05 地幔循环与岩浆作用的地球动力学.ppt

地幔循环与岩浆作用的地球动力学 * * 地幔循环的全球动力学 地幔的不均匀性与岩浆源区 本节内容 地幔柱 第一节 地幔循环的全球动力学 1．地幔对流结构 热对流运动 放射成因热 外核传递热 海底扩展的驱动力 大洋盆地和大陆造山带的形成 长期的海平面变化 世界范围地震和火山活动 地球内部的动力学过程 D″层低速带 核幔边界（CMB） 低速带（LVZ） 50～150km 地幔岩石固态相转变带： 400km：橄榄石型结构→尖晶石型结构 670km：尖晶石型结构→钙钛矿型结构 橄榄石型结构：α-橄榄石 似尖晶石：β-橄榄石 尖晶石型结构：γ-橄榄石 130×10 Pa 145×10 Pa 8 8 600km NaCl型结构方镁石+金红石型结构斯石英 自然银 地幔对流的同位素证据 大陆地壳和地幔同位素的质量平衡计算，约1/3的地幔因形成地壳而亏损K、U、Th等不相容元素。解释：MORB源存在于上地幔中，且上覆于由相对未分异物质组成的下地幔之上。 印度洋和南大西洋中的洋岛玄武岩和洋中脊玄武岩，比正常MORB源富含放射成因Sr和Pb，贫Nd，明显高于北半球玄武岩。全球性放射性同位素组分的异常是在早期地球历史中由地核-地幔-地壳分异作用形成的，强烈控制地幔对流的模式 全球性放射性同位素分异作用的两阶段模式： 大陆阶段或原始地幔的最初分异阶段：所形成的大陆壳具有高Rb／Sr、Th／U和低Sm／Nd、Nb／U、Ce／Pb值，残留地幔具有互补值； 大洋阶段：持续的分异，洋脊和俯冲过程形成的残留地幔通过对流作用再度均匀，这种分异—均一化过程平均有1000～1300百万年。 由对流使地幔再度均一化的作用，使不同地区MORB地幔源和大洋岛不同地幔端元成分具有相对一致的Nb／U比值。 2. 地幔对流模型 Hofmann（1997）系统总结， 提出四种循环模型 标准两层循环模型 改进的两层循环模型 全地幔单层循环模型 混合循环模型 第二节 地幔的不均匀性与岩浆源区 通过洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩Sr-Nd-Pb同位素相关性研究，地幔的化学组成是不均匀的，已识别出四个代表性的地幔化学组分端元： 亏损的洋中脊玄武岩地幔端元 DMM 高U／Pb比值地幔端元 HIMU 两个富集地幔端元 EMl、EM2 洋岛 玄武岩 DMM 0.5134～0.5137 0.7020～0.7024 15.5～17.8在地幔最上部，是洋中脊玄武岩的幔源区，亏损LILE或者不相容元素，通常作为陆壳从地幔分异后均一化的残留物。 HIMU 0.5137～0.5128 0.7026～0.7030 21～22 主要见于南半球地幔异常区，可能与当时集中在南半球的消减带和古洋壳的蚀变作用有关，岩石与海水的相互作用可使U明显富集。 EM1 0.5123～0.5124 0.7054～0.7060 16.5～17.5 一个稍微变化的全球组分，可能起源于古老远洋沉积物或者古老大陆下岩石圈的再循环。 EM2 0.5127～0.5129 0.707 18.5～19.5 代表再循环的大洋壳，含较少比例大陆源沉积物。 143Nd/144Nd 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 物质的再循环 板块运动使地壳物质不断加入到地幔中，发生地球物质的再循环。 大洋岩石圈持续俯冲的再循环大洋壳。洋壳俯冲后不久转变为榴辉岩，密度较地幔大2～4％而继续俯冲并聚积于对流体系670和2900 km热边界层上，最终成为地幔柱的源区物质。 该循环模式得到187Os/188Os同位素支持。 大陆地壳通过岛弧生长保持恒定体积，并通过大陆源沉积物的俯冲进入物质的再循环，解释大洋玄武岩同位素组成的不均匀性。 Pb同位素和Nb／U、Ce／Pb比值的地球化学证据表明，一些大洋岛玄武岩源区中存在大量再循环大陆物质，例如EM2源大洋岛玄武岩和印度洋洋中脊玄武岩具有低Nb／U、Ce／Pb比值和高87Sr/86Sr和207Pb/204Pb比值。是1～2％的再循环沉积物加入到地幔源区的反映。 古老的大陆下岩石圈较冷而致密，沉入地幔成为地幔柱源区。是EMI型大洋岛玄武岩的可能源区。 大陆下岩石圈通过俯冲期间流体的交代作用或软流圈熔体的交代作用而被富集。 大陆溢流玄武岩的地球化学特征常常类似于EMl型洋岛玄武岩，因此