地球化学

在哈图金矿西区钻孔中选取不同程度蚀变和矿化的含碳凝灰质泥岩（强蚀变、弱蚀变、新鲜、弱矿化），进行了成矿元素分析。结果表明，不同程度蚀变岩石中Au的浓度为0.79×10-9～15.64×10-9（表5-3）。与平均上地壳相比，哈图金矿西区不同程度蚀变的含碳凝灰质泥岩中Cu、Ag、As和Sb的浓度相对较高，而Sn的浓度明显较低，Au和Mo的含量变化较大，其他元素含量与平均上地壳接近（图5-22）。新鲜、中等蚀变以及强蚀变含碳凝灰质泥岩中Au的浓度具有相同的变化范围，而弱矿化岩石中Au的浓度略高，这说明哈图金矿西区含碳凝灰质泥岩并不是区内热液金矿化过程中Au的主要源区，而弱矿化岩石中具有相对较高的Au、As浓度，说明成矿流体本来含有一定浓度的Au和As（图5-22）。其他元素（如Cu、Zn、Ag、Bi、Co、Ni、Mo、W）在不同程度蚀变和矿化岩石中的浓度相近，说明含碳凝灰质泥岩也不是这些金属元素的主要源区。

表5-3 哈图金矿西区不同程度蚀变含碳凝灰质泥岩中成矿元素分析结果

注： Au含量单位为10-9，其他为10-6。

在哈图金矿区-400 m矿段采集含细脉凝灰岩、凝灰岩（HT07b、HT10、HT11、HT21、HT30、HT33）以及不同程度蚀变的玄武岩（HT12、HT14、HT20、HT07a、HT08）。经手标本和镜下观察后选取新鲜样品进行全岩化学分析。先将样品破碎，选取较纯净、新鲜的石英-钠长石脉、石英-方解石脉以及不同程度蚀变的玄武岩。溶样处理操作在北京大学地球与空间科学学院教育部重点实验室中进行，使用中国科学院地质与地球物理所Finnigen MatICP-MS仪器测试，测试方法同Zhu et al.（2006）。所测量的石英-钠长石脉、石英-方解石脉以及玄武岩样品的微量元素含量和特征元素比值列于表5-4，矿脉和围岩的稀土元素配分模式如图5-23a，b所示，玄武岩的多元素图解如图5-23c所示。

图5-22 哈图金矿不同程度蚀变含碳凝灰质泥岩平均上地壳标准化的成矿元素图解（平均上地壳数据。据Taylor et al.，1995；Wedepohl，1995）

表5-4 哈图金矿蚀变岩型矿体中不同类型样品的微量元素含量

续表

注： 元素含量单位为10-6。

玄武岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式为平坦型，稀土元素总量平均为33.10×10-6，（La/Yb）N平均值为0.90，轻重稀土分馏不明显。轻稀土元素和重稀土元素均无明显分馏，（La/Sm）N和（Gd/Yb）N平均值分别为0.92和1.04。δEu平均值为0.96，其中除样品HT07a具有弱的Eu负异常外，其他样品均无明显Eu异常。δCe平均值为0.97，无明显Ce异常。在原始地幔标准化图解上，玄武岩强烈富集Cs、Rb、Pb、Sr和Ba等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta。

石英-钠长石脉（HT07b，HT10，HT33，HT21，HT11）的稀土配分模式为弱右倾式，稀土元素总量较低（平均为6.43×10-6），（La/Yb）N平均值为3.28，轻稀土弱富集。轻稀土元素无明显分馏，而重稀土元素有弱的分馏，（La/Sm）N和（Gd/Yb）N平均值分别为1.36和2.13。δEu平均值为1.38，具弱Eu正异常。无明显Ce异常；石英-方解石脉（HT30）的稀土配分模式为右倾型，稀土总量较低（平均2.91×10-6），（La//Yb）N平均值为7.17，轻稀土富集。轻稀土和重稀土元素均有弱的分馏，（La/Sm）N和（Gd/Yb）N平均值分别为3.14和2.14。具有明显的Eu正异常（δEu平均值为16.75）。无明显Ce异常（δCe平均值为0.91）。石英-方解石脉（HT30）的REE配分模式与石英-钠长石脉的REE配分模式相比，右倾程度增加，轻重稀土间分馏增强，Eu正异常非常明显，说明随着成矿作用过程的进行，成矿流体向轻稀土富集和Eu正异常增强的方向演化，晚期成矿体系的氧逸度增强。

图5-23a 不同程度蚀变玄武岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式

图5-23b 不同阶段矿脉的球粒陨石标准化稀土元素配分模式

图5-23c 蚀变玄武岩的原始地幔标准化图

石英-钠长石脉和石英-方解石脉富集LREE、亏损HFSE，Hf/Sm、Nb/La和Th/La基本小于1。前人的研究表明，富Cl的热液富集LREE，Hf/Sm、Nb/La和Th/La值一般小于1，而富F的热液富集LREE和HFSE，Hf/Sm、Nb/La和Th/La值一般大于1（Oreskes etal.，1990）。由此推断哈图金矿蚀变岩型矿体成矿流体中Cl含量高于F含量。Y和Ho具有相同的价态和离子半径，八次配位时，两者的离子半径分别为1.019×10-10和1.015×10-10（Shannon，1976），因此Y和Ho具有相同的地球化学性质，在很多地质过程中，Y/Ho不发生变化，接近于球粒陨石的Y/Ho比值，为～28（Bau et al.，1995）。哈图金矿蚀变岩型矿体中阶段形成的石英-钠长石脉的Y/Ho比值（30～50）较阶段Ⅴ形成的石英-方解石脉的Y/Ho比值要低得多（70），由此可以说明，蚀变岩型矿体成矿流体在演化过程中发生了一定分异，导致Y/Ho比值变化，这也可能是成矿晚期另一种流体（如深循环的地下水）加入的结果。

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

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