岩石地球化学讲义.doc

岩石地球化学讲义-24 熔离作用 (liquation) 或岩浆不混溶作用(melt immiscibility)岩浆冷却或上升减压时，原来均匀单相的熔体有时会分解成两个成分不同的熔体相。这一过程成为熔离作用 (liquation)，它是由岩浆的不混溶性质所决定的。这一过程类似于碱性长石的出溶。分裂的组分一个偏酸性一个偏基性，或者一个是富Fe,Ni硫化物的熔体（有利于成矿），一个为硅酸盐岩浆。这部分研究相对较弱（一些情况将在微量元素部分介绍）。5 岩浆混合作用(mixing, mingling )两个成分不同的岩浆发生混合，由于混合方式和混合比例的差异也使混合形成的岩浆成分有很大的变化。福建沿海平潭岛上的I型花岗岩被认为是岩浆混合作用的产物。周新民和董传万等从野外地质学，矿物学和岩石地球化学证实了花岗质岩浆受到玄武质岩浆混合的存在。6 沉积岩中的混合作用 (Mixing in sedimentary rocks)Trends on variation diagrams for sedimentary rocks may result from the mixing of the different ingredients which constitute the sediment. Bhatia (1983), in a study of turbidite sandstones from eastern Australia, shows Harker diagrams in which there is a change in mineralogical maturity, i.e. an increase in quartz coupled with a decreas in the proportions of lithic fragments and feldspar (Fig 1-18).Fig 1-18 Harker variation diagrams for quartz-rich sandstone suites from eastern Australia (Bhatia, 1983). The increase in SiO2 inflects an increased mineralogical maturity, i.e. a greater quartz content and a smaller proportion of detrital grains.Argast and Donnelly (1987) 认为在成分变化图上，如果二元组分（x轴，y轴）密切相关（线性变化），则可能反映的是该套沉积岩是由两种矿物组分混合的。如石英伊利石，或长石/石英伊利石混合。如果变化是曲线或无规律（弥散的），则可能是三组分混合。如石英伊利石方解石。7 风化蚀变中的成分变化 (composition variation of rocks on weathering conditions8 )图1-19Al2O3-CaO*+Na2O-K2O三角图说明花岗岩和辉长岩在风化作用中的成分变化, CaO*是指样品中硅酸盐中的CaO。这里涉及的主要是化学风化。不同抗风化的能力不同，这样易风化的那些矿物中的活动组分就容易流失。Nesbit & Young (1982)提出的化学蚀变指数(CIA)可以定量地反映蚀变的强弱。CIA = Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)化学蚀变指数（CIA）越大说明风化蚀变越强。Al2O3CaO*+Na2OK2O三角图可以说明风化作用造成的成分变化趋势（图1-19）。图1-19显示花岗岩和辉长岩的初始变化是沿着平行Al2O3CaO*+Na2O的轴方向发展，K2O几乎不变，而CaO*+Na2O减低和Al2O3升高；随着风化进一步发展，K2O也显著丢失，成分向Al2O3顶点方向发展。这一发展过程表明早期由于斜长石的分解，随后是钾长石和铁镁硅酸盐矿物的分解。CIA和上述三角图解可以用来研究现代风化剖面和各种沉积岩的元素变化特征，建立标准变化模式，从而解读古老的风化剖面成分变化的原因和条件。8变质岩中的成分变化变质岩中的成分变化涉及到两方面，一种是原岩所固有的，即变质岩的成分反映的只是原岩的成分变化。如在苏格兰太古代Lewisian杂岩中条带状片麻岩的主量元素所表现的线性趋势。但也有认为这种变化反映了一种富铁镁的组分与长英质组分的构造混合。变质岩中的另一方面成分变化涉及到元素的活化转移，即原岩成分发生变化。变质岩中的成分变化固然可以通过固态扩散和部分熔融的熔体抽取而产生。但是，外来的流体（有时包含少量熔体）与岩石的相互作用（交代作用metasomatism）是造成元素变化（转移）的重要因素。主量元素的活化转移受三个主要因素控制：未蚀变的（原岩）中矿物成分和稳定性；蚀变产物中矿物的成分和稳定性；流体相的成分、温度和体积。元素的运动可以从新形成的矿物相和成分变化来检测，也可以根据一些新出现的脉体。协变图中分散的成分变化仍具有很好的指示意义，尽管化学蚀变有时会产生系统变化，掩盖其他诸如结晶分离作用的效应。对一些蚀变岩石的研究表明主要元素在不同条件下的变化存在差异。表1-8总结了一些对玄武岩和花岗岩成分变化的研究。在玄武岩中Ti, Al, P一般是不活动的，而Ca, Na几乎总是活泼的。同样，花岗岩中的Ti, Al, Mn, P一般也是不活泼的。沉积岩的研究较薄弱，除Al不活动外，其他元素的活动性的认识很低。表1-8 各种水热条件岩石中主要元素的活动性Rock typeAlteration conditionSiTiAlFeMnMgCaNaKPKomatiteBasaltHydrothermal alterationBasaltHydrothermal alterationBasaltSubmarine weatheringBasaltWeatheringBasaltGreenschist facies metamorphismBasaltAmphibolite facies metamorphismGraniteWeatheringGraniteContact metamorphismGraniteGranulite facies metamorphismCalcareous sedimentsMedium grade metamorphismCalcareous sedimentsContact metamorphismsandstone-clayDiagenesis, element mobile; , element enriched; , element depleted.实际上，在热液与岩石作用（交代作用）中，微量元素的变化更加明显，尤其是那些不相容元素。图1-20显示了受到来自更深部的岩浆及其所含的流体的交代作用影响，橄榄岩中单斜辉主量元素（Mg, Fe）和微量元素的变化。深部侵入到地幔橄榄岩中的岩浆与橄榄岩发生作用，富集或亏某些元素。从远离接触带的地方到接触带，橄榄岩的Mg#逐渐降低，同时伴随着Sr, LREE (Ce, Sm)升高和Sc, HREE (Y, Yb)的降低，而Hf没有很大变化。如果在接触带两侧成分含量相差很大（如图1-20中的Hf），表明该元素的活动性较低，而两侧不同岩石中的丰度一致（如Sr）则表明该元素具有很强的活动性。 在这一图中，Sr, Ce, Sm，Hf是不相容元素，他们富集在辉石岩中（由岩浆结晶形成），而Yb，Sc为相容元素富集在橄榄岩中（部分熔融的残留，见图-17）。同样，辉石岩本身内部也显示明显的成分梯度。在辉石岩中靠近接触带，Sr, Ce, Sm, Hf降低是因为一部分已传递（扩散）到橄榄岩中去了，而Sc，Yb的升高是受到围岩橄榄岩混染的结果。图1-20 雷州橄榄岩包体中单斜辉微量元素与Mg#相关图。 图中虚线代表辉石岩与橄榄岩的接触界线，辉石岩是深部岩浆侵入到地幔橄榄岩中结晶的产物。三、岩石形成构造背景的判别(discrimination of tectonic enviroment)Pearce and Cann (1971, 1973)最先提出依据岩石的化学成分来限定岩浆起源的大地构造背景。在这两篇重要的论文中作者论述了利用地球化学数据区别产生与不同背景的玄武岩的可能性。他们建立了现在已被大家所熟知的“构造岩浆判别图(Tectono-magmatic discrimination diagram)”，即利用一个岩石的化学成分就可在这些图上判辨出它的构造背景。他们的成果和这种相对简便的操作得到了广泛的应用。随后又有大量的论文发表支持这一观点。这种方法的意义在于可以分辨出古老的当时的构造背景已被改造的面目全非的火山岩产出的构造背景。然而，近来的地球化学家已摆脱了这种按“谱”限定构造-岩浆判别图解的方法，更加深入的研究为什么不同大地构造环境具有不同的地球化学特征。Pearce and Cann (1971, 1973)的开创性的工作将三种分开的思维方法结合起来，即判别式的统计技分析术，在热液条件下不运动的微量元素的快速精确分析，以及不同构造环境的识别。3.1 判别式分析判别式分析是一种统计技术，用于对样品的归类。为了分离出特征的变量参数需对大量的变量进行分析。最有效的判别因子用来作为二元变化图和三角图解的坐标轴。把已知类型（如构造背景）的样品根据其元素丰度计算出相应的判别因子进行投影，划分出这些类型之间的界线。根据这个已经限定区域的图解，就可以对未知类型的样品进行分类（判别）。因此，寻找最有效的判别因子使各种类型的样品尽可能地分开而不重叠是至关重要的。判别因子最好是单各元素的函数，而不是包含几个元素的复合判别函数。这样，就便于使用和理解。Pearce and Cann (1971, 1973)研究表明Ti, Zr, Y, Nb, Sr是判别不同大地构造玄武岩的最有效判别因子。3.2 不活动元素构造-岩浆判别图中的判别因子最好是那些不活动的（不活泼的）元素，而且它们易于分析获得。这些不活泼元素通常在热液蚀变情况下不活动，这样这些图解可以运用到蚀变的岩石或变质岩。也是应用最广的。但不是所有的判别图都用微量元素，也并不都用不活泼的元素。许多判别图解是利用高场强元素，如Ti, Zr, Y, Nb, P，这些元素在水溶液中是相对不活泼的，除非体系中存在富F。在洋底蚀变，中-低级变质作用中也是稳定的，但是对它们在更高级变质作用中的稳定性的情况还不是很清楚。3.3 地质构造背景至今已识别出20多种岩石的大地构造背景。Pearce and Cann (1971, 1973) 最初认识到起源于火山弧、大洋底和板块内部的岩石地球化学特征。目前，构造环境的化学判别已扩展到了花岗岩和沉积岩。表1-9是各种岩石可能形成的构造背景的综合表。利用玄武岩的地球化学不同类型的洋中脊可以被区分，而不同类型的碰撞带最好利用花岗岩的地球化学特征来判别。被动大陆边缘缺乏岩浆活动，因此可以根据沉积岩的化学特征来识别。板内的构造环境可以利用玄武岩和花岗岩，而火山弧可以利用上述所有三种类型的岩石加以判别。表1-9 各种岩石的大地构造背景大洋中脊 Ocean ridge正常大洋中脊（以N-MORB为特征）异常大洋中脊（以E-MORB为特征）早期引张中心（Incipient spreading center）弧后盆地中脊 Back-arc basin ridge弧前盆地中脊 Fore-arc basin ridge火山弧 Volcanic-arc大洋弧 Ocean-arc -以拉斑玄武岩为主大陆弧-Continent-arc以钙碱性玄武岩为主活动大陆边缘 Active continental margin碰撞背景 Collisional setting陆-陆碰撞带陆-弧碰撞带板内环境 Intraplate setting大陆内部-正常地壳 normal crust大陆内部-减薄的地壳 attenuated crust大洋岛 Ocean island裂谷带 Rifting被动大陆边缘 Passive continental margin3.4 判别图运用中需注意的问题判别图很少时候能给出确切的大地构造背景，它们更多的是给出一些线索，因此它们决不能用来作为证据。例如，用现代火山岩资料建立起来的判别图来确定太古代火山岩的构造背景将很可能产生模棱两可的结果。此外，判别图决不能用于单个样品，而需要一套样品数据。这样做是为了排除一些偶然的虚假的结论。下面将介绍一些广为使用的判别图，并对它们的适用性作一些评价。主要是考虑以下几方面因素：1. 用于构建判别图和界限的样品的数目和情况；2. 不同区域中样品点的重叠程度；3. 用作判别因子的元素的活动性对图解使用的影响；4. 所描绘的构造环境的范围（种类）需要指出的是大多数判别图是经验总结，这种方法本身没有什么问题，但是要使一个图最有效的被利用就需要理解它的工作原理。这是一个图所隐含的重要的合理的信息。3.5 用主量元素作为判别因子的判别图大量的构造判别图是基于微量元素的（这部分将在以后章节中介绍），但是主量元素（包括一些少量元素minor elements）在构造判别中也具有相同的作用。3.5.1 玄武岩的主量元素判别图用主量元素做判别图往往较微量元素的差，因为MORB, 弧后盆地拉斑玄武岩和火山弧玄武岩的主量元素含量上存在很大的重叠。这是因为主量元素受到多种可能的因素的影响，因此，很难挑选出完全不活动的又不受结晶分离影响的主量元素。 J.A. Pearce (1976)的F1, F2, F3判别图Pearce (1976)利用8个主要元素的氧化物计算了三个判别函数。根据这三个判别函数建立了两个判别图区别MORB，板内玄武岩（大洋岛/大陆玄武岩），钙碱性玄武岩，岛弧拉斑玄武岩和橄榄粗安岩（shoshonite）。三个判别因子的计算方法如下：F1= 0.0088SiO2 - 0.0774TiO2 + 0.0102Al2O3 + 0.0066FeO 0.0017MgO 0.0143CaO 0.0155Na2O 0.0007K2OF2=-0.0130SiO2 - 0.0185TiO2 - 0.0129Al2O3 - 0.0134FeO 0.0300MgO 0.0204CaO 0.0481Na2O 0.0715K2OF3=-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 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5156%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。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。 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Mullen（1983）的TiO2-MnO-P2O5图解能用来区分SiO2在4554%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（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）花岗岩类型大地构造环境类型Maniar洋脊花岗岩（ORG）与正常洋脊有关的花岗岩OP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火山弧花岗岩（VAG）以拉斑玄武岩为主的大洋弧中的花岗岩IAG，CAG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板内花岗岩（WPG）陆内环状杂岩中的花岗岩CEUG？减薄的陆壳（裂谷）内的花岗岩RRG洋岛花岗岩碰撞花岗岩（COLG）陆-陆碰撞的同构造（syn-tectonic）花岗岩CCG，POG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127）。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 + 0.303Discriminant 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 图1-27砂岩的函数判别图（Bhatia, 1983） 图1-28砂岩泥岩的K2O/Na2O-SiO2判别图（Roser & Korsch, 1986）砂岩泥岩的K2O/Na2O-SiO2构造判别图（Roser & Korsch, 1986）在Roser & Korsch（1986）的K2O/Na2O-SiO2构造判别图上，沉积环境大致可分成三种：被动大陆边缘（PM）、活动大陆边缘（ACM）和大洋岛弧（ARC）(图1-28)。图中的区域是根据古代的已知沉积环境的化学分析数据建立的，并得到现代沉积物的检验。投影是需将数据换算成无水的（干的）。但是，沉积岩的化学成分受到颗粒大小的影响，Roser & Korsch （1986）将现代沉积岩中的砂岩泥岩成对投影，