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第七章 地壳与地幔地球化学01

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第七 地壳 地幔 地球化学 01
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作 业• 检索国内天体化学主要研究机构(机构名称、研究方向和内容、主要成果等)• 检索国内天体化学研究的领军人物(主要研究方向、内容及成果)• 介绍我国嫦娥工程项目计划(或深空探测战略)第七章 地壳与地幔地球化学沈文杰中山大学地球科学系地球的圈层结构• 元素丰度概念• 地球地球化学组成• 地壳地球化学组成• 地幔地球化学组成• 地核地球化学组成地球的圈层结构大 气 圈生物圈水圈 水圈地 壳地壳地 幔地 幔岩石圈与大气圈、水圈、生物圈共同构成与人类关系最紧密的圈层划分依据 地震波纵波( 在固、液、气体中传播横波( 度慢,只能在固体中传播地震波波速与地球内部构造图莫霍界面古登堡界面横波纵波 地壳15深度千米400030002000500060001000速度 ( 千米 /秒 )9 12630层 厚度(千米) 状态 组成 温度压力密度地壳 P、 霍面)P、 波甚至消失(古登堡面)硅铝层固态硅镁层地幔上地幔上地幔 B 固态上地幔 B 软流层中地幔 C 固态下 地幔 D 下地幔 固态地核外核900 5100 液态固态铁镁的硅酸盐类物质,由上而下铁镁含量逐渐增加以铁镍为主,并含少量较轻元素逐渐增大岩石过渡层 F,轻元素400 大陆 33 大洋 6平均 17元素丰度概念丰 度• 是指各种化学元素在一定自然体系中的相对平均含量• 元素在较大自然体系中的平均含量即称为丰度• 当研究对象等在自然体系中仅占据一个较小的空间位置时,习惯上称为元素的平均含量,如岩石中元素的平均含量• 丰度的实质:一种化学元素在某个自然体系中的重量占这个自然体的全部化学元素总重量(即自然体系的总重量)的相对份额(如百分数)称为该元素在自然体中的丰度• 无论地球化学的研究领域和对象如何,化学反应和化学演化始终是地球化学的基本任务,其中化学组成又是首当其冲• 不同层次的元素丰度构成 丰度体系 ,目前建立的丰度体系类木行星太阳系丰度 类地行星宇宙丰度 地核丰度地幔丰度 上地幔丰度地球丰度 下地幔丰度地壳丰度地盾区地壳丰度褶皱区地壳丰度地壳丰度 海洋地壳丰度 浅海地壳丰度深海地壳丰度陆地地壳丰度中国陆地地壳丰度 中国地台区地壳丰度中国褶皱区地壳丰度关于几个名词的说明• 克拉克值 :指地壳中元素重量百分数的丰度值• 区域克拉克值 :是指地壳以下不同构造单元中元素的丰度值 ;如地盾区地壳元素丰度值• 丰度系数 :是指某一自然体的元素丰度与另一可作为背景的自然体的元素丰度的比值,因为丰度体系是多层次的,所以丰度系数也是多层次的丰度系数的计算• 如以地球丰度为背景,则地壳中该元素丰度系数定义为:壳丰度 /地球丰度 例 以地壳丰度为背景,全球陆地地壳丰度定义为球陆地地壳丰度 /地壳丰度 丰度系数可用来指示元素的富集及变化程度丰度背景与地球化学背景• 地球化学背景:首先确定背景区:即地壳中有的地方受到了成矿作用的影响,而有的地方则没有,我们将未受矿作用影响的地区叫背景区• 在背景区内各种天然物质中(岩石、土壤、水系沉积物、地表水、地下水、植物和空气)各种地球化学元素和同位素的含量及其比值的数值,称为地球化学背景值• 用作背景的地壳元素丰度与化探中背景是两个不同的概念丰度的三种表示法• 元素丰度常以三种单位来表示,即重量单位,原子单位和相对单位,由于采用了不同的单位,元素丰度有下列三种名称– 重量丰度– 原子丰度 ( 相对(原子)丰度 (量丰度• 以重量单位表示的元素丰度,常用的级序有三种 :– 重量百分数 常用来表示常量元素– g/T或 百万分之一或 10用来表示微量元素– 或 亿分之一或 10用来表示超微量元素• 在同一张元素丰度表中,由于多种元素丰度属于微量元素范围,所以常统一用 g/T或 以原子百分数来表示。某元素的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丰度 ( 常以原子数 ÷ 106用于宇宙元素丰度,所以又称宇宙丰度单位 (,这种单位是取 106)原子,并以此为基数,求出其它元素的相对原子数于对比各种自然体系的丰度值• 是较易精确测定的元素。取 06是由于大部分元素的相对原子数介于 106~ 10此最常用• 至于 球粒陨石标准化丰度 ,这种丰度表示方法,我们将在微量元素地球化学中详细讨论元素丰度的计算• 在上述三种不同的元素丰度中。 重量丰度是最基本的数据,原子丰度和相对丰度均可依据重量丰度获得• 重量丰度的原始资料来自三方面:– 化学全分析。通常以氧化物的重量百分数来表示– 元素的光谱定量分析– 利用元素对比值(如 )或用回归方程,根据已知元素的含量,求出未知元素的含量• 通常我们只需要进行将氧化物的重量百分数换算成元素的重量百分数丰度的定义 : 即丰度与分布量的关系设任一元素 (i)在某一自然体系 (j)中的重量为 自然体的总重量为 则元素 是元素 是 是 种绝对含量,称之为分布量按上式,任一元素 (i)在某一自然体系 (j)中的分布量 于地壳总质量和 以重量百分数表示,氧化物重量百分数为 W’则 W=(a× i/m)× W’式中: i 是氧化物中欲求元素的原子个数例 1 已知岩石化学全分析中测得 求 a× i/m) × W`=( 1/× 量丰度换算为原子丰度设 i=,即原子丰度,则 N) × 100= ( (∑W/a) × 100=(W’.i/ ∑(W’.I/m) × 100∑素重量丰度 (%) 103 103 … … … … …13 103 103 i 103 103 2 1010=103 i, 可采用下列公式(Wi/ ( × 100例 :已知 求 ( ( × 100= 以 此时 00% ,原子数为定义为 106个。则 106=255300个原子)地球的地球化学组成地球内部的地球化学特征• 根据间接资料和地下浅层的观察,在一定的假设下做出理论估计: 由地表向地下深处,随着压力的增大,不可避免地将引起化学作用过程的改变• 1) 高压条件( P>百万 金属化”核心,中心圈,无化学作用带• 1) 高压条件( P>百万 子核外电子层完全破坏,电子呈自由状态,为所有原子核共有,从而不同的原子没有性质的不同,且不会发生化学作用,完全丧失了一般的化学性质地球的元素丰度• 地球的元素丰度是假定的和不确定的,其估计方法有:– 陨石类比法– 地球模型法– 地球物理类比法陨石类比法• 1)陨石类比法假定前提– A:陨石在太阳系内形成– B:陨石与小行星带的物质相同– C:陨石是已破坏了的星体的碎片– D:产生陨石的母体,其内部结构和成分分布同地球相似• 2)分类– A:综合陨石类比法 于采用铁陨石比例过大,导致铁丰度明显偏高(达 67~72%),导致误以为整个地球基本上是由铁或铁、镍合金组成。– B:单一陨石类比法 1965直接用维诺格拉多夫 1962年,计算的球粒陨石的平均含量来代表整个地球的元素丰度。突出特点:铁明显偏低, 多数的地球总体成分模型认为地球最初的形成物质在组成上接近于球粒陨石 。 例如 ,最简单的地球成分模型 , 认为地球组成近似于 这是根据这一组陨石组分最接近太阳系成分得出的 。 该模型的一个主要问题在于 , 它虽然成功匹配了难熔亲石元素 ( 如 的丰度 , 却无法解释同位素的差异变化 。但是对于部分同位素体系如 O, 地球和顽火辉石球粒陨石的这些同位素组成是相同的 。 于是又科学家相应提出了顽火辉石球粒陨石模型 。但是顽火辉石球粒陨石是未分异的陨石 , 它指示的环境相对地球来说更还原 , 硅酸盐中的铁含量极低 , 而且硫化物会出现 。顽火辉石球粒陨石模型的另一个主要障碍就是 , 上地幔橄榄岩与顽火辉石球粒陨石的此 , 如果总体地球组分为顽火辉石球粒陨石成分的话 , 那么上地幔和总体地球之间 而目前这一模型还缺乏有力的证据 。2012 地球分 6圈 1925– 1)地核,以铁陨石代表– 2)石源层( 陨石的镍、铁成分和石铁陨石(两者同等权重)的平均化学成分为代表– 3)铁源层( 陨石平均化学成分代表– 4)橄榄岩层:无球粒陨石平均化学成分代表– 5)玄武岩层:以戴利玄武岩平均化学成分代表– 6)花岗岩层:以 后以地圈质量加权平均法求出整个地球主要元素丰度966 认为地球总体成分基本取决于地幔和地核的成分和相对质量( M) 99%),并假定1)球粒陨石中陨硫铁代表地核成分2)球粒陨石中硅酸盐平均成分代表地幔和地壳成分3)地幔和地壳占地球总质量 976年采用,壳层模型地球物理类比法– 1)首先采用布伦( 固体地球物理模型划分层壳,求出这些层壳的质量及其比值– 2)按一定的物质代表成分,分别求出各层壳的元素丰度– 3)以层壳质量加权平均法求出整个地球的元素丰度地球的平均化学成分( )元素 Si i S lM a s 1 96 6 i t on g 1 97 6 32 29 13 16 a o P K nM a s 1 96 6 i t on g 1 97 6 )地球元素丰度的特点• 是假定、不确定的半定量认识• 地球 90%以上由 O、 >1%的元素有 S• % K、 P、 地球几乎全部由上述 15种元素组成。地球元素丰度曲线1. 不同元素含量分布极不均匀 。 含量最高 32% )与最低 之间相差 7个数量级;2. 元素含量随原子序数增加而有规律降低 , 原子序数为偶数元素含量高于相邻奇数元素含量;3. 与太阳系相比 , 地球明显经历过强烈分异与去气 。地球: O  H  O  N  C  原因在于惰性元素具有很高的化学稳定性,在自然界中难与其他元素结合,独自呈气体存在• 根据地球由星云尘粒吸积生成的假说,当地球形成时,行星星云的温度条件已降至 3000多挥发性元素都可以通过化学反应的方式组成地球的物质中,唯独惰性气体不能以化合物的方式形成尘粒,只有少量被其他化合物包裹带至地球,而大多逸散到大气中去地壳的地球化学组成• 确定方法• 丰度特征• 研究克拉克值的地球化学意义• 地壳中化学元素的分布在时间上和空间上的不均匀性• 地壳丰度的反偶数规则地壳元素丰度的确定方法• 算法• 地壳模型计算法算法• 岩石圈:水圈:大气圈 =93%: 用质量加权平均法求得地壳的平均化学成分• 水圈(海水)引用 1884• 气圈:采用 920,• 岩石圈: 5159个火成岩, 676个沉积岩组成,火成岩:沉积岩 =95%: 5%• 沉积岩中:页岩:砂岩:灰岩 =4%: 算步骤• 1)按 48个地理区用第一种算术平均法(除以实际测定次数)求各区平均值• 2)归纳为 9个含大洋岛屿与大州的大区平均值,用第二种算术平均法(除以 5159个样品)求出地壳火成岩的平均值• 3)将氧化物含量换算为元素含量• 4)对于一些微量元素有时采用第一和第二算术平均数的平均值• 5)沉积岩按页岩:砂岩:灰岩 =4%: 以质量比加权得出沉积岩的平均成分• 6)火成岩:沉积岩 =95%: 5%,质量加权平均求出岩石圈平均成分• 7)岩石圈:水圈:大气圈 =93%: 质量加权平均法求得地壳的平均化学成分算法的缺陷• 没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变化• 深度 16未考虑莫霍界面。• 忽略了海洋地壳的物质成分此外费尔斯曼的方法同 1) 2)维诺格拉多夫• 3) 泰勒 1964(自称为大陆地壳元素丰度)• 4) 勒和麦克伦南 )1985大大发展了该方法• 1) 以挪威南部广泛分布的冰川粘土来代表,除 它组分含量与 冰川粘土:由芬诺斯坎颠( 盖溶化水中沉淀出的最细岩粉组成, 表着大面积分布的结晶岩石的平均化学成分(计算了 77个样品的平均值)• 2)维诺格拉多夫– 1949年,根据粘土和页岩的平均化学成分得出– 1962年,以两份酸性岩加一份基性岩的平均化学成分的平均值代表地壳的元素丰度值• 3) 泰勒 1964(自称为大陆地壳元素丰度)– 采用花岗岩和玄武岩的质量比例为 1: 1,并直接以标准样 值实际上是已包括大洋在内的整个地壳元素丰度。• 4) 勒和麦克伦南 )1985大大发展了该方法– 提出细粒碎屑沉积岩,特别是泥质岩,可作为源区上地壳岩石的天然混合样品,这类岩石对研究大陆地壳元素丰度有特殊意义– 后太古宙的泥质岩、深海沉积物和黄土中的稀土元素组成模式与现今大陆上的地壳完全一致沉积过程中稀土元素没有发生明显的分异,同时太古宙以后沉积岩中 积岩代表了地壳表面大面积平均采样 页岩模型独特优势:1、 源区物质强烈风化剥蚀 , 物质来源广泛 ( 天然取样器 ) ;2、 长距离搬运分选 , 组份充分混合均一化;3、 时空分布范围较为广泛 。存在不足:可溶性组份丢失 。 黄土模型存在不足:时空分布范围较为有限 。. R. . M. 1985. . R. . M. 1995. of 33, 岩与上地壳稀土配分模式对比图地壳丰度存在的主要问题• A:采用的地壳的概念不统一,均未按照现代地壳结构模型来进行元素丰度的计算。• B:地壳的深度 16未考虑莫霍界面。• C:忽略了海洋地壳的物质成分。• D:地壳物质成分随深度变化的因素未予考虑。大陆深部地壳地球化学组成估计构造侵位:麻粒岩地体岩浆侵位:麻粒岩包体构造-岩浆活动带:1、 强烈挤压增厚大陆碰撞造山带;2、 大陆岩石圈拉张-减薄岩浆活动区 。. L. . M. 1995. of A 33, 1)普尔德瓦尔特 A. 1955– 取莫霍面为计算深度的下限,把整个地壳分为深洋区、浅洋区、地盾区和褶皱区四个区,分别计算各区的平均化学成分后,用各区质量比例加权平均,求出整个地壳的平均化学成分• 2)罗诺夫和雅罗谢夫斯基, 1957• 3)黎彤, 1976• 3)黎彤, 1976– 在计算中国岩浆岩平均化学成分的基础上,采用 普尔德瓦尔特 (1955)的全球地壳模型,计算时,对于各类岩浆岩平均元素含量综合应用涂里千和费得波( 1967)和维诺格拉多夫( 1962)资料,并参照了我国各类岩浆岩中 13种主要元素的数据,首先计算出各地壳构造单元的元素丰度(各类岩石的质量加权平均),然后采用各构造单元的质量加权平均计算了整个地壳的元素丰度值. L. . 2003. of n 拉克值)• 尽管各家计算方案不同,但所得地壳主要元素丰度的估计值是相互接近的,我们可以有一定根据地说现在已经有了较精确的有关地壳平均化学成分的估计值,至少对于主要元素来说情况是如此地壳中元素丰度曲线地壳丰度特征• 1、元素在地壳中的分布有明显的不均匀性– O、 K、 H、 C、P、 S、 ( 3) 98% ( 8) 9)( 15)– 7%,而 × 10差 1017倍– 同时,同位素的分布也是不均匀的。17 18 2、与太阳系中元素的丰度值相比较,同样存在如下规律:– A)偶数规则,在地壳中偶数元素占 奇数元素占 B) A=100以前,克拉克值呈 8或 7次方呈指数下降。– 再次说明地球、地壳在物质上同太阳系其它部分的统一性,但具有自己的演化特征• 3、有些元素(同位素)的含量与地质时代有关– 238U 235U 40K 87 地史早期含量高– 206 207 40 87 随地质时代而增加• 4、 4倍规则• 按元素质量数 A/4, 把地壳中元素或同位素分为四类:– 4C、 O、 S、 e、 4A+3: B、 F、 P、 K、 V、 o、 4A+2: 238U、 222230I、 21014N、 1021264A+1: 9451138565w t % 原子百分数 特征4A 基性岩中元素4A + 1 2 3 岗岩中元素放射性元素• 5、将地壳、地球、太阳系中分布最广的元素按丰度大小顺序加以比较,即可以发现它们之间存在明显的差异:• 太阳系: H>>>C>g>• 地球: >i>>l>a• 地壳: O>l>a>>i>H• 同太阳系或宇宙相比,地壳和地球都明显贫 H、 等气体元素,说明由于宇宙物质形成地球的演化过程必然伴随着气态元素的散失• 同整个地球相比,则地壳相对贫 g,同时富含 a、 K,因而地球的原始化学演化表现为:较易熔的碱金属铝硅酸盐在地球表层富集,而较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁下沉• 地壳中元素的丰度不仅取决于元素原子核的结构和稳定性(决定宇宙中元素丰度的因素),同时又受地球形成前、地球形成时和地球存在时期物质演化和分异的影响。几个与地壳元素含量有关的概念• 克拉克值 :地壳中元素的平均化学组成• 浓度克拉克值 :某元素的浓度克拉克值为其在某一地质体(矿床、岩体、矿物等)中的平均含量与克拉克值之比,它可以反映出某些元素在地质体中的浓集程度• 浓集系数 :以某元素在矿床中的最低可采品位作为它在该地质体中的平均含量来计算它与克拉克值之比研究克拉克值的地球化学意义• 1)克拉克值确定着地壳作为一个物理化学体系的总特征以及地壳中各种地球化学过程的总背景,它既是一种影响元素地球化学行为的重要因素,又为地球化学提供了衡量元素集中分散及其程度的尺度。• 2)元素克拉克值在某种程度上影响着元素参加许多地球化学过程的浓度,从而支配着元素的地球化学行为。– 如 K、 ,前两者可以形成各种独立矿物,但后两者却只能存在于含钾的矿物中。因此,在分析地壳中元素的迁移、集中和分散等地球化学行为时,必须考虑到元素克拉克值这一重要的影响因素。• 3)克拉克值为阐明 地球化学省 的特征提供一种标准。地壳中化学元素时空分布的不均匀性• 地壳中化学元素的分布在时间上和空间上的不均匀性突出表现在成矿元素常呈带状分布– 1)与上地幔不均匀性有关,如华南 W、 江中下游 2)与地幔物质的熔融、分异及易熔相析出的程度有关时间上的不均匀性• 主要与元素的活动性有关,表现在:– 1)稳定元素在地史早期富集,时间越晚,富集的可能性越小。如金主要富集在前寒武纪的绿岩带中。– 2)活泼的不稳定元素,随地史发现有晚期富集的趋向。如 W,前寒武少,加里东始, 3/4产量集中于燕山期。• 世界各大陆不同地史时期成矿元素变化规律 :– 前寒武主要成矿元素: U、及亲铁元素,大于储量的一半;– 古生代主要成矿元素: U、 为 W、 中生代主要成矿元素: W、 新生代主要成矿元素: 与地幔物质的熔融、分异及易熔物质的析出有关– 1)在极地和高纬度地区,地幔物质分异较差,通常花岗岩类岩石少,硅铝层薄,火山作用主要表现为超基性岩及基性喷出岩,主要内生矿床多为: 2) 中低纬度地区分异明显,硅铝层厚,花岗岩广布,火山作用强烈,构造活动强烈,主要内生矿床多为亲石和亲铜元素,如 W、 在地壳的元素丰度中 , 偶数规则对有些元素来说遭到了破坏 , 如:– 323V>24312512表示它们在地壳内丰度相对增加– 2) 107 在宇宙丰度中表现得最完善 , 并可用核稳定理论来阐明• 4) 反偶数规则 , 形成于 <2000 尤其是岩浆分异 ) 的产物 , 它遵从着晶体化学和热力学的原理 , 在地壳的形成和演化过程中 , 大量亲中性岩元素和亲酸性岩元素 ( 按费尔斯曼分类术语 ) , 其中包括许多 Ⅰ 、 Ⅲ 、 Ⅴ 和 Ⅶ 族的奇数原子序数的元素 , 高度富集在地壳的硅铝层中 , 因而导致反偶数规则的出现和对偶数规则的破坏• 反偶数规则的出现 , 是地球化学演化的结果• 并非所有符合反偶数规则的元素都会引起偶数规则的破坏• 偶数规则的破坏 , 不仅取决于奇数原子序数元素的增减率和相邻偶数原子序数元素的增减率 , 而且还与地球丰度原来对偶数规则的破坏程度有关• 在地壳丰度中出现违反偶数规则的例外只是一部分元素 ,其余的元素 , 只是在不同程度上改变了地壳丰度 —原子序数曲线的形状 , 这是地壳丰度曲线比宇宙和地球丰度曲线具有更复杂形态的原因地壳元素丰度的反偶数规则图元素在岩石和矿物中的丰度特征• 分布 :指元素在各种宇宙体或地质体中整体的总含量• 分配 :指元素在各种宇宙体或地质体内部各部分或区段中的含量• 元素在地壳各处的含量远非一致,这是由于不同地区分布着不同类型的岩石和矿物,元素在不同岩石和矿物中含量的差异及其变化是地球化学研究的基础,探讨元素在岩石和矿物之间的分配规律是重要的地球化学课题• 通过某些主要类型岩石中元素平均含量的资料,概括元素在岩石和矿物中分配的一般事实或规律岩浆岩中主要微量元素含量岩浆岩中元素分配规律• 超基性岩、基性岩、中性岩到酸性岩含量降低。• V、 P、 K、 Y、 U、W、 超基性岩、基性岩、中性岩到酸性岩含量增加。• 有些元素在各类岩石中富集的倾向不明显,或含量变化不大,如 积岩中元素的分配规律• 土岩中富集,而 绝大多数微量元素在页岩和粘土岩中的丰度,高于砂岩类和碳酸岩类岩石的丰度。如寒武纪黑色页岩包罗万象,就是因为粘土矿物的强吸附性导致• 在估计不同地区元素的背景含量时,各类岩石中元素分配规律的知识具有指导意义元素在矿物中的分配• 岩石中元素在矿物中的分配 受晶体化学和热力学 两方面因素的制约,要查明支配因素在矿物间分配的原因,首先必须确定岩石各组成矿物中该元素的含量,并据此时共存矿物内元素含量分配进行平衡计算• 查明单矿物中元素的含量以及对矿石、岩石中元素的分配进行平衡计算,这是地球化学中常用的方法。载体矿物 :指岩石中所研究的元素的主要量分布于其中的矿物• 富集矿物 :指研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体中的含量的那种矿物• 区分载体矿物和富集矿物的必要性;各微量元素的主要量远非经常都赋存于富集矿物中– 例如: 他们的主要量都是赋存在钾长石中(载体矿物)• 查明了元素在岩石中的富集矿物和载体矿物,就掌握住了探讨元素分配影响因素的突破方向,如要知道花岗岩中富需从钾长石中为什么富 上面讨论的都是元素在各种地质体中的平均含量,是对同一地质体(不同部分)进行多次测定结果的算术平均值• 实际上,任何一种岩石和矿物中元素的含量总是波动起伏的,而且起伏的幅度又各不相同,为全面描述元素含量的特征,可通过计算元素含量的概率分布岩石中元素含量的频率统计岩石中元素含量的概率分布• 1962年,维斯特里斯得出:由单一地球化学过程所形成的单一地质体中,化学元素的含量服从正态分布;由数个地球化学过程叠加所形成的复合地质体中,化学元素的含量偏离正态分布,并且多为正偏(其中有些服从对数正态分布)• 对岩石和矿物中元素含量进行概率分布研究,不仅可以揭露出在含量数据中用一般方法所不能发现的潜在规律,使地球化学研究工作可以更加深入一层,同时这种研究还可以提供区别含矿和无矿地质对象的统计学标志,而统计学的发展,这种专门的多元统计方法可用以研究元素的含量,探讨元素的共生组合和自然分类作业大陆地壳化学组成安山岩模式( 1985)3、地壳的化学成分估测的著名方法 : 大陆地壳化学组成英云闪长岩模式( 1995)大陆地壳化学组成安山岩模式( 1985)1) 上地壳:上地壳成分主要数据是采用澳大利亚后太古宙页岩 ( 化学元素的平均含量减去 20% 后作为上地壳的成分 。太古宙以后沉积岩中稀土元素 地球化学记录表明 , 沉积岩代表了地壳表面大面积平均取样 。 后太古宙北美页岩( 欧洲页岩( 澳大利亚页岩( R, 1985)2) 壳总的化学成分的计算采用 大陆地壳生长模型 , 大陆地壳总体的化学成分相当于安山岩模式成分 。 1) 陆壳总的物质组成来源于地幔的分异 。( 2) 75% 陆壳形成于 25亿 25% 的陆壳形成于太古宙以后 , 即大陆地壳的整体化学成分应该是 75% 太古宙陆壳成分+ 25% 岛弧火山岩的安山岩模式成分 。( 3) 太古宙陆壳以 “ 双模式 ” 基性岩-长英质火成岩组合为特征 。3) 取大陆地壳总成分减去上地壳的成分得出了下地壳的化学成分 。假设下地壳占整个大陆地壳厚度的 75% ,上地壳占 25% 。 根据质量平衡原则 , 求出了大陆下地壳的化学成分 。大陆地壳化学组成英云闪长岩模式( 1995)基于欧洲西部 3000该剖面包括 60%的古老地盾和 40%较年青的褶皱带,莫霍面平均深度 40立 大陆地壳的标准剖面 。地壳剖面分为上地壳及下地壳。各部分组成的主要岩石类型、厚度及所占比例如图所示。计算所用各类岩石的化学成分资料来源见表右侧说明。 大陆地壳( 标准剖面 62% 太古宙 — 元古宙地壳( m 厚) 38% 元古宙 — 显生宙地壳( 30) (大陆地壳总质量: 1019t ) 沉积岩( 14% 上地壳) 长英质侵入岩 ( 0% 上地壳) 辉长岩 ( % 上地壳) 片麻岩,云母片岩 角闪岩、大理岩 ( 0% 上地壳) 长英质麻粒岩 ( 下地壳) 镁铁质麻粒石 ( 下地壳) 沉积岩*4 4 . 0 % 页岩、粉砂岩( 1968 ) 2 0 . 9 % 砂岩、杂砂岩( 1968 ) 2 0 . 3 % 镁铁质火山岩( 1968 ) 1 4 . 6 % 碳酸岩* * * *( 0 . 8 % 蒸发岩 ) ( R o n o v a n d Y a r o s h e v s k i y , 1968 ) ‥‥ 长英质 侵入岩**5 0 % 花岗岩( W h a l e n e t a l . , 1 9 8 7 ; L e m a i t r e , 1 9 7 6 ) 4 0 % 花岗闪长岩( Le
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