微量元素地球化学在岩石成因和成矿作用中的应用演示教学
地球化学讲义微量元素地球化学(中国地质大学)
5.微量元素在岩石与熔体之间的分配系数：常用岩石中所有矿物 的分配系数与岩石中各矿物含量的乘 积之和一表达。
n
Di KDi Wj ji
即 n：含量微量元素i的矿物数 Wj：第j种矿物的质量百分数 KDi： 第j种矿物对微量元素的简单分配系数
方法是：测定待研究地质体中共生矿物对中某微量元 素的含量，算出该元素在矿物对的分 配系数，利用以上 关系式即可计算出矿物结晶温度。
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地 球 化 学
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样品号 1
温度(℃) 1160
橄榄石Ni 1555
单斜辉石Ni 255
2
实验测定法：用化学试剂合成与天然岩浆成分相似的玻璃物质， 实验使一种矿物与 之达到微量元素的分配平衡，然后测定元素在两 相中的浓度，计算得 到分配系数。
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地 球 化 学
7.分配系数的影响因素： 体系组分的影响—岩浆岩化学成分的变化在很大程度上取决于 硅酸盐熔体的结构，不同硅酸盐熔体共存时微量元素分配情况明 显不同；
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地 球 化 学
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二、微量元素在共存相中的分配
在一定的环境（物理化学条件）中，一切自然作用体系均趋向于平衡。 当达到平衡时，
常量元素
微量元素
体系中 的浓度
很高
极低
独立 矿物
能形成独立矿物
不能形成独立矿物，但在平衡共存的矿物之间（或液相－ 固相之间）进行分配
高等微量元素地球化学课件：微量元素示踪方法
Right-decline Pattern, Rb-,K-,Th,La-,Ce,Zr- and Hfrich; Ba,Nb-Tidepleted
Right-decline Pattern, Rb-,K-,Th,La-,Ce,Zr- and Hfrich; Ba,Nb-Tidepleted
Right-decline
.1 Ba Th N b La Sr P Zr Ti Y b
R b K Ta C e N d Sm Hf Y
100
10
1
.1 Ba Th N b La Sr P Zr Ti Y b R b K Ta C e N d Sm Hf Y
Continental Crust •十字表示上部地殼 •差號表示下部地殼 •三角表示平均地殼
Right-decline
Right-decline
Pattern Ti, Rb and Pattern, Nb-,P-,Ti- Pattern, Nb-,P-,Ti-
大陸裂谷的微量元素特徵
島弧的微量元素特徵（美洲西海岸）
Indonesia Island Arc
Southwestern Baltic
常用的標準樣品有：球粒隕石、原始地幔、洋 中脊玄武岩、大洋花崗岩、上部地殼、下部地殼、 平均地殼等等
微量元素示蹤方法
2. 比較地球化學的方法
Chondrite PMantle Ocrust MORB EMORB MORG OIB
Ccrust Lcrust Ucrust
K
854
180
955 2100 0.40% 12000
Rb
3.45 0.55
2.2 1.12 5.04
4
31
赵志丹岩石地球化学微量处理精品PPT课件
孙贤鉥 (1943-2005)
孙贤鉥博士(哥伦比亚大学, 1973)
孙贤鉥
(1943-2005)
(哥伦比亚大学, 1973)
国内设立了—孙贤鉥地球化学青年科学家奖
第一届，2006, 徐义刚； 第二届，2007, 王 强； 第三届，2008, 杨进辉； 第四届，2009, 赵子福; 第五届，2010, 袁洪林； 第六届，2011, 朱弟成；
Sun S-S & MacDonough WF , 1989
Sun S-S, McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society London. Special Publications, vol. 42, pp. 313–345.
Trace element concentrations normalized to chondrite (primitive mantle) of ……
微量元素在岩石成因研究中的应用
微量元素在岩石成因研究中的应用-----大洋玄武岩和埃达克熔体成因分析20131000380 011134班范伟国改革开放以来，我国社会经济各个方面发生了深刻而快速的转型，取得了举世瞩目的成就在创新型国家战略目标的引导下，我国科学技术实现了高速发展，地球化学这门学科也同样处在历史最佳发展时期。
在此背景下，与同位素组成一样，微量元素组成也是研究各种地质—地球化学作用过程的重要工具。
本文我们主要利用微量元素组成的变化特征来分析岩石成因及其演化信息。
1.大洋玄武岩成因地幔的不均一性一直被认为是由于地壳物质的加入，而地壳物质加入地幔的途径有地壳拆沉和板块俯冲等，其中最主要的是板块俯冲，这也是地球成分分异的主要驱动力，同时又是造成地幔不均一性的最基本原因[Pilet S,Hernandez J，Sylvester P，Poujol M.The metasomatic alternative for ocean island basalt chemical heterogeneity.EPSL，2005，236：148～166]。
俯冲进入地幔的地壳组分包括四点：洋壳玄武岩及其上覆沉积物、大洋岩石圈地幔、路壳结晶基底及沉积盖层、大陆岩石圈地幔。
这些物质通过俯冲进入地幔，部分熔融交代或变质脱水地幔岩石，造成地幔岩石圈地球化学的不均一性。
过去很难直接观察到俯冲带深部，所以主要依赖原始大洋弧玄武岩OAB与正常洋中脊玄武岩MORB的对比或者实验模拟一定温压下的MORB变质脱水或部分熔融交代来间接反推出板块俯冲的主要过程。
但是地壳中的元素会随着俯冲深度增加，岩石在变质脱水或部分熔融交代过程中会发生元素分异，理解此类过程对大洋玄武岩的分析具有重要意义。
由于某些副矿物会显著富集某些元素（如大洋俯冲带榴辉岩中的多硅白云母是大离子亲石元素LILE的主要载体，褐帘石是轻稀土LREE和Th的主要载体，而金红石是高场强元素HFSE的主要赋存矿物[Hermann J.Allanite:Thorium and light rare earth element carrier in subductingcrust.Chem Geol,2002,192:289～306]），因此这些矿物在板块俯冲时的稳定性对交代熔体或流体的组成有着巨大的影响。
微量元素在岩石成因和成矿作用研究中的应用
微量元素在岩石成因和成矿作用研究上的应用学院：班级：学号：姓名：目录微量元素在岩石成因和成矿作用研究上的应用 (1)花岗岩成因上的应用 (3)§1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断 (3)§2.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断 (4)3.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断 (4)玄武岩成因上的应用 (5)§1.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断 (5)§2.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断 (6)§3.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断 (7)微量元素对于不同流纹岩的判断 (7)微量元素在成矿作用中的应用 (8)石英晶格中微量元素组成在成岩成矿作用中的应用 (8)五、参考文献 (9)岩石的微量元素地球化学特征保存了有关成岩或成矿物质来源的信息，成为一种独特的地球化学“指纹”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方面正发挥着重要的作用。
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(V AG)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。
微量元素地球化学教学课件PPT
微量元素可作为地质-地球化学过程示踪剂，在 解决当代地球科学面临的基本理论问题—天体、地 球、生命、人类和元素的起源及演化，为人类提供 充足的资源和良好的生存环境等方面发挥重要的作 用。
第五章 微量元素地球化学
微量元素地球化学的
研究思路及研究方法：
1） “见微而知著”: 通过观察自然界中之 “微” — 微量元素，来认识天体、地球中各种 地质-地球化学作用之“著” 。
§1 微量元素地球化学基本理论
一、微量元素和常量元素
1.微量元素
a. 地球化学体系中丰度低于0.1%的元素.统称为微(痕)量元素。 b. Gast(1968): 不作为体系中任何相的主要组分(化学计量)存在的元 素。 c. 元素在所研究的地球化学体系中的浓度低到可以近似服从稀溶液 定律（亨利定律）的范围. d. 1998年中国科学院地球化学研究所出版的教材中提出微量元素地 球化学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。
三、能斯特定律及分配系数
1.能斯特定律
能斯特(Nernst)定律是描述微量组分在两共存相中分配达平衡 时的行为特征。
地球化学过程元素演化的实质是元素在相互共存相（液固，固-固）间的分配。元素在共存相间的分配决定于元素及 矿物的晶体化学性质和热力学条件。 常量元素 能形成自己的独立矿物，其在各相间分配受相律 （f=K-φ+2）控制，遵循化学计量法则。 微量元素 在固熔体、熔体和溶液中的分配不受相律和化学计 量的限制，而服从稀溶液定律（亨利定律），即当分配达到平 衡时元素在各相间的化学势相等，即( = ) 。
微量元素的特点:
在体系中含量低（ 0.1%），通常不形成自己的独立矿物， 其行为服从稀溶液定律和分配定律。在不同条件下演化规律基 本一致，可以指示物质的来源和地质体的成因。
9第四章微量元素地球化学1课件
微量元素地球化学的发展历史
微量元素地球化学经历了2个主要发展时期：
①20世纪60年代以前 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，主要通过元素的原子、离
子半径，电荷、极化性质和电负性等特性，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。
② 20世纪70年代起
微量元素地球化学的研究从定性向定
量，从微观向宏观发展，进入了建立 定量理论模型的阶段。
微量元素地球化学的研究几乎涉及地学的
所有领域，如地幔不均一性、古构造环境 的判别恢复、成岩成矿物质来源的示踪、 全球及局部环境变化/演化的研究等。
第4章 微量元素地球化学
4.1 基本概念和理论 4.2 岩浆作用过程中微量元素分配演化
溶液中。
推荐定义
只要元素在所研究的客体（地质体、 岩石和矿物等）中的含量低到可以近似地 用稀溶液定律描述其行为时，称之为微量 元素。
2 微量元素存在形式：
①以类质同象形式占据矿物晶格 ②矿物包裹体中 ③吸附于矿物表面或以杂质形式存
在于矿物晶体缺陷的间隙内。
其中类质同像是主要形式。
通常将自然体系中含量低于0.1%的元素称 为微量元素，也叫痕迹元素。
以分散性和低含量为特点。
②Gast（1968）定义
体系中不作为任何相的主要化学组分存
在的元素，即该元素既不能形成独立矿 物相，也不是某矿物相的主要组成部分。 只能以次要组分容纳于其它主要组分形 成的矿物固溶体中。
③物理化学液体理论/热力学定义
根据元素在所研究的地球化学体
系中的浓度低到可以近似服从稀溶 液定律（亨利定律）的范围，则称 该元素为微量元素。
④目前一致认识：
微量元素地球化学课件中国地质大学1微量元素的测定技术及数据分析-PPT精选文档
Gill R.2019, Modern analytical geochemistry. Person Education Asia Ltd. Singapore
1.1. 微量元素定义
1.
在体系的矿物相中不计入化学计量式的 组分，在岩石中含量通常是ppm(10-6)及 ppb(10-9)级; 不影响所在体系的物理/化学特性; 近似服从稀溶液定律（Henry定律） (ai=Kbi)
2.
3.
Henry定律
ai=Kbi
分配达平衡时微量元素i在各相 间的化学势相等，其活度（ai） 正比于其摩尔浓度 (bi)
1.2. 微量元素的重要性
DM Shaw, 2019. Trace elements in magmas. Cambridge University Press
1.2. 微量元素的重要性
微量地球化学
Trace Element Geochemistry “Geochemistry really is for everyone!” By Fersman (1958)
授 问题思考 应用设计
1.
2.
3.
4.
某厂家给定其产品玻璃棒中Cu含 量为5ppm，Pb含量为5ppm，他们 所用的仪器为ICP-AES。请问该 数据是否可靠？ 某厂家给定产品玻璃光纤中Cu含 量为0.5ppm，Pb含量0.1ppm，他 们所用的仪器为ICP-MS。请问该 数据是否可靠？ 如果我们想了解某光纤不同圈层 中元素(比如Pb)含量，应该选择 什么仪器？ 如果我们想利用头发研究环境随 时间的变化，应该选择什么分析 仪器？
V, Ti
Zr, Hf
Ba, Rb
高度不相容元素，可以替代钾长石、云母和角闪石中的K。 相对于角闪石， Rb在钾长石和云母中更容易发生类质同象替代， 因此通过K/Ba比值变化可以 区分这些矿物相。
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关于微量元素地球化学的读书报告(021111班2011100---- ---)一微量元素基本概念微量元素(minor elements)依不同学者给出了不同的定义。
盖斯特(Gast, 1968)定义微量元素“不作作系内任何相主要组份存的非化学计量的分散元素”。
按此定义微量元素是相对的，在一个体系中为微量元素，而在另一个体系中可能为常量元素。
有人从热力学角度来定义微量元素：在研究的对象中元素的其含量低到可可近似地用稀溶液定律来描述其行为，则该元素可称为微量元素。
一般的，将地壳中除O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti 等9种元素（它们的总重量丰度占99％左右）以外的其它元素统称为微量元素，它们在岩石或矿物中的含量一般在1％或0.1％以下，含量单位常以10-6或10-9表示。
开始的研究主要集中在了解和查明微量元素在陨石、地球及其各层圈以及各类地质体中的分布、丰度及其规律，而后认识到微量元素作为一种示踪剂或指示剂，研究成岩成矿作用，如岩石类型划分，原岩恢复、成岩成矿的物质来源和物理化学条件微量元素的特殊的地球化学性质，同时可以利用热力学的有关理论，建立微量元素地球化学模型，对成岩和成矿的熔融和结晶作用过程进行定量理论计算，使微量元素地球化学有自己的特殊的研究方法和理论体系。
在地球化学中最大量和最主要的应用集中表现为：利用微量元素的组成、相互关系等特征作为各类岩石、矿石的成因类型的“指纹元素”，并进一步利用微量元素来探讨和指示地质、地球化学过程。
二微量元素在成岩过程中的化学示踪作用1.1微量元素地球化学对和组合关系图解在将微量元素资料用于地球化学问题研究时，常将两个元素的关系、或将两个元素比值的关系、或两组元素和比值的关系进行对比，可统称为微量元素对，或微量元素地球化学对。
一般说来，微量元素对常常是地球化学性质相近的元素，如Nb/Ta，Zr/Hf，Sr/Ba，Th/U，Cr/Ni，Cl/Br等，也可以其中一个是主元素，另一个是与其他化性质相似的微量元素，如K/Rb，Mg/Li，Ca/Sr，Fe/V，Al/Ga，S/Se等。
前述各单个稀土元素比值（如La/Ce）也常用作元素对。
应该根据研究目的选择不同的元素对。
如研究岩浆形成机制和过程鉴别要选择分配性质相同或相反的元素对，如Ba/Nb，Nb/Th，以及Ce－Ni，Cr－Ta等。
要讨论氧化、还原状态，要选择变价元素对，如Fe2+/Fe3+，V3+/V5+，Eu2+/Eu3+，以及Mn/Mg等。
要研究岩体剥蚀深度，要选择元素浓度随深变而增减的，如Li/Sc，Rb/Bi，Sb/Bi等。
而要进行变质岩原岩恢复，则需选择对变质作用较稳定的元素，如Zr/Ti，Zr/Ni，Cr/Ti，Zr/Mg等等。
有时为了加强元素对比值的指示意义，所选择的往往不是二个元素的比值，而是二组元素含量和的比值、或含量积的比值。
如（Li＋Rb＋Cs）/（Sc＋Zn）或（Li×Rb×Cs）/（Sc×Zn），也可以是一个元素对与第三个元素的比值，如K/Rb－Ti等。
除元素对关系外，多种微量元素的组合关系也是经常采用的一种方法。
如塔乌松等在研究花岗岩分类时选用Rb，Zr，Zn，Li，Nb，Pb，Cu，Be，Cs，Ta，Sn，W，Mo等十三种元素，还有采用25种元素关系来进行分类的。
但比较多的是采用三元素的图解法。
如玄武岩类型划分的Ti/100－Zr－Sr/2，Ti/100－Zr－Y×3图解。
花岗岩类型划分的F－Sr＋Ba－Li＋Rb三角图解。
海陆相地层划分的Ga－Ba－Rb图解。
稀土元素的球粒陨石标准化丰度图、不相容元素的蜘蛛图也可属于这一类。
定量研究微量元素之间、微量元素和主元素之间的相关性是微量元素组合的另一类统计分析方法。
最简单的就是相关系数的计算，它反映了元素之间关系的密切程度。
但在复杂的地质、地球化学过程中，单纯的相关系数不能反映元素之间的客观关系，因而就出现了逐步回归分析，群分析和因子分析等复杂统计分析。
1.2岩浆演化和成岩过程判别Rb/Sr比值是岩浆演化过最明显的指示剂：大离子半径亲石元素主要指的是Ba、Rb、Sr、Ca和K。
由于Sr的性质与此同时Ca相似，它为+2价阳离子时，在岩浆演化过程中，Sr长石—熔体间的分配系数大，也就是说Sr2+易，按类质同象规律进入含Ca2+矿物中，因此在中酸性岩浆演化过程中，Sr一般也随Ca的减少而贫化，但其贫化速度较慢Sr/Ca值逐渐增加。
综合岩浆分异程度愈好，Rb/Sr比值愈大。
若以同源不同阶段岩石中的Sr和Ca作图，可得到演化线。
Ba和K的地球化学性质也有类似之处,所以在岩浆结晶过程中,B。
主要进入森石中,随着分异作用的进行,Ba/K值不断增大(说明Ba取代K的数量愈多)。
过渡元素与一个亲石元素对来研究岩浆的形成和演化特征：过渡元素地球化学性质也有相似性。
一般情况下，过渡族元素多是相容元素，在分离结晶时，优先进入结晶相，所以分离结晶作用的定量模型计算中，常用这些元素的数据。
与之相反，亲石元素为不相容元素，在部分熔融过程中易进入熔体，所以常用亲石元素进行部分熔融作用的定量模型计算。
Nb/Ta比值可作为形成条件的指示剂：Nb、Ta、Zr、Hf等其活动性较小。
它们之间常可发生类质同象交换。
Nb和Ta地球化学性质非常相近，所以在地质作用中，密切伴生，但二者在地球化学性质上略有差，超基性岩Nb/Ta约为16左右，花岗岩约为4.8，花岗岩中Na、Ta的地球化学行为取决于岩浆中Ti和Ca浓度。
若浆岩中富Ca，则Nb、Ta分散于含钙矿物，特别是含钙的钛矿物如榍石，褐帘石和钙钛矿等矿物中。
利用Nb、Zr丰度可金伯利岩和钾镁煌斑岩分开:Zr和Hf在地质作用过程中，也紧密伴生。
铁镁质岩石中Zr变化与岩石产出的构造位置有关。
岛弧玄武岩中Zr的含量多10-60PPm，而大洋玄武岩中Zr的含量为120-300PPm。
此外，Zr的分布与岩石的成因也有关，地幔成因的岩石含Zr低。
在熔融及结晶过程中，Zr为不相容元素，倾向于富集在深相中。
Zr/Hf可指示岩浆演化程度：Zr/Hf比值随岩浆演而降低，大陆玄武岩比洋壳拉斑玄武岩的Hf含量较高，而海岛玄武岩比洋中脊拉斑玄武岩的Hf含量高。
这反映了地幔成分，构造环境，部分熔融程度和分离结晶作用的差异。
另外可用来区分不同酸基度的岩石,如从辉长岩到白岗岩之Zr/Hf值由60降为40,从白岚岩到霞石正长岩之Zr/Hf值又由40增至90。
K/Rb值之应用:不同类型的岩浆岩,其K/Rb值不同，随着花岗岩岩浆分异作用的进行,K/Rb值趋于减小,在花岗岩类岩石中当K/Rb值急剧减小时(小于100),往往发生稀有元素的富集,如Nb、Ta等矿化;因此,K/Rb值亦可作为花岗岩类矿化的标志之一。
另外K/Rb值也可判断花岗岩的成因,如I型花岗岩,K/Rb值一般大于2。
伪S型花岗岩之K/Rb值一般小于200。
187Re/186Os值可区分不同来源的岩浆岩：用K型元素(Rb、Ba、Sr等)的丰度区分造山带玄武岩的亚系列, 用Zr/Y值和Zr、Nb、TiO2:、Si02之关系研究不同类型的岩浆岩和玄武岩的类型等。
1.2沉积岩成岩环境示踪如锆石中的铪，钛铁矿中Cr、Ni、V、Cu、Mn、Mg等对中于不同岩石是较灵敏的指示剂。
不同类型岩石中，锆石中的铪含量，特别是锆铪比明显有差异，同一成因类型的不同侵入体之间也有差别。
因此，以锆石或钛铁矿中微量元素含量分布进行源区探索较为有效。
（赵振华，1997）。
根据海水和淡水中含量差异显著的微量元素，可以区别海相和陆相沉积物。
如Sr、Ni、Co、Mn、Ba等可作为区分礁相和非礁相灰岩的指标元素。
应用Rb/K、B/Ga、Sr/Ba等值判别沉积岩的形成环境:各元素比值,海相沉积Rb/K≤0.006,B/Ga>4.5一5,Sr/Ba>1,陆相沉积Rb/K<0.046,B/Ga<3.3,Sr/Ba<1。
另外有人曾对页岩中的B、Rb、Ga、Sr、Ni、V、U及Pb、Zn、Cu、Sn等微量元素的丰度进行研究,也发现B、Rb、Sr等在海相页岩中比较富集;Ga、Ba、K等在陆相页岩中比较富集,也和上述的结论一致。
因此用B、Ga、Rb三角图象进行判别页岩的生成环境,一般效果较佳。
除此在研究中也发现,Ni、V、U等元素在海相的有机质页岩中比较富集,而Pb、Zn、Cu、Sn元素等则在淡水有机质页岩中比较富集的规律。
1.3. 恢复变质岩原岩的指示作用变质过程常使得常量元素发生变化，而微量元素特别是一些惰性微量元素变化很小。
①正副变质岩原岩恢复方法：a. 微量元素绝对浓度法。
e.g. 角闪岩：正变质—Cr、Ni和Ti含量高，副变质—Li和B等含量高，REE的配分模式和含量等。
b.微量元素对比值法用性质相似的元素，或不同的环境下有不同相关性的元素对比值，如REE，(LREE/HREE，原子序数相近的REE之比)，Sr/Ba，Cr/Ni等。
e.g. 正变质角闪岩：Sr/Ba>1，Cr/Ni>1；副变质角闪岩：Sr/Ba>1, Cr/Ni<1等。
c. 微量元素与造岩元素比值法e.g. Dearce和K2O/Y值来区别不同构造部位的玄武岩。
e. 图解法 (略)f. 函数判别法：e.g D. M.Shaw：构造了一个判别函数。
X1=-2.69lgCr-3.18lgV-1.25lgNi+10.57lgCo+7.731lgSc+7.5lgSr-1.951lgBa-1.991lgZn-19.58 (PPm)，若X1>0，则为正斜长角闪岩， X1<0，则为副斜长角闪岩。
或：X2=3.89LGCo+3.99lgSc-8.63若 X1>0 正斜长角闪岩X1<0 副斜长角闪岩。
②恢复变质沉积岩原岩类型的方法：a. AF图解法A=Al2O3-(CaO-CO2+K2O+Na2O)，F=(FeO+Fe2O3+MgO)/SiO2，各氧化物均以分子数进行计算。
分子数=含量(%)/分子量×1000，用AF作图，可把各类沉沉积区要开来。
b. 米什金图解法。
1.4成岩构造环境判别1．4.1玄武岩构造环境判别不同构造环境玄武岩的微量元素丰度和分配型式：(1) 火山弧玄武岩：K、Rb、Ba丰富高(活动性，随板块消减进入地幔楔形区)，而Nb、Ta、Zr、Hf、P丰度低(不活动)。
(2) 洋中脊玄武岩：Ba、Th、Ta、Nb富集， Yb、Ti、Y丰度低。
里特曼将世界上1300个活火山熔岩，投影在logσ-logτ座标上(σ=（K2O+Na2O）2/(SiO2-43)，叫里特曼组合指数，τ=(Al2O3-Na2O)/TiO2叫戈蒂里指数)，把岩石成份划分为三个区：A区为非构造带(板内稳定构造构)火山岩；B区为造山带(岛弧及活动大陆边缘区)火山岩；C区为A、B区火山岩派生的碱性岩。