放射性同位素地球化学2.

中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院研究生院2008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），地壳的基本组成和结构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2.1地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构类地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类的主要特征碳质球粒陨石组成与太阳光球的组成基本一致问题：太阳、球粒陨石、地球的元素丰度异同及其原因？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%地核，32.4%上地幔的化学和标准矿物组成-地幔包体资料二辉橄榄岩上地幔的矿物相关系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问题：上地幔矿物组成和主元素组成有什么特点？地幔化学：早在60年代，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。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60¡40¡20¡160¡160¡AlaskaKamtschatkaNorthAmericaPACIFICOCEAN140¡120¡180¡HawaiiHonolulu70422820055Mio.Y.JasonMorgan‘sPlumeModel•Upwellingfromthermalboundarylayeratthebaseofthemantle再循环模式RecyclingModel(Hofmann&White,1982)Whole-mantleconvectionwithoceaniccrust+lithosphererecyclinginplumesMantleplumedynamicsiswellunderstood:Instabilityofhotboundarylayeratthebaseofthemantle(orfromthe660kmdiscontinuity).Hot,lowdensitymateralrisesinanarrowcylinder,typicallyformingalarge„mushroomhead“asitrises.PlumeDynamics(Lin&vanKeken)Thermo-chemicalPlumes(Farnetani&Samuel)Plumeexperimentinyourkitchen25MajorHotspots板块构造与火成岩成因1.洋中脊玄武岩MORB2.陆内裂谷3.岛弧火山岩IAV、IAB4.活动大陆边缘5.弧后盆地6.洋岛玄武岩OIB7.各种陆内岩浆活动金伯利岩，碳酸盐岩，斜长岩????600km400200kmContinentalCrustOceanicCrustLithosphericMantleSub-lithosphericMantleSourceofMelts1534672现代大洋玄武岩可以按照产出的构造环境分为5类1MORB(Mid-OceanRidgeBasalts)，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。2BABB(Back-ArcBasinBasalts)，形成于弧后扩张脊。弧后盆地宽度60－1000km。3OPB(OceanPlateauBasalts)，发育于大洋板内环境，形成范围巨大的、厚的海底熔岩堆积。4OIB(OceanIslandBasalts)，形成海山、大洋岛、或岛链5IAB(IslandArcBasalts)，岛弧或Andean型活动大陆边缘*6CTB(ContinentalTholeiiticBasalts)，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。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），地壳的基本组成和结构大陆地壳的9种结构（Vp速度）类型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，辉石岩典型地壳的稀土元素组成典型地壳的微量元素组成问题：上地壳和下地壳组分差别表现在哪些方面？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Figure8.18.Pbisotoperatiosinmajorterrestrialreservoirs.Typicallowercontinentalcrustanduppercontinentalcrustarerepresentedbylowercrustalxenolithsandmodernmarinesedimentsrespectively(thesesomewhatunderestimatethetotalvarianceinthesereser-voirs).MORBandoceanicislandsrepresenttheisotopiccompositionofuppermantleanddeepmantlerespectively.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Figure14-5.Winter(2001)AnIntroductiontoIgneousandMetamorphicPetrology.PrenticeHall.混合作用普遍存在混合过程的定量模型---幔源岩浆受到陆壳混染幔源岩浆mfCmCioC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。o根据质量平衡可得下列方程：Ci=fCc+(1-f)CmCi·Ri=fCcRc+(1-f)CmRm陆壳混染c岩浆岩i1-fCcRmRiRcSrvs.NdisotopicratiosforthethreezonesoftheAndes.DatafromJamesetal.(1976),Hawkesworthetal.(1979),James(1982),Harmonetal.(1984),Freyetal.(1984),Thorpeetal.(1984),Hickeyetal.(1986),HildrethandMoorbath(1988),Geist(pers.comm),Davidson(pers.comm.),Wörneretal.(1988),Walkeretal.(1991),deSilva(1991),Kayetal.(1991),DavidsonanddeSilva(1992).Winter(2001)AnIntroductiontoIgneousandMetamorphicPetrology.PrenticeHall.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Ax＋Bxy＋Cy＋D＝0（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：•A＝a2b1y2-a1b2y1•B＝a1b2－a2b1；•C＝a2b1x1-a1b2x2•D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2r＝a1b2/a2b1，r为与系数B有关的数值，反映了混合双曲线的曲率，曲率的函数。当r＝1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A＝a2b1y2-a1b2y1B＝a1b2－a2b1r＝a1b2/a2b1C＝a2b1x1-a1b2x2D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2比值-元素，如设x轴为元素，则b＝1，这时：A＝a2y2－a1y1B＝a1－a2r＝a1/a2C＝a2x1－a1x2D＝a1x2y1－a2x1y1当r≠1时，仍为一条受B控制的双曲线元素-元素，a＝b＝1，A＝y2－y1B＝0r＝1C＝x1－x2D＝x2y1－x1y2•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(1982)提出，由亏损MORB、含富集物质的MORB及初始(pristinechondritic)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(mantleplane)。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/Pb地幔端元)。其中，将Nd-Sr图中低143Nd/144Nd的边界称为“低Nd分布(‘LoNdarray’)”，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/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb进行了主成分分析(principlecomponentanalysis)，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