1. 各位，有誰知道在什麼網址或者資料庫可以直接插到某種物質的一些物理和化學性質，例如辛醇水分配系數，
直接在網上查很難查到全部的
試試用CAS、chemwatch、cheminfo、RTESC這些資料庫如果還沒有的話估計就查不到了
2. 微量元素分配演化的計算實例
這里以批次熔融過程為例來定量模擬微量元素的分配演化。假定有一輝長岩的原岩經歷了部分熔融作用,該岩石含有51%的斜長石、33%的單斜輝石和16%的橄欖石,我們可以使用批次熔融方程式(5-26)來計算熔融度F值相應為0.05、0.1、0.15、0.2、0.3、0.4、0.5、0.6、0.7、0.8和0.9時Rb和Sr元素的C l/C 0值,然後繪制出每個元素的Cl/C0對F圖,並用線連接這些點。
計算Rb 和Sr的分配系數DRb和DSr值,為此必須先將岩石中礦物的體積百分數轉換為質量份數。先將每種礦物的體積百分數乘以礦物的密度,得到總質量,然後標准化為1,通過與總質量相除獲得質量份數 (表5-3)。
表5-3 從礦物體積百分數轉換為質量份數
(據 Winter,2001,有修改)
使用Winter (2001)提供的元素在礦物/熔體之間分配系數數據,根據方程式 (5-6)求得Rb和Sr的總分配系數:
DRb =(0.45 ×0.071)+(0.36 ×0.031)+(0.19 ×0.010)=0.045
DSr =(0.45×1.830)+(0.36×0.060)+(0.19×0.014)=0.848
由此可知,Rb 是一個不相容元素,而Sr,由於含有斜長石,因而只是弱不相容元素 (分配系數接近 1)。然後使用批次部分熔融方程計算上述給定不同F值時的C l/C0值。計算結果見表5-4 和圖5-21。
圖5-21 由斜長石、單斜輝石和橄欖石組成的玄武岩批次部分熔融形成熔體中Rb和Sr濃度的變化
(據 Winter,2001)
由圖5-21可知,不相容元素 Rb強烈富集於熔融早期形成的少量熔體中(低F值),這就提供了一個對於部分熔融程度的敏感測量 (至少直到岩石一半熔融時)。由於DSr接近於1,Rb/Sr比值對F的變化與Rb單獨的變化幾乎相同,因此任何不相容元素對相容元素的比值都對部分熔融程度很敏感 (至少在初始階段)。
表5-4 批次熔融模型計算獲得的 Rb 和 Sr 的C l /C 0 值
3. 分配系數的測定
微量元素分配系數是地球化學基礎數據之一。沒有分配系數資料，微量元素的定量模型就無法建立。目前，測定分配系數的方法有兩種：直接測定法和實驗測定法。
1.直接測定法
該方法是直接對天然地質樣品進行微量元素含量測定。通過測定岩石中的斑晶礦物和基質（代表與礦物平衡的熔體），或者測定現代火山熔岩流中的礦物與淬火熔體（玻璃）的微量元素濃度，來確定微量元素的分配系數（兩相中微量元素的濃度比即為該微量元素的分配系數）。
2.實驗測定法
用一種特定礦物和一種特定液體（熔體或溶液）構成某微量元素所存在的環境體系，使微量元素在兩相中達到溶解平衡，然後測定該元素在兩相中的濃度，得出分配系數。
上述兩種方法測定元素的分配系數均存在一定問題。直接測定法的主要困難是：①不易證明斑晶和熔體是否達到平衡。例如礦物斑晶常具有環帶狀結構，甚至有些晶體雖然主要組分是均一的，但微量元素的濃度則是分帶的。這些均說明平衡是不完全的，用這種方法測定的只是有效分配系數（effective partition coefficient）或似分配系數（apparent partition coefficient），而不是平衡分配系數；②用手工或磁選等方法難以獲得純礦物；③難於確定體系達到平衡的條件（溫度和壓力）以及在岩漿冷卻和上涌過程中已存在的斑晶是否發生過某種再平衡或融變。
與直接測定法類似，實驗測定法也存在著難於證明兩相間是否達到平衡的問題。另外，實際工作中還存在難於將礦物與富集微量元素的相分離干凈、難於將淬火時在晶體周圍形成的雜質清除掉等問題。
從動力學角度看，還存在著這樣的問題，即在結晶過程中組分在熔體中的擴散速度是否能足夠快，以至能保持正在生長的晶體周圍的熔體成分完全與岩漿房熔體的總成分相一致。否則，平衡分配系數是不適用的，反而應採用有效分配系數。
4. 分配系數的影響因素
微量元素分配系數受體系成分、溫度、壓力、氧逸度等因素影響。
1.體系化學成分的影響
分析微量元素分配系數的資料可以發現：不同成分體系中，某一微量元素對同一種礦物的分配系數有較大的差別。實際上，體系成分對微量元素分配系數的影響包括兩個方面：既有礦物自身成分的影響，也有與其平衡的熔體成分的影響。研究證明，Sr在斜長石與熔體間的分配系數隨斜長石Na的含量增高和熔體酸性增強而增大（Sun等，1974）。哈特等證明，Ni在橄欖石與熔體間的分配系數隨熔體的Fe/Mg比值增高而增大。因此，在使用分配系數時，必須注意所研究的體系成分是否與測定該分配系數的體系成分相近。
2.溫度對分配系數的影響
由熱力學可知，分配系數與溫度的關系如下：
地球化學原理（第三版）
若溫度變化不大，ΔH可視為常數時，上式積分後得到：
地球化學原理（第三版）
因此，若溫度變化不大，ΔH可視為常數時，則分配系數與溫度的倒數呈線形關系，這種函數關系是設計微量元素地質溫度計的理論基礎。
溫度對分配系數的影響在很大程度上取決於元素和礦物的不同。例如，溫度對於Sr在單斜輝石與熔體之間的分配系數的影響在1100～1200℃范圍內就相對小些（Shimizn，1974；Sun and Williams et al.，1974），而Sr在斜長石和熔體間的分配系數在1200～1300℃溫度范圍內相對變化可達約70%（Weill等，1973；Sun and Williams et al.，1974）。因此，使用分配系數時，應盡量保證所研究體系與分配系數測定體系的條件相近。
3.壓力對分配系數的影響
一般情況下，壓力對微量元素的分配系數影響較小，因為微量元素在熔體和礦物相分配引起相的體積變化是極小的。例如，已有實驗提供有關K、Rb、Sr和Ba在單斜輝石與熔體之間的分配系數隨壓力變化的證據，但該效應似乎顯得過小。實驗研究還初步表明，Th和U在透輝石和熔體間的分配系數（Seitz，1973）及REE（稀土元素）在石榴子石和單斜輝石間的分配系數在誤差范圍內似乎不受壓力的影響。然而，微量元素在氣相和礦物相間的分配受壓力影響是十分明顯的。例如，在相當於上地幔壓力條件下，稀土元素在富水的蒸汽和石榴子石、單斜輝石、斜方輝石、橄欖石之間的分配系數為1～200，分配系數隨壓力（pH）增加而迅速增大（圖2-2）。壓力和溫度對分配系數的影響趨於相互抵消，即溫度和壓力對分配系數的影響是相反的。
圖2-2 石榴子石、橄欖石分配系數與壓力的關系
圖2-3 斜長石DEu（對數坐標）對lg fO圖
4.氧逸度對分配系數的影響
對於某些變價的微量元素，如Eu和Ce等，氧逸度不僅能影響體系中Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce4+的比值，而且也影響它們的分配系數。例如，對於斜長石，氧逸度對Eu的分配系數的影響是很明顯的（圖2-3），氧逸度愈低，斜長石Eu的分配系數愈大。
綜上所述，體系成分、溫度、壓力和氧逸度等對分配系數都有不同程度的影響，但在用分配系數討論具體地球化學問題時，通常可以將其近似地視為常數。由於體系成分、溫度對分配系數有較大影響，因此使用分配系數時，應盡量保證所研究體系與分配系數測定體系的成分、溫度條件相近。
5. 分配系數的測定及其影響因素
5.1.3.1 分配系數的測定
根據能斯特定律，分配系數需測定平衡體系中固相（結晶相）和液相（基質）兩部分的微量元素濃度。目前常用兩種方法測定微量元素濃度：直接測定法和實驗測定法。
直接測定法：直接測定地質體中兩平衡共存相的微量元素濃度，再按能斯特分配定律計算出分配系數。例如，測定火山岩中斑晶礦物和基質，或測定現代火山熔岩流中的礦物與淬火熔體（玻璃）或測定岩石中的共存礦物的分配系數。目前應用最廣泛的是斑晶-基質法，火山岩中斑晶礦物代表熔體結晶過程中的固相，基質或淬火熔體代表熔體相———岩漿，兩相中微量元素比值即為該元素的分配系數。1981年 Books用珍珠黑曜岩中褐簾石和玻璃間的稀土元素的濃度，分別計算出了它們各自的分配系數，見表5.1。值得注意的是：由於斑晶中含有雜質，要獲得純的礦物難度很大；斑晶邊緣與核心部分微量元素的濃度不同，各部分的分配系數是不一致的；實際難以知道體系是在什麼溫度、壓力條件下達到平衡的。鑒於以上原因，自20世紀60年代末開始，不少學者利用實驗方法測定分配參數。
表5.1 珍珠黑曜岩中褐簾石的分配系數
實驗測定法：用化學試劑合成與天然岩漿成分相似的玻璃物質；或者直接採用天然物質（如拉斑玄武岩）作為初始物質，實驗使一種礦物和熔體，或者兩種礦物間達到平衡，並使微量元素在兩相中達到溶解平衡，然後測定元素在兩相中的濃度，得出分配系數。實驗測定分配系數的方法雖不斷改善，但仍難以證明實驗是否達到平衡以及難以選純礦物，加上為了精確測定微量元素，實驗過程中元素的濃度遠遠高於自然體系，這些都是應用實驗結果研究問題的難題。迄今以實驗方法獲得的分配系數數據也較少見。
5.1.3.2 影響分配系數的因素
微量元素的分配受體系總成分、溫度和壓力等因素的影響。
（1）體系化學成分的影響。岩漿化學成分的變化在很大程度上取決於硅酸鹽熔體的結構。不少研究表明，酸性岩漿熔體結構與基性岩漿熔體結構的 Si∶O分子比率是不同的，它決定了熔體中橋氧（Si-O-Si），非橋氧（Si-O-Me），自由氧（Me-O-Me）的比例及Si-O四面體結構團的聚合作用的程度，因此在兩種硅酸鹽熔體共存時微量元素的分配情況明顯不同。Watson（1976）、Ryerson（1978）等實驗表明：Cs、Ba、Sr、La、Sm、Gd、Lu、Cr、Nb、Ta 等微量元素在不混熔的基性和酸性熔體中的分配存在較大的差異，分配在酸性熔體中的Cs是基性熔體的3倍，Ba、Sr為 1.5 倍，其他元素為 2.3～4.3 倍。體系化學成分對微量元素分配系數影響的另一個較好的實例，是火山岩中斜長石礦物系列對稀土元素分配系數的控制（表5.2），其中元素 Eu隨各火山岩中斜長石中鈣長石（anorthite）含量的增多，其分配系數趨於減小。
表5.2 不同成分斜長石的稀土元素分配系數
（2）溫度對分配系數的影響。由能斯特定律可導出：
地球化學
式中：ΔH 表示微量元素在兩相中的熱焓變化；B 是積分常數；R 是氣體常數，分配系數的自然對數與體系溫度的倒數呈線性關系，這就是設計微量元素地質溫度計的基礎原理。
圖5.1 石榴子石橄欖岩中分配系數與壓力的關系
（3）壓力對分配系數的影響。由於各種條件的限制，目前在這方面報道的資料很少，但是有一點已通過實驗證實：在相當於上地幔壓力條件下，稀土元素在富水的蒸汽和石榴子石、單斜輝石、斜方輝石、橄欖石之間的分配系數為1～200，分配系數隨壓力的增大而迅速增加（圖5.1）。
綜上所述，分配系數在不同程度上受到體系的化學成分、溫度、壓力等諸多因素的影響，為此我們在選用分配系數時，要盡量選擇與所研究的體系條件相近（化學成分、溫度、壓力）的分配系數值，這樣分析、解決問題的效果會更客觀些。
6. 能斯特定律及分配系數
地球化學過程的演化實質是元素在共存各相（液-固，固-固）之間的分配過程。自然過程趨向局域平衡，元素在相互共存各相間的平衡分配取決於元素及礦物的晶體化學性質及熱力學條件。在自然過程中主量元素和微量元素在各相間分配的行為是不同的。常量元素能形成自己的獨立礦物，其在各相中分配受相律（f=K-φ+2）控制，遵循化學計量法則；微量元素常不能形成獨立相，它們在固溶體、熔體和溶液中濃度很低，因此微量元素的分配不受相律和化學計量的限制，而服從稀溶液定律（亨利定律），即在分配達平衡時在各相間的化學勢相等，微量元素的活度（ai）正比於其摩爾濃度（bi），可用公式表示為：
地球化學
條件為bi→0，且溫度和壓力固定。其中K為比例常數，稱為亨利常數，它代表在高度稀釋時溶質的活度系數與組分濃度bi無關，而受P、T及體系的性質控制。
5.1.2.1 能斯特定律
能斯特定律描述了微量元素在平衡共存兩相間的分配關系。當一種礦物（α相）與一種溶液（β相）處於化學平衡時，微量元素i（溶質）將在兩相間進行分配，當分配或溶解達到平衡時則有：
地球化學
式中：分別為微量元素i 在α和β相中的化學勢，由熱力學獲知：
地球化學
則有
地球化學
變換上式可得：
地球化學
這就是能斯特分配定律的表達式，它表明在溫度、壓力一定的條件下，微量元素i（溶質）在兩相平衡分配時其濃度比為一常數（KD），KD稱為分配系數，或稱能斯特分配系數（Nernst partition or distribution coefficient）。在一定濃度范圍內KD與i的濃度無關，只與溫度、壓力有關。據（5.5）式，微量元素i溶質的活度（ai）正比於其摩爾濃度bi，可以得出：
地球化學
即平衡活度比為一常數。能斯特分配系數中包含著亨利常數K。需要強調的是能斯特分配系數（KD）僅適用於服從稀溶液定律的微量元素，其他元素需採用該元素在兩相中的活度比值作為分配系數（K），可用下式表示：
地球化學
式中：為在兩相中的活度，其活度系數。
分配系數是微量元素地球化學研究中極重要的參數，沒有分配系數值，微量元素定量模型就無法建立。地球化學文獻中一般討論的都是能斯特分配系數，即簡單分配系數。在實際應用中往往還需引入各種復雜條件下相應的分配系數（岩石的分配系數、復合分配系數等）。
5.1.2.2 岩石的分配系數（Di）
用於研究微量元素在礦物集合體（岩石）及與之平衡的熔體之間的分配關系，常用岩石中所有礦物的分配系數與岩石中各礦物含量乘積之和表達：
地球化學
式中：n 為含微量元素i 的礦物數；wj為第j 種礦物的質量百分數；為第j種礦物對微量元素i 的簡單分配系數。
5.1.2.3 復合分配系數
亦稱變換分配系數，或亨德森（Henderson）分配系數，它既考慮微量元素在兩相中的比例，也考慮與微量元素置換的常量元素在兩相中的濃度比例，能較真實地反映兩者之間類質同象交換對微量元素分配的影響。復合分配系數表達式為：
地球化學
式中：s、L分別代表固相（晶體）和液體相（熔體）；tr為微量元素；cr為被置換的常量元素；c為濃度。例如Ni2+在橄欖石和熔體之間的分配系數可用被置換的常量元素Mg2+的復合分配系數來表示，其交換反應為：
地球化學
其復合分配系數：
地球化學
這種分配系數可減少體系成分變化對分配系數的影響，但由於需要同時精確測定常量元素和微量元素的含量，遠遠不如能斯特分配系數在地球化學中的應用那樣普遍。