大陆地壳化学组成的研究方法

Answer 1

(一)岩石平均化学组成法

首先估计各类岩石在上地壳中的体积,然后根据每类或典型岩石类型的平均化学组成估算整体组成。由于火成岩占大陆地壳的大部分,其次是变质岩和沉积岩,且变质岩和沉积岩的原岩都是火成岩,因此这种方法主要依据火成岩的平均化学成分。克拉克和华盛顿(1924)首先用这种方法计算了地壳元素丰度,他们选用世界各地5159个火成岩岩石化学全分析资料和 676个沉积岩组合样化学全分析资料,将这些岩石样品按其所代表的地区求出全球火成岩和沉积岩的平均成分,然后按火成岩加变质岩占95%,沉积岩占5%(其中页岩占4%、砂岩占0.75%、灰岩占0.25%)的比例计算了地壳上部16km的地壳成分,因为当时所知的世界最高山峰和最深海沟的高差约为此值。类似地,维诺格拉多夫(1962)采用1份基性岩加2份酸性岩计算了大陆地壳成分。泰勒 (1964)则采用1份花岗岩加1份基性岩计算了全部地壳成分,其中花岗岩和基性岩的成分分别取自G-1花岗岩和W-1辉绿岩国际标准参考物质的成分。表1-30给出上地壳中各类火成岩和沉积岩的相对体积。由于没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变化,这种方法基本限于20世纪70年代以前的研究。

表1-30 上地壳中火成岩和沉积岩的相对体积

(据Taylor et al.,1985)

(二)细粒碎屑沉积岩法

该方法也称为戈尔德施密特算法。挪威南部广泛分布着由冰川融化后沉淀出的细粒冰川黏土。戈尔德施密特认为,这些冰川黏土是冰川所经过地区出露岩石的天然平均样品,代表着大面积分布的结晶岩石的平均化学成分。他分析了77个这种物质的样品,计算了平均值,大部分元素的含量与克拉克和华盛顿的研究结果相当一致。但 Na₂ O 和CaO含量偏低,Taylor et al.(1985)大大发展了戈尔德施密特的方法,提出细粒碎屑沉积岩特别是泥质岩,可以作为源岩出露区上地壳岩石的天然混合样品,这类岩石对研究大陆地壳元素丰度具有特殊的意义。另一种与之相似的方法是使用黄土——一种更新世形成的细粒风成物质。对这两种方法可行性最有力的证明是:后太古宙泥质岩、深海沉积物和黄土的稀土元素 (REE)组成模式与现今大陆上地壳组成相当,若将泥质岩稀土元素含量降低20%～30%,结果与现今大陆上地壳的稀土元素含量完全一致 (图1-15,图1-16)。大陆上地壳稀土元素含量之所以比泥质岩低,是因为大陆上地壳还有一定量的稀土元素含量十分低的碳酸盐岩和蒸发岩。

图1-15 大陆上地壳与后太古宙页岩和黄土REE组成模式的对比

(据高山,2005)

Loess所示阴影区为黄土组成范围;PAAS-澳大利亚后太古宙页岩 (平均);NASC-北美页岩 (组合);ES-欧洲页岩 (组合);ECPAS-中国东部后太古宙页岩 (平均)

图1-16 大陆上地壳稀土元素组成模式对比

(据韩吟文等,2003)

图中数据来源:Taylor et al.(1985,1995),Shaw et al.,(1986),Wedepohl (1995),Gao et al.,(1998)

上述方法的优点是不言而喻的,但是存在的问题就是在由母体形成沉积物的过程中曾发生过化学分异作用。Taylor 和McLennan指出,细粒碎屑沉积岩中的REE、Th、Sc和Co等元素的水-岩分配系数很小,它们几乎不溶于水,能基本以碎屑沉积物的形式被带至沉积盆地,这些元素的相对含量能够定量反映它们在大陆上地壳中的组成 (图1-17)。这些元素既包括不相容元素REE和Th,又包括了相容元素Sc和Co。对于形成稳定矿物或水-岩分配系数较大的元素,就会出现问题,如与上地壳元素丰度相比,黄土相对富集 SiO₂、Hf和Zr,反映出机械和化学上稳定的矿物如石英和锆石等在黄土中富集。而黄土中亏损常量元素Na和Ca等,表明这些元素在迁移过程中最易被淋滤。因此细粒碎屑沉积岩方法的最大缺点就是不能给出大陆上地壳主量元素的丰度,对微量元素也只限于 REE、Y、Th、Sc、Co等水-岩分配系数较低的不相容元素和中等程度的不溶元素。

图1-17 平均页岩/上地壳丰度比值对海水/上地壳丰度比值图

标示出根据页岩数据来估算上地壳元素丰度最有用的元素

(据Taylor et al.,1995)

除Co (可能还有Ti)以外,平均页岩/上地壳丰度比值变化范围为1.5倍因子的元素,在地质过程中进入水体 (海水/上地壳<10^-5 )。受氧化还原控制的Fe、Mn和在重砂矿物中富集的Zr等元素与之不同,这些元素在页岩中的丰度最好地反映了上地壳元素的丰度,特别是REE、Th和Sc等。与此对比,平均页岩/上地壳比值变化因子>1.5 的元素分配进入天然水体 (海水/上地壳>10^-3)。它们易溶于天然水体,在化学沉积物中富集(如Ca、Na和Sr)或者在以后的风化、成岩、热液蚀变等过程中被活化 (如Mg、U和B)。

大量的研究表明,当岩石风化形成沉积物时,由于所有稀土元素都集中于黏土沉积物中,母体的稀土模式通常被保存在黏土即最终形成的页岩中。风化过程中Sc、Y和Th的行为与REE相似。图1-15 表明不同页岩中的稀土元素分配模式十分相似,页岩确实是地壳组成很好的平均。因此澳大利亚国立大学的 S.R.Taylor和他的科研伙伴使用稀土元素作为估算大陆上地壳组成的出发点。细粒碎屑沉积岩不仅能够用来研究现今大陆上地壳的成分,还可研究大陆上地壳组成随时间的变化。

(三)大陆地壳生长历史法

Taylor和McLennan (1985)提出:现今大陆地壳质量的 75%形成于太古宙,25%形成于后太古宙。后太古宙的大陆生长主要发生在岛弧地区,代表性物质是岛弧安山岩。他们根据上述认识计算了现代大陆地壳的化学组成。

本方法存在的问题是,目前对于大陆地壳生长历史的认识差异较大,对不同地质时期大陆地壳的原始物质性质的认识也不尽相同。

(四)大陆地壳剖面法

20 世纪 70年代中期人们对阿尔卑斯造山带等地的研究表明,造山作用可以使下地壳甚至上地幔的岩石大规模暴露到地表。出露地表的大陆地壳剖面是研究大陆地壳元素丰度的良好样品。意大利的伊夫利亚 (Ivrea)带是提出这一思想的发源地,也是大陆地壳剖面研究最详细和最经典的地区。人们对意大利南部的 Calabria带、加拿大的 Kapuskasing隆起和南非Vredefort构造带等大陆地壳剖面也进行了较深入的研究。

使深部大陆地壳剖面抬升至地表的机制仍不十分清楚,早期主要认为与碰撞造山过程有关,现在认为抬升机制具有多样性。如挤压抬升 (compressional uplift):由逆冲断层将深部地壳推至地表,是使深部地壳抬升的最常见机制,其一般模式见图1-18。此外还有压扭抬升 (transpressional uplift)和陨石撞击抬升 (impactogenic uplift)等。

图1-18 出露地表的大陆地壳剖面的一般模式

(据韩吟文等,2003)

大陆地壳剖面主要产生于碰撞造山带 (如 Ivrea 带和 Calabria 带)、克拉通内部 (如Kapuskasing隆起和我国华北克拉通的五台-兴和断面)和岛弧区 (如Kohistan岛弧)。

大陆地壳的角闪岩相—麻粒岩相岩石是不同地质时期在中-下地壳条件下形成的,但不是所有出露的角闪岩相—麻粒岩相地体都能代表现今的中-下地壳。鉴别大陆地壳剖面的标志为:

1)有规律的变质分带,由于不同深度条件下形成的岩石均连续出露地表,大陆地壳剖面应展示出由低至高的规律性变质分带。

2)剖面中分布的麻粒岩形成于下地壳条件 (600～1400MPa)下。

3)由于下地壳岩石密度较大,磁性较强,因此向着地表出露的下地壳岩石方向应表现出明显的重力和磁性异常。

4)地表出露的被确认为下地壳的岩石可以直接延深至地壳深部 (图1-18)。不同类型火成岩与地震波速之间的关系见图1-19。根据地震波速与岩石类型和化学成分之间的关系,可由地震测深结果推测深部岩石组成。

5)产热率自上地壳向下地壳降低。

已知地壳剖面中仅Ivrea带和Kapuskasing隆起能够满足上述所有条件。

图1-19 150MPa 压力下侵入岩纵波 (v _P )速度随成分的变化

(据韩吟文等,2003)

(五)区域大规模取样分析

在区域内采集不同时代和不同类型岩石的代表性样品,对所获得的样品进行分析测试,然后按照各类岩石在区域内所占的比例,求出该区域的元素丰度。由于是在地表采样,严格说这种方法获得的结果只代表地表或上地壳的元素丰度。本方法在基底岩石大规模出露区适用,在沉积盖层发育区只能给出沉积盖层的元素丰度。D.M.肖 (1967, 1986,1994)对8448 件样品的研究,获得了加拿大地盾的元素丰度。高山等 (1992, 1998)及鄢明才和迟清华 (1997)对大量样品的研究,获得了中国东部地壳的元素丰度。

(六)火山岩中深部地壳包体研究法

与地幔岩包体一起产于碱性玄武质火山岩中的麻粒岩或角闪岩相包体来自地壳深处,如澳大利亚东部、美国亚利桑那州 Geronimo、德国 Eifel、法国 Massif Central 火山岩区以及我国女山和汉诺坝玄武岩中的麻粒岩包体。麻粒岩包体大多产于非克拉通地区,其中许多产于显生宙造山带或裂谷区。

来自下地壳包体的鉴别标志为:①包体形成于下地壳温压条件;②寄生火山岩具有原始岩浆成分,并含有二辉橄榄岩包体,说明寄主火山岩是从深部快速上升喷发的。反之,如果不存在二辉橄榄岩包体,寄主岩浆是演化的,说明岩浆曾在中-上地壳停留,可能发生分异;③各种减压结构,镁铁相的优先熔融和在石榴子石边缘和裂隙中形成次生边,指示包体是从地壳深处快速上升的。

包体来自下地壳最有力的证据是矿物同位素组成的均一化,使包体的年龄与寄主火山岩相同。然而,如果地温较低,矿物在下地壳无法达到同位素均一化,此时若矿物变质年龄与喷发年龄相同,也可以认定包体是火山喷发时自下地壳带来的。

(七)地球物理法

大陆地壳剖面和麻粒岩包体为研究下地壳提供了直接样品,然而这两类样品的分布十分局限。地球物理测深是目前探测大区域地壳深部特别是中下地壳性质最主要的方法。可以分为两种方法:热流法和地震波法。

1.热流法

大陆地壳中的热由两部分组成,一是来自地幔的传导热 (约为 20mW·m^-2 );二是大陆内部由于放射性衰变产生的热。

热流以热传导的方式穿过岩石圈,其数值可以通过测量如钻孔和矿井中的地温梯度通过计算得出。大陆地壳的平均热流为 60mW·m^-2。控制热产生的方程等同于控制扩散化学迁移方程 (Fick's First Law)

地球化学

式中:Q为处在一定深度z的热流;

是温度随深度的改变率,称为地温梯度;k为岩石的热传导率,可以在实验室进行测量,平均值约为2 W·m^-1 ·K^-1。

大陆地壳的一部分热流产生于地壳中K、U和Th的放射性衰变,其他放射性元素因其放射性衰变元素的含量很低对地壳的热产生贡献很小。根据地壳中K、U、Th 丰度计算它们产生的热量,其值大于从地壳表面观察这些元素在整个地壳中均匀分布而留在地壳中的热量值,表明这些元素的丰度必定随深度的增大而降低,加之K、U、Th 等元素的丰度与岩石类型有关 (表1-31),且由于地幔热流的变化,使得该问题复杂化。另外,热流随大地构造年代变化极大 (图1-20)。研究表明,大陆地壳是由岩浆作用形成的,它最初是热的,然后逐渐变冷,以后周期性的岩浆作用也会加热地壳。此外,图1-20中所见热流的变化也可以代表不同厚度的岩石圈。岩石圈就是一个热传导边界层,所以岩石圈厚度越大,来自于地幔顶部的热流越少。Nyblade & Pollack (1993)指出,老的太古宙地壳下伏的岩石圈厚度特别大,这一观点也得到地幔包体地质年代学和温度压力计研究的支持。

表1-31 各种岩石中的U、Th 和K的丰度和热产生

(据 White,2013)

图1-20 作为构造年龄函数热流的变化

(据 White,2013)

曲线Ⅰ为地壳中放射性元素产生的热;曲线Ⅱ为构造作用伴随的热扰动;曲线Ⅲ为源自深部的背景热

图1-21 测量的地震波速 (v _P )与SiO₂ 含量的关系

(据Rudnick et al.,1995)

在已知地表热流的情况下,通过对产热元素分布和热结构的模拟研究可以制约地壳物质组成。Guillou et al.(1994)正是根据这一方法研究了加拿大 Abitibi 带的地壳结构和岩石组成。

2.地震法

地震波的纵波速度 (v_P)和横波速度 (v_s )与岩石化学组成之间存在对应关系,折射(refraction)地震法能给出不同深度的地震纵波和横波速度,因此比其他地球物理方法更直接,是研究深部地壳物质组成的主要手段。由图1-21所示,随着SiO₂ 含量降低,岩浆岩由酸性岩至超基性岩纵波速度逐渐增大,镁铁质矿物比长英质矿物具有更高的波速。

如同地壳厚度一样,地震波速剖面因地而异变化很大。Rudnick & Fountian (1995)考察了全球剖面数据库,可以将地壳分为3层,速率结构分为9种类型(图1-22)。

图1-22 大陆地壳的地震速率结构图

(据Rudnick et al.,1995)

n为构筑该类结构图所使用的剖面数目

由于地震速度的变化与岩石的组成有关,为估算地壳的组成,Rudnick and Fountian (1995)对于剖面指定了一个平均岩性,然后使用下地壳包体组成的数据库作为每种岩性的组成。通过考察每类地壳剖面的范围,做出了中下地壳元素丰度的估算。表明中地壳的组成相当于安山岩,在中地壳的温度压力下这种岩石可能是主要由角闪石和斜长石组成的角闪岩。而下地壳组成相当于拉斑玄武岩,在变质术语上称为镁铁质麻粒岩。

然而,岩石的地震波速不仅受矿物和岩石化学组成的影响,同时还受温度、压力、矿物的各向异性、岩石组构和流体等多方面因素制约,因而地震测深资料的解释是多解的。深部岩石高温高压下物理性质的实验研究及地球化学示踪研究是进一步约束深部地球物理测深解释的主要方法。