1楼：中地数媒
古构造环境、沉积岩源
区的分析也是研究高级变质地层的一个主要任务，由于高级变质地层大多数形成于早前寒武纪，因此，对这些高级变质地层的古沉积环境或古构造环境、沉积岩的源区或变质火山岩的岩浆起源的研究将对**早期大陆壳的形成和演化有着十分重要的意义。
1.变质火山地层古构造环境的分析
自从pearce和cann（1971，1973）提出利用地球化学方法区别产生于不同大地构造背景的玄武岩并建立了所谓的“构造—岩浆判别**”以来，大量有关火山岩、侵入岩的地球化学特征与其构造环境的**都支持化学成分可以限定岩浆起源的大地构造背景这一认识，并且也形成许多利用常量元素、微量元素和稀土元素判别岩浆岩的成因类型、岩浆起源和构造背景的相关**，这些**已相继收录在《变质岩原岩**判别法》（王仁民等，1987）、《using geochemical data：evalution，presentation，interpretation》（hugh r.rollison，1993）和相关的教科书、著作和**中，在此就不一一列举，但需要强调的是，大多数**是从经验中总结出来的，许多**都有其基本原理和应用范围，并且对于遭受强烈变质作用改造的高级变质的火山地层而言，有些以活动性元素形成的**并不适用，因此，在利用有关**对变质火山岩进行构造环境的判别时，应在理解**形成的基本原理和应用范围的基础上谨慎使用。
当然，简单地或机械地套用各种构造—岩浆判别**可能会造成错判甚至是错误的结论，因为构造环境对岩石地球化学特征的控制是十分复杂的，只有在正确理解和把握构造环境和岩石地球化学之间关系内在联系的基础上，通过对某一岩石组合的常量元素、微量元素和稀土元素特征的系统分析，通过与已知构造环境下岩石地球化学数据的对比才会得出合理的结论。其中，微量元素和稀土元素的判别标志可能更有效，而各种蛛网图的判别效果更优于少数元素的二元或三元判别**（张本仁，2001）。
利用地球化学特征判别古构造环境时遇到的一个最重要的问题是，现在用于判别构造环境的地球化学标志和**主要是根据中、新生代各类板块构造环境中的岩石研究而确立的，它们能否直接套用于早前寒武纪的构造环境的研究，也就是说，板块构造机制是否在早前寒武纪也发生作用，这一问题到目前为止仍存在争论，均变论观点认为这种构造机制可追溯到太古宙，而非均变论观点则持相反观点，但近年来大量有关太古宙构造作用的研究倾向于板块构造机制在太古宙尤其是新太古代存在的观点，但板块构造特征与现今的板块构造可能有所不同。这些争论提醒我们在利用地球化学标志判断早前寒武纪构造环境时应更加慎重，但也不能因噎废食。
2.碎屑沉积岩的古构造环境的分析
（1）碎屑沉积岩的地球化学特征与构造环境的关系：对于碎屑沉积岩而言，构造环境与岩石地球化学特征之间也存在着密切的联系。构造环境制约着沉积物质**的物源区，控制源区的风化作用、水动力搬运、分选和沉积作用，由此控制着碎屑沉积岩的地球化学特征，例如岛弧环境下的物源区主要为岛弧区新生的不成熟地壳，由于地形高差大，搬运碎屑物质的水动力强，分选作用弱，故形成的碎屑沉积岩具有相对低k2o/na2o值、低∑ree和lree含量、低lree/hree和高eu/eu*等特征；而被动大陆边缘环境中的沉积盆地，源区为成熟度较高的地壳，搬运时水动力弱，分选作用强，形成的细碎屑物质显示较高的k2o/na2o值、高∑ree和lree含量、高lree/hree和高eu/eu*等特征（gao and wedepohl，1995）。
由于碎屑沉积岩的地球化学特征主要受物源区的化学成分、风化剥蚀、搬运沉积等作用的控制，因此，对其沉积环境的分析也应从这几方面的研究着手，当然，对于高级变质地层，还需要排除变质作用的影响。
（2）碎屑沉积岩的化学成熟度和古风化作用程度：碎屑沉积岩的成熟度是沉积能量平衡程度的重要标志之一，它反映了碎屑沉积建造的构造稳定或非稳定性质。在变质碎屑沉积岩中，确定沉积物成熟度的化学标准是sio2含量和al2o3/sio2比值，它们反映了碎屑沉积岩中石英和粘土及长石的含量，一般情况下，石英岩和泥岩/页岩代表了程度最高的两个端元，而石英岩-泥岩组成的沉积建造代表了稳定环境下或克拉通沉积盆地的沉积物。
因此，对变质砂岩来说，sio2含量越高，al2o3/sio2比值越低，其成熟度越高。另一个有用的化学成熟度是（na2o＋k2o）含量和na2o/k2o比值，前者同样也是长石含量的度量，而后者则反映了斜长石和钾长石的相对比例，现代风化作用理论认为，在风化作用过程中，斜长石首先发生分解，na，ca，sr迅速流失，因此na2o含量较高则意味着碎屑沉积物的成熟度较低。
变质碎屑沉积岩中的化学成分可以确定其源区的古风化作用程度，可以用化学变化指数（cia）或化学风化指数（ciw）来衡量。cia＝al2o3/（al2o3＋cao*＋na2o＋k2o）（摩尔比）（nesbitt and young，1982）；ciw＝al2o3/（al2o3＋cao*＋na2o）（摩尔比）（harnois，1988），其中cao*是扣除了磷灰石（假设所有的p2o5都在磷灰石中）中的cao之后的量。对于遭受了高级变质作用的碎屑沉积岩，由于k2o在变质作用过程中可能发生活动，选用化学风化指数（ciw）评价其风化作用比较合适，一般情况下，新鲜的镁铁质-长英质岩浆岩的ciw值在40～65之间（gao and wedepohl，1995），而页岩的ciw值在80～90之间。
风化指数高，源区岩石风化程度大，剥蚀速率低，表明构造环境相对稳定。
化学变化指数（cia）或化学风化指数（ciw）最初是用来说明岩石的风化程度的，但事实上，它还受到源区岩石成分的影响，长英质源岩的化学变化指数或化学风化指数比镁铁质源岩大；也受到搬运过程中颗粒分选的影响，杂砂岩和砂岩的ciw/cia值通常比泥岩或页岩低（gao and wedepohl，1995）。除此之外，成岩过程和之后的变质作用影响也可能对此有所影响。
用（cao*＋na2o）—al2o3—k2o三角**（图5-4-4a）和（cao*＋na2o＋k2o）—al2o3—（feo*＋mgo）三角**（图5-4-4b）可以说明风化作用的趋势。在这两个**中，均表示了平均花岗岩和平均辉长岩的风化作用趋势，可以将碎屑岩尤其是泥岩的化学成分投影在该图上推测过去的风化条件，而与风化作用趋势偏离的变化可能是成岩作用和变质作用所致。
图5-4-4 （cao*＋na2o）—al2o3—k2o 三角**（a）（据nesbitt and young，1982，1989）和（cao*＋na2o＋k2o）—al2o3—（feo*＋mgo）三角**（b）（据camire et al.，1993），均说明平均的花岗岩和平均的辉长岩的风化作用趋势
在a图中，花岗岩的进一步风化作用趋势也表示在图中，在b图中，a、b分别表示平均的花岗岩和平均的辉长岩的风化作用趋势，c为有高k＋/h＋比值的流体参与下高岭土转换成伊利石的成岩作用和（或）交代作用趋势，d为有高mg2＋/h＋比值的流体参与下高岭土转换为绿泥石的成岩作用和（或）交代作用趋势。化学成分以摩尔比例进行投影。cao*代表与样品的硅酸盐部分有关的cao，feo*＝feo＋0.
8998×fe2o3
（3）构造环境的判别**：利用常量元素判别构造环境的**较少。砂岩-泥岩的k2o/na2o—sio2判别**（图5-4-5）是许多文献中常用的**，可以判别3种大地构造背景：
被动大陆边缘（pm）、活动大陆边缘环境（acm）和大洋岛弧（arc），在使用这一**时，如果碎屑沉积岩中富含碳酸盐组分，需要将分析数据换算成无caco3的数据。
图5-4-5 砂岩—泥岩的k2o/na2o—sio2判别**
（据roser和korsch，1986，转引自rollison，1998）
bhatia（1983）对现代和古代不同构造部位的大量砂岩的地球化学数据进行了分析和归纳总结，区分出大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘四类构造环境下的砂岩，使用的化学参数主要有：
1.1113×feo）＋mgo，al2o3/sio2，k2o/na2o，tio2和al2o3/（cao＋na2o，形成的判别**如图5-4-6。
在微量元素方面，bhatia和crook（1986）设计的la—th—sc，th—sc—zr/10**（图5-4-7）也可以区分大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘的杂砂岩。
图5-4-6 砂和砂岩构造环境判别的主要化学成分分布图
（据bhatia，1983）
a—大洋岛弧（黑方块）；b—大陆岛弧（黑三角）；c—活动大陆边缘（黑星号）；d—被动大陆边缘（黑点）
对于页岩或泥质岩石，也可对其微量元素用后太古宙克拉通页岩（paas）或北美页岩（nasc）标准化后的蛛网**进行分析（图5-4-2）。相对paas而言，形成于大洋岛弧的页岩以亏损许多元素为特征，而大陆岛弧和活动大陆边缘的页岩则具有较高的亲石元素浓度和宽阔的曲线剖面，被动大陆边缘的样品与paas相似，具有平坦的趋势。
图5-4-7 （a）杂砂岩的la—th—sc判别**和th—sc—zr/10判别**
（据bhatia等，1986）
a—大洋岛弧；b—大陆岛弧；c—活动大陆边缘；d—被动大陆边缘
总之，对于碎屑沉积岩形成的构造环境的研究目前还没有岩浆岩那样深入，在对其进行讨论时，也需要通过对常量元素、微量元素和稀土元素的系统分析、整理，相互印证，才能得出正确的结论。对于遭受高级变质作用改造的碎屑沉积岩来说，还需要考虑变质作用的影响。
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