相容元素，具有高的RbSr和。Sr“Sr比值，下陸殼的典型成分為基性麻粒巖，虧損上述元素，特別是生熱元素，RbSr和Sr”。Sr比值較低。陸殼的分層是陸殼形成(殼慢分離)后。進一步分離的結(jié)果。德帕奧洛(U81)基于SmNd和RbSr同位素研究計算出陸殼的分層發(fā)生在陸殼形成后250Ma。泰勒(1979)根據(jù)稀土元素分布形式及Sr同位素資料認為太古宙地殼總

5、成分為安山巖質(zhì)。與現(xiàn)代陸殼總成分一樣，但無分層；上下地殼的分離是由于2500Ma前陸殼發(fā)生廣泛的部分熔融事件造成的。 80年代大量的巖石圈研究資料表明，陸殼的結(jié)構(gòu)和不均一性遠比上述復雜的多。例如原蘇聯(lián)的科拉超深鉆取得了重要地質(zhì)地球物理信息：(1)與地球物理預測不同，元古宙巖層不是延伸到34km，而是延伸至7km，即延伸到預計“花崗巖”層向“玄武巖”層過渡的深度；(2)在7km深處并末進入“玄武巖”層，而是見到了太古宙斜長片麻巖、花崗片麻巖和角閃片麻巖，末見到由玄武巖組成的任何巖層和致密的基性巖體；(3)記錄了準確的地熱增溫率：科拉半島地盾區(qū)在7km深處為50，lOkm處為100，即3km以上為

6、每100m增加lC，3km以下每100m增加25。另外，最近的地球物理資料也表明康氏面在許多地方并不存在。在下陸殼中不但發(fā)現(xiàn)許多與理論成分不一致的麻粒巖，而且還發(fā)現(xiàn)有硅鋁質(zhì)巖石甚至沉積巖層這樣一些被認為只存在于上陸殼的物質(zhì)。下陸殼的成分也是非常不均一的，上下陸殼之間并不存在一個截然的界面，而是復雜的交錯和滲透關系。2陸殼的成分 已有許多學者采用各種途徑來估算大陸殼的成分，其方法大致可以分為兩類：用細碎屑沉積物代表陸殼的成分；用地球表面出露的各種火成巖、變質(zhì)巖和沉積巖的加權平均確定陸殼的成分。 最近，Taylor(1985)cs3I系統(tǒng)地研究了地球上陸殼、陸殼整體和下陸殼的成分。他認為對陸殼成分

7、的估計應考慮宇宙化學、熱流量及礦物組成等多方面的限制條件，并提出以下估算上陸殼、陸殼整體和下陸殼成分的方法： 1首先研究了沉積物(巖)的成分受表生作用、沉積作用和變質(zhì)作用的影響，提出采用稀土元素、生熱元素(K、Th、U)、Rb和Sr等微量元素及上陸殼的礦物組成作為邊界條件來估算上陸殼的成分。 2對于陸殼整體成分的估算，Taytor提出了以下邊界條件： (1)必須與由K、Th和U產(chǎn)生的熱流一致。 (2)總體陸殼必須能夠通過部分熔融產(chǎn)生花崗閃長質(zhì)的上陸殼。 (3)自太古畝以后，陸殼增長的物質(zhì)來源限于島弧火山作用。 (4)大約75的陸殼形成于2500Ma以前，安山質(zhì)模式組成只占25成分應相當于75的

8、太古宙陸殼和25的太古畝后安山質(zhì)組分。因此陸殼整體 3下陸殼占總體陸殼的75。由于取樣上的困難，因此是我們對地球內(nèi)了解最少的區(qū)域之一。根據(jù)地震波速資料，目前多數(shù)研究者認為下陸殼為麻粒巖相巖石。但不同的研究者給出的下陸殼成分差別很大，有的甚至酸性程度與上陸殼相近；其組成加上花崗閃長質(zhì)的上陸殼所得到的K、U和Th豐度過高也與熱流值不符。因此TaylorL5：提出用陸殼整體成分減去上陸殼的方法來估算下陸殼的成分。 表32列出了Taylor估算的上陸殼、總體陸殼和下陸殼的化學成分。1大洋地殼的結(jié)構(gòu)大洋地殼的結(jié)構(gòu)和組成 對大洋地殼的研究是通過海洋鉆探、洋底取樣，對海洋玄武巖、海洋沉積物及地球物理研究來進

9、行的。與陸殼相比，洋殼很薄，其厚度僅為olokm。一般認為，它是由玄武巖層加上不厚的(12km)上覆海洋沉積層構(gòu)成的，其總成分相當于苦傲質(zhì)玄武巖。目前，大多數(shù)研究者都接受下列大洋巖石圈剖面(自上而下)：海洋沉積物)洋底玄武巖一席狀巖墻帶一輝長巖及超鎂鐵堆積巖一上地慢頂部變形橄欖巖；認為莫霍面是基性巖洋殼與上地幅橄欖巖之間的化學界面。這一模型與大量的觀測結(jié)果是一致的。然而，現(xiàn)有的資料還不能完全排除莫霍面是蛇紋巖橄欖巖相轉(zhuǎn)變分界面的可能性，也就是說，地震學所定義的一部分下地殼實際上可能是蛇紋石化的上地慢撤欖巖。2大洋地殼的組成洋底玄武巖(大洋中脊玄武巖)是洋殼的主要組成部分。它是一種在全球范圍內(nèi)成

10、分比較均一的玄武巖；其低的K20、Ti02、LREE及其他不相容元素，特別是低RbSr比值和“SrSr初始值表明它們來源于“虧損型”的地幅地球化學儲源。 此外，構(gòu)成洋殼的還有洋島玄武巖，分布于大洋板塊內(nèi)部的洋島中。其巖性為一套富輕稀土及不相容元素、堿度較高的堿性玄武巖與拉斑玄武巖組合。目前、多數(shù)研究者認為其來源于“末虧損”型或“富集型”的地球化學儲源。 表33所列數(shù)據(jù)即為Taylor等(1985)L5：提供的大洋玄武巖平均成分。1地慢的結(jié)構(gòu)三、地限的結(jié)構(gòu)利組成 現(xiàn)代地球物理研究表明，地慢存在著垂向和橫向上的不均一性。近年來，對不均一性的分布、性質(zhì)以及地表地質(zhì)構(gòu)造與不均一性的關系等方面的資料做了

11、修正：古老地臺區(qū)的地峻頂部波速大，達8283kms；年輕地臺地慢頂部的波速為7981kms；在現(xiàn)代和最新造山帶，地幅頂部的波速接近8kms。地震和大地電磁研究已發(fā)現(xiàn)軟流層的分布極不均一，而且軟流層并不是全球性的。在最穩(wěn)定的地區(qū)，如結(jié)晶地盾之下可能不存在，在古地臺之下軟流層表現(xiàn)很弱，但在現(xiàn)代裂谷和造山帶內(nèi)表現(xiàn)清楚且厚度大。 (1)撒欖巖地侵巖模型 該模型是由Ringwood(1962)，d首先提出的。他認為地慢由橄欖巖組成的主要證據(jù)如下：根據(jù)實驗測定的橄欖巖的平均零壓密度比較接近由地球物理資料推算得到上地慢密度；高溫高壓實驗所得到的輝長巖榴輝巖相轉(zhuǎn)變線與莫霍面深度不吻合；幅源超鎂鐵質(zhì)巖包體中橄欖

12、巖的數(shù)量大大超過榴輝巖。Ringw(KXi(1975)5I提出可以用模式橄欖巖(Pyr01加)代表整個地幅的成分，并根據(jù)高溫高壓實驗成果提出了一個完整的檄欖巖相轉(zhuǎn)變系列以解釋地慢中各主要地震波不連續(xù)面的性質(zhì)，即將地幅劃分為三個帶，各帶之間均為等化學的相轉(zhuǎn)變關系：上地幅(從莫霍面到350km深度)由橄欖石一斜方輝石i單斜輝石一石榴子石組成。在上地慢最上部的橄欖巖是熔出玄武巖漿的難熔殘余，主要為方輝橄欖巖和純撤巖。過渡帶(從350一900km深度)內(nèi)Pyrol此的礦物發(fā)生了相轉(zhuǎn)變，伴隨著密度的改變，引起地震波的不連續(xù)。350一400km深處的地震波不連續(xù)面與橄欖石一p相(類尖晶石結(jié)構(gòu))、輝石一石榴

13、子石復雜固熔體的相轉(zhuǎn)變帶對應。670km深處的地震波不連續(xù)面則與輝石、橄欖石轉(zhuǎn)變?yōu)闅J鐵礦結(jié)構(gòu)和鈣鐵礦結(jié)構(gòu)的相變帶吻合。下地慢(900一2700km)是結(jié)構(gòu)極為緊密的MglFe硅酸鹽礦物組合(如鈣欽礦結(jié)構(gòu)等)。 上述地幅橄欖巖模型已被許多研究者接受，在此基礎上，一些研究者(Wasserburg eta1·，1979L5e，；DePa010，1983)cz33根據(jù)慢源火山巖，特別是大洋中脊玄武巖、洋島玄武巖和大陸溢流玄武巖的Sr、Nd同位素研究及主要元素和微量元素地球化學研究，結(jié)合地球物理及板塊運動幾何學，提出了雙層地慢地球化學模型，認為地慢是由虧損了大離子親石元素(LIL)和不相容微量

14、元素的上地慢和相對不虧損、接近于原始地慢成分的下地幅兩部分組成的。上、下地幅的分界面與670km深處的地震波不連續(xù)面一致。Depaolo(1983)z33根據(jù)同位素研究認為，約有25的地慢物質(zhì)(即上地慢)受到地殼分離的影響而虧損。(2)榴輝巖橄欖巖互層地侵模型 Anderson(1979，1982)y，：根據(jù)地震波速和密度計算發(fā)現(xiàn)，在220一670km深度之間橄欖巖地慢巖的VPl認計算值與實際的地震波VPlVs不一致(分別高4一5和3一7)，而橄欖榴輝巖(PNogite，由44Cpx、37Ga、16(1、3Opx)的VPlVs計算值卻與實測值一致；而且檄欖巖地慢巖的相轉(zhuǎn)變所造成的密度和波速變化

15、與400km及670km處兩個地震波不連續(xù)面的實際變化不吻合。因此他提出了一個新的地幅模型榴輝巖橄欖巖互層模型，即把地慢自上而下劃分為三層：“富集”的橄欖巖上地幌(從莫霍面到220km深度)、“虧損”的橄欖榴輝巖組成的“過渡帶”(從220km到670km)及“虧損”橄欖巖下地慢(670km以下)。 圖32給出了橄欖巖和榴輝巖橄欖巖互層兩種地慢模型的對比圖解。2地慢的成分(1)上地侵和下地侵的成分 上地慢的成分可以通過來自上地幅的包體研究獲得。使用該方法需要注意以下問題：來自地慢的包體只限于200km以上；地腹包體往往具有殘余或虧損的特征，表明它們可能經(jīng)歷了復雜的歷史；大多數(shù)地幅包體產(chǎn)于大陸殼下

16、面的上地慢。已有的對地幅包體的研究表明，上地慢的主要元素組成是相當一致的(表33)。然而，由于存在著部分熔融作用、地慢交代作用及地殼混染等作用，因此試圖通過地慢包體獲得整個上地峻的微量元素豐度卻非常困難。 下地幅占地球總質(zhì)量的50，但對它的成分卻難以直接進行研究。已有的下地幌成分資料都是根據(jù)地震波數(shù)據(jù)推斷的。最直接的方法是把各種硅酸鹽和氧化物在沖擊高壓下的密度與地震波所確定的下地慢密度進行對比。Anderson(1977)r：及Watt和Ahrens(1982)L5y都認為下地慢的SiOz含量更接近球粒隕石而不是地慢巖的含量。另一種方法是假設下地烴絕熱且成分均勻，將地震波資料外推至零壓(And

17、erson和Jordan，l 970L5J；Anderson等，1971Eo；Butler和Anderson，19781I)，然后用狀態(tài)方程計算下地幅在零壓的密度、剪切模量、體積模量和縱橫波速度并與各種可能礦物和成分所推斷或測量的數(shù)值進行對比。Butler和Anderson(1978)L1y認為，純鈣鐵礦結(jié)構(gòu)的MgSiO：與下地慢的地震波資料相符，由于鈣鐵礦模量和下地慢溫度的不確定性，(Mg，F(xiàn)e)SiO：的成分有一定變化。還有一種方法是利用各種低壓礦物組合(如鈣欽礦和鎂方鐵礦)物理性質(zhì)的測定值或推斷值來外推到下地怪的條件。Gaffney和Anderson(1973)z?及Bur此k和Ande

18、rson(1975)cl e得出，下地幅比上地慢富含橄欖石的巖石更富Si02?？偟恼f來，目前對地震波速和相轉(zhuǎn)變研究提出的主要爭論是上地幅與下地慢的組成是否存在著差異。例如，Liu(1979)c2E3認為670km深處的不連續(xù)面極窄(土4km)，因此可能是化學邊界。Spohn等(1982)通過地球內(nèi)的熱傳導研究則認為地球內(nèi)存在著整個地慢范圍的對流，因此上地慢和下地幅應具有相同的組成。(2)原始地侵的成分 原始地慢是指地球增生及核慢分離后，但還沒有分離出地殼時的地慢。原始地慢的成分是研究地球成因及巖石圈演化的基礎，因此許多研究者(Jagoutzet a1，1979L3”；Anderson， 198

19、3，；Sun，1982so；Wank et a1，l 984s51；Taylor et a1，1985s33)進行了詳細的研究。其研究基本上都是建立在以下假定基礎上的：金屬與硅酸鹽相在行星初期階段即已分離，其增生過程中只存在著局部平衡；揮發(fā)性元素(如K、Rb)相對于難熔元素(如U、Sr)的虧損發(fā)生于地球增生以前；在行星初期階段不會發(fā)生難熔元素之間的分異作用，因此地球整體的SmNd比值與球粒隕石相同；親銅元素主要進入硫化物Jagoutz(1979)c：32通過大量來自地幅的尖晶石二輝橄欖巖包體研究后發(fā)現(xiàn)有5個樣品沒有明顯虧損Ca和Al，即它們具有原始地慢的成分特征，其中美國亞利桑那州San Ca

20、r10s的樣品(SCl)具有CI型球粒隕石的難熔親石微量元素和Nd同位素比值。他利用該樣品的成分與Wedepohl(1981)s：的平均地殼成分進行混合計算得到了原始地幅中57個元素的豐度。 Anderson(1983)c，利用球粒隕石中難熔親石元素比值作為約束條件計算出原始地幅相當于以下5種巖石的混合物：超鎂鐵質(zhì)巖(326)，平均地殼巖石(o56)，洋中脊玄武巖(67)，金伯利巖(o，11)，斜方輝石巖(598)。雖然其Cr的結(jié)果偏低及YbSc比值偏高，但有趣的是所計算的地殼比例與實際地殼比例(o59)很相近，且洋中脊玄武巖的比例也與40億年來產(chǎn)生和消減的大洋玄武巖總質(zhì)量相當吻合(假定太古宙

21、時就有板塊，其速率為20km。a，William and Von Herzen，1974L5”)。 Sun(1982)L50根據(jù)太古宙橄欖科馬提巖及現(xiàn)代Mg值大于o65的洋中脊玄武巖Tioz和Yb與MgO之間呈負的線性關系以及大多數(shù)末虧損地慢巖包體的MgO38確定7原始地慢中的TiOz含量。然后用樣品中元素與Ti02的比值估算地慢中的難熔親石元素，對于易揮發(fā)元素(如K、Rb、T1等)和親鐵元素(如Ni、Co等)則用具有原始地幌特征的地慢巖包體的元素比值進行估算。 Taylor(1985)s31提出以下方法來獲得原始地慢的元素豐度：根據(jù)地慢的密度和地震資料確定原始地慢的FeO含量為8o。難熔主要

22、元素Si、Ti、Al、M8、Ca之間應具有CI球粒隕石的比值；根據(jù)地核與地慢的質(zhì)量比，原始地幅的親石微量元素豐度是CI球粒隕石的15倍；揮發(fā)性元素采用通過各種途徑研究(如Nd同位素研究等)獲得的其與難熔親石元素之間的比值進行估算。對于親銅元素和親鐵元素則分別引自Jagoutz等(1979)：和Chou(1978)zo等的研究成果。 表34列出了部分研究者確定的原始地慢元素豐度值。3地核的成分 根據(jù)宇宙化學資料，地球整體的非揮發(fā)性元素比值與太陽和球粒隕石相似，而地慢與其相比鐵明顯較低，因此地核中應集中較多的鐵。由地球物理測得的地核性質(zhì)與鐵的性質(zhì)非常相似也證實了這一認識(表35)。然而，在外核的壓

23、力條件下，純鐵的熔點高于外核的溫度，而實際上外核是液體狀態(tài)；另外，純鐵的縱波速度也稍低于地核。因此，許多研究者認為地核中存在一些能使鐵的熔點降低和使波速增加的雜質(zhì)元素，如氫、氦、碳、氮、硅、鎂、氧和琉。例如，Anderson(1977)c“根據(jù)沖擊波實驗結(jié)果認為，含6一12的琉可以解釋地核的密度，同時硫也可使鐵的熔點降低。這一模型存在的問題是硫是揮發(fā)性元素，一般在地球吸積時就損耗了，很難證明地核中是否存在足夠數(shù)量的硫。Goto等(1982)cz：計算出Fez02的高壓相的零壓密度(尸。)和零壓聲速(C。)值分別為622cm3和67kms，這個數(shù)值與Butler和AndersonL?對外核所計算

24、得到的值為66土015gcm和435士o35kms很相近。富氧鐵核假說的一個明顯問題是，在低壓低溫條件下，氧在熔融鐵中的溶解度很有限。但是Anderson認為在高溫高壓條件下，熔融鐵能夠溶解大量的氧。如在2400時，熔融鐵中的FeO為40N23。Ringwood(1966)id81認為，氫、氦、碳、氧和氮與鐵只能形成填隙固溶體，并不降低密度，因此他贊成硅為地核的輕元素。Balchan和Cowan(1966)“1I通過沖擊實驗獲得臺14一20(重量)硅的鐵硅合金的Po和Co分別為702725cm和54土o1kms(20硅)，與地核的值很相近。第三節(jié)地慢的化學不均一性地慢內(nèi)物質(zhì)組成的不均一性最初是

25、由地震波的橫向不均一性認識到的。隨后在80年：“D2碟)：1a(碟)代巖石圈計劃實施以來，越來越多的研究資料(特別是地慢地球化學方面的研究)使人們對地慢的化學不均一性有了更清楚的認識。一、研究方法 雖然來自地幌的橄欖巖包體或阿爾卑斯橄欖巖樣品提供了解地慢組成的最直接的途徑，但是由于地慢橄欖巖的數(shù)量和分布有限，因此有關地慢化學不均一性的資料主要是通過研究慢源火山巖(或侵入體)獲得的。 1微量元素比值和同位素比值法 對于熔體中兩種元素(或同位素)的比值與源區(qū)巖石中元素(或同位素)比值的關系，可以用分批部分熔融模型導出。首先設有兩種元素(用上標1和2表示)，將Shaw(1970)的方程： 聯(lián)立可得：

26、 目路張聯(lián)·a 4323 由上式可看出，當D2、D2、尸、尸相對于部分熔融程度萬可以忽略時，也即萬值遠遠大于凰和只時，熔體中兩種元素的比值約等于源巖中的元素比值。以上熔體與源巖元素比值之間關系的表達式也可寫成如下形式(Minlster(1979)“和A11egre，1987r3)：如果上式中分配系數(shù)D2、D2和尸、尸為常數(shù)，則C1Cz與C1為直線關系，直線的斜率：截距為：由(33)式可以看出，如斜率Ao，則熔體中兩種元素的比值C1Cz為一常數(shù)且與當D2銘D2露o和尸銘尸初O時，顯然有：(D2*D2*o)，熔體中元素的比值等于源巖的比C D： C5E5頁·面斜率4o的另一種情

27、況是：因為A 有以下兩種情況可以滿足(37)式： aD：D：和尸尸 b川D2和尸尸 在第一種情況下，熔體中兩種元素的比值與源巖的元素比值相等，如同位素比值和一些具有幾乎相等半徑的元素對(ZrHf、NbTa、YHo等)能夠滿足以上條件。第二種情況由于D2乒D2，所以熔體中兩種元素的比值不能反映源區(qū)元素的豐皮特征。 2元素豐度模式法 元素豐度模式法是一種圖解分析法，其基本原理類似于用球粒隕石標準化的稀土元素模式圖。由于圖中的元素按不相容程度依次排列，部分熔融作用和結(jié)晶分異作用通常只造成豐度曲線的傾斜度變化。如果模式圖中出現(xiàn)個別元素的峰或谷，則表明火山巖源區(qū)具有富集或虧損該元素的特征。與此類似，其源

28、區(qū)富集或虧損程度亦可用類似于研究Ce或Eu異常的方法進行研究。3。干擾因素的識別 通過玄武巖類巖石研究源區(qū)的化學不均一性時往往會遇到一些干擾因素的影響問題，如巖漿上升過程中是否遭受到地殼物質(zhì)的混染、兩種巖漿的混合、硫化物熔體的分凝作用及成巖后的變質(zhì)或流體交代作用等，因此研究中首先必須對上述干擾因素及其影響程度進行判別和處理。(1)地殼物質(zhì)混染的識別 對玄武巖在巖漿過程中遭受地殼物質(zhì)混染程度的判別，可以根據(jù)地殼中的富集元素Si、Rb、Ba、Th、LR遼E及同位素比值如oPb。Pb、zoPboPb、zoPboPb、：SrSr、ldNdl“Nd等進行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和結(jié)晶分異作用

29、的影響，因此單純的巖漿過程應使同位素比值保持常數(shù)，而當巖漿中加入地殼物質(zhì)時才使同位素比值發(fā)生變化，同時還與SiOz、Rb、Ba、K、Th等呈線性正相關。Piccrillo等(1989)cd“對巴西南部arana溢流玄武巖所進行的研究就是應用該方法的成功例子之一(圖33)。 除了上述一些元素外，Marsh(1989)，：y提出了另一些能夠判別地殼混染的元素。他根據(jù)強烈分異的玄武巖和平均大陸地殼的元素豐度模式圖得出一些元素在結(jié)晶分異和地殼物質(zhì)混染雙重作用下具有以下基本特征： 兩種作用都造成玄武巖中含量增加的元素有：K、Rb、Th、LREE、Ba、Zr、Nb等。兩種作用都造成玄武巖中含量降低的元素有

30、：Cr、Ni、MglCa等。 在結(jié)晶分異作用下造成富集，地殼混染作用造成玄武巖中含量降低的元素有：Ti、V、Fe、(P)。由于Ti、V、Fe、(P)在變質(zhì)或流體交代作用下相對不活動，因此在識別地殼混染更可靠。(2)地慢混合與巖漿混合的識別 例如，Hart(U85)在研究美國西部的高鋁橄欖拉斑玄武巖和蛇河橄欖拉斑玄武巖時發(fā)現(xiàn)它們的SrSr、14NddNd與Si02、K zO、T502、RbSr、SmNd的關系證明”SrsSr、，NddNd的變化與地殼物質(zhì)的混染無關。但是在SrSrl d“NddNd的關系圖解(圖34)中分別用以下兩組數(shù)據(jù)得到兩條雙曲線；富集型源區(qū)的玄武巖中Sr293×1

31、0，Nd18×10；虧損型源區(qū)的玄武巖中Sr1，66×10，Nd43×10“。富集型源區(qū)的玄武巖中Sr75×10，Nd3×10“；虧損型源區(qū)的玄武巖中Sr2。5×10，Nd75×10“?？梢钥闯鲞@些玄武巖樣品基本上都落在地幌混合線上，因而證明它們是來自宮集型和虧損型地慢不同程度混合后部分焙融作甩的產(chǎn)物。(3)硫化物熔體分凝作用的識別 許多基性侵入體常常伴生有巖漿金屬硫化物礦床，這表明巖漿過程存在著硫化物熔體分凝作用。現(xiàn)代某些洋中脊玄武巖漿噴發(fā)時含有飽和硫(McGoldrick，U79)也證實了這一點。因此，在研究地慢中的親硫

32、元素時必須考慮硫的影響。照舊，且強傭建父死石仕石紙22程是否曾發(fā)生硫的過飽和卻有一定6J困難，因為火山巖在噴發(fā)時大部分竊會在減壓時逸散。另外，以硫化物等開式存在于巖石中的硫也易于在變質(zhì)重流體交代作用下遷移。這也許是目古研究上地慢的化學不均一性時多局N于親石元素的原因之一。最近，Barn2(1990)cl z根據(jù)鉑族元素在硫化物熔女中具有比Ni和Co高得多的分配月數(shù)，認為硫化物的分凝作用會強烈月影響Ni和Cu與鉑族元素的比值。日此他提出采用巖石中NiPdCMIr言比值圖(圖35)來識別巖漿作用過程是否存在硫化物熔體的分凝作用。對許多地區(qū)的基性、超基性巖的研究結(jié)果也證明這種方法可明顯地區(qū)分開橄欖石

33、和鉻鐵礦與硫化物熔體的分凝趨勢。 (4)變質(zhì)或流體交代作用 在研究地球早期地慢的物質(zhì)組成時，往往只能得到變質(zhì)的基性、超基性巖樣品。目前，大多是采用高場強元素，如Ti、P、Nb、Ta、Zr、Hf等不活動元素來研究區(qū)域上地幅的化學不均一性的。不過，在不同級別的變質(zhì)作用或不同成分的流體作用下，元素的活動性均有一定的差異。因此，為了盡可能獲得更多的地慢物質(zhì)組成資料，實際研究中應對元素的活動性進行判別，其方法是用高場強元素與低場強元素的關系進行辨別，即它們之間有好的相關性時表明所研究的元素活動性小。二、地慢化學不均一性的證據(jù) 在世界范圍內(nèi)，各種構(gòu)造環(huán)境(如大陸、大洋、海島及島弧等)玄武巖及其所攜帶的地幅

34、巖包體等大量地球化學資料表明，地幅存在著區(qū)域化學不均一性和層狀不均一性。這些化學不均一性現(xiàn)象為研究巖石圈演化等提供了重要信息。1同位索證據(jù) 如前所述，慢源火山巖的同位素比值可以代表其源區(qū)的特征，因此是了解地慢化學不均一性的最有效方法之一。例如，Erlank等(1980)zs在80年代初對南非不同時代幅源巖石的Sr同位素研究發(fā)現(xiàn)，偉羅系的樣品(190Ma)在Sr“SraRb：Sr圖解上的投影點非常離散(圖36)，不但不能擬合出190Ma的等時線，而且又不落在地幅演化線(1620Ma)或地球演化線(46Ga)上，甚至還有相當部分的數(shù)據(jù)點落在地球演化線的左邊。Er1ank等通過詳細的地球化學研究排除

35、了樣品受干擾因素影響的可能性，認為這反映了上地慢各處并不具有相同的。Sr“Sr比值，即上地慢在同位素組成上是不均一的。 隨著幌源火山巖Sr、Nd和Pb同位素資料的大量積累，目前已從上述地幅單一的同位素體系研究發(fā)展到地慢多元同位素體系的研究，并取得了許多新的認識。例如，Hamelin等(1986)c：o對洋中脊玄武巖的PbSrNd同位素研究結(jié)果證明，印度洋中脊的地慢具有與太平洋洋中脊和大西洋洋中脊明顯不同的同位素組成(圖3，7)。A11egre等(1987)：通過大洋玄武巖的NdSrPb同位素組成研究，將地幅劃分為7個端員組成：即(1)印度洋MOBB；(2)太平洋MORB；(3)圣赫勒拿島高f地

36、慢；(4)普雷麥(Prema)型地慢；(5)KTG與Dupal異常地幅；(6)夏威夷庫勞(Koolau)型地懼；(7)圣米格爾(Sao Miguel)群島型地慢。中國在“七五”計劃期間也做了大量地幅同位素方面的研究工作。例如以朱炳泉為首的研究小組對中國大陸地慢的NdSrPb同位素研究證實，中國東部大陸地慢有北富集、南虧損的總體趨勢，并存在著三個主要端員組分：(1)五大連池(W)；(2)雷瓊南海(Ra)；(3)云南西部的騰沖洱海。周新華和朱炳泉(1992)L113、f中國東部新生代玄武巖的同位素體系研究并進行了地幅同位素地球化學特征的區(qū)域填圖，將中國地幅劃分為7個不同的地峻區(qū)：(1)華南虧損地慢

37、區(qū)；(2)揚子郊廬混雜地慢區(qū)；(3)閩中低fA略虧損地慢區(qū)；(4)渤海周邊虧損地慢區(qū)；(5)華北東北似原始地幅區(qū)；(6)東北北緣鉀交代富集地慢區(qū)；(7)滇西騰沖、廣東三水及吉林長白山等古俯沖帶物質(zhì)再循環(huán)富集地慢區(qū)。 從以上資料看，地饅無論是小區(qū)域還是大區(qū)域都存在著明顯的同位素不均一性。 2微量元素證據(jù) 地慢在微量元素上的不均一性大約是在80年代初才開始認識到的。例如，Bougault(1980)“33在研究了大西洋不同緯度(250N一630N)玄武巖樣品的YTb、Zr謝和NbTa后發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)內(nèi)玄武巖的LaTa值可以劃分為兩個組合：在北緯22。一25。的玄武巖為18；在北緯36。一63。的玄武

38、巖為9(圖38)。因此，他認為在大西洋下面的上地慢存在著較大區(qū)域的微量元素化學不均一性。全球大地熱流研究表明，在遠離大洋中脊和熱點的正常大洋板塊與正常的大陸板塊熱流平均值幾乎相等，約為11132熱流單位。這說明它們下面含的放射性元素總是近乎相等的。然而在大陸上，56的放射性元素已集中在地殼中，而大洋板塊巖石的放射性元素含量都極低，大約有80的放射性元素仍存在于地幅中。這意味著需要有一個更富放射性的大洋下地慢和更貧放射性的大陸下地慢才能產(chǎn)生所觀察到的熱流值。圖39表示了大陸和大祥放射性元素含量(相當于熱產(chǎn)生值)隨深度的變化情況。以上事實說明大陸和大洋地慢的放射性元素在水平和垂直方向上都是不均一的

39、。 最近，I，oubet等(1988)L3s用微量元素比值系統(tǒng)研究了大洋玄武巖源區(qū)的化學不均一性c他認為用CxCzCyCz(x、ylz均為不相容五素)圖解研究地慢化學不均一性有以下優(yōu)點：(1)沒有時間效應，即不必進行時間校正；(2)地幌的二元混合物組成必在兩端員地慢組成的直線上。圖310是Loubet根據(jù)大量大洋玄武巖數(shù)據(jù)繪制的TaLaTh兒a圖解。由圖可以看出，MORB位于左下方，代表虧損地慢的組成區(qū)域；OIB1的組成范圍基本上位于原始地球組成(P)附近，它們代表了原始末虧損的地慢；大陸地殼(CC)的組成位于圖的右下方；OIB2則位于oIB1與cc之間。Loubet對上述地慢微量元素比值特征

40、進行了解釋，他認為MORB和OIB1的組成可以解釋為部分熔融作用的結(jié)果(圖311)；OIB2的組成比OIB1更靠近cc，這可以解釋為玄武巖漿在產(chǎn)生前其源區(qū)地慢受到了大陸地殼物質(zhì)的混染。三、地慢與地殼的物質(zhì)交換 地殼是地恨通過長期分異作用(部分熔融產(chǎn)生巖漿)形成的。大量研究資料表明，地殼的增長在中新元古代時期達到高峰，此后地殼的質(zhì)量基本上沒有明顯的增長。這意味著一部分地殼物質(zhì)一定是以某種途徑返回到地慢中去了。其中聚斂板塊邊界的俯沖作用是地殼物質(zhì)再循環(huán)最重要的形式，其證據(jù)如下： rPb、sr、Nd同位索證據(jù) 與大洋玄武巖相比，島弧玄武巖的。助oPb和oPboPb明顯較高，即明顯具有富放射成因Pb的

41、特征。在oPboPbzoPb“Pb圖解中島弧火山巖的數(shù)據(jù)點基本上都落于大洋玄武巖(MORB)和大洋沉積物(NE Pac出c Sediments)的混合曲線上(圖312)。SrNd同值素資料也顯示出與上述類似的特征(圖313)。在。Sr。SrlNddNd圖解中可以看出，島弧火山巖具有明顯比大洋玄武巖高的“SrSr和”NdNd。這證明島弧玄武巖的源區(qū)有大洋沉積物的加入。由Sr和Nd同位素的質(zhì)量平衡估計大約有1一2的大洋沉積物加入到島弧火山巖的源區(qū)。2“Be的證據(jù) 隨著現(xiàn)代分析技術的發(fā)展，目前已經(jīng)能夠進行微量”Be(lo原子數(shù)8)的精確測定?！盉e是大氣層頂部宇宙射線作用的產(chǎn)物，其半衰期很短(約15

42、Ma)。l。Be的短半衰期性質(zhì)使得年輕沉積物具有明顯比古代沉積物或地殼高的”Be含量(來自大氣上層)，因此它是一種研究島弧火山巖中是否有俯沖洋殼物質(zhì)的有效指示劑。 表36和圖314列出了一些火山巖和沉積物中。Be的豐度值。由此可以看出，沉積物中的。Be比島弧火山巖高34個數(shù)量級，而島弧火山巖中的“Be又比其它類型的火山巖高10一100倍。由這些數(shù)據(jù)還可以粗略地估計出島弧火山巖中大約有2一3的。Be是來自俯沖至上地饅的洋殼沉積物。3微量元素證據(jù) 島弧玄武巖具有富集低場強元素Sr、I(、Ba、Rb、Th和虧損高場強元素Ta、Nb、Zr、Hf、Ti等的特征(圖315)。低場強元素的富集與俯沖洋殼的去

43、水作用對上覆地慢的交代作用有關，高場強元素的虧損則可能是以下因素造成的：(1)地慢源區(qū)存在著少量的金紅石、鉆石及磷灰石；(2)虧損地峻巖石的再熔融四、地慢的化學演化 描繪地幢的化學演化需要對各個時代慢源巖石進行系統(tǒng)的研究。由于地球早期限源巖石不像現(xiàn)代玄武巖那樣分布廣泛，且?guī)r石往往遭受到一定的變質(zhì)或流體交代等作用的影響，因此其研究還不夠系統(tǒng)，只能由此獲得一些粗略的認識。 1桔慢分離的時代 按照Ringwood(1977)c。的觀點，大約在地球形成的最初100Ma時，地核開始由硅酸鹽、氧化物和金屬鐵的混合物分離出來。在這一過程中，大量的親鐵元素和幾乎所有的貴金屬元素都進入到地核內(nèi)。Dre5bMs和

44、wank(1979)cz認為一些Mn、Cr和V(親石元素)也隨著FeO一起進入了地核。如果后來的地慢對流不明顯，一些親石元素與親鐵元素比值，如TiP、AlGa、SiGe和UPb的變化范圍很大就可能是地球不均一增長及核慢仍在發(fā)生分離作用造成的。Sun(1984)L51I在研究了自太古宙至現(xiàn)代鎂質(zhì)和超鎂質(zhì)巖的TiOzP zOs比值后發(fā)現(xiàn)，它們的TiP比值保持不變(圖316)，因此核慢分離作用在38Ga以前就已結(jié)束。2核慢分離后隕石加入對地慢成分的影響 由于核幅分離作用過程已幾乎將所有的貴金屬元素都遷移至地核，因此目前都認為地幌中的這些元素是后來隕石落入帶入的。根據(jù)估算(Chou，1978)z01，

45、自地核形成后(一44Ga?)直到大約38Ga，大約1的隕石加入到地球即可造成我們現(xiàn)在所觀察到的地慢巖的貴金屬元素豐度。這些隕石雨的不均勻分布不僅造成地幅在揮發(fā)元素、親銅元素、親鐵元素以及責金屬元素的強烈不均一，而且也影響到地球各圈層，特別是大陸地殼和地慢的Pb同位素演化。 3太古窯地櫻的化學不均一性 太古宙鎂質(zhì)超鎂質(zhì)變火山巖具有兩種較常見的微量元素標準化(球粒隕石)豐度形式(圖317)。第一種類型具有平坦或稍虧損LREE但HREE平坦的特征，它們具有球粒隕石的難熔親石元素比值(如TiZr、TiY、TiHREE、AlTZ和CaTi)，這與現(xiàn)代典型MORB的特征一致。第二種類型具有LREE富集和H

46、REE平坦的特征，普遍富集Rh、K和Ba。在標準化微量元素豐度形式圖中具有虧損Nb、Ti和P的特征。與球粒隕石相比，它們的TiZr比值較低，AlzO sTiOz比值明顯較高(球粒隕石分別為UO和大約21)。上述虧損Nb、Ti和P的特征與現(xiàn)代島弧火山巖類似，不同之處在于它們不具有明顯富集Sr的特征。由于太古宙火山巖是地慢較高部分熔融作用的產(chǎn)物(Sun和Nesbitt，1977)l9J，因此其REE形式反映了地幅源區(qū)的化學不均一性。一些太古宙慢源火山巖精確的Sr和Nd同位素數(shù)據(jù)(如John等，1976L3di；F1etcher等，U82z e；McCulloch等，198lEs；Chauvel，19841。I)表明，太古宙地幅存在著長期的化學不均一性。例如，Ch