F1= 0.0088SiO2 - 0.0774TiO2 + 0.0102Al2O3 + 0.0066FeO – 0.0017MgO – 0.0143CaO –
0.0155Na2O – 0.0007K2O
F2=-0.0130SiO2 - 0.0185TiO2 - 0.0129Al2O3 - 0.0134FeO – 0.0300MgO – 0.0204CaO –
0.0481Na2O – 0.0715K2O
F3=-0.02210SiO2 - 0.0532TiO2 - 0.0361Al2O3 - 0.0016FeO – 0.0310MgO – 0.0237CaO –
0.0614Na2O – 0.0289K2O 由F1-F2和F2-F3构成的判别图（图1-20）中的界线是基于现代新鲜的玄武岩样品，FeO/Fe2O3 < 0.5的样品将被剔除。此图适用的条件是玄武岩的CaO+MgO>12 wt% and <20 wt%; 总量sums (including water) must be between 99 – 101 wt%。计算式中FeO由全铁计算。
图1-20 玄武岩主量元素判别图
?FeO-MgO-Al2O3判别图解（T.H. Pearce, 1977）
Pearce (1977)利用了8400近代火山岩的主量元素分析数据，建立了此构造判别图（图1-21）。此图不同于其他图解，它只适用于SiO2在51~56%的亚碱性玄武岩和玄武安山岩。可以区分的大地构造背景是：大洋脊和洋底玄武岩（MORB），大洋岛玄武岩，大陆玄武岩，火山弧和活动大陆边缘玄武岩，扩张中心岛玄武岩。其中FeO是全铁（0.9Fe2O3+FeO）。此图对于一定SiO2范围（要换算成干的岩石）的现代亚碱性火山岩是非常有效。各种环境的碱性玄武岩投影于大陆玄武岩、扩张中心岛和火山弧三连点区，并曾椭圆形向富Al2O3端延伸，与亚碱性玄武岩分布区有许多重叠。所以，它们不适合用此图，在TAS等岩系划分图中可把它们先分出来。
图1-21 亚碱性火山岩的FeOt-MgO-Al2O3判别图解
此图在应用中的限制主要是由于玄武岩中主量元素的运动性。Pearce (1976)的研究显示
在洋底蚀变中玄武岩的FeO，MgO是活动的，在绿片岩相的变质作用中Al2O3, MgO是活动。还需考虑的是分离结晶对区域的影响，因为结晶分离可能会在一定程度上穿越边界线。
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?T.H. Pearce（1975）的TiO2-K2O-P2O5图解
此图是利用玄武岩中的少量元素（包括下图），它较利用微量元素的优势在于它们容易测量和容易获得更准确的数据。Pearce（1975）TiO2-K2O-P2O5图解的价值在于区分大洋玄武岩和大陆玄武岩（图1-22）。微量元素判别图常把洋岛玄武岩和大陆泛流玄武岩投影于相同区域。Pearce（1975）发现在TiO2-K2O-P2O5图解可以用一条直线将它们区分，其中大洋玄武岩都位于高TiO区域。在此图中的大洋玄武岩包括MORB和造盾阶段（the field-building stage）的洋岛玄武岩。
此图不适用碱性玄武岩，所以样品必需先投影在AFM图中，将A组分大于20%的样品剔除。另一个限制在于K2O是活动的，其含量在在蚀变和变质岩中是可变的。这样，蚀变的大洋玄武岩样品将向K2O偏移，就有可能进入大陆玄武岩区。所以，蚀变的岩石投影于大洋区时可以相当肯定地认为它们是大洋的，尽管结果还应该用其它判别图来检验。
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?Mullen（1983）的TiO2-MnO-P2O5图解
图1-22 TiO2-K2O-P2O5图解（Pearce, 1975） 图1-23 TiO2-MnO-P2O5图（Mullen,1983）?
Mullen（1983）的TiO2-MnO-P2O5图解能用来区分SiO2在45~54%的玄武岩和玄武安山岩的构造背景。构造类型包括：MORB，洋岛拉斑玄武岩，洋岛碱性玄武岩，岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩（图1-23）。图中的界线是根据已发表的507个玄武岩数据确定的，为了扩大投影区，MnO，P2O5都乘以10，尽管这样会扩大MnO，P2O5的分析误差，但增大的误差仍未超过区域的宽度。需要注意的是这些元素的成分变化范围都很小，对于所有玄武岩样品，MnO是0.16-0.24%, P2O5是0.14-0.74% TiO2是0.81-3.07%，因此需要精确的成分测定。 Mn和Ti容易进入玄武岩的结晶相中，即Mn进入橄榄石、辉石和钛磁铁矿，Ti进入钛磁铁矿和辉石。因此，火山弧岩浆和大洋玄武岩之间的差别可以用不同的分离结晶模式来解释。P2O5含量与岩浆源区或部分熔融程度相关。元素Mn、Ti、P相对不活泼，对绿片岩相变质和热液蚀变作用不敏感，尽管在受碳酸盐化的岩石中Mn-Ti-P的关系是不可靠的。
??利用K2O-H2O图解的玄武岩构造环境判别（Muenow et al, 1990）
Muenow et al (1990)提出了根据火山玻璃的K2O，TiO2，H2O含量区分弧后盆地玄武岩和火山弧玄武岩的判别图解。弧后盆地玄武岩和MORB的K2O/H2O比值<0.7，而大洋岛玄武岩和火山弧玄武岩的K2O/H2O比值>0.7（图1-24）。MORB与弧后玄武岩存在重叠，尽管
弧后的区域要较MORB的广泛。H2O的含量是对新鲜的火山玻璃用高温质谱仪分析获得的，通常是指600-750℃释放出来的水。
图1-24 玄武岩的K2O-H2O图解（Muenow et al, 1990）.OIB-ocean-island basalt; BAB- back-arc basalt; Arc- volcanic-arc basalt.
3.5.2 花岗岩的构造环境的主量元素判别
Pearce等（1984）首先研究了已知大地构造环境的花岗岩的地球化学特征。他们把石英含量大于5%的侵入岩都统称为花岗质岩石，并将花岗岩类分为大洋脊、火山弧、板内和碰撞型，每一类进一步分成多种亚类，见表1-10。他们的研究认为元素Y，Yb，Rb，Ba，K，Nb，Ta，Ce，Sm，Zr和Hf能最有效地区分不同构造环境的花岗岩。有关微量元素的分类图将在下一章中解释。在此先介绍Maniar et al (1989)和Bechelor et al (1985)利用主量元素的花岗岩构造判别图。
表1-10 花岗岩的大地构造环境类型（Pearce, et al, 1984） 花岗岩类型 洋脊花岗岩（ORG） 大地构造环境类型 与正常洋脊有关的花岗岩 与异常洋脊有关的花岗岩 与弧后盆地洋脊有关的花岗岩 与弧前盆地洋脊有关的花岗岩 以拉斑玄武岩为主的大洋弧中的花岗岩 火山弧花岗岩（VAG） 以钙碱性玄武岩为主的大洋弧中的花岗岩 活动大陆边缘花岗岩 陆内环状杂岩中的花岗岩 板内花岗岩（WPG） 减薄的陆壳（裂谷）内的花岗岩 洋岛花岗岩 陆-陆碰撞的同构造（syn-tectonic）花岗岩 碰撞花岗岩（COLG） 陆-陆碰撞的构造后(post-tectonic)花岗岩 陆-弧碰撞的同构造（syn-tectonic）花岗岩 ?
??花岗岩的主量元素构造判别图（Maniar et al, 1989）
Maniar et al (1989)认为花岗岩的主量元素也能有效地判定其形成时的大地构造环境。他
Maniar OP IAG，CAG CEUG？ RRG CCG，POG 们将花岗岩的形成背景分为：岛弧花岗岩（IAG）、大陆弧花岗岩（CAG）、大陆碰撞花岗岩（CCG），造山后花岗岩（POG）、与裂谷有关的花岗岩（RRG）、陆内造陆运动隆起的花岗岩（CEUG）和大洋斜长花岗岩（OP）。其中IAG，CAG，CCG和POG为造山花岗岩，而RRG，CEUG和OP为非造山花岗岩。与Pearce et al (1984)的花岗岩构造背景分类相比，IAG，CAG与火山弧花岗岩（VAG）相当，CCG，POG与碰撞花岗岩（COLG）相当，OP相似于洋脊花岗岩（ORG），而RRG，CEUG不能与板内花岗岩（WPG）完全对应。 在运用Maniar et al (1989)的主量元素判别图时，必须注意岩石的SiO2含量需大于60%，石英含量大于5%，岩石的时代属于显生宙的（Maniar et al, 1989）。利用图1-25A可以将OP花岗岩分离出来；而在B、C、D、E图中可将RRG+CEUG与IAG+CAG+CCG分别开来；POG具有较高的SiO2，中等的FeO*/(FeO*+MgO)比值和Al2O3,FeO*,MgO含量，如果在B、C、D和E中都投影于此区（图1-25中黄色区域），则可以认为是POG。
图1-25 花岗岩的主量元素构造判别图（Maniar et al, 1989）
??花岗岩构造的R1-R2判别图（Bechelor et al, 1985）
R1和R2因子不仅被用以火成岩的分类（见前节），还可以用来判别岩石形成的构造背景。图1-26是Bechelor et al (1985)提出的R1-R2成分因子判别图。依据此图，可将岩石的形成环境分为七种：（1）地幔岩浆分异产物；（2）板块碰撞前的；（3）碰撞后的隆起；造山晚期；（5）非造山；（6）同碰撞；（7）造山后。此判别图的优点在于充分考虑了岩石化学的总体特征，涉及的元素达8个。对大多数火成岩来说这8个元素可占总量的95%以上。但是R1和R1的物理含义还是不清楚。
图1-26 火成岩的R1-R2成分因子判别图（Bechelor et al, 1985）
R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti); R2=6Ca+2Mg+Al，计算式中的成分它们阳离子数的1000倍 3.5.3 主量元素对于沉积岩构造环境的判别
板块构造在两方面赋予沉积岩具有独特的地球化学特征，其一是不同构造环境具有不同的源区成分特征；其二是不同构造环境的沉积作用特点各异。沉积盆地的构造类型有： 大洋岛弧——弧前、弧后盆地，靠近在大洋或薄的大陆地壳上发展起来的火山弧。 大陆岛弧——弧内、弧前、弧后盆地，靠近在厚的大陆地壳或薄的大陆边缘发展起来的火山弧。
活动大陆边缘——安第斯型盆地，是在厚的大陆边缘上发展起来或靠近厚的大陆边缘。走滑盆地也发育在此环境。
被动大陆边缘——裂谷化的大陆边缘，发育在大陆边缘厚的陆壳上；沉积盆地在大陆的后缘（trailing edge）。
碰撞带环境——在厚的大陆壳上发育的沉积盆地。 裂谷环境——发育在厚的大陆壳之间的克拉通间盆地。 ??砂岩沉积构造的函数判别图（Bhatia, 1983）
Bhatia (1983)利用69个古生代砂岩的主量元素确定了两个判别因子，用这两个判别函数建立了砂岩的判别图（图1－27）。四个不同环境的砂岩被用来与现代的沉积物对比，建立的四个区域也用现代的已知构造环境的沉积物来检验。
当使用此图时，需要对CaO含量高的样品进行校正，即扣除那些形成碳酸盐的CaO。Haughton (1988)和Winchester & Max (1989)在对古老的岛弧地体和元古代的硅铝质盆地沉积物的研究发现此图错误地划分了他们的沉积物。所以此图在运用到前寒武纪的沉积物时要特别小心。
Discriminant function 1 = - 0.0447SiO2 - 0.972TiO2 + 0.008Al2O3 - 0.267Fe2O3 + 0.208FeO
-3.082MnO + 0.140MgO + 0.195CaO + 0.719Na2O - 0.032K2O + 7.510P2O5 + 0.303 Discriminant function 2 = - 0.421SiO2 + 1.988TiO2 - 0.526Al2O3 -0.551Fe2O3 - 1.610FeO
+2.720MnO + 0.881MgO - 0.907CaO - 0.177Na2O – 1.840K2O - 7.244P2O5 + 43.57