• / 376
  • 下载费用:3 下载币  

研究生应用地球化学1847832

关 键 词:
地质 储层 沉积 地化 层序地层
资源描述:
应用地球化学 第一部分 化学元素在任何宇宙体或 地质体中 的平均含量都可以称为丰度,而克拉克值是各元素在 地壳中 的相对平均含量。因此,丰度一词用得较广,它可以用于任何天体或整个地球,也可用于某一地质体,当然也能用于地壳;但克拉克值则只表示某一元素在整个地壳中的平均含量。i e a K 必须指出,丰度是以 百万分之一 )为单位,相当于 g/t(克/吨 )、0而克拉克值则是百分含量。克拉克值的意义:• ( 1)质量作用定律:元素克拉克值影响元素参与地球化学过程的浓度,从而支配元素地球化学行为。• ( 2)衡量元素的集中与分散(浓度克拉克值)• ( 3)直接用于环境评价与找矿。• 前三种分布量最大的元素 (O、 总量占地壳总质量的百分数为 前九种元素 (O、 K、 H)的总量占地壳总质量的百分数为 前十三种元素 条件:• ( 1)晶体化学条件(半径)• ( 2)配位数• ( 3)化学键的类型• ( 4)电荷平衡• 规律:• ( 1) 若 2种离子电价相同,半径相似,半径较小的优先进入矿物晶格;• ( 2)半径相似电价不同的离子,高价离子优先进入矿物晶格。从元素演化的整个发展历史来看,元素相互结合成矿物是有条件的、短暂的、相对的,随着介质环境的物理化学条件的变化,各种元素为了保持相的平衡,不停地进行着矿物重新组合,即不断地从一个晶格转移到另一个晶格。这种作用称为元素的迁移。反过来,元素的这种演化又不断地影响和改变着介质环境的物理化学条件。放射性同位素地球化学• ⑴放射性:原子核内部放出粒子或射线,同时伴随着释放能量的现象叫做放射性,这一过程称为放射性衰变。测定同位素地质年龄的基本原理和前提• 应用放射性衰变来测定地质事件的年龄可以通过多种不同途径 ,但总的共同点是通过测定放射性衰变所经历的时间间隔来记时。设某自然体系现在的母体同位素量为 P,在自然体系形成时的母体同位素量为 系形成到现在的时间间隔为 t,根据放射性衰变定律则有:• P= λ为母体同位素的衰变常数,其半衰变期 =),通过求解上述方程可得:• t=(1/λ)0/P) ( 1)要能准确地测定 λ或 t。• (2)有关放射性元素的各种同位素的相对丰度需准确测定。• (3)衰变的最终产物必须是稳定的。一般半衰期若大于 1014~ 1015年的都可忽略不计。• (4)岩石矿物形成后放射性母体及子体必须保持封闭的化学体系。换句话说,岩石和矿物必须保持放射性平衡。经变质、交代和风化的岩石都会发生母体或子体的丢失或加入。• ( 5)能准确地扣除被测对象子体同位素的原始含量,否则所计算出来的年龄将会偏高。目前应用较广的方法有• ) :238U→ 206 λ 238=10207 λ 235=10208 λ 232=) 三个计算公式206206238U(e23807207235U(e23508208232Th(e232法A. 自然界中的 K 和 相对度丰 )40K 相对丰度 )41K 相对丰度 )40K 是放射性的 要在空气中 , 有 3个同位素 :36相对度丰 )38相对度丰 )40相对度丰 )40由 40 =P(e :400K = 10 k = 1009+400K) ]1[ )(     同位素分析的结果可以用各种不同的方法来表示,最常用的有下列几种:• ⑴绝对比率 (R):即不同同位素的简单比值,如 12C/13C、 32S/34 ( 2)相对富集度:即样品相对于标准样品的偏离度,一般以其千分率 [δ(‰)] 表示之:δ(‰)=( R 标准 1000 标准样品• 关于各种元素的标准样品,有些是世界各国所公认的。例如硫的同位素是 1962年在美国举行的“硫同位素生物地球化学国际科学讨论会”上决定以美国亚利桑那州的34S= 34S/ 32S=为标准 (δ34S‰=0) 。力学第一定律 : 能量守恒定律(1)物质的量:量多则内能多;(2) 物质的组成:不同化学成分的物质,有不同的内能值;(3) 物质的相态:同种物质在不同的相态能量不同,如同量同温的冰与水,则冰的内能比水少;(4)物质的存在条件:同量的气体在 80℃ 时就比 25℃时内能多些。熵 )(1) 熵是体系无序程度增加的一种度量ΔS=Q/T(2) 热不能百分之百转换成功一种状态的熵越大 , 实际出现的机会越大 ,混乱程度也越大 ,完整晶体在绝对零度时的熵值为零 ( 零熵 ) 。• 例如钒与镓这两种元素在地壳中的含量远比铜 、 银、 锌 、 金要多 , 但它们的分布极为分散 , 这是由于钒与地壳中的主要元素铁很相似 , 而镓则与铝很相似 。 两相似物质相互作用 , 其热效应很小 , 而相互作用的过程是在等温等压下进行的一个容积增加的过程 。 即微观状态数增加或混乱程度增加或熵值增加的过程 , 因而钒类质同象进入含铁的矿物和镓类质同象进入含铝的矿物都是自动过程 。 G=• 当参与生成反应的各物处于各自的标准态时,由稳定单质生成 1为此化合物的标准生成自由能,记作 ⊿ 稳定单质的 ⊿ 各种物质的标准生成自由能都是一个相对值。 G=0 平衡△ TL n N逸度度量元素概论微量元素 (or 不同学者给出了不同的定义 。 盖斯特 (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、 在长石类岩石中不能做微量元素 。 但在长石中都是微量元素 。 但闪锌矿中 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描述其行为,则该元素可称为微量元素。必须注意的是,这里指的稀溶液,与我们常说的稀溶液概念不同,将在后面予以说明。微量元素与痕量元素 (有不少人看做相同的,实际上,这两者是有判别的,一般认为,前者的含量高于后者。但是为了方便起见,常可以看做微量元素的含量范围包括了痕量元素,• 因此,多数情况下,人们常用微量元素这一概念,而不用痕量元素这一概念。量元素地球化学的基本问题1. 稀溶液• 在讨论稀溶液概念之前,首先说明溶液的概念,说到溶液,大家都不陌生。然而,从地质热力学和述语来看。溶液可定义为:“两种或两种以上物质均匀混合而且彼此呈分子状态分布者”。从此定义可知,溶液不单纯为液体,它也包括 气态、液态和固态 。在地质体种,溶液多为固态。如铅锌矿 (方铅矿和闪锌矿 )均匀混合体,可看作溶液,含 为 代 以等 。溶液两部分构成,其中含量较少的部分称为溶质,含量较多的部分称为溶剂。• 若溶液含溶质极少则该溶液称之为稀溶液。凡含有微量元素的矿物,岩石乃至地质体,均可看做稀溶液。• 稀溶液的性质• 在一定温度下,稀溶液中溶质的活度等于纯溶质的活度乘以溶液中溶质的摩尔分数。设 活度为 时,就有 就是享利定律,其图如上,即当 时, ai→其中 与 与 P、 s i . In to of do i. s 轻 配曲线右倾• 具正异常,铕富集型,分配曲线在铕处有峰值。• δ的凸起越高, δ富集型,具正铈异常• δ素在固相中富集,即在部分熔融时趋向于保存在残余固相中,在分离结晶时首先进入结晶相中。若 9时,移去的岩浆小于 10%。• 从可知,当 1/q→ 0时, D*与 模型与不平衡分离结晶作用的模型相同。11化混染作用和岩浆混合作用微量元素定量模型• 单混合作用模型• 由深部岩浆上升侵位过程,围岩或其它来源岩浆可与之混染 (岩体的边缘相一般可看混染的产物 )。其定量模型为:式中: :混染后岩浆中微量元素的浓度; :混染物中元素 α:混染岩浆所占的重量比例 (混染程度 )α =0时,表明没有混染作用发生; α 越大表示混染程度越强。该模型在研究岩体边缘相时,可将边缘相看作混染后的产物 (取样分析可得 ) ,围岩可作为混染物 (同样可得 )岩体中心可作为原始岩浆演化产物 (取样可得 ),利用可计算 α值,即混染程度。)1(,   混染 — 分离结晶作用综合模型岩浆发生混染后,再分离结晶,其定量模型为:式中各符号意义同前所述。离结晶 — 混染作用综合模型若岩浆先有一定程度的分离结晶,然后再发生混染,则其模型为:式中 α 为混染程度。1)]1([ ,  i )1(1,   量元素地球化学的其它应用• 述• 如前所述 , 由于将稀溶液定律引入了微量元素地球化学领域 , 从而使得微量的应用范围得以扩大与深化 。 在解决地质问题中 , 微量元素已成为了研究岩石矿床成因 、 形成条件 、 物质来源等方面最可靠的、 使用最方便的方法 。 例如 , 成岩成矿温度与压力的研究 , 长期以来 , 一直是矿床学家与地球化学家感兴趣而难以解决的问题 。 自从引进了微量元素地质温度计以后 , 成矿温度与压力研究获得了很大的发展 。 有些矿床 , 正是通过微量元素温度计的研究, 才澄清了以前的模糊认识 。还有些矿床,也是通过微量元素的含量变化,分布特征等研究,才解决了其成因问题。微量元素还可用作指示剂,来解决某些特定地质问题。小到矿物晶体,大到不同性质的大地构造单元,甚至天体都可用微量元素地球化学理论来揭示事物发展的内在规律。在这一章里,着重介绍除了岩石学定量模型以外的 ——微量元素的其它应用。量元素地球化学指示剂• 示岩浆演化过程• 离子亲石元素的指示意义• 大离子半径亲石元素主要指的是 于 它的为 +2价阳离子时,其离子半径分别为 岩浆演化过程中, 熔体间的分配系大,也就是说 进入含 物中,因此在中酸性岩浆演化过程中, 是, 半径比 大,按类质同象规律, 先进入晶格中,所以化较慢,随着岩浆分异作用的进行, 就决定了残余岩浆最后结晶的斜长石具有最高的 此,利用 化学性质极为相似,其半径分别为 它们分别与氧结合时, 半径略大于 K+的半径,所以在中酸性岩浆演化过程中 比值在演化过程中不断增高,从而也反映了岩浆的演化程度。• 综合 般认为 浆分异程度愈好, 此外, K+的离子半径相近 (半径为 从半径考虑, 的位置,并且 以 取代 K+(同时伴以 代 ,故在结晶时趋向于富集在结晶固相中,而在残余相中贫化。示构造部位• 这些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 6表 6不同构造环境火山岩某些微量元素的参数从表中可见岛弧拉斑玄武岩的 但 。• 示地壳厚度• 利用 b、 用环太平洋带年轻火山中K/b/000000 0 380 270 4000大洋拉斑玄武岩 0000 制了 此同时,他认为 里简单介绍一个他所用的方法。• A. 先求标定硅石 在岩石化学成分中由于 2O,特别是后者的增加与 如,中国境内岩浆岩中这三种化合物就是明显的正消长(表)。表 岩浆岩中 据黎彤 )超基性岩 基性岩 中性岩 酸性岩由 用 2就计算当 0%时, 如,已知玄武岩中 0%, 则标准的 B. 康迪 (算公式设 迪公式为:• C(公里 )=2O)+ (相关系数 r= Z(公里 )=2O)+ (相关系数 r= 该法经环太平洋几个火山岩地区检验,最大误差可达 30%,尽管计算结果不太准确,但是从地球化学角度来定量估计壳厚度的偿试是可取的。• 康迪公式的应用是有前提的,在应用此公式时,首先要研究火山岩地区的岩浆系列。%050 2 地壳上有三大岩浆系列:拉斑玄武岩系列;碱性系列,钙、碱系列。只有后者才与俯冲带有关,该系列可分为三个系列:• a. 岛弧型拉斑玄武岩亚系列;• b. 岛弧型安山岩亚系列;• c. 橄榄安粗岩亚系列。• 无论在弧沟系或陆沟系,亚系列 往成为火山活动的前锋,而亚系列 靠近大陆内部,而且都沿着弧—沟系或陆 —沟系延伸方向展布。而这三个亚系列的岩石其 俯冲带深度递增的函数,也就是地壳厚度的函数。因此,在肯定岛弧环境的前提下,或在研究钙碱系列火山岩地区上述三种亚系列的发育程序和空间分布的基础上,可以估计俯冲带的深度和古地壳的厚度 (黎彤等, 1982)。活动性元素• 们之间常可发生类质同象交换。• 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 基性岩 6左右,花岗岩约为 岗岩中 浆岩中富 别是含钙的钛矿物如榍石,褐帘石和钙钛矿等矿物中。• 利用 紧密伴生。铁镁质岩石中 弧玄武岩中 大洋玄武岩中 20外, 熔融及结晶过程中, 向于富集在液相中。• 此, 陆玄武岩比洋壳拉斑玄武岩的 海岛玄武岩比洋中脊拉斑玄武岩的 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。• 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。• 放射性元素在地球岩石中的浓度相对于宇宙陨石来说要高得多。因此,如,玻璃陨石的成因问题,一直是没有定论的。但是在 ,玻璃陨石落在地球岩石的范围,无一例外,从而证明了玻璃陨石的母体岩石乃为地球岩石。• 放射性生热元素也可用来探讨岩石成因。有人研究了巴西某地麻粒岩相的 比值,结果发现根据 比值可将麻粒岩相分为两类,一类的 比值为 一类为 7世界麻粒岩相比,该地麻粒岩相具有高 浓度。之所以高 余 熔体固结后经历的麻粒岩相变质作用使岩石副矿物磷灰石和锆英石含量高 (前者富集 者富集 U)。造成第二类麻粒岩相 比值高是因为退变质作用,退变质作用伴随 以, 比值升高。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:• 式中: ρ为岩石密度,单位为 g/用( 算的各类岩石的生成热如表。• 根据这类元素随深度递减的规律, 用上式计算了地球平均生成热为 0 2  、 在各类岩石中的平均含量及生成热K ρ 3 4 下地壳 )渡元素的指示意义• 过渡族元素是地质作用中最有意义的元素。有关晶体化学参数见表。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。与稀土配分模式的意义相似,过渡元素也可用来配分模式来解释一些地质问题。因为过渡元素中有一部分属不相容元素 (如 V、 因此,地幔岩浆经过了 部分熔融过程,则这些元素会发生亏损,即在配分模式上在 的位置出现“ W” 形态。若为原始地幔岩,则无 + + + + 子半径 形,而大西洋橄榄玄武岩表现出了 W,说明二者所经历的演化阶段不同, (球粒陨石中过渡族元素的丰度分别为 20V:94460a:25901900050i:121004060• 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。比如,元素 V,在还原环境中,呈 式存在,它与 半径相似,所以很容易发生类质同像置换,这也是钒在自然界高度分散的主要原因。在氧化环境下,钒呈 +5价形式存在,而形成独立矿物。在岩浆作用中,钒与主要造岩组分之间有一定的依赖关系,随 此有人认为容元素,其实,它们是否相容,主要取决于环境的地球化学条件。众所周知, +4价 ),因此,不受对于 V,当 以 主,为不相容元素中非活动性元素,易在熔体中富集,分配系数小;当 以 主,为相容元素,易在结晶相中富集。据此,就可利用 利用 表示了我国东部和西南 (腾冲地区 )火山岩系的 图中可见,腾冲主要岩系的曲线穿过单斜辉石区,而中国东部玄武岩源区岩石靠近橄榄石区,所以认为腾冲火山岩源岩为榴辉岩、辉石岩,而中国东部玄武岩的源区岩石为辉石橄榄岩。在岩浆的分离结晶过程中, 此随分离结晶作用的进行, 用黄铁矿中的 不少学者进行过这方面的探索,并且认为是一个比较可靠的地球化学标志。对于火山成因的铁铜矿床,黄铁矿中,甚至在 10次以上,明显高于火山沉积矿床和后期热液改造矿床 ();而矿物来源于古陆剥蚀区沉积成因的铁铜矿床,黄铁矿中般小于 1。量元素与大地构造环境• 众所周知,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。• 事实上,除了板块学说以外,地洼学说也同样得出了一些不同性质的大地构造单元具有不同的微量元素分配特征。同板块构造环境玄武岩的微量元素丰度和配分型式• 从构造环境玄武岩的微量元素丰度,从表可知,火山弧玄武岩中低离子电位的不相容元素 (K、 度较高,这是因为这些元素这具活动性,易随板块消减进入地幔楔形区,从而使岛弧玄武岩富集这些元素,而离子电位高的元素 (P)不具活动性,丰度也就低。• 在研究不同构造环境中微量元素的配分型式时,选用的微量元素一般是 以标准的洋中脊玄武岩中这些元素的丰度为标准 (标准洋中脊玄武岩中各微量元素的丰度只见表 4),板内玄武岩,洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩微量元素 于板内玄武岩,从 Y、 ,这是因为 向于富集于熔体中,而 Y、 部分熔融时,趋向于残留固相中,使板内玄武岩中含量较低。• 对于洋中脊玄武岩,极不相容元素 (中等不相容元素 (P、 加富集,而 982)认为:除 容于长石 ), 它微量元素在玄武岩熔浆和地幔岩之间的总分配系数值较低,故上述三元素在分配曲线上的位置较低,且随分离结晶程度增大,不相容元素分配型式,向上移动,但形状变化不大。• 岛弧玄武岩中微量元素除 K、 余元素比较贫化。这主要是消减带形成熔浆时洋壳上部沉积物中含 K、 山中微量元素板块构造的分析• 块构造环境分析• 里特曼将世界上 1300个活火山熔岩,投影在 σ=( 2/(叫里特曼组合指数, τ=(岩石成份划分为三个区: 板内稳定构造构 )火山岩; 岛弧及活动大陆边缘区 )火山岩; 、 此,只要已知火山岩的化学成分,计算成 影到图上,即可确定构造环境 。同性质的大地构造单元微量元素地球化学• 不同性质的大地构造单元具有不同的微量元素组合与含量,已被陈国达等人的研究成果所证实。• 地槽区,由于它具有活动的特点,表现地球化学特征的岩浆岩的化学成分上,除了以 量元素 (或组分 )也有明显的分布特征, K、 W、 V、 相对于地洼区岩浆岩而言 )。由于元素含量的关系,表现在组成矿物上,则有暗色矿物较多浅色矿物较少的特点。• 地台区,由它具稳定的特点,岩浆活动不强烈。地球化学特征主要表现在沉积建造上。因此,只有那些在表生循环作用中能集中富集的元素才具有较高丰度,如 地洼区的地球化学特点最明显,以地洼型花岗岩而论(地洼区中的岩浆岩中以花岗岩为主 )。首先,表现在岩石化学成分上,大多数的 >70%)。 K、 而具有较强的碱性,而 次,在微量元素, s、 U、 W、 之, V、 o、 变化大,且 微量元素在不同性质的大地构造单元中表现有不同的分配特点的原因,主要是与组成构造单元的构造层的成分,岩浆岩特点及地壳演化过程有关。岩浆活动可以提供一些重要的成矿物质,许多大型矿床都与岩浆活动有关,但是不同的岩浆岩形成不同的矿产,并形成不同的矿床类型 。基性超基性岩浆一般为地幔岩浆,可以提供地幔物质到地壳,形成岩浆分异或熔离矿床,以亲铁元素和铂族元素为主。中酸性岩浆一般属于地壳重熔型岩浆,其提供的成矿物质具有相当的复杂性,以多金属硫化物、稀有、稀散及碱性金属元素为特点。为了正确地了解元素 (以及矿物 )自岩浆中分离的顺序和岩浆演化过程中元素迁移的问题,必须首先弄清楚元素在岩浆中存在的形式。• 岩浆是天然产出的溶解有挥发性物质,高温、粘稠的硅酸盐熔体。根据实验证明,这种硅酸盐熔体主要是由高离子电导率的活动性离子所形成的离子液体。熔体中有所谓“群聚态组”存在。群聚态组就是熔体内具有有序结构的局部区域。群聚态组的内部结构与结晶体的结构近似,所不同的是其边缘带的有序程度较内部略低。岩浆的成分相当复杂,其中 的百分比最高,元素在岩浆中的存在形式,主要决定于 其他阳离子对 硅酸盐熔体中的群聚态组,首先是由硅氧四面体聚合而成的巨大而复杂的络阴离子。 [的有效静电荷等于 1,彼此以角顶相联,形成 [在岩浆阶段和已凝固时不同,他们还不断处于迁移活动之中, [面也在拆散。由于不断振动和转动, 非所有 [此, 岩浆整体来看,它们的排列仍然是无序的。这种网格中 面分离,发生一系列动态平衡,瞬间形成各种 [聚态组,它们能否固定下来,要看阳离子的性质。也要看 的相对含量。随着岩浆逐渐结晶,岩浆中的 由
展开阅读全文
  石油文库所有资源均是用户自行上传分享,仅供网友学习交流,未经上传用户书面授权,请勿作他用。
0条评论

还可以输入200字符

暂无评论,赶快抢占沙发吧。

关于本文
本文标题:研究生应用地球化学1847832
链接地址:http://www.oilwenku.com/p-55898.html
关于我们 - 网站声明 - 网站地图 - 资源地图 - 友情链接 - 网站客服客服 - 联系我们
copyright@ 2016-2020 石油文库网站版权所有
经营许可证编号:川B2-20120048,ICP备案号:蜀ICP备11026253号-10号
收起
展开