化学地球动力学及深部过程地球化学示踪.ppt

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第四章 化学地球动力学及深部过程地球化学示踪,大陆动力学地球化学探索,（地球化学进展课程）,2002,年8月,一 引言,（一）,化学地球动力学的提出与基本构想,1,化学地球动力学产生的背景,除了微量元素与同位素示踪理论和技术方法的发展，奠定了地幔地球化学发展的一般基础外，直接影响到化学地球动力学产生的因素为,：,*,板块构造学说影响,板块构造学说使地球科学家与地球化学家能够统观整个地球系统，看到板块运动伴随着大规模壳、幔相互作用和物质再循环。,*,多种地幔端元组分的发现,洋、陆玄武岩同位素与微量元素揭示了地幔物质储库的多样性，即除了原始地幔(PM)和亏损地幔(DM)两个端元组分外，尚存在一些其它地幔端元组分，以致造成玄武岩同位素和化学成分的多种多样性。,进而可以尝试由地,（接上页）,球层圈的相互作用，包括壳/幔、上/下地幔、以至核/幔过渡带的物质交换与再循环等，来解释多种地幔端元的成因,。,也就是说,由地幔化学结构的多样性，进而产生了从地球圈层相互作用来揭示地球动力学的构想,。,*,多同位素体系线性和非线性数值模拟技术的发展，,使有可能模拟,地球、地幔不均一化学结构的形成与层圈相互作用，以期揭示壳幔演化历史及地球动力学,。,因此，产生了将地球视为一个统一的动力学系统，以层圈的相互作用为主导，以揭示壳、幔化学组成和演化为基础，探讨地球发展历史与动力学的化学地球动力学(chemical geo-dynamics)的构想(Allegre,1982;Zindler&Hart,1986)。,（二）研究概况,化学地球动力学提出以来，在国际范围内通过大洋玄武岩和大陆玄武岩源区同位素和微量元素示踪，开展了有关全球地幔化学组成、化学演化与化学不均一性的系统研究。在此基础上，以化学地球动力学为指导，研究已经取得一些重要和有意义的进展与成果。其中主要方面有：,（1）地幔组分端元探索有了新近展,；,（2）有关全球和区域地幔化学和同位素组成不均一性规律的发现及其应用的探索；,（3）壳幔相互作用与再循环研究取得了重要进展，揭示出三种形式的壳幔再循环（见下片）：,*,板块会聚带洋壳俯冲和壳/幔再循环。,近代的已有较深入和成功的研究，古代的正处于探索阶段,；,*,陆壳底部幔源岩浆底侵(underplating),和,大陆地壳和岩石圈拆沉(delamination)。,已有少量论证较好的实例，还有待于推广探索;.,*,大陆壳俯冲、超高压变质带的形成与折返。,这是近年在碰撞造山带发现超高压变质榴辉岩后，揭示出的第三种壳幔再循环方式，并构成当前研究的热点。,(4)地幔柱研究的发展及地球深部层圈相互作用、物质循环和动力学的探索；,(5)化学地球动力学数值计算模拟探索取得了初步进展。,二 地幔端元组分及地幔化学不均一性,（一）地幔端元组分,随,大洋和大陆玄武岩同位素和化学成分的积累，人们发现了同位素和元素组成上的多样性。仅考虑原始地幔和亏损地幔两个端元组分，已无法解释许多玄武岩的组成特征，地幔应具有多种端元组分。通过多年研究，目前已确定的地幔端元组分见表1和图1：,表1 各类型地幔端元的同位素组成特征,地幔端元类型,143,Nd/,144,Nd,87,Sr/,86,Sr,206,Pb/,204,Pb,176,Hf/,177,Hf,亏损地幔（DM）0.5131 0.5133 0.7020 0.7024 15.5 17.8 0.2831 0.2835,高U/Pb值地幔(HIMU)0.5128 0.7026 0.7030 21.0 22.0 0.2893,I,型富集地幔(EM I)0.5123 0.5124 0.7045 0.7060 16.5 17.5 0.2826 0.2827,II,型富集地幔(EM II)0.5127 0.5129 0.707 18.5 19.5 0.2828,流行地幔（PREMA）0.5130 0.7035 18.3 ,原始地幔(PM)0.512438 0.7045 17.3517.5 ,图1 海洋玄武岩同位素组成变化范围,表2 洋岛玄武岩(OIB)各端元的微量元素和同位素组成,（,据Weaver,1991;Hart et al.,1992,),图2 秦岭两侧中新生带玄武岩,87,Sr/,86,Sr,206,Pb/,204,Pb、,143,Nd/,144,Nd,206,Pb/,204,Pb,和,143,Nd/,144,Nd,206,Pb/,204,Pb,图解,注：地幔端元组成据Wilson,1993.,1.汝阳 10081；2.汝阳 10083；3.黄陂 10104；4.阳新 95041；5.麻城 M571。,由图1可见EMI EMII和HIMU为产生洋岛玄武岩的三个主要端元，并已确定了这三个端元的特征元素对比值的范围,（表2）。,利用三元和三元以上的同位素图解与表2中的数据可确定所研究玄武岩地幔源区的组分端元。应用二元同位素图解在确定端元组分时，常会造成误判（图2）。,讨论：,DMM、EMI、EMII,和HIMU是被公认的端元组分；而PREMA是否为独立端元组分尚有争议。,因PREMA的同位素组成正好位于前面四种端元组分混合中心，有人认为它是前四种端元组分混合的结果；另一些人认为它是一个原始地幔组分，由该组分分异出其它四个端元组分,。,关于地幔端元组分形成的认识，迄今仍分歧很大。,1.对DMM的认识基本一致，认为是N-MORB的源区，代表强烈亏损的上地幔。,2.HIMU一般认为来源于再循环大洋岩石圈，由于俯冲前洋底热液作用或俯冲期间变质脱水使部分铅丢失而形成其特高的U/Pb比值或值。然而，HIMU经常见于洋岛玄武岩源区，表明源区位于下地幔或幔核边界，这就涉及洋壳深俯冲的问题。,3.对,EMI,和,EMII,的认识仍有分歧,存在以下主要不同认识：,它们分别是俯冲作用携带的少量深海和陆源沉积物加入地幔的结果（Hofmann Wilson,1993）；,大陆物质通过俯冲和拆沉加入地幔的结果(,Hawkesworth et al.,1988,1990)；,EMII,为与壳幔再循环相联系的交代成因的富集地幔组分，,EM I,为与地幔自身分异相联系的交代成因的富集地幔组分（朱炳泉，1999）,等等。,也不排除,EMI,和,EMII本来就是多成因的，应针对具体问题具体解决。办法是：重视分辨陆壳、洋壳、远洋沉积物、大陆沉积物，以及各种成因流体化学组成的细微差别及其对地幔影响的细微不同，从而对之作出恰当的解释。,多种地幔端元组分的存在表明地幔化学结构的复杂性，它既表现于垂向，又显示于侧向。,（二）地幔大尺度区域性化学不均一性,1南半球地幔大规模同位素异常带,通过大洋玄武岩系统同位素填图，Hart(1984,1988)揭示出南半球（赤道至南纬50度左右）存在大规模同位素异常带。其特征表现为：HIMU、EMI、EMII端元组分集中分布，地幔显示HIMU端元组分的高放射成因铅的特征与Hart所定义的DUPAL异常。,DUPAL,异常具有如下特征：,a.,高,87,Sr/,86,Sr（,大于0.7050）;,b.,8/4Pb,大于60，,7,/4Pb也偏高。,其中，,8/4Pb和,7,/4Pb是表征样品,208,Pb/,204,Pb,和,207,Pb/,204,Pb,偏离北半球参考线(NHRL)程度的参数。计算方法如下：,为计算一个玄武岩样品的,7/4Pb,和,8/4Pb，Hart,(1984)给出了以下的经验式：,（,207,Pb/,204,Pb）,NHRL,=0.1084(,206,Pb/,204,Pb)+13.491;,（,208,Pb/,204,Pb）,NHRL,=1.209(,206,Pb/,204,Pb)+15.627;,7,/4Pb=（,207,Pb/,204,Pb）,DS,-（,207,Pb/,204,Pb）,NHRL100;,8,/4Pb=（,208,Pb/,204,Pb）,DS,-（,208,Pb/,204,Pb）,NHRL,100.,其中,DS为任何样品的数据。,计算证明南半球同位素异常带应存在了几十亿年（Hart,1984）。,图3 玄武岩,207,Pb/,204,Pb,206,Pb/,204,Pb,与,208,Pb/,204,Pb,206,Pb/,204,Pb,图解,2.全球大洋同位素省,RB,太平洋省：,铅同位素具有NHRL特征，也包括北大西洋地区；,印度洋省：,DUPAL,型铅同位素异常特征，,206,Pb/,204,Pb,较低，,87,Sr/,86,Sr,较高，也包括南大西洋南部地区；,HU(,高铀)省：,具有高,206,Pb/,204,Pb,和高,值特征，分布于南太平洋和南大西洋的中部地区。,3.全球大陆同位素省,在综合分析各大陆新生代玄武岩（代表地幔）、中生代矿石和花岗岩（代表上地壳）及麻粒岩（代表下地壳）Pb、Sr、Nd等同位素数据（图26、图27、图28）基础上，并结合钕模式年龄揭示的地壳增生历史、地壳元素丰度及矿产类型与规模等资料分析，,已将全球大陆划分为四个同位素省：,北太平洋型陆块省：,铅同位素具有NHRL特征，分布于北美西部以及亚洲的西伯利亚与华北之间,；,东冈瓦纳型陆块省：,具有较高的,206,Pb/,204,Pb,和DUPAL异常特征，范围包括澳洲西部、南部非洲、印度、印度支那和华夏（华南）；,西冈瓦纳型陆块省,:,具有高,206,Pb/,204,Pb,和高,值特征，范围包括非洲中部、南美、南极和澳洲东部；,劳亚或北大西洋型陆块省：,具有低,206,Pb/,204,Pb,和近于原始地幔的低,值特征，范围包括欧洲、格陵兰、北美东部、西伯利亚、华北和塔里木。,与大洋同位素省对比前三个陆块省可分别相当于三个大洋省，只有北大西洋型陆块省还没有找到对应的大洋省。,图4 中国主要地体上地幔Nd-Sr-Pb(206、207、208)同位素,组成的五维拓扑空间投影图解,1.华南陆快；2.南半球和冈瓦纳；3.华北陆块；4.北太平洋（朱炳泉，1991）。,图5 全球麻粒岩,207,Pb/,204,Pb,206,Pb/,204,Pb,图解,G-L:,格陵兰拉布多拉；Le：苏格兰路易斯；In：印度；A：澳大利亚；Si：西伯利亚；An：南极；SF：南非；SA：南美；NC：华北；SC：华南；SG-W：南戈壁乌拉山群；J：佳木斯麻山群（朱炳泉，1998）。,图6 中国大陆不同块体铅同位素,206,Pb/,204,Pb,分布柱状统计图,（Zhu,1995）,(A),新生代玄武岩；(B)中生代花岗岩长石.1华北；2扬子；3华南；4东北兴安岭地区；5西藏。,4关于地幔区域不均一性形成的争议与启示,争议,：,概括为两类：（1）,地球地幔原始均一后来演化为不均一；（2）地球地幔原始不均一后来再发生演化。,*,地球地幔原始均一后演化出不均一说,：,地球原始是均一的，后自身分异，尤其是层圈相互作用和再循环导致不均一。这是迄今地球化学的统治思想。表现为对全球地幔采用统一的原始地幔标准。如对于南半球地幔显示出的同位素组成特殊性，认为是异常。对其形成，尽管存在着密集的俯冲碰撞使大量地壳物质带入地幔成因说（Allegre Castillo,1988）之争，但均是从统一原始地幔考虑问题的,。,*,地球地幔原始不均一加后来演化说,:,根据天体化学揭示的原始地球物质在空间上的不均一性，而且全球地幔化学不均一性的某些规律又非能由层圈再循环所能解释，因而提出了地球原始非均一论，向均一论发起挑战（欧阳自远等，1994，1995）。,实践检验：,秦岭造山带是壳幔剧烈相互作用带，发生着大规模的洋壳和陆壳俯冲消减、大陆拆沉，但这些再循环地壳物质对地幔组成的影响范围仅限于造山带两侧的窄带中，稍远一些的华北和扬子区内地幔仍长期保持其各自的化学特征。这一初步揭示的规律，似乎有利于后一观点。,启示：,有关地幔大尺度不均一性成因的争论非短期所能解决的。但鉴于这种不均一性是有规律的和长期保持的（至少由新太古代至今），可以认为：,在全球地幔化学不均一性规律基础上，通过区域同位填图，研究陆块和洋域的原始构造归属是有根据的，这一方法的完善和发展将对全球构造研究具有重要意义。,（三）、大别造山带Pb同位素填图,1 Pb同位素填图的误区,朱炳泉（1993，1998）与张理刚（1993，995）在中国开展大尺度铅同位素填图和划分铅同位素省是成功的，在区分构造块体方面起了重要的作用。然而，他们仅根据大别地区矿石铅和中生代花岗岩长石铅贫放射成因铅的特征，就将大别造山带的主体全部（北大别和南大别）划归华北省，从而造成误区。其实铅同位素填图应注意以下3点：,接上,扬子Pb同位素省内存在着Pb同位素组成明显不同的亚省，如西南扬子亚省（B2-1)、北扬子亚省（B2-2)、南扬子亚省（B2-3)等（张理刚，1995；图7），其中后两个亚省确实较华北明显富放射成因铅，但B2-1亚省的三个主要,Pb同位素比值上都很低，与华北省很难区别（图7和表3）。填图过程中应该分别对待,。,区分铅同位素省与亚省应既考虑三个Pb同位素比值，同 时又应注意,206,Pb相对于,208,Pb和,207,Pb的关系，如揭示南半球大规模同位素异常时鉴别DUPAL型铅那样。,应考虑地质历史中构造-铅同位素块体空间上的位移与变化。,图7 中国东部构造-铅同位素省划分（张理刚等，1993）,表 3 扬子与华北Pb同位素省和亚省的特征,数据除本文外，主要引自张理刚（1995）。A3-2a:华北南缘洛宁-固始中生代花,岗岩；A3-2 b:太华和登封群群各类岩石。,2,南、北大别白垩纪花岗岩及基底岩石的Pb同位素组成特征,（1）南北大别白垩纪花岗岩（图8），不管它们侵入于大别核杂岩，还是侵入于超高压相变质岩片均具有彼此相似的地球化学特征。它们的,Pb同位素组成特征基本相同（表4），均显示低放射成因铅的特征；然而它们的,206,Pb/,208,Pb均显得较低，分别平均为0.4456(北大别）和0.4382（南大别）；它们的,206,Pb/,207,Pb也均显得较低，分别平均为1.0913(北大别）和1.0655（南大别）,。,图8 大别造山带地质略图,表4 大别山杂岩和白垩纪花岗岩Pb同位素组成,数据除本文的外，主要引自李石、王彤（1991）；Ma Changqian et al,.(2000);从柏林、王清晨（2000）；张理刚（1995）。,(2)大别基底岩石的Pb,同位素组成特征,大别造山带广泛出露高角闪岩相-麻粒岩相核杂岩，主要由灰色片麻岩和少量斜长角闪岩组成。核杂岩构成大别穹隆构造的核心，主体分布在北大别，部分出露于南大别。在南大别核杂岩之上，覆盖着由超高压变质岩组成的滑脱岩片，其中包含有超高压榴辉岩、片麻岩等。,A.,南、北大别核杂岩中的灰色片麻岩Pb,同位素组成特征：,南、北大别的灰色片麻岩具有彼此相似的,Pb同位素组成，后者基本同白垩纪花岗岩的Pb同位素组成相接近（表4和图9）。,图9 南北大别基底杂岩与白垩纪花岗岩类Pb同位素组成对比,t=120 Ma,SDB:南大别：实心三角-超高压片麻岩；空心三角-超高压榴辉岩；NDB:,北大别：,实心方块-灰色片麻岩；空心方块-斜长角闪岩；实心圆点南北大别白垩纪花岗岩。,接上,核杂岩中的斜长角闪岩具有同灰色片麻岩相似的低放射成因铅的,Pb同位素组成（表4）。,根据Pb同位素组成对比表明，南、北大别白垩纪花岗岩的源岩应一致为深部的大别核杂岩（主体为灰色片麻岩）。,南大别超高压片麻岩和榴辉岩具有相似的Pb,同位素组成，Pb同位素比值均高于核杂岩中的灰色片麻岩（表4和图10），它们的六个Pb同位素参数基本接近扬子的B2-2亚省，尤其更接近南秦岭的中地壳上部的耀岭河群火山岩系（表4）。,图10 大别造山带白垩纪花岗岩和变质基底岩石,Nd,(120 Ma)-147Sm/144Nd,图解。图例同图9。,（3）讨论,南、北大别白垩纪花岗岩及其源岩深部大别杂岩（代表中-下地壳）均以低放射成因（低,值）Pb同位素组成为特征，表明南、北大别地壳主体一致显示类似华北壳幔所具有的低Pb同位素比值。,然而，上述大别造山带中三类岩石（花岗岩、灰色片麻岩和斜长角闪岩）的,206,Pb/,208,Pb,比值（平均：,0.4449 0.4382）及,206,Pb/,207,Pb,比值（平均：,1.0655-1.0913,)均较华北(基底岩石分别为,0.4516和1.1106,花岗岩分别为0.4561和1.226)为低,表明南、北大别陆壳均应归属于扬子,B2-1构造-铅同位素亚省,(,206,Pb/,208,Pb,平均：0.4498,206,Pb/,207,Pb平均：1.0971),，即应对应于西部的南秦岭。,讨论（续）,大别造山带北侧北淮阳带(图8）的晚古生代沉积地层一致显示接近北秦岭的高放射成因铅的Pb,同位素组成，并可与紧贴商丹古缝合带南缘的弧前沉积和刘岭群（由北秦岭岛弧提供碎屑物质）的Pb同位素组成相对比（表5和图11），表明商丹缝合带东延应通过北淮阳带北缘。从而，进一步证明南面的北大别，和南大别一样，应相当商丹缝合带南侧的南秦岭或扬子板块。,近年在北大别发现多处榴辉岩，虽迄今尚未在其中鉴定出确切的超高压柯石英，但高压变质岩这一事实已完全可以证明北大别同样属于陆壳的俯冲盘，碰撞带应位于北大别的北面，这也支持北大别和南大别一样应属于扬子板块俯冲碰撞陆缘。,表5 北淮阳晚古生代地层Pb同位素组成特征,*,火山-侵入岩包括白垩纪玄武安山岩、玄武粗安岩、粗面岩、流纹岩、,正长岩等，数据引自杨祝良等，1999。*古生代变沉积岩包括龟山组、,南湾组和佛子岭群变质碎屑岩和碳酸盐岩。,（四）、秦岭古洋幔属于特提斯构造域洋幔类型,1.特提斯构造域洋幔长期具有高,207,Pb/,204,Pb和DUPAL 异常特征,通过对环地中海特提斯构造域内中、新生代蛇绿岩（Hamelin et al.,1984）、云南三江地区晚古生代古特提斯蛇绿岩（Zhang Qi et al.,1993）,阿拉伯地盾区新元古代（820870 Ma）蛇绿岩（Pallister et al.,1988）的铅同位素数据对比研究，,发现这些产出于特提斯构造域的蛇绿岩的铅同位素组成绝大多数显示高,207,Pb/,204,Pb和DUPAL异常特征，表明特提斯构造域的古洋幔至少由新元古代至今就具有类似现代印度洋幔和东冈瓦纳区地幔的铅同位素组成特征,。,2.秦岭蛇绿岩与特提斯蛇绿岩的地球化学对比,秦岭地区存在着新元古代松树沟蛇绿岩和晚古生代勉略蛇绿岩，为了证明秦岭古洋属于特提斯构造域类型，进行了秦岭和特提斯蛇绿岩中MORB型岩石的地球化学对比,。,(1)秦岭蛇绿岩在高,207,Pb/,204,Pb方面与特提斯蛇绿岩一致，而同太平洋域中的蛇绿岩的低,207,Pb/,204,Pb不同（图12）。,图12 秦岭蛇绿岩与特提斯域和太平洋域蛇绿岩中MORB型岩石Pb同位素组成对比,1：松树沟蛇绿岩；2：勉略蛇绿岩。实线区为特提斯蛇绿岩组成范围；虚线区为太平洋带蛇绿岩组成范围，其中小实线区为低,207,Pb/,204,Pb的特提斯域中Samail和Zecca 蛇绿岩的组成范围（两者均显示DUPAL特征）。,图13 秦岭蛇绿岩中MORB型岩石变质前和形成时铅的（,207,Pb/,204,Pb）,t,-（,206,Pb/,204,Pb）,t,图解,1：松树沟蛇绿岩变质前（t=400 Ma）同位素比值;2:松树沟蛇绿岩形成时（t=1000 Ma）同位素比值；3：勉略蛇绿岩形成时（t=350 Ma）同位素比值；4：勉略蛇绿岩变质前（t=240 Ma）同位素比值；5：阿拉伯新元古代蛇绿岩（t=820870 Ma）长石铅同位素比值。图中标有,值者为不同值的增长线；标有,t者为不同时间的等时线。,（2）,秦岭蛇绿岩中,MORB型岩石的初始Pb同位素组成,图14 秦岭和云南古特提斯蛇绿岩中MORB型岩石的,208,Pb/,204,Pb,206,Pb/,204,Pb及,7,/4Pb,8/4Pb图解,1：松树沟蛇绿岩；2：勉略蛇绿岩；3：滇西三江蛇绿岩。实线圈为松树沟岩石、断线圈为勉略岩石的组成范围；虚线圈为三江岩石的组成范围（据Zhang Qi et al.,1993）.,(3)秦岭蛇绿岩均显示DUPAL型异常铅同位素组成特征,(4)通过计算得出的,8/4Pb值和,7,/4Pb值为,：,松树沟蛇绿岩MORB：,8/4Pb=42.6109.5,7,/4Pb=10.117.7；,勉略蛇绿岩MORB：,8/4Pb=45.4109.9,7,/4Pb=10.120.9；,松树沟和勉略蛇绿岩中变质橄榄岩：,8/4Pb=68.678.8,7,/4Pb=6.722.9；,表明秦岭蛇绿岩的MORB和地幔橄榄岩均显示出,DUPAL异常特征。,(5)松树沟和勉略蛇绿岩MORB具有与特提斯域蛇绿岩MORB完全可对比的Zr/Zr*、Ti/Zr、Ti/V、TiO,2,/P,2,O,5,和Zr/Nb比值,（表6）。,表6 秦岭与特提斯域蛇绿岩中MORB型岩石微量元素比值对比,Zr/Zr*=Zr/(Sm+Nd)/2，其中Zr，Sm，Nd浓度均为CI球粒陨石标准化值，CI球粒陨石平均成分引自Anderson，1983。松树沟蛇绿岩数据引自周鼎武等，1995。勉略绿岩数据引自许继锋等,，,1997。印度Phulad绿岩数据引自Volpo and MacDougall，1990,。,总之，地球化学对比能够证明秦岭洋幔应属于特提斯构造域洋幔类型。古地磁研究表明，秦岭地区和扬子陆块在新元古代至泥盆纪时位于南半球或赤道附近（刘育燕等，1993），这一结果也能支持上述论断,。,三、深部过程的地球化学研究,（一）原理和方法,1.原理或思路：,目前常需研究的壳幔作用深部过程包括：板块会聚带壳幔再循环（洋壳俯冲）、陆壳俯冲、陆壳底侵、岩石圈拆沉等。研究它们的共同途径是：通过岩浆的壳、幔源区的微量元素和同位素示踪，判别岩浆地幔源区中加入了何种物质，或者壳源岩浆的源岩属于哪一构造单元，从而确定深部过程的性质与类型。对各深部过程揭示的思路是：,洋壳俯冲：通过判定岛弧玄武岩幔源区中卷入了洋壳物质，尤其远洋和陆源沉积物来证明；,陆内俯冲：通过判定断裂构造带一侧（上盘）构造单元中的岩浆作用是以另一侧构造单元（下盘）的岩层为源，进行证明；,基性岩浆底侵作用：关键是证明壳源岩浆的源岩为镁铁质岩石、位于地壳底部，形成年龄比上覆地层年轻。,接上,岩石圈拆沉：主要通过碰撞后岩浆地幔源区中存在陆壳和岩石圈物质的影响来判定。,2.注意事项：,在大陆上要能正确判定岩浆地幔源区中卷入的物质性质类别，必须严格排除岩浆上升过程中受到地壳物质明显污染的样品。然而，检验辨别岩浆是否受地壳的污染却是目前的难题，常需按具体情况进行具体解决。,但一般有以下标志支持大陆玄武岩未受陆壳明显污染：,后太古宙玄武岩的,Nd,(0)介于+8+12，但也有来自正常富集地幔的岩石低于此值；,在,87,Sr/,86,Sr1/Sr图解中无线形关系；,主量、微量和同位素之间不存在与地壳端元的简单二元混合关系；,玄武岩中含有地幔岩石捕虏体，表明岩浆快速喷溢，来不及与地壳反应；等。,（二）深部过程研究实例,1.商丹古会聚带洋壳俯冲及壳/幔再循环,（1）一般情况：,近代板块会聚带壳幔再循环已经有了较好的研究。主要是通过岛弧玄武岩地幔源区Pb、Sr、Nd，尤其,10,Be同位素示踪起了决定性作用。然而迄今有关大陆造山带中古会聚带壳幔再循环问题的研究，则很少见到报导。现以秦岭商丹新元古代会聚带为例，说明地球化学证明壳幔再循环的途径。,商-丹断裂带是新元古代早古生代秦岭洋与北秦岭岩石圈之间的会聚带,构造侵位于其中的松树沟蛇绿岩片可代表已消失的洋壳残片,产出于北秦岭南缘的丹凤群火山岩系已被证明属于洋内岛弧环境中形成的岩石（不会受陆壳物质污染）。丹凤群玄武岩的形成（,984 Ma),与松树沟蛇绿岩(侵位年龄为983,140 Ma),无疑应属于同构造期的。因此,两者的共存为探讨古会聚带壳/幔再循环提供了良好的基础,。,（2）丹凤岛弧玄武岩具有相对高Ti和低Y/Tb比值与相对低Ti和高Y/Tb比值的两个源区,研究丹凤群变火山岩已经清楚地发现:火山岩多种组分对,DI(分异指数）和SI（固结指数）的关系，尤其Ti对Mg含量的关系明显地反映出两种源区岩浆的演化趋势(图15)。其中一种岩浆(A)显示相对低Ti的特征,Ti,含量随,Mg,含量的降低先稍稍升高然后迅速降低,并且其演化线(a)以此类岩石中的镁铁质岩石包体的成分为起点,后者已被证明属于该岩浆早期结晶岩石的碎片。另一种岩浆(B)具有相对高,Ti,的特征,Ti,含量随,Mg,含量的降低而较迅速地升高,并且其演化线(b)以该类岩石中所含的镁铁质岩石包体的成分为起点,后者根据成分与结构构造特征已被鉴别为可能属于洋壳的组成岩石,但已受到岩浆熔蚀和改造的影响。此外,还存在着少量,A,和,B,型混合岩浆(C)形成的岩石(,Kuang Shaoping and Zhang Benren,1996)。,图15 丹凤群基性火山岩Ti/1000(10,-6,)对Mg(%)图解,显示岩浆的演化趋势,a:岩浆A;b:岩浆B;c:混合岩浆C.演化线a起点处的断线圈代表早期结晶岩石的包体;演化线b起点处的实线圈代表具有接近N-MORB化学成分的镁铁质岩石包体,.,接上,在地幔岩石部分熔融过程中,Y和Tb是两种化学性质十分相似的元素,因此它们在玄武岩中的比值能够代表它们在幔源区岩石中的比值(Bougault,et al.,1980)。丹凤群和二郎坪群玄武岩在Y/Tb-Y 图解中的投点均分别沿着Y/Tb 比值大致为36.5和29的两条水平线分布(图16)。这同样表明该岛弧和弧后盆地型玄武岩均具有Y/Tb 比值高、低不同的两个地幔源区,其中高Y/Tb 比值的岩浆相当相对低Ti系列的岩浆,低Y/Tb 比值的岩浆相当相对高Ti系列的岩浆。,（3）玄武岩源区中有洋壳和深海沉积物卷入的地球化学证据,近代板块会聚带壳/幔再循环,一般皆是通过岛弧玄武岩幔源区中是否卷入了陆源或深海沉积物来证明的。所应用的示踪剂,除Pb、Nd和Sr同位素外(Kay et al.,1978;Sun,1980;Whitford et al.,1981;White Amelin et al.,1996),10,Be是十分令,图16 丹凤群和二郎坪群基性火山岩Y/Tb-Y图解,1.丹凤群;2.二郎坪群,.,人信服的标记(Brown et al.,1982;Morris et al.,1990)。然而,10,Be的半衰期仅约为1.5 m.y不适用于古会聚带的研究,。,因此,我们考虑采用Y/Tb比值与Pb、Nd和Sr同位素联合示踪的方法,来解决这一问题。,其根据是在各主要类型岩石中,深海黏土质沉积物或沉积岩具有最低的Y/Tb比值(平均值=15,据Turekian and Wedepohl,1961)。同时与洋脊玄武岩相比,这类深海沉积物具有显著高的Pb和Sr同位素比值及显著低的,Nd,(t)值(一般为负值)(Reynolds and Dasch,1971;Whitford,et al.,1981;Ben Othman et al.,1989)。,丹凤群火山岩系产于洋内岛弧环境,即产于古洋壳之上,这种深海泥质沉积物也应是在洋壳表层普遍存在的,。,如果岛弧玄武岩幔源区中卷入了深海泥质沉积物,则所形成的岩浆必然会显示以下变化:相对于洋脊玄武岩,Y/Tb比值和,Nd,(t)降低,同时发生Pb和Sr同位素比值(或,Sr,(t)值)的升高,并且随卷入的沉积物增多,所形成的岩石必然显示出,Nd,(t)值与Pb同位素比值之间的,以及,Nd,(t)值与,Sr,(t)值之间的反消长变化(负相关关系)。,（3）相对高Y/Tb的源区应为北秦岭的地幔楔，相对低Y/Tb的源区应为携带深海沉积物的俯冲洋壳板片的地球化学论证,丹凤群玄武岩显示出平均Y/Tb比值约为36.5和29的两个幔源区。鉴于秦岭群和宽坪群变拉斑玄武岩的Y/Tb比值均接近36.5,所以Y/Tb比值约为36.5的源区很可能是由北秦岭岩石圈地幔构成的地幔楔形体。松树沟蛇绿岩片中的洋脊玄武岩的Y/Tb比值平均约为40，因此Y/Tb比值约为29的源区有可能为携带有深海泥质沉积物的俯冲洋壳板片。为证明这种推断,将对丹凤岛弧玄武岩、北秦岭岩石圈地幔和古洋壳的同位素组成特征进行分析对比,。,Nd,(t,),对,206,Pb/,204,Pb,、,207,Pb/,204,Pb,和,208,Pb/,204,Pb,关系的证据,图17 丹凤群变玄武岩,Nd,(t)对,206,Pb/,204,Pb、,207,Pb/,204,Pb,和,208,Pb/,204,Pb图解,丹凤群变玄武岩的,Nd,t)对,206,Pb/,204,Pb、,207,Pb/,204,Pb,和,208,Pb/,204,Pb图解显示(图16):当岩石的,Nd,(t)值+7时,样品点近于沿水平线分布,表明Nd和Pb同位素比值之间无规律的消长关系,且三个Pb同位素比值均较高:,206,Pb/,204,Pb变化于18.10518.7656之间,207,Pb/,204,Pb变化于15.524915.5944之间,208,Pb/,204,Pb变化于38.057138.1434之间;当岩石的,Nd,(t)值+7时,样品点的分布则显示出,Nd,(t)值与Pb同位素比值的负相关关系。秦岭群变拉斑玄武岩的,Nd,(t)值变化于+7.08+7.8,平均值为+7.3,这应能代表新元古代前北秦岭岩石圈地幔的,Nd,(t)值。秦岭群和宽坪群变拉斑玄武质岩石又具有很高的Pb同位素比值,它们在数值上是可同,Nd,(t)值大于+7的丹凤群变玄武岩样品的Pb同位素比值相对比。新元古代松树沟蛇绿岩片中变拉斑玄武岩的Nd(t)值为+6.80.9,应能说明秦岭古洋壳的,Nd,(t)值是较北秦岭新元古代前的岩石圈地幔的,Nd,(t)值略低的。,对比分析这些数据可以较好地证明,丹凤玄武岩中,Nd,(t)值+7的岩石应为北秦岭岩石圈地幔楔形体部分熔融形成岩浆的产物,因为北秦岭当时的岩石圈地幔能够满足这部分岩石的高,Nd,(t)值和高Pb同位素比值的要求。,然而,Nd,(t)值+7的岩石则应是以俯冲洋壳为源的岩浆的产物,因为这部分岩石的最高,Nd,(t)值与古秦岭洋壳的,Nd,(t)值接近,并且俯冲洋壳板片将深海泥质沉积物带入地幔,既可满足所形成岩石的低Y/Tb比值的要求,又可导致岩石,Nd,(t)值与Pb同位素比值之间的负消长关系。,Nd,(t)-,Sr,(t,),关系的证据,图18 丹凤群变玄武岩,Nd,(t)-,Sr,(t)图解,丹凤群变玄武岩的,Nd,(t)-,Sr,(t)图解同样显示出两种情况(图18)。,其中,Nd,(t)值+7的岩石样品点沿着近似水平线分布,其左端点落于岛弧玄武岩区的边部。鉴于海相玄武岩遭受海水蚀变时的一般表现为,在Nd同位素比值基本不变的情况下发生Sr同位素比值(,Sr,(t)值)的增大,可以认为这部分岩石是北秦岭岩石圈地幔楔形体经部分熔融形成岩浆的产物,后来又遭受了海水的蚀变。,然而,Nd,(t)值+7的岩石样品点则沿着水平的海水蚀变线与岛弧玄武岩和沉积物连线构成的夹角的近平分线分布,并且样品的,Nd,(t)值和,Sr,(t)值之间显示出很清楚的负相关关系。这进一步支持了形成这部分玄武岩的岩浆,应来自携带深海沉积物的俯冲洋壳板片的论断,只是由于这部分玄武岩的Sr同位素组成受到沉积物加入和海水蚀变的双重影响,以至岩石的,Nd,(t)值和,Sr,(t)值之间的变异趋势线既未沿海水蚀变线、也未沿沉积物影响线,而沿两者夹角的近平分线(代表两种作用的共同效应)演变。,丹凤岛弧玄武岩一个地幔源区为俯冲洋壳及其深海沉积物的确证,不仅有力地支持了北秦岭当时属于活动大陆边缘的性质,而且还以一个实例肯定了大陆造山带中的古会聚带曾发生过洋壳板片的俯冲及壳-幔的再循环。,丹凤群岛弧型玄武岩和北秦岭早古生代岛弧型花岗岩一致显示的由南向北穿弧的成分极性,确切地指明秦岭古洋壳是沿着商丹会聚带自南向北俯冲于北秦岭岩石圈之下的,。,二郎坪群玄武岩,与丹凤群玄武岩的情况相同,也显示出具有高、低Y/Tb比值的两个地幔源区(见图16)，表明俯冲古洋壳携带着深海沉积物向地幔的再循环已经波及弧后盆地,。,相同的情况已在近代岛弧和弧后盆地中得到证明,并且据之提出了俯冲洋壳(沉积物)可影响的范围要较弧下地幔楔宽广得多的认识(White,1989)。,2.陆壳俯冲叠置的地球化学证明,（1）陆壳俯冲叠置的地球化学论证,大陆地壳的俯冲消减是当代地学关注的另一重要课题。在秦岭造山带的研究中，有些研究者曾根据地表地质观察及地球物理测深资料分析，提出印支期陆陆碰撞造山晚期曾发生扬子板块北缘（南秦岭）陆壳基底俯冲叠置于北秦岭上部地壳之下的推断。显然这种推断尚需直接证据的支持。,分布于南、北秦岭的晚海西印支期晚碰撞型花岗岩类，为通过岩浆源区示踪解决这一问题，提供了基础。,a问题的提出与研究思路,北秦岭晚海西印支期晚碰撞型花岗岩类蟒岭、翠华山、宝鸡岩体)长石的铅同位素比值显著低于新元古代和早古生代花岗岩类的长石铅(表7)。这种违反地壳铅同位素系统正常演化规律的现象,强烈地暗示作为花岗质岩浆源区的北秦岭深部地壳在晚海西印支期时可能发生了变化。这启发我们产生了如下研究构想，即试图通过证明北秦岭晚海西印支期花岗岩类是否是以南秦岭地壳基底为源的途径,以期为上述推断提供直接证据,。,表7 南秦岭和北秦岭花岗岩类长石铅同位素组成,花岗岩测定的样品全部为长石;基底岩石为全岩样品.,bPb同位素的证据,北秦岭晚华海西印支期花岗岩长石Pb同位素比值明显低于北秦岭各类基底岩石的Pb同位素比值，而同南秦岭元古宙各类基底岩石和印支期后碰撞型花岗岩长石的Pb同位素比值基本接近（见表7），,并且同华北陆块南缘各类基底岩层和中生代花岗岩长石的平均Pb同位素比值相比则显得偏高。,由于长石Pb同位素比值的测定值基本可代表长石形成时的初始Pb同位素比值，而全岩的Pb同位素比值的测定值为现代值，为了精确起见，将基底岩层的铅同位素组成换算为花岗岩形成时的Pb同位素比值，然后进行比较，结果仍与上述的情况一致(Zhang Hong-Fei et al.,1997)。,数据对比表明，北秦岭晚海西印支期花岗岩的源区不应是北秦岭与华北南缘陆块的基底，而很可能是南秦岭陆壳基底。,c钕同位素证据,北秦岭晚碰撞型花岗岩类的T,DM,(平均1.082 Ga)和初始,Nd,值(平均-1.93),分别同南秦岭印支期晚碰撞型花岗岩类(除明显受上覆地层污染的宁陕岩体群的岩石外)的T,DM,(平均1.14 Ga)和初始,Nd,值(-2.37)是可以相比,同时也同南秦岭耀岭河群的主体变玄武岩的T,DM,(平均1.34 Ga)和在200 Ma时的,Nd,计算值(平均+1.83-3.2.6)相接近。,数据对比表明,南、北秦岭晚碰撞型花岗岩类及耀岭河群变玄武岩在Nd同位素系统方面彼此应是基本一致的。,在岩石的,Nd,-t(Ga)图解中,南、北秦岭晚碰撞型花岗岩类与耀岭河群变玄武岩,Nd,值范围的相互重叠也可证明这一点(图19)。,然而,华北陆块南缘新太古代到中元古代的基底(太华、登封和熊耳群)岩石的T,DM,介于2.9 Ga2.7 Ga之间，均具有明显老于北秦岭晚海西印支期花岗岩类的T,DM,也排除了它们作为该类花岗质岩浆源区的可能性,。,图19 南、北秦岭晚华力西-印支期花岗岩类及有关基底岩石Nd-t(Ga)图解,1.北秦岭晚华力西期花岗岩类;2.南秦岭印支期花岗岩类;3.耀岭河群变玄武岩;4.佛坪群片麻岩;5.鱼洞子群片麻岩,.,d.锶同位素证据,北秦岭晚碰撞型花岗岩类的,初始,87,Sr/,86,Sr比值介于0.70330.70687,平均值为0.70487,;南秦岭印支期花岗岩类(由受上覆地层污染轻微的东江口岩体群统计)的,初始,87,Sr/,86