化學(xué)地球動力學(xué)及深部過程地球化學(xué)示蹤

1、一 引言 （一）化學(xué)地球動力學(xué)的提出與基本構(gòu)想1．化學(xué)地球動力學(xué)產(chǎn)生的背景 除了微量元素與同位素示蹤理論和技術(shù)方法的發(fā)展，奠定了地幔地球化學(xué)發(fā)展的一般基礎(chǔ)外，直接影響到化學(xué)地球動力學(xué)產(chǎn)生的因素為：*板塊構(gòu)造學(xué)說影響 板塊構(gòu)造學(xué)說使地球科學(xué)家與地球化學(xué)家能夠統(tǒng)觀整個地球系統(tǒng)，看到板塊運動伴隨著大規(guī)模殼、幔相互作用和物質(zhì)再循環(huán)。 *多種地幔端元組分的發(fā)現(xiàn) 洋、陸玄武巖同位素與微量元素揭示了地幔物質(zhì)儲庫的多樣性

2、，即除了原始地幔(PM)和虧損地幔(DM)兩個端元組分外，尚存在一些其它地幔端元組分，以致造成玄武巖同位素和化學(xué)成分的多種多樣性。進而可以嘗試由地,,（接上頁）球?qū)尤Φ南嗷プ饔茫?幔、上/下地幔、以至核/幔過渡帶的物質(zhì)交換與再循環(huán)等，來解釋多種地幔端元的成因。也就是說由地幔化學(xué)結(jié)構(gòu)的多樣性，進而產(chǎn)生了從地球圈層相互作用來揭示地球動力學(xué)的構(gòu)想。 *多同位素體系線性和非線性數(shù)值模擬技術(shù)的發(fā)展，使有可能模擬地球、地幔不均一

3、化學(xué)結(jié)構(gòu)的形成與層圈相互作用，以期揭示殼幔演化歷史及地球動力學(xué)。 因此，產(chǎn)生了將地球視為一個統(tǒng)一的動力學(xué)系統(tǒng)，以層圈的相互作用為主導(dǎo)，以揭示殼、?；瘜W(xué)組成和演化為基礎(chǔ)，探討地球發(fā)展歷史與動力學(xué)的化學(xué)地球動力學(xué)(chemical geo-dynamics)的構(gòu)想(Allegre,1982; Zindler & Hart,1986)。,（二） 研究概況 化學(xué)地球動力學(xué)提出以來，在國際范圍內(nèi)通過大洋玄武巖和大

4、陸玄武巖源區(qū)同位素和微量元素示蹤，開展了有關(guān)全球地?；瘜W(xué)組成、化學(xué)演化與化學(xué)不均一性的系統(tǒng)研究。在此基礎(chǔ)上，以化學(xué)地球動力學(xué)為指導(dǎo)，研究已經(jīng)取得一些重要和有意義的進展與成果。其中主要方面有：（1）地幔組分端元探索有了新近展；（2）有關(guān)全球和區(qū)域地?；瘜W(xué)和同位素組成不均一性規(guī)律的發(fā)現(xiàn)及其應(yīng)用的探索；（3）殼－幔相互作用與再循環(huán)研究取得了重要進展，揭示出三種形式的殼幔再循環(huán)（見下片）：,,*板塊會聚帶洋殼俯沖和殼/幔再循環(huán)。近代的已有

5、較深入和成功的研究，古代的正處于探索階段；*陸殼底部幔源巖漿底侵(underplating)和大陸地殼和巖石圈拆沉(delamination)。已有少量論證較好的實例，還有待于推廣探索;.* 大陸殼俯沖、超高壓變質(zhì)帶的形成與折返。這是近年在碰撞造山帶發(fā)現(xiàn)超高壓變質(zhì)榴輝巖后，揭示出的第三種殼幔再循環(huán)方式，并構(gòu)成當前研究的熱點。(4)地幔柱研究的發(fā)展及地球深部層圈相互作用、物質(zhì)循環(huán)和動力學(xué)的探索；(5)化學(xué)地球動力學(xué)數(shù)值計算模擬探

6、索取得了初步進展。,二 地幔端元組分及地?；瘜W(xué)不均一性（一）地幔端元組分 隨大洋和大陸玄武巖同位素和化學(xué)成分的積累，人們發(fā)現(xiàn)了同位素和元素組成上的多樣性。僅考慮原始地幔和虧損地幔兩個端元組分，已無法解釋許多玄武巖的組成特征，地幔應(yīng)具有多種端元組分。通過多年研究，目前已確定的地幔端元組分見表1和圖1：表1 各類型地幔端元的同位素組成特征 地幔端元類型 143Nd/144Nd

7、 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 176Hf/177Hf虧損地幔（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

8、I 型富集地幔(EM I) 0.5123~ 0.5124 0.7045~ 0.7060 16.5 ~17.5 0.2826~ 0.2827II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

9、 18.3 ~~原始地幔(PM) 0.512438 0.7045 17.35~17.5 ~~,圖1 海洋玄武巖同位素組成變化范圍,表2 洋島玄武巖(OIB)各端元的微量元素和同位素組成（據(jù)Weaver,1991;Hart et al., 1992,),圖2 秦

10、嶺兩側(cè)中新生帶玄武巖87Sr/86Sr－206Pb/204Pb、143Nd/144Nd－ 206Pb/204Pb和143Nd/144Nd－ 206Pb/204Pb圖解 注：地幔端元組成據(jù)Wilson, 1993. 1.汝陽 10081；2.汝陽 10083；3. 黃陂 10104；4.陽新 95041；5. 麻城 M57－1。,由圖1可見EMI EMII和HIMU為產(chǎn)生洋島玄武巖的三個

11、主要端元，并已確定了這三個端元的特征元素對比值的范圍（表2）。利用三元和三元以上的同位素圖解與表2中的數(shù)據(jù)可確定所研究玄武巖地幔源區(qū)的組分端元。應(yīng)用二元同位素圖解在確定端元組分時，常會造成誤判（圖2）。,討論： DMM、EMI、 EMII和HIMU是被公認的端元組分；而PREMA是否為獨立端元組分尚有爭議。因PREMA的同位素組成正好位于前面四種端元組分混合中心，有人認為它是前四種端元組分混合的結(jié)果；另一些人認為它是一個原始地幔組分，

12、由該組分分異出其它四個端元組分。 關(guān)于地幔端元組分形成的認識，迄今仍分歧很大。1. 對DMM的認識基本一致，認為是N-MORB的源區(qū)，代表強烈虧損的上地幔。2. HIMU一般認為來源于再循環(huán)大洋巖石圈，由于俯沖前洋底熱液作用或俯沖期間變質(zhì)脫水使部分鉛丟失而形成其特高的U/Pb比值或μ值。然而，HIMU經(jīng)常見于洋島玄武巖源區(qū)，表明源區(qū)位于下地幔或幔－核邊界，這就涉及洋殼深俯沖的問題。,,3. 對EMI和 EMII的認識仍有分歧, 存

13、在以下主要不同認識：它們分別是俯沖作用攜帶的少量深海和陸源沉積物加入地幔的結(jié)果（Hofmann & White,1982; Wilson,1993）；大陸物質(zhì)通過俯沖和拆沉加入地幔的結(jié)果(Hawkesworth et al., 1988, 1990)；EMII 為與殼幔再循環(huán)相聯(lián)系的交代成因的富集地幔組分，EM I為與地幔自身分異相聯(lián)系的交代成因的富集地幔組分（朱炳泉，1999）, 等等。 也不排除EMI和 EMII本來就是

14、多成因的，應(yīng)針對具體問題具體解決。辦法是：重視分辨陸殼、洋殼、遠洋沉積物、大陸沉積物，以及各種成因流體化學(xué)組成的細微差別及其對地幔影響的細微不同，從而對之作出恰當?shù)慕忉尅?多種地幔端元組分的存在表明地?；瘜W(xué)結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性，它既表現(xiàn)于垂向，又顯示于側(cè)向。,（二）地幔大尺度區(qū)域性化學(xué)不均一性 1．南半球地幔大規(guī)模同位素異常帶 通過大洋玄武巖系統(tǒng)同位素填圖，Hart(1984,1988)揭示出南半

15、球（赤道至南緯50度左右）存在大規(guī)模同位素異常帶。其特征表現(xiàn)為：HIMU、EMI、EMII端元組分集中分布，地幔顯示HIMU端元組分的高放射成因鉛的特征與Hart所定義的DUPAL異常。 DUPAL異常具有如下特征： 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

16、征樣品208Pb/204Pb 和207Pb/204Pb偏離北半球參考線(NHRL)程度的參數(shù)。計算方法如下：,為計算一個玄武巖樣品的△7/4Pb和△8/4Pb，Hart(1984) 給出了以下的經(jīng)驗式： （207Pb/204Pb）NHRL =0.1084(206Pb/204Pb)+13.491; （208Pb/204Pb）NHRL =1.209(206Pb/204Pb)+ 15.627;△7/4Pb = [（207P

17、b/204Pb）DS --（207Pb/204Pb）NHRL] 100;△8/4Pb = [（208Pb/204Pb）DS --（208Pb/204Pb）NHRL] 100.其中, DS為任何樣品的數(shù)據(jù)。 計算證明南半球同位素異常帶應(yīng)存在了幾十億年（Hart, 1984）。,圖3 玄武巖207Pb/204Pb－206Pb/204Pb與208Pb/204Pb－206Pb/204Pb圖解,2.全

18、球大洋同位素省RB 太平洋省：鉛同位素具有NHRL特征，也包括北大西洋地區(qū)； 印度洋省：DUPAL型鉛同位素異常特征，206Pb/204Pb較低，87Sr/86Sr較高，也包括南大西洋南部地區(qū)； HU(高鈾)?。壕哂懈?06Pb/204Pb和高μ值特征，分布于南太平洋和南大西洋的中部地區(qū)。,3.全球大陸同位素省 在綜合分析各大陸新生代玄武巖（代表地幔）、中生代礦石和花崗巖（代表上地殼）及麻粒巖

19、（代表下地殼）Pb、Sr、Nd等同位素數(shù)據(jù)（圖26、圖27、圖28）基礎(chǔ)上，并結(jié)合釹模式年齡揭示的地殼增生歷史、地殼元素豐度及礦產(chǎn)類型與規(guī)模等資料分析，已將全球大陸劃分為四個同位素?。罕碧窖笮完憠K省：鉛同位素具有NHRL特征，分布于北美西部以及亞洲的西伯利亞與華北之間；東岡瓦納型陸塊?。壕哂休^高的206Pb/204Pb和DUPAL異常特征，范圍包括澳洲西部、南部非洲、印度、印度支那和華夏（華南）；,西岡瓦納型陸塊省:具有高206P

20、b/204Pb和高μ值特征，范圍包括非洲中部、南美、南極和澳洲東部；勞亞或北大西洋型陸塊?。壕哂械?06Pb/204Pb和近于原始地幔的低μ值特征，范圍包括歐洲、格陵蘭、北美東部、西伯利亞、華北和塔里木。 與大洋同位素省對比前三個陸塊省可分別相當于三個大洋省，只有北大西洋型陸塊省還沒有找到對應(yīng)的大洋省。,圖4 中國主要地體上地幔Nd-Sr-Pb(206、207、208)同位素

21、 組成的五維拓撲空間投影圖解1.華南陸快；2.南半球和岡瓦納；3.華北陸塊；4.北太平洋（朱炳泉，1991）。,圖5 全球麻粒巖207Pb/204Pb－206Pb/204Pb圖解G-L:格陵蘭…拉布多拉； Le：蘇格蘭路易斯； In：印度； A：澳大利亞； Si：西伯利亞； An：南極； SF： 南非； SA：南美；NC：華北；SC：華南；SG-W：南戈壁烏拉山群；J：佳木斯麻山群（朱炳泉，1998）。,圖6 中國大陸不同

22、塊體鉛同位素206Pb/204Pb分布柱狀統(tǒng)計圖（Zhu, 1995）(A) 新生代玄武巖；(B)中生代花崗巖長石. 1－華北；2－揚子；3－華南；4－東北興安嶺地區(qū)；5－西藏。,4．關(guān)于地幔區(qū)域不均一性形成的爭議與啟示 爭議：概括為兩類：（1）地球地幔原始均一后來演化為不均一；（2）地球地幔原始不均一后來再發(fā)生演化。 *地球地幔原始均一后演化出不均一說：地球原始是均一的，后自身分異，尤其是層圈相互作用和再循環(huán)導(dǎo)致不

23、均一。這是迄今地球化學(xué)的統(tǒng)治思想。表現(xiàn)為對全球地幔采用統(tǒng)一的原始地幔標準。如對于南半球地幔顯示出的同位素組成特殊性，認為是異常。對其形成，盡管存在著密集的俯沖碰撞使大量地殼物質(zhì)帶入地幔成因說（Allegre & Turcotte, 1985）及幔核邊界層物質(zhì)上涌形成說（Hart, 1988; Castillo,1988）之爭，但均是從統(tǒng)一原始地幔考慮問題的。 *地球地幔原始不均一加后來演化說: 根據(jù)天體化學(xué)揭示的原始地球物質(zhì)

24、在空間上的不均一性，而且全球地?；瘜W(xué)不均一性的某些規(guī)律又非能由層圈再循環(huán)所能解釋，因而提出了地球原始非均一論，向均一論發(fā)起挑戰(zhàn)（歐陽自遠等，1994，1995）。,實踐檢驗： 秦嶺造山帶是殼幔劇烈相互作用帶，發(fā)生著大規(guī)模的洋殼和陸殼俯沖消減、大陸拆沉，但這些再循環(huán)地殼物質(zhì)對地幔組成的影響范圍僅限于造山帶兩側(cè)的窄帶中，稍遠一些的華北和揚子區(qū)內(nèi)地幔仍長期保持其各自的化學(xué)特征。這一初步揭示的規(guī)律，似乎有利于后一觀點。啟示：

25、 有關(guān)地幔大尺度不均一性成因的爭論非短期所能解決的。但鑒于這種不均一性是有規(guī)律的和長期保持的（至少由新太古代至今），可以認為：在全球地?；瘜W(xué)不均一性規(guī)律基礎(chǔ)上，通過區(qū)域同位填圖，研究陸塊和洋域的原始構(gòu)造歸屬是有根據(jù)的，這一方法的完善和發(fā)展將對全球構(gòu)造研究具有重要意義。,（三）、大別造山帶Pb同位素填圖,1 Pb同位素填圖的誤區(qū) 朱炳泉（1993，1998）與張理剛（1993，995）在中國開展大尺度鉛同位素填

26、圖和劃分鉛同位素省是成功的，在區(qū)分構(gòu)造塊體方面起了重要的作用。然而，他們僅根據(jù)大別地區(qū)礦石鉛和中生代花崗巖長石鉛貧放射成因鉛的特征，就將大別造山帶的主體全部（北大別和南大別）劃歸華北省，從而造成誤區(qū)。其實鉛同位素填圖應(yīng)注意以下3點：,接上,揚子Pb同位素省內(nèi)存在著Pb同位素組成明顯不同的亞省，如西南揚子亞省（B2-1)、北揚子亞?。˙2-2)、南揚子亞?。˙2-3)等（張理剛，1995；圖7），其中后兩個亞省確實較華北明顯富放射成因鉛，

27、但B2-1亞省的三個主要Pb同位素比值上都很低，與華北省很難區(qū)別（圖7和表3）。填圖過程中應(yīng)該分別對待。區(qū)分鉛同位素省與亞省應(yīng)既考慮三個Pb同位素比值，同 時又應(yīng)注意206Pb相對于 208Pb和 207Pb的關(guān)系，如揭示南半球大規(guī)模同位素異常時鑒別DUPAL型鉛那樣。 應(yīng)考慮地質(zhì)歷史中構(gòu)造-鉛同位素塊體空間上的位移與變化。,圖7 中國東部構(gòu)造-鉛同位素省劃分（張理剛等，1993）,表 3 揚子與華北Pb同位素省和亞省的特征,數(shù)

28、據(jù)除本文外，主要引自張理剛（1995）。A3-2a: 華北南緣洛寧-固始中生代花崗巖；A3-2 b:太華和登封群群各類巖石。,2 南、北大別白堊紀花崗巖及基底巖石的Pb同位素組成特征,（1）南、北大別白堊紀花崗巖（圖8），不管它們侵入于大別核雜巖，還是侵入于超高壓相變質(zhì)巖片均具有彼此相似的地球化學(xué)特征。它們的Pb同位素組成特征基本相同（表4），均顯示低放射成因鉛的特征；然而它們的206Pb/208Pb均顯得較低，分別平均為0.44

29、56(北大別）和0.4382（南大別）；它們的206Pb/207Pb也均顯得較低，分別平均為1.0913(北大別）和1.0655（南大別）。,圖8 大別造山帶地質(zhì)略圖,表4 大別山雜巖和白堊紀花崗巖Pb同位素組成,數(shù)據(jù)除本文的外，主要引自李石、王彤（1991）；Ma Changqian et al.(2000); 從柏林、王清晨（2000）；張理剛（1995）。,(2)大別基底巖石的Pb同位素組成特征,大別造山帶廣泛出露高角閃巖相-麻

30、粒巖相核雜巖，主要由灰色片麻巖和少量斜長角閃巖組成。核雜巖構(gòu)成大別穹隆構(gòu)造的核心，主體分布在北大別，部分出露于南大別。在南大別核雜巖之上，覆蓋著由超高壓變質(zhì)巖組成的滑脫巖片，其中包含有超高壓榴輝巖、片麻巖等。 A. 南、北大別核雜巖中的灰色片麻巖Pb同位素組成特征：南、北大別的灰色片麻巖具有彼此相似的Pb同位素組成，后者基本同白堊紀花崗巖的Pb同位素組成相接近（表4和圖9）。,圖9 南北大別基底雜巖與白堊紀花崗巖類

31、Pb同位素組成對比t=120 MaSDB:南大別：實心三角-超高壓片麻巖；空心三角-超高壓榴輝巖； NDB:北大別：實心方塊-灰色片麻巖；空心方塊-斜長角閃巖；實心圓點南北大別白堊紀花崗巖。,接上,核雜巖中的斜長角閃巖具有同灰色片麻巖相似的低放射成因鉛的Pb同位素組成（表4）。 根據(jù)Pb同位素組成對比表明，南、北大別白堊紀花崗巖的源巖應(yīng)一致為深部的大別核雜巖（主體為灰色片麻巖）。南大別超高壓片麻巖和榴輝巖具有相似的Pb同位

32、素組成， Pb同位素比值均高于核雜巖中的灰色片麻巖（表4和圖10），它們的六個Pb同位素參數(shù)基本接近揚子的B2-2亞省，尤其更接近南秦嶺的中地殼上部的耀嶺河群火山巖系（表4）。,,圖10 大別造山帶白堊紀花崗巖和變質(zhì)基底巖石εNd(120 Ma)-147Sm/144Nd圖解。圖例同圖9。,（3）討論,南、北大別白堊紀花崗巖及其源巖——深部大別雜巖（代表中-下地殼）均以低放射成因（低μ值）Pb同位素組成為特征，表明南、北大別地殼主體一致

33、顯示類似華北殼幔所具有的低Pb同位素比值。然而，上述大別造山帶中三類巖石（花崗巖、灰色片麻巖和斜長角閃巖）的 206Pb/208Pb比值（平均：0.4449 — 0.4382）及206Pb/207Pb比值（平均：1.0655 - 1.0913)均較華北 (基底巖石分別為0.4516和1.1106,花崗巖分別為0.4561和1.226)為低,表明南、北大別陸殼均應(yīng)歸屬于揚子B2-1構(gòu)造-鉛同位素亞省(206Pb/208Pb 平均：0.4

34、498, 206Pb/207Pb平均：1.0971) ，即應(yīng)對應(yīng)于西部的南秦嶺。,討論（續(xù)）,大別造山帶北側(cè)北淮陽帶(圖8）的晚古生代沉積地層一致顯示接近北秦嶺的高放射成因鉛的Pb同位素組成，并可與緊貼商丹古縫合帶南緣的弧前沉積和劉嶺群（由北秦嶺島弧提供碎屑物質(zhì)）的Pb同位素組成相對比（表5和圖11），表明商丹縫合帶東延應(yīng)通過北淮陽帶北緣。從而，進一步證明南面的北大別，和南大別一樣，應(yīng)相當商丹縫合帶南側(cè)的南秦嶺或揚子板塊。近年在北大別

35、發(fā)現(xiàn)多處榴輝巖，雖迄今尚未在其中鑒定出確切的超高壓柯石英，但高壓變質(zhì)巖這一事實已完全可以證明北大別同樣屬于陸殼的俯沖盤，碰撞帶應(yīng)位于北大別的北面，這也支持北大別和南大別一樣應(yīng)屬于揚子板塊俯沖碰撞陸緣。,表5 北淮陽晚古生代地層Pb同位素組成特征,*火山-侵入巖包括白堊紀玄武安山巖、玄武粗安巖、粗面巖、流紋巖、正長巖等，數(shù)據(jù)引自楊祝良等，1999。**古生代變沉積巖包括龜山組、南灣組和佛子嶺群變質(zhì)碎屑巖和碳酸鹽巖。,,（四）、秦嶺古

36、洋幔屬于特提斯構(gòu)造域洋幔類型1.特提斯構(gòu)造域洋幔長期具有高207Pb/204Pb和DUPAL 異常特征 通過對環(huán)地中海特提斯構(gòu)造域內(nèi)中、新生代蛇綠巖（Hamelin et al., 1984）、云南三江地區(qū)晚古生代古特提斯蛇綠巖（Zhang Qi et al., 1993）, 阿拉伯地盾區(qū)新元古代（820～870 Ma）蛇綠巖（Pallister et al., 1988）的鉛同位素數(shù)據(jù)對比研究，發(fā)現(xiàn)這些產(chǎn)出于特提斯構(gòu)造

37、域的蛇綠巖的鉛同位素組成絕大多數(shù)顯示高207Pb/204Pb和DUPAL異常特征，表明特提斯構(gòu)造域的古洋幔至少由新元古代至今就具有類似現(xiàn)代印度洋幔和東岡瓦納區(qū)地幔的鉛同位素組成特征。,2. 秦嶺蛇綠巖與特提斯蛇綠巖的地球化學(xué)對比秦嶺地區(qū)存在著新元古代松樹溝蛇綠巖和晚古生代勉略蛇綠巖，為了證明秦嶺古洋屬于特提斯構(gòu)造域類型，進行了秦嶺和特提斯蛇綠巖中MORB型巖石的地球化學(xué)對比。(1) 秦嶺蛇綠巖在高207Pb/204Pb方面與特提斯蛇

38、綠巖一致，而同太平洋域中的蛇綠巖的低207Pb/204Pb不同（圖12）。,圖12 秦嶺蛇綠巖與特提斯域和太平洋域蛇綠巖中MORB型巖石Pb同位素組成對比,1：松樹溝蛇綠巖；2：勉略蛇綠巖。實線區(qū)為特提斯蛇綠巖組成范圍；虛線區(qū)為太平洋帶蛇綠巖組成范圍，其中小實線區(qū)為低207Pb/204Pb的特提斯域中Samail和Zecca 蛇綠巖的組成范圍（兩者均顯示DUPAL特征）。,圖13 秦嶺蛇綠巖中MORB型巖石變質(zhì)前和形成時鉛的（207Pb

39、/204Pb）t -（206Pb/204Pb）t圖解1：松樹溝蛇綠巖變質(zhì)前（t= 400 Ma）同位素比值; 2:松樹溝蛇綠巖形成時（t= 1000 Ma）同位素比值；3：勉略蛇綠巖形成時（t= 350 Ma）同位素比值；4：勉略蛇綠巖變質(zhì)前（t= 240 Ma）同位素比值；5：阿拉伯新元古代蛇綠巖（t= 820～870 Ma）長石鉛同位素比值。圖中標有μ值者為不同μ值的增長線；標有t者為不同時間的等時線。,（2）秦嶺蛇綠巖中MORB

40、型巖石的初始Pb同位素組成,圖14 秦嶺和云南古特提斯蛇綠巖中MORB型巖石的208Pb/204Pb－206Pb/204Pb及△7/4Pb－△8/4Pb圖解 1：松樹溝蛇綠巖；2：勉略蛇綠巖；3：滇西三江蛇綠巖。實線圈為松樹溝巖石、 斷線圈為勉略巖石的組成范圍；虛線圈為三江巖石的組成范圍（據(jù)Zhang Qi et al., 1993）.,(3) 秦嶺蛇綠巖均顯示DUPAL型異常鉛同位素組成特征,,(4) 通過計算得出的△8/

41、4Pb值和△7/4Pb值為： 松樹溝蛇綠巖MORB：△8/4Pb=42.6~109.5, △7/4Pb=10.1~17.7；勉略蛇綠巖MORB： △8/4Pb=45.4~109.9, △7/4Pb=10.1~20.9； 松樹溝和勉略蛇綠巖中變質(zhì)橄欖巖：△

42、8/4Pb=68.6~78.8, △7/4Pb=6.7~22.9；表明秦嶺蛇綠巖的MORB和地幔橄欖巖均顯示出DUPAL異常特征。,(5) 松樹溝和勉略蛇綠巖MORB具有與特提斯域蛇綠巖MORB完全可對比的Zr/Zr*、 Ti/Zr、 Ti/V、TiO2/P2O5和Zr/Nb比值（表6）。,表6

43、 秦嶺與特提斯域蛇綠巖中MORB型巖石微量元素比值對比,Zr/Zr*=Zr/(Sm+Nd)/2，其中Zr，Sm，Nd濃度均為CI球粒隕石標準化值，CI球粒隕石平均成分引自Anderson，1983。松樹溝蛇綠巖數(shù)據(jù)引自周鼎武等，1995。勉略綠巖數(shù)據(jù)引自許繼鋒等，1997。印度Phulad綠巖數(shù)據(jù)引自Volpo and MacDougall，1990。,總之，地球化學(xué)對比能夠證明秦嶺洋幔應(yīng)屬于特提斯構(gòu)造域洋幔類型。古地磁研究表明，秦嶺

44、地區(qū)和揚子陸塊在新元古代至泥盆紀時位于南半球或赤道附近（劉育燕等，1993），這一結(jié)果也能支持上述論斷。,三、深部過程的地球化學(xué)研究,（一）原理和方法1. 原理或思路：目前常需研究的殼幔作用深部過程包括：板塊會聚帶殼幔再循環(huán)（洋殼俯沖）、陸殼俯沖、陸殼底侵、巖石圈拆沉等。研究它們的共同途徑是：通過巖漿的殼、幔源區(qū)的微量元素和同位素示蹤，判別巖漿地幔源區(qū)中加入了何種物質(zhì)，或者殼源巖漿的源巖屬于哪一構(gòu)造單元，從而確定深部過程的性質(zhì)與類型。

45、對各深部過程揭示的思路是：洋殼俯沖：通過判定島弧玄武巖幔源區(qū)中卷入了洋殼物質(zhì)，尤其遠洋和陸源沉積物來證明；陸內(nèi)俯沖：通過判定斷裂構(gòu)造帶一側(cè)（上盤）構(gòu)造單元中的巖漿作用是以另一側(cè)構(gòu)造單元（下盤）的巖層為源，進行證明；基性巖漿底侵作用：關(guān)鍵是證明殼源巖漿的源巖為鎂鐵質(zhì)巖石、位于地殼底部，形成年齡比上覆地層年輕。,接上,巖石圈拆沉：主要通過碰撞后巖漿地幔源區(qū)中存在陸殼和巖石圈物質(zhì)的影響來判定。2. 注意事項： 在大陸上要能正

46、確判定巖漿地幔源區(qū)中卷入的物質(zhì)性質(zhì)類別，必須嚴格排除巖漿上升過程中受到地殼物質(zhì)明顯污染的樣品。然而，檢驗辨別巖漿是否受地殼的污染卻是目前的難題，常需按具體情況進行具體解決。 但一般有以下標志支持大陸玄武巖未受陸殼明顯污染：后太古宙玄武巖的εNd(0)介于+8~+12，但也有來自正常富集地幔的巖石低于此值；在87Sr/86Sr—1/Sr圖解中無線形關(guān)系；主量、微量和同位素之間不存在與地殼端元的簡單二元混合關(guān)系；玄武巖中含

47、有地幔巖石捕虜體，表明巖漿快速噴溢，來不及與地殼反應(yīng)；等。,（二）深部過程研究實例,1. 商丹古會聚帶洋殼俯沖及殼/幔再循環(huán) （1）一般情況： 近代板塊會聚帶殼幔再循環(huán)已經(jīng)有了較好的研究。主要是通過島弧玄武巖地幔源區(qū)Pb、Sr、Nd，尤其10Be同位素示蹤起了決定性作用。然而迄今有關(guān)大陸造山帶中古會聚帶殼幔再循環(huán)問題的研究，則很少見到報導(dǎo)?，F(xiàn)以秦嶺商丹新元古代會聚帶為例，說明地球化學(xué)證明殼幔再循環(huán)的途徑。

48、商-丹斷裂帶是新元古代—早古生代秦嶺洋與北秦嶺巖石圈之間的會聚帶, 構(gòu)造侵位于其中的松樹溝蛇綠巖片可代表已消失的洋殼殘片, 產(chǎn)出于北秦嶺南緣的丹鳳群火山巖系已被證明屬于洋內(nèi)島弧環(huán)境中形成的巖石（不會受陸殼物質(zhì)污染）。丹鳳群玄武巖的形成（984 Ma)與松樹溝蛇綠巖(侵位年齡為983±140 Ma)無疑應(yīng)屬于同構(gòu)造期的。因此, 兩者的共存為探討古會聚帶殼/幔再循環(huán)提供了良好的基礎(chǔ)。,（2）丹鳳島弧玄武巖具有相對高Ti和低Y/Tb

49、比值與相對低Ti和高Y/Tb比值的兩個源區(qū) 研究丹鳳群變火山巖已經(jīng)清楚地發(fā)現(xiàn): 火山巖多種組分對DI(分異指數(shù)）和SI（固結(jié)指數(shù)）的關(guān)系，尤其Ti對Mg含量的關(guān)系明顯地反映出兩種源區(qū)巖漿的演化趨勢(圖15)。其中一種巖漿(A)顯示相對低Ti的特征, Ti含量隨Mg含量的降低先稍稍升高然后迅速降低, 并且其演化線(a)以此類巖石中的鎂鐵質(zhì)巖石包體的成分為起點, 后者已被證明屬于該巖漿早期結(jié)晶巖石的碎片。另一種巖漿(B)具有

50、相對高Ti的特征, Ti含量隨Mg含量的降低而較迅速地升高, 并且其演化線(b)以該類巖石中所含的鎂鐵質(zhì)巖石包體的成分為起點,后者根據(jù)成分與結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征已被鑒別為可能屬于洋殼的組成巖石,但已受到巖漿熔蝕和改造的影響。此外, 還存在著少量A和B型混合巖漿(C)形成的巖石(Kuang Shaoping and Zhang Benren, 1996)。,圖15 丹鳳群基性火山巖Ti/1000(×10-6)對Mg(%)圖解, 顯示巖

51、漿的演化趨勢a: 巖漿A; b: 巖漿B; c: 混合巖漿C. 演化線a起點處的斷線圈代表早期結(jié)晶巖石的包體; 演化線b起點處的實線圈代表具有接近N-MORB化學(xué)成分的鎂鐵質(zhì)巖石包體.,接上,在地幔巖石部分熔融過程中, Y和Tb是兩種化學(xué)性質(zhì)十分相似的元素, 因此它們在玄武巖中的比值能夠代表它們在幔源區(qū)巖石中的比值(Bougault, et al., 1980)。丹鳳群和二郎坪群玄武巖在Y/Tb-Y 圖解中的投點均分別沿著Y/Tb 比

52、值大致為36.5和29的兩條水平線分布(圖16)。這同樣表明該島弧和弧后盆地型玄武巖均具有Y/Tb 比值高、低不同的兩個地幔源區(qū), 其中高Y/Tb 比值的巖漿相當相對低Ti系列的巖漿, 低Y/Tb 比值的巖漿相當相對高Ti系列的巖漿。（3）玄武巖源區(qū)中有洋殼和深海沉積物卷入的地球化學(xué)證據(jù) 近代板塊會聚帶殼/幔再循環(huán), 一般皆是通過島弧玄武巖幔源區(qū)中是否卷入了陸源或深海沉積物來證明的。所應(yīng)用的示蹤劑, 除Pb、Nd和Sr同位

53、素外(Kay et al., 1978; Sun, 1980; Whitford et al., 1981; White & Patchett, 1984; Amelin et al., 1996), 10Be是十分令,圖16 丹鳳群和二郎坪群基性火山巖Y/Tb-Y圖解 1. 丹鳳群; 2. 二郎坪群.,,人信服的標記(Brown et al., 1982; ; Morris et al.,1990)。然而,

54、10Be的半衰期僅約為1.5 m.y., 不適用于古會聚帶的研究。因此, 我們考慮采用Y/Tb比值與Pb、Nd和Sr同位素聯(lián)合示蹤的方法, 來解決這一問題。其根據(jù)是在各主要類型巖石中, 深海黏土質(zhì)沉積物或沉積巖具有最低的Y/Tb比值(平均值=15, 據(jù)Turekian and Wedepohl, 1961)。同時與洋脊玄武巖相比, 這類深海沉積物具有顯著高的Pb和Sr同位素比值及顯著低的εNd(t)值(一般為負值)(Reynolds

55、and Dasch, 1971; Whitford, et al., 1981; Ben Othman et al.,1989)。丹鳳群火山巖系產(chǎn)于洋內(nèi)島弧環(huán)境, 即產(chǎn)于古洋殼之上, 這種深海泥質(zhì)沉積物也應(yīng)是在洋殼表層普遍存在的。如果島弧玄武巖幔源區(qū)中卷入了深海泥質(zhì)沉積物, 則所形成的巖漿必然會顯示以下變化: 相對于洋脊玄武巖, Y/Tb比值和εNd(t)降低, 同時發(fā)生Pb和Sr同位素比值(或εSr(t)值)的升高, 并且隨卷入的沉積

56、物增多, 所形成的巖石必然顯示出εNd(t)值與Pb同位素比值之間的, 以及εNd(t)值與εSr(t)值之間的反消長變化(負相關(guān)關(guān)系)。,（3）相對高Y/Tb的源區(qū)應(yīng)為北秦嶺的地幔楔，相對低Y/Tb的源區(qū)應(yīng)為攜帶深海沉積物的俯沖洋殼板片的地球化學(xué)論證 丹鳳群玄武巖顯示出平均Y/Tb比值約為36.5和29的兩個幔源區(qū)。鑒于秦嶺群和寬坪群變拉斑玄武巖的Y/Tb比值均接近36.5, 所以Y/Tb比值約為36.5的源區(qū)很可能是由

57、北秦嶺巖石圈地幔構(gòu)成的地幔楔形體。松樹溝蛇綠巖片中的洋脊玄武巖的Y/Tb比值平均約為40， 因此Y/Tb比值約為29的源區(qū)有可能為攜帶有深海泥質(zhì)沉積物的俯沖洋殼板片。為證明這種推斷, 將對丹鳳島弧玄武巖、北秦嶺巖石圈地幔和古洋殼的同位素組成特征進行分析對比。,εNd(t)對206Pb/204Pb、207Pb/204Pb 和208Pb/204Pb關(guān)系的證據(jù),,圖17 丹鳳群變玄武巖εNd(t)對206Pb/204Pb、207Pb/204

58、Pb 和208Pb/204Pb圖解,丹鳳群變玄武巖的εNd(t)對206Pb/204Pb、207Pb/204Pb 和208Pb/204Pb圖解顯示(圖16): 當巖石的εNd(t)值＞+7時, 樣品點近于沿水平線分布, 表明Nd和Pb同位素比值之間無規(guī)律的消長關(guān)系, 且三個Pb同位素比值均較高: 206Pb/204Pb變化于18.105～18.7656之間, 207Pb/204Pb變化于15.5249～15.5944之間, 208Pb

59、/204Pb變化于38.0571～38.1434之間; 當巖石的εNd(t)值＜+7時, 樣品點的分布則顯示出εNd(t)值與Pb同位素比值的負相關(guān)關(guān)系。秦嶺群變拉斑玄武巖的εNd(t)值變化于+7.08～+7.8, 平均值為+7.3, 這應(yīng)能代表新元古代前北秦嶺巖石圈地幔的εNd(t)值。秦嶺群和寬坪群變拉斑玄武質(zhì)巖石又具有很高的Pb同位素比值, 它們在數(shù)值上是可同εNd(t) 值大于+7的丹鳳群變玄武巖樣品的Pb同位素比值相對比。新

60、元古代松樹溝蛇綠巖片中變拉斑玄武巖的εNd(t)值為+6.8±0.9, 應(yīng)能說明秦嶺古洋殼的εNd(t)值是較北秦嶺新元古代前的巖石圈地幔的εNd(t)值略低的。對比分析這些數(shù)據(jù)可以較好地證明, 丹鳳玄武巖中εNd(t)值＞+7的巖石應(yīng)為北秦嶺巖石圈地幔楔形體部分熔融形成巖漿的產(chǎn)物, 因為北秦嶺當時的巖石圈地幔能夠滿足這部分巖石的高εNd(t)值和高Pb同位素比值的要求。然而, εNd(t)值＜+7的巖石則應(yīng)是以俯沖洋殼為源的

61、巖漿的產(chǎn)物, 因為這部分巖石的最高εNd(t)值與古秦嶺洋殼的εNd(t)值接近, 并且俯沖洋殼板片將深海泥質(zhì)沉積物帶入地幔, 既可滿足所形成巖石的低Y/Tb比值的要求, 又可導(dǎo)致巖石εNd(t)值與Pb同位素比值之間的負消長關(guān)系。,εNd(t)-εSr(t)關(guān)系的證據(jù),圖18 丹鳳群變玄武巖εNd(t)-εSr(t)圖解,丹鳳群變玄武巖的εNd(t)-εSr(t)圖解同樣顯示出兩種情況(圖18)。其中εNd(t)值＞+7的巖石

62、樣品點沿著近似水平線分布, 其左端點落于島弧玄武巖區(qū)的邊部。 鑒于海相玄武巖遭受海水蝕變時的一般表現(xiàn)為, 在Nd同位素比值基本不變的情況下發(fā)生Sr同位素比值(εSr(t) 值)的增大, 可以認為這部分巖石是北秦嶺巖石圈地幔楔形體經(jīng)部分熔融形成巖漿的產(chǎn)物, 后來又遭受了海水的蝕變。然而, εNd(t)值＜+7的巖石樣品點則沿著水平的海水蝕變線與島弧玄武巖和沉積物連線構(gòu)成的夾角的近平分線分布, 并且樣品的εNd(t)值和εSr(t)值之間顯

63、示出很清楚的負相關(guān)關(guān)系。這進一步支持了形成這部分玄武巖的巖漿, 應(yīng)來自攜帶深海沉積物的俯沖洋殼板片的論斷, 只是由于這部分玄武巖的Sr同位素組成受到沉積物加入和海水蝕變的雙重影響, 以至巖石的εNd(t)值和εSr(t)值之間的變異趨勢線既未沿海水蝕變線、也未沿沉積物影響線, 而沿兩者夾角的近平分線(代表兩種作用的共同效應(yīng))演變。,丹鳳島弧玄武巖一個地幔源區(qū)為俯沖洋殼及其深海沉積物的確證, 不僅有力地支持了北秦嶺當時屬于活動大陸邊緣的性

64、質(zhì), 而且還以一個實例肯定了大陸造山帶中的古會聚帶曾發(fā)生過洋殼板片的俯沖及殼-幔的再循環(huán)。丹鳳群島弧型玄武巖和北秦嶺早古生代島弧型花崗巖一致顯示的由南向北穿弧的成分極性, 確切地指明秦嶺古洋殼是沿著商丹會聚帶自南向北俯沖于北秦嶺巖石圈之下的。 二郎坪群玄武巖, 與丹鳳群玄武巖的情況相同, 也顯示出具有高、低Y/Tb比值的兩個地幔源區(qū)(見圖16)，表明俯沖古洋殼攜帶著深海沉積物向地幔的再循環(huán)已經(jīng)波及弧后盆地。相同的情況已在近代島弧

65、和弧后盆地中得到證明, 并且據(jù)之提出了俯沖洋殼(±沉積物)可影響的范圍要較弧下地幔楔寬廣得多的認識(White, 1989)。,2.陸殼俯沖疊置的地球化學(xué)證明（1）陸殼俯沖疊置的地球化學(xué)論證 大陸地殼的俯沖消減是當代地學(xué)關(guān)注的另一重要課題。在秦嶺造山帶的研究中，有些研究者曾根據(jù)地表地質(zhì)觀察及地球物理測深資料分析，提出印支期陸－陸碰撞造山晚期曾發(fā)生揚子板塊北緣（南秦嶺）陸殼基底俯沖疊置于北秦嶺上部地殼之下的推

66、斷。顯然這種推斷尚需直接證據(jù)的支持。 分布于南、北秦嶺的晚海西－印支期晚碰撞型花崗巖類，為通過巖漿源區(qū)示蹤解決這一問題，提供了基礎(chǔ)。,a．問題的提出與研究思路 北秦嶺晚海西－印支期晚碰撞型花崗巖類(蟒嶺、翠華山、寶雞巖體)長石的鉛同位素比值顯著低于新元古代和早古生代花崗巖類的長石鉛(表7)。這種違反地殼鉛同位素系統(tǒng)正常演化規(guī)律的現(xiàn)象, 強烈地暗示作為花崗質(zhì)巖漿源區(qū)的北秦嶺深部地殼在晚海西－印支期時可能發(fā)生了變化。這啟

67、發(fā)我們產(chǎn)生了如下研究構(gòu)想，即試圖通過證明北秦嶺晚海西－印支期花崗巖類是否是以南秦嶺地殼基底為源的途徑, 以期為上述推斷提供直接證據(jù)。,表7 南秦嶺和北秦嶺花崗巖類長石鉛同位素組成,花崗巖測定的樣品全部為長石; 基底巖石為全巖樣品.,b．Pb同位素的證據(jù) 北秦嶺晚華海西－印支期花崗巖長石Pb同位素比值明顯低于北秦嶺各類基底巖石的Pb同位素比值，而同南秦嶺元古宙各類基底巖石和印支期后碰撞型花崗巖長石的Pb同位素比值基本接近

68、（見表7），并且同華北陸塊南緣各類基底巖層和中生代花崗巖長石的平均Pb同位素比值相比則顯得偏高。由于長石Pb同位素比值的測定值基本可代表長石形成時的初始Pb同位素比值，而全巖的Pb同位素比值的測定值為現(xiàn)代值，為了精確起見，將基底巖層的鉛同位素組成換算為花崗巖形成時的Pb同位素比值，然后進行比較，結(jié)果仍與上述的情況一致(Zhang Hong-Fei et al.,1997)。數(shù)據(jù)對比表明，北秦嶺晚海西－印支期花崗巖的源區(qū)不應(yīng)是北秦嶺與華北

69、南緣陸塊的基底，而很可能是南秦嶺陸殼基底。,c．釹同位素證據(jù)北秦嶺晚碰撞型花崗巖類的TDM(平均1.082 Ga)和初始εNd值(平均-1.93), 分別同南秦嶺印支期晚碰撞型花崗巖類(除明顯受上覆地層污染的寧陜巖體群的巖石外)的TDM(平均1.14 Ga)和初始εNd值(-2.37)是可以相比, 同時也同南秦嶺耀嶺河群的主體變玄武巖的TDM(平均1.34 Ga)和在200 Ma時的εNd計算值(平均+1.83～-3.2.6)相接近。

70、數(shù)據(jù)對比表明, 南、北秦嶺晚碰撞型花崗巖類及耀嶺河群變玄武巖在Nd同位素系統(tǒng)方面彼此應(yīng)是基本一致的。在巖石的εNd -t (Ga)圖解中, 南、北秦嶺晚碰撞型花崗巖類與耀嶺河群變玄武巖εNd值范圍的相互重疊也可證明這一點(圖19)。然而, 華北陸塊南緣新太古代到中元古代的基底(太華、登封和熊耳群)巖石的TDM 介于2.9 Ga～2.7 Ga之間，均具有明顯老于北秦嶺晚海西－印支期花崗巖類的TDM, 也排除了它們作為該類花崗質(zhì)巖漿源區(qū)的可