岩石地球化學

① 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.

② 岩石元素地球化學成分

各類岩石元素地球化學成分見表1-5。其特徵主要表現為：

1）沉積岩類各元素平均值中，Al₂O₃和Na₂O的含量明顯低於全省平均值；而CaO和MgO含量明顯高於全省豐度，原因是在沉積岩中，有大量淺海相的灰岩和白雲岩之故；

2）變質岩各元素平均值，在元素周期表第四周期的元素，普遍高於全省平均值，其中有MgO、P、Ti、V、Cr、Mn、Fe₂O₃、Co、Ni、Cu、Zn和Au等；

3）在火山岩中，玄武岩和安山岩等以 Na₂O、MgO、Al₂O₃、P、CaO、Ti、V、Cr、Mn、Fe₂O₃、Co、Ni、Cu、Zn、Sr 等含量豐富為特徵；但火山岩的平均含量，卻以Al₂O₃、SiO₂、K₂O、Rb、Y、Zr、Ba、La、Ce等的含量偏高為特徵，說明浙江省具有以酸性火山岩為主的特點；

表1-5 浙江省主要岩石元素平均含量

註：含量單位氧化物為%，Au為ng/g，其餘為mg/kg；引自《浙江省區域地層岩石地球物理、地球化學參數研究報告》（浙江省物探大隊、區測大隊，1991）。

4）侵入岩中，超基性侵入岩以第四周期的鐵系元素豐度極高為特徵，全鹼含量為4.73%，Na₂O＞K₂O，呈現了低硅富鐵鎂鈣質岩系特徵；中性侵入岩中鐵鎂組分為7.14%，全鹼7.51%，Na₂O≈K₂O，富含Sr、Zr、Ba、La、Ce等元素為特徵；中酸性-酸性侵入岩具有鹼質高的特徵，全鹼達8.30%，而且 K₂O＞Na₂O；其中特徵元素以 Be、Ga、Rb、Y、Zr、Sn、La、Ce、W、Pb、Th、V等高豐度為特徵。

③ 岩石地球化學特徵與成因

岩石地球化學測試結果見表5—12。可以看出LOI含量在0.86%～5.76%之間，平均為2.08%，說明測試樣品未經過強烈的蝕變；SiO₂含量在44.42%～49.49%之間，平均為47.73%；全鹼（ALK=K₂O+Na₂O）含量2.41%～4.17%，均值為3.2%，所測樣品中w（Na₂O）＞w（K₂O）。由Willson（1989）TAS圖解（圖5—6）可看出，所投點絕大多數位於玄武岩區域，屬於亞鹼性系列范圍（BD09—20—8、9除外）。結合微量元素，在w（Nb）/w（Y）—w（Zr）/w（TiO₂）圖解（圖5—7）中，所投點位於亞鹼性玄武岩區域內，與TAS圖解所得到的結論一致。

表5—12齊隴烏如組變玄武岩常量（w_B/%）、微量元素（w_B/10^－6）成分含量

圖5—10齊隴烏如組變玄武岩類構造環境判別圖

圖5—10中，無石榴子石的變玄武岩落在島弧拉斑玄武岩和鈣鹼性玄武岩區中，而含石榴子石的變玄武岩落在洋脊玄武岩、富集型洋脊玄武岩區內。也說明它們形成於俯沖帶和准洋脊環境，推測洋盆規模不大。

④ 岩土地球化學的差異性

元素在地殼中的分布具有極大的不均勻性。地球化學研究認為，造成這種不均勻性的主要原因是由於地表中分布著化學元素含量不同的各類岩石，不同類型岩石的出現，實際上是不同地球化學性質和其形成環境差異所導致的必然結果。岩石由礦物組成，礦物由元素組成，岩石性質的差異，導致不同岩石地球化學特徵的差異。

岩石在表生作用下，形成的各類風化殘積物、沉積物是土壤的成土母質，不同的成土母質中元素含量的高低也不盡相同，這種含量的差異性不僅表現在母質層中，也直接反映在表層土壤中。從表7-1中可以發現如下特徵。

表7-1 浙江省典型土壤地質環境元素含量平均值

續表

註：含量單位氧化物為%，Cd、Hg為ng/kg，其餘為mg/kg；括弧內為樣品數。

1）在土壤母岩（岩石）中，SiO₂、K₂O、Th、U、Pb等的平均含量呈現出花崗岩＞火山岩＞基性岩的特點；CaO、MgO、Fe₂O₃、As、B、P、Mn、Cu、Ni、Co、Zn等呈現出基性岩＞火山岩＞花崗岩的特點。

2）在土壤母質（風化殘積物、沉積物）中，CaO、MgO、S、B、F等在第四系沉積物中的平均含量＞基性風化殘積物；在風化殘積物中，火山岩中 B、As、Cl、F、Se、SiO₂等的平均含量＞花崗岩＞基性岩，花崗岩中Th、U、S、Pb、Na₂O、K₂O等＞火山岩＞基性岩，基性岩中Ni、Co、Cr、Cu、Zn等的平均含量＞火山岩＞花崗岩。

3）在不同母質形成的土壤中，基性岩母質土壤中CaO、MgO、As、Br、Ni、Co、Cr、V、Mn、P等的平均含量＞火山母質土壤＞花崗岩母質土壤；花崗岩母質土壤中 K₂O、Na₂O、Th、U、Pb、Hg等的平均含量＞火山母質土壤＞基性岩母質土壤；在第四系覆蓋區，以砂（粉砂）質沉積物（濱海相）為母質的土壤中CaO、MgO、Mn、P、Br等的平均含量＞以淤泥質沉積物（湖沼相）為母質的土壤；Cd、Hg、Mo、Pb、S、Se等的含量則表現為湖沼相土壤＞濱海相土壤的特點。

⑤ 火成岩岩石地球化學

智博的岩石化學樣品中有9件熔岩和3件侵入岩(見表3-1和表3-3)。

表3-3 智博鐵礦區岩石稀土元素微量元素豐度表(10^-6)

續表

(一)主量元素地球化學

1.火山熔岩

智博的9件火山熔岩樣品的分類依據TAS圖，從SiO₂-K₂O圖(圖3-10)上可以看出，除了有一件樣品屬低鉀鈣鹼性系列外，其餘樣品全屬鉀玄岩系列。

圖3-10 智博火山岩的TAS圖和SiO₂-K₂O圖

基性火山熔岩(樣品3、10)SiO₂含量為46.76%～51.14%，TiO₂含量為0.42%～1.48%，Al₂O₃含量為12.75%～15.62%，MgO含量為4.90%～7.90%，Fe₂O₃為5.48%～12.43%，CaO含量為9.90%～15.45%，Na₂O含量為0.22%～2.36%，K₂O含量為0.60%～0.66%。Mg^#為0.56～0.64。

中性火山熔岩(樣品1，2，4，5，7，8和9)SiO₂含量為55.43%～61.92%，TiO₂含量為0.53%～0.72%，Al₂O₃含量為15.19%～17.96%，MgO含量為1.50%～4.25%，Fe₂O₃為2.72%～7.53%，CaO含量為2.20%～10.62%，Na₂O含量為4.11%～8.41%，K₂O含量為0.42%～5.19%。Mg^#為0.31～0.69。

2.侵入岩

3個侵入岩樣品為閃長岩，均屬亞鹼性系列(圖3-11)。SiO₂含量為49.98%～61.24%，TiO₂含量為0.62%～0.79%，Al₂O₃含量為15.29%～18.20%，MgO含量為2.18%～7.85%，Fe₂O₃為6.21%～7.39%，CaO含量為4.13%～10.72%，Na₂O含量為3.00%～4.17%，K₂O含量為0.19%～2.75%。Mg^#為0.41～0.68。

圖3-11 智博侵入岩硅鉀圖

(二)稀土元素地球化學

智博岩石的稀土元素豐度分析數據，如表3-3所示。

1.火山熔岩

基性火山熔岩的∑REE=32.91×10^-6～106.27×10^-6，δEu=0.58～0.88，(La/Yb)_N比值為0.94～3.40，(La/Sm)_N比值為0.98～1.68，(Gd/Yb)_N比值為0.97～1.77。樣品的輕稀土元素和重稀土元素之間的分餾程度中等，輕稀土元素內部分餾程度和重稀土元素內部分餾程度均較弱。從球粒隕石標准化的稀土元素配分曲線圖上(圖3-12)可看出，配分曲線均為輕稀土略富集型，有一件玄武岩樣品有明顯的負Eu異常。

中性火山熔岩的∑REE=28.52×10^-6～175.94×10^-6，δEu=0.70～0.84，(La/Yb)_N比值為2.60～15.70，(La/Sm)_N比值為0.89～3.30，(Gd/Yb)_N比值為1.07～3.70。樣品的輕稀土元素和重稀土元素之間的分餾程度較強，輕稀土元素內部分餾程度和重稀土元素內部分餾程度均中等。從球粒隕石標准化的稀土元素配分曲線圖上(圖3-12)可看出，配分曲線均為向右傾的輕稀土富集型，樣品無明顯的Eu異常。

圖3-12 智博火山岩的稀土元素和微量元素配分曲線圖

2.侵入岩

侵入岩的∑REE=29.87×10^-6～133.96×10^-6，δEu=0.47～1.04，(La/Yb)_N比值為1.95～5.21，(La/Sm)_N比值為1.28～2.73，(Gd/Yb)_N比值為1.53～1.61。樣品的輕稀土元素和重稀土元素之間的分餾程度中等，輕稀土元素內部分餾程度和重稀土元素內部分餾程度均較弱。從球粒隕石標准化的稀土元素配分曲線圖上(圖3-13)可看出，配分曲線均為輕稀土略富集型，花崗閃長岩和閃長岩各有一件樣品有明顯的負Eu異常。

(三)微量元素地球化學

1.火山熔岩

基性火山熔岩的不相容元素原始地幔標准化圖上(見圖3-12)可以看出，Rb，Ba，Th，U四種元素有小幅度的相對富集，Sr有不同程度虧損，V，Co適度虧損，Cr，Ni顯著虧損。除了上述元素外，樣品的原始地幔標准化值介於8～30之間。總體上，配分曲線相對平滑，曲線形態基本一致。

中性火山熔岩、基性熔岩的不相容元素原始地幔標准化圖上(見圖3-12)可以看出，Rb，Ba，Th，U四種元素有小幅度的相對富集，V，Co適度虧損，Cr，Ni顯著虧損。除了上述元素外，樣品的原始地幔標准化值介於8～50之間。總體上，配分曲線相對平滑，曲線形態基本一致。

2.侵入岩

侵入岩的不相容元素原始地幔標准化圖上(圖3-13)可以看出，大離子親石元素(Rb，Ba，Th，U)變化較大，一件樣品Nb適度虧損，一件樣品Zr適度富集，V，Co適度虧損，Cr，Ni顯著虧損。除了上述元素外，樣品的原始地幔標准化值介於2～20之間。總體上，配分曲線相對平滑，曲線形態基本一致。

圖3-13 智博侵入岩稀土元素和微量元素配分曲線圖

⑥ （一）區域岩石地球化學

1.地層元素特徵

南嶺地區各地層元素豐度表明，基性特徵元素Fe、Mg、Ti、V、Cr、Ni、Co、P、Mo、Sr等總體表現虧損，濃集系數小於1；酸性特徵元素Sn、W、Bi、Li、Tn、K、F、La等，濃集系數(

)接近或大於1。晚古生代反映基性特徵的元素豐度(K值為0.13～0.62)均較大的低於地殼平均含量，早古生代及前寒武紀地層顯示酸性特徵的元素豐度遠大於地殼平均含量(K值為1.06～2.87)。表明南嶺地區地層屬硅鋁質為主的陸殼。

據前人資料，元素豐度與地層、礦產的關系是：①Ni、Cr、Co、V等幔源物質濃集系數為0.10～0.5，K元素富集於前泥盆系，濃集系數為1.06～1.44，表明前泥盆紀酸性火山岩較發育並以陸源碎屑為主要物源，加里東運動後地殼趨於穩定，接受地台-准地台碳酸鹽岩沉積，至中泥盆紀K元素豐度劇減；②Sr、Mn明顯低於地殼豐度值，在地層中與Ca有同步增減趨勢，可能與台溝相鈣硅質岩沉積的碳酸錳有關；③W、Sn在古生界和元古界都有不同程度富集，其中W以四堡群富集系數最大，含量達4.3×10^-6，K值為2.87；次為震旦系、泥盆系，Sn以泥盆系最高，含量達3.93×10^-6，K值為1.97；其次是奧陶系、四堡群，據此推斷南嶺鎢錫礦產地密布與富含W、Sn的元古界基底及作為礦體主要圍岩的下古生界、泥盆系有關，元古界亦可能為含鎢錫重熔型花崗岩的岩漿源岩；④Pb、Zn分別在古生界、元古界部分富集，一般K值近於1、小於2，分布不均勻，桂北D₁D₂泥質岩、粵北D₃砂泥質岩、湘南D₂、贛南D₃砂泥質岩石中都有相當的富集，與區內大型特大型鉛鋅礦床賦存層位相對應；⑤As、Sb各層位都有明顯富集。其中Sb在寒武系、奧陶系和泥盆系中K值達6.05～8.55，屬於Sb的強富集層位；⑥Au、Ag僅三疊系略有富集(K＝1.71)，其他上古生界K值均接近或等於1。下古生界及元古界Ag含量遠小於地殼平均值，且隨著層位更新含量相對增高，Au據桂北、桂東水口群，四堡群零星資料統計，僅板溪群合桐組(

)、四堡群文通組(

)泥質岩岩石豐度為(1.04～1.14)×10^-9，四堡群變質粉砂岩中有較大的變異系數和1.71的富集度，表明該區上地殼Au豐度低，南嶺地區顯著富集的成礦元素為As、Sb、Bi、Sn、W、Li、Ag、Pb、Zn、Th、U(表2-4)。

表2-4 南嶺片各地層富集元素表(以K≥1.5為准)

2.岩漿岩常量元素地球化學

區內花崗岩以殼源重熔型為主，具富Si、K貧Fe、Mg、Ca、Mn、P、Na元素特徵，鋁為飽和或過飽和，氧化指數偏低。雪峰期、加里東期、印支-燕山期由老至新由偏基性向偏酸性的演化過程不連續，可能各屬不同岩漿源和獨立岩漿演化系列。同地區、同復式岩體、不同期或同期不同階段的花崗岩體，自早至晚SiO₂增加，Fe₂O₃、FeO、CaO、MgO、P₂O₅減少，Al₂O₃、MnO、K₂O、Na₂O的變化不明顯。

殼源重熔型花崗岩類一般⁸⁷Sr/⁸⁶Sr大於0.711，δ¹⁸O為＋9.5‰～＋13.5‰，形成輕重稀土→Na、Ta→Be、W、Sn→Mo、Bi→Cu、Pb、Zn→U礦床系列；殼幔同熔型主要為花崗閃長岩組合，其⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.711～0.705，δ¹⁸O為＋7.5‰～10‰之間，形成Cu、Pb、Zn、Mo、Au、Ag、Fe礦床；幔源型以鈉質花崗岩為主要特徵，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr小於0.705，δ¹⁸O為＋3.5‰～8‰，僅見弱Nb、Ta、Zr礦化。依據不同成因岩漿岩有不同的含礦性及其礦物學、黑雲母演化、副礦物、硅、鉀、鈉氧化物含量變化、稀土配分等特徵，南嶺地區內廣布殼源重熔型花崗岩，同熔型花崗閃長岩類於湘、桂、粵有部分出露；幔源分異型僅見於桂北四堡期的本洞岩體。

煌斑岩於湘、桂、粵均有出露。其中廣西煌斑岩與產金剛石的金伯利岩比較，具有高硅鋁、富鉀或鈉的特點；湖南煌斑岩SiO₂、Al₂O₃、FeO、Na₂O偏高，TiO₂、Fe₂O₃低，Pb、As、Sn微量元素是中基性岩維氏值的4～10倍。

火山岩由西向東具有活動增強、成礦關系密切程度增加的總趨勢。桂北四堡期、雪峰期，粵桂邊界震旦紀細碧岩、角斑岩、火山碎屑岩，由老到新Al₂O₃、MnO、K₂O、P₂O₅增高，MgO、CaO、降低。湘南雪峰期火山岩Fe₂O₃高，CaO、NaO、K₂O低；震旦紀火山岩SiO₂、Al₂O₃、FeO、Na₂O低，TiO₂、Fe₂O₃高；侏羅紀火山岩以酸性為主。粵北中生代及晚古生代主要為海相酸-中酸性凝灰岩、凝灰熔岩、火山碎屑岩及火山角礫岩，與鐵礦成礦有關。贛南中生代火山岩主要與鎢、鐵、鈾成礦關系密切。

3.花崗岩類微量元素地球化學

(1)桂北各花崗岩體微量元素特徵

四堡期分異型花崗岩類貧Nb、Zr、Be、Rb、Ba、Sr、U、Th，富Cr、Ni、Co、V、Pb、Zn、W、Sn、Cu與維氏值相近。

同熔型岩體明顯富集的元素有W、Sn、Ni、Co、V、Ti、U、Th。以W、Sn富集、Cu富集不顯著為典型特徵。

重熔型岩體W、Sn特別富集(K值5)，Nb、Pb、Zn、Li、U、Th、F、Ca、Sc亦有較明顯的富集，貧缺的是Zr、Cr、Ni、Co、V等，與華南地區花崗岩成礦專屬性一致。岩體出露面積越小，W、Sn、Pb、Zn、Cu含量越高，但U含量與岩體大小無關。前者系因岩漿期或期後熱液成礦作用主要於岩體頂部和外接觸帶富集，成岩、成礦時差不大；U主要於成岩期後富集，與成岩有較大的時差。

從四堡期至燕山期、主成礦元素W、Sn、U基本上是單向升高，Pb、Zn則沒有這種趨勢。

(2)湘南各花崗岩體微量元素特徵

湘南花崗岩體主要為加里東期、印支期和燕山早期岩體。加里東期和印支期岩體富集W、Sn、Pb、Zn、Li、As、Ta、U、B、Th，其中W、Sn、Ta、U特別富集。在岩漿分異所致的過渡相內，其Ni、Cr、V、B、Cu、Pb、Sn含量是酸性邊緣相的近兩倍或以上。燕山早期花崗岩較印支期相對富集元素有Cu、Pb、Zn、Ag、Sb、W、Sn、Bi、Li、Nb、Ta、As、U、F、Rb等，且富集程度也增加。

水口山同熔型花崗岩Cu、Zn、V、Sr、Ag、Mo較重熔型高，而W、Sn較低。

(3)粵北同熔型花崗閃長岩體微量元素含量特徵

粵北同熔型花崗閃長岩體Cr、Ni、Sn、Pb、Zn、Ag偏高。印支期岩體成礦元素都低於維氏值。燕山早期岩體W、Sn、Cu、Pb、Zn、Ag、Th、F、Li都高或很高，熱水岩體隨岩漿演化成礦元素劇增，表明成礦岩體特徵，同時∑REE下降，LREE/HREE與La/Lu也下降。

4.花崗岩類Au豐度

除燕山早期和加里東晚期岩體達到或接近維氏值外，其餘各時代岩體Au豐度均較低；基性度高Au豐度高，鹼性高Au豐度低；隨岩漿演化Au漸減；再生重熔花崗岩Au高於交代改造的花崗岩；隨著花崗岩化加深Au量漸減；在造岩礦物中，鐵鎂質含Au高於硅鋁質。

⑦ 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)。

⑧ 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。

⑨ 火山岩岩石地球化學

( 一) 火山岩主元素地球化學特徵

收集延吉北部地區中生代火山岩的岩石化學分析數據，將晚三疊世火山岩的岩石化學成分分析結果列於附表 1-1，晚侏羅世—早白堊世火山岩的岩石化學成分分析結果列於附表 1-2，古近紀火山岩的岩石化學成分分析結果列於附表 1-3。

1. 晚三疊世火山岩主元素地球化學特徵

延邊地區晚三疊世火山岩的化學成分分析結果見附表 1-1。從附表 1-1 中可以看出，晚三疊世火山岩的 SiO₂含量 54. 26% ～78. 46%，包括中性岩和酸性岩，總體上里特曼指數 ( σ) 平均值為 2. 15，Mg^※平均值為 35. 84，屬於鈣鹼性玄武岩系列，在火山岩 TAS 分類圖解中，部分表現為鹼性玄武岩系，部分表現為拉斑玄武岩系 ( 圖 1-4) ; 從 SiO₂含量分布可以看出，晚三疊世火山岩缺失 SiO₂含量 63% ～ 72% 的樣品，可以明顯分為兩組，具有雙峰式分布特徵; SiO₂含量 54. 26% ～ 62. 99% 的一組為偏中基性的火山岩，里特曼指數平均值為 2. 44，Mg^※平均值為 48. 04，屬於偏鹼性的鈣鹼性玄武岩系列，包括鹼性岩和拉斑玄武岩系; SiO₂含量為 70. 42% ～ 78. 46% 的一組為偏酸性的火山岩，里特曼指數平均值為1. 76，Mg^※平均值為19. 22，屬於拉斑玄武岩系 ( 圖1-4) ，反映晚三疊世火山岩獨特的構造環境。

2. 晚侏羅世—早白堊世火山岩主元素地球化學特徵

延邊地區晚侏羅世—早白堊世火山岩包括晚侏羅世屯田營組和早白堊世金溝嶺組的火山岩，兩組火山岩岩石化學成分分析結果見附表 1-2。屯田營組和金溝嶺組火山岩 SiO2含量為 44. 08% ～ 67. 52% ，Mg※平均值為 57. 34，以中基性岩為主，總體上兩組火山岩的里特曼指數平均值為 2. 56，屬於偏鹼性的鈣鹼性玄武岩系列，在火山岩 TAS 分類圖解中，部分表現為鹼性玄武岩系，部分表現為拉斑玄武岩系 ( 圖1-5) ;從 SiO2含量分布可以看出，晚侏羅世屯田營組和早白堊世金溝嶺組火山岩總體上有相似性，但也各具特點，大致可以分為兩個群組; 晚侏羅世屯田營組火山岩 SiO2含量在 53. 79% ～ 67. 52% 之間，為一組偏酸性的中基性火山岩，而早白堊世金溝嶺組火山岩 SiO2含量在 44. 08% ～ 65. 00% 之間，為一組偏基性的中基性火山岩，兩組里特曼指數沒有明顯差異 ( 圖 1-5) ，反映由晚侏羅世到早白堊世火山岩具有向基性方向演化的特點。

圖 1-4 延邊地區晚三疊世火山岩 TAS 分類圖

圖 1-5 延邊地區侏羅世—晚白堊世火山岩 TAS 分類圖( 圖中字母代號同圖 1-4)

3. 古近紀火山岩元素地球化學特徵

延邊地區古近紀火山岩的化學成分分析結果見附表 1-3。古近紀火山岩的 SiO2含量55. 18% ～ 66. 46% ，Mg^※平均值為 45. 71，為中性岩和中酸性岩，岩石主要分布在玄武質粗面安山岩、粗面安山岩、粗面岩范圍內，里特曼指數平均值為 2. 88，屬於鹼性玄武岩系列 ( 圖 1-6) ，反映古近紀火山岩獨特的構造環境。

圖 1-6 延邊地區古近紀火山岩 TAS 分類圖( 圖中字母代號同圖 1-4)

從上述不同時代火山岩主元素地球化學特徵可以看出，晚三疊世火山岩具有雙峰式分布特徵，偏中基性一組屬於鈣鹼性玄武岩系列，偏酸性一組屬於拉斑玄武岩系;晚侏羅世—晚白堊紀火山岩屬於偏鹼性的鈣鹼性玄武岩系列，總體上為中基性火山岩，但晚侏羅世屯田營組火山岩偏酸性，而早白堊世金溝嶺組火山岩偏基性;古近紀火山岩為中性岩，屬於鹼性玄武岩系列。這種差異性反映不同時期火山岩具有不同的成岩構造環境。

(二)火山岩微量元素地球化學特徵

1.晚三疊世火山岩微量元素地球化學特徵

延邊地區晚三疊世火山岩的稀土元素分析結果見附表1-4，從球粒隕石標准化REE配分圖可以看出(圖1-7，圖1-8)，晚三疊世大興溝群和三仙嶺組火山岩明顯的劃分成兩組，一組為流紋岩類，其稀土總量較高(ΣREE=164×10^－6～317×10^－6)、輕重稀土分餾明顯(LREE/HREE=4.56～6.64)，且具有強烈的負Eu異常(δEu=0.19～0.49)(圖1-7);而另一組為中基性火山岩類，其火山岩的稀土總量相對較低(112×10^－6～199×10^－6)、輕重稀土分餾相對較弱(LREE/HREE=4.28)，且具弱的Eu異常(δEu=0.64～0.92)(圖1-8)。第一組與第二組雖然具有以上差異，但具有相似的稀土配分模式，表明為同源岩漿演化的特徵，流紋岩中較大的負Eu異常，暗示岩漿演化早期應有大量斜長石的分離結晶或岩漿源區應有大量斜長石的殘留。

根據瑞利分餾原理可以判別來自同一岩漿源區的岩漿是以何種方式形成，親濕岩漿元素與親岩漿元素濃度比值對親濕岩漿元素濃度的協和關系表明，平衡部分熔融的軌跡呈現出斜率為 D 的斜線，而分離結晶作用則表現為一近水平線 ( Cook，2000) ，在 La/Sm-La圖解中，延邊地區晚三疊世中基性火山岩表現出正相關性，而酸性火山岩表現出近水平線的特徵 ( 圖 1-9) ，反映延邊地區晚三疊世火山岩不僅主元素具有雙峰式的特徵，雖然稀土配分具有同源性，但兩組岩漿具有不同的演化形式，中基性火山岩形成以部分熔融方式為主，而酸性火山岩以分離結晶作用為主。

圖 1-7 延邊地區晚三疊世酸性火山岩稀土元素配分圖

圖 1-8 延邊地區晚三疊世中基性火山岩稀土元素配分圖

延邊地區晚三疊世火山岩的部分微量元素分析結果見附表 1-7，在原始地幔標准化的微量元素蛛網圖上可以看出，晚三疊世火山岩總體上具有近似的分布特徵，富集大離子親石元素 ( LILE) ，高場強元素弱富集，相對虧損 Nb，Ta 及 Ti，表明源區陸殼物質混入的特點，暗示其形成應與俯沖陸殼物質成分的涉入有關 ( 圖 1-10、圖1 -11 ) 。晚三疊世火山岩微量元素也可分為兩組，一組火山岩為 K，Rb，Th 等大離子親石元素富集相對較強，Nb 及 Ta 的虧損相對變化不大，Sr，Ti 虧損程度強，P 含量變化較大，此組火山岩分析樣品的 SiO₂含量大於 70% ，屬酸性火山岩組分 ( 圖 1-10) ; 另一組火山岩為 K，Rb，Th 等大離子親石元素富集相對較弱，Nb 及 Ta 虧損相對變化不大，Sr，Ti 等呈較弱的虧損或不虧損，富集 P，此組火山岩的 SiO₂含量小於65 % ，屬中基性火山岩組分 ( 圖1 -11 ) 。

圖 1-9 延邊地區晚三疊世火山岩 La/Sm-La 圖解

圖 1-10 延邊地區晚三疊世酸性火山岩微量元素蛛網圖

圖 1-11 延邊地區晚三疊世中基性火山岩微量元素蛛網圖

圖 1-12 延邊地區晚侏羅世屯田營組火山岩稀土元素配分圖

2. 晚侏羅世—早白堊世火山岩微量元素地球化學特徵

延邊地區晚侏羅世—早白堊世火山岩的稀土元素分析結果見附表 1-5，從球粒隕石標准化 REE 配分圖可以看出 ( 圖 1-12，圖 1-13) ，晚侏羅世—早白堊世火山岩總體上表現為中等斜率的向右傾斜曲線，富集輕稀土元素，相對虧損重稀土元素，具有同源演化特徵。但晚侏羅世屯田營組火山岩與早白堊世金溝嶺組火山岩又各具特徵，晚侏羅世屯田營組火山岩稀土總量較高，ΣREE 平均值為 144. 1 × 10^{－ 6}，輕重稀土分餾較明顯，LREE/HREE 比值平均為 10. 71、LaN/ LuN比值平均為 14. 75，且具有微弱的負 Eu 異常，δEu 平均值為 0. 84，重稀土元素分布范圍比較廣 ( 圖 1-12) ; 早白堊世金溝嶺組火山岩稀土總量相對較低，ΣREE 平均值為 99. 43 × 10^{－ 6}，輕重稀土分餾相對較弱，LREE/HREE 比值平均為 7. 34、La_N/ Lu_N比值平均為 8. 63，不具有負 Eu 異常，δEu 平均值為 1. 01，重稀土元素分布范圍比較窄 ( 圖 1-13) ，暗示屯田營組和金溝嶺組火山岩在岩漿分異演化過程中的差異。

圖 1-13 延邊地區早白堊世金溝嶺組火山岩稀土元素配分圖

延邊地區晚侏羅世—早白堊世火山岩部分微量元素分析結果見附表 1-8，在原始地幔標准化的微量元素蛛網圖上，晚侏羅世屯田營組和早白堊世金溝嶺組火山岩總體上具有近似的分布特徵，富集大離子親石元素 ( LILE) ，高場強元素弱富集或虧損，Nb，Ta 及 Y明顯虧損，富集 P，K 與 Sr ( 圖 1-14，圖 1-15) ，暗示岩漿源區曾遭受地殼物質的混染或俯沖殘留洋殼流體的交代 ( Corbettg，2002; Dube et al. ，1998) ，同時也顯示晚侏羅世屯田營組和早白堊世金溝嶺組火山岩具有同源演化的特徵。但早白堊世金溝嶺組火山岩，表現出更加富集 K，Sr，P; 虧損 Rb，Nb，Ta，Y，富 K 貧 Rb 是該組火山岩的特點 ( 圖1-15) ，可能與分異演化的富 K 過程有關。

在 La/Sm-La 圖解中，不論是晚侏羅世屯田營組火山岩，還是早白堊世金溝嶺組火山岩，或是晚侏羅世屯田營組和早白堊世金溝嶺組所有火山岩，其投點的線性趨勢線均表現出近水平線的展布特徵 ( 圖 1-16) ，反映早侏羅世屯田營組和晚白堊世金溝嶺組火山岩不僅具有具有同源性，而且具有相同的岩漿演化形式，即均以分離結晶作用為主。

3. 古近紀火山岩微量元素地球化學特徵

延邊地區古近紀泉水村組火山岩的稀土元素分析結果見附表 1-6，泉水村組火山岩稀土總量較高，ΣREE 平均值為 207. 33 × 10^{－ 6}，從球粒隕石標准化 REE 配分圖可以看出，泉水村組火山岩表現為中等斜率的向右傾斜曲線 ( 圖 1-17) ，富集輕稀土元素，相對虧損重稀土元素，LREE/HREE 比值平均為 7. 32，LaN/ LuN比值平均為 12. 09，且具有微弱的負 Eu 異常，δEu 平均值為 0. 71，岩石具有相同的配分形式，反映具有同源演化特徵。

圖 1-14 延邊地區晚侏羅世屯田營組火山岩微量元素蛛網圖

圖 1-15 延邊地區早白堊世金溝嶺組火山岩微量元素蛛網圖

圖 1-16 延邊地區早侏羅世—晚白堊世火山岩 La/Sm-La 圖解

圖 1-17 延邊地區古近紀泉水村組火山岩稀土元素配分圖

圖 1-18 延邊地區古近紀泉水村組火山岩 La/Sm-La 圖解

在 La/Sm-La 圖解中，雖然古近紀泉水村組火山岩分析樣品比較少，但是其投點的線性趨勢線仍然可以比較清楚地表現出正相關性的展布特徵 ( 圖 1-18) ，反映古近紀泉水村組火山岩岩漿演化可能以部分熔融作用為主。

延邊地區古近紀泉水村組火山岩部分微量元素分析結果見附表 1-9，在原始地幔標准化的微量元素蛛網圖上，古近紀泉水村組火山岩具有相同的分布特徵，富集大離子親石元素 ( LILE) ，高場強元素虧損，Nb，Ta 及 Sr，Ti 明顯虧損，富集 P，K ( 圖 1-19) 。Sr 和Ta，Nb，Ti 的虧損，一般認為是大洋板塊俯沖消減帶有關的高鉀、低鈦玄武岩的典型配分模式 ( Chen et al. ，2003) ，因此古近紀泉水村組火山岩，Nb 與 Ta 及 Sr 與 Ti 的虧損暗示岩漿源區曾遭受俯沖殘留洋殼流體的交代 ( Cooke et al. ，2000; Corbettg，2002) ，這與古近紀延邊地區受太平洋板塊俯沖影響的構造環境相一致。

圖 1-19 延邊地區古近紀泉水村組火山岩微量元素蛛網圖

(三)火山岩同位素地球化學特徵

延邊地區中生代火山岩的Sr-Nd同位素分析結果見附表1-10。延邊地區晚三疊世—晚侏羅世—早白堊世，包括大興溝群、三仙嶺組、屯田營組和金溝嶺組火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.7045589，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值為0.5126101，ε_Nd(t)值平均值為0.4329，不同期次火山岩的Sr-Nd同位素組成變化不是很大，反映總體上處於Sr，Nd同位素弱虧損的岩漿源區性質。但是，各時期的火山岩也保留有各自的Sr-Nd同位素組成特徵，晚三疊世大興溝群和三仙嶺組火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.705033，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值為0.512536，ε_Nd(t)值平均值為－0.64;晚侏羅世屯田營組火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.70469，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值為0.512605，ε_Nd(t)值平均值為0.386;早白堊世金溝嶺組火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.704202，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值為0.5126518，ε_Nd(t)值平均值為1.074。比較而言，晚三疊世火山岩具有較高I_Sr值和較低的ε_Nd(t)值，而早白堊世火山岩具有較低I_Sr值和較高的ε_Nd(t)值，從晚三疊到晚侏羅世再到早白堊世，I_Sr值逐漸降低，而ε_Nd(t)值逐漸增加，表明隨著時代變新岩漿源區Sr、Nd同位素弱虧損逐漸明顯，反映軟流圈地幔物質的逐漸增加。古近紀泉水村組火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.70455，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值為0.512735，ε_Nd(t)值平均值為1.895，亦具有較低I_Sr值和較高ε_Nd(t)值的Sr，Nd同位素虧損的岩漿源區特徵。

在ε_Nd(t)-I_Sr變異圖解中，延邊地區火山岩位於地幔排列趨勢線附近的左側，並不靠近任何一個地幔端元，而位於HIMU與EM1之間，可能反映了不同地幔端元的混合性質(圖1-20)，雖然表現ε_Nd(t)＞0，但f_Sm/Nd＜0(－0.30～－0.49)，造成這種現象被認為主要是與地殼混染或地幔交代兩種作用有關(Norryetal.，1983)。晚三疊世火山岩—晚侏羅世火山岩—早白堊世火山岩呈平行地幔排列趨勢線分布，顯示出同源演化的特徵，而新近紀泉水村組火山岩位於地幔排列趨勢線上。延邊地區中生代火山岩與興蒙造山帶中生代火山岩的Sr-Nd同位素組成比較相似(Wuetal.，2003)，但延邊地區中生代火山岩的ε_Nd(t)值變化范圍高於興蒙造山帶中生代火山岩，而I_Sr值變化范圍小於興蒙造山帶中生代火山岩，更顯示出虧損的岩漿源區特徵，這暗示延邊地區中生代火山岩與興蒙造山帶中生代岩漿作用具有相近似的源區(圖1-20)。而相比之下，延邊地區中生代火山岩的Sr-Nd同位素組成與華北板塊內部中生代火山岩的Sr-Nd同位素組成特徵明顯不同(裴福萍等，2003)，後者以較高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值和較低的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值為特徵(圖1-20)。

圖1-20延邊地區中生代火山岩ε_Nd(t)-I_Sr圖解

延邊地區中生代火山岩的鉛同位素分析結果見附表1-11。其中三仙嶺組火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.274～18.399，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.550～15.571，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.240～35.304。當t=116Ma，三仙嶺組火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化於18.19～18.33之間，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化范圍為15.55～15.57，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化變化范圍為38.14～38.22;屯田營組火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值為18.299～18.440，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值為15.543～15.560，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值為38.196～38.410。當t=117Ma，屯田營組火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化於18.25～18.37之間，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化范圍為15.54～15.56，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值為38.13～38.22;金溝嶺組火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值為18.205～18.379，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值為15.544～15.564，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值為38.107～38.396。當t=106Ma，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化於18.15～18.28之間，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化范圍為15.54～15.56，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值變化變化范圍為38.03～38.21。在Pb同位素特徵上，延吉地區中生代火山岩類似於日本島弧火山岩(圖1-21)。

圖1-21延吉地區晚中生代火山岩Pb-Pb同位素協變圖(據李超文，2006)

⑩ 礦床地球化學和岩石地球化學哪個好

都是相關的專業，好與差沒有人能夠說的清楚。