岩石形成构造环境地球化学判别如何有效应用-张本仁.ppt

第二章 岩石形成构造环境地球化学判别如何有效应用,张本仁 （中国地质大学地球科学学院） 2006年11月,一、引言,1 研究简况 上世纪60年代中板块构造学说兴起，使地质学家视野首次扩大到全球，大大促进了地学及其下属各们学科，包括地球化学的迅猛发展。 上世纪60—70年代，集中研究近代各类板块构造环境中岩石的地球化学特征及形成机制，进而探索构造环境地球化学判别的标志、方法和图解，工作集中于洋域及其周边。 70年代中以来，研究逐步向大陆区域和造山带发展。通过蛇绿岩、火山岩、花岗岩、沉积岩和变质岩等形成构造环境的地球化学判别，进而探索构造性质、格局和演化。这已经成为现今地球化学研究区域和造山带构造的常规内容,2.研究和运用中存在的问题,虽然这种构造地球化学研究已作出许多重要成果与贡献，但由于大陆发展的长期和复杂性，这种研究途径的本身和应用上尚有待改进和完善之处，具体为有： 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。,二、改善应用的建议,（一）正确理解构造环境与岩石地球化学特征内在联系是，克服盲目性、是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： 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（亏损地幔源）； B型俯冲可导致俯冲洋壳与地幔的相互作用，即导致壳→ 幔→壳物质的再循环，使某些不相容元素再次富集；,1 构造环境与岩石地球化学特征内在联系（续）,A型俯冲可引起仰冲盘陆壳与俯冲盘地壳基底和地幔的相互作用、物质交换，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和脱水变质，形成富水条件下的部分熔融，必然降低钛酸盐类、金红石、锆石等富含高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P）矿物熔融和溶解度，使HFSEs更多地留在源区的残余固相中，而大离子亲石元素（LILE: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化学上不同的物质库，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), 它们在岩浆与残留固相岩石之间具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。,5 注意区域性地幔不均一性的影响,例如，印度洋区和太平洋区地幔在地球化学上的长期差异，造成两洋区的MORB型玄武岩在同位素和微量元素组成上的不同(下图）。在给定的206Pb/ 204Pb的情况下，印度洋区（前身为特提斯洋区）蛇绿岩中MORBs的207Pb/ 204Pb一般高于太平洋域蛇绿岩中的MORBs。依据这点可以鉴别古特提斯构造域（Hamelin等，1984）。据此推测两洋区MORBs的微量元素组成也应是有区别的。,,,,Figure 5 (a) 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb for MORB from three major ocean basins and marine sediments. (b) 208Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb for MORB from three major ocean basins. Sediments are not plotted because of strong overlap with the basalt data. For data sources see Figure 4.,6.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。 数据和编制图解必须注意：（1）数据的测试方法与精度；（2）元素比值参数中的分子和分母元素数据必须是由同种分析方法测定，以避免不同方法造成的误差；（3）根据蛛网图确定HFSE是否具有异常，必须注意两侧应是稳定的LILE（REE),而不应是K、Rb、Ba、U等易活动元素，并须将元素严格按不相容性减弱的顺序排列，纵坐标采用适当比例。,1 与蛇碌岩有关的玄武岩（MORB类型）,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9．6 松树沟蛇绿岩和丹凤群的变拉斑玄武岩主量元素对应分析载荷平面点聚图 l-6．丹凤群岩石；7-10．大洋中脊玄武岩；1l-17．岛弧安山玄武岩；18-19．大陆玄武岩；20-29．松树沟岩石,图6.26 南秦岭晚古生代花岗岩类和世界典型造山带花岗岩Q型对应分析F1-F2因子载荷平面图1、2和13. 岛弧花岗岩；3-6. 板内花岗岩；7-12和14-20. 同碰撞型花岗岩；21-23. 光头山花岗岩；24-26. 华阳花岗岩；27-28. 胭脂坝花岗岩；29-31. 五龙花岗岩；32-34.老城花岗岩；35-36.东江口花岗岩。样品1-18数据引自Pearce和Harris等(1984)；19-20引自Neiva等(1987)。,7 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。,8.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。,9．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。,（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 >> (6.6 — 13.6), Ti≈Ta; 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。,（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,下面将以不同构造环境中产出的玄武岩类（含长英质火山岩）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,1 与蛇碌岩有关的玄武岩（MORB类型）,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3 大洋中脊玄武岩 N-MORB 标准化不相容元素组成模式（引自Condie,1989),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.,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)、OIB、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.,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。 （引自Condie,1989)。,2 板内玄武岩类,3. 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。,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εNd-Ba/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。 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；1—6：样品所属的地层组。,II、花岗岩类 1 花岗岩类型与构造环境 （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晶产物，常与蛇绿岩共生；Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)介于<1.1与0.6之间, Ba、Ti、P亏损小，SZC可变，δ18O = 5.5~6。 （2） A型花岗岩：高钾花岗岩（±正长岩），富碱、REE和HFSE， Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=0.9~1.1, 强烈亏损Sr、P和Ti，具有高的初始87Sr/86Sr值,δ18O = 8~10, 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, δ18O = 8- 10；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， δ18O > 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。 （5）近年又提出埃达克岩（adakite）型花岗岩，其化学特征为：高AL2O3(>15%)、Mg#(Mg/Mg+Fe原子比值 >40)、Sr和高Sr/Y比值（ > 20 – 40)；富集LREE,贫于HREE(Yb ≦ 1-1.5 X 10-6) 和Y（≦15-18 X 10-6)，La/Yb > 20.在原始地幔标准化不相容元素组成模式图上显示Nb-Ta的负异常和Sr的正异常。一般认为此类花岗岩的形成与洋壳俯冲消减有关， 由洋壳部分熔融形成岩浆与岩石圈地幔楔橄榄岩相互作用的结果，因此将此类岩石作为俯冲消减带或岛弧构造环境的典型标志（图）。,,,2.花岗岩类构造环境的地球化学判别,由于同一类型花岗岩类。如，I和S型花岗岩类均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比较有效的： （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)基本可以区分与洋壳俯冲消减有关及与碰撞造山有关的两类花岗岩。 （2）LILE vs HFSE图解，例如， Rb vs Y+Nb和 Rb vs Yb+Ta图解可区别火山弧型与同碰撞型或板内型花岗岩。：,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 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、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: n×10-6.,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 -SiO2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+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 0.93~1.08 6.7~14.9 0.84~0.93 56 ± 29.2 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。,（一）应用细粒碎屑沉积岩物源区地球化学判别方法约束古洋盆封闭的时限 1、思路：在有较开阔洋盆阻隔条件下，一侧大陆的陆源碎屑物质难以漂洋过海到达另一侧陆缘，所以这时一侧陆缘海盆沉积的碎屑物质只能来自它所属的大陆。然而，当洋盆趋近闭合或封闭时，则一个大陆陆缘海盆沉积则可获得两侧大陆的碎屑物质的供应，显示出二元混合的化学特征。因此，通过一侧陆缘碎屑岩物源区的判别，根据碎屑物质来源随时间由本大陆的单源变为两侧大陆物质的混源时，则该时期就应为两大陆趋近或洋盆基本封闭的时限。这样就可将地质问题转化为地球化学性质的问题，以利于发挥地球化学学科的专长和优势。,四、洋盆闭合及陆块对接的地球化学论证,2、应用条件：必须首先确定两大陆上地壳或剥蚀区（可以用碎屑岩为代表）特征元素成分的差异，然后利用其差异进行判别。特征元素为Th、Sc、Co、REE(Ti、Nb、Ta)等在风化、搬运和沉积过程稳定的元素。 例如：古秦岭洋盆两侧扬子和北秦岭存在如下差异： La/Th Sc/Th Th/Co 扬子 碎屑岩 3.5 ~ 10 1.4 ~ 4.0 0.2 ~ 1.5 上地壳 4.38 2.13 0.52 北秦岭 碎屑岩 1.0 ~2.0 0.5 ~2.0 0.2 ~3.0 上地壳 2.64 1.27 0.91,图19 南秦岭各构造-地层小区不同时代细粒碎屑岩的La/Co-Sc/Th和La/Co-Th/Co联合图解 3、结果：南秦岭震旦、寒武和奥陶纪屑岩显示扬子型相对高La/Th和Sc/Th比值及低Th/Co比值；而志留纪，尤其泥盆纪碎屑岩则具有相对低La/Th和Sc/Th比值及高Th/Co比值，而且这些比值均介于扬子和北秦岭之间，或更接近北秦岭的数值，表明为两者的混合。从而说明古秦岭洋盆应于志留纪，尤其泥盆纪基本封闭。,（二）纯碳酸盐岩REE指示海水的化学特征,a.华北克拉通南缘Pt2—O的纯碳酸盐岩La/Y绝大多数稳定于0.5～1.0; b.扬子克拉通北缘Pt2至全部古生代的纯碳酸盐岩La/Y稳定于1.5～2.5, 一半样品〉1.5; c.北秦岭Pt1—O的纯碳酸盐岩La/Y绝大多数稳定于0.5～1.0，即与华北近似； d.南秦岭震旦、寒武和奥陶纪的纯碳酸盐岩La/Y稳定于1.5～2.5, 即与扬子一致；但是泥盆纪的样品的La/Y绝大多数稳定于0.5～1.0，接近于北秦岭和华北。 e.华北的太古宙基底太华群碳酸盐岩和全岩群La/Y平均值分别为1.12和1.58，扬子的太古宙基底崆岭群碳酸盐岩和全岩群La/Y平均值分别为1.99和2.88。,图20 华北克拉通南缘、北秦岭和扬子克拉通北缘不同时代纯碳酸盐岩La-Y图解 a. 华北克拉通南缘元古宇; b. 华北克拉通南缘古生界; c. 北秦岭元古宇和奥陶系; d. 扬子克拉通北缘元古宇。e. 扬子克拉通北缘显生宙岩石; f.南秦岭留坝-郧县小区震旦、寒武、奥陶、石炭、二叠和三叠系及紫阳-随县小区寒武系; g. 淅川小区西部泥盆系(刘岭群)及留坝-郧县小区和白云-柞水小区泥盆系; h. 淅川小区东部震旦—石炭系。,结果的讨论： 1.扬子边缘海水La/Y长期高于华北边缘海水，是受它们各自太古宙基底成分控制的； 2.北秦岭在元古宙期间可能已位于华北边缘海影响的范围内； 3.南秦岭震旦到奥陶纪沉积完全发生于扬子边缘海水之内，自泥盆纪沉积水体转化为南北混合型，表明此时洋盆基本封闭，两陆缘基本对接。,谢 谢 !,