1、1微量元素在岩石成因上的应用姓名： 班级： 学号： 2目录微量元素在岩石成因上的应用 1一、 花岗岩成因上的应用 31.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断 .32.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断 .43.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断 .4二、玄武岩成因上的应用 51.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断 .52.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断 .63.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断 .7三、 微量元素对于不同流纹岩的判断 7四、个人总结 8五、参考文献 93微量元素可作为地质地球化学的示踪剂，在解决当代地球科学的基础理论问题、为人类提供足够资源和良好的生存环境等
2、方面正发挥着重要的作用。1、花岗岩成因上的应用1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图实例：根据这些图解，诸广山花岗岩类都落在火山弧花岗岩(VAG)和板内花岗岩(WPG)的交界处 (a)，这表明本区花岗岩是一种后碰撞花岗岩，具有板内花岗岩的某些特征，而非板内花岗岩。Eby 根据地球化学特征将 A 型花岗岩分为 A1 型和 A2 型，并认为 A1 型是与洋岛岩浆来源相同的地慢分异产物，且侵位于大陆裂谷或板内的构造环境，A2 型来源于大陆地壳或板下地壳，且与陆一陆碰撞或岛弧岩浆作用有关。在图（b)中，碱长花岗岩全部落人 A2 区。另
3、外，本区花岗岩的 Y/Nb = 2. 6 一 8. 5，均大于 1. 2，同样说明了本区碱长花岗岩为后碰撞型而非非造山型花岗岩。事实上，达拉布特洋壳形成于早泥盆世，并至少从中泥盆世开始不断向南北两侧的大陆板块下俯冲，而在石炭纪末，大洋基本消减殆尽，导致岛弧和小洋盆强烈挤压碰撞关闭，之后出现一个以挤压结束伸展开始为特征的动力学演化阶段,本区碱长花岗岩就是在这样的构造背景下形成的。Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图42.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断IgRb-1g Sr 和 IgCr-1g Rb 图解实例：随着岩浆的演化，加里东期花岗岩类的 Cr, Co
4、, Ni, Sr,Zr 等元素含量逐渐降低;Rh,Th, Fb 等逐渐增高。在 Rb 对 Sr, Cr 含量的对数相关图上，数据点大致呈陡斜分布( 如上图)。花岗闪长岩和包体位于数据点分布的左上侧，大致构成一陡斜趋势线。二长花岗岩、黑云母(钾长) 花岗岩的数据点位于包体一花岗闪长岩趋势线的右侧，表现出较好的分离结晶演化过程，并和花岗闪长岩呈逐渐过渡分布。花岗细晶岩的 Rb 含量最高、Sr 和 Cr 含量最低。因此 IgRb-1g Sr,lgCr 相关关系表明本区加里东期花岗岩类的形成过程应以分离结晶作用为主，包体与花岗闪长岩为岩浆的早期结晶固相;二长花岗岩和黑云母(钾长)花岗岩结晶较晚，并混有
5、不同比例的残余熔体;而花岗细晶岩为岩浆分离结晶最晚期残余熔体固结的产物。3.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断浙江元古宙花岗岩类稀土分布模式加里东期花岗岩类的 1gRb-1gSr 相关图(a)和 lgR b-1gCr 相关图(b)包体;2.花岗岩;3.花岗闪长岩;f.花岗细晶岩5实例： 右倾直线型稀土分布模式也是部分熔融形成的岩浆的特征。所以、神功期花岗岩是八都群变质岩部分熔融产物。LREE/HREE 小，Eu 不亏损或弱亏损 ,Sc,Co、Cr、V 含量高。也就是说，石英闪长岩的主元素、稀土分布模式和微量元素组成与岛弧火山岩都很相似，说明石英闪长岩是岛弧火山岩部分熔融的产物.二、玄武岩成因上的
6、应用1.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断下表列出了岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（TH）中一些微量元素的含量。从 ITH 和 TH 微量元素比较可看出:ITH 中的 Cr ,Ni ,Co 含量很低。通常，Cr ,Ni ,Co 作为相容元素，其中，Ni , Co常赋存于橄榄石中，Cr 赋存于尖晶石中。三者异常的低，表明原始岩浆在上升的过程中发生了橄榄石和尖晶石的分异结晶。从表中可看出，ITH 中的 Rb, Cs Sr; Ba的含量很高。大多资料显;ITH 和 TH 具有相同的稀土模式，因此，可推测两者具有相同的物源，但现在 ITH 却表现出 Rb,，Cs，Sr ，Ba 的异常高。所
7、以，这可能是由外部流体(深处) 带入的，也说明 ITH 的原始岩浆的熔融与外部流体有关，而地慢内部不可能无故产生大量流体，推测其来源与 ITH 所处的构造环境有关。资料显小，当洋壳向陆壳俯冲到达一定深度时，洋壳中的角闪岩相会发生脱水，形成榴辉岩相，水就会携带角闪岩相中的 Rb,，Cs，Sr ， Ba 进入地慢楔。62.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断1.w(Zr/Y)w(Zr）和 w(Ti）w(Zr)图解来判断构造环境A.火山弧玄武岩;B. MORB; C.板内玄武岩;D. MORB 和火山弧玄岩 ;E.MORB 和板内玄武岩火山弧玄武岩、MORB 和板内玄武岩的不同区域从上图中可以
8、看出，w(Zr/Y)w(Zr）和 w(Ti）w(Zr) 图解都可以在一定的范围内反映不同玄武岩的性质，不同玄武岩的投图在不同的区域内，两个图解综合运用可以更为准确判别未知玄武岩的类型。实例：将取得的江山、广丰一带红层中的玄武岩的样品经过处理后在上述图中投影,在(Zr/Y) -Zr 图解上，基本上在板内玄武岩区,在 Ti-Zr 图解上，基本落入板内玄武岩区。综合上述特征，江山、广丰一带红层中的玄武岩不是典型的板内碱性玄武岩，但又不是火山弧玄武岩。这和其它图解所判断的结果一致。2.岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（TH ）微量元素比值不同下表列出了岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（
9、 TH）中一些微量元素的比值从 ITH 和 TH 元素比值特征可看出， K/Ba,K/Rb，的值在 ITH 中明显低于 TH，这是因为 K, Rb, Ba 是亲石元素，且 K 比 Rb, Ba 优先进入矿物，所以 Rb, Ba 在熔体中的含量就会增加，造成了 K/Ba, K/Rb 较低，同时也说明了表 2 中 Rh, Ba 含量高的原因。由于 TH和 ITH 大体上都是地慢直接喷发的产物，因此两者在 Rb/Sr 值上也反映了原岩的值。指出较高的 Rb/Sr 可产出较高的 87Sr/86Sr岩浆，且在慢壳分离的过程中，Rb 是不断向地壳富集的，由 87Rb 衰变的 87Sr 也是向地壳富集，所以
10、较高的值反映了生成深度较浅，表中 ITH7的 87Sr/86Sr 值较高，因此 ,ITH 的岩浆产生较浅，这与上述主元素得出结论相同。3.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断汉诺坝玄武岩的稀土元素特征实例：汉诺坝玄武岩具有富含轻稀土的特征，因此图 3 中它们的稀土元素分布模式曲线均向右倾斜，其Ce-Eu/Gd-Lu 十 Y 比值较高，碱性玄武岩为 7.9-11.8,拉斑玄武岩为3.7-4.2。看来随着岩石中稀土含量降低其比值也降低，拉斑玄武岩较碱性玄武岩有相对高的忆族稀土含量。在图 3 中拉斑玄武岩的稀土元素分布曲线较碱性玄武岩平缓。在 La /Yb-La 图上(图 4)，两种玄武岩占有明显不同的
11、区域，其(La/Yb) N 值也有明显区别，碱性玄武岩比值较高，为 15-27，拉斑玄武岩比值较低,为 11-13,表明碱性玄武岩较拉斑玄武岩形成时 REE 产生较强的分馏。不论是碱性玄武岩还是拉斑玄武岩，稀土元素成分上的一个共同特征是在稀土模式图中(图 3)均表现出明显 Eu 的正异常。碱性玄武岩的 Eu/Eu* = 1.76-2.13，拉斑玄武岩的Eu/Eu*=2.20-2.59.3、微量元素对于不同流纹岩的判断高 Sr 流纹岩和低 Sr 流纹岩稀土元素和微量元素图解8实例：由上图可以看出，高 Sr 流纹岩类强烈富集 Ba, Sr 和 P 等不相容元素，同时富集Co 等相容元素，轻重稀土元
12、素分馏较明显，具轻微的 Eu 负异常。高 Sr 流纹岩类的这种地球化学特征类似于巴西帕拉那、印度德干大陆溢流玄武岩省双峰组合的流纹岩和韩国中生代庆尚盆地流纹岩。低 Sr 流纹岩富集 Rb,Th 和 Zr，明显亏损 Ba, Sr, P 和 Co，并显示强烈的 Eu 负异常，类似于非洲肯尼亚裂谷碱性流纹岩。这表明，大兴安岭中生代高 Sr 流纹岩类的地球化学性质类似于陆内或大陆边缘与玄武岩浆分异作用有关的流纹岩，而低 Sr 流纹岩则类似于大陆裂谷壳源碱性流纹岩。四、个人总结以上都是微量元素在判断岩石的构造环境和成因上的应用。总的说来具有如下思路：1.通过不同岩石中微量元素含量的不同来区分岩石类别；2
13、.根据地壳和地幔中某些微量元素的含量的巨大差异，和具体岩石中的微量元素含量进行对比。判断该岩石的形成物质是源于地壳还是地幔，或者是混染等。3.利用某些微量元素间的依附关系，对一些微量元素做图解。常用的为含量含量图解、含量/含量含量图解、含量 /含量含量/含量和稀土元素图解等（以及这些图解的对数图解） 。通常小原子数的元素为纵坐标，大原子数的元素为横坐标。所选取的元素有如下一些特点：1.元素在地壳和地幔中的丰度差别较大；2.元素的性质稳定，无放射性和同位素；3.通常不形成单独矿物，以类质同象的方式进入岩石中；94.常用的一些元素为 REE、Ba、Sr、Cr、Zr、Hf 、Ti、Y、Ni。主要为元素周期表中的B 和B 族元素。五、参考文献（1）武平， 物质成分对岛弧拉斑玄武岩成因的指示意义 ，新疆有色金属（2）林强，葛文春等， 大兴安岭中生代双峰式火山岩的地球化学特征 ，2003（3）余新起，舒良树等， 江山一广丰地区早白世晚期玄武岩 的岩石地球化学及其构造意义 ，2004（4）李献华:万洋山一诸广山加里东期花岗岩的形成机制 ，1993
