第三章地球的圈层及组成

1、第三章 地球的圈层及组成第一节 地球的圈层构造及成因有关地球内部结构方面的认识主要来自地震波纵波和横波的反射和折射研究。其波速与深度的关系表明，地球由若干圈层组成(图31)。除了大气圈、水圈及生物圈外，地球从外向内可以分为以下三个圈层：地壳(陆壳和洋壳)、地慢和地核。在100一200km左右的地腹内有一个地震波的低速带，多数学者认为呈部分熔融状态，所以又称为软流国，是地慢中产生岩浆的主要部位。软流圈以上的地球外层，包括地壳及一部分上地幅(又称岩石圈地慢)，称为岩石圈，也叫作板块，是我们关注的对象。地壳以下第一个地震波不连续面称为莫霍面(Moho)，是地壳与地慢的分界面。莫霍面的深度在大洋下为1

2、0一12km，在大陆下为3050km。400km和670km处的地震波不连续面是地慢内部的两个主要的不连续面，2900km深度和5000km深度的不连续面则分别是地慢外核及外核内核的分界面。对于地球内部各不连续面的性质，一直存在着争论。根据已有的研究成果，目前多数研究者趋向于这样的结论：壳、慢、核之间的界面可能主要是化学界面；各壳、慢、核内部的界面可能主要是物理界面。表31列出了地球结构的基本概况。 关于地球圈层的成因，一直存在着争论。一些学者(Grossman，1972i2。J；Cameersnn，19731，s：；C1ark et a1，1972c 21：)认为地球是由炽热的太阳星云随着其

3、温度下降而使各类组分逐渐凝聚和增生形成的，即地球的分带结构是增生过程中形成的(非均一增生模式)。Ringwood(1979)id y则认为，地球是在太阳星云的各类组分凝聚以后才开始增生的，以后由于地球内部温度的增高发生熔融引起核、慢、壳的分离而形成分带结构(均一增生模式)。由于非均一增生模式不易解释部分元素在地球内部的实际分布，因此目前人什已更多地趋向于均一增生模式。第二节地球各圈层的结构及基本组成一、大陆地壳的结构和组成 大陆地壳的厚度一般约40一70km，其结构和组成非常复杂。它虽然只占地球总体积的o4，却集中了地球中l2以上的大离子半径亲石元素，保存了从太古宙以来各地质时期的历史记录。

4、1陆壳的结构 根据大陆地壳中存在地震波速的不连续面，许多研究者认为，以康拉德面(Conrad)(一l 5km深度)为界，大陆壳可以明确地划分为上陆壳和下陆壳两大层。上陆壳为花岗闪长岩质，富集大离子亲石元素、生热元素、亲稀土元素及其它不相容元素，具有高的RbSr和。Sr“Sr比值，下陆壳的典型成分为基性麻粒岩，亏损上述元素，特别是生热元素，RbSr和Sr”。Sr比值较低。陆壳的分层是陆壳形成(壳慢分离)后。进一步分离的结果。德帕奥洛(U81)基于SmNd和RbSr同位素研究计算出陆壳的分层发生在陆壳形成后250Ma。泰勒(1979)根据稀土元素分布形式及Sr同位素资料认为太古宙地壳总成分为安山岩

5、质。与现代陆壳总成分一样，但无分层；上下地壳的分离是由于2500Ma前陆壳发生广泛的部分熔融事件造成的。 80年代大量的岩石圈研究资料表明，陆壳的结构和不均一性远比上述复杂的多。例如原苏联的科拉超深钻取得了重要地质地球物理信息：(1)与地球物理预测不同，元古宙岩层不是延伸到34km，而是延伸至7km，即延伸到预计“花岗岩”层向“玄武岩”层过渡的深度；(2)在7km深处并末进入“玄武岩”层，而是见到了太古宙斜长片麻岩、花岗片麻岩和角闪片麻岩，末见到由玄武岩组成的任何岩层和致密的基性岩体；(3)记录了准确的地热增温率：科拉半岛地盾区在7km深处为50，lOkm处为100，即3km以上为每100m增

6、加lC，3km以下每100m增加25。另外，最近的地球物理资料也表明康氏面在许多地方并不存在。在下陆壳中不但发现许多与理论成分不一致的麻粒岩，而且还发现有硅铝质岩石甚至沉积岩层这样一些被认为只存在于上陆壳的物质。下陆壳的成分也是非常不均一的，上下陆壳之间并不存在一个截然的界面，而是复杂的交错和渗透关系。2陆壳的成分 已有许多学者采用各种途径来估算大陆壳的成分，其方法大致可以分为两类：用细碎屑沉积物代表陆壳的成分；用地球表面出露的各种火成岩、变质岩和沉积岩的加权平均确定陆壳的成分。 最近，Taylor(1985)cs3I系统地研究了地球上陆壳、陆壳整体和下陆壳的成分。他认为对陆壳成分的估计应考虑

7、宇宙化学、热流量及矿物组成等多方面的限制条件，并提出以下估算上陆壳、陆壳整体和下陆壳成分的方法： 1首先研究了沉积物(岩)的成分受表生作用、沉积作用和变质作用的影响，提出采用稀土元素、生热元素(K、Th、U)、Rb和Sr等微量元素及上陆壳的矿物组成作为边界条件来估算上陆壳的成分。 2对于陆壳整体成分的估算，Taytor提出了以下边界条件： (1)必须与由K、Th和U产生的热流一致。 (2)总体陆壳必须能够通过部分熔融产生花岗闪长质的上陆壳。 (3)自太古亩以后，陆壳增长的物质来源限于岛弧火山作用。 (4)大约75的陆壳形成于2500Ma以前，安山质模式组成只占25成分应相当于75的太古宙陆壳和

8、25的太古亩后安山质组分。因此陆壳整体 3下陆壳占总体陆壳的75。由于取样上的困难，因此是我们对地球内了解最少的区域之一。根据地震波速资料，目前多数研究者认为下陆壳为麻粒岩相岩石。但不同的研究者给出的下陆壳成分差别很大，有的甚至酸性程度与上陆壳相近；其组成加上花岗闪长质的上陆壳所得到的K、U和Th丰度过高也与热流值不符。因此TaylorL5：提出用陆壳整体成分减去上陆壳的方法来估算下陆壳的成分。 表32列出了Taylor估算的上陆壳、总体陆壳和下陆壳的化学成分。1大洋地壳的结构大洋地壳的结构和组成 对大洋地壳的研究是通过海洋钻探、洋底取样，对海洋玄武岩、海洋沉积物及地球物理研究来进行的。与陆壳

9、相比，洋壳很薄，其厚度仅为olokm。一般认为，它是由玄武岩层加上不厚的(12km)上覆海洋沉积层构成的，其总成分相当于苦傲质玄武岩。目前，大多数研究者都接受下列大洋岩石圈剖面(自上而下)：海洋沉积物)洋底玄武岩一席状岩墙带一辉长岩及超镁铁堆积岩一上地慢顶部变形橄榄岩；认为莫霍面是基性岩洋壳与上地幅橄榄岩之间的化学界面。这一模型与大量的观测结果是一致的。然而，现有的资料还不能完全排除莫霍面是蛇纹岩橄榄岩相转变分界面的可能性，也就是说，地震学所定义的一部分下地壳实际上可能是蛇纹石化的上地慢撤榄岩。2大洋地壳的组成洋底玄武岩(大洋中脊玄武岩)是洋壳的主要组成部分。它是一种在全球范围内成分比较均一的

10、玄武岩；其低的K20、Ti02、LREE及其他不相容元素，特别是低RbSr比值和“SrSr初始值表明它们来源于“亏损型”的地幅地球化学储源。 此外，构成洋壳的还有洋岛玄武岩，分布于大洋板块内部的洋岛中。其岩性为一套富轻稀土及不相容元素、碱度较高的碱性玄武岩与拉斑玄武岩组合。目前、多数研究者认为其来源于“末亏损”型或“富集型”的地球化学储源。 表33所列数据即为Taylor等(1985)L5：提供的大洋玄武岩平均成分。1地慢的结构三、地限的结构利组成 现代地球物理研究表明，地慢存在着垂向和横向上的不均一性。近年来，对不均一性的分布、性质以及地表地质构造与不均一性的关系等方面的资料做了修正：古老地

11、台区的地峻顶部波速大，达8283kms；年轻地台地慢顶部的波速为7981kms；在现代和最新造山带，地幅顶部的波速接近8kms。地震和大地电磁研究已发现软流层的分布极不均一，而且软流层并不是全球性的。在最稳定的地区，如结晶地盾之下可能不存在，在古地台之下软流层表现很弱，但在现代裂谷和造山带内表现清楚且厚度大。 (1)撒榄岩地侵岩模型 该模型是由Ringwood(1962)，d首先提出的。他认为地慢由橄榄岩组成的主要证据如下：根据实验测定的橄榄岩的平均零压密度比较接近由地球物理资料推算得到上地慢密度；高温高压实验所得到的辉长岩榴辉岩相转变线与莫霍面深度不吻合；幅源超镁铁质岩包体中橄榄岩的数量大大

12、超过榴辉岩。Ringw(KXi(1975)5I提出可以用模式橄榄岩(Pyr01加)代表整个地幅的成分，并根据高温高压实验成果提出了一个完整的檄榄岩相转变系列以解释地慢中各主要地震波不连续面的性质，即将地幅划分为三个带，各带之间均为等化学的相转变关系：上地幅(从莫霍面到350km深度)由橄榄石一斜方辉石i单斜辉石一石榴子石组成。在上地慢最上部的橄榄岩是熔出玄武岩浆的难熔残余，主要为方辉橄榄岩和纯撤岩。过渡带(从350一900km深度)内Pyrol此的矿物发生了相转变，伴随着密度的改变，引起地震波的不连续。350一400km深处的地震波不连续面与橄榄石一p相(类尖晶石结构)、辉石一石榴子石复杂固熔

13、体的相转变带对应。670km深处的地震波不连续面则与辉石、橄榄石转变为钦铁矿结构和钙铁矿结构的相变带吻合。下地慢(900一2700km)是结构极为紧密的MglFe硅酸盐矿物组合(如钙钦矿结构等)。 上述地幅橄榄岩模型已被许多研究者接受，在此基础上，一些研究者(Wasserburg eta1，1979L5e，；DePa010，1983)cz33根据慢源火山岩，特别是大洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩和大陆溢流玄武岩的Sr、Nd同位素研究及主要元素和微量元素地球化学研究，结合地球物理及板块运动几何学，提出了双层地慢地球化学模型，认为地慢是由亏损了大离子亲石元素(LIL)和不相容微量元素的上地慢和相对不亏损

14、、接近于原始地慢成分的下地幅两部分组成的。上、下地幅的分界面与670km深处的地震波不连续面一致。Depaolo(1983)z33根据同位素研究认为，约有25的地慢物质(即上地慢)受到地壳分离的影响而亏损。(2)榴辉岩橄榄岩互层地侵模型 Anderson(1979，1982)y，：根据地震波速和密度计算发现，在220一670km深度之间橄榄岩地慢岩的VPl认计算值与实际的地震波VPlVs不一致(分别高4一5和3一7)，而橄榄榴辉岩(PNogite，由44Cpx、37Ga、16(1、3Opx)的VPlVs计算值却与实测值一致；而且檄榄岩地慢岩的相转变所造成的密度和波速变化与400km及670km

15、处两个地震波不连续面的实际变化不吻合。因此他提出了一个新的地幅模型榴辉岩橄榄岩互层模型，即把地慢自上而下划分为三层：“富集”的橄榄岩上地幌(从莫霍面到220km深度)、“亏损”的橄榄榴辉岩组成的“过渡带”(从220km到670km)及“亏损”橄榄岩下地慢(670km以下)。 图32给出了橄榄岩和榴辉岩橄榄岩互层两种地慢模型的对比图解。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过来自上地幅的包体研究获得。使用该方法需要注意以下问题：来自地慢的包体只限于200km以上；地腹包体往往具有残余或亏损的特征，表明它们可能经历了复杂的历史；大多数地幅包体产于大陆壳下面的上地慢。已有的对地幅

16、包体的研究表明，上地慢的主要元素组成是相当一致的(表33)。然而，由于存在着部分熔融作用、地慢交代作用及地壳混染等作用，因此试图通过地慢包体获得整个上地峻的微量元素丰度却非常困难。 下地幅占地球总质量的50，但对它的成分却难以直接进行研究。已有的下地幌成分资料都是根据地震波数据推断的。最直接的方法是把各种硅酸盐和氧化物在冲击高压下的密度与地震波所确定的下地慢密度进行对比。Anderson(1977)r：及Watt和Ahrens(1982)L5y都认为下地慢的SiOz含量更接近球粒陨石而不是地慢岩的含量。另一种方法是假设下地烃绝热且成分均匀，将地震波资料外推至零压(Anderson和Jordan

17、，l 970L5J；Anderson等，1971Eo；Butler和Anderson，19781I)，然后用状态方程计算下地幅在零压的密度、剪切模量、体积模量和纵横波速度并与各种可能矿物和成分所推断或测量的数值进行对比。Butler和Anderson(1978)L1y认为，纯钙铁矿结构的MgSiO：与下地慢的地震波资料相符，由于钙铁矿模量和下地慢温度的不确定性，(Mg，Fe)SiO：的成分有一定变化。还有一种方法是利用各种低压矿物组合(如钙钦矿和镁方铁矿)物理性质的测定值或推断值来外推到下地怪的条件。Gaffney和Anderson(1973)z?及Bur此k和Anderson(1975)cl

18、 e得出，下地幅比上地慢富含橄榄石的岩石更富Si02。总的说来，目前对地震波速和相转变研究提出的主要争论是上地幅与下地慢的组成是否存在着差异。例如，Liu(1979)c2E3认为670km深处的不连续面极窄(土4km)，因此可能是化学边界。Spohn等(1982)通过地球内的热传导研究则认为地球内存在着整个地慢范围的对流，因此上地慢和下地幅应具有相同的组成。(2)原始地侵的成分 原始地慢是指地球增生及核慢分离后，但还没有分离出地壳时的地慢。原始地慢的成分是研究地球成因及岩石圈演化的基础，因此许多研究者(Jagoutzet a1，1979L3”；Anderson， 1983，；Sun，1982s

19、o；Wank et a1，l 984s51；Taylor et a1，1985s33)进行了详细的研究。其研究基本上都是建立在以下假定基础上的：金属与硅酸盐相在行星初期阶段即已分离，其增生过程中只存在着局部平衡；挥发性元素(如K、Rb)相对于难熔元素(如U、Sr)的亏损发生于地球增生以前；在行星初期阶段不会发生难熔元素之间的分异作用，因此地球整体的SmNd比值与球粒陨石相同；亲铜元素主要进入硫化物Jagoutz(1979)c：32通过大量来自地幅的尖晶石二辉橄榄岩包体研究后发现有5个样品没有明显亏损Ca和Al，即它们具有原始地慢的成分特征，其中美国亚利桑那州San Car10s的样品(SCl)

20、具有CI型球粒陨石的难熔亲石微量元素和Nd同位素比值。他利用该样品的成分与Wedepohl(1981)s：的平均地壳成分进行混合计算得到了原始地幅中57个元素的丰度。 Anderson(1983)c，利用球粒陨石中难熔亲石元素比值作为约束条件计算出原始地幅相当于以下5种岩石的混合物：超镁铁质岩(326)，平均地壳岩石(o56)，洋中脊玄武岩(67)，金伯利岩(o，11)，斜方辉石岩(598)。虽然其Cr的结果偏低及YbSc比值偏高，但有趣的是所计算的地壳比例与实际地壳比例(o59)很相近，且洋中脊玄武岩的比例也与40亿年来产生和消减的大洋玄武岩总质量相当吻合(假定太古宙时就有板块，其速率为20

21、km。a，William and Von Herzen，1974L5”)。 Sun(1982)L50根据太古宙橄榄科马提岩及现代Mg值大于o65的洋中脊玄武岩Tioz和Yb与MgO之间呈负的线性关系以及大多数末亏损地慢岩包体的MgO38确定7原始地慢中的TiOz含量。然后用样品中元素与Ti02的比值估算地慢中的难熔亲石元素，对于易挥发元素(如K、Rb、T1等)和亲铁元素(如Ni、Co等)则用具有原始地幌特征的地慢岩包体的元素比值进行估算。 Taylor(1985)s31提出以下方法来获得原始地慢的元素丰度：根据地慢的密度和地震资料确定原始地慢的FeO含量为8o。难熔主要元素Si、Ti、Al、M

22、8、Ca之间应具有CI球粒陨石的比值；根据地核与地慢的质量比，原始地幅的亲石微量元素丰度是CI球粒陨石的15倍；挥发性元素采用通过各种途径研究(如Nd同位素研究等)获得的其与难熔亲石元素之间的比值进行估算。对于亲铜元素和亲铁元素则分别引自Jagoutz等(1979)：和Chou(1978)zo等的研究成果。 表34列出了部分研究者确定的原始地慢元素丰度值。3地核的成分 根据宇宙化学资料，地球整体的非挥发性元素比值与太阳和球粒陨石相似，而地慢与其相比铁明显较低，因此地核中应集中较多的铁。由地球物理测得的地核性质与铁的性质非常相似也证实了这一认识(表35)。然而，在外核的压力条件下，纯铁的熔点高于

23、外核的温度，而实际上外核是液体状态；另外，纯铁的纵波速度也稍低于地核。因此，许多研究者认为地核中存在一些能使铁的熔点降低和使波速增加的杂质元素，如氢、氦、碳、氮、硅、镁、氧和琉。例如，Anderson(1977)c“根据冲击波实验结果认为，含6一12的琉可以解释地核的密度，同时硫也可使铁的熔点降低。这一模型存在的问题是硫是挥发性元素，一般在地球吸积时就损耗了，很难证明地核中是否存在足够数量的硫。Goto等(1982)cz：计算出Fez02的高压相的零压密度(尸。)和零压声速(C。)值分别为622cm3和67kms，这个数值与Butler和AndersonL?对外核所计算得到的值为66土015g

24、cm和435士o35kms很相近。富氧铁核假说的一个明显问题是，在低压低温条件下，氧在熔融铁中的溶解度很有限。但是Anderson认为在高温高压条件下，熔融铁能够溶解大量的氧。如在2400时，熔融铁中的FeO为40N23。Ringwood(1966)id81认为，氢、氦、碳、氧和氮与铁只能形成填隙固溶体，并不降低密度，因此他赞成硅为地核的轻元素。Balchan和Cowan(1966)“1I通过冲击实验获得台14一20(重量)硅的铁硅合金的Po和Co分别为702725cm和54土o1kms(20硅)，与地核的值很相近。第三节地慢的化学不均一性地慢内物质组成的不均一性最初是由地震波的横向不均一性认

25、识到的。随后在80年：“D2碟)：1a(碟)代岩石圈计划实施以来，越来越多的研究资料(特别是地慢地球化学方面的研究)使人们对地慢的化学不均一性有了更清楚的认识。一、研究方法 虽然来自地幌的橄榄岩包体或阿尔卑斯橄榄岩样品提供了解地慢组成的最直接的途径，但是由于地慢橄榄岩的数量和分布有限，因此有关地慢化学不均一性的资料主要是通过研究慢源火山岩(或侵入体)获得的。 1微量元素比值和同位素比值法 对于熔体中两种元素(或同位素)的比值与源区岩石中元素(或同位素)比值的关系，可以用分批部分熔融模型导出。首先设有两种元素(用上标1和2表示)，将Shaw(1970)的方程： 联立可得： 目路张联a 4323

26、由上式可看出，当D2、D2、尸、尸相对于部分熔融程度万可以忽略时，也即万值远远大于凰和只时，熔体中两种元素的比值约等于源岩中的元素比值。以上熔体与源岩元素比值之间关系的表达式也可写成如下形式(Minlster(1979)“和A11egre，1987r3)：如果上式中分配系数D2、D2和尸、尸为常数，则C1Cz与C1为直线关系，直线的斜率：截距为：由(33)式可以看出，如斜率Ao，则熔体中两种元素的比值C1Cz为一常数且与当D2铭D2露o和尸铭尸初O时，显然有：(D2*D2*o)，熔体中元素的比值等于源岩的比C D： C5E5页面斜率4o的另一种情况是：因为A 有以下两种情况可以满足(37)式：

27、 aD：D：和尸尸 b川D2和尸尸 在第一种情况下，熔体中两种元素的比值与源岩的元素比值相等，如同位素比值和一些具有几乎相等半径的元素对(ZrHf、NbTa、YHo等)能够满足以上条件。第二种情况由于D2乒D2，所以熔体中两种元素的比值不能反映源区元素的丰皮特征。 2元素丰度模式法 元素丰度模式法是一种图解分析法，其基本原理类似于用球粒陨石标准化的稀土元素模式图。由于图中的元素按不相容程度依次排列，部分熔融作用和结晶分异作用通常只造成丰度曲线的倾斜度变化。如果模式图中出现个别元素的峰或谷，则表明火山岩源区具有富集或亏损该元素的特征。与此类似，其源区富集或亏损程度亦可用类似于研究Ce或Eu异常的

28、方法进行研究。3。干扰因素的识别 通过玄武岩类岩石研究源区的化学不均一性时往往会遇到一些干扰因素的影响问题，如岩浆上升过程中是否遭受到地壳物质的混染、两种岩浆的混合、硫化物熔体的分凝作用及成岩后的变质或流体交代作用等，因此研究中首先必须对上述干扰因素及其影响程度进行判别和处理。(1)地壳物质混染的识别 对玄武岩在岩浆过程中遭受地壳物质混染程度的判别，可以根据地壳中的富集元素Si、Rb、Ba、Th、LR辽E及同位素比值如oPb。Pb、zoPboPb、zoPboPb、：SrSr、ldNdl“Nd等进行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和结晶分异作用的影响，因此单纯的岩浆过程应使同位素比值保持常数

29、，而当岩浆中加入地壳物质时才使同位素比值发生变化，同时还与SiOz、Rb、Ba、K、Th等呈线性正相关。Piccrillo等(1989)cd“对巴西南部arana溢流玄武岩所进行的研究就是应用该方法的成功例子之一(图33)。 除了上述一些元素外，Marsh(1989)，：y提出了另一些能够判别地壳混染的元素。他根据强烈分异的玄武岩和平均大陆地壳的元素丰度模式图得出一些元素在结晶分异和地壳物质混染双重作用下具有以下基本特征： 两种作用都造成玄武岩中含量增加的元素有：K、Rb、Th、LREE、Ba、Zr、Nb等。两种作用都造成玄武岩中含量降低的元素有：Cr、Ni、MglCa等。 在结晶分异作用下造

30、成富集，地壳混染作用造成玄武岩中含量降低的元素有：Ti、V、Fe、(P)。由于Ti、V、Fe、(P)在变质或流体交代作用下相对不活动，因此在识别地壳混染更可靠。(2)地慢混合与岩浆混合的识别 例如，Hart(U85)在研究美国西部的高铝橄榄拉斑玄武岩和蛇河橄榄拉斑玄武岩时发现它们的SrSr、14NddNd与Si02、K zO、T502、RbSr、SmNd的关系证明”SrsSr、，NddNd的变化与地壳物质的混染无关。但是在SrSrl d“NddNd的关系图解(图34)中分别用以下两组数据得到两条双曲线；富集型源区的玄武岩中Sr29310，Nd1810；亏损型源区的玄武岩中Sr1，6610，Nd

31、4310“。富集型源区的玄武岩中Sr7510，Nd310“；亏损型源区的玄武岩中Sr2。510，Nd7510“。可以看出这些玄武岩样品基本上都落在地幌混合线上，因而证明它们是来自宫集型和亏损型地慢不同程度混合后部分焙融作甩的产物。(3)硫化物熔体分凝作用的识别 许多基性侵入体常常伴生有岩浆金属硫化物矿床，这表明岩浆过程存在着硫化物熔体分凝作用。现代某些洋中脊玄武岩浆喷发时含有饱和硫(McGoldrick，U79)也证实了这一点。因此，在研究地慢中的亲硫元素时必须考虑硫的影响。照旧，且强佣建父死石仕石纸22程是否曾发生硫的过饱和却有一定6J困难，因为火山岩在喷发时大部分窃会在减压时逸散。另外，以

32、硫化物等开式存在于岩石中的硫也易于在变质重流体交代作用下迁移。这也许是目古研究上地慢的化学不均一性时多局N于亲石元素的原因之一。最近，Barn2(1990)cl z根据铂族元素在硫化物熔女中具有比Ni和Co高得多的分配月数，认为硫化物的分凝作用会强烈月影响Ni和Cu与铂族元素的比值。日此他提出采用岩石中NiPdCMIr言比值图(图35)来识别岩浆作用过程是否存在硫化物熔体的分凝作用。对许多地区的基性、超基性岩的研究结果也证明这种方法可明显地区分开橄榄石和铬铁矿与硫化物熔体的分凝趋势。 (4)变质或流体交代作用 在研究地球早期地慢的物质组成时，往往只能得到变质的基性、超基性岩样品。目前，大多是采

33、用高场强元素，如Ti、P、Nb、Ta、Zr、Hf等不活动元素来研究区域上地幅的化学不均一性的。不过，在不同级别的变质作用或不同成分的流体作用下，元素的活动性均有一定的差异。因此，为了尽可能获得更多的地慢物质组成资料，实际研究中应对元素的活动性进行判别，其方法是用高场强元素与低场强元素的关系进行辨别，即它们之间有好的相关性时表明所研究的元素活动性小。二、地慢化学不均一性的证据 在世界范围内，各种构造环境(如大陆、大洋、海岛及岛弧等)玄武岩及其所携带的地幅岩包体等大量地球化学资料表明，地幅存在着区域化学不均一性和层状不均一性。这些化学不均一性现象为研究岩石圈演化等提供了重要信息。1同位索证据 如前

34、所述，慢源火山岩的同位素比值可以代表其源区的特征，因此是了解地慢化学不均一性的最有效方法之一。例如，Erlank等(1980)zs在80年代初对南非不同时代幅源岩石的Sr同位素研究发现，伟罗系的样品(190Ma)在Sr“SraRb：Sr图解上的投影点非常离散(图36)，不但不能拟合出190Ma的等时线，而且又不落在地幅演化线(1620Ma)或地球演化线(46Ga)上，甚至还有相当部分的数据点落在地球演化线的左边。Er1ank等通过详细的地球化学研究排除了样品受干扰因素影响的可能性，认为这反映了上地慢各处并不具有相同的。Sr“Sr比值，即上地慢在同位素组成上是不均一的。 随着幌源火山岩Sr、Nd

35、和Pb同位素资料的大量积累，目前已从上述地幅单一的同位素体系研究发展到地慢多元同位素体系的研究，并取得了许多新的认识。例如，Hamelin等(1986)c：o对洋中脊玄武岩的PbSrNd同位素研究结果证明，印度洋中脊的地慢具有与太平洋洋中脊和大西洋洋中脊明显不同的同位素组成(图3，7)。A11egre等(1987)：通过大洋玄武岩的NdSrPb同位素组成研究，将地幅划分为7个端员组成：即(1)印度洋MOBB；(2)太平洋MORB；(3)圣赫勒拿岛高f地慢；(4)普雷麦(Prema)型地慢；(5)KTG与Dupal异常地幅；(6)夏威夷库劳(Koolau)型地惧；(7)圣米格尔(Sao Migu

36、el)群岛型地慢。中国在“七五”计划期间也做了大量地幅同位素方面的研究工作。例如以朱炳泉为首的研究小组对中国大陆地慢的NdSrPb同位素研究证实，中国东部大陆地慢有北富集、南亏损的总体趋势，并存在着三个主要端员组分：(1)五大连池(W)；(2)雷琼南海(Ra)；(3)云南西部的腾冲洱海。周新华和朱炳泉(1992)L113、f中国东部新生代玄武岩的同位素体系研究并进行了地幅同位素地球化学特征的区域填图，将中国地幅划分为7个不同的地峻区：(1)华南亏损地慢区；(2)扬子郊庐混杂地慢区；(3)闽中低fA略亏损地慢区；(4)渤海周边亏损地慢区；(5)华北东北似原始地幅区；(6)东北北缘钾交代富集地慢区

37、；(7)滇西腾冲、广东三水及吉林长白山等古俯冲带物质再循环富集地慢区。 从以上资料看，地馒无论是小区域还是大区域都存在着明显的同位素不均一性。 2微量元素证据 地慢在微量元素上的不均一性大约是在80年代初才开始认识到的。例如，Bougault(1980)“33在研究了大西洋不同纬度(250N一630N)玄武岩样品的YTb、Zr谢和NbTa后发现，研究区内玄武岩的LaTa值可以划分为两个组合：在北纬22。一25。的玄武岩为18；在北纬36。一63。的玄武岩为9(图38)。因此，他认为在大西洋下面的上地慢存在着较大区域的微量元素化学不均一性。全球大地热流研究表明，在远离大洋中脊和热点的正常大洋板块

38、与正常的大陆板块热流平均值几乎相等，约为11132热流单位。这说明它们下面含的放射性元素总是近乎相等的。然而在大陆上，56的放射性元素已集中在地壳中，而大洋板块岩石的放射性元素含量都极低，大约有80的放射性元素仍存在于地幅中。这意味着需要有一个更富放射性的大洋下地慢和更贫放射性的大陆下地慢才能产生所观察到的热流值。图39表示了大陆和大祥放射性元素含量(相当于热产生值)随深度的变化情况。以上事实说明大陆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用微量元素比值系统研究了大洋玄武岩源区的化学不均一性c他认为用CxCzCyCz(x、ylz均为不相容

39、五素)图解研究地慢化学不均一性有以下优点：(1)没有时间效应，即不必进行时间校正；(2)地幌的二元混合物组成必在两端员地慢组成的直线上。图310是Loubet根据大量大洋玄武岩数据绘制的TaLaTh儿a图解。由图可以看出，MORB位于左下方，代表亏损地慢的组成区域；OIB1的组成范围基本上位于原始地球组成(P)附近，它们代表了原始末亏损的地慢；大陆地壳(CC)的组成位于图的右下方；OIB2则位于oIB1与cc之间。Loubet对上述地慢微量元素比值特征进行了解释，他认为MORB和OIB1的组成可以解释为部分熔融作用的结果(图311)；OIB2的组成比OIB1更靠近cc，这可以解释为玄武岩浆在产

40、生前其源区地慢受到了大陆地壳物质的混染。三、地慢与地壳的物质交换 地壳是地恨通过长期分异作用(部分熔融产生岩浆)形成的。大量研究资料表明，地壳的增长在中新元古代时期达到高峰，此后地壳的质量基本上没有明显的增长。这意味着一部分地壳物质一定是以某种途径返回到地慢中去了。其中聚敛板块边界的俯冲作用是地壳物质再循环最重要的形式，其证据如下： rPb、sr、Nd同位索证据 与大洋玄武岩相比，岛弧玄武岩的。助oPb和oPboPb明显较高，即明显具有富放射成因Pb的特征。在oPboPbzoPb“Pb图解中岛弧火山岩的数据点基本上都落于大洋玄武岩(MORB)和大洋沉积物(NE Pac出c Sediments)

41、的混合曲线上(图312)。SrNd同值素资料也显示出与上述类似的特征(图313)。在。Sr。SrlNddNd图解中可以看出，岛弧火山岩具有明显比大洋玄武岩高的“SrSr和”NdNd。这证明岛弧玄武岩的源区有大洋沉积物的加入。由Sr和Nd同位素的质量平衡估计大约有1一2的大洋沉积物加入到岛弧火山岩的源区。2“Be的证据 随着现代分析技术的发展，目前已经能够进行微量”Be(lo原子数8)的精确测定。”Be是大气层顶部宇宙射线作用的产物，其半衰期很短(约15Ma)。l。Be的短半衰期性质使得年轻沉积物具有明显比古代沉积物或地壳高的”Be含量(来自大气上层)，因此它是一种研究岛弧火山岩中是否有俯冲洋壳

42、物质的有效指示剂。 表36和图314列出了一些火山岩和沉积物中。Be的丰度值。由此可以看出，沉积物中的。Be比岛弧火山岩高34个数量级，而岛弧火山岩中的“Be又比其它类型的火山岩高10一100倍。由这些数据还可以粗略地估计出岛弧火山岩中大约有2一3的。Be是来自俯冲至上地馒的洋壳沉积物。3微量元素证据 岛弧玄武岩具有富集低场强元素Sr、I(、Ba、Rb、Th和亏损高场强元素Ta、Nb、Zr、Hf、Ti等的特征(图315)。低场强元素的富集与俯冲洋壳的去水作用对上覆地慢的交代作用有关，高场强元素的亏损则可能是以下因素造成的：(1)地慢源区存在着少量的金红石、钻石及磷灰石；(2)亏损地峻岩石的再熔

43、融四、地慢的化学演化 描绘地幢的化学演化需要对各个时代慢源岩石进行系统的研究。由于地球早期限源岩石不像现代玄武岩那样分布广泛，且岩石往往遭受到一定的变质或流体交代等作用的影响，因此其研究还不够系统，只能由此获得一些粗略的认识。 1桔慢分离的时代 按照Ringwood(1977)c。的观点，大约在地球形成的最初100Ma时，地核开始由硅酸盐、氧化物和金属铁的混合物分离出来。在这一过程中，大量的亲铁元素和几乎所有的贵金属元素都进入到地核内。Dre5bMs和wank(1979)cz认为一些Mn、Cr和V(亲石元素)也随着FeO一起进入了地核。如果后来的地慢对流不明显，一些亲石元素与亲铁元素比值，如T

44、iP、AlGa、SiGe和UPb的变化范围很大就可能是地球不均一增长及核慢仍在发生分离作用造成的。Sun(1984)L51I在研究了自太古宙至现代镁质和超镁质岩的TiOzP zOs比值后发现，它们的TiP比值保持不变(图316)，因此核慢分离作用在38Ga以前就已结束。2核慢分离后陨石加入对地慢成分的影响 由于核幅分离作用过程已几乎将所有的贵金属元素都迁移至地核，因此目前都认为地幌中的这些元素是后来陨石落入带入的。根据估算(Chou，1978)z01，自地核形成后(一44Ga?)直到大约38Ga，大约1的陨石加入到地球即可造成我们现在所观察到的地慢岩的贵金属元素丰度。这些陨石雨的不均匀分布不仅

45、造成地幅在挥发元素、亲铜元素、亲铁元素以及责金属元素的强烈不均一，而且也影响到地球各圈层，特别是大陆地壳和地慢的Pb同位素演化。 3太古窑地樱的化学不均一性 太古宙镁质超镁质变火山岩具有两种较常见的微量元素标准化(球粒陨石)丰度形式(图317)。第一种类型具有平坦或稍亏损LREE但HREE平坦的特征，它们具有球粒陨石的难熔亲石元素比值(如TiZr、TiY、TiHREE、AlTZ和CaTi)，这与现代典型MORB的特征一致。第二种类型具有LREE富集和HREE平坦的特征，普遍富集Rh、K和Ba。在标准化微量元素丰度形式图中具有亏损Nb、Ti和P的特征。与球粒陨石相比，它们的TiZr比值较低，AlzO sTiOz比值明显较高(球粒陨石分别为UO和大约21)。上述亏损Nb、Ti和P的特征与现代岛弧火山岩类似，不同之处在于它们不具有明显富集Sr的特征。由于太古宙火山岩是地慢较高部分熔融作用的产物(Sun和Nesbitt，1977)l9J，因此其REE形式反映了地幅源区的化学不均一性。一些太古宙慢源火山岩精确的Sr和Nd同位素数据(如John等，1976L3di；F1etcher等，U82z e；McCulloch等，198lEs；Chauvel，19841。I)表明，太古宙地幅存在着长期的化学不均一性。例如，Chauvel等(1