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第四章 微量元素地球化学

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第四章 微量元素地球化学本章内容 基本概念 能斯特分配定律及分配系数 岩浆作用过程中微量元素的定量分配模型 稀土元素地球化学 微量元素的示踪意义微量元素地球化学是地球化学的分支学科之一,研究微量元素在自然体系中的分布规律、存在形式、活动特点、控制因素及地球化学意义。含量低 ,总质量占地壳 地壳各种分异作用,对环境的反应强于常量元素。1. 地质 组元素及其含量比值有地球化学作用意义。2. 地球化学指示剂具体地质体中浓度和分配,与介质性质有关 、微量元素的概念微量( 痕迹( 素, 是相对于研究系统的主量元素(如地壳中的 O、 e、 K、 种元素,占地壳总重量的 90%)而言的, 通常将自然体系中含量低于 元素通称为微量元素。主量和微量元素在不同体系中是相对的,如 它在陨石中常为微量元素。石英中却是极微量的。1968)对微量元素下的定义是: 不作为体系中任何相的主要化学组分存在的元素。有学者将 在所研究体系中的浓度低到可以近似地服从稀溶液定律(亨利定律)范围的元素,称为微量元素。从热力学角度较严格地给出了微量元素定义,实际工作中,难以严格划分的。目前为止对微量元素尚缺少一个严格的定义。比较一致的认识:微量元素的概念是相对的;低浓度(活度)是主要特征(它们的含量常用 100它们往往不能形成自己的独立矿物(相)而被容纳在由其它组分所形成的矿物固溶体、熔体或流体相中。二、 微量元素的性质和分类1. 微量元素:又称微迹元素 、 痕量元素 、稀有 、 分散 、 少量元素等 。主要性质: 具有对数正态分布形式 ( 选择在某些矿物质富集 ) ; 低浓度 , 不形成独立矿物相;大部分以类质同象形式存在 , 在寄主矿物中形成固溶体 。 在主晶格间隙缺陷中 。 符合亨利定律-稀溶液定律 , 其行为可用能斯特分配定律描述 。2 . 按其作用性质分类: 相容元素、不相容元素;大离子亲石元素(亲石大阳离子);高场强元素 难熔元素、挥发性元素; 聚集元素、分散元素; 放射性产热元素相容元素( 相容元素( 容元素和不相容元素的分类是以微量元素在固相 — 液相(气相)间的分配特征划分。自然过程存在液相和结晶相(固相)共存时,微量元素在体系两相中的分配不均一。相容元素: 在岩浆结晶作用过程中,容易以类质同象形式进入固相(造岩矿物)晶格的微量元素。如 。 浓度低,地球化学、晶体化学性质与结晶矿物主元素相近,进入相关矿物相。不相容元素:湿亲岩浆元素岩浆或热液矿物结晶过程中,趋向在液相富集元素。正异常δ 为负异常δ 为无异常δe N/[(2]2*110100/L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b L a C e P r m E u b Y H o T m ⅢⅠ . 碱性橄榄玄武岩Ⅱ . 大陆拉斑玄武岩Ⅲ . 大洋拉斑玄武岩(中大西洋中脊)玄武岩的稀土元素分布模式玄武岩球粒陨石平均δ可作为划分岩石成因类型的标志:斜长岩 u 负异常不同成因类型花岗岩 δ别壳型幔型壳幔型δ水中存在的容易水解,海水中 常海相沉积物(生物和化学沉积)呈现 屑岩(砂岩)不出现 a d u b o m u 102101 100101铕亏损型(花岗岩)的稀土元素分配型式岩石球粒陨石17 m d T b H o m 粒陨石铕富集型(斜长岩)和陨石型(大洋拉斑玄武岩)的稀土元素分配型式 大洋拉斑玄武岩 B . 斜长岩18 m d T b Y H o m 510– 6岩石球粒陨石锰结核海水铈富集型(锰结核)和铈亏损型(海水)的稀土分配型式河水海水e 美页岩组合样河水和海水的稀土平均丰度模式106地壳和地幔中的稀土元素的丰度由表可见,地球上由下地幔向上至地壳稀土元素丰度大大增加。地幔中的稀土元素分异不明显,与球粒陨石相似。由地幔分熔形成的地壳 稀土在 外,地壳的不同构造单元中稀土元素的分布模式也有所不同,大陆壳比大洋壳更富轻稀土元素。3. 稀土元素在岩石和矿物中的分配 超基性岩 基性岩 中性岩 酸性岩 碱性岩 ∑ 10 ~ 60 10 ~ 700 20 ~ 500 8 ~ 1997 1 15 ~ 46 1 3 L 0 . 3 ~ 6 15 1 ~ 22 140 10 ~ 120 原始岩浆成分演化过程中 超基性岩至酸性岩,稀土元素丰度单调上升。• 超基性岩中含量最低,且得不到准确数据(与当时稀土元素分析灵敏度有关)。• 碱性岩中(正长岩)稀土元素有明显富集。岩浆岩中,稀土丰度规律,与地球物质分异形成地壳过程稀土行为有关:稀土元素尤其轻稀土,强不相容元素,在初始地球物质通过不断部分熔融,结晶分异,形成各类岩浆岩演化过程中,稀土优先进入熔体。 在易熔组分丰富的酸性岩、碱性岩丰度高。 易熔组分较贫基性、超基性岩 建 土总量较高,玄武岩 3倍。曲线右倾, 显富集,度:2; 3; 3;o ( u沉积岩中的稀土元素的丰度 各类沉积岩中稀土元素丰度 ( p p m ) 元素 粘土 页岩 砂岩 碳酸盐岩 深海 碳酸盐岩 地壳 Y 90 26 40 30 42 24 115 92 30 N 10 39 345 59 92 11. 5 35 43 33 5. 6 8. 8 1. 1 3. 3 5. 7 140 24 37 4. 7 14 26 38 6. 4 10 1. 3 3. 8 6. 7 6 1. 0 1. 6 0. 2 0. 6 1. 2 38 6. 4 10 1. 3 3. 8 6. 7 6 1. 0 1. 6 0. 2 0. 6 1. 1 27 4. 6 7. 2 0. 9 2. 7 4. 1 7. 5 1. 2 2. 0 0. 3 0. 8 1. 4 15 2. 5 4. 0 0. 5 1. 5 2. 7 1. 2 0. 2 0. 3 0. 04 0. 1 0. 25 15 2. 6 4. 0 0. 5 1. 5 2. 7 4. 5 0. 7 1. 2 0. 2 0. 5 0. 8 稀土元素在各类沉积岩的丰度总规律:粘土沉积岩 次在砂岩中含量较高,高于地壳丰度。碳酸盐岩中含量低。表生产物中稀土元素的含量与其存在状态关系: 强耐风化,可在残坡积物中、砂矿。独居石、磷钇矿、烧绿石、黑希金、褐钇铌矿 。碳酸盐岩 抗风化弱,矿物风化,释放 菱钇矿、水菱铈矿、镧石、铈石、磷铈矿、硅钛铈矿。一部分 氢氧化物沉淀 6天然水 相近,表生作用溶液状态迁移能力有限。 稀土元素离子易被吸附(沉积岩粘土岩丰度高)。吸附与溶液 有关。增大,粘土吸附稀土能力增大。 岩石残坡积风化壳可形成 形成矿床。四) . 稀土元素的分配系数1 分配系数的测定 直接测定 熔体间分配性质① 矿物具有分异 影响熔体稀土组成模式。② 熔体间分配,分配系数在一定范围内变化。③ 熔体分配系数大,造成稀土元素强烈分异。从图中曲线特征可知: 从上图可以得出,斜长石与基性、中性和酸性岩浆保持平衡时,稀土元素 而岩浆中的 种趋势又以酸性岩最为突出。②在花岗岩浆的形成以及岩浆向上运移和侵位过程中,总有部分斜长石保留在岩浆源区或者因分离结晶而离开岩浆,导致花岗岩浆由于斜长石的损失而显示出明显的负 在基性岩浆演化的早期,橄榄石、斜长石等矿物首先结晶,这些矿物通常聚集在岩浆房的底部,形成有堆晶结构的基性、超基性岩。由于这部分岩石中相对富集斜长石,因而常常表现出某种正铕异常特征。造岩矿物中 地球化学性质相近,易于发生类质同象。所以,岩浆作用中 要取决于 岩浆作用过程中,稀土元素中只有 子存在,其含量高低主要受氧逸度的控制。由于 ( )的离子半径相近,因此,自然界中 长石通常具有正铕异常特征就是这个缘故。岩浆作用中 闪石,辉石,黑云母,方解石。副矿物 磷灰石,榍石,石榴子石,独居石,萤石。2++ 磷灰石++石风化沉积过程中 沉积过程中,部分稀土元素溶解进入海水中,在海洋环境下, 化为 而以 别是为铁锰氢氧化物所吸附,于是在海相的铁锰结核中常常特别富集铈。在成岩过程中, 果 价元素 变质作用中 土元素含量基本不变。即使在高级变质作用过程中往往也没有什么明显的变化。利用稀土元素在变质作用过程中相对惰性的特点,可以恢复变质岩的原始年龄。四 . 微量元素地球化学示踪作用1、变质岩原岩恢复: 根据稀土元素设计的图解可以用来恢复变质岩的原岩(如图)。图为 地壳不同岩石的w(w( w(解 a/图中有不同的限定区域,据此可以用来恢复变质原岩。碳酸盐类岩石中方解石与磷灰石的 a— 石的成因与分类对于花岗岩类: 应用稀土元素组成模式图可以较容易的区分 壳中未经风化的火成岩熔融形成的岩浆产物)和 壳中未经风化的沉积岩熔融形成的岩浆产物)花岗岩(如图);左图为 图为 图中可以明显的看出,较 型花岗岩中更加富积重稀土,同时具有负 于玄武岩类: 应用稀土元素组成模式图可以区分钙碱性系列岛弧玄武岩 )和 拉斑系列大洋玄武岩 )(如图);从图中可以看出, 以对成岩过程进行鉴别。 人( 1978)提出了判别部分熔融和分离结晶的方法。他们认为:◆ 固 — 液相分配系数高的相容元素: 如 分离结晶作用过程中它们的浓度变化很大,但在部分熔融过程中则变化缓慢;◆ 固 — 液相分配系数低的微量元素: 如 为超岩浆元素),它们总分配系数很低,近于 0,与 部分熔融过程中这些元素浓度变化大,但在分离结晶作用过程中则变化缓慢;◆ 固 — 液相分配系数中等的微量元素: 如 亲岩浆元素),它们的总分配系数与 1比较可忽略不计。为此:对于平衡部分熔融: Ho,s / Mo,s / ( ),式中Ho,Mo,对于分离结晶作用:Ho,l / F、 Mo,l /F、 Ho,l /l =常数。因此,当用 用某超岩浆元素( H)与亲岩浆元素( M)浓度比值对超岩浆元素浓度作图时,平衡部分熔融的轨迹为一条斜率为 为 分离结晶作用的轨迹则构成一条水平线。4. 成岩成矿构造环境的判别不同构造环境岩石微量元素含量与组合不同 。洋中脊玄武岩 , 其热源为上隆软流层 , 物源为单纯洋壳地幔 , 拉张动力学状态 , 无陆壳污染 , 微量元素地球化学特征:洋壳中富集 P、 V、 陆壳环境 , 经过壳 大陆地壳富集微量元素为 W、 U、 块运动 , 洋壳与陆壳之间以及它们与上地幔之间发生物质交换 , 覆盖在洋壳上的陆壳风化沉积物随板块俯冲带到大陆上地幔 , 水分降低地幔物质熔点 。 岩石部分熔融上升 , 与板块上面大陆地幔物质混合 , 俯冲带大陆地幔楔成分复杂 。各构造环境玄武岩微量元素特征花岗岩形成的构造环境判别5. 成岩成矿物理化学条件示踪1) 矿物-微量元素温度计一 . 原理分配系数 度 、 压力的函数 ;根据热力学公式可以推导出给定 微量元素 在某两种矿物间分配比值 与 温度 或 压力 关系的理论公式 , 再依据测定具体研究对象的两种处于平衡态的矿物中该元素的含量资料 ,计算平衡温度或压力 。根据范特霍夫方程 , 恒压条件下反应平衡常数与绝对温度间存在关系:d H/ ( 0), 近似设反应前后Δ分变换后得:- ΔH/ B , (),例如 , 橄榄石-单斜辉石 单斜辉石矿物相 , 两矿物间 ΔH: J/R: K ; T : K ,绝对温度 ) : T + ( 温度范围: 1000— 1200℃ )与此类似 , 其分配系数 600° — 890℃ ) :D = T - 地质压力计:压力对平衡常数的影响 , 主要通过反应前后体系摩尔体积 Δ 范特霍夫方程为:p =- ΔT ;二 . 矿物微量元素温度计和压力计应用条件:1、 根据研究对象特征选择适用和有实验参数资料的矿物对和微量元素 。2、 应用地质和岩矿方法确认矿物对为平衡共生 。3、 微量元素体系成分近似 。1200 1100 1000 900 1300 1200 1100 1000 9006 7 8 9 6 7 8 9104 / T ( K ) 104 / T ( K )20 k k k k k k k k k S S 熔体间 分配系数随温度的变化T ( º C) T ( º C) 1000 90034213421270% ºC) T (ºC)104/T (K) 104/T (K) 0 石 /熔体 间 30 硅酸盐间某些稀土元素分配系数随压力的增大而增大本章重点掌握微量元素的概念、分配系数的地球化学意义、稀土元素的主要性质及其在各类地质体中的分布规律
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