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微量元素地球化学课件

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微量元素 地球 化学课件
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中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院研究生院《现代地球化学》微量元素地球化学郭敬辉岩浆岩中主要造岩矿物和副矿物的分子式Q/英 长石 长石 长石 石 云母 2H)2a,~3([(i)4(辉石 苏辉石 e)2榄石 e)2铁矿 铁矿 灰石 (F,H)i 榍石 O,l,F)晶石 榴石 g,石 微量元素地球化学的一些基本理论问题2 岩浆过程的微量元素定量模型3 稀土元素地球化学4 微量元素地球化学研究的主要思路和方法综述5 微量元素地球化学方法在现代地球科学研究中的应用实例6 配微量元素地球化学行为的主要物理化学定律a. 化学势、逸度、活度c. 固熔体、稀溶液与亨利定律d. e. 分配系数的含义f. 影响分配系数的主要因素g. 分配系数的测定™ 1968)不作为体系中任何相的组分存在的元素™ 伯恩斯(晶体场理论的矿物学应用)只要某元素在体系中的含量低到可以用稀溶液定律来描述其行为,即可称微量元素™ 微量元素的概念是相对的K:花岗岩中常量元素,超基性岩中微量元素壳岩石中微量元素,陨石中常量元素B:伟晶岩中常量元素™ 对于地壳,O , K, 量元素的定义微量元素的定义ƒ 独立矿物U → 类质同像替代 微量元素在地质体中的赋存型式微量元素在地质体中的赋存型式 晶格缺陷ƒ 量元素分类微量元素分类™ 基本的化学分类™ 一般的地球化学分类™ 常用分类™ 对元素分类的说明™ 基本的化学分类™ 铁 亲铜 亲气™ 一般的地球化学分类™ 常用分类ƒ过渡 (族 )元素ƒ稀土元素 (ƒ铂族元素 (ƒ惰性气体元素ƒ高场强元素 (子半径小,电价高大离子亲石元素 (子半径大,电价低K、 不相容元素:>1,倾向于富集在结晶相 2 3 4 5 对元素分类的说明ƒ 主要考虑元素在岩浆过程中的特点ƒ 各种分类之间不一定有对应关系果他们具有相同的电电价和离子半径离子半径,则易于交换,并以与他们在整个体系中相同的比例进入固熔体正因为如此,许多微量元素,会以类质同像替代的方式,和与各自电价和 离子半径相近的常量元素(主元素)一起进入固体相。例如: 0 60 80果他们具有相同的电电价,和相似的离子半离子半径径,则较小的离子倾向于进入固体相比的离子半径小,因此,在橄榄石与熔体的平衡体系中,橄榄石中含量高于熔体果他们具有相似的离子半径,离子半径,但是但是电电价不同,那么,电价高的离子倾向于进入固体相如, 学势、化学势、逸度、活度逸度、活度化学势化学势μ::物质的物质的克分子克分子分对于实际气体溶液体系,组分化学势为:μi = μ分对于溶液和固熔体体系,组分化学势为:μi = μγi •x 活度系数为活度系数,代表实际溶液对理想溶液的偏差,与系统的,代表实际溶液对理想溶液的偏差,与系统的组分、熔体的结构、温度、压力等有关。组分、熔体的结构、温度、压力等有关。熔体、稀溶液与亨利定律固熔体、稀溶液与亨利定律固熔体:一般采用研究溶液体系发展出来的理论模型来处理固体a i=γi•™当当组分组分活度时,其活度γi • γ亨利常数,与组分含量 P、、考虑微量元素在固体相和液体相之间的分配关系,这考虑微量元素在固体相和液体相之间的分配关系,这2相的相的关系是地质过程中最主要的关系。关系是地质过程中最主要的关系。微量元素微量元素j,,溶质,在稀溶液体系中;溶质,在稀溶液体系中;2相,相,α相相,,β相相™元素元素们的相中的分配达到平衡时,他们的化学势相等化学势相等元素μμ+ 有::μμ+ μμ+ μ+ n(( ( μ- μ) / 由于:由于:γj•( • ( γγ故得到:故得到:( γγ• ( μ- μ) / = ,T )显然,在显然,在P、、定的条件下, 能斯特(配定律:在给定的:在给定的P、、量条件下,微量元素元素在相间达到平衡时,其在2相的浓度比相的浓度比不随组分含不随组分含量改变量改变,为一个常数,为一个常数,,T)。。例如,假设:体系中 C(= 20 (≅ 100 (≅ 1 (≅ 10 系中 C(→→ 40 :橄榄石中 C(→→ 200 (→→ 2 (→→ 20 当当α为固相(矿物和岩石),为固相(矿物和岩石),β为熔体相时,为熔体相时,上述常数就上述常数就是是分配系数,一般表达为:,一般表达为: 用C 而不用为对于热力学的目的,值方便;而对于地球化学,重量比值更简便™ 总体分配系数总体分配系数D::如果与溶液相平衡的结晶相(矿物相)如果与溶液相平衡的结晶相(矿物相)超过一个,组分超过一个,组分∑l• 里:配系数的含义分配系数的含义9分配系数可以浅略理解成在晶体 /溶体的体系中,元素进入晶体的能力ƒ不相容元素:>1,倾向于富集在结晶相™ 不相容元素可以分为 2组9 高场强元素 (有: U, 大离子亲石元素 (有: K, 。动性更强,特别是有流体参与的系统 L) 4 5 7 90 34 1993). * 微量元素的相容或不相容,取决 于所涉及的体系,取决于矿物与熔体的类型。ƒ 看看下面这些微量元素,哪些相容元素,哪些不相容元素ƒ 试试,响分配系数的主要因素及分配系数的测定影响分配系数的主要因素及分配系数的测定影响分配系数影响分配系数主要外部因素有:™ 离子半径离子半径™ 体系的组分体系的组分™ 温度温度™ 压力压力™ 氧逸度氧逸度离子半径的影响离子半径的影响™ 收缩造成稀土元素(离子半径递减离子半径递减,相应的,相应的单斜辉石/ 玄武质岩浆之间的分配系数递增分配系数递增玄武质岩浆体系组分的影响体系组分的影响™ 体系组分对分配系体系组分对分配系数的影响主要反映数的影响主要反映在熔体在熔体(岩浆岩浆)的组的组分变化上分变化上¾ 随着岩浆组成从基随着岩浆组成从基性向中酸性演化,性向中酸性演化,稀土元素在角闪石稀土元素在角闪石和岩浆之间的分配和岩浆之间的分配系数系数渐次升高,变渐次升高,变化幅度极大。化幅度极大。各类岩浆中,角闪石 配系数升高含量升高,分配系数升高浆岩浆) 组分对稀土元素分配系数的影响--组分对稀土元素分配系数的影响--不全是升高!不全是升高!玄武质熔体玄武质熔体 安山质熔体安山质熔体 流纹质熔体流纹质熔体稀土元素稀土元素 稀土元素稀土元素稀土元素稀土元素分配系数 分配系数分配系数 分配系数分配系数 分配系数温度压力的影响温度压力的影响¾ 温度温度升高,分配系数降低,表明高温下离子倾向于进入溶体升高,分配系数降低,表明高温下离子倾向于进入溶体¾ 压力压力升高,分配系数升高,表明高压下离子倾向于进入固相升高,分配系数升高,表明高压下离子倾向于进入固相高,武质岩浆间的分配系数分配系数配系数的测定分配系数的测定™ 分配系数的测定分配系数的测定::o 直接测定:火山岩斑晶基质法直接测定:火山岩斑晶基质法o 实验方法、实验方法、晶过程:分离结晶过程,他模型:a. 同化混染和分离结晶作用联合模型 (b. 浆过程的鉴别(部分熔融、分离结晶)部分熔融过程的理解o 部分熔融过程很重要。地球的圈层分异,地壳的生长和演变,在物质上,主要是通过岩浆作用来实现的。岩浆发生的唯一方式,是先存岩石的部分熔融。o 如果熔体一直在熔融区滞留,产生的全部熔体就会作为一个整体,与残留相保持某种程度的平衡,从而接近平衡部分熔融过程平衡部分熔融过程;o 如果熔体一产生就很快离开熔融区,而移至别处汇聚,那么,在熔融区,与残留相平衡共存的熔体始终只是刚刚产生那一小部分。这样的过程,称为分离部分离部分熔融过程分熔融过程 。现在的上地幔接近分离部分熔融的残留相。o 如果随着部分熔融的发展,产生熔体的量,每达到一定程度,就离开熔融区,而移至别处汇聚。这样的过程,称为批式部分熔融过程批式部分熔融过程 (这样的过程,接近地质实际。衡部分熔融过程的定量模型o 假设,产生的全部熔体与残留相保持平衡源岩残留相岩浆虑源岩中微量元素留相中的量相等,可得下列方程:(1(1:F + (1(于由于(就是元素就是元素因此得到:F + (1)到: 11) 1= =™ 说明:上述过程的一个假设条件是,残留相中的矿物说明:上述过程的一个假设条件是,残留相中的矿物种类和比例(例如:种类和比例(例如:a,,b,,源岩的矿三种矿物)与源岩的矿物种类和比例相同。或者说,在熔融过程中,源岩的物种类和比例相同。或者说,在熔融过程中,源岩的矿物组分等比例地进入熔体。矿物组分等比例地进入熔体。™ 如果源岩的矿物组分不是等比例地进入熔体,严格说如果源岩的矿物组分不是等比例地进入熔体,严格说来,部分熔融的微量元素方程应该是:来,部分熔融的微量元素方程应该是:1=这里,这里, 对平衡部分熔融过程中,微量元素的变化情况作如下简对平衡部分熔融过程中,微量元素的变化情况作如下简单的分析:单的分析: 11) 1= =™ 如果如果1,,则:则:1™ 如果如果迅速降低开始特高,开始特高,迅速降低开始特高开始特高,缓慢降低D>1几无 几无 缓降至1i、些情况下,如存在石榴石)分离结晶过程中,浓度变化大部分熔融过程中,浓度变化小¾超岩浆元素H(亲湿岩浆元素 ),高不相容,D 1,斜率为负值如果D 1(4) 分离结晶和部分熔融过程中,岩浆元素D 单斜辉石 > 斜方辉石• 斜方辉石 » 橄榄石• L) 90 34 0070030 056 0001 0148 0544 2 in 4 5 0 0 4 18 0 5 1982) * 损与富集石榴石强烈富集 长石富集 在部分熔融过程中,如果源区的残留相中有石榴石,则部分熔融形成的溶体具有陡倾的 损™ 如果源区的残留相中有斜长石,则部分熔融形成的溶体亏损 示 8 60 62 64 66 68 70 72e m b b 7% 7% 8 60 62 64 66 68 70 72e m b b 4% 4% 4% 5% 5% 0%e m b b 素变化矢量图0 100 1000101001000 准化图,稀土元素的配分和多离子配分图h b 1983) IL on FS on IB 4-3 in 2001) un 1989) . D. . J. , in 42. 耦•造判别图洋中脊玄武岩 陆内裂谷3. 岛弧火山岩 活动大陆边缘5. 弧后盆地弧后盆地6. 洋岛玄武岩洋岛玄武岩各种陆内岩浆活动各种陆内岩浆活动‹ 金伯利岩,碳酸盐岩,斜金伯利岩,碳酸盐岩,斜长岩长岩????600 467 2现代大洋玄武岩可以按照产出的构造环境分为 5类1 洋壳上部的主体,包括熔岩和岩墙,并代表大洋辉长岩的初始岩浆。2 形成于弧后扩张脊。弧后盆地宽度60 - 1000 发育于大洋板内环境,形成范围巨大的、厚的海底熔岩堆积。4 形成海山、大洋岛、或岛链5 岛弧或活动大陆边缘*6 产生于大陆裂谷早期阶段,或形成溢流玄武岩。这类岩石与穿过大陆地壳并与之反应。古宙表明,太古宙拉斑玄武质岩拉斑玄武质岩石发生部分熔石发生部分熔融,有石榴石融,有石榴石+角闪石作为+角闪石作为残留相,可以残留相,面图
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