南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb
年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义*
杨文强1刘良1＊＊丁海波2校培喜3曹玉亭1康磊1
YANG WenQiang1，LIU Liang1＊＊，DING HaiBo2，XIAO PeiXi3，CAO YuTing1and KANG Lei1
1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安710069
2.新疆地矿局第三地质大队，库尔勒841000
3.中国地质调查局西安地质矿产研究所，西安710054
1.State Key Laboratory of Continental Dynamics，Department of Geology，Northwest University，Xi’an710069，China
2.The Third Geological Branch，Xinjiang Geological and Mineral Burean，Kuerle841000，China
3.Xi’an Institute of Geology and Mineral Resources，China Geological Survey，Xi’an710054，China
2012-08-17收稿，2012-09-28改回.
Yang WQ，Liu L，Ding HB，Xiao PX，Cao YT and Kang L.2012.Geochemistry，geochronology and zircon Hf isotopes of the Dimunalike granite in South Altyn Tagn and its geological significance.Acta Petrologica Sinica，28（12）：4139－4150 Abstract The Dimunalike moyite intruded the Dimunalike shallow marine sedimentary strata in the South Altyn Tagh.Geochemical
data shows that，this granite is high in SiO
2，K
2
O and Al
2
O
3
，enriched in Rb，Th，K，La，Zr，depleted in Ba，Ta，Nb，Sr，P，Ti，
and belongs to weakly peraluminous high-K calc-alkaline series.The Dimunalike moyite has characteristics of S-type granite.The magma of this granite might be derived from melting of greywacke under the temperature of＞800?and pressure 10kbar.Variations ofε
Hf
（t）are－3.52 0.95.Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating yields a weighted average age of452.8?3.1Ma.The crystallization age of the Dimunalike granite was consistent with the retrograde metamorphic age of the UHP rocks and significantly younger than the peak metamorphic age of the HP-UHP rocks.The Dimunalike granite occurred associated with the Changshagou-Qingshuiquan rifting-related banded mafic-ultramafic intrusion.A possibly reason for this is that，after break-off of the Altyn deep subducted continantal slab，the upwelling material and heat from the deep mantle triggered partial melting of the greywacke unit in the crust.The genesis of the Dimunalike granite displays characteristics of syn-exhumation https://www.doczj.com/doc/0618444029.html,bined with previous studies，tectonic setting evolution process of the Early Paleozoic granite plutons of the South Altyn continental subduction-collision complex can be subdivided into three stages：I） 500Ma，this period was dominated by continent-continent collision and crustal thickening，and the age constraint is consistent with the peak age of the HP-UHP metamorphism；II）462 451Ma，the study area was within an extensional tectonic setting caused by break-off of deep subducted continental slab as indicated by the retrograde metamorphic age of the UHP rocks；III）426 406Ma，the tectonic setting of this stage is dominated by post-collisional extension and crustal thinning.
Key words LA-ICP-MS U-Pb zircon dating；S-type granite；Syn-exhumation；Dimunalike；South Altyn Tagn
摘要迪木那里克花岗岩侵入到南阿尔金迪木那里克浅海相沉积地层中，岩性为钾长花岗岩。地球化学数据显示该花岗岩具有高SiO2、高钾、高铝的特征，富集Rb、Th、K、La、Zr，亏损Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti，属于弱过铝质高钾钙碱性系列，具有S型花岗岩的特征;其源岩为杂砂岩，熔融温度和压力约为＞800?与 10kbar。锆石εHf(t)介于－3.52 0.95，LA-ICP-MS锆石U-Pb定年确定其形成时代为452.8?3.1Ma。迪木那里克花岗岩的形成时代明显晚于南阿尔金高压-超高压变质岩的峰期变质时代(486 504Ma)，而与超高压岩石的退变质时代(455Ma)基本一致，又与形成时代为467Ma的长沙沟-清水泉一带裂谷1000-0569/2012/028(12)-4139-50Acta Petrologica Sinica岩石学报
＊＊＊本文受国家重点基础研究发展规划“973”项目（2009CB825003）、中国地质调查局项目（1212011085034）、国家自然科学基金项目（40972128）和西北大学大陆动力学国家重点实验室创新基金项目（10DZSY021）联合资助．
第一作者简介：杨文强，男，1983年生，博士生，矿物学、岩石学、矿床学专业，E-mail：yangwenqiang07@163．com
通讯作者：刘良，男，1956年生，博士，教授，从事矿物学、岩石学研究，E-mail：liuliang@nwu．edu．cn
型层状镁铁质-超镁铁质杂岩体伴生，其成因可能是阿尔金深俯冲陆壳板片发生断离后，深部地幔物质上涌导致地壳杂砂岩熔融的产物，具有同折返岩浆作用的特点。结合以往研究，南阿尔金俯冲碰撞杂岩带中早古生代花岗岩的演化期次可初步划分为:1)约500Ma，与高压-超高压变质岩的峰期变质时代一致，形成于陆-陆碰撞造山作用过程中的陆壳相互叠置加厚阶段;2)为466 451Ma，与超高压岩石的退变质时代大致相当，形成于深俯冲陆壳断离后的伸展构造背景;3)为426 385Ma，形成于碰撞造山作用结束后的伸展减薄阶段。
关键词LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄;S型花岗岩;同折返岩浆作用;迪木那里克;南阿尔金
中图法分类号P588.121；P597.3
1引言
近十多年来，南阿尔金江尕勒萨依、淡水泉和英格利萨依等地陆续发现了具有陆壳属性的多种类型的高压-超高压变质岩石（刘良等，1996；Liu et al．，2002，2004，2005，2007；Zhang et al．，2001，2002，2004，2005），并确定这些高压-超高压岩石的峰期变质时代为486 504Ma（Liu et al．，2009，2010及其参考文献），退变质时代为455Ma（Liu et al．，2012）。这些研究揭示南阿尔金构造带在早古生代经历了陆壳深俯冲及其后抬升折返的构造演化过程。大规模陆壳深俯冲作用及其折返的过程中，必然会引发幔源岩浆与壳源岩浆发生混合作用或（和）大陆地壳的重熔，形成各类花岗岩体（Pitcher，1983；Miller et al．，1999）。南阿尔金地区出露大量花岗岩岩体，它们作为南阿尔金造山带构造演化的岩浆响应，记录着壳幔相互作用、岩石圈演化的大量信息（Barbarin，1999；Jahn et al．，1999），是研究揭示南阿尔金陆壳深俯冲作用及折返演化过程的重要窗口。但由于该区海拔高、自然条件恶劣、交通不便，花岗岩的研究程度总体较低，很多花岗岩岩体的精细研究还是空白，仅有的一些相关研究主要着重于部分单个岩体，如：阿尔金南缘断裂带的玉苏普阿勒克塔格406 424Ma的花岗岩（王超等，2008）、塔特勒克布拉克451 462Ma复式花岗岩体（曹玉亭等，2010；康磊等，2012）和鱼目泉497Ma花岗岩（孙吉明等，2012）。那么，南阿尔金早古生代花岗质岩浆活动究竟有几期？不同期次花岗质岩浆作用的构造背景及其与超高压变质作用之间的构造成因联系是什么？目前尚缺乏系统深入的研究。为此，本文重点研究了南阿尔金迪木那里克花岗岩体的地球化学特征、年代学和锆石Hf同位素特征及其成因，并在此基础上，结合区内花岗岩体和超高压变质岩等前人的研究成果，初步探讨了南阿尔金早古生代花岗质岩浆活动期次及其与超高压变质作用之间的构造成因联系。
2区域地质背景
阿尔金造山带从北至南划分为四个构造单元（图1），依次为：阿北地块、红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩带、米兰河-金雁山地块、南阿尔金俯冲碰撞杂岩带（许志琴等，1999；刘良等，1999；Zhang et al．，2001；车自成等，2002）。其中，南阿尔金俯冲碰撞杂岩带大致可进一步划分为南阿尔金高压-超高压变质带和南阿尔金蛇绿构造混杂岩带两部分。迪木那里克花岗岩出露于南阿尔金蛇绿构造混杂岩带中的绢云千枚岩地层之中，该地层已被初步确定为浅海相（火山）沉积地层（杨文强等，2012）。
沿阿尔金南缘断裂带南侧，东起青海-新疆交界的茫崖，西至阿帕，长约700km的狭长范围内，分布有规模不等上百个镁铁-超镁铁质岩体。以往多数学者认为它们均具有蛇绿岩性质，将其称为阿帕-茫崖蛇绿岩带（董显扬等，1995；刘良等，1998；张旗和周国庆，2001；李向民等，2009）。根据以下几方面的资料，该蛇绿岩带的形成时代应≥500Ma：茫崖地区8件具有MORB或OIB特征的基性火山岩Sm-Nd年龄为481?53Ma（刘良等，1998）、区内鱼目泉加厚地壳背景下形成的混合花岗岩的时代为496.9?1.9Ma（孙吉明等，2012）、约马克其具蛇绿岩特征的镁铁-超镁铁质岩石时代为500.7?1.9Ma（李向民等，2009）。但最近，马中平等（2009）在这条镁铁-超镁铁质岩带中的长沙沟-清水泉一带识别出一套非蛇绿岩组成单元的镁铁-超镁铁质层状侵入岩，其形成时代为467.4?1.4Ma，并结合地球化学特征认为其形成于南阿尔金后碰撞伸展背景（马中平等，2009，2010）。因此，分布于阿尔金南缘断裂带附近的镁铁-超镁铁质岩体可分为两类：一类形成时代≥500Ma，具有蛇绿岩性质；另一类形成时代约为465Ma，不具有蛇绿岩性质。
3岩相学特征
迪木那里克花岗岩的岩石类型为钾长花岗岩。主要矿物有碱性长石（40% 45%），斜长石（10% 15%）和石英（40%），次要矿物有黑云母（5%），副矿物有榍石，帘石（图2）。碱性长石较大，粒径2 5mm不等，分为条纹长石和微斜长石，条纹长石具有细脉状的条纹结构，客晶纳长石脉状条纹延长方向基本一致，具有一致的消光位（图2a）；微斜长石具有特有的格子双晶（图2b）。斜长石大小不一，粒径0.2 5mm，斜长石普遍发生了蚀变，主要蚀变为细粒的高岭石，还保留了斜长石的晶形，个别未蚀变的斜长石颗粒具有特征的钠长石双晶。黑云母一组极完全解理特征明显，近平行消光，多数黑云母已蚀变为绿泥石，绿泥石仍然保持了黑云母的晶形轮廓（图2b）。
0414Acta Petrologica Sinica岩石学报2012，28（12）
图1阿尔金构造地质简图（a ，据Liu et al．，2012修改）和南阿尔金迪木那里克地质图（b ，据广西壮族自治区地质调查研究
院，
2003a ①，b ②修改）Ⅰ-塔里木盆地；Ⅱ-柴达木盆地；Ⅲ1-阿北地块；Ⅲ2-红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩带；Ⅲ3-米兰河-金雁山地块；Ⅲ4-南阿尔金俯冲碰撞杂岩带；1-阿尔金南缘断裂带
Fig．1Geological sketch map of Altyn Tagh （a ，modified after Liu et al．，2012）and geological sketch map of Dimunalike in South
Altyn Tagh （b ）
Ⅰ-Tarim Basin ；Ⅱ-Qaidam Basin ；Ⅲ1-the north Altyn Archean complex ；Ⅲ2-the north Altyn oceanic-type subduction complex ；Ⅲ3-the Milanhe-Jinyanshan block ；Ⅲ4-the south Altyn continental-type subduction-collision complex ；1-the southern marginal fault zone of
Altyn
图2迪木那里克花岗岩显微岩石学照片Per-条纹长石；Mi-微斜长石；Bi-黑云母；Qtz-石英；Chl-绿泥石Fig．2
Microstructures of moyite
Per-perthite ；Mi-microcline ；Bi-biotite ；Qtz-quartz ；Chl-chlorite
1
414杨文强等:南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb 年代学与Hf 同位素特征及其构造地质意义①②
广西壮族自治区地质调查研究院．2003a．瓦石峡幅（J45C002003）1∶25万区域地质图
广西壮族自治区地质调查研究院．2003b．阿尔金山幅（J45C003003）1∶25万区域地质图
图3迪木那里克花岗岩的SiO 2-K 2O 图解（a ，据Rickwood ，1989）和A /CNK-A /NK 图解（b ，据Peccerillo and Taylor ，1976）Fig．3SiO 2-K 2O diagram （a ，after Rickwood ，1989）and A /CNK-A /NK diagram （b ，after Peccerillo and Taylor ，1976）for
moyite
图4迪木那里克花岗岩稀土模式图（a ）和微量元素蛛网图（b ）（球粒陨石值据Boynton ，1984；原始地幔值据Sun and McDonough ，1989）
Fig．4
Chondrite-normalized REE-pattern （a ）and primitive-mantle normalized spider diagram （b ）for moyite （normalization
values after Boynton ，1984；Sun and McDonough ，1989）
4分析方法
除锆石由河北廊坊诚信地质服务有限公司挑选外，其它
所有测试分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。全岩主量元素分析在日本理学Rigaku RIX 2100型XRF 仪上测定；全岩微量和稀土元素测试在美国Perkin Elmer 公司Elan 6100DRC 型电感耦合等离子质谱（ICP-MS ）仪上完成，样品测试中以AVG-1、BHVO-1和BCR-2标样监控；锆石的CL 图像分析在装有英国Gatan 公司生产的Mono CL3+阴极发光装置系统的电子显微扫描电镜上完成；锆石的微量元素分析和U-Pb 年龄测定是在连接Geolas 2005紫外激光剥蚀系统（193nm 深紫外ArF 激光器）的Agilient 7500a 型ICP-MS 上进行的，激光剥蚀斑束直径为30μm ，采样为单点剥蚀方式，以He 作为剥蚀物质的载气，ICP-MS 数据采集选用跳峰方式，数据处理采用Glitter （ver 4.0）程序，年龄计算以标
准锆石91500为外标进行同位素比值分馏校正样品的谐和
图和加权平均年龄计算及绘制均采用用Isoplot （ver 2.49）（Ludwig ，2003）；锆石原位Lu-Hf 同位素测定是在配备了Geolas 2005激光剥蚀系统的Nu Plasma HR （Wrexham ，UK ）多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS ）上完成的，激光剥蚀的脉冲频率是10Hz ，激光束斑直径为44μm ，分析中利用锆石样品91500和GJ-1作外标，详细分析步骤和数据处理方法详见Yuan et al．（2008）。
5
分析结果
5.1
地球化学特征5.1.1
主量元素
南阿尔金迪木那里克花岗岩的SiO 2含量为70.46%
71.99%，Na 2O +K 2O 含量为7.34% 8.05%，里特曼指数δ=1.86 2.36，K 2O /N 2O =1.41 1.58（表1），属于高钾钙碱
2414Acta Petrologica Sinica 岩石学报2012，
28（12）
表1迪木那里克花岗岩的地球化学组成（主量元素：wt%；微量元素：?10－6）
Table1Element compositions of moyite（Major element：wt%；Trace element：?10－6）
样品号11A-21-A11A-21-B11A-21-C11A-21-D
SiO271.9271.9970.7470.46
TiO20.320.330.300.34
Al2O313.9714.0314.6314.56
Fe2O3T 2.41 2.43 2.36 2.52
MnO0.040.040.040.04
MgO0.620.630.610.64
CaO 2.04 2.06 2.02 1.96
Na2O 3.05 3.05 3.14 3.12
K2O 4.29 4.31 4.90 4.93
P2O50.080.080.080.09
烧失量0.790.790.700.86
总量99.5399.7499.5299.52
Li10.3710.3810.258.65
Be 2.99 2.92 2.89 3.85
Sc 6.34 6.21 5.72 6.50
V24.9723.9523.2625.98
Cr 6.66 6.63 6.297.79
Co122.6117.6109.9159.2
Ni 4.45 3.98 3.95 5.54
Cu 1.99 1.90 1.93 2.59
Zn33.8932.4031.5933.83
Ga17.6317.1317.1418.04
Ge 1.41 1.36 1.32 1.44
Rb132130143178
Sr151147142133
Y23.5822.5622.8029.66
Zr188187183188
Nb15.0514.8714.2116.62
Cs 2.50 2.46 3.39 6.68
Ba575561668617
La40.5740.2039.2336.17
Ce80.3880.7977.1372.46
Pr8.928.968.638.05
Nd32.6432.4931.1228.97
Sm 6.23 6.24 6.05 5.75
Eu 1.10 1.07 1.12 1.04
Gd 5.31 5.28 5.17 5.11
Tb0.770.760.750.81
Dy 4.34 4.19 4.25 4.91
Ho0.820.790.790.98
Er 2.22 2.17 2.20 2.90
Tm0.320.310.310.44
Yb 2.01 1.93 1.97 2.98
Lu0.290.280.290.44
Hf 5.05 4.94 4.78 4.97
Ta 1.35 1.33 1.35 2.33
Pb24.6023.0625.0222.78
Th21.5621.6420.6618.07
U 2.43 2.48 2.32 2.74∑REE185.9185.4179.0171.0
δEu0.580.570.610.59
Nb/Ta24.2424.5123.0712.41
A/CNK 1.04 1.04 1.03 1.04
（La/Yb）N13.5914.0713.408.18
（Gd/Yb）N 2.13 2.21 2.11 1.38σ 1.86 1.87 2.33 2.36
Al2O3/TiO243.6642.5248.7742.82
CaO/Na2O0.670.680.640.63
K2O/Na2O 1.41 1.41 1.56 1.58
Rb/Ba0.230.230.210.29
Sr/Ba0.260.260.210.22
注：A/CNK=Al2O3/（CaO+K2O+Na2O）；A/NK=Al2O3/（K2O+ Na2O）；δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）；δEu=Eu N/（Sm N+Gd N）1/2，δCe=Ce N/（La N+Pr N）1/2；球粒陨石值据Boynton，1984；原始地幔值据Sun and McDonough，1989性系列岩石（图3a）。MgO含量低（0.61% 0.64%），FeO T =2.12% 2.27%，CaO=1.96% 2.06%，TiO
2
=0.30%
0.34%。Al
2
O
3
=13.97% 14.63%，A/CNK=1.03 1.04，为弱过铝质花岗岩（图3b），Al2O3/TiO2=42.52 48.77，均小于100，CaO/Na2O=0.63 0.68，均大于0.3。
5.1.2稀土和微量元素
稀土元素总量介于171.0?10－6 185.9?10－6。（La/
Yb）
N
=8.18 14.07，LREE/HREE=8.21 10.82，轻重稀土元素分馏明显。在稀土元素球粒陨石标准化配分图上（图4a），各样品均为轻稀土相对富集的右倾特征，具有负铕异常（δEu=0.57 0.61）。
微量元素原始地幔标准化蛛网图（图4b）显示富集大离子亲石元素Rb、Th、K、La、Zr等，亏损Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti。Rb/Ba比值小于0.3，Sr、P和Ti亏损可能分别指示斜长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶。
5.2锆石U-Pb年龄和稀土特征
锆石形态主要为半自形长柱状，长宽比多为2∶1（图5）。锆石CL图像显示多数环带特征不明显，一些具有弱的环带特征（如图5-2、6、9、10、11、12），可能主要是因为锆石的U、Th、REE含量比较高造成的（表2），一般锆石的这些元素含量越高，锆石阴极发光的强度越弱（Hanchar and Miller，1993；Hanchar and Rudnick，1995；Corfu et al．，2003；Rubatto and Gebauer，2000；吴元保和郑永飞，2004）。对挑选出的锆石共进行了15次分析，其中3个测点的信号较差且明显偏离谐和一致曲线，可能与其204Pb含量过高有关（Andersen，2002），剔除后剩余12个锆石点测试结果见图5、图6a和表2、表3，测点的206Pb/238U加权平均年龄为452.8?3.1Ma。
从表3可以看出，锆石测点稀土元素总量较高，∑REE =1961?10－6 4743?10－6，Th和U的含量比较高，Th的含量介于519?10－6 2102?10－6，U的含量介于959?10－6 3019?10－6，从锆石的稀土元素配分图（图6b）看出HREE 明显富集，具有Ce正异常和Eu负异常，δCe=1.4 5.4，δEu =0.12 0.37。Th/U比值介于0.28 0.75之间，平均值为0.48，这些特征与典型的岩浆锆石的特征是一致的（Corfu et al．，2003）。一般认为Ce的正异常是由于Ce3+被氧化成Ce4+后，离子半径与Zr接近，比其它轻稀土元素更容易进入到锆石晶格中。Eu的负异常一般认为同时期有长石结晶，Eu更易于进入到长石晶格中造成的（Hoskin and Schaltegger，2003）。
5.3锆石Hf同位素
在已准确测定锆石U-Pb同位素年龄的点位或其旁用较大斑束（44μm）剥蚀进行锆石Hf同位素测定，得到10个分析数据（表4）。其中，176Hf/177Hf比值均小于0.002，表明锆石形成后放射性成因Hf积累很少，因此，176Hf/177Hf比值基
3414
杨文强等:南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义
表2迪木那里克花岗岩的锆石LA-ICP-MS 定年分析结果Table 2
LA-ICP-MS U-Pb age of zircons in moyite
序
号Pb *Th
U
Th /U
同位素比值
年龄值（Ma ）
207
Pb 206
Pb
1σ
207
Pb 235
U
1σ
206
Pb 238
U
1σ
207
Pb 206
Pb
1σ207
Pb 235
U
1σ206
Pb 238
U
1σ1230.22519.471383.870.380.05690.00070.57040.01060.07260.0004487.132.4458.3 6.8452.1 2.42257.44493.521733.100.280.05670.00120.56170.01380.07180.0006479.746.3452.68.9446.8 3.43360.68
842.981806.350.470.05830.00100.58630.01090.07320.0009542.6
35.2468.57.0455.3 5.44590.481470.612859.490.510.06460.00060.65600.01040.07350.0007761.124.2512.1 6.4457.4 4.55533.901143.363019.480.380.06090.00070.61640.00820.07340.0004635.224.1487.6 5.2456.3 2.76389.051005.161878.580.540.05700.00080.57300.00910.07320.0008494.531.5459.9 5.9455.2 5.17349.11917.511599.040.570.06050.00070.61080.00850.07330.0004620.424.8484.1 5.3455.7 2.58245.65
624.981421.160.440.05470.00110.53820.01270.07130.0008398.2
50.9437.28.4444.1 4.59649.372102.202821.500.750.05720.00070.57730.00820.07320.0006501.927.8462.7 5.3455.5 3.810647.561510.363150.730.480.06420.00150.65090.01790.07330.0005750.049.2509.011.0455.7 3.311357.35848.082185.290.390.05740.00080.57810.01070.07310.0007505.663.9463.2 6.9454.6 4.312
207.59
600.76
959.09
0.630.05320.00160.52590.01780.07170.0009344.5
100.9
429.1
11.8
446.3
5.4
注：Pb *放射性成因铅
表3
迪木那里克花岗岩的锆石稀土元素分析结果（?10－6
）
Table 3
LA-ICP-MS trace element compositions of zircons in moyite （?10－6）
序号La
Ce Pr Nd
Sm
Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb
Lu
LREE HREE 121.1093.7811.5270.5633.51 2.0889.4825.95308.25108.96508.14101.821049.76181.04232.54
2373.412 4.9145.50 2.6315.7812.36 1.8054.2717.93229.51
83.92
403.81
82.31
859.91146.04
82.97
1877.713 2.6250.21 2.2220.5830.24 5.49143.5546.59555.84192.19854.90169.341726.76278.98111.363968.16423.77139.069.5161.9851.31 5.69195.4159.11684.23227.76992.49187.501809.92295.15291.324451.585 6.28
89.02
6.2546.1132.69 5.19120.8038.32473.88171.81824.84169.07178
7.13303.82185.563889.66612.1377.28 5.7841.6839.03 5.71176.3956.03654.32223.53989.23191.861880.55312.62181.604484.53721.009
8.09
8.90
53.2539.25
5.41171.1153.79629.15215.66937.78178.081743.14283.89225.904212.59833.98119.2213.0268.543
6.24 2.89125.1636.88455.89161.70714.32139.151360.09228.87273.903222.0693
7.57195.6912.1567.2341.11 5.52160.0850.68594.07205.69911.41179.55179
8.80295.4135
9.274195.6910 4.2079.77 2.9818.6920.33 2.9196.7933.36417.50153.18713.93144.451478.93251.94128.873290.0811 3.0455.33 2.4520.0617.24 4.8595.5134.20438.97166.33794.33164.131756.39299.29102.963749.1512
4.79
55.84
2.28
19.1225.34
3.01
125.94
40.20
484.29172.27760.97142.561398.95230.82110.38
3356.
01
图5迪木那里克花岗岩锆石CL 图像及U-Pb 年龄Fig．5
CL images and U-Pb ages of zircons in moyite
4414Acta Petrologica Sinica 岩石学报2012，
28（12）
图6迪木那里克花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图（a）和稀土元素配分图（b）
Fig．6Concordia diagram showing results of LA-ICP-MS U-Pb dating（a）and chondrite-normalized REE pattern（b）of zircons in moyite
表4迪木那里克花岗岩中锆石的Hf同位素组成
Table4Hf isotope compositions of zircon in moyite
序号176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177HfεHf（t）2s t DM Hf（Ma）t DM C（Ma）
20.0237510.0009070.282442－2.260.2811541355
30.0443210.0016090.2825160.260.3810791240
40.0369690.0013640.2824880.290.3111111274
50.0576040.0021310.282474－1.200.4611641329
60.0566160.0020640.282488－1.190.3011391307
70.0338710.0012690.282477－0.610.3511211296
90.0413170.0015230.2825310.200.3210531217
100.028420.001070.28249－0.450.3210931271 110.0273440.0010330.282376－3.520.2812541465
120.0312670.0011890.2825310.950.491040
1200
图7锆石的εHf（t）-t图解
Fig．7ε
Hf
（t）-t diagram for zircon in moyite
本上可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成（第五春荣等，2008）。对于花岗岩，锆石的两阶段Hf模式年龄（t DM C）不代表花岗岩和其源岩形成时代，仅代表着形成花岗岩的源岩地壳物质从亏损地幔库脱离的年龄，为重要的地壳增生期（吴福元等，2007a）。计算t
DM
C采用上地壳平均值为0.008
（Taylor and McLennan，1981），计算ε
Hf
（t）和t
DM
C采用各点对应的U-Pb年龄。分析结果见表4和图7，其176Hf/177Hf=
0.282376 0.282531，ε
Hf
（t）介于－3.52 0.95，平均值为
－0.75，暗示该花岗岩的源岩来源于陆壳物质，t
DM
C=1200 1465Ma，表明该花岗岩源岩的组成物质从地幔储库中脱离的时间为中元古代。
6讨论
6.1源岩特征
迪木那里克花岗岩的主量元素SiO2=70.46%
71.99%、Al
2
O
3
/TiO
2
=43 49、CaO/Na
2
O=0.6 0.7、K
2
O/
N
2
O=1.4 1.6，与由地壳沉积岩部分熔融形成的S型花岗岩的地球化学特征（SiO2＜74%、Al2O3/TiO2＜100、CaO/
Na
2
O＞0.3、K
2
O/N
2
O＞1）完全吻合（路凤香和桑隆康，2002），暗示其源岩为地壳沉积岩；微量元素原始地幔标准化蛛网图显示富集大离子亲石元素Rb、Th、K、La、Zr等，亏损Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti，Th/U比值为7 9，高于地壳平均值（2.8，Taylor and McLennan，1981），Zr/Hf比值为37 38，与
5414
杨文强等:南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义
图8钾长花岗岩的C/MF-A/MF图解（a）和Rb/Sr-Rb/Ba图解（b）（据Gerdes et al．，2000）Fig．8C/MF-A/MF diagram（a）and Rb/Sr-Rb/Ba diagram（b）of moyite（after Gerdes et al．，2000）
表5迪木那里克花岗岩的锆石饱和温度计和锆石Ti温度
计计算结果
Table5Values for moyite by zircon saturation thermometer and
Ti-in-zircon thermometer
样品号/序号锆石饱和温度计锆石Ti温度计
主微量样品号
M
（?10－6）
D Zr
T Zr
（?）
Ti
（?10－6）
T Ti
（?）
11A-21-A 1.392638.00801
11A-21-B 1.402655.91800
11A-21-C 1.442706.85795
11A-21-D 1.442642.64797
锆石序号
117.37801
216.25794
321.33822
434.83878
531.41866
623.85835
751.58927
820.31817
919.15811
1016.36794
1133.86875
1217.08799注：T Zr（?）=12900/［InD Zr+0.85M+2.95］－273.15，D Zr近似为496000/全岩锆含量，M=（2Ca+K+Na）/（Si?Al）令Si+Al+Fe+ Mg+Ca+Na+K+P=1，均为原子数分数（Watson and Harrison，1983）.T Ti（?）=5080/（5.711－lg（Ti））－273.15（Ferry and Watson，2007）
上地壳的Zr/Hf比值（ 37）相当（Gao et al．，1998），亦显示其源岩具有地壳沉积物的特征。
对于源岩由地壳沉积岩熔融形成的花岗岩，Sylvester （1998）研究表明CaO/Na
2
O比值能够示踪源区成分，来自于富粘土而贫斜长石的泥质岩源岩熔体的CaO/Na2O较低（＜0.3），而来自于富斜长石而贫粘土的沙屑质源岩熔体的CaO/Na
2
O比值较高（＞0.3）。迪木那里克花岗岩具有较高的CaO/Na2O（大于0.6），暗示其源岩可能为陆壳沉积的砂质岩。Harris and Inger（1992）的研究显示，由泥质类源岩水
饱和熔融产生的铝长英质岩浆具有高Sr/Ba（0.5 1.6）及附加正Eu异常，而该样品的Sr/Ba比值（0.21 0.26）很低，具有负Eu异常，与泥质类源岩的特征不符。在CaO/（MgO+
FeO）-Al
2
O
3
/（MgO+FeO）图解（图8a）和Rb/Sr-Rb/Ba图解中（图8b），样品均落于杂砂岩的部分熔融范围。因此，迪木那里克花岗岩的源岩为地壳杂砂岩沉积物。
6.2熔融条件
温度和压力是岩浆熔融的主要条件，但是岩浆形成时的温压条件较难获取，目前对花岗岩岩浆起源时温压的认识主要基于实验岩石学的资料，但是实验岩石学资料有限，而花岗岩千差万别，因此不得不借助其它方面的手段来获取相关信息。对于温度，一般认为花岗岩大多是绝热上升就位的，在此过程中温度变化慢而压力变化较快，所以岩浆早期结晶时的温度可以近似代表岩浆起源时的温度（吴福元等，2007b）；对于压力，岩浆结晶时的压力已有较好的方法可以获得（Anderson，1996），但对源岩发生部分熔融时的压力仍然所知甚少，目前一般根据源区残留相矿物估算源区的压力条件，如果源区残留石榴石，则岩浆起源的压力较高（＞10kbar），而如果源区残留斜长石，一般认为岩浆起源的压力较低。
目前常应用于花岗岩的地质温度计有锆石饱和温度计和锆石钛温度计（Watson and Harrison，1983；Watson et al．，2006；Ferry and Watson，2007）。本次选用这两个温度计对比分析，计算公式分别采用Watson and Harrison（1983）和Ferry and Watson（2007）的模拟公式。利用锆石饱和温度计和锆石钛温度计所得的平均温度分别为798?和835?，计算结果见表5。从表5中可以看出，利用锆石Ti温度计所得
6414Acta Petrologica Sinica岩石学报2012，28（12）
结果精确度较差，温度变化范围大（794 927?），可能主要有两个原因：1）不能保证挑选出的锆石都与金红石共生；2）锆石中Ti含量（16.25?10－6 51.58?10－6）测试不够准确。因此，我们选用锆石饱和温度计约800?的计算值。而在花岗质岩浆体系中锆石是较早结晶的副矿物，一般认为锆石中Zr的分配系数对温度极度敏感，其它因素对其没有明显影响（Calvin et al．，2003；秦江锋等，2005），因此利用锆石饱和温度计计算的结果约800?可近似代表花岗岩近液相线的温度，也近似代表岩浆起源时温度的最小值。
关于该花岗岩起源时的压力条件，这里只大致根据该花岗岩的地球化学特征推测残留相，再结合实验岩石学资料，估计该花岗岩岩浆起源时的压力条件。Castillo（2006）总结一些岩石地球化学特征与残留矿物相之间的关系：高Sr （＞300?10－6）和无负Eu异常表明源区残留相中基本无斜长石；低Y（＜15?10－6）、高Sr/Y（＞20）、低Yb（＜1.9?10－6）和高La/Yb（＞20）均是源区残留相中有石榴石的特征表现。该岩石具有低Sr（133?10－6 151?10－6）和负Eu 异常，表明源区残留相中具有斜长石，高Y（23?10－6 30?10－6）、低Sr/Y（4.5 6.5）、较高Yb（1.9?10－6 2.3?10－6）和低La/Yb（12 21）都说明了源区无石榴子石残留，轻微HREE亏损可能是残留相中含有角闪石（Xiong et al．，2005）。因此，熔融残留相矿物组合为角闪石+斜长石（不含石榴石），由此推断该岩石的形成压力较低（Defant and Drummond，1990）；Rapp et al．（1991）分别在0.8GPa、1.6GPa、2.2GPa和3.2GPa压力下玄武岩脱水熔融试验表明，在0.8GPa时，残留相中石榴石尚不出现，在1.6GPa时，残留相中出现石榴子石，表明源区压力应至少小于1.6GPa。对于杂砂岩源岩，主要由黑云母脱水部分熔融形成熔体，黑云母脱水熔融实验表明，875?、1.0GPa条件下，熔体体积可达到33%（Patiňo Douce and Johnston，1991）。结合这些实验岩石学资料，估计形成该花岗岩源区的压力可能约为1.0GPa。
6.3构造背景
已有研究表明南阿尔金地区高压-超高压岩石的峰期变质时代为486 504Ma（Liu et al．，2009，2010及其参考文献），超高压岩石的退变质时代为455Ma（Liu et al．，2012），揭示陆壳深俯冲板片发生断离的时间介于486 455Ma之间。而在深俯冲陆壳折返的过程中，易产生与折返相关的同折返岩浆作用（郑永飞，2004）。世界各地由深俯冲板片断离（breakoff）诱导的同折返岩浆活动一般具有以下特征（Davies and von Blanckenbury，1995；Sun et al．，2002；李曙光等，1996；高天山等，2004）：1）岩浆作用发生在地缝合线附近或造山带中；2）岩浆作用晚于峰期超高压变质时间，与高压-超高压岩石的早期折返同时；3）产生双峰式岩浆，即镁铁质岩+花岗岩，前者由岩石圈地幔熔融形成，后者由前者侵入引起的地壳熔融形成。迪木那里克花岗岩侵位于南阿尔金蛇绿构造混杂岩带中的浅海相沉积地层，其形成时代晚于区内高压-超高压峰期变质时代（约500Ma），而与超高压岩石的退变质时代（455Ma）基本一致；其次，沿阿尔金南缘断裂带位于迪木那里克以东的长沙沟-清水泉地区出露镁铁质-超镁铁质岩体（图1），马中平等（2009）根据该岩体富集LREE和强不相容元素、高的Zr/Y比值、特征矿物（如云母类矿物）、特征矿化（钛-磁铁矿工业矿体、镍-硫化物矿化）及与围岩间呈侵入接触关系等，认为其不是蛇绿岩的组成部分，而是大陆裂谷环境形成的侵入体，并确定其形成时代为467.4?1.4Ma，迪木那里克花岗岩与长沙沟-清水泉镁铁质-超镁铁质岩体在空间上密切伴生（图1），二者可能共同构成双峰式岩浆岩。因此，迪木那里克花岗岩具有同折返岩浆作用的性质，其形成可能是南阿尔金深俯冲陆壳板片发生断离后，深部地幔物质上涌导致地壳杂砂岩熔融的产物。
6.4早古生代花岗质岩浆活动期次及其与构造演化的关系
初探
结合近年来南阿尔金俯冲碰撞杂岩带中报道的花岗岩的研究成果，可初步将南阿尔金古生代花岗质岩浆活动分为3期：1）约500Ma；2）466 451Ma；3）424 385Ma。
第一期花岗质岩浆活动时代约为500Ma，形成于陆-陆碰撞造山作用阶段地壳加厚背景。目前，这期花岗岩仅在阿尔金南缘断裂带鱼目泉有一例报道，孙吉明等（2012）对鱼目泉花岗岩研究后认为该花岗岩体含有大量暗色闪长质包体，是基性岩浆和酸性岩浆发生不均匀混合作用产生的，该花岗岩的形成时代（497Ma）与南阿尔金超高压变质时代（504 487Ma）一致，结合其高Sr（平均446?10－6），低Y（14.0?10－6）、Yb（1.5?10－6）的特征，表明这期花岗岩与陆壳的深俯冲有关，在约500Ma时南阿尔金造山带总体上处于地壳相互叠覆增厚的陆-陆碰撞造山作用阶段。
第二期花岗质岩浆活动时代为466 451Ma，形成于深俯冲陆壳发生断离后的伸展背景。这期花岗岩区内分布最为广泛，在阿尔金南缘断裂带和南阿尔金碰撞杂岩带北部均有分布。本文研究的迪木那里克花岗岩和约马克其花岗岩（马中平等，2011）沿阿尔金南缘断裂带分布，形成年龄分别为453Ma和466Ma；塔特勒克布拉克复式花岗岩体出露于南阿尔金俯冲碰撞杂岩带北部，形成年龄分别为462Ma、451Ma （曹玉亭等，2010；康磊等，2012），它们的形成时代与南阿尔金超高压岩石退变质作用的时代基本一致，均显示是沉积杂砂岩部分熔融的产物，表明该阶段已发生深俯冲陆壳板片的断离，区内已由挤压背景转换为伸展背景，断离导致地幔物质上涌，对其上覆陆壳加热，引起地壳物质熔融形成这一期花岗岩。
第三期花岗质岩浆活动时代为424 385Ma，形成于造山期后的伸展背景。这期花岗岩仅局限分布在阿尔金南缘断裂带的玉苏普阿勒克塔格地区以及阿尔金南缘断裂带以南的吐拉牧场东岩体。王超等（2008）通过对玉苏普阿勒克
7414
杨文强等:南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义
塔格具环斑结构花岗岩及其暗色包体进行岩石学和地球化学研究，认为该花岗岩为A型花岗岩，是早古生代末期幔源岩浆发生底侵作用，引起幔源岩浆与下地壳不断相互作用的结果。吴锁平等（2007）确认吐拉牧场东花岗岩体为偏铝质A型花岗岩，认为其形成于造山后的伸展环境，可能与阿尔金断裂左行走滑作用有关。这些研究均表明，在早古生代末期，南阿尔金地区已进入造山后阶段，经历了地壳连续伸展减薄的过程。
7结论
（1）南阿尔金迪木那里克花岗岩为弱过铝质高钾钙碱性系列，具有S型花岗岩的特征，其源岩为沉积杂砂岩，岩浆起源温压条件约为＞800?和 10kbar。
（2）LA-ICP-MS锆石U-Pb定年确定迪木那里克花岗岩的形成年龄为452.8?3.1Ma，其锆石εHf（t）介于－3.52 0.95，暗示该花岗岩的源岩来源于陆壳物质；两阶段模式年龄t DM C=1200 1465Ma代表花岗岩源岩的组成物质从地幔储库中脱离的时间为中元古代。
（3）迪木那里克花岗岩可能与长沙沟-清水泉一带镁铁质-超镁铁质杂岩体构成双峰式火山岩，具有同折返岩浆作用的特征，其成因可能是阿尔金深俯冲陆壳板片发生断离后，区域构造背景由挤压已转为拉张，地幔物质上涌引起地壳杂砂岩物质熔融形成。
（4）南阿尔金俯冲碰撞杂岩带中早古生代花岗质岩浆活动可初步分为三期：第一期形成时代约为500Ma，形成于陆壳深俯冲引起的陆-陆碰撞造山、地壳加厚阶段，与超高压变质作用同时期；第二期形成时代为466 451Ma，形成于深俯冲陆壳断离后的伸展背景，与超高压岩石退变质作用基本同时期；第三期时代为426 385Ma，形成于造山期后的伸展背景。
致谢野外工作和实验工作得到梁莎、廖小莹、王亚伟同学的帮助；成文过程中得到张成立教授和第五春荣博士的建议；在此一并表示衷心的感谢！
References
Andersen T．2002．Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb．Chemical Geology，192（1－2）：59－79 Anderson JL．1996．Status of thermobarometry in granitic batholiths．Transactions of the Royal Society of Edinburgh：Earth Sciences，87（1－2）：125－138
Barbarin B．1999．A review of the relationships between granitoid types，their origins and their geodynamic environments．Lithos，46（3）：605－626
Boynton WV．1984．Cosmochemistry of the rare earth elements：Meteorite studies．In：Henderson P（ed．）．Rare Earth Element Geochemistry．New York：Elsevier Science Publishing Company，63－114Calvin FM，McDowell SM and Mapes RW．2003．Hot and cold granites？
Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance．Geology，31（6）：529－532
Castillo PR．2006．An overview of adakite petrogenesis．Chinese Science Bulletin，51（3）：257－268
Cao YT，Liu L，Wang C，Yang WQ and Zhu XH．2010．Geochemical，zircon U-Pb dating and Hf isotope compositions studies for Tatelekebulake granite in South Altyn Tagh．Acta Petrologica Sinica，26（11）：3259－3271（in Chinese with English abstract）
Che ZC，Liu L and Luo JH．2002．Regional Tectonics of China and Its Adjacent Areas．Beijing：Science Press，354－386（in Chinese）Corfu F，Hanchar JM，Hoskin PWO and Kinny P．2003．Atlas of zircon textures．Reviews in Mineralogy and Geochemistry，53（1）：469－500
Davies JH and von Blanckenburg F．1995．Slab breakoff：A model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens．Earth and Planetary Science Letters，129（1－4）：85－102
Defant MJ and Drummond MS．1990．Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere．Nature，347（6294）：662－665
Diwu CR，Sun Y，Yuan HL，Wang HL，Zhong XP and Liu XM．2008．Geochronology and Hf isotopes of detrital zircons from Songshan quartzite of Dengfeng in Henan Province and its geological significance．Chinese Science Bulletin，53（16）：1923－1934（in Chinese）
Dong XY，Li X and Ye LH．1995．China Ultramafic Rocks．Beijing：Geological Publishing House，38－50（in Chinese）
Ferry JM and Watson EB．2007．New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers．Contributions to Mineralogy and Petrology，154（4）：429－437
Gao S，Luo TC，Zhang BR，Zhang HF，Han YW，Zhao ZD and Hu YK．1998．Chemical composition of the continental crust as revealed by studies in East China．Geochimica et Cosmochimica Acta，62（11）：1959－1975
Gao TS，Chen JF，Xie Z，Yan J and Qian H．2004．Geochemistry of Triassic igneous complex at Shidao in the Sulu UHP metamorphic belt．Acta Petrologica Sinica，20（5）：1025－1038（in Chinese with English abstract）
Gerdes A，Worner G and Henk A．2000．Post-collisional granite generation and HT-LP metamorphism by radiogenic heating：The Variscan South Bohemian Batholith．Journal of the Geological Society，157（3）：577－587
Hanchar JM and Miller CF．1993．Zircon zonation patterns as revealed by cathodoluminescence and backscattered electron images：Implications for interpretation of complex crustal histories．Chemical Geology，110（1－3）：1－13
Hanchar JM and Rudnick RL．1995．Revealing hidden structures：The application of cathodoluminescence and back-scattered electron imaging to dating zircons from lower crustal xenoliths．Lithos，36（3－4）：289－303
Harris NBW and Inger S．1992．Trace element modelling of pelite-derived granites．Contributions to Mineralogy and Petrology，110（1）：46－56
Hoskin PWO and Schaltegger U．2003．The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis．Reviews in Mineralogy and Geochemistry，53（1）：27－62
Jahn BM，Wu FY，Lo CH and Tsai CH．1999．Crust-mantle interaction induced by deep subduction of the continental crust：Geochemical and Sr-Nd isotopic evidence from post-collisional mafic-ultramafic intrusions of the northern Dabie complex，central China．Chemical Geology，157（1－2）：119－146
Kang L，Liu L，Cao YT，Wang C，Yang WQ and Liang S．2012．Geochemistry，zircon U-Pb age and its geological significance of the gneissic granite from the eastern segment of the Tatelekebulake composite granite in the south Altyn Tagh．Geological Bulletin of China，in press（in Chinese with English abstract）
Li SG，Sun WD，Zhang GW，Chen JY and Yang YC．1996．Chronology
8414Acta Petrologica Sinica岩石学报2012，28（12）
and geochemistry of metavolcanic rocks from Heigouxia Valley in the Mianlue tectonic arc，South Qinling：Observations for a Paleozoic oceanic basin and its close time．Science in China（Series D），26（3）：223－230（in Chinese）
Li XM，Ma ZP，Sun JM，Xu XY，Lei YX，Wang LS and Duan XX．2009．Characteristics and age study about the Yuemakeqi mafic-ultramagic rock in the southern Altyn Fault．Acta Petrologica Sinica，25（4）：862－872（in Chinese with English abstract）
Liu L，Che ZC，Luo JH，Wang Y and Gao ZJ．1997．Recognition and implication of eclogite in the western Altun Mountains，Xinjiang．Chinese Science Bulletin，42（11）：931－934
Liu L，Che ZC，Wang Y，Luo JH，Wang JQ and Gao ZJ．1998．The evidence of Sm-Nd isochron age for the Early Paleozoic ophiolite in Mangya area，Altun Mountains．Chinese Science Bulletin，43（9）：754－756
Liu L，Che ZC，Wang Y，Luo JH and Chen DL．1999．The petrological characters and geotectonic setting of high-pressure metamorphic rock belts in Altun Mountains．Acta Petrologica Sinica，15（1）：57－64（in Chinese with English abstract）
Liu L，Sun Y，Xiao PX，Che ZC，Luo JH，Chen DL，Wang Y，Zhang AD，Chen L and Wang YH．2002．Discovery of ultrahigh-pressure magnesite-bearing garnet lherzolite（＞3．8GPa）in the Altyn Tagh，Northwest China．Chinese Science Bulletin，47（11）：881－886
Liu L，Sun Y，Luo JH，Chen DL，Wang Y and Zhang AD．2004．Ultra-high pressure metamorphism of granitic gneiss in the Yinggelisayi area，Altun Mountains，NW China．Science in China（Series D），47（4）：338－346
Liu L，Chen DL，Zhang AD，Sun Y，Wang Y，Yang JX and Luo JH．2005．Ultrahigh pressure（＞7GPa）gneissic K-feldspar（-bearing）garnet clinopyroxenite in the Altyn Tagh，NW China：Evidence from clinopyroxene exsolution in garnet．Science in China（Series D），48（7）：1000－1010
Liu L，Zhang JF，Green II HW，Jin ZM and Bozhilov KN．2007．Evidence of former stishovite in metamorphosed sediments，implying subduction to＞350km．Earth and Planetary Science Letters，263（3－4）：180－191
Liu L，Wang C，Chen DL，Zhang AD and Liou JG．2009．Petrology and geochronology of HP-UHP rocks from the South Altyn Tagh，northwestern China．Journal of Asian Earth Sciences，35（3－4）：232－244
Liu L，Yang JX，Chen DL，Wang C，Zhang CL，Yang WQ and Cao YT．2010．Progress and controversy in the study of HP-UHP metamorphic terranes in the West and Middle Central China orogen．Journal of Earth Science，21（5）：581－597
Liu L，Wang C，Cao YT，Chen DL，Kang L，Yang WQ and Zhu XH．2012．Geochronology of multi-stage metamorphic events：Constraints on episodic zircon growth from the UHP eclogite in the South Altyn，NW China．Lithos，136－139：10－26
Lu FX and Sang LK．2002．Petrology．Beijing：Geological Publishing House，82－94（in Chinese）
Ludwig KR．2003．Isoplot3．0：A geochronological toolkit for Microsoft Excel．Berkeley Geochronology Center Special Publication，4：1－70
Ma ZP，Li XM，Sun JM，Xu XY，Lei YX，Wang LS and Duan XX．2009．Discovery of layered mafic-ultramafic intrusion in Changshagou，Altyn Tagh，and its geological implication：A pilot study on its petrological and geochemical characteristics．Acta Petrologica Sinica，25（4）：793－804（in Chinese with English abstract）
Ma ZP，Sun JM，Tang Z，Li XM，Xu XY，Lei YX，Wang LS and Duan XX．2010．Discussions on the magmatic Cu-Ni-PGE sulfides mineralization potential of the Changshagou-Qingshuiquan layered mafic-ultramafic intrusions，Altyn Tagh．Northwestern Geology，43（4）：18－24（in Chinese with English abstract）
Ma ZP，Li XM，Xu XY，Sun JM，Tang Z and Du T．2011．Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic dating for Qingshuiquan layered maficulmafic intrusion southern Altun orogen，in northwestern China and its implication．Geology in China，38（4）：1071－1078（in Chinese
with English abstract）
Miller C，Schuster R，Kl tzli U，Frank W and Purtscheller．1999．Post-collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet：Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis．Journal of Petrology，40（9）：1399－1424
Patiňo Douce AE and Johnston AD．1991．Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system：Implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites．Contributions to Mineralogy and Petrology，107（2）：202－218
Peccerillo R and Taylor SR．1976．Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area，northern Turkey．Contributions to Mineralogy and Petrology，58（1）：63－81
Pitcher WS．1983．The nature and origin of granite．In：Pitcher WS （ed．）．Granite type and Tectonic Environment．Mountain Building Processes．London：Academic Press，19－40
Qin JF，Lai SC，Li YF，Bai L and Wang J．2005．Zircon saturation temperatures of Yangba granodiorite and mafic microgranular enclaves in northern margin of Yangtze Block and its significance．Northwestern Geology，38（3）：1－5（in Chinese with English abstract）
Rapp RP，Watson EB and Miller CF．1991．Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archaean trondhjemites and tonalities．Precambrian Research，51：1－25
Rickwood PC．1989．Boundary lines with in petrologic diagram which use oxides of major and minor elements．Lithos，22（4）：247－263 Rubatto D and Gebauer D．2000．Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by IOM Microprobe：Some examples from the western Alps．Cathodoluminescence in Geoscience．Berlin，Heidelberg：Springer-Verlag，373－400
Sun JM，Ma ZP，Tang Z and Li XM．2012．LA-ICP-MS zircon dating of the Yumuquan magma mixing granite in the southern Altyn Tagh and its tectonic significance．Acta Geologica Sinica，86（2）：247－257（in Chinese with English abstract）
Sun SS and McDonough WF．1989．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes．In：Saunders AD and Norry MJ（eds．）．Magmatism in the Ocean Basins．Geological Society，London，Special Publications，42（1）：313－345
Sun WD，Li SG，Chen YD and Li YJ．2002．Timing of synorogenic granitoids in the South Qinling，central China：Constraints on the evolution of the Qinling-Dabie orogenic belt．Journal of Petrology，110（4）：457－468
Sylvester PJ．1998．Post-collisional strongly peraluminous granites．Lithos，45（1－4）：29－44
Taylor SR and Mclennan SM．1981．The composition and evolution of the continental crust：Rare earth element evidence from sedimentary rocks．Philosophical Transactions of the Royal Society of London，301（1461）：381－399
Wang C，Liu L，Zhang AD，Yang WQ and Cao YT．2008．Geochemistry and petrography of Early Paleozoic Yusupuleke Tagh rapakivi-textured granite complex，South Altyn：An example for magma mixing．Acta Petrologica Sinica，24（12）：2809－2819（in Chinese with English abstract）
Watson EB and Harrison TM．1983．Zircon saturation revisited：Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types．Earth and Planetary Science Letters，64（2）：295－304 Watson EB，Wark DA and Thomas JB．2006．Crystallization thermometers for zircon and rutile．Contributions to Mineralogy and Petrology，151（4）：413－433
Wu FY，Li XH，Zheng YF and Gao S．2007a．Lu-Hf isotopic systematics and their applications in petrology．Acta Petrologica Sinica，23（2）：185－220（in Chinese with English abstract）
Wu FY，Li XH，Yang JH and Zheng YF．2007b．Discussions on the petrogenesis of granites．Acta Petrologica Sinica，23（6）：1217－1238（in Chinese with English abstract）
Wu SP，Wu CL and Chen Q．2007．Characteristics and tectonic setting of the Tula aluminous A-type granite at the south side of the Altyn Tagh
9414
杨文强等:南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义
fault，NW China．Geological Bulletin of China，26（10）：1385－1392（in Chinese with English abstract）
Wu YB and Zheng YF．2004．Study on genesis of zircon and its constrains on interpretation of U-Pb age．Chinese Science Bulletin，49（16）：1589－1604（in Chinese）
Xiong XL，Adam J and Green TH．2005．Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt：Implications for TTG genesis．Chemical Geology，218（3－4）：339－359
Xu ZQ，Yang JS，Zhang JX，Jiang M，Li HB and Cui JW．1999．A comparison between the tectonic units on the two sides of the Altun sinistral strike-slip fault and the mechanism of lithospheric shearing．Acta Geologica Sinica，73（3）：193－205（in Chinese with English abstract）
Yang WQ，Ding HB，Liu L，Xiao PX，Cao YT，Kang L，Liang S，Liao XY and Wang YW．2012．Characteristics and formation age of ore-bearing strata of Dimunalike iron deposit in South Altyn Tagh．Geological Bulletin of China，in press（in Chinese with English abstract）
Yuan HL，Gao S，Dai MN，Zong CL，Günther D，Fontaine GH，Liu XM and Diwu CR．2008．Simultaneous determinations of U-Pb age，Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS．Chemical Geology，247（1－2）：100－118
Zhang AD，Liu L，Chen DL，Wang Y and Luo JH．2004．SHRIMP U-Pb zircon ages for the UHP metamorphosed granitoid gneiss in Altyn Tagh and their geological significance．Chinese Science Bulletin，49（23）：2527－2532
Zhang JX，Zhang ZM，Xu ZQ，Yang JS and Cui JW．2001．Petrology and geochronology of eclogites from the western segment of the Altyn Tagh，northwestern China．Lithos，56（2－3）：187－206
Zhang JX，Zhang ZM，Xu ZQ，Meng FC，Li HB and Shi RD．2002．Evidence for UHP metamorphism of eclogites from the Altun Mountains．Chinese Science Bulletin，47（9）：751－755
Zhang JX，Mattinson CG，Meng FC and Wan YS．2005．An Early Palaeozoic HP/HT granulite-garnet peridotite association in the south Altyn Tagh，NW China：P-T history and U-Pb geochronology．Journal of Metamorphic Geology，23（7）：491－510
Zhang Q and Zhou GQ．2001．Ophiolite of China．Beijing：Science Press，1－182（in Chinese）
Zheng YF．2004．Fluid activity during exhumation of deep-subducted continental plate．Chinese Science Bulletin，49（10）：985－998
附中文参考文献
曹玉亭，刘良，王超，杨文强，朱小辉．2010．阿尔金南缘塔特勒克布拉克花岗岩的地球化学特征、锆石U-Pb定年及Hf同位素组成．岩石学报，26（11）：3259－3271
车自成，刘良，罗金海．2002．中国及其邻区区域大地构造学．北京：科学出版社，354－386
第五春荣，孙勇，袁洪林，王洪亮，钟兴平，柳小明．2008．河南登封地区嵩山石英岩碎屑锆石U-Pb年代学、Hf同位素组成及其地质意义．科学通报，53（16）：1923－1934
董显扬，李行，叶良和．1995．中国超镁铁质岩．北京：地质出版社，38－50
高天山，陈江峰，谢智，闫峻，钱卉．2004．苏鲁超高压变质带中三叠纪石岛杂岩体的地球化学研究．岩石学报，20（5）：1025－1038
康磊，刘良，曹玉亭，王超，杨文强，梁莎．2012．阿尔金南缘塔特勒克布拉克复式花岗质岩体东段片麻状花岗岩的地球化学特征、锆石U-Pb定年及其地质意义．地质通报，（待刊）李曙光，孙卫东，张国伟，陈家义，杨永成．1996．南秦岭勉略构造带黑峡沟变质火山岩的年代学和地球化学———古生代洋盆及其闭合时代的证据．中国科学（D辑），26（3）：223－230
李向民，马中平，孙吉明，徐学义，雷永孝，王立社，段星星．2009．阿尔金断裂南缘约马克其镁铁-超镁铁岩的性质和年代学研究．岩石学报，25（4）：862－872
刘良，车自成，罗金海，王焰，高章鉴．1996．阿尔金山西段榴辉岩的确定及其地质意义．科学通报，41（16）：1458－1488
刘良，车自成，王焰，罗金海，王建其，高章鉴．1998．阿尔金茫崖地区早古生代蛇绿岩的Sm-Nd等时线年龄证据．科学通报，43（8）：880－883
刘良，车自成，王焰，罗金海，陈丹玲．1999．阿尔金高压变质岩带的特征及其构造意义．岩石学报，15（1）：57－64
路凤香，桑隆康．2002．岩石学．北京：地质出版社，82－94
马中平，李向民，孙吉明，徐学义，雷永孝，王立社，段星星．2009．阿尔金山南缘长沙沟镁铁-超镁铁质层状杂岩体的发现与地质意义———岩石学和地球化学初步研究．岩石学报，25（4）：793－804
马中平，孙吉明，唐卓，李向民，徐学义，雷永孝，王立社，段星星．2010．阿尔金山南缘长沙沟-清水泉一带镁铁-超镁铁质杂岩体Cu-Ni-PGE含矿性讨论．西北地质，43（4）：18－24
马中平，李向民，徐学义，孙吉明，唐卓，杜涛．2011．南阿尔金山清水泉镁铁-超镁铁质侵入体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年及其意义．中国地质，38（4）：1071－1078
秦江锋，赖绍聪，李永飞，白莉，王娟．2005．扬子板块北缘阳坝岩体锆石饱和温度的计算及其意义．西北地质，38（3）：1－5
孙吉明，马中平，唐卓，李向民．2012．阿尔金南缘鱼目泉岩浆混合花岗岩LA-ICP-MS测年与构造意义．地质学报，86（2）：247－257
王超，刘良，张安达，杨文强，曹玉亭．2008．阿尔金造山带南缘岩浆混合作用：玉苏普阿勒克塔格岩体岩石学和地球化学证据．岩石学报，24（12）：2809－2819
吴福元，李献华，郑永飞，高山．2007a．Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用．岩石学报，23（2）：185－220
吴福元，李献华，杨进辉，郑永飞．2007b．花岗岩成因研究的若干问题．岩石学报，23（6）：1217－1238
吴锁平，吴才来，陈其．2007．阿尔金断裂南侧吐拉铝质A型花岗岩的特征及构造环境．地质通报，26（10）：1385－1392
吴元保，郑永飞．2004．锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约．科学通报，49（16）：1589－1604
许志琴，杨经绥，张建新，姜枚，李海兵，崔军文．1999．阿尔金断裂两侧构造单元的对比及岩石圈剪切机制．地质学报，73（3）：193－205
杨文强，丁海波，刘良，校培喜，曹玉亭，康磊，梁莎，廖小莹，王亚伟．2012．阿尔金山南部迪木那里克铁矿赋矿地层特征及其形成时代．地质通报，（待刊）
张旗，周国庆．2001．中国蛇绿岩．北京：科学出版社，1－182
郑永飞．2004．深俯冲大陆板块折返过程中的流体活动．科学通报，49（10）：917－929
0514Acta Petrologica Sinica岩石学报2012，28（12）
同位素地球化学论文 近年来，随着同位素样片制备技术的改进和高精度质谱的问世，大大地提高了同位素测试结果的精度和准确性，使同位素地球化学的理论和方法进一步成熟和完善，研究领域不断拓宽。 同位素地球化学研究内容 同位素地球化学是根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异，以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏，研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史。 同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法，为地球与天体的演化提供了重要的时间座标。比如已经测得太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年，太阳系元素的年龄为50～58亿年等等。 另外在矿产资源研究中，同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息，为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据。 ①自然界同位素的起源、演化和衰亡历史。 ②同位素在宇宙体、地球及其各圈层中的分布分配、不同地质体中的丰度及其在地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；同位素组成变异的原因；并据此探讨地质作用的演化历史和物质来源。 ③利用放射性同位素的衰变定律建立一套有效的同位素计时方法，测定不同天体事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时间坐标。 根据同位素的性质，同位素地球化学研究领域主要分稳定同位素地球化学和同位素年代学两个方面。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化。同位素年代学随研究领域的深入，又分为同位素地质年代学和宇宙年代学。同位素地质年代学主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史。宇宙年代学则主要研究天体的年龄和演化历史。 自然界同位素成分变化
铅同位素地球化学 铅同位素地球化学 lead isotope geochemistry 研究自然物质中铅同位素的丰度、变异规律及其地质意义。自然界铅由204Pb、206Pb、207Pb和208Pb4个稳定同位素组成,它们的丰度分别为1.4％、24.1％、22.1％和52.4%。204Pb是非放射成因的,206Pb、207Pb、208Pb是由238U和235U 和232Th 3个天然放射性同位素经过一系列α、β衰变后最终形成的稳定同位素。这3个衰变系列可分别用下列简化式来表示： 238U→8α+6β-+206Pb 235U→7α+4β-+207Pb 232Th→6α+4β-+208Pb 铅同位素地球化学主要用于研究含放射性元素极低的矿物或岩石中的铅同位素组成。这些铅同位素组成自矿物或岩石形成之后不再发生变化，即不再有放射成因铅的加入，如方铅矿、白铅矿、长石、云母等及其所形成的矿石和岩石中的铅均属此类，把此类铅叫做普通铅。根据普通铅的演化历史和源区性质可分为单阶段铅和多阶段铅。 单阶段铅是指封闭体系中铅同位素组成保持恒定。如果一组样品是同源的，那么，它们的铅同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb等应该也是相同的。多阶段铅是指开放体系中普通铅同位素组成的变化。这种铅曾与具有不同U/Pb、Th/Pb比值的体系伴生过,而且铅在这些体系中存在的时间也各异，因此，铅同位素比值就会发生相应的变化。为追索这种铅的复杂历史，已建立了多种数学模式。 通过铅同位素地球化学研究，不仅可以确定成矿时代（见区域成矿学）或模式年龄（按照某种理论模式确立的公式计算年龄），而且还可判断成矿物质来源、矿床成因等。例如根据铅同位素组成及其特点，认为成矿物质的最初来源可分为幔源、壳源和混合来源。207Pb／204Pb比值或μ值(238U/204Pb)高的铅来自上地壳，低μ值的铅来自下地壳或上地幔。造山带（岛弧）铅被认为是地壳铅与地幔铅混合的结果。再如，矿床是单成因还是多成因、成矿物质是单一来源还是多种来源等问题均可利用铅同位素比值来判断。
水文地球化学研究现状、基本模型与进展 摘要：1938 年, “水文地球化学”术语提出, 至今水文地球化学作为一门 独立的学科得到长足的发展, 其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究, 以及人类开发资源和保护生态的需要, 水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域, 并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。 早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开, 在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果( 沈照理, 1985) 。水文地球化学在利用地下水化学成分资料, 特别是在查明地下水 的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20 世纪60 年代后, 水文地球化学向更深更广的领域延伸, 更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用( 任福弘, 1993) 。 1981 年, Stumm W 等出版了5水化学) ) ) 天然水化学平衡导论6 专著, 较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992 年, C P 克拉依诺夫等著5水文地球化学6分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分, 全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题, 以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等, 概括了20 世纪80 年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解答( 谭凯旋, 1998) , 逐渐构架起更为严密的科学体系。 1 应用水文地球化学学科的研究现状 1. 1 油田水研究 水文地球化学的研究在对油气资源的勘查和预测以及提高勘探成效和采收率等方面作出了重要的贡献。早期油田水地球化学的研究只是对单个盆地或单个坳陷, 甚至单个凹陷进行研究, 并且对于找油标志存在不同见解。此时油田水化学成分分类主要沿用B A 苏林于1946 年形成的分类。1965 年, E C加费里连科在其所著5根据地下水化学组分和同位素成分确定含油气性的水文地球化学指标6中系统论述了油气田水文地球化学特征及寻找油气田的水文地球化学方法。1975 年, A G Collins 在其5油田水地球化学6中论述了油田水中有机及无机组分形成的地球化学作用( 汪蕴璞, 1987) 。1994 年, 汪蕴璞等对中国典型盆地油田水进行了系统和完整的研究, 总结了中国油田水化学成分的形成分布和成藏规律性, 特别是总结了陆相油田水地球化学理论, 对油田水中宏量组分、微量组分、同位素等开展了研究, 并对油田水成分进行种类计算, 从水化学的整体上研究其聚散、共生规律和综合评价找油标志和形成机理。同时还开展了模拟实验、化学动力学和热力学计算, 从定量上探索油田水化学组分的地球化学行为和形成机理。 1. 2 洋底矿藏研究
第十讲 地质常用主要稳定同位素简介 18O Full atmospheric General Circulation Model (GCM) with water isotope fractionation included.
内容提要 ●基本特征●氢同位素●碳同位素●氧同位素●硫同位素
10.1. 传统稳定同位素基本特征 ?只有在自然过程中其同位素分馏变化为可测量范围的元素，才能应用于地质研究用途，这些元素的质量范围多<40； ?多为能形成固、气、液多相态物质的元素，其稳定同位素组成可发生较大程度变化。总体上，重同位素趋于在结合紧密的固相物质中富集；重同位素趋于在氧化价态最高的物相中富集； ?生物系统中的同位素变化常用动力效应来解释。在生物作用过程中(如光合作用、细菌反应及其它微生物过程)，相对于反应初始组成，轻同位素趋于在反应生成物中富集。
10.2. 氢(hydrogen) ?直到1930年代，人们才发现H不是由1 个同位素，而是由两个同位素组成： 1H：99.9844% 2H(D)：0.0156% ?在SMOW中D/H=155.8 10-6 ?氢还有一个同位素氚(3H)，但为放射性核素，半衰期仅为~12.5y。
10.2.1 氢同位素基本特征 ?与多数重元素的同位素组成不同，太阳系物质具有高度不均一的氢(氧)同位素组成，尤其是内地行星与彗星之间； ?1H与D同位素间质量相对差最大，在地球样品中表现出最大的稳定同位素变化(分馏)范围； ?从大气圈、水圈直至地球深部，氢总是以H O、OH-， 2 H2、CH4等形式存在，即在各种地质过程中起着重要作用； ?氢同位素以 D表示，其同位素测量精度通常为0.5‰至2‰(相对其它稳定同位素偏低)。
同位素地球化学复习题 1.1同位素地球化学的基本任务 1)研究自然界同位素的起源、演化和衰亡历史； 2)研究同位素在宇宙体、地球和各地质体中的分布分配、不同地质体中的丰度及典型地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；阐明同位素组成变异的原因。据此来探讨地质作用的演化历史及物质来源； 3)利用放射性同位素的衰变定律建立一套行之有效的同位素计时方法，测定不同天体事件和地质事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时标。 4 )研究同位素分馏与温度的关系，建立同位素温度计，为地质体的形成与演化研究提供温标。 1.2 同位素地球化学的一些基本概念 核素同位素同量异位素稳定同位素放射性同位素重稳定同位素轻稳定同位素 2.1 质谱仪的基本结构 四个部分：进样系统离子源质量分析器离子接收器 2.2 衡量质谱仪的技术标准有哪些 质量数范围分辨率灵敏度精密度与准确度 2.3 固体质谱分析为什么要进行化学分离 具相同质量的原子和分子离子的干扰; 主要元素基体中微量元素的稀释; 低的离子化效率; 不稳定发射。 2.5 同位素稀释法是用于元素含量分析还是用于同位素比值分析？元素含量分析 2.6 氢气的制取方法？(有哪些还原剂) U－还原法Zn －还原法Mg －还原法Cr －还原法 2.7 氧同位素的制样方法有哪些？ 1. 大量水样氧同位素制样方法？ 2. 硅酸盐氧同位素的BrF5法制样原理？ 3. 碳酸盐样品的磷酸盐制样法(McCrea法) 2.8 水中溶解碳的提取与制样McCrea法 2.9 硫化物硫同位素直接制样法 2.10硫酸盐的硫同位素制样法(直接还原法) 把硫酸盐、氧化铜、石英粉按一定比例混合（置于石英管中）在真空条件下加热到1120 ℃左右时，硫酸盐被还原而转变成二氧化硫。 2.11 了解下列质谱仪
《水文地球化学》教学大纲 Hydrogeochemistry－Course Outline 第一部分大纲说明 一、课程的性质、目的与任务 《水文地球化学》是水文与水资源工程专业本科生必修的一门主要专业基础课。通过本课程的学习，使学生掌握水文地球化学的基本原理和学会初步运用化学原理解决天然水的地球化学问题和人类对天然水的影响问题的方法与手段，为学习后续课程和专业技术工作打下基础。 二、与其它课程的联系 学习本课程应具备普通地质学、综合地质学、工程化学和水文地质学的基础。后续课程为水质分析实验、铀水文地球化学、环境水文地质学和水文地质勘察。 三、课程的特点 1．对基本概念、基本规律与常见的应用方法的理解并重。 2．对基本理论与常见水文地球化学问题的定量计算方法的掌握并重。 3. 采用英文教材，中、英语混合授课。 四、教学总体要求 1．掌握水文地球化学的基本概念、基本规律与研究方法。 2．掌握控制地下水与地表水化学成分的主要作用：酸碱反应与碳酸盐系统；矿物风化与矿物表面过程；氧化－还原反应；有机水文地球化学作用等。 3．通过理论讲述、研究实例分析与习题课，使学生理解天然水中常见的化学组份与同位素组成，掌握最基本的地球化学模拟方法与整理水化学数据的能力。 五、本课程的学时分配表 编 号教学内容课堂讲 课学时 习题课 学时 实验课 学时 自学 学时 1 引言及化学背景 （Introduction and Chemical Background） 6 2 酸碱反应与碳酸盐系统 (Acid-Base Reactions and the Carbonate System) 4 2 3 矿物风化与矿物表面过程 Mineral weathering and mineral surface processes 6
矿物岩石地球化学通报 ·综 述· Ｂｕｌｌｅｔｉｎ ｏｆ Ｍｉｎｅｒａｌｏｇｙ，Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ ａｎｄ ＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙＶｏｌ．３２Ｎｏ．１，Ｊａｎ．，２０１３ 收稿日期：２０１１－１２－０１收到，２０１２－０３－ ０５改回基金项目：中国科学院知识创新工程重要方向项目（ＫＺＣＸ２－ＥＷ－ １０２）；中国科学院地球化学研究所领域前沿项目第一作者简介：范百龄（１９８６－），男，博士研究生，主要从事同位素地球化学方面的研究．Ｅ－ｍａｉ：ｆｂｌ８６０７２６＠１２６．ｃｏｍ．通讯作者：赵志琦（１９７１－），博士，研究员，研究方向：水岩作用过程的硼、锂同位素地球化学研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｚｈａｏｚｈｉｑｉ＠ｖｉｐ．ｓｋｌｅｇ ．ｃｎ．地表及海洋环境的镁同位素地球化学研究进展 范百龄１， ２ ，陶发祥１，赵志琦１１．中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室，贵阳５５０００２；２．中国科学院大学，北京１０００３９摘 要：镁（Ｍｇ）是主要造岩元素，其地球丰度仅次于铁和氧。Ｍｇ几乎参与了地表所有圈层间的物理、化学和生物作用。随着多接收器等离子质谱等分析方法的改进和完善，Ｍｇ同位素显示出更加广阔的应用前景。同时，Ｍｇ独特的地球化学特征，使其在地表及海洋地球化学领域的应用日益广泛。本文主要就近几十年来Ｍｇ同位素在地表及海洋地球化学领域的研究现状、存在的问题以及发展趋势进行系统的总结与探讨。虽然，目前对Ｍｇ同位素的研究还处于早期阶段，但许多研究成果显示，Ｍｇ同位素具有很大潜力成为环境变化的新的指示工具。关 键 词：进展；Ｍｇ同位素； 地球化学；海洋和地表过程中图分类号：Ｐ５９５ 文献标识码：Ａ 文章编号：１００７－２８０２（２０１３）０１－０１１４－ ０７Ａｄｖａｎｃｅ ｏｆ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ Ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｏｆ Ｍａｇｎｅｓｉｕｍ Ｉｓｏｔｏｐ ｅ ｉｎ Ｍａｒｉｎｅａｎｄ Ｅａｒｔｈ Ｓｕｒｆａｃｅ ＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓＦＡＮ Ｂａｉ－ｌｉｎｇ１， ２，ＴＡＯ Ｆａ－ｘｉａｎｇ１， ＺＨＡＯ Ｚｈｉ－ｑｉ １ １．Ｓｔａｔｅ ｋｅｙ ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｇｕｉｙａｎｇ５５０００２，Ｃｈｉｎａ；２．Ｇｒａｄｕａｔｅ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００３９，ＣｈｉｎａＡｂｓｔｒａｃｔ：Ｍａｇｎｅｓｉｕｍ，ｗｈｏｓｅ Ｅａｒｔｈ ａｂｕｎｄａｎｃｅ ｉｓ ｉｎ ｔｈｅ ｔｈｉｒｄ ｐｌａｃｅ ｏｎｌｙ ａｆｔｅｒ ｏｘｙｇｅｎ ａｎｄ ｉｒｏｎ，ｉｓ ｏｎｅ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｊｏｒｒｏｃｋ－ｆｏｒｍｉｎｇ ｅｌｅｍｅｎｔｓ．Ｍａｇｎｅｓｉｕｍ ｔａｋｅｓ ａ ｐａｒｔ ｉｎ，ａｌｍｏｓｔ，ａｌｌ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ，ｐｈｙｓｉｃａｌ ａｎｄ ｂｉｏｌｏｇｉｃａｌ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｓｐｈｅｒｅｓ．Ｇｉｖｅｎ ｒａｐｉｄ ｉｍｐｒｏｖｉｎｇ ｏｆ ａｎａｌｙｔｉｃａｌ ｍｅｔｈｏｄ ｏｆ ｔｈｅ ｍｕｌｔｉｐｌｅ ｃｏｌｌｅｃｔｏｒ－ｉｎｄｕｃｔｉｖｅｌｙ ｃｏｕｐｌｅｄ ｐｌａｓｍａ－ｍａｓｓ ｓｐｅｃｔｒｏｍｅｔｒｙ（ＭＣ－ＩＣＰＭＳ），Ｍｇ ｉｓｏｔｏｐｅ ｗｉｌｌ ｂｅ ｕｓｅｄ ｉｎ ａ ｂｒｏａｄ ｒａｎｇｅ ｏｆ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｉｎ ｔｈｅ ｎｅａｒｆｕｔｕｒｅ．Ｄｕｅ ｔｏ ｉｔｓ ｄｉｓｔｉｎｃｔ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ，Ｍｇ ｈａｓ ｂｅｅｎ ｓｕｃｃｅｓｓｆｕｌｌｙ ｄｅｍｏｎｓｔｒａｔｉｎｇ ｗｉｄｅｒ ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｐｅｒｓｐｅｃｔｉｖｅｓ ｉｎ Ｍａｒｉｎｅ ａｎｄ Ｅａｒｔｈ Ｓｕｒｆａｃｅ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ．Ｔｈｉｓ ｐａｐｅｒ ｒｅｖｉｅｗｓ ｔｈｅ ｒｅｃｅｎｔ ｐｒｏｇｒｅｓｓ ｏｆ Ｍｇ ｓｔａｂｌｅ ｉｓｏ－ｔｏｐｅ ｓｔｕｄｉｅｓ．Ｉｎ ａｄｄｉｔｉｏｎ，ｅｘｉｓｔｉｎｇ ｐｒｏｂｌｅｍｓ ａｎｄ ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔ ｔｅｎｄｅｎｃｙ ａｒｅ ａｌｓｏ ｄｉｓｃｕｓｓｅｄ．Ｒｅｇａｒｄｌｅｓｓ ｏｆ ｉｔｓ ｅａｒｌｙｓｔａｇｅ，ｔｈｅ ｍｏｓｔ ｒｅｃｅｎｔ ｒｅｓｅａｒｃｈｅｓ ｈａｖｅ ｓｈｏｗｎ ｔｈａｔ Ｍｇ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ａｒｅ ｐｏｔｅｎｔｉａｌ ｉｎｄｉｃａｔｏｒｓ ｏｆ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｃｈａｎｇｅｓ．Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：ａｄｖａｎｃｅｓ；Ｍａｇｎｅｓｉｕｍ ｉｓｏｔｏｐｅｓ；ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ；Ｍａｒｉｎｅ ａｎｄ Ｅａｒｔｈ Ｓｕｒｆａｃｅ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ 作为生物营养元素的镁（Ｍｇ ），是地球上的常量元素，其地球丰度（１．６×１０５ ｍｇ／ｋｇ ）仅次于铁和氧，Ｍｇ的克拉克值在２．４×１０４ ｍｇ／ｋｇ（陆壳）～４．３×１０４ ｍｇ／ｋｇ（洋壳）之间［１］。自然界Ｍｇ主要以硅酸 盐形式存在，主要矿物有橄榄石、辉石、角闪石，云母等，也是白云岩的主要组成元素，并广泛参与生命活 动。Ｍｇ有三种稳定同位素：２４ Ｍｇ、２５ Ｍｇ、２６ Ｍｇ ，相对丰度分别为７８．９９％、１０．００％、１１．０１％ ［２，３］ ，三者 的质量差达４％～８％，是相对质量差仅次于Ｌｉ的 第二大非传统稳定同位素，低温地球化学过程会产 生明显的同位素分馏［ ４，５］ 。目前报道的地球样品Ｍｇ同位素组成的变化范围约６． ５‰（图１），天然样品的Ｍｇ同位素组成与其所经历的地球化学过程密切相关，受不同分馏机理的控制。Ｍｇ同位素作为 新的化学示踪剂， 已被用来探索宇宙事件［６～８］ ，示踪古海洋环境［９，１０］，研究风化作用［１１～１３］ 、石笋的形
水文地球化学习题 第一章 第二章水溶液的物理化学基础 1．常规水质分析给出的某个水样的分析结果如下（浓度单位：mg/L）： Ca2+=93.9；Mg2+=22.9；Na+=19.1；HCO3-=334；SO42-=85.0；Cl-=9.0；pH=7.2。求： （1）各离子的体积摩尔浓度（M）、质量摩尔浓度（m）和毫克当量浓度（meq/L）。 （2）该水样的离子强度是多少？ （3）利用扩展的Debye-Huckel方程计算Ca2+和HCO3-的活度系数。 2．假定CO32-的活度为a CO32- =0.34?10-5，碳酸钙离解的平衡常数为4.27?10-9，第1题中的水样25℃时CaCO3饱和指数是多少？CaCO3在该水样中的饱和状态如何？ 3．假定某个水样的离子活度等于浓度，其NO3-，HS-，SO42-和NH4＋都等于10-4M。反应式如下： H+ + NO3- + HS- = SO42- + NH4＋ 问：25℃和pH为8时，该水样中硝酸盐能否氧化硫化物？ 4．A、B两个水样实测值如下（mg/L）： 组分Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-NO3- A水样706 51 881 310 204 4 5．请判断下列分析结果（mg/L）的可靠性，并说明原因。 组分Na+K+Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-CO32-pH A水样50 6 60 18 71 96 183 6 6.5 B水样10 20 70 13 36 48 214 4 8.8 6．某水样分析结果如下： 离子Na+Ca2+Mg2+SO42-Cl-CO32-HCO3-含量(mg/l) 8748 156 228 928 6720 336 1.320 试计算Ca2+的活度(25℃)。 4344 含量（mg/l）117 7 109 24 171 238 183 48 试问： （1）离子强度是多少？ （2）根据扩展的Debye-Huckel方程计算，Ca2+和SO42－的活度系数？ （3）石膏的饱和指数与饱和率是多少？ （4）使该水样淡化或浓集多少倍才能使之与石膏处于平衡状态？ 8．已知温度为298.15K（25℃），压力为105Pa（1atm）时，∑S=10-1mol/l。试作硫体系的Eh-pH图（或pE-pH图）。 9．简述水分子的结构。 10．试用水分子结构理论解释水的物理化学性质。 11．温、压条件对水的物理、化学性质的影响及其地球化学意义。 12．分别简述气、固、液体的溶解特点。
第四章同位素水文地球化学 环境同位素水文地球化学是一门具有良好的前景、发展迅速的新兴学科，也是水文地球化学的一个重要分支。目前，地下水资源可持续利用中的重要问题是地下水补给的更新能力及地下水污染程度的评价。用环境同位素技术研究地下水补给和可更新性，追踪地下水的污染是当前国内外较为新颖的方法之一。目前世界上许多国家已将同位素方法列为地下水资源调查中的常规方法。近年来，国内外环境同位素的研究从理论到实践都有较快的发展。除了应用氢氧稳定同位素确定地下水的起源与形成条件，应用氚、14C测定地下水年龄，追踪地下水运动，确定含水层参数等常规方法外；在应用3H-3He、CFCs示踪干旱、半干旱地区浅层地下水的补给，应用14C、36Cl确定深层地下水的年龄，追溯地下水的入渗史，应用34S研究地下水中硫酸盐的来源，分析地下水的迁移过程，应用11B/10B研究卤水成因等方面都有重要进展。 4.1 同位素基本理论 4.1.1 地下水中的同位素及分类 我们知道，原子是由原子核与其周围的电子组成的，通常用A Z X N来表示某一原子。这里，X为原子符号，Z为原子核中的质子数目，N为原子核中的中子数目，A为原子核的质量数，它等于原子核中的质子数与中子数之和，即： A=Z+N( 4-1-1 ) 为简便起见，也常用A X表示某一原子。 元素是原子核中质子数相同的一类原子的总称。同一元素由于其原子核中中子数不同可存在几种原子质量不同的原子，其中每一种原子称为一种核素，如C原子有12C、13C、14C等核素，氧原子有16O、17O、18O等核素。某元素的不同几种核素称为该元素的同位素(蔡炳新等，2002)，或者说同位素指的是在门捷列耶夫周期表中占有同一位置，其原子核中的质子数相同而中子数不同的某一元素的不同原子。同位素可分为稳定同位素和放射性同位素两类，稳定同位素是指迄今为止尚未发现有放射性衰变（即自发地放出粒子或射线）的同位素；反之，则称为放射性同位素。 地下水中的同位素一方面包括水自身的氢、氧同位素，另一方面还包括水中溶质的同位素。
同位素地球化学研究进展
1 概述 同位素研究是地质学的重要研究手段之一，可以视之为科学研究史上的革命，它的发展极大地加速了许多科学研究进程。同位素地质应用是同位素地球化学的重要组成部分。随着放射性现象的发现，同位素的分析逐渐被建立为独立的研究领域。作为独特的示踪剂和形成环境与条件的指标，同位素组成已广泛的应用到陨石、月岩、火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物以及各种矿床等领域的研究。通过研究同位素在地质体的分布及在各种地质条件下的运动规律来研究矿物、岩石和矿床等各个领域，成为解决众多地质地球化学问题的强有力手段。 地球的历史是一个由大量地质事件构成的漫长的时间序列，它具有灾变和渐变相间的特点。我们在认识这一复杂的过程时，主要依据能保留事件踪迹的证据。同位素的迁移活动寓于地质作用之中，地质事件对地球的影响有可能跨越后期作用而被保存下来，因此同位素组成上的变异常常能提供最接近事实的证据，并且相关研究也用一系列显著成绩证实了这点。 1.1 同位素地球化学的发展现状 同位素的丰度和分布的研究正经历着飞跃性的发展。在不到一百年的时间里，已经取得了非凡的成果，解决了一系列重要的问题，如南非南德斯金矿的成因问题。此外，随着大量的数据和文章的面世，理论基础的不断完善，实验技术的不断发展，同位素地球化学迄今为止仍在快速的发展着，并不断与其他学科相互渗透形成新的学科分支，如宇宙同位素地球化学、环境同位素地球化学等。因此，同位素地球化学已非局限于研究地球及其地质现象，而是扩展到了太阳系的其他星体和其他科学领域。显然，地质学已到了一个新的时期，即同位素地质学时期。 1.2 同位素概念 1913年，Soddy提出了同位素概念，即原子内质子数相同而中子数不同的一类原子即为同位素。一个原子可以有一种或多种同位素。有的元素仅有稳定同位素（如O、S），稳定同位素的原子核是稳定的，目前还未发现他们能自发衰变形成其他的同位素。有的仅有放射性同位素（如U、Th）。放射性同位素原子核是不稳定的，他们能自发的衰变形成其他的同位素，最终转变为稳定的放射成因同
本文由国土资源部地质调查项目“全国水资源评价”和“鄂尔多斯自留盆地地下水赋存运移规律的研究”项目资助。改回日期:2001212217;责任编辑:宫月萱。 第一作者:叶思源,女,1963年生,在读博士生,副研究员,从事矿水、地热水及水文地球化学研究。 水文地球化学研究现状与进展 叶思源1) 孙继朝2) 姜春永3) (1)中国矿业大学,北京,100083;2)中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北正定,050803; 3)山东地质工程勘查院,山东济南,250014) 摘 要 1938年,“水文地球化学”术语提出,至今水文地球化学作为一门独立的学科得到长足的发展,其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究,以及人类开发资源和保护生态的需要,水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域,并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。关键词 水文地球化学 研究现状 进展 Current Situ ation and Advances in H ydrogeochemical R esearches YE Siyuan 1) SUN Jichao 2) J IAN G Chunyong 3 ) (1)Chi na U niversity of Mi ni ng and Technology ,Beiji ng ,100083;2)Instit ute of Hydrogeology and Envi ronmental Geology ,CA GS , Zhengdi ng ,Hebei ,050803;3)S handong Instit ute of Geological Engi neeri ng S urvey ,Ji nan ,S handong ,240014) Abstract Hydrogeochemistry ,as an independent discipline ,has made substantial development since the term “hydrogeochemistry ”was created in 1938.At present hydrogeochemical theories have been applied to various fields such as oil field water ,ocean water ,geothermal water ,groundwater quality ,endemic diseases and groundwater microorganism ,and related research methods have also become mature.With the further development of chemical thermodynamics ,kinetics method and isotope method ,hydrogeochemistry will surely extend its research fields in the course of multi 2discipline interaction and make new progress in basic theory and quantifica 2tion research ,so as to meet the demand of human exploration and exploitation as well as ecological protection.K ey w ords hydrogeochemistry current state of research advance 早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开,在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果(沈照理,1985)。水文地球化学在利用地下水化学成分资料,特别是在查明地下水的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20世纪60年代后,水文地球化学向更深更广的领域延伸,更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用(任福弘,1993)。1981年,Stumm W 等出版了《水化学———天然水化 学平衡导论》专著,较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992年,C P 克拉 依诺夫等著《水文地球化学》分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分,全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题,以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等,概括了20世纪80年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解 答(谭凯旋,1998),逐渐构架起更为严密的科学体系。 第23卷 第5期2002210/4772482 地 球 学 报ACTA GEOSCIEN TIA SIN ICA Vol.23 No.5 Oct.2002/4772482
S TABLE I SOTOPES IN P ALEONTOLOGY AND A RCHEOLOGY I NTRODUCTION The isotopic composition of a given element in living tissue depends on: (1) the source of that ele-ment (e.g., atmospheric CO2 versus dissolved CO2; seawater O2 vs. meteoric water O2), (2) the proc-esses involved in initially fixing the element in organic matter (e.g., C3vs. C4photosynthesis), (3) subsequent fractionations as the organic matter passes up the food web. Besides these factors, the iso-topic composition of fossil material will depend on any isotopic changes associated with diagenesis, including microbial decomposition. In this lecture, we will see how this may be inverted to provide insights into the food sources of fossil organisms, including man. This, in turn, provides evidence about the environment in which these organisms lived. I SOTOPES AND D IET: Y OU ARE WHAT YOU EAT In Lecture 28 we saw that isotope ratios of carbon and nitrogen are fractionated during primary pro-duction of organic matter. Terrestrial C3 plants have d13C values between -23 and -34‰, with an av-erage of about -27‰. The C4 pathway involves a much smaller fractionation, so that C4 plants have d13C between -9 and -17‰, with an average of about -13‰. Marine plants, which are all C3, can util-ize dissolved bicarbonate as well as dissolved CO2. Seawater bicarbonate is about 8.5‰ heavier than atmospheric CO2; as a result, marine plants average about 7.5‰ heavier than terrestrial C3 plants. In contrast to the relatively (but not perfectly) uniform isotopic composition of atmospheric CO2, the carbon isotopic composition of seawater carbonate varies due to biological processes. Because the source of the carbon they fix is more variable, the isotopic composition of marine plants is also more variable. Finally, marine cyanobacteria (blue-green algae) tend to fractionate carbon isotopes less during photosynthesis than do true marine plants, so they tend to average 2 to 3 ‰ higher in d13C. Nitrogen isotopes are, as we saw, also fractionated during primary uptake. Based on their source of nitrogen, plants may also be divided into two types: those that can utilized N2directly, and those utilize only “fixed” nitrogen as ammonia and nitrate. The former include the legumes (e.g., beans, peas, etc.) and marine cyanobac-teria. The legumes, which are exclusively C3 plants, utilize both N2 and fixed nitrogen (though symbiotic bacteria), and have an average d15N of +1‰, whereas modern non-leguminous plants average about +3‰. However, it seems likely that prehistoric nonleguminous plants were more positive, averaging perhaps +9‰, because the iso-topic composition of present soil nitrogen has been affected by the use of chemical fer-tilizers. For both groups, there was proba-bly a range in d15N of ±4 or 5‰, because the isotopic composition of soil nitrogen varies and there is some fractionation involved in uptake. Marine plants have d15N of +7±5‰, whereas marine cyanobacteria have d15N of –1±3‰. Figure 34.1 summarizes the 15 10 5 --5 d13C PDB ‰ d15N ATM ‰ Figure 34.1. Relationship between d13C and d15N among the principal classes of autotrophs.
复习题与思考题 1. 名词解释 （1）阳离子交换容量； （2）弥散通量； （3）水文地球化学； （4）水动力弥散； （5）弥散问题数学模型；（6）大陆效应；地下水污染；（7）碱度； （8）酸度； （9）硬度； （10）永久硬度； （11）暂时硬度； （12）碳酸盐硬度； （13）非碳酸盐硬度； （14）生化耗氧量（BOD）；（15）化学耗氧量（COD）（16）物理吸附； （17）化学吸附； （18）离子交替吸附作用；（19）阳离子交换容量； （20）同位素效应； （21）同位素分馏； （22）同位素交换反应；（23）射性同位素的半衰期；（24） TDS； （25）全等溶解； （26）非全等溶解；
2.思考并回答下列问题 绪论 （1）试说明水文地球化学的含义。 （2）试说明水文地球化学作为一个独立学科的发展历史。 （3）说明水文地球化学的研究意义。 第一章地下水的化学成分 （1）试说明水的结构特征。 （2）水有那些特异性质，试分别对其予以说明。 （3）地下水的化学成分有那几类，分别予以简要说明。 （4）通常有哪些方法可用来对水质分析结果进行检验？ （5）地下水化学成分的图示方法有哪些？试分别予以简要说明。 第二章地下水化学成分的形成作用 （1）怎样根据化学反应的自由能资料计算反应的平衡常数？ （2）水溶液中组分活度系数的计算方法主要有哪些？试说明其适用条件。 （3）试说明影响矿物在水中溶解度的因素。 （4）试分别说明纯水中石膏、萤石、石英、三水铝石溶解度的计算方法。 （5）试说明矿物稳定场图的绘制方法。 （6）试定性地说明为什么在CO2-H2O系统中水溶液显酸性，而在CaCO3-H2O系统中水溶液显碱性。 （7）已知H2CO3的一、二级电离常数分别为K a1和K a2，试导出CO2──H2O系统中：溶解碳总量为C T、氢离子浓度为[H+]时，H2CO3、HCO3-和CO32-含量的计算公式。若25℃时，K a1=10-6.35、K a2=10-10.33，试分析说明上述组分中那一种组分在什么样的pH区间内含量最大？ （8）在CO2分压（p）已知的CO2—H2O系统中，已知下述反应的平衡常数分别为CO2分压为10-3.5（atm），水的离子积为10-14，且上述反应均已达到平衡状态。试计算系统中各组分存在形式的含量及水溶液的pH值。 （9）对于下述的电极反应： OX+n e ＝ RED 已知其电极电位可由下式计算： 式中：F为法拉第常数；R为气体常数；n为得失电子地数目；E0为标准电极电位，E0的计算
I SOTOPIC G EOCHEMISTRY OF THE C ONTINENTAL C RUST II I SOTOPIC C OMPOSITION OF THE L OWER C RUST Like the mantle, the lower continen-tal crust is not generally available for sampling. While much can be learned about the lower crust through remote geophysical means (seismic waves,gravity, heat flow, etc.), defining its composition and history depends on be-ing able to obtain samples of it. As with the mantle, three kinds of samples are available: terrains or massifs t h a t have been tectonicly emplaced in the upper crust, xenoliths in igneous rocks,and magmas produced by partial melt-ing of the lower crust. All these kinds of samples have been used and each has advantages and dissadvantages similar to mantle samples. We will concentrate here on xenoliths and terrains. Figure 21.1 summarizes Sr and Nd isotopic compositions of lower crustal xenoliths. The results of initial Sr and Nd isotopic studies of the lower crust indicated it had similar e Nd to the upper crust, but low 87Sr/86Sr. It is clear from Figure 21.1 that while this may be partly true, the lower crust is quite heterogeneous in its isotopic composition and is not easily characterized by a single isotopic composi-tion. Some lower crustal xenoliths have very radiogenic Sr. The Pb isotopic composition of the lower crust is a particularly important question because of the mass balance problem we discussed in the previous lectures. The upper crust, the upper mantle, and mantle plumes all have Pb isotopic compositions lying to the right of the Geochron. Mass balance re-quires a significant reservoir of unradiogenic Pb, i.e., Pb that plots to the left of the geochron some-where in the Earth. Some early studies of granulite terrains, such as the Scourian in Scotland, sug-gested the lower crust might be characterized by unradiogenic Pb. Furthermore, the lower crust is known to have a low heat production, implying low concentrations of U and Th. Rudnick and Goldstein (1990) found that while most Archean lower crustal terrains did indeed have very unradiogenic Pb, post-Archean ones did not. This is summarized in Figure 21.2. Further-more, many lower crustal xenoliths have radiogenic Pb (Figure 21.3). Rudnick and Goldstein concluded that unradiogenic Pb can only develop in regions that have remained stable for long time periods, i.e., only in cratons. In areas where orogenies have occurred subsequent to crust formation, the Pb isotopic composition of the lower crust is rejuvenated trough mixing with radiogenic Pb from upper crust and mantle-derived magmas. ? granulite is a high-grade, largely anhydrous, metamorphic rock. It most commonly contains plagioclase and pyroxene as essential minerals, and may sometimes contain garnet. A paragneiss is a rock derived from a sedimentary precursor. +10 –10–200.5130 0.5125 0.51150.511087Sr/86Sr e Nd 143N d /144N d Figure 21.1. Sr and Nd isotopic composition of granulite ? and xenoliths in volcanic rocks. Chudleigh, Gloucester,and Anakies are in Australia, Lashaine in is Tanzania, and Lesotho is in south Africa. From Rudnick (1992).