中国科学院大学,岩石地球化学考题预测+复习要点+目录

1、目录1、简述类质同象法则，并举例说明它对微量元素集中和分散的影响- 1 -2、举例说明在岩浆岩中主要造岩矿物和副矿物的分离对Rb、Sr或REE等元素的影响；- 1 -3、简述在什么条件下可能发生地幔和地壳的部分熔融；- 2 -4、地幔的地球化学不均一性表现在哪里？说明四种端元组分的差异及成因；- 4 -5、造成地幔不均一性的可能因素有哪些？- 5 -6、简述大陆岩石的同位素组成变化大于大洋岩石同位素组成变化的原因?- 6 -7、简述I型、S型、A型花岗岩的概念与区别标志- 6 -8、简述埃达克岩定义、岩石地球化学特征及其成因机制- 7 -9、对比大陆地壳和大洋地壳的结构和组成- 8 -10、简

2、述早期地壳演化期太古代高级地质体的岩石组合；- 8 -11、简述洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、岛弧玄武岩的组成、主元素和微量元素特征以及成因机理构造环境。- 9 -12、试论火成岩组合及构造环境- 11 -1）.洋中脊扩张环境的火成岩组合- 11 -2）. 洋岛环境的火成岩组合- 11 -3）.岛弧环境的火成岩组合- 12 -4）.活动大陆边缘弧环境- 12 -5）.大陆碰撞环境的火成岩组合- 12 -6）. 大陆裂谷的火成岩组合- 13 -7）. 稳定的克拉通或地台环境的火成岩组合- 13 -13.简述识别地幔岩浆遭受地壳混染的地球化学手段- 13 -14.主量元素：岩石分类、系列划分、岩石组合

3、与构造环境的联系；应用地球化学数据判别岩石形成构造环境；- 13 -15.微量元素：微量元素的地球化学分类、元素分配理论、分配系数。- 14 -16.微量元素分配型式的蛛网图及其应用解释- 15 -17.岩浆过程的微量元素定量模型及AFC过程- 15 -18.稀土元素地球化学，稀土元素分配型式及类型，在火成岩成因研究中应用。- 19 -19.放射成因同位素：基本原理，视年龄， 模式年龄、等时线年龄及方法、初始同位素比值、Nd值， 值，gOs值的含义及应用，多元混合作用；- 19 -20.附：试述放射性同位素等时线定年的基本原理- 20 -21.轻稳定同位素基本原理、同位素分馏的数学表达、同位素

4、分馏与地质过程。- 20 -22.大陆岩石圈的形成演化与地球化学过程- 20 -1、简述类质同象法则，并举例说明它对微量元素集中和分散的影响戈尔德施密特法则 【隐蔽法则】两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则他们的行为将取决于丰度的比例，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。 K+(1.33Å)为主量元素，形成钾长石、石榴石等矿物，Rb+(1.49Å)为微量元素，以类质同象形式为K所“隐蔽”。 【优先法则】两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子（化学键弱）将在晚期矿物中富集。 Mg2+

5、60;                              Fe2+                    

6、60;        Mn2+0.78Å                             0.83Å          &

7、#160;                0.91Å橄榄石等早期矿物    角闪石             黑云母 【“捕获”“允许”法则】如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价的离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”（capture），低价离子 被“允许”(admit)进入晚期矿物。 Sc

8、3+ (0.83Å) Fe2+ (0.83Å) 熔体中微量元素 主量元素 Li+ (0.78Å) Mg2+ (0.78Å) 高价的Sc3+ 被早期辉石、角闪石等铁镁矿物所“捕获”(Li+ 仍在熔浆中)。故Sc在基性 、超基性岩中富集。低价的Li+被晚期黑云母、电气石等铁镁矿物所“允许”。所以，酸性岩、伟晶岩中Li富集。 林伍德法则 比较Zn2+(0.83Å)与Mg2+(0.78Å)、Fe2+(0.83Å)，离子性质很相似，按戈氏法则能进入铁镁硅酸盐晶格。但是，在硅酸盐熔体中往往形成ZnSiO4 (硅锌矿)、Zn4Si2O7O

9、H2·2H2O (异极矿)。 A.E林伍德提出对戈氏法则的补充： 对于二个价数和离子半径相似的阳离子，具有较低电负性者将优先被结合，因为它们形成一种较强的以离子键成分较多的化学键。 Zn2+ 857.7 KJ/mol 电负性高的Zn2+晚期形成自身的硅酸盐矿物 Fe2+ 774 KJ/mol 电负性低的Fe2+ 、Mg2+ 将优先进入铁、镁硅酸盐晶 Mg2+ 732 KJ/mol2、举例说明在岩浆岩中主要造岩矿物和副矿物的分离对Rb、Sr或REE等元素的影响；（1）火成岩的REE型式受控于源岩的REE地球化学和岩浆演化过程中矿物-熔体的平衡。我们用定性的方法描述岩浆演化过程中单个矿物

10、对REE分馏所起的作用，包括在部分熔融作用或者随后的分离结晶作用。（参考课本87页图4.3，95页图4.8和图4.9，96页图4.10）分析如下：铕异常主要受控于长石，尤其在长英质岩浆中，因为二价的Eu可以被斜长石和钾长石所容纳，而三价的的REE却是不相容的。因此在分馏结晶作用中长石从长英质岩浆分离出来或者在部分熔融作用中长石残留在源区，必然引起熔浆中Eu的负异常。另外，普通角闪石、榍石、单斜辉石、斜方辉石和石榴石等在某种程度上也会引起长英质熔体的Eu异常，但是它们的作用与长石相反，造成正铕异常。（2）铷是典型的亲石分散稀有碱金属元素，它在自然界主要以分散形式存在，极少形成单独矿物。由于铷离子

11、半径较大，在晶体化学性质上与钾和铊相似，所以铷常在长石、云母等含钾的矿物中产生类质同象。刘英俊等统计，203个钾长石样品含铷（501000）*10-6，峰值为（200300）*10-6；261个黑云母含铷（502000）*10-6，峰值为（50600）*10-6，最大值为4145*10-6；70个白云母样品含铷（502000）*10-6，其中有10个样品为2000*10-6，1个样品竟高达22370*10-6。铷在白云母中的平均含量可达23%，比地壳中平均含量高10100倍。锂云母中铷的含量在1*10-39*10-2间。铷在伟晶岩中不形成独立矿物，主要分散在钾长石(0.012.88%)、自云母

12、(0.014%1.6%)和锂云母中(0.2%4.5%);绿柱石中也含有一定量的铷(0.002%0.42%)。（3）大阳离子锶在岩浆硅酸盐熔融体中是变网阳离子。锶是典型的亲石元素。锶在岩石圈上部是丰度最大的一个微量元素，但是在火成岩中锶还是不能形成独立矿物。只在伟晶岩-气化-热液阶段可以形成独立矿物，而且这些矿物在数量上也很少。所以，内生作用过程中锶的绝大部分分散在造岩矿物中。在岩浆结晶分异过程中，锶趋向保留在残浆中。花岗伟晶岩中锶含量是低的。在热液阶段锶能形成SrCO3，(菱锶矿)、天青石(SrS04)及一些稀有的复杂的磷酸盐和碳酸盐矿物，如碳酸锶铈矿、菱磷铝锶石、磷铝锶石，沸石、锶沸石等。菱

13、锶砂及天青石是热液矿脉中最重要的锶矿物，但是这些矿物在热液矿脉中并不经常出现。3、简述在什么条件下可能发生地幔和地壳的部分熔融；（1）温度升高（外来热源使地温线改变，俯冲）（2）压力降低（底辟作用）（3）流体加入（地幔楔）4、地幔的地球化学不均一性表现在哪里？说明四种端元组分的差异及成因； 地幔的地球化学不均一性表现在同位素和微量元素上。1)同位素方面：幔源火山岩的同位素比值可以代表其源区的特征，是了解地幔化学不均一性的最有效方法之一。Erlank等在80年代初对南非不同时代幔源岩石的Sr同位素研究发现，侏罗系的样品（190Ma）在87Sr/86Sr-87Rb-86Sr图解上的投影点非常离散，

14、不但不能拟合出190Ma的等时线，而且又不落在地幔演化线（1620Ma）或地球演化线（4.6Ga）上，甚至还有相当部分的数据点落在地球演化线的左边。Erlank等通过详细的地球化学研究排除了样品受干扰因素影响的可能性，认为这反映了上地幔各处并不具有相同的87Sr/86Sr比值，即上地幔在同位素组成上是不均一的。Hamelin等对洋中脊玄武岩的Pb-Sr-Nd同位素研究结果表明，印度洋中脊的地幔具有与太平洋洋中脊和大西洋洋中脊明显不同的同位素组成。2)微量元素证据：地幔在微量元素上的不均一性大约是在80年代初才开始认识到的。前人研究了大西洋不同的纬度的玄武岩样品的Y/Tb、Zr/Hf和Nb/Ta

15、后发现，研究区内玄武岩的La/Ta值可以划分为两个组合：在北纬22-25的玄武岩为18；在北纬36-63的玄武岩为9。因此在大西洋下面的上地幔存在着较大区域的微量元素化学不均一性。地幔端元的特征DMM，一般在地幔的最上部，亏损不相容元素，代表地壳从幔分异后的残留物HIMU，地幔与再循环洋壳的混合，由于洋低热液作用或俯冲带的脱水作用，造成Pb的流失和m值升高EM I和EM II 可能分别来自地幔与下地壳和上地壳的混合5、造成地幔不均一性的可能因素有哪些？ 地幔存在垂向及侧向的不均一性。地幔不均一性的产生可能有三种途径：（1）地幔部分熔融及岩浆的析出；（2）地幔交代作用；（3）地壳及岩石圈物质重新

16、进入地幔对流。 地幔的圈层结构（上地幔、过渡带、下地幔）可以很好的解释地幔的垂向不均一。地幔的内部对流、部分熔融、岩浆分异是圈层结构的内因。 地幔侧向不均一的因素更复杂一些。壳幔物质的交换是主要因素，主要包括：（1）岩石圈物质的循环岩石圈是刚性的、冷的圈层，它由地幔的最上部和上覆的大陆壳及海洋下的洋壳组成。岩石圈物质的再循环主要由两种形式大洋地壳或大陆地壳或岩石圈板片由于俯冲（消减）作用被软流圈传到进入地幔；地壳或岩石圈经底部侵蚀，其碎片沉入并储集在地幔。（2）地幔柱与岩石圈的相互作用地幔柱：地幔中狭窄的上升热及低密度的物质流。与岩石圈的相互作用是多样的、复杂的，也是十分重要的。作用结果的表现

17、形式可见大的盾形火山、火山岛链、大陆和大洋的泛流玄武岩、巨大的镁铁质岩墙群和大陆板内各种碱性火成杂岩。地幔柱上升到达岩石圈底部后，地幔柱的蘑菇状头部产生减压绝热熔融。幔柱温度高于周围地幔270度，柱头侧向扩张可达1000-2000Km。熔体可以进入岩石圈中，生成的岩浆通过地壳中裂隙向上渗透，形成在地壳较高水平的储存库。地幔柱侧向运移可以侵蚀岩石圈热边界层并带着岩石圈碎块回到地幔。 根据地幔源岩的洋中脊玄武岩及洋岛玄武岩的 Sr、Nd、Pb同位素及微量元素研究，地幔中存在亏损地幔及富集地幔。Hart提出了4种地幔端元组成：亏损地幔、高值地幔、富集地幔I、富集地幔II。6、简述大陆岩石的同位素组成

18、变化大于大洋岩石同位素组成变化的原因? 地球物质的90%由Fe、O、Si、Mg四种元素组成；含量大于1%的元素还有Ni、Ca、Al、S；Na、K、Cr、Co、P、Mn、Ti的含量均在0.01%-1%范围内。其它元素的含量是微不足道的。 元素在地球重力场的分配并非受制于自身的密度或原子量，而是受元素亲和力所支配，亲和力决定于原子的电子构型、化学键特性。例如虽然U、Th的密度很高，但它们是强正电性的元素，使它们呈氧化物或硅酸盐形式富集于地壳中。尽管元素的分配不受重力的控制，但是重力却控制着各主要相在地球中的相对位置。 对洋中脊玄武岩的研究发现，因为诱发岩浆产生的热源为上隆软流圈，物质为单纯洋幔，源

19、区处于拉张的动力学状态，岩浆形成和运移过程无陆壳混热（仅与海水相互作用），决定了它们富集Ti、Mn、P、Co、Ni、Cr、V、Cu、Zn、Au、Ag、Mo等元素。 部分熔融过程中，不相容元素总是倾向于进入岩浆，导致地幔岩石或深部地壳中的大离子亲石元素K、Rb、Sr、U、REE等不断向上部富集，经过壳幔分异和地壳的长期演化，大陆地壳中富集REE、W、Sn、U、Th、Be、Pb、Cs、Ta等元素，在上地壳上列元素更强烈富集，同时导致在俯冲带下的大陆地幔岩石中贫大离子亲石元素。 构造运动和环境起着沟通岩浆物源、约束过程发生的场所和运移的途径、制约热动力学和物理化学条件等的作用。例如，不同性质的构造切

20、割或沟通的地球结构层和影响的深度是不同的，洋脊构造可沟通地幔直达软流圈，洋陆（B型）俯冲导致俯冲洋壳与岩石圈地幔的相互作用，陆陆（A型）俯冲引起俯冲陆壳与另一侧深部地壳或地幔的相互作用。上述作用都可引发岩石的部分熔融，但由于不同圈层及不同结构层的化学成分有差异，以不同层圈或不同结构层为源岩所产生的岩浆，在元素（同位素）组成将因继承源区的特征而各不相同。 不同构造环境中热动力学和物理化学条件也不相同，它们会影响原岩的部分熔融程度和岩浆成分演化。在洋中脊环境下由于温度的急剧下降，岩浆只发生快速固结，一般不引起明显的成分分馏。地幔软流圈上隆或地幔热柱上升所产生的幔源岩浆既可通过结晶分异、岩浆不混容分

21、层等方式形成双模式岩套，也可由于通过幔源岩浆的热烘烤使下地壳岩石部分熔融生成长英质岩浆、与幔源岩浆一起构成不同源的双模式岩套。由于这两种双模式岩套的形成机制不同，两者的微量元素组成也必然存在差异。 B型俯冲带岩浆形成过程是，俯冲板片随地幔对流向下运移，随俯冲洋壳下插到一定深度，随地温升高，俯冲洋壳板片发生变质脱水，导致岩石富水条件下的部分熔融，这就造成了富含高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P）的难熔矿物（铌钛酸盐类、金红石、锆石）等更多的残留在源区固相中，而而大离子亲石元素（K、Rb、Ba、Th、U、LREE）倾向于富集于熔融形成的岩浆中，造成产生于B型俯冲带中的岩浆均显示出HFSE

22、相对于LILE亏损的特征。 某些放射性同位素的母子体同位素因在源岩中各自寄主矿物中的易熔程度不同，而显示出不同的分配行为（不相容性或相容性），造成在部分熔融过程中母子体同位素的相对分离，这是导致不同圈层母子体同位素比值变化的主要原因。不少放射性同位素属于强不相容元素，它们倾向于在地壳尤其在上地壳中富集，如Rb、U、Th等，如果它们的子体同位素的不相容性相对较弱，如Sr比Rb弱，Pb比U弱等，在岩石圈地幔和下部地壳发生部分熔融后，岩浆中的Rb-Sr和U-Pb同位素系统将与源区Rb-Sr和U-Pb同位素系统的比值产生差异。7、简述I型、S型、A型花岗岩的概念与区别标志I型花岗岩：其源岩则主要是火成

23、岩，尤其是基性程度偏高的火成岩、变质火成岩类。S型花岗岩：的源岩应以沉积岩或变质沉积岩等壳源沉积物为主,因而其特性继承了沉积岩和变质沉积岩的某些重要地球化学特征。也有学者对该分类的合理性进行了质疑，因为成分相同的花岗岩可以来自不同的源区；A型花岗岩：典型特征为碱性、无水以及形成于非造山的构造环境区别标志：8、简述埃达克岩定义、岩石地球化学特征及其成因机制埃达克岩：埃达克岩是Defant 和Drummond在15 年前引入地学界的一个岩石学术语, 它是指与年青(25Ma)俯冲大洋岩石圈有关的新生代岛弧环境中的火山岩或侵入岩。这些岩石具有以下特征：高SiO2(56%) 榴辉岩/含石榴石角闪岩在高压

24、下的部分熔融高Al2O3(15%) SiO2 在70%左右时, 为高压下榴辉岩或角闪岩的部分熔融低MgO(<3%) 低的Cr, Ni 含量相联系, 如果是初始融体, 表明岩浆并不是源于地幔橄榄岩高Sr(>300 g/g) 斜长石参与熔融或残留相中无斜长石保留无负Eu 异常 源区仅有微量斜长石残留或是源区玄武岩本身Eu 亏损低Y(<15 g/g) 表明石榴石(在次要程度上, 有角闪石或是单斜辉石)为残留相高Sr/Y(>20) 高于正常结晶分异的Sr/Y 比值, 表明有石榴石和角闪石为残留相低Yb(<1.9 g/g) 意味着低的HREE 含量, 表明残留相中有石榴石高

25、La/Yb(> 20) 轻重稀土元素的强烈分异, 表明石榴子石为源区的残留相低HFSEs(如Nb, Ta) 与大部分的岛弧火山岩一样, 表明源区有富Ti 相或是角闪石残留相低87Sr/86Sr(< 0.704) 低206Pb/204Pb, K/La, Rb/La, Ba/La；高143Nd/144Nd. 为N-MORB 特征埃达克岩最初是用来定义那些富硅、高Sr/Y 和 La/Yb 的源于俯冲带玄武质洋壳部分熔融形成的火山岩和侵入岩. 最初, 人们认为埃达克岩仅形成在年青且尚未冷却的大洋板块俯冲会聚带, 但随后的研究表明埃达克岩也可以形成于岛弧的一些特殊环境, 在这里某些异常构造条

26、件可降低古老板片的熔融温度. 目前认为, 埃达克岩涵盖了一系列的岛弧火山岩, 包括原生俯冲洋壳熔体, 埃达克岩-橄榄岩混合熔体以及源于板块熔体交代后地幔楔橄榄岩的熔融产物. 近年来埃达克岩的研究产生了一些让人困惑的地方， 其原因包括: (1) 埃达克岩定义相当宽泛, 并依化学特征与其他岩石相区别； (2) 将含水体系下玄武岩的高压熔融实验结果作为板块熔融存在的确凿证据；而且(3)存在有与板块熔融无关的埃达克质岩. 近期研究表明，埃达克质岩和许多曾被认为是埃达克岩的岩石在岛弧和非岛弧环境下均可形成，主要通过以下几种机制: 镁铁质下地壳的分熔或直接是幔源低侵岩浆; 高压下玄武质岩浆的结晶分异；低压

27、下玄武岩浆的结晶分异加上相关的岩浆混合过程. 这些机制在岛弧环境或非岛弧环境都有可能。尽管对埃达克岩和埃达克质岩的成因解释比较混乱，但对这些岩石的研究丰富了我们对俯冲带环境中物质循环、地壳演化和成矿作用的理解。9、对比大陆地壳和大洋地壳的结构和组成大陆地壳：按照地震波速特征、岩石学特征、地球化学特征及流变学特征，大陆地壳可以划分为上地壳、中地壳、下地壳上部和下地壳下部。其中上地壳以沉积岩和火山岩为主；中地壳以变质沉积岩、混合岩和花岗岩为主；下地壳上部主要为中性麻粒岩和斜长角闪岩；下地壳下部主要为基性麻粒岩、辉长岩和辉石岩。陆壳的特征是厚度较大（3070km），具双层结构，即在玄武岩层之上有花岗

28、岩层（表层的大部分地区有沉积岩层）。大洋地壳：其总体成分相当于苦橄质玄武岩，由镁铁质岩浆岩（玄武岩和辉长岩）加上厚度不等的海洋沉积物构成，发育三层结构，即：1、枕状玄武质熔岩，远离洋脊处被深海沉积物覆盖；2、席状岩墙杂岩；3、辉长岩和超镁铁质岩组成的堆积岩带，依托在上地幔橄榄岩之上。10、简述早期地壳演化期太古代高级地质体的岩石组合；太古代高级地质体主要有绿岩带（20%）和高级片麻岩（80%）。（一） 古老陆核中的绿岩带科马提岩和巨量的玄武岩是其判别标志。科马提岩是一种高镁火山岩，一般MgO 18%35%，最高可达40%，SiO2<52%。 实验岩石学研究表明，科马提岩是地幔深度环境下，

29、干体系岩浆较高程度部分熔融的产物。绿岩带是太古宙低级变质的火山沉积岩系。这些火山沉积岩系常作为构造岩片出现，或叠覆在高级片麻岩地体之上，作为残余的线状盆地保存在片麻岩穹隆之间（Windley, 1995）。绿岩带加上相关的中酸性侵入体，常常构成花岗绿岩地体。绿岩带的火山-沉积序列：超镁铁质镁铁质熔岩，双峰式火山岩、碎屑沉积、化学沉积绿岩带只出现早前寒武纪3.8-1.8Ga；超镁铁质熔岩/科马提岩在1.8Ga以后也有少量出现，发育在地幔柱核心区域。绿岩带的重要性：绿岩带是太古宙独有的和最具代表性的地质单元，包含有太古宙地壳生长和壳幔演化的最为丰富的信息；自上世纪70年代以来，绿岩带一直是太古宙地

30、壳演化研究的核心主题。甚至可以说，对太古宙地质环境和壳幔演化的基本认识，主要来自绿岩带研究。（二） 高级片麻岩 1、TTG片麻岩+花岗岩 802、基性层状岩体（斜长岩辉长岩组合、辉长岩超镁铁质岩组合）3、少量高级变质的表壳岩 全球早前寒武纪地质对比显示，不同大陆上发育的绿岩带，毕竟还有许多相似性；而片麻岩地体，几乎个个不同，各有其特征，从这个意义上来说，每个片麻岩地体，都有其独特丰富的地质记录，都涉及了许多重要科学问题，都值得详细解剖研究。这也是早前寒武纪片麻岩地体研究长期受到重视，内涵每每不同，常作常新的重要原因。绿岩带与蛇绿岩的区别：蛇绿岩的代表层序自下而上是：橄榄岩、辉长岩、席状基性岩墙

31、和基性熔岩以及海相沉积物，其中橄榄岩和辉长岩在层序上可以重复多次。蛇绿岩一般是灰绿色，其中普遍伴生的蛇纹石。它是一种变质岩，蛇绿岩成因一般解释为由洋中脊海底扩张作用而形成的大洋岩石圈的侵位形成。蛇绿岩与大洋岩石圈的演化有密切的关系,因此研究蛇绿岩的组成、成分及成因是了解大洋岩石圈结构、变化及动力学的主要途径。11、简述洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、岛弧玄武岩的组成、主元素和微量元素特征以及成因机理构造环境。（1）MORB：主量元素特征：（1) 典型的洋中脊玄武岩（MORB / OFB）是橄榄拉斑玄武岩，包括海底熔岩和岩墙群。低 K2O (< 0.2%) ，低TiO2 (< 2.0%)；

32、（2) 不同地点的MORB具有很窄的主元素变化范围，表明许多洋中脊玄武岩的岩石成因机制相同（部分熔融+结晶分异）；（3) 洋中脊玄武岩大部分由亏损地幔部分熔融形成，少部分由富集地幔部分熔融形成。它们分别 称为NMORB与EMORB；（4) NMORB与EMORB在主元素组成上没有显著差别，在微量元素的组成上有显著差别。EMORB富集不相容元素。N-MORB (normal MORB)来自亏损的上地幔源区：Mg# > 65: K2O < 0.10 TiO2 < 1.0；E-MORB (enriched MORB, or P-MORB for plume)来自较深的富集的地幔源区

33、：Mg# > 65: K2O > 0.10 TiO2 > 1.0微量元素特征：E-MORB：La/Sm>1.8；比N-NORB更富集微量元素；N-NORB：La/Sm<0.7，87Sr/86Sr<0.7035，143Nd/144Nd>0.5030，代表亏损地幔源。源区特征：多源，N-MORB代表上部亏损地幔，E-MORB代表深部富集地幔。构造环境：洋中脊扩张环境。岩浆演化特征：组分集中，分异弱。（2）OIB：主量元素特征：低的SIO2（平均53%）、Al2O3、K2O（0.2-1%），较低的MgO（< 7%），中性高铁。微量元素特征：大离子亲石元

34、素（LIL）K, Rb, Cs, Ba, Pb2+, Sr不相容，在OIB岩浆富集，相对于MORB；不相容元素比值可用于鉴别源区（N-MORB: K/Ba比值高，通常 > 100；E-MORB: K/Ba 比值中等，30左右；OIT，25-40, OIA 20-30）高场强元素（HFS）Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta, Ti也是不相容元素，富集程度OIB > MORB；这些元素比值也可用于鉴别岩浆源区Zr/Nb 比值N-MORB通常高，>30；OIB通常低，<10。La/Yb (代表REE斜率) 与OIB的SiO2不饱和程度相关，高度不饱和岩浆: L

35、a/Yb > 30，OIA: 接近12，OIT: 4。REE为平滑曲线模式，类似于MORB。岩石组合：包括拉斑玄武岩和碱性玄武岩两个系列；构造环境：形成海山、大洋岛、或岛链，来自各种类型的大洋地幔源区，极少陆壳物质污染, 是研究地幔性质的最好对象；岩浆形成机理及源区特征：与地幔柱有关。地幔柱上升、减压，导致岩浆作用。源区包括EM、EM和HIMU (High value)。（3）IAB演化特征：空间变化（极性）从海沟向岛弧方向：low-K拉斑系列 ® 钙碱系列 ® 碱性系列；时间变化早期拉斑系列 ® 晚期钙碱系列，最晚期碱性系列普遍发育。岩石组合：玄武质安山岩

36、，英安-流纹岩；演化序列为早期拉斑系列，接着钙碱系列，最后碱性系列。微量元素组成特征：REE特征为同一岩浆系列的REE配分型式相似，高度不同，起因于Ol, Plag, Pyx结晶分离作用；low-K TH 源于DM；REE甚至可以低于 MORB；其他岛弧岩浆系列具有正常的REE配分型式；岛弧岩浆系列起源于不均一的地幔源区；HREE 平坦，源区无石榴石；构造环境：沿俯冲带分布的火山岛链。岩浆形成机理及源区特征：与地幔楔有关，俯冲带流体（含水量高）进入地幔楔导致岩浆形成。源区同位素变化范围大，可达EM、EM。12、试论火成岩组合及构造环境1）.洋中脊扩张环境的火成岩组合由洋中脊玄武岩（MORB）辉

37、绿岩岩墙辉长岩及其堆晶岩斜长花岗岩变质橄榄岩等组成。（1）洋中脊TH，即MORB以低K2O和有CIPW的olnorm，dinorm，hynorm， 实际斑晶组合中普通辉石为唯一的辉石（无opx）以及两个世代的ol，区别于岛弧TH，洋岛TH和大陆TH。TH位于亚碱性区。（2）低K2O的olTH质的辉绿岩岩墙以及均质辉长岩。（3）堆晶岩为纯橄榄岩橄长岩辉长岩±洋Pl/r。堆晶岩特征表明MORB的原生岩浆在低压岩浆房内ol的大量晶出，使进化岩浆具有富Fe的TH趋势。（4）洋中脊（MORS）Pl/r以低K2O，无实际矿物or，TH系列(±CA系列；SiO2-FeO*/MgO图），A

38、C和A（碱钙性和碱性；Peacock碱钙指数）以及Pearce图解中位于ORG（洋中脊花岗岩）区为特征，区别于俯冲环境有关的岛弧和大陆边缘弧中的TTG组合（英云闪长岩奥长花岗岩花岗闪长岩）。2）. 洋岛环境的火成岩组合洋岛环境的火成岩组合包括：洋岛拉斑玄武岩（O I T）洋岛碱性玄武岩（OIA）Na质系列的夏威夷岩（S1）玄武粗面安山岩（S2）和歪长粗面安山岩（S3）粗面岩类碱性流纹岩响岩，以及相应的侵入岩类，如辉长岩（），碱性辉长岩，二长辉长岩，二长闪长岩，二长岩（），正长岩（），碱性花岗岩，霞石正长岩等。这类火成岩具有以下特征。（1）岩石组合上，以宽的岩石组成谱系，出现OIA，和双峰式组合

39、（玄武岩粗面岩±响岩，或玄武岩-碱性流纹岩±碱性粗面岩）区别于MORS的火成岩组合。（2）OIT，在矿物学上，ol只作为斑晶出现（基质中无ol），有两种辉石（cpxopx），有高的hynorm，w ( K2O ) 常常0.2%，以上述特征区别于MORS的olTH。（3）OIA, 包括碱性ol玄武岩：碧玄岩和霞石岩；在矿物学上有2个世代的ol（斑晶和基质），只有一种cpx，这种岩相学的特征类似于MORS的TH，但是以有nenorm，alk（Na2O+K2O）高， w ( K2O ) 常常0.2%区别于MORS的TH。（4）以缺失或极少量中性岩为特征的双峰式组合，区别于岛弧和大

40、陆边缘弧火成岩组合。（5）在SiO2FeO*/MgO图上为TH演化趋势，在SiO2alk图上碱性和亚碱性系列均发育。3）.岛弧环境的火成岩组合以安山岩（A）为主的玄武岩（B）安山岩（A）英安岩（D）流纹岩（R）组合；侵入岩以TTG为主的TTG±组合。（1）高镁安山岩（H M A）和高镁闪长岩（HM）是识别岛弧环境的一种特征岩类，发育于弧、弧前和弧后，在MORS和洋岛环境中不存在。（2）不成熟岛弧，岛弧由小的火山岛构成，为洋壳类型，壳厚约1217 km，常称为TH岛弧，以玄武岩（B）玄武安山岩（BA）为主。TH与CA系列（SiO2FeO* / MgO图），但以TH系列为主，占60%。并

41、以 w ( TiO2 )1.2%区别于MORS和洋岛环境的玄武岩类。（3）成熟岛弧，为大的岛和大陆型地壳，为1735 km厚，常称为CA岛弧，以安山岩为主，CA与TH系列（SiO2FeO*/MgO图），以CA系列为主(40% )。（4）堆晶岩，以纯橄榄岩+辉石岩+辉长岩组合，区别于MORS的堆晶岩组合。（5）QAP分类中位于英云闪长岩区的花岗岩类。a. 在不成熟岛弧中常为洋Pl/r，LKCA（SiO2K2O图），TH或CA系列（SiO2FeO*/MgO图），C或CA Peacock指数，SiO2 ( Na2O+K2O-CaO ) 图，主要以Peacock指数的C或CA区别于MORS洋Pl/r的

42、A或AC。b. 在成熟岛弧中常为TTG组合。其中的TT含少量的or，含MKCA为主（SiO2K2O图），CA系列（SiO2FeO*/MgO图），CA（Peacock指数）；以含少量or，MKCA以及CA系列为主，区别于不成熟岛弧的洋Pl/r；以含少量or，MKCA，CA系列和CA区别于MORS的洋Pl/r。另外TT与G（）的组合，区别于不成熟岛弧和MORS的洋Pl/r。4）.活动大陆边缘弧环境火成岩组合火山岩以安山岩、英安岩和流纹岩为主的组合（少量玄武岩）；侵入岩以TTG和r为主，少量的Q，。（1）CA系列（SiO2FeO*/MgO图）占绝对优势（80%），以HKCA为主（SiO2K2O图），

43、无负Eu异常的Q，Q，及其相应的火山岩类广泛发育，微晶闪长质包体广泛发育。（2）TTG组合发育于靠海沟一侧，组合发育于靠内陆一侧。（3）镁安山岩英安岩（MAD）（magnesian andesitedacite）和相应的侵入岩（Mg ）是岛弧大陆边缘弧的标志性火成岩组合，常发育于靠海一侧的火成岩弧的外带；靠内陆一侧的火成岩弧的内带，常发育低镁（或正常）安山岩英安岩及其侵入岩组合。5）.大陆碰撞环境的火成岩组合（1）陆陆碰撞造山时期的火成岩组合有两种情况：a. 碰撞期常常缺乏火成岩；b. 碰撞期出现火成岩。总体特征为，早期是大陆边缘弧特征，晚期是陆内块体碰撞造山的特征。（2）陆内块体碰撞造山的火

44、成岩组合有两种情况：a. 陆陆碰撞造山时期之后的继续会聚，这时已进入陆内碰撞造山时期；b. 陆内块体碰撞造山时期之前缺失陆陆碰撞阶段，或陆陆碰撞阶段中缺乏火成岩活动。这一时期的火成岩组合依赖于碰撞会聚的方式的不同具两大类火成岩组合：b1. 陆内块体之间的碰撞会聚方式为分布增厚机制或均匀加厚，以在SiO2K2O图上的Sh系列为主+HKCA的火山岩和侵入岩组合，常以安粗岩和二长岩（）为主，广泛分布无Eu异常REE分布式样。b2. 陆内块体之间的继续会聚方式为陆内俯冲机制或一个大陆块体叠置于另一个陆块块体的下面。以含白云母（MS）、堇青石（cord）和石榴子石（Ga）为特征矿物的强过铝花岗岩类。（3

45、）后造山环境火成岩组合：该组合的重要性在于，可限定一期造山作用旋回的结束。a. 双峰式火山岩和侵入岩 ，双峰式岩墙群，双峰式意指同时发育镁铁质和长英质火成岩，缺乏中性岩类。b. 过碱性花岗岩（发育晶洞构造和高温石英以及碱性条纹长石），碱性花岗岩（Peacock指数的A），并与CA/r（Peacock指数的CA）共生。6）. 大陆裂谷的火成岩组合（1）双峰式火山岩和侵入岩，其中玄武岩以碱性玄武岩类（包括碱性ol、玄武岩、碧玄岩及霞石岩）为主，亦有拉斑玄武岩、粗面岩（正长岩）和流纹岩（花岗岩）中有过碱性成员，粗面岩（正长岩）类总是有明显的负En异常区别于造山带的同一岩类无负Eu异常的特征。（2）过

46、碱性花岗岩和碱性花岗岩类，以无共生的CA/r区别于后造山环境。7）. 稳定的克拉通或地台环境的火成岩组合（1）金伯利岩，煌斑岩，碳酸岩；（2）大陆溢流玄武岩及其相应的层状基性侵入体；（3）环斑花岗岩（狭义的花岗岩），斜长岩和钾质超钾质火山岩类的共生组合。13.简述识别地幔岩浆遭受地壳混染的地球化学手段对玄武岩在岩浆过程中遭受地壳物质混染程度的判别，可以根据地壳中的富集元素Si,Rb,Ba,Th,LREE及同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd等进行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和结晶分异作用的影响，因

47、此单纯的岩浆过程应使同位素比值保持常数，而当岩浆中加入地壳物质时才使同位素比值发生变化，同时还与Si02、Rb, Ba, K, Tb等呈线性正相关。Prccrillo等(1989)对巴西南部Parana溢流玄武岩所进行的研究就是应用该方法的成功例于之一(图3.3) 除了上述一些元素外，Marsh (1989)提出了另一些能够判别地壳混染的元素。他根据强烈分异的玄武岩和平均大陆地壳的元素丰度模式图得出一些元素在结晶分异和地壳物质混染双重作用下具有以下基本特征 两种作用都造成玄武岩中含量增加的元素有:K, Rb, Th, LREE. Ba, Zr, Nb等。 两种作用都造成玄武岩中含量降低的元素有

48、Cr. Ni. Mg. Ca等。 在结晶分异作用下造成富集，地壳混染作用造成玄武岩中含量降低的元素有:Ti,V, Fe. (P) ,由干T、V, Fe, (P)在变质或流体交代作用下相对不活动，因此在识别地壳混染更可靠14.主量元素：岩石分类、系列划分、岩石组合与构造环境的联系；应用地球化学数据判别岩石形成构造环境；(1) 主元素和岩浆系列：一般通过：a. 硅碱图；b. AFM ；c. FeO*/MgO 对SiO2图解来划分；拉斑系列Tholeiitic (MORB, OIT)；碱性系列 (OIA)；钙碱系列 ( 限于 SZ)；钙碱系列用K2O作为指标还可以细分为High-K、Medium-K

49、和Low-K三个亚系列,如果加上拉斑玄武岩系列，可以划分为6个亚系列，其中有3个系列最常见，分别为：Low-K拉斑系列，Med-K钙碱系列，High-K混合系列；通过AFM图解和FeO*/MgO 对SiO2图解可以区分Tholeiitic和Calc-Aldaline系列；钙碱系列显示连续的SiO2 增长，没有Fe的富集，其在空间上的变化（极性）为：从海沟向岛弧方向：Low-K拉斑系列 ® 钙碱系列 ® 碱性系列；时间变化：早期拉斑系列®晚期钙碱系列，最晚期碱性系列普遍发育15.微量元素：微量元素的地球化学分类、元素分配理论、分配系数。分配系数：某微量元素在结晶相和

50、熔体相中的含量之比称为该元素的分配系数。分类：通常根据微量元素的性质，将微量元素分为相容元素和不相容元素。相容元素：优先进入矿物相的微量元素，即固相和熔体相之间的分配系数D1；微量元素的相容性和不相容性既是相对于具体矿物而言，又是相对于具体岩石学体系的矿物而言的。不相容元素：优先进入熔体相的微量元素，即D1，如果D0.1，则该元素称为强不相容元素，如果D0.11，则称为弱不相容元素；不相容元素还可以近一步化分为高场强元素（HFSE）和大离子亲石元素(LILE)，元素的电荷Z与其半径r比值称为场强，如果Z/r 3.0，则元素称为高场强元素，如Nb,Ta,Zr,Hf,P,Ti,REE,Sc,Y,U

51、,Th，离子半径小，电价高；如果Z/r3.0，则该元数称为大离子亲石元素，如K,Rb,Cs,Ba,Sr,Tl,LREE，活动性强，离子半径大，电荷低，易溶于流体。元素分配理论：微量元素在岩浆作用中的地球化学形为基本上符合以离子大小和电荷高低为判别基础的戈尔德施密特定律（Goldschmidt）,元素的离子半径和电荷是决定其赋存状态的主要因素。Goldschmidt三定律：（1）两个离子，如果它们具有相同的电价和离子半径，则易于交换，并以与它们在整个体系中相同的比例进入固熔体。正因为如此，许多微量元素，会以类质同像替代的方式，和与各自电价和离子半径相近的常量元素（主元素）一起进入固体相。例如：S

52、r、EuCa，Rb、Pb、BaK，NiMg；（2）两个离子，如果它们具有相同的电价，和相似的离子半径，则较小的离子倾向于进入固体相。如Mg2+ 比Fe2+ 的离子半径小，因此，在橄榄石与熔体的平衡体系中，橄榄石中Mg的含量高于熔体；（3）两个离子，如果它们具有相似的离子半径，但是电价不同，那么，电价高的离子倾向于进入固体相。如相对于Fe2+、Mg2+，Cr3+、Ti4+总是倾向于进入固体相。化学势、逸度、活度化学势m：物质的克分子Gibbs自由能对于实际气体溶液体系，组分i的化学势为：mi = m i0 + RTLnfi fi 为逸度对于溶液和固熔体体系，组分i的化学势为：mi = m i0

53、+ RTLnai ai 为逸度ai = gi x i gi为活度系数，代表实际溶液对理想溶液的偏差，与系统的组分、熔体的结构、温度、压力等有关。拉乌尔定律在一定的温度下，溶剂的活度等于纯溶剂的活度与其摩尔分数的乘积 Pi=XiPiowhere Pi is the vapor pressure of component i above the solution, Xi is the mole fraction of i in solution, and Pio is the vapor pressure of pure under standard conditions.固熔体、稀溶液与亨利定律

54、亨利定律：当组分i的含量x i无限小时，其活度ai正比与组分含量x i ai = gi x igi是组分i的亨利常数，与组分含量x i无关，与P、T条件有关Nernst分配定律在给定的P、T条件下，微量元素j在2相间达到平衡时，其在2相的浓度比不随组分含量改变，为一个常数KD(P，T)。16.微量元素分配型式的蛛网图及其应用解释答：蛛网图 为了考察更多的微量元素在不同火成岩或岩石系列中的分布趋势，并能与球粒陨石、原始地幔或洋中脊玄武岩（MORB）这些可能的岩浆源相对比，以揭示其物质来源和成因过程，在研究中经常在REE分配模式图的横坐标上再添加其他有指示意义的不相容元素。这种对稀土元素分配模式图

55、扩充而构画的图解称为蛛网图（陈骏等，2004，P352）。应用解释：常选用球粒陨石（Thompson,1982）或洋中脊玄武岩（MORB）（Pearce,1983）对样品数据进行标准化处理，作为蛛网图的纵坐标。前者将球粒陨石视为未分异的地球物质组成对地幔部分熔融形成的中、基性熔岩组成变化进行对比研究，有时也用估算的原始地幔（目前的地幔+地壳）或地球总体成分作为标准；后者适于玄武岩的分异研究，以及岩浆源可能是MORB的中基性熔岩及地壳岩石成因。在横坐标上，有关元素按其不相容性程度降低的次序从左到右依次排列。在取球粒陨石、原始地幔或地球总体成分为标准时，以地幔低度部分熔融时的元素不相容性排列；取M

56、ORB成分为标准时，则按照元素在石榴子石二辉橄榄岩与熔体平衡时的总体分配系数衡量其不相容性排列。蛛网图也可以应用于其他地质作用的地球化学研究，如沉积作用。并可用其他参数作为纵坐标以对比多元素的各种地球化学性质。有时在缺少若干元素数据的情况下，也可以减少横坐标上元素的种类。但在读图、对比和解释时要注意因有关元素数据缺失而造成的曲线异常。17.岩浆过程的微量元素定量模型及AFC过程答：（1）部分熔融过程地球的圈层分异，地壳的生长和演变，在物质上，主要是通过岩浆作用来实现的。岩浆发生的唯一方式，是先存岩石的部分熔融。如果熔体一直在熔融区滞留，产生的全部熔体就会作为一个整体，与残留相保持某种程度的平衡

57、，从而接近平衡部分熔融过程；如果熔体一产生就很快离开熔融区，而移至别处汇聚，那么，在熔融区，与残留相平衡共存的熔体始终只是刚刚产生那一小部分。这样的过程，称为分离部分熔融过程。现在的上地幔接近分离部分熔融的残留相；如果随着部分熔融的发展，产生熔体的量，每达到一定程度，就离开熔融区，而移至别处汇聚。这样的过程，称为批式部分熔融过程(batch partial melting)。这样的过程，接近地质实际。平衡部分熔融过程假设，产生的全部熔体与残留相保持平衡考虑源岩中微量元素i的量和岩浆+残留相中的量相等，可得下列方程：cio = Fcil + (1-F) cis 变换方程：cio = Fcil +

58、 (1-F) cis 用 cil除方程两边，得：cio/ cil = F + (1-F) (cis/cil)由于cis/cil 就是元素i的总体分配系数Di，因此得到：cio/ cil = F + (1-F)Di将方程两边上下掉换，得到：cil / cio =1/ F + (1-F)Di=1/ Di + (1- Di)F说明：上述过程的一个假设条件是，残留相中的矿物种类和比例（例如：a，b，c三种矿物）与源岩的矿物种类和比例相同。或者说，在熔融过程中，源岩的矿物组分等比例地进入熔体。如果源岩的矿物组分不是等比例地进入熔体，严格说来，部分熔融的微量元素方程应该是：cil / cio =1/ Di

59、 + (1- Pi)F这里，Di是微量元素i在源岩与熔体间的分配系数, Pi是微量元素i在残留相与熔体间的分配系数平衡部分熔融过程微量元素的变化规律对平衡部分熔融过程中，微量元素的变化情况作如下简单的分析：cil / cio =1/ F + (1-F)Di=1/ Di + (1- Di)F如果Di = 1，则： cil/ cio = 1; 如果Di << 1，则： cil/ cio 1/F平衡部分熔融过程微量元素变化的主要特征不相容元素在溶体中富集，分配系数越小，富集程度越高；部分熔融程度越低，富集程度越高；不相容元素在残留体中亏损，分配系数越小，亏损程度越高；相容元素在溶体中的含量低于源岩，分配系数越大