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一些缩写概念

构造类概念​

  • SCLM 大陆岩石圈地幔 sub-continental lithospheric mantle
  • LCC 下大陆地壳 lower continental crust
  • SOPITA 南太平洋同位素和热异常 South Pacific Isotopic and Thermal Anomaly
  • MORB 洋中脊玄武岩
  • DMM 亏损的 MORB 型地幔
  • EM-1 富集地幔-1
  • EM-2 富集地幔-2
  • HIMU 高 U/Pb 值地幔

玄武岩研究基础​

研究意义：因为玄武质岩浆直接来源于上地幔，并可产于多种构造环境中，所以研究玄武岩对于反演地幔物质成分、分析构造环境和地球的深部动力学均具有重大意义。

1、玄武质岩浆的形成​

1）地幔橄榄岩部分熔融，导致地幔橄榄岩部分熔融的因素：温度的升高；压力的降低；挥发组分的加入。

2）不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异： 洋中脊和大陆裂谷——减压熔融； 俯冲带——下插板块升温，引起熔融； 俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔部分熔融—挥发组分的加入。

2、玄武岩成分差异的影响因素​

1）源区的物质成分—地幔成分的不均一性，如饱满型地幔、交代富集型地幔、亏损型地幔。 2）部分熔融程度—如拉斑玄武岩是地幔橄榄岩20-30%部分熔融的产物；碱性玄武岩是地幔橄榄岩<15%部分熔融的产物。 3）源区流体的成分—如CO2使岩浆中的碱度增加。 4）源区的部分熔融条件—P的影响最大，如低压下形成拉斑玄武岩，高压下形成碱性玄武岩。

3、玄武岩的成因与构造环境​

大洋中脊玄武岩（MORB）​

形成环境：拉张环境 形成条件：低压高温，高度部分熔融（20- 30%） 源区：亏损的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩主要是拉斑玄武岩。 化学成分特征是低LILE，同位素亏损。 MORB分为两种： 正常MORB (N-type): 起源于亏损的软流圈上地幔； 地幔柱型MORB (P-type)：起源于比较富集的地幔柱或热点。 P-type MORB= N-type MORB + OIB source MORB的原始岩浆可能是苦橄岩经过Ol的结晶分异而成拉斑玄武岩。

大陆裂谷玄武岩——碱性玄武岩、碧玄岩、拉斑玄武岩​

形成环境：大陆内部拉张环境 形成条件：减压为主，温度增加较小，部分熔融程度一般低于洋中脊 源区：饱满型和交代富集型的地幔橄榄岩 大陆裂谷岩浆作用： 代表稳定的大陆开始发生裂解，是新的洋盆形成的前奏。 大陆裂谷岩浆作用的起因：有两种模式，主动模式和被动模式。 主动模式：地幔柱或热点。热的软流圈物质上涌、岩石圈拉张、下地壳沿着地壳的薄弱带减薄；基性岩墙群不断侵入到越来越薄的地壳。 被动模式：岩石圈减薄，大陆地壳被拉开，从而促使地幔物质上涌。 无论哪种模式，软流圈物质的上涌都是个事实。 大陆裂谷岩浆作用形成的岩浆组合非常复杂，从过渡型亚碱性玄武岩－碱性玄武岩－硅不饱和的碧玄岩和霞石岩，有时有超钾质的白榴岩。除了玄武岩之外，还有大量的长英质喷出岩，如粗面岩、响岩、流纹岩－可能与分离结晶、大陆地壳混染有关。 另外，与CFB相比，大陆裂谷岩浆作用的喷发性更强－反映源区的强交代而富含挥发分。 在多数情况下，大陆裂谷岩浆似乎来自富集的地幔源区。亏损的软流圈只有在强主动型裂谷中才有参与。

俯冲带玄武岩​

多阶段： 板块俯冲→洋壳和大洋沉积物的脱水→流体及酸性岩浆的向上迁移→地幔楔的交代作用和富集→地幔楔的部分熔融和岛弧岩浆的生成。 多源：地幔楔(大洋岩石圈＋软流圈上地幔)；洋壳(大洋玄武岩＋大洋沉积物)；海水；大陆地壳的混染。 分成四个系列： 低钾系列；钙碱系列；高钾钙碱系列；橄榄玄粗岩系列-碱性橄榄玄武岩系列。 每个系列由不同比例的玄武岩、安山岩、英安岩和流汶岩组成，与流体交代和深度有关。 化学成分：与MORB相比富含LIL和LREE元素，而贫HFS元素。

大陆边缘玄武岩​

岩浆源区的复杂性：大陆地壳与地幔和大洋地壳与地幔的混杂带 形成环境的特殊性：不同性质板块的会聚部位 形成条件：挥发组分—H2O的作用 A、降低部分熔融的温度； B、改变了矿物的熔融行为—形成的岩浆相对富含SiO2； C、 H2O的存在使体系处于高的fo2的条件，磁铁矿先结晶，导致岩浆不发生富铁趋势的演化—钙碱性系列与拉斑系列的区别； D、岩浆上升，H2O逸出减少，岩浆快速结晶，并发生结晶分异作用，形成玄武岩-安山岩-英安岩组合。 活动大陆边缘的岩浆作用： 岩浆的生成是一种多阶段、多源现象。 岩石类型：岛弧环境中出现的四个岩浆系列都有，但以钙碱性系列为主；更多的出现了富硅的岩浆(中性和中酸性)－安山岩、英安岩、流汶岩。更多的酸性岩浆的出现除与地幔楔的被交代富集有关外，还与加厚的大陆地壳有关(混染和重熔)。钙碱性岩浆活动在先，碱性岩浆活动通常发生于造山后的拉伸阶段。 源区：岩浆起源于地幔楔的岩石圈中，而岛弧岩浆(起因于洋-洋碰撞)则起源于地幔楔的软流圈部分。 岩浆的源区比岛弧岩浆更复杂，包括： 洋壳及大洋沉积物；大洋岩石圈(亏损)和软流圈；大陆岩石圈(富集)；古老大陆地壳。 化学成分：与岛弧岩浆相比更富LIL元素和LREE

洋岛玄武岩（OIB）​

OIB的起源与地幔柱有关，从成分上讲，从拉斑玄武岩-碱性玄武岩和亚碱性玄武岩。通常碱性玄武岩出现较晚。这与MORB有所不同。 由于，OIB来源于富集的下地幔，因此与MORB相比，富集LILE（大离子亲石元素）。

大陆高原玄武岩 (CFB)​

形成于陆内裂谷和火山，规模很大，上千上万平方公里，并形成高原地形，故名。 形成：与地幔柱或热点/热线有关。软流圈上涌－岩石圈减薄－地壳拉伸 岩石组合：以拉斑玄武岩为主，但许多大陆玄武岩含有10％的酸性喷出岩(上部)，而缺乏中性岩－双峰式火山岩 (玄武岩－流汶岩)。多数情况下还含有少量碱性玄武岩。 化学成分特征：同位素和地球化学上显示富集地幔的特征； 高Fe低Mg, 表明它不可能与正常的mantle lherzolite mineralogy在水不饱和的条件下平衡。 高原玄武岩不是原始岩浆而是经过了低压分离结晶(Ol)作用，原始岩浆可能是高Mg的富橄榄石玄武岩； 也可能是比正常地幔二辉橄榄岩更富Fe的源区的重熔； 正常地幔岩在水饱和条件下的重熔。

弧后盆地的岩浆作用​

因为洋壳俯冲而产生弧后扩张, 与大洋中脊海底扩张不同, 后者与俯冲无关。 只有老于80 Ma的、冷而致密的岩石圈的俯冲才能产生弧后扩张。 化学成分：类似于MORB, 但更复杂一些-看规模的大小。由于俯冲带挥发分的参与，从微量元素地球化学的角度看，弧后盆地玄武岩不同于MORB。 弧后盆地的岩浆成分取决于：源区成分、深度、部分熔融程度、挥发分的性质(与俯冲洋壳的脱水有关)。 弧后盆地玄武岩的成分从低K玄武岩(拉斑玄武岩，类似于MORB)到亚碱玄武岩都有，兼具MORB和岛弧玄武岩的特征。有些情况下会有高Mg安山岩出现。

李曙光院士：地幔组成的不均一性及其成因​

自从 20 世纪 60 年代板块构造理论诞生以来，地球板块运动的驱动力就成为地球科学家最感兴趣的基本科学问题之一。大多数科学家相信驱动板块运动的动力主要来自其下面的地幔对流运动，为了查明地幔物质的运动规律，在 20 世纪 70~80 年代众多地球化学家聚焦到地幔地球化学研究。高温的深部地幔会向温度较低的浅部上涌运动，并因减压而发生部分熔融，从而产生玄武岩浆。这些玄武岩浆喷出地表成为地壳的一部分，它们携带了地幔的信息。尽管人们还无法直接从地幔取样，但是人们可以通过研究玄武岩及其携带的地幔岩石碎片(包体)来了解地幔的化学组成。

同位素和微量元素示踪是地球化学家了解地幔化学组成最有效的手段之一。这是因为： ① 在地幔发生部分熔融生成玄武岩浆的过程中同位素不会发生分异，因此未遭受陆壳混染的玄武岩浆的同位素组成可直接代表其地幔源区的同位素组成； ② 在地幔发生部分熔融生成玄武岩浆时，它会损失一些亲石元素，如 Rb、U、Th、轻稀土元素(LREE)进入熔体，并最终转移到地壳。这样就造成地壳富集亲石元素，而产生过熔体的地幔亏损亲石元素(被称为亏损地幔)，从而具有较低的 Rb/Sr 值、U/Pb 值和较高的 Sm/Nd 值。该地幔的亲石元素亏损事件可以被同位素记录下来，因为 $^{87}Rb、^{235}U、^{238}U 和 ^{147}Sm$ 都是天然放射性同位素，它们含量的降低会导致其对应的衰变子体 $^{87}Sr、^{207}Pb、^{206}Pb 和 ^{143}Nd$ 的积累速度降低，这样经过一段时间的演化，亏损地幔的同位素组成就会与未发生亲石元素亏损的地幔产生显著差异。

大洋地壳主要由玄武岩构成，大洋玄武岩是探查地幔化学组成的最好样品，这是因为它年轻，其同位素组成不需要做年龄校正，又没有陆壳混染，其同位素组成可直接代表地幔源区的同位素组成。大洋玄武岩主要有两类(图 1)：

① 洋中脊玄武岩 (MORB) 。它是上地幔在大洋板块引张边界，即洋中脊处上涌和部分熔融产生的玄武岩，在洋中脊处构成新生洋壳，提供 上地幔 信息； ② 海岛玄武岩 (OIB) 。它们是在大洋板块内部的热点部位喷发的玄武岩，当火山锥高出水面就形成洋岛，部分因在板块运动时长时期断续喷发而形成岛链，如夏威夷岛链。洋岛玄武岩来自起源于地幔深部(下地幔或核幔边界)的地幔热柱，它可提供深部 下地幔 的信息。

图1地幔结构、对流和洋壳产生及俯冲再循环示意图

地幔同位素组成的不均一性​

地幔岩石主要是富含铁-镁的橄榄岩。尽管地幔的岩石种类和主要元素组成单一，但是大洋玄武岩的 Sr、Nd、Pb 同位素调查发现，地幔的同位素组成是很不均一的。在 $^{87}Sr/^{86}Sr-^{143}Nd/^{144}Nd$ 图和 $^{87}Sr/^{86}Sr-^{206}Pb/^{204}Pb$ 图上清楚显示地幔的同位素至少由 4 个端元组成：

① 亏损的 MORB 型地幔(DMM)，它具有最高的 $^{143}Nd/^{144}Nd$ 值和最低的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值，主要由大西洋(Atlan.)MORB 和太平洋(Pac.)MORB 代表； ② 富集地幔-1(EM-1)，它具有最低的 $^{143}Nd/^{144}Nd$ 值、 $^{206}Pb/^{204}Pb$ 值和较高的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值，主要由大西洋的 Walvis Ridge 洋岛玄武岩代表； ③ 富集地幔-2(EM-2)，它具有最高的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值，主要由太平洋的 Samoa 洋岛玄武岩代表； ④ 高 U/Pb 值地幔(HIMU)，它具有最高的 $^{206}Pb/^{204}Pb$ 值，主要由南大西洋的 St.Helena 洋岛玄武岩代表。

其他大洋玄武岩同位素组成都可以由这 4 个端元按不同比例混合形成。除了这 4 个端元，Zindler 和 Hart 认为还存在第 5 个独立的地幔端元“PRIMA”，它的同位素组成介于上述 DMM、EM-1、EM-2 和 HIMU 之间，但是它不是这 4 个端元的混合结果，因为大多数洋岛玄武岩(如夏威夷、冰岛等)和大部分大陆玄武岩，以及部分印度洋 MORB，都具有类似 PRIMA 的同位素组成，我们很难想象在全球范围内高度重复着类似的 4 端元混合过程。后来，Hart 等又发现许多洋岛玄武岩同位素组成的亏损端元聚焦点不是 DMM，因而又命名该聚焦点为另一个独立端元 FOZO。

地幔主要组成端元是如何形成的​

地幔是地球形成早期发生大规模熔融和快速核幔分异过程形成的，它应当具有比较均一的化学组成，如过渡族金属元素(Cr、Mn、Fe、Co、Ni)含量就比较均匀。为什么地幔的上述同位素组成(因而相应的 Rb/Sr 值、Sm/Nd 值、U/Pb 值)会表现如此不均一？上述地幔各种同位素组成端元是如何形成的，以及它们在地幔中的位置就成为非常令人感兴趣的科学问题。查明地幔同位素组成不均一形成因对理解壳幔物质的运动规律有重要意义。讨论最多的是 DMM, EM-1，EM-2 和 HIMU 4 个具有极端同位素组成的端元的成因。

图2大洋玄武岩的σSr、σNd图；图3大洋玄武岩σSr，Pb同位素图

DMM​

亏损的 MORB 型地幔(DMM)成因比较简单，争议不大，它是地球壳-幔分异的结果。由于地质历史上壳-幔分异过程首先是由来自地幔部分熔融产生的玄武岩形成玄武质地壳，其中绝大部分是来自上地幔的以 MORB 为主形成的大洋地壳；而后玄武质地壳再发生部分熔融产生花岗岩，从而形成大陆地壳。在这一壳幔分异过程中，因上地幔持续部分熔融产生玄武岩浆而 导致 Rb/Sr 值下降和 Sm/Nd 值升高 ，再经过长时间演化导致上地幔具有低的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值和高的 $^{143}Nd/^{144}Nd$ 值。

如果这一解释是正确的，那么亏损上地幔的亲石元素亏损量与大陆地壳亲石元素的富集量是可比较的。按现有亏损上地幔的亏损度做壳-幔不相容元素质量平衡计算，得到地幔只要亏损 25％ ～ 30% 就可以满足全部陆壳需要的不相容元素质量。这个地幔亏损体积量恰好与上地幔质量(深度边界为 660km)对应。

EM-1​

富集地幔-1(EM-1)有两种可能成因： ① 被俯冲洋壳析出流体交代的地幔。洋壳岩石的脱水试验表明，Pb 比 U、Rb 比 Sr、Nd 比 Sm 在该流体中有更大的溶解度和活动性。因此，俯冲洋壳析出流体具有高 Rb/Sr 值、低 U/Pb 和 Sm/Nd 值，被它交代的地幔经长时间积累就具有了 EM-1 的同位素地球化学特征，即高的 $^{87}Sr/^{86}Sr$值，及最低的 $^{143}Nd/^{144}Nd$ 值和 $^{206}Pb/^{204}Pb$ 值。 ② 大陆下地壳由于也具有类似的同位素特征，因此，镁铁质大陆下地壳拆沉进入地幔也可导致局部地幔具有类似地球化学特征。仅依靠 Sr-Nd-Pb 同位素无法区分这两种成因，区分它们需要采用更多种类的同位素和微量元素地球化学研究。

EM-2​

富集地幔-2(EM-2)以具有最高的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值为特征，因而被认为是随俯冲洋壳再循环进入地幔的陆源沉积物与地幔混合所致。近年来在其代表性洋岛玄武岩所在地，Samoa 群岛的 Savai′i 岛海底发现了 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值高达 0.720 的玄武岩，而且具有与大陆上地壳类似的低 Ce/Pb 值，和 Nb、Ti、Eu 负异常。这一发现证明了 Savai′i 洋岛玄武岩代表的 EM-2 端元的确是再循环的陆源沉积物。

然而 Nb、Ta、Ti 负异常的成因可能是复杂的，如 Haase 等(2005) 在太平洋-南极洲洋脊采到的安山岩样品同样具有 Nb、Ta、Ti 负异常但较低的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值，他们解释 Nb、Ta、Ti 负异常成因与同化海水-热液蚀变成因角闪岩及岩浆分离结晶有关。因此，只有综合研究这些微量元素异常和异常高 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值,才能判断 EM-2 端元是否与再循环的陆源沉积物有关。

HIMU​

高 U/Pb 值端元(HIMU)较早就被认为是再循环进入地幔的俯冲洋壳与地幔混合的结果，因为俯冲洋壳变质脱水过程中，Pb 的活动性高于 U 而大量被析出的流体带走，从而使残留俯冲洋壳具有高的 U/Pb 值。这一解释后来被 Kogiso 等(1997)做的洋壳岩石榴辉岩相变质脱水实验证实，该实验发现 Pb 比 U、Rb 比 Sr、Nd 比 Sm 有更大的活动性，从而导致脱水残留洋壳不仅具有更高的 U/Pb 值和 Sm/Nd 值，而且还具有较 MORB 低的 Rb/Sr 值。

这种榴辉岩再循环进入地幔经长时间演化可以解释 HIMU 端元的高 U/Pb 值和高放射成因 Pb 同位素特征，但与 HIMU 端元较 MORB 低的 $^{143}Nd/^{144}Nd$ 值(要求较低的 Sm/Nd 值)和较高的 $^{87}Sr/^{86}Sr$ 值(要求较高的 Rb/Sr 值)相矛盾(图 1)。这使用再循环俯冲洋壳解释 HIMU 端元成因陷入困境。

探索之路​

为解决这一难题，科学家从以下 3 方面进行了探索： ① 这一困境说明洋壳俯冲过程中所发生的地球化学分异并不像 Kogiso 等(1997)实验所观察的那样简单，人们对俯冲板块所发生的地球化学分异了解还很不充分。例如，Kogiso 等(1997)的实验温度高达 900°C，而实际上俯冲洋壳发生榴辉岩相变质的温度可能要低得多，已发现的折返的俯冲洋壳残片是低温(T = 560~700°C)含柯石英榴辉岩。对其中的含柯石英硬柱石榴辉岩研究表明，由于褐帘石和硬柱石是富轻稀土矿物，在榴辉岩相变质过程中褐帘石分解释放的稀土元素可以全部被硬柱石接受。因此可以推测，在较低的变质温度条件下，俯冲洋壳脱水可能不会导致 Sm/Nd 值发生明显分异。因此，更深入地研究板块俯冲过程的地球化学是解决这一难题的关键。

② Kogiso 等(1997)曾假设再循环进入地幔的洋壳可能在下地幔发生我们还不知道的再分异过程，这一过程可提高再循环洋壳的 Rb/Sr 值和降低 Sm/Nd 值，然而这种假设需要相应的高温高压实验去验证。

③ 也许 HIMU 端元的成因根本与俯冲洋壳再循环无关，因为即使在低温变质条件下，Rb 的活动性仍高于 Sr，再循环俯冲洋壳的低 Rb/Sr 值问题依然存在。Niu 和 O′Hara (2003)曾指出用俯冲洋壳再循环解释洋 OIB 会遇到许多困难，如洋壳熔融不能产生 OIB 中的高 MgO 岩浆；10 亿年前再循环洋壳的同位素组成对形成大多数近代 OIB 是过于亏损了；尤其再循环洋壳一旦进入下地幔，其密度会大于周围的地幔岩石，从而产生负浮力阻挡它返回上地幔。显然，地幔的不均一性是否与俯冲洋壳有关，是一个有待更深入研究的重要科学问题。

玄武岩​

  • IAB 岛弧玄武岩
  • OIB 洋岛玄武岩
  • CFB 大陆溢流玄武岩
  • NHRL 北半球参考线（偏差表示为 Δ7/4 和 Δ8/4，Δ8/4 > 60）
  • TTG 前弧英云闪长岩——奥长花岗岩——花岗岩组合
  • RTJ 罗德里格斯三联结 Rodrigues Triple Junction
  • CIR 南中印度洋脊 Southern Central Indian Ridge

洋脊简称​

洋脊简称图

矿石类概念​

  • OPX 斜方辉石 Orthopyroxene Removal of orthopyroxene (and possibly also plagioclase) causes the deposition of orthopyroxenite or norite cumulate rocks.

  • CPX 单斜辉石 Clinopyroxene 单斜辉石类 Clinopyroxenes from MARID xenoliths are aluminum- and titanium-poor Mg-augites or diopsides (Dawson and Smith, 1977).

  • OL 橄榄石 olivine

  • Fo 镁橄榄石

  • Harzburgite 方辉橄榄石；斜辉辉橄岩；斜方橄榄岩 Harzburgite is a type of peridotite with no or very little monoclinic pyroxene and consisting only of olivine and orthorhombic pyroxene bronzite.

  • Lherzolite 二辉橄榄岩；铬尖晶石 Lherzolite is a type of peridotite containing idiomorphic Olivine with equal share of orthorhombic Orthopyroxene-Bronzite (with irregular grains), and monoclinic Clinopyroxene-Diallage.

  • spinel 尖晶石 铝镁尖晶石；锌尖晶石是尖晶石；尖晶石结构

轻稀土元素(LREE)和重稀土元素(HREE) 通常把镧、铈、镨、钕、钷、钐、铕（La、Ce、Pr、Nd、Po、Sm、Eu）称为轻稀土或铈组稀土；把钆、铽、镝、钬、铒、铥、镱、镥，钇，钪（Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y、Sc）称为重稀土或钇组稀土。

  • HFSE 高场强元素 high field strength element

LILE 大离子亲石元素 large ion lithophile element 大离子亲石元素是指离子半径大，电荷低，离子电位π<3，易溶于水的元素。化学性质活泼，地球化学活动性强，特别是有流体参与的系统。典型代表为K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+等。

  • Hf 铪

  • 埃达克岩

  • 玻安岩

结构类概念​

  • Xenolith 捕虏体 The xenoliths are mainly olivine-rich peridotite rocks containing either spinel or garnet as an accessory mineral.

  • Volcanic Arc 火山弧复合体是一组离散的岩石，被解释为代表古代现已消失的火山弧地貌的变形残余物。

  • Porphyroblast 斑状变晶；变斑晶；成斑状变晶体 Porphyroblast texture is typical of rock that contains some large crystals (porphyroblasts) and granular mass.

三联结 当然，实际的三联点与地球岩石圈的任何其他构造特征一样多变和复杂

  • exsolved 出溶的；固溶体分解的

  • LLDs 液相演化趋势，各组分随 MgO 变化的趋势 $T_{liquidus} - MgO$ ,岩浆中的 Mg#和镁橄榄石 Fo 含量之间存在近平衡关系： $$Mg^{#} (melt)=1/[(1/Fo-1)(Kd+1)]$$

主量元素决定岩石的相平衡以及矿物学、岩石学和物理性质。

  • CMBL 核幔边界

分析技术​

  • Mass Spectrometer 质谱仪 One of the ROSINA mass spectrometers on the Rosetta mission to a comet is also a double-focusing instrument, consisting of an electrostatic energy analyzer and a permanent magnet, and mass scans are achieved by varying the ion energy, while the second ROSINA instrument is a TOF mass spectrometer

  • Lead Isotope 铅同位素 这就是为什么地球岩石中的铅同位素比率是中等的，并且相对接近原始物质（与月球物质中的相同比率相比）。

地学期刊​

Nature、Science（及子刊）等综合类期刊为顶级地学类期刊，其次《地球与行星科学通讯》（Earth and Planetary Science Letters，EPSL）与 《地球化学与宇宙化学学报》（Geochimica et Cosmochimica Acta，GCA）、《地质》（Geology）并称为地学“三驾马车”