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元素分析结果
发布时间：2023-04-08 08:21:53
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大家好！今天让创意岭的小编来大家介绍下关于元素分析结果的问题，以下是小编对此问题的归纳整理，让我们一起来看看吧。
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本文目录:
一、微量元素地球化学
对大河坝Ⅰ号矿体1号露头系统样品的微量元素分析结果见表2-15。从表2-15中可见.各样品微量元素相对于基性岩的维氏值而言，Li、Be、Cr、Mn、Ga、Rb、Y、Ba、Hf约相对于正常值的一半，Cr、Ni、Mo、Cs、Th、U、Ta、Zr显著偏低，只有Sc和Mn偏高约一倍。这种微量元素分布规律无论是铁矿石还是一般岩石，表现得差不多，在球粒陨石标准化曲线上以Cr和Ni的显著亏损为特点（图2-16）。因此，大河坝地区的这一套基性－超基性岩以Sc、Mn略偏高而Cr、Ni显著偏低为特点，而Cr、Ni的亏损是酸性岩的特点。Cr、Ni亏损的原因尚待查明，但Sc、Ti、V的富集恰好与当地钒钛磁铁矿矿化作用的地质特征是吻合的。
表2-15 石棉大河坝自然铂矿Ⅰ号矿体岩石微量元素分析结果 （wB/10-6）
续表
图2-16 大河坝矿区Ⅰ号露头岩矿石样品过渡族元素的球粒陨石标准化图解
（仿Allegre等，1973）
二、元素分析数据越来越差，为什么？
�灰�愕淖式鸪渥鉿iangzi2891(站内联系TA)做元素分析的样品一定要纯度很高，并且保证你的样品彻底烘干了，水分对元素分析的结果影响是很大的。ligr2549(站内联系TA)由色谱分离得到的样品一般不适于直接进行元素分析。这是因为含有被溶解的硅胶、真空酯、增塑剂、展开剂带入的高沸点杂质及其它固体杂质等等。如果是固体，重结晶是最好的纯化方法；液体可用溶解-沉淀方法纯化。最后就是一定要干燥好。计算时还要考虑结晶水或结晶溶剂的可能性。weirensi(站内联系TA)Originally posted by ligr2549 at 2011-07-12 11:44:24:由色谱分离得到的样品一般不适于直接进行元素分析。这是因为含有被溶解的硅胶、真空酯、增塑剂、展开剂带入的高沸点杂质及其它固体杂质等等。如果是固体，重结晶是最好的纯化方法；液体可用溶解-沉淀方法纯化。最 ... 有道理，重结晶是最好的办法。我就以前吃过水多的亏，明明核磁上非常干净的东西就是过不了元素分析，往往送5个样，能过一两个就不错了。后来重结晶了，然后在真空烘箱中干燥过夜，结果十几个样品一下全过了。leimiao_hit(站内联系TA)你可以直接去做高分辨，只要有钱scq123(站内联系TA)高分辨指的是高分辨质谱？liujin06(站内联系TA)加油，继续搞。chan_andy(站内联系TA)这个一方面可能是由于你样品确实不纯，另一方面可能是仪器的操作者有问题。曾经同一个样品在一个地方没过元素分析后，送到另一个地方测试却通过了。muyiming(站内联系TA)Originally posted by chan_andy at 2011-07-14 15:41:14:这个一方面可能是由于你样品确实不纯，另一方面可能是仪器的操作者有问题。曾经同一个样品在一个地方没过元素分析后，送到另一个地方测试却通过了。 恩，有道理啊！:Pray624(站内联系TA)元素分析是可以佐证纯度的，高分辨质谱是不行的，只能帮你找分子峰而已。
三、白云鄂博赋矿白云岩与上覆板岩、下伏碳酸盐脉、矿区燧石及北京西山、腮林忽洞微晶丘的元素地球化学对比
元素地球化学是研究地质体成因的重要方法，对不同地质体进行元素含量对比研究，可以探讨不同地质体的形成过程的异同。本项目组，先后两次选取白云鄂博赋矿白云岩、上覆板岩、下伏碳酸盐脉、矿区硅质岩及北京西山、腮林忽洞微晶丘的样品近70件，分析了其主量元素、微量元素和稀土元素含量（表12-1～表12-4）。本书先对它们作一简单对比（图12-1～图12-6），进一步的元素地球化学成因研究尚需探讨。
表12-1 白云鄂博赋矿白云岩、上覆板岩、碳酸盐脉、燧石及北京西山、黑脑包微晶丘等主量元素分析结果表
注：本表数据在核工业地质研究院实验室分析。
一、样品描述和分析方法
（一）样品
本报告涉及的样品是笔者等于不同时期分别取于白云鄂博东矿或主矿采坑、地表，西矿地表、探槽或民采点，白云鄂博矿田东部接触带，黑脑包腮林忽洞群顶部微晶丘，北京西山韭园、上苇甸、妙峰山等地的微晶丘或其上、下的灰岩，所有分析样品均相当新鲜。部分样品采自2007年施工的东矿南翼5个钻孔的岩心库。
表12-2 白云鄂博赋矿白云岩、上覆板岩、碳酸盐脉、燧石等主量元素分析结果表
注：本表数据在中国科学技术大学理化科学实验中心分析。样品号形如“19-061-5”者表明样品取自东矿南侧至东介勒格勒间的钻孔，19-061为钻孔编号。
（二）分析方法
样品分两批分析。
第一批在核工业地质研究院实验室分析。主量元素，除CO2外，采用X射线荧光光谱法，仪器型号：飞利浦PW2404X射线荧光光谱仪；依据标准为《GB/T-14506.28—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》；CO2采用化学分析。微量元素和稀土元素采用ICP-MS分析，仪器型号：德国Finnigan-MAT公司生产ELEMENT I（离子体质谱仪）；依据标准为《DZ/T-0223—2001电感耦合等离子质谱（ICP-MS）分析方法通则》。溶矿条件为：称取m=0.1000±0.0001g试样于聚四氟乙烯密闭溶样罐中，加1mL硝酸（1:1）,3mL氢氟酸混均后加盖密闭，于微波炉上1000W预热1.0min，冷却后转移到自动控温电热板上160℃消解48h。待消解完全后，冷却至室温，开启密闭盖，蒸至近干。加1mL高氯酸（5.5），蒸至白烟冒尽。冷却后，加2mL硝酸，于自动控温电热板上加热使盐类溶解，蒸至近干。加1.5mL硝酸，加盖旋紧密闭，于自动控温电热板（6.2）上160℃加热溶解12h后，冷却至室温，开启密闭盖，加盖摇匀，于自动控温电热板（6.2）上80℃保温10h。冷却后，开启封闭盖，将溶液转移至50mL容量瓶，用硝酸溶液清洗溶样罐，清洗液合并到该容量瓶中，再用硝酸溶液稀释至刻度，摇匀得到试样溶液Ai。必要时，可分取一定体积试样溶液Ai进行稀释。稀释倍数视样品中被测元素的含量而定。稀释后，被测试样溶液Ax中的被测元素含量应落在工作曲线内。
图12-1 白云鄂博矿田赋矿白云岩、白云石型矿石与富硫矿石稀土元素标准化图
图12-2 白云鄂博矿田赋矿白云岩、白云石型矿石与富硫矿石微量元素蛛网图
表12-3 白云鄂博赋矿白云岩、上覆板岩、碳酸盐脉、燧石及北京西山、黑脑包微晶丘等微量元素和稀土元素分析结果表
续表12-3
续表12-3
注：本表测试结果由核工业北京地质研究院测试。①∑REE中包括Y；②∑HREE及
表12-4 白云鄂博铁矿赋矿白云岩、板岩等微量元素测试结果
续表12-4
续表12-4
续表12-4
注：本表测试结果由中国科学技术大学理化科学实验中心测试。样品号形如“19-061-5”者表明样品取自东矿南侧至东介勒格勒间的钻孔，19-061为钻孔编号。表项为“-”的表示该项低于检测限。①标有上角①这一行Nb是用ICP-AES测得的，由于ICP-AES测Nb时精度不高，故计算、作图、讨论中均未采用这一行数值而是采用了另一行ICP-MS测试结果。②∑HREE及
图12-3 白云鄂博矿田赋矿白云岩、白云石型矿石与碳酸盐脉、燧石的稀土元素标准化图
第二批样品是在中国科学院开放实验室——中国科学技术大学理化科学实验中心进行，其中主量元素采用XRF方法测量；微量元素使用的仪器是高精度ICP-MS质谱仪，型号为Plasma Quad 3-Thermo VG Elemental（UK），测定的相对误差控制在5%以内。测试流程是用HNO3和HF的混合酸5mL溶样，两者比例为1:5,HNO3和HF混合酸的使用有利于样品的全部溶解。溶样的后期加入了0.5mLHCl4。溶样的温度因不同的样品而异，但都保证了样品的全部溶解。待样品溶解完后，用去离子水并加2%HNO3定容到250mL，然后用ICP-MS测定。仪器吸入溶液（不能有气泡，否则将影响测定结果），等待1min后开始采集数据，每隔1min采集一次，每个溶液需采集3次。做完一个溶液立即换下一个，1min后再采集，以免前一次吸入的溶液干扰下一个。由于仪器存在记忆效应而影响测出的数值，故每做几个溶液及需用空白液来消除记忆效果。
各项测试结果见表12-1～表12-4。
二、不同地质体主量元素、微量元素及稀土元素的比较
本书将白云鄂博矿田的样品分成7类：①赋矿白云岩或白云石型矿石；②富含硫化物（包括黄铁矿、磁黄铁矿、方铅矿等）或硫酸盐（主要是重晶石）的白云石型矿石；③赋矿白云岩上覆的板岩；④位于赋矿白云岩下伏砂岩或变质岩中的碳酸盐脉（前人多称为碳酸岩墙）；⑤矿区见到的燧石（或玉髓）；⑥北京西山和黑脑包的微晶丘；⑦正常沉积的灰岩。
图12-4 白云鄂博矿田碳酸盐脉、燧石和板岩的微量元素蛛网图
图12-5 白云鄂博矿田赋矿白云岩与北京西山、黑脑包微晶丘、石灰岩及板岩的稀土元素标准化图
（一）主量元素特征
主量元素的测试结果见表12-1、表12-2。由表12-1、表12-2可以看出：
（1）北京西山微晶丘6件样品，主要是很纯的CaCO3,CaO与烧失量之和均大于97.6%。黑脑包微晶丘则是白云质的，且含有较多的硅、铝。
（2）白云鄂博矿田白云岩及白云石型铁矿石的w（CaO）/w（MgO）值变化较大，有不少样品的MgO含量明显低，但在中国科学技术大学分析的样品未进行CO2分析，烧失物中的成分不清，所以不能准确得知白云石和方解石的比例（有些钙可能是以萤石存在的），但从MgO的总量看，有些样品中白云石的总量不可能多，所以有些样品不能称为白云岩。如阿布达探槽中的样品（表12-1中的030824-4）和东矿中的某些条带状白云石型矿石（表12-2中的071124-2和071124-1）。但这一问题前人已有研究，不再赘述。
白云鄂博矿田白云岩及白云石型铁矿石中MnO的变化很大，高的可达7.16%，表明白云岩或矿石的形成受到过热液的作用。
所分析的白云鄂博矿田板岩均有很高的钾含量，高者可达K2O14%，而钠含量绝大部分均很低，分析的14件样品（表12-1、表12-2，表9-2中的前4件）中只有1件Na2O的达6.07%，两件分别为3.61%和4.00%，其余均低于2%。这一特征不太支持钾质板岩为火成岩的结论，如此高的w（K2O）/w（Na2O）值，不会落于Ab-Or-Q三角图的低共结区。
（二）稀土元素和微量元素
稀土元素和微量元素测试结果见表12-3、表12-4。
稀土元素配分图和微量元素蛛网图均采用球粒陨石标准化，球粒陨石数据引自（Sun andMcDonough,1989）。
（1）从赋矿白云岩或白云石型矿石与富含硫化物或硫酸盐的白云石型矿石对比（图12-1、图12-2）可以发现，它们的稀土配分与微量元素蛛网图均很相近，表明它们有相同的物质来源，并且有相同的成矿过程，不支持成矿有不同的期次或阶段。
（2）从赋矿白云岩或白云石型矿石与下伏碳酸盐脉、燧石及上覆板岩对比（图12-3、图12-4）可以发现，它们的稀土配分与微量元素蛛网图除了含量有明显差别外，大多数元素的相对富集或亏损均较接近，都明显富集Ba、Th、Nb、REE，亏损U、K、P、Zr和Ti，表明前三者有相同的物质来源，这与杨学明等（1998）的结论一致。而板岩显然是受到了成矿热液的影响。
（3）白云鄂博赋矿白云岩或白云石型矿石与北京西山微晶丘、黑脑包微晶丘以及正常沉积的灰岩的微量元素蛛网图和稀土模式图（图12-5、图12-6）也区别不大，可能表明了方解石、白云石对元素的选择性。
（4）白云鄂博白云岩中Nb的含量普遍很高，而海水中的Nb的浓度极低，仅为5～15pg/g,Nb是相容元素也几乎不进入水系的水溶液中，因此海水中Nb的沉淀富集是几乎不可能的，所以矿区赋矿白云岩的Nb矿化无疑与热液作用有关。但是Ta的富集作用却十分微弱，显示了成矿热液强烈富Nb贫Ta的特征。
（5）从稀土元素标准化图可以看出，7类地质体的REE型式均属于轻稀土富集型。白云鄂博与矿有关的大多数样品均无明显Ce、Eu异常，而北京西山微晶丘和正常沉积的灰岩有较明显的Eu负异常。
（6）白云鄂博矿床的样品中，Th、Nb的含量很高，而与其化学性质相近的U、Ta含量很低，这种分离的机制尚需研究。U的亏损可能是在成矿作用过程中曾有氧化条件（形成了赤铁矿和重晶石），深源的还原态U4＋被氧化成6价U而溶解到海水中去了。
图12-6 白云鄂博矿田赋矿白云岩与北京西山、黑脑包微晶丘、石灰岩蛛网图
三、元素相关性分析
根据各元素的含量，本文分别对REE总量（不包括Y）与若干元素进行了相关性分析，由于两组数据分别在不同实验室测试，恐有精度不同的可能，故分别作图（图12-7，图12-8）。
lg（∑REE）-lg（∑LREE/∑HREE）呈明显正相关，这应当表明，成矿作用过程与轻重稀土分馏过程是同步的，尽管这一机理尚需探讨。
稀土总量与Nb、Th、Sr、Ba、Mn、Zn等亲石、亲硫元素均有较好的双对数相关性，表明它们在成矿作用过程中一致性富集；而稀土总量与Cr、Ni、V等亲基性岩的幔源元素无明显相关性或略有负相关趋势。
四、结论
根据以上7类地质体的主量元素、微量元素和稀土元素的分析，我们可以得出以下成因信息：
白云鄂博赋矿白云岩、白云石型矿石、富硫矿石、下伏碳酸盐脉及燧石的微量元素及稀土元素特征相似，表明它们受到过相同的地质作用，且难以分出期、次或阶段。
REE与Nb、Th等是同步富集的，与硫化物（Zn）等也是同步富集的，且REE的富集伴随着轻重稀土的分馏。
白云鄂博赋矿白云岩的上覆板岩中，大多数样品的K2O很高，而Na2O很低，不太支持板岩是火成岩的认识。
图12-7 白云鄂博矿田赋矿白云岩、白云岩型矿石、碳酸盐脉、燧石、上覆板岩，北京西山、黑脑包微晶丘等的微量元素相关图（据表12-3数据）
图12-8 白云鄂博矿田赋矿白云岩、白云岩型矿石、富硫矿石、上覆板岩等的微量元素相关图（据表12-4数据）
四、菁布拉克岩体
（一）基本地质特征
菁布拉克铜镍矿床及其相关的基性杂岩体位于新疆特克斯县城东南约120km的那拉提山北坡，中心地理坐标为东经82°18′00″，北纬42°56′00″。大地构造位置上位于塔里木微板块和乌孙-阿吾勒拉微板块对接带的呈北东东走向那拉提山脊深断裂北缘。该地区岩浆活动强烈，岩浆岩主要分布在那拉提山脊断裂以北，出露有镁铁质-超镁铁质岩和中酸性岩类，主要岩浆活动时期为海西期（王作勋等，1990）。菁布拉克镁铁质-超镁铁质岩带由多个大小不等的侵入体组成，分布在那拉提山脊断裂和伊什基里克山南麓断裂附近（图2-38），菁布拉克是其中最大的一个。典型的层状侵入体分布于大断裂或次级断裂附近，以菁布拉克和喀拉达拉等岩体为代表，分异良好。菁布拉克岩体由闪长岩、辉长岩、橄榄辉长岩、橄榄岩等岩相组成。喀拉达拉岩体由浅色辉长岩、深色辉长岩、橄榄辉长岩和辉绿岩组成。乔勒铁克西和苏鲁两岩体出露面积较小，仅见辉长岩相。另一些为沿大断裂产出的小岩体，以琼阿乌孜岩体为代表，主要由辉橄岩、辉长岩组成。丘拉克特勒克岩体则由辉长岩和辉绿岩组成（陈江峰等，1995）。这些岩体均十分破碎，蛇纹石化强烈。
菁布拉克含矿岩体侵位于古元古界那拉提岩群片麻岩、片岩、角闪岩夹大理岩的变质岩系内。岩体地表形态呈一北东向眼球状（图2-38），长2.5km，中部最宽1.3km，面积2.4km2。
（二）岩相学特征
菁布拉克岩体分异良好，可划分为4个岩相带，各岩相基本呈环状分布，由边部向中心依次为次闪石化辉石闪长岩-辉长岩带、橄榄辉长岩-次闪石化辉石岩带、次辉石化辉石岩-橄榄辉长岩带和单辉橄榄岩带（中国地质调查局，2003）。主要造岩矿物为辉石、角闪石、斜长石、黑云母、橄榄石和不透明金属硫化物等，其各种矿物含量随岩石类型的不同而有较大的变化。岩石普遍遭受不同程度的蚀变，主要为蛇纹石化、绿泥石化、阳起石化、绢云母化和纤闪石化。
图2-38 西天山菁布拉克区域地质简图及岩体分布示意图
岩石中常见结构有自形—半自形中—细粒结构、嵌晶结构、辉长结构和反应边结构等典型镁铁-超镁铁质岩结构特征，以块状构造为主。用于测试的各岩石类型的基本特征描述如下：
（1）辉石闪长岩：岩石呈灰黑色，半自形粒状结构，块状构造。主要由斜长石、角闪石、辉石以及少量磷灰石和榍石以及金属矿物等组成（样号QBL-1，下同）。
（2）辉长岩：呈灰绿黑色，半自形粒状结构、聚晶结构、嵌晶结构，块状构造。主要由斜长石（30%～45%）、辉石（30%）、角闪石、黑云母、磷灰石、榍石及不透明金属矿物组成。在含橄榄石的岩石中角闪石含量较高，在40%以上，粒度较小，并可见角闪石聚集在一起而呈聚晶结构。辉石有单斜辉石和斜方辉石，单斜辉石的含量普遍高于斜方辉石。部分岩石中辉石与少量橄榄石被角闪石包裹，同时含有少量的黑云母等矿物。根据组成矿物的种类和含量不同，分别有角闪辉长岩（QBL-5，QBL-14），黑云母橄榄角闪辉长苏长岩（QBL-2，QBL-3，QBL-4，QBL-6），角闪辉长苏长岩（QBL-7）、橄榄角闪辉长岩（QBL-18）。
（3）角闪辉石岩：呈灰黑色，以半自形细粒粒状结构和嵌晶结构为主，块状构造。主要由斜长石（5%～10%）、辉石（35%～45%）、角闪石（30%～40%）以及少量的金属矿物（1%～5%）组成（QBL-13，QBL-15，QBL-16），部分可见少量的橄榄石，形成橄榄角闪辉石岩（QBL-11）。
（4）辉石角闪石岩：呈黑色，以半自形细粒粒状结构和嵌晶结构为主，块状构造。主要由斜长石（约5%）、角闪石（55%～65%）、辉石（20%～25%）以及少量的金属矿物组成（QBL-8，QBL-10）。
（三）岩石地球化学特征
本次研究只选取了部分新鲜程度较高的样品，对同一样品进行了系统的常量元素、微量元素及稀土元素配套分析。测试工作由国家地质实验测试中心实验室完成。
图2-39 西天山菁布拉克镁铁铁质岩SiO2和MgO与主要氧化物关系图
1.常量元素
常量元素的分析结果分别列于表2-16，各样品氧化物的总量为97.70%～99.68%。由表2-16可知，菁布拉克岩体的SiO2含量总体较低，为45.14%～50.37%，但变化幅度不大。TiO2 的含量为0.40%～1.93%，但总体较低，绝大多数为0.5%左右。Al2O3的含量变化较大，为 10.83%～18.15%，这主要与岩石中斜长石含量的高低有关。MgO的含量介于8.96%～17.67%之间，FeOT的含量为6.04%～14.35%，CaO的含量为8.59%～12.19%。Mg＃（Mg＃=Mg/（Mg+Fe），假定Fe3+/Fe2+=0.15，FeOT（=0.9×Fe2O3+FeO）值介于0.59～0.81。K2O和Na2O的含量总体较低，分别为0.12%～0.95%和1.02%～2.14%。K2O+Na2O的含量变化于1.36%～2.51%。图2-39反映了SiO2和MgO与各主要氧化物的相关关系。在AFM图（图2-40）上，大多数落在拉斑玄武岩系列范围内，只有个别SiO2 含量较高的样品落在钙碱性系列范围内。样品K2O的含量为0.12%～0.95%，但多数在0.3%以内，所以应属低钾拉斑玄武岩系列。
2.稀土和微量元素
菁布拉克岩体的稀土元素与微量元素分析结果列于表2-17。由表2-17可知，岩体的稀土总量（∑REE）总体变化较小，除两个富铁样品QBL-8和QBL-10分别为152.43×10-6和119.65×10-6外，其余都介于17.57×10-6～28.65×10-6之间。岩体中各样品的La/Sm值介于1.07～2.61，球粒陨石标准化分配曲线表现为平缓型到轻稀土元素的低度富集型（图2-41），明显不同于蛇绿岩套中岩石的LREE亏损的分布模式（董云鹏等，1997），与岛弧拉斑玄武岩的稀土元素配分模式比较类似。但两个辉石角闪岩样品QBL-8和QBL-10相对于La，Ce，Pr富集Nd，Sm，以及富集MREE，HREE的特征，稀土配分曲线表现出不对称的凸起模式，而且样品的δEu值为0.68和0.69，这可能与斜长石的分离结晶作用有关。岩体中其他样品的轻重稀土分馏弱到中等，其（La/Yb）N介于1.20～2.50之间，样品的δEu值均在1.10～1.38之间，Eu具有微弱的正异常。MgO与相容元素的关系图解如图2-42所示。
图2-40 菁布拉克镁铁质岩AFM图解
图2-41 菁布拉克镁铁质岩稀土元素配分模式图
由图2-43可以看出，样品不相容元素原始地幔标准化微量元素配分曲线基本相似，相对于Ce和Nd富集Sr，相对于Ba和U亏损Th，相对于La和Ta亏损Nb，P也表现为亏损，Ti总体微亏损但个别样品表现为微富集。总体上富集大离子亲石元素（LILE），以K和Sr的正异常最为明显，相对亏损高场强元素（HFSE），尤其明显亏损Nb，P和Ta。
（四）岩体定年研究
进行分析的辉石闪长岩样品QBL-1采自菁布拉克岩体北部闪长岩相（采样位置见图2-44）。岩石呈灰黑色，半自形粒状结构，块状构造。主要由斜长石、角闪石、辉石以及少量磷灰石和榍石以及金属矿物等组成。测试方法和实验条件在前面章节已经介绍。
表2-16 菁布拉克基性杂岩体常量元素分析结果
表2-17 菁布拉克基性杂岩体稀土元素和微量元素分析结果
续表
图2-42 菁布拉克镁铁质岩MgO与相容元素关系图
图2-43 不相容元素原始地幔标准化微量元素配分曲线图（a）和相容元素标准化图解（b）
该样品中大多数锆石大都呈短柱—长柱状，半透明，无色至微弱的黄褐色。从锆石的阴极发光照片上可以看出，锆石发育有比较清楚的韵律环带结构，显示出岩浆成因的特征。笔者选择了其中的14颗最具代表性的锆石进行了分析。所测锆石的SHRIMP分析结果（表2-18）显示，锆石的U含量变化于88×10-6～293×10-6之间，Th/U比值为0.66～1.11。14个测试结果给出基本一致的年龄值，206Pb/238U年龄范围为416～447Ma。在一致曲线图中，数据集中分布在一致曲线上或其附近，206Pb/238U的加权平均年龄为434.4±6.2 Ma（MSWD=0.49）（图2-45）。
图2-44 西天山菁布拉克铜镍矿矿区地质图
表2-18 菁布拉克岩体闪长岩锆石SHRIMP U-Pb测年数据
（五）岩石成因
1.岩浆源区
由于Ti，Zr，Y，Cr，Hf，Ta，Th和P等元素的活动性较弱，而且部分元素是相互伴生的，如Nb和Ta，Zr，Hf等。这些元素不易溶于流体相而被携带运移，因此受变质作用或交代蚀变作用影响小。REE在成岩-变质作用过程中虽有一定程度的活动性，但作为一组元素，在成岩-变质阶段之间显示了平行变化的行为，虽然绝对浓度可能发生变化，但其分布形式基本保持平行。因此，可以用这些元素的组成特点来进行岩石的源区判别。
菁布拉克岩体的TiO2含量较低，除两个样品值外，其余都在1%以下，显示出岛弧岩浆所具有的特点。菁布拉克岩体的高场强元素（Nb，Ta，Zr，Hf，Ti）相对亏损和大离子亲石元素（如Rb，K，Ba，Sr等）富集的特征，同样指示了岛弧岩浆的特点。研究表明，Nb，Ta，Zr，Hf，Ti的亏损及大离子亲石元素的富集既可以由岩浆上升过程中遭受强烈的地壳物质的混染引起（Ma et al.，1998），也可以由岩浆源区存在因俯冲作用进入地幔的地壳物质所致（Tarney et al.，1994；马昌前等，2004；邱检生等，2001），俯冲地壳的挥发分和较强活动性大离子亲石元素（LILE）和强活动性亲石元素（HILE）（如Rb，Sr，Ba，U）的优先淋滤可能会使它们从弱活动性强不相容性亲石元素（HILE）（Th，Nb，Ta）中分馏出来。当然，菁布拉克岩体表现出不同程度的蚀变，由于Rb，Ba，K和U是活动性元素，如辉石的透闪石化和绿泥石化等，这些元素的含量相对较高也不排除与后期的蚀变或变质作用有关（Rollison，1993）。
图2-45 菁布拉克岩体闪长岩中锆石的SHRIMP U-Pb谐和曲线图
部分微量元素比值受岩浆分离结晶作用影响甚小，因此可以帮助判断是岩石圈地幔的混染还是地壳物质的混染。通常认为高La/Sm（>4.5）值指示了地壳物质的混染（Lassiter et al.，1997），由表2-17可知，所有样品的La/Sm值最高的为2.61。菁布拉克大多数样品的Ti/Y值主要为239.76～275.40，与亏损地幔的Ti/Y值271（Sun et al.，1989）比较接近。由此可以认为，菁布拉克岩浆在侵位过程中受到地壳物质混染的程度较低，岩体具有的特点是其源区特征的反映。同时，经过地壳物质混染的岩浆其Sr和Nd同位素一般也会发生相应的变化，即Sr同位素比值升高而Nd同位素比值降低，据陈江峰等（1995）对菁布拉克围岩那拉提岩群黑云母片麻岩的Sr同位素的研究结果，其初始值为0.8049，143Nd/144Nd为0.511 64，岩体Sr同位素比值与其相比，Sr同位素初始比值与围岩有比较明显的区别，因此可能说明岩体基本未受到围岩物质的混染或混染程度极低。
通常认为岛弧岩浆的源区有地幔楔中MORB型的亏损地幔、洋壳以及洋壳中释放的流体（Morris et al.，1990；Miller et al.，1995；Plank et al.，1998；张招崇等，2005）。基性岩的Zr/Nb比值除一个值为91之外，其余都介于24～69之间，与MORB的Zr/Nb比值（10～60，Davidson，1996）比较接近，Sm/Nd的比值为0.28～0.36，基本上位于MORB的范围（平均值为0.32，Anderson，1994），因此推测菁布拉克基性岩的源区可能为MORB型的亏损地幔。陈江峰等（1995）测定了菁布拉克岩带的Rb，Sr和Sm，Nd同位素组成，得出其（87Sr/86Sr）t为0.70370～0.70936，（143Nd/144Nd）t为0.511974～0.512551，由此计算出层状侵入体的εNd（t）为+3.7～+6.4，说明源区为亏损的地幔。因此，导致菁布拉克岩体富集HILE的原因可能是由俯冲作用引起的MORB型亏损地幔和交代岩石圈地幔之间的相互作用引起的。
几乎所有的样品中都能见到岩浆成因的角闪石，部分样品可见到黑云母。样品中水的含量为0.76%～2.60%，一般认为水在橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和斜长石中为不相容组分。因为所有样品都含有角闪石，推断水应该早于岩体的侵位加入到岩浆中。水的加入会降低液相线而引发地幔发生部分熔融。岩体的高场强元素特征表明了它与俯冲作用形成的富集作用有关。可能正是由于俯冲的洋壳物质在热的作用下释放出的水降低了液相线温度而使地幔楔发生部分熔融，因此其部分熔融形成的岩浆保留了岛弧岩浆的特点，即富水及亏损Nb和Ta，Ti等。
2.岩浆的分异和演化过程
一般认为，层状基性岩体代表了岩浆房中分离结晶作用的产物。菁布拉克岩体的Mg＃介于 0.59～0.81之间，绝大多数为0.74～0.81，该值低于蛇绿岩中变质橄榄岩的值（0.89～0.91）（Sun et al.，1989；张旗，1992；龙小平等，2004），略高于Frey等（1978）认为的原生岩浆 0.65～0.75 的Mg＃值范围。一般认为Mg＃值比较高，显示出演化岩浆过程中存在明显的橄榄石的堆晶作用。菁布拉克岩体高的Mg＃值表明侵入岩体堆积了少量过剩的超镁铁质组分，因此岩体可能不是由原始岩浆直接结晶的，而是经历了一定程度的分异演化。
研究表明，Cr，Co，Ni等元素在部分熔融及岩浆结晶分异过程中表现出相容元素行为，它们在岩石中的含量主要与部分熔融程度、寄主矿物的相容性及寄主矿物在岩石中的含量有关（支霞臣等，2004）。Green（1994）研究表明，Ni，Co是橄榄石的相容元素，Co和Ni的含量主要受岩浆中橄榄石的分离和堆晶作用控制，主要呈类质同象替换橄榄石中的Mg，其次也可以进入斜方辉石及角闪石中；Cr的含量主要受铬铁矿和透辉石的分离和堆晶作用控制，而V主要受磁铁矿和辉石的分离和堆晶作用的影响；Sc和Zn也主要赋存于单斜辉石中；因此，岩体中含橄榄石的岩石中Ni，Co含量较高，辉长岩中的Sc，V含量较高。MgO与Cr，Co，Ni呈明显的正相关关系（见图 2-42），Cr的含量为84.6×10-6～970×10-6，Co为37.8×10-6～99.9×10-6，Ni为28×10-6～858×10-6，V为114×10-6～211×10-6，Sc为23.3×10-6～30.6×10-6，但总体上V和Sc的含量与MgO含量呈反相关趋势。反映了成岩过程中存在着橄榄石与斜方辉石、铬铁矿的分离结晶作用。微量元素特征总体上表现出富集大离子亲石元素（LILE），以K和Sr的正异常最为明显，反映了斜长石的堆晶作用较明显。菁布拉克岩体的相容元素与原始地幔相比，所有样品均具有Ti的正异常，Cr，Ni的负异常（见图2-43）。Eu异常的发生常与斜长石的结晶有关，高的δEu值（>1）与斜长石的堆晶有关，而低的δEu值则与斜长石的亏损有关。除两个样品的δEu值为0.68和0.69之外，其他样品均在1.10～1.38之间，Eu具有微弱的正异常，表明斜长石的分离结晶作用较弱，而堆晶作用可能更加明显。
图2-46 La/Sm和La/Yb对La的图解
原生岩浆相容元素Sc，Co，Ni 含量分别为Sc15×10-6～28×10-6，Co27×10-6～80×10-6，Ni90×10-6～670×10-6（Frey et al.，1978），菁布拉克岩体的相容元素Sc（23.1×10-6～32.6×10-6），Co（37.3×10-6～99.9×10-6），Ni（28×10-6～858×10-6）的组成特点表明，菁布拉克岩体也不是由原始岩浆直接结晶的。超镁铁质岩浆形成于地幔岩的高度部分熔融，具有重稀土富集或平缓的稀土配分型式，而菁布拉克岩体全岩具有轻稀土低度富集型配分曲线模式，证明了它们不是由超镁铁质岩浆直接结晶形成的。另外，在La/Sm-La和La/Yb-La的图解中（图2-46），分离结晶作用的分布趋势轨迹为近水平的直线，而平衡部分熔融的趋势轨迹为斜线，由图2-46还可以看出，绝大多数样品的投影点沿一较陡的斜线分布，因此说明，在岩浆演化过程中，原始岩浆发生了比较明显的部分熔融作用（Treuil et al.，1975）。
由图2-39可以看出，MgO和FeOT的含量随着SiO2含量的增加而降低，表明存在橄榄石和铬铁矿的分离和堆晶作用；CaO和Al2O3的含量与SiO2含量呈正相关性，表明发生了单斜辉石和斜长石的分离和堆晶作用；K2O和TiO2的含量与SiO2含量总体上也呈现正相关性，反映出岩浆系统中没有钛铁矿物的析出。同样，MgO与各氧化物之间也存在一定的相关性（见图2-39），也表明岩浆在岩浆房和（或）侵位过程中存在着分离结晶作用。MgO与SiO2，Al2O3，K2O+Na2O的负相关关系表明了单斜辉石和斜长石的分离结晶作用；MgO与FeOT的正相关关系说明橄榄石与斜方辉石的部分分离结晶作用；MgO及FeOT均与TiO2无相关表明没有铁钛矿物的析出。Mg＃较高的辉石岩为堆晶成因的岩石，Mg＃较低的辉长岩为橄榄石、辉石分离结晶后由残余岩浆演化的产物。
根据菁布拉克岩体的岩石化学和稀土元素特点，推测进入岩浆房中的母岩浆主要是地幔部分熔融形成的，但也可能经历了深部岩浆房一定程度的分离结晶作用。一般认为，岩石的稀土元素总量和轻稀土富集程度是随岩石所处高度的增加而增加的，因此，目前出露的岩体系原始岩浆在深部岩浆房发生了结晶分异作用后，其堆晶体与残余岩浆演化的混合体。
3.构造意义
对于菁布拉克岩体的成因和形成环境，前人也作了一些研究工作，但存在不同认识。王作勋等（1990）认为菁布拉克一带的基性—超基性岩带为被肢解的蛇绿岩残块。郝杰等（1993）也认为是蛇绿混杂岩，所测定的菁布拉克镁铁质岩带中的长阿吾子岩体辉长岩中的辉石的Ar-Ar测年结果为439.4±26.7Ma，认为其为洋壳年龄，但倪守斌等（1994）对该年龄本身提出了异议，而且该年龄并非菁布拉克岩体本身的年龄，他们测得菁布拉克一带数个基性岩带的Sm-Nd同位素等时线年龄为320 Ma，该年龄在误差范围内，与早期对喀拉通克等含矿岩体的测年结果相当（王润民等，1991；李华芹等，1998），因此认为菁布拉克岩体与区域碱性花岗岩、喀拉通克和东天山地区的黄山基性超基性岩体等的形成环境相同，即碰撞造山作用结束后的后碰撞伸展环境。
车自成等（1994）和汤耀庆等（1995）认为中天山南北两侧分别存在早古生代的洋盆，北侧准噶尔洋盆在奥陶纪末（车自成等，1994）或早志留世（高俊等，1997）已经封闭；南侧南天山洋盆在志留纪的中晚期开始向北部中天山板块之下俯冲碰撞（肖序常等，1992；李华芹等，1998），在经历了古生代洋的演化之后，最终在早石炭世前封闭（高俊等，1997）。最近，在综合分析西天山地区和相邻哈萨克斯坦境内天山区域地质资料（何国琦等，2004；Alexyutin，2005）并通过地质图的比对和衔接，发现中天山（乌孙-阿吾勒微板块）北侧的洋盆更可能是伊犁洋盆，该洋盆在晚奥陶世开始向南北两侧俯冲，直到晚志留世闭合。而在早志留世，位于中天山南侧的南天山洋盆向北俯冲过程中，在中天山南缘那拉提山岩浆岩带上的菁布拉克地区岩体可能是俯冲过程中的局部拉张环境侵位的（见图1-15e），而434.4±6.2Ma年龄与此时代相当。菁布拉克岩体的岩石地球化学特征以低Ti，亏损Nb，Ta和微弱富集轻稀土元素以及富集大离子亲石元素为特征（张作衡等，2006），同位素组成显示岩体来源于亏损的地幔（陈江峰等，1995）。因此菁布拉克岩体可能是在局部拉张环境中由于幔源岩浆的底辟作用所形成。
另外，菁布拉克岩体的侵入围岩在前人的文献和1978年出版的1∶20万区域地质调查报告中认为是中志留统。但最新出版的《中国地质图集》（马丽芳等，2002）、《1∶250万中华人民共和国地质图》（中国地质调查局，2004）和《中国新疆及邻区1∶250万地质图》（何国琦等，2004）上都将其划归为古元古界（见图2-38）。本次对菁布拉克岩体中的闪长岩进行的锆石SHRIMP U-Pb定年结果为434.4±6.2 Ma（早志留世），更进一步证明了岩体的侵入地层不可能为中志留统。
4.成岩机制
已有资料显示，中天山北侧和南侧分别存在早古生代的洋盆（车自成等，1994；汤耀庆等，1995）。北侧准噶尔洋盆在奥陶纪末（车自成等，1994）或早志留世（高俊等，1997）已经封闭；南侧南天山洋盆在志留纪的中晚期开始向北部中天山板块之下俯冲碰撞（肖序常等，1992；李华芹等，1998），在经历了古生代洋的演化之后，最终在早石炭世前330～350Ma期间封闭（高俊等，1997）。王作勋等（1990）认为菁布拉克一带的基性—超基性岩带为被肢解的蛇绿岩残块。但郝杰等（1993）测得的岩带内的琼阿乌孜辉长岩中的辉石的Ar-Ar年龄为439.4±26.7Ma，认为其为蛇绿混杂岩的形成年龄，即洋壳年龄，对黑云母的Ar-Ar测年结果为245.5±0.3Ma，基于这两个年龄，郝杰等（1993）认为从志留纪以来，在中天山和塔里木大陆板块之间存在古大洋，直到早二叠世完全闭合。倪守斌等（1994）测得菁布拉克一带基性岩带的Sm-Nd同位素等时线年龄为320Ma，认为菁布拉克等岩体的形成与区域碱性花岗岩以及阿尔泰南缘的喀拉通克和东天山地区的黄山基性超基性岩体的形成为同一环境，即碰撞造山作用结束后的拉张环境。在中天山板块南缘发育有一条以花岗闪长岩为主的长达600km 的花岗岩带，郝杰等（1993）测得的那拉提花岗岩黑云母的Ar-Ar测年结果为355.1±10.7Ma，在那拉提一带广泛发育有早石炭世大哈拉军山组中基性火山岩，因此认为晚泥盆世和早石炭世中天山南缘存在由于南天山洋向中天山板块的俯冲作用而形成的岛弧带。但根据我们研究，在哈尔克山北坡的南天山洋壳板片于早志留世末开始向北俯冲（见图1-15e），中泥盆世洋盆已经消减闭合，此时构造演化已进入了“A”型俯冲阶段（见图1-15h），导致中天山强烈隆起和大规模花岗岩浆侵位，从而形成以火山弧为特征的岩浆岩带。最近，通过对菁布拉克含矿岩体中金属硫化物进行了Re-Os同位素测年，获得年龄为379±16Ma，表明本区成矿作用可一直延续到中泥盆世。
因此菁布拉克岩体岩浆形成的最可能机制是，志留纪中晚期至早泥盆世南天山洋向乌孙-阿吾拉勒微板块下的俯冲消减，在此过程中，由于俯冲洋壳上部沉积物的脱水，其释放的流体和熔体对其上部的地幔楔进行交代，导致亏损的地幔楔富集大离子亲石元素Sr，Ba，Rb和K等；随着脱水作用的发生，洋壳的密度不断增大，导致大洋地壳继续向下俯冲，释放出的流体降低了液相线温度而使地幔楔发生部分熔融，随着部分熔融程度的增加，地幔发生底辟作用向上运动；由于减压作用，地幔进一步发生熔融，形成镁铁质-超镁铁质岩浆，在深部岩浆房发生了橄榄石、辉石等矿物的分离结晶作用，这些矿物随着残余岩浆不断上升，由于较大的密度而堆晶于岩浆的下部形成橄榄岩与辉石岩，残余岩浆则发生辉石、角闪石及斜长石等的分离结晶作用，形成了辉长岩、闪长岩，从而形成了菁布拉克含铜镍的镁铁质岩体。
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