微量元素是什麼地質
Ⅰ 什麼是微量元素與地方病
微量元素是指在生物體內含量為萬分之一以下，但對生命起重要作用的特定元素，迄今已確認的14種微量元素，即：鐵、碘、銅、錳、鋅、鈷、硒、鉻、錫、釩、氟、鎳、硅、鉬。地方病亦稱生物地球化學性疾病，系指在自然環境中由於地殼元素分配的不均勻、個別微量元素的含量超過或低於一般含量而直接或間接引起生物體內微量元素平衡嚴重失調時產生的特殊性疾病。它有以下3個特徵：
①發生在某一特定地區，同一定的自然環境有密切的關系。
②通常由微量元素失衡引起並在一定地域內流行，年代比較久遠。
③有相當數量的患者表現出共同的甚至奇異的病徵。
從環境地質學角度來看，地方病是由於地殼中元素分布不均勻，某些地區某種或某些元素嚴重不足或顯著偏高所造成的。我國是一個地方病流行較嚴重的國家。地方病分布廣、病情重、受威脅人口多，不僅嚴重危害了病區人民的健康，而且也阻礙著當地經濟的發展。目前，我國主要的地方病有：地方性缺碘病（IDD）、地氟病、地方性硒中毒、克山病、大骨節病等。它們在時空上的分布與地質環境中的地形地貌、地質構造、地層岩性、土壤、水（地表水、地下水）等因素密切相關。
Ⅱ 岩石的微量元素
表 3. 5 是周口店岩體微量元素的分析結果。
從表 3. 5 和表 3. 3、表 3. 4 可以看出，不同期次侵位的岩石，回微量元答素含量表現了較為類似的規律性: 相容元素 Cr、Ni、Co 含量較低，富集大離子親石元素 Sr ( 1063. 00 ×10－ 6～ 1640. 00 × 10－ 6) 和 Ba ( 996. 00 × 10－ 6～ 2744. 80 × 10－ 6) ，貧 Y ( 6. 44 × 10－ 6～19. 46 × 10－ 6) 。在原始地幔標准化不相容元素配分圖解 ( 圖 3. 9) 中，Ba、U、K、La，Nd，Zr，Sm 等相對富集，顯示正異常; 而 Rb、Th、Nb、Sr、P、Hf、Ti 等相對虧損，呈現負異常。
表3. 5 周口店岩體微量元素含量wB : 10 － 6
注: 本書樣品由國土資源部武漢綜合岩礦測試中心( 湖北省地礦局地質實驗研究所) 測試。
圖 3. 9 周口店岩體岩石原始地幔標准化不相容元素配分圖解( 樣品號同表 3. 5，原始地幔標准值據文獻 Sun et al.，1989)
Ⅲ 哪種微量元素在地殼含量最高
微量元素是相對主量元素（大量元素）來劃分的，根據寄存對象的不同可以分為多種類型，目前較受關注的主要是兩類，一種是生物體中的微量元素，另一種是非生物體中（如岩石中）的微量元素。
Ⅳ 微量元素的地球化學行為
從所分析的12個微量元素含量在碳酸鹽岩紅色風化殼剖面中的分布（圖1-4）來看，除Sr以外，其他11個微量元素Cu、Pb、Zn、Ni、Co、Cr、Rb、F、B、As和Cl在碳酸鹽岩風化成土過程中都有不同程度的富集。各剖面微量元素含量的變化基本上沒有出現明顯的過渡趨勢，僅在剖面底部岩土界面附近幾個樣品之間部分微量元素存在一定的過渡演化特徵，說明在碳酸鹽岩風化成土過程中微量元素經歷了較為強烈的均一化作用，微量元素大都發生了遷移和再分配，不同微量元素或同一微量元素在紅色風化殼剖面的不同地帶存在較大的含量變化。這是在碳酸鹽岩風化成土過程中微量元素演化的兩個共同特徵。同時，由於受碳酸鹽岩中微量元素的原始豐度、風化條件（如氣候、水文、地質等）、介質環境（pH、Eh等）以及微量元素本身地球化學性質的差異，在碳酸鹽岩風化成土過程中微量元素的地球化學行為也存在明顯差異。根據波雷諾夫（Б.Б.Ποлынов，1934，1948）和佩雷爾曼（А.И.Πерельман，1962）的研究，可將本書分析的12個微量元素大致分為三大類：活動性強（B、Cl、Sr、F）、活動性弱（Rb、As、Cu、Pb、Zn、Ni）和惰性（Cr、Co）。
硼（B）、氯（Cl）、鍶（Sr）、氟（F）是較典型的活動性微量元素，除Sr以外，B、Cl和F都屬於礦化劑及鹵素元素，在風化成土過程中具有相似的地球化學行為。B是親石元素，易溶解於溶液中，在水溶液pH為4.7～6.7時溶解性最高，常形成離子在水中遷移。B在風化殼中的遷移與碳酸鹽岩風化程度及風化殼的粘土礦物和氧化鐵（氫氧化鐵）礦物含量有密切關系，因為B很易被二八面體型粘土礦物（如高嶺石、伊利石）和針鐵礦等氫氧化鐵礦物吸附，從而在風化殼中達到富集。在風化殼剖面中B的含量分布與八面體型粘土礦物高嶺石、伊利石和針鐵礦等氫氧化鐵礦物的增長呈正相關。Cl主要賦存於碳酸鹽岩的副礦物中（如磷灰石），碳酸鹽岩經風化以後，Cl被溶解析出。由於Cl-溶解度較大，易溶解於水中，呈Cl的陰離子或絡陰離子的化合物形式，隨水溶液遷移，一部分被礦物表面吸附，在風化殼中相對富集。F是所有元素中電負性最強的元素，碳酸鹽岩中的F在亞熱帶溫暖濕潤的氣候條件下，極易被溶解進入水溶液中遷移。由於碳酸鹽岩紅色風化殼中廣泛發育對F具有吸附性的針鐵礦，控制了碳酸鹽岩風化成土過程中F的地球化學行為，使碳酸鹽岩紅色風化殼對F具有較強的吸附能力和吸附容量。本書將在有關章節對這一問題進行專門論述。
Sr雖然與B、Cl、F同為活動性微量元素，但Sr在碳酸鹽岩風化成土過程中的地球化學行為與活動性主量元素Ca極為相似，兩者在碳酸鹽岩紅色風化殼中的分布特徵也極為相似（圖1-3、圖1-4），都具有相似的地球化學演化歷程，其含量隨紅色風化殼風化程度的加深而減少。
銣（Rb）、砷（As）、銅（Cu）、鎳（Ni）、鉛（Pb）、鋅（Zn）同屬風化殼中活動性較弱的微量元素，在風化殼剖面上的分布也具有相似的分異性特徵和變化特點，反映它們具有相似的地球化學行為和演化歷程。但Pb、Zn在剖面上的分布特徵與Rb、As、Cu、Ni有所不同，Pb、Zn主要富集於紅色風化殼的岩土過渡帶附近，這可能與碳酸鹽岩紅色風化殼岩土過渡帶附近具有較高的pH值及粘土礦物的吸附作用有關，因為Pb、Zn在水溶液中的溶解度都具有隨pH增大而降低的特點。在同樣條件下的水溶液中，Zn較Pb具有更大的溶解度和遷移能力。因此，在紅色風化殼中Zn常較Pb具有更廣泛的分布范圍和更高的富集程度。
雖然鉻（Cr）、鈷（Co）在元素周期表中與Cu、Ni同屬過渡族元素，具有相似的元素地球化學性質；但是在碳酸鹽岩風化成土過程中具有不同的地球化學特徵和活動性，其活動性較Cu、Ni更弱，屬於惰性元素。在碳酸鹽岩紅色風化殼中，Cr、Co主要富集於剖面中上部，並表現出很強的親鐵性，與剖面中氧化鐵礦物含量變化具有較好的相關性。在表層環境中，Cr、Co主要被粘土礦物吸附，常呈有機態形式存在。
Ⅳ 地質學主微量元素分析有什麼意義
對岩漿岩的話主要是分析其熔融條件，主要是熔融源區的物理化學條件和穩定的礦物相；
對沉積岩的話主要是分析其沉積物物質來源；
對變質岩主要是分析其原岩成分，以及為變質作用中的物質遷移提供參考。
Ⅵ 微量元素的概念和基本性質
通常，把地殼中克拉克值低於0.1%的元素稱為微量元素。然而，微量元素的含義是相對的，某元素在某一地質體中是微量元素，而在另一地質體中可能是常量元素。
由於微量元素在地質體中濃度（或活度）低，一般不能形成獨立的礦物相，而是以多種分散態存在於寄主礦物中，主要呈類質同象態。其次是存在於火山玻璃和礦物氣、液包裹體中，或吸附於礦物的裂隙、解理中。
微量元素的行為符合稀溶液定律。溶液由溶質（佔比例小的部分）和溶劑（佔比例大的部分）組成。在理想溶液中沒有混合焓，即H混合=0。在實際溶液中，溶質之間、溶質與溶劑之間彼此相互作用，H混合≠0，活度將以不同程度偏離理想溶液的混合曲線（圖2-1）。在稀溶液中，溶質（微量組分）之間的作用是微不足道的，溶質與溶劑的相互作用制約著溶質的性質。微量元素的活度（ai）與它們的摩爾濃度（xi）成正比，即
圖2-1 理想溶液和遵守亨利定律的組分與活度的關系圖
地球化學原理（第三版）
此即亨利定律的表示式。式中K為亨利常數，代表了在高度稀釋時溶質的活度系數，與組分濃度x無關，受p、T和體系的性質控制。
地球化學體系都是多元素多相的體系。由於微量元素濃度很低一般不成獨立的相，故在亨利定律適用的范圍內可用來描述微量元素在不同相之間的分配關系。
在稀溶液體系中，微量元素i在α、β兩相（如熔體相和晶體相）之間進行分配，當達到熱力學平衡時則有：
地球化學原理（第三版）
式中和分別為微量元素i在α和β相中的化學勢，根據熱力學公式：
地球化學原理（第三版）
整理後可得：
地球化學原理（第三版）
因為i為微量元素，則有
地球化學原理（第三版）
公式（3-2）表明：在恆溫恆壓條件下，微量元素i在平衡兩相的濃度之比為一常數。KD稱為分配系數或能斯特分配系數。
實際上，在研究岩漿作用過程中微量元素在不同相（如熔體相與固相）中的分配時，考慮到在結晶作用或熔融作用中固相往往是由多種礦物組成的礦物集合體，因而應當採用總體分配系數（D）。總體分配系數（D）按下式求得：
地球化學原理（第三版）
式中：Wi為每種礦物在礦物集合體中所佔的質量分數（%）；KD，i為元素i在每種礦物與熔體間的分配系數。如果在岩漿作用過程中KD，i為常數，且固相中礦物類和各種礦物相比例保持不變，總體分配系數（D）為常數。
此外，Henderson和Kracek（1927）提出了復合分配系數的概念。復合分配系數的表達式為：
地球化學原理（第三版）
式中：s、l分別代表了固相（晶體）和熔體相；tr代表微量元素；cr代表被微量元素替代的常量元素，c為濃度。例如，Sr在斜長石與熔體之間的復合分配系數為：
地球化學原理（第三版）
實際上，上述表達式相當於考慮了下述交換反應：
地球化學原理（第三版）
因此，該分配系數又稱為交換分配系數或亨德森-克拉塞克分配系數。復合分配系數既考慮了微量元素在兩相中的濃度比例，同時也考慮了被微量元素替代的常量元素在兩相中的濃度比例。由於復合分配系數真實地反映了元素之間的交換過程，它受相的主要成分影響遠小於能斯特分配系數。
Ⅶ 微量元素概念
雖然微量元素豐度很低,只是組成我們所研究體系的很小一部分,由於以下原因,它們所提供的地球化學和地質學信息量的宏大與重要卻與它們的豐度不成比例。首先,微量元素的含量變化幅度遠大於主量元素,經常達到許多數量級 (圖5-1)。這是由於微量元素的含量變化范圍不像主量元素那樣受到限制或相互制約,後者總量之和必須達到100%,因此它們的含量不是獨立的,而是相互制約的。其次,微量元素涵蓋的元素種類遠大於主量元素。在大多數地球化學體系中,10 種或少於 10 種的主量元素構成了體系99%以上的組成,餘下80 種微量元素雖然含量所佔份額很低,但每個元素都有其特殊的化學性質,甚至是獨特的性質,每種元素的含量變化均蘊含著獨特的地球化學信息。因此微量元素所提供的信息量遠大於主量元素。第三,一個元素的含量越低,它的行為越有可能具有規則,即溶液化學的理想行為,越不易受到與其絕對豐度有關因素的影響。因此微量元素可以提供控制岩石演化外部變數的信息 (White,2013;Shaw,2006)。
圖5-1 西班牙中部 Pena Negar 雜岩體 83 個花崗岩類岩石的分析數據
(據Shaw,2006)
表明微量元素 Li和B的含量變化范圍超過2個數量級,而主量元素SiO2 和K2 O的變化范圍則很小。微量元素含量對於形成條件的變化更為敏感
微量元素的行為變化很大,且有選擇性,對於主量元素不敏感的過程非常敏感。比如地幔中發生部分熔融的深度,地幔熔融形成熔體的組成與壓力的關系不大,即總是形成玄武岩漿。然而一定的微量元素對於部分熔融的深度卻十分敏感,這是由於微量元素的分配系數是壓力的函數。在更大尺度上,地幔的組成似乎是相對均一的,或者至少在產生玄武岩漿的那部分是均一的,實際情況也確實如此,因為僅僅根據形成的岩漿中的主量元素很難證明地幔的非均一性。與此形成鮮明對比,已有充分證據證明地幔中微量元素的濃度變化范圍相當大,微量元素特別是與同位素比值結合在一起,能夠提供顯示不同地幔儲庫變化的化學指紋。
什麼是微量元素? 從字面意思上,是指以低豐度存在於岩石、礦物或流體中的元素。一般習慣於將各種地質體系中呈微量或痕量 (<0.1%)的元素稱為微量元素。地球化學中的主量元素 (major elements)是指使得地球化學樣品具有鮮明特點,即構成樣品中主要礦物的元素。例如,燧石灰岩中的主量元素包括Ca、C、Si和O。對於大多數普通岩石來說,人們常將O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti這九種組成地殼和地幔質量 99%的元素稱為主量元素。
微量 (trace)元素,又可以稱為痕量元素,是指那些不形成特徵礦物的元素,或不構成體系中化學計量組分的元素,或對礦物/熔體組成不構成化學計量約束的元素。這一定義尚有些模糊:一方面一個元素在一個體系中是微量元素,在另一個體系中卻不是。如元素 K在大洋中脊玄武岩中的豐度很少超過1500×10-6 ,從來不能以自己獨立相的形式存在,應是微量元素,但在花崗岩中肯定不是一種微量元素。此外,上述定義也不適用於流體體系。如海水只有一個相——流體相,因此沒有化學計量的問題。除了Cl-、
在微量元素和主量元素之間還可以劃出一類稱為少量元素 (minor elements),又稱為副元素 (Hawkes et al.,1962;Shaw,2006)。這類元素是指構成重要副礦物的主要組成和/或在較大程度上進入主要礦物結構的元素。它們的豐度在 0.1%～1%之間,或0.1%～0.3% (Marshall et al.,1999)。如 H、C、S、K、P、Ti、Cr、Mn、F等,有時在它們構成相的化學計量組成意義上是主量元素,形成磷灰石、螢石和鋯石等。少數情況下,許多微量元素也可以形成自己的獨立礦物,在其中成為主要組分。例如鉻鐵礦(FeCr2 O4 )中的Cr和獨居石 (Ce,La)PO4 中的Ce和La等。
由於微量元素在體系中的低濃度 (或活度),使得它們難以形成一種獨立相,而是以次要組分存在於其他組分所形成的礦物固溶體、熔體或溶液中。
在礦物中,微量元素主要以下列形式存在:
表面吸附 (surface adsorption) 外來離子被吸附在晶體表面的擴散層內,與那些化學鍵不完全飽和的表面原子呈靜電相互作用;
吸留 (occlusion) 在晶體的增生中吸附在晶面的雜質被後來增生的晶層所圈閉;
在固溶體中呈類質同象替代主要組分 在晶體晶格的規則位置微量元素替代主要組分;
間隙固溶體 (interstitial solid solution) 與上類似,只是微量元素占據的是晶格中的間隙位置。
目前的測定表明在很低的痕量 (ultratrace concentration levels)水平上,前兩種情況可能起作用。其中第一種情況主要與具有高表面質量比的礦物有關,如膠體的情況。後兩種作用是在地球化學中最為重要的過程,可以歸結為熱力學原因。所以大多數情況下微量元素在礦物中是呈固溶體形式存在的 (Ottonello,1997)。
Ⅷ 微量元素地球化學特徵及地質意義
通常把岩石中含量低於1%的化學元素稱為微量元素。微量元素所包含的具體元素則是相對的，而非一成不變，即某一種元素在某一種岩石中是微量元素，而在另一種岩石中就成為常量元素或主要元素了。因此，在分析微量元素時，必須指明其賦存的岩石名稱或類別。例如鐵，在石灰岩和白雲岩中是微量元素，但在鐵質岩中是主要元素了。沉積岩中的微量元素，主要是經類質同象方式存在於碎屑礦物、碳酸鹽礦物、粘土礦物的晶格中，或以吸附方式存在於粘土礦物和沉積有機組分中。沉積分析中常用的微量元素有:Li，Be，B，Ti，V，Cr，Ni，Cu，Zn，Rb，Sr，Zr，Mo，Ba和稀土元素。按元素周期表，依化學性質分類，可以有稀鹼金屬(Li，Rb，Cs等)，稀有元素(Be，Nb，Ta，Zr，Hf等)，稀土元素(La，Ce，Nd等)，過渡族元素(Fe，Co，Ni，Cu，Zn等)。按戈爾德斯密特的元素地球化學分類系統，有親石元素、親鐵元素、親銅元素、親氣元素等。
沉積物中的某些特徵微量元素化學性質較為穩定，主要受物源影響，相對獨立於沉積環境和成岩作用，在風化剝蝕、搬運、沉積、成岩過程中其含量基本保持不變，在物源區和沉積區具有一定的可比性。在沉積過程中，沉積物與水介質之間有著復雜的地球化學平衡，如沉積物與水介質之間的元素交換以及沉積物對某些元素的吸附等。這種交換和吸附作用除與元素本身性質有關外，還受到各種環境的一系列物理化學條件的影響，因此在不同沉積環境中，元素的分散與聚集的規律也不相同。這就為利用沉積物中微量元素及其含量進行古環境分析提供了理論依據(Miller，1993;Bailey，1996;Reinhardt，1998)。微量元素在岩石或礦物中含量甚微，在地球化學過程中其濃度可發生明顯變化，有些元素在海洋沉積物中含量較高，而有些則在大陸沉積物中含量較高。通過對沉積岩中微量元素含量及分布，尤其是一些相關元素比值的研究，可以推斷沉積環境，反演當時的地質條件。目前，常用沉積岩中的Sr，Ba，V，Ni，Co等微量元素的含量及其相關比值的大小與變化來研究古沉積環境特徵。
(1)微量元素地球化學特徵及其物源指示意義
A.微量元素含量
本次研究利用川東南地區志留系小河壩組37件樣品所測得的Zn，Co，Ni，Ba，V，Cu，Sr，Mo，Th，Zr，Cr，Ga，Sc，La，U等15種微量元素含量，小河壩組砂岩微量元素分析結果見表3.9和采樣地見圖3.5，與Taylor＆Mclennan發表的大陸上地殼微量元素值相比，本區小河壩組砂岩微量元素中親鐵元素(戈爾德斯密特分類)Co，Ni，Mo的豐度都大於地殼豐度;親石元素特別是Cr的豐度大大高於上地殼豐度，而Sr大大低於地殼豐度值，Sc，Ba與上地殼豐度相近;親銅元素如Ga，Zn略高於地殼豐度值，而Cu略低於地殼豐度值。
表3.9 川東南-湘西志留系小河壩組砂岩微量元素地球化學分析數據(μg/g)
續表
注:數據測試在中國科學院青島海洋研究所分析與檢測中心進行;上地殼豐度引自Taylor和Mclennan。
B.沉積構造背景判別
陸源碎屑岩中的微量元素(包括部分稀土元素)具有較大的穩定性，尤其是La，Th，Ti，Zr，Sc等元素，在風化搬運和沉積過程中很少受其他地質作用的影響。其含量變化與構造背景之間有著內在的必然聯系，可以反映物源區的大地構造背景、構造演化特徵。因此，陸源碎屑的微量元素地球化學特徵更適宜於研究源區類型及其大地構造背景(Bhatia，1983，1986)。對碎屑岩所處沉積構造環境的判別，近些年來國內外許多學者通過對一些已知構造環境的砂岩、泥岩的研究後取得了許多共識，並形成了利用砂岩來判別構造環境較統一的基本思想，即不同的構造環境處於不同的地球動力學條件，而地球動力條件又決定著沉積盆地類型，進而決定著沉積物的源區類型沉積作用過程。Bhatia＆Crook(1981，1983，1985，1986)等研究了東澳大利亞五個已知物源區構造環境的古代泥岩及雜砂岩的微量元素地球化學特徵，發現微量元素含量與源區類型和構造背景之間存在對應關系，並提出了不同構造環境下的沉積岩微量元素Zr-Th，La-Sc-Th和Th-Sc-Zr/10三相判別圖解。利用元素協變圖解可以直觀、有效地識別雜砂岩形成的構造環境。Bhatia這些判斷數據、圖解得到了地質學界的認可和廣泛應用(和政軍，2005，2003)。
圖3.12是川東南地區志留紀小河壩組砂岩Zr-Th，La-Th-Sc，Th-Co-Zr/10構造環境判別圖。圖3.12顯示了川東南志留系小河壩組砂岩的投點分布較零散，可能是該區志留紀小河壩期的源區具有復雜構造背景的反映。在Zr-Th圖解中，樣品比較分散，主要落在了活動大陸邊緣區域內，只有少數幾個點落在了大陸島弧及被動大陸邊緣區域內;在La-Th-Sc圖解中樣品主要落在大陸島弧以及活動大陸邊緣+被動大陸邊緣的結合部;在Th-Co-Zr/10圖解中，樣品也要主投點於活動大陸邊緣、被動大陸邊緣及大陸島弧區域內。上述判別圖解都一致證明了本區志留系小河壩組砂岩物源區具有活動大陸邊緣、大陸島弧及被動大陸邊緣構造背景。
圖3.12 Zr-Th，La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10判別圖解
研究區志留系小河壩組砂岩的物源來自於江南雪峰山隆起(前文的稀土元素和重砂礦物都證明了這一點)，該區位於揚子地台與華南古陸之間，自晚前震旦紀至志留紀這一漫長的構造-沉積演化中經歷了三個階段的板塊構造演化:裂谷作用階段(?-Z1)，顯示裂谷盆地沉積作用始於前震旦紀，發育北東、北東東向裂谷盆地充填，顯示有裂谷作用的火山或火山碎屑岩沉積;被動大陸邊緣階段(Z2-O1)，該時期形成了一個較為統一的被動邊緣沉積盆地，揚子區成為廣闊的碳酸鹽台地相區，江南區則為斜坡和盆地相區;活動大陸邊緣階段(O2-S1)，中奧陶世前期，沉積物搬運方向始終是自西北的揚子區指向東南方的江南區。但是自中奧陶世晚期，發生了變化，沉積物搬運方向正好相反，以江南區外側最先接受粗粒沉積，發育了厚數千米的砂泥質碎屑岩。晚奧陶世，粗碎屑沉積自南東向北西有了更為明顯的推進。在湘西北一帶沉積物了深水遠源沉積，而到了早志留世，粗碎屑沉積繼續向北西推進，致使整個江南區乃至揚子區大部已隆升為陸(段太忠，1996;丘元禧，1999)。本次通過小河壩組砂岩的微量元素對源區構造背景的判別正好應證了前人對該區的研究結果。
在陸源碎屑岩中，用微量元素如Rb，Sr，Zr，Hf，Th，Cr和Sc等判斷沉積岩的沉積構造環境，具有更大的優越性(Taylor，1985;Bhatia，1986)。從川東南志留系小河壩組砂岩樣品中穩定微量元素比值來看除Zr/Hf比值僅指示大陸島弧構造環境以外，其餘Rb/Sr，Zr/Th和Sc/Cr的比值范圍均包含活動大陸邊緣、大陸島弧及被動大陸邊緣構造背景下的數值，而且都不包括大洋島弧背景下的數值(表3.10)，由微量元素比值特徵得到的沉積構造背景與Zr-Th，La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10判別圖解表現出非常好的一致性。因此，從微量元素比值特徵以及多個構造判別圖解的判別結果可以看出，川東南-湘西地區小河壩砂岩源區的構造環境具有活動大陸邊緣、大陸島弧及被動大陸邊緣構造背景而沒有大洋島弧的出現，與前人對源區的研究成果相一致。
表3.10 不同構造環境雜砂岩的特徵微量元素比值
(據Bhalia et al.，1985)
C.物源的指示意義
化學性質穩定、主要受物源影響、相對獨立於沉積環境和成岩作用、在搬運和沉積過程中其含量基本保持不變、相關性較好的兩種特徵元素含量比值可作為物源對比的示蹤指標。Taylor ＆ Mclennan的研究表明，Th，Sc，Co等元素都有在水體中停留時間短，在風化、搬運和沉積作用中地球化學性質穩定的特徵，是指示沉積物源區化學成分相當有效的元素，因此可以通過沉積物中這些穩定元素的含量特徵來研究源區的相關性質，如La/Sc比值對於判別平均源區成分比較敏感，可作為區分基性-超基性與酸性物質成分的指標。La/Sc對Co/Th圖(圖3.13)顯示出，從基性到酸性岩漿岩系列，La/Sc比值增大，Co/Th比值呈減小的趨勢。小河壩組砂岩La/Sc值的變化范圍不大，在2.51～6.59之間，而Co/Th值均低於1，其砂岩樣品主要投點在模式平均上地殼和顯生宙克拉通砂岩之間，化學平均成分更接近於平均上陸殼成分，顯示出其化學成熟度中等。反映了該區小河壩組砂岩的母岩物質源自更老的沉積岩再旋迴沉積產物。
圖3.13 川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩物源區判別圖(底圖轉引自She et al.，2006)
(2)特徵元素比值對沉積環境的指示意義
通過對沉積岩中微量元素含量及分布，尤其是一些相關元素比值的研究，可以推斷沉積環境，反演當時的地質條件。目前，常用的微量元素Sr，Ba，V，Ni，Co的含量及其相關比值的大小與變化來研究古沉積環境特徵。本書分別計算了Sr/Ba，V/Ni，V/(V+Ni)等比值(表3.11)。
表3.11 川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩特徵微量元素比值
續表
Sr/Ba比值:Sr和Ba是鹼土金屬中化學性質較相似的兩個元素，但在不同沉積環境中由於其地球化學行為的差異而發生分離，因此很多學者用Sr/Ba比值來作為反映沉積環境一個地球化學指標(鄧平，1993;陶樹，2009;劉剛，2007;苗耀，2009)。
陸源碎屑沉積物自河流向海洋的搬運過程中，由於地球化學環境(Eh、pH、鹽度及其他離子濃度等)的改變，特別是發生海、陸相互作用的河口地區，呈游離態搬運的Sr，Ba的地球化學行為發生了分異。首先，Ba一方面由於其具有較小的溶度，當淡水和海水混合時，淡水中的Ba2+與海水中的SO2-4結合，較易形成BaSO4沉澱，另一方面由於Ba的離子半徑較大，具有比Sr小的水合能，易於被粘土礦物、膠體、有機質等吸附，使得陸相和海陸過渡相沉積物中鋇含量較高，從而進入海洋中的鋇較少，海水中鋇含量遠低於鍶(海水中鋇平均為0.02μg/g，鍶平均為7.668μg/g);其次，Sr一方面具有比Ba較大的活動性，在搬運過程中不易形成化學沉澱，與Ba相比被粘土礦物、膠體、有機質等的吸附能力也較弱，因而游離態的Sr大部分被搬運入海，使得海水中Sr遠大於Ba，因而海相沉積物中Sr含量高於Ba。從而使得陸相沉積物相對富Ba貧Sr，而海相沉積物相對富Sr貧Ba，從陸向海Sr/Ba逐漸增大。上述Sr和Ba的沉積地球化學行為特徵即是利用Sr/Ba比進行陸源碎屑沉積物海、陸相沉積環境判別的理論依據。
從Sr和Ba的分異原理可以看出在水動力條件變化較大的海陸過渡相及有大量陸源碎屑物質注入的濱海和淺海地帶，Ba2+很容易與海水中的SO2-4結合而在沉積物中富集，而Sr2+則可以繼續遷移入海，因此Sr/Ba在海陸過渡相及有大量陸源碎屑物質注入的濱海和淺海地帶小於1。本次研究的川東南小河壩組砂岩中Sr/Ba比值除BY001一個樣品大於1之外的所有樣品均小於1(表3.11)，表明該區小河壩期主要為有大量陸源碎屑注入的淺水滯流沉積環境。
V/Ni，V/(V+Ni)比值:V，Ni同屬鐵族元素，其離子價態易隨氧化度變化，常用做沉積介質鹽度的指標(苗建宇，2004)。V在自然界分布廣泛而分散，地殼中V的含量為135μg/g，碳酸鹽岩中為20μg/g，頁岩和粘土中為130μg/g，Ni含量可達68～95μg/g。海水中，V，Ni主要被膠體質點或粘土等吸附沉澱，但V易於在氧化環境及酸度較大的條件下被吸附富集，Ni則在還原環境、鹼度較大的條件下更易於富集。因此，由淺海區到深海或由海水能量強的海域到海水能量較低的滯流海域，海水的氧化度、酸度降低，還原性、鹼度增加，沉積物中Ni的富集程度明顯增加，V/Ni比值降低。Lewan也指出，V/Ni比值應用到描述沉積環境中是特別有用的。V/(V+Ni)比值的變化主要由氧化還原電位控制。在缺氧環境中，V/(V+Ni)≥0.7～0.8，在貧氧環境中為0.46～0.60(李雙應，1995)。本次研究分析的37件樣品V/Ni比值為0.91～3.41，平均值為2.38，除STB001以外均大於1，其餘36個V/Ni比值反映了研究區為深水的V/Ni比值范圍。而V/(V+Ni)比值為0.48～0.77，平均值為0.70，除STB001(0.48)以外均大於0.6，多數樣品的值都大於或等於0.7。總體反映出該區小河壩期為缺氧環境。而靠近雪峰山隆起的龍山縣水田壩鄉、湘西花垣(STB001)的V/(V+Ni)比值為0.48，反映了淺水氧化環境。
U和Mo:具有多種化學價態，沉積時受氧化還原狀態影響顯著;在沉積物或沉積岩中它們多數為自生組分，成岩作用中幾乎不發生遷移，保持了沉積時的原始記錄。因此，U和Mo是恢復古海洋氧化還原狀態的理想指標。不同的微量元素具有不同的氧化還原敏感度，它們在不同的氧化-還原區間的表現是不同的。U的高價態離子可以在缺氧脫硝酸的環境下被還原並發生富集，Mo則主要富集在發生硫酸鹽還原的環境中。因此，可以利用元素的這種差異將沉積環境的氧化還原程度區分開來。當U富集而Mo不富集時，可能指示缺氧的環境;而當它們同時顯著富集則指示硫化的，即水體中含有一定量的H2S的環境(常華進，2009;Algeo，2004;Tribovillard，2006;McLennan，2001)。
沉積岩中微量元素的富集或虧損是判別古海洋氧化還原環境的重要指標，通常用平均地殼或平均頁岩中的含量作為參照標准(McLennan，2001)。若沉積岩中某元素含量比平均地殼或頁岩值高，表明該元素富集，反之則虧損。本次研究的川東南小河壩組砂岩中U的含量為1.6～5.09μg/g，平均值為3.17μg/g，Mo的含量為0.13～3.53μg/g，平均值為0.5μg/g(表3.9)相對於地殼元素豐度Mo(4.4μg/g)和U(0.045μg/g)(黎彤，1990)，U富集，而Mo不富集，表明該區小河壩期主要為缺氧沉積環境。
Ⅸ 地質中主微量元素分析是干什麼用的
稀土元素作為抄一組襲揭示成礦物質來源、成礦條件及礦床成因的示蹤劑元素,在岩石學領域特別是在岩漿岩及岩漿起源及演化方面已得到廣泛應用[2?3],而稀土元素在礦床學領域的應用研究特別是同一成礦系統不同成礦類型的稀土特徵研究相對薄弱。目前,有關磁鐵礦、鉛鋅礦和銅多金屬礦等單一成礦類型礦床的稀土元素地球化學的應用研究[4?9]已經很多,而運用稀土元素地球化學特徵來釐定成礦系統並討論成礦作用疊加及演化的稀土地球化學行為卻少有報道。
Ⅹ 微量元素地球化學
對大河壩Ⅰ號礦體1號露頭系統樣品的微量元素分析結果見表2-15。從表2-15中可見.各樣品微量元素相對於版基性岩的維氏權值而言，Li、Be、Cr、Mn、Ga、Rb、Y、Ba、Hf約相對於正常值的一半，Cr、Ni、Mo、Cs、Th、U、Ta、Zr顯著偏低，只有Sc和Mn偏高約一倍。這種微量元素分布規律無論是鐵礦石還是一般岩石，表現得差不多，在球粒隕石標准化曲線上以Cr和Ni的顯著虧損為特點（圖2-16）。因此，大河壩地區的這一套基性－超基性岩以Sc、Mn略偏高而Cr、Ni顯著偏低為特點，而Cr、Ni的虧損是酸性岩的特點。Cr、Ni虧損的原因尚待查明，但Sc、Ti、V的富集恰好與當地釩鈦磁鐵礦礦化作用的地質特徵是吻合的。
表2-15 石棉大河壩自然鉑礦Ⅰ號礦體岩石微量元素分析結果（wB/10-6）
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圖2-16 大河壩礦區Ⅰ號露頭岩礦石樣品過渡族元素的球粒隕石標准化圖解
（仿Allegre等，1973）