内蒙古特颇格日图超基性岩的地球化学特征
内蒙古特颇格日图超基性岩的地球化学特征
马娟1,何明友1,刘峰1,彭斌2
(1.成都理工大学,四川成都610059；2.核工业208大队,内蒙古包头014010)
摘要：为了研究内蒙古特颇格日图超基性岩的地球化学特征，通过野外调查和室内综合对比研究，取得如下认识：位于内蒙古中部宝音图隆起带上的特颇格日图超基性岩体发生了强烈的蚀变，岩体的主量元素分析成果表明：SiO2含量为12.95% ~40.18%,MgO含量为15.13%~25.32%，m/f比值为2.5-6.3，岩体属于铁质超基性岩，富含铜镍硫化物矿床。微量元素分析成果显示成矿元素Ni、Co、Cr含量较高；稀土元素球粒陨石标准化曲线显示稍向右倾的平坦配分型式，为轻稀土弱富集型；δEu值介于0.44～1.26之间，说明岩体有一定的分异演化，但程度不均匀；分析了该超基性岩的含矿性，上述特征表明特颇格日图地区超基性岩具有很好的成矿远景。
关键词：超基性岩地球化学特征特颇格日图地区
超基性岩是铜镍硫化物矿床的重要含矿母岩[1]。目前，我国大部分镍和相当一部分铜来源于基性、超基性铜镍硫化物矿床，中国的镍、钴、铂族金属的自给,主要来自小岩体岩浆矿床[2]。内蒙古地区超基性岩体分布较广，但一直未找到与此相关的大型铜镍硫化物矿床，特颇格日图超基性岩体分布在内蒙古乌拉特中旗特颇格日图地区，本文在相关项目的支持下拟从岩体的地球化学特征入手，对该岩体进行深入的研究，对查明该岩体含矿性和找矿勘查具有一定的指导性意义。
1.区域地质背景
特颇格日图超基性岩体位于内蒙古自治区乌拉特中旗西北方向120公里的巴音杭盖苏木特颇格日图地区，在大地构造上分属内蒙古中部地槽褶皱系苏尼特右旗晚华力西期地槽褶皱带的宝音图隆起，该隆起区域构造复杂，岩浆活动频繁，对金、铬、铜、菱铁矿、镍等多金属成矿条件十分有利。该区域出露的地层包括元古代宝音图群、早古生代志留系徐尼乌苏组、第四系。
2.特颇格日图超基性岩体地质特征
出露于特额格日图地区的超基性岩体，侵入于志留系中统徐尼乌苏组具绿片岩相变质的地层中，岩体呈东西向线状断续展布，其延长方向与断裂构造线方向一致，面积约 1.5km2。岩体与地层均呈断层接触。断裂构造主要是测区规模最大、活动最强的F20（图1）断裂带，F20及次级的北西向断裂把蚀变超基性岩体错断成四部分，矿化主要产于蛇纹石化超基性岩中，矿化类型主要是岩浆型。区内遥感蚀变信息表现为粘土类、氧化亚铁类、氧化铁类以及碳酸盐化等蚀变信息丰富。该超基性岩以辉橄岩为主，后期经历了强烈的蚀变并被碳酸岩侵入，原岩遭受蚀变，主要岩石类型有蛇纹岩、滑石菱镁岩、蛇纹石化辉橄岩及少量辉橄岩。主要蚀变有蛇纹石化、滑石化、菱镁矿化和硅化等。地表多处见镍钴矿化。矿化主要见于蛇纹岩中，其次滑石菱镁岩、硅化碳酸岩中也见矿化。矿化受破碎带、接触带（蛇纹岩与地层或碳酸岩接触带）控制。1
第一作者简介：马娟（1984—），女（汉族），安徽怀远人，成都理工大学核技术与自动化工程学院、硕士研究生，从事矿床地球化学研究。
1Km 2Km 1
2
6
8
9
1.风成沙土
2.徐尼乌苏组二段变余石英杂砂岩和粉砂岩复理石
3.宝英图群四岩组云母石英片岩、纹层状大理岩和变粒岩
4.宝英
图群三岩组十字石、石榴石二云片岩、角闪黑云片岩夹斜长角闪岩5.细粒角闪闪长岩6.蚀变超基性岩7.镍钴铁矿矿化点8.逆断层9.地质界线
图1 特颇格日图超基性岩地质图
Fig.1 Geological map of the Tepogeritu ultrabasic belt
2.超基性岩地球化学特征
2.1岩石化学特征
受蚀变作用的影响，主要岩石化学成分变化大，有的表现为硅质岩的成分，有的表现为白云岩的特点，有的则呈现蛇纹岩或滑石蛇纹岩的成分，有的为其间的过渡类型。岩石化学成分见表1。分析结果SiO 2=12.95%~40.18%，
Al 2O 3=0.25 %~0.87%，与中国超基性岩平均值相比，特颇格日图超基性岩总体上具有低Al 2O 3、K 2O 、Na 2O 、P 2O 5、TiO 2含量的特征，MgO 、Fe 2O 3、FeO 含量接近平均值。
表1 特颇格日图地区超基性岩岩石化学分析结果表（%）
Table 1 Petro chemistry composition of ultramafic rocks in Tepogeritu ( %)
样品号 TBG001 TBG002 TBG003 TBG004 TBG005 TBG014 TBG015 TBG017 SiO 2 21.46 18.12 12.95 35.45 33.82 13.79 13.18 40.18 TiO 2 0.033 0.024 0.021 0.024 0.02 0.019 0.025 0.013 Al 2O 3 0.51 0.49 0.81 0.76 0.45 0.6 0.87 0.25 Fe 2O 3 7.608 10.339 10.625 9.06 7.1895 4.0595 5.9645 7.729 FeO 5.2 5.1 0.5 2 3.55 2.55 1.05 3.1 MgO 21.47 22.86 15.13 20.11 22.32 22.48 17.92 25.32 MnO 0.14 0.12 0.13 0.094 0.13 0.11 0.084 0.082 CaO 9.09 6.67 23.11 9.11 4.48 21.89 23.09 1.74 Na 2O 0.2 0.1 0.27 0.52 0.28 0.71 0.36 0.07 K 2O 0.057 0.033 0.058 0.076 0.03 0.024 0.029 0.016 P 2O 5 0.018 0.013 0.02 0.014 0.014 0.038 0.022 0.013 TFeO 13.38 16 11.18 11.28 11.13 6.89 7.13 11.17 烧失量 33.45 34.92 36.13 21.93 27.12 33.05 36.85 20.59 总量 99.81 99.35 99.81 99.37 99.79 99.6 99.56 99.44 Mg#
88.04
88.88
98.18
94.72
91.81
94.02
96.82
93.57
测试单位：核工业北京地质研究院分析测试研究中心；测试方法：GB/T14506.28-93硅酸盐岩石化学分析方法X 射线荧光光谱法测定主、次元素量方法；测试仪器： 飞利浦PW2404 X 射线荧光光谱仪。
岩石m/f 比值为2.5-6.3，属铁质超基性岩石。岩石Mg#指数高，反映其形成温度可能较高。岩石分异指数（SI ）80.47-88.48，平均84.67，显示岩石应属分异
较强的产物，氧逸度Fe 2O 3/FeO 高，说明成岩氧化条件好。
2.2稀土元素特征
特颇格日图超基性岩的稀土及微量元素含量见表2。稀土含量很低，尤其是重稀土元素明显亏损，ΣREE=0.53-5.63ppm ，La N /Yb N 为4.2~26.13，显示轻重稀土分馏程度比较大。δEu*=0.44-1.26，一般＜1.0，为铕（弱）负异常。轻重稀土比值（LREE/HREE ）=4.17-11.84，显示轻稀土富集型。稀土元素配分模式见图2，表现为轻稀土富集右倾的平坦配分型式，说明岩浆来源比较深，可能为下地壳或上地幔。这种配分模式与世界上大多数含镍岩体相似。
TBG004TBG005TBG006TBG007TBG008TBG009TBG010TBG011TBG012TBG013TBG014TBG015TBG016TBG017
TBG003001
.01
.10
1
样品/球粒陨石
图2 特颇格日图地区超基性岩稀土元素配分模式
Fig. 2 REE distribution patterns of ultrabasic rocks fromTepogeritu
01
.1
10
3岩石/原始地幔
图3 特颇格日图超基性岩微量元素球粒陨石标准化蛛网图
Fig.3 Normalized by chondrite spider diagrams of trace elements for uhramafic rocks from Tepogeritu
2.3微量元素特征
从微量元素分析结果（表2）中可以看出特颇格日图地区超基性岩体具有较高浓度的大离子亲石元素(LILE ：Rb ，Sr ，Th) ，具有相对低含量的高场强元素(HFSE ：Zr ，Nb ，Hf)，过渡金属含量变化较大，然而均明显地富集Cr 、Ni 、Mo 、Zn 元素。As 是热液蚀变的指示性元素，As 高则说明有热液蚀变；正常情况下超基性岩中Pb 含量比较低，岩体中Pb 含量高，则也说明岩体遭受了后期热液强烈的叠加改造。放射性元素U 、Th 较高。一个极为特殊的元素含量（铀含量）发人深省。一般超基性岩的铀含量在0.003×10-6，而特颇格日图地区超基性岩的铀含量则在0.31-4.67×10-6之间，该含量变化相当惊人，表明该超基性岩体在蚀变过程中有大量铀及其相关元素，主要是不相容元素的带入，同时可能有相容元素（铁
族元素）被带出。
该超基性岩Cr含量为1852-3177μg/g,平均为2314μg/g，Ni含量为2139
-1005μg/g，平均为1532μg/g，显然其 Cr > 1000μg/g, Ni > 400μg/g（Wilson, 1989），表明该超基性岩可能起源于原始岩浆。
2.4元素地球化学特征
根据地表系统取样分析结果表明：蛇纹岩、辉橄岩和硅化碳酸岩中可圈出大片镍和钴异常及多处矿（化）体，其中镍含量一般在0.15~0.25%，最高0.67%，钴含量一般在0.01~0.02%。
3.特颇格日图超基性岩含矿性
超基性岩具有明显的成矿专属性，本文通过m/f比值、MgO含量、稀土元素分布特征对特颇格日图地区超基性岩体的含矿性进行探讨。
3.1镁铁比值(m/f)标志
在地幔部分熔融过程中，MgO为相容组分，趋于固相集中；FeO为不相容组分，趋于液相富集。因此，岩浆中的镁铁比值就可作为判断地幔分熔程度及岩体成矿专属性的标志。据吴利仁（1963）[5]研究认为，m/f>6.5者与铬铁矿有关，m/f=6.5-2者与铜镍硫化物矿床有关。m/f=2-0.5者，无矿；m/f<0.5者，与钒钛磁铁矿有关。而特颇格日图地区超基性岩相m/f值变化于2.5-6.3之间，处于含铜镍矿岩体m/f值变化范围之内。
3.2MgO含量标志
MgO是相容组分，随着地幔物质分熔程度增大，岩浆中MgO含量会增加。据A.P.利哈契夫[6]，岩浆中MgO含量不仅是地幔物质分熔程度的标志，也是地幔分熔温度的重要标志。地幔的分熔温度对岩浆的含矿性有重要影响。分熔温度低时，不足以引起地幔中硫化物的熔化，岩浆中贫硫化物；分熔温度过高时，则因地幔中的硫化物在其前期较高温阶段已经熔融，此时地幔亏损后的物质中贫硫化物，形成的岩浆中亦贫硫化物。A ·P·利哈契夫根据MgO含量把基性、超基性岩分为三类，即较低温无硫化物低镁铁质岩(MgO<8 )；中温含硫化物中等镁铁质岩(MgO=8 ~30 %)；和高温无硫化物超镁铁质岩(MgO>30%)。它们分别与钒钛磁铁矿、铜镍硫化物矿及铬铁矿有关。特颇格日图超基性岩石MgO含量在15.13% ~25.32%，应属于与铜镍硫化物有关的中温含硫化物中等镁铁质岩。
3.3稀土元素含量标志
特颇格日图超基性岩体的稀土含量较低，ΣREE=0.53-5.63ppm，稀土元素配分模式表现为轻稀土富集右倾的平坦配分型式，与原始地幔稀土元素分布形式较相近。
上述特征表明，特颇格日图超基性岩体是有利的成矿岩体，地表所见的镍钴矿化也表明岩体为含矿岩体，因此，应对特颇格日图超基性岩体的含矿性进行更深入的研究。
4.结论
①特颇格日图地区超基性岩体受东西向大断裂的次级断裂控制的近东西向小岩体，岩相分异良好。
表2 特颇格日图地区超基性岩稀土元素及微量元素分析结果表（10-6）
Table 2 REE composition and Microelement composition analysis results of ultrabasic rocks in Tepogeritu（10-6）
样品号样品名La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu TBG001 大理岩0.615 0.571 0.174 0.274 0.05 0.017 0.062 0.008 0.048 0.01 0.032 0.005 0.046 0.007 TBG002 大理岩0.35 0.4 0.17 0.178 0.041 0.007 0.03 0.005 0.031 0.006 0.022 0.004 0.033 0.004 TBG003 大理岩0.492 0.646 0.273 0.269 0.058 0.015 0.057 0.01 0.061 0.014 0.038 0.008 0.051 0.008 TBG004 蛇纹石化大理岩0.556 0.872 0.174 0.332 0.042 0.01 0.043 0.007 0.047 0.008 0.03 0.005 0.045 0.006 TBG005 滑石化大理岩0.247 0.349 0.081 0.17 0.023 0.007 0.029 0.005 0.051 0.007 0.028 0.005 0.03 0.005 TBG006 滑石蛇纹岩0.259 0.36 0.08 0.175 0.042 0.015 0.028 0.006 0.031 0.005 0.023 0.007 0.032 0.004 TBG007 蛇纹石化大理岩 1.27 2.2 0.365 0.916 0.183 0.015 0.157 0.026 0.175 0.04 0.11 0.017 0.13 0.023 TBG008 大理岩0.568 0.746 0.127 0.338 0.059 0.02 0.072 0.016 0.096 0.024 0.068 0.01 0.066 0.01 TBG009 蛇纹石化大理岩0.541 0.874 0.133 0.399 0.076 0.024 0.098 0.016 0.124 0.022 0.08 0.015 0.087 0.014 TBG010 硅化大理岩0.766 0.541 0.286 0.271 0.051 0.018 0.061 0.008 0.06 0.011 0.035 0.01 0.051 0.007 TBG011 硅化大理岩0.737 0.611 0.171 0.381 0.095 0.021 0.107 0.021 0.138 0.029 0.085 0.015 0.076 0.012 TBG012 滑石化大理岩0.14 0.174 0.035 0.085 0.013 0.006 0.021 0.003 0.017 0.003 0.011 0.003 0.017 0.004 TBG013 滑石岩0.585 1.04 0.145 0.428 0.071 0.017 0.058 0.008 0.053 0.009 0.027 0.005 0.028 0.005 TBG014 蛇纹石化大理岩0.849 0.934 0.35 0.615 0.129 0.021 0.165 0.021 0.129 0.027 0.081 0.013 0.09 0.013 TBG015 大理岩 1.22 1.21 0.198 0.579 0.117 0.03 0.133 0.023 0.141 0.025 0.1 0.017 0.116 0.016 TBG016 蛇纹石化大理岩0.348 0.145 0.056 0.082 0.015 0.005 0.018 0.002 0.013 0.002 0.004 0.001 0.009 0.002 TBG017 蛇纹石化大理岩0.462 0.757 0.117 0.327 0.069 0.012 0.058 0.011 0.07 0.009 0.029 0.005 0.023 0.002 ΣREE 2.18 1.04 1.07 5.63 2.22 2.50 2.18 2.50 0.53 2.48 3.44 3.93 0.70 1.95 δEu0.71 0.83 1.26 0.26 0.94 0.85 0.98 0.63 1.10 0.79 0.44 0.73 0.93 0.57 La N/Yb N8.35 5.56 5.47 6.60 5.82 4.20 10.15 6.55 5.56 14.12 6.37 7.11 26.13 13.57 样品号样品名Cr Co Ni Cu Zn As Rb Sr Y Zr Nb Mo Ba Hf TBG001 大理岩2402 79.3 1227 14.8 39.2 1962 4.30 119 0.341 4.21 0.443 0.382 13.0 0.185 TBG002 大理岩3177 116 2058 15.5 45.5 2026 2.25 146 0.235 4.07 0.285 0.644 12.5 0.114 TBG003 大理岩2357 134 1841 14.3 52.1 7141 2.48 214 0.385 12.9 0.223 3.08 18.8 0.172 TBG004 蛇纹石化大理岩2616 108 2139 7.79 32.1 76.7 2.98 167 0.260 10.6 0.167 0.660 16.2 0.134 TBG005 滑石化大理岩2147 79.5 1260 6.77 36.9 571 0.914 223 0.308 1.42 0.154 0.662 8.01 0.037 TBG014 蛇纹石化大理岩1852 53.6 1005 7.22 27.5 137 0.361 118 1.19 3.14 0.265 0.493 3.70 0.081 TBG015 大理岩1833 68.0 1282 7.44 32.0 385 1.29 346 1.36 18.5 0.371 2.14 36.6 0.494 TBG017 蛇纹石化大理岩2127 83.3 1443 2.89 26.1 93.7 0.338 19.8 0.348 0.470 0.078 0.102 3.29 0.011 样品号样品名Ta Pb Th U
TBG001 大理岩0.024 3.17 0.092 0.633
TBG002 大理岩0.018 1.47 0.061 0.758
TBG003 大理岩0.017 3.17 0.101 4.67
TBG004 蛇纹石化大理岩0.017 0.941 0.094 3.33
TBG005 滑石化大理岩0.014 0.396 0.062 1.76
TBG014 蛇纹石化大理岩0.020 2.55 0.168 1.57
TBG015 大理岩0.026 1.65 0.433 3.87
TBG017 蛇纹石化大理岩0.007 0.435 0.012 0.425
测试单位：核工业北京地质研究院分析测试研究中心；测试方法：电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）方法通则；测试仪器：
HR-ICP-MS.
②从超基性岩岩石化学与微量元素特征可以看出，特颇格日图超基性岩已经强烈蚀变，元素成矿作用不完全由岩浆熔离作用所完成，可能是有大量的后期热液携带矿质参与叠加成矿，这种热液作用对于成矿元素的富集具有重要意义。
③特颇格日图地区超基性岩的面积较小，为 1.5km2，与小岩体成大矿的条件相吻合，该岩体中已发现有镍钴铁矿（化）点，蛇纹岩Ni分析品位均接近边界品位，综合利用价值较高，成矿前景极为可观，有望成为大的综合性多金属矿产地。
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Geochemistry of the Ultramafic Rocks in the Tepogeritu，Inner Mongolia
Ma Juan1，He Mingyou1，Liu Feng1，Peng Bin2
1.Chengdu University of Technology, Chengdu 610059
2. No.208 Geological Party of CNNC
Baotou 014010
Abstract：In order to research the geochemistry of Cu-Ni sulfide for the Tepogeritu ultrabasic rocks in Inner Mongolia ，field investigation and indoor research has been carried out and the conclusions could be summarized as follows: The ultramafic Rocks in the Tepogeritu area has occurred as a result of the strong hydrothermal alteration .Analyzing results of major elementshow that the content of SiO2 is from 12.95% to 40.18%, MgO from15.13% to 25.32%,m/f from2.5～6.3,and the rocks belong to iron-ultramafic,rich in Cu-Ni sulfide deposit(minerals). Microelement results show that contents of Ni、Co and Cr are very high. The REE distribution pattern shows a flat to slightly rightist , representing weak enrichment in LREE；δEu is from 0.44 to 1.26,showing a higher of diferential evolution of the rock mass with diferential evolution degree．We have an analysis of the ore potentiality,Through the combination of these characteristics ,the authors consider that there exist great potentialities in the prospecting for ultramafic rock in Tepogeritu area.
Key words：Ultramafic rock,,Geochemistry, Tepogeritu
地球化学图相关计算
地球化学图相关计算 一、计算Al 2O 3/(CaO+Na 2O+K 2O)和Al 2O 3/(Na 2O+K 2O)或A/CNK-A/NK 分子(摩 尔)比步骤与投图 1．列出Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 的分子量 Al 2O 3分子量 CaO 分子量 Na 2O 分子量 K 2O 分子量 102.00 56.00 62.00 94.00 主要氧化物分子量 氧化物 Al 2O 3 CaO Na 2O K 2O Si 2O TiO 2 Fe 2O 3 FeO MnO MgO P 2O 5 分子 量 102.0 56.0 62.0 94.0 60.0 80.0 160.0 72.0 71.0 40.0 142.0 2．列出所测样品的Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 含量 岩性 样品号 Al 2O 3含量 CaO 含量 Na 2O 含量 K 2O 含量 (x ηγT 1) P4XT06 14.44 0.41 2.66 5.52 (x ηγT 1) P15XT02 13.31 0.41 4.33 4.47 (z ηγT 1) P15XT03-1 13.34 0.57 4.32 4.25 (z ηγT 1) P4XT10 13.82 0.56 4.23 4.30 3．求出分子(摩尔)数(样品中Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 含量除以各自氧化物
的分子量) 岩性样品号Al2O3分子数CaO分子数Na2O分子数K2O分子数 (xηγT 1) P4XT06 （14.44/102.0=） 0.142 （0.41/56.0=） 0.007 （2.66/62.0=） 0.043 （5.52/94.0=） 0.059 (xηγT 1) P15XT02 （13.31/102.0=） 0.130 （0.41/56.0=） 0.007 （4.33/62.0=） 0.070 （4.47/94.0=） 0.048 (zηγT 1) P15XT03-1 （13.34/102.0=） 0.131 （0.57/56.0=） 0.010 （4.32/62.0=） 0.070 （4.25/94.0=） 0.045 (zηγT 1) P4XT10 （13.82/102.0=） 0.135 （0.56/56.0=） 0.010 （4.23/62.0=） 0.068 （4.30/94.0=） 0.046 4．分别求出Al 2O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O)和Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O)或A/CNK-A/NK分子 (摩尔) 比 岩性样品号Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子比（摩尔）Al2O3/(Na2O+K2O)分子比（摩尔）(xηγT1) P4XT06 0.142/(0.007+0.043+0.059)=1.299 0.142/(0.043+0.059)=1.393 (xηγT1) P15XT02 0.130/(0.007+0.070+0.048)=1.046 0.130/(0.070+0.048)==1.112 (zηγT1) P15XT03-1 0.131/(0.010+0.070+0.045)=1.046 0.131/(0.070+0.045)=1.138 (zηγT1) P4XT10 0.135/(0.010+0.068+0.046)=1.093 0.135/(0.068+0.046)=1.189 5．投图 以Al 2O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) 或A/CNK分子（摩尔）比X为轴和以Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O) 或A/NK 为Y轴，投点即可。 换算公式 n = m / M，n是摩尔数，m是质量或含量，M是分子量。摩尔比和分子比可以看做是一个意思。 二、微量元素蛛网图K、P、Ti等的计算 1. K=K 2 O×0.83013×10000 2. P=P 2O 5 ×0.43646×10000 3. Ti=TiO 2 ×0.5995×10000 三、花岗岩R2-R1构造环境判别图解（阳离子或原子数之比）R2和R1的计算步骤 1．列出R 2和R 1 R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)，R为阳离子数或原子数。
岩石地球化学特征
岩石地球化学特征 1火山岩岩石学特征 1.1主量元素特征该旋回岩石化学成分平均值与黎彤值和戴里值相比，该旋回火山熔岩，总体具高硅、高镁，低铁、铝、钙的特点；A/NKC值反映该旋回为铝过饱和岩石类型；分异指数（DI）为3 2.63～88.51， 均值为61.04，各氧化物随着DI值的增大有不同变化，如SiO2、K2O 明显升高，Na2O稍有增高，Al2O3变化不明显，TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、CaO明显降低，MnO、P2O5稍微降低。总体上反映了该旋回火山 岩正常的分异趋势；里特曼组合指数说明本区义县旋回火山岩具钙碱 性向碱性演化的趋势。总体上来看，依据同源岩系的δ值事连续且相 近的原理，说明义县旋回火山岩浆是同源的。 1.2微量元素特征该旋回火山岩各岩石过渡元素分配型式曲线基本协 调一致，呈明显的“W”型，表明为同源岩浆分异产物。岩石曲线出现 相交现象，是因为个别元素在不同岩石中富集水准不同所致，反映了 岩浆在运移和成岩过程中可能有外界物质的介入和混染。图中给类岩 石的Ba、Nb呈明显的波谷，说明其在该旋回岩浆演化分异过程中分异 较好，而Zr具有明显的波峰说明该元素在该旋回中比较富集。仅在流 纹岩中Th元素具有明显的波谷，说明其在流纹岩中分异较好。 1.3稀土元素特征该旋回火山熔岩各岩石稀土总量差别较大，∑REE 在94.6～230.17，平均值为152.4。与世界同类岩石维氏值相比，该 旋回火山岩基性-中性岩，为富稀土岩石，中酸性-酸性岩为贫稀土岩石。LREE/HREE值为9.26～15.49，（La/Yb）N值为11.8～27.33，（Ce/Yb）N值为7.98～17.35，La/Sm值为3.36～8.83之间，以上参 数值及稀土配分曲线特征反映该旋回火山岩各岩石均具轻稀土富集， 分馏较好；重稀土亏损，分馏较弱的特点，火山岩浆可能来源于壳幔 混源。 2火山岩形成环境及源区
元素地球化学背景特征
一、元素地球化学背景特征 工区对Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo等十一种元素的含量进行了统计分析，其地球化学特征参数见表3-1。 1、全区内背景值对比特征， （1）从1∶5万水系沉积物测量—土壤测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Sb、Pb、Ag、Cu、Zn等元素，其中以Pb、Ag、Zn变化最为显著，Pb在1∶5万水系沉积物测量中最低为17.36×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到40.64×10-6,在岩石中最高为85.45×10-6;Ag在1∶5万水系沉积物测量中最低为0.06×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到0.10×10-6,在岩石中最高为0.13×10-6,增加了一个数量级;Zn在1∶5万水系沉积物测量中最低为72.78×10-6,到1:1万土壤地球化学测量中增加到96.38×10-6,在岩石中最高为537.88×10-6, 增加了一个数量级,是正常的成矿序列,反映了是区内的主成矿元素，从岩石中迁移进入土壤经次生变化后迁移到水系中进一步的贫化。 （2）区内从岩石测量或土壤测量—1∶5万水系沉积物测量，背景值逐渐增高的有Sn、Au等元素，Sn在岩石中最低为1.72×10-6; 到1:1万土壤地球化学测量中增加到 2.21×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中最高为2.51×10-6,是一个反正常的变化序列,但同处一个数量级；Au在岩石中为0.97×10-9; 到1:1万土壤地球化学测量中减少到0.54×10-9,在1∶5万水系沉积物测量中最高为1.22×10-9,反映出Sn、Au元素从岩石中迁移进入土壤经次生变化后，迁移到水系中富集。 （3）区内从土壤测量—1∶5万水系沉积物测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Bi、W、Mo等元素，这类均是高温元素，其中Bi在土壤中最低0.36×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为0.46×10-6, 在岩石中最高为0.50×10-6; W在土壤中最低2.19×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为2.29×10-6, 在岩石中最高为3.18×10-6; Mo在土壤中最低0.51×10-6，在1∶5万水
庐枞早白垩世火山岩的地球化学特征及其源区意义
高 校 地 质 学 报 Geological Journal of China Universities 2007年6月，第13卷，第2期，235-249页June 2007，Vol. 13，No. 2, p. 235-249庐枞早白垩世火山岩的地球化学特征及其源区意义 谢 智，李全忠，陈江峰，高天山 （中国科学技术大学?地球和空间科学学院，中国科学院?壳幔物质与环境重点实验室，合肥 230026）摘要：从中生代到新生代，华北东部岩石圈地幔发生了减薄以及地球化学性质置换, 而扬子地块东部中生代岩石圈地幔也表现出类似的过程，对中生代火山岩的地球化学研究有助于了解这一变化过程以及发生置换时的时空关系。庐枞火山岩出露于扬子地块东部，为一套包括粗玄岩–玄武粗安岩–粗面岩的富碱橄榄安粗岩系。研究了双庙组基性火山岩，这些岩石富集Rb，K，Sr，Th和轻稀土元素，亏损高场强元素。(87Sr/86Sr)i = 0.7060~0.7063，εNd (t )=-3.9~-6.2，(206Pb/204Pb)i =17.788~18.125，(207Pb/204Pb)i = 15.511~15.546，(208Pb/204Pb)i =37.735~38.184。在喷出地表过程中，火山岩没有受到明显的地壳物质混染，因此元素和同位素组成反映了地幔源区的地球化学特征。其地幔源区具有同位素富集特征，表明火山岩源区曾受到地壳物质的影响，是富集地幔部分熔融的产物，并经历明显的结晶分异作用。庐枞火山岩的岩浆成分和源区特征反映该地区在晚中生代岩石圈地幔的伸展和软流圈地幔上涌的演化过程。 关键词：微量元素；Sr -Nd -Pb同位素；橄榄安粗岩；岩石圈伸展；双庙组 中图分类号：P588.1 中图分类号：A 文章编号：1006-7493（2007）02-0235-15 收稿日期：2007-03-26；修回日期：2007-04-27 基金项目：自然科学基金项目（40673008）和国家自然科学基金青年基金项目（40203004） 作者简介：谢智，男，1969年生，博士，副教授，主要从事同位素地球化学和年代学研究。E -mail: zxie@https://www.wendangku.net/doc/9811710713.html, 中国东部自北向南可以划分出如华北克拉通、大别–苏鲁造山带、扬子地块和华夏地块等地质单元。这些不同的单元有不同时代形成的基底，经历了不同的演化过程。但它们的一个共同特点就是广泛发育晚中生代岩浆岩，形成从超基性–基性到中酸性、碱性等不同系列的岩浆岩。这些岩浆岩的地球化学特征对了解中国东部晚中生代壳幔演化过程有重要的制约意义。 近年来，中国东部从中生代到新生代岩石圈减薄作用和岩浆动力学机制受到国内外学者的广泛关注，特别是华北岩石圈减薄的动力学演化研究取得了很大的进展，华北克拉通性质的岩石圈地幔被大洋型的岩石圈地幔所置换，岩石圈发生了至少100 km 的减薄（Menzies et al, 1993; Menzies and Xu, 1998; Griffin et al, 1998; Fan et al, 2000; Xu, 2001; Gao et al, 2002; Zhang et al, 2002a; Wu et al, 2003; Yang et al, 2003; Deng et al, 2004; 闫峻等，2003a；徐义 刚，2003）。同位素地球化学性质也发生显著改变，晚中生代基性岩如济南、邹平辉长岩的地幔源区表现出同位素富集的性质（Zhang et al, 2002a, 2003, 2004; Guo et al, 2001, 2003, 2004）。但在100 Ma 时，位于华北克拉通北缘的阜新碱性玄武岩表现出Nd 同位素亏损的特征(Zhang et al，2003)；73 Ma 时，鲁东幔源捕虏体的源区也具有亏损特征，并与中国东部新生代地幔特征一致（闫峻等，2003a）。 另一方面，扬子地块东部中生代—新生代玄武岩地幔源区表现出类似的从同位素富集到亏损转变的特征。对中生代长江中下游基性侵入岩和玄武岩的同位素地球化学研究表明，其原始岩浆来源于富集的岩石圈地幔，并表现出以EM II 为主的特征（Chen et al, 2001；闫峻等，2003b，2005），如相邻地区的蝌蚪山玄武岩（闫峻，2005）和北淮阳玄武岩；曾受到扬子地块俯冲物质影响的华北南缘方城玄武岩源区也同样具有趋向EM II 的同
勘探地球化学复习资料
化探复习 1、勘查地球化学的概念; 在地质与地球化学的理论指导下,在各种介质(包括岩石、土壤、水、水系沉积物、生物、气体等)中系统地在不同比例尺与规模上采集地球化学样品,经测试分析与数据处理,发现地球化学异常与其它地球化学指标,据此作为找矿的线索与依据,进而寻找矿床;同时用以解决一些地质等其它问题。 2、勘查地球化学的分类; 丰度(Abundance):泛指元素在一定的自然体系中的平均含量,也叫克拉克值。 浓集系数:它就是某元素在矿体中的含量(通常以最低可采平均品位作标准)与其地壳丰度的比值。 浓集系数反映了元素在地壳中局部集中(成矿)的能力。 浓集系数较大的元素在矿体周围呈现的地球化学异常强度较大。 对于某些伴生的微量元素,如果其浓集系数较主要成矿元素明显地大,则这些伴生元素便就是寻找该矿床的良好指示元素。Hg、Sb、Bi、As成为金矿床的指示元素便就是这个原因。浓度克拉克值:即地质体中某元素的平均含量与其克拉克值的比值。浓度克拉克值＞1,说明元素富集,反之则分散。 化学元素在不同成分岩浆岩中的丰度变化,反映了岩浆成因与物质来源的差异,以及结晶分异与地球化学演化过程中元素的分配;同时也体现出造岩元素对微量元素含量变化的制约作用。 研究岩浆岩中化学元素的丰度变化具有重大找矿意义。 2、化学元素在各类沉积岩中的分布 (1)碱金属元素(2)碱土金属(3)亲氧元素 元素在地质体内的分布形态一般有五种情况:
①结合在多种矿物中的元素一般服从正态分布; ②集中在一、二种矿物内的元素呈对数正态分布; ③多次地化作用迭加形成的含量呈正态分布;单一作用呈正态分布。 ④扩散作用形成的含量呈对数正态分布;对流混匀作用呈正态分布。 ⑤两次不同地质作用,可引起两种类型相同而参数不同的分布形式。 研究分布类型的目的就是:正确选择背景值、背景上限以及各种数据处理方法。 通过对分布形式检验直接得到某些地化信息。 地壳中元素的存在形式与元素的迁移 地球化学环境就是使元素所在的地球化学系统得以保持平衡的各种物理化学条件的总合 原生环境,就是指从天然降水循环面以下直到能够形成正常岩石的最深水平的环境; 次生环境,就是地表天然水、大气所能够影响范围的环境 丰度研究的意义 1.判断特殊地球化学过程 2.衡量研究区化学元素富集或贫化的程度 3.作为选择分析方法灵敏度的依据 4.作为矿产资源评价预测的依据 地球化学系统中元素的总量称为地球化学储量。 在地球化学储量中,能被人类开采利用的部分叫作资源,资源中被探明的部分叫作矿产储量。资源量占地球化学储量的百分比叫作矿化度。 短吨= 907、18474 公斤=0、91吨 岩石的酸度,就是指岩石中含有SiO2 的重量百分数。 岩石的碱度即指岩石中碱的饱与程度 通常把Na2O+K2O的重量百分比之与,称为全碱含量 各岩类的标型元素组合为: 1、超基性岩元素,典型代表就是Cr、Ni、Co、Mg及Pt族。 2、基性岩元素,Cu、Fe、V、Ti、P、Mn、Ca、Sc、Sb等。 3、亲中性岩元素,Al、Ga、Zr、Sr等。 4、亲酸性岩元素,种类最多,以Li、Be、Ta、U、Th、K、Rb、Cs、F、B为代表。 5、碱性岩以富含Nb、Ta、Be及REE(稀土元素)为特征。 沉积岩可以分为碎屑岩、泥质岩与化学沉积岩三个类型 二、元素的赋存形式 1、矿物形式:独立矿物(主要造岩矿物)、副矿物、主矿物中的机械包裹体、固熔体分解物、液相包裹体中的子矿物; 2、非矿物形式:类质同象混入物,元素呈离子、分子、胶体被矿物表面吸附,超显微非结构混入物,有机结合物。 三、元素迁移 元素迁移的方式 1、化学及物理化学迁移 2、机械迁移 3、生物及生物地球化学迁移 地球化学异常:就是指某些天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的含量偏离正常含量或某些化学性质明显的发生变化的现象。 地球化学背景及背景区: 在化探中将无矿或未受矿化影响的天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的正常含量(一般含量)称为背景。 而将那些具有正常含量的地区称为背景区或正常区。
草滩沟群火山岩的地球化学特征及其形成构造环境
第41卷 第1期 2008年 (总164期) 西 北 地 质 NORT HWESTERN GEOLOGY Vol.41 No.1 2008(Sum164) 文章编号:1009-6248(2008)01-0059-08 草滩沟群火山岩的地球化学特征 及其形成构造环境 朱涛1,董云鹏1,王伟2,徐静刚3,马海勇3,查理4 (1.西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质学系,陕西西安 710069; 2.贵州大学环境与资源学院,贵州贵阳 550003; 3.中国石油长庆油田公司研究院, 陕西西安 710021; 4.长庆油田第一采油厂,陕西延安 716000) 摘 要:通过对出露于东—西秦岭交接处的草滩沟群火山岩地球化学特征的研究表明,草滩沟群火山岩具有较高的A l2O3含量和较低的T iO2含量,低 R EE等特征;球粒陨石标准化稀土元素配分图解显示呈平坦型-微弱富集型;微量元素组成以富集大离子亲石元素Cs、Rb、Ba、T h,强烈亏损N b、T a,以及高场强元素(HFSE)不分异为特征,N b、T a、Z r、Hf丰度及N b/L a,Hf/T a,L a/T a,T i/Y等值特征均显示岩浆源区受到消减组分加入的影响,与典型的岛弧玄武岩相似。综合地质、地球化学资料认为,草滩沟群玄武岩可与东秦岭丹凤群变基性火山岩对比,是早古生代秦岭洋俯冲消减作用的岩浆活动产物,代表了商丹缝合带的西延组成部分,向西延伸可与西秦岭天水关子镇-武山蛇绿混杂岩带相接。 关键词:秦岭造山带;草滩沟群;玄武岩;地球化学;构造环境 中图分类号:P591 文献标识码:A 秦岭造山带是中国南、北诸板块拼合形成的构造结合带,在研究中国大陆的形成演化过程中具有重要的意义。现有的研究表明,秦岭造山带中存在南北两条缝合带,即南部的勉略缝合带和北部的商丹缝合带(张国伟等,1996,2001),而商丹缝合带则是中国华北和华南最主要的构造边界,也是分割中国南北大陆的主要边界构造结合带。沿该带分布着一系列蛇绿混杂岩块和岛弧火山岩(张国伟等, 1995,1996;张旗等,1995;李曙光等,1993)。其中,出露较好、研究程度较高的地段主要集中在东秦岭商南—丹凤一带,目前许多研究表明在西秦岭天水关子镇及武山等地区存在蛇绿混杂岩带,并认为该蛇绿混杂岩带是商丹带的西延部分(裴先治等, 2004;杨钊等,2006;董云鹏等,待刊)。然而,在东西秦岭之间的交接地区,关于商丹缝合带的研究程度还比较薄弱,对其时空展布尚不清楚,这关系到商丹缝合带是否存在于该区以及能否西延至西秦岭地区等基础地质问题,也直接影响到对秦岭造山带早古生代带构造格局以及秦岭-祁连造山带构造交接关系的认识。 笔者在区域地质调研基础上,选取东西秦岭交接部位太白县魏家湾地区出露的一套变质火山岩,重点研究其地质、地球化学特征,探讨岩石成因及形成环境,为秦岭造山带早古生代构造格局及演化研究提供依据。 草滩沟群火山岩产于斜峪关岩群南部,其形成时代通过古生物化石间接限定为奥陶纪,而关于该套火山岩形成构造环境尚存争议,因此,在野外地 收稿日期:2007-07-21;修回日期:2007-10-18 基金项目:国家自然科学基金项目(编号:40234041,40472115)资助 作者简介:朱涛(1983-),男,青海乐都人,西北大学地质学系,硕士。通讯地址:710069,西安市太白北路229号,西北大学地质学系;E-ma il:Z hut-1983@163.co m。
微量元素地球化学期末作业培训课件
西藏阿里多龙地区中侏罗统碎屑沉积岩的地球 化学特征及其构造环境分析 学号：120110100 姓名：胡维云专业：构造地质学 前言 班公湖—怒江成矿带西段位于西藏自治区西北部的阿里地区境内，跨班公湖—怒江缝合带南北两侧，由于仅开展过 1∶25 万区域地质调查、1∶20万区域化探等少量基础地质工作，是西藏地质工作程度最低的地区之一。近年来该成矿带内资源评价工作取得了突出的进展，多龙超大型斑岩铜金矿床和嘎尔穷、嘎拉勒、弗野、材玛等大型矽卡岩型铜铁多金属矿床的相继发现与评价，揭示出班公湖—怒江成矿带成矿条件优越，找矿潜力巨大。关于班公湖—怒江结合带所代表的特提斯洋盆的性质，打开、闭合的时限和多龙大型矿集区的构造背景、成矿作用，不同的学者存在很大的争议。目前，己有许多资料证明了该带代表了一个已消失的具有一定规模的洋壳盆地。王恒忠等（2005）认为班公湖--怒江缝合带内的早白奎世OIB型火山岩是班公湖—怒江洋盆演化晚期的洋岛(塔仁本区早白垩世OIB型玄武岩(主要依据于上覆灰岩中化石时代))；而张玉修等（2004）研究认为该套玄武岩是早白垩世冈底斯弧弧后盆地的产物。 一、研究目的及意义 拟通过研究多龙地区中侏罗统地层的岩石类型及组合特征和岩石地球化学特征，分析该地区中侏罗统地层形成的大地构造环境，为正确认识多龙超大型斑岩铜金矿床的成矿地质背景和结合带的演化提供了新的线索。 二、研究区地质背景 构造位置上，多龙地区处于班公湖—怒江缝合带北侧, 羌塘地块的南缘；地理位置上处于西藏自治区阿里地区。该区构造以断裂为主，呈近东西向带状断续展布。断裂构造主要表现为一系列走向近东西向且大致平行的北倾逆冲断层，并控制着地层和岩浆岩的分布。沿构造-岩浆带，大规模的岛弧火山活动发生在中—晚侏罗世，形成燕山早期陆缘火山弧，为一套含大量火山碎屑岩的以安山质为主的玄武—安山—流纹岩组合，火山作用晚期岩浆成分向碱性演化，以陆相中心式喷发为主，兼具熔岩溢流（西藏自治区区域地质志，2000）。岩浆的深成侵入作用发生在早白垩世至晚白垩世早期，以中酸性幕式侵入为特点，岩体一般呈岩珠或小岩基沿东西向呈带状分布，岩性主要有石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、似斑状花岗岩及花岗斑岩，年龄在70—140Ma之间（西藏自治区区域地质志，2000）。研究区地层主要为晚三叠统的日干配错组、中侏罗统的曲色组一段、色哇组、，早白垩统的美日切组，新近系中新统的康托组、更新统和全新统。地层属羌塘—昌都地层区内的羌南地层分区之多码分区，出露宽度大于10km。 三、研究依据 据现有资料研究表明：砂岩的TFe2O3+MgO、TiO2含量，以及Al2O3/SiO2、K2O/Na2O 和A12O3/(CaO+Na2O)等比值具有显著的构造背景差异，因而成为其形成的大地构造环境判别的重要参数(Bhatia，1983)。Roser等人(1986)认为，K2O/Na2O值与SiO2值可有效地示踪砂岩形成构造环境，并编制了构造判断图解。在Bhatia(1983)提出的TiO2-TFe2O3+MgO图解，Roser和Korsch（1988）提出了区分物源区是铁镁质的、中性的或长英质火成岩和石英沉积
第五章烃源岩特征
第五章烃源岩特征及油气源对比 第一节烃源岩分布及地球化学特征 一、烃源岩岩性、岩相及厚度 1、岩性、岩相特征 柴北缘早侏罗世断陷盆地为碎屑岩沉积区，烃源岩主要为湖泊、三角洲、沼泽相暗色泥岩、页岩及炭质泥页岩，富含有机质。据研究，该地区烃源岩的主要岩相类型包括： （1）前扇三角洲暗色泥岩 主要发育于湖西山组和小煤沟组，形成于湖水面相对较高、距物源区近、湖盆坡度相对较陡且受同沉积正断层控制的背景下，由冲积扇直接入湖形成。前扇三角洲暗色泥岩的特点是沉积厚度大，在剖面上常与厚层或透镜状的砂砾岩互层，二者之间多突变接触。前扇三角洲距河口近，有机质来源丰富，湖水较深，加上沉积速率较高、快速埋藏，有利于有机质的保存。但陆源高等植物输入较多，有机质以川型为主。 （2）湖相暗色泥岩 主要为半深湖－深湖相，有机质既有陆源高等植物，也有湖相水生生物，其相对丰度取决于水体距物源的距离。冷西次凹的北部在早侏罗世处于较深湖区，距物源区相对较远，陆源高等植物的输入减少，水生生物较发育，所形成的暗色泥岩中U?I型有机质较丰富。如石深7井下侏罗统深水湖底扇暗色泥岩厚度为136m，占地层厚度的38%，有机质类型较好。 （3）沼泽相炭质泥岩 沼泽相富含植物组分的炭质泥岩、页岩甚至煤层也是重要的烃源岩，但其生油潜力有限。 从现有资料看，下侏罗统最有利的烃源岩为湖泊相暗色泥岩；中侏罗统烃源岩除了J2d6－J2d7湖相泥岩、页岩和油页岩外，还有J2d5沼泽相煤系地层。 2、研究区的烃源岩厚度分布 青海石油勘探开发研究院根据烃源岩发育的控制因素、利用测井方法识别和评价了生油岩的分布，编制了下侏罗统暗色泥岩厚度等值线图（见图5－1）。 下侏罗统具有多个生烃中心，其烃源岩厚度大，分布面积广。烃源岩厚度变化规律与地层厚度类似。其中，昆特依断陷北部的鄂博梁次凹和冷西次凹发育了巨厚的烃源岩，厚度达600?1200米，冷湖四、五号一带烃源岩厚度也较大，为400?900米左右，昆北斜坡1 00?200米左右，昆1 井附近为200?400米左右；昆特依断陷中部厚度多为200米左右（图5－1）。对冷湖一号至三号构成有意义的下侏罗统烃源岩主要分布于冷西次凹。
地球化学涉及的基本图件制作及相关软件应用(点位图)
地球化学涉及的基本图件制作及相关软件应用（连载...） 发帖之前思绪良久，本想以有声视频的形式呈现给大家，但碍于工作紧张，只能以教程的形式展现，希望带给大家些许帮助。如有什么问题我们一起交流，我的邮箱94024716@https://www.wendangku.net/doc/9811710713.html,. 地球化学图件涉及内容较多，本帖将从基本的原始数据图开始，到最后的解释推断等图件，逐一展现，帖子将不定期更新，对此也希望大家支持与谅解。 说明的是各种作图软件有的需要狗和相关插件，如有需要，请联系本人。 1、点位图 MAPGIS做法： 设置带号是关键。 记住数据类型为6，即字符串型
将预先做好的图框套入！！！ 根据属性表注释，建立一个新的点文件，注释文件， 完成！！！ 为突出高值，我们在预先统计好的基础上，对高值进行特殊标注，如Cu将大于80的数据进行特殊表示，这就涉及我们刚才所要注意的属性类型，因设定的为字符串型，所以在输入数值时加引号""。可以改变其子图类型和注释大小，颜色。我们将注释颜色改为红色，完成。
事先说明的是该软件所做点位图只能针对单个元素进行，而且所作点位无属性。 成图格式为明码格式，进行转换。
2 地球化学图的各种做法简介 在此介绍我所掌握的各种做法，仅供参考。 一、MAPGIS 在DTM模块完成， 设置好各项参数点确定。标记我们这里选无，也可以选自己相要的制图幅选择数据投影变换，填好各项。 完成。套图框
强调的是，MAPGIS网格化是根据数据范围进行，而未经扩边处理，所以和原图框比较较小。 二、金维 数据网格化
与图框大小不合，要进行扩边处理，进行两次扩边之后，完成。
第四章 第一节 优质烃源岩的地球化学特征及分布特征
第四章优质烃源岩的分布特征及资源贡献 第一节优质烃源岩的分布特征 一、优质烃源岩的评价依据与地球化学特征 陆相泥质烃源岩一般都存在比较明显的非均质性，其中有机质丰度高、生烃潜力大的、已有生烃排烃过程的为有效烃源岩，有机质丰度特别大、生烃潜力特别高的称为优质烃源岩（金强，2002）。也有人把有机质丰度与类型俱佳的烃源岩称为优质烃源岩，如济阳坳陷下第三系的优质烃源岩和塔里木盆地的优质气源岩等（周杰等，2004）。国内外的一些研究实例也已证实，并非烃源岩厚度大，分布广，生烃潜力就大，而部分薄层的优质烃源岩层段对油气成藏起决定性作用。对于陆相含油气盆地而言，优质烃源岩是指在生物勃发期和缺氧的湖相环境中形成的有机质特别富集，演化程度适中的烃源岩，常为薄层状(有时为纹层状)以某种生物为主的有机质富集层，以不规则状分布在有效烃源岩中。由于不同盆地优质烃源岩的成因不同，所以优质烃源岩没有统一的标准，不同盆地优质烃源岩标准的制定要考虑该盆地烃源岩的沉积环境和母质来源等因素。作为优质烃源岩，一般要求烃源岩中有机质相对富集，有机质丰度指标达到好－极好烃源岩的标准，有机质类型较好（以I型或II1型为主），烃源岩中富含藻类体、壳质体等显微组分。 通过对溱潼凹陷优质烃源岩和非优质烃源岩地化特征的对比，我们认为溱潼凹陷优质烃源岩地球化学特征为：TOC一般大于1.5％，S1+S2大于10mg/g，氢指数大于400mg/g，氯仿沥青“A”大于0.1％，Ph含量高（远高于Pr），β-胡萝卜烷含量中等～很高，伽马蜡烷含量很高，有机质类型较好（以Ⅰ型或Ⅱ1型为主），烃源岩中富含藻类体、壳质体等显微组分。溱潼凹陷阜二段、阜四段、泰州组部分MA类烃源岩大部分已达到这一标准。这些烃源岩中TOC一般大于1.5%，S1+S2大于10mg/g，壳质体和矿物沥青质体含量较高，富含黄色层纹层状藻类体、黄色沥青及液态包体、亮绿黄色、团状小孢粉体，分布有黄色荧光—亮黄色孢粉体及动物沥青壳壁体和动物沥青。干酪根类型以Ⅰ型和Ⅱ1型为主。可溶有机质中伽马蜡烷、β-胡萝卜烷相对含量较高，Pr/Ph一般小于1。沉积岩主要形成于相对咸化的还原环境，沉积有机质以低等水生生源输入为主。岩石类型以暗色泥岩或泥灰岩、灰质泥岩为主。进入成熟阶段，Ro大于0.7%的优质烃源岩为成熟优质烃源岩。 二、不同层位优质烃源岩在纵向上的分布特征 溱潼凹陷优质烃源岩主要分布在阜二段和阜四段，从苏153井、苏259井、苏169井、苏120井、苏241井等井阜二段和阜四段烃源岩地化特征分布规律的分析表明，阜二段优质烃源岩占总段烃源岩的45％左右，分布在阜二段中部；阜四段优质烃源岩占总段烃源岩的 119
地球化学图相关计算
地球化学图相关计算集团标准化工作小组 [Q8QX9QT-X8QQB8Q8-NQ8QJ8-M8QMN]
地球化学图相关计算 一、计算Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)和Al2O3/(Na2O+K2O)或A/CNK-A/NK分子(摩 尔)比步骤与投图 1．列出Al 2O 3 、CaO、Na 2 O和K 2 O的分子量 Al2O3分子量CaO分子量Na2O分子量K2O分子量主要氧化物分子量 氧化物Al 2O 3 CaO Na 2 O K 2 O Si 2 O TiO 2 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO P 2 O 5 分子量 2．列出所测样品的Al 2O 3 、CaO、Na 2 O和K 2 O含量 岩性样品号Al 2O 3 含量CaO含量Na 2 O含量K 2 O含量 (xηγT 1) P4XT06 (xηγT 1) P15XT02 (zηγT 1) P15XT03- 1 (zηγT 1) P4XT10 3．求出分子(摩尔)数(样品中Al 2O 3 、CaO、Na 2 O和K 2 O含量除以各自氧化物的分 子量) 岩性样品号Al2O3分子数CaO分子数Na2O分子数K2O分子数 (xηγT 1)P4XT06 （=）（=）（=）（=） (xηγT 1)P15XT02 （=）（=）（=）（=） (zηγT 1)P15XT03-1 （=）（=）（=）（=） (zηγT 1)P4XT10 （=）（=）（=）（=） 4．分别求出Al 2O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O)和Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O)或A/CNK-A/NK分子 (摩尔) 比 岩性样品号Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子比（摩尔）Al2O3/(Na2O+K2O)分子比（摩尔）(xηγT1)P4XT06++= += (xηγT1)P15XT02++= +== (zηγT1)P15XT03-1++= += (zηγT1)P4XT10++= += 5．投图
成都市土壤元素地球化学背景
成都市土壤元素地球化学背景 四川省地质矿产勘查局区调队朱礼学刘志祥陈斌邮编610213 国土资源部成都岩矿测试中心李小英邮编610081 摘要：本文扼要介绍了成都市辖区环境背景及土壤环境地球化学背景的调查方法，重点介绍了成都市土壤第一环境、第二环境地球化学元素的背景值及元素分布特征，地球化学分区，首次揭示本区土壤的地球化学背景。 关键词：成都市，土壤，地球化学背景。 成都市位处四川省中部，四川盆地西部，成都平原腹地，地跨东经1020 55＇—1050 53＇北纬300 6＇—310 26＇，东西长192km，南北宽148km，幅原12900多平方公里，境内有平原、台地、丘陵、山地等多种地貌，海拔387—5364m，气候属于亚热带湿润季风气候区，是四川省工农业、政治、经济文化中心，随着社会的进步与发展，资源与环境日渐成为人们关注的热点，土壤与水、大气、阳光一样是万物生长之源，其环境背景及现状倍受人们关注。由中国地调局部署，四川地勘局实施的国土资源大调查项目“成都平原多目标地球化学调查”首次揭示了成都市土壤环境地球化学背景值及元素分布特征。 一、成都市土壤环境背景 成都市辖区北西部为龙门山区，南东为龙泉山区，腹地为平原，平原与山地间分布有浅丘台地，龙门山区为浅覆盖深切割区或基岩裸露区. 龙泉山区为浅切割、浅覆盖地区，平原区为深覆盖地区，全区覆盖及切割特征见图1。 除龙门山基岩裸露区外，全市土壤是以第四系、第三系、侏罗系、白垩系母岩为基础发育而成的。主要有水稻土、紫色土、黄土、棕壤等主要土壤类型（图2）。 全市土地农业综合分区可划分为五大区： Ⅰ．近郊平原、浅丘粮、油副食品区；Ⅱ．中部平原农、牧、渔区；Ⅲ．中部丘陵粮、果（经作林、枚区）；Ⅳ．远郊中低山林、土特产区，Ⅴ．远郊高山水源涵养区（图3）。 二、土壤环境元素地球化学背景调查方法 不同地球化学景观区，土壤成土母质、成土作用、覆盖厚度、农业土壤利用存在着较大差异。地球化学背景的影响因素亦较为复杂，用以确定本地区地球化学背景的样品的采集深度、层位、采集密度、样品分析介质的粒度等应力求一个科学的、经济可行的、易于实施的模式。经国土资源部物化探研究所（河北廊坊）周国华等人研究评估（2000年）认为:本地区土壤第二环境浅层采集深度0—0.2m ，第一环境（深层）深度在0.8m以下，分析样土壤粒度平原区过干筛-20目，低山丘陵区紫色土-40目，土壤样品中地球化学元素的分布能较好地反映采样区的土壤环境地球化学背景。 （一）采样方法技术 平原区采样深度1.50—1.80m，丘区紫色土地区采样深度0.40—0.80m，龙门山区0.80m以
GBW07101超基性岩成分分析标准物质
超基性岩成分分析标准物质 【产品ID号】2348 【产品编号】GBW07101 【英文名称】Ultrabasic Rocks 【产品规格】150g 【特征形态】固态 【介质基体】岩石 【定值日期】 【产品类别】国家标准物质 >> 地质矿产成分分析标准物质 【主要用途】校准仪器和装置；评价方法；工作标准；质量保证/质量控制；其他 【保存条件】阴凉干燥处 【注意事项】防止沾污，最小取样量为：铂族元素10克；H2O、S、CO2和痕量元素0.5克；其余组份0.1克 【分析方法】原子荧光法、比色法、极谱法等多种方法
Na 2 O 0.008 0.003 质量分数(10-2) K 2 O 0.010 0.001 质量分数(10-2) H 2 O+14.17 0.20 质量分数(10-2) CO 2 0.58 0.02 质量分数(10-2) S 0.051 0.001 质量分数(10-2) NiO 0.32 0.01 质量分数(10-2) CoO 0.012 0.001 质量分数(10-2) V 2O 5 0.007 0.001 质量分数(10-2) Cl 0.57 0.02 质量分数(10-2) 全铁Fe 2O 3 6.90 0.06 质量分数(10-2) Pt 0.004 0.001 质量分数(10-6) Pd 0.005 0.001 质量分数(10-6) Rh 0.0006 0.0001 质量分数(10-6) Ir 0.003 0.001 质量分数(10-6) Os 0.006 0.001 质量分数(10-6) Ru 0.010 0.001 质量分数(10-6) Ag 0.031 0.012 质量分数(10-2) As 0.82 0.23 质量分数(10-2) Au 0.0014 0.0005 质量分数(10-2) B 5.9 1.2 质量分数(10-2) Ba 6.4 2.8 质量分数(10-2) Cu 5.5 0.8 质量分数(10-2) F 21.4 7.3 质量分数(10-2) Ga 1.2 0.6 质量分数(10-2) Ge 0.66 0.25 质量分数(10-2) Hg 0.046 0.004 质量分数(10-2) Li 1.3 0.5 质量分数(10-6) Pb 2.8 0.3 质量分数(10-6) Sc 4.9 0.2 质量分数(10-6) Sr 2.3 0.6 质量分数(10-6) Zn 45.4 7.3 质量分数(10-6) Br (24.7) 质量分数(10-6) Cd (0.024) 质量分数(10-6) Sb (0.12) 质量分数(10-6) Ce 0.34 +0.04,-0.02 质量分数(10-6) Dy 0.02 +0.011,-0.001 质量分数(10-6) Eu 0.0043 +0.0021,-0.0003 质量分数(10-6) Gd 0.024 +0.004,-0.003 质量分数(10-6) Ho 0.0049 +0.0025,-0.0003 质量分数(10-6) La 0.20 +0.05,-0.01 质量分数(10-6)
烃源岩地球化学
显微组分组成 一、显微组分组成与有机质类型 根据源岩干酪根所表现出来的化学性质，源岩中的有机质被划分为腐泥型（Ⅰ型）、过渡型（Ⅱ型）和腐殖型（Ⅲ型）三种类型。这种有机质类型实际上是根据显微组分混合物的平均化学成分在van krevelen图解上的演化轨迹划分出来的。有机质类型的差别，实质上是显微组分的差别（表2-12），由于镜质组、惰性组、壳质组和腐泥组构成了源岩有机质的绝大部分，所以也就是它们组成上的差别。 造成显微组分组成差别的原因，一是原始物源不同，二是沉积环境和微生物改造作用的差异。对于煤层而言，有机质都是原地堆积的，原始物源的差别是最主要的。而对于碎屑岩和碳酸盐岩，沉积环境的控制作用更明显，腐泥物质的形成往往与滞留缺氧的特定环境有关；惰性组、镜质组和壳质组等腐殖物质则是沉积物的碎屑成分，必然按其颗粒大小，形状、比重和抗磨蚀性被分选。像惰性组分脆易碎，抗磨性差，经过不长距离搬运便成为细小的碎屑，但有时盆地边缘森林火灾形成的丝质体也可能被风力送至比较远的地方还见棱见角，呈比较大的碎片出现。壳质组分比重小、性韧抗磨，其化学成分对地表地质营力的侵蚀破坏非常稳定，故而在煤岩学中也被称为稳定组分（liptinite），壳质组分很容易被水流、风力运送，散布在各种环境的沉积物中。镜质
组分的性质介于惰性组分和壳质组分之间。若镜质组分的先质是腐殖溶胶的话，则可能出现在沉积盆地的较深水相带。源岩形成于不同环境中，自然也就是有不同的显微组分组成。 1.Ⅰ型有机质（图版Ⅷ-1,2） Ⅰ型有机质的显微组分组成简单。腐泥组含量60%以上，壳质组含量0—40%，镜质组+惰性组含量小于10%。常见的富集的Ⅰ型有机质，如各种腐泥煤（藻煤、烛藻煤等），主要的显微组分是藻类体和沥青质体，孢子体也是腐泥煤的常见组分。一般不存在惰性组分或偶尔见丝质体碎屑和惰屑体。沥青质体作为基质，而藻类体A和孢子体则是被基质“胶结”的形态分子。一些腐泥煤中，无结构镜质体含量可达15%左右，呈条带状、脉状出现。进入成熟阶段常见渗出沥青体和微粒体等次生显微组分，渗出沥青体充填于无结构镜质体的垂直楔形裂隙或孢子体的空腔中，微粒体分布在沥青质体中。 矿物沥青基质和沥青质体是Ⅰ型有机质分散的源岩中占优势的组分，但也常见藻类体和孢子体。含煤岩系的油页岩一般都有比较多的无结构镜质体和镜屑体，当无结构镜质体和镜屑体含量超过20—30%时，有机质的类型就会发生变化，成为过渡型Ⅱ型有机质。 我们对海相源岩的研究还很少，海相源岩的显微组分研究仍然是今后需要进一步开展的工作。目前研究过的少数海相源岩都属Ⅰ型有机质，显微组分几乎只有矿物沥青基质，
不同构造环境中双峰式火山岩的地球化学特征
不同构造环境中双峰式火山岩 的地球化学特征3 钱 青1) 王 焰1,2) 1)(中国科学院地质研究所,北京,100029) 2)(西北大学地质系,西安,710069) 摘 要 近年来的研究表明,双峰式火山岩套可以形成于大陆裂谷、洋内岛弧、活动大陆 边缘、弧后盆地等多种环境。Sm -Nd 同位素与不活动微量元素(REE ,Zr ,Ti ,Th ,Nb 等)相结合,进行综合研究,可帮助判断双峰式火山岩套成因和形成环境。本文总结了不 、稀土元素、同位素地球化学特征, 并根据对北祁连边马沟双峰式火山岩研究提出了其形成环境可能为岛弧环境,这一认识 对探讨该地区造山带演化的地球动力学具有一定的意义,对在该地区的找矿工作也有一 定的启发。 关键词 双峰式火山岩 形成环境 地球化学 边马沟 第一作者简介 钱 青 男 1969年出生 博士研究生 从事岩石学研究 通常认为,双峰式火山岩与拉张构造作用有关,产于大陆裂谷环境。近年来的研究发现,双峰式火山岩可以产于地球动力学特征明显不同的环境,如大陆裂谷、洋内岛弧[2]、活动大陆边缘[3]、弧后盆地[4]等。双峰式火山岩形成环境的判别及其成因的探讨,对恢复地球动力学演化历史有重要意义。Christian 等(1997)[1]将双峰式火山岩归纳为两大类(板内拉张和破坏板块边缘)和五种环境(大陆裂谷、板块扩张、洋内岛弧、活动陆缘和弧后扩张的早期阶段)。此外,在板块碰撞后阶段还可以形成一套与岩石圈拆沉作用有关的双峰式火山岩[5]。下面将各类双峰式火山岩组合的基本地质和地球化学特征加以归纳。 1 板内和板块扩张环境 1.1 大陆裂谷环境 此种环境以东非裂谷最著名;此外,产于洋岛、与地幔柱活动有关的双峰式火山岩也归为此类,如冰岛和加拉帕戈斯岛。东非裂谷的基性岩主要是富碱质的,可以包括从正常的拉斑玄武岩到碱性玄武岩、SiO 2不饱和的碧玄岩和霞石岩、超钾质的白榴岩以及碳酸岩等,长英质岩石也是偏碱质的,如粗面岩、响岩和碱性流纹岩等[6]。产于这种环境的玄武岩通常富Ti 、K 、P 、Nb 、Th 等大离子亲石元素(L IL E )和高场强元素(HFSE ),Zr/Nb 比值低(3～10)[1],在微量元素模式图中呈钟型分布。REE 分布为L REE/HREE 强烈分离的模式,L REE 丰度通常较高,为球粒陨石的50～500倍。由于受到不同程度陆壳混染的影响,Nd 和Sr 同位素比值可以变化很大[6],一般εNd (t )为中等的正值(+2～+5)。产于这种环境的酸性岩主要是碱性和过碱性的粗面岩和流纹岩,明显富集L REE 1998年9月24日收稿,11月25日改回。3国家自然科学基金(编号:49472101)资助项目。 9 21999年第27卷第4期Vol.27,No.4,1999 地 质 地 球 化 学GEOLO GY 2GEOCHEMISTR Y