火成岩微量元素与同位素地球化学

火成岩微量元素与同位素地球化学

微量元素3中存在形式：类质同象、气液包裹体、吸附在矿物表面或晶体缺陷。

地质样品分析3个方面：准确度、精确度、仪器检测限。精确度往往比准确度重要，因为能体现出相对差异。

常用测试方法

微量元素的分配系数

在一定的温度压力条件下，微量元素在两个平衡相之间遵循能斯特定律。

Kd=Ci/Cj

Kd＞1，相容元素；反之为不相容元素；

Kd=1，认为均一的分配到矿物和熔体之中；

固态熔融的模式

两种模式：Rayleigh分离熔融作用、批式熔融作用。分别代表自然熔融的两种极端方式，熔融方式取决于源区物质的渗透性。一般粘度高的岩浆渗透性较差。

批式熔融方程未熔融前：

C L C0=

1

[D RS+F(1−D RS)]

熔体抽出之后：

C S C0=

D RS

[D RS+F(1−D RS)]

当总分配系数很小，CL/C0=1/F；

当F很小时，右边为1/D0

对于不相容元素，即使熔融程度小，也能造成严重亏损。

对于相容元素，小程度的部分熔融造成含量与源岩差异不大。

Rayleigh分离熔融作用

分为只考虑单一熔体的方程和考虑多个单一熔体聚集的熔体的方程。在后一种方程中，又分为熔体按照在/不在源岩中的比例的方程，后者更接近于实际情况。

在熔融程度0-10%时，不相容元素在熔体中的变化与源岩中的比值更加极端，随着熔融程度的增大急剧下降。相容元素在二者中的变化不大。

对于熔融程度很小的分离熔融作用，不相容元素的亏损比批式熔融更强。

稀土元素

REE配分型式图解：用样品对球粒陨石的标准化来消除REE之间的奇偶丰度变化，获取平滑的丰度-成分曲线。其坐标轴刻度为对数坐标。

稀土配分型式在探讨岩石成因和岩石演化方面具有重要意义。

Eu副异常：长石的结晶或残留。

Eu正异常：普通角闪石、榍石、单斜辉石、斜方辉石、石榴石。

REE分馏程度：一个轻稀土比一个重稀土，进行标准化，如（La/Yb）N。

重稀土亏损：（La/Yb）N＞1，源区中存在石榴石、普通角闪石。

轻稀土亏损：（La/Yb）N＜1，橄榄石、单斜辉石、斜方辉石。

中稀土：（Gd/Yb）N。其富集主要受控于普通角闪石。

长英质熔体汇总，副矿物因分配系数非常大，对REE型式影响较大。锆石、石榴石的分离造成HREE亏损；榍石、磷灰石造成MREE亏损、独居石、褐帘石造成LREE亏损。

四分组效应：从La到Lu分为4组，每一组内部4个元素的配分曲线呈向上凸的形状。第二、三组公用Gd。

火成岩中微量元素的应用

元素比值

常常使用两个元素的丰度比值来描述岩石特征、成岩过程。所选的比值元素往往具有相似的地球化学特征、或互为子体母体关系。

优点：消除由于岩石成因的复杂性导致元素丰度变化范围大，没有规律。

利用元素丰度比值，可以区分玄武岩构造环境、判断岩浆源区、岩石混染程度，对于不新鲜、年代较老的样品，要小心使用活泼元素对。

异常值

常用的是Nb*、K*、Sr*

Nb*负异常：大陆拉斑玄武岩、俯冲带岛弧玄武岩浆。

K*正异常：玄武岩源区可能受到消减作用影响。K*＜1，与消减作用无关。

Sr*负异常：度量分离结晶程度，或指示岩石抗交代蚀变的能力。

比值图解

类似于主量元素的harker图解。有对数坐标、自然数坐标两种表示形式。多选择两个地球化学性质相似的元素进行构图，应用较多的是大离子亲石元素、放射性热元素。

Pearce图解

在单一岩浆源区的情况下，X/Z-Y/Z成分点有较好的线性相关性，利用最小二乘法可确定其回归方程，在空白区域附矿物分离结晶矢量。

利用pearce图解可以：

判别岩浆同源性。不同斜率的直线，说明是不同原始岩浆经分离结晶作用形成。

分析分离结晶作用特征。岩浆结晶作用受控因素。

蛛网图

基于一组地幔不相容元素进行标准化图解。

3中流行的方法进行微量元素标准化：原始地幔（基性超基性）、原始MORB（洋中脊蛇绿岩、分异的玄武岩、安山岩、地壳岩石）、球粒陨石。

横坐标：按照元素在地幔低程度部分熔融熔体相容性增加的顺序排列。

纵坐标：岩石样品元素含量与储库标准化值，用对数表示。

构造环境判别图解

3种构图元素

A 非活动性元素：高场强元素，低离子位能，对分离结晶、同化混染反应不明显，故可以反映源区信息。

B 活动性不同的元素：活动性强的元素富集与消减作用火山岩中。

C 相容性不同的元素：高度相容元素与不相容元素的比值不会受到部分熔融、分离结晶作用的影响，可反映源区的性质。不相容元素的丰度变化却与之密切相关。

构造判别图不具有绝对性。

火成岩中同位素的应用

稳定同位素用来研究流体性质、水岩作用过程、示踪岩浆物质来源、古温度计、地质过程扩散和反应机制。

稳定同位素比值往往相对一个标准进行，表示为δ，单位千分率。正为富集、负为亏损。自然界3种同位素分馏形式：同位素交换反应、动力学过程、物理化学过程。

一个同位素分馏系数表示为α，与1非常接近，不同矿物的分馏系数一般只在小数点后第三位发生变化。

氢同位素比值通常表示为δ2H或δD，氧同位素比值通常表示为δ18O。二者都以SMOW为标准表示。氧同位素是重要的地质过程示踪剂，可区别地壳、地幔源区，鉴别岩浆混染作用。地幔δ18O的富集，可能来源于俯冲再循环的低温蚀变洋壳物质，或者陆壳物质混染。相反，δ18O的亏损，可能受到了再循环的高温蚀变洋壳、或低δ18O陆壳物质混染，或来自于核幔边界起源的地幔柱。

氢氧同位素在水岩相互作用的研究中非常关键。也应用于超高压变质、气候变迁、成矿物质来源研究。

碳同位素，δ13C，测量标准为PDB，可示踪CO2来源，研究地幔去气作用，水岩反应。岛弧钙碱性火山岩通常比MORB富集δ34S，具有较宽的变化范围，与俯冲到地幔的地壳物质有关。

放射成因同位素