大陆地幔岩石圈和地球地幔中浅水平富集过程

大陆地幔岩石圈可能是一个不相容元素的重要的储库,并且它仍然是一个研究地幔元素分馏过程的关键性天然实验室。为了构筑一个大陆地幔岩石圈模式,对地幔捕虏体、钾镁煌斑岩和金伯利岩以及所选择的大陆溢流玄武岩中的主要元素、微量元素和同位素资料进行了综合研究。业已证明,这种地幔岩石圈的组成、密度、厚度和产生玄武岩的能力是随年龄而变化的。太古宙地幔岩石圈以具有相对低的FeO丰度(这归因于科马提岩的提取作用)为特征,因而该岩石圈的密度必定比周围的软流圈要低。与此相反,太古宙后的地幔岩石圈,其组成可能与最近采集的样品(如碱性玄武岩中的尖晶石橄榄岩包体)相类似。因此,太古宙后的地幔石圈为大陆溢流玄武岩的产生贡献了足够丰富的物质,并且为更容易分层和加入到大洋玄武岩的软流圈源区提供了足够高的密度。综合现有的有关地幔捕虏体和大陆溢流玄武岩的资料表明,大陆地幔岩石圈在壳/幔系统中占的元素份额,含K小于10％’而含Sr和Nd为3.5％。 许多大陆镁铁质岩石具有以ε_(Nd)低、ε_(Sr)多变和~(206)Pb/~(204)Pb比值经常都低为特征的明显不同的同位素比值。特别是具稍高~(87)Sr/~(86)Sr和低~(206)Pb/~(204)Pb的组合越来越被认为是大陆地幔岩石圈的一个特征。钾镁煌斑岩、金伯利岩和黄长煌斑岩?     

构造环境对幔源岩中稀有气体同位素比值的制约

稀有气体是地球化学研究中有效的物源示踪剂。在广泛收集资料的基础上,通过对He、Ne、Ar同位素数据的统计分析,总结、对比了不同构造环境幔源物质中轻稀有气体同位素的组成特征。统计表明,大洋中脊玄武岩(MORB)中3He/4He=7 0～10 0Ra者约占统计样品的90%;洋岛幔源物质(OIB)的3He/4He值变化范围大,但>10 0Ra者占65%;消减带幔源岩的3He/4He值总体略低于MORB;大陆幔源岩的3He/4He值主要变化于6 0～10 0Ra间,但环太平洋大陆边缘低于MORB者普遍;大陆热点地幔流体具有类似OIB的3He/4He值分布特征。MORB与OIB的40Ar/36Ar值分布范围类似(主要范围为296～12000),但低于1000者在MORB中仅24 5%,而在OIB中约43 4%;板块俯冲区幔源岩的40Ar/36Ar值总体较低,<1000者约占67%;大陆各类地幔流体的40Ar/36Ar值普遍偏低,主要在4000以下。大陆、大洋幔源岩中20Ne/22Ne值主要介于9 8～12 5间,但<9 8者在各大陆地幔普遍存在。幔源物质的上述组成特征与大气、地壳等源区对其影响有关。我国东部幔源物质稀有气体同位素组成具有大气 地幔混合源区特征。     

锶同位素在经济地质学中的应用

引言自然界中 Sr 同位素的变异是 Rb~(87)放射性衰变为Sr~(87)的结果,而其余三种 Sr 同位素(Sr~(84)、Sr~(86)和 Sr~(88)则是稳定的。Sr~(87)一般用 Sr~(87)/Sr~(86)比值来表示。在地球形成时,Sr~(87)/Sr~(86)的原始比值约为0.699,而现代来自地幔岩石的 Sr~(87)/Sr~(86)比值近似于0.703,故地幔的 Rb/Sr 比值必须近似于0.025。因为地壳岩石的 Rb/Sr 比值要比地幔值约高一个数量级,所以地壳岩石的SR~(87)/Sr~(86)比值以一种可观的速率在增加。在矿床工作中,Sr 同位素有两方面的应用:它可     

地幔交代作用

<正> “地幔交代作用”的思想是由Bailey(1970,1972)明确提出的,用以解释与大陆内上拱及断裂区域有关的高碱性岩浆作用。从那以后,大量研究表明地幔岩石的交代变化是一种常见的现象,它可能对决定来自地幔的岩浆的化学及同位素特征起关键作用。本文拟综述这一概念的现状并总结地幔中交代作用的性质     

湘东北中生代基性岩脉微量元素地球化学特征及岩石成因

湘东北中生代基性岩脉可以分为煌斑岩和辉绿岩两类 ,前者形成于 136 .6 1Ma ,后者形成于 86 .18Ma ,与华南中生代主要拉张时期相对应。岩石富集LREE ,Eu负异常不明显 ,其形成主要受地幔部分熔融作用制约。早期煌斑岩类微量元素和Sr、Nd同位素总体上具有富集地幔 (EMⅡ型 )洋岛玄武岩 (OIB)特征 ,富集Nd、P、Cs,而K、Rb、Sr、U、Th等富集程度不明显 ,Ta、Nb略有富集 ,具有软流圈地幔上涌地幔热柱玄武岩岩浆源区性质 ,表现出软流圈地幔上涌部分熔融的成岩特点。晚期辉绿岩类表现出Ta、Nb、Ti亏损 ,但LILE并不富集 ,反映地壳混染程度的增强 ,具有大陆拉张带 (裂谷初期 )形成的玄武岩岩浆源区性质 ,为岩石圈地幔部分熔融形成。二者具有不同的岩浆源区性质 ,从早期到晚期岩浆源区向上迁移并致使部分陆壳物质混入 ,反映由热点式拉张到岩石圈伸展 减薄的作用过程。     

某些大陆拉斑玄武岩微量元素地球化学

<正> 前言 同大洋玄武岩相比,大陆拉斑玄武岩(CT)的特点是某些不相容元素的含量高,变化大,同位素比值的变化也大。大陆和大洋玄武岩的这种地球化学差异已讨论过多年,提出了几种不同的假说,以解释大陆拉斑玄武岩的这种地球化学特点。这些假说包括:由“地幔羽”产生母岩浆;由不均匀富集的上地幔产生母岩     

从显微硫化物包裹体的离子探针分析结果看地幔中硫同位素的变异

用离子探针分析了地幔成因的不同矿物(橄榄石、辉石、钛铁矿和石榴石)或岩石(玄武岩玻璃、橄榄岩、榴辉岩和金伯利岩)中圈闭的、呈液滴或颗粒产出的21个硫化物样品的硫同位素及Cu、Ni、Fe成分。δ~(34)S的测定结果范围很宽,为-4.9±1—+8±1‰。镍含量高(镍黄铁矿可达40％)的硫化物样品(多半产于残留橄榄岩)的δ~(34)S值为-3.2—+3.6‰,最频值为+3±1‰;而镍含量低的硫化物样品(主要产于辉石岩、大洋岛弧玄武岩(OIB)和金伯利岩中),其δ~(34)S值为-3.6——+8‰,最频值为+1±1‰。 源于地幔的硫化物的δ~(34)S值是可变的。镍含量高和δ~(34)S值接近+3‰的硫化物液滴,可能是含硫最高达300ppm、δ~(34)S值为+0.5—±0.5‰的幔源物质发生10—20％的部分熔融产生的。δ~(34)S值的差别说明,在液态硫化物与硅酸盐液体中的硫之间发生过≈+3‰的高温硫同位素分馏。上地幔+大洋壳+大陆壳+海水这种系统中的硫同位素平衡,要求原始上地幔的平均δ~(34)S值为+0.5‰,与球粒陨石的硫同位素值(+0.2±0.2‰)明显不同。     

黔西地区峨眉山玄武岩(东岩区)铂族元素地球化学特征

利用同位素稀释 等离子体质谱(ICP MS)方法测定了黔西水城、威宁等地的东岩区峨眉山玄武岩的铂族元素含量。结果表明,相对于原始地幔,东岩区峨眉山玄武岩的铂族元素发生了较强的分异作用,Os、Ir、Ru、Rh亏损,Pd、Pt则发生富集,相对配分模式为Pd Pt富集型;经球粒陨石及原始地幔标准化的铂族元素配分模式为向左陡倾斜型,具有陡的正斜率,Pd/Ir显著高于原始地幔、球粒陨石、原始上地幔等,而与地幔低度熔融形成的N MORB、大陆拉斑玄武岩等接近,表明峨眉山玄武岩的物质来源为上地幔熔融程度偏低的玄武岩浆。     

东南大盆地在伸展期间岩石圈减薄的同位素证据

在内华达州拉斯韦加斯附近,晚新生代伸展期间喷发的镁铁质岩石,其Nd和Sr同位素以及全岩化学组成呈时间分配的变化模式。这些模式表明,在伸展过程中,岩浆形成的深度在整个时期内都在变化,且岩石圈地幔部分地被软流圈地幔所置换。在碱性岩中,ε_(Nd)在整个时期内是变化的,从主伸展期开始前(16Ma)的-9.1(本区岩石圈地幔的特征值)变为伸展期(4.6Ma)的+6.4(软流圈地幔的特征值)。在主伸展期结束前后(10～6Ma),拉斑玄武岩浆喷发,此岩浆的ε_(Nd)的变化范围从-1C.1到-7.9;这表明,当软流圈地幔进入拉斑玄武岩形成的深度范围(33～50km)时,岩石圈并未减薄很多。拉斯韦加斯地区岩石圈约减薄了50％,这比根据上地壳伸展程度推测出的值要小(2/3或3/4),显示出岩石圈对伸展的响应是不均匀的。     

卡鲁溢流玄武岩由地幔羽一岩石圈混合作用形成的Re-Os同位素证据

大量证据表明大陆溢流玄武岩省与地幔羽活动有关。然而，溢流玄武岩所具有的放射性同位素特征往往超出了地慢羽源区（如海岛玄武岩所证实的）范围。这些特征较易解释为大陆岩石圈源区所造成，同时也有力地暗示，正是地慢岩石圈贡献了富集同位素的（低子143Nd／144Nd）物质。然而，对于将温度较低的、难熔的地幔岩石圈作为玄武质岩浆的一个重要源区的模式有不少反对意见。关于玄武岩的成因，Re－Os体系可以对地幔羽和大陆下岩石圈地幔（SCLM）的相对价值提供新的约束条件，即以捕虏体形式带到地表来的SCLM样品通常具有低187OS/188OS比值，而海岛文武岩则趋向于具有高于球粒陨石的187OS／188OS比值，老的大陆地壳则有更高的比值。这里我们报道卡鲁溢流玄武岩省努阿内齐地区190Ma的苦橄玄武岩的初始187Os／188os比值，它们很容易解释为富集SCLM和很可能来源于地幔羽的岩石日下的物质的混合物。     

碳酸岩和受变质沉积碳酸盐岩的同位素相互作用的特点

<正> 研究来自地幔的岩浆和溶液与地壳岩石相互作用时的同位素交换过程,是同位素地质学的现实问题之一。地幔岩浆作用的产物在地壳条件下的同位素混染,以及地幔岩浆和热液对地壳围岩同位素平衡的影响,是解决许多岩石学概念的关键。它们也是同位素地球化学中目     

地球的钕存积与地幔的结构和演化

<正> 用一种模式可以圆满解释各种岩石的钕和锶同位素资料。在这种模式中,地幔含有不同大小的化学异体。异体中所含的不相容元素比周围地幔中的要更少地亏损,而且整个地幔由于对流运动而缓慢地相互混合。 钕同位素丰度的资料已用来勾画关于地幔的结构和演化的模式。按照某些研究,只有一部分地幔(三     

地壳形成年龄的应用和误用

钐-钕(Sm-Nd)同位素研究可用来评价地壳生长的历史,有时可给出反映壳幔分异时间的“地壳形成”年龄。然而,如果一个样品是不同时期来源于地幔的物质的混合物,那么Sm-Nd同位素分馏系列可能只提供该样品中的物质存留于大陆壳内的平均时间估计值。在这些情况下,Sm-Nd同位素不给出地壳形成年龄的直接信息。这些年龄只有在得到了其他地质和地质年代信息的支持后才可解释为壳幔分离的时间。错误的解释会导致对地壳发育得出错误的结论。     

超镁铁岩和镁铁岩的稀土元素地球化学

<正> 一、上地幔岩石的REE地球化学 地幔约占整个地球质量的2/3,在估价整个地球的成分和地壳—地幔—地核体系的成分演化时,必须了解地幔的成分。了解地幔成分的直接途径只能是研究那些由地质作用过程暴露在地壳内的地幔岩石样品。这些岩石为几种     

中国东部岩石圈向东增生的三次大型裂解及地球物理场特征

中国东部构造演化,自1200Ma以来曾发生过两次碰撞、三次裂解。并有向东增生的构造岩浆地体。资料表明:①从中国大陆向东至日本、台湾均为人陆型地壳;②中国东部及西太平洋大陆板块的各微板块之间地壳结构不同;③裂解带的形成是由于热点和地幔对流导致大陆解体;④裂解带均显示出高重力正异常,上地幔顶部波速低、具低速层、高热流区的“裂谷垫”性质;⑤增生的构造岩浆地体同位素组成、微量元素与洋中脊玄武岩的性质有较大差异,裂解带的岩浆为大陆地幔的特征;⑥上地幔特征及岩浆分融、分异均显示出横向不连续。也显示山化学边界层和热边界层的不连续。     

洋中脊玄武岩的成因(上)

<正> 洋中脊玄武岩(MORB)覆盖了约60％的地球表面。在大洋中脊喷出的这种次碱性玄武岩(拉斑玄武质)岩浆的庞大体积和上地幔中这些岩浆的生成都表明,洋中脊火山作用是地幔化学分异作用中最主要的事件之一。洋中脊环境产生的玄武岩不受大陆壳物质的污染。因而它们可能记录了下伏地幔的化学特征。因此,MORB的成因研究成了玄武岩岩石学的一个主要课题。对于了解洋中脊系统轴部层状洋壳的产生过程,这也是一个具有深远意义的课题。     

元古代到白垩纪金伯利岩中上地幔捕虏体的成分

<正> 上地幔岩石是基性、超基性及某些其他成分岩浆的来源。岩浆熔体的熔融及其由上地幔运移到地壳中,这在漫长的地球演化期间是一长期过程。毫无疑问,熔体的熔融并从上地幔岩石中分离出来,不可能在保存下来的残留物的成分中没有反映:地幔物质熔融和分离得越     

东南大陆岩石圈板块地体构造

东南大陆的地质构造模型,具有欧亚大陆边缘向洋增生的独特形式。除外来地体之外,或以扩张、地幔上涌,洋壳向大陆地壳转化,并不断向洋增生;或是大陆分裂,地幔柱——热点物质不断注入变薄和破裂了的地壳,形成区域性新的生长构造层,构造岩浆地质体表现为有独特属性的“A型”花岗岩和流纹岩链。这些高DI值的富硅富碱富钠质岩石,出现在欧亚大陆边缘的重力梯度带上。裂解带的地壳结构模式是上地壳存在着重力不稳定的硅铝低速带;中地壳有洋——陆过渡型地壳的“类裂谷型”结构,P波速度为6.3～6.4km/s的中间壳层;在下地壳下部有速度为7.0～7.4km/s的壳——幔混合型高速层;随着“异常”的上地幔的形成,有大范围的热活动和壳——幔边界穹窿,穹窿的地盖比正常区为为薄。由于化学库和化学边界层的横向不连续,可划分出古老基底和后期地质发展史完全迥异的两个亚板块;和以壳层(或幔层)断裂为边界特点的八个地体;一个以分裂为主,并具热点径迹的最新生长构造层的扩张——裂解构造岩浆地体。     

滇西地区上地幔铅同位素组成的确定及其应用

滇西地区基性 超基性岩、碱性岩中的长石、石榴子石、橄榄石等单矿物及羊拉铜矿区二叠世海相玄武岩的铅同位素组成可以代表原始地幔的铅同位素组成 ,由此确定的该区上地幔铅同位素组成变化范围为　2 0 6Pb/2 0 4Pb =1 7.877～1 8.5 0 6,平均 1 8.1 0 8,2 0 7Pb/2 0 4Pb=1 5 .470～1 5 .5 87,平均 1 5 .479,2 0 8Pb/2 0 4Pb=3 7.797～ 3 8.5 67,平均 3 8.1 77。研究发现 ,由于受地壳物质的混染和成岩后U、Th衰变产生的放射成因铅的影响 ,这些幔源岩石全岩铅同位素组成已不能代表原始上地幔的铅同位素组成 ;金顶铅锌矿床的铅并非上地幔来源 ,而是相当于下地壳来源的铅与兰坪盆地沉积岩铅二者的混合铅。     

地中海钕的质量平衡

通过测量流入地中海诸河流的微粒、洋底粘土和铁锰皮壳以及大气圈尘埃样品中Nd同位素比值,估价了地中海Nd的质量平衡。波河和罗讷河的∈_(Nd)值分别为-10.8和-9.7,尼罗河、塞伊汉河和塔尔苏斯河则分别为-3.3、-6.2和-6.3。海底粘土和铁锰皮壳的∈_(Nd)值从-2.0变化到-10.1,而尘埃样品为-8.2到-11.0。与大西洋相比(∈_(Nd)=-12),注入地中海海水中相对富放射成因的Nd同位素组成反映了注入海盆的是微粒钕的局部平衡,而不是溶解钕部分。