元素分布的基本规律.docx

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元素分布的基本规律

主要内容：

一、地球化学旋回与元素分布

二、元素的共生组合

三、元素的空间分布

四、元素含量的概率分布

第一节地球化学旋回与元素分布

　　勘查地球化学主要是通过调查地球表层系统中化学元素的分布特征来研究它对人类产生的直接或间接利害关系。

因此，了解元素分布分配的基本规律是十分必要的。

　　元素分布、分配有两重含义：

　　1、元素在地球各圈层的分布，特别是地壳表层各地质体间及各类岩石、矿物间的分布、分配；

　　2、元素在各地质作用过程中的分布、分配。

　　前者是后者的结果，是勘查地球化学研究的主要内容。

　　此外，分布与分配也有差别。

如下图（图1-1）中金矿中金以硫化物及自然金的形式存在，反映了Au在矿石的具体分配形式，而矿石中金的品位则是反映其在矿石中的分布情况。

（图1－1）石英脉型金矿石

（一）地球化学旋回　

　　元素演化是以元素的赋存介质的变迁实现的。

从图1-2、3中可看出，在地幔对流驱动板块动移并发生岩石循环过程中，地幔物质分异出的岩浆及地壳物质重熔形成的岩浆通过上升，结晶形成岩浆岩，经构造运动隆升至地表或近地表，进入表生环境，遭受风化、剥蚀，搬运到湖、海盆地沈积成岩。

沉积岩再经沉降或俯冲到地壳深处，发生变质或部分重熔而形成新的岩浆，完成一个大旋回。

在大旋回演化过程中，同时还存不同级次的次级旋回。

如沉积岩直接进入风化搬运，变质岩也可不遭受重熔而上升至地表遭受风化、剥蚀等。

图1-2　地幔对流与板块运移示意图

图1-3　地球化学（岩石）旋回示意图

　　图1-2、3中外生环境与内生环境的分界一般说来相当于潜水面，之下为还原环境，之上为氧化环境。

但在基岩中断裂发育区，地下水下渗较深，也会对潜水面之下的岩石产生氧化作用。

同时，我们还应当看到，地球化学旋回不是简单的机械重复，它始终伴随着物质形态的转变，化学成分的变化。

可见，地球化学旋回的方式可以重复，但其物质成分的演化趋势是不可逆的，从而引起了化学元素的分异和演化，这种分异和演化是有规律的。

（二）常量组分分布特征

　　地壳的形成，地壳的物质成分与地幔，特别是上地幔最有成因联系，这是因为地壳物质起源点在地幔，地球化学旋回的最深点也在地幔。

因此，研究元素的分布、分配的重点是地幔和地壳，特别是地壳。

因为，地壳岩石出露，便于采样研究，而地幔岩石极少地表出露，只能根据偶尔获得的深源包裹体（主要是基性、超基性火成岩）的分析测试资料获得，而深源包体在其形成和上浸过程中还遭受了一定的化学混染作用，成分已不能真正反映原始地幔特征。

研究地壳、地幔的物质组成，首先是通过直接样品分析获得，其次是与陨石物质对比和模拟上地幔的温度－压力条件对硅酸盐物质合成的实验研究获得。

总的来说，地壳成分研究较为深入、准确，地幔成分研究尚在探索中，但由于它对研究地壳成分的起源及制约因素上的重要意义，正受到包括地球化学家在内的地质学家的高度重视，国际上地幔计划（ＵＭＰ）代表了这方面的最新成绩。

地壳是由地幔重熔分异演化而来，二者间现有联系又有差异，表1－1列出了地幔与地壳的主要氧化物成分特征：

　表1－1　　　地幔与地壳成分特征

成分

地幔

梅森，1966

地幔

林伍德，1975

地壳

罗诺夫，1969

地壳

黎彤，1965

ＳiＯ2

43.06

45.16

57.64

60.74

ＭgＯ

31.32

37.47

3.87

3.41

ＦeＯ

6.66

8.04

4.30

3.51

Ｆe2O3

1.66

0.46

2.43

2.80

ＣaＯ

2.65

3.08

7.01

5.61

Ａl2Ｏ3

3.99

3.54

15.45

15.35

Ｎa2Ｏ

0.61

0.57

2.87

3.30

Ｃr2Ｏ3

0.42

0.43

ＭnＯ

0.13

0.14

0.15

0.13

Ｐ2Ｏ5

0.08

0.06

0.23

0.27

Ｋ2Ｏ

0.22

0.13

2.32

2.36

ＴiＯ2

0.58

0.71

0.88

0.86

ＮiＯ

0.39

0.20

Ｈ2Ｏ

0.21

1.33

1.22

　　由上表可见，虽然不同学者计算地幔、地壳的模型不同，但由于地幔发展演化形成了地壳，二者在成分上差异规律是一致的，即地壳中易熔的硅铝长英质成分（Ｓi、Al、Ca）和Ｋ、Na、水增加，而难熔组分Ｍg、Ｆe、Ｎi、Ｃo、Ｃr比例减少。

　　岩石圈中十余种常量元素占总量的绝大部分，如地壳中Ｓi、Ｏ、Ａl、Ｆe、Ｎa、Ｋ、Ca、Ｍg、Ｔi等九种元素占总量的百分之九十九以上，它们是岩石圈成分主体。

由于这些元素含量高，它们遵循化学计量原则形成自然矿物，结果造成地幔中铁镁暗色矿物为主、地壳中长英质浅色矿物为主。

上述规律反应了地幔与地壳在岩石矿物组成上的规律差异，这种差异正是地幔熔融、分异演化的结果。

　　（三）微量元素的分布规律

　　微量元素的分布不同于常量元素，不受化学计量原则控制，其分布规律微观上受元素类质同象置换条件制约，以固溶体混合物形式分布于岩石中。

宏观上，受元素分配系数制约以某种统计规律反应富集贫化趋势。

微量元素在造岩矿物中多以类质同象混入物形式存在，服从概率分布规律，既有随机性，又有统计性。

　　还有少量微量元素的分布不是类质同象混入物形式，它们是超显微非结构混入物，它们是在矿物结晶生长时，混入晶格缺陷或机械包裹。

如硅酸盐岩浆粘度大，一些成矿金属硫化物、氧化物不能聚集生长成大颗粒矿物，而呈超细分散状化合物的形式分散在岩浆中，象黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿和Ti、V、Mn、U、Th的氧化物，以及Au、Ag、Pb、Bi、Hg的原子态单元素自然矿物。

　　从地核到地壳的垂直方向上，分散在结晶矿物中的微量元素产生了分异作用。

如亲石大离子具有明显的从地核、下地幔向上地幔最终地壳逐步富集。

谢尔巴科夫用元素的向心力和离心力描述这种向地球外圈贫化或富集的趋势。

他将陨石成分（u）当作地球的平均成分，代表地球的原始浓度，玄武岩作为地幔平均成分，将玄武岩元素丰度（v）作为元素离心的基本参数；页岩是地壳中广泛分布的沉积岩，是地球表部各类岩石的平均成分代表（c）。

从而根据u、v、c三个参数的比值特征将元素分为四组。

　　1、向心元素v/u<1c/v<1

　　Mg、Cr、Fe、Co、Ni、Cu、Rn、Rh、Pt、Os、Ir、Pd、Au

　　2、最弱离心元素v/u>1c/v<1

　　P、Na、Ca、Sc、Ti、V、Mn、Zn、C、N、Cl、Br、I

　　3、弱离心元素v/u<1c/v>1

　　Ga、Ge、As、Se、Sn、Te、Bi、Re、Mo

　　4、离心元素v/u>1c/v>1

　　Li、Rb、Cs、Sr、Ba、Y、REE、Zn、Hf、Nb、Ta、B、Al、In、Tl、Si、Pb、Sb、

　　U、F、O

　　最强的离心元素当属在水圈、生物圈和大气圈中富集的元素，如H、C、O、N及惰性气体。

岩浆结晶过程中，某些元素并不进入造岩矿物晶格，它们倾向于在富含水的溶体相中富集。

地球化学家用元素相溶性来描述在结晶相或流体相富集的特征。

不相容元素（incompatibleelements）是指那些在结晶分异过程中倾向于残留流体相中聚集的元素。

相容元素（compatibleelements）则是指容易进入结晶相而在残余流体相中迅速降低的元素。

地球化学家用分配系数（KD）来定量刻划微迹元素在两相中的分配特征。

　　KD=

　　KD为元素在两相间的分配系数，为在矿物晶体中浓度分数，为元素在熔体相中的浓度分数。

　　根据分配系数KD的大小把微量元素分为弱不相容元素（KD=0.1—1）如Zr、Nb、Th、HREE；不相容元素（KD<0.1）如K、Rb、U、Th、Pb、LREE；把其中KD<0.01的称为强不相容元素，即百分之九十九聚集于流体相中，如Rb、Cs、K、U、Th、Ta、Nb、Ba、La、Ce等。

　　不相容元素因其离子半径大，电荷高而不易进行类质同象置换，故又常称为亲石大离子元素，如K、Pb、Sr、Ba、Na、Ta、W、LREE。

　　Hofman（1988年）排出了亲石元素不相容性降低序列：

Rb、Pb、U、Th、Ba、K、La、Ce、Nb、Pr、Sr、Nd、Zr、Na、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Y、Tm、Ti、Lu、Cu、Sc、Co、Mg、Ni。

　　谢尔巴科夫的向心元素，主要是KD>1的相容元素，而离心元素则是不相容元素。

谢尔巴科夫从宏观分布上研究了元素的分布趋势。

分配系数则是定量刻划了元素在结晶分异过程中的分配特征。

　　地幔部分熔融形成岩浆，下地壳岩石在增温增压，特别是在含有一定水时可以重熔成岩浆。

因此，岩浆分熔，结晶分异是元素地球化学旋回的原动力。

每次重熔，不相容元素和相容元素都产生一次分离，从而使晚期的岩浆较早期的岩浆更富集不相容元素。

我们以中国科学院贵阳地球化学研究所的华南地区花岗岩的资料为依据，从早期花岗岩到喜马拉雅山期花岗岩的一些元素含量特征见表1-2。

表1-2我国华南不同时期花岗岩中元素含量特征

成岩时期

雪峰-四堡期

加里东期

海西期

燕山期

研究岩体数

SiO2（％）

K2O

Nb

Ta

RE（总量）

WO3

Li

Rb

Be

Cs

F

Sn

Cu

Pb

Cr

V

Co

61

69.30

3.29

15

3

208

2.87

67

190

1.6

16

726

5

28

33

129

87

10

143

70.53

3.86

21

6

209

2．79

58

214

1.6

16

792

15

27

37

61

51

4.6

62

71.23

4.36

21

4

152

15

25

18

36

36

46

6

272

72.76

4.71

35

8

256

5.16

96

358

5.4

25

1388

42

38

54

28

16

1

　　由上表可以清楚看出，华南花岗岩的形成时代由老到新，岩石中SiO2、K2O的含量越来越高，相应的不相容元素Nb、Ya、REE、W、Sn、Be、Li、Rb、Pb、F、Cu等含量越来越高。

巴尔特把岩浆岩演化的这种规律总结为极性演化，即酸性岩越来越酸性，基性岩越来越基性。

这也为矿产评价与找矿提供了思路，即在时代最新的花岗岩类岩体中寻找不相容元素的矿床，如我国稀有金属元素总是与燕山期花岗岩有关，而相容元素的矿产如Cr、Ni、Pt等主要在最年轻的基性岩、超基性岩岩体中去找。

第二节元素的共生组合

　　在地壳中某一特定条件下，一些元素倾向于密切伴生，共同产出。

甚至在一系列地质条件极不相同的情况下始终保持共生特征。

还有一些元素，在内生地质作用、岩浆作用、变质作用中通常共进退，相依相伴密切共生，但在表生风化和沉积旋回中却分道扬镖。

因此，探索元素在内生和外生环境中的共生组合关系，对于应用地球化学具有十分重要的现实意义。

　　一.元素的亲合性

　　地壳是一个包含92种天然元素组成的自然体系。

在其特定的温度、压力和酸碱环境中，这些元素互相组合，形成了特定的共生结合规律。

　　天然矿物一般按阴离子分类，地壳中常见的是含氧化合物、硫化物、卤化物及天然元素等。

地球化学上把阳离子有选择地与阴离子结合的倾向性，称为元素的亲合性，并进一步按这种亲合性进行元素分类。

华盛顿（1920）将与氧结合或与氟、氯结合的元素称为成岩元素，而与硫、硒、碲、砷、碘、溴结合的元素称为成矿元素。

与之相似的是兰卡玛-萨哈玛划分的亲氧元