花岗岩岩石化学及痕量元素地球化学特征 岩石化学及痕量元素特征
区内主要岩体的岩石化学、稀土元素及微量元素组成如表2-4，表2-5，表2-6所示。
2.2.1 花岗岩定名
采用A.L.Streckeisen（1976）提出的化学成分分类方法，本区加里东晚期花岗岩分别投点于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，其中塔斯比克都尔根岩体为二长花岗岩，阔科亚克达热斯岩体为钾长花岗岩，正格河岩体为碱长花岗岩；华力西中期花岗岩分布于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，集中于钾长花岗岩和二长花岗岩区域，个别点投影于英云闪长岩区域；华力西晚期花岗岩则全部集中于钾长花岗岩区域；燕山期花岗岩则分布于钾长花岗岩和二长花岗岩过渡区域，其中阿提什岩体为二长花岗岩，加勒格孜阿嘎希河岩体为钾长花岗岩（图2-2）。
2.2.2 岩石化学特征
在AFM图解中（图2-3），本区加里东晚期、华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的投影点均集中于钙碱性演化趋势区域。其中华力西中期部分花岗岩样点及华力西晚期花岗岩样点相对集中于AF线附近，显示出相对富碱而贫镁铁的特点。各期花岗岩样品点沿FM边分散性很小，这与邹天人（1988）提出的造山带花岗岩的特点相似。
图2-2 化学－矿物定量岩石分类图解
Ⅰ—碱长花岗岩；Ⅱa—钾长花岗岩；Ⅲb—二长花岗岩；Ⅳ—花岗闪长岩；V—英云闪长岩1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
图2-3 花岗岩AFM图解
A—拉斑玄武岩系列；B—钙碱性系列1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
在w（K2O）-w（SiO2）相关图解中（图2-4），区内各期花岗岩样点基本上全落于高钾区，仅华力西中、晚期有个别样点落于钙碱区及低钾区。加里东晚期花岗岩SiO2含量70.85%～72.15%,K2O+Na2O含量7.58%～8.49%；华力西中期花岗岩SiO2含量66.39%～80.44%,K2O+Na2O含量3.2%～8.41%；华力西晚期花岗岩SiO2含量70.83%～76.43%,K2O+Na2O含量6.62%～8.93%；燕山期花岗岩SiO2含量69.88%～70.71%,K2O+Na2O含量5.51%～7.39%。
加里东晚期花岗岩均为铝过饱和类型，即Al＞K+Na+Ca（原子数）.ANKC值变化范围为1.06～1.16，平均为1.1;w（Na2O）/w（K2O）比值变化于0.64～1.17间，平均为0.92。华力西中期花岗岩中深成岩及浅成岩均为铝过饱和类型，其中深成岩ANKC值变化范围为1.05～1.38，平均为1.22,w（Na2O）/w（K2O）比值变化于0.5～1.31之间，平均为0.88；浅成岩ANKC值范围为1.13～1.33，平均为1.24,w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.59～0.86，平均值为0.7。华力西晚期花岗岩类型也基本上为铝过饱和类型，ANKC值范围为0.92～1.13，平均值为1.04;w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.52～1.09，平均值为0.74。燕山期花岗岩均为铝过饱和类型，ANKC值变化范围为1.04～1.13，平均值为1.09;w（Na2O）/w（K2O）比值范围在0.72～0.92，平均为0.82。
图2-4 花岗岩w（K2O）-w（SiO2）图解
1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩
与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，诺尔特地区加里东晚期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西中期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，略大于改造型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西晚期花岗岩与燕山期花岗岩的ANKC值均大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似。上述特征表明，区内各期花岗岩均具有改造型花岗岩的特点，反映出其源岩可能以壳源物质为主。另外，区内各期花岗岩的岩石氧化率[w（Fe2O3）/w（FeO+Fe2O3）]偏低，与澳大利亚S型花岗岩相似。加里东晚期花岗岩的氧化率Ox范围为0.27～0.37，平均值0.33；华力西中期花岗岩Ox值范围为0.26～0.49，平均为0.36；华力西晚期花岗岩Ox值范围为0.01～0.49，平均值0.36；燕山期花岗岩Ox值范围为0.27～0.32，平均值为0.30。Ox值均为略小于同熔型花岗岩而与改造型花岗岩相似。
由岩石化学特征可见，诺尔特地区从加里东晚期至燕山期花岗岩均有相似的岩石化学特征，反映出具改造型花岗岩的特点（S型），但在某些方面也有倾向于同熔型花岗岩的特点（Ⅰ型），表现出过渡类型的特征。反映在物质来源上，应以壳源物质为主，但是有幔源物质的参与，这和诺尔特地区花岗岩产出的构造背景是一致的。另一方面，岩石化学特征的相似性，也反映了区内各期花岗岩源岩物质成分的相似性。
2.2.3稀土元素地球化学特征
本区加里东晚期花岗岩稀土元素总量平均值为173.88×10-6，华力西中期花岗岩为245.42×10-6，华力西晚期花岗岩为136.05×10-6，燕山期花岗岩为213.09×10-6。w（LREE）/w（HREE）、δEu及（La/Yb）N的平均值在本区加里东晚期花岗岩分别为2.73、0.53及10.08；华力西中期花岗岩分别为3.52、0.47及12.33；华力西晚期花岗岩分别为10.66、0.63及10.04；燕山期花岗岩分别为5.51、0.46及18.71。
与世界平均花岗岩稀土元素及w（LREE）/w（HREE）比值（∑REE=290×10-6，包括Y，∑Ce/∑Y=3.5,Hasking等，1986;Herrmann,1970）相比较，区内各期花岗岩的∑REE值均偏低，加里东晚期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值偏低，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值则偏高，表明了加里东晚期花岗岩其物质来源可能相对较深。另据统计资料表明，δEu和（La/Yb）N对于花岗岩的成因有重要的鉴定意义，当δEu小于0.7,（La/Yb）N值一般大于5，为S型花岗岩，而Ⅰ型花岗岩则相反，特点是δEu值大而（La/Yb）N值小（Chappell和White,1974）。本区各期花岗岩均具有中等的负铕异常，且δEu值小于0.7，而（La/Yb）N值均大于5，因此，各期花岗岩均具有S型花岗岩的特点。
各期花岗岩稀土元素标准化曲线具有向右倾斜的轻稀土富集型特征，轻稀土部分的斜率略大于重稀土部分（图2-5）。其中加里东晚期花岗岩比华力西中、晚期及燕山期花岗岩的配分曲线平缓，表明加里东晚期花岗岩物质来源可能相对较深。另外，本区花岗岩具中等负铕异常且δEu值偏大，即近于0.50或略大于0.50，这也是改造型花岗岩的特点。
图2-5 诺尔特地区花岗岩REE配分模型
a—加里东晚期花岗岩；b—华力西中期花岗岩；c—华力西晚期花岗岩；d—燕山期花岗岩
在w（LREE）/w（HREE）-w（SiO2）及（La/Yb）N-w（SiO2）相关图解中，加里东晚期、华力西中晚期及燕山期花岗岩样点相关性均不明显。如果在成岩过程中，结晶分异作用或同化混染作用起主要作用，则在上述相关图解中应显现出正相关性，即岩石轻、重稀土的分异随着酸度的增加而强烈。而不相关甚至负相关，则有可能是由于地壳深部部分熔融作用造成的。
此外，在∑REE-SiO2及δEu-SiO2相关图解中也有类似的情况，各期花岗岩样点的相关性都是不明显的。在∑REE-SiO2关系中，加里东晚期花岗岩略显正相关，而在δEu-SiO2关系中，华力西期及燕山期花岗岩也略显正相关。如果在岩浆演化过程中分离结晶起主要作用，早期结晶的矿物组合SiO2含量低、稀土含量高，随着其结晶分异会导致∑REE和SiO2出现负相关，同时，分离过程中斜长石的晶出，也会导致δEu与SiO2的负相关变化规律。区内各期花岗岩的特点表明在其岩浆演化过程中，分离结晶作用是不明显的。
在花岗岩稀土元素标准化曲线图（图2-5）中，各期花岗岩除了具有中等铕异常外，在华力西中期及华力西晚期花岗岩稀土元素配分曲线图中，Ho及Tm元素处也有不同程度的异常。产生铕异常的原因，一方面是由于在成岩作用过程中发生了矿物的结晶分异所致，比如斜长石的结晶分异；另一方面则是由于继承了源岩的性质所致。根据后文研究，区内各期花岗岩的成岩作用以部分熔融作用为主，分离结晶作用是不明显的，因此，产生本区花岗岩中等铕异常的原因应该是花岗岩继承了源岩的性质所致。而华力西期花岗岩不同程度的Ho及Tm异常，则可能是由于源区物质成分的差异所致。
在岩石稀土元素组成∑Ce/∑Y－∑Y/∑REE及Nd/Sm-Ce/Y关系（周作侠，1986）中，加里东晚期花岗岩投于壳源型背景、壳幔混源型背景及两者的过渡区域，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩则投于受幔混源型背景区域。可见，区内各期花岗岩都有不同程度的受幔源物质影响的特点。据周汝洪（1991）研究，新疆北部花岗岩幔源、壳幔混合源者稀土总量较低、（La/Yb）N值较低、标准化曲线较平缓、Eu亏损不显著甚至是正异常；壳源者稀土总量较高、（La/Yb）N值较大、曲线较陡、Eu亏损较明显。对比可见，本区各期花岗岩稀土总量偏低，（La/Yb）N值较大，标准化曲线较平缓，具中等Eu亏损，既具有壳源特点又具有壳幔混合源特点。
2.2.4微量元素地球化学特征
诺尔特地区花岗岩微量元素含量如表2-6所示。加里东晚期花岗岩中Cu的富集系数（含量/维氏值）大于1，平均值2.0,Pb的富集系数也大于1，平均值为1.3,Zn的富集系数小于1；华力西中期花岗岩中Cu、Pb、Zu的富集系数均大于1；燕山期花岗岩中Cu、Zn的富集系数略小于1,Pb的富集系数为2.3。各期花岗岩中金含量均较低，塔斯比克都尔根岩体为0.175×10-6，阔科亚克达热斯岩体为0.0165×10-6，阿提什岩体为0.0074×10-6。成矿元素含量的降低有可能与其由岩浆熔体向流体相中的转化有关。
加里东晚期花岗岩中过渡元素Sc富集系数均大于1，范围为1.3～5.3之间；华力西期花岗岩中Sc的富集系数也大于1，范围为1.0～4.5；在燕山期花岗岩中富集系数近于1。加里东晚期花岗岩中，亲石元素Sr的富集系数平均值为1.5，而Ba的富集系数范围为0.1～0.8；华力西期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均近似为1；燕山期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均小于1,Sr为0.5,Ba为0.4。壳源型花岗岩Sr、Ba含量低，而幔源型或壳幔同熔型花岗岩的Sr、Ba含量高，区内各期花岗岩的Sr、Ba含量均较低，加里东晚期花岗岩平均为Sr443×10-6、Ba374×10-6，华力西期花岗岩平均为Sr307×10-6、Ba733×10-6，燕山期花岗岩平均为Sr163×10-6、Ba371×10-6，表明区内各期花岗岩物质来源有壳源的特征。对高场强元素，加里东晚期花岗岩中Zr富集系数变化范围为0.1～1.7,Y的富集系数则大于1；华力西期花岗岩中Zr、Y的富集系数均近于1；燕山期花岗岩中Zr、Y的富集系数均小于1。
本区各期花岗岩中均富含挥发组分（F、Cl、S、C等）（表2-6），岩石中F、Cl、S含量较高，反映岩浆结晶时富F、Cl、S等挥发组分，这对于促进成矿元素向流体中分配具有重要意义（Holland,1972;Urabe,1985,1989；周涛发等，1995）。另外，各期花岗岩中F/Cl值较高，加里东晚期花岗岩中F/Cl值为17，华力西期花岗岩中为6.9，燕山期花岗岩中范围为7.2～17.8，较高的F/Cl值类似于华南陆壳改造型花岗岩。
花岗岩的地球化学特征~
(一)岩石化学特征
如图1-7所示:在以SiO2-(Na2O+K2O)进行的岩性分类图中，传统上所指的九岭岩体性绝大部分为花岗闪长岩，少数为花岗岩;甘坊岩体的岩性为花岗岩。华南晚元古代花岗岩中，桂北本洞岩体岩性为花岗闪长岩，三防、元宝山岩体为花岗岩;皖南晋宁期岩体中大部分岩性为花岗闪长岩，少部分样品为石英闪长岩，岩石相对偏基性;湖北黄陵花岗岩岩性主要为花岗闪长岩;云南晋宁期花岗岩岩性为花岗闪长岩-花岗岩。
图1-7 SiO2-(Na2O+K2O)花岗岩类岩石分类图
从岩石化学数据资料(表1-6)来看，岩体具有以下岩石化学特征:①九岭各期的花岗岩石中，除个别样品外，其他样品的A/CNK值全都≥1.0，在图A/NK-A/CNK图解(图1-8)中，九岭各期花岗岩样品全都落在过铝花岗岩区。②第一次侵入体和第二次侵入体在化学成分上比较接近。③第三次侵入体和甘坊岩体的酸度、碱度差不多，而与前两次侵入体相比，酸度增高，基性度降低。④甘坊岩体与传统的九岭各期岩体相比，碱度最高。⑤莱特碱度率均低于2.9，可能是由于变质基底上层深熔而产生的花岗质岩类。⑥Fe2O3/FeO，从前人划分的第一次侵入体至第三次侵入体，再到甘坊岩体，比值呈升高趋势;四次侵入体均富二价铁而贫三价铁，表明岩体是在深度较大，氧化电位低的地质环境下形成的。
表1-6 九岭地区花岗岩及相关岩石的岩石化学成分(%)
(二)微量、稀土元素地球化学特征
九岭新元古代花岗岩的微量、稀土元素分析结果列于表1-7。从九岭第一次岩浆活动产物到原划分的九岭Ⅲ期、甘坊岩体，δEu值逐渐降低，稀土总量以原划分的九岭Ⅰ期花岗岩最高，所测样品∑REE为(167.7～319.5)×10－6，九岭Ⅱ、Ⅲ期∑REE明显减小;甘坊岩体的∑REE总体偏低(42-115)，有少部分样品的∑REE与九岭岩体相当。
图1-8 A/NK-A/CNK图解
表1-7 九岭花岗岩微量、稀土元素含量(10－6)
续表
九岭燕山期岩体δEu值0.3～0.69，∑REE较低为80-143。
九岭各期次花岗岩稀土分布模式均为轻稀土富集型，具弱-中等富Eu异常(图1-9)。
在ORG标准化蛛网图(图1-9)中，九岭新元古代花岗岩以强烈富集Rb、Ba、Th，与周围的元素相比，具明显的Nb-Ta、Zr-Hf负异常。扬子周边新元古代花岗岩也与九岭花岗岩类似，具有亏损Nb-Ta、Zr-Hf的性质，微量元素的这些特征通常类似于那些“碰撞花岗岩”(Pearce et al.，1984)。
图1-9 九岭地区不同时代花岗岩的稀土配分模式图及微量元素蛛网图
3.5.1 岩石化学成分分类
根据本次工作及前人（芮行健等，1994；新疆地质矿产局，1990）对诺尔特地区火山岩的岩石化学分析结果（表3-3），采用Le Bas等（1986）的分类方法，对本区火山岩进行了化学成分分类。可见，泥盆纪火山岩投影于安山岩、英安岩及流纹岩区域；石炭纪早期喷发活动形成的火山岩投影于英安岩及流纹岩区域，集中于流纹岩区域；石炭纪晚期喷发活动形成的火山岩也具有相似的特征，投影于英安岩及流纹岩区域，集中于流纹岩区域（图3-3）。
表3-3 诺尔特地区火山岩化学成分 wB/%
测试单位：国家地质实验测试中心。
在火山岩R1-R2多阳离子分类图解（De La Roche,1980）中（图3-4），泥盆纪火山岩投影集中于英安岩、碱性流纹岩、流纹岩、英安流纹岩及流纹英安岩区域；石炭纪早期喷发活动形成的火山岩投影于流纹岩及英安流纹岩区域；石炭纪晚期喷发活动形成的火山岩投影点则集中于流纹岩、英安流纹岩及流纹英安岩区域。
图3-3 火山岩TAS分类图解
O2—安山岩；O3—英安岩；R—流纹岩；T—粗面岩；Ph—响岩1—泥盆纪火山岩；2—石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
图3-4 火山岩R1-R2多阳离子分类图解
Ⅰ—粗面岩；Ⅱ—英安岩；Ⅲ—碱性流纹岩；Ⅳ—流纹岩；Ⅴ—英安流纹岩；Ⅵ—流纹英安岩1—泥盆纪火山岩；2—石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
因此，区内火山岩主要为中—酸性火山岩，泥盆纪火山岩略偏中性，但仍以英安质及流纹质岩石为主；而石炭纪火山岩则以酸性为主，为英安质及流纹质岩石。岩石化学成分与野外定名及镜下鉴定结果基本上是一致的。
3.5.2 岩石碱度、系列和组合
诺尔特地区泥盆纪火山岩SiO2含量59.84%～78.84%,w,（K2O+Na2O）含量5.61%～9.09%，石炭纪火山岩SiO2含量变化范围在55.95%～76.19%,K2O+Na2O变化范围在3.63%～12.2%（表3-3）。
在AFM图解中（图3-5），火山岩绝大部分投影点集中于钙碱性系列区间。其中泥盆纪火山岩基本上投影于钙碱性系列，个别点投影于拉斑玄武岩系列。石炭纪早期喷发活动形成的火山岩相对集中于AF线附近，主要投影于钙碱性系列区间，有部分投影点落于拉斑玄武岩系列区域；晚期喷发活动形成的火山岩则全部投影于钙碱性系列区间；从早期喷发活动到晚期喷发活动形成的火山岩，有A值逐渐减小、M值和F值逐渐增大的趋势，成分相对向略富镁铁方向演化。区内火山岩δ值在1～3.3之间，火山岩碱度变化不大，总体上属钙碱性岩石组合。在w（K2O）-w（SiO2）相关图解中（图3-6），火山岩投影于高钾区〔w（K2O）＞3%〕和钙碱区〔w（K2O）=1.3%～3%〕，反映了地壳成熟度较高的特点。其中，泥盆纪火山岩投影点相对集中于高钾区与钙碱区的过渡区域；而石炭纪火山岩则主要投影于高钾区。因此，诺尔特地区火山岩主要属于高钾、钙碱性、酸性系列（表3-4）。
3.5.3 稀土元素特征
诺尔特地区火山岩的稀土元素含量及特征参数如表3-5所示，其中，泥盆纪火山岩∑REE范围在126.02×10-6～219.79×10-6，均值176.65×10-6；δEu范围在0.36～0.80,均值0.60，呈铕亏损；LREE/HREE比值为2.89～5.12，均值为3.99。石炭纪火山岩∑REE范围在83.29×10-6～281.79×10-6，均值183.45×10-6；δEu范围在0.44～0.81，均值0.54，中等负铕异常；LREE/HREE比值为1.98～8.23，均值4.92。泥盆纪火山岩与石炭纪火山岩∑Ce/∑Y值均略大于Taylor（1979）提出的地壳平均值（∑Ce/∑Y=3.74），表明区内火山岩的成因与壳源物质有关。
图3-5 火山岩AFM图解
A—拉斑玄武岩系列；B—钙碱性系列1—泥盆纪火山岩；2—石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
图3-6 火山岩w（K2O）-w（SiO2）图解
HK—高钾区；CA—钙碱区；LK—低钾区1—泥盆纪火山岩；2石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
表3-4 诺尔特地区火山岩岩石系列、组合和类型
从本区火山岩稀土元素配分曲线（图3-7）可见，无论泥盆纪火山岩还是石炭纪火山岩，均具有向右倾斜的轻稀土富集特征，轻稀土部分的斜率大于重稀土部分。不同岩石类型稀土元素配分曲线主要表现在铕异常程度的不同，英安岩只有很小的负铕异常，而凝灰岩和碎斑熔岩则具有小到中等的负铕异常，除此之外，其稀土元素配分曲线相似。铕异常产生的原因一方面是源区物质性质决定的，另一方面是岩浆演化过程中结晶分异作用导致的。区内火山岩在成岩过程中结晶分异作用是不明显的，主要是部分熔融作用（见下文），因此，火山岩铕异常的产生是继承了源区物质的性质所致。
在w（LREE）/w（HREE）-w（SiO2）及（La/Yb）N-w（SiO2）图解中（图3-8，图3-9），火山岩的相关性不明显，其中泥盆纪火山岩略呈负相关性，而石炭纪火山岩则不显相关性，同时，∑REE与SiO2、δEu与CaO及δEu与Na2O亦不具明显相关性，反映了火山岩轻、重稀土的分异没有随岩石酸度增加而变强烈，甚至分异变弱，这种结晶分异作用或者幔源岩浆在上升过程中受到壳源或者幔源岩浆在上升过程中受到壳源分熔融作用则可以造成上述的变化特征。
表3-5 诺尔特地区火山岩稀土元素含量及特征参数
资料来源：本文（测试单位：国家地质实验测试中心）、芮行健等（1994）和新疆地质矿产局（1990）。
表3-6 诺尔特地区石炭纪火山岩微量元素含量 wB/10-6
资料来源：本文（测试单位：国家地质实验测试中心）和新疆地质矿产局（1990）。
图3-7 诺尔特地区火山岩REE配分模型
D—泥盆纪火山岩；C—石炭纪火山岩
在∑Ce/∑Y－∑Y/TR和Nd/Sm-Ce/Y关系中（周作侠，1986），泥盆纪火山岩及石炭纪火山岩部分落于壳幔混源区域，部分落于壳幔混源区与壳源区的过渡区域，而没有单纯落于壳源区的样点，反映了区内火山岩的物质来源并非单纯来自于地壳，还有地幔物质参与。
3.5.4 微量元素特征
Rb、Sr、Ba是造岩矿物钾长石、斜长石、黑云母及角闪石等的相容元素；Ta、Zr等高价大离子元素在岩浆演化过程中难以进入主要造岩矿物的晶格而富集于熔体或以副矿物形式出现；而Ti、V、Cr、Ni、Co这类过渡元素具有很相似的地球化学性质，主要反映岩浆的来源深度和源岩的基性程度。
诺尔特地区石炭纪火山岩微量元素中（表3-6），Rb、Sr、Ba等相对富集。在微量元素与SiO2含量的变异关系中，Zr、Ba、Cr、V等元素丰度随SiO2含量的增加，显示出不一致的变化特征，这种特征反映了在岩浆演化过程中，这些微量元素的载体矿物不是只作为早期结晶相分离，或者即使为早期结晶相，其数量也十分有限，岩浆的演化不是以结晶分异为主要机制。
图3-8 w（LREE）/w（HREE）与w（SiO2）关系图解
1—泥盆纪火山岩；2—石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
图3-9 （La/Yb）N与w（SiO2）关系图解
1—泥盆纪火山岩；2石炭纪早期火山岩；3—石炭纪晚期火山岩
此外，在石炭纪火山岩Rb-Sr地壳厚度网络图中，本区地壳厚度已超过30km，为35～40km，这反映了至石炭纪本区地壳成熟度已较高，进入了新陆壳演化阶段，地壳厚度相应较厚（图3-10）。
图3-10 诺尔特地区石炭纪火山岩w（Rb）-w（Sr）地壳厚度网络图（底图据何国琦等，1995）
