1、科學(xué)家必須在龐雜的經(jīng)驗(yàn)事實(shí) 中間抓住某些可用精密公式表示的普遍特征，由此探求自然界的普遍原理。愛因斯坦第三章 巖石圈研究進(jìn)展在板塊構(gòu)造理論發(fā)展期間和以后的歲月里，國際地學(xué)合作計(jì)劃發(fā)揮很大的作用。 20 世紀(jì) 50 年 代國際地球物理年期間， 古地磁結(jié)果提供大陸漂移的直接證據(jù)。 60 年代上地幔計(jì)劃觀測到海底條帶 狀磁異常，證實(shí)海底擴(kuò)張假說。進(jìn)而，與地震帶分布、重力和熱流等觀測相結(jié)合，發(fā)展成為板塊構(gòu) 造理論。 70年代開展地球動(dòng)力學(xué)計(jì)劃； 格拉瑪鉆探船開始深海海底鉆探。 80 年代實(shí)施國際巖石圈計(jì) 劃（ ILP）；平行地進(jìn)行國際地質(zhì)對(duì)比計(jì)劃（ IGCP ）、國際減災(zāi) 10 年計(jì)劃（ IDNDR

2、）、海洋深鉆計(jì)劃 （ODP）。繼 70 年代蘇聯(lián)在科拉半島和薩阿特累進(jìn)行兩個(gè)大陸深鉆之后，世界各國陸續(xù)開展大陸深 鉆計(jì)劃（表 3.1）。1975 年在美國，爾后逐步開展的大陸反射剖面計(jì)劃（COCORP ）。 1985年開始實(shí)施全球地學(xué)大斷面計(jì)劃（ GGT ）；編制了世界應(yīng)力圖，進(jìn)行大陸變形研究。而對(duì)地球各層圈及其界 面的大量測定，特別是用地震層析成像研究地殼和地幔的三維結(jié)構(gòu)。這些都大大推動(dòng)了本領(lǐng)域的研 究。表 3.1 主要科學(xué)深鉆（何宜章 ，1991；Emmermann 和 Lauterjung ，1997）鉆井深度 m鉆井地點(diǎn)鉆井目的開鉆時(shí)間12300蘇聯(lián)科拉半島大陸地殼構(gòu)造19708180

3、蘇聯(lián)薩阿特雷大陸地殼構(gòu)造19773545蘇聯(lián)克里沃羅格大陸地殼構(gòu)造19849101德國巴伐利亞地殼板塊和變形19823515美國卡洪山口地殼應(yīng)力和地震預(yù)報(bào)19853200美國索爾頓湖熱水系統(tǒng)的來源19866000瑞典錫利揚(yáng)石油的非生物起源19862800英國坎伯恩礦院項(xiàng)目（三井）干熱巖地層研究開發(fā)19862263塞浦路斯地層研究198290 年代以來， 國際巖石圈計(jì)劃開始實(shí)施第三個(gè)五年計(jì)劃，主攻的四個(gè)重大研究領(lǐng)域包括全球變化的地質(zhì)科學(xué)、 現(xiàn)代動(dòng)力學(xué)、 深部作用過程、 大陸巖石圈和大洋巖石圈。 巖石圈計(jì)劃企圖通過地質(zhì)、 地球物理、地球化學(xué)等方法的綜合研究，建立全球巖石圈結(jié)構(gòu)的成因和演化模型，加強(qiáng)

4、對(duì)能源、礦 產(chǎn)資源和地質(zhì)災(zāi)害的綜合評(píng)價(jià)和預(yù)測。當(dāng)前，板塊構(gòu)造理論已經(jīng)基本代替了過去的地臺(tái)地槽、深大斷裂等大地構(gòu)造理論，除了解釋 大洋生成和演化之外，對(duì)大陸的演化，其中包括盆地、造山帶、裂谷、沉積、巖漿、變質(zhì)和成礦等 多方面都提供新的實(shí)證和認(rèn)知。下面我們將對(duì)之進(jìn)行簡要的敘述。在此之前，我們認(rèn)為有必要簡單 介紹一下反對(duì)板塊構(gòu)造理論的基本觀點(diǎn)，特別是前蘇聯(lián)別洛烏索夫院士的意見。別洛烏索夫（ 1983）在“地球構(gòu)造圈”一書中，對(duì)板塊構(gòu)造理論提出尖銳的批評(píng)。它的主要觀109 點(diǎn)有： 板塊構(gòu)造理論假設(shè)板塊水平移動(dòng)數(shù)千公里， 其內(nèi)部不發(fā)生任何形變的剛性體。 但大陸上有 切入巖石圈的深大斷裂。 大洋也破碎成小

5、塊； 地球上的主要地震帶集中在俯沖消減帶， 全部地震 能量的 85 95%在此帶釋放， 而不在中脊或裂谷帶釋放。 如果說中脊熱流值平均為 1.90 106，而大 陸邊緣也有 1.80 106； 洋中脊熔融物質(zhì)沿?cái)嗔蚜鞒龊蠊探Y(jié)，那么大洋板塊應(yīng)基本是柱狀結(jié)構(gòu)， 而不是層狀結(jié)構(gòu)。 但是， 洋殼及其深部巖石圈也具近水平的層狀結(jié)構(gòu)； 洋中脊的地形剖面是復(fù)雜 切割地形， 與周圍高差很大的洋底丘陵和平原毫無相似之處， 這用巖石圈曲線很難解釋； 板塊構(gòu) 造認(rèn)為，大洋是 23 億年間新生的，原來的地殼和巖石圈被地幔吸收。由于陸殼是較輕物質(zhì)組成， 陸殼包含揮發(fā)分，例如水。如洋殼不斷更新，那么太古宙時(shí)地球水含量應(yīng)比

6、現(xiàn)代高許多倍。別洛烏索夫評(píng)述了板塊構(gòu)造的主要論點(diǎn)。首先， 板塊構(gòu)造理論認(rèn)為洋殼板塊在海溝處向下俯沖，這說明洋殼比軟流圈重。 但在整個(gè)大洋中除了洋中脊之外， 都是重的大洋巖石圈在輕的軟流圈之上。 這樣的不穩(wěn)定狀態(tài)，應(yīng)當(dāng)導(dǎo)致各處的洋殼都向下俯沖。其次，板塊構(gòu)造理論認(rèn)為，洋殼俯沖是引起 大陸漂移和大洋擴(kuò)張運(yùn)動(dòng)的基本力量。如果考慮到所需的牽引力（50100MPa ）和洋殼的長度，洋殼不可能經(jīng)受這樣大的應(yīng)力而不斷裂。所以，大洋巖石圈的應(yīng)力應(yīng)當(dāng)是地幔對(duì)流產(chǎn)生的，為了克服 洋殼和軟流圈之間的粘滯摩擦，也必須有這種補(bǔ)充力，才能保證洋殼位移。再次，如果俯沖造成大 陸漂移，大西洋僅有兩個(gè)島弧俯沖，而太平洋有多處俯

7、沖。應(yīng)當(dāng)太平洋比大西洋擴(kuò)張快，而實(shí)際卻 相反。在中、新生代大西洋擴(kuò)大，太平洋卻縮小了。顯然，俯沖不是地殼水平運(yùn)動(dòng)的主要力量。如 果認(rèn)為洋殼移動(dòng)源于地幔對(duì)流，則下降對(duì)流地區(qū)，應(yīng)有大約 100m 的重力正異常，但卻沒有發(fā)現(xiàn)。第一節(jié) 大洋板塊板塊構(gòu)造理論認(rèn)為，大洋板塊產(chǎn)生于大洋洋中脊，消亡于消減帶，消減過程伴隨形成溝弧盆體 系。最老的大洋板塊有二億多年的歷史，平均大洋板塊的壽命約為六千萬年。由于大洋板塊遠(yuǎn)比大 陸板塊簡單，它仍是地質(zhì)學(xué)、地球化學(xué)和地球物理的主要研究目標(biāo)，是產(chǎn)生許多新模式的出發(fā)點(diǎn)。 1 大洋中脊、洋島和大洋盆地大西洋19 世紀(jì)初發(fā)現(xiàn)大西洋中脊（圖1.14）。二次世界大戰(zhàn)后對(duì)其進(jìn)行詳細(xì)的

8、地形和地球物理探測。大西洋洋中脊呈“ S”形，給出東西對(duì)應(yīng)的格局。從洋中脊向兩側(cè)伸出洋島，把大西洋分為一系列 對(duì)稱海盆。洋中脊向北穿過冰島，進(jìn)入北冰洋；向南繞過非洲，與印度洋中脊相接。洋中脊只有洋層和，缺層。洋層為松散沉積層，在中脊處極薄或缺失；向兩側(cè)厚度增 加，厚 00.4km。洋層為沉積巖和火山巖，厚2.8km，縱波速度 vP為 5.1km s。上部為玄武巖，孔隙度 10 20%; 中部為不透水玄武巖 ; 下部有輝綠巖巖墻 ; 更下為席狀巖墻群取代。 玄武巖屬拉斑 玄武巖。洋層之下未見莫霍面，其vP 為 7.3kms。一般稱為“殼?；旌蠈印?，認(rèn)為是地幔熔融物質(zhì)和地殼物質(zhì)的混合體。中脊的中

9、央裂谷帶熱流量高達(dá) 293mW m2。中脊自由空氣重力異常平均值（ 35） 1011T， 11比兩側(cè)深海盆地高（ 23） 1011T。中央裂谷為重力負(fù)異常，裂谷兩側(cè)出現(xiàn)重力正異常。中脊軸 為地磁正異常。中脊北端雷克雅內(nèi)脊中，在寬 40km 的中軸帶內(nèi)，地磁異常差值達(dá)3 106T，而兩側(cè)僅（ 13） 107T。中脊軸線上寬 200km 范圍內(nèi)，淺源地震集中，震源深度為3070km，每天可以有數(shù)十至數(shù)百次微震。洋島，或稱海山，無震脊，往往從洋中脊向兩側(cè)，由海底火山噴發(fā)的玄武巖組成，無淺源地震。 比較典型的洋島有百慕大和鯨魚脊海嶺。 百慕大隆起是海底高原， 洋層為松散沉積物， vP 為 1.7km

10、s。洋層厚 1.5km ， vP 為 4.5km s。洋層上部為玄武巖，厚2km，vP 為 6.53km s。下部未見110 莫霍面，顯示殼?；旌蠈犹卣鳎?vP 為 7.27.4km/s 。鯨魚脊和中脊西側(cè)格蘭德隆起是一對(duì)大致對(duì)稱 分布的洋島。洋層下部也具有殼?；旌蠈?。大西洋深海盆地地殼比較均一， 屬標(biāo)準(zhǔn)洋殼。 洋層為深海生物軟泥、 粘土和沉積互層， 厚 0.5 1km，vP為 2km s。洋層為火山巖層， 厚 12km，vP 為 4.5km s。洋層為玄武巖， 厚 23km， vP為 6.5km s。其下 vP 突然升到 8.1km s，莫霍面清晰。莫霍面之下的洋層可為兩部分。上部 是富鈦的

11、鐵輝長巖，下部為鐵鎂質(zhì)巖石，是玄武巖熔離后的產(chǎn)物。在深海盆地中，自由空氣重力異常值近于零，布格異常值為+4 107T，熱流值不高，地磁場處于正常值。印度洋1933 1934 年發(fā)現(xiàn)印度洋中脊。印度洋的特征是“入”字形中脊，由北支、西南支和東南支組 成。它劃分開非洲、南極洲和印度澳洲三大板塊。東印度洋盆地屬于洋殼。西印度洋盆地具有洋 殼陸殼過渡帶性質(zhì)，并存在一系列南北向洋島。東印度洋的洋島主要有兩條：馬爾代夫海嶺和東經(jīng) 90 海嶺。馬爾代夫海嶺珊瑚礁之下為火山 巖，有淺源地震分布。東經(jīng) 90 海嶺無淺源地震，熱流值很低，僅54.860.7mW m2。海嶺兩側(cè)地磁異常呈現(xiàn)逆向分布，說明它是一個(gè)轉(zhuǎn)換

12、斷裂。西印度洋的洋島也有兩條。 一條是馬達(dá)加斯加島及其北側(cè)與非洲東海岸大致平行的一系列島嶼。 它們出露與非洲相似的前寒武系和古生代地層， 具陸殼特征。 另一條是延伸 2300km 的南北向小島。 北端塞舌爾群島出露花崗巖等巖石，應(yīng)為陸殼。但向南延伸的中部和南部島嶼，包括最南端的毛里 求斯島和留尼汪島為火山巖，可能具有洋殼性質(zhì)。印度洋有三個(gè)海盆。其中東印度洋又分三個(gè)海盆：阿拉伯盆地、中印度洋盆地和西澳大利亞盆 地。前兩者結(jié)構(gòu)比較均一，總厚度 5.57km 左右，屬于洋殼。洋層厚 0.30.5km，vP為 2km s。 洋層和為玄武巖，共厚 56.5km，vP為 6.46.5kms。其下為地幔，

13、vP 為 8.08.1kms。西 澳盆地除西澳西緣為陸塊沉降帶外，有洋層、和，vP分別為 2，4.1和 7.1kms。西印度洋盆地在平均 0.5km 的松散沉積物之下，洋層的 vP 為 5.0km s，厚度不明。一般認(rèn)為是陸殼，但遭 受強(qiáng)烈破壞。硅鋁層分布極不均勻。南印度洋海盆分布丘陵?duì)罨鹕藉F。太平洋太平洋中隆不在太平洋中央，位于太平洋東南部，顯示明顯的不對(duì)稱。同時(shí)，東部活動(dòng)性比西 部強(qiáng)。太平洋中隆或稱信天翁高原。洋層極薄或缺失，vP小于 3km 。洋層為固結(jié)沉積巖和火山巖，厚度 1 2km ， vP 為 4.35 6km s。向下未見洋層， vP 為 6.8 7.3km s，也未見莫霍面。推

14、 算中隆軸下面的低速區(qū)，物質(zhì)密度3.15gcm3，比正常上地幔密度 3.40 g/cm3低得多。熱流值很高，達(dá) 83.7 334.7mW m2。重力值很低，為（ 5 10） 1012T，均說明下部有低密度的殼?；旌?層。中隆的橄欖玄武巖，屬于低鉀鐵質(zhì)拉斑玄武巖。太平洋中隆兩端有一些海脊。北端的戈達(dá)海脊和胡安德富卡海脊是法拉隆太平洋中脊東 移，向北美板塊下俯沖的殘留地段。南端的拉帕戈斯海脊及向東分叉的可可海脊、納茲卡海脊和智 利海脊是法拉隆板塊太平洋板塊向美洲碰撞后產(chǎn)生的新海脊。這些海脊下淺源地震密集，兩側(cè)對(duì) 稱分布地磁異常條帶， 海脊由拉斑玄武巖組成。 太平洋中隆頂部有幾百公里寬的高熱流帶，達(dá)

15、 83.7334.7mW m2，比西側(cè)東北太平洋海盆高 6 7 倍。重力值低得多。中隆呈地磁正異常。與大西洋和印度洋不同，東太平洋自北向南有一系列轉(zhuǎn)換斷裂。這些轉(zhuǎn)換斷裂具有達(dá)千米以上 的斷崖，斷裂寬度一般 100 200km ，水平延伸 4000km 以上。斷裂之間的間距約為 7 8 緯度，呈 現(xiàn)近于平行的東西向地塹地壘。斷裂水平錯(cuò)距極大。例如，門多西諾斷裂的錯(cuò)距達(dá)1140km 。西太平洋洋島又稱大洋堤，主要有天皇夏威夷海嶺等七個(gè)洋島。頂部發(fā)育一系列火山錐，沿 一定方向展布，構(gòu)成洋底火山鏈。上部被珊瑚礁所覆蓋。沒有橫切的轉(zhuǎn)換斷裂，也很少地震。111太平洋深海盆地的平均地層大致如下， 洋層厚 1

16、.3km。洋層為沉積巖和火山巖， 厚度 1.4km。 洋層為玄武巖，厚度 2.5km 。向下莫霍面清楚。太平洋地磁異常條帶分布分為東西兩部分。東部為新生代條帶。西部為中生代條帶。東部在阿 留申海溝以南，有一個(gè)磁條帶的大轉(zhuǎn)彎（圖3.1）。阿拉斯加灣地磁異常走向從SE161 突然轉(zhuǎn)為NWW279 。這是白堊紀(jì)晚期（ 65Ma ）庫拉板塊消亡，保留中脊南側(cè)太平洋板塊磁異常條帶 （NWW279 ），以及漸新世（ 4025Ma ）法拉隆板塊消亡，保留中脊西側(cè)太平洋板塊的磁異常 （ SE161 ）的共同結(jié)果。圖 3.1 阿拉斯加西南側(cè)海洋中的古地磁條帶的大轉(zhuǎn)彎（Pitman 和 Hayes，1968 ）a

17、 古地磁條帶的大轉(zhuǎn)彎； b 形成原因的解釋圖；近似時(shí)間： 26：白堊紀(jì)古新世； 21 ：古新世始新世；13：始新世漸新世； 6：漸新世中新世在太平洋西部的中生代磁異常，年齡160 110Ma。最老的磁異常處于日本島東南海底。磁異常有三個(gè)系列：北面靠日本的一組，沿 NEE 分布 ; 東面夏威夷島附近，呈 SNNNE 向展布；南面 菲尼科斯島附近，為近 EW 向?？偟膩碚f，洋中脊是一系列階狀正斷裂組成的地塹構(gòu)造，屬于拉張構(gòu)造帶。巖石圈很薄，僅數(shù) 公里。其下為 vP7.27.7kms的殼幔混合層。 洋中脊是一個(gè)高熱流、 低速、 低密度的地幔物質(zhì)的 上涌帶，沿之有大量火山。冰島是位于洋中脊上的火山島，

18、有百余座火山，其中27 座是活火山。大洋中脊和大洋盆地的巖漿巖主要是火山巖。火山巖多為隱晶質(zhì)或玻璃質(zhì)，成分較均一。由于 無或少斑晶的火山巖，其成分非常接近生成它們的巖漿。因此，相對(duì)于粗晶深成巖，火山巖巖石化 學(xué)研究更受重視。它提供原始巖漿成分，源區(qū)性質(zhì)以及結(jié)晶分異過程的重要信息，可用來判斷形成 時(shí)的大地構(gòu)造環(huán)境。原始巖漿指的是由地幔橄欖巖部分熔融直接生成的巖漿，即未發(fā)生成分分異和 置換的巖漿。判別原始巖漿的成分標(biāo)準(zhǔn)是： 巖石中的 100Mg （MgFe）68； Ni 和 Cr 的豐度分別大于 2 104和 3 104?；鹕綆r分類一般把火山巖分為三個(gè)系列： 拉斑玄武巖系、 鈣堿性巖系和堿性巖系

19、（表 3.2）。圖 3.2 給出 IUGS 推薦的火山巖類分類圖。梅厚鈞（ 1995）建議新的火山巖分類圖，提出以Na2O K2O1.5 進(jìn)一步區(qū)分鈉質(zhì)和鉀質(zhì)火山巖的界限； 大于 1.5 為鈉質(zhì)， 小于 1.5 為鉀質(zhì)； 同時(shí)， 把 Na2O K2O 5 者稱為 高鈉火山巖， Na2OK2O3%和 MgO 3%為超鉀質(zhì)巖。圖 3.2 火山巖分類圖（ Le Bas 等， 1986 ）Pc：苦橄玄武巖； B ：玄武巖； O1：玄武安山巖； O2：安山巖； O3：英安巖； R：流紋巖； S1：粗面玄武巖； S2：玄 武質(zhì)粗面安山巖； S3：粗面安山巖； T：粗面巖（Q20在 QAPF ）；粗面英安巖

20、 （Q10）、堿玄巖（ OI 10）；U2：響巖質(zhì)堿玄巖； U3：堿玄質(zhì)響巖； Ph：響巖； F：似長石巖拉斑玄武巖系除了含少量橄欖石的拉斑玄武巖外，還有少量安山巖、英安巖、流紋巖； SiO2 弱 飽和或飽和，貧堿尤貧鉀。鈣堿性巖系以安山巖和高鋁玄武巖為主，有少量拉斑玄武巖、流紋英安 巖、流紋巖和橄欖安粗巖； SiO2 弱飽和，堿質(zhì)較拉斑玄武巖略高。堿性巖系由堿性玄武巖、霞石巖、 粗面巖、安粗巖、響巖等組成； SiO2 不飽和，富堿，并且鉀高。表 3.2 三個(gè)系列火山巖的化學(xué)組成特征 （ w B% ） （劉肇昌， 1985 ）拉斑玄武巖系鈣堿性巖系堿性巖系組合系數(shù)1.81.8 3.33.3鈣堿

21、系數(shù) CA61615656112K 2O+Na 2O(%)44-55K 2O/Na2O(%)0.350.35 0.750.75SiO2(%)484848TiO 2(%)1.521.52.0Fe2O3+FeO(%)111111Fe2O3/FeO低高較高Al 2O3(%)161616稀土元素分布輕稀土元素略虧 損或球粒隕石型輕稀土元素 略富集輕稀土元素 富集SiO2 43組合系數(shù) （K 2 Na2O） 2鈣堿系數(shù) CA 為火山巖系列中， CaOSiO2與 K2O+ Na2OSiO2兩個(gè)變異曲線交點(diǎn)所對(duì)應(yīng)的含量 當(dāng) SiO2=50 62%時(shí)與球粒隕石比較的稀土元素分布各火山巖系列具有相應(yīng)的巖石組合，

22、同一組合類型中的各種巖石關(guān)系十分密切。每一個(gè)巖石共生組合的特點(diǎn)取決于源巖成分及其構(gòu)造環(huán)境。表 3.3 列出與特定構(gòu)造環(huán)境共生的特征巖漿巖系列。 應(yīng)當(dāng)說明的是，特殊的巖漿系列不一定都是特定構(gòu)造環(huán)境的產(chǎn)物，只不過在該環(huán)境下比其它情況更 有利于它們的發(fā)育。實(shí)際上巖漿系列形成由多種因素所控制，包括源巖成分、部分熔融程度、熔融 機(jī)制和溫壓條件，以及巖漿的分異、混染和結(jié)晶作用。這些因素均非直接取決于特定的構(gòu)造環(huán)境， 特定構(gòu)造環(huán)境常常只能給定其變化區(qū)間。所以，在相同的構(gòu)造環(huán)境下，不同地區(qū)巖石組合也不盡相 同；而在不同構(gòu)造條件下巖石組合，只靠少量地球化學(xué)特征也未必能夠區(qū)分。所以，特征巖漿系列 對(duì)構(gòu)造環(huán)境的判定

23、，應(yīng)與區(qū)域地質(zhì)特征，包括變質(zhì)、構(gòu)造、沉積和深部作用等特點(diǎn)進(jìn)行綜合分析， 才能得出更可信的認(rèn)知。在火山巖中玄武巖占有很大的比例。一般認(rèn)為，玄武巖由地幔橄欖巖部分熔融形成。隨著部分 熔融程度增高，玄武巖漿中不相容元素的濃度被稀釋。堿性玄武巖漿中不相容元素的豐度比拉斑玄 武巖漿高得多，前者被認(rèn)為是由地幔橄欖巖低程度 （510）部分熔融生成，而后者由較高程度 （10 20）部分熔融生成。隨著巖漿分離結(jié)晶程度提高，不相容元素愈加富集于殘余巖漿。根據(jù)拉斑玄武巖系微量元素， 可進(jìn)一步劃分為虧損不相容元素的洋中脊拉斑玄武巖系（ MORB ）和島弧拉斑玄武巖系（ OIB ）。兩者均以低鉀為特征，前者平均K2O

24、含量為 0.4，后者為 0.8。而大陸拉斑玄武巖系則適度富集不相容元素，K2O 含量一般 1.5。無論島弧拉斑玄武巖系還是島弧鈣堿性巖系，它們都以富 Ba、Rb 和強(qiáng)虧損高場強(qiáng)元素（ Ti、Zr、Hf 、Nb、Ta）為特征，而堿性火 山巖系共同的特征是強(qiáng)富集不相容元素（ LIP 和 LREE 元素）。表 3.3 特定構(gòu)造環(huán)境下的特征巖漿系列 （黃懷曾等， 1994 ）板塊邊緣板塊內(nèi)部板塊聚合邊緣離散邊緣大洋大陸環(huán)境島弧活動(dòng)大陸邊緣大洋中 脊弧后盆地大洋盆地裂谷帶克拉通碰撞帶巖漿系列拉斑質(zhì)鈣堿性 堿性 橄欖安粗巖 鉀玄巖質(zhì)巖拉斑質(zhì)（低鉀）拉斑質(zhì) （低鉀） 鈣堿性橄欖安 粗巖拉斑質(zhì)堿性拉斑質(zhì)堿性

25、雙峰式拉斑質(zhì)堿性 雙峰式 超鉀質(zhì)巖鈣堿性 （堿） 雙峰式 鉀質(zhì)巖應(yīng)力狀況擠壓拉張拉張弱擠壓或 弱拉張拉張拉張擠壓基底島弧最初硅鎂質(zhì)硅鎂質(zhì)硅鎂質(zhì)洋從硅鋁質(zhì)硅鋁質(zhì)陸硅鋁質(zhì)113是洋殼大陸洋殼洋殼殼陸殼拉張殼陸殼性質(zhì)邊緣硅鋁成洋殼質(zhì)陸殼20 世紀(jì) 80 年代以來人們認(rèn)識(shí)到，火山巖中的微量元素和同位素比主元素更為敏感地反映巖石 的成因和形成的大地構(gòu)造環(huán)境。因此，可以使用各種判別圖進(jìn)行討論。例如，拉斑玄武巖系的巖石 化學(xué)特征可以使用非造山系列火山巖的判別圖、未蝕變的火山巖使用全堿質(zhì)硅酸鹽分類圖（圖 3.3），已蝕變的火山巖可采用 Ti Zr-Nb Y 分類圖（圖 3.3）。Pearce（1984） 給出

26、使用關(guān)于火山巖 的大地構(gòu)造背景的 MORB 標(biāo)準(zhǔn)化的多元素分類圖（圖3.4），以及 TiZrY 判別圖、 ThTa Hf判別圖（圖 3.5）和稀土元素配分圖（圖 3.6），解釋火山巖的構(gòu)造成因。圖 3.3 Ti Zr-Nb Y 分類圖（ Pearce和梅厚鈞， 1990）Sub-AB ：亞堿性玄武巖； AB ：堿性玄武巖； B：玄武巖； A ：安山巖； D：英安巖；RD：流紋英安巖； R：流紋巖； T：粗面巖； TA ：粗面安山巖； Bn：碧玄巖圖 3.4 各類型玄武巖的標(biāo)準(zhǔn)化的不相容元素配分圖（Pearce 和梅厚鈞， 1990）OWP：大洋板塊； CWP：大陸板塊； AWP：變薄的大陸板塊

27、； OVA ：大洋火山??；CVA ：大陸火山??； PCL ：碰撞后玄武巖圖 3.5 Ti-Zr-Y 判別圖和 Th-Ta-Hf 判別圖（ Pearce 和梅厚鈞， 1990）a Ti-Zr-Y 判別圖。 D ：板內(nèi)玄武巖區(qū)； B：洋中脊玄武巖區(qū)： A 和 B：島弧拉斑玄武巖區(qū)； B 和 C：鈣堿性玄武巖區(qū)； AWP：正常大陸巖石圈玄武巖； BWP：弧后變薄的巖石圈玄武巖； PCOL ：碰撞后玄武巖。b Th-Ta-Hf 判別圖。 A ：火山弧玄武巖區(qū)； B 和 C：洋中脊玄武巖區(qū)； C和 D：板內(nèi)玄武巖區(qū)； A WPb：變薄大陸巖石圈基性巖； AWpi ：變薄大陸巖石圈中性巖區(qū)； PCOL ：

28、碰撞后玄武巖區(qū)圖 3.6 玄武巖平均值的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素圖（ Condie ， 1982 ）1 島弧拉斑玄武巖； 2 洋中脊拉斑玄武巖； 3 夏威夷拉斑玄武巖； 4 夏威夷堿性玄武巖； 5 洋島堿性玄武巖近代火山巖年齡用短壽命的 U 系同位素， 例如，用 230Th 來測定，使用 230Th232Th 對(duì) 238U 232Th 的 U-Th 等時(shí)線圖。在該圖上巖漿巖系統(tǒng)的演化依賴于它們的組成相對(duì)于久期平衡的狀態(tài)。按照定 義，久期平衡時(shí)的樣品必然具有相等的230Th 和 238U 活度，即具有相等的 230Th 232Th 和 238U 232Th活度比，這被稱為“平衡線（ equilin

29、e ）”。在結(jié)晶時(shí)一組巖石或礦物樣品的分餾將改變U Th 比；但 230Th 232Th 活度比不變（初始） ，在圖上形成一個(gè)水平線。這水平線與平衡線的交點(diǎn)維持不變， 這是封閉系統(tǒng)在久期平衡中演化的必然結(jié)果。此巖石組合中的樣品隨時(shí)間演化。處于固定點(diǎn)右側(cè)的 點(diǎn)是子體（ 230Th）相對(duì)于 238U 不足，隨時(shí)間進(jìn)展 230Th 將增大，其點(diǎn)將垂直上升最后達(dá)到久期平衡。 而在平衡線左側(cè)的點(diǎn)具有子體 （ 230Th）相對(duì)于現(xiàn)在過剩。 它們隨時(shí)間垂直下降直到平衡線。 利用 230Th 的 U-Th 等時(shí)線可以給出巖漿室結(jié)晶年齡和巖漿存留周期。Condomines 等（1982）提供 Etna 的四次火

30、山侵入和巖漿再填滿的證據(jù)。除了 230Th，鈾系還有五個(gè)短壽命核都用于研究巖漿巖（表3.4）。表中的平衡時(shí)間 tEq 表示每種核的有用范圍，基于假定其活性在五個(gè)半衰期之后久期平衡的誤差之內(nèi)。每個(gè)箭頭表示一個(gè)衰減躍 遷，但僅聯(lián)系火山系統(tǒng)的核被表示。 228Ra和 228Th 用于測定非常短周期變化， 很少找出同位素平衡。表 3.4 鈾系五個(gè)短壽命核半衰期和平衡時(shí)間tEq（a）（Dickin ， 1997）238U 230Th 226Ra 210Pb 206Pbt1/275200 1600114tEq400000 8000U Pa Pbt1/234300tEq170000232Th 228Ra 2

31、28Th 208Pbt1/25.7 1.91tEq30 10洋中脊玄武巖 大洋玄武巖主要包括洋中脊玄武巖和洋島玄武巖（Floyd ， 1991）。一般認(rèn)為，洋中脊玄武巖（ MORB ）是軟流圈部分熔融的產(chǎn)物。 Macdonald （ 1982 ）， Solomon 和 Toomey（ 1992）綜述洋中脊的基本特征。薄的大洋巖石圈僅對(duì)MORB 形成最少的混染。 MORB研究是給出軟流圈，以致于地幔化學(xué)結(jié)構(gòu)的重要信息源。洋中脊下的巖漿室 長期以來，人們認(rèn)為大洋中脊下有巨大的巖漿室，為其提供足夠的巖漿來源，使洋中脊各個(gè)區(qū)段都能長期而連續(xù)地噴發(fā)熔巖。但是，近來地震法測定表明，事實(shí)并非如此。圖 3.7

32、 快速擴(kuò)張的東太平洋中脊巖漿室（ Sinton 和 Detrick ， 1992）a 橫剖面圖； b 沿軸部剖面圖地震法測定給出，在中脊下只有薄而窄的沿中脊斷續(xù)分布的巖漿透鏡體。在快速擴(kuò)張的東太平 洋中脊之下，地震法發(fā)現(xiàn)沿中脊軸部的巖漿室。 Sinton 和 Detrick （1992）基于地球物理和巖石學(xué)限 制，給出巖漿室的解釋（圖 3.7）。巖漿室比較薄，厚約 11.5km 。頂部寬約 2km，底部寬約 10 12km ，呈透鏡狀或?qū)訝?。巖漿室在海底沉積物之下約12km，被 510km 寬的低速體圍繞，并延伸到洋殼的底部。 Hussenoeder等（ 1996）的模擬計(jì)算表明沿中脊巖漿室的

33、厚度和結(jié)晶度是變化的， 局部有較高的晶體含量。這些巖漿室的性質(zhì)緊密聯(lián)系著巖漿噴發(fā)和補(bǔ)給。在中太平洋中脊下這種巖 漿室較多，位于中脊下 1 2km ，在 Valu Fu 脊和 Juan de Tuca 脊約在中脊下 km 。在太平洋的 Lau 海盆地的 Valu Fa 中脊的巖漿室在海底下 3.5km ，寬 12.5km 。在西太平洋中脊下更深。 Calver（t 1995） 報(bào)道地震反射法在中大西洋中脊海底下發(fā)現(xiàn)有深12km 巖漿室。 Minshull （1996）討論緩慢擴(kuò)張洋中脊的重力異常和密度特征。 Sohn 等（1997）給出 Juan de Fuca洋中脊三維拓?fù)渌俣冉Y(jié)構(gòu)圖。 Hoo

34、ft 等（1997）研究 800 km 的快速擴(kuò)張東太平洋中隆 （ EPR）南部，以地震波方法給出在洋中脊軸深、 洋中脊截面面積、地幔 Bouguer 異常和軸上玄武巖 MgO 百分含量之間存在良好相關(guān)，表明在地殼 厚度和溫度上沿軸變化與巖漿的變化一致，巖漿以約 0.10Ma 的時(shí)間尺度補(bǔ)給。這與過去比較簡單 的具有高巖漿和低巖漿聚集的模式不同。另外，熱水活動(dòng)強(qiáng)度與洋中脊深度和截面面積變化缺乏相 關(guān)可能聯(lián)系著擴(kuò)張事件（巖漿侵位，斷裂） ，這些具有更短的時(shí)間尺度，約為10 100a。這些巖漿室的活動(dòng)導(dǎo)致海底火山噴流。 1997 年美國 Alvin 潛水艇在中太平洋 Galapogos 脊發(fā)現(xiàn) 近

35、年的噴發(fā)熔巖和熱水。 1987 年 Juan de Faca脊中的 Megapurm 脊上發(fā)現(xiàn)有正在噴發(fā)的熔巖和熱水； 到 1991 年熱水羽已逐漸縮小，流量降低。 1991 年在北緯 9 50 有火山熔巖噴出。同年，美國的太平 洋海洋環(huán)境研究所建立聲監(jiān)視系統(tǒng)，以水中 T 波遙測海底火山噴發(fā)。 1993 年測出 Juan de Fuan脊有 火山噴發(fā)， 數(shù)月間有幾個(gè)國家的調(diào)查船到達(dá)此區(qū)進(jìn)行工作。 加拿大 Ropos 潛水艇發(fā)現(xiàn)新的長 2.5km， 寬 300m，厚 30m 枕狀熔巖。 1998 年 Juan de Faca 脊軸火山噴發(fā)后，發(fā)現(xiàn)氬和熱異常。洋中脊玄武巖的化學(xué)特征洋中脊是以拉斑玄

36、武巖系列為主要特征， 也有堿性系列參與， 出現(xiàn)低鋁安山巖， 堿性玄武巖等。 與拉斑玄武巖共生的還有蛇紋石化橄欖巖、輝長巖、輝綠巖、角閃巖、二輝橄欖巖等巖石。洋中脊拉斑玄武巖的主要化學(xué)特征是：SiO2 相對(duì)偏高，一般大于 49%；堿度低， K2O 和 Na2O一般小于 3%，其中 K2O 常小于 0.4%；FeO*MgO0.72.2，比值低，而 CaO 含量高；鈦極低，115TiO 2平均 0.8%，Ba、Rb、Sr、Pb、Th、U、Zr 等元素豐度很低，而 KRb 值高，達(dá) 5002000； Rb Sr、 ThU 值低，稀土元素含量低，并具有輕稀土元素略虧損或球粒隕石分布，87Sr 86Sr

37、值低，為 0.702 0.704。未蝕變拉斑玄武巖 87Sr 86Sr 0.70230.70245，206Pb204Pb18.24 18.82。大洋中脊玄武巖時(shí)常有蛇紋石化低溫蝕變。通過蛇綠巖系研究，表明蝕變隨深度變化，反映地 熱梯度每公里數(shù)百度，與中脊測定最高值相吻合。蝕變使87Sr 86Sr 高于中脊玄武巖正常值。新鮮玻璃中硼約 1 106，而交代玻璃硼含量要高幾個(gè)數(shù)量級(jí)。另外，交代可能導(dǎo)致234U 238U 減少，但這未必能測出，因?yàn)楹Ｋ?234U 238U 活度比僅稍高于 1。與洋島玄武巖和大陸玄武巖相比， MORB 的特點(diǎn)是它們極端均勻。它們的相容和中等不相容元 素濃度是比較均勻的；

38、 但某些高度不相容元素分布則相對(duì)不均勻， 虧損低價(jià)大陽離子 （ Os、Rb、Ba、 87 86Pb、Sr 等），而具有較高的 KRb、KBa 和 87Sr86Sr 比。在 Sr、Pb、Nd 同位素組成上， MORB 和 OIB 之間存在著一級(jí)的同位素差異。根據(jù)微量元素常把洋中脊玄武巖分為兩類（表3.5）：N 型（正?；蛱潛p型） ， P 型（富集型） ?！案患?指的是該玄武巖具有大于平均玄武巖的不相容元素濃度，或較高的弱強(qiáng)相容微量元素比，或者兩者；虧損指的是負(fù)富集。N 型分布于太平洋和大西洋的北緯30 以南， 其輕稀土元素和不相容元素虧損， K Ba、K Rb、87 86ZrNb 比高， 87

39、Sr 86Sr 比值低。 P 型分布于大西洋北緯 30 以北和 Galapagos弧后擴(kuò)張中心，其輕 稀土元素和不相容元素虧損程度較低，KBa、K Rb、ZrNb 比較低， 87Sr 86Sr 比較高。若以ZrNb 比作為鑒別標(biāo)志， N 型大于 30，P 型近 10。N 型 La Sm小于 1，P型則大于 1。P 型與洋 島玄武巖的不相容元素分布曲線形式差別很大。Sr、Nb 和 Pb同位素研究表明，太平洋中脊三者變化范圍比大西洋更窄。表 3.5 大洋拉斑玄武巖的典型大陽離子豐度（ 10-6 ）和比值（洪大衛(wèi)， 1994）洋中脊拉斑玄武巖洋島N 型P 型拉斑玄武巖K106418541600830

40、0Rb1045512Ba1225570 200Sr127105150 400K Rb1046414400KBa109342540SrRb127232070對(duì)于一級(jí)而言， MORB 被認(rèn)為是巨大的化學(xué)均勻體。然而，一系列洋中脊軸部樣品研究發(fā)現(xiàn)了 化學(xué)和同位素變化。 因?yàn)楦叨炔幌嗳菰兀?諸如 Th U 為熔融程度所分餾的可能性極小， 所以 MORB 的 Th U 只應(yīng)反映它們的源區(qū)變化。 Lundstrom 等（ 2000）證實(shí)在洋中脊下的源區(qū)組分有大的變化 范圍（圖 3.8），證據(jù)來自 Siqueiros Transform 9 10 N EPR 區(qū)域。根據(jù)源區(qū)組分變化， Lundstrom

41、等（ 2000）提出把 MORB 分為正常 MORB （NMORB ）、富集 MORB（EMORB ，高 ThU） 和虧損 MORB （ DMORB ，低 ThU）。圖 3.8 Th U-Zr Nb 圖（ Lundstrom 等， 2000）田字形方塊表示 910 N EPR 玄武巖平均組分（具有 1 標(biāo)準(zhǔn)偏差）玄武巖中特征的化學(xué)變化出現(xiàn)于小于 5 km 的尺度。這與地幔大理巖團(tuán)塊觀點(diǎn)相符（ Allegre 和 Turcotte，1986）。洋中脊玄武巖的化學(xué)不均一可能是由于下列因素的差異：源巖成分和礦物、部分 熔融程度和機(jī)制、開始熔融溫壓條件、原始巖漿成分、地幔上升速度、源巖和圍巖孔隙與孔隙

42、流、 熔體集中和流動(dòng)機(jī)制、熔體混合作用、以及巖漿結(jié)晶分異等。116Cohen 和 ONions （1982）從洋盆的玄武巖玻璃分析，顯示大西洋MORB 有較大的鉛同位素變化，不同于太平洋中隆。由于兩大洋下的上地幔的不均勻性相近，看來快速擴(kuò)張洋中脊能促使巖漿 室內(nèi)均一化。 Batiza（ 1984）和 Allegre 等（ 1984b）證實(shí)洋中脊擴(kuò)張速度與同位素不均勻性的反相 關(guān)。 Batiza（ 1984）提出地幔普遍有小尺度不均勻性，快速擴(kuò)張洋中脊的部分熔融過程中有小范圍 的均一化。而 Allegre 等（ 1984b）認(rèn)為均一化以固相地幔對(duì)流為主，而不是巖漿混合。洋中脊和熱點(diǎn)顯示兩種惰性氣

43、體同位素圖式：3He4He 值為 8.17 0.85RA ，比大氣豐度高，富 20Ne和21Ne、40Ar 39Ar 高達(dá) 28000，過量 129Xe、134Xe和 136Xe。這是去氣和完全混合儲(chǔ)庫，相 應(yīng)于虧損上地幔； He4He 值為 3035RA，也富含 20Ne 和 21Ne，但對(duì)給定 20Ne 22Ne 其 21Ne 22 40 3922Ne 低于 MORB ，40Ar39Ar 值 MORB 近于大氣值，見于 OIB 。Niedermann 和 Bach（1998）研 究南太平洋新鮮玄武巖玻璃中具有較多核成因的氖同位素， 認(rèn)為是由地幔源區(qū)以前的去氣作用造成。 Sarda等（ 19

44、99）發(fā)現(xiàn)中大西洋中脊玄武巖玻璃中最大40Ar 39Ar 與 206 Pb、207 Pb和 208Pb相關(guān)，不是淺層沾污，可能是去氣的虧損上地幔與再循環(huán)組分混合的結(jié)果。Ballentine 和 Barfod （ 2000）認(rèn)為來自 OIB 和 MORB 玻璃中的惰性氣體（ Ne、Ar 、Kr 和 Xe）同位素組分特征是來自近地表大氣中 惰性氣體的添加。洋中脊玄武巖氣孔中 CO2的 13C 4.3 8.0， Taylor（1986）匯編了洋中脊玄武巖和島弧 玄武巖 CO2的 13C 2 11?；鹕脚懦?CO2的 13C 2 31，但其眾數(shù)位于 4 5， 這涉及巖漿去氣作用。洋中脊拉斑玄武巖中萃取

45、硫的34S 在 0.3 1.6之間。與大洋玄武巖有關(guān)的一個(gè)重要巖石克馬提巖（ komatiite ）經(jīng)常聯(lián)系著拉張，出現(xiàn)于太古宇 綠巖帶中。其特點(diǎn)是高溫超鎂鐵質(zhì)熔體，含 MgO 高于 18。顯生宙克馬提巖極為稀少， Storey 等 （ 1991）報(bào)道美國西部 Gorgona 含 MgO 高達(dá) 24的白堊紀(jì)克馬提巖。 Foster 等（ 1996）研究西澳 2.7Ga 克馬提巖 Re Os 同位素，認(rèn)為它們?cè)从谏系蒯！?Arndt 等（ 1998）討論克馬提巖形成與水的 關(guān)系，提出雖然少數(shù)克馬提巖含水，但是大多數(shù)是干的。洋中脊玄武巖的熔融模式從實(shí)驗(yàn)和地?zé)崽荻裙浪悖?MORB 巖漿是上地幔橄欖巖

46、在 1.52GPa 壓力（深度 5060km）下， 經(jīng)較高程度部分熔融（達(dá) 20 30%）而產(chǎn)生。短壽命 U 系同位素對(duì)巖漿巖研究十分有效，特別是短半衰期230Th。巖漿中 234U 和 238U 總是趨于久期平衡，在冷卻時(shí)恒定地含有初始釷。 Condomines 等（ 1981）發(fā)現(xiàn)在中大西洋洋中脊（ 37 N） “ FAMOUS ”區(qū)域內(nèi)新鮮玄武巖和玻璃有窄的釷同位素和U Th 值，樣品年齡均小于 5 Ka，其釷同位素組成可視為侵入時(shí)的初始比。在 U-Th 等時(shí)線圖上 FAMOUS 數(shù)據(jù)處于平衡線左側(cè)（圖 3.9）。U 和 Th 都是極不相容元素，在巖漿室內(nèi)結(jié)晶時(shí)不能分餾，不平衡必然是熔融

47、過程造成的。如果在 巖漿室內(nèi)存留時(shí)間大于數(shù)十 Ka， U-Th 活度將再達(dá)平衡。但這并未發(fā)生，表明從熔融到地表巖漿運(yùn) 移相當(dāng)快，未在巖漿室內(nèi)長期演化。這為 MORB 玻璃內(nèi)較短壽命 U 系核同位素不平衡證據(jù)所支持。圖3.9表明，即在全部情況下 FAMOUS 熔體相對(duì)于源區(qū)富 ThU。這意味著在熔融時(shí) Th比 U 有更大的不相容性。 McKenzie （ 1985a）提出用 r表示熔融時(shí) ThU 分餾：238 232 238 232 r （ U Th ） source（ U Th ） magma 然而，這時(shí)源區(qū)處于平衡線上，即它的238U232Th 活度等于 230Th232Th 活度。品是從小

48、于幾千年的源區(qū)萃取，這源區(qū)釷同位素活度等于巖漿的測量值：238 232 230 232 230 232 （238U232Th）source （ 230Th 232Th） source （ 230Th232Th ） magma 代入式（ 3.1）得：230 232 238 232 230 238 r（ Th Th ） magma（ U Th ） magma（ Th U ） magma 這樣，我們能從巖漿產(chǎn)物的鈾系分析中測定熔融時(shí)的U Th 分餾。（3.1） 進(jìn)而，如果分析樣3.2)3.3)圖 3.9 MORB 和 OIB 的 UTh 同位素圖（ Allegre 和 Condomines，1982

49、）相對(duì)于在熔融條件下 U Th 分餾因子（ r）117Allegre 和 Condomines（ 1982）注意到分餾因子 r 與部分熔融程度相關(guān)。 MORB 巖漿具有 r 1.2 1.35 和典型過量 230Th 活度。 MORB 和 OIB 樣品呈現(xiàn)類似的分餾特征（圖 3.9），說明兩者具有相似 的熔融度，它們?cè)诨瘜W(xué)和長壽命同位素上的差異應(yīng)是源區(qū)化學(xué)差異反映，而非熔融結(jié)果。McKenzie （ 1985a）從觀測的 U Pb 分餾值計(jì)算部分熔融百分?jǐn)?shù)，其結(jié)果與簡單批量熔融模式 不符。所以， McKenzie 使用 Langmuir 等（ 1977）提出的動(dòng)力熔融模式。在動(dòng)力熔融模式中，熔體

50、 從近于 60km 的垂直厚度中連續(xù)萃?。▓D 3.10 ）。熔體從通道中快速上升到地表，在行進(jìn)中混合。同 時(shí)源區(qū)緩慢上升通過熔融帶。在源區(qū)任何部位僅含2孔隙熔體，在運(yùn)動(dòng)上升中熔體被捕獲，變得更加虧損不相容元素。如果熔體在全部熔融帶均勻混合，動(dòng)力部分熔融在不相容元素豐度上的效果 類似于批量熔融。這是由于萃取時(shí)源區(qū)在達(dá)到熔融帶頂部已完全耗盡這些元素，換句話說不相容元 素萃取是 100有效。然而，對(duì)短壽命核下敘兩個(gè)熔融模式將產(chǎn)生不同的結(jié)果。圖 3.10 產(chǎn)生 MORB 的動(dòng)力熔融模式簡圖（ McKenzie ， 1985a）垂直實(shí)線：熔體快速上升通道；垂直虛線：源區(qū)緩慢上升由上述兩個(gè)極端模式可以從觀

51、測 MORB r 值來確定地幔上升速度。 Williams 和 Gill （ 1989）根 據(jù)不同 r 值計(jì)算出地幔上升速度 1 7 cm a。這結(jié)果使洋中脊下的地幔運(yùn)動(dòng)難以預(yù)測。因1cma小于板塊運(yùn)動(dòng)速度， Mckenzie（ 1985b）提出洋中脊下熔融帶是漏斗形。微量元素從漏斗底部區(qū)域中 萃??；而主元素基本是從漏斗頂點(diǎn)熔融萃取。 Williams 和 Gill 的較高上升速度下萃取結(jié)果近于簡單 動(dòng)力模式，但不能解釋微量元素與長壽命同位素特征之間的矛盾。Sims 等（ 1995）利用 Sm-Nd 、U-Th 和 U 系數(shù)據(jù)對(duì) MORB 和各種 Hawaii 熔巖討論熔融模式。 表明 （Sm

52、 Nd）值隨熔融程度而變化，并與二氧化硅飽和度相關(guān)，也觀察到Hawaii 熔巖在 值和230Th 238U 活度比之間的粗略雙曲線相關(guān)。 MORB 給出 Hawaii 的 ThU 活度比的相似范圍， 但具 有一個(gè)更較低 值。Bourdon 等（ 1996）論述在 r 與中大西洋洋中脊軸上水深之間的反相關(guān)， Hischmann 和 Stolper（ 1996）認(rèn)為 Th U 不平衡的主要控制是原始熔融的深度。對(duì)于化學(xué)變化多端的源區(qū)其熔體是否存在混合作用， U 系不平衡可以提供明確的證據(jù)。所有源 區(qū)在久期平衡條件下必須以母體子體對(duì)開始熔融。然而，卻發(fā)現(xiàn)過量230Th 局部與 Th U 相關(guān)。圖 3

53、.8 表示鄰近北 EPR 洋島玄武巖中的不相容元素比與長壽命同位素比存在線性相關(guān)。對(duì)此相關(guān)最 簡單的解釋是來自不同源區(qū)熔體的混合。 在 9 10 N EPR 區(qū)域 230Th 過量與 ThU 的線性相關(guān) （圖 3.11），并給出 E MORB （高 ThU，226Ra230Th1.37），NMORB（226Ra230Th2.32.75） 和 D MORB （低 ThU，226Ra230Th3.2 4.0）分區(qū)特征。 Lundstrom 等（ 2000 ）認(rèn)為該 MORB 源區(qū)包括高 ThU 的穿入鎂鐵質(zhì)巖脈和被穿入的低Th U 虧損二輝橄欖巖源區(qū)，這些熔體隨后混合形成典型的 N MORB 。繼

54、而， Lundstrom 等（ 2000）提出一個(gè)符合分餾和平衡孔隙流熔融的熔 融模式。圖 3.11ThU-230Th238U 圖（ Lundstrom 等， 2000）園點(diǎn)： 9 10 N EPR 玄武巖中過量 230Th；三角：來自 Siqueiros Transform 玄武巖中過量 230Th。顯示樣品亞族： E MORB 、DMORB 和 NMORB 。最高 ThU 樣品是按照 230Th 231Pa侵入年齡衰減校正到初始過量。在巖漿熔融中微量元素分餾為礦物熔融分配系數(shù)的實(shí)驗(yàn)所證實(shí)。在地幔條件下，尖晶石純橄巖 中的單斜輝石是主要含鈾和釷的礦物，具有 Th 大于 U 的固液分配系數(shù) D

55、。所以，在尖晶石純橄 巖穩(wěn)定區(qū)（約 70km 深）內(nèi)的熔融不能產(chǎn)生明顯的 Th U 分餾。另一方面， Beattie（1993b）表明石 榴子石具有適合于產(chǎn)生觀察到的230Th 238U 富集的固液分配系數(shù)。 LaTourrette 等（ 1993）證實(shí)石榴子石的 DTh DU約等于 0.1。因此，MORB 中觀察到的 ThU 分餾源于大于 70 km 深度的熔融，118并且熔體必然快速運(yùn)移到地表，之后230Th 衰減。Salters 和 Zindler （ 1995）分析地幔橄欖巖中透輝石的鉿同位素。來自New Mexico 的深成橄欖巖和二輝橄欖巖俘體的 Hf-Nd 特征接近 MORB 。

56、而來自 Salt 湖克拉通， Hawaii 的橄欖巖俘體有變化 的放射性鉿，遠(yuǎn)在地幔 Hf-Nd 陣列之上。這表明源區(qū) Hf 虧損。Salters（1996）介紹更多 MORB 的 Hf-Nd 數(shù)據(jù)。差不多全部 MORB 和 OIB 有明顯正 值（ Lu Hf ），這要求在石榴子石穩(wěn)定帶中熔融， 即與石榴子石有關(guān)的熔融在最淺洋中脊。 相反，Hirschmann 和 Stolper（ 1996）討論在大理巖團(tuán)塊地幔內(nèi)石榴子石輝石巖，而不是石榴子石橄欖巖熔融所產(chǎn)生 Lu Hf 分餾。這個(gè)模式表明輝石巖熔融的“石榴子石特征”保存在具有低熔融速度的深洋中脊，但在 淺洋中脊其特征為尖晶石橄欖巖的大尺度熔

57、融。231Pa和 226Ra 能提供 MORB 熔融速度和巖漿攀升的附加約束。幫助我們?cè)谄胶饪紫读鳎‥PF）與通道流模式之間進(jìn)行選擇。然而，這些數(shù)據(jù)至今不能支持或反對(duì)一個(gè)給定的模式。 Lundstrom 等 （1994；1995）討論中用 Spiegelman 和 Elliot （ 1993）的 EPF 模式解釋。在此模式中，巖漿通過孔 隙，部分熔融介質(zhì)上升，并與上升介質(zhì)維持平衡。巖漿轉(zhuǎn)移到地表的速度是非瞬時(shí)的和控制短壽命 核素同位素不平衡程度。相反， Iwamori （ 1994）認(rèn)為快速熔融萃取和上升（通道流）對(duì)洋中脊和地 幔羽更好。 Iwamori （ 1994）， Richardson

58、 和 McKenzie （ 1994）進(jìn)行洋中脊和地幔羽熔融二維模式的 實(shí)驗(yàn)。然而，考慮到其它大量不確定的熔融行為，二維比一維模擬的進(jìn)展更少。洋中脊熱水噴流和氦異常海底熱水噴流是 20 世紀(jì)地球科學(xué)最大發(fā)現(xiàn)之一。 1966 年首先見于紅海。 1977 年美國 Alvin 潛 水艇在東太平洋中脊北緯 21 發(fā)現(xiàn)有 350 C 熱水噴流。之后，在大洋中脊、大洋島、島弧區(qū)和邊緣 海中陸續(xù)發(fā)現(xiàn) 100 多處熱水噴流點(diǎn)。其中以大洋中脊最多。例如，快速擴(kuò)張的東太平洋 EPR 中脊的 北緯 9 到 21 的一系列活動(dòng)點(diǎn)、和靠近美國西岸的 Juan de Fuca 脊、以及以慢速擴(kuò)張著稱的中大西 洋中脊的北緯

59、 23 至 37 50 的多個(gè)熱水噴流點(diǎn)。大洋總放熱量約 2.7 1020J a，估算大洋中脊熱水放熱量約6.3 1019Ja，約占總放熱量 23%。世界海水總量約為 1.4 1021kg，熱水噴流量約為 2.9 1013kg年， 則以熱水循環(huán)每更換大洋水一次需 50Ma 。Elderfield 和 Schultz（1996）還用地球化學(xué)方法估算其熱流。熱水以兩種形式向外噴流。一是直接上升的密度較小熱水團(tuán)，能把潛水器托起，稱為浮力羽 （ plume） 。另一部分在離開噴水口后，以水平擴(kuò)散為主，稱為熱水羽或非浮力羽。熱水噴流形成的 沉積物被稱為白煙囪和黑煙囪，后者以含有硫化物和硫酸鹽為其特征。對(duì)

60、現(xiàn)代噴流熱水的測試表明，熱水水溫明顯地高于背景溫度，最高可達(dá)350 400， pH 為弱酸性到酸性， Eh 為還原性質(zhì)。 熱水的化學(xué)成分與海水相比高度富集的組分 （富集程度達(dá) 2 個(gè)數(shù)量級(jí) 以上）有 Si、Ba、Fe、Mn、Cu、Zn、H2S、CO2、3He、CH4 等；高度虧損組分（虧損程度在3 個(gè)數(shù)量級(jí)以上）有 Mg 、SO42等。Baker 等（ 1987）在 Juan de Fuca 洋中脊南部發(fā)現(xiàn)巨型熱水羽，它厚700m，直徑 20km ，其中心在海底上約 700 m，頂部在 1000 m ，海底位于海平面下 2300 m 。Palmer 和 Ernst（1998）討論其 理論模式，