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岩石构造环境的地球化学判别

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吉林安图海沟岩体岩石地球化学特征及其成岩构造环境

吉林安图海沟岩体岩石地球化学特征及其成岩构造环境
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范振 华 ，李 绪 俊 ，梁 本 胜 田素梅 范文 亮 ， ， ，任 山峰

岩石地球化学数据解释

岩石地球化学数据解释

主要标准矿物组合：Or ：正长石 Ab ：钠长石 An ：钙长石 Q ：石英En ：辉石 Hy ：紫苏辉石C ：刚玉 Mt ：磁铁矿A/CNK=Al 2O 3/CaO+Na 2O+K 2OA/CNK 数值： ＞1.1，S 型花岗岩，过铝的＜1.1，I 型花岗岩里特曼指数σ： σ＜1.8，钙性的1.8＜σ＜3.3，钙碱性的3.3＜σ＜9，碱钙性的Σ＞9，碱性的钙碱率A.R ，（适用于42%＜SiO 2＜70%的岩石），SiO2相同时，数值越大越碱性NK/A=Na 2O+K 2O/Al 2O 3NK/A 数值： NK/A ＜0.9，钙碱性0.9＜NK/A ＜1，偏碱性1≤NK/A ，偏碱性分异指数DI ：数值越大表明岩浆分异演化越彻底，酸性程度越高数值越小表明岩浆分异演化程度低，基性程度相对高一般数值：固结指数SI ：岩浆分异程度高，SI 就越小，岩石酸性程度高岩浆分异程度差，SI 就越大，岩石基性程度高一般数值：长英指数FL 与镁铁指数MF ：岩浆分离结晶作用程度高，镁铁指数就大，长英指数也大 岩浆分离结晶作用程度低，镁铁指数就小，长英指数也小 一般长英指数和镁铁指数的数值在50—100，绝对小于100稀土重量ΣREE：一般几百都是偏低，上千就高。

轻重稀土比值ΣCe/ΣY：一次热事件的早期单元，比值较大，轻稀土越富集随着岩浆演化到晚期单元，比值减小，(La/Yb)N：(Ce/Yb)N：反映轻稀土的分馏程度，比值越大，轻稀土分馏越明显，富集程度越高。

数值一般和1比较(Sm/Eu)N：反映重稀土的分馏程度，比值越小，重稀土分馏越明显，富集程度越高。

数值一般和1比较元素铕值δEu：：δEu＞0.7，基性岩浆分异的花岗岩，成因与板块有关0.3＜δEu＜0.7，分布最广泛，地壳经不同程度的部分熔融形成δEu＜0.3，岩浆演化晚期的偏碱性花岗岩，一个超单元的最后一、二个单元，由完全的分异结晶作用形成δEu一般都是亏损微量元素数据解释元素含量数值对比，和地壳丰度值特征参数：Nb*，Sr*，P*，Ti*，Zr*，数值小于1就亏损，大于1，就富集，与投图一致。

武当山地区中上元古界及成岩构造环境的地球化学论证

武当山地区中上元古界及成岩构造环境的地球化学论证
已查 明, 在 区 内 中上 元古界 武 当山 群和 耀 岭河 群 中有 重要 的 贵多 金属 矿床 产 出 8 如产 于 武 当 山群 中的 竹 山银 洞 沟银 金 矿 , 郧 县许 家坡 银 金啼 矿 和产 于 耀岭 河 群 中 的郧 西 白岩 沟金 矿 床 等。
、
二
中上元古界一武 当 山群、
耀岭
区 内经历 了多 期 变质作 用 , 变质程度 可达 绿片岩 相 8 武 当 山群 的变质 程度 略 高, 可达 高 ’ 绿片岩 相 , 以铁 铝 榴石 出现 为标 志Τ 耀 岭河群及 上 覆 地层仅 达低 绿 片岩相 , 以 绿 泥石 和 黑云
母的 出现 为标 志 8 区 内矿产 资源 丰 富 , 除 产 出重 要的锭 、 铀 、 稀土 、 重 晶石 、 黄铁 矿和 绿 松石 矿床外 , 现
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张栓宏_4.13不同大地构造背景下的火成岩组合

张栓宏_4.13不同大地构造背景下的火成岩组合

Convergent
island arcs
Divergent
mid-oceanic ridges,
Intra-oceanic
oceanic islands
Intracontinental
continental rift zones
active continental margins
Characteri tholeiitic stic magma calc-alkaline series alkaline SiO2 range basalts and differentiates
back-arc spreading centers
tholeiitic tholeiitic
continental flood basalt provinces
tholeiitic
alkaline basalts
alkaline
basalts and basalts and differentiates differentiates
1. 显著的地壳混染（厚的硅铝壳）； 2. 岩浆分异更强，岩浆岩成分更复杂 （岩浆上升慢）； 3. 显著的地壳熔融，产生大量地壳重熔 型岩浆岩组合。
北美西海岸中生代－古 新世弧型侵入岩基
• mostly granodiorite, but diorite to granite present • distinctive chemical and isotope signatures reflect different crust composition and thickness
OIB Chemistry

Depletion in HREE indicating relatively deep melting depths (>80 km)

岩石地球化学一些原理

岩石地球化学一些原理

花岗岩研究一、花岗岩的系列划分根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。

由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。

所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。

碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。

例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。

二、花岗岩的成因分类MlSAMlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。

其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。

分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。

A型特征及成因A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。

因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。

A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。

A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。

5-岩石地球化学之四--火成岩岩石化学的构造环境判别

5-岩石地球化学之四--火成岩岩石化学的构造环境判别

稀土元素及其特征-4
La/YbN（Yb值易准确测定）比值指示REE配分 曲线斜率，有时也用La/LuN和Ce/YbN表示（La、 Ce和Yb、Lu分别为轻、重REE代表）。该比 值＞1，曲线向右倾，富LREE，一般见于酸性 岩；该值～1，曲线近于水平，属球粒陨石型， 如大洋拉斑玄武岩、科马提岩；＜1，曲线左 倾，见于石榴石二辉橄榄岩、橄榄岩质科马提 岩和受交代、强分异的富HREE的浅色花岗岩。
稀土元素及其特征-3
与δEu相仿的另一REE参数是δ Ce，也是由于 Ce的变价所致，即Ce除常三价外，在氧化条件 下可呈四价而与其它三价的REE分离。因此无 Ce负异常岩石比之有Ce负异常岩石形成于更低 氧化条件下。在岩石风化过程的弱酸条件下， Ce4+极易水解滞留于原地，使淋滤出来的溶液 贫Ce，此外海水中Ce停留时间又比其它REE短 得多，所以海水沉淀物往往呈现－Ce，即Ce亏 损。
呈四重效应的REE配分曲线的四组元素划分规则是： 第1组，La—Ce—Pr—Nd；第2组，Pm—Sm—Eu— Gd；第3组，Gd—Tb—Dy—Ho；第4组，Er—Tm— Yb—Lu。它们以Nd/Pm、Gd、Ho/Er为分界点。其中 第2组和第3组之间，以Gd为公用点；第2组因缺Pm 值（一般为非天然REE）和Eu通常呈异常，使第2组 曲线上凸或下凹效应不明显；第4组是发育最差的。 因此，观察是否存在四重效应，通常以第1、3两组 为主要观察对象；估算四重效应强、弱程度，也以 第1、3两组为准。
岩石地球化学 NO.4
火成岩岩石（地球）化学 及其构造环境判别
稀土元素
稀土元素（rare earth elements，REE）一般指 原子序数57到71的15个La系元素和39号的Y稀 土元素。稀土元素总量∑REE以∑La～Lu，+Y 表示。轻稀土元素LREE指La至Eu，其总量以 ∑LREE或∑Ce表示，其中Pm（钜）基本上是 人造的（除了高品位U矿）；重稀土元素 HREE指Gd至Lu，不包括Y，其总量用∑HREE 表示，如用∑Y表示则包括Y在内的Gd至Lu元 素。

花岗岩成因类型划分与地球化学图解判别综述

在花岗岩的成因分析中，A/ N K C 比值是判别S 型 花 岗 岩 （> 1 . 1 ) 与 I 型 花 岗 岩 （< 1 . 1 ) 重要参数 之一。A/NKC 比值是 AH〇3/Na2〇+K2〇+CaO (分子数）或 Al/ Na+ K+2Ca (原子数） 的简写[2、3]。 1.1 S -I-M -A 型分类方案
2019年第38卷 第 1 期28~37页
云南地质
C953-1041/P ISSN1004-1885
花岗岩成因类型划分与地球化学图解判别综述
王 国 辉 \王 志 忠 \严 城 民 2
( 1 . 云南黄金矿业集团股份有限公司，云 南 昆 明 650200; 2 . 云南省地矿局区域地质矿产调查大队，云 南 玉 溪 653100)
摘 要 ：花岗岩是出露最广的侵人岩，是研究地壳运动的主要岩石类型。花 岗 岩 的 成 因 类 型 主 要 有 3 种 划 分 方 法 ：S-I- M-A 型 、壳幔同瑢型-陆壳改造型-幔源型、磁 铁矿系列-钛 铁矿系列。花岗岩浆活动的板块 构造背景一般划分为％同 碰 撞 花 岗 岩 （S-COLG) 、火 山 弧 花 岗 岩 （VAG) 、洋 中 脊 花 岗 岩 （ORG) 、板内花岗 岩 （WPG) 。花岗岩的成因类型与板块构造环境可根据常量元素、稀 土 元 素 、微 量 元 素 进 行 图 解 判 别 ，常用 图 解 为 R1-R 2 图 解 、稀 土 元 素 分 配 型 式 图 、微 量 元 素 蛛 网 图 、非 活 动 性 元 素 （R b- Yb + T j Rb- Y + Y b 、 T a-Y b 、N b -Y ) 系列图解。
花岗岩的成因类型与板块构造环境有着较为明显的对应关系，是一个问题的两个侧面，同属成因岩 石学的范畴。

关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题_赵振华

卷(Vo l u m e )31,期(Numb er )1,总(SU M )112页(Pages )92～103,2007,2(Feb r u ary ,2007)大地构造与成矿学Geotectonica etM eta ll o genia收稿日期:2006-04-26;改回日期:2006-05-31基金项目:国家自然科学基金项目(编号40373017)资助.作者简介:赵振华(1942-),男,研究员,地球化学专业.Em ail :z h z hao @gig .ac .cn关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题赵振华(中国科学院广州地球化学研究所,广东广州510640)摘　要:针对目前应用愈来愈广泛的不同岩石,特别是岩浆岩的微量元素构造环境判别图解使用过程中存在的问题,从这些判别图解建立的原理,介绍了微量元素构造环境判别图解的使用原则。

强调指出:所采集的样品必须新鲜(无蚀变或极弱蚀变)、非堆晶的岩石;选择的判别图解必须与判别的岩石类型相一致,即对花岗岩类要用花岗岩的判别图解,不能用玄武岩的判别图解;对特殊类型岩石要选择专门用于该类型岩石的判别图解,如碱性花岗岩,钾质火成岩;要应用多种图解综合判断;不能用单个样品,而应作多个样品分析;要注意所选择判别图解的特别说明等。

此外,一些构造环境判别图解还能给出岩石的成岩过程和源区。

关键词:构造环境判别图;微量元素;后碰撞;碱性花岗岩;钾质火成岩中图分类号:P 583 文献标识码:A 文章编号:1001-1552(2007)01-0092-120　引　言进入21世纪,全新的地球系统观在全球尺度上把地球看成是相互作用的各组成部分集成的综合系统,它包括了无数个相对独立、相互作用、相互依赖的不同层次、不同类型和不同作用的系统。

正是基于此,地球动力学成为地球科学中重要的、热门的研究课题,而其中大地构造格架及演化又是重要的研究内容之一。

随着地球化学分析测试技术的不断发展,在大地构造研究中越来越多地引入了地球化学的研究方法、手段和成果,如用岩石的,特别是火成岩的特征微量元素组合特点进行构造环境判别研究占有特殊地位。

岩石地球化学研究中的元素地球化学

岩石地球化学研究中的元素地球化学岩石地球化学是地球科学的重要分支之一，它研究的是地球内部的物质组成和性质。

在这个学科中，元素地球化学是探究岩石中元素含量、分布和演化的核心内容。

通过对不同岩石中元素的研究，我们可以揭示地球的起源和演化过程，理解地质背景下地球中元素的循环和转化规律，甚至与资源勘探和环境保护等方面有着密切的联系。

元素地球化学研究的核心在于分析和解释岩石中元素的地球化学特征。

首先，利用现代仪器设备，通过样品制备和分析技术，我们可以测定岩石中各种元素的含量。

这些分析数据可以进一步用于追踪元素的来源和通量以及物质的迁移和转化过程。

例如，对于岩浆岩和构造变形带中岩浆中的不同元素含量和分布特征的研究，可以反映出地幔和地壳物质之间的相互作用以及地球内部的物质循环。

第二，在元素地球化学研究中，我们还需要关注岩石中元素的地球化学赋存状态。

元素地球化学赋存状态的研究可以提供有关元素在岩石中的结构化学和物理化学性质的信息。

例如，岩石中的元素分为可溶解元素和不可溶解元素。

可溶解元素一般以阴离子或阳离子的形式存在于岩石矿物之间，而不可溶解元素则主要以晶体内部或晶间隙的形式存在。

通过分析不同元素的分配和富集模式，我们可以了解岩石中元素的偏好富集特征，如铁、硫、氧、硅等元素在岩石中的赋存形态，这对于研究岩石形成和演化过程具有重要意义。

另外，元素地球化学研究还可以揭示不同岩石类型和岩石区域的地球化学特征和演化规律。

通过对不同岩石类型中元素地球化学特征的分析，我们可以判断岩石的来源和形成环境。

例如，岩浆岩和沉积岩之间的地球化学特征差异可以反映出它们的形成过程和岩石圈演化历史。

此外，元素地球化学研究还可以提供岩石地球化学地层学和岩石地球化学探矿的依据。

通过分析不同岩石区域元素的分布特征和富集规律，我们可以追踪矿源和寻找矿产资源。

在岩石地球化学研究中，我们还需要了解元素的地球化学循环和转化过程。

地球化学循环是指元素在地球各层圈系统中的迁移、转化和聚集过程。

北巴颜喀拉大场花岗岩类岩石学、地球化学特征及其构造环境

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异 先形成 花 岗闪长岩之后 形成 二长 花 岗岩 。因此 ，该 地 区花 岗岩类 岩石 具 有富 硅和 铝 、贫 铁 和镁 的特 点 ， 总体显示 了高钾 钙碱性强 过铝质 Ｓ型花 岗岩 的特征 ，稀土和 主微量元 素特征 指示该 扎 日尕花 岗 闪长岩 和扎
日加 二 长 花 岗 岩 为 上 地 壳 沉 积 岩 重 熔 形 成 的 。
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内过 渡 （ 图 ５ 见 ）
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过对 扎 日尕花 岗闪长岩和 扎 日加二 长花 岗岩岩石学 特征和 主 、微量元 素特 征 的综合 分析 ，不难 看 出 ２类 岩 石 的矿物 组成基本 相 同 ，各类矿物 的含 量 的变 化符 合 正常 的岩 序演 化规 律 。 由花 岗 闪长岩 到二 长 花 岗岩 ， ＳＯ 的含量 逐渐增加 ，铁镁含 量逐渐 减少 ，显示岩石 的酸性逐 渐增强 ，也符合 正常 的岩浆演 化规律 ，并 且 ｉ２
［ 考 文献］ 参
－ Ｉ ］ 韩 英 善 ，李 俊 德 ， 文 ， 等 ．对 大 场金 矿 成 因 的 新认 识 Ｅ］ ．高 原 地 震 ，２ ０ ， １ （） ４５ ． １ ・ Ｊ ０ ６ ８ ３ ：５ —８ ［ ］ 包 存 义 ，许 国武 ，李 玉春 ， 等． 大 场地 区 金 矿 成 因 类 型 及 成 矿 潜 力 分 析 ［］ 青 海 国土 经 略 ，２ ０ （ ） １—２ ２ Ｊ． ０ ３ ３ ： ７２ ． ［］ Ｒｉ ｗ ｏ Ｂ ｕｄｒ ｎｓｗｔｉ ｐｔｏ ｇｃ ｉ ｒ ｗ ｉ ｓ ｘ ｅ ｆ ｊｒａｄｍｎ ｒ ｌ ｎ Ｊ ．Ｌｔｏ ， ９ ９ （２ ： ４—６ ． ３ ｃ ｏｄＰｃ ｏｎ ａｙｌ ｅ ｉ ｎ ｅｒｌ ｉｄａ ａ ｈｃ ｕｅｏｉ ｓｏ ｏ ｎ ｉｏ ｅ ｔ［］ ｋ ｉ ｈ ｏ ｇ ｍ ｈ ｄ ｍａ ｅ ｍｅ ｉ ｓ １ ８ ２ ） ２ ７２ ３ ｈ ［ ］ Ｐｃｅｉ ４ ｅｃｒｌ Ｒ，Ｔ ｙ ｒＳＲ Ｇｅｃｅ ｓｒ ｆ ｏｅｅｃｌ ａ ａｉｅ ｏｃｎｃｒｃｓ ｒｍ ｅＫａｔｍｏｕａｅ， ｏｔｅｎＴ ｒｅ ［］ ． ｏ ｔｉｕｉｎ ｌ ｂ ａｌ ． ｏｈｍ ｔ ｏ ｃｎ ａ －ｌ ｌ ｌ ｉ ｏｋ ｏ ｔ ｓ ｏ ｉ ｙ Ｅ ｃ ｋ ｎｖ ａ ｆ ｈ ａ ｎ ｒａ ｎ ｒｈｒ ｕｋｙ Ｊ Ｃ ｎｒ ｔ ｓｔ ｂ ｏ Ｏ
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（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，以及制约热动力学条件的作用。具体说明如 下：
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。
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 。
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1～2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。
（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 ε Nd(0) 介 于 +8 ~ +12 ； OIB 和 EMORB来自地幔柱源，其现今ε Nd(0)介于 +10 ~ - 2； 而岛弧玄武岩的ε 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。
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。
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.
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。
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。
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); 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.
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。
（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，在大陆上 均与蛇绿岩有关。N–MORB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)N>>1(6.6~13.6), Ti≈Ta; Th/Yb 、 Ta/Yb、Ba/Nb、Ba/Th、Ba/La等偏高， Zr/Nb偏低。
图8 丹凤群玄武 岩εNd-Nb/Th、 εNd-La/Nb和 εNd-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εNd-Nb/Th、 εNd-La/Nb和εNdBa/Nb图解 (引自李曙光, 1997)
(2)弧后盆地构造环境
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。
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、Zr、 Hf、Ti、P等高场强元素。
（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
（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。
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。
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。