成因矿物学-地质温压计new教学文案.ppt

单击此处编辑母版标题样式,*,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,成因矿物学 地质温压计new,1,概述,矿物温压计：利用矿物,各种标型,来判断地质体形成的具体,温度和压力,。即,由,矿物学特征,测量矿物,平衡温度和压力,的,数学模型,。,矿物地质温压计是利用,矿物的特征,来,估测矿物平衡温度和压力,的方法。它的,理论基础,是,矿物的标型学说,和,热力学平衡理论,。属于,半定量,性质为主的估测方法。,矿物地质温压计是以矿物特征为基础的；其所依据的特征不同，就有不同类型的矿物温压计，一般可利用的矿物特征有：化学成分、离子的占位数量、晶格位错、气液包裹体、熔点、同质多象转变点、固熔体熔离点、晶体形态、热电性、点导率、热效应、颜色等，与之相应，就有不同类型的矿物温压计。,类型：,一、成分温压计,（一）类质同象温压计,（二）元素分配温压计（离子交换地质温压计）,微量元素分配温压计,常量元素分配温压计,（三）稳定同位素温压计,二、结构温压计,（一）同质多象转变温压计,（二）元素占位温压计,三、形态温压计：晶体表面能计算温压计,四、物理性质温压计,导电率的测定、热电系数测定、差热分,析直接测定、矿物分解温度测定、固熔体,离熔温度测定。,五、气液包体温压计,六、其他：共结温度测定、矿物重结晶温度,测定、标型矿物组合指示温度测定。,理论基础：,熵变,R,能量变化,焓变,体积变化,自由能变化,RT,化学位,i,i,RT,ln,元素在共生矿物中的分配遵循Nernst,分配,定律：,令,分配系数 K,D,则,ln,K,D,-,/,RT,-,(,-,),/,RT,-,T,则,ln,K,D,-+,三,、,符号,1.,：,固溶体矿物,中,化学组分,i,之,摩尔分数,。,1,2,.,i,mol,.,%,100,：,矿物,中,组分,i,之,摩尔百分数,。,3,.,：,占位系数,：,固溶体矿物,的,单位分子,中,，,某种,组分,i,在某套,等效结构位置,k,上,，,所,占据,的,数量比率,。,1,4,.,：,组分,i,在,共生固溶体矿物,和,中,的,分配系数,。,5,.,：,固溶体矿物,中,离子占位,的,平衡系数,：,同一,固溶体矿物,中,不同,的,等效,结构位置,上,的,组分,i,的,分配系数,。,6,.,：,同一,组分,i,在,共生固溶体矿物,和,中的,分离系数,。,7,.,R,：,R,1.9872,calmol,-1,K,-1,8.3143,Jmol,-1,K,-1,8,.,：,反应,的,焓效应,：,反应,的,熵效应,：,反应,的,固相容积效应,：,温度,T,时,反应,的,自由能,改变量,：,压力,10,5,Pa,和,温度,T,时,反应,的,自由能改变量,：,固溶体矿物,中,，,化学组分,i,的,过剩自由能,：,固溶体矿物,中,，,化学组分,i,的,活度,mol,.,%,：,摩尔百分数,wt%或,w,B,%,：,质量百分数,T,：,绝对温度,（,K,）,t,：,摄氏,温度,（,）,P,：,压力,（,10,5,Pa,）,2,成分地质温压计,2.1,类质同象温压计,条件：矿物中某元素的,类质同象代换数量,取决于,温度和压力,时，可作为温压计使用。,作为温压计的矿物常常成分简单，元素彼此成等构造代换。如闪锌矿中的,ZnFe的代换。,使用类质同象温压计要注意的问题：,（1）选择,矿物成分简单,或,类质同象代换简单,的矿物。,（2）当利用某元素在某矿物中代换数量作温压计时，必须,介质中该元素浓度达“饱和”，,可根据共生矿物判断。如闪锌矿与磁黄铁矿共生，说明闪锌矿中的Fe 浓度已达到饱和。,（3）矿物本身和共生矿物最好,达平衡,，如晶体内出现,环带构造,，矿物间出现,交代关系,则是不平衡的表现。,（4）注意要有温压校正。,（5）元素特别是微量元素代换作温压计时，要注意地球化学背景值。,缺点：受介质中元素浓度的影响较大，造成判断温度的误差。,1、闪锌矿,自然界中闪锌矿中Fe,2+,代替Zn,2+,最高可达26（重量百分比），相当于45（分子数比）。,2FeS+2S=2FeS,2,FeS+S=Fe,1-x,S,进入闪锌矿中,FeS的量,是闪锌矿,形成温度,的,函数,。,但必须介质中FeS浓度较高，,闪锌矿与磁黄铁矿,或与,黄铁矿磁黄铁矿平衡共生,时，这种函数关系才存在。,在290500范围内，闪锌矿中FeS的含量为一常数，在此范围内不能做温度计，只能在200290、500580范围内才可应用。,在一个大气压下，硫的逸度（）形成温度及,闪锌矿,中,FeS,量之间为一函数关系：,FeS(分子数百分比)(1),硫逸度公式为：（2）,联立方程（1）和（2）,就可以求出闪锌矿和磁黄铁矿的平衡温度与,是磁黄铁矿中FeS的克分子率,温度单位为K,确定,闪锌矿中FeS%,：,（1）X射线衍射：测定闪锌矿的晶胞参数a,0,，利用图查出FeS%。,（2）根据电子探针或化学分析结果计算：,Fe(wt%)/55.847(Fe原子量)/,(Fe(wt%)/55.847+Zn(wt%)/65.39),例如：与黄铁矿、磁黄铁矿共生的闪锌矿的成分是Zn 59.66(Wt%)，Fe 7.32，S 33.02。,则,FeS%(7.32/55.847),（(7.32/55.847)（59.66/65.39）,是磁黄铁矿中,FeS的克分子率,，求法是将化学分析的重量百分比换算成Fe、S原子比，将Fe和S按1：1的比例结合成FeS，多余的S原子换算成 分子数。则,如果已知 及闪锌矿FeS%，则在下图中可查出温度。,闪锌矿地质压力计,：,闪锌矿中,FeS的摩尔分数,不仅和,温度,有关，而且和,压力也,有明显的相关性，FeS的摩尔分数越小，则压力越大。,据M.N.Hutchison&S.D.Scott,1981,式中压力单位是MPa。,闪锌矿中的In Cd Tl Ga Ge的含量也与温度有定量关系：,温度范围,400450,300350,200250,In(ppm),1000,100,50,温度范围,300400,250350,100200,Ge(ppm),7,50,170,Ga(ppm),25,40,50,Tl(ppm),0.4,4.5,10,2、石英中Ti地质温度计,（David A.Wark，E.Bruce Watson，2006）,石英中的Si可以被Ti以类质同象的形式所代替，Ti的含量是温度的函数。,有金红石出现时：,地壳岩石中TiO,2,一般0.5,该温度计适用温度400，可用于,火成岩和变质岩,。,3、一些副矿物微量元素温度计,近年来，由于能够显示矿物内部复杂化学分区的成像技术和高分辨率微区原位测试技术的发展和应用，基于,矿物中微量元素含量,及其,与温度的相关性,新发展了几个适用领域更宽的地质温度计。,锆石、金红石、榍石,等副矿物稳定的温压范围宽，在许多类型的岩石中,广泛存在,，可以用于放射性同位素定年，且微量元素,Zr Ti,在它们中的扩散慢，因此这些副矿物是做,地质温度计,的较佳对象。,由于锆石中的Ti含量往往较低，必须使用,离子探针(SIMS),或激光剥蚀等离子体质谱,(LA-ICPMS),才能准确测定，而金红石中一般含有较高的Zr，通常使用,电子探针,就能准确测定，因而得到了更多的应用。,（1）,锆石Ti温度计(E.B.Watson,D.A.Wark,J.B.Thomas,2005,2006),1）原理：锆石中的Zr可以被Ti呈类质同象替代,2）实验结果表明：锆石中Ti的含量是形成温度和TiO,2,活度的函数。,式中Ti含量的单位为ppm，可用ICP-MS测定注意：由于基性岩中Ti的含量高于长英质岩石，因此据上述Ti温度计计算结果，基性岩的温度常低于长英质岩石。除了温度和Ti的活度，SiO,2,的活度、压力可能会影响锆石中Ti的含量。Waston(2007)的实验表明，锆石Ti温度计对压力不敏感。,log(Ti,zircon,)=6.03-5080/T(P=1GPa),(Waston,2007),锆石中Ti地质温度计,可广泛应用于,岩浆岩和变质岩,岩石结晶温度的计算。,金红石中Zr的含量是温度的函数。,式中Zr的单位为ppm,金红石Zr温度计对压力有点敏感。,log(Zr,rut,)=7.36-4470/T,(P=1GPa;Waston,2007),(2)金红石中Zr温度计(Waston,2006),(3)榍石中的Zr地质温度计,log(Zr,sph,)=11.30-9615/T（在P1GPa条件下）,T单位为K，,结晶温度低于725C 的榍石和结晶温度低于 850C 的锆石，其成分需要用LA-ICP/MS or SIMS 来测定；电子探针（EMPA）可用于测结晶温度低至约500的金红石。,上述三个温度计中，由于Ti在锆石中的扩散最慢，因此,锆石Ti温度计的封闭温度最高,；,金红石中Zr,扩散最快，其对于的,封闭温度最低,；榍石中Zr 的扩散介于二者之间，因此其温度计的封闭温度也介于二者之间。,由于金红石中的Zr扩散相对较快，使得在一些退变质环境中，Zr部分扩散与低于600的温度再平衡的可能性增加。,2.2,元素分配(离子交换)温压计,一、原理：,共生,的,固溶体矿物,，,常具有某一种或某几种,相同,的,元素,。,在,共生,的,矿物,中,，,存在,元素分配,的问题,。,同样，在,同一矿物,晶体中，,非等效结构,位置之间可以有一种或几种相同的离子（原子），,不同结构位置,之间也存在,离子（原子）交换,的问题，即,元素分配的问题,。,元素分配是受热力学定律所支配的。,为该元素在相1和相2中溶解热之差，可以根据实验求出；R为气体常数，B为积分常数，也能求出，T为温度。,原理：在一定的温度和压力下，元素,在共存相（或在同一晶体不同结构位置）,之间的,分配系数是一常数,。分配系数随温度的变化关系式为：,微量元素在矿物中的浓度低，与液态的稀释溶液相似，因而趋向于理想溶液。微量元素在共存矿物相之间的分配遵循,Nernst分配定律。,若将,天然矿物,视为,理想溶体,或,近于理想溶体,，,则,：,1,）,某种,元素,在,共生矿物,之间,或,在,不同,等效结构位置,之间,的,分配数量,之比,，,是受,T,&,P,的,支配,的,。,2,）,分配,的,数量比,是,温压,的,函数,。,矿物,离子交换,GTB,的,基本原理,：,根据,矿物,的,成分,特点,或,矿物,中,元素,的,占位,特点,，,可以,推测,矿物平衡时,的,温度,&,压力,。,常量元素,在,共存矿物,中的分配原理，与微量元素相同。,但是由于常量元素浓度较大，不是理想溶液，因此平衡常数与温压的关系须通过大量的实验工作和野外工作来确定，,K,D,值应根据复合分配系数来计算,。,二、元素分配温压计应用条件和注意问题：,应用条件：,1,共生,的,固溶体矿物,和,单种矿物,必须达到,平衡;,2.必须要有,可靠,的矿物,化学成分,资料,；必须区分,Fe,2+,和,Fe,3+;,3,有时需,晶体结构数据;,4,必须掌握,矿物学,和,晶体化学,知识,要注意的问题：,（1）使用的矿物对必须,平衡共生,；因为分配系数是在一定的温度、压力及组分浓度条件下的平衡状态求得。,（2）元素的赋存状态必须是,类质同象混入物,，因为这样才能在矿物中均匀分布和受热力学条件的控制，,不能是机械混入物或表面吸附,；,（3）在利用电子探针来确定微量元素含量时，要选择,相互毗邻,的矿物，因为相互毗邻的矿物达到平衡的机会更多；,（4）在岩石中，往往多世代的矿物相互叠加，因此所选的矿物应属于,同一世代,。,注意：所得温度为矿物,达到平衡时的温度,，而,不是结晶时的温度,。,注意：,天然的固熔体矿物及其组合不可能完全符合理想溶液热力学模型，而是不同程度地偏离理想模型，再加上矿物的实验研究还不过充分，因此现有的离子交换温压计估测得到的温度和压力，只能是,半定量,的。,尽管如此，在研究矿物成因、岩石和矿石成因以及分析自然作用的演变规律时，运用这些温压计数据进行相对的分析，仍有重要的意义。,二,、,种类,1、,共生矿物,的,元素分配,GTB,2、,一种矿物,中,不同,结构位置,之间,的,元素分配,GTB,三、符号：,1.,：,固溶体矿物,中,化学组分,i,之,摩尔分数,。,1,熵变,R,焓变,自由能变化,RT,化学位,i,i,RT,ln,Nernst,分配,定律,研究,某一,组分,同时存在,于,平衡,的,两相,中的,分配定律,令,K,D,则,ln,K,D,-,/,RT,-,(,-,),/,RT,-,T,则,ln,K,D,-+,1、橄榄石(Ol)和辉石(Py)Ni分配温度计,1965年3月5日夏威夷火山爆发的熔体中析出部分橄榄石和辉石，它们与残余熔体处于平衡状态。这为研究Ni在橄榄石、辉石、熔体三种相中的分配，以及确定分配系数与温度间的关系，提供了天然的良好条件。,测定每次采样温度的同时，用电子探针测定橄榄石、辉石和玻璃质中的Ni含量。,测定结果见下表：,四、不同共生矿物相、矿物熔体相之间的元素分配地质温压计,不同温度下Ni 在橄榄石和辉石中的分配,Ni在橄榄石和辉石中分配系数随温度降低而降低。回归方程为：,适用温度为10501160,样品,Ol中的Ni,CPX中的Ni,K,D,(Ol/CPX),样品温度,1,1555ppm,255ppm,6.10,1160,2,1310,245,5.35,1120,3,955,240,3.98,1075,4,935,235,3.98,1070,5,840,220,3.82,1050,2、,闪锌矿,Sph,方铅矿,Gal GT,共生,的,Sph,和,Gal,之间,的,Cd,的,分配系数,是,T,的,函数,。,（1）Bethke,，,P,.,M,.,&,Barton,，,P,.,B,.（,1971,）,闪锌矿,Sph,方铅矿,Gal 地质温度计,T,(,K,),2080,(,lg +,1.47,),（,2,）,格列蒂,等(,1979,)闪锌矿,Sph,方铅矿,Gal,Cd,分配,GT,：,T,(,K,),1663,(,lg +,0.702,),其中,(,Cd,w,B,%,),Sph,(,Cd,w,B,%,),Gal,Sph,Gal,Cd,分配,GT,3、,黄铜矿,Cpy,黄铁矿,Py,GT,别兹缅,等,（,1978,）,Cpy,Py,之,Co分配,的,实验,GT,：,T,(,K,),10,3,(,1.292,lg +2.382,),其中,(,Co w,B,%,),Cpy,(,Co w,B,%,),Py,1.53,CpyPy,Co分配,GT图解形式,4、黄铁矿磁黄铁矿地质温压计,由实验得出,黄铁矿磁黄铁矿的Ni和Co分配温度计（.等，1975）：,注意:,当矿物中Co和Ni的质量百分数分别小于1.5时，Co和Ni的分配是近于理想熔体模型的。因此，上述温度计的适用条件是，,黄铁矿和磁黄铁矿除了必须共存之外，它们的Co和Ni含量要小于1.5%,。,5、,FeTi,氧化物Ti分配温度计,GT,1,）,Buddington,，,A,.,F,.,等,（,1964,）,磁铁矿钛铁矿,Ti,分配,GT,：,应用条件,：,钛铁晶石,Usp,磁铁矿,Mt,S.S.,和,钛铁矿,Ilm,赤铁矿,Hem S.S.,两个,固溶体矿物,必须,平衡共存,。,钛铁晶石磁铁矿,固熔体实际上是,赤铁矿钛铁矿,固熔体平衡时形成的。,测试样品最好是,钛铁矿,磁铁矿,的连生体。,即磁铁矿中钛铁矿条片或颗粒，分别用电子探针分析二者的成分。,据,磁铁矿,计算出,磁铁矿Mt和钛铁晶石,Usp的百分含量，据,钛铁矿,的成分计算出,钛铁矿Ilm和赤铁矿Hem,的百分含量。,计算Mt-Usp中Usp mol%，以及与之共存的,Hem-Ilm中的Hem mol%时，电子探针数据需要经过一定的计算，以经验其结果是否可靠。,有四种计算Mt-Usp中Usp mol%及Hem-Ilm中的Hem mol%的方法：,（1）Buddington(1964)法,（2）Carmichael(1967)法,（3）Anderson(1968)法,（4）Stormer(1983)法,计算过程较复杂，具体见：任启江著，火成岩及其有关矿床中钛铁氧化物研究，1991年科学出版社出版。,注：,目前一般采用电子探针进行钛铁氧化物固熔体成分的测试，得到的数据是各种氧化物的质量百分比，如：,数据得到后，首先要检验探针分析的可靠性：由于探针无法区分FeO与Fe,2,O,3,，分析结果是否可靠，难以确定，需要通过计算来检查是否满足误差范围。,计算结果有些复杂，此处不详细介绍，具体可参照,任启江著火成岩及其有关矿床中钛铁氧化物研究,1991年科学出版社出版,氧化物,SiO,2,TiO,2,Al,2,O,3,FeO,MnO,MgO,CaO,Wt%,0.02,44.8,0.10,50.7,1.23,1.23,0.03,98.1,e.g.,：,磁铁矿,Mt,钛铁晶石,Usp S.S,.,单位分子,f,.,u,.,_,Me,=1.060+1.821+0.104=2,.,985 3/2.9850.891=0.895,(),=,7,.,999,固溶体,成分,为,：,M,t,89,.,5,Usp,10,.,5,e.g.,：,赤铁矿,Hem,钛铁矿,Ilm,S.S.,f,.,u,.,_,Me,=,2,.,000,(),=,5,.,997,固溶体,成分,为,：,Hem,6,.,30,Ilm,93,.,70,Ti,Fe,氧化物,GT,Mt,磁铁矿,Usp钛铁晶石,Hem赤铁矿,Ilm,钛铁矿,根据计算的Mt Usp Ilm Hem的百分含量，根据两个固熔体的成分曲线的交点，即可确定平衡温度和氧逸度对数值。,6、方解石Cc白云石Dol,GTB,与白云石共生的方解石中Mg的含量是温度的函数。,1,）,Goldsmith,，,J,.,R,.,等,（,1969,）,Cc,Dol,GT,T,3685.7,(,1.6145,-,ln,),其中,应用条件,：,t,400,Cc,Dol,高温,GT,2,）,塔兰采夫,，,A,.,C,.,（,1975,1981,）,400,的,实验研究,；,Cc,Dol,GT,&,GTB,（,400,&,400,）,A,.,C,.,塔兰采夫,（,1976,）,修正,Fe,2+,、,Mn,、,Sr,对,Ca,Mg,分配,的,影响,，,CcDol,GTB,。,A,.,C,.,塔兰采夫,（,1981,）,修正,Fe,2+,、,Mn,对,Ca,Mg,交换,的,影响,，,修正,了,Cc Dol,GTB,，,可,计算,出,共生,Cc,Dol,的,平衡,T,&,P,，,但,应用条件,为,：,Cc,的,含Fe量,Dol,的,含Fe量,注意,：,A,.,C,.,塔兰采夫,（,1981,）,依据,实验资料,，,不同产状,的,大量,天然标本,，,首先,拟定,Cc,Dol,GB,，,其,只适合,于,分配模型,的,标本,，,对,热液作用,、,岩浆期后交代作用,的,应用很好,。,但,不适用,于,自然界,存在,分配模型,的,地区,，,尤其是,强烈,的,构造挤压,的,大型断裂带,的,标本,。,Cc,Dol,低温,GT,1,（0.1,0.15）10,8,Pa,2,（0.71.2）10,8,Pa,t,(),Mg,K,Mgk表示方解石中MgCO,3,的摩尔分数。,（1）,其中,分别是方解石中MgCO,3,FeCO,3,MnCO,3,的摩尔分数,（2）,其中的K,Fe,=X,FeCO3,D,/X,FeCO3,C,；,X,FeCO3,D,为白云石中FeCO3的摩尔分数,方解石Cc白云石Dol GTB,MgK为方解石（C）的MgCO3的摩尔分数；K,Fe,=X,C,FeCO3,/X,D,FeCO3,不足,：,（,1,）,只,适合于,中,、,低压,条件,；,GB,（,2,）,使用条件,：,，,即方解石的含铁量低于白云石。,当,，,P,不可信,3）,Rice,，,J,.,M,.(,1977,),Cc,Dol,GT,在实际的应用中较合适，往往与地质条件有较好的对应性。,lg,-,1690,T,0.795,Xue,，,JZ,等,（,1989,）,Cc,Dol,GB,地质推导,：,方法,：,Perchuk,L,.,L,.(,1981,),Bi,Gar,GTB,利用,Plyusnina,L,.,P,.(,1982,),Hb,Pl,GTB,进行,P,的,标定,，,推导,CcDol,的,经验,GB,。,P,(,MPa,),508.12,257.69 lg,r,0.98761,精度,：,25MPa,使用条件,：,Cc,与,Dol,共生,特点,：,适用于,：,特点,：,（,1,）,适合,于,高,、,中,、,低压,条件,；,（,2,）,适合于,但是，计算结果的误差较大。,7、锆石饱和温度计（锆石熔体平衡）,Watson et al.(1983)&Harrison(1983)通过高温研究了锆石的饱和行为，在此基础上提出了,锆石溶解度模型：,是化学计量锆石中Zr与熔体中的Zr的浓度比，T是温度（K);该式定义了在地壳深熔过程中，锆石的饱和行为是岩浆化学成分和温度的函数，实验的温度范围是7501020，该模型当熔体含水量2%，全岩岩石化学参数M在0.92.1范围内仍然有效。,令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(Si等均为离子分数)，则全岩岩石化学参数 M=(Na+K+2Ca)/(AlSi),将上式移项整理并算成后为：,若假设不作锆石矿物的Zr Hf校正，纯锆石中含Zr49765710,-6,，用岩石中的Zr含量近似代表熔体 Zr 含量，由上式可计算出锆石的饱和温度。,锆石的饱和温度可以代表锆石结晶温度的上限。由于锆石是较早从岩浆中结晶的矿物之一，因此锆石的饱和温度接近液相线的温度。,Ryerson和Watson（1987）提出了M的修正参数FM，用于限定岩浆中金红石的溶解度，该参数同时考虑了Mg和Fe 总含量（但未考虑Fe,3+,/Fe,2+,）的作用。,FM=(Na+K+(2*Ca+Fe+Mg)/(Al*Si),在许多情况下，参数M都能较好地用于确定锆石的饱和温度。,实验资料证明（Baker等，2002），参数FM比M与Zr 含量的相关性更强，因而FM比M能更好地描述成分对控制锆石饱和的影响。,Miller等（2003）修正为,T,Zr,=129 000/2.95+0.85 M+ln(496 000/Zr,熔体,),锆石饱和温度计的岩石学意义:,锆石的饱和温度计常常用于计算自然样品锆石饱和温度及理解和解释花岗质岩石中锆石的继承性（或锆石结晶的温度）。,在锆石不饱和的熔体中，锆石捕虏晶将溶解。,在锆石饱和的熔体中，源岩的锆石并未完全熔掉而极可能残留在熔体中，成为后期锆石生长的成核点。,在S-型花岗岩中,通常含有继承锆石,而在I-型花岗岩中则缺乏继承锆石,原因可以由岩浆起源的条件差异来解释:,S-型花岗岩浆的形成温度一般700,而I-型花岗岩浆温度为800900.,计算表明,对于M=1.4的过铝质花岗岩浆，在850时，锆石的溶解度达340g/g，在700时，其溶解度仅为50g/g。,I型花岗岩的M值较大，因而Zr的溶解度高,加之在I型花岗岩的镁铁质源岩中，Zr的含量较低，故在I-型花岗岩中一般都缺少继承锆石。,在非碱性岩的常见造岩矿物中，只有角闪石中锆的含量相对较高，因此在花岗岩浆冷却过程中，其中的锆最终将几乎全部结合在锆石中。,对于I型花岗岩浆，由于在其部分熔融过程中,源岩中的继承锆石在熔体相中的锆达到饱和点之前全部溶解，故其中所释放出来的放射性成因铅在整个岩浆体系中将会达到完全均一化，从而完全失去有关源岩的年代学信息。,而对于S-型花岗岩浆，由于在部分熔融过程中，源岩中的继承性锆石只有少部分被溶解，而大部分得以保留，故阻止了放射性铅的重新分配。因此，S-型花岗岩中继承锆石U-Pb法的年代学研究，常常可以获得有关源岩的年代学信息。,8、,磷灰石熔体平衡,磷灰石是火成岩中常见的副矿物，同时又是富集某些具有重要地球化学意义的微量元素的重要矿物相。因此，对于磷灰石在岩浆过程中的地球化学行为的研究，有助于了解在地壳岩石深熔作用或岩浆演化过程中，REE、U、Th、Pb、Sr等优先富集于磷灰石中的微量元素的分配行为，从而为火成岩的成因解释提供严格的约束条件。,Harrison&Watson（1984）通过实验获得，磷灰石的溶解度是温度和熔体组分的函数，表达式为：,是化学计量的磷灰石中的P,2,O,5,（42.22%）与熔体中P,2,O,5,的浓度比，T是温度（），SiO,2,是熔体中的,质量分数,。,该模型适用于SiO,2,4575的准鋁质和过碱质熔体成分，水010,地壳范围内的压力条件。,9、角闪石斜长石中Ca的分配系数地质温压计,角闪石和斜长石是许多,火成岩,和,变质岩,特别是钙碱性侵入岩和角闪岩相变质岩中的主要造岩矿物。因此，角闪石斜长石组合的平衡条件，可以反映许多,火成岩,和,变质岩,的结晶条件。,（1）别尔丘克提出了斜长石（Pl）角闪石（Am）中Ca的分配等温相关图解，利用参数X,Ca,Pl,和X,Ca,Am,投图来确定共存的斜长石角闪石的平衡温度。,X,Ca,为钙的摩尔分数。,X,Ca,=Ca/(Ca+Na+K),（2）L.P.Plyusnina(1982)普通角闪石斜长石地质温压计,Al,Hb,是普通角闪石,单位分子式中,Al离子的总数,Ca,Pl,即X,Ca,Pl,X,Ca,=Ca/(Ca+Na+K),9、,黑云母,Bi,石榴石,Gar,的,MgFe,2+,元素分配GTB,Bi,Gar,的,（,即,）,Saxena(1968)指出，共存的石榴石和黑云母之间的Fe-Mg分配系数明显,地,随,t,而,变小,。,X,Mg,Bi,=Mg/(Mg+Fe)Mg为黑云母中以O11为基础的Mg离子系数,X,Mg,Gar,=Mg/(Mg+Fe)为石榴石中以O12为基础的Mg离子系数,由于黑云母的单位分子内的氧一般极少被其它元素置换，其O原子数为常数。故常采用以单位分子中的氧原子数（O,f.u,.=11）为基准的氧原子法来计算矿物单位分子中的阳离子数和晶体化学式。,黑云母的晶体化学通式为：,K(Mg,Fe),3,T,4,O,10,(OH),2,理想化学式中 O=12，但是电子探针分析硅酸盐矿物时只分析了阳离子，不能分析H，阴离子全部作为O来处理，因此计算时应扣除H对应的氧原子数，单位化学式中2H相当于一个O，所以计算黑云母单位分子中阳离子的数目时用O,f.u,.11作为基准进行计算。,石榴子石的晶体化学通式为：,A,3,B,2,SiO,4,3,A:二价阳离子 Mg,2+,Fe,2+,Mn,2+,Ca,2+,B:三、四价阳离子 Al,3+,Fe,3+,Cr,3+,V,3+,Ti,4+,Zr,4+,Gar,Bi,GTB（L.L.Perchuk,1981）,该温度计适用于天然的Bi-Gar-Sill-Mus-Q共生组合。,斜列曲线是 等值线，是分离系数。,X,Mg,=Mg/(Mg+Fe+Mn),根据 便可确定出,温度,；由 和 两种等值线的,交点,，可以确定,压力值,。,Mg为单位分子中Mg的离子数,Kretz,R,.,et al.,（,1990,）,Bi,Gar,GT,：,ln,-,1.51,+,2780,T,实验条件,：,570750,注意,：,BiGar,的,MgFe,2+,分配GTB,的,其他,影响因素,：,Ca,、,Mn,的,影响,Al,、,Ti,、,Fe,3+,的,影响,从Perchuk（1967）首次标定石榴石黑云母地质温度计以来，经历了多次修正，石榴石黑云母温度计目前至少已有32 个版本问世。理论上该温度计适用于高绿片岩相至麻粒岩相乃至超高温泥质变质岩，能记录的变质温度范围较宽。,Perchuk 和Lavrentpeva（1983）、Kleemann 和Reinhardt（1994）、Holdaway(Model 6AV)（2000）、Kaneko 和Miyano(Model,B)（2004）等4 个版本的石榴石黑云母温度计准确度相对最高。,该温度计并不适用于Ti、Al,VI,“杂质”含量高,的黑云母,或Ca、Mn“杂质”含量高的石榴石。,是目前最为准确石榴石-黑云母温度计表达式,计算时要知道压力P的值,Holdaway(2000)石榴石黑云母地质温度计,五、,离子占位（结构）温压计,根据,矿物,的,成分,特点,或,矿物,中,元素,的,占位,特点,，,可以,推测,矿物平衡时,的,温度,&,压力。,离子,的,占位系数,离子交换反应,的,平衡常数,关键性参数,：,固溶体矿物,中,离子,i,在,等效结构,位置k,上的,占位系数,辉石的通式：X(M2)Y(M1)T,2,O,6,X：Na,+,Ca,2+,Li,+,单斜晶系,（大半径、低电价）,Mn,2+,Fe,2+,Mg,2+,斜方晶系,（小半径、高电价）,Y:（半径小、电价高）,Mg,2+,Fe,2+,Fe,3+,Mn,2+,Cr,3+,Al,3+,Ti,4+,T:Si,4+,Al,3+,Mg,2+,Fe,2+,在一定的热力学条件下,在两种非等效位置M1 和M2之间进行分配的交换反应为:,Fe,2+,(M2)+Mg,2+,(M1)=Fe,2+,(M1)+Mg,2+,(M2),辉石族晶体结构,辉石晶体沿c轴的投影,M1,M2,M2,M1,Mg,2+,Fe,2+,在一定的热力学条件下,在两种非等效位置M1 和M2之间进行分配的交换反应为:,Fe,2+,(M2)+Mg,2+,(M1)=Fe,2+,(M1)+Mg,2+,(M2),1、Wood&Banno(1973)二辉石地质温度计,适用于含铁和铝低的辉石；几乎不含水。,2、Nehru&Wyllie(1974)二辉石地质温度计,：,适用于体系含水5,即二辉石与角闪石、黑云母等含水矿物共生,使用上述温度计公式计算时需要的M1 M2的占位量,可以利用矿物的化学成分进行分子式的计算得到(但不够准确),最好用穆斯堡尔谱确定占位量。,例：河北汉诺坝新生代碱性玄武岩碧玄岩中广泛有上地幔尖晶石二辉橄榄岩包体。在理想情况下，辉石M1和M2位置上阳离子的总和均为1，但由于分析误差或晶体缺陷等原因，它们的总和往往不等于1，而是接近于1。一般是将辉石的阳离子（除满足四次配位以外）均分给M1和M2。,根据化学成分，计算出两种辉石的分子式为（据邓晋福，1982）：,把计算得到的三个参数代入温度计计算公式，得到：,3、,Lindsley&Dixon(1976):适用于8501400，535千巴的温压范围。,4、Wells(1977):采用理想二位熔体混溶模式，利用Lindsley&Dixon，Nehru&Wyllie的实验数据，同时考虑Fe,2+,含量对分配系数的影响，得出二辉石地质温度计的数学表达公式为：,计算举例：,以北京密云麻粒岩中的二辉石为例，用Wood&Banno二辉石地质温度计来计算二辉石平衡温度。,步骤：,(1)根据单矿物化学分析结果求出以六个氧原子为基础的阳离子数为：,Si,Al,IV,Al,VI,Ti,Cr,Fe,3+,Fe,2+,Mg,Ca,Mn,Na,K,Opx,1.924,0.076,0.041,0.002,0.002,0.101,0.510,1.274,0.015,0.014,0.006,0.001,Cpx,1.866,0.134,0.058,0.004,0.005,0.048,0.205,0.812,0.854,0.013,0.046,0.003,(2)求,求出M1+M2的阳离子总数，除2，得出M1和M2的阳离子数,M1=M2=1.966/2=0.983,求,A Ca+Mn+Na+K=0.036,B,C,求,A,B,3、求,4、求 ：计算过程同2.,将上述计算结果代入,3 其它典型硅酸盐地质温压计举例,一、与辉石有关的其它温压计,1、斜方辉石单斜辉石MgSiO,3,转移反应温度计,Brey&Kohler（1990）发现MgSiO,3,组分在斜方辉石单斜辉石之间的转移反应的分配系数lnKd与平衡温度的倒数之间呈二次线性关系。据此，得出了斜方辉石单斜辉石MgSiO,3,转移反应温度计：,P的单位为GPa；公式适用范围是全岩的Mg#0.80。,2、橄榄石单斜辉石Ca交换反应压力计,Kohler&Brey(1990)通过实验，提出了橄榄石单斜辉石Ca交换反应压力计。实验条件为,P0.26.0GPa，t=9001400，覆盖了上地幔橄榄岩结晶条件的大部分温压范围。,方法适用范围为橄榄石的Mg#0.87；该压力计是唯一可以成功用于斜长石、尖晶石橄榄岩的压力计。,温度可利用斜方辉石单斜辉石MgSiO,3,（Brey&Kohler，1990）转移反应温度计来估计。,3、斜方辉石的Ca溶解温度计,Brey&Kohler(1990)根据当时已有的可逆相平衡实验资料，将斜方辉石中的Ca含量拟合为实验温度合压力的线性函数，获得如下温度计公式：,4、单辉石（Opx或Cpx）地质温压计,（1）,Saxena,，,S,.,K,.,（,1973,）,OPx,Fe,2+,Mg,占位,GT,计算程序,：,A、,据矿物,的,化学资料,，,计算,i,f,.,u,.,：,B、,求,OPx,中,M,1,、,M,2,位置,上,Fe,2+,的,占位系数,：,占位系数也可由,穆斯堡尔谱,计算求得（电子探针数据不能分别测出二价铁和三价铁含量，而穆斯堡尔谱可以）；也可根据电子探针分析结果计算得到。,C、,计算斜方辉石,OPx,中,M,1,、,M,2,位置,上,Fe,2+,Mg,的,有序,无序,分配系数,：,K,D,式中,Mg,的,占位系数,：,1,1,D、,计算,ln,K,D,E、,求斜方辉石,OPx,中,Fe,2+,Mg离子交换,反应,的,平衡温度,t,（,）,。,斜方辉石 Fe,2+,-,Mg,2+,占位温度计,得到的温度是,斜方辉石内,离子交换反应停止时的温度,。,对于,变质成因,的斜方辉石，该温度,接近变质温度,，对于某些迅速冷却的,岩浆岩和陨石,来说，这种估算出来的温度,接近于结晶温度,。,X,Fe,Opx,5、单斜辉石橄榄石Cr分配地质温度计,6、石榴石单斜辉石之间的Fe-Mg交换反应温度计（Krogh,1988）:,该温度计的适用范围为：Xca0.100.50，石榴石的Mg#0.170.54和单斜辉石的Na0.110.44的成分范围内。,7、斜方辉石石榴石的Al分配压力计（Gasparik&Newton,1984）,Gasparik&Newton(1984)在对MgO-Al,2,O,3,-SiO,2,体系相平衡实验的基础上，提出了与石榴石共存的斜方辉石中Al溶解度的压力计方法。Brey&Kohler（1990）根据这一热力学模型，在对天然岩石体系相平衡实验的资料基础上，提出了适用于天然岩石的压力计方法。,对于石榴子石：,该方法适用范围为p=2.86.0GPa,利用该方程计算压力时可同时联立Brey&Kohler(1990)提出的斜方辉石单斜辉石MgSiO,3,转移反应温度计或Brey&Kohler(1990)提出的斜方辉石的Ca溶解温度计来计算，可同时获得平衡的温度和压力。,8、单斜辉石角闪石地质温度计（略）,详见：,靳是琴&李鸿超，1984.成因矿物学概论.吉林大学出版社,9、辉石熔体平衡温度计,（Putirka,1996）,详见:马鸿文编著结晶岩热力学概论,二、与角闪石矿物有关的温压计,1、钙质角闪石全铝压力计,实验岩石学证明：钙碱性侵入岩中形成的角闪石，其全铝含量与结晶时的压力成正比，这是确定岩石结晶深度的一种有效方法。,Hammarstrom和Zen（1986）根据围岩中变质矿物组合的证据，提出了在1.5310,8,Pa和71010,8,Pa条件下，钙碱性侵入岩中,角闪石的全铝含量,（Al,T,=Al,IV,+Al,VI,，以23个O为基准的阳离子数）与压力P(10,8,Pa)之间的关系为：,P(110,8,110,8,Pa)=5.03Al,T,-3.92（,2