知识点岩石大地构造

1、离散型板块边界相当于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张 。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌，冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界。敛合型板块边界由于洋壳俯冲消减产生的板块边界，由板块相向运动，故应力以挤压为主导，伴有地壳变形和大量岩浆活动，可形成造山带。俯冲边界碰撞边界西太平洋型：弧后盆地-岛弧-海沟型，大洋向大陆的边缘俯冲，如西太平洋向欧亚大陆俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地-岛弧-海沟，如日本海-日本岛-日本海沟。其岛弧以陆壳为基底。智利型：陆缘弧-海沟，大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下

2、，火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧基底为大陆壳，如东太平洋智利。汤加型：大洋岛弧-海沟，岛弧以洋壳为基底，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳海沟-汤加弧体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。碰撞边界当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已全部俯冲消亡，两陆块直接碰撞，故称为碰撞带，由于它使两个陆块缝合在一起，故又叫缝合带。陆-陆碰撞 大陆-大陆碰撞，典型的如印度次大陆和欧亚大陆沿雅鲁藏布缝合带碰撞，陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区域变质和岩浆侵入活动。弧-陆碰撞 岛弧-大陆碰撞，如我国台湾岛弧和亚洲大陆的碰撞。规模稍小，力度弱。转换型板块边界即

3、转换断层，其两侧板块作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消亡。大型大陆转换断层的实例是加里福尼亚的圣安德烈斯断层。小结 板块边界和大陆边缘的类型板块边界分为三种类型：离散型板块边界（大洋中脊）敛合型板块边界：（1）俯冲边界A 西太平洋型（弧后盆地-岛弧-海沟）B 智利型（陆缘弧-海沟）C 汤加型（大洋岛弧-海沟）（2）碰撞边界A大陆-大陆碰撞（喜马拉雅型）B岛弧-大陆碰撞（台湾型）转换边界（转换断层）大陆边缘指一个大陆的边部：（1）被动大陆边缘（大西洋型）（2）活动大陆边缘（太平洋型）A 西太平洋型（海沟-岛弧-弧后盆地-大陆弧型）B 安底斯型（海沟-大陆弧型）Wi

4、lson旋回可以看出六个阶段中前三个阶段反映了大洋的形成和张开，后三个阶段则标志了大洋的收缩和关闭。扩张着的大洋，周缘广泛发育大西洋型大陆边缘，中脊大致位于大洋的中轴部位，收缩着的大洋，至少有一侧是太平洋型大陆边缘，大洋中脊位于偏于大洋的某一侧。由Wilson旋回可以看出，大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回阶段，由于大洋盆地是全球最大的构造-地貌单元，它占据了地球表面的大部分，因此，大洋开闭的旋回主宰了地球表层活动和演化全局。在某种程度上可以说：大洋发展旋回是板块构造说的一个总纲，它体现了板块理论的精髓。地幔对流 板块运动机制解释：地球深部热源上涌，导致地幔内形成两个方向相反的对流环，可与茶杯中

5、水的加热过程类比。 洋脊部位是密度较小的热流上升处，海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处（因密度增大也起到拉动洋脊扩张的作用）。 岩石圈板块运动可类比为自动式传送带。地幔柱的概念地球深部核幔边界附近的高温低粘度层（D”层）可以产生柱状上升的热物质体。热物质体在经过地幔达到冷的岩石圈时，顶部常呈喇叭形张开，形成一个具有球状顶冠和狭窄尾柱的热物质体构造热幔柱构造。热幔柱巨大的球状顶冠在上升过程中可以引起地壳上隆和大规模溢流玄武岩火山作用（形成大陆或大洋溢流玄武岩），并且可以造成区域变质作用，地壳熔融作用及不同规模地壳伸展。随上覆板块运动，热幔柱狭窄的尾柱会产生一系列热点火山链。地幔柱的地质作用：发育三

6、条放射状裂谷拗拉槽-大洋盆地形成过程中的产物地幔柱的化学成分特征构成热点的大洋岛玄武岩的化学成分能较好地反映地幔柱的化学成分特征（地幔探针）与大洋中脊玄武岩相比，大洋岛玄武岩富含大离子不相容元素，并且有较高的87Sr/86Sr，和较低的143Nd/144Nd。据此CompbellGriffths（1992）认为热幔柱的化学成分特征反映元素源于富集型地幔（相当于下地幔）。有人认为在上升过程中，热幔柱头部化学成分是不断变化的，是有源区成分和捕获的地幔成分复合的特征，而热幔柱狭窄尾部在上升过程中近于基本上不捕获周围地幔物质，因而其化学成分变化主要反映源区化学成分。地幔柱的运动特征地幔柱的启动和上升热

7、幔柱的活动需要一个热边界层，这样的热边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面（ 670km ），或是核幔边界的D”层，一般认为是启动于核幔边界的D”层 。理论分析表明：要产生直径为1000km的热幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩,热幔柱只有启动于下地幔底部才能完成；热幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔（即下地幔）；如果D”层受到某种热扰动，其物质的粘度会降低，流动性增强，在热梯度的驱动下，所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界层最低处汇聚，并在那里形成地幔柱。热幔柱上升速率是非常慢的，认为一个典型的热幔柱从D”层到达地表（或近地表）大约需要100Ma，其相对移动速度一般低于1cm/

8、a，大规模的溢流玄武岩是热幔柱经过长期积累和捕虏周围地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物，在通道打通之前，热幔柱不可能快速上升，因为上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散失，从而减少地幔柱的活动能力。地幔对流对地幔柱运动的影响一个新生的热幔柱从D”层启动后,上升至地表要穿过整个地幔对流层，地幔水平对流会改变热幔柱的直立形态，使其发生弯曲倾斜，大洋中许多孤立火山岛屿是热幔柱受地幔对流作用弯曲变形的结果。但近年来许多研究证据表明，地幔并非分层对流而是整体对流，对流速度很慢，尤其是下地幔基本上是无应力条件下的对流，因此，多数学者认为地幔对流对热幔柱不会有明显影响，所以热幔柱这种固定属性使其成为测

9、量全球板块运动的最佳坐标系。地幔柱构造与板块构造关系丸山茂德（1994）指出，联合古陆中部链状地幔喷流的上涌，使大西洋张开，D”层成因的超级地幔柱在大西洋中脊之下呈链状排列，说明中脊被下面链状地幔喷流柱固定住，但多少出现了小范围的水平位移，如此，大西洋中的板块驱动力可能是核幔边界形成的地幔柱，即板块构造受到地幔柱构造的控制。在俯冲带位于北面（爪哇海沟）的印度洋和两侧都有俯冲带的太平洋，中脊与超级地幔柱无关。这意味着在俯冲带发育时，板块构造与地幔柱无关。地幔柱构造与威尔逊旋回超大陆是因地幔柱的上涌而裂开的。分离出的大陆随时间移动到超大洋内，并任意分布。此时俯冲带在地球表面发育是任意的。它们提供冷

10、物质（板块）进入地幔，成为位于670km的停滞岩块，并在下地幔形成任意分布的下降流，一旦小规模的冷地幔柱汇集形成较大规模的下降流，所有大陆岩石圈就会朝冷地幔柱移动形成超大陆。威尔逊旋回可分为早期和晚期阶段。早期阶段的特点是下地幔内任意分布有地幔柱；晚期阶段的特点是下地幔中只有一个超级冷地幔柱，所有大陆岩石圈都被移动直至被吞没其中。地幔柱的活动是幕式的。根据地球的显生宙历史判断，一个威尔逊旋回的周期可能是800Ma。全球构造：地幔柱与板块构造的有机结合丸山茂德（S.Maruyama）等日本学者根据地层（P波）层析成像技术得到的全地幔内部结构和对板块下插历史追踪的研究结果，认为地幔柱和板块并非互相

11、独立，二者构成一个统一的构造体系全球构造体系。超级冷地幔柱的形成海洋板块俯冲到670km深处，在那里岩石圈物质滞留下沉（由于相转变的吸热性质引起灾变性重力塌陷），这样就形成冷地幔喷流柱向下朝外地核流动。如果许多俯冲带在空间上象亚州P-J那样紧密排列，那么就会产生巨型的冷地幔柱，这样冷地幔柱一旦发育以来，就会强烈影响下地幔中大规模的地幔对流，所有漂浮在上地幔上的大陆都会指向这种超级冷地幔喷流柱，最后所有的大陆都会聚在一起，形成一个地表超大陆。这种超级冷地幔柱的寿命可能是4-5亿年。从全局看 ， 滞流板块的下落和地幔柱上升必然是成对现象。一般把下落的滞流板块称为“冷幔柱”，上升的地幔物质称为“热幔

12、柱”。地幔全局性物质对流主要是由这种下落的冷幔柱和向上运动的热幔柱所支配。在现在的地球上，位于南太平洋和南非之下的两个上升的超级热幔柱和亚洲大陆之下的下降的超级冷幔柱制约着整个地球物质的运动。糜棱岩糜棱岩是韧性变形的构造岩一般呈线形分布糜棱岩化是大颗粒变化为小颗粒和体量增大过程 由此造就可能的储矿空间糜棱岩化过程经历变形-恢复-重结晶三阶段 它充分表现于其特征矿物石英演变中地震玻化岩是地震诱发高速强磨擦-部分熔融-快速冷却的 上地壳玻璃质“皮壳状”岩石 或局部带 是一种玄武玻璃糜棱岩产出位置 韧性剪切带中，是韧性剪切带的标志之一； 花岗岩与围岩边界石英韧性变形钾长石韧性变形斜长石韧性变形在长英

13、质糜棱岩中可以通过测定石英颗粒中同运动气液包裹体的均一温度及由此获得的捕获温度来确定糜棱岩形成时的温度范围同运动石英气液包裹体判别标准：发生在与糜棱面理平行的微裂隙中，通常跨越相邻的石英颗粒边界。变质核杂岩是一些由强烈变形变质岩和侵入岩组成的 孤立平缓穹形隆起 其上覆盖构造上被拆离及伸展的未变质沉积盖层 糜棱岩化和线形糜棱岩带常伴随伸展应力发生变质核杂岩几何学特征 空间上呈穹隆状或长垣状孤立隆起，通常具有翼缓的特征； 核部主要由变质岩和中酸性岩浆侵入体组成； 变质核杂岩顶部和周缘以韧性剪切带为代表的拆离断层与上盘未变质岩石切割;拆离断层上盘岩石以脆性变形为主，断层通常会叠瓦状排列； 脆性断裂和

14、韧性断裂的运动方向具有一致性，反映了统一的运动方式变质核杂岩的特点脆性断裂作用和韧性断层共存；沉积岩、变质岩和岩浆岩共存；岩浆作用、变质作用和沉积作用共同作用拆离断层变质核杂岩的要素拆离断层(detachment fault) 最早由Pierce于1963年提出，当时是指叠瓦状逆冲断层的底板断层，即滑脱面。Davis 1980年将其应用于伸展构造，定义为“结晶变质基底杂岩与上覆沉积盖层之间的大型低角度正断层或伸展断层”。即分割变质核杂岩与上盘岩石的并将这两种构造层次相差很大的岩石单元叠置于一起的大规模低角度正断层。拆离断层的特征1. 将未变质的浅构造层次岩石叠置于强烈变质变形的深构造层次岩石之

15、上;2. 规模巨大，一般具有区域性,三维呈穹状；3. 位移量大，可达数10 km；4. 上盘以一期或多期正断层形式伸展，这些正断层呈铲状或多米诺状，向下并入拆离断层；5. 拆离断层具有特征的构造岩系，即糜棱岩、绿泥石化角砾岩(含假熔岩)、断层角砾和断层泥。它们自下而上顺序产出，向上变新并且发生后者对前者的叠加，各类构造岩的发育厚度也依次变薄。Davis和Lister (1988) 认为，拆离断层置根于中地壳，其前缘或分支断层向高构造层位扩展并切出地表。沿拆离断层的不同构造层次，自下而上分别形成糜棱岩状岩石、绿泥石化角砾岩、微角砾岩和假熔岩、断层角砾和断层泥。变质核杂岩形成的基本构造物理条件 上

16、下构造层的密度反转； 热（力）挠动。因而必定产生于活动构造背景，特别是伸展大地构造环境，主要是造山带晚期坍塌的产物。模式1：由于低角度正断层作用产生变质核杂岩模式2：由于花岗岩侵位产生变质核杂岩模式3：由于地壳规模的高角度正断层挠曲旋转作用产生变质核杂岩模式4：由下地壳韧性流动产生的变质核杂岩模式5： 由于密度反转、下地壳挤出而形成的变质核杂岩模式6：洋壳俯冲产生的变质核杂岩榴辉岩相: 特征矿物组合绿辉石+铁铝-镁铝榴石超高压变质作用的典型现象新生超高压矿物及矿物组合柯石英 金刚石 其他特征矿物：富钾-单斜辉石、富钛单斜辉石、 高镁-镁铝榴石、 高硅榍石、 高铝金红石、硅金红石、高硅多硅白云母

17、、高钛石榴石、钾质钡铝沸石（超高压钾长石）、硅铁合金（FeSi、FeSi2）、自然硅、钠-锌尖晶石、FeCrNi合金、SiC、-PbO金红石多型等等。 特征矿物组合：蓝晶石+ 滑石(或其他富镁相如顽火辉石)、 菱镁矿+ 透辉石、 柯石英+ 白云石、蓝晶石+黄玉+石英等等。超高压矿物的共同特质大离子（亲石）元素进入了非高压状况下由小离子占据的位置放射状裂纹放射纹的本质高密度矿物蜕变为密度更低、更加稳定的矿物，体积加大，是超高压地体掘出过程中的产物。柯石英（比重2.78） 石英（比重2.65），体积加大5%；-PbO2金红石多型（比重4.3）金红石（比重4.2），体积加大2%；文石（比重2.94）

18、 方解石（比重2.715），体积增加8%以上3 出溶现象单斜辉石中出溶石榴石、石英或柯石英、透长石（钾长石）、钛铁矿、金红石、磁铁矿、尖晶石、多硅白云母、斜方辉石、Mg-Al-Cr-钛磁铁矿 石榴石中出溶单斜辉石、斜方辉石、金红石、磷灰石 斜方辉石中出溶铬尖晶石、透辉石 磷灰石中出溶磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、赤铁矿、独居石、锶尖晶石、SiC （超硅）榍石出溶柯石英出溶现象的本质超高压环境下合成的矿物在掘出过程中分解为更加稳定的矿物群4 其他异常的矿物学现象花岗片麻岩中含稀土Ce褐帘石，指示这些岩石经受超高压变质作用的时间极短，以致于没有导致这种岩浆矿物的分解；榴辉岩石榴石中的自然钛等包

19、裹体，指示超高压变质过程中的局部强还原环境；切割柯石英榴辉岩的白片岩中的滑石-蓝晶石集合体，指示原岩为长英质岩墙的岩石经受了超高压变质作用，但是柯石英难以保存；石英硬玉岩中的铝钠云母，指示高角闪岩相退变质叠加； 榴辉岩矿物中的缺陷结构，指示了超高压岩石的快速折返； 硬玉石英岩中硬玉单晶的纳米级P2/n晶体结构，指示岩石快速折返过程中的非平衡退化； 含文石和硬玉片麻岩中和含碳酸盐的石榴辉石岩中的低铝榍石。榴辉岩产出的大地构造和时代背景既有大陆俯冲又有大洋俯冲；以大陆俯冲为主；既有前寒武纪的又有显生宙的；以显生宙为主，前寒武纪极少（未发现太古代的）。超高压变质岩的形成和折返超高压变质岩是岩石圈冷俯

20、冲或碰撞的产物，地热梯度在10C/km以下；其折返一般发生在形成后的5 Myr，在25Myr内完成；在形成和折返过程中都没有强烈的岩浆活动。岩石圈板片的断离拆沉模式可能伴随有幔源物质侵入俯冲-推覆双“车道”模式基本不伴随有幔源物质侵入超高压变质作用对岩石圈演化和全球构造的意义大陆地壳破坏-一种新途径；壳幔物质循环-直接证据；幔柱的合理性-富集物质来源；岩浆作用-一种新补充；大陆地壳深俯冲 大陆地壳加厚 高原 气候变化，剥蚀 浊积扇；全球构造和岩石圈演化历史复理石的宏观特征复理石（flysch）是一套深海沉积物组合或建造，以包含单调、重复、（巨厚）的细粒碎屑沉积岩为特征，底部有时有砾岩复理石沉积

21、环境复理石主要由重力流沉积组成，以浊积岩为主。深海环境发育于大洋盆地，水深在2000米以下，平均深度为4000米。沉积物类型：1）各种生物骨骼形成的软泥；2）底流活动、冰川搬运、浊流、滑坡作用形成的陆源沉积；3）（生物）化学作用形成的锰、铁、磷沉积物；4）少量风、宇宙物质等。CCD面（碳酸钙补偿深度线）：碳酸钙产生量与溶解量平衡的深度，此线以下不再有碳酸钙沉积。其深度大约为4000-5000米左右。重力流沉积在浅海，沉积物的搬运一般以牵引流为主，但在半深海和深海，大多数沉积物是在重力影响下形成的重力流沉积。重力流在搬运过程中会出现以下演化过程：岩崩；滑移和滑塌；沉积物重力流。沉积物重力流：沉积

22、物和液体的混合物在重力的作用下形成流动的总称，其中层内粘性被破坏，单个颗粒在液体介质中移动并推进液体介质。沉积物重力流形成的基本条件要有足够的水深 ：一般认为水深在1500-1800米，即风暴浪基面以下。要有足够的坡度和密度差：最小坡度角为3-5度。充沛的物源：物质成分会决定重力流沉积物的类型。一定的触发机制：如洪水、地震、海啸、火山喷发等。常见的水下沉积物重力流为：泥石流 、 颗粒流 、 液化沉积物流 、 浊流。其中最重要、分布最广的是碎屑流和浊流沉积浊流和浊积岩浊流：沉积物和水混合的一种湍流，沉积物在其中保持悬浮状态。按沉积物的密度，可分为高密度浊流（50-250g/l）和低密度浊流（0.

23、025-2.5g/l）。高密度浊流搬运物以砂为主；低密度浊流主要搬运粉砂和泥质浊积岩：浊流形成的以砂岩、粉砂岩或砾屑灰岩与泥岩或泥灰岩互层的组合。单层厚度可以为：小型（1-10cm）；中型（ 10-50cm ）；大型（ 50-100cm ）和巨型（100m）。整个浊积岩系可以很厚，达数千米。常见多种同生变形构造型浊积岩特征几十到上千米单调的砂页岩互层；砂层的底面是突变的、平整的、不显示超过厘米级的侵蚀作用，这说明海底地形是平坦的；砂岩的底面有大量的底模标志：工具痕、侵蚀痕、生物痕；具有向上变细的鲍马层序鲍马序列一个完整的鲍玛序列厚几十厘米1m；但少见完整序列。 E段：（泥质岩段）：页岩、泥岩；

24、半深水、深水生物、扰动构造； D段：（水平纹层段）：粉砂质泥岩，水平纹层（又称为上部水平纹层段）； C段：（沙纹层理段）粉砂岩，沙纹层理或沙纹爬升层理，包卷层理。 B段：（平行层理段）（又叫下部平行层理段）：中细粒砂岩组成，平行层理，AB递变。 A段：（块状层或粒序层段）砂岩或含砾砂岩，具粒序层理、底部冲刷构造、底模构造，是浊流沉积的主体海底扇是浊积岩（复理石）的主体在大陆斜坡底与海底盆地或平原之间，由浊流的沉积作用形成的锥状或扇状堆积体。扇的表面包括水道、堤和水道间沉积。纵剖面可分为上扇（内扇）、中扇和下扇（外扇）。内扇：有一个直或弯曲的主扇谷，其中以碎屑流沉积为主。越过扇谷的细粒沉积物形成

25、堤。中扇：分布有弯曲或网状的分流水道，形成叶状浊积砂体沉积和细粒的分流水道间沉积。外扇：地势平坦，具有许多没有堤的小水道，逐渐与盆地平原过渡。复理石砂岩碎屑颗粒特点复理石中的砂岩主要为结构，成熟度和成分成熟度都低的硬砂岩。复理石组分的地球化学特点地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活动元素的比例较高，在经典地球化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域复理石堆积和造山带的关系复理石主要形成在汇聚边缘的大陆碰撞阶段，经常出现在残留洋盆地中，是造山带剥蚀堆积的产物，是同造山沉积物；因此，地质历史上的大型复理石盆地是已消失造山带的指示。大型复理石堆积对区域岩石圈板块的演变方式和过程特别是俯冲板块的行为

26、方式产生重大影响大型复理石堆积对板块俯冲和碰撞的制约如松潘-甘孜复理石可能阻止了古特提斯洋壳的完全俯冲，并在松潘地区局部残留了洋壳，进而缓冲了羌塘大陆向欧亚大陆一侧的俯冲和碰撞，并有可能导致俯冲极性改变，并为新生代的板内岩浆活动提供热液。复理石堆积和气候的关系大型复理石的堆积的产生受气候控制，反过来又可能对全球或局域气候和地理环境产生深刻影响。总结复理石（flysch）是一套深海沉积物组合或建造，以包含单调、重复、（巨厚）的细粒沉积岩为特征，底部有时有砾岩。复理石主要由重力流沉积组成，以浊积岩为主。复理石中的砂岩主要为结构成熟度和成分成熟度都低的硬砂岩。地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活

27、动元素的比例较高，在经典地球化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域。复理石主要形成在汇聚边缘的大陆碰撞阶段，经常出现在残留洋盆地中，是造山带剥蚀堆积的产物，是同造山沉积物；因此，地质历史上的大型复理石盆地是已消失造山带的指示。大型复理石的堆积可能对全球或局域气候和地理环境产生深刻影响，改变海洋地球化学和同位素成分，对区域岩石圈板块的演变方式和过程特别是俯冲板块的行为方式产生重大影响。磨拉石的宏观特征磨拉石（molasse）是在隆升山体前缘快速堆积的、以碎屑沉积为特征的一套陆相或海陆交互相沉积物组合或建造。磨拉石堆积的大地构造背景磨拉石的沉积特征沉积作用具有快速性；组成物质以碎屑为主；碎屑组分结

28、构成熟度波动较大，但成分成熟度普遍不高；与山体隆升和剥蚀紧密相关地球化学特点地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活动元素的比例较高，在经典地球化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域大型冲积扇（megafan）与浊积扇及气候的关系大型冲积扇的堆积主要产生挤压型造山带前缘，并受气候控制。它常常是浊积扇的陆上部分。研究物源的重要方法：单颗粒分析反映火成起源的矿物：锆石、磷灰石和其他磷酸盐矿物、电气石、角闪石、辉石、榍石以及更少见的矿物如黄玉、石榴石、尖晶石、磁铁矿、钛铁矿等。反映变质起源的矿物：蓝晶石、堇青石、硅灰石、硅线石、兰闪石、硬柱石、绿辉石等等。硅岩和灰岩硅岩的成因机制成岩作用生物作用成岩

29、生物：放射虫，硅藻，海绵放射虫常常与硅藻呈竞争关系放射虫硅岩大地构造环境放射虫硅岩既可以产出于大陆环境也可以产生在海洋环境运用地球化学指标甄别硅岩形成的大地构造背景海洋沉积物微量元素来源和行为 从海水中吸附的微量元素；处于不同构造-地理位置/类型的海洋盆地中的海水的地球化学特征则可能全然不同，海水的地球化学特征的也是由海洋盆地的构造-地理位置所决定的。 从陆源输出的碎屑颗粒中继承的微量元素；海水中陆源碎屑颗粒的多寡都是由海洋盆地的构造-地理位置所决定的 海底热液输送的含金属颗粒中携带的微量元素。海底是否存在含金属的热液柱也是由海洋盆地的构造-地理位置所决定的。归根结蒂，海洋沉积物的地球化学特征

30、受当时它们所处盆地的构造-地理位置/类型制约。大陆边缘周边河流是海洋微量元素（含稀土元素）的主要来源（10-9-10-14)，并因而强烈地控制了大陆架海水的地球化学特征。来自河流的稀土元素中，Ce相对于其他轻稀土元素没有突出的分异，因而，大陆架海洋水体没有负的Ce异常。 通过海底热液和其他因素等输送的微量元素对大陆架海水的影响与河流相比是微不足道的。 在大陆边缘沉积物中，从海水中吸附以及直接由陆源碎屑继承，是其稀土元素最终样式和特征的主要控制因素，沉积物的稀土丰度反映了从海水的吸收和陆源物质输入（陆源粘土碎屑是稀土的主要携带者）。似乎不易分清这两种因素孰轻孰重，因为它们所拥有的地球化学特征是相

31、似的。 大陆架海水以及非碳酸盐陆源沉积物的Ce/Ce*比值都在0.8到1.2之间，这里的海洋沉积物的Ce/Ce*比值也不相上下。开阔洋盆由于离大陆远，这里的海水通常没有来自大陆的碎屑颗粒，从海水中吸附则成为决定沉积物稀土配分样式和浓度的唯一机制。海水示极度低的Ce/Ce* 值，即Ce相对于其它轻稀土元素极度亏损，大多数Ce/Ce*比值介于0.2到0.3之间, 这是由于氧化的Ce被从海水中吸收了。因而Ce明显亏损通常指示开阔海洋环境。La含量也比陆缘海（大陆架）要低。洋中脊在扩张脊附近，海水稀土元素含量很低，极度亏损通常发生在邻近含金属的热液活动的区域，Ce/Ce* 值一般介于0.10到0.36

32、之间，平均值仅0.22。含金属的水热柱会从水体中大量“吞噬”稀土等微量元素，附近的海水受到能捕获其中溶解了的稀土元素的含金属热柱的改造，因而深刻影响着近洋脊附近海水的地球化学特征。锰结核沉淀Ce, 这些结核通常会展现正的Ce异常。从海水中捕获稀土元素是海洋沉积物获得稀土元素的主要机制。深海沉积物虽然有一定变化，但大多数有典型的负Ce异常。含金属的沉积物在海洋沉积物中是Ce最负的，这些沉积物中稀土元素的相对分异是扩张脊含金属热液活动的直接结果。深海红土是个例外，它有正Ce异常，这是因为在自生矿物形成过程中的海水中Ce加入了。结论除了Si、Ca、K, Na、Mn、Mg、Sr、Ba、Co、Ge、B和

33、V的活动性较强外，海相沉积岩的稀土元素及其他通常所认为的不活动主元素（如Al, Ti, Fe）和微量元素（如Zr、Hf）基本不受成岩作用的影响。因此，利用稀土元素和这些不活动元素或相关元素比，对海洋沉积物的沉积环境和沉积盆地的大地构造背景可以进行很好的判断SmNd同位素系统Nd和Sm在海水中的滞留时间( 300 yr)要比海洋中水体的混合时间( 1500 yr)要短，且这两种元素在地球化学行为上紧密耦合；因而在研究海洋的水体及其相关海洋沉积物的地球化学演化中是非常有用的。现代大洋的Nd同位素组分显示出大的Nd (0)变化范围，每个洋都有自己的值域范围。如大西洋有最负的Nd (0)值(14到7)

34、, 太平洋(2到7)，印度洋则居于中间(11到6)，这是因为环太平洋火山弧给太平洋注入了更多的放射性Nd。Nd同位素在海洋中的分布主要受环绕海洋的大陆物质释放的Nd的控制，并受到大洋环流样式的改造。灰岩的大地构造环境灰岩约占地表面积的近15%，和砂岩、泥质岩石同为地表出露最广泛的沉积岩灰岩可以产生在多种板块构造背景下。主要形成于以大陆地壳作为基底的大陆架、岛弧等陆缘海环境，但在开阔大洋中（以洋壳作为基底），也可以局部存在于洋底高原或洋中脊附近等环境。大陆湖泊中也能产生少量灰岩。灰岩的环境和构造意义1. 海洋灰岩指示温暖的热带亚热带环境；2. 灰岩指示清洁的水体环境，陆源碎屑的丰富可能会使得成岩

35、生物窒息，因而阻碍灰岩的形成；3. 大片、连续的灰岩的形成指示稳定的大地构造环境，主要是被动大陆边缘，同时也指示温暖的气候条件；4. 大量灰岩（和其他碳酸盐岩）在地球历史上的首次出现，标志着大气圈的成熟和生物圈开始繁盛，而大规模的灰岩的出现可能与地球历史上的温室环境有关；5. 湖泊中的灰岩主要形成在干旱的亚热带地区，经常在冲积扇的远端，主要形成在构造相对稳定的时期运用地球化学指标甄别灰岩形成的大地构造背景灰岩地球化学行为通过自生矿物从海水中吸附是灰岩获得其中溶解了的稀土元素和其他微量元素的主要过程。灰岩的自生矿物包括海洋自生的磷钙土、生物成因的磷酸盐矿物、含金属的沉积物等，它们的吸附可能记录在

36、大陆架、开阔大洋和扩张脊等环境的海水中形成的灰岩的地球化学特征。大片的连续的灰岩的形成过程常常达上千万年，远大于这些微量元素在海水中的滞留时间，因而有足够的时间来吸附它们。海水中的稀土及其他微量元素行为和特征因盆地性质不同而变化明显，不同的海水的稀土及其他微量元素特征通过吸附作用而被灰岩记录下来。在大陆边缘盆地中沉积的灰岩也含有微量的陆源碎屑颗粒，如粘土、石英、长石以及耐磨重矿物，靠近火山弧的灰岩中可能有火山灰。除石英外，这些陆源碎屑颗粒特别是粘土颗粒都携带有一定的微量元素，因而灰岩也能同其他海洋沉积物一样，在一定程度上“继承”其陆源物质的地球化学特征。与其他海洋沉积岩（如硅岩）相似，其稀土元

37、素等不活动元素基本不受成岩作用影响。因而，研究灰岩的地球化学特征不仅能够提供变化着的海洋的地球化学特征的信息，也应该能够提供判断其沉积盆地的大地构造演化的有用信息。海洋自生的磷钙土、生物成因的磷酸盐矿物、含金属的沉积物等，可以用来估计古海水的143Nd/144Nd比值。在地质历史中，它们可以很好保存下来，比非生物成因的矿物更能给出更精确的成岩年龄。生物成因矿物的Nd同位素组分代表了同时期水体的同位素组分，不是此后成岩叠加的产物。生物成因的磷灰石在沉积物水的界面上吸收稀土元素，因此代表了海底的化学条件，这种富集作用发生于死后，未受新陈代谢作用的影响。生物成因的磷灰石（如鱼的碎屑、牙齿、盾鳞、牙形

38、刺、腕足动物的磷酸盐外壳）等等都是许多地球化学指标的良好载体，如氧化还原条件、沉积环境、同时代海水SrNd同位素组分初步结论1. 活动型板块背景下灰岩陆源碎屑物质含量高，微量元素含量高；稳定型板块背景下灰岩陆源碎屑物质含量低，微量元素含量也偏低；2. 灰岩地球化学主要受海水和陆源碎屑物质控制；3. 主量元素图解可以区别前陆盆地、弧前盆地、弧后裂谷盆地+被动大陆边缘灰岩，但后两者不能区分;4. 推荐使用La/Sc-Zr/TiO2图解区别其形成的构造环境; La-Th也是好的图解。埃达克岩岩石-地球化学特征和岩石成因SiO2 56%( 56 72 ) 榴辉岩或角闪岩高压部分熔融Al2O3 15 %

39、 同上MgO 常 3 %，Cr、Ni也很高可能有地幔橄榄岩熔体参与Na2O / K2O 1 斜长石高度熔融高Sr 300400 ppm 斜长石高度熔融，残留相中缺失斜长石低 Y 20ppm 石榴石、角闪石和辉石残留Yb 2 ppm，即低HREE 石榴石残留贫HFSE如Nb-Ta 与其他岛弧岩石相似，Ti矿物相或角闪石残留高 La /Yb 20 石榴石残留Sr / Y20 石榴石、角闪石和辉石残留正Nd+低Sri异常MORB源区信号实验结果仅仅当结晶组合中同时含金红石和石榴子石(即结晶残留体为含金红石的榴辉岩和角闪榴辉岩)时, 熔体相才具有相似于埃达克岩的高Sr/Y、低HREE和负Nb-Ta 异

40、常等特征. 石榴子石使部分熔体产生显著的HREE 亏损, 而金红石控制部分熔融过程中Nb和Ta的分配行为, 只有金红石才能导致共存熔体产生负Nb-Ta异常, 证明除了石榴子石外, 金红石也是埃达克质熔体形成时一个必要的残留相. 基于玄武岩部分熔融过程中金红石1.5 GPa 稳定压力下限, 确定埃达克熔体产生在大约50 km以上洋壳低角度俯冲成因此类爱达克质岩石是低角度俯冲洋壳熔融产生的，此类洋壳年龄轻（0.4%)Ti/Zr=2367，Yb为球粒陨石的25倍U型的REE分布HFSE极度亏损Zr-Hf相对于MREE富集：俯冲板片流体作用高钙和低钙两类弧前环境地球化学上显示有俯冲沉积物的参与初生洋内

41、弧环境弧后大陆边缘其他成因模式 洋脊俯冲； 弧后盆地肇始； 幔柱和火山弧的相互作用； 洋脊向弧前地区的传播花岗岩花岗岩类岩石含石英的侵入岩。花岗质岩石含义更广 还包括相应喷出岩狭义花岗岩 指碱性长石数量(面积/体积%)或斜长石 而石英约占矿物总量1/3的花岗岩类花岗岩类岩石 约占我国大陆面积9(80余万km2) 分布于各种大地构造单元 是大多数金属矿产的成矿母岩/母岩浆鉴此 花岗岩类岩石是研究地壳发生 演化 成矿过程的重要对象花岗岩类深成岩：花岗岩、花岗闪长岩、碱性花岗岩、斜长花岗岩喷出岩：流纹岩、英安岩、碱流岩、石英角斑岩、松脂岩岩石化学特征：SiO2高（65wt）Na2O+K2O高（平均

42、68wt）FeO、MgO、CaO低S - 型花岗岩定义: 沉积岩在风化过程中丢失 (随水迁出)经部分熔融后产生的ANCK 1.1的花岗岩含高铝矿物 Mus Gt Cd Tour ( )色率 0.706 Nd(t)负 18O+9.5大体积 S-Gr往往是由泥质岩/杂砂岩深熔形成小体积 S-Gr往往是准Al(CA)大Gr 经 Hb F Cpx分离结晶形成或同化 Al质围岩形成细 岗 岩(1) Haplogranite低温 含水Gr熔体 即具低共熔(M)组分 高FS的Gr熔体model QKfNa-Pl，norm qorab，ACNK1 一般1.0 1.1 可以是 -GrI: 1025Gr, ACN

43、K 0.774 1.154S: 764Gr, ACNK 1.001 1.997SiO2，7377%Al2O3 10低Yb/Ta Y/Yb形成于板内后造山陆缘/岛弧环境可分两亚类过铝质Gr 面积大含Gt/Mus 填隙状碱性Gr 面积小含碱性MF矿物 填隙状低Nb (La/Yb)N 16.5%的拉斑玄武岩 实为暗色安山岩碱性橄榄玄武岩 斑晶含Ol 填隙物为Af/Zeo 可含少量Ne-norm粗面玄武岩 基质含Or更长玄武岩 又名橄榄粗安岩 含K质Olig中长玄武岩 又名夏威夷岩 含K质And苦橄岩 含Ol1/3-1/2 又称苦橄玄武岩/大洋岩粒玄岩 一般结晶较粗碧玄岩Ol10% 含Ne/Leu-Norm5% 则称Ne/Leu-碧玄岩碱玄岩Ol7