稀土元素配分模式

稀土元素~

表3-4列出了庞西垌矿区银金矿体各种类型岩石的稀土元素组成。图3-7至图3-9是它们的稀土元素配分模式。为相互比较，将相关的混合岩和花岗岩的稀土配分模式列入图中。

图3-6　银金与其他成矿元素相关性散点图


表3-3　庞西垌矿区矿石中矿化元素的相关系数矩阵

注：样品数为24，相关系数显著性临界值（显著水平）为0.388。

表3-4　庞西垌矿床矿化蚀变岩和石英脉的稀土元素组成

注：①与样品号对应的岩性同上。数据来源：本文，由中国科学院广州地球化学研究所ICP-MS实验室测定；单位：10-6。
比较发现，银金矿化蚀变岩的稀土总量较高，REE总量在88.13～171.99之间；轻稀土元素较重稀土元素富集，LREE/HREE的比值为3.84～20.34,（La/Yb）n比值为2.16～27.89；铕元素呈现负异常，δEu的值为0.25～0.73。
含矿石英脉的稀土含量相对较低，REE总量为9.103～46.13；轻稀土元素较重稀土元素富集，LREE/HREE的比值为4.91～4.98,（La/Yb）n比值为4.28～4.76；铕元素呈现负异常，δEu的值为0.42～0.75。在稀土配分模式图上，石英脉的位置比矿化蚀变岩有明显的下移（图3-7）。
各类矿化蚀变岩中，绢英岩化混合质碎裂岩（CM-4）和绢英岩化花岗质碎裂岩（CM-11）的稀土元素配分模式有明显差异，但分别与它们的原岩（混合岩和花岗岩）基本一致。绢英岩化压碎岩的稀土元素组成比较复杂。PTC-2号样品的稀土元素组成和配分模式与绢英岩化混合质碎裂岩（CM-4）及混合岩类似；P40-3号样品的稀土元素组成和配分模式与绢英岩化花岗质碎裂岩（CM-11）和花岗岩类似（图3-8）。

图3-7　庞西垌银金矿床矿化蚀变岩和石英脉稀土元素配分模式

CM-5—暗色石英脉；CM-6—浅色石英脉；CM-4—蚀变混合质碎裂岩；CM-11—蚀变花岗质碎裂岩；P40-3—绢英化压碎岩；PTC-2—绢英化压碎岩

图3-8　矿化蚀变岩与围岩混合岩和花岗岩的稀土配分模式对比

CM-4—蚀变混合质碎裂岩；CM-11—蚀变花岗质碎裂岩；P40-3—绢英化压碎岩；PTC-2—绢英化压碎岩
绢英岩化压碎岩稀土元素的这种组成特征，表明绢英岩化压碎岩的原岩比较复杂，花岗岩和混合岩都可能成为绢英岩化压碎岩的原岩，经过蚀变和构造破碎后成为绢英岩化压碎岩。
含矿石英脉中，不同颜色的石英脉的稀土元素总量有所差异，暗色石英脉的稀土总量相对较高，浅色石英脉的稀土总量相对较低，但它们的特征参数基本一致，配分模式相同。与围岩相比，矿化石英脉的稀土配分模式与混合岩相似，而与花岗岩的差别明显（图3-9）。

图3-9　矿化石英脉与围岩混合岩和花岗岩的稀土元素配分模式对比

CM-5—暗色石英脉；CM-6—浅色石英脉
上述特征表明：矿化蚀变岩的稀土元素组成继承了相关原岩的特征。混合岩和花岗岩均可以作为矿化绢英岩化压碎岩的原岩。成矿热液的直接产物矿化石英脉，具有与混合岩相似、与花岗岩不同的稀土配分模式。

（一）稀土元素地球化学特征
沙德铭等（2005）对阿希金矿的容矿围岩大哈拉军山组安山岩、安山质凝灰熔岩和英安岩进行了稀土元素分析，见表2-8和图2-20，可以看出，容矿安山岩的稀土元素总量含量中等，从41.59×10-6～135.83×10-6，其中轻稀土含量从29.05×10-6～95.37×10-6，重稀土含量从12.54×10-6～40.46×10-6。轻、重稀土之比值（∑Ce／∑Y）变化于1.35～2.36之间，（La/Sm）N范围为1.38～4.44。Eu／Sm比值为0.23～0.56，高于壳源岩石的平均值0.16。稀土总量，轻、重稀土比例和（La/Sm）N比值等表明阿希金矿容矿围岩的稀土元素在岩浆演化过程中经历了比较充分的分馏，轻稀土表现出明显的分馏，而重稀土的分流程度很低。稀土元素配分模式总体上基本相似，轻稀土微弱到中等富集，分配曲线右倾。就Eu亏损程度变化规律来看，δEu变化于0.59～1.22之间，在安山岩和安山质凝灰岩中Eu相对于Sm和Gd表现为富集，而在英安岩中表现为明显的亏损。
另据马润则（1994）的研究，阿希矿区玄武岩的稀土元素总量∑REE的平均值为78.78×10-6，安山玢岩的∑REE平均值为105.21×10-6，安山质角砾熔岩的∑REE值为110.88×10-6，与安山玢岩的稀土特征极为接近。
上述稀土元素配分形式的相似性，表明本区不同类型火山岩具有相似的源区物质组成，部分熔融程度的不同导致了稀土元素特征的差异。以安山岩为代表的矿区火山岩的稀土总体配分模式与造山带中的钾质安山岩类似，同时表现出轻稀土中等富集，重稀土元素分馏不明显，Eu的部分亏损等陆壳稀土元素的某些特点。稀土特征反映出物源的深部来源信息，深部物质可能与岩体有密切的关系。
（二）微量元素地球化学特征
沙德铭等（2005）、毋瑞身等（1995）和马润则等（1994）对阿希金矿的容矿围岩安山岩、近矿蚀变围岩蚀变岩以及金矿石的元素分布特征进行了研究（表5-5），探讨了阿希金矿成矿作用过程中微量元素的变化特征。
表5-5 阿希金矿床微量元素特征表


表2-16 菁布拉克基性杂岩体常量元素分析结果


从表5-5可以看出，阿希金矿的容矿围岩安山岩中Au，Ag，As，Sb和Bi等元素含量明显高于地壳克拉克值，浓集系数分别为59.43，22.40，19.61，11.58和18.33。另外，Pb，Sn和Be等元素亦显示出一定程度的富集，表明上述这些元素在成岩过程中发生了比较明显的富集作用，从而说明安山岩具有比较高的Au，Ag，As，Sb和Bi等元素背景场。近矿蚀变岩中Au，Ag，As，Sb和Bi等元素浓集系数分别达162.57，43.33，826.99，66.24和31.86，显示出蚀变作用过程中这些元素进一步富集的特点。同时，部分在安山岩中表现出含量低于地壳克拉克值的元素如Hg，Se，Mo和Sn等的含量在蚀变岩中也表现出不同程度的富集特征。矿石中元素的富集程度最高，其中Au，Ag，As，Sb和Bi等元素浓集克拉克值达到数十乃至数千倍，而Zn和Cu等元素含量降低。从富集程度和过程上看，与Au矿化相关的伴生成矿元素为Ag，As，Sb，Bi，Se，Mo和Hg等，他们可能主要为成矿热液活动时带入的成矿元素和主要的伴生元素。Cu，Zn，Co，Ni，Bi和Ba等元素的含量均小于地壳克拉克值，可能是在蚀变过程中被带出的缘故。由此可以看出，阿希金矿成矿元素组合与围岩具有的成矿元素背景组合基本一致。元素组合及组成变化特征已充分显示了围岩、蚀变岩、矿石之间具有继承性，从金矿石到蚀变岩再到安山岩，成矿元素和主要伴生元素的富集程度递减。
对容矿火山岩微量元素研究结果表明，玄武岩、安山岩及安山玢岩虽然在微量元素丰度上有明显差别，但本区主要火山岩类的平均微量元素经MORB标准化后的配分型式（见图2-21）模式却十分相似，均接近于板内过渡型玄武岩系列岩石的配分模式，以富集K，Rb，Ba和Th等大离子元素和P之后的多数元素如Ti，Y，Yb和Se的亏损为特征。Ti，Y，Yb和Se等元素低于或接近于标准洋中脊玄武岩（MORB）的丰度。至于本区玄武岩中Ta和Hf以及Nb等元素的含量明显较岛弧钙碱性玄武岩偏高，可能与岩浆源区物质组成或与本区玄武岩的基性程度稍低有关（马润则等，1994），因为Hf和Ta等非活动性元素丰度总是随岩浆基性程度的降低而增高。
安山玢岩中部分微量元素如Sr，K，Rb，Ti，Sc的含量接近于本区安山岩，而部分元素如Ce，P，Zr，Hf等又与本区玄武岩相当，个别强相容元素Cr和Ni之丰度值不仅大于安山岩，也明显高于玄武岩，这进一步表明，尽管安山玢岩较玄武岩、安山岩形成晚、更富硅，但与两者之间并没有任何深部岩浆分异演化关系，而是源区物质部分熔融后直接上侵的产物。
毋瑞身等（1995）对伊尔曼得和恰布坎卓它等金矿床（矿化区）的金属元素分布特征进行了研究（表5-6，表5-7），沙德铭等（2005）对伊尔曼得金矿蚀变岩及围岩的元素组成的也进行了研究，数据列于表5-6。
表5-7 恰布坎卓它岩石微量元素 w（B）/10-6


结果表明，伊尔曼得和恰布坎卓它一带Au，Ag，Hg，As，Sb，Bi，Se等元素具有较高的地球化学场，某些元素高出地壳克拉克值数百倍至上千倍。硅质岩型金矿的容矿围岩——酸性凝灰岩，具有较高的Au背景场，Au含量高出地壳克拉克值的60倍以上，说明容矿围岩是Au元素相对富集的地质体。矿石中As，Sb，Hg，Bi，Ag，Se等元素含量皆高出地壳克拉克值10倍以上，显示出成矿过程中As，Sb，Bi，Se，Hg等元素发生明显的富集作用，与Au元素呈正相关。而Cu，Pb，Zn元素含量皆低于地壳克拉克值，说明Bi，Cu，Pb，Zn元素在成矿过程中与Au关系不密切。而Ba与Au略有负相关关系。矿石中Sb，Hg，Se等前缘元素富集，说明本区成矿深度不大，而矿石中Co，Ni元素含量低于地壳克拉克值，表明控矿断裂深度不大（毋瑞身等，1995）。
金矿的硅化岩石和未硅化岩石含金性明显不同，硅化岩石含金量高，未硅化或弱硅化岩石含金量低。硅化程度相同的岩石如硅化火山角砾岩和硅化凝灰岩及其火山碎屑物粗者含金高，火山碎屑物细者含金低，即火山碎屑岩的孔隙度影响了含金性。岩性对含金流体的反应程度不同，导致不同岩性含金性不同，如流纹质的火山岩比英安质的火山岩含金高。
由塔吾尔别克金矿点采集的样品微量元素分析（表5-8，据毋瑞身等，1995）结果看，本区Au，Ag，Hg，As，Sb，Bi 和Se等元素具有较高的地球化学场，这些元素含量高出地壳克拉克值的几十倍。
表5-8 塔吾尔别克金矿微量元素含量 w（B）/10-6


石英脉以及蚀变长石斑岩中Au，Ag含量较高，Au高出克拉克值的60～70倍，Ag高出7～10倍，表明长石斑岩体具有较高的Au，Ag等元素成矿背景场。Cu，Pb，Zn元素丰度与硅化岩型金矿相似，除Pb高出克拉克值2～3倍外，Cu与Zn皆表现出不同程度的亏损，如Cu为地壳丰度的0.6倍，Zn为地壳丰度的0.25倍，Cu，Pb，Zn与Au显示出负相关关系。As，Sb，Bi，Hg，Se与Au表现出正相关关系，As含量是地壳克拉克值的27～874倍，Sb为3.5～28倍，Bi为13.5～1300倍，Se为5～28倍，Hg在硅化脉体中明显富集。塔吾尔别克金矿中Sb，Se，Hg等前缘元素发生富集，说明其生成深度也相对较浅。

稀土元素的分配型式主要依据稀土元素总量，轻，重稀土的相对含量和特征元素的异常丰度来划分。
分为5种：
1 以稀土元素总量划分
2 以Ce/Yb 或La/Yb 比值划分
3 以δEu的异常划分
4 以δCe的异常划分
5以各稀土元素的分馏程度来划分
稀土分配型式可用于消除岩石样品丰度曲线因奇偶效应而产生的“锯齿”状，并可根据标准化值曲线是否平滑反推样品测试丰度的精度。在火成岩成因研究中，可以显示：1 表示岩浆分异的程度 2 区分相似的岩石 3判别岩石的不同成因 4 反映部分熔融和分离结晶的程度 5 指示洋中脊的扩张速度 6 确定岩浆来源（举例见课件：典型地壳的稀土元素配分型式，典型岛弧火山岩的稀土元素配分型式，活动大陆边缘岩浆岩的稀土元素配分型式，大陆碱性岩浆岩的稀土元素配分型式 ）
不同样品应选取不同标准化：玄武岩—球粒陨石；花岗岩—MoRB；地幔岩—C1球粒陨石

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