微量元素是什么地质
Ⅰ 什么是微量元素与地方病
微量元素是指在生物体内含量为万分之一以下，但对生命起重要作用的特定元素，迄今已确认的14种微量元素，即：铁、碘、铜、锰、锌、钴、硒、铬、锡、钒、氟、镍、硅、钼。地方病亦称生物地球化学性疾病，系指在自然环境中由于地壳元素分配的不均匀、个别微量元素的含量超过或低于一般含量而直接或间接引起生物体内微量元素平衡严重失调时产生的特殊性疾病。它有以下3个特征：
①发生在某一特定地区，同一定的自然环境有密切的关系。
②通常由微量元素失衡引起并在一定地域内流行，年代比较久远。
③有相当数量的患者表现出共同的甚至奇异的病征。
从环境地质学角度来看，地方病是由于地壳中元素分布不均匀，某些地区某种或某些元素严重不足或显著偏高所造成的。我国是一个地方病流行较严重的国家。地方病分布广、病情重、受威胁人口多，不仅严重危害了病区人民的健康，而且也阻碍着当地经济的发展。目前，我国主要的地方病有：地方性缺碘病（IDD）、地氟病、地方性硒中毒、克山病、大骨节病等。它们在时空上的分布与地质环境中的地形地貌、地质构造、地层岩性、土壤、水（地表水、地下水）等因素密切相关。
Ⅱ 岩石的微量元素
表 3. 5 是周口店岩体微量元素的分析结果。
从表 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现了较为类似的规律性: 相容元素 Cr、Ni、Co 含量较低，富集大离子亲石元素 Sr ( 1063. 00 ×10－ 6～ 1640. 00 × 10－ 6) 和 Ba ( 996. 00 × 10－ 6～ 2744. 80 × 10－ 6) ，贫 Y ( 6. 44 × 10－ 6～19. 46 × 10－ 6) 。在原始地幔标准化不相容元素配分图解 ( 图 3. 9) 中，Ba、U、K、La，Nd，Zr，Sm 等相对富集，显示正异常; 而 Rb、Th、Nb、Sr、P、Hf、Ti 等相对亏损，呈现负异常。
表3. 5 周口店岩体微量元素含量wB : 10 － 6
注: 本书样品由国土资源部武汉综合岩矿测试中心( 湖北省地矿局地质实验研究所) 测试。
图 3. 9 周口店岩体岩石原始地幔标准化不相容元素配分图解( 样品号同表 3. 5，原始地幔标准值据文献 Sun et al.，1989)
Ⅲ 哪种微量元素在地壳含量最高
微量元素是相对主量元素（大量元素）来划分的，根据寄存对象的不同可以分为多种类型，目前较受关注的主要是两类，一种是生物体中的微量元素，另一种是非生物体中（如岩石中）的微量元素。
Ⅳ 微量元素的地球化学行为
从所分析的12个微量元素含量在碳酸盐岩红色风化壳剖面中的分布（图1-4）来看，除Sr以外，其他11个微量元素Cu、Pb、Zn、Ni、Co、Cr、Rb、F、B、As和Cl在碳酸盐岩风化成土过程中都有不同程度的富集。各剖面微量元素含量的变化基本上没有出现明显的过渡趋势，仅在剖面底部岩土界面附近几个样品之间部分微量元素存在一定的过渡演化特征，说明在碳酸盐岩风化成土过程中微量元素经历了较为强烈的均一化作用，微量元素大都发生了迁移和再分配，不同微量元素或同一微量元素在红色风化壳剖面的不同地带存在较大的含量变化。这是在碳酸盐岩风化成土过程中微量元素演化的两个共同特征。同时，由于受碳酸盐岩中微量元素的原始丰度、风化条件（如气候、水文、地质等）、介质环境（pH、Eh等）以及微量元素本身地球化学性质的差异，在碳酸盐岩风化成土过程中微量元素的地球化学行为也存在明显差异。根据波雷诺夫（Б.Б.Ποлынов，1934，1948）和佩雷尔曼（А.И.Πерельман，1962）的研究，可将本书分析的12个微量元素大致分为三大类：活动性强（B、Cl、Sr、F）、活动性弱（Rb、As、Cu、Pb、Zn、Ni）和惰性（Cr、Co）。
硼（B）、氯（Cl）、锶（Sr）、氟（F）是较典型的活动性微量元素，除Sr以外，B、Cl和F都属于矿化剂及卤素元素，在风化成土过程中具有相似的地球化学行为。B是亲石元素，易溶解于溶液中，在水溶液pH为4.7～6.7时溶解性最高，常形成离子在水中迁移。B在风化壳中的迁移与碳酸盐岩风化程度及风化壳的粘土矿物和氧化铁（氢氧化铁）矿物含量有密切关系，因为B很易被二八面体型粘土矿物（如高岭石、伊利石）和针铁矿等氢氧化铁矿物吸附，从而在风化壳中达到富集。在风化壳剖面中B的含量分布与八面体型粘土矿物高岭石、伊利石和针铁矿等氢氧化铁矿物的增长呈正相关。Cl主要赋存于碳酸盐岩的副矿物中（如磷灰石），碳酸盐岩经风化以后，Cl被溶解析出。由于Cl-溶解度较大，易溶解于水中，呈Cl的阴离子或络阴离子的化合物形式，随水溶液迁移，一部分被矿物表面吸附，在风化壳中相对富集。F是所有元素中电负性最强的元素，碳酸盐岩中的F在亚热带温暖湿润的气候条件下，极易被溶解进入水溶液中迁移。由于碳酸盐岩红色风化壳中广泛发育对F具有吸附性的针铁矿，控制了碳酸盐岩风化成土过程中F的地球化学行为，使碳酸盐岩红色风化壳对F具有较强的吸附能力和吸附容量。本书将在有关章节对这一问题进行专门论述。
Sr虽然与B、Cl、F同为活动性微量元素，但Sr在碳酸盐岩风化成土过程中的地球化学行为与活动性主量元素Ca极为相似，两者在碳酸盐岩红色风化壳中的分布特征也极为相似（图1-3、图1-4），都具有相似的地球化学演化历程，其含量随红色风化壳风化程度的加深而减少。
铷（Rb）、砷（As）、铜（Cu）、镍（Ni）、铅（Pb）、锌（Zn）同属风化壳中活动性较弱的微量元素，在风化壳剖面上的分布也具有相似的分异性特征和变化特点，反映它们具有相似的地球化学行为和演化历程。但Pb、Zn在剖面上的分布特征与Rb、As、Cu、Ni有所不同，Pb、Zn主要富集于红色风化壳的岩土过渡带附近，这可能与碳酸盐岩红色风化壳岩土过渡带附近具有较高的pH值及粘土矿物的吸附作用有关，因为Pb、Zn在水溶液中的溶解度都具有随pH增大而降低的特点。在同样条件下的水溶液中，Zn较Pb具有更大的溶解度和迁移能力。因此，在红色风化壳中Zn常较Pb具有更广泛的分布范围和更高的富集程度。
虽然铬（Cr）、钴（Co）在元素周期表中与Cu、Ni同属过渡族元素，具有相似的元素地球化学性质；但是在碳酸盐岩风化成土过程中具有不同的地球化学特征和活动性，其活动性较Cu、Ni更弱，属于惰性元素。在碳酸盐岩红色风化壳中，Cr、Co主要富集于剖面中上部，并表现出很强的亲铁性，与剖面中氧化铁矿物含量变化具有较好的相关性。在表层环境中，Cr、Co主要被粘土矿物吸附，常呈有机态形式存在。
Ⅳ 地质学主微量元素分析有什么意义
对岩浆岩的话主要是分析其熔融条件，主要是熔融源区的物理化学条件和稳定的矿物相；
对沉积岩的话主要是分析其沉积物物质来源；
对变质岩主要是分析其原岩成分，以及为变质作用中的物质迁移提供参考。
Ⅵ 微量元素的概念和基本性质
通常，把地壳中克拉克值低于0.1%的元素称为微量元素。然而，微量元素的含义是相对的，某元素在某一地质体中是微量元素，而在另一地质体中可能是常量元素。
由于微量元素在地质体中浓度（或活度）低，一般不能形成独立的矿物相，而是以多种分散态存在于寄主矿物中，主要呈类质同象态。其次是存在于火山玻璃和矿物气、液包裹体中，或吸附于矿物的裂隙、解理中。
微量元素的行为符合稀溶液定律。溶液由溶质（占比例小的部分）和溶剂（占比例大的部分）组成。在理想溶液中没有混合焓，即H混合=0。在实际溶液中，溶质之间、溶质与溶剂之间彼此相互作用，H混合≠0，活度将以不同程度偏离理想溶液的混合曲线（图2-1）。在稀溶液中，溶质（微量组分）之间的作用是微不足道的，溶质与溶剂的相互作用制约着溶质的性质。微量元素的活度（ai）与它们的摩尔浓度（xi）成正比，即
图2-1 理想溶液和遵守亨利定律的组分与活度的关系图
地球化学原理（第三版）
此即亨利定律的表示式。式中K为亨利常数，代表了在高度稀释时溶质的活度系数，与组分浓度x无关，受p、T和体系的性质控制。
地球化学体系都是多元素多相的体系。由于微量元素浓度很低一般不成独立的相，故在亨利定律适用的范围内可用来描述微量元素在不同相之间的分配关系。
在稀溶液体系中，微量元素i在α、β两相（如熔体相和晶体相）之间进行分配，当达到热力学平衡时则有：
地球化学原理（第三版）
式中和分别为微量元素i在α和β相中的化学势，根据热力学公式：
地球化学原理（第三版）
整理后可得：
地球化学原理（第三版）
因为i为微量元素，则有
地球化学原理（第三版）
公式（3-2）表明：在恒温恒压条件下，微量元素i在平衡两相的浓度之比为一常数。KD称为分配系数或能斯特分配系数。
实际上，在研究岩浆作用过程中微量元素在不同相（如熔体相与固相）中的分配时，考虑到在结晶作用或熔融作用中固相往往是由多种矿物组成的矿物集合体，因而应当采用总体分配系数（D）。总体分配系数（D）按下式求得：
地球化学原理（第三版）
式中：Wi为每种矿物在矿物集合体中所占的质量分数（%）；KD，i为元素i在每种矿物与熔体间的分配系数。如果在岩浆作用过程中KD，i为常数，且固相中矿物类和各种矿物相比例保持不变，总体分配系数（D）为常数。
此外，Henderson和Kracek（1927）提出了复合分配系数的概念。复合分配系数的表达式为：
地球化学原理（第三版）
式中：s、l分别代表了固相（晶体）和熔体相；tr代表微量元素；cr代表被微量元素替代的常量元素，c为浓度。例如，Sr在斜长石与熔体之间的复合分配系数为：
地球化学原理（第三版）
实际上，上述表达式相当于考虑了下述交换反应：
地球化学原理（第三版）
因此，该分配系数又称为交换分配系数或亨德森-克拉塞克分配系数。复合分配系数既考虑了微量元素在两相中的浓度比例，同时也考虑了被微量元素替代的常量元素在两相中的浓度比例。由于复合分配系数真实地反映了元素之间的交换过程，它受相的主要成分影响远小于能斯特分配系数。
Ⅶ 微量元素概念
虽然微量元素丰度很低,只是组成我们所研究体系的很小一部分,由于以下原因,它们所提供的地球化学和地质学信息量的宏大与重要却与它们的丰度不成比例。首先,微量元素的含量变化幅度远大于主量元素,经常达到许多数量级 (图5-1)。这是由于微量元素的含量变化范围不像主量元素那样受到限制或相互制约,后者总量之和必须达到100%,因此它们的含量不是独立的,而是相互制约的。其次,微量元素涵盖的元素种类远大于主量元素。在大多数地球化学体系中,10 种或少于 10 种的主量元素构成了体系99%以上的组成,余下80 种微量元素虽然含量所占份额很低,但每个元素都有其特殊的化学性质,甚至是独特的性质,每种元素的含量变化均蕴含着独特的地球化学信息。因此微量元素所提供的信息量远大于主量元素。第三,一个元素的含量越低,它的行为越有可能具有规则,即溶液化学的理想行为,越不易受到与其绝对丰度有关因素的影响。因此微量元素可以提供控制岩石演化外部变量的信息 (White,2013;Shaw,2006)。
图5-1 西班牙中部 Pena Negar 杂岩体 83 个花岗岩类岩石的分析数据
(据Shaw,2006)
表明微量元素 Li和B的含量变化范围超过2个数量级,而主量元素SiO2 和K2 O的变化范围则很小。微量元素含量对于形成条件的变化更为敏感
微量元素的行为变化很大,且有选择性,对于主量元素不敏感的过程非常敏感。比如地幔中发生部分熔融的深度,地幔熔融形成熔体的组成与压力的关系不大,即总是形成玄武岩浆。然而一定的微量元素对于部分熔融的深度却十分敏感,这是由于微量元素的分配系数是压力的函数。在更大尺度上,地幔的组成似乎是相对均一的,或者至少在产生玄武岩浆的那部分是均一的,实际情况也确实如此,因为仅仅根据形成的岩浆中的主量元素很难证明地幔的非均一性。与此形成鲜明对比,已有充分证据证明地幔中微量元素的浓度变化范围相当大,微量元素特别是与同位素比值结合在一起,能够提供显示不同地幔储库变化的化学指纹。
什么是微量元素? 从字面意思上,是指以低丰度存在于岩石、矿物或流体中的元素。一般习惯于将各种地质体系中呈微量或痕量 (<0.1%)的元素称为微量元素。地球化学中的主量元素 (major elements)是指使得地球化学样品具有鲜明特点,即构成样品中主要矿物的元素。例如,燧石灰岩中的主量元素包括Ca、C、Si和O。对于大多数普通岩石来说,人们常将O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti这九种组成地壳和地幔质量 99%的元素称为主量元素。
微量 (trace)元素,又可以称为痕量元素,是指那些不形成特征矿物的元素,或不构成体系中化学计量组分的元素,或对矿物/熔体组成不构成化学计量约束的元素。这一定义尚有些模糊:一方面一个元素在一个体系中是微量元素,在另一个体系中却不是。如元素 K在大洋中脊玄武岩中的丰度很少超过1500×10-6 ,从来不能以自己独立相的形式存在,应是微量元素,但在花岗岩中肯定不是一种微量元素。此外,上述定义也不适用于流体体系。如海水只有一个相——流体相,因此没有化学计量的问题。除了Cl-、
在微量元素和主量元素之间还可以划出一类称为少量元素 (minor elements),又称为副元素 (Hawkes et al.,1962;Shaw,2006)。这类元素是指构成重要副矿物的主要组成和/或在较大程度上进入主要矿物结构的元素。它们的丰度在 0.1%～1%之间,或0.1%～0.3% (Marshall et al.,1999)。如 H、C、S、K、P、Ti、Cr、Mn、F等,有时在它们构成相的化学计量组成意义上是主量元素,形成磷灰石、萤石和锆石等。少数情况下,许多微量元素也可以形成自己的独立矿物,在其中成为主要组分。例如铬铁矿(FeCr2 O4 )中的Cr和独居石 (Ce,La)PO4 中的Ce和La等。
由于微量元素在体系中的低浓度 (或活度),使得它们难以形成一种独立相,而是以次要组分存在于其他组分所形成的矿物固溶体、熔体或溶液中。
在矿物中,微量元素主要以下列形式存在:
表面吸附 (surface adsorption) 外来离子被吸附在晶体表面的扩散层内,与那些化学键不完全饱和的表面原子呈静电相互作用;
吸留 (occlusion) 在晶体的增生中吸附在晶面的杂质被后来增生的晶层所圈闭;
在固溶体中呈类质同象替代主要组分 在晶体晶格的规则位置微量元素替代主要组分;
间隙固溶体 (interstitial solid solution) 与上类似,只是微量元素占据的是晶格中的间隙位置。
目前的测定表明在很低的痕量 (ultratrace concentration levels)水平上,前两种情况可能起作用。其中第一种情况主要与具有高表面质量比的矿物有关,如胶体的情况。后两种作用是在地球化学中最为重要的过程,可以归结为热力学原因。所以大多数情况下微量元素在矿物中是呈固溶体形式存在的 (Ottonello,1997)。
Ⅷ 微量元素地球化学特征及地质意义
通常把岩石中含量低于1%的化学元素称为微量元素。微量元素所包含的具体元素则是相对的，而非一成不变，即某一种元素在某一种岩石中是微量元素，而在另一种岩石中就成为常量元素或主要元素了。因此，在分析微量元素时，必须指明其赋存的岩石名称或类别。例如铁，在石灰岩和白云岩中是微量元素，但在铁质岩中是主要元素了。沉积岩中的微量元素，主要是经类质同象方式存在于碎屑矿物、碳酸盐矿物、粘土矿物的晶格中，或以吸附方式存在于粘土矿物和沉积有机组分中。沉积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，依化学性质分类，可以有稀碱金属(Li，Rb，Cs等)，稀有元素(Be，Nb，Ta，Zr，Hf等)，稀土元素(La，Ce，Nd等)，过渡族元素(Fe，Co，Ni，Cu，Zn等)。按戈尔德斯密特的元素地球化学分类系统，有亲石元素、亲铁元素、亲铜元素、亲气元素等。
沉积物中的某些特征微量元素化学性质较为稳定，主要受物源影响，相对独立于沉积环境和成岩作用，在风化剥蚀、搬运、沉积、成岩过程中其含量基本保持不变，在物源区和沉积区具有一定的可比性。在沉积过程中，沉积物与水介质之间有着复杂的地球化学平衡，如沉积物与水介质之间的元素交换以及沉积物对某些元素的吸附等。这种交换和吸附作用除与元素本身性质有关外，还受到各种环境的一系列物理化学条件的影响，因此在不同沉积环境中，元素的分散与聚集的规律也不相同。这就为利用沉积物中微量元素及其含量进行古环境分析提供了理论依据(Miller，1993;Bailey，1996;Reinhardt，1998)。微量元素在岩石或矿物中含量甚微，在地球化学过程中其浓度可发生明显变化，有些元素在海洋沉积物中含量较高，而有些则在大陆沉积物中含量较高。通过对沉积岩中微量元素含量及分布，尤其是一些相关元素比值的研究，可以推断沉积环境，反演当时的地质条件。目前，常用沉积岩中的Sr，Ba，V，Ni，Co等微量元素的含量及其相关比值的大小与变化来研究古沉积环境特征。
(1)微量元素地球化学特征及其物源指示意义
A.微量元素含量
本次研究利用川东南地区志留系小河坝组37件样品所测得的Zn，Co，Ni，Ba，V，Cu，Sr，Mo，Th，Zr，Cr，Ga，Sc，La，U等15种微量元素含量，小河坝组砂岩微量元素分析结果见表3.9和采样地见图3.5，与Taylor＆Mclennan发表的大陆上地壳微量元素值相比，本区小河坝组砂岩微量元素中亲铁元素(戈尔德斯密特分类)Co，Ni，Mo的丰度都大于地壳丰度;亲石元素特别是Cr的丰度大大高于上地壳丰度，而Sr大大低于地壳丰度值，Sc，Ba与上地壳丰度相近;亲铜元素如Ga，Zn略高于地壳丰度值，而Cu略低于地壳丰度值。
表3.9 川东南-湘西志留系小河坝组砂岩微量元素地球化学分析数据(μg/g)
续表
注:数据测试在中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心进行;上地壳丰度引自Taylor和Mclennan。
B.沉积构造背景判别
陆源碎屑岩中的微量元素(包括部分稀土元素)具有较大的稳定性，尤其是La，Th，Ti，Zr，Sc等元素，在风化搬运和沉积过程中很少受其他地质作用的影响。其含量变化与构造背景之间有着内在的必然联系，可以反映物源区的大地构造背景、构造演化特征。因此，陆源碎屑的微量元素地球化学特征更适宜于研究源区类型及其大地构造背景(Bhatia，1983，1986)。对碎屑岩所处沉积构造环境的判别，近些年来国内外许多学者通过对一些已知构造环境的砂岩、泥岩的研究后取得了许多共识，并形成了利用砂岩来判别构造环境较统一的基本思想，即不同的构造环境处于不同的地球动力学条件，而地球动力条件又决定着沉积盆地类型，进而决定着沉积物的源区类型沉积作用过程。Bhatia＆Crook(1981，1983，1985，1986)等研究了东澳大利亚五个已知物源区构造环境的古代泥岩及杂砂岩的微量元素地球化学特征，发现微量元素含量与源区类型和构造背景之间存在对应关系，并提出了不同构造环境下的沉积岩微量元素Zr-Th，La-Sc-Th和Th-Sc-Zr/10三相判别图解。利用元素协变图解可以直观、有效地识别杂砂岩形成的构造环境。Bhatia这些判断数据、图解得到了地质学界的认可和广泛应用(和政军，2005，2003)。
图3.12是川东南地区志留纪小河坝组砂岩Zr-Th，La-Th-Sc，Th-Co-Zr/10构造环境判别图。图3.12显示了川东南志留系小河坝组砂岩的投点分布较零散，可能是该区志留纪小河坝期的源区具有复杂构造背景的反映。在Zr-Th图解中，样品比较分散，主要落在了活动大陆边缘区域内，只有少数几个点落在了大陆岛弧及被动大陆边缘区域内;在La-Th-Sc图解中样品主要落在大陆岛弧以及活动大陆边缘+被动大陆边缘的结合部;在Th-Co-Zr/10图解中，样品也要主投点于活动大陆边缘、被动大陆边缘及大陆岛弧区域内。上述判别图解都一致证明了本区志留系小河坝组砂岩物源区具有活动大陆边缘、大陆岛弧及被动大陆边缘构造背景。
图3.12 Zr-Th，La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10判别图解
研究区志留系小河坝组砂岩的物源来自于江南雪峰山隆起(前文的稀土元素和重砂矿物都证明了这一点)，该区位于扬子地台与华南古陆之间，自晚前震旦纪至志留纪这一漫长的构造-沉积演化中经历了三个阶段的板块构造演化:裂谷作用阶段(?-Z1)，显示裂谷盆地沉积作用始于前震旦纪，发育北东、北东东向裂谷盆地充填，显示有裂谷作用的火山或火山碎屑岩沉积;被动大陆边缘阶段(Z2-O1)，该时期形成了一个较为统一的被动边缘沉积盆地，扬子区成为广阔的碳酸盐台地相区，江南区则为斜坡和盆地相区;活动大陆边缘阶段(O2-S1)，中奥陶世前期，沉积物搬运方向始终是自西北的扬子区指向东南方的江南区。但是自中奥陶世晚期，发生了变化，沉积物搬运方向正好相反，以江南区外侧最先接受粗粒沉积，发育了厚数千米的砂泥质碎屑岩。晚奥陶世，粗碎屑沉积自南东向北西有了更为明显的推进。在湘西北一带沉积物了深水远源沉积，而到了早志留世，粗碎屑沉积继续向北西推进，致使整个江南区乃至扬子区大部已隆升为陆(段太忠，1996;丘元禧，1999)。本次通过小河坝组砂岩的微量元素对源区构造背景的判别正好应证了前人对该区的研究结果。
在陆源碎屑岩中，用微量元素如Rb，Sr，Zr，Hf，Th，Cr和Sc等判断沉积岩的沉积构造环境，具有更大的优越性(Taylor，1985;Bhatia，1986)。从川东南志留系小河坝组砂岩样品中稳定微量元素比值来看除Zr/Hf比值仅指示大陆岛弧构造环境以外，其余Rb/Sr，Zr/Th和Sc/Cr的比值范围均包含活动大陆边缘、大陆岛弧及被动大陆边缘构造背景下的数值，而且都不包括大洋岛弧背景下的数值(表3.10)，由微量元素比值特征得到的沉积构造背景与Zr-Th，La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10判别图解表现出非常好的一致性。因此，从微量元素比值特征以及多个构造判别图解的判别结果可以看出，川东南-湘西地区小河坝砂岩源区的构造环境具有活动大陆边缘、大陆岛弧及被动大陆边缘构造背景而没有大洋岛弧的出现，与前人对源区的研究成果相一致。
表3.10 不同构造环境杂砂岩的特征微量元素比值
(据Bhalia et al.，1985)
C.物源的指示意义
化学性质稳定、主要受物源影响、相对独立于沉积环境和成岩作用、在搬运和沉积过程中其含量基本保持不变、相关性较好的两种特征元素含量比值可作为物源对比的示踪指标。Taylor ＆ Mclennan的研究表明，Th，Sc，Co等元素都有在水体中停留时间短，在风化、搬运和沉积作用中地球化学性质稳定的特征，是指示沉积物源区化学成分相当有效的元素，因此可以通过沉积物中这些稳定元素的含量特征来研究源区的相关性质，如La/Sc比值对于判别平均源区成分比较敏感，可作为区分基性-超基性与酸性物质成分的指标。La/Sc对Co/Th图(图3.13)显示出，从基性到酸性岩浆岩系列，La/Sc比值增大，Co/Th比值呈减小的趋势。小河坝组砂岩La/Sc值的变化范围不大，在2.51～6.59之间，而Co/Th值均低于1，其砂岩样品主要投点在模式平均上地壳和显生宙克拉通砂岩之间，化学平均成分更接近于平均上陆壳成分，显示出其化学成熟度中等。反映了该区小河坝组砂岩的母岩物质源自更老的沉积岩再旋回沉积产物。
图3.13 川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩物源区判别图(底图转引自She et al.，2006)
(2)特征元素比值对沉积环境的指示意义
通过对沉积岩中微量元素含量及分布，尤其是一些相关元素比值的研究，可以推断沉积环境，反演当时的地质条件。目前，常用的微量元素Sr，Ba，V，Ni，Co的含量及其相关比值的大小与变化来研究古沉积环境特征。本书分别计算了Sr/Ba，V/Ni，V/(V+Ni)等比值(表3.11)。
表3.11 川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩特征微量元素比值
续表
Sr/Ba比值:Sr和Ba是碱土金属中化学性质较相似的两个元素，但在不同沉积环境中由于其地球化学行为的差异而发生分离，因此很多学者用Sr/Ba比值来作为反映沉积环境一个地球化学指标(邓平，1993;陶树，2009;刘刚，2007;苗耀，2009)。
陆源碎屑沉积物自河流向海洋的搬运过程中，由于地球化学环境(Eh、pH、盐度及其他离子浓度等)的改变，特别是发生海、陆相互作用的河口地区，呈游离态搬运的Sr，Ba的地球化学行为发生了分异。首先，Ba一方面由于其具有较小的溶度，当淡水和海水混合时，淡水中的Ba2+与海水中的SO2-4结合，较易形成BaSO4沉淀，另一方面由于Ba的离子半径较大，具有比Sr小的水合能，易于被粘土矿物、胶体、有机质等吸附，使得陆相和海陆过渡相沉积物中钡含量较高，从而进入海洋中的钡较少，海水中钡含量远低于锶(海水中钡平均为0.02μg/g，锶平均为7.668μg/g);其次，Sr一方面具有比Ba较大的活动性，在搬运过程中不易形成化学沉淀，与Ba相比被粘土矿物、胶体、有机质等的吸附能力也较弱，因而游离态的Sr大部分被搬运入海，使得海水中Sr远大于Ba，因而海相沉积物中Sr含量高于Ba。从而使得陆相沉积物相对富Ba贫Sr，而海相沉积物相对富Sr贫Ba，从陆向海Sr/Ba逐渐增大。上述Sr和Ba的沉积地球化学行为特征即是利用Sr/Ba比进行陆源碎屑沉积物海、陆相沉积环境判别的理论依据。
从Sr和Ba的分异原理可以看出在水动力条件变化较大的海陆过渡相及有大量陆源碎屑物质注入的滨海和浅海地带，Ba2+很容易与海水中的SO2-4结合而在沉积物中富集，而Sr2+则可以继续迁移入海，因此Sr/Ba在海陆过渡相及有大量陆源碎屑物质注入的滨海和浅海地带小于1。本次研究的川东南小河坝组砂岩中Sr/Ba比值除BY001一个样品大于1之外的所有样品均小于1(表3.11)，表明该区小河坝期主要为有大量陆源碎屑注入的浅水滞流沉积环境。
V/Ni，V/(V+Ni)比值:V，Ni同属铁族元素，其离子价态易随氧化度变化，常用做沉积介质盐度的指标(苗建宇，2004)。V在自然界分布广泛而分散，地壳中V的含量为135μg/g，碳酸盐岩中为20μg/g，页岩和粘土中为130μg/g，Ni含量可达68～95μg/g。海水中，V，Ni主要被胶体质点或粘土等吸附沉淀，但V易于在氧化环境及酸度较大的条件下被吸附富集，Ni则在还原环境、碱度较大的条件下更易于富集。因此，由浅海区到深海或由海水能量强的海域到海水能量较低的滞流海域，海水的氧化度、酸度降低，还原性、碱度增加，沉积物中Ni的富集程度明显增加，V/Ni比值降低。Lewan也指出，V/Ni比值应用到描述沉积环境中是特别有用的。V/(V+Ni)比值的变化主要由氧化还原电位控制。在缺氧环境中，V/(V+Ni)≥0.7～0.8，在贫氧环境中为0.46～0.60(李双应，1995)。本次研究分析的37件样品V/Ni比值为0.91～3.41，平均值为2.38，除STB001以外均大于1，其余36个V/Ni比值反映了研究区为深水的V/Ni比值范围。而V/(V+Ni)比值为0.48～0.77，平均值为0.70，除STB001(0.48)以外均大于0.6，多数样品的值都大于或等于0.7。总体反映出该区小河坝期为缺氧环境。而靠近雪峰山隆起的龙山县水田坝乡、湘西花垣(STB001)的V/(V+Ni)比值为0.48，反映了浅水氧化环境。
U和Mo:具有多种化学价态，沉积时受氧化还原状态影响显著;在沉积物或沉积岩中它们多数为自生组分，成岩作用中几乎不发生迁移，保持了沉积时的原始记录。因此，U和Mo是恢复古海洋氧化还原状态的理想指标。不同的微量元素具有不同的氧化还原敏感度，它们在不同的氧化-还原区间的表现是不同的。U的高价态离子可以在缺氧脱硝酸的环境下被还原并发生富集，Mo则主要富集在发生硫酸盐还原的环境中。因此，可以利用元素的这种差异将沉积环境的氧化还原程度区分开来。当U富集而Mo不富集时，可能指示缺氧的环境;而当它们同时显著富集则指示硫化的，即水体中含有一定量的H2S的环境(常华进，2009;Algeo，2004;Tribovillard，2006;McLennan，2001)。
沉积岩中微量元素的富集或亏损是判别古海洋氧化还原环境的重要指标，通常用平均地壳或平均页岩中的含量作为参照标准(McLennan，2001)。若沉积岩中某元素含量比平均地壳或页岩值高，表明该元素富集，反之则亏损。本次研究的川东南小河坝组砂岩中U的含量为1.6～5.09μg/g，平均值为3.17μg/g，Mo的含量为0.13～3.53μg/g，平均值为0.5μg/g(表3.9)相对于地壳元素丰度Mo(4.4μg/g)和U(0.045μg/g)(黎彤，1990)，U富集，而Mo不富集，表明该区小河坝期主要为缺氧沉积环境。
Ⅸ 地质中主微量元素分析是干什么用的
稀土元素作为抄一组袭揭示成矿物质来源、成矿条件及矿床成因的示踪剂元素,在岩石学领域特别是在岩浆岩及岩浆起源及演化方面已得到广泛应用[2?3],而稀土元素在矿床学领域的应用研究特别是同一成矿系统不同成矿类型的稀土特征研究相对薄弱。目前,有关磁铁矿、铅锌矿和铜多金属矿等单一成矿类型矿床的稀土元素地球化学的应用研究[4?9]已经很多,而运用稀土元素地球化学特征来厘定成矿系统并讨论成矿作用叠加及演化的稀土地球化学行为却少有报道。
Ⅹ 微量元素地球化学
对大河坝Ⅰ号矿体1号露头系统样品的微量元素分析结果见表2-15。从表2-15中可见.各样品微量元素相对于版基性岩的维氏权值而言，Li、Be、Cr、Mn、Ga、Rb、Y、Ba、Hf约相对于正常值的一半，Cr、Ni、Mo、Cs、Th、U、Ta、Zr显著偏低，只有Sc和Mn偏高约一倍。这种微量元素分布规律无论是铁矿石还是一般岩石，表现得差不多，在球粒陨石标准化曲线上以Cr和Ni的显著亏损为特点（图2-16）。因此，大河坝地区的这一套基性－超基性岩以Sc、Mn略偏高而Cr、Ni显著偏低为特点，而Cr、Ni的亏损是酸性岩的特点。Cr、Ni亏损的原因尚待查明，但Sc、Ti、V的富集恰好与当地钒钛磁铁矿矿化作用的地质特征是吻合的。
表2-15 石棉大河坝自然铂矿Ⅰ号矿体岩石微量元素分析结果（wB/10-6）
续表
图2-16 大河坝矿区Ⅰ号露头岩矿石样品过渡族元素的球粒陨石标准化图解
（仿Allegre等，1973）