Ⅰ 岩石地球化學勘查方法與技術
岩石地球化學勘查方法，即岩石地球化學測量。它是通過系統採集和分析岩石樣品來發現賦存於其中的原生地球化學異常，從而進行找礦的一種地球化學勘查方法。岩石地球化學異常，常被稱為原生地球化學異常或原生暈。過去在西方文獻中，常把原生地球化學異常定義為在岩漿作用、變質作用、熱液作用等內生地質作用過程中形成的異常。後來，地球化學家們注意到沉積岩石中的、與成岩成礦作用同時形成的原生地球化學異常，才把原生地球化學異常或原生暈定義為：在成岩成礦作用過程中與岩石或礦石同時形成的，發育於固體岩石中的一種地球化學異常。
不同成因類型礦床，其形成的地質環境和地球化學條件大不相同，岩石地球化學異常的發育特徵也有很大的差異。過去，盡管勘查地球化學家對內生作用各種礦床和外生作用的沉積礦床都作過大量的岩石地球化學勘查方法研究。但是，由於不同礦床類型的數量、規模、工業價值、經濟價值、找礦實踐等方面的不同，迄今為止，熱液礦床的原生暈的研究程度大大高於其他類型礦床，其成果也最多，方法技術也相對更為成熟。因此，下面以熱液礦床為主，兼顧其他類型礦床實例，介紹岩石地球化學基本勘查方法。
熱液礦床地球化學異常形成的原因比較復雜，主要有礦床圍岩的構造、圍岩性質、成礦溶液的性質、熱液的遷移和運移方式和運移過程等一些因素起作用。岩石地球化學基本勘查方法從熱液的遷移和運移這一運動觀點入手，抓住主要矛盾。熱液遷移和運移的動力學因素則主要考慮滲濾作用和擴散作用。
17.1.1 擴散作用
在某個由礦物、岩石和溶液構成的體系的不同部分內，濃度的不同導致的濃度梯度驅使質點（元素、離子）自動遷移，這種遷移總是從高濃度部位向低濃度部位移動，直到體系內達到濃度平衡為止，這種地球化學過程叫做擴散作用。擴散作用有下列特點。
（1）擴散是一個連續的物質遷移過程，在此過程中體系內元素的濃度發生連續變化。
（2）擴散介質不一定發生移動，體系內濃度陡度的存在是擴散的動力。
（3）擴散的速度與濃度陡度成比例，因而隨距離增大而迅速減小，即擴散服從Fick擴散定律：
勘查技術工程學
式中q為截面面積（cm2）；C為濃度（mol／m3）；X為離開擴散中心的距離（cm）；C/X為沿X方向的濃度梯度；dm／dt是當濃度陡度為C/X時單位時間內擴散通過截面面積q的物質的量（mol／s），即擴散速度；D為擴散系數，是給定濃度梯度下擴散速度的度量（cm2／s）。
擴散系數D與擴散物質性質有關，在25 ℃水溶液中，大多數擴散物質的D值在0.25～2.5之間變化。式（17.1-1）中的負號表示濃度向著擴散方向減小，它指出擴散自高濃度向低濃度方向進行，某一方向的擴散速度與此方向上的濃度梯度成比例。不同元素的擴散速度（活動性）是不同的。陽離子的擴散速度隨離子半徑的減小和電價的增高而降低。鹼金屬的擴散速度最大，二價陽離子次之，Si、Al、Ti等的擴散系數最小。在天然水溶液中，水和CO2的擴散速度最大，其他一些陰離子，特別是氧等的擴散速度要小一些。總的來看，陰離子的擴散速度一般要大於陽離子。
17.1.2 滲濾作用
在外力作用下，溶液中的元素或離子沿岩石中孔隙系統均勻地流動而遷移，這樣一種地球化學過程叫做滲濾作用。換句話說，「滲濾作用是熱液在壓力梯度的作用下，元素通過溶液沿岩石裂隙系統整體自由地流動而遷移的一種過程。在這遷移過程中，由於化學和物理化學的作用，溶液在所流經的圍岩裂隙中留下了礦液活動的痕跡——礦體和原生暈。」滲濾作用具有下列特點。
1）溶液是流動的，實質上是通過孔隙溶液的流動而遷移。
2）導致滲濾的原因是壓力陡度。
3）遷移的速度恆定，並與濃度陡度無關，有時甚至向著濃度增大的方向進行。
4）受岩石過濾性質影響，滲濾溶液中的溶質與溶劑的流動速度不同，亦即在滲濾過程中經常伴隨著岩石孔隙所引起的過濾效應。
岩石的細小孔隙可以近似地看作是一種半透膜。熱液通過這種「半透膜」時，溶質和溶劑的透過能力不同。一般來說，溶劑易於通過而溶質相對難以通過。這樣，由於溶質被「半透膜」的阻滯，熱液的前鋒的溶質含量就自然降低。有時，溶質的透過能力較大，可以造成熱液前鋒溶質含量增高。勘查地球化學以滲濾效應系數表示溶質與溶劑通過岩石細小孔隙的能力差異。
滲濾效應系數=溶質質點的平均速度/溶劑質點的平均速度
滲濾效應系數＞1，溶質的透過能力較大，也即遷移距離較大；滲濾效應系數＜1，溶質的透過能力較小，也即遷移距離較小；滲濾效應系數=1時不存在滲濾效應。
滲濾系數與岩石孔隙大小和多少有關。在岩石孔隙大小和多少條件相同的情況下，主要還是與元素本身性質有關，不同組分滲濾系數是不同的。例如，經實驗（0.001mol濃度溶液）測定，下述離子的平均滲濾效應系數是：Fe2+（0.88），Al3+（0.86），Zn2+（0.79），Ni2+（0.76），Cu2+（0.74），Mg2+（0.66）。陰離子的滲濾效應系數多接近於1。
17.1.3 礦床原生暈分帶
礦床的岩石地球化學異常的外部形態各異。以熱液礦床為例，一般來說，有線狀異常、帶狀異常、等軸狀異常和不規則狀異常等。除線狀異常外，帶狀異常、等軸狀異常和不規則狀異常等都可能出現岩石地球化學分帶性。由於不同組分（元素、離子等）在圍岩和熱液中的擴散速度等的差異，必然導致熱液前鋒的組分濃度和各種元素在熱液中的析出順序不斷變化，使各種組分在圍岩中有規律地沉澱出來，形成了熱液礦床岩石地球化學異常的分帶，即原生暈的分帶。
從分帶的元素含量和組成來看，原生暈的分帶主要有同一元素的濃度分帶和不同元素組分分帶。濃度分帶是同一元素含量自礦化中心或異常中心向外呈現有規律變化的現象。這種分帶自異常中心向外一般可分為內帶、中帶和外帶三個帶。主要成礦元素在內帶的濃度一般高於中帶和外帶。對於出現負異常的某些元素，內帶的濃度低於中帶和外帶。不同指示元素在岩石地球化學異常空間上有規律變化，就導致了不同元素的組分分帶。
從分帶的空間產狀來看，原生暈的分帶一般有水平分帶、垂直分帶和軸向分帶。一般來說，主要由擴散作用造成的、垂直於礦體走向的異常分帶叫橫向分帶。當礦體產狀為陡傾斜時的橫向分帶就叫水平分帶。主要由滲濾作用造成的沿礦液運移方向上的異常分帶就叫軸向分帶。當礦體產狀為陡傾斜時的軸向分帶就叫垂直分帶。
17.1.3.1 橫向分帶和水平分帶
Беус和Григрян（1975）對原蘇聯中亞地區金屬礦床原生暈橫向分帶序列研究（表17-1），至今仍有重要的參考價值。
表17-1 熱液礦床原生暈的橫向分帶
不同類型熱液礦床的岩石地球化學異常（原生暈），往往具有不同的水平分帶模式。例如江西德興斑岩銅礦床原生暈的水平分帶模式為：內帶（W［Bi］MoCu［Ag］）→中帶（ZnPb［Ag］CoNi）→外帶（［Co］Mn）。陝西某銅鉬鎢多金屬礦區原生暈的水平分帶模式為：由中心向外出現W、Mo、Sn、Bi、Cu、As、Zn、Ag、Pb的分帶性。
17.1.3.2 軸向分帶和垂直分帶
礦床原生暈的軸向分帶的例子有很多，Беус和Григрян（1975）對原蘇聯中亞地區金屬礦床原生暈軸向分帶序列研究成果列於表17-2。
表17-2 產狀平緩的金屬礦床原生暈的軸向分帶
熱液礦床原生暈的垂直分帶主要由不同標高位置上指示元素的組合、元素對的比值、累加暈或累乘暈比值等因子來表現。
不同標高位置上指示元素的組合可以指示原生暈的垂直分帶。例如，1987年原蘇聯的M·C·拉法伊洛維奇總結了70多個金礦床的原生暈分帶序列特點，研究了金及其伴生元素在每個典型礦床中的位置，總結出了金礦床原生暈垂直分帶綜合序列（從上到下）：上部礦及礦上元素（Hg、Ba）→金-多金屬的（Sb—As2—Ag2—Au3—Ag1Pb—Zn）→金砷的（Au2—As1）→金、銅-稀有金屬的（CuAu1BiMo—W）→下部礦及礦下元素（Co—Ni）。其中As1指的是毒砂中的As，As2指的是砷黝銅礦、雌黃和雄黃中的As，Ag1指的是多金屬硫化物中的Ag，Ag2指的是獨立銀礦物中的Ag。李惠（1991）通過對典型礦床分帶序列的統計，結合各典型礦床指示元素異常分布特點，總結出了我國石英脈型、破碎帶蝕變岩型金礦床的指示元素分帶序列，從上到下是：Hg-Sb、F（B、I）-As、Pb-Zn、Ag-Au、Cu-Mo、Bi、Mn、Co、Ni（Sn）。這一分帶序列與原蘇聯M·C·拉法伊洛維奇總結的金礦床分帶序列有很大的相似性。
不同標高位置上指示元素對的比值也能很好地指示原生暈的垂直分帶。例如，某鈾礦床的原生暈的主要指示元素由礦體上部到礦體下部出現的分帶序列為Pb—Mo—U。Pb為礦床原生暈的前緣組合，U為礦床原生暈的尾部組分，因而w（Pb）／w（U）比值最能顯示原生暈的垂直分帶規律。表17-3表現了這樣一種指示元素對的比值垂直分帶規律。
表17-3 某熱液鈾礦床指示元素襯度值及其比值
各指示元素的異常含量值（或異常的線金屬量值或面金屬量）累加就構成累加組合暈，累乘就構成累乘組合暈。採用累加組合暈或累乘組合暈的比值也能指示熱液礦床原生暈的垂直分帶。例如，某斑岩銅礦床的自上而下的垂直分帶序列為：Hg—Bi—（As，Sr，Ag）—（Pb，Mo）—（Sn，Cu）—W—Zn—Co，將P（As）·P（Sr）·P（Ag）／P（Zn）·P（Co）·P（Sn）線金屬量比值作為該礦床原生暈的分帶系數，隨礦床深度增加，原生暈的分帶系數值變化是：1.1×10-1→1.1×10-2→8.2×10-6→1.9×10-8→1.8×10-10。
17.1.3.3 分帶序列的確定方法
礦床原生暈的分帶序列的確定，一般採用經驗方法或半經驗方法參數方法來確定。下面以原蘇聯某多金屬礦床從化探原始數據（表17-4）到原生暈分帶序列的確定步驟為例，介紹半經驗參數方法的計算步驟。
表17-4 原蘇聯某多金屬礦床原生暈的線金屬量數據（m×0.01）
步驟1：數據標准化。
由於表17-4中的數據不在相同或相近數量級，需要標准化。這時採用格里戈良（Григрян）的方法，將低含量元素的數值人為地擴大n個數量級（每個數據乘以標准化系數KH，KH的值為1×10n），使所有元素的最大值處於同一數量級內。標准化後的數據見表17-5。
表17-5 原蘇聯某多金屬礦床原生暈的線金屬量標准化數據
步驟2：計算元素的分帶指數值。
以表17-5中各元素的標准化數值除以表格最後一欄的Σ線金屬量值，得到元素的分帶指數值（表17-6）。
表17-6 原蘇聯某多金屬礦床原生暈的元素的分帶指數值
步驟3：計算元素的變異性指數值G。
變異性指數 G=Dmax/DiDmax為某元素的分帶指數值最大值；Di為某元素的分帶指數值（不考慮分帶指數最大值所在中段）；n為中段數（不考慮分帶指數最大值所在中段）。
步驟4：計算變異性指數梯度差ΔG。
勘查技術工程學
G上表示分帶指數最大值所在中段以上的變異性指數值；G下表示分帶指數最大值所在中段以下的變異性指數值。
步驟5：確定元素分帶序列。
（1）當兩個以上的元素分帶指數最大值同時位於剖面的最上中段或最下中段時，可以用變異性指數G來進一步確定它們的相對位置。
表17-6中，As和Sb的最大值同時位於剖面的最上中段（地表），可求G值：
勘查技術工程學
計算結果GAs＞GSb值，說明自地表向下的變異性指數As的大於Sb的，反映出As比Sb更具有向上富集的趨勢。因此在分帶序列中，As應排在Sb的前面。
（2）當兩個以上的元素分帶指數最大值同時位於剖面的中部中段時，可以用變異性指數梯度差ΔG來進一步確定它們的相對位置。
表17-6中，Cu和Bi的最大值同時位於剖面的Ⅱ中段（中部），可求ΔG值：
勘查技術工程學
在同一中段內，某元素的G上-G下大，說明該元素傾向於向下富集，反之亦然。由於ΔGBi＞ΔGCu，所以Bi相對於Cu更易於向下富集，在分帶序列中Bi應排在Cu的後面。
總的來劃分，完整、確切的分帶序列應該是：As—Sb—Pb—Cu—Bi—Mo。
Ⅱ 什麼是岩石地球化學
地球化學研究地球的化學組成,元素豐度,與元素的結合、遷移規律.
岩石地球化學研究岩石的化學組成,元素豐度.構成岩石的礦物組成規律,同位素地球化學,岩石年齡及風化條件.
Ⅲ 岩石地球化學條件
岩石地球化學條件，是礦泉水形成的基礎，岩石中的礦物成分決定著礦泉水特徵組分的形成。在不同岩性的地層中，分別出露不同類型的礦泉水。
(1)岩漿岩和變質岩類
岩漿岩類岩石出露的礦泉水，主要分布在燕山期花崗岩、新生代及挽近期基性、中基性火山熔岩區。這類岩石都是結晶質，如各類長石、橄欖石、角閃石等礦物，它們的主要化學成分為SiO2、Al2O、MgO、CaO、Na2O、K2O，這些組分在常溫、常壓下溶解度雖很小，但當岩石被風化或水解後，其礦物組分就能進入水體，如含有二氧化碳的大氣降水，通過裂隙滲入地下深處，在其循環中與岩石接觸，如與鈉長石接觸，促使鈉長石風化水解，使一些不溶的組分變成易溶於水的組分，從而使水的礦化度增加，並可能構成具有特徵元素的礦泉水，例如含偏硅酸的飲用天然礦泉水。
(2)沉積岩類
沉積岩類岩層包括碎屑岩、碳酸鹽岩和鬆散岩層。沉積岩中的礦物質一般較易直接溶於水，特別是那些在成因上屬於地質歷史時期中自海水中沉澱出來的鹽類，如NaCl、KCl、MgSO4、CaSO4和CaCO3等。氯化物、硫酸鹽首先溶於水中，但是在長期的淋濾過程中，它們又極易被流動的地下水帶走，所以沉積岩中水中的主要離子仍為HCO－3和CO－3。只有當埋藏在沉積岩下面保存得較好的鹽層與滲入的水相遇時，才能形成礦化度很高的氯化鈉型水。總之，地下水之所以能形成各種類型的礦泉水，根本的前提是地下水流經含有特徵組分的岩石，它們是形成礦泉水特徵組分的物質來源。
Ⅳ 產鈾岩體岩石地球化學特徵
20世紀80年代以來，南京大學地球科學系、核工業290研究所、核工業北京鈾礦地 質研究院等單位在這一地區開展了廣泛的研究工作，並從區域上系統總結了產鈾花崗岩的 地球化學特徵（張祖還等，1991）。然而，上述研究大多側重於大范圍的區域性工作，或 是對產鈾花崗岩鈾礦化特徵方面的研究，而很少針對某一具體的產鈾岩體展開更加深入細 致的研究工作，因而對產鈾岩體岩石地球化學特徵及其成因方面的研究還比較薄弱。為 此，選擇了南嶺東段最為重要的產鈾岩體——貴東復式岩體（圖7-3）中的筍洞岩體， 開展了較為詳細的年代學、微量元素和同位素地球化學研究工作，以便深入了解該產鈾岩 體的岩石地球化學特徵，查明花崗岩的物質來源及其形成的地球動力學背景。
貴東岩體位於南嶺東段粵北地區，區域上屬於南嶺地區三條東西向岩漿岩帶之一的花 山-大東山-貴東岩漿岩帶的重要組成部分，是一個由沙溪岩體、魯溪岩體、下庄岩體、 筍洞岩體、龜尾山岩體和帽峰岩體等組成的早中生代—晚中生代復式岩體（圖7-3），出 露面積達1500km2。該岩體侵入的圍岩在東北側和東側為寒武-奧陶系淺變質砂岩、板岩 及含炭板岩；在南側主要為泥盆-石炭系砂岩、碳酸鹽岩。接觸帶附近的圍岩均有不同程 度的接觸變質作用。筍洞岩體是貴東復式岩體的一個重要組成部分，出露面積約90km2。 主要由中粒，次為中粗粒黑雲母花崗岩組成，局部見有中粗粒似斑狀花崗岩。岩體范圍內 NWW、NNE和NEE向基性岩脈十分發育（圖7-4）。花崗岩呈花崗結構或似斑狀結構， 組成礦物主要為鉀長石、斜長石、石英、黑雲母和白雲母。以往研究認為，貴東復式岩體 屬中-晚侏羅世岩漿活動產物（金景福，1984；王學成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的單顆粒鋯石U-Pb定年結果表明，貴東復式岩體是早中生代—晚中生代多次 岩漿活動產物（孫濤等，2003）。
1.形成時代
筍洞岩體以往尚未有人進行過年代學研究。為獲得可靠的測年數據，從該岩體中335礦床KD-17坑道以西500m處，選擇了新鮮的中粒似斑狀黑雲母花崗岩全岩樣品，由天 津地質礦產研究所同位素實驗室李惠民研究員採用當前比較可信的單顆粒鋯石U -Pb同 位素稀釋法測定岩體的形成時代，分析結果見表7-6。
圖7-3 貴東復式岩體地質圖
圖7-4 粵北貴東復式岩體中筍洞岩體地質略圖（a）研究區位置示意圖；（b）貴東岩體簡圖；（c）貴東復式岩體東部花崗岩及基性岩脈分布圖
由表7-6所示，筍洞岩體中鋯石的U-Pb表面年齡表現出不同的變化特徵：序號1 和2鋯石為長柱狀透明自形晶，代表岩漿結晶鋯石。它們（尤其是序號2）的三組表面年 齡相當一致，反映鋯石自形成以來，對放射成因鉛保持了封閉。考慮到238U和235U的半衰 期及其豐度存在差異，鋯石中放射成因207Pb的豐度比放射成因206Pb的豐度約低20倍，使 前者的測量精度較差，導致207Pb/235U和207Pb/206Pb年齡值往往不能反映岩體形成的真實年齡。這表明，對於放射成因組分積累較少的年輕鋯石來說，206Pb/238U年齡比207Pb/235U 和207Pb/206Pb年齡更能反映鋯石的結晶時間（Composton，1992）。因此，序號1和2的206Pb/238U年齡的加權平均值（189.1±0.7）Ma應代表鋯石結晶年齡。序號3和4鋯石顆 粒的表面年齡偏高，206Pb/238U年齡為223～289Ma，207Pb/235U年齡為236～318Ma，207Pb/206Pb 年齡為361～539Ma。它們為短柱狀晶體，因此，表面年齡值的偏高可能同這兩顆鋯石內 部含有少量繼承鋯石核有關。本文取（189.1±0.7）Ma代表筍洞岩體的形成時代（圖 7-5）。
表7-6 筍洞岩體鋯石U-Pb同位素分析結果
註：206Pb/204Pb已對實驗空白（Pb＝0÷050ng，U＝0.002ng）及稀釋劑作了校正，其他比值中的鉛同位素均為放 射成因同位素，括弧內的數字為2σ絕對誤差，0.0686（2）表示0.0686±0.0002（2σ）。
圖7-5 筍洞岩體鋯石U-Pb諧和圖
利用激光探針ICPMS對貴東復式岩體中其他岩體所進行的系統單顆粒鋯石U-Pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），貴東岩體是早中生代—晚中生代多次岩漿侵入形成的 復式雜岩體，其中魯溪岩體（（239±5）Ma）、下庄岩體（（235.8±7.6）Ma）是早中生 代花崗岩；隘子岩體（（160.1±6.1）Ma）、司前岩體（（151±11）Ma）是晚中生代花 崗岩。魯溪岩體中的鋯石顆粒，除一個樣品（S013-54）表現為410～500Ma外，其餘鋯 石顆粒可分為年齡較老和較年輕（圖7-6（a）（b））兩組，但兩組鋯石在形貌上沒有明 顯的區別。下庄岩體的15顆鋯石樣品中，有2顆鋯石表現為元古代的年齡（即S013-88 和S013-100的207Pb/206Pb年齡分別為1275Ma和2137Ma），有2顆鋯石表現為古生代的年 齡（即S013-87和S013-112的206Pb/238U年齡分別為427Ma和458Ma），這4顆鋯石具 較復雜的內部結構或渾圓狀核心（圖7-6（c），（d）），表明它們是殘留鋯石或繼承鋯 石；其餘11顆鋯石樣品的年齡較為一致。下庄岩體中1275～2137Ma殘留鋯石（圖7-6（d））的發現，表明貴東花崗岩雜岩體的物質來源與華南元古宙陸殼基底有關（Xu Xish- eng et al.，2003）。詳細的單顆粒鋯石U-Pb同位素定年為研究貴東岩體的形成演化與構 造作用、成礦作用的關系提供了重要的依據。
圖7-6 貴東復式岩體中代表性鋯石顆粒背散射電子圖像
2.主量元素特徵
筍洞岩體的主量元素組成具有如下特徵（表7-7）：(1)SiO2含量高，為72.22％～ 75.18％（平均為73.50％）；(2)鹼含量較高，K2O＋Na2O＝7.58％～8.84％（平均為 8.34％）；鉀大於鈉，K2O/Na2O＝1.51～2.00（平均為1.78）；(3)鋁飽和指數（A/CNK） 高，樣品的A/CNK值基本上都大於1.1（1.08～1.20，平均為1.13，表7-7），屬強過 鋁花崗岩范疇；在ACF圖中，數據點都位於斜長石-堇青石-黑雲母組合范圍內，相似 於S形花崗岩（圖7-8）。在A/CNK-NK/A圖解上，數據點都位於亞鹼性過鋁質區域內（圖7-7（b））；(4)在Frost et al.（2001）提出的SiO2-TFeO/（TFeO＋MgO）（圖7-7（c））和SiO2-（K2O＋Na2O-CaO）（圖7-7（d））圖上，分別落在鎂質花崗岩和鹼鈣 質花崗岩區，與過鋁質淡花崗岩的分布區域一致；(5)CIPW標准礦物成分計算表明，所有 樣品均出現剛玉分子，C值都大於1（1.23％～2.41％，表7-7），鹼性長石含量高（Or＋Ab＝62.15％～67.23％），鈣長石含量低（An＝1.80％～5.00％）；(6)FeO/（FeO＋ MgO）比值較低，低於0.8（0.64～0.79，平均為0.71），與過鋁質花崗岩的特徵（＜0.80，肖慶輝等，2002）完全一致。
表7-7 筍洞岩體的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10-6）分析結果
續表
註：LOI為燒失量；Total為總量；TFeO＝FeO＋0.9×Fe2O3。
3.微量元素特徵
筍洞岩體富集不相容元素Rb，Th和稀土元素Ce，Sm，Y，明顯虧損Ba，Sr，P，Ti 和輕微虧損Nb，Ta，「峰」 和「谷」 區別明顯（圖7-8），屬於典型的低Ba-Sr花崗岩， 相似於南嶺東段強過鋁花崗岩（孫濤等，2003）。Nb，Ta，Ti的虧損反映岩漿源區主要由 地殼物質組成，P的虧損可能同磷灰石的分離結晶作用有關。由表7-7可見，筍洞岩體 的Nb/Ta比值較低（5.81～8.81，平均為7.21）。這表明，岩漿作用過程中Nb和Ta發生 過較明顯的分餾，Nb趨向虧損而Ta相對富集。筍洞岩體的鈾含量（（7.3～18.2）× 10-6，平均為15.1×10-6）比中國東部上地殼的平均值（1.5×10-6，高山等，1999）高 5～12倍，從而可為區域內鈾礦化的富集提供豐富的鈾源。它的Rb/Sr比值（3.0～9.5， 平均為6.0）和Rb/Nb＝17.3～19.9（平均為18.5）都明顯高於中國東部（分別為0.31 和6.8，高山等，1999）和全球（分別為0.32和4.5，Taylor et al.，1985）上地殼的平均 值。這些特徵表明，筍洞岩體源自成熟度較高的陸殼物質。
圖7-7 筍洞岩體的主要元素圖解
4.稀土元素特徵
由表7-7可知，筍洞岩體的稀土總量為（169.0～268.0）×10-6（平均為210.5× 10-6），它稍低於火成岩的平均含量（290×10-6）；LREE/HREE＝6.64～8.76（平均為 7.32），（La/Yb）N＝6.44～10.74（平均為8.72），表明輕稀土相對富集，輕、重稀土之 間的分餾相對明顯，配分曲線略呈右傾型（圖7-9）；（La/Sm）N值較高（3.05～3.88）， 反映輕稀土的分餾相對明顯；（Gd/Yb）N值較低（1.33～2.58），反映重稀土的分餾不明 顯；Eu虧損明顯，δEu ＝0.14～0.31（平均為0.22）。
5.同位素特徵
（1）氧同位素：如表7-8所示，筍洞岩體具有高的全岩δ18O值（10.2‰～12.7‰， 平均為11.0‰），反映其源區是由富18O的地殼物質組成。但應當指出，全岩δ18O值的變 化已遠遠超出分析誤差允許的范圍（約0.2‰）以及由岩漿結晶分異作用產生的δ18O值 變化范圍（＜1‰～2‰，Muehlenbach et al.，1982），因而上述δ18O值的明顯變化或者 反映岩體曾受到流體的作用，或者歸因於岩體的源區具有不均一的氧同位素組成，本文認 為後一種可能性較大（討論見Nd-Sr同位素部分）。
圖7-8 筍洞岩體的微量元素蛛網圖解（標准化所用MORB數據據Pearce，1983）
圖7-9 筍洞岩體的稀土元素球粒隕石標准化曲線（標准化所用球粒隕石數據，Taylor et al.，1985）
表7-8 筍洞岩體的Nd-Sr同位素組成
註：Nd模式年齡採用二階段模式進行計算，計算公式：
南嶺東段中-新生代盆-山動力學及其鈾成礦作用
（2）Nd-Sr同位素：筍洞岩體的εNd（t）值低，為-11.4～-9.3（平均為-10.3）；（87Sr/86Sr）i值高，為0.73109～0.74923。在εNd（t）-t圖上，數據點位於南嶺地區前寒武 紀地殼Sm-Nd同位素演化區域內（圖7-10（a））；在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i圖上，數據 點都位於右下方第四象限內，與華南殼源型花崗岩（沈渭洲等，1999）的分布范圍一致（圖7-10（b））；採用兩階段模式（陳江峰等，1999）計算的Nd模式年齡為1762～ 1933Ma（平均為1843Ma）。這些特徵表明，筍洞岩體屬殼源型花崗岩范疇，是由古-中 元古代地殼組分經部分熔融形成的。
除了上述已指出的、筍洞岩體具有大的全岩δ18O值變化外，它的Nd，Sr同位素組成 同樣變化明顯：εNd（t）值的變化達2.1ε單位，（87Sr/86Sr）i值的變化達0.01814，都已遠 遠超出分析誤差允許的范圍（εNd為0.5ε單位，87Sr/86Sr為0.00005）。同一岩體中Nd，Sr 同位素組成顯著變化的例子已不鮮見（陳江峰等，1992；DePaolo，1981；Michard-Vitrac et al.，1980；Juteau et al.，1984；Halliday，1984；Deniel et al.，1987；Krogstad et al.； 1996），並對此已提出不同的模式進行解釋，如同化-分離結晶模式（DePaolo，1981； Halliday，1984）、殼-幔混合模式（Michard-Vitrac et al.，1980；陳江峰等，1992）、流 體作用模式（Juteau et al.，1984）和同位素初始不均一模式（Deniel et al.，1987；Krogs- tad et al.；1996）等。鑒於在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i圖上，筍洞岩體的數據點呈明顯的水平 方向展布，十分類似於喜馬拉雅地區Manaslu淡色花崗岩（圖7-10（b）），因此，筍洞 岩體Nd，Sr，O同位素組成的明顯變化很可能象Manaslu花崗岩（εNd（t）＝-16.1～ -13.1，（87Sr/86Sr）i＝0.73789～0.76372，δ18O＝11.2‰～12.7‰，Deniel et al.，1987） 那樣，是由源區同位素組成的初始不均一性造成的。因為當這種具有不均一同位素組成的 源區發生低程度部分熔融時，岩漿作用（包括熔融和對流混合等）並沒有使這種不均一 消失，而是繼承了源區同位素組成的不均一性（Deniel et al.，1987；Krogstad et al.， 1996）。
圖7-10 筍洞岩體的εNd（t）-t和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i圖
（3）Pb同位素：表7-9列出了筍洞岩體鉀長石的鉛同位素組成。由於鉀長石不含鈾 或鈾含量極低，故測定的鉛同位素組成即可代表岩體形成時的初始同位素組成。與上述 Nd，Sr，O同位素組成不同的是，筍洞岩體的鉛同位素組成相當均一，206Pb/204Pb＝18.180～ 18.488，207Pb/204Pb＝15.655～15.661，208Pb/204Pb＝38.512～38.694。在鉛構造模式圖上， 數據點分布於造山帶演化線上方（圖7-11），相似於華南殼源型花崗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明筍洞岩體的源區具有相對均一的鉛同位素組成。
表7-9 筍洞岩體的Pb同位素組成
Ⅳ 蝕變變形岩石地球化學
一、岩石化學特徵
各類蝕變變形岩石的岩石化學成分列於表4－3，由表可知，從蝕變較弱的千枚岩到超糜棱岩，SiO2和Na2O的含量逐漸增加，Al2O3，TiO2，TFe，MgO，K2O的含量逐漸減少，而P2O5和MnO2的含量基本不變。由千枚岩到超糜棱岩，岩石的密度逐漸降低。由岩石化學成分變異圖(圖4－2)可知，Al2O3，TiO2，TFe，MgO，P2O5，LOI與SiO2有明顯的負相關關系，而與Na2O，K2O，CaO則沒有明顯的相關關系。
表4－3 江西金山金礦蝕變變形岩石化學成分測試結果
續表
從未蝕變的千枚岩到超糜棱岩，SiO2和Na2O含量的增加反映了韌性剪切變形過程中的硅化作用和鈉長石化作用;Al2O3，TFe，MgO，K2O含量的降低則與斜長石、鉀長石、黑雲母以及玄武岩的破碎、分解有關;超糜棱岩中高CaO則可能與超糜棱岩帶鐵白雲石化有關。各類岩石常量元素的變化主要取決於水－岩反應(蝕變)的種類，SiO2和Na2O在超糜棱岩帶升高的特徵，說明它們為主要的帶入組分，而Al2O3，TiO2，TFe，MgO，K2O含量的降低，說明它們為主要的帶出組分。這在一定程度上反映了成礦流體的性質和成分。
二、微量元素地球化學
金山金礦田千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈微量元素分析結果列於表4－4。由表可知，從未蝕變的千枚岩到超糜棱岩，親石元素Sc，V，Ga，Se，Rb，Zr，Nb，Ba，Hf，Ta，Th，U和親鐵元素Co含量逐漸降低，說明它們在蝕變變形作用過程中為帶出組分;親硫元素Cu，Zn和親鐵元素Ni以及親石元素Sr，W在糜棱岩中含量最低，但是Ni，Cu，Zn在千枚岩中含量最高，而Sr和W在超糜棱岩中含量最高。這些說明在蝕變變形過程中，糜棱岩帶和超糜棱岩帶組分帶入和帶出有所不同。元素Rb和Sr的變化與K2O和CaO的變化基本一致，這與它們主要以類質同像形式進入鉀、鈣礦物有關。成礦元素Au含量的逐漸升高，則說明了超糜棱岩中金的礦化。
與大陸上部地殼相比，金山金礦田各類岩石中Ga和W為強富集元素，富集系數＞1(富集系數為某元素岩石的平均含量與大陸上部地殼平均含量的比值)。除Ga和W外，在千枚岩中，V，Ni，Cs等為強富集元素，Sc，Co，Cu，Zn，Sc，Rb，Hf，Th等為中等富集元素(富集系數為1～2)，其他元素則為貧化元素(富集系數＜1);在糜棱岩中，除Ga，W，V，Ni，Cu，Rb，Hf，Se，Au外，其餘元素均為貧化元素，在超糜棱岩和含金石英脈中，Au、Ga、W為富集元素，但富集系數比其他岩石要小得多，其餘元素均表現為貧化。這種現象可能與蝕變變形過程中元素的大量帶出有關，說明剪切帶中有較大的水－岩比。
圖4－2 江西金山金礦蝕變變形岩石化學成分變異圖
表4－4 江西金山金礦蝕變變形岩石微量元素測試結果及特徵值
續表
在微量元素比值蛛網圖(圖4－3)上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈呈現出一致的變化規律，並且元素總量逐漸降低。除超糜棱岩貧Rb外，各類岩石均富集La，Ce，Nd，Sm，Tm，貧K，Nb，Sr，Tb等。
圖4－3 金山金礦微量元素比值蛛網圖
在微量元素比值上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈中，Co/Ni，U/Th，Th/Sc，Th/Co比值較為一致，而超糜棱岩和含金石英脈具有較高的Au/Ag。從千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脈Co/Ni比值逐漸降低。總之，在微量元素變化規律上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈具有一致的表現，反映了成礦物質來自地層的特點。
三、稀土元素地球化學
金山金礦千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈稀土元素分析測試結果列於表4－5。由表可知，金山金礦田由千枚岩，經糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脈，輕、重稀土含量和稀土元素總量呈現降低的趨勢，輕稀土元素由174.11×10－6變化到20.89×10－6;重稀土元素由26.41×10－6變化到2.94×10－6;稀土元素總量由200.52×10－6變化到23.83×10－6。在上述各類岩石中，輕稀土元素的含量遠遠大於重稀土元素的含量;LREE/HREE的比值變化范圍為5.99～7.11，輕、重稀土元素分餾中等，其中以含金石英脈中為最高。
表4－5 江西金山金礦蝕變變形岩石稀土元素測試結果及特徵值
續表
礦區千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈稀土元素分配模式十分相似(圖4－4)，具有右傾緩傾的特點。銪虧損較明顯(δEu=0.62～0.71)，而鈰基本沒有明顯的富集或者虧損(δCe=0.97～1.01)。由(La/Yb)N－YbN圖解(圖4－5)、(La/Sm)N－SmN圖解(圖4－6)、(Gd/Yb)N－YbN圖解(圖4－7)等圖解可以看出，由千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脈，隨著REE含量的降低，REE、LREE和HREE的飽和程度逐漸下降。總的來說，金山金礦區稀土元素地球化學研究表明，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脈具有相同的物質來源。
圖4－4 金山金礦岩石稀土元素分配模式
圖4－5 金山金礦稀土元素(La/Yb)N－YbN圖解
圖4－6 金山金礦稀土元素(La/Sm)N－SmN圖解
圖4－7 金山金礦稀土元素(Gd/Yb)N－YbN圖解
四、鉑族元素地球化學
由於缺乏成熟的理論體系支持，以及測試分析技術等手段的不完善(李勝榮等，1994)，因此鉑族元素(Os，Ir，Ru，Rh，Pd，Pt)這一組與Au物理化學性質十分相似的貴金屬元素，能否像稀土元素一樣成為地球化學示蹤劑，一直困擾著地質學家。隨著等離子質譜(ICP－MS)技術的推廣和應用，人們逐漸認識到鉑族元素(PGE)在岩漿結晶分異、部分熔融、岩漿演化以及硫化物飽和程度和流體/岩石反應研究中的應用價值，並發現不同動力學背景下幔源岩石具有不同的PGE分配模式和特徵。Zhouetal.(1999)則通過PGE分配模式，認為兩種豆莢狀鉻鐵礦是兩類成分不同的熔漿與地幔岩石作用的結果。
此次工作採集的超糜棱岩和含金石英脈樣品均產在金礦體中;炭質千枚岩樣品則取自金山韌性剪切帶外的地層中。炭質千枚岩礦物組合為石英、高嶺石、絹雲母、綠泥石和黃鐵礦等;超糜棱岩產於韌性剪切帶中，呈灰白—煙灰色，呈似層狀、透鏡狀產出，塊狀構造;礦物成分主要是石英，另有少量黃鐵礦及絹雲母;含金石英脈呈煙灰色、灰白色，具晶粒結構與碎裂結構，主要由石英組成，其次是少量黃鐵礦、絹雲母和綠泥石等。
由表4－6可知，與原始地幔相比，金山金礦炭質千枚岩、超糜棱岩和含金石英脈明顯虧損鉑族元素。由炭質千枚岩、超糜棱岩到含金石英脈鉑族元素總量呈現降低的趨勢。炭質千枚岩、超糜棱岩和含金石英脈鉑族元素原始地幔標准化分配模式基本一致(圖4－8)，而且Pt/Ir和Pd/Pt值逐漸減小。Pd和Au具有明顯的負相關關系(R=－0.9443)(圖4－9)，而Ir和Pt的相關性不明顯(圖4－10)，說明在熱液流體作用過程中，鉑族元素的Ir組元素和Pd組元素具有不一致的地球化學行為，也存在Pd組元素分離現象。Barnesetal.(1998)認為這種現象可能與熱液蝕變作用有關，蝕變作用對Pd組元素影響比較大，碳酸鹽蝕變可以改變Au和Pt的分配，熱液蝕變使Pd遷移。盡管炭質千枚岩、超糜棱岩和含金石英脈鉑族元素地球化學方面存在一些差異，但是它們卻有相似的變化規律，而且它們也遵循熱液系統中鉑族元素的演化規律(即形成時代較新)，演化末期的地質體鉑族元素總量較低。因此，從鉑族元素地球化學特徵來看，金山金礦成礦物質來源與炭質千枚岩有密切的關系。
表4－6金山金礦蝕變岩石的PGE元素和Au的含量(wB)
注:*數據引自Barnes(1988);括弧內表示樣品的個數。
五、蝕變岩石的氧同位素特徵
以20m左右的間距，系統採集了鑽孔ZK6545的樣品，分析其中的岩石化學成分和氧同位素，以便認識蝕變岩石的氧同位素組成在垂向上的變化，結果列於表4－7。由表可知，從地表到地表下300m，岩石的化學成分變化極不均勻，沒有明顯的規律。氧同位素自上至下δ18O由8.5降低到4.65(圖4－11)，說明金山金礦流體作用過程中有大氣降水的參與，大氣降水的運移過程由下而上，水－岩作用使岩石的δ18O值降低。由圖4－12可知，鑽孔δ18O與Al2O3，TiO2，TFeO，MgO，P2O5，Na2O，K2O，CaO沒有明顯的相關關系。
圖4－8 金山金礦鉑族元素原始地幔標准化配分模式
圖4－9 金山金礦鉑族元素Pd－Au相關關系圖
圖4－10 金山金礦鉑族元素Pt－Ir相關關系圖
表4－7 江西金山金礦鑽孔ZK6545全岩岩石化學分析及氧同位素測試結果
續表
圖4－11 金山金礦鑽孔ZK6545氧同位素變化曲線
六、韌性剪切過程中的構造化學作用
構造化學作用主要是由構造變形引起的，並伴隨構造變形的過程而發展(何紹勛，1996)，它受構造作用的性質、環境、岩石礦物自身及流體特點的影響。構造化學作用的結果是引起元素及物質組分的活化、改造、遷移及重新配套，形成新的岩石或者礦物。分析結果表明，本區的千枚岩、糜棱岩和超糜棱岩岩石，在化學成分和微量元素特徵方面都有明顯的不同，說明韌性剪切帶岩石除經受強烈的韌性變形外，還伴隨有化學成分的變化。金山金礦蝕變變形岩石中的構造化學作用主要表現在4個方面。
1.壓溶作用
壓溶作用是指岩石或者礦物在應力的作用下，發生可溶物質的溶解、遷移和再沉澱的過程。它是物質的擴散過程，也是晶界的遷移過程。在壓溶作用下，礦物在高應力部位溶解、在低應力部位沉澱，造成物質的再分配，並形成壓力影等構造。
2.應力腐蝕作用
應力腐蝕作用是指在應力作用下，礦物晶格發生位錯、畸變，岩石結構內部也發生變化，從而聚集了大量的位能，並引起礦物、岩石的分解，降低岩石的強度，促進化學反應和壓溶作用的發生和發展的過程。晶格位錯和動態重結晶作用是應力腐蝕作用的主要表現形式。
圖4－12 金山金礦鑽孔ZK6545氧同位素、岩石化學協變圖
3.構造變質作用
構造變質作用是由構造作用引起並發生於構造變形過程中的分解、化合、交代、沉澱等一系列化學反應的總稱。絕大多數的變形岩石都伴隨有變質作用，隨著變形作用的加強，構造變質作用也加強。構造變質作用的總趨勢是產生易變形的礦物以抵消構造應力的影響。流體作用下，韌性剪切帶內的構造變質作用常常表現為退變質作用(張伯友等，1992;林傳勇等，1994;盧煥章，1997)。在金山金礦，構造變質作用主要表現在綠泥石、絹雲母、伊利石和鈉長石等新礦物相的出現，以及硅化、黃鐵礦化和碳酸鹽化等。
(1)綠泥石的形成
在韌性剪切和流體作用過程中，原生黑雲母的蝕變和玄武岩的分解都可以產生Fe2+和Mg2+，從而與斜長石發生反應形成綠泥石:
江西德興金山金礦
(2)絹雲母(伊利石)的形成
流體作用下，鉀長石、斜長石破碎分解，釋放出其中的K+，蝕變成為絹雲母。如鉀長石的絹雲母化:
江西德興金山金礦
另外，水－岩反應產生的綠泥石也可以轉化為絹雲母。
(3)鈉長石的形成
在玄武岩蝕變成為綠泥石，以及斜長石、鉀長石蝕變成為絹雲母的過程中，析出Na+和SiO2，它們可與斜長石進一步反應，形成鈉長石:
江西德興金山金礦
(4)硅化、黃鐵礦化和碳酸鹽化在韌性剪切和流體的聯合作用下，剪切帶內水－岩反應的結果是形成大量的SiO2，使剪切帶內出現硅化作用，Na+參與鈉長石的形成，K+參與伊利石或者絹雲母的形成。Ca2+參與碳酸鹽(主要是鐵白雲石)的形成。
4.構造分異作用構造分異作用是指在構造作用中，由於非均勻變形引起組分的遷移，並分別集中於不同的位置上，在變形岩石中形成新的礦物組合及各種新的礦物配置關系，同時形成許多宏
觀與微觀構造。在金山韌性剪切帶中，由於構造分異作用而形成的分異流劈理比較發育。
七、成礦深度的構造校正
在同構造成礦作用過程中，岩石除受靜岩壓力外，還受構造附加應力的影響，它直接影響著礦床成礦深度的計算。為了進行金山金礦成礦深度的構造校正，在金山韌性剪切帶糜棱岩帶、超糜棱岩帶的礦化部位採集了6塊樣品。按照AC和AB變形面進行切片，分別觀測AC主變形面上石英變形軸比α和AC、AB面上動態重結晶顆粒的大小，並利用Mercier(1997)公式計算AC、AB變形面上的差異應力值。成礦期平均差應力以及成礦期鬆弛階段的應力值(表4－8)以換算參數等於0.618換算得到。
根據呂古賢(1993，1995，1997，1998a，998b)所提供的方法，計算了金山金礦成礦期應力場的三維應力值(δ1，δ2，δ3)和上覆岩石的厚度，計算結果見表4－9。由表可見，金山金礦的成礦深度為2405～3339m，平均為2900m左右。
表4－8 金山金礦構造蝕變帶古應力值計算結果105Pa
表4－9 金山金礦構造蝕變帶成礦深度校正計算結果
Ⅵ 侵入岩岩石化學與地球化學圖解標准
1)列出岩石化學原始分析數據,主元素包括SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O+、H2O-、LOI(燒失量)等14項,全鐵表示為TFeO;微(痕)量元素(按原子序數大小為序,下同)包括P、K、Sc、Cs、Ti、Cr、Co、Ni、Rb、Sr、Y、Nb、Zr、Ba、Th、U、La、Ce、Nd、Sm、Tb、Hf、Ta、Pb;稀土元素包括La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、bT、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu;成礦元素包括Li、Ti、V、Cr、Fe、Ni、Cu、Zn、Rb、Nb、Mo、Ag、Sn、Sb、Cs、Hf、Ta、W、Au、Pb、Bi、U;同位素包括穩定同位素(C、H、O)和放射性同位素(Sr、Nd、Pb)。同時,說明分析方法、單位、分析者、工作條件、分析精度、計量單位、資料來源等。列成一張表時,將重復的元素去掉;分開列表時,保證同一樣品的編號相同。
2)岩漿構造帶或構造岩漿帶(帶狀展布,跨越不同構造分區,岩漿活動近於同時的構造帶,如大興安嶺-太行山岩漿構造帶)、段(岩漿構造帶中發育於同一構造分區的岩漿活動域,如大興安嶺岩漿段橫切中亞造山帶,太行山岩漿段位於華北地台內)、區(具有特殊構造背景的岩漿活動集中發育區,如太行山南段可能具有華北地台與中央造山帶相互作用的構造背景)、組合(主要受控於局部性源區物質結構和構造熱體制的岩漿作用產物)的岩石地球化學統計值(以出露面積加權),包括眾數值、平均值、變化范圍和頻數直方圖。
3)計算特徵參數值,包括Mg#值(Mg#值計算方法有兩種:①MgO/(MgO+FeO)摩爾比,FeO為二價鐵;②MgO/(MgO+FeO*),FeO*=FeO+0.899×Fe2O3)。以Al2O3為參考標準的參數(第二節第三部分)、Peacock鹼鈣指數;Rittmann組合指數;Wright鹼度率;K60(SiO2=60%時的K2O%);La/Yb;Eu;Sr/Y;Nd;Sr。
4)以SiO2%為橫坐標的哈克圖解,確定岩漿演化的控制因素,為進一步進行岩石系列的劃分打下基礎。作圖過程中需對原始分析結果換算成無水基礎100%。
5)火成岩系列:①常見的系列,包括鹼性橄欖玄武岩系列、拉斑玄武岩系列和鈣鹼性系列。主要基於SiO2-Alk(Na2O+K2O)圖解、AFM圖解、SiO2-FeO*/MgO、FeO*-FeO*/MgO圖解釐定。②基於Peacock鹼鈣指數(Frost et al.,2001)、Rittmann組合指數、Wright鹼度率亦可以劃分岩石系列,他們也用鹼性、鈣鹼性的術語,但其含義完全不同於上述①,因此,必須作出說明,但這種岩石系列的劃分在討論岩石成因與構造環境以及岩漿的演化等方面仍很有用處。③其他的岩石系列,包括SiO2-K2O圖解劃分的造山帶的低鉀、中鉀、高鉀和鉀玄岩系列;Ca-Na-K和Qz-Ab-Or圖解劃分的奧長花崗岩系列和鈣鹼性系列;Na2O-K2O圖解與SiO2-Na2O/K2O圖解劃分的鈉質、鉀質和超鉀質系列;Sr/Y-Y和(La/Yb)n-(Yb)N圖解劃分的島弧-大陸邊緣弧的正常系列和「adakitic」系列。在區域構造環境已知的條件下,這些岩石系列的鑒別和劃分對討論岩石成因、構造演化很有用處。④在沒有充分的地質證據和岩石學證據的條件下,不再強調侵入體單元之間的母子演化關系,岩石系列只是一種岩石組合的客觀表現。
6)痕量元素蛛網圖和REE分布樣式圖。這種圖解可能說明岩漿的起源和演化,具體的解釋需要結合岩相學特徵,不可泛泛而談。
7)Nd-Sr(或143Nd/144Nd-87Sr/86Sr)圖解,其地質解釋需要結合其他地質證據,包括岩石學和礦物學證據。
8)Pb同位素比值圖解,特別是花崗岩類長石Pb與礦石Pb的比較,對於花崗岩類與成礦的關系的討論有重要意義。
Ⅶ 岩石地球化學及構造環境判別
岩石化學測試成果列於表5-13、表5-14各類岩石蝕變均較強，因此近似地調整總質量分數後再做討論。利用TAS圖解（圖5-26）對該區火山岩熔岩部分進行分類，可以看出岩性以流紋岩為主，次為英安岩、安山岩及少量玄武質粗面安山岩、粗面岩。硅鉀圖中（圖5-26）流紋岩以高鉀為主，其餘為中高鉀，SiO2-AR圖解中（圖5-26）流紋岩主要為鹼性系列、次為鈣鹼性，其他岩性以鈣鹼性系列為主。哈克圖解中（圖5-27）似存在兩個變異趨勢，即流紋岩＋（部分）英安岩（第一組）、玄武安山岩＋安山岩＋粗面英安岩＋英安岩（第二組），SiO2-MgO、SiO2-TiO2、SiO2-Al2O3、SiO2-TFeO、SiO2-MnO、SiO2-CaO圖解中存在較明顯現的負相關趨勢，但兩趨勢的岩石組合隨著SiO2的微量增長，這些金屬氧化物含量降低的趨勢並不完全相同。
稀土元素也可大體上分為兩組，第一組稀土總量在（120.15～202.66）×10-6之間，（La/Yb）N在4.13～10.01 之間，輕稀土富集（圖5-28a），輕重稀土分餾程度相近，（La/Sm）N在1.84～4.2 之間，（Gd/Yb）N在1.44～1.89 之間，δEu主要集中在0.72～0.97，Eu具輕度負異常。第二組稀土總量在（99.33～360.97）×10-6之間，也為富集型模式（圖5-28b），（La/Yb）N在5.09～21.75之間，但輕稀土強烈富集，（La/Sm）N在3.16～6.97之間，重稀土分餾程度相對較低，（Gd/Yb）N在0.88～2.34 之間，δEu 在0.13～0.81之間，Eu 具較強烈的虧損。微量元素度特徵也具有這種特徵，第一組 Nb、Sr、P、Ti具輕度負異常特徵（圖5-28c），第二組Nb、Sr、P、Ti具有強烈的負異常特徵（圖5-28d）。Sr與Eu的負異常特徵在圖中表現為隨著SiO2百分含量增長呈現明顯的下降趨勢（圖5-29，圖5-30），但是兩組的變異趨勢也是明顯不同的。
圖5-26 TAS圖解（a）、硅鉀圖解（b）及SiO2-AR圖解（c）
TAS圖解據LeMaitre，1989；SiO2-K2O圖解據Rollison，1993；SiO2-AR圖解據Wright，1969
圖5-27 哈克圖解
表5-13 主元素組成（單位：%）
續表
續表
註：T22～T61數據引自劉紅濤等，2001。
表5-14 微量元素組成（單位：10-6）
續表
圖5-28 稀土元素球粒隕石標准化配分模式（a、b）與微量元素比值蛛網圖（c、d）
稀土元素標准化數據據Boynton，1984；蛛網圖解球粒隕石標准化數據據Thompson，1982
圖5-29 SiO2-δEu圖解
圖5-30 SiO2-Sr圖解
羅照華等（1999）也注意到了東昆侖地區晚三疊世陸相火山岩的這兩種變異趨勢，他認為鄂拉山組火山岩存在兩個演化系列，並認為早中生代晚期火山岩系的形成過程可以分為2個不同的階段，存在2種性質不同的岩漿體系，即源於上地幔-下地殼的中基性岩漿體系和源於中上地殼的酸性岩漿體系。目前鄂拉山組火山岩的研究中，樣品的採集仍具有隨機性，缺少典型區與典型剖面的研究，這套火山岩的噴發特點仍需研究，如IPm004剖面（見表5-11），火山岩噴發明顯具有雙峰式的特點，但無系統的資料開展進一步的研究工作。
Ⅷ 岩石地球化學測量
采樣對象是地表基岩(包括淺井及探槽中的基岩)、岩心、坑道中的岩石。應注意採集風化很微弱、未被污染的岩石。有時也採集斷層泥和裂隙充填物。對於研究岩石中元素正常含量的樣品應避開礦化影響的岩石，對於找礦的樣品應採集受成礦作用影響的岩石。
地表和坑道采樣是在采樣點附近(一般是直徑 1m 范圍內)采若干小塊岩石(一般5 ～ 7塊)合為 1 個樣品。
鑽孔岩心采樣是在每個采樣點上下共 1m 范圍內採取 5 ～ 7 小塊岩石合為 1 個樣品。一般采樣點間距是 2 ～5m。
岩石樣品質量為 150 ～200g，對於斷層泥和裂隙充填物為 20g 以上(如 50 ～100g)。
Ⅸ 花崗質岩石的地球化學
1.花崗質岩石的主元素地球化學
由表4-1的主元素分析計算的CIPW礦物數值投於An—Ab—Or圖上（圖4-1），表4-1中的序號1～9樣品落於英雲閃長岩—奧長花崗岩區，10～17號大部分落入鉀質花崗岩區，如前所述，落入花崗岩區的樣品在稀土元素特徵上仍表現為英雲閃長岩—奧長花崗岩特徵，而主元素則受到了後期化學組分的疊加和改造。如15、17號（陽坡地TTG-M-Me雜岩），10、11、13、14號（葦子峪TTG（A）-M-Me雜岩）。
從表4-1看出，世界灰色片麻岩（18、19號）是富硅和鋁的，但
在AFM圖上（圖4-2），本區灰色片麻岩和花崗岩落在鈣鹼性區為主，少數落在奧長花崗岩區。在相當於阿米索克片麻岩區內聚集，說明其與該地區岩石具有可對比性。大多數據落於緊靠A端，說明不完全為鈣鹼性趨勢，也說明一些點代表了較分異的端元。為區別奧長花崗岩和傳統的鈣鹼性岩套，Barker和Arth（1976）提出兩個三角圖解。在K—Na—Ca圖上（圖4-3），本區的花崗閃長岩和花崗岩（表4-1中序號10～17），表現為鈣鹼性趨勢，岩石向富鉀演化；英雲閃長岩—奧長花崗岩（序號1～9）則表現為奧長花崗岩趨勢，投點緊靠世界奧長花崗岩區（Tdh區）。說明奧長花崗岩和傳統鈣鹼性岩套演化不一樣，是在分異過程中富Na而非富K。在Q—Ab—Or三角圖上（圖4-4）同樣顯示了本區兩種岩性的區別。
圖4-2A—F—M圖
Tholeiitic—拉斑玄武質趨勢；Calc、AlKa—鈣鹼性趨勢；Trond—奧長花崗岩趨勢；Amsoq—阿米索克片麻岩圖中點號為表4-1中序號
圖4-3K—Na—Ca圖解
Ⅰ—鈣鹼性趨勢線；Ⅱ—奧長花崗岩趨勢線；Tdh—世界奧長花崗岩域。圖中點號為表4-1中序號
2.花崗質岩石的痕量元素和稀土元素的地球化學
本區花崗質岩石的痕量元素和稀土元素分析及參數見表4-1。世界灰色片麻岩（表4-1序號18）的TTG質岩石富Sr（454×10-6），通常wRb/wSr值低，平均0.12。本區灰色片麻岩wRb/wSr值更低，因為Sr大量結合於斜長石中，而Rb則與黑雲母關系密切，黑雲母多為變質成因，所以wRb/wSr值低正反映了岩石學的特徵。這些比值高度依賴於變質級別，世界灰色片麻岩一些麻粒岩相岩石虧損Rb及U和Th。與大多數其它地殼岩石相比，TTG具顯著的負Nb、Ta和Ti異常（Jahn,1990）。本區灰色片麻岩與世界灰色片麻岩類似，這些綜合於原始地幔標准化圖上（圖4-5）。由圖4-5看出，遼吉兩省的灰色片麻岩與世界的相似，而與本區的稍有不同。本區的灰色片麻岩除與世界灰色片麻岩一樣虧損Rb、Nb、Ta和Ti，富集Sr外，Th和Zr、Hf含量低於世界和遼吉的灰色片麻岩。P的負異常常反映了分異作用時磷灰石的分餾作用。
圖4-4Q—Ab—Or圖解
Tdh—奧長花崗岩趨勢；CA—鈣鹼性岩趨勢圖中點號為表4-1中序號。15、16、17因岩石受改造，故Q增高，並非Tdh趨勢
圖4-5灰色片麻岩初始地幔標准化蛛網圖（數據據表4-1）
初始地幔值據Taylor和Mclennan（1985）；初始地幔值如下（10-6）：Rb—0.55,Ba—5.1,Th—0.064,U—0.018,K—180,Ta—0.04,Nb—0.56,La—0.551,Ce—1.436,Sr—17.8,Nd—1.067,P—90.4,Hf—0.27,Zr—8.3,Sm—0.347,Ti—960,Tb—0.087,Yb—0.372；圖中·據Martin（1994），▲為遼吉二省5個灰色片麻岩，O、×、十分別為表
4-1中序號1、2、3樣品
本區的花崗岩（表4-1中10～17）中一些岩石用上地殼痕量元素進行了標准化並作出圖（圖4-6）。
標准化圖對了解給定的痕量元素在花崗質熔體中的活動性是很有益的。為何不用初始地幔對花崗岩標准化呢？因為太古宙花崗岩的源岩（長英質火成岩和沉積岩）不產於地幔，再者，地幔深度的熔融和地殼深度的熔融時，元素分配系數的順序（常根據元素相容性的順序）也是不同的，由於花崗岩的成分從地幔岩中強烈遷移，使不同成分的花崗岩在地幔標准化圖上變化的都一樣。用上地殼元素標准化，按元素分配系數升高的順序自左向右排列。每個元素投點的結果實際就表明了該元素的富集系數，也即岩漿作用中的「分配系數」。表明了該元素在部分熔融或分離結晶過程中的相容性，由此判斷是相容元素，還是不相容元素。圖4-6表明，本區的花崗岩和世界太古宙鈣鹼性花崗岩相比，除Th虧損外，其它元素的虧損、富集圖形都相似，但絕對富集系數值只有Ba、Sr和La大於1，其它元素則小於1。
過渡元素Ni、Cr、V在世界灰色片麻岩中平均含量分別為14×10-6、29×10-6、35×10-6，在本區灰色片麻岩和花崗岩中分別為17.66×10-6、71.49×10-6、75.53×10-6和10.82×10-6、38.42×10-6和32.51×10-6，含量高的原因很可能是其原岩本身不是TTG質，而是中基性—基性岩改造而成的TTG質岩石（見後敘）。
圖4-6上地殼痕量元素標准化的花崗岩蛛網圖
圖中數據來自表4-1,＋為世界CA-1型花崗深成岩（表4-1中序號20），〇為表4-1中10，·為表中11。表4-1中的12和10類似故未畫出。縱坐標為相對於上地殼的富集系數。上地殼元素豐度（10-6）:Th-10.7,Rb-112,Y-22,La-30,Ce-64,Ba-550,Zr-190,Ti-3000,Nb-25,Zn-71,P-740,Sr-350,Cu-25（Taylor and Mclennan,1985）
本區灰色片麻岩和花崗岩的稀土元素圖型和世界太古宙花崗質岩石相似，都表現為稀土元素強烈分餾（圖4-7、8），而且輕重稀土的分餾程度很相似，灰色片麻岩平均（La/Yb）n為24.77，最高41.31；花崗岩平均63，最高91.43，與世界灰色片麻岩的平均值38.4，最高150也很相似。Yb含量很低，平均為2.13（灰色片麻岩）和1.18（花崗岩），與世界片麻岩的2.21相近。本區灰色片麻岩的稀土圖譜（圖4-7）在重稀土的末端顯現了凹形，沒有明顯的負或正Eu異常。這和遼吉及世界的TTG質灰色片麻岩相似，但世界灰色片麻岩中有正Eu異常的報道（Jahn,1984;Martin,1987），並認為是反映了富稀土的副礦物（如褐簾石）的分餾或斜長石的堆積。本區的花崗岩也出現這種灰色片麻岩的相似稀土圖譜（圖4-8），具明顯的正Eu異常。如前所述，這些岩石的主元素和/或稀土元素是改造過的。其REE圖譜可有兩種情況，一是不受改造，二是受到改造：第一種情況：本區花崗岩和花崗閃長岩外表呈肉紅色，主元素分析CIPW計算值投圖也落入花崗岩區（表4-1中11、12、13），但其稀土元素圖譜卻完全不是花崗岩的型式，而是表現為與灰色片麻岩相似的稀土分餾特徵，有些出現了明顯的正Eu異常（圖4-8），這說明原岩可能為英雲閃長岩—奧長花崗岩，但主元素受到後期變質和交代作用的改造。第二種如圖4-9，陽坡地TTG-M-Me雜岩中的花崗岩樣品98694，岩石主元素也是在英雲閃長質—奧長花崗質岩基礎上受後期長英質物質交代貫入而改造（圖版Ⅴ-8）。在鏡下薄片中可見後期深熔作用形成的長英質以條帶狀貫入TTG質岩石的現象，這些低限熔體的Q+Ab+Kf組合——微粒交生體，富輕稀土元素，因而岩石的稀土圖譜也完全被改造了，呈現稀土圖譜平緩，出現負Eu異常。而98698號樣品受交代弱，盡管投於An—Ab—Or圖上的花崗岩區，但仍保留了TTG質岩石的輕稀土元素圖式。兩種情況說明，在變質作用、蝕變交代作用中，岩石稀土型式的變化取決於系統的開放還是封閉，不能一概而論。
圖4-7灰色片麻岩的球粒隕石標准化圖譜
數字為表4-1中序號，序號10、12和4類似，故未畫出