Ⅰ 岩石地球化学勘查方法与技术
岩石地球化学勘查方法，即岩石地球化学测量。它是通过系统采集和分析岩石样品来发现赋存于其中的原生地球化学异常，从而进行找矿的一种地球化学勘查方法。岩石地球化学异常，常被称为原生地球化学异常或原生晕。过去在西方文献中，常把原生地球化学异常定义为在岩浆作用、变质作用、热液作用等内生地质作用过程中形成的异常。后来，地球化学家们注意到沉积岩石中的、与成岩成矿作用同时形成的原生地球化学异常，才把原生地球化学异常或原生晕定义为：在成岩成矿作用过程中与岩石或矿石同时形成的，发育于固体岩石中的一种地球化学异常。
不同成因类型矿床，其形成的地质环境和地球化学条件大不相同，岩石地球化学异常的发育特征也有很大的差异。过去，尽管勘查地球化学家对内生作用各种矿床和外生作用的沉积矿床都作过大量的岩石地球化学勘查方法研究。但是，由于不同矿床类型的数量、规模、工业价值、经济价值、找矿实践等方面的不同，迄今为止，热液矿床的原生晕的研究程度大大高于其他类型矿床，其成果也最多，方法技术也相对更为成熟。因此，下面以热液矿床为主，兼顾其他类型矿床实例，介绍岩石地球化学基本勘查方法。
热液矿床地球化学异常形成的原因比较复杂，主要有矿床围岩的构造、围岩性质、成矿溶液的性质、热液的迁移和运移方式和运移过程等一些因素起作用。岩石地球化学基本勘查方法从热液的迁移和运移这一运动观点入手，抓住主要矛盾。热液迁移和运移的动力学因素则主要考虑渗滤作用和扩散作用。
17.1.1 扩散作用
在某个由矿物、岩石和溶液构成的体系的不同部分内，浓度的不同导致的浓度梯度驱使质点（元素、离子）自动迁移，这种迁移总是从高浓度部位向低浓度部位移动，直到体系内达到浓度平衡为止，这种地球化学过程叫做扩散作用。扩散作用有下列特点。
（1）扩散是一个连续的物质迁移过程，在此过程中体系内元素的浓度发生连续变化。
（2）扩散介质不一定发生移动，体系内浓度陡度的存在是扩散的动力。
（3）扩散的速度与浓度陡度成比例，因而随距离增大而迅速减小，即扩散服从Fick扩散定律：
勘查技术工程学
式中q为截面面积（cm2）；C为浓度（mol／m3）；X为离开扩散中心的距离（cm）；C/X为沿X方向的浓度梯度；dm／dt是当浓度陡度为C/X时单位时间内扩散通过截面面积q的物质的量（mol／s），即扩散速度；D为扩散系数，是给定浓度梯度下扩散速度的度量（cm2／s）。
扩散系数D与扩散物质性质有关，在25 ℃水溶液中，大多数扩散物质的D值在0.25～2.5之间变化。式（17.1-1）中的负号表示浓度向着扩散方向减小，它指出扩散自高浓度向低浓度方向进行，某一方向的扩散速度与此方向上的浓度梯度成比例。不同元素的扩散速度（活动性）是不同的。阳离子的扩散速度随离子半径的减小和电价的增高而降低。碱金属的扩散速度最大，二价阳离子次之，Si、Al、Ti等的扩散系数最小。在天然水溶液中，水和CO2的扩散速度最大，其他一些阴离子，特别是氧等的扩散速度要小一些。总的来看，阴离子的扩散速度一般要大于阳离子。
17.1.2 渗滤作用
在外力作用下，溶液中的元素或离子沿岩石中孔隙系统均匀地流动而迁移，这样一种地球化学过程叫做渗滤作用。换句话说，“渗滤作用是热液在压力梯度的作用下，元素通过溶液沿岩石裂隙系统整体自由地流动而迁移的一种过程。在这迁移过程中，由于化学和物理化学的作用，溶液在所流经的围岩裂隙中留下了矿液活动的痕迹——矿体和原生晕。”渗滤作用具有下列特点。
1）溶液是流动的，实质上是通过孔隙溶液的流动而迁移。
2）导致渗滤的原因是压力陡度。
3）迁移的速度恒定，并与浓度陡度无关，有时甚至向着浓度增大的方向进行。
4）受岩石过滤性质影响，渗滤溶液中的溶质与溶剂的流动速度不同，亦即在渗滤过程中经常伴随着岩石孔隙所引起的过滤效应。
岩石的细小孔隙可以近似地看作是一种半透膜。热液通过这种“半透膜”时，溶质和溶剂的透过能力不同。一般来说，溶剂易于通过而溶质相对难以通过。这样，由于溶质被“半透膜”的阻滞，热液的前锋的溶质含量就自然降低。有时，溶质的透过能力较大，可以造成热液前锋溶质含量增高。勘查地球化学以渗滤效应系数表示溶质与溶剂通过岩石细小孔隙的能力差异。
渗滤效应系数=溶质质点的平均速度/溶剂质点的平均速度
渗滤效应系数＞1，溶质的透过能力较大，也即迁移距离较大；渗滤效应系数＜1，溶质的透过能力较小，也即迁移距离较小；渗滤效应系数=1时不存在渗滤效应。
渗滤系数与岩石孔隙大小和多少有关。在岩石孔隙大小和多少条件相同的情况下，主要还是与元素本身性质有关，不同组分渗滤系数是不同的。例如，经实验（0.001mol浓度溶液）测定，下述离子的平均渗滤效应系数是：Fe2+（0.88），Al3+（0.86），Zn2+（0.79），Ni2+（0.76），Cu2+（0.74），Mg2+（0.66）。阴离子的渗滤效应系数多接近于1。
17.1.3 矿床原生晕分带
矿床的岩石地球化学异常的外部形态各异。以热液矿床为例，一般来说，有线状异常、带状异常、等轴状异常和不规则状异常等。除线状异常外，带状异常、等轴状异常和不规则状异常等都可能出现岩石地球化学分带性。由于不同组分（元素、离子等）在围岩和热液中的扩散速度等的差异，必然导致热液前锋的组分浓度和各种元素在热液中的析出顺序不断变化，使各种组分在围岩中有规律地沉淀出来，形成了热液矿床岩石地球化学异常的分带，即原生晕的分带。
从分带的元素含量和组成来看，原生晕的分带主要有同一元素的浓度分带和不同元素组分分带。浓度分带是同一元素含量自矿化中心或异常中心向外呈现有规律变化的现象。这种分带自异常中心向外一般可分为内带、中带和外带三个带。主要成矿元素在内带的浓度一般高于中带和外带。对于出现负异常的某些元素，内带的浓度低于中带和外带。不同指示元素在岩石地球化学异常空间上有规律变化，就导致了不同元素的组分分带。
从分带的空间产状来看，原生晕的分带一般有水平分带、垂直分带和轴向分带。一般来说，主要由扩散作用造成的、垂直于矿体走向的异常分带叫横向分带。当矿体产状为陡倾斜时的横向分带就叫水平分带。主要由渗滤作用造成的沿矿液运移方向上的异常分带就叫轴向分带。当矿体产状为陡倾斜时的轴向分带就叫垂直分带。
17.1.3.1 横向分带和水平分带
Беус和Григрян（1975）对原苏联中亚地区金属矿床原生晕横向分带序列研究（表17-1），至今仍有重要的参考价值。
表17-1 热液矿床原生晕的横向分带
不同类型热液矿床的岩石地球化学异常（原生晕），往往具有不同的水平分带模式。例如江西德兴斑岩铜矿床原生晕的水平分带模式为：内带（W［Bi］MoCu［Ag］）→中带（ZnPb［Ag］CoNi）→外带（［Co］Mn）。陕西某铜钼钨多金属矿区原生晕的水平分带模式为：由中心向外出现W、Mo、Sn、Bi、Cu、As、Zn、Ag、Pb的分带性。
17.1.3.2 轴向分带和垂直分带
矿床原生晕的轴向分带的例子有很多，Беус和Григрян（1975）对原苏联中亚地区金属矿床原生晕轴向分带序列研究成果列于表17-2。
表17-2 产状平缓的金属矿床原生晕的轴向分带
热液矿床原生晕的垂直分带主要由不同标高位置上指示元素的组合、元素对的比值、累加晕或累乘晕比值等因子来表现。
不同标高位置上指示元素的组合可以指示原生晕的垂直分带。例如，1987年原苏联的M·C·拉法伊洛维奇总结了70多个金矿床的原生晕分带序列特点，研究了金及其伴生元素在每个典型矿床中的位置，总结出了金矿床原生晕垂直分带综合序列（从上到下）：上部矿及矿上元素（Hg、Ba）→金-多金属的（Sb—As2—Ag2—Au3—Ag1Pb—Zn）→金砷的（Au2—As1）→金、铜-稀有金属的（CuAu1BiMo—W）→下部矿及矿下元素（Co—Ni）。其中As1指的是毒砂中的As，As2指的是砷黝铜矿、雌黄和雄黄中的As，Ag1指的是多金属硫化物中的Ag，Ag2指的是独立银矿物中的Ag。李惠（1991）通过对典型矿床分带序列的统计，结合各典型矿床指示元素异常分布特点，总结出了我国石英脉型、破碎带蚀变岩型金矿床的指示元素分带序列，从上到下是：Hg-Sb、F（B、I）-As、Pb-Zn、Ag-Au、Cu-Mo、Bi、Mn、Co、Ni（Sn）。这一分带序列与原苏联M·C·拉法伊洛维奇总结的金矿床分带序列有很大的相似性。
不同标高位置上指示元素对的比值也能很好地指示原生晕的垂直分带。例如，某铀矿床的原生晕的主要指示元素由矿体上部到矿体下部出现的分带序列为Pb—Mo—U。Pb为矿床原生晕的前缘组合，U为矿床原生晕的尾部组分，因而w（Pb）／w（U）比值最能显示原生晕的垂直分带规律。表17-3表现了这样一种指示元素对的比值垂直分带规律。
表17-3 某热液铀矿床指示元素衬度值及其比值
各指示元素的异常含量值（或异常的线金属量值或面金属量）累加就构成累加组合晕，累乘就构成累乘组合晕。采用累加组合晕或累乘组合晕的比值也能指示热液矿床原生晕的垂直分带。例如，某斑岩铜矿床的自上而下的垂直分带序列为：Hg—Bi—（As，Sr，Ag）—（Pb，Mo）—（Sn，Cu）—W—Zn—Co，将P（As）·P（Sr）·P（Ag）／P（Zn）·P（Co）·P（Sn）线金属量比值作为该矿床原生晕的分带系数，随矿床深度增加，原生晕的分带系数值变化是：1.1×10-1→1.1×10-2→8.2×10-6→1.9×10-8→1.8×10-10。
17.1.3.3 分带序列的确定方法
矿床原生晕的分带序列的确定，一般采用经验方法或半经验方法参数方法来确定。下面以原苏联某多金属矿床从化探原始数据（表17-4）到原生晕分带序列的确定步骤为例，介绍半经验参数方法的计算步骤。
表17-4 原苏联某多金属矿床原生晕的线金属量数据（m×0.01）
步骤1：数据标准化。
由于表17-4中的数据不在相同或相近数量级，需要标准化。这时采用格里戈良（Григрян）的方法，将低含量元素的数值人为地扩大n个数量级（每个数据乘以标准化系数KH，KH的值为1×10n），使所有元素的最大值处于同一数量级内。标准化后的数据见表17-5。
表17-5 原苏联某多金属矿床原生晕的线金属量标准化数据
步骤2：计算元素的分带指数值。
以表17-5中各元素的标准化数值除以表格最后一栏的Σ线金属量值，得到元素的分带指数值（表17-6）。
表17-6 原苏联某多金属矿床原生晕的元素的分带指数值
步骤3：计算元素的变异性指数值G。
变异性指数 G=Dmax/DiDmax为某元素的分带指数值最大值；Di为某元素的分带指数值（不考虑分带指数最大值所在中段）；n为中段数（不考虑分带指数最大值所在中段）。
步骤4：计算变异性指数梯度差ΔG。
勘查技术工程学
G上表示分带指数最大值所在中段以上的变异性指数值；G下表示分带指数最大值所在中段以下的变异性指数值。
步骤5：确定元素分带序列。
（1）当两个以上的元素分带指数最大值同时位于剖面的最上中段或最下中段时，可以用变异性指数G来进一步确定它们的相对位置。
表17-6中，As和Sb的最大值同时位于剖面的最上中段（地表），可求G值：
勘查技术工程学
计算结果GAs＞GSb值，说明自地表向下的变异性指数As的大于Sb的，反映出As比Sb更具有向上富集的趋势。因此在分带序列中，As应排在Sb的前面。
（2）当两个以上的元素分带指数最大值同时位于剖面的中部中段时，可以用变异性指数梯度差ΔG来进一步确定它们的相对位置。
表17-6中，Cu和Bi的最大值同时位于剖面的Ⅱ中段（中部），可求ΔG值：
勘查技术工程学
在同一中段内，某元素的G上-G下大，说明该元素倾向于向下富集，反之亦然。由于ΔGBi＞ΔGCu，所以Bi相对于Cu更易于向下富集，在分带序列中Bi应排在Cu的后面。
总的来划分，完整、确切的分带序列应该是：As—Sb—Pb—Cu—Bi—Mo。
Ⅱ 什么是岩石地球化学
地球化学研究地球的化学组成,元素丰度,与元素的结合、迁移规律.
岩石地球化学研究岩石的化学组成,元素丰度.构成岩石的矿物组成规律,同位素地球化学,岩石年龄及风化条件.
Ⅲ 岩石地球化学条件
岩石地球化学条件，是矿泉水形成的基础，岩石中的矿物成分决定着矿泉水特征组分的形成。在不同岩性的地层中，分别出露不同类型的矿泉水。
(1)岩浆岩和变质岩类
岩浆岩类岩石出露的矿泉水，主要分布在燕山期花岗岩、新生代及挽近期基性、中基性火山熔岩区。这类岩石都是结晶质，如各类长石、橄榄石、角闪石等矿物，它们的主要化学成分为SiO2、Al2O、MgO、CaO、Na2O、K2O，这些组分在常温、常压下溶解度虽很小，但当岩石被风化或水解后，其矿物组分就能进入水体，如含有二氧化碳的大气降水，通过裂隙渗入地下深处，在其循环中与岩石接触，如与钠长石接触，促使钠长石风化水解，使一些不溶的组分变成易溶于水的组分，从而使水的矿化度增加，并可能构成具有特征元素的矿泉水，例如含偏硅酸的饮用天然矿泉水。
(2)沉积岩类
沉积岩类岩层包括碎屑岩、碳酸盐岩和松散岩层。沉积岩中的矿物质一般较易直接溶于水，特别是那些在成因上属于地质历史时期中自海水中沉淀出来的盐类，如NaCl、KCl、MgSO4、CaSO4和CaCO3等。氯化物、硫酸盐首先溶于水中，但是在长期的淋滤过程中，它们又极易被流动的地下水带走，所以沉积岩中水中的主要离子仍为HCO－3和CO－3。只有当埋藏在沉积岩下面保存得较好的盐层与渗入的水相遇时，才能形成矿化度很高的氯化钠型水。总之，地下水之所以能形成各种类型的矿泉水，根本的前提是地下水流经含有特征组分的岩石，它们是形成矿泉水特征组分的物质来源。
Ⅳ 产铀岩体岩石地球化学特征
20世纪80年代以来，南京大学地球科学系、核工业290研究所、核工业北京铀矿地 质研究院等单位在这一地区开展了广泛的研究工作，并从区域上系统总结了产铀花岗岩的 地球化学特征（张祖还等，1991）。然而，上述研究大多侧重于大范围的区域性工作，或 是对产铀花岗岩铀矿化特征方面的研究，而很少针对某一具体的产铀岩体展开更加深入细 致的研究工作，因而对产铀岩体岩石地球化学特征及其成因方面的研究还比较薄弱。为 此，选择了南岭东段最为重要的产铀岩体——贵东复式岩体（图7-3）中的笋洞岩体， 开展了较为详细的年代学、微量元素和同位素地球化学研究工作，以便深入了解该产铀岩 体的岩石地球化学特征，查明花岗岩的物质来源及其形成的地球动力学背景。
贵东岩体位于南岭东段粤北地区，区域上属于南岭地区三条东西向岩浆岩带之一的花 山-大东山-贵东岩浆岩带的重要组成部分，是一个由沙溪岩体、鲁溪岩体、下庄岩体、 笋洞岩体、龟尾山岩体和帽峰岩体等组成的早中生代—晚中生代复式岩体（图7-3），出 露面积达1500km2。该岩体侵入的围岩在东北侧和东侧为寒武-奥陶系浅变质砂岩、板岩 及含炭板岩；在南侧主要为泥盆-石炭系砂岩、碳酸盐岩。接触带附近的围岩均有不同程 度的接触变质作用。笋洞岩体是贵东复式岩体的一个重要组成部分，出露面积约90km2。 主要由中粒，次为中粗粒黑云母花岗岩组成，局部见有中粗粒似斑状花岗岩。岩体范围内 NWW、NNE和NEE向基性岩脉十分发育（图7-4）。花岗岩呈花岗结构或似斑状结构， 组成矿物主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母和白云母。以往研究认为，贵东复式岩体 属中-晚侏罗世岩浆活动产物（金景福，1984；王学成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的单颗粒锆石U-Pb定年结果表明，贵东复式岩体是早中生代—晚中生代多次 岩浆活动产物（孙涛等，2003）。
1.形成时代
笋洞岩体以往尚未有人进行过年代学研究。为获得可靠的测年数据，从该岩体中335矿床KD-17坑道以西500m处，选择了新鲜的中粒似斑状黑云母花岗岩全岩样品，由天 津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员采用当前比较可信的单颗粒锆石U -Pb同 位素稀释法测定岩体的形成时代，分析结果见表7-6。
图7-3 贵东复式岩体地质图
图7-4 粤北贵东复式岩体中笋洞岩体地质略图（a）研究区位置示意图；（b）贵东岩体简图；（c）贵东复式岩体东部花岗岩及基性岩脉分布图
由表7-6所示，笋洞岩体中锆石的U-Pb表面年龄表现出不同的变化特征：序号1 和2锆石为长柱状透明自形晶，代表岩浆结晶锆石。它们（尤其是序号2）的三组表面年 龄相当一致，反映锆石自形成以来，对放射成因铅保持了封闭。考虑到238U和235U的半衰 期及其丰度存在差异，锆石中放射成因207Pb的丰度比放射成因206Pb的丰度约低20倍，使 前者的测量精度较差，导致207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄值往往不能反映岩体形成的真实年龄。这表明，对于放射成因组分积累较少的年轻锆石来说，206Pb/238U年龄比207Pb/235U 和207Pb/206Pb年龄更能反映锆石的结晶时间（Composton，1992）。因此，序号1和2的206Pb/238U年龄的加权平均值（189.1±0.7）Ma应代表锆石结晶年龄。序号3和4锆石颗 粒的表面年龄偏高，206Pb/238U年龄为223～289Ma，207Pb/235U年龄为236～318Ma，207Pb/206Pb 年龄为361～539Ma。它们为短柱状晶体，因此，表面年龄值的偏高可能同这两颗锆石内 部含有少量继承锆石核有关。本文取（189.1±0.7）Ma代表笋洞岩体的形成时代（图 7-5）。
表7-6 笋洞岩体锆石U-Pb同位素分析结果
注：206Pb/204Pb已对实验空白（Pb＝0÷050ng，U＝0.002ng）及稀释剂作了校正，其他比值中的铅同位素均为放 射成因同位素，括号内的数字为2σ绝对误差，0.0686（2）表示0.0686±0.0002（2σ）。
图7-5 笋洞岩体锆石U-Pb谐和图
利用激光探针ICPMS对贵东复式岩体中其他岩体所进行的系统单颗粒锆石U-Pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），贵东岩体是早中生代—晚中生代多次岩浆侵入形成的 复式杂岩体，其中鲁溪岩体（（239±5）Ma）、下庄岩体（（235.8±7.6）Ma）是早中生 代花岗岩；隘子岩体（（160.1±6.1）Ma）、司前岩体（（151±11）Ma）是晚中生代花 岗岩。鲁溪岩体中的锆石颗粒，除一个样品（S013-54）表现为410～500Ma外，其余锆 石颗粒可分为年龄较老和较年轻（图7-6（a）（b））两组，但两组锆石在形貌上没有明 显的区别。下庄岩体的15颗锆石样品中，有2颗锆石表现为元古代的年龄（即S013-88 和S013-100的207Pb/206Pb年龄分别为1275Ma和2137Ma），有2颗锆石表现为古生代的年 龄（即S013-87和S013-112的206Pb/238U年龄分别为427Ma和458Ma），这4颗锆石具 较复杂的内部结构或浑圆状核心（图7-6（c），（d）），表明它们是残留锆石或继承锆 石；其余11颗锆石样品的年龄较为一致。下庄岩体中1275～2137Ma残留锆石（图7-6（d））的发现，表明贵东花岗岩杂岩体的物质来源与华南元古宙陆壳基底有关（Xu Xish- eng et al.，2003）。详细的单颗粒锆石U-Pb同位素定年为研究贵东岩体的形成演化与构 造作用、成矿作用的关系提供了重要的依据。
图7-6 贵东复式岩体中代表性锆石颗粒背散射电子图像
2.主量元素特征
笋洞岩体的主量元素组成具有如下特征（表7-7）：(1)SiO2含量高，为72.22％～ 75.18％（平均为73.50％）；(2)碱含量较高，K2O＋Na2O＝7.58％～8.84％（平均为 8.34％）；钾大于钠，K2O/Na2O＝1.51～2.00（平均为1.78）；(3)铝饱和指数（A/CNK） 高，样品的A/CNK值基本上都大于1.1（1.08～1.20，平均为1.13，表7-7），属强过 铝花岗岩范畴；在ACF图中，数据点都位于斜长石-堇青石-黑云母组合范围内，相似 于S形花岗岩（图7-8）。在A/CNK-NK/A图解上，数据点都位于亚碱性过铝质区域内（图7-7（b））；(4)在Frost et al.（2001）提出的SiO2-TFeO/（TFeO＋MgO）（图7-7（c））和SiO2-（K2O＋Na2O-CaO）（图7-7（d））图上，分别落在镁质花岗岩和碱钙 质花岗岩区，与过铝质淡花岗岩的分布区域一致；(5)CIPW标准矿物成分计算表明，所有 样品均出现刚玉分子，C值都大于1（1.23％～2.41％，表7-7），碱性长石含量高（Or＋Ab＝62.15％～67.23％），钙长石含量低（An＝1.80％～5.00％）；(6)FeO/（FeO＋ MgO）比值较低，低于0.8（0.64～0.79，平均为0.71），与过铝质花岗岩的特征（＜0.80，肖庆辉等，2002）完全一致。
表7-7 笋洞岩体的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10-6）分析结果
续表
注：LOI为烧失量；Total为总量；TFeO＝FeO＋0.9×Fe2O3。
3.微量元素特征
笋洞岩体富集不相容元素Rb，Th和稀土元素Ce，Sm，Y，明显亏损Ba，Sr，P，Ti 和轻微亏损Nb，Ta，“峰” 和“谷” 区别明显（图7-8），属于典型的低Ba-Sr花岗岩， 相似于南岭东段强过铝花岗岩（孙涛等，2003）。Nb，Ta，Ti的亏损反映岩浆源区主要由 地壳物质组成，P的亏损可能同磷灰石的分离结晶作用有关。由表7-7可见，笋洞岩体 的Nb/Ta比值较低（5.81～8.81，平均为7.21）。这表明，岩浆作用过程中Nb和Ta发生 过较明显的分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。笋洞岩体的铀含量（（7.3～18.2）× 10-6，平均为15.1×10-6）比中国东部上地壳的平均值（1.5×10-6，高山等，1999）高 5～12倍，从而可为区域内铀矿化的富集提供丰富的铀源。它的Rb/Sr比值（3.0～9.5， 平均为6.0）和Rb/Nb＝17.3～19.9（平均为18.5）都明显高于中国东部（分别为0.31 和6.8，高山等，1999）和全球（分别为0.32和4.5，Taylor et al.，1985）上地壳的平均 值。这些特征表明，笋洞岩体源自成熟度较高的陆壳物质。
图7-7 笋洞岩体的主要元素图解
4.稀土元素特征
由表7-7可知，笋洞岩体的稀土总量为（169.0～268.0）×10-6（平均为210.5× 10-6），它稍低于火成岩的平均含量（290×10-6）；LREE/HREE＝6.64～8.76（平均为 7.32），（La/Yb）N＝6.44～10.74（平均为8.72），表明轻稀土相对富集，轻、重稀土之 间的分馏相对明显，配分曲线略呈右倾型（图7-9）；（La/Sm）N值较高（3.05～3.88）， 反映轻稀土的分馏相对明显；（Gd/Yb）N值较低（1.33～2.58），反映重稀土的分馏不明 显；Eu亏损明显，δEu ＝0.14～0.31（平均为0.22）。
5.同位素特征
（1）氧同位素：如表7-8所示，笋洞岩体具有高的全岩δ18O值（10.2‰～12.7‰， 平均为11.0‰），反映其源区是由富18O的地壳物质组成。但应当指出，全岩δ18O值的变 化已远远超出分析误差允许的范围（约0.2‰）以及由岩浆结晶分异作用产生的δ18O值 变化范围（＜1‰～2‰，Muehlenbach et al.，1982），因而上述δ18O值的明显变化或者 反映岩体曾受到流体的作用，或者归因于岩体的源区具有不均一的氧同位素组成，本文认 为后一种可能性较大（讨论见Nd-Sr同位素部分）。
图7-8 笋洞岩体的微量元素蛛网图解（标准化所用MORB数据据Pearce，1983）
图7-9 笋洞岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线（标准化所用球粒陨石数据，Taylor et al.，1985）
表7-8 笋洞岩体的Nd-Sr同位素组成
注：Nd模式年龄采用二阶段模式进行计算，计算公式：
南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用
（2）Nd-Sr同位素：笋洞岩体的εNd（t）值低，为-11.4～-9.3（平均为-10.3）；（87Sr/86Sr）i值高，为0.73109～0.74923。在εNd（t）-t图上，数据点位于南岭地区前寒武 纪地壳Sm-Nd同位素演化区域内（图7-10（a））；在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，数据 点都位于右下方第四象限内，与华南壳源型花岗岩（沈渭洲等，1999）的分布范围一致（图7-10（b））；采用两阶段模式（陈江峰等，1999）计算的Nd模式年龄为1762～ 1933Ma（平均为1843Ma）。这些特征表明，笋洞岩体属壳源型花岗岩范畴，是由古-中 元古代地壳组分经部分熔融形成的。
除了上述已指出的、笋洞岩体具有大的全岩δ18O值变化外，它的Nd，Sr同位素组成 同样变化明显：εNd（t）值的变化达2.1ε单位，（87Sr/86Sr）i值的变化达0.01814，都已远 远超出分析误差允许的范围（εNd为0.5ε单位，87Sr/86Sr为0.00005）。同一岩体中Nd，Sr 同位素组成显着变化的例子已不鲜见（陈江峰等，1992；DePaolo，1981；Michard-Vitrac et al.，1980；Juteau et al.，1984；Halliday，1984；Deniel et al.，1987；Krogstad et al.； 1996），并对此已提出不同的模式进行解释，如同化-分离结晶模式（DePaolo，1981； Halliday，1984）、壳-幔混合模式（Michard-Vitrac et al.，1980；陈江峰等，1992）、流 体作用模式（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。鉴于在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，笋洞岩体的数据点呈明显的水平 方向展布，十分类似于喜马拉雅地区Manaslu淡色花岗岩（图7-10（b）），因此，笋洞 岩体Nd，Sr，O同位素组成的明显变化很可能象Manaslu花岗岩（εNd（t）＝-16.1～ -13.1，（87Sr/86Sr）i＝0.73789～0.76372，δ18O＝11.2‰～12.7‰，Deniel et al.，1987） 那样，是由源区同位素组成的初始不均一性造成的。因为当这种具有不均一同位素组成的 源区发生低程度部分熔融时，岩浆作用（包括熔融和对流混合等）并没有使这种不均一 消失，而是继承了源区同位素组成的不均一性（Deniel et al.，1987；Krogstad et al.， 1996）。
图7-10 笋洞岩体的εNd（t）-t和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图
（3）Pb同位素：表7-9列出了笋洞岩体钾长石的铅同位素组成。由于钾长石不含铀 或铀含量极低，故测定的铅同位素组成即可代表岩体形成时的初始同位素组成。与上述 Nd，Sr，O同位素组成不同的是，笋洞岩体的铅同位素组成相当均一，206Pb/204Pb＝18.180～ 18.488，207Pb/204Pb＝15.655～15.661，208Pb/204Pb＝38.512～38.694。在铅构造模式图上， 数据点分布于造山带演化线上方（图7-11），相似于华南壳源型花岗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明笋洞岩体的源区具有相对均一的铅同位素组成。
表7-9 笋洞岩体的Pb同位素组成
Ⅳ 蚀变变形岩石地球化学
一、岩石化学特征
各类蚀变变形岩石的岩石化学成分列于表4－3，由表可知，从蚀变较弱的千枚岩到超糜棱岩，SiO2和Na2O的含量逐渐增加，Al2O3，TiO2，TFe，MgO，K2O的含量逐渐减少，而P2O5和MnO2的含量基本不变。由千枚岩到超糜棱岩，岩石的密度逐渐降低。由岩石化学成分变异图(图4－2)可知，Al2O3，TiO2，TFe，MgO，P2O5，LOI与SiO2有明显的负相关关系，而与Na2O，K2O，CaO则没有明显的相关关系。
表4－3 江西金山金矿蚀变变形岩石化学成分测试结果
续表
从未蚀变的千枚岩到超糜棱岩，SiO2和Na2O含量的增加反映了韧性剪切变形过程中的硅化作用和钠长石化作用;Al2O3，TFe，MgO，K2O含量的降低则与斜长石、钾长石、黑云母以及玄武岩的破碎、分解有关;超糜棱岩中高CaO则可能与超糜棱岩带铁白云石化有关。各类岩石常量元素的变化主要取决于水－岩反应(蚀变)的种类，SiO2和Na2O在超糜棱岩带升高的特征，说明它们为主要的带入组分，而Al2O3，TiO2，TFe，MgO，K2O含量的降低，说明它们为主要的带出组分。这在一定程度上反映了成矿流体的性质和成分。
二、微量元素地球化学
金山金矿田千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉微量元素分析结果列于表4－4。由表可知，从未蚀变的千枚岩到超糜棱岩，亲石元素Sc，V，Ga，Se，Rb，Zr，Nb，Ba，Hf，Ta，Th，U和亲铁元素Co含量逐渐降低，说明它们在蚀变变形作用过程中为带出组分;亲硫元素Cu，Zn和亲铁元素Ni以及亲石元素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。这些说明在蚀变变形过程中，糜棱岩带和超糜棱岩带组分带入和带出有所不同。元素Rb和Sr的变化与K2O和CaO的变化基本一致，这与它们主要以类质同像形式进入钾、钙矿物有关。成矿元素Au含量的逐渐升高，则说明了超糜棱岩中金的矿化。
与大陆上部地壳相比，金山金矿田各类岩石中Ga和W为强富集元素，富集系数＞1(富集系数为某元素岩石的平均含量与大陆上部地壳平均含量的比值)。除Ga和W外，在千枚岩中，V，Ni，Cs等为强富集元素，Sc，Co，Cu，Zn，Sc，Rb，Hf，Th等为中等富集元素(富集系数为1～2)，其他元素则为贫化元素(富集系数＜1);在糜棱岩中，除Ga，W，V，Ni，Cu，Rb，Hf，Se，Au外，其余元素均为贫化元素，在超糜棱岩和含金石英脉中，Au、Ga、W为富集元素，但富集系数比其他岩石要小得多，其余元素均表现为贫化。这种现象可能与蚀变变形过程中元素的大量带出有关，说明剪切带中有较大的水－岩比。
图4－2 江西金山金矿蚀变变形岩石化学成分变异图
表4－4 江西金山金矿蚀变变形岩石微量元素测试结果及特征值
续表
在微量元素比值蛛网图(图4－3)上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉呈现出一致的变化规律，并且元素总量逐渐降低。除超糜棱岩贫Rb外，各类岩石均富集La，Ce，Nd，Sm，Tm，贫K，Nb，Sr，Tb等。
图4－3 金山金矿微量元素比值蛛网图
在微量元素比值上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉中，Co/Ni，U/Th，Th/Sc，Th/Co比值较为一致，而超糜棱岩和含金石英脉具有较高的Au/Ag。从千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脉Co/Ni比值逐渐降低。总之，在微量元素变化规律上，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉具有一致的表现，反映了成矿物质来自地层的特点。
三、稀土元素地球化学
金山金矿千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉稀土元素分析测试结果列于表4－5。由表可知，金山金矿田由千枚岩，经糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脉，轻、重稀土含量和稀土元素总量呈现降低的趋势，轻稀土元素由174.11×10－6变化到20.89×10－6;重稀土元素由26.41×10－6变化到2.94×10－6;稀土元素总量由200.52×10－6变化到23.83×10－6。在上述各类岩石中，轻稀土元素的含量远远大于重稀土元素的含量;LREE/HREE的比值变化范围为5.99～7.11，轻、重稀土元素分馏中等，其中以含金石英脉中为最高。
表4－5 江西金山金矿蚀变变形岩石稀土元素测试结果及特征值
续表
矿区千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉稀土元素分配模式十分相似(图4－4)，具有右倾缓倾的特点。铕亏损较明显(δEu=0.62～0.71)，而铈基本没有明显的富集或者亏损(δCe=0.97～1.01)。由(La/Yb)N－YbN图解(图4－5)、(La/Sm)N－SmN图解(图4－6)、(Gd/Yb)N－YbN图解(图4－7)等图解可以看出，由千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩到含金石英脉，随着REE含量的降低，REE、LREE和HREE的饱和程度逐渐下降。总的来说，金山金矿区稀土元素地球化学研究表明，千枚岩、糜棱岩、超糜棱岩和含金石英脉具有相同的物质来源。
图4－4 金山金矿岩石稀土元素分配模式
图4－5 金山金矿稀土元素(La/Yb)N－YbN图解
图4－6 金山金矿稀土元素(La/Sm)N－SmN图解
图4－7 金山金矿稀土元素(Gd/Yb)N－YbN图解
四、铂族元素地球化学
由于缺乏成熟的理论体系支持，以及测试分析技术等手段的不完善(李胜荣等，1994)，因此铂族元素(Os，Ir，Ru，Rh，Pd，Pt)这一组与Au物理化学性质十分相似的贵金属元素，能否像稀土元素一样成为地球化学示踪剂，一直困扰着地质学家。随着等离子质谱(ICP－MS)技术的推广和应用，人们逐渐认识到铂族元素(PGE)在岩浆结晶分异、部分熔融、岩浆演化以及硫化物饱和程度和流体/岩石反应研究中的应用价值，并发现不同动力学背景下幔源岩石具有不同的PGE分配模式和特征。Zhouetal.(1999)则通过PGE分配模式，认为两种豆荚状铬铁矿是两类成分不同的熔浆与地幔岩石作用的结果。
此次工作采集的超糜棱岩和含金石英脉样品均产在金矿体中;炭质千枚岩样品则取自金山韧性剪切带外的地层中。炭质千枚岩矿物组合为石英、高岭石、绢云母、绿泥石和黄铁矿等;超糜棱岩产于韧性剪切带中，呈灰白—烟灰色，呈似层状、透镜状产出，块状构造;矿物成分主要是石英，另有少量黄铁矿及绢云母;含金石英脉呈烟灰色、灰白色，具晶粒结构与碎裂结构，主要由石英组成，其次是少量黄铁矿、绢云母和绿泥石等。
由表4－6可知，与原始地幔相比，金山金矿炭质千枚岩、超糜棱岩和含金石英脉明显亏损铂族元素。由炭质千枚岩、超糜棱岩到含金石英脉铂族元素总量呈现降低的趋势。炭质千枚岩、超糜棱岩和含金石英脉铂族元素原始地幔标准化分配模式基本一致(图4－8)，而且Pt/Ir和Pd/Pt值逐渐减小。Pd和Au具有明显的负相关关系(R=－0.9443)(图4－9)，而Ir和Pt的相关性不明显(图4－10)，说明在热液流体作用过程中，铂族元素的Ir组元素和Pd组元素具有不一致的地球化学行为，也存在Pd组元素分离现象。Barnesetal.(1998)认为这种现象可能与热液蚀变作用有关，蚀变作用对Pd组元素影响比较大，碳酸盐蚀变可以改变Au和Pt的分配，热液蚀变使Pd迁移。尽管炭质千枚岩、超糜棱岩和含金石英脉铂族元素地球化学方面存在一些差异，但是它们却有相似的变化规律，而且它们也遵循热液系统中铂族元素的演化规律(即形成时代较新)，演化末期的地质体铂族元素总量较低。因此，从铂族元素地球化学特征来看，金山金矿成矿物质来源与炭质千枚岩有密切的关系。
表4－6金山金矿蚀变岩石的PGE元素和Au的含量(wB)
注:*数据引自Barnes(1988);括号内表示样品的个数。
五、蚀变岩石的氧同位素特征
以20m左右的间距，系统采集了钻孔ZK6545的样品，分析其中的岩石化学成分和氧同位素，以便认识蚀变岩石的氧同位素组成在垂向上的变化，结果列于表4－7。由表可知，从地表到地表下300m，岩石的化学成分变化极不均匀，没有明显的规律。氧同位素自上至下δ18O由8.5降低到4.65(图4－11)，说明金山金矿流体作用过程中有大气降水的参与，大气降水的运移过程由下而上，水－岩作用使岩石的δ18O值降低。由图4－12可知，钻孔δ18O与Al2O3，TiO2，TFeO，MgO，P2O5，Na2O，K2O，CaO没有明显的相关关系。
图4－8 金山金矿铂族元素原始地幔标准化配分模式
图4－9 金山金矿铂族元素Pd－Au相关关系图
图4－10 金山金矿铂族元素Pt－Ir相关关系图
表4－7 江西金山金矿钻孔ZK6545全岩岩石化学分析及氧同位素测试结果
续表
图4－11 金山金矿钻孔ZK6545氧同位素变化曲线
六、韧性剪切过程中的构造化学作用
构造化学作用主要是由构造变形引起的，并伴随构造变形的过程而发展(何绍勋，1996)，它受构造作用的性质、环境、岩石矿物自身及流体特点的影响。构造化学作用的结果是引起元素及物质组分的活化、改造、迁移及重新配套，形成新的岩石或者矿物。分析结果表明，本区的千枚岩、糜棱岩和超糜棱岩岩石，在化学成分和微量元素特征方面都有明显的不同，说明韧性剪切带岩石除经受强烈的韧性变形外，还伴随有化学成分的变化。金山金矿蚀变变形岩石中的构造化学作用主要表现在4个方面。
1.压溶作用
压溶作用是指岩石或者矿物在应力的作用下，发生可溶物质的溶解、迁移和再沉淀的过程。它是物质的扩散过程，也是晶界的迁移过程。在压溶作用下，矿物在高应力部位溶解、在低应力部位沉淀，造成物质的再分配，并形成压力影等构造。
2.应力腐蚀作用
应力腐蚀作用是指在应力作用下，矿物晶格发生位错、畸变，岩石结构内部也发生变化，从而聚集了大量的位能，并引起矿物、岩石的分解，降低岩石的强度，促进化学反应和压溶作用的发生和发展的过程。晶格位错和动态重结晶作用是应力腐蚀作用的主要表现形式。
图4－12 金山金矿钻孔ZK6545氧同位素、岩石化学协变图
3.构造变质作用
构造变质作用是由构造作用引起并发生于构造变形过程中的分解、化合、交代、沉淀等一系列化学反应的总称。绝大多数的变形岩石都伴随有变质作用，随着变形作用的加强，构造变质作用也加强。构造变质作用的总趋势是产生易变形的矿物以抵消构造应力的影响。流体作用下，韧性剪切带内的构造变质作用常常表现为退变质作用(张伯友等，1992;林传勇等，1994;卢焕章，1997)。在金山金矿，构造变质作用主要表现在绿泥石、绢云母、伊利石和钠长石等新矿物相的出现，以及硅化、黄铁矿化和碳酸盐化等。
(1)绿泥石的形成
在韧性剪切和流体作用过程中，原生黑云母的蚀变和玄武岩的分解都可以产生Fe2+和Mg2+，从而与斜长石发生反应形成绿泥石:
江西德兴金山金矿
(2)绢云母(伊利石)的形成
流体作用下，钾长石、斜长石破碎分解，释放出其中的K+，蚀变成为绢云母。如钾长石的绢云母化:
江西德兴金山金矿
另外，水－岩反应产生的绿泥石也可以转化为绢云母。
(3)钠长石的形成
在玄武岩蚀变成为绿泥石，以及斜长石、钾长石蚀变成为绢云母的过程中，析出Na+和SiO2，它们可与斜长石进一步反应，形成钠长石:
江西德兴金山金矿
(4)硅化、黄铁矿化和碳酸盐化在韧性剪切和流体的联合作用下，剪切带内水－岩反应的结果是形成大量的SiO2，使剪切带内出现硅化作用，Na+参与钠长石的形成，K+参与伊利石或者绢云母的形成。Ca2+参与碳酸盐(主要是铁白云石)的形成。
4.构造分异作用构造分异作用是指在构造作用中，由于非均匀变形引起组分的迁移，并分别集中于不同的位置上，在变形岩石中形成新的矿物组合及各种新的矿物配置关系，同时形成许多宏
观与微观构造。在金山韧性剪切带中，由于构造分异作用而形成的分异流劈理比较发育。
七、成矿深度的构造校正
在同构造成矿作用过程中，岩石除受静岩压力外，还受构造附加应力的影响，它直接影响着矿床成矿深度的计算。为了进行金山金矿成矿深度的构造校正，在金山韧性剪切带糜棱岩带、超糜棱岩带的矿化部位采集了6块样品。按照AC和AB变形面进行切片，分别观测AC主变形面上石英变形轴比α和AC、AB面上动态重结晶颗粒的大小，并利用Mercier(1997)公式计算AC、AB变形面上的差异应力值。成矿期平均差应力以及成矿期松弛阶段的应力值(表4－8)以换算参数等于0.618换算得到。
根据吕古贤(1993，1995，1997，1998a，998b)所提供的方法，计算了金山金矿成矿期应力场的三维应力值(δ1，δ2，δ3)和上覆岩石的厚度，计算结果见表4－9。由表可见，金山金矿的成矿深度为2405～3339m，平均为2900m左右。
表4－8 金山金矿构造蚀变带古应力值计算结果105Pa
表4－9 金山金矿构造蚀变带成矿深度校正计算结果
Ⅵ 侵入岩岩石化学与地球化学图解标准
1)列出岩石化学原始分析数据,主元素包括SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O+、H2O-、LOI(烧失量)等14项,全铁表示为TFeO;微(痕)量元素(按原子序数大小为序,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;成矿元素包括Li、Ti、V、Cr、Fe、Ni、Cu、Zn、Rb、Nb、Mo、Ag、Sn、Sb、Cs、Hf、Ta、W、Au、Pb、Bi、U;同位素包括稳定同位素(C、H、O)和放射性同位素(Sr、Nd、Pb)。同时,说明分析方法、单位、分析者、工作条件、分析精度、计量单位、资料来源等。列成一张表时,将重复的元素去掉;分开列表时,保证同一样品的编号相同。
2)岩浆构造带或构造岩浆带(带状展布,跨越不同构造分区,岩浆活动近于同时的构造带,如大兴安岭-太行山岩浆构造带)、段(岩浆构造带中发育于同一构造分区的岩浆活动域,如大兴安岭岩浆段横切中亚造山带,太行山岩浆段位于华北地台内)、区(具有特殊构造背景的岩浆活动集中发育区,如太行山南段可能具有华北地台与中央造山带相互作用的构造背景)、组合(主要受控于局部性源区物质结构和构造热体制的岩浆作用产物)的岩石地球化学统计值(以出露面积加权),包括众数值、平均值、变化范围和频数直方图。
3)计算特征参数值,包括Mg#值(Mg#值计算方法有两种:①MgO/(MgO+FeO)摩尔比,FeO为二价铁;②MgO/(MgO+FeO*),FeO*=FeO+0.899×Fe2O3)。以Al2O3为参考标准的参数(第二节第三部分)、Peacock碱钙指数;Rittmann组合指数;Wright碱度率;K60(SiO2=60%时的K2O%);La/Yb;Eu;Sr/Y;Nd;Sr。
4)以SiO2%为横坐标的哈克图解,确定岩浆演化的控制因素,为进一步进行岩石系列的划分打下基础。作图过程中需对原始分析结果换算成无水基础100%。
5)火成岩系列:①常见的系列,包括碱性橄榄玄武岩系列、拉斑玄武岩系列和钙碱性系列。主要基于SiO2-Alk(Na2O+K2O)图解、AFM图解、SiO2-FeO*/MgO、FeO*-FeO*/MgO图解厘定。②基于Peacock碱钙指数(Frost et al.,2001)、Rittmann组合指数、Wright碱度率亦可以划分岩石系列,他们也用碱性、钙碱性的术语,但其含义完全不同于上述①,因此,必须作出说明,但这种岩石系列的划分在讨论岩石成因与构造环境以及岩浆的演化等方面仍很有用处。③其他的岩石系列,包括SiO2-K2O图解划分的造山带的低钾、中钾、高钾和钾玄岩系列;Ca-Na-K和Qz-Ab-Or图解划分的奥长花岗岩系列和钙碱性系列;Na2O-K2O图解与SiO2-Na2O/K2O图解划分的钠质、钾质和超钾质系列;Sr/Y-Y和(La/Yb)n-(Yb)N图解划分的岛弧-大陆边缘弧的正常系列和“adakitic”系列。在区域构造环境已知的条件下,这些岩石系列的鉴别和划分对讨论岩石成因、构造演化很有用处。④在没有充分的地质证据和岩石学证据的条件下,不再强调侵入体单元之间的母子演化关系,岩石系列只是一种岩石组合的客观表现。
6)痕量元素蛛网图和REE分布样式图。这种图解可能说明岩浆的起源和演化,具体的解释需要结合岩相学特征,不可泛泛而谈。
7)Nd-Sr(或143Nd/144Nd-87Sr/86Sr)图解,其地质解释需要结合其他地质证据,包括岩石学和矿物学证据。
8)Pb同位素比值图解,特别是花岗岩类长石Pb与矿石Pb的比较,对于花岗岩类与成矿的关系的讨论有重要意义。
Ⅶ 岩石地球化学及构造环境判别
岩石化学测试成果列于表5-13、表5-14各类岩石蚀变均较强，因此近似地调整总质量分数后再做讨论。利用TAS图解（图5-26）对该区火山岩熔岩部分进行分类，可以看出岩性以流纹岩为主，次为英安岩、安山岩及少量玄武质粗面安山岩、粗面岩。硅钾图中（图5-26）流纹岩以高钾为主，其余为中高钾，SiO2-AR图解中（图5-26）流纹岩主要为碱性系列、次为钙碱性，其他岩性以钙碱性系列为主。哈克图解中（图5-27）似存在两个变异趋势，即流纹岩＋（部分）英安岩（第一组）、玄武安山岩＋安山岩＋粗面英安岩＋英安岩（第二组），SiO2-MgO、SiO2-TiO2、SiO2-Al2O3、SiO2-TFeO、SiO2-MnO、SiO2-CaO图解中存在较明显现的负相关趋势，但两趋势的岩石组合随着SiO2的微量增长，这些金属氧化物含量降低的趋势并不完全相同。
稀土元素也可大体上分为两组，第一组稀土总量在（120.15～202.66）×10-6之间，（La/Yb）N在4.13～10.01 之间，轻稀土富集（图5-28a），轻重稀土分馏程度相近，（La/Sm）N在1.84～4.2 之间，（Gd/Yb）N在1.44～1.89 之间，δEu主要集中在0.72～0.97，Eu具轻度负异常。第二组稀土总量在（99.33～360.97）×10-6之间，也为富集型模式（图5-28b），（La/Yb）N在5.09～21.75之间，但轻稀土强烈富集，（La/Sm）N在3.16～6.97之间，重稀土分馏程度相对较低，（Gd/Yb）N在0.88～2.34 之间，δEu 在0.13～0.81之间，Eu 具较强烈的亏损。微量元素度特征也具有这种特征，第一组 Nb、Sr、P、Ti具轻度负异常特征（图5-28c），第二组Nb、Sr、P、Ti具有强烈的负异常特征（图5-28d）。Sr与Eu的负异常特征在图中表现为随着SiO2百分含量增长呈现明显的下降趋势（图5-29，图5-30），但是两组的变异趋势也是明显不同的。
图5-26 TAS图解（a）、硅钾图解（b）及SiO2-AR图解（c）
TAS图解据LeMaitre，1989；SiO2-K2O图解据Rollison，1993；SiO2-AR图解据Wright，1969
图5-27 哈克图解
表5-13 主元素组成（单位：%）
续表
续表
注：T22～T61数据引自刘红涛等，2001。
表5-14 微量元素组成（单位：10-6）
续表
图5-28 稀土元素球粒陨石标准化配分模式（a、b）与微量元素比值蛛网图（c、d）
稀土元素标准化数据据Boynton，1984；蛛网图解球粒陨石标准化数据据Thompson，1982
图5-29 SiO2-δEu图解
图5-30 SiO2-Sr图解
罗照华等（1999）也注意到了东昆仑地区晚三叠世陆相火山岩的这两种变异趋势，他认为鄂拉山组火山岩存在两个演化系列，并认为早中生代晚期火山岩系的形成过程可以分为2个不同的阶段，存在2种性质不同的岩浆体系，即源于上地幔-下地壳的中基性岩浆体系和源于中上地壳的酸性岩浆体系。目前鄂拉山组火山岩的研究中，样品的采集仍具有随机性，缺少典型区与典型剖面的研究，这套火山岩的喷发特点仍需研究，如IPm004剖面（见表5-11），火山岩喷发明显具有双峰式的特点，但无系统的资料开展进一步的研究工作。
Ⅷ 岩石地球化学测量
采样对象是地表基岩(包括浅井及探槽中的基岩)、岩心、坑道中的岩石。应注意采集风化很微弱、未被污染的岩石。有时也采集断层泥和裂隙充填物。对于研究岩石中元素正常含量的样品应避开矿化影响的岩石，对于找矿的样品应采集受成矿作用影响的岩石。
地表和坑道采样是在采样点附近(一般是直径 1m 范围内)采若干小块岩石(一般5 ～ 7块)合为 1 个样品。
钻孔岩心采样是在每个采样点上下共 1m 范围内采取 5 ～ 7 小块岩石合为 1 个样品。一般采样点间距是 2 ～5m。
岩石样品质量为 150 ～200g，对于断层泥和裂隙充填物为 20g 以上(如 50 ～100g)。
Ⅸ 花岗质岩石的地球化学
1.花岗质岩石的主元素地球化学
由表4-1的主元素分析计算的CIPW矿物数值投于An—Ab—Or图上（图4-1），表4-1中的序号1～9样品落于英云闪长岩—奥长花岗岩区，10～17号大部分落入钾质花岗岩区，如前所述，落入花岗岩区的样品在稀土元素特征上仍表现为英云闪长岩—奥长花岗岩特征，而主元素则受到了后期化学组分的叠加和改造。如15、17号（阳坡地TTG-M-Me杂岩），10、11、13、14号（苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩）。
从表4-1看出，世界灰色片麻岩（18、19号）是富硅和铝的，但
在AFM图上（图4-2），本区灰色片麻岩和花岗岩落在钙碱性区为主，少数落在奥长花岗岩区。在相当于阿米索克片麻岩区内聚集，说明其与该地区岩石具有可对比性。大多数据落于紧靠A端，说明不完全为钙碱性趋势，也说明一些点代表了较分异的端元。为区别奥长花岗岩和传统的钙碱性岩套，Barker和Arth（1976）提出两个三角图解。在K—Na—Ca图上（图4-3），本区的花岗闪长岩和花岗岩（表4-1中序号10～17），表现为钙碱性趋势，岩石向富钾演化；英云闪长岩—奥长花岗岩（序号1～9）则表现为奥长花岗岩趋势，投点紧靠世界奥长花岗岩区（Tdh区）。说明奥长花岗岩和传统钙碱性岩套演化不一样，是在分异过程中富Na而非富K。在Q—Ab—Or三角图上（图4-4）同样显示了本区两种岩性的区别。
图4-2A—F—M图
Tholeiitic—拉斑玄武质趋势；Calc、AlKa—钙碱性趋势；Trond—奥长花岗岩趋势；Amsoq—阿米索克片麻岩图中点号为表4-1中序号
图4-3K—Na—Ca图解
Ⅰ—钙碱性趋势线；Ⅱ—奥长花岗岩趋势线；Tdh—世界奥长花岗岩域。图中点号为表4-1中序号
2.花岗质岩石的痕量元素和稀土元素的地球化学
本区花岗质岩石的痕量元素和稀土元素分析及参数见表4-1。世界灰色片麻岩（表4-1序号18）的TTG质岩石富Sr（454×10-6），通常wRb/wSr值低，平均0.12。本区灰色片麻岩wRb/wSr值更低，因为Sr大量结合于斜长石中，而Rb则与黑云母关系密切，黑云母多为变质成因，所以wRb/wSr值低正反映了岩石学的特征。这些比值高度依赖于变质级别，世界灰色片麻岩一些麻粒岩相岩石亏损Rb及U和Th。与大多数其它地壳岩石相比，TTG具显着的负Nb、Ta和Ti异常（Jahn,1990）。本区灰色片麻岩与世界灰色片麻岩类似，这些综合于原始地幔标准化图上（图4-5）。由图4-5看出，辽吉两省的灰色片麻岩与世界的相似，而与本区的稍有不同。本区的灰色片麻岩除与世界灰色片麻岩一样亏损Rb、Nb、Ta和Ti，富集Sr外，Th和Zr、Hf含量低于世界和辽吉的灰色片麻岩。P的负异常常反映了分异作用时磷灰石的分馏作用。
图4-4Q—Ab—Or图解
Tdh—奥长花岗岩趋势；CA—钙碱性岩趋势图中点号为表4-1中序号。15、16、17因岩石受改造，故Q增高，并非Tdh趋势
图4-5灰色片麻岩初始地幔标准化蛛网图（数据据表4-1）
初始地幔值据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；图中·据Martin（1994），▲为辽吉二省5个灰色片麻岩，O、×、十分别为表
4-1中序号1、2、3样品
本区的花岗岩（表4-1中10～17）中一些岩石用上地壳痕量元素进行了标准化并作出图（图4-6）。
标准化图对了解给定的痕量元素在花岗质熔体中的活动性是很有益的。为何不用初始地幔对花岗岩标准化呢？因为太古宙花岗岩的源岩（长英质火成岩和沉积岩）不产于地幔，再者，地幔深度的熔融和地壳深度的熔融时，元素分配系数的顺序（常根据元素相容性的顺序）也是不同的，由于花岗岩的成分从地幔岩中强烈迁移，使不同成分的花岗岩在地幔标准化图上变化的都一样。用上地壳元素标准化，按元素分配系数升高的顺序自左向右排列。每个元素投点的结果实际就表明了该元素的富集系数，也即岩浆作用中的“分配系数”。表明了该元素在部分熔融或分离结晶过程中的相容性，由此判断是相容元素，还是不相容元素。图4-6表明，本区的花岗岩和世界太古宙钙碱性花岗岩相比，除Th亏损外，其它元素的亏损、富集图形都相似，但绝对富集系数值只有Ba、Sr和La大于1，其它元素则小于1。
过渡元素Ni、Cr、V在世界灰色片麻岩中平均含量分别为14×10-6、29×10-6、35×10-6，在本区灰色片麻岩和花岗岩中分别为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质，而是中基性—基性岩改造而成的TTG质岩石（见后叙）。
图4-6上地壳痕量元素标准化的花岗岩蛛网图
图中数据来自表4-1,＋为世界CA-1型花岗深成岩（表4-1中序号20），〇为表4-1中10，·为表中11。表4-1中的12和10类似故未画出。纵坐标为相对于上地壳的富集系数。上地壳元素丰度（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）
本区灰色片麻岩和花岗岩的稀土元素图型和世界太古宙花岗质岩石相似，都表现为稀土元素强烈分馏（图4-7、8），而且轻重稀土的分馏程度很相似，灰色片麻岩平均（La/Yb）n为24.77，最高41.31；花岗岩平均63，最高91.43，与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，平均为2.13（灰色片麻岩）和1.18（花岗岩），与世界片麻岩的2.21相近。本区灰色片麻岩的稀土图谱（图4-7）在重稀土的末端显现了凹形，没有明显的负或正Eu异常。这和辽吉及世界的TTG质灰色片麻岩相似，但世界灰色片麻岩中有正Eu异常的报道（Jahn,1984;Martin,1987），并认为是反映了富稀土的副矿物（如褐帘石）的分馏或斜长石的堆积。本区的花岗岩也出现这种灰色片麻岩的相似稀土图谱（图4-8），具明显的正Eu异常。如前所述，这些岩石的主元素和/或稀土元素是改造过的。其REE图谱可有两种情况，一是不受改造，二是受到改造：第一种情况：本区花岗岩和花岗闪长岩外表呈肉红色，主元素分析CIPW计算值投图也落入花岗岩区（表4-1中11、12、13），但其稀土元素图谱却完全不是花岗岩的型式，而是表现为与灰色片麻岩相似的稀土分馏特征，有些出现了明显的正Eu异常（图4-8），这说明原岩可能为英云闪长岩—奥长花岗岩，但主元素受到后期变质和交代作用的改造。第二种如图4-9，阳坡地TTG-M-Me杂岩中的花岗岩样品98694，岩石主元素也是在英云闪长质—奥长花岗质岩基础上受后期长英质物质交代贯入而改造（图版Ⅴ-8）。在镜下薄片中可见后期深熔作用形成的长英质以条带状贯入TTG质岩石的现象，这些低限熔体的Q+Ab+Kf组合——微粒交生体，富轻稀土元素，因而岩石的稀土图谱也完全被改造了，呈现稀土图谱平缓，出现负Eu异常。而98698号样品受交代弱，尽管投于An—Ab—Or图上的花岗岩区，但仍保留了TTG质岩石的轻稀土元素图式。两种情况说明，在变质作用、蚀变交代作用中，岩石稀土型式的变化取决于系统的开放还是封闭，不能一概而论。
图4-7灰色片麻岩的球粒陨石标准化图谱
数字为表4-1中序号，序号10、12和4类似，故未画出