1. 各位，有谁知道在什么网址或者数据库可以直接插到某种物质的一些物理和化学性质，例如辛醇水分配系数，
直接在网上查很难查到全部的
试试用CAS、chemwatch、cheminfo、RTESC这些数据库如果还没有的话估计就查不到了
2. 微量元素分配演化的计算实例
这里以批次熔融过程为例来定量模拟微量元素的分配演化。假定有一辉长岩的原岩经历了部分熔融作用,该岩石含有51%的斜长石、33%的单斜辉石和16%的橄榄石,我们可以使用批次熔融方程式(5-26)来计算熔融度F值相应为0.05、0.1、0.15、0.2、0.3、0.4、0.5、0.6、0.7、0.8和0.9时Rb和Sr元素的C l/C 0值,然后绘制出每个元素的Cl/C0对F图,并用线连接这些点。
计算Rb 和Sr的分配系数DRb和DSr值,为此必须先将岩石中矿物的体积百分数转换为质量份数。先将每种矿物的体积百分数乘以矿物的密度,得到总质量,然后标准化为1,通过与总质量相除获得质量份数 (表5-3)。
表5-3 从矿物体积百分数转换为质量份数
(据 Winter,2001,有修改)
使用Winter (2001)提供的元素在矿物/熔体之间分配系数数据,根据方程式 (5-6)求得Rb和Sr的总分配系数:
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 是一个不相容元素,而Sr,由于含有斜长石,因而只是弱不相容元素 (分配系数接近 1)。然后使用批次部分熔融方程计算上述给定不同F值时的C l/C0值。计算结果见表5-4 和图5-21。
图5-21 由斜长石、单斜辉石和橄榄石组成的玄武岩批次部分熔融形成熔体中Rb和Sr浓度的变化
(据 Winter,2001)
由图5-21可知,不相容元素 Rb强烈富集于熔融早期形成的少量熔体中(低F值),这就提供了一个对于部分熔融程度的敏感测量 (至少直到岩石一半熔融时)。由于DSr接近于1,Rb/Sr比值对F的变化与Rb单独的变化几乎相同,因此任何不相容元素对相容元素的比值都对部分熔融程度很敏感 (至少在初始阶段)。
表5-4 批次熔融模型计算获得的 Rb 和 Sr 的C l /C 0 值
3. 分配系数的测定
微量元素分配系数是地球化学基础数据之一。没有分配系数资料，微量元素的定量模型就无法建立。目前，测定分配系数的方法有两种：直接测定法和实验测定法。
1.直接测定法
该方法是直接对天然地质样品进行微量元素含量测定。通过测定岩石中的斑晶矿物和基质（代表与矿物平衡的熔体），或者测定现代火山熔岩流中的矿物与淬火熔体（玻璃）的微量元素浓度，来确定微量元素的分配系数（两相中微量元素的浓度比即为该微量元素的分配系数）。
2.实验测定法
用一种特定矿物和一种特定液体（熔体或溶液）构成某微量元素所存在的环境体系，使微量元素在两相中达到溶解平衡，然后测定该元素在两相中的浓度，得出分配系数。
上述两种方法测定元素的分配系数均存在一定问题。直接测定法的主要困难是：①不易证明斑晶和熔体是否达到平衡。例如矿物斑晶常具有环带状结构，甚至有些晶体虽然主要组分是均一的，但微量元素的浓度则是分带的。这些均说明平衡是不完全的，用这种方法测定的只是有效分配系数（effective partition coefficient）或似分配系数（apparent partition coefficient），而不是平衡分配系数；②用手工或磁选等方法难以获得纯矿物；③难于确定体系达到平衡的条件（温度和压力）以及在岩浆冷却和上涌过程中已存在的斑晶是否发生过某种再平衡或融变。
与直接测定法类似，实验测定法也存在着难于证明两相间是否达到平衡的问题。另外，实际工作中还存在难于将矿物与富集微量元素的相分离干净、难于将淬火时在晶体周围形成的杂质清除掉等问题。
从动力学角度看，还存在着这样的问题，即在结晶过程中组分在熔体中的扩散速度是否能足够快，以至能保持正在生长的晶体周围的熔体成分完全与岩浆房熔体的总成分相一致。否则，平衡分配系数是不适用的，反而应采用有效分配系数。
4. 分配系数的影响因素
微量元素分配系数受体系成分、温度、压力、氧逸度等因素影响。
1.体系化学成分的影响
分析微量元素分配系数的资料可以发现：不同成分体系中，某一微量元素对同一种矿物的分配系数有较大的差别。实际上，体系成分对微量元素分配系数的影响包括两个方面：既有矿物自身成分的影响，也有与其平衡的熔体成分的影响。研究证明，Sr在斜长石与熔体间的分配系数随斜长石Na的含量增高和熔体酸性增强而增大（Sun等，1974）。哈特等证明，Ni在橄榄石与熔体间的分配系数随熔体的Fe/Mg比值增高而增大。因此，在使用分配系数时，必须注意所研究的体系成分是否与测定该分配系数的体系成分相近。
2.温度对分配系数的影响
由热力学可知，分配系数与温度的关系如下：
地球化学原理（第三版）
若温度变化不大，ΔH可视为常数时，上式积分后得到：
地球化学原理（第三版）
因此，若温度变化不大，ΔH可视为常数时，则分配系数与温度的倒数呈线形关系，这种函数关系是设计微量元素地质温度计的理论基础。
温度对分配系数的影响在很大程度上取决于元素和矿物的不同。例如，温度对于Sr在单斜辉石与熔体之间的分配系数的影响在1100～1200℃范围内就相对小些（Shimizn，1974；Sun and Williams et al.，1974），而Sr在斜长石和熔体间的分配系数在1200～1300℃温度范围内相对变化可达约70%（Weill等，1973；Sun and Williams et al.，1974）。因此，使用分配系数时，应尽量保证所研究体系与分配系数测定体系的条件相近。
3.压力对分配系数的影响
一般情况下，压力对微量元素的分配系数影响较小，因为微量元素在熔体和矿物相分配引起相的体积变化是极小的。例如，已有实验提供有关K、Rb、Sr和Ba在单斜辉石与熔体之间的分配系数随压力变化的证据，但该效应似乎显得过小。实验研究还初步表明，Th和U在透辉石和熔体间的分配系数（Seitz，1973）及REE（稀土元素）在石榴子石和单斜辉石间的分配系数在误差范围内似乎不受压力的影响。然而，微量元素在气相和矿物相间的分配受压力影响是十分明显的。例如，在相当于上地幔压力条件下，稀土元素在富水的蒸汽和石榴子石、单斜辉石、斜方辉石、橄榄石之间的分配系数为1～200，分配系数随压力（pH）增加而迅速增大（图2-2）。压力和温度对分配系数的影响趋于相互抵消，即温度和压力对分配系数的影响是相反的。
图2-2 石榴子石、橄榄石分配系数与压力的关系
图2-3 斜长石DEu（对数坐标）对lg fO图
4.氧逸度对分配系数的影响
对于某些变价的微量元素，如Eu和Ce等，氧逸度不仅能影响体系中Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce4+的比值，而且也影响它们的分配系数。例如，对于斜长石，氧逸度对Eu的分配系数的影响是很明显的（图2-3），氧逸度愈低，斜长石Eu的分配系数愈大。
综上所述，体系成分、温度、压力和氧逸度等对分配系数都有不同程度的影响，但在用分配系数讨论具体地球化学问题时，通常可以将其近似地视为常数。由于体系成分、温度对分配系数有较大影响，因此使用分配系数时，应尽量保证所研究体系与分配系数测定体系的成分、温度条件相近。
5. 分配系数的测定及其影响因素
5.1.3.1 分配系数的测定
根据能斯特定律，分配系数需测定平衡体系中固相（结晶相）和液相（基质）两部分的微量元素浓度。目前常用两种方法测定微量元素浓度：直接测定法和实验测定法。
直接测定法：直接测定地质体中两平衡共存相的微量元素浓度，再按能斯特分配定律计算出分配系数。例如，测定火山岩中斑晶矿物和基质，或测定现代火山熔岩流中的矿物与淬火熔体（玻璃）或测定岩石中的共存矿物的分配系数。目前应用最广泛的是斑晶-基质法，火山岩中斑晶矿物代表熔体结晶过程中的固相，基质或淬火熔体代表熔体相———岩浆，两相中微量元素比值即为该元素的分配系数。1981年 Books用珍珠黑曜岩中褐帘石和玻璃间的稀土元素的浓度，分别计算出了它们各自的分配系数，见表5.1。值得注意的是：由于斑晶中含有杂质，要获得纯的矿物难度很大；斑晶边缘与核心部分微量元素的浓度不同，各部分的分配系数是不一致的；实际难以知道体系是在什么温度、压力条件下达到平衡的。鉴于以上原因，自20世纪60年代末开始，不少学者利用实验方法测定分配参数。
表5.1 珍珠黑曜岩中褐帘石的分配系数
实验测定法：用化学试剂合成与天然岩浆成分相似的玻璃物质；或者直接采用天然物质（如拉斑玄武岩）作为初始物质，实验使一种矿物和熔体，或者两种矿物间达到平衡，并使微量元素在两相中达到溶解平衡，然后测定元素在两相中的浓度，得出分配系数。实验测定分配系数的方法虽不断改善，但仍难以证明实验是否达到平衡以及难以选纯矿物，加上为了精确测定微量元素，实验过程中元素的浓度远远高于自然体系，这些都是应用实验结果研究问题的难题。迄今以实验方法获得的分配系数数据也较少见。
5.1.3.2 影响分配系数的因素
微量元素的分配受体系总成分、温度和压力等因素的影响。
（1）体系化学成分的影响。岩浆化学成分的变化在很大程度上取决于硅酸盐熔体的结构。不少研究表明，酸性岩浆熔体结构与基性岩浆熔体结构的 Si∶O分子比率是不同的，它决定了熔体中桥氧（Si-O-Si），非桥氧（Si-O-Me），自由氧（Me-O-Me）的比例及Si-O四面体结构团的聚合作用的程度，因此在两种硅酸盐熔体共存时微量元素的分配情况明显不同。Watson（1976）、Ryerson（1978）等实验表明：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体中的分配存在较大的差异，分配在酸性熔体中的Cs是基性熔体的3倍，Ba、Sr为 1.5 倍，其他元素为 2.3～4.3 倍。体系化学成分对微量元素分配系数影响的另一个较好的实例，是火山岩中斜长石矿物系列对稀土元素分配系数的控制（表5.2），其中元素 Eu随各火山岩中斜长石中钙长石（anorthite）含量的增多，其分配系数趋于减小。
表5.2 不同成分斜长石的稀土元素分配系数
（2）温度对分配系数的影响。由能斯特定律可导出：
地球化学
式中：ΔH 表示微量元素在两相中的热焓变化；B 是积分常数；R 是气体常数，分配系数的自然对数与体系温度的倒数呈线性关系，这就是设计微量元素地质温度计的基础原理。
图5.1 石榴子石橄榄岩中分配系数与压力的关系
（3）压力对分配系数的影响。由于各种条件的限制，目前在这方面报道的资料很少，但是有一点已通过实验证实：在相当于上地幔压力条件下，稀土元素在富水的蒸汽和石榴子石、单斜辉石、斜方辉石、橄榄石之间的分配系数为1～200，分配系数随压力的增大而迅速增加（图5.1）。
综上所述，分配系数在不同程度上受到体系的化学成分、温度、压力等诸多因素的影响，为此我们在选用分配系数时，要尽量选择与所研究的体系条件相近（化学成分、温度、压力）的分配系数值，这样分析、解决问题的效果会更客观些。
6. 能斯特定律及分配系数
地球化学过程的演化实质是元素在共存各相（液-固，固-固）之间的分配过程。自然过程趋向局域平衡，元素在相互共存各相间的平衡分配取决于元素及矿物的晶体化学性质及热力学条件。在自然过程中主量元素和微量元素在各相间分配的行为是不同的。常量元素能形成自己的独立矿物，其在各相中分配受相律（f=K-φ+2）控制，遵循化学计量法则；微量元素常不能形成独立相，它们在固溶体、熔体和溶液中浓度很低，因此微量元素的分配不受相律和化学计量的限制，而服从稀溶液定律（亨利定律），即在分配达平衡时在各相间的化学势相等，微量元素的活度（ai）正比于其摩尔浓度（bi），可用公式表示为：
地球化学
条件为bi→0，且温度和压力固定。其中K为比例常数，称为亨利常数，它代表在高度稀释时溶质的活度系数与组分浓度bi无关，而受P、T及体系的性质控制。
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两相间的分配关系。当一种矿物（α相）与一种溶液（β相）处于化学平衡时，微量元素i（溶质）将在两相间进行分配，当分配或溶解达到平衡时则有：
地球化学
式中：分别为微量元素i 在α和β相中的化学势，由热力学获知：
地球化学
则有
地球化学
变换上式可得：
地球化学
这就是能斯特分配定律的表达式，它表明在温度、压力一定的条件下，微量元素i（溶质）在两相平衡分配时其浓度比为一常数（KD），KD称为分配系数，或称能斯特分配系数（Nernst partition or distribution coefficient）。在一定浓度范围内KD与i的浓度无关，只与温度、压力有关。据（5.5）式，微量元素i溶质的活度（ai）正比于其摩尔浓度bi，可以得出：
地球化学
即平衡活度比为一常数。能斯特分配系数中包含着亨利常数K。需要强调的是能斯特分配系数（KD）仅适用于服从稀溶液定律的微量元素，其他元素需采用该元素在两相中的活度比值作为分配系数（K），可用下式表示：
地球化学
式中：为在两相中的活度，其活度系数。
分配系数是微量元素地球化学研究中极重要的参数，没有分配系数值，微量元素定量模型就无法建立。地球化学文献中一般讨论的都是能斯特分配系数，即简单分配系数。在实际应用中往往还需引入各种复杂条件下相应的分配系数（岩石的分配系数、复合分配系数等）。
5.1.2.2 岩石的分配系数（Di）
用于研究微量元素在矿物集合体（岩石）及与之平衡的熔体之间的分配关系，常用岩石中所有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量乘积之和表达：
地球化学
式中：n 为含微量元素i 的矿物数；wj为第j 种矿物的质量百分数；为第j种矿物对微量元素i 的简单分配系数。
5.1.2.3 复合分配系数
亦称变换分配系数，或亨德森（Henderson）分配系数，它既考虑微量元素在两相中的比例，也考虑与微量元素置换的常量元素在两相中的浓度比例，能较真实地反映两者之间类质同象交换对微量元素分配的影响。复合分配系数表达式为：
地球化学
式中：s、L分别代表固相（晶体）和液体相（熔体）；tr为微量元素；cr为被置换的常量元素；c为浓度。例如Ni2+在橄榄石和熔体之间的分配系数可用被置换的常量元素Mg2+的复合分配系数来表示，其交换反应为：
地球化学
其复合分配系数：
地球化学
这种分配系数可减少体系成分变化对分配系数的影响，但由于需要同时精确测定常量元素和微量元素的含量，远远不如能斯特分配系数在地球化学中的应用那样普遍。