微量元素在地质中的运用

微量元素在地质上的应用微量元素在地质上的应用主要有以下几个方面:一、分配系数的应用计算平衡时的温度由热力学可知:Ink=—BRTK:平衡常数，在稀溶液条件下， K=D△日=热熔变化，可以测定，R=气体常数，B为常数，据此可求得温度:AInDBT这就是微量元素的分配系数温度计。很多温度计已经测定，特别是稀土元素和硫化物对。计算平衡时的压力根据热力学，在恒温条件下，分配系数 D与压力P的关系式为：llnD、、 =-W°<5Pj"RT判断岩浆成岩过程⑴模型A部分熔融模型平衡部分熔融C,= 1CO_D(1_F)F其 CL:兀素在熔体中的浓度；中：Co：初始固相母体物质中的浓度F:部分熔融特度D:总分配体系P:压力b:分离熔融模型（在发生熔融时，从固相中连续移出所形成的熔体「丄（1卫P:压力CODDc.结晶作用模型分离结晶作用过程中，微量元素的行为可用下式来描述:DI4cLF其中HCL：i元素在熔体中的浓度;Co,l:i元素在原始熔体中浓度;固结度，结晶度），还有其它模型。固结度，结晶度），还有其它模型。（2）过程鉴别（3）地球化学参数的确定源区的物质成分根据地质观察，综合考虑岩石学、微量元素、残留体和同位素组成等资料。e.g.基性岩和超基性岩取上地幔为源区物质，以 2倍左右球粒陨石的丰度为 C。值;花岗岩：S型花岗岩以杂砂岩的平均成分为 G,I型花岗岩源岩为下地壳和上地幔物质的混合，有人以岩体边缘相为 G。二微量元素指示剂对岩浆演化过程的指示价态半径⑺+21.12+21.00+11.47+11.33+21.34RbSr、Ca、K等。RbSr、Ca、K等。丿元糸SrCaRbKBaSr2+和Sr在钙长石一熔体中的分配系数较大（即Sr2+易进入含矿物中），在中酸性岩浆演化过程中,Sr随Ca的减少而贫化，但Sr2+的半径比Ca2+大，C*比Sr2+B先进入晶格，随岩浆作用的进行，Sr/Ca比值变大，若以同源不同阶段岩石中的 Sr和Ca作图，可得到演化线。Ki与Rb+i随岩浆演化程度的升高Rb/中K值变大（Rb+的半径大于V）。Rb+2与Sr+2岩浆分异程度越好，Rb/Sr大。B“K+指示大地构造环境板块移动速度分析事实表明板块扩张或闭合速度与火山岩中 KzO的含量负相关。闭合速度：89cm/a（拉斑玄武岩为主）3 7cm/a（钙碱性岩为主）<2cm/a（碱性玄武岩为主，冷0含量大）俯冲带深度和地壳厚度这里简单介绍其方法的计算步骤：①先计算按硅标定的K含量在岩石化学成分中，由于KO和NaaO与SiO2的含量呈一种明显的线性关系， 特别是KQ的含量与SiO2的正相关关系最为明显，且 SiO2在自然界中最丰富，因此，就以 SiO2的含量来标定KO值（这与地球化学中以Si原子为106来标定其它元素的原子数的道理一样） ，也就是计算SiO2含量为60%寸，K2O相应的计算值（标定值）。例如，已知玄武岩中 SiO2的含量为50%KO的含量为0.6%,则标定的KQ值为：(3=(60X0.6/50)X100%=0.72%康迪(Condie)计算公式：设C代表地壳厚度，Z代表俯冲带深度，则康迪公式为：C(km)=18.2(K2O)0.45(相关系数丫=0.67)Z(km)=89.3(K2。)-14.3(相关系数丫=0.82)若将上述的标定的K?O含量(0.72%)，代入该两式中，即可得：C=18.2X0.72+0.45=13.55(km)Z=89.3X0.72-14.3=50(km)不同性质大地构造单元微量元素地化特征(陈国达) 。对岩相古地理环境的指示FeTFe?十法估计氧化还原环境；MnO/MgO值与Eh的关系古海水盐度的估算：沉积物中原生水的氯离子含量来估算古海水的盐度(S):S(%。)=0.030+1.80500-(%。)正常海水的氯度为19.4%o,正常海水的盐度为 35%0。沉积磷酸盐法：沉积物中含有磷酸钙和磷酸铁：海相一磷酸钙，淡水相一磷酸铁。用2者的比值可确定古环境粘土中的硼含量后算古水体的盐度现代海水中硼含量为4.77PPm,淡水中一般不含硼，不同环境沉积的粘土，其硼含量明显不同。淡水粘土一几十克/吨；海相粘土一几百克/吨；咸化泻湖粘土一1000克/吨以上伊利石中的硼含量能反映古盐度：超盐度环境一大于400PPm正常海相一300400PPm半咸水环境一200300PPm低盐度环境一小于200PPm若岩石中含有较多的其它矿物，就要以伊利石的理论含钾量 8.5%来换算成伊利石的纯硼含量(校正硼含量)。校正硼含量=岩石测量值X8.5/K20古水深度沉积物中：Mo>5,Co>40,Cu>90,Ba>1000,Ce>100,Pr>10,Nb>50,Ni>150,Pb>40PPm同时U<1,S*3。其环境可能深度大于250m>陆源恢复变质岩原岩的指示作用变质过程常使得常量元素发生变化，而微量元素特别是一些惰性微量元素变化很小。①正副变质岩原岩恢复方法：a•微量元素绝对浓度法。e.g.角闪岩正变质一Cr、Ni和Ti含量高副变质一Li和B等含量高。REE的配分模式和含量等。微量元素对比值法用性质相似的元素，或不同的环境下有不同相关性的元素对比值， 如REE(LREE/HREE原子序数相近的REE之比)，Sr/Ba,Cr/Ni等。e.g.正变质角闪岩：Sr/Ba>1，Cr/Ni>1副变质角闪岩：Sr/Ba>1,Cr/Ni<1等。微量元素与造岩元素比值法e.g.Dearce和K2O/Y值来区别不同构造部位的玄武岩。图解法(略)函数判别法：e.gD.M.Shaw:构造了一个判别函数。X=-2.69lgCr-3.18lgV-1.25lgNi+10.57lgCo+7.731lgSc+7.5lgSr-1.951lgBa-1.991lgZn-19.58(PPm)若X>0,则为正斜长角闪岩，X1<0,则为副斜长角闪岩。或：X2=3.89LGCo+3.99lgSc-8.63若X1>0正斜长角闪岩X1<0副斜长角闪岩②恢复变质沉积岩原岩类型的方法：AF图解法A=Al2Q-(CaO-CO2+K2O+NaO)F=(FeO+FeaQ+MgO)/SiO2各氧化物均以分子数进行计算。分子数=含量(％)/分子量x1000用AF作图，可把各类沉沉积区要开来(图 4.21P169)。米什金图解法(P170)三、微量元素温度计,压力计和氧逸度计微量元素温度计没元素i在AB两相中的浓度为Ca和Cb。在AB相平衡时，其化学相等，即：uA=UiB而，UA=UAO RTlnC而，iiAUiB二UiB,°RTInC：jA,°RTInC「=UiB° RTInC；©A,。｛严=RTInGB/CjACA按热力学有:.■■■=G-"-RTInCi按热力学有:C.HO-T"：S°--RTInC：.HO-T"：S°--RTInC：口csAT二ABInDiT二ABInDiiA或InDi=BiTe.g•①橄榄一单斜性年石，Ni分配温度计.二1680InDn・—— 7.65iT②LEE在斜长石一基质间分配系数温度计

InDLa——2000-6.40(1100-1400C)巴尔特——长温度计(碱性长石一斜长石)稳定同位素温度计在共生矿物对，硫同位素分馏与矿物形成的温度符合下面关系式:A、34s=1000In：a』2B爲上=RaRb，Ra为a相中重轻同位素比值,Rb为b相中重轻同位素比值，般利用实验方法测定矿物一水体系中常数 A和B,在计算时，利用下式:爲上八a冰八b公，A、B常数也有变化微量元素压力计大家最熟悉的是Scott的闪锌矿温(压)计。①石榴石一斜长石Ca的分配压力计在石榴石、斜长石-酸碱石一石英共存条件下Ca的分配压力计O=(-2511.4/T)+7.1711-[0.2842(P-1)/T]+lgD-0.4D——X：3必；：「3该压力计的精度为土1.6Kbar还有很多。地质氧逸度计主要是用变价元素的相关参数来进行氧化还原条件研究。①Eu2+/Eu3+氧逸度计lgfO2—4lg|A AEu对于基质和斜长石，氧逸度计为：lg02=-4.55(±0.17)lg(Eu2+/Eu3+)L-10.89(±0.19)lgO2=-4.60(±0.17)lg(Eu/Eu2)+PL-33+.86(±0.27)但实际过程中，不能分别测出 Eu2+/Eu3+所以要推导出它们的浓度：设Ef+在两共存相斜长石和熔体间的分配系数为 DEu/l,它可以在各三价 reEFd的平滑曲线内插得到，Eu位于Sm和Gd,而Sm和Gd均为+3价，故：DPl/L