时间：2023-05-30 09:06:18
开篇：写作不仅是一种记录，更是一种创造，它让我们能够捕捉那些稍纵即逝的灵感，将它们永久地定格在纸上。下面是小编精心整理的12篇地壳元素，希望这些内容能成为您创作过程中的良师益友，陪伴您不断探索和进步。
迄今为止人类已经发现了元素周期表上110种元素中的90种元素在自然界存在，正是这90种元素构成了地球上的一切生命与非生命，包括动物、植物和矿物。因此，对地壳中所有元素精确含量和分布的探测，对于了解地球演化、生命起源、解决人类所面临的资源和环境问题具有重大意义。
要实现对地壳物质成分的探测，首先需要解决探测技术问题:高精度地壳化学成分分析技术地壳深部物质成分的地球化学示踪技术盆地穿透性地球化学探测技术海量地球化学数据库管理与图形显示技术。其次，对地壳化学元素的精确探测，需要一套基准参考数据作为探测数据可靠性的标尺，这就要求我们必须建立一个覆盖全国的地球化学基准网，按照地球化学基准网格，建立中国各主要大地构造单元不同时代地层、侵入岩和疏松物的76种元素基准值，制作元素含量基准地球化学图，为全面地壳物质成分精确探测提供基准参考数据和图件。在上述技术研制和基准参考值建立基础上，通过选择穿越不同大地构造单元和重要成矿区带的3个走廊带的试验与示范，精确探测走廊带内地壳的元素含量和时空变化，构建走廊带上不同大地构造单元的地壳地球化学模型，揭示不同大地构造单元物质成分演化历史和大型矿集区的成矿物质背景。最终成果表达需要一套搜索和检索软件，能对地球上化学成分信息(海量数据、图像、空间坐标等)在全球不同尺度的分布进行快速检索和图形化显示。类似于GoogleEarth软件。我们暂且称其为“化学地球”(GeochemicalEarth)。
1地壳全元素探测的国内外研究现状
1.地壳化学元素组成、丰度、分布和基准值研究现状
科学家经历了一个多世纪的努力，对地壳物质成分的研究已取得很大进展。迄今为止人类已经发现了元素周期表上110种元素中的90种元素在地壳中的存在(其他为人工合成的）尽管地球化学家对地壳元素的丰度的研究已取得很大进展(Clarke18891908;Clarke&Washington,1924；Goldschmidt1933;Taylor,1964；黎彤和倪守斌，1990;Taylor&McLennan，1995;Rudnick&Fountain，1995;WedepohL1995;Gaoetal.,1998;鄢明才和迟清华1997)但人类至今对这90种元素在地球的分布知之甚少(王学求等，2006)。这里所说的分布包括在地壳表层的分布和地壳不同层圈的分布。
地球化学家一直在探索使用具有均一化的代表性样品来研究元素在地壳表层的分布，并用地球化学图来刻画元素的空间分布。这种刻画化学元素在空间上分布的地球化学图为资源和环境问题的解决发挥了巨大作用（谢学锦，2008a2008b;Garretetal.,2008)。全球地球化学基准计划（GlobalGeochemicalBaselineIGCP360)(Darnleyetal.，1995)目的就是为了尽快获得化学元素在全球尺度的分布，并为研究全球变化提供参考基准。在全球部署5000个基准网格覆盖整个地球陆地面积，每个格子大小为160kmX160km,落在中国的网格约500个(包括边界不完整网格)。具有均一化特点的泛滥平原沉积物或河漫滩沉积物被广泛接受作为全球基准值计划采样介质（Bolviken，1986;Darnleyetal.，1995;Xieetal.，1997;Salminen,2005)。这种次生均一化介质可以反映化学元素的空间变化特征，但它的缺陷是无法反映具有时间特性的地质演化特征。因此，要满足对化学元素在全球时空分布和演化的了解，就需要能反映时间尺度的原生介质一岩石。
从平面上研究化学元素的空间分布在技术层面比较容易实现，而对于垂向上的分布就要构建地壳参考模型才能实现。Staudigel等（1998)提出了地球的地球化学参考模型GERM(GeochemicalEarthReferenceModel)这一模型为我们研究包括大陆地壳在内的地球不同圈层及地球化学储库的化学性质提供有力的参考依据。张本仁等(19942003)构筑了东秦岭地区华北陆块南缘、北秦岭、南秦岭和扬子陆块北缘4个构造单元的地壳结构一岩石组成一地球化学模型,RudnickandGao
2总结了大陆地壳物质组成和演化方面的研究成果。
地壳化学成分和分布的探测存在的问题主要有:①对元素周期表上所有元素含量的精确测定还存在困难;②对化学元素的含量的了解较多，但对其分布了解非常有限，如中国区域化探扫面计划，只分析了39种元素，覆盖的面积也只有6X106km2(Xieetal.，1997);③对元素分布的了解还仅限于使用次生的水系沉积物介质，这种介质是表生均一化以后的分布情况，还缺少对化学元素在各个时代地层和侵入岩中时空分布的了解，迫切需要能反映时间属性的原生介质来研究化学成分在中国大陆的演化历史和成矿的物质背景;④地球化学基准参考值还没有建立起来，也就缺少衡量元素分布和研究未来变化的标尺;⑤对中下地壳化学成分的认识还缺少有针对性的地壳地球化学模型和实测数据。
1，大规模成矿物质背景一元素的巨量聚集研究现状
大规模成矿作用的必要和充分条件是必须有巨量成矿元素的聚集。地球化学省或地球化学块体就是巨量兀素聚集的体现。Hawkes和Webb(1962)将地球化学省定义为:较大的地壳单元，其化学组分与平均值有很大差异。地球化学省是进行矿产资源的区域评价的有效方法。人们对地球化学省的认识大多是从矿床分布的密集程度以及有限的岩石和矿物分析数据而提出来的，如Peru和Chile的铜省、加拿大Abitibi带的金省、东南亚的锡省、东格陵兰的锶省等。20世纪70年代以后，许多国家范围的大规模的地球化学勘查计划覆盖了越来越大的地区，特别是中国区域化探全国扫面的全面开展，覆盖面积的不断扩大，从而使许多地球化学省，甚至更大的地球化学模式被发现(Xie&Yin1993)。
Doe(1991)提出地球化学块体（geochemicalblock)的概念，将其解释为“具有某种或某些元素高含量的大岩块，能够为矿床的形成提供物质源'但他并没有说明如何圈定这种块体。谢学锦院士提出利用区域化探扫面数据圈定地球化学块体，并将地球化学块体定义为面积大于1000km2以上的地球化学异常(Xie,1995;谢学锦和向运川，1999)。地球化学块体实际上是大规模立体地球化学异常，即在平面上具有一系列套合的地球化学异常结构，在垂向上具有一定的深度，也就是说具有较大规模立体异常的地壳物质体(王学求和谢学锦，2000)。
地球化学省与成矿省是密不可分的，地球化学省或地球化学块体在资源评价中能较早的圈定出 来，而成矿省或矿集区直到发现大量矿床才能确定，二者的关系更像是因果关系，地球化学省可以作为确定成矿省的地球化学依据，地球化学块体可以作为确定矿集区的依据（王学求等，2007)。过去在使用水系沉积物圈定地球化学省，进而发现矿床起了巨大作用，但水系沉积物这种表生均一化介质，无法确定矿源层，也无法给出地球化学块体的厚度，因此使用原生介质圈定地球化学省或地球化学块体，追踪矿源层和进行资源量预测将更为科学。这就给我们提出了一个问题:如何去圈定这种立体的地球化学块体，更为科学地预测资源量？对全国元素分布的了解还仅限于使用水系沉积物或泛滥平原沉积物做为采样介质，这种介质是表生均一化以后的分布情况。尽管对找矿发挥了巨大作用，但对深入研究中国大陆元素的时间演化历史就无能为力。也无法知道地球化学异常源是来自于那个时代，那个地层。对地球化学省、地球化学块体的圈定用于资源评价都是使用的表生介质，要真正圈定立体的地球化学块体，追索矿源层还需要利用原生介质，目前利用原生介质圈定地球化学省或地球化学块体还是空白。1.3千米深度穿透性地球化学研究现状
人类所赖以生存的地球资源都集中在地表及不超过几千米深度之内，因此对地壳千米深度的物质组成和时空分布的探测具有重要的现实意义。澳大利亚的“玻璃地球计划（GlassEarth)”主要目的是查明1km以内的金属矿产资源。对金属矿而言，中国约占1/2的陆地已被盆地和各种覆盖层所掩盖，成为找矿的“处女地”或“甚低工作区”。据统计我国500m深覆盖区面积约50X104~80X104km2，相当于我国已调查、勘探的陆地面积的1/5，是一片极具潜力的金属矿产的新区或“找矿新空间”。因此对能探测这一深度的矿产资源直接信息的地球化学勘查技术的要求已迫在眉睫。
自上个世纪70年代开始，国际找矿界都在致力于研究能探测更大深度的地球化学找矿方法，统称为‘深穿透地球化学”（王学求，1998;谢学锦和王学求，2003)。这些深穿透地球化学方法包括电地球化学方法(CHIM)(Ryss&Goldberg1973)，地气法(GEOGAS)(Kristiansson&Malmqvist，1982);酶提取法(ENZYMELEACH)(Clark,1993)，活动态金属离子法（MMI)(Mannetal.,1995)金属元素活动态提取方法（MOMEO)(Wang,1998)和动态地球气纳微金属测量法（NAMEG)(Wangetal.,
地下水化学测量和活动金属离子测量列入探测技术研究内容。
目前国内外深穿透地球化学技术的发展趋势是:①建立覆盖区元素从深层向表层传输和分散的三维地球化学模型，为覆盖区地球化学勘查提供理论支撑;②将探测技术扩展到盆地地球化学调查和几百米覆盖区;③发展专用提取试剂和技术的标准化与可操作化;④建立能适应各种复杂景观、各种比例尺和各种矿种的技术系列。
2地壳全元素探测的关键技术
要实现对地壳物质成分的探测，必须重点突破地壳物质成分探测的4项关键技术，包括①地壳全元素精确分析技术;②深部物质成分识别技术;③盆地穿透性地球化学探测技术;④多层次海量地球化学数据管理与图形显示技术。
2.1地壳全元素精确分析技术
要实现对地壳成分的精确了解，发展能分析地壳中所有元素(约80个）的分析技术是关键。建立81个指标(含78种元素)配套分析方案和难分析样品的精确分析技术重点是突破含碳质岩石和有机物土壤的贵金属（金、铂族）元素精确分析技术。配套分析方案是以现代先进的大型分析仪器等离子体质谱仪(ICP-MS)，等离子体光学发射光谱仪(ICP-OES)和X射线荧光光谱仪(XRF)为主，配合其他多种专用分析仪器及技术而组成的方法体系（表1)，所有元素的检出限、报出率、准确度、精密度等指标均已达到国际领先水平。
2.2中下地壳物质成分识别技术
深部地壳物质组成研究的现有方法主要包括:①根据因构造运动抬升出露到地表的深部物质（如麻粒岩、榴辉岩、角闪岩等）②根据产于火山岩中的深部地壳包体如麻粒岩包体;③根据地球物理测深与深部岩石物理性质的高温高压实验测定结果之间的拟合;④壳源岩浆岩源区地球化学示踪法。由于以上4种深部地壳物质成分组成研究方法均存在不确定性，因此对深部地壳研究最好是各种方法相互结合，互为补充。
根据中国大陆地壳特点，不同构造单元出露的岩石类型，初步构建地学断面的岩石组成模型;不同构造单元内各类岩石的地震波速高温高压实验室测试;将实验获得的岩石地震波速数据与实测地震波速数据进行拟合，完善地学断面的地壳结构一岩石
球化学示踪研究成果，综合限定和进一步约束区域地壳结构一岩石组成模型;根据获得的不同岩石单点样的地球化学数据，计算每类岩石单位的平均成分;在所建立的地壳结构一岩石组成模型基础上，按照有关的每类岩石单位在地壳每个结构层中所占的比例，进行面积加权平均计算地壳每个结构层的元素丰度;按照每个有关结构层在整个地壳中所占体积比例，通过体积加权平均计算出地壳总体的元素丰度;根据其他学科研究的最新成果，检验深部地壳物质成分计算结果的合理性。
图1是Wedepohl所构建的大陆地壳岩石组成模型（Wedepohl，1995)，根据其代表性岩石组成，就可以获得元素的含量，构建地球化学模型。张本仁等(2003)、路风香等(2006)以东秦岭造山带各类岩石实验测定的v,,值与地震测深获得的秦岭地壳v,,观察值的相互拟合为主，配合岩石变质相、深部岩石包体、壳源岩浆源区等研究，构筑了东秦岭地区华北陆块南缘、北秦岭、南秦岭和扬子陆块北缘4个构造单元的地壳结构一岩石组成一地球化学模型。
1.盆地穿透性地球化学探测技术
盆地及其周边蕴涵着重要的战略性资源，如盆地中的地浸型砂岩型铀矿、石油等，盆地边缘的大型金属矿。但盆地及周边被认为区域化探扫面禁区，覆盖物的影响、技术条件不具备和获取指标的单一，难以满足对盆地及周边资源潜力的全面了解。发展能探测盆地矿产资源直接信息的穿透性地球化学技术，将地表采样与钻探取样相结合，建立立体地球化学分散模式，为盆地及周边覆盖区深部矿产资源调查提供有效方法。
对盆地千米深度探测有两种途径:一是利用深穿透地球化学技术，在地表快速获取深部信息;二是利用钻探手段，直接获取深部样品。
深穿透地球化学（Deejrpenetrationgeochemistry)是探测深部隐伏矿或地质体发出的直接信息的勘查地球化学理论与方法(王学求，1998)。矿床本身及其围岩中的成矿元素或伴生元素，可以在某种或某几种营力作用下(地下水、地球流、离子扩散、蒸发作用、电化学剃度)，被迁移至地表，在地下水和地表土壤介质中形成异常含量，使用水化学测量技术、地球气测量技术、元素活动态提取技术和电化学测量技术可有效发现深部隐伏矿信息。
深穿透地球化学方法有以下几类:①物理分离提取技术；②电化学测量技术；③活动态提取技术(MOMEO);④气体和地气测量技术;⑤水化学测量技术;⑥生物测量技术。澳大利亚的“玻璃地球计划(GlassEarth)”在地球化学技术上使用地下水化学测
即使少部分地区进行了区域化探扫面工作，但由于量和活动金属离子测量技术中国的盆地深穿透地
球化学探测拟使用4种技术:①细粒级采样与分离技术;②金属活动态测量技术;③ICP-MS地下水化学测量技术等;④空气动力返循环钻探粉末取样技术。图2是使用穿透性地球化学技术在吐哈盆地对砂岩型铀矿的探测试验，可以有效探测300m埋深的砂岩型铀矿(王学求等，2002;Wangetd.,2007)。
3全国地球化学基准网的建立
对地壳化学元素的精确探测，需要一套基准参考数据作为探测数据可靠性的标尺，这就要求我们必须建立一个覆盖全国的地球化学基准网，按照地球化学基准网格，建立中国各主要大地构造单元不同时代地层、侵入岩和疏松物沉积物的76种元素基准值，制作元素含量基准地球化学图，为全面地壳物质成分精确探测提供基准参考数据和图件。地球化学基准值的建立，对我国基础地质、理论地球化学、勘查地球化学、矿产资源潜力预测、大地构造划分、地球动力学、生态与环境、农业、卫生与健康等研究领域提供准确可靠的基础地球化学数据,对中国大陆化学元素的时学基准值研究体系，对全球地球化学基准值的建立和最终建立‘化学地球”具有重要奠基性意义。
地球化学基准值（GeochemicalBaselines)的概念来源于全球地球化学基准值计划（GlobalGeochemicalBaselinesProjectIGCP360)它的原意是用系统的全球网格化采样，获得全球地球化学基线图，作为未来衡量全球化学元素含量变化的参照标尺。从它的原创性含义不难看出：地球化学基准值不仅以数据的形式表述含量特征（abundance),而且还以图件的形式表述空间分布特征(distribution),它是用一组数据来刻画元素含量的总体变化水平。这种刻画比采用单一的丰度值能更为客观地反映地质体或某一区域元素的含量值分布。可以是系统采集均一化介质的土壤、水系沉积物、泛滥平原沉积物等来刻画元素的总体分布，也可以是采集不同时代的典型岩石来刻画元素在某一特定地质体中的分布值。基准值既可以作为“点”上某种物质成分含量的基准参考值，又可以作为“面”上元素含量变化的基准地球化学图，用于衡量元素在空分布和演化历史的研宄’对创建全新的中国地球化自然界含量和分布的标尺。克拉克值和元素丰度不
考虑空间分布，只用数值来表达，而地球化学基准值要考虑空间分布，可以制作出基准地球化学图，因此它既可以以数值来表达，也可以以图件的形式来表达。克拉克值和元素丰度表述的是含量特征，而地球化学基准值不仅表述含量特征，而且还表述空间样品地质年代表述时间属性，因此地球化学基准值具有时空分布特征。
根据上述特点，笔者将地球化学基准值定义为:按照统一的基准网系统采集有代表性的样品，在严格标准监控下实测元素含量，以一组数据和图件形尺，即它不仅表示元素含量，还表示元素分布。
“全球地球化学基准计划”(GlobalGeochemicalBaselines)部署5000个基准网格覆盖整个地球陆地面积（Darnleyetal.，1995)。全球基准参考网网格(GlobalReferenceNetworkGrid,GRN)大小为160kmX160km,全球共有约5000个网格。落在中国的网格约500个，完整格子300个左右（图3)。此次全国地球化学基准值的建立将遵循国家基准值数据密度应高于全球数据密度的原则，将每个全球地球化学基准网格划分成4个子网格作为中国基准网格，每个网格大小相当于1个1:20万图幅，因此根据中国的实际和便于岩石样品的采集以及地质解释需要，将采用1:20万图幅作为中国的地球化学基准网格。中国大约有1500个1:20万图幅，也就是布设1500个基准网格。在每个1:20万基准网格内系统采集有代表性的不同时代沉积岩、火成岩、变质岩和疏松沉积物组合样品，总样品量约18000件，精确分析元素的含量，建立中国大陆地球化学基准值，制作化学元素时空分布基准地球化学图。为下一步地壳物质探测提供基础参考数据，并为研究元素在中国大陆的时空分布奠定基础。
4地球化学走廊带试验与示范
地球化学走廊带是指沿着穿越不同大地构造单元和重要成矿区带的地质剖面，并跨越一定的宽度，构建一条化学元素的含量和时空变化走廊。国内外尚无可借鉴的现成技术和经验。将“地壳全元素探测技术与实验示范”项目的其他3个课题所发展的技术(全元素分析技术、深穿透地球化学技术、地壳地球化学模型构建技术和图形显示技术）进行地球化学走廊带探测试验，为下一步地壳探测奠定技术基础，并起到示范作用。
选择穿越不同大地构造单元和重要成矿区带的3条地球化学走廊带进行试验与示范（图4)。3条
走廊带总长度3300km,每条走廊带宽度100km,
预计样品数约14000件。通过常量元素分析、微量元素分析和同位素分析，精确探测走廊带内沉积盖层与结晶基底，不同时代岩浆岩、沉积岩和变质岩76种元素的含量和变化，构建地球化学模型，揭示大型矿集区形成的物质背景和地球化学标志。编制3条走廊带元素时空分布地球化学图，提供给社会使用。
4.1华北陆块一兴冡造山带走廊带
华北陆块一兴蒙造山带地球化学走廊带（约1500km)精确探测地球化学走廊带内76种元素含量和变化，构建走廊带地壳地球化学模型，研究华北陆块北缘和大兴安岭大型矿集区地球化学特征和找矿标志。东海县大陆科学钻为起点，穿过郯庐断裂、胜利油田、燕山造山带、兴蒙造山带。该走廊带具有重要科学意义和找矿意义。如跨越两大地质单家16个油田中金含量最高的油田，石油中金含量可达0.132~1.06g/1(林清等，1993)。Wang(1998)发现沿郯庐断裂存在巨大金异常带，同时在胜利油田上方和胶东金矿上方出现Au高含量浓集中心。胜利油田金来源与胶东金矿金来源有什么关系？是因为胶东隆起剥蚀的物源沉积到渤海湾盆地带来的高含量金，还是金是来自于深部(油金同源）？
4.2华南造山带一扬子陆块东南缘走廊带
华南造山带一扬子陆块东南缘（武夷山一南岭一扬子陆块东南缘）走廊带(约1000km)穿过武夷山成矿带和南岭成矿带，精确探测地球化学走廊带内76种元素含量和变化，构建走廊带地壳地球化学模型，提供大型矿集区成矿的地球化学背景和找矿标志。
4.3西秦岭一阿拉善走廊带
流行病学和毒理学的研究已经表明细颗粒物(PM2．5)中的元素组分对人体健康存在显著的危害(Chenetal．，2009)．空气动力学直径大小决定了颗粒物在人体呼吸系统内的沉积、滞留和清除过程，因而与健康风险密切相关(Hametal．，2010)．粒径分布也对颗粒物的大气传输具有重要的影响(Husseinetal．，2004)．积聚模态颗粒物可以在较大的空间尺度内进行传输，而成核模态和爱根核模态颗粒物在大气中的存留时间较短，传输距离也较小．
近些年来，在我国一些城市已经开展了对颗粒物中元素的化学组成、分布形态及来源分析的研究．滕恩江等(1999)对重庆、武汉、兰州和广州4个城市的PM2．5样品进行聚类分析，将元素分为地壳元素和污染元素两大类．林俊等(2009)在上海郊区采集分级颗粒物样品，分析结果表明Ca和Ti主要集中在＞2μm的范围内，而Mn、Zn、Cu、Pb、Cl和S等元素主要分布在0．1～1．0μm内．2009年底北京市机动车保有量超过400万辆(北京市统计局，2010)，交通源已成为北京市颗粒物的主要来源之一(Haoetal．，2005)．交通环境是受到机动车排放和道路扬尘的影响最为直接的区域，而目前对交通环境中颗粒物元素特征的研究仍然较少(杨仪方等，2010)．在2008年奥运会期间，北京市采取了一系列的交通源临时控制措施，对其排放的污染物产生了明显的削减作用．Zhou等(2010)的研究表明，北京市城区机动车排放的VOC、CO、NOx和PM10在奥运期间分别下降了55．5%、56．8%、45．7%和51.6%．本研究通过在北京市典型道路边的分粒径细颗粒物(0．2～0．5μm、0．5～1．0μm和1．0～2.5μm)采样和化学测试，获得了元素的浓度、分布特征及季节变化特征，分析了元素的主要来源，并评估了奥运临时控制措施的效果．
2采样及分析(Samplingandanalysis)
2．1道路边及郊区采样
本研究选择北京市北四环中段保福寺桥和学院桥之间作为采样路段，位于国家体育场(鸟巢)西侧约4km．道路边采样点根据风向和城市管理要求设置于路南或路北，其中路北采样点距道路外缘约5m，路南采样点距道路外缘约2m．郊区对照采样点位于密云水库附近，距离北四环道路边采样点约80km，周围1～2km内无明显人为排放源．采样头距地面垂直高度均为约2．5m．
采样仪器为多级碰撞式颗粒物采样器DGI(型号1570，芬兰Dekati公司)．在流量为70L•min－1时，DGI可根据颗粒物的空气动力学直径进行分级，从而同时采集0．2～0．5μm(第Ⅰ级)、0．5～1．0μm(第Ⅱ级)和1．0～2．5μm(第Ⅲ级)三个粒径段的颗粒物．采样时间为12h，其中白天样品为7时～19时，夜间样品为19时～次日7时，但本研究对相邻的白天和夜间样品元素分析结果进行合并处理为日均值．使用Teflon膜(直径47mm，孔径5μm，美国Millipore公司)进行元素分析．在2008—2009期间选择5个阶段进行采样，共收集198个Teflon样品，各阶段采样统计见表1．在颗粒物采样期间，还使用便携式气象站(型号VantagePro2，美国Davis公司)测量了气象参数(温度、相对湿度、风速和风向)．对各采样阶段的典型工作日车流量的统计显示，非奥运期间采样点附近每天总车流量约为27万辆，而在奥运期间减少到约每天18．5万辆，削减率为31．5%．
2．2元素分析
采集的样品使用中日友好环境保护中心环境分析测试中心的波长色散型X荧光光谱仪(WD-XRF，型号RIX3000，日本理学电机株式会社)进行元素分析，得到了Al、Na、Mg、K、Ca、Si、S、Cl、Fe、Mn、Ti、Cu、Zn、As、Br和Pb共16种元素的质量浓度．实验条件:端窗Rh靶X射线管，电压为50kV，电流为50mA，粗狭缝，视野光阑直径为30mm，真空度为3．7～6．7Pa．采用美国MicroMatter公司的无机元素标准薄膜进行定量分析，校准工作曲线采用单点比值法．扣除空白滤膜的元素本底值．分析前滤膜在＜4℃温度下保存，所有的操作步骤均进行严格的质量控制以防止样品被污染．
2．3来源分析
在本研究中，富集因子法和因子分析法被用于判定各种元素的主要来源．富集因子法是比较自然源和人为源对颗粒物中元素贡献水平的常用方法(Yangetal．，2010)．富集因子EF(Enrichmentfactor)的计算公式为:
EFi=(Ci/CR)环境/(Ci/CR)背景(1)式中，Ci为研究的第i个元素的浓度;CR为参比元素的浓度;(Ci/CR)环境是指大气颗粒物中i元素浓度和参比元素浓度的比值;(Ci/CR)背景是指土壤中i元素含量与参比元素含量的比值．本研究选择在土壤中丰度高、受人为污染影响小的Al元素作为参比元素，土壤元素背景值取北京市表土元素平均值(中国环境监测总站，1990)．
因子分析法是一种多元分析方法，用于分析多个变量间的存在关系，可将相关性比较密切的若干变量归类，以较少的因子数反映原始数据中的大部分信息(胡伟等，2003)．本研究使用PASWStatistics18统计软件进行因子分析，提取方法为主成份，应用Kaiser标准化的正交旋转法，将相关矩阵特征值大于1的因子分离．其主要步骤为:将颗粒物中元素浓度值作为变量代入因子模型，原始数据标准化，建立变量的相关系数矩阵，通过求解相关矩阵的特征方程以确定特征值和对应的特征向量，进而确定主因子数并提取初因子;对因子载荷矩阵进行方差极大旋转，获得正交旋转矩阵，将初因子转化为具有最简结构的公因子(邹本东等，2007)．
3结果(Results)
3．1元素组成
各采样阶段PM0．2～2．5中元素的质量浓度由3个粒径段相加得到并列于表2．道路边PM0．2～2．5中的元素浓度主要是由S、K、Fe、Cl、Si、Ca和Zn等7种元素贡献的，占测试16种元素总浓度的90%以上(见图1)．其中S元素浓度最高．有研究表明，XRF测出的S元素浓度与离子色谱检测的SO2－4浓度具有很好的一致性(Heetal．，2001)．与2001—2002年在北京城区的研究相比(Duanetal．，2006)，Na、Mg、Si、Ca和Ti等元素浓度显著降低，体现出近些年对沙尘污染的控制效果．由于北京奥运会采取了严格的空气质量控制措施，奥运中的元素总浓度(3910ng•m－3)显著低于奥运前(8624ng•m－3)和奥运后(8164ng•m－3)的浓度．交通源临时控制措施对颗粒物元素浓度和分布的影响将在3．4节中详细讨论．
3．2元素来源
富集因子分析和因子分析结果分别列于表3和表4．EF＞10一般作为元素中有显著比例来自人为源的标准(Voutsaetal．，2002)．按照富集因子值可将元素分为3类:地壳元素(Al、Si、Mg、Na和Ti)、双重元素(Fe、Ca、K和Mn)和污染元素(Cu、S、Zn、Pb、Cl、As和Br)．这与其他在北京市城区的研究结果相似(王淑兰等，2002)．各粒径段的富集因子变化规律为第Ⅰ级＞第Ⅱ级＞第Ⅲ级，说明人为源对粒径较小的颗粒物(0．2～0．5μm)贡献较大，而地壳源的贡献更集中于大粒径段(1．0～2．5μm)．交通环境中元素的富集因子明显高于城区，说明机动车排放的颗粒物以及道路扬尘的显著影响(Duanetal．，2006)．北京市道路降尘中Ca、S、Zn、Cu和Pb等元素的浓度远高于土壤背景中的含量(Hanetal．，2007)．因子分析共分离出两个主要的因子，占总方差的78．5%～88．4%．因子1与Al、Mg、Si、Ti、Ca、Na、Fe和Mn等地壳元素和双重元素相关，因此其主要归属于扬尘源的贡献．交通环境中的扬尘源主要包括道路扬尘、建筑尘、外来尘等．因子2主要与污染元素相关，包括Pb、Zn、Cu、As、Br、S、Cl和K等元素．Cl和As被认为是燃煤排放的代表元素(张仁健等，2000)，而K是生物质燃烧的特征元素(Lietal．，2007)．Pb和Br有很大比例来自机动车的排放(Manalisetal．，2005;Huangetal．，1994)．Zn和Cu的来源比较复杂，可能来自机动车的轮胎和刹车线磨损、工业排放和燃煤飞灰(Sternbecketal．，2002;Wangetal．，2005;张晶等，1998)．因此，因子2可能与机动车、燃煤、生物质燃烧和工业排放等相关．
3．3元素分布特征
本研究以2008年12月和2009年8月的结果代表冬季和夏季分析细颗粒物中元素分布形态(见图2)．颗粒物的粒径分布不仅受到污染源排放特征的影响，还与干湿沉降，云过程，边界层和对流层的大气交换和化学转化等有密切关联(Allenetal．，2001)．虽然机动车排放的颗粒物质量峰值在约0．2μm以下，但后续的大气过程会造成环境中颗粒物分布的显著迁移(Kleemanetal．，1998;2000)．多数地壳元素和双重元素(除Na和K外)在夏季和冬季表现出相同的分布形态，均随粒径的增大而富集，第III级(1．0～2．5μm)可占总质量浓度的45%～80%．冬季的元素浓度较夏季上升约30%～100%，这可能是由于在冬季较高的风速和较低的相对湿度造成的外来沙尘和道路扬尘排放量的增加．多数污染元素的分布存在显著的季节差异．Br、As和Pb等元素夏季在第II级(0．5～1．0μm)出现峰值，而冬季在第I级(0．2～0．5μm)出现峰值．Na、K、Cl、Br、As、Pb和Zn等元素在冬季的第I级(0．2～0．5μm)浓度均有显著增加，其主要原因可能是在冬季由于采暖需要增加的大量的燃煤和生物质燃烧．研究表明，采暖期开始后Zn、Pb、Ti、K、Se、As和Cu等元素在细粒径段的分布出现大幅度的增长(杨勇杰等，2008)．夏季S元素在第II级(0.5～1．0μm)出现峰值，而在冬季未发现浓度峰．这可能因为夏季空气相对湿度较高，在云层内部存在着显著的硫酸盐生成过程．夏季的硫酸盐/二氧化硫的质量转化系数可能是冬季的21倍(Yaoetal．，2002)．不同的粒径分布研究之间的结果可能难以相互比较，因为使用的颗粒物采样器的分割粒径和分割效率可能不同，采样膜的材料、孔径和负载率也可能造成得到分布形态的变化．但总体来说，本研究的元素分布结果和北京市其他研究相近(Winchesteretal．，1984;Ningetal．，1996)．
关键词：岩石学；地球化学；济南辉长岩；OsNdSr同位素；岩石成因；地壳混染；华北克拉通
中图分类号：P581.1 文献标志码：A
Study on Petrology， Geochemistry and OsNdSr Isotopes of Jinan Gabbro in Luxi Block
GAO Lin， CHEN Bin
（1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution， Peking University， Beijing 100871， China；
2. School of Earth and Space Sciences， Peking University， Beijing 100871， China）
Abstract： Petrology， geochemistry and OsNdSr isotopes of Jinan gabbro in Luxi block of eastern block of North China Craton were studied in detail， and diagenetic process， characteristic of mantle source and the role of crustal contamination on evolution process of mantlederived magma were discussed. Jinan gabbro was rich in LREE and LILE， depleted in HREE and HFSE； radiogenic Os isotopic composition was high for Jinan gabbro， the characteristic of SrNd isotopic composition was EM1like. The results of petrology and element geochemistry suggested a significant fractional crystallization of olivine+pyroxene+plagioclase in forming the mafic pluton. The characteristics of petrology， geochemistry and OsNdSr isotopes showed that the parental magmas of Jinan gabbro was hydrous magma system， which originated from an old enriched lithospheric mantle. High radiogenic initial Os isotopic composition and inverse relationship between value of εNd and ratio of initial Sr isotopic compositions of the mafic pluton suggested that parental magmas were contaminated by Precambrian mafic lower crust during magma emplacement at a deep crustal level.
Key words： petrology； geochemistry； Jinan gabbro； OsNdSr isotopes； petrogenesis； crustal contamination； North China Craton
0 引 言
华北克拉通下伏岩石圈地幔的同位素性质一直引起众多研究者的兴趣。这些同位素性质的确定对理解岩石圈形成和演化以及壳幔的相互作用具有非常重要的科学意义。中生代时期，华北克拉通上形成了许多基入岩 ，这些基入体已被很多学者广泛用来研究华北克拉通中生代岩石圈地幔的成分和结构，并确定华北克拉通下的中生代岩石圈在物理和化学性质上发生了显著的演化和转变 。许多学者直接使用基性岩的NdSr同位素代表地幔源区真实的同位素特征 ，理由是这些基性岩浆在岩浆演化过程中所遭受的地壳混染程度低到可以忽略。然而，在基性岩浆由地幔上升到地壳位置的过程中，由于其本身所具有的高温特性，会与陆壳物质发生显著混染。在此情况下，很难通过Nd和Sr同位素来区分富集地幔来源的岩浆和地壳混染物质。为此，笔者借助于ReOs同位素体系，更好地评估地壳混染在幔源岩浆演化过程中的作用，并进一步理解壳幔相互作用的过程。
ReOs同位素体系与传统的亲石元素同位素体系（如SrNdPb）不同，Re是中等不相容元素，Os是相容元素。在地幔部分熔融过程中，Re优先进入熔体相，而Os则主要残留在地幔岩中 ，最终导致壳幔中Re与Os含量（质量分数，后文同）之比w（Re）/w（Os）差异很大。随着时间的流逝，地壳放射性成因的Os同位素含量增长很快，尤其前寒武纪的古老基性地壳，其N（187Os）/N（188Os）值可超过50 ），即使是英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩（TTG）片麻岩，其N（187Os）/N（188Os）值也可达5～10 。而地幔的N（187Os）/N（188Os）值增长很慢，通常不会超过0.129 。重要的是，由于地幔橄榄岩具有极高的Os含量（平均32×10-9 ），其Os同位素组成几乎不受后期交代作用的影响 ，被交代地幔的N（187Os）/N（188Os）值很少超过0.15 。因此，地幔和大陆地壳储库在Os同位素上的巨大差异使得ReOs同位素体系成为示踪壳幔物质来源的有力工具。
笔者选择位于华北克拉通东部鲁西地块济南辉长岩（药山和华山岩体）作为研究对象，通过对该基性岩体的岩石学、地球化学以及RbSr、SmNd和ReOs同位素的详细研究，探讨岩浆的起源和演化、壳幔相互作用以及地壳混染物质的性质，从而对华北克拉通减薄过程提供进一步的证据和限定。
1 地质背景和岩相学观察
1.1 地质背景
作为地球上最为古老的克拉通之一，华北克拉通上保存有3 800 Ma的古老陆壳残余 。基于基底岩石的同位素年龄和岩石组合、构造演化以及变质PTt轨迹的研究，华北克拉通可以化分为3部分：东部陆块、西部陆块和中央造山带 。东部陆块和西部陆块在古元古代（1.85 Ga）碰撞缝合，形成了中央造山带。华北克拉通的基底主要由晚太古代到古元古代的TTG片麻岩和基性麻粒岩、角闪岩组成 。
华北克拉通发育有厚层的中晚元古代到晚元古代的石英岩和灰岩，表明其自中晚元古代起一直保持很稳定的状态 。然而自早中生代以来，华北克拉通重新活化，发育了一系列的伸展盆地，并伴随有岩石圈地幔减薄和化学性质的巨大变化以及大规模的中生代岩浆活动和成矿作用 。
鲁西地块位于华北克拉通东部板块 ，晚中生代时期在济南、邹平和莱芜等地区发育有若干基入体。与此同时，同期的粗安岩和高钾煌斑岩与这些基入岩相伴生 。本文所研究的华山和药山岩体属于济南基性和超基入体 （图1），而后者属于鲁西地块晚中生代最大的侵入体。济南辉长岩作为中国东部中生代基入岩体的典型代表，前人已经进行了一定的研究，但对于岩浆的源区性质还没有达
到较为统一的认识。Guo等认为鲁西中基性岩来自于富集的岩石圈地幔，具有类似于EM1地幔端元的SrNd同位素特征 。闫峻等根据济南辉长岩SrNd同位素特征，认为该源区可能由DMM、EM1和EM2三端元混合组成 。Zhang等认为邹平、济南、莱芜等地的辉长岩表现出轻微的EM1特征，不及太行山辉长岩EM1特征
显著 。笔者对华北克拉通东部陆块鲁西地块济南辉长岩进行了详细的岩石学、地球化学和OsNdSr同位素研究，探讨了该岩体的成岩过程、地幔源区特征以及地壳混染在幔源岩浆演化过程中的作用。杨承海等报道济南辉长岩的LAICPMS锆石UPb年龄为（130.8±1.5）Ma和（127±2）Ma，指示济南辉长岩形成于早白垩纪 。为计算方便，本文取年龄为130 Ma。
图2 济南辉长岩的典型结构显微照片
Fig.2 Microphotographs Showing Typical Textures of Jinan Gabbro
来自文献
图1 济南辉长岩的地质图及采样地点
Fig.1 Geological Map of Jinan Gabbro and Sampling Sites
1.2 岩相学观察
在华山和药山岩体共采集5个样品。其中，2个角闪辉长岩（样品HS2和HS4），3个辉长岩（样品YS2，HS1和HS3）。角闪辉长岩主要由单斜辉石（含量为40%～50%）、斜长石（含量为20%）、角闪石（含量为15%～20%）以及少量的斜方辉石、黑云母和橄榄石组成[图2（a）、（b）]。辉长岩主要由斜长石（含量为40%～50%）、单斜辉石（含量为25%～50%）以及少量的斜方辉石、黑云母、角闪石和橄榄石组成，都具有典型的辉长结构。其中，样品HS2和HS4明显受到后期流体的交代，表现为发育有大量的单斜辉石向角闪石转化的现象[图2（b）]。从岩相学的观察来看（图2），早期自形的橄榄石和单斜辉石被后期结晶的斜长石所包裹，表现出典型的堆晶结构。有时，可观察到橄榄石被半自形的单斜辉石所包裹[图2（a）、（c）]；含有磁铁矿等副矿物，暗示富水的岩浆体系环境[图2（d）]。
2 试验方法
2.1 全岩主量和微量元素分析
样品全岩化学成分分析由中国地质大学（北京）完成。主量元素采用玻璃熔饼法熔样，以XRF仪器进行测试，测试误差小于5%。微量元素采用两酸（HNO3+HF）高压反应釜溶样方法对样品粉末进行溶解。采用ICPMS （Agilent 7500a）来测定元素含量。元素含量小于10×10-6的测试误差为10%，元素含量大于10×10-6的测试误差为5%左右。
2.2 全岩SrNd同位素分析
RbSr和SmNd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。粉末样品在强酸（HF+HClO4）中加热溶解7 d，之后用树脂离子交换柱分离Rb、Sr和轻稀土元素（LREE）。Sm和Nd用离子交换柱进行二次纯化。同位素测试在热电离质谱仪Finnigan MAT 262上完成。Sm、Nd全流程本底小于100 pg，Rb、Sr小于500 pg。N（143Nd）/N（144Nd）和N（87Sr）/N（86Sr）的原始测量值分别对N（146Nd）/N（144Nd）=0721 9和N（86Sr）/N（88Sr）=0119 4进行校正。在样品测试过程中，所测定的ndi1 Nd标样和NBS987 Sr标样的NdSr同位素比值分别为N（143Nd）/N（144Nd）=0512 102±0000 011，N（87Sr）/N（86Sr）=0710 257±0000 012。
2.3 全岩ReOs同位素分析
ReOs同位素分析在日本海洋研究开发机构（JAMSTEC）地球内部变动研究实验室（IFREE）完成。称取全岩粉末样1～3 g，加入富集190Os和185Re的稀释剂。在Carius管中以逆王水约10 mL（HNO3与HCl体积比为3∶1）在230 ℃加热24 h进行溶样。待冷却后，小心打开Carius管，并将溶液转移到30 mL PFA容器中，加入4 mL CCl4将Os从王水层中萃取出来，萃取过程重复3次。随后在含Os的CCl4萃取液中再加入4 mL HBr，在灯下加热1 h。提取出含Os的HBr层溶液，进行温和的蒸发和纯化。然后进一步滴加铬酸通过微蒸馏进行纯化。残余王水相中的Re则通过阴离子交换树脂AG1X8（孔径为0154～0071 mm）进行2次过柱分离和纯化。同位素组成以OsO3-和ReO4-形式通过负热电离质谱法（NTIMS）在TRITON上进行测定。随后对原始测量值进行氧化物干扰和仪器质量分馏校正以及扣除稀释剂和流程本底的贡献。氧化物校正采用N（17O）/N（16O）=0000 370 8和N（18O）/N（16O）=0002 045。Os测量中，通过将N（192Os）/N（188Os）测量值标准化至3082 71。按指数法则进行质量分馏校正。Re的测定采用“全蒸发法”，该方法相比于传统的NTIMS方法，样品用量更少，准确度、精度更高，而且无需进行质量分馏校正。Re全流程本底为8～10 pg，Os为2～3 pg，N（187Os）/N（188Os）平均值为 0164 3±0002 5。内部JMC Os标样溶液的N（187Os）/N（188Os）长期测试精度优于04%。
3 结果分析
3.1 主量和微量元素
主量和微量元素分析结果见表1、2。从表1、2以及图3、4可以看出，研究样品的化学成分表现出较大的变化，SiO2含量为486%～523%，Al2O3为108%～135%，TiO2为037%～075%，TFe2O3为101%～133%，CaO为91%～119%，MgO为90%～145%，Cr为（4206～1 0330）×10-6，Ni为（870～2940）×10-6。这种化学成分较大的差异与不同样品中橄榄石、辉石和角闪石的含量差异有关。此外，本文还引用前人已发表的济南辉长岩数据 。从图3、4主量和微量元素与Mg#值的图解中可以看出，济南辉长岩与邹平基性岩都表现出很明显的岩浆分离结晶的演化趋势。与邹平基性岩相比，济南辉长岩化学成分更为原始，整体上表现为较低的SiO2、Al2O3、TiO2、Sr、La含量和较高的TFe2O3、CaO、Cr含量等。其中，伴随Mg#值的降低，SiO2含量急剧增加以及Mg#值与TFe2O3含量正相关关系均表明橄榄石的分离结晶。此外，随着Mg#值的降低，CaO和Cr含量随之降低，表明单斜辉石的分离结晶在该过程中起到了主要作用。另外，Al2O3和Sr含量与Mg#值负相关，表明斜长石不是主要的分离相。
在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解 上[图5（a）]，济南辉长岩表现出富集LREE
（w（La）N/w（Yb）N=411～689）、亏损重稀土元素（HREE）以及微弱的Eu正异常（δ（Eu）=083～123）的特征。在原始地幔标准化的蛛网图解 中[图5（b）]，所有样品表现出大离子亲石元素（LILE）富集（如Ba含量为（230～484）×10-6，Sr为（247～544）×10-6），而亏损高场强元素（HFSE）（如Nb含量为（091～375）×10-6，Ta为（0064～0253）×10-6，Hf为（076～221）×10-6），与岛弧玄武岩具有相似的变化特征。
3.2 Sr和Nd同位素
Sr和Nd同位素分析结果列于表3、4。济南辉长岩表现出类似陆壳的SrNd同位素特征，εNd（t）=-81～-103，初始Sr同位素比值（ISr）为0705 0～0706 4。华北克拉通其他地区同时代的基性岩浆（比如胶东基性岩脉 、方城玄武岩 ）表现出类似EM2型富集地幔源区的特点（图6）。而济南辉长岩的ISr值要低于这些基性岩浆岩，与紫荆关、太行山以及邹平的基性岩体相似，具有典型的EM1型SrNd同位素特征。
3.3 ReOs同位素
ReOs同位素列于表5。本文取得的5个济南辉长岩样品都具有很高的放射性成因初始N（187Os）/N（188Os）值（0174～0557），与太行山基性岩体（如紫荆关岩体）的同位素特征相似（0187～0586） 。这样的Os同位素组成既明显不同于华北克拉通下大陆岩石圈地幔包体的非放射性成因Os同位素特征（N（187Os）/N（188Os）=01～0128） ，也与地球上其他任何地幔橄榄岩Os同位素特征（
4 讨 论
4.1 岩石成因
济南辉长岩具有典型的堆晶结构[图2（a）]，早期自形的橄榄石和单斜辉石被后期具间粒特征的斜长石所包围。岩体在形成过程中曾明显受到后期富水流体交代，表现为发育有大量单斜辉石向角闪石转换的现象[图2（b）]。从岩相学来看[图2（a）]，早期自形的橄榄石和单斜辉石被后期结晶的斜长石所包裹；有时，可观察到橄榄石被半自形单斜辉石所包裹[图2（c）]。以上均表明济南辉长岩中的矿物分离结晶先后顺序依次为橄榄石、辉石，最后为间隙的斜长石。在镜下可观察到少量原生的黑云母和角闪
其他数据来自文献
图3 济南辉长岩主量元素与Mg#值的关系
Fig.3 Relationships Between Major Elements and Values of Mg# for Jinan Gabbro
注：N（·）/N（·）为同一元素同位素比值，N（·）为该元素的原子数；n（·）/n（·）为不同元素同位素比值，n（·）为元素的物质的量。
石，这可能是残余岩浆水含量增加所导致。此外，镜下大量发育磁铁矿等副矿物[图2（d）]，也表明在岩浆演化过程中水也起到了重要作用。在全岩地球化学数据上，随着Mg#值降低，辉长岩中的SiO2、Al2O3、TiO2、K2O+Na2O、Sr、Ba、Zr含量都随之上升，而CaO、TFe2O3、Cr则相应的随之下
其他数据来自文献
图4 济南辉长岩的微量元素与Mg#值的关系
Fig.4 Relationships Between Trace Elements and Values of Mg# for Jinan Gabbro
注：εNd={[N（143Nd）/N（144Nd）]i/[N（143Nd）/N（144Nd）]CHUR-1}×104，下标i表示初始比值，下标CHUR表示球粒陨石均一源与样品同时的比值；εNd（t）为年龄t对应的εNd值；[N（143Nd）/N（144Nd）]t为年龄t对应的N（143Nd）/N（144Nd）值；fSm/Nd为稀土元素分离指数；TDM值为同位素模式年龄。
ws为样品含量；wp为原始地幔含量；wc为球粒陨石含量；图（a）引自文献；图（b）引自文献
图5 济南辉长岩球粒陨石标准化REE图解和原始地幔标准化蛛网图解
Fig.5 Chondritenormalized REE Pattern and Primitive Mantlenormalized Spider Diagram for Jinan Gabbro
注：γOs（t）=100{[N（187Os）/N（188Os）]t/[N（187Os）/N（188Os）]tCHUR-1}， 其中，[N（187Os）/N（188Os）]t为年龄t对应的N（187Os）/N（188Os）值，下标CHUR表示球粒陨石均一源与样品同时的比值。
降（图3、4），这种变化反映了岩浆分离结晶中矿物的演化顺序，即橄榄石、辉石减少以及斜长石、角闪石、黑云母增加。因为单斜辉石比较富集CaO和Cr等，而斜长石则是碱金属、Sr元素的载体。橄榄石和辉石的分离结晶导致Mg、TFe2O3含量降低。这些地球化学数据上的变化也支持了以上解释。
4.2 地幔源区特征
从所采集样品的镜下观察中可看出，造岩矿物中普遍出现富水矿物黑云母和角闪石，暗示其原始的母岩浆是含水的湿岩浆体系[图2（b）、（d）]。前人对玄武质岩浆的试验岩石学研究结果表明，在含水的湿岩浆体系下，斜长石的结晶稳定域会缩小，橄榄石、单斜辉石和角闪石的首晶区将会扩大，因此，橄榄石和单斜辉石会先于斜长石达到饱和、结出晶体之前结晶。岩相学上观察到的橄榄石和辉石自形、半自形产出以及斜长石在间隙中的结晶顺序[图2（a）、（c）]进一步支持了这一论断。
济南辉长岩所具有的类似地壳的微量元素和SrNd同位素特征暗示了大陆地壳在其成岩过程中起到了至关重要的作用。它们具有初始的N（87Sr）/N（88Sr）值（0705 0～0706 4）和负的εNd（t）值（-81～-103，表4），富集LREE（La与Yb含量球粒陨石标准化后的比值w（La）N/w（Yb）N=411～689）和LILE（如Ba含量为（2302～4838）×10-6，Sr为（2476～5440）×10-6），亏损HREE以及HFSE（如Nb含量为（0910～3754）×10-6，Ta为（0064～0253）×10-6，Hf为（0760～2210 ）×10-6，图5）。因此，济南辉长岩的地幔源区应该是华北克拉通下富集的岩石圈地幔。这种富集地幔可能在前寒武纪时期通过俯冲相关的交代作用而形成 ， 并致使幔源富集LILE和LREE。
紫荆关基性岩脉 年龄为138 Ma；方城玄武岩 为125 Ma；胶东基性岩脉 为133～120 Ma；太行山基性岩 为120 Ma；邹平基性岩和部分济南辉长岩 为130 Ma
图6 济南辉长岩SrNd同位素与华北克拉通其他地区中生代基性岩浆的对比
Fig.6 Comparisons of SrNd Isotopes of Jinan Gabbro
with Other Mesozoic Mafic Rocks from North China Craton
4.3 地壳混染
由于基入体形成于大陆环境下，所以该基性岩体很容易受到大陆地壳的混染。从图 7可以看出，样品分布在远离大陆上地壳与任何地幔储库的混合趋势之上，因此该岩体没有明显的大陆上地壳的混染。此外，蛛网图[图5（b）]中放射性元素U和Th的明显亏损，也排除了大陆上地壳明显参与的可能性。济南辉长岩体的SrNd同位素数据为
其他数据来自于文献
图8 NdSr同位素成分与Mg#值的关系
Fig.8 Relationships of NdSr Isotopic Ratios to Values of Mg#
地壳混染提供了有力依据。从图8可以看出，济南辉长岩的初始Nd同位素成分与Mg#值呈现正相关的变化趋势，初始的Sr同位素比值与Mg#值呈现负相关关系，这都表明华北大陆下地壳岩石（具有很负的εNd值和高的N（87Sr）/N（86Sr）值）对济南辉长岩的混染是很明显的。
大洋中脊玄武岩（MORB），原始地幔（PM），洋岛玄武岩（OIB），平均大陆地壳（CC average）和弧火山端元（Arc volcanics）来自文献；Dupal OIB为异常洋岛玄武岩
图7 济南辉长岩w（Ba）/w（Nb）w（La）/w（Nb）图解
Fig.7 Plot of w（Ba）/w（Nb）w（La）/w（Nb） of Jinan Gabbro
另外，济南辉长岩基性岩体具有很高且变化范围很大的放射性成因的初始N（187Os）/N（188Os）值（0174～0557）（表3），这样的N（187Os）/N（188Os）值要显著高于任何地幔储库的比值（
4.4 地壳混染物质的性质
华北克拉通主要基底岩石为前寒武纪TTG片麻岩和基性斜长角闪岩或麻粒岩，因此它们是可能的地壳混染物质。要将济南辉长岩的初始Os同位素比值从最初幔源的球粒陨石比值（
SCLM熔体N（187Os）/N（188Os）=0126 1，Os含量为250×10-12；基性下地壳N（187Os）/N（188Os）=20～40，Os含量为50×10-12；TTG片麻岩N（187Os）/N（188Os）=5，Os含量为7×10-12；济南辉长岩的Os同位素组成如图9阴影区所示 。
下地壳所占比例为0，则SCLM熔体所占比例为1.0；下地壳所占比例为0.2，则SCLM熔体所占比例为0.8，依次类推
图9 Os同位素二元模拟
Fig.9 Os Isotopic Binary Mixing Model
为验证上述观点，笔者基于简单的二元混合模型对Os同位素进行了模拟计算。地幔起源的母岩浆被2%～11%前寒武纪斜长角闪岩或麻粒岩的混染可以很好地解释济南辉长岩高放射性成因的初始Os同位素组成（图9）。而TTG片麻岩的混染比例高达31%～78%，如此高的混染比例是不大可能的，因为这样会显著改变母岩浆的主量和微量元素成分组成，并大幅降低岩浆的Mg#值，这与济南辉长岩低硅、高Mg#值（表 1）的特征相违背，且与镜下出现的橄榄石斑晶不相符合。因此，笔者认为由于TTG片麻岩极低的Os含量，济南辉长岩的初始Os同位素变化不太可能是由TTG片麻岩的混染所致。此外，笔者认为混染物质主要来源于下地壳，而不可能有上地壳的参与，因为上地壳Os同位素比值相对较低（N（187Os）/N（188Os）=132，Os含量为31×10-12），模拟计算的混染比例将高达32%～79%（与图9 计算方法相同）。因此，济南辉长岩中Os同位素变化应该是由古老的下地壳中基性斜长角闪岩或麻粒岩小部分混染所致。假定这些基性下地壳混染物的n（187Re）/n（188Os）=750，那么可以计算出其年龄为17～33 Ga。这个年龄范围与华北克拉通太古代地体上的基性麻粒岩和斜长角闪岩的锆石年龄相一致 ；同时也与古代金伯利岩和新生代玄武岩中基性麻粒岩和斜长角闪岩包体中的古老锆石年龄相一致（1.9～2.6 Ga）。
混染物质的性质还可以从济南辉长岩的NdSr同位素数据上进一步进行限制。前人研究表明，华北克拉通太古代地体中的基性麻粒岩或斜长角闪岩具有较高且变化范围很大的εNd值（-2～-20），Sr同位素比值为0705 5～0715 0；然而地体中的TTG片麻岩则具有异常低的εNd值（-25～-44）和异常高的Sr同位素比值（0710～0780）。根据晚古生代金伯利岩和中生代煌斑岩 研究结果，已报道的太行山下“原始”幔源岩浆的SrNd同位素特征为εNd=-8～-10和ISr=0705 5，接近济南辉长岩母岩浆的SrNd同位素组成。济南辉长岩具有较低的、相对稳定的初始εNd值（-8～-10），这样的组成不大可能由前寒武纪酸性TTG片麻岩混染所致，因为后者的εNd值（-25～-44）要远低于济南辉长岩的值（-81～-103）（表4）。因此，济南辉长岩SrNd同位素的微弱变化也指示其由少量的前寒武纪基性麻粒岩或斜长角闪岩的混染所致。
5 结 语
（1）在济南辉长岩形成过程中，橄榄石+辉石+斜长石的分离结晶起到了重要作用。较为丰富的角闪石、零星分布的黑云母、单斜辉石早于斜长石结晶的岩石学特征以及全岩所具有的类似地壳的地球化学和SrNd同位素特征，暗示了济南辉长岩的母岩浆应当为含水的湿岩浆体系，并起源于一个受过古俯冲流体或熔体交代（晚太古代到早元古代）的富集岩石圈地幔。
（2）济南辉长岩高放射性成因的初始Os同位素组成表明，岩浆在侵位过程中受到古老陆壳物质的混染。OsNd同位素模拟计算表明，岩体OsNdSr同位素的变化主要由晚太古代到早元古代的基性下地壳混染所致。济南辉长岩由于受到下地壳物质的混染，其NdSr同位素成分不能直接反映其地幔源区的同位素特征。
参考文献：
References：
GUO F，FAN W M，WANG Y J，et al.Late Mesozoic Mafic Intrusive Complexes in North China Block：Constraints on the Nature of Subcontinental Lithospheric Mantle[J].Physics and Chemistry of the Earth，Part A：Solid Earth and Geodesy，2001，26（9/10）：759771.
CHEN B，ZHAI M.Geochemistry of Late Mesozoic Lamprophyre Dykes from the Taihang Mountains，North China，and Implications for the Subcontinental Lithospheric Mantle[J].Geological Magazine，2003，140（1）：8793.
ZHANG H F，SUN M，ZHOU M F，et al.Highly Heterogeneous Late Mesozoic Lithospheric Mantle Beneath the North China Craton：Evidence from SrNdPb Isotopic Systematics of Mafic Igneous Rocks[J].Geological Magazine，2004，141（1）：5562.
YANG J H，CHUNG S L，ZHAI M G，et al.Geochemical and SrNdPb Isotopic Compositions of Mafic Dikes from the Jiaodong Peninsula，China：Evidence for Veinplusperidotite Melting in the Lithospheric Mantle[J].Lithos，2004，73（3/4）：145160.
WU F Y，WALKER R J，YANG Y H，et al.The Chemicaltemporal Evolution of Lithospheric Mantle Underlying the North China Craton[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2006，70（19）：50135034.
LIU A K，CHEN B，SUZUKI K，et al.Petrogenesis of the Mesozoic Zijinguan Mafic Pluton from the Taihang Mountains，North China Craton：Petrological and OsNdSr Isotopic Constraints[J].Journal of Asian Earth Sciences，2010，39（4）：294308.
YANG D B，XU W L，PEI F P，et al.Spatial Extent of the Influence of the Deeply Subducted South China Block on the Southeastern North China Block：Constraints from SrNdPb Isotopes in Mesozoic Mafic Igneous Rocks[J].Lithos，2012，136（1）：246260.
GUO J T，GUO F，WANG C Y，et al.Crustal Recycling Processes in Generating the Early Cretaceous Fangcheng Basalts，North China Craton：New Constraints from Mineral Chemistry，Oxygen Isotopes of Olivine and Wholerock Geochemistry[J].Lithos，2013，170/171（1）：116.
XU Z，ZHAO Z F，ZHENG Y F.Slabmantle Interaction for Thinning of Cratonic Lithospheric Mantle in North China：Geochemical Evidence from Cenozoic Continental Basalts in Central Shandong[J].Lithos，2012，146/147（1）：202217.
XU H J，SONG Y R，YE K，et al.Petrogenesis of Mafic Dykes and HighMg Adakitic Enclaves in the Late Mesozoic Fangshan LowMg Adakitic Pluton，North China Craton[J].Journal of Asian Earth Sciences，2011，54/55（1）：143161.
ZHANG H F，GOLDSTEIN S L，ZHOU X H，et prehensive Refertilization of Lithospheric Mantle Beneath the North China Craton：Further OsSrNd Isotopic Constraints[J].Journal of the Geological Society，2009，166（2）：249259.
SHIREY S B，WALKER R J.The ReOs Isotope System in Cosmochemistry and Hightemperature Geochemistry[J].Annual Review of Earth and Planetary Sciences，1998，26：423500.
CHEN B，SUZUKI K，TIAN W，et al.Geochemistry and OsNdSr Isotopes of the Gaositai Alaskantype Ultramafic Complex from Northern North China Craton：Implications for Mantlecrust Interaction[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2009，158（5）：683702.
REISBERG L，LORAND J P.Longevity of Subcontinental Mantle Lithosphere from Osmium Isotope Systematics in Orogenic Peridotite Massifs[J].Nature，1995，376：159162.
WIDOM E，SHIREY S B.Os Isotope Systematics in the Azores：Implications for Mantle Plume Sources[J].Earth and Planetary Science Letters，1996，142（3/4）：451465.
HARVEY J，GANNOUN A，BURTON K W，et al.Ancient Melt Extraction from the Oceanic Upper Mantle Revealed by ReOs Isotopes in Abyssal Peridotites from the MidAtlantic Ridge[J].Earth and Planetary Science Letters，2006，244（3/4）：606621.
CHESLEY J，RIGHTER K，RUIZ J.Largescale Mantle Metasomatism：A ReOs Perspective[J].Earth and Planetary Science Letters，2004，219（1/2）：4960.
JAHN B M，AUVRAY B，CORNICHET J，et al.3.5 Ga Old Amphibolites from Eastern Hebei Province，China：Field Occurrence，Petrography，SmNd Isochron Age and REE Geochemistry[J].Precambrian Research，1987，34（3/4）：311346.
ZHAO G C，SUN M，WILDE S A，et al.Late Archean to Paleoproterozoic Evolution of the North China Craton：Key Issues Revisited[J].Precambrian Research，2005，136（2）：177202.
JAHN B M，AUVRAY B，SHEN Q H，et al.Archean Crustal Evolution in China：The Taishan Complex，and Evidence for Juvenile Crustal Addition from Longterm Depleted Mantle[J].Precambrian Research，1988，38（4），381403.
吴福元，孙德有，张广良，等.论燕山运动的深部地球动力学本质[J].高校地质学报，2000，6（3）：379388.
WU Fuyuan，SUN Deyou，ZHANG Guangliang，et al. Deep Geodynamics of Yanshan Movement[J].Geological Journal of China Universities，2000，6（3）：379388.
邱检生，王德滋，周金城，等.山东中生代橄榄安粗岩系火山岩的地质、地球化学特征及岩石成因[J].地球科学，1996，21（5）：546552.
QIU Jiansheng，WANG Dezi，ZHOU Jincheng，et al.Geology，Geochemistry and Genesis of the Mesozoic Shoshonitic Volcanic Rocks in Shandong Province[J].Earth Science，1996，21（5）：546552.
邱检生，王德滋，曾家湖，等.鲁西中生代富钾火山岩及煌斑岩微量元素和NdSr同位素地球化学[J].高校地质学报，1997，3（4）：384395.
QIU Jiansheng，WANG Dezi，ZENG Jiahu，et al.Study on Trace Element and NdSr Isotopic Geochemistry of Mesozoic Potashrich Volcanic Rocks and Lamprophyres in Western Shandong Province[J].Geological Journal of China Universities，1997，3（4）：384395.
杨承海，许文良，杨德彬，等.鲁西济南辉长岩的形成时代：锆石LAICPMS UPb定年证据[J].地球学报，2005，26（4）：321325.
YANG Chenghai，XU Wenliang，YANG Debin，et al.Chronology of the Jinan Gabbro in Western Shandong：Evidence from LAICPMS Zircon UPb Dating[J].Acta Geoscientica Sinica，2005，26（4）：321325.
GUO F，FAN W M，WANG Y J，et al.Geochemistry of Late Mesozoic Mafic Magmatism in West Shandong Province，Eastern China：Characterizing the Lost Lithospheric Mantle Beneath the North China Block[J].Geochemical Journal，2003，37（1）：6377.
闫 峻，张 巽，陈江峰，等.济南辉长岩体的锶、钕同位素特征[J].矿物岩石地球化学通报，2001，20（4）：302305.
YAN Jun，ZHANG Xun，CHEN Jiangfeng，et al.Sr，Nd Isotopic Characteristics of the Jinan Gabbro Intrusion[J].Bulletin of Mineralogy，Petrology and Geochemistry，2001，20（4）：302305.
陈 斌，田 伟，刘安坤.冀北小张家口基性—超基性杂岩的成因：岩石学、地球化学和NdSr同位素证据[J].高校地质学报，2008，14（3）：295303.
CHEN Bin，TIAN Wei，LIU Ankun.Petrogenesis of the Xiaozhangjiakou Maficultramafic Complex，North Hebei：Constraints from Petrological，Geochemical and NdSr Isotopic Data[J].Geological Journal of China Universities，2008，14（3）：295303.
SHIREY S B，WALKER R J.Carius Tube Digestion for Lowblank Rheniumosmium Analysis[J].Analytical Chemistry，1995，67（13）：21362141.
PEARSON D G，WOODLAND S J.Solvent Extraction/Anion Exchange Separation and Determination of PGEs （Os，Ir，Pt，Pd，Ru） and ReOs Isotopes in Geological Samples by Isotope Dilution ICPMS[J].Chemical Geology，2000，165（1）：87107.
ROYBARMAN M.Measure du Rapport 187Os/188Os dans les Basaltes et les Peridotites：Contribution a la Systematique 187Re187Os dans le Manteau[D].Paris：Universite de Paris VII，1993.
NIER A O.The Isotopic Constitution of Osmium[J].Physical Review，1937，52：885.
SUZUKI K，MIYATA Y，KANAZAWA N.Precise Re Isotope Ratio Measurements by Negative Thermal Ionization Mass Spectrometry （NTIMS） Using Total Evaporation Technique[J].International Journal of Mass Spectrometry，2004，235（1）：97101.
JOHNSON M C，RUTHERFORD M J.Experimental Calibration of the Aluminuminhornblende Geobarometer with Application to Long Valley Caldera （California） Volcanic Rocks[J].Geology，1989，17（9）：837841.
李全忠，谢 智，陈江峰，等.济南和邹平辉长岩的PbSrNd同位素特征和岩浆源区中下地壳物质贡献[J].高校地质学报，2007，13（2）：297310.
LI Quanzhong，XIE Zhi，CHEN Jiangfeng，et al.PbSrNd Isotopic Characteristics of the Gabbros from Jinan and Zouping and the Contribution of the Lower Crust to the Magma Source[J].Geological Journal of China Universities，2007，13（2）：297310.
MASUDA A，NAKAMURA N，TANAKA T.Fine Structures of Mutually Normalized Rareearth Patterns of Chondrites[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，1973，37（2）：239248.
SUN S S，MCDONOUGH W F.Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts：Implications for Mantle Composition and Processes[J].Geological Society，London，Special Publications，1989，42：313345.
ZHANG H F，SUN M，ZHOU X H，et al.Mesozoic Lithosphere Destruction Beneath the North China Craton：Evidence from Major，Traceelement and SrNdPb Isotope Studies of Fangcheng Basalts[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2002，144（2）：241254.
GAO S，RUDNICK R L，CARLSON R W，et al.ReOs Evidence for Replacement of Ancient Mantle Lithosphere Beneath the North China Craton[J].Earth and Planetary Science Letters，2002，198（3/4）：307322.
ZHANG H F，GOLDSTEIN S L，ZHOU X H，et al.Evolution of Subcontinental Lithospheric Mantle Beneath Eastern China：ReOs Isotopic Evidence from Mantle Xenoliths in Paleozoic Kimberlites and Mesozoic Basalts[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2008，155（3）：271293.
PICHAVANT M，MACDONALD R.Crystallization of Primitive Basaltic Magmas at Crustal Pressures and Genesis of the Calcalkaline Igneous Suite：Experimental Evidence from St Vincent，Lesser Antilles Arc[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2007，154（5）：535558.
JAHN B M，WU F，LO C H，et al.Crustmantle Interaction Induced by Deep Subduction of the Continental Crust：Geochemical and SrNd Isotopic Evidence from Postcollisional Maficultramafic Intrusions of the Northern Dabie Complex，Central China[J].Chemical Geology，1999，157（1）：119146.
[42] DALE C W，GANNOUN A，BURTON K W，et al.Rheniumosmium Isotope and Elemental Behaviour During Subduction of Oceanic Crust and the Implications for Mantle Recycling[J].Earth and Planetary Science Letters，2007，253（1/2）：211225.
[43] XU Y G，BLUSZTAJN J S，MA J L，et al.Late Archean to Early Proterozoic Lithospheric Mantle Beneath the Western North China Craton：SrNdOs Isotopes of Peridotite Xenoliths from Yangyuan and Fansi[J].Lithos，2008，102（1/2）：2542.
GANNOUN A，BURTON K W，PARKINSON I J，et al.The Scale and Origin of the Osmium Isotope Variations in Midocean Ridge Basalts[J].Earth and Planetary Science Letters，2007，259（3/4）：541556.
[45] HANSKI E，WALKER R J，HUHMA H，et al.The Os and Nd Isotopic Systematics of c.2.44 Ga Akanvaara and Koitelainen Mafic Layered Intrusions in Northern Finland[J].Precambrian Research，2001，109（1/2）：73102.
[46] HUANG X L，ZHONG J W，XU Y G.Two Tales of the Continental Lithospheric Mantle Prior to the Destruction of the North China Craton：Insights from Early Cretaceous Mafic Intrusions in Western Shandong，East China[J].Geochimica et Cosmochinica Acta，2012，96（1）：193214.
[47] ZHAO G C，WILDE S A，CAWOOD P A，et al.SHRIMP UPb Zircon Ages of the Fuping Complex：Implications for Late Archean to Paleoproterozoic Accretion and Assembly of the North China Craton[J].American Journal of Science，2002，302（3）：191226.
[48] MCBRIDE J S，LAMBERT D D，NICHOLLS I A，et al.Osmium Isotopic Evidence for Crustmantle Interaction in the Genesis of Continental Intraplate Basalts from the Newer Volcanics Province，Southeastern Australia[J].Journal of Petrology，2001，42（6）：11971218.
BURTON K W，CAPMAS F，BIRCK J L，et al.Resolving Crystallisation Ages of Archean Maficultramafic Rocks Using the ReOs Isotope System[J].Earth and Planetary Science Letters，2000，179（3/4）：453467.
LANGMUIR C H，VOCKE J R D，HANSON G N，et al.A General Mixing Equation with Applications to Icelandic Basalts[J].Earth and Planetary Science Letters，1978，37（3）：380392.
LIU Y S，GAO S，YUAN H L，et al.UPb Zircon Ages and Nd，Sr，and Pb Isotopes of Lower Crustal Xenoliths from North China Craton：Insights on Evolution of Lower Continental Crust[J].Chemical Geology，2004，211（1/2）：87109.
[52] JIANG N，LIU Y S，ZHOU W G，et al.Derivation of Mesozoic Adakitic Magmas from Ancient Lower Crust in the North China Craton[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2007，71（10）：25912608.
[53] 沈保丰，李俊建，林源贤，等.阜平岩群下部SmNd同位素年龄及其地质意义[J].地质学报，2005，79（6）：784789.
SHEN Baofeng，LI Junjian，LIN Yuanxian，et al.SmNd Isotope Age of the Lower Fuping Group Complex and Its Geological Significance[J].Acta Geologica Sinica，2005，79（6）：784789.
关键词：道路积尘；无机元素；富集因子
Analysis of Inorganic Elements and Enrichment Factor in Road Cumulated Dust in Wusong Area of Shanghai HAN Ting1，ZHANG Yuan-mao2，TAN Ming-guang3，Pan Fei-fei1，ZHENG Ye-fei2（1.Baosan District Environmental Monitoring Station of Shanghai，Shanghai 200940，China；2.Shanghai Environmental Monitoring Center，Shanghai 200030，China；3.Shanghai Institute of Nuclear Research，Chinese Academy of Science，Shanghai 201800，China）
Abstract：［Objective］ To investigate inorganic element pollution status in road cumulated dust in Wusong industry and nearby areas. ［Methods］ Five typical roads and one background site were chosen to collect road cumulated dust samples. 52 inorganic elements were measured with ICP-MS method，and the enrichment factor was analyzed. ［Results］ The quantity of 52 inorganic elements in six sampling sites was found from 88 804 μg/g to 162 693 μg/g，with the most severe polluted at South Wenzao Road. ［Conclusion］ The inorganic element quantity and enrichment factor in road cumulated dust were clearly relevant with sampling sites and the environment nearby.Some inorganic elements related with industrial structure in this area were enriched or apparently affected by human activity. Some of the 52 inorganic elements in six sampling sites were mostly affected by background source and exterior source，some by local pollution source and some by both.
Key Words：road cumulated dust；inorganic elememt；enrichment factor
尘污染除来自于燃煤锅炉排放的烟尘、工业生产排放的粉尘和土壤尘的扬起等外，还来自于机动车辆行使、露天堆场和建筑施工工地扬尘等。这些尘粒漂浮在空中，其中大颗粒物沉积于道路及地表，行使的机动车辆及风的吹扫又会将这些颗粒物扬起，同时车轮与地面的碾磨，使得颗粒物变得更细，而扬起的颗粒物又恰好在人的呼吸带，因此道路积尘对人体的危害不容忽视。
上海市吴淞地区地处上海市中心城区的正北部，毗邻黄浦江注入长江的交汇河口区，贴近上海港主要港区。由于其优越的区位条件，在20世纪50年代中期开始，区域内产业聚集，主要以冶金、化工和建材等重工业为主，1989年后同毗邻的宝山钢铁（集团）公司形成了我国东部规模最大的钢铁和化工基地，但工业区布局不甚合理、基础设施欠缺、设备老化、工艺落后，同时在工业区内又有大量建材、钢铁冶炼原材料、矿渣、煤和渣土等堆场，且物流繁忙，道路车流量高，使得环境污染严重，尤其是颗粒物污染更为严重。为了解吴淞工业区道路积尘污染状况，在2004年5月检测了道路积尘中无机无素的相对浓度和富集因子，本文报道该项检测结果。
1 材料与方法
1.1 采样地点
于工业区内江杨路益昌薄板公司处（益昌薄板）、兰岗路杨行货运站处（货运站）、宝杨路申杨家具厂处（家具厂）、蕴藻南路海光冶炼厂处（冶炼厂）、紧靠工业区的军工路逸仙路张行处（张行）5个典型路段，及位于工业区外的清洁对照点―密山路区环保局处（环保局）的机动车道外约1.5 m处约1 m2区域内用刷子采集积于地表面的道路积尘样品1次。分析样品中铬（Cr）、镍（Ni）、铜（Cu）、锌（Zn）、锰（Mn）、锡（Sn）、铷（Rb）、镓（Ga）、锗（Ge）、砷（As）、铅（Pb）、钼（Mo）、钒（V）、钨（W）、钠（Na）、钾（K）、钙（Ca）、铁（Fe）、铝（Al）、镁（Mg）、钛（Ti）、锂（Li）、钴（Co）、锑（Sb）、铋（Bi）、硒（Se）、镉（Cd）、钯（Pd）、银（Ag）、铂（Pt）、金（Au）、铟（In）、锶（Sr）、钡（Ba）、铯（Cs）、镧（La）、铈（Ce）、镨（Pr）、钕（Nd）、钐（Sm）、铕（Eu）、钆（Gd）、铽（Tb）、镝（Dy）、钬（Ho）、铒（Er）、铥（Tm）、镱（Yb）、镥（Lu）、铊（Tl）、钍（Th）和铀（U）52种无机元素含量。
1.2 分析方法
采用ICP-MS（等离子体质谱）法分析无机元素含量。先将样品在90 ℃下干燥4 h，然后称取样品约0.2 g，每份平分2份，各为0.1 g，另设试剂空白一份；每份样品加7 ml HNO3+1.0 ml HF+1.0 ml H2O2，试剂纯度UPS级；用微波消解法处理（Milestone Ethos Plus ），处理温度210℃，处理后用控温电炉赶氢氟酸（HF）后，用MilliQ超纯去离子水（> 18.2MΩ）定容至25 ml，并按待测元素逐级稀释至合适浓度。采用污染土壤标本（GBW08303）作质控，前处理与样品相同。在X-7型 ICP-MS（Thermo Elemental）仪器上对样品中各元素分别采用标准、冷焰和气体反应碰撞（CCT）模式作分析。使用多元素混合标准溶液（Spex CertiPrep公司产品）作定量标准。
1.3 相对浓度的表示方法
无机元素相对浓度可以用元素质量/颗粒物质量［1］来表示，就是在单位质量颗粒物中元素的含量，即每克质量颗粒物中元素的含量（μg）。
1.4 富集因子的计算方法
比较而言，颗粒物中的有些元素相对于土壤背景值或地壳元素的丰度值，由于人为污染而产生了富集，因此引入了元素的富集因子EF（Enrichment Factor of Element）的概念，EF定义为：EF=（Ci/CR）样品/（Ci/CR）土壤背景，式中：Ci―表示某一研究的元素；CR―参比元素；（Ci/CR）样品―代表颗粒物样品中某一研究元素与参比元素在样品中的含量之比；（Ci/CR）土壤背景―代表土壤中某一研究元素与参比元素背景值（在地壳中的含量）之比。
参比元素一般选择地壳中含量丰富的元素，如Fe和Al等；也可选择在土壤中比较稳定，且人为污染较小的元素，如Ti和Zr等。本分析中选择Fe为参比元素，地壳源中各元素的丰度值取自于文献［2］。根据TORFS的判断准则［3］，如果某个元素富集因子EF > 10，说明颗粒物中该元素有明显富集，其主要来源为人为污染；如果某个元素富集因子EF≤10，说明颗粒物中该元素未被富集，主要来自于地壳土壤和自然尘埃。但如果EF在2～10之间，说明该元素尽管未被富集，但已受到人为源影响；如果EF < 1，说明该元素相对于地壳已有流失。
2 结果
2.1 52种无机元素的相对浓度
表1为6个采样点52种无机元素相对质量浓度的分析结果。
Ga、Ca、Al、Mg、Li、Pd、Pt、Sr、Ba、La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Th和U 25种元素最高相对质量浓度出现在冶炼厂，其中所有15个镧系元素中有14个元素和仅分析的2个锕系元素（锕系元素共有15个）最高相对质量浓度都出现在该采样点；Cr、Ni、Mn、Ge、As、Mo、W、Fe和Co 9种元素货运站最高； Sn、Rb、Pb、K、Ti、Sb、Bi、In和Cs 9种元素在区环保局最高；Cu、V、Se和Au 4种元素在家具厂最高；Zn、Na和Cd 3种元素在张行最高； Ag和Tl 2种元素在益昌薄板采样点最高。
6个采样点52种元素在颗粒物中总的相对质量浓度由高到低分别为冶炼厂162 693 μg/g、益昌薄板156 577 μg/g、环保局117 865 μg/g、家具厂104 151 μg/g、货运站100 046 μg/g和张行88 804 μg/g。
将52种无机元素在6个采样点相对质量浓度的变异系数分为< 0.5、0.5～1.0和>1.0，则Cr、Rb、As、Na、Ca、Al、Ti、Li、Co、Sb、Bi、Se、Cd、Ag、Pt、Au、Sr、Cs、La、Ce、Pr、Nd、Sm、Tl和Th 25种无机元素的变异系数< 0.5； Zn、Mn、Ga、Ce、Pb、V、K、Fe、Mg、Pd、In、Ba、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu和U 22种无机元素在0.5～1.0之间；Ni、Cu、Sn、Mo和W 5种无机元素>1.0。
2.2 52种无机元素的富集因子
表2所列为各无机元素在6个采样点>2的富集因子。富集因子表明益昌薄板采样点有Zn、Ge、W、Sb、Se、Pd、Ag、Pt和Au9种元素已被富集，有Cr、Cu、Mn、Sn、Ga、As、Pb、Mo、Ca、Mg、Bi、Cd、Ba和Tl 14种元素已程度不同地受到人为源的影响；货运站采样点有Mo、W、Sb、Se、Pd和Au 6种元素已被富集，有Cr、Cu、Zn、Mn、Sn、Ge、As、Pb、Cd、Ag和Pt 11种元素已程度不同地受到人为源的影响；张行采样点有Zn、Sn、As、Pb、Mo、W、Sb、Se、Cd、Pd、Ag、Pt和Au 13种元素已被富集，有Cr、Cu、Ga、Ge、Li、Bi、In和Ba 8种元素已程度不同地受到人为源的影响；家具厂采样点有Zn、Sn、Ge、As、Pb、Mo、W、Sb、Se、Pd、Ag、Pt和Au 13种元素已被富集，有Cr、Cu、Mn、Ga、V、Ca、Li、Bi、Cd、In和Ba 11种元素已程度不同地受到人为源的影响；冶炼厂采样点有Cr、Zn、Mn、Sn、Ga、Ge、As、Pb、W、Ca、Mg、Li、Sb、Bi、Se、Cd、Pd、Ag、Pt、Au、Sr、Ba、La、Ce、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu和U 36种元素已被富集，有Ni、Cu、Rb、Mo、V、Al、Ti、Co、In、Cs、Pr、Tl和Th 13种元素已程度不同地受到人为源的影响；环保局采样点有Zn、Sn、Ga、Ge、As、Pb、W、Sb、Se、Pd、Ag、Pt和Au 13种元素已被富集，有Cr、Cu、Rb、Mo、Ca、Li、Bi、Cd、In、Sr、Ba、Cs、La、Ce、Eu、Dy、TI和U 18种元素已程度不同地受到人为源的影响。
因此W、Sb、Se、Pd和Au 5种元素在6个采样点都被富集，Zn、Ag和Pt 3种元素在5个采样点被富集，Sn、Ge、As和Pb 5种元素在4个采样点被富集，Mo 1种元素在3个采样点被富集，Ga和Cd 2种元素在2个采样点被富集，Cr、Mn、Ca、Mg、Li、Bi、Sr、Ba、La、Ce、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu和U 22种元素在1个采样点被富集；Cu和Cr元素分别在6个和5个采样点已程度不同地受到人为源的影响，有Bi、Cd、In和Ba 4种元素在4个采样点已程度不同地受到人为源的影响，有Mn、Ga、Mo和Ca 4种元素在3个采样点已程度不同地受到人为源的影响，有Sn、Rb、Ge、As、Pb、V、Li、Cs和Tl 9种元素在2个采样点已程度不同地受到人为源的影响，有Ni、Zn、Al、Mg、Ti、Co、Ag、Pt、Sr、La、Ce、Pr、Eu、Dy、Th和U 16种元素在1个采样点已程度不同地受到人为源的影响；没有1个元素在6个采样点都未被富集或都未受到人为源的影响。
3 讨论
6个道路积尘采样点样品中无机元素相对浓度明显地与采样点位置及周边情况有关。如冶炼厂和益昌薄板采样点紧靠工厂，道路积尘中的无机元素相对质量浓度接近，并明显高于其他监测点；张行采样点位于工业区的上风向，积尘中的无机元素相对质量浓度明显低于其他监测点。
富集因子表明道路积尘中与工业区产业结构状况有关的无机元素被富集或明显地受到人为源影响，尤其是W、Sb、Se、Pd、Au、Ag、Pt、Zn、Sn、Ge、As和Pb等。
冶炼厂采样点道路积尘无机元素污染程度远严重于其他采样点，且稀有金属污染也严重，在镧系元素共15个中有14个和仅分析的2个锕系元素中的U仅在该采样点富集；另一镧系元素Pr和锕系元素Th也仅在该采样点明显受到人为源的影响。这一结果不但明显地与该采样点紧靠海光冶炼厂有关，也清晰地表明采样点深受该厂生产所排污染物的影响；尽管该厂已停产多时，但滞留的污染物还大量存在，对环境的影响不容忽视。
离工业区较远的环保局清洁对照点道路积尘中无机元素污染也不同程度地严重于其他采样点。尽管来自于工业区污染物的贡献程度还需作进一步的监测分析和研究，但毫无疑问，工业区所排放的污染物对周边居民住宅区空气质量及人群健康存在着重大的影响。
货运站道路积尘中无机元素污染程度明显地轻于包括清洁对照点―环保局采样点在内的其他采样点，这可能与该采样点尽管在工业区内，但远离工业区内主要工厂及工厂簇集区的情况有关。在益昌薄板、张行和家具厂三个周边情况差异不大的采样点道路积尘中无机元素污染程度则不相上下，说明道路积尘中无机元素污染情况明显地与周边情况有关。
变异系数分析表明Cr、Rb、As、Na、Ca、Al、Ti、Li、Co、Sb和Th等26种无机元素在6个采样点主要受本底源和相似的外来源影响，尤其是As和Ti；Zn、Mn、Ga、Ce、Pb、V、K、Fe、Mg和U等21种无机元素在6个采样点既受本底源和相似的外来源影响，又受采样点附近局地源的影响；Ni、Cu、Sn、Mo和W5种无机元素主要是受采样点附近局地源影响。
参考文献：
［1］周斌斌，徐家骝，胡广宇.上海市大气颗粒物中金属元素特征［J］.上海环境科学，1994，9（13）：21-25.
［2］TALOR S R，MCLENNAN S M. The continental crust：Its composition and evolution［M］. New Yoek：Oxford，1985.
［3］TORFS K，VAN GRIEKEN R. Chemical relations between atmospheric aerosols，deposition and stone decay layers on historic building at the mediterranean Coast［J］. Atoms Environ，1997，31：2179-2192.
如果还有比这长得更快的时候，一定是要追溯到婴儿期或者胚胎期了。从表面看，那就是个吃了睡睡了吃的阶段，却是人一生成长最迅速也是最基础的几年。不断分裂复制的细胞，变成了功能各异又和谐统一的整体，不停的新陈代谢促使我们快高长大好去探索世界。时刻发生的密集成长，在你每天观察时并看不出什么特别，却总在默默间完成了巨变让人大吃一惊。
01-成长
这段时间特别忙碌，但令我自己都感到意外的是，即便如此还是写了许多稿、看完了很多书，其他任务也照样一件不落，与其说更高效，不如说是如饥似渴，对于想做之事的强烈愿望驱使我高投入高产出，至少从心理感受来讲是这样。多年前，在做电视节目时一天切换多工种赶六七档，和在银行时一个月同期推进11个项目的经历常会跃然眼前（此处不讨论其科学合理等问题）。无论如何，那一天、那个月之前的“我”和那之后的“我”是不同的，这种境况会逼着人成长，我喜欢称它为蜕变之后的升华。
02-成长（原图需重新裁剪修图）
应该感谢这种时机，它让人发掘自己潜能，得以接近更真实的自己。世间万物归根结底都是不同元素的组合态，若以“态”分差异甚大，但若放大看，越微分差异越小，看到极致，无非都是量子化的。因此，组合的重要意义愈加凸显。
有时，一种元素能单独构成某种物质，比如碳（C）；有时，非常多的元素以极其复杂的化学组合共同成就某种物质，比如碧玺（复杂的硅酸盐）。有时，天外来客（地球以外的元素）也会参与到地球既有物质的组合游戏中，甚至直接带来某种物质，比如捷克玻陨石。没人知道宇宙会玩出多少种组合态，微妙的改变足以造就截然不同的结果。
03-“简单”的钻石和“复杂”的碧玺
除了一些有机宝石，绝大多数宝石都必须经过高温高压的严酷考验，如果这样的地质环境是密集的时间维度，那么地点就是密集的空间维度，实际上，它的根本性恐怕比时间更首要。地壳中的化学元素很多，最多的是氧，其次是硅，第三是铝，名列元素丰度（研究体系中被研究元素的相对含量，用重量百分比表示）四至八位排名的依次是铁、钙、钠、钾、镁，这8种元素占地壳总重量的98.04%。这些原料已经可以诞生宝石，可要美艳动人，还缺了些稀少却必要的元素，比如铬（Cr），其在整个地壳中的含量仅仅是万分之一出头。
04-Cr（铬）是地壳元素中的少数派，确是高档宝石的关键之一
“颜色”在希腊语中是“χρ?μα”（chrōma），这是英文Chromium的词源，而Chromium就是化学元素Cr（铬），一种过渡金属元素。古人用词汇给出的提示，足以证明Cr对颜色的重要性，而这种重要性之于宝石简直就成了名贵的风向标。研究表明，宝石中的铬元素无论含量多少，都会对其颜色产生极大影响。实际上，铬不但是祖母绿、高档绿色翡翠的标志性成分，也是成就鸽血红宝和亚历山大变石（一种产自俄国的优质变色金绿宝石）的关键原因。
06-亚历山大变石钻石耳环：高色温日光下显绿色，低色温灯光下显红色
【关键词】 内蒙古东部 闹牛山 铜矿 成矿地质背景
通过调查研究发现， 闹牛山铜矿床是一个次火山岩型矿床，它和内蒙古东部中生代陆相火山活动有着十分密切的关系，对其研究意义十分重大。在巨力――突泉火山地暂盆地的闹牛山隆起状火山机构中，存在着闹牛山铜矿床，盆中隆控矿特征较为明显。其中，二叠系下统下乌珠穆沁旗组为矿区出露最老地层，它沉积了多种岩石成分，如变质砂岩、砂板岩、砾岩等等。火山岩盖层为其中生界部分，中基性――酸性火山碎屑岩是它的上侏罗统玛尼吐组、白音高老组组成部门。因为其有着大量的火山岩浆以及受到了频繁的侵入活动，那么闪长玢岩、花岗闪长玢岩、斜长石英斑岩、花岗斑岩都是它的主要组成部分。
1 成矿地球化学特征
一是岩石化学成分：通过研究发现，中――酸性岩类为与本矿床成矿相关的主要次火山岩，闪长玢岩、花岗闪长玢岩、斜长石英斑岩、花岗斑岩等是它的主要岩性。通过岩石化学分析结果，我们可以得知，相较于我国同类岩石，中酸性――酸性岩类有着较高含量的SiO2，只有较低含量的Al2O3。闪长玢岩有着较高的铁镁含量，其他岩类都没有较高的全铁含量。它属于钙碱性岩系，因为0.46为它的里特曼指数。大部分岩类K2O/Na2O都没有1大，同源不同阶段演化产物，则是岩浆。我们处理了花岗斑岩、花岗闪长斑岩、斜长石英斑岩数据，发现地壳深部或者上地幔是这些岩浆的主要来源。综上所述，通过上述分析我们可以得知，相较于中国同类岩石，闹牛山的岩石二氧化硅的中酸性含量更高，有着更低的三氧化二铝的含量。
二是微量元素特征：火山岩以及次火山岩中的微量元素指的是有机体中的化学元素，这些化学元素的含量在百分之零点零一以内。中生代火山岩在区内广泛发育，在矿区内广泛分布着晚侏罗世火山岩系，通过分析火山――次火山岩微量元素我们可以得知，相较于一般同类岩石，Cu、Ag等成矿元素有着较高的含量，说明有着较多的Cu存在于闹牛山地区的火山――次火山岩浆中，并且火山岩浆作用直接影响到了区内铜矿化。因为超钱成侵入了早期火山喷发――次火山岩浆，那么在火山岩浆期后富集沉淀了Cu等元素，除了Cr、Ti，其他组分往往有着较高的丰度值。的那是，在岩浆分异演化的晚期，在较大程度上降低了幔源组分，说明上地幔或者下地壳产生了成矿物质，这样在上升侵位的过程中，火山岩浆就与壳源物质所混合。有专家利用相关图解来对火山岩的构造环境进行了判别，在本图中投影了闹牛山地区火山岩――次火山岩的Rb、Ta+Yb，发现在板内环境中形成了火山――次火山岩。然后结合本地区的具置，发现本区为活动大陆边缘。
三是稀土元素特征：通过分析区内火山――次火山岩的稀土元素，可以得出这些特征，首先是不同类型岩石稀土总量有着较大的变化，斜长石英斑岩稀土有着较低的总量，最多的是花岗闪长斑岩；各类岩石轻稀土富集，其中较为明显的是中酸性岩类，但是V字型现象还无法达到。
四是铅同位素的特征：在本区域中，没有较大的变化存在于岩石铅同位素的组成中，206Pb/204Pb的数值在18.258到18.512之间；207Pb/204Pb的数值在15.558到15.645之间；208Pb/204Pb的数值在38.258到38.512之间。有着较低的源区特征值，并且集中分布特征较为明显，U为9.30到9.55之间，Th/U为3.57到3.68之间，和铅的正常特征是一样的。
2 成矿地质背景
通过研究发现，在中生代中晚期内，各个板块开始加速漂移，有缓冲挤压问题出现于具有缓冲带的洋、陆壳的接触带上，这样就有著名的燕山运动产生，导致有非金属矿带、多种内生金属、环太平洋岩浆岩带、地体增生带等形成，这些地带有着较为宏大的规模。燕山运动、褶皱上升、缺失老第三系为钙质砂岩夹页岩。 在白垩系与三叠（T）系间，因为地壳运动的作用，平行不整合就成为了上下地层之间的接触关系。那么我们就可以将三叠系的地层岩性特征给找出来，缺失侏罗系地层，泥灰岩夹薄层钙质页岩、厚层灰岩夹薄层泥灰岩以及页岩夹泥灰岩还有石灰岩为它的上部、中部和下部。安山岩、石英岩以及流纹岩是它产生钙碱性系列的主要岩石类型，在断陷地边缘或断陷盆地中有中酸性次火山岩土多侵位，矿床位置等同于次火山岩产出位置。
3 结语
通过上文的叙述分析我们可以得知，内蒙古东部闹牛山铜矿在很大程度上受到了火山活动的影响，它的成矿地质背景为这样的，大陆边缘裂陷带的局部隆起区为它的构造环境，地壳深部或者上地幔为成矿区火山岩浆的主要来源，并且混合了上部地壳物质。本文简要分析了内蒙古东部闹牛山铜矿成矿地质背景及相关关系，希望可以提供一些有价值的参考意见。
参考文献：
[1]李忠军.闹牛山铜矿床次火山岩及成矿的关系[J].矿产与地质，2000，2（3）：123-125.
[2]李朝阳.中国铜矿主要类型特征及其成矿远景[M].地质出版社，2000，2（4）.
1、葡萄糖是由碳、氢、氧三种元素组成。
2、碳是一种非金属元素，位于元素周期表的第二周期IVA族。碳是一种很常见的元素，它以多种形式广泛存在于大气和地壳和生物之中。生物体内绝大多数分子都含有碳元素。
3、氢是原子序数为1的化学元素，在元素周期表中位于第一位。是宇宙中含量最多的元素，大约占据宇宙质量的75%。主星序上恒星的主要成分都是等离子态的氢。而在地球上，自然条件形成的游离态的氢单质相对罕见。
4、氧，位于元素周期表第二周期ⅥA族。安托万洛朗·拉瓦锡研究了此种气
（来源：文章屋网 ）
了解元素概念的涵义及元素符号的表示意义；学会元素符号的正确写法；了解并记忆常见的24种元素符号。
理解单质和化合物的概念。
理解氧化物的概念。
能力目标：
培养学生归纳概括能力及查阅资料的能力。
情感目标：
树立量变引起质变的辩证唯物主义观点。
教学建议
教学重难点
重点：元素概念的形成及理解。
难点：概念之间的区别与联系。
教材分析：
本节要求学生学习的概念有元素、单质、化合物、氧化物等，而且概念比较抽象，需要学生记忆常见的元素符号及元素名称也比较多，学生对这些知识的掌握程度将是初中化学的学习一个分化点。这节课是学生学好化学的基础课，所以在教学中要多结合实例，多做练习，使学生在反复实践中去加深理解和巩固，是所学的化学用语、概念得到比较清晰的对比、区分和归类。
化学用语的教学：
元素符号是化学学科重要的基本的化学用语，必须将大纲中规定要求记住的常见元素符号记牢，为以后的学习打下坚实的基础。元素符号的读法、写法和用法，它需要学生直接记忆并在以后的运用中直接再现的知识和技能。教学中应最好采用分散记忆法，在此过程中，进行元素符号发展简史的探究活动，课上小组汇报。这样既增加了学生的兴趣、丰富了知识面，又培养了学生的查阅资料及表达能力。
关于元素概念的教学
元素的概念比较抽象，在教学时应从具体的物质着手，使他们知道不同物质里可以含有相同种类的原子，然后再指出这些原子之所以相同：是因为它们具有相同的核电荷数，并由此引出元素的概念。
例如：说明以下物质是怎样构成的？
氧气氧分子氧原子
水水分子氧原子和氢原子
二氧化碳二氧化碳分子氧原子和碳原子
五氧化二磷五氧化二磷氧原子和磷原子
这些物质分子的微粒中都含有氧原子，这些氧原子的核电荷数都是8，凡是核电荷数是8的原子都归为同一类，称氧元素。此外，把核电荷数为6的同一类原子称为碳元素；将核电荷数为15的同一类原子称为磷元素等等。这时再让学生自己归纳出元素的概念。从而也培养了学生的归纳总结能力。
为了使学生更好地理解元素的概念，此时应及时地进行元素和原子的比较，使学生清楚元素与原子的区别与联系。注意元素作为一个宏观概念的意义及说法。
关于单质和化合物的分类过程中，学生也容易出错，关键在于理解单质和化合物是纯净物这个前提下进行分类的，即它们首先必须是纯净物。
教学设计示例
课时安排：2课时
重点：元素概念的形成及理解
难点：概念之间的区别与联系
第一课时
复习提问：说明以下物质是怎样构成的？
氧气氧分子氧原子
水水分子氧原子和氢原子
二氧化碳二氧化碳分子氧原子和碳原子
五氧化二磷五氧化二磷氧原子和磷原子
以上这些物质分子的微粒中都含有氧原子，这些氧原子的核电荷数都是8，凡是核电荷数是8的原子都归为同一类，称氧元素。此外，把核电荷数为6的同一类原子称为碳元素；将核电荷数为15的同一类原子称为磷元素等等。
请同学们给元素下定义：[学生讨论归纳]
（1）元素：
①定义：元素是具有相同核电荷数（即核内质子数）的一类原子的总称。
[学生讨论思考]
a、判断是否为同种元素的根据是什么？
b、学习元素这个概念的目的何在？
c、元素与原子有什么区别和联系？
教师引导得出结论：
a、具有相同核电荷数（即质子数）是判断是否为同种元素的根据。但中子数不一定相同。
b、元素是一个描述某一类原子的种类概念，在讨论物质的组成成分时，只涉及到种类的一个宏观概念，只讲种类不讲个数。
c、元素与原子的区别于联系：[投影片展示]元素
原子
联系
具有相同核电荷数（即核内质子数）
的一类原子的总称。
化学变化中的最小粒子
区别
着眼于种类，不表示个数，没有数量
多少的含义
既表示种类，又讲个数，有数量的
含义
举例
用于描述物质的宏观组成。例：水是
由氢元素和氧元素组成的，但不能说：“水是由两个氢元素和一个氧元素组
成的”。
用于描述物质的微观构成。例：一个
水分子是由两个氢原子和一个氧原子
所构成的。不能说：“一个水分子是
由氢元素和氧元素所组成的”。
投影片展示：教材图2-8介绍地壳中所含各种元素的质量分数
②地壳中含量较多的元素：氧、硅、铝、铁
③元素的分类：金属元素、非金属元素、稀有气体元素。到目前为止，已发现的元素有一百多种，而这一百多种元素组成的物质却达三千多万种。
（2）物质分类：
学生阅读课本P36前三段，理解单质、化合物、氧化物的概念。
思考讨论：我们已经学过的物质中那些是单质？哪些是化合物？哪些是氧化物？
布置研究课题：元素的故事。分组布置任务，要求以讲故事的形式向全班汇报。
第二课时
（3）元素符号：
①元素的分类：
金属元素：“钅”旁，汞除外
非金属元素：“氵”“石”“气”旁表示其单质在通常状态下存在的状态
稀有气体元素：“气”
②元素符号的写法：一大二小的原则：Fe、Cu、Mg、Cl、H等
③元素符号表示的意义：表示一种元素（种类）：表示这种元素的一个原子（微粒）：（知道一种元素，还可查出该元素的相对原子质量）
学生讨论回答：下列符号表示的意义：Fe、2N
用卡片的形式帮助学生记忆元素符号及元素名称。
课堂练习记忆元素符号名称及写法、读法。
（4）探究活动汇报：元素的故事。
增加学生学习兴趣，巩固加深对元素的理解和记忆。
4、板书设计：
第三节元素元素符号
一．元素：
1．定义：元素是具有相同核电荷数（即质子数）的一类原子的总称。
2．地壳中含量较多的元素：氧、硅、铝、铁
3．元素的分类：金属元素、非金属元素、稀有气体元素
二．物质分类
三．元素符号
1．写法：一大二小
2．意义：表示一种元素
表示这种元素的一个原子
四．元素的故事
探究活动
关键词锆石年代学微量元素稀土元素同位素
中图分类号： F407.1 文献标识码： A 文章编号：
锆石（英文名称：zircon）是一种硅酸盐矿物，它是提炼金属锆的主要矿石。锆石广泛存在于酸性火成岩，也产于变质岩变质岩和其他沉积物中。锆石的化学性质很稳定，所以在河流的砂砾中也可以见到宝石级的锆石。锆石有很多种，不同的锆石会有不同的颜色，如红、黄、橙、褐、绿或无色透明等等。经过切割后的宝石级锆石很像是钻石。锆石可耐受3000℃以上的高温，因此可用作航天器的绝热材料。
针对用于锆石等副矿物测试的离子、激光、电子和质子探针等几种微区原位测试手艺各自的地质及特点，锆石U-Pb 实现了对统一锆石颗粒内部不合成因的锆石域进行原位春秋的分析,给出了有关寄主岩石的源岩、地质演化历史等首要信息,为地质过程的邃密春秋框架的成立供给了有用的路子。锆石微量元素、同位素特征是译解岩石来历和成因的指示器。锆石Hf 同位素已成功地用于地球早期历史、岩浆来历、壳幔彼此传染打动、区域大陆地壳增添的研究等;锆石氧同位素组成能有用地约束壳幔彼此传染打动和示踪岩浆来历等。
随着能够显示矿物内部复杂化学分区的成像手艺和高分辩率的微区原位测试手艺的成长和普遍应用,研究颗粒锆石等副矿物微区的化学成分、春秋、同位素组成及其地质应用等已成为国际地质学界研究的热点。锆石U2Pb 法是今朝应用最普遍的同位素地质年月学编制,锆石的化学成分、Hf 和O 同位素组成普遍应用于岩石成因、壳幔彼此传染打动、区域地壳演化的研究等,对地球上古老锆石的化学成分和同位素的研究是追朔地球早期历史的有用工具。
1 微区原位测试手艺
锆石等副矿物在地质学中的普遍应用与近年来原位分析测试手艺的快速成长密不成分。论文今朝已普遍应用的微区原位测试手艺首要有离子探针、激光探针和电子探针等。
2 锆石U-Th-Pb 同位素年代学
2. 1 锆石U-Th-Pb 同位素系统特征及定年进展
因为锆石具有物理、化学性质不变,通俗铅含量低,富含U 、Th[ w (U) 、w ( Th) 可高达1 %以上] ,离子扩散速度很低,封锁温度高档特点,是以锆石已成为U-Pb 法定年的最理想对象。
当然锆石凡是能较好地连结同位素系统的封锁,但在某些变质传染打动或无较着地质传染打动过程中亦可能丢失放射性成因铅,使得其t (206 Pb/ 238 U) 和t (207 Pb/ 235 U) 两组春秋纷歧致。造成锆石中铅丢失的一个最首要原因是锆石的蜕晶化传染打动;此外,部门重结晶传染打动也是导致锆石春秋纷歧致的又一原因。
近年来,锆石年代学研究实现了对统一锆石颗粒内部不合成因的锆石域进行微区原位春秋分析,供给了矿物内部不合区域的形成时辰,使人们能够获得一致的、清楚的、等闲诠释的地质春秋,今朝已经能够对那些记其实锆石内部的岩浆结晶传染打动、变质传染打动、热液交接和退变质传染打动等多期地质事务进行春秋测定,从而成立起地质过程的邃密春秋框架。
2. 2 锆石微区定年的示踪传染打动
火成岩中耐熔的担任锆石可以连结U-Pb 同位素系统和稀土元素(REE) 的封锁,从而包含了关于深部地壳和花岗岩源区的首要信息,可用于花岗岩物源和基底组成的示踪。锆石边部发育典型的岩浆成因的环带,其中心具有熔融残存核。SHRIMP 分析剖明,这2 部门的春秋组成有较着的不合,环带部门的春秋约为830 Ma ,而核部的春秋集中在1 400～1 900 Ma ,核部春秋可能代表花岗岩源岩的锆石组成春秋。
dele Rosa 等经由过程研究葡萄牙境内欧洲Variscan 造山带缝合线两侧的花岗闪长岩、星云岩中担任锆石的稀土元素和U2Pb 同位素特征,发现这2 组锆石无论是在春秋谱上仍是在REE 组成上,均存在较着分歧,即这2 个地域深部地壳的物质组成(基底) 不合。
3锆石微量元素、稀土元素、同位素特征及其应用
3. 1 锆石的微量元素、稀土元素
锆石的稀土元素特征研究首要用于判定其寄主岩石的成因类型,但岩浆锆石的微量元素特征是否能判定寄主岩石的类型今朝还存在较大的争议。而一些变质岩(如麻粒岩) 中的变质锆石可以具有较高的w ( Th) / w (U) 比值。
与岩浆锆石对比,变质锆石HREE 的富集水平相对LREE 的改变较大。岩浆锆石具有较着的负Eu 异常,形成于有熔体呈现的变质锆石具有与岩浆锆石近似的特征:富U 、Y、Hf 、P ,REE 配分模式陡,正Ce 异常、负Eu 异常。但变质锆石的w ( Th) /w (U) 比值低( < 0. 1) ,这是区别于岩浆锆石的惟一的化学特征。在变质过程中,锆石是否发生了重结晶以及结晶过程中是否有流体或熔体的介入,显著影响锆石稀土元素组分的改变。
锆石微区的稀土元素分析与微区定年、锆石中的包裹体研究相连络能够较好地限制锆石的形成情况,可以将锆石的形成与变质前提联系起来,从而将变质过程中的p-T-t 有用地联系在一路,在造山带研究中用于追溯超高压变质岩的形成过程。
3. 2 锆石的同位素
3.2.1锆石的Lu2Hf 同位素
Lu 与Hf 均为难熔的中等2强不相容性亲石元素,这与Sm-Nd 系统近似,是以Hf 同位素示踪的根底事理与Nd 同位素不异。
Hf 与Zr 呈类质同象存在于锆石的矿物晶格中,相对其他矿物,锆石中w ( Hf ) 高[ w ( HfO2 ) ≈1 %] ,这为获取高精度的Hf 同位素比值数据供给了保障;同时其w (Lu) / w ( Hf ) 值极低[ w (176 Lu) /w (177 Hf) n 0. 01 ] ,由176Lu 衰变形成的176 Hf 比例很是低,对锆石形成后的Hf 同位素组成的影级变质传染打动也能很好地保留初始Hf 同位素组成,是以锆石中的Hf 很是适合于岩石成因的Hf 同位素研究。Lu-Hf 同位素系统自己所具有的高于Sm-Nd同位素系统的封锁温度及锆石特有的抗风化能力,使得锆石成为研究泰初宙早期地壳的理想研究对象。
3.2.2锆石的氧同位素
地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在分歧,是以氧同位素可以很好地示踪壳幔的彼此传染打动。此外,氧同位素是一种敏感的、示踪地壳中的流体和固体彼此传染打动的、依靠于温度的示踪剂,岩浆岩的氧同位素比值对那些履历了低温水与岩反映的物质混染尤其敏感,这些物质可能曾经与大气水、沉积物及与那些曾经和大气水发生蚀变的岩石发生了彼此传染打动,是以氧同位素是示踪岩浆来历的最有用的工具之一。
锆石的氧同位素分析为研究花岗质岩石的成因和岩浆系统的演化供给了新的编制。在岩浆演化过程中,若是系统是封锁的,且同位素分馏达到平衡(此假设在大大都情况下都成立) ,那么从基性- 酸性的岩浆结晶的锆石的δ应该不异;但若是发生了同化混染,则锆石从内到外的成长区往往记实了岩浆成分的改变。分析各组锆石或统一锆石颗粒不合区域的氧同位素,可为岩浆的同化混染、不合来历的岩浆同化的定量化研究供给信息,也有助于深切熟悉岩浆的期次问题。
如能对锆石的U-Pb 春秋和氧同位素组成以及REE 进行同步测定,就有可能把氧同位素组成特征与某阶段春秋相联系,对具有复杂地质历史的岩石的成因情况进行限制。将锆石的氧同位素与U-Pb春秋(需要时进行REE 分析) 原位测定相连络是锆石的氧同位素研究的成长趋向。
坠入人间的礼物
古代美洲的印第安头领们特别喜欢在河底或是地下发现的亮晶晶的黄色金属，认为它可以捕捉太阳神的力量，相信可以获得神的保护。而这种漂亮的元素可能真的像印第安人所认为的那样不属于这个世界。
长期以来，科学界认定地球上许多元素来源于宇宙。比如，构成生物体的重要元素碳和氧来源于恒星内部，在高压和高温中形成，随后伴随着超新星爆发喷散至宇宙空间。金、铂等重金属元素也不例外。在过去数十年里，这一貌似古怪的理论似乎已经被大多数科学家所接受，他们认为唯有如此才能解释地球上丰富的黄金储量。地壳中每1000吨物质中含有1.3克黄金，但是按照地球形成的标准模式，这个比例依然太高了。因为在45亿年前，地球诞生之后，地球表面布满了火山和熔岩。然后，在几千万年的时间里，多数的铁元素穿透地幔沉入地核。黄金应该与铁熔合并一起沉没。
伦敦帝国学院的地理学家马西亚斯·威尔伯德认为，如此一来，所有的黄金早应该消失。但事实并非如此。于是科学家不得不做出合理解释。“陨石说”成为了目前最流行的理论。
“在地核形成后，大规模的陨石雨袭击地球。落到地面上的陨石包含黄金，它们就是地幔和地壳中黄金的来源。”威尔伯德说。这一理论符合陨石活动的模式，38亿年前地球曾经遭遇陨石风暴，这些陨石来自地球和火星之间的一个小行星带，今天这一小行星带依然存在。
中国科学院国家天文台研究院王俊杰也同意这一说法，“46亿年以来，地球受到小天体的撞击是非常频繁的。特别是地球元素应该是与外太空不一样的，但我们研究发现很多应该只存在太空的东西，地球上也有。因此我们的黄金来自太空的可能性是有的。它来到地球的方式就应该是小天体撞击。”
中子星碰撞的碎片
同样在今年的早些时候，美国哈佛-史密森天体物理学中心一个研究团队借助地面和太空望远镜观测，认定金、铂等重金属元素来源于太空。但它们并不是随着陨石而来，而是中子星碰撞散落在地球的碎片。研究团队带头人埃多·贝格尔表示，人们佩戴金饰其实是“带着一小块宇宙碎片走来走去”。
中子星由末期恒星崩溃、爆炸后形成，在超强引力作用下，原子被挤压并破碎，从而形成一种密度巨大的星体。在某些特殊情况下，两颗中子星会结伴运行并且相互靠近，最终发生碰撞。这一逐渐接近的过程可能耗时10亿年。在银河系，这种碰撞大约10万年出现一次。但是，宇宙中有数以十亿计星系，因此，如果用望远镜作全天空扫描，有较大几率目睹这种大碰撞。
今年6月3日，研究人员借助美国宇航局SWIFT空间望远镜捕捉到两颗中子星碰撞产生的伽马射线暴。它来源于距离地球大约39亿光年的宇宙空间，仅持续0.2秒左右。随后，研究人员利用高能望远镜和位于太空中的哈勃空间望远镜重新观察这一区域，发现红外线“余晖”。经过分析，他们认定这些“余晖”来自于中子星碰撞后产生的大量重金属元素。
在研究团队带头人贝格尔看来，这一发现为重金属元素找到明确归宿。他解释，两颗中子星相撞后，一些富含中子的物质喷入宇宙，大量中子依附在原子核上，从而累积出原子量越来越大的原子。贝格尔估计，6月3日观测到的碰撞所产生的金原子总量可能相当于10倍月球质量。如此巨大的“纯金球”必然会将各种碰撞的碎片散落在周围的天体上。
紫金山天文台研究院吴雪峰十分认同这一观点。据他介绍，最新的研究结果表明，宇宙的年龄约为138.2亿岁，这比地球的46亿岁要大许多。“太阳系在宇宙中的年龄也不大。在太阳系形成之前，它的‘地盘’上就有一些恒星的存在。这些恒星经过漫长的时间，在演化末期发生超新星爆炸，一些恒星死亡了，一些发生核聚变、核反应，在此期间形成各种元素。这些形成的元素合成在一起，形成太阳系，形成元恒星，再演化成新的行星，比如地球、金星、火星……”而地球上的金元素，就是这些恒星不断碰撞、死亡和形成的过程中，遗留下来的产物。
还停留在假说阶段
陨石携带黄金到地球的理论最早出现在上世纪70年代，阿波罗登月计划之后。科学家们研究从月球幔层中采集的岩石样本，发现它们的铱和金的含量比从月球表面和地球表面及地幔采集的岩石中同种元素的含量明显低很多。科学家于是提出，月球和地球曾经受到富含铱元素的外太空陨石袭击。其中携带的贵重金属遗落在月球表面。但在地球上，由于星球内部活动，地表的金属被搅动，进入地幔。
这一理论被称为“后增薄层假说”，已经成为行星科学的基本理论。尽管相信它的科学家很多，但它依旧停留在假说的阶段。当然，它也帮助解释了其他很多地球构造的反常之处。科学家还认为，碳、氮、水和氨基酸等构成生命的必要元素同样来自太空陨石。
随着研究的深入，渐渐出现了不同的声音。“我过去也对‘后增薄层假设’深信不疑，但那是因为在缺乏相关数据的情况下，这似乎是最合理的解释，但现在，我认为这一理论已经过时，”佛罗里达州立大学的穆尼尔·胡马云说，“它看似完美，但数据上却有很多断层。大部分是人们的猜测。”
胡马云说，上世纪70年代月球和地球岩石研究结果并不精确，和90年代进行的更复杂的跟踪研究有很多出入。
科学家还开始在地幔更深处发现类似黄金的金属，这完全出乎他们的意料。他们认为，地壳中所有或是大部分的黄金从始至终都在地球上。其中大部分和铁形成合金沉入地核，但是还有相当一部分熔化于地表之下700公里深处的岩浆海。再后来，火山活动将黄金带回地壳。当然，这一种解释黄金丰富性的新理论同样也仅仅是一种假说。
中科院北京地质与地球物理研究所研究员陈衍景告诉记者，他完全不同意黄金来自外太空的说法。“我们认为地球上大多数的黄金应该是地球上本来就有的，地球有着产生黄金的能力。”
铼是一种化学元素，符号为Re，原子序为75。是地球地壳中最稀有的元素之一，平均含量估值为十亿分之一，同时也是熔点和沸点最高的元素之一。铼比钻石更难取得，价格高昂。
铼是钼和铜提炼过程的副产品。其化学性质与锰和锝相似，在化合物中的氧化态最低可达负3，最高可达正7。铼可应用在高效能喷射引擎及火箭引擎，所以在军事战略上十分重要。
（来源：文章屋网 ）
寒铁是一种深埋在地下的铁，因为对精类生物有特别的效果而闻名，并且要保持寒铁的特性就需要进行低温的锻造。所以用寒铁制造的武器一般都需要花费普通武器两倍的费用。
铁是一种化学元素，为晶体，它的化学符号是Fe，原子序数是26，在化学元素周期表中位于第4周期、第VIII族，是铁族元素的代表。是最常用的金属。它是过渡金属的一种，是地壳含量第二高的金属元素。
（来源：文章屋网 ）
