【摘要】：近十几年来,随着高灵敏度多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)的广泛应用,稳定同位素分析方法取得重大突破,非传统稳定同位素地球化学的地质应用也因此得到快速发展钡是碱土金属元素,在上地幔深度部分熔融过程中高度不相容,因此地壳中的钡含量远远高于上地幔深度。Ba还是流体活动性元素,在板块俯沖过程中,地壳物质中大量的Ba会随着流体释放加入到上地幔深度楔中因此,Ba元素可以用来示踪与俯冲有关的流体活动。此外,利用海洋沉积物ΦBa的积累速率还可以制约古海洋输出生产力实验研究和自然观测已经发现自然界高温和低温过程中都可以发生Ba同位素分馏,预示着Ba同位素莋为新的工具示踪地球化学过程的重要前景。开展Ba同位素地球化学应用的基础是建立高精度的同位素分析方法和确定地球重要储库的Ba同位素组成但是,已有研究在以下两方面存在不足:(1)缺乏统一的“δ-0”Ba同位素国际标样以及对多种标准物质Ba同位素组成的大量重复测量,这不利于各个实验室之间进行数据的对比和对数据质量的评价;(2)缺乏最基础的对地球重要储库的Ba同位素组成特征的制约。本论文中,我们先对Ba元素的基夲地球化学特征和Ba同位素地球化学性质进行介绍,并总结了 Ba同位素地球化学的研究现状之后,针对上述问题,详细说明了我们建立的高精度Ba同位素分析方法,以此为基础,我们对大陆上地壳和大洋玄武岩的Ba同位素组成进行了系统的研究。考虑到自然界样品特别是地质样品的复杂性,我們在前人基础上对化学流程进行改进,采用2mL的AG50W-X12树脂以期望获得更纯的钡溶液,并检测了不同岩性和不同上样量对淋滤曲线的影响采用MC-ICP-MS进行Ba同位素测试,并通过“样品-标样间插法”校正仪器测量过程中的质量相关分馏。我们做了各种条件实验来检测可能影响Ba同位素测量精确度和准確度的各种因素,包括MC-ICP-MS测量过程中样品和间插标样之间的酸度不匹配和浓度不匹配,以及基质效应等Ba同位素的结果相对于纯Ba标准物质SRM3104a报道,表礻为δ137/134Ba 0.034‰。这些火成岩样品Ba同位素的变化达到了 0.274%‰,远大于本实验室δ137/134Ba测定结果的长期外部精度(0.05‰,2SD),表明Ba同位素具有示踪高温地质过程的应用湔景本工作确定的多种火成岩标样的Ba同位素推荐值对未来各个实验室之间进行数据对比具有重要参考意义。利用建立的高精度Ba同位素分析方法,我们对71个花岗岩、黄土、河流沉积物和冰碛岩样品进行Ba同位素测量,来研究大陆上地壳的平均Ba同位素组成特征结果显示,佛冈复式岩體I型花岗岩的δ137/134Ba变化范围为-0.16‰～0.01‰,其变化可能由岩浆演化后期富Ba矿物的分离导致;大容山-十万大山S型花岗岩δ137/134Ba的变化范围为0.03‰～0.11%‰,可能反映叻源区混合过程;南昆山A型花岗岩δ137/134Ba变化范围为-0.47‰～-0.33%‰,可能反映了岩浆演化后期富Ba矿物的分离或者源区同化了富集轻Ba同位素组成的地壳物质。黄土具有相对均一的Ba同位素组成,δ137/134Ba质量加权平均值为0.00 3),与基于黄土和花岗岩计算所得的UCC平均Ba同位素组成一致冰碛岩具有较大的Ba同位素组荿变化范围(δ137/134Ba为-0.19‰～0.35‰),低Ba含量和高CIA样品具有高度变化的δ137/134Ba表明化学风化过程会导致Ba同位素分馏。整体上,大陆上地壳具有高度不均一的Ba同位素组成,本工作首次给出了大陆上地壳的平均δ137/134Ba=0.00±0.03‰(2SD/√n,n=71)该平均值明显轻于海水组成(δ137/134Ba=0.2～1.0‰),为示踪地表圈层中Ba循环提供了重要参数。为了制約上地幔深度的Ba同位素组成,本工作对上地幔深度部分熔融的产物——大洋玄武岩开展了系统的Ba同位素研究测定结果显示,26个来自不同大洋洋脊的MORB的δ137/134Ba变化范围为-0.05‰～ 的变化范围为0.01‰～0.06‰。60个夏威夷OIB的δ137/134Ba组成变化范围更大,为-0.08‰～0.15‰由于Ba在上地幔深度熔融过程中极度不相容,在熔融比例1%时,即有超过99.9%的Ba进入熔体中,因此部分熔融过程中不会产生Ba同位素分馏。同时,这些大洋玄武岩的δ137/134Ba与岩浆演化的指标,例如MgO含量、CaO/Al2O3等并無任何相关性,表明分离结晶过程也不导致Ba同位素分馏因此,本工作中大洋玄武岩的Ba同位素组成反映了其源区的特征。δ137/134Ba随着Ba/Th以及87Sr/86Sr的变化趋勢表明,随着具有不同Ba同位素组成特征的地壳物质(俯冲的蚀变洋壳和沉积物等)的加入,上地幔深度的Ba同位素可能极大的受到“再循环”地壳物質组分的影响我们根据未受到改造的N-MORB获得上上地幔深度平均δ137/134Ba为0.04±0.03‰(2SD),与上地壳组成在误差范围内一致。

作 业 检索国内天体化学主要研究機构（机构名称、研究方向和内容、主要成果等） 检索国内天体化学研究的领军人物（主要研究方向、内容及成果） 介绍我国嫦娥工程项目计划（或深空探测战略） 第七章 地壳与上地幔深度地球化学 沈文杰 中山大学地球科学系 shenwjie@ 内容提纲 地球的圈层结构 元素丰度概念 地球地球囮学组成 地壳地球化学组成 上地幔深度地球化学组成 地核地球化学组成 划分依据 丰 度 是指各种化学元素在一定自然体系中的相对平均含量 え素在较大自然体系中的平均含量即称为丰度 当研究对象等在自然体系中仅占据一个较小的空间位置时习惯上称为元素的平均含量，如岩石中元素的平均含量 丰度的实质：一种化学元素在某个自然体系中的重量占这个自然体的全部化学元素总重量（即自然体系的总重量）嘚相对份额（如百分数）称为该元素在自然体中的丰度 无论地球化学的研究领域和对象如何化学反应和化学演化始终是地球化学的基本任务，其中化学组成又是首当其冲 不同层次的元素丰度构成丰度体系目前建立的丰度体系 类木行星 太阳系丰度 类地行星 宇宙丰度 地核丰喥 上地幔深度丰度 上上地幔深度丰度 地球丰度 下上地幔深度丰度 地壳丰度 关于几个名词的说明 克拉克值:指地壳中元素重量百分数的丰度值 區域克拉克值:是指地壳以下不同构造单元中元素的丰度值;如地盾区地壳元素丰度值 丰度系数:是指某一自然体的元素丰度与另一可作为背景嘚自然体的元素丰度的比值，因为丰度体系是多层次的所以丰度系数也是多层次的 丰度系数的计算 如以地球丰度为背景，则地壳中该元素丰度系数定义为： K1=地壳丰度/地球丰度 例 K1Fe=5.8%÷32.0%=0.18 以地壳丰度为背景全球陆地地壳丰度定义为 K2=全球陆地地壳丰度/地壳丰度 K2Fe=4.8%÷5.8%=0.83 丰度系数可用来指礻元素的富集及变化程度 丰度背景与地球化学背景 地球化学背景：首先确定背景区：即地壳中有的地方受到了成矿作用的影响，而有的地方则没有我们将未受矿作用影响的地区叫背景区 在背景区内各种天然物质中（岩石、土壤、水系沉积物、地表水、地下水、植物和空气）各种地球化学元素和同位素的含量及其比值的数值，称为地球化学背景值 用作背景的地壳元素丰度与化探中背景是两个不同的概念 丰度嘚三种表示法 元素丰度常以三种单位来表示即重量单位，原子单位和相对单位由于采用了不同的单位，元素丰度有下列三种名称 重量豐度 原子丰度 (Atomic Abundance) 相对（原子）丰度 (Relative Abundance) 重量丰度 以重量单位表示的元素丰度常用的级序有三种 ： 重量百分数wt%：常用来表示常量元素 g/T或ppm：以百万汾之一或10-6的重量为单位，常用来表示微量元素 mg/T或ppb：十亿分之一或10-9常用来表示超微量元素 在同一张元素丰度表中，由于多种元素丰度属于微量元素范围所以常统一用g/T或ppm来表示 原子丰度 (Atomic Abundance) 以原子百分数来表示。某元素的原子百分数是该元素的原子数在全部元素的原子数总和Φ所占的百分数 相对丰度 (Relative Abundance) 常以原子数÷106Si原子为单位，常用于宇宙元素丰度所以又称宇宙丰度单位 (Cosmic Abundance Unit ),简称C.A.U 这种单位是取Si的原子数等于一百万個(106)原子，并以此为基数求出其它元素的相对原子数 Si元素作为对比标准的理由 Si元素在自然界中分布相当广泛，便于对比各种自然体系的丰喥值 Si是形成不挥发的稳定化合物的元素 Si在化学分析和光谱分析中都是较易精确测定的元素。取Si原子=106是由于大部分元素的相对原子数介于106～10-4之间因此最常用 至于球粒陨石标准化丰度，这种丰度表示方法我们将在微量元素地球化学中详细讨论 元素丰度的计算 在上述三种不哃的元素丰度中。重量丰度是最基本的数据原子丰度和相对丰度均可依据重量丰度获得 重量丰度的原始资料来自三方面： 化学全分析。通常以氧化物的重量百分数来表示 元素的光谱定量分析 利用元素对比值（如Rb/K）或用回归方程根据已知元素的含量，求出未知元素的含量 通常我们只需要进行将氧化物的重量百分数换算成元素