放射性同位素地球化学2011下

1、中国科学院地质与地球物理研究所 中国科学院研究生院 2011年 放射性同位素地球化学(下),提纲,放射性同位素地球化学(下) Sr,Nd,Pb,Os,Hf同位素在岩石成因和壳幔演化研究中的应用 2.1 地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构 2.2 地球的圈层结构（2），地壳的基本结构和组成 2.3 幔源岩浆岩组分的差别 2.4 混合过程的数学表达 2.5 洋岛玄武岩与地幔端元 2.6 源区的鉴别 2.7 怎样综合使用同位素地球化学方法鉴别岩浆来源,同位素示踪研究的基本思路 广义：建立壳幔物质的继承演化关系 狭义：确定岩浆的物质来源 手段：同位素、微量元素 展开背景： （1）地幔地球化学性

2、质的差异，DM-EMI-EMII-HIMU-SCLM （2）上下地壳地球化学性质差异显著，LC-UC （3）深海沉积物、地外物质等，具有特殊地球化学性质 （4）不同的古老大陆，形成历史不同,在太阳系类地行星中，只有地球，形成45亿年来，没有停止演化，从内到外物质和能量的交换，从未停止，内部一直保持活力，而且发展出成熟的板块构造,地球内部系统,Dynamic Earth,行星的形成,主要陨石类型的相对含量,普通球粒陨石,普通球粒陨石,球粒陨石与其他类型陨石的本质区别何在？,球粒陨石是石陨石的一种，它没有遭遇过母天体的熔融或地质分异，因此结构没有改变过。几乎所有球粒陨石均含有毫米大小，称为“球粒”

3、的球形岩石,太阳系的元素丰度（Si=106）,H=2.791010，He=2.72109 O=2.38107 ，C=1.01107,C,碳质球粒陨石组成与太阳光球的组成基本一致,原始地幔组成与碳质球粒陨石组成的比值,问题： 1. 太阳中有Fe吗？ 2. 太阳、球粒陨石、地球的元素丰度异同及其原因？,2.1 地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构,地球早期的核幔分离,地壳 地幔 地核,地球各主要圈层的体积和质量,地壳，0.4% 地幔，67.2%(三分之二) 地核，32.4%(三分之一),质量百分比：,地幔橄榄岩包体 太行山南部鹤壁,地幔橄榄岩包体 河北张家口大麻坪,二辉橄榄岩,上地幔的化学和

4、标准矿物组成 - 地幔包体资料,不同深度地幔的矿物组成和密度,上地幔,下地幔,过渡带,软流圈,软流圈和岩石圈深度的地幔矿物组合及相变关系,斜长石,尖晶石,石榴石,二辉橄榄岩,本质：Al晶体结构位置随压力和温度改变,问题： 上地幔矿物组成和主元素组成有什么特点？,亏损地幔的贡献大洋地壳的形成,拉斑玄武岩,富集地幔的贡献大洋岛的形成,碱性玄武岩,J. Morgans Plume Model (1971),Deep mantle plumes Morgan, 1971 were proposed in 1971 to explain: intraplate volcanism, and unusua

5、lly large-volume volcanism on spreading plate boundaries (“hot spots”), time-progressive volcanic chains, and the apparent relative fixity of these “hot spots”.,再循环模式Recycling Model(Hofmann & White, 1982),Whole-mantle convection with oceanic crust + lithosphere recycling in plumes,地幔柱的下降与上升(局部),From

6、 Maruyama, 2002,地幔柱的下降与上升(现代全球),whole-mantle convection,From Maruyama, 2002,25 Major Hotspots,现代大洋玄武岩可以按照产出的构造环境分为5类,1 MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts)，洋壳上部的主体，包括熔岩和岩墙，并代表大洋辉长岩的初始岩浆。 2 BABB (Back-Arc Basin Basalts)，形成于弧后扩张脊。弧后盆地宽度601000km。 3 OPB (Ocean Plateau Basalts)，发育于大洋板内环境，形成范围巨大的、厚的海底熔岩堆积。 4 OI

7、B (Ocean Island Basalts)，形成海山、大洋岛、或岛链 5 IAB (Island Arc Basalts)，岛弧或Andean型活动大陆边缘 *6 CTB (Continental Tholeiitic Basalts)，产生于大陆裂谷早期阶段，或形成溢流玄武岩。这类岩石与MORB相似，但穿过大陆地壳并与之反应。,板块构造与火成岩成因,1. 洋中脊玄武岩MORB 2. 陆内裂谷 3. 岛弧火山岩IAV、IAB 4. 活动大陆边缘,5. 弧后盆地 6. 洋岛玄武岩OIB 7. 各种陆内岩浆活动 金伯利岩，碳酸盐岩，斜长岩,玄武岩分类：依据地幔源区,地幔化学： 早在60年代，

8、地球化学家通过对洋岛玄武岩(OIB)的研究，观察到 了地幔的不均一性，而随后发现了大洋中脊玄武岩(MORB)与OIB之间存在微量元素和同位素组成上的显著差别，区分出了亏损地幔和富集地幔，发现了地幔存在4个端元。,问题： 亏损地幔和富集地幔，位于地幔的不同部位？,2.2 地球的圈层结构（2），地壳的基本结构和组成,大陆地壳的9种结构（Vp速度）类型,中国不同构造单元地壳的结构(Vp速度),中国东部地壳的平均速度结构（Vp）,大陆地壳的岩石学结构,上部地壳：沉积岩，火山岩 中部地壳：变质沉积岩，混合岩，花岗岩 下地壳：中基性麻粒岩，斜长角闪岩 最下地壳：基性麻粒岩，辉长岩，辉石岩,大别山造山带地壳

9、速度结构（王椿镛等，1997）,世界著名造山带地壳断面对比图,华北克拉通中部地壳速度结构,Zheng TY et al., 2009, Geology,大陆上地壳的组成,大陆下地壳的主元素组成,典型地壳的稀土元素组成,典型地壳的微量元素组成,问题： 1. 上、下地壳组分差别表现在哪些方面？ 2. 上、下地壳的Rb/Sr, Sm/Nd, U/Pb, Th/Pb, Lu/Hf 比值有什么差别？,2.3 幔源岩浆岩的组分差别,MORB与OIB的微量元素和稀土元素配分型式的差别,问题： 1. 稀土元素和不相容元素配分型式是否可以揭示玄武岩来自亏损地幔还是富集地幔？ 2. MORB与OIB的Rb/Sr,

10、 Sm/Nd比值有什么差别？,IAV = 岛弧火山岩,OIB = 洋岛玄武岩,Sr同位素,Nd同位素,MORB 洋中脊玄武岩,幔源岩浆岩Sr - Nd同位素组成的相关性,Figure 8.18. Pb isotope ratios in major terrestrial reservoirs. Typical lower continental crust and upper continental crust are represented by lower crustal xenoliths and modern marine sediments respectively (these

11、somewhat underestimate the total variance in these reser-voirs). MORB and oceanic islands represent the isotopic composition of upper mantle and deep mantle respectively.,主要岩浆岩源区的Pb同位素组成特征,2.4 混合过程的数学表达,简单混合模式,二元混合,三元混合,Figure 14-5. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology.

12、 Prentice Hall.,混合作用普遍存在,混合过程的定量模型（以幔源岩浆受到陆壳混染为例）,幔源岩浆m,f,C代表元素浓度，如Rb，Sr，Sm，Nd等；R代表同位素比值，如87Sr/86Sr， 143Nd/144Nd等。 根据质量平衡可得下列方程： Ci = fCc + (1-f) Cm CiRi = fCcRc + (1-f) CmRm,陆壳混染c,岩浆岩i,1-f,Cc,Rc,Cm,Ci,Rm,Ri,MORB类型岩浆，受到陆壳混染，Sr、Nd同位素变化,MORB类型岩浆m,f,Cm,Ci,得到质量平衡方程： CiSr = fCcSr + (1-f) CmSr CiSrRiSr =

13、fCcSrRcSr + (1-f) CmSrRmSr,陆壳混染c,研究对象岩浆岩i （受混染岩浆）,1-f,Cc,Rm,Ri,Rc,CiNd = fCcNd + (1-f) CmNd CiNdRiNd = fCcNdRcNd + (1-f) CmNdRmNd,4个方程，5个未知数。MORB岩浆及混染地壳的 Sr, Nd含量和比值为已知 CiSr = fCcSr + (1-f) CmSr CiSrRiSr = fCcSrRcSr + (1-f) CmSrRmSr,CiNd = fCcNd + (1-f) CmNd CiNdRiSr = fCcNdRcNd + (1-f) CmNdRmNd,给定任

14、意一个f，可以计算出受混染岩浆的Sr, Nd含量和比值CiSr、CiSr、RiSr、RiNd 取RiSr=87Sr/86Sr为横坐标，RiNd=143Nd/144Nd为纵坐标，可以得到混合线，如下图：,关注：受混染岩浆的RiSr、RiNd与混染程度f的关系,Sr vs. Nd isotopic ratios for the three zones of the Andes. Data from James et al. (1976), Hawkesworth et al. (1979), James (1982), Harmon et al. (1984), Frey et al. (1984

15、), Thorpe et al. (1984), Hickey et al. (1986), Hildreth and Moorbath (1988), Geist (pers. comm), Davidson (pers. comm.), Wrner et al. (1988), Walker et al. (1991), deSilva (1991), Kay et al. (1991), Davidson and deSilva (1992). Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Pren

16、tice Hall.,南美安第斯活动大陆边缘火山岩的Sr-Nd同位素,通用二元混合方程,Vollmer（1976）和Langmuir等（1978）先后给出了二元混合体系微量元素浓度的通用表达式。该式理论上可适用于任何元素和同位素。对任何一个二组份混合体系，其方程为 AxBxyCyD0 （5.62） 其中x，y是横坐标、纵坐标的变量，可以是元素或元素的比值。当端元1和端元2上的坐标即比值为（x1，y1）（x2，y2）时系数可表示为：,Aa2b1y2-a1b2y1 Ba1b2a2b1 ； Ca2b1x1-a1b2x2 Da1b2x2y1a2b1x1y2 ra1b2/a2b1 ， r为与系数B有关的

17、数值，反映了混合双曲线的曲率，曲率的函数。当r1时为直线方程。,其中，ai为yi的分母值，bi为xi的分母值,比值-比值，此时为为一双曲线，系数为 Aa2b1y2-a1b2y1 Ba1b2a2b1ra1b2/a2b1 Ca2b1x1-a1b2x2 Da1b2x2y1a2b1x1y2 比值-元素，如设x轴为元素，则b1，这时： Aa2y2a1y1 Ba1a2 ra1/a2 Ca2x1a1x2 Da1x2y1a2x1y1 当r1时，仍为一条受B控制的双曲线 元素-元素，ab1， Ay2y1 B0 r1 Cx1x2 Dx2y1x1y2 此时，为一直线方程。,混合作用模型的应用,判断混合过程 在板块俯

18、冲带，地壳与上地幔岩石的氧含量差异不明显，Sr差别较大。导致源区混合Sr-O同位素混合轨迹线为下凹型；相反，当地幔部分熔融的岩浆上升受到地壳混染时，地壳物质的Sr一般低于岩浆，形成上凸型双曲线。因此可应用Sr-O同位素体系有效判断混合过程。,2.5 洋岛玄武岩与地幔端元,为什么研究大洋玄武岩 在岩浆发生和侵位结晶过程中，Sr、Nd、Pb等放射性同位素组成不受部分熔融和分离结晶作用的影响，因此反映源区特征 洋岛玄武岩类(OIBs)代表各类大洋地幔，并且地壳混染的影响很小，因此可以对地幔性质提供最好的证据,大量的MORB和OIB同位素组成调查显示，并不存在简单的二元混合关系,Zindler等(19

19、82)提出，由亏损MORB、含富集物质的MORB及初始(pristine chondritic)地幔代表的三个地幔端元，其混合作用构成了大洋环境玄武岩的岩浆源区。该三端元在Nd-Sr-Pb同位素体系中构成的面，称为地幔平面(mantle plane)。但White(1985)发现，在地幔平面之上或之下均存在其它的大洋环境玄武岩分布。,地幔平面,Hart等(1986)认为，地幔平面只是地幔端元混合的一个投影面。通过对大量MORB和OIB的Nd-Sr和Pb-Sr同位素组成分析，确定出四个地幔端元，分别为DMM(洋中脊亏损地幔端元)、EMI和EMII(富集I和富集II型地幔端元)及HIUM(高U/P

20、b地幔端元)。其中，将 Nd-Sr图中低143Nd/144Nd的边界称为“低Nd分布(LoNd array)”，代表了HIMU与EMI地幔端元间的混合分布。 由于低Nd分布表现为混合直线，说明混合端元间具相似的Nd-Sr-Pb比值和密切相关的成因环境，因此变种关系不象是循环地壳与地幔端元间的关系，而应与大陆岩石圈地幔的发生过交代富集事件有关。,在二维同位素体系中，显示出了多地幔端元组成及低Nd分布现象,Sr-Pb体系中的地幔端元,Sr-Nd体系中的地幔端元,为避免二维同位素组成对判别地幔端元可能带来的主观偏差，Allegre等(1987)和Hart等(1992)对大量BORB和OIB的87Sr

21、/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb进行了主成分分析(principle component analysis)，获得了5个特征向量，表征能体现数据变化量最大百分比例的多维组份空间的方向，其数值分别为56、37、4、2和1%。由于前三个向量的总和为97%，故Hart等认为，用87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb三个向量在三维同位素体系中可近似地表达MORB-OIB的特征向量的方向，即在以DMM、HIMU、EMI和EMII端元在上述三维同位素空间中组成的四面体，包含了97%的大洋环境玄武岩的同位素

22、组成范围。,地幔端元四面体，按样品点统计,地幔端元四面体，按研究地区统计。图中显示各地区OIB呈以DMM与其它三端元的混合。但Hart等认为是以FOZO为中心的混合，代表了下地幔端元。,三维同位素体系中的地幔产端元四面体(彩图),地幔端元的成因认识,地幔端元的划分，其实质是对富集地幔端元(EMI、EMII、HIMU)成因的分析。通常的理解是，上地幔部分熔融作用形成玄武质洋壳，其熔融残余演化成不相容元素亏损的上地幔端元DMM；富集地幔端元的形成显然需要有岩石圈物质再循环作用或流体物质交代作用的参与。,1) HIMU端元,多数研究者将HIMU的形成归咎于俯冲洋壳，但对U/Pb比值增高的原因仍不明确

23、。观点之一：俯冲过程中因洋壳物质发生脱水作用，铀呈+4价保持稳定，而Pb活化带出，使俯冲洋壳值增高，该认识得到岛弧火山岩Pb/U比值高出MORB约一个数量级和岛弧成因硫化物矿床中方铅矿表现为高度均一化的整合铅等证据的支持。此外，发生过高U/Pb比值的交代富集作用的俯冲大洋岩石圈、大陆岩石圈拆沉作用也被作为形成HIMU端元的可能成因。,2) EMII端元,对EMII地幔端元成因的认识基本一致，即由于俯冲的大陆碎屑物质加入所致，因为该端元正好位于亏损地幔与大洋沉积物的混合线上。,3) EMI端元,部分研究者将EMI的形成也与再循环的沉积物联系，即由大洋泥质沉积物为主而区别于以陆源碎屑为主的EMII

24、；但多数研究者趋向于认同，发生过交代作用的岩石圈再循环作用是主要成因，而发生再循环作用的方式来自大陆克拉通边缘的大陆岩石圈俯冲作用。,EMI、EMII、HIMU端元成因示意图,地幔端元的特征,DMM，一般在地幔的最上部，亏损不相容元素，代表地壳从地幔分异后的残留物 HIMU，地幔与再循环洋壳的混合，由于洋低热液作用或俯冲带的脱水作用，造成Pb的流失和m值升高 EM I和EM II 可能分别来自地幔与下地壳和上地壳的混合,2.6 源区的鉴别,1. DM (亏损地幔) = N-MORB 源区,Figure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudigel et al. (1984), Hamelin et al. (1986) and Wilson (1989).,2. BSE (Bulk Silicate Earth)总体硅酸盐地球或原始均一库 CHUR,Figure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudi