分配系數理論ppt課件(已改無錯字)

　　

【正文】 的濃度；[C]：熱液中元素的濃度； w：巖漿中水的含量分數。 根據 k = [C] / (C)→ [C] ＝ k (C)和瑞利分餾條件可得： [C]＝ k（ Co） F （ kw1） 形式上與分離結晶作用的公式相似。 d(m(C)) ＝ [C]wd(C) ∵ [C] ＝ k (C)， )(][][)()(][ lll mdwCCdkmmdkC ????整理后得： ][][)()()1(CCdmmdkwll??∴ ∵ Fmm ol?∴ （ ml) = (mo)F d(ml)=modF FdFkwCCd )1(][][ ??? ???][)( 1)1(][][CCkFo FdFkwCCd兩邊積分 )(][)][( ll mdwCkCmd ????熔融度 巖漿的質量 初始巖漿質量 FkwCkCo ln)1()(][ln ?? )1()(][ ?? kwo FCkC去對數 不滲透 巖漿房的熱液分異 （平衡過程） 在平衡的熱液分異過程中，初始巖漿中元素的減少量等于熱液中的量： （ Como) (C l ml) = w (moml) [C] 根據 [C]＝ k（ C）的條件，推導可得： [C]＝ k (Co) / [ F + kw ( 1F ) ] )1()(][ ?? kwFCkC o[C]＝ k (Co) / [ F + kw ( 1F ) ] 虛線： 實線： 平 衡 非 平 衡 元素在含水 10％ 巖漿熱液分異中的 富集度 [C]／ (Co) k = [C] / (C) 在 k＝ 10時 ,因為 kw=1,元素在熱液相中的濃度不變；當 k10時 ， 元素在熱液中的濃度隨固結度增高而降低 。 在非平衡條件下濃度降低很快；在平衡條件下趨于 kw=1。 在 k10時 ，低固結度下兩個公式結果一致 ， 但在高固結度時 （ 80% ) 出現差異 。 [C]＝ k (Co) / [ F + kw ( 1F ) ] )1()(][ ?? kwo FCkC（四）巖漿結晶和巖石熔融的 平衡分析 實際自然過程能否符合建立數學模型時 所做的平衡假設 ? 結晶作用 一般規模的巖漿房分異結晶過程延續時間大致為～ 1 106年 。 在 1100～ 1200186。C的溫度下 ， 元素在晶體中的典型擴散系數 d為 1011～ 1013cm2/s。 根據粒子在固體中的擴散距離 S與擴散系數 d和擴散時間 t的近似關系： S ≈(dt)1/2， 因此 ， 估算 在巖漿房結晶時間內元素在固體礦物中的擴散距離為 1～ 10 cm。 因此 ， 一旦礦物從熔體中結晶與熔體隔離 ， 元素在固體礦物中就很難均勻分布而與殘余巖漿達到平衡 。 巖 漿 對 流 ？ 流體能否在地球物理場中產生對流取，決于浮力是否能克服因流體粘度而產生的運動阻力。這兩種力的比率稱為瑞利數（ Rayleigh Number）： 粘性阻力浮力?????23/ dKdTKdTgRa??????Ra是一個無量綱值 。 公式中的符號分別為： a－熱膨脹系數 ， ?T－流體垂直高度上的溫度變化 ， d－ 對流體系的高度 ， g－重力加速度 ， ?－流體密度 ， K－熱傳導率 ， ?－粘度 。 當浮力足以克服粘性阻力 ， 而剛剛可能使流體產生對流時的瑞利數稱為臨界瑞利數Rac。 必須在 RaRac的條件下才能發生對流 。 因此，如果知道有關物質的性質和相關環境的物理、幾何參數，就可以預測是否可能形成對流。例如，若取地幔的相關參數分別為： a = 3 105 K1， g = 10 m/s， ? = Mg/m3，K = 106 m2s1， η = 1021 poise， d = 106m則可得 Ra≈106。取決于不同的邊界條件，估算的地幔臨界瑞利數約為 1,000～ 5,000，大致為 103數量級。 因此，巖漿在地幔中顯然能產生對流 粘性阻力浮力?????23/ dKdTKdTgRa???????根據火山噴出的熔巖體積和對深成巖體大小的直接測定 ， 一個巖漿房的體積可達若干平方公里 。在這種條件下 ， 即使巖漿的粘度達到 108泊 ， 也可能發生對流 。 在熔體中 （ ～ 1200186。C） 元素的擴散系數大約為 107cm2/s*， 所以巖漿熔體的成份基本上是均勻的 。 由此可見 ， 巖漿結晶過程一般應遵循瑞利分餾定律 ， 即符合分離結晶作用方程 。 根據上述單晶尺度的擴散距離 ， 粘度較小的基性巖漿熔體可能與結晶礦物達到平衡 。 實驗巖石學已證實了這一點 ， 并且實際觀察也表明 ， 基性巖中礦物晶體的分帶現象遠比中酸性巖中更少見 。 *元素在晶體中的典型擴散系數 d為 1011～ 1013cm2/s 部分熔融： 在部分熔融過程中 ， 因為元素在熔體中的擴散較快 ， 并且在巖漿房中可能存在對流 ， 所以熔體往往是均質的 。 對于一個 粒度為 ～ 1 cm的固體礦物 而言 ，如果元素在其中的擴散系數為 10－ 12cm2/s， 400～40,000年后固～液相之間即可達到平衡 。 板塊的平均擴張速度大致為 2cm/年 ， 所以地幔熔融物質上升及其在巖漿房中的停留時間也應有同樣的速度 。 如果巖漿形成的深度為 100～ 200公里 ， 不難算出它需要大約 1 107年才能到達地表 。 在這段時間內固體礦物和熔體應早已達到平衡 。 花 崗 巖 類 ？ 花崗質巖石的部分熔融發生在相對低溫的地殼中，并且粘度更大。因此， 花崗巖質與玄武質巖漿相比更難達到平衡 。目前雖然對地殼深熔過程的動力學了解不多，但對變質巖的研究發現，許多高級變質作用就已達到巖相平衡。所以元素在深熔作用期間也應當達到平衡。因此， 巖石部分熔融過程大多服從平衡熔融作用的公式 。 綜上所述，盡管巖漿作用包括許多復雜的過程，但其中 分離結晶 和 平衡部分熔融 是兩種在自然界中最常發生的過程。 片麻巖角閃石和黑云 母中的 V2O3含量關系 樣品取自 400平方英里的片麻巖中。這兩種礦物中的 Mn（低含量時）和 Ti的分布也呈直線關系，表明巖體已達到平衡。 如果微量元素在巖體各部分樣品的礦物對中有幾乎一致的分配系數，則表明該巖體是在平衡條件下形成的 （五）分配系數和微量元素 地球化學模型的應用 部分熔融與分離結晶作用的甄別 在火成巖及其有關礦產成因研究中經常遇到的問題是：所研究的 巖石或巖套是部分熔融形成的還是經分離結晶作用產生的？它們與源巖或母巖漿的關系如何？ 利用分離結晶和平衡部分熔融作用模型公式的性質有可能加以鑒別。 （ 1）利用親巖漿元素和超親巖漿元素 ?親巖漿元素 M （ magmatophile elememt) 總體分配系數明顯小于 1（ ~），如 HREE， Zr， Hf。 ?超親巖漿元素 H （ hypermagmatophile element) 總體分配系數近于 0 （明顯小于 ~） , 如 Ta, Th, La, Ce（ LREE） 。 ?在分離結晶作用中 ( Cl = Co,lF (k1) )： ∵ CMl ≈ CMo,l/F, CHl ＝ CHo,l/F ∴ CHl/CMl ＝ CHo,l/CMo,l ＝ 常數 因此，在 CHl/CMl對 CHl作圖的圖解中，樣品投影點呈水平分布。 ?在平衡熔融作用中 ( Cl / Co,s = 1 / [ F + k ( 1－ F ) ])：∵ kH ( 1－ F ) ≈ 0, ∴ CHl ≈ CHo,s / F； ∵ kM F ≈ 0, ∴ CMl ≈ CMo,s/ ( kM +F ) 所以有： CHl/CMl = (CHo,s/F) / [CMo,s /(kM+F)] = (CHo,s/F) (kM+F)/CMo,s = (CHl kM+CHo,s) / CMo,s = CHl ( kM / CMo,s ) + CHo,s / CMo,s 因此，在 CHl/CMl對 CHl作圖的圖解中，樣品投影點沿斜率為 kM / CMo,s的直線 分布。 鄰近冰島的雷克雅奈斯洋中脊樣品呈批次部分熔融的趨勢；而在冰島則可能在淺部發生分離結晶作用 from Treuil amp。 Joron, 1975 在 CHl/CMl對 CHl圖解 中 ，分離結晶作用樣品的投影點呈水平分布 。 在 CHl/CMl對 CHl圖解 中 ， 平衡部分熔融的樣品投影點 沿斜率為 kM /CMo,s的直線分布 。 ?在熔融度為 0～ ：分配系數明顯大于1的 相容元素 ， 在平衡部分熔融作用 中的含量變化比較穩定 ， 變化小于強不相容元素 。 ?在熔融度為 1～ ： 分配系數明顯大于1的 相容元素 ， 在分離結晶作用 中的含量變化明顯 大于強不相容元素 （ D→ 0） 。 ?因此，當源巖先部分熔融，然后再經分離結晶固結成