1、應(yīng)用地球化學(xué),第一部分 微量元素概論,微量元素(minor elements)依不同學(xué)者給出了不同的定義。蓋斯特(Gast, 1968)定義微量元素“不作作系內(nèi)任何相主要組份存的非化學(xué)計(jì)量的分散元素”。 按此定義，微量元素是相對(duì)的，在一個(gè)體系中為微量元素，而在另一個(gè)體系中可能為常量元素。比如，K、Na在超基性巖中可做微量元素。在長(zhǎng)石類巖石中不能做微量元素。Zr在鋯英石中不是微量元素，但在長(zhǎng)石中都是微量元素。Fe一般情況下不是微量元素，但閃鋅礦中Fe都是微量元素。,所以根據(jù)含量來(lái)劃分微量元素是不準(zhǔn)確的。所以有人從熱力學(xué)角度來(lái)定義微量元素：在研究的對(duì)象中元素的其含量低到可可近似地用稀溶液定律來(lái)描述

2、其行為，則該元素可稱為微量元素。必須注意的是，這里指的稀溶液，與我們常說(shuō)的稀溶液概念不同，將在后面予以說(shuō)明。,微量元素與痕量元素(trace elements)常有不少人看做相同的，實(shí)際上，這兩者是有判別的，一般認(rèn)為，前者的含量高于后者。但是為了方便起見，?？梢钥醋鑫⒘吭氐暮糠秶撕哿吭亍?因此，多數(shù)情況下，人們常用微量元素這一概念，而不用痕量元素這一概念。,第一章 微量元素地球化學(xué)的基本問(wèn)題1. 稀溶液,在討論稀溶液概念之前，首先說(shuō)明溶液的概念，說(shuō)到溶液，大家都不陌生。然而，從地質(zhì)熱力學(xué)和述語(yǔ)來(lái)看。溶液可定義為：“兩種或兩種以上物質(zhì)均勻混合而且彼此呈分子狀態(tài)分布者”。從此定義可知，

3、溶液不單純?yōu)橐后w，它也包括氣態(tài)、液態(tài)和固態(tài)。在地質(zhì)體種，溶液多為固態(tài)。如鉛鋅礦(方鉛礦和閃鋅礦)均勻混合體，可看作溶液，含F(xiàn)e閃鋅礦也可看作溶液，因?yàn)镕e2+替代Zn2+,以FeS形式與Zn供存，等等。,溶液兩部分構(gòu)成，其中含量較少的部分稱為溶質(zhì)，含量較多的部分稱為溶劑。 若溶液含溶質(zhì)極少則該溶液稱之為稀溶液。凡含有微量元素的礦物，巖石乃至地質(zhì)體，均可看做稀溶液。 稀溶液的性質(zhì) 在一定溫度下，稀溶液中溶質(zhì)的活度等于純?nèi)苜|(zhì)的活度乘以溶液中溶質(zhì)的摩爾分?jǐn)?shù)。,設(shè)i為某一微量元素，其活度為ai，xi為其摩爾分?jǐn)?shù)，當(dāng)xi0時(shí)，就有ai正比于xi，這就是享利定律，其圖如上，即當(dāng)xi0時(shí)，aikixi，其中

4、ki是i組分的享利定律常數(shù)，它與xi無(wú)關(guān)，但與P、T有關(guān)。圖Henrys Law when Xi approaches 0. In this case, the partial pressures are not equal to the mole fraction times the vapor pressure of the pure substance, but they do vary linearly with Xi. This behavior follows Henrys Law, which is: Pi =hXi for Xi 1 where h is known as th

5、e Henrys Law constant.,我們講自然界任何體系中微量元素變化時(shí)，總是先有一個(gè)十分重要的前提微量元素的行為服從享利定律。 這一假定前提在地質(zhì)體系中是否正確？ Wood和Fraser(1970)做過(guò)一些研究。 Drake和Weill(1975)做了一些實(shí)驗(yàn)，其結(jié)果見圖。,2.2 分配系數(shù) 能恩斯特分配系數(shù)的定義：在一定的溫度(T)，壓力(P)條件下，溶質(zhì)在兩平衡相間的濃度比為一常數(shù)。 即：固相中i組分的濃度比液相中i組分的濃度。,對(duì)于兩個(gè)固相和(或A和B)，同樣成立：,2.3 復(fù)合分配系數(shù)及分配系數(shù)與平衡常數(shù)之間的關(guān)系 設(shè)有交換反應(yīng)，即在平衡的兩相(A、B)之間共有組份(i,j

6、)發(fā)生相互交換的化學(xué)反應(yīng)： 如反應(yīng)： Mg-0L Fe-OPX Fe-0L Mg-OPX(斜方輝石) 據(jù)享利定律：,很明顯，為和之比值，所以為復(fù)合分配系數(shù)，從(1)與(2)即可知，平衡常數(shù)與不等于復(fù)合分配系數(shù)，(一般情況下)只有當(dāng)A、B兩相為理想溶液時(shí)(r=1)，平衡常數(shù)才等于復(fù)合分配系數(shù)。,總分配系數(shù)（Di）：又稱為巖石的分配系數(shù)（不是礦物的分配系數(shù)），是簡(jiǎn)單分配系數(shù)與巖石中各礦物含量乘積之和。 DiKDi XKADiXAKBDiXB 其中K為單個(gè)礦物的分配系數(shù)，X為各礦物所占的百分比。,3. 分配系數(shù)的測(cè)定及影響因素3.1 分配系數(shù)的測(cè)定,a. 實(shí)驗(yàn)測(cè)定：使礦物和熔體或兩種礦物達(dá)到平衡，并

7、要使待測(cè)微量元素在兩平衡相中均勻分布。為了使兩相能快速達(dá)到平衡，常要加入適量的水和放射性示蹤物。 b. 直接用天然樣品進(jìn)行測(cè)定：例如測(cè)定巖石中的斑晶和基質(zhì)中微量元素的濃度，其濃度比即為該微量元素在該礦物和熔體之間的分配系數(shù)。,3.2 分配系數(shù)的表示 分配系數(shù)可以用表格的形式直接給出，如各家發(fā)表的分配系數(shù)大抵如此。 也可用圖表示，一般是將各元素(特別是稀土元素)在斑晶和基質(zhì)間的分配系數(shù)值投影于以分配系數(shù)對(duì)數(shù)值為縱座標(biāo)，元素符號(hào)為橫座標(biāo)的直角坐標(biāo)表內(nèi)，然而依次連接各點(diǎn)。 例：Hanson 1978做英安巖，流紋巖中稀土元素在各物相斑晶基質(zhì)的分配系數(shù)圖。,3.3 分配系數(shù)影響因素 化學(xué)組分對(duì)分配系數(shù)

8、的影響 體系中總組成的改變導(dǎo)致微量元素的濃度發(fā)生變化，從而使分配系數(shù)改變。 例如：Ni在玄武巖中的橄欖石基質(zhì)間的分配系數(shù)，在不同的樣品中(其總組成不同)分配系數(shù)不一樣，分別為：1.6、13.2、18.6、13.5、15.1。, 溫度對(duì)分配系數(shù)的影響 從熱力學(xué)中可知：lnkD(-H/RT）+B 在一定條件下，KD=D 例如：不同成分玄武巖質(zhì)熔漿中橄欖石-熔體間Ni的分配系數(shù)與溫度關(guān)系。, 壓力對(duì)分配系數(shù)的影響 當(dāng)溫度T和組份X固定時(shí)，分配系數(shù)與V的關(guān)系為： 壓力的改變總是引起V的改變的，進(jìn)而使D值變化。,例如：不同壓力條件單斜輝石熔體間大離子親石元素的分配系數(shù), 晶體場(chǎng)效應(yīng)對(duì)分配系數(shù)的影響 過(guò)渡

9、族金屬陽(yáng)子在熔體中處于四面體和八面體位置上，而在結(jié)晶的鐵鎂造巖礦物中它們均處于八面體位置，所以巖漿結(jié)晶析出固相時(shí)過(guò)渡金屬陽(yáng)離子在固液相間的分配實(shí)際上是它們?cè)趲r漿八面體、四面體與晶體八面體之間的分配。各離子從熔體進(jìn)入晶格與八面體擇位能(OSPE)有關(guān)。 例：過(guò)渡族二價(jià)陽(yáng)離子Mn2+、Co2+、Ni2+、在玄武質(zhì)熔體橄欖石間的擇位能(OSPE)與分配系數(shù)D的關(guān)系。見圖, 結(jié)晶速度對(duì)分配系數(shù)的影響 實(shí)驗(yàn)證明，分配系數(shù)與結(jié)晶速度有關(guān)，有人測(cè)得Ba溴化物從20水溶液中緩慢晶出時(shí)分配系數(shù)為9.2，當(dāng)晶出速度快5倍時(shí)在同樣溫度條件下測(cè)得分配系數(shù)為6.0。, 氧逸度變化對(duì)分配系數(shù)的影響 實(shí)驗(yàn)表明，變價(jià)元素的分

10、配系數(shù)與體系所處的氧逸度條件有關(guān)。所以人們利用變價(jià)元素的分配做地質(zhì)溫度計(jì)。,第二章 稀土元素地球化學(xué)1. 稀土元素地球化學(xué)概述,REE：15個(gè)元素(5771) La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb,1. 晶體化學(xué)性質(zhì)相似 a. 離子半徑R：從La3+到Lu3+，R由1.18變到0.85。 b. 價(jià)態(tài)相似，多為+3價(jià)。,2. 差異,a. 原了量略有不同，R也略有差異：遷移能力不同。 b. 個(gè)別元素可呈+2和+4價(jià)； c.電子層結(jié)構(gòu)不同：通常是失去6S2、5d1或6S24f1的電子而形成正3價(jià)氣體型離子，但其中La、Gd和Lu的4f電子亞層處于充滿或半

11、充滿狀態(tài)，其3價(jià)離子十分穩(wěn)定，而其相臨的元素卻可成2價(jià)或4價(jià)。正因?yàn)閮r(jià)態(tài)不同，可互相分離。 d.酸堿性不同：隨著原子序數(shù)增加，堿性減弱，它們沉淀的pH值不同。 e.絡(luò)合物的穩(wěn)定性不同。 f.被吸附的能力不同。,由于1. 使REE在地質(zhì)環(huán)境中可做為一個(gè)整體演化。 由于2.在不同物化環(huán)境下，各元素的遷移方式和聚集豐度不同。 利用這些特點(diǎn)(共性與個(gè)性)來(lái)研究成巖成礦作用的許多特點(diǎn)。,2. 分配型式 稀土元素的豐度值經(jīng)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后所得到的一組數(shù)據(jù)投影于按原子序數(shù)增大依次排列的對(duì)數(shù)坐標(biāo)圖上，再將各投影點(diǎn)連接成線。 研究表明：巖石遭受變質(zhì)作用，稀土元素的絕對(duì)豐度發(fā)生了改變，但稀土分配的型式卻沒(méi)有變，這

12、為變質(zhì)巖的原巖研究提供了方便。 稀土元素在周期表中只點(diǎn)一格，因此，一般的化學(xué)方法不能分析每個(gè)元素的含量，常用特殊的手段：如中子活化法、X-熒光光譜法等。 精度10-15% 4-8%,3. 稀土元素地球化學(xué)參數(shù)的計(jì)算與配分模式的概念 3.1 數(shù)據(jù)標(biāo)準(zhǔn)化 球粒隕石中各稀土元素的含量(ppm) 標(biāo)準(zhǔn)化后，所得的分配型式呈“W”或“M”型，則數(shù)據(jù)較為可靠。,3.2 數(shù)據(jù)處理 1. 一個(gè)參數(shù)值 比值方法，常有以下幾種類型： (1) 元素豐度的直接比值，選擇原子序數(shù)相鄰的兩元素或原子序數(shù)相差很大的兩元素的豐度比值：如Eu/Sm、Sm/Nd，Ce/Yb等。,不同巖石類型Eu/Sm值。 巖石類型 Eu/Sm

13、大洋桿欄玄武巖 0.44 含水鐵石英巖 0.40 玄武巖 0.32 粗玄巖 0.36 地殼 0.16 花崗巖 0.16 古生代頁(yè)巖 0.17 沉積巖 0.20 隨著巖漿分布程度增強(qiáng)，其Eu值相對(duì)降低而Sm值相對(duì)升高，則Eu/Sm逐漸降低。,(2) 標(biāo)準(zhǔn)化后再計(jì)算比值 如：LaN/YbN LeN/YbN (N：Normal) 該值一般用來(lái)描述巖石的輕、重稀土的含餾特征，來(lái)劃分成分相近而成因不同的巖石。 e.g N型的MORB：LaN/YbN=0.351.1 (MORB 洋中脊玄武巖) P型的MORB：LaN/YbN=4.86.9 T型的MORB：LaN/YbN=1.74.3,(3) 值（又稱異常

14、系數(shù)） 稀土元素原子序數(shù)相鄰的三元素進(jìn)行球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化，然后將第一、第三兩元素標(biāo)準(zhǔn)化值相加除以，得到第二元素異常的理論值(Eu )，再將該值除第二元素的標(biāo)準(zhǔn)化值，即得值。 e.g 常用的有Eu、Ce、Y值，特別是Eu值，能靈敏地反應(yīng)巖漿分異特征（用Eu與Di做圖）。 圖（Di=Q+ORAbNe+Le+kp）,(4) 將REE進(jìn)行適當(dāng)?shù)臍w并，然后再求比值。 常用的是LREE/HREE，前者比后者堿性強(qiáng)，易在巖漿演化的晚期富集，故出現(xiàn)粗面巖具較高的LREE/HREE值。,2. 兩個(gè)參數(shù) 數(shù)據(jù)處理后得到兩個(gè)參數(shù)，然后以該兩參數(shù)為直角坐標(biāo)系進(jìn)行投影，表示兩參數(shù)的變異關(guān)系。 常用的參數(shù)對(duì)有(La/Sm)

15、-Sm La/Sm-La,La/Yb-REE,等. 如判別巖石成因于部分熔融或分離結(jié)晶則需要使用La/Sm-La，注意親巖漿元素和超巖漿元素. 有人用La/Yb-REE關(guān)系圖來(lái)表示各類巖石的微量元素特征，如下圖： 有人用La/Yb-La/Ca圖來(lái)區(qū)分不同成因的碳酸巖和碳酸鹽巖等等。,3. 三個(gè)參數(shù)值 將稀土分為三組，然后求和，再以相對(duì)百分?jǐn)?shù)作三角圖，該法可以對(duì)許多樣品進(jìn)行綜合對(duì)比，通常的三組元素分別為輕稀土(La-Nd)，中稀土(Sm-Ho)和重稀土(Er-Lu)。 4. Coryll做圖法(REE的分配型式) 步驟： a. 將各元素標(biāo)準(zhǔn)化： b. 將標(biāo)準(zhǔn)化值分別投影于坐標(biāo)表內(nèi)，橫坐標(biāo)為按原子

16、序數(shù)排列的稀土元素符號(hào)，縱坐標(biāo)為對(duì)數(shù)座標(biāo)。 c. 將各投影點(diǎn)依次相連，除Eu以外，連線應(yīng)是圓滑的曲線。,(3) 稀土分配模式的類型及成因 a.以稀土元素的總量劃分(REE) 高REE型及低REE型?？捎脕?lái)劃分巖類 b.以CcN/YbN或LaN/YbN比值劃分： CcN/YbN或=1 平坦型 CcN/YbN1 輕REE富集型，分配曲線右傾 CcN/YbN1 重REE富集型，分配曲線左傾 輕重稀土的富集與否及程度與巖石成因有關(guān)。因?yàn)檩p稀土元素堿性較強(qiáng)，所以易在分異作用的晚期富集，局部熔融時(shí)輕稀土元素則優(yōu)選進(jìn)入熔體中，而重稀土元素堿性較弱，易在分異作用的早期富集，而且不優(yōu)先進(jìn)入熔體中。,c.以Eu的

17、異常來(lái)劃分 Eu1，銪具正異常，銪富集型，分配曲線在銪處有峰值。 Eu越大，峰的凸起越高，Eu越富。 Eu1，銪具負(fù)異常，銪虧損型，分配曲線呈谷。 Eu=1，銪平坦型，銪不具異常，又稱為隕石型。 巖石中Eu的富集與虧損主要取決于含鈣造巖礦物的聚集和遷移，因此，分離結(jié)晶堆積的以斜長(zhǎng)石為主要組成的巖石(斜長(zhǎng)巖)呈銪富集型的稀土分布型式，而斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶后剩下的殘余熔體，則有銪虧損。,d.以Ce的異常劃分 Ce1，鈰富集型，具正鈰異常 Ce1，鈰虧損型，具負(fù)鈰異常。 由于鈰在氧化條件下容易由Ce3+變成Ce4+，所以這對(duì)研究表生作用，尤其是沉積作用有意義。 e. 以各稀土元素的分餾程度來(lái)劃分 分餾程

18、度實(shí)際上是元素遷移和被接納能力的差異性，一般具有如上幾種型式見圖。,4. 巖石的稀土分配型式及意義 4.1. 超基性巖類 (1) 阿爾卑斯型超鎂質(zhì)巖和霞石巖 橄欖巖為輕稀土略具虧損，而霞石巖為輕稀土富集。兩者的稀土分熔型式表現(xiàn)為互補(bǔ)。微量元素定量模型計(jì)算表明：霞石巖為地幔巖經(jīng)1%的部分熔融所形成，而阿型標(biāo)準(zhǔn)巖則部分熔融后剩99%的殘余物。見下圖。 (2) 金伯利巖 金伯利巖的稀土配分型式特點(diǎn)為L(zhǎng)aN/YbN高，為富輕稀土型。一般無(wú)Eu異常，說(shuō)明無(wú)斜長(zhǎng)石的分離作用，所以分配型式很陡。 (3) 碳酸巖 為輕稀土富集型,4.2. 基性巖類 (1) 玄武巖 a. 大洋玄武巖 稀土含量較低，且為略具輕稀

19、土虧損的平坦型分布配型式。 b. 大陸玄武巖 稀土分配型均為輕稀土富集型，與大洋玄武巖相反。 但是大陸裂谷堿性玄武巖卻與大洋島堿性玄武巖稀土型式定點(diǎn)相似，證明這兩者是源的。,4.3. 中酸性巖 (1) 安山巖 各類安山巖的稀土分配型式有很大的不同，主要是依鉀不同而異： a. 低鉀安山巖稀土含量較低，為輕稀土略虧損的平坦型，且出現(xiàn)Eu的負(fù)異常。 b. 中鉀安山巖稀土總量增加，輕稀土越來(lái)越富，負(fù)Eu異常逐漸消失。 c. 高鉀，輕稀土越來(lái)越高，無(wú)Eu異常。 (2) 花崗巖 不同成因的花崗巖有不同的配分模式： 花崗巖化成因的巖石具明顯的輕稀土富集，無(wú)Eu異常呈平滑曲線，而地表重熔的花崗巖則具有明顯的負(fù)

20、銪異常，幔源花崗巖具最大的Eu負(fù)異常。,4.4. 變質(zhì)巖 變質(zhì)巖的稀土配分型式主要用來(lái)研究原巖。因?yàn)樗鼈兣c原巖的配分型式相似，所以不同來(lái)源的變質(zhì)巖其配分型式就有變化。 4.5. 地殼演化 研究認(rèn)為，太古代和太古代后沉積巖的稀土分配型式是不同的。 太古代后：稀土分配曲線互相平行，其LaN/YbN=13.62，具負(fù)Eu異常，Eu值為0.670.05，LREE/HREE值較恒定，約為3.71.8，并且時(shí)代越新，稀土豐度增加。 太古代：稀土總量較低，輕稀土富集程度不如太古代后沉積巖，而且無(wú)Eu負(fù)異常。 5.放射性同位素及地質(zhì)應(yīng)用（稀土元素地球化學(xué)）,第三章 地質(zhì)問(wèn)題的微量元素地球化學(xué)解 3.1 親石元

21、素地球化學(xué)指示劑 1. Rb、Ba、Sr反映巖漿的演化程度（地球化學(xué)通論p160）。 2. Rb、Sr等比值反映不同類型的巖石。 如島弧拉斑玄武巖的Rb和Sr比大洋深海拉斑玄武巖的豐度高，而Rb/Sr、K/Rb比值卻近似。 Rb Sr Ba（ppm） K/Rb Rb/Sr 島弧拉斑玄武巖 3-10 100-200 50-150 1000 0.010.05 大洋拉斑玄武巖 0.25.0 70-150 6-30 1000 0.02 3. Rb和Sr可用來(lái)反映地殼厚度，有人以Rb和Sr的含量分別為縱橫坐標(biāo)做圖，得出原地殼厚度與兩元素之含量關(guān)系。（圖）,3.2 放射性生熱元素 可用放射性生熱元素比值來(lái)

22、討論巖石成因，我們可以根據(jù)地球化學(xué)數(shù)據(jù)中的Th、K、U在各類巖石中的含量來(lái)說(shuō)明的這一問(wèn)題。 有人將巴西的一個(gè)地方的麻粒巖相巖石分為兩大類，一類是Th/U比值為1.7-2.6，另一類的Th/U比值為7-25，結(jié)果發(fā)現(xiàn)這兩類變質(zhì)巖經(jīng)歷了不同的過(guò)程。 還有人來(lái)計(jì)算巖石釋放的放射性蛻變熱，其表達(dá)式： A= 10-2(3.48K+2.56Th+9.52U) A-生成熱 -巖石密度(g/cm3)， 含量為PPm， K為百分含量。,3.3 非活動(dòng)性元素 利用Nb、Zr豐度可區(qū)別金伯利巖和鉀鎂煌斑巖。 3.4 過(guò)渡族元素 由于Ti和V為不相容元素，因?yàn)門i只有一個(gè)價(jià)態(tài)，而V則在不同條件下有不同價(jià)態(tài)，當(dāng)fo2高

23、時(shí)，V5+為主，V5+在熔體中富集，DV小，fo2小時(shí)，V3+為主(為相容元素)在結(jié)晶相中富集DV大，這樣就可以Ti、V分別為縱橫坐標(biāo)來(lái)研究部分熔融和分離結(jié)晶的趨勢(shì)(Shervais J.W. 1982, Ti-T plots and the petrogenesis model and ophiolitic lavas Earthang planet）。,在巖漿的分離結(jié)晶過(guò)程中，Ni與Co相比，Ni更趨向于進(jìn)入結(jié)晶相中，Co則相對(duì)富集在殘余液相中，因此，隨著分離結(jié)晶程度加強(qiáng)，殘余熔體中Ni/Co比值逐漸降低。 也可用過(guò)渡元素配分型式來(lái)區(qū)別巖石類型。,3.5 求地質(zhì)溫度與壓力及氧逸度 3.5.

24、1 類質(zhì)同象地質(zhì)溫度計(jì) (1) 自然金 金的成色為 1000%Au(重量)/(Au+Ag)(重量) Au的成色是金礦床成礦溫度的重要標(biāo)志。 (2) 閃鋅礦 閃鋅礦中Fe2+-Zn2+是不完全類質(zhì)同象，自然界閃鋅礦中Fe2+代替Zn2+最高可達(dá)26%(重量)，相當(dāng)于45%(分子數(shù))的FeS。實(shí)驗(yàn)證明進(jìn)入閃鋅礦晶格的FeS量，是閃鋅礦形成溫度的函數(shù)。,條件是：介質(zhì)中FeS濃度較高，閃鋅礦與磁黃鐵礦或與黃鐵礦+磁黃鐵礦平衡共生時(shí)，這種函數(shù)關(guān)系才存在。研究證明，在290-550范圍內(nèi)，閃鋅礦中FeS的含量為常數(shù)，即20.70.6分子，顯然在此溫度內(nèi)不能做溫度計(jì)。,在一個(gè)大氣壓下，硫的逸度(fs2)，形

25、成溫度及閃鋅礦中FeS之間為一函數(shù)關(guān)系，可用以下二次方程表示： FeS%(分子)=72.26995-15900.5/T+0.01448lgfs2-0.38918(108/T2)-(7205.5/T)lgfs2-0.34486(lgfs2)2 而硫逸度的公式為： Lgfs2=(70.03-85.83XFeS)(1000/T-1)+39.90 解些兩式，即可得閃鋅礦與磁黃鐵礦的平衡溫度與fs2。Scott等人做了圖。,(3) 磁鐵礦 磁鐵礦中的TiO2的含量與火成巖形成溫度成一定的函數(shù)關(guān)系。使用它做為溫度計(jì)時(shí)，介質(zhì)中必須TiO2過(guò)飽和，即鈦鐵礦與磁鐵礦平衡共生。 (4) 石英 石英中的Al4+，其

26、置換數(shù)量隨溫度增高而增加。 以上這些微量元素類質(zhì)同象溫度計(jì)使用條件如下： a. 礦物成分簡(jiǎn)單，或類質(zhì)同象替換簡(jiǎn)單的礦物； b. 所用元素必須在介質(zhì)中達(dá)到“飽和“(根據(jù)共生礦物判斷) c. 礦物本身和共生礦物最好達(dá)到平衡。,3.5.2 微量元素分配溫度計(jì) 1. 依據(jù)：分配系數(shù)受溫度的影響（見前述）。 (1) Sr在單斜輝石斜長(zhǎng)石間分配的地質(zhì)溫度計(jì)。 (2) Sr、Ba、Ca和REE在斜長(zhǎng)石基質(zhì)間分配的地質(zhì)溫度計(jì) a. 巴爾特二長(zhǎng)石(Sr、Ba)地質(zhì)溫度計(jì)。 b. Drake(1975)在一個(gè)大氣壓和1150-4400時(shí)的實(shí)驗(yàn)條件下作了大量的測(cè)試和計(jì)算得到斜長(zhǎng)石基質(zhì)地質(zhì)溫度計(jì)。,(3) F與(OH

27、)在云母磷灰石間平衡置換的地質(zhì)溫度計(jì)。,(4) 硫化物微量元素分配溫度計(jì) 硫化物礦床的黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、方鉛礦和閃鋅礦最常見，微量元素Mn2+、Co2+、Ni2+、Cd2+等在常見共生硫化物間分配，可做溫度計(jì)使用。 X Y分別為共生礦物的摩爾分?jǐn)?shù)。,(5) 穩(wěn)定同位素溫度計(jì) 主要是O18/O16和S34/S32主要是利用輕重同位素分餾作用為基礎(chǔ)，同位素分餾系數(shù)是溫度的函數(shù)： 1000ln=106A/T2+B(K) A和B可以依不同礦物水求出，所得溫度計(jì)。 同位素溫度計(jì)穩(wěn)定，可靠，不隨壓力而高。,3.5.3 地質(zhì)壓力計(jì) (1) 石榴石(Gar)斜長(zhǎng)石(Pl)Ca的分配壓力計(jì)： 石榴石斜長(zhǎng)

28、石矽線石石英共存條件下，Ca在石榴和斜長(zhǎng)石之間的分配平衡壓力計(jì)，據(jù)Ghent等(1979)如下： O=(-2511.4/T)+7.1711-0.2842(P-1)/TlgD-0.4 該壓力的精度是1.64巴。,(2) 橄欖石-熔體之間Fe.Mg的分配壓力的關(guān)系： P：?jiǎn)挝粸镵bar,3.5.4 地質(zhì)氧逸度計(jì) (1) 銪的氧化態(tài)作為氧逸度計(jì)： A為系數(shù)，通過(guò)實(shí)驗(yàn)得到數(shù)據(jù)，再將數(shù)據(jù)做最小二乘法。 對(duì)于基質(zhì)則有： 對(duì)于斜長(zhǎng)石則有： （Eu2+Sr2+）,(2) Eu在斜長(zhǎng)石，單斜輝石和熔體間的分配作為氧逸度計(jì)，斜長(zhǎng)石： 單斜輝石： (3) 氧逸度計(jì)，,第四章 微量元素與大地構(gòu)造環(huán)境 4.1 不同構(gòu)造

29、環(huán)境玄武巖的微量元素豐度和分配型式： (1) 火山弧玄武巖：K、Rb、Ba豐富高(活動(dòng)性，隨板塊消減進(jìn)入地幔楔形區(qū))，而Nb、Ta、Zr、Hf、P豐度低(不活動(dòng))。 (2) 洋中脊玄武巖 Ba、Th、Ta、Nb富集 Yb、Ti、Y豐度低。 4.2 火山巖中微量元素與板塊構(gòu)造環(huán)境的判別，板內(nèi)構(gòu)造，洋中脊(板邊)，島弧(板邊) (1) 三參數(shù)判別 (2) 二參數(shù)判別,第五章 巖漿作用過(guò)程中微量元素地球化學(xué)模型 1. 概述 前面所述的分配系數(shù)在一定程度上可以解決巖石形成溫度壓力氧逸度等問(wèn)題，甚至可以據(jù)此推測(cè)巖石的成因。然而，自然界中的巖漿作用，與實(shí)驗(yàn)中的條件不同，元素在不同相間的分配是非穩(wěn)定條件下的

30、分配，而是不停地變化的動(dòng)態(tài)條件下的分配。正如趙倫山等提出的那樣：當(dāng)橄欖石自玄武巖漿開始結(jié)晶時(shí)，由于Ni在固液相間的分配系數(shù)比較大(大約為14)。Ni將在橄欖石晶體中心富集，此時(shí)與之平衡的熔體的Ni濃度降低，當(dāng)晶體外層依次結(jié)晶時(shí)，盡管Ni的分配系數(shù)可以不變，但是Ni的濃度越來(lái)越低，結(jié)果自橄欖石核心向外，Ni濃度逐漸變低，熔體中Ni的濃度也就越來(lái)越貧。這就表明，研究微量元素在巖漿過(guò)程 的分配演化規(guī)律，僅有分配系數(shù)還不夠，還要有表征地質(zhì)體學(xué)中各類作用過(guò)程的更合適的參數(shù)或模型。,巖漿作用通常是指巖漿起源，形成、演化和固結(jié)成巖等一系列作用。一般認(rèn)為部分熔融是形成巖漿的最重要途徑，而引起巖漿成分改變的主要

31、是分離結(jié)晶作用及混合作用和混染作用。無(wú)論是哪種作用，它們都有結(jié)晶固相和熔體相共存在過(guò)程出現(xiàn)，而微量元素在固相和熔體相間的分配系數(shù)可以表征兩共存相中微量元素的濃度變化趨勢(shì)。如 1時(shí)，元素在固相中富集，即在部分熔融時(shí)趨向于保存在殘余固相中，在分離結(jié)晶時(shí)首先進(jìn)入結(jié)晶相中。若 1時(shí)，元素之則在熔體相中富集。在巖漿體系中，無(wú)論是分異結(jié)晶過(guò)程還是部分熔融過(guò)程，元素一般是在各種礦物和熔體之間進(jìn)行分配的，所以就要用總體分配系數(shù)，這種部分分配系數(shù)按下式計(jì)算： D=WiKDi,式中，Wi為每種礦物在集合體中的重量百分?jǐn)?shù)，Kdi為元素i在每種礦物與熔體間的分配系數(shù)。例如，對(duì)于60的橄欖石、25%的斜方輝石、10%的

32、單斜輝石和5%的石榴石組成的石榴石橄欖巖，其元素Ce的分配系數(shù)分別為：Kdi橄/熔0.001；Kdi斜/熔0.003；0.1；0.02； 則Ce的總分配系數(shù)Dce0.60.0010.250.0030.10.10.50.020.012,2. 分離結(jié)晶作用模型 1. 簡(jiǎn)單分離結(jié)晶作用定量模型 礦物從熔體中晶出的過(guò)程可能有下列三種情況： 第一、礦物與熔體只具表面平衡，出現(xiàn)這種情況的原因是微量元素在晶體中的擴(kuò)散比熔體中慢，使得微量元素在晶體邊緣和晶體核心分布不均，而導(dǎo)致晶體內(nèi)部與熔體不平衡，或者晶體形成后，還沒(méi)來(lái)得及與熔體達(dá)到平衡就很快地離開熔體，從而使晶體也只是表面與熔體平衡。 第二、礦物晶體與熔體

33、也是表面平衡，但產(chǎn)生這種平行的原因是微量元素在固體礦物中的擴(kuò)散速度大于熔體中的速度，但這種情況在自然界是極少罕見的。,第三、礦物晶體與熔體始終保持平衡，產(chǎn)生晶體成份均一，沒(méi)有環(huán)帶出現(xiàn)。 一般情況下，微量元素在熔體相中的擴(kuò)散速率比在固相中要大得多。因此，第一情況是最普遍的過(guò)程，即結(jié)晶分異作用(只是表現(xiàn)平衡)是巖漿作用過(guò)程中的主要過(guò)程，這里首先討論不平衡分離結(jié)晶作用模型。 設(shè)研究體系中巖漿總摩系數(shù)為n0，含微量元素為(Tr)y摩爾，則體系中微量元素的摩爾分?jǐn)?shù)為,當(dāng)一種微量元素的礦物結(jié)晶時(shí)，由于微量元素在晶體中擴(kuò)散得慢，或由于晶體與附近熔體物性差異而分離，從而使晶體內(nèi)層不能與殘余熔體達(dá)到平衡，則在時(shí)

34、間很小的范圍內(nèi)，巖漿總摩爾系數(shù)為：ndn時(shí)，微量元素組分相應(yīng)地發(fā)生變化：yy-dy，則熔體中微量元素的濃度： 晶體中微量元素的的濃度為： 前已述及，微量元素在巖漿演化過(guò)程的行為可以用稀溶液定律(享利定律)來(lái)描述，所以，根據(jù)分配定律，即有：,由于dy相對(duì)于y，dn相對(duì)n而言，其量可忽略不計(jì)，所以可寫成： 兩邊對(duì)n進(jìn)行微分，則得： 整理上式可得： 在初始含量到最終含量區(qū)間積分，則得分異結(jié)晶過(guò)程中微量元素濃度的總體變化： 或：,為殘留熔體占原始熔體的摩爾分?jǐn)?shù)，常用F表示，于是1-F就是巖漿的結(jié)晶程度，所以也可寫成 這就是瑞利定律。式中 是分異巖漿中微量元素的濃度， 是原始母巖漿中微量元素的濃度，KD

35、為微量元素在晶體與熔體間的分配系數(shù)。若將代入，則可得微量元素在晶體中濃度隨F的變化關(guān)系式。 這就是根據(jù)礦物中微量元素的含量特征來(lái)反演巖漿分異演化過(guò)程的基礎(chǔ)。,一般情況下，巖漿中結(jié)晶形成各種礦物，即一種微量元素分配在各種礦物中，因此，需要采用總分配系數(shù)D代替單一分配系數(shù)KD，所以有： 微量元素的濃度若以重量(PPm)而不用摩爾系數(shù)表示，則要將上兩式寫成： 和 以巖漿中微量元素在某一時(shí)間的濃度相對(duì)于母巖漿中該元素的原始濃度的比值，XTr熔體/ 為縱木材，以F值為橫坐標(biāo)，并對(duì)D賦予不同的值，就可作出反映瑞利分餾定律的圖解。,總分配系數(shù)D小于的元素隨著F值的減小，而在殘余巖漿熔體中逐步濃集起來(lái)，這些元

36、素則稱之不不相容元素。當(dāng)總分配系數(shù)D=0時(shí)，XTr熔體/ = ，這是巖漿分異結(jié)果過(guò)程中微量元素可能濃集的極限情況，微量元素隨巖漿分異結(jié)晶，其濃度增長(zhǎng)不能超出圖中D=0的曲線之上。D大于1的元素則傾向在礦物晶體中富集，并隨這些礦物的極出而逐步在殘余巖漿中貧化。這些的元素則稱為相容元素。,計(jì)算實(shí)例 (1) 估計(jì)結(jié)晶程度 已知一具有原生巖漿性質(zhì)的碧玄巖，其Ni含量為290PPm，與其共存的拉斑玄武巖的Ni含量為155PPm，業(yè)已證明拉斑玄武巖為碧玄巖漿分離結(jié)晶形成的殘余巖漿，試問(wèn)： a. 若分離結(jié)晶產(chǎn)物為純橄欖巖時(shí)，分離結(jié)晶程度是多少？ 已知 解：據(jù) F=0.96 1-F=0.04 計(jì)算表明，有4%

37、的純橄欖巖結(jié)果分離就可使碧玄巖變成拉斑玄武巖。 b. 若分離結(jié)晶的產(chǎn)物為二輝巖，其分離程度是多少？(已知 ） 解：先計(jì)算總體分配系數(shù)D D=40.5+6.00.5=5.3,再據(jù)有： F=0.86 1-F=0.14 計(jì)算表明若形成拉斑玄武巖則需14%的二輝巖分離結(jié)晶。 計(jì)算表明需要18%的橄欖輝長(zhǎng)巖分離結(jié)晶，才能形成此拉斑玄武巖。,(2) 判別巖石成因 a. 判別某一地區(qū)大洋堿性玄武巖是否可由未混染的大洋拉斑玄武巖漿經(jīng)分離結(jié)晶作用而成。 已知：大洋拉斑玄武巖的Rb含量為1PPm；堿性玄武巖含Rb含量為18PPm。Rb在玄武巖質(zhì)熔體中各礦物和熔體間的分配系數(shù)分別為 假設(shè)結(jié)晶分異作用下形成的其它堆積

38、巖礦物成為斜方輝石，單斜輝石和長(zhǎng)石，其比例為0.05:0.60:0.35 則總體分配系數(shù)D=0.050.600.003+0.350.05=0.02 這就說(shuō)明，原始拉斑玄武巖漿不能通過(guò)結(jié)晶分離作用形成大洋堿性玄武巖。因?yàn)橛?jì)算得到的F值為0.52，即派生熔體只占全部原生熔漿的5.2%。這就是說(shuō)，若拉斑玄武巖漿轉(zhuǎn)為堿性玄武巖的話，必須有94.8%的全部原始巖漿結(jié)晶分異與之伴生的堆積巖。而事實(shí)上從未有這種現(xiàn)象存在。因此，用以得出結(jié)論：大洋堿性玄武巖不是大洋拉斑玄武巖漿經(jīng)結(jié)晶分異而形成的。,例4：已知堿性玄武巖中K的含量為拉斑玄武巖中K的兩倍（ ）K在榴輝巖與熔體間的總分配系數(shù)DK=0.1，Yb的總酚系

39、數(shù)，DYb=2.0，問(wèn)若堿性玄武巖為拉斑玄武巖大規(guī)模分離結(jié)晶榴輝巖之后形成，那么分離結(jié)晶程度如何：微量元素含量有什么變化？ 解：先用不平衡的分離結(jié)晶作用的定量模型計(jì)算 F=0.40 1-F=0.54 由此得知，要使堿性玄武巖中KW含量比拉玄武巖高一倍，需要54%的榴輝巖結(jié)晶出來(lái)。 又： 這就表明，當(dāng)有54%的榴輝巖結(jié)晶出來(lái)后，堿性玄武巖Yb的含量是原始熔體中Yb含量的0.46倍，那Yb的濃度有降低的趨勢(shì)。,2. 平衡分離結(jié)晶作用 平衡分離結(jié)晶作用也葉批式熔融作用，是指在整個(gè)部分熔融過(guò)程中熔體與殘余的因相發(fā)生連續(xù)的再平衡，直到熔體的移出，這是自界最可能的理想部分熔融過(guò)程。其定量模型為： 推導(dǎo)過(guò)程

40、如下： 在平衡結(jié)晶過(guò)程中i元素的，若D值不高，則有： 為結(jié)晶分離作用所形成的礦物集合體巖石中微量元素i的摩爾系數(shù)(不是指某一個(gè)礦物)， 為結(jié)晶分異的后殘余熔體中微量i的摩爾系數(shù)。 固 則結(jié)晶的一部分熔漿為1-F，則,根據(jù) ，則有 又固： 又將： 代入，上式右邊，又 若用濃度表示：,對(duì)于平衡的分離結(jié)果作用，Di趨近于零時(shí)， 就等于 ，當(dāng)Di等于1時(shí)， 等于1。在此兩種情況下，殘余熔體中微量元素(i)的變化趨勢(shì)類似于不平衡的分離結(jié)晶作用。故在 F的變異圖上，Di=0，Di=1的變化曲線各自完全相同。 例4 若用平衡結(jié)晶過(guò)程來(lái)計(jì)算， F=0.44 1-F=0.56 計(jì)算結(jié)果表明與不平衡分離結(jié)晶作用定

41、量模型是相同的。,3. 部分熔融作用定量模型 在部分熔融過(guò)程中，微量元素或是殘留在固相中，或是進(jìn)入熔體中，這樣就造成了微量元素的分異，并可以用微量元素在固-熔相之間的分配系數(shù)來(lái)表征。部分熔融過(guò)程，可以分為以5為以下幾種類型。 1. 實(shí)比熔融 在該過(guò)程中，微量元素是下面等式： 表明，在實(shí)比熔融過(guò)程中，原始固相中的某礦物相()，在殘余固相中的重量百分?jǐn)?shù)與進(jìn)入熔體的百分?jǐn)?shù)相等(當(dāng)然也與原始固相百分?jǐn)?shù)相等)。 為i元素在原始固相與熔體間元素的總分配系數(shù)， 為i元素在殘余固相與熔體間總分配系數(shù)，Pi為進(jìn)入熔體中的固相熔體間元素i的總分配系數(shù)。,實(shí)比熔融根據(jù)熔體運(yùn)移特點(diǎn)和聚集方式又可分為三種類型。 (1)

42、 批式熔融 在整個(gè)熔融過(guò)程中，熔出的熔體與殘余固相始終保持平衡，直到熔體移去為止。 現(xiàn)在我們來(lái)推導(dǎo)批式熔融的定量模型： 根據(jù)(平衡)實(shí)比熔融的條件，i元素在各階段巖的總分配系數(shù)相同，即： 設(shè)部分熔融過(guò)程中從原始固相中產(chǎn)生的熔漿的比例數(shù)為F，則有： nL和no,s分別為熔體和原始固相所具有的各種不同組分的總摩系爾，那么：,而殘余固相與熔體的比例為 根據(jù)就可以得到： 式中 分別為殘余固相和熔體微量元素i的摩爾系數(shù)。 分別為殘余固相和熔體中微量元素i的摩爾系數(shù)。 而,對(duì)兩邊取得數(shù)，則有： 用 代替 對(duì)比實(shí)比熔融，就有：,表示了熔融程度F，總分配系數(shù)Di和熔體中微量元素(i)的濃度（ ）之間的關(guān)系。顯

43、然，熔融程度越小，元素的分異越大。部分配系數(shù)越小的元素熔體中越富集，總分配系數(shù)大于1的元素。熔體中虧損，若Di值等于1，則元素i不發(fā)生分異，也就是熔體中的元素i與殘留在固相中的i元素比例是均等的。 (2) 分離熔融(不平衡部分熔融) 在部分熔融過(guò)程中，產(chǎn)生的熔體隨后就離開殘存固相，這樣的過(guò)程，叫分離熔融過(guò)程。對(duì)于這種類型的部分熔融，由瑞利分餾定律可導(dǎo)出如下模型： 各符號(hào)意義同前。,(3) 熔體的連續(xù)移出和聚集熔融過(guò)程 熔體連續(xù)產(chǎn)生，連續(xù)移去，并聚集于一個(gè)巖漿場(chǎng)中，均勻地混合的過(guò)程(也叫連續(xù)熔融)。很明顯，這種過(guò)程的最終結(jié)果使部分熔融程度聚大。其定量模型為： 這三種不同的實(shí)比熔融過(guò)程的互相關(guān)系，

44、當(dāng)Di較小時(shí)，收集熔融與分批熔融難以區(qū)分，Di值較大時(shí)，三者的差異表明顯，此時(shí)若F值固定，則分離熔融作用含使熔體中微量元素濃度富集最強(qiáng)烈，而連續(xù)熔融富集程度較弱。,4. 過(guò)程鑒別 從上述理論推可以看出，不同巖漿作用過(guò)程，有不同的模型，依此不同模型通過(guò)計(jì)算就鑒別巖漿過(guò)程。前面所舉計(jì)算實(shí)例，也就則過(guò)程鑒別的方法，這里再舉一例予以說(shuō)明。 某地太古代綠巖帶內(nèi)的超鎂鐵質(zhì)巖石，測(cè)定其稀土元素La、Sm、Yb的含量分別為： 又已知太古代地幔巖中La、Sm、Yb含量分別為 ,并確定了太古代地幔巖各礦物相比例為：桿欖石、斜方輝石、單斜輝石、石榴石：角閃石:0.63:0.225:0.05:0.045:0.05，L

45、a、Sm、Yb在各礦物相和熔體間的簡(jiǎn)單分配系數(shù)。,計(jì)算Di值 DLa=00.63+0.030.05+0.00070.05+0.050.05=0.011 DSm=0.010.63+0.040.225+0.260.05+0.10.05+10.005=0.0333 DYb=0.020.63+0.250.225+0.290.05+4.50.05+00.05=0.308 現(xiàn)在再來(lái)討論平衡分離結(jié)晶作用模型 平衡結(jié)晶過(guò)程中，D值不高，則有 式中：XTr(回)為結(jié)晶分離作用所形成的固相中微量元素的摩爾分?jǐn)?shù)，而XTr(熔)為結(jié)晶分異以后殘余熔體中微量元素的摩爾分?jǐn)?shù)。設(shè)原始巖漿摩爾系數(shù)為n。在某一時(shí)刻后，殘余巖漿

46、摩爾數(shù)為nL，則,又因?yàn)?將 代入得 又據(jù) 就有： 用濃度表示就有：,，,4.1 連續(xù)移去熔體相的分離結(jié)晶定量模型 前面討論的情況是以巖漿體系為封閉的這一假設(shè)為前提的，這是一種理想狀態(tài)。在自然界中，巖漿侵入到一真空間后，一方面可連續(xù)不斷地結(jié)晶，另一方面未結(jié)晶部分可能還不停地向外運(yùn)動(dòng)，形成巖墻(巖脈)等。這樣的巖漿運(yùn)動(dòng)，使得巖體內(nèi)的巖漿不斷減少(非結(jié)晶作用引起的減少)。這樣的過(guò)程其定量模型也有差別： 其中： Ms：堆積巖分?jǐn)?shù) ， Mo：移去的熔體相分?jǐn)?shù) D*、q與D空間的關(guān)系可用下圖表示,當(dāng)q值降低時(shí)，所有的Di值走向于1，對(duì)于相容元素，q值大于4，D*值接近于Di，對(duì)不相容元素，影響較大。當(dāng)D

47、*=0時(shí)，D*=， 所以當(dāng)q9時(shí)，移去的巖漿小于10%。 從可知，當(dāng)1/q0時(shí)，D*與Di相等，該模型與不平衡分離結(jié)晶作用的模型相同。,4.2 同化混染作用和巖漿混合作用微量元素定量模型 4.2.1 簡(jiǎn)單混合作用模型 由深部巖漿上升侵位過(guò)程，圍巖或其它來(lái)源巖漿可與之混染(巖體的邊緣相一般可看混染的產(chǎn)物)。其定量模型為： 式中： ：混染后巖漿中微量元素的濃度； ：混染物中元素i的濃度；：混染巖漿所占的重量比例(混染程度) =0時(shí)，表明沒(méi)有混染作用發(fā)生； 越大表示混染程度越強(qiáng)。 該模型在研究巖體邊緣相時(shí)，可將邊緣相看作混染后的產(chǎn)物(取樣分析可得 ) ，圍巖可作為混染物(同樣可得 )巖體中心可作為原

48、始巖漿演化產(chǎn)物(取樣可得 )，利用可計(jì)算 值，即混染程度。,4.2.2. 混染分離結(jié)晶作用綜合模型 巖漿發(fā)生混染后，再分離結(jié)晶，其定量模型為： 式中各符號(hào)意義同前所述。 4.2.3 分離結(jié)晶混染作用綜合模型 若巖漿先有一定程度的分離結(jié)晶，然后再發(fā)生混染，則其模型為： 式中F為混染作用發(fā)生之前的分離結(jié)晶程度， 為混染程度。,第六章 微量元素地球化學(xué)的其它應(yīng)用,6.1 概述 如前所述，由于將稀溶液定律引入了微量元素地球化學(xué)領(lǐng)域，從而使得微量的應(yīng)用范圍得以擴(kuò)大與深化。在解決地質(zhì)問(wèn)題中，微量元素已成為了研究巖石礦床成因、形成條件、物質(zhì)來(lái)源等方面最可靠的、使用最方便的方法。例如，成巖成礦溫度與壓力的研究

49、，長(zhǎng)期以來(lái)，一直是礦床學(xué)家與地球化學(xué)家感興趣而難以解決的問(wèn)題。自從引進(jìn)了微量元素地質(zhì)溫度計(jì)以后，成礦溫度與壓力研究獲得了很大的發(fā)展。有些礦床，正是通過(guò)微量元素溫度計(jì)的研究，才澄清了以前的模糊認(rèn)識(shí)。,還有些礦床，也是通過(guò)微量元素的含量變化，分布特征等研究，才解決了其成因問(wèn)題。微量元素還可用作指示劑，來(lái)解決某些特定地質(zhì)問(wèn)題。小到礦物晶體，大到不同性質(zhì)的大地構(gòu)造單元，甚至天體都可用微量元素地球化學(xué)理論來(lái)揭示事物發(fā)展的內(nèi)在規(guī)律。在這一章里，著重介紹除了巖石學(xué)定量模型以外的微量元素的其它應(yīng)用。,6.2 微量元素地球化學(xué)指示劑 6.2.1 指示巖漿演化過(guò)程 6.2.1.1 大離子親石元素的指示意義 大離子

50、半徑親石元素主要指的是Ba、Rb、Sr、Ca和K。由于Sr的性質(zhì)與Ca相似，當(dāng)它的為+2價(jià)陽(yáng)離子時(shí)，其離子半徑分別為1.17和1.0。在巖漿演化過(guò)程中，Sr長(zhǎng)石熔體間的分配系大，也就是說(shuō)Sr2+易進(jìn)入含Ca2+礦物中，因此在中酸性巖漿演化過(guò)程中，Sr一般也隨Ca的減少而貧化。但是，Sr2+的半徑比Ca2+略大，按類質(zhì)同象規(guī)律，Ca2+優(yōu)先進(jìn)入晶格中，所以Sr2+貧化較慢，隨著巖漿分異作用的進(jìn)行，Sr/Ca值逐漸增加。這就決定了殘余巖漿最后結(jié)晶的斜長(zhǎng)石具有最高的Sr/Ca值和最低的Ca含量。因此，利用Sr/Ca比值可判斷巖漿的演化分異程度。,Rb1+與K1+的化學(xué)性質(zhì)極為相似，其半徑分別為1.4

51、7和1.36，當(dāng)它們分別與氧結(jié)合時(shí)，K-O鍵能比Rb-O鍵能高，且Rb+的半徑略大于K+的半徑，所以在中酸性巖漿演化過(guò)程中Rb更趨向于在晚期富集，Rb/K比值在演化過(guò)程中不斷增高，從而也反映了巖漿的演化程度。 綜合Rb、Sr地球化學(xué)，一般認(rèn)為Rb/Sr比值是巖漿演化過(guò)程中最明顯的指示劑，巖漿分異程度愈好，Rb/Sr比值愈大。 此外，Ba2+與K+的離子半徑相近(Ba2+的半徑為0.96)，從半徑考慮，Ba可占據(jù)早期晶出礦物中K的位置，并且Ba-O鍵比K-O鍵的共價(jià)程度更高，所以Ba2+可取代K+(同時(shí)伴以Al3+取代Si4+)，故在結(jié)晶時(shí)趨向于富集在結(jié)晶固相中，而在殘余相中貧化。,6.2.2

52、指示構(gòu)造部位 這些元素除了指示巖漿的演化分異以外，還可用來(lái)區(qū)分不同大地構(gòu)造部的巖石類型(表6-1)。 表6-1 不同構(gòu)造環(huán)境火山巖某些微量元素的參數(shù) 從表中可見島弧拉斑玄武巖的Rb和Sr豐度比大洋拉斑玄武巖的要高，但Rb/Sr和K/Rb比值卻近似。 6.2.3 指示地殼厚度 利用Rb/Sr比值還可確定地殼的厚度，K.C.Condie研究表明與消亡帶有關(guān)的的年輕火山巖中的Rb、Sr的分布對(duì)地殼厚度很靈敏，利用環(huán)太平洋帶年輕火山中,Rb-Sr的變化曲線與可靠的地殼厚度資料，繪制了Rb-Sr地殼厚度。與此同時(shí)，他認(rèn)為K2O可用來(lái)估算俯沖帶的深度和地殼的厚度，這里簡(jiǎn)單介紹一個(gè)他所用的方法。 A. 先求

53、標(biāo)定硅石K值 在巖石化學(xué)成分中由于Na2O和K2O，特別是后者的增加與SiO2的增加有極好的相關(guān)關(guān)系。例如，中國(guó)境內(nèi)巖漿巖中這三種化合物就是明顯的正消長(zhǎng)（表）。 表 巖漿巖中Na2O、K2O、SiO2的含量(據(jù)黎彤),由SiO2自然界較豐富，就用SiO2來(lái)標(biāo)定K2O值，也就計(jì)算當(dāng)SiO2為60%時(shí)，K2O相應(yīng)的計(jì)算值，例如，已知玄武巖中SiO2的量為50%，K2O的量為0.6%，則標(biāo)準(zhǔn)的K2O值為： B. 康迪(K.C.Condie)計(jì)算公式 設(shè)C表示地殼厚度，Z表示俯沖帶深度，康迪公式為： C(公里)=18.2(K2O)+0.45 (相關(guān)系數(shù)r=0.67) Z(公里)=89.3(K2O)+1

54、4.3 (相關(guān)系數(shù)r=0.82) 該法經(jīng)環(huán)太平洋幾個(gè)火山巖地區(qū)檢驗(yàn)，最大誤差可達(dá)30%，盡管計(jì)算結(jié)果不太準(zhǔn)確，但是從地球化學(xué)角度來(lái)定量估計(jì)殼厚度的償試是可取的。 康迪公式的應(yīng)用是有前提的，在應(yīng)用此公式時(shí)，首先要研究火山巖地區(qū)的巖漿系列。,地殼上有三大巖漿系列：拉斑玄武巖系列；堿性系列，鈣、堿系列。只有后者才與俯沖帶有關(guān)，該系列可分為三個(gè)系列： a. 島弧型拉斑玄武巖亞系列； b. 島弧型安山巖亞系列； c. 橄欖安粗巖亞系列。 無(wú)論在弧溝系或陸溝系，亞系列a由于重熔度高，往往成為火山活動(dòng)的前鋒，而亞系列C則往往產(chǎn)于島弧上的向大陸的一側(cè)，或靠近大陸內(nèi)部，而且都沿著弧溝系或陸溝系延伸方向展布。而這

55、三個(gè)亞系列的巖石其K2O的平均含量不同，是俯沖帶深度遞增的函數(shù)，也就是地殼厚度的函數(shù)。因此，在肯定島弧環(huán)境的前提下，或在研究鈣堿系列火山巖地區(qū)上述三種亞系列的發(fā)育程序和空間分布的基礎(chǔ)上，可以估計(jì)俯沖帶的深度和古地殼的厚度(黎彤等，1982)。,6.2.1.2 非活動(dòng)性元素 Nb、Ta、Zr、Hf等其活動(dòng)性較小。它們之間?？砂l(fā)生類質(zhì)同象交換。 Nb和Ta地球化學(xué)性質(zhì)非常相近，所以在地質(zhì)作用中，密切伴生，但二者在地球化學(xué)性質(zhì)上略有差，從而Nb/Ta比值可作為形成條件的指示劑，超基性巖Nb/Ta約為16左右，花崗巖約為4.8，花崗巖中Na、Ta的地球化學(xué)行為取決于巖漿中Ti和Ca濃度。若漿巖中富Ca

56、，則Nb、Ta分散于含鈣礦物，特別是含鈣的鈦礦物如榍石，褐簾石和鈣鈦礦等礦物中。 利用Nb、Zr豐度可金伯利巖和鉀鎂煌斑巖分開，Zr和Hf在地質(zhì)作用過(guò)程中，也緊密伴生。鐵鎂質(zhì)巖石中Zr變化與巖石產(chǎn)出的構(gòu)造位置有關(guān)。島弧玄武巖中Zr的含量為10-60PPm，而大洋玄武巖中Zr的含量為120-300PPm。此外，Zr的分布與巖石的成因也有關(guān)，地幔成因的巖石,含Zr低。在熔融及結(jié)晶過(guò)程中，Zr為不相容元素，傾向于富集在液相中。 Zr/Hf比值隨巖漿演而降低，因此，Zr/Hf可指示巖漿演化程度。大陸玄武巖比洋殼拉斑玄武巖的Hf含量較高，而海島玄武巖比洋中脊拉斑玄武巖的Hf含量高。這反映了地幔成分，構(gòu)造

57、環(huán)境，部分熔融程度和分離結(jié)晶作用的差異。 6.2.4 放射性生熱元素指示地殼生成熱 放射性元素在地質(zhì)作用過(guò)程中自然地放出射線，即能量或熱，從而使地球具有很豐富的熱能，甚至有人認(rèn)為地球中的高溫主要是由放射性元素衰變過(guò)程而引起。 放射性元素在地球巖石中的濃度相對(duì)于宇宙隕石來(lái)說(shuō)要高得多。因此，根據(jù)放射性元素的含量可區(qū)分,宇宙隕石和地球巖石，例如，玻璃隕石的成因問(wèn)題，一直是沒(méi)有定論的。但是在K對(duì)K/U比值圖上，玻璃隕石落在地球巖石的范圍，無(wú)一例外，從而證明了玻璃隕石的母體巖石乃為地球巖石。 放射性生熱元素也可用來(lái)探討巖石成因。有人研究了巴西某地麻粒巖相的Th/U比值，結(jié)果發(fā)現(xiàn)根據(jù)Th/U比值可將麻粒巖

58、相分為兩類，一類的Th/U比值為1.7-2.6，另一類為7-25，與世界麻粒巖相比，該地麻粒巖相具有高Th和U濃度。之所以高Th濃度是因?yàn)閹r漿分離結(jié)晶使Th、U富集于殘余熔體中。殘余熔體固結(jié)后經(jīng)歷的麻粒巖相變質(zhì)作用使巖石副礦物磷灰石和鋯英石含量高(前者富集Th，后者富集U)。造成第二類麻粒巖相Th/U比值高是因?yàn)橥俗冑|(zhì)作用，退變質(zhì)作用伴隨U的遷移，使U貧化，所以，Th/U比值升高。,放射性元素含量還可用來(lái)估算巖石釋放的放射性蛻變熱，其計(jì)算公式為： 式中：A為生成熱；為巖石密度，單位為g/cm3，利用（4.6）計(jì)算的各類巖石的生成熱如表。 根據(jù)這類元素隨深度遞減的規(guī)律，Haack計(jì)算得到了大陸地殼中這些元素的濃度，K為2.09%，Th為443PPm，U為0.66PPm，利用上式計(jì)算了地球平均生成熱為0.69UW/m3。,表 K、Th和U在各類巖石中的平均含量及生成熱,6.2.5 過(guò)渡元素的指示意義 過(guò)渡族元素是地質(zhì)作用中最有意義的元素。有關(guān)晶體化學(xué)參數(shù)見表。這些元素最大共同特點(diǎn)是離子半徑相差不大。且價(jià)態(tài)多為+2價(jià)和+3價(jià)。因此，其地球化學(xué)性質(zhì)也有相似性。一般情況下，過(guò)渡族元素多是相容元素，在分離結(jié)晶時(shí)，優(yōu)先進(jìn)入結(jié)晶相，所以分離結(jié)晶作用的定量模型計(jì)算中，常用