火成岩岩石化学图解与判别

火成岩岩石化学的图解与判别李永军岩石化学

第十一讲火成岩岩石化学的深度及温压计算消减带岩浆来源深度消减带产出的火山岩，其SiO2、K2O，尤其K2O含量与岩浆深度有关。Ninkovich等法和Dickison法的计算可大致了解消减带岩浆来源深度Ninkovich等来源深度计算Ninkovich等（1972）研究了地中海岛弧消减带深度与火山岩中SiO2、K2O关系（图40）发现岩浆来源深度与

K2O正相关，而与SiO2反之。图40

火山岩中K2O、SiO2与岩浆来源深度关系图（D.Ninkovich，1972）Dickison等来源深度计算Dickison

（1970）收集太平洋周围消减带震源深度（岩浆来源深度），与火山岩中K60的资料发现，二者为直线正相关。K60，是指岩石中SiO2固定为60％时的K2O含量，它与岩浆来源深度有以下关系式：岩浆来源深度（Km）=89.3(K60)－14.3

误差±30％消减带大陆壳厚度计算据Dickison（1970）研究太平洋周围消减带大陆壳厚度，又发现它们亦为直线正相关。K60与消减带地区大陆厚度有以下关系式：大陆壳厚度（Km）=18.2(K60)+0.45一般小的岛弧区大陆壳厚12一17Km，大的岛弧区壳厚17一30

Km，而活动陆缘区大陆可厚度达30－80

Km关于岩浆岩地质温度计玄武岩类地质温度计条件：①已知玄武岩中有橄榄石矿物出现。②有斜长石矿物玄武岩类地质温度计地质温度计主要测定岩浆岩矿物结晶时的温度。对火山岩，岩浆结晶很快，基本上是不平衡结

晶条件下的产物，测定的温度主要反映结晶开

始的温度，近于液相线温度，故温度较高。通

过氧化物质量百分数用计算法和投图法两种方

法计算地质温度。玄武岩类地质温度计计算法据Κутолйн(1966)研究：玄武岩中MgO与橄榄石结晶温度（tol）有关，MnO、TiO2、Al2O3、FeO与斜长石的结晶温度（tol）有关。计算出温度为摄氏温度t(℃)，其温度方程式如下：tol=1056.6+17.30MgO，精确度为±26℃。tpl=1144.7－136.26MnO－19.23TiO2+7.41

Al2O3－1.04FeO，精确为±25℃。玄武岩类地质温度计投图法投图法利用W.J.French等（1981）研究：玄武岩MgO、Al2O3与橄榄岩（Ol）、斜长石（Pl）结晶温度有关。也与玄武岩中矿物结晶顺序、板块环境有关(图41)。图41

MgO一Al2O3与tol、tpl关系(W.J.French等，1981)第一类

结晶顺序：Ol→Cpx→Pl，为板内拉斑玄武岩系列区;

第二类

结晶顺序：Ol→Pl→Cpx，为板内碱性玄武岩第列区;

第三类

结晶顺序：Pl→Ol→Cpx

为岛弧、活动陆缘的造山带高铝玄武岩系列区;

第四类

结晶顺序：

Pl→Cpx

→Ol，此类岩石仅与岛弧等地高铝玄武岩演化有关仅适用于橄榄玄武岩的地质温度计橄榄玄武岩地质温度计算法赵磊（1985）在研究金伯利岩中，利用金伯利岩实验资料，提出如下温度方程式：t℃=1550.65－623.98[CO2/(

CO2+SiO2+H2O+)]式中CO2、SiO2、H2O+为氧化物的分子式橄榄玄武岩地质温度投图法Roeder等（1970）据实验资料提出玄武岩中FeO、MgO分子百分数与橄榄石的端元组分（Fo、Fa％）及其结晶温度有关（图42）。图42

玄武岩中MgO、FeO与结晶温度及端元组分的关系（P.L.Roeder等，1970）中酸性花岗岩类、火山岩类地质温度计阳离子分子数计算法薄片中有几种矿物，计算几种，互相印证，并依高一低温度排列，分析先后结晶出顺序。参考值在表4中。表4

九种矿物的温度系数及Ⅱ值斜长石温度计计算法-1有斜长石斑晶的火山岩类①测出斜长石斑晶的排号（An%）,计算σ值。σ＝xAb/xAn。它相当于斜长石Ab与An分数比值。②测出岩石基质相当于斜长石成分四个主要氧化物SiO2、Al2O3、Na2O、CaO含量（ωB%）。③计算Si、Al、Na、Ca阳离子分数（xSi、x

Al

、x

Na

、xCa）斜长石温度计计算法-2④计算λ=xNa·xSi/

xCa·x

Al，φ=xCa

+x

Al

－xSi－x

Na。⑤据地质压力或产出深度，估算形成时的水压（PH2O），假定静压与PH2O是平衡的。⑥据估算的PH2O代入下列四个温度方程式之一，即可算出其绝对温度T（K），减去273，即为斜长石斑晶与熔浆（基质）处于平衡时的摄氏t（℃）。PH2O=0GPa，lnλ/φ+1.29×104φ/T=10.34×10－3

T－17.24斜长石温度计计算法-3PH2O=0.05GPa，lnλ/φ+1.29×104φ/T=11.05×10－3

T－17.86PH2O=0.1GPa，lnλ/φ+1.29×104φ/T=11.14×10－3

T－17.67PH2O=0.5GPa，lnλ/φ+1.29×104φ/T=12.18×10－3

T－16.63黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计条件：①测出斑晶的斜长石排号②已知岩石（全岩）的MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5分析值经验值：K:Mg=0.170:0.253黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计方法-1计算方法：以某地花岗岩为例，已知其斜长石号为28号（Ab0.72An0.28）;又知其五项氧化物如下：氧化物ωB%阳离子数MgO0.77Mg

0.019CaO1.57Ca0.028Na2O3.28Na0.106K2O4.34K0.092P2O50.12P0.002①计算进入磷灰石中Ca(CaAP)磷灰石的分子式为3CaO*P2O5，Ca/P=3/2，则Ca=3×P/2CaAP=3×P/2=3×0.002/2=0.003②计算进入斜长石中Ca(CaPl)岩石中Ca除形成AP外，全部进入Pl。CaPl=Ca－CaAP=0.028－0.003=0.025黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计方法-2③计算进入28号斜长石中的Na(NaPl)已知该斜长石An=0.28，Ab=0.72；又知Pl中Ca=0.025，由比例0.28/0.72=0.025/x，求(NaPl)NaPl（Na1）=0.72×0.025/0.28=0.70④计算进入钾长石中Na(NaKfs)岩石中Na除形成Pl外，全部进入Kfs。NaKfs=Na－NaPl=0.106－0.070=0.036黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计方法-3⑤计算进入黑云母中K(KBi)已知黑云母中Mg/K=0.253/0.176；又知花岗岩中Mg=0.019，由比例0.253/0.176=0.019/x，求x(KBi)KBi=0.0176×0.019/0.253=0.013⑥计算进入钾长石中的钾（KKfs）岩石中钾离子除了黑云母外，全部进入钾长石

KKfs=K－KBi=0.092－0.013=0.079⑦计算进入钾长石中Na与钾长石中K、Na和之比（Na2）。Na2=

NaKfs/(

NaKfs+

KKfs)=0.036/(0.036+0.079)=0.31黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计方法-3黑云母花岗岩类全岩阳离子法温度计方法-4据上述计算出的Na10.70）、Na2（0.31），投影在图43上，得P点，从插入法可知，二长

石平衡共生的

温度约为580℃图43

Na1一

Na2与温度关系图（рябчиков，1956）火成岩地质压力计玄武岩MgO/Al2O3比值地质压力计投影方法图44为玄武岩中MgO/Al2O3的压力大小与岩石中矿物组合有关（其中

1GPa≈33Km）①如果玄武岩中矿物组合为Ol与Pl、Py共生，则矿物平衡线是A。②而如果玄武岩中矿物组合为Ga、Py共生，则矿物平衡线是B。图44

MgO/Al2O3一GPa与矿物组合关系图

MgO/Al2O3为ωB%比值（W.J.French等，1981）CIPW标准矿物法压力计流纹岩类CIPW标准矿物法压力计-1

流纹岩可估算岩浆来源深度（图45）及岩浆房的深度（图46）。岩浆来源深度适用条件：该法适用于原始岩浆来源深度的确定。它并用于饱和水的岩浆，如岩浆中水不饱和，则该岩浆的来源深度应该更大些。岩浆房深度法的要求是：无同化、混合等成分变化，能反映岩桨原来成分，岩石中An不应太多，不然压力应增大，成分趋势线与等压分离结晶线相似，并与最低点连线相交，才反映分离结最的存在。流纹岩类CIPW标准矿物法压力计-2图45

流纹岩在Q-Ab-Or-H

O系图上投点2的等密线及极密点（O.F.Tuttle等，1985；Platen等，1969）图46

火山灰成分趋势线（P.W.Lipman，1966）玄武岩类标准矿物法压力计-2由图47可知，压力愈大，液相线（格当于Ol一En转熔线）成分向富Ne′、Ol′方向移动。因此，以相当于玄武岩原始岩紫的化

学成分，计算成Ne′、Ol′、Q′（100％）后，在图中的投点位置，即可用插入法确定该

玄武岩浆的来源深度。深度越大，地幔部

分融成的玄武岩浆酸度愈小，尤其碱度（Ne）愈大。玄武岩类CIPW标准矿物法计算Ne′、Ol′、Q′方法有以下两种：

1）CIPW标准矿物用Poldervaart(1964)法Q

′=Q+0.4582Ab+0.2992EnHy+0.2277FsHyNe′=Ne+0.5418Ab；Ol′=Fo+Fa+0.7008EnHy+0.7123FsHy。式中EnHy，为标堆Hy中En，FsHy为标准Hy中Fs。2）阳离子标准矿物同Irvine等（1

971）法Q′=Q+0.4Ab+0.25

Hy

；Ne′=Ne+0.6Ab；Ol′=Ol+0.75Hy。再把计算出的Ne′、Ol′、Q′换算成100%，即可在图47上投影。玄武岩类阳离子标准矿物法玄武岩类标准矿物投影图图47

Ne′一Ol′一Q′系相图（H.S.Jr.Yoder，1976））稀土元素四重效应铁族W分配球粒陨石标准化大洋玄武岩分配型式花岗岩分配型式安山岩分配型式稀土元素四重效应-1即REE经球粒陨石标准化值与原子序数之间不遵守对数直线关系，而呈现每四个一组（共四组），每组又同时呈上凸或下凹曲线形态，称作REE四重效应（tetrad effect，又译四分组效应）。按其形态，四重效应可分为两种类型（Masuda,

A.,

et

al.,

1987）：每组曲线呈上凸的配分曲线称为M型四重效应，主要见于高分异（高演化）浅色花岗岩，由花岗质熔体在开放体系中与富挥发分（F，Cl）流体相互作用（反应）造成。稀土元素四重效应-2四重效应的强弱与花岗岩演化程度同步，与花岗岩中矿物（包括副矿物物）分馏关系不大，它们是继承熔体整体性状；另一类，呈下凹的配分曲线，称W型四重效应，主要见于海相环境，如海水和海相生物、藻类、珊瑚、贝壳、石灰岩等，以及浅位地下水，是液—液反应所致。稀土元素四重效应-3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。稀土元素及其特征-1玄武岩、中性岩、花岗岩和大陆火成岩中的∑REE和∑LREE/（∑HREE+Y）的平均值，分别为99ppm和0.8、196和2.3、290和3.5，以及241和3.1。因此，∑REE一般随岩石SiO2增加而增大，且年青岩石的∑REE比之年老的更多一些。就花岗岩而言，∑REE主要赋存在副矿物如磷灰石等，以及黑云母中（磷灰石中∑REE达0.1～11%），斜长石和钾长石中约占12%。稀土元素及其特征-2∑LREE/（∑HREE+Y）比值变化，随岩浆结晶分异作用进行和碱含量增加而减小，在后构造花岗岩中此值又较小于同构造花岗岩中。因为REE的迁移，不是简单离子形式，与Si—O结构联系弱，易与F、CO3挥发份构成络合物。而形成络合物能力，HREE大于LREE。因此，LREE先在溶液中沉淀；HREE在溶液中滞留时间较长，迁移能力大于LREE，在伟晶岩和气成热液阶段较丰富，与富碱矿物、岩石关系更密切。稀土元素及其特征-3制作REE配分曲线图解时，为消除其原子序数的奇偶效应，需用球粒陨石标准化（N）。用作标准化的球粒陨石的REE值已由许多学者提出。进行REE地质地球化学含义解释时，较常使用的参数，除上述∑REE和∑LREE/（∑HREE+Y）以外，是δEu、（La/Yb）CN、（La/Sm）CN和（Gd/Yb）CN，后三种可简写为La/YbN、La/SmN和Gd/YbN稀土元素及其特征-4Eu为变价元素，可以三价，也可以二价。当它二价时就易与三价的其它REE分离，而出现异常，在数值上当dEu＞1为正异常，＜1为负异常，＝1无异常。Eu主要与Ca有关，Eu3+的离子半径（r1.03）近似于Ca，可置换之，而Eu2+的r大于Ca，不置换。因此，长石，特别是斜长石一般为明显+Eu异常，且其结晶时fO2越低或An%含量越小，则Eu的分配系数就越大。所以，+Eu异常的斜长石呈堆晶岩；有大量斜长石作残留相的部分熔融产生的熔体呈明显－Eu异常，或者说分离结晶出斜长石后的残余熔体（即残浆）呈明显－Eu。稀土元素及其特征-5一种普遍情况是，－Eu值的降低是斜长石参与分离结晶的特征，特别是多阶段分离结晶可以构成大的－Eu，即dEu～0.1。但斜长石作为晚结晶相，一般也可以呈现－Eu。此外，花岗岩中，钾长石/斜长石比例＞0.6～0.7（对古老花岗岩而言）或＞1.2～1.6(对年青花岗岩)的岩石，往往呈－Eu，反之则是无或弱的－Eu。磷灰石在深成条件、低fO2晶出时，由Eu3+→Eu2+，r增大，不能取代Ca，而呈强－Eu；如在喷出岩的氧化条件，则磷灰石不表现－Eu，所以Eu又是氧化—还原的指示。稀土元素及其特征-6与δEu相仿的另一REE参数是δCe，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。稀土元素及其特征-7La/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-8La/SmN反映LREE之间的分镏程度，此值越大，LREE越富集。孙贤鉥等据此值将洋脊玄武岩分为三类：N—型（normal

type），La/SmN＜1，REE组成模式属亏损型，La/Yb

N＜1型；P—型（plume

type），La/SmN＞1，富集型；和T—型，过渡型，La/SmN～1。Gd/YbN反映HREE之间分镏程度，此值越小，HREE富集程度越高。微量元素比值蜘网图微量元素比值蜘网图-1（ratiospidergram）常用于微量元素成岩意义分析。它的横坐标是等间距排列的各微量元素，排s/l列顺序自左至右基本上按分配系数Di

由小变大，或按离子半径由大变小。它的纵坐标是岩石中各不相容微量元素对于球粒陨石（CN）或原始地幔（PM）或洋脊玄武岩（MORB）或洋脊花岗岩（MOG）各同名元素的比值，并取对数坐标。因此，微量元素蜘网图与稀土元素配分曲线的构成本质上是相仿的，是元素标准化比值的配分型式的图解。微量元素比值蜘网图-2S.S.Sun：Rb

K

Th

Nb

Ta

Ba

La

Ce

Sr

Zr

P

Ti

Sm

YRb

Ba

Th

Nb

K

La

Ce

Sr

Nd

Zr

Hf

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

YEr

Yb

(Lu

V

Sc

Ca

Al)(用于玄武岩)Pb

Rb

Ba

Th

U

K

Nb

La

Ce

Sr

Nd

P

Zr

Ti

Y

Na(用于花岗岩)R.N.ThompsonBa

Rb

Th

U

K

Nb

La

Ce

Sr

Nd

P

Zr

Hf

Sm

Ti

Y

Yb(按Di大小排列，用PM/N标准化)J.A.

PearceSr

K

Rb

Ba

Th

TaNb

Ce

P

Zr

Hf

Sm

Ti

Y

Yb(按r大小排列，用MORB/N标准化)K2O

Rb

Ba

Th

Ta

Nb

Ce

Hf

Zr

Sm

Y

Yb(用于花岗岩，：用MOG标准化)标准化值K2O

0.4,Rb

4,Ba

50,Ta

0.7,Nb

10,Ce

35,Hf

9,

Zr

340,

Sm

9,

Y

70,

Yb

8微量元素比值蜘网图-3上述元素的选择和排列顺序，视研究的岩石类型和使用的标准化值而异，同时也不是一成不变，而可有局部变动（如Nb

Ta、Zr

Hf和Sr

Nd

P相对位置互换）和增删（如增加Pb、Pr、HREE和删去Ta、Hf、Eu），其目的在于用更清晰的图形显示三类元素（HFSE、LILE和REE）特征值的峰、谷和相大小，进而表征它们地球化学含义与构造环境信息微量元素比值蜘网图-4洋脊花岗岩是假定的，其微量元素值由MORB的平均值经分离结晶模型推算得到。原始地幔PM值几乎是球粒陨石的（相当原始地球）的2倍，在地球分层形成地核、地幔时，原始地幔中不相容元素就富集了，多了一倍。洋脊玄武岩的大部分不相容微量元素值比球粒陨石约多10倍，但Rb、Ba、Th等强不相容元素远达不到此倍数，而较小，因为MORB是高度部分熔融（10%）的玄武岩。微量元素比值蜘网图-5因此，如用MORB值标准化时，蜘网图的左边元素的比值显得比右边元素更大些，图形也就更醒目，更易反映样品中混入的地壳元素及其混入程度，它们主要是K、Rb、Ba、Th，其中Ba、Th最丰富，而Sr以及Ta、Nb、Ce、P、Zr、Hf、Sm、Ti、Y、Yb一般无明显加入。蜘网图形上的峰、槽、斜坡和弯曲，有重要的地球化学含义和成岩意义，但作具体解释时，必须结合样品的地质背景、岩相学和其它地球化学数据，作全面思考微量元素比值蜘网图-6Sr，槽，是多解的。指示是斜长石分离结晶后残余岩浆的地球化学性质。Sr相容于斜长石中，如同Y、Yb相容于石榴石中，Ti相容于磁铁矿中。Sr峰，指示是有斜长石参与的堆晶岩，与消减作用有关的岩石。Ba，与Rb、Cs相仿，易进入含K矿物，但Rb、Cs比Ba更易富集于残浆，故K/Rb、K/Cs随分离结晶和分异作用进行而减小，而Ba易占据早期的K矿物中K位，故Ba在残浆中贫化。微量元素比值蜘网图-7K，贫化，即槽，指示着与消减作用无关；而富集则代表是花岗质岩石、岛弧火山岩和与消减作用有关岩石。U—Th，皆富集于残浆，或集中于低部分熔融熔体。Th比U稳定，因此在分异的残浆中，

Th/U比值增加。P，富集，起源于富集型地幔，未混染的玄武岩；贫化，则起源于亏损地幔或地壳岩石。微量元素比值蜘网图-8Nb—Ta，槽，是多解的，指示是受消减带上升流体（富Sr、K、Rb、Ba、Th）影响的火山弧玄武岩，或继承沉积物特点表示源区仍然保留这些元素。总体上说，Nb—Ta槽说明与陆壳有密切关系，因为原始地幔形成陆壳第一阶段，Nb—Ta优先残留于地幔，到第二阶段才发生Nb—Ta的高度不相容，如洋岛玄武岩，呈现Nb—Ta峰。此外，Nb峰是非地壳物质、偏基性岩石的指示。Nb—Ta槽与Rb—Th槽的共存，是受下地壳麻粒岩相岩石混染的指示。微量元素比值蜘网图-9Zr，富集，是地壳物质的指示，贫化是上地幔起源的象征。Zr易进入熔体或保留于熔体中，与Ta相仿，故残浆中Hf/Zr和Nb/Ta比值皆变小。Ti，习性与Zr相反。尖峰形蜘网图常见于岛弧或活动大陆边缘的、与消减带有关的岩石（如岛弧钙碱性岩石）中。与正的尖峰相关元素多半是附加于产生玄武质岩石的地幔楔橄榄岩的组分，主要是K、Rb、Ba、Th，其中尤以Ba最丰富，构成峰，它们都随消减带脱水作用上升、运移而来。但Sr、Ta、Nb、Ce、P、Zr、Hf、Sm、Ti、Y、Yb无明显添加。因此，图形整体呈上隆形状。微量元素比值蜘网图-10玄武岩受地壳物质混染后，Nb至Hf各元素皆增。如受上地壳混染，呈Rb—Th峰，Nb—Ta槽，因上地壳富Rb—Th；如受下地壳混染，则Rb—Th和Nb—Ta皆呈槽，因下地壳贫Rb—Th。随岩浆分离结晶作用进行，Rb、Th、Nb、Ta

的增加比REE和Sr的增加更快，Ba和Y则下降。洋岛玄武岩，富全部不相容元素，并具Nb—Ta峰，说明源区富不相容元素。微量元素比值蜘网图-11岛弧玄武岩的特点是亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr、Hf和重稀土元素Yb、Y，富集大离子亲石元素Rb、Cs、Ba、Sr、Pb、U、Th、K（来自亏损地幔楔），还富集La、Ce（来自俯冲板块）。如出现贫Ce异常，是板块携带海洋沉积物的标志。板内玄武岩以富高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr、Hf为主要特点。玄武岩的构造环境判别F1、F2、F3─Pearce法判别J.A.Pearce(1976)从已知构造环境的大量中新生代玄武岩中，选出六种板块构造环境中代表岩石中代表岩石中，以8个主要氧化物ωB%多元统计得到F1、F2、F3判别函数，分为两个图（图16、17），以判别玄武岩产出的板块构造环境。先投图F1-F2

，个别再投图F1-F3

（区别

CAB与LKT）。F1、F2、F3计算公式F1=0.0088(SiO2)-0.0774(TiO2)+0.0102(Al2O3)+0.0066(FeO*)-0.0017(MgO)-0.0143(CaO)

-0.0155(Na2O)-0.0007(K2O)F2=-0.0130(SiO2)-0.0185(TiO2)-0.0129(Al2O3)-0.0134(FeO*)-0.0300(MgO)-0.0204(CaO)-0.0481(Na2O)+0.0715(K2O)F3=-0.0221(SiO2)-0.0532(TiO2)-0.0361(Al2O3)-0.0016(FeO*)-0.0310(MgO)-0.0237(CaO)-0.0614(Na2O)-0.0289(K2O)IAB：岛弧玄武岩

OFB：大洋玄武岩

CAB：钙碱性玄武岩

WPB:板内玄武岩SHO：钾玄岩或橄榄安粗岩

LKT：岛弧拉斑玄武岩F1-F2─Pearce法判别图F2-F3─Pearce法判别图IAB：岛弧玄武岩

OFB：大洋玄武岩

CAB：钙碱性玄武岩

WPB:板内玄武岩SHO：钾玄岩或橄榄安粗岩

LKT：岛弧拉斑玄武岩Pearee法判别-1T．H．Pearce等（1977）利用新生代为主的各时代的玄武岩、玄武安山岩化学分析资料8400个，以

FeO*、MgO、A12O3为端元，划分了五种构造环境（图18）。图中扩张中心岛屿是作者新分出的构造环境，它是邻近洋中脊的洋岛，如大西洋中冰岛及太平洋中尼瓜多尔的科隆群岛等都属之。以产出冰岛岩为特征，它与板内岩石富铁，板边岩石富镁、铝是不同的。图18

FeOt一MgO一Al2O3图解（据T.H.Pearce等，1977）A扩张性中心岛屿；B造山带；C洋中脊及洋底；

D大洋岛屿；E大陆板块内部Pearee法判别-2这些岩石均为亚碱性系列，SiO2＝51--56％的基中性火山岩。化学成分除去H2O后要重新算成100％，FeO*＝FeO+0.8998Fe2O3。图中扩张中心岛屿是作者新分出的构造环境，它是邻近洋中脊的洋岛，如大西洋中冰岛及太平洋中尼瓜多尔的科隆群岛等都属之。此法对明显蚀变的岩石样品检验表明，只是投影点分散些，但并无太大影响。由于太古宙与其后时代的板块构造不同，故此图用于太古宙时，应把洋中脊与洋岛合为一个大洋区，并应把造山带（消减带）改为钙碱性岩区。Mullen法此法用于SiO2＝47.0－53.5％的玄武岩，由

Mullen（1983）提出的以少量氧化物:TiO2、MnO、P2O5作图。因为岩石中MnO、P2O5。比TiO2少，因此用TiO2、10MnO、10

P2O5计算为100％投图（图19），即可确定玄武岩的大致构造环境。此图对大洋板内玄武岩划分较细（分为T及A两个系列），但缺失大陆板内玄武岩的范围，对岛弧也缺少钾玄岩的范围。Mullen法投影图图19

TiO2一MnO一P2O5图（E.D.Mullen,1983）OIT一大洋岛屿拉斑玄武岩；

MORB一洋中脊玄武岩；

IAT一岛弧拉斑玄岩；OIA一大洋岛屿碱性玄武岩适合大洋板内玄武岩Cabanis

and

Lecolle法投影图图

Y/15—La/10—Nb/8图解（据Cabanis

and

Lecolle，1989）1，火山弧玄武岩：1A-钙碱性玄武岩；1B-1A与1C重叠区；1C-火山弧拉斑玄武岩。

2，大陆玄武岩：2A-大陆玄武岩；2B-弧后玄武岩。3，大洋玄武岩：3A-碱性玄武岩；3B、3C-E-MORB，3D

-N-MORBCabanis

and

Theble

mont法投影图W(Tb×3)

－W

(Th)—W(Ta)×2

图解（

Cabanis

and

Theble

mont，1988

）N-MORB

：正常洋脊玄武岩；E-MORB：富集型洋脊玄武岩；OIB：洋岛玄武岩；Alc:大陆碱性玄武岩；

BA：弧后盆地玄武岩；TC：大陆拉斑玄武岩；PIAT：初始岛弧拉斑玄武岩；TA：岛弧拉斑玄武岩；CA：岛弧钙碱性玄武岩Pearee法判别-3MORB─洋中脊玄武岩，IAB─岛弧玄武岩，

WPB─板内玄武岩。Ti─Zr图解Pearee法判别-4Ti─Cr图解OFB─洋底玄武岩，IAT─岛弧拉斑玄武岩。Pearee法判别-5A和B─岛弧拉斑玄武岩，B和C─钙碱性玄武岩(岛弧)，

B和D─洋脊拉斑玄武岩。Ti─Zr图解(2)OFB─大洋玄武岩，LKT─岛弧拉斑玄武岩。Ti/100─Zr─3Y图解(1)Pearee法判别-6A和B─岛弧拉斑玄武岩，B和C─岛弧钙碱性玄武岩，D—板内玄武岩。Ti/100─Zr─3Y图解(2)A─岛弧拉斑玄武岩，B─钙碱性玄武岩(岛弧)，C─洋脊拉斑玄武岩。Ti/100─Zr─Sr/2图解Pearee法判别-7用于火山岩微量元素标准化计算的标准值，所有样品分析结果均用N型洋中脊玄武岩（MORB）加以标准化，K2O、P2O5、TiO2用%，其余为10-6SrK2ORbBaThTaNbCeP2O5ZrHfSmTi2OYYbScCr1200.15%2200.20.183.510.00.12%902.43.31.5%303.440250Pearee火山岩图解判别的标准化数据Pearee法判别-8Pearee法判别-9Pearee法判别-9Pearee法判别-9Beccoluva

法判别-3Ti/Cr─Ni图解OFT─洋底拉斑玄武岩，IAT─岛弧拉斑玄武岩。赵崇贺的图解判别大洋火山岩和大陆火山岩的判别图解(3)(仿赵崇贺,1989)

A─大洋玄武岩区，B─大陆裂谷型玄武岩、安山岩区，C─岛弧造山带玄武岩、安山岩区。玄武岩类Minpet环境参考图-1101000100010000100000LKT

-

Low

Potassium

TholeiitesOFB

-

Ocean

Floor

BasaltsOFBLKT100CrTiOFB：大洋玄武岩

LKT：岛弧拉斑玄武岩10100011020A

-

Within

Plate

BasaltsB

-

Island

Arc

BasaltsC

-

Mid

Ocean

Ridge

BasaltsABC100ZrZr/YA--WPB:板内玄武岩

B--IAB：岛弧玄武岩C—MORB洋中脊玄武岩玄武岩类Minpet环境参考图-3ABDCThNb/16Hf/3Th-Ta-Hf/3图（Wood,

1980）A

N-型MORBB

E-型MORB，拉斑玄武岩tholeiitic

WPB并且有区别碱性WPB和WPB，并且有区别消减性板缘玄武岩，并且有区别注：WPB为板内玄武岩。???玄武岩类Minpet环境参考图-4AIAIIBCDZr/4YNb*2Zr/4-Y-Nb*2（Meschede，1986）AI-AII

WPA（板内碱性玄武岩）AII-C

WPT（板内拉斑玄武岩Tholeiites）B

P-MORB（洋中脊玄武岩）D

N-MORB（洋中脊玄武岩）CD

VAB（火山弧玄武岩）玄武岩类Minpet环境参考图-4ABCDThTaHf/3Th-Ta-Hf/3图（Wood,

1980）A

N-型MORBBE-型MORB，拉斑玄武岩tholeiiticWPB并且有区别碱性WPB和WPB，并且有区别消减性板缘玄武岩，并且有区别注：WPB为板内玄武岩。该图区分钙碱性玄武岩最有效。只适用拉斑玄武岩的环境判别不同环境下均有拉斑玄武岩：或产于大陆（CT）；或产于大洋（OT）；或见于洋中脊(MORB）；或见于洋岛（OIB），或见于岛弧（IAT）。为了进一步确定板块构造环境，必需予以确定。Pearce拉斑玄武岩的环境判别-1T．H．Pearce等（1975）提出的用判别大洋或大陆拉斑玄武岩的图解（图20）。图20

TiO2一K2O一P2O5图解

(T.H.

Pearce等，1975)OT一大洋拉斑玄武岩CT一大陆拉斑玄武岩Pearce拉斑玄武岩的环境判别-2据作者收集的已知环境的分析资料投影：大洋拉斑玄武岩93％投入大洋区；80％的大陆拉斑玄武岩投入大陆区。有些大陆玄武岩投入图20的大洋区（如格陵兰第三纪玄武岩，印度德干高原玄武岩），作者认为，它可能为大陆裂谷扩张并将形成新的洋壳的环境下的反映。Pearce拉斑玄武岩的环境判别-3该图最适合于原生的玄武岩构造环境的判别，尤其是在FAM图中A值小于20％的岩石，判别效果更好，但对分异了的玄武岩则不理想。

由于海底风化的玄武岩K2O将增大，故大洋区玄武岩部分将投入大陆区；但大陆区玄武岩如果风化，也可能投入大洋区，因为K2O流失。

此法对太古代绿岩带及太古代一元古代麻粒岩相玄武岩判别效果也较好。Pearce拉斑玄武岩的环境判别-4Y-Cr图对区分岛弧拉斑玄武岩最有效都城秋穗等及Glassiey法-1都城秋穗等（1974、1975）及Glassiey（1974）均提出以FeO*/MgO与TiO2、SiO2、FeO*作图，用以确定不同环境的拉斑玄武岩（图21、22、23、24），从柏林（1980）还作了修改补充。此外，都城秋穗（1975）还作出Na2O＋K2O与Na2O/K2O关系图（图25），用以区别冰岛、大洋、岛弧的拉斑玄武岩，以及亚洲大陆东部、大西洋洋岛的碱性玄武岩。都城秋穗等及Glassiey法-2图21

FeO*/MgO一TiO2图解（据Migashiro，1974、1975）IAT：岛弧

OIB：洋岛

MORB：洋中脊都城秋穗等及Glassiey法-2IAT：岛弧

MORB：洋中脊

CA：钙碱性区

T：拉斑区图22

FeO*/MgO一SiO2图解（据Miyashiro，1974、1975）图23

FeO*/MgO与FeO*或TiO2图（据A.Miyashiro，1975，从柏林，1980修改）1一大洋拉斑玄武岩；2一大洋橄榄拉斑玄武岩；3一大陆拉斑玄武岩；4一岛弧拉斑玄武岩都城秋穗等及Glassiey法-3都城秋穗等及Glassiey法-4图中还用箭头表示了

向不同构造环境的演

化趋势。此法应用了

活动元素Na2O、K2O，故只适用于较新鲜的

岩石。超过新鲜玄武

岩的上限值者，不能

使用。用此图判别构

造环境时，除应注意

其成分范围外，还应

注意其成分变化的方

向。图24

FeO*/MgO与TiO

图2（W.Glassiey，1974）IAT：岛弧

OIB：洋岛

MORB：洋中脊都城秋穗等及Glassiey法-5岛弧拉斑玄武岩的演化，有两个不同方向（以箭头表示），均表示岛弧从不成熟向成熟方向转化。其中x方向：从成熟岛弧向弧后扩张盆地变化，y方向：从成熟岛弧向安第斯型活动陆缘变化。图25

Na2O+K2O与Na2O比K2O图解（Miyashiro，1975）A一冰岛拉斑玄武岩；B一大洋拉斑玄武岩；

C一岛弧拉斑玄武岩；D一亚洲大陆东部碱性玄武岩；E一大西洋洋岛碱性玄武岩（冰岛除外）；F一新鲜玄武岩中Na2O/K2O的上限值Gill等法Gill等（1979）曾提出用

100Mg/（Mg＋Fe*）与A12O3（图26）确定洋中脊与岛弧拉斑玄武岩，并用以研究格陵兰早太古代的岩浆活动的构造环境。Gill等把Fe2O3＝0.15∑FeO或把Fe*＝0

.865∑FeO计算成

Fe*的阳离子数。图26

Al2O3一100Mg/（Mg+Fe*)图解（R.C.Gill等，1975）IAT：岛弧

MORB：洋中脊玄武岩类大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf判别图I.板块发散边缘N-MORB区;II.板块汇聚边缘(II1.大洋岛弧玄武岩区;II2.陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区);III.大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区;IV.大陆板内(IV1.陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩

区;IV2.陆内裂谷碱性玄武岩区;IV3.大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区);V.地幔热柱玄武岩区Fig.2 Th/Hf-Ta/Hfidentificationdiagramoftectonicsettingofbasalts适用于中酸性火山岩类的图解地震强烈区，矿产富集区。它以钙碱性火山岩系及M型、I型科迪勒拉花岗岩为特征。消减带包括岛弧、活动大陆边缘（活动陆缘）两种环境。花岗岩类的

Pearce大离子亲石元素图解用于花岗岩类的Pearce大离子亲石元素图解中，标准化计算的标准值，均用洋脊花岗岩加以标准化K2ORbBaThTaNbCeHfZrSnYYb0.44500.80.7103593409708.0适用于中酸性火山岩类的图解花岗岩类常用的Pearce图解酸性火山岩类Minpet环境参考图-11011151413121617IAG+CAG+CCGRRG+CEUGPOG70

71

72 73

74

75

76 77

78

79

80SiO2Al2O3IAG：岛弧花岗岩类

CAG：大陆弧花岗岩类

CCG：碰撞花岗岩类

POG：后造山花岗岩类

RRG：与裂谷有关的花岗岩类

CEUG：与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类酸性火山岩类Minpet环境参考图-10.51.01.52.00.43.02.82.62.42.22.01.81.61.41.21.00.80.6PeralkalineMetaluminousPeraluminousACNKANKMetaluminous：偏铝质

Peraluminous：过铝质

Peralkaline：过碱性酸性火山岩类Minpet环境参考图-2606575800.50.60.70.80.91.0IAG+CAG+CCGPOGRRG+CEUG70SiO2FeOt/(FeOt+MgO)IAG：岛弧花岗岩类

CAG：大陆弧花岗岩类

CCG：碰撞花岗岩类

POG：后造山花岗岩类

RRG：与裂谷有关的花岗岩类

CEUG：与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类酸性火山岩类Minpet环境参考图-200102030102030405060IAG+CAG+CCGPOGRRG+CEUGCw%FMw%IAG：岛弧花岗岩类

CAG：大陆弧花岗岩类

CCG：碰撞花岗岩类

POG：后造山花岗岩类

RRG：与裂谷有关的花岗岩类

CEUG：与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类酸性火山岩类Minpet环境参考图-300102030102030405060IAG+CAG+CCGPOGRRG+CEUGMw%Fw%IAG：岛弧花岗岩类

CAG：大陆弧花岗岩类

CCG：碰撞花岗岩类

POG：后造山花岗岩类

RRG：与裂谷有关的花岗岩类

CEUG：与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类酸性火山岩类Minpet环境参考图-311101000010

2000101001000VAG+Syn-COLGWPGORGYNb11100010

20001010020001000Syn-COLGWPGORGVAG100Y+NbRbWPG：板内花岗岩；VAG：火山弧花岗岩类；ORG：洋脊花岗岩；syo+COLD：同碰撞花岗岩类Pearce的R

b—(Y+Ta)及R

b—(Y+Nb)

图解酸性火山岩类Minpet环境参考图-3超基性岩类Minpet环境参考图-1010002000300040005000CKKLMSHMBT0

2000

4000

6000 8000

10000

12000CrNi020004000600080001000012000CK

KLMSHMB

T0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5TiO2Cr超基性岩类Minpet环境参考图-2050100150200Total

FieldTholeiitic

Basalt0.0

0.4

0.8

1.2

1.6

2.0

2.4

2.8TiO2ZrTholeiitic

Basalt:拉斑玄武岩超基性岩类Minpet环境参考图-2050100200150High-Mg

BasaltKomatiites0.0

0.4

0.8

1.2

1.6

2.0

2.4

2.8TiO2ZrHigh-Mg-B:高镁玄武岩

Komatiites:科马提岩超基性岩类Minpet环境参考图-3010050150300250200Total

fieldDolerites0.0

0.4

0.8

1.2

1.6

2.0

2.4

2.8TiO2ZrDolerites:粒玄岩1.划分板内与消减带的方法1．扎瓦里茨基法以扎瓦里茨基计算的主要特征数值在ASB图（图29）上投点，相连成火山岩组合线。高尔什柯夫（Горшков，1963）指出，不同火山岩组合线反映不同的构造环境。图29

火山岩组合线（Горшков，Г﹒C，1963）1－3：消减带火山岩；4－10：板内火山岩，其中4－6：大陆板内火山岩；7－10：大洋板内火山岩图29

中ASB各数值的计算方法-1其中：S=

SiO2+TiO2A分两种情况A1：正常成分及铝过饱和型，A=（K2O+Na2O）×2；A2：碱过饱和及碱强过饱和型，A=

Al2O3×2；图29

中ASB各数值的计算方法-2B有4种情况B1：正常情况；B=

Fe2O3×2+

FeO+

MnO+

CaO－（Al2O3－Na2O－K2O）+MgOB2：铝过饱和；B=Fe2O3×2+

FeO+MnO+｛Al2O3－（CaO＋Na2O－K2O）｝×2+MgOB3：碱过饱；B=Fe2O3×2+

FeO+

MnO－｛Na2O＋K2O

－Al2O3｝×2+

CaO+MgOB4

：碱强过饱和；

B=

Na2O＋K2O

－

Al2O3

－｛Na2O＋K2O

－Al2O3｝×2+

CaO+MgO2.Rittmann法对于中-酸性火山岩类，最好

用Rittmann（1970）法，对于基一超基性火山岩，最好用

Loffler（1979）法Rittmann法是用logτ与logσ投影（图30）。对于SiO2大于43的基性岩类从理论上也是适用的。τ=（Al2O3－Na2O）

/TiO2σ=（K2O+Na2O）2/

(SiO2－43)图30

logτ一logσ图（A.Rittmann,1970）3.

Loffler法是在上法的基础上设计的lgτ与lg(σ25×100)投影图（图31）。因基性一超基性岩

SiO2低，σ可分性差，甚至是负值，在图29上无法投影。因此，他以（SiO2－25），代替（SiO2－43）；用σ25代替σ,σ25=（K2O+Na2O）2/(SiO2－25)；还用lg(σ25×100)代替lgσ，使横坐标值加大，便于投影。25×100图31

logτ一logσ

图解（H.K.Loffler，1979）2.划分岛弧与活动陆缘的方法岛弧与活动陆缘火山岩差异-11．火山岩系的成分据Jakes等研究（1972）：活动陆缘：SiO2＝56－75％，FeO*/MgO>2.0，K2O/Na2O>0.6

(K2O较固定，0.6－1.1)。岛弧：SiO2=50－66％（多<56％），FeO*/MgO<2.0，K2O/Na2O<0.6(K2O向大陆方向变大）。岛弧与活动陆缘火山岩差异-22．安山岩系的特征消减带的安山岩发育。活动陆缘：以高钾（K2O平均3.25％）安山岩为主。发育于陆壳较厚的冒地槽断块区，以山脉盆地出现．呈层火山与小火山锥产出，安山岩等距离不连续产出，与大量英安岩、流纹岩、熔结凝灰岩共生，火山碎屑岩多，玄武岩少。岛弧以低钾（K2O平均1.60％）安山岩为主。发育于洋壳较厚的优地槽回返区，以造山带出现。呈大的层火山产出，安山岩较发育，英安岩、流纹岩少，高铝玄武岩多，火山碎屑较少。岛弧与活动陆缘火山岩差异-33．与火山岩伴生的侵入岩

据Pearce（1954）提出：活动陆缘：I型科迪勒拉花岗岩，主要由石英二长岩一花岗岩组合。暗色矿物以黑云母为主，其次为角闪石。岛弧：M型花岗岩。主要由石英闪长岩一花岗岩组合，暗色矿物以角闪石为主，其次为黑云母。岛弧火山岩的进一步划分方法岛弧可进一步划分三个系列：岛弧拉斑玄武岩系列（IAT）、钙碱性系列（CAB）、钾玄岩系列（SHO）。岛弧复成分火山岩-11．对于复成分火山岩，可用图32、33、34、35，它们分别来自久野（1966）、Condie(1976)、Jakes(1972)、Yen(1970)的图及资料。划分的主要标志是从大陆到大洋一侧，Alk加大，K2O增高。其

中图32、33、34均为氧化物ωB%，而

图34则为CIPW标准矿物。图只适用于

SiO2=55－65%的岩石。岛弧复成分火山岩-2图32 Na2O+K2O与SiO2图解（久野，1966）图33

K2O一SiO2图（Condie，1976）CAB：钙碱性玄武岩

SHO：钾玄岩或橄榄安粗岩

IAT：岛弧拉斑玄武岩岛弧复成分火山岩-3图34 K2O+Na2O与K2O/Na2O图解（邱家骧据Jakes，1972资料绘制）CAB：钙碱性玄武岩

SHO：钾玄岩或橄榄安粗岩

IAT：岛弧拉斑玄武岩图35 Or-Ab-An图解（Yen，1970）P一易变辉石系列（相当于IAT）；H一紫苏辉石系列（相当于CAB）；C一环太平洋海域碱性玄武岩系列（相当于SHO）岛弧玄武岩-1可用表2及图36，其中表2据莫斯科大学地质系；图来自久野（1966），SiO2含量不同的岩石，

划分系列之“Y”形位置不同：SiO2愈高，则

K2O＋Na2O愈多，而Al2O3愈少。表2

三个系列中玄武岩的区别系列SiO2Al2O3Fe2O3+FeOTiO2IAT>48<16>111.2-2.2CAB>48>16<11<1.2SHO<48<16>11>2.0岛弧玄武岩-2图36

Al2O3一SiO2一Alk图解（久野，1966）1：SiO2=45.0－47.5；2：SiO2=47.5－50.0；3：SiO2=50.0－52.5；4：SiO2=52.5－55.0裂谷带火山岩类大陆板内是岩浆活动较少的地区，而大陆裂谷带则为

火山活动较发育地带。常见者为玄武岩（拉斑玄武岩、碱性玄武岩），分布较广，并常见双峰式火山，且基

性与酸性火山岩共生，中性者少见或无，碱性火山岩、碱性侵人岩发育；在时代上、成分上常成对出现，裂

谷边部比中心一般时代较老，碱度较大；岩石中富含

碱性元素、稀土（尤其轻稀土）元素，而87Sr／86Sr值变化范围大，岩浆来源与张性深断裂有关，多来自地

幔（个别下地壳）的部分熔融，加以分离结晶、同化

大陆壳而成不同的岩石。裂谷玄武岩成分-1表3

大陆裂谷拉斑玄武岩及碱性玄武岩平均值岩

石SiO2TiO2Al2O3FeO

*MgOCaONa2OK2O裂谷拉斑玄武岩50.32.214.313.55.99.72.50.66裂谷碱性玄武岩47.82.215.312.47.09.02.851.31裂谷玄武岩成分-2B．KO1－KA图据Добредов(1975)资料，可知KO1＝MgO+2TiO2－3K2O，KO1=7.5－10的玄武岩（图37B区）为裂谷玄武岩。而KO1＜7.5者（A区）为大陆玄武岩；>10者（C区）为大洋及岛弧火山岩。图37

KO1一KA图（据H.A.Добредов，1975资料绘制）双峰式火山特点-1DI颇率曲线圈据Codie（1976）统计裂谷带火山岩的DI（分异指数）发现，其频率最多的集中在DI＜35及＞75两个区间(图38），呈双峰（模）式分布，缺乏或很少DI=35一75的岩石，即存在戴里间断（Daly

gap）。它与消减带（活动陆缘、岛弧）有关的火山岩DI＝35一75区间特别集中，呈单峰式分布是不同的。双峰式火山特点图38

DI一频率（n）曲线图（据K.C.Condie，1982，改绘）裂谷：1一大陆裂谷（埃塞俄比亚）；2一大洋裂谷（冰岛）；消减带：3一活动陆缘（北美喀斯卡德山）；4一岛弧（阿留申群岛）钾钠范围及趋势-1贾承造（1988）据Sugisaki（1979）资料绘制了

K2O－Na2O变异图（图39），由图可以看法：裂谷火山岩以Na2O、K2O含量最高，Na2O、K2O增加较快为特征。它与消减带火山岩不同之处，是消减带Na2O、K2O含量较裂谷低。其中岛弧最低，活动陆缘次低。岛弧以Na2O、K2O同时增加，但Na2O增加较快为特征；活动陆缘以Na2O较稳定，但K2O连续增加为特征。钾钠范围及趋势-2图39

K2O一Na2O变异图（贾承造，1988）A一裂谷火山岩：Ⅰ一埃塞俄比亚；Ⅱ肯尼第斯；B一活动陆缘火山岩：

1一伊朗；2一南安第斯；3一中安第斯；4一新西兰；

C一岛弧：a一印尼：b一阿留申；c一日本；

d一汤加；e一马里亚纳玄武岩类的Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别Ta和Hf是耐熔的高场强元素，Th是耐熔大离子亲石元素。在深部作用过程中(如地幔分离、地幔部分熔融、岩浆分离结晶、地壳混染等)，在岩浆相、流体相或

地幔分离后的活动分离相，其含量有时会发生几个数量级的变化，用其绝对含量恢复所研究岩石玄武岩类岩浆源区成分从而判别其大地构造环境是困难的，但由于Th、Ta、Hf都是强不相容元素，其亲岩浆性的变化是同步的，Ta/Hf和Th/Hf比值在地幔部分熔融过程中只有很小的变化，在岩浆分离结晶过程中基本不变。Th、Ta、Hf的地球化学性质-1因此，相对原始岩浆中，Ta/Hf和Th/Hf比值大的差异被解释为源区成分不同引起(McCullochandGamble，1989)。根据岩浆岩源区成分判别原理(汪云亮等，1993)，原生岩浆岩的Ta/Hf和Th/Hf比值，直接反映的是其源区的Th、Ta、Hf分异特征，且大体等于其源区的值。因此，可用来恢复岩浆源区成分，进而判别岩石形成的大地构造环境。Th、Ta、Hf的地球化学性质-2由于Th、Ta、Hf都是强不相容元素，在分离结晶过程中含量都在同步增加。因此，Th/Hf、Th/Ta、Ta/Hf比值变化不明显。这一特征为本文研究对玄武岩成分是否接近原始岩浆成分的要求大为放宽。即Th、Ta、Hf数据能够加以利用的岩石，除原生岩浆岩外，一些分离结晶程度较低的岩石也可以使用。Th、Ta、Hf的地球化学性质-3研究对象要满足的样品选择的条件是：（1）玄武岩、玄武安山岩;（2）MgO≥8%;（3）

Cr≥200μg/g;（4）SiO2≤56%。注意！！！不同构造环境中玄武岩的Th/Hf和Ta/Hf比值在板块发散边缘(洋板块扩张脊)，主要岩石类型为大洋中脊玄武岩(MORB)。N-MORB的Ta/Hf<0.1，平均为0.067～0.083，Th/Hf<0.2，平均为0.02～0.07，均低于原始地幔的值N-MORB中Th、Ta相对于Hf亏损的特征，与REE中LREE相对于HREE亏损的特征类似。

Th/Ta、Ta/Hf比值低是N-MORB与其它大地构造环境形成的玄武岩区别的标志。板块发散边缘-1T-MORB和E-MORB(P-MORB)：MORB中与普遍分布的N-MORB相比，地球化学上相对富集类型被称为过渡型(T-MORB)和富集型(E-MORB)或地幔柱型(P-MORB)。板块发散边缘-2从空间分布上，E-MORB有两种情况，一是分布于洋脊轴不同地段，二是产于洋脊轴以外的海山，随机地分布于与扩张中心邻近的大洋板块内。其成因前者被认为与洋脊轴邻近的地幔柱有关，为地幔柱-洋脊相互作用的结果，后者不能用地幔柱-洋脊相互作用模式来解释，因为在其附近未发现地幔柱存在，一般认为是由于洋壳岩石的回炉而形成相对富集的地幔呈星点随机分布在高度亏损的N-MORB的地幔源区，E-MORB源于这种相对富集的地幔。板块发散边缘-3在成分上，T-MORB和E-MORB的Th/Ta、Nb/U比值与N-MORB及OIB相似，而Ta/Hf、Nb/Zr比值大于N-MORB

，与OIB

相似。在Th/Hf-Ta/Hf关系图上，T-MORB和E-MORB(P-MORB)与OIB难以区分，其大地构造环境应根据与其伴生的N-MORB来判断。板块发散边缘-4玄武岩分布于洋岛和海山链，其岩石类型既有拉斑玄武岩，也有碱性玄武岩。洋岛和海山链碱性玄武岩的

Th、Ta、Hf具地幔柱特征，与其它构造环境(如大陆板内)地幔柱形成的碱性玄武岩类似，因此，不具大地构造环境判别价值，其大地构造环境判别需由碱性玄武岩伴生的拉斑玄武岩的Th、Ta、Hf特征判别。大洋板内拉斑玄武岩特点是Th/Ta=0.4

～

1.6

，

Ta/Hf=0.1～0.3。大洋板内-1在板块汇聚边缘(陆缘火山弧、陆缘岛弧、陆缘裂谷、大洋岛弧、弧后盆地)玄武岩岩石类型主要为钙碱性

玄武岩。另一常见类型为拉斑玄武岩和安山岩。这些类型岩石形成于与俯冲带有关的岩浆。岩石中高场强元素Ta(Nb)和Hf(Zr)含量普遍低，为N-MORB的0.1～1倍，这一特征被认为是亏损地幔部分熔融的结果。在高场强元素之间，Ta(Nb)相对于Hf(Zr)亏损，Ta/Hf比值低于到约等于N-MORB平均值(0.067～0.083)。板块汇聚边缘-1很多学者认为这一特征与岩浆源区角闪石的参与有关(Mckenzie和ONions，1991;Oxburgh，1964;Green，1973;Eggler，1978)。Mckenzie和ONions(199