花岗岩建造系列的稀土元素地球化学特征 花岗岩岩石化学及痕量元素地球化学特征
一、系列I和系列Ⅱ花岗岩的稀土元素元素地球化学特征
系列Ⅰ花岗岩21个稀土元素分析结果（表2-13）包括小坑、诸广山、贵东、佛岗、大王山、锡山、莘蓬、鹦鹉岭、小南山和圹口等10个岩体，系列Ⅱ花岗岩26个稀土元素分析结果（表2-14）包括小坑、上垄、扶溪、大宝山、佛岗、联合、四会、黄田、伍村、轮水、岗美、马山和石菉等13个岩体。重要的岩体均有稀土元素分析结果，可以代表整个吴川－四会断裂带中不同系列花岗岩的稀土元素特征。系列Ⅰ花岗岩稀土元素总量（∑REE；包括Y，下同）变化较大，从74.70×10－到658.50×10-6，大多数分析结果大于200×10-6，特别是小坑、佛岗和圹口三岩体总量更高，达253×10-6～658.50×10-6；第二个特点是δEu均为负异常，多数都小于0.3；第三个特点是w（LREE）/w（HREE）相对较低，多数小于7,（La/Yb）n低，多数小于7，即稀土元素的分馏程度较差。系列Ⅱ花岗岩∑REE含量变化也比较大，从108.8×10-6到390.1×10-6，绝大部分小于200×10-6；δEu较大，绝大部分大于0.5;w（LREE）/w（HREE）相对较高，绝大部分大于7,（La/Yb）n也多数大于7，稀土元素的分馏程度比系列Ⅰ高。两个系列花岗岩稀土元素特征具有明显区别。
图2-12 系列I花岗岩微量元素构造环境判别图（二）
两个系列花岗岩的稀土元素配分模式对比，更显示其各具特点（图2-16、图2-17）。系列Ⅰ早期早阶段花岗岩的大王山、圹口、小坑（贵东）岩体与对应的系列Ⅱ花岗岩早期早阶段马山、石菉、轮水、岗美、诸广山（扶溪、上垄）、小坑岩体的稀土元素配分模式截然不同，系列I均具明显δEu负异常和LREE陡、HREE缓的曲线特征，LREE端点多数在纵坐标100以上，而系列Ⅱ多为不明显的δEu负异常，甚至为正异常，呈右倾平缓的曲线，LREE多数在纵坐标100以下，有时还可见Tb有不明显的正异常。两图上其余两个系列晚期晚阶段花岗岩稀土元素模式对比也显示出不同，系列Ⅰ的佛岗、诸广山、锡山、鹦鹉岭、苇蓬岩体比系列Ⅱ的大宝山、四会、黄田、伍村、佛岗（禾云）、联合岩体稀土元素配分模式区别更大，系列I的δEu负异常显著，多具对称的“V”字形曲线，系列Ⅱ则多数仍为右倾平缓的曲线，仅具弱的δEu负异常，个别样品H71（四会）、H72（联会）例外，负铕异常较大，可能与岩浆晚阶段的结晶分异强烈有关（王联魁等，1992）。
图2-13 系列Ⅱ花岗岩微量元素构造环境判别图（一）
图2-14 系列Ⅱ花岗岩微量元素构造环境判别图（二）
图2-15 深熔花岗岩（RZI）和混合岩（W6）建造微量元素构造环境判别图
系列Ⅰ与系列Ⅱ花岗岩具有不同稀土元素含量特征，在二维图解上（图2-18～图2-21）显示得更清楚。系列I花岗岩分布在高Yb、Y与高HREE区，系列Ⅱ在低值区内（图2-18、图2-19）。系列Ⅱ花岗岩在高δEu、LREE与低HREE区内，系列I则相反，在低δEu、IREE与高HREE区内（图2-20、图2-21）。
对大多数花岗岩来说，系列Ⅰ具有高的稀土元素含量、低的δEu和轻重稀土元素分馏相对较小的特点，系列Ⅱ花岗岩具有相反特征。表现在图解上（图2-18～图2-21），这些特征更是一目了然，这可能反映两个系列花岗岩物质来源的不同：系列Ⅰ花岗岩主要来源于再循环地壳物质，源区相对富集稀土元素，在部分熔融（重熔）中，源区残留矿物相对富斜长石，使花岗岩熔体具δEu负异常，残留矿物中没有或很少有石榴子石，导致花岗岩熔体相对富HREE，产生稀土元素分馏较差的效应；系列Ⅱ花岗岩主要来源于原生地壳物质或上地幔，源区与再循环地壳物质相比，一般情况下相对贫稀土元素，在部分熔融中，源区残留矿物可能主要是辉石、橄榄石（或石榴子石）、角闪石及少部分斜长石（或无），导致花岗岩熔体相对富LREE及没有或很少有δEu负异常。至于两个系列花岗岩稀土元素总含量摆动大小、曲线纵向形态变化大，特别是系列Ⅰ个别样品低至74.7×10-6等，可能与晚阶段花岗岩结晶分异有关；有的重稀土元素偏高，呈“V”字形曲线，可能与岩浆液态分离的气液分馏作用有一定联系（王联魁等，2000）。
表2-13 吴川－四会断裂带南岭系列（系列Ⅰ）花岗岩稀土元素组成（wB/10-6）
注：∑REE包括Y；①广东省地矿局705地质大队，211矿区地质特征及成矿规律，1986；②章邦桐（1992）；③广东省地矿局706地质大队，1∶5万石潭—沙河幅区调报告；④王鹤年等（1992）；⑤广东省地矿局区调大队，1∶5万潭水幅区调报告；⑥广东省地矿局704地质大队，1∶5万阳春幅区调报告；⑦马大铨等（1985）。
表2-14 吴川－四会断裂带长江系列（系列Ⅱ）花岗岩稀土元素组成（wB/10-6）
注：∑REE包括Y；①广东省地矿局705地质大队，211矿区地质特征及成矿规律，1986；②宜昌地质矿产研究所，粤北大宝山及其外围地区多金属成矿条件、构造控岩控矿规律及隐伏矿床预测，1989；③广东省地矿局706地质大队，1∶5万石潭—沙河幅区调报告；④广东省地矿局区调大队，1∶5万潭水幅区调报告；⑤广东省地矿局704地质大队，1∶5万阳春幅区调报告；⑥广东省地矿局（1988）。
图2-16 系列Ⅰ花岗岩的稀土元素配分模式
图2-17 系列Ⅱ花岗岩的稀土元素配分模式
图2-18 系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩的w（Yb）—w（HREE）图
图2-19 系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩的w（Y）—w（HREE）图
图2-20 系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩的δEu—w（HREE）图
图2-21 系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩的w（lREE）—w（HREE）图
两个系列花岗岩稀土元素的许多区别和二维图分区，还可作为判别两个系列花岗岩的稀土元素标志。
二、深熔花岗岩与混合岩建造的稀土元素特征（表2—15）
深熔花岗岩建造广宁、合水等岩体的3个稀土元素分析样品和混合岩建造石涧、铁硐等岩体的3个稀土元素分析样品，除变粒岩外，两个建造稀土元素许多参数差别不太明显，说明两种建造的物质来源有相似性，可能均为再循环地壳物质所形成的产物。但两者还存在差异，如一些参数：w（∑REE）、w（LREE）/w（HREE）、w（La）/w（Sm）、w（LREE）等，混合岩建造略高于深熔花岗岩建造。这些特征在图解（图2-22～图2-24）上反映得更清楚，两个建造分别投入不同区内，混合岩建造在高w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（La）/w（Sm）区内，说明稀土元素分馏程度略高，而深熔程度较低；低深熔程度会导致岩石含有较多的残留体，残留矿物磷灰石、黑云母也多，由于这两种矿物富集稀土元素，特别是轻稀土元素，故混合岩建造具有稀土元素分馏程度高和稀土元素总量略高的特点。深熔花岗岩建造则落在低值区内，表明稀土元素分馏程度相对低和深熔程度相对高的特征，因此含残留体也较少。
表2-15 吴川－会断裂带深熔花岗岩、混合岩建造稀土元素组成（wB/10-6）
注：∑REE包括Y；①广东省地矿局719地质大队，区调内部资料，1989；②广东省地矿局704地质大队，1∶5万阳春幅区调报告。
图2-22 深熔花岗岩（○）和混合岩（●）建造的w（LREE）/w（HREE）—w（HREE）图
图2-23 深熔花岗岩（○）和混合岩（●）建造的（La/Yb）n—w（HREE）图
图2-24 深熔花岗岩（○）和混合岩（●）建造的w（La）/w（Sm）—w（HREE）图
两种建造花岗岩稀土元素模式也很相似（图2-25、图2-26），均为向右倾斜的平缓曲线，与变质泥岩或变质杂砂岩曲线相似，也反映出可能为再循环地壳物质来源的特征。不过，有的曲线显示出δEu负异常，这可能与源区残留物中含有较多的斜长石有关。
两个建造的稀土元素地球化学特征表明，深熔花岗岩建造与混合岩建造物质的来源具有一致性，即可能均来源于再循环地壳物质；其差异性指示，相对富含LREE和高w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（Sm）/w（Nd）的混合岩建造，深熔程度低；而相对贫LREE、低w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（Sm）/w（Nd）的深熔花岗岩建造，深熔程度高，两者具有不同的深熔程度。换言之，两者具有不同深熔的温压条件，有可能前者（混合岩）比后者（深熔花岗岩）深熔温度要低些。
图2-25 深熔花岗岩建造的稀土元素模式
图2-26 混合岩建造的稀土元素模式
岩石稀土元素地球化学特征~
稀土元素分析（表2.3）与文献资料数据（安保华，1990）显示，老君山矿田燕山晚期花岗岩∑REE＝69.33×10-6～152.78×10-6，属稀土元素含量低型；δEu＝0.2～0.37，具明显的负铕异常，轻重稀土含量比值L/H＝11.49～13.75。
老君山岩体样品稀土配分曲线均向右倾，呈海鸥型，显示本区花岗岩分异程度较高。另外，高Y/Yb比值特征也符合A2型花岗岩的特征（图2.13A）。
寒武系变质地层中的片麻岩∑REE＝52.51×10-6～244.23×10-6，配分曲线均向右倾并显负铕异常，与老君山岩体稀土元素配分形式相似，表明老君山花岗岩的物质来源及形成环境与本区寒武系变质地层有密切关系（图2.13B）。
矽卡岩样品在稀土配分形式上表现出了很大的差异性，无论曲线倾斜度或者Eu元素异常都有很大不同，4件样品的稀土配分曲线大致分为两组（图2.13C）：一组是MLP0723与M1-11-2，呈现较平缓的右倾形态，δEu＝0.74～0.98，无明显铕异常，L/H＝9.25～15.72。另一组是MLP0727与M1-9-2，δEu＝2.58～2.67，为较强的正铕异常，L/H＝4.20～5.33指示本区矽卡岩的形成具有多期性，且形成环境差异较大。
本区硅质岩稀土元素含量总体偏低，∑REE为3.54×10-6～348.5×10-6，4件样品中有1件显示明显的正铕异常（图2.13D），与本区的2件矽卡岩样品类似，与海底热液REE特征相似（常华进等，2008），指示本区硅质岩及部分矽卡岩的形成与热水沉积作用有关。本区硅质岩（La/Yb）N＝2.69～18.71，轻稀土元素相对富集，与大陆边缘沉积稀土分异特征相似（徐学义等，2003；杜远生等，2007）。
图2.10 花岗岩全碱—硅（TAS）分类图
（底图据Middlemost，1994）
1.橄榄岩辉长岩；2a.碱性辉长岩；2b.亚碱性辉长岩；3.辉长闪长岩；4.闪长岩；5.花岗闪长岩；6.花岗岩；7.英石岩；8.二长辉长岩；9.二长闪长岩；10.二长岩；11.石英二长岩；12.正长岩；13.似长辉长岩；14.似长二长闪长岩；15.似长二长正长岩；16.似长石正长岩；17.似长深成岩；18.霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩
图2.11 老君山矿田花岗岩Na2O-K2O分类图
（底图据Collins et al.，1982）
图2.12 老君山矿田变质岩c-n-f三角图解
（底图据邓明恺，1979）
图2.13 老君山矿田岩石稀土元素配分曲线
A.花岗岩；B.变质岩；C.矽卡岩；D.硅质岩
表2.3 老君山矿田稀土元素测试结果（10-6）与地球化学参数表
注：测试单位为武汉综合岩矿测试中心。
区内主要岩体的岩石化学、稀土元素及微量元素组成如表2-4，表2-5，表2-6所示。
2.2.1 花岗岩定名
采用A.L.Streckeisen（1976）提出的化学成分分类方法，本区加里东晚期花岗岩分别投点于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，其中塔斯比克都尔根岩体为二长花岗岩，阔科亚克达热斯岩体为钾长花岗岩，正格河岩体为碱长花岗岩；华力西中期花岗岩分布于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，集中于钾长花岗岩和二长花岗岩区域，个别点投影于英云闪长岩区域；华力西晚期花岗岩则全部集中于钾长花岗岩区域；燕山期花岗岩则分布于钾长花岗岩和二长花岗岩过渡区域，其中阿提什岩体为二长花岗岩，加勒格孜阿嘎希河岩体为钾长花岗岩（图2-2）。
2.2.2 岩石化学特征
在AFM图解中（图2-3），本区加里东晚期、华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的投影点均集中于钙碱性演化趋势区域。其中华力西中期部分花岗岩样点及华力西晚期花岗岩样点相对集中于AF线附近，显示出相对富碱而贫镁铁的特点。各期花岗岩样品点沿FM边分散性很小，这与邹天人（1988）提出的造山带花岗岩的特点相似。
图2-2 化学－矿物定量岩石分类图解
Ⅰ—碱长花岗岩；Ⅱa—钾长花岗岩；Ⅲb—二长花岗岩；Ⅳ—花岗闪长岩；V—英云闪长岩1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
图2-3 花岗岩AFM图解
A—拉斑玄武岩系列；B—钙碱性系列1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
在w（K2O）-w（SiO2）相关图解中（图2-4），区内各期花岗岩样点基本上全落于高钾区，仅华力西中、晚期有个别样点落于钙碱区及低钾区。加里东晚期花岗岩SiO2含量70.85%～72.15%,K2O+Na2O含量7.58%～8.49%；华力西中期花岗岩SiO2含量66.39%～80.44%,K2O+Na2O含量3.2%～8.41%；华力西晚期花岗岩SiO2含量70.83%～76.43%,K2O+Na2O含量6.62%～8.93%；燕山期花岗岩SiO2含量69.88%～70.71%,K2O+Na2O含量5.51%～7.39%。
加里东晚期花岗岩均为铝过饱和类型，即Al＞K+Na+Ca（原子数）.ANKC值变化范围为1.06～1.16，平均为1.1;w（Na2O）/w（K2O）比值变化于0.64～1.17间，平均为0.92。华力西中期花岗岩中深成岩及浅成岩均为铝过饱和类型，其中深成岩ANKC值变化范围为1.05～1.38，平均为1.22,w（Na2O）/w（K2O）比值变化于0.5～1.31之间，平均为0.88；浅成岩ANKC值范围为1.13～1.33，平均为1.24,w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.59～0.86，平均值为0.7。华力西晚期花岗岩类型也基本上为铝过饱和类型，ANKC值范围为0.92～1.13，平均值为1.04;w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.52～1.09，平均值为0.74。燕山期花岗岩均为铝过饱和类型，ANKC值变化范围为1.04～1.13，平均值为1.09;w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.72～0.92，平均为0.82。
图2-4 花岗岩w（K2O）-w（SiO2）图解
1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，诺尔特地区加里东晚期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西中期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，略大于改造型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西晚期花岗岩与燕山期花岗岩的ANKC值均大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似。上述特征表明，区内各期花岗岩均具有改造型花岗岩的特点，反映出其源岩可能以壳源物质为主。另外，区内各期花岗岩的岩石氧化率[w（Fe2O3）/w（FeO+Fe2O3）]偏低，与澳大利亚S型花岗岩相似。加里东晚期花岗岩的氧化率Ox范围为0.27～0.37，平均值0.33；华力西中期花岗岩Ox值范围为0.26～0.49，平均为0.36；华力西晚期花岗岩Ox值范围为0.01～0.49，平均值0.36；燕山期花岗岩Ox值范围为0.27～0.32，平均值为0.30。Ox值均为略小于同熔型花岗岩而与改造型花岗岩相似。
由岩石化学特征可见，诺尔特地区从加里东晚期至燕山期花岗岩均有相似的岩石化学特征，反映出具改造型花岗岩的特点（S型），但在某些方面也有倾向于同熔型花岗岩的特点（Ⅰ型），表现出过渡类型的特征。反映在物质来源上，应以壳源物质为主，但是有幔源物质的参与，这和诺尔特地区花岗岩产出的构造背景是一致的。另一方面，岩石化学特征的相似性，也反映了区内各期花岗岩源岩物质成分的相似性。
2.2.3稀土元素地球化学特征
本区加里东晚期花岗岩稀土元素总量平均值为173.88×10-6，华力西中期花岗岩为245.42×10-6，华力西晚期花岗岩为136.05×10-6，燕山期花岗岩为213.09×10-6。w（LREE）/w（HREE）、δEu及（La/Yb）N的平均值在本区加里东晚期花岗岩分别为2.73、0.53及10.08；华力西中期花岗岩分别为3.52、0.47及12.33；华力西晚期花岗岩分别为10.66、0.63及10.04；燕山期花岗岩分别为5.51、0.46及18.71。
与世界平均花岗岩稀土元素及w（LREE）/w（HREE）比值（∑REE=290×10-6，包括Y，∑Ce/∑Y=3.5,Hasking等，1986;Herrmann,1970）相比较，区内各期花岗岩的∑REE值均偏低，加里东晚期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值偏低，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值则偏高，表明了加里东晚期花岗岩其物质来源可能相对较深。另据统计资料表明，δEu和（La/Yb）N对于花岗岩的成因有重要的鉴定意义，当δEu小于0.7,（La/Yb）N值一般大于5，为S型花岗岩，而Ⅰ型花岗岩则相反，特点是δEu值大而（La/Yb）N值小（Chappell和White,1974）。本区各期花岗岩均具有中等的负铕异常，且δEu值小于0.7，而（La/Yb）N值均大于5，因此，各期花岗岩均具有S型花岗岩的特点。
各期花岗岩稀土元素标准化曲线具有向右倾斜的轻稀土富集型特征，轻稀土部分的斜率略大于重稀土部分（图2-5）。其中加里东晚期花岗岩比华力西中、晚期及燕山期花岗岩的配分曲线平缓，表明加里东晚期花岗岩物质来源可能相对较深。另外，本区花岗岩具中等负铕异常且δEu值偏大，即近于0.50或略大于0.50，这也是改造型花岗岩的特点。
图2-5 诺尔特地区花岗岩REE配分模型
a—加里东晚期花岗岩；b—华力西中期花岗岩；c—华力西晚期花岗岩；d—燕山期花岗岩
在w（LREE）/w（HREE）-w（SiO2）及（La/Yb）N-w（SiO2）相关图解中，加里东晚期、华力西中晚期及燕山期花岗岩样点相关性均不明显。如果在成岩过程中，结晶分异作用或同化混染作用起主要作用，则在上述相关图解中应显现出正相关性，即岩石轻、重稀土的分异随着酸度的增加而强烈。而不相关甚至负相关，则有可能是由于地壳深部部分熔融作用造成的。
此外，在∑REE-SiO2及δEu-SiO2相关图解中也有类似的情况，各期花岗岩样点的相关性都是不明显的。在∑REE-SiO2关系中，加里东晚期花岗岩略显正相关，而在δEu-SiO2关系中，华力西期及燕山期花岗岩也略显正相关。如果在岩浆演化过程中分离结晶起主要作用，早期结晶的矿物组合SiO2含量低、稀土含量高，随着其结晶分异会导致∑REE和SiO2出现负相关，同时，分离过程中斜长石的晶出，也会导致δEu与SiO2的负相关变化规律。区内各期花岗岩的特点表明在其岩浆演化过程中，分离结晶作用是不明显的。
在花岗岩稀土元素标准化曲线图（图2-5）中，各期花岗岩除了具有中等铕异常外，在华力西中期及华力西晚期花岗岩稀土元素配分曲线图中，Ho及Tm元素处也有不同程度的异常。产生铕异常的原因，一方面是由于在成岩作用过程中发生了矿物的结晶分异所致，比如斜长石的结晶分异；另一方面则是由于继承了源岩的性质所致。根据后文研究，区内各期花岗岩的成岩作用以部分熔融作用为主，分离结晶作用是不明显的，因此，产生本区花岗岩中等铕异常的原因应该是花岗岩继承了源岩的性质所致。而华力西期花岗岩不同程度的Ho及Tm异常，则可能是由于源区物质成分的差异所致。
在岩石稀土元素组成∑Ce/∑Y－∑Y/∑REE及Nd/Sm-Ce/Y关系（周作侠，1986）中，加里东晚期花岗岩投于壳源型背景、壳幔混源型背景及两者的过渡区域，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩则投于受幔混源型背景区域。可见，区内各期花岗岩都有不同程度的受幔源物质影响的特点。据周汝洪（1991）研究，新疆北部花岗岩幔源、壳幔混合源者稀土总量较低、（La/Yb）N值较低、标准化曲线较平缓、Eu亏损不显著甚至是正异常；壳源者稀土总量较高、（La/Yb）N值较大、曲线较陡、Eu亏损较明显。对比可见，本区各期花岗岩稀土总量偏低，（La/Yb）N值较大，标准化曲线较平缓，具中等Eu亏损，既具有壳源特点又具有壳幔混合源特点。
2.2.4微量元素地球化学特征
诺尔特地区花岗岩微量元素含量如表2-6所示。加里东晚期花岗岩中Cu的富集系数（含量/维氏值）大于1，平均值2.0,Pb的富集系数也大于1，平均值为1.3,Zn的富集系数小于1；华力西中期花岗岩中Cu、Pb、Zu的富集系数均大于1；燕山期花岗岩中Cu、Zn的富集系数略小于1,Pb的富集系数为2.3。各期花岗岩中金含量均较低，塔斯比克都尔根岩体为0.175×10-6，阔科亚克达热斯岩体为0.0165×10-6，阿提什岩体为0.0074×10-6。成矿元素含量的降低有可能与其由岩浆熔体向流体相中的转化有关。
加里东晚期花岗岩中过渡元素Sc富集系数均大于1，范围为1.3～5.3之间；华力西期花岗岩中Sc的富集系数也大于1，范围为1.0～4.5；在燕山期花岗岩中富集系数近于1。加里东晚期花岗岩中，亲石元素Sr的富集系数平均值为1.5，而Ba的富集系数范围为0.1～0.8；华力西期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均近似为1；燕山期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均小于1,Sr为0.5,Ba为0.4。壳源型花岗岩Sr、Ba含量低，而幔源型或壳幔同熔型花岗岩的Sr、Ba含量高，区内各期花岗岩的Sr、Ba含量均较低，加里东晚期花岗岩平均为Sr443×10-6、Ba374×10-6，华力西期花岗岩平均为Sr307×10-6、Ba733×10-6，燕山期花岗岩平均为Sr163×10-6、Ba371×10-6，表明区内各期花岗岩物质来源有壳源的特征。对高场强元素，加里东晚期花岗岩中Zr富集系数变化范围为0.1～1.7,Y的富集系数则大于1；华力西期花岗岩中Zr、Y的富集系数均近于1；燕山期花岗岩中Zr、Y的富集系数均小于1。
本区各期花岗岩中均富含挥发组分（F、Cl、S、C等）（表2-6），岩石中F、Cl、S含量较高，反映岩浆结晶时富F、Cl、S等挥发组分，这对于促进成矿元素向流体中分配具有重要意义（Holland,1972;Urabe,1985,1989；周涛发等，1995）。另外，各期花岗岩中F/Cl值较高，加里东晚期花岗岩中F/Cl值为17，华力西期花岗岩中为6.9，燕山期花岗岩中范围为7.2～17.8，较高的F/Cl值类似于华南陆壳改造型花岗岩。
花岗岩建造系列的稀土元素地球化学特征
答：一、系列I和系列Ⅱ花岗岩的稀土元素元素地球化学特征 系列Ⅰ花岗岩21个稀土元素分析结果(表2-13)包括小坑、诸广山、贵东、佛岗、大王山、锡山、莘蓬、鹦鹉岭、小南山和圹口等10个岩体,系列Ⅱ花岗岩26个稀土元素分析结果(表2-14)包括小坑、上垄、扶溪、大宝山、佛岗、联合、四会、黄田、伍村、轮水、岗美、马山...
东昆仑东段花岗岩的地球化学
答：1.稀土元素地球化学 东昆仑东段花岗岩的分布见图5-49，全岩化学成分和稀土元素含量列于表5-5，表5-6，不同岩石中稀土元素总量变化范围较大。轻重稀土元素之比为1.08～38.31，为轻稀土富集型，但不同岩石其富集度有显著差异。δEu值介于0～1.06之间，除两个样品的δEu值大于1，其它都小于1，...
东昆仑西段花岗岩类的地球化学
答：祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代(晚奥陶—晚志留世)花岗岩的稀土元素总量为(96.68～398.99)×10-6,其中轻稀土元素总量为(88.53～355.11)×10-6,重稀土总量为(6.13～43.88)×10-6,LREE/HREE为3.93～18.13,(La/Yb)N为2.86～27.69,δEu介于0.15～0.87之间。因此,具有轻稀土富集型的稀土分配形式和较明显的负Eu异常...
岩石稀土元素地球化学特征
答：老君山岩体样品稀土配分曲线均向右倾，呈海鸥型，显示本区花岗岩分异程度较高。另外，高Y/Yb比值特征也符合A2型花岗岩的特征（图2.13A）。寒武系变质地层中的片麻岩∑REE＝52.51×10-6～244.23×10-6，配分曲线均向右倾并显负铕异常，与老君山岩体稀土元素配分形式相似，表明老君山花岗岩的物质来源及...
痕量元素地球化学
答：阿克提什坎矿化区中花岗岩的亲铁元素和大离子亲石元素(Rb、Sr、Ba)含量较高,亲硫元素含量较低,金含量高于地层背景值,也高于矿化区地层值。围岩的大离子亲石元素含量较高,亲铁元素含量低,亲硫元素含量低,金含量高于地层背景值。蚀变岩中,从弱蚀变岩(青磐岩化)到强蚀变岩(黄铁绢英岩化),亲铁元素及大离子...
花岗岩的地球化学特征
答：表1-7 九岭花岗岩微量、稀土元素含量(10－6)续表 九岭燕山期岩体δEu值0.3～0.69，∑REE较低为80-143。九岭各期次花岗岩稀土分布模式均为轻稀土富集型，具弱-中等富Eu异常(图1-9)。在ORG标准化蛛网图(图1-9)中，九岭新元古代花岗岩以强烈富集Rb、Ba、Th，与周围的元素相比，具明显的Nb-Ta...
花岗岩岩石化学及痕量元素地球化学特征
答：2.2.3稀土元素地球化学特征 本区加里东晚期花岗岩稀土元素总量平均值为173.88×10-6,华力西中期花岗岩为245.42×10-6,华力西晚期花岗岩为136.05×10-6,燕山期花岗岩为213.09×10-6。w(LREE)/w(HREE)、δEu及(La/Yb)N的平均值在本区加里东晚期花岗岩分别为2.73、0.53及10.08;华力西中期花岗岩分别为3.52、0.47及12.3...
花岗质岩石的微量元素组成与特征
答：为了便于对比花岗岩类岩石随时间的演化，将早生代花岗岩（T2-3—J1-2）、晚中生代（J3—K1）花岗质岩石的稀土元素分别列出（表5-8，表5-9；图5-17，图5-18）。表5-8 早中生代花岗岩和闪长岩的稀土元素峰值（wB/10-6）注：Mn是孟恩的白云母花岗岩数据，Lh是莲花山数据，均引自盛继福等（1999...
阿尔泰造山带花岗岩、基性侵入岩地球化学特征
答：可见,尽管在有些图解中这些样品接近碱性花岗岩或A型花岗岩,但该岩石属于钙碱性系列。在有关常量元素的图解中大都位于拉斑玄武质及钙碱性花岗岩区(图3-8c)。这是本区所研究的花岗岩中唯一具有拉斑玄武质特点的花岗质岩石。 图3-9 阿尔泰造山带同造山片麻状花岗岩稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough,1989)分布...
花岗质岩石的地球化学
答：1.花岗质岩石的主元素地球化学 由表4-1的主元素分析计算的CIPW矿物数值投于An—Ab—Or图上(图4-1),表4-1中的序号1～9样品落于英云闪长岩—奥长花岗岩区,10～17号大部分落入钾质花岗岩区,如前所述,落入花岗岩区的样品在稀土元素特征上仍表现为英云闪长岩—奥长花岗岩特征,而主元素则受到了后期化学组分...
