1樓：中地數媒
古構造環境、沉積岩源
區的分析也是研究高階變質地層的一個主要任務，由於高階變質地層大多數形成於早前寒武紀，因此，對這些高階變質地層的古沉積環境或古構造環境、沉積岩的源區或變質火山岩的岩漿起源的研究將對**早期大陸殼的形成和演化有著十分重要的意義。
1.變質火山地層古構造環境的分析
自從pearce和cann（1971，1973）提出利用地球化學方法區別產生於不同大地構造背景的玄武岩並建立了所謂的「構造—岩漿判別**」以來，大量有關火山岩、侵入岩的地球化學特徵與其構造環境的**都支援化學成分可以限定岩漿起源的大地構造背景這一認識，並且也形成許多利用常量元素、微量元素和稀土元素判別岩漿岩的成因型別、岩漿起源和構造背景的相關**，這些**已相繼收錄在《變質岩原巖**判別法》（王仁民等，1987）、《using geochemical data：evalution，presentation，interpretation》（hugh r.rollison，1993）和相關的教科書、著作和**中，在此就不一一列舉，但需要強調的是，大多數**是從經驗中總結出來的，許多**都有其基本原理和應用範圍，並且對於遭受強烈變質作用改造的高階變質的火山地層而言，有些以活動性元素形成的**並不適用，因此，在利用有關**對變質火山岩進行構造環境的判別時，應在理解**形成的基本原理和應用範圍的基礎上謹慎使用。
當然，簡單地或機械地套用各種構造—岩漿判別**可能會造成錯判甚至是錯誤的結論，因為構造環境對岩石地球化學特徵的控制是十分複雜的，只有在正確理解和把握構造環境和岩石地球化學之間關係內在聯絡的基礎上，通過對某一岩石組合的常量元素、微量元素和稀土元素特徵的系統分析，通過與已知構造環境下岩石地球化學資料的對比才會得出合理的結論。其中，微量元素和稀土元素的判別標誌可能更有效，而各種蛛網圖的判別效果更優於少數元素的二元或三元判別**（張本仁，2001）。
利用地球化學特徵判別古構造環境時遇到的一個最重要的問題是，現在用於判別構造環境的地球化學標誌和**主要是根據中、新生代各類板塊構造環境中的岩石研究而確立的，它們能否直接套用於早前寒武紀的構造環境的研究，也就是說，板塊構造機制是否在早前寒武紀也發生作用，這一問題到目前為止仍存在爭論，均變論觀點認為這種構造機制可追溯到太古宙，而非均變論觀點則持相反觀點，但近年來大量有關太古宙構造作用的研究傾向於板塊構造機制在太古宙尤其是新太古代存在的觀點，但板塊構造特徵與現今的板塊構造可能有所不同。這些爭論提醒我們在利用地球化學標誌判斷早前寒武紀構造環境時應更加慎重，但也不能因噎廢食。
2.碎屑沉積岩的古構造環境的分析
（1）碎屑沉積岩的地球化學特徵與構造環境的關係：對於碎屑沉積岩而言，構造環境與岩石地球化學特徵之間也存在著密切的聯絡。構造環境制約著沉積物質**的物源區，控制源區的風化作用、水動力搬運、分選和沉積作用，由此控制著碎屑沉積岩的地球化學特徵，例如島弧環境下的物源區主要為島弧區新生的不成熟地殼，由於地形高差大，搬運碎屑物質的水動力強，分選作用弱，故形成的碎屑沉積岩具有相對低k2o/na2o值、低∑ree和lree含量、低lree/hree和高eu/eu*等特徵；而被動大陸邊緣環境中的沉積盆地，源區為成熟度較高的地殼，搬運時水動力弱，分選作用強，形成的細碎屑物質顯示較高的k2o/na2o值、高∑ree和lree含量、高lree/hree和高eu/eu*等特徵（gao and wedepohl，1995）。
由於碎屑沉積岩的地球化學特徵主要受物源區的化學成分、風化剝蝕、搬運沉積等作用的控制，因此，對其沉積環境的分析也應從這幾方面的研究著手，當然，對於高階變質地層，還需要排除變質作用的影響。
（2）碎屑沉積岩的化學成熟度和古風化作用程度：碎屑沉積岩的成熟度是沉積能量平衡程度的重要標誌之一，它反映了碎屑沉積建造的構造穩定或非穩定性質。在變質碎屑沉積岩中，確定沉積物成熟度的化學標準是sio2含量和al2o3/sio2比值，它們反映了碎屑沉積岩中石英和粘土及長石的含量，一般情況下，石英岩和泥岩/頁岩代表了程度最高的兩個端元，而石英岩-泥岩組成的沉積建造代表了穩定環境下或克拉通沉積盆地的沉積物。
因此，對變質砂岩來說，sio2含量越高，al2o3/sio2比值越低，其成熟度越高。另一個有用的化學成熟度是（na2o＋k2o）含量和na2o/k2o比值，前者同樣也是長石含量的度量，而後者則反映了斜長石和鉀長石的相對比例，現代風化作用理論認為，在風化作用過程中，斜長石首先發生分解，na，ca，sr迅速流失，因此na2o含量較高則意味著碎屑沉積物的成熟度較低。
變質碎屑沉積岩中的化學成分可以確定其源區的古風化作用程度，可以用化學變化指數（cia）或化學風化指數（ciw）來衡量。cia＝al2o3/（al2o3＋cao*＋na2o＋k2o）（摩爾比）（nesbitt and young，1982）；ciw＝al2o3/（al2o3＋cao*＋na2o）（摩爾比）（harnois，1988），其中cao*是扣除了磷灰石（假設所有的p2o5都在磷灰石中）中的cao之後的量。對於遭受了高階變質作用的碎屑沉積岩，由於k2o在變質作用過程中可能發生活動，選用化學風化指數（ciw）評價其風化作用比較合適，一般情況下，新鮮的鎂鐵質-長英質岩漿岩的ciw值在40～65之間（gao and wedepohl，1995），而頁岩的ciw值在80～90之間。
風化指數高，源區岩石風化程度大，剝蝕速率低，表明構造環境相對穩定。
化學變化指數（cia）或化學風化指數（ciw）最初是用來說明岩石的風化程度的，但事實上，它還受到源區岩石成分的影響，長英質源巖的化學變化指數或化學風化指數比鎂鐵質源巖大；也受到搬運過程中顆粒分選的影響，雜砂岩和砂岩的ciw/cia值通常比泥岩或頁岩低（gao and wedepohl，1995）。除此之外，成巖過程和之後的變質作用影響也可能對此有所影響。
用（cao*＋na2o）—al2o3—k2o三角**（圖5-4-4a）和（cao*＋na2o＋k2o）—al2o3—（feo*＋mgo）三角**（圖5-4-4b）可以說明風化作用的趨勢。在這兩個**中，均表示了平均花崗岩和平均輝長岩的風化作用趨勢，可以將碎屑岩尤其是泥岩的化學成分投影在該圖上推測過去的風化條件，而與風化作用趨勢偏離的變化可能是成岩作用和變質作用所致。
圖5-4-4 （cao*＋na2o）—al2o3—k2o 三角**（a）（據nesbitt and young，1982，1989）和（cao*＋na2o＋k2o）—al2o3—（feo*＋mgo）三角**（b）（據camire et al.，1993），均說明平均的花崗岩和平均的輝長岩的風化作用趨勢
在a圖中，花崗岩的進一步風化作用趨勢也表示在圖中，在b圖中，a、b分別表示平均的花崗岩和平均的輝長岩的風化作用趨勢，c為有高k＋/h＋比值的流體參與下高嶺土轉換成伊利石的成岩作用和（或）交代作用趨勢，d為有高mg2＋/h＋比值的流體參與下高嶺土轉換為綠泥石的成岩作用和（或）交代作用趨勢。化學成分以摩爾比例進行投影。cao*代表與樣品的矽酸鹽部分有關的cao，feo*＝feo＋0.
8998×fe2o3
（3）構造環境的判別**：利用常量元素判別構造環境的**較少。砂岩-泥岩的k2o/na2o—sio2判別**（圖5-4-5）是許多文獻中常用的**，可以判別3種大地構造背景：
被動大陸邊緣（pm）、活動大陸邊緣環境（acm）和大洋島弧（arc），在使用這一**時，如果碎屑沉積岩中富含碳酸鹽組分，需要將分析資料換算成無caco3的資料。
圖5-4-5 砂岩—泥岩的k2o/na2o—sio2判別**
（據roser和korsch，1986，轉引自rollison，1998）
bhatia（1983）對現代和古代不同構造部位的大量砂岩的地球化學資料進行了分析和歸納總結，區分出大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣四類構造環境下的砂岩，使用的化學引數主要有：
1.1113×feo）＋mgo，al2o3/sio2，k2o/na2o，tio2和al2o3/（cao＋na2o，形成的判別**如圖5-4-6。
在微量元素方面，bhatia和crook（1986）設計的la—th—sc，th—sc—zr/10**（圖5-4-7）也可以區分大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣的雜砂岩。
圖5-4-6 砂和砂岩構造環境判別的主要化學成分分佈圖
（據bhatia，1983）
a—大洋島弧（黑方塊）；b—大陸島弧（黑三角）；c—活動大陸邊緣（黑星號）；d—被動大陸邊緣（黑點）
對於頁岩或泥質岩石，也可對其微量元素用後太古宙克拉通頁岩（paas）或北美頁岩（nasc）標準化後的蛛網**進行分析（圖5-4-2）。相對paas而言，形成於大洋島弧的頁岩以虧損許多元素為特徵，而大陸島弧和活動大陸邊緣的頁岩則具有較高的親石元素濃度和寬闊的曲線剖面，被動大陸邊緣的樣品與paas相似，具有平坦的趨勢。
圖5-4-7 （a）雜砂岩的la—th—sc判別**和th—sc—zr/10判別**
（據bhatia等，1986）
a—大洋島弧；b—大陸島弧；c—活動大陸邊緣；d—被動大陸邊緣
總之，對於碎屑沉積岩形成的構造環境的研究目前還沒有岩漿岩那樣深入，在對其進行討論時，也需要通過對常量元素、微量元素和稀土元素的系統分析、整理，相互印證，才能得出正確的結論。對於遭受高階變質作用改造的碎屑沉積岩來說，還需要考慮變質作用的影響。
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