微量元素在地质中的应用

1、微量元素在地质中的应用一、基本概念微量元素(minor elements)依不同学者给出了不同的定义。盖斯特(Gast, 1968)定义微量元 素“不作作系内任何相主要组份存的非化学计量的分散元素”。按此定义，微量元素是相对的，在一个体系中为微量元素，而在另一个体系中可能为常 量元素。比如，K、Na在超基性岩中可做微量元素。在长石类岩石中不能做微量元素。Zr 在锆英石中不是微量元素，但在长石中都是微量元素。Fe 一般情况下不是微量元素，但闪 锌矿中Fe都是微量元素。所以根据含量来划分微量元素是不准确的。所以有人从热力学角 度来定义微量元素:在研究的对象中元素的其含量低到可可近似地用稀溶液定律来

2、描述其行 为，则该元素可称为微量元素。一般的，将地壳中除O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti等9种元素(它们的总重 量丰度占99%左右)以外的其它元素统称为微量元素，它们在岩石或矿物中的含量一般在 1%或0.1%以下，含量单位常以10-6或10-9表示。二、微量元素地球化学指示剂大离子亲石元素的指示意义1.1指示岩浆演化过程大离子半径亲石元素主要指的是Ba、Rb、Sr、Ca和K。由于Sr的性质与此同时Ca相 似，当它的为+2价阳离子时，其离子半径分别为1.17A和1.0A。在岩浆演化过程中，Sr长 石一熔体间的分配系数大，也就是说Sr2+易进入含Ca2+矿物中，因此在中酸性岩浆演化

3、过 程中，Sr 一般也随Ca的减少而贫化。但是，Sr2+的半径比Ca2+略大，按类质同象规律， Ca2+、Sr2+优先进入晶格中，所以Sr2+贫化较慢，随着岩浆分异作用的进行，Sr/Ca值逐渐 增加。这就决定了残余岩浆最后结晶的斜长石。具有最高的Sr/Ca值和最低的Ca含量。因 此，利用Sr/Ca比值可判断岩浆的演化分异程度。综合Rb、Sr地球化学行为一般认为Rb/Sr比值是岩浆演化过最明显的指示剂，岩浆分 异程度愈好，Rb/Sr比值愈大。1.2指示构造部位大离子半径亲石元素除了指示岩浆的演化分异以外，还可用来区分同大地构造部的岩石 类型(表1-1)。表1-1不同构造环境火山岩某些微量元素的参

4、数Rb(PPm)Sr(PP m)岛弧拉斑玄武岩3-10100-200岛弧钙碱性岩系30380大洋拉斑玄武岩0.2-5,070-150Ba(PPm)K/RbRb/Sr50-15010000.01-0.05270400-5000.05-0.106-3010000.02从表中可见岛弧拉斑玄武岩的Rb和Sr丰度比大洋拉斑玄武岩的要高，但Rb/Sr和K/Rb 比值却近似。1.3指示地壳厚度利用Rb/Sr比值还可确定地壳的厚度，K、C、Condie研究表明与消之带有关的的年轻 火山岩中的Rb、Sr的分布对地壳厚度很灵敏，利用环太平消带年轻火山岩中Rb-Sr的变化 曲线与可靠的地壳厚度资料，绘制了 Rb-S

5、r地壳厚度。放射性生热元素指示地壳生成热放射性元素在地质作用过程中自然地放出射线，即能量，或热从而使地球具有很丰富的 热能，甚至有人认为地球中的高温主要是由放射性元素衰变过程而引起。放射性元素含量还可用来估算岩石释放的放射性蜕变热，其计算公式为：A=p x10(-2)x(3.48K+2.56Th+9.52U)式中：A为生成热；P为岩石密度，单位为g/cm3,利用公式计算的各类岩石的生成热。根据这类元素随深度递减的规律，Haack计算得到了大陆地壳中这些元素的浓度，K为2.09%，Th为443PPm，U为0.66PPm，利用计算了地球平均生成热为0.69UW/m3。过渡元素的指示意义过渡族元素是

6、地质作用中最有意义的元素。这些元素最大共同特点是离子半径相差不大。且价态多为+2价和+3价。因此，其地球化学性质也有相似性。一般情况下，过渡族元 素多是相容元素，在分离结晶时，优先进入结晶相，所以分离结晶作用的定量模型计算中， 常用这些元素的数据。与之相反，亲石元素为不相容元素，在部分熔融过程中易进入熔体， 所以常用亲石元素进行部分熔融作用的定量模型计算。为此，常用一个过渡元素与一个亲石 元素对来研究岩浆的形成和演化特征。值得指出的是过渡族元素由于具有不同的地球化学亲和性或价态，从而在不同的地质环 境，它们之间显示了不同的相关性。非活动性元素的指示意义Nb、Ta、Zr、Hf等其活动性较小。它们

7、之间常可发生类质同象交换。Nb和Ta地球化 学性质非常相近，所以在地质作用中，密切伴生，但二者在地球化学性质上略有差，从而 Nb/Ta比值可作为形成条件的指示剂，超基性岩Nb/Ta约为16左右，花岗岩约为4.8，花岗 岩中Na、Ta的地球化学行为取决于岩浆中Ti和Ca浓度。若浆岩中富Ca，则Nb、Ta分散 于含钙矿物，特别是含钙的钛矿物如榍石，褐帘石和钙钛矿等矿物中。利用Nb、Zr丰度可金伯利岩和钾镁煌斑岩分开，Zr和Hf在地质作用过程中，也紧密 伴生。铁镁质岩石中Zr变化与岩石产出的构造位置有关。岛弧玄武岩中 Zr的含量多 10-60PPm，而大洋玄武岩中Zr的含量为120-300PPm。此

8、外，Zr的分布与岩石的成因也有 关，地幔成因的岩石含Zr低。在熔融及结晶过程中，Zr为不相容元素，倾向于富集在深相 中。Zr/Hf比值随岩浆演而降低，因此，Zr/Hf可指示岩浆演化程度。大陆玄武岩比洋壳拉 斑玄武岩的Hf含量较高，而海岛玄武岩比洋中脊拉斑玄武岩的Hf含量高。这反映了地幔 成分，构造环境，部分熔融程度和分离结晶作用的差异。三、求地质温度与压力及氧逸度微量元素地质温度计和压力计是微量元素在地球化学中的另一重要应用。利用微量元素 在平衡两相中的分配的温压计比用主成分的分配作为温压计较为简便，因为微量元素分配服 从亨利定律，不需要考虑组份浓度和活度的关系。已经用天然物质和人工配制物质制

9、作了各 种类型地质温度计。比较理想和灵敏的地质温度计应该选用有较大的H的平衡矿物对。 常用的微量元素温度计有：Ni在橄榄石和辉石中的分配，主要用基性岩石的结晶温度计算。利用黑云母和钾长石间的复合分配系数（Rb/K）可以减少组份对分配关系的影响。地 质压力计是基于微量元素分配的方程式中产物和反应物间的摩尔体积差 V随压力变化而 制做的，由于固一固相和固一液相反应的AV不很显著，理想的压力计不多。目前有Ca在橄榄石和单斜辉石分配的压力计，黄铁矿中Se，Te分配的压力计等。 氧逸度计也是一种压力计，是用来计算体系氧分压的。有Eu在斜长石、单斜辉石和熔体间分配的氧逸度计。四、微量元素与大地构造环境众所

10、周知，板块构造理论的兴起，除地球物理的贡献之外，地球化学理论也在一定程度 上给了板块学说以较大的支持。70年代，由于板块学说主要依赖于一些海洋物探资料，而 较少有地质学家和地球化学家的提供的佐证，因此，有人怀疑此学说的是否可靠性。随着微 量元素地球化学研究的不断深入，越来越多的资料说明板块学说是可靠的。不同构造环境玄武岩的微量元素丰度和分配型式：火山弧玄武岩：K、Rb、Ba丰富高(活动性，随板块消减进入地幔楔形区)，而Nb、 Ta、Zr、Hf、P丰度低(不活动)。洋中脊玄武岩：Ba、Th、Ta、Nb富集，Yb、Ti、Y丰度低。里特曼将世界上1300 个活火山熔岩，投影在log。-log t座标上(。=(K2O+Na2O) 2/(SiO2-43)，叫里特曼组合指 数，T=(Al2O3-Na2O)/TiO2叫戈蒂里指数)，把岩石成份划分为三个区：A区为非构造带(板内稳定构造构)火山岩；B区为造山带(岛弧及活动大陆边缘区)火山 岩；C区为A、B区火山岩派生的碱性岩。因此，只要已知火山岩的化学成分，计算成Log。和logT ；投影到图上，即可确定构 造环