岩石构造环境的地球化学判别.ppt

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1、岩石构造环境判别,岩石构造环境地球化学判别运用中出现的问题：,数据精确度不高； 选择判别标志和图解带有盲目性： 岩石地球化学判别标志本身存在多解性，例如，具有洋脊玄武岩（MORB）化学特征的玄武岩可以产出于洋脊、弧后盆地及边缘海盆等环境； 岩石变质或蚀变的影响等。 这些问题常常导致误判。如何改进，以下几点值得注意。,（一）正确理解构造环境与岩石地球化学特征的内在联系是，除数据精度基础外，克服盲目性、提高岩石构造环境地球化学判别效果的首要因素。按地质运动中各种基础运动形式的相互依存、相互制约和相互转化的地学哲学观，对各类岩石形成过程来说，构造(环境)起着沟通物源、约束过程发生场所和运移途径，以及

2、制约热动力学条件的作用。具体说明如下：,1.不同构造切割壳幔的深度和部位不同，洋脊可沟通地幔的软流圈，B型俯冲可导致俯冲洋壳与岩石圈地幔的相互作用，A型俯冲可引起俯冲陆壳与另一侧地壳深部和地幔的相互作用，等等。由于地球各层圈及层圈内不同部分均为化学成分差异的物质库，所以特定构造和构造环境就沟通着不同物质库（源区）及其组合，使岩石一定程度上继承源区的化学特征。,2.不同构造限定着岩石形成过程活动场所与运移途径的不同，例如，洋脊构造限定了玄武岩浆沿扩张脊活动，形成的岩石只同海水作用，成分常受海水蚀变的影响；B型俯冲限定岩浆在岛弧区自下而上运移，穿过大洋岩石圈（洋内岛弧）或大陆岩石圈（大陆岛弧），因

3、而岩石会受洋或陆壳物质影响而表现出成分差异。,3.不同构造环境显示出不同的热动力学和物理化学条件，影响着各类成岩过程的机制和特征。 例如，洋脊环境受制于地幔高热流，使热通过玄武岩浆向外逸散，只发生岩浆快速结晶或固结，一般不引起较大的成分分异。板内裂谷构造同样是地幔软流圈上隆或地幔热柱作用引起岩石圈裂解的结果，幔源岩浆可以通过结晶分异突变、岩浆不混熔分层等方式形成双模式岩套（机制未完全搞清），也可由于幔源岩浆热的烘烤使下地壳部分熔融形成不同源的双模式岩套，但不引起岩浆中高场强元素（HFSE）相对于大离子亲石元素（LILE）的分异或亏损。,又如，B型俯冲带中为地幔对流下降处，随俯冲洋壳下插温度升高

4、和脱水变质，形成富水条件下的部分熔融，必然造成富含于难熔（溶）矿物（钛酸盐类、金红石、锆石等）中的高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P）更多地留在源区的残余固相中，而大离子亲石元素（K、Rb、Ba、Th、U、REE）（多含于一般造岩矿物中，且具有不相容性）则倾向富集于形成的岩浆和溶液中，因此俯冲消减带中的火山岩和侵入岩均显示HFSE相对于LILE亏损的特征。这种特征被称之为消减带组分SZC。,总之，上述有关构造性质和构造环境对岩石地球化学特征约束实质的阐明，虽然只是结合岩浆作用讨论的，但也适用于沉积作用。只是对沉积作用而言，物源应是受构造环境制约的剥蚀区的物质成分，构造限定的成岩条件则

5、更多是风化剥蚀速率及水动力学条件。变质作用物源则是卷入构造运动的岩浆岩或沉积岩，而构造运动则限定着热动力学条件。,（二）选择有效判别标志和方法的原则,1.由物源看，地壳和地幔的各个结构层均可视为物质库，在它们之间元素组成差别最明显的应是强和较强不相容元素，即LILE(Rb、Th、K、Ba、LREE等）与HFSE(Ti、Ta、Nb、Zr、Hf、Y等），以及强相容元素（Cr、Ni、Co), 它们在岩浆与固相源岩之间有最强和较强分异能力，应具有更好的判别意义。,2.由物理化学条件能引起的差异强度看，必须重视 LILE与HFSE的相对关系。因LILE一般为造岩矿物的组成，这些矿物的稳定性较小（易熔和易

6、溶），而HFSE则主要受稳定性较大的副矿物（Ti、Nb、Ta复杂氧化物, 锆石等）的控制，所以这两类元素的相对关系能较灵敏地反映物理化学条件不同的构造环境。,3.从岩石中元素含量差别程度看，微量元素应优于主量元素。例如，洋脊玄武岩（MORB）与大洋裂谷玄武岩（洋岛玄武岩OIB）和大陆裂谷玄武岩(CRB)相比，微量元素含量有些可相差12数量级，而主量元素含量相差甚微。所以微量元素标志能有更显著的判别效应。,4.从元素在岩石变质过程中的稳定性看，REE、HFSE及Cr、Ni、Co也较为惰性，适合于在大陆岩石多受变质的条件下应用；K、Rb、Cs、U、Sr、Ba和Pb等较活动，只能在岩石未变质或变质轻

7、微情况下应用, 特别须注意避免遭受流体交代的蚀变岩石样品。,5.多元素综合判别比少数元素构成的判别图解更有效，例如，近年发展起来的各种蛛网图(spidergram), 即以LILE、HFSE等不相容元素为基础，按不相容性减弱趋势排序，以球粒陨石、N-MORB、ORG、原始地幔等标准化，编制元素组成模式图，其判别效果就优于少数元素的二元和三元图解。将世界已知构造环境中岩石数据与待判岩石数据放在一起进行多元判别分析与多元对应分析，也是值得推荐的方法。,6.这里所讨论的构造环境是自大约1.8 Ga以来板块构造体制下的，不应直接搬用于地球出现板块构造体制之前，尤其太古宙构造。例如，一些太古宙的岩石也显

8、示SZC的化学特征，但不应说它们就与洋壳俯冲消减有关，就是产于岛弧环境，因为那时如果发生下地壳拆沉也可能造成类似SZC的特征。,7.各类岩石形成机制、条件等的复杂程度不同，用于板块构造环境判别的研究深度也有差异。一般火山岩，尤其玄武岩研究最多，应用最广；其次为花岗岩类，研究较多，应用也较广；而沉积岩则相对研究得弱些，但也有一定的应用。应分别了解它们在各种构造环境中的地球化学特征和鉴别标志，以便较好地应用。,8随研究的深入，某些构造环境鉴别已不能满足于大类确定，还需区分细的类型。例如，岛弧环境需进一步鉴别出洋内岛弧、大陆岛弧和陆缘弧；在洋脊玄武岩中需区分正常型洋脊玄武岩(N-MORB)、过渡型洋

9、脊玄武岩(T-MORB)和异常型洋脊玄武岩(E-MORB)；板内构造环境需要区分大洋裂谷与大陆裂谷，等等。详细区分的原理与标志说明如下。,（1）洋内岛弧（如阿留申）、大陆岛弧（如巽他）和陆缘弧（安第斯型）的地球化学区别。根据：按上列顺序，岛弧玄武岩的地幔源区中陆源沉积物的影响依次增强（洋壳俯冲带入）。标志为：虽共同具有亏损HFSE的特征，但洋内岛弧基本无大陆物质影响，大陆岛弧至陆缘弧大陆物质影响逐渐增大。具体表现：相对洋内岛弧，不相容元素（含REE）增富，(La/Yb)N增大，La/Nb、Ba/Nb、Th/Nb等增高。,（2）N型、T-型和E型MORB的地球化学区别。三种MORB均产于洋脊，在

10、大陆上均与蛇绿岩有关。NMORB来源于亏损地幔（DM）， E-MORB岩浆源自地幔深部地幔柱源区，而T-MORB为上述两种地幔源岩浆的混合产物。相对于DM,地幔柱源岩浆明显富集不相容元素（含REE）, (La/Yb)N1(6.613.6), TiTa; Th/Yb、Ta/Yb、Ba/Nb、Ba/Th、Ba/La等偏高，Zr/Nb偏低。,（3）大洋裂谷OIB和大陆裂谷CRB的区分。两种裂谷环境中产出的玄武岩均多为地幔柱源岩浆形成，一致显示上述地幔柱源岩浆的地球化学特征，并且常与长英质岩石组成碱性双峰岩套，一般不易区别，只是OIB有时更富集Nb-Ta(在蛛网图中显示正异常)，CRB常显示陆壳污染特

11、征。区分时，应注意反映洋和陆的其他标志，如共生沉积岩海相和陆相的特征、有无蛇绿岩相伴等。,9同位素和微量元素联合判别能提高效果。例如，N-MORB来源自亏损地幔（DM），其现今Nd(0)介于+8 +12；OIB和E-MORB来自地幔柱源，其现今Nd(0)介于+10 - 2； 而岛弧玄武岩的Nd(0)介于+8 - 2。如将Nd同位素标志与微量元素标志联合应用，则可明显提高岩石构造环境的分辨率。在此应注意有些情况下同位素和微量元素是解耦的，如地幔柱源岩浆在不相容微量元素上是富集的，但在Nd同位素方面则多数显示亏损特征。,（三）各类板块构造环境中岩浆岩的化学特征及其应用的实例 下面将对不同构造环境中

12、产出的玄武岩类（含长英质火山岩）和花岗岩类的地球化学特征、鉴别标志及其用于判别的情况，以图表方式说明之，以期能够加深对上述原理和原则的理解，改善在研究中的应用。,I、玄武岩类构造环境地球化学判别,图1 勉略蛇绿混杂岩带玄武岩球粒陨石和N-MORB标准化微量元素组成模式,图2 各类玄武岩N-MORB标准化微量元素组成模式 N-MORB-正常洋脊玄武岩； IAB-岛弧拉斑玄武岩； CABI-岛弧钙碱性玄武岩； CABM-陆缘弧钙碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩。据BVTP(1981)数据。,图3 大洋中脊玄武岩 N-MORB 标准化不相容元素组成模式,图4 松树沟变拉斑玄武岩Nb/Th-Nb(a)和

13、NbN-ThN-LaN(b) 图解(据Jochum et al., 1991) (引自周鼎武等, 1995a) MORB: 大洋中脊玄武岩(注: N- MORB), OIB: 洋岛玄武岩, PM: 原始地幔, CC: 大陆地幔. 倒三角为第一组岩石; 正三角为第二组岩石; 空心方块为第三组岩石.,图5 松树沟变拉斑玄武岩Th/Yb-Ta/Yb(a)和Ta-Th-Hf(b)图解 (引自周鼎武等, 1995a) a: MORB(注N-MORB)、IOB、SHO、CAB、IAT和DM分别为正常洋脊玄武岩、洋岛玄武岩、钾玄岩、钙碱性玄武岩、岛弧拉斑玄武岩和亏损地幔(数据根据Pearce, 1983);

14、 b:N-MORB-正常型洋脊玄武岩, E-MORB-异常型洋脊玄武岩, WPB-板内玄武岩(数据根据Wood, 1980). 图例同图3.,图6 板内玄武岩N-MORB标准化不相容元素组成模式 CRB-大陆裂谷玄武岩；OIB-洋岛玄武岩。 据BVTP(1981)数据。,2. 与俯冲消减带有关的火山岩 （1）岛弧构造环境,产出部位：板块会聚带, 随部位不同分洋内岛弧、大陆岛弧和陆缘弧。 物质来源：洋内岛弧包括俯冲洋壳、远洋沉积物和大洋岩石圈地幔；大陆岛弧包括俯冲洋壳、陆源沉积物与洋或陆岩石圈地幔；陆缘弧包括俯冲洋壳、陆源沉积物与大陆岩石圈地幔。 共同特征：亏损（相对于LILE) Nb、Ta、Z

15、r、Hf、Ti、P等高场强元素。,图7 丹凤群变玄武岩的Th/Yb-Ta/Yb图解（Pearce,1983) (引自张旗等，1995） DM: 亏损地幔；MORB：洋脊玄武岩（N型）；OIB：洋岛玄武岩； TH：拉斑玄武岩； CAB：钙碱性玄武岩；SHO：钾玄岩。空圈为三十里铺玄武岩；黑圆点为郭家沟玄武岩；：LREE亏损型玄武岩.,图8 丹凤群玄武岩Nd-Nb/Th、Nd-La/Nb和Nd-Ba/Nb图解 (据李曙光, 1994) 基础数据引自张旗等(1995).,图9 垃圾庙苏长-辉长岩Nd-Nb/Th、Nd-La/Nb和Nd-Ba/Nb图解 (引自李曙光, 1997),(2)弧后盆地构造环

16、境 产出部位：岛弧后近大陆一侧，拉张环境。 物质来源：复杂，早阶段有俯冲消减物质， 甚至地幔柱物质加入，晚期主要来自亏损地幔。 玄武岩的化学特征：早期的类似岛弧玄武岩，晚期的与N-MORB相同。,图10 二郎坪群变玄武岩Zr-Ti-Sr图解(据Pearce & Cann., 1973)和Zr/Y-Zr图解(据Pearce, 1982) (引自邱家骧和张珠福, 1994) MORB：洋脊玄武岩；LKT：岛弧低钾玄武岩；CAB：岛弧钙碱性玄武岩；WPB：板内玄武岩；16：样品所属的地层组。,II、花岗岩类 1. M型花岗岩：岩石为斜长花岗岩，一般产于弧后盆地或不成熟的洋内岛弧，为幔源玄武岩浆分异结

17、晶产物，常与蛇绿岩共生；Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)或=0.6, Ba、Ti、P亏损小，SZC可变，18O = 5.56。 2. A型花岗岩：高钾花岗岩（正长岩），富碱、REE和HFSE， Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=0.91.1, 强烈亏损Sr、P和Ti，具有高的初始87Sr/86Sr值,18O = 810, 不具有SZC；下地壳部分熔融产物，形成于后构造阶段、大陆裂谷（？）或非造山环境。,3. I型花岗岩类: 主要为英云闪长岩、花岗闪长岩等，Ba 、Ti、P亏损中等，SZC显著， Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) = 0.5-1.1, 18O = 8- 1

18、0；为 CAB或IAB岩浆结晶分异产物，或由未经风化的偏基性岩浆岩部分熔融形成，形成于造山前到同造山期，产出于陆缘弧或碰撞带。 4. S型花岗岩：为具有化学成分变化不大的淡色花岗岩，Ba、 Ti、P亏损中等，SZC变化不定， Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) 1.1， 18O 10；主要为变沉积岩部分熔融产物，产出于碰撞造山带中同构造到后构造期。 由于I和S型花岗岩类可产出于多种构造环境，必需进一步鉴别它们形成的具体环境，下列地球化学判别标志与方法是较有效的： （1）花岗岩类洋脊花岗岩（M型花岗岩)标准化不相容元素组成模式（Pearce et al., 1984)基本可以区分两类花岗岩

19、,图11 北秦岭早古生代花岗岩类洋脊花岗岩标准化元素组成模式 (据Pearce, et al., 1984) 智利和牙买加花岗岩均产于岛弧构造环境,图12 南秦岭印支期碰撞型花岗岩类洋脊花岗岩标准化元素组成模式 (据Pearce et al., 1984) 1.华阳; 2.五龙; 3.胭脂坝; 4.西南欧洲海西褶皱带碰撞型花岗岩; 5.沙河湾; 6. 东江口; 7.老城; 8.阿尔卑斯带碰撞型花岗岩.,（2）Rb-Y+Nb和 Rb-Yb+Ta可区别火山弧型、同碰撞型和板内型花岗岩（图13）：,图13 北秦岭早古生代花岗岩类Rb-(Y+Nb)和Rb-(Yb+Ta)图解 (据Pearce, et

20、al., 1984) Syn-COLG-同碰撞型花岗岩; VAG-岛弧型花岗岩; WPG-板内型花岗岩; ORG-洋脊型花岗岩. 丹凤区小岩体包括枣园、许庄和石门岩体; 漂池花岗岩为与弧-陆碰撞有关的S型花岗岩.,（3）花岗岩多阳离子判别图解能大致区分同碰撞型和晚碰撞型花岗岩,图14 北秦岭(a)和南秦岭(b)晚海西-支期花岗岩多阳离子判别图解 ( de la Roche., 1977) 1.地幔斜长花岗岩；2破坏性活动板块边缘（碰撞前）；3碰撞后隆起区；4造山晚期区；5非造山区；6同碰撞区。a中的岩体代号：宝鸡；宽坪；翠华山、蟒岭、高山寺和铁峪铺。b中的岩体代号：曹坪和沙河湾；光头山、西坝、

21、老城和东江口；华阳、五龙、胭脂坝和柞水.,（4）与消减作用有关的花岗岩常显示成分穿弧极性,主要组分含量单位: 重量%; 微量元素含量单位: n10-6.,表2 丹凤地区早古生代小岩体花岗岩类成分空间分带,（四）沉积岩类的地球化学特征与构造环境,1. 细粒碎屑沉积岩的地球化学特征与构造环境 实质是：构造环境控制着物源区的岩石和化学组成、地壳的成熟度，物源区的岩层风化剥蚀程度，以及剥蚀区和沉积区的水动力条件与物质分选程度。此外，尚需考虑元素在沉积作用中化学行为的不同。例如，洋内岛弧区盆地源区主要由玄武岩组成，成熟度低，SiO2含量低，水动力强分选差。而以被动大陆边缘或由克拉通高地为源的沉积作用，因

22、剥蚀区为多次沉积再循环的成熟地壳、由于K易被吸附，Na易被淋滤， SiO2因石英耐风化而相对富集，加之水动力弱分选强，因而沉积物以高SiO2含量与高K2O/Na2O比值为特征。,图15二郎坪群和丹凤群变杂砂岩K2O/Na2O-SiO2图解 (据Roser and Korsh, 1986) ARC-大洋岛弧区; ACM活动大陆边缘区; PM-被动大陆边缘区. 二郎坪群，弧后盆地沉积，由南侧岛弧区和北侧华北克拉通提供碎屑； 丹凤群，产于陆缘弧区盆地。,（,(1) K2O/Na2/O-SiO2图解（Roser and Korsh, 1986),图16 秦岭与邻区各时代碎屑岩K2O/Na2O -SiO

23、2图解 (据Roser and Korsch, 1986) PM-被动大陆边缘区; ACM-活动大陆边缘区; ARC-大洋岛弧区. 年代代号: Pt-元古宙; C-寒武纪; O-奥陶纪; S-志留纪; D-泥盆纪; C-P-石炭-二叠纪.。构造单元与地层小区: NC-华北陆块南缘, YC- 扬子陆块北缘, NQ-北秦岭; LY和BZ:南秦岭留坝-郧县和白云-柞水小区, ZZ: 南秦岭紫阳-竹溪小区, WXC: 南秦岭淅川小区西部, EXC: 南秦岭淅川小区东部。,应用结果的讨论 K2O/Na2/O-SiO2图解反映的更主要是剥蚀源区岩石的成分，然而，仍可起判别沉积盆地构造环境的作用，例如，区别

24、火山弧区的丹凤群及弧后盆地二郎坪群杂砂岩； K2O/Na2/O-SiO2图解判别结果存在着相对于实际构造发展的某种程度的滞后，例如，南秦岭于震旦纪已进入被动陆缘发展期，但是还有相当多寒武纪甚至奥陶纪的样品点落于活动大陆边缘构造环境区。这点需在应用时注意，并结合实际地质构造发展加以合理的解释。,( 2) 稀土元素判别准则（Bhatia, 1985) 应用细粒碎屑沉积岩稀土元素组成特征能区别大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘（安第斯型）与被动大陆边缘构造环境。其规律为：自大洋岛弧大陆岛弧活动陆缘被动陆缘, La、Ce、Nd等轻稀土含量和REE逐步增高，LaN/YbN与LREE/HREE渐次增大（轻重

25、稀土分馏增强），Eu/Eu*依次减小（Eu亏损增大）。 此规律是Bhatia研究澳大利亚不同构造环境中产出的碎屑岩得出的结果。见下表：,表3 南秦岭及扬子陆块北缘砂质和泥质沉积岩稀土元素组成特征,澳大利亚各种构造环境中岩石的数据引自Bhatia,1985.,结果讨论,震旦纪开始，扬子已克拉通化，南秦岭已近入被动大陆边缘发展时期，然而扬子和南秦岭震旦纪细粒碎屑岩均显示出介于大陆岛弧和活动大陆边缘碎屑岩之间的REE组成特征。寒武和奥陶纪细粒碎屑岩，在扬子区和南秦岭均显克拉通区或被动大陆边缘特征。此后，南秦岭的志留纪和泥盆纪细粒碎屑岩又复显近似活动大陆边缘的特征，而扬子同时代的细粒碎屑岩则仍显示克拉

26、通区成熟地壳的特征。表明：（1）细粒碎屑岩REE组成特征基本是继承剥蚀区的岩石化学成分；（2）判别结果也存在较构造发展滞后一个节拍的现象；（3）南秦岭志留-泥盆纪细粒碎屑岩复显活动大陆边缘特征，暗示与南北物质混合沉积有关，反映被动和活动大陆边缘之间的洋盆已趋近封闭（见后）。,（3）细粒碎屑沉积岩陆源碎屑物质源区的判别 原理： Th、 Sc、 Co、 REE、 Nb、 Ta等在岩石风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩和变质过程中为较稳定的元素，细粒碎屑沉积岩的这些元素含量和比值能近似定量代表源区各该元素的含量和比值（Taylor & McLennan,1955)。 二元混合的一般方程为双曲线函数： Ax

27、+Bxy+Cy+D=0 据此式进行推导，当以细粒碎屑岩稳定元素比值-比值作 图判别时，二源混合沉积方式成立的条件为： A.当两元素对比值的分母元素相同时，图上投点应呈一直线分布； B.当两元素对比值的分母元素不同时，图上投点呈双曲线的一支分布； C. 曲线上下端点岩石的成分可分别近似代表岩石两个源区的平均成分。,图17 秦岭群(左)及宽坪群和二郎坪群(右)变杂砂岩的 La/Co-Sc/Th和LA/Co-Th/Co联合图解 右图: 1-二郎坪群, 2-宽坪群, 3-秦岭群平均成分, 4-太华群平均成分。 混合曲线两端的元素浓度分别相当两端元岩石各该元素最小含量的极限, 并以之作为两端点样品的平均

28、成分。,碎屑岩物源区研究的意义,判断沉积盆地所处的构造环境：例如，根据秦岭群杂砂岩属于由双模式碱性岩套两端元岩石提供碎屑物质混合形成的证明，可判断该沉积盆地处于裂谷型构造环境， 判断陆块的相对运动和位置、揭示盆地的性质及陆块的开、合与其时限：例如，通过二郎坪群杂砂岩源区判别，证明岩石是南侧秦岭群和北侧华北克拉通高地物质的二元混合产物，表明该盆地不可能为开阔洋盆；又如南秦岭细粒碎屑岩物源研究征明，志留-泥盆纪之前碎屑物质来自扬子单一来源，此后转变为南北秦岭物质混合来源，从而证明南北秦岭之间的洋盆应于志留泥盆纪期间基本闭合,以及此时南、北秦岭块体应基本对接。,2 海相内源(生源)沉积岩化学特征的指

29、示意义 根据的原理：海相内源化学或生物化学沉积物（主要纯碳酸盐岩、硅质岩-燧石）沉积时与海水是平衡的，因此此类沉积岩的化学特征能反映沉积条件和沉积水体的化学特征，尤其REE等稳定元素更适于作为指示剂。 （1）硅质岩地球化学特征与沉积环境： Satoshi Yamamoto（1986）研究揭示：深海燧石富集重金属元素，Mg和Fe具有很高的相关性，而浅海生物成因的燧石则仅富集Mn。 Martin,J.M.,1976及Shimizu & Masuda（1977）等研究证明， 深海硅质岩显示负Ce异常、较高的REE,而形成于广阔陆架的硅质岩（燧石）无明显的负Ce异常、 REE含量较低.,表4 南秦岭古

30、生代硅质岩化学组成特征,A-紫阳地区寒武-奥陶纪块状硅质岩; B-镇安小木岭结核状硅质岩. L/H-LREE/HREE. 括弧中数字为样品数. 规律：浅海相无Ce负异常，低REE和重金属元素，高Mn 深海相具Ce负异常，高REE和重金属元素，低Mn,Murray,R.W. et al.,(1990)研究加州沿海地区侏罗-白垩纪燧石 和页岩，发现岩石的Ce/Ce*能区分三类构造环境： 燧石 页岩 Ce/Ce* REE Ce/Ce* REE 洋脊附近 0.29 11.77 0.28 - 洋盆底部 0.55 - 0.56 - 大陆边缘 0.931.08 6.714.9 0.840.93 56 29.

31、2 解释：河流是海洋REE的主要来源。河流中REE组成特征为 Ce不同其他REE明显分离，所以大陆架上的海水不显示负Ce 异常。大洋中部氧饱和的水中， Ce3+被氧化为相对难溶解的 Ce4+，使Ce优先随氧化锰自海水析出，从而深洋水具有明显 负Ce异常和贫于Mn，锰结核则显示明显正Ce异常。洋脊附 近，常受富重金属的热液影响，尤其其中的Fe和Mn可将更多 的Ce清除出海水，使之负Ce异常更为明显。,（2）纯碳酸盐岩,反映沉积水体化学特征和环境的原理，与硅质岩类似。但必须清除样品中陆源碎屑、黏土物质等对碳酸盐岩中微量元素含量的严重影响。办法是：限制碳酸盐岩中SiO295%。这种样品就可近似地作为

32、纯碳酸盐岩。 例如： La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er I 2.1 5.5 0.06 2.4 0.39 0.06 0.26 0.05 0.2 0.04 0.11 II 2.0 3.5 0.40 1.3 0.23 0.04 0.14 0.03 0.11 0.02 0.06 Tm Yb Lu REE Ce/Ce* Eu/Eu* La/Yb I 0.05 0.14 0.03 11.32 1.91 0.54 14.64 II 0.01 0.04 0.005 7.83 0.89 0.67 48.78,说明：,I是华北克拉通南缘洛南县寒武系三川组碳酸盐岩平均成分，显示出较高

33、的REE 、较低的La/Yb比值、及明显的正Ce异常（Ce/Ce*=1.91)和中等强度的负Eu 异常(Eu/Eu*=0.54）。 II是南秦岭紫阳地区寒武系箭竹坝组碳酸盐岩，产于裂陷深海槽中，岩石平均成分显示出较低的REE（可能由于共生的黑色岩系沉积时将大量REE夹带出海水） 、明显高的La/Yb比值、以及清楚的负Ce异常（Ce/Ce* =0.89)和中等偏弱的负Eu 异常(Eu/Eu*=0.67）。 对比表明：两地寒武系盆地水体具有不同的化学特征，应产于不同的海盆；三川组岩石缺少负Ce异常，与其陆表海沉积环境相符；箭竹坝组岩石显示清楚的负Ce异常与其产出于裂陷深海槽中的环境吻合。,三、岩类

34、和岩套配套综合判别 为了克服单岩类研究存在的多解性与模糊性，我们 认为：应采取岩套内岩类配套及同构造期岩套时空配 套综合研究的途径。例如，具有MORB化学特征的玄 武岩可以产出于大洋中脊、弧后盆地、甚至边缘海槽 中，仅根据玄武岩化学特征判别其构造环境，往往出 现误判和争论。如果将所研讨岩套中的沉积岩的性质与特征考虑进去，则可得出有关盆地性质的确切判断。 例如，如果MORB与具有岛弧或活动大陆边缘化学特征的碎屑岩共生，则可判断该MORB产出于弧后盆地。,（1） 岩套内岩类配套的研究实例 *宽坪群玄武岩球粒陨石标准化REE组成模式 由早期的大陆裂谷型演化到后来的MORB型（图18）； *宽坪群杂砂

35、岩为南侧秦岭群和北侧太华群碎屑物质混合形成，表明盆地为非开阔类型。当时北秦岭块体与华北陆块南缘应相距不会太远，因沉积具有近源特征（图17）。 *宽坪群硅质岩化学特征和 演化表明：沉积为深水环境，且水深逐步增大（表5）。 结论：盆地属深水边缘海盆，具有由大陆裂谷向初始洋盆过渡的特征。,图18 宽坪群变拉斑玄武岩球粒陨石标准化REE组成模式在剖面中的变化 1、2和3表示样品在剖面中由下至上（由早到晚）的相对位置。,表5 宽坪群硅质岩微量元素成分的变化,表6 二郎坪群硅质岩化学组成特征,2.新元古-早古生代北秦岭活动大陆边缘构造发展 南面主缝合带：新元古代蛇绿岩的N-MORB和E-MORB； 紧邻缝

36、合带北侧：新元古代丹凤群洋内岛弧型火山岩系； 主缝合带北侧古元古代秦岭群基底上： 新元古代晚期大陆岛弧型基性侵入岩； 新元古代晚期同碰撞型和岛弧型花岗岩； 早古生代陆缘弧型基性侵入岩； 早古生代同碰撞型和陆缘弧型花岗岩； 秦岭群北侧：新元古代晚期-早古生代弧后盆地型二郎坪群火山-沉积岩系。,结果表明： 这种不同构造环境的岩石和岩套的时空配置有力地说明：新元古代至早古生代北秦岭具有活动大陆边缘的性质，显示出沟-弧-盆系的基本格架，揭示了洋壳不只一次俯冲，以及有由洋内岛弧形成向大陆岛弧和陆缘弧发展的历史，其间相伴着弧-陆碰撞与弧后扩张。这表明采用岩类和岩套配套的综合研究途径，不仅能增强判别的确切性，而且还能提供造山带构造发展的细节。,谢 谢 !,