微量元素

也 可 根 据 VAB 亏 损 铁、钇、镱的特点 建立Cr-Y图解(图)， 类 似 的 图 解 有 TiCr，Ni-Y，Ti/CrNi等。 用 Zr/Y-Zr 图 解 可 以区分大陆火山弧 型及大洋火山弧型 玄武岩，前者以高 Zr/Y值为特征。


Shevais(1982) 提 出 了 Ti-V 图 解 ， 由 于 不 同 构造环境中形成的玄 武 岩 Ti/V 值 不 同 ， 因 而在图解中它们占据 不同的位置。

黄铁矿中的Se：
硒(Se)在黄铁矿中可部分置换硫，硒在
热液中含量一般较高，在内生条件下硒 置换硫较容易，因此，与火山热液活动 有关的矿床中黄铁矿S/Se值明显降低。
沉积成因矿床Co、Ni、Se含量均较低，硒含 量 一 般 为 0.5×1O-6 ～ 2×1O-6 ， Co/Ni<1 ， S/Se值很高(几万～十几万)。 与火山活动有关的矿床或岩浆矿床，Co、Se 含量增加(Se含量一般>20×1O-6)，Co/Ni值 增大，一般情况下大于1, S/Se值明显降低 (<15000)。 在变质矿床中也有类似的情况，随变质程度 增 大 , Co 、 Ni 、 Se 含 量 增 加 ， Co/Ni>1 ， S/Se值降低。(图)
Hodder(l985)认为，Ti/V值的变化实质上
受玄武岩形成深度的控制。 大陆溢流玄武岩(CFB和洋岛玄武岩（OIB) 是从地幔羽形成的(源深度l50~200km)， 洋脊玄武岩(MORB)形成深度200Km.
但总的来看，Hf-Th-Ta图对鉴别钙碱性玄
武岩最有效；Y-Cr图对区分岛弧拉斑玄武 岩最有效。
萤石和方解石

萤石和方解石都是由钙与HO-、F-、CO32-、SO42-、 HPO42-、HCO3- 等形成配合物。 配合物的稳定性从La—Lu逐渐增加，显示了重 稀士元素与轻稀土元素的差异。 在溶液中配合物稳定性较低的轻稀土元素，如 镧（La）就会比重稀土元素(如Tb或Yb )优先 置换Ca2+，与钙发生共沉淀， 而重稀土元素仍大部分保留在溶液中，这就造 成了在早期形成的萤石和方解石中相对富La而 贫Tb或Y。
除上述构造环境外，还可以判断次级板块构 造环境。
富集洋中脊玄武岩:重元素模式为负斜率、负K和 Sr异常，Nb正异常，而正常洋中脊玄武岩恰相反； 弧后型:主要弧后盆地和边缘海盆，重元素模式斜 率平缓，Rb-Ba-Th-U具正向梯度，Nb具负异常。

3、微量元素分布与源自文库冲带深度

在大洋板块向大陆板块俯冲地带，岛弧岩浆系列 中的K、Rb、Cs、LREE等元素含量随板块俯冲深度 增加而增加。Condie等(1973)给出SiO2为60%标定 K20含量来判断俯冲带深度：
对于多建造矿床的石英，稀土元素含量是
变化的，平均为3.04×1O-6。 在球粒陨石标准化图上，所有样品都在花 岗岩类下面，大多数样品在球粒陨石曲线 下面，反映了含金石英普遍贫稀土元素。
从曲线形态可以看出， 浅成矿床中石英几乎 完全重复花岗岩型的 分布曲线。 这种特点表明Si02 来 源于地壳，并在浅成 带聚集成矿。但这并 不排除包括金在内的 金属来源于深部，如 浅成矿床石英中稀土 元素与金成负相关可 作为间接证据之一。

Moller 等 (1976)将世界各地 不同成分的萤石进 行了系统稀土元素 分析，并投影于 Tb/Ca-Tb/La 图 解 中(图)投影点可明 显划分为三种不同 的成因区域: 伟晶 岩的、热液的、沉 积的。

交代作用和变质作用都可引起稀土元素间的 分异。以德国的诺尔德里奇-卡尔卡尔奔沉积 萤石矿为例，在一标本中可发现三种世代的 萤石，这三种类型的萤石具有明显不同的稀 土元素分布模式(图).
大陆拉斑玄武岩、玄武质安山岩重 元素丰度图

洋岛拉斑玄武 岩:具有弱U负异 常，Nb正异常， Sm-Yb具明显负 斜率;
大陆拉斑玄武岩:总斜率为负，Nb具负异常； 洋脊和洋底玄武岩:具正斜率，模式线从左
到右趋于拉平； 岛弧和大陆边缘拉斑玄武岩:具负斜率，Nb 为负异常，Sr为正异常；
石英是一种遍在性矿物
П
ё т р о в с к а я 等 (1985) 对 浅 成 和深成的金矿床矿石的稀土元素分布的 研究表明:
深成建造矿脉的石英稀土元素含量最低，
并与金和一系列基性型元素(Fe,Cr等)的 含量有明显正相关性。 在浅成条件下形成的矿床中的石英，以 相对高含量的稀土元素为特征，具金、 银矿化，稀土元素与金成负相关关系。
K/Rb
成矿溶液中K/Rb参数也可通过金属矿脉
中石英测定而获得。 石英的结构是不利于钾和Rb进入的，石 英中存在的钾和铷主要与气液包裹体有 关，钾和铷的绝对含量随包体数量多少 而变化，而K/Rb值只与形成石英的热液 本身的此参数值有关。
对乌拉尔地区不同类型锡矿床中石英的
K/Rb值分析表明，锡石-石英型的K/Rb值 (39）明显低于锡石-硫化物型(l74)。这 种特征反映了这两类锡矿与不同类型花 岗岩的成因联系。 低K/Rb值的锡石-石英型矿床与晚造山花 岗岩有关， 高K/Rb值的锡石-硫化物型矿床则与物质 来源较深的(可能为上地慢)岩浆分异形 成的花岗岩类有关.
2)火山弧环境
富集Sr、Rb、K、Ba、Th，有时Ce、P、Sm也富 集，Ti、Y、Yb亏损，有时Zr、Hf、Nb、Ta、Ce、 P、Sm也亏损。 因此，最有效的判别标准应是M1/M2值高(M1=Sr、 Rb、K、Ba、Th; M2=Ta、Nb)。 由于Sr、K、Rb、Ba活动性高，M1中以Th最有效。 Wood等（1979a，b，C)、Wood(l980)以Th/Ta为 基 础 建 立 了 Hf/3-Th-Ta 图 解 ; Pearce 建 立 了 Th/Yb-Ta/Yb图解; Noire建立了Hf/Ta-Hf/Th图 解(图)，由图可见，VAB明显靠近三角形的HfTh边和Th角。
富集在洋壳中的元素为U、Mn、P、Co、
Ni、Cr、V、Cu、Zn、Au、Ag、Mo等; 富集在陆壳中的元素为REE、W、Sn、U、 Th、Be、Rb、Cs、Ta等。

由于地幔对流作用，俯冲带大陆地幔下贫大离 子亲石元素的物质回到洋底地幔，形成洋中脊 玄武岩的母源物质，造成洋中脊玄武岩更严重 亏损大离子亲石元素。

目前，直观对比 被认为是识别这些环 境重元素 模式(平均 浓度以原始地慢成分 标准化图解)相似性 和差异性的最好方法， 包括估价重元素绝对 值、重元素模式趋势、 模式图的正、负斜率、 偏离总趋势值的大小、 数目和方向。图4.和 图5分别是 洋岛和大 陆环境拉斑玄武岩和 玄武安山岩的重元素 丰度图。由图可以看 出:

在大多数板块构造环境中，拉斑玄武岩
能真实地反映出构造环境，省去了碱性 玄武岩，避免了与双峰分布发生混淆。 拉斑玄武岩可能有四种构造环境: 板块 内部的洋岛拉斑玄武岩(OIT)、大陆拉斑 玄武岩(CT)；板块边缘：洋脊和洋底拉 斑玄武岩(OFT)，破坏性板块边缘的低钾 拉斑玄武岩(LKT)。
岩为轻稀土元素亏损型，(La/Sm)N<1， 而岛弧玄武岩则相对富集轻稀土元素， (La/Sm)N>1。
过渡组元素Cr、Ni、Sc、Ti、V、Co、Cu、
Zn等含量也有明显差异。


洋中脊玄武岩一般情况下镍含量为135×1O-6， Cr为270×1O-6。 岛弧玄武岩相对贫镍和铬，Cr含量变化范围为 l5~l09×1O-6，平均45×1O-6。
横越岛弧所出现的这种地球化学“梯度”
显然与向陆侧倾斜俯冲带有关。 在一些洋中脊与热点靠近的地方，火山 岩中铅、锶同位素和La/Sm值随其距离大 小呈系统变化，近热点区比值高，大洋 中脊则发生亏损。 如冰岛位于洋中脊热点上，其La/Sm、 87Sr/86Sr、208Pb/204Pb、208Pb/204Pb都随距 离系统变化（下图)。
Holm(1985)考虑到上述不同构造环境火山岩判 别图一般都包括了拉斑玄武岩类和碱性玄武岩， 对洋岛和大陆环境来说，在某些图上常出现双 峰分布，两种玄武岩难以区分。另外有些构造 环境如大陆和大洋板内玄武岩的区分是较困难 的。 因此，他提出只要把拉斑玄武岩投影到Wood等 (1979a，b，c)给出的亲湿岩浆元素图中，上 述问题可得到解决。

黄铜矿(Co/Ni,
Se/Te)、方铅矿、闪锌矿、 辉钼矿(Re、Se)、黑钨矿(Ni、Ta)等矿石 矿物中微量元素含量、组合均可提供矿床 成因特征的重要信息。
脉石矿物
许多与矿石矿物密切共生的脉石矿物的
微量元素分布特征愈来愈受到关注，主 要研究对象是石英、方解石、萤石、长 石、磷灰石等，分析的微量元素有Li、 Rb、Sr、Ba、Co、Ni、Ge、Se、Tl、REE 等。
Ⅰ为早期成岩阶 段同沉积成因的; Ⅱ为准成岩阶段 的重结晶产物; Ⅲ为最晚期阶段 的活化作用产物。
（六）成岩成矿的构造环境
1、微量元素组合与构造环境
随着板块学说研究的深入，恢复地壳中
各种岩石或矿床形成时的构造环境研究 越来越引起人们的广泛注意。
在宏观条件下，一般是根据地球物理资
料（如重力、天然或人工地震）研究地 壳结构，并根据岩石类型组合恢复古构 造环境(俯冲带、岛弧、洋中脊、弧后、 板块内部等)。 不同构造环境形成的各种岩石的微量元 素含量与组合、同位素组成均有较明显 差异。

深成矿床石英的稀士元素分布模式几乎
完全与阿尔卑斯超基性岩的曲线一致， 稀土元素分异很弱，La/Yb为3.5左右， 这可以设想为成矿物质通过基性岩浆或 深部流体运移时，稀土元素是由地幔源 带入的。
在中深部条件下沉淀的含金石英中，稀士
元素之间的关系不同于深成和浅成，比较 接近地壳地质体特征:分异程度高，La/Yb 值比浅成高两倍或更高，铕异常明显。
每一种类型又可划分不同的亚类，如MORB
和WPB可划分为拉斑玄武岩和碱性玄武岩。 不同构造环境产出的玄武岩具有不同的微 量元素组合特征。
1）板块内部环境
富Sr、Rb、K、Ba、Th、Ta、Nb、Ce、P、
Sm、Zr、Hf、Ti，但这些元素也可在岛弧 和碱性的洋中脊玄武岩中富集，而板内岩 浆类型具有较高的M1/M2(M1=Ti，Zr，Hf; M2=Y，Yb，Sc)。因此，用Ti/l00-Zr-3Y 三角图和Ti/Y-Zr/Y图解，可以将板内玄 武岩与其他类型玄武岩区分开，并可部分 地将MORB与VAB区分开(图)。
(五)矿石和脉石矿物中微量元素分 布的矿床地球化学意义
在矿床地球化学研究中，对组成矿石的
矿石矿物和脉石矿物分别进行微量元素 含量、分布及组合研究，可提供有关矿 质来源、矿液性质、矿床成因、矿体剥 蚀深度等许多重要的地球化学信息。
黄铁矿的Co/Ni比值
黄铁矿是许多矿床中的遍在性矿物，属NaCl型 结构，Fe-S之间为共价键。 CoS2、NiS2和黄铁矿FeS2是等结构的， FeS2 为5.42 Å，CoS2 为5.53 Å，NiS2 为5.69 Å， FeS2 与CoS2 可形成连续固熔体，而与NiS2 所形 成的固熔体是不连续的。 在高温条件下，钴比镍优先进入黄铁矿晶格， 使之富集钴，Co/Ni>1，而低温下镍则比钴较 易进入黄铁矿晶格，Co/Ni<1。
根据部分熔融过程中元素的分配特点，
在上述条件下大离子亲石元素，如K、 Rb、Sr、U、Th、REE等向上部愈来愈 富集，造成在这些不同构造环境形成 的玄武岩类在微量元素含量上有明显 差异. 岛孤岩浆岩系列富集大离子亲石元素， 洋中脊玄武岩则恰好相反。
例如：
稀土元素组成有明显差异，洋中脊玄武

基于上述特征，许多学者建立了以微量元 素组合为基础的构造环境判别图解。
2、玄武岩类
Pearce等（l973、1982)根据玄武岩类型
与构造环境之间的关系，将其划分为三 种主要类型: 洋中脊玄武岩(MORB，在板块边缘深海环 境喷发)； 火山弧玄武岩(VAB，在汇聚板块边缘喷 发)； 板内玄武岩(WPB，在远离板块边缘喷发)。