地球的圈層及組成

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(guān)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)方面的認(rèn)識(shí)主要來(lái)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(guān)系表明，地球由若干圈層組成（圖3.1）。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(gè)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(gè)地震波的低速帶，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為呈部分熔融狀態(tài)，所以又稱為軟流國(guó)，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(guān)注的對(duì)象。H：.I枷i豆帕凝地殼以下第一個(gè)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10一12km，在大陸下為30—50km。400km和670km處的地震波不連續(xù)面是地慢內(nèi)部的兩個(gè)主要的不連續(xù)面，2900km深度和5000km深度的不連續(xù)面則分別是地慢一外核及外核一內(nèi)核的分界面。對(duì)于地球內(nèi)部各不連續(xù)面的性質(zhì)，一直存在著爭(zhēng)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(xué)界面；各殼、慢、核內(nèi)部的界面可能主要是物理界面。表3.1列出了地球結(jié)構(gòu)的基本概況。關(guān)于地球圈層的成因，一直存在著爭(zhēng)論。一些學(xué)者（Grossman，1972i2°J；Cameersnn，19731，s：；C1arketa1?，1972c21：）認(rèn)為地球是由熾熱的太陽(yáng)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(guò)程中形成的（非均一增生模式）。Ringwood（1979）idy’則認(rèn)為，地球是在太陽(yáng)星云的各類組分凝聚以后才開(kāi)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(shí)際分布，因此目前人什已更多地趨向于均一增生模式。-1地球菇痢福要.區(qū)域深度(lun)占總地球質(zhì)量的比率占地樓積地竟的比率大陸地殼0-500.(W3740.(MJS54誨洋地JE0-10■0.^0147上地峻10—40*0.1030-153過(guò)云帶40&-6&00750.Ill$4翻0CUM0,725外枝28^0-S1M0-308內(nèi)核5150^6370W17h引自Anderson(1593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(fù)雜。它雖然只占地球總體積的o.4%，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(lái)各地質(zhì)時(shí)期的歷史記錄。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(rèn)為，以康拉德面（Conrad）（一l5km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(zhǎng)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Rb/Sr和?！疭r/‘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，Rb/Sr和‘’Sr/”。Sr比值較低。陸殼的分層是陸殼形成（殼一慢分離）后。進(jìn)一步分離的結(jié)果。德帕奧洛（U81）基于Sm-Nd和Rb-Sr同位素研究計(jì)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(rèn)為太古宙地殼總成分為安山巖質(zhì)。與現(xiàn)代陸殼總成分一樣，但無(wú)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(yuǎn)比上述復(fù)雜的多。例如原蘇聯(lián)的科拉超深鉆取得了重要地質(zhì)一地球物理信息：（1）與地球物理預(yù)測(cè)不同，元古宙巖層不是延伸到3-4km，而是延伸至7km，即延伸到預(yù)計(jì)“花崗巖”層向“玄武巖”層過(guò)渡的深度；（2）在7km深處并末進(jìn)入“玄武巖”層，而是見(jiàn)到了太古宙斜長(zhǎng)片麻巖、花崗片麻巖和角閃片麻巖，末見(jiàn)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(zhǔn)確的地?zé)嵩鰷芈剩嚎评雿u地盾區(qū)在7km深處為50°C，lOkm處為100°C，即3km以上為每100m增加l‘C，3km以下每100m增加2.5C。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(rèn)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(gè)截然的界面，而是復(fù)雜的交錯(cuò)和滲透關(guān)系。2.陸殼的成分已有許多學(xué)者采用各種途徑來(lái)估算大陸殼的成分，其方法大致可以分為兩類：①用細(xì)碎屑沉積物代表陸殼的成分；②用地球表面出露的各種火成巖、變質(zhì)巖和沉積巖的加權(quán)平均確定陸殼的成分。最近，Taylor（1985）cs31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(rèn)為對(duì)陸殼成分的估計(jì)應(yīng)考慮宇宙化學(xué)、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：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(lái)估算上陸殼的成分。對(duì)于陸殼整體成分的估算，Taytor提出了以下邊界條件：⑴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(guò)部分熔融產(chǎn)生花崗閃長(zhǎng)質(zhì)的上陸殼。（3）自太古畝以后，陸殼增長(zhǎng)的物質(zhì)來(lái)源限于島弧火山作用。⑷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(yīng)相當(dāng)于75%的太古宙陸殼和25%的太古畝后安山質(zhì)組分。因此陸殼整體下陸殼占總體陸殼的75%。由于取樣上的困難，因此是我們對(duì)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(rèn)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(zhǎng)質(zhì)的上陸殼所得到的K、U和Th豐度過(guò)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(lái)估算下陸殼的成分。表3.2列出了Taylor估算的上陸殼、總體陸殼和下陸殼的化學(xué)成分。

表3，.W上噸亮，下陸死和陸充蠢鑄的化學(xué)成分化學(xué)或頭上陸竟F陸無(wú)陸雖整體陽(yáng)掌心原殼下陸充陸充施悼皿6札054.457.3Nb2&611gOr5)-0U9Mo].50.81-0AhQj15.2】&】1亂9Pd(xio叮以！i1L-&F*510.號(hào)9,iAg90馴Mg以&35..1Cd989&93CuO43a.s血5050503-9&3-1Sii(X45L5SrS33-4ft-34riSb玖20-2Li201113Cs3-70,1fit_3l.o].51_&一55015b化學(xué)晚分上陸費(fèi)下陸登物殼整體J化學(xué)迎分下陸亮陸蜜整體RIS&310La3?！鯥t16Na漩z.&9A082.Ao楓2333他[■都王麗3-?Pr7-]2.S3,9AIB-52Ndis12.716Siio.892S.42聽(tīng)H43土173-SK2-80<J.WEP.Si'Euu.削l.l?b1Cs3-00e-0?5-2flGd3-b由L33?35：<1。f)11占8Tb0.占#Or590-60T|300060005400以3.5333.7V6D螂230HoU-40^770-7BOr舞23S185Er2.32.2Mn60016701400Tro0.330.320.32Ft｛知3.-508341.C7Yb2,22-2s10352SLv□酩Q.料0-3Ni201.35wHf5-EEI3-0Cu259075Ta2.2Q.g1-0ZnT1aa邪w2.0Ga17itISRe(X10fJOr50-5e.5GeLB1-fiItD.盟CL13Ai1.5Q,B1-0AuLA3-4+0院0-ft5"G50.05Tl?50230EtbIN金呂32Fb204.Ds.0Sr350230湖&cxio-s)1273B60Y找19Th(xlD10-T1-06以Nr19070100"匚—2.8電￡8Or?l1.大洋地殼的結(jié)構(gòu)大洋地殼的結(jié)構(gòu)和組成對(duì)大洋地殼的研究是通過(guò)海洋鉆探、洋底取樣，對(duì)海洋玄武巖、海洋沉積物及地球物理研究來(lái)進(jìn)行的。與陸殼相比，洋殼很薄，其厚度僅為o—lokm。一般認(rèn)為，它是由玄武巖層加上不厚的（1—2km）上覆海洋沉積層構(gòu)成的，其總成分相當(dāng)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）：海洋沉積物一）洋底玄武巖一席狀巖墻帶一輝長(zhǎng)巖及超鎂鐵堆積巖一上地慢頂部變形橄欖巖;認(rèn)為莫霍面是基性巖洋殼與上地幅橄欖巖之間的化學(xué)界面。這一模型與大量的觀測(cè)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一橄欖巖相轉(zhuǎn)變分界面的可能性，也就是說(shuō)，地震學(xué)所定義的一部分下地殼實(shí)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Rb/Sr比值和“'Sr/‘Sr初始值表明它們來(lái)源于“虧損型”的地幅地球化學(xué)儲(chǔ)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(rèn)為其來(lái)源于“末虧損”型或“富集型”的地球化學(xué)儲(chǔ)源。表3.3所列數(shù)據(jù)即為Taylor等(1985)L5：‘提供的大洋玄武巖平均成分。表3.3大洋地殼豹平均成分化學(xué)或余%行推礦構(gòu)成分(Norm)妹副長(zhǎng)右(Ch)U.aSTKX1.5僧氏石tAhi23-7AljDa16-0誓使石<An)M.7FrO10.5透拂石<Di1￡!■GW7.7款蘇輝石(Hy)S-SCaO11-3概欖石JOj>WQ2.8ttttrOl)MK}C)Du15I9S.5Lii-OXlO--1CnB■眇IQs]el7rJX11-'Tm$.，1X10t麝].S'!史ZnMX】"Sn1.YbS-lx1Q-4U^OVIO-*GaL7K10-1Sb1-7X10K[-u5-只L()5N>G*I.5X10-*Te3.ax10-^HfSK]<)-*MffAi史C-■3-0X1。"'Tfi0-3X10'7AE&■47MSrL&xlBB*2,5XLA!WS.f：<IOIDSikb2.2x質(zhì)Re蟲京|心*K1.35：xI4>-JSr1.-3X1<i』1-iSXia-'-Os<4-0Xl&-liC-8-OEMY1.2XIO"2?r].bVIO-t[r2-OX^-lJSc3.8X10'4Zr6-OX10'Mdl.OXLU-rPlmxLLT：Nh2-2x10Smi.3X|tr?Ali2.：：x1Q-10V2.sxitr*Ma].'J<IO-1Eum小W1LCr2.7XU)-'RuL.OXIO-"'Gd*.6X：G"4Tl捋'M-nL-OYlti-1Rh2.0XWIMTh"ZLFb「改8.1濕Pd<2-0X]^i”仍j.-XlDLL3i?'1xin6Co4.?X|C-!Ar10'hHo1,mIU-G2-L0rNiL-35X10"1Cd]?史Hj1.7XIQ-1L：1，UXI<|'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(lái)，對(duì)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(guān)系等方面的資料做了修正：古老地臺(tái)區(qū)的地峻頂部波速大，達(dá)8.2—8.3km/s；年輕地臺(tái)地慢頂部的波速為7.9—8.1km/s；在現(xiàn)代和最新造山帶，地幅頂部的波速接近8km/s。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(tái)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(rèn)為地慢由橄欖巖組成的主要證據(jù)如下:①根據(jù)實(shí)驗(yàn)測(cè)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；②高溫高壓實(shí)驗(yàn)所得到的輝長(zhǎng)巖一榴輝巖相轉(zhuǎn)變線與莫霍面深度不吻合；②幅源超鎂鐵質(zhì)巖包體中橄欖巖的數(shù)量大大超過(guò)榴輝巖。Ringw（KXi（1975）‘51提出可以用模式橄欖巖（Pyr01加）代表整個(gè)地幅的成分，并根據(jù)高溫高壓實(shí)驗(yàn)成果提出了一個(gè)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(gè)帶，各帶之間均為等化學(xué)的相轉(zhuǎn)變關(guān)系：①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。②過(guò)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—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)）、輝石一石榴子石復(fù)雜固熔體的相轉(zhuǎn)變帶對(duì)應(yīng)。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。⑧下地慢（900—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(chǔ)上，一些研究者（Wasserburgeta1?，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(xué)研究，結(jié)合地球物理及板塊運(yùn)動(dòng)幾何學(xué)，提出了雙層地慢地球化學(xué)模型，認(rèn)為地慢是由虧損了大離子親石元素（LIL）和不相容微量元素的上地慢和相對(duì)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(rèn)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）榴輝巖一橄欖巖互層地侵模型Anderson（1979，1982）‘y，：’根據(jù)地震波速和密度計(jì)算發(fā)現(xiàn)，在220一670km深度之間橄欖巖地慢巖的VPl認(rèn)計(jì)算值與實(shí)際的地震波VPlVs不一致（分別高4%—5%和3%一7%），而橄欖榴輝巖（PNogite，由44%Cpx、37%Ga、16%（〕1、3%Opx）的VPlVs計(jì)算值卻與實(shí)測(cè)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與400km及670km處兩個(gè)地震波不連續(xù)面的實(shí)際變化不吻合。因此他提出了一個(gè)新的地幅模型一一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(guò)渡帶”（從220km到670km）及“虧損”橄欖巖下地慢（670km以下）。圖3.2給出了橄欖巖和榴輝巖一橄欖巖互層兩種地慢模型的對(duì)比圖解。

石榴石巖模型互層摸或石椅石楹臨巖模型OHCpw+Pl血圮E*Ot-K>px+€pxS^gi'cm5奔日巖斗土4窘頃］撇欖巖Lg3S-.J-+CpxS-.Sr■3.45OI+CpK亂￡■3.45g^cmj―gas.s.右椅石巖fJi.ftg^cra37-Sp+gnSL乳3,7g/cm^4.頓ma圖ME嫩欖宕用框牌巖、摭欖巖瓦居兩神地幔模查的肘比圖解。1轍概石1匚卬單斜輝石IP1料長(zhǎng)石；口g斜方情石」睽石桐否I部安品石Iilm救袱礦IFv擋位礦F<■，固蒂體地慢的成分(1)上地侵和下地侵的成分上地慢的成分可以通過(guò)來(lái)自上地幅的包體研究獲得。使用該方法需要注意以下問(wèn)題：①來(lái)自地慢的包體只限于200km以上；②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(fù)雜的歷史；②大多數(shù)地幅包體產(chǎn)于大陸殼下面的上地慢。已有的對(duì)地幅包體的研究表明，上地慢的主要元素組成是相當(dāng)一致的表3.3)。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(guò)地慢包體獲得整個(gè)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(duì)它的成分卻難以直接進(jìn)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(jìn)行對(duì)比。Anderson(1977)r：’及Watt和Ahrens(1982)L5y’都認(rèn)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(shè)下地?zé)N絕熱且成分均勻，將地震波資料外推至零壓(Anderson和Jordan，l970L5J；An—derson等，1971E’o］；Butler和Anderson，1978［1’I)，然后用狀態(tài)方程計(jì)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(cè)量的數(shù)值進(jìn)行對(duì)比。Butler和Anderson(1978)L1y’認(rèn)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(cè)定值或推斷值來(lái)外推到下地怪的條件。Gaffney和Anderson(1973)［z?］及Bur此k和Anderson(1975)cle’得出，下地幅比上地慢富含橄欖石的巖石更富Si02?？偟恼f(shuō)來(lái)，目前對(duì)地震波速和相轉(zhuǎn)變研究提出的主要爭(zhēng)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(rèn)為670km深處的不連續(xù)面極窄(土4km)，因此可能是化學(xué)邊界。Spohn等(1982)通過(guò)地球內(nèi)的熱傳導(dǎo)研究則認(rèn)為地球內(nèi)存在著整個(gè)地慢范圍的對(duì)流，因此上地慢和下地幅應(yīng)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(méi)有分離出地殼時(shí)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(chǔ)，因此許多研究者(Jagoutzeta1.，1979L3”；Ander—son，1983[，]；Sun，1982[so]；Wanketa1.，l984[s51；Tayloreta1，，1985[s33)進(jìn)行了詳細(xì)的研究。其研究基本上都是建立在以下假定基礎(chǔ)上的：①金屬與硅酸鹽相在行星初期階段即已分離，其增生過(guò)程中只存在著局部平衡;②揮發(fā)性元素(如K、Rb)相對(duì)于難熔元素(如U、Sr)的虧損發(fā)生于地球增生以前；⑨在行星初期階段不會(huì)發(fā)生難熔元素之間的分異作用，因此地球整體的Sm/Nd比值與球粒隕石相同；④親銅元素主要進(jìn)入硫化物Jagoutz(1979)c：32通過(guò)大量來(lái)自地幅的尖晶石二輝橄欖巖包體研究后發(fā)現(xiàn)有5個(gè)樣品沒(méi)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(guó)亞利桑那州SanCar—10s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(jìn)行混合計(jì)算得到了原始地幅中57個(gè)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(jì)算出原始地幅相當(dāng)于以下5種巖石的混合物：超鎂鐵質(zhì)巖(32.6%)，平均地殼巖石(o.56%)，洋中脊玄武巖(6.7%)，金伯利巖(o,11%)，斜方輝石巖(59.8%)。雖然其Cr的結(jié)果偏低及Yb/Sc比值偏高，但有趣的是所計(jì)算的地殼比例與實(shí)際地殼比例(o.59%)很相近，且洋中脊玄武巖的比例也與40億年來(lái)產(chǎn)生和消減的大洋玄武巖總質(zhì)量相當(dāng)吻合(假定太古宙時(shí)就有板塊，其速率為20km。/a，WilliamandVonHerzen，1974L5”)。Sun(1982)L50'根據(jù)太古宙橄欖科馬提巖及現(xiàn)代Mg值大于o.65的洋中脊玄武巖Tioz和Yb與MgO之間呈負(fù)的線性關(guān)系以及大多數(shù)末虧損地慢巖包體的MgO=38%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(duì)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(jìn)行估算。Taylor(1985)、31提出以下方法來(lái)獲得原始地慢的元素豐度：①根據(jù)地慢的密度和地震資料確定原始地慢的FeO含量為8.o%。⑨難熔主要元素Si、Ti、Al、M8、Ca之間應(yīng)具有CI球粒隕石的比值；②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1.5倍；④揮發(fā)性元素采用通過(guò)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(jìn)行估算。對(duì)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3.4列出了部分研究者確定的原始地慢元素豐度值。

元*Tiyhr(1^5)(1DB2)W?kV⑴心元蜜Tisrinrfl部3AndcnwiWnqlc4C1SS4)脂.949-357.iR.*uTiD上0.150.±1&9RliL7AIA43-93li-flftjCXJfl"1)*品D生］Ml>S瓦Blhg3?.3細(xì)-9?Cd4D25.532.MX17了,4[nJ8$■H，1N?0D.34a2?3,L5n<XJ0-)<1d.秘Wth6.0L￡L.LSbSiLSLI隊(duì)舶2.12-&7T<^xia-'s2215*3BtClflfl&U20L>UAd.Eh(X10L>All5-J2ANNaa2&0.如4Ou百必u<kn)*nSB!訥鐘MrEL2：21.]2^22o.145514<00LlLOAl1.91&083-17Pr舶65i23-$■02L3LNdlire了1啄KQ.0]H0.0LSI!0-WL；734T5204SO口2.27?■5flEu131130tso5c(xiD-n】3ISGd削頌UfHl2的Tb疥知坳Viss7T"3腳T3GCr3MW跑2州皿Ho飄170知IMO]nu10L4Er3T4110F?瀕心明g.Ik5-SiTm5*Caboa1PIL站Yl>3?s320何Mii淘2k<igl.u5?T1Cu網(wǎng)29抻3lirCX34J-1)MT國(guó)如0-2&￡n56574H■Jhawa04am蹌3m43.7W￡Kie12J4-4GeL2],1J1.11Re「E?巧o.皓<0-21m，A-saion.afQ-[t□ft3.?2.其3-1St(XjO-1*]411J-J6kts2.8Br日Pi&丁&rS50.胡27GAuJ.3口扣史現(xiàn)Sj17-H]Q.2縱0T16a.sY3.43.2GLbcxi<i-bjL”IMZr小UBi(\|fl*1L03-3Nt0.征ThM格削Mo■::rNUn—U】B]9.432-E地核的成分根據(jù)宇宙化學(xué)資料，地球整體的非揮發(fā)性元素比值與太陽(yáng)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(yīng)集中較多的鐵。由地球物理測(cè)得的地核性質(zhì)與鐵的性質(zhì)非常相似也證實(shí)了這一認(rèn)識(shí)（表3.5）。—金眩單住ftMTtSff/tni17.I>J?風(fēng)MK下的JK伴*土3%5.6-6.73E格幡陽(yáng)略液〔時(shí)KT].l?V：|O■(fltttlLgS作枳?置gMbuL4<L&5Cffil#)L緇mLg-1.J坤便勇度（V^J3-Ki4.G疝r(nóng)ixucW*比<r>新#-套4L7InG電咀罪MJ件￡1,峭1!3jia|0fi—l&ClMX（X）3,BX1?*"以就切拍噬系贓心pXLt中等虛力F的濯博＞flx]Q-d然而，在外核的壓力條件下，純鐵的熔點(diǎn)高于外核的溫度，而實(shí)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(rèn)為地核中存在一些能使鐵的熔點(diǎn)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(shí)驗(yàn)結(jié)果認(rèn)為，含6%—12%的琉可以解釋地核的密度，同時(shí)硫也可使鐵的熔點(diǎn)降低。這一模型存在的問(wèn)題是硫是揮發(fā)性元素，一般在地球吸積時(shí)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(jì)算出Fez02的高壓相的零壓密度（尸。）和零壓聲速（C。）值分別為6.22/cm3和6.7km/s，這個(gè)數(shù)值與Butler和Ander—sonL’？’對(duì)外核所計(jì)算得到的值為6.6土0.15g/cm'和4.35士o.35km/s很相近。富氧鐵核假說(shuō)的一個(gè)明顯問(wèn)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(rèn)為在高溫高壓條件下，熔融鐵能夠溶解大量的氧。如在2400°C時(shí)，熔融鐵中的FeO為40%N23。Ringwood（1966）id81認(rèn)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(guò)沖擊實(shí)驗(yàn)獲得臺(tái)14%一20%（重量）硅的鐵硅合金的Po和Co分別為7.02—7.25/cm'和5.4土o.1km/s（20%硅），與地核的值很相近。第三節(jié)地慢的化學(xué)不均一性地慢內(nèi)物質(zhì)組成的不均一性最初是由地震波的橫向不均一性認(rèn)識(shí)到的。隨后在80年：一［“一D2〔碟）］：1a（碟）代巖石圈計(jì)劃實(shí)施以來(lái)，越來(lái)越多的研究資料（特別是地慢地球化學(xué)方面的研究）使人們對(duì)地慢的化學(xué)不均一性有了更清楚的認(rèn)識(shí)。一、研究方法雖然來(lái)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(guān)地慢化學(xué)不均一性的資料主要是通過(guò)研究慢源火山巖（或侵入體）獲得的。微量元素比值和同位素比值法對(duì)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(guān)系，可以用分批部分熔融模型導(dǎo)出。首先設(shè)有兩種元素（用上標(biāo)1和2表示），將Shaw（1970）的方程：聯(lián)立可得：目一路張聯(lián)?a43.23由上式可看出，當(dāng)D2、D2、尸'、尸‘相對(duì)于部分熔融程度萬(wàn)可以忽略時(shí)，也即萬(wàn)值遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于凰和只時(shí)，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(guān)系的表達(dá)式也可寫成如下形式（Minlster（1979）'"'和A11egre，1987r'3）：如果上式中分配系數(shù)D2、D2和尸'、尸為常數(shù)，則C1/Cz與C1為直線關(guān)系，直線的斜率：截距為：由（3.3）式可以看出，如斜率A=o，則熔體中兩種元素的比值C1/Cz為一常數(shù)且與①當(dāng)D2銘D2露o和尸'銘尸'初O時(shí)，顯然有：（D2*D2*o），熔體中元素的比值等于源巖的比C'D：C5E5一頁(yè)?面②斜率4=o的另一種情況是：因?yàn)锳有以下兩種情況可以滿足（3.7）式：D：=D：和尸=尸'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(duì)（Zr—Hf、Nb—Ta、Y—Ho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。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(biāo)準(zhǔn)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(gè)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(jìn)行研究。3。干擾因素的識(shí)別通過(guò)玄武巖類巖石研究源區(qū)的化學(xué)不均一性時(shí)往往會(huì)遇到一些干擾因素的影響問(wèn)題，如巖漿上升過(guò)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(duì)上述干擾因素及其影響程度進(jìn)行判別和處理。（1）地殼物質(zhì)混染的識(shí)別對(duì)玄武巖在巖漿過(guò)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’o'Pb/'?！甈b、zo’Pb/'o‘Pb、zo'Pb/'o‘Pb、：'Sr/‘Sr、ld'Nd/l“Nd等進(jìn)行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和結(jié)晶分異作用的影響，因此單純的巖漿過(guò)程應(yīng)使同位素比值保持常數(shù)，而當(dāng)巖漿中加入地殼物質(zhì)時(shí)才使同位素比值發(fā)生變化，同時(shí)還與SiOz、Rb、Ba、K、Th等呈線性正相關(guān)。Piccrillo等（1989）cd“對(duì)巴西南部＞arana溢流玄武巖所進(jìn)行的研究就是應(yīng)用該方法的成功例子之一（圖3.3）。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(qiáng)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：①兩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。引地殼皿熊捌舞3Pinru￡都值此玄米舌I4&心#北件廟恰E建壽■網(wǎng)鐘111|】帝應(yīng)成盅武*中富虹劇弋的小脫白：Cr,Nl,"如訃號(hào).③在皓—作-Fi?田富集,地枕M用避或天武者中舍量陣憤的元?札伉V.F虬瀛由「T，、V.If.Pj在一航■汪體/代作用下砌不沌遍因此在謳卵池毛ittSfe更可掌.⑨兩種作用都造成玄武巖中含量降低的元素有：Cr、Ni、MglCa等。②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(duì)不活動(dòng)，因此在識(shí)別地殼混染更可靠。（2）地慢混合與巖漿混合的識(shí)別例如，Hart（U85）在研究美國(guó)西部的高鋁橄欖拉斑玄武巖和蛇河橄欖拉斑玄武巖時(shí)發(fā)現(xiàn)它們的‘'Sr/‘Sr、14'Nd/'d‘Nd與Si02、KzO、T502、Rb/Sr、Sm/Nd的關(guān)系證明”’Sr/s‘Sr、，‘'Nd/'d'Nd的變化與地殼物質(zhì)的混染無(wú)關(guān)。但是在‘'Sr/‘Sr—ld“Nd/'d'Nd的關(guān)系圖解（圖3.4）中分別用以下兩組數(shù)據(jù)得到兩條雙曲線；①富集型源區(qū)的玄武巖中Sr=2.93X10^，Nd=1.8X10^；虧損型源區(qū)的玄武巖中Sr=1，66X10^，Nd=4.3X10"。②富集型源區(qū)的玄武巖中Sr=7.5X10^，Nd=3X10“；虧損型

源區(qū)的玄武巖中Sr=2。5X10^,Nd=7.5X10“?？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(lái)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。10**黔HfiUSl10**黔HfiUSl眥鹽tHWOTh￡折香?:SPCMJii降T■LAS11餐程H核蟲避*.M中天點(diǎn)岫柳幌國(guó)Z恂音■峋44網(wǎng)fbr讖H引為4時(shí)由?frJR.111bW/'-H依停期秀0M30EWQ-Ha?o.llHi-fiftffiHMrT卬驅(qū)CH中后女Wftft?.Nd-1-)xaqi昆若uhmftnshot嚀市!t麻e性式整戶Htt?"D汁尊眼再的■區(qū)日打W?女，＞：5i-2-5XM七W?T.E(3)硫化物熔體分凝作用的識(shí)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(guò)程存在著硫化物熔體分凝作用?，F(xiàn)代某些洋中脊玄武巖漿噴發(fā)時(shí)含有飽和硫(McGoldrick,U79)也證實(shí)了這一點(diǎn)。因此，在研究地慢中的親硫元素時(shí)必須考慮硫的影響。照舊，且強(qiáng)傭建父死石仕石紙22程是否曾發(fā)生硫的過(guò)飽和卻有一定6J困難，因?yàn)榛鹕綆r在噴發(fā)時(shí)大部分竊會(huì)在減壓時(shí)逸散。另外，以硫化物等開(kāi)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(xué)不均一性時(shí)多局N于親石元素的原因之一。最近，Barn2(1990)clz'根據(jù)伯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(rèn)為硫化物的分凝作用會(huì)強(qiáng)烈月影響Ni和Cu與伯族元素的比值。日此他提出采用巖石中Ni/Pd—CM/Ir言就hMi,=就hMi,=?|A'I01晉lb時(shí)EHL5Julj巖情Ni/Fl-CuXlj鹿解比值圖(圖3.5)來(lái)識(shí)別巖漿作用過(guò)程是否存在硫化物熔體的分凝作用。對(duì)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(kāi)橄欖石和鉻鐵礦與硫化物熔體的分凝趨勢(shì)。(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(shí)，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(chǎng)強(qiáng)元素，如Ti、P、Nb、Ta、Zr、Hf等不活動(dòng)元素來(lái)研究區(qū)域上地幅的化學(xué)不均一性的。不過(guò)，在不同級(jí)別的變質(zhì)作用或不同成分的流體作用下，元素的活動(dòng)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(shí)際研究中應(yīng)對(duì)元素的活動(dòng)性進(jìn)行判別，其方法是用高場(chǎng)強(qiáng)元素與低場(chǎng)強(qiáng)元素的關(guān)系進(jìn)行辨別，即它們之間有好的相關(guān)性時(shí)表明所研究的元素活動(dòng)性小。二、地慢化學(xué)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巖包體等大量地球化學(xué)資料表明，地幅存在著區(qū)域化學(xué)不均一性和層狀不均一性。這些化學(xué)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(xué)不均一性的最有效方法之一。例如，Erlank等(1980)[zs’在80年代初對(duì)南非不同時(shí)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/"'Sr—a’Rb/：‘Sr圖解上的投影點(diǎn)非常離散(圖3.6)，不但不能擬合出190Ma的等時(shí)線，而且又不落在地幅演化線(1620Ma)或地球演化線(4.6Ga)上，甚至還有相當(dāng)部分的數(shù)據(jù)點(diǎn)落在地球演化線的左邊°Er1ank等通過(guò)詳細(xì)的地球化學(xué)研究排除了樣品受干擾因素影響的可能性，認(rèn)為這反映了上地慢各處并不具有相同的?！疭r/'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(rèn)識(shí)。例如，Hamelin等(1986)c：o'對(duì)洋中脊玄武巖的Pb—Sr—Nd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碧心■明如L隊(duì)屯"界由*tEthI昭曲皿瞥號(hào)醉打氓引白如加相日白rwun中脊明顯不同的同位素組成(圖3,7)。A11egre等(1987)'：'通過(guò)大洋玄武巖的Nd—Sr—Pb同位素組成研究，將地幅劃分為7個(gè)端員組成：即(1)印度洋MOBB；⑵太平洋MORB；⑶圣赫勒拿島高f▲地慢；(4)普雷麥(Prema)型地慢；(5)KTG與Dupal異常地幅；(6)夏威夷庫(kù)勞(Koolau)型地懼；(7)圣米格爾(SaoMiguel)群島型地慢。

[fl3.7印度洋.太平洋和大西洋玄武巖的同位盛緝成J印度洋粹中晉玄武巖｛實(shí)心三飾和加職突心Hlnm太西洋和太平洋洋中存玄K巖（突心盛利冗心二建）中國(guó)在“七五”計(jì)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(duì)中國(guó)大陸地慢的Nd-SrPb同位素研究證實(shí)，中國(guó)東部大陸地慢有北富集、南虧損的總體趨勢(shì)，并存在著三個(gè)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(guó)東部新生代玄武巖的同位素體系研究并進(jìn)行了地幅同位素地球化學(xué)特征的區(qū)域填圖，將中國(guó)地幅劃分為7個(gè)不同的地峻區(qū)：（1）華南虧損地慢區(qū)；（2）揚(yáng)子一郊廬混雜地慢區(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）華北一東北似原始地幅區(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(zhǎng)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(wú)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。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(kāi)始認(rèn)識(shí)到的。例如，Bougault（1980）“33在研究了大西洋不同緯度（250N—630N）玄武巖樣品的Y/Tb、Zr/謝和Nb/Ta后發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)內(nèi)玄武巖的La/Ta值可以劃分為兩個(gè)組合：在北緯22。一25。的玄武巖為18；在北緯36。一63。的玄武巖為9（圖3.8）。因此，他認(rèn)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(xué)不均一性。

圖3，&大西洋不珂辭度玄箴巖的質(zhì)、含址分布全球大地?zé)崃餮芯勘砻?，在遠(yuǎn)離大洋中脊和熱點(diǎn)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1.1-1.32熱流單位。這說(shuō)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(gè)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3.9表示了大陸和大祥放射性元素含量（相當(dāng)于熱產(chǎn)生值）隨深度的變化情況。以上事實(shí)說(shuō)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。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(xué)不均一性c他認(rèn)為用Cx/Cz-Cy/Cz（x、ylz均為不相容五素）圖解研究地慢化學(xué)不均一性有以下優(yōu)點(diǎn)：（1）沒(méi)有時(shí)間效應(yīng)，即不必進(jìn)行時(shí)間校正；⑵地幌的二元混合物組成必在兩端員地慢組成的直線上。圖3.10是Loubet根據(jù)大量大洋玄武巖數(shù)據(jù)繪制的Ta/La—Th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；OIB—1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；OIB—2則位于oIB—1與cc之間。Loubet對(duì)上述地慢微量元素比值特征進(jìn)行了解釋，他認(rèn)為MORB和OIB—1的組成可以解釋為部分熔融作用的結(jié)果（圖3.11）；OIB—2的組成比OIB—1更靠近c(diǎn)c，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。1必曲3麗裁血志i深度g圖3W大陸珅大洋下熱產(chǎn)生

位隨:深度的變化

圖大洋友武巖的ThFLi、TaFLa紋成P球物隕石組成I期命邢分Qlfr］：斜CHB-2iCCX陸垠殼坦成陽(yáng)3.11在TV1』-Tei./3圖中對(duì)錚種作用的模擬＜卜蟆始供他巖他幔（F）部分搖最.通過(guò)部分培陋假跋了恪融怵a:和段g（Rj.fi設(shè)在作用過(guò)程中T*.It.Lu乩有更大的兄瑁弈性?⑵?大陸曲殼渣染的洋.幔物質(zhì)（3）的部分悟融誠(chéng)忒ts＞的m成在表，n地幔組打德）（但說(shuō)若棉欄巖）與很染的大陸地克功國(guó)氏）渣合城匕-蓋大陸地?殼沮染的皂概部分培融產(chǎn)'11的懈怖在得悻面線上程出的金擁融Ti分敕三、地慢與地殼的物質(zhì)交換地殼是地恨通過(guò)長(zhǎng)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(zhǎng)在中新元古代時(shí)期達(dá)到高峰，此后地殼的質(zhì)量基本上沒(méi)有明顯的增長(zhǎng)。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/'o‘Pb和'o’Pb/'o‘Pb明顯較高，即明顯具有富放射成因Pb的特征。在’o‘Pb/'o‘Pb—zo'Pb/'"Pb圖解中島弧火山巖的數(shù)據(jù)點(diǎn)基本上都落于大洋玄武巖（MORB）和大洋沉積物（NEPac出cSediments）的混合曲線上（圖3.12）。Sr—Nd同值素資料也顯示出與上述類似的特征（圖3.13）。在?！疭r/?！甋r—l‘'Nd/'d‘Nd圖解中可以看出，島弧火山巖具有明顯比大洋玄武巖高的“’Sr/‘Sr和”’Nd/’‘Nd。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(jì)大約有1%—2%的大洋沉積物加入到島弧火山巖的源區(qū)。15.45-//［匕/I比刖說(shuō)的圖3.”MORB、阿新申矗弭火山巖利太平洋沉和物的I出同位素組成

《據(jù)T崢蜘，仍甜）也洋中有玄武巖lU太平洋東北部此枳耕IC阿削申腐孤火山粉“Be的證據(jù)隨著現(xiàn)代分析技術(shù)的發(fā)展，目前已經(jīng)能夠進(jìn)行微量”Be（〈lo'原子數(shù)/8）的精確測(cè)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1.5Ma）。1。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(lái)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3.6和圖3.14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3—4個(gè)數(shù)量級(jí)，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(jì)出島弧火山巖中大約有2%—3%的’。Be是來(lái)自俯沖至上地饅的洋殼沉積物。..■—/iu:，.——C.70O心I。0-7W。皿加響"Sr133.13MORB.舶孤火山巖和垠克、沉職物等的Sr-Md同位素翅成

，曜用皿T海5）心白平葉」育玄武巖f卜地頓n「島虬火山巖Id悔水與洋中骨玄武巖ift肯蝶；電F地充I「左叩洋海水Ik大西樣裨水Ih吉者饑枳憎」i古活上地虎宏36火山巖和譏積物的豐匿樣云數(shù)1晾；1心博子0小彪孤火山巖尼加掛報(bào)634iri何時(shí)申雅島4,3日本15「1frtflf10.3其它火由巖P『由也f洋曲221LQ.3)1爆CL]哥倫比亞有用1Lfl鹿?jié)晌粠颕&5皿±18g再海相府枳犒1032fi=fi7?火山巖散庭引自B*gn[]罪M叫近積巖段常引自（l&3i/N|微量元素證據(jù)島弧玄武巖具有富集低場(chǎng)強(qiáng)兀素Sr、1（、Ba、Rb、Th和虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素Ta、Nb、Zr、Hf、Ti等的特征（圖3.15）。低場(chǎng)強(qiáng)元素的富集與俯沖洋殼的去水作用對(duì)上覆地慢的交代作用有關(guān)，高場(chǎng)強(qiáng)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

1g【性］原京克S3,U配積巖褶火山巖中"艮豐度分布1的直方圖

（據(jù)T町］I站5乂如1海相沉檢！fthz大防沉枳物F3切W沆般物，4其它火山巖紅石、鉆石及磷灰石；（2）虧損地峻巖石的再熔融大洋火山巖品施出山巖圖￡點(diǎn)￡島亞火山巖勺大洋火山塔的微匿元素半度垃式圈*洋向聘性￡我?guī)rIbE壁洋中骨京試巖；rMS洋書曾夜武巖I（站位置跋性祁摭性玄武巖匕e微齦拉精京磁巖四、地慢的化學(xué)演化描繪地幢的化學(xué)演化需要對(duì)各個(gè)時(shí)代慢源巖石進(jìn)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(rèn)識(shí)。桔一慢分離的時(shí)代按照Ringwood（1977）c‘。'的觀點(diǎn)，大約在地球形成的最初100Ma時(shí)，地核開(kāi)始由硅酸鹽、氧化物和金屬鐵的混合物分離出來(lái)。在這一過(guò)程中，大量的親鐵元素和幾乎所有的貴金屬元素都進(jìn)入到地核內(nèi)。Dre5bMs和wank（1979）cz'‘認(rèn)為一些Mn、Cr和V（親石元素）也隨著FeO一起進(jìn)入了地核。如果后來(lái)的地慢對(duì)流不明顯，一些親石元素與親鐵元素比值，如Ti/P、Al/Ga、Si/Ge和U/Pb的變化范圍很大就可能是地球不均一增長(zhǎng)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TiOz/PzOs比值后發(fā)現(xiàn)，它們的Ti/P比值保持不變（圖3.16）,因此核一慢分離作用在3.8Ga以前就已結(jié)束。大古佑至現(xiàn)代銀成卻微候成巖的TKX與PXJe的關(guān)裝1Darbcnon；2Pilbara?3WestGreenLiiMh4IndiPi5Muni?；6Yil|；arhj7RhcdtfliaiflFinlandj9CnprSmiThi1。Go也口海核一慢分離后隕石加入對(duì)地慢成分的影響由于核一幅分離作用過(guò)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(rèn)為地幌中的這些元素是后來(lái)隕石落入帶入的。根據(jù)估算（Chou,1978）'z01,自地核形成后（一4Ga?）直到大約3.8Ga,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(zé)金屬元素的強(qiáng)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。太古窯地櫻的化學(xué)不均一性太古宙鎂質(zhì)一超鎂質(zhì)變火山巖具有兩種較常見(jiàn)的微量元素標(biāo)準(zhǔn)化（球粒隕石）豐度形式（圖3.17）。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Ti/Zr、Ti/Y、Ti/HREE、Al/TZ和Ca/Ti），這與現(xiàn)代典型MORB的特征一致。第二種類型具有LREE富集和HREE平坦的特征，普遍富集Rh、K和Ba。在標(biāo)準(zhǔn)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Ti/Zr比值較低，AlzOs/TiOz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）l‘9J，因此其REE形式反映了地幅源區(qū)的化學(xué)不均一性。

b||I』■&■」?.■!：■一NtiLaCc&tNdSmEuGdDyVErYbPZrH3.1.7太古宙糖質(zhì)-超鎂茴變火山巖的澈UN素如準(zhǔn)化〔球檢隕石）豐度形式

HK枇黠梅玄式巖；1，洛馬提巖卻技理我武君L空心符9代表浙、「、由、「，V一些太古宙慢源火山巖精確的Sr和Nd同位素?cái)?shù)據(jù)（如John等，1976L3di；Fletcher等，U82[ze]；McCulloch等，1981E’s]；Chauvel,1984[1。I）表明，太古宙地幅存在著長(zhǎng)期的化學(xué)不均一性。例如，Chauvel等（1984）“，’報(bào)道的西澳大利亞Kambalda的太古宙鎂質(zhì)一超鎂質(zhì)變火山巖，其eNd為一2.4到十4.4。對(duì)太古宙綠巖帶的變質(zhì)火山巖研究也顯示出太古宙地幅的Pb同位素的化學(xué)不均一性（如T小on，1983csdJ；Chauvel等，1984）L19J，其Pl值自地球形成以來(lái)至新太古代（約2.7Ga）大約增加丁8%（f4l由7.8增加到8.4）。太古宙與太古宙后地慢成分對(duì)比Nes比t等（1980）c'“曾研究對(duì)比了太古畝玄武巖和現(xiàn)代洋中脊玄武巖的微量元素比值。他認(rèn)為，太古宙地幌溫度較高與現(xiàn)代洋中脊玄武巖源區(qū)的溫度較高基本一致，因此其微量元素比值可以反映源巖的特征。研究結(jié)果表明，太古宙與現(xiàn)代上地幅其Ti、zr、P基本上沒(méi)有變化。因此這些元素的性質(zhì)很相似，且二者的玄武巖熔融程度也相當(dāng)。由表3.7可以看出，太古宙玄武巖的（La/Sm）N比值下限比現(xiàn)代洋中脊玄武巖的下限高，這證明太古宙地幅較之現(xiàn)代地幌稍富集不相容元素。其他元素比值如Sr/Ba、Rb/Sr、K/Rb、K/Cs、K/Ba也顯示出太古宙地幅更宮不相容元素的特征。衰女7太古宙與現(xiàn)代玄武巖的御■元素比值對(duì)比太占宙直成巖段代洋中音玄武巖(La/Sm)N0.4~U，7li/Zrno110pg10Q120Sr/Ba210Kb/5rQ.COSK/ftb321046K/Cs對(duì)081000K/Ba30110g他d1011第四節(jié)巖石圈演化的主要化學(xué)特征地殼保留的最早巖石年齡為3.8Ga。由地殼巖石的大量地質(zhì)地球化學(xué)研究已經(jīng)使我們有了比較清楚的認(rèn)識(shí)。r地球的初始地殼目前，對(duì)地球初始地殼的認(rèn)識(shí)仍然存在著許多爭(zhēng)論。已提出的模式有：(1)硅鋁質(zhì)模式，這一模式認(rèn)為初始的硅鋁質(zhì)地殼直接起源于地慢的部分熔融或者是后來(lái)進(jìn)一步的巖漿結(jié)晶分異作用；(2)安山質(zhì)模式，該模式認(rèn)為初始地殼的形成和增長(zhǎng)類似于現(xiàn)代島弧的形成并向大陸的拼貼；(3)斜長(zhǎng)巖模式，認(rèn)為初始地殼的成分相當(dāng)于斜長(zhǎng)巖成分；(4)玄武巖模式，該模式認(rèn)為初始地殼的成分是玄武巖質(zhì)的，其中可能有一些超鎂鐵質(zhì)巖和斜長(zhǎng)巖。2.地殼演化的沉積地球化學(xué)證據(jù)前已述及，細(xì)碎屑沉積物(巖)是一種能夠代表地殼成分的樣品。由這些樣品的地球化學(xué)研究可以為我們提供地殼演化方面的信息。(1)主要元素Mclennan(1982)z3,'對(duì)太古宙至顯生宙的大量沉積巖進(jìn)行了系統(tǒng)的地球化學(xué)研究，其成果列于表3.8中。這些數(shù)據(jù)顯示出太古宙沉積巖與太古宙后沉積巖的主要元素之間存在著明顯的差別。相對(duì)于太古宙的沉積巖，太古宙后的沉積巖具有富Si、K和貧Na、Ca、M8的特征。這些特征與許多研究者認(rèn)為太古宙上地殼比太古宙后明顯富含鎂質(zhì)組分是一致的。表3-且各時(shí)代肆屑沅枳搐的平均化學(xué)成分一女古宙(11)古元古代叫)新元古代部)元古宙(11)髭生宙(20)新大古代(33)StOs70-9+