()地质基础知识0001

1、矿物学部分 们相互之间的关系等。 矿物的化学组成 矿物的物理性质 结晶学：又称晶体学，是研究矿物晶体的生成和变化的科学，研究内 矿物学：研究矿物的化学成分、内部结构、外表形态、物理性质、成 因产状、分类和鉴定及其相互关系，探讨矿物形成的时间和空间分布 容包括外部形态的几何性质、化学组成和内部结构、物理性质以及它 矿物对可见光吸收人i,透射和反财光的混介色 的规律、变化历史及其实际用途的科学。 对透啊物：透迥光的顾色. 即：吸枚朮的补色 颜色分类： 4）门色工矿物成分与结构决定的矿物本身尚有的颜色: 2）他色：矿物因含某种杂质而引起的颜色; 3）假色；由某种物理效应（干涉、衍射、散射）而引起 的

2、颜色，包括；钻色：矿物农而电化薄膜便朮发生干涉而 t现的齐种彩色；晕色：矿物内部的裂隙使光发生散射. 折射与干涉形成的彩色*变彩雲矿物川角一些定向包裹休 或出榕体.对光发生干涉、衍射使颜色随力向而变化：乳 也矿物中含一些细小包裹体或出溶休对光发生漫射而呈 r * 红 、 L 对不透明矿物：反射光的颜色 BP：朮全部被吸收后 其小部分吸收的光再 披反姑冋來的颜色。 那么，为什么会対可见光产t吸收？ 矿物内部的电了吸收可见光的能量发住跃迁。这是矿物能 呈色的最根本的原因。 1. 矿物的条痕: 矿物粉末的颜色。通常任门色无釉瓷板上刻湎所得。 用处,矿物的条痕能消除假色、减轴他色、突出白色,所以, 它

3、4鉴定矿物上比矿物颗粒的颜色更稳定、更右效。例如: 不同成因赤饮矿的颜色町在钢灰一红褐色Z间变化，但是 它的条痕呈一种特征的II较稳定的颜色：红棕色（樓桃 红）。另外，条痕还可以帮助确定矿物的光泽.透明度等 级（见麻叙）O 与“物颗勵频色关系：矿物条痕的颜色吋以与矿物颗杓的颜色相 風也町以不同。般*说，对透明矿物，木致， 对于不透明矿物，一般不一致，如：铜黄色、铅茨色的矿物条 痕都为黑色。 为“么？（P4为不透明矿物为反射尢的滋色，但条报己经变为粉 末，C经不能反光了，金都吸收了，所以为黑色） 与光泽、透明度关系： 门色、注色条浪一一透明、尢洋弱 黑色、深色条掖一一不透明、光汪强 2. 矿物的

4、透明度: 矿物透过光的程度。 划分等级：在显微镜下以0.03mm薄片是否透过光來划分。 我们标本I则以矿物碎片边沿部分是否透光划分：透明、 半透明.不透明。（透明矿物往往易看成不透明） 还可根据条痕划分： 无色、|色条痕一透明， 彩色条痕一半透明， 黑色条痕一不透明。 3. 矿物的光泽: 矿物农而反光的能力。 划分等级：i般要结合条痕來划分。 金屈光洋：反光诫强.八金屈色，条痕黑色，不透明。 半金屈尢洋：反光较強.也貝金屈色，条痕深彩色.不透明一半 _透明。_ 金刚光泽：反光稍弱.不八金屈色.条痕彩色.半透明一透明。 玻璃尤洋：反）t很弱，像玻璃，员然很光亮，但不刺眼。条腹无色. 白色.透明。

5、 光攣響划分是比，耍靠林 沁好蹄判 2）矿物各种光7性质的关系: 条痕无色、仃色一一透明一一玻璃光泽 条痕彩色一一透明一一金刚光泽 条痕深彩色一一、卜透明一一丫金属光泽 条痕黑色一一不透明一一金属光泽 1.解理： 在外力作用F.沿一定结临学方中】破裂形成一系列光滑平而的 性丿贞。破裂向叫解理面 / 1）liAli体结构右关，沿化7継谢的血网裂开:、 2）4以有多个方向的解理并II分布只有对称性， 因为晶体结构是对称的： 3）町以用讥形符号*描述解理的结阳学方向性， 、因为单形描述的是性质相同的组品ihi, lX 解理是性质相同的组面网产生的1 解理的等级： 门极完伞解理：破裂成曲片，平幣而光滑

6、，如云母； 2完全解理；破裂成板块，较平整而光滑，如方解石； 3）中等解理:破裂成不太平整的面,但在较小的范阳内隐约可 见平面，如门钩矿； 4）不完全解理：爆木上见不到解理ihi,但隐约町见断断续续的 ifn如磷灰右: 5）极不完全解理：无解理面，如石英。 対不完全解理和极不完全餉理，肉眼见不到解理ihi,以麻都以无 解理或解理不发有描述。 2 裂开： 因为某些非品体结构的原1人仃晶体在外力作用卜沿定结品学 方向裂开。现象与解理样,但成因不样。 非需体结构的凍因指:定向包裹体、定向出溶体在品体结构中的 某些血网I排列，导致这些血网容易破裂。 裂开不是矿物固冇的性质，是I人I为果种待殊原因适成的

7、待殊现象。 裂丿不具有鉴定矿物的总义。 3.断口: 与解理止好相反，晶体在外力作用F不裂开为Fifth而是不平整的,就 叫断口。 断【I的发仃恰好9解理成反相关，完全斛理则无断11,不完全解理则发 存的就是断II,所以没仃必要对断II划分等级.对断11的描述仅仅是 根据形状,如: 贝瓷状WIK他齿状断II、参怎状断II、丄状断I I等。 与解理不同的是,断口也针对隐晶集合体,如上状断口是上状集合体矿 物衣现出*的 种断F1形状。 1-矿物的硬度: 抵抗外来机械作用（刻划、压入、研磨）的 能力。不能用冲击力。 矿物的彼度亡接与矿物内部化学键强度、结 构紧密度有关。 摩斯硼席计 朝報 | I 23

8、5678910 2.矿物的弹性与挠性： 矿物的弹性:在外力作用卜发生弯曲,外力撤销 后，弹性限度内能够H行恢复原状的性质。例 加I云母片。 矿物的挠件：在外力作用卜发生弯曲,外力撤销 后不能够口行恢复原状的性质。例如石墨片。 3.矿物的脆性与延展性： 矿物的脆性：在外力作用卜容易发丫碎裂的性 质。但要与矿物的便度区分:有脆性的矿物并 不是破度小！ 矿物的延展性：在外力拉引作用卜易成细丝的 性质为延性，力外力碾斥下易成薄片的性质为 展性，统称延展性。 1.矿物的相对密度: 矿物的齊度：单位休积的质量（g/crrib ； 相対密度：与4。C时同体枳水的质量之.比（4 C 时水的密度为1 g/cnP

9、）。（即通常所说的比40 相対密度（比匝）无单位，其数值与密度相同住一 轻 的:相对密度小J 2.5,如石墨、石盐、石膏; 中等的:相对密度在2.5-4,如大多数非金属矿物: 右眞、萤石等； 岷的：相对密度大于4,如大多数金属矿物:黄铁 矿.自然金：也冇部分F金属矿物：重品仃等。 很显然，矿物的相对密度与组成矿物的元索的原子 量有关：也与矿物的结构紧密度右关。 2. ii广物的磁性： 在外磁场作用F被磁化的性质 在鉴定矿物时，激以磁铁來测试矿物的磁性, 分3级： 强磁性二矿物块体能被磁铁吸引,如磁铁矿: 弱磁性：矿物粉末能被磁诙吸引，如倂铁矿： 无磁性：矿物粉末也不能被吸引，如黄铁矿口 矿物的

10、分类命名: 矿物的品休化学分类：以品休的结构与成分作为分类依据。 分为：人类一类一（亚类）一族一（亚族）一种一（亚种、变种 级序 划分依1K 举例 （亚类） 族 （O） 种 価种）类月 （变种或H种） 化合物类型 阴离子或阴肉子科类 络例离子絡构 品体结构型利阳禹了性頂 阳离子种类 一定的鼎体给构和化学成分 i同像中根据其所含瑙元tfi分的比例划分 晶休銘构川同成分哎撫竹形幺稍异 含*UU、类 他酸盐类 徒状給构M股盐亚类 单斜祥石亚恢 甘通榔石 矿物的晶体化学分类（仅列出人尖 第人类门然兀素矿物 第二人类硫化物及其类似化A物矿物 第三人类氣化物和氢氣化物矿物 笫四人类禽冠盐矿物 第五人类卤化

11、物矿物 帀物的命名: 按成分：自然金、钛铁矿； 按物理性质：橄榄石、力解石、重晶石； 按形态:石榴了石、十字石; 按物理性质+化学成分：方铅矿.黄铜矿、磁铁矿; 按物理性质+形态：绿柱石、红柱石； 按地名：高岭石、香花石、包头矿； 按人名：张衡矿 矿物的命名: “矿” 一一金属矿物：方铅矿、黄铜矿 w 非金属矿物:方解儿石榴r石 “晶”一一透明矿物：水殆- “玉一一宝石类矿物：黄玉、刚玉 “砂”一一细小颗柿产出矿物：辰砂 “华” 一一地表次心的松散状矿物：钻华、钳华 “矶”一一溶于水的矿物：胆矶 二、岩石学 （一）、岩石成因 1、超镁铁质岩类 非岩浆成因的超镁铁质岩 非岩浆成因的超镁铁质岩包括

12、造山带超镁铁质岩、蛇绿岩中的超镁铁 质岩、非包体形式产于玄武岩和金伯利岩中的超镁铁质岩、大陆岩石 圈剖面下部以及大洋核杂岩中的超镁铁质岩。它们要么是在构造作用 “冷”侵位到浅部的，要么是以包体等形式通过火山岩浆作用携带到 地表的。 造山带超镁铁质岩常常形成于不同温度下的高压-超高压环境或者高温条件下的中低压环 境，它们是被经历了玄武质岩浆提取后的残余地幔物质。造山带橄榄岩大多数形成于陆壳向 地幔深俯冲过程中（60120千米），并伴随着脆性或者韧性变形转移到地壳下部。对于高 压-超高压环境的地幔橄榄岩，其原岩起源于较浅或者中等地幔深度（2050km ），随着板 片继续深俯冲，将会进入地幔深部并发

13、生高压 -超高压变质作用，如果俯冲深度足够，这些 地幔橄榄岩将会出现石榴子石等矿物组合， 并具有与发生榴辉岩化作用的围岩一致的重结晶 年龄。而对于高温地幔橄榄岩，其主要起源于中低压环境下的尖晶石橄榄岩在高温条件下重 结晶作用，可能与软流圈地幔有关。 火成堆晶成因的超镁铁质岩： 在层状岩体中，特别是正堆晶结构的岩石中， 细长的晶体在具 有成分分层特征的岩浆层面上垂直生长，当结晶条件改变时，这种生长过程会重复性发生， 产生一系列矿物层理。 超镁铁质熔岩：原生苦橄岩熔体成分与源区深度、熔融程度、温度压力有关。 2、镁铁质岩类 玄武质岩浆是由地幔橄榄岩部分熔融形成的 受压力的影响：低压条件下，地幔岩矿

14、物熔融的顺序是：Cpx-Opx-SpOl,这时形成相当于石 英拉斑玄武岩组成的岩浆， 压力增加后，所形成的岩浆就具有相当于碱性玄武岩的成分。在 高压条件下，可形成相当于橄榄拉斑玄武岩成分的熔体。如果地幔源区绝热地辟上升，熔融 压力降低，地幔岩源区会越来越远离固相线，熔融程度会不断增加，熔体组成也会不断变化， 在不同深度分凝出来的岩浆成分也会不同。 部分熔融程度的影响：在部分熔融过程中，总是易熔部分优先进入熔体，如碱质及地幔不相 容元素等。因此，低熔岩浆中，这些易熔组分就会明显富集。随着熔融程度的增加，难熔组 分陆续进入熔体中，从而使岩浆中的易熔组分被稀释，浓度降低。 挥发组分的影响：水和二氧化

15、碳是影响地幔岩部分熔融的主要挥发组分。可使上地幔的固相 线温度降低。上地幔含饱和水时，起始熔融温度可降至1000 C。二氧化碳在部分熔融中的 作用，主要表现为使岩浆中的碱度增加。因此，二氧化碳的加入，可使碱性玄武岩形成的上 限深度大大减少。此外，研究表明，源区富含二氧化碳是金伯利岩、碳酸岩、霞石岩、黄长 岩等过碱性岩浆形成的必要条件。 上地幔成分差异的影响：地幔岩除了在垂向上存在矿物相变的差别外，横向上还存在化学组 分上的差异。书166页 3、安山岩成因 (1) 、结晶分异理论：玄武质岩浆通过橄榄石、辉石、角闪石、磁铁矿以及斜长石等矿物 的分异结晶，熔体成分就会向安山质岩浆演化。 (2) 玄武

16、质岩浆的结晶分异及同化作用相结合模式：在玄武质岩浆结晶分异的过程中，存 在岩浆对围岩的同化作用。 (3 )玄武质岩浆与流纹质岩浆通过岩浆混合作用也可以形成安山岩。 4、花岗岩类成因 花岗岩体是岩浆成因的，大陆地壳物质部分熔融可以产生花岗岩浆， 且花岗岩浆的形成是一 个渐进的过程，既当温度升高到源区岩石发生部分熔融的临界温度时，其易熔组分就会进入 到熔浆中，随着温度的升高，相对难熔的组分就会相继进入熔浆， 而熔体的比例也会随之增 加。 变质岩 1、变质作用的PTt轨迹：岩石在变质作用过程中温压条件随时间的变化而变化 的历程，或在P-T图解中表示该历程的曲线。 大陆碰撞造山带的P-T-t轨迹：通常

17、有两个阶段组成，先是陆壳(或岩石圈)增 厚阶段，接着是侵蚀阶段。而热演化更加复杂，包括埋藏期、加热期和冷却期三 个阶段。 2、变质反应：岩石在变质过程中最主要的变化是矿物成分的变化，而矿物成分 变化都是通过特定的化学反应实现的。这种发生在变质作用条件下的化学反应称 为变质反应。 变质带：根据变质岩矿物、矿物组合、结构构造等特点，可将这些变质程度不等 的带划分出来。同一个带的变质岩在一个基本相同的 P-T-x范围内形成，这些指 示变质程度的带称为变质带。 3、变质双带：双变质带就是变质带沿活动大陆边缘有规律地出现，一条是高压 型，位于靠大洋侧，代表大洋板块俯冲部位由于冷而重的洋壳插入，使等温线下

18、 降而出现高压、低温环境；另一条是高温型，位于近大陆的内侧，其成因与火山 弧岩浆活动所提供的高热流有关（图 3）。双变质带与大构造的关系在于，它表 明了其产出部们是会聚板块前沿的消减部位，其空间颁指示了板块俯冲的极性 （即高压向洋低压向陆） 4、变质作用与大地构造之间的关系： 地球化学： 1、地球化学的学科特点： （1）地球化学研究的主要物质系统是地球、地壳及地质作用体系，因此它是地 球科学的一部分。 2）地球化学着重研究地球系统物质运动（含地壳运动）中物质的化学运动规 律。 （3）地球化学研究原子的自然规律，必须联系到元素自身的性质及其所处的热 动力学条件。 （4）地球化学与有关学科密切结合

19、和相互渗透，使得地球化学的研究范畴不断 扩大，并繁衍出众多分支学科 5）地球化学在密切关注人类生活和生产活动中发展，它运用学科自身的知识、 理论、研究思路和工作方法研究矿产资源，资源利用以及农田、畜牧、环境保护 等多方面的问题。 （6）地球化学只有约700年的历史，是年轻的发展中的科学。 2、基本研究思路： （1）自然过程在形成宏观地质体的同时，也留下了微观踪迹。其中包括了许多 地球化学信息。 （2）自然界物质的运动和存在状态是环境和体系介质条件的函数。 （3）地球化学问题必须置于地球或其子系统（区域岩石圈、壳、幔）中进行分 析，以系统的组成和状态来约束作用过程的特征和元素的行为。 3、地球化

20、学研究方法： （一）野外阶段 （1）宏观地质调研。明确研究目标和任务，制定计划。 （2）运用地球化学思维观察认识地质现象 （3）采集各种类的地球化学样品 （二）屋内阶段 （1）“量”的研究，应用精密灵敏的分析测试方法，以取得元素在各种地质体 中的分配量。元素量的研究是地球化学的基础和起点。为此，对分析方法要求， 首先是准确，其次是高灵敏度。 （2）“质”的研究，即元素的结合形式和赋存状态的鉴定和研究 （3）地球化学作用的物理化学条件的测定和计算 （4）归纳，讨论：针对目标和任务进行归纳，结合已有研究成果进行讨论。 4、元素丰度：元素在宇宙体或较大地球化学系统中的平均含量。 5、自然界控制元素结

21、合的主要规律： （1）元素的地球化学亲和性 （2）矿物晶体形成或变化过程的类质同象规律 （3）晶体场理论对过渡元素行为的控制 &在自然条件元素的地球化学亲和性分类 亲氧性元素：与氧以离子键性结合的金属，有惰性气体的电子层结构，电负性 较小。常见：K、Na Ca Mg Nb Ta、Zr、Hf、REE等。亲氧元素与氧结合以 后形成的氧化物。含氧盐等矿物是构成岩石圈的主要矿物形式，因此亲氧元素又 称为亲石元素。 亲硫元素：与硫结合形成高度共价键性质的金属，有18或18+2的外电子层结构， 电负性较高。常见：Cu Pb Zn、Au Ag等。亲硫元素和硫结合生成的硫化物、 硫盐等，常和铜的硫化物伴生，又

22、称为亲铜元素 亲铁性元素：在氧、硫丰度低的情况下，一些金属元素不能形成阳离子，只能以 自然金属存在，它们常常与金属铁共生，以金属键性相互结合，这些元素具有亲 铁性，称为亲铁元素。常见：铂族、 Cu Ag、Au Fe、Co Ni等，原子具有d 亚层元素或接近充满的电子构型，有18或18+2的外层电子层结构，电负性中等。 双重亲和性：一方面与体系中的阳-阳离子的相对丰度，不同阳离子的相对丰度 有关，因为丰度约束了离子浓度，而反映又受制于浓度；另一方面，亲和性与离 子的价态也有关。 例如： 7、类质同象 7.1定义：某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随 机的被介质中的某些质点（原

23、子、例子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶 格常数的微小改变，晶体的构造类型，化学键类型等保持不变，这一现象称为类 质同象。 7.2固溶体：进入晶体中的微量物质称为“类型同像混入物”，含有类型同 像混入物的晶体。 7.3类质同象类型： （1）完全类质同象：晶体化学性质相近的元素之间可以充分置换，形成 任意比例的固溶体。 （2）有限类质同象：晶体化学性质相差较大的离子间的置换受晶格构造 的限制。 （3）极性类质同象：端员组分之间类质同象置换具有方向性。 7.4 类质同象置换法则： （一）戈尔德施密特类质同象法则： （1）若两种离子电价相同，半径相似，则半径较小的离子优先进入矿物晶格 （2）若两

24、种离子的半径相似而电价不等，较高价的离子优先进入较早结晶的矿 物晶体，集中于较早期的矿物中，称为“捕获”；较低价离子集中于较晚期矿物 中，称为“容许”。 （3）隐蔽法则：若两种离子具有相近半径和相同的电荷，丰度高的主量元素形 成独立矿物，丰度低的微量元素按丰度比例进入主量元素的矿物晶格，即微量元 素被主量元素所“隐蔽”。 (二)林伍德电负性法则具有较低电负性的离子优先进入晶格。 8、晶体场稳定能和其对过渡金属行为的控制 (1) 五重简并：在一个孤立的过渡金属离子中，五个 d轨道的能级相同，电子 云呈球型对称，电子在五个d轨道上分布的概率相同。 (2) 晶体场分裂：当过渡金属离子处在晶体结构中时

25、，由于晶体场的非球型对 称特征，使d轨道的能级产生了差异。 (3) 晶体场分裂能：dr轨道电子能级与d &轨道电子能级间的能量差。 (4) 晶体场稳定能：d轨道电子能级分裂后的d电子能量之和，相对于未分裂 前d电子能量之和的差值。 (5) 高自旋状态和低自旋状态： 高自旋状态和低自旋状态电子的排布顺序： 处于弱电场时(配位体负电荷排斥弱)，如磁铁矿及一般的氧化物，硅酸盐(除 Co3+外)等，较小，小于电子配位能，按能量最低原则，电子将先克服分裂能 进入高能轨道。 处于强电场(负离子排斥强)，如二硫化物，高价氧化物等，值较大，大 于电子配位能，电子先克服配对能进入低能轨道。 (6) 八位体择位能

26、一一OSPE:离子八面体配位的晶体场稳定能高于其四面体， 配位的晶体场稳定能，二者之差为八面体择位能 八面体场的离子比处于四面体场中时的能量降低，即稳定程度增加。 (7) 阐释过渡族的元素离子的物理化学特性 对于d轨道的电子数为4-7的过渡族金属离子而言，对应于电子的高自旋状态 或低自旋状态，同一金属离子可出现两个半径值，其中高自旋状态的离子比低自 旋状态的离子半径大。 金属离子在水中主要以水合物的形式存在。当过渡族金属离子有空轨道时，水 分子易于挤入，金属离子容易被淋滤。空轨道越多，水分子挤入越快，越容易被 淋滤。 过渡金属离子都有颜色和具有磁性， 但被氧化的难易程度不同，这些性质也被 晶体

27、场稳定能所制约。 9. 元素的地球化学迁移：当环境发生物理化学条件变化，使元素原来的存在形 式变得不稳定时，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，而 结合成一种新的相对稳定的方式存在。 10. 判断元素是否发生了迁移的识别方法： (1) 通过矿物组合的变化来判断。 (2) 通过岩石中的元素含量的系统测定和定量计算来判定。 （3）物理化学界面。 11、地表水溶液中元素的搬运形式： （1）易溶盐类-氧化物和硫酸盐，它们在水中只呈离子溶液形式被搬运， 任何时 候都不形成胶体和机械悬浮液状态。 （2）碱金属和碳酸盐，碳酸盐主要呈溶解的重碳酸盐形式被搬运。二氧化硅既 可呈真溶液形式又可呈悬

28、浮物形式被搬运。硫酸盐主要是呈真溶液形式被搬运， 并且明显处于未饱和状态。 （3）Fe、Mn P的化合物溶解度小，因此它们除部分是真溶液外，还形成胶体 溶液。 （4）石英、硅酸盐矿物和铝硅酸盐等矿物，这些化合物在水中的溶解度极小， 它们主要呈细粒悬浮物和沿底部拖曳的粗粒物这两种形式被搬运。 12、PH值对元素迁移的影响 （1）PH影响氧化物是否自溶液中沉淀，导致不同元素的氢氧化物在水介质中的 迁移能力不同。 （2）PH值影响元素的共生或分离 （3）影响两性元素的迁移形式 （4）盐类的水解是低温水一岩作用中常见的一种化学反应。 13、氧化还原电位对元素迁移的控制 （1）E和Eh值确定了变价元素的

29、价态。 （2）元素的价态和存在形式不同，元素的迁移能力也不同。 （3）Eh值对Fe、Mn等变价元素化合物的溶解度有很大影响，而对非变价元素， 如Al、Si等法人沉淀和溶解的影响小。 14、微量地球化学基本理论 14.1微量元素： ?微量或痕迹元素是一个相对概念， 通常将自然体系中低于0.1%的元素称为 微量兀素 ?体系中不作为任何相的主要化学组分存在的元素 ?研究体系中浓度低到近似的服从稀溶液定律（亨利定律）的元素为痕迹元 素 14.2微量元素在矿物中存在形式： （1）快速结晶过程被陷入吸留带内 （2）在主晶格的间隙缺陷中 （3）以类质同象进入固溶体 14.3微量元素分类： （1）不相容 相容

30、元素（基于分配系数） （2）大离子亲石元素 （3）高场强元素 （4）稀土元素（分为轻稀土元素 中稀土元素重稀土元素） （5）过渡元素 14.4稀溶液定律（亨利定律） 在分配达平衡时，在各相间的化学势相等，微量元素的浓度正比于其摩尔浓度 14.5能斯特定律、分配定律 在温度、压力一定的条件下，微量元素i （溶质）在两相平衡分配时，其浓度比 为一常数（KD，此常数KD为分配系数，或称能斯特分配系数。只适用于稀溶 液或微量元素的分配。 能斯特分配定律：描述了微量元素在平衡共存两相间的分配关系 在给定的溶质、溶剂及温度和压力情况下，微迹元素i在两相间的浓度比例为常 数，且与i的浓度无关（在一定浓度范围

31、内），只与温度和压力有关。当两相均 为凝聚相时，KD受压力影响较小，而与温度的关系则较为显著。 14.6分配系数的测定：直接测定法、实验测定法 14.7影响分配系数的因素 （1）体系化学成分的影响 （2）温度对分配系数的影响 （3）压力对分配系数的影响 （4）氧逸度对分配系数的影响 15、岩浆作用过程中微量元素分配演化的定量模型 15.1岩浆形成过程中部分熔融模型 F为熔体占母岩的质量分数，反映部分熔融的程度。F有0 1，表明熔融程度不 断增大。 在微量元素i在初始固相母体物质中的浓度 是微量元素i在熔融后残余固相中的浓度 （1） 当F D （部分熔融很小），即微量元素在所形成的熔体 中的富集

32、或变化程度最大。随着F的增大，则熔体中微量元素富集和贫化程度逐 渐减少。当岩石全熔时，即F 1时熔体中元素浓度与母岩中该元素的浓度趋于 一致。 （2）为不相容元素，在熔体中富集，但其富集浓度不能超出D=0的曲线, 当D=0,，这与后面要阐述的岩浆结晶分异过程的情况相同。 （3）为相容元素，在部分熔融的熔体中发生变化，贫化的速度随F的增大 呈现出变缓的特征，这与结晶分异过程，随结晶程度增大（ F值减小），表现为 元素在残余岩浆中的急剧变化有显著的差别， 这一差别有以作为判别岩浆系列是 岩浆结晶分异的产物，还是由部分熔融机制形成的标志。 15.2岩浆结晶过程中结晶作用模型 矿物与岩浆熔融体中晶出有

33、以下两种可能过程： （1）矿物与熔体连续再平衡，形成无环带晶体，即平衡结晶作用。用于描 述平衡部分熔融的方程式，也适用于描述平衡结晶作用 （2）分离结晶作用一矿物和熔体之间只有表面平衡。这种平衡包括两种情 况：微量元素在晶体中扩散的速度以熔体中慢得多， 来不及取得完全平衡，或 者是矿物快速从熔体中晶出。微量元素在熔体中的扩散速度比矿物中慢得多。 实际上岩浆结晶过程中微量元素在熔体中的扩散速度比矿物中要快得多，或者矿 物不断地从熔体中通过沉淀而被移出，以此来达到矿物表面与熔体的平衡。 为微量元素i在熔体中的浓度 为微量元素i在原始熔体的浓度 F为原始熔体分离结晶作用后剩余的部分，反应岩浆结晶的程

34、度（图b）：（ 1） 凡的不相容元素，随F值从1-0 （即结晶程度的增加），微量元素在残余 岩浆熔体中富集程度增强。（2）当 时，即微量元素i在 分离结晶作用过程中几乎全部保留在残余熔体中，而不进入结晶相 时，也就是残余熔体中i的浓度与结晶度（F）的倒数成正比，也 是岩浆结晶分异过程中i可能浓集的极限值。换句话说，微量元素i随岩浆分异 结晶，其浓度不可能超过原始岩浆中微量元素的浓度与结晶度（F）的比值。这 是衡量某一岩体是否是岩浆分离结晶作用成岩机制的重要标志。（3）时, 相容元素倾向于在矿物中富集，并随矿物的不断析出，相容元素在残余熔浆中逐 渐贫化。 15.3元素的相容性 相容元素：D 1，

35、两相平衡时，优先进入结晶矿物相或是残留相。常见：Ni、 Co V、Cr 不相容元素：D 1,两相平衡时，优先进入熔体相。当 D 0.1时，可称为强 不相容元素。 不相容元素可根据离子电位（）=离子电荷（）/离子半径（）分为低场 强元素（大离子亲石元素）：如 K、Rb Cs、Sr、Ba等，它们离子半径大，离子 电荷低，离子电位 3,难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素。 16稀土元素地球化学 16.1稀土元素地球化学性质 （1）它们是性质极为相似的地球化学元素组，在地质 -地球化学作用过程中 整体活动 （2）它们的分馏情况能灵敏的反应地质-地球化学作用过程中整体活动 （3）除经受岩浆熔融外，稀

36、土元素基本上不破坏它们的整体组分特征 （4）在地壳中各岩石中分布广泛。 16.2分组方法 16.3定义：它们一般在风化壳上富集，其氧化物有的呈土状。故称为稀土元素 16.4孙贤术等据此将洋中脊玄武岩划分为： 16.5主要性质：由于 与 晶体化学性质相似， 往往可以使 脱离 整体而单独活动。这样在岩浆早期富 的环境中，斜长石 一般含有较高的 ，形成斜长石正铕异常； ，在强氧化的条件下，与 整 体脱离，形成海水的“负铈异常”和锰结核的“正铈异常”。 16.6影响稀土元素在自然界分馏的主要因素（差异性） （1）晶体化学性质的差异；（2）元素碱性差异；（3）元素的价态； （5）形成络合物的确定性不同；

37、（5）离子被吸附的能力不同 16.7 REE组成数据的表示 （1）REE组成模式图：对样品中REE浓度以一种选定的参照物质中相应 REE浓 度进行标准化，即将样品中每种REE浓度除以参照物之中各REE浓度，得到标准 化丰度，然后以标准化丰度对数为纵坐标，以后，子序数为横坐标作图 增田-科利尔图解：浓度标准化图解参照物质为球粒陨石，。图示的优点： 可以消除由于原子序数为偶数和奇数造成的各REE间丰度的锯齿状变化，使样品 中各REE间任何程度的分离都能清楚的显示出来，因为一般公认球粒陨石中轻和 重稀土元素之间不存在差异。 以研究体系的一部分作参考物质的标准化图解。 （2）稀土元素总量-刀REE以各

38、稀土元素含量的总和，以ppm为单位，多数情 况下指从La到Lu和丫的含量之和，有些学者用火花源质分析稀土元素含量， 其刀REE数据不包括丫刀REE对于判断某种岩石的母岩特征和区分岩石类型均 有意义的参数。 （3）LREE/HREE为轻和重稀土元素比值，这一参数能较好的反应REE的分异程 度以及指示部分熔融残留体和岩浆早期结晶矿物的特征。 （4） 异常系数指数：表示Eu异常的程度，一般稀土元素大多呈三 价态，但Eu特殊，既可呈三价，也可呈二价。三价态时，Eu和其他稀土元素 性质相似，二价态下则性质不同，因地质体中经常发生与其他三价REE离子 的分离造成在REE球粒陨石标准化丰度图解的 Eu位置上

39、有时出现“峰”（Eu 过剩）或“含”（Eu亏损，负异常） （5）:是表征样品中Ce相对于其他REE分离程度的参数，Ce 除了三价态外，氧化条件还可以呈四价态而与其他REE发生分离。 16.8 按刀LREE和HREE勺含量比例不同，又可分为： 右倾型：刀LREEE HREE 平缓型：刀LREEE HREE 左倾型：刀LREBE HREE 16.9 球粒陨石标准化图解及其解释： REE组成模式图： 解释：球粒陨石不代表原始太阳星云的平均化学成分， 轻重稀土间不存在分馏， 可以直接展现。 16.10稀土在地表中的分配： (1) 从超基 性-酸性一碱 性岩，REE增加；从地幔到 地壳，刀REE增 力卩

40、，地幔、超基性、基性岩中刀丫占优势。 (2) 奇偶效应：偶数元素高于奇数元素的丰度 (3) 地壳中各类稀土元素相对丰度曲线，根据 Eu和Ce分布为五类 (4) 轻重分异：右倾型：刀LREEE HREE平缓型：刀LREEE HREE 左倾型：刀LREBE HREE (5) 各类地质体对稀土含量及配分模式控制的差异 大洋拉斑玄武岩一高铝玄武岩一大陆拉斑玄武岩，刀 REE增加 16.11岩浆岩中存在明显的Nb Ta异常时，成因是什么？ (1) 岛弧岩浆作用的直接产物 (2) 岩浆上升过程中收到了地壳物质的混染 (3) 发生部分熔融的地幔熔岩曾经经历过岛弧构造环境的改造 (4) 再循环的地壳物质进入了

41、深部地幔(如地幔柱岩浆) 其岛弧火山岩中出现Nb Ta的负异常： 首先，Nb Ta属于高场强元素，主要富集在副矿物中。 其次，大洋板块俯冲时，富含流体的板片中的沉积物质和表层蚀变的玄武 岩发生脱水作用。其中的强活动性元素流出，而副矿物中Nb Ta则保持相对 稳定而不发生迁移。流体增加进入地幔楔。 其结果将降低地幔岩石的固相线并于地幔岩石发生作用，导致地幔岩石发 生部分熔融作用形成的熔体中，富集如 LILE等强活动性元素，而高场强 Nb Ta则显示出相对亏损。 十七、同位素地球化学 (一)稳定同位素地球化学 1、同位素组成及其表示方法 同位素是具有相同质子数和不同中子数的一组核素。由于核素具有相

42、同的质 子数，它们属于同一元素，具有相同的核外电子排布结构和非常相似的化学性质， 但由于中子数不同而质量数不同。同一元素的不同核素在周期表上占据相同的位 置，这也就是同位素命名的基础。 表示方法： 2、稳定同位素分馏 同位素分馏作用：轻稳定同位素(Z 20)的相对质量差较大(？A/AA 10%， 在自然过程作用中由于这种质量差所引起的同位素相对丰度的变异 分类： (1) 物理分馏：也称为质量分馏，同位素之间因质量引起一系列与质量有关 的性质的不同，如密度、熔点、沸点等，使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自 然物理过程中发生轻重同位素的分异。 (2) 动力分馏：含有两种同位素的两类分子时，由于质量不

43、同，它们参加化 学反应的活性有差异。质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学 键强度。轻同位素形成的健比重同位素的键更易破裂，因此，轻同位素分子的 反应效率较高，在平衡共存间产生微小的分馏，在反应产物中，特别是活动相 中更富集轻同位素。 (3) 平衡分馏：在化学反应中反应物与生成物之间由于物态、相态、价态以 及化学键性质的变化，使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生的分异，也 叫做同位素交换反应。达到同位素交换平衡时，共存相同间同位素相对丰度比 值为一常数，称为分馏系数。 (4) 生物化学分馏：生物活动和有机反应时的同位素分馏效应更强。富集 于有机体中。(生和作用) 3. 氢氧同位素地球化学 氢氧同位素分馏效应： (1) 蒸发-凝聚分馏：各种同位素分子的蒸气压与分子质量成反比， 因此在水的 蒸发过程中，轻的水分子 比重的水分子 易蒸发而富集于蒸汽相，在凝聚作 用中重的水分子优先凝结