地球化学图解应用
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地球化学课件5
元素在地壳中的分布
阐述元素在地壳中的丰度、分布特征及其与地质构造、岩石类型 等因素的关系。
元素在地球各圈层中的迁移
分析元素在大气圈、水圈、生物圈和岩石圈之间的迁移途径和影响 因素。
元素迁移的地球化学过程
探讨元素迁移的主要地球化学过程，如溶解、沉淀、吸附、解吸、 氧化、还原等。
Hale Waihona Puke 元素存在形式及转化机制利用放射性同位素衰变规 律测定地质体年龄。
稳定同位素年代学
利用稳定同位素分馏原理 研究古气候、古环境等。
应用实例
测定岩石、矿物、化石等 地质体年龄，研究地球历 史与演化；分析古气候、 古环境变化，揭示地球环
境演变规律。
同位素示踪技术在环境科学中应用
大气环境示踪
利用同位素技术研究大气污染物的来源、 迁移转化和归宿。
运用色谱法、质谱法等有机分析技术，研 究样品中有机质的组成、结构和地球化学 行为。
数据处理与解释方法
第一季度
第二季度
第三季度
第四季度
数据整理与统计
对实验数据进行整理、 分类和统计，计算元素 的平均值、标准差、变 异系数等统计参数，了 解元素的空间分布和变 化特征。
数据可视化
利用GIS技术、地球化 学图件编制等方法，将 实验数据以图形、图像 等形式展现出来，直观 地反映元素的空间分布 规律和地球化学异常。
实验室分析测试技术
样品前处理
元素含量测定
对采集的样品进行破碎、研磨、过筛等前 处理，以满足不同测试方法的要求。
采用原子吸收光谱法、原子荧光光谱法、 电感耦合等离子体发射光谱法等方法，准 确测定样品中元素的含量。
同位素分析
有机地球化学分析
利用质谱法、中子活化法等手段，测定样 品中同位素的组成和比值，为地球化学示 踪和年代学研究提供重要依据。
地球化学 (14)
半径比较接近；
REE的较大半径削弱着共价键性和静电的相互作 用， 成为阻止REE形成稳定络合物的主要因素之 一。溶液中三价REE离子能同CO23-，Br+，I-， NO3-和SO42-等组成离子对，形成碳酸盐，硫酸盐， 氯化物和氟化物型络合物. ；
在富CO2溶液中REE极活动。 实验证明HREE在共 存硅酸盐和碳酸盐熔体(岩浆熔离)之间优先富集于 碳酸盐熔体中；在共存富CO2蒸气相中REE更加富 集；
尽管REE化学行为相似， 还是能通过某些成岩和 成矿过程发生彼此分离。这是因电子构型对它们 离子价态和半径施加影响的结果，也与REE在造 岩矿物配位多面体类型众多和大小变化有关。
2. REE价态
REE是强正电性元素， 以离子键为特征， 只含极 少共价成分。电离顺序是先移去6s亚层上两个电 子，然后丢失1个5d或4f电子，因为5d和4f电子在 能量上相对接近于1个6s电子。设想再从4f移去1 个，即第4个电子，但是这个电子电离能太高， 不易移去。因此REE在化学和地球化学上均显示 三价离子状态，只有Eu和Yb可呈2价， Ce和Tb可 呈4价。原因：Eu2＋和Tb4＋具有半充满4f亚层， Yb2＋具有全充满4f亚层，Ce4＋具有贵气体氙(Xe) 电子构型，这些电子构型可以提高该价态离子的 稳定性。
变价离子(Eu，Ce等)不同价态的比例取决于 体系的成分、氧逸度、温度和压力；
3．REE的配位和离子半径
矿物中REE占据多种多样的配位多面体，从六次 到十二次，甚至更高的配位均有。较小的稀土元 素占据六次配位位置，但这种情况在矿物中少见。
一般REE在矿物中的配位要大些，最常见的配位 是七次到十二次，如榍石中为七次，锆石中为八 次，独居石中为九次，褐帘石中为十一次和钙钛 矿中为十二次。
REE的较大半径削弱着共价键性和静电的相互作 用， 成为阻止REE形成稳定络合物的主要因素之 一。溶液中三价REE离子能同CO23-，Br+，I-， NO3-和SO42-等组成离子对，形成碳酸盐，硫酸盐， 氯化物和氟化物型络合物. ；
在富CO2溶液中REE极活动。 实验证明HREE在共 存硅酸盐和碳酸盐熔体(岩浆熔离)之间优先富集于 碳酸盐熔体中；在共存富CO2蒸气相中REE更加富 集；
尽管REE化学行为相似， 还是能通过某些成岩和 成矿过程发生彼此分离。这是因电子构型对它们 离子价态和半径施加影响的结果，也与REE在造 岩矿物配位多面体类型众多和大小变化有关。
2. REE价态
REE是强正电性元素， 以离子键为特征， 只含极 少共价成分。电离顺序是先移去6s亚层上两个电 子，然后丢失1个5d或4f电子，因为5d和4f电子在 能量上相对接近于1个6s电子。设想再从4f移去1 个，即第4个电子，但是这个电子电离能太高， 不易移去。因此REE在化学和地球化学上均显示 三价离子状态，只有Eu和Yb可呈2价， Ce和Tb可 呈4价。原因：Eu2＋和Tb4＋具有半充满4f亚层， Yb2＋具有全充满4f亚层，Ce4＋具有贵气体氙(Xe) 电子构型，这些电子构型可以提高该价态离子的 稳定性。
变价离子(Eu，Ce等)不同价态的比例取决于 体系的成分、氧逸度、温度和压力；
3．REE的配位和离子半径
矿物中REE占据多种多样的配位多面体，从六次 到十二次，甚至更高的配位均有。较小的稀土元 素占据六次配位位置，但这种情况在矿物中少见。
一般REE在矿物中的配位要大些，最常见的配位 是七次到十二次，如榍石中为七次，锆石中为八 次，独居石中为九次，褐帘石中为十一次和钙钛 矿中为十二次。
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
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)
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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．
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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
4-微量元素地球化学-2
V, Ti
Zr, Hf
Ba, Rb
Sr
REE
Y
5.微量元素的示踪意义
岩浆岩形成机制判别 Treuil和Joron(1973,1975)利用REE和其它微量元素在部 分熔融和分异结晶过程中分配行为的差别，创制了岩浆 岩形成机制判别图解法: 划分“超亲岩浆元素”(H)和“亲岩浆元素”(M) H—总分配系数小到相对于0.2-0.5可忽略不计. M—总分配系数小到相对于1可忽略不计.
5.微量元素的示踪意义
各构造环境玄武岩微量元素特征
洋中脊玄武岩 板内玄武岩
火山弧玄武岩
过渡型玄武岩
河南理工大学-机械与动力学院
31 31
5.微量元素的示踪意义
河南理工大学-机械与动力学院
32 32
5.微量元素的示踪意义
河南理工大学-机械与动力学院
33 33
？？
20 20
5.微量元素的示踪意义
花岗岩类成因 花岗岩类可划分为I、S、M、A型等成因类型，不同成 因类型的花岗岩具有相应的REE配分模式。
河南理工大学-机械与动力学院
21 21
5.微量元素的示踪意义
Pither，1983，花岗岩的类型与构造环境
河南理工大学-机械与动力学院
22 22
5.微量元素的示踪意义
K=K2O×10000×0.83013/250
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
6 6
河南理工大学-机械与动力学院
5.微量元素的示踪意义
(3)应用时须注意的事项 1. 注明所引用的文献，这是对地球化学研究工作的基本 要求； 2. 在作图解时，可根据自己所拥有的元素数据，减少部 分元素进行作图，但各元素的相对顺序应相持不变； 3. 涉及到主量元素，是氧化物形式or是单元素形式，确 认是否需要进行换算，如将主量元素的氧化物含量换 算成单元素的 ppm 形式。
地球化学图解应用
Nb-Y和Ta-Yb判别 图解； Rb-（Y+Nb）和 Rb-（Yb+Ta）判 别图解；
图解常具多解性。
基于变量Hf-Rb-Ta的判别图解
碰撞后花岗岩与火山弧花岗岩有广泛的重叠。
Maniar的五组判别图解 岩石的SiO2含量必须大 于60%；石英实际含量 须大于2%，岩石时代必 须是显生宙的。 判别造山后花岗岩效果 显著。 注：右侧两个图解需分 别计算AFM及ACM（三 角图）百分含量，再用 两个变量进行投影。
其他补充
U-Pb同位素：中生代及其以前的岩浆岩、变质岩、 沉积岩的沉积岩年龄、变质年龄、热事件年龄。 氢、氧、硫、碳同位素：计算成岩、成矿温度等物 理化学条件。 铅同位素：计算模式年龄，判别成因。 关于岩石成因系列：涉及到成因岩石学，不同的划 分方法和种类，内容繁琐。 关于变质岩判别：一般是进行原岩恢复，再用岩浆 岩或沉积岩的角度去判断。主要还是靠野外认识， 许多原岩恢复图解不是那么准确可靠。
（2）不相容元素图解（蜘蛛图解）
标准化：原始地幔、球粒陨石、MORB 火成岩：1.源区地球化学特征；2.岩石演化过程中 晶体/熔体的平衡关系 ；3.构造环境对比分析。 沉积岩（常用平均页岩数值标准化）：对比？
（3）铂金属组元素（PGE）图解 Ru，Rh，Pd，Os，Ir、Pt及Au、Cu、Ni等 （4）过度金属元素图解 Sc、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni、Cu、 Zn （5）双变量微量元素图解 （6）富集亏损图解 ……
Sr-Nd同位素
Sr同位素常用于花岗岩类成因研究： （1）低锶花岗岩 ， 87Sr/86Sr初始比值介于 0.702～ 0.706之间，为玄武岩的初始比值，一般认为是幔 源型花岗岩。（2）中等锶花岗岩， 87Sr/86Sr初始 比值介于0.706～0.719之间，这类岩石形成机制和 物质来源较复杂，大致有三种类型：①由下地壳 源岩部分熔融形成；②地幔和地壳的混熔作用形 成；③导源下地壳的岩浆在上升过程中与上地壳 物质混染。又基本上可分为两段，下段(87Sr/86Sr)i 为0.706～0.712，主要由于壳幔混熔或下地壳物质 部分熔融所形成；上段(87Sr/86Sr)i为0.712～0.719， 主要导源于下地壳的岩浆在上升过程中受到上地 壳物质的混染所形成。（3）高锶花岗岩， 87Sr/86Sr初始比值大于0.719，多数属于陆壳的古老 硅铝质源岩部分熔融形成，少数可能由古老花岗 岩重熔而成。
地球化学分析方法PPT课件
计算参数 （1）储层岩石含油气总量ST(mg烃/g岩石)：
ST=S′0+S′1-1+S′2-1+S′2-2+S′2-3+（10RC′/0.9）
（2）凝析油指数P1： （3）轻质原油指数P2： （4）中质原油指数P3： （5）重质原油指数P4：
（6）原油轻重烃比指数LHI： （7）含气率GR（％）： （8）含汽油率GSR（％）： （9）含煤油柴油率KDR（％）： （10）含蜡重油率WHR（％）： （11）含沥青率AR（％）： （12）含残余油率ROR（％）：
薄层色谱：将吸付剂研成粉末，再压成或涂成 薄膜。然后将样品溶液在其上展开以达到分离 的目的。 3．按物理化学原理分类 吸付色谱：用固体吸付剂作固定相，利用它对 混合物中不同物质的吸付性差异达到分离目的。 分配色谱：利用不同组分在给定的两相中有不 同的分配系数使之分离。
油气地化研究中应用最为广泛的是气相色谱： 气相色谱可对混合物进行多组分定性、定量
二、分离和纯化 抽提出来的沥青是十分复杂的混合物，视
研究目的进一步进行组分的分离和纯化。 柱色层法：利用硅胶和氢化钻作吸付剂。使混 合物分离以满足分析需要。柱色层重复性好， 可以定量，但流柱长。如碳即用此方法测定。 薄层色谱法：对于分离量少，多组分的混合物 十分方便。能检出0.1-0.005μg物质。
2
B．主峰碳 指相对百分含量最高值的正烷烃碳数。
•藻类为主，nC15~nC21；陆源高等植物nC25~ nC39；双峰型的谱图是多物源有机质或差异成 熟的反应。 C．轻重烃比值（∑nC-21/∑nC+22）
水生生物为主的母质类型，一般轻重烃比 值较高；反之，则与陆源高等植物有关。
D．（nC21+nC22）/（nC28+nC29） •陆源有机质为主，比值为0.6-1； •海洋有机质为主，比值为1.5-5.0； 湖生低等生物为主，比值1.5-5.0。 E．奇偶优势（CPI ，OEP值）
地球化学思维导图5.第四章 微量元素地球化学
3.
第四章 微量元素地球化学
5.
、 、 、 、 、 、 、 、Tb、
、 、 、 、 、 。 同位素半
衰期太短，已经不存在。限制研究的为镧系14
个钇
轻稀土LREE：La-Eu
两分法
重稀土HREE：Gd-Lu+Y
三分法：前四为轻，后四+Y为重，中间所有为中
Eu2+与Ca2+晶体化学性质相似，导致Eu以类质
HFSE）：Nb、Ta、Zr、Hf
Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P等，这类元素在变质和
高场强元素（HFSE）
蚀变过程中相对稳定
1.定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为
2.为研究岩、热液和古水体中元素浓度提供了途
径：已知B在NaCl和海水间分配系数，通过对盐
湖沉积盆地NaCl中B含量分析，可以反演沉积水
原环境，Ce3+难以氧化层Ce4+
沉积物中稀土元素
稀土元素分配及其应用
岩石成因
变质岩原岩恢复
研究地壳生长的化学演化
主要标准化数据来源
多元素蜘蛛图：目前岩浆岩中，普遍采用
提出的元素不相容性降低的顺序（即总
分配系数增加的顺序）进行排序
.
1
Sun1989
应用：岛弧火山岩Nb/Ta亏损
系数为常数，分析后可以判断是否平衡
6.微量元素分配系数温度计：Ni的橄榄石-单斜辉
石温度计
微量元素：不能形成独立矿物相，分配不受相律
和化学计量限制，而是服从亨利定律，分配平衡
时，微量元素在平衡相之间的化学位相等
第三章_地表地球化学作用与元素迁移
风化剖面 生命与风化作用
§1．地球系统的化学作用与化学迁移
1. 地球系统的化学作用类型-按发生作用和生成
物质的相、态进行分类 水-岩反应和水介质中的化学作用 熔体-岩石反应和熔浆化学作用 水-气化学作用（如地表水与大气、火山喷气对大气 和大洋水成分的改造） 岩-岩化学作用(如陨石轰击地壳、构造断裂带岩石相 互挤压) 有机化学作用（石油、天然气的形成）
温度(<200C)和压力相对较低
微观定量测量-系统测定岩石中元素含量 的变化: 元素含量的变化指示了元素的迁 移
对研究的体系(对象)进行元素含量对比分析， 可定量地了解元素在体系中发生迁移的特征，即 带入或带出的元素及其程度。 由于元素迁移将引起样品密度、体积的变化， 不能简单地将迁移前后的样品直接进行元素含量 的比较，需要建立可比较的参照指标。目前采用 的方法主要有三种：
根据水-岩化学作用温度范围的差异，将其分为低温和高 温两类水-岩化学作用。它们的物理化学条件分别具有如 下特点：
低温水-岩化学反应 体系中水过量(水圈直接作用) 高温水-岩化学反应 体系中水的量有限 活性强(水富含作用剂、具有流动性) 生物或有机作用参与程度较低 相对缺氧，富集CO2和/或SO2
活性强(水富含作用剂、具有流动性) 有生物和有机质的参加 富氧和富二氧化碳
在酸性溶液中由于H+浓度高于(OH) 浓度，阳离子以氢氧 化物分子Mex+(OH)x或自由离子Mex+形式存在。
不同离子电位(电价/离子半径)元素在水溶液中的存在形式
图 3-4 离子电位图解
2. 络合离子
实验观察： + a. 在含Cl 的水溶液中，Ag 极不稳定，会很快形成难溶 的AgCl白色沉淀： + Ag + Cl AgCl b. 当溶液中再加入少量的NaCl时，白色沉淀立即消失。 其原因是： AgCl + Cl [AgCl2] [AgCl2]- + Na+Na[AgCl2]
13-微量元素地球化学
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。
1000
碳酸盐岩
La/Yb
100
沉积岩 钙质泥岩
N
EuN，SmN和GdN均为相应元素实测值的球粒陨石标
准化值。δEu(或Eu/Eu*)>1为正异常，δEu<1为负
异常，δEu＝1无异常。
4.稀土元素地球化学
A negative Eu anomaly is typical of many
continental rocks, as well as most sediments and seawater.
上次课回顾
3.岩浆过程中微量元素定量模型
两花岗岩体，经采样，测得La、Sm含量（ppm）分别为：
样 品
花岗岩A
花岗岩B
La 7.5 11.0 33.1 38.2 20.5 42.3 50.2 30.8 38.4 68.5
Sm 6.0 4.5 5.8 6.2 6.1 8.4 10.1 7.9 5.97 13.9
REE球粒陨石标准化图 解，表示Eu异常的计算
4.稀土元素地球化学
δEu(或Eu/Eu*)计算以曾田彰正-科里尔图解为根据，
无Eu异常时，Eu的应有含量值为标准化曲线上旁侧
两个元素Sm和Gd的丰度值以内差法求得。δEu(或
Eu/Eu*)按下式得出:
δEu ＝ Eu/Eu*＝
EuN
(
Sm
2
Gd
)
4.稀土元素地球化学
1000
碳酸盐岩
La/Yb
100
沉积岩 钙质泥岩
N
EuN，SmN和GdN均为相应元素实测值的球粒陨石标
准化值。δEu(或Eu/Eu*)>1为正异常，δEu<1为负
异常，δEu＝1无异常。
4.稀土元素地球化学
A negative Eu anomaly is typical of many
continental rocks, as well as most sediments and seawater.
上次课回顾
3.岩浆过程中微量元素定量模型
两花岗岩体，经采样，测得La、Sm含量（ppm）分别为：
样 品
花岗岩A
花岗岩B
La 7.5 11.0 33.1 38.2 20.5 42.3 50.2 30.8 38.4 68.5
Sm 6.0 4.5 5.8 6.2 6.1 8.4 10.1 7.9 5.97 13.9
REE球粒陨石标准化图 解，表示Eu异常的计算
4.稀土元素地球化学
δEu(或Eu/Eu*)计算以曾田彰正-科里尔图解为根据，
无Eu异常时，Eu的应有含量值为标准化曲线上旁侧
两个元素Sm和Gd的丰度值以内差法求得。δEu(或
Eu/Eu*)按下式得出:
δEu ＝ Eu/Eu*＝
EuN
(
Sm
2
Gd
)
4.稀土元素地球化学
地球化学图解应用
4
标准矿物岩石命名
CIPW标准矿物（Cross、Iddings、Pirrson、Washingdon，1903） 阳离子标准矿物（Barth-Niggli）
5
R1-R2岩石命名
另外，沉积岩、变质岩中矿物成分和化学 成分之间的简单关系十分困难，不能用简单 的图解来进行分类。
6
（2）协变图解
三变量图解
二变量图解
Harker图解：反映岩浆分离
结晶、部分熔融。沉积岩中
不同矿物组分混合的结果； 变质岩中的混合作用等等。
7
（3）成因系列判别
花岗岩K2O-SiO2图解
花岗岩SiO2-AR图解
花岗岩A/NK-A/KNC判别图
花岗岩SiO2-AR图解 8
2、微量元素图解
当地幔发生部分熔融作用时，微量元素优 先进入矿物相的元素称为相容元素；择优 进入熔体相的微量元素叫做不相容元素 （亲岩浆元素）。
酸性熔岩及玄武岩； （3）识别火山弧玄武岩
效果特别好。 注意：
样品不能含有大量的 蚀变玻璃及磁铁矿。
20
火山弧玄武岩优先使用的图解
La/10-Y/15Nb/8图解
Cr-Y图解
Cr-Ce/Sr图解
21
F1-F2-F3图解
成分范围：20wt%>CaO+MgO>12wt%
22
MgO-FeO-Al2O3图解
31
其他补充
U-Pb同位素：中生代及其以前的岩浆岩、变质岩、 沉积岩的沉积岩年龄、变质年龄、热事件年龄。
氢、氧、硫、碳同位素：计算成岩、成矿温度等物 理化学条件。
铅同位素：计算模式年龄，判别成因。
关于岩石成因系列：涉及到成因岩石学，不同的划 分方法和种类，内容繁琐。
标准矿物岩石命名
CIPW标准矿物（Cross、Iddings、Pirrson、Washingdon，1903） 阳离子标准矿物（Barth-Niggli）
5
R1-R2岩石命名
另外，沉积岩、变质岩中矿物成分和化学 成分之间的简单关系十分困难，不能用简单 的图解来进行分类。
6
（2）协变图解
三变量图解
二变量图解
Harker图解：反映岩浆分离
结晶、部分熔融。沉积岩中
不同矿物组分混合的结果； 变质岩中的混合作用等等。
7
（3）成因系列判别
花岗岩K2O-SiO2图解
花岗岩SiO2-AR图解
花岗岩A/NK-A/KNC判别图
花岗岩SiO2-AR图解 8
2、微量元素图解
当地幔发生部分熔融作用时，微量元素优 先进入矿物相的元素称为相容元素；择优 进入熔体相的微量元素叫做不相容元素 （亲岩浆元素）。
酸性熔岩及玄武岩； （3）识别火山弧玄武岩
效果特别好。 注意：
样品不能含有大量的 蚀变玻璃及磁铁矿。
20
火山弧玄武岩优先使用的图解
La/10-Y/15Nb/8图解
Cr-Y图解
Cr-Ce/Sr图解
21
F1-F2-F3图解
成分范围：20wt%>CaO+MgO>12wt%
22
MgO-FeO-Al2O3图解
31
其他补充
U-Pb同位素：中生代及其以前的岩浆岩、变质岩、 沉积岩的沉积岩年龄、变质年龄、热事件年龄。
氢、氧、硫、碳同位素：计算成岩、成矿温度等物 理化学条件。
铅同位素：计算模式年龄，判别成因。
关于岩石成因系列：涉及到成因岩石学，不同的划 分方法和种类，内容繁琐。
最新同位素地球化学6ppt课件
壳内熔融在模式年龄上引起相当小的扰动的证据 激励着利用花岗质深成岩对相组合的围岩测定地壳形 成年龄(假定花岗岩是这些围岩的深熔产物)。该途径 的优点是利用最小数量的分析对大区域基底填图，因 为每个深成岩体可预期是大量地壳成分的平均。 Nelson和DePaolo(1985)很大影响地利用它填出了美国 中部巨型带的地壳抽提年龄(图25)。因为显生宙覆盖 模糊了大部分美国中部基底， 仅能从钻孔岩心或钻孔 岩片(chips)进行定年，对于此应用该方法是合适的。
fSm /Nd 14S70m /.1 14N 9 4sd 6 am 7 p1le
用此表示法，由壳内分馏事件引入的亏损地幔模式年龄的 误差由下式给出：
ErDrM T ffSSff/m //m /sN ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ Ndd(TCF T)m
图23钕同位演化图，表示单个英云闪长质片麻岩的Sm-Nd演化线
这里TCF是真实的地壳形成年龄，Tm是部分熔融事件的 年龄。这种误差放大如图24所示。此问题通过分析熔 融年龄相当接近于它们形成年龄(<300Ma?)的样品可最 小化。
同位素地球化学6
图16 月球岩石表现出的月球不同库间非常早期Sm/Nd分馏造成的 Nd演化图
图19 引入Nd新的亏损地幔演化模式文章的引用率变化
一、沉积作用 侵蚀作用中的Sm-Nd系统行为可通过对比由河流携带颗粒计
算的模式年龄与分水岭区沉积物源区平均地质年龄的对比来加 以考察。Goldstein和Jacobsen(1988)完成了美洲河流中颗粒的 此类研究。他们发现流过原始火成岩的河流携带精确反映源区 地壳存留年龄的沉积物(图20)。流过沉积岩分水岭的河流没有 适当加以证明，因为它们源区的地壳存留年龄还没有适当地定 量化。
与 成 岩 作 用 中 Sm-Nd 开 放 系 统 的 认 识 相 反 ， Barovich 和Patchett(1992)证明即使在严重的变质变形中花岗质 岩的全岩Sm-Nd系统保持未受扰动。他们研究了切过元
fSm /Nd 14S70m /.1 14N 9 4sd 6 am 7 p1le
用此表示法，由壳内分馏事件引入的亏损地幔模式年龄的 误差由下式给出：
ErDrM T ffSSff/m //m /sN ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ Ndd(TCF T)m
图23钕同位演化图，表示单个英云闪长质片麻岩的Sm-Nd演化线
这里TCF是真实的地壳形成年龄，Tm是部分熔融事件的 年龄。这种误差放大如图24所示。此问题通过分析熔 融年龄相当接近于它们形成年龄(<300Ma?)的样品可最 小化。
同位素地球化学6
图16 月球岩石表现出的月球不同库间非常早期Sm/Nd分馏造成的 Nd演化图
图19 引入Nd新的亏损地幔演化模式文章的引用率变化
一、沉积作用 侵蚀作用中的Sm-Nd系统行为可通过对比由河流携带颗粒计
算的模式年龄与分水岭区沉积物源区平均地质年龄的对比来加 以考察。Goldstein和Jacobsen(1988)完成了美洲河流中颗粒的 此类研究。他们发现流过原始火成岩的河流携带精确反映源区 地壳存留年龄的沉积物(图20)。流过沉积岩分水岭的河流没有 适当加以证明，因为它们源区的地壳存留年龄还没有适当地定 量化。
与 成 岩 作 用 中 Sm-Nd 开 放 系 统 的 认 识 相 反 ， Barovich 和Patchett(1992)证明即使在严重的变质变形中花岗质 岩的全岩Sm-Nd系统保持未受扰动。他们研究了切过元
18-同位素地球化学PPT课件
235U 231 Th ...... 227 Th 223 Ra ...... 211 Bi ...... 207 Pb
235U → 207Pb + 7 + 4 - + E
t1/2 = 704 106yr 2= 9.8485 10-10yr-1
232Th 228 Ra ...... 224 Ra 220 Rn ...... 212 Pb ...... 208 Pb
Pb Pb
207 204
Pb Pb
i
235U 204 Pb
(e235t
1)
208 Pb 204 Pb
208 204
Pb Pb
i
232Th (e232t 204 Pb
1)
11
U-Th-Pb同位素体系
由于U-Th-Pb体系可构成相互独立的衰变体系，原理上 对同一地质体进行同位素分析，可获得三个独立的年龄 值。如所分析样品符合等时线前提，238U-206Pb、235U207Pb、232Th-208Pb体系应该给出一致的年龄（相对误差 小于或等于10%）；然而，由于U、Pb的易活动性，在 风化作用和低级变质作用，常可导致体系U-Pb同位素组 成不能保持封闭，往往得不到一致年龄，因此用等时线 法成功获得有意义年龄的实例相对有限。
20
谐和曲线
假如矿物形成于3.0Ga，则 其具谐和年龄的207Pb/235U、
206Pb/238U比值将分别为 18.1902和0.59249
21
如果样品铅丢失或铀获得，则坐标点落在一致曲线下方;
如果样品铅获得或铀丢失，则坐标点落在一致曲线上方.
若样品形成后丢失部分放射成因铅，随后又封闭，那么 一组经历相同的样品，在207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U为横 纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线，即不一致线。
235U → 207Pb + 7 + 4 - + E
t1/2 = 704 106yr 2= 9.8485 10-10yr-1
232Th 228 Ra ...... 224 Ra 220 Rn ...... 212 Pb ...... 208 Pb
Pb Pb
207 204
Pb Pb
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235U 204 Pb
(e235t
1)
208 Pb 204 Pb
208 204
Pb Pb
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232Th (e232t 204 Pb
1)
11
U-Th-Pb同位素体系
由于U-Th-Pb体系可构成相互独立的衰变体系，原理上 对同一地质体进行同位素分析，可获得三个独立的年龄 值。如所分析样品符合等时线前提，238U-206Pb、235U207Pb、232Th-208Pb体系应该给出一致的年龄（相对误差 小于或等于10%）；然而，由于U、Pb的易活动性，在 风化作用和低级变质作用，常可导致体系U-Pb同位素组 成不能保持封闭，往往得不到一致年龄，因此用等时线 法成功获得有意义年龄的实例相对有限。
20
谐和曲线
假如矿物形成于3.0Ga，则 其具谐和年龄的207Pb/235U、
206Pb/238U比值将分别为 18.1902和0.59249
21
如果样品铅丢失或铀获得，则坐标点落在一致曲线下方;
如果样品铅获得或铀丢失，则坐标点落在一致曲线上方.
若样品形成后丢失部分放射成因铅，随后又封闭，那么 一组经历相同的样品，在207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U为横 纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线，即不一致线。
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（1）稀土元素配分模式图
（1）稀土元素配分模式图
火成岩REE模式：1.表示岩 浆分异的程度；2.区分相似 的岩石；3.判别岩石的不同 成因；4.反映部分熔融和分 离结晶的程度；5.指示洋中 脊的扩张速度；6.确定岩浆 来源。 沉积岩REE模式：1.反映物பைடு நூலகம்源岩石成分；2.反映物源区 风化程度。
花岗岩SiO2-AR图解
花岗岩A/NK-A/KNC判别图
花岗岩SiO2-AR图解
2、微量元素图解
当地幔发生部分熔融作用时，微量元素优 先进入矿物相的元素称为相容元素；择优 进入熔体相的微量元素叫做不相容元素 （亲岩浆元素）。 不相容元素分为 高场强元素（HFS）：具有半径小和电价高 阳离子的元素，离子势>2.0； 低场强元素（LILE）：具大半径且低电价阳 离子的元素，离子势<2.0。 分配系数是元素在矿物中的含量比该元素 在熔体中的含量。用来描述微量元素在矿 物和熔体之间的平衡分布。
6、U-TH-Pb（铀-钍-铅法）年龄样
（1）方法特点 半衰期较长，只适于测中生代及其以前的样品； 一组样品数据可以进行多种数学方法处理，信息 量大。 （2）主要用途 用超微方法分析，测定中生代及其以前的岩浆岩、 变质岩、沉积岩的沉积岩年龄、变质年龄、热事 件年龄。 （3）采样要求 取新鲜岩石分离（分离过程要严防铅污染）、 挑选含铀单矿物，主要测定对象为锆石、独居石、 磷灰石、晶质铀矿。对锆石含量高的花岗岩取 3~5kg，对火山岩取10~15kg，对中基性、超基性 岩取20~25kg。
地球化学图解基本认识
内容提纲
认识基础
采样及分析
数据整理及相关图解
一、认识基础
地球化学图解为什么能用于地质学
研究？ 地球化学与地质学的关系是怎样的？ 我们的工作过程中怎样运用？ ……
1、地球化学
地质学和化学相结合的一门边缘学科 。 研究方向： （1）偏化学 微观分析为主，获得某种定量分析结果 （包括分析过程）及认识 ； （2）偏地质学 宏观观察辅以微观定量分析 ，获得某种 定性认识。
Sr-Nd同位素
Sr同位素常用于花岗岩类成因研究： （ 1 ）低锶花岗岩 ， 87Sr/86Sr 初始比值介于 0.702 ～ 0.706之间，为玄武岩的初始比值，一般认为是幔 源型花岗岩。（ 2 ）中等锶花岗岩， 87Sr/86Sr 初始 比值介于 0.706～ 0.719之间，这类岩石形成机制和 物质来源较复杂，大致有三种类型：①由下地壳 源岩部分熔融形成；②地幔和地壳的混熔作用形 成；③导源下地壳的岩浆在上升过程中与上地壳 物质混染。又基本上可分为两段，下段(87Sr/86Sr)i 为0.706～ 0.712，主要由于壳幔混熔或下地壳物质 部分熔融所形成；上段 (87Sr/86Sr)i 为 0.712 ～ 0.719 ， 主要导源于下地壳的岩浆在上升过程中受到上地 壳物质的混染所形成。（3）高锶花岗岩， 87Sr/86Sr初始比值大于0.719，多数属于陆壳的古老 硅铝质源岩部分熔融形成，少数可能由古老花岗 岩重熔而成。
2、微量元素分析
（1）分析要求 分析项目根据样品的用途而定，精度要求 要比元素在该岩类中的丰度值高一个数量 级，分析误差不得超过 20% 。单位为 ppm （10-6）。 （2）采样要求 每个样品重500g，同一露头上5块左右小 块聚合而成；新鲜、纯净。
3、稀土元素分析
（1）分析要求 分析稀土元素 15 种： La 、 Ce 、 Pr 、 Nd 、 Sm 、 Eu 、 Gd 、 Tb 、 Dy 、 Ho 、 Er 、 Tm 、 Yb 、 Lu 、 Y ，分析要求精确到小数点后第 二位。 （2）采样要求 同主量元素。
（2）不相容元素图解（蜘蛛图解）
标准化：原始地幔、球粒陨石、MORB 火成岩：1.源区地球化学特征；2.岩石演化过程中 晶体/熔体的平衡关系 ；3.构造环境对比分析。 沉积岩（常用平均页岩数值标准化）：对比？
（3）铂金属组元素（PGE）图解 Ru，Rh，Pd，Os，Ir、Pt及Au、Cu、Ni等 （4）过度金属元素图解 Sc、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni、Cu、 Zn （5）双变量微量元素图解 （6）富集亏损图解 ……
其他Ti-Zr-Y-Nb变量的判别图解
玄武岩的Zr/Y-Zr图解：易区分大洋岛弧、MORB、板内 玄武岩 Ti/Y-Nb/Y图解：区分板内玄武岩、MORB、火山弧玄 武岩（后两者有很大重叠） Zr-Nb-Y图解：若干类型端元有重叠
Th-Hf-Ta图解
特点： （1）能判别不同类型的 MORB； （2）能够适应于中性和 酸性熔岩及玄武岩； （3）识别火山弧玄武岩 效果特别好。 注意： 样品不能含有大量的 蚀变玻璃及磁铁矿。
7、Rb-Sr（铷—锶法）年龄样
（1）方法特点 半衰期较长，只适于测中生代以前的样品；可同时获得岩石的年龄数据及物 质来源信息。Rb、Sr同位素质谱分析，精度要高于万分之一，误差小于5%。 要求提供同位素测试数据、等时线图、等时线斜率、截距、相关系数、等时 线年龄及误差范围。 （2）主要用途 用一组同源、同期的中酸性岩及沉积岩的全岩样品，测定、计算岩石的生成 年龄；用一组遭受同期变质的单矿物样或变质矿物样，测定、计算变质年龄。 （3）采样要求 A．测定对象主要为中、酸性岩的生成年龄；全岩等时线样一般采6~10块样， 每块1kg左右（对于不均匀的岩石，样品重量可加大到10kg），要保证样品的 同源、同期、同一封闭体系；全岩—单矿物等时线样和矿物等时线采1块即可， 单矿物测定对象常为云母类、角闪石类、辉石类、钾长石类、海绿石、伊利 石、霞石及火山玻璃、玄武岩、隐晶质全岩；样品要新鲜，避开外来包体及 脉体。 B．测定沉积岩生成年龄，采同层位的海绿石或泥质页岩标本10~30 块。海绿 石样重1g，纯度>90%；全岩样重1kg。尽量避免混有陆屑成分及后期风化蚀 变。 C．测定变质年龄，采同地点、同变质期的数种单矿物3-6 个，每个单矿物样 重lg，纯度>98%。 D．全岩样需研磨至200 目，缩分至30-50g 送样。为防止样品污染，样品加工 最好由测试单位进行。 E．送样时需附选样单，内容同Ar 法。
三、数据整理及相关图解
数据整理
Excel表格 Geokit 主量元素图解 微量元素图解 同位素相关 构造判别图解
相关图解
1、主量元素图解
（1）岩石分类
TAS分类命名
先剔除H2O及CO2，重 新换算成100%，在进 行TAS图解投影。
标准矿物岩石命名
CIPW标准矿物（Cross、Iddings、Pirrson、Washingdon，1903） 阳离子标准矿物（Barth-Niggli）
4、K-Ar（钾-氩）年龄样
（1）方法特点 适合测新生代—中生代样品的年龄； 矿物中Ar容易丢失，所测年龄常偏低。 （2）主要用途 测定未受后期热变质岩石的成岩年龄；研究成 岩后的热事件。测定对象常为云母类、角闪石类、 辉石类、钾长石类、海绿石、伊利石、霞石及火 山玻璃、玄武岩、隐晶质全岩。 （3）采样要求 取单矿物样时，时代越新样品越重，矿物含钾 量越低则样重越大。测中、新生代单矿物样重 25～100g，全岩样500～1 000g。
Sr-Nd同位素联用
Sr-Nd同位素联用常用于花岗岩类成因研究：
Sr-Nd同位素图解
幔源系列分布在Ⅱ
陆壳改造型系列在Ⅳ 右下侧。
同熔型系列在Ⅳ左上 侧。
4、构造判别图解
（1）玄武质至安山质成分岩石判别图解
Ti-Zr，Ti-Zr-Y和Ti-Zr-Sr图解： 用于成分在20%>CaO+MgO>12%的拉斑玄武岩。
5、40Ar-39Ar（中子活化）年龄样
（1）方法特点 只需测定Ar同位素比值，分析精度高；可多阶段加热测定样品的结晶年龄及 后期多次热事件的年龄；可测定硫化物的年龄； （2）主要用途 测定岩浆岩的结晶年龄及后期热事件；测定沉积岩的沉积年龄及后期热事 件；测定变质作用的年龄；测定矿床中硫化物的年龄。 （3）采样要求 A．测定岩浆岩的结晶年龄，要采岩浆结晶时生成的含钾矿物：辉石( 2g)、 角闪石( 2g)、云母类(0.5g)、钾长石(0.5g)、斜长石(2g)，火山熔岩全岩样需 250～500g。样品要求新鲜，未受后期的交代、蚀变、风化。 B．测定沉积岩的年龄，要采沉积同时生成的含钾矿物，如海绿石(0.5g)，尽 量挑选绿色粗大颗粒。 C．测定变质作用的年龄，要采变质形成的新生矿物如云母类(0.5g)、钾长石 类(0.5g)、石榴石(2g)、透辉石(2g)、绿帘石(2g)等，样品要未遭受后期的再 改造。 D．测定矿床的成矿时代，要采与矿床同期的硫化物，如黄铁矿、黄铜矿、 方铅矿、辉钼矿等，样品重量为5g。 E．样品纯度要接近100%，尽量挑选1～2mm 左右级的样品，不要研加工。 F．样品加工时不能用酸碱处理及高温烘烤。 G．送样时需附详细的送样单。内容包括：a、样品编号；b、样品名称和重 量；、采样地点；d、采样点的地质描述（附相关地质图图件）；e、样品岩 石描述（附薄片）；f、采样目的；g、测试方法及分析要求；h、送样单位； i、送样人；j、送样时间。
3、放射性同位素地球化学
关于MSWD（加权平均方差） 衡量等时线拟合好坏的一个重要参数理想 的MSWD数值是≤1.0；但对于一般的数据来 说MSWD等于2.5仍能接受为限定的等时线; 当MSWD>2.5时，很可能是一条误差等时 线。 模式年龄 表示样品从地幔分离出来的时间，样品最 初起源于地幔，常用于Sm-Nd体系。常用 CHUR（球粒陨石均一储库）和DM（亏损 地幔）。
（1）分析要求 主量元素为Si、Ti、Al、Fe、Mn、Mg、 Ca、Na、K、P，通常只测定其阳离子，并 假设有适量的氧与之相匹配，因此其含量 用氧化物质量百分数表示（wt%），总量约 为100%（误差范围99.30%~100.70%）。精 确到小数点后第二位。 （2）采样要求 新鲜、纯净，同一露头上5块左右小块 聚合而成；重2kg（粗粒、不均匀的岩石样 品重5kg）。必须采薄片样进行对照研究。