礦床地球化學皮道會中國地質(zhì)大學(武漢)2013.03.01pdaohui@163.com礦床地球化學皮道會中國地質(zhì)大學(武漢)個人簡介所在單位：資源學院資源系；研究方向：沉積礦床；科研項目：參加12項，主持7項；學術論文：發(fā)表25篇，第一作者5篇（2篇SCI），另有1篇第二作者《Nature》通訊論文；聯(lián)系Email：pdaohui@163.com；個人簡介所在單位：資源學院資源系；課程提綱一、概述（皮道會副教授）；二、微量元素地球化學及其在礦床研究中的應用（皮道會副教授）；三、同位素地球化學及其在礦床研究中的應用（皮道會副教授）；四、同位素年代學及其在礦床研究中的應用（李建威教授）；課程提綱一、概述（皮道會副教授）；考核方式平時成績占20%，以點名或簽到為準；命題式課程論文占80%：(一)書寫要求：1、每人選一個題目，礦種可以靈活擴展；可以有重題，但不應有重文。2、主要是地質(zhì)和地球化學研究成果總結(jié)，要有自己的獨立思考和見解。3、不接受勘查設計和勘查數(shù)據(jù)處理方面的論文！4、書寫和排版格式按照《地球科學——中國地質(zhì)大學學報》的要求。

考核方式平時成績占20%，以點名或簽到為準；(二)評分標準1、有無自主的評述。2、書寫格式是否符合要求。3、參考文獻引用是否恰當。4、是否存在整篇和整段抄襲。(三)提交論文時間和方式1、截止2013.5.30，過時不候；2、2003版電子文檔發(fā)送到：pdaohui@163.com?？己朔绞?二)評分標準考核方式(四)論文題目1、豆莢狀鉻鐵礦成礦作用地球化學現(xiàn)狀及問題；2、巖漿型釩鈦磁鐵礦成礦機理的研究現(xiàn)狀及問題；3、銅鎳硫化物礦成礦地球化學的現(xiàn)狀及問題；4、碳酸巖型稀土礦成礦地球化學研究現(xiàn)狀及問題；5、造山型金礦成礦地球化學研究現(xiàn)狀及問題；6、矽卡巖型鉛鋅礦成礦地球化學研究現(xiàn)狀及問題；7、斑巖型鉬礦成礦地球化學研究現(xiàn)狀及問題；8、熱水沉積礦床成礦地球化學研究現(xiàn)狀及問題；9、火山塊狀硫化礦床成礦作用研究現(xiàn)狀及問題；10、黑色頁巖型多金屬礦床成礦作用研究現(xiàn)狀及問題；11、鄂東南地區(qū)鐵銅金礦成礦作用研究現(xiàn)狀及問題；12、湘南鎢錫礦成礦作用研究現(xiàn)狀及問題；13、甘南金礦地質(zhì)及地球化學研究現(xiàn)狀及問題；14、膠東金礦成礦作用研究現(xiàn)狀與問題；15、某地區(qū)斑巖型銅礦成礦地球化學問題；16、某地區(qū)淺成低溫熱液型礦床成礦地球化學問題；17、有機質(zhì)與金屬礦床成礦作用研究現(xiàn)狀及問題；18、成礦年代學研究進展及發(fā)展趨勢(四)論文題目主要參考書鄭永飛,陳江峰:《穩(wěn)定同位素地球化學》,科學出版社，2000.沈渭洲:《同位素地質(zhì)學教程》,原子能出版社,1997.陳駿主編:《地球化學》,科學出版社,2005.J.Hoefs,StableIsotopeGeochemistry,Springer-Verlag,2009.White,W.M.,Geochemistry.CornellUniversity,1999.Dickin,A.P.,Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPublisher,2005..G.Faure,PrinciplesofIsotopeGeology,2ndedition,1986.H-G.Attendorn,R.N.C.Bowen,RadioactiveandStableIsotopeGeology,1stedition,1997.主要參考書鄭永飛,陳江峰:《穩(wěn)定同位素地球化學》,科學出重要期刊《科學通報》《中國科學》《巖石學報》《地球化學》EconomicGeology;MineraliumDeposita;OreGeologyReview;ResourceGeolgoy;GeochemicaetCosmochimicaActa;ChemicalGeology;EarthandPlanetaryScienceLetters;PrecambrianResearch;JournalofPetrology;ContributiontoMineralogyandPetrology;Lithos;重要期刊《科學通報》《中國科學》《巖石學報》《地球化學》重要學術機構及會議學術團體：1、中國礦物巖石地球化學學會—同位素地球化學專業(yè)委員會2、中國地質(zhì)學會—同位素地球化學專業(yè)委員會學術會議：

1、四年一屆的全國同位素地質(zhì)年代學與地球化學學術會議。重要學術機構及會議學術團體：一、概述礦床地球化學

=礦床學

+地球化學微量元素同位素：穩(wěn)定、放射性成因有機地球化學成礦物質(zhì)來源成礦流體來源成礦年齡礦床學一、概述礦床地球化學=礦床學+地球化學微量元素地球化常規(guī)：鉛和硫同位素新方法：Cu、Zn、Fe、B、Re-Os成礦物質(zhì)來源常規(guī)：測溫、氣液相成分、同位素新方法：紅外、激光ICPMS、PIXE、

Sr、He-Ar同位素、硫化物REE成礦流體來源間接：方解石和螢石Sm-Nd、絹云母K-Ar直接：硫化物和包裹體Rb-Sr、硫化物和白鎢礦Sm-Nd、輝鉬礦和黃鐵礦Re-Os等成礦年齡常規(guī)：鉛和硫同位素成礦物質(zhì)來源常規(guī)：測溫、氣液相成分、同位素兩個關鍵1、工作設計礦床地質(zhì)背景（是最主要的）要解決的問題（關系到采樣）2、樣品采集和處理樣品的地質(zhì)意義樣品的分析（黃鐵礦Re-Os、閃鋅礦Ar-Ar）兩個關鍵1、工作設計二、微量元素原理（一）、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。二、微量元素原理（一）、微量元素的概念

微量元素——地質(zhì)體中（二）、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

(5)礦物顆粒表面吸附（二）、微量元素的存在形式（三）、微量元素的分類(1)以元素在固相-液相/氣相間的分配特征分為：

Do——總分配系數(shù)

相溶元素Do>1——Ni、Co、V、Cr、Yb、Eu等

不相容元素Do<1——Zr、Nb、Ta、HREE、U、Th、Rb等（三）、微量元素的分類(2)以元素在熔融過程中揮發(fā)與難溶程度分為：(2)以元素在熔融過程中揮發(fā)與難溶程度分為：(3)以元素在地質(zhì)作用過程中分散富集特點分為：

a）聚集元素——優(yōu)先形成礦物的元素，是典型成礦元素；

b）分散元素——很少形成獨立礦物，不形成獨立礦床。(3)以元素在地質(zhì)作用過程中分散富集特點分為：（四）微量元素分析數(shù)據(jù)的表達1、圖解法（1）、哈克圖解

是選用樣品中較為穩(wěn)定的主元素變量SiO2為獨立變量，微量元素則是隨SiO2含量的改變而變化。這種圖解為不同成分巖漿混合或巖漿分異過程中成分變化的計算提供了依據(jù)(圖)。（四）微量元素分析數(shù)據(jù)的表達1、圖解法礦床地球化學課件（2）、常量元素-微量元素圖解

選擇在晶體化學上與之相似的常量元素(它們之間常發(fā)生類質(zhì)同象置換關系)作圖，這種類型圖解對探討巖漿演化有重要意義，例如，K／Rb、A1／Ga、Ca／Sr等比值隨巖漿分異程度增加而系統(tǒng)降低，因此，在這些圖解中可清楚顯示巖漿演化趨勢。（2）、常量元素-微量元素圖解選擇在晶體化學上與之相似的（3）、微量元素對圖解（I）地球化學性質(zhì)相似的微量元素對：如Ti-Cr、Cr-Ni、Th-U、Co-Ni、Sr-Ba、Zr-Hf、Nb-Ta、Rb-Sr等。這些圖解一般用于巖漿演化、變質(zhì)作用、成巖構造環(huán)境等研究（3）、微量元素對圖解（I）地球化學性質(zhì)相似的微量元素對：在進行變質(zhì)巖原巖恢復時，所選擇的是不活動元素對。如Cr-Ti、Ni-Ti、Zr/Ti-Nb/Y等，探討巖漿分異演化程度主要依據(jù)在巖漿結(jié)晶分異過程中固-液相之間分配性質(zhì)，如強不相容元素或親濕巖漿元素Nb、Ta、Rb等。在進行變質(zhì)巖原巖恢復時，所選擇的是不活動元素對。如Cr-Ti

（II）地球化學性質(zhì)截然相反的微量元素圖解：一般是采用強不相容元素對相容（親巖漿）元素作圖，如LRRE(Ce、La、Sm)對Cr、Ni、Co等作圖，這主要用于巖漿巖成巖過程的鑒別。（II）地球化學性質(zhì)截然相反的微量元素圖解：

（III）用揮發(fā)元素對難溶元素作圖如K-Ba、Rb-Ba、K-Zr、K-La等在這些圖解中K、Rb是揮發(fā)性元素，La、Zr、Ba是不揮發(fā)性(難熔)元素。（III）用揮發(fā)元素對難溶元素作圖（4）、微量元素組合由微量元素與微量元素、或微量元素與常量元素所構成的元素組，常常是某些地質(zhì)地球化學過程的靈敏指標。例如：La/Sm—La、Th/Rb—Th、K/Rb—Sr、Ce/Yb—Eu/Yb等。（4）、微量元素組合由微量元素與微量元素、或微量元素與常量元在變質(zhì)巖原巖恢復研究中以不活潑元素或?qū)Υ紊兓幻舾械脑貙?組)，如Zr/Y—Ti/Y、Ti/Y—Ti、Zr/Y—Zr等，在這些圖解中沉積巖和火成巖投影在不同的區(qū)域，因而可互相區(qū)別。在變質(zhì)巖原巖恢復研究中以不活潑元素或?qū)Υ紊兓幻舾械脑貙σ部梢杂玫厍蚧瘜W性質(zhì)相似的微量元素濃度和或濃度乘積作為參數(shù)作圖，如Ti+V、Co+Ni、Zr+Nb+Sr、Li+Rb、Sr+Ba等。也可以用地球化學性質(zhì)相似的微量元素濃度和或濃度乘積作為參數(shù)作（5）、標準化圖這種圖解反映所研究的對象與參照系偏離程度和演化。根據(jù)不同的目的可以選取不同的參照系來對分析數(shù)據(jù)標準化。（5）、標準化圖這種圖解反映所研究的對象與參照系偏離程度和演礦床地球化學課件如REE常采用球粒隕石標準化，研究過渡元素和不相容元素常采用平均地幔，用于研究成礦巖漿巖的生成環(huán)境。在成礦作用研究中標準化作圖常以無礦化蝕變的新鮮巖石為標準。如REE常采用球粒隕石標準化，研究過渡元素和不相容元素常采用在花崗巖類成巖構造環(huán)境研究中采用理想的洋脊花崗巖(ORG)標準化，以區(qū)分不同構造環(huán)境形成的花崗巖。在花崗巖類成巖構造環(huán)境研究中采用理想的洋脊花崗巖(ORG)標2、參數(shù)法圖解法形象、直觀地顯示了元素(或樣品)之間的關系或某些理論模型，而地球化學參數(shù)則定量地描述了元素(或樣品)之間或某些地球化學過程之間的關系。參數(shù)的選擇決定于研究目的和對象。2、參數(shù)法圖解法形象、直觀地顯示了元素(或樣品)之間的關系或研究分異結(jié)晶參數(shù)有K/Rb、Nb/Ta、Zr/Hf、Ba/Sr、Th/U、Ni/Co等，它們的比值隨巖漿分異程度增加而降低。Ga/Al、Rb/Sr、Li/Mg等比值增加。研究分異結(jié)晶參數(shù)有研究成巖成礦的氧化還原條件，目前主要采用的是變價元素，如V(V3+、V5+)、Eu(Eu2+，Eu3+)、Ce(Ce3+，Ce4+)的比值。研究成巖成礦的氧化還原條件，目前主要采用的是變價元素，如V(Eu/Eu*和Ce/Ce*它們表示稀土元素Eu、Ce在以球粒隕石或其他某種巖石作標準時，與其理論含量（Eu*、Ce*）相比較虧損與富集程度。理想情況下稀土元素球粒隕石標準化值在配分圖上為一直線，但實際上在Ce和Eu處常出現(xiàn)正異常或為負異常，它們能反映成巖成礦物質(zhì)的演化信息。Eu/Eu*和Ce/Ce*它們表示稀土元素Eu、Ce在以球粒Eu*和Ce*的計算與相鄰稀土元素有關，式中N為標準化值，此值大于1表示正異常，<1表示負異常。Ce的計算與Eu類似。

Eu*和Ce*的計算與相鄰稀土元素有關，式中N為標準化值，此

稀土地球化學是20世紀60年代逐漸發(fā)展起來的。稀土元素在地球各類巖石中，在隕石、月巖及其它星際物質(zhì)中普遍存在。由于稀土元素的不活動性，化學性質(zhì)相似，離子半徑有規(guī)則的變化，因此不同來源、不同形成方式的巖石具有不同類型的稀土模式。后來，還發(fā)展了稀土定量模擬計算，用以推測源區(qū)的物質(zhì)組成和可能的形成歷史。（1）稀土元素3、多元素組合

稀土地球化學是20世紀60年代逐漸發(fā)展起來的。稀土元素在地（I）稀土元素的性質(zhì)

在元素周期表中原子序數(shù)為57-71的十五個元素，加上化學性質(zhì)相近的釔(39)統(tǒng)稱為稀土元素REE。它們是：鑭(La)、鈰(Ce)、鐠(Pr)、釹(Nd)、钷(Pm)、釤(Sm，)、銪(Eu)、釓(Gd)、鋱(Tb)、鏑(Dy)、鈥(Ho)、鉺(Er)、銩(Tm)、鐿(Yb)、镥(Lu)和釔(Y)。（I）稀土元素的性質(zhì)在元素周期表中原子序數(shù)為57-71的十在稀土地球化學討論中，一般考慮十五個元素。按照原子序數(shù)的大小進一步把稀土元素分為：（二分法）輕稀土元素LREE(La-Eu)、重稀土元素HREE(Gd-Lu)；（三分法）中稀土元素MREE(Sm-Ho)。

La、Ce、Pr、Nd、Pm|Sm、Eu

/Gd、Tb、Dy、Ho

|Er、Tm、Yb、Lu、Y在稀土地球化學討論中，一般考慮十五個元素。按照原子序數(shù)的大小稀土元素處在5d和6s能級上的電子容易失去，形成三價陽離子。在地質(zhì)作用中，所有稀土元素都表現(xiàn)為正三價。Eu除正三價外，還經(jīng)常表現(xiàn)為正二價。三價離子和二價離子的比例決定于氧的逸度。在強烈氧化條件下，如在地表條件或者熱液中，Ce有時表現(xiàn)為正四價。在強烈還原條件下，有時Yb能以Yb2+出現(xiàn)。稀土元素處在5d和6s能級上的電子容易失去，形成三價陽離子。關于稀土元素的化學性質(zhì)，早期的研究者大都認為REE是不活動的，它們之間的化學性質(zhì)的差異很小，它們作為一個整體受后來的熱液等各種影響不會發(fā)生明顯的變化，它們代表了源區(qū)的物質(zhì)特性，因此常被用來討論巖石的成因類型和巖漿生成的構造環(huán)境。關于稀土元素的化學性質(zhì)，早期的研究者大都認為REE是不活動的但是隨著REE被應用到探討成礦作用和礦床的成因問題的廣泛開展，大量的實際材料表明，在熱液和風化作用過程中REE個體之間還是可以表現(xiàn)出明顯的差異。稀土元素的共存性和個體之間的差異性，是我們利用REE解決成礦問題的依據(jù)。

但是隨著REE被應用到探討成礦作用和礦床的成因問題的廣泛開展（II）稀土元素的豐度在各種地質(zhì)體中，原子序數(shù)為偶數(shù)的元素都比相鄰的原子序數(shù)為奇數(shù)的元素的豐度大，這個現(xiàn)象叫做Oddo-Hafkins（奇偶）效應。（II）稀土元素的豐度在各種地質(zhì)體中，原子序數(shù)為偶數(shù)的元素都為了便于比較稀土的豐度，必須消除Oddo-Harkins效應。1963年C.D.Coryell等提出，所有稀土元素的豐度都利用球粒隕石相對應的稀土元素的豐度標準化，標準化后的稀土豐度曲線是一條比較圓滑的曲線。為了便于比較稀土的豐度，必須消除Oddo-Harkins效應元素符號Masuda（1973）Leedey/1.2Nakamura(1974)Evensen(1978)Haskin(1968)鑭La0.3780.3150.3290.2450.30鈰Ce0.9760.8130.8650.6380.84鐠Pr

0.09640.12釹Nd0.7160.5970.630.4740.52釤Sm0.230.1920.2030.1540.21銪Eu0.08660.07220.0770.05800.074釓Gd0.3110.2590.2760.20430.32鋱Tb

0.37450.049鏑Dy0.3900.3250.3430.254

鈥Ho

0.05670.073鉺Er0.2550.2130.2250.1660.21銩Tm

0.02560.033鐿Yb0.2490.2080.2200.1650.17镥Lu0.03870.03230.03390.02540.031元素符號Masuda（1973）Leedey/1.2Naka礦床地球化學課件礦床地球化學課件礦床地球化學課件現(xiàn)在廣泛應用的稀土模式圖(Pattern)橫座標是稀土的原子序數(shù)，由La到Lu，縱座標是巖石稀土豐度值與球粒隕石稀土豐度值之比的對數(shù)值?，F(xiàn)在廣泛應用的稀土模式圖(Pattern)橫座標是稀土的原子除了用球粒隕石標準化外，還可以用其他標準標準化，這隨不同的研究目的而異。例如，在研究一個同成因的巖石系列中，利用一個接近母巖成分的巖石標準化，能更明顯地表示出共生系列的變化。有時還利用沉積巖的平均值，例如北美頁巖NAS(NorthAmericanShale)的值進行標準化。除了用球粒隕石標準化外，還可以用其他標準標準化，這隨不同的研

（III）地球巖石的稀土模式1、火成巖

（1）玄武巖類，大洋中脊玄武巖(MORB)，一般具有輕稀土虧損，平的重稀土模式(圖4)。堿性玄武巖、碧玄巖、霞石巖，一般具有輕稀土富集的模式。高原大陸玄武巖，具有輕稀土富集的模式。島弧拉斑玄武巖，具有平的稀土模式或者輕稀稍微富集，或者輕稀土稍微虧損的模式。玄武質(zhì)科馬提巖(basaltickomatiite)，一般具有平的稀土模式。（III）地球巖石的稀土模式1、火成巖

（1）玄礦床地球化學課件（2）花崗巖類，花崗巖的稀土模式是可變的。某些花崗巖強烈富集LREE，在模式圖上表現(xiàn)為陡的右傾的曲線；有些花崗巖REE分餾不很明顯，表現(xiàn)為平坦的模式圖；另有一些則表現(xiàn)為顯著的Eu虧損。花崗巖不同的REE模式反映了不同的成巖類型和演化特點。（2）花崗巖類，花崗巖的稀土模式是可變的。（3）阿爾卑斯型橄欖巖、橄欖質(zhì)科馬提巖(Peridotitickomatiite)具有平的或者輕稀土稍微虧損的稀土模式。（3）阿爾卑斯型橄欖巖、橄欖質(zhì)科馬提巖(Peridotiti（4）地幔，地幔具有平的稀土模式。稀土豐度為球粒隕石稀土豐度的2~4倍。虧損上地幔具有輕稀土虧損的稀土模式。（4）地幔，地幔具有平的稀土模式。2、沉積巖類

沉積巖（泥質(zhì)巖）的稀土模式是非常均一的，它們總是富集輕稀土，對于重稀土，其模式差不多是平的。2、沉積巖類

沉積巖（泥質(zhì)巖）的稀土模式是非常均一的3、變質(zhì)巖類

變質(zhì)巖的稀土模式是可變的，它取決于變質(zhì)巖的原巖成分。3、變質(zhì)巖類

變質(zhì)巖的稀土模式是可變的，它取決于不同的稀土模式反映不同的源區(qū)，或者巖漿結(jié)晶前的不同的歷史，而與巖漿結(jié)晶時的物理條件無關。例如，具有平的稀土模式的玄武巖漿，在淺部未分異的情況下結(jié)晶時，它將形成斜長-單斜輝石巖；如果它在深部榴輝巖穩(wěn)定區(qū)內(nèi)未分異結(jié)晶時，則將形成石榴-單斜輝石巖。兩者礦物成分不一樣，但是稀土模式是一樣的(Hanson，1980)。不同的稀土模式反映不同的源區(qū)，或者巖漿結(jié)晶前的不同的歷史，而REE在巖石的各礦物間以及礦物與熔體間的分配系數(shù)不僅有很大的不同，而且不同稀土元素在同一種礦物中的分配也是很大差異的?？偟膩砜矗瑢τ诨詭r漿巖，稀土元素在礦物與熔體間的分配系數(shù)常常<1，表現(xiàn)為不相容元素；而對于花崗質(zhì)巖系統(tǒng)，分配系數(shù)常常>1，又表現(xiàn)為相容元素。REE在巖石的各礦物間以及礦物與熔體間的分配系數(shù)不僅有很大的礦床地球化學課件基性巖漿大多數(shù)造巖礦物的分配系數(shù)多非常小，只有角閃石的中重稀土元素分配系數(shù)接近1，這說明玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異作用將使殘余巖漿富集稀土元素?；詭r漿大多數(shù)造巖礦物的分配系數(shù)多非常小，只有角閃石的中重稀特別注意到石榴石，從La到Lu從極度虧損連續(xù)變化到明顯的富集，石榴石是富集重稀土元素的。磷灰石對于稀土元素有富集的傾向，尤其是對于輕稀土元素更明顯。但是由于磷灰石只是一種副礦物，對于巖漿稀土元素分配的影響有限。特別注意到石榴石，從La到Lu從極度虧損連續(xù)變化到明顯的富集對于花崗巖漿系統(tǒng)，斜方輝石、黑云母、斜長石和鉀長石各元素的分配系數(shù)都<1，顯示不相容性；而單斜輝石、角閃石以及石榴石、磷灰石和鋯石明顯富集稀土元素。對于花崗巖漿系統(tǒng)，斜方輝石、黑云母、斜長石和鉀長石各元素的分估計含礦巖漿的起源和演化石榴石有相對富集重稀土而虧損輕稀土的特性，有人認為有些富集輕稀土虧損重稀土的形成銅金礦的超淺成巖漿巖可能起源于加厚或拆沉的下地殼的部分熔融，殘余體相對富集石榴石（榴輝巖）。估計含礦巖漿的起源和演化（2）、鉑族元素（I）元素的化學性質(zhì)

鉑族元素是一組化學和物理性質(zhì)頗為相似的元素。由于鉑族元素的原子構型屬電子的次外層充填型，鉑族元素之間無論是化學性質(zhì)還是物理性質(zhì)都存在一些差異。它們在地質(zhì)體中的豐度值和配分模式，很有可能成為一種新的地球化學指示劑。（2）、鉑族元素（I）元素的化學性質(zhì)PGE(鉑族元素)是釕(Ru)、銠(Rh)、鈀(Pd)和鋨(Os)、銥(Ir)、鉑(Pt)6元素的總稱。鋨、銥、鉑的密度約為22g/cm3,為重鉑族組;釕、銠、鈀的密度約為12g/cm3,為輕鉑族組。根據(jù)元素共生特征,劃分為Ir族(Os、Ir、Ru、Rh)和Pd族(Pd、Pt)。鉑族金屬具高熔點、高沸點、低蒸氣壓及優(yōu)越的抗腐蝕性、抗風化的能力等。PGE(鉑族元素)是釕(Ru)、銠(Rh)、鈀(Pd)和鋨(已知，Os、Ru、Ir的熔點在2200℃以上，為難熔鉑族元素;而Pt、Pd的熔點在1800℃以下，為易熔鉑族元素.暗示鉑族元素在巖漿中的溶解度差異，很可能是鉑族元素之間分異的主要原因.李曉林等（1998）對四川新街基性巖體的Pts的聚類分析表明，Os、Ru、Ir為一組，Pt、Pd為一組。已知，Os、Ru、Ir的熔點在2200℃以上，為難熔鉑族元素（II）地球化學行為1.鉑族元素在硫化物熔體-硅酸鹽熔體中的地球化學行為在達到平衡系統(tǒng)中，鉑族元素在硫化物熔體與硅酸鹽熔體之間的分配系數(shù)D(PGE)

硫化物/硅酸鹽多在1×103~1×106之間，有在硫化物熔體中強烈富集的趨勢。各鉑族元素分配系數(shù)大小的排序為:Pd>Rh>Pt>Ru~Os~Ir。隨著系統(tǒng)中氧逸度增高,分配系數(shù)有降低的趨勢。（II）地球化學行為1.鉑族元素在硫化物熔體-硅酸鹽熔體中Tredoux和Cawthorn認為PGE在熔體中趨向于形成原子束“clusters”,原子束由3~1000個原子組成,所有原子通過金屬-金屬鍵相連。原子束通過與S、As、Sb、Te和CO等陰離子結(jié)合形成配合物。在富S的環(huán)境中,原子束和相關的配合物存在于硫化物熔體中;在貧硫環(huán)境中,原子束保留在熔體中,直至形成PGE合金。Tredoux和Cawthorn認為PGE在熔體中趨向于形成2.鉑族元素在硫化物熔體結(jié)晶過程中的地球化學行為

在硫飽和條件下,鉑族元素在單硫化物固溶體與殘留硫化物熔體中的分配系數(shù):D(Ir)=3.4~11；D(Os)=4.3；D(Ru)=4.2；D(Rh)=1.17~3.03；

D(Pt)=0.05~0.2；D(Pd)=0.09~0.2。各鉑族元素分配系數(shù)大小的順序為:Ir>Os>Ru>Rh>Pd>Pt。因此,在硫飽和條件下Os、Ir、Ru、Rh優(yōu)先進入單硫化物固溶體,Pt、Pd優(yōu)先保留于殘留硫化物熔體中。2.鉑族元素在硫化物熔體結(jié)晶過程中的地球化學行為在硫飽和條3.鉑族元素在流體作用下的地球化學行為

無論是氧化性的熱鹵水還是還原性的富硫及有機質(zhì)熱液,當它們流經(jīng)含貴金屬的原巖時,PGE可以溶解進入溶液,并以配合物的形式遷移。鉑族元素的配合物主要有:氯絡合物、硫氫絡合物、氨絡合物、氰絡合物、氫氧絡合物及硫代硫酸鹽絡合物等。3.鉑族元素在流體作用下的地球化學行為無論是氧化性的熱鹵水礦床地球化學課件（3）、Fe組過渡金屬元素圖解第一過渡系列金屬元素(Sc、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni、Cu、Zn)的價態(tài)及地球化學行為均是變化的。4價的Ti是高場強、不相容元素，而2價的Mn、Co、Ni、Cu和Zn以及3價的V和Cr則是相容元素。用于玄武質(zhì)巖石研究。（3）、Fe組過渡金屬元素圖解第一過渡系列金屬元素(Sc、T大西洋Famous地區(qū)洋中脊玄武巖的球粒隕石標準化過渡元素型式呈現(xiàn)一致的變化趨勢，從Ti到Ni，型式為遞進虧損型，具有Ti的正異常及Cr的負異常。圖中略去了Cu和Zn，因為它們變化多端，其濃度可能不能反映初始的火成巖數(shù)值(Langmui等、1977)。另一個標準化方案是利用估算的原始地幔濃度。大西洋Famous地區(qū)洋中脊玄武巖的球粒隕石標準化過渡元素型礦床地球化學課件Cu和Zn在變質(zhì)作用和蝕變作用過程中可能相當活潑，其濃度可能偏離預測的光滑型式。Ni和Cr的異?？赡芊从抽蠙焓?Ni)和單斜輝石或尖晶石(Cr)的作用。

Ni和Cu也可能富集在硫化物熔體之中。Ti的異常表明Fe-Ti氧化物的作用。Cu和Zn在變質(zhì)作用和蝕變作用過程中可能相當活潑，其濃度可能（4）多元素組合Wood等(1979)：選用19個元素作圖，元素排列按照它們在地幔的低程度部分熔融熔體的相容性增加的順序進行，并作為橫坐標。圖4.23為N型MORB的蜘蛛圖解，為一條光滑的曲線，在最不相容元素的一端均呈虧損(圖4.23b)。進行投影的元素排列有許多變化。最常用的是l3個元素的投影。（4）多元素組合Wood等(1979)：選用19個元素作圖礦床地球化學課件Theend!Theend!四、微量元素在礦床學研究中的應用

（一）在巖石蝕變作用過程中元素的活動性判別用于評估及選擇不活動性元素的方法：1.檢查巖石是否存在明顯的指示其體積變化的特征(如假晶、脈體、面理等)（Leitch等1994），巖石體積與不活動元素的質(zhì)量分數(shù)呈反比關系。四、微量元素在礦床學研究中的應用

（一）在巖石蝕變作用過程2.采用相關分析來評價元素的不活動性（Sanchez-Espana等，2000）。3.將那些被認為是不活動的元素與那些已知的、在被調(diào)查的特定背景下是活動的元素進行比較。2.采用相關分析來評價元素的不活動性（Sanchez-Esp4.依據(jù)實驗結(jié)果或理論計算結(jié)果,選擇在熱液流體中溶解度極低的元素作為不活動元素（BaumgartherandOlsen，1995）。4.依據(jù)實驗結(jié)果或理論計算結(jié)果,選擇在熱液流體中溶解度極低的5.用作圖法來評價元素的活動性（MacLean等，1987）。6．用元素的離子電位判別元素在蝕變過程中的活動性——離子電位低的元素是活動的，離子電位高的元素則一般屬于不活動的。5.用作圖法來評價元素的活動性（MacLean等，1987礦床地球化學課件礦床地球化學課件礦床地球化學課件（二）變質(zhì)巖原巖恢復及沉積巖物質(zhì)來源

要分析變質(zhì)巖在變質(zhì)以前的微量元素的含量是不可能的，而只能通過對比一定區(qū)域內(nèi)的變質(zhì)巖和未變質(zhì)巖的不活動元素來得到。例如Ti、Zr、Ni、Cr和一些稀土元素。（二）變質(zhì)巖原巖恢復及沉積巖物質(zhì)來源上述TiO2-SiO2個圖解在中酸性巖石中比較有效，對于基性巖和鈣質(zhì)巖石判別正確率不高。TiO2-Ni對于火山碎屑-沉積巖和鈣質(zhì)巖石效果不佳。這樣的圖解還有Zr-MgO、Cr-TiO2等。稀土元素也常用來研究變質(zhì)巖的原巖恢復，如：上述TiO2-SiO2個圖解在中酸性巖石中比較有效，對于基性礦床地球化學課件礦床地球化學課件1、堿流巖，2、白堿流巖，3、粗面巖，4、流紋巖，5、流紋英安巖，6、粗面安山巖，7、安山巖，8、安山巖/玄武巖，9、亞堿性玄武巖，11、碧玄巖、霞石巖1、堿流巖，2、白堿流巖，3、粗面巖，4、流紋巖，5、流紋英1、堿流巖，2、流紋巖，3、響巖、粗面巖，4、流紋英安巖、英安巖，5、粗面安山巖，6、安山巖，7a、亞堿性玄武巖，b、玄武巖，c、堿性玄武巖1、堿流巖，2、流紋巖，3、響巖、粗面巖，4、流紋英安巖、英沉積巖物質(zhì)來源和沉積環(huán)境沉積巖的物質(zhì)來源研究是很復雜的，對于碎屑巖可以利用鋯石砂粒中的Hf的含量來分析。沉積巖物質(zhì)來源和沉積環(huán)境沉積巖的物質(zhì)來源研究是很復雜的，對于不同來源的沙?？赡芎胁煌腍f，當不同來源的鋯石在盆地混合時，統(tǒng)計沙粒中Hf的分布特征可以提供識別來源的標志。不同來源的沙粒可能含有不同的Hf，當不同來源的鋯石在盆地混合B（硼）：現(xiàn)代海水含4.710-6，淡水中一般不含B，因此，可以用B含量區(qū)分海相和陸相沉積。當然大陸鹽湖B含量可以很高。

海水和淡水中含量有顯著差別的微量元素可以用來區(qū)別海相和陸相沉積物。B（硼）：現(xiàn)代海水含4.710-6，淡水中一般不含B，因此Potter等用V、B含量區(qū)分海相和陸相。

下圖是河北某地寒武系-奧陶系剖面沉積巖的V-B關系Sr/Ba——淡水<1,海水>1。Sr/Ca——湖水和河水該值低，海水高。Rb/K、V/Ni——海水高于淡水Potter等用V、B含量區(qū)分海相和陸相。

下圖是河北某地寒（三）巖漿分異演化選擇晶體化學性質(zhì)相似的常量元素與微量元素對，或微量元素對，在元素對中一個元素相對于另一個元素在研究演化過程中富集得更快活更慢。K/Rb：隨著巖漿分異而減小。Ba/Rb：同樣趨勢（三）巖漿分異演化選擇晶體化學性質(zhì)相似的常量元素與微量元素對Rb/Sr:Sr主要在巖漿演化的早期階段富集，Rb卻傾向于在研究演化的晚期富集，因此，隨著巖漿分異演化的加強，Rb/Sr比值增大。下圖是南加利福尼亞巖基花崗巖的情況Rb/Sr:Sr主要在巖漿演化的早期階段富集，Rb卻傾Ba/Sr：隨著巖漿分異作用加強而降低。Ba/Rb：分異強烈的巖漿巖中，該比值較小。Nb/Ta：巖漿演化從早期到晚期；比值逐漸減小。Ni/Co：因Ni容易進入固相中，該比值隨巖漿演化而減小。Eu/((Sm+Gd)/2)-DIBa/Sr：隨著巖漿分異作用加強而降低。Ni/Co：因Ni容Ⅰ→Ⅴ代表花崗巖的5次侵入,鈮鉭比值逐漸減小.DI是巖漿巖的分異指數(shù);大體上表示淺色礦物占礦物總量的百分數(shù)。Eu*=(SmN+GdN)/2DI是巖漿巖的分異指數(shù);大體上表示淺色礦物占礦物總量的百分數(shù)稀土元素在巖漿生成方式研究中的應用用La/Sm-La圖解可以區(qū)分巖漿的生成模式.平衡部分熔融生成的巖漿沿著斜線分布;分離結(jié)晶作用形成的巖漿沿著水平方向分布.稀土元素在巖漿生成方式研究中的應用用La/Sm-La圖解礦床地球化學課件（四）成巖成礦的物理化學條件1、微量元素地質(zhì)溫度計（四）成巖成礦的物理化學條件1、微量元素地質(zhì)溫度計礦床地球化學課件礦床地球化學課件

稀土元素在造巖礦物中的行為，也有定量關系的資料，如在安山巖質(zhì)和玄武巖質(zhì)體系中garnet-temperature：稀土元素在造巖礦物中的行為，也有定量關系的資2、微量元素地質(zhì)壓力計該式是微量元素地質(zhì)壓力計的基礎。在理論上，微量元素地質(zhì)壓力計應基于

H小，V大的反應。實驗證明，在300~700℃范圍內(nèi)，閃鋅礦中的FeS是壓力的函數(shù)。與黃鐵礦和六方磁黃鐵礦平衡的閃鋅礦的成分與壓力的關系：2、微量元素地質(zhì)壓力計該式是微量元素地質(zhì)壓力計的基礎。在理論有些元素比值與成礦深度有關，這些元素比值的變化可以指示礦床的剝蝕程度。In/Nb：錫石的In含量隨深度增加而減小，而Nb則相反。Sb/Bi：方鉛礦中Sb含量隨深度增加而減小，Bi則相反。Rb/Ba：鉀長石中Rb的含量隨深度增加而減小，Ba則增大。黑云母的Li/Sc還可以用元素組合來表示，如：（Li+Rb+Cs）/（Sc+Zn）或者（Li?Rb?Cs）/（Sc?Zn）有些元素比值與成礦深度有關，這些元素比值的變化可以指示礦床的3、氧化還原狀態(tài)

利用變價的微量元素可以估計系統(tǒng)的氧化還原狀態(tài)。1）EuEu有Eu2+和Eu3+，其氧化還原反應：3、氧化還原狀態(tài)利用變價的微量元素可以估計系統(tǒng)的氧化還

Drake（1975）從實驗資料得到了Eu2+/Eu3+與氧逸度的回歸方程：適用于玄武質(zhì)巖石。

Drake（1975）從實驗資料得到了Eu2+/Eu3+與Eu2+和Eu3+濃度測定在技術上是困難的，Philpotts（1970）提出了計算方法：如果Eu2+和Eu3+在兩個共存的相中達到平衡，那么Eu2+和Eu3+的濃度可以由分配系數(shù)得到。

Eu3+分配系數(shù)可用其相鄰的稀土元素Sm和Gd的分配系數(shù)通過內(nèi)插求得，Eu2+的分配系數(shù)可用Sr的分配系數(shù)代替。Eu2+和Eu3+濃度測定在技術上是困難的，Philpott2）Cr在低鈣輝石中分配系數(shù)隨著氧逸度降低而減小。2）Cr在低鈣輝石中分配系數(shù)隨著氧逸度降低而減小。3）Fe2+/Fe3+

、V3+/V5+可以用作氧化還原條件的指標。4）Th/U：U4+比較穩(wěn)定，易于沉淀，使溶液Th/U比值增大，而U6+比較活潑，在氧化的條件下不容易沉淀，Th/U比值是氧化還原條件的指標3）Fe2+/Fe3+、V3+/V5+可以用作氧化還原條件5）Ce有Ce3+和Ce4+，Ce4+不活潑，容易形成沉淀，而使海水表現(xiàn)為Ce虧損。因此，深海相沉積物的Ce虧損表明它在氧化環(huán)境演化過，而無Ce虧損則表明沉積環(huán)境是相對還原的。5）Ce有Ce3+和Ce4+，Ce4+不活潑，容易形成沉淀，4、成礦溶液的性質(zhì)研究微量元素，特別是稀土元素可以作為水熱體系蝕變反應的示蹤劑。在水熱體系中，與巖石起反應的水溶液的稀土元素濃度與：a.巖石中稀土元素的濃度，b.巖石與溶液之間稀土元素分離的習性，c.發(fā)生蝕變反應的類型有關。當溶液發(fā)生沉淀形成沉積物（硫化物、含鐵建造等）時，這種化學沉淀物的稀土元素組成就可以提供水熱體系歷史的見證。4、成礦溶液的性質(zhì)研究微量元素，特別是稀土元素可以作為水熱體如斑巖銅礦的稀土元素研究表明，在水熱蝕變作用的早期，礦化的鉀質(zhì)蝕變花崗閃長斑巖與未蝕變的巖石相比，輕稀土和中稀土元素增高了，而重稀土元素則降低了。

如斑巖銅礦的稀土元素研究表明，在水熱蝕變作用的早期，礦化的鉀

向后期演化，巖漿水減少，大氣降水增多，水/巖比值增大，在早期的鉀質(zhì)蝕變上疊加了青盤巖化和絹英巖化，這時所有的稀土元素都發(fā)生了淋濾。

從蝕變的巖石中獲得的成礦物質(zhì)沉淀時，應該有稀土元素的富集。向后期演化，巖美國科羅拉多斑巖型鉬礦的研究提供了一個很好的例子。礦化樣品與圍巖相比較，稀土元素中度富集。礦床地球化學課件endoSKepiSKendoSKepiSKK/Rb可以作為礦質(zhì)來源的示蹤劑如斑巖銅礦，K異常出現(xiàn)在鉀化帶和絹云母化帶，而Rb正異常的范圍更大，覆蓋了青盤巖化帶，造成了蝕變巖K/Rb比值的減小，低于背景值。這是由于中酸性巖漿演化晚期Rb富集，而與其平衡的溶液也是富集Rb的。K/Rb可以作為礦質(zhì)來源的示蹤劑如斑巖銅礦，K異常出現(xiàn)在鉀化相反，在海水中由于吸附作用和離子交換作用，Rb比K更牢固地被吸附在粘土顆粒上，使海水貧Rb，K/Rb比值可高達3000以上。相反，在海水中由于吸附作用和離子交換作用，Rb比K更牢固地被對于火山成因的塊狀硫化物礦床，可以判別其成礦流體是巖漿水，還是循環(huán)的海水。BrokenHill礦床提供了一個實例火山成因的塊狀硫化物礦體之下發(fā)育網(wǎng)脈狀礦化和蝕變，礦體附近的噴氣巖的K/Rb比值小，說明其流體是巖漿熱液。對于火山成因的塊狀硫化物礦床，可以判別其成礦流體是巖漿水，還稀土元素也提供了支持巖漿熱液的證據(jù)。稀土元素也提供了支持巖漿熱液的證據(jù)。(五)礦石和脈石礦物中微量元素分布的礦床地球化學意義在礦床地球化學研究中，對組成礦石的礦石礦物和脈石礦物分別進行微量元素含量、分布及組合研究，可提供有關礦質(zhì)來源、礦液性質(zhì)、礦床成因、礦體剝蝕深度等許多重要的地球化學信息。(五)礦石和脈石礦物中微量元素分布的礦床地球化學意義在礦床地黃鐵礦的Co/Ni比值黃鐵礦是許多礦床中的遍在性礦物，屬NaCl型結(jié)構，F(xiàn)e-S之間為共價鍵。CoS2、NiS2和黃鐵礦FeS2是等結(jié)構的，F(xiàn)eS2為5.42?，CoS2為5.53?，NiS2為5.69?，F(xiàn)eS2與CoS2可形成連續(xù)固熔體，而與NiS2所形成的固熔體是不連續(xù)的。在高溫條件下，鈷比鎳優(yōu)先進入黃鐵礦晶格，使之富集鈷，Co/Ni>1，而低溫下鎳則比鈷較易進入黃鐵礦晶格，Co/Ni<1。黃鐵礦的Co/Ni比值黃鐵礦是許多礦床中的遍在性礦物，屬Na黃鐵礦中的Se：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，與火山熱液活動有關的礦床中黃鐵礦S/Se值明顯降低。黃鐵礦中的Se：硒(Se)在黃鐵礦中可部分置換硫，硒在熱液中沉積成因礦床Co、Ni、Se含量均較低，硒含量一般為0.5×1O-6～2×1O-6，Co/Ni<1，S/Se值很高(幾萬～十幾萬)。與火山活動有關的礦床或巖漿礦床，Co、Se含量增加(Se含量一般>20×1O-6)，Co/Ni值增大，一般情況下大于1,S/Se值明顯降低(<15000)。在變質(zhì)礦床中也有類似的情況，隨變質(zhì)程度增大,Co、Ni、Se含量增加，Co/Ni>1，S/Se值降低。(圖)沉積成因礦床Co、Ni、Se含量均較低，硒含量一般為0.5×黃銅礦(Co/Ni,Se/Te)、方鉛礦、閃鋅礦、輝鉬礦(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。黃銅礦(Co/Ni,Se/Te)、方鉛礦、閃鋅礦、輝鉬礦(脈石礦物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注，主要研究對象是石英、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。脈石礦物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石英是一種遍在性礦物Пётровская等(1985)對淺成和深成的金礦床礦石的稀土元素分布的研究表明:石英是一種遍在性礦物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)的含量有明顯正相關性。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關系。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對于多建造礦床的石英，稀土元素含量是變化的，平均為3.04×1O-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)樣品在球粒隕石曲線下面，反映了含金石英普遍貧稀土元素。對于多建造礦床的石英，稀土元素含量是變化的，平均為3.04×從曲線形態(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。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可作為間接證據(jù)之一。從曲線形態(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，稀土元素是由地幔源帶入的。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在中深部條件下沉淀的含金石英中，稀士元素之間的關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。在中深部條件下沉淀的含金石英中，稀士元素之間的關系不同于深成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。石英的結(jié)構是不利于鉀和Rb進入的，石英中存在的鉀和銣主要與氣液包裹體有關，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。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。低K/Rb值的錫石-石英型礦床與晚造山花崗巖有關，高K/Rb值的錫石-硫化物型礦床則與物質(zhì)來源較深的(可能為上地慢)巖漿分異形成的花崗巖類有關.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-

螢石和方解石螢石和方解石都是由鈣與HO-、F-、CO32-、SO42-、HPO42-、HCO3-

等形成配合物。配合物的穩(wěn)定性從La—Lu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（La）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La而貧Tb或Y。螢石和方解石隨著結(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，配合物破壞，形成了富Tb或Yb，貧La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。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-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值是成礦溶液與碳酸鹽圍巖發(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(右圖)。由于三價稀土元素的離子半徑(l.13一0.94?)與Ca離子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的成因區(qū)域:偉晶巖的、熱液的、沉積的。Moller等(1976)將世界各地不同成分的螢石進交代作用和變質(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，這三種類型的螢石具有明顯不同的稀土元素分布模式(圖).Ⅰ為早期成巖階段同沉積成因的;Ⅱ為準成巖階段的重結(jié)晶產(chǎn)物;Ⅲ為最晚期階段的活化作用產(chǎn)物。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（六）成巖成礦的構造環(huán)境1、微量元素組合與構造環(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造環(huán)境研究越來越引起人們的廣泛注意。（六）成巖成礦的構造環(huán)境1、微量元素組合與構造環(huán)境在宏觀條件下，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，并根據(jù)巖石類型組合恢復古構造環(huán)境(俯沖帶、島弧、洋中脊、弧后、板塊內(nèi)部等)。不同構造環(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。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。富集在洋殼中的元素為U、Mn、P、Co、Ni、Cr、V、Cu由于板塊運動，使洋殼與陸殼之間及它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。由于板塊運動，使洋殼與陸殼之間及它們與上地幔之間不斷發(fā)生物質(zhì)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。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。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，(La/Sm)N<1，而島弧玄武巖則相對富集輕稀土元素，(La/Sm)N>1。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135×1O-6，Cr為270×1O-6。島弧玄武巖相對貧鎳和鉻，Cr含量變化范圍為l5~l09×1O-6，平均45×1O-6。過渡組元素Cr、Ni、Sc、Ti、V、Co、Cu、Zn等含量由上述不難看出，在一個橫穿不同構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.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。由上述不難看出，在一個橫穿不同構造單元的不同剖面上，化學成分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的定量關系。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、鈣堿橫越島弧所出現(xiàn)的這種地球化學“梯度”顯然與向陸側(cè)傾斜俯沖帶有關。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（下圖)。橫越島弧所出現(xiàn)的這種地球化學“梯度”顯然與向陸側(cè)傾斜俯沖帶有礦床地球化學課件

基于上述特征，許多學者建立了以微量元素組合為基礎的構造環(huán)境判別圖解?；谏鲜鎏卣?，許多學者建立了以微量元素組合為基礎的構2、玄武巖類Pearce等（l973、1982)根據(jù)玄武巖類型與構造環(huán)境之間的關系，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))。2、玄武巖類Pearce等（l973、1982)根據(jù)玄武每一種類型又可劃分不同的亞類，如MORB和WPB可劃分為拉斑玄武巖和堿性玄武巖。不同構造環(huán)境產(chǎn)出的玄武巖具有不同的微量元素組合特征。每一種類型又可劃分不同的亞類，如MORB和WPB可劃分為拉斑以標準洋中脊玄武巖為基準，對上述各種不同構造環(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)以標準洋中脊玄武巖為基準，對上述各種不同構造環(huán)境的玄武巖作圖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),2)拉斑玄武質(zhì)的板內(nèi)玄武巖呈“隆起”型，除Y、Yb、Sc、C3)堿性MORB也呈“隆起”型，但Ti、Y、Yh、Sc、Cr不富集(圖a)；3)堿性MORB也呈“隆起”型，但Ti、Y、Yh、Sc、Cr4)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);4)堿性WPB呈雙"隆起"，即有Ba、Th、Ta和Nb的強烈5)拉斑玄武質(zhì)VAB以Sr、K、Rb、Ba的選擇性富集(Th較弱)及Ta到Y(jié)b所有元素豐度低為特征(圖c);5)拉斑玄武質(zhì)VAB以Sr、K、Rb、Ba的選擇性富集(Th6)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)；6)鈣堿性VAB以Sr、K、Rb、Ba、Th較強富集和Ce、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)；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)。8)快速擴張的洋脊玄武巖投影點高于標準MORB，而緩慢擴張的根據(jù)上述特點可以歸納出不同構造環(huán)境中玄武巖微量元素組合特點，并據(jù)此構筑特征判別圖:根據(jù)上述特點可以歸納出不同構造環(huán)境中玄武巖微量元素組合特點，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)。1）板塊內(nèi)部環(huán)境富Sr、Rb、K、Ba、Th、Ta、Nb、C礦床地球化學課件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為基礎建立了Hf/3-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。2)火山弧環(huán)境富集Sr、Rb、K、Ba、Th，有時Ce礦床地球化學課件也可根據(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。也可根據(jù)VAB虧損鐵、釔、鐿的特點建立Cr-Y圖解(圖)，Shevais(1982)提出了Ti-V圖解，由于不同構造環(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。Shevais(1982)提出了Ti-V圖解，由于不同構造環(huán)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和洋島玄武巖（OIB)是從地幔羽形成的(源深度l50~200km)，洋脊玄武巖(MORB)形成深度

200Km.Hodder(l985)認為，Ti/V值的變化實質(zhì)上受玄武巖但總的來看，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。但總的來看，Hf-Th-Ta圖對鑒別鈣堿性玄武巖最有效；Y-Holm(1985)考慮到上述不同構造環(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。Holm(1985)考慮到上述不同構造環(huán)境火山巖判別圖一般都礦床地球化學課件在大多數(shù)板塊構造環(huán)境中，拉斑玄武巖能真實地反映出構造環(huán)境，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)。在大多數(shù)板塊構造環(huán)境中，拉斑玄武巖能真實地反映出構造環(huán)境，省

目前，直觀對比被認為是識別這些環(huán)境重元素模式(平均濃度以原始地慢成分標準化圖解)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:大陸拉斑玄武巖、玄武質(zhì)安山巖重元素豐度圖目前，直觀對比被認為是識別這些環(huán)境重元素模式(平均濃

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;礦床地球化學課件大陸拉斑玄武巖: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；大陸拉斑玄武巖:總斜率為負，Nb具負異常；

除上述構造環(huán)境外，還可以判斷次級板