岩浆岩成因导论课件第三章 岩石成因的化学和岩相学标志

1、第三章第三章 岩石成因的岩石成因的化学和岩相学标志化学和岩相学标志 样品采集的要求样品采集的要求 岩石成分资料处理及应用岩石成分资料处理及应用 微量元素和稀土元素微量元素和稀土元素 同位素同位素 岩石包体岩石包体 一、样品采集的要求一、样品采集的要求 源区成分和熔融源区成分和熔融 源岩的化学和矿物成分对岩浆岩的化源岩的化学和矿物成分对岩浆岩的化学成分起着基本的控制作用。熔体的主要学成分起着基本的控制作用。熔体的主要和微量元素成分是由熔融作用类型和熔融和微量元素成分是由熔融作用类型和熔融程度决定的，同时在岩浆上升到地表的过程度决定的，同时在岩浆上升到地表的过程中会受到明显改变。由于在部分熔融和程

2、中会受到明显改变。由于在部分熔融和岩浆房内的分异过程中，放射性同位素比岩浆房内的分异过程中，放射性同位素比值一般不发生大的变化，因而，岩浆源区值一般不发生大的变化，因而，岩浆源区的特征可以用同位素成分来确定。不过，的特征可以用同位素成分来确定。不过，源区本身是源区内各种组分混合作用的函源区本身是源区内各种组分混合作用的函数。例如，与俯冲有关的岩浆岩，就可能数。例如，与俯冲有关的岩浆岩，就可能含有地幔、俯冲板片、地壳等多种物质的含有地幔、俯冲板片、地壳等多种物质的印迹。印迹。 岩浆房过程：岩浆房过程：大多数岩浆岩在侵位到浅部大多数岩浆岩在侵位到浅部和喷发到地表之前，都会在岩浆房发生过滤和喷发到地

3、表之前，都会在岩浆房发生过滤作用。在岩浆房内，分离结晶、岩浆混合、作用。在岩浆房内，分离结晶、岩浆混合、同化混染和这几种作用的动态混合，通常会同化混染和这几种作用的动态混合，通常会改变由部分熔融产生的原生岩浆的成分。有改变由部分熔融产生的原生岩浆的成分。有效理解这些过程对岩石成分的影响，需要综效理解这些过程对岩石成分的影响，需要综合采用各种岩石学、地球化学工具，进一步合采用各种岩石学、地球化学工具，进一步可进行岩石成因的定量模拟，并结合实验岩可进行岩石成因的定量模拟，并结合实验岩石学和岩浆动力学资料加以限定。定性的岩石学和岩浆动力学资料加以限定。定性的岩浆房内部过程的分析可以用二组分协变图方浆

4、房内部过程的分析可以用二组分协变图方法法 。 脱汽、与流体相互作用：脱汽、与流体相互作用：在岩浆侵位和喷发在岩浆侵位和喷发后，火成岩的成分可以因脱气作用（后，火成岩的成分可以因脱气作用（outgassingoutgassing）、）、与流体的相互作用而发生化学上的变化。火成岩的与流体的相互作用而发生化学上的变化。火成岩的脱气作用主要影响到稳定同位素化学，而与流体的脱气作用主要影响到稳定同位素化学，而与流体的相互作用可以影响到岩石化学成分的各方面特征。相互作用可以影响到岩石化学成分的各方面特征。火成岩研究如果不是以探讨蚀变作用和成矿作用为火成岩研究如果不是以探讨蚀变作用和成矿作用为目的，应尽量选

5、择新鲜的岩石，但这种条件并不总目的，应尽量选择新鲜的岩石，但这种条件并不总是能够达到。例如，海底火山岩和金属矿区岩浆岩是能够达到。例如，海底火山岩和金属矿区岩浆岩的研究。的研究。岩石的风化作用：岩石的风化作用：对主要的元素影响大，轻对主要的元素影响大，轻微的风化作用对有些不活动组分和放射性同位素比微的风化作用对有些不活动组分和放射性同位素比值变化的影响不大。值变化的影响不大。采集化学分析样品时应注意以下几点：采集化学分析样品时应注意以下几点： 1 1、目的性：在野外地质和薄片观察基础上，根据研究的、目的性：在野外地质和薄片观察基础上，根据研究的目的、任务取样，力求少而精，避免浪费。目的、任务取

6、样，力求少而精，避免浪费。 2 2、代表性：采集的样品应能代表所要研究的岩石，对于、代表性：采集的样品应能代表所要研究的岩石，对于岩性略有变化的岩石、或按岩性系统取样，或拣块取样，才能岩性略有变化的岩石、或按岩性系统取样，或拣块取样，才能反映岩体的实际成分。反映岩体的实际成分。 3 3、系统性：为了进行不同岩体或同一岩体在时间、空间、系统性：为了进行不同岩体或同一岩体在时间、空间上的变化，需要采集系统的岩石样品进行系统的分析。上的变化，需要采集系统的岩石样品进行系统的分析。 4 4、全面性：对于采集化学分析样品的岩石，均应采集切、全面性：对于采集化学分析样品的岩石，均应采集切制薄片的岩石样品，

7、如有需要及有可能，还应同时采集稀土、制薄片的岩石样品，如有需要及有可能，还应同时采集稀土、微量、重砂、电子探针、同位素等样品，以便综合分析，得出微量、重砂、电子探针、同位素等样品，以便综合分析，得出全面性的结论。全面性的结论。 5 5、真实性：岩石应新鲜，没有风化、蚀变、交代作用，、真实性：岩石应新鲜，没有风化、蚀变、交代作用，应无外来混入物，不要有杏仁体、包体（捕虏体、析离体、同应无外来混入物，不要有杏仁体、包体（捕虏体、析离体、同源、异源包体等）、细脉体等，不新鲜不采，有外来物者要严源、异源包体等）、细脉体等，不新鲜不采，有外来物者要严格除尽。总的要求是，岩石样品应能代表岩石的真正成分。格

8、除尽。总的要求是，岩石样品应能代表岩石的真正成分。岩石粒度（岩石粒度（mmmm）所需要的最小样品质量所需要的最小样品质量(kg)(kg)305.05.010102.02.0 1-10 1-10 1.01.0 0-1 0-1 0.50.5表表 2.1 2.1 均匀岩石取样质量与岩石粒度的关系均匀岩石取样质量与岩石粒度的关系（wager and brown, 1960)wager and brown, 1960)采样方法的理论考虑采样方法的理论考虑每个样品要采多少？每个样品要采多少？wager and brown(1960)wager and brown(1960)提出了提出了各种等粒粒度均匀岩石

9、合理取样所要求的质量的经验各种等粒粒度均匀岩石合理取样所要求的质量的经验方案（表方案（表2.12.1）。）。一共要采多少个样品一共要采多少个样品 ？ 对特定的岩石学地球化学研究而言，所需的对特定的岩石学地球化学研究而言，所需的样品的多少取决于研究目的，并受研究经费和研样品的多少取决于研究目的，并受研究经费和研究时间的限制。不可能提出任何普遍适用的原则究时间的限制。不可能提出任何普遍适用的原则来保证采样质量，但以下几点是有指导意义的：来保证采样质量，但以下几点是有指导意义的： 要研究的变量数越大，对地质体划分的类要研究的变量数越大，对地质体划分的类型越多，需要的样品数越多。型越多，需要的样品数越

10、多。 如果出野外所花费用较大，宁可取样过多如果出野外所花费用较大，宁可取样过多也不过少，这样会避免返工去采样。也不过少，这样会避免返工去采样。 好的项目实际，高水平的取样和分析，常好的项目实际，高水平的取样和分析，常常比大量的取样更重要。常比大量的取样更重要。 在一个点上采几个副样，结合成一个组在一个点上采几个副样，结合成一个组合样，通常能增加采样的精确。合样，通常能增加采样的精确。一些岩石学专题研究的采样要求一些岩石学专题研究的采样要求i.i.花岗岩类岩石成因和形成的大陆动力学背景花岗岩类岩石成因和形成的大陆动力学背景 主要包括：主要包括： 岩浆的源岩和壳、幔物质的贡献岩浆的源岩和壳、幔物质

11、的贡献 岩浆产生的热源岩浆产生的热源 岩浆的演化和一个岩体内成分多样性的原因岩浆的演化和一个岩体内成分多样性的原因 岩体的构造样式、与区域构造的关系岩体的构造样式、与区域构造的关系 岩体的形成年龄岩体的形成年龄 岩体侵位和岩浆结晶条件岩体侵位和岩浆结晶条件 岩体内部不同单元的岩石（包括包体、岩岩体内部不同单元的岩石（包括包体、岩脉、巨晶等），样品数取决于岩体大小和脉、巨晶等），样品数取决于岩体大小和内部结构的复杂程度（一般要十多个以上）内部结构的复杂程度（一般要十多个以上） 围岩和基底片麻岩样品（几个以上）围岩和基底片麻岩样品（几个以上） 代表岩浆形成时地幔熔体的样品（几个）代表岩浆形成时地幔

12、熔体的样品（几个） 其它可能卷入岩体成因的变质岩样品其它可能卷入岩体成因的变质岩样品 岩体内外的定向标本岩体内外的定向标本 年龄测定样品年龄测定样品ii.地块分区、归属的同位素填图地块分区、归属的同位素填图 样品：酸性片麻岩和部分花岗岩全岩样品：酸性片麻岩和部分花岗岩全岩 样品数依研究区范围而定，但至少要样品数依研究区范围而定，但至少要20个个样品样品 相应的薄片相应的薄片 最好主要氧化物最好主要氧化物微量元素微量元素(包括稀土元素包括稀土元素)和同位素配套测定和同位素配套测定二、岩石成分资料处理及应用二、岩石成分资料处理及应用 岩石化学岩石化学是研究岩石化学成分特征、比是研究岩石化学成分特征

13、、比较化学成分之间关系、设计各种岩石化学计算较化学成分之间关系、设计各种岩石化学计算方法、分析岩石及岩系的碱度系列、矿物组合、方法、分析岩石及岩系的碱度系列、矿物组合、分类命名、成因来源、演化规律、构造环境、分类命名、成因来源、演化规律、构造环境、物化条件、有关矿产等问题的一门科学。物化条件、有关矿产等问题的一门科学。 岩石化学岩石化学主要应用于结晶（岩浆岩、变主要应用于结晶（岩浆岩、变质岩）中，沉积岩中应用较少，在结晶岩中又质岩）中，沉积岩中应用较少，在结晶岩中又以岩浆岩应用广泛，尤其是结晶程度较差的火以岩浆岩应用广泛，尤其是结晶程度较差的火山岩研究中最为常用，它已成为研究岩类学、山岩研究中

14、最为常用，它已成为研究岩类学、岩理学的最重要、也是最常用的手段之一岩理学的最重要、也是最常用的手段之一。 岩浆岩中的主要造岩元素（主量元素）：岩浆岩中的主要造岩元素（主量元素）：o、si、ti、al、fe、mn、mg、ca、na、k、p、h（12种种元素），含量高。通常以氧化物的重量百分含量来元素），含量高。通常以氧化物的重量百分含量来表示。表示。 岩石样品经化学分析后，都以氧化物的重量百岩石样品经化学分析后，都以氧化物的重量百分含量表示，岩石以硅酸盐为主，硅酸盐分析一般分含量表示，岩石以硅酸盐为主，硅酸盐分析一般为为13项氧化物，由项氧化物，由sio2、tio2、al2o3、fe2o3、fe

15、o、mno、mgo、cao、na2o、k2o、h2o、h2o、p2o5 ，其中其中h2o为结构水、结晶水，为结构水、结晶水， h2o吸附水吸附水 注意：注意：岩石化学成分以氧化物表示岩石化学成分以氧化物表示是人为的，实际上组成岩石的矿物成分是人为的，实际上组成岩石的矿物成分并不是以氧化物的形式结合的，硅酸盐并不是以氧化物的形式结合的，硅酸盐熔体的近代物理及测试研究也表明，不熔体的近代物理及测试研究也表明，不存在氧化物，但是，用氧化物表示岩石存在氧化物，但是，用氧化物表示岩石化学成分已形成习惯，而且易于组合造化学成分已形成习惯，而且易于组合造岩矿物成分，故仍以氧化物表示。岩矿物成分，故仍以氧化物

16、表示。 table 8-3. chemical analyses of some representative igneous rocksperidotitebasaltandesiterhyolitephonolitesio242.2649.2057.9472.8256.19tio20.631.840.870.280.62al2o34.2315.7417.0213.2719.04fe2o33.613.793.271.482.79feo6.587.134.041.112.03mno0.410.200.140.060.17mgo31.246.733.330.391.07cao5.059.476.

17、791.142.72na2o0.492.913.483.557.79k2o0.341.101.624.305.24h2o+3.910.950.831.101.57total98.7599.0699.399.5099.23岩石成分处理的一些方法：岩石成分处理的一些方法：1 1、铁的调整、铁的调整2 2、cipwcipw标准矿物计算法标准矿物计算法3 3、全岩特征数值计算法、全岩特征数值计算法4 4、常用的岩石化学指数、常用的岩石化学指数钙碱指数（钙碱指数（caca）、组合指数（）、组合指数（）、碱度率）、碱度率(ar)(ar)、分异指数（、分异指数（didi）、固结指数（）、固结指数（sisi）

18、、）、长英指数（长英指数（flfl）和镁铁指数（）和镁铁指数（mfmf）、拉森指）、拉森指数（数（lili）、氧化度（）、氧化度（oxox0 0）和氧化率（）和氧化率（oxox）、）、镁铁比值镁铁比值m/fm/f1、铁的调整铁的调整 feo、fe2o3是岩浆岩中主要的变价元素，研究岩浆是岩浆岩中主要的变价元素，研究岩浆岩氧化程度及有关特征得常用数据，又是影响标准矿物计岩氧化程度及有关特征得常用数据，又是影响标准矿物计算结果及精度的关键问题。因此算结果及精度的关键问题。因此feo、fe2o3是否需要调整是否需要调整及如何调整，是国际上岩石化学研究中的重点问题之一。及如何调整，是国际上岩石化学研究

19、中的重点问题之一。不需要调整铁的研究内容：不需要调整铁的研究内容： 岩体产状岩体产状 岩浆岩所处的深度愈小，喷发愈强者，岩浆岩所处的深度愈小，喷发愈强者，fefe2 2o o3 3愈多，愈多，feofeo愈少。愈少。 熔岩岩相熔岩岩相 熔岩层顶部相一般氧化、风化最强，底部相次之，中熔岩层顶部相一般氧化、风化最强，底部相次之，中部相最差。部相最差。一次喷发的熔岩流，如未经蚀变，其顶部常为褐红色，底一次喷发的熔岩流，如未经蚀变，其顶部常为褐红色，底部为褐灰色，中部为黑色。部为褐灰色，中部为黑色。在海相火山岩中，一般在海相火山岩中，一般feofeo较高，而陆相火山岩，一般较高，而陆相火山岩，一般fe

20、fe2 2o o3 3较高。较高。 岩石酸度岩石酸度 岩石酸度愈大的岩石，岩石酸度愈大的岩石，fe2o3愈高，愈高，feo愈低。愈低。 构造环境构造环境 不同构造环境中火山岩的不同构造环境中火山岩的feo、fe2o3也不同。在相同碱的也不同。在相同碱的含量条件下，岛弧造山带比板块内部含量条件下，岛弧造山带比板块内部fe2o3高而高而feo低。低。 次生变化次生变化 岩石的次生变化（风化、蚀变等）愈强，一般岩石的次生变化（风化、蚀变等）愈强，一般fe2o3愈高愈高而而feo愈低。玄武岩的风化，一般呈红色。蚀变的岩石一般也愈低。玄武岩的风化，一般呈红色。蚀变的岩石一般也是是fe2o3升高升高feo

21、降低。降低。 库兹涅佐夫研究：库兹涅佐夫研究： 弱蛇纹石化超基性岩，弱蛇纹石化超基性岩，fe2o34.91，feo2.22%， 强蛇纹石化超基性岩，强蛇纹石化超基性岩，fe2o37.11，feo0.43 岩石在地表一般是遭受氧化作用，岩石在地表一般是遭受氧化作用，feo易变为易变为fe2o3导致导致标准矿物计算结果的误差，为了能充分利用受过不同程度氧标准矿物计算结果的误差，为了能充分利用受过不同程度氧化的岩石的分析数据，又不影响标准矿物的数量，就要对超化的岩石的分析数据，又不影响标准矿物的数量，就要对超过过fe2o3上限值的上限值的fe2o3进行调整，把高于上限值的进行调整，把高于上限值的fe

22、2o3调整调整为为feo，而而feo则限于上限值。则限于上限值。 上限值应该是多少，各家理解不一，方法也不同。上限值应该是多少，各家理解不一，方法也不同。 feo、fe2o3调整的方法：调整的方法：把超过上限值把超过上限值fe2o3调整为调整为feo，从而使，从而使fe2o3降低，降低，feo升高。由升高。由feo调换成调换成feo，应乘，应乘以以0.89981，即，即feofe2o30.89981，为简化，为简化，feofe2o30.9代替。用调换的代替。用调换的feo，加上原来岩石中的，加上原来岩石中的feo，即，即为调整后的为调整后的feo，上限值的，上限值的fe2o3，即为调整后的，即

23、为调整后的fe2o3。玄武岩和岩浆岩常见的调整方法（略）玄武岩和岩浆岩常见的调整方法（略）岩石化学计算法可归纳为两类：岩石化学计算法可归纳为两类： 1、计算成特征数值（、计算成特征数值（1935年苏联年苏联著名岩石学家著名岩石学家a.h.扎瓦里茨基提出的扎瓦里茨基提出的岩石化学计算法，吴利仁的超基性岩岩石化学计算法，吴利仁的超基性岩岩石化学计算法，尼格里岩石化学计岩石化学计算法，尼格里岩石化学计算法）算法） 2、计算成标准矿物、计算成标准矿物 扎瓦里茨基岩石化学计算原理：扎瓦里茨基岩石化学计算原理：以造岩元素的以造岩元素的原子数为计算单元，根据晶体化学理论，将岩浆岩中的主要矿原子数为计算单元，

24、根据晶体化学理论，将岩浆岩中的主要矿物的原子进行归并，用若干个特征数值反映岩浆岩的化学成分物的原子进行归并，用若干个特征数值反映岩浆岩的化学成分特征。在这些原子中，特征。在这些原子中，h、p较少可忽略不计，较少可忽略不计，mn并入并入fe2原原子数中，子数中，ti并入并入si原子数中，原子数中，o原子数量取决于其他金属原子原子数量取决于其他金属原子数，可不必计算。这样在岩石中起主要作用得元素只有七种：数，可不必计算。这样在岩石中起主要作用得元素只有七种：si、al、fe（fe2、fe3 ）、）、mg、ca、k、na，根据晶体化，根据晶体化学理论，将这七种主要元素合并成四组，构成学理论，将这七种

25、主要元素合并成四组，构成a、c、b、s四四个主要特征数值。个主要特征数值。 a碱性长石的碱金属原子数之和碱性长石的碱金属原子数之和 c钙长石的钙原子数钙长石的钙原子数 b暗色矿物（碱性暗色矿物除外）的暗色矿物（碱性暗色矿物除外）的fe、mg、ca、al、 na 的原子数之和。的原子数之和。 ssi原子数之和原子数之和为对比方便，四个主要特征数值须换算成为对比方便，四个主要特征数值须换算成100，分别用，分别用a、c、b、s代表。为反映岩石成分的详细差异，还需要补充下列特征代表。为反映岩石成分的详细差异，还需要补充下列特征数值：数值： q-岩石中硅原子的过剩或不足岩石中硅原子的过剩或不足 n-碱

26、性长石中碱性长石中na原子的百分比原子的百分比 f-暗色矿物中暗色矿物中fe原子的百分比原子的百分比 m-暗色矿物中暗色矿物中mg原子的百分比原子的百分比 c-暗色矿物中暗色矿物中ca原子的百分比原子的百分比 a-暗色矿物中暗色矿物中al原子的百分比，原子的百分比， 岩石中有岩石中有a则无则无c，有，有c则无则无a。 n-暗色矿物中暗色矿物中na（+k ）原子的百分比）原子的百分比岩石化学计算中，根据岩石化学计算中，根据k2o、na2o、cao、al2o3 、 feo、fe2o3的分子数将岩浆岩分成四个岩石化学类型：的分子数将岩浆岩分成四个岩石化学类型： 1、正常类型：、正常类型：caona2

27、ok2oal2o3na2o +k2o 2、铝过饱和类型：、铝过饱和类型：al2o3 caona2ok2o 3、碱过饱和类型：、碱过饱和类型： na2ok2o al2o3 4、碱强烈过饱和类型：、碱强烈过饱和类型： na2ok2o al2o3feo/2fe2o3不同的岩石类型，起特征数值得组合也不同不同的岩石类型，起特征数值得组合也不同 1、正常类型：、正常类型：a、c、b、s、q、n、f、m、c 2、铝过饱和类型：、铝过饱和类型：a、c、b、s、q、n、f、m、a 3、碱过饱和类型：、碱过饱和类型：a、c-、b、s、q、n、f、m、c 4、碱强烈过饱和类型：、碱强烈过饱和类型：a、 c- 、b

28、、s、q、n、n 、m、ccipw（cross，iddings，pirsson，washongton）标准矿物计算法原理：标准矿物计算法原理： 将岩石氧化物质量百分数换算成氧化物分子数，然后按照一定的顺将岩石氧化物质量百分数换算成氧化物分子数，然后按照一定的顺序再将其分子数依一定的规律结合成若干理想成分的标准矿物，最后再序再将其分子数依一定的规律结合成若干理想成分的标准矿物，最后再将标准矿物换算为标准矿物质量百分数。将标准矿物换算为标准矿物质量百分数。 “标准矿物标准矿物”与实际矿物之间有差别，但是把它作为一个统一的对与实际矿物之间有差别，但是把它作为一个统一的对比标准研究岩石学的问题是非常有

29、用的。比标准研究岩石学的问题是非常有用的。 标准矿物有两类：标准矿物有两类：sio2饱和矿物及饱和矿物及sio2不饱和矿物。前者如钾长石、不饱和矿物。前者如钾长石、钠长石、辉石等，后者如橄榄石、霞石、白榴石、钾霞石等，当岩石中钠长石、辉石等，后者如橄榄石、霞石、白榴石、钾霞石等，当岩石中sio2含量过饱和时，则形成石英饱和矿物，当含量过饱和时，则形成石英饱和矿物，当sio2恰好饱和时，只出恰好饱和时，只出现饱和矿物，不出现石英，当现饱和矿物，不出现石英，当sio2不饱和时，形成不饱和矿物饱和矿不饱和时，形成不饱和矿物饱和矿物。岩石中物。岩石中sio2饱和程度不同，计算方法略有不同。饱和程度不同

30、，计算方法略有不同。 可以用于岩石分类命名外，把标准矿物投在相图上，可分析岩石形可以用于岩石分类命名外，把标准矿物投在相图上，可分析岩石形成的物化条件及岩石成因等问题。成的物化条件及岩石成因等问题。figure 8-10a. plot of cao (green) and (na2o + k2o) (red) vs. sio2 for the crater lake data. peacock (1931) used the value of sio2 at which the two curves crossed as his “alkali-lime index” (dashed line

31、). 交点的交点的siosio2 2数值称为数值称为钙碱指数（钙碱指数（caca），或），或称皮科克指数。称皮科克指数。这个这个指数反映了岩系的碱指数反映了岩系的碱性程度，值越小，岩性程度，值越小，岩系碱性程度越高。系碱性程度越高。要要求有相当数量的岩石求有相当数量的岩石化学分析资料。化学分析资料。ca51 ca61ca61钙性岩系钙性岩系 里特曼（里特曼（rittmann，1957，1962，1973）提出用）提出用来反映岩石和岩系的碱性程来反映岩石和岩系的碱性程度，即用度，即用=（k2o+na2o）2/（sio2-43）值来划分岩系，里特曼选择）值来划分岩系，里特曼选择=4把岩把岩浆岩划分

32、为钙碱性和碱性两大岩系，每个岩系又以碱和浆岩划分为钙碱性和碱性两大岩系，每个岩系又以碱和值划分类型值划分类型 按按值划分的岩系类型（值划分的岩系类型（a.rittmann,1962）值碱质特征（质量）岩系类型41na2ok2o或na2ok2o钙碱性岩系（太平洋型）极强1-1.8强1.8-3中3-4弱44-5na2ok2o碱性系列钠质（大西洋型）过渡5-7弱7-17中17-强-6极强4-6na2ok2o钾质（地中海型）弱6-14中14-强负极强皮科克划分四个岩系碱性碱钙性钙碱性钙性ca 51 56 61里特曼划分的二个岩系 碱性 钙碱性4caca与与及其岩系类型的对应关系及其岩系类型的对应关系岩

33、浆演化机理值sio2（b）变化晶体重力分异作用不变增大气体搬运作用，顶部（碱）增大上、下波动气体搬运作用，底部（碱）减小增大或近似不变岩浆同化作用（同化页岩）减小至2.3增大值变化与岩浆演化的机理（据值变化与岩浆演化的机理（据barthbarth，19621962）碱度率（碱度率（arar）：）：赖特（赖特（j.b.wright，1969）认为）认为sio270，的岩石用，的岩石用值划分碱度的精值划分碱度的精度较差，碱度不仅与度较差，碱度不仅与sio2和全碱有关，而且与和全碱有关，而且与al2o3和和cao也有关，故提出了用碱度率来研究岩系的碱也有关，故提出了用碱度率来研究岩系的碱性程度。性程

34、度。aral2o3cao（na2ok2o）/ al2o3cao（na2ok2o） （b）注：若岩石的注：若岩石的sio250，1k2o/na2o2.5时，公式时，公式中的中的na2ok2o用用2na2o代替，而不考虑代替，而不考虑k2o含量。含量。分异指数（分异指数（di）：）： 依据岩浆分异作用的理论，硅酸盐岩浆分异作用向着富依据岩浆分异作用的理论，硅酸盐岩浆分异作用向着富集集siosio2 2-naalsi-naalsi3 3o o8 8-kalsi-kalsi3 3o o8 8残余岩浆方向演化，即随着愈来愈残余岩浆方向演化，即随着愈来愈富含碱铝硅酸盐方向演化。残余的富含碱铝硅酸盐方向演化

35、。残余的siosio2 2-naalsi-naalsi3 3o o8 8-kalsi-kalsi3 3o o8 8系系统可能包括统可能包括6 6种标准矿物，即石英种标准矿物，即石英(q)(q)、正长石、正长石(or)(or)、钠长石、钠长石(ab)(ab)、霞石、霞石(ne)(ne)、白榴石、白榴石(lc)(lc)和六方钾霞石和六方钾霞石(kp)(kp)。桑汤和塔。桑汤和塔特尔将上述六种标准矿物质量百分数之和称为分异指数特尔将上述六种标准矿物质量百分数之和称为分异指数（didi）。）。di=q+or+ab+ne+lc+kpdi=q+or+ab+ne+lc+kp注：上述注：上述6 6种标准矿物不

36、会同时出现，有种标准矿物不会同时出现，有q q就不会出现就不会出现nene、lclc、kpkp；有；有kpkp就不会出现就不会出现oror、abab。 硅酸过饱和岩石，硅酸过饱和岩石，didiq+or+abq+or+ab 硅酸弱不饱和岩石，硅酸弱不饱和岩石，didine+or+(ab)ne+or+(ab) 硅酸强不饱和岩石，硅酸强不饱和岩石，didine+lc+(or)ne+lc+(or)或或didine+lc+kpne+lc+kpdidi反映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数。反映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数。主要火成岩的分异指数（平均值）主要火成岩的分异指数（平均

37、值）（c.p.thornton,o.f.tuttle,1960）侵入岩侵入岩di熔岩熔岩di碱性花岗岩碱性花岗岩93碱性流纹岩碱性流纹岩91花岗岩花岗岩80流纹岩流纹岩88花岗闪长岩花岗闪长岩67石英粗安岩石英粗安岩68闪长岩闪长岩48安山岩安山岩56辉长岩辉长岩30玄武岩玄武岩35橄榄辉长岩橄榄辉长岩27橄榄辉绿岩橄榄辉绿岩30固结指数（固结指数（si）：）： simgo100/(mgo+feo+fe2o3+na2o+k2o（b）岩类岩类玄武岩玄武岩玄武安山岩玄武安山岩安山岩安山岩安山英安岩安山英安岩si30-4020-3010-200-10日本不同类型火山岩的固结指数日本不同类型火山岩的固

38、结指数 当发生结晶分异时，残余熔浆的当发生结晶分异时，残余熔浆的si迅速降低。迅速降低。si也是反也是反映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数。映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数。 还可以用来确定基性火山岩是幔源岩浆直接结晶产物或还可以用来确定基性火山岩是幔源岩浆直接结晶产物或是同化混染产物。是同化混染产物。一般地幔源的未分异的原生岩浆凝固的岩一般地幔源的未分异的原生岩浆凝固的岩石，石，si约为约为40或更大些，或更大些，11，曲线为右倾斜，曲线为右倾斜，lreelree富集。富集。当（当（la/yb)la/yb)n n11时，曲线为平坦型，时，曲线为平坦型，当（当（la/

39、yb)la/yb)n n11时，曲线为左倾斜，时，曲线为左倾斜，lreelree亏损。亏损。 用（用（la/sm)nla/sm)n比值反映轻稀土各元素之间的比值反映轻稀土各元素之间的分馏程度，比值越大，分馏程度越高；运用分馏程度，比值越大，分馏程度越高；运用（gd/yb)ngd/yb)n比值反映重稀土各元素之间的分馏程比值反映重稀土各元素之间的分馏程度，比值越小，分馏程度越低。度，比值越小，分馏程度越低。 也可运用过渡元素（也可运用过渡元素（tmetme）的测定数据，如）的测定数据，如v v、titi、crcr、nini、coco、cucu等构成等构成c.d.coryellc.d.coryel

40、l图解，图解，它在解释岩浆岩成因时也有重要作用。它在解释岩浆岩成因时也有重要作用。ree data for um xenolithslree enrichedlree depletedor unfractionatedlree depletedor unfractionatedlree enrichedree data for oceanic basalts morb与与oib的稀土元素和微量元素配分型式的差别的稀土元素和微量元素配分型式的差别四、同位素四、同位素 天然产出元素的同位素有的具有稳定的天然产出元素的同位素有的具有稳定的原子核，如原子核，如1818o o、3434s s、8787s

41、rsr、1313c c等。有些元素等。有些元素的同位素的原子核不稳定，如的同位素的原子核不稳定，如8787rbrb、147147smsm、238238u u、235235u u、232232thth等，不稳定的核不断衰变为等，不稳定的核不断衰变为稳定的核，如稳定的核，如8787rbrb衰变为衰变为8787srsr，238238u u衰变为衰变为204204pbpb。同位素的衰变规律构成了同位素地质。同位素的衰变规律构成了同位素地质年代学的基础，而稳定同位素在解决岩石成年代学的基础，而稳定同位素在解决岩石成因、成岩成矿物质的来源及地壳、地幔的演因、成岩成矿物质的来源及地壳、地幔的演化等重大地质问

42、题上作出了令人可喜的贡献。化等重大地质问题上作出了令人可喜的贡献。目前研究较多的稳定同位素有锶、氧、铅、目前研究较多的稳定同位素有锶、氧、铅、碳、氢和钕等。碳、氢和钕等。1、锶同位素、锶同位素 自然界的锶有四个稳定同位素：自然界的锶有四个稳定同位素：88sr、87sr、86sr、85sr，它们的相对丰度分别为，它们的相对丰度分别为82.53%、7.04%、9.87%和和0.56%。 rb的离子半径（的离子半径（ r=1.48a ） 与钾与钾（r=1.33a）极为接近，它能以类质同象替代矿）极为接近，它能以类质同象替代矿物中钾离子而分散在岩石中，自然界铷有两个同物中钾离子而分散在岩石中，自然界铷

43、有两个同位素，即位素，即85rb和和87rb， 87rb具有放射性，它衰变具有放射性，它衰变为稳定的为稳定的87sr（ 87rb87srq） 自然界中含铷的岩石和矿物中，自然界中含铷的岩石和矿物中， 8787srsr的含量的含量随时间增长而增加，人们利用这一现象可以进行随时间增长而增加，人们利用这一现象可以进行岩石和矿物的岩石和矿物的rbrbsrsr法年龄测定。法年龄测定。 锶锶srsr2 2的离子半径（的离子半径（ r=1.13ar=1.13a ） 与钙与钙caca2+2+（r=0.99ar=0.99a）相接近，并能替代钙而存在于火成岩）相接近，并能替代钙而存在于火成岩的斜长石中。的斜长石中

44、。 由此可见，铷和锶在地质作用过程中具有完全由此可见，铷和锶在地质作用过程中具有完全不同的地球化学特征，在岩石中随着硅铝质增高，不同的地球化学特征，在岩石中随着硅铝质增高，rb/srrb/sr比值就逐渐增大。陆壳的硅铝质岩石比值就逐渐增大。陆壳的硅铝质岩石rb/srrb/sr为为0.250.25，比地幔岩石高出十倍。由于，比地幔岩石高出十倍。由于8787rbrb的衰变，陆壳的衰变，陆壳岩石中的锶应含较富的岩石中的锶应含较富的8787srsr，相应的，相应的8787sr/sr/8686srsr也较高。也较高。如北美陆壳约为如北美陆壳约为0.7190.719。反之，上地幔的超镁铁质岩。反之，上地幔

45、的超镁铁质岩石石rb/srrb/sr为为0.0250.025，相应的，相应的8787sr/sr/8686srsr也较低，约为也较低，约为0.7030.703。这样，只要测出火成岩中。这样，只要测出火成岩中8787sr/sr/8686srsr的初始比的初始比值值，就可推断火成岩锶源自上地幔还是陆壳。，就可推断火成岩锶源自上地幔还是陆壳。铷锶同位素年代学测定的基本方程：铷锶同位素年代学测定的基本方程：87sr/86sr=（87sr/86sr）0+ 87rb/86sr (et1）y = b + x m 式中：（式中：（87sr/86sr）0为样品形成时的初始为样品形成时的初始锶同位素比值锶同位素比值

46、 ，通常用，通常用sri表示。表示。为为87rb的衰变常数（现采用的衰变常数（现采用1.421011a1）t为样品从形成到测试所经历的时间为样品从形成到测试所经历的时间 abcto86sr87sro( )86sr87sr86sr87rbabca1b1c1t1to86sr87sr86sr87rb86sr87sro( )abca1b1c1a2b2c2t1tot286sr87sr86sr87sro( )86sr87rbsri0.70760 （8787sr/sr/8686srsr）0 0值还可以用样品值还可以用样品中共生的贫铷富锶矿物，如磷灰石、中共生的贫铷富锶矿物，如磷灰石、钙质斜长石、钙质辉石或同

47、一岩体钙质斜长石、钙质辉石或同一岩体贫铷富锶岩相的贫铷富锶岩相的8787sr/sr/8686srsr测定值来测定值来代替（代替（8787sr/sr/8686srsr）0 0 初始锶同位素比值的研究能够用初始锶同位素比值的研究能够用以探讨岩浆岩物质来源和形成机制。以探讨岩浆岩物质来源和形成机制。 玄武质富钙无球粒陨石最适合代玄武质富钙无球粒陨石最适合代表原始的表原始的8787sr/sr/8686srsr，其精确测定值为，其精确测定值为0.6989900.6989900.0000470.000047，简称为，简称为babibabi。 初始锶同位素初始锶同位素（87sr/86sr）0比值比值高的部分

48、熔融成因的岩石或地质体来高的部分熔融成因的岩石或地质体来源于大陆壳的硅铝层，源于大陆壳的硅铝层，（87sr/86sr）0比值比值低的来源于上地幔。还须考虑是低的来源于上地幔。还须考虑是否有外来锶的混染。否有外来锶的混染。 年轻的年轻的玄武质岩石玄武质岩石的锶同位素比值统计，的锶同位素比值统计，绝大部分处于绝大部分处于0.7040.7040.0020.002范围内，这可能范围内，这可能暗示了它们都导源于上地幔。不同构造环境暗示了它们都导源于上地幔。不同构造环境的玄武质岩的玄武质岩8787sr/sr/8686sr sr 还存在明显规律性差异。还存在明显规律性差异。大洋脊拉斑玄武岩的大洋脊拉斑玄武岩

49、的8787sr/sr/8686srsr平均为平均为0.702800.70280，海岛玄武岩平均为海岛玄武岩平均为0.703860.70386，岛弧玄武岩为，岛弧玄武岩为0.704370.70437，大陆玄武岩为，大陆玄武岩为0.705770.70577。 花岗质岩石花岗质岩石的锶同位素比值变化范围相的锶同位素比值变化范围相当宽，从当宽，从0.7001-0.7889,0.7001-0.7889,可能表明花岗质岩可能表明花岗质岩石的成因比较复杂多样。石的成因比较复杂多样。nd and sr isotopes of ocean basalts“mantle array” 2 2、钕同位素、钕同位素

50、钕有七个同位素：钕有七个同位素： (e(ett1 1） 式中式中 钐钕同位素年代学测定的基本方程：钐钕同位素年代学测定的基本方程：143nd/144nd=（143nd/144nd）0+ 147sm/144nd (et1） 钐的半衰期比铷的半衰期大一倍，是目钐的半衰期比铷的半衰期大一倍，是目前地质年代学应用的几种方法中半衰期较长前地质年代学应用的几种方法中半衰期较长的一种放射性物质。的一种放射性物质。钐钕同位素特别适用钐钕同位素特别适用于对较古老的岩石计时。于对较古老的岩石计时。钐、钕属于镧系元钐、钕属于镧系元素，稀土元素，化学性质较稳定，在周期表素，稀土元素，化学性质较稳定，在周期表中又是相邻

51、的两个偶数元素，两者的地球化中又是相邻的两个偶数元素，两者的地球化学行为极其相似。所以在区域变质、交代蚀学行为极其相似。所以在区域变质、交代蚀变及淋漓风化过程中不会产生变及淋漓风化过程中不会产生smsm和和ndnd的分离，的分离，易于长期保持封闭体系，对测定古老的火成易于长期保持封闭体系，对测定古老的火成变质岩效果尤为显著。变质岩效果尤为显著。 钕同位素对火成岩的起源物质的研究具钕同位素对火成岩的起源物质的研究具有重要的意义。有重要的意义。 据现有的研究资料综合，认为地球形成据现有的研究资料综合，认为地球形成之时（之时（t=4.5ga)t=4.5ga)，其，其smsmndnd体系与无球粒陨体系

52、与无球粒陨石相当，其石相当，其143143nd/nd/144144ndnd比为比为0.506770.50677近代的上地幔样品年轻的洋中脊拉斑玄武近代的上地幔样品年轻的洋中脊拉斑玄武岩（岩（t0)t0)测得其测得其143143nd/nd/144144ndnd比值在比值在0.51310.5131上上下波动，由这些数据，可以绘出上地幔钕初下波动，由这些数据，可以绘出上地幔钕初始比值随时间而增长的演化线。始比值随时间而增长的演化线。3 3、铅同位素、铅同位素 铅有四个同位素，铅有四个同位素， 204204pb pb 、206206pb pb 、 207207pbpb和和 208208pbpb，相对丰

53、度为，相对丰度为1.71.7，23.723.7，22.122.1和和52.552.5，它们是，它们是238238u u、 235235u u 、232232thth经过一经过一系列放射性衰变形成的最终产物。在地球历系列放射性衰变形成的最终产物。在地球历史中它们的丰度也在不断地增长着。史中它们的丰度也在不断地增长着。 238238u u 234234u u 206206pbpb 235 235u u 207207pbpb 对于对于204204pbpb的大量研究表明，它是的大量研究表明，它是行星形成前就已存在的一种原生铅，行星形成前就已存在的一种原生铅，并且随时间而积累的现象几乎观察不并且随时间而

54、积累的现象几乎观察不到，所以普遍认为它是非放射性成因到，所以普遍认为它是非放射性成因的。通常将的。通常将204204pbpb作为基准，以作为基准，以206206pb/pb/204204pbpb、207207pb/pb/204204pbpb、208208pb/pb/204204pbpb 三个比值三个比值表示放射性成因铅随时间的表示放射性成因铅随时间的增长。增长。 岩浆岩的铅同位素组成受源岩岩浆岩的铅同位素组成受源岩物质中所含物质中所含238238u/u/204204pbpb、232232th/th/204204pbpb比比值控制，铅在基性岩中的丰度小，值控制，铅在基性岩中的丰度小，但能比较好的保

55、持在受侵蚀的花岗但能比较好的保持在受侵蚀的花岗岩物质中，如岩物质中，如锆石和钾长石锆石和钾长石等。等。4 4、氧、氢和碳同位素、氧、氢和碳同位素 氧有三种稳定同位素，即氧有三种稳定同位素，即1616o o、1717o o和和1818o o，在海水中，在海水中这三种氧同位素的丰度分别为这三种氧同位素的丰度分别为99.76399.763、0.03760.03760.19950.1995。一般用。一般用1818o/o/1616o o来表示样品中氧同位素的组来表示样品中氧同位素的组成成。18o式中标准样为标准平均海洋水（式中标准样为标准平均海洋水（smowsmow） 如果样品中如果样品中1818o o

56、为正，表明相对于为正，表明相对于smowsmow较较富含重氧富含重氧1818o o，反之贫重氧。，反之贫重氧。 据泰勒（据泰勒（f.taylor)f.taylor)测定，测定，超基性岩、基性岩超基性岩、基性岩和中性岩和中性岩，氧同位素组成相当平稳，氧同位素组成相当平稳， 1818o o大致在大致在5.4 5.4 +7.5 +7.5 范围内，变化范围很窄，与陨范围内，变化范围很窄，与陨石中的石中的1818o o很相似，显然，这些类型的火成岩在很相似，显然，这些类型的火成岩在成因上与上地幔密切相关成因上与上地幔密切相关。 花岗岩类岩石花岗岩类岩石1818o o变化幅度较大，据奥奈尔变化幅度较大，据

57、奥奈尔和查佩尔（和查佩尔（j.r.o,neil&b.w.chappellj.r.o,neil&b.w.chappell）对澳大利）对澳大利亚贝里代尔岩基中两种不同成因的花岗岩的测定亚贝里代尔岩基中两种不同成因的花岗岩的测定表明：表明：（1 1）与上地幔衍生的火成岩经部分熔融有与上地幔衍生的火成岩经部分熔融有关而形成的关而形成的i i型花岗岩，贫重氧，型花岗岩，贫重氧，1818o+10 o +10 o +10 ，这与富，这与富1818o o的粘土岩、的粘土岩、石英岩、碎屑岩的测定结果十分一致。石英岩、碎屑岩的测定结果十分一致。 氢氢有两个稳定同位素有两个稳定同位素1 1h h、2

58、 2h h（d d），平均丰度），平均丰度为为99.984499.9844、0.01560.0156。氢同位素经常以。氢同位素经常以h/dh/d比比值或值或dd（）表示，氢同位素的标准也是平均大）表示，氢同位素的标准也是平均大洋海水（洋海水（smowsmow），取其），取其dd0 0 岩浆岩中的氢主要有两种形式，一种是结构岩浆岩中的氢主要有两种形式，一种是结构水形式存在于含羟基矿物中，如云母、角闪石等，水形式存在于含羟基矿物中，如云母、角闪石等，另一种是以水的形式存在，如矿物中的气液包裹另一种是以水的形式存在，如矿物中的气液包裹体。两者之间遵循矿物水的稳定同位素分馏方体。两者之间遵循矿物水的稳定同位素分馏方程（据程（据t.suzuoki,1976t.suzuoki,1976）：）：1000lna1000lna黑云母水黑云母水22.422.410106 6t t2 228.2-(2x28.2-(2xa1a1-4-4mgmg-68-68fefe) ) 式中式中t t为平衡温度（为平衡温度（k k0 0），），x x为该矿