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
可能是变质年龄，对于沉积变质岩甚至可能得到其源岩年龄。它具体所代表的年龄意义主要取决于测定对象对放射性母体-子体保持封闭的能力。在变质作用过程中，不同矿物对同一放射性母体-子体体系具有不同的保存能力，如对钾-氩体系，在250～300℃时，氩的保存性为角闪石>白云母>黑云母>金云母>透长石>微斜长石>海绿石。不同的放射性母体-子体体系对于同一测定对象、相同变质条件下的保存能力也是不同的,如钐-钕体系在全岩中，一般即使变质条件达到麻粒岩级，年龄仍可代表原岩年龄，而矿物袭变径迹即使200℃左右的变质条件也将使径迹全部消失。一些矿物在变质作用过程中部分丢失放射性子体，所获得的表观年龄介于原岩年龄与变质年龄之间，其确切地质含义难以判断。
模式年龄 将假设的某种放射性体系的元素初始比值带入同位素地质年代法的基本公式D/Ds=（D/Ds）0+N/Ds
λt
（e-1）计算出的年龄称为模式年龄。其中D/Ds代表现今的同位素原子数比值，用质谱测定；（D/Ds）0是样品初始同位素原子数比值；N/Ds是母体同位素与参照同位素原子数比值；λ是衰变常数。很显然模式年龄的可靠性取决于初始比值的选择。
等时线年龄 以火成岩Rb-Sr 等时线定年为例，岩浆结晶分异可形成一套化学成分变化的岩浆岩，如果岩浆的整个冷却过程中Sr同位素是均一的，即从岩浆中形成的所有矿物或岩石具有相同锶同位素初始比值(87Sr/86Sr)i,且假设岩浆结晶的时间相对较短，所有矿物或岩石具有基本相同的年龄，其形成以后保持封闭，未受蚀变、变质等外
λt
来影响。在这些条件下，则方程87Sr/86Sr =(87Sr/86Sr)i +(87Rb/86Sr)(e-1)为一线性方程：y=b+mx。该岩浆岩体的所有矿物或岩石样品值将落在以87Sr/86Sr (y)和87Rb/86Sr（x）为坐标的一直线上。该直线叫等时线，因为线上所有的点具有相同的年龄（t）和相同的(87Sr/86Sr)i。年龄可由直线斜率（m）求得，m=(eλt-1);初如比值由y轴截距（b）给出。
20.附：试述放射性同位素等时线定年的基本原理
等时线法：需要在同一岩石体系中采集一组具有不同母子体比值的岩石或矿物样品(样品数目大于3)，分别测定它们的子体同位素组成和母子体比值。这时方程可以写成:
(D/Ds)=(Do/Ds)+(P/Ds)(eλt一1) (6.13)
对于同一体系的样品来说t是一定的，因此(eλt-1)为常数。它们又是同在岩浆源区形成的，因此它们的初始子体同位素比值D/Ds也是同样的。这样方程(6.3)就变成了D/Ds随(P/Ds)变化的线性方程。各个样品从形成以后D/Ds与(P/Ds)随时间而变化。公式((6. 13)确定了它们在任何同一时间都构成直线关系。通过((DID,)与(P/从)二组数据的一般回归计算或双误差回归计算可以求出直线方程的最佳斜率(eλt-1)和截距(Do/Ds)值。从斜率就可以计算出年龄t。
21.轻稳定同位素基本原理、同位素分馏的数学表达、同位素分馏与地质过程。
同位素分馏：同位素在不同物质或不同物相间分配比例不同的现象称之为同位素分馏。同位素分馏系数?A-B = RA/RB，即?值，表示某元素的同位素在两种物质（A和B）之间的分馏的程度。
22.大陆岩石圈的形成演化与地球化学过程
(1)大陆岩石圈地幔的岩石学组成、结构及地球化学特征
1.定义 岩石圈地幔就是岩石圈中的地幔部分。显然,由于岩石圈定义的不确定性,岩石圈地幔的涵义也因人而异。但从地球化学理论出发,地球在演化过程中发生分异时主要表现为地幔发生部分熔融。除硅以外,地幔主要由铁和镁组成,在部分熔融过程中,由于铁具有相对镁较低的熔融温度而优先熔出,剩下富镁的残留。但由于镁的密度相对于铁较小,因而此残留漂浮在早期形成的地壳之下,即岩石圈地幔。从上述定义可以看出,岩石圈地幔是指早先地幔发生熔体迁出形成地壳而后的残留。从这一定义出发,岩石圈地幔的时代就是地壳的形成时代
Boyd认为饱满的橄榄岩经历熔体(成分与科马提岩相似) 抽取后,形成的残留橄榄石和顽火辉石,具有比熔体和源
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岩都小的密度,因而上浮形成岩石圈地幔。以Kaapvaal 克拉通低温橄榄岩为大陆型岩石圈地幔的代表。
大陆岩石圈地幔的岩石类型以方辉橄榄岩为主，矿物富顽火辉石，Mg#在91.5-93.5之间，Mg/ Si、Ca/ Al较低，Mg/ Fe较高，187Os/188Os低，平衡温度< 1100 ℃- 1200 ℃，密度较小，产出位置太古代克拉通。
大陆岩石圈地幔在不同地区或经历不同地质作用事件的地区具有不同的性质,显示岩石圈地幔横向的不均一性和随时间变化显示出来的改造特征.
岩石圈地幔可分为三层:斜长石橄榄岩相、尖晶石橄榄岩相和石榴石橄榄岩相(图4) ,它们稳定存在的深度分别为0 公里到30～40 km、30～40 km 到45～82 km 和45～82km以上. 由于陆壳的厚度一般约为40 公里. 处在斜长石相的稳定区的岩石圈地幔厚度就非常有限,这也是大陆上斜长石橄榄岩相的幔源橄榄岩捕虏体少见的原因.
(2)壳幔相互作用：底侵作用、拆沉作用 底侵作用：底侵作用（underplating）曾称板底垫托作用。是大陆垂向生长的一种重要方式，特别是在太古宙时期。源于上地幔的部分熔融作用或软流圈上涌减压熔融作用所产生的玄武质岩浆从下面添加到陆壳底部的过程。玄武质岩浆的底侵导致区域热流值升高，进而使地壳岩石部分熔融，侵入上覆中、上地壳。大洋岩石圈沿消减带俯冲也是从下方添加到增生楔的底部，使后者加厚并趋于抬升，如加勒比海东部巴巴多斯增生楔的情况。地幔物质通过底侵作用进入地壳，岩石圈根通过拆沉作用而进入地幔，壳幔正是通过这两种过程相互作用并彼此循环而演化。 拆沉作用：系泛指由于重力的不稳定性导致高密度的岩石圈地幔或大陆下地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程。典型地区：安第斯山、阿尔卑斯山脉及青藏高原。造山过程中由于地壳加厚，＞40km的地壳下部将形成榴辉岩。基性岩浆底侵于下地壳底部和下地壳部分熔融产生的残余体，经过麻粒岩相变质作用同样会获得较高的密度。因此由榴辉岩及镁铁质麻粒岩组成的下地壳在重力上是不稳定的，可以使大陆下地壳发生拆沉作用。基性组分的拆沉，脱离岩石圈，将导致下地壳及大陆地壳整体成分向长英质方向演化。与此相关的地球化学指示剂δEu向降低方向演化，因此，可以此作为判断下地壳拆沉作用的地球化学标志。
(3)富集地幔的形成机制
对EMII地幔端元成因的认识基本一致，即由于俯冲的大陆碎屑物质加入所致，因为该端元正好位于亏损地幔与大洋沉积物的混合线上。
部分研究者将EMI的形成也与再循环的沉积物联系，即由大洋泥质沉积物为主而区别于以陆源碎屑为主的EMII；但多数研究者趋向于认同，发生过交代作用的岩石圈再循环作用是主要成因，而发生再循环作用的方式来自大陆克拉通边缘的大陆岩石圈俯冲作用。
(4)大陆地壳的形成与生长：连续／幕式 重循环作用
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