大三啦地化第1章

1.3.1地球的结构地球和地壳是地球化学研究的主要对象，了解地球内部成分与状态是理解地壳中各类地球化学过程的基本前提。地球物质组成是不均一的，不能以地表物质成分代表地球的组成，所以地球结构模型成为研究地球化学成分的基础。至今人们对地球内部结构、物质成分和状态的认识还主要依据间接资料。1.3地球结构和化学成分的分布地球是高度分异的行星，它的多种活动持续形成了多种多样的火山岩沉积岩类。虽然其它一些地外行星也可能以有限和特殊的方式保持其活动性，但地球仍然“肚子里有火”，且外壳被腐蚀性的水和大气圈中的气所覆盖。1972年Apollo17号宇航员从距离地球37000km处看到的地球日本月亮女神号拍摄的地球照片生机勃勃的地球生机勃勃的地球

生机勃勃的地球

地球最初是熔融体,在形成后早期分异成化学组成不同的层或壳.通过地球物理,模拟实验和与天体物质对比获得地球内部物质组成，结构，密度，温度和压力等数据.根据压缩地震波-P(纵波-波长与传播方向一致，能通过固体和流体)和剪切地震波-S(横波-波长与传播方向垂直,只能在固体中传播)的反射和折射,地球内部物质密度和弹性不均一,在一定深度表现为突变.得出地球内部具有壳层结构,由表及里分成地壳、地幔和地核三部分.B:假想的地球剖面.陆壳、洋壳、莫霍面以及岩石圈和软流圈的位置；C:目前地球最深的矿井-南非Carletonville金矿-3.8km；最深的钻孔-俄罗斯克拉半岛Murmansk12km.图1.25地球立体透视图BC图1.26地球结构－不成比例地核占整个地球质量约1/3,地幔占整个地球质量约2/3,地壳仅占地球总质量0.2%.矿物密度：石英(2.65gcm-3),方解石(2.7gcm-3)和长石(2.6-2.7gcm-3)，透辉石(3.3gcm-3)，橄榄石(3.2-4.4gcm-3)和石榴石(3.5-4.3gcm-3)。花岗岩密度2.67±0.14gcm-3。随深度(压力)增大石英减少橄榄石增加(岩石更基性)，岩石密度增大。上地壳2.6gcm-3,下地壳2.9gcm-3。整个大陆地壳2.7gcm-3。牛顿时代据万有引力定律算出地球质量5.974×1021吨(约60万亿亿吨),得出地球平均密度5.517g/cm3。地表岩石平均密度2.7-2.8b/cm3，断定地球内部密度一定大于地球平均密度。据地震波速向下增大规律，算出固体地球不同深度物质密度据地震波确定地球内部结构

P-压缩地震波-主波-纵波-波长与传播方向一致，在固体和流体中传播

S-剪切地震波-次波-横波-波长与传播方向垂直，只在固体中传播

地震波的反射/折射确定地球内部物质密度和弹性突变核幔边界地震波速随

深度的变化

-(White,2001)表1.12地球内部圈层结构及各层圈主要地球物理数据岩石圈－lithosphere--地球外层平均厚度100km带有弹性的坚硬岩石。由地壳和上地幔顶部组成，其下是软流圈。岩石圈6大板块：欧亚、非洲、印度-大洋洲、太平洋、美洲、南极洲。4种板块边界：海岭洋脊离散带、岛孤海沟消减带、转换断层带和大陆碰撞带。依据自然现象及地球物理勘测.火山喷发有高温熔岩或岩浆喷出,岩石圈之下必有一软流圈或火圈.软流圈为较弱层圈,具有可塑性或黏性流,较岩石圈易变形.软流圈-asthenosphere--岩石圈之下.地震波速降低,震波吸收率较高,部分呈熔融态.层圈有对流和活动性,称为活动圈或活动带.为地壳均衡之调整带.软流圈由J.Barrel(1914)命名.将地球内部分成三圈：岩石圈,软流圈及中心圈(Centrosphere).地球内部的压力压力--单位面积受的力，也称压强。单位--帕斯卡-Pascals,Pa(=Nm-2),巴-bar(=105Pa),大气压-atm(=9.87×104Pa)。1MPa=106Pa=10atm≈10bar。力等于质量乘以重力加速度：F=ma.施加在地壳深部的力等于施加在单位面积上的质量m乘以重力加速度g(ms-2)。g的大小取决于处在地球之上或其内的位置.地壳和上地幔合理的g值为9.81ms-21.3.2地球内的压力、热流和温度施加在地壳某深度上覆岩层压力：

PR＝mg/A＝ρRgzm-上覆岩层质量g-重力加速度A-小体积元截面积ρR-岩石密度z-地壳中某点的深度PR＝2.7×103kgm-3(ρR)×9.81ms-2(g)×z＝2.65×104Nm-3×z(m)

＝0.265barm-1×z(m)＝265bar/km＝26.5MPa/km

地壳中静岩(岩石)压力与深度有关－地压梯度:3.77km/100MPa或26.5MPa/km，增厚大陆地壳最大厚度约80km，底部压力约2120MPa(=21kbar)。平均36km陆壳底部压力为954Mpa(=9.54kbar)954MPa/36km≈1kbar/3.8km

＝100MPa/3.8km或3.3km/100MPa，或30.3MPa/km，适用于太古代造山型金矿床的成矿深度研究(Hagemann&Brown，1996，EurJMineral,1996,8:937-960)6km厚洋壳底部上覆岩石柱压力为159MPa(1.59kbar),还应加上上覆水柱的压力。海水密度1.03gcm-3(1.03×103kgm-3),附加压力PF(Pa)＝1.03×103kgm-3(海水密度)×9.81ms-2(g)×h(m)＝1.01×104Nm-3×h(m)(1.2)PF(bars)＝PF(Pa)×10-5＝0.10barm-1×h(m)100bar=10MPa/km(1.3)大洋平均水深4.5km,附加压力45MPa(450bars).

式(1.2)和(1.3)也能用于确定大陆地壳的流体压力.如果深部至地表持续有流体存在,方程表明陆壳地表之下深度每增加1km,深部流体压力增加约10MPa(100bars)。流体压力与静岩压力之间的差异由岩石强度所维持,在陆壳中到大深度，由于温度升高岩石强度降低从而不允许存在压力差，这样的深度由于上覆岩石质量负载于流体之上，流体压力将接近静岩压力。地球内部的热流(heatflow)地球温度是深度的函数向下增加，可以在太阳热影响范围之下测量，与侵入到浅部的岩浆来自于深处一致。地热(温)梯度(geothermalgradient)(地热增温率)：dT/dz-随深度增加增大，浅部15-40℃km-1。与位置有关。局部地区短时间内，岩浆到达地表后和冷凝前dT/dz较大温度向下升高，热从地球中传输出来。这种热被认为产生于地球早期(>4.4Ga)致密物质沉降地核使重力能转化为热能中。设想地球被一个如火星大小的星体撞击，那么目前从地球内逸出的热就是撞击形成的，且加入到住留于大陆地壳中的放射性元素(K,U和Th)衰变产生的热中。热是一种“运动的能量”(energyinmotion)，单位joules(焦耳)，焦(Nm)，尔格(ergs)(达因cm)或卡(calories)(4.184焦耳)。1卡指标准地表条件下将1g水温升高1℃所需的1个单位的热量。能量是力乘距离，具有功的量纲。功和能单位相同，功也是能量形式。能量等于体积乘以压力，压力是单位面积上的力，所以体积乘压力的量纲也是力乘以距离。热通量(热流)(heatflux)－单位时间流过单位面积上的热量。单位q(Js-1m-2)，由热传导给出：

q＝-KdT/dz

K--热导率常数(热导系数)(thermalconductivityconstant)(JK-1m-1s-1).表征物质的导热能力。据dT/dz测量和实验室测定物质的K，可以确定q地壳中硅酸盐物质K为1.7-3.3JK-1m-1s-1，平均热导率取2.5JK-1m-1s-1。近地表地温梯度15-40℃km-1，取中间值25℃km-1涌出地壳的平均传导热通量：q＝2.5JK-1m-1s-1×2.5×10-2Km-1＝62.5mJm-2s-1＝62.5mWm-2热通量可由热流单位给出(heatflowunits-HFU)，单位μcalcm-2s-1。将焦耳转换为卡，62.5mWm-2＝1.5HFU。地球半经r＝6371km,表面积4πr2＝5.1×1014m2,一年有3.15×107秒,地球每年总传导热输出量－地球表面年热损失：qcond＝62.5×107Jm-2s-1×5.1×1014m2(表面积)×3.15×107sy-1＝1.0×1021Jy-1地球热传导量与异常地热区热传输过程全球洋中脊长约65000km(地球圆周≈40000km),每年约有23km3新熔融物质加入大洋中脊。板块扩张速率与所在位置有关：缓慢扩张洋脊1-4cmy-1，快速扩张洋脊8-16cmy-1，平均扩张速率约6cmy-1(相反方向为3cmy-1)。每年产生新地壳面积：AC＝6.0×10-5kmy-1(扩张速率)×6.5×104km(洋中脊长度)＝3.9km2y-1新洋壳形成速率可通过地表现存3.1×108km2的洋壳进行检验。具有稳定扩张速率地壳的平均年龄：3.1×108km2/3.9km2y-1＝79×106y=79Ma79Ma的平均年龄与观察的洋壳年龄分布一致，表明至少在过去200Ma中板块运动速率平均6.0cm/y洋壳厚度6km，形成新洋壳体积23km3y-1＝23×109m3y-1。地壳密度2.7gcm-3，平均每年加入地壳新岩石6.2×1013kg。欲计算新形成洋壳在冷却中释放了多少热量？须考虑两点：1.岩浆结晶中释放的热量ΔHxtal；2.岩石中储存了多少热量?岩石储存热量以热容(heatcapacity)-Cp给出

(将物体温度升高1℃所需的热量).侵入洋脊的一个1200℃(熔融玄武岩的温度)的岩浆冷却到100℃(6km厚洋壳平均温度),硅酸岩结晶热ΔHxtal400kJkg-1,岩石热容1.7×103Jkg-1℃-1,岩浆形成的热通量：qridge＝4.0×105Jkg-1(ΔHxtal)＋(1200-100)℃(温度差)×1.7×103Jkg-1℃-1(热容)×2.7×103kgm-3(密度)×23×109m3y-1(形成的体积)＝1.4×1020Jy-1上述热量中相当一部分是在大洋中脊，岩浆侵入洋壳时海水通过热岩石的热液对流而迅速失去的量(图)。更多的热是在数百万年漫长时间内因地壳缓慢冷却向着稳态传导热损失在老洋壳损失的热量。相对于整个地球平均传导热损失，侵位于洋脊的岩浆释放的热量近似为：1.4×1020Jk-1/1.0×1021Jy-1＝14%ofqcond.相当于整个地球表面传导热损失的14%。其它高热流地区情况怎样呢?包括岩浆侵入到其底部的热点(hotspots)地区产生的热和在与洋壳消减带伴生火山弧和弧后盆地形成的热。热点是来自上升热地幔物质羽的岩浆侵位位置，热点提供了形成大火成岩省的热量，如印度和西伯利亚的大陆玄武岩(continentalbasalticlavatraps)和大洋玄武岩高原。夏维夷、冰岛和黄石公园是世界上三个最大的热点。每个热点每年约带入0.2km3岩浆进入浅部地壳。与它们相比，其它40个热点都小的多，热点规模分布接近对数正态分布。地球上已知热点位置.实线表示热点穿过岩石圈的轨迹.冰岛,黄石公园和夏维夷是最大的三个热点(Walther,2005)40个热点每年侵入地壳的总岩浆量近似为三个最大热点1.2km3/y总岩浆侵入量的两倍，这些岩浆约5%是从洋脊侵位的。因此热点并不能为地壳的传导热输运作出显著贡献.火山弧和弧后盆地是消减带杂岩处异常高热流的地区，而大洋海沟之上的热流则异常低，概因大量冷物质向下俯冲所致。火山弧的高热流是因大洋岩石圈沉降造成与地幔相互作用使岩浆被带进地壳浅部.消减带形成的岩浆约占洋脊形成岩浆量的30%.因此火山弧对全球侵入岩浆作出了显著贡献,但是也仅提供了地球传导热收支量的不到4%。加拿大南部穿过太平洋-北美消减带杂岩的热流剖面.相对于北美克拉通和太平洋板块,海沟具有高热流,火山岛弧和弧后盆地具有高热流(Walther,2005)弧后盆地的热贡献如何？上页图为越过加拿大Cordillera的表面热流剖面。表明年轻的JuandeFuca板块仍然具有高的热通量，还未降低到太平洋板块老板块的热流程度。如果说较冷物质沉降到弧后盆地之下的地幔中，为什么弧后盆地还形成这么高的热流？该值几乎是老的稳定大陆板块热流的2倍，反映了大陆地壳减薄了2倍。这种较高地温梯度和高热流所需的热能来自哪里？可能与穿越地幔楔软流圈上涌热传输有关的黏滞加热(viscousheating)造成重力能降低有关。这与致密大洋岩石圈板片沉降进入下部的地幔有关。与地球早期更为致密的Fe核物质沉降进入地球的中心造成地球的初始加热的情况类似。从沉降板片重力能失去造成的能量转换ΔEgrav，等于形成的热能：ΔEgrav＝Δρghh是物质沉降的距离,Δρ是达到重力平衡前板片与周围地幔之间的密度差。这一能量的量可通过下述方式近似给出，一个厚50km、长400km的大洋岩石圈沉降到弧后盆地地壳之下(达到重力平衡之前)，地表消减带长度50000km。如果板片以450角、3.0cmy-1速率以及岩石圈与地幔物质之间0.1gcm-3的密度差俯冲，那么：ΔEgrav＝50km(板片厚度)×400km(消减带长度)×50000km(地表范围)×0.1×103kgm-3(密度差)×9.81ms-2(g)×3.0×10-2my-1(消减速率)×sin45(俯冲角度)＝2.1×1019Jy-12.1×1019Jy-1/1.2×1020Jy-1＝17.5%。是洋脊产生热量的17.5%。形成的热分布在地壳之下很大地幔面积上，贡献给qcond，但是相当量的热沿着弧后盆地在100km宽度范围内从地壳传输出来。这里的表面热流约为25mWm-2，比离开构造活动地区的正常背景(background)热流高的多。这种附加的弧后盆地热，ΔhbabΔHbab＝25×10-3Jm-2s-1(热流)×100×103m(盆地宽度)×50000×103m(长度)×3.15×107sy-1(每年的秒数)＝3.9×1018Jy-1这种弧后盆地的热流与消减带形成的热流之间的相对量：3.9×1018Jy-1/2.1×1019Jy-1或～20％表明来自板片沉降产生的并非全部的热流在弧后盆地是明显的。假定要简化计算的话，这一数值可能减少2倍，但是现在我们已经有能力处理引起地壳中产生化学反应的能量输运过程了.地球中的温度热流对地壳内的温度分布起着强烈控制作用，在大洋中脊火山喷发和夏维夷,冰岛的火山岛弧地区，玄武岩浆被带至地表,温度约1200℃，在离开这些岩浆侵入位置的地壳中温度怎样随深度变化？考虑一个25℃km-1地热梯度(远离大洋中脊、热流变得几乎为稳态古老洋壳表面获得的梯度)和洋底温度接近于0℃，6km厚洋壳底部的温度TOC为：TOC＝0℃＋25℃km-1×6km＝150℃如2-14所示JuandeFuca板块大的热通量，新形成洋壳温度梯度和洋壳底部温度都会很高。25℃/km地温梯度是平均大陆地壳的合理值。地表温度20℃，35km厚陆壳底部：TCC＝25℃km-1×35km＋20℃＝895℃。实验证明在35km(～10kbar)深度，大陆地壳岩石将在约650℃开始熔融，按上述地温梯度，不到地壳底部岩石就应发生熔融，然而地震波研究表明该深度大陆地壳还不能部分熔融(continentalcrustisnotpartiallymoltenatthisdepth)，暗示地表测量的温度梯度随深度增大而减小。原因--大陆地壳显著浓集经历自然放射性衰变并放出热量的同位素--地温梯度随深度减小的原因。238U，235U，232Th，40K是重要产热同位素，每年相应形成3.0,19.7,0.88,0.88Jg-1y-1的热量。假定一个典型花岗岩的放射性同位素丰度，从中可产出的热量为2.5×10-6Wm-3，由此估计整个上地壳产生的热量约为1×10-6Wm-3。

放射性产热元素集中于地壳上部，下地壳更基性，产热元素含量降低。放射性元素含量随深度降低必然引起地壳底部温度降低。大陆地壳温度随深度变化曲线。以25℃/km地温梯度计算在35km处将达885℃，因放射性热产生加入该处实际温度仅600℃。地温梯度随深度的变化考虑一个小体积岩石柱体:热流通过柱体的截面积为A,通过A的单位面积热通量q(Jm-2s-1),穿过z高度总热通量q(z)A.单位时间聚积于柱体中的热量为z处流入柱体的热通量减去在z+dz处流出的热通量.单位时间柱体中的扩散热一个Adz体积的岩石柱体,流入的热通量由z处q(z)A给出,z+dz处流出的热通量由q(z+dz)A给出.地温梯度dT/dz(Walther,2005).考虑含有产热的放射性同位素柱体,如果每单位时间和单位体积中的热产生是H(Jm-3s-1),那么由单位时间放射性衰变产生的总热量为AdzH.单位时间该柱体中的总热量为:水饱和条件下岩石初熔温度最低为650℃,实际上岩石熔融多在缺水条件下产生，且受源岩成分对固相线以及熔融度对岩浆分凝的制约。地壳岩石在>800℃才能形成岩浆(Thompson,1999)，即使40km深莫霍面上温度也只能达到370℃(古老稳定地盾)～610℃(年轻地壳)，远低于实验岩石学阐明的花岗质熔体与麻粒岩共生温度。除非有大量热能和/或水加入，否则地壳范围内难以发生大规模熔融。要求必须有下伏地幔基性岩浆侵入以提供更高温度。这种发生在莫霍面附近幔源岩浆的热侵入被称为岩浆垫托或底侵作用(magmaticunderplating).地壳内的部分熔融带开始出现的深度是软流圈出现的深度,大小各处不一,与所在区域有关.大陆地壳之下一般出现在65－220km之间.该深度之下,除了地核固体部分外,热量传输主要通过物质对流进行.通过对流热通量向上输运热物质是热量传输更为有效的方式。因此地温梯度比传导热传输更小.如果对流更强有力(vigorous),那么地温梯度就变为绝热体系(adiabatic),即与环境不进行热交换的体系.计算表明上地幔绝热地温梯度约0.5℃km-1,下地幔约0.3℃km-1.地幔中一块岩石沿图中所示绝热地温梯度上升,交切熔融线在点A开始熔融.一旦熔融,熔体和固体同时存在会沿熔融曲线缓冲温度,使温度降低.由于熔体密度小于岩石,在点B熔体从岩块中分离呈底劈式上升,熔体膨胀程度大于原始固体岩石,因此绝热地温梯度也增大,近似1.0℃km-1.可以解释密度更大的地幔岩怎么能够加入到地壳中的疑问.图2-17.绝热地温梯度表示的对流地幔岩石的温度剖面.如果一个特殊组成岩石的熔融曲线交切了绝热地温梯度曲线,在点A形成一个分离的岩浆,沿着熔融曲线,进一步上升岩石的温度被缓冲,直到B点熔体从固体中分离并沿绝热温度梯度继续上升1.3.3地球化学元素的分布Vp8-10km/s湍流导致磁场外核-内核-地幔的物态和转速Vp的差异是全球动力之根源地球的纵剖面图1.27表示在地球不同储库中主要元素分布的剖面图1.28地球结构和组成模型过渡层硅酸盐和氧化物固体Fe-Ni镁铝榴石钙钛矿铁方镁石后钙钛矿地球结构的矿物组成模型尖晶石橄榄石+辉石+石榴子石分布、分配及丰度的概念1.分布与分配的概念分布-distribution,分配-partitioning都是有关元素含量的概念。分布--元素在各种宇宙体或地质体(太阳、行星、陨石、地球、地壳)整体(母体)中的含量。分配--元素在构成宇宙体或地质体内各个部分或区段(子体)中的含量。元素在地球中的分布，也是元素在地球(母体)中各圈层(子体)分配的总和。元素在各构造层和各类岩石中的分布，又是元素在地壳(母体)中各子体中的分配。在地球分异形成地圈和地壳形成初期，元素在地壳中分布已经有了雏形，即地壳原始化学成分。其后随地球演化，各层圈物质不断交换，分布量也不断变化。原始地壳进一步分异以及壳-幔物质循环，使元素在地壳各部分之间不断迁移，引起不同部分或区段元素的含量变化，即分布量变化。2.元素在岩石和矿物中的分配(1)各类岩石中元素的平均含量元素在地壳中的分布是不均匀的。不同地区、不同岩石中丰度变化很大。在地壳元素分布计算中,必须确定用于计算的模型，即不同类型地壳中岩石类型的构成及其相应面积和质量比例。研究地壳元素丰度时，必须考虑到元素在各地区,各类岩石中的分配。各类岩石中元素的平均含量是整个地壳或区域性地壳元素丰度研究的基本数据，是揭示地壳或研究区域元素迁移富集的基础。(2)

元素在岩石中各组成矿物中的分配岩石中所含的元素往往极不均匀分配在各种组成矿物中。这种分配受晶体化学和热力学等方面因素控制。但要查明支配元素在矿物间分配的原因，首先应从事实上确定岩石各组成矿物中该元素的含量，并据此对共存矿物内元素含量分配进行平衡计算。在确定不同类型岩石元素丰度的基础上,进一步查明元素在组成各类岩石的矿物中的含量和单矿物在岩石或矿石中所占的百分比,进行岩石或矿物中元素分配的平衡计算,对于研究元素地球化学迁移与富集、矿石综合利用、矿石冶炼工艺,环境治理等都具有重要的理论和实际意义.分配的平衡计算还可以查明元素赋存的“载体矿物”和“富集矿物”。载体矿物：指岩石中某元素总含量的主要部分分配于其中的那种矿物。有时该元素在载体矿物中的含量不一定很高。富集矿物：指岩石中某元素在其中的含量大大超过它在岩石总体中含量的那种矿物。元素在该矿物中的分配量不一定最多。以花岗岩为例：Pb含量的92％赋存于长石中，黑云母、角闪石、石英和磁铁矿中含量低。同时长石中的Pb含量又大大超过其在岩石中的含量--长石是Pb的载体矿物同时又是Pb的富集矿物。Zn含量的70--90％赋存于黑云母其次为普通角闪石中，石英、长石和磁铁矿中的Zn含量很低。同时黑云母和普通角闪石中的Zn含量都大大超过其在岩石中的含量--黑云母是Zn的载体矿物，而黑云母和普通角闪石都是Zn的富集矿物。微量元素主要量远非经常赋存于富集矿物中，即微量元素的富集矿物和载体矿物不一定是同一种矿物。Tl和Rb的富集矿物是黑云母，但它们的主要量却赋存于钾长石中，但钾长石中Tl和Rb含量大大低于黑云母中的含量。作为主要造岩矿物的钾长石是Tl和Rb的载体矿物，而含量较少的黑云母则是Tl和Rb的富集矿物。查明了元素在岩石中的富集矿物和载体矿物，就把握住了探讨元素分配影响因素的突破方向。例如要找出花岗岩富Pb的原因，需要从钾长石为什么富Pb去突破，而决定Zn在岩石中含量的关键在于Zn在铁镁硅酸盐矿物中的富集以及这些矿物在岩石中含量的高低。在探讨影响花岗岩中Tl和Rb含量因素时，需要考虑黑云母和钾长石在岩石中的相对含量以及阐明Tl和Rb在含钾矿物中相对富集的原因。任何一种自然体的物质都由化学元素组成。该自然体总质量等于组成它的全部化学元素的总质量。丰度(值)--每种化学元素在自然体中的质量，占自然体总质量(或自然体全部化学元素总质量)的相对份额(如百分数)，称为该元素在该自然体中的丰度(值)-abundance。3.化学元素的丰度与克拉克值设元素i在某自然体j中的质量为Qij，自然体总质量为Mj，i在该自然体中的丰度值Aij为：

(1.1)Aij-i元素在j自然体中的平均相对含量。Qij--分布量-distribution-元素在地壳中的绝对含量--质量。如铝的地壳丰度是铝在地壳中的平均相对含量，铝在地壳中的分布量是其在地壳中的绝对含量.元素i在某自然体j中的分布量Dij等于地壳总质量Mj和其地壳丰度值Aij的乘积：

(1.2)任一自然体中全部元素分布量的总和等于该自然体总质量，而全部元素丰度值总和理论上应当等于100％。实际上在100±e%的范围之内，e为允许的相对误差范围。元素丰度值和分布量是两个不同概念。已知某元素在某自然体中分布量和丰度值，据式1.2求该自然体重量。地壳内锡分布量DSn

=41×1012t，丰度ASn=0.00017%，有：

M＝DSn/ASn=41×1012t/0.00017%≈24×1018t＝24×1024g分布量单位吨或克，较大单位-地克(Geogramme)：1地克=1×1020g或1×1014t(1百万亿吨)。地壳内锡分布量0.41地克，地壳重量24万地克。地球中Sn分布量1339地克，地球重量59.76×106地克。用箱状模型讨论元素地球化学旋回(循环)时，常用元素在各种自然体中的分布量表示。元素丰度值表示方法：

质量单位、原子单位和相对原子单位。质量丰度--以质量单位表示的元素丰度。常用的质量级序有三种：(1)质量百分数(质量％或wt%)--常量元素丰度(2)克/吨(g/t)或ppm(partspermillion)--百万分之一(10-6)质量为单位。微量元素丰度(3)毫克/吨(mg/t)或ppb(partsperbillion)--十亿分之一(10-9)质量为单位。超微量元素丰度。原子丰度--以原子百分数(原子%)表示。某元素原子百分数是该元素的原子数，在全部元素的原子数总和中所占的百分数。相对原子单位(丰度)--以原子数/106Si原子为单位.或原子数/104Si原子或原子数/102Si原子为单位。原子数/106Si原子单位常用于宇宙元素丰度，宇宙丰度单位(Cosmicabundanceunit)简称c.a.u。取硅原子数等于一百万个(106)原子，以此为基数，各种元素原子数与一百万个硅原子的比值，为其它元素的相对原子数。三种不同单位元素丰度中，质量丰度是最基本的数据，原子丰度和相对丰度都可以根据质量丰度换算取得。

1.将质量丰度换算为原子丰度

设Ni为任一元素的相对原子数，ai为该元素原子量，则：

Ni=Wi/ai任一元素的原子百分数：Ai=(Ni/∑N)×100∑N是参与计算的全部元素的相对原子数的总和2.将质量丰度换算为相对丰度：

Ri={(Wi/ai)/(Wsi/28.09)}×106

Ri-任一元素相对丰度，Wi-任一元素质量丰度，ai-该元素原子量，Wsi-硅的质量丰度，28.9为硅的原子量，×106是取Si原子数＝106。已知Al的质量百分数为8.07%，Al原子量26.98，Si质量百分数为32.91%，据此求Al的相对丰度：RAl={(8.07%/26.98)/(32.91%/28.09)}×106=255303当Si=106个原子时，Al有255303个原子(≈0.255×106)。元素克拉克值：元素在地壳中的丰度值称为元素的克拉克值。用质量表示称为“质量克拉克值”。采用10-6，10-9，10-12或g/t等表示。为了纪念克拉克用40多年时间献身于地壳成分的测定和作出的巨大科学贡献，1923年，苏联地球化学家费尔斯曼建议用“克拉克值”术语表示地壳中化学元素的平均含量，可以用于整个地球的任何一部分，也可以用于行星或其它宇宙客体。我们可以说，世界大洋的克拉克值，生物的克拉克值，月球的克拉克值等等(别列雷曼,1981,地球的化学成分,地质出版社,1-59)。地球元素丰度1.地球元素丰度研究方法地球元素丰度研究方法很多，应用较广泛的有三种：①陨石类比法②地球模型和陨石的类比法③地球物理类比法陨石类比法直接利用陨石化学成分，经算术平均求出地球的元素丰度。计算时假设：①陨石在太阳系形成；②陨石与小行星带的物质成分相同；③陨石是已破碎了的星体碎片；④产生陨石的星体(母体)，其内部结构和成分与地球相似。地球模型和陨石类比法在一定地球模型基础上求出各圈层质量及比值，然后选择陨石类型或陨石相化学成分代表各圈层元素丰度。最后用质量加权平均法求整个地球元素丰度。华盛顿(1925)首先用此法计算了地球的元素丰度，求出与现代估算值相当接近的铁元素地球丰度值(31.82%)。Mason(1966)根据现代地球模型认为地球总体成分基本取决于地幔和地核成分和相对质量。因为它们占地球质量99%。对地核和地幔作如下假定：①含5.3%陨硫铁球粒陨石的镍-铁相可以代表地核成分；②球粒陨石中硅酸盐相的平均成分代表地幔和地壳成分。然后用质量加权法计算了地球平均化学成分。该方法以陨石硅酸盐相(silicate)，金属相(metal)和陨硫铁相(torilite)分析资料为基础，又称为SMT法。地球物理类比法层壳模型地球物理类比法。黎彤在布伦地球模型的基础上划分出地壳(A)，上地幔(B＋C)，下地幔(D)和地核(E+F+G)，将四个圈层质量分数分别定为0.4%，27.17%，40.4%和31.5%。根据地球物理资料选择四个圈层物质成分。地壳用他和饶纪龙(1965)计算的成分；上地幔用林伍德的地幔岩；下地幔用超基性岩加20%铁橄榄岩；外核(E层)用FeS模型，内核(F+G层)用金属铁模型，称为Fe-FeS模型。元素丰度尽可能立足于地球自身成分和物性模拟试验，提供了地球内部各圈层元素丰度数据。2.地球元素丰度及其规律尽管地球元素丰度计算中存在假定性和不确定性，目前所获得的计算值还有待检验和修正。但从已有数据可以得出某些有意义的认识：地球物质90%由Fe,O,Si,Mg四种元素组成；含量大于1%的还有Ni,Ca,Al和S；Na,K,Cr,Co,P,Mn和Ti在0.01%-1%范围。地球几乎由这15种元素组成，其它元素总百分比微不足道(仅占0.1%或更少)。表1.13地球元素丰度值(wB)韩吟文等2003因特网数据,1998.地球形成初期主要经历了圈层的演化过程。埃尔萨瑟(Elsasser1963)提出了地核形成假说：原始地球形成经历一段时间后，在其内部大约几百公里深度温度达到了金属铁的熔点，游离铁发生熔融并逐渐汇聚成液态铁层。由于密度大于硅酸盐，液态铁就向地球中心下沉，形成地核。在熔铁向中心不对称下沉时，较轻硅酸盐不对称上升和遭受部分熔融，部分熔融物质上升并形成地壳。因此地壳是三大层圈中最年轻的成员，其中还未发现年龄大于4.2Ga的古老岩石。按元素丰度排列，太阳系、地球、地幔和地壳中

10种主要元素分布顺序：

太阳系：H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S

地球：Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na

地幔：O>Mg>Si>Fe>Ca>Al>Na>Ti>Cr>Mn

地壳：O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H与太阳系相比，地球、地壳贫H,He,Ne和N等气体元素--宇宙物质形成地球伴随气态元素散失；与地球、地幔相比，地壳贫Fe,Mg,富Al,K,Na,Si等亲石元素-较轻易熔碱金属和铝硅酸盐在地球表层富集，难熔镁铁硅酸盐和金属铁下沉在地幔和地核。地球是个铁球。太阳系-地球-地幔-地壳：分异强度递增问题：为什么地球中铁元素的丰度最高？地壳的结构与组成地壳中化学元素的分布研究化学元素在地壳中的分布是地球化学研究的基本任务之一。它是地球化学学科发展的基础，地球化学的产生及发展就是从研究化学元素在地壳中的分布开始的。许多著名地球化学家把毕生精力用来研究地壳中化学元素的分布。地壳分为大陆和大洋地壳。大陆占地球表面积41%，占地壳质量79%。虽然大陆地壳的质量仅占地球总质量0.4%。由于以下原因使大陆地壳的化学组成成为地球化学研究的中心问题之一。1.现今大洋地壳年龄<200Ma，是中生代以来的产物，基本无花岗岩，不存在陆壳的垂向分层。只有在大陆地壳才能发现地球早期地质事件的记录，大陆地壳成为保存地球更为遥远地质记录的档案库。2.

虽然大陆地壳仅占地球总质量0.4%，但其中最重要不相容元素(Cs,Rb,K,U,Th和La)的总量占地球中这些元素总量20%以上。大陆地壳是一重要的地球化学储库。3.

大陆地壳由演化的低密度岩石组成，导致大陆高于海平面，这在太阳系是独一无二的，也有别于洋壳和地幔。大陆地壳平均厚37-40km，最厚的喜马拉雅山脉达80km。大陆地壳不易返回地幔，已知最老大陆地壳年龄为44亿年。4.最后，大陆地壳提供了生命演化的重要平台，导致在三个大陆块体中的一个大陆出现了智人(Homosapines)。大陆产生过程本身对人类诞生具有直接的意义，如果没有大陆地壳，局限于大洋和火山岛弧上的生命演化将会是另一种情景。因此，大陆地壳化学组成和演化机制是认识地球总成分，分异演化和地球动力学过程的基本前提。大陆地壳化学组成自地球化学学科诞生以来一直是地球化学研究的中心问题之一，受到各国地球化学家重视。如ClarkeandWashington(1924),V.M.Goldschmidt(1933),А.П.Виноградов(1962),S.R.Taylor(1964),K.H.Weidepohl(1995)等地球化学大师都对大陆地壳化学组成做过深入研究。我国地球化学家黎彤亦在此领域作出了重要贡献。然而这一问题迄今仍未得到完善解决。目前世界上最深的科拉半岛大陆超深钻深度仅有12km，人们可以直接观察和研究的部分通常仅限于大陆上地壳。大陆中－下地壳难以直接观察，其代表性样品也不易获得，这使得确定深部地壳特别是下地壳的组成成为大陆地壳组成研究的难点所在。大陆地壳化学组成研究方法1.岩石平均化学组成法火成岩占大陆地壳大部分，而变质和沉积岩原岩也都是火成岩。可以使用大陆地壳的主要火成岩等岩石按一定加权法来计算地壳丰度值。克拉克和华盛顿(1924)用此法计算地壳元素丰度，选用世界各地5159个火成岩和676个沉积岩组合样化学全分析资料，将样品按所代表地区求出火成岩和沉积岩平均成分，然后按火成岩加变质岩占95％，沉积岩占5％(页岩4％,砂岩0.75%,灰岩0.25%)比例计算地壳上部16km(当时世界最高峰和最深海沟的高差)的地壳成分。与此类似，维诺格拉多夫(1962)采用1份基性岩加2份酸性岩计算了大陆地壳成分。泰勒(1964)则采用1份花岗岩加1份基性岩计算了全部地壳成分，其中花岗岩和基性岩成分分别取自G－1花岗岩和W－1辉绿岩国际标准参考物质的成分。该方法没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变化。这种方法基本限于20世纪70年代以前的研究2.细粒碎屑沉积岩法--戈尔德斯密特法指使用细粒碎屑岩样品计算地壳丰度的方法。挪威南部广布冰川溶化后沉淀出的细粒冰川粘土。戈尔德斯密特认为它们是冰川所经地区出露岩石的天然平均样品，也代表大面积结晶岩石的平均化学组成。他分析77个样品，计算了平均值，大部分元素的含量与克拉克和华盛顿的研究结果一致。只是Na2O和CaO偏低，显然与风化作用中Na和Ca易被淋滤有关。泰勒和麦克伦南(1985)发展了戈氏法，提出细碎屑沉积岩特别是泥质岩，可作为源岩出露区上地壳岩石天然混合样品，对研究大陆地壳元素丰度具有特殊的意义。图1.29后太古宙泥质岩与大陆上地壳稀土元素组成模式对比后太古宙泥质岩：PAAS-澳大利亚泥质岩NASC-北美页岩EC-欧洲页岩PAECP-中国东部页岩细粒碎屑沉积岩法证明：后太古宙泥质岩,深海沉积物和黄土REE模式与现今大陆地壳完全一致。若将泥质岩REE含量降低20%～30%，则与现今大陆上地壳REE含量相当。大陆上地壳REE低于泥质岩，是因大陆上地壳还有REE含量很低的碳酸盐岩和蒸发岩。泰勒等进一步指出，细碎屑沉积岩中REE,Th,Sc等元素的水/岩分配系数很小，几乎不溶于水，基本能以碎屑沉积物形式被带至沉积盆地，包括不相容元素REE和Th和相容元素Sc。细碎屑沉积岩不仅能用来研究上地壳组成，其中两类元素比值还可用来指示源区镁铁质和长英质岩石的比例，不仅可以研究现今大陆上地壳成分，还可研究大陆上地壳组成随时间的变化。元素在海水中驻留时间(logτ)对元素海水/上地壳分配系数(logKySW)

(Taylor&McLennan,1985)

驻留时间短和海水/上地壳分配系数小的元素(REE,Y,Sc,Ti,Zr,Hf,Al,Nb,Sn,Be)有最大潜力转入碎屑沉积物中，保存上地壳组成的记录。其中页岩REE,Y,Th和Sc最真实地反映了上地壳的组成。易溶中等易溶难溶除Co(可能还有Ti)以外，平均页岩/上地壳丰度比值变化范围为1.5倍因子的元素，在地质过程中进入水体(海水/上地壳<10-5)。受氧化还原控制的Fe、Mn和在重砂矿物中富集的Zr等元素与之不同，上述元素在页岩中的丰度最好地反映了上地壳元素的丰度，特别是REE、Th和Sc等。与此对比，平均页岩/上地壳比值变化因子>1.5的元素进入天然水体(海水/上地壳>10-3)。它们易溶于天然水体，在化学沉积物中富集(Ca,Na和Sr)或在以后的风化、成岩、热液蚀变等过程中被活化(如Mg，U和B)。平均页岩/上地壳丰度比值对海水/上地壳丰度比值图标示了根据沉积岩数据来估算上地壳元素丰度最有用的元素(Taylor&McLennan,1994)问题：该法不能给出大陆上地壳主量元素丰度，微量元素一般也只限于REE、Y、Th、Sc、Co等K(海水/上地壳)值较低的不溶元素和中等不溶元素。正因如此，TaylorandMcLennan、Wedephol和RudnickandFountain对大陆上地壳主量元素及许多微量元素的丰度估值均取自Shawetal上世纪60－80年代对加拿大地盾的研究。然而正如对中国中东部上地壳元素丰度研究所表明以及被后来其他研究者所证明的，加拿大地盾上地壳成分并不是全球大陆上地壳成分的最佳代表(高山,2005)。3.大陆地壳生长历史法泰勒和麦克伦南(1985)指出：现今大陆地壳质量的75%形成于太古宙，25%形成于后太古宙。后太古宙的大陆生长主要发生在岛弧地区，代表性物质是岛弧安山岩。根据上述认识计算了现代大陆地壳的化学组成。问题：目前对于大陆地壳生长历史的认识差异较大，对不同地质时期大陆地壳的原始物质的性质认识也不尽相同。4.大陆地壳剖面法20世纪70年代中期对阿尔卑斯造山带等的研究表明,造山作用可以使下地壳甚至上地幔岩石大规模暴露到地表,出露地表的大陆地壳剖面是研究大陆地壳元素丰度的良好样品.意大利伊夫利亚(Ivrea)带是提出这一思想的发源地,也是大陆地壳剖面研究最详细和最经典的地区。对意大利南部的Calabria带,加拿大Kapuskasing隆起和南非Vredefort构造带等大陆地壳剖面也进行了较深入的研究。深部大陆地壳剖面抬升至地表的机制仍不十分清除，早期认为与碰撞造山有关，现认为有多种机制，如挤压抬升(compressionaluplift)：逆冲断层将深部地壳推至地表是最常见机制。一般模式见图1.30图1.30出露地表的大陆地壳剖面的一般模式还有压扭抬升(transpressionaluplift)和陨石撞击抬升(impactogenicuplift)等。大陆地壳剖面主要产生于碰撞造山带(如Ivrea带和Calabria带)、克拉通内部(如Kapuskasing隆起和我国华北克拉通的五台-兴和断面)和岛弧区(如Kohistan岛弧)。大陆地壳角闪岩相-麻粒岩相岩石是不同地质时期在中-下地壳条件下形成的，但不是所有出露的角闪岩-麻粒岩相地体都能代表现今的中-下地壳。鉴别大陆地壳剖面的标志：(1)有规律的变质分带。由于不同深度条件下形成的岩石均连续出露地表，大陆地壳剖面应展示出由低至高的规律性变质分带。(2)麻粒岩形成于下地壳条件(600-1400MPa)。(3)由于下地壳岩石密度较大，磁性较强，因此向着地表出露的下地壳岩石方向应表现出明显的重力磁性异常。(4)地表出露的被确认为下地壳的岩石可以直接延深至地壳深部(图1.30)。不同类型火成岩与地震波速之间的关系见图1.31，根据地震波速与岩石类型和化学成分之间的关系，可由地震测深结果推测深部岩石组成。(5)产热率自上地壳向下地壳降低。已知地壳剖面中仅Ivrea带和Kapuskasing隆起能够满足上述所有条件。5.区域大规模取样和分析在区域内采集不同时代、不同类型岩石的代表性样品进行分析测试，然后按区域内各类岩石所占比例，求出该区域的元素丰度。因在地表采样，严格说获得的结果只代表地表或上地壳元素丰度。适用于基底岩石大规模出露区，沉积盖层发育区只能给出沉积盖层元素丰度。D.M.肖(1967,1986,1994)对8448件样品研究获得了加拿大地盾元素丰度，高山等(1992,1998)及鄢明才和迟清华(1997)也获得了中国东部元素丰度。迄今在大区域范围内进行系统取样和主量与微量元素分析的只有加拿大地盾和中国东部两个地区。Shawetal和EadeandFahrig分析了大量样品，用了近20年时间研究加拿大地盾上地壳51种元素的丰度。黎彤和饶纪龙早在1963年就计算了中国火成岩主量元素平均化学成分，随后开展了地壳元素丰度研究。高山和张本仁等与鄢明才和迟清华先后用了十余年时间，采集了中国东部不同构造单元上万件各类岩石样品，由这些样品制成千余件组合样品，用13种方法分析了其中63-78种元素含量，然后按各类岩石在区域不同结构层占的比例，计算了中国东部不同构造单元上、中、下地壳以及地壳整体元素丰度。优点：上地壳元素丰度研究最可靠也是可以同时研究所有主量和微量元素的唯一方法。缺点：费时、费力、费钱。如Gaoetal.和张本仁等对秦岭造山带和华北克拉通与扬子克拉通的研究，从1985年始→1998年结束，耗时13年，投入大量人力进行采样、加工和分析，耗资近百万元。正因如此，世界上迄今也仅在加拿大地盾和中国东部开展过以大规模采样和分析为基础的地壳元素丰度研究。6.火山岩中深部地壳包体研究法与地幔岩包体一起产于碱性玄武质火山岩中的麻粒岩或角闪岩相包体来自地壳深处，如澳大利亚东部，美国亚利桑那Geronimo，德国Eifel，法国MassifCentral火山岩以及我国江苏女山和汉诺坝玄武岩中的麻粒岩包体。麻粒岩包体大多产于非克拉通地区，其中许多产于显生宙造山带或裂谷区。下地壳包体标志：①包体形成于下地壳温压条件；②寄生火山岩具有原始岩浆成分，并含二辉橄榄岩包体，说明寄主火山岩是从深部快速上升喷发的；如果没有二辉橄榄岩包体，寄主岩浆是演化的，说明岩浆曾在中-上地壳停留，可能发生分异；③各种减压结构，镁铁相优先熔融和在石榴石边缘和裂隙中形成次生边，指示包体是从地壳深处快速上升的。包体来自下地壳最有力的证据是同位素组成的均一化，使包体年龄与寄主火山岩相同。7.地球物理法根据地震纵波和横波速度(vP,vS)与岩石化学组成之间存在的对应关系确定元素的丰度。探测大区域地壳深部性质最主要的方法。折射地震法能给出不同深度地震纵波和横波速度，比其它地球物理方法更直接。是研究深部地壳物质组成的主要手段。随SiO2含量减少，纵波速度由超基性至酸性岩逐渐增大，镁铁质矿物比长英质矿物有更高波速.地震波速不仅受矿物岩石化学组成影响，还受温度，压力，矿物各相异性，岩石组构和流体等因素制约，因而地震测深资料是多解的。深部岩石高温高压物理性质实验及地球化学示踪是进一步约束深部地球物理测深解释的主要方法。图1.31150MPa压力下侵入岩vP波速随成分的变化图1.31600MPa下侵入岩vP波速随成分的变化RudnickandGao(2003)对大陆上地壳化学成分的最新估值是考虑了大规模区域岩石取样与细粒碎屑沉积岩－黄土方法的各自优缺点后，对不同元素采用了不同方法获得的估值。易溶元素采取大规模区域岩石取样获得的结果，不溶元素采用碎屑沉积岩－黄土研究方法获得结果。通过对出露地表的大陆地壳剖面、深部地壳包体、实验岩石学和地球物理测深等多学科的研究，揭示出大陆地壳的结构和组成上具有如下特征

(图1.32)：1.3.4大陆地壳的结构与组成图1.32大陆地壳组成模型(Wedephol,1995)

(1).大陆地壳由上、中、下地壳组成。平均厚度37km，vP=6.55km·s-1。全球大陆上地壳平均厚度12km,vP6.10km·s-1中地壳厚度11km，vP=6.46km·s-1下地壳厚度14km，vP=6.97km·s-1(2).随深度增大，温压增加，变质程度升高，岩石对应不同的变质相。上地壳由绿片岩相和未变质岩石(沉积岩和花岗质侵入体)组成；图1.32上地壳火成岩和沉积岩的含量(White,2000)中地壳由英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗质片麻岩为主的角闪岩相组成；下地壳由成分不同的麻粒岩相组成。在高含水量地区，如俯冲带，角闪岩相亦可能是下地壳组成部分。在加厚(>40km)的造山带，下地壳可由榴辉岩相岩石组成。上地壳至下地壳，侵入岩成分由酸性变为基性，变沉积岩数量降低。(3)地壳剖面和麻粒岩包体的研究表明，下地壳岩石组成是多种多样的，既包括不同成分的变火成岩，又包含数量不等的变沉积岩。如伊夫利亚带下地壳主要由变基性岩侵入体和具部分熔融残余特征的变泥质岩组成，法国中央地块火山岩中的麻粒岩包体含有相对数量的变泥质岩。上地幔Numbersontheleftindicatethe

designationof

seismicallyidentifiablelayers.大洋地壳组成模型沉积岩/沉积物枕状熔岩层状岩石垂直席状岩墙辉长岩层状辉长岩莫霍面表1.14列出国际地球化学参考模型GSRM给出的大陆上、中、下地壳和地壳整体化学组成，是20世纪90年代以来的研究成果。同时列出泰勒和麦克伦南给出的大洋地壳化学成分。大洋地壳成分是基性玄武质，SiO2含量为49.5%，大陆地壳成分是中性花岗闪长质，SiO2达59.1%。表1.14地壳元素丰度(wB)续表1.14地壳元素丰度(wB)迄今人们常用20世纪60年代Turekian和Wedepohl(1961),Vinogradov(1962)以及Taylor(1964)等的数据。受制于当时测试技术条件或样品的代表性，一些元素尤其是测试困难的痕量和贵金属元素与实际偏离较大。如Vinogradov(1962)给出的酸性岩和基性岩Au丰度分别为4.5和4×10-9；Hg丰度分别为80和90×10-9；Pd丰度估值更高，分别为10和19×10-9。实际上它们的含量已达异常或强异常，与目前实测的元素含量很难对比和解释。建议使用2003年Rudnick和Gao以及迟清华和鄢明才(2007)的最新数据。1.华北地台大陆地壳,鄢明才和迟清华(2007)；2.中国东部大陆地壳,鄢明才和迟清华(2007);3.中国东部大陆地壳,高山等(1999);4.地壳,黎彤(1976);5.岩石圈,ClarkeandWashington(1924);大陆地壳化学元素丰度6.大陆地壳,Goldschmidt(1933,1954);7.大陆地壳,Vinogradov(1962);8.大陆地壳,Taylor(1964);9.大陆地壳,TaylorandMcLennan(1985,1995);10.大陆地壳,Wedepohl(1995);11.大陆地壳,RudnickandGao(2003).大陆地壳化学元素丰度A.华北地台大陆地壳,鄢明才和迟清华(2007)；B.TaylorandMcLennan(1985,1995)；C.Wedepohl(1995)；D.加拿大地盾；E.Condie(1993)；F.RudnickandFountain(1995).上陆壳和下陆壳化学元素丰度上陆壳和下陆壳化学元素丰度A.华北地台大陆地壳,鄢明才和迟清华(2007)；B.TaylorandMcLennan(1985,1995)；C.Wedepohl(1995)；D.加拿大地盾；E.Condie(1993)；F.RudnickandFountain(1995).EC-中国东部；A-内蒙兴安－吉黑造山带；B-华北地台；SEC-华东南地块含量单位：主成分：%；Au、Hg、Pd、Pt、Re、Te：10-9；Ir、Os、Rh、Ru：10-12；其它：10-6。中国东部大陆地壳化学组成与元素丰度中国东部大陆地壳化学组成与元素丰度EC-中国东部；A-内蒙兴安－吉黑造山带；B-华北地台；SEC-华东南地块含量单位：主成分：%；Au、Hg、Pd、Pt、Re、Te：10-9；Ir、Os、Rh、Ru：10-12；其它：10-6。上地壳的组成(White,2001)中下地壳的组成(White,2001)中下地壳组成.ppm(White,2001)(a).Comparisonofchondrite-normalizedinupper,middleandlowercrust.(b).Elementalenrichmentordepletionofthemiddleandlowercrustrelativetotheuppercrust.(White,2001)总地壳的组成(White,2001)总地壳组成.ppm(White,2001)ComparisonofincompatibleelementenrichmentofestimatedbulkcrustalcompositionofTaylorandMcLennan(1985),RudnickandFountain(1995)withotherestimates(WeaverandTarney,1984;Shawetal.,1986;Wedepohl,1995)(White,2001)图1.33不同研究者获得的的大陆地壳成分分布型式(按原始地幔标准化：原始地幔元素丰度取自表1.9)与原始地幔成分相比，大陆地壳明显富集大离子亲石元素和轻稀土元素，富集Pb,Nd、亏损Nb,Ta,Ti。这也是岛弧岩浆岩的特征。这正是提出大陆地壳增长主要发生于岛弧环境认识的一个重要地球化学依据。大陆地壳生长主要发生于岛弧环境的重要地球化学依据。岛弧玄武岩与大陆地壳具有相似的微迹元素配分模式，特别是都亏损Nb,Ta，可能与脱水和流体作用有关。与消减带有关的火山作用可能是大陆地壳形成的一个主要方式(Cornell,2001)Depletionoftantalumandniobiumrelativetootherincompatibleelementsinarclavashasbeenascribedtomanyprocesses(reviewinKelemenetal.(1993))including(i)crystalfractionationofFe–Tioxidesinthecrust,(ii)fractionationoftitanium-rich,hydroussilicatessuchasphlogopiteorhornblendeinthemantleorcrust,(iii)extensive,chromatographicinteractionbetweenmigratingmeltanddepletedperidotite,(iv)thepresenceofphasessuchasrutileorspheneinthemantlewedge(Bodinieretal.,1996),(v)relativeimmobilityoftantalumandniobiumrelativetoREEandotherelementsinaqueousfluidsderivedfromsubductingmaterial,(vi)inherited,lowTa/ThandNb/Thfromsubductedsediment(Plank,2003),and(vii)thepresenceofresidualrutileduringpartialmeltingofsubductedmaterial(P.B.KelemenandK.Hanghøj,2004,OneViewoftheGeochemistryof

Subduction-relatedMagmaticArcs,

withanEmphasisonPrimitive

AndesiteandLowerCrust.In:Rudnick(Editor),TheCrust.TreatiseonGeochemistry,V3,627).1.元素无处不有定律在维尔纳茨基之前，科学家大多赞成化学元素呈矿物形式存在于岩石圈里的概念。认为铜包含在黄铜矿(CuFeS2)和其它含铜的矿物组成中。锌包含在闪锌矿(ZnS)里等。有多少铜和锌存在于花岗岩或玄武岩中，即存在于不含有这些元素的矿物的岩石里，是不知道的。而且问题提法的本身也不现实。分析方法有时也不能解释这种问题。当维尔纳茨基在20世纪初，用光谱分析研究Cs、Rb、In、Tl和Bi这些稀有元素在岩石中含量时，他的工作是一种创新。1.3.5.地壳化学成分特征和元素

克拉克值研究的地球化学意义维尔纳茨基的卓越贡献，在于从同一的事实中卓有创建地看出自然界的普遍规律，从而使他能够得出化学元素赋存的形式是“非矿物”的和“分散”的概念。他得出关于化学元素普遍分散的结论，即“到处都有元素，应有尽有”。1909年，维尔纳茨基在俄国自然科学家和医生的十二次代表大会上就这个问题作了报告。维尔纳茨基说：“在地球表面上的每一滴水，每一小粒尘屑里，随着研究精度的提高，我们将会发现新的和更新的元素。得到它们分散的微观性质的印象。在一粒沙子或一滴水中，在宏观总成分中，所反映出来的，在微观中也是如此。凡是人们在地球上能观察到的元素，在微观世界也都能找得到。这一定律被称为克拉克-维尔纳茨基定律。不能使用某地质体中“元素不存在”或“元素偶见”之类的错误术语，使用“元素未被发现”比较正确。这是由于分析灵敏度障碍所为。维尔纳茨基克服了“矿物观念”，化学元素成为他研究的对象。这样，维尔纳茨基便奠定了关于地球原子史—地球化学—的基础(别列雷曼,1981,地球的化学成分,地质出版社,1-59)200年前英国诗人布莱克是个开悟之人，他写了一首关于悟道心得的好诗：一沙一世界，一花一天堂；握无穷于掌心，窥永恒于一瞬。在无穷无尽的浩瀚星海中，地球犹如宇宙的天堂！地球难得，生命难得，人生难得。我们有幸生活在伊甸园里，人生是时间的微积分，应该珍惜生物史的这一瞬间。元素普存定律(山县登,微量元素与人体健康,1987,地质版,270p)由诺达克(I.Noddack)夫妇提出。将铁在矿物中含量与不同含量时矿物数目变化做成曲线。随矿物中Fe丰度减少，形成矿物的数目增加。含铁>0.1%的矿物数有1400种，占已知1800种矿物的78%。同理获得其它元素曲线。大多数元素在矿物中含量与矿物数目呈反相关。含量从高向低曲线从某点开始呈平行纵坐标直线，该点为元素分散于所有矿物中的点，被称为分散点。以1800种矿物数为准，元素含量与此线相交为该元素在所有矿物中出现的最低浓度--普存浓度。该元素在任何矿物中的含量均在此浓度之上。铁的普存浓度>250ppm。表为某些微量元素的普存浓度(g/g)，如Pb，在所有矿物中，含量均>15ppm，Pt>0.28ppm。诺达克夫妇认为有更多的元素（计有25种）都是这样，就此提出元素普存定律：一切元素存在于一切矿物之中。元素的普存浓度和克拉克值(10-6)克拉克值克拉克值克拉克值Fe25052260Ni1.788Pt0.000280.0027O200Mo0.10.6Os0.00010.00005Si65284820Ge0.0661.3Re0.000070.00018Mg2728200Sn0.0151.7Al1584270In0.0080.05普存浓度小于或远小于其克拉克值，>1到4个数量级。因普存浓度是在所有矿物中存在的最低浓度，暗示元素在不同矿物中的含量差异非常之大。克拉克值与普存浓度之比愈大，形成独立矿物能力愈强。A,C,D,E意义见下表。三，元素克拉克值愈低，普存浓度也愈低。克拉克值