26个微量元素简称（微量元素叫什么）

9.3.1.1 沉积岩构造环境和源区判别

沉积岩物质来源和构造环境研究中，微量元素地球化学示踪可以发挥较大作用。一般采用沉积岩中稳定副矿物的微量元素地球化学示踪研究和沉积岩全岩的微量元素地球化学示踪研究（赵振华，1997；蔡观强等，2006）。

（1）沉积岩中稳定副矿物的微量元素

沉积岩石砂岩中分布较广和最稳定的副矿物是锆石和钛铁矿。沉积物的源岩物质从物源区到沉积地点，经过了风化、剥蚀、搬运和成岩作用等一系列地质过程。由于副矿物的稳定，其中的微量元素含量也是稳定的，不受蚀变等作用的影响。这两种副矿物中的某些微量元素或微量元素组合，是探讨砂岩物质来源较为理想的“示踪剂”。例如，锆石中Zr/Hf，钛铁矿中Cr，Ni，V，Cu，Mn等元素均是源区的灵敏示踪剂。

（2）沉积岩全岩的微量元素

陆源碎屑沉积岩的化学组成在一定程度上反映了物源的化学组成。选择一些在陆源碎屑物的风化、剥蚀、搬运和成岩作用等一系列地质过程中具有较低活动性的元素，例如REE，Th，Sc，Co，Cr等，可以指示沉积岩的物源性质。不同类型源岩由于其化学成分不同，其主量元素、微量元素含量和元素比值等地球化学参数存在差别。如La和Th相对富集在长英质岩石中，而Sc，Co，Cr，Ni等过渡元素则在镁铁质岩石（如辉长岩、玄武岩等）中含量高，La/Sc，Sc/Th，Cr/Th，Co/Th等比值在花岗岩、安山岩、镁铁质岩石以及地壳的不同部位都存在差异（表9.3）。

表9.3 不同类型岩石的元素比值

（据McLennan S M，Taylor S R.，1983，转引自蔡观强等，2006）

注：UCC为大陆上地壳；LCC为大陆下地壳；OC为洋壳；Eu/Eu∗＝2EuN/（SmN＋GdN）。

沉积岩石中的微量元素B，V，Ga，Rb，Sr，Ba，Ca，Rb，K，Ni等可以示踪海相和淡水相沉积环境。现代海水中B含量为4.7×10－6，淡水中一般不含B，内陆盐湖中硼含量较高。Potter等（1963）利用钒、硼含量区分海相与淡水相。Degens（1958）曾用硼、镓、铷含量关系来区分海相与淡水相沉积岩（图9.11）。由于Sr比Ba迁移能力强，淡水与海水相混时，Ba易成BaSO4沉淀，因此，在淡水沉积岩石中Sr/Ba＜1，而在海相沉积岩石中Sr/Ba＞1。湖相和河相沉积岩石的微量元素以Sr/Ca值低为特征，海相沉积岩石的微量元素Sr/Ca值则较高。沉积岩石中的Rb/K值和V/Ni值，海相沉积均高于淡水相沉积（赵振华，1997）。

图9.11 区分海相与淡水相的镓-硼-铷图解

（据Degens，1958）

9.3.1.2 岩浆岩成岩演化与构造环境示踪

微量元素地球化学示踪在研究岩浆形成和演化、岩浆源区成分判别等方面起了重要的作用。通常采用不同形式的图解和地球化学参数探讨火成岩问题（周新民，1996）。地球化学示踪时，可以选择不同地球化学行为的元素对作图，如Rb－Sr，Sr－Ba，K－Rb，Sr－Ce，U－Th，Cr－Y，Ti－Zr等。由于元素在岩浆作用过程中的丰度变化很小或很大，因此，元素-元素关系图在判别岩浆成因及演化时往往有一定的限制。更多的是采用元素比值图解法。选择作比值的元素应是地球化学性质相似或同位素子体与母体的元素。常用的元素比值有：K/Rb，K/Cs，K/Th，K/Tl，Rb/Sr，Rb/Cs，Sr/Ba，Sc/Sr，Sc/Ba，Sr/Ca，Ba/Ca，Nb/Ta，Nb/U，U/Th，Zr/Hf，Ta/Hf，Th/Ta，Th/Hf，La/Sm，La/Nd，La/Ce，Ce/Nd，La/Yb，Gd/Yb，Pd/Ir，Pt/Pd等。

用上述任意两对元素比值对（U/V）和（X/Y）组合，作出元素比值对元素比值的协变图。在协变图上一般有直线、曲线和幂曲线，对应于不同的成岩过程（表9.4）。

根据岩浆岩的微量元素地球化学特征判别岩浆形成的大地构造环境和岩浆源区的化学性质在20世纪80年代发展很快，提出了许多判别理论和方法。这些方法集中在对地壳中分布最广泛的玄武岩质岩浆岩和花岗质岩浆岩的判别。适合玄武质岩浆岩判别的主要有：Ti/100-Y×3-Zr三角图（Pearce J.A.et al.，1973），Th-Hf/3-Ta三角图（Wood D.A.et al.，1979），Th/Rb－Ta/Rb关系图（Pearce J.A.，1982），Th/La－Ta/La关系图（Loubet M.et al.，1988）等。适合于酸性岩的主要有：Rb－Y＋Nd，Rb－Yb＋Ta，Ta－Yb，Y－Yb关系图（Pearce J.A.et al.，1984），Tb－Rb/100－Ta三角图（Thleblement D.et al.，1990）等。这些方法的判别标志大多是根据对大洋环境的研究建立的，能够较好地判别出大洋环境下岩浆源区的大地构造环境，但不能很好地解决大陆及洋陆结合带这种复杂构造环境的岩浆源区的判别。近年来，汪云亮和张成江等根据世界典型大地构造环境区岩浆岩系的Th和Ta及Hf最新数据，提出了岩浆源区大地构造环境判别的Th/Hf－Ta/Hf关系图，并讨论了不同地质条件下岩浆岩系地球化学演化及其源区构造环境的判别方法。对大陆及洋陆结合带构造环境的岩浆源区判别起了一定的促进作用（Zhang et al.，1996；张成江等，1996，1999）。

表9.4 不同成岩过程的微量元素协变图形组合

∗（U/V）和（X/Y）代表任意两对元素对。 （据周新民，1996）

张成江等人（2000）将兰坪盆地及东侧主要岩浆岩体（皂角场岩体、老君山岩体、永平岩体）样品点投到Pearce等人（1984）给出的Ta－Yb图解上（图9.12（a）），样品点落在火山弧和同碰撞区域，以火山弧区域为主；将样品点投到Pearce等人（1984）给出的Rb－Yb＋Ta图解上（图9.12（b）），样品点同样落在火山弧和同碰撞区域，但以同碰撞区域为主。综合这两方面的结果，可以初步认为兰坪盆地内主要岩体为裂陷槽环境的产物，暗示了幔源岩浆沿深大断裂侵入的特点，另外，可以反映出喜马拉雅构造岩浆活动时期盆地处于不稳定的状态。

图9.12 构造环境判别

1—粗面岩；2—正长斑岩；3—石英正长斑岩；4—辉长岩；5—辉石

Syn－COLG—同碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；ORG—洋脊花岗岩

9.3.1.3 变质岩原岩恢复

确定变质作用前岩石的微量元素组成是较困难的，只可能比较变质的和未变质岩石中同一种微量元素的变化。恢复变质岩原岩时，一般是选择在不同级别变质作用过程中不活泼的或惰性微量元素，而将随变质作用进行其浓度呈有规律变化的元素作为变质作用特征的标志。常用的判别图解有：TiO2－SiO2，Zr/TiO2－Ni，La/Yb－REE，Zr－MgO，Cr－TiO2，Cr－Mg，Ni－Mg，SiO2－Zr/TiO2，SiO2－Nb/Y，Zr/TiO2－Nb/Y，Zr/TiO2－Ce，Zr/TiO2－Ga，Ga/Sc－Nb/Y等（图9.13至图9.15）（赵振华，1997）。

图9.13 TiO2－SiO2图解

图9.14 Zr/TiO2－Ni图解

图9.15 角闪岩与沉积岩的稀土元素组成

Ⅰ—角闪岩区；Ⅱ—砂质岩和杂砂岩；Ⅲ—页岩和泥质岩；Ⅳ—碳酸盐岩区

9.3.1.4 地质体含矿性评价

微量元素地球化学示踪在地质体含矿性评价中应用较广。含矿与不含矿地质体的区分是找矿和勘探工作中最感兴趣的问题。目前用于这一目的的地球化学方法主要有全岩地球化学法、矿物-地球化学法和数理统计（多元统计）方法。无论哪种方法，其基本前提是有大量精确的分析数据，其中微量元素分析数据又是最重要的依据之一（赵振华，1997）。

（1）全岩地球化学法

在火成岩含矿性评价中除应用常量造岩元素外（如酸碱度和基性度），微量元素应用最为广泛，其中包括成矿元素，因为许多成矿元素在地质体中实际上也呈微量元素存在。赵振华（1997）在对我国阿尔泰地区花岗岩类进行含矿性评价时运用了此方法（图9.16），可以看出，该区白云母碱长花岗岩及二云母钾长花岗岩全部落入含矿区或潜在含矿区内，与实际地质情况相符。

产于广东贵东花岗岩岩体东端的337铀矿是一个典型的热液铀矿床。矿床所在区域出露有燕山期花岗岩和寒武系浅变质岩。选择了典型的矿石样品、贵东花岗岩岩体不同期岩石、寒武系浅变质岩样品，分析了全岩和矿石的REE成分，作出了337铀矿床岩石和矿石的REE组成模式图（图9.17）。从图上可以看出，铀矿石的REE组成模式和贵东花岗岩体岩石的REE组成模式非常接近，与寒武系浅变质岩石的组成模式明显不同。结合其他证据分析后判断贵东花岗岩体可能提供了铀源，是含铀的花岗岩岩体（倪师军，1987）。

图9.16 阿尔泰花岗岩类含矿性判别

（据赵振华，1997）

Ⅰ—不含矿岩体区；Ⅱ—矿化（古矿有限）岩体区；Ⅲ—含矿岩体区， Ⅲa—潜在含矿区， Ⅲb—含矿区

图9.17 337铀矿床岩石和矿石的REE组成模式

1—燕山第一期花岗岩；2—燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩；3—寒武系浅变质岩；4—铀矿石I；5—燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩；6—铀矿石II；7—燕山第三期第二阶段花岗岩

（2）矿物-地球化学法

为了了解岩体和脉体的含矿性，对岩体和脉体中矿物的微量元素地球化学研究成果非常之多。岩体方面研究得最多的是花岗岩石中的黑云母、钾长石、石英等矿物。脉体研究则注重石英、方解石、长石、萤石、磷灰石等矿物中的微量元素。现已证实，石英的K/Rb和REE，方解石、萤石的Tb/La－Tb/Ca和Yb/Ca－Yb/La关系具有重要的成因意义。通过黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等矿石矿物中的微量元素研究，如黄铁矿的Co/Ni和S/Se比值，方铅矿中的Re和Se，黑钨矿的Nb和Ta等的研究，可以探讨成矿物质的来源（赵振华，1997）。

302铀矿床是一个垂幅大于千米的热液铀矿床。利用矿石中的微晶石英成分可以研究该铀矿床的垂直分带。在矿床不同垂深部位采集了18个微晶石英样品，作出了Al－K－Na，K－Na－Ca，Al－（K＋Na＋Li）和Al－（Ca＋Zn＋Fe＋Mg＋Cu）－（K＋Na＋Li）的4个三角图解（图9.18）。铀矿床上、中、下三个部位的微晶石英杂质组分各自有一个聚点区，互不重叠，呈现出比较直观的矿床垂直分带。非常有意思的是，在华南铀成矿区的另一个花岗岩型铀矿床下部采集到的两个微晶石英样品的杂质组分在这4个三角图中的投影也落在矿床下部投影区（倪师军等，1992）。

图9.18 微晶石英杂质组分（10－6）三角图解

1—302铀矿床下部样品（海拔－420～－210m）；2—铀矿床中部样品（海拔－200～－0m）；3—铀矿床上部样品（海拔250～500m）；4—另一铀矿床下部样品

电气石中微量元素含量一般反映源岩或矿床中这些元素的富集程度。如块状硫化物矿床中电气石一般含较高的Cu，Pb，Zn和Ag，含锡的块状硫化物矿床和花岗岩浆热液锡矿床中电气石具有较高的Sn。大厂锡多金属矿床与层状矿体共生的层纹状电气石和与花岗岩有关的脉状电气石具有完全不同的U－Th和Zr－Hf元素分布模型（图9.19）。层纹状电气石比脉状电气石含较高的Sn，Cs，Sc和V，但Li，Mn，Co，Zn，Sr和Ba含量较低（蒋少涌等，2000a）。

图9.19 大厂锡多金属矿床中两类电气石的U－Th（a）和Zr－Hf（b）含量关系图

（据蒋少涌等，2000a）

○层纹状电气石；□脉状电气石

（3）多元统计方法

对岩体、地层、脉体、矿体、矿石等进行成分分析，在取得大量化学分析和微量元素分析数据基础上，可以进行多元统计分析来辅助判断地质体的含矿性或成岩成矿物质来源。一般来说，有元素的含量频率分布形式、多元回归、因子分析、群分析、判别分析等。

根据矿石、岩石的REE成分，可以采用对应分析方法来研究花岗岩体的含矿性。在贵东花岗岩体337铀矿床岩石和矿石的REE成分对应分析图上（图9.20），两个铀矿石样品（N－9，N－10）与燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩（N-3）、正长岩（N－6）、伟晶岩（N－7）及燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩（N－11）落在同一区域，说明铀矿成矿与岩浆演化晚期的花岗岩（燕山第三期第三阶段花岗岩以及更晚期的正长岩脉伟晶岩脉等）关系密切。另外也可以看出，铀与中到重组的稀土元素Sm，Gd，Ho，Tm，Lu等元素也有密切的关系（倪师军，1987）。

图9.20 337铀矿床岩石和矿石的REE成分对应分析图

N－1：燕山第一期花岗岩；N－2：燕山第三期第二阶段花岗岩；N－3：燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩；N－4：辉绿岩；N－5：辉绿玢岩；N－6：正长岩；N－7：伟晶岩；N－8：细伟晶岩；N－9：铀矿石I；N－10：铀矿石II；N－11：燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩；N－12：寒武系浅变质岩

9.3.1.5 古海洋温度计

根据共生矿物间微量元素分配系数与温度、压力的关系，已有人提出了微量元素地质温度计和微量元素地质压力计。

通过珊瑚的Sr－U体系建立古海洋温度计是一个很好的研究例子。边缘海沉积物及珊瑚等的微量元素和同位素地球化学示踪古海洋温度，为探讨全球变化提供了重要依据。珊瑚具有与树木类似的年轮，其定年分辨率可达到一周或数天。珊瑚中微量元素在珊瑚形成（钙化）过程中直接从海水进入珊瑚骨骼中，其含量由微量元素在海水和珊瑚（文石）之间的分配系数以及海水中这些元素的浓度所决定，而微量元素的分配系数主要受温度控制，因此，珊瑚中微量元素成为灵敏的温度计。Sr/Ca 温度计超过同位素方法，Sr/Ca，Ba/Ca，Cd/Ca，Pb/Ca，Mn/Ca等比值是海洋气候环境变化的灵敏指标，显示盐度、水均衡、径流、人为输入、营养循环等特征。有孔虫壳体的Cd/Ca和硅藻壳体中的Ba/Si值可以反映古生产力。如青海湖近代沉积物岩心中介形虫壳体的Mg/Ca和Sr/Ca值反映了湖区1.2万年以来气候的变化（赵振华，2005）。

韦刚键等（1998a）用ID－ICP－MS技术测定了南海北部28个滨海珊瑚样品中微量U，建立了南海北部近岸海域的珊瑚U/Ca温度计，计算海洋表面平均温度T的关系式为

T（℃）＝［（75.4±3.0）～（41.1±1.37）］×106（RU/Ca）（9.16）

式中：RU/Ca为珊瑚中U/Ca原子比。以此关系式获得了南海北部海洋表面的平均温度变化（图9.21），该温度计精度为±0.5℃。U/Ca温度计优点是灵敏度高，相对变化率为（－2～－4）%/℃。

与此类似的还有Sr/Ca和Mg/Ca温度计。Sr/Ca比值随温度变化很小，相对变化率为－0.75%/℃，因此需要用高精度分析法ID－ICP－MS。珊瑚Mg含量比较高（约1000ug/g），可用ICP－MS精确测定。韦刚健等（1998b）测定了南海北部滨海珊瑚的高分辨Mg/Ca 温度计。

Mg/Ca＝（10.25±0.40）×10－5T（℃）＋（0.002001±0.000100）（9.17）

该温度计精度为±0.4～±0.5℃，适用范围20～32℃。

图9.21 珊瑚U/Ca比值与月平均表层海水温度（SST）的对应关系

（据赵振华，2005）

9.3.1.6 成矿流体来源示踪

根据微量元素示踪还可以探索流体来源。

李泽琴等（2002）应用流体包裹体滤液分析方法，测定了川滇7个MVT铅锌矿床成矿流体的Na，Cl，Br含量，结果表明成矿流体的Na/Br和Cl/Br的平均值分别为185和73，并与高度蒸发浓缩残留海水的Na/Br和Cl/Br相近（图9.22）。成矿流体的Na和Cl含量呈正相关，在lgNa-lgCl图解中呈线性分布。根据这些事实以及矿床地质特征，认为原始成矿卤水起源于蒸发浓缩的残留海水，原始含矿卤水与富含有机质的大气降水混合导致矿质沉淀而成矿。

图9.22 川滇MVT铅锌矿床成矿流体Na/Br－Cl/Br相关图

Ⅰ—岩盐溶解形成的含矿卤水区；Ⅱ—海水蒸发形成的含矿卤水

▭为海水成分投影点；●为川滇7个MVT铅锌矿成矿流体成分投影点

9.3.1.7 氧化还原状态分析

利用变价元素不同价态的比值（如Eu3＋－Eu2＋，Ce4＋－Ce3＋，U6＋－U4＋，V5＋－V3＋，Fe3＋－Fe2＋等），可确定系统的氧化还原状态。

在判断沉积物形成环境的氧化还原条件方面，变价元素不同价态的比值可以用于判断沉积物形成环境的氧化还原条件，变价元素不同价态的比值可以用于判断沼泽湿地的沉积环境的氧化还原状态。一般采用古氧相（paleo-oxygenation facies）的概念。目前常用的较为可靠的判断沼泽湿地古氧相地球化学判别标志有V/Cr，Ni/Co，Ni/V和V/（V＋Ni）等（王国平等，2006）。

也可以使用有机碳和有机硫含量比值（C/S）、黄铁矿矿化程度（DOP）、U/Th比值及自生铀含量（AU）、各种痕量元素比值，如V/Cr，Ni/Co，Ni/V和（Cu＋Mo）/Zn等来研究沉积岩石沉积环境的古氧相（施春华等，2001）。古氧相的各种地球化学指标汇总于表9.5。施春华等（2001）研究了广西来宾铁桥剖面栖霞组的沉积环境。对岩石微量元素含量、黄铁矿矿化程度的DOP值、痕量元素V/Cr，Ni/Co，U/Th，V/（V＋Ni）等比值的研究结果显示，研究区具有缺氧沉积成因的地球化学特征，是由温度引起的季节性贫氧。

表9.5 古氧相地球化学指标对比

注：DOP：黄铁矿矿化程度：AU：自生铀含量。 （据施春华等，2001）

近年来，氧化还原敏感性微量元素（Redox Sensitive Elements，简称RSE）的应用较多。RSE主要包括U，Cd，V，Mo，Cu，Ni，Pb等，这些元素在氧化性海水和在还原状态沉积物孔隙水中的溶解度明显不同，在海洋环境研究中具有环境指示意义（许淑梅等，2007）等。

长江口外底层水缺氧区的存在有可能会导致水体中溶解态的氧化还原敏感性元素U，Cd，V，Mo，Cu，Ni，Pb等在沉积物中的自生沉淀富集。张晓东等（2005）对长江口外底层沉积物的研究表明；在水溶解氧含量正常区基本没有RSE的自生沉淀富集，沉积物中RSE的分布明显地受“粒控效应”的制约。在缺氧区，RSE的分布主要受氧化还原环境的影响而不受“粒控效应”的制约。另外，缺氧程度的不同也会导致沉积物中富集不同的RSE。