摘要
青海牛苦头矿区位于东昆仑造山带祁漫塔格多金属成矿带东段，区内岩浆热液蚀变作用与矿床的形成密切相关。本文通过岩相学观察、主微量元素分析及标准化Isocon质量平衡计算，系统研究了花岗闪长岩在热液蚀变过程中元素的迁移特征。结果表明，从新鲜花岗闪长岩→弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩→绢英岩化花岗闪长岩→次生石英岩的蚀变序列中，SiO2含量逐步升高（64.91%~92.01%），而TiO2、Al2O3、TFe2O3、 CaO、Na2O等主量元素显著迁出，K2O呈现先增后减趋势。微量元素中，Cu、Pb、Zn等成矿元素在蚀变过程中持续带出，而Rb、Th、U等大离子亲石元素在绢英岩化阶段迁入。稀土元素总量（ΣREE）在弱蚀变阶段迁出（平均110.13×10-6 ），绢英岩化和次生石英岩阶段迁入（平均133.06×10-6），配分模式显示轻稀土富集，重稀土亏损，弱 Eu负异常特征。研究揭示了岩浆热液蚀变过程中元素的活化-迁移规律，表明成矿元素在岩浆热液与围岩接触蚀变过程中富集形成含矿流体，后迁移至有利地位卸载成矿。
关键词
Abstract
The Niukutou deposit in Qinghai Province is located in the eastern part of Qimantage polymetallic metallogenic belt of East Kunlun Orogenic Belt, where magmatic hydrothermal alteration is closely related to the formation of the deposit. In this paper, the migration characteristics of granodiorite elements during hydrothermal alteration are systematically studied by means of petrographic observation, analysis of major and trace elements and standardized Isocon mass balance calculation. The results showed that in the alteration sequence of fresh granodiorite → weakly altered (skarn) granodiorite → sericodiorite → secondary quartzite, the SiO2 content increased gradually (64.91%-92.01%), and the main elements such as TiO2, Al2O3, TFe2O3, CaO and Na2O significantly moved out, K2O increased first and then decreased. Among the trace elements, the ore-forming elements such as Cu, Pb and Zn continue to be brought out during the alteration process, while the large ion lithophile elements such as Rb, Th and U move in during the sericitization stage. The total rare earth element (ΣREE) migrated out in the weak alteration stage (mean 110.13×10⁻⁶), and migrated in the serictization and secondary quartzite stage (mean 133.06×10⁻⁶). The partition model showed enrichment of light rare earth, deficit of heavy rare earth, and weak Eu negative anomaly. The study revealed the rule of activation and migration of elements in the process of magmatic hydrothermal alteration, indicating that ore-forming elements were enriched and formed ore-bearing fluids in the process of contact alteration between magmatic hydrothermal solution and surrounding rock, and then migrated to favorable position to unload ore-forming.
0 引言
东昆仑造山带作为青藏高原北缘重要的复合造山带，其晚古生代—早中生代构造岩浆活动孕育了祁漫塔格这一极具成矿潜力的多金属成矿带（黄汲清，1985；殷鸿福和张克信，1998）。该成矿带自西向东相继产出了肯德可克铁多金属矿床（奚仁刚等，2010；赵一鸣等，2013），尕林格铁多金属矿床 （赵一鸣等，2013），虎头崖铅锌多金属矿床（张爱奎等，2010；丰成友等，2011a；胡杏花等，2011；赵一鸣等，2013），野马泉铁多金属矿床（张爱奎等，2010； 赵一鸣等，2013），四角羊铜铅锌多金属床（张爱奎等，2010；李洪普等，2011；赵一鸣等，2013），卡而却卡铜多金属矿床（王松等，2009；丰成友等，2011b； 赵一鸣等，2013）等典型矿床，构成了中国西北地区重要的有色金属资源基地。研究表明，区内矿床多与中—晚泥盆世和晚三叠世中酸性侵入岩（如花岗闪长岩、二长花岗岩等）存在密切的时空及成因联系（丰成友等，2011a；2012；高永宝等，2012；2014；肖晔等，2013；Gao et al.，2020；Zhong et al.，2021；王新雨等，2023；耿健等，2025），岩浆活动不仅为成矿提供了热源驱动力，其分异演化过程中释放的含矿流体更直接参与了金属元素的迁移富集过程。
尽管前人对祁漫塔格成矿带岩浆岩的岩石成因、成岩时代及其构造背景开展了系统性研究，并深入探讨了岩浆岩与矿化的时空耦合关系，但现有成果多聚焦于“新鲜”岩浆岩的成矿专属性分析，对岩浆-热液演化过程中伴随的蚀变作用及其元素迁移行为缺乏足够关注。事实上，热液蚀变作为岩浆流体与围岩相互作用的关键地质过程，不仅记录了流体演化轨迹，更控制着成矿元素的活化-迁移-沉淀机制。蚀变带内元素地球化学行为的定量解析，对于揭示“岩浆-流体-成矿”系统物质传输路径、完善区域成矿理论模型具有重要科学意义。
本文选取祁漫塔格成矿带东段牛苦头矿区为研究对象，通过对区内与成矿密切的花岗闪长岩在热液蚀变过程中形成的弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩，绢英岩化花岗闪长岩和次生石英岩的岩相学观察、岩石地球化学测试及质量平衡计算，旨在厘清与成矿密切的花岗闪长岩在岩浆热液蚀变过程中主量元素、微量元素及成矿元素的迁移规律，并探讨不同类型的蚀变岩石中元素地球化学行为对成矿物质的富集具有何种控制作用。
1 地质背景
1.1 区域地质特征
东昆仑造山带位于青藏高原北部，南邻柴达木盆地，东与秦岭相接，西部以阿尔金走滑断裂为界 （许志琴等，2006）（图1a）。祁漫塔格成矿带地处东昆仑造山带西段，成矿条件优越（毛景文等，2012； 于淼等，2017）。该成矿带出露地层复杂，主要包括古—中元古界金水口群白沙河组黑云斜长片麻岩、花岗片麻岩、黑云斜长角闪岩、混合岩；奥陶系—志留系滩间山群基性-酸性火山岩、火山碎屑岩、硅质岩和碳酸盐岩；石炭系大干沟组砂岩、粉砂岩、砾岩；上三叠统鄂拉山组陆相火山碎屑岩夹火山熔岩；第四系包括风积、冲积物和亚砂土。区内构造活动强烈，主要受昆北和昆中2条断裂控制，断裂走向主要呈NW或近EW向，褶皱主要为轴向近EW向的背、向斜。区内侵入活动频繁，侵入岩岩性复杂，主要为花岗岩类、花岗闪长岩类、正长岩类、闪长岩类等（高永宝，2014，图1b）。
1.2 矿区地质特征
牛苦头矿区主要包括 M1、M4 和 M2 共 3 个矿段，其中已发现的主要工业矿体产于 M1和 M4矿段 （图2）。矿区内地层主要为上奥陶统滩间山群大理岩、灰岩，为一套中—浅海相碳酸盐相沉积，是区内主要的赋矿地层。受区域构造影响，牛苦头矿区主要发育 NWW 向和 NE 向 2 组断裂。矿区岩浆活动强烈，侵入岩时代主要有海西期和印支期两期（耿健，2023）。其中主体为海西期中—晚泥盆世花岗闪长岩，岩体主要分布在M1、M4矿段，M5磁异常南部和 M3磁异常北部。海西期花岗闪长岩作为矿区内的成矿岩体，在与围岩碳酸盐岩接触部位，常发生接触交代作用，形成矽卡岩和矿体。在接触交代过程中，花岗闪长岩会发生蚀变，形成多种蚀变岩体，主要包括弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩，绢英岩化花岗闪长岩和次生石英岩。
2 蚀变岩石学特征
牛苦头矿区岩浆岩与成矿关系密切，出露岩石多有不同程度的变化和过渡，以及自蚀变特征。牛苦头矿区海西期岩浆岩从新鲜未蚀变的花岗闪长岩类→弱蚀变（矽卡岩化）岩类→绢英岩化花岗闪长岩→次生石英岩类都有发育，其中与成矿关系密切的主要是花岗闪长岩与弱蚀变岩。花岗闪长岩或蚀变岩与围岩地层接触形成矽卡岩和矿体，岩体主要发育硅化、绢云母化、矽卡岩化、黏土化、绿帘石化和绿泥石化等蚀变。
新鲜花岗闪长岩呈浅灰黑色、中粗粒—中细粒花岗结构、块状构造，主要由斜长石、石英、钾长石、黑云母、角闪石、微量黄铁矿和闪锌矿组成。斜长石呈半自形板状，多具有环带构造，少数有聚片双晶结构；钾长石多呈半自形板状，少部分呈他形粒状；石英呈他形粒状，大小不一；黑云母呈黄褐色，半自形片状，少数发育绿泥石化蚀变；角闪石呈深蓝或褐色，半自形柱状，部分发育绿帘石化、绿泥石化蚀变； 黄铁矿和闪锌矿呈星点状分布于其他矿物之间。
弱蚀变矽卡岩化花岗闪长岩呈浅灰黑色、花岗闪长结构、块状构造，主要矿物为长石、石英、黑云母和金属矿物。长石和黑云母含量减少，发育矽卡岩化、绿帘石化蚀变；石英呈破碎粒状；金属矿物主要为磁黄铁矿和方铅矿，呈浸染状填充于长石和黑云母矿物内部（图3a、b）。
绢英岩化花岗闪长岩呈浅灰色、花岗结构、块状构造，主要由长石、石英、黑云母和磁黄铁矿组成。相较于新鲜花岗闪长斑岩，该岩石整体石英含量增多，长石含量减少且蚀变发育。长石多呈他形粒状，条纹或环带构造模糊，发育绢云母化蚀变，内部有星点状磁黄铁矿填充；石英成破碎粒状，颗粒较小；黑云母呈他形片状，蚀变较强，内部有磁黄铁矿填充（图3c、d）。
次生石英岩呈灰白色、粒状变晶结构、块状构造，主要由石英、黏土矿物和黄铁矿组成。该岩石几乎全部由石英矿物组成，含少量黏土矿物和黄铁矿，不含长石。石英呈他形破碎粒状，颗粒大小不一；黏土矿物填充于石英颗粒之间，其间有黄铁矿零星分布（图3e~i）。
图3牛苦头矿区海西期蚀变岩石显微照片
a—弱蚀变矽卡岩化花岗闪长岩手标本照片；b、c—正交光下弱蚀变矽卡岩化花岗闪长岩显微照片；d—绢英岩化花岗闪长岩手标本照片；e— 正交光下绢英岩化花岗闪长岩显微照片；f—单偏光下绢英岩化花岗闪长岩显微照片；g—次生石英岩手标本照片；h、i—正交光下和单偏光下次生石英岩显微照片；Q—石英；Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Bi—黑云母；Px—辉石；Ser—绢云母；Po—磁黄铁矿；Py黄铁矿
3 样品采集与测试方法
3.1 样品采集
本研究选取 12 件样品（M1-Zk1817 6 件，M4-Zk0714 4件，M2南剖面2件）进行主量元素、稀土和微量元素分析。采样位置及样品信息见图2和表1。
3.2 测试方法
本实验所选样品均是在详细的野外观察基础上，选择典型岩矿石样品进行光薄片的磨制，光薄片制备由廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。在室内进行岩相学工作，确定岩石样品矿物组成和蚀变特征，选取具有代表性的样品进行粉末制备和岩石地球化学分析。岩石地球化学测试分析工作在中国科学院广州地球化学研究所完成。
中国科学院广州地球化学研究所进行主量元素的测定时采用 X 射线荧光光谱法（XRF），实验仪器为日本理学 PrimusⅡX 射线荧光光谱仪（XRF），测试过程中以 GSR-3、GSD-4、GSD-6、OU-6、GSR-12、GSR-13、NOD-P-1 为标样，监测测试结果的准确性，测试结果RSD优于5%。微量和稀土元素采用美国赛默飞 iCAP RQ 电感耦合等离子体质谱仪完成，测试过程中以 OU-6、BCR-1、GBPG-1为标准样品，监测数据结果的准确性，数据结果RSD优于5%。
表1采集样品信息
4 测试结果
4.1 岩石化学特征
主量元素分析结果见表2。弱蚀变（矽卡岩化） 花岗闪长岩 SiO2 含量为 64.91%~67.10%，平均为 65.75%；TiO2 含量为 0.50%~0.61%，平均为 0.55%； Al2O3 含量为 15.85%~18.43%，平均为 16.70%； TFe2O3含量为 2.25%~5.42%，平均为 3.84%；MnO 含量为 0.02%~0.06%，平均为 0.04%；MgO 含量为 0.72%~2%，平均为 1.31%；CaO 含量为 1.21%~5.65%，平均为3.18%；Na2O含量为0.16%~3.73%，平均为 1.99%；K2O 的含量为 2.10%~6.07%，平均为 4.25%；P2O5含量为0.01%~0.12%，平均为0.08%。
绢英岩化花岗闪长岩 SiO2 含量为 72.07%~79.37%，平均为 74.82%；TiO2含量为 0.18%~0.51%，平均为 0.30%；Al2O3含量为 4.68%~16.71%，平均为 11.56%；TFe2O3含量为1.22%~2.47%，平均为2.04%； MnO 含量为 0.01%~0.05%，平均为 0.03%；MgO 含量为 0.22%~0.68%，平均为 0.39%；CaO 含量为 0.15%~11.39%，平均为 4.10%；Na2O 含量为 0.14%~2.80%，平均为 1.15%；K2O 的含量为 1.52%~5.71%，平均为 4.03%；P2O5含量为0.01%~0.05%，平均为0.02%。
次生石英岩 SiO2含量为 86.44%~92.01%，平均为 89.07%；TiO2 含量为 0.18%~0.41%，平均为 0.32%；Al2O3 含量为 2.98%~8.30%，平均为 5.11%； TFe2O3含量为 0.55%~4.04%，平均为 2.00%；MnO 含量为 0.01%~0.02%，平均为 0.01%；MgO 含量为 0.09%~0.41%，平均为 0.27%；CaO 含量为 0.18%~1.37%，平均为0.64%；Na2O含量为0.02%~0.19%，平均为 0.10%；K2O 的含量为 0.04%~2.12%，平均为 0.76%；P2O5含量为0.01%~0.02%，平均为0.01%。
从新鲜未蚀变的花岗闪长岩类→弱蚀变（矽卡岩化）岩类→绢英岩化花岗闪长岩→次生石英岩类的蚀变过程中，SiO2 含量整体升高，TiO2、Al2O3、 TFe2O3、MnO、MgO、CaO、Na2O和P2O5含量整体降低， K2O的含量成呈先升高再降低的趋势。
表2牛苦头矿区蚀变岩浆岩主量元素（%）、微量元素（10-6）分析结果
续表1
注：LOI为烧失量；A/CNK=Al2O3/（CaO+Na2O+K2O）摩尔比；A/NK= Al2O3/（Na2O+K2O）摩尔比；LREE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu；HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu+Y；（La/Yb）N=（La/0.237）/（Yb/0.170）；δEu=（Eu/0.058）/（Gd/0.2055ⅹSm/0.153）1/2。
4.2 稀土及微量元素地球化学特征
牛苦头矿区稀土和微量元素分析结果见表2。弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩稀土总量∑REE 为 60.24×10-6~190.11×10-6，平均为 110.13×10-6；∑ LREE为49.18×10-6~173.52×10-6，平均为96.70×10-6； ∑ HREE 为 10.94×10-6~16.59×10-6，平均为 13.43× 10-6；∑LREE/∑HREE 为 4.44~10.46，δEu 值变化范围为 0.79~0.96，弱 Eu 负异常，（La/Yb）N变化范围为 3.67~12.02，δCe变化范围为0.95~1.23。
绢英岩化花岗闪长岩稀土总量∑REE为145.8× 10-6~206.57×10-6，平均为 169.08×10-6；∑ LREE 为 130.28×10-6~189.21×10-6，平均为 153.57×10-6；∑ HREE 为 13.64×10-6~17.36×10-6，平均为 15.51×10-6； ∑LREE/∑HREE 为 8.39~10.90，δEu 值变化范围为 0.42~0.84，弱 Eu负异常，（La/Yb）N变化范围为 10.8~12.38，δCe变化范围为1.04~1.17。
次生石英岩稀土总量 ∑ REE 为 65.91×10-6~250.86×10-6，平均为 133.06×10-6；∑LREE 为 54.58× 10-6~233.45×10-6，平均为 119.64×10-6；∑ HREE 为 11.33×10-6~17.41×10-6，平均为 13.42×10-6；∑LREE/ ∑ HREE 为 4.82~13.41，δEu 值变化范围为 0.59~0.79，Eu 负异常明显，（La/Yb）N 变化范围为 4.47~16.97，δCe变化范围为1.04~1.38。
在稀土元素球粒陨石标准配分图解中，所有样品均表现出轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损，配分曲线略向右倾的特征（图4a）。轻-重稀土分异和 Eu 负异常明显，Ce 表现为不明显的正异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，均显示亏损高场强元素（P、Nb、Ta、Ti）和过渡元素（Sr、Ba），富集大离子亲石元素（Rb、Th、U、K）等特征（图4b）。不同之处在于绢英岩化花岗闪长岩和次生石英岩的高场强元素和过渡元素亏损更强烈，这可能与岩石中Ca或斜长石含量较低有关（韦诚等，2020）。
图4牛苦头矿区岩浆岩球粒陨石标准化稀土配分模式（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）（花岗闪长岩数据引自耿健等，2025；球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough，1989）
5 讨论
5.1 标准化Isocon分析法及不活动组分的选择
自然界绝大多数地质体系的开放过程，并不是形成 2 个截然不同的样品（未变化样品和变化后样品），而是导致原始样品中不同区域的组分发生不同程度的迁移。即沿着一个交代强度梯度，形成一套多个成分连续变化的交代样品（Gao et al.，2007； Li et al.，2007；Mori et al.，2007；John et al.，2008； Beinlich et al.，2010；Guo et al.，2012）。因此，本文选取标准化 Isocon 图解法（A normalization solution us‐ ing Isocon diagram）（Guo et al.，2009）。该方法是在详细考察 Grant（1986） Isocon 图解的几何关系和平衡公式之后，建立的一种可以实现多样品在一个 Isocon图解中进行质量平衡分析的方法。
标准化 Isocon 图解法可以应用于多样品体系 （例如O、A、B、C和D等等）组分转移质量平衡分析。具体的步骤如下：
（1）根据实际的地质过程，在充分考虑该过程中各种组分活动性的情况下，确定一个最不活动组分i。
(1)
根据式（1）计算每个交代样品的标准化因子 （样品 A 为 MA /MA =1，样品 B 为，样品 C为，样品 D 为等等）（A、B、C、D 为每个阶段蚀变样品代号；Ci为不活动组分）。
（3）每个交代样品的所有组分含量都乘以对应的标准化因子，获得对应的标准化成分数据（样品A 为，样品B为，样品C为，样品D为等等）。
（4）将标准化的交代样品成分值（和 等）以未交代样品的成分值（Co）为横坐标投在 Co-二维图形中。
（5）对标准化之后的数据进行适当的缩放，以保证图解清晰美观。
在二维图形中Isocon线为一条经过原点的斜率为 Mo /MA 的直线，这样的直线被称为“Isocon”，含义为落在这条线上的所有组分质量没有发生迁移。同时，Isocon 的斜率实际上也定义了该地质过程发生前后样品总质量的变化，根据公式 CAi =（Mo/MA）COi，如果斜率大于 1，那么总质量减少；如果斜率小于1，总质量增加，将任何组分的含量投影在二维平面图上就会得到一系列的点。如果这些点投在Isocon的下方，表明该元素质量迁出（斜率小于 Isocon）；如果点投在Isocon的上方，则表明该元素质量迁入（斜率大于 Isocon）。迁出和迁入的程度，可以根据所投元素点偏离 Isocon 的幅度判断，这就是利用 Isocon 图解法判断组分迁移的基本原理。此外，根据图解的需要，可以将体系开放前后样品的同一组分含量进行同时缩放，这样并不影响质量平衡分析结果。
目前确定不活动组分的方法有以下几种（1）体积-成分图解法（Gresens，1967）；（2）Isocon 图解法 （Grant，1986）；（3）元素-元素图解法（Maclean and Karanidiotis，1987；Ague，1994；Ague and Van， 1996）；（4）含量比值-含量比值图解法（邓海琳等， 1999）；（5）假设一个或几个不活泼元素为不活动组分（Yang，2004；Li et al.，2007；Beinlich et al.，2010； Guo et al.，2012）；（6）质量比簇判别法（Grant， 2005）；（7）假设总体积不变或假设总质量不变；（8） 最小平方法（Baumgartner and Oslen，1995）。Grant （2005）在综合评估了不同的方法之后，认为最有效的方法是根据实际所研究的地质过程选取最不活动组分作为参照组分，并计算其它组分相对于该组分的迁移情况。郭顺等（2013）认为不活动组分的选择必须基于以下几点：①对相应地质过程的正确认识，例如热液蚀变、风化作用、混合岩化等；②对该过程中各组分活动性的正确认识，因为同一组分在不同的地质过程中活动性可能存在较大的差异； ③被选择组分在研究的地质体系中含量不能太低并能够被准确测定；④基于该组分计算的物质迁移结果不能违背野外和室内所观察的地质现象。本文选取 Yb 为不活动元素（Kessel et al.，2005），利用标准化Isocon图解法可以计算和展示各种微量元素在交代过程中的迁移规律。
5.2 元素迁移特征
根据标准化 Isocon 分析法计算，本研究的等浓度线斜率为 1.15，表明其在蚀变过程中发生了整体上的组分的带出。从标准化 Isocon 图解（图5）可以看出，牛苦头矿区弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩的主量元素表现出成分的迁出（图5a），仅个别样品的 CaO、K2O、TFe2O3表现出迁入的特征，而 TiO2组分基本没有发生变化，表明Ti元素在弱蚀变过程中具有为较好的稳定性（王承洋等，2023；龚良信等， 2024）。微量元素表现出迁出的特征（图5b、c），部分样品中 Nb、Zr、Ba、Rb 和 Be 表现出迁入的特征。成矿元素 Cu和 Zn迁出比例较大，而 Pb部分样品表现出迁入。稀土元素整体均表现出稳定不变到迁出的变化特征（图5d）。
绢英岩化花岗闪长岩的 SiO2、K2O 在热液蚀变过程中表现出带入的特征，Na2O、MgO、P2O5、Al2O3、 TiO2、MnO、TFe2O3均为迁出成分（图5a）。微量元素中Rb、Th、U、Nb、Zr、Hf、Be、Y表现出迁入的特征，而 Sr、Ba、Ta、Co、Ni、Cr、V、Sc、Li 等表现出迁出的特征 （图5b、c）。成矿元素 Cu、Pb、Zn大量迁出。稀土元素表现出大量迁入的特征，可能与岩石发育黏土化蚀变有关，仅 Tm、Lu 表现出微量的迁出特征（图5d）。
次生石英岩中仅SiO2在热液蚀变过程中大量的带入，而 TiO2、Al2O3、TFe2O3、MnO、MgO、CaO、Na2O、 K2O、P2O5均为大量迁出成分（图5a）。微量元素中 U、Zr、Hf、Ni、Cr、Li、Y表现出迁入的特征，而Rb、Sr、 Ba、Th、Nb、Ta、Co、V、Sc、Be 等表现出迁出的特征 （图5b、c）。成矿元素 Cu、Pb、Zn大量迁出。稀土元素表现出大量迁入的特征，仅 La、Tm、Lu 表现出迁出特征（图5d）。
从新鲜未蚀变的花岗闪长岩发生热液蚀变形成绢英岩化花岗闪长岩和次生石英岩的过程中，前期SiO2、K2O、CaO进入蚀变岩石，后期仅SiO2大量带入形成次生石英岩，其余主量元素在蚀变过程中均大量带出。微量元素中大离子亲石元素（Rb、Th、U 等）和过渡元素（Sr、Ba）前期蚀变大量带入，后期形成次生石英岩过程中大量带出；高场强元素（Zr、Hf） 在整个蚀变过程中带入程度逐步升高，而 Nb、Ta等表现为稳定不变到大量带出的特征。成矿元素Cu、 Pb、Zn 均表现出大量的带出特征，推测在岩浆岩与围岩接触形成矽卡岩的过程中，岩浆中的Cu、Pb、Zn 等成矿元素大量迁移形成含矿热液，迁移至有利地位结晶形成矿体，而围岩中的 Si、K、Ca 等与岩浆发生反应形成蚀变岩浆岩。稀土元素在蚀变前期大量迁出，而在绢英岩化蚀变和形成次生石英岩过程中又大量带入，推测与后期岩石中的黏土化蚀变和黏土胶结物含量较高有关。
a—主量元素；b、c—微量元素；d—稀土元素
5.3 元素迁移机制与流体性质
除上述标准化图解法用于统计元素的迁移程度外，通常也采用定量计算的方法直接确定各类组分的迁移程度。从严格意义上讲，定量计算并不是一种独立的质量平衡计算方法，它和图解法的基本思路是一致的，所采用的公式也是由同一方程推导而来。因此，定量计算方法和图解法是对同一计算结果不同的解读方式。通常我们定量计算出的衡量组分迁移程度的参数是质量转移率或者。
可由式（2）求得，定量计算的方法虽然简便，但是并不能直观表现物质转移的趋势和程度。因此人们在实际应用该方法时，仍然要借助其它图形方式将定量计算的结果表现出来（Ague，2003；Gao et al.，2007；John et al.，2008；Van et al.，2008；Beinlich et al.，2010；Bucholz and Ague，2010）。
在上述热液蚀变过程中，元素的迁移与流体及矿物之间的物质交换和矿物的结晶分解密切相关。从新鲜未蚀变的花岗闪长岩类→弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩→绢英岩化花岗闪长岩→次生石英岩类的蚀变过程中 SiO2的迁移量明显增大（图6a、 6d、6g），这与样品中所观察到的绢英岩化以及后期形成次生石英岩的特征相一致。牛苦头矿区花岗闪长岩中Na+、Ca2+ 主要赋存在斜长石（钠长石、钙长石）中，而 K+ 主要赋存在钾长石和云母中。在热液蚀变过程中Na2O的迁出量逐步增大，而K2O前期迁入后期迁出（图6a、d、g），表明岩石受到了以钾交代为主的碱性蚀变作用的影响。岩石中的 Ca 质成分主要赋存在斜长石、角闪石等造岩矿物中，以及副矿物中（主要是磷灰石、榍石、绿帘石等）。牛苦头矿区样品中 CaO 呈现出带出逐渐增大的趋势（仅一个样品中 CaO 含量较高）（图6a、d、g），表明在岩石蚀变过程中受到了去碳酸盐化的作用。岩石中的副矿物一般比长石要稳定，因此，斜长石等造岩矿物的分解可能是造成 Ca 质成分进热液流体而被带出的主要原因。牛苦头矿区地层中碳酸盐岩发育，因此，流体交代反应过程中从斜长石等造岩矿物中带出的钙质组分，可能与围岩地层共同参与了钙质矽卡岩的形成。P2O5的主要赋存于磷灰石中，蚀变过程中 P2O5的迁出量增大（图6a、d、g）的原因可能与副矿物磷灰石的分解有关（杜泽忠等，2020）。
牛苦头矿区岩石蚀变过程中 Sr 的迁出量与 Ca 的迁出特征相似，都表现为迁出量逐渐增大的趋势 （图6b、e、h）。Sr 的离子半径与 Ca 相似，易与 Ca 发生类质同象替换，因此，岩石的 Sr 含量减少与斜长石、方解石、磷灰石等矿物分解有关（杜泽忠等， 2020）。微量元素Rb、Cs的离子半径与K相似，常以类质同象的形式赋存在含 K 矿物（云母、钾长石等） 中。牛苦头矿区蚀变岩石的Cs、Rb和K2O均表现为前期的迁入到后期次生石英岩迁出的特征，并且前期蚀变迁入量逐渐缩小（图6b、e、h），上述特征可能与早期含 K 矿物不同程度的绢云母、钾长石化有关 （吴德海等，2019），后期迁出可能与岩石强烈硅化形成次生石英岩有关。Cu、Pb、Zn 等成矿金属元素在蚀变过程中表现为带出，并且带出量逐渐增长 （图6b、e、h），表明在蚀变过程中成矿元素被热液带出，转移至有利地位卸载成矿。Ga为典型的分散元素，主要赋存在方铅矿等硫化物矿物中。因此，矿区内蚀变岩石中分散元素与Pb、Zn等成矿元素表现为相似的带出特征（图6b、e、h）。岩浆岩中 REE 的含量主要受控于副矿物，因此，牛苦头矿区弱蚀变 （矽卡岩化）花岗闪长岩中稀土元素大量迁出的原因可能为磷灰石、榍石、磷钇矿等副矿物分解有关。而后期蚀变过程中稀土元素迁入可能与岩石发生黏土化蚀变有关（图6c、f、i）。
图6牛苦头矿区海西期蚀变岩浆岩元素含量变化情况
a~c—弱蚀变（矽卡岩化）花岗闪长岩；d~f—绢英岩化花岗闪长岩；g~i—次生石英岩
6 结论
（1）元素迁移规律：热液蚀变过程中，主量元素 SiO2、K2O 在早期阶段迁入，后期仅 SiO2大量富集形成次生石英岩；成矿元素 Cu、Pb、Zn持续迁出，暗示其随热液迁移至围岩接触带富集成矿；稀土元素受副矿物分解作用影响，呈现“迁出-迁入”动态变化。
（2）流体演化机制：蚀变岩中Na、Ca的迁出与斜长石分解及去碳酸盐化相关，K的阶段性迁入-迁出反映钾交代与硅化作用的叠加；高场强元素（Zr、Hf） 迁入与流体演化中硅质活动增强有关。
（3）标准化 Isocon 图解法能够直接应用于多个成分连续变化的样品，具有更广泛的应用范围。其核心优势在于通过数学标准化处理，使元素迁移分析更具客观性和可重复性。无论是热液蚀变、变质作用，还是风化过程，该方法均能清晰揭示元素富集或亏损的规律，为地质过程的定量化研究提供了可靠依据。
致谢 野外工作得到了青海鸿鑫矿业有限公司矿产资源部工作人员的大力支持；分析测试得到广州拓岩实验室杨毓波老师的协助；论文撰写过程中得到了北京矿产地质研究院有限责任公司李昌昊博士、张志超博士的大力帮助；本文审稿人提出诸多宝贵意见，在此对以上人员致以衷心的感谢。