发布时间 : 星期五 文章中国科学院大学，岩石地球化学考题预测+复习要点+目录 - 图文更新完毕开始阅读718b6f5c7375a417876f8f2a
4、地幔的地球化学不均一性表现在哪里？说明四种端元组分的差异及成因；
地幔的地球化学不均一性表现在同位素和微量元素上。
1)同位素方面：幔源火山岩的同位素比值可以代表其源区的特征，是了解地幔化学不均一性的最有效方法之一。Erlank等在80年代初对南非不同时代幔源岩石的Sr同位素研究发现，侏罗系的样品（190Ma）在87Sr/86Sr-87Rb-86Sr图解上的投影点非常离散，不但不能拟合出190Ma的等时线，而且又不落在地幔演化线（1620Ma）或地球演化线（4.6Ga）上，甚至还有相当部分的数据点落在地球演化线的左边。Erlank等通过详细的地球化学研究排除了样品受干扰因素影响的可能性，认为这反映了上地幔各处并不具有相同的87Sr/86Sr比值，即上地幔在同位素组成上是不均一的。Hamelin等对洋中脊玄武岩的Pb-Sr-Nd同位素研究结果表明，印度洋中脊的地幔具有与太平洋洋中脊和大西洋洋中脊明显不同的同位素组成。
2)微量元素证据：地幔在微量元素上的不均一性大约是在80年代初才开始认识到的。前人研究了大西洋不同的纬度的玄武岩样品的Y/Tb、Zr/Hf和Nb/Ta后发现，研究区内玄武岩的La/Ta值可以划分为两个组合：在北纬22-25的玄武岩为18；在北纬36-63的玄武岩为9。因此在大西洋下面的上地幔存在着较大区域的微量元素化学不均一性。
地幔端元的特征
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DMM，一般在地幔的最上部，亏损不相容元素，代表地壳从幔分异后的残留物
HIMU，地幔与再循环洋壳的混合，由于洋低热液作用或俯冲带的脱水作用，造成Pb的流失和m值升高 EM I和EM II 可能分别来自地幔与下地壳和上地壳的混合
5、造成地幔不均一性的可能因素有哪些？
地幔存在垂向及侧向的不均一性。地幔不均一性的产生可能有三种途径：（1）地幔部分熔融及岩浆的析出；（2）地幔交代作用；（3）地壳及岩石圈物质重新进入地幔对流。
地幔的圈层结构（上地幔、过渡带、下地幔）可以很好的解释地幔的垂向不均一。地幔的内部对流、部分熔融、岩浆分异是圈层结构的内因。
地幔侧向不均一的因素更复杂一些。壳幔物质的交换是主要因素，主要包括： （1）岩石圈物质的循环
岩石圈是刚性的、冷的圈层，它由地幔的最上部和上覆的大陆壳及海洋下的洋壳组成。岩石圈物质的再循环主要由两种形式
大洋地壳或大陆地壳或岩石圈板片由于俯冲（消减）作用被软流圈传到进入地幔；地壳或岩石圈经底部侵蚀，其碎片沉入并储集 在地幔。
（2）地幔柱与岩石圈的相互作用
地幔柱：地幔中狭窄的上升热及低密度的物质流。与岩石圈的相互作用是多样的、复杂的，也是十分重要的。作用结果的表现形式可见大的盾形火山、火山岛链、大陆和大洋的泛流玄武岩、巨大的镁铁质岩墙群和大陆板内各
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种碱性火成杂岩。
地幔柱上升到达岩石圈底部后，地幔柱的蘑菇状头部产生减压绝热熔融。幔柱温度高于周围地幔270度，柱头侧向扩张可达1000-2000Km。熔体可以进入岩石圈中，生成的岩浆通过地壳中裂隙向上渗透，形成在地壳较高水平的储存库。地幔柱侧向运移可以侵蚀岩石圈热边界层并带着岩石圈碎块回到地幔。
根据地幔源岩的洋中脊玄武岩及洋岛玄武岩的 Sr、Nd、Pb同位素及微量元素研究，地幔中存在亏损地幔及富集地幔。Hart提出了4种地幔端元组成：亏损地幔、高μ值地幔、富集地幔I、富集地幔II。
6、简述大陆岩石的同位素组成变化大于大洋岩石同位素组成变化的原因?
地球物质的90%由Fe、O、Si、Mg四种元素组成；含量大于1%的元素还有Ni、Ca、Al、S；Na、K、Cr、Co、P、Mn、Ti的含量均在0.01%-1%范围内。其它元素的含量是微不足道的。
元素在地球重力场的分配并非受制于自身的密度或原子量，而是受元素亲和力所支配，亲和力决定于原子的电子构型、化学键特性。例如虽然U、Th的密度很高，但它们是强正电性的元素，使它们呈氧化物或硅酸盐形式富集于地壳中。尽管元素的分配不受重力的控制，但是重力却控制着各主要相在地球中的相对位置。
对洋中脊玄武岩的研究发现，因为诱发岩浆产生的热源为上隆软流圈，物质为单纯洋幔，源区处于拉张的动力学状态，岩浆形成和运移过程无陆壳混热（仅与海水相互作用），决定了它们富集Ti、Mn、P、Co、Ni、Cr、V、Cu、Zn、Au、Ag、Mo等元素。
部分熔融过程中，不相容元素总是倾向于进入岩浆，导致地幔岩石或深部地壳中的大离子亲石元素K、Rb、Sr、U、REE等不断向上部富集，经过壳幔分异和地壳的长期演化，大陆地壳中富集REE、W、Sn、U、Th、Be、Pb、Cs、Ta等元素，在上地壳上列元素更强烈富集，同时导致在俯冲带下的大陆地幔岩石中贫大离子亲石元素。 构造运动和环境起着沟通岩浆物源、约束过程发生的场所和运移的途径、制约热动力学和物理化学条件等的作用。例如，不同性质的构造切割或沟通的地球结构层和影响的深度是不同的，洋脊构造可沟通地幔直达软流圈，洋陆（B型）俯冲导致俯冲洋壳与岩石圈地幔的相互作用，陆陆（A型）俯冲引起俯冲陆壳与另一侧深部地壳或地幔的相互作用。上述作用都可引发岩石的部分熔融，但由于不同圈层及不同结构层的化学成分有差异，以不同层圈或不同结构层为源岩所产生的岩浆，在元素（同位素）组成将因继承源区的特征而各不相同。
不同构造环境中热动力学和物理化学条件也不相同，它们会影响原岩的部分熔融程度和岩浆成分演化。在洋中脊环境下由于温度的急剧下降，岩浆只发生快速固结，一般不引起明显的成分分馏。地幔软流圈上隆或地幔热柱上升所产生的幔源岩浆既可通过结晶分异、岩浆不混容分层等方式形成双模式岩套，也可由于通过幔源岩浆的热烘烤使下地壳岩石部分熔融生成长英质岩浆、与幔源岩浆一起构成不同源的双模式岩套。由于这两种双模式岩套的形成机制不同，两者的微量元素组成也必然存在差异。
B型俯冲带岩浆形成过程是，俯冲板片随地幔对流向下运移，随俯冲洋壳下插到一定深度，随地温升高，俯冲洋壳板片发生变质脱水，导致岩石富水条件下的部分熔融，这就造成了富含高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P）的难熔矿物（铌钛酸盐类、金红石、锆石）等更多的残留在源区固相中，而而大离子亲石元素（K、Rb、Ba、Th、U、LREE）倾向于富集于熔融形成的岩浆中，造成产生于B型俯冲带中的岩浆均显示出HFSE相对于LILE亏损的特征。
某些放射性同位素的母子体同位素因在源岩中各自寄主矿物中的易熔程度不同，而显示出不同的分配行为（不相容性或相容性），造成在部分熔融过程中母子体同位素的相对分离，这是导致不同圈层母子体同位素比值变化的主要原因。不少放射性同位素属于强不相容元素，它们倾向于在地壳尤其在上地壳中富集，如Rb、U、Th等，如果它们的子体同位素的不相容性相对较弱，如Sr比Rb弱，Pb比U弱等，在岩石圈地幔和下部地壳发生部分熔融后，岩浆中的Rb-Sr和U-Pb同位素系统将与源区Rb-Sr和U-Pb同位素系统的比值产生差异。
7、简述I型、S型、A型花岗岩的概念与区别标志
I型花岗岩：其源岩则主要是火成岩，尤其是基性程度偏高的火成岩、变质火成岩类。
S型花岗岩：的源岩应以沉积岩或变质沉积岩等壳源沉积物为主,因而其特性继承了沉积岩和变质沉积岩的某些
重要地球化学特征。
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也有学者对该分类的合理性进行了质疑，因为成分相同的花岗岩可以来自不同的源区； A型花岗岩：典型特征为碱性、无水以及形成于非造山的构造环境 区别标志：
8、简述埃达克岩定义、岩石地球化学特征及其成因机制
埃达克岩：埃达克岩是Defant 和Drummond在15 年前引入地学界的一个岩石学术语, 它是指与年青(≤25Ma)
俯冲大洋岩石圈有关的新生代岛弧环境中的火山岩或侵入岩。 这些岩石具有以下特征：
高SiO2(≥56%) 榴辉岩/含石榴石角闪岩在高压下的部分熔融
高Al2O3(≥15%) SiO2 在70%左右时, 为高压下榴辉岩或角闪岩的部分熔融
低MgO(<3%) 低的Cr, Ni 含量相联系, 如果是初始融体, 表明岩浆并不是源于地幔橄榄岩 高Sr(>300 μg/g) 斜长石参与熔融或残留相中无斜长石保留
无负Eu 异常 源区仅有微量斜长石残留或是源区玄武岩本身Eu 亏损
低Y(<15 μg/g) 表明石榴石(在次要程度上, 有角闪石或是单斜辉石)为残留相 高Sr/Y(>20) 高于正常结晶分异的Sr/Y 比值, 表明有石榴石和角闪石为残留相 低Yb(<1.9 μg/g) 意味着低的HREE 含量, 表明残留相中有石榴石
高La/Yb(> 20) 轻重稀土元素的强烈分异, 表明石榴子石为源区的残留相
低HFSEs(如Nb, Ta) 与大部分的岛弧火山岩一样, 表明源区有富Ti 相或是角闪石残留相
低87Sr/86Sr(< 0.704) 低206Pb/204Pb, K/La, Rb/La, Ba/La；高143Nd/144Nd. 为N-MORB 特征
埃达克岩最初是用来定义那些富硅、高Sr/Y 和 La/Yb 的源于俯冲带玄武质洋壳部分熔融形成的火山岩和侵入岩. 最初, 人们认为埃达克岩仅形成在年青且尚未冷却的大洋板块俯冲会聚带, 但随后的研究表明埃达克岩也可以形成于岛弧的一些特殊环境, 在这里某些异常构造条件可降低古老板片的熔融温度. 目前认为, 埃达克岩涵盖了一系列的岛弧火山岩, 包括原生俯冲洋壳熔体, 埃达克岩-橄榄岩混合熔体以及源于板块熔体交代后地幔楔橄榄岩的熔融产物.
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