地科院背景判别讲课课件

构造背景的

地球化学判别

赵振华地科院背景判别讲课“地球系统科学”的思想已成为现代地球科学的核心，地球的各圈层是相互关联的不可分割的整体，是一个统一的大系统。地球科学不仅要研究不同圈层各自的性质与特征，更要研究各圈层之间的相互关系和相互作用。用这种思想研究不同构造环境的构造岩浆组合，进而探讨该区的构造环境才能得出合理的结论。地科院背景判别讲课地球化学经历了

从宏观→微观→宏观的发展历程初期：宏观—元素丰度（各种岩石、地壳、地球）中期：微观—元素地球化学行为：类质同象、分配系数、成岩定量模型（部分熔融、分离结晶、混合作用）现代：宏观—化学地球动力学（地幔不均一性、壳幔相互作用、壳幔地球化学演化）地科院背景判别讲课一.构造背景的地球化学判别原理二.不同类型岩石构造背景的地球化学判别图三.一些特殊构造背景类型的识别四.矿物微量元素用于构造背景识别五.构造背景判别应用中存在的问题地科院背景判别讲课

一.构造背景的地球化学判别原理

1.威尔逊旋回

2.造山运动

3.俯冲带工厂

4.构造背景的判别方法

5.活动与不活动元素地科院背景判别讲课由早到晚为:胚胎期幼年期成年期衰退期终了期闭合期闭合期终了期衰退期成年期幼年期胚胎期1.威尔逊旋回六个阶段地科院背景判别讲课衰退期俯冲:B型:洋壳向陆壳

A型：陆壳向陆壳洋脊俯冲-Ridgesubduction终了期

碰撞：主碰撞后碰撞

-Postcollision陆-陆弧-陆弧-弧地科院背景判别讲课

板块构造学说是现代地球科学的支柱，其核心内容为板块是活动的、漂移的。绝大多数的地质过程如板块俯冲、碰撞造山、岩浆作用等均发生在板块的边界。ca.255Maca.1000Ma地科院背景判别讲课增生棱柱地科院背景判别讲课三阶段:

造山↓后造山↓非造山2.造山运动地科院背景判别讲课

大量岩浆作用发生在主碰撞期后、板内时期之前后碰撞（postcollision）发生在主碰撞期之后，主要海洋已关闭，但伴有沿剪切带的大规模水平运动，其岩浆作用的标志是：钾质的,特别是高钾钙碱性的岩浆作用、强过铝的和碱性过碱性花岗岩，少量橄榄玄粗岩系造山作用地科院背景判别讲课

板块俯冲带是壳幔相互作用最复杂的地区之一，板块的俯冲、拼合过程使得俯冲带成为一座工厂。

(Rerr,2002；Tatsumi,2003)

工厂的“原料”、“产品”及“副产品”构成了俯冲带复杂的地球化学体系3.俯冲带“工厂”Subductionfactory地科院背景判别讲课5.1

俯冲带岩浆形成作用

助熔剂熔融:a)流体助熔b)熔体助熔

埃达克岩家族：板片熔融；

玄武质板片发生熔融的条件和模式

——壳幔相互作用的多种方式1.岛弧岩浆成分极性2.

微量元素与俯冲深度3.Ti、Nb、Ta异常4.地壳混染:Nb/U、Ce/Pb5.

大陆俯冲俯冲带工厂地科院背景判别讲课俯冲隧道汇聚板块边缘上下板片之间的剪切带ZhengYF(2012-CG)地科院背景判别讲课大陆俯冲隧道物理/化学混合地科院背景判别讲课4.构造背景的判别方法（1）.构造环境的判别原理（2）.火成岩岩石-构造组合（3）.微量元素地球化学判别图解地科院背景判别讲课

原理

Pearce和Cann(1971,1973)最先提出根据化学成分限定岩浆形成的构造背景,建立了构造-岩浆判别图解(tectonic-magmaticdiscriminationdiagram)微量元素的分配受源区物质成分、温度、压力控制不同的构造背景(tectonicsettings)所卷入的源区物质不同,温度、压力也不同.岛弧岩浆岩从海沟到陆缘成分极性变化(1)构造环境的判别地科院背景判别讲课构筑判别图的方法:判别分析的统计学技术+不活泼微量元素+已知大地构造环境已知→未知由已知大地构造背景岩石建立数据库不同类型的岩石应选择相同或相近岩石类型的构造环境判别图

花岗岩:Nb-Y,Ta-Yb,Rb-Y+Nb,Rb-Y+Ta

A型花岗岩:Nb-Y-3Ga,Nb-Y-Ce地科院背景判别讲课Pearce构造环境图解是将统计学【单个元素或判别因子(其多个元素含量比值或加和)】、不活动微量元素及板块构造有机结合地科院背景判别讲课

火成岩岩石-构造组合分析是指表示板块边界或特定的板块内部环境特征的岩石组合(Dickinson,1971)。

体现了构造环境与岩浆作用之间的内在联系。是探索造山带壳幔结构及深部过程的“探针”（邓晋福等,2004）。(2)

火成岩岩石-构造组合分析(Petrotectonicassemblage)地科院背景判别讲课岩石探针

指示板块边界或特定的板块内部环境特征的岩石组合-岩石构造组合（PetrotectonicAssemblage)A型（碱性）花岗岩埃达克岩（adakite)-富（高）铌玄武岩（NEB)-富镁安山岩（H)MA橄榄玄粗岩（shoshonite)高（富）镁火成岩地科院背景判别讲课

岩石的岩石学与地球化学特点成为反演地球动力学的重要标志——岩石探针,是近代岩石学的重大进展。

70-80年代:蛇绿岩，A型(碱性)花岗岩

90年代：超高压变质岩高(富)镁安山岩-(H)MA

橄榄玄粗岩-shoshonite

埃达克岩-adakite

一些重要的“岩石探针”地科院背景判别讲课岩浆的板块构造分类-Condie1982构造背景板块边缘板块内部大洋大陆聚敛(消减带)离散(洋隆)边缘海盆地大洋盆地(岛屿及海山)裂谷系克拉通碰撞带岩浆系列钙碱性岩(拉斑玄武岩)拉斑玄武岩(低钾)拉斑玄武岩(低钾)钙碱性岩拉斑玄武岩碱性岩双峰系列拉斑玄武岩碱性岩碱性岩双峰系列双峰系列钙碱性岩碱性岩应力状态压应力张应力张应力较小的压应力张应力较小的压应力压应力地科院背景判别讲课(3).微量元素地球化学判别图解一.构造背景的地球化学判别原理4.构造背景的判别方法微量元素分类：a）不相容元素

b）高场强元素c）不活动元素埃达克岩与地壳厚度微量元素的活动性地科院背景判别讲课

微量元素分类a.不相容元素(incomptibleelement)在岩浆结晶过程(或由固相部分熔融)中不易进入固相,而保留在与固相共存的熔体或熔液中的元素,即它们的固/液分配系数小于1.Li、Rb、Cs、Be、B、REE、U、Th、W、Sn、Pb、Zn等,许多不相容元素具有较大的离子半径，称为大离子亲石元素LIL(LargeIonLithophileelement)地科院背景判别讲课

在横越岛弧或活动大陆边缘，随俯冲深度增加，由大洋向大陆方向形成微量元素成分（含量、比值）的规律变化——成分极性：K→Rb→Sr→Ba→Cs→P→Pb→U→Th→REE

逐渐增加；B/Be、Cs/Th、Th/U、U/Zr

随变质程度增加而降低；Ce/Pb、U/Zr、Th/U

和

Cs、Ba、Be、Th等随俯冲深度增加而增加；B/Be、Be/Th、Be/Th

和

B、Pb降低

地科院背景判别讲课微量元素分类b.高场强元素:HFSE(HighFieldStrengthElements)电价高(离子电位高)(>3),不易溶于水,如Th、Nb、Ta、P、Zr、Hf、HREEc.不活动元素:

在变质或交代、蚀变作用过程中化学性质表现为惰性的微量元素。离子电位低（<3）或很高(>12)。地科院背景判别讲课微量元素分类图NaLi不相容元素地科院背景判别讲课弧考古学（Arc-aeology）

地质记录中标志性弧熔岩俯冲活动元素A--‐C(所有温度):Cs,Rb,K,Ba,SrB-C:高温:Th,轻-中REEC:非常高温：Nb,Ta,Zr,HfD:俯冲不活动素:Co,Sc,HREE俯冲带工厂边缘Pearce,2015地幔楔中元素的选择性富集地科院背景判别讲课洋中脊玄武岩的多元素标准化图曲线的斜率与这些岛弧岩石形成的莫霍面深度呈函数关系，选择其中有代表性的元素对比值，如Ce/Y,La/Yb,Zr/Y比值，随莫霍面深度增加，这些元素对比值增加，其函数为指数关系。选择轻、重稀土元素对比值Ce/Y为代表(这是由于与Yb相比，Y有更多数据可利用)，其最大值与莫霍面的关系式为y=0.3029e0.0554x式中Y为Ce/Y比值，x为莫霍面深度。该式的相关系数R2=0.90,置信度为95%。地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课主要形成于岛弧带，少部分与底侵形成的加厚地壳有关。其形成的压力范围较广：10-26Kba（33-86Km），由低钾拉斑玄武岩部分熔融形成，其残留相主要为辉石和石榴石。显著地球化学特点之一是La/Yb高>20,高硅的埃达克岩La/Yb>40；弱Eu负异常。这些特点决定了可将埃达克岩的形成与地壳厚度相联系。对安第斯造山带大陆弧火山岩的地壳厚度和La/Yb比值之间的关系进行了统计，发现两者之间密切相关。结合冈底斯岩带埃达克岩研究，给出了La/Yb、地壳厚度与成岩年龄关系，La/Yb比值高，地壳厚度大，认为青藏高原的增厚一直保持到晚渐新世—中中新世

(Chung等,2009）埃达克岩（adakite)与地壳厚度地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课Na/Ti比值：玄武岩Na/Ti比值是其岩浆形成深度的灵敏指标(Putirka,1999)，其原因是Na在单斜辉石与熔体之间中的分配系数随压力升高而增加（Blundy等，1995；Kinzler,1997）,而Ti在单斜辉石、石榴石与熔体之间的分配系数随压力升高保持恒定或降低（Kinzler,1997；Putirka,1999）。

因此，玄武岩岩浆的Na/Ti比值随其形成的平均压力增加而降低，即岩浆形成的深度越大，Na/Ti比值越低岩浆形成深度地科院背景判别讲课

对汉诺坝和大同碱性玄武岩岩浆的形成Na/Ti-Sm/Yb图解中进行了模拟计算，可见大同碱性玄武岩形成于岩石圈厚度为~72km,而汉诺坝碱性玄武岩形成时的岩石圈厚度为100~200km。

（Xu等，2005）地科院背景判别讲课海沟→弧后微量元素从下插板片中析出率大小的相对顺序:B

>As、Sb、Cs>Pb>Rb>Ba、Sr、Be~U>Th,

以B和Be为指示元素,其析出率为:B(100%)>Cs>As、Sb>Pb(50-75%?)>Rb>Ba、Sr、Be(20~30%)~U>Th、Ce、Sm、Nd、Lu、Hf５.微量元素的活动性地科院背景判别讲课弧考古学（Arc-aeology）

地质记录中标志性弧熔岩俯冲活动元素A--‐C(所有温度):Cs,Rb,K,Ba,SrB-C:高温:Th,轻-中REEC:非常高温：Nb,Ta,Zr,HfD:俯冲不活动素:Co,Sc,HREE俯冲带工厂边缘Pearce,2015地幔楔中元素的选择性富集地科院背景判别讲课高度非保留的(%SZ>80):Rb、Ba、K、Pb、

Th、U、Sr、B、Sb、Au中度非保留的(%SZ40-80):P、LREE、Be弱非保留的(%SZ=基线-40):MREE、Na、Cu保留的(%SZ<基线):Zr、Hf、Ti、HREE、Y、

Sc、Ga、Ni、Cr、Co、Zn

除K、Na、P以外的主要和少量元素地科院背景判别讲课微量元素的活动性实验结果表明,微量元素活动性受其离子半径和离子电荷的控制。离子电位(w/r<3)的大离子亲石元素,如K、Rb、Cs等是活动的。而w/r>3的高场强元素是不活动的实验资料地科院背景判别讲课大洋

大陆

K,K+Na,Rb,Sr,Ba,Cs,P,Pb,U,Th,REE,Rb/Sr,La/YbFe,Y,HREE,K/Rb,Na/K俯冲极性地科院背景判别讲课二.不同类型岩石构造环境的地球化学判别图１.玄武岩,安山岩２.钾质火成岩３.花岗岩,碱性花岗岩(A型)４.沉积岩(杂砂岩，泥质岩)地科院背景判别讲课玄武岩:

Ti-Zr-Y-Nb,Ti-Zr-Y(识别板内玄武岩),Ti-Zr

Th-Hf-Ta(Wood,1980):判别不同类型的MORB中性、酸性熔岩及玄武岩识别火山弧玄武岩效果好火山弧玄武岩:Cr-Y,Cr-Ce/Sr,K2O/Yb-Ta/Yb

１.玄武岩地科院背景判别讲课１.玄武岩地科院背景判别讲课

Wood(1980):Th-Hf-Ta图解可识别不同类型的MORB,尤其是火山弧玄武岩效果好，也可用于中性和富硅熔岩和玄武岩地科院背景判别讲课99%以上的现代洋弧和大陆弧投影在弧排列中Pearce,2015报告大洋弧大陆弧大洋弧

稳定态大陆弧

稳定态弧排列弧排列排列排列地科院背景判别讲课K和Ta都是不相容元素，地幔成分相对于原始地幔的演化将沿图中对角线方向变化，向D方向代表地幔亏损方向，向E方向代表地幔富集方向。

在岛弧环境下，由于流体存在，K和Ta的行为出现明显差异，K在流体中明显富集，F方向代表了流体富集方向。由此，可将火山弧玄武岩与MORB和板内玄武岩区分开。地科院背景判别讲课

对已知构造属性的、已测定了45个主、微量元素含量的756件玄武岩样品，采用更严格的统计方法-线性判别分析和二次判别分析。判别分析是假定多变量正态性（multivariatenormality），如果所有的构造环境分类具有相同的协方差结构，则所确定的分类界线是线性的，称为线性判别分析（lineardiscriminantanalysis-LDA）,与此相反，二次判别分析（Quadraticdiscriminantanalysis-QDA）,允许构造环境分区有不同的协方差结构.

(

Vermeesch，2006）地科院背景判别讲课

用上述方法产生了14,190个三元判别图解，对它们的穷举分析（exhaustiveexploration）获得了Ti-Si-Sr系统为最好的线性判别图（LDA），Na-Nb-Sr系统为最好的二次判别图解（QDA)。它们中最好的线性和二次判别图解分别是不活动元素Ti-V-Sc和Ti-V-Sm三元图解。上述方法减少了判别分析的错判，判别函数是线性结合，它使不同构造背景分类之间相对于每一类型内部的变化最大化。

地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课Vermeesch(2006)收集了756件已知构造环境的、有45主、微量元素全岩定量分析数据的海洋玄武岩样品（洋岛玄武岩259件、洋中脊玄武岩241件、岛弧玄武岩256件），建立了分类树（classificationtree），进而进行构造属性判别分析。地科院背景判别讲课给出了两组分类树判别玄武岩的构造环境：第一组是用51种主、微量元素及Sr、Nd、Pb同位素比值，该树适用于新鲜玄武岩；第二组分类树只用23个高场强元素和Sr、Nd、Pb同位素比值，它可用于受到蚀变的玄武岩。这两组分类树判别玄武岩构造环境的成功率分别为89%和84%。地科院背景判别讲课用51种主、微量元素及Sr、Nd、Pb同位素比值，该树适用于新鲜玄武岩地科院背景判别讲课只用23个高场强元素和Sr、Nd、Pb同位素比值，它可用于受到蚀变的玄武岩地科院背景判别讲课太古代-元古代界线玄武岩构造背景判别流程地科院背景判别讲课低钾大洋岛弧型安第斯型大陆岛弧型“其它”大洋岛弧型02468Sc/Ni20151410La/Yb１.安山岩构造判别图地科院背景判别讲课早元古和元古-太古代边界安山岩构造背景判别图地科院背景判别讲课已有图解不适用于钾质火成岩,因为钾质火成岩亏损高场强元素HESE中的Ti、Nb、TaTi-Zr,Ti-Zr-Y图解中钾质火成岩处于其外Ti-Zr-Sr不能区分板内与俯冲钾质火成岩,错判Th-Hf/3-Ta中钾质火成岩皆为与俯冲有关２.钾质火成岩地科院背景判别讲课Muller钾质火成岩判别流程图Zr/A2O3-TiO2/Al2O3TiO2-Al2O3Y-ZrZr/Al2O3-TiO2/Al2O3TiO2/100-La-Hf×10Ce/P2O5-Zr/TiO2Zr×3-Nb×50-Ce/P2O5Zr/Al2O3-P2O5/Al2O3TiO2/10-La×10-P2O5/10大陆弧CAP,后碰撞弧PAP板内(WIP)洋弧早期IOP晚期LOP大陆弧CAP后碰撞弧PAP早期洋弧IOP晚期洋弧LOP地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课３.传统的花岗岩分类:

I型—俯冲;S型—碰撞;A型—伸展构造环境实例造山1.岛弧花岗岩类(IAG)巴布亚新几内亚-所罗门群岛2.大陆弧花岗岩类(CAG)内华达岩基,爱达荷岩基3.大陆碰撞花岗岩类(CCG)北和高喜马拉雅,南布列塔尼4.后造山花岗岩类(POG)埃及非造山1.与裂谷有关的花岗岩类(PRG)奥斯陆裂谷,Wichta山2.与造山抬升有关的花岗岩类(CEUG)尼日尔-尼日利亚3.大洋斜长花岗岩类(OP)印度洋Karmoy蛇绿岩,Canyonoregen山花岗岩和构造环境(据Maniar&Piccoli;肖庆辉等,2002)地科院背景判别讲课(B)大洋中脊洋中脊拉斑质花岗岩""(C)消减作用和火山岛弧富角闪石的钙碱性花岗岩(E)大陆岩石圈之间的碰撞过铝质花岗岩(F)后碰撞抬升富K和钾长石斑晶的钙碱性花岗岩(A)大陆拉张和裂谷区过碱性和碱性花岗岩(D)消减作用和活动大陆边缘富角闪石的钙碱性花岗岩Adakiticintrusion岛弧“拉斑质”花岗岩花岗岩的板块构造成因分类：Barbarin(1999)地幔柱成因花岗岩面状分布、规模巨大、与地幔柱活动同时、岩石类型多样化(既有I型也有A型,如峨眉山)地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课３.花岗岩（Pearce,1984,1996)地科院背景判别讲课Alkaline:碱性

Anorogenic：非造山

Anhydrous：无水

Aliuminous：铝质

After：在早期花岗岩体之后的后碰撞火成岩套（post-collision；Postdate)Atlantic:大西洋周围的非造山区

Ambiguos：对A型岩浆来源缺乏一致解释

（Whalen,2005)

放弃A型，因为它代表了与按字母分类系统的不同含义（Creaser,1991)A代表的意义地科院背景判别讲课A型（碱性）花岗岩(火山岩)：富碱、低Ca、Al，高Fe/Fe+Mg、高K2O/Na2O的花岗岩;

低Sr、Eu；富Zr、Nb

石英、钾长石、少量斜长石，富铁黑云母、有时含碱性角闪石;富含晶洞高温

3A(LoiselleandWones,1979):

富碱：Alkali-rich

非造山：Anorogenic

贫水：Anhydrous

无水已不是必要的，在非造山增加后碰撞地科院背景判别讲课相对富铝Al2O3均高于12%A/NKC大于0.95(碱性花岗岩小于0.95)

过碱指数小于1.0Fe2O3低于碱性花岗岩成因与碱性花岗岩不同,来源于正常水含量的长英质下地壳铝质A型花岗岩地科院背景判别讲课必须正确识别A型或碱性花岗岩！应注意与高演化的I、S型花岗岩的差别

全熔岩浆:残留体少

高温岩浆：TZr>800℃地科院背景判别讲课构造环境:

非造山；A1型：裂谷、热点

A2型：大陆边缘，后碰撞板内：大陆和海洋板块内部，非板块边界地科院背景判别讲课碱性花岗岩地科院背景判别讲课与洋脊俯冲有关的A型花岗岩-新西兰地科院背景判别讲课与俯冲有关的A型花岗岩(XFZhao,2008)俯冲板片后退(rollback)地科院背景判别讲课沉积岩构造背景识别的基本假设是板块构造背景与沉积岩物源之间有密切联系，沉积盆地可能存在于下列板块构造背景：

大洋岛弧：主要沉积盆地为弧前或弧后盆地，靠近发育在

大洋或薄的大陆地壳背景的火山弧；大陆弧：主要沉积盆地为弧间、前弧或弧后盆地，靠近发育

在厚的大陆地壳或薄的大陆边缘上的火山弧；活动大陆边缘：主要沉积盆地为安第斯型盆地，发育在（或靠近）厚的大陆边缘。走滑盆地也发育在这种背景上；被动大陆边缘：主要沉积盆地为裂陷的大陆边缘，发育在

大陆边缘厚的地壳上；在大陆后缘上的沉积盆地；碰撞背景：发育在巨厚陆壳上的沉积盆地；裂谷背景—发

育在厚地壳上的克拉通之间的盆地。沉积岩的组成和板块位置之间的关系，对重建古构造位置可提供有力手段。(Bhatiaetal.,1986)沉积岩地科院背景判别讲课不成熟沉积岩含有大量源区碎屑,可以识别构造环境问题;沉积盆地与源区构造环境的差异.砂岩的主、微量元素组成，如La、Ce、Nd、Y、Th、Zr、Nb、Ti和Sc在沉积过程中活动性较低，在海水中停留时间较短，在风化和搬运过程可定量地进入碎屑沉积岩中，可反映母体物质特点。来自钙碱性安山岩的杂砂岩稀土组成与海洋岛弧火山岩相似。

来自英安质火山岩的Nb、U、La/Y、Ni/Co和Sc/Ni与大陆弧安山岩相似。沉积岩构造环境判别原理地科院背景判别讲课陆源碎屑沉积物是在区域构造背景控制下的物源区与沉积盆地有机结合配置的产物,也是揭示这种关系及其构造环境的重要标志,可以为盆—山耦合研究提供新的途径和方法。

碎屑沉积岩的骨架成分，尤其是砂岩的骨架成分对物源区的源岩性质和构造环境有着最直接的反映，Dickinson-Gazzi点计法Qt-F-L;Qm-F-Li;Qp-Lv-Ls;Qm-P-K

物源与构造背景三角图解。地科院背景判别讲课Dickinson等[1,2]通过对世界上近百个已确定区域构造环境的现代海相和陆相砂岩组分的统计、对比和判别分析,建立和确定了大家熟悉的定量判别标准和三角形模式图,Qt:总石英Qm：单晶石英Qp:多晶石英F:长石Lv:火山碎屑Ls:沉积碎屑Li:总岩屑L:岩屑东昆仑中下二叠统马尔争组砂岩构造背景

裴先治等2015地科院背景判别讲课东昆仑中下二叠统马尔争组砂岩构造背景

裴先治等2015大陆弧地科院背景判别讲课沉积岩:A.大洋岛弧;B.大陆岛弧;C.活动陆缘D.被动陆缘沉积岩:硬砂岩(Bhatia等,1986)地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课

被动大陆边缘沉积物的源区是由再循环的沉积碎屑、古老侵入岩及变质岩组成，火山物质的比例很小，因此，在被动大陆边缘沉积的沉积物具有与太古宙以后的平均页岩相似的稀土元素组成，即富集轻稀土元素、重稀土元素分布型式平坦并普遍存在Eu负异常。地科院背景判别讲课被动边缘的现代和显生宙浊积岩稀土组成富轻稀土重稀土平坦Eu负异常地科院背景判别讲课活动边缘：

如岛弧或大陆弧，在这种构造背景形成的沉积岩，其源区主要是分异程度很低的火山岩。因此，它们的稀土元素组成与安山岩相似，即稀土元素丰度低，La/Sm、La/Yb值低，无Eu异常，这种特点恰恰与被动边缘背景相反。地科院背景判别讲课大陆弧和岛弧的现代和显生宙浊积岩的稀土元素组成型式稀土元素丰度低，La/Sm、La/Yb值低，Eu异常无或低地科院背景判别讲课太古代（蓝色）与后太古代（绿色）火成岩Ni/o和Cr/Zn与MgO关系的不同趋势（Tangetal.,2016）地科院背景判别讲课地质历史中陆源细粒沉积岩Ni/Co、Cr/Zn比值随沉积年龄的变化（Tangetal.,2016）

A，C:页岩、混积岩；B,D:不同类型沉积岩对比地科院背景判别讲课地质历史中陆源细粒沉积岩Ni/Co、Cr/Zn比值随沉积年龄的变化（Tangetal.,2016）

A，C:页岩、混积岩；B,D:不同类型沉积岩对比地科院背景判别讲课泥质岩地科院背景判别讲课三三.一些特殊类型构造环境的识别1.底侵作用：Underplating拆沉作用：Delamination

地幔柱：

Mantleplum4板片断离：Slabbreakoff5.洋脊俯冲：Ridgesubduction6.通道流:Channelflow

地科院背景判别讲课

指幔源物质（强过热基性岩浆，约1200oC）呈岩床形式横向二维添加到大陆地壳底部的一种过程。在该过程中，约90%的玄武质岩浆将滞留于壳-幔边界（O’Reilly等，1996）。它也包括了下地壳岩石在基性岩浆侵入加热和流体作用下发生部分熔融向中上地壳侵位和添加的过程（金振民等，1996）。

地壳的这种生长过程不同于俯冲带地幔楔部分熔融形成岛弧岩浆填加到地壳的侧向增生，底侵作用是地壳的一种垂向增生，是壳幔相互作用的一种新方式。1.

底侵作用（underplating）地科院背景判别讲课美国西部(GreeatBasin)幔源玄武岩底侵作用与加厚的关系图(引自金振民,高山,1996)地科院背景判别讲课1.地壳加厚：

可使地壳加厚6km(意大利Ivren地区7km;澳大利亚昆士兰8km;西天山>5km）2.复杂的莫霍面结构：

壳-幔物质在莫霍面相互作用，使莫霍面复杂化，形成壳-幔混合层或壳-幔过渡带（西天山7-8

薄层叠合）3.高热流值：

导致地热异常（黄石公园比周围高2-3倍）4.基性岩墙群，基性麻粒岩：伸展背景下出现大量基性岩墙群（北疆晚古生代大量基性岩墙群）；富碱火成岩（碱性花岗岩，橄榄玄粗岩）底侵作用的识别标志地科院背景判别讲课

拆沉作用（Bird,1978,1979）主要是指大陆下岩石圈由于温度较低，密度较大而产生重力不稳定性，沉入软流圈地幔中。该概念已被广泛接受并得到进一步发展。当今，它是指由于重力的不稳定性导致岩石圈地幔、大陆下地壳或大洋地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程。拆沉作用发生在20-25km以下的下地壳和岩石圈地幔，它涉及了下地壳、岩石圈地幔和软流圈的相互作用。Nelson(1992)总结了拆沉作用的含义、机制、识别标志及壳-幔动力学意义。2．拆沉作用delamination地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课

在一个大陆内部伸展背景，岩石圈地幔减薄，软流圈上涌导致岩石圈地幔部分熔融产生了shoshonitic岩浆。玄武岩浆的底侵导致下地壳部分熔融以及拆沉的下地壳部分熔融产生了adakitic岩浆玄武岩浆底侵下地壳拆沉地科院背景判别讲课

被拆沉的下地壳物质无论是榴辉岩或底侵作用产物还是部分熔融后的残留物,它们的成分都是基性的，因此，拆沉作用将导致下地壳和地壳整体成分向长英质转化。Eu呈现负异常(Eu/*Eu<1),Sr/Nd比值降低(Wedepohl，1991；高山等，1992；

Rudnick，1995)地科院背景判别讲课

指从地幔深部垂直上升的一股或一排热流及在热流里运动着的气、液和固态物质组成的整体(Morgan1971,1972)。一般认为它起源于核幔边界，在地表表现为热点（Hotsport）。大面积溢流玄武岩（如西伯利亚暗色岩）或大火成岩省(Largeigneousprovinces-LIPs)是地幔柱的重要标志。

地幔柱是地幔物质运动的重要形式之一，具有全球影响和宏大尺度的深地幔柱称之为超级地幔柱（Supperplume）(Cox,1991;Fuller.1992;Larson,1991)。Hill(1993)和Maruyama(1994)以地幔柱为基础，提出了一种新的全球构造观—地幔柱构造(Plumetectonics)。3．地幔柱地科院背景判别讲课大规模火山作用前的地壳抬升（峨眉山抬升>1km）放射状岩墙群火山作用的物理特征:

高温，粘度低，挥发份低，火山碎屑岩少，苦橄岩

火山链的年代学特征:顺序变化地幔柱产生的岩浆化学组成:OIB型微量元素组成

古地幔柱识别标志地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课活动是短期的、脉动的

德干高原

65-69Ma

Kerguelen109.5-114Ma

哥伦比亚河

15.7-17.2Ma

峨眉山

~260Ma大的地幔柱来自核幔边界D”小的地幔柱来自上地幔地科院背景判别讲课

连续的、体积庞大的由镁铁质火山岩及其伴生的侵入岩构成的岩浆建造。大陆溢流玄武岩（CFB）和相关侵入岩、火山被动边缘、大洋高原、洋脊、海山群及洋盆溢流玄武岩。

三种类型：

大洋高原（OntongJava,Kerguelen）火山被动边缘（北大西洋）大陆溢流玄武岩（德干高原、哥伦比亚河）大火成岩省(LargeigneousrocksLIPs)地科院背景判别讲课大洋板片断离(板片窗）是造山带演化过程中的关键环节之一，大洋板片断离后主导大洋俯冲-大陆会聚的重要动力（深部板片拖拽力）会消失，软流圈会沿断离带发生快速上涌加热上覆板块。因此，大洋板片断离往往对造山带演化产生明显的影响，如超高压岩石的折返、造山带的快速抬升、强烈的岩浆活动、块体间会聚速率明显减小（甚至会聚停止）等。

高温岩浆岩：玻安岩、富镁安山岩OIB型岩浆岩：A型花岗岩板片断离-slabbreakoff地科院背景判别讲课俯冲板片断离(breakoff)地科院背景判别讲课板片断离-slabbreakoff

纪伟强等（2016）对青藏高原南部喜马拉雅东段朗山辉长岩进行了地球化学系统研究，提出最可能的成因机制为新特提斯洋板片的断离作用板片断离是俯冲板片的重要地质过程地科院背景判别讲课研究区构造位置和构造简图(Jietal,2016)带圈数字指示缝合带沿线约45Ma板片断离相关地质记录的分布。1-6为岩浆活动记录分布（46-42Ma）；7和8为超高压变质岩记录分布（西构造结东西两侧TsoMorari和KaghanValley最年轻的超高压变质记录都在约45Ma）日喀则地科院背景判别讲课朗山辉长岩形成与约45Ma新特提斯洋板片的深部断离有关（Jietal,2016)地科院背景判别讲课

是洋底扩张与俯冲带的交叉，最早见于美国西部造山带研究。可能产生板片窗，在周围软流圈地幔产生热效应，改变上覆板块的构造和岩浆演化。在板片窗上方岛弧岩浆活动减少，发育与洋中脊或裂谷有关的岩浆活动。

板片窗上方构造环境由挤压转向伸展。4.洋脊俯冲-RidgeSubduction地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课(据孙敏,2009)地科院背景判别讲课洋脊-海沟

浅俯冲

板片窗形成

正常钙碱性岩浆作用停止大洋地幔上隆；无浅层地震；有更多的热进入弧下地幔而形成热异常；板片窗形成后，俯冲洋脊的前缘熔融形成埃达克岩

喷灯效应(Blowtorcheffect)地科院背景判别讲课1.当洋脊靠近时，弧向上运动并出露；当洋脊向下通过俯冲带时，弧向下运动并下沉；沉积物变化伴有弧的顺序出露-下沉；2.当热洋脊俯冲时，由于俯冲带摩擦热降低，或下降板片挥发分丢失，造成与俯冲有关的岩浆作用停止；3.当热洋脊俯冲时，外面弧会受到区域变质作用。另外：洋脊俯冲将导致洋脊上板块的应力机制由挤压转变为伸展和弧后盆地打开。远离汇聚边界的下降板块中形成新洋脊洋脊俯冲效应地科院背景判别讲课

Abratis等(2001)提出，中美洲哥斯达黎加东南的5.8-2.0Ma的埃达克质和碱性熔岩是的形成过程：Cocos洋脊俯冲、与海沟碰撞，形成板片窗(slabwindow)，随之软流圈通过该板片窗进入Caribbean地幔楔，进而导致俯冲的洋脊边缘发生熔融。东太平洋洋脊(EPR)俯冲到BajaCalifornia下面30-50Km，随之软流圈窗打开，导致边缘熔融形成埃达克质岩浆，该岩浆与地幔楔相互作用形成与之组合的富铌玄武岩和富镁安山岩。

洋脊俯冲地科院背景判别讲课富(高)Mg安山岩形成分异的REE模式（强烈富轻稀土）低Rb/Sr,高K/Rb、Sr/Zr、La/Rb、

La/Nb洋脊俯冲的地化特点（Rogers,1985）地科院背景判别讲课西准不同类型火成岩地球化学系统变化地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课(据孙敏,2009)地科院背景判别讲课伊豆伊豆-小笠原弧地科院背景判别讲课西南日本，OKinoshida地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课在重力梯度产生的侧向压力驱动下的(中)下地壳物质的水平流动

Poiseuille通道流:在压力梯度驱动下在稳定的刚性边界间的通道流--a

Couett通道流:受上地壳挤出或岩石圈俯冲驱动的在移动刚性边界间的通道流--b

Poiseuille与Couett结合的通道流--c

目前,在西藏南部的构造-岩浆及高原隆升提出了通道流模型(Bird,1991;Klemperer,2006)

对蚌埠侏罗纪花岗岩的形成提出了通道流模型

(李曙光,2013)5.通道流:Channelflow地科院背景判别讲课Klemperer,2006Bird,1991通道流理论模型地科院背景判别讲课

青藏高原北部-昆仑山南部布喀大坂-马兰山冰川出露区含电气石二云母和黑云母流纹岩,形成于中新世-第四纪（9.0-1.5Ma）。

地球化学特点与南部喜马拉雅淡色花岗岩相似，明显的Eu、Sr、Ba负异常，Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成与全球海洋沉积物和藏北元古代-三叠纪沉积岩相似。由变质沉积岩在0.5-1.2Gpa（相当于地壳16.5-40km深处）、740-863℃条件下白云母+黑云母脱水熔融形成。表明青藏高原北部中下地壳从中新世持续到第四纪存在部分熔融层，证实了该区中下地壳薄弱层是地壳熔融的结果。

（Wang等，2012）地科院背景判别讲课

青藏高原北部厘定出的沿昆仑山南部断裂带呈东西向分布的中新世-第四纪地壳熔融岩浆岩带的存在，表明深部地壳流动在高原生长中发挥了重要作用，

如熔融弱化的中下地壳向北流动，受冷的柴达木地块阻挡，导致地表隆升和高原北向生长；而软弱化的中下地壳向北流动，受西北部冷的塔里木地块阻挡诱发地壳向东流动，导致昆仑山南部断裂带的左旋走滑运动、地震和高原的向东扩展。地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课

华北克拉通东南缘安徽蚌埠隆起位于大别-苏鲁超高压变质带北约150km，隆起内自西向东分布有荆山、涂山、蚂蚁山和老山等弱片麻状浅色花岗岩。

属准铝质，低Rb、高Sr、低Rb/Sr比。含大量新元古代和三叠纪变质岩继承锆石。

李曙光等（2013)地科院背景判别讲课

低εNd(t):-13.0—-14.9;高(Sr87/Sr86)i:0.708487—0.711690），表明它们主要是由俯冲的长英质片麻岩（贫云母的正片麻岩）熔融，蚌埠隆起中晚侏罗世浅色花岗岩的NWW-SEE分布，指示了古通道流的方向。地科院背景判别讲课四.矿物微量元素用于构造背景识别地科院背景判别讲课

不同构造背景火成岩中黑云母成分判别图解

式中变量为对数比转换(log-ratiotransformation),不是重量百分(有关对数比转换方法原理可参考文献:周蒂,1988,1998)

（Abdel-Rahman，1994）碰撞（过铝质）俯冲

F1=0.407MgO-0.239FeO*+0.946Al2O3

F2=1.149MgO+0.302FeO*-0.173Al2O3伸展（碱性）（钙碱性）ACCC碰撞（过铝质）俯冲（钙碱性）伸展（碱性）

F1=0.407MgO-0.239FeO*+0.946Al2O3F2=1.149MgO+0.302FeO*-0.173Al2O3黑云母1地科院背景判别讲课2，辉石：单斜辉石的AlZ与Ti关系可区分不同构造背景的镁铁-超镁铁岩石，依据是在非造山区(如洋中脊，弧后盆地、大陆裂谷、热点)的拉斑玄武质和硅不饱和岩石中，单斜辉石晶格结合的Al大部分是通过电荷补偿VIMgIVSi2=VITiIVAl2，以CaTiAl2O6分子型式进入单斜辉石。由于在熔体中Ti的活度比Si高，在硅不饱和镁铁-超镁铁岩石中更为典型。

在汇聚板块边缘（拉斑玄武岩、钙碱性辉长岩和玄武岩），镁铁质火成岩大部分Al以CaFe3+AlSiO6

分子结合在单斜辉石中，由于在岛弧轴部水和氧的逸度高，置换方式是VIMgIVSi2=VIFe3+AlIV，。

将辉长岩和超镁铁岩堆积岩的辉石中四面体Al对八面体中的Ti作图，与岛弧有关的堆积岩中的单斜辉石Al/Ti比值比与裂谷有关的拉斑玄武岩中的单斜辉石高,约为其两倍。因此，单斜辉石Al/Ti比值可区分造山带中蛇绿岩质和非蛇绿岩质的镁铁-超镁铁外来体。

Loucks(1990)地科院背景判别讲课与裂谷有关的与弧有关的地科院背景判别讲课单斜辉石斑晶：成分以6个氧为基础的阳离子Ti-(Ca+Na)图解:区分碱性玄武岩（A：大洋岛和大陆碱性玄武岩）和拉斑玄武岩及钙碱性玄武岩（T）。

(Ti+Cr)-Ca图解:区分非碱性玄武岩及非造山玄武岩（D：MORB，大洋岛拉斑玄武岩和弧后盆地拉斑玄武岩）与火山弧玄武岩（O）。Ti-总Al图解:区分火山弧玄武岩和钙碱性玄武岩（C）与岛弧拉斑玄武岩（I）。

这些图解不能只用一个单斜辉石的分析数据;推荐的最少不得少于10个分析数据。如用20个分析数据投影到图解上将会获得更可靠的结果。

Leterrier等（1982）地科院背景判别讲课Ti玄武岩单斜辉石斑晶判别图解Leterrier等（1982地科院背景判别讲课3，角闪石S型：Suprasubduction俯冲带上的地幔楔Nb亏损；Ti/Nb,Zr/Nb高于球粒陨石I型：Intraplate板内型

Nb富集；Ti/Nb,Zr/Nb低于球粒陨石地科院背景判别讲课板内型（I)与俯冲带上型(S)角闪石微量元素对比Nb0.2475.7±19.72.54±2.42元素与比值球粒陨石板内型-I型俯冲带上型-S型Ti/Nb1823266(948-11.3)6967(118774-306)Zr/Nb15.72.07(4.43-0.14)39.4(290-3.07)地科院背景判别讲课Fig.1.mg#(A),Na2O(B)andTiO2(C)vsSiO2diagramsforintraplate(I-Amph;opencircles)andsuprasubduction(S-Amph,greydiamonds)amphiboles.mg#=[Mg/(Mg+Fet)⁎100].I-AmphfieldincludesdatafromEifel(Witt-Eickschenetal.,2003),Kerguelen...Amphibolesfromsuprasubductionandintraplatelithosphericmantle俯冲带上（S型）和板内（I型)角闪石地科院背景判别讲课

俯冲带上型与板内型角闪石的

Ti-Nb（A)与Zr-Nb图解

S-Phl：俯冲带上金云母;;I-Phl,板内金云母；Rutile：金红石...俯冲带上型板内型俯冲带上型板内型（Coltorti,等，2007）地科院背景判别讲课

对不同构造-岩浆背景火成岩中锆石微量元素组成开展了系统研究，收集了5438个锆石SHRIMP-RG分析的微量元素数据，包括洋中脊MOR(大西洋中脊MAR;西南印度洋脊SWIR;东太平洋洋隆EPRS)、岩浆弧、大陆碰撞带和地幔柱影响的洋岛；

时代主要为中生代-新生代。包括U、Nb比值及它们与稀土元素的比值:U/Yb,U/Nb或Nb/Yb

用数理统计方法对这些资料进行了计算，统计参数包括平均值、中值、均方差（1σ）、偏态、峰态、第一四分位数（quartile）和第三四分位数，）进行不同类型锆石比较

（Grimes等2005；2015）4，锆石地科院背景判别讲课

区分大陆和海洋锆石的U/Yb-Hf和U/Yb-Y图解

（Grimesetal.，2007)地科院背景判别讲课用U/Nb代表火成岩锆石的构造-岩浆源（Grimesetal.，2015)岩浆弧排列地幔锆石排列地科院背景判别讲课不同构造-岩浆背景锆石微量元素地球化学标志的密度分布图

（Grimesetal.，2015)大陆弧型洋岛型洋中脊型大陆弧型洋中脊型洋岛型大陆弧型洋岛型洋中脊型地科院背景判别讲课不同构造背景岩浆岩锆石Nb/Hf-Th/U和Hf/Th-Th/Nb图解YangJHetal,2012板内非造山板内非造山弧有关造山弧有关造山地科院背景判别讲课五.构造环境判别中存在的问题地科院背景判别讲课

洋俯冲带壳幔结构与岩浆源区(据Wyllie，1984;转引自邓晋福等，2004)

a

冷幔—热壳;b

冷幔—冷壳;c

热幔—冷壳;d

热幔—热壳地科院背景判别讲课俯冲环境

地幔楔熔融-壳幔过渡带AFC过程SiO2:49-72%连续系列adak岩浆东天山土屋-延东(333-356Ma)

板块俯冲脱水地幔楔熔融石榴子石+角闪石分离结晶实例地科院背景判别讲课加厚下地壳熔融后碰撞环境

低Mg埃达克岩莫斯早特(260-280Ma)

实例

角闪榴辉岩熔融地科院背景判别讲课与俯冲有关的A型花岗岩(XFZhao,2008)俯冲板片后退(rollback)地科院背景判别讲课构造环境源区地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课

花岗岩的成分决定于源区，熔融时的物化条件，其后的岩浆演化（混合、混染），导致判别结果多解峨眉山玄武岩有关花岗岩既有I型也有A型，但它们都是陆内地科院背景判别讲课高场强元素Ti、Nb、Ta

的稳定性及其较容易精确测定而被广泛用于岩浆岩的形成作用研究,在以原始地幔PM为标准的微量元素丰度蛛网图中(spidergram),Nb、Ta、Ti相对相邻元素K、La和Eu、Tb的异常,或称“TNT”异常，成为识别岛弧岩浆岩典型标志俯冲碰撞带中微量元素地球化学Ti、Nb、Ta异常地科院背景判别讲课※

Nb、Ta亏损(Nb/La<1)已成为区分岛弧和板内岩浆重要标志原始地幔Nb：0.713，La：0.687Nb/La=1.04;La/Nb=0.96※在俯冲过程中，Nb保留在俯冲板片中，La

被板片脱水产生的流体带入地幔楔，在部分熔融中进入岛弧岩浆，因此，岛弧岩浆典型特点是亏损Nb、Ta,La/Nb>1。板内岩浆(OIB)不亏损地科院背景判别讲课※

Condie(1999)根据统计提出以La/Nb=1.4为界线，区分MORB、OIB、大洋玄武岩和岛弧玄武岩，

前者La/Nb<1.4,Ni>30ppm;

岛弧岩浆

La/Nb>1.4地科院背景判别讲课地科院背景判别讲课俯冲带岩浆岩中HFSE相对于与之相容性相似的元素的亏损原因：地幔俯冲变质作用过程中富HFSE矿物（金红石、榍石、角闪石等）的存在2.HFSE在流体中的低活动值重点研究两种端元成分:

板片熔体(埃达克岩)

板片流体(弧熔岩)地科院背景判别讲课在<150km地幔楔发生部分熔融过程中,金红石(TiO2)和榍石（CaTi

[SiO4]O）作为残留相，Ti、Nb、Ta保留在残留相中,造成所形成的岛弧钙碱性岩浆亏损Ti、Nb、Ta地科院背景判别讲课

不同环境形成的角闪石对Nb、Ta的富集程度有明显差异：

俯冲带上方（S型）角闪石相对亏损Nb(低于10ppm）,Ti/Nb和Zr/Nb比值高于球粒陨石板内（I型）角闪石富集Nb(10-100ppm),Ti/Nb,Zr/Nb低于球粒陨石

角闪石并不等同于交代流体，但它是了解俯冲带上方流体、熔体交代特点的重要工具

地科院背景判别讲课

造成Nb、Ta、Ti的相对亏损的多种过程可概括如下（Kelemen,2003）:

地壳中Fe-Ti氧化物的结晶分离

地壳或地幔中富Ti含水的硅酸盐，如金云母和角闪石的分异

上升熔体与亏损地幔之间广泛的色层分离式的相互作用

地幔楔中金红石、榍石相的存在

俯冲物质析出的流体中Nb、Ta相对于REE及其他元素的不活动性

从俯冲沉积物中继承了低的Ta/Th和Nb/Th比值

在俯冲物质部分熔融过程中金红石作为残留相

Kelemen认为最后一种过程最为可能地科院背景判别讲课Nb、Ta

亏损的岩浆

不一定是岛弧系统,它可能是源区受俯冲作用改造过的岩石圈,或残留地幔楔。地科院背景判别讲课

玄武岩Pearce(1973)玄武岩图解Ti/100—Zr—Yx3

适用于20%>CaO+MgO>12%

的拉斑玄武岩其B区包括MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩，因此，必须联合应用Ti-Zr和Ti-Zr-Sr图解，识别其它类型的玄武岩地科院背景判别讲课玄武岩构造背景判别地科院背景判别讲课Muller钾质火成岩判别流程图Zr/A2O3-TiO2/Al2O3TiO2-Al2O3Y-ZrZr/Al2O3-TiO2/Al2O3TiO2/100-La-Hf×10Ce/P2O5-Zr/TiO2Zr×3-Nb×50-Ce/P2O5Zr/Al2O3-P2O5/Al2O3TiO2/10-La×10-P2O5/10大陆弧CAP,后碰撞弧PAP板内(WIP)洋弧早期IOP晚期LOP大陆弧CAP后碰撞弧PAP早期洋弧IOP晚期洋弧LOP地科院背景判别讲课

必须用相同岩石类型的判别图解

必须注意元素活动性及元素在固-液相分配特点

岩石时代(主要适用于显生宙，目前已扩展到元古代)

样品的新鲜程度(不能有强蚀变,混染,堆晶)

必须注意图解的重叠及样品投影的位置

综合适用不同类型图解及地质观察识别构造环境的专家系统ESCORT

(Pearce,

1987)地科院背景判别讲课

在沉积岩构造背景识别中选用不成熟沉积岩，如杂砂岩和浊积岩是很重要的，它们更能真实地记录源区性质和盆地构造环境。

泥岩由于受源区风化、搬运沉积及成岩作用等多种作用影响而对构造背景的识别意义很弱。

此外，沉积岩物源区的构造背景可能与其沉积盆地不同，这为沉积岩的构造背景判别带来不确定性。

（McLennanetal.，1990）沉积岩地科院背景判别讲课陆源浊积岩的物源的研究一直为许多地质工作者所关注。前人的研究主要是运用传统方法，通过诸如砂岩格架矿物颗粒组成、古水流向分析、沉积环境分析、及近年来的地球化学等方法进行研究锆石广泛地形成于中、酸性岩浆岩和中、高级变质岩中，具有极好的抗风化、抗磨蚀和热蚀变能力，在沉积循环中不易被破坏;记录了地壳主要的岩浆和变质事件。因此，沉积物碎屑锆石较好地保存了源区岩石组成的信息。石英砂岩中的碎屑锆石年龄提供了其源区基岩年龄的直接证据(GehrelsandDickinson，1995)。通过测定沉积盆地内沉积物单颗粒锆石的U-Pb年龄谱，能有效地示踪源区背景、性质。地科院背景判别讲课时间作者800Ma前Stern(2005，2008,2013);Hamilton（2008,2011）1.8~2.7GaBedard,2006;Rollinson,2010;Brown,2007;Keller和Schoene,20122.7Ga前Condie和Kroner（2008）;O’Nelletal.（2007）；Korenag,（2006）;Davies（2007）;

VanHunenandMoyem（2012）3.0GaCondie和Benn(2008);Cawwoodetal.,(2006);Pearceetal.,(2008);Richard和Shirey(2008);Polat(2012);Dhuimeetal.,(2012);Naeraaetal.，(2012)Tang