矿物微量元素组成用于火成岩构造背景判别

赵振华(中国科学院 广州地球化学研究所, 广东 广州 510640)

矿物微量元素组成用于火成岩构造背景判别

赵振华
(中国科学院 广州地球化学研究所, 广东 广州 510640)

火成岩中的矿物, 特别是稳定副矿物的微量元素组成可用于火成岩构造–岩浆背景的判别。产于不同构造背景火成岩中单颗粒锆石原位微量元素含量的准确测定, 积累了大量资料。本文介绍了用锆石微量元素含量的二维核密度分布投影, 构建了 U/Yb-Nb/Yb、Sc/Yb-Nb/Yb和 U/Yb-Sc/Yb构造背景判别图解, 可以区分洋中脊、地幔柱影响的洋岛及俯冲有关的弧(大陆弧)等不同构造背景形成的火成岩。单斜辉石、尖晶石、黑云母和角闪石的微量元素或主量元素组成同样可用于构造背景识别。

构造背景判别; 微量元素; 锆石; 单斜辉石; 尖晶石; 黑云母; 角闪石

尽管用岩石微量元素识别用于构造背景的判别图存在较多争议, 但用微量元素判别基性岩浆岩构造背景仍取得了较明显的进展(Vermeesch, 2006a, 2006b; 赵振华, 2007; Pearce 2014; Li et al., 2015)。主要包括以下三个方面:

第一是大量、精确的主、微量元素数据的积累。随着电子探针分析技术, 特别是激光等离子体质谱(LA-ICP-MS)技术的快速发展, 基性岩全岩(包括单颗粒矿物, 特别是锆石原位)微量元素含量的准确测定积累了大量数据, 建立了典型岩石类型的数据库,如 PETDB和 GEOROC数据库(网址: http: //www. earthchem.org/petdb和 http: //www.rankinsider.com/ georoc.mpch-mainz.gwdg.de), 大大拓宽了全岩微量元素组成判别火成岩形成构造背景方法的适应范围, 特别是为遭受蚀变岩石的构造背景恢复提供了新的工具(Grimes et al., 2007, 2015; Gonzalez-Jimenez et al., 2012)。

第二是更有效地运用多变量统计分析方法。在发表的有关玄武岩构造背景的传统判别图解中, 不同构造背景分类之间界线的确定往往是用两个或三个变量数据, 不是数值化的, 在统计上不严格, 由此划分的界线常常是不准确的、或有较大重叠。例如, 为了将玄武岩构造背景的判别分析建立在更严格的基础上, Vermeesch (2006a, 2006b)收集了45种共756件已知构造背景的、有全岩主、微量元素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。分类和回归树(classification and regression tree, CART)是用一个分段常值函数采用了更严格的统计方法——线性判别分析和二次判别分析。所选择的数据在统计分析前均转换为对数比值(不是直接用该成分的含量)。判别分析是假定多变量正态性(multivariate normality), 如果所有的构造背景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(linear discriminant analysis, LDA), 与此相反则为二次判别分析(quadratic discriminant analysis, QDA)。用上述方法产生了 14190个三元判别图解, 对它们的穷举分析(exhaustive exploration)获得了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。Belousova et al. (2002)根据锆石的稀土和微量元素含量和组成, 采用递归分割法(recursive partitioning, 简称RP法), 该方法关键是选择节点, 或称根节点、终端节点、叶节点, 进而建立决策树或决定树。构建判别不同类型岩浆岩的分类树(classification and regression trees)。本文介绍的不同构造‒岩浆背景锆石微量元素判别图则是用其微量元素的二维核密度分布投影(详见下述)。与上述分类树类似, 对于一些特殊类型的火成岩建立了一组图解, 使用这些判别图解时需按一定流程(flow-chart)进行, 如对于钾质火成岩(Müller and Groves, 1997)。

第三是用矿物, 特别是稳定副矿物的、而不是全岩的微量元素组成构建构造‒岩浆背景判别图解。

本文重点介绍火成岩中一些造岩矿物和副矿物(特别是锆石)微量元素组成在构造背景判别中的应用。

1　锆　石

锆石是倍受关注的遍在性矿物, 从地壳岩石到地幔包体、月岩及陨石中都有锆石存在。锆石还是化学上很稳定的矿物, 在风化、搬运过程, 甚至在变质和深熔过程都可保持化学上的稳定。因此, 火成岩中锆石U-Pb被广泛用于定年, 特别是激光等离子体质谱的单颗粒矿物定年技术的发展, 使锆石成为岩浆岩U-Pb定年的最重要对象, 积累了大量年龄数据。而在锆石用于U-Pb定年的同时, 其单颗粒原位微量元素含量的准确测定更提供了探讨晶出锆石的岩浆源区和成岩过程的重要地球化学信息。

1.1锆石的稀土及微量元素地球化学特点

强烈富集重稀土和明显的 Ce正异常是岩浆锆石的典型特征, 这种特点主要受控于晶出锆石的岩浆岩成分以及锆石的稀土和微量元素分配系数。

不同类型岩浆岩中锆石的稀土和微量元素含量和组成有明显区别, 如: 金伯利岩中的锆石稀土总量低(<50×10-6), 重稀土富集程度也较低, (Yb/Sm)N= 3～30; 但花岗岩中锆石稀土含量可达百分之几, 重稀土富集程度很高, (Yb/Sm)N>100。因此可根据锆石稀土元素组成特点区分源区的特征(表1)。

锆石稀土分配系数明显与形成锆石的岩浆成分有关, 硅不饱和碱性岩中锆石的稀土分配系数最高,而基性岩最低, 中性岩、酸性岩居中(Hanchar and Westrenen, 2007)。

表1　不同类型火成岩锆石的稀土元素组成Table 1　REE composition of zircon from different type of igneous rocks

稀土元素在锆石(ZrSiO4)中的分配系数还受控于其晶体化学(离子半径及电荷)特点。锆石中稀土元素的进入是基于与锆石等结构的“磷钇矿式”(YPO4)置换:

稀土元素中重稀土元素Lu3+离子半径为0.0977 nm, Y3+为 0.1019 nm; 轻稀土元素 La的离子半径为0.116 nm, 而8配位的Zr4+离子半径为0.084 nm, 因此, 重稀土元素离子与 Zr4+离子半径更接近, 更容易进入锆石晶格, 导致锆石中强烈富集重稀土, 这明显反映在分配系数上。Hanchar and Westrenen (2007) 综合了自然界火山岩和熔体包裹体样品及由高温高压实验研究所获得的锆石的稀土元素分配系数(图1), 其特点是: 重稀土(HREE)分配系数明显高于轻稀土(LREE), 在一个样品中 DLu比 DLa高 1～5个数量级; 不同类型岩石之间锆石稀土分配系数差别大, 对于轻稀土变化达 4个数量级, 而重稀土变化相对较小, 为2个数量级。对于其他微量元素, 重要的是U、Th、Nb和Sc。U4+、Th4+与Zr4+电价相同, 八配位Th4+离子半径为1.0 Å, 八配位的U更大,离子半径为1.04 Å, 因此锆石对它们的相容性比Hf4+低。Hf、U和 Th与锆石可形成等结构的固溶体: HfSiO4、USiO4和ThSiO4, 但这种固溶体是非理想的、有较大不混溶间断(Finch and Hanchar, 2003; Geisler et al., 2007)。锆石对U和Yb的分配系数相近, 分别为254和278。Sc和Nb进入锆石的置换方式是:

上述不同稀土元素分配系数之间的差异可从其离子半径及相关晶格变化得到解释。在锆石中稀土元素分配系数对离子半径的 Onuma图解中, 从 Lu到La构成简单抛物线(图 1), 该曲线顶部是最佳被置换的 Zr4+的位置, 从曲线上稀土元素的排列顺序可以看出, 重稀土特别是Lu最先置换Zr4+。从图上还可以看出Ce明显偏离抛物线, 反映在锆石Ce的分配系数DCe明显高于其相邻轻稀土元素La和Pr或Nd, 形成显著Ce正异常。这是由于在氧化条件下 Ce3+氧化成 Ce4+,它与 Zr4+电价相同, 在置换时不需电价补偿, 而且, Ce4+的半径(6配位为 0.087 nm, 8配位为 0.097 nm)比Ce3+更近于Zr4+, 因而比其他LREE更容易进入锆石晶格而形成 Ce正异常。此外, DCe偏离抛物线的程度可作为锆石生长过程中氧化状态的指标。

图1　锆石–熔体稀土分配系数与离子半径和熔体成分关系的Onuma图解(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不同源区岩浆岩锆石的稀土与微量元素组成

由于锆石对重稀土元素的强烈选择性, 很多岩石中锆石的稀土含量发生明显重叠, 因此难以区分开不同源区的锆石。由上述, U与Yb在锆石中分配系数相近, 因此, 锆石的 U/Yb可反映锆石晶出时熔体的特点。但是, Nb和Sc在锆石中的分配系数变化范围很大(DNb: 0.2～21; DSc: 2～70), 可达≥10倍。因此, Grimes et al. (2007, 2015)用锆石中微量元素U/Nb比值及它们与稀土元素的比值(U/Yb, U/Nb或 Nb/Yb)进行不同类型锆石比较, 这可以使由温度造成的分配系数变化导致的浓度改变最小化。对采自缓慢扩张中的大西洋和南印度洋洋脊的 36个辉长岩中的300个锆石颗粒, 以及1700多个采自大陆太古宙到显生宙花岗岩类、金伯利岩和阿拉斯加Talkeetna 岛弧石英闪长岩和英云闪长岩岩墙的锆石进行了微量元素和 REE元素分析(用 SHRIMPRG离子探针分析)。用 U-Yb、U/Yb-Hf或Y; Th-Yb; Th/Yb-Hf 或Y、P对上述锆石作图(图 2), 可以将洋壳辉长岩的锆石与大陆岩石中的锆石明显区分开。虽然对于同一样品中的U、Th、Yb的绝对含量可以有数量级的变化, 但洋壳岩石的锆石 U/Yb比值平均为 0.18, 大陆岩石锆石平均为 1.07, 金伯利岩为 2.1。这种变化与含这些锆石的全岩 U/Yb比值一致, 洋中脊玄武岩 MORB平均为 0.01～0.1 (Klein, 2003), 大陆壳平均为0.7(Rudnick and Gao, 2003), 金伯利岩为4～6(Farmer, 2003)。阿拉斯加岛弧岩石的锆石与洋壳岩石的锆石明显不同, 但与大陆岩石锆石重叠, 一些海洋岛弧熔岩全岩与MORB明显重叠, 由此推测大陆溢流玄武岩和大洋岛弧玄武岩中的锆石与洋壳岩石锆石相似。

由上述可见, 在构筑判别图解的参数选择中, U/Yb是很重要的参数, MORB中锆石低的U/Yb比值(<0.10)反映了它们的母岩浆及MORB地幔长期的不相容元素的亏损, 它明显不同于其他构造背景的锆石。但U/Yb>0.1则不是唯一的, 它包括了多种构造背景的锆石。因此, 需采用包括 U-Nb-Sc-Yb-Gd-Ce等多种阳离子的双变量图解(Grimes et al., 2015)。例如, 在 U/Yb-Nb/Yb图解中(实质是锆石的 U/Nb比值), 包含了多数MORB、洋岛和金伯利岩锆石的阴影区, 形成了明显的地幔锆石排列, 其上部边界的Nb/Yb和U/Yb值分别为0.004, 0.02和1.0, 10。而岩浆弧和后碰撞大陆锆石则形成了排列之外的、高U/Yb比值的与之平行的岩浆弧排列(图3)。

图2　区分大陆和海洋锆石的U/Yb-Hf (a)和U/Yb-Y (b)图解(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

图3　用U/Nb代表火成岩锆石的构造‒岩浆源(Grimes et al., 2015)Fig.3　U/Nb proxy for tectono-magmatic source of igneous zircon

受地幔柱影响的洋岛锆石与MORB的明显区别是U/Yb、U/Nb和Nb/Sc比值高; 对于U/Yb>0.1的锆石, 高 Sc/Yb可以将弧背景与低 Sc/Yb的受地幔柱影响的洋岛区分开。锆石中Sc的富集可能反映了熔体分异过程中角闪石的卷入, 进而反映了拉斑质与钙碱质岩浆系统源区成分的差异。

1.3锆石稀土与微量元素组成对不同构造‒岩浆背景的判别

基于上述火成岩中锆石微量元素与其源区及成岩过程的密切和复杂关系, Grimes et al. (2015)对锆石微量元素组成开展了更系统的研究, 收集了5438个普通构造‒岩浆背景产出的火成岩中锆石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。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。表2中给出了不同构造背景火成岩中锆石微量元素含量及U、Th、Ce、Gd、Nb和Sc与Yb的比值及U/Nb比值的平均值、中值、方差和样品数。

根据上述统计资料, Grimes et al. (2015)构筑了不同构造‒岩浆背景的锆石微量元素判别图解, 这些图解包括U/Yb-Nb/Yb、Sc/Yb-Nb/Yb和 U/Yb-Sc/Yb (图4), 图中坐标均为对数值(lg)。图解中阴影区是所收集的不同构造‒岩浆背景锆石微量元素的二维核密度分布投影。等值线分别为 50%、80%、90%和95%, 它们代表了该等值线内样品所占的比例。该密度投影是用二维核密度函数(kde2d)的 R程序, 即用轴平行(axis-aligned)二元正态核(bivariated normal kernel)计算, 用方格网(square grid)评价的二维核密度。所产生的构造背景图解中, 洋中脊、地幔柱影响的洋岛及俯冲有关的弧背景明显分布在不同区域,每一种背景中的近 80%～90%数据都投影于图中所限定的相应区域中。

图4　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(Grimes et al., 2015)Fig.4　Density distribution plots of tectono-magmatic setting based on trace elements in igneous zircon

在使用上述图解时应注意的是, Grimes et al. (2015)用锆石微量元素成分判别构造‒岩浆背景的图解是基于现代到中生代的火成岩中的锆石, 而且对古生代火成岩的锆石也做了检验, 其结果基本一致,但如果扩展到前寒武纪应当非常小心。此外, 用于构建构造背景判别图解的锆石微量元素资料均来自SHRIMP-RG分析方法, 不同实验室之间的数据应进行所分析标样的校正。判别图中不同区域之间界线的绝对值可能有些移动, 但其空间关系不会变化。此外, 应综合采用有 U、Yb、Nb、Sc、Ce和Gd建立的多变量图解, 不要仅依据单一图解。在锆石微量元素分析中, 应特别注意Nb、Sc的分析必须准确定量测定, 因为这两个元素容易受占锆石 50%多的Zr的同量异位效应的干扰。

2　单斜辉石

单斜辉石的化学成分随着其寄生火成岩岩石的化学成分而变化, 对于单斜辉石的斑晶更为明显。不同类型玄武岩的单斜辉石斑晶成分之间的差别比相应的基质成分之间的差别更大。该特征被用作识别不同构造背景的判别要素, 同时也提供了判别蚀变岩石构造背景的可靠手段, 因为蚀变岩石的单斜辉石斑晶核心的化学成分可能没有变化(Rollinson, 1993)。Leterrier et al. (1982)对 Nisbet and Pearce (1977)提出的单斜辉石MnO-TiO2-Na2O含量判别图解进行了修改完善, 构筑了新的 Ti-Cr-Ca-Al-Na投影图解, 其图解是根据一系列更大数据库为基础的Ti、Cr、Ca、Al和Na资料而完成的(图5)。Leterrier et al. (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 and Papike, 1981)。第一个图解(图 5a)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)和拉斑玄武岩及钙碱性玄武岩(T)。第二个图解(图 5b)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弧后盆地拉斑玄武岩)与火山弧玄武岩(O)。第三个图解(图5c)是Ti-Al总的投影图解, 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)。

这些图解不能只用一个单斜辉石的分析数据; Leterrier et al. (1982)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。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。

Le Bas (1962)曾用单斜辉石的四面体中Al所占比例Al总与Ti含量关系划分镁铁岩浆系列。Loucks (1990)认为, 单斜辉石的 Al总与Ti关系可用于区分不同构造环境的镁铁–超镁铁岩石, 其依据是在非造山区(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分子形式进入单斜辉石。这种置换方式由于在熔体中 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), 镁铁质火成岩的特点是大部分Al以CaFe3+AlSiO6分子结合在单斜辉石中,置换方式是VIMgIVSi2↔VIFe3+IVAl, 这是由于在岛弧轴部水和氧的逸度高。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, 可见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比值可用于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。我们用这种方法对新疆克拉玛依地区晚石炭世哈图玄武岩的形成构造背景进行了讨论(Tang et al., 2012, 图6), 该玄武岩具有与大洋高原玄武岩相似的地球化学特点, 其辉石的Al总对TiO2含量作图分布于岛弧和裂谷之间区域, 并从岛弧趋势偏向裂谷。结合该区早石炭世典型岛弧环境及与哈图玄武岩同时期的埃达克岩的存在, 认为哈图玄武岩形成于岛弧和伸展的双重背景, 与洋内弧中洋脊俯冲形成的板片窗有关。

图5　玄武岩的单斜辉石斑晶对构造背景的Ti-(Ca+Na), (Ti+Cr)-Ca和Ti-Al总判别图解(据Leterrier et al., 1982)Fig.5　Discrimination diagrams for clinopyroxene phenocrysts in basalts

3　尖 晶 石

尖晶石的化学成分对于其母岩浆的地球化学非常灵敏, 是其母岩浆形成的构造背景的函数, 因此,尖晶石的Cr、Al、Fe、Mg和Ti的比值广泛用于识别其母岩浆性质和铬铁岩形成的构造背景。然而,不同构造背景形成的铬铁岩中尖晶石在 Cr-Al-Fe2+, (Cr/(Cr+Al))/(Mg/(Mg+Fe2+)), TiO2-Al2O3, TiO2-Cr2O3等图解中出现大量重叠。Gonzalez-Jimenez et al. (2012)用LA-ICP-MS对已知构造背景的铬铁岩中的尖晶石进行微量元素分析, 并以MORB中的尖晶石为标准进行作图, 发现可以清楚地将科马提岩、层状镁铁质侵入体及蛇绿岩区分开。蛇绿岩中的尖晶石以富Ni、Mg而与亏损Ni、Mg的科马提岩、层状镁铁质侵入体中的尖晶石区分开, 层状镁铁质侵入体中的尖晶石则明显富集Sc、V而与科马提岩蛇绿岩中的尖晶石相区分(图7)。

图6　克拉玛依哈图玄武岩单斜辉石Al总-TiO2与构造背景关系(据Tang et al., 2012修改自Loucks, 1990)Fig.6　Plot of Al总vs. TiO2in clinopyroxene for tectonic settings

4　黑 云 母

在Debon and Le Fort (1983)提出的侵入体化学‒矿物分类中, 提出了特征矿物(characteristic mineral diagram)图解, 图解由参数 A=Al−(K+Na+2Ca); B= (Fe+Mg+Ti)和矿物分类组成。该图解包含了对火成岩含Al特点和对其矿物学的解释, 它将火成岩划分为钙铁镁质(cafemic, 主要或全部源于地幔)、Al质(主要或全部源于陆壳深熔)及钙铁镁质‒Al质过渡三种类型。这种特征矿物图解包含了岩石所固有的构造背景信息。据此, 对碱性、钙碱性和过铝质岩浆中的325个黑云母典型成分进行了分析(Abdel-Rahman, 1994), 其典型特点是碱性非造山系列岩浆岩中黑云母富铁, 为铁云母, FeO*/MgO平均值为7.04; 过铝质系列岩浆岩的黑云母亲铁, FeO*/MgO平均值为 3.48;钙碱系列黑云母富镁, FeO*/MgO平均值为1.76。

根据上述不同构造背景岩浆岩中黑云母成分的显著差异, 用FeO*-MgO, FeO*-Al2O3, Al2O3-MgO和Al2O3-MgO-FeO*分别作图(式中 FeO*=[FeO+(Fe2O3×0.89981)]), 在这些图解中可划分出伸展(碱性)、俯冲有关(钙碱性)和碰撞(过铝质)等不同构造背景的分布区。对这些图解中碱性、钙碱性和过铝质岩浆岩分布区进行线性统计分析, 获得了两个线性判别函数, 分别为:

式中变量为对数比转换(log-ratio transformation), 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)。用上述判别函数F1对F2作图(图8), 图中划分出A、C和P三部分, 分别代表伸展背景(碱性)、俯冲有关背景(钙碱性)和碰撞背景(过铝质),相应的判别准确率分别为89%、91%和95%。该图解与火成岩全岩主、微量元素构造背景判别图相结合,可以更准确地判断火成岩形成的构造背景。

图7　以MORB中尖晶石为标准的不同构造背景铬铁岩中的尖晶石主、微量元素图解(据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 闪 石

不同构造背景形成的角闪石对Nb、Ta的富集程度有明显差异。Coltorfi et al. (2007)研究了来自岩石圈不同地幔区地幔包体的角闪石, 发现它们的微量元素，特别是高场强元素含量明显不同： 产于俯冲带上方角闪石(S 型)相对亏损 Nb(含量<10×10‒6), Ti/Nb 和Zr/Nb比值高于球粒陨石, 而产于板内的角闪石(I型)富集 Nb(含量在10×10‒6～100×10‒6), Ti/Nb, Zr/Nb低于球粒陨石。因此, 角闪石是了解俯冲带上方流体、熔体交代特点的重要工具, 角闪石 Zr/Nb比值以及Zr/Nb-Ti/Nb, Zr/Nb-Ti/Zr作图可以区分与不同构造背景有关的、受多期交代的地幔区很有效(图9)。

图 8　不同构造背景火成岩中黑云母成分判别图解(Abdel-Rahman, 1994)Fig.8　Discrimination diagram of two linear discriminant functions of biotite in different tectonic settings

图 9　区分板内和俯冲带上方角闪石的 Zr/Nb-Ti/Nb(a)和Zr/Nb-Ti/Zr(b)图解(据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　结　语

火成岩中的矿物, 特别是稳定副矿物微量元素地球化学的研究, 为探讨火成岩(特别是蚀变的火成岩)构造–岩浆背景提供了新的途径, 可以预料, 随着单颗粒矿物原位微量元素准确测定技术的发展和资料的大量积累, 火成岩形成构造背景的地球化学研究水平将迅速提高。

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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

项目资助: NSFC-新疆联合基金重点项目(U1203291)和国家自然科学基金(41273056)联合资助。

赵振华(1942–), 男, 研究员, 地球化学专业。Email: zhzhao@gig.ac.cn