微量元素地球化学基本概念及有关理论问题

第五章微量元素地球化学基本概念及有关理论问题第一节微量元素的概念及分类在常见的地球化学文献中，人们常将O、Si、A

1、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti等九种元素它们的地壳丰度共占99％左右以外的其它元素统称为微量元素或痕量元素、杂质元素、副元素、稀有元素、次要元素等Trace，Minor，Micro，Rare，Oligoelements它们在岩石中的含量一般在1％或o．1％以下即低到W．诺达克和I．诺达克提出的所谓无所不存在的含量，含量单位常以10—‘或10—表示O’Ni皿s等将含量等于或小于10—’的任何一种元素称为痕量元素考虑到目前多数地球化学论文的习惯用法，本书采用微量元素一词，它包括痕量元素和微量元素然而，主要元素与微量元素的区分是相对的，常因具体的研究对象而异Gast1968t1“认为，微量元素是指不作为体系中任何相的主要组分化学计量存在的元素在化学作用过程中实际起作用的是摩尔浓度，因此，在地球化学中对微量元素概念的严格定义应是只要元素在所研究客体地质体、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，该元素可称为微量元素在矿物中，微量元素主要以下列形式存在1．在快速结晶过程中陷入囚禁带内；2．在主晶格的间隙缺陷中；3．在固溶体中替代主要相的原子Goni和Gu山emin1968认为，可以把矿物中的微量元素按分布分成两组1．可以取代某一矿物晶格中其它元素类质同象置换的微量元素；2．晶格以外的元素晶间位置，如晶粒边界；晶内位置，如解理、裂隙等目前，还没有建立对微量元素进行地球化学分类的统一标准，分类方案常因研究对象和研究目的不同而异60年代以前，一般沿用戈尔德施密特的元素地球化学分类系统，如亲石元素、亲铁元素、亲铜元素、亲气元素等有时则按它们在元素周期表中的位置以化学性质进行分类，如稀碱金属Li、Rb、Cs等；稀有元素Be、Nb、Ta、Zr、Hf等；稀土元素La系、Y；过渡族元素TMEFe、Co、Ni、V、Ti、Cr、Cu等J．Jadwab1953将微量元素分为两类1结晶化学元素的结合，仅受结晶化学因素控制；2标型化学元素，它们对供给条件和共生条件很敏感随着微量元素分配理论和定量模型的发展，对微量元素的地球化学分类也发生了较大变化概括起来可大致分为三套系统

一、以微量元素在固相—液相气相间的分配特征分类随着元素在矿物—熔体之间分配系数概念的建立，特别是矿物分配资料的大量积累，使得对微量元素在岩浆作用过程中的地球化学行为有了较深入了解，相继提出了如下分类概念不相容元素incompatibleelements和相容元素compatibleelements这种分类概念是基于许多地球化学作用过程常常存在液相和结晶相固相共存的体系，例如，含矿溶液的成矿过程；地慢或地壳通过熔融形成岩浆的过程；岩浆的结晶分异过程在这些体系的地球化学过程中，微量元素在液相和固相间进行分配，一般情况下，这种分配是不均等的由于微量元素晶体化学性质和地球化学行为的差异，有些元素容易进入结晶相，而在液相中浓度迅速降低例如，Ni、Co易进入橄榄石，V易进入磁铁矿，Cr易进入尖晶石，Yb易进入石榴子石，Eu易进入斜长石对在岩浆结晶过程或由固相部分熔融中易进入或保留在固相中的微量元素，统称为相容元素相反，在这些过程中不易进入固相，而保留在与固相共存的熔体或溶液中，因而在液相中浓度逐渐增加，如U、Rb、Cs、Be、Nb、Ta、W、Sn、Pb、Zr、Hf、B、P、Cl、REE、U、Th等，这些元素统称为不相容元素显然，在任何固—液—气相平衡体系中，相容元素总是“喜欢”固相，而不相容元素则总是“喜欢”液相或气相从分配系数的概念出发，相容元素的总分配系数大于1，而不相容元素的总分配系数小于1按总分配系数D的大小，不相容元素又可分为两组0＜O．1，女口K、Rb、U、Th、Pb、LREEo，l＜0＜1，如Zr、Nb、Ia、HREE对于D值范围为o．02一o．06的微量元素称为强不相容元素当元素的总分配系数与l比较可忽略不计时，称为岩浆元素，而与o．2一o．5比较可忽略不计时称为超岩浆元素wood1979[zs]则提出了亲湿岩浆元素HygromagmatophileE1ements简称HYG来代替不相容元素和大离子亲石元素亲湿岩浆元素是指分配系数小于1的微量元素，它们在熔融过程中进入液相，在结晶过程中进入残余相它又可分出强亲湿岩浆元素mnre—HyRromagmatophileelements，它们的分配系数小于o．01，如Rb、Cs、K、U、Th、Ta、Nb、Ba、Iia、Ce等许多不相容元素常具有不寻常的离子半径或离子电荷很小或很大，如K、Rb、Nb、Ta、W、Sr、Ba、Pb、LREE等的离子半径或电荷很大，这些亲石的大离子半径元素称为大离子亲石元素LargelonLithophileElements，简称LIL在这种概念下，可以将不相容元素分为两组一为大离子亲石元素L几，二为高场强元素HighF谩dStrengthE1cments简称HFS前者指K、Rb、Sr、Ba、Cs等，它们的特点是离子电位＜3，易溶于水，地球化学性质活泼后者则恰相反，它们具有较高的离子电荷，离子电位＞3，不易溶于水，如Th、Nb、Ta、P、Zr、Hf、HREE等oHofmann1988提出了两种确定壳—幌分异过程中亲石元素相容性顺序的方法第一种方法是根据元素在大陆地壳中平均浓度与其在原始地幌中浓度的比值，即以元素在原始地慢中的浓度为标准将大陆地壳中元素平均浓度规一化，规一化数值的大小次序即为元素相容性的顺序，数值最大的相容性最低，反之，相容性最强陆壳中最宫集的元素的规一化值为50—lOoCs、Rb、Ba、Th，它们是强不相容元素元素相容性实质上是总分配系数大小的顺序，因此，只要能得到总分配系数的计算值，就可将元素相容性定量化这可通过下述方法达到，强不相容元素的总分配系数可视为零在这种情况下，由部分熔融公式可得出熔体中元素的规一化浓度C；体＝l／厂F值可据此式计算出根据质量平衡原理，可以计算出总分配系数0D2款—京铲众式中严为原始地慢形成大陆壳时的熔体的比例，由强不相容元素的浓度计算出F＝o．016；C；体为陆壳中元素浓度相对于原始地慢浓度的规一化值由上式计算所得0值的大小就是元素相容性的量度，D值大的相容性强，反之则相容性弱亲石元素相容性增加的排列顺序如下Rb、Pb、U、Th、Ba、K、La、Ce、Nb、Pr、Sr、Nd、Zr、Na、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Yb、Er、Y、Tm、Ti、Iiu、Cu、Sc、Co、MglNi这种计算方法是假设在陆壳和洋壳形成过程中元素总分配系数相同或至少近似相同第二种方法是仅根据海洋玄武岩的化学特征，不考虑陆壳该方法用两元素浓度比值对其中一元素的浓度的斜率来确定相容性顺序当斜率为零时，这两个元素的相容性是相同的；如果斜率大于零，则分子中的元素是更不相容的由上述两种方法所得出的元素相容性顺序基本相同，仅有Pb、Nb、Ta等出现异常这是因为Pb、Nb、Ta在地幅熔融的不同阶段相容性有明显改变在陆壳形成阶段，Nh、Ta是中等不相容的不相容性与Ce相近，但在洋壳形成阶段则为强不相容元素不相容性与U、K相似Pb的行为恰与Nb、Ta相反，在陆壳形成时为高度不相容元素与Ba相似，但在洋壳形成时则为中等不相容元素与Ce相似由上述方法所得出的元素相容性顺序，基本上概括了壳—慢形成的总体过程中元素在地慢、陆壳、洋壳之间分配的特点由于元素相容性实质上是其总分配系数大小的顺序，而分配系数明显受体系成分、温度和压力等因素控制，因此，在具体的地质地球化学作用过程中元素的相容性会发生改变例如，稀土元素在多数情况下为不相容元素，但在酸性体系中由于岩浆结晶过程中熔体结构的变化，使得稀土元素不易保留在残余熔体中而大部分进入富稀土的副矿物如独居石，褐帘石、磷锡矿等相中，成为相容元素基于这种情况，D．肋nen等1980cV’把不相容元素分为长期不相容元素LongTermlncom—pat5bleE1ements，简称LTE和短期不相容元素ShortTermlncompatibleE1ements，简称STE，前者指从玄武质岩石到中性岩类它们的分异指数DJ＜63，均保持不相容特征的元素，如La、Ce、Ta、Th、Hf；后者则指在玄武质岩石范围内Ni＜2．o×lo—‘PzOs＜7．5×10—‘或玄武质岩石范围外分异指数DJ＞50保持不相容性的元素，如U、Sr、Ba、P等以熔融过程中挥发与难熔程度分类在宇宙化学及地球形成与演化研究中，常常涉及星云凝聚、熔融及硅酸盐熔体，因此Rin8wcKXl1966提出了挥发元素及难熔元素的分类表5．1由于在行星形成和演化过程中存在过一个高温阶段，元素的挥发与难熔程度是一个很重要的特性，它可以从一个角度解释元素在地球中富集与亏损的规律，也可根据挥发性金属的含量计算太阳系各行星的形成温度挥发与难熔元素的区分往往有某些随意性，一般说来，挥发性元素是指那些在l300一l500℃，适度还原条件下通常能从硅酸盐熔体中挥发出来的元素，而难熔元素或非挥发性元素则是在这种条件下不能挥发的元素在宇宙化学研究中，除分出难熔元素与挥发元素外，还分出了易熔元素，并将它们分出五个亚组，即难熔元素亲石元素、亲铁元素；易熔元素亲硫元素；挥发元素亲气元素、太阳元素

三、以元素在地球地壳形成和演化过程中分散与富集特点分类在地球的形成和演化过程中，似乎很多元素在从地核到地壳的垂直方向上发生过分离作用，例如大离子亲石元素有明显地从下地慢及地核向上地腹，最终向地壳富集的趋势Y．G．Shcherbakov发现，元素在超基性岩、玄武岩、花岗岩、页岩中的分布，相对于陨石的浓度系数与其核电荷及半径分布的趋势呈非线性依赖关系，元素在地球外圈如岩石圈的富集程度，即“离心力”随其化学活动性增加而增加，又随其活动性化合物的密度及丰度的减少而增加陨石是地球的初始物质，元素在陨石中的丰度／j代表了其初始浓度玄武岩是地峻熔融的产物，元素在玄武岩中的丰度V也是元素离心程度的基本参数页岩是地壳中分布较广的沉积岩，一般常把页岩中元素丰度C作为地壳丰度的代表因此，这三个参数从V、C之间的关系是划分元素在地球形成演化过程中的其大会龄烟捉1／／ff厂／V比值的答案可牌价学元素划分出下列四组1．向心元素C1centripetal V小＜

1、C／V＜l包括Mg、Cr、Fe、Co、Ni、Cu、Ru、Rh、Pt、Os、Ir、N、2．最弱离心元素C2m加mal—cent成ugal V小＞l、C／V＜1包括P、Na、Ca、Sc、Ti、V、Mn、Zn、C、N、Cl、Br、13．弱离心元素C de处iency—ce出fugal V／／z＜

1、C／V＞1包括Ga、Ge、As、Se、Sn、Te、Bi、Re、Mo4．离心元素C‘cen出fugal V小＞

1、C／V＞1包括Li、Rb、Cs、Sr、Ba、Y、RE、Zn、H

1、Nb、’ra、’Fh、B、A

1、In、I“

1、Si、Pb、3b、U、F、O此外还有最大离心元素，是指在水圈、气圈和有机质中的丰度高于陨石、玄武岩和页岩中丰度的那些元素这种分类有助于了解元素的成矿作用以及地壳化学演化特点例如，从海洋地壳到大陆地壳，从优地槽i冒地槽一造山带i地台的地球化学特点是离心元素越来越富集，富集向心元素Cl的矿床与超基性岩有关；富集离心元素和弱离心元素的矿床与花岗岩类有关；富集最弱离心元素，向心元素和部分弱离心元素的矿床与辉长岩类有关另一分类是聚集元素与分散元素G．Tischendorf，1985，是根据元素的丰度，形成矿物的种数及聚集分散程度所进行的分类图5．1分散元素是指从一级近似而言，不形成矿物或只能形成少数矿物的元素，不存在它们的独立矿床而聚集元素是指优先形成矿物的元素，是典型的形成矿床的元素以元素的地壳丰度为横坐标，以该元素所形成的矿物种数”为纵坐标，可见它们之间存在线性关系见本书第一章图1．5这种分类是建立在元素的丰度与所形成矿物的种数上，对于探讨元素的成矿作用有元素的分类系统不限于上述几类，往往因为研究目的和对象不同而异第二节稀溶液与亨利定律微量元素的基本行为是符合稀溶液定律溶液由溶质占比例小的部分和溶剂占比例大的部分组成一种微量元素作为一种次要成分出现在一个体系中时，可将其看作为溶质，由于其含量低，可作稀溶液对待，可以用稀溶液定律描述其行为在理想溶液中没有混合烩，即H混t＝o在实际溶液中，溶质之间、溶质与溶剂之间彼此相互作用，H混e7Eo，活度对理想的混合曲线发生不同程度偏离图5．2该图是对一微量元素在溶液中行为的说明01为在液相或固相中的活度，Xi是实际的摩尔分数由活度定义在相j中组分i在给定尸、了和组成时的化学势／4与在标准状态时化学势4之差of—exp答5．2在稀溶液中，溶质微量组分之间的作用是微不足道的，溶质与溶剂之间的相互作用制约溶质的性质在无限稀释的极限情况下，一切溶质微量组分呈相同行为，在图5．3中为直线关系Xi—o，即微量组分活度与其浓度成正比，这就是亨利定律，即在极稀薄溶液中，溶质的活度正比于它的摩尔分数06质＝Kx沼质5．3式中及为亨利常数，它代表在高度稀释时溶质的活度系数，与组分浓度万无关，而受户、7”及体系性质控制在微量元素地球化学研究中亨利定律是一基本理论问题由图5．3可以看出，在微量组分浓度增加时其行为会逐渐偏离亨利定律图中右半部实线因此，亨利定律的适用范围，是微量元素地球化学研究的基本问题之一从理论上讲，如果在不同浓度范围的一系列固液相分配实验表明，可以将实验结果外推通过固液相浓度投影的原点，即在固液相之间的分配系数保持恒定，就可以认为该元素在实验浓度范围内符合亨利定律，所获得的分配系数可以有把握地用于自然环境Drake1975L1z’和Hollway1975，1978研究了Sm、Sr、Ba在料长石—熔体系统中的亨利定律行为实验结果表明，对于在液相线上只保持一小时的样品，Sm在斜长石和熔体之间分配系数随Sm浓度降低而增加，偏离亨利定律；而将样品在液相线上保持24小时，分配系数与Sm浓度无关，Sm的浓度在3．o×lo“一5．o×lo—’之间其分配系数保持恒定Sr和Ba服从亨利定律的浓度范围更大图5．3Grutzeck等1973[，]研究了9个稀土元素1Ja、Ce、Nd、Sm、Eu、Gd、DylEr、Lu在透辉石和硅酸盐体之间的分配系数，发现稀土元素浓度可达2％，其分配系数基本保持不变Green1983L1e’指出，实验中所掺入的微量元素，只要其浓度大到足以使晶体中缺陷的位置饱和，并且进入“正常”结晶学位置的微量元素控制了所观察到的分配行为，那么亨利定律对于微量元素重量浓度高达百分之几的体系似乎也是适用的Ottonello1983Izd’将不同学者对微量元素在硅酸盐固相中符合亨利定律行为的浓度上限实验结果综合于表5．2中，表中一些数据在极大程度上是近似值，有的未给出微量元素的浓度限制，只是给出了微量元素与携带元素比值的临界值Ottonello1983[z43从热力学能量因素讨论了微量元素在高浓度时的亨利定律行为微量元素A和携带元素B在晶体和理想水溶液之间的分配可表示如下X’＝Xh／xs为A、B在固相中的分子比V”＝阴h／ms为A、B在理想溶液中的分子比在符合亨利定律的条件下，A、B在两相间的平衡分配可由下式给出V’q＝久P、Xs5．4式中皮tp、v，为能斯特分配定律的常数将该式用对数表示可得到一截距为K的直线图5．4在固相中对亨利定律的偏离可由在给定义值时对直线的偏离A值采表示，A但足入‘团幽双研究表明，导致偏离亨利定律的混合过程的过剩自由能主要来自过剩炳一些学者对此提出了两种模型1两种理想位置如果微量元素在晶体结构的两个不同位置都能稳定，则其在固相和液相之间的分配关系，可以用对应于这两个理想位置1和x有效值来代替X＝足x1／”X＝及uV’”如果m和n是两个理想位置I和R在晶体结构中相对比例m十”＝1，则足和又i和尺n之间的关系为式中K＝阴K，十”Ku，“＝，n尺，十22及1／K，6＝Kx尺，／义3将上式绘成图，由图可见及x和K”n差别愈大，或X‘愈接近于m／n，偏离亨利定律就愈明显2网状变形模型假设外来离子A置换了在一给定位置上的正常网状结构位置的离子，产生了结构畸变微量元素与携带元素之间的性质差别越大体积、电荷，变形也越重要，从而出现了不可能进行进一步置换的禁区带禁区带的形成改变了固体溶液的混合炳假设固体溶液是不导热的，则在B、AM固体溶液中AM组分活度的最终表达式式中2／是对每一个被置换的元素的禁止位置数正如图5．4所示的，对于能斯特分配定律的限制是禁区愈大，则固相中符合亨利定律的浓度范围愈有限在透长石热液平衡中的Ba—K，Sr—K1iyama，1974；白云母热液平衡中的Li—KV01finger，1970；霞石热液平衡中的Rb—NaRouy，1971分配行为都可用网状变形模型来考虑上面所讨论的模型应看作是理论上描述亨利定律的限制条件，实际的固体溶液也不能作为不导热的和规则溶液，导致偏离能斯特分配的过剩自由能是由过剩炳和烩构成应该指出的是，一些结果表明在某些矿物相中如石榴子石，在极端稀释情况下主要是重稀土元素也出现偏离亨利定律的现象，即当微量元素浓度很低时其分配系数随浓度降低而增加M011肋tti等1982认为这是微量元素与周围介质相互反应机制所产生的Irving1978也认为亨利定律的浓度极限本身是压力、温度、HzO活度和体系成分等变量的函数第三节能斯特定律和分配系数能斯特Nernst定律是描述微量组分在两相间分配关系的在稀溶液中，溶质i微量组分在溶液中两相“和A如液相和晶体相之间的平衡分配一般是不均等的，其关系由相平衡条件4＝45．8所决定，4和解分别为微量元素i在相和p相的化学势，上式可改写为众”十及T1nx＝众·”十及2’1nXg变换上式可得另—ex，全会华—x这就是能斯特分配定律表达式，它表明在恒温恒压条件下，溶质在两平衡相问的平衡浓度比为一常数及n尺称为分配系数，或能斯持分配系数由亨利定律，稀溶液中微量组分的活度与浓度呈正比关系，可以得出

一、分配系数在微量元素地球化学研究中，分配系数是其核心问题之一，没有分配系数资料，微量元素的定量模型是无法建立的一般地球化学文献中所引用或讨论的是上述能斯特分配系数或称简单分配系数，它是指在恒温恒压下，微量元素在两相多数情况下是矿物晶体相和熔体液相之间的平衡浓度比式5．10一体系中所有矿物的简单分配系数加权和称为总分配系数D1，表达式为Di—z风Xj5．12式中n为含元素i的矿物数，Xj为第j种矿物的重量百分数，尺；为第i种矿物对元素的简单分配系数在微量元素定量模式中，要计算的重要参数之一是总分配系数除了常用的能斯特分配系数之外，Henderson和Kracek1927提出了复合分配系数或交换分配系数，在这种概念中引入了“载体”canier或“参考物”referenn元素，即被微量元素所置换的常量元素，复合分配系数的表达式为otr／cr＝民殷45．133式中s，1分别代表固相晶体和液体相熔体，tr为微量元素，Cr为被置换的常量元素例如，Sr在料长石和熔体之间的分配系数可用Ca为载体元素而表示为复合分配系数o‘，’ar—民“‘八民“这种表达方法相当于考虑了下述交换反应CaAlzSizO十SrAlzSizOs尸iSrAlzSizOa十CaAlzSizO斜长石熔体·斜长石熔体大量痕量因此这种分配系数又称交换分配系数，或Henderson分配系数复合分配系数可减小体系成分的影响在实际天然体系中，微量元素在熔体所形成的粘性层中的分配受扩散作用控制，在这种条件下微量元素分配系数称为有效分配系数‘82，表达式为．K氏XL—瓦7—厅ZZ万动下ZZ万万5．16式中及；为简单分配系数，久为晶体生长速率，八为微量元素i在熔体中的扩散系数，多为i浓度恒定时熔体层厚度在目前的地球化学文献中，重点讨论和应用的是能斯特分配系数，分配系数成功应用于地球化学问题是美国地球化学家Gast1968提出矿物—熔体分配系数概念之后

二、分配系数的测定目前最常采用的有两种方法天然样品直接测定法和实验产物测定法直接测定法即狭义的斑晶—基质法，这种方法是直接对天然岩浆岩火山岩样品进行微量元素含量测定火山岩中斑晶矿物代表了熔体结晶过程中的固相，基质代表了液相岩浆两相中微量元素的浓度比值即为该元素的分配系数Schnetzler和Philpotts1968首次用这种方法报道了稀土元素的分配系数表5．3是Brooks1981Elg’用斑晶—基质法测定的褐帘石的分配系数与斑晶—基质法类似的有Frey1969根据部分熔融过程中熔体相与残留相关系丹英国康瓦尔的天然高温橄榄岩作为残留相，附近出露的辉长岩作为部分熔融时形成的招相岩浆，分别测定稀土元素含量，获得了稀土元素分配系数Pasler等1974研g了斯卡尔嘎得层状侵入体的矿物和残余液相稀土元素浓度该岩体由一完整的序列堆8岩组成，最早期为辉长苦撤岩和钙长辉长岩，最晚期则为花斑岩Haskin1979从6究无斑非晶质玄武岩月海玄武岩入手，用封闭模型计算获得稀土元素分配系数5晶—基质法简单易行，它提供了在自然界所观测的微量元素主要为稀土元素分配系目的近似的限度范围，测得的分配系数值变化范围较大，但数量级保持不变这种方法7在的主要问题是1这种方法假设岩石代表了淬火平衡，但这是不确切的；2淬火温度未知，不能区分开温度和总成分的影响；3用手工或磁选方法难以获得纯矿物；4在一矿物晶体范围内常遇到由于晶体生长作用而造成成分的带状分布基于上述原因，从本世纪60年代末开始，许多学者致力于用实验方法测定分配系数实验测定法基本可以分为两类，其主要的区别是初始物质的选择一是化学试剂合成法，即用化学试剂合成不同成分的玻璃物质与天然岩浆岩成分相当，如安山质体系，玄武质体系，并加入光谱纯稀土元素氧化物加入的稀土元素包括轻、中、重三部分，如La、Sm、Dy、Ho、Yb两者混合熔化后，控制冷却条件使其形成含矿物晶体的玻璃实验结果如表5．4第二类实验是直接采用天然岩石作为实验初始物质，如增田彰正A．Masuda用拉斑玄武岩高铝玄武岩和碱性玄武岩，在2．oGPa压力下加热到1400C，淬火后产物玻璃相和结晶相用二碘甲烷分离，用同位素稀释法测定两相中稀土含量F1ynn和Burnham1978E1‘’则用天然伟晶岩为初始物质，研究挥发份对分配系数影响在实验中，要使形成的矿物之间或矿物与熔体之间达到真正平衡是困难的，一般仅达到亚平衡实验中加入水可保证较快速达到平衡体系的总成分、温度、压力都不同程度地影响分配系数值1体系总成分酸性或中酸性体系中的分配系数明显高于基性或中基性例如，科长石、石榴子石在酸性岩体系中分配系数大约为基性或户性岩体系的2倍，石榴子石的轻稀土分配系数增加了lo倍目前，许多学者认为硅酸盐熔体的结构是影响微量元素分配系数的关键因素，而熔体结构决定于熔体成分WastonU77‘ze’认为，Si O分子比率是硅酸盐熔体结构特征的指示剂，它决定熔体中桥氧与非桥氧阴离子的比例和Si—O网格的聚合作用程度Nkh011s等1980关于安山质和玄武质体系中稀土元素分配系数实验中S卢O比大致分别为o．31和o．36在1220一1420℃范围，安山质体系中石榴子石对Yb的分配系数比玄武岩中高1．5—2倍在不混溶的基性和酸性熔体中，Cs、Ba、Sr、La、Sm、Dy、IJu、Cr、Ti、Ta、Zr、P的分配实验表明Waston，l976；Ryersoneta1．，1978，分配在酸性熔体中的Cs是基性熔体的3倍，而其它元素分配在基性熔体中的比酸性熔体高Ba，Sr为1．5倍，除P外其它元素为2．3—4．3倍，P强烈进入基件熔体为10一15倍，当无P时，进入基性熔体的稀土元素将减少三分之二CaO、Mgo和FeO含量增加可使熔体聚合度降低，导致分配系数值降低关于亨利定律适用的浓度范围的各种实验研究，也是体系成分对分配系数影响的实例对矿物系列中微量元素分配系数研究是成分对分配系数影响的又一实例，例如斜长石牌号越小，对Eu的分配系数越大，以碱性长石为最高，其它稀土元素则有影响但不大图5．；在镁铝榴石—铁铝榴石—钙铝榴石系列中，三价稀土离子进入到八次配位位置的控制因素，可用0沙子‘—液体与占据八次配位位置的Mg、Fe、Ca原子之间相关关系表示例如，石榴子石对Sm的分配系数取决于钙铝榴石的含量，重稀土元素优先进入富含镁铁铝榴石和铁铝榴石的石榴子石族结构中熔体中挥发份的种类和含量对分配系数也有明显影响水的存在使硅酸盐熔体中SiO‘四面体聚合作用程度降低，因此，水含量增加导致分配系数降低在岩浆条件下，许多微量元素，如稀土，可与氯化物形成配合物，使稀土元素在气相／熔体之间分配系数随氯化物摩尔浓度增在水蒸气相和恒定成分熔体之间分配是含水相中氯化物浓度立方的函数；三价稀土元素在熔体相和恒定成分的气相之间分配是熔体中OH摩尔浓度立方的函数F1ynn等，1978不同挥发份对分配系数的影响程度不同，就稀土元素而言，氰化物体系的分配系数比氯化物低两个数量级，不同挥发份对稀土元素的亲合能力顺序为CO守＞F—＞O’—》OHI—HzO一C11—2．温度由能斯特定律可导出，当热烩变化AH可视为常数时，分配系数及值与体系温度的倒数成线性关系1n尺＝一等十B由此，可用实验方法获得不同温度条件下的分配系数，用线性回归得出分配系数与温度的定量关系式，这是微量元素地质温度计的理论基础3．压力在恒温条件下，分配系数x与压力尸的关系式为／些互1—JJLL19P／只T压力对分配系数的影响是伴随对地幢乃至地核压力、成分及状态的实验进行的例如，在相当于上地慢压力条件下，稀土在富水的蒸汽和石榴子石、单斜辉石、斜方辉石、橄榄石之间的分配系数为1—200，分配系数随压力尸H90增加而迅速增加图56压力和温度对分配系数的影响趋于相互抵消，即温度和压力对分配系数的影响是相反的由于离子半径的明显差异，压力对不同微量元素分配系数的影响是不同的对稀土元素来说，低压条件下从硅酸盐熔体中分出的宫碳酸盐流体中，重稀土比轻稀土配合物稳定但在地幌压力下例如0．5—2．oGPa，与熔体平衡的富COz和HzO的流体中，轻稀土比重稀土更易溶解刘从强等1992‘z’发现，玄武岩中巨晶石榴子石、辉石的稀土分配系数随压力增加明显向重稀土元素方向“移动”，即重稀土元素分配系数增长高于轻稀土在低压条件下，稀土在富HzO流体中的溶解度比硅酸盐熔体低，当流体上升到浅部时稀土大部分回到硅酸盐熔体中，使富HzO流体相中稀土浓度降低由上述可见，应按所模拟的地质环境是上地壳、下地壳或上地幅而采用不同的分配系数综上所述，分配系数是一个较复杂的问题，温度、压力、体系成分都对其有不同程度的影响，在用分配系数讨论具体地球化学问题时，只能近似地将它看作为常数由于体系成分对分配系数的影响，在选用分配系数时应尽量选择与所研究的岩石体系成分相近的体系的分配系数值第四节岩浆形成和演化过程的微量元素地球化学模型岩浆是一个物理化学的体系，在岩浆形成及演化过程中，微量元素组分如不强烈地宫集于结晶相中，就呈“不相容”元素进入熔体于是，微量元素浓度在由固相转变成岩浆部分熔融或岩浆结晶作用过程中就会发生数量级的变化，根据这种变化特点，通过已知的分配系数就可建立描述岩浆过程的微量元素定量模型在岩浆系统中，最主要的有三类模型一是由固相形成岩浆的部分熔融模型；二是由岩浆变成固相的结晶作用模型；三是不同成分的源岩混合部分熔融或不同成分的岩浆混合形成新岩浆的混合作用模部分熔融模型自然界发生的熔融作用多是部分熔融过程，这种过程有两种极端情况一是平衡部分熔融或批式熔融batchmelting或equilibriumfusinn，另一种是分离熔融fractionalmelting或fractionalfusion前者是在整个熔融过程中，微量元素在因相与熔体之间一直保持平衡，直到有足够的熔体聚集从熔融带移出后者是在熔融发生时，从固相中连续地移出所形成的熔体除此极端情况外，还有收集熔融c011ectionmelting，是指连续地从残余固相中产生熔体，而后这些熔体聚集在一个单量的完全混合的岩浆房内还有带状熔融zonemelting，指源区岩石从下部被加热，在底部产生熔融，而后向顶部逐渐加热熔融的过程在实际应用过程中，最常用的是平衡部分熔融模型它又分实比熔融modalmelting和非实比熔融，前者指按源岩中实际矿物比例进行熔融，整个熔融过程中残余固相中矿物的含量比例保持不变非实比熔融则指不按源岩实际矿物比例熔融，在不同熔融阶段，残余固相的比例是变化的1．平衡部分熔隘在平衡部分熔融过程中，一微量元素i在固相和液相中的浓度可由质量平衡关系获CL＝万℃；十1一万C；5．17式中严是熔体比例，巴是元素i在初始固相母体物质中的浓度，巴是元素i在熔体中的浓度，斟是元素i在熔融后残余固相中的浓度部分熔融也可以看作是微量元素在因相和熔体相之间的分配过程，可以用总分配系数Dt表示，则有Di＝＞xjXj“＝X“X“‘十XpKg儿十X’K儿十…5．18此式表明元素i在部分熔融过程中的总分配系数等于组成残余固相各矿物组分对元素i分配系数的加权和，式中X为各矿物相i，即，9，Y．．．在残余固相中的含量，K为其对元素i的分配系数，将5．18式代入5，17式，整理后即得CI‘1C01一厂十y这是常见的实比平衡部分熔融模型对于非实比熔融则有尸＝z户足’n＝尸“火“十尸p足9”‘i十尸’及“‘十…式中尸19l’为每个矿物相提供给熔体的份数，这种情况下的部分熔融表达式为CI‘lC0十F1一尸5．19和5．21式表明，部分熔融过程中元素i在熔体中的浓度依赖于初始浓度C和总分配系数D和部分熔融程度F，图5．7给出了它们之间的关系可以看出，对任何一个给定程度的部分熔融，元素i的最大富集作用不能超过0＝o的曲线所限定的范围根据质量平衡方程，在部分熔融后残余固相中微量元素i的浓度岛s可表示为ch5＝留tAJ—禺‘2．分离熔融模型在自然界熔融过程中，多数情况是达不到无限小量的熔体从固相中移出的对于极限情况，分离熔融的表达式为对于实比熔融上式变为式中各符号的意义与5．17，5．21式相同所有上述模型均是假定元素的分配系数在熔融过程中保持不变而导出的，实际过程中分配系数随温度

2、，压力尸和体系成分而变化，Shaw1970，Hertogen和G加els1976分别给出了考虑这些因素的不同表达式，但由于这些表达式需要了解相平衡以及分配系数与T，尸及体系成分的函数关系，而有关这方面的实验材料是很少的，因此，在实际应用中，5．19和5．21式是常用的

二、结晶作用模型在一岩浆房中矿物从岩浆中晶出过程有以下几种情况1矿物与熔体不断再平衡，形成无环带晶体，这是平衡结晶作用，用于描述平衡部分熔融或批式部分熔融的方程式5．21，5．22也适用于描述结晶作用2分离结晶作用矿物和熔体之间只具有表面平衡这种平衡包括两种情况，一是微量元素在晶体中扩散比熔体中慢得多，或者矿物不断地从熔体中晶出，二是微量元素在熔体中的扩散比晶体中慢得多在实际过程中，大多数情况是微量元素在矿物晶体中扩散很慢，或者是矿物不断地从熔体中通过沉淀被移出，以此来达到矿物表面与熔体的平衡这种表面平衡可以用瑞利Rayleigh，1896所发展的描述蒸馏过程的模型来建立定量模型瑞利分离作用描述的是溶液中晶体的生长这种规律首先由Neumann

1948、Holland和Kulp

1949、Neumann1954应用于岩浆分离过程，Greenland

1970、A1bared和Bo仇nga1972又进行了修正根据Greenland1970所修正的方程，在岩浆分离结晶作用过程中微量元素i的行为可用下式描述C；＝CilI‘厂“—’5．25这就是我们常说的分离结晶作用方程，或瑞利分离定律的数学表达式式中斟为微量元素i在熔体中的浓度；岛II‘为微量元素i在原始熔体中的浓度；严为原始熔体分离结晶作用后剩余的份额或称为结晶度，固结程度；Di为元素在结晶相与熔体之间的总分配系数，它由下式计算Di＝XK’I‘十X水g““十…5．26式中x为结晶相中矿物的百分含量，KQ／I‘为矿物对i元素的分配系数根据上述瑞利分离定律，在岩浆结晶作用过程中，任一时间时微量元素i在熔体中的浓度可用5．25式描述以卧对F在不同的Di值时作图图5．6，当总分配系数0i湾o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，这时它在残余熔体中的浓度斟可用下式描述即其浓度与结晶度的倒数成正比，这就给出了微量元素i在分离结晶作用过程中的浓度上限值，也就是说，如果一岩体是由岩浆经分离结晶作用而形成，其微量元素浓度不可能超过原始岩浆中微量元素浓度与结晶度的比值这一点很重要，它是我们考虑某一岩体形成机制的重要依据对于分离结晶作用时所晶出的因相中的微量元素平均浓度己，可用下式计算而式5．29也可写为可以看出圈或氏与只之间中呈对数线性关系式5．25，5．29，5．30除上述最简单的情况外，还有一些较复杂的情况，例如，多系列的分离结晶作用这种情况是有一些连续的矿物集合体被包括在分离结晶作用过程中，对于每一组矿物集合体，假定总分配系数DL为常数，那么，在第n步分离结晶作用过程的液体中微量元素i的深度为C；，＝CLlI‘万并—DLF6—t；．．．．．·厂子—’5．31式中F1，Fz……为每一步结束时的结晶程度，凰，班……为每一步时的总分配系数对于在分离结晶作用时同时有流体相溢出的分离结晶作用，是由于流体相汽相或液体在固体中的溶解度比在岩浆中低得多，因而分离结晶作用就导致了一个独立的相向上逃逸由于一些元素的挥发性高于它们在流体相中的溶解度，例如K，或形成配合物，如Zn、Mn，使得它们富集在这些相中在这种情况下，一元素在岩浆和流体之间的分离可以用流体／岩浆的分配系数，元素在岩浆中的浓度服从瑞利定律，其总分配系数D5为D，＝贝儿十z赋几·Gf5．32式中巴／I，为元素的固—液分配系数；D入为i元素在流体成分和岩浆之间的分配系数；G‘为岩浆中流体成分f的溶解度，可视为常数H011and1972E1，’给出了岩浆熔体中某些元素的流体—液体分配系数对于在一个对流纳岩浆房中的分离结晶作用，在岩浆房壁附近，岩浆可形成一个粘性的边界层，通过这个边界层，微量元素的分布受扩散的控制在这种情况下，微量元素的分布可用有效分配系数描述．Dtf，一Dt＝页干汀Z1万万5fzl顽石甭”b．“’式中Di为平衡分配系数；Rs为晶体生长速度；人，为微量元素i在岩浆中的扩散系数；贯为厚度，在这个厚度以外，元素i的浓度为常数，近似等于CLj如果取斜长石在撤榄玄武岩浆中的生长速度在1160℃时为5×lo—，cm2／s，Sr在这种熔体中的扩散速度为lo—scm’／s，则J产／及斜长石铭25．34这个值对于微量元素是近于平衡的，当9＝lcm时，0竞长石＝2，则有效分配系数0队‘＝1．55．35然而D值是变化的，因而难以测定，而且生长速度和扩散系数强烈地受温度和成分的控制在分离结晶的堆积体中常常圈闭了一些晶体间的岩浆流体，在分析堆积体中的微量元素浓度时应考虑这种情况，这种分配系数可表示为Di＝0；十1一“5．36式中D’为固相总分配系数，1一“＝堆积体中所圈闭的流体的重量百分数对于岩浆房中分离结晶作用，在物理作用方面应考虑扩散对平衡作用的影响相对流体和堆积体的作用根据年代学和热流的计算，一个岩浆房的分异时间尺度为5．o×10‘一1．o×10‘年，在1100℃时一个晶体中典型扩散系数为10“l一10“2cm’／s，在固相中的厂——特征迁移距离√0t为1一locm一个岩浆房的大小为几立方公里根据火山所喷出的熔岩的体积计算或直接测量侵入体的大小岩浆的典型粘度为10’Pa·s，这种岩浆是对流的，由于液体中的扩散系数很大，为10—ycm’／s，因此岩浆液体是均匀的这样的条件是符合瑞利分馏定律的另一方面，在一个独立的晶体的范围，扩散距离的计算表明，在玄武岩中结晶的固相与液相是平衡的，在基性堆积体中也很少有环带状晶体，但在花岗岩中，则可发现分带甚至对微量元素这种情况下，酸性岩浆与总固相是不平衡的Neuman等1954‘zz’讨论了对流对岩浆液体的影响，一些结晶的矿物在岩浆中可以发生再分布、再吸收，甚至可产生反应关系这可使富集在固相中的元素发生局部变化然而对于大的侵入体，由于有等温的分布，使得再吸收作用影响减小

三、混合作用模型混合是与部分熔融和分离结晶相反的作用，是两个或两个以上不同的母体源经过混合作用形成均一的岩石，因此，一般是二元两种母体物质或两个岩浆源混合模型，近年来也发展了多元混合模型混合模型的普遍表达式为AX十BXy十Cy十0＝05．37这是双曲线方程，式中X，y是沿横坐标和纵坐标的普遍变量，Xi，X为数据i的坐标元素、同位素或它们的比值，6i是yi变量中的分母如果6i＝1，则y为元素，6i为xi变量的分母如果6i＝1，则义为元素A、月、C、0为X，y变化的参数，y为相对于系数B的比值，它代表了双曲线的曲率范围A、B、C、0是投影类型比值或元素的函数，例如比值—比值图可以用元素比值，如K／Rb—Ba／Sr，也可以用同位素比值，’Sr／“‘Sr—l‘“Nd／’‘‘Nd在用比值—比值作图时，参数A、月、C、D的表达式如下A＝dz61yz一6lA2yl，B＝6162一0261，C＝6162X2yl一6z61Xly2，丫＝6162／6z615．38双曲线的曲率由系数月控制，y是曲线上两点之间曲率范围和总曲率的函数，当y＝lB才，双曲线为一直线即为元素—元素作图，当y值逐渐大于或小于l时，双曲线形态变得越比值—元素图当纵坐标为元素，横坐标为比值时如K／Rb—Sr，g’Sr／“‘Sr—Sr，月＝l，上述参数为4＝62y2一dlylB＝d1—62，6＝1，C＝d2X1一dlX2，丫＝dl／d2D＝61X2Y1一d2XlY25．39这仍是双曲线方程·，端元组分的元素浓度或比值的最大值和最小值可根据在不同投影上的截距和渐近线来决定元素—元素图这是混合模型的最简单形式，“yl月＝0，C＝X1一Xz，0＝Xzyl—Xly2如果直接用两个源的原始浓度表示，则可写为1，模型因为一直线，ACLt＝巴“十巴1一“5．40式中赊是混合产物中微量元素i的浓度，巴和巴分别为母源1和2中i原始浓度，为两个源的混合比例在实际过程中可能存在在岩浆分离结晶作用之前或之后发生混合作用，如呆混合作用发生在分离结晶作用之前，则可以下式描述CLl＝[C小10十C；1一]严“5．41如果在岩浆分离结晶后混合，则表达式为C，M＝C人l厂I—1“十1一“C；5．42在天然过程中，“单纯”的部分熔融或分离结晶作用是很少见的，最为多见的是混合作1．围岩混染和分离结晶联合作用的模型Depa0101981Ll01年提出了描述岩浆演化过程中围岩混染和分离结晶联合作用的模型简称AFC图5．9是在一岩浆房中这两种作用联合作用纳图解，图中心a、心c、分别为单位时间内混染和分离结晶速率，Mm为岩浆的质量，Ca、Cm分别为微量元素在围岩和岩浆中的浓度，0为该元素的总分配系数，2／为混染速率与结晶速率的比值，y＝血a／加c警—瓮4c—Dcm臣—晶Ll—“pt—p瓮]1“，—p笔荔—4c—zc整理上式可得当心a警—血ac一血比＝c警十Af丢今—华ca—cm—竿D—1cm设

0、Ca为常数，对上式积分后为在自然界中，多数情况是府a半边cl引入参数Z和j、，Z浆的相对量，则5．45式可写为将此式积分可得到上式是围岩混染和分离结晶联合作用模型的常用表达式，图5．10给出了这种模型中微量元素在不同0值时元素浓度与残余熔体量的关系y＝o．2，图中虚线为单一分离结晶作用模型当总分配系数D《lB寸，公式5．47可简化为言—1／路45．491而当D》lg寸，则公式5．47变为Cm乾Ca／D；而适于更普遍形式的5．48式，当0《1时为臣＝F—’卜轰·占]45．50当／＝o时，则为单一的分离结晶作用模型，即没有发生混染作用，是分离结晶作用最简单的形式Cm＝以五“，当yioo时则为简单的二元围岩与岩浆的混合模型，它相当于没有分离结晶作用发生可见，3／＝o和2／一oo是分离结晶围岩混染模式AFC模型的极限情同位素比值在上述模型中的变化可用类似的表达式，当7／＝l时篱—1—如卜剧当y并1时式中6m和5a分别为岩浆和围岩中同位素如Sr，Nd，Rb，Hf等的比值，其它符号意义同前在上述情况下，分离结晶相保持了与岩浆相同的同位素比值对于轻同位素如氧，氢，结晶相与岩浆之间的同位素比值可能发生变化，凸＝66“相一头浆，与上述类似，也同样可从7＝1和y乒1分别进行讨论，本书不予详细介绍图5．10分别为府a＝血c和血a76府c情况下的AFC模型中同位素比值和微量元素浓度的变化关系2．分离部分熔融和结晶作用的联合模型上面介绍的均是单一的或以某一种作用为主的模型，1989年Wetzel等提出了综合考虑分离部分熔融和结晶作用的模型EPMC，其过程如图5．U，图下部圆代表由部分熔融所形成的岩浆岩区，c3代表发生部分熔融的岩石中微量元素的浓度，cP‘为部分熔融产物中微量元素的浓度，此时残余的岩石与末发生部分熔融时岩石的体积比为Fs*，W“为岩石熔融后进入岩浆房的量图上部为岩浆房，Cto和C’门分别代表初始熔体的浓度和结晶作用开始时残余熔体与初始熔体之比为F1‘时的熔体中微量元素的浓度，1y为熔体的结晶量，C‘为熔体晶出固相中的微量元素浓度假设W‘和W均为常数，岩浆房的岩浆补给率P＝W／W部分熔融和结晶作用的固—液总分配系数为0，对于分离结晶和部分熔融的计算时可假设一级过程为万‘c＝l—K[1一尸z]式中及＝尺”／又‘，dln万’t万’略一塞一心厂’f对于总分配系数D有如下关系．“Z＝尸十D一1／尸一1c12—沧禹华门路f’r’x豁2F’z’4六刁送哥“太当K乒1B寸，由分离部分熔融和结晶共同作用所形成的岩石中微量元素浓度可用下式描述[1一火1一万’]7·d十C’当X＝l时即X”＝KL，则可得下式对于岩浆房中不同程度的岩浆补给率尸以及不同结晶和部分熔融速率足，不同总分配系数D的条件，由分离结晶共同作用所形成的岩石中微量元素浓度与F1残余熔体与初始熔体体积比的关系给于图5．12中很明显，当严＝0时，则为单一的分离结晶作用；当与岩浆演化时间相比较，岩浆的形成时间较长时，Cp‘可视为常数，这时方程5．56可转换为Depa010所描述围岩混染和分离结晶作用模型AFC模型应该指出的是，上面所提到的各种模型均是指的平衡状态在实际过程中则往往是不平衡的，因此，研究不平衡状态下部分熔融或分离结晶作用模型是现代微量元素地球化学的重要研究内容之一第五节岩浆岩成岩过程的鉴别在应用微量元素定量模型过程中，首要的问题是鉴别所研究的岩石是由哪种过程形成的在这方面，宏观的地质观察往往可给出过程性质的重要线索例如，在区域变质作用强烈或深大断裂附近出露的岩浆岩，往往是部分熔融的产物，而复式岩基中呈小岩株产出，或在一钙碱性岩套中的中酸性岩浆岩如英云闪长岩、闪长岩等则往往是岩浆分离结晶的产物本节重点讨论的是根据微量元素组合鉴别岩浆岩成岩过程

一、部分熔融和分离结晶在瑞利分离公式和Shaw的部分熔融公式中，可根据微量元素的行为对成岩过程进行鉴别A11egre1978‘e’等提出应考虑分配系数明显不同的几类微量元素1固—液分配系数高的元素相容元素，如Ni、Cr在分离结晶作用过程中它们的浓度变化很大，但在部分熔融过程中则变化缓慢2固—液分配系数很低的不相容元素如亲湿岩浆元素H元素，总分配系数很低，近于零在部分熔融过程中这些元素浓度变化很大，但在分离结晶作用过程中则变化缓慢综合上述两种类型微量元素的浓度变化，Hanson1978用因—液分配系数很低的微量元素Ce和另一高分配系数的微量元素R作图图5．13，可见部分熔融和分离结晶作用在图中构成趋势形态明显不同的两条曲线图中两种火成岩是来自均匀的同一母体，其Ce含量为2．5×10☆，R元素的含量为10☆岩套1由该均匀母体经10％一40％部分熔融形成，而岩套2是在上述母体经40％部分熔融形成的岩浆，而后经历了o％一50％的分离结晶作用3固—液分配系数中等的元素亲岩浆元素，M元素，这些元素的总分配系数在部舀—留G省41—PM7分熔融过程中可与熔融程度相比较，当部分熔融程度低时，分配系数与部分熔融程度相比不可忽略不计，两种这类元素的浓度比值不保持恒定，而比值的变化在分离熔融过程中比分批部分熔融大，但在分离结晶作用过程中可以忽略不计，由此，Gast1968“51和Shimizu1974曾提出用K／Rb值区分分离结晶和分批部分熔融在分离结晶作用过程中，亲湿岩浆元素H元素的浓度是残余熔体比例j、的量度，其浓度变化可作为度量分异作用的指标F2各45．577浓度CIH越高，残余熔体的比例F越低在总分配系数0保持不变的情况下，同一总分配系数＜1的微量元素i对H元素作图，可构成斜率为l—D的直线，若D很小，斜率最大为l，如果斜率大于1则过程中应存在非分离结晶作用TreuiL等1975K‘’利用H和M元素对平衡部分熔融betchpa小almelting和分离结晶作用作图并进行了理论推导，亲岩浆元素M的总分配系数与l相比可以忽略，亲湿岩浆元素H的总分配系数与o．2一o．5相比可忽略不计，因此，在分离结晶作用过程中在平衡部分熔融过程中当D》0时Zj下数畔＝斗船一G“、JL…D”1．P，一上畔i一，一因此，当用CI／CIM对CZf作图时，即用某亲湿岩浆元素H与亲岩浆元素M的浓度比值对亲湿岩浆元素浓度作图，平衡部分熔融的轨迹为一斜率为Del／c的斜线如冰岛Reykjanes脊火山岩，而分离结晶作用则为一水平线如冰岛地表火山岩图5．14也可以选择两种分配特点完全不同的微过ji素，如强相容元素4祁强不相容元素6，前者如过渡组元素Cr、’、M、Sc等，后者如U、Th、Ta、Hf、Rb、Cs、LREE等在分离结晶作用过程中前者浓度明显降低，而后者浓度变化缓慢，在由它们的浓度对数构成的lg4—lgB图解中，分离结晶模型构成陡倾斜的负斜率“直”线详见第七节；相反，在部分熔融过程中，强相容元素变化缓慢，而强不相容元素变化明显，在上述图解中，部分熔融过程形成近水平的直线Cocheriel986i9j，赵振华等1993ld—基于上述特点，Allegre等1977绘制了用于鉴别各种成岩过程的图解由上述不难看出，我们进行的讨论是根据天然岩石的形成和演化的初始条件和物理机理，这就是反演问题在反演过程中，采用的是一组微量元素浓度或其浓度矢量来表征一类岩石，各种地质过程就是作用于这些矢量的算子，我们要研究的就是鉴定一种算子，它可以从一个单独的源岩初始物质和各种变化的参数而产生这套岩石，并且确定演化和参数在这种反演过程中不是利用少数几种关键元素，而是利用一套所有样品的全部数据，对于所定模型和数据之间拟合程度的估计，可使用统计检验法将计算模式和实例数据进行比较1．混合作用

二、混合作用与过程自然界的混合作用是很复杂的，除了简单机械混合外，混合源的部分熔融、分异、混染及交代作用等都使过程复杂化对于鉴别一组火成岩样品是否经混合作用形成的简单途径是根据数据投影图的“形态”如直线、双曲线等如前所述，当采用比值—比值元素或同位素的比值或比值—元素作图时，符合混合过程的数据应沿双曲线分布但当所有数据的两个分母浓度比值相同时，即丫＝1，则数据在作图时构成一直线，例如，“Sr／s‘Sr—s’Rb／‘‘Sr，’Sr／‘‘Sr—l／‘‘Sr，zo’Pb／’o‘Pb—zo‘Pb／’o‘Pb等，分母‘‘Sr和’o‘Pb是相同的，因此，这些图解中直线代表了混合作用这种直线关系对于判断混合作用是很有效的，因为在实际作图时我们不能仅根据比值比值的双曲线来判断混合作用，还应进行辅助作图，即用原始比值中的一个分母对两个原始数据作图进行检验，例如，在尸／“—Q／6作图时可采用户／“—6／“或Q／6—6／6作图，如在这种图解中所研究的数据点构成直线关系，则这种双曲线反映的混合作用是确实的，因此，在两个坐标轴上具有相同分母的作图是检验混合作用的最佳途径混合作用发生在源区源区混合还是发生在岩浆形成之后岩浆混合，可根据相容性质不同的微量元素判断在部分熔融或分离结晶作用过程中一般不影响不相容元素特别是强不相容元素的比值，因此，仅由不相容元素构成的比值—比值图应显示岩浆混合和源区混合部分熔融和分离结晶可抵消弱相容元素对不相容元素比值纳变化，如果不相容元素同位素比值—比值图显示混合趋势，而弱相容元素与不相容元素比值末显示混合趋势，这种混合是源区混合而不是岩浆混合因此，简单的鉴别方法是用不相容元素—不相容元素作图，如是岩浆混合应为线性排列，而源区混合则不是要检验作为源区混合作用的元素比值，可将每一元素分别对第三种不相容元素标准化例如，对于K／Rb比值，可对Ba进行标准化，即K／Ba—Rb／Ba作图，这种图解对源区及岩浆混合都显示线’性另锣IJ混合端元组分的限制一旦混合曲线确定后，最佳混合双曲线可用符合线性数据的最小二乘法来计算在分母相同的比值—比值图上端元组分可由双曲线图上的渐近线和截距或同分母的比值—比值图上的截距获得2．混合过程特征目前的地球化学研究常常是分别测定微量元素和同位素数据，这为研究自然界混合作用提供了充足依据根据最简单化的混合方程，在两元A和B源区物质中X，y可分别为元素或同位素组成，即Xh，Xs，yA，yB，这时混合产物中y元素或同位素浓笔”—LJlJJJLL黑黑矢半坐型1LJLJLLlJJJ笔即“’Sr／“SrM＝d／SrM十6式中“，6为两端元A，B中Sr浓度和同位素比值所决定的常数如果用“’Sr／“‘Srm对B一63r一·6S一门严一Sr一87一b—BSr乐SrM作图可得双曲线，而对l／SrM作图则为直线，这种过程即符合混合作用上述端元的成分如为’“Nd／’d‘Nd和Nd可得同样形式的表达式朱炳泉等1983曾用cNd—1／Nd作图检验云南腾冲火山岩的形成过程，发现不同系列的岩石在该图上具有明显线性关系，构成三条直线，表明腾冲火山岩至少存在着3个不同的物质源区，3个岩浆源之间可能存在某种程度混合关系在上述5．63式中，如果端元A中‘’Sr／“‘Sr＝o．725，Srd＝2．O×10—‘，端元B个‘’Sr／“Sr＝O．704，Srn＝450×lO“，贝fJ式r户“＝7．56，／J＝o．687，混合方程为‘’Sr／％SrM＝7．56／SrM十O．6785．64选择不同的同位素比值对于判断混合过程也很有效如在板块俯冲带，地壳与上地慢岩石的氧含量差异不明显，但Sr含量差别较大，因此，在沥区混合条件下壳慢混合，少量高S，地壳物质加入就会引起混合物Sr同位素组成很大变化，而氧同位素组成变化小，在—Sr同位素关系图上，其混合轨迹线为下凹曲线，相反，当由地慢部分熔融形成的岩浆上升受到地壳物质混染，同化的地壳物质Sr含量一般低于慢源岩浆，氧含量仍差异不大，这种混合则形成上凸曲线图5．15如采用Sr、Nd同位素，由于地壳物质Nd含量很高，所以在地壳混染时Nd—Sr同位素关系图上形成下凹曲线，而在源区混合时则可能为凸曲线，也可能为凹曲线，可见用O—Sr同位素体系判断混合过程较为有效除用同位素比值—比值或同位素元素作图判断混合作用外，根据上述过程鉴别原理，还可采用微量元素的比值—比值图，在这种图解的坐标中，两对比值的分母是相同的，例如Ce／Yb—Eu／Yb图解，Hart1980曾用此图解讨论了Querigut地块花岗岩类的混合成因作者1992用此图解讨论了江西富家坞和西藏冈底斯岩带中酸性侵入岩的混合成因，在这种图解中，同一岩体的数据投影点构成直线图5．16夕Langmur等1978‘z11曾讨论过冰岛玄武岩的形成过程，在比值比值图中‘’Sr／“Sr—Ce／Yb，玄武岩的数据投影沿双曲线分布，但在辅助作图中‘’Sr／‘‘SrYb／‘Sr数据点则很分散，不构成直线，表明该区玄武岩不是由岩浆混合形成在这种图解中Yb属弱相容元素，因为石榴于石、单斜辉石和斜方辉石作为残留相，但在‘’Sr／“‘Sr—La／Ce图解中La和Ce均为不相容元素，数据点沿双曲线分布，在辅助作图‘’Sr／‘‘Sr—Ce／”‘Sr中构成明显的直线分布，表明本区玄武岩是经源区混合形成第六节岩浆岩成岩定量模型中地球化学参数的确定方法在上述描述各种成岩过程的参数中最重要的是下述几种源岩或混合端元类型及微量元素浓度斟；岩浆形成过程中残余相或结晶相矿物组成用以计算总分配系数；部分熔融或分离结晶程度万；混合比例等1．源区物质成分源区物质成分C的选择是根据地质观察，综合考虑岩石化学、微量元素、残留体、同位素组成等资料如目前常用的Sr、Nd、O、Pb同位素组成’Sr／“‘Sr初始值、6Nd、3180等是物质来源的重要依据例如基性岩、超基性岩一般取上地慢为源区物质，以二倍左右球粒陨石的元素丰度作为Co值花岗岩类的源区物质要复杂得多，S型花岗岩一般来源于上地壳，可用杂砂岩平均成分代表源区物质，而I型花岗岩源区则为下地壳和上地怪物质混合在著名的斯卡尔嘎德层状岩体中，边缘相被作为初始岩浆的代表，因为它是初始岩浆迅速冷却、未经历分异作用的产物在钙碱性岩、火成岩岩套中，分异程度最低的往往被看作为初始岩浆成分碱性岩多沿板块内部裂谷分布，以及Sr同位素组成“’Sr／“‘Sr初始值＜o．710表明它们的源区物质应为上地慢而某些碱性岩强烈富集轻稀土元素和某些高场强元素Zr、Nb等，根据部分熔融模型，既使在总分配系数趋近于o、极低的部分熔融程度厂＜o．01的条件下，也不能达到碱性岩中微量元素的浓度因此，这些碱性岩的源岩应为交代富集地慢，某些碱性花岗岩也有类似的特点赵振华等，1994[3IA11egre等1977曾系统地从理论上探讨了源区物质组成他们指出，某些元素，特别是所有的亲湿岩浆元素H元素，0《1可以给出源区物质微量元素浓度比值但不是源区物质中该元素的浓度，这是由于C；＝CL人C2儿／C；i—’5．65或1gCt＝lg卧，l十川一11gCi，I‘一凰一1lgC；当两种H元素i，j在1g斟对lgCI图上平行时，它们的截距之差为lgCt‘／CL，1‘，即可得小初tk脓落户比对于非空比平衡部分熔融模型，两种高度不相容元素X，y的浓度比值表达式为3＝车降6省略式中符号意义同本章公式5．21在平衡部分熔融过程中D、尸保持不变，上式为直线方程，对于高度不相容元素或地球化学性质极其相似的元素对，严一尸’或Px户’一o，Dx—D”或D，t，0”一o，上式的斜率为零，截距即为源区两元素的含量比值C5／C例如，I，a、Ce、Ta、Y、Nb、Zr等的比值La／Ce、La／Ta、Ta／Y、Zr／Ta、Ta／Nb等，一般在玄武质岩浆形成过程中不发生分离，它们可代表源区这些元素浓度比值对于稀土元素，可利用相邻两元素比值，如La／Ce、Sm／Nd、Yb／Lu来说明源区持点而离子性质明显不同、分配系数不同的稀土元素比值，如Ce／Yb，La／Yb等在岩浆分异过程中是变化的，可反映岩浆成因和演化特点对于地幌成分的研究常采用的比值还有Ba／Rb、K／U、Cs／Rb、Zr／Hf等，这些成对元素的地球化学行为相似，在岩浆分异过程中仍保留地慢源区的比值用上述原理和方法，支霞臣1990’s’曾对江苏六合仪征第三纪大陆碱性玄武岩的地慢源区性质进行了研究，他获得了碱性玄武岩中不相容元素的回归方程La／Ce＝9．7×10—‘I‘a十o．486丫＝o．915．67Ce／Pr＝1．2×10—’Ce十7．94丫＝o．905．68Pr／Nd＝＝3．1×10—Pr十0．229丫＝o．815．69Nd／Sm＝4．o×10—’Nd十3．44／＝＝0．945．70可见上述元素对回归线斜率均较小，截距可近似代表地幅源区轻稀土含量比值由此可以得到地慢源区球粒陨石标准化的数值例如La／CeM＝I，a／Lax十Ce／CeN＝La／LaN×CeY／Ce＝La／Ce×CeN／LaN，本式前半部分为球粒陨石的比值，将上述各式比值代入可得出本区地慢源区的球粒陨石标准化值分别为La／CeM＝1．25；Ce／PrM＝1．20；Pr／NdP4＝1．13；Nd／Smh＝1．U这些特点表明本区碱性玄武岩地幅源区是富轻稀土的非球粒陨石型图5．17如果要得到初始浓度，需采用强相容元素g如Ni，Cr，在lg酚对lgC；图上截距为A＝lgCSlI‘十D“一11gC；5．71由1g黔的估计值就可以求出1gC；的估计值例如对待拉赛尔火山岩玄武岩—粗面岩，用Ni—Ta作图，当Ni为3．o×10—d一4．5×10—‘时，可估计Ta的含量为1．15士o．1×10—eAllegre，19772．分离结晶过程的D与F值计算一般情况下总分配系数D是根据分离结晶相中各矿物的比例和对微量元素的分配系数值计算的A．Cocherine1986c，’采用相容元素和亲湿岩浆元素的1g—lg图解进行了计算，所研究的对象是WestenCersica的钙碱性基性岩套，岩套由堆积体粒状橄长岩、辉长苏长岩和非堆积体辉长岩到闪长岩组成相容元素取Ni、Cr，亲湿岩浆元素取La、Th、Ta、Hf、U、Rb、Cs在1g—1g图解中，相容元素C1与亲湿岩浆元素C2之间构成直线图5．19Coch办ne的研究表明，不需假设原始岩浆C和与熔体平衡的矿物组成，也不需给出各微量元素的矿物／熔体分配系数，根据图解即可求出各微量元素的总分配系数0和残留熔体比例F或结晶度在分离结晶作用过程中，如果两元素1和2的总分配系数保持恒定，则用1gCl对lgCZ作图给出一斜率为a的直线图5．18中实线Dl—l“＝＝可Zi晶出的固相堆积体lgCi对1gC作图也形成同样斜率的直线图5．18虚线1gC＝／1gCl，1gC；＝／1gC澳5．726—1gcl—1gc；—捐lgDl—1gDz5．730l＝“Dz一1十15．74Dz＝exp[1／6×1g01一615．75采用连续近似法successiVeapproximation可以由5．74和5．75式解出Dl，0z值表5．5在得出0值后，可由瑞利分离定律的公式解出厂值，式中的C值可由末分异的或分异很弱的岩石中微量元素的浓度代替表5．5中巴，而CI可用强分异的岩石中相应的微量元素浓度代替表5．5中Cf3．分离结晶固相矿物组成的确定在瑞利分离结晶公式中总分配系数是由各结晶矿物的分配系数和相对百分含量计算的由于确定只值及结晶固相纳矿物组成是有一定困难的，使得分离结晶公式应用常遇到麻烦A11egre等1977提出了一种计算结晶固相矿物组成的方法对于”种微量元素，可以将总分配系数以矩阵形式写出”个线性方程如果上述各微量元素1一”的矿物／熔体分配系数已知，即已知分配系数矩阵[玖／I‘]，则可以解线性方程组得出X，即分离结晶相的平均矿物组成Barca等1988进一步发展了瑞利分离定律，提出了与Allegre等相类似的方法他．们引入了变量yZ来代表矿物相i相对于原始质量的比例，U／i为矿物相i在固相中的质量，Xi为矿物相i在结晶的矿物集合体中的相对比例，2X＝1，当体系封闭时，可得出下述条件因此可得出zWi＝Lo一上，zYi＝zWi／Loyt／zX，F＝l一’zX不难看出由X就可以得出残余熔体的比例y和结晶相中各矿物相的相对比例，瑞利分离结晶公式可写成臣—1一zyz‘zyi叫zYi—1’5．79对于不同微量元素i，只要知道CI‘／C和矿物／熔体的分配系数D，就可根据上述公式用回归方法解出YZ在研究自然过程时应把多数重要微量元素包括在计算中，利用m种微量元素建立fn个方程m个CI‘／C值和Di值，编制计算程序即可解出只值和结晶的各矿物比例根据硅酸盐熔体的相平衡实验体系可以较容易地确定部分熔融过程中残留相矿物成分，例如在镁橄榄石透辉石石英三元系中，可以由这三组分之间相平衡关系确定在不同熔体比例部分熔融程度时残留相中橄榄石、斜方辉石和单斜辉石的比例，当部分熔融程度高于25％时，残留相中只有斜方辉石和橄榄石Depaolo1988根据大量实验资料，对具有橄榄岩和玄武岩成分的岩石在不同压力下发生部分熔融时残留相的矿物比例进行了概活在上地慢的压力条件下，橄榄岩地慢的主要岩石类型主要由橄榄石、斜方辉石和单斜辉石组成，但第四种重要的矿物则随压力增加从斜长石变为尖晶石或石榴石洋壳和部分下部大陆壳具有玄武岩组分，随压力增加，其矿物组成也发生变化，矿物组成相当于辉长岩、石榴石麻粒岩或榴辉岩在中等压力条件下，当HzO存在时可变为角闪岩为便于在实际应用中较方便地确定残留相矿吻组成，下面给出了地慢、陆壳、沉积岩在不同条件下发生部分熔融时的残留相矿物组成1地侵熔融地幅成分可用二辉橄榄岩来代表，其稀土组成模式与球粒陨石相平行，但丰度略高，一般为球粒陨石的1．5—2倍在较浅部的条件下，地慢熔融时残留相成分为橄榄石土斜方辉石土单斜辉石，含量可分别为5525；2525；2550在较深部条件下，残留相中应有石榴石出现，这时的残留相矿物组成可为橄榄石55，斜方辉石25，单斜辉石15，石榴子石52玄武质母体的熔融在高水压条件下，700℃就可以使玄武岩发生熔融，在洋壳向陆壳俯冲时，沿地壳底部或地壳与消减地体之间可产生玄武岩的熔融玄武岩在不同条件下熔融后产生的熔体和残留相是不同的在较浅和湿的条件下生成英安岩熔体，残留相为角闪岩相；在较浅和干的条件下生成安山岩熔体，残留相为麻粒岩相；在中等深度条件下生成辉长、斜长岩熔体，麻粒岩残留相；在较深条件下生成英安岩熔体，残留相为榴辉岩在上述各种情况中，残留相的不同必然造成所产生的熔体稀土元素组成的差异当残留相为角闪岩相时，相对于母体玄武岩来说，熔体富集Eu，形成Eu正异常，中、重稀土中等亏损这种熔体是近于饱和水的，主要形成英云闪长岩和花岗闪长岩等侵入体，而不形成喷出岩当残留相为麻粒岩时，熔体的稀土模式相对富轻稀土，水中等富集，可形成侵入岩闪长岩、辉长岩或料长岩杂岩体或喷出岩安山岩当残留相为榴辉岩时，熔体的稀土模式强烈亏损重稀土，这种熔体是相对干的，可在浅部侵入或喷出由上述不难看出，熔融发生前母体的矿物成分不是控制熔体稀土模式的主要因素，熔体形成并移出时与之共存的残留相矿物成分才是控制熔体稀土组成的主要因素，这时的矿物成分与母体矿物成分可能完全不同，例如，母体是角闪岩，但残留相可以是麻粒岩或榴辉岩残留相的矿物成分主要依赖于残留相的主元素成分，玄武岩的部分熔融可以产生亏损Si02和碱金属、富集Ca、Fe、M8的残余相3沉积岩和大陆壳的熔融花岗岩类的母体物质中有相当部分或全部为沉积岩或大陆壳由于花岗岩类常以岩基状产出，因此，它的母体物质分布范围较大，可能同时包括了几种类型的沉积岩例如，一个延伸范围5km的花岗岩体，其体积为125km，如果是由基底20％部分熔融形成，则其母体体积应是625km3，即8．5km范围内的沉积岩或大陆壳，尽管母体所包括的岩石分布范围较大，但由于部分熔融总是发生在母体物质的易熔组分，因此发生熔融的部分应具有相似的成分在沉积岩和大陆壳中，杂砂岩、页岩分布最广，它们的稀土组成很相似，可以作为沉积岩或大陆壳的代表组分如果部分熔融发生在高水压条件，残留相为角闪岩，低水压时则为麻粒岩第七节岩浆岩成岩模型计算实例为便于深入理解各种岩浆岩的成岩模型，本节分别给出了不同成岩模型的计算实例，应当说明的是由于地质作用的复杂性，所给出的实例仅是可能的模型，它不是唯一的，对于具体的岩浆岩，可能有两种或两种以上的模型可以模拟其成岩过程1．部分熔融模型广西大容山董青石花岗岩a源区物质该岩体银同位素初始比值为o．7253一o．7280，钦模式年龄TDMl939Ma这些特点与江南古陆元古宙变质岩相似，因此可作为大容山花岗岩源岩b成岩过程判别根据微量元素组合的比值元素图Rb／Sr—Sr为一典型双曲线图5．19，可认为其成岩过程可用平衡部分熔融模拟c残留相矿物组成根据对大容山花岗岩中包体类型的研究，包体主要由黑云母及石榴子石和董青石组成，不合角闪石，显示了母体物质富A1残留相矿物组成为斜长石O．30；钾长石o．25；石英o．25；紫苏辉石o，10；黑云母o．05；磷灰石o．O02d部分熔融程度大容山花岗岩岩石化学成分与基底变质岩非常相近，显示了高程度部分熔融特点，取y＝o．60—o．80根据上述参数，采用平衡部分熔融方程5．21和总分配系数计算式5．18可得出以下计算结果表5．6计算的模式浓度与实测浓度范围一致，因此，可以认为大容山花岗岩是基底变质岩经60％一80％部分熔融形成2．分离结晶模型新疆阿尔泰碱性花岗岩a源区物质钠闪石碱性花岗岩“’Sr／“‘Sri为o．7048，14‘Nd／’‘‘Nd为o．512555一o．512672，eNdT十o．62一十3．40赵振华，1993‘41，在空间上密切与碱性辉长岩、花岗闪长岩、碱性正长岩共生，这些特点决定了其源岩与亏损地馒部分熔融产物有关因此，选择亏损地限lo％部分熔融产物，即洋壳玄武岩lo％部分熔融产物为其母岩b成岩过程判别选择强不相容元素Rb和相容元素Sr或强相容元素Cr，Ni作元素—元素的lg—1g图图20a，b，c，可见均构成负斜率陡倾斜线符合分离结晶作用模型又根据强烈Eu亏损的稀土组成模式Eu／Eu’0．04，表明其经历了多阶段分离结晶作用因此，采用多阶段分离结晶作用模型模拟其成岩过程式5．31c结晶相矿物组成根据与碱性花岗岩空间密切组合的中酸性岩类矿物组合观察，减性花岗岩形成过程中的分离结晶相矿物组成为第一阶段斜长石o．50，钾长石o．35，角闪石o．10；第二阶段为斜长石o．50，钾长石o．35，黑云母o．10d分离结晶程度第一阶段分离结晶程度为60％严＝o．40；第二阶段为50％F＝0．50据此，可用分离结晶作用模型式5．23，对碱性花岗岩成岩过程进行模拟计算表计算的模式浓度与实测浓度范围基本一致图5．21，因此，可以认为阿尔泰碱性花岗岩是洋壳部分熔融产物经60％和50％两阶段分离结晶作用而形成3．混合作用模型如果A、B代表两端元，R孟，及天，只5是X在混合产物M和端元A、B中的同位素比值，xA，Xs是x在A，B中的微量元素浓度，“／是混合比例，则有R5＝哗共当今要畔5．80月A／——月B＼上——夕／以阿尔泰片麻状黑云母花岗岩为例a成岩过程判别根据Sr同位素组成“Sr／“‘Sr和Sr丰度协变图Sr浓度及浓度倒数分别作图，可见“’Sr／“‘Sr—Sr构成双曲线，而’Sr／“Sr—1／Sr则为直线图5．22，因此，其成岩过程可用两端元不同成分源岩混合作用模拟b源岩物质在5Nd‘v，—csr‘v，图解中，阿尔泰片麻状黑云母花岗岩均分布于亏损地幅DM和年青地壳分布区之间，表明其母体物质应为这两种组分端元不同比例的混合产物采用二元混合公式，两端元组成如下亏损地慢“’Sr／“Sr＝o．703，ld’Nd／’‘‘Nd＝o．513114，Sr＝10×lo“，Nd＝1．28×10“年青地壳“’Sr／‘‘Sr＝0．720，14’Nd／’‘‘Nd＝0．5125，Sr＝3．5×10☆，Nd＝3．2×10☆计算结果如图5．23图中数字为年青地壳所占混合比例，可见阿尔泰花岗岩源区物质中年青地壳与亏损地慢比例大约为32这个实例的双曲线方程为4及孟十月及孟R孟十C及蓖十0双曲线方程的系数表达式分别为A＝‘‘’Nd／’‘‘NdhNdsSrA一““Nd／’d‘NdhNdhSrB．B＝NdhSrB—NdsSrhc—各“P4d；’“—各3md“s、粥“篡；P4d“s，—皑者“yJd s’“上述参数可得出A＝一65．88，B＝128，C＝一97．6，0＝50．21上述混合曲线曲率y＝Nd／Srh／Nd／SrB，可见两端元组分的比值控制了曲线形丫＝1，B＝l则曲线变为直线同样，两个端元的混合比例／可由下式计算fXu及5——只孟froo、在上述实例中／的表达式为f—而而户路劣华路展黑于品；瓦如果已知某花岗岩的“’Sr／‘Sr＝o．718，则由上式可计算出／＝o．82，表明该花岗岩源区是代态由以18％年青地壳与82％亏损地腹混合组成上式也可换成Nd，Pb等同位素和元素根据野外观察，阿尔泰片麻状黑云母花岗岩一部分为上述源岩原地整体被改造花岗岩化而形成，另一部分则是由部分熔融形成，其残留相矿物组成为斜长石o．50，单斜辉石o．25，角闪石o．20，石榴子石o．05部分熔融程度为10一40％F＝o，10—o．40据此，对片麻状黑云母花岗岩的成岩过程计算如表5．8计算的模式浓度与实测浓度基本一致应当指出的是端元的组分可能有一定变化范围，所研究的岩石或岩浆在形成后也可能受到随后发生的各种地质作用的影响，如部分熔融、分离结晶、第三组分混染、热液蚀变或风化作用等，因而实际样品可能有某种偏离混合曲线上，下，这种情况仍届混合作用Faure，1986，Langmuir等1978c21—则提出，在这种情况下应采用高精度的同位素和元素测定资料，而不应采用平均值，并指出，对于源自地慢的岩石，地慢的不均一性亏损与富集对岩石的微量元素和同位素组成有一定影响，因而其成因模型也具有一定的复杂性“多解”，例如冰岛玄武岩有三种可能形成途径两混合系列的变化结果；一个混合系列的变化结果；不是由混合作用形成，而是由在几亿年前就发生不均一的地慢的每一部分分别独立地“卷入”了本区玄武岩的形成4．分离结晶混染模型AFC模型在新疆阿尔泰乌抡古河分布有碱性正长岩，它们在空间上密切与钠闪石花岗岩共生，其稀土元素分布模式呈明显Eu正异常，与钠闪石花岗岩的强烈Eu亏损成“互补”关系由前述，本区钠闪石花岗岩是经分离结晶作用形成，因而，碱性正长岩的母体物质应为形成钠闪石花岗岩过程中分离结晶堆积相由碱性正长岩的Nd、Sr同位素分析资料，ldNd／‘‘‘Nd为o．512323土5，cMdT为——3．81；g”Sr／‘‘Sr为0．705971土11，esrT为十2．40赵振华，1993，这些特点显示碱性正长岩在形成过程中受到了地壳物质的混染综合上述稀土元素以及Nd，Sr同位素组成资料表明，碱性正长岩的形成可以用分离结晶混染模型AFC模拟由前述，当总分配系数《1时，则有公式5．50，式中Cn为混染源成分，本处取下地壳成分代表，C2为分离结晶岩浆初始成分，本处取形成钠闪石的分离结晶过程中的结晶堆积相Cs；丫＝Afa／Mc，为单位时间内混染与分离结晶速率之比，本处取y＝o．5；F为分离结晶程度，本处取值为o．8根据上述参数计算的分离结晶混染作用产物的稀土元素浓度列于表5．9中，将模型计算结果与实测结果的稀土元素分布绘制成图5．24，进行比较，可见模型浓度与实测浓度基本一致，可以认为本区碱性正长岩是经分离结晶混染作用形成。