第三章地球的圈层及组成

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3．1)。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10一12km，在大陆下为30—50km。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3．1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：；C1arketa1·，1972c21：)认为地球是由炽热的太阳星云随着其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)idy’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o．4％，却集中了地球中l／2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。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l5km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Rb／Sr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，Rb／Sr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Sm—Nd和Rb—Sr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3—4km，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增加l‘C，3km以下每100m增加2．5℃。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：①用细碎屑沉积物代表陆壳的成分；②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3．2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。与陆壳相比，洋壳很薄，其厚度仅为o—lokm。一般认为，它是由玄武岩层加上不厚的(1—2km)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玄武岩；其低的K20、Ti02、LREE及其他不相容元素，特别是低Rb／Sr比值和“’Sr／‘‘Sr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3．3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：古老地台区的地峻顶部波速大，达8．2—8．3km／s；年轻地台地慢顶部的波速为7．9—8．1km／s；在现代和最新造山带，地幅顶部的波速接近8km／s。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：①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；②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；②幅源超镁铁质岩包体中橄榄岩的数量大大超过榴辉岩。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：①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。②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。⑧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(Wasserburgeta1·，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、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44％Cpx、37％Ga、16％(〕1、3％Opx)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3．2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：①来自地慢的包体只限于200km以上；②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；②大多数地幅包体产于大陆壳下面的上地慢。已有的对地幅包体的研究表明，上地慢的主要元素组成是相当一致的(表3．3)。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，l970L5J；An—derson等，1971E’o]；Butler和Anderson，1978[1’I)，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(1