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稀土元素地球化学679015484

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第十一章 放射成因同位素在地质上的一些应用C.J. 引 言包括两个对地球科学家来说意义重大的放射性衰变系列,即 14778 176变。然而,两者的衰变速度极慢,所以现代的 143 176177值变化范围很小( 8786化>200 %而 143144 176 177化约为 ) ,直到近来质谱分析技术的大大提高,常规分析才得以实现。正象众所周知的 列. 衰变过程不仅可作为地质“时钟”用来确定岩石和矿物的年龄,而且可用来推断其源区的性质和演化特征。从广义上讲,多数有关地球及其它可获得样品的行星化学演化模式的关键是弄清放射性同位素在整个地质历史时期演变情况。素对的特殊优点表现在:它们各自具有类似的物理化学特性,但与 U 、元素的性质又有明显的差别。因此, r 、位素研究的补充。有些岩石和矿物的 值低,但 d 比值高,因而 变可用来测定那些不宜用 似地,由于 变质作用过程中不大活泼,所以,用 位素能更好地估计出变质岩原岩的初始年龄。再者,对各种不同的地球化学坏境的样品进行综合性同位素研究有着深远的意义。r 和d 的相对分馏可反映主要的物理特性及固相、液相的成分,且随时间的推移产生 87643144显著差异。尽管这一方法的研究和应用仍处初期阶段,但已引起人们的极大兴趣,促使他们重新估价诸如化学海洋学、上地幔中的痕量元素迁移和地壳混染对岩浆岩化学成分影响等各类问题。本章主要讨论 位素及其在某些领域中的应用。首先简要地介绍放射性衰变定律和等时线方程的推导,接着讨论 变系地质年代学应用和 的应用。后面几节讨论较多的地球化学问题,特别是 位素的综合研究结果用于地幔捕虏体和岩浆岩中痕量元素的分配以及河口和大洋环境的行为研究。最后总结地壳和地幔演化模式,并简要地介绍 位素。 放射性衰变不稳定同位素会发生衰变并放出射线。这一放射性衰变过程呈指数形式发生,即在特定的时间内,衰变的原子数取决于存在的原子数目,而与元素的化学形式或物理条件无关。确切地说,放射性衰变定律可描述为单位时间内衰变的原子数量(当时的放射性原子总量(N )成正比,即: N (中,入为衰变常数,每类放射性同位素都具一特定值,它表示单位时间内原子衰变的几率。方程(积分可得:N=t 或 eλ*t (中,N 为现在残存的同位素的量,t 为样品自形成至今的时间,即样品的年龄。与传统方法不同,该法得到的地质年龄是相对现在而言的,因而易引起误解。所以,某一岩石的年龄数值上等于它形成时的时间,即 年前时结晶形成的花岗岩,其年龄为 程(11 . 2 )的关键是要求得样品原始放射性同位素的数量(N O)。然而,由于每一放射性(母体)同位素衰变可产生一个放射成因(子体)的同位素,N 0等子现在残留母体的同位素量(N P)与 D*)的总和,以此代替方程( 中的 D*=NP(1) (要指出的是,同位素的衰变速率亦可用它的半衰期(T 1/2)— 一定数量的同位素衰变一半所需的时间—来表示。此外,如上所述,由于一个母体同位素衰变可产生一个子体同位素,所以半衰期也就是形成子体同位素的量(N D*)等于残留母体同位素的量( N P)的时间。令两省各自为 l ,并代人方程( ,取自然对数便可发现半衰期只与衰变常数(λ)有关(T 1/2=)。对于147=0 1/2=011a。再回到方程( ,t 时间内产生的子体同位素的量(N D*)也等于当今存在的子体同位素的量减去样品形成时的子体同位素的量(N 替代 可得:P(e λt ( 147 143变过程中, 147母体同位素, 143子体同位素,所以:14347Sm(e λt 143 (际上,应用质谱仪就能测定同位素的相对丰度或同位素比值,并可简便地将方程( 各项除以一个与衰变系列无关的同位素 144这样便可得到: 143471)+ (143这是一个根据测定 1434447144值计算 143144 0的实用方程。该方程被称之为等时线方程。其他衰变系列,如 和”吼~, ' 6 班也广泛采用类似的表达式。(" , , 44。为样品形成时的 位素比.称之为 位素初始比。方程(11 . 6 )最突出的一点是呈直线 y · ”瑞+哪式。在,' , ' " ,' 7 , " 入,。二‘_ _ _ _ _ _ _ _ _ _一__ .、_。‘. ? _ 上,直线的斜率为(e ”一 1 ) , y 轴的截距为(' ' 3 , " 。这种图称之为等时线翻,年龄才可由直线― 等时线的斜率求得。为求得年龄值应满足以下几点假定:( a )所有样品 215 ,月多刊 d 1 礴碑入 d 0515 0514 051 习‘一!A 户 0 7 岩石 7 5075 370 士 007 全黑025 , ' ,。m / 1 , ,、d 图 11 阿波罗 17 号飞船采集的 7 。。75 玄武岩的 N 月等时线图(据 n 二 1 975 卜)四个数据最佳拟合的等时线斜率所对应的年龄为 37 士。.。。7 亿年,' 4 加刃湘 上的截距(即同位素 初始比)为 C . 50 吕 2 弓士 12 的年龄必须相同,( b )样品原始“, 川 值必须相同,即在图(l 1 . 1 )的等时线上绘成一水平线,(、)样品自形成至今,’吸, , ' 4”' ‘心弓 变异仅由放射性衰变弓 1 起,系统中既无外来的 S 也、加人,也无 丢失。另外,' ' 3州‘ t 图解也呈直线形式,但在这种情况下,直线的斜率为’4 , , ' , 。该图称为同位素演化图(图 11 . 3 )。最后,需要指出的是 位素比值的测试技术是近几年才发展起来的,即便是 定同位素的相对丰度的测定,所得结果也不尽一致。实际上,质谱测得的每个“3 , " 值都经过两个非放射成因的 位素特定值标准(7 87一特定值在自然界假定为常数(这样可校正分析过程中’' ,反 d 与”度 间的质量分馏)。然而,由于对 有同位素成分存在两种不同的分歧,因而不同的实验室采用的标淮值不同。这样一来,对同一样品,不同的实验室发布的,' 3 , ‘咭 值差异较大。因此,在数据比较、投图之前,需特别注意已发表的 位素分析值是否做过非放射成因 位素标准化处理。在本章,我们所讨论的’落,凶 d / , , ‘柳比值均以”' ' ' , 0 . 7219 (口又 ,1077 )进行了标准化。根据此值,美国地质调查所 1 标谁岩石的”。 , " 代比值约为。.石 1 262 ,而 。和 W 朋, 等公布的现代比值为 0 . 5参见附录,“分析技术”)。11 . 3 地质年代学一岩石和矿物年龄钡(定' " , ' 3变系列最初用于月岩和陨石的地质年代测定。L 吧 m : (19 了 以”伟 川 始比值为。.50677 士 10 获得 球粒陨石的年龄为 45 . 6 士。.肠亿年口另一无球粒陨石( 5 )具类似的年龄,即 J 5 . 5 士 0 . 04 亿年,其较为精确的 位索比值为 0 . 50682 士 5 ( ,和五 l 缸 1977 ) ;而月岩的年龄为 44 一 33 亿年(玩 i ,等,1 , 75 卜,图 1 1 . 1 . [、且邵 t 肠:书。,n 等 197 了)。216 上述结果可明显地归纳为以下四点.( 1 )这些结果表明,全狱法测试精度可与双 b 一 S :法媲美。( 2 )计算的年龄与 U 一 、 5 :法侧得结果一致.因而得到以’' , = 6 . 54 火 10 ' " a 一‘。(工吧 19 了 8 )。( 3 )无球粒陨石的尺 b / S 计匕值低,难以用 R 川斤法侧得其年龄,但可借助 5111 一 。因此,全祖地质年代学的引用为陨石研究开辟了新的领域(,l 盯了和 ,1976 )。(封这些结果提供了太阳系物质的’4 粤 N 创”4始比估计伙,使我们得以户泛地讨论行星、特别是地球的演化。继 其同事对天外物质研究之后,’可, ,礴,变系列己成功地用于地球中岩石和矿物的年龄测定。对于全岩,同于碱族和碱,土族元素,对来说不受蚀变作用和变质作用的影响(第九章)。碗 E 的局限性在于‘' 半衰期长(1 . 06 \ 10 " a ) ,且大多数地壳岩石的 值范围很窄(图 11 . 6 ) ,这就造成迄今为止 所测定的所有全岩年龄,唯有太古代的大于 25 亿年的样品最精确。图 11 . 2 表明,年龄为 35 . 4 士 0 . 03 亿年( ,1973 , 19 了 4 , H , ,1979b )的岩石组合, 测定的效果甚差,但 n 一 可获得一精确的 5111 一 岩等时线。另外,二等(1979 、)测得苏格兰酉北部 扭 n 片麻岩的年龄为 29 . 2 土 0 . 05 亿年,并以此为依据,指出 醒全岩测定可“恢复地质历史”,甚至经麻粒岩相的变质作用也不受干扰。尽管太古代岩石的精确年龄对研究地球早期地质演化历史起重要作用,但上述及其它酸性岩桨岩年龄二 3 , 56 土 007 从 a 初始’的 N 改 l ' “卜:d 0 . 5 飞 3 山优选年龄一 257 A 11 吕 73 〕 白)2 0 8 6 40 日 2 , } 主公占:\户.10 20 30 40 基性和超基性岩桨启/蕊年外肠 6 · 尸 b ) 腻。》 l … :. .… J . , .… ,512p 荞,飞.! ,洲八口乃乙,,户 77 … 』 〕 00 。:、.卜.0 D . 40 . e 油喃。产、r , , 7 , “闪 d 图 1 工.岛南非。的。「w 。:山岩的双 b 一 时线与 S 田一 时线对比(据 Q , 。。等,1979a ; 01 , 1 》 等,1973 门。I ,。.和州 l : 1974 , 110 . 1 ; 11 . , : .等,19 夕日匕)对比发现,基性,超基性岩的又 b 一 s :年龄分散,酸性岩石则明显呈现次生(或变质作用)的年龄,而 一附法精得其午龄为 35 . 6 土。“7 亿年217 0 . 509 津巴布韦 1 月习 ,司 } 全岩研究最突出的贡献在于全岩 位素初始比值.将这些 位素初始比值绘于 143 44 ,便可发现它们靠近 中用方程(表示的 147144定值的演化体系(直线)。这些地球岩石的趋势与具类似平均球粒陨石的 14744 143144值的体系或源区的演化一致。此外,由于地球早期形成的岩浆岩更可能提供可靠的地球痕量元素和同位素比值,图 特征显然反映地球具球粒陨石的 14744 143144值,因而导致 语的提出(球粒陨石平均值),对于 变,少与地球为同义语。然而,平均球粒陨石到底取何值,目前仍有些混乱。早期( 1976a ; O ' ,1977 、1979a )采用 d 平均估计值 ,1973 , ,197a ) ,并假设地球(或 与谨 s , 5 亿年前的 。,或 a 一样具相同的 位素初始比值(图 1 1 . 3 中的线 1 》 。由此可算得现代总体地球的 ’们 , , ,附平均比值为 0 . 51262 。最近 I 鱿 g ( 19 即)获得 T 许多有关球粒陨石研究新成果。对此,(1 982 )作了审核。他们的研究成果表明”叹 d /川 代比值为 0 . 51264 (经过,' 6 , ' , 07219 标淮化,附录 11 . 1 )的球粒陨石的 均 218 比恤为 u · 乃 z ,。达与 4 列乙牛前的到列司位索初始比 1 直为 0 . 50663 (图 11 . 3 中的线 2 )是一致的,该道明显低于 ,玩脚渝和 M 、 1977 )及 (玩 等,1 。了 5 幼等地岩石的值。然而,后者作为玄武质无球粒陨石也许代表较老行星物质分异的岩石,照此,它们的’刁。 , " 会较高,年龄当然稍小。总之,' ‘嗯。分," 变已非常成功地用于太古代岩石的全告年龄的精确测定,其 位素初始比值靠近具平均球粒陨石 ’‘了 川 ,魂, " , 值源区的演化曲线。地球的确切演化方式尚未解决。如图 1 1 . 3 所示,该图限定了我们对许多结果,尤其是太古代岩石的解释。作为一个有效的参照物,地球样品的同位素结果均可与之对 L 匕。例如,老选择线 2 ( 。.325 ) ,那么 15 。和 岩石有可能派生于比 富放射性物质(’通 3 " ' 值较高)的源区;然而,如果选择线工( 。.3D ,就不会得出太古代源区‘' 3 " ' 值较高的结论(图 11 . 3 )。显然,当前有关上地慢和地壳早期演化膜式与我们选择的 合程度并不十分理想。确定单矿物相一般有两方面的主要依据:扩大母体/子体( 比值范围获得较为精确的年龄;揭示样品(矿物较寄主岩形成晚)复变质或冷凝史。如同测无球粒陨石的年龄," ‘刊 的优越性在子它能测出共它方法难以解决的矿物年龄― 有些矿物的 值非常低,但 d 比值高,因而随着时间的推移,产生易于测定的”' :。。控制 矿物中的分配因素多而复杂,主要包括岩石和其它共存相的成分(第一章)。例如,山 l 洲的公布 T 石榴石中的 值自云母片岩的 0 . 33 变至基性麻粒告的 3 . 5 ,并注意到 值与成分不同的石榴石关系不大。不过,石榴石和辉石常亏损上具高的 S 。/值,适于年龄的测定。典型常见矿物的 S 。/位为:辉石,0 . 2 一 0 . 5 ;斜长石或碱长石,0 . 1 一 0 . 3 ;石榴石,0 . 3 一 0 . 5 ;黑云母,约 0 . 2 ,角闪石,o , 1 一 0 . 5 ,磷灰石,0 . 2 一 0 . 4 。错石,0 . 2 一 0 . 6 。 w 舫, 107 妞)指出,纽芬兰岛湾蛇绿岩分离的单斜辉石一斜长石矿物对的年龄为 5 . 。.13 一 5 . 08 上 0 . 06 亿年。全岩分析表明蛇绿岩杂岩体的,' 3 ' " 始比植变化很大,无法精确测定全岩的年龄。G : 和 B : u 朗 k 二。:( 198Q )采用了类似的方法研究挪威西部加里东带榴辉岩的变质年龄。在分析的六个石榴石一单斜辉石矿物对中,有五个矿物对构成两条 4 .。了一通,47 亿年的等时线年龄,因而他们得出的结论是:尽管原岩在加里东前以地壳岩石存在,但这些岩石的 S 二一 龄也许能记录变质作用高峰期中断的温度。然而,目前对 S 二一 系的中断条件了解甚微。在变质条件下,弓 m 和 及侧)、阶活泼,反映 位素不受高温的干扰。有关 石榴石中扩散速率方面的资料目前未见报道,但岩组和地温研究表明,石榴石主要成分分带至少可持续到 s 扣一 680 ℃ ,温度升高,扩散速率变大,成分分带消失( 197 . 7 , R 色 和 G : ,1 盯 5 )。 和 。: 1980 )测得下地壳捕虏体中的石榴石一斜长石矿物的年龄为 3 . 55 上。.1 。亿年,该年龄代表浸位时间,这与上述结论是一致的。尽管岩石本身可能为下元古的产物,但在其上升至地表过程中,矿物中的同位素也许会重新调整。况且,在这种条件下,三价的及 重新平衡,上述所侧的地壳和上地慢捕虏体的变质温度和压力所代表的意义就值得怀疑(G : 工 978 )。11 . 4 模式 龄及 T 毖畏 节一再强调太古代岩石多数 位素初始比值与其形成时的球粒陨石均一化源区( 民)的’" N 叮川 值非常接近(图 11 . 3 ) ,并与年轻岩石结果形成鲜明对比,后者显示,' 3 , ' 4始比值变化大(图 11 , 4 ) ,其相应的现代‘' 3 , ' 4值介于 0 . 5133 一。.5113 。通常,慢源岩石的“, " ' 值较 之高,暗示在地慢历史演化时期,源区’4 , ' ' 4高(即亏损 L 侧三 E )。然而,地壳岩石放射成因的 位素比 ,即源区岩石的 d 比值低。膜式 龄或 T 咨舀。,简单地描述了各源区 值自与 同以来的时间。正象多数膜式年龄一样,很易计算,但解释需慎重。花岗岩釜‘泛非加里东其他时期/户心』 护乙司.0510 . 51 器洲O 蛇绿岩时 l 司{ 图 11 . 4位素演化图解该图解释了小于 15 亿年的花岗岩的“取叮“' 始比值的变化,并与近化洋中脊玄武岩和洋岛文武岩的 N 明位素初始比值进行对比(资料引目.川 l 亡 g 。和。山山.,工,肠 k 五 a 朽和 e 。,19 日 l . H ; a 。等,1 , 。二 0011 等,1981 , ”和 w 。,。,19 了。:)。虚线表示灿/ 0 . 3 了和’‘日 , " 代比值为 o · 丘 损地馒的演化T 丝昌 u ,年龄是 1976a )、 W 韶 b 七 g ( 1978 )最先提出来的,图工 1 . 5 解释了 T 理昌以计算方法。试看 5 亿年前的花岗岩:侵位时,位于 y 点,自这点开始,沿 演化,其斜率代表 值(见方程 n . 6 )。y 点的 L ,。 l ' ' 值为该花岗岩的 位素初始比值,该值明显低于当时的 ’们 ' ' , 值。为讨论方便,假设花岗岩的 值与源区相同,那么,5 亿年前,该源区就会沿虚线职演化。x 点落在 化线上,此点即为 r 之 年龄。因此,r 目森,就是模式 龄,是在假设特定样品的演化可用两个阶段表示的基础上建立起来的。第一阶段是指 内部演化,第二阶段是指 S 。/值与现代观测值 220 类似的演化。因此,处理每一问题都须考虑:( a )两个阶段是否适用;〔 b )特定岩石是否与源区 值类似。首先考虑地慢岩石,玄武岩具很宽的 值范围(图 11 . 6 ) ,多数可能反映部分熔融程度较高,因而其痕量元素比值与源区岩石的比值相似(第四章)。正象下节所要讨石陨/令"论的那样,有许多确凿的证据说明,为什么两阶段模式不能圆满地解释上地慢的演化,因而 R 年龄充其量为岩石形成后与 C 且 d 比值的最小估算值。相反,地壳岩石的 S 。/值变化范围小。对比图 11 . 6 R , 便可发现,这些 值明显低于整个地慢的值。另外,有人设想,新陆壳的形成是引起 值发生大的变化过程,因而后期的重熔甚至侵蚀和沉积作用对其影响不大( W 韶 g , 1978 ) .倘若如此陆壳岩石中的 位素比值变化将会较大程度地反映上地慢派生陆壳岩石或其母岩的时间,即 T 仑音 U ,年龄。花岗翁类沉积岩/ 玄让心台1 ' , " 石澎好拼尸一、· 位时”, 000 图 1 1 .舀500 时 l 司(州 a ) 。)、。几。‘。公 4 。{。 亿年前浸位的花岗岩模式 T 息昌。厂年龄计算图解(详见附录)图 11 .。由一系列板内、洋中脊玄武岩、花岗岩类和大陆沉积物所确定的阮尹 值实际上地壳岩石的 值低而均一,暗示尽管地壳内发生分异作用,其结果也只能引起本莱就很小的 s 叫 值发生微小变化,所以对 T 瀚 u 。年龄的计算影响小。还有几点可说明为 1 }么这些陆壳岩石的模式年龄为地慢派生出这类岩石后距今的最小估计值:( 1 )形成陆壳岩石的地慢相对 许亏损 位素,因而在 位素演化图土‘图 11 . 4 )位于 R 之上。《 2 )如果地壳岩石发生重熔,自 11 / 值就会分馏,熔体中的 值很可能 221 比源区岩石的比值小。在图 11 . 5 中,时乙年前,源区也许沿斜率较大(高 d 比值)方向 i 寅化(可能沿虚线又 y 演化),因而其年龄较 T 台昌 u 。计算值大。( 3 )任何壳一慢物质的混合,都将导致混合物的 2 渭如:年龄小于地壳组分的年龄。尽管 T 洛昌 U 。年龄提供了许多有用的信息,但使用时需慎重考虑上述几点。d . 5 一 5 . 5 亿年的纳来比亚泛非花岗岩的 ;年龄介于 5 一22 亿年之间(图 11 . 4 ) ,反映 山运动导致了新陆壳的形成和 22 亿年老基底物质的活化(,工 98 工, 、和 1983 )。苏格兰加里东花岗岩(,工,80 )和米德兰谷地下地壳包体(、、n 和 H , 1980 ; G . R . 未刊)的 r 理昌:: ,年龄均为 g 一玲亿年,反映苏格兰加里东花岗岩至少有一部分为陆壳重熔的产物,并为该区存在元古代地壳提供了新的依据,还为慢源岩石类型提供了类似的论证。纽芬兰岛湾蛇绿岩的年龄为 5 亿年,其 T 赵舀 均年龄为 l 时乙年( 和 W 器。,1379a ) ,纳米比亚(且 ,1981 )和阿拉伯(B 砍 1981 )泛非蛇绿岩的 。,年龄为 22 一 25 亿年。可用图11 . 4 解释,如图所示,蛇绿岩接近 。.37 (图 11 . 6 )、T 琶氛 R 二 24 亿年的典型大洋玄武岩演化趋势。尽管两阶段并不十分严格(11 .了节),但这些结果确实表明,自太古代以来,至少部分地慢发生了工 损。T 竺乱 k 年龄也已经用于沉积岩研究中,在此领域能否成功地使用,取决于沉积岩的 值是否与源区物质比值相近。倘若相近,就能以沉积物的 T 岂昌。。年龄计算源区地体的年龄。 W 韶 5 二 b 二 g ( 1 978 )将这一方法弓 1 人沉积岩研究,声称侵蚀作用、沉积作用、变质作用均不会造成 明显分馏(第一、九章)。他俩迟指出,太古代沉积物的 T 之乱。年龄与沉积物估计的地质午龄相似,且许多年青的沉积物的年龄明显老于岩石本身,这些均表明沉积物中含有“更老的”陆壳组分。最近在纳米比亚 D 二 m ~沉积物中发现这种类似的关系(c · J · P . W . C .、 c 以、和 A . R , 未刊),这种 7 . 9 一 9 . 6 亿年前沉积的岩石的 r 理昌。;年龄为 10 一助亿年。况且,在这种情况下,可用其它同位素资料验证 T 之几。。年龄的可蠢性。T 会昌。。约为 20 亿年的沉积物覆于同时代基底正片麻岩之上,这种沉积物中的铅石碎屑年龄可达 2 。亿年(,19 召。)。沉积物的理乱,年龄为地党演化的研究开辟了一条新的途径,但要真正了解和掌握沉积物的 T 理只 U ,计算,还需进一步深人工作。n . 5 岩石成因的示踪同位素放射性成因的同位素已广泛地用于岩浆岩研究。但在许多情况下,它们所代表的意义有争议,因此,使用时,应时刻牢记其两个基本应用范围:( a )确定不同源区特定岩浆组合的组分(俯冲洋底玄武岩、大陆地壳等), ( b )考虑岩浆岩源区演化件式的约束条件。前者的时差较短,与多数地质或岩石形成时间相当,后者时间较长,可能得以数十亿年而不是几百万年计量。在简要讨论地壳和地慢长时期的演化模式之前(1 1 . 7 ) ,本节先探讨大陆岩浆岩的地壳 i 昆染过程、上地鳗中不相容元素的富集及役有亡板块边界分布的岩桨岩的成因。尽管 列本身完全可独立地作为一个重要的地质年代学方法,但许多地球化学的研究成果都得益于 位素的综合应川。图 11 .了显示了现代玄武岩‘’叹 d / ' ' ' 22 和”嗯 r 产唱 r 比值变化特征,该图的显著特征是多数分析数据呈宽的单调负相关。洋中脊玄武岩具低”' , 高”' , ' , 值;而以富不相容元素为特征的板内火山岩则呈现 位素比值高、位素比值低的趋势。 1976b )以及叮 ) (1977 )首次发现了这一负相关现象,并将其用于估计总体地球的 值。太古代岩石的 位素结果表明整个地球的 S 即/’' 3 , ‘月 值与球粒陨石相近(图 1 1 . 3 和 11 . 4 节),因而其现代”, ' ’过加 d 比值约为。.5126 或(11 . 3 节)。假设在整个地慢分异和演化过程中, S 。/步分馏,我们就可根据多数慢源火山岩的 位素相关性估算总体地球现代”, " ' 值。如果”啊 d / , " 。.51264 , . , 日‘ 0 . 7047 (图 1 工.7 〕 ,那么总体地球的 值就为 0 . 03 。此外,由于该值明显低于球粒限石的值,因而 能用于描述地那之卜 S :系列的演化。所以,为便于 S ,同位素的综合研究应用,我们要比照地球整体的值讨论其结果。C : r + 40 斗 6C 尹年轻的洋中脊和板内火山岩洋底洋岛人陆S 衫。入卜 l + 5 C 、。一 0 、正_ l 盗、~\ ‘人之}心』 『 匕} I , ' 乙、}卜、、』 五一人力卜户工仓屯一之、、、少· ‘, i 。,、,‘、之.、、、· 才‘070 石. , S 叮二 目确 O L - L 珊洲刀住 5 石图 n . 7 近代火山岩的 位素变异图多数点绘于宽的负相关区,此常被称为‘地怪区’.由此估算得总体地球现代盯 叼介比值为。· 7047 。在洋岛和大陆环境岩石的同位素变异图上也可见到类似的现象。左上角方框内为相对地球亏损同位素区,右下角方惬内为相对‘富集,区。图中可见少数点落在主相关的右侧(H : , h 。。。汕等的第二组,1 , 79 。、。6 。和 6 .的计算参照本章的方程(11 . ”和方程(11 . 8 ) , ‘狠 d / , ’伙 d 一,丁 ”阶图仅限子相同年龄的岩石对比,并且它们必须相对同时代总体地球的值投图。为解决这一间题,扩大其应用灵活性,位素结果常以 I 其与地球总体的 位素相对值表示,这里采用 g ( 1 976a )引入的符号。七百万年前形成的样品的同位素初始比值常以同时代均一源区(同位素比值的分数偏差表示。因此,对于 223 ( ”仪 d / " ' 峥,亡,) ( , ' 3 双 d / ' “入 d ) U 双,, 一 1 !只 1 04 . " , . ,· ( 1 1 . 7 ) 对于 ( " , 召 651 )。。。,, ( " ' , . u 二‘, ) 一,〕 “, C ' ( 11 。8 } 实际上,对于地球样品,“均一源区”就是总体地球的最佳估计值,所以上角标通常省略。图 11 .了解释了近代玄武岩抓。和价。值的变化,该图假设地球形成于 46 亿年前,( , " , " .写 0 .弓 0663 , ' ' 7 ’透‘N 〔 1 " 0 . 196 了,( 牙 6 l = 0 . 6989a ,吕’日‘ 0 . 0847 。地球现代“3 ”叹 d 和’了 S 叮凡‘阮比值的计算解释了近代玄武岩的第二个重要特征(后面将会讨论)。在图 11 , 7 中,多数祖源岩石不仅呈现单一趋势,而且与总体地球相比,其, ' 困‘值低、”3N 已/' ' 4值较高。不管这些岩石现在是亏损还是富集不相容元素,它们的源区在长期演化过程中,必定有过相对总体地球助/值低、 值高的阶段。再者,多数有关壳一慢演化模式都假定上地慢不相容元素的亏损主要是由于陆壳的形成(详见 1 工.7 节)。大陆岩桨岩的地壳混染这是一个目前争论不休的间题,但却非常重要,因为如果不‘r 解地壳混染对岩浆岩化学成分的影响,就无法讨论陆下地慢源区特征。事实上,许多混乱是由不同的学者对“地壳”、“地鳗”术语的含义理解不一而引起的。一方面,许多同位素地球化学家注意到,在漫长的历史时期发生的化学成分变化必然会体现在同位素比值的变异。他们根据地壳、亏损或残留地慢以及与总体地球成分相同的原始地慢成功地模拟了地球的演化(图 1 里.8 , 11 . 7 节将进一步讨论)。本文的地壳和残留地慢都取平均值,具平均残留的洋中脊型地馒平均值夕大陆地壳平均值20 月.. J . 暇、下」. ' ”一闪0 。昌 08 / 0 ' 506 全球(陨石)、/典型造山幕长度4 32 时 I 句( 图 1 1 . 8 州同位素演化图解该图解释了地球自形成以夹 4 亏亿年内,总体地球、平均亏拥洋中脊型地慢及乎均大随壳内的‘, ' l " 计值的变化。氛 A 代表假定的 5 亿年前喷出的具中等 位素初始比值大陆安山岩(详见正文)的同位素比值,平均年龄约为 2 。亿年,与多数地质作用时间相比,这段时间是相当长的,当然能反映地球 46 亿年以来长期的地壳和地慢的演化。地质学家、岩石学家以及传统地球化学家研究岩浆岩省或造山带时,多把注意力放在地球历史的主要活动幕上。他们面临着许多成分和年龄不同的岩石组合,这些岩石组合很难与简单的平均地壳和地慢的概念吻合。特别是在讨论中性岩石或其源区(图 11 . 8 中 A 点安山岩)时常常引起 i 昆乱。研究地球长期的演化模式,最好选择两个端元― 地壳和残留地慢,以此讨论中性组分。但不能过分地强调中性岩石就是某一区域性事件在短期内造成的地壳和地慢之间的机械混合或化学反应的产物。就图 11 . 8 中的安山岩而言,中等同位素比 224 值可能由以下几个因素造成:( a )熔融较年青的地壳,( b )源自富集型上地慢的玄武岩浆的分异(见下文); ( C )熔融包含慢源火山岩和地壳碎屑的沉积物.( d )鳗源岩浆上升至地表过程中与陆壳物质的反应。地质学家在考虑上述几种可能性时,也许会受同位素地球化学家的影响,将具中等同位素比值的样品看成乎均地壳和地慢物质的混
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