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专家讲解—岩石地球化学5-微量处理

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地球化学讲义微量元素地球化学(中国地质大学)

地球化学讲义微量元素地球化学(中国地质大学)
可见，微量元素在某相中的化学位越低，它的含量就会越高，就 像是水往低处流一样的道理
5.微量元素在岩石与熔体之间的分配系数：常用岩石中所有矿物 的分配系数与岩石中各矿物含量的乘 积之和一表达。
n
Di KDi Wj ji
即 n：含量微量元素i的矿物数 Wj：第j种矿物的质量百分数 KDi： 第j种矿物对微量元素的简单分配系数
方法是：测定待研究地质体中共生矿物对中某微量元 素的含量，算出该元素在矿物对的分 配系数，利用以上 关系式即可计算出矿物结晶温度。
中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2019年7月30日更新
地 球 化 学
第14页/共39页
样品号 1
温度(℃) 1160
橄榄石Ni 1555
单斜辉石Ni 255
2
实验测定法：用化学试剂合成与天然岩浆成分相似的玻璃物质， 实验使一种矿物与 之达到微量元素的分配平衡，然后测定元素在两 相中的浓度，计算得 到分配系数。
中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2019年7月30日更新
第9页/共39页
地 球 化 学
7.分配系数的影响因素： 体系组分的影响—岩浆岩化学成分的变化在很大程度上取决于 硅酸盐熔体的结构，不同硅酸盐熔体共存时微量元素分配情况明 显不同；
中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2019年7月30日更新
地 球 化 学
第5页/共39页
二、微量元素在共存相中的分配
在一定的环境（物理化学条件）中，一切自然作用体系均趋向于平衡。 当达到平衡时，
常量元素
微量元素
体系中 的浓度
很高
极低
独立 矿物
能形成独立矿物
不能形成独立矿物，但在平衡共存的矿物之间（或液相－ 固相之间）进行分配

赵志丹岩石地球化学微量处理精品PPT课件

赵志丹岩石地球化学微量处理精品PPT课件
1968年，孙贤鉥先生赴美国求学，师从著名地球化学家Paul Gast，先后在纽约的哥伦比亚大学和休斯顿 美国宇航局约翰逊空间中心从事铅同位素地球化学研究，1973年获得博士学位。期间，他在铅同位素地球化学 等研究领域取得了诸多开创性成果。相关论文陆续发表在Nature、Science等国际知名学术刊物上并得到了广泛 的引用，其中有关年轻玄武岩铅同位素的文章(Sun，1980)SCI引证次数已经超过700次，成为这一研究领域一 个里程碑式的经典论文。
孙贤鉥 (1943-2005)
孙贤鉥博士(哥伦比亚大学, 1973)
孙贤鉥
(1943-2005)
(哥伦比亚大学, 1973)
国内设立了—孙贤鉥地球化学青年科学家奖
第一届，2006, 徐义刚； 第二届，2007, 王 强； 第三届，2008, 杨进辉； 第四届，2009, 赵子福; 第五届，2010, 袁洪林； 第六届，2011, 朱弟成；
Sun S-S & MacDonough WF , 1989
Sun S-S, McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society London. Special Publications, vol. 42, pp. 313–345.
Trace element concentrations normalized to chondrite (primitive mantle) of ……

[理学]微量元素数据的利用和地球化学解释

[理学]微量元素数据的利用和地球化学解释

Trace Element Geochemistry“Geochemistry really is for everyone!”By Fersman(1958)⏹一. 地幔橄榄岩部分熔融形成玄武岩的过程中，玄武岩常量元素含量变化较小（如SiO2），但许多微量元素（如REE ）会发生显著变化，请分析其原因。

⏹三. 岛弧玄武岩（IAB ）的典型特征是Nb 、Ta 在微量元素分布图上的负异常。

相反，洋岛玄武岩（OIB ）则以无Nb 、Ta 在微量元素分布图上的负异常为特征。

试分析其原因。

金红石有洋壳成分球化学解释1.数据质量评价2.数据分析原理3.数据分析的常规方法4.数据分析实例5.有用的软件有用的参考书1.H. Rollinson–“Usinggeochemical data”(Longman,London, 1993)– F. Albarède–“Introduction to geochemical modelling”&“Geochemistry”–M. Wilson–“Igneous petrology,a global tectonic approach”与已知样品进行对比y = 0.8627x + 0.3289R 2= 0.99980102030405060020406080元素i 测定值)元素i 理论值标准样品未知样品分析质量监控⏹国际标准物质，如BHVO-2、BCR-2、G-2、GSR-1、GSR-3、AGV-1、1640等等。

⏹实验室内部标准⏹重复样品⏹空白样品⏹对实际数据的了解（如REE）数据质量评价指标⏹相对误差（RE）⏹标准偏差（SD）⏹相对标准偏差（RSD）⏹内部精度⏹外部精度⏹检出限（方法检出限和仪器检出限）国际标准物质实验室内部标准重复样品（分析样品或标准物质）空白样品(全流程空白和仪器噪音)数据分析解释原理1.部分元素具有相同或相似的地球化学行为（如REE）;2.不同元素在不同地质作用过程的地球化学行为存在差别（相容性/活动性变化）；3.地质作用过程中的物理、化学条件对元素的地球化学行为具有影响（如P-T-X-f O2等）.TEGC130246810La (ppm)01234L a /S m 分离结晶作用平衡部分熔融作用La L/La O= 1/(D La(1-F)+F)Sm L/Sm O= 1/(D Sm(1-F)+F)La L=La O/[D La+F(1-D La)] F=(La O-La L D)/La L(1-D) Sm L=Sm O/[D Sm+F(1-D Sm)] F=(Sm O-Sm L D)/Sm L(1-D) La L/Sm L=La L[(D Sm b-D La)/bSm O] + La O/bSm Ob=(1-D La)/(1-D Sm)SmLaLD1D 1b bb CC --=⎥⎦⎢⎣D Sm > D La b >1D Sm b-D La >0K>0iL.O F C =B A D D B OLA OLB L A L FC C C C-⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛=D D B OLOL B L L F C C C C-⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛=DLa –DSm ~ 01FSmLaDD≈-110100C h o n d r i t e -N o r m a l i z e d V a l u eDMP-08DMP-15DMP-69110100C h o n d r i t e -N o r m a l i z e d V a l u eDM P-06DM P-07DM P-62 DM P-75La Ce P r NdSm Eu G d Tb Dy H o Er Tm YbLu 110100C h o n d r i t e -N o r m a l i z e d V a l u eZB-20ZB-211101001000C h o n d r i t e -N o r m a l i z e d V a l u eDMP -01DMP -61DMP -27DMP -70DMP -73DMP -75(c)(d)(e)(g)La Ce PrNd S m Eu G d Tb Dy Ho Er Tm YbLu 110100C h o n d r i t e -N o r m a l i z e d V a l u eZB-18ZB-19ZB-22P ASS(f)Garnet -b earing mafic g ranulitePl a gioclase -rich ma fic gra n uliteIntermediate granuliteFelsic g r anuliteGranulit e-facies m eta sedieme nt实例汉诺坝玄武岩中的麻粒岩包体DMP-07DM P-06DMP-27DMP-61DMP-62DMP-70DMP-73DMP-75 DMP-01Mg#20304050607080N i (p p m )110100TG101C r (p DMP-07DM P-06DMP-61DMP-62ZB-20ZB-21TG汉诺坝玄武岩中的麻粒岩包体Mg值反映演化程度 Mg值越高，越原始 橄榄岩：90-91 玄武岩：7570%90%10%95%10%60%90%95%20%40%10%40%60%60%70%(b)20%40%10%40%60%10%20%5%60%60%70%50%50%40%70%10%L a (p p m )C r (p 0200400600800Ni (ppm)500Initia l me lt0.51 1.52 2.5Yb (ppm)01020304050岩中的麻粒岩包体实例金红石应用潜力巨大1.包裹体金红石：处于石榴石中，大小50~150µm2.粒间金红石：处于石榴石和绿辉石之间，大小80~250µm100um红石温度(平均660℃)550600650020040060080010001200采样深度（米）温度（ZMK粒间金红石温度是否代表超高压峰期变质温度？意义？◆粒间金红石核部温度较边部高，且核部温度随粒径增加而升高。

岩石地球化学-杨学明全解

岩石地球化学-杨学明全解

第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法第一节引言本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过程和成因信息的方法。

习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。

我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书的主要章节。

每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。

表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据(据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 ZV85 ZV10主要元素氧化物(wt%) 微量元素(ppm)SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 1110 1460TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 2770 2330Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 140 118Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 6 6FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 16 14MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 1.24 1.38MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 32.6 31.2CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 12 10Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 1.84 2.31K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 0.68 0.85P2O5 0.03 0.02 0.02S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 +2.4 +2.5H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 0.70511 0.70501CO2 0.46 0.84 1.04总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰)δΟ+7.3 +7.0 +6.8*注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd由IDMS测定。

微量元素在岩石成因研究中的应用

微量元素在岩石成因研究中的应用

微量元素在岩石成因研究中的应用-----大洋玄武岩和埃达克熔体成因分析20131000380 011134班范伟国改革开放以来，我国社会经济各个方面发生了深刻而快速的转型，取得了举世瞩目的成就在创新型国家战略目标的引导下，我国科学技术实现了高速发展，地球化学这门学科也同样处在历史最佳发展时期。

在此背景下，与同位素组成一样，微量元素组成也是研究各种地质—地球化学作用过程的重要工具。

本文我们主要利用微量元素组成的变化特征来分析岩石成因及其演化信息。

1.大洋玄武岩成因地幔的不均一性一直被认为是由于地壳物质的加入，而地壳物质加入地幔的途径有地壳拆沉和板块俯冲等，其中最主要的是板块俯冲，这也是地球成分分异的主要驱动力，同时又是造成地幔不均一性的最基本原因[Pilet S,Hernandez J，Sylvester P，Poujol M.The metasomatic alternative for ocean island basalt chemical heterogeneity.EPSL，2005，236：148～166]。

俯冲进入地幔的地壳组分包括四点：洋壳玄武岩及其上覆沉积物、大洋岩石圈地幔、路壳结晶基底及沉积盖层、大陆岩石圈地幔。

这些物质通过俯冲进入地幔，部分熔融交代或变质脱水地幔岩石，造成地幔岩石圈地球化学的不均一性。

过去很难直接观察到俯冲带深部，所以主要依赖原始大洋弧玄武岩OAB与正常洋中脊玄武岩MORB的对比或者实验模拟一定温压下的MORB变质脱水或部分熔融交代来间接反推出板块俯冲的主要过程。

但是地壳中的元素会随着俯冲深度增加，岩石在变质脱水或部分熔融交代过程中会发生元素分异，理解此类过程对大洋玄武岩的分析具有重要意义。

由于某些副矿物会显著富集某些元素（如大洋俯冲带榴辉岩中的多硅白云母是大离子亲石元素LILE的主要载体，褐帘石是轻稀土LREE和Th的主要载体，而金红石是高场强元素HFSE的主要赋存矿物[Hermann J.Allanite:Thorium and light rare earth element carrier in subductingcrust.Chem Geol,2002,192:289～306]），因此这些矿物在板块俯冲时的稳定性对交代熔体或流体的组成有着巨大的影响。

岩石地球化学

岩石地球化学

Nd同位素地球化学 ——特征和意义
Nd同位素地球化学——特征和意义
① Sm、Nd这对母子体具有相似的地球化学性质，除岩浆作用 过程Sm/Nd比值能发生一定变化外，一般地质作用很难使Sm、 Nd分离，特别是在地质体形成之后的风化、蚀变与变质作用 过程，Sm、Nd同位素通常不会发生变化；
②一些太古代样品的143Nd /144Nd的初 始比值均落在Sm/Nd比值相当于球粒陨 石的143Nd /144Nd演化线上，这表明地 球早期演化阶段的Nd同位素初始比值与 球粒陨石Nd同位素初始比值非常一致， 这使我们获得了有关Nd同位素演化起点 的重要参数；
例2：各个大洋的MORB
(87Sr/86Sr)0也不同（右图），印度 洋MORB明显区别于大西洋和东太 平洋（Faure，2001，fig.2.63）。
Sr同位素识别岩石源区
From Faure, 1986,fig.10.63
除了用于研究成岩和成矿物质来 源外，(87Sr/86Sr)0还可用来划分岩石 的成因类型。如花岗岩分类，
如何获得？近似于球粒陨石CHUR
地壳分异——大约3.0 Ga 分异出大陆地壳， 之后开始出现亏损地幔演化线
O.50677
Nd同位素初始比值计算
Nd同位素初始比值（143Nd /144Nd）0是Nd同位素的地球化学 示踪的重要基础，该比值可以通过等时线法获得；
对 于 一 个 已 知 年 龄 的 样 品 ， 也 可 以 通 过 实 测 该 样 品 的 143Nd /144Nd和147Sm /144Nd比值，代入下边第2式获得。
Sr同位素演化——何获得？
（1）地球形成时的岩石样品难以获得。 （2）由于地球和陨石是在大致相同的时间由太 阳星云的凝聚相通过重力凝聚作用形成的，因 此陨石可以代表地球的(87Sr/86Sr)0比值。 （3）目前公认玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0 比值为0.69897±0.00003 (Faure,1977)，代 表地球形成时的初始比值，以BABI表示。

岩石地球化学-杨学明

第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法第一节引言本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过程和成因信息的方法。

习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。

我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书的主要章节。

每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。

表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据(据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 ZV85 ZV10主要元素氧化物(wt%) 微量元素(ppm)SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 1110 1460TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 2770 2330Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 140 118Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 6 6FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 16 14MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 1.24 1.38MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 32.6 31.2CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 12 10Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 1.84 2.31K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 0.68 0.85P2O5 0.03 0.02 0.02S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 +2.4 +2.5H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 0.70511 0.70501CO2 0.46 0.84 1.04总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰)δ18Ο+7.3 +7.0 +6.8*注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd由IDMS测定。

第五章微量元素地球化学2011

第四章微量元素地球化学第一节微量元素地球化学基本原理一、微量元素概念（是相对的概念）主量元素(主要元素、常量元素)：岩石的主要组成部分，含量>0.1wt%，通常用氧化物的重量百分数来表示（wt%）；微量元素（痕量元素、痕迹元素）：难以形成独立矿物，浓度<0.1%,通常用ppm或ppt表示。

Gast(1968)对微量元素的定义是：不作为体系中任何相的主要化学计量组分存在的元素。

微量元素的另一定义为，在所研究的地球化学体系中，其地球化学行为服从稀溶液定律(亨利定律，Henry’s Law)的元素。

常(主)量和微量元素在自然界中是相对的概念，常因所处的体系不同而相互转化。

如Cr在大多数地壳岩石中为微量元素，但在超基性岩中可呈常量元素；Fe在岩石中是常量元素，但在有机物中多为微量元素；Zr在岩石中是微量元素，但在锆石中为常量元素；K在地壳整体中是主量元素，但它在陨石中却被视为微量元素。

在自然界中，主要的常量元素的含量变化范围有限(多小于1个数量级)，而微量元素的变化范围较大(常达2个数量级)，明显超过常量元素。

例如：SiO2在基性、中基性、中酸性和酸性岩浆的平均含量分别约为45、52、65和75 (wt%)，其相对变化量为1.7；Rb在基性、中基性、中酸性和酸性岩浆的平均含量分别约为0.2、4.5、100和200 ppm，相对变化量为1000。

二、微量元素的特点1、微量元素的概念难以用严格的定义进行描述；2、自然界“微量”元素的概念是相对的，应基于所研究的体系；3、低浓度(活度)是微量元素的核心特征，在宏观上表现常为不能形成自己的独立矿物(相)，近似服从稀溶液定律（亨利定律）。

三、微量元素在共存相中的分配规律地球化学过程中元素的地球化学行为在实质上表现为，当所在的介质条件发生变化时，其在相关共存的各相(液—固、固—固等)之间发生重新分配过程。

自然过程总量趋向于达到不同尺度的平衡，元素在平衡条件下，相互共存各相之间的分配取决于元素及矿物的晶体化学性质(内因)及物理化学条件(外因)。

赵志丹岩石地球化学-REE处理资料


金振民教授（1994）发现 了橄榄岩的初始熔融物(5— 7%)在固相岩石中存在矿物 三联点位置(这是静态熔融 特征)，同时大量熔体在差 异应力驱动下沿着橄榄石矿 物颗粒边界分布，形成熔融 薄膜(见nature封面照片)。
部分熔融产物 Ol＋Sp ＋ melt
The figure above is a back-scattered electron image of water-rich fluid pockets (dark), silicate melt quenched to glass (dark gray) and olivine crystals (a mantle mineral, light gray). The bright spots are another mineral (spinel) that formed when the experiment was quenched from the run conditions of 15,000 atmospheres pressure and 1050 degrees Celsius temperature. The white scale bar represents a length of 20 microns. / igpp/texture.php
微量元素行为的宏观表现
矿物——是组成地球的基本 固体物质，元素赋存在矿物 之中，通过矿物的形成和变 化而具体体现。
两相平衡共存——是控制微 量元素分布和分配的主要过 程，微量元素在固相－固相 、熔体－熔体、熔体－固相 之间分配是控制元素分布和 含量变化的主要过程，也是 宏观表现。
例如：Ol＋熔体系统的元素分配
符号 a f p n μ m c d
数值 10-18 10-15 10-12 10-9 10-6 10-3 10-2 10-1

地球化学-微量处理


型。
B 标准化数值——原始地幔、球粒陨石，或者MORB C 作图的意图——比较样品与标准化数据之间的偏离程 度
（1）多元素标准化图解
D 称呼：
中文表达方式———— 原始地幔(球粒陨石)标准化多元素图解, 微量元素含量蜘蛛图 英语表达方式———— Normalized multi-element diagrams /incompatible element diagrams / spider diagrams Primitive mantle-normalized incompatible trace element variation diagrams … Trace element concentrations normalized to chondrite of …… Spider diagram of ……
岩石地球化学数据的处理与解释
实用版
第三章、岩石地球化学数据的处理与解释
第一节、主量元素数据处理与解释
第二节、微量元素数据处理与解释
第三节、同位素数据处理与解释
第三章、岩石地球化学数据的处理与解释
第二节、微量元素数据处理与解释
一、控制微量元素行为的地球化学规律 二、稀土元素处理和解释
三、微量元素处理和解释
元素 原始地幔
P 95
Sm 0.444
Zr 11.2
Hf
Eu
Ti 1300
Gd
Tb
Dy
Ho
Y 4.55
Er 0.48
Tm
Yb
0.309 0.168
0.596 0.108 0.737 0.164
0.074 0.493
多元素蜘蛛图的原始文献 和标准化数据 (Spider diagram)
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元素 原始地幔
P 95
Sm 0.444
Zr 11.2
Hf
Eu
Ti 1300
Gd
Tb
Dy
Ho
Y 4.55
Er 0.48
Tm
Yb
0.309 0.168
0.596 0.108 0.737 0.164
0.074 0.493
多元素蜘蛛图的原始文献 和标准化数据 (Spider diagram)
Sun S-S & W F MacDonough, 1989
B. 过渡金属元素（Transition metal)
第三章、岩石地球化学数据的处理与解释
三、微量元素处理和解释 1. 微量元素处理方法
（1）多元素标准化图解
（2）元素或者元素比值投点图
（2）元素或者元素运算后投点图
包括： 二元或者三角图 元素对元素
V ppm 600
IAT
MORB OIB
元素比值对元素
元素比值对元素比值
元素运算后
0
0
Ti ppm
18000
（2）元素或者元素运算后投点图
包括： 二元或者三角图 元素对元素
元素比值对元素
元素比值对元素比值
元素运算后
（2）元素或者元素运算后投点图
包括： 二元或者三角图 元素对元素
元素比值对元素
元素比值对元素比值
元素运算后
2. 微量元素图解研究用途
（1）进行岩石分类 （2）研究岩石成因
Sun & MacDonough, 1989
标准化顺 序和数值 球粒陨石 原始地幔
其中有些不用， 例如Tl，Sc，W ，Sn，F等
作图Cs= 0.0079
作图Pb= 0.071
Sun & MacDonough, 1989
Sun & MacDonough, 1989
目前常用顺序-可以适当变化
Chung等，2004，Earth Sci. Rev.
Sun, S., McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society London. Special Publications, vol. 42, pp. 313–345.
孙贤鉥 (1943-2005)
孙贤鉥博士(哥伦比亚大学,1973)
国内设立了—孙贤鉥地球化学青年科学家奖
第一届，徐义刚；第二届，王强；第三届，杨进辉，第四届，赵子福
孙贤鉥 (1943-2005)
国际著名地球化学家孙贤鉥先生1943年10月27 日出生于福建省福州市，抗日战争胜利后，随父母移居台湾省 台北市。1962年被免试保送台湾大学地质系学习。 1968年，孙贤鉥先生赴美国求学，师从著名地球化学家Paul Gast，先后在纽约的哥伦比亚大学和休斯顿美 国宇航局约翰逊空间中心从事铅同位素地球化学研究，1973年获得博士学位。期间，他在铅同位素地球化学等研 究领域取得了诸多开创性成果。相关论文陆续发表在Nature、Science等国际知名学术刊物上并得到了广泛的引用 ，其中有关年轻玄武岩铅同位素的文章(Sun，1980)SCI引证次数已经超过700次，成为这一研究领域一个里程碑 式的经典论文。 1973年-1975年，孙贤鉥先生在纽约大学石溪分校做博士后，随Gilbert Hanson从事碱性玄武岩的研究，在许 多重要的刊物上发表了多篇高水平的论文。 1975年，孙贤鉥先生前往澳大利亚的阿德雷德大学工作，期间对太古宙科马提岩、高镁玄武岩、大洋玄武岩 和蛇绿岩等岩石进行了开创性的地球化学研究，再次显示了他卓越的科研才能，相继发表了多篇至今仍被广泛引 用的论文。其中有关洋中脊玄武岩地球化学的文章(Sun，Nesbitt and Sharaskin，1979)SCI引证次数已经超过500 次。 1977年，孙贤鉥先生在悉尼澳大利亚联邦科学和工业研究组织矿物研究实验室工作，从事氧、硫等稳定同位 素的研究。 1981他成为澳大利亚矿产资源局主任研究员，1999年退休。在此期间，他发表了一系列有关地球的化学组成 、演化以及元素地球化学性质的文章，成为当代地球科学界广泛引用的经典之作。其中最为著名的是1989年他和 他的学生McDonough在Geological Society Special Publication上发表的关于地幔化学和同位素体系的文章 ： Chemical and isotopic systematics of oceanic basaltsmplications for mantle composition and processes， 迄今已被SCI论文引证超过2800次；另一篇论文：The composition of the Earth (McDonough and Sun，1995)，也 已经被SCI论文引证近800次。
Ti=TiO2*10000*0.5995/1300
P=P2O5*10000*0.43646/95
这里K2O、 TiO2、 P2O5单位均为重量百分数
（1）多元素标准化图解
作图方法： 演示：
（1）多元素标准化图解 图解的基本解释
大离子亲石元素 HFSE
HREE
幔源玄武 岩的成分
地壳的成分
Hofmann, 2004
Nb
Ti
为什么岛弧火山岩出现Nb、Ta的负异常？
正常岛弧火山岩由源自俯冲板片脱水产生的 流体交代地幔楔发生部分熔融而形成，这种 富水的流体亏损高场强元素（HFSE），如 Nb(Ta)、Ti、P等元素，这些元素的流体/岩 石分配系数很小（1)，因此，在流体交代 地幔楔形成的正常岛弧火山岩中出现显著的 Nb（Ta）、Ti负异常（在微量元素原始地 幔标准化蛛网图上相对于相邻元素 K 、La 和Eu、Gd）。
岛弧火山岩成因
Key distinctive features are Addition of subduction-mobile elements (K, Rb, Sr, Th etc. from the subducting plate
Increased melting caused by fluid addition to the mantle
多元素标准化数据
I 原始地幔 （primitive/primordial mantle）
目前常用的元素排列顺序和数值根据 Sun & MacDonough, 1989
II 球粒陨石
Sun & MacDonough, 1989
III MORB, Pearce, 1983 IV 沉积岩
NASC，Gromet et al, 1984 平均地壳成分根据－－Taylor & McLennan, 1981 Rudnick & Gao, 2004
目前常用顺序-可以适当变化
Williams et al, 2001，Geology
目前常用顺序-可以适当变化
Xu et al，2001，Geology
可以简化使 用的顺序
Chung et al，2003，Geology
（1）多元素标准化图解
作图方法： A. 同REE相似，分别除以标准化数值，再作图 B. 注意其中的主量元素，特殊算法 K=K2O*10000*0.83013/250
第三章、岩石地球化学数据的处理与解释
三、微量元素处理和解释 1. 微量元素处理方法
（1）多元素标准化图解
（2）元素或者运算后元素投点图
2. 微量元素的用途
1. 微量元素处理方法
（1）多元素标准化图解
A 属于REE标准化图解的扩展和普及化，最早用于
玄武岩，现在可以用于所有岩石（岩浆岩和沉积
岩）类型。
B 标准化数值——原始地幔、球粒陨石，或者
MORB C 作图的意图——比较样品与标准化数据之间的偏 离程度
（1）多元素标准化图解
中文表达方式———— 原始地幔(球粒陨石)标准化多元素图解, 微量元素含量蜘蛛图 英语表达方式———— Normalized multi-element diagrams /incompatible element diagrams / spider diagrams Primitive mantle-normalized incompatible trace element variation diagrams … Trace element concentrations normalized to chondrite of …… Spider diagram of ……
（模拟计因的指示意义
（After Green 1980）
元素 特征解释
高度相容元素，N i 和C o 赋存在Ol 中，C r在Sp和C px中，这些元素的高度富集（例如N i ＝250-300 ppm, C r=500Ni, Co, Cr 600 ppm）暗示着岩石母岩为地幔橄榄岩，如果岩石系列显示N i 的逐渐降低 （C o 也可以显示同样规律） 则预示着 Ol 的分离结晶作用。C r的逐渐降低代表尖晶石或者C px的分离结晶作用。 它们在部分熔融和分离结晶过程中显示相似的特征。都倾向于进入Fe-T i 氧化物（钛铁矿和钛磁铁矿)， 是钛铁矿和 钛磁铁矿结晶分异的示踪剂。如果V和T i 显示差异性质， 则T i 可以类质同象进入一些副矿 物相，例如榍石和金红石。 极不相容元素，基本不进入主要的地幔矿物相，有时可以与T i 类质同象进入副矿物相，例如榍石和金红石。 不相容元素，在钾长石。云母或者角闪石中可以替换K。Rb在角闪石中类质同象替换能力弱于在钾长石和云母中，因 此K/Ba比值可以用来鉴别这些矿物相。 在Pl 中容易类质同象替换C a（但是在Py中不取代C a），在钾长石中替换K，在浅部低压条件下当Pl 作为早期结晶相 的时候，显示相容元素特征，因此Sr或者C a/Sr比值是鉴别Pl 参与的有力指示剂。但是Sr在高压的地幔条件下，当Pl 不 稳定的时候，显示不相容元素特征。 石榴石(Opx和角闪石稍弱)容纳重稀土元素，因此会导致轻稀土的分异。榍石和Pl 倾向于吸纳轻稀土元素。C px仅导 致REE轻度分异。Eu强烈倾向进入Pl 中，因此Eu异常可以鉴别是否有Pl 的参与。 常类似于HREE，显示不相容元素特征。强烈倾向进入石榴石和角闪石中，辉石次之。榍石和磷灰石也富集Y，因此如 果岩石中存在这些副矿物，将明显影响Y的分异。