构造环境分析
依据沉积岩地球化学特征判别沉积构造环境，国内、外研究得较少，尚属簿弱环节。目前仅有二种判别方法：①Roser和Korsch（1986）提出的SiO2含量对K2O/Na2O比值图解，此方法能区分出被动大陆边缘（PM）沉积环境、活动大陆边缘（ACM）沉积环境和大洋岛弧（ARC）沉积环境的泥砂质沉积岩；②M.R.Bhatia（1983、1985、1986）提出的判别碎屑岩沉积构造环境的主量元素、微量元素和稀土元素的标志（表2-1a、b、c）。
Taylor和Mclennan等认为，∑REE、Y、Th和Co等元素，难溶于水溶液中，在海水中居留时间很短，它们在沉积成岩和成岩后的变质等地质作用过程中相对稳定，因此它们在细粒碎屑沉积物中的含量能直接定量地反映其在源区岩石中的丰度。因此细粒碎屑岩的稀土和微量元素构造环境判别方法更适用于秦岭构造带。
表2-la 不同构造环境碎屑岩成分特征（%）
表2-1b 不同构造环境碎屑岩微量元素特征（10-6）
表2-1c 不同构造环境碎屑岩稀土元素特征（10-6）
Eu/Eu*=（Eu/0.0866）/{[（Sm/0.230）+（Gd/0.311）]/2｝
（一）北秦岭地层的沉积环境
北秦岭地层包括早元古代秦岭群、中—新元古代宽坪群和新元古代—早古生代二郎坪群、丹凤群。北秦岭地层形成的构造环境争议较大。特别是秦岭群形成的构造环境，即它是归属华北地台还是扬子地台，或是独立的陆块，是研究秦岭造山的关键。
1.变碎屑岩的SiO2-K2O/Na2O图解判别
在图2-10中，秦岭群杂砂岩样品投点绝大部分在ACM区域内部分落入PM区域；宽坪群杂砂岩样品投点情况与秦岭群相似也在ACM和PM区域内，但与秦岭群相比总体明显更靠近PM区；二郎坪杂砂岩样品投点亦主要落在ACM区域或其附近，特征与秦岭群、宽坪群极相似；丹凤群杂砂岩样品投点无例外地均落入ACM区域。用SiO2-K2O/Na2O图解进行构造环境判别，一个重要的因素—成熟度因素的影响应当考虑。显然，随着杂砂岩成熟度的降低，其中的SiO2含量将减少、斜长石含量增加而Na2O含量将增加，样品的投点位置将作如图2-10中箭头所示方向移动，从而导致构造环境判别上的误差。结合其它资料（下文）综合分析，秦岭群似主要为被动大陆边缘环境，落入ACM区主要是由于杂砂岩的成熟度偏低造成的样品点位置偏移，杂砂岩中变质残余的碎屑矿物以An＝25-40的斜长石为主证明了这一点；宽坪群样品投点特征，除了反映其也具有较低的成熟度，秦岭群为其提供物源和宽坪群既非典型的被动陆缘或活动边缘环境而是活动大陆边缘背景上的被动裂开环境等也是重要的因素；二郎群部分样品落入PM区域，可能主要是秦岭群和宽坪群为其提供物源的反映。
图2-10 北秦岭地层变杂砂岩的SiO2-K2O/Na2O图解
PM—被动大陆边缘；ACM—活动大陆边缘；ARC—大洋岛弧
●秦岭；○宽坪；×二郎坪；Δ丹凤群
表2-2 北秦岭—华北克拉通南缘各时代碎屑岩化学组成
2.REE和微量元素特征参数判别
从总体上看，北秦岭各时代碎屑沉积物REE与前面表述的后太古宙沉积物REE组成模式一，即碎屑岩具有∑REE较高（＞100×10-6）、都有明显的负Eu异常（Eu/Eu*=0.57-0.73）和REE组成曲线基本上互相平行等特征（表2-2，图2-11）。除此之外，北秦岭碎屑物REE和微量元素还具有如下演化规律：从古元古代到早古生代，碎屑沉积物的La、Th、Sc等元素含量依次递减，∑REE依次递减，Eu/Eu*依次递增。这种演化特征与Bhatia（1985）提出的从被动大陆边缘到活动大陆边缘（安第斯型大陆边缘）再到大陆岛弧，杂砂岩中REE、微量元素组成的演化趋势基本一致（表2-1）。这一演化特征大致反映了北秦岭各时代杂砂岩沉积物源的构造环境的更迭：早元古代秦岭群为陆缘裂陷环境，沉积环境相对稳定，杂砂岩有较高的∑REE和明显的负Eu异常（Eu/Eu*=0.57）；中新元古代本区发展为活动大陆边缘环境，在基底隆起背景上裂开环境中形成宽坪群，杂砂岩中∑REE较秦岭群有所下降并与活动大陆边缘近一致（∑REE=188,Eu/Eu*值增大）；新元古代—早古生代形成丹凤群和二郎坪群活动大陆边缘沉积，由于沉积物中有来自两群早期的火山物质，因而∑REE进一步降低而Eu/Eu*值明显升高（负Eu异常减弱），在地理位置上二郎坪群比丹凤群更靠近稳定的华北克拉通，K2O/Na2O比值等反映杂砂岩成熟度资料也说明二郎坪群具有被动陆缘物质的加入，因此二郎坪群列接近弧后盆地沉积环境。
图2-11 北秦岭地层碎屑岩REE组成模式
1-古元古代秦岭群；2-中新元古代宽群；3-晚元古代—早古生代二郎坪群；4-早古生代
3.构造环境的对应分析判别
沉积物或其它地质体（如花岗岩或火山岩等），它们与其成生的构造环境之间的对应关系是极其复杂的，不是少数几个地球化学指标就能表达的。实际运用J.A.Pearce和E.D.Mullen等的二元或三元图解进行地质体的构造环境判别往往出现不唯一性或矛盾性，便是这种错综复杂关系的体现。多变量、多对象综合的对应分析，一方面可以更客观地反映了地质体与其成生环境之间的有机联系，另一方面也避免了具体分析中的矛盾和不唯一性。对应分析是在R型和Q型因子分析基础上发展起来的一种多元统计方法。它将具有错综复杂关系的大量的因子或变量通过降维方法归结为数量较少的几个综合因子（又称主因子），并以此去提取研究对象和变量及其相互关系信息，揭示研究对象在成因或空间关系上的联系。经与典型构造环境岩石样品数据对应分析以确定沉积物构造环境的尝试，其结果表明对应分析方法是一种比较好的构造环境分析方法。用SiO2等主要氧化物及其比值（表2-3a、b、c）所作的对应分析，可以将大陆岛弧环境、大洋岛弧环境、被动大陆边缘环境等典型构造环境比较清楚地区分开来。以主要氧化物及其比值作为变量的主因子F1两端分别是岛弧环境和被动大陆边缘环境，丹凤群杂砂岩被典型大陆岛弧环境杂砂岩样品簇团围限。二郎坪群杂砂岩和宽坪群杂砂岩远离典型洋岛环境的杂砂岩和典型被动大陆边缘杂砂岩簇团，而与典型活动大陆边缘环境杂砂岩样品簇团比较接近，表明二郎坪群和宽坪群沉积应类似于活动大陆边缘又非岛弧的沉积环境——即弧后盆地环境（图2-12）。
表2-3a 典型环境及二郎坪群等碎屑岩主要氧化物数据
注：①1、5、9大洋岛弧；4、8、12-被动大陆边缘；2、6、10-大陆岛弧；2、7、11-活动大陆边缘；13-二郎坪（平均）；14-丹凤（平均；）15、16-宽坪（平均、随机）。
②资料来源：1～4-Bhatia,Crooll eeal;5～12-Mukul,R.B.Bhatia。
表2-3b
表2-3c
图2-12 典型环境及二郎坪群等碎屑岩主要氧化物对应分析
1、5、9-大洋岛弧；4、8、12-被动大陆边缘；2、6、1O—大陆岛弧；3、7、11-活动大陆边缘；13-二郎坪（平均）；14-丹凤（平均）；15、16-宽坪（平均、随机）。
资料来源：1～4-Bhatia,Crooll;5～12-Mukul、R.B.Bhatia
4.碎屑物源分析
沉积盆地中陆源碎屑岩，特别是砂、泥质沉积岩，是源区岩石风化、剥蚀、搬运在沉积盆地经自然混合形成的沉积产物。许多研究者认为，陆源细碎屑沉积岩（主要是杂砂岩）的成分受物源区岩石成分和大地构造环境制约，砂泥质岩石的化学组成可以作为追溯源区及其大地构造环境的途径（Taylor和Mclennan,1985;Bhatia,1983;Bhatia和Crook,1986;Roser和Korson,1986）。近年来，不少研究人员提出了利用同位素比值或含量为参数研究岩浆岩源区性质的二元或三元混合模式方程。高山等将这种方法应用于北秦岭地层沉积岩的研究，在应用La/Co-Sc/Th混合曲线讨论沉积物物质来源的基础上分析了沉积盆地的大地构造性质。
本文进一步研究了北秦岭地层沉积岩的物质来源状况，取得了与高山等1989年的研究基本一致的结论。此外，本研究还发现变碎屑岩中Cr、Ti等元素也能近似定量地反映源区特征，Cr/Co-Ti/Cr图解也能反映秦岭群和宽坪群等地层碎屑物多元混合特征（图2-13，图2-14），根据区域各地层、碎屑岩平均成分Cr/Co和Ti/Cr比值（表2-4）及其在Cr/Co-Ti/Cr图解（图2-15）中的相对位置可以确定可能的物源区及大地构造环境的限制。
图2-13 秦岭群变碎屑岩Ti/Cr-Cr/Co图解
秦岭群杂砂岩的Cr/Co和Ti/Cr比值分别为6.02和47.97（表2-4）。区域上可能为其提供物源的地层，只可能是形成时代在秦岭群之前的老地层，即可能是华北地台的太华群、登封群和扬子地台的崆岭群等地层。从秦岭群杂砂岩与太华等岩群平均含量在Cr/Co-Ti/Cr图上的相互关系（图2-15）可以明显看出：太华、登封二群地层是秦岭岩群不可缺少的一端元成分来源；若将崆岭群作为另一端元成分与太华、登封群的混合显然无法解释秦岭群杂砂岩所含有的高Cr/Co比值。秦岭群杂砂岩中高Cr/Co比值，唯有用具有高Cr/Co比值和低Ti/Cr比值的登封群变闪长岩的风化产物或其南部消失了的构造带提供物源参与了混合才能作出合理的解释。变闪长岩是否足以作为独立的物源、南部消失了的构造带是否曾经存在，还有待进一步研究。张国伟等曾根据原岩建造特征提出，秦岭群古元古代岩系应是一陆壳上的裂陷槽型不稳定沉积，并认为它反映晚太古宙时期形成的南、北初始统一克拉通开始分裂。秦岭群主要由太华群和登封群作为其物源，而崆岭群不能成为其物质来源的事实，说明这种陆壳基础应当是华北台或其边缘型的。宽坪群杂岩体的Cr/Co和Ti/Cr比值分别为3.48和58.00（表2-4）。仅从Cr、Co等微量元素含量和比值以及在Cr/Co-Ti/Cr图（图2-15）上的关系考虑，可能提供物质来源的地层有太华、登封和熊耳等华北台北缘地层和秦岭群，甚至包括扬子台的崆岭群。但前面的分析表明扬子台崆岭群没给秦岭群沉积岩提供物源，可见二者之间存有一定的距离，而宽坪群杂砂岩为成熟度不高的岩石其物源区不可能太远，因此为宽坪群杂砂岩提供物源的只能是华北台北缘地层和秦岭群。宽坪群沉积物，由华北克拉通南缘地层和秦岭群为其提供物源表明宽坪群沉积时南侧受秦岭群围限，而且仅受秦岭群围限，此时的秦岭群作为岛链存在，宽坪群沉积盆地为华北克拉通南部边缘海盆性质。二郎坪群碎屑岩亦为多源混合物源（图2-16）。二郎坪群的Cr/Co和Ti/Cr比值分别为4.6和59.1（图2-15）。除秦岭和宽坪群等地层外，具备Cr/Co＞4.6、Ti/Cr＜59.1而可能作为二郎坪另一端元成分的仅有丹风群和崆岭群。从二郎坪群与丹凤群和崆岭群的地理关系上分析，似丹凤群更有可能作为二郎坪群的主要物源，从而丹凤群的时代有可能提早，至少应与二郎坪群同时代形成。张宗清（1992）的同位素资料也表明丹凤群与二郎坪群形成于同一时代。丹风群为其同时代的二郎坪群提供部分物源说明二者之间的构造环境上的关系应该是隆起与盆地的关系，或者说是同时代的弧与弧后盆地的关系。
图2-14 宽坪群变碎屑岩Ti/Cr-Cr/Co图解
图2-15 华北—扬子两陆块地层Ti/Cr-Cr/Co图解
表2-4
综合上述碎屑岩特征分析，显然，北秦岭地层沉积盆地的构造环境应当分别为：秦岭群形成于被动大陆边缘，即边缘裂谷型环境；宽坪群形成于活动大陆边缘背景上的隆起裂开环境，属华北克拉通南部边缘海盆性质；丹凤群和二郎坪群分别形成于活动大陆边缘的岛弧和弧后盆地环境。
图2-16 二郎坪群碎屑岩Sc/Th-La/Co图解
（引自高山，1988）
点为样品投影点
（二）华北克拉通南缘中、新元古代—早古生代沉积环境
1.碎屑岩构造环境的SiO2-K2O/Na2O判别
华北克拉通南缘中晚元古代地层有官道口群和栾川群等，其岩性为碎屑岩－碳酸盐岩建造。其中碎屑岩主要为石英砂岩，砂岩的SiO2含量为72.57%—97.66%，平均80.93%，反映成熟度很高。在K2O/Na2O－SiO2图解上，砂岩样品点大都落在远离ACM区的PM（被动边缘）区内（图2-17），说明中—新元古代沉积物主要来自稳定的大陆地区，并沉积在远离活动大陆边缘的位置。华北克拉通南缘早古生代缺少志留系，仅有寒武系和奥陶系，沉积地层为泥砂质和碳酸盐岩建造。在SiO2-K2O/Na2O图解（图2-16）中，砂泥质岩样品亦落在PM区，距ACM甚远，表明碎屑沉积物也来自稳定的大陆。因此，碎屑岩的SiO2和K2O/Na2O比值特征反映华北克拉通南缘中、新元古—早古生代时期为稳定克拉通陆表海沉积环境。
图2-17 华北克拉通南缘元古宙—早古生代砂岩SiO2-K2O/Na2O图解
（引自张本仁，1985）
2.碎屑岩构造环境的REE判别
本区中、新元古代—早古生代碎屑岩组成特征稳定，均具较高的∑REE（106×10-6-283×10-6），显示出大体上相同的稀土元素组成模式，REE组成模式曲线互相平行，曲线斜率相近，均具有明显的负Eu异常（Eu/Eu*=0.60-0.75）（图2-18，表2-2）。与M.R.Bhatia（1986）提出的典型构造环境碎屑岩稀土元素标志相比较，本区中元古代碎屑岩的∑REE、（La/Yb）N和Eu/Eu*等稀土元素特征值与被动大陆边缘十分接近（表2-1C，表2-2），表明华北克拉通南部地区中元古代时期为类似被动大陆边缘稳定区构造环境。
图2-18 华北克拉通南缘中、新元古—早生代沉积岩REE组成模式
1-中元古代碎屑岩；2-新元古代碎屑岩；3-寒武纪碎屑岩
古构造环境、沉积岩源区的分析也是研究高级变质地层的一个主要任务，由于高级变质地层大多数形成于早前寒武纪，因此，对这些高级变质地层的古沉积环境或古构造环境、沉积岩的源区或变质火山岩的岩浆起源的研究将对探讨早期大陆壳的形成和演化有着十分重要的意义。
1.变质火山地层古构造环境的分析
自从Pearce和Cann（1971，1973）提出利用地球化学方法区别产生于不同大地构造背景的玄武岩并建立了所谓的“构造—岩浆判别图解”以来，大量有关火山岩、侵入岩的地球化学特征与其构造环境的论文都支持化学成分可以限定岩浆起源的大地构造背景这一认识，并且也形成许多利用常量元素、微量元素和稀土元素判别岩浆岩的成因类型、岩浆起源和构造背景的相关图解，这些图解已相继收录在《变质岩原岩图解判别法》（王仁民等，1987）、《Using geochemical data：Evalution，Presentation，Interpretation》（Hugh R.Rollison，1993）和相关的教科书、著作和论文中，在此就不一一列举，但需要强调的是，大多数图解是从经验中总结出来的，许多图解都有其基本原理和应用范围，并且对于遭受强烈变质作用改造的高级变质的火山地层而言，有些以活动性元素形成的图解并不适用，因此，在利用有关图解对变质火山岩进行构造环境的判别时，应在理解图解形成的基本原理和应用范围的基础上谨慎使用。
当然，简单地或机械地套用各种构造—岩浆判别图解可能会造成错判甚至是错误的结论，因为构造环境对岩石地球化学特征的控制是十分复杂的，只有在正确理解和把握构造环境和岩石地球化学之间关系内在联系的基础上，通过对某一岩石组合的常量元素、微量元素和稀土元素特征的系统分析，通过与已知构造环境下岩石地球化学数据的对比才会得出合理的结论。其中，微量元素和稀土元素的判别标志可能更有效，而各种蛛网图的判别效果更优于少数元素的二元或三元判别图解（张本仁，2001）。
利用地球化学特征判别古构造环境时遇到的一个最重要的问题是，现在用于判别构造环境的地球化学标志和图解主要是根据中、新生代各类板块构造环境中的岩石研究而确立的，它们能否直接套用于早前寒武纪的构造环境的研究，也就是说，板块构造机制是否在早前寒武纪也发生作用，这一问题到目前为止仍存在争论，均变论观点认为这种构造机制可追溯到太古宙，而非均变论观点则持相反观点，但近年来大量有关太古宙构造作用的研究倾向于板块构造机制在太古宙尤其是新太古代存在的观点，但板块构造特征与现今的板块构造可能有所不同。这些争论提醒我们在利用地球化学标志判断早前寒武纪构造环境时应更加慎重，但也不能因噎废食。
2.碎屑沉积岩的古构造环境的分析
（1）碎屑沉积岩的地球化学特征与构造环境的关系：对于碎屑沉积岩而言，构造环境与岩石地球化学特征之间也存在着密切的联系。构造环境制约着沉积物质供应的物源区，控制源区的风化作用、水动力搬运、分选和沉积作用，由此控制着碎屑沉积岩的地球化学特征，例如岛弧环境下的物源区主要为岛弧区新生的不成熟地壳，由于地形高差大，搬运碎屑物质的水动力强，分选作用弱，故形成的碎屑沉积岩具有相对低K2O/Na2O值、低∑REE和LREE含量、低LREE/HREE和高Eu/Eu*等特征；而被动大陆边缘环境中的沉积盆地，源区为成熟度较高的地壳，搬运时水动力弱，分选作用强，形成的细碎屑物质显示较高的K2O/Na2O值、高∑REE和LREE含量、高LREE/HREE和高Eu/Eu*等特征（Gao and Wedepohl，1995）。由于碎屑沉积岩的地球化学特征主要受物源区的化学成分、风化剥蚀、搬运沉积等作用的控制，因此，对其沉积环境的分析也应从这几方面的研究着手，当然，对于高级变质地层，还需要排除变质作用的影响。
（2）碎屑沉积岩的化学成熟度和古风化作用程度：碎屑沉积岩的成熟度是沉积能量平衡程度的重要标志之一，它反映了碎屑沉积建造的构造稳定或非稳定性质。在变质碎屑沉积岩中，确定沉积物成熟度的化学标准是SiO2含量和Al2O3/SiO2比值，它们反映了碎屑沉积岩中石英和粘土及长石的含量，一般情况下，石英岩和泥岩/页岩代表了程度最高的两个端元，而石英岩-泥岩组成的沉积建造代表了稳定环境下或克拉通沉积盆地的沉积物。因此，对变质砂岩来说，SiO2含量越高，Al2O3/SiO2比值越低，其成熟度越高。另一个有用的化学成熟度是（Na2O＋K2O）含量和Na2O/K2O比值，前者同样也是长石含量的度量，而后者则反映了斜长石和钾长石的相对比例，现代风化作用理论认为，在风化作用过程中，斜长石首先发生分解，Na，Ca，Sr迅速流失，因此Na2O含量较高则意味着碎屑沉积物的成熟度较低。
变质碎屑沉积岩中的化学成分可以确定其源区的古风化作用程度，可以用化学变化指数（CIA）或化学风化指数（CIW）来衡量。CIA＝Al2O3/（Al2O3＋CaO*＋Na2O＋K2O）（摩尔比）（Nesbitt and Young，1982）；CIW＝Al2O3/（Al2O3＋CaO*＋Na2O）（摩尔比）（Harnois，1988），其中CaO*是扣除了磷灰石（假设所有的P2O5都在磷灰石中）中的CaO之后的量。对于遭受了高级变质作用的碎屑沉积岩，由于K2O在变质作用过程中可能发生活动，选用化学风化指数（CIW）评价其风化作用比较合适，一般情况下，新鲜的镁铁质-长英质岩浆岩的CIW值在40～65之间（Gao and Wedepohl，1995），而页岩的CIW值在80～90之间。风化指数高，源区岩石风化程度大，剥蚀速率低，表明构造环境相对稳定。
化学变化指数（CIA）或化学风化指数（CIW）最初是用来说明岩石的风化程度的，但事实上，它还受到源区岩石成分的影响，长英质源岩的化学变化指数或化学风化指数比镁铁质源岩大；也受到搬运过程中颗粒分选的影响，杂砂岩和砂岩的CIW/CIA值通常比泥岩或页岩低（Gao and Wedepohl，1995）。除此之外，成岩过程和之后的变质作用影响也可能对此有所影响。
用（CaO*＋Na2O）—Al2O3—K2O三角图解（图5-4-4a）和（CaO*＋Na2O＋K2O）—Al2O3—（FeO*＋MgO）三角图解（图5-4-4b）可以说明风化作用的趋势。在这两个图解中，均表示了平均花岗岩和平均辉长岩的风化作用趋势，可以将碎屑岩尤其是泥岩的化学成分投影在该图上推测过去的风化条件，而与风化作用趋势偏离的变化可能是成岩作用和变质作用所致。
图5-4-4 （CaO*＋Na2O）—Al2O3—K2O 三角图解（a）（据Nesbitt and Young，1982，1989）和（CaO*＋Na2O＋K2O）—Al2O3—（FeO*＋MgO）三角图解（b）（据Camire et al.，1993），均说明平均的花岗岩和平均的辉长岩的风化作用趋势
在a图中，花岗岩的进一步风化作用趋势也表示在图中，在b图中，A、B分别表示平均的花岗岩和平均的辉长岩的风化作用趋势，C为有高K＋/H＋比值的流体参与下高岭土转换成伊利石的成岩作用和（或）交代作用趋势，D为有高Mg2＋/H＋比值的流体参与下高岭土转换为绿泥石的成岩作用和（或）交代作用趋势。化学成分以摩尔比例进行投影。CaO*代表与样品的硅酸盐部分有关的CaO，FeO*＝FeO＋0.8998×Fe2O3
（3）构造环境的判别图解：利用常量元素判别构造环境的图解较少。砂岩-泥岩的K2O/Na2O—SiO2判别图解（图5-4-5）是许多文献中常用的图解，可以判别3种大地构造背景：被动大陆边缘（PM）、活动大陆边缘环境（ACM）和大洋岛弧（ARC），在使用这一图解时，如果碎屑沉积岩中富含碳酸盐组分，需要将分析数据换算成无CaCO3的数据。
图5-4-5 砂岩—泥岩的K2O/Na2O—SiO2判别图解
（据Roser和Korsch，1986，转引自Rollison，1998）
Bhatia（1983）对现代和古代不同构造部位的大量砂岩的地球化学数据进行了分析和归纳总结，区分出大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘四类构造环境下的砂岩，使用的化学参数主要有： 1.1113×FeO）＋MgO，Al2O3/SiO2，K2O/Na2O，TiO2和Al2O3/（CaO＋Na2O，形成的判别图解如图5-4-6。
在微量元素方面，Bhatia和Crook（1986）设计的La—Th—Sc，Th—Sc—Zr/10图解（图5-4-7）也可以区分大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘的杂砂岩。
图5-4-6 砂和砂岩构造环境判别的主要化学成分分布图
（据Bhatia，1983）
A—大洋岛弧（黑方块）；B—大陆岛弧（黑三角）；C—活动大陆边缘（黑星号）；D—被动大陆边缘（黑点）
对于页岩或泥质岩石，也可对其微量元素用后太古宙克拉通页岩（PAAS）或北美页岩（NASC）标准化后的蛛网图解进行分析（图5-4-2）。相对PAAS而言，形成于大洋岛弧的页岩以亏损许多元素为特征，而大陆岛弧和活动大陆边缘的页岩则具有较高的亲石元素浓度和宽阔的曲线剖面，被动大陆边缘的样品与PAAS相似，具有平坦的趋势。
图5-4-7 （a）杂砂岩的La—Th—Sc判别图解和Th—Sc—Zr/10判别图解
（据Bhatia等，1986）
A—大洋岛弧；B—大陆岛弧；C—活动大陆边缘；D—被动大陆边缘
总之，对于碎屑沉积岩形成的构造环境的研究目前还没有岩浆岩那样深入，在对其进行讨论时，也需要通过对常量元素、微量元素和稀土元素的系统分析、整理，相互印证，才能得出正确的结论。对于遭受高级变质作用改造的碎屑沉积岩来说，还需要考虑变质作用的影响。
前面已详细论述了我国与各类矽卡岩矿床有关的岩浆岩产出的大地构造背景，这里着重于岩浆建造的类别，岩浆岩的演化特征，并基于岩石化学的变异特点，进一步阐释主要代表性岩浆岩带形成的构造背景、动力学特征。
板块构造理论问世以前，基于岩浆建造与地槽发展阶段的相互关系划分出前造山期、同造山期、晚造山期、后造山期、非造山期等各种岩浆岩类型。板块构造学说通常把岩浆岩产出的大地构造环境划分4种主要类型:①活动大陆边缘，具有大陆型地壳的岛弧，具大洋型地壳的岛弧;②稳定大陆;③海山脉和洋内岛;④洋中脊。一言以蔽之，所谓造山型岩浆岩就是指产于岛弧或活动大陆边缘的岩浆岩套。
鉴于我国现阶段对古板块构造形迹的研究尚属开始，因此尚不能确切地认定各岩浆岩带所产生的古构造位置，仅以下述几个方面作概略分析:
1)我国矽卡岩矿床的成矿母岩绝大部分属亚碱质的，以钙碱质岩石系列占绝对优势，其次为碱钙质的。与张应力有关的典型碱性岩套在矽卡岩矿床中不发育。在Q－A－P图解中表现出花岗闪长岩趋势及二长岩趋势。Peacock钙碱指数多数介于51～61之间。钙碱岩系的普遍发育说明它们可能形成于不同时代的岛弧或大陆边缘的构造环境，它们的形成可能与不同时代的大陆增生有关。
2)在lgτ－lgσ坐标图中(图略);几乎所有的点都位于B区和C区，且位于日本火山岩投影线右侧一定距离，暗喻出它们生成条件相似于造山带或岛弧环境，与铁矿有关的岩浆岩部分投影点位于C区，表征出富碱质特征，与Mo，Pb－Zn，W，Sn有关的花岗岩具有高的值，这种富铝的属性反映出深成岩浆中有较多的壳源物质加入，或是硅铝质地壳的深熔结果。
3)典型岩体形成的构造条件初析。
de la Roche(1980)等人利用多阳离子图解剖析了不同构造环境的花岗质岩石成分，阐述了花岗质岩石在一个造山旋回从始至终岩石成分发生有系统的变化，最终导致碱性岩浆的形成。我们在R1－R2图解中标绘了我国矽卡岩矿床有代表性岩体的变异趋势(图6－14)，这里强调指出鉴于我国板块构造的研究现状，目前尚不能从大地构造的自身发展中准确地确定每一岩区所处的构造环境，也不能单纯依据岩石化学图解来加以判释，但是借助于一个造山旋回的应力转换与岩浆建造、岩石系列的相互关系，探讨岩浆岩形成的力学性质是有可能的。图6－14中J，H两条深成岩体的变化趋势线几乎严格地平行源趋势，从早期至晚期岩体成分的变化跨越了2，3，4等区域，说明它是一个渐进造山过程的产物，形成早期基性，中期中性，晚期弱碱性的岩石组合，如在邯邢地区形成辉长岩、角闪闪长岩;闪长岩－二长岩;正长岩、二长岩的变异，这种变异趋势说明此区岩浆岩的形成经历了挤压→地壳增厚隆起引张的应力过渡。而至燕山期晚期渐进形成了以张性为主的岩石组合。在delaRoche多阳离子岩石分类图中(图6－15)，这3期岩体在成分上是不连续的，并表现出不同的演化趋势，这说明这3期岩体的形成不是深源岩浆分异作用的结果，而是统一造山过程中(包括断块运动)应力状态的渐续发展促成深源物质的分批熔融的产物。
图6－14 岩浆岩构造－岩浆组合的de1aRocheR1－R2图解(据Batchelor et al.，1985)
图6－15 岩浆岩分类命名图解(据Debon et al.，1984，岩体代号同图6－14)
武山、城门山、铁山等岩体演化趋势线近似垂直于源趋势，而表现出明显的系列趋势。结合岩体产出的地质背景及一系列岩石学特征可以看出这些岩体导源于地幔或下地壳的熔融，并混入了一定数量的壳源物质，主要发生了中—基性斜长石的分离作用，这些演化趋势线分布于2，3区，说明它形成于造山期，由于挤压、地壳增厚(伴随莫氏面下凹)造成深源物质的重熔，我国绝大多数矽卡岩矿床有关的岩浆岩体发展由小—大—小的变化，可能与造山作用(包括断块运动)弱—强—弱的变化有关，并伴随有早期基、中性岩浆－中性深源岩浆或中酸性壳幔混合质岩浆及偏碱性熔浆的生成，铁山岩体在F.Debon和P.LeFort的分类图中近似平行阿富汗Borikot深成岩变异趋势，而武山岩体的趋势线有拐折现象，说明武山岩体形成的晚期阶段有较多的钾、硅质加入，这一现象已为邓晋福(1980)所指出。燕辽台褶带辽西杨家杖子岩群，在R1－R2图中变异曲线切过6区，它始于花岗闪长岩，终于超酸性花岗斑岩，为多期形成的复式岩体，它的形成经历了挤压→挤压与引张的非平衡交替弱引张的应力转化(林文蔚，1987)，云南个旧矿区酸性岩类(见图6－13中G－1线)主要在6区范围，似为同碰撞类花岗岩，然而基性、碱性岩两者的趋势能很好耦合，位于SiO2不饱和面中，平行源趋势(G－2线)，因此反映出它与本区的酸性岩类具有不同的生成机理，但是不可忽视的是由于基性、碱性岩类的出现，表征出在总体成岩作用中地幔物质或地幔热流可能起着一定作用。
因此我国绝大多数矽卡岩矿床的成矿母岩形成于造山环境(包括断块作用)，多阶段侵入岩体的形成往往反映出区域成岩环境的挤压－挤压与引张的不平衡交替→弱引张、引张的动力条件，形成了有序的铁镁质→硅铝质→弱碱质、碱质的岩石组合。在地壳发展的不同阶段产生了相应的岩浆建造。
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