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地球化学总结地壳与地幔地球化学地球的元素丰度的估算方法：1 陨石类比法，该估算方法是建立在以下假设基础之上的：陨石是太阳系内的产物陨石与小行星带物质成分相同陨石是星体的碎片陨石母体的内部结构和成分与地球相似2 地球模型法和陨石类比法在地球模型的基础上求出各圈层的质量和比值，利用陨石类型或陨石相的成分计算各圈层的元素丰度，最后用质量加权平均法求出全球的元素的丰度。例如：华盛顿球粒陨硫铁可以代表地核的成分；球粒陨石中硅酸盐的平均成分代表地幔和地壳的成分可以按比例各取一定质量的陨石，然后分别计算出各元素的全球丰度克拉克值：地壳的平均化学成分，可以有多种表示方法重量克拉克值：指地壳中元素的重量平均含量原子克拉克值：指地壳中元素的原子平均含量地壳的平均化学成分的确定方法：岩石平均化学组成法克拉克将岩石圈的全部岩石分为两类：火成岩，质量占95%，水成岩占5%。然后取样按质量加权平均值法计算地壳的成分细粒碎屑岩法戈尔德施密特认为，细碎屑岩是沉积物源区出露岩石经过剥蚀，搬运，并均匀混合的产物，其成分可以代表物源区地壳的平均化学组成 Taylor和McLennan则用细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩作为上地壳的混合样品进行了研究。地壳模型法 Taylor和McLennan提出，现今大陆壳质量的75%在太古宙时期形成的，25%是在后太古宙时期形成的。后太古宙的大陆壳生长主要发生在岛弧地区，代表性物质是岛弧安山岩，由此他们计算出了现代大陆壳的元素丰度地壳元素丰度特征：地壳中各种元素的丰度是极不均匀的，其中，前三种元素O,Si,Al就占了82%，前8种元素占了98%随原子序数的递增其丰度趋于降低，但Li,Be,B的丰度仍表现为亏损除了惰性气体和少数元素外，质量数为偶数的元素丰度大于奇数元素的丰度仍表现为质量数位4的倍数占主导地位相对地球整体，地壳最亏损亲铁元素，次亏损亲铜元素和少量亲氧相容元素；富集亲氧不相容元素地壳中某些元素丰度的偶数原则被破坏的原因：惰性气体元素丰度异常低的原因：不易参于其他元素相结合，在漫长的地质演化历史过程中，它们易于从固体地球内部不断地通过排气作用进入大气圈，在通过脱离地球的引力作用而释放到宇宙中在地壳与地幔分异的过程中，部分相容元素停留在地幔中元素克拉克值在研究地球化学中的意义1）元素的克拉克值决定了元素的地球化学行为克拉克值高的元素可以形成独立矿物，而克拉克值低的元素只能以类质同像的形式存在于主要矿物的晶格中2）作为元素集中分散的标尺浓度克拉克值=观测值/克拉克值 1表明富集 1表明贫化标志地壳中元素的富集和成矿的能力浓集系数=矿石的边界品位/克拉克值浓集系数越大越不容易成矿主要类型岩石中元素的丰度特征超基性岩富集亲铁元素和亲氧中的相容元素基性岩富集亲铜元素和分配系数接近于1的亲氧元素酸性岩富集不相容的亲氧元素和挥发元素载体矿物：岩石中某元素主要赋存的矿物富集矿物：某元素的含量远远高于岩石平均含量的矿物地幔地球化学地幔成分的研究方法：上地幔成分的确定：幔源的玄武岩及其所携带的地幔岩包体，或通过构造推覆上来的地幔岩块下地幔成分的确定：一是根据实测的地球内部地震波速资料和高温高压下矿物的或岩石的原位声速测量资料进行综合研究获得，二是根据宇宙化学资料研究获得地幔不均一性的研究方法：地幔化学研究不均一性的样品地幔橄榄玄武岩玄武岩类岩石方法：元素比值和同位素比值，同位素和强的不相容元素之间的比值可以代表地幔源区岩石的比值元素丰度模式法：一种图解法，类似于用球粒陨石标准化的稀土元素模式图地幔不均一性的原因：在地球形成的行星吸积过程中就存在组成的化学不均一性。在地球形成以后的分异过程中，引起了地幔的不均一性由于大陆发生漂移，使地壳与地幔结构发生重新组合地幔与地壳的物质交换地壳是地幔分异作用的形成的。大量资料表明，地壳的增长在中晚元古宙时期达到最高峰，后来地壳基本上没有增长。这意味着地壳一定以某种方式返回到地幔中去了。聚敛板块边界的俯冲作用是地壳物质在循环的最重要的方式证据如下：主要研究岛弧玄武岩Pb,Sr,Nd同位素证据：与大洋玄武岩相比，岛弧玄武岩的206Pb/204Pb,87Sr/86Sr,143Nd/144Nd明显较高，这表明有大洋沉积物的加入10Be的证据10Be主要存在于大气圈，并且半衰期很短，在地幔中存在量很少，理论上岛弧火山岩中也应该很少存在，但是，从实测资料中显示，岛弧火山岩中10Be的含量介于大洋沉积物和其他火山岩之间，说明了有大洋沉积物的加入微量元素的证据：岛弧玄武岩具有富集低场强元素Sr,K,Ba,Rb和亏损高场强元素Nb(Ta)等的特征。实验证明，低场强的元素富集与洋壳俯冲的去水作用对上覆地幔的交代有关。风化地球化学风化作用的特点：低而速变的温度低压处于大气圈游离氧和二氧化碳中有水的参与有生物和有机质的参与