岩石构造环境的地球化学判别省名师优质课赛课获奖课件市赛课百校联赛优质课一等奖课件

岩石结构环境判别1/63

岩石结构环境地球化学判别利用中出现问题：

数据准确度不高；

选择判别标志和图解带有盲目性：岩石地球化学判别标志本身存在多解性，比如，含有洋脊玄武岩（MORB）化学特征玄武岩能够产出于洋脊、弧后盆地及边缘海盆等环境；岩石变质或蚀变影响等。

这些问题经常造成误判。怎样改进，以下几点值得注意。2/63（一）正确了解结构环境与岩石地球化学特征内在联络是，除数据精度基础外，克服盲目性、提升岩石结构环境地球化学判别效果首要原因。按地质运动中各种基础运动形式相互依存、相互制约和相互转化地学哲学观，对各类岩石形成过程来说，结构(环境)起着沟通物源、约束过程发生场所和运移路径，以及制约热动力学条件作用。详细说明以下：3/631.不一样结构切割壳幔深度和部位不一样，洋脊可沟通地幔软流圈，B型俯冲可造成俯冲洋壳与岩石圈地幔相互作用，A型俯冲可引发俯冲陆壳与另一侧地壳深部和地幔相互作用，等等。因为地球各层圈及层圈内不一样部分均为化学成份差异物质库，所以特定结构和结构环境就沟通着不一样物质库（源区）及其组合，使岩石一定程度上继承源区化学特征。4/632.不一样结构限定着岩石形成过程活动场所与运移路径不一样，比如，洋脊结构限定了玄武岩浆沿扩张脊活动，形成岩石只同海水作用，成份常受海水蚀变影响；B型俯冲限定岩浆在岛弧区自下而上运移，穿过大洋岩石圈（洋内岛弧）或大陆岩石圈（大陆岛弧），因而岩石会受洋或陆壳物质影响而表现出成份差异。5/633.不一样结构环境显示出不一样热动力学和物理化学条件，影响着各类成岩过程机制和特征。

比如，洋脊环境受制于地幔高热流，使热经过玄武岩浆向外逸散，只发生岩浆快速结晶或固结，普通不引发较大成份分异。板内裂谷结构一样是地幔软流圈上隆或地幔热柱作用引发岩石圈裂解结果，幔源岩浆能够经过结晶分异突变、岩浆不混熔分层等方式形成双模式岩套（机制未完全搞清），也可因为幔源岩浆热烘烤使下地壳部分熔融形成不一样源双模式岩套，但不引发岩浆中高场强元素（HFSE）相对于大离子亲石元素（LILE）分异或亏损。6/63又如，B型俯冲带中为地幔对流下降处，随俯冲洋壳下插温度升高和脱水变质，形成富水条件下部分熔融，必定造成富含于难熔（溶）矿物（钛酸盐类、金红石、锆石等）中高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P）更多地留在源区残余固相中，而大离子亲石元素（K、Rb、Ba、Th、U、REE）（多含于普通造岩矿物中，且含有不相容性）则倾向富集于形成岩浆和溶液中，所以俯冲消减带中火山岩和侵入岩均显示HFSE相对于LILE亏损特征。这种特征被称之为消减带组分——SZC。7/63总之，上述相关结构性质和结构环境对岩石地球化学特征约束实质说明，即使只是结合岩浆作用讨论，但也适合用于沉积作用。只是对沉积作用而言，物源应是受结构环境制约剥蚀区物质成份，结构限定成岩条件则更多是风化剥蚀速率及水动力学条件。变质作用物源则是卷入结构运动岩浆岩或沉积岩，而结构运动则限定着热动力学条件。8/63（二）选择有效判别标志和方法标准9/631.由物源看，地壳和地幔各个结构层均可视为物质库，在它们之间元素组成差异最显著应是强和较强不相容元素，即LILE(Rb、Th、K、Ba、LREE等）与HFSE(Ti、Ta、Nb、Zr、Hf、Y等），以及强相容元素（Cr、Ni、Co),它们在岩浆与固相源岩之间有最强和较强分异能力，应含有更加好判别意义。10/632.由物理化学条件能引发差异强度看，必须重视LILE与HFSE相对关系。因LILE普通为造岩矿物组成，这些矿物稳定性较小（易熔和易溶），而HFSE则主要受稳定性较大副矿物（Ti、Nb、Ta复杂氧化物,锆石等）控制，所以这两类元素相对关系能较灵敏地反应物理化学条件不一样结构环境。11/633.从岩石中元素含量差异程度看，微量元素应优于主量元素。比如，洋脊玄武岩（MORB）与大洋裂谷玄武岩（洋岛玄武岩OIB）和大陆裂谷玄武岩(CRB)相比，微量元素含量有些可相差1～2数量级，而主量元素含量相差甚微。所以微量元素标志能有更显著判别效应。12/634.从元素在岩石变质过程中稳定性看，REE、HFSE及Cr、Ni、Co也较为惰性，适合于在大陆岩石多受变质条件下应用；K、Rb、Cs、U、Sr、Ba和Pb等较活动，只能在岩石未变质或变质轻微情况下应用,尤其须注意防止遭受流体交代蚀变岩石样品。13/635.多元素综合判别比少数元素组成判别图解更有效，比如，近年发展起来各种蛛网图(spidergram),即以LILE、HFSE等不相容元素为基础，按不相容性减弱趋势排序，以球粒陨石、N-MORB、ORG、原始地幔等标准化，编制元素组成模式图，其判别效果就优于少数元素二元和三元图解。将世界已知结构环境中岩石数据与待判岩石数据放在一起进行多元判别分析与多元对应分析，也是值得推荐方法。14/636.这里所讨论结构环境是自大约1.8Ga以来板块结构体制下，不应直接搬用于地球出现板块结构体制之前，尤其太古宙结构。比如，一些太古宙岩石也显示SZC化学特征，但不应说它们就与洋壳俯冲消减相关，就是产于岛弧环境，因为那时假如发生下地壳拆沉也可能造成类似SZC特征。15/637.各类岩石形成机制、条件等复杂程度不一样，用于板块结构环境判别研究深度也有差异。普通火山岩，尤其玄武岩研究最多，应用最广；其次为花岗岩类，研究较多，应用也较广；而沉积岩则相对研究得弱些，但也有一定应用。应分别了解它们在各种结构环境中地球化学特征和判别标志，方便很好地应用。16/638．随研究深入，一些结构环境判别已不能满足于大类确定，还需区分细类型。比如，岛弧环境需深入判别出洋内岛弧、大陆岛弧和陆缘弧；在洋脊玄武岩中需区分正常型洋脊玄武岩(N-MORB)、过渡型洋脊玄武岩(T-MORB)和异常型洋脊玄武岩(E-MORB)；板内结构环境需要区分大洋裂谷与大陆裂谷，等等。详细区分原理与标志说明以下。17/63（1）洋内岛弧（如阿留申）、大陆岛弧（如巽他）和陆缘弧（安第斯型）地球化学区分。依据：按上列次序，岛弧玄武岩地幔源区中陆源沉积物影响依次增强（洋壳俯冲带入）。标志为：虽共同含有亏损HFSE特征，但洋内岛弧基本无大陆物质影响，大陆岛弧至陆缘弧大陆物质影响逐步增大。详细表现：相对洋内岛弧，不相容元素（含REE）增富，(La/Yb)N增大，La/Nb、Ba/Nb、Th/Nb等增高。18/63（2）N型、T-型和E型MORB地球化学区分。三种MORB均产于洋脊，在大陆上均与蛇绿岩相关。N–MORB起源于亏损地幔（DM），E-MORB岩浆源自地幔深部地幔柱源区，而T-MORB为上述两种地幔源岩浆混合产物。相对于DM,地幔柱源岩浆显著富集不相容元素（含REE）,(La/Yb)N>>1(6.6~13.6),Ti≈Ta;Th/Yb、Ta/Yb、Ba/Nb、Ba/Th、Ba/La等偏高，Zr/Nb偏低。19/63（3）大洋裂谷OIB和大陆裂谷CRB区分。两种裂谷环境中产出玄武岩均多为地幔柱源岩浆形成，一致显示上述地幔柱源岩浆地球化学特征，而且常与长英质岩石组成碱性双峰岩套，普通不易区分，只是OIB有时更富集Nb-Ta(在蛛网图中显示正异常)，CRB常显示陆壳污染特征。区分时，应注意反应洋和陆其它标志，如共生沉积岩海相和陆相特征、有没有蛇绿岩相伴等。20/639．同位素和微量元素联合判别能提升效果。比如，N-MORB起源自亏损地幔（DM），其现今εNd(0)介于+8~+12；OIB和E-MORB来自地幔柱源，其现今εNd(0)介于+10~-2；而岛弧玄武岩εNd(0)介于+8~-2。如将Nd同位素标志与微量元素标志联合应用，则可显著提升岩石结构环境分辨率。在此应注意有些情况下同位素和微量元素是解耦，如地幔柱源岩浆在不相容微量元素上是富集，但在Nd同位素方面则多数显示亏损特征。21/63（三）各类板块结构环境中岩浆岩化学特征及其应用实例

下面将对不一样结构环境中产出玄武岩类（含长英质火山岩）和花岗岩类地球化学特征、判别标志及其用于判别情况，以图表方式说明之，以期能够加深对上述原理和标准了解，改进在研究中应用。22/63I、玄武岩类结构环境地球化学判别图1勉略蛇绿混杂岩带玄武岩球粒陨石和N-MORB标准化微量元素组成模式23/63图2各类玄武岩N-MORB标准化微量元素组成模式N-MORB-正常洋脊玄武岩；IAB-岛弧拉斑玄武岩；CABI-岛弧钙碱性玄武岩；CABM-陆缘弧钙碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩。据BVTP(1981)数据。24/63图3大洋中脊玄武岩N-MORB标准化不相容元素组成模式25/63图4松树沟变拉斑玄武岩Nb/Th-Nb(a)和NbN-ThN-LaN(b)图解(据Jochumetal.,1991)(引自周鼎武等,1995a)MORB:大洋中脊玄武岩(注:N-MORB),OIB:洋岛玄武岩,PM:原始地幔,CC:大陆地幔.倒三角为第一组岩石;正三角为第二组岩石;空心方块为第三组岩石.26/63图5松树沟变拉斑玄武岩Th/Yb-Ta/Yb(a)和Ta-Th-Hf(b)图解(引自周鼎武等,1995a)a:MORB(注N-MORB)、IOB、SHO、CAB、IAT和DM分别为正常洋脊玄武岩、洋岛玄武岩、钾玄岩、钙碱性玄武岩、岛弧拉斑玄武岩和亏损地幔(数据依据Pearce,1983);b:N-MORB-正常型洋脊玄武岩,E-MORB-异常型洋脊玄武岩,WPB-板内玄武岩(数据依据Wood,1980).图例同图3.27/63图6板内玄武岩N-MORB标准化不相容元素组成模式CRB-大陆裂谷玄武岩；OIB-洋岛玄武岩。据BVTP(1981)数据。28/632.与俯冲消减带相关火山岩（1）岛弧结构环境

产出部位：板块会聚带,随部位不一样分洋内岛弧、大陆岛弧和陆缘弧。

物质起源：洋内岛弧包含俯冲洋壳、远洋沉积物和大洋岩石圈地幔；大陆岛弧包含俯冲洋壳、陆源沉积物与洋或陆岩石圈地幔；陆缘弧包含俯冲洋壳、陆源沉积物与大陆岩石圈地幔。

共同特征：亏损（相对于LILE)Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P等高场强元素。

29/63图7丹凤群变玄武岩Th/Yb-Ta/Yb图解（Pearce,1983)(引自张旗等，1995）DM:亏损地幔；MORB：洋脊玄武岩（N型）；OIB：洋岛玄武岩；TH：拉斑玄武岩；CAB：钙碱性玄武岩；SHO：钾玄岩。空圈为三十里铺玄武岩；黑圆点为郭家沟玄武岩；×：LREE亏损型玄武岩.30/63图8丹凤群玄武岩εNd-Nb/Th、εNd-La/Nb和εNd-Ba/Nb图解(据李曙光,1994)基础数据引自张旗等(1995).31/63图9垃圾庙苏长-辉长岩εNd-Nb/Th、εNd-La/Nb和εNd-Ba/Nb图解(引自李曙光,1997)32/63(2)弧后盆地结构环境

产出部位：岛弧后近大陆一侧，拉张环境。物质起源：复杂，早阶段有俯冲消减物质，甚至地幔柱物质加入，晚期主要来自亏损地幔。玄武岩化学特征：早期类似岛弧玄武岩，晚期与N-MORB相同。

33/63图10二郎坪群变玄武岩Zr-Ti-Sr图解(据Pearce&Cann.,1973)和Zr/Y-Zr图解(据Pearce,1982)(引自邱家骧和张珠福,1994)MORB：洋脊玄武岩；LKT：岛弧低钾玄武岩；CAB：岛弧钙碱性玄武岩；WPB：板内玄武岩；1—6：样品所属地层组。34/63II、花岗岩类

1.M型花岗岩：岩石为斜长花岗岩，普通产于弧后盆地或不成熟洋内岛弧，为幔源玄武岩浆分异结晶产物，常与蛇绿岩共生；Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)<或=0.6,Ba、Ti、P亏损小，SZC可变，δ18O=5.5~6。

2.A型花岗岩：高钾花岗岩（±正长岩），富碱、REE和HFSE，Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=0.9~1.1,强烈亏损Sr、P和Ti，含有高初始87Sr/86Sr值,δ18O=8~10,不含有SZC；下地壳部分熔融产物，形成于后结构阶段、大陆裂谷（？）或非造山环境。

35/633.I型花岗岩类:主要为英云闪长岩、花岗闪长岩等，Ba、Ti、P亏损中等，SZC显著，Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)=0.5-1.1,δ18O=8-10；为CAB或IAB岩浆结晶分异产物，或由未经风化偏基性岩浆岩部分熔融形成，形成于造山前到同造山期，产出于陆缘弧或碰撞带。4.S型花岗岩：为含有化学成份改变不大淡色花岗岩，Ba、Ti、P亏损中等，SZC改变不定，Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)>1.1，δ18O>10；主要为变沉积岩部分熔融产物，产出于碰撞造山带中同结构到后结构期。

因为I和S型花岗岩类可产出于各种结构环境，必需深入判别它们形成详细环境，以下地球化学判别标志与方法是较有效：（1）花岗岩类洋脊花岗岩（M型花岗岩)标准化不相容元素组成模式（Pearceetal.,1984)基本能够区分两类花岗岩

36/63图11北秦岭早古生代花岗岩类洋脊花岗岩标准化元素组成模式(据Pearce,etal.,1984)智利和牙买加花岗岩均产于岛弧结构环境37/63图12南秦岭印支期碰撞型花岗岩类洋脊花岗岩标准化元素组成模式(据Pearceetal.,1984)1.华阳;2.五龙;3.胭脂坝;4.西南欧洲海西褶皱带碰撞型花岗岩;5.沙河湾;6.东江口;7.老城;8.阿尔卑斯带碰撞型花岗岩.38/63（2）Rb-Y+Nb和Rb-Yb+Ta可区分火山弧型、同碰撞型和板内型花岗岩（图13）：图13北秦岭早古生代花岗岩类Rb-(Y+Nb)和Rb-(Yb+Ta)图解(据Pearce,etal.,1984)Syn-COLG-同碰撞型花岗岩;VAG-岛弧型花岗岩;WPG-板内型花岗岩;ORG-洋脊型花岗岩.丹凤区小岩体包含枣园、许庄和石门岩体;漂池花岗岩为与弧-陆碰撞相关S型花岗岩.39/63（3）花岗岩多阳离子判别图解能大致区分同碰撞型和晚碰撞型花岗岩图14北秦岭(a)和南秦岭(b)晚海西-支期花岗岩多阳离子判别图解(delaRoche.,1977)1.地幔斜长花岗岩；2破坏性活动板块边缘（碰撞前）；3碰撞后隆起区；4造山晚期区；5非造山区；6同碰撞区。a中岩体代号：▲宝鸡；■宽坪；●翠华山、蟒岭、高山寺和铁峪铺。b中岩体代号：▲曹坪和沙河湾；■光头山、西坝、老城和东江口；●华阳、五龙、胭脂坝和柞水.40/63（4）与消减作用相关花岗岩常显示成份穿弧极性

主要组分含量单位:重量%;微量元素含量单位:n×10-6.表2丹凤地域早古生代小岩体花岗岩类成份空间分带41/63（四）沉积岩类地球化学特征与结构环境1.细粒碎屑沉积岩地球化学特征与结构环境

实质是：结构环境控制着物源区岩石和化学组成、地壳成熟度，物源区岩层风化剥蚀程度，以及剥蚀区和沉积区水动力条件与物质分选程度。另外，尚需考虑元素在沉积作用中化学行为不一样。比如，洋内岛弧区盆地源区主要由玄武岩组成，成熟度低，SiO2含量低，水动力强分选差。而以被动大陆边缘或由克拉通高地为源沉积作用，因剥蚀区为屡次沉积再循环成熟地壳、因为K易被吸附，Na易被淋滤，SiO2因石英耐风化而相对富集，加之水动力弱分选强，因而沉积物以高SiO2含量与高K2O/Na2O比值为特征。42/63图15二郎坪群和丹凤群变杂砂岩K2O/Na2O-SiO2图解(据RoserandKorsh,1986)ARC-大洋岛弧区;ACM活动大陆边缘区;PM-被动大陆边缘区.●二郎坪群，弧后盆地沉积，由南侧岛弧区和北侧华北克拉通提供碎屑；○丹凤群，产于陆缘弧区盆地。（（(1)K2O/Na2/O-SiO2图解（RoserandKorsh,1986)43/63图16秦岭与邻区各时代碎屑岩K2O/Na2O-SiO2图解(据RoserandKorsch,1986)PM-被动大陆边缘区;ACM-活动大陆边缘区;ARC-大洋岛弧区.年代代号:Pt-元古宙;C-寒武纪;O-奥陶纪;S-志留纪;D-泥盆纪;C-P-石炭-二叠纪.。结构单元与地层小区:NC-华北陆块南缘,YC-扬子陆块北缘,NQ-北秦岭;LY和BZ:南秦岭留坝-郧县和白云-柞水小区,ZZ:南秦岭紫阳-竹溪小区,WXC:南秦岭淅川小区西部,EXC:南秦岭淅川小区东部。44/63

应用结果讨论K2O/Na2/O-SiO2图解反应更主要是剥蚀源区岩石成份，然而，仍可起判别沉积盆地结构环境作用，比如，区分火山弧区丹凤群及弧后盆地二郎坪群杂砂岩；K2O/Na2/O-SiO2图解判别结果存在着相对于实际结构发展某种程度滞后，比如，南秦岭于震旦纪已进入被动陆缘发展期，不过还有相当多寒武纪甚至奥陶纪样品点落于活动大陆边缘结构环境区。这点需在应用时注意，并结合实际地质结构发展加以合理解释。45/63(2)稀土元素判别准则（Bhatia,1985)

应用细粒碎屑沉积岩稀土元素组成特征能区分大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘（安第斯型）与被动大陆边缘结构环境。其规律为：自大洋岛弧→大陆岛弧→活动陆缘→被动陆缘,La、Ce、Nd等轻稀土含量和∑REE逐步增高，LaN/YbN与LREE/HREE渐次增大（轻重稀土分馏增强），Eu/Eu*依次减小（Eu亏损增大）。

此规律是Bhatia研究澳大利亚不一样结构环境中产出碎屑岩得出结果。见下表：46/63表3南秦岭及扬子陆块北缘砂质和泥质沉积岩稀土元素组成特征澳大利亚各种结构环境中岩石数据引自Bhatia,1985.47/63结果讨论震旦纪开始，扬子已克拉通化，南秦岭已近入被动大陆边缘发展时期，然而扬子和南秦岭震旦纪细粒碎屑岩均显示出介于大陆岛弧和活动大陆边缘碎屑岩之间REE组成特征。寒武和奥陶纪细粒碎屑岩，在扬子区和南秦岭均显克拉通区或被动大陆边缘特征。今后，南秦岭志留纪和泥盆纪细粒碎屑岩又复显近似活动大陆边缘特征，而扬子同时代细粒碎屑岩则仍显示克拉通区成熟地壳特征。表明：（1）细粒碎屑岩REE组成特征基本是继承剥蚀区岩石化学成份；（2）判别结果也存在较结构发展滞后一个节拍现象；（3）南秦岭志留-泥盆纪细粒碎屑岩复显活动大陆边缘特征，暗示与南北物质混合沉积相关，反应被动和活动大陆边缘之间洋盆已趋近封闭（见后）。48/63（3）细粒碎屑沉积岩陆源碎屑物质源区判别原理：Th、Sc、Co、REE、Nb、Ta等在岩石风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩和变质过程中为较稳定元素，细粒碎屑沉积岩这些元素含量和比值能近似定量代表源区各该元素含量和比值（Taylor&McLennan,1955)。二元混合普通方程为双曲线函数：

Ax+Bxy+Cy+D=0据此式进行推导，当以细粒碎屑岩稳定元素比值-比值作图判别时，二源混合沉积方式成立条件为：

A.当两元素对比值分母元素相同时，图上投点应呈一直线分布；

B.当两元素对比值分母元素不一样时，图上投点呈双曲线一支分布；C.曲线上下端点岩石成份可分别近似代表岩石两个源区平均成份。49/63图17秦岭群(左)及宽坪群和二郎坪群(右)变杂砂岩La/Co-Sc/Th和LA/Co-Th/Co联合图解右图:1-二郎坪群,2-宽坪群,3-秦岭群平均成份,4-太华群平均成份。混合曲线两端元素浓度分别相当两端元岩石各该元素最小含量极限,并以之作为两端点样品平均成份。50/63碎屑岩物源区研究意义判断沉积盆地所处结构环境：比如，依据秦岭群杂砂岩属于由双模式碱性岩套两端元岩石提供碎屑物质混合形成证实，可判断该沉积盆地处于裂谷型结构环境，判断陆块相对运动和位置、揭示盆地性质及陆块开、合与其时限：比如，经过二郎坪群杂砂岩源区判别，证实岩石是南侧秦岭群和北侧华北克拉通高地物质二元混合产物，表明该盆地不可能为开阔洋盆；又如南秦岭细粒碎屑岩物源研究征明，志留-泥盆纪之前碎屑物质来自扬子单一起源，今后转变为南北秦岭物质混合起源，从而证实南北秦岭之间洋盆应于志留泥盆纪期间基本闭合,以及此时南、北秦岭块体应基本对接。51/632海相内源(生源)沉积岩化学特征指示意义

依据原理：海相内源化学或生物化学沉积物（主要纯碳酸盐岩、硅质岩-燧石）沉积时与海水是平衡，所以这类沉积岩化学特征能反应沉积条件和沉积水体化学特征，尤其REE等稳定元素更适于作为指示剂。（1）硅质岩地球化学特征与沉积环境：SatoshiYamamoto（1986）研究揭示：深海燧石富集重金属元素，Mg和Fe含有很高相关性，而浅海生物成因燧石则仅富集Mn。

Martin,J.M.,1976及Shimizu&Masuda（1977）等研究证实，深海硅质岩显示负Ce异常、较高REE,而形成于辽阔陆架硅质岩（燧石）无显著负Ce异常、REE含量较低.52/63表4南秦岭古生代硅质岩化学组成特征A-紫阳地域寒武-奥陶纪块状硅质岩;B-镇安小木岭结核状硅质岩.L/H-∑LREE/∑HREE.括弧中数字为样品数.规律：浅海相—无Ce负异常，低REE和重金属元素，高Mn深海相—具Ce负异常，高REE和重金属元素，低Mn53/63Murray,R.W.etal.,(1990)研究加州沿海地域侏罗-白垩纪燧石和页岩，发觉岩石Ce/Ce*能区分三类结构环境：

燧石页岩

Ce/Ce*

∑REE

Ce/Ce*

∑REE洋脊附近

0.2911.770.28----洋盆底部0.55------0.56----大陆边缘0.93~1.086.7~14.90.84~0.9356

±29.2

解释：河流是海洋REE主要起源。河流中REE组成特征为Ce不一样其它REE显著分离，所以大陆架上海水不显示负Ce异常。大洋中部氧饱和水中，Ce3+被氧化为相对难溶解Ce4+，使Ce优先随氧化锰自海水析出，从而深洋水含有显著负Ce异常和贫于Mn，锰结核则显示显著正Ce异常。洋脊附近，常受富重金属热液影响，尤其其中Fe和Mn可将更多Ce去除出海水，使之负Ce异常更为显著。54/63（2）纯碳酸盐岩反应沉积水体化学特征和环境原理，与硅质岩类似。但必须去除样品中陆源碎屑、黏土物质等对碳酸盐岩中微量元素含量严重影响。方法是：限制碳酸盐岩中SiO2<5%,Al2O3<1.3,CaO+MgO+CO2>95%。这种样品就可近似地作为纯碳酸盐岩。比如：LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErI2.15.50.062.40.390.060.260.050.20.040.11

II2.03.50.401.30.230.040.140.030.110.020.06

TmYbLu∑REECe/Ce*Eu/Eu*La/Yb

I0.050.140.0311.321.910.5414.64

II0.010.040.0057.830.890.6748.7855/63说明：I是华北克拉通南缘洛南县寒武系三川组碳酸盐岩平均成份，显示出较高∑REE、较低La/Yb比值、及显著正Ce异常（Ce/Ce*=1.91)和中等强度负Eu异常(Eu/Eu*=0.54）。II是南秦岭紫阳地域寒武系箭竹坝组碳酸盐岩，产于裂陷深海槽中，岩石平均成份显示出较低∑REE（