Zhang Qi Qian Qing
(The Institute of Geology, Chinese Academy of Science, Beijing, 100029)
Wang Yan
(The Department of Geology, Northwest University，Xi'an, 710069)

Abstract　The geochemical study of orogenic belts is aimed at reconstr ucting the tectonic regime of paleoplates, and discussing the formation, evoluti on and metamorphism of rocks in various evolutionary phases and corresponding co ntinental geodynamics as well as deep mantle process. The purpose of geochemical study on different igneous rocks in orogenic belts is to identify the significa nce, source, genesis an d environment of the rocks in the evolutionary history of orogenic belts, which is generally divided into five phases. This paper is mainly concerned about the geochemical study of igneous rocks in orogenic belts. It is suggested that (1)　 ophiolites have two main types, island-arc tholeiite(IAT) and mid-oceanic ridg e basalt(MORB) and they may also be derived from the enriched mantle; (2) island -arc volcanic rocks are characterized by enriched large ion lithospheric elemen ts(LILE), w(Th)>w(Ta) and depleted Nb, Ta, which are caused by the mixtu re of slab-de rived components, but actually as a result of hybridization in deep continental crust; (3)　granites may be in the mixed continuous spectrum ranging from mantle to crust source, and the genetic types of granites are mainly controlled by dif ferent source rocks, not by tectonic environments; (4) the genesis of bimodal vo l canic rocks is much more complicated than that has been learnt before, and they can be developed in various geological settings. Additionally, the geochemical m ethods on the research of orogenic belts are also discussed in the paper.
Key words　orogenic belts, geochemistry, igneous rocks, a review

　　造山带是地球上构造变动最剧烈的地区，它经历了板块之间的俯冲、碰撞以及后期构造的叠加改造作用，其间包括频繁的岩浆活动和不同程度的变质作用，严重时可以使早先的岩石面目全非，而构造的挤压、剪切和叠覆作用则可以丢失部分地质体。在这种情况下，地球化学几乎成了惟一的恢复岩石原貌的手段，而这又给地球化学研究出了一个难题。在中国，这种情况更加严峻，因为中国与欧、美、印、非不同，是由小陆块镶嵌而成的，造山带中不但包括了洋壳的碎片、活动大陆和被动大陆的碎片，而且还有来自小陆块的碎片，如何鉴别它们是一个首先需要解决的问题，因而造山带地球化学研究有特殊重要的意义。造山带地球化学研究的目标主要是为重建古板块构造格局服务，因为这是广大地质学家关心的问题，也是中国当前造山带研究中亟需解决的问题。其次是探索古造山带不同演化阶段岩石的形成、演化、变质及其所反映的大陆动力学和深部地幔过程。

　　蛇绿岩是造山带研究的关键问题之一。蛇绿岩有不同的地球化学类型，但基本的是岛弧拉斑 玄武岩(IAT)和MORB两种。不成熟的弧后盆地玄武岩兼具IAT和MORB的特征，成熟的弧后盆 地玄武岩为MORB的；IAT和MORB也可以出现在岛弧蛇绿岩中，指示与弧间盆地环境有关。
　　一般认为，蛇绿岩来自于亏损的软流圈地幔的高程度部分熔融作用。最近，对西太平洋弧后 盆地洋壳的同位素地球化学研究表明，需要有多种来源才能解释熔岩同位素组成的多样性。 这里包括：① 亏损不相容元素的类似MORB源区的组分；② 富集不相容元素的组分,类 似于E-MORB或OIB(洋岛玄武岩)的源区；③ 富集不相容元素但亏损高场强元素(HFSE)的 类似OIB的源区，这可能是一种受到消减作用影响的源区^［1］。看来，认为蛇绿岩只 是来自亏 损的软流圈地幔的观点应予以纠正。微量元素和同位素资料表明，蛇绿岩岩浆源区多样性的 认识越来越受到重视，尤其是处于消减带之上的蛇绿岩，不但有不同地幔端员之间的混合、 消减带组分的加入，还可能有浅部陆壳物质的混染，这就更增加了蛇绿岩岩浆成因的复杂 性。
　　蛇绿岩与非蛇绿岩的主要地球化学区别在于蛇绿岩的岩浆来自亏损的软流圈地幔的中等 至高程度部分熔融，表现在REE分布上，蛇绿岩的洋壳岩石大多是LREE亏损的。但不能认为 凡是LREE亏损的玄武岩就是蛇绿岩的成员，在大陆拉张阶段产生的大陆溢流玄武岩(CFB) 也有LREE亏损的例子，如美国哥伦比亚河第三纪玄武岩和北大西洋第三纪玄武岩^{［2～3 ］}。
　　最近的研究发现，蛇绿岩中有来富集地幔的信息，表现在下述三个方面：① E-MORB的存 在。与N-MORB相比，E-MORB的LREE、LILE和HFSE丰度较高，Nd同位素比值较高但变化范 围较大，通常解释为由富集地幔的洋岛玄武岩(OIB)岩浆与N-MORB岩浆混合形成，而OI B型岩浆被认为是来自上地幔与下地幔之间的界面处(约670　km)^［4］。② 蛇 绿岩中DUPAL异常的发现。通常认为DUPAL异常源于下地幔^［5］， 当下地幔物质经由 地幔柱或热点向浅部迁移时，由于地幔柱与岩石圈之间的混合作用可以把DUPAL印记带到上 地幔中。③ 蛇绿岩的地幔橄榄岩中存在ε(Nd,t)很低的(+3～－1)超镁铁质熔体 ，其相应的N_i(⁸⁷Sr)/N_i(⁸⁶Sr)=0.705　0～0.707　4，δ¹⁸O=4.4‰～5.8‰，推测与地幔柱的活动有关^［6］。

　　岛弧火山岩最突出的地球化学特征是：与N-MORB相比，岛弧火山岩的LILE丰度高，w (Th)＞w(Ta)，以及Nb，Ta相 对于Th，La亏损。这归结为有来自消减带物质的加入，表明它们的源区岩石在一定程度上受 到了壳幔混合作用的影响。因此，岛弧火山岩地球化学本质上是一个(深源)陆壳物质混染的 问题。环太平洋的许多岛弧火山岩的地球化学研究资料表明，其源区的微量元素和同位素组成具有 介于地幔和地壳组成之间的特征。岛弧下面的地幔由于富含水(含水洋壳和沉积物的俯冲和 脱水作用)而使源岩的部分熔融程度增大，因此岛弧火山岩往往缺乏碱性玄武岩，而以拉斑 玄武岩和钙碱性玄武岩为主。当然，这里还有一个岩浆源区的问题：如果源区是经历了不止 一次亏损的残余地幔，形成的岛弧火山岩将严重亏损HFSE，这类火山岩通常产于洋内岛弧环 境；如果源区亏损很少或是大陆岩石圈地幔，则主要生成钙碱性火山岩，某些活动大陆边缘 火山岩常具这样的特征。岛弧拉斑玄武岩的这种地球化学特征推测与高p(H₂O)条件下 富H₂O流体对上覆地幔的淋滤交代而后发生的选择性熔融有关^［7］。尽管仍存在争 论，但它们确实是岛弧火山岩的重要标志。

　　由镁铁质和长英质岩石组成的双峰式火成岩组合是一个经典的地质问题。其中的玄武质岩石 端元是地幔部分熔融的产物，然而，玄武岩和流纹岩的关系、岩浆成分间隔的意义、流纹岩 的成因以及双峰式岩套形成的地球动力学环境仍然存在争论。通常认为双峰式火山岩与拉张 构造作用有关，产于大陆裂谷环境。近年来的研究发现，双峰式火山岩可以产于各种地球动 力学环境。Pin等(1997)^［8］将其归纳为2大类(板内拉张和破坏板块边缘)5种环境， 即大陆裂谷、板块扩张、洋内岛弧、活动陆缘和弧后扩张早期阶段。此外，在板块碰撞后 阶段还出现一套与岩石圈拆沉作用有关的双峰式火山岩^［9］。产于板内和板块扩张 环境的包括大陆裂谷、大陆减薄阶段、洋岛、弧后盆地以及碰撞后伸展阶段的双峰式火山岩 组合。该类玄武岩可以出现洋岛玄武岩(OIB)大陆裂谷玄武岩(CRB)大陆溢流玄 武岩(CFB)MORB，如果受到陆壳混染的影响，还显示Nb和Ta相对亏损的特征。产于破 坏板块边缘环境 的有洋内岛弧和活动大陆边缘，后者包括成熟弧和建立在相对年轻或较薄的陆壳之上的火山 弧，它们的玄武岩均具有岛弧火山岩的地球化学印记。中国有关双峰式火山岩的报道很多， 如华北板块南缘中元古代的熊耳群，扬子板块北缘晚元古代的耀岭河群、随县群，晚元古代 -早古生代北祁连以及白银的双峰式火山岩等。对于熊耳群和北祁连的双峰式火山岩究竟是 产于大陆裂谷还是岛弧环境还存在争论^{［10～13］}。研究表明，根据双峰式火山岩的 岩石组合和微量元素及Sr，Nd同位素性质可以恢复双峰式火山岩套的地球动力学环境。

　　花岗岩是造山带中最令人关注也最令人困惑的地质体之一。80年代，I，S，M，A型花岗岩的 提出是花岗岩地球化学研究最引人瞩目的成就。Pitcher(1983)^［14］则把花岗岩类 型与其 产出的构造环境联系起来，认为I型花岗岩与板块的俯冲作用有关，S型与碰撞作用有关，M 型常常与蛇绿岩伴生，而A型产于非造山的板内环境。Castro等(1991)^［15］指出，I 型花岗岩可能是M型(幔源)和S型(壳源)岩浆混合的结果，称之为H型(hybrid type)。造山带 中常常出现A型花岗岩，一类是卷入造山带的非造山环境的，另一类是造山后环境的。Eby( 1990)^［16］把A型花岗岩分为A1型和A2型两类花岗岩，A1型花岗岩的Rb, Ce, Y, Nb, Sc, Hf, Zr, Ta, Ca等不相容元素比值与OIB相似，一般I(Sr)值偏低；A2型花岗岩的 微量元素成分变化大，可从接近陆壳变化至岛弧玄武岩，I(Sr)值偏高。洪大卫等(1995 )^［17］则把碱性花岗岩分为非造山的AA型和后造山的PA型两类。
　　众所周知，由奥长花岗岩英云闪长岩英安岩组成的TTD岩套主要产于太古宙时 期，TTD可划分为高铝TTD、低铝TTD和与蛇绿岩有关的斜长花岗岩三类。Defant等(1990) ［18］把新 生代来自消减带的高铝TTD称为埃达克岩(adakite)。与其它花岗岩比较，埃达克岩以较低的 w(Y)/w(Yb)值和较高的w(Sr)，w(Sr)/w(Y)，w(Zr)/w(Y) 和w(La)/w(Yb)值为特征，指示岩浆源区富石榴石、角闪石和辉石，部 分熔融的残留物则由缺少斜长石的角闪榴辉岩或榴辉岩组成^{［19，20］}。相反，产于 大陆弧和岛弧的安山岩英安岩流纹岩岩套，由于源区存在斜长石和缺少石榴石 ，因而有较高的w(Y)/w(Yb)值，较低的w(Sr)，w(Sr)/w(Y)，w (Zr)/w(Y)和w(La)/w(Yb)值。
　　同一类型的花岗岩可以形成于不同的构造环境，对于大的花岗岩基来说，其定位过程和岩浆 的混合作用十分复杂，岩石成分相当不均匀，同一岩体的不同部位可能源自不同的源岩，研 究的难度很大。地球化学证据表明，花岗岩实际上可能是幔源与壳源之间混合的连续谱系， 花岗岩成因类型的主要控制因素是不同类型的源岩而不是构造环境^［21］。据Patche tt(1992)^［22］统计，加里东造山带、海西造山带和喜马拉雅花岗岩均以负的ε (Nd,t)值为特征，指示它们来源于地壳物质的再循环。最近，在新疆发现了许多ε (Nd,t)值高的碱性花岗岩，如达拉布特、乌伦古河和天山阿拉套花岗岩等^{［23，24 ］}，其ε(Nd,t)值在+2.2～+6.7之间，指示花岗岩源于ε(Nd,t) 亏损的类似于洋壳的源区。N(²⁰⁷Pb)/N(²⁰⁴Pb)值通常低于μ ＝9.74，接近地幔演化线，而N_i(⁸⁷Sr)/N_i(⁸⁶Sr)比值变化 大，从0.702～0.710, 指示受陆壳混染的影响。

　　在造山带中,除了有蛇绿岩和岛弧型岩浆活动之外，往往还有在变形作用之后形成的一系列 与拉张构造环境有关的岩浆活动产物，如A 型花岗岩和双峰式火山作用。此外，还有这样的 情况， 在某些时代的地层中发现一套具有岛弧特征的火山活动，而那时该区并无洋盆存在的证据， 或板块俯冲作用早已结束了，因而把它解释为“滞后型岛弧火山岩”。其实，这很可能是造 山后岩浆作用的产物，是在陆壳伸展阶段所形成的, 之所以出现岛弧火山岩的特征，可能是 受 到了陆壳混染作用的影响。人们关心的是：造山后岩浆作用的特点是什么？从造山挤压阶段 到拉张阶段的快速转变的机理是什么?^［25］。研究表明，Bird(1979)^［26］ 提出的岩石圈拆沉作用对解决这个问题可能有启示。按照Nelson(1992)^［27］的见解 , 板块碰撞作用导致大 陆岩石圈的缩短，并使地壳加厚，随后，岩石圈地幔(包括镁铁质的下地壳和洋壳, 它们中 的一部分已在板块俯冲过程中转变为榴辉岩)由于比下伏的软流圈地幔密度大而向下沉陷， 致使软流圈地幔上涌，并使上覆陆壳由于张性塌陷作用(extensional collapse)而减薄。 地幔岩石圈的减薄抬高了岩石圈-软流圈之间的热界面，扩大了总的热平衡，导致玄武岩浆 的形成。这样产生的岩浆不同于早先的与板块消减作用有关的岩浆，其区别在于前者形成 的温度更高，有更加初始的同位素印记和双峰式的性质，这种岩浆在成分上与拉张环境的火 成岩套相类似。
　　造山后岩浆作用的研究还刚刚起步，它们具什么特征？与造山阶段的火成岩有何区别？人们 还知之甚少。目前看来，造山后岩浆活动也可能是各种各样的，关键是受岩浆形成时地幔源 区成分及岩浆动力学的制约。

　　Condie(1993)^［28］认为在进行古构造环境恢复时，应综合考虑：①　岩石组合和变 质特征；②　沉积学环境；③　根据碎屑模式和地球化学资料推断的沉积来源；④　火山岩 的喷发特征；⑤　火山岩组成系列及分布；⑥　岩浆岩系列；⑦　火山岩中微量元素的分布 。由于造山 带演化的复杂性，地球化学研究应当有不同于其它学科的方法。大体来说，可将其分为三个 阶段：第1个阶段是野外研究。我们强调造山带地球化学研究是从野外地质调查开始的，尤 其是在变质作用发育的地区以及构造混杂作用强烈的地区。在这个阶段，地球化学家应与构 造地质学家密切配合，共同商定研究区的主要问题、研究内容并系统地采集样品。第2个 阶段是样品的测试和数据的处理，即常规的地球化学研究阶段。应注意把好碎样关和分析关 ， 以得出可信度高的数据。应注意对分析数据的检查，不能认为实验室给出的全部数据的精度 都是同样的。第3个阶段是研究结果的讨论和进一步研究的设计，最好结合其它学科得出的 资料进行综合的分析对比研究，找出问题，拟定下一步工作方案。
　　在造山带地球化学研究中,常常会遇到判别图的使用问题。这里不去评述各种判别图的优劣 ，而是希望在使用时应特别注意判别图的应用范围和边界条件。例如，玄武岩判别图只适用 于玄武岩和辉绿岩，不能用于辉长岩、苦橄岩和堆晶岩，对于含斑晶很多的玄武岩也不宜使 用。对于一组玄武岩来说，较少分离的玄武岩(Mg′值较高)给出的信息较可靠。由于大离 子亲石元素(LILE)容易受到变质和蚀变作用的影响，应慎重使用，除非样品非常新鲜。因 此，主要用高场强元素(HFSE)，如Ti，Zr，Y，Yb，Ta，Nb，P等。在各种微量元素中，Ta， Th，Hf三个元素具有特殊的意义，常可给出重要的信息^{［29，30］}。但某些岩石中的 Ta含量很低，w(Ta)值常常低于1×10^-6。在这种情况下，应注意选择测试方法和 相应的实验室。此外， 还应遵循一定的判别程序，才能得出比较合理的认识。最后，还应考虑综合因素，注意元素 之间的相关联系，而不能完全依靠个别判别图给出的信息，更不能随心所欲地选取判别图。 Pear ce(1987)^［31］已经意识到自己原来设计的构造岩浆地球化学判别图所存在的问题， 开始着手设计名为“ESCORT”的专家系统，强调多学科综合研究^［32］。

本项目得到国家自然科学基金(编号:49672106)资助。
作者简介：张旗，男，1937年生，研究员，岩石学专业。
作者单位：张旗　钱青　中国科学院地质研究所，北京，100029
　　　　　王焰　西北大学地质系，西安,710069

参考文献