放射性同位素地球化学

nullnull《现代地球化学》 放射性同位素地球化学null第一部分 放射性同位素地球化学的一些基本理论放射性母体原子数量时间 1 ½ ¼D = D0 + N (elt - 1)放射性衰变null不稳定核素及其半衰期地球化学常用的衰变体系null地球化学常用衰变体系的一些参数null 同位素比值的测量样品离子化 和引入系统磁场检测系统null 提纲 Rb-Sr体系 Sm-Nd体系 U-Th-Pb体系 Lu-Hf体系 Re-Os体系第二部分 放射性同位素地球化学常用定年体系nullRb是强不相容元素，Sr是中等不相容元素，在上地幔分异过程中，他们都倾向于进入熔体； Rb的行为类似K，倾向于赋存在白云母，钾长石中； Sr的行为类似Ca，易进入斜长石，磷灰石中（不包括单斜辉石） 随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性， Rb/Sr （87Rb/86Sr）比值升高一 ﹑Rb-Sr体系null 87Rb  87Sr + b粒子 (l = 1.42 x 10-11 a-1)基本的数学关系与参数 87Rb = 87Sr + b- 87Sr = 87Sri + 87Rb(elt – 1) 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)i + (87Rb/86Sr)(elt – 1) (87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 ± 5 BABI = Basaltic Achondrite Best Initial 玄武质无球粒陨石最佳初始值 85Rb : 87Rb = 72 : 2884Sr : 86Sr : 87Sr : 88Sr （平均） = 0.56 : 9.87 : 7.04 : 82.53D = D0 + N (elt - 1)nullabca1b1c1t1toRb-Sr等时线的形成nullRb-Sr等时线实例－－玄武质无球粒陨石全岩样品(87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 ± 5 nullRb-Sr等时线的改造 / 变质作用中的再平衡变质作用，就是高温条件下，固态重结晶作用。 由于温度升高，发生同位素交换反应，不同矿物之间，87Sr/86Sr 均一化； 而87Rb/86Sr（Rb/Sr）比值，受分配系数差别的制约，平衡的时候，不同矿物之间，比值不同。nullSr同位素比值的演化(1)随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，87Rb/86Sr比值升高35亿年以来海相碳酸盐Sr同位素组成及其对海水Sr同位素组成演化手指示。理解图意，对比地幔Nd同位素演化!35亿年以来海相碳酸盐Sr同位素组成及其对海水Sr同位素组成演化手指示。理解图意，对比地幔Nd同位素演化!Sr同位素比值的演化(2)nullSr同位素比值的演化(2)－显生宙海水海水Sr同位素组成与壳幔Sr循环模式海水Sr同位素组成与壳幔Sr循环模式nullSm和Nd都是轻稀土元素，都是中等不相容元素，在地幔和地壳的部分熔融过程中，易进入熔体相 Nd原子序数低于Sm  离子半径大于Sm  分配系数小于Sm，比Sm容易进入熔体相 因此，随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd（147Sm/144Nd）比值依次降低二、 Sm-Nd 体系null144Sm : 147Sm : 148Sm : 149Sm : 150Sm : 152Sm : 154Sm = 3.09 : 14.97 : 11.24 : 13.83 : 7.44 : 26.72 : 22.71 142Nd : 143Nd : 144Nd : 145Nd : 146Nd : 148Nd : 150Nd = 27.11 : 12.17 : 23.85 : 8.30 : 17.22 : 5.73 : 5.62基本的数学关系与参数 147Sm = 143Nd + a 143Nd = 143Ndi + 147Sm(elt – 1) 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd )i + (147Sm / 144Nd) (elt – 1) (143Nd/144Nd )CHUR = 0.512638 (147Sm/144Nd) CHUR = 0.1967 CHUR = Chondrite Uniform Reservior, 球粒陨石均一库 不同壳幔端元REE组成不同壳幔端元REE组成null球粒陨石全岩样品Sm-Nd等时线－－CHURnullNd同位素的演化(1)－整体地球(CHUR)，地幔和地壳的分异岩浆演化：超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd(147Sm/144Nd)比值降低nullNd同位素的演化(2)-模式年龄亏损地幔模式年龄nullTDMTCHUReNd(0)亏损地幔模式年龄nullNd同位素的演化（3）－大陆地壳nullNd同位素的演化(4)-大陆地壳的生长时代nullNd同位素模式年龄的说明Nd同位素模式年龄的说明模型假设初生地壳的形成速率是均一的，而事实上地壳增生模型有多种，故存在至少两种模式年龄的计算方法(线性、指数)； 模型假设Sm/Nd比值变化只发生于地幔岩石部分熔融形成初生地壳的阶段，但壳内物质的重熔及高级变质作用同样可引起Sm/Nd比值变化，故有了二阶段模式年龄（见下图）。 由于现代实验技术条件的误差对tDM的影响，即传递误差为约0.2Ga，故tDM的计算结果也多以Ga为单位，而不是Ma，数据精确到小数1~2位。同理适用于Nd(t) 计算。nullNd同位素的演化(5)-大陆地壳的二阶段模式年龄二阶段模式年龄二阶段模式年龄SA、CC、DM分别代样品、地壳和亏损地幔。而t表示引起Sm/Nd比值发生变化的地质过程或事件的时间，如地壳深熔作用、幔源岩浆发生结晶分异作用和富集REE的矿物发生分选作用的时间等。T2DM的计算还需知道地幔物质进入地壳后，并在发生Sm/Nd比值变化前的147Sm/144Nd比值，即地壳的147Sm/144Nd比值。对于沉积岩类，往往用上地壳的平均比值来代替：0.1180.017(540个全球沉积岩平均值)，但对于中下地壳的样品，可能其147Sm/144Nd比值相对要高。但若作为一种同地区样品间的物源区时代的相对比较，用上地壳组成代替，仍可获得有意义的地球化学示踪信息。 null三、 U-Th-Pb体系U和Th均属锕系元素，常为+4价，但在地球表层条件下，U呈+6价；由于较大的离子半径和高电价，U和Th均表现为强不相容元素；+4价U、Th较稳定，但+6价的U可呈UO22-溶于水而发生迁移 除极少数情况下以沥青铀矿(uraninite)和硅酸钍矿(thorite)形式成独立矿物外，多数条件下U和Th呈分散状分布于造岩矿物中或集中于副矿物中(锆石、独居石、磷灰石、榍石)； 副矿物中，锆石(ZrSiO4)选择性富集U，而独居石([Ce, La,Th]PO4)选择性富集Th nullPb为易挥发亲铜元素，属中等不相容元素； Pb的独立矿物为方铅矿（PbS），而在硅酸盐矿物中，多与元素K形成类质同象而趋向存在于钾长石等矿物中； 通常条件下Pb性质稳定，但在高温和酸性条件下可形成氯或硫的化合物，易溶解于热液中而发生迁移。基本的数学关系与参数 206Pb = 206Pbi + 238U (el238t – 1) 207Pb = 207Pbi + 235U (el235t – 1) 208Pb = 208Pbi + 232Th (el232t – 1) (1)对于低Pb高U的体系（如锆石） (206Pb/ 238U)* = (el238t – 1) (207Pb/ 235U)* = (el235t – 1) (2)对于一般的Pb同位素体系（全岩＋长石） (206Pb/204Pb)* = m (el238t – 1) (207Pb/204Pb)* = (m/137.88) (el235t – 1) m = 238U/204Pb，在t = 0时，即现代相当值 等时线方程 (207Pb/204Pb)*/ (206Pb/204Pb)* = (1/137.88)[(el235t – 1)/ (el238t – 1)]null(3)对于低U高Pb的体系（如方铅矿） 有U衰变 无U衰变 T t P 地球年龄 方铅矿形成 现在 (207Pb/204Pb)t - (207Pb/204Pb)T = (m/137.88) (el235T – el235t) (206Pb/204Pb)t - (206Pb/204Pb)T = m (el238T – el238t) 原始Pb, Canyon Diablo陨硫铁 (207Pb/204Pb)T = 10.294 (206Pb/204Pb)T = 9.307 (208Pb/204Pb)T = 29.476 因此，对方铅矿，可以得到： (207Pb/204Pb)P - 10.294 1 (el235T – el235t) (206Pb/204Pb)P - 9.307 137.88 (el238T – el238t) =nullabca1b1c1t1toU-Pb等时线的形成等时线增长曲线null低Pb高U的体系 - 锆石 U-Pb体系的演化，谐和线谐和线null一般的Pb同位素体系(1) - 0等时线 / 地球年龄null一般的Pb同位素体系(2) - 等时线和增长曲线等时线增长曲线原始Pb地球年龄线随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，238U/204Pb比值升高null一般的Pb同位素体系(3) －岩石的Pb-Pb等时线，古老片麻岩年龄和源区的关系null低U高Pb的体系(1) -不同环境方铅矿的Pb-Pb同位素分布null低U高Pb的体系(2) - Stacey的两阶段Pb-Pb同位素演化模式null由于地壳、地幔演化的复杂性，假设所有的Pb自地球形成以来均保持封闭与多数地质观察不符； 相当比例矿石Pb样品同位素组成算计出了不合理老的或负的年龄； 事实上，矿石Pb模式年龄的应用并不成功，尽管许多研究者提出其它修改模式(如二阶段、多阶段模式)，或整合Pb (comforable Pb)与J Pb(J-type Pb)等概念，但其在地质定年研究中被大多数人放弃。相反，矿石Pb或称普通Pb的同位素组成往往与形成环境或岩石圈属性有关，成为研究地壳、地幔演化的过示踪手段。null不同圈层Pb同位素演化的差别 - Zartman的Pb构造模式(1)null不同圈层Pb同位素演化的差别 - Zartman的Pb构造模式(2)nullLu是重稀土元素，也是不相容元素。部分熔融过程中，一般进入熔体。但是，如果存在石榴石，则容易富集在石榴石中； Hf是典型的高场强元素，也是不相容元素，与Zr的地球化学性质相近。部分熔融过程中，一般进入熔体。但是，如果存在锆石，则容易富集在锆石中； 岩浆演化：超基性 基性 中性 酸性， Lu/Hf（176Lu/177Hf）比值降低。四、 Lu-Hf体系null自然界中Lu元素由两个同位素组成： 　　175Lu和176Lu， Hf元素有6个同位素： 　174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf。 Lu-Hf同位素体系存在176Lu母体衰变成176Hf子体的放射性衰变关系：球粒陨石均一岩浆库(CHUR) Lu-Hf同位素定值基本的数学关系与参数 176Lu = 176Hf + b- 176Hf = 176Hfi + 176Lu (elt – 1) 176Hf/ 177Hf = (176Hf/177Hf) i + (176Lu/177Hf)(elt – 1) (176Hf/177Hf) chon = 0.282818 176Hf/ 177Hf - (176Hf/177Hf) chon (176Hf/177Hf) chonLu-Hf体系eHf = ×１０4 球粒陨石均一岩浆库(CHUR) Lu-Hf同位素定值(176Hf/177Hf)p =0.282772  0.0000029 (176Hf/177Hf)i =0.279742  0.0000029 (176Lu/177Hf)p =0.0332  0.0002null176Lu的衰变常数为1.9310-11，176Lu的半衰期T1/2 = 35.9 Ga； 在地壳岩石中，Lu、Hf元素的平均含量与典型的HREE相当，分别约为10-7和10-6数量级， 176Hf/177Hf同位素比值多变化于0.280.29之间。 由于Lu和Sm同为REE元素，Lu-Hf与Sm-Nd形成独特的同位素体系配对：在原始岩浆事件中，如地幔中熔体的抽取作用，两同位素体系行为类似，形成Hf与Nd同位素组成之间的正相关性。nullHf同位素演化及其Nd同位素的关系Nd-Hf同位素相关性： Hf2NdNd-Hf同位素相关性： Hf2Nd地壳不同物质在147Sm/144Nd相近条件下，其176Lu/177Hf比值的明显变化地壳不同物质在147Sm/144Nd相近条件下，其176Lu/177Hf比值的明显变化null但与Sm-Nd同位素体系中Sm、Nd同属REE元素不同，Hf属高场强元素，因而Lu和Hf之间的地球化学性质存在显著差异。尤其值得指出，在地壳岩石的变质和岩浆作用过程中，如麻粒岩相变质作用和地壳深熔作用，Lu趋于进入石榴石矿物相中，在地壳熔融作用后居于耐熔残余相，而Hf大部分进入锆石矿物相。 随时间演化，Lu-Hf元素的这种行为差异将导致Lu-Hf与Sm-Nd同位素体系之间的脱偶：在下地壳导致176Hf/177Hf相对143Nd/144Nd偏高。因而，两同位素体系间的两种不同关系将对认识壳幔分异和地壳增生提供重要的约束。 nullHf同位素演化null－－ 低Lu高Hf的体系，锆石 锆石中Hf含量比Lu含量高3个数量级( Lu/Hf ~ 0.002，176Lu/177Hf < 0.0005 )，因此，锆石形成后，176Hf的积累非常有限，锆石中176Hf/ 177Hf值近似初始值 可以含采用MC-ICP-MS，直接测得锆石Hf同位素组成176Hf/ 177Hf 。如果同时测得锆石U-Pb年龄，可以得到: eHf(t) nullnullRe和Os均属亲硫元素，故倾向于进入硫化物，主要富集于地核中； 在地幔部分熔融过程中，Re为中等不相容元素，而Os为强相容元素，难于进入熔体中，因此导致： (1)地壳岩石中Os的含量远低于地幔岩石(以及地核)； (2)与同属REE的Sm-Nd不同，岩浆作用相容性质上的差异使得Re-Os之间的地球化学行为具脱偶性（de-couple）五、 Re-Os体系nullRe由185Re和187Re两个同位素组成，其中187Re经衰变后，成为铂族元素的187Os同位素； Os有7个同位素，分别为：184Os, 186Os, 187Os, 188Os, 189Os, 190Os和192Os null基本的数学关系与参数 187Re = 187Os + b- 187Os = 187Os i + 187Re (elt – 1) 187Os/ 186Os = (187Os/ 186Os) i + (187Re/ 186Os)(elt – 1) 187Os/ 188Os = (187Os/ 188Os) i + (187Re/ 188Os)(elt – 1) 187Os/ 188Os = 0.12035 (187Os/ 186Os)Re-Os体系nullOs同位素比值最初(Hirt et al., 1961)表示为187Os/186Os (相对192Os/188Os =3.08271的化值)； 但186Os可为190Pt经衰变的产物。虽然190Pt仅占Pt元素6个同位素中的约1%，且半衰期高达约880Ga，但随样品类型的增加和分析精度的提高， 186Os变化对187Os/186Os的影响得到不同程度的显现，故越来越多的实验室改用 187Os/188Os来表达Os同位素组成。 两种比值间的换算： 　 187Os/188Os＝0.12035 187Os/186OsRe-Os等时线定年方法Re-Os等时线定年方法因Re、Os元素相容性差异明显，使得自然界中Re/Os比值变化巨大，如地幔岩石为0.1的数量级，而地壳岩石为100的数量级，两类岩石的187Os/188Os比值大小分别为约0.12和1.1-1.3。因而在理论上适于用作同位素定年，但因Os在大多数矿物中含量太低，成功进行Re-Os同位素定年的成果不多，主要限于地幔橄榄岩、铁质陨石、铂族元素矿床、科马提质超基性岩等。nullRe-Os等时线实例 - 科马提岩，太古宙超基性熔岩nullOs同位素演化随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，187Re/188Os比值急剧升高中－新生代海水Os同位素演化中－新生代海水Os同位素演化大洋扩张强度降低？星外陨石轰出地球？辉钼矿(molybdenite)定年法辉钼矿(molybdenite)定年法辉钼矿为高Re低Os矿物，其Os元素基本来自187Re的衰变，而矿物形成时势初始187Os/188Os0，故其模式年龄可变为： 　　T=(1/)In(1+187Os/187Re) 该方程实际上亦为直线方程，因此可通过对多样品的分析获得等时线年龄nullnullnullnull小结： Rb/Sr, Sm/Nd, U/Pb, Lu/Hf, Re/Os同位素母体/子体的比值的变化，本质上是元素比值的变化，是由元素的性质差别决定的。 亏损和富集，是针对不相容元素定义的，可以由同位素来指示。 源区性质的同位素差别，是由（1）同位素母体/子体元素比值的变化，和（2）与时间相关的放射性积累造成的。null3.1 地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构 3.2 地球的圈层结构（2），地壳的基本组成和结构 3.3 幔源岩浆岩组分的差别 3.4 混合过程的数学表达 3.5 洋岛玄武岩与地幔端元 3.6 源区的鉴别 3.7 怎样综合使用同位素地球化学方法鉴别岩浆来源第三部分 Sr、Nd、Pb同位素在岩石成因和 壳幔演化研究中的应用提纲null 地幔 地核3.1 地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构地壳null地球各主要圈层的体积和质量地壳，0.4% 地幔，67.2% 地核，32.4%nullnullnull地球早期的核幔分离null主要陨石类型的相对含量普通球粒陨石普通球粒陨石null球粒陨石类的主要特征null碳质球粒陨石组成与太阳光球的组成基本一致null上地幔的化学和标准矿物组成 - 地幔包体资料二辉橄榄岩null上地幔的矿物相关系null不同深度地幔的矿物组成和密度上地幔下地幔过渡带软流圈null地幔化学： 早在60年代，地球化学家通过对洋岛玄武岩(OIB)的研究，观察到 了地幔的不均一性，而随后发现了大洋中脊玄武岩(MORB)与OIB之间存在微量元素和同位素组成上的显著差别，区分出了亏损地幔和富集地幔，发现了地幔存在4个端元。nullnull亏损地幔的贡献－大洋地壳的形成拉斑玄武岩nullnull富集地幔的贡献－大洋岛的形成Jason Morgan‘s Plume ModelJason Morgan‘s Plume ModelUpwelling from thermal boundary layer at the base of the mantle再循环模式Recycling Model (Hofmann & White, 1982)再循环模式Recycling Model (Hofmann & White, 1982)Whole-mantle convection with oceanic crust + lithosphere recycling in plumesMantle plume dynamics is well understood: Instability of hot boundary layer at the base of the mantle (or from the 660 km discontinuity). Hot, low density materal rises in a narrow cylinder, typically forming a large „mushroom head“ as it rises.Mantle plume dynamics is well understood: Instability of hot boundary layer at the base of the mantle (or from the 660 km discontinuity). Hot, low density materal rises in a narrow cylinder, typically forming a large „mushroom head“ as it rises.Plume Dynamics (Lin & van Keken)Plume Dynamics (Lin & van Keken)Thermo-chemical Plumes (Farnetani & Samuel)Thermo-chemical Plumes (Farnetani & Samuel)Plume experiment in your kitchenPlume experiment in your kitchen25 Major Hotspots25 Major Hotspots板块构造与火成岩成因板块构造与火成岩成因1. 洋中脊玄武岩MORB 2. 陆内裂谷 3. 岛弧火山岩IAV、IAB 4. 活动大陆边缘5. 弧后盆地 6. 洋岛玄武岩OIB 7. 各种陆内岩浆活动 金伯利岩，碳酸盐岩，斜长岩null现代大洋玄武岩可以按照产出的构造环境分为5类1 MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts)，洋壳上部的主体，包括熔岩和岩墙，并代表大洋辉长岩的初始岩浆。 2 BABB (Back-Arc Basin Basalts)，形成于弧后扩张脊。弧后盆地宽度60－1000km。 3 OPB (Ocean Plateau Basalts)，发育于大洋板内环境，形成范围巨大的、厚的海底熔岩堆积。 4 OIB (Ocean Island Basalts)，形成海山、大洋岛、或岛链 5 IAB (Island Arc Basalts)，岛弧或Andean型活动大陆边缘 *6 CTB (Continental Tholeiitic Basalts)，产生于大陆裂谷早期阶段，或形成溢流玄武岩。这类岩石与MORB相似，但穿过大陆地壳并与之反应。null大陆地壳的9种结构（Vp速度）类型3.2 地球的圈层结构（2），地壳的基本组成和结构null大陆地壳的岩石学结构上部地壳：沉积岩，火山岩 中部地壳：变质沉积岩，混合岩，花岗岩 下地壳：中基性麻粒岩，斜长角闪岩 最下地壳：基性麻粒岩，辉长岩，辉石岩null典型地壳的稀土元素组成null典型地壳的微量元素组成nullMORB与OIB的微量元素和稀土元素配分型式的差别3.3 幔源岩浆岩的组分差别nullIAV = 岛弧火山岩OIB = 洋岛玄武岩Sr同位素Nd同位素MORB 洋中脊玄武岩null幔源岩浆岩Sr - Nd同位素组成的相关性nullFigure 8.18. Pb isotope ratios in major terrestrial reservoirs. Typical lower continental crust and upper continental crust are represented by lower crustal xenoliths and modern marine sediments respectively (these somewhat underestimate the total variance in these reser-voirs). MORB and oceanic islands represent the isotopic composition of upper mantle and deep mantle respectively.主要岩浆岩源区的Pb同位素组成特征简单混合模式简单混合模式二元混合三元混合Figure 14-5. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 3.4 混合过程的数学表达null混合作用普遍存在null混合过程的定量模型---幔源岩浆受到陆壳混染幔源岩浆mfCmCi C代表元素浓度，如Rb，Sr，Sm，Nd等；R代表同位素比值，如87Sr/86Sr， 143Nd/144Nd等。 根据质量平衡可得下列方程： Ci = fCc + (1-f) Cm Ci·Ri = fCcRc + (1-f) CmRm陆壳混染c岩浆岩i1-fCcRmRiRcnullnullSr vs. Nd isotopic ratios for the three zones of the Andes. Data from James et al. (1976), Hawkesworth et al. (1979), James (1982), Harmon et al. (1984), Frey et al. (1984), Thorpe et al. (1984), Hickey et al. (1986), Hildreth and Moorbath (1988), Geist (pers. comm), Davidson (pers. comm.), Wörner et al. (1988), Walker et al. (1991), deSilva (1991), Kay et al. (1991), Davidson and deSilva (1992). Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.南美安第斯活动大陆边缘火山岩的Sr-Nd同位素通用二元混合方程 通用二元混合方程 Vollmer（1976）和Langmuir等（1978）先后给出了二元混合体系微量元素浓度的通用表达式。该式理论上可适用于任何元素和同位素。对任何一个二组份混合体系，其方程为 Ax＋Bxy＋Cy＋D＝0 （5.62） 其中x，y是横坐标、纵坐标的变量，可以是元素或元素的比值。当端元1和端元2上的坐标即比值为（x1，y1）（x2，y2）时系数可表示为： 其中，ai为yi的分母值，bi为xi的分母值其中，ai为yi的分母值，bi为xi的分母值 A＝a2b1y2-a1b2y1 B＝a1b2－a2b1 ； C＝a2b1x1-a1b2x2 D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2 r＝a1b2/a2b1 ， r为与系数B有关的数值，反映了混合双曲线的曲率，曲率的函数。当r＝1时为直线方程。 null比值-比值，此时为为一双曲线，系数为 A＝a2b1y2-a1b2y1 B＝a1b2－a2b1r＝a1b2/a2b1 C＝a2b1x1-a1b2x2 D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2 比值-元素，如设x轴为元素，则b＝1，这时： A＝a2y2－a1y1 B＝a1－a2  r＝a1/a2 C＝a2x1－a1x2 D＝a1x2y1－a2x1y1 当r≠1时，仍为一条受B控制的双曲线 元素-元素，a＝b＝1， A＝y2－y1 B＝0     r＝1 C＝x1－x2 D＝x2y1－x1y2 此时，为一直线方程。混合作用模型的应用混合作用模型的应用判断混合过程 在板块俯冲带，地壳与上地幔岩石的氧含量差异不明显，Sr差别较大。导致源区混合Sr-O同位素混合轨迹线为下凹型；相反，当地幔部分熔融的岩浆上升受到地壳混染时，地壳物质的Sr一般低于岩浆，形成上凸型双曲线。因此可应用Sr-O同位素体系有效判断混合过程。 null为什么研究大洋玄武岩 在岩浆发生和侵位结晶过程中，Sr、Nd、Pb等放射性同位素组成不受部分熔融和分离结晶作用的影响，因此反映源区特征 洋岛玄武岩类(OIBs)代表各类大洋地幔，并且地壳混染的影响很小，因此可以对地幔性质提供最好的证据3.5 洋岛玄武岩与地幔端元大量的MORB和OIB同位素组成调查显示，并不存在简单的二元混合关系大量的MORB和OIB同位素组成调查显示，并不存在简单的二元混合关系Zindler等(1982)提出，由亏损MORB、含富集物质的MORB及初始(pristine chondritic)地幔代表的三个地幔端元，其混合作用构成了大洋环境玄武岩的岩浆源区。该三端元在Nd-Sr-Pb同位素体系中构成的面，称为地幔平面(mantle plane)。但White(1985)发现，在地幔平面之上或之下均存在其它的大洋环境玄武岩分布。Zindler等(1982)提出，由亏损MORB、含富集物质的MORB及初始(pristine chondritic)地幔代表的三个地幔端元，其混合作用构成了大洋环境玄武岩的岩浆源区。该三端元在Nd-Sr-Pb同位素体系中构成的面，称为地幔平面(mantle plane)。但White(1985)发现，在地幔平面之上或之下均存在其它的大洋环境玄武岩分布。地幔平面nullHart等(1986)认为，地幔平面只是地幔端元混合的一个投影面。通过对大量MORB和OIB的Nd-Sr和Pb-Sr同位素组成分析，确定出四个地幔端元，分别为DMM(洋中脊亏损地幔端元)、EMI和EMII(富集I和富集II型地幔端元)及HIUM(高U/Pb地幔端元)。其中，将 Nd-Sr图中低143Nd/144Nd的边界称为“低Nd分布(‘LoNd array’)”，代表了HIMU与EMI地幔端元间的混合分布。 由于低Nd分布表现为混合直线，说明混合端元间具相似的Nd-Sr-Pb比值和密切相关的成因环境，因此变种关系不象是循环地壳与地幔端元间的关系，而应与大陆岩石圈地幔的发生过交代富集事件有关。null在二维同位素体系中，显示出了多地幔端元组成及低Nd分布现象Sr-Pb体系中的地幔端元Sr-Pb体系中的地幔端元Sr-Nd体系中的地幔端元Sr-Nd体系中的地幔端元null为避免二维同位素组成对判别地幔端元可能带来的主观偏差，Allegre等(1987)和Hart等(1992)对大量BORB和OIB的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb进行了主成分分析(principle component analysis)，获得了5个特征向量，表征能体现数据变化量最大百分比例的多维组份空间的方向，其数值分别为56、37、4、2和1%。由于前三个向量的总和为>97%，故Hart等认为，用87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb三个向量在三维同位素体系中可近似地表达MORB-OIB的特征向量的方向，即在以DMM、HIMU、EMI和EMII端元在上述三维同位素空间中组成的四面体，包含了>97%的大洋环境玄武岩的同位素组成范围。null地幔端元四面体，按样品点统计null地幔端元四面体，按研究地区统计。图中显示各地区OIB呈以DMM与其它三端元的混合。但Hart等认为是以FOZO为中心的混合，代表了下地幔端元。三维同位素体系中的地幔产端元四面体(彩图)三维同位素体系中的地幔产端元四面体(彩图)地幔端元的成因认识地幔端元的成因认识地幔端元的划分，其实质是对富集地幔端元(EMI、EMII、HIMU)成因的分析。通常的理解是，上地幔部分熔融作用形成玄武质洋壳，其熔融残余演化成不相容元素亏损的上地幔端元DMM；富集地幔端元的形成显然需要有岩石圈物质再循环作用或流体物质交代作用的参与。1) HIMU端元1) HIMU端元多数研究者将HIMU的形成归咎于俯冲洋壳，但对U/Pb比值增高的原因仍不明确。观点之一：俯冲过程中因洋壳物质发生脱水作用，铀呈+4价保持稳定，而Pb活化带出，使俯冲洋壳值增高，该认识得到岛弧火山岩Pb/U比值高出MORB约一个数量级和岛弧成因硫化物矿床中方铅矿表现为高度均一化的整合铅等证据的支持。此外，发生过高U/Pb比值的交代富集作用的俯冲大洋岩石圈、大陆岩石圈拆沉作用也被作为形成HIMU端元的可能成因。2) EMII端元2) EMII端元对EMII地幔端元成因的认识基本一致，即由于俯冲的大陆碎屑物质加入所致，因为该端元正好位于亏损地幔与大洋沉积物的混合线上。3) EMI端元3) EMI端元部分研究者将EMI的形成也与再循环的沉积物联系，即由大洋泥质沉积物为主而区别于以陆源碎屑为主的EMII；但多数研究者趋向于认同，发生过交代作用的岩石圈再循环作用是主要成因，而发生再循环作用的方式来自大陆克拉通边缘的大陆岩石圈俯冲作用。EMI、EMII、HIMU端元成因示意图EMI、EMII、HIMU端元成因示意图null地幔端元的特征DMM，一般在地幔的最上部，亏损不相容元素，代表地壳从地幔分异后的残留物 HIMU，地幔与再循环洋壳的混合，由于洋低热液作用或俯冲带的脱水作用，造成Pb的流失和m值升高 EM I和EM II 可能分别来自地幔与下地壳和上地壳的混合null1. DM (亏损地幔) = N-MORB 源区 Figure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudigel et al. (1984), Hamelin et al. (1986) and Wilson (1989). 3.6 源区的鉴别null2. BSE (Bulk Silicate Earth)总体硅酸盐地球或原始均一库 ＝ CHURFigure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudigel et al. (1984), Hamelin et al. (1986) and Wilson (1989). null4. EM II 富集地幔II， 87Sr/86Sr较高 (> 0.720, 高于任何合理的地幔源区 Figure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudigel et al. (1984), Hamelin et al. (1986) and Wilson (1989). 3. EM I 富集地幔I， 87Sr/86Sr 较低null5. PREMA (PREvalent MAntle) 主体地幔Figure 14-6. After Zindler and Hart (1986), Staudigel et al. (1984), Hamelin et al. (1986) and Wilson (1989). nullFigure 14-7. After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer. 6. HIMU (HIgh m value) 高m值地幔nullFigure 14-8. After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer. Data from Hamelin and Allègre (1985), Hart (1984), Vidal et al. (1984). 实际存在的地幔端元有4个nullnullHf同位素特征及Hf - Sr同位素的相关性null(c) 洋岛玄武岩(b) 大洋橄榄岩(a) 大陆岩石圈下的橄榄岩Os同位素特征null幔源岩浆岩Nd - Os 同位素组成的相关性null混合源区