微量元素地球化学在岩石成因和成矿作用中的应用_精品文档.docx

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关于微量元素地球化学的读书报告

（021111班2011100-------）

一微量元素基本概念

微量元素（minorelements）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。

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。

开始的研究主要集中在了解和查明微量元素在陨石、地球及其各层圈以及各类地质体中的分布、丰度及其规律，而后认识到微量元素作为一种示踪剂或指示剂，研究成岩成矿作用，如岩石类型划分，原岩恢复、成岩成矿的物质来源和物理化学条件微量元素的特殊的地球化学性质，同时可以利用热力学的有关理论，建立微量元素地球化学模型，对成岩和成矿的熔融和结晶作用过程进行定量理论计算，使微量元素地球化学有自己的特殊的研究方法和理论体系。

在地球化学中最大量和最主要的应用集中表现为：

利用微量元素的组成、相互关系等特征作为各类岩石、矿石的成因类型的“指纹元素”，并进一步利用微量元素来探讨和指示地质、地球化学过程。

二微量元素在成岩过程中的化学示踪作用

1.1微量元素地球化学对和组合关系图解

在将微量元素资料用于地球化学问题研究时，常将两个元素的关系、或将两个元素比值的关系、或两组元素和比值的关系进行对比，可统称为微量元素对，或微量元素地球化学对。

一般说来，微量元素对常常是地球化学性质相近的元素，如Nb/Ta，Zr/Hf，Sr/Ba，Th/U，Cr/Ni，Cl/Br等，也可以其中一个是主元素，另一个是与其他化性质相似的微量元素，如K/Rb，Mg/Li，Ca/Sr，Fe/V，Al/Ga，S/Se等。

前述各单个稀土元素比值（如La/Ce）也常用作元素对。

应该根据研究目的选择不同的元素对。

如研究岩浆形成机制和过程鉴别要选择分配性质相同或相反的元素对，如Ba/Nb，Nb/Th，以及Ce－Ni，Cr－Ta等。

要讨论氧化、还原状态，要选择变价元素对，如Fe2+/Fe3+，V3+/V5+，Eu2+/Eu3+，以及Mn/Mg等。

要研究岩体剥蚀深度，要选择元素浓度随深变而增减的，如Li/Sc，Rb/Bi，Sb/Bi等。

而要进行变质岩原岩恢

复，则需选择对变质作用较稳定的元素，如Zr/Ti，Zr/Ni，Cr/Ti，Zr/Mg等等。

有时为了

加强元素对比值的指示意义，所选择的往往不是二个元素的比值，而是二组元素含量和的比值、或含量积的比值。

如（Li＋Rb＋Cs）/（Sc＋Zn）或（Li×Rb×Cs）/（Sc×Zn），也可以是一个元素对与第三个元素的比值，如K/Rb－Ti等。

除元素对关系外，多种微量元素的组合关系也是经常采用的一种方法。

如塔乌松等在研究花岗岩分类时选用Rb，Zr，Zn，Li，Nb，Pb，Cu，Be，Cs，Ta，Sn，W，Mo等十三种元素，还有采用25种元素关系来进行分类的。

但比较多的是采用三元素的图解法。

如玄武岩类型划分的Ti/100－Zr－Sr/2，Ti/100－Zr－Y×3图解。

花岗岩类型划分的F－Sr＋Ba－Li＋Rb三角图解。

海陆相地层划分的Ga－Ba－Rb图解。

稀土元素的球粒陨石标准化丰度图、不相容元素的蜘蛛图也可属于这一类。

定量研究微量元素之间、微量元素和主元素之间的相关性是微量元素组合的另一类统计分析方法。

最简单的就是相关系数的计算，它反映了元素之间关系的密切程度。

但在复杂的地质、地球化学过程中，单纯的相关系数不能反映元素之间的客观关系，因而就出现了逐步回归分析，群分析和因子分析等复杂统计分析。

1.2岩浆演化和成岩过程判别

Rb/Sr比值是岩浆演化过最明显的指示剂：

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，它为+2价阳离子时，在岩浆演化过程中，Sr长石—熔体间的分配系数大，也就是说Sr2+易，按类质同象规律进入含Ca2+矿物中，因此在中酸性岩浆演化过程中，Sr一般也随Ca的减少而贫化，但其贫化速度较慢Sr/Ca值逐渐增加。

综合岩浆分异程度愈好，Rb/Sr比值愈大。

若以同源不同阶段岩石中的Sr和Ca作图，可得到演化线。

Ba和K的地球化学性质也有类似之处,所以在岩浆结晶过程中,B。

主要进入森

石中,随着分异作用的进行,Ba/K值不断增大（说明Ba取代K的数量愈多）。

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：

过渡元素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。

Nb/Ta比值可作为形成条件的指示剂：

Nb、Ta、Zr、Hf等其活动性较小。

它们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，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可指示岩浆演化程度：

Zr/Hf比值随岩浆演而降低，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。

另外可用来区分不同酸基度的岩石,如从辉长岩到白岗岩之Zr/Hf值由60降为40,从白岚岩到霞石正长岩之Zr/Hf值又由40增至90。

K/Rb值之应用:

不同类型的岩浆岩,其K/Rb值不同，随着花岗岩岩浆分异作用的进行,K/Rb值趋于减小,在花岗岩类岩石中当K/Rb值急剧减小时（小于100）,往往发生稀有元素的富集,如Nb、Ta等矿化;因此,K/Rb值亦可作为花岗岩类矿化的标志之一。

另外K/Rb值也可判断花岗岩的成因,如I型花岗岩,K/Rb值一般大于2。

伪S型花岗岩之K/Rb值一般小于200。

187Re/186Os值可区分不同来源的岩浆岩：

用K型元素（Rb、Ba、Sr等）的丰度区分造山带玄武岩的亚系列,用Zr/Y值和Zr、Nb、TiO2:

、Si02之关系研究不同类型的岩浆岩和玄武岩的类型等。

1.2沉积岩成岩环境示踪

如锆石中的铪，钛铁矿中Cr、Ni、V、Cu、Mn、Mg等对中于不同岩石是较灵敏的指示剂。

不同类型岩石中，锆石中的铪含量，特别是锆铪比明显有差异，同一成因类型的不同侵入体之间也有差别。

因此，以锆石或钛铁矿中微量元素含量分布进行源区探索较为有效。

（赵振华，1997）。

根据海水和淡水中含量差异显著的微量元素，可以区别海相和陆相沉积物。

如Sr、Ni、Co、Mn、Ba等可作为区分礁相和非礁相灰岩的指标元素。

应用Rb/K、B/Ga、Sr/Ba等值判别沉积岩的形成环境:

各元素比值,海相沉积Rb/K≤0.006,B/Ga>4.5一5,Sr/Ba>1,陆相沉积Rb/K<0.046,B/Ga<3.3,Sr/Ba<1。

另外有人曾对页岩中的B、Rb、Ga、Sr、Ni、V、U及Pb、Zn、Cu、Sn等微量元素的丰度进行研究,也发现B、Rb、Sr等在海相页岩中比较富集;Ga、Ba、K等在陆相页岩中比较富集,也和上述的结论一致。

因此用B、Ga、Rb三角图象进行判别页岩的生成环境,一般效果较佳。

除此在研究中也发现,Ni、V、U等元素在海相的有机质页岩中比较富集,而Pb、Zn、Cu、Sn元素等则在淡水有机质页岩中比较富集的规律。

1.3.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—Cr、Ni和Ti含量高，副变质—Li和B等含量高，REE的配分模式和含量等。

b.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。

c.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。

e.图解法（略）

f.函数判别法：

e.gD.M.Shaw：

构造了一个判别函数。

X1=-2.69lgCr-3.18lgV-1.25lgNi+10.57lgCo+7.731lgSc+7.5lgSr-1.951lgBa-1.991lg

Zn-19.58（PPm），若X1>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：

a.AF图解法

A=Al2O3-（CaO-CO2+K2O+Na2O），F=（FeO+Fe2O3+MgO）/SiO2，各氧化物均以分子数进行计算。

分子数=含量（%）/分子量×1000，用AF作图，可把各类沉沉积区要开来。

b.米什金图解法。

1.4成岩构造环境判别

1．4.1玄武岩构造环境判别

不同构造环境玄武岩的微量元素丰度和分配型式：

（1）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）。

（2）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logσ-logτ座标上（σ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43），叫里特曼组合指数，τ=（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Logσ和logτ；投影到图上，即可确定构造环境。

同样一些学者将火成岩中TR元素富集分布的特征用曲线表示,并将曲线分为三种类型:

（A）富集型曲线是轻TR（La一Sm）相对于重TR（Eu一Yb）,较为富集;（B）亏损型曲线是轻TR相对于重TR贫化;（C）平坦型（球粒陨石型）是轻重TR的含量相等,其比值等于1。

以此来区分不同类型的玄武岩等岩石。

如洋脊和岛弧玄武岩属于亏损型,但岛弧玄武岩的TR元素丰度偏低;而非洋脊的玄武岩则属富集型。

大离子半径亲石元素除了指示岩浆的演化分异以外，还可用来区分不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数

Rb（PPm）

Sr（PPm）

Ba（PPm）

K/Rb

Rb/Sr

岛弧拉斑玄武岩

3-10

100-200

50-150

1000

0.01-0.05

岛弧钙碱性岩系

30

380

2