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第章微量元素地球化学岩浆作用模型PPT课件

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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
地球化学 第二章 微量元素地球化学 Ch2 Trace Element Geochemistry 第三节 岩浆作用中微量元素的定量模型

地球化学 第二章 微量元素地球化学 Ch2 Trace Element Geochemistry 第三节 岩浆作用中微量元素的定量模型

6/58
2. 平衡结晶作用 Equilibrium crystallization 矿物晶体在缓慢冷凝条件下结晶并与熔体
始终保持平衡，其结果形成成分均一、没
有环带的矿物晶体。
7/58
(一) 分离结晶作用定量模型
研究一个包含不同组分的物质的量为n的有限岩浆库，
其中包括有y摩尔的微量元素i, 则体系中微量元素
X0а＝Xа＝ Pа 及 D0＝DRS＝P（总分配系数） 实际上，一般岩石中的各矿物是不会按实比熔融的，而
且各相提供熔体的相对数量也不会保持不变的，这时，
上述关系就不能成立。
39/58
此时，微量元素模型可改写为：
C 1 0 0 C D F (1 P)
40/58
L
(二)分离熔融(Fractional melting)
Cl D 1 i ( F ) C0 i
=(1-F)
26/58
结晶作用模型限制条件
结晶作用模型的推导过程是以下面两点假 定为前提的： ①在整个结晶过程中分配系数始终保持恒 定； ②自岩浆中结晶的矿物种类及相对比例不
变，以保证总体分配系数为常数。
27/58
应用实例： 已知大洋拉玄武岩与碱性玄武岩的K, Rb含量如下：
3/58
因此，利用微量元素分配的这一特点和共
存相中的浓度关系就可以从数值上来模拟
估算岩浆生成演化过程中的有关参数 如部分熔融程度、分离结晶程度、残留固
相或分离相的组成等，我们把这种估算称
为定量模型．
4/58
本讲主要研究内容 一、结晶作用模型
1、分离结晶作用
2、平衡结晶作用
二、部分熔融作用模型
1.分批熔融（平衡熔融） 2.分离熔融 3.收集熔融
微量元素地球化学原理(第二版)(赵振华)PPT模板

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第二节稀溶液与亨利定律
01
一、亨利定 律
02
二、亨利定 律的适用范
围
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第三节能斯特定律和分配系 数
二、分配系 数的测定
一、分配系 数
三、影响分 配系数的因 素
第二章微量元素地球化 学基本概念及有关理论 问题
第四节岩浆形成和演化过程的微 量元素地球化学模型
一、部分熔融 模型
三、结晶作用 模型
五、围岩混染 和分离结晶联 合作用（afc） 的模型
01
03
05
02
二、分离熔融 模型
04 四、混合模型
06
六、能量限制 分离结晶混染 （ec afc）模 型
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第四节岩浆形成和演化过程 的微量元素地球化学模型
七、与时间相关 的分离结晶混染
ow）
08
第五章地球形成演化过程中的微量 元素
第五章地球形成演化过程中的微量元素
第一节太阳系星云、 陨石与地球成分
第二节月球的形成与 演化
第三节玻璃陨石的成 因
第四节地壳与大气圈 地球化学与演化
第五节地幔化学组成 及地球化学演化的微
统计分析法
04
四、元素丰度 与矿产储量和
资源潜力
07
第四章微量元素与构造背景判别
第四章微量元素与构 造背景判别
第一节微量元素识别板块 构造背景的地球化学依据
第二节不同类型岩石的构 造背景判别
第三节一些特殊类型构造 背景的识别
第四节微量元素用于构造 背景判别的限制
第四章微量元素 与构造背景判别
第一节微量元素识别板块构造 背景的地球化学依据
第四章 微量元素地球化学-3

第四章 微量元素地球化学-3


能斯特分配系数。
8
在一定浓度范围内，KD与i的浓度无关，只与 温度、压力有关。 根据稀溶液定律（亨利定律），微量元素i的活 动正比于其摩尔浓度，即ai = K bi 所以，KD= aiA/aiB= biA/biB 能斯特分配系数（ KD ）仅适用于服从稀溶液 定律的微量元素，其他元素需采用该元素在两 相中的活度比值作为分配系数。
28
b 平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
ci l
岩浆 F
源岩
1-F
残留相
ci o
ci s
o 考虑源岩中微量元素i的量和岩浆+残留相中的量相等， 可得下列方程：
ห้องสมุดไป่ตู้29
我们设：F为固相部分熔融的程度（百分数） CS为固相中某微量元素的初始平均浓度 CL为固相熔融到F时熔体相中该微量元素的平均浓度 CRS为固相熔融到F时残余固相中该元素的浓度 DRS为残余固相和熔体相之间的总分配系数 这里XRS,α为残余固相中α相（矿物）的重量分数
结晶作用是岩浆演化的基本过程； 结晶过程倾向于导致岩浆全部结晶，即100％变成结晶相； 矿物结晶过程中，矿物表面与残余岩浆之间可以一直保持 平衡；但是，矿物内部与残余岩浆脱离接触，难以继续保持 平衡。因此，平衡结晶过程很少实现。实际的结晶过程是一 种保持表面平衡的过程，接近分离结晶过程。 在岩浆结晶过程中存在矿物结晶次序的差别，一些矿物先 结晶，一些矿物后结晶，如鲍文反应序列所示。由于重力等 作用，先结晶的矿物可能发生堆积，与残余岩浆分离。这也 会造成分离结晶作用。 岩浆分离结晶的程度，取决于岩浆的类型和粘度、结晶的 速度等条件。
22
B 温度对分配系数的影响
• 由能斯特定律可导出： lnKD = - (△H/RT) + B △H表示微量元素在两相中的热焓变化； B是积分常数； R是气体常数 ——分配系数的自然对数与体系温度的倒 数呈线性关系！
02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征39页PPT

02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征39页PPT

直接测量 喷出熔岩的温度范围一般在700-13000C之间。 玄武岩一般为1000-13000C，安山岩一般为 900～10000C，流纹岩一般为700～9000C。组 分愈酸性，温度愈低。
间接测量
1）通过岩石的熔融及结晶实验确定：如基拉韦厄玄武岩， 在一个大气压下，开始结晶温度为12350C，而它的完全结晶 温度为10600C。不同的矿物结晶温度也不同，如约德等(1962) 测定的莫纳罗亚喷出玄武岩中主要造岩矿物的结晶温度：橄 榄石12500C，辉石11800C，基性斜长石11600C。
4)压力 压力对岩浆的粘度也有影响。对不含水的干岩
02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征
服从真理，就能征服一切事物
• 第一节 岩浆的概念与特征 • 第二节 岩浆作用 • 第三节 岩浆岩的基本特征
Hawaii
第一节 岩浆的概念与特征
一、岩浆的概念
目前一般认为：岩浆 是上地慢和地壳深处形 成的，以硅酸盐为主要 成分的炽热、粘稠、含 有挥发份的熔融体。
最普遍和最主要的是 硅酸盐成分的岩浆，个 别的也见有碳酸盐，金 属氧化物、金属硫化物 等岩浆(后两者又称矿浆)。
3）温度
岩浆的温度愈高，粘度愈小； 温度愈低，粘度愈大。
如威苏维火山喷出的熔岩， 11000C时为283.2Pa.s，12000C 时为276Pa.s，13000C时为 75Pa.s，14000C时为25.6Pa.s。
温度升高使硅氧四面体络阴 离子结合能力降低，大的阴离 子解聚分裂，同时能使离子活 动能力加大，从而增强熔体的 流动性、减少粘度。
存在。除K+、Na+、Ca2+，Mg2+、Mn2+，Fe2+等 为阳离子外，阴离子主要为硅(铝)氧四面体所组 成的络阴离子，有岛状、链状、架状等，连接呈
8 第七章 岩浆化学作用PPT课件

8 第七章 岩浆化学作用PPT课件

BeO＋3O2－ →［BeO4］6－ Al2O3＋5O2－→2［AlO4］5－
一、岩浆的成分与性质
7.1.3 岩浆的性质
3、氧化还原条件 与岩浆的形成环境有关，深源岩浆形成与较还原的环境，生成的岩 浆氧化还原电位较低。 主要标志是变价元素的价态，一般岩石的ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋） >1，岩浆形成于还原环境， ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋）<1，形成于氧化 环境。挥发分也可指示岩浆的形成环境： 还原环境：CO、CH4、H2的含量高； 氧化环境：CO2、H2O、SO2含量高。
（2）若火成岩中相容元素（如Ni、 Co、Cr）含量变化小，同时不 相容元素比值［如w(Sr/w(Ba)、w(La)/w(Sm)]变化大，则为部分熔融 形成的。
（3）岩浆的结晶分异演化程度对探讨成岩过程和含矿潜力有重要意 义。
微量元素是否类质同象进入主要造岩矿物晶格，是它们是否能在晚 期及其后的地质作用过程富集成矿的关键。
二、岩浆演化过程元素的行为
2、岩浆演化过程微量元素的行为
按微量元素在岩浆演化过程的类质同象行为差异，微量元素的分类：
（1）主要以类质同象方式进入长石、石英等矿物（K、Na、Ca的铝 硅酸盐矿物，也被称为长英质矿物）的微量元素，这些铝硅酸盐矿物在 岩浆结晶过程属于较晚结晶的矿物，在岩石的部分熔融过程中属于较易 熔融的相。多为强或较强的不相容元素，半径大，亲氧性突出，成为大 离子亲石元素（LILE）。
7.1.1 岩浆起源与化学组成
花岗岩：陆壳岩石部分熔融的产物； 玄武岩：起源于上地幔不同深度和不同性质的橄榄质岩石
或者地幔柱； 安山岩：主要产生于俯冲带，具有多源性，（底侵玄武岩
部分熔融）； 原生岩浆：由部分熔融产生的岩浆； 岩浆过程：分离结晶、岩浆不混溶、岩浆混溶、同化混染
13微量元素地球化学专题培训课件

13微量元素地球化学专题培训课件


4.稀土元素地球化学
1.稀土元素分类
两分法: (1)轻稀土(LREE)或铈族稀土，La到Eu:原子序数小，
质量小； (2)重稀土(HREE)，Gd到Lu：原子序数大，质量大，
有时把钇(Y)也列入HREE。Gd到Lu+Y为钇族稀土；
轻稀土组(LREE)—ΣCe族稀土
+Y 重稀土组（HREE）—ΣY族稀土
4.稀土元素地球化学
镧原子外层电子构型5d16s2，Ce有一个电子充填于4f亚 层，以后均进入4f亚层，直至将4f亚层完全充满为止。
4.稀土元素地球化学
受到5s2和5p6亚层中8个电子的很好屏蔽，4f亚层电子不 大明显参与化学反应。因此4f亚层电子数目的任何差异 既不导致化学行为很大不同，也不引起明显的配位场效 应。所以，REE倾向于在任何地质体中成组而不是单个 或几个一起产出。当硅酸盐与金属或硫化物共存时， REE优先浓集于硅酸盐中，具有亲石性。
花岗岩
碱性玄武岩
10
大陆拉斑
玄武岩
球粒陨石
1
大洋拉斑
玄武岩
1
10
100
1000
10000
REE(10)-6
地壳不同变质原岩的REE与La/Yb比值判别图，可用于区分不
同类型的玄武岩、花岗岩和碳酸盐岩
4.稀土元素地球化学
(2) LREE/HREE(或∑Ce/∑Y) 为轻和重稀土元素比值。 这一参数能较好地反映REE 元素的分异程度以及指示部 分熔融残留体和岩浆结晶矿 物的特征。可为判别岩浆早 期结晶矿物的特征或对岩浆 残余源岩的REE组成等的分 析提供判断的依据
基性岩、基性岩、中性岩至酸性岩，ΣREE值逐渐增高。 相对于碳酸岩，沉积岩中细粒碎屑岩和砂岩ΣREE值较 高，主要反映富集REE副矿物和粘土矿物选择性吸附的 结果，而非源区特征。因此，对于变质岩和壳源岩浆 岩，ΣREE能对其原岩或源岩的性质进行定性的指示。
11第4章微量元素地球化学-REE3

11第4章微量元素地球化学-REE3

2013/10/10 24
☞自然体系中，已证明确有2价铕离子(Eu2＋)和4价
铈离子(Ce4＋)；
☞直今未在任何矿物或天然水中发现Tb4＋的存在。 ☞由于碳质球粒陨石某些包体中存在Eu和Yb负异
常，且两者浓度间具有联系，推断Yb2＋在自然界 是存在的。但要求极其还原的条件(比形成月岩还 要还原)。地壳正常条件下，镱只呈Yb3＋；
9
稀土功能
• 现代军事微生物和盘尼西林 • 用于有色金属合金中，稀土金属有色金属合金中 也获得广泛应用。例如有一种稀土镁合金（含有 Mg,Zn,Zr,La,Ce）可用于制造喷气式发动机的传 动装置，直升飞机的变速箱，飞机的着陆轮和座 舱罩。在镁合金中添加稀土金属的优点是可提高 其高温抗蠕变性，改善铸造性能和室温可焊性。 • 永磁材料、钢的脱硫、稀土球墨铸铁、打火石 • 石油裂化催化剂等 • 镧玻璃 、玻璃脱色 、荧光粉、激光器 。。。。
2013/10/10
29
☞REE离子半径大，除非矿物中被置换的阳离子半 径也大，一般在矿物中进行离子置换的能力有限。 三价REE可以对Ca2＋，Y3＋，Th4＋，U4，Mn2＋ 和Zr4＋(六次配位半径0.72A)进行置换； ☞三价REE对不同电价阳离子的置换(异价类质同 象)要求一定机制来满足电荷的平衡补偿：
2013/10/10
37
对比数据和图，可以得出有关REE 分配系数的一般规律
①对于任何一种REE和矿物/熔体对来说，其分配系
数值均在较宽的范围内变化；
②虽然REE在给定的矿物/熔体对之间的分配系数值
可以有很大变化，但对该矿物来说，REE分配系数 的模式一般是固定不变的；
③ REE在矿物/熔体之间的分配系数值，一般倾向为
2013/10/10 23
4微量元素地球化学(第四章.11)——微量元素地球化学课件PPT

4微量元素地球化学(第四章.11)——微量元素地球化学课件PPT


Olivine Opx
Rb
0.010 0.022
Sr
0.014 0.040
Ba
0.010 0.013
Ni
14
5
Cr
0.70
10
La
0.007 0.03
Rare Earth Elements
Ce
0.006 0.02
Nd
0.006 0.03
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
Sm
0.007 0.05
Eu
0.007 0.05
Dy
0.013 0.15
残余岩浆分数
第四章 岩浆作用中微量元素行为
瑞利结晶分异
第四章 岩浆作用中微量元素行为
平衡结晶分异
结晶的晶体与残余液体保持平衡状态
残留液体中某些微量元素的浓度 CL 可用下列 方程进行模拟:
eq. 9-
其中
CL = CO / [D + F(1-D)] CO: 初始液相浓度 F: 残余液体的量分数
D: 总分配系数
eq. 9-8 CL/CO = F (D -1)
Rayleigh Fractionation
第四章 岩浆作用中微量元素行为
瑞利结晶分异 已知 k = Cs / Cl ,令m为相的质量，x为摩
尔数(n)，则有：
K=
第四章 岩浆作用中微量元素行为
瑞利结晶分异
第四章 岩浆作用中微量元素行为
瑞利结晶分异
第四章 岩浆作用中微量元素行为
岩浆演化模型
Crystallization （结晶作用）
瑞利结晶分异和平衡结晶分异
Partial Melting （部分熔融）
平衡部分熔融和分离部分熔融
元素地化作业：岩浆作用中微量元素分配定量模型推导—中南大学地球化学课件

元素地化作业：岩浆作用中微量元素分配定量模型推导—中南大学地球化学课件

2015年9月15日星期二 中南大学彭建堂制作
1
1.平衡部分熔融（批次熔融模式）
在平衡部分熔融过程中，随着熔融作用的进行，熔体与固相 残留相之间，微量元素保持平衡，直至熔出的熔体多到离开 熔融区为止。
假如研究对象为一个含有不同组分的总质量为 mo的有限 岩石，其中含x0摩尔的某微量元素i,当有mL摩尔的岩石发 生熔融，且其中含有xL摩尔的i元素:
浓度较原岩低；若D<1，则较原岩中富集。
当D越小，CL/C0越接近于1/F，故此时熔融程度越小，CL/C0越大，熔体中越富集该
元素。
2015年9月15日星期二
中南大学彭建堂制作
4
当 F→0 时（部分熔融很小），
Cl /Co→1/D ，即微量元素在所形 成的熔体中的富集或贫化程度最 大。随 F 的增大，熔体中的富集 或贫化程度逐渐减小。当岩石全 熔时，F→1，熔体中元素的浓度 与母岩一致。
2015年9月15日星期二
中南大学彭建堂制作
3
CL/C0=1/（D（1-F）+F )
在平衡部分熔融过程中，熔体中的该元素浓度变化仅依赖于 C0、 D和 F，与熔融途 径无关，即熔融开始时母体中的矿物种类和含量以及熔融过程中所消失的矿物种类 不影响熔体与矿物残留相中的微量元素的浓度。
当F→0，CL/C0越接近于1/D，因此熔融程度较小时，如果D>1，则该元素在熔体中
1 CL 1 [1 (1 F ) D ] C0 F
2015年9月15日星期二
中南大学彭建堂制作
8
积分中值定理：若函数 f(x) 在 闭区间 [a, b] 上连续，则在积分区间 [a, b]上至少存在一个 点 ξ，使下式成立：
f x dx
第四章-微量元素地球化学

第四章-微量元素地球化学


不相容元素具有过大或过小的离子半径或 离子电荷
① 大离子亲石元素（Large ion lithophil elements）LILE
K、Rb、Cs、Sr、Ba等，离子半径大、离
子电荷低、离子电位π＜3，这些元素的特点是
易溶于水、地球化学性质活泼，活动性强。
② 高场强元素（High field strength elements）HFSE。如Nb、Ta、Zr、Hf、P、
分配系数在不同程度上受到体系的化学成分、 温度、压力等诸多因素影响，选用分配系数时，选 择与所研究的体系条件相近（化学成分，温度，压 力）的分配系数值。
二、岩浆作用过程中微量元素的定量分配模型
岩石形成岩浆的部分熔融模型 岩浆熔体结晶分异作用模型
（一）形成岩浆的部分熔融作用模型—平衡部分熔融
1 平衡部分熔融：岩浆形成最常见也是最可能的熔融模 式。在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体始终保持平衡， 直到熔体离去，这种熔融又称批次熔融、平衡熔融或一次熔 融。
挥发性元素（Volatile elements）
在宇宙化学及地球的形成和演化研究中， Ringwood（1966）根据在熔融过程中融熔和挥发 的难易程度，将元素分为难熔元素和挥发性元素。 一般，挥发性元素通常是指在1300℃—1500℃和 适度还原的条件下，能从硅酸熔体中挥发出来的元 素，而难熔元素则是在这种条件下不能挥发的元素。
在固相为多种矿物时，地球化学中常用总分配 系数Di，体系中所有矿物简单分配系数与矿物含量 的加权和称为总分配系数，又称岩石的分配系数 （Di），用于研究微量元素在矿物集合体—岩石及 与之平衡的熔体之间的分配关系。
kDT kD,1 x1 kD,2 x2 kD,n xn
用岩石中所有矿物简单分配系数与岩石中各 矿物含量乘积之和表达：

7第七章1岩浆作用地球化学

第七章 岩浆作用地球化学
岩浆作用地球化学
一、基性、超基性岩浆成矿作用地球化学 主要组分：
• • • • • • • SiO2 38-53% MgO 6-38% FeO 5-12% Al2O3 16-0.n% CaO 8-0.n% K2O 5-0.n% Na2O 5-0.n%
岩浆作用地球化学
• 微量元素： • Cr, Ni, Cu, Co, Ti, V, Au, Pt族,Ag, P, S, Se, C, Te
岩浆作用地球化学
（2）造岩矿物和副矿物中铬的含量
矿物 橄榄石 斜方辉石 单斜辉石 角闪石 斜长石 黑云母 铬尖晶石 尖晶石 磁铁矿 钛铁矿
造岩矿物和副矿物中铬的含量 铬含量（10-6） 备注 0-20 70-3340 3000-8150 30-390 2-100 5-800 450000 独立矿物 5000 200-1200 5-250
岩浆作用地球化学
• 尖晶石系列（铝尖晶石） • 尖晶石（MgAl2O4）,铁镁尖晶石[( Mg,Fe)Al2O4）],铁 尖晶石（Fe Al2O4） • 磁铁矿系列（铁尖晶石） • 镁铁矿（ MgFe2O4 ）,磁铁矿（ FeFe2O4 ）,锰铁矿 （ MnFe2O4 ）,镍磁铁矿（ NiFe2O4 ） • 铬铁矿系列(铬尖晶石) • 镁铬铁矿（MgCr2O4）,铬铁矿[( Mg,Fe)Cr2O4],亚铁铬 铁矿（ FeCr2O4 ）
岩浆作用地球化学
基性，超基性岩含矿性的地球化学标志 M/f M/S 矿种 特征 Cr 7-12 1.4-1.8 高 M/f 值， Si,Al 低 Ni 2-6 0.8-1.4 高 M/f 值，富 S, 富 SiO2,CaO,Al2O3 Ti,Fe 0-2 0.4-0.8 低 M/f 值,高 Fe3+

第六章 微量元素与岩浆作用-2008


南京大学表生地球化学研究所
分离结晶作用/Fractional Crystallization
微量元素的行为可用定律描述：
Cil/Cio.l = FDi-1
Cil/Cio.l = (1-X)Di-1
式中Cio.l 是微量元素i在母岩浆中的浓度，
Cil为分异的液体中i的浓度，F是残留的岩浆的
比例或称结晶度；Di为总分配系数。
素和同位素的结合，互相取长补短，可以更准确全面的理
解地质地球化学过程。可以说微量元素地球化学的发展之 势正方兴未艾。
南京大学表生地球化学研究所
1、微量元素定义
1）、通常将自然体系中含量低于0.1 ％的元素称为微量元素。 2）、体系中浓度低到可以近似地服从 亨利定律的元素称为微量元素。
南京大学表生地球化学研究所
当固相（结晶相）和液相（熔体相，流体相）共存时，若微 量元素易进入固相，称为相容元素（compatible element）。反 之，若微量元素易进入液相，称为不相容元素（incompatible element）。 从分配系数（这里总是指固相对液相的分配）概念出发，相 容元素的分配系数大于1，不相容元素的分配系数小于1，这是
n/l
Xn
式中Di为元素i在某单一矿物中的分配系数；上标a, b, …n 分别代表矿物a,b, …n；l为与矿物平衡共存的液相；Xa，
Xb，· Xn分别为矿物a, b, …n在岩石中的比例分数。 · ·
南京大学表生地球化学研究所
计算总体分配系数
已知花岗质岩浆中与岩浆平衡的结晶岩石矿物组成为： 石英(Q)20％，钾长石(Or)10％，斜长石(Pl)50％，角闪石 (Ho)20％。各矿物的Rb, Sr, Ba分配系数分别如下表。求结晶 岩石的总体分配系数。 矿 元素分 配系数 物 Rb Sr Ba Q 0 0 0 Or 0.66 3.87 6.12 Pl 0.041 4.4 0.31 Ho 0.014 0.02 0.044
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2013/10/11
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岩浆作用
火山岩
快喷 速出 上地 升表
结晶分异 同化混染
源区部分熔融 原始岩浆
上升的地幔柱头 软流圈 岩石圈地幔 中下地壳
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☞研究微量元素在岩浆过程中的分配演化规律，仅
仅依靠简单的分配定律显然不够， 还必须研制出 适用于表征地质体系各类作用过程微量元素行为的 数学模型。
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如果在开放体系中， 岩浆分异通过以下两种过程 进行:
与其它固体混染物的同化作用(Assimilation of an initially solid contaminant)
两种以上成分不同的岩浆的混合作用(Mixing of two or more contrasting magmas)
☞径过努力，地球化学已径有了模拟多种岩浆作用
过程中元素分配演化的定量模型。最常用的为分离 结晶和部分熔融过程模型。这些模型都是以微量元 素在晶体相与熔体相之间的分配系数为基础的。
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4.2.1岩浆形成过程中部分熔融的定量模型
微量元素一般原则也可用于岩浆部分熔融，说明随熔 融进行Tr在形成岩浆中富集或贫化的趋势。三种端元 模式:
一般很困难，式(5.1)的应用受到很大限制。
☞但部分熔融的残余固相往往可在岩石深源包体中
找到， 所以赫尔托根和吉贝尔斯(1976)考虑在方 程式中只包含可能为母岩的Tr浓度，熔体自残余 体移出时残余固相的矿物成分以及部分熔融程度。
证明熔体移出时Tr在残余固体与熔体之间的总分 配系数D由下式给出：
☞
D＝(D0－PF)/(1-F) 代入式(5.1)得：
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分熔融（equilibrium melting），在整个 部分熔融过程中，熔体与残留固体始终 保持平衡，直到熔体离去，这种熔融又 称批次熔融、平衡熔融或一次熔融。
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2. 定量模型2个假设
• ① 在整个部分熔融过程中微量元素在固相
和液相之间的总分配系数始终保持不变；
• ② 整个熔融过程中残余固相中各矿物相对
间的分配系数≈14)， 随着晶体内部结晶Ni将在晶体
核心富集， 同时使与之平衡的熔体中Ni浓度降低
➢当晶体外层依次结晶时， 尽管Ni的分配系数不变，
但是在熔体中Ni浓度愈来愈低的情况下进行分配的，
结果不仅橄榄石晶体核心到边缘Ni浓度逐渐变低，
而且熔体中的Ni也随橄榄石晶出而愈益贫化。
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岩浆作用指岩浆形成、演化和固结成岩的一系列
作用。 岩浆作用过程中，往往经历部分熔融作用、 同化混染、岩浆混合和结晶作用等过程。
微量元素在矿物和熔体之间的分配可能导致在岩
浆作用过程中微量元素的浓度变化达几个数量级。 因此，微量元素分配的定量研究可以用来作为岩 浆演化高度灵敏的指示剂。
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(5.4)
Cil/Ci0＝1/[D(1－F)+F] (5.5)
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CiL/COi＝1/[D(1－F)+F]
公式中各参数含义：
CiL熔体中某元素浓度
COi母体或母岩中某元素浓度
F部分熔融程度：F=0，熔融开始，
F=1, 熔融结束
D残余固相与熔体间的分配系数
此式即为常用的批次熔融的定量模型。
连续自残余相移出，聚集于一个岩浆房中，经充分混
合最后得出一种平均成分。
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4.2.1 岩浆形成过程中部分熔融的定 量模型
1. 平衡部分熔融 2.定量模型假设 3.定量模型
201231定量模型
➢1. 平衡部分熔融
• 岩浆形成最常见和最可能的就是平衡部
融程度增大)。 P-元素在被熔参加熔体的那些矿物与熔体间
的总分配系数。
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☞如果熔融过程中原始固相中某一矿物质量百分数
W和Wii进0＝等入P于i，到熔则熔融D体后0＝中残D该余＝矿固P物，相相即中的如该重果矿量各物百种的分矿重数物量P相百i，的分W熔数i0＝化Wi 是按照它们在母岩中的标准比例进行，熔化过程
中岩具式有D＝相in1同Wi •KD成i中分的，WPi保＝持D不0，变式，(5或.1)形简成化的为熔: 体与母
☞或
Cil Ci0
[D0
1
F(1D0)]
Cil Ci0
1
[D0(1F)F)]
(5.2) (5.3)
☞mDe0l代tin替g)了。P， 为模式批次熔融模型(modal
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☞地壳中要确定一种岩浆形成的源岩及其矿物成分
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CiL/COi＝1/[D(1－F)+F]
表明当熔体自残余体移出时， Cil/Ci0(给定微量元 素在熔体中的浓度与在母岩中原始浓度的比率)只 依赖于该元素在残余固体与熔体间的总分配系数 D及部分熔融程度F。
而Tr在残余固相中的浓度(Cis)与母岩中该元素的 原始浓度(Ci0)之比值(Cil/Ci0)， 可以根据Cis/Ci0＝ Cil/Ci0D 这种关系式计算出来，因为根据分配系数 的定义：D＝Cis/Cil。
① 批次或平衡熔融(batch melting): 部分熔融过程中 熔体与残余固相发生连续再平衡，直到熔体移出-平 衡部分熔融。
② 分馏熔融(fractional melting): 部分熔融产生的无限 小量熔体连续地自残余相移出。
③ 收集熔融(collection melting): 部分熔融产生的熔体
形成熔体的贡献比例保持不变。
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3. 定量模型
☞推导出批次熔融定量模型:
Cil Ci0
1
D0 F(1P)
(5.1)
☞CiL-元素i在形成熔体中的浓度，Ci0-i在原始固相中的浓度，
D0-熔融开始时i在母岩矿物集合体与熔体之间的总分配系数， F-形成熔体占母岩重量百分数，反映部分熔融程度(0到1熔
4.2 岩浆作用过程中微量元素分配
演化的定量模型
➢4.2.1 岩浆形成过程中部分熔融的定量模型 ➢4.2.2 岩浆结晶过程中结晶作用模型
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➢自然体系如岩浆作用中， 元素在不同相间的分配
并非是静态的分配， 而是动态演进式的分配。
➢例如橄榄石自玄武岩浆中结晶(Ni在橄榄石与熔体