地球化学件七

地球化学件七第1页/共61页一、地球的圈层结构第2页/共60页第2页/共61页地壳、地幔、地核第3页/共60页第3页/共61页第4页/共60页第4页/共61页?第5页/共60页第5页/共61页第6页/共60页第6页/共61页第7页/共60页第7页/共61页第8页/共60页第8页/共61页第9页/共60页第9页/共61页第10页/共60页第10页/共61页二.地球元素丰度研究方法：1、陨石类比法：

认为与陨石同源，现今为分异结果，但总成分仍与陨石化学成分相同。假设：a.陨石在太阳系形成；b.陨石与小行星成分相同；c.陨石是破坏了的星体碎片；d.产生陨石的星体，其内部结构和成分与地球相似。

但各类陨石比例如何确定？第11页/共60页第11页/共61页2、地球模型和陨石类比法:

按地球的各主要圈层的比例计算：a.地核(32.4%)—23.1%球粒陨石的镍铁金属相+5.3%陨硫铁(硫化物相)代表；b.地幔+地壳(67.6%)--球粒陨石的平均硅酸盐成分。3、地球物理类比法(黎丹):

A+B+C+D+E+F+G(层)结合地球物理资料。A：地壳；BCD分别为上地幔、中地幔和下地幔；EFG为外核、过渡层和内核。第12页/共60页第12页/共61页第二节地壳平均化学成分第13页/共60页第13页/共61页几个概念：克拉克值：地壳的平均化学成分。重量克拉克值：地壳中元素的重量平均含量。原子克拉克值：地壳中元素的原子平均含量。第14页/共60页第14页/共61页第15页/共60页第15页/共61页第16页/共60页第16页/共61页2、细粒碎屑岩法碎屑岩是多种岩石混合，代有物源区地壳成分。2）TaylorandMclennan(1985)发现泥质岩（如黄土、深海沉积物）稀土分配模式与现代大陆上地壳几乎一致，用之估算。第17页/共60页第17页/共61页3、地壳模型法TaylorandMclennan(1985)认为：地壳由75%太古宙+25%后太古宙。后太古宙发生在岛孤地区（岛孤安山岩）。局限：大陆地壳生长过程中不同时期原始物质认识不相同，结果不一致。第18页/共60页第18页/共61页第19页/共60页第19页/共61页二、地壳元素丰度特征第20页/共60页第20页/共61页第21页/共60页第21页/共61页2、原子序数增加，丰度降低，但Li、Be、B丰度仍亏损，但规律不如太阳系元素特征规律强，表明两者相似但有区别。3、除少数惰性气体和少数元素外，质量数为偶数的元素丰度大于奇数。4、质量数为4倍数的元素占主导地位。4A（87%），4A+3（13%），4A+1和4A+2（0.1n%)5、地壳亏亲铁元素，富集亲气不相容元素。第22页/共60页第22页/共61页三、元素克拉克值在地球化学研究中的意义第23页/共60页第23页/共61页第24页/共60页第24页/共61页第25页/共60页第25页/共61页2、作为元素集中分散的标尺浓度克拉克值=观测值/克拉克值大于1，元素富集或集中，小于1，元素贫化或分散。第26页/共60页第26页/共61页第27页/共60页第27页/共61页3、标示地壳元素富集和成矿能力浓集系数=矿石边界品位/克拉克值，表明元素富集成矿能力，即元素成为可开采利用矿石需富集倍数第28页/共60页第28页/共61页4、地壳丰度对地球能源限制地壳能源来源：太阳能和放射性衰变。地球形成45亿年来，235U已衰变95%，238U已衰变50%，232Th已衰变20%。地壳元素衰变影响地壳物质流。如18亿前，衰变强，地球内部活动强，物质垂直分流分异明显。而18亿年后（古元古-中元古），随235U衰变量减小，地球能量低，导致上地幔顶部和地壳合成统一的岩石圈，刚性增强，导致板块水平运动。第29页/共60页第29页/共61页第三节地幔地球化学第30页/共60页第30页/共61页一、地幔结构及低速带由Ringwood提出的橄榄岩地幔模型和Anderson提出的橄榄岩-榴辉岩互层地幔模型。1.橄榄岩地幔岩模型Pyrolitemodel:

Ringwood(1962)提出可以用模式橄榄岩代表整个地幔的成分，并根据高温高压实验成果提出一个完整的橄榄岩相转变系列可以解释地幔中主要地震波（剪切波Shear、压缩波Pressure）不连续面性质，即将地幔划分为三个带，各带之间均为等化学的相转变关系：第31页/共60页第31页/共61页理由：橄榄石平均零压密度与上地幔密度相等。辉长岩-榴辉岩相变线与莫霍面不吻合，即在该深度不可能发生辉长岩-榴辉岩相变。地幔包裹体中橄榄石数量远大于榴辉岩。第32页/共60页第32页/共61页①上地幔（从Mohorovic面到350km深度）由橄榄石olivine→斜方辉石enstenite→单斜辉石clinopyroxene→石榴子石garnet组成。②过渡带transitionzone(350～900km)：地幔岩Pyrolite

发生相转变，伴随密度改变，引起地震波的不连续，350～400km的地震波不连续面与橄榄石→β相（类尖晶石结构）、辉石→石榴子石复杂固熔体的相变带对应。第33页/共60页第33页/共61页670km深处地震波不连续则与辉石、橄榄石转变为钛铁矿ilmenite结构和钙钛矿perovskite结构的相变相吻合。③下地幔(900～2700km)是结构极为紧密的Mg、Fe硅酸盐矿物组合（如钙钛矿结构等）。第34页/共60页第34页/共61页钙钛矿结构四面体四面体和八面体八面体第35页/共60页第35页/共61页2.榴辉岩橄榄岩互层地幔模型

Anderson(1979,1982)根据计算发现：a、在220-270Km（压缩波速）Vp、（剪切波速）Vs值比纯橄榄岩高4-5%和3-7%，该速度与橄榄-榴辉岩相近。b、400km和670km地震波波速变化与Ringwood提出的相变不吻合。第36页/共60页第36页/共61页将地幔自上而下划分为三层：①“富集”的橄榄岩上地幔（从Moho面到220km深度）enricheduppermantle；

②“亏损”的橄榄岩-榴辉岩过渡带(220~670km)depletedtransitionalzone；③“亏损”的橄榄岩下地幔depletedlowermantle。第37页/共60页第37页/共61页3、地幔低速带在岩石圈下部存在低速带，地震波波带低，热流值大，高的电导率，称为地幔低速带（软流圈）。地幔低速带对于板块运动、岩浆形成及大陆演化具有重要意义。第38页/共60页第38页/共61页Ringwood对地幔低速带解释：1）按照现代地热增温率，地幔含水降低岩石熔点才可能使地幔岩部分熔融。2）低压下（<75km)，水存在于含水矿物，无自由水。3）75-150km压下内矿物脱水（如角闪石）而存在自由水，大大降低地幔岩石熔点而发生熔融。4）大于150km形成更高压含水矿物，缺乏自由水而不发生熔融。第39页/共60页第39页/共61页4、地幔柱理论是Wilson(1963)和Morgan(1971,1972)提出。地幔柱是来自地球深部的物质，由于其中的放射性元素衰变释放出的热能而形成的圆筒状物质流。如夏威夷活火山热点，是地幔柱和太平洋板块西移造成的，其西部为4000万年，东为7500万年。第40页/共60页第40页/共61页大洋中的热点形成夏威夷群岛第41页/共60页第41页/共61页二、地幔化学成分确定方法（自学）1、上地幔成分确定方法

a、幔源玄武岩及包裹体；b、构造推覆上来的地幔岩块（一般较少，如加利福尼亚大学Collerson在拉布拉多北部发现两块地幔岩块）。2、下地幔成分确定方法（间接法）a、地震波：实测的地震波波速与高温高压下岩石原位声速拟合。b、宇宙化学资料（如陨石）获取。第42页/共60页第42页/共61页如0-400km橄榄石声速与实测地震波速相吻合；600-1000km钙钛结构的辉石与实际声速吻合。第43页/共60页第43页/共61页3、原始地幔确定方法原始地幔指地球增生及核幔分离（金属相与硅酸盐相分离）后，但还没有分离出地壳时的地幔。是地球成因及岩石圈演化研究的基础。第44页/共60页第44页/共61页★几种不同的估算方法（介绍3种）

多基于和CI球粒陨石中难熔亲石元素比值的比较；或者根据地幔包体或地球物理资料确定原始地幔中某一元素（如TiO2,FeO)含量，再根据其它元素与难熔亲石元素的比值，算出其他元素的含量。（CI型球粒陨石代表太阳系早期原始物质状态，核幔分离后比值应该与CI球粒陨石相同，为什么？）①原始未亏损样品法(Jagoutz,1979)：用地幔尖晶石二辉橄榄岩包体中中没明显亏损Ca、Al样品代表地幔；美国亚利桑那州SCI样品具有CI球粒陨石亲氧元素和同位素比值一致，该样品与与地壳平均成分混合计算。

第45页/共60页第45页/共61页②地幔模型法（Anderson,1983）：用球粒陨石中难熔元素比值作为制约条件，计算出原始地幔相当于以下5种岩石的混合物：超镁铁质岩（32.6%）平均地壳岩石（0.56%）（与实际地壳比例0.59%相当）洋中脊玄武岩（6.7%）（与40亿年来产生和消减的洋壳量相当）金伯利岩（0.11%）斜方辉石岩（59.8%）第46页/共60页第46页/共61页③质量平衡法（Taylor，1985）据地核与地幔的质量比，原始地幔亲氧元素丰度是CI球粒陨石的1.5倍。因为C地球=XC地幔+（1-X）C地核，而地核/地幔=31：69（由地球物理方法获得），所以X=0.69，而亲氧元素全部进入地幔，即C地核=0，则有：C地幔=C地球/0.69=1.5C地球。第47页/共60页第47页/共61页三、地幔不均一性（自学）1、样品

a、地幔橄榄岩类岩石（较少）；b、玄武岩类岩石（地幔部分熔融作用的产物）。2、地幔化学不均一性表现a、大陆地幔和大洋地幔明显不同，大洋地幔亏K、U、Th。b、各大洋地幔之间特征不同，如大西洋、印度洋87Sr/86Sr比太平洋高。c、洋脊、洋岛、岛孤地区岩石地球化学特征不一致。第48页/共60页第48页/共61页3、地幔化学端元

a、PREMA（PrevalentMantle):原始地幔，核幔分离但壳幔未分异。

b、DMM（DepletedMoreMantle):亏损型地幔，地幔熔融作用使不相容元素向地壳迁移而造成亏损不相容元素。

c、EMⅠ：富集I型地幔：由于再循环下地壳物质加入地幔而造成不相容元素富集地幔。

d、EMⅡ：壳源沉积物加入到地幔而造成不相容元素富集（如俯冲）。第49页/共60页第49页/共61页4、地幔化学不均一

a、地幔同位素不均一（如Sr、Pb、Nd)。第50页/共60页第50页/共61页b、地幔微量元素不均一。第51页/共60页第51页/共61页5、地幔化学不均一成因

a、地球形成的行星吸积过程中变存在化学组成的不均一性。

b、地球分异时，地球演化早期大陆地壳形成时，引起大陆地幔和海洋地幔区域不均一性。

c、由于大陆漂移，地壳和地幔重新组合。由于温压条件不一样，大陆混入地幔比例不一致。第52页/共60页第52页/共61页第四节地幔与地壳物质交换第53页/共60页第53页/共61页证据：1、Pb,Sr,Nd同位素证据2、10Be的证据3、微量元素证据地壳是地幔通过长期分异作用形成，大量研究表明：地壳的增长在中晚元古宙时期达到高峰，此后地壳质量没有明显的增长，这意味着一部分地壳物质一定以某种途径返回到地幔中去了。第54页/共60页第54页/共61页岛弧火山岩介于洋脊玄武岩和沉积物之间，发生了源区混合第55页/共60页第55页/共61页（2）10Be的证据10Be的性质：半