sasaki分析圖是什么意思（sama圖分析）

大家好！今天讓小編來大家介紹下關于sasaki分析圖是什么意思（sama圖分析）的問題，以下是小編對此問題的歸納整理，讓我們一起來看看吧。

創(chuàng)意嶺作為行業(yè)內優(yōu)秀的企業(yè)，服務客戶遍布全球各地，相關業(yè)務請撥打電話：175-8598-2043，或添加微信：1454722008

本文目錄:

• 1、Sasaki薩薩基設計的產品品牌

• 2、sasaki品牌

• 3、-D井間數據反演

• 4、巖漿混合作用

一、Sasaki薩薩基設計的產品品牌

“Sasaki是一家歷史悠久的公司，它不僅保持著創(chuàng)建時的原則，還與時俱進，讓業(yè)務不斷地適應新的環(huán)境變化。它既理想主義又實事求是，不但制定愿景規(guī)劃，還提出實施規(guī)劃的街頭智慧導則?！?/p>

許多優(yōu)秀的設計公司圍繞著一個特點或一種主導美學，而Sasaki與眾不同之處源于內在協同的著眼點。在我們開放而非正式的工作室空間中，分享并尊重隱私、非正式的臺后領導層、教育是執(zhí)導的首選。我們的經驗和專長跨度很大，我們支持和鼓勵各個部門間專家發(fā)表意見。我們的規(guī)劃師對指標的理解進行評判；我們的建筑師則對材料和體量進行考究，使城市設計師設計的框架有血有肉；我們的工程師探尋實際可行的方法，實現景觀設計師詩意的愿景；我們的景觀設計師則提醒建筑師基地的復雜性和獨特特點。

這種豐富而獨特的每日交流是我們能夠理性地了解基地作各個不同的方面。擁有來自37個不同國家、說近30種語言的專業(yè)人員，文化的表達和理解更加豐富，使我們在全球范圍的工作有了當地的著眼點。不論我們工作在何處，我們的設計都適應當地的環(huán)境，植根于永恒又現代的美學，并保持技術上的可實現性。

我們60%的工作來自長期的客戶關系，我們相信這強有力的說明了我們著眼點的影響力。我們的客戶對我們的青睞正是由于我們自己的工作室內部以及與其他專業(yè)人員協作的熱情。數年的經驗加上知名的客戶、建筑師、工程師、藝術家和其他設計師已為我們帶來成功而多產的工作關系，使我們創(chuàng)造出持久而令人難忘的作品。

Sasaki注重建筑環(huán)境各個方面－規(guī)劃與城市設計，景觀建筑，建筑，室內設計，土木工程，圖案設計和戰(zhàn)略規(guī)劃－的國際型設計公司。我們的各學科綜合結構通過技術交叉為客戶帶來更多的價值。經濟利益，環(huán)境可持續(xù)性，文化以及美學的有機結合是我們的不斷探索的最終目標。

二、sasaki品牌

SASAKI建筑與環(huán)境設計事務所由著名美籍日裔建筑師HIDEO SASAKI創(chuàng)建于1953年，是目前美國排名前10位的著名設計公司，在規(guī)劃方面和土地應用方面在世界范圍內首屈一指。

SASAKI先生曾任哈佛大學風景園林系主任，事務所中大批建筑師，土木工程師、規(guī)劃師和景觀設計師也都來自于世界最好的建筑學系哈佛大學建筑設計研究生院。他們一直秉承SASAKI先生多領域結合的設計理念，一如既往地在復雜的規(guī)劃設計項目中追求者洞察力和創(chuàng)新。

目前，SASAKI建筑與環(huán)境設計事務所的主要業(yè)務涉及規(guī)劃、城市設計、景觀建筑、建筑、土木工程和室內設計等各個領域，在不同項目中都力圖根據客戶的具體需求和項目的不同情況作出有針對性而又和當地環(huán)境緊密結合的出色設計，數十年來，SASAKI的建筑設計一直顯示出它預見未來趨勢和審美眼光的卓越能力。

來自SASAKI規(guī)劃師和設計師們富有靈感和創(chuàng)新意味的作品分布在世界各地，它們不但在國際上享有盛譽，同時也得到了大量建筑和規(guī)劃獎項的直接肯定?？死蛱m門戶區(qū)，釜山港，巴黎迪士尼樂園以及未來的2008年奧林匹克公園都已經或者即將成為城市的標志。

主要設計項目和獲獎情況簡介

1， 克利夫蘭門戶區(qū)規(guī)劃 俄亥俄州克利夫蘭，美國

1991年美國景觀建筑師協會榮譽獎

1991年革新建筑學會城市設計嘉獎

1994年國際城鎮(zhèn)聯合會特別成就獎

1996年美國建筑師學會城市設計榮譽獎

2， 波士頓濱水區(qū)規(guī)劃 馬薩諸塞州波士頓，美國

1977年美國園丁協會景觀設計獎

1986年大波士頓區(qū)政府設計獎

1986年波士頓景觀設計師學會第三屆專業(yè)獎項優(yōu)秀獎

1987年濱水區(qū)中心“最佳濱水區(qū)設計”獎

1999年美國景觀建筑師學會百年紀念大獎

3， 釜山港城市設計 釜山，韓國

4， 杜森公司100周年紀念公園 漢城，韓國

1998年波士頓建筑師學會頒發(fā)的優(yōu)秀建筑榮譽獎

5， 巴黎迪斯尼樂園 瑪尼拉維利，法國

6， 珠江城市設計和概念規(guī)劃 廣州，中國

2001年獲波士頓建筑師學會可持續(xù)規(guī)劃獎

7， 黃浦江遠景規(guī)劃 上海，中國

8， 2008年奧林匹克運動會——奧林匹克公園 北京，中國

三、-D井間數據反演

電法勘探的分辨率由地表遞減的電極隨深度呈指數下降，要在深度上獲得較好的分辨率，一種方法就是在井中布設電極進行測量，相對于地面勘探來說，井間探測使用了較少的電極。與地面勘探不同，有關井中電極的排列，目前還沒有一個普遍的標準，且井間探測采用常規(guī)模式電極系排列方式進行淺層探測（Sasaki，1992），電極系的基本排列見圖6.8。

這個電極系分為3組:(1)地表電極；(2)井1中的電極；(3)井2中的電極。假設井中沒有嚴格改變電流的金屬套管，可把地下分為一系列的四邊形狀區(qū)塊（圖6.8），地面位置和井中電極控制地下模型區(qū)塊。

對于井間探測數據，可以是視電阻率探測，也可以進行電阻測量。為了方便，許多儀器把1m的電阻率讀數當做歐姆電阻值，進一步來說，地下電極排列的幾何因子與常規(guī)的地面排列的幾何因子也不同。

如果在測量中，僅使用兩個電極，在數據文件中只給出C₁和P₁電極的x和z坐標位置，但是，當4個電極都用的話，C₁，C₂，P₁和P₂電極的x和z的坐標位置都必須按這種排量方式給出，在同一數據文件中可以用不同數量的電極來測量。

圖6.8 井間探測電極裝置排列方式

在反演中用電阻值可以避免有些地方沒有視電阻率而不能讀取數值的弊端。在讀取數據文件后，當觀測的是視電阻率，或當選擇了采用視電阻率來進行反演時，需要對可疑的高噪值進行濾波；如果在反演中選擇了電阻，則不需要進行濾波。

地下電極的幾何因子和地面電極的幾何因子是不同的，作為一個例子，只有兩根電極時，用于觀測的幾何因子才被使用，當C₁和P₁電極分別在（x₁，z₁）和（x₂，z₂）位置，幾何因子k可以用下式求出:

高密度電法勘探方法與技術

其中

高密度電法勘探方法與技術

對于3或4電極測量，類似的方程可以通過添加適當的項來得到幾何因子k。

井孔1和井孔2中相對應的電極深度是不同的，在實際探測中，為了得到最好的結果，電極的深度位置相差不能太大。

一般情況下，為了使數據方便處理，要求兩個井孔中的電極數必須相等，在實際探測中，這種限制很容易解決，當在一個井孔中的電極數少的話，只需要往數據中插入空電極來解決這個問題，因為剖面中的電極x和z坐標位置是已知的。還要求地面電極置于兩井孔的頂部，如果不存在時，只需要在數據文件適當的位置中插入空電極數據即可；同時，在兩井孔之間必須有一些地面電極，在井孔1的左邊至少要有兩根地面電極，在井孔2的右邊也至少要有兩根地面電極，這些電極沒有用于勘探，只是為滿足處理數據需要而將模擬電極插入到數據文件中。

一般情況下，反演時，電極所在空間的地下可細分成尺寸大小相等的區(qū)塊（圖6.8a），當然也可以選擇將這些區(qū)塊尺寸分為1/2電極距的模型（圖6.8b）。在某些情況下，通過使用這種細分的模型將會大大改善反演結果（Sasaki，1992）。在理論上，將地下進一步細分成更小的區(qū)塊是可能的，但是，因為電法測量分辨率隨電極距增加而迅速下降，所以，更詳細的劃分小區(qū)塊顯得沒有太大意義，事實上，它可能導致模型電阻率值不自然的振蕩，尤其是靠近電極時，振蕩更加嚴重。

圖6.9 模型數據反演結果

圖6.10 該模型為射入鹽水示蹤劑的跨井探測反演結果

圖6.9是一個正演程序獲得的人工合成模型反演后得到的結果，在兩口井之間有一高阻體，選用模型區(qū)塊的尺寸為半電極距進行反演。

圖6.10是一套井間實際探測數據反演結果，這套數據目的是探測Yorkshine東邊的UKChalk鹽水滲漏情況（Slater et al.，1997），鹽水滲透到地下，在近地表形成一個低阻帶。這套數據另一個特點是沒有使用地面電極，所以，由地面電極提供給數據文件的數據都是虛擬電極，左邊為井孔1，右邊為井孔2。

圖6.11為廣州北部地域花都區(qū)采用跨孔高密度電阻率法溶洞探測的實例。WT541～WT539剖面驗證孔(1)的24～34m段電阻迅速降低，推測為溶洞發(fā)育范圍，該范圍右部電阻率等值線有凹陷，根據模型分析此處可能存在縱向間距較小的珠連溶洞；WT542～WT186剖面驗證孔(2)的28～34 m的電阻率降低，為溶洞發(fā)育范圍，分布等值線曲率變化大且稠密，推測溶洞不是直立形態(tài)，縱向可能不連續(xù)。解釋結果得到了隨后的鉆探結果驗證。

圖6.11 跨孔高密度電阻率法反演成果剖面

四、巖漿混合作用

1.深部巖漿的混合作用

巖漿混合作用是復雜的地質過程，混合后巖漿的各種同位素組成，與參與混合作用的端元組分特性、端元的數量、各端元組分混合的相對比例、混合后的均一化程度等因素有關。

巖漿混合作用的情況十分復雜，尤其是多端元的混合。一般認為，原始巖漿的物質成分取決于是源于地幔，還是源于地殼，或者是兩者的混合。源于地幔的巖漿以鐵鎂質基性物質成分為主，而洋殼物質則接近于上地幔的物質組成。源于大陸殼的巖漿以硅鋁質的酸性物質占優(yōu)勢。殼?；旌蠋r漿則視其殼幔端元物質相對混合比例的多少，在物質成分和同位素組成上均有不同的體現。同時，原始巖漿形成的環(huán)境和具體部位，也會對巖漿的同位素組成帶來很大的影響。地幔、地殼物質的同位素組成差異明顯。地幔物質相對富輕同位素，在高溫下輕質量數的同位素組分分餾很小，放射性成因的重質量數(主要指Sr、Pb)的同位素比值也相對較低。地幔又有虧損地幔和富集地幔之分，甚至富集地幔內還有不同的地球化學端元。

James(1981)認為，地殼物質可按下列方式影響地幔巖漿的成因和演化:消亡到洋底地幔中的地殼物質，經部分或全部熔融，形成某些海洋玄武巖;消亡的地殼與正常的地幔巖漿混合產生島弧或大陸弧火山巖;來自地幔的巖漿，在上升過程中，同化地殼物質或與地殼物質發(fā)生同位素交換。

意大利地處歐洲板塊和非洲板塊的結合部，深部巖漿活動強烈，大量深源的火山巖出露于地表。在意大利南部Etna和Sicily的Iblean山的海島玄武巖(OIB)的研究中，一般認為意大利巖漿源的地球化學特性通常是用北－南二元(地幔和地殼衍生端元兩者之間)混合去解釋。然而，地幔端元的特性并不一致。一種說法是:地幔物質是由虧損地幔(DMM)和高U/Pb比(HIMU)地幔端元混合而成的(Gasperini等，2002)。Bell等(2004)認為地幔端元是唯一和均勻的，且類似于FOZO(普通幔源組分)，或者是由海洋玄武巖定義的C(普通幔源組分)類端元。這些研究都無法解釋不同單元的混合為什么在同位素組成之間都不呈線性相關變化。針對這一情況，Anita，Gadoux等(2007)應用主要組分分析(PCA)法，對包括Sicili火山巖在內的36個巖體的鉛同位素組成進行了系統(tǒng)研究，論證了高U/Pb(HIMU)不可能是意大利火山巖的一個端元，而認為反映下地幔的普通組分C(～FOZO)則是意大利巖漿地幔來源的最好代表。主要組分分析(PCA)的研究表明，第一種主要組分是由兩個單獨的地球化學端元(C和地殼衍生組分)混合而成的，占整個數據變化的99.4%。相反，虧損地幔(DMM)端元(第二種主要組分)僅僅出現在Tyrrhenian海床中。以Etna和Iblean山(Sicily)火山巖為代表的似C端元，具有相對低的³He/⁴He值，認為是來自670km熔流層上涌的下地幔物質。意大利巖漿活動的特殊性可能歸因于在中－南意大利和Sicily之下的板塊拆離。

在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb相關的圖中(圖5－4)，展示出大西洋中脊(MAR)玄武巖(DMM－虧損地幔端元)、代表高U/Pb地幔(HIMU)的海島玄武巖、下地幔的普通組分C、洋溝沉積消減組分和意大利地殼等相關資料。為了確定地幔第一種主要組分和第二種主要組分的特性，設置了這兩種PCA同位素類相關的特征向量(圖5－4)，揭示出地幔第一種主要組分接近于99.4%，沒有顯示有HIMU組分的影響。第一向量線指向并通過Haman&Grahan(1996)定義的地幔C端元。這表明南意大利火山巖的海島玄武巖端元的各種信息與C組分一致，而與HIMU端元無關。圖5－4還表明該地地幔的第一種主要組分與兩種地球化學端元的混合有關，即C端元和地殼衍生組分的混合?；诖罅康厍蚧瘜W資料，Gasperini等(2002)認定，地殼衍生組分端元內，遠洋沉積物質遠比陸源沉積占優(yōu)勢。同位素類似于上大陸殼和大西洋遠洋沉積的ITEM(意大利富集地幔)，可能代表被交代地幔(Bell等，2004)。大多數研究者都認同由上地殼物質通過消減作用進入到上地幔的混染作用的設想。

結合當地地質構造背景及沉積、下大陸殼消減作用的研究，確認了意大利半島的火山巖是地幔源端元的最好代表，而Sicily較好地反映了C端元(圖5－4)，在Aelian群島，看來兩種地球化學端元接近于均一的混合。

圖5－4 表明巖石研究相關的DM和HIMU端元、地幔普通組分C以及殼儲庫的²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb－²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb圖形(據Anita等，2007)

在圖5－4中，第二特性向量線指向MAR玄武巖區(qū)，并落在Tyrrhenian海床玄武巖附近。幔源的第二種主要組分是由一個DMM虧損地幔類型的地球化學端元所控制，正如Bell等(2004，2005，2006)曾經強調過的那樣。分析結果表明，意大利火山的物質來源，DMM端元的貢獻極小，沒有超過0.4%，而C和地殼衍生組分端元的混合占絕對優(yōu)勢。

十分明顯，在Sicily(Etna和Iblean，圖5－4)，火山巖物質接近于C端元的純組分。應用有關Etna和Iblean火山巖的同位素資料，在Sicily，C端元組分的同位素組成有如下的特點:低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(約0.703);中等的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值(0.51288～0.51306);²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=19.8～19.9，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.62～15.68，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=39.2～39.6(Gasperini等，2002)和相對低的³He/⁴He(6.7～7.5Ra)(Spienza等，2005)，與下地幔源(MORB)(³He/⁴He=8±1Ra)(Farley等，1998;Hilton等，2005)相似，認為是一種低Rb/Sr比，中等的Sm/Nd和U/Pb、Th/Pb比，低³He/(U+Th)(時間積累)幔源物質。顯然，C端元組分(Etnah和Iblean山)的He同位素比值(6.7～7.5Ra)在所有意大利火山巖(0.5～7.5Ra)中為最高值。

上述火山巖的同位素特性，類似于Hanan和Graham(1996)定義的地幔普通組分C的同位素(大西洋、太平洋和印度洋的MORB)指標:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.703～0.704，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.51285～0.51295，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=19.2～19.8，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.55～15.65，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.8～39.6，而He同位素比值是變化的(高于或低于正常的MORB)。地幔普通組分C中的³He/⁴He比隨組分C比例的增加而增大，在海洋玄武巖(MORB)、海島玄武巖(OIB)和意大利火山巖中都可以觀察到。然而，意大利火山巖與海洋玄武巖(MORB)和海島玄武巖(OIB)的不同之處在于:后兩者分別是C+DMM和C+EMI(富集地幔)為主體的兩端元混合，前者則是C+地殼衍生組分端元的二元混合占優(yōu)勢。

圖5－5 意大利火山巖³He/⁴He－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb相互變化(據Anita等，2007)

圖5－5表明:在意大利火山巖中，He/⁴He與²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb呈線性增長，來自南意大利富C組分的熔巖的³He/⁴He值落在MORB和SCLM(大陸消減巖石圈，Gauth-eron和Moreira，2002)比值之間的過渡帶上。相反，在北意大利，火山巖的He和b的同位素組成類似于大陸殼。He－Pb同素變化趨勢確認意大利火山巖整體上是源C組分和殼源衍生的幔源組分的兩端混合。因此，C端元可能代表意大利火巖的地幔源。北意大利火山巖較強的地同位素信息可能取決于:①淺部作用，地殼的深熔、地幔流體與大陸殼的相互用;②組分不同板塊的相互作用，大約5Ma以來，北Apennines之下大陸巖石圈Adriatic板塊)的出現，而在Calabrian弧南Tyrrhenian地區(qū)之下，一個中生代海洋石圈(Ionian板塊)正在被消減(Serri，1996;Serri等，1993;Gueguen等，1998)。

張招崇等(2006)對阿爾泰造山帶南緣喀拉通克和錫泊渡兩個雜巖體進行Sr－Nd－O同位素研究發(fā)現，兩個雜巖體的同位素特征相似，喀拉通克的1號巖體和2號巖體的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t為0.7038～0.7050，平均為0.7041;ε_Nd(t)的變化范圍相對較窄，為6.3～8.2，平均為7.4;δ¹⁸O變化較大，為5.4‰～10.6‰，除一個位于巖體上部的閃長巖外，其他樣品變化不大，為5.4‰～6.8‰，平均為6.2‰。錫泊渡巖體的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t為0.7034～0.7090，除一個樣品較高(0.7090)外，其余3個樣品的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t值比喀拉通克巖體還要低，為0.7034～0.7036，其平均值為0.7034;ε_Nd(t)為7.5～9.1，平均為8.3，比喀拉通克巖體略高;δ¹⁸O值相對均勻，為6.0‰～6.7‰，平均為6.4‰。因此，總體上喀拉通克巖體和錫泊渡巖體的Sr、Nd和O同位素的特征相似，均具有相對低的Sr同位素比值和高的ε_Nd(t)值，但后者比前者具有相對低Sr同位素比值和略高的ε_Nd(t)值。表明其來源于虧損的軟流圈地幔，但是其δ¹⁸O值大多大于6(5.4‰～10.2‰)，表明有地殼物質的加入。這種地殼物質的混入主要發(fā)生在源區(qū)。根據Nd同位素模式年齡以及區(qū)域構造演化特征，可能是早期洋殼(可能是早古生代)俯沖混入虧損地幔熔融的結果。然而，與錫泊渡雜巖體不同的是，喀拉通克雜巖體局部還經歷了上部地殼的混染作用。

峨眉山大陸溢流玄武巖(ECFB)的西南部以麗江、大理和攀枝花三角區(qū)為中心的苦橄巖分布區(qū)，面積約5×10⁴km²，為峨眉地幔柱的軸部區(qū)。Sr、Nd、Pb同位素和痕量元素研究表明，大部分火山巖樣品落在洋島火山巖的范圍內，可能存在類似FOZO、HMU和EMI－Ⅱ的3個端元。地幔端元的地球化學特征如下:FOZO端元以白林山苦橄玄武巖(YB－01)為代表，低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7036)，高¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(0.5127)，中等²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb(18.5693);Nb/U=36.67，Th/Nb=0.082，La/Nb=0.91，Zr/Nb=6.23。HMU端元以麗江苦橄巖(JL－29)為代表，高²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(20.6412)，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(15.7489)，低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7048)。EMⅠ－Ⅱ端元包括兩部分:①以二灘苦橄巖－玄武巖(R－1、3、5、8)為代表，高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7073)，低¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(0.5123)，低²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(17.9968)和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(37.9450);Nb/U=27，Th/Nb=1.8，La/Nb=1.25，Sm/Yb=5.4～6.3，Zr/Y=11～13，Nb/Y=1.7～2.1;②以賓川苦橄巖－玄武巖(BH－8、10、11)為代表，同位素組成與EMⅠ相似，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7052，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5124，²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb=1.02;LREE和Th豐度較高，HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)呈負異常;Nb/U低，僅為22.53，Th/Nb為0.24，La/Nb為1.62，Rb/Sr為0.025，Sm/Yb為3.4～5.2，Zr/Y為4.4～6.2，Nb/Y為1.5～1.8。后一部分可能受到巖石圈反應的影響。

意大利中部Roccamonfina火山巖，早期富鉀系列(HKS)為含白榴石火山巖(0.34～1.54Ma)。晚期低鉀系列(LKS)為堿性玄武巖、粗面安山巖和粗面巖(0.04～0.25Ma)。所有火山巖的同位素組成都明顯不同于來自地幔的玄武巖?；鹕綆r的δ¹⁸O值為10.94～5.63，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.70683～0.71003，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd為0.51208～0.5125(ε_Nd=－10.4)，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb為18.70～19.20。ε_Nd全為虧損，ε_Sr全為盈余。最富¹⁸O的樣品，偏離原始玄武巖的ε_Nd和ε_Sr值最遠。δ¹⁸O與⁸⁷Sr/⁸⁶Sr呈正相關;δ¹⁸O和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值與¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd呈負相關，表明熔巖中含有大量地殼物質成分。²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb與⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值呈負相關。鍶含量隨⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和δ¹⁸O值增大而升高。H.P.Taylor(1979)認為，Roccamonfina火山巖，是由原始玄武巖漿(δ¹⁸O=5.4～6.3，Sr含量=1200×10^－6，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7020～0.7040，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5128～0.5131)在地殼中部或下部在結晶分異的同時，同化了δ¹⁸O接近19、Sr含量≌250×10^－6、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.710～0.725、¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd為0.5121～0.5119和²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb接近18.70的地殼物質而成的。

2.巖漿上升侵位過程中的同化－混染作用

巖漿上升侵位的過程中，常常和圍巖發(fā)生程度不等的同化混染作用，這種同化混染作用實際上是包括巖漿、圍巖和堆積巖在內的三元混合作用。使圍巖同化并使其進入巖漿中，所需的熱量由巖漿結晶過程中放出的潛熱提供。圍巖的熱狀態(tài)對于同化作用的影響十分明顯。

巖石中主要元素含量的變化受相圖及多組分低共熔點與共結態(tài)位置所控制。同化－混染作用對所形成巖石的主要元素組成僅產生微弱的影響，但同化－混染對微量元素、特別是對同位素組成產生的影響卻十分明顯。

(1)混合作用

5－6 Maladeta深成巖的δ¹⁸O值與SiO₂含量之關系(據Vicrac等，1980)

(1)混合作用

或是巖漿的直接混合，或是熔化之前或熔化期源物質的混合。其主要特點是:混合作用形成的體，往往會有異常的同位素年齡，構成假等時;δ¹⁸O和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、δ¹⁸O和ε_Nd、ε_Nd和ε_Sr呈相變化。

A.M.Vicrac等(1980)對Maladeta深成巖的研究發(fā)現，從花崗閃長巖至二云母花崗巖δ¹⁸O值由8.7‰～9.6‰經9.4‰～10.4‰變到10.3‰～11.8‰，全巖的δ¹⁸O值隨巖石的SiO₂含量的增加升高。初始鍶從0.7092經0.7117變?yōu)?.7117～0.7150與全巖的δ¹⁸O值呈正相關變化。因而認為，Maladeta深成巖是由低同位素組成的地幔物質和高同位素組成的地殼物質混合形成的。Haack(1982)等研究了Karibib地區(qū)花崗巖和周圍的沉積變質巖的氧同位素和鍶同位素初始值發(fā)現，鍶同位素初始值在0.708～0.720之間，δ¹⁸O為6‰～16‰，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr與⁸⁷Rb/⁸⁶Sr構成一條假等時線，氧同位素與初始值鍶呈反相關變化?；◢弾r可能是由富含黑云母的巖石與長英質的沉積變質巖混合后，再經熔融形成的。因為巖漿結晶分異，不會改變鍶同位素組成，這種影響可以排除。

(2)同化作用

同化作用至少是三元系統(tǒng)的，它的主要特點是同位素組成不僅受原始巖漿、同化物質的初始同位素值的影響，而且還受堆積巖的數量支配。這里有兩種有代表性的情況:

用上地殼的平均⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(0.722)、¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值(0.5117)和沉積變質巖的典型δ¹⁸O值13，代表被同化物質的同位素組成。M代表地幔來源的熔融體，C為被同化的地殼物質。Sr_M/Sr_C和Nd_M/Nd_C分別為巖漿與同化物質的鍶、釹含量比。固態(tài)與液態(tài)的分配系數為K_Sr=1.8和K_Nd=0.08(Arth，1976)。因為鍶和釹的分布特點不同，一般是Sr_M∶Sr_C>1，或相反，Nd_M∶Nd_C<1;K_Sr>1，而K_Nd<1。以堆積巖(CC)和同化物質(AR)的質量比分別為CC∶AR=1∶1和CC∶AR=5∶1為代表，前者接近熔化的下地殼(巖石)污染，后者為冷的上地殼(巖石)，由于上地殼(巖石)需要更多的熱量去把巖石的溫度提高到熔點并熔化，就要有更多的巖漿結晶，才能釋放足夠的潛熱。鍶圖和釹圖(圖5－7)之間的縱坐標刻度表示殘余巖漿的質量百分數。兩個圖形有以下的規(guī)律:

5－7 地殼混染時，δ¹⁸O－⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和δ¹⁸O－¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd之關系(據James，1981)

圖5－8 地殼物質混染時¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd與⁸⁷Sr/⁸⁶S關系(據James，1981)

1)下地殼混染(CC∶AR=1∶1)，δ¹⁸O與⁸⁷Sr/⁸⁶Sr，¹⁸O與¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd的同位素分布類似簡單二端元組分混，意味著混染過程中巖漿的總量不變，同位素組成在兩端元之間均勻變化。

2)上地殼混染(CC∶AR=5∶1)，鍶、釹同位素分曲線明顯偏離同化物質的端元，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的分布曲線平，朝更高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值方向偏移，表明殘留熔融體中的含量在減少，Sr_M∶Sr_C比值在逐步降低。釹同位素的化剛好相反。當¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd在巖漿和被同化的污染物之間達到某個極限值后，就不再增加了，但δ¹⁸O隨進步同化而繼續(xù)增大。

3)在Nd－Sr坐標中(圖5－8)，接近母巖漿端元⁷Sr/⁸⁶Sr略有增長，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd迅速降低，隨著同化程度增加，曲線變平緩，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd略有增加，而⁸⁷Sr/⁸⁶Srδ¹⁸O值迅速升高。當CC∶AR=5∶1，分異結晶晚期時，堆積巖的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比被同化物質高得多，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值接近于同化物質。CC∶AR=1∶1時，δ¹⁸O的增長和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd的下降速度都較快，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的增長卻較慢。

5－9 各類現代火山巖、基性及超基性巖的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr與含量之間的關系(據Fuare等，1972)

(3)混染作用中的Sr含量與同位素組成之間的關系

混染作用與混合作用僅僅是一種混程度上的差異，所謂混染就是指混入主體巖漿中的那種物質數量上很少。要注意的是混染作用對巖漿巖同位素組成的影響與其Sr含量關系十分緊密?；烊咀饔脤r含量高的巖漿或巖漿巖或礦物，其Sr同位素組成變化很小，影響不甚明顯。相反，Sr含量低的，只要有一點點污染，就可以引起Sr同位素組成很大的變化。圖5－9中可以看出，純橄欖巖和橄欖巖Sr含量很低，Sr同位素組成變化很大。高同位素組成的巖石，表明成巖巖漿受到混染作用的影響，其道理是十分清楚的。千萬不要把純橄欖巖和橄欖巖誤判為地殼物質來源。

在通常情況下，超基性巖和基性巖的δ³⁴S變化小，接近于隕石硫的δ³⁴S值，但迄今已發(fā)生一些具有異常高的δ³⁴S值的超基性巖和基性巖。Sasaki(1969)認為，這一異常的δ³⁴S值正是由地殼硫的混染引起的。

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