岩石地球化学数据解释
2-岩石地球化学之一--岩石化学数据检(查)调(整)及参数计算
岩石化学的表达形式-1
1. 过去，氧化物重量百分数（wt%） 2. 现在，氧化物质量百分数（wB%）
岩石化学以氧化物形式表达是人为的，实际
上组成岩石的矿物成分并非以氧化物形式结合 中。硅酸盐熔体的近代物理和测试研究表明， 不存在氧化物，但已形成习惯，且易于组合在 造岩矿物，故仍以氧化物形式表达。
化学成分是岩石的主要成分的一种表现形式。岩石化 学成分研究的范围日益广泛，其重要性也与日俱增。
岩石化学基本概念-2
1946年，扎瓦里茨基定义：“从广义来解释， 岩石化学应该包括当研究岩石的化学性质时， 我们所碰到的一切化学问题”
1956年，契特维里科夫认为：“查明各个岩石 及天然组合（岩系）中的全部化学联系属于岩 石化学的研究领域，岩石化学的任务不仅在于 研究岩石及其共生组合的化学亲合性，而且还 要发现岩石组分和矿物成分中的规律性，并且 查明它们在矿物成分上的发生的变化规律”
19世纪以来，随着硅酸盐物理化学和结晶化学 的发展，把氧化物进行合理的归并，换算成少 数几个参数或换算成标准矿物成分，因而出现 了不同类型的计算方法。 CIPW法（ 1900 ）、尼格里法（1919）、扎瓦 里茨基法（1933）巴尔特法（1948）…
岩石化学发展简史-2
20世纪50年代到21世纪初，发展迅速。 1. 矿床的火山成因说受到极大重视，岩石化学走
关于烧失量
当样品加热到灼烧温度（一般为1000℃ ）时， CO2 、 H2O+ 、 F、Cl、S、有机质等这些组分 分解放出，样品重量的变化 。是灼烧过程中 各种化学反应所引起的重量增加或减少的代数 和。大多是变轻（只有FeO很高时灼烧变重）。
重量增加或减少是很复杂的，很难明确确定， 测烧失量就没有意义，因此在计算时应剔出。
赵志丹岩石地球化学6-同位素定年
A. 确定地质体的年龄 ——称为同位素地质年代学 Isotopic geochronology
B. 探讨岩石成因 ——称为同位素地质学/地球化学 Isotope geology / Isotope geochemistry
同位素地球化学及其研究思路
同位素地球化学——
同位素地球化学是研究地球及其他星 体中核素的形成、丰度及在自然作用 中分馏和衰变规律的科学。
N= N0e-λt， N与t为指数函数。
N或D*的原子数
1 20 No
1 00
80
D*= No(1 -e- t)
60
40
20
Do= 0
0
0
1
N= Noe- t
2
3
时间/ 以半衰期为单位
设衰变产物子体的原子数为
D*，当t=0时，D*=0，经时
间t的衰变反应，则：
D*=N0-N 将上式分别代入N=N0e-λt ，得
P.J.Patchett等 ， 1981 Godw in， 1962
Rb-Sr法
Rb－Sr体系
Rb衰变
3877Rb3887Sr E
衰变常数值1.42×10-11y-1 (Steiger和Jager,1977)，
属于β—衰变：
原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子（即β—质点），β—质点 被射出核外，同时放出中微子ν。如果以X代表母核，Y代表子核，β衰 变的反应通式为： AZX→AZ+1Y+β—+ν+E (Z：原子序数；A：原子量；ν：中微子；E：能量) 衰变后核内减少一个中子，增加1个质子，新核的质量数不变，核电荷 数加1，变为周期表右侧的相邻元素。如：上述的8737Rb→8738Sr 衰变前后原子核的总质量不变，因此8737Rb与8738Sr又被称为同量异位 素
岩类学、岩石地球化学、实验岩石学
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岩类学是地质学的一个重要分支，研究地球上的岩石的成因、组成、结构、变质过程和变质岩的形成原因等。
岩石地球化学计算
岩石地球化学计算1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3FeOT(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+K2O8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*1029.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)*1000R2=（6Ca+2Mg+Al）*100012.(La/Sm)N对δEu的双变量斜边图解认识Eu异常。
岩石地球化学
Nd同位素地球化学 ——特征和意义
Nd同位素地球化学——特征和意义
① Sm、Nd这对母子体具有相似的地球化学性质，除岩浆作用 过程Sm/Nd比值能发生一定变化外，一般地质作用很难使Sm、 Nd分离，特别是在地质体形成之后的风化、蚀变与变质作用 过程，Sm、Nd同位素通常不会发生变化；
②一些太古代样品的143Nd /144Nd的初 始比值均落在Sm/Nd比值相当于球粒陨 石的143Nd /144Nd演化线上，这表明地 球早期演化阶段的Nd同位素初始比值与 球粒陨石Nd同位素初始比值非常一致， 这使我们获得了有关Nd同位素演化起点 的重要参数；
例2：各个大洋的MORB
(87Sr/86Sr)0也不同（右图），印度 洋MORB明显区别于大西洋和东太 平洋（Faure，2001，fig.2.63）。
Sr同位素识别岩石源区
From Faure, 1986,fig.10.63
除了用于研究成岩和成矿物质来 源外，(87Sr/86Sr)0还可用来划分岩石 的成因类型。如花岗岩分类，
如何获得？近似于球粒陨石CHUR
地壳分异——大约3.0 Ga 分异出大陆地壳， 之后开始出现亏损地幔演化线
O.50677
Nd同位素初始比值计算
Nd同位素初始比值（143Nd /144Nd）0是Nd同位素的地球化学 示踪的重要基础，该比值可以通过等时线法获得；
对 于 一 个 已 知 年 龄 的 样 品 ， 也 可 以 通 过 实 测 该 样 品 的 143Nd /144Nd和147Sm /144Nd比值，代入下边第2式获得。
Sr同位素演化——何获得？
（1）地球形成时的岩石样品难以获得。 （2）由于地球和陨石是在大致相同的时间由太 阳星云的凝聚相通过重力凝聚作用形成的，因 此陨石可以代表地球的(87Sr/86Sr)0比值。 （3）目前公认玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0 比值为0.69897±0.00003 (Faure,1977)，代 表地球形成时的初始比值，以BABI表示。
岩石地球化学研究中的元素地球化学
岩石地球化学研究中的元素地球化学岩石地球化学是地球科学的重要分支之一，它研究的是地球内部的物质组成和性质。
在这个学科中，元素地球化学是探究岩石中元素含量、分布和演化的核心内容。
通过对不同岩石中元素的研究，我们可以揭示地球的起源和演化过程，理解地质背景下地球中元素的循环和转化规律，甚至与资源勘探和环境保护等方面有着密切的联系。
元素地球化学研究的核心在于分析和解释岩石中元素的地球化学特征。
首先，利用现代仪器设备，通过样品制备和分析技术，我们可以测定岩石中各种元素的含量。
这些分析数据可以进一步用于追踪元素的来源和通量以及物质的迁移和转化过程。
例如，对于岩浆岩和构造变形带中岩浆中的不同元素含量和分布特征的研究，可以反映出地幔和地壳物质之间的相互作用以及地球内部的物质循环。
第二，在元素地球化学研究中，我们还需要关注岩石中元素的地球化学赋存状态。
元素地球化学赋存状态的研究可以提供有关元素在岩石中的结构化学和物理化学性质的信息。
例如，岩石中的元素分为可溶解元素和不可溶解元素。
可溶解元素一般以阴离子或阳离子的形式存在于岩石矿物之间，而不可溶解元素则主要以晶体内部或晶间隙的形式存在。
通过分析不同元素的分配和富集模式，我们可以了解岩石中元素的偏好富集特征，如铁、硫、氧、硅等元素在岩石中的赋存形态，这对于研究岩石形成和演化过程具有重要意义。
另外，元素地球化学研究还可以揭示不同岩石类型和岩石区域的地球化学特征和演化规律。
通过对不同岩石类型中元素地球化学特征的分析，我们可以判断岩石的来源和形成环境。
例如，岩浆岩和沉积岩之间的地球化学特征差异可以反映出它们的形成过程和岩石圈演化历史。
此外，元素地球化学研究还可以提供岩石地球化学地层学和岩石地球化学探矿的依据。
通过分析不同岩石区域元素的分布特征和富集规律，我们可以追踪矿源和寻找矿产资源。
在岩石地球化学研究中，我们还需要了解元素的地球化学循环和转化过程。
地球化学循环是指元素在地球各层圈系统中的迁移、转化和聚集过程。
岩石地球化学数据处理及图解相关问题讲解
岩石地球化学数据处理及图解相关问题讲解岩石地球化学作为一个较为复杂的学科，是由地球化学、岩石学和地质学三个理论领域综合而成的重要学科。
它研究块状岩石的成因及岩石体中物质的元素组成及其空间分布规律，从而了解地球内部深弹幕室元素组成种类、分布与物质交换的空间时空变化规律，进而探讨地球圈层的结构及演化机制。
岩石地球化学数据处理是岩石地球化学研究过程中的重要环节，是从岩石样品中提取元素组成、放射性百分比及其空间分布规律等数据，并对其进行计算和分析，以获得有用信息的一系列操作。
常见的数据处理步骤有：原始数据及数据预处理、数据分析及图解处理、统计学处理、数据可视化等。
原始数据及数据预处理是岩石地球化学研究的基础，需要进行收集、归类和检验。
收集的数据可以通过室内实验、实地测量、采样分析等方法获得，并通过图表等形式记录，比如手绘地质图、实验室分析结果表等。
在进行数据预处理之前，需要对原始数据进行检验，检查数据准确性、完整性和一致性，以保证数据质量。
数据分析及图解处理是岩石地球化学研究过程中最重要的部分，它涉及多种数据分析方法，如多元统计分析、化学物理计算分析和地球物理数据处理等，其中最常用的是多元统计分析、地球物理数据处理以及图解（如块体结构图、图解概念图等）。
多元统计分析方法，可以从岩石地球化学数据中提取出统计特征参数，用以表征地质构造特征和来源、物质分布特征、岩性特征等；地球物理数据处理，可以提取出有用的图形数据，如深度曲线、垂向曲线和三维曲线等，从而进行地质构造的空间分析；而图解处理，则可以提取出岩石结构的空间关系，从而进行岩石结构的研究与分析。
统计学处理是岩石地球化学研究中常用的数据处理方法，它是基于多元统计分析等方法，从原始数据中提取出统计学参数，并对其进行排序、计算和分析，以及因子分析等复杂方法，进而深入挖掘出更多有用的信息。
数据可视化是岩石地球化学研究最后一步，是将处理好的数据转换为可视的形式。
通常会采用熟悉的可视化手段，如K-map法、气泡图、多变量图、柱状图和线图等，其中，K-map法是对岩石地球化学研究常用的可视化技术，它可以将复杂的数据及其空间空间关联转换为容易理解的K-map图形。
岩石地球化学特征及矿床成因
岩石地球化学特征及矿床成因摘要：现阶段，我国矿产资源市场正在处于快速的改革和发展时期，在全新的时代发展背景下，矿产资源的勘查方法和找矿技术的应用发生了翻天覆地的变化。
由于矿产资源是推动我国社会经济发展的重要基础，因此对于矿产资源的开采工作来讲，必须要提出更加先进的地质矿产勘查技术，并且在实践过程当中有效应用新型的找矿技术，充分发挥二者之间的技术优势，不断推动我国矿产资源的大规模开采和使用。
基于此，对岩石地球化学特征及矿床成因进行研究，仅供参考。
关键词：岩石；地球化学特征;成因引言研究表明，震旦纪晚期至早寒武世的地球演化突变时期是我国成矿作用的一个重要时期，豫西南地区黑色岩系是秦岭褶皱带长期处于被动大陆边缘，多种巨型构造复合、多个板块活动汇聚及区域超大断裂构造交汇的特定地质环境的产物，是形成矿产的有利岩系，富集形成一大批大型、超大型有色金属和黑色金属(钒)矿床。
1地球化学特征从铜厂Cu－Mo矿区矽卡岩、正长斑岩样品主量元素地球化学分析测试结果可得出(表1)，矽卡岩化正长斑岩样品(8QC－2，－15，－16，－17，－18)SiO2含量分布于39．44%～67.48%区间，平均值为48.56%;Al2O3含量为15.44%～22.10%，平均值为18.92%;全碱(Na2O+K2O)含量较高(1.88%～11.55%)，平均值为6.09;(Fe2O3+FeO)含量为2.23%～4.80%，平均值为3.17%;A/CNK分布于0.53%～1.06%区间;MnO含量为0.03%～0.08%，平均为0.06%。
以上数据综合显示出正长斑岩具有高钾钙碱性岩石特征。
矽卡岩样品(08QC－3，－5，－9，－11)SiO2含量分布于18.96%～40.88%区间，平均值为30.08%;Al2O3含量为0.92%～1.12%，平均值为0.97%;(Fe2O3+FeO)含量为4.78%～54.93%，平均值为28.02%;MgO含量为9.48%～17.37%，平均为12.85%;CaO含量为4.85%～34.56%，平均值为15.39%;全碱(Na2O+K2O)含量较低(0.13%～0.64%)，平均值为0.34%;MnO含量为0.14%～0.29%，平均值为0.19%。
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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
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。