岩石地球化学数据解释

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2-岩石地球化学之一--岩石化学数据检(查)调(整)及参数计算

岩石化学的表达形式-1
1. 过去，氧化物重量百分数（wt%） 2. 现在，氧化物质量百分数（wB%）
岩石化学以氧化物形式表达是人为的，实际
上组成岩石的矿物成分并非以氧化物形式结合中。硅酸盐熔体的近代物理和测试研究表明，不存在氧化物，但已形成习惯，且易于组合在造岩矿物，故仍以氧化物形式表达。
化学成分是岩石的主要成分的一种表现形式。岩石化学成分研究的范围日益广泛，其重要性也与日俱增。
岩石化学基本概念-2
1946年，扎瓦里茨基定义：“从广义来解释，岩石化学应该包括当研究岩石的化学性质时，我们所碰到的一切化学问题”
1956年，契特维里科夫认为：“查明各个岩石及天然组合（岩系）中的全部化学联系属于岩石化学的研究领域，岩石化学的任务不仅在于研究岩石及其共生组合的化学亲合性，而且还要发现岩石组分和矿物成分中的规律性，并且查明它们在矿物成分上的发生的变化规律”
19世纪以来，随着硅酸盐物理化学和结晶化学的发展，把氧化物进行合理的归并，换算成少数几个参数或换算成标准矿物成分，因而出现了不同类型的计算方法。 CIPW法（ 1900 ）、尼格里法（1919）、扎瓦里茨基法（1933）巴尔特法（1948）…
岩石化学发展简史-2
20世纪50年代到21世纪初，发展迅速。 1. 矿床的火山成因说受到极大重视，岩石化学走
关于烧失量
当样品加热到灼烧温度（一般为1000℃ ）时， CO2 、 H2O+ 、 F、Cl、S、有机质等这些组分分解放出，样品重量的变化。是灼烧过程中各种化学反应所引起的重量增加或减少的代数和。大多是变轻（只有FeO很高时灼烧变重）。
重量增加或减少是很复杂的，很难明确确定，测烧失量就没有意义，因此在计算时应剔出。

赵志丹岩石地球化学6-同位素定年

放射性成因同位素2个基本用途
A. 确定地质体的年龄 ——称为同位素地质年代学 Isotopic geochronology
B. 探讨岩石成因 ——称为同位素地质学/地球化学 Isotope geology / Isotope geochemistry
同位素地球化学及其研究思路
同位素地球化学——
同位素地球化学是研究地球及其他星体中核素的形成、丰度及在自然作用中分馏和衰变规律的科学。
N= N0e-λt， N与t为指数函数。
N或D*的原子数
1 20 No
1 00
80
D*= No(1 -e- t)
60
40
20
Do= 0
0
0
1
N= Noe- t
2
3
时间/ 以半衰期为单位
设衰变产物子体的原子数为
D*，当t=0时，D*=0，经时
间t的衰变反应，则：
D*=N0-N 将上式分别代入N=N0e-λt ，得
P.J.Patchett等， 1981 Godw in， 1962
Rb-Sr法
Rb－Sr体系
Rb衰变
3877Rb3887Sr E
衰变常数值1.42×10-11y-1 (Steiger和Jager,1977)，
属于β—衰变：
原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子（即β—质点），β—质点被射出核外，同时放出中微子ν。如果以X代表母核，Y代表子核，β衰变的反应通式为： AZX→AZ+1Y+β—+ν+E (Z：原子序数；A：原子量；ν：中微子；E：能量) 衰变后核内减少一个中子，增加1个质子，新核的质量数不变，核电荷数加1，变为周期表右侧的相邻元素。如：上述的8737Rb→8738Sr 衰变前后原子核的总质量不变，因此8737Rb与8738Sr又被称为同量异位素

岩类学、岩石地球化学、实验岩石学

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岩类学是地质学的一个重要分支，研究地球上的岩石的成因、组成、结构、变质过程和变质岩的形成原因等。

岩石地球化学计算

岩石地球化学计算1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3FeOT(wt.%)=FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*0.8998=FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*(71.844/(159.6882/2))2. LOI 烧失量3. Mg#=100*(MgO/40.3044)/(MgO/40.3044+FeOT/71.844)FeOm71.85 ；MgOm40.31上述是分别测试分析了FeO和Fe2O3的计算方法，如果是测试的全铁，也可以近似计算。

通常说的高Mg，是指岩石具有较高的MgO含量，如火山岩中的高镁安山岩（通常情况下，异常高的MgO含量指示着可能有地幔物质参与，如俯冲带地幔楔或者软流圈熔体上涌等等）。

Mg#（镁指数）也可以定量的表示岩石中的Mg含量高低。

Mg#通常用于镁铁质岩石，可以粗略指示地幔岩石的部分熔融程度，高Mg#的地幔橄榄岩可能经历了更高程度的部分熔融，常在92-93左右，而原始地幔会相对富集，Mg#较低，在88-89左右。

4. 里特曼组合指数δ或里特曼指数δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）（wt%）δ<3.3 者称为钙碱性岩，δ=3.3-9 者为碱性岩，δ>9 者为过碱性岩。

5.A/NK = Al2O3/102/(Na2O/62+K2O/94)6.A/CNK = Al2O3/102/(CaO/56+Na2O/62+K2O/94)7.全碱ALK = Na2O+K2O8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*1029.AR = (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/(Al2O3+CaO-Na2O-K2O)10.固结指数(SI) =MgO×100/(MgO+FeO+F2O3+Na2O+K2O) (Wt%)11.阳离子R1-R2图（岩石氧化物wt%总量不用换算成100%）R1=（4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)*1000R2=（6Ca+2Mg+Al）*100012.(La/Sm)N对δEu的双变量斜边图解认识Eu异常。

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。

岩石地球化学研究中的元素地球化学

岩石地球化学研究中的元素地球化学岩石地球化学是地球科学的重要分支之一，它研究的是地球内部的物质组成和性质。

在这个学科中，元素地球化学是探究岩石中元素含量、分布和演化的核心内容。

通过对不同岩石中元素的研究，我们可以揭示地球的起源和演化过程，理解地质背景下地球中元素的循环和转化规律，甚至与资源勘探和环境保护等方面有着密切的联系。

元素地球化学研究的核心在于分析和解释岩石中元素的地球化学特征。

首先，利用现代仪器设备，通过样品制备和分析技术，我们可以测定岩石中各种元素的含量。

这些分析数据可以进一步用于追踪元素的来源和通量以及物质的迁移和转化过程。

例如，对于岩浆岩和构造变形带中岩浆中的不同元素含量和分布特征的研究，可以反映出地幔和地壳物质之间的相互作用以及地球内部的物质循环。

第二，在元素地球化学研究中，我们还需要关注岩石中元素的地球化学赋存状态。

元素地球化学赋存状态的研究可以提供有关元素在岩石中的结构化学和物理化学性质的信息。

例如，岩石中的元素分为可溶解元素和不可溶解元素。

可溶解元素一般以阴离子或阳离子的形式存在于岩石矿物之间，而不可溶解元素则主要以晶体内部或晶间隙的形式存在。

通过分析不同元素的分配和富集模式，我们可以了解岩石中元素的偏好富集特征，如铁、硫、氧、硅等元素在岩石中的赋存形态，这对于研究岩石形成和演化过程具有重要意义。

另外，元素地球化学研究还可以揭示不同岩石类型和岩石区域的地球化学特征和演化规律。

通过对不同岩石类型中元素地球化学特征的分析，我们可以判断岩石的来源和形成环境。

例如，岩浆岩和沉积岩之间的地球化学特征差异可以反映出它们的形成过程和岩石圈演化历史。

此外，元素地球化学研究还可以提供岩石地球化学地层学和岩石地球化学探矿的依据。

通过分析不同岩石区域元素的分布特征和富集规律，我们可以追踪矿源和寻找矿产资源。

在岩石地球化学研究中，我们还需要了解元素的地球化学循环和转化过程。

地球化学循环是指元素在地球各层圈系统中的迁移、转化和聚集过程。

岩石地球化学数据处理及图解相关问题讲解

岩石地球化学数据处理及图解相关问题讲解岩石地球化学作为一个较为复杂的学科，是由地球化学、岩石学和地质学三个理论领域综合而成的重要学科。

它研究块状岩石的成因及岩石体中物质的元素组成及其空间分布规律，从而了解地球内部深弹幕室元素组成种类、分布与物质交换的空间时空变化规律，进而探讨地球圈层的结构及演化机制。

岩石地球化学数据处理是岩石地球化学研究过程中的重要环节，是从岩石样品中提取元素组成、放射性百分比及其空间分布规律等数据，并对其进行计算和分析，以获得有用信息的一系列操作。

常见的数据处理步骤有：原始数据及数据预处理、数据分析及图解处理、统计学处理、数据可视化等。

原始数据及数据预处理是岩石地球化学研究的基础，需要进行收集、归类和检验。

收集的数据可以通过室内实验、实地测量、采样分析等方法获得，并通过图表等形式记录，比如手绘地质图、实验室分析结果表等。

在进行数据预处理之前，需要对原始数据进行检验，检查数据准确性、完整性和一致性，以保证数据质量。

数据分析及图解处理是岩石地球化学研究过程中最重要的部分，它涉及多种数据分析方法，如多元统计分析、化学物理计算分析和地球物理数据处理等，其中最常用的是多元统计分析、地球物理数据处理以及图解（如块体结构图、图解概念图等）。

多元统计分析方法，可以从岩石地球化学数据中提取出统计特征参数，用以表征地质构造特征和来源、物质分布特征、岩性特征等；地球物理数据处理，可以提取出有用的图形数据，如深度曲线、垂向曲线和三维曲线等，从而进行地质构造的空间分析；而图解处理，则可以提取出岩石结构的空间关系，从而进行岩石结构的研究与分析。

统计学处理是岩石地球化学研究中常用的数据处理方法，它是基于多元统计分析等方法，从原始数据中提取出统计学参数，并对其进行排序、计算和分析，以及因子分析等复杂方法，进而深入挖掘出更多有用的信息。

数据可视化是岩石地球化学研究最后一步，是将处理好的数据转换为可视的形式。

通常会采用熟悉的可视化手段，如K-map法、气泡图、多变量图、柱状图和线图等，其中，K-map法是对岩石地球化学研究常用的可视化技术，它可以将复杂的数据及其空间空间关联转换为容易理解的K-map图形。

岩石地球化学特征及矿床成因

岩石地球化学特征及矿床成因摘要：现阶段，我国矿产资源市场正在处于快速的改革和发展时期，在全新的时代发展背景下，矿产资源的勘查方法和找矿技术的应用发生了翻天覆地的变化。

由于矿产资源是推动我国社会经济发展的重要基础，因此对于矿产资源的开采工作来讲，必须要提出更加先进的地质矿产勘查技术，并且在实践过程当中有效应用新型的找矿技术，充分发挥二者之间的技术优势，不断推动我国矿产资源的大规模开采和使用。

基于此，对岩石地球化学特征及矿床成因进行研究，仅供参考。

关键词：岩石；地球化学特征;成因引言研究表明，震旦纪晚期至早寒武世的地球演化突变时期是我国成矿作用的一个重要时期，豫西南地区黑色岩系是秦岭褶皱带长期处于被动大陆边缘，多种巨型构造复合、多个板块活动汇聚及区域超大断裂构造交汇的特定地质环境的产物，是形成矿产的有利岩系，富集形成一大批大型、超大型有色金属和黑色金属(钒)矿床。

1地球化学特征从铜厂Cu－Mo矿区矽卡岩、正长斑岩样品主量元素地球化学分析测试结果可得出(表1)，矽卡岩化正长斑岩样品(8QC－2，－15，－16，－17，－18)SiO2含量分布于39．44%～67.48%区间，平均值为48.56%;Al2O3含量为15.44%～22.10%，平均值为18.92%;全碱(Na2O+K2O)含量较高(1.88%～11.55%)，平均值为6.09;(Fe2O3+FeO)含量为2.23%～4.80%，平均值为3.17%;A/CNK分布于0.53%～1.06%区间;MnO含量为0.03%～0.08%，平均为0.06%。

以上数据综合显示出正长斑岩具有高钾钙碱性岩石特征。

矽卡岩样品(08QC－3，－5，－9，－11)SiO2含量分布于18.96%～40.88%区间，平均值为30.08%;Al2O3含量为0.92%～1.12%，平均值为0.97%;(Fe2O3+FeO)含量为4.78%～54.93%，平均值为28.02%;MgO含量为9.48%～17.37%，平均为12.85%;CaO含量为4.85%～34.56%，平均值为15.39%;全碱(Na2O+K2O)含量较低(0.13%～0.64%)，平均值为0.34%;MnO含量为0.14%～0.29%，平均值为0.19%。

浙江安吉坞山关杂岩体岩相学和岩石地球化学特征及岩石成因

浙江安吉坞山关杂岩体岩相学和岩石地球化学特征及岩石成因浙江安吉坞山关杂岩体是一种典型的陆壳上生岩石体，位于浙江省安吉县境内，是安吉地区南部最重要的岩石体之一。

本文将对该岩体的岩相学、岩石地球化学特征及岩石成因进行介绍。

一、岩相学安吉坞山关杂岩体主要由砂质页岩、灰岩、二长花岗岩、玄武岩及二长角闪岩组成，其中，砂质页岩与灰岩共占岩体面积的60%以上。

这些岩石都具有风化不强的特点，呈现出典型的中成岩相。

二、岩石地球化学特征1.砂质页岩和灰岩砂质页岩和灰岩均富含SiO2、Al2O3和CaO，Al2O3/TiO2比值较高，表明岩石来源于陆源而非海洋，其中灰岩还含有较高的MgO含量，表明其是海相碳酸盐岩的沉淀。

2.二长花岗岩二长花岗岩中含有较高的SiO2、Al2O3和K2O，相对的FeO和MgO含量较低，且具有较高的钾钙值（K/Ca），属于高钾钙深成岩。

3.玄武岩玄武岩中FeO含量较高，TiO2含量较低，表明其是来自基性火山岩浆的喷发或深成作用过程中的剩余产物。

4.二长角闪岩二长角闪岩由富含SiO2和Al2O3的花岗岩端成分和富含MgO、FeO和CaO的角闪石端成分混合而成，具有明显的混合岩特征。

三、岩石成因安吉坞山关杂岩体的形成过程复杂，可能由多个过程共同作用而成。

在地质历史上，安吉地区经历了多期大型岩浆作用和变质作用，同时还发生了多期的构造变形。

因此，对该岩体的成因分析需要考虑多种因素。

1.陆源沉积作用砂质页岩和灰岩中含有丰富的SiO2、Al2O3和CaO等元素，表明其来源于陆源沉积，这一过程是岩体成因的重要组成部分。

2.基性火山岩喷发和深成作用安吉地区曾经存在过一定规模的基性火山喷发，玄武岩的出现可能与地壳深部的基性火山喷发有关。

此外，玄武岩也可能是深成作用过程中的剩余产物。

3.多期变质作用该岩体形成的过程中经历了多期变质作用，这也是形成砂质页岩和灰岩的重要原因之一。

综合以上资料，可以认为安吉坞山关杂岩体的成因是来自多个过程的复合作用，包括陆源沉积作用、基性火山岩喷发和深成作用、多期变质作用等。

赵志丹2018-岩石地球化学5-微量处理

Niu Y, 2006
Ultra-K rocks in Lhasa block
Pb
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蜘蛛图上相对于相邻元素 K 、La和Eu、Gd）。
（1）多元素标准化图解图解的基本解释
大离子亲石元素-Rb-Ba-Th-U-K-Pb HFSE
HREE
大离子亲石元素
HFSE
幔源玄武岩的成分
地壳的成分
Hofmann, 2004
Chondrite (C1) Normalized
100
N-MORB E-MORB OIB IAB C. Crust
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
Boynton W.V. 1984；Sun & MacDonough, 1989；
III MORB, Pearce, 1983 IV 沉积岩
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。令人称道的是在实验技术比较落后的20世纪80年代，他就以严谨细致的工作准确地排定了元素相容性顺序，为地球化学的发展作出了杰出的贡献。作为海外华人，孙贤鉥先生十分关心祖国科学和文化事业的发展。

岩石地球化学..

制作REE配分曲线图解时，为消除其原子序数的奇偶效应，需用球粒陨石标准化（CN）。用作标准化的球粒陨石的REE值已由许多学者提出，这里建议采用泰勒值（Taylor，et al.，1977，GCA，41，1375～ 80）:La 0.315ppm，Ce 0.813，Pr 0.116，Nd 0.597，Sm 0.192，Eu 0.0722，Gd 0.259，Tb 0.049，Dy 0.325，Ho 0.0730，Er 0.213，Tm 0.0300，Yb 0.208，Lu 0.0323。进行REE地质地球化学含义解释时，较常使用的参数，除上述∑REE和∑LREE/（∑HREE+Y）以外，是dEu、（La/Yb）CN、（La/Sm）CN和（Gd/Yb） CN，后三种可简写为La/YbN、La/SmN和Gd/YbN。
在计算CIPW标准矿物含量时，如果是全铁含量，应找一个有效的方法将全铁分成 FeO和Fe2O3；一般采用： FeO*(TFeO)=FeO＋0.8998Fe2O3 在使用TAS分类图时，首先要检查一下要进行分类的岩石是否为“高镁”火山岩；谨慎使用那些风化、蚀变、变质、变形或者经历过重结晶作用的岩石化学分析数据，但对于许多低级变质火山岩，要求烧失量应小于5％；
二、微量元素
计量与分类常（主）量元素，指岩石中该元素氧化物的重量丰度＞ 0.1%，即＞1000ppm（mg/g，10-6，1/百万）；微量（痕量）元素的重量丰度＜1000ppm，＞0.1ppm；超微量元素＜ 0.1ppm，即＜100ppb（10-9，1/10亿）。微量（痕量）元素的常用代号： HFSE（高场强元素—稳定元素）：镧系元素，Sc和Y，以及 Th、U、Pb、 Zr、 Hf、Ti、Nb、 Ta、等； LFSE（低场强元素又称—活动性元素— LILE大离子亲石元素）：Cs、 Rb、K、Ba、Sr等，轻稀土元素； ICE，不相容元素； CE，相容元素； REE，稀土元素； RHE，放射性生热元素。

岩石地球化学

FeO*(TFeO)=FeO＋0.8998Fe2O3 在使用TAS分类图时，首先要检查一下要进行分类的岩石是否为“高镁”火山岩；谨慎使用那些风化、蚀变、变质、变形或者经历过重结晶作用的岩石化学分析数据，但对于许多低级变质火山岩，要求烧失量应小于5％；
（一）利用常量元素开展岩石的分类岩石的分类通常是基于主量元素成分，单它们的具体命名要根据矿物组成。但是对火山岩而言，岩石的具体命名也主要依据化学成分。图1是Le Maitre et al (1989)提出的全碱（Na2O+K2O）—SiO2的TAS分类图。 Wilson (1989)利用Cox et al (1979)的TAS图解对侵入岩也进行了分区和命名（图2）。
如果岩石中含有较多的含水矿物，如黑云母，角闪石
或白云母，特别是蚀变强烈的岩石（含大量粘土矿物和
碳酸盐矿物），则岩石的总量将会低于99%，这时往往用烧失量(LOI)或直接分析H2O+、H2Oˉ、F和CO2的含量来补充。
在运用已有的常量元素时，应注意下列几点：
测试样品必须是未蚀变的新鲜岩石，其检验的标准是岩石中H2O＋＜2％，CO2＜
0.5％；否则不能使用，只有高镁火山熔岩（苦橄岩、科马提岩、麦美奇岩、玻古安山岩）例外；
使用原始数据进行各种分类图表和化学参数计算前，必须先去除H2O或烧失量，重新计算为干成分的100%标准化时的主元素质量百分数后，才能使用；
在计算CIPW标准矿物含量时，如果是全铁含量，应找一个有效的方法将全铁分成 FeO和Fe2O3；一般采用：
1、用Muller等方法时，计算镁值（耐火度）（Mg# =MgO*100/ (MgO+FeO＊)(摩尔比)， FeO＊＝FeO+0.899Fe2O3。

岩石地球化学计算

Mg#（镁指数）也可以定量的表示岩石中的Mg含量高低。

4. 里特曼组合指数δ或里特曼指数δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）（wt%）δ<3.3 者称为钙碱性岩，δ=3.3-9 者为碱性岩，δ>9 者为过碱性岩。

岩石地球化学指标的分类及其意义

岩石地球化学指标的分类及其意义岩石地球化学指标是指用于研究岩石成因、地质作用与演化、地球系统等方面的化学参数。

它们可以提供关于岩石组成、物理性质、变质程度、岩石环境等信息，并为岩石地球化学研究提供了一个有力的工具。

这篇文档将介绍一些常用的岩石地球化学指标，并探讨它们的分类及其意义。

1. 主量元素指标主量元素指标是指构成岩石的主要元素，包括Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、Ti、P等元素。

这些元素主要用于描述岩石的化学成分和类型，以及岩石的分异、演化等过程。

主量元素指标常常用于研究岩石的成因与演化，对于识别不同类型的岩石、研究岩浆成因、推断岩石变质、沉积作用等领域都有重要作用。

2. 微量元素指标微量元素指标是指在岩石中含量较少，但对岩石形成和演化有重要影响的元素。

这些元素包括Cr、Ni、Cu、Pb、Zn、Co、V、Mn、Sr、Ba、Rb等等。

微量元素指标可以用于研究岩石的成因、岩浆演化、岩石变质、矿床形成等领域。

例如，利用铬(Cr)和尼克尔(Ni)等微量元素，可以区分岩石的不同成因类型，比如海洋壳体和陆壳体。

利用铅(Pb)和锌(Zn)等元素，可以研究矿床的成因、演化和定年。

3. 同位素指标同位素指标是指某种元素的不同同位素组成，通常用比值表示。

同位素指标主要用于研究岩石地质年代、地球演化、岩浆成因、环境成因等方面。

例如，铀-铅(U-Pb)同位素可以用于定年岩石的形成时期，锆石(Hf-O)同位素可以研究岩浆演化与变质过程，碳(C-N-O-S)同位素可以用于研究岩石和矿物的成因、沉积环境和地球大气演化。

4. 稳定同位素指标稳定同位素指标是指不放射性的同位素的比值，稳定同位素主要有氧（O）、碳（C）、硫（S）、氢（H）、氮（N）等元素。

稳定同位素指标可以应用于研究地球化学过程，比如通过碳同位素指标研究生物的起源以及大气CO2的变化，通过氢氧同位素指标分析水环境的演变和水的来源，通过硫同位素指标研究生物地球化学循环和成矿研究等。

岩石地球化学

拉斑系列和钙碱性系列AFM图
3、如果由于图点太少或太靠近A角顶位置而无法用 AFM图解有效识别拉斑玄武系列和钙碱性系列，就改用FeO* - FeO*/MgO图解和SiO2 – FeO*/MgO图解进行判别。
K2O, wt%
5 钾玄岩系列
4
高钾
（高钾钙碱性系列）
3
2
中钾（钙碱性系列）
1
低钾
不相容元素、相容元素：
不相容元素，Dis/l＜1
强不相容元素， Dis/l＜0.1
Cs Rb Ba Th U K Na Ta Nb La Ce Sr Nd
弱不相容元素， Dis/l＝0.1～1
P Hf Zr Sm Ti Tb Dy Er Yb
相容元素，Dis/l ＞1 Lu V Sc Ca Al
由物理化学条件能引起的差异强度看，必须重视 LILE与HFSE的相对关系。因LILE一般为造岩矿物的组成，这些矿物的稳定性较小，而HFSE则主要受稳定性较大的副矿物（Ti、 Nb、Ta复杂氧化物, 锆石等）的控制，所以这两类元素能较灵敏地反映物理化学条件不同的构造环境。
土元轻稀土元素LREE
素
Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb 71Lu
重稀土元素HREE
稀土元素总量∑REE以∑La～Lu， +Y表示。轻稀土元素LREE指La至Eu，其总量以∑LREE或∑Ce表示，其中Pm （钜）基本上是人造的（除了高品位U 矿）；重稀土元素HREE指Gd至Lu，不包括Y，其总量用∑HREE表示，如用 ∑Y表示则包括Y在内的Gd至Lu元素。
1、用Muller等方法时，计算镁值（耐火度）（Mg# =MgO*100/ (MgO+FeO＊)(摩尔比)， FeO＊＝FeO+0.899Fe2O3。