橄榄石地质温度计
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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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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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
三元长石地质温度计及其在我国粤西花岗岩中的应用
三元长石在花岗岩中的平衡交换反应有三个:
N aA lSi3O 8 = N aA lSi3O 8、 KA lSi3O 8 = KA lSi3O 8、 A F PF A F PF CaA l2 Si2O 8 = CaA l2 Si2O 8 A F PF
长石地质温度计是众多地质温度计的一种, 而地 质温度计主要是根据变质岩、 岩浆岩中共生矿物的化 学成分, 通过地质热力学计算, 获得温度数据。 因此, 热力学和岩石中共生矿物组合是地质温度计的理论 基础, 根据岩浆岩和变质岩中平衡共生矿物间元素的 分配, 经热力学计算, 从而可得到共生矿物组合的温
华南地质与矿产 2003 年 Geo logy and M inera l R esou rces of Sou th Ch ina 第 4 期
文章编号: 1007-
3701 ( 2003) 04- 0001- 09
三元长石地质温度计及其 在我国粤西花岗岩中的应用
王联魁, 沙连 , 徐文新, 邓高强
( 中国科学院广州地球化学研究所, 广东 广州 510640)
摘要: 根据 G reen et a l ( 1986) 提出的三元长石温压计公式, 以长石三元固溶体和矿物相平衡为 基础, 通过热力学推导, 建立了联立方程法和迭代法两种计算三元长石温度的方法。根据联立求 解可获得 T
E+ W
N aK V
N aCa H
F ] + [W
A+ W
B+ W ( 2- x
KN a S
C
]
+ W
AF Ab
高温高压和不同磁铁矿下干的多晶橄榄石电导率实验及地球物理意义
高温高压和不同磁铁矿下干的多晶橄榄石电导率实验及地球物理意义橄榄石是一种天然矿物，原产于木星和火星的大气圈，它在巨大的热量和压力的影响下形成，这使其成为月球表面和重力调查的有价值的地质标记物。
此外，橄榄石是一种半导体，具有高温高压下可变的电导率，是地球物理学研究中的重要材料。
近年来，学者们借助实验室技术对橄榄石的电导率进行了探索，从而为理解地球内部结构的形成和演化提供了有价值的信息。
最近，多壁纳米晶体橄榄石（MWCNTs）的电导率在高温高压下被研究。
高温高压条件下的实验可以在一定的温度和压力范围内模拟地球内部的高温高压条件，从而对地球内部结构有深入的认识。
MWCNTs 研究并非为橄榄石的唯一研究对象，它们也被大量用于多晶橄榄石样品的实验研究，这些样品由不同磁铁矿组成，分别可以模拟地球的不同层次的结构。
实验中，多晶橄榄石样品放入压力容器中，当实验条件达到所需要的温度和压力范围时，样品会发生变化，从而提供电导率数据。
实验结果表明，高温高压条件下，由不同磁铁矿组成的多晶橄榄石样品的电导率有一定的变化趋势，并且可以给出各磁铁矿组成比例对电导率的影响。
对多晶橄榄石电导率的高温高压实验可以提供有关地球内部结构的信息，有助于探索地球的形成和演化。
测定的电导率数据有助于检验和验证地球科学理论，更好地理解地球的结构、地幔和地壳的演化及内部特征。
另外，这些实验结果也可以为探测月球内部结构提供重要参考。
综上所述，高温高压和不同磁铁矿下干的多晶橄榄石的电导率的实验研究，可以为研究地球内部结构特征和演化提供重要的线索，也可以为探测月球内部结构提供重要参考。
实验结果也可以检验和验证地球物理学的理论，进一步开展对地球内部结构的深入研究，为我们更好地理解和探索宇宙中的奥秘提供重要信息。
地质————岩浆及岩浆岩
喷出作用
侵入作用
玄武岩-喷出岩（火山熔岩）(lava)
集块岩-火山碎屑岩（volcaniclastic rocks）
花岗斑岩-浅成侵入岩(hypabyssal rocks)
花岗岩-深成侵入岩（plutonic rocks）
五、岩浆活动与资源环境
岩浆活动与矿产资源
岩浆活动可能是孕育生命的摇篮
岩浆活动引起环境问题
Br Kr I Xe
5 Rb Sr
Zr Nb Mo Re
Ru Rh Pd Ag Cd Os Ir Pt Au Hg 稀土元素
6 Cs Ba La Hf Ta W
Th U 亲石元素 亲铁元素 Ce Pr Nd
At Rn
Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
亲气元素 亲铜元素
二、岩浆的特征-岩浆的温度 1、实测：观察现代熔岩流的温度
火山可能是孕育地球生命的摇篮！
Carbonyl Sulfide-Mediated Prebiotic Formation of Peptides Luke Leman, Leslie Orgel, and M. Reza Ghadiri
Science， 8 October 2004: Volume 306，Number 5694，283-286.
圣海伦斯火山 Saint Helens，北段。 西南距波特兰72千米。 海拔2950米。原为 一休眠火山，沉默 123年后，于1980年 3月27日复活。经过 1980年3月27日、5 月18日和25日3次大 喷发，火山高度降低 至2550米，山顶被 削去近1／3，形成一 个长3千米、宽1.5米， 深125米的火山口， 喷出大量的火山灰和 熔岩，火焰、浓烟和 火山灰直冲至2万米 高空，火山灰扩散到 4000千米以外地方。
地质温度计
地质温度计地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。
目前应用比较普遍的地质温度计主要有矿物包裹体地质温度计、同位素地质温度计、同质多象温度计、泥质矿物温度计、矿物分解温度、固溶体分解温度、矿物中的放射性裂变径迹、镜质组反射率、生物标志化合物等。
矿物包裹体根据矿物晶体中原生包裹体的均一化测定矿物的形成温度。
这种原生包裹体通常叫矿物温度计。
包裹体可以是固态的，矿物包裹体测温法的一种，在室温下从显微镜中看到的包裹体中的气相和液相，是单相热液随主矿物冷缩所产生的气泡。
如果用实验方法对包裹体加热到某一温度时，包裹体可恢复到形成时的均一相。
由于均一温度是在常压下得到的，因此需加压力校正值。
这时的温度就叫均一温度，这种测温的基本方法叫均一法。
常用于测定透明矿物，它是包裹体测温的基本方法。
测定不透明矿物的方法叫爆破法，是根据气液包裹体爆破产生的响声来确定温度的。
从包裹体爆破曲线图上可得出爆破温度，爆破温度经过压力校正之后可认为是矿物形成温度的上限同位素根据共生矿物对的同位素分馏（见稳定同位素地球化学）测定地质体中同位素平衡时的温度。
由同位素分馏作用已知，同位素交换反应的分馏系数（α）随温度（T）而变化，它们之间的关系式为1000lnα=(A/T)+B该式为同位素地质温度计的计算公式，A和B是实验确定的常数，与矿物种类有关。
目前常用的有石英－磁铁矿、石英-白云母、石英-方解石等共生矿物对氧同位素地质温度计和闪锌矿-方铅矿、黄铁矿-方铅矿等硫同位素地质温度计。
同位素地质温度计不需进行压力校正。
闪锌矿闪锌矿中常含有一些微量元素，如铟(In)、锗(Ge)、镓(Ga)、铊(Tl)等，这些微量元素含量的多少常与闪锌矿的形成温度有关（见表）。
因此,闪锌矿地质温度计又称矿物－微量元素地质温度计或类质同象地质温度计。
闪锌矿（ZnS）主要产于接触交待矽卡岩和中低温热液矿床中，若其形成温度较高，则含铁质较多，它的颜色容易呈现黑色或褐黑色；如其形成温度不高，则含铁质较少，因而呈现较浅的黄色、褐黄色。
微量元素在地质中的运用
微量元素在地质上的应用微量元素在地质上的应用主要有以下几个方面：一、分配系数的应用1. 计算平衡时的温度由热力学可知：\nk=-BRTK:平衡常数，在稀溶液条件下，K=D△日二热熔变化，可以测定，R二气体常数，B为常数，据此可求得温度: AIn D BT这就是微量元素的分配系数温度计。
很多温度计已经测定，特别是稀土元素和硫化物对。
2. 计算平衡时的压力根据热力学，在恒温条件下，分配系数D与压力P的尖系式为：lln D ' ・v 5P j ” RT3. 判断岩浆成岩过程⑴模型A部分熔融模型a. 平衡部分熔融C,= 1Co_D（1 _F）F其C L :兀素在熔体中的浓度；中：Co：初始固相母体物质中的浓度F:部分熔融特度D :总分配体系b：分离熔融模型（在发生熔融时，从固相中连续移出所形成的熔体「丄（1卫）PCo D D P ：压力c.结晶作用模型分离结晶作用过程中，微量元素的行为可用下式来描述：CL 二D'4砂F CL： i元素在熔体中的浓度；C O,L： i元素在原始熔体中浓度;F :原始岩浆分离结晶作用后剩余的份额（固结度，结晶度），还有其它模型。
（2）过程鉴别（3）地球化学参数的确定①源区的物质成分根据地质观察，综合考虑岩石学、微量元素、残留体和同位素组成等资料。
e.g.基性岩和超基性岩取上地幔为源区物质，以2倍左右球粒陨石的丰度为C。
值；花岗岩：S型花岗岩以杂砂岩的平均成分为G, I型花岗岩源岩为下地壳和上地幔物质的混合，有人以岩体边缘相为G。
二微量元素指示剂1 •对岩浆演化过程的指示（1）大离子半径亲石兀素大禺子亲石兀素一般有：Ba ・ RbSr、K 等。
丿元糸价态半径⑺Sr+2 1.12Ca+2 1.00Rb+ 1 1.47K+ 1 1.33Ba+2 1.34①S心和Sr在钙长石一熔体中的分配系数较大（即S®易进入含矿物中），在中酸性岩浆演化过程中，Sr随Ca的减少而贫化，但S®的半径比Ca?+大，C*比Sr2+B先进入晶格，随岩浆作用的进行，Sr/Ca比值变大，若以同源不同阶段岩石中的Sr和Ca作图，可得到演化线。
橄榄石陨石鉴定方法
橄榄石陨石鉴定方法
橄榄石陨石是指由橄榄石组成的隕石。
鉴定橄榄石陨石的方法可以包括以下几个方面：
1. 外观特征：橄榄石陨石通常呈现黑色或黑绿色，表面可能有坑洼、凹凸不平的纹理。
陨石通常还具有熔融壳层。
2. 密度测量：通过测量橄榄石陨石的密度，一般来说，陨石的密度会高于在地球上常见的岩石。
3. 矿物组成：使用X射线衍射等技术，分析橄榄石陨石中的矿物组成。
橄榄石陨石主要由橄榄石组成，并可能包含其他矿物，如辉石、磷灰石等。
4. 含水量测量：陨石中的含水量也可以用于鉴定。
通常情况下，橄榄石陨石中的含水量较低。
5. 其他化学成分分析：通过化学成分分析，可以确定陨石中的其他元素和化合物。
例如，橄榄石陨石通常富含镁、铁、硅等元素。
需要注意的是，鉴定橄榄石陨石需要专业知识和实验设备。
如果您发现了疑似橄榄石陨石，可以向专业的地质学家、隕石研究者等求助，以获取正确的鉴定结果。
第五章 矿物温度计与压力计.ppt
• 矿物温度计与压力计是成矿作用研究的基础材 料之一，也是矿床学应用的重要矿物包裹体测温法、矿物测温法和 同位素测温法，其中应用最广和最有效的方法是矿物包裹 体测温法。
第一节 稳定同位素温度计
• 稳定同位素温度计灵敏度高，且不受压 力影响，可测定各种温度。其中，氧同 位素和硫同位素较常用。
• 硫辉化钼物矿＞—黄H2铁S达矿到＞平闪衡锌时矿各(磁种黄硫铁化矿物)富＞3H4S2S的＞大黄致铜顺矿序： ＞(HS-)＞铜蓝＞方铅矿＞辰砂＞辉铜矿(辉锑矿)＞辉 银矿＞S2-。
• 三、稳定同位素计温的条件
• 共生矿物队必须满足下列条件：
• 1.共生矿物间的同位素达到平衡。
• 2.平衡的同位素分馏系数要有规律地随温度变 化—分馏系数要较大，即共生矿物对间⊿差值越 大，测温灵敏度也越高。
• 1000 lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T-2）
T 0.6106
• T=774.60-273=501.60℃
• δ18O水计算
• 利用测得的δ18O石英、包裹体测温数据和温度计 算公式来计算。
• 1000 lnα石英-水=3.38×106T-2 -3.40
• 1000 lnα石英-水= δ18O石英－ δ18O水
第二节 包裹体温度计和压力计
• 目前主要用的是均一法和爆裂法。 • 均一法反映了成矿溶液温度的下限； • 爆裂法反映了成矿溶液温度的上限。 • 矿物包裹体按成因划分为三种： • 原生包体：矿物生长过程中的； • 次生包体：矿物后期后结晶的； • 假生包体：动力变质后重结晶的。 • 包裹体温度法不仅能得到矿物形成温度资料，
• 一、氧的同位素地质温度计： • δ值 • δ（‰）=[(R样/R标-1]× 1000 • 同位素分馏系数α与δ值的关系：