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1、 第一章 岩石地球化学数据的控制因素和分析方法 第一节 引 言 本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过程和成因信息的方法。习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书的主要章节。每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套岩石的成因， 讨论数据的表达方式和评价其优缺点。 表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据(据Nisbet等， 1987)ZV14ZV85ZV10ZV14ZV85ZV10主要元素氧化物(wt%) 微量元素(pp
2、m)SiO2 48.9145.2645.26Ni 47011101460TiO2 0.450.330.29Cr208027702330Al2O3 9.246.746.07V 187140118Fe2O3 2.622.131.68Y 1066FeO 8.908.668.70Zr 211614MnO 0.180.170.17Rb 3.381.241.38MgO 15.3222.9826.31Sr 53.332.631.2CaO 9.016.946.41Ba 321210Na2O1.150.880.78Nd 2.621.842.31K2O 0.080.050.04Sm 0.960.680.85P2O
3、5 0.030.020.02S 0.040.050.05放射性成因同位素比值H2O+ 3.273.412.20eNd +2.4+2.4+2.5H2O- 0.720.570.2887Sr/86Sr 0.70560.705110.70501CO2 0.460.841.04总计 100.3899.0399.20稳定同位素比值() d18 +7.3+7.0+6.8*注明: 主要元素和微量元素Ni， Cr， V， Y， 由XRF测定； FeO由湿化学法测定； H2O和CO2由量重法测定； Rb，Sr，Sm，Nd由IDMS测定。 主要元素(第三章)是指在任何岩石中占绝对多量的元素， 如Si， Ti， Al
4、， Fe， Mn， Mg， Ca， Na， K和P， 它们的含量用氧化物重量百分数表示(wt%)。主要元素的测定通常只测其阳离子， 并假设有适量的氧与之相匹配。因此，主要元素氧化物的总量大约是100% 。样品的氧化物分析数值的总和可作为其分析方法的可靠性的粗略指标，一般要求误差不能大于1% 。铁可测定为FeO和Fe2O3， 但有时以总铁表示， 即以FeO(total)或Fe2O3(total)形式表示。 微量元素(第四章)是指含量低于0.1%的那些元素，它们的含量用ppm（百万分之一）表示，或者更为稀少以ppb（十亿表示分之一）。 然而， 大家可能注意到并不是总按照这样约定的， 有时含量高于0
5、.1%(1000ppm)元素也被列为微量元素(表1.1)。从表1.5和图4.1， 我们将会看到微量元素在地球化学中的重要性。 有些元素在一类岩石中呈现为主要元素，而在另一类岩石中则表现为微量元素。例如， K是流纹岩的主要组分， 含量高于4.0 wt%；它是正长石和黑云母的基本结构元素。但是，K在某些玄武岩中的含量极低，不存在含K的单矿物相。在这种情况下， K的地球化学行为表现为微量元素。 挥发份， 如H2O， CO2和S一般包括在主要元素分析数据之中(表1.1)。结合于硅酸盐矿物晶格中的水， 若温度高于110oC就会释放出来， 这种水叫做结晶水， 以H2O+表式。附着于岩石矿物裂隙或缺陷中的水
6、， 在温度低于110oC就会释放出来， 这种水称为吸附水， 以H2O-表示。吸附水不是岩石的主要组份。有时岩石的挥发份以温度为1000oC的烧失量来确定， 以LOI表式(Lechler and Desilets， 1987)。 同位素可分为放射性成因同位素和稳定同位素。放射性成因同位素(第六章)包括那些因天然放射性而自发衰变的同位素以及衰变体系最终的子体。例如， 母体-子体对：Rb-Sr， Sm-Nd， U-Pb， Th-Pb和K-Ar， 等等。放射性成因同位素以同位素比值表示， 如87Sr/86Sr， 或者相对于一个参考标准， 换算为e-值来表示(表1.1)。 地球化学研究中的稳定同位素(第
7、七章)集中在自然存在的轻元素的同位素，如H， O， C， S等。它们的同位素因其质量的差异而发生同位素之间的分馏。例如， 18O比16O重12.5%， 它们在水的蒸发过程中必然发生分馏，轻的16O富集在蒸汽之中，较重的18O则在液体相中富集。稳定同位素在研究地质流体和挥发份中的意义很大。稳定同位素以其比值相对于标准值表示为d-值的形式(表1.1)。 本书的主体就是讨论上述概括的四类地球化学数据， 如何利用它们来识别地球化学过程。此外， 第五章介绍了用微量和主要元素地球化学来确定某些火成岩和沉积岩的大地构造环境。第二章讨论了在分析地球化学数据组时遇到的一些特殊的统计学问题， 对数据的容许的和不容
8、许的表示方法作了分析和讨论。第八章给出一些运用岩石地球化学方法解决地球化学问题的实例，以展示其作用和功能。 在这一章里我们讨论三项内容： (1)自然界可能的地质过程及其地球化学指纹；(2)野外地质工作和地球化学数据解释的相互关系；(3)当前用于现代地球化学中的分析技术和方法。 第二节 地质过程及其地球化学指纹 本书的一个主要目的就是介绍如何利用岩石地球化学数据来识别岩石形成的地质过程。这一节以图(图1.1至1.3)和表(表1.2至1.4)的形式扼要地总结火成作用、沉积作用和变质作用过程的主要地球化学指纹或者特征。这里先作简要的说明， 在后继的章节里再做全面的介绍和讨论。表1.2至1.4列举了地
9、质过程及其地球化学指纹， 标明了后继的章节里哪里可以找到用主要元素或微量元素、放射性成因同位素或稳定同位素判别特定的地质过程。这样安排可能有助于读者阅读和使用本书。一、制约火成岩石化学成分的地质过程 火成岩石的化学成分从根本上来看受其源区的化学成分和矿物成分所制约。熔体的主要元素和微量元素成分由部分熔融过程类型和部分熔融程度而决定， 尽管熔体在从源区迁出上侵定位的过程中或许受到很大程度的调整(图1.1)。放射性成因同位素成分能够完美地限定源区的性质， 因为其初始比值在部分熔融和岩浆房过程中保持恒定。源区的本身成分是曾经发生在源区的各种地质过程共同作用的结果。这对于地幔的研究尤其重要。在过去十年
10、中， 通过对幔源大洋玄武岩的同位素研究， 我们对地幔动力学的理解已经获得突破性的进展(第六章第三节)。 大多数岩浆在侵位至地表或近地表之前都经过了岩浆房的渗透作用。岩浆房过程通常要调整由源区经部分熔融作用形成的原始岩浆的化学成分；岩浆房过程包括分离结晶作用、岩浆混合作用、混染作用或者几种这些过程的动力学混合。理解这些不同的过程的化学效应需要完整的地球化学手段， 即主要元素和微量元素研究以及放射性成因同位素和稳定同位素成分的分析测定。Hall(1987)和Wilson(1989)都曾详细地讨论了岩浆房过程。 随着岩浆的侵位或者喷出， 火成岩石的化学成分可能受到去气作用或者与流体相互作用而发生变化
11、。火成岩的去气作用主要影响稳定同位素成分， 而与流体相互作用可能影响所有的岩石化学成分。理想的情况是， 化学分析样品应选择新鲜的火成岩， 但有时难以找到新鲜的样品。例如，大多数采自海底的样品都发生了程度不同的风化作用或者甚至遭受了海水的蚀变作用。许多侵入岩体在其侵位的过程中， 开始引起围岩中发生地下热水循环， 进而导致火成岩自身发生化学蚀变作用。如以下将讨论的， 变质火成岩石与流体相相互作用，其化学成分同样也发生了明显的调整。表 1.2 后续章节将讨论的火成作用过程的地球化学指纹 主要元素 微量元素 放射性同位 稳定同位素 指纹 指纹 素指纹 指纹近地表过程 第七章四节去气作用 第七章五节 与地下水的相互 第七章三节作用岩浆房过程分离结晶作用 第三章三节 第四章二节 第七章二节 第四章三节 第四章七节 第四章九节混染作用 第四章二节 第六章三节 第七章二节 第七章五节同化混染作用 第三章三节 第四章二节 第六章三节和分离结晶作用 第四章九节岩浆混合作用 第四章九节 第六章三节开放体系过程 第四章二节(RTF岩浆房) 第四章九节液体不混溶作用 第四章五节源区过程 部分熔融作用 第三章三节 第四章二节 第三章四节 第四章三节 第四章九节Zone refining 第四章二节源区混合作用 第四章九节 第六章三节 第七章二节源区特征 第四章七节 第六章三
