岩石地球化学

① 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.

② 岩石元素地球化学成分

各类岩石元素地球化学成分见表1-5。其特征主要表现为：

1）沉积岩类各元素平均值中，Al₂O₃和Na₂O的含量明显低于全省平均值；而CaO和MgO含量明显高于全省丰度，原因是在沉积岩中，有大量浅海相的灰岩和白云岩之故；

2）变质岩各元素平均值，在元素周期表第四周期的元素，普遍高于全省平均值，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 等含量丰富为特征；但火山岩的平均含量，却以Al₂O₃、SiO₂、K₂O、Rb、Y、Zr、Ba、La、Ce等的含量偏高为特征，说明浙江省具有以酸性火山岩为主的特点；

表1-5 浙江省主要岩石元素平均含量

注：含量单位氧化物为%，Au为ng/g，其余为mg/kg；引自《浙江省区域地层岩石地球物理、地球化学参数研究报告》（浙江省物探大队、区测大队，1991）。

4）侵入岩中，超基性侵入岩以第四周期的铁系元素丰度极高为特征，全碱含量为4.73%，Na₂O＞K₂O，呈现了低硅富铁镁钙质岩系特征；中性侵入岩中铁镁组分为7.14%，全碱7.51%，Na₂O≈K₂O，富含Sr、Zr、Ba、La、Ce等元素为特征；中酸性-酸性侵入岩具有碱质高的特征，全碱达8.30%，而且 K₂O＞Na₂O；其中特征元素以 Be、Ga、Rb、Y、Zr、Sn、La、Ce、W、Pb、Th、V等高丰度为特征。

③ 岩石地球化学特征与成因

岩石地球化学测试结果见表5—12。可以看出LOI含量在0.86%～5.76%之间，平均为2.08%，说明测试样品未经过强烈的蚀变；SiO₂含量在44.42%～49.49%之间，平均为47.73%；全碱（ALK=K₂O+Na₂O）含量2.41%～4.17%，均值为3.2%，所测样品中w（Na₂O）＞w（K₂O）。由Willson（1989）TAS图解（图5—6）可看出，所投点绝大多数位于玄武岩区域，属于亚碱性系列范围（BD09—20—8、9除外）。结合微量元素，在w（Nb）/w（Y）—w（Zr）/w（TiO₂）图解（图5—7）中，所投点位于亚碱性玄武岩区域内，与TAS图解所得到的结论一致。

表5—12齐陇乌如组变玄武岩常量（w_B/%）、微量元素（w_B/10^－6）成分含量

图5—10齐陇乌如组变玄武岩类构造环境判别图

图5—10中，无石榴子石的变玄武岩落在岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩区中，而含石榴子石的变玄武岩落在洋脊玄武岩、富集型洋脊玄武岩区内。也说明它们形成于俯冲带和准洋脊环境，推测洋盆规模不大。

④ 岩土地球化学的差异性

元素在地壳中的分布具有极大的不均匀性。地球化学研究认为，造成这种不均匀性的主要原因是由于地表中分布着化学元素含量不同的各类岩石，不同类型岩石的出现，实际上是不同地球化学性质和其形成环境差异所导致的必然结果。岩石由矿物组成，矿物由元素组成，岩石性质的差异，导致不同岩石地球化学特征的差异。

岩石在表生作用下，形成的各类风化残积物、沉积物是土壤的成土母质，不同的成土母质中元素含量的高低也不尽相同，这种含量的差异性不仅表现在母质层中，也直接反映在表层土壤中。从表7-1中可以发现如下特征。

表7-1 浙江省典型土壤地质环境元素含量平均值

续表

注：含量单位氧化物为%，Cd、Hg为ng/kg，其余为mg/kg；括号内为样品数。

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

2）在土壤母质（风化残积物、沉积物）中，CaO、MgO、S、B、F等在第四系沉积物中的平均含量＞基性风化残积物；在风化残积物中，火山岩中 B、As、Cl、F、Se、SiO₂等的平均含量＞花岗岩＞基性岩，花岗岩中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＞花岗岩。

3）在不同母质形成的土壤中，基性岩母质土壤中CaO、MgO、As、Br、Ni、Co、Cr、V、Mn、P等的平均含量＞火山母质土壤＞花岗岩母质土壤；花岗岩母质土壤中 K₂O、Na₂O、Th、U、Pb、Hg等的平均含量＞火山母质土壤＞基性岩母质土壤；在第四系覆盖区，以砂（粉砂）质沉积物（滨海相）为母质的土壤中CaO、MgO、Mn、P、Br等的平均含量＞以淤泥质沉积物（湖沼相）为母质的土壤；Cd、Hg、Mo、Pb、S、Se等的含量则表现为湖沼相土壤＞滨海相土壤的特点。

⑤ 火成岩岩石地球化学

智博的岩石化学样品中有9件熔岩和3件侵入岩(见表3-1和表3-3)。

表3-3 智博铁矿区岩石稀土元素微量元素丰度表(10^-6)

续表

(一)主量元素地球化学

1.火山熔岩

智博的9件火山熔岩样品的分类依据TAS图，从SiO₂-K₂O图(图3-10)上可以看出，除了有一件样品属低钾钙碱性系列外，其余样品全属钾玄岩系列。

图3-10 智博火山岩的TAS图和SiO₂-K₂O图

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

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

2.侵入岩

3个侵入岩样品为闪长岩，均属亚碱性系列(图3-11)。SiO₂含量为49.98%～61.24%，TiO₂含量为0.62%～0.79%，Al₂O₃含量为15.29%～18.20%，MgO含量为2.18%～7.85%，Fe₂O₃为6.21%～7.39%，CaO含量为4.13%～10.72%，Na₂O含量为3.00%～4.17%，K₂O含量为0.19%～2.75%。Mg^#为0.41～0.68。

图3-11 智博侵入岩硅钾图

(二)稀土元素地球化学

智博岩石的稀土元素丰度分析数据，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比值为0.94～3.40，(La/Sm)_N比值为0.98～1.68，(Gd/Yb)_N比值为0.97～1.77。样品的轻稀土元素和重稀土元素之间的分馏程度中等，轻稀土元素内部分馏程度和重稀土元素内部分馏程度均较弱。从球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线图上(图3-12)可看出，配分曲线均为轻稀土略富集型，有一件玄武岩样品有明显的负Eu异常。

中性火山熔岩的∑REE=28.52×10^-6～175.94×10^-6，δEu=0.70～0.84，(La/Yb)_N比值为2.60～15.70，(La/Sm)_N比值为0.89～3.30，(Gd/Yb)_N比值为1.07～3.70。样品的轻稀土元素和重稀土元素之间的分馏程度较强，轻稀土元素内部分馏程度和重稀土元素内部分馏程度均中等。从球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线图上(图3-12)可看出，配分曲线均为向右倾的轻稀土富集型，样品无明显的Eu异常。

图3-12 智博火山岩的稀土元素和微量元素配分曲线图

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比值为1.95～5.21，(La/Sm)_N比值为1.28～2.73，(Gd/Yb)_N比值为1.53～1.61。样品的轻稀土元素和重稀土元素之间的分馏程度中等，轻稀土元素内部分馏程度和重稀土元素内部分馏程度均较弱。从球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线图上(图3-13)可看出，配分曲线均为轻稀土略富集型，花岗闪长岩和闪长岩各有一件样品有明显的负Eu异常。

(三)微量元素地球化学

1.火山熔岩

基性火山熔岩的不相容元素原始地幔标准化图上(见图3-12)可以看出，Rb，Ba，Th，U四种元素有小幅度的相对富集，Sr有不同程度亏损，V，Co适度亏损，Cr，Ni显著亏损。除了上述元素外，样品的原始地幔标准化值介于8～30之间。总体上，配分曲线相对平滑，曲线形态基本一致。

中性火山熔岩、基性熔岩的不相容元素原始地幔标准化图上(见图3-12)可以看出，Rb，Ba，Th，U四种元素有小幅度的相对富集，V，Co适度亏损，Cr，Ni显著亏损。除了上述元素外，样品的原始地幔标准化值介于8～50之间。总体上，配分曲线相对平滑，曲线形态基本一致。

2.侵入岩

侵入岩的不相容元素原始地幔标准化图上(图3-13)可以看出，大离子亲石元素(Rb，Ba，Th，U)变化较大，一件样品Nb适度亏损，一件样品Zr适度富集，V，Co适度亏损，Cr，Ni显著亏损。除了上述元素外，样品的原始地幔标准化值介于2～20之间。总体上，配分曲线相对平滑，曲线形态基本一致。

图3-13 智博侵入岩稀土元素和微量元素配分曲线图

⑥ （一）区域岩石地球化学

1.地层元素特征

南岭地区各地层元素丰度表明，基性特征元素Fe、Mg、Ti、V、Cr、Ni、Co、P、Mo、Sr等总体表现亏损，浓集系数小于1；酸性特征元素Sn、W、Bi、Li、Tn、K、F、La等，浓集系数(

)接近或大于1。晚古生代反映基性特征的元素丰度(K值为0.13～0.62)均较大的低于地壳平均含量，早古生代及前寒武纪地层显示酸性特征的元素丰度远大于地壳平均含量(K值为1.06～2.87)。表明南岭地区地层属硅铝质为主的陆壳。

据前人资料，元素丰度与地层、矿产的关系是：①Ni、Cr、Co、V等幔源物质浓集系数为0.10～0.5，K元素富集于前泥盆系，浓集系数为1.06～1.44，表明前泥盆纪酸性火山岩较发育并以陆源碎屑为主要物源，加里东运动后地壳趋于稳定，接受地台-准地台碳酸盐岩沉积，至中泥盆纪K元素丰度剧减；②Sr、Mn明显低于地壳丰度值，在地层中与Ca有同步增减趋势，可能与台沟相钙硅质岩沉积的碳酸锰有关；③W、Sn在古生界和元古界都有不同程度富集，其中W以四堡群富集系数最大，含量达4.3×10^-6，K值为2.87；次为震旦系、泥盆系，Sn以泥盆系最高，含量达3.93×10^-6，K值为1.97；其次是奥陶系、四堡群，据此推断南岭钨锡矿产地密布与富含W、Sn的元古界基底及作为矿体主要围岩的下古生界、泥盆系有关，元古界亦可能为含钨锡重熔型花岗岩的岩浆源岩；④Pb、Zn分别在古生界、元古界部分富集，一般K值近于1、小于2，分布不均匀，桂北D₁D₂泥质岩、粤北D₃砂泥质岩、湘南D₂、赣南D₃砂泥质岩石中都有相当的富集，与区内大型特大型铅锌矿床赋存层位相对应；⑤As、Sb各层位都有明显富集。其中Sb在寒武系、奥陶系和泥盆系中K值达6.05～8.55，属于Sb的强富集层位；⑥Au、Ag仅三叠系略有富集(K＝1.71)，其他上古生界K值均接近或等于1。下古生界及元古界Ag含量远小于地壳平均值，且随着层位更新含量相对增高，Au据桂北、桂东水口群，四堡群零星资料统计，仅板溪群合桐组(

)、四堡群文通组(

)泥质岩岩石丰度为(1.04～1.14)×10^-9，四堡群变质粉砂岩中有较大的变异系数和1.71的富集度，表明该区上地壳Au丰度低，南岭地区显著富集的成矿元素为As、Sb、Bi、Sn、W、Li、Ag、Pb、Zn、Th、U(表2-4)。

表2-4 南岭片各地层富集元素表(以K≥1.5为准)

2.岩浆岩常量元素地球化学

区内花岗岩以壳源重熔型为主，具富Si、K贫Fe、Mg、Ca、Mn、P、Na元素特征，铝为饱和或过饱和，氧化指数偏低。雪峰期、加里东期、印支-燕山期由老至新由偏基性向偏酸性的演化过程不连续，可能各属不同岩浆源和独立岩浆演化系列。同地区、同复式岩体、不同期或同期不同阶段的花岗岩体，自早至晚SiO₂增加，Fe₂O₃、FeO、CaO、MgO、P₂O₅减少，Al₂O₃、MnO、K₂O、Na₂O的变化不明显。

壳源重熔型花岗岩类一般⁸⁷Sr/⁸⁶Sr大于0.711，δ¹⁸O为＋9.5‰～＋13.5‰，形成轻重稀土→Na、Ta→Be、W、Sn→Mo、Bi→Cu、Pb、Zn→U矿床系列；壳幔同熔型主要为花岗闪长岩组合，其⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.711～0.705，δ¹⁸O为＋7.5‰～10‰之间，形成Cu、Pb、Zn、Mo、Au、Ag、Fe矿床；幔源型以钠质花岗岩为主要特征，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr小于0.705，δ¹⁸O为＋3.5‰～8‰，仅见弱Nb、Ta、Zr矿化。依据不同成因岩浆岩有不同的含矿性及其矿物学、黑云母演化、副矿物、硅、钾、钠氧化物含量变化、稀土配分等特征，南岭地区内广布壳源重熔型花岗岩，同熔型花岗闪长岩类于湘、桂、粤有部分出露；幔源分异型仅见于桂北四堡期的本洞岩体。

煌斑岩于湘、桂、粤均有出露。其中广西煌斑岩与产金刚石的金伯利岩比较，具有高硅铝、富钾或钠的特点；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维氏值的4～10倍。

火山岩由西向东具有活动增强、成矿关系密切程度增加的总趋势。桂北四堡期、雪峰期，粤桂边界震旦纪细碧岩、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；震旦纪火山岩SiO₂、Al₂O₃、FeO、Na₂O低，TiO₂、Fe₂O₃高；侏罗纪火山岩以酸性为主。粤北中生代及晚古生代主要为海相酸-中酸性凝灰岩、凝灰熔岩、火山碎屑岩及火山角砾岩，与铁矿成矿有关。赣南中生代火山岩主要与钨、铁、铀成矿关系密切。

3.花岗岩类微量元素地球化学

(1)桂北各花岗岩体微量元素特征

四堡期分异型花岗岩类贫Nb、Zr、Be、Rb、Ba、Sr、U、Th，富Cr、Ni、Co、V、Pb、Zn、W、Sn、Cu与维氏值相近。

同熔型岩体明显富集的元素有W、Sn、Ni、Co、V、Ti、U、Th。以W、Sn富集、Cu富集不显著为典型特征。

重熔型岩体W、Sn特别富集(K值5)，Nb、Pb、Zn、Li、U、Th、F、Ca、Sc亦有较明显的富集，贫缺的是Zr、Cr、Ni、Co、V等，与华南地区花岗岩成矿专属性一致。岩体出露面积越小，W、Sn、Pb、Zn、Cu含量越高，但U含量与岩体大小无关。前者系因岩浆期或期后热液成矿作用主要于岩体顶部和外接触带富集，成岩、成矿时差不大；U主要于成岩期后富集，与成岩有较大的时差。

从四堡期至燕山期、主成矿元素W、Sn、U基本上是单向升高，Pb、Zn则没有这种趋势。

(2)湘南各花岗岩体微量元素特征

湘南花岗岩体主要为加里东期、印支期和燕山早期岩体。加里东期和印支期岩体富集W、Sn、Pb、Zn、Li、As、Ta、U、B、Th，其中W、Sn、Ta、U特别富集。在岩浆分异所致的过渡相内，其Ni、Cr、V、B、Cu、Pb、Sn含量是酸性边缘相的近两倍或以上。燕山早期花岗岩较印支期相对富集元素有Cu、Pb、Zn、Ag、Sb、W、Sn、Bi、Li、Nb、Ta、As、U、F、Rb等，且富集程度也增加。

水口山同熔型花岗岩Cu、Zn、V、Sr、Ag、Mo较重熔型高，而W、Sn较低。

(3)粤北同熔型花岗闪长岩体微量元素含量特征

粤北同熔型花岗闪长岩体Cr、Ni、Sn、Pb、Zn、Ag偏高。印支期岩体成矿元素都低于维氏值。燕山早期岩体W、Sn、Cu、Pb、Zn、Ag、Th、F、Li都高或很高，热水岩体随岩浆演化成矿元素剧增，表明成矿岩体特征，同时∑REE下降，LREE/HREE与La/Lu也下降。

4.花岗岩类Au丰度

除燕山早期和加里东晚期岩体达到或接近维氏值外，其余各时代岩体Au丰度均较低；基性度高Au丰度高，碱性高Au丰度低；随岩浆演化Au渐减；再生重熔花岗岩Au高于交代改造的花岗岩；随着花岗岩化加深Au量渐减；在造岩矿物中，铁镁质含Au高于硅铝质。

⑦ 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)。

⑧ 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。

⑨ 火山岩岩石地球化学

( 一) 火山岩主元素地球化学特征

收集延吉北部地区中生代火山岩的岩石化学分析数据，将晚三叠世火山岩的岩石化学成分分析结果列于附表 1-1，晚侏罗世—早白垩世火山岩的岩石化学成分分析结果列于附表 1-2，古近纪火山岩的岩石化学成分分析结果列于附表 1-3。

1. 晚三叠世火山岩主元素地球化学特征

延边地区晚三叠世火山岩的化学成分分析结果见附表 1-1。从附表 1-1 中可以看出，晚三叠世火山岩的 SiO₂含量 54. 26% ～78. 46%，包括中性岩和酸性岩，总体上里特曼指数 ( σ) 平均值为 2. 15，Mg^※平均值为 35. 84，属于钙碱性玄武岩系列，在火山岩 TAS 分类图解中，部分表现为碱性玄武岩系，部分表现为拉斑玄武岩系 ( 图 1-4) ; 从 SiO₂含量分布可以看出，晚三叠世火山岩缺失 SiO₂含量 63% ～ 72% 的样品，可以明显分为两组，具有双峰式分布特征; SiO₂含量 54. 26% ～ 62. 99% 的一组为偏中基性的火山岩，里特曼指数平均值为 2. 44，Mg^※平均值为 48. 04，属于偏碱性的钙碱性玄武岩系列，包括碱性岩和拉斑玄武岩系; SiO₂含量为 70. 42% ～ 78. 46% 的一组为偏酸性的火山岩，里特曼指数平均值为1. 76，Mg^※平均值为19. 22，属于拉斑玄武岩系 ( 图1-4) ，反映晚三叠世火山岩独特的构造环境。

2. 晚侏罗世—早白垩世火山岩主元素地球化学特征

延边地区晚侏罗世—早白垩世火山岩包括晚侏罗世屯田营组和早白垩世金沟岭组的火山岩，两组火山岩岩石化学成分分析结果见附表 1-2。屯田营组和金沟岭组火山岩 SiO2含量为 44. 08% ～ 67. 52% ，Mg※平均值为 57. 34，以中基性岩为主，总体上两组火山岩的里特曼指数平均值为 2. 56，属于偏碱性的钙碱性玄武岩系列，在火山岩 TAS 分类图解中，部分表现为碱性玄武岩系，部分表现为拉斑玄武岩系 ( 图1-5) ;从 SiO2含量分布可以看出，晚侏罗世屯田营组和早白垩世金沟岭组火山岩总体上有相似性，但也各具特点，大致可以分为两个群组; 晚侏罗世屯田营组火山岩 SiO2含量在 53. 79% ～ 67. 52% 之间，为一组偏酸性的中基性火山岩，而早白垩世金沟岭组火山岩 SiO2含量在 44. 08% ～ 65. 00% 之间，为一组偏基性的中基性火山岩，两组里特曼指数没有明显差异 ( 图 1-5) ，反映由晚侏罗世到早白垩世火山岩具有向基性方向演化的特点。

图 1-4 延边地区晚三叠世火山岩 TAS 分类图

图 1-5 延边地区侏罗世—晚白垩世火山岩 TAS 分类图( 图中字母代号同图 1-4)

3. 古近纪火山岩元素地球化学特征

延边地区古近纪火山岩的化学成分分析结果见附表 1-3。古近纪火山岩的 SiO2含量55. 18% ～ 66. 46% ，Mg^※平均值为 45. 71，为中性岩和中酸性岩，岩石主要分布在玄武质粗面安山岩、粗面安山岩、粗面岩范围内，里特曼指数平均值为 2. 88，属于碱性玄武岩系列 ( 图 1-6) ，反映古近纪火山岩独特的构造环境。

图 1-6 延边地区古近纪火山岩 TAS 分类图( 图中字母代号同图 1-4)

从上述不同时代火山岩主元素地球化学特征可以看出，晚三叠世火山岩具有双峰式分布特征，偏中基性一组属于钙碱性玄武岩系列，偏酸性一组属于拉斑玄武岩系;晚侏罗世—晚白垩纪火山岩属于偏碱性的钙碱性玄武岩系列，总体上为中基性火山岩，但晚侏罗世屯田营组火山岩偏酸性，而早白垩世金沟岭组火山岩偏基性;古近纪火山岩为中性岩，属于碱性玄武岩系列。这种差异性反映不同时期火山岩具有不同的成岩构造环境。

(二)火山岩微量元素地球化学特征

1.晚三叠世火山岩微量元素地球化学特征

延边地区晚三叠世火山岩的稀土元素分析结果见附表1-4，从球粒陨石标准化REE配分图可以看出(图1-7，图1-8)，晚三叠世大兴沟群和三仙岭组火山岩明显的划分成两组，一组为流纹岩类，其稀土总量较高(ΣREE=164×10^－6～317×10^－6)、轻重稀土分馏明显(LREE/HREE=4.56～6.64)，且具有强烈的负Eu异常(δEu=0.19～0.49)(图1-7);而另一组为中基性火山岩类，其火山岩的稀土总量相对较低(112×10^－6～199×10^－6)、轻重稀土分馏相对较弱(LREE/HREE=4.28)，且具弱的Eu异常(δEu=0.64～0.92)(图1-8)。第一组与第二组虽然具有以上差异，但具有相似的稀土配分模式，表明为同源岩浆演化的特征，流纹岩中较大的负Eu异常，暗示岩浆演化早期应有大量斜长石的分离结晶或岩浆源区应有大量斜长石的残留。

根据瑞利分馏原理可以判别来自同一岩浆源区的岩浆是以何种方式形成，亲湿岩浆元素与亲岩浆元素浓度比值对亲湿岩浆元素浓度的协和关系表明，平衡部分熔融的轨迹呈现出斜率为 D 的斜线，而分离结晶作用则表现为一近水平线 ( Cook，2000) ，在 La/Sm-La图解中，延边地区晚三叠世中基性火山岩表现出正相关性，而酸性火山岩表现出近水平线的特征 ( 图 1-9) ，反映延边地区晚三叠世火山岩不仅主元素具有双峰式的特征，虽然稀土配分具有同源性，但两组岩浆具有不同的演化形式，中基性火山岩形成以部分熔融方式为主，而酸性火山岩以分离结晶作用为主。

图 1-7 延边地区晚三叠世酸性火山岩稀土元素配分图

图 1-8 延边地区晚三叠世中基性火山岩稀土元素配分图

延边地区晚三叠世火山岩的部分微量元素分析结果见附表 1-7，在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上可以看出，晚三叠世火山岩总体上具有近似的分布特征，富集大离子亲石元素 ( LILE) ，高场强元素弱富集，相对亏损 Nb，Ta 及 Ti，表明源区陆壳物质混入的特点，暗示其形成应与俯冲陆壳物质成分的涉入有关 ( 图 1-10、图1 -11 ) 。晚三叠世火山岩微量元素也可分为两组，一组火山岩为 K，Rb，Th 等大离子亲石元素富集相对较强，Nb 及 Ta 的亏损相对变化不大，Sr，Ti 亏损程度强，P 含量变化较大，此组火山岩分析样品的 SiO₂含量大于 70% ，属酸性火山岩组分 ( 图 1-10) ; 另一组火山岩为 K，Rb，Th 等大离子亲石元素富集相对较弱，Nb 及 Ta 亏损相对变化不大，Sr，Ti 等呈较弱的亏损或不亏损，富集 P，此组火山岩的 SiO₂含量小于65 % ，属中基性火山岩组分 ( 图1 -11 ) 。

图 1-9 延边地区晚三叠世火山岩 La/Sm-La 图解

图 1-10 延边地区晚三叠世酸性火山岩微量元素蛛网图

图 1-11 延边地区晚三叠世中基性火山岩微量元素蛛网图

图 1-12 延边地区晚侏罗世屯田营组火山岩稀土元素配分图

2. 晚侏罗世—早白垩世火山岩微量元素地球化学特征

延边地区晚侏罗世—早白垩世火山岩的稀土元素分析结果见附表 1-5，从球粒陨石标准化 REE 配分图可以看出 ( 图 1-12，图 1-13) ，晚侏罗世—早白垩世火山岩总体上表现为中等斜率的向右倾斜曲线，富集轻稀土元素，相对亏损重稀土元素，具有同源演化特征。但晚侏罗世屯田营组火山岩与早白垩世金沟岭组火山岩又各具特征，晚侏罗世屯田营组火山岩稀土总量较高，ΣREE 平均值为 144. 1 × 10^{－ 6}，轻重稀土分馏较明显，LREE/HREE 比值平均为 10. 71、LaN/ LuN比值平均为 14. 75，且具有微弱的负 Eu 异常，δEu 平均值为 0. 84，重稀土元素分布范围比较广 ( 图 1-12) ; 早白垩世金沟岭组火山岩稀土总量相对较低，ΣREE 平均值为 99. 43 × 10^{－ 6}，轻重稀土分馏相对较弱，LREE/HREE 比值平均为 7. 34、La_N/ Lu_N比值平均为 8. 63，不具有负 Eu 异常，δEu 平均值为 1. 01，重稀土元素分布范围比较窄 ( 图 1-13) ，暗示屯田营组和金沟岭组火山岩在岩浆分异演化过程中的差异。

图 1-13 延边地区早白垩世金沟岭组火山岩稀土元素配分图

延边地区晚侏罗世—早白垩世火山岩部分微量元素分析结果见附表 1-8，在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，晚侏罗世屯田营组和早白垩世金沟岭组火山岩总体上具有近似的分布特征，富集大离子亲石元素 ( LILE) ，高场强元素弱富集或亏损，Nb，Ta 及 Y明显亏损，富集 P，K 与 Sr ( 图 1-14，图 1-15) ，暗示岩浆源区曾遭受地壳物质的混染或俯冲残留洋壳流体的交代 ( Corbettg，2002; Dube et al. ，1998) ，同时也显示晚侏罗世屯田营组和早白垩世金沟岭组火山岩具有同源演化的特征。但早白垩世金沟岭组火山岩，表现出更加富集 K，Sr，P; 亏损 Rb，Nb，Ta，Y，富 K 贫 Rb 是该组火山岩的特点 ( 图1-15) ，可能与分异演化的富 K 过程有关。

在 La/Sm-La 图解中，不论是晚侏罗世屯田营组火山岩，还是早白垩世金沟岭组火山岩，或是晚侏罗世屯田营组和早白垩世金沟岭组所有火山岩，其投点的线性趋势线均表现出近水平线的展布特征 ( 图 1-16) ，反映早侏罗世屯田营组和晚白垩世金沟岭组火山岩不仅具有具有同源性，而且具有相同的岩浆演化形式，即均以分离结晶作用为主。

3. 古近纪火山岩微量元素地球化学特征

延边地区古近纪泉水村组火山岩的稀土元素分析结果见附表 1-6，泉水村组火山岩稀土总量较高，ΣREE 平均值为 207. 33 × 10^{－ 6}，从球粒陨石标准化 REE 配分图可以看出，泉水村组火山岩表现为中等斜率的向右倾斜曲线 ( 图 1-17) ，富集轻稀土元素，相对亏损重稀土元素，LREE/HREE 比值平均为 7. 32，LaN/ LuN比值平均为 12. 09，且具有微弱的负 Eu 异常，δEu 平均值为 0. 71，岩石具有相同的配分形式，反映具有同源演化特征。

图 1-14 延边地区晚侏罗世屯田营组火山岩微量元素蛛网图

图 1-15 延边地区早白垩世金沟岭组火山岩微量元素蛛网图

图 1-16 延边地区早侏罗世—晚白垩世火山岩 La/Sm-La 图解

图 1-17 延边地区古近纪泉水村组火山岩稀土元素配分图

图 1-18 延边地区古近纪泉水村组火山岩 La/Sm-La 图解

在 La/Sm-La 图解中，虽然古近纪泉水村组火山岩分析样品比较少，但是其投点的线性趋势线仍然可以比较清楚地表现出正相关性的展布特征 ( 图 1-18) ，反映古近纪泉水村组火山岩岩浆演化可能以部分熔融作用为主。

延边地区古近纪泉水村组火山岩部分微量元素分析结果见附表 1-9，在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，古近纪泉水村组火山岩具有相同的分布特征，富集大离子亲石元素 ( LILE) ，高场强元素亏损，Nb，Ta 及 Sr，Ti 明显亏损，富集 P，K ( 图 1-19) 。Sr 和Ta，Nb，Ti 的亏损，一般认为是大洋板块俯冲消减带有关的高钾、低钛玄武岩的典型配分模式 ( Chen et al. ，2003) ，因此古近纪泉水村组火山岩，Nb 与 Ta 及 Sr 与 Ti 的亏损暗示岩浆源区曾遭受俯冲残留洋壳流体的交代 ( Cooke et al. ，2000; Corbettg，2002) ，这与古近纪延边地区受太平洋板块俯冲影响的构造环境相一致。

图 1-19 延边地区古近纪泉水村组火山岩微量元素蛛网图

(三)火山岩同位素地球化学特征

延边地区中生代火山岩的Sr-Nd同位素分析结果见附表1-10。延边地区晚三叠世—晚侏罗世—早白垩世，包括大兴沟群、三仙岭组、屯田营组和金沟岭组火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.7045589，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值为0.5126101，ε_Nd(t)值平均值为0.4329，不同期次火山岩的Sr-Nd同位素组成变化不是很大，反映总体上处于Sr，Nd同位素弱亏损的岩浆源区性质。但是，各时期的火山岩也保留有各自的Sr-Nd同位素组成特征，晚三叠世大兴沟群和三仙岭组火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.705033，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值为0.512536，ε_Nd(t)值平均值为－0.64;晚侏罗世屯田营组火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.70469，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值为0.512605，ε_Nd(t)值平均值为0.386;早白垩世金沟岭组火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.704202，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值为0.5126518，ε_Nd(t)值平均值为1.074。比较而言，晚三叠世火山岩具有较高I_Sr值和较低的ε_Nd(t)值，而早白垩世火山岩具有较低I_Sr值和较高的ε_Nd(t)值，从晚三叠到晚侏罗世再到早白垩世，I_Sr值逐渐降低，而ε_Nd(t)值逐渐增加，表明随着时代变新岩浆源区Sr、Nd同位素弱亏损逐渐明显，反映软流圈地幔物质的逐渐增加。古近纪泉水村组火山岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值的平均值0.70455，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值的平均值为0.512735，ε_Nd(t)值平均值为1.895，亦具有较低I_Sr值和较高ε_Nd(t)值的Sr，Nd同位素亏损的岩浆源区特征。

在ε_Nd(t)-I_Sr变异图解中，延边地区火山岩位于地幔排列趋势线附近的左侧，并不靠近任何一个地幔端元，而位于HIMU与EM1之间，可能反映了不同地幔端元的混合性质(图1-20)，虽然表现ε_Nd(t)＞0，但f_Sm/Nd＜0(－0.30～－0.49)，造成这种现象被认为主要是与地壳混染或地幔交代两种作用有关(Norryetal.，1983)。晚三叠世火山岩—晚侏罗世火山岩—早白垩世火山岩呈平行地幔排列趋势线分布，显示出同源演化的特征，而新近纪泉水村组火山岩位于地幔排列趋势线上。延边地区中生代火山岩与兴蒙造山带中生代火山岩的Sr-Nd同位素组成比较相似(Wuetal.，2003)，但延边地区中生代火山岩的ε_Nd(t)值变化范围高于兴蒙造山带中生代火山岩，而I_Sr值变化范围小于兴蒙造山带中生代火山岩，更显示出亏损的岩浆源区特征，这暗示延边地区中生代火山岩与兴蒙造山带中生代岩浆作用具有相近似的源区(图1-20)。而相比之下，延边地区中生代火山岩的Sr-Nd同位素组成与华北板块内部中生代火山岩的Sr-Nd同位素组成特征明显不同(裴福萍等，2003)，后者以较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值和较低的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值为特征(图1-20)。

图1-20延边地区中生代火山岩ε_Nd(t)-I_Sr图解

延边地区中生代火山岩的铅同位素分析结果见附表1-11。其中三仙岭组火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.274～18.399，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.550～15.571，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.240～35.304。当t=116Ma，三仙岭组火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化于18.19～18.33之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化范围为15.55～15.57，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化变化范围为38.14～38.22;屯田营组火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值为18.299～18.440，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值为15.543～15.560，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值为38.196～38.410。当t=117Ma，屯田营组火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化于18.25～18.37之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化范围为15.54～15.56，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值为38.13～38.22;金沟岭组火山岩的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值为18.205～18.379，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值为15.544～15.564，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值为38.107～38.396。当t=106Ma，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化于18.15～18.28之间，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化范围为15.54～15.56，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(i)比值变化变化范围为38.03～38.21。在Pb同位素特征上，延吉地区中生代火山岩类似于日本岛弧火山岩(图1-21)。

图1-21延吉地区晚中生代火山岩Pb-Pb同位素协变图(据李超文，2006)

⑩ 矿床地球化学和岩石地球化学哪个好

都是相关的专业，好与差没有人能够说的清楚。