中国下寒武统梅树村阶综合研究报告

项礼文1 朱兆玲2 章森桂2 雒昆利3 罗惠麟4 胡世学4

（1.中国地质科学院地质研究所，北京 100037； 2中国科学院南京地质古生物研究所，南京 210008；3.中国科学院地理科学与资源研究所，北京 100101； 4.云南省地质科学研究院，昆明 650051）

梅树村阶由钱逸1977年命名，源于江能人等（1964）所建的梅树村组，当时该阶原始划定的标准，即将江能人等所建梅树村组的底作为底界，“产有特殊的多门类带壳古动物化石” 的地层，但没有明确的定义。

梅树村阶命名地点、界线层型和层型剖面约位于云南晋宁北西约7 km的梅树村之北西约1.5 km的小歪头山至八道湾（北纬24°44′，东经102°34′）（图1），该剖面岩石组合为磷块岩、白云岩、泥质粉砂岩、石英粉砂岩，普遍含磷，总厚度84.5 m。详细分层情况、岩石特征、化石、厚度如下（罗惠麟、蒋志文、唐良栋，1994）（图2）。

图1 云南晋宁下寒武统梅树村阶剖面位置图

图2 云南晋宁梅树村下寒武统梅树村阶层型剖面图

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

中国主要断代地层建阶研究报告（2006～2009）

梅树村阶的生物地层，以小壳化石软舌螺类研究得较为系统和详细，自下而上可分为3个组合带：

1.Anabarites-Protohertzina组合带

分布层型剖面内第1层至第6层，小壳化石壳体较微小，构造简单，属种单调，如软舌螺Ana-barites trisulcatus Miss.，Conotheca subcurvata（Yu），Turcutheca crasseocochli（Syss.），Spinulitheca billingsi（Syss.），Ovalitheca sp.； 似软舌螺Hyolithellus tenuis Miss.，Pseudorthotheca tentaculoides Qian et Jiang，Pseudovalitheca crassa（Yu），Arthrochites emeisha nensis Chen，Spirellus columnaris Jiang，Torellella sp.，Cambrotubulus sp.； 管壳类Protohertzina anabarica Miss.，P.unguliformis Miss.；齿形壳类Salanacus corn-uta Grigorieva，S.meishu cunensis Jiang，Formichella cf.infundibuliformisMiss.； 锥石类Conularia absidataJiang，Eoconularia quadratus（Chen）； 单板类Canopoconus pristinis（Jiang），Yunnanopleura biformis Yu，Ocruranus finial Liu，Emarginoconus cf.minus Yu； 腹足类Archaeospira onata Yu； 腕足类Acidotocarenahordeolus（Liu），Atimycta sp.； 球形类Olivooides multisulcatus Qian，Archaeooides granulatus Qian； 蠕形动物Parasabellidites wangjiawanensis Luo et Zhang； 遗迹化石Cavaulichinus viatorus Jiang，Selaulichinus mei-shucunensis Jiang，Neonereites uniserialis Seilacher，N.biserlalis Seilacher，Phycodes pedum Crimes，Arenicolites sp.，Astercites sp.，Cochlichnus sp.，Monomorphichnus sp.；微化石Obruchevella parva Reitlinger，O.meishu-cunensis Song，Clanophycus elegans Oechler，Eozyion gr ande Sch of et Blacic，Tetraphycus yunnanensis Song；疑源类Trachysphaeridium simplex Sin，Triangumorpha tenera Sin et Liu，Hupeisphaera radiate Sin et Liu，Pseudodiacrodium verticole Sin et Liu，Polyedryxium hebeiense Sin et Liu，Monotrematospaeridium asperum Sin etLiu； 叠层石Parmites jinningensis Cao等。

2.Paragloborilus-Siphogonuchites组合带

分布于层型剖面第7层至第8层，是小壳化石的繁盛期，主要属种有软舌螺Paragloborilus subglo-bosus He，Turcutheca scapooides Jiang，Conotheca subcurvata（Yu），Porcauricula hypsillipis（Jiang）； 似软舌螺Hyolithellus kijianicus Miss.，H.tenuis Miss.，Pseudorthotheca bistriata Qian，Cambrotubulus decurvatusMiss.，Pseudovalitheca crassa（Yu），Spinulitheca billingsi（Syss.）； 管壳类Siphogonuchites triangularisQian，Lomasulcachites macrusQian et Jiang，Lopochites latazonalis Qian，L.quadrogonus Qian，Drepanochitesdilatatus Qian et Jiang，Halkieria sacciformis（Mesh.）； 齿形壳类Yunnanodus dolerus Wang et Jiang，Para-carinachites sinensis Qian et Jiang，Forlmichella sp.；单板类Protoconus crestatus Yu，Canopoconus cambrinus（Jiang），C.calvatus Jiang，Igorella hamata Yu，Ocruranus subpentaedrus（Jiang），O.trulliformis（Jiang），Purella cristata Miss.，P.squamalosa Qian et Bengtson，Securicunus sinus Jiang，Aegides seperbes Jiang，Xian-fengella prima He et Yang，Emaginoconus cf.minus Yu，Ernogia accutatus Jiang；腹足类Latouchella korobko-vi（Vost.），Archaeospira ornate Yu，A.multiribis（Jiang）； 喙壳类Rostrocnus sinensis Jiang； 双壳类Eoha-lobia di andongensis Jiang； 腕足类Psamathopalless amphidoz Liu，Parapunctella xianfengensis Jiang，Al-danotreta sp.；球形类Archaeooides granulatus Qian，Ovaliooides multisulcatus Qian； 遗迹化石Didymauli-chnus meittensis Young，Rusophycus sp.，Cruziana sp.，Monomorphichnus sp.等。

3.Sinosachites-Lapworthella组合带

分布于层型剖面第9层至第12层，是小壳动物的衰退期，见有软舌螺Neogloborilus spinatus（Qianet Xiao），N.applanatus Qian et Jiang，Allatheca degeeri（Holm），Paraeonovitatus longevaginatus（Jiang），Burithes cf.erum Miss.； 似软舌螺Coleoloides typicalis Walcott，Torellella sp.，Hyolithellus tenuis Miss.； 管壳类Sinosachites flabelliformis He，Halkieria sthensobasis（Jiang）； 骨状壳Rhabdochites exespertus He； 托莫特壳类Tannuolina multifora Fonin et Smirnova，Lapworthella rete Yue； 开腔骨类Archiasterella pentaetina Sd-zuy，A.？territhallis（Jiang），Allonia erromenosa Jiang，Cancelloria altaica Romanenko； 多孔动物Calci-hexatina isophyllus Jiang； 单板类Palaeocmaea sp.； 遗迹化石Plagiogmus cf.arcuatus Roedel，Gordiamac andria Jiang，G.molasica（Heer），Taphrhelminthopsis circularis Crimes et al.，Skolithos sp.，Arenicolites sp.，Diplocraterion sp.； 疑源类Trachysphaerdium rugosum Sin，Pseudozonosphaera asperella Sin et Liu，As-peratopsophosphaera bavlensis Schep.，Lophosphaeridium torulosum（Tim.），Monotrematosphaeridium asperumSin et Liu等。

前已述及，1977年钱逸首建梅树村阶，并作为中国早寒武世最早期的一个年代地层单位，但他对梅树村阶的定义未作明确叙述。 张文堂、袁克兴等（1979）的梅树村阶仅指昆明梅树村剖面厚12 m的磷块岩层，并建立Circotheca longiconica-Anabarites trisulcatus一个化石带。 罗惠麟等（1980）依据晋宁梅树村小歪头山至八道湾剖面生物群的详细研究，将八道湾段（因与新疆侏罗系八道湾组重名，已改称为石岩头段）的顶界作为梅树村阶的上界，其底界置于小歪头山段开始出现小壳化石的地方，以Anabarites-Protohertzina带的底（A点）作为梅树村阶的开始，以Sinosachites-Lapworthella带的结束，三叶虫Parabadiella带的出现作为与筇竹寺阶的分界（罗惠麟等，1982、1984），即广义的梅树村阶。 以后又将梅树村阶的下界上提到Anabarites-Protohertzinas带与Paragloborites-Siphogonuchites带之间的分界面（B点）（罗惠麟等，1988、1990、1994），即狭义的梅树村阶。 鉴于当前研究的现状，本文仍暂采用广义的梅树村阶，以第1组合带的底作为本阶的开始，以第3组合带结束、三叶虫Parabadiella带的出现作为梅树村阶的结束。晋宁梅树村剖面作为本阶层型剖面。 梅树村阶的底界目前暂可作为我国寒武系的底界，采用国际地层委员会推荐的（541.0±0.5）Ma的年龄值。

根据彭善池的报道，梅树村剖面第5岩性层的斑脱岩层的U-Pb法年龄经最近校正，为（533.14±0.3）Ma（Bawring，2007，个人通讯），这是当前梅树村阶内较为可信的年龄数据。

最近，笔者对梅树村阶内石岩头组下部的黑色页岩（即习惯上所称的 “下黑”）进行痕量元素锶、汞、砷、氟分析。发现异常特别明显，（标本号6-1）锶13.58 mg/kg，汞0.53 mg/kg，砷38.42 mg/kg，氟20285.8 mg/kg，远远超过正常值。

梅树村阶的岩石地层自下而上包括渔户村组小歪头山段、中谊村段、大海段、筇竹寺组石岩头段和玉案山段最下部厚约8.6 m左右的地层。 主要岩性为磷块岩、磷质硅质白云岩、上部为灰色灰黑色泥质粉砂岩、石英质粉砂岩。

相当于梅树村阶的地层在国外均有相当广泛的分布，如英国、法国、瑞典、俄罗斯、蒙古、澳大利亚、北美均在最老三叶虫层位之下都发现有小壳化石和遗迹化石。 我国梅树村阶可与英国哈茨山组（Hartshill form.）非三叶虫带相对比，在美国对比为里德白云岩（Reed dolomite）上部及深泉组（DeepSpring form.），澳大利亚为乌拉丹纳组（Uratanna form.）和帕拉契纳组（Parachina form.），加拿大麦肯脊山为后骨山脊组（Backbone Range form.），俄罗斯为托莫特阶（Tommotian stage），摩洛哥为酒红色岩组（Vinc-lees form.）和部分上灰岩组（Upper limestone form.）。在国内，尤其在中国南方，梅树村阶分布很广，如贵州西部灯影组戈仲伍段和冒龙井段以及牛蹄塘组下段，陕西南部灯影组、宽川铺组和郭家坝组下段，南秦岭部分灯影组和鲁家坪组，湖北西部灯影组天柱山段以及新疆塔里木地台北缘肖尔布拉克组。

参 考 文 献

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铁胆石是在云南地区发现的一种圆体石头，它有很多形状，但是主要以圆形为主。铁胆石是一种表面散步着许多黄色晶体的岩石，它主要在河流下游。铁胆石的磁性也是比较强的，所以大多数人喜欢购买铁胆石放在家里镇宅。铁胆石的外形是很有艺术感的，属于大自然的工艺品。那么铁胆石的价格是多少呢?它有哪些用途?下面我们一起来看云南铁胆石的相关知识的介绍吧。

　　一、铁胆石的价格

铁胆石分为很多级别，最好的铁胆石是极品铁胆石，不管是外形大小还是沉淀的年份都是很久的。这种极品的铁胆石的价格可以达到上百万。普通的铁胆石的价格不是很贵，大概在100元到1000元左右。铁胆石一般不会批量销售，因为铁胆石主要用于工艺摆设，建筑装饰。大型的铁胆石的价格是比较贵的，因为铁胆石的数量比较少。

二、铁胆石的用途

铁胆石是一种外形非常独特的石头，它含有多种矿物质，而且本身带有磁场。它可以消除别的石头的磁性，可以作为消磁晶石使用。大家知道消磁晶石的什么吗?我们平时佩戴的玉镯和玉石手链跟着主人的时间久了，会产生磁场。磁场如果没有及时的消除会对人体造成伤害，消磁晶石可以帮助我们将身上佩戴的玉石进行小时。铁胆石可以起到这样的作用。

另外，铁胆石还可以辟邪，因为它的磁性比较强，它可以改变室内的磁场，达到辟邪的作用。还可以带来好运，而且铁胆石本身就具有很高的欣赏价值，它的用途大多数是用于装饰和观赏。铁胆石可以帮助我们开运，可以稳定我们的磁场，让我们的事业一帆风顺。从迷信的角度来说，铁胆石的用途是为了提升买主的气场和运势的。铁胆石的是一种矿物质天然石头，它可以增强人体的免疫力，家里摆放铁胆石可以招财进宝，岁岁平安。

三、铁胆石的介绍

云南铁胆石形成于距今2.5亿年至5.4亿年的寒武纪早期，科学的名称叫做结核石，它是在地壳中的沉积物沉积或堆积之后的一个漫长的成岩过程中所进行的物以类聚的化学作用下，由某种或几种矿物质聚集而生长成的球状、连球状或不规则状矿物团块。云南铁胆石其形状以圆形和椭圆形居多，此外还有壶形、坛形、罐形、帽形、果形、沙锅形、铁饼形、车轮形、飞碟形、碗碟形、葫芦形、哑铃形、花生形、香炉形、三连体、多联体以及动植物形体等，石体表层散布的硫化铁黄色晶体，以及晶体所构成的图案，光芒四射，璀璨夺目。石体的黑色幽深微秒，高远莫测黄色金属附着物则像是黄金铸成的浮雕，富丽堂皇，又似天公写意的手笔，赏心悦目。

观赏石的颜色在同类石种中常以吉祥的暖色调为上品，云南铁胆石却出人意料的以富丽堂皇的金黄色先声夺人，由于石胆上的金黄色硫化铁金属光泽与黑色的石体对比度强烈，视角冲击力较大。可以这么说，在当今的赏石王国中，云南铁胆石较好的具备了科学性、观赏性和趣味性的美石。它符合东方人的赏石观，同时也符合西方人的赏石观，是东西方赏石文化的完美结合体。

云南铁胆石是最近两年来才新兴的一个石种，上市时间非常短，很多人对此还知之甚少。而且只在云南省的东川、会泽、宜良等少数地方出产，产量十分有限，现在已是奇货可居，一般场所已不能买到，这也是该石种热销和成为收藏界追捧对像的一个重要原因。

现在大家了解铁胆石的价格和用途了吗?铁胆石的主要作用是摆设观赏。我国是一个很注重风水命理的国家，对于玉石类都非常的执着，铁胆石的用途主要是为了辟邪和增加运势。但是真正好的铁胆石的价格也是比较昂贵的，最贵的铁胆石的价格可以超过钻石和黄金。铁胆石可以带来好运也不是凭空捏造的，因为它的磁场极强，可以增强我们自身的磁场。以上就是关于云南铁胆石的详细介绍以及用途和价格的介绍了，大家都了解了吗？还有其他想知道的吗？可以关注我们土巴兔网站哦。希望能够帮到大家，祝大家生活愉快。

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(一)地壳元素丰度特征

大陆地壳与大洋地壳组成的对比,以及上、下大陆地壳组成的对比研究,都表明地壳中化学元素的分布具有明显不均一性的特点。地壳中元素的分布既与化学元素的原子核结构有关,又受其核外电子即元素的化学性质所制约,因而与地球以及地壳的形成与演化等过程有关。地壳中化学元素的分布具有一定的规律性。

1)地壳中化学元素的分布极不均匀。按维诺格拉多夫(1962)值 (中国科学院贵阳地球化学研究所,1981),丰度最大的元素 (氧的丰度为47%)比丰度最小的元素 (氡的丰度为7×10-18 ,刘英俊等,1984)在含量上大 1017倍,相差悬殊。地壳几乎一半是由氧元素构成的,所以又可以称为“氧圈”——氧的物质圈。按克拉克值递减顺序排列,含量最多的前3种元素 (O、Si、Al)即占地壳总质量的 84.05%含量最多的前9种元素(O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、H (氢的丰度为0.14%,黎彤,1990))占地壳总质量的98.67%,其他元素只占1.33%,前15种元素的质量占99.49%,其余75种元素总质量仅占地壳总质量的0.4%～0.2%。以<0.1%作为微量元素,它们在地壳中的分布也非常不均匀,丰度可以相差达1014倍。

由于化学元素的相互作用与其质量不成比例,而与它们的原子质量相当。如将元素含量计算成原子数百分比,即用原子量来算,重元素克拉克值被缩小,而轻元素克拉克值则增大。计算原子的数目使得地壳中化学元素含量分布的差异变得更大。若使用“体积克拉克值”,计算结果更显示出氧的绝对优势,其体积克拉克值为 91.77%。可以想象地壳是由大的氧离子组成,其余元素几乎占据了与氧离子接触的氧离子之间的空隙。我们差不多生活在氧壳中 (别列雷曼,1981),更进一步表明地壳中元素分布的极不均匀。

2)丰度递减规律。与太阳系元素丰度相似,元素的克拉克值也呈现出随原子序数增大而减小的规律。将原子克拉克值取对数后,对应于原子序数作图。克拉克值最大的元素一般位于周期表开始部分,随原子序数增大,元素克拉克值逐渐减小。在 Fe (26号)之后,没有一个是常见的元素。这一规律早已被门捷列夫所提出,他在 1869年写道:“自然界中最常见的简单物质都有很小的原子量”(别列雷曼,1981)。周期表中前26种元素(从H至Fe)的丰度占地壳总质量的99.74%。但Li、B、Be及惰性气体的含量并不符合上述规律。

3)若按元素丰度排列,太阳系、地球、地幔和地壳中主要 10 种元素的分布顺序是:

太阳系:H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S

地球:Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na

地幔:O>Mg>Si>Fe>Ca>Al>Na>Ti>Cr>Mn

地壳:O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H

与太阳系和宇宙相比,地球和地壳明显贫H、He、Ne 和 N 等气体元素,表明由宇宙星云凝聚、吸积形成地球的演化过程必然伴随气态元素的逸散。而与地球和地幔相比,地壳贫Fe、Mg,而富Al、K、Na和Si等亲石元素,表明地球的原始化学演化为,较轻易熔的碱金属和铝硅酸盐在地球表层富集,较重难熔的镁铁硅酸盐和金属铁下沉,在地幔和地核中富集。

4)Li、Be、B等轻金属元素的含量急剧下降,可能与早期星体内部的热核反应有关,即它们作为氢燃烧的一部分而转换为 He。而 Ru、Rh、Pd、Os、Ir、Pt 和 Au 的含量急剧降低可能是由于地球形成时的原始分异作用所致,贵金属集中在地球的内层,因此地壳内这些元素的含量必然降低。

5)对应于地震波速随深度增加,大陆地壳成分存在明显垂向分层,从上地壳至下地壳随着 SiO2 含量逐渐降低,不相容元素含量亦逐渐减低,相容元素含量逐渐升高。Wedepohl (1995)将上部大陆地壳与下部大陆地壳化学成分对比,指出挥发性元素及强不相容元素的富集是大陆地壳的特征,而3d过渡族元素特别富集于下部大陆地壳。认为元素的分异与地壳的形成和演化密切相关。超镁铁质上地幔部分熔融形成以英云闪长岩成分为特征的原始大陆地壳,英云闪长岩进一步分异形成上下地壳。在产生地壳的化学元素分异时,他强调应有水的参与。地幔去气形成大气圈和水圈,并控制地球表面元素的聚积,如S、Cl、N、Ar、B、As、Br、I、Sb、Se及 Hg。

6)整个大陆地壳的稀土元素球粒陨石标准化模式图(图1-25)显示右倾即轻稀土(LREE)富集,各家数据都表明δEu 显示负异常,呈现不同程度的亏损。上、中、下地壳的稀土元素球粒陨石标准化图(图1-26a)显示,上、中地壳较下地壳明显富集LREE,δEu显示上地壳为负异常,中地壳基本无异常,下地壳为正异常,表明原始大陆地壳经历了分异作用,使得上、中、下地壳元素丰度产生了明显的差异,但大陆上地壳和大陆下地壳的Eu异常并不平衡。

图1-25 整个大陆地壳 REE 球粒陨石标准化模式图

(据Rudnick et al.,2004)

上、中、下大陆地壳的微量元素原始地幔标准化蛛网图(图1-26b)显示,随着壳间分异演化的进展,地壳上部 Cs、K、Rb、Ba 等不相容元素的丰度明显增加,Th、U、K等产热元素及相关元素蜕变产物 Pb 等元素的丰度显著增加,而相容程度高的 Ti 等元素的丰度却在递减。

7)无论任何人、采用何种方法或模型给出的大陆地壳总体成分是安山 (闪长)质或花岗闪长质的,SiO2 含量 57%～63%,多数给出范围为 59.0%～61.5% (高山,2005)。在微量元素方面,无论上地壳、中地壳、下地壳或地壳整体均以明显亏损Nb、Ta等高场强元素和富集Pb 为特征,在原始地幔标准化蜘蛛图上分别呈现明显负异常和正异常,而显著区别于洋壳。这种特征与岛弧岩浆岩相同,而不同于板内岩浆岩,说明现今大陆地壳主体形成于岛弧环境。但是研究也发现,与典型的岛弧安山岩相比,大陆地壳更富集不相容元素。因此仅靠与削减带有关的岩浆作用还不足以完全作为大陆地壳形成的机理。与代表地壳总量的主量元素相比,微量元素可能更多的是通过不同的方式加入地壳的(White,2001)。

综上所述,与太阳系元素丰度变化规律相比,地壳元素丰度值具有一致的变化规律,如丰度递减规律、原子序数为偶数元素总分布量 (占86.36%)大于奇数元素的总分布量(占13.64%)等。再次说明地球、地壳在物质组成上同太阳系其他部分具有统一性。但是也存在相反的情况,如奇偶规则等遭到破坏,表现为:①惰性元素的丰度普遍降低,每种惰性元素的丰度都低于与它相邻的卤族元素和碱金属元素的丰度,且每一元素周期中惰性元素的丰度是最低的②出现了不符合奇偶规则的例外 (黎彤,1982)。那么,地壳(地球)中元素的丰度主要受什么因素的制约? 地壳元素丰度的成因,至少受到下列三种演化因素的制约和影响:①热核反应过程中原子核的稳定性和形成几率,导致太阳系元素丰度奇偶规则的出现②地球形成过程中原子的化学稳定性,导致地球中惰性元素的亏损③地壳形成和演化过程中元素在地球化学分异作用中的行为,导致地壳丰度中反偶数规则的出现 (黎彤,1982)。因此,地壳 (地球)中元素的丰度不仅取决于元素原子核的结构和稳定性,同时又受元素核外电子亦即元素的化学性质所制约,即地壳 (地球)化学元素的丰度一方面具有明显来自太阳系元素核合成的继承性制约,同时还受到地球、地壳形成过程中元素的地球化学性质所控制。地壳丰度奇偶规则的破坏和反偶数规则的出现是由地球特别是地壳的地球化学分异作用所引起的。因此地球和地壳化学元素的丰度受到地球形成前、形成时以及地球演化过程中物质演化和分异的影响。现在地壳中元素丰度特征是由元素起源直到地壳形成和存在这一漫长时期内元素演化历史的总体体现。因此地壳的克拉克值不仅是地质体元素的数量特征,更蕴含着体现地球、地壳以及地质体分异演化作用和机理的丰富和复杂的化学信息。

图1-26 上、中、下地壳 REE 球粒陨石标准化模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(据高山,2005)

(二)控制地壳中元素分布的一般规律

1.元素无处不有定律

又称克拉克—维尔纳茨基定律——地面上每一点滴或每一微粒物质,无一不是宇宙总成分的反映。凡是人们在地球上能观察到的元素,在微观世界也都能找得到。它们无所不在,也到处可以查出。不能使用某地质体中“元素不存在”或“元素偶见”之类的错误术语,使用“元素未被发现”比较正确。这是由于分析灵敏度障碍所为 (别列雷曼,1981)。

2.元素的地球化学性质与亲和性

地球和地壳中化学元素的丰度毫无疑问受到宇宙大爆炸热核反应过程中原子核的稳定性和形成几率 (奇偶规律)的控制,同时还受到地球形成时原子的化学稳定性、地壳形成和演化过程中元素的地球化学行为等的制约,其中元素的地球化学亲和性决定着元素的活动性,因而影响着元素在地球和地壳中的分布和分配。

3.活动组分原则和化学反应制动原理

别列雷曼 (1981)指出,克拉克值高的元素如氧是真正的地壳化学独裁者,成为某些元素在迁移途中不可逾越的障碍,也强化了另一些元素的迁移,决定着介质的地球化学特点。这类元素被称为标型元素。标型元素的克拉克值很高,在已知的天然体系中,迁移和堆积作用都很活跃,决定着天然系统中的地球化学特性。其余的元素屈从于“地球化学独裁者——标型元素”所造成的条件。这被称为活动组分原则。

元素丰度不同,在自然化学反应中反应物间的量比不符合化学计量比例。挥发性的阴离子在地球表层富集,据克拉克值粗略计算阴离子 (O、S、F、Cl 等)总摩尔数与阳离子总摩尔数大体相当或略有盈余,加上地幔或用地球总体计算,则阴离子总量不足。根据热力学原理,元素参加化学反应顺序按反应生成自由能 (-ΔG)由大到小顺序进行。那些形成氧化物和硫化物 (-ΔG)都小的元素,当阴离子不足时只能呈自然元素形式存在,如Pt族,Au、Hg、Ag等——亲铁元素,称为化学反应制动原理。

阴离子之间, O丰度大大高于S、F、Cl等,因此自然界氧化物种类远大于其他化合物。阳离子中Fe丰度很大,在争夺阴离子的“竞争”中,高丰度Fe同时具有亲硫、亲氧和亲铁三重性。在O不足的体系中,元素与O2 化合按-ΔG值由大到小顺序进行,到Fe因其丰度高,消耗掉剩余O2 ,多余Fe与硫化合或呈自然铁,使排在FeO后面的元素不能与O结合。铁起了“制动剂”作用,在与硫化合的顺序中,铁同样起“制动剂”作用。

(三)元素克拉克值研究的地球化学意义

元素克拉克值反映了地壳的平均化学成分,决定着地壳作为一个物理化学体系的总特征及地壳中各种地球化学过程的总背景。既是一种影响元素地球化学行为的重要因素,又为地球化学提供了衡量元素集中或分散程度的标尺。

1.大陆地壳化学组成对壳幔分异的指示

大陆地壳是在地质历史过程中通过地幔部分熔融的岩浆向上侵入或喷出逐步形成的,部分熔融形成地壳后残余的地幔部分就成了现今的贫化或亏损地幔。大洋中脊玄武岩(MORB)是这种贫化地幔的典型代表,相容性元素 (compatible elements)是指在矿物-岩浆分配过程中主要富集在矿物中的元素。反之,不相容元素 (incompatible elements)是指主要富集在岩浆中的元素。Hoffmann (1988)提出,由于大陆地壳是原始地幔部分熔融形成的,因此将大陆地壳的元素丰度对原始地幔标准化后的比值可以定量衡量元素的相容性。比值越大者,元素的相容性越小,相对于地幔在大陆地壳中越富集。Hoffmann给出了37种元素的相容性顺序。图1-27是高山等(1998)得出的65种元素的相容性顺序,这一顺序与 Hoffmann给出的顺序基本相同。由图还可见大陆地壳和代表贫化地幔的MORB在组成上表现出很好的互补性,从Cs到Mo不相容性较强的元素表现得尤为清楚。Hoffmann进一步用部分熔融的两阶段模型定量证明了如图所示的元素分布关系:第一阶段原始地幔通过1.5%的部分熔融产生大陆地壳,第二阶段地幔通过8%～10%的熔融产生大洋地壳。

相容性相近的元素具有相似的地球化学行为,它们的含量比值在壳幔系统中基本固定或变化很小,高山等 (1998)的研究表明,大陆地壳整体相容性相近的元素对比值与原始地幔相同或接近,它们是:w(Zr)/w(Hf)= 37 w(Nb)/w(Ta)= 17.5 w(Ba)/w(Th)=87 w(K)/w(Pb)=0.12×10 4 w(Rb)/w(Cs)=25 w(Ba)/w(Rb)=8.94 w(Sn)/w(Sm)=0.31 w(Se)/w(Cd)= 1.64 w(La)/w(As)= 10.3 w(Ce)/w(Sb)= 271 w(Pb)/w(Bi)=57 w(Rb)/w(Tl)=177 w(Er)/w(Ag)=52 w(Cu)/w(Au)=3.2×10 4 w(Sm)/w(Mo)=7.5 w(Nd)/w(W)=40 w(Cl)/w(Li)= 10.8 w(F)/w(Nd)=21.9 w(La)/w(B)= 1.8。

2.元素克拉克值影响着元素参加地球化学过程的浓度 (强度),从而支配着元素的地球化学行为

质量作用定律,描述了反应物浓度对反应速度的影响。温度恒定时,均相体系化学反应速度与反应物活动质量 (浓度或分压)成正比:A+B⇔E+F,向右速度u1=k1CACB,向左速度u2=k2 CE CF。两方速度相等,化学反应即达到平衡

图1-27 原始地幔标准化大陆地壳和大洋中脊玄武岩 (MORB)平均成分

(据Gao et al.,1998)

元素按大陆地壳元素含量标准化值从左至右增加的顺序排列,对应于元素相容性增加的顺序

地球化学

式中:k1、k2 为化学反应速度常数K为平衡常数。增加A或 B的浓度,反应向右增加E或F的浓度,反应向左直至达到新平衡。因此,元素的丰度和克拉克值在地球化学反应中起重要作用 (Krauskopf et al.,1995)。

地壳中分布量最多的前7种元素 (O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K),在地壳中比较容易富集成矿,形成数量众多、分布广泛且规模巨大的矿床,如铁矿床、铝土矿床、石灰岩和盐类矿床等。克拉克值低的Rb、Cs、Br、I等元素,尽管它们的盐类都是易溶化合物,但它们在天然水中的浓度也总是低的相反,丰度较高的K和 Na,则可在天然水中形成较高的浓度,在蒸发环境中还可以发生过饱和而大量沉淀出自己的盐类。

化学性质相当近似的碱金属元素 (Na、K、Rb、Cs),由于克拉克值的差异在地壳中呈现出两类不同的地球化学行为。Na和K在地壳中的各种体系中都可有较大的浓度 (克拉克值均为2.50%),因此可以形成各种独立矿物,甚至沉淀出易溶的氯化物,形成岩盐和钾盐矿床。相反,Rb 和Cs因克拉克值低 (Rb:0.049%,Cs:2×10-6 ),它们在各种地质体系中的浓度亦低,总是难以达到饱和浓度,因而不能形成自己的独立矿物,总是呈分散状态存在于其他元素 (主要是K)的矿物中。

3.自然界元素的浓度和形成矿物的数目受元素克拉克值制约

实验室中,人们可以制备出元素的任意浓度,但在地壳的各种体系中,元素的浓度却受到克拉克值的很大限制。这样不仅造成元素化学性质相近而地球化学行为各异的情况,也是导致人造化合物的数目可达数万、数十万,而自然界化合物数目却很有限的原因。目前自然界已知矿物只有3000 多种。克维亚特科夫斯基 (1977)统计了元素克拉克值与形成独立矿物数目的关系,指出元素形成矿物的数目与其丰度呈正相关。求得回归方程:

地球化学

式中:N为形成矿物数目K为原子克拉克值,%。由式可见,N与 成正比在双对数坐标图上 (图1-28)拟合为一条直线,大约有一半元素处于直线上下×1.5±1的范围内。

如:KNa=2.5%,NNa= =251个

KCo=0.0018%,NCo= =41个

偏离线上方的元素形成矿物数目偏多,为亲硫或亲铁元素。位于线下方的元素形成矿物数目偏少,甚至N=0,多属于亲石的分散元素。

图1-28 每种元素形成的矿物种数与元素地壳丰度的关系

(克维亚特科夫斯基,1981)

1—亲矿物元素 (Bi、Sb等)2—疏矿物元素 (Sc、Ga等)

在自然界尚未发现丰度很低的元素的阳离子和另一种丰度很低的元素的阴离子组成的化合物,如Li2 SeO4、Rb2 SeO4、BeSeO4、SrSeO4 等,这是因为阴阳离子的浓度都很低,不能超过化合物的溶度积的缘故。

4.元素克拉克值是影响元素迁移和集中分散等地球化学行为的重要因素

(1)元素克拉克值可以为阐明地球化学省的特征提供一种标准

如某地区中浅色花岗岩类岩石大大高于镁铁质岩石,那么该地区不仅Mg和Fe的含量,而且与其伴生的Cr、Ti和铂族元素,甚至Zr等的含量都会明显低于该元素的克拉克值。

(2)评价元素的富集或分散

依据克拉克值计算地球化学性质相似或与地球化学有关的元素之间的比值,如 Zr/Hf、Nb/Ta、K/Rb、V/Fe、Sc/Fe、Ni/Co、Se/S、Te/Se等,这些都是相互难于分离的元素。如果它们之间的比值偏离了按照克拉克值计算出来的平均比值,这就成为一种地球化学标志,说明已经发生过某种特殊的地球化学过程。研究表明,某区Th/U比值低于2,该区可能存在U的矿化活动,该值介于2.5～4之间,该区存在U和Th的矿化,而当该值大于5达到8或10时,则可认为该区主要存在 Th的矿化,而无U的明显矿化。

(3)衡量元素集中或分散程度的标尺

浓度克拉克值:指某元素在某地质体中的平均含量与其克拉克值之比。浓度克拉克值是衡量元素集中或分散程度的良好标尺。当浓度克拉克值大于1时,意味着该元素在某地质体中比在地壳中相对集中,当浓度克拉克值小于1时,则意味着分散。

5.元素克拉克值是进行金属矿产资源评价的重要指标

矿床是有用矿物和有用元素的集合体。当元素富集到可以在经济上开采而获利后就构成了矿床。

元素的浓集系数是指元素在矿床中的最低可采品位与其克拉克值的比值 (表1-34)。浓集系数可以表明该元素形成矿床的难易程度。如Fe的浓集系数为6,表明铁只要比克拉克值富集 6倍,就可以形成矿床。Cu的浓集系数为200,形成矿床的难度就比铁大多了。许多稀有金属和贵金属元素,其浓集系数可达数百到数千,甚至几万倍,如要形成矿床 Mo需要富集2400倍,汞需要富集1万倍,铋则需要富集125万倍,说明这些元素需要在克拉克值的基础上富集数百到数百万倍才能成矿。在地壳的某些地段这些元素富集形成矿床,表明它们确实具有十分强烈的集中能力。因此,元素富集成矿的可能性并不完全取决于元素的克拉克值,还取决于元素的地球化学性质即元素的迁移能力和活动性等,如Au的浓集系数为7700,但金的大型超大型矿床很多,这表明金在地壳中的活动和迁移能力很强。

表1-34 一些金属的矿床类型,中间品位及浓集系数

*Rudnick et al.,2004。 (据 Candela,2004)

元素克拉克值愈低,则浓集为有经济价值的矿床所需的“地质时间”就愈长。如Fe、Ti、Cr、Ni、Co等元素形成于前寒武纪,而其他一些克拉克值很低的元素则要在地壳的进一步演化中才能富集。Laznicka (1973)对世界上5000多个矿床的年代学分析后发现,单个金属矿床富集成矿的顺序由早到晚为:Cr、Ni-Au-Cu、Zn-Pb、Ag-Sn、W、Sb、Mo-Hg等。这基本上与元素克拉克值减小的顺序相同。

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