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1、地球化学,Geochemistry,第二章 地壳和地幔的元素分布,第一节 地球的结构 第二节 地壳中化学元素的分布第三节 地幔的元素组成 第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,地球内部主要壳层特征,1、地壳莫霍面以上，其厚度变化大，5km-80km，最厚的喜马拉雅山地区可达80km，而洋壳的厚度通常不足10km。最老的大陆地壳年龄为3.84.2Ga。现有的大洋地壳都是小于200Ma的中生代以来的产物。大陆地壳的岩石组成模型 1)上地壳（硅铝层），上部由未变质的岩石和绿片岩相岩石组成，如沉积岩和花岗质侵入体；上地壳的下部（由英云闪长岩奥长花岗岩花岗片麻岩为主的角闪岩相岩石组成，富Si、K、Rb
2、、U、Th等）下地壳（硅镁层）则由成分不同的麻粒岩相岩石组成。,2)大洋地壳大洋地壳的结构：洋壳总成分相当于玄武岩，它由玄武岩、辉长岩加上不厚的（12km）的海洋沉积物构成。,2、地幔地幔是地球最大的层圈，它从莫霍面到核幔边界，体积占地球的83，质量占67。原始地幔形成于地球增生的最初几百万年，当Fe-Ni分异形成地核时，由留下的富Fe、Mg的硅酸盐物质堆积形成的初始地幔称为原始地幔。地幔的岩石组成模型 1)上地幔（铁镁硅酸盐）深度约从10km到400km，其质量约占地球的10，主要由橄榄石及辉石组成，相当于橄榄岩和榴辉岩。,2）、过渡带地幔有时也作为上地幔的一部分。从400km到670km深
3、处，其质量占地球的7.5。硅酸盐的矿物结构产生相变，橄榄石在400km处矿物结构转变为尖晶石结构；近700km时又从尖晶石结构转变为钙钛矿结构。3）、下地幔深度由670km至2900km，其质量约占地球的49。矿物物理实验支持下地幔可能由Mg、Si、O和Fe组成，具有钙钛矿（CaTiO3）晶体构造，称之为镁硅酸盐的钙钛矿（Mg、Fe）SiO3结构，形成于很高压力（即20 GPa）。此外，伴随镁方铁矿（Mg、Fe）O，Si、Fe及O相对于上地幔更为富集。,Spinel（尖晶石）MgAl2O4,Perovskite（钙钛矿）,第二章 地壳和地幔的元素分布,第一节 地球的结构 第二节 地壳中化学元素
4、的分布第三节 地幔的元素组成 第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,第二章 地壳和地幔的元素分布,第二节 地壳中化学元素的分布一.地壳中化学元素丰度研究意义与方法二.地壳中的化学元素的分布特点,.丰度的研究意义 丰度是每一个地球化学体系的基本数据。近代地球化学正是在探索和了解丰度这一过程中逐渐形成的。一些重要的地球化学基本理论问题都离不开地球化学体系中元素丰度分布特征和规律研究。,1、地壳元素丰度（克拉克值）研究的意义a、控制元素的地球化学行为克拉克值可以支配元素的地球化学行为，如同属碱金属元素，K、Na等常形成独立的盐类矿床，而Rb和Cs等呈分散状态。元素克拉克值限定矿物种类及种属限定了自
5、然体系的状态。对元素的结合状态有影响。b、克拉克值是判断元素集中和分散及其程度的标尺。查明区域的特征元素对于地球化学省的划分，确定地质体的含矿专属性，对矿床的找寻及评价等关系十分密切。在环境研究方面，对于污染源的追溯及治理、地方病防治，都有重要作用。全国范围内区域地球化学测量及填图将对农业规划及环境规划等起着重要的指导作用。d、可以阐明地壳的形成及演化以及板块构造运动有关的动力学问题。,克拉克方法（最早开始计算地壳的平均化学成分，1924年他和华盛顿（Clarke F W and Washington H S）发表了“地球的化学组成”，首次提出了元素的地壳平均含量。其方法：假设地壳的厚度为16
6、km，即最高的山脉及最深的海洋的高差。并采用包括岩石圈、水圈和大气圈的广义地壳，它们的质量比分别是93%、7%、0.03%。又假定岩石圈中火成岩占95%、沉积岩占5%（其中页岩4%、砂岩0.75%、石灰岩0.25%），而这5%的沉积岩是火成岩派生的，因此认为火成岩的平均化学成分代表地壳的平均化学成分。根据世界上8602个火成岩的岩石化学数据（53种元素），从中选择了分析质量较好的5159个数据作为岩石圈中大陆和海洋火成岩平均化学成分计算的基础。其计算的地壳平均化学成分实际上是这三个地圈化学组成的综合。按48个地理区域用算术平均法求得各区平均值，再归纳为9个大洲和大洋岛屿区域的平均值，最终求出整
7、个地壳的平均值。,2.地壳中化学元素丰度研究方法,克拉克方法意义：1、开创性的工作，而地球化学发展打下了良好的基础。2、代表大陆地壳岩石圈成分。后来，费尔斯曼（19281938）又基本遵循克拉克的方法，利用自己的研究成果汇编了地壳元素丰度表，并进行了地壳中元素的原子百分数即元素“原子克拉克值”的计算。,2)简化方法：a、戈尔德施密特 戈尔德施密特（Goldschmidt，1954）采用挪威南部广泛分布的冰川粘土作为天然的地壳混合样品。分析了77个这种物质的样品，计算了地壳化学元素含量的平均值。他认为这种冰川粘土可以做为一种平均样品，代表着大面积分布的结晶岩石的平均化学成分。其分析结果除了Na2
8、O和CaO偏低外，其它组分的含量值都同克拉克和华盛顿的数据相当一致。,2.地壳中化学元素丰度研究方法,2)简化方法：b、维诺格拉多夫（Vinogradov，1962）根据地壳中出露岩石的比例进行样品组合，用两份酸性岩加一份基性岩的人工混合样品，获得的化学成分的平均值代表地壳的元素丰度值。c)泰勒采用花岗岩和玄武岩的质量比为1：1进行计算。并简单地用花岗岩和玄武岩的标样来代替。,2.地壳中化学元素丰度研究方法,研究初期确定地壳元素丰度的各种方法，明显存在着以下主要问题：采用的地壳概念不一致，均未按照现代地壳结构模型进行元素丰度的计算；地壳的计算厚度采用16km是人为确定的，未考虑莫霍界面；忽略了
9、海洋地壳的物质成分，实际上多数数据只能是大陆地壳的元素丰度。,3）、按照地壳模型加权法 a)波德瓦尔特和罗诺夫等采用符合现代地壳结构的全球地壳模型。b)黎彤在计算中国岩浆岩平均化学成分的基础上，采用波德瓦尔特的全球地壳模型，将全球划分成地盾区、褶皱区、浅洋区和深洋区四个构造单元,3.地壳中元素丰度的研究基本步骤,首先建立地壳的理论模式：选择有代表性地区，根据地质学及地球物理剖面，建立标准地壳剖面；确定地壳的构造单元范围、面积、百分比；确定上地壳、下地壳的厚度及各类岩石的组成百分比。,选择各类岩石代表性的、精确度较高的分析数据，包括常量元素、稀土元素及微量元素的含量，作为计算的基本数据。用面积或
10、质量加权平均或简单的算术平均法求得各构造单元的元素平均丰度，进而计算地壳的平均化学成分。对计算时采用的地壳模型及所得的克拉克值数据进行检验。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,4、地壳的化学成分估测的著名方法:,大陆地壳化学组成英云闪长岩模式（Wedepohl，1995）,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,1）.上地壳：Taylor和Mclennan（1985）提出的上地壳成分主要数据是采用澳大利亚后太古宙页岩（PAAS）化学元素的平均含量减去20后作为上地壳的成分。他们根据保存在沉积岩中稀土元素REE（Rare Ea
11、rth Element）地球化学记录，探讨大陆地壳的成分及演化。沉积岩中REE研究表明：,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,沉积岩中REE研究表明：（1）在沉积过程中稀土元素没有发生明显的分异。Taylor等（1985）研究现代沉积环境REE的分布与世界各地后太古宙页岩的REE分布模式十分相近，后者包括后太古宙平均澳大利亚页岩（PAAS），北美页岩组成（NASC），欧洲页岩组成（ES）。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,沉积岩中REE研究表明：（
12、2）太古宙和太古宙以后沉积岩稀土组成明显不同：太古宙沉积岩以富集Eu或无Eu亏损为特征；太古宙以后沉积岩以Eu亏损为特征，不同时代沉积岩稀土元素组成模式相互平行，区别仅在于稀土总含量不同。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,（3）太古宙以后沉积岩REE模式的一致性表明，沉积岩代表了地壳表面大面积平均取样。Taylor等计算并确定了上地壳的REE丰度值，认为上地壳的REE标准化模式应该平行于页岩，但由于沉积岩中砂岩、碳酸岩、蒸发岩REE丰度较低，上地壳的REE绝对值应低于平均页岩值。从上地壳各类沉积岩REE质量平衡计算表明，上地壳的REE的丰度与后太古宙澳大
13、利亚页岩平均值减去20数值相当。,沉积岩中REE质量平衡计算,*上地壳的REE质量平衡计算时，采用页岩：砂岩：碳酸岩：蒸发岩72:11:15:2+上地壳的REE采用PAAS减去20,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,上地壳REE丰度值的确定，提供了估算其他元素丰度的途径。如利用n（La）/n（Th）、n（La）/n（U）、n（K）/n（U）等比值，可以计算出Th、U、K的丰度，进而利用其他元素与U、Th、K的比值估算其他元素含量。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclenn
14、an，1985）,2）.整个陆壳总的化学成分：他们对地壳总的化学成分的计算采用的是大陆地壳生长模型，大陆地壳总体的化学成分相当于安山岩模式成分。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,Taylor对于陆壳总体成分模式提出如下设想：（1）陆壳总的物质组成来源于地幔的分异；总陆壳经部分熔融应能产生花岗闪长岩质上陆壳。（2）根据大陆地壳形成及演化历史，75陆壳形成于25亿a以前太古宙，来自太古宙形式火成作用，25的陆壳形成于太古宙以后，应具岛弧安山岩成分，即大陆地壳的整体化学成分应该是75太古宙
15、陆壳成分25岛弧火山岩的安山岩模式成分。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,Taylor对于陆壳总体成分模式提出如下设想：（3）太古宙陆壳以“双模式”基性岩长英质火成岩组合为特征。基性岩为地幔部分熔融形成的玄武岩、科马提岩等。长英质火成岩为富钠的深成岩（TTG岩套的英云闪长岩、奥长花岗岩）或喷出岩。,大陆地壳化学组成安山岩模式（Taylor和Mclennan，1985）,3）.下部陆壳的成分：采取大陆地壳总成分减去上地壳的成分得出了下地壳的化学成分。他们认为，原始地壳部分熔融产生花岗岩
16、浆，上侵形成上地壳，而残余体形成下地壳，从而造成大陆地壳内部的分异作用。他们假设下地壳占整个大陆地壳厚度的75，上地壳占25。根据质量平衡原则，他们由地壳总体组成减去上地壳的相应质量，求出了大陆下地壳的化学成分。,大陆地壳化学组成英云闪长岩模式（Wedepohl，1995）,他的计算基于通过欧洲西部3000km长的折射地震剖面（EGT）。该剖面包括60%的古老地盾和40%较年青的褶皱带，莫霍面平均深度40km，据此，他建立了大陆地壳的标准剖面。地壳剖面分为上地壳及下地壳。各部分组成的主要岩石类型、厚度及所占比例如图所示。计算所用各类岩石的化学成分资料来源见表右侧说明。,5、大洋地壳的化学组成,
17、大洋地壳的研究是通过海洋钻探、海底取样及地球物理等方法对大洋玄武岩、海洋沉积物来进行研究的。洋中脊玄武岩（MORB）是洋壳的主要组成部分，来自亏损地幔地球化学源区。以亏损的K2O、LREE等不相容元素及低的n（Rb）/n（Sr）值和低的87Sr/86Sr初始值为特征。,第二章 地壳和地幔的元素分布,第二节 地壳中化学元素的分布一.地壳中化学元素丰度研究方法二.地壳中的化学元素的分布特点,二.地壳中的化学元素的分布特点,1.地壳中化学元素分布具有明显的不均匀性。a、分布最大的和分布最小的元素之间克拉克值差别很大，如氧的克拉克值为47，是分布量最小的元素之一镤的1.51015倍。元素丰度若按克拉克
18、值递减的顺序来排列，其次序为O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、（H）、Ti、C、Cl等。,1.地壳中化学元素分布具有明显的不均匀性。b、空间上，上下地壳分布不均匀，陆壳和洋壳分布不均匀，陆壳内，各板块、地质体内分布不均一。以Ri=上地壳元素丰度/下地壳元素丰度Ri约等于1的有:Ca,Si,Zr,Nd,Pb等。小于1的有：Mg，Cu，V，Fe，Ni，Cr，Ag，Co，Sr等。大于1的有：Cl，C，Cs，K，Rb，U，Th，Bi，Tl，Nb等。,1.地壳中化学元素分布具有明显的不均匀性。c、时间上，地史早期，一些稳定元素富集（如Au，Fe），晚期，活泼元素富集（如W）。,2.地壳中化学元
19、素的分布量一般随原子序数的增大而降低。如将元素的原子克拉克值取对数后，对应于原子序数作图，由图可见分布量大的元素一般位于周期表的开始部分，随着原子序数的增大，元素的克拉克值也越来越小。,图 地壳中元素原子克拉克值相对于原子序数的曲线（据费尔斯曼A E）粗线表示偶数原子序数的元素；细线表示奇数原子序数的元素,元素分布的这些规律与元素的原子结构密切相关，分布量的大小与原子核的稳定性有关。如元素分布的偶数规则及四倍规则即是其反映。（1）偶数规则：地壳中偶数元素的分布量占86，高于奇数元素，后者占14。而且某个具体的偶数元素分布量一般高于与它相邻的奇数元素。稀土元素族特别明显地证实了这一规则。（2）四
20、倍规则。元素的原子量（化为整数）或质量数A除以4，可把元素分成四种类型。,3.地壳中化学元素的分布是与宇宙中化学元素的形成，以及太阳系、地球、地壳形成和演化所制约。对比地壳与太阳系元素丰度数据可以发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：太阳系：HHe ONeNCSiMgFeS地球：FeOMgSiNiSCaAlCoTi Na地壳：OSiAlFeCaNa KMg（H）、Ti与太阳系相比，地壳和地球都明显地贫H、He、Ne、N等气体。与地球相比，地壳明显贫Fe和Mg，同时富集Al，K和Na。,二.地壳中的元素的分布特点,对比地壳与太阳系元素丰度数据可以发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：太阳
21、系：HHe ONeNCSiMgFeS地球：FeOMgSiNiSCaAlCoTiNa地壳：OSiAlFeCaNa KMg（H）、Ti与太阳系相比，地壳和地球都明显地贫H、He、Ne、N等气体。与地球相比，地壳明显贫Fe和Mg，同时富集Al，K和Na。,二.地壳中的元素的分布特点,这种差异说明，地球形成时伴随着气态元素的逃逸。而地球元素的化学演化表现为较轻易溶的碱金属铝硅酸盐在表层富集，而较重的难溶镁、铁硅酸盐和金属铁则向深度集中。,第二章 地壳和地幔的元素分布,第一节 地球的结构 第二节 地壳中化学元素的分布第三节 地幔的元素组成 第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,第三节 地幔的元素组成,
22、一.地幔化学组成的研究方法（1）地质学方法：直接获取上地幔在地表的露头，这些天然露头有碱性玄武岩、碧玄岩、玻基辉橄岩、橄榄拉斑玄武岩、金伯利岩中的超镁铁质岩的深源包体。上述火山作用象一座座天然的超深钻，把地幔中的岩石标本携带到地表，成为“天然的地幔信史”。此外，以固态构造侵位的阿尔卑斯型镁铁质岩侵入体也是上地幔在地表的露头，但他们常常也遭受蛇纹石化，新鲜程度不如深源包体。,第三节 地幔的元素组成,（2）与地球以外的星球进行对比：通过对陨石、月岩组成的研究，了解地幔的演化及组成。（3）实验岩石学的方法：模拟地幔的高温高压条件，进行岩石、矿物相转变的实验；以及在各种不同的温压条件下对不同组成的上地
23、幔物质进行熔融实验，从而了解各类岩浆起源的条件。,第三节 地幔的元素组成,（4）根据地球物理的资料：了解地幔的密度、弹性、粘度、热状态等性质，从而更好地限定地幔的岩石学模型。,第三节 地幔的元素组成,二.原始地幔的化学成分Taylor（1985）获得原始地幔的元素丰度的方法：根据地幔的密度和地震资料确定原始地幔的FeO含量为8.0；难熔主要元素Si、Ti、Al、Mg、Ca之间应具有C型碳质球粒陨石的比值；,第三节 地幔的元素组成,原始地幔的亲石微量元素丰度是C型球粒陨石的1.5倍；挥发性元素通过各种途径研究，获得它与难熔亲石元素之间的比值进行估算。,第三节 地幔的元素组成,三地幔的端元组成,8
24、0年代地幔地球化学研究的主要成果是 地幔不均一性和地幔端元成分的发现 研究表明地幔存在垂向及侧向的不均一性,第三节 地幔的元素组成,地幔不均一性的产生可能有三种途径：,地幔部分熔融及岩浆的析出地幔交代作用地壳及岩石圈物质重新进入地幔对流,第三节 地幔的元素组成,三地幔的端元组成,根据幔源岩石洋中脊玄武岩及洋岛玄武岩的Sr、Nd、Pb同位素及微量元素研究，地幔中存在亏损地幔（Depleted）及富集地幔 地幔中相对于原始地幔亏损（或富集）不相容元素的区域（或地幔）,第三节 地幔的元素组成,三地幔的端元组成,不相容元素是指容易由地幔固体矿物中析出而进入有利的熔体相的那些化学元素。不相容性包括大离子
25、半径亲岩元素（LILE），不适合进入地幔矿物的晶体构造。不相容元素具低的分配系数，经常D0.1,第三节 地幔的元素组成,三地幔的端元组成,Hart S R（1988）提出了4种地幔端元组成：亏损地幔DDM 高值地幔HIMU 富集地幔1EM1 富集地幔2EM2后三者是洋岛玄武岩三种端元组分，主要来自再循环大洋岩石圈,根据Nd-Sr同位素划分的四种地幔端元组分图（据Hofmann，1997）,第二章 地壳和地幔的元素分布,第一节 地球的结构 第二节 地壳中化学元素的分布第三节 地幔的元素组成 第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,一、岩石圈物质的循环 二、
26、地幔柱岩石圈的相互作用,第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,一、岩石圈物质的循环,岩石圈是刚性的、冷的圈层，它由地幔的最上部和上覆的大陆壳及海洋下的洋壳构成。岩石圈在大洋区厚约100km，大陆地区厚约100400km，它是由海底扩张而移动的构造板块组成。,岩石圈之下为软流圈，岩石圈板块好似漂浮在塑状的软流圈之上移动。,第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,岩石圈物质的再循环主要有二种形式：,大洋地壳或大陆地壳或岩石圈由于俯冲（消减）作用被软流圈传导进入地幔拆沉作用（delamination）地壳或岩石圈经底部侵蚀，其碎片沉入并集储在地幔,一、岩石圈物质的循环,1.板块俯冲作用产生的物质再
27、循环 俯冲（消减）作用：由于岩石圈漂浮在软流圈之上，被传到至海沟，俯冲下滑回到岛弧之下地幔中去，经常呈45角俯冲并达到600km以下的深处。地壳或岩石圈板片加入地幔，造成地幔成分的不均一性，往往是富集地幔及高值地幔端员组分形成的原因。,一、岩石圈物质的循环,2.拆沉作用以往人们认为陆源洋壳沉积物俯冲作用是大陆地壳再循环的唯一机制。目前拆沉作用的提出，引起地质、地球化学和地球物理学者普遍重视。它是造成下地壳及相应大陆地壳成分演化和壳幔物质交换的重要机制之一。,一、岩石圈物质的循环,2.拆沉作用拆沉作用：系泛指由于重力的不稳定性导致高密度的岩石圈地幔或大陆下地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程。典型的地
28、区发生在安第斯山脉，阿尔卑斯山脉和我国的青藏高原。,拆沉作用模型图（据Nelson，1991）短线区域代表上地壳和中地壳，浅灰色区域代表镁铁质下地壳，黑色区域表示转变为榴辉岩的镁铁质下地壳或洋壳,一、岩石圈物质的循环,2.拆沉作用 造山过程中由于地壳加厚，40km的地壳下部将形成榴辉岩。榴辉岩的密度为3.43明显大于地幔岩石3.29g/cm3。此外，基性岩浆底侵于下地壳底部和下地壳部分熔融产生的残余体，经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度3.33.6g/cm3。因此由榴辉岩及镁铁质麻粒岩组成的下地壳在重力上是不稳定的，可以使大陆下地壳发生拆沉作用。,第四节 地壳与地幔的相互作用及物质交换,
29、一、岩石圈物质的循环 二、地幔柱岩石圈的相互作用,二.地幔柱地幔柱（Mantle plume）/热点（Hotspot）地幔柱：地幔中狭窄的上升热及低密度物质流。它具有100km级直径，并源于660km地震不连续面或近核幔边界2900km深处热及低密度边界层。现行的地幔柱概念是“狭窄的上升的热流”或“狭窄的圆柱形热的管道”。低密度的物质起源于核幔边界，或者来自上地幔底部670km的间断面向上经过地幔达到地表。,地壳与地幔的相互作用及物质交换,Morgan（1971）确定了20个深源地幔柱，并提出了地幔柱假说。地幔柱将热及相对原始的物质带至软流圈，当幔柱到达岩石圈底部时，地壳产生隆起及表面火山活动，这一隆起及伴随的火山称为“热点”。热点：是地幔柱在地表的“露头”，其出露点形成洋岛火山。热点对于活动的岩石圈板块保持相对稳定。典型的与热点有关的洋岛火山作用的轨迹，形成洋岛火山长链（如夏威夷皇帝岛链）。这个链的时代由老向现代出露点逐渐变新。,课后作业：Taylor（1985），Wedepohl（1995）对地壳中化学元素丰度估测的思路、方法及数据有哪些差异之处？,
