礦物微量元素組成用于火成巖構造背景判別

趙振華(中國科學院 廣州地球化學研究所, 廣東 廣州 510640)

礦物微量元素組成用于火成巖構造背景判別

趙振華
(中國科學院 廣州地球化學研究所, 廣東 廣州 510640)

火成巖中的礦物, 特別是穩定副礦物的微量元素組成可用于火成巖構造–巖漿背景的判別。產于不同構造背景火成巖中單顆粒鋯石原位微量元素含量的準確測定, 積累了大量資料。本文介紹了用鋯石微量元素含量的二維核密度分布投影, 構建了 U/Yb-Nb/Yb、Sc/Yb-Nb/Yb和 U/Yb-Sc/Yb構造背景判別圖解, 可以區分洋中脊、地幔柱影響的洋島及俯沖有關的弧(大陸弧)等不同構造背景形成的火成巖。單斜輝石、尖晶石、黑云母和角閃石的微量元素或主量元素組成同樣可用于構造背景識別。

構造背景判別; 微量元素; 鋯石; 單斜輝石; 尖晶石; 黑云母; 角閃石

盡管用巖石微量元素識別用于構造背景的判別圖存在較多爭議, 但用微量元素判別基性巖漿巖構造背景仍取得了較明顯的進展(Vermeesch, 2006a, 2006b; 趙振華, 2007; Pearce 2014; Li et al., 2015)。主要包括以下三個方面:

第一是大量、精確的主、微量元素數據的積累。隨著電子探針分析技術, 特別是激光等離子體質譜(LA-ICP-MS)技術的快速發展, 基性巖全巖(包括單顆粒礦物, 特別是鋯石原位)微量元素含量的準確測定積累了大量數據, 建立了典型巖石類型的數據庫,如 PETDB和 GEOROC數據庫(網址: http: //www. earthchem.org/petdb和 http: //www.rankinsider.com/ georoc.mpch-mainz.gwdg.de), 大大拓寬了全巖微量元素組成判別火成巖形成構造背景方法的適應范圍, 特別是為遭受蝕變巖石的構造背景恢復提供了新的工具(Grimes et al., 2007, 2015; Gonzalez-Jimenez et al., 2012)。

第二是更有效地運用多變量統計分析方法。在發表的有關玄武巖構造背景的傳統判別圖解中, 不同構造背景分類之間界線的確定往往是用兩個或三個變量數據, 不是數值化的, 在統計上不嚴格, 由此劃分的界線常常是不準確的、或有較大重疊。例如, 為了將玄武巖構造背景的判別分析建立在更嚴格的基礎上, Vermeesch (2006a, 2006b)收集了45種共756件已知構造背景的、有全巖主、微量元素定量分析數據的海洋玄武巖樣品(洋島玄武巖259件、洋中脊玄武巖241件、島弧玄武巖256件), 建立了分類樹。分類和回歸樹(classification and regression tree, CART)是用一個分段常值函數采用了更嚴格的統計方法——線性判別分析和二次判別分析。所選擇的數據在統計分析前均轉換為對數比值(不是直接用該成分的含量)。判別分析是假定多變量正態性(multivariate normality), 如果所有的構造背景分類具有相同的協方差結構, 則所確定的分類界線是線性的, 稱為線性判別分析(linear discriminant analysis, LDA), 與此相反則為二次判別分析(quadratic discriminant analysis, QDA)。用上述方法產生了 14190個三元判別圖解, 對它們的窮舉分析(exhaustive exploration)獲得了最好的線性和二次判別圖解, 分別是不活動元素 Ti-V-Sc和 Ti-V-Sm三元圖解。上述方法減少了判別分析的錯判, 判別函數是線性結合, 它使不同構造背景分類之間相對于每一類型內部的變化最大化。Belousova et al. (2002)根據鋯石的稀土和微量元素含量和組成, 采用遞歸分割法(recursive partitioning, 簡稱RP法), 該方法關鍵是選擇節點, 或稱根節點、終端節點、葉節點, 進而建立決策樹或決定樹。構建判別不同類型巖漿巖的分類樹(classification and regression trees)。本文介紹的不同構造?巖漿背景鋯石微量元素判別圖則是用其微量元素的二維核密度分布投影(詳見下述)。與上述分類樹類似, 對于一些特殊類型的火成巖建立了一組圖解, 使用這些判別圖解時需按一定流程(flow-chart)進行, 如對于鉀質火成巖(Müller and Groves, 1997)。

第三是用礦物, 特別是穩定副礦物的、而不是全巖的微量元素組成構建構造?巖漿背景判別圖解。

本文重點介紹火成巖中一些造巖礦物和副礦物(特別是鋯石)微量元素組成在構造背景判別中的應用。

1　鋯　石

鋯石是倍受關注的遍在性礦物, 從地殼巖石到地幔包體、月巖及隕石中都有鋯石存在。鋯石還是化學上很穩定的礦物, 在風化、搬運過程, 甚至在變質和深熔過程都可保持化學上的穩定。因此, 火成巖中鋯石U-Pb被廣泛用于定年, 特別是激光等離子體質譜的單顆粒礦物定年技術的發展, 使鋯石成為巖漿巖U-Pb定年的最重要對象, 積累了大量年齡數據。而在鋯石用于U-Pb定年的同時, 其單顆粒原位微量元素含量的準確測定更提供了探討晶出鋯石的巖漿源區和成巖過程的重要地球化學信息。

1.1鋯石的稀土及微量元素地球化學特點

強烈富集重稀土和明顯的 Ce正異常是巖漿鋯石的典型特征, 這種特點主要受控于晶出鋯石的巖漿巖成分以及鋯石的稀土和微量元素分配系數。

不同類型巖漿巖中鋯石的稀土和微量元素含量和組成有明顯區別, 如: 金伯利巖中的鋯石稀土總量低(<50×10-6), 重稀土富集程度也較低, (Yb/Sm)N= 3～30; 但花崗巖中鋯石稀土含量可達百分之幾, 重稀土富集程度很高, (Yb/Sm)N>100。因此可根據鋯石稀土元素組成特點區分源區的特征(表1)。

鋯石稀土分配系數明顯與形成鋯石的巖漿成分有關, 硅不飽和堿性巖中鋯石的稀土分配系數最高,而基性巖最低, 中性巖、酸性巖居中(Hanchar and Westrenen, 2007)。

表1　不同類型火成巖鋯石的稀土元素組成Table 1　REE composition of zircon from different type of igneous rocks

稀土元素在鋯石(ZrSiO4)中的分配系數還受控于其晶體化學(離子半徑及電荷)特點。鋯石中稀土元素的進入是基于與鋯石等結構的“磷釔礦式”(YPO4)置換:

稀土元素中重稀土元素Lu3+離子半徑為0.0977 nm, Y3+為 0.1019 nm; 輕稀土元素 La的離子半徑為0.116 nm, 而8配位的Zr4+離子半徑為0.084 nm, 因此, 重稀土元素離子與 Zr4+離子半徑更接近, 更容易進入鋯石晶格, 導致鋯石中強烈富集重稀土, 這明顯反映在分配系數上。Hanchar and Westrenen (2007) 綜合了自然界火山巖和熔體包裹體樣品及由高溫高壓實驗研究所獲得的鋯石的稀土元素分配系數(圖1), 其特點是: 重稀土(HREE)分配系數明顯高于輕稀土(LREE), 在一個樣品中 DLu比 DLa高 1～5個數量級; 不同類型巖石之間鋯石稀土分配系數差別大, 對于輕稀土變化達 4個數量級, 而重稀土變化相對較小, 為2個數量級。對于其他微量元素, 重要的是U、Th、Nb和Sc。U4+、Th4+與Zr4+電價相同, 八配位Th4+離子半徑為1.0 ?, 八配位的U更大,離子半徑為1.04 ?, 因此鋯石對它們的相容性比Hf4+低。Hf、U和 Th與鋯石可形成等結構的固溶體: HfSiO4、USiO4和ThSiO4, 但這種固溶體是非理想的、有較大不混溶間斷(Finch and Hanchar, 2003; Geisler et al., 2007)。鋯石對U和Yb的分配系數相近, 分別為254和278。Sc和Nb進入鋯石的置換方式是:

上述不同稀土元素分配系數之間的差異可從其離子半徑及相關晶格變化得到解釋。在鋯石中稀土元素分配系數對離子半徑的 Onuma圖解中, 從 Lu到La構成簡單拋物線(圖 1), 該曲線頂部是最佳被置換的 Zr4+的位置, 從曲線上稀土元素的排列順序可以看出, 重稀土特別是Lu最先置換Zr4+。從圖上還可以看出Ce明顯偏離拋物線, 反映在鋯石Ce的分配系數DCe明顯高于其相鄰輕稀土元素La和Pr或Nd, 形成顯著Ce正異常。這是由于在氧化條件下 Ce3+氧化成 Ce4+,它與 Zr4+電價相同, 在置換時不需電價補償, 而且, Ce4+的半徑(6配位為 0.087 nm, 8配位為 0.097 nm)比Ce3+更近于Zr4+, 因而比其他LREE更容易進入鋯石晶格而形成 Ce正異常。此外, DCe偏離拋物線的程度可作為鋯石生長過程中氧化狀態的指標。

圖1　鋯石–熔體稀土分配系數與離子半徑和熔體成分關系的Onuma圖解(引自Hanchar and Westrenen, 2007)Fig.1　Onuma diagrams showing zircon-melt REE partition coefficients as a function of REE ion radius

1.2不同源區巖漿巖鋯石的稀土與微量元素組成

由于鋯石對重稀土元素的強烈選擇性, 很多巖石中鋯石的稀土含量發生明顯重疊, 因此難以區分開不同源區的鋯石。由上述, U與Yb在鋯石中分配系數相近, 因此, 鋯石的 U/Yb可反映鋯石晶出時熔體的特點。但是, Nb和Sc在鋯石中的分配系數變化范圍很大(DNb: 0.2～21; DSc: 2～70), 可達≥10倍。因此, Grimes et al. (2007, 2015)用鋯石中微量元素U/Nb比值及它們與稀土元素的比值(U/Yb, U/Nb或 Nb/Yb)進行不同類型鋯石比較, 這可以使由溫度造成的分配系數變化導致的濃度改變最小化。對采自緩慢擴張中的大西洋和南印度洋洋脊的 36個輝長巖中的300個鋯石顆粒, 以及1700多個采自大陸太古宙到顯生宙花崗巖類、金伯利巖和阿拉斯加Talkeetna 島弧石英閃長巖和英云閃長巖巖墻的鋯石進行了微量元素和 REE元素分析(用 SHRIMPRG離子探針分析)。用 U-Yb、U/Yb-Hf或Y; Th-Yb; Th/Yb-Hf 或Y、P對上述鋯石作圖(圖 2), 可以將洋殼輝長巖的鋯石與大陸巖石中的鋯石明顯區分開。雖然對于同一樣品中的U、Th、Yb的絕對含量可以有數量級的變化, 但洋殼巖石的鋯石 U/Yb比值平均為 0.18, 大陸巖石鋯石平均為 1.07, 金伯利巖為 2.1。這種變化與含這些鋯石的全巖 U/Yb比值一致, 洋中脊玄武巖 MORB平均為 0.01～0.1 (Klein, 2003), 大陸殼平均為0.7(Rudnick and Gao, 2003), 金伯利巖為4～6(Farmer, 2003)。阿拉斯加島弧巖石的鋯石與洋殼巖石的鋯石明顯不同, 但與大陸巖石鋯石重疊, 一些海洋島弧熔巖全巖與MORB明顯重疊, 由此推測大陸溢流玄武巖和大洋島弧玄武巖中的鋯石與洋殼巖石鋯石相似。

由上述可見, 在構筑判別圖解的參數選擇中, U/Yb是很重要的參數, MORB中鋯石低的U/Yb比值(<0.10)反映了它們的母巖漿及MORB地幔長期的不相容元素的虧損, 它明顯不同于其他構造背景的鋯石。但U/Yb>0.1則不是唯一的, 它包括了多種構造背景的鋯石。因此, 需采用包括 U-Nb-Sc-Yb-Gd-Ce等多種陽離子的雙變量圖解(Grimes et al., 2015)。例如, 在 U/Yb-Nb/Yb圖解中(實質是鋯石的 U/Nb比值), 包含了多數MORB、洋島和金伯利巖鋯石的陰影區, 形成了明顯的地幔鋯石排列, 其上部邊界的Nb/Yb和U/Yb值分別為0.004, 0.02和1.0, 10。而巖漿弧和后碰撞大陸鋯石則形成了排列之外的、高U/Yb比值的與之平行的巖漿弧排列(圖3)。

圖2　區分大陸和海洋鋯石的U/Yb-Hf (a)和U/Yb-Y (b)圖解(Grimes et al., 2007)Fig.2　Plots of U/Yb vs. Hf (a), and U/Yb vs. Y (b) for discrimination of continental and ocean crust zircons

圖3　用U/Nb代表火成巖鋯石的構造?巖漿源(Grimes et al., 2015)Fig.3　U/Nb proxy for tectono-magmatic source of igneous zircon

受地幔柱影響的洋島鋯石與MORB的明顯區別是U/Yb、U/Nb和Nb/Sc比值高; 對于U/Yb>0.1的鋯石, 高 Sc/Yb可以將弧背景與低 Sc/Yb的受地幔柱影響的洋島區分開。鋯石中Sc的富集可能反映了熔體分異過程中角閃石的卷入, 進而反映了拉斑質與鈣堿質巖漿系統源區成分的差異。

1.3鋯石稀土與微量元素組成對不同構造?巖漿背景的判別

基于上述火成巖中鋯石微量元素與其源區及成巖過程的密切和復雜關系, Grimes et al. (2015)對鋯石微量元素組成開展了更系統的研究, 收集了5438個普通構造?巖漿背景產出的火成巖中鋯石SHRIMP-RG分析的微量元素數據, 包括洋中脊 MOR(大西洋中脊MAR; 西南印度洋脊SWIR; 東太平洋洋隆EPRS)、巖漿弧、大陸碰撞帶和地幔柱影響的洋島; 時代主要為中生代?新生代。用數理統計方法對這些資料進行了計算, 統計參數包括平均值、中值、均方差(1σ)、偏態、峰態、第一四分位數(quartile)和第三四分位數。表2中給出了不同構造背景火成巖中鋯石微量元素含量及U、Th、Ce、Gd、Nb和Sc與Yb的比值及U/Nb比值的平均值、中值、方差和樣品數。

根據上述統計資料, Grimes et al. (2015)構筑了不同構造?巖漿背景的鋯石微量元素判別圖解, 這些圖解包括U/Yb-Nb/Yb、Sc/Yb-Nb/Yb和 U/Yb-Sc/Yb (圖4), 圖中坐標均為對數值(lg)。圖解中陰影區是所收集的不同構造?巖漿背景鋯石微量元素的二維核密度分布投影。等值線分別為 50%、80%、90%和95%, 它們代表了該等值線內樣品所占的比例。該密度投影是用二維核密度函數(kde2d)的 R程序, 即用軸平行(axis-aligned)二元正態核(bivariated normal kernel)計算, 用方格網(square grid)評價的二維核密度。所產生的構造背景圖解中, 洋中脊、地幔柱影響的洋島及俯沖有關的弧背景明顯分布在不同區域,每一種背景中的近 80%～90%數據都投影于圖中所限定的相應區域中。

圖4　不同構造?巖漿背景鋯石微量元素地球化學標志的密度分布圖(Grimes et al., 2015)Fig.4　Density distribution plots of tectono-magmatic setting based on trace elements in igneous zircon

在使用上述圖解時應注意的是, Grimes et al. (2015)用鋯石微量元素成分判別構造?巖漿背景的圖解是基于現代到中生代的火成巖中的鋯石, 而且對古生代火成巖的鋯石也做了檢驗, 其結果基本一致,但如果擴展到前寒武紀應當非常小心。此外, 用于構建構造背景判別圖解的鋯石微量元素資料均來自SHRIMP-RG分析方法, 不同實驗室之間的數據應進行所分析標樣的校正。判別圖中不同區域之間界線的絕對值可能有些移動, 但其空間關系不會變化。此外, 應綜合采用有 U、Yb、Nb、Sc、Ce和Gd建立的多變量圖解, 不要僅依據單一圖解。在鋯石微量元素分析中, 應特別注意Nb、Sc的分析必須準確定量測定, 因為這兩個元素容易受占鋯石 50%多的Zr的同量異位效應的干擾。

2　單斜輝石

單斜輝石的化學成分隨著其寄生火成巖巖石的化學成分而變化, 對于單斜輝石的斑晶更為明顯。不同類型玄武巖的單斜輝石斑晶成分之間的差別比相應的基質成分之間的差別更大。該特征被用作識別不同構造背景的判別要素, 同時也提供了判別蝕變巖石構造背景的可靠手段, 因為蝕變巖石的單斜輝石斑晶核心的化學成分可能沒有變化(Rollinson, 1993)。Leterrier et al. (1982)對 Nisbet and Pearce (1977)提出的單斜輝石MnO-TiO2-Na2O含量判別圖解進行了修改完善, 構筑了新的 Ti-Cr-Ca-Al-Na投影圖解, 其圖解是根據一系列更大數據庫為基礎的Ti、Cr、Ca、Al和Na資料而完成的(圖5)。Leterrier et al. (1982)提出的三個圖解可以區別堿性玄武巖、擴張中心拉斑玄武巖和島弧玄武巖。單斜輝石分析數據按六個氧進行晶體化學計算, 換算出陽離子數,并且只用那些Ca原子數大于0.5(每個單斜輝石分子中)的分析數據。為了提供計量比例, 進行了 Fe3+和Fe2+的計算(見Cameron and Papike, 1981)。第一個圖解(圖 5a)利用 Ti-(Ca+Na)投影, 區分堿性玄武巖(A: 大洋島和大陸堿性玄武巖)和拉斑玄武巖及鈣堿性玄武巖(T)。第二個圖解(圖 5b)是(Ti+Cr)-Ca的投影, 區分非堿性玄武巖及非造山玄武巖(D: MORB, 大洋島拉斑玄武巖和弧后盆地拉斑玄武巖)與火山弧玄武巖(O)。第三個圖解(圖5c)是Ti-Al總的投影圖解, 區分火山弧玄武巖和鈣堿性玄武巖(C)與島弧拉斑玄武巖(I)。

這些圖解不能只用一個單斜輝石的分析數據; Leterrier et al. (1982)推薦的最少不得少于10個分析數據。如用20個分析數據投影到圖解上將會獲得更可靠的結果。此方法甚至可以應用于綠片巖相的變基性巖,其中的單斜輝石成分可能經受了變質反應的調整。

Le Bas (1962)曾用單斜輝石的四面體中Al所占比例Al總與Ti含量關系劃分鎂鐵巖漿系列。Loucks (1990)認為, 單斜輝石的 Al總與Ti關系可用于區分不同構造環境的鎂鐵–超鎂鐵巖石, 其依據是在非造山區(如洋中脊, 弧后盆地、大陸裂谷、熱點)的拉斑玄武質和硅不飽和巖石中, 單斜輝石晶格結合的Al大部分是通過電荷補償VIMgIVSi2=VITiIVAl2, 以CaTiAl2O6分子形式進入單斜輝石。這種置換方式由于在熔體中 Ti的活度比Si高, 在硅不飽和鎂鐵-超鎂鐵巖石中更為典型。在匯聚板塊邊緣(拉斑玄武巖、鈣堿性輝長巖和玄武巖), 鎂鐵質火成巖的特點是大部分Al以CaFe3+AlSiO6分子結合在單斜輝石中,置換方式是VIMgIVSi2?VIFe3+IVAl, 這是由于在島弧軸部水和氧的逸度高。將輝長巖和超鎂鐵巖堆積巖的輝石中四面體Al對八面體中的Ti作圖, 可見與島弧有關的堆積巖中的單斜輝石 Al/Ti比值比與裂谷有關的拉斑玄武巖中的單斜輝石高, 約為其兩倍。因此,單斜輝石 Al/Ti比值可用于區分造山帶中蛇綠巖質和非蛇綠巖質的鎂鐵–超鎂鐵外來體。我們用這種方法對新疆克拉瑪依地區晚石炭世哈圖玄武巖的形成構造背景進行了討論(Tang et al., 2012, 圖6), 該玄武巖具有與大洋高原玄武巖相似的地球化學特點, 其輝石的Al總對TiO2含量作圖分布于島弧和裂谷之間區域, 并從島弧趨勢偏向裂谷。結合該區早石炭世典型島弧環境及與哈圖玄武巖同時期的埃達克巖的存在, 認為哈圖玄武巖形成于島弧和伸展的雙重背景, 與洋內弧中洋脊俯沖形成的板片窗有關。

圖5　玄武巖的單斜輝石斑晶對構造背景的Ti-(Ca+Na), (Ti+Cr)-Ca和Ti-Al總判別圖解(據Leterrier et al., 1982)Fig.5　Discrimination diagrams for clinopyroxene phenocrysts in basalts

3　尖 晶 石

尖晶石的化學成分對于其母巖漿的地球化學非常靈敏, 是其母巖漿形成的構造背景的函數, 因此,尖晶石的Cr、Al、Fe、Mg和Ti的比值廣泛用于識別其母巖漿性質和鉻鐵巖形成的構造背景。然而,不同構造背景形成的鉻鐵巖中尖晶石在 Cr-Al-Fe2+, (Cr/(Cr+Al))/(Mg/(Mg+Fe2+)), TiO2-Al2O3, TiO2-Cr2O3等圖解中出現大量重疊。Gonzalez-Jimenez et al. (2012)用LA-ICP-MS對已知構造背景的鉻鐵巖中的尖晶石進行微量元素分析, 并以MORB中的尖晶石為標準進行作圖, 發現可以清楚地將科馬提巖、層狀鎂鐵質侵入體及蛇綠巖區分開。蛇綠巖中的尖晶石以富Ni、Mg而與虧損Ni、Mg的科馬提巖、層狀鎂鐵質侵入體中的尖晶石區分開, 層狀鎂鐵質侵入體中的尖晶石則明顯富集Sc、V而與科馬提巖蛇綠巖中的尖晶石相區分(圖7)。

圖6　克拉瑪依哈圖玄武巖單斜輝石Al總-TiO2與構造背景關系(據Tang et al., 2012修改自Loucks, 1990)Fig.6　Plot of Al總vs. TiO2in clinopyroxene for tectonic settings

4　黑 云 母

在Debon and Le Fort (1983)提出的侵入體化學?礦物分類中, 提出了特征礦物(characteristic mineral diagram)圖解, 圖解由參數 A=Al?(K+Na+2Ca); B= (Fe+Mg+Ti)和礦物分類組成。該圖解包含了對火成巖含Al特點和對其礦物學的解釋, 它將火成巖劃分為鈣鐵鎂質(cafemic, 主要或全部源于地幔)、Al質(主要或全部源于陸殼深熔)及鈣鐵鎂質?Al質過渡三種類型。這種特征礦物圖解包含了巖石所固有的構造背景信息。據此, 對堿性、鈣堿性和過鋁質巖漿中的325個黑云母典型成分進行了分析(Abdel-Rahman, 1994), 其典型特點是堿性非造山系列巖漿巖中黑云母富鐵, 為鐵云母, FeO*/MgO平均值為7.04; 過鋁質系列巖漿巖的黑云母親鐵, FeO*/MgO平均值為 3.48;鈣堿系列黑云母富鎂, FeO*/MgO平均值為1.76。

根據上述不同構造背景巖漿巖中黑云母成分的顯著差異, 用FeO*-MgO, FeO*-Al2O3, Al2O3-MgO和Al2O3-MgO-FeO*分別作圖(式中 FeO*=[FeO+(Fe2O3×0.89981)]), 在這些圖解中可劃分出伸展(堿性)、俯沖有關(鈣堿性)和碰撞(過鋁質)等不同構造背景的分布區。對這些圖解中堿性、鈣堿性和過鋁質巖漿巖分布區進行線性統計分析, 獲得了兩個線性判別函數, 分別為:

式中變量為對數比轉換(log-ratio transformation), 不是重量百分(有關對數比轉換方法原理可參考文獻:周蒂, 1988, 1998)。用上述判別函數F1對F2作圖(圖8), 圖中劃分出A、C和P三部分, 分別代表伸展背景(堿性)、俯沖有關背景(鈣堿性)和碰撞背景(過鋁質),相應的判別準確率分別為89%、91%和95%。該圖解與火成巖全巖主、微量元素構造背景判別圖相結合,可以更準確地判斷火成巖形成的構造背景。

圖7　以MORB中尖晶石為標準的不同構造背景鉻鐵巖中的尖晶石主、微量元素圖解(據Gonzalez-Jimenez et al., 2012)Fig.7　Profiles of major and trace elements of spinel in eh chromitites from different tectonic settings normalized to composition of spinel of MORB

5　角 閃 石

不同構造背景形成的角閃石對Nb、Ta的富集程度有明顯差異。Coltorfi et al. (2007)研究了來自巖石圈不同地幔區地幔包體的角閃石, 發現它們的微量元素，特別是高場強元素含量明顯不同： 產于俯沖帶上方角閃石(S 型)相對虧損 Nb(含量<10×10?6), Ti/Nb 和Zr/Nb比值高于球粒隕石, 而產于板內的角閃石(I型)富集 Nb(含量在10×10?6～100×10?6), Ti/Nb, Zr/Nb低于球粒隕石。因此, 角閃石是了解俯沖帶上方流體、熔體交代特點的重要工具, 角閃石 Zr/Nb比值以及Zr/Nb-Ti/Nb, Zr/Nb-Ti/Zr作圖可以區分與不同構造背景有關的、受多期交代的地幔區很有效(圖9)。

圖 8　不同構造背景火成巖中黑云母成分判別圖解(Abdel-Rahman, 1994)Fig.8　Discrimination diagram of two linear discriminant functions of biotite in different tectonic settings

圖 9　區分板內和俯沖帶上方角閃石的 Zr/Nb-Ti/Nb(a)和Zr/Nb-Ti/Zr(b)圖解(據Coltorfi et al., 2007)Fig.9　Zr/Nb vs. Ti/Nb (a) and Zr/Nb vs. Ti/Zr (b) diagrams for intraplate and suprasubduction amphiboles

6　結　語

火成巖中的礦物, 特別是穩定副礦物微量元素地球化學的研究, 為探討火成巖(特別是蝕變的火成巖)構造–巖漿背景提供了新的途徑, 可以預料, 隨著單顆粒礦物原位微量元素準確測定技術的發展和資料的大量積累, 火成巖形成構造背景的地球化學研究水平將迅速提高。

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Discrimination of Tectonic Settings Based on Trace Elements in Igneous Minerals

ZHAO Zhenhua
(Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China)

Tectonic settings of igneous rocks can be discriminated based on trace element geochemistry of their constitute minerals, particular the stable accessory minerals. In-situ analyses of trace element contents of minerals in igneous rocks have been compiled and applied to set up a group of discrimination diagrams for tectonic settings. Density distribution plots were created with two-dimensional kernel of trace elements in igneous zircon which present U/Yb-Nb/Yb, Sc/Yb-Nb/Yb and U/Yb-Sc/Yb diagrams. These diagrams are effective for distinguishing the mid-ocean ridge (MOR), magmatic arc (continental arc) and ocean island (and other plume-influenced) settings. Tectonic setting discrimination using clinopyroxene, spinel, biotite and amphibole are also introduced.

tectonic setting discrimination; trace elements; zircon; clinopyroxene; spinel; biotite; amphibole

P595

A

1001-1552(2016)05-0986-010

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.008

2016-03-11; 改回日期: 2016-03-28

項目資助: NSFC-新疆聯合基金重點項目(U1203291)和國家自然科學基金(41273056)聯合資助。

趙振華(1942–), 男, 研究員, 地球化學專業。Email: zhzhao@gig.ac.cn