岩石地球化学进展(朱弟成)
地球化学心得
勘查地球化学心得体会--兼浅谈广东化探找金矿 王立强 广东省地质局七一九地质大队地质勘查所 1前言 目前，化探找金逐步被人们重视，在地质找矿中的效果也逐渐明显，成为寻找各种类型金矿床比较快速、经济、有效的重要手段。在区域普查中，通过查明区域地球化学异常，可迅速指出找矿远景区；在详查及勘探阶段，通过岩石地球化学异常的研究，可直接发现金矿床或矿体，更好地发挥化探在地质找矿工作中的作用。但是金在地壳内部的本底含量极低，即使是金矿体中的金含量一般亦仅为n×10-6～10n×10-6，仅凭肉眼无法将之直接区分出来，因此以对样品(水系沉积物、土壤、岩石等>进行定量分析为主要工作手段的化探方法，在当今金矿勘查中发挥了极其重要的作用。 中国地球化学的发展主要是借鉴了前苏联和西方的研究思路，前苏联的勘察地球化学主要依靠对土壤进行金属测量，但采样点布置较稀疏，而西方国家主要采用水系沉积物测量，但是主要用于研究，两者优缺点都有。80年代以来，金分析技术目臻成熟，当时Au分析的检出限低于或等于0.3×10-6，准确度、精密度在一定程度上能满足区域化探的要求，因而全国区域化探找金空前繁荣，特别是谢学锦先生提出的“区域化探全国扫面计划”建议，将我国的勘察地球化学推进到快速发展的崭新阶段。随着时代发展，金分析技术逐步进步，中国勘察地球化学也得到了长足的进步，三十年以来已完成1:500万和1:1 000万比例尺的39种元素或氧化物的全国地球化学图，使中国拥有了最引人瞩目的全国规模地球化学数据库，使中国化探走在了世界前列。而广东化探找金始于1974年，主要为以1:20万水系沉积物测量为主要工作方法的区域化探扫面，不过因为受金分析技术的影响，当时找金主要从金的伴生元素如As、Cu、Pb等入手，其难度不言而喻，但广东各地质单位的前辈在这种艰难条件下提交了大
微量元素地球化学课程作业
蛇绿岩中地幔橄榄岩成因及构造意义研究 研究目的和意义： 地幔橄榄岩是蛇绿岩超镁铁岩的主要岩石类型。在蛇绿岩的形成过程和构造侵位的过程中，地幔橄榄岩还会遭受部分熔融作用，熔体萃取作用，以及地幔交代等多种地质作用的影响和改造。不同的地质作用会产生相应的矿物组合，通过对蛇绿岩中的地幔橄榄岩不同时代矿物组合特征的研究，可以进一步对蛇绿岩形成构造背景的认识，对于恢复蛇绿岩的形成和演化至关重要。 拟解决的问题： 1.地幔橄榄岩的形成过程中所经历的地质作用，如部分熔融作用，熔体抽取作用，流体-岩石反应，熔体-岩石反应等。 2.蛇绿岩的形成环境，如SSZ环境和MOR环境[1]。 拟研究的手段和方法： 1. 岩石学 对岩石的结构，构造，风化程度以及变质程度以及组成矿物进行研究，对岩石进行定名，如地幔橄榄岩包含纯橄岩，方辉橄榄岩以及二辉橄榄岩。 2. 矿物学 对岩石的组成矿物进行观察研究，地幔橄榄岩中不同时代的矿物的矿物组合具有不同的结构特征，反映了岩石成因的复杂性和多阶段演化的特征。 地幔橄榄岩中的矿物会保存地幔橄榄岩形成和演化历史的印记，尤其是地幔橄榄岩的矿物组合及化学特征对认识地幔橄榄岩的成因和恢复蛇绿岩的形成背景至关重要。对地幔橄榄岩中的橄榄石，斜方辉石，单斜辉石，尖晶石等矿物的化学成分进行研究和分析。 室内试验工作显示，尖晶石二辉橄榄岩在10—20 kbar的压力范围内，随着岩石熔融程度的增加，岩石中单斜辉石的含量迅速减少，斜方辉石的含量将逐渐降低。橄榄石的Fo和NiO含量，辉石的Mg#和Cr2O3含量，铬尖晶石的Cr#值将逐渐增加，而辉石和全岩的Al2O3和TiO2将逐渐减少[2]。 尖晶石的Cr#值是地幔岩熔融程度、源区亏损程度以及结晶压力的灵敏指示剂，Cr#反映了地幔部分熔融程度的增加[3]，经历较高程度部分熔融和萃取的橄榄岩具有较高的Cr#值。Dick 和Bullen（1984）根据铬尖晶石的成分将阿尔卑斯型地幔橄榄岩分为三中类型：Ⅰ型：铬尖晶石的Cr#<60;Ⅲ型：铬尖晶石的Cr#>60；Ⅱ型：为一种过渡类型，铬尖晶石的Cr#包含Ⅰ型和Ⅲ型地幔橄榄岩中的铬尖晶石。其中Ⅰ型地幔橄榄岩可能反映了洋中脊大洋岩石圈的环境，相当于深海橄榄岩，其部分熔融程度较低；Ⅲ型地幔橄榄岩，形成于岛弧环境，经历了较高程度的部分熔融；Ⅱ型地幔橄榄岩，则反映了复合来源的特征[3]。 利用铬尖晶石的Cr#—Mg#图解，可以判断地幔橄榄岩的形成环境，即为SSZ型还是MOR
岩石地球化学特征
岩石地球化学特征 1火山岩岩石学特征 1.1主量元素特征该旋回岩石化学成分平均值与黎彤值和戴里值相比，该旋回火山熔岩，总体具高硅、高镁，低铁、铝、钙的特点；A/NKC值反映该旋回为铝过饱和岩石类型；分异指数（DI）为3 2.63～88.51， 均值为61.04，各氧化物随着DI值的增大有不同变化，如SiO2、K2O 明显升高，Na2O稍有增高，Al2O3变化不明显，TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、CaO明显降低，MnO、P2O5稍微降低。总体上反映了该旋回火山 岩正常的分异趋势；里特曼组合指数说明本区义县旋回火山岩具钙碱 性向碱性演化的趋势。总体上来看，依据同源岩系的δ值事连续且相 近的原理，说明义县旋回火山岩浆是同源的。 1.2微量元素特征该旋回火山岩各岩石过渡元素分配型式曲线基本协 调一致，呈明显的“W”型，表明为同源岩浆分异产物。岩石曲线出现 相交现象，是因为个别元素在不同岩石中富集水准不同所致，反映了 岩浆在运移和成岩过程中可能有外界物质的介入和混染。图中给类岩 石的Ba、Nb呈明显的波谷，说明其在该旋回岩浆演化分异过程中分异 较好，而Zr具有明显的波峰说明该元素在该旋回中比较富集。仅在流 纹岩中Th元素具有明显的波谷，说明其在流纹岩中分异较好。 1.3稀土元素特征该旋回火山熔岩各岩石稀土总量差别较大，∑REE 在94.6～230.17，平均值为152.4。与世界同类岩石维氏值相比，该 旋回火山岩基性-中性岩，为富稀土岩石，中酸性-酸性岩为贫稀土岩石。LREE/HREE值为9.26～15.49，（La/Yb）N值为11.8～27.33，（Ce/Yb）N值为7.98～17.35，La/Sm值为3.36～8.83之间，以上参 数值及稀土配分曲线特征反映该旋回火山岩各岩石均具轻稀土富集， 分馏较好；重稀土亏损，分馏较弱的特点，火山岩浆可能来源于壳幔 混源。 2火山岩形成环境及源区
地球化学勘查(专升本)阶段性作业
地球化学勘查(专升本)阶段性作业1 总分：100分得分：0分 一、单选题 1. 勘查地球化学最初起源于_____(5分) (A) 美国 (B) 德国、 (C) 中国 (D) 前苏联 参考答案：D 2. 勘查地球化学研究元素在天然介质中的分布特征，其主要目的是_____(5分) (A) 发现地球化异常 (B) 找到矿产资源 (C) 元素的分布规律 (D) 治理污染 参考答案：B 3. 影响元素在矿物中分配形式的主要因素是_____(5分) (A) 元素的地球化学性质 (B) 元素的含量、 (C) 同位素组成 (D) 其它元素 参考答案：B 4. 贵金属的含量单位常用_____(5分) (A) % (B) ‰ (C) g/t (D) 10－6 参考答案：C 5. 从元素的戈尔特施密特分类来看，Au属于_____(5分) (A) 亲硫元素 (B) 亲铁元素 (C) 亲生物元素 (D) 亲气元素 参考答案：B 二、多选题 1. 影响元素表生地球化学行为的主要因素有_____(5分) (A) 元素本身的地球化学性质 (B) 元素的含量、 (C) 降雨 (D) 生物作用 参考答案：A,C,D 2. 影响物理风化的主要因素是_____(5分) (A) 植物根系 (B) 气候、 (C) 地形 (D) 温度 参考答案：B,C,D
(A) Si (B) Al、 (C) Zn (D) Cu 参考答案：C,D 4. 灰岩风化后原地留下的土壤剖面发育哪些层_____(5分) (A) A层 (B) B层、 (C) C层 (D) D层 参考答案：A,B,D 5. 灰岩风化后原地留下的土壤剖面发育哪些层_____(5分) (A) A层 (B) B层、 (C) C层 (D) D层 参考答案：A,B,D 三、判断题 1. 降水是影响元素表生地球化学行为的主要因素之一(5分)正确错误 参考答案：正确 解题思路： 2. 松散堆积物就是残坡积物_____(5分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 3. 高异常区下面就能找到矿_____(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 4. 土壤测量是化探中适用性最好的方法_____(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 5. Mg在岩石中通常是微量元素_____(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 6. 稀土元素是亲硫元素_____(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 7. LILE是亲石元素(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路：
地球化学阶段性作业11(答案)
中国地质大学(武汉)远程与继续教育学院 地球化学课程作业1（共 3 次作业） 学习层次：专升本涉及章节：绪论——第一章 一．名词解释 1．克拉克值：指元素在地壳中的平均含量。 2．地球化学体系：把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（T、P等），并且有一定的时间连续。根据研究需要，这个体系可大可小。 3．元素丰度：将元素在地球化学体系中的平均含量称之为丰度，它是对这个体系里元素真实含量的一种估计，即元素在一个体系中分布的一种集中（平均）倾向。 4．大陆地壳：地表向下到莫霍面，厚度变化在5-80km，分为上部由沉积岩和花岗岩组成的硅铝层，下部由相当于玄武岩、辉长岩或麻粒岩等组成的硅镁层两部分组成。 二．填空题 1. 陨石的主要类型有石陨石、铁陨石和石铁陨石三类。 2. 元素的丰度主要是针对相对较大的体系而言，例如太阳系、地球和大陆地壳。而元素的含量主要针对相对较小的体系而言，例如研究对象是某矿物、某流体包裹体或某块岩石。 3. 就结构分层而言，地球自地表向下可依次分为地核、地幔和地壳三个主要圈层。 4. 地球化学主要研究和解决（1）地球系统中元素及同位素的组成，（2）地球系统中元素的共生组合和元素的赋存形式，（3）元素的迁移和循环，（4）元素在自然界所发生的各种地质作用中的行为，（5）元素的地球化学演化和（6）地球的历史及其演化等六个方面的主要问题。 三．简答题 1. 简要介绍太阳系元素丰度的基本特点。 答：（1）、H和He是丰度最高的两元素，几乎占了太阳中全部原子数目的98%；（2）、原子序数较低的元素，丰度随原子序数增大呈指数递减，而原子序数较大的（Z＞45）各元素丰度值很相近；（3）、原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。具有偶数质子数（A）或偶数中子数（N）的核素丰度总是高于具有奇数A或N的核素。这一规律即奇偶规律；（4）、质量数为4的倍数的核素或同位素具有较高丰度。原子序数（Z）或中子数（N）为“幻数”（2、8、20、50、82和126等）的核素或同位素丰度最大。如，4He （Z=2，N＝2）、16O（Z=8，N=8）、40Ca（Z=20，N=20）和140Ce(Z=58，N=82)等都具有较高的丰度；（5）、Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素，而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素。 2. 说明地球的圈层结构和对应物质组成。 答：答：地球大体上分地壳、地幔和地核三个大的圈层。其中地壳为地表向下到莫霍面，厚度变化在5-80km，包括大陆地壳（上部硅铝层，由沉积岩层和花岗岩、片麻岩等组成，富Si、K、Rb、Th、U等元素下部硅镁层，相当于玄武岩、辉长岩或麻粒岩相岩石。）和大洋地壳（上部2km为未固结的海相沉积物下部为硅镁层（玄武质岩层））。地幔为莫霍面以下到~2900km，分上地幔（~410km，主要由致密、刚性的Fe-Mg硅酸盐岩组成，即斜长石相-石榴石相橄榄岩）、过渡带（是一个温度相当于岩石熔点的可流动塑性层，又称软流层）和
岩石地球化学计算
岩石地球化学计算 1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3 FeOT(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+K2O 8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*102 9.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)*1000 R2=（6Ca+2Mg+Al）*1000
勘查地球化学习题集答案
地球化学找矿习题集 一、填空题 1．地球化学找矿具有对象的微观化，分析测试技术是基础，擅于寻找隐伏矿体和准确率高、速度快、成本低。的特点。 2．地球化学找矿的研究物质主要是岩石、土壤、水系沉积物、水、气体和生物。 3．地球化学找矿的研究对象是地球化学指标（或物质组成）。 4.应用地球化学解决地球表层系统物质与人类生存关系。 5.应用地球化学研究方法可以分为现场采样调查评价研究与实验研究。 6.元素在地壳的分布是不均匀的，不均匀性主要表现在空间和时间两方面。 7.克拉克值在0.1％以下的元素称为微量元素，其单位通常是ppm（或10-6）。 8.微量元素的含量不影响地壳各部分基本物理、化学性质，但是在特定的条件下，可以富集而形成矿床。 9.戈尔德施密特根据元素的地球化学亲和性，将元素分为亲铁元素、亲硫（亲铜）元素、亲氧（亲石）元素、亲气元素和亲生物元素。 10.元素迁移的方式主要有化学-物理化学迁移、机械迁移和生物-生物化学迁移。 11.热液矿床成矿过程中，成晕元素主要呈液相迁移，迁移方式主要有渗透迁移和扩散迁移两种。 12．影响元素沉淀的原因主要有PH变化、Eh变化、胶体吸附、温度变化和压力变化。 13.地壳中天然矿物按阴离子分类，常见有含氧化合物、硫化物、卤化物和自然元素。 14.地球化学异常包括异常现象、异常范围、异常值三层含义。 15.地球化学省实质是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 16.地壳元素的丰度是指地壳中化学元素的平均含量，又称为克拉克值。 17.地壳中元素的非矿物赋存形式包括超显微非结构混入物、类质同象结构混入物、胶体或离子吸附和与有机质结合。
地球化学复习题汇总
地球化学赵伦山张本仁 韩吟文马振东等 P 1：地球化学基本问题) P 5：克拉克值，地球化学发展简史（几个发展阶段） P31：元素丰度，表示单位元素在地壳平均化学丰度―――确定方法，克拉克值， P37：元素克拉克值的地球化学意义 P68：类质同象和固溶作用 P81：元素的赋存状态――1，5种 P88: 元素迁移 P 123: 相律 P169: 衰变定律 P181：痕量元素地球化学，稀土元素的研究方法和意义（痕量元素=微量元素） 复习内容及答案汇总 一、地球化学研究的基本问题、学科特点及其在地球科学中的地位（P1－） 地球化学是研究地球及相关宇宙体的化学组成、化学作用和化学演化的科学，在地球化学发展历史中曾经历了较长时间的资料积累过程，随后基于克拉克、戈尔施密特、维尔纳茨基、费尔斯曼等科学家的出色工作，地球化学由分散的资料描述逐渐发展为有系统理论和独立研究方法的学科。目前地球化学已发展成为地球科学领域的重要分支学科之一，与岩石学、构造地质学等相邻学科相互渗透与补充，极大地丰富了地球科学研究内容，在地质作用过程定量化研究中已不可或缺。 地球化学的研究思路和学科特点是：（1）通过分析常量、微量元素和同位素组成的变化，元素相互组合和赋存状态变化等追索地球演化历史；（2）利用热力学等现代科学理论解释自然体系化学变化的原因和条件，探讨自然作用的机制；（3）将地球化学问题置于地球和其子系统（岩石圈、地壳、地幔、地核等）中进行分析，以个系统的组成和状态约束作用过程的特征和元素的行为。 围绕原子在自然环境中的变化及其意义，地球化学研究主要涉及四个基本问题：（1）研究地球和动质体中元素和同位素的组成；（2）研究元素的共生组合和赋存形式；（3）研究元素的迁移和循环；（4）研究元素和同位素迁移历史和地球的组成、演化历史、地球化学作用过程。 二、简述痕量元素地球化学研究解决的主要问题 痕量元素地球化学理论使许多地质难题迎刃而解，其可解决的主要问题有：
勘查地球化学复习题
《勘查地球化学》复习题 一、名词对解释与异同比较 1、变异系数与衬度系数 变异系数：地球化学指标的均方差相对于均值的变化程度，即C V=S/X*100%。 衬度系数：异常清晰度的度量，目前有多种表示方法：异常均值相对异常下限或背景值的百分比、异常峰值与异常下限的比值等三种。 前者反映了数据的相对离散程度，该值较大时也可表现出较大的衬度系数。 2、表生环境与内生环境 表生环境指氧、二氧化碳、水等充分且能自由参与、常温恒压、开放的体系，并有生物作用参与的地表或近地表环境，包括岩石圈表层、土壤圈、水圈、大气圈、生物圈等环境。 内生环境则与之相反，是一种高温、高压、还原、流体活动受限的环境。 3、同生碎屑异常与后生异常 同生碎屑异常：岩石在地表以物理风化为主时，其风化后形成的土壤中碎屑矿物与岩石的化学组成并没有发生明显改变所形成的异常。 后生异常可以发育在任何介质中。形成异常的物质通常已经在活动相（水溶液、气体、植物体及大气搬运的质点）中迁移了或远或近的距离，而在异常地点沉积下来。 4、上移水成异常与侧移水成异常 上移水成异常：土壤中的呈溶解态的离子在毛细管作用下，由深部向地表迁移，在土壤中形成的次生异常。 金属元素被地下水溶解并随着迁移很远的距离，在某种沉淀障上析出，这就形成了侧移的水成异常。 5、地球化学背景与异常 地球化学背景指未受矿化影响或无明显的人为污染的地区为背景区，在背景区内某个地球化学指标的数值特征即为背景值。与背景相对存在就是异常区，空间上如矿化地区及受到明显人为污染地区，我们常把高于背景上限的或低于背景上限的范围称为异常。 6、机械分散流与盐分散流 前者以物理风化作用形成的碎屑流为主；后者为岩屑在水介质搬运过程中溶解形成的可溶性的离子或分子为盐分散流。 7、原生晕与次生晕 前者的赋存介质主要为岩石，而后者的赋存介质为岩石的次生产物，如土壤、水系沉积物、水中可溶性物质及生物地球化学异常等。 8、非屏障植物与屏障植物 非屏障植物指植物中某元素的含量与下伏土壤中该元素的含量（可溶解吸收部分）呈线性相关，具有该元素的极大的富集能力（大于300倍）的植物。其对矿产勘查来说是最优选择的种属。 9、空间分带与成因分带 这是原生晕的两种分类方式，前者以现代方位来观察原生晕的形态，分垂直分带和水平分带；后者考虑热液成矿过程及地质体产状等，具有成因意义，分轴向、纵向及横向分带等三种。 10、相容元素与不相容元素 总分配系数大于1的元素为相容元素，而其小于1为不相容元素，即元素在固液两相间倾向于后期流
中国地质大学(北京)地球化学复习题第四章
微量元素:将各种地质体系中呈微量或痕量(<0.1wt%)的元素称为痕量或微量元素。 严格定义：只要元素在所研究的客体(地质体，岩石，矿物等)中的含量低到可以近似地用稀溶液定律描述其行为， 即可称为微量元素。 Major elements （主量或常量元素）：大多数地质物质中含量大于0.1%的元素： O ，Si ，Al ，Fe ，Ca ， Na ， K ， Mg 。造岩矿物的基本组成。 用氧化物质量百分比表示。 Minor elements （少量元素）：不太丰富的主量元素: Ti ， Mn ， P 等。 常量元素：SiO 2、TiO 2、Al 2O 3、TFe 2O 3、FeO 、MnO 、MgO 、 CaO 、Na 2O 、K 2O 、P 2O 5、烧失量； Trace elements （微量或微迹元素）: 大多数地质作用中含量小于0.1%的元素。 除主量和少量(总重量丰度占99%左右)以外呈微量或痕量(<0.1wt%)的元素。 相容元素(Compatible elements): 岩浆结晶或固相部分熔融过程中偏爱矿物相的微量元素； 不相容元素(Incompatible elements): 岩浆结晶或固相部分熔融过程中偏爱熔体或溶液相的微量元素。 也称为亲岩浆元素(hygromagmatophile) 高场强元素(high field strength elements-HFSE): 离子半径小的高电荷阳离子 (离子电位>3.0)。 Zr ， Hf ， Nb ， Ta ， Th ， U ， Ti ， REE 。 低场强元素(low field strength elements-LHSE): 离子半径大的低电荷阳离子(离子电位<3.0)。 又称大离子亲石元素(large ion lithophile elements-LILE)。如K ， Rb ， Cs ， Sr ， Ba 。 此组元素更活泼， 特别在涉及流体相的体系中。 场强:微量元素离子电荷/离子半径比值称为场强(field strength)。指阳离子每单位表面积的静电荷，也称为离子电位， 即离子在化学反应中吸引价电子的能力 能斯特分配定律：在给定溶质、溶剂及温度和压力下， 微量元素i 在两相间的浓度比值为常数K D ，它与温度和压力有关， 与i 的浓度无关(在一定浓度范围内)。 两相中的浓度比值就是能斯特分配系数。 只适用于稀溶液或微量元素的分配。 总分配系数 D ＝ n 为含元素i 的矿物数， W i 为每种矿物在集合体中所占的重量百分数， K Di 为元素在每种矿物与熔体间的简单分配系数。 某体系i 元素的总分配系数D 为元素i 在所有矿物中的简单分配系数加权和。 复合分配系数：亦称变换分配系数，或亨德森分配系数，它既考虑微量元素在两相中的比例，也考虑与微量元素置换的常量元素在两相中的浓度比例，能较真实的反映两者之间类质同像交换对微量元素分配的影响。表达式为： 晶体-熔体分异： 晶出矿物和残余熔浆两相。 不混溶熔体的物理分离(Physical separation of immiscible melts):岩浆或流体分异成两种以上互不相溶的液相，通常可能是硫化物＋硅酸盐两相，或富硅+富铁的两种硅酸盐熔体相等。如果分离出的两相都为熔体，称为岩浆熔离作用。 熔体-流体分离(Melt-fluid separation):岩浆活动过程中挥发分的逸出。由于压力突然降低或温度下降到流体饱和以下。 REE 两分法或三分法 两分法: (1)轻稀土(LREE )或铈族稀土，La 到Eu:原子序数小，质量小； (2)重稀土(HREE )，Gd 到Lu ：原子序数大，质量大，有时把钇(Y)也列入HREE 。Gd 到Lu+Y 为钇族稀土； 三分法: 轻稀土(LREE:La-Nd )，中稀土(MREE: Sm-Ho )和重稀土(HREE:Er-Lu )； 原始地幔标准化蛛网图：原始地幔指大陆地壳形成之前的地幔。Wood et al.(1979)估计了原i D n i i K W ?∑=1
岩石地球化学数据解释
主要标准矿物组合： Or ：正长石 Ab ：钠长石 An ：钙长石 Q ：石英 En ：辉石 Hy ：紫苏辉石 C ：刚玉 Mt ：磁铁矿 A/CNK=Al 2O 3/CaO+Na 2O+K 2O A/CNK 数值： ＞1.1，S 型花岗岩，过铝的 ＜1.1，I 型花岗岩 里特曼指数σ： σ＜1.8，钙性的 1.8＜σ＜3.3，钙碱性的 3.3＜σ＜9，碱钙性的 Σ＞9，碱性的 钙碱率A.R ，（适用于42%＜SiO 2＜70%的岩石），SiO2相同时，数值越大越碱性 NK/A=Na 2O+K 2O/Al 2O 3 NK/A 数值： NK/A ＜0.9，钙碱性 0.9＜NK/A ＜1，偏碱性 1≤NK/A ，偏碱性 分异指数DI ：数值越大表明岩浆分异演化越彻底，酸性程度越高 数值越小表明岩浆分异演化程度低，基性程度相对高 一般数值： 固结指数SI ：岩浆分异程度高，SI 就越小，岩石酸性程度高 岩浆分异程度差，SI 就越大，岩石基性程度高 一般数值： 长英指数FL 与镁铁指数MF ：岩浆分离结晶作用程度高，镁铁指数就大，长英指数也大 岩浆分离结晶作用程度低，镁铁指数就小，长英指数也小 一般长英指数和镁铁指数的数值在50—100，绝对小于100 碱性花岗岩 93 花岗岩 80 花岗闪长岩 67 闪长岩 48 辉长岩 30 橄榄辉长岩 27 橄榄岩 6 岩类 玄武岩 玄武安山岩 安山岩 安山英安岩 SI 30-40 20-30 10-20 0-10
稀土重量ΣREE：一般几百都是偏低，上千就高。 轻重稀土比值ΣCe/ΣY：一次热事件的早期单元，比值较大，轻稀土越富集 随着岩浆演化到晚期单元，比值减小， (La/Yb)N： (Ce/Yb)N： 反映轻稀土的分馏程度，比值越大，轻稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 (Sm/Eu)N： 反映重稀土的分馏程度，比值越小，重稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 元素铕值δEu：： δEu＞0.7，基性岩浆分异的花岗岩，成因与板块有关 0.3＜δEu＜0.7，分布最广泛，地壳经不同程度的部分熔融形成 δEu＜0.3，岩浆演化晚期的偏碱性花岗岩， 一个超单元的最后一、二个单元，由完全的分异结晶作用形成 δEu一般都是亏损 微量元素数据解释 元素含量数值对比，和地壳丰度值 特征参数： Nb*，Sr*，P*，Ti*，Zr*，数值小于1就亏损，大于1，就富集，与投图一致。 形成的构造环境解释 Tr，同熔型花岗岩，Gr，改造型花岗岩 R1-R2图解： 1，地幔分离 2，板块碰撞前 3，碰撞后抬升 4，造山晚期 5，非造山的 6，同碰撞期 7，造山后期 CRG：洋脊花岗岩，WPG：版内花岗岩，V AG：火山弧花岗岩，COLG：同碰撞花岗岩
勘查地球化学复习题
勘查地球化学复习题 一、概念 1、勘查地球化学与地球化学 2、地球化学指标 3、地球化学背景与异常 4、地球化学障 5、表生环境与内生环境 6、原生晕、次生晕与分散流 7、采样单元 8、检出限、灵敏度、精确度、准确度 9、地球化学标样 10、随机误差与系统误差 11、地球化学省与地球化学场 12、异常下限 13、异常强度、衬度、线金属量 14、指示元素 15、扩散作用与渗滤作用 16、前缘晕、后尾晕 17、轴、横、纵向分带 18、多建造晕 19、同生碎屑异常与后生异常 20、土壤分层
21、上移水成异常与侧移水成异常 22、一级水系 23、丰度(克拉克值) 24、类质同象与同质多象 25、主量与微量元素 26、相容元素、不相容元素 27、元素地球化学亲合性 28、分配系数 二、简答与论述 1.简述克拉克值及其地质意义 2.类质同象及其地质意义 3.地壳中元素的主要赋存形式 4.地壳中元素的基本分布和结合规律 5.元素含量在地质体中分布型式的规律 6.地球化学找矿有何特点？ 7.简述地球化学找矿方法分类 8.地球化学异常分类（根据赋存介质）？ 9.阐述岩石地球化学找矿的野外工作方法。 10.阐述土壤地球化学找矿的野外工作方法。 11.阐述水系沉积物地球化学找矿的野外工作方法。 12.地球化学样品分析的特点与要求 13.简述背景值在勘查地球化学中的研究意义及常用计算方法。
14.影响岩石地球化学形成的主要因素 15.轴向分带及其意义 16.次生晕与分散流的形成特点？ 17.地球化学异常评价中，如何区分矿致异常和非矿致异常? 18.简述勘查地球化学中找矿思路（或依据）及工作程序。 19.结合所学知识试述岩石、土壤及水系沉积物采样特点与注意事项 20.运用所学知识，论述金属硫化物矿床的常规化探方法，并简要说 明各自的运用条件。 三、计算与作图 1.异常下限计算方法：直方图解法与计算法 2.分带指数法与浓集系数法确定原生晕轴向分带
岩石地球化学
云南个旧卡房火山岩稀土元素地球化学特征分析 徐章辉 摘要：云南个旧锡铜多金属矿是一个以锡铜为主的多金属矿区,前人对矿区将行了大量的研究，对矿床成因提出了不同的观点，近年来随着研究的深入表明,个旧锡铜矿区不仅与燕山期花岗岩岩浆期后气化热液侵入有关,印支期的基性火山岩对个旧铜锡矿床起到了很重要的作用，稀土元素具有十分相近的地球化学行为,对于揭示矿区岩石的成因与分类、成矿成岩的物理化学条件和物质来源、成矿机制起到了极其重要的作用而受到重视,并广泛应用于地质矿产资源方面的研究。 关键词：稀土元素球粒陨石分配曲线蛛网图 1地质概况 个旧矿区位于云南省东南部,基本构造格局为东西向、南北向、北东向及北西向断裂、褶皱。卡房矿田位于北东向五子山复式背斜南部,北与老厂矿田相邻,南以白龙断裂为界,出露地层主要为个旧组卡房段,侵入岩为新山花岗岩体,火山岩为三叠纪火山岩。卡房段安尼期火山岩主要产于个旧组下段( T2g1 ) 的碳酸盐层中,与碳酸盐岩层呈整合接触,同步褶曲和位移,未见穿层现象。该期火山岩主要分布于个旧东区,南北长约25 km ,宽约25 km ,分布面积125 km 以上。
图1 稀土元素球粒陨石标准化图解 2 稀土元素球粒陨石标准化图解分析 玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈右倾斜,ΣREE 为57.67 ×10^-6～340.84×10^-6平均166.51 ×10^-6 ,具富集轻稀土分布模式( Ce / Y = 2.75～4.12, NLa / Yb = 7.38～18.84) 。轻重稀土分馏程度差异不明显( NL a / Sm = 1.99 ～2.47, NGd / Yb = 2.45～3.95 ) 。铈异常不明显(δCe= 0.90～0.96 ) ,铕具弱的负异常(δEu = 0. 53 ～1.14 ) 。大理岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线同样呈右倾斜, ΣREE 为17.78 ×10^-6～56.05 ×10^-6 ,平均37.04 × 10^-6,具富集轻稀土分1010Σ布模式(ΣCe / Y = 2.36 ～2.79, NL a / Yb = 6.84 ～8.20 ) ,轻稀土比重稀土分馏程 度略明显一些(NLa / Sm = 3.01 ～3.22, NGd / Yb = 1.67 ～1.91 ) 。铈异常不明显(δ = 0.86 ～0.89 ) ,铕具弱的负异Ce常(δEu = 0.85～0.89 ) 。
矿床地球化学结课作业(原著-可直接交)
中国地质大学（北京） 课程期末考试 作业
矿床地球化学作业（一） 根据下列给定的火山岩岩石化学数据计算火山岩的特征参数，并作出图解，分析火山岩岩石系列和形成环境（参考岩石矿床地球化学教材第三章计算方法）。 原数据中火山岩岩性有流纹斑岩、杏仁状流纹斑岩、角砾岩和硅化角砾岩。共有样品18个，数据包括样品全分析与部分微量元素。全析中大多样品SiO2含量大于63%，样品岩性以流纹岩为主。 根据样品全分析数据计算出的火山岩的各类特征参数如表1表示，先将样品数据进行CIPW 标准矿物计算，其中氧化铁调整方法为TFeO=FeO+0.8998Fe2O3，所计算出的标准矿物均为重量百分含量，则可得出各矿物分异指数(DI) = Qz + Or + Ab + Ne + Lc + Kp。其中固结指数为(SI) =MgO×100/(MgO+FeO+F2O3+Na2O +K2O) (Wt%)。里特曼指数算式为σ43=(Na2O+K2O)^2/(SiO2-43)，据表里特曼指数多位于1.8-3.3显示为钙碱性，由于原岩多数SiO2含量较高，里特曼指数确定出的钙碱度准确度差。碱度率(AR) =[Al2O3+CaO+(Na2O+K2O)]/[Al2O3+CaO- (Na2O+K2O)] (Wt%)，当SiO2>50%, K2O/Na2O大于1而小于 2.5时, Na2O+K2O=2*Na2O，本例以碱度率对样品碱度进行判别，由表可知，杏仁状流纹斑岩的碱度率都为1-3，显示钙碱性，流纹斑岩为3.3-5显示出弱碱性。 图1 样品SiO2-K2O+Na2O 图解 Pc－苦橄玄武岩；B－玄武岩；O1－玄武安山岩；O2－安山岩；O3－英安岩；R－流纹岩；S1－粗面玄武岩；S2－玄武质粗面安山岩；S3－粗面安山岩；T－粗面岩、粗面英安岩；F－副长石岩；U1－碱玄岩、碧玄岩；U2－响岩质碱玄岩；U3－碱玄质响岩；Ph－响岩；Ir－Irvine 分界线，上方为碱性，下方为亚碱性。
岩石地球化学-杨学明
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法 第一节引言 本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过 程和成因信息的方法。习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、 微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。 我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书 的主要章节。每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套 岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。 表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据 (据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 主要元素氧化物(wt%) SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 P2O5 0.03 0.02 0.02 S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 CO2 0.46 0.84 1.04 总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰) δ18Ο+7.3 *注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO 由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd 由IDMS测定。 主要元素(第三章)是指在任何岩石中占绝对多量的元素，如Si，
微量元素地球化学的发展
地球化学论文 题目：___微量元素地球化学的发展 年级：__________2010级________________ 专业：_________地质学__________________ 学号：_________03210301________________ 姓名：__________郭鹏__________________ 中国地质大学长城学院思想政治理论教研室 年月日 微量元素地球化学的发展
【摘要】近年来，微量元素地球化学得到了迅猛发展和广泛应用。作为地球化学领域里的一个重要分支学科，微量元素地球化学研究微量元素在地球及其子系统中的分布、化学作用及化学演化，它根据系统的特征和微量元素的特性，阐明他们在地球系统中的分布、分配、在自然体系中的性状、在自然界的迁移和演化的历史。 【关键字】微量元素地球化学化学作用化学演化 微量元素地球化学经历了两个主要的发展时期：在20世纪60年代前，主要通过元素的原子、离子半径，电荷、极化性质、电负性等特性．研究微量元素在地球各系统及不同矿物、岩石中的分配和分布，即从微观的角度来认识微量元素的分布及其在自然界的结合规律；自20世纪70年代起，微量元素地球化学的研究从定性向定量，从微观向宏观方向发展，进入了建立定量理论模型阶段。微量元素可作为地质地球化学过程的示踪剂，在解决当代地球科学的基础理论问题——如天体、地球、生命和元素的起源，为人类提供充足资源和良好生存环境等方面正发挥着重要的作用。至今，微量元素地球化学的研究几乎涉及地学的所有领域，包括对地幔的不均一性、古构造环境的恢复、成岩成矿物源的示踪、全球及局域环境的监测等问题的研究。微量元素地球化学研究的思路及方法可以归纳为： ①通过观察自然界中之“微”(微量元素)来认识地球之“著”(系统特征和其中的自然作用过程)； ②在获得高精度数据的基础上，应用各种先进理论(如分配定律、耗散结构理论、协同论等)来认识地学的宏观规律。 近20年来，微量元素地球化学理论迅速发展、开辟了地球科学研究向定量、动态过程方向发展的新途径。微量元素在地球系统中不是孤立存在的，它们与各种地球物质和地质过程相联系。它们在各种地球化学体系的分散和集中与自身独特的赋存形式和共生组合有关。微量元素参与各种地球化学作用．作用过程中体系物理化学状态的转变、作用物质的质量迁移、能量输运及动量传递等，必然在微量元素组成上打上作用随时间演化的烙印。为此，通过观察、捕捉微量元素提供的地球化学作用的时-空信息，可用来解析各种复杂的地质作用的原因和条件、追踪作用演化历史，使为地球科学基础理论的发展、为人类提供充足资源和良好生存环境等做贡献成为可能。 微量元素地球化学的核心是“示踪”，因此本进展主要说明微量元素地球化学示踪作用的研究进展。 1壳幔作用微量元素地球化学示踪 板块构造学说的兴起，使恢复地壳小各种岩石或矿床形成时构造环境的研究越来越引起注意。按照现代地球科学的理论，大规模的构造活动主要起源于岩石圈深部，软流圈热动力状态的变化和运动的不均一性导致了地球物质的大规模运动。这种运动推动着岩石圈的演化。一般根据地球物理资料来研究地壳结构，并根据岩石组合类型恢复占构造环境(俯冲带、岛弧、洋中脊、弧后、板块内部等)，但近年来的研究表明，由于不同构造环境的物质、热源、物理化学条件及动力学机制等方面存在差异．形成岩石的微量元素含量与组合(包括同位素组成)有较明显的不同。例如，洋中脊玄武岩的热源为上隆的软流层，物源为单纯洋壳的地幔，并处于拉张的动力学状态，又无陆壳的污染(仅与海水互相作用)，决定了它们特定的微量元素组成特征，即富集Ti、Mn、P、Co、Ni、Cr、
生物地球化学作业
举例说明碳循环与气候反馈的过程和机理。 1.碳循环 碳循环：是指碳元素在自然界的循环状态。碳循环是地球系统物质和能量循环的核心，是地圈－生物圈－大气圈相互作用的纽带。 1.1 全球碳库分布与碳储量 《联合国气候变化框架公约》(UNFCCC)将温室气体“源”定义为向大气中释放温室气体的过程或活动, 温室气体“汇”为从大气中清除温室气体、气溶胶或温室气体前体物的过程、活动或机制。全球碳循环的源与汇是以大气圈为参照系, 以从大气中输出或向大气中输入碳为标准来确定。全球碳源与碳汇分布极为普遍, 由陆地到海洋、由耕地到森林、由自然界到人类社会等都存在碳源与汇。 地球上最大的两个碳库是岩石圈和化石燃料，含碳量约占地球上碳总量的99.9%。这两个库中的碳活动缓慢，实际上起着贮存库的作用。地球上还有三个碳库——大气圈库、水圈库和生物库。这三个库中的碳在生物和无机环境之间迅速交换，容量小而活跃，实际上起着交换库的作用。 碳在岩石圈中主要以碳酸盐的形式存在；在大气圈中以二氧化碳和一氧化碳的形式存在；在水圈中以多种形式存在；在生物库中，则存在着几百种被生物合成的有机物。在大气中，二氧化碳是含碳的主要气体，也是碳参与物质循环的主要形式。在生物库中，森林是碳的主要吸收者,它固定的碳相当于其他植被类型的两倍。森林又是生物库中碳的主要贮存者,贮存量大约为4.82×1011吨，相当于目前大气含碳量的2/3。 1.1.1 岩石圈中的碳 地壳岩石中平均含有0 .27 %的碳, 约有6 .55 ×1011 GtC , 其中73 %是以碳酸盐岩(海相碳酸盐岩、沉积碎屑岩中碳酸盐胶结物以及泥质岩中碳酸盐矿物)和幔源碳的形式存在, 其余部分以石油、天然气、煤等各种有机碳形式存在。在各种内外营力作用过程中(如脱碳气、氧化、热裂解、微生物降解等), 碳以水溶气相、油溶气相、连续气相、连续液相等各种形式迁移或转化, 最终以CO2 等气体形式通过地下水、油(气)田、地热区、活动断裂带和火山活动不断地释放出来, 或者储存在沉积地层中成为CO2 气田。 尽管地质碳库是最大的碳库, 但其中储存的绝大多数的碳不参与全球的碳循环。除了人类大规模的矿产和燃料开采, 使岩石圈储存的碳得以释放, 并 直接影响全球碳循环平衡外, 岩石圈的碳的活动一般只对地球的局部产生影响(如火山喷发引发区域的CO2 浓度升高)或者只会在较大的时间尺度内(千年以上)发生作用。 1.1.2 岩溶作用过程中的碳循环 岩溶碳循环是全球碳循环的重要一环, 全球陆地碳酸盐岩体碳库容量估计近1 ×108GtC , 分布面积为2 .2 ×107 km2 。碳酸盐的产生与地质历史时期的大气、气候、水热和生物环境条件密切相关, 它是过去全球碳循环方向和强度变化过程中被固化的部分。岩溶作用是岩溶水系统内可溶岩、水、空气、生物界面之间的地球化学场上能量、物质交换的表现及结果, 在岩溶作用过程中存在CO2 -H2O -碳酸盐岩三相动态平衡过程。碳酸盐岩的溶蚀过程是从大气中吸收碳的过程, 凝结钙华的过程是碳的排放过程。当大气中CO2 浓度降低时, 岩溶系统中将出现钙华凝结沉降, 并向大气中排放CO2 , 反之则吸收CO2 。在目前全球CO2 浓度普遍过高的状况下, 岩溶系统对碳的调节作用主要以吸收碳为主。 1.1.3 陆地生态系统中的碳
岩石地球化学一些原理
花岗岩研究 一、花岗岩的系列划分 根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。 所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于 1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。 二、花岗岩的成因分类MlSA MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。 分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。 A型特征及成因 A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。 A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。 A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。