岩石地球化学杨学明 岩石地球化学-杨学明
MnO-TiO2-Na2O浓度提出的判别图解,经Leterrier等(1982)修改完善后构筑了新的Ti-Cr-Ca-Al-Na投影图解。
Leterrier等(1982)批评了Nisbet和Pearce(1977)的图解基础只是少量的分析数据,并且其中有些是基质单斜辉石,三个化学据有两个(MnO和Na2O)接近于电子探针的分析检测限,这必然会影响判别图解的功效。
因此,他们提出了一系列根据更大的数据库为基础的Ti、Cr、Ca、Al和Na的图解(图5.24),来代替Nesbic和Pearce (1977)的图解。 Leterrier等(1982)提出的三个图解可以区别碱性玄武岩、扩张中心拉斑玄武岩和岛弧玄武岩。
单斜辉石分析数据按六个氧进行晶体化学计算,换算出阳离子数,并且只用那些Ca原子数大于0.5(每个单斜辉石分子中)的分析数据。为了提供计量比例,进行了Fe3 和Fe2 的计算(见Cameron和Papike,1981)。第一个图解(图
5.24a)利用Ti - (Ca Na)投影,区分碱性玄武岩(A;大洋岛和大陆碱性玄武岩)和拉斑玄武质和钙碱性玄武岩T。第二个图解(图
5.24b)是(Ti Cr) - Ca的投影,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后弧盆地拉斑玄武岩)与火山弧玄武岩(O)。第三个图解(图5.24c)是Ti -总Al的投影图解,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)。
这些图解不能只用于一个单斜辉石的分析数据;Leterrier等(1982)推荐的最少不得少于10个分析数据。若有可能把20个分析数据投影到图解上,将会能够获得有意义的结果。据认为,此方法甚至可以应用于绿片岩相的变基性岩,其中的单斜辉石成分可能经受了变质反应的调整。
第三节 花岗质成分岩石的判别图解
Pearce等(1984)首先系统地研究了已知大地构造背景的花岗岩 221
的地球化学特征。他们把石英含量大于5%的侵入岩都笼统地定义为花岗质岩石,并将花岗岩分为大洋脊、火山-弧、板内和碰撞型,每一类又进一步分为如表2所示的亚类。有选择的600个花岗岩的微量元素浓度数据对SiO2含量进行作用的初步分析表明,元素Y,Yb,Rb,Ba,K,Nb,Ta,Ce,Sm,Zr和Hf最能有效地区分不同大地构造环境的花岗岩。
Pearce等(1984)利用这些变量在二套协变图解中,按大地构造环境划分花岗岩。
一、基于变量Rb-Y-Nb和Rb-Yb-Ta的花岗岩判别图解(Pearce等, 1984)
元素Rb,Y(它与Yb相似)和Nb(与它相似的Ta)是被选择来区分大洋脊花岗岩(ORG)、板内花岗岩(WPG)、火山一弧花岗岩(VAG)和同碰撞花岗岩(Syn-COLG)等大多数类型最为有效的判据。但是对于造山后花岗岩和一组大洋脊花岗岩 ? 仰冲带、前一弧盆地花岗岩,却给出一个莫棱两可的结果。在图解上,造山后花岗质岩石不能与火山弧和同碰撞花岗岩相区别,但是可以利用下面所述的Hf- 222
Rb-Ta图解上加以识别。仰冲带花岗岩只有在有大洋脊的地质证据的情况下才能成功地被识别。在Nb-Y图解上,从它们的较低的Y含量得到判断。
1. Nb-Y和Ta-Yb判别图解
Nb和Y双变量投影图可分为三个岩石分布区:大洋脊花岗(ORG)、板内花岗岩(WPG)和火山弧花岗岩(VAG)以及同碰撞花岗岩(Syn-COLG)(图5.25a)。Ta和Yb投影图把同碰撞花岗岩和火山弧花岗岩分开来(图5.23b)。
2. Rb-(Y Nb)和Rb-(Yb Ta)判别图解
Rb和(Y Nb)双变量图解较有效地把同碰撞花岗岩和火山弧花岗岩区分开来。图中明确地把板内和大脊花岗岩分开(图5.26a)。以(Yb Ta)为X轴的相似图解给出了非常相似的岩石分布区(图5.26b)。
二、基于变量Hf-Rb-Ta的花岗岩判别图解
Hf-Rb/10-Ta×3三角形图解(图
5.27a)可以区分大洋底花岗岩、火山弧花岗岩和板内花岗岩,尽管碰撞花岗岩散落在火山弧和板内花岗岩的界线上(Harris等,1986)。利用Hf,Rb/30和Ta×3(图5-27b)对图5.27a进行调整以扩大碰撞花岗岩的分布区,使这类特殊花岗岩更为明确,并细分为同碰撞花岗岩和碰撞后花岗岩。
这两类花岗岩只能在Rb/Zr比值对SiO2投影图上加以识别,尽管在这种情况下碰撞后花岗岩和火山弧花岗岩有广泛的重叠。
三、衡量火山-弧花岗岩弧成熟度的一个标志
Brown等(1984)发现随着成熟度的增加,火山弧花岗岩富集Rb,Th,U,Ta,Nb,Hf和Y,而亏损Ba,Sr,P,Zr和Ti。他们说明了Rb/Zr对Nb或者Y的双变量投影作图可以表示弧成熟度,正相关关系说明成熟度增大。
四、花岩的主要元素判别图(Maniar等,1989)
花岗岩的主要元素化学成分可以有效地判定其形成时的大地构造环境。按花岗岩类形成时的构造环境,可以将花岗岩分为岛弧花岗岩类(IAG)、大陆弧花岗岩类(CAG)、大陆碰撞花岗岩类(CCG)、造山后花岗岩类(POG)、与裂谷有关的花岗岩类(RRG)、陆内造陆运动降起花岗岩类(Continental epeirogenic uplift granitoids-CEUG)和大洋斜长花岗岩类(OP) (图5.
28),其中IAG、CAG、CCG和POG为造山花岗岩,而RRG、CEUG和OP为非造山花岗岩类(Maniar等,1989)。
与Pearce等(1984)的花岗岩类构造环境分类相比较,IAG、CAG与火山弧花岗岩(VAG)相当,CCG、POG与碰撞花岗岩(COLG)相当,OP相当于洋脊花岗岩(ORG),而RRG、CEUG不能与板块内花岗岩(WPG)完全对应。
在运用花岗岩类主要元素化学成分判别其形成时的构造环境,必须注意到岩石的SiO2含量必须大于60 wt%,石英实际含量须大于2%
,岩石的时代必须是显生宙的(Maniar等,1989)。此外,还需要认识到岩浆的起源受控于温度、压力、挥发份和源岩性质等因素。岩浆动力学机制及地壳环境的特征又使岩浆过程复杂化。显然,现在的问题是地质环境的板块构造运动是否控制岩浆的起源与侵位条件?从一般意义看,岩浆形成的某些因素取决于板块的动力学机制,而有些因素则可能与板块构造运动无关。这也是我们在判别构造环境时必须谨慎的原因。
五、花岗岩构造环境的R1-R2因素判别图解 (Bechelor等,1985) R1和R2因子不仅可以用来进行火成岩的分类(见第三章第一节),还可以用来判别岩石形成时的构造背景。图5.29是Bechelor 224
