微量元素在地球化学中的应用

1、微量元素的定义在地球化学体系里，人们常把相对于地壳中的主量元素含量低于千分之一的元素称为微量元素。主量与微量元素在自然界中不同体系中是相对的概念，常因所处的体系不同而又所差异。譬如K在地壳整体中是主量元素，但在陨石中却被视为微量元素；Zr在锆石中是常量元素，但是在多数情况下为微量元素;Cr在大多数地壳岩石中为微量元素，但在超基性岩中可呈常量元素。所以不同的学者对微量元素作出了不同的定义。1968年Gast对微量元素的定义是：指的是不作为体系中任何相的的主要化学计算组分存在的元素。还有学者根据元素在所研究的地球化学体系中的浓度低到可以服从稀溶液定律的范围。则称该元素为微量元素。因此，总结微量元素

2、有3个特征：一、难以用严格的定义来对微量元素的概念进行描述；二、微量元素的概念在自然界中是相对的，应基于所研究的体系；三、低浓度是微量元素的核心特征，在宏观上常表现为不能形成独立矿物相。微量元素地球化学的研究意义虽然微量元素只占体系质量的较少部分，但其提供的地质-地球化学信息远超出了其含量信息本身，因此研究微量元素有重大的意义。微量元素的种类远多于常量元素，且含量的变化范围大于常量元素。因此，微量元素可对地质过程和环境提供提供灵敏的指示，譬如REE中Eu对岩浆结晶过程中斜长石结晶分异的指示，Ce对体系氧化-还原性质的指示等。此外，岩浆源区和微量元素的组成密切相关，而常量元素难以充分显示。譬如不

3、同性质、不同深部的地幔岩石部分熔融形成的岩浆总是表现为玄武质组成，不同熔融程度形成的岩浆在主量元素组成上难以反映明显的区别，但是在微量元素上却差别明显，这就是利用微量元素地球化学研究岩浆成因和过程的意义所在。更重要的是微量元素地球化学对于人类认识地球的演化具有重要意义。例如，通过对地幔及其岩浆中亲铁元素丰度的研究，证实地核与地球硅酸盐岩部分的分离在地球从环绕太阳系的气-尘团中完全增生出来以前已基本完成；通过对微量元素气体元素丰度和同位素组成的研究，获得在地球形成早期数亿年内，地球发生过强烈的去气作用；大量的观察和研究表明，地球不同构造环境形成的岩浆，其微量元素（及其同位素组成具有相对对应的地球

4、化学配分模式，为认识地球演化和识别构造事件提供了重要手段。二、微量元素在判别构造环境中的应用大量地球化学研究表明，构建微量元素构造环境判别图解的基础是不同种类的岩石中的元素组合、比值的变化是该岩石形成时所处大地构造环境的反映。或者，同类岩石产出的构造环境不同，相关的成岩过程的物理化学条件也有明显的差异，造成了岩石中元素，特别是微量元素组合及比值等不同。以俯冲带为例，随洋壳俯冲深度增加，变质程度由角闪岩相过渡为角闪榴辉岩相。榴辉岩相，相应地，在岛弧岩浆系统中靠近洋壳方向形成拉斑玄武岩，在俯冲带内侧大陆方向则形成高铝玄武岩和碱性岩。这导致了横越岛弧或活动大陆边缘，随俯冲深度增加，由大洋向大陆方向岛

5、弧岩浆显示微量元素的成分（含量、比值）极性变化，如KRbSrBaCsPPbUThfREE等逐渐增加。上世纪70年代，英国学者Pearce和Cann提出了依据化学成分限定岩浆起源的大地构造图解。几乎在所有图解中主要是以不活动的高场强元素和稀土元素为基础构建的。由于它们在溶液中强烈的不活动性，使它们的组合特点可以反映岩石所形成的构造环境。主要是Zr、Hf、Nb、Ta、Ti、Th、P、Y、Yb等。对于花岗岩类，在形成过程中常常经历强烈的结晶分异作用，因此在花岗岩的判别图解中，加入了对分离结晶作用非常敏感的强不相容元素Rb。其次，在构建图解中为了提高判别效果，即减少重叠区和多解性，往往不是单元素-单元

6、素图，而是比值-比值图、单元素-比值图，如Ti/Y-Nb/Y;Zr/Y-Ti/Y;K2O/Ta-Ta/Yb;TiO2-Y/Nb;Nb/Y-Zr/P2O等。选择这些元素比值主要是基于它们在成岩过程中（部分熔融、分离结晶）的地球化学行为，它们的行为非常相似，对部分熔融和分离结晶作用不敏感，因而可以反映源区特征。板内玄武岩比其它类型玄武岩有较高的Ti/Y和Nb/Y比值，反映了其源区相对于MORB和火山弧玄武岩经历了地幔交代的富集作用，因此可用这些比值将板内玄武岩与MORB和火山弧玄武岩分开。2.1岩石的源区与其形成的构造环境密切相关Pearce构建的构造环境判别图解将岩石的源区与其形成的构造环境联系

7、起来。不同构造环境的花岗岩的源区（Pearce，1996）如洋脊花岗岩：与陆壳无相互作用的普通亏损地幔；板内花岗岩：与陆壳不同程度的相互作用的普通富集地幔（由板内过程产生）；火山弧花岗岩：由俯冲流体加减与陆壳相互作用所形成富集的普通亏损地幔；同碰撞花岗岩：由俯冲陆壳产生的流体和熔体而膨大的地幔或地壳；后碰撞花岗岩：富集地幔+广泛的地壳相互作用（通过俯冲或板内过程）。对于火山弧玄武岩，由于其形成过程中有大量流体的参与，它们富集了在流体中富集的元素，如K、Sr、Rb、Ba、Th等，而高场强元素Ti、Nb、Ta、Zr、Hf等相对亏损，因此常用在流体中微量元素地球化学行为的差异来区分岛弧和板内及MOR

8、B玄武岩。例如，K和Ta在玄武岩中地球化学行为差异大，流体可以使K明显富集，由此，火山弧中K/Ta比值总是高于MORB和板内玄武岩，据此，用K2O/Yb-Ta/Yb可以区分出火山弧和MORB及板内玄武岩。类似的还有Ce和Sr当有流体存在时行为出现差异，Sr相对于Ce富集，因此在火山弧玄武岩中Ce/Sr比值明显较洋中脊玄武岩（MORB）降低，因而可用Cr-Ce/Sr图区别MORB和火山弧玄武岩。一些强相容元素如Cr是分离结晶作用的灵敏指标，它们在分离结晶过程中进入橄榄石斜方辉石、单斜辉石和尖晶石中，由于地幔源区部分熔融程度或分离结晶历史不同，因而在火山弧玄武岩中含量明显低于MORB和板内玄武岩，

9、Y在火山弧玄武岩中相对于其它类型玄武岩也亏损，故用Cr-Y图解区分它们。2.2A型花岗岩的判别图解碱性（A型）花岗岩是花岗岩类中重要的岩石类型。由于它的构造环境特殊因此成为地球动力学研究的重要“岩石探针”。对于其构造环境的研究，如果用普通花岗岩类的构造判别图，它们一般落在板内或同碰撞或火山弧，不能反映其确切的构造环境。Eby(1992)提出了用于碱性花岗岩构造环境的判别图，即Rb/Nb-Y/Nb，Sc/Nb-Y/Nb，Nb-Y-Ce,Nb-Y-3Ga等，这些元素均是碱性花岗岩非常特征的元素，如Nb、Rb、Ga、Y的明显富集。在上述图解中，碱性花岗岩被划分为A1和A2两种类型，A1型属非造山板内

10、花岗岩，与大陆裂谷环境或地幔热点有关；A2型属于后碰撞或后造山环境，一般为大陆边缘。2.3Nb、Ta亏损与岛弧构造环境的关系随着分析测试技术的发展，积累了大量有关火成岩的高场强元素HFSE,特别是Nb、Ta等元素资料，它们在岛弧系统岩浆岩中的含量较低，在以原始地幔标准化蛛网图中，相对于相邻元素K、La和Eu、Dy呈现亏损。据此，Ti、Nb、Ta的亏损(TNT异常)成为岛弧构造环境的重要标志之一。造成岛弧环境岩浆岩Nb、Ta、Ti的亏损的原因如下：在一般条件下，岛弧岩浆是通过下述过程产生，即俯冲洋壳在一定深度发生脱水作用形成俯冲带流体，这种流体进入进入地幔楔使地幔岩石发生部分熔融形成岛弧岩浆，由

11、于Nb、Ta、Ti等高场强元素在流体中溶解度很低，与此相关，当这种流体上升交代地幔楔时，角闪石发生沉淀，流体中的Nb、Ta进入角闪石，使流体更亏损Nb、Ta，因而造成由此形成的岛弧岩浆岩贫Nb、Ti、Ta(IonovandHofnann1995)。另一方面，Ringwood(1990)的实验资料表明，在80-100km以上的深度范围，地幔岩中的Ti、Nb、Ta的主要矿物相金红石是稳定的，因而在岛弧岩浆形成的温、压条件下Nb、Ta、Ti保留在残余相金红石、榍石等矿物中，进入熔体很少，造成岛弧岩浆岩亏损Nb、Ta、Ti。造成岛弧岩浆Nb、Ta、Ti亏损可能有多种过程，Kelemen(2003)总结

12、主要包括以下7种过程：地壳中Fe-Ti氧化物的结晶分离；地壳或地幔中富Ti含水的硅酸盐，如金云母和角闪石的分异；上升熔体与亏损地幔之间广泛的“色层”分离式相互作用；地幔楔中金红石、榍石相的存在；在由俯冲物质析出的流体中Nb、Ta相对于REE及其它元素的不活动性；从俯冲沉积物中继承了低的Ta/Th和Nb/Th比值：在俯冲物质部分熔融过程中，金红石作为残留相。Kelemen认为最后一种过程最为可能。而洋岛玄武岩(OIB)形成150-300km范围，这种深度金红石不再是稳定矿物，在部分熔融时进入熔体，因而洋岛玄武岩不出现Nb、Ta、Ti的亏损。根据这些特点，Condie提出了Th/Ta-La/Yb图

13、解用来区别不同类型的玄武岩。上述岛弧火山岩的特征可以用La/Nb比值表示，原始地幔La/Nb为0.98-1，岛弧岩浆La/Nb1。Condie(1999)统计了不同构造环境的玄武岩，以La/Nb=1.4为界线，洋中脊玄武岩(MORB)、洋岛玄武岩(OIB)和大洋玄武岩La/NbV1.4,Ni>30X10-6,岛弧玄武岩La/Nb1.4。岛弧玄武岩La/Nb>1.4o我们要注意的是岛弧玄武岩具有Nb、Ta、Ti亏损，反过来出现Nb、Ta、Ti亏损的并不一定是岛弧环境。因为出现Nb、Ta、Ti亏损可以有多种过程产生，例如，当一个地幔楔或残留地幔楔岩石，由于后来的构造热事件(拆沉作用而进

14、入地幔，或受底侵岩浆作用等)而发生部分熔融时，所形成的岩浆也将具有Nb、Ta、Ti亏损，但这种特点是继承性的，并非反映其岛弧环境。三、微量元素在成岩过程中的应用微量元素的构造环境判别图可以示踪成岩过程，这基于构造图解的微量元素参数是岩石源区物质及成岩过程（交代富集、部分熔融、分离结晶等）的指标。K2O/YbX10-4-Ta/Yb,该图解是由Pearce于1982年建立，由于K、Ta都是不相容元素，所以地幔成分相对于原始地幔的演化将沿图中对角线方向演化，向D方向代表地幔亏损方向，向E方向代表地幔富集方向。而在岛弧环境下，由于流体存在，K和Ta的行为出现明显差异，K在流体中明显富集，因此，图中F方

15、向代表流体富集方向，因此可以将火山弧玄武岩与MORB和板内玄武岩分开。Rb-（Y+Yb）,Pearce指出花岗岩岩浆来自两个端元源区一地幔和地壳，一些花岗岩源自这两个纯端元的熔融和分离结晶，然而大多数花岗岩浆来自这两个端元不同比例的混合。该图解不仅区分了不同构造环境的花岗岩，而且还根据样品的投影位置解释花岗岩的源区及其成岩途径。洋脊花岗岩是由亏损的MORB地幔DMM经部分熔融和分离结晶作用形成；与被动裂谷有关的花岗岩投影在板内区和洋中脊区的交界处，是由源于DMM源的岩浆经分离结晶作用和受地壳混染的分离结晶混染作用（AFC）形成；对于同碰撞环境的花岗岩，其源区有整个地壳（BCC）以及俯冲带所形成

16、的熔体，对于前者，花岗岩通过陆-陆碰撞形成，而后者则是弧-陆碰撞；对于火山弧型花岗岩，由于上下和整个地壳成分（UCC、LCC、BCC）均落在此区，因此成岩过程较复杂：有俯冲脱水而形成流体所发生的熔融；有俯冲板片熔融形成的熔体；还有交代富集地幔的熔融。这些岩浆又都有可能经历AFC过程和MASH过程（岩浆混合，混染，分离和均一化过程）。Pearce又在改图解中划出了后碰撞构造环境的区域，它位于同碰撞、火山弧和板内三区域的交界处，表明这种环境是相当广泛的。而由于地壳的加厚使得在这种环境中产生的岩浆具有明显壳-幔相互作用的特点，成分变化范围大，其特点有俯冲的地幔，或火山弧，或板内岩浆的特点，这种复杂性

17、决定了对于投影区的岩石不能仅仅用地球化学图解判断其构造环境，还必须结合其地质产出特点。四、使用构造环境判别图解应注意的问题（1）所研究的的岩石类型应与判别环境的岩石类型相同或相近，如对玄武岩要使用玄武岩构造环境判别图，不能将花岗岩的构造环境图解用于玄武岩。（2）综合运用多个图解，由于各种构造环境判别图中环境常常有重叠，不是唯一的，因此，应综合运用多个图解以获得统一的构造环境解释。（3）注意花岗岩类在构造环境判别图中的投影位置，在某些情况下，投影点位置反映的是源区而不是构造环境。例如,对于在上俯冲带,由于洋中脊发生俯冲,使之在增生杂岩中形成的花岗岩具有增生棱柱中火山沉积岩和MORB的成分,Y和Nb含量低，Rb含量较高，投影点落在火山弧区的底部,显然它显示的是源区成分而不是构造环境（洋脊）。又如对于碰撞型花岗岩，