第四章 化学地球动力学及深部过程地球化学示踪

（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 geodynamics)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）：
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87Sr/86Sr（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208Pb/204Pb 和207Pb/204Pb偏 离北半球参考线(NHRL)程度的参数。计算方法如下：
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：
~0.5128
0.7026~ 0.7030
~0.707 0.7035 0.7045
21.0 ~ 22.0
16.5 ~17.5 18.5 ~ 19.5 18.3 17.35~17.5
~ 0.2893
0.2826~ 0.2827 0.2828 ~~ ~~
0.5123~ 0.5124 0.7045~ 0.7060 0.5130 0.512438
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 206Pb/204Pb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206Pb/204Pb和高μ 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206Pb/204Pb和近于 原始地幔的低μ 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。
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，206Pb/204Pb较低，87Sr/86Sr较高， 也包括南大西洋南部地区； HU(高铀)省：具有高206Pb/204Pb和高 μ 值特征，分布于南太平洋和南大西洋 的中部地区。
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207Pb/204Pb－206Pb/204Pb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）。
HIMU 16.2 27 ~5.5 2. 2 0. 64~0.82 54 4.7 ~ 6.9 124 39 ~85 4.7 0.30~0.43 1341 66 ~187 0. 44 0. 07~0.12 0. 20 10 ~ 0.16 25 6.2 ~9.36 0. 7028 0. 5128 21.8
△8/4Pb = [（208Pb/204Pb）DS --（208Pb/204Pb）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207Pb/204Pb－206Pb/204Pb与208Pb/204Pb－206Pb/204Pb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 M57－1。
百度文库 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μ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。
II型富集地幔(EM II) 0.5127~ 0.5129
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,)
幔的其他端元和陆壳
原始地幔 亏损地幔 陆 壳
洋岛玄武岩(OIB)
EMI 3.5 ~13.1 0. 78`1.32 9.1~ 23.4 80 ~ 204 0. 69~1.23 207 ~ 523 0. 09~0.13 0. 09~ 0.15 11.3 ~ 19.1 0. 7053 0. 5124 17.4 EMII 4.4 ~ 7.8 0. 79~1.19 6.4 ~ 13.4 57 ~105 0. 58~0.87 203~ 378 0.10~0.17 0. 11~0.18 7.3 ~13.5 0. 7078 0. 5126 19.0
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 & White,1982; 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。
Zr/Nb La/Nb Ba/Nb Ba/Th Rb/Nb K/Nb Th/Nb Th/La Ba/La 87 Sr/86Sr 143 Nd/144Nd 206 Pb/204Pb
14.8 0. 94 9.0 77 0. 91 323 0. 117 0. 125 9.6
30 1. 07 4.3 60 0. 36 296 0. 07 0. 07 4.0 0.7022 0. 5133 18.0
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）。
图2
秦岭两侧中新生带玄武岩87Sr/86Sr－206Pb/204Pb、143Nd/144Nd－ 206Pb/204Pb和143Nd/144Nd－ 206Pb/204Pb图解
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
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：
（207Pb/204Pb）NHRL =0.1084(206Pb/204Pb)+13.491;
（208Pb/204Pb）NHRL =1.209(206Pb/204Pb)+ 15.627;
△7/4Pb = [（207Pb/204Pb）DS --（207Pb/204Pb）NHRL] 100;
*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 。
各类型地幔端元的同位素组成特征
143Nd/144Nd 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 176Hf/177Hf
0.5131~ 0.5133 0.7020~ 0.7024 15.5 ~ 17.8
0.2831 ~0.2835
高U/Pb值地幔(HIMU)
I 型富集地幔(EM I) 流行地幔（PREMA） 原始地幔(PM)
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
地幔端元类型 亏损地幔（DM）
图6 中国大陆不同块体铅同位素206Pb/204Pb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 & Turcotte, 1985）及幔核边界层物质上涌 形成说（Hart, 1988; 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）。