第章微量元素地球化学岩浆作用模型PPT课件
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地球化学讲义微量元素地球化学(中国地质大学)
可见，微量元素在某相中的化学位越低，它的含量就会越高，就 像是水往低处流一样的道理
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。
中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2019年7月30日更新
地 球 化 学
第14页/共39页
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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第9页/共39页
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
第5页/共39页
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
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
地球化学 第二章 微量元素地球化学 Ch2 Trace Element Geochemistry 第三节 岩浆作用中微量元素的定量模型
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2. 平衡结晶作用 Equilibrium crystallization 矿物晶体在缓慢冷凝条件下结晶并与熔体
始终保持平衡，其结果形成成分均一、没
有环带的矿物晶体。
7/58
(一) 分离结晶作用定量模型
研究一个包含不同组分的物质的量为n的有限岩浆库，
其中包括有y摩尔的微量元素i, 则体系中微量元素
X0а＝Xа＝ Pа 及 D0＝DRS＝P（总分配系数） 实际上，一般岩石中的各矿物是不会按实比熔融的，而
且各相提供熔体的相对数量也不会保持不变的，这时，
上述关系就不能成立。
39/58
此时，微量元素模型可改写为：
C 1 0 0 C D F (1 P)
40/58
L
(二)分离熔融(Fractional melting)
Cl D 1 i ( F ) C0 i
=(1-F)
26/58
结晶作用模型限制条件
结晶作用模型的推导过程是以下面两点假 定为前提的： ①在整个结晶过程中分配系数始终保持恒 定； ②自岩浆中结晶的矿物种类及相对比例不
变，以保证总体分配系数为常数。
27/58
应用实例： 已知大洋拉玄武岩与碱性玄武岩的K, Rb含量如下：
3/58
因此，利用微量元素分配的这一特点和共
存相中的浓度关系就可以从数值上来模拟
估算岩浆生成演化过程中的有关参数 如部分熔融程度、分离结晶程度、残留固
相或分离相的组成等，我们把这种估算称
为定量模型．
4/58
本讲主要研究内容 一、结晶作用模型
1、分离结晶作用
2、平衡结晶作用
二、部分熔融作用模型
1.分批熔融（平衡熔融） 2.分离熔融 3.收集熔融
2. 平衡结晶作用 Equilibrium crystallization 矿物晶体在缓慢冷凝条件下结晶并与熔体
始终保持平衡，其结果形成成分均一、没
有环带的矿物晶体。
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(一) 分离结晶作用定量模型
研究一个包含不同组分的物质的量为n的有限岩浆库，
其中包括有y摩尔的微量元素i, 则体系中微量元素
X0а＝Xа＝ Pа 及 D0＝DRS＝P（总分配系数） 实际上，一般岩石中的各矿物是不会按实比熔融的，而
且各相提供熔体的相对数量也不会保持不变的，这时，
上述关系就不能成立。
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此时，微量元素模型可改写为：
C 1 0 0 C D F (1 P)
40/58
L
(二)分离熔融(Fractional melting)
Cl D 1 i ( F ) C0 i
=(1-F)
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结晶作用模型限制条件
结晶作用模型的推导过程是以下面两点假 定为前提的： ①在整个结晶过程中分配系数始终保持恒 定； ②自岩浆中结晶的矿物种类及相对比例不
变，以保证总体分配系数为常数。
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应用实例： 已知大洋拉玄武岩与碱性玄武岩的K, Rb含量如下：
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因此，利用微量元素分配的这一特点和共
存相中的浓度关系就可以从数值上来模拟
估算岩浆生成演化过程中的有关参数 如部分熔融程度、分离结晶程度、残留固
相或分离相的组成等，我们把这种估算称
为定量模型．
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本讲主要研究内容 一、结晶作用模型
1、分离结晶作用
2、平衡结晶作用
二、部分熔融作用模型
1.分批熔融（平衡熔融） 2.分离熔融 3.收集熔融
微量元素地球化学原理(第二版)(赵振华)PPT模板
第二节稀溶液与亨利定律
01
一、亨利定 律
02
二、亨利定 律的适用范
围
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第三节能斯特定律和分配系 数
二、分配系 数的测定
一、分配系 数
三、影响分 配系数的因 素
第二章微量元素地球化 学基本概念及有关理论 问题
第四节岩浆形成和演化过程的微 量元素地球化学模型
一、部分熔融 模型
三、结晶作用 模型
五、围岩混染 和分离结晶联 合作用（afc） 的模型
01
03
05
02
二、分离熔融 模型
04 四、混合模型
06
六、能量限制 分离结晶混染 （ec afc）模 型
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第四节岩浆形成和演化过程 的微量元素地球化学模型
七、与时间相关 的分离结晶混染
ow）
08
第五章地球形成演化过程中的微量 元素
第五章地球形成演化过程中的微量元素
第一节太阳系星云、 陨石与地球成分
第二节月球的形成与 演化
第三节玻璃陨石的成 因
第四节地壳与大气圈 地球化学与演化
第五节地幔化学组成 及地球化学演化的微
统计分析法
04
四、元素丰度 与矿产储量和
资源潜力
07
第四章微量元素与构造背景判别
第四章微量元素与构 造背景判别
第一节微量元素识别板块 构造背景的地球化学依据
第二节不同类型岩石的构 造背景判别
第三节一些特殊类型构造 背景的识别
第四节微量元素用于构造 背景判别的限制
第四章微量元素 与构造背景判别
第一节微量元素识别板块构造 背景的地球化学依据
01
一、亨利定 律
02
二、亨利定 律的适用范
围
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第三节能斯特定律和分配系 数
二、分配系 数的测定
一、分配系 数
三、影响分 配系数的因 素
第二章微量元素地球化 学基本概念及有关理论 问题
第四节岩浆形成和演化过程的微 量元素地球化学模型
一、部分熔融 模型
三、结晶作用 模型
五、围岩混染 和分离结晶联 合作用（afc） 的模型
01
03
05
02
二、分离熔融 模型
04 四、混合模型
06
六、能量限制 分离结晶混染 （ec afc）模 型
第二章微量元素 地球化学基本概 念及有关理论问 题
第四节岩浆形成和演化过程 的微量元素地球化学模型
七、与时间相关 的分离结晶混染
ow）
08
第五章地球形成演化过程中的微量 元素
第五章地球形成演化过程中的微量元素
第一节太阳系星云、 陨石与地球成分
第二节月球的形成与 演化
第三节玻璃陨石的成 因
第四节地壳与大气圈 地球化学与演化
第五节地幔化学组成 及地球化学演化的微
统计分析法
04
四、元素丰度 与矿产储量和
资源潜力
07
第四章微量元素与构造背景判别
第四章微量元素与构 造背景判别
第一节微量元素识别板块 构造背景的地球化学依据
第二节不同类型岩石的构 造背景判别
第三节一些特殊类型构造 背景的识别
第四节微量元素用于构造 背景判别的限制
第四章微量元素 与构造背景判别
第一节微量元素识别板块构造 背景的地球化学依据
第四章 微量元素地球化学-3
能斯特分配系数。
8
在一定浓度范围内，KD与i的浓度无关，只与 温度、压力有关。 根据稀溶液定律（亨利定律），微量元素i的活 动正比于其摩尔浓度，即ai = K bi 所以，KD= aiA/aiB= biA/biB 能斯特分配系数（ KD ）仅适用于服从稀溶液 定律的微量元素，其他元素需采用该元素在两 相中的活度比值作为分配系数。
28
b 平衡部分熔融过程的定量模型
o 假设，产生的全部熔体与残留相保持平衡
ci l
岩浆 F
源岩
1-F
残留相
ci o
ci s
o 考虑源岩中微量元素i的量和岩浆+残留相中的量相等， 可得下列方程：
ห้องสมุดไป่ตู้29
我们设：F为固相部分熔融的程度（百分数） CS为固相中某微量元素的初始平均浓度 CL为固相熔融到F时熔体相中该微量元素的平均浓度 CRS为固相熔融到F时残余固相中该元素的浓度 DRS为残余固相和熔体相之间的总分配系数 这里XRS,α为残余固相中α相（矿物）的重量分数
结晶作用是岩浆演化的基本过程； 结晶过程倾向于导致岩浆全部结晶，即100％变成结晶相； 矿物结晶过程中，矿物表面与残余岩浆之间可以一直保持 平衡；但是，矿物内部与残余岩浆脱离接触，难以继续保持 平衡。因此，平衡结晶过程很少实现。实际的结晶过程是一 种保持表面平衡的过程，接近分离结晶过程。 在岩浆结晶过程中存在矿物结晶次序的差别，一些矿物先 结晶，一些矿物后结晶，如鲍文反应序列所示。由于重力等 作用，先结晶的矿物可能发生堆积，与残余岩浆分离。这也 会造成分离结晶作用。 岩浆分离结晶的程度，取决于岩浆的类型和粘度、结晶的 速度等条件。
22
B 温度对分配系数的影响
• 由能斯特定律可导出： lnKD = - (△H/RT) + B △H表示微量元素在两相中的热焓变化； B是积分常数； R是气体常数 ——分配系数的自然对数与体系温度的倒 数呈线性关系！
02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征39页PPT
直接测量 喷出熔岩的温度范围一般在700-13000C之间。 玄武岩一般为1000-13000C，安山岩一般为 900～10000C，流纹岩一般为700～9000C。组 分愈酸性，温度愈低。
间接测量
1）通过岩石的熔融及结晶实验确定：如基拉韦厄玄武岩， 在一个大气压下，开始结晶温度为12350C，而它的完全结晶 温度为10600C。不同的矿物结晶温度也不同，如约德等(1962) 测定的莫纳罗亚喷出玄武岩中主要造岩矿物的结晶温度：橄 榄石12500C，辉石11800C，基性斜长石11600C。
4)压力 压力对岩浆的粘度也有影响。对不含水的干岩
02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征
服从真理，就能征服一切事物
• 第一节 岩浆的概念与特征 • 第二节 岩浆作用 • 第三节 岩浆岩的基本特征
Hawaii
第一节 岩浆的概念与特征
一、岩浆的概念
目前一般认为：岩浆 是上地慢和地壳深处形 成的，以硅酸盐为主要 成分的炽热、粘稠、含 有挥发份的熔融体。
最普遍和最主要的是 硅酸盐成分的岩浆，个 别的也见有碳酸盐，金 属氧化物、金属硫化物 等岩浆(后两者又称矿浆)。
3）温度
岩浆的温度愈高，粘度愈小； 温度愈低，粘度愈大。
如威苏维火山喷出的熔岩， 11000C时为283.2Pa.s，12000C 时为276Pa.s，13000C时为 75Pa.s，14000C时为25.6Pa.s。
温度升高使硅氧四面体络阴 离子结合能力降低，大的阴离 子解聚分裂，同时能使离子活 动能力加大，从而增强熔体的 流动性、减少粘度。
存在。除K+、Na+、Ca2+，Mg2+、Mn2+，Fe2+等 为阳离子外，阴离子主要为硅(铝)氧四面体所组 成的络阴离子，有岛状、链状、架状等，连接呈
间接测量
1）通过岩石的熔融及结晶实验确定：如基拉韦厄玄武岩， 在一个大气压下，开始结晶温度为12350C，而它的完全结晶 温度为10600C。不同的矿物结晶温度也不同，如约德等(1962) 测定的莫纳罗亚喷出玄武岩中主要造岩矿物的结晶温度：橄 榄石12500C，辉石11800C，基性斜长石11600C。
4)压力 压力对岩浆的粘度也有影响。对不含水的干岩
02：岩浆作用及岩浆岩的基本特征
服从真理，就能征服一切事物
• 第一节 岩浆的概念与特征 • 第二节 岩浆作用 • 第三节 岩浆岩的基本特征
Hawaii
第一节 岩浆的概念与特征
一、岩浆的概念
目前一般认为：岩浆 是上地慢和地壳深处形 成的，以硅酸盐为主要 成分的炽热、粘稠、含 有挥发份的熔融体。
最普遍和最主要的是 硅酸盐成分的岩浆，个 别的也见有碳酸盐，金 属氧化物、金属硫化物 等岩浆(后两者又称矿浆)。
3）温度
岩浆的温度愈高，粘度愈小； 温度愈低，粘度愈大。
如威苏维火山喷出的熔岩， 11000C时为283.2Pa.s，12000C 时为276Pa.s，13000C时为 75Pa.s，14000C时为25.6Pa.s。
温度升高使硅氧四面体络阴 离子结合能力降低，大的阴离 子解聚分裂，同时能使离子活 动能力加大，从而增强熔体的 流动性、减少粘度。
存在。除K+、Na+、Ca2+，Mg2+、Mn2+，Fe2+等 为阳离子外，阴离子主要为硅(铝)氧四面体所组 成的络阴离子，有岛状、链状、架状等，连接呈
8 第七章 岩浆化学作用PPT课件
BeO＋3O2－ →［BeO4］6－ Al2O3＋5O2－→2［AlO4］5－
一、岩浆的成分与性质
7.1.3 岩浆的性质
3、氧化还原条件 与岩浆的形成环境有关，深源岩浆形成与较还原的环境，生成的岩 浆氧化还原电位较低。 主要标志是变价元素的价态，一般岩石的ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋） >1，岩浆形成于还原环境， ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋）<1，形成于氧化 环境。挥发分也可指示岩浆的形成环境： 还原环境：CO、CH4、H2的含量高； 氧化环境：CO2、H2O、SO2含量高。
（2）若火成岩中相容元素（如Ni、 Co、Cr）含量变化小，同时不 相容元素比值［如w(Sr/w(Ba)、w(La)/w(Sm)]变化大，则为部分熔融 形成的。
（3）岩浆的结晶分异演化程度对探讨成岩过程和含矿潜力有重要意 义。
微量元素是否类质同象进入主要造岩矿物晶格，是它们是否能在晚 期及其后的地质作用过程富集成矿的关键。
二、岩浆演化过程元素的行为
2、岩浆演化过程微量元素的行为
按微量元素在岩浆演化过程的类质同象行为差异，微量元素的分类：
（1）主要以类质同象方式进入长石、石英等矿物（K、Na、Ca的铝 硅酸盐矿物，也被称为长英质矿物）的微量元素，这些铝硅酸盐矿物在 岩浆结晶过程属于较晚结晶的矿物，在岩石的部分熔融过程中属于较易 熔融的相。多为强或较强的不相容元素，半径大，亲氧性突出，成为大 离子亲石元素（LILE）。
7.1.1 岩浆起源与化学组成
花岗岩：陆壳岩石部分熔融的产物； 玄武岩：起源于上地幔不同深度和不同性质的橄榄质岩石
或者地幔柱； 安山岩：主要产生于俯冲带，具有多源性，（底侵玄武岩
部分熔融）； 原生岩浆：由部分熔融产生的岩浆； 岩浆过程：分离结晶、岩浆不混溶、岩浆混溶、同化混染
一、岩浆的成分与性质
7.1.3 岩浆的性质
3、氧化还原条件 与岩浆的形成环境有关，深源岩浆形成与较还原的环境，生成的岩 浆氧化还原电位较低。 主要标志是变价元素的价态，一般岩石的ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋） >1，岩浆形成于还原环境， ω（Fe2＋）/ ω（Fe3＋）<1，形成于氧化 环境。挥发分也可指示岩浆的形成环境： 还原环境：CO、CH4、H2的含量高； 氧化环境：CO2、H2O、SO2含量高。
（2）若火成岩中相容元素（如Ni、 Co、Cr）含量变化小，同时不 相容元素比值［如w(Sr/w(Ba)、w(La)/w(Sm)]变化大，则为部分熔融 形成的。
（3）岩浆的结晶分异演化程度对探讨成岩过程和含矿潜力有重要意 义。
微量元素是否类质同象进入主要造岩矿物晶格，是它们是否能在晚 期及其后的地质作用过程富集成矿的关键。
二、岩浆演化过程元素的行为
2、岩浆演化过程微量元素的行为
按微量元素在岩浆演化过程的类质同象行为差异，微量元素的分类：
（1）主要以类质同象方式进入长石、石英等矿物（K、Na、Ca的铝 硅酸盐矿物，也被称为长英质矿物）的微量元素，这些铝硅酸盐矿物在 岩浆结晶过程属于较晚结晶的矿物，在岩石的部分熔融过程中属于较易 熔融的相。多为强或较强的不相容元素，半径大，亲氧性突出，成为大 离子亲石元素（LILE）。
7.1.1 岩浆起源与化学组成
花岗岩：陆壳岩石部分熔融的产物； 玄武岩：起源于上地幔不同深度和不同性质的橄榄质岩石
或者地幔柱； 安山岩：主要产生于俯冲带，具有多源性，（底侵玄武岩
部分熔融）； 原生岩浆：由部分熔融产生的岩浆； 岩浆过程：分离结晶、岩浆不混溶、岩浆混溶、同化混染
13微量元素地球化学专题培训课件
4.稀土元素地球化学
1.稀土元素分类
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；
轻稀土组(LREE)—ΣCe族稀土
+Y 重稀土组（HREE）—ΣY族稀土
4.稀土元素地球化学
镧原子外层电子构型5d16s2，Ce有一个电子充填于4f亚 层，以后均进入4f亚层，直至将4f亚层完全充满为止。
4.稀土元素地球化学
受到5s2和5p6亚层中8个电子的很好屏蔽，4f亚层电子不 大明显参与化学反应。因此4f亚层电子数目的任何差异 既不导致化学行为很大不同，也不引起明显的配位场效 应。所以，REE倾向于在任何地质体中成组而不是单个 或几个一起产出。当硅酸盐与金属或硫化物共存时， REE优先浓集于硅酸盐中，具有亲石性。
花岗岩
碱性玄武岩
10
大陆拉斑
玄武岩
球粒陨石
1
大洋拉斑
玄武岩
1
10
100
1000
10000
REE(10)-6
地壳不同变质原岩的REE与La/Yb比值判别图，可用于区分不
同类型的玄武岩、花岗岩和碳酸盐岩
4.稀土元素地球化学
(2) LREE/HREE(或∑Ce/∑Y) 为轻和重稀土元素比值。 这一参数能较好地反映REE 元素的分异程度以及指示部 分熔融残留体和岩浆结晶矿 物的特征。可为判别岩浆早 期结晶矿物的特征或对岩浆 残余源岩的REE组成等的分 析提供判断的依据
基性岩、基性岩、中性岩至酸性岩，ΣREE值逐渐增高。 相对于碳酸岩，沉积岩中细粒碎屑岩和砂岩ΣREE值较 高，主要反映富集REE副矿物和粘土矿物选择性吸附的 结果，而非源区特征。因此，对于变质岩和壳源岩浆 岩，ΣREE能对其原岩或源岩的性质进行定性的指示。
11第4章微量元素地球化学-REE3
2013/10/10 24
☞自然体系中，已证明确有2价铕离子(Eu2＋)和4价
铈离子(Ce4＋)；
☞直今未在任何矿物或天然水中发现Tb4＋的存在。 ☞由于碳质球粒陨石某些包体中存在Eu和Yb负异
常，且两者浓度间具有联系，推断Yb2＋在自然界 是存在的。但要求极其还原的条件(比形成月岩还 要还原)。地壳正常条件下，镱只呈Yb3＋；
9
稀土功能
• 现代军事微生物和盘尼西林 • 用于有色金属合金中，稀土金属有色金属合金中 也获得广泛应用。例如有一种稀土镁合金（含有 Mg,Zn,Zr,La,Ce）可用于制造喷气式发动机的传 动装置，直升飞机的变速箱，飞机的着陆轮和座 舱罩。在镁合金中添加稀土金属的优点是可提高 其高温抗蠕变性，改善铸造性能和室温可焊性。 • 永磁材料、钢的脱硫、稀土球墨铸铁、打火石 • 石油裂化催化剂等 • 镧玻璃 、玻璃脱色 、荧光粉、激光器 。。。。
2013/10/10
29
☞REE离子半径大，除非矿物中被置换的阳离子半 径也大，一般在矿物中进行离子置换的能力有限。 三价REE可以对Ca2＋，Y3＋，Th4＋，U4，Mn2＋ 和Zr4＋(六次配位半径0.72A)进行置换； ☞三价REE对不同电价阳离子的置换(异价类质同 象)要求一定机制来满足电荷的平衡补偿：
2013/10/10
37
对比数据和图，可以得出有关REE 分配系数的一般规律
①对于任何一种REE和矿物/熔体对来说，其分配系
数值均在较宽的范围内变化；
②虽然REE在给定的矿物/熔体对之间的分配系数值
可以有很大变化，但对该矿物来说，REE分配系数 的模式一般是固定不变的；
③ REE在矿物/熔体之间的分配系数值，一般倾向为
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☞自然体系中，已证明确有2价铕离子(Eu2＋)和4价
铈离子(Ce4＋)；
☞直今未在任何矿物或天然水中发现Tb4＋的存在。 ☞由于碳质球粒陨石某些包体中存在Eu和Yb负异
常，且两者浓度间具有联系，推断Yb2＋在自然界 是存在的。但要求极其还原的条件(比形成月岩还 要还原)。地壳正常条件下，镱只呈Yb3＋；
9
稀土功能
• 现代军事微生物和盘尼西林 • 用于有色金属合金中，稀土金属有色金属合金中 也获得广泛应用。例如有一种稀土镁合金（含有 Mg,Zn,Zr,La,Ce）可用于制造喷气式发动机的传 动装置，直升飞机的变速箱，飞机的着陆轮和座 舱罩。在镁合金中添加稀土金属的优点是可提高 其高温抗蠕变性，改善铸造性能和室温可焊性。 • 永磁材料、钢的脱硫、稀土球墨铸铁、打火石 • 石油裂化催化剂等 • 镧玻璃 、玻璃脱色 、荧光粉、激光器 。。。。
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☞REE离子半径大，除非矿物中被置换的阳离子半 径也大，一般在矿物中进行离子置换的能力有限。 三价REE可以对Ca2＋，Y3＋，Th4＋，U4，Mn2＋ 和Zr4＋(六次配位半径0.72A)进行置换； ☞三价REE对不同电价阳离子的置换(异价类质同 象)要求一定机制来满足电荷的平衡补偿：
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对比数据和图，可以得出有关REE 分配系数的一般规律
①对于任何一种REE和矿物/熔体对来说，其分配系
数值均在较宽的范围内变化；
②虽然REE在给定的矿物/熔体对之间的分配系数值
可以有很大变化，但对该矿物来说，REE分配系数 的模式一般是固定不变的；
③ REE在矿物/熔体之间的分配系数值，一般倾向为
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岩浆作用
火山岩
快喷 速出 上地 升表
结晶分异 同化混染
源区部分熔融 原始岩浆
上升的地幔柱头 软流圈 岩石圈地幔 中下地壳
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☞研究微量元素在岩浆过程中的分配演化规律，仅
仅依靠简单的分配定律显然不够， 还必须研制出 适用于表征地质体系各类作用过程微量元素行为的 数学模型。
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如果在开放体系中， 岩浆分异通过以下两种过程 进行:
与其它固体混染物的同化作用(Assimilation of an initially solid contaminant)
两种以上成分不同的岩浆的混合作用(Mixing of two or more contrasting magmas)
☞径过努力，地球化学已径有了模拟多种岩浆作用
过程中元素分配演化的定量模型。最常用的为分离 结晶和部分熔融过程模型。这些模型都是以微量元 素在晶体相与熔体相之间的分配系数为基础的。
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4.2.1岩浆形成过程中部分熔融的定量模型
微量元素一般原则也可用于岩浆部分熔融，说明随熔 融进行Tr在形成岩浆中富集或贫化的趋势。三种端元 模式:
一般很困难，式(5.1)的应用受到很大限制。
☞但部分熔融的残余固相往往可在岩石深源包体中
找到， 所以赫尔托根和吉贝尔斯(1976)考虑在方 程式中只包含可能为母岩的Tr浓度，熔体自残余 体移出时残余固相的矿物成分以及部分熔融程度。
证明熔体移出时Tr在残余固体与熔体之间的总分 配系数D由下式给出：
☞
D＝(D0－PF)/(1-F) 代入式(5.1)得：
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分熔融（equilibrium melting），在整个 部分熔融过程中，熔体与残留固体始终 保持平衡，直到熔体离去，这种熔融又 称批次熔融、平衡熔融或一次熔融。
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2. 定量模型2个假设
• ① 在整个部分熔融过程中微量元素在固相
和液相之间的总分配系数始终保持不变；
• ② 整个熔融过程中残余固相中各矿物相对
间的分配系数≈14)， 随着晶体内部结晶Ni将在晶体
核心富集， 同时使与之平衡的熔体中Ni浓度降低
➢当晶体外层依次结晶时， 尽管Ni的分配系数不变，
但是在熔体中Ni浓度愈来愈低的情况下进行分配的，
结果不仅橄榄石晶体核心到边缘Ni浓度逐渐变低，
而且熔体中的Ni也随橄榄石晶出而愈益贫化。
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岩浆作用指岩浆形成、演化和固结成岩的一系列
作用。 岩浆作用过程中，往往经历部分熔融作用、 同化混染、岩浆混合和结晶作用等过程。
微量元素在矿物和熔体之间的分配可能导致在岩
浆作用过程中微量元素的浓度变化达几个数量级。 因此，微量元素分配的定量研究可以用来作为岩 浆演化高度灵敏的指示剂。
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(5.4)
Cil/Ci0＝1/[D(1－F)+F] (5.5)
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CiL/COi＝1/[D(1－F)+F]
公式中各参数含义：
CiL熔体中某元素浓度
COi母体或母岩中某元素浓度
F部分熔融程度：F=0，熔融开始，
F=1, 熔融结束
D残余固相与熔体间的分配系数
此式即为常用的批次熔融的定量模型。
连续自残余相移出，聚集于一个岩浆房中，经充分混
合最后得出一种平均成分。
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4.2.1 岩浆形成过程中部分熔融的定 量模型
1. 平衡部分熔融 2.定量模型假设 3.定量模型
201231定量模型
➢1. 平衡部分熔融
• 岩浆形成最常见和最可能的就是平衡部
融程度增大)。 P-元素在被熔参加熔体的那些矿物与熔体间
的总分配系数。
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☞如果熔融过程中原始固相中某一矿物质量百分数
W和Wii进0＝等入P于i，到熔则熔融D体后0＝中残D该余＝矿固P物，相相即中的如该重果矿量各物百种的分矿重数物量P相百i，的分W熔数i0＝化Wi 是按照它们在母岩中的标准比例进行，熔化过程
中岩具式有D＝相in1同Wi •KD成i中分的，WPi保＝持D不0，变式，(5或.1)形简成化的为熔: 体与母
☞或
Cil Ci0
[D0
1
F(1D0)]
Cil Ci0
1
[D0(1F)F)]
(5.2) (5.3)
☞mDe0l代tin替g)了。P， 为模式批次熔融模型(modal
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☞地壳中要确定一种岩浆形成的源岩及其矿物成分
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CiL/COi＝1/[D(1－F)+F]
表明当熔体自残余体移出时， Cil/Ci0(给定微量元 素在熔体中的浓度与在母岩中原始浓度的比率)只 依赖于该元素在残余固体与熔体间的总分配系数 D及部分熔融程度F。
而Tr在残余固相中的浓度(Cis)与母岩中该元素的 原始浓度(Ci0)之比值(Cil/Ci0)， 可以根据Cis/Ci0＝ Cil/Ci0D 这种关系式计算出来，因为根据分配系数 的定义：D＝Cis/Cil。
① 批次或平衡熔融(batch melting): 部分熔融过程中 熔体与残余固相发生连续再平衡，直到熔体移出-平 衡部分熔融。
② 分馏熔融(fractional melting): 部分熔融产生的无限 小量熔体连续地自残余相移出。
③ 收集熔融(collection melting): 部分熔融产生的熔体
形成熔体的贡献比例保持不变。
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3. 定量模型
☞推导出批次熔融定量模型:
Cil Ci0
1
D0 F(1P)
(5.1)
☞CiL-元素i在形成熔体中的浓度，Ci0-i在原始固相中的浓度，
D0-熔融开始时i在母岩矿物集合体与熔体之间的总分配系数， F-形成熔体占母岩重量百分数，反映部分熔融程度(0到1熔
4.2 岩浆作用过程中微量元素分配
演化的定量模型
➢4.2.1 岩浆形成过程中部分熔融的定量模型 ➢4.2.2 岩浆结晶过程中结晶作用模型
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➢自然体系如岩浆作用中， 元素在不同相间的分配
并非是静态的分配， 而是动态演进式的分配。
➢例如橄榄石自玄武岩浆中结晶(Ni在橄榄石与熔体