微量元素礦床地球化學

1、第二講 微量元素礦床地球化學第一節(jié) 基本原理1、微量元素的概念微量元素地質(zhì)體中含量小于1%的元素痕量元素含量小于0.1%的元素，也屬于微量元素。2、微量元素的存在形式1） 在礦物的快速結(jié)晶過程中陷入囚禁富集帶中2） 在主晶格的間隙缺陷中3） 以固溶體形式代替主元素4）少數(shù)元素可以形成獨立礦物3、分類1）以元素在固相-液相/氣相間的分配特征(D0 總分配系數(shù))分為： 相溶元素D0 1 Ni、Co、V、Cr、Yb、Eu等不相容元素D0 1，而低溫下鎳則比鈷較易進入黃鐵礦晶格，Co/Ni1。硒(Se)在黃鐵礦中可部分置換硫，硒在熱液中含量一般較高，在內(nèi)生條件下硒置換硫較容易，因此，與火山活動有關(guān)的礦

2、床中黃鐵礦S/Se值明顯降低。根據(jù)上述黃鐵礦中Co、Ni、Se等微量元素地球化學特征，它們在黃鐵礦中的含量及Co/Ni、S/Se值已被廣泛用于礦床地球化學研究。對于沉積成因礦床Co、Ni、Se含量均較低，硒含量一般為0.51O-6一21O-6，Co/Ni201O-6)，Co/Ni值增大，一般情況下大于1, S/Se值明顯降低(1，S/Se值降低。(圖3-35)此外，黃銅礦(Co/Ni, Se/Te)、方鉛礦、閃鋅礦、輝銅礦(Re、Se)、黑鎢礦(Ni.Ta)等礦石礦物中微量元素含量、組合均可提供礦床成因特征的重要信息。近年來，許多與礦石礦物密切共生的脈石礦物的微量元素分布特征愈來愈受到關(guān)注，主

3、要研究對象是石英、方解石、螢石、長石、磷灰石等，分析的微量元素有Li、Rb、Sr、Ba、CO、Ni、Ge、Se、Tl、REE等。石英是一種遍在性礦物，微量元素研究等方面已取得了令人鼓舞的成果。等(1985)對淺成和深成的金礦床礦石的稀土元素分布進行了初步研究表明:深成建造礦脈的石英稀土元素含量最低，并與金和一系列基性型元素(Fe,Cr等)的含量有明顯相關(guān)性。在淺成條件下形成的礦床中的石英，以相對高含量的稀土元素為特征，具金、銀礦化，稀土元素與金成負相關(guān)關(guān)系。對于多建造礦床的石英，稀土元素含量是變化的，平均為3.041O-6。在球粒隕石標準化圖上，所有樣品都在花崗巖類下面，大多數(shù)樣品在球粒隕石曲

4、線下面，反映了含金石英普遍貧稀土元素(圖3-36)。根據(jù)球粒隕石標準化的曲線形態(tài)，可以看出淺成礦床中石英幾乎完全重復花崗巖型的分布曲線，以La/Yb為指標，淺成礦床中石英為9.0，與泥質(zhì)沉積巖、片麻巖、中酸性花崗巖和正常序列的殼型花崗巖等典型地殼巖石的計算值(7.4一13.2)很接近。這種特點表明Si02來源于地殼，并在淺成帶聚集成礦。但這并不排除包括金在內(nèi)的金屬來源于深部，如淺成礦床石英中稀土元素與金成負相關(guān)可作為間接證據(jù)之一。深成礦床石英的稀士元素分布模式幾乎完全與阿爾卑斯超基性巖的曲線一致，稀土元素分異很弱，La/Yb為3.5左右，這可以設想為成礦物質(zhì)通過基性巖漿或深部流體運移時，稀土元

5、素是由地幔源帶入的。在中深部條件下沉淀的含金石英中，稀士元素之間的關(guān)系不同于深成和淺成，比較接近地殼地質(zhì)體特征:分異程度高，La/Yb值比淺成高兩倍或更高，銪異常明顯。K/Rb 成礦溶液中K/Rb參數(shù)也可通過金屬礦脈中石英測定而獲得。顯然，石英的結(jié)構(gòu)是不利于鉀和Rb進入的，石英中存在的鉀和銣主要與氣液包囊體有關(guān)，鉀和銣的絕對含量隨包體數(shù)量多少而變化，而K/Rb值只與形成石英的熱液本身的此參數(shù)值有關(guān)。 對烏拉爾地區(qū)不同類型錫礦床中石英的K/Rb值分析表明，錫石-石英型的K/Rb值(39）明顯低于錫石-硫化物型(l74)。這種特征反映了這兩類錫礦與不同類型花崗巖的成因聯(lián)系，具低K/Rb值的錫石-石

6、英型礦床與晚造山花崗巖有關(guān)，而高K/Rb值的錫石-硫化物型礦床則與物質(zhì)來源較深的(可能為上地幔)巖漿分異形成的花崗巖類有關(guān).螢石和方解石都是由鈣與易揮發(fā)組分F和CO2流體體系中易與HO-、F-、CO32-、SO42-、HPO42-、HCO3- 等形成配合物，配合物的穩(wěn)定性從LaLu逐漸增加，顯示了重稀士元素與輕稀土元素的差異。在溶液中配合物穩(wěn)定性較低的輕稀土元素，如鑭就會比重稀土元素(如Tb)或Yb優(yōu)先置換Ca2+，與鈣發(fā)生共沉淀，而重稀土元素仍大部分保留在溶液中，這就造成了在早期形成的螢石和方解石中相對富瀾而貧Tb或Y。隨著結(jié)晶作用進行，螢石和方解石的大量沉淀導致F-和CO32-離子濃度降低

7、，配合物破壞，形成了富Tb或Yb，貧鑭的螢石或方解石。因此，早期形成的，或原始形成的螢石和方解石Tb/La或Yb/La值低，而晚期形成的，或由早期的原始的螢石或方解石活化而形成的次生螢石或方解石Tb/La或Yb/La值高。由于三價稀土元素的離子半徑(l.13一0.94)與Ca離子半徑相似(1.08 )，它們之間容易發(fā)生置換反應，因此，Tb/Ca值是成礦溶液與硅酸鹽圍巖發(fā)生反應的指標，或者說是反應環(huán)境的指標，而對角線方向則代表了礦化過程中的結(jié)晶分異作用。 Moller等(1976)將世界各地不同成分的螢石進行了系統(tǒng)稀土元素分析，并投影于Tb/Ca-Tb/La圖解中(圖)投影點可明顯劃分為三種不同

8、的成因區(qū)域: 偉晶巖的、熱液的、沉積的。 活化交代作用和變質(zhì)作用都可引起稀土元素間的分異。以德國的諾爾德里奇-卡爾卡爾奔沉積螢石礦為例，在一標本中可發(fā)現(xiàn)三種世代的螢石，為早期成巖階段同沉積成因的; 為準成巖階段的重結(jié)晶產(chǎn)物; 為最晚期階段的活化作用產(chǎn)物。這三種類型的螢石具有明顯不同的稀土元素分布模式(圖3-41). 五、 礦物-地球化學在地質(zhì)體含礦性評價中的應用 用于巖體含礦性評價的主要是黑云母、鉀長石、石英和石榴石等。（一）云母類黑云母的微量元素成分包含了豐富的地球化學內(nèi)容。在花崗巖類中，分布廣泛的含鐵較高的黑云母是演化的各種云母的最原始起點，它們可確定為Li-Al-Fe類質(zhì)同象演化系列(孫

9、世華，1981)。向富Li方向演化的有:Li-Fe系列: 黑云母、鐵葉云母鋰黑云母鋰鐵葉云母黑鱗云母鐵鋰云母綠鱗云母鋰云母； Li-Al系列:白云母、鐵白云母鋰鐵白云母、鋰白云母鋁鋰云母鋰云母；向富鋁方向演化則為Al-Fe系列:黑云母、鐵葉云母、鋁鐵葉云母鐵白云母。除此外還有Al-Li-Fe系列。 研究發(fā)現(xiàn)鈮的富集成礦與黑鱗云母、鐵鋰云母有關(guān)，Ta則與鋰鐵白云母、鋰云母有關(guān)；稀土元素與富鐵黑云母有關(guān); 重稀土元素與鐵白云母、鋰鐵白云母或黑鱗云母有關(guān)。 含礦不同的巖體中黑云母的微量元素含量不同，如含金的花崗巖的黑云母Cr、Ni、Ba含量高，稀有金屬花崗巖黑云母則富含Be、Sn、Ta、Hf、Nb、

10、Sc、U、Th、REE等稀有、稀土、放射元素，含量高于含金花崗巖幾倍。(二) 鉀長石 常用的標型元素是Li、Rb、Cs、Tl，早世代到晚世代的鉀長石，上述元素有規(guī)律地增加。無礦偉晶巖中的鉀長石，上述元素明顯偏低。 鉀長石的結(jié)構(gòu)狀態(tài)受侵入體結(jié)晶期間和結(jié)晶之后流體的控制。溫度、流體與巖石相互作用的持續(xù)時間和流體成分也是控制有序化的重要參數(shù)。研究表明具有高三斜度的鉀長石往往具有高銣含量，以鉀長石的三斜度對其銣含量作圖，顯示明顯的正相關(guān)關(guān)系(右圖)。Nb、Li、Sn、F也有類似的趨勢。研究還發(fā)現(xiàn)，礦化花崗巖的鉀長石三斜度值高，因此，造成巖體富集Rb、Sn、Li、Nb、F流體，也促使巖體中鉀長石有序化。

11、反過來鉀長石的有序化可用來確定巖石-流體相互作用強度和這些巖石逐漸冷卻期間含水流體的性狀。(三) 石榴子石 在金剛石勘查中最常用的指示礦物是鉻鎂鋁榴石，然而，用這種礦物評價金伯利巖含金剛石程度往往是模棱兩可的。90年代以來，在澳大利亞發(fā)展了金剛石勘查的新方法石榴子石Ni溫度計（Griffin，1990）。該方法依據(jù)是石榴子石中Ni、Zn、Ga、Y、Zr含量變化范圍大，Ni含量l01O-6 l501O-6，Ni在石榴子石和橄欖石之間的平衡分配對溫度非常靈敏。在石榴石橄欖巖中，石榴子石的鎳含量與溫度呈正比，據(jù)此，可建立石榴子石Ni溫度計，其精度士50。這種溫度計用于金剛石找礦依據(jù)于溫度與深度的轉(zhuǎn)換

12、。在克拉通地熱線(40mv/m2)，與金剛石共存的石榴子石Ni溫度計溫度在950一l00O。以此對坦桑尼亞的金伯利巖進行了研究，結(jié)果表明，不含金剛石的金伯利巖含有大量低溫石榴子石，其Ni溫度計溫度均在950以下，幾乎沒有950一ll00的，相反，含金剛石的金伯利巖中，石榴子石Ni溫度計具有950一ll00的高峰，并有較明顯的高溫高峰值，幾乎沒有低溫豐值。 石榴子石Ni溫度計還可用于金伯利巖金剛石品位的半定量計算，這是基于巖簡的金剛石品位與巖筒中不同溫度的石榴子石含量有關(guān)。 石榴子石Ni溫度計的使用關(guān)鍵是鎳含量的準確測定。這種方法需對單顆粒(30一50個顆粒)進行測定，質(zhì)子顯微探針是滿足該方法要

13、求的最佳儀器。六、成巖成礦的構(gòu)造環(huán)境（一）微量元素組合與構(gòu)造環(huán)境隨著板塊學說研究的深入，恢復地殼中各種巖石或礦床形成時的構(gòu)造環(huán)境研究越來越引起人們的廣泛注意。在宏觀條件下，一般是根據(jù)地球物理資料（如重力、天然或人工地震）研究地殼結(jié)構(gòu)，并根據(jù)巖石類型組合恢復古構(gòu)造環(huán)境(俯沖帶、島弧、洋中脊、弧后、板塊內(nèi)部等)。近年來的研究表明，不同構(gòu)造環(huán)境形成的各種巖石的微量元素含量與組合、同位素組成均有較明顯差異。富集在洋殼中的元素為U、Mn、P、Co、Ni、Cr、V、Cu、Zn、Au、Ag、Mo等; 富集在陸殼中的元素為REE、W、Sn、U、Th、Be、Rb、Cs、Ta等。由于板塊運動，使洋殼與陸殼之間及它

14、們與上地幔之間不斷發(fā)生物質(zhì)交換，它們的成分不斷發(fā)生變化。覆蓋在海洋板塊上的沉積物隨板塊俯沖而被帶到上地幔，在地幔高溫下熔融并與板塊上面的大陸地幔物質(zhì)混合，造成俯沖帶大陸地幔楔成分變得十分復雜。在靠近深海溝一側(cè)主要形成拉斑玄武巖，在俯沖帶內(nèi)側(cè)形成高鋁玄武巖和堿性玄武巖。板塊俯沖越深，地幔交代作用越發(fā)育。根據(jù)部分熔融過程中元素的分配特點，在上述條件下大離子親石元素，如K、Rb、Sr、U、Th、REE等向上部愈來愈富集，造成在這些不同構(gòu)造環(huán)境形成的玄武巖類在微量元素含量上有明顯差異，島孤巖漿巖系列富集大離子親石元素，洋中脊玄武巖則恰好相反。例如，稀土元素組成有明顯差異，洋中脊玄武巖為輕稀土元素虧損型

15、，(La/Sm)N1。過渡組元素Cr、Ni、Sc、Ti、V、Co、Cu、Zn等含量也有明顯差異。洋中脊玄武巖一般情況下鎳含量為1351O-6，Cr為2701O-6。島弧玄武巖相對貧鎳和鉻，鉻含量變化范圍為l5一l091O-6，平均451O-6。圖3-57是這種過程中微量元素變化的概括。由圖可見，由于地幔對流作用，俯沖帶大陸地幔下貧大離子親石元素的物質(zhì)回到洋底地幔，形成洋中脊玄武巖的母源物質(zhì)，造成洋中脊玄武巖更嚴重虧損大離子親石元素。由上述不難看出，在一個橫穿不同構(gòu)造單元的不同剖面上，化學成分，特別是微量元素含量和組合出現(xiàn)規(guī)律性變化，即成分極性。例如，島弧的極性(正常極性、倒轉(zhuǎn)極性)不僅可以從島

16、弧與海溝的位置關(guān)系、島弧弧形凸面的指向及貝尼奧夫帶的傾向等方面顯示出來，而且可根據(jù)橫越島弧或活動大陸邊緣的火山巖（有時還有深成巖）中某些成分發(fā)生規(guī)律的遞變，從而也可以反映出島弧的極性，稱為島弧的成分極性。橫穿島弧或活動大陸邊緣，隨俯沖深度加大，拉斑玄武巖系列、鈣堿系列和堿性系列的火山巖依次排列。相應的成分變化以堿含量最為顯著，對于SiO2含量相同的火山巖，K2O+Na2O，K2O、K/Na比值向俯沖帶深度增大方向遞增，Condie(1976)給出了鉀含量與俯沖帶深度SZ的定量關(guān)系。除了K2O和總堿含量外，下列微量元素也顯示出橫越島弧的成分遞變現(xiàn)象: 橫越島弧所出現(xiàn)的這種地球化學梯度顯然與向陸側(cè)

17、傾斜俯沖帶有關(guān)。 在一些洋中脊與熱點靠近的地方，火山巖中鉛、鍶同位素和La/Sm值隨其距離大小呈系統(tǒng)變化，近熱點區(qū)比值高，大洋中脊則發(fā)生虧損，如冰島位于洋中脊熱點上，其La/Sm、87Sr/86Sr、208Pb/204Pb、208Pb/204Pb都隨距離系統(tǒng)變化。基于上述特征，許多學者建立了以微量元素組合為基礎(chǔ)的構(gòu)造環(huán)境判別圖解。二、玄武巖類Pearce等（l973、1982）根據(jù)玄武巖類型與構(gòu)造環(huán)境之間的關(guān)系，將其劃分為三種主要類型:洋中脊玄武巖(MORB，在板塊邊緣深海環(huán)境噴發(fā))；火山弧玄武巖(VAB，在匯聚板塊邊緣噴發(fā))；板內(nèi)玄武巖(WPB，在遠離板塊邊緣噴發(fā))。每一種類型又可劃分不同的

18、亞類，如MORB和WPB可劃分為拉斑玄武巖和堿性玄武巖。不同構(gòu)造環(huán)境產(chǎn)出的玄武巖具有不同的微量元素組合特征。以標準洋中脊玄武巖為基準，對上述各種不同構(gòu)造環(huán)境的玄武巖作圖，可見它們具有不同的地球化學形式，其主要特點如下:1)拉斑玄武質(zhì)的洋中脊玄武巖具有平坦的分布形式(圖a)2)拉斑玄武質(zhì)的板內(nèi)玄武巖呈“隆起”型，除Y、Yb、Sc、Cr外所有元素均富集(圖b),3)堿性MORB也呈“隆起”型，但Ti、Y、Yh、Sc、Cr不富集(圖a)；4)堿性WPB呈雙隆起，即有Ba、Th、Ta和Nb的強烈富集，又有Hf、Zr、Sm的富集(圖b);5)拉斑玄武質(zhì)VAB以Sr、K、Rb、Ba的選擇性富集(Th較弱)

19、及Ta到Y(jié)b所有元素豐度低為特征(圖c);6)鈣堿性VAB以Sr、K、Rb、Ba、Th較強富集和Ce、P、Sm富集為持征(圖c)；7)過渡型巖漿兼有其相應端元組分的特征，例如，雷克雅內(nèi)斯洋脊樣品的微量元素組合特征介于拉斑玄武質(zhì)MORB和拉斑玄武質(zhì)WPB之間(圖d)；8)快速擴張的洋脊玄武巖投影點高于標準MORB，而緩慢擴張的洋脊玄武巖則相反(圖a)。 根據(jù)上述特點可以歸納出不同構(gòu)造環(huán)境中玄武巖微量元素組合特點，并據(jù)此構(gòu)筑特征判別圖:1、板塊內(nèi)部環(huán)境 富Sr、Rb、K、Ba、Th、Ta、Nb、Ce、P、Sm、Zr、Hf、Ti，但這些元素也可在島弧和堿性的洋中脊玄武巖中富集，而板內(nèi)巖漿類型具有較高

20、的M1/M2(M1=Ti，Zr，Hf;M2=Y，Yb，Sc)。因此，用Ti/l00-Zr-3Y三角圖和Ti/Y-Zr/Y圖解，可以將板內(nèi)玄武巖與其他類型玄武巖區(qū)分開，并可部分地將MORB與VAB區(qū)分開(圖3.60)。2、火山弧環(huán)境 富集Sr、Rb、K、Ba、Th，有時Ce、P、Sm也富集，Ti、Y、Yb虧損，有時Zr、Hf、Nb、Ta、Ce、P、Sm也虧損。因此，最有效的判別標準應是M1/M2值高(M1=Sr、Rb、K、Ba、Th; M2=Ta、Nb)。由于Sr、K、Rb、Ba活動性高，M1中以Th最有效。Wood等（1979a，b，C)、Wood(l980)以Th/Ta為基礎(chǔ)建立了Hf/3-

21、Th-Ta圖解; Pearce建立了Th/Yb-Ta/Yb圖解; Noire建立了Hf/Ta-Hf/Th圖解(圖)，由圖可見，VAB明顯靠近三角形的Hf-Th邊和Th角。 此外，也可根據(jù)VAB虧損鐵、釔、鐿的特點建立Cr-Y圖解(圖)，類似的圖解有Ti-Cr，Ni-Y，Ti/Cr-Ni等。用Zr/Y-Zr圖解可以區(qū)分大陸火山弧型及大洋火山弧型玄武巖，前者以高Zr/Y值為特征。Shevais(1982)提出了Ti-V圖解，由于不同構(gòu)造環(huán)境中形成的玄武巖Ti/V值不同，因而在圖解中它們占據(jù)不同的位置。Hodder(l985)認為，Ti/V值的變化實質(zhì)上受玄武巖形成深度的控制。大陸溢流玄武巖(CFB

22、和洋島玄武巖（OIB）是從地幔羽形成的(源深度l50一200km)，洋脊玄武巖(MORB)形成深度200Km，島弧玄武巖(IAB)是由虧損的洋脊玄武巖母體物質(zhì)和消減的洋殼混合熔融而形成，它們的形成深度順序為IABMDRBOIB(CFB)，Ti/V值按IABMORBCFB逐漸增加(圖)，因此，Ti/V值可作為玄武巖形成深度的判據(jù)。分異作用，特別是磁鐵礦和角閃石的分離結(jié)晶作用可造成Ti/V值增加。但總的來看，Hf-Th-Ta圖對鑒別鈣堿性玄武巖最有效；Y-Cr圖對區(qū)分島弧拉斑玄武巖最有效。Holm(1985)考慮到上述不同構(gòu)造環(huán)境火山巖判別圖一般都包括了拉斑玄武巖類和堿性玄武巖，對洋島和大陸環(huán)境來

23、說，在某些圖上常出現(xiàn)雙峰分布，兩種玄武巖難以區(qū)分。另外有些構(gòu)造環(huán)境如大陸和大洋板內(nèi)玄武巖的區(qū)分是較困難的，因此，他提出只要把拉斑玄武巖投影到Wood等(1979a，b，c)給出的親濕巖漿元素圖中，上述問題可得到解決。在大多數(shù)板塊構(gòu)造環(huán)境中，拉斑玄武巖均有出現(xiàn)，它是由高度部分熔融形成的，其化學成分能真實地反映出構(gòu)造環(huán)境，而且由于省去了堿性玄武巖，避免了與雙峰分布發(fā)生混淆。拉斑玄武巖可能有四種構(gòu)造環(huán)境: 板塊內(nèi)部的洋島拉斑玄武巖(OIT)、大陸拉斑玄武巖(CT)；板塊邊緣：洋脊和洋底拉斑玄武巖(OFT)，破壞性板塊邊緣的低鉀拉斑玄武巖(LKT)。它們的十五個重元素的平均含量列于表 目前，直觀對比被

24、認為是識別這些環(huán)境重元素模式(平均濃度以原始地幔成分標準化圖解)相似性和差異性的最好方法，包括估價重元素絕對值、重元素模式趨勢、模式圖的正、負斜率、偏離總趨勢值的大小、數(shù)目和方向。圖4.和圖5分別是洋島和大陸環(huán)境拉斑玄武巖和玄武安山巖的重元素豐度圖。由圖可以看出: 洋島拉斑玄武巖:具有弱U負異常，Nb正異常，Sm-Yb具明顯負斜率; 大陸拉斑玄武巖:總斜率為負，Nb具負異常； 洋脊和洋底玄武巖:具正斜率，模式線從左到右趨于拉平； 島弧和大陸邊緣拉斑玄武巖:具負斜率，Nb為負異常，Sr為正異常；除上述構(gòu)造環(huán)境外，還可以判斷次級板塊構(gòu)造環(huán)境。 富集型洋中脊玄武巖的重元素模式為負斜率、負K和Sr異常

25、，Nb正異常，而正常洋中脊玄武巖恰相反； 弧后型:主要弧后盆地和邊緣海盆，重元素模式斜率平緩，Rb-Ba-Th-U具正向梯度，Nb具負異常。3、 微量元素分布與俯沖帶深度在大洋板塊向大陸板塊俯沖地帶，島弧巖漿系列中的K、Rb、Cs、LREE等元素含量隨板塊俯沖深度增加而增加。Condie等(1973)給出SiO2為60%標定K20含量來判斷俯沖帶深度：H=89.3(K20)-14.3并指出俯沖帶有關(guān)的年輕火山巖中Rb、Sr分布對地殼厚度很靈敏。利用環(huán)太平洋帶年輕火山巖中Rb-Sr變化曲線與可靠的地殼厚度數(shù)據(jù)，繪制了Rb-Sr地殼厚度格子圖。安山巖類的稀士元素含量與俯沖帶深度之間有較密切關(guān)系。對

26、印尼爪哇和巴厘玄武質(zhì)安山巖的稀土元素組成研究表明，輕稀土元素(La)含量與俯沖帶深度H呈明顯正相關(guān)關(guān)系，即隨俯沖帶深度增加，La含量增加，但重稀土元素Y含量變化不大，隨俯沖帶深度增加，Y含量基本保持不變(圖3-67). Fujitani和Masuda (l98l)對日本北海道南部和本州島東北的第四紀火山巖(主要為安山巖)的稀土元素分析表明，輕稀土元素的斜率與其距火山弧前緣的距離密切相關(guān)。用S代表火山巖巖石稀土元素分布模式圖中輕稀土元素的斜率(可用輕稀土元素球粒隕石標準化值的對數(shù)值，隨原子序數(shù)增加一個單位的變化率來表示).將各分析樣品的S值和其相應的距第四紀火山弧前緣的距離作圖(從太平洋向日本海

27、方向)?？梢钥闯?，隨樣品距第四紀火山弧前緣的距離增加，輕稀土元素的斜率(a)明顯增加。用最小二乘法在圖上劃出A、B、C三條直線，A、C是近于平行的，表明千島火山弧的東部末端與日本東北部火山弧的北部在稀土元素，特別是輕稀土元素的分布，在從海溝向大陸邊緣方向是非常相似的。而日本東北部火山弧的南部與其北部在稀土元素與火山弧前緣的依賴關(guān)系上是不同的。這表明所研究區(qū)域即千島火山弧與日本東北火山弧南部的上地幔的結(jié)構(gòu)是相似的。三、花崗巖 近些年來，對花崗巖類分類的重要發(fā)展趨勢是按其形成的構(gòu)造環(huán)境進行分類。Pitcher(l983)把I型和S型花崗巖原來的成因概念擴展為構(gòu)造環(huán)境,S型是大陸碰撞產(chǎn)物，I型是科迪

28、勒拉和造山后隆起環(huán)境的產(chǎn)物，A型和M型則分別是非造山和大洋孤環(huán)境。英國學者Pearce等(l984)從已經(jīng)過詳細地質(zhì)、地球化學研究的構(gòu)造環(huán)境出發(fā)，以它們的地球化學和礦物組合特征為基礎(chǔ)，同時以構(gòu)造環(huán)境為判別目標，建立了包括600個化學成分的數(shù)據(jù)庫，其中微量元素是主要的，包括K、Rb、Sr、Y、Zr、Nb(有時包括Ce、Ba)、REE、Hf、Ta、Th。Pearce等(l984)所選擇的這些花崗巖的構(gòu)造環(huán)境是經(jīng)多種研究資料確定的，分別為洋脊型、火山弧型、板塊內(nèi)部型和板塊碰撞型等四種：洋脊型：包括正常洋脊(N型)、異常洋脊、弧后盆地洋脊和俯沖帶上洋脊;火山弧型：拉斑玄武巖火山弧、鈣堿性火山巖火山弧、

29、活動大陸邊緣火山弧;板塊內(nèi)部型: 內(nèi)陸環(huán)狀雜巖和地塹、減薄陸殼、大洋島嶼;板塊碰撞型: 包括陸-陸碰撞同構(gòu)造，陸-陸碰撞構(gòu)造后，陸-弧碰撞同造山。不同構(gòu)造環(huán)境花崗巖的微量元素組合特點如下: 洋脊花崗巖：標準化后圖式呈平坦型，大多數(shù)正常洋脊花崗巖微量元素標準化值近于l，K、Rb明顯虧損; 異常洋脊花崗巖以Th、Ta、Nb、Ce豐度高而偏離平坦圖式; 俯沖帶洋脊花崗巖Ta、Ba含量高，K、Rb含量較低?；鹕焦禄◢弾r: Ta、Nb、Ce、Hf、Sm、Zr、Y、Yb等含量低，均低于標準洋脊花崗巖，Ba、Th略有富集。板內(nèi)花崗巖: 以明顯虧損Ba和富集其余l(xiāng)l種微量元素為特征，其中K、Rb、Th、Ta富

30、集更為明顯。碰撞型花崗巖: 與大多數(shù)鈣堿性火山弧花崗巖微量元素相似，以Rb明顯富集為特征，K、Th含量也較高，Ba相對虧損，但Ce、Hf、Zr、Sm、Y、Yb等明顯低于洋脊花崗巖。 根據(jù)上述不同構(gòu)造環(huán)境所產(chǎn)生的花崗巖微量元素組成可以看出，Rb、Y(或Yb)、Nb（Ta）等元素是判別花崗巖構(gòu)造環(huán)境最有效的元素，據(jù)此Pearce等(l984)提出了Nb-Y，Ta-Yb，Rb-Y+Nb，Rb-Yb+Ta等判別圖解(圖70)。在這些圖解中，根據(jù)花崗巖成巖模型(部分熔融，分離結(jié)晶)計算出不同構(gòu)造環(huán)境條件下花崗巖成巖軌跡參數(shù)，結(jié)合已知構(gòu)造環(huán)境，在上述各判別圖解中劃分出不同構(gòu)造環(huán)境的分界線，圖中給出了不同構(gòu)

31、造環(huán)境花崗巖的分布區(qū)及其坐標參數(shù)。第三講 穩(wěn)定同位素在礦床學中的應用第一節(jié) 氫氧同位素在礦床學中的應用一、氫氧同位素組成及分餾(一) O和H的同位素組成： 氧有3個穩(wěn)定同位素：16O、18O、17O，他們的質(zhì)量分別是99.756%、0.039%、0.205%氫有2個穩(wěn)定同位素：1 H、2H, 他們的質(zhì)量分別是：99.985% 和0.015%, 氫還有一個放射性同位素:3H （二）標準： l SMOW標準(海水):D/Hsmow=1.050D/H NBS-118O/16Osmow=1.00818O/16O NBS-1l PDB 標準( 擬箭石) 與SMOW 標準的轉(zhuǎn)換:XPDB=Xsmow+sm

32、ow-PDB+10-3Xsmowsmow-PDB 對于碳酸鹽樣品有:Xsmow=1.0307XPDB+30.37（三）樣品的表示方法：（四）同位素分餾輕穩(wěn)定同位素,由于他們由不同的同位素組成的分子之間存在較大的相對質(zhì)量差,亦即這些質(zhì)量差異對分子中原子的振蕩化合物的一系列物理常數(shù)和熱力學函數(shù)都會產(chǎn)生一定的影響。因此，不僅在吸附與解吸、溶解與結(jié)晶、蒸發(fā)與凝聚、以及擴散等物理作用過程中，而且在一些不可逆的和平衡的化學反應中，以及生物作用過程中都會出現(xiàn)不同程度的同位素效應，發(fā)生同位素分餾。發(fā)生同位素焦化反應有不同的類型：同位素交換：16O2(g) + C18O(g) = 16O18O(g) + C16

33、O(g) 蒸發(fā)-凝聚過程交換：18O = (18O/16O)液體 / ( 18O/16O)蒸汽 = 1.0092D= (D/H)液體 / (D/H)蒸汽 = 1.074擴散作用: V代表不同同位素組成的分子的擴散速度, m代表不同同位素組成的分子的質(zhì)量數(shù)。如：VC16O/VC18O=1.022氧化作用、還原作用、生物光合作用和細菌作用等也都可以引起同位素的分餾效應?？偟膩砜?，氧和氫的同位素在蒸發(fā)、凝聚、熔融作用、結(jié)晶和交代過程中都會發(fā)生分餾作用，重同位素總是優(yōu)先進入濃密相。二、氫、氧同位素地質(zhì)測溫 在研究巖石或礦床的過程中，經(jīng)?？梢岳玫V床或巖石中共生礦物對的同位素組成來測定礦床或巖石的形成溫

34、度，這就是通常所稱的同位素地質(zhì)測溫或同位素平衡溫度測定。方法的基本原理是，當同位素交換反應達到平衡時，共生礦物對或礦物-水之間的同位素分餾與溫度有關(guān)。溫度愈高，分餾愈小，溫度愈低，分餾愈大。 大量的理論計算和實驗測定結(jié)果表明，共生礦物對或礦物-水之間的同位素分餾系數(shù)的自然對數(shù)與礦物的形成溫度T(絕對溫度)平方的倒數(shù)成正相關(guān)，即 l000 lnx-y = A 106 / T2 + B (3-1)式中，A和B是常數(shù)，它隨化合物類型不同而變化，x和y一一代表兩共生礦物。當兩共生礦物的差值小于10時，上式可近似表示為 l000 lnx-y x一y = A 106 / T2 + B (3-2)A和B可從有關(guān)的表中查到。所以，在實際進行同位素平衡溫度測定時，只要測定兩共生礦物的同位素組成就可根據(jù)式 (3-2)進行平衡溫度計算，或直接從l000lnx-y與1/T2關(guān)系圖上查得。通過這種方法獲得的溫度不需作壓力校正，因此利用共生礦物的同位素組成進行平衡溫度測定是一種常用的和較為有效的方法。上述同位素平衡溫度計算公式一般可通過理論計算、