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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。
微量元素在岩石成因和成矿作用研究上的应用学院：班级：学号：姓名：目录微量元素在岩石成因和成矿作用研究上的应用 (1)花岗岩成因上的应用 (3)§1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断 (3)§2.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断 (4)3.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断 (4)玄武岩成因上的应用 (5)§1.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断 (5)§2.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断 (6)§3.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断 (7)微量元素对于不同流纹岩的判断 (7)微量元素在成矿作用中的应用 (8)石英晶格中微量元素组成在成岩成矿作用中的应用 (8)五、参考文献 (9)岩石的微量元素地球化学特征保存了有关成岩或成矿物质来源的信息，成为一种独特的地球化学“指纹”微量元素可作为地质——地球化学的示踪剂，在解决当代地球科学的基础理论问题、为人类提供足够资源和良好的生存环境等方面正发挥着重要的作用。
花岗岩成因上的应用§1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图实例：根据这些图解，诸广山花岗岩类都落在火山弧花岗岩(V AG)和板内花岗岩(WPG)的交界处(a)，这表明本区花岗岩是一种后碰撞花岗岩，具有板内花岗岩的某些特征，而非板内花岗岩。
Eby根据地球化学特征将A型花岗岩分为A1型和A2型，并认为A1型是与洋岛岩浆来源相同的地慢分异产物，且侵位于大陆裂谷或板内的构造环境，A2型来源于大陆地壳或板下地壳，且与陆一陆碰撞或岛弧岩浆作用有关。
在图（b)中，碱长花岗岩全部落人A2区。
另外，本区花岗岩的Y/Nb = 2. 6一8. 5，均大于1. 2，同样说明了本区碱长花岗岩为后碰撞型而非非造山型花岗岩。
矿产资源勘探的地球化学技术与应用地球化学技术是矿产资源勘探中重要的研究方向之一，通过地球化学技术的应用，可以更好地了解地壳中的矿产分布、矿物组成和矿石赋存方式等信息。
本文将重点介绍矿产资源勘探中地球化学技术的应用，探讨其在矿产勘探中的意义和优势。
一、地球化学技术的概述地球化学技术是研究地球化学元素在地球体系中的分布、迁移和转化规律的一门学科。
在矿产资源勘探中，地球化学技术主要应用于地球化学探矿、地球化学测井和地球化学勘查等方面。
地球化学探矿是通过对地壳岩石、土壤、植被和水体等进行地球化学元素分析，解释元素分布的异常规律，以判断矿体的存在与否及其储量、品位等信息。
地球化学测井则是通过测井仪器采集地下岩性及地球化学元素含量数据，结合地球物理、地质信息，评价地层构造、矿体特征和矿化程度等。
地球化学勘查则是通过对矿床成矿规律的研究，揭示矿层形成机制和矿床规模、质量分布等，并对有矿脉、矿层进行评价和选矿。
二、地球化学技术在矿产资源勘探中的应用2.1 地球化学探矿技术地球化学探矿技术是矿产资源勘探中最常用的技术之一。
通过对矿区岩石、土壤、植被和水体等进行地球化学元素分析，可以了解矿床的类型、规模、品位和分布等信息。
地球化学探矿技术主要包括岩石地球化学探矿、土壤地球化学探矿和植被地球化学探矿等。
岩石地球化学探矿主要通过对岩石样品中的主量元素和微量元素进行分析，了解不同岩石类型的成因和演化过程，从而判断岩石中可能富集的矿产资源。
通过样品采集和分析，可以筛选出具有探矿潜力的区域，并进一步进行地质勘查工作。
土壤地球化学探矿则是通过对土壤样品中的元素含量和分布特征进行分析，揭示土壤中可能存在的矿床和矿体信息。
植被地球化学探矿则是通过对植物体内的元素含量进行分析，寻找与矿床有关的生物地球化学异常。
2.2 地球化学测井技术地球化学测井技术是矿产资源勘探中非常重要的技术手段之一。
通过在井孔中采集地下岩石样品，并结合地球化学元素分析，可以了解地下岩石的性质、成分和矿化程度等信息。
83在湖泊的沉积岩当中，主要包括黏土矿物、膏岩、泥岩等微量元素，对沉积环境中水文变化情况有较为显著的影响，能够反映出湖平面的变化情况。
对于封闭的盐湖来说，在沉积记录上能够体现出明显的岩性改变过程，与河水蒸发、补给、渗透间具有较强的平衡作用，能够使湖平面产生较大变化，湖岸线不断迁移。
1 微量元素与沉积环境间的联系在沉积过程中，沉积物与水介质间存在多种地球化学平衡关系，如二者间元素交换、沉积物吸附在某些元素当中等等，这种作用除去元素自身性质以外，还受到沉积物化学条件的影响，在不同沉积环境下，利用沉积物微量元素能够对古环境进行分析。
在封闭盐湖当中，存在较多的黏土矿物与碳酸盐岩，这些物质的构成与湖泊水的化学性质有较大关联，从湖泊的低位到高位在体系域，湖泊中的泥岩、黏土矿物、泥膏岩中的微量元素对水文变化的敏感度逐渐增强，能够更加明显的反映出湖平面的变化情况。
据相关调查显示，针对不同体系域、层次中微量元素的变化特征进行分析，从中探讨环境意义，从调查结果中能够看出，B、Ti、Fe、P、Mn、Cu等比值能够在横向与纵向两个方面对沉积环境的变化情况与规律进行分析，从中得出各个微量元素与湖平面变化之间的联系[1]。
2 微量元素在地质沉积环境中的应用2.1 硼元素含量与盐度标志在沉积岩当中，硼的含量与湖水介质条件之间存在较大的联系，海水与内陆盐湖当中存在诸多硼，对于不同地区、环境来说，硼的含量也存在差别。
通过等离子光谱对南疆库车河岩样中的微量元素进行分析，从结果中能够看出对于不同层位硼中的含量来说也存在区别，库车河阿合组硼中的含量平均值为87.6μg/g，属于海陆过渡相沉积环境；阳霞组硼含量在72.6μg/g左右，属于陆相半咸水沉积环境；齐古组样品硼含量在50.1μg/g左右，属于湖相淡水沉积；恰克马克组样品硼的含量在68.3μg/g左右，属于咸水环境。
2.2 Sr/Ba和Ca/Mg比值分析随着盐度的不断增加，Sr/Ba的比值逐渐提升。
微量元素在地质上的应用微量元素在地质上的应用主要有以下几个方面：一、分配系数的应用1. 计算平衡时的温度由热力学可知：\nk=-BRTK:平衡常数，在稀溶液条件下，K=D△日二热熔变化，可以测定，R二气体常数，B为常数，据此可求得温度: AIn D BT这就是微量元素的分配系数温度计。
很多温度计已经测定，特别是稀土元素和硫化物对。
2. 计算平衡时的压力根据热力学，在恒温条件下，分配系数D与压力P的尖系式为：lln D ' ・v 5P j ” RT3. 判断岩浆成岩过程⑴模型A部分熔融模型a. 平衡部分熔融C,= 1Co_D（1 _F）F其C L :兀素在熔体中的浓度；中：Co：初始固相母体物质中的浓度F:部分熔融特度D :总分配体系b：分离熔融模型（在发生熔融时，从固相中连续移出所形成的熔体「丄（1卫）PCo D D P ：压力c.结晶作用模型分离结晶作用过程中，微量元素的行为可用下式来描述：CL 二D'4砂F CL： i元素在熔体中的浓度；C O,L： i元素在原始熔体中浓度;F :原始岩浆分离结晶作用后剩余的份额（固结度，结晶度），还有其它模型。
（2）过程鉴别（3）地球化学参数的确定①源区的物质成分根据地质观察，综合考虑岩石学、微量元素、残留体和同位素组成等资料。
e.g.基性岩和超基性岩取上地幔为源区物质，以2倍左右球粒陨石的丰度为C。
值；花岗岩：S型花岗岩以杂砂岩的平均成分为G, I型花岗岩源岩为下地壳和上地幔物质的混合，有人以岩体边缘相为G。
二微量元素指示剂1 •对岩浆演化过程的指示（1）大离子半径亲石兀素大禺子亲石兀素一般有：Ba ・ RbSr、K 等。
丿元糸价态半径⑺Sr+2 1.12Ca+2 1.00Rb+ 1 1.47K+ 1 1.33Ba+2 1.34①S心和Sr在钙长石一熔体中的分配系数较大（即S®易进入含矿物中），在中酸性岩浆演化过程中，Sr随Ca的减少而贫化，但S®的半径比Ca?+大，C*比Sr2+B先进入晶格，随岩浆作用的进行，Sr/Ca比值变大，若以同源不同阶段岩石中的Sr和Ca作图，可得到演化线。
微量元素在生物地球化学中的作用人们常说，健康的饮食应该保证营养的平衡，其中包括大量的碳水化合物、蛋白质、脂肪、矿物质和维生素等。
而在矿物质中，有一类叫微量元素，它们虽然在人体内所需的量很少，但却非常重要。
微量元素不仅在人体内发挥着关键的生理作用，而且在生态系统中也扮演着不可替代的角色。
本文将从微量元素在生态系统中的作用出发，介绍微量元素在生物地球化学过程中所起的作用。
一、微量元素在生态系统中的作用微量元素在生态系统中是必不可少的营养物质，它们可以促进植物生长、影响动物的免疫力和繁殖能力，还能调控生态系统的生物地球化学循环过程。
以下我们将分别介绍它们的作用。
1.促进植物生长微量元素对植物生长发育有着极其重要的影响，特别是在缺乏某种元素的情况下，这种影响更加显著。
如硼（B）是植物在生长期间不可或缺的微量元素之一，它参与植物对钙离子的吸收，维持细胞壁的完整性，促进分裂和伸长，从而提高植物的耐受性和抗性。
又如镁（Mg）虽然是植物体内所需数量较大的元素之一，但是缺乏镁会引起植物的生长停滞和发黄等生理障碍。
2.影响动物的免疫力和繁殖能力微量元素在动物的生理功能中也扮演着重要的角色。
例如，锌（Zn）是动物免疫系统中的重要组成部分，它参与免疫细胞的分化与增殖，调节免疫功能，并且对于蛋白质和核酸的合成十分关键。
而铜（Cu）也是细胞内重要的氧化剂，它有助于合成胶原蛋白，提高抗氧化能力，同时也可以促进动物繁殖系统的正常发育。
3.调控生态系统的生物地球化学循环过程微量元素的存在也对生态系统中的生物地球化学过程有着不可替代的作用。
以氮素生物地球化学循环为例，微量元素钼（Mo）和钴（Co）都是催化酶中的重要成分。
它们在固氮细菌中发挥作用，参与到固氮酶的合成过程中，从而促进了氮素固定的效率。
又如，碳地球化学过程中，铁（Fe）参与到水中的氧气溶解和呼吸作用中，促进海洋中浮游植物的生长和物种多样性的提高。
二、微量元素在生物地球化学过程中的作用微量元素在生态系统中起着非常重要的作用，而它们更是整个生物地球化学循环过程中所必不可少的元素，因为它们不仅是生物体内的重要组分，而且在环境中的循环和转化也起着重要的作用。
地球化学在矿物学研究中的应用地球化学是研究地球化学元素在地壳、海洋和大气等环境中的分布、相互作用和迁移转化的学科。
它具有广泛的研究领域和应用价值，其中在矿物学研究中的应用尤为重要。
地球化学的研究方法和技术手段为矿物学的发展提供了重要支持，同时也拓宽了矿物学的研究范围和深度。
本文将探讨地球化学在矿物学研究中的应用，并以几个典型案例加以说明。
一、地球化学元素对矿物的形成、成长和稳定性的影响地球化学元素是矿物形成的基础，其中包括矿物的主要组成元素以及微量元素。
矿物的形成、成长和稳定性与地球化学元素之间的相互关系密不可分。
以矿物的晶体形貌为例，地球化学元素可以影响矿物表面的生长速率和晶面发育，从而决定矿物晶体的形态特征。
此外，地球化学元素还可以通过离子交换和置换作用影响矿物的化学成分和晶体结构，从而影响矿物的物理性质和稳定性。
二、地球化学元素在矿物分类和识别中的应用地球化学元素的含量和分布特征与矿物的种类和成因密切相关，因此可以通过地球化学手段对矿物进行分类和识别。
例如，通过测定矿物中主要元素的含量和比值，可以判断矿物的化学成分和结构类型，从而归入相应的矿物类别。
此外，地球化学元素的微量含量和分布特征也是矿物识别的重要依据。
通过测定微量元素的含量和分布模式，可以判断矿物的成因类型和变质程度，进而进行矿物的准确定性识别。
三、地球化学示踪法在矿物成因研究中的应用地球化学示踪法是通过测定矿物中特定元素的同位素组成和比值来揭示矿物成因和物质来源的方法。
不同成因的矿物具有不同的同位素组成和比值，通过测定矿物中同位素的含量和比值，可以判断矿物的成因类型和形成环境。
例如，锆石中的铀-铅同位素系统可以用来测定地质年代和矿床的形成过程；以氧同位素为例，不同成因的矿物具有不同的δ18O值，通过测定矿物中氧同位素的含量和比值可以判断矿物的成因类型和水/岩比值。
四、地球化学元素迁移转化过程的研究地球化学元素的迁移转化过程是矿物变质和成矿过程的关键环节，也是矿物学研究中的核心问题之一。
微量元素在岩石成因微量元素在岩石成因中扮演着重要的角色。
岩石是地球上最基本的组成部分之一，由多种矿物和化学元素组成。
微量元素的存在和分布对岩石的形成和演化具有关键的影响。
在这篇文章中，我们将探讨微量元素在岩石成因中的作用以及它们的分布和交换机制。
微量元素是相对于岩石中主量元素而言存在于较低浓度的元素。
它们一般以ppm（百万分之一）或 ppb（十亿分之一）的单位进行浓度表示。
岩石通常由几种主量元素组成，如氧、硅、铝、铁、镁和钙等。
微量元素的浓度通常比较稀少，但是它们在岩石成因中起到了至关重要的作用。
首先，微量元素可以通过各种途径进入岩石中。
其中一种途径是原始岩浆中的微量元素。
岩浆是地球深部熔融岩石物质的上升产物，其中包含了大量的微量元素。
当岩浆从地幔上升到地壳时，它会与岩浆的固相反应，从而把其中的微量元素带入到最终形成的岩石中。
微量元素在岩石成因中的另一个重要作用是它们对岩石矿物的生长和变质产生影响。
岩石中的矿物是由多个元素化合物组成的晶体，它们的形成和演化受到微量元素的控制。
微量元素可以在矿物的晶格位置上替代主量元素，改变晶体结构和性质。
此外，微量元素还可以用于辨识不同类型的岩石。
每种岩石类型都有特定的微量元素特征，可以通过分析岩石中微量元素的含量和分布来判断岩石的成因和起源。
这对于地质学家来说非常重要，因为它帮助他们理解地球内部和表面岩石的形成过程，并研究地球的演化历史。
此外，微量元素在岩石中的交换也可能发生。
例如，在变质作用中，岩石受到高温和高压的作用，微量元素有可能在岩石矿物中发生交换。
这些交换过程对于岩石的形成和演变具有重要意义。
总结起来，微量元素在岩石成因中的作用非常重要。
它们通过多种途径进入岩石中，参与到矿物的生长和岩石的演化过程中。
微量元素的存在和分布提供了关于岩石起源、演化和矿床形成的重要信息。
因此，研究微量元素的分布和交换对于我们理解地球内部和表面的岩石成因和演化具有重要的意义。
微量元素在地质中的应用一、基本概念微量元素(minor elements)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。
比如，K、Na在超基性岩中可做微量元素。
在长石类岩石中不能做微量元素。
Zr 在锆英石中不是微量元素，但在长石中都是微量元素。
Fe一般情况下不是微量元素，但闪锌矿中Fe都是微量元素。
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。
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。
二、微量元素地球化学指示剂1.大离子亲石元素的指示意义1.1 指示岩浆演化过程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，当它的为+2价阳离子时，其离子半径分别为1.17Å和1.0Å。
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。
但是，Sr2+的半径比Ca2+略大，按类质同象规律，Ca2+、Sr2+优先进入晶格中，所以Sr2+贫化较慢，随着岩浆分异作用的进行，Sr/Ca值逐渐增加。
这就决定了残余岩浆最后结晶的斜长石。
具有最高的Sr/Ca值和最低的Ca含量。
因此，利用Sr/Ca比值可判断岩浆的演化分异程度。
综合Rb、Sr地球化学行为一般认为Rb/Sr比值是岩浆演化过最明显的指示剂，岩浆分异程度愈好，Rb/Sr比值愈大。
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(minor elements)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.g D. 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-1.991lgZn-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。
