岩浆作用岩浆起源与演化过程中元素的活动规律

1、第一节 岩浆作用岩浆起源与演化过程中元素的活动规律1岩浆起源与演化 地球除地核以外的部分以固态为主，因此，岩浆的起源实质上是由固态向液态转变的熔融过程，且由于固体地球的热能有限，岩浆常常是部分熔融的产物。在部分熔融过程中，新产生的液相优先富集不相容元素，在残余固相中则相对富集相容元素。岩浆的类型及其化学组成，主要受源区岩石的组成、温度、压力、挥发份和熔融程度等因素的控制。大量实验已证明，花岗岩类岩浆主要是陆壳岩石部分熔融的产物，它们不能直接导源于上地慢；安山岩浆的产生至今仍是一个谜，它们主要产于俯冲带上，但是地幅橄榄岩和洋壳岩石的熔融实验均不能产生真正的安山岩浆。实验研究暗示安山岩岩浆可能包含

2、了多种作用过程(包括各种源区、分离结晶、岩浆混合和同化混染等)的相互叠置；玄武岩浆起源于上地慢不同深度和不同熔融程度的橄榄岩，H20的加入有利于生成Si02饱和度大的岩浆，C02的加入则有利于形成SiOz饱和度小的岩浆；近年来，在某些稀少的火成岩起源方面获得了重要进展，如在含H20条件下，生成高MgO和相对高SiO 2的岩浆压力较低时(1116GPa)生成高镁安山岩，压力较高时(2o一55GPa)生成钾镁煌斑岩，在含C02(十HzO)条件下则生成高MgO但低SiOz的岩浆，如金伯利岩、霞石岩和碳酸岩等。由部分熔融产生的岩浆林原生岩浆。原生岩浆任上计还地表现地元伐邰的汉径干任注要经历多种变异作用

3、，如分离结晶、岩浆不混熔、岩浆混合和同化混染作用等，这是火成岩多样性的重要原因。 2岩浆熔体结构 岩浆是多组分的高温硅酸盐熔体。其成分相当复杂，周期表上的所有元素在岩浆中几乎均存在，除了主要造岩组分外，还有种类繁多的微量和稀有元素以及挥发性组分。不同类型岩浆的主要造岩组分是相同的，只是含量比例有所差别，但微量和挥发性组分差别较大。 早期，人们认为硅酸盐熔体是阳离子与阴离子的理想混合(离子溶液模型)，或者是简单氧化物的理想混合(简单氧化物理想模型)。它们在历史上曾经起过一定的积极作用，但由于这些模型与实际情况相差太大，已基本上被据弃。当前比较公认的硅酸盐熔体结构模型是聚合模型，其基本内容可归纳如

4、下： 1)硅酸盐熔体与硅酸盐晶体一样，其最基本的结构单元也是SiO四面体。它们通过桥氧连结成不同形状、大小和复杂程度的络阴离子团，这就是聚合作用。聚合程度的不同是熔体结构多样性的基本原因。从局部(短程)来看，例如在20人范围内，熔体结构与晶体结构非常相似；但从整体(长程)来看，熔体不像晶体那样原子在三维空间内连续地有规律地排列，也不像晶体那样一个晶体只含有一种结构单元，而是多种结构单元(岛、链、席、网等)共存于同一熔体中。 2)在硅酸盐熔体中存在着桥氧、非桥氧和自由氧三种结构状态，三种氧结构状态的比例和分布，是决定熔体聚合程度的基本因素。桥氧为连接相邻两个SiO四面体的氧，它与两个Si离子(或

5、其它四次配位阳离子)相邻，表示为SiOS山非桥氧是连接一个Sit离子(或其它四次配位阳离子)和一个非四次配位阳离子的氧，表示为SiOM；自由氧指与除Si离子及取代Si的四次配位阳离子以外的金属阳离子相连接的氧，表示为MOM。显然，熔体中桥氧的比例越高，熔体的聚合程度也越高。3)阳离子的种类对硅酸盐熔体的结构有重大影响。阳离子的电负性和电离势直接影响到非桥氧的生成焙和熔体的混合自由能，影响到三种结构态氧在熔体中的量比和分布状态，从而影响熔体的聚合程度。根据阳离子对聚合作用的贡献，可将它们分为两类：(1)成网阳离子，在熔体中一般与氧呈四次配位，位于Si(T)O四面体中心，起着形成网络、增强聚合程度

6、的作用，如Si4、Ti”、一部分A1“和Fe”以及在Al”iSi替换中起平衡电荷作用的Nat、K等离子；(2)变网阳离子，位于Si(T)O四面体之间，与氧呈六次或更高次配位，起着降低聚合程度的作用，如Fe”、Mn2、Mg”、Ca及一部分Al”、Fe”、Nat、K等。阳离子的结构作用很复杂。这是因为阳离子种类繁多，结构作用各异，相互影响也较大，而且有的阳离子的结构作用有两重性，有的阳离子还有价态的变化，而不同价态的结构作用不同。因此，对硅酸盐熔体结构的研究，实际上主要集中在对阳离子结构作用的研究上。 4)挥发份对熔体结构的影响也是巨大的。根据结构作用的不同，挥发份可分两类。一类以H zO为代表，

7、包括H zS、HCl和HF等，它们溶解于岩浆时破坏桥键，降低桥氧的比例，导致熔体的解聚作用，其直接结果是大大降低熔体的固相线温度和熔体的粘度，提高熔体的电导率。另一类以C02为代表，包括P 20s和SO 2等，它们溶解于岩浆时破坏非桥键，降低非桥键的数量比，使熔体的聚合程度提高。这两类挥发份在岩浆熔体中的结构作用不同，因而在岩浆过程中的作用也根本不同。例如，在上地幅橄榄岩发生部分熔融的过程中，由于H20和COz在硅酸盐熔体中的结构作用相反，所产生的岩浆性质也截然不同。在富H 20条件下，产生比较富硅的石英拉斑玄武岩浆；而在富C02条件下，产生比较富碱贫硅的岩浆，如碱性玄武岩浆、碧玄岩浆和金伯利

8、岩浆等。3岩浆演化过程中元素的活动规律(1)主要元素的地球化学行为主要元素包括O、Si、A1、Fe、Ca、Mg、Na、K八种元素，这些元素又称造岩元素，它们共占岩浆质量的90以上，是岩浆作用的主导元素。这些元素不仅直接导致了岩浆岩的形成，而且制约着微量元素的分散和富集。 同其他主要元素的电子层结构相比较，氧是唯一作为阴离子存在于岩浆中的。显然，氧可以与那些半径小、电价高、极化力强、离子电位高的元素(如Si“，有时A1”)呈配位键结合，形成络阴离子，即SiOd和A1035。而氧与Nat、K、Mg”、Fe2、ca z等元素相互作用时，只能成离子键结合。这些元素在争夺氧方面根本不能与硅和铝相比，除非

9、在硅和铝极少的情况下，Fe34、Mg”、Fez能替代之，一般均不能与氧形成络阴离子，而只能在硅(铝)氧络阴离子之外，呈典型的自由离子。 在岩浆演化过程中，随着硅氧络阴离子团聚合程度的增高(岛状、单链、双链、层状和架状)，公用氧的数目不断增加，因此氧的有效电价逐渐降低，从而吸引阳离子的能力逐渐减弱(表81)，这决定了不同聚合程度的硅氧络阴离子与不同的阳离子相结合。MglFe、Ca、Na、K这些元素的晶体化学性质表明它们的极化能力依次降低。因此，Mg”、Fez倾向与那些有效电价高的硅氧络阴离子结合，而Ca24、Nal、K则倾向与有效电价低的络阴离子结合。由此可见，岛状和链状的硅氧络阴离子与Mg”、

10、Fe结合形成橄榄石和辉石、单链和双链的硅氧络阴离子与Ca24、Mg”、Fe结合形成辉石和角闪石以及层状和架状的硅氧络阴离子与Ca2、Nat、K结合形成云母和长石，在能量上最合适。这就清楚地表明，这些元素自岩浆中析出的顺序是：MgFeCaNaK。 主要元素在岩浆中析出的顺序除决定于元素本身的特点以外，这些元素在岩浆中的浓度以及其他元素的影响，都可以在一定程度上改变它们的析出顺序。但在一般情况下，随着岩浆的演化，主要元素的析出有着明显的规律性：从超基性岩一中性岩i酸性岩，MglFe含量递减，Na、K含量递增，Ca在基性岩中含量最高，氧和硅的含量变化不甚明显，但也有向岩浆晚期富集的趋势。(2)微量元

11、素的地球化学行为 岩浆岩中微量元素通常指在岩浆岩中含量在1以下的元素，呈分散状态的微量元素基本上有两种存在形式：一种呈非类质同象形式存在，如在矿物中形成微包裹体、被矿物吸附和在矿物之间呈分子状态等；另一种是呈类质同象形式存在于其他矿物中。 形成非类质同象混入物的主要控制因素，包括类质同象混入物的分解、吸附以及硅酸盐熔体结晶作用的条件等等。例如，在高温条件下Zn2可以类质同象方式进入黑云母和角闪石的晶格，置换其中的Mg和Fe2，但温度下降后，这一类质同象混入物便可被分解出来转变为呈非类质同象形式存在。 在岩浆中晶体化学规律对于控制微量元素的活动十分重要。矿床形成的可能性在很大程度上取决于这些元素

12、是否呈类质同象混入于主要造岩矿物的晶格中。若与它们形成类质同象，则这些元素部分或全部趋向于分散。例如Rb和Cs在花岗岩中的活动就是很好的例子，Rb的各种地球化学参数与主要造岩元素K很相似，因此它在岩浆结晶过程中几乎全被钾矿物所“捕获”。但Cs却与Rb不同，它不进入那些造岩矿物中，虽然它在花岗岩中的含量较Rb4氏得多，但它却能集中于岩浆晚期的花岗伟晶岩中，并能形成独立的矿物艳榴石。 控制类质同象的基本国素包括键状、晶体化学性质、置换的能量效应和置换时的物理化学条件等。1起基性岩和基性岩主要岩类的地球化学特征 超基性岩和基性岩中的元素，除在地壳中分布较广的Si、O、Mg、Fe外，还有Ti、Cr、N

13、i以及C、Na、A1、P、S(C1)、Ca、V、Mn、Co和铂族元素等。这些岩石具有以下地球化学特征。 1)岩石中主要元素的原子序数为偶数(如Mg、Si、O、Ti、Fe、Ni、Cr、S、Ca、Pt等)。这些元素的含量占总原子数的97以上，这一规律突出地表现在超基性岩中。在基性岩中，由于Na、K、A1加入长石晶格，奇数元素的数量略有增加。 2)岩石中元素的原子核结构大多属4q型，例如o(16)、Mg(24)、Si(28)、S(32)、Ca(40)Ti(48)、Cr(52)、Fe(56)等。这些元素的原子核稳定性最大。 3)岩石中的元素，以电价为偶数的元素(如Mg”、Fe2L、Ni”、Ti等)为主

14、，电价为奇数的元素(如Na4、K、A1”等)较少。4)超基性岩和基性岩浆的结晶，是在缺氧条件下进行的，其中的元素常处于低氧化状态，例如，这一时期形成的铁的硫化物，主要是磁黄铁矿而不是黄铁矿。 5)超基性和基性岩中类质同象极为发育。等价置换的，如橄榄石是中Fe置换Mg”，普通辉石中Mn 2置换Fe”，橄榄石中Ni和C。z4置换Fe和Mgi，铂族元素的相互置换等等。异价置换的，如Sc”加入镁硅酸盐的品格，钦矿物中存在有Nb”和Ta”；自然铂中存在有Fez和Cu”；磁铁矿中存在的)4i和V”以及Mg”、铬尖晶石中存在Fe和A1等。 6)这类岩石的矿物中经常聚集铁族元素(Ti、V、Cr、Mn、Fe、C

15、o、Ni)。这些元素的离子具不对称性，故染色性高，顺磁性显著，从而使这类岩石具有很深的颜色和很强的磁性。 7)这类岩石中矿物晶格能较大，这就决定了这些矿物具有一定的工艺技术价值，如高硬度(金刚石、尖晶石、铬铁矿)、化学稳定性(金刚石、刚玉、铂族元素矿物、石棉等)和耐高温(刚玉、铬铁矿、石墨、滑石)等。 根据Mg()FeO比值的不同，有人将我国的超基性岩和基性岩分为5种类型：镁质超基性岩(MgOFeO6，5，一般变化于6514之间)、铁质超基性岩(MgOFeO比值介于265之间)、富铁质超基性岩(MgOFeO比值介于o52之间)、铁质基性岩(MgOFe()2)和富铁质基性岩(MgOFeOo5)。

16、显而易见，由超基性岩向基性岩变化时，Mg逐渐减少，Fe z相对增加，因此MgOFe()比值不断下降。 2花岗岩类 花岗岩类岩石中的常见元素有Li、Be、B、F、Na、A1、Si、P、Cl、K、Rb、Y、TR、Zr、Hf、Nb、Ta、W、Sn、Mo、U、Th等。它们组合成花岗岩类岩石中特有的矿物：(1)主要矿物为石英、微斜长石、正长石、酸性斜长石、黑云母和白云母；(2)副矿物包括铬石、磷灰石、稠石、褐帘石、独居石、电气石、锡石、萤石、金红石等。 在Ch叩pell和White(1974)L3s将花岗岩划分为S型和I型的基础上，Pitcher(1982)L5d认为“不同成因类型的花岗岩类代表不同的活

17、动带”，也就是说，特定的构造环境将产生特定的花岗岩。据此，他把花岗岩分为5类：(1)海洋岛弧型(M型)：以大洋岛弧型斜长花岗岩为主；(2)活动大陆板块边缘型(科迪勒拉I型)：以大量辉长岩、石英闪长岩组合为代表；(3)造山期后隆起型(加里东I型)：以花岗闪长岩和花岗岩为主；(4)克拉通稻皱带和大陆碰撞带型(S型)：为过铝质花岗岩组合；(5)稳定稻皱带和克拉通官隆和裂谷型(A型)：为碱性花岗岩组合。表82为Pitcher提出的分类。显而易见，这些不同成因类型的花岗岩类，且有不同的地质地球化学特征。与超基性和基性岩相比，花岗岩类岩石中元素的地球化学特征明显表现出以下几个规律：(1)除在地壳中分布最广

18、的Si和O外，原子序数为偶数和电价为偶数的元素，特别是4q型原子(如Fe、Ca、Mg)的含量大大降低，而原子序数为奇数，电价亦为奇数的元素，如A1的含量则大为增加；(2)碱金属元素K、Na、Rb、Cs的含量大大增加，Si的含量也明显升高；(3)半径大的Y、TR、Zr、Hf、Nb、Ta、Th、U和半径小的瓤、Be、B等元素的含量均有增加；(4)易成挥发性化合物的F、Cl、P、OH等元素，其含量也明显升高。3碱性岩类 碱性岩在矿物成分和化学成分上都有着与其它岩石完全不同的特点。在矿物成分上的特点是：(1)长石成分以碱性长石(正长石、微斜长石、钠长石)为主；(2)一般含有霞石，其它副长石矿物如白榴石

19、、方钠石、渤方石、蓝方石、钙霞石、方沸石等也经常出现；(3)铁镁矿物往往是碱性的，如霓石、霓辉石、钠钙闪石、铁锤云母等；(4)副矿物相当复杂，常见的有钻石、磷灰石、棍石、萤石等，有时还可见钻和钻的复杂硅酸盐，如异性石、闪叶石、硅饰铁矿、烧绿石、钦铁矿以及钦磁铁矿等。在岩石化学成分上的特点是：(1)Si02的含量较酸性岩低，Al z02也相对不足；(2)碱金属元素特别是Na、K的含量很高；(3)具有大量的挥发份，如F、C1、COz和OH等；(4)Nb、Zr、TR、“J、Th等稀有元素能集中形成独立矿物或矿床。碱性岩的主要代表是霞石正长岩。根据化学成分的不同，可以将霞石正长岩分成两类：一类是钠质火

20、成岩，特别富含Na和Fe，K zO十Na 2()A1z()21，这种碱性岩具有与其它岩石相反的结晶顺序，一般是Zr、Ti和Fe的化合物析出较晚；另一类是云霞正长岩，富含钾、结晶顺序正常。这两类碱性岩的岩石化学和地球化学特征见表83。 在钠质火成岩中，由于SD 2含量不足，故不能形成石英，甚至不能全部形成长石，而只能形成霞石等似长石矿物，后者不能与石英共生。 由于钠质火成岩中含有大量的Na，而Si和Al相对不足，放在形成似长石和长石以后，岩浆熔体中Si和A1的浓度大大降低，从而使熔体中没有足够的络阴离子与碱金属离子彼此结合，以保持系统的平衡。这时就只有通过阳离子中的两性元素(如Zr、Ti、Nb、

21、Ta、Be等)，与氧结合成络阴离子，再和Na、K结合。Ti、Zr、Nb、Ta、Be等两性元素在Si、Al含量很低时，形成Tiod”、LZrO*”、Nb041”、Ta()d13、BeOd等络阴离子，这些络阴离子与SOd连接形成许多复杂硅酸盐矿物，如异性石、星叶石等，Nb、Ta、Zr、Be等稀有元素大量地分散在这些矿物中，而不能形成独立矿物。三、火山作用地球化学 火山岩浆主要起源于上地慢(特别是软流圈)。由于地怪物质部分熔融作用而产生的熔浆，沿火山通道上升到达地表，即表现为火山作用。但一些浅源火山作用的岩浆则来自地壳深部或硅铝层(有时深度只有56km)。 火山作用的产物有三种：(1)气体喷发物：成

22、分有H zO、Hz、N 2、C021、SOz、H zS、HCl、HF和CH4等；(2)液体喷发物：指各种熔浆，最主要的为硅酸盐熔融体，喷发形成各种熔岩；(3)固体喷发物：有火山灰、火山砂、火山砾、火山渣和火山弹等。1不同构造环境火山作用的地球化学 火山岩系列常被用来定义火山岩组合。同一系列中的火山岩是岩浆长期演化的产物，表现在矿物成分和化学成分的变化上具有明显的规律性。都城秋穗将火山岩归纳为三个系列：拉斑玄武岩系列、钙碱性火山岩系列和碱性火山岩系列。随着结晶分异作用的进行，拉斑玄武岩系列的Fe()(Feo十o9Fe z03)和Ti02逐渐富集，而钙碱性火山岩系列则趋于减少。具相同SiO 2含量

23、的岩石，FeO xMgo不同，即拉斑玄武岩系列岩石的FeO xMgO大于钙碱性火山岩系列岩石，且后者A1zO：、K zO含量较高。拉斑玄武岩系列一般自玄武岩开始，整个系列Si()z含量变化幅度为4863；钙碱性火山岩系列自安山岩开始，S旧z含量变化幅度为52一70；碱性火山岩系列随着Si02含量的增加，FeO xMgO、FeO x和TiO 2含量均增加，这点与拉斑玄武岩相似，但碱金属含量比其他两个系列都高?其中也可分为钠质和钾质两个系列。火山岩浆活动与环境关系的研究多从两方面着于。一方面是在已知构适外境的情况下，研究该地区的火山岩岩石学和地球化学特点；另一方面正好相反，从某地区火山岩岩石学和地

24、球化学特征出发，研究该地区的构造环境。大量研究表明，不同地质构造环境的火山活动及其地球化学特点是不同的。三个不同系列火山岩的分布与构造环境的关系见表8，4。根据岩石的地球化学特征来判断其形成环境的实例很多。例如，美国加利福尼亚州的喀斯特地区，其南端的拉森区有三种岩石：低钾橄榄拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩和安山岩。低钾橄榄拉斑玄武岩的主要特征是，主要元素和稀土元素成分没有明显的变化，SiO z(48一495)、K z()(04)和Sr(4O×10)含量都很低，里近于平宜的REE分布模式，Eu为正异常；与此相反，在一定的SD2含量条件下，钙碱性玄武岩中不相容元素的含量变化很大，例如，当SiO

25、z含量为53时，K 20含量为o252o，Sr含量为4o×lo一12×lO“。而一些低钾安山岩，其Sr含量可达15×10“，而且所有钙碱性熔岩的IJaSm和SmYb比值都大于球粒陨石，其REE分布模式呈双凹状(即由La到5m的分布曲线向下凹，Gd到Yb的分布曲线向上凹)。 低钾橄榄拉斑玄武岩由开始喷发到结束，其成分无变化，且含有较高的相容元素(Mg65×10“，Ni1o×10“，Cr15×10)，没有斑晶堆积，：SrSr初始比值大于o7036。由此可以认为，这些特点符合原始岩浆的成分，并且有“大陆”特征；钙碱性熔岩的分析结果表明，该熔

26、岩属于“大洋”(近似MORB)型，其“Sr“。Sr初始比值小于o7034；低钾高银安山岩也代表原始成分，因为这种特殊的安山岩的同位素组成近似于M()RB型，所以它不可能来源于低钾橄榄拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩母岩浆。 钙碱性岩系常常被认为是会聚板块边缘的特有产物，但北智利的晚石炭世至三叠纪安第斯火山岩却以富硅质的凝灰岩和熔岩流为主，具有大陆层状富硅火山岩的特点，属双峰式钙碱性岩系。这种富硅质火山岩以Ba、Sr含量高而K、Na含量低为特点，所以其形成环境被认为属于板内扩张大陆环境。2各类火山建造的地球化学特点 火山建造亦常被用来定义火山岩组合。同一火山建造的火山岩组合，虽然时代上可以不一样，空间上

27、可以出现于不同的地区，但它们都属于同一类型地质构造条件下的产物，大体处于不同造山旋回的相类似的发展阶段上。 根据火山作用与造山作用的关系，可以将火山作用划分为前造山期火山作用、晚造山期火山作用和后造山期火山作用。随着一个地区由活动趋于稳定，这三类火山作用可以出现于同一地区的不同发展阶段。火山建造主要有八种类型，它们与造山作用的关系见表1)细碧用斑岩建造 造山运动前的海相喷发物。细碧岩的Si()2含量落入玄武岩范畴，但钠含量超过玄武岩，Na z)含量4，TiOz含量较高，Ca()和MgO含量稍低。地球化学持征是Na、硫化物、Ti、Ca的活动性强而K的活动性弱，常形成FeCu硫化物的富集。 2)变

28、拉斑玄武岩建造 造山运动前的海相喷发物，是一种浅变质的拉斑玄武岩。与纳碧岩的区别是，变拉斑玄武岩的NazO含量低、CaO含量高、CaoNa zo为35，且KzO含量一般小于03，显著低于大陆拉斑玄武岩的钾含量。变拉斑玄武岩的特点与大洋拉斑玄武岩十分接近。细碧岩可能是变拉斑玄武岩的一种特殊相。 3)安山岩建造 安山岩主要分布于环太平洋年轻造山带中。中间地块和古陆台边缘也可见到这种建造，往往是陆相中心式喷发。安山岩建造存在两个主要演化方向：一是向酸性演化(安山岩一英安岩一流纹岩)；二是向碱性方向演化(安山岩一粗安岩一粗面岩一碱性租面岩)。前者主要出现于隆起带，构造活动比较强烈，岩浆房不断扩大并上升

29、位移进入地壳上部圈层，因此岩浆必然越来越酸性；后者相对来说主要见于助陷区，由于构造活动渐弱，逐渐趋向稳定，岩浆层处于相对稳定状态，有利于碱金属在岩浆分异过程的较晚期集中。这类建造的次火山岩和浅层侵入体是寻找Cu、Mo、Fe矿床的主要对象。 安山岩建造的地球化学特征是钾的活动性强，SiOz较富，CM、Mo、Au、Ag、Fe、Pb、Zn、As是其较为特征的富集元素。 4)粗面安山岩建造 以碱金属含量普遍偏高为特点，而且演化愈到后期愈富。特别是K 20含量，远远超过一般安山岩建造，基性元素则比一般安山岩建造明显减少。长江中下游一些沿江火山岩盆地，可作为该建造的代表。有Fe、Cu、S等元素富集成矿。

30、5)流纹岩建造 一般见于造山运动晚期的构造隆起阶段，经常是陆相喷发。我国东部沿海地区广泛发育保罗白至纪火山岩系，流纹岩建造在其中占有很重要的地位。 这个建造中的流纹岩次火山花岗岩组合比火山岩略偏酸性，富SiOz，或略偏碱性，富Na20十K 20。A120：常过饱和。地球化学特征是富含W、Sn、Mo、U及稀有、稀土金属元素。 太古宙后的流纹岩大部分局限于地壳厚度较大的大陆地区；大洋区多是碱性流纹岩，可能是玄武岩浆的分异产物。大量的流纹岩和流纹质熔结凝灰岩高钾、富铝和硅，RbSr、：Sr“Sr明显地高于基性岩和中性岩，表明本类岩石的岩浆主要来自硅铝层。 6)泛流式拉斑玄武岩建造(暗色岩建造或高原玄

31、武岩建造) 主要见于稳定的克拉通地区，为陆相喷发产物。SiOz含量为49一51，Na zO十KzO含量较低，通常为15一3o。泛流式拉斑玄武岩与大洋拉斑玄武岩区别不大，仅K zO含量略高，可能是受硅铝层混染的结果。这类建造以Fe、Ti、V、Cr、Ni等元素的高含量为特征。钒钦磁铁矿、铜镍硫化物矿床为其重要矿化类型。 7)碱性橄榄玄武岩建造与大断裂有明显关系，时代较新，一般是第三纪和第四纪，大多分布于大洋岛屿上。我国东部也是这类建造的典型。与大洋岛屿相比，我国东部的K zO含量显著地超过世界各地的平均含量。关于玄武岩的成因，普遍认为是地幅部分熔融产生的。根据实验，当压力相当于15km的范围内，分

32、熔出来的是石英拉斑玄武岩，1535km为高铝玄武岩，3575km为碱性橄榄玄武岩。太平洋西岸玄武岩的分布也反映出这一规律。日本靠大洋一侧为拉斑玄武岩，日本海、朝鲜和我国东北为碱性橄榄玄武岩，二者之间为高铝玄武岩。 8)碱性玄武岩建造(超基性碱性岩建造) 出现于稳定地区，同深大断裂密切相关，经常为中心式喷发，与伴有碳酸岩的超基性碱性侵入体有共生关系。Nb、TR、zr、Fe、Ba、Sr、P等为其特征的成矿元素。含金刚石的金伯利岩可能与其有成因联系。第二节 沉积作用 相对于岩浆作用和变质作用，沉积作用包括风化、搬运、沉积和埋藏成岩在内的沉积岩形成的全过程。 在沉积岩形成的过程中，除物理状态的明显变化

33、(压实、固结)外，还有原始物质的分解、新生物质的形成，以及与之相伴的元素的活化迁移与重组等地球化学变化。下面就从母岩风化、搬运沉积和埋藏成岩等几个方面来简要论述沉积岩形成过程中的地球化学问题。一、母岩风化地球化学 组成沉积岩的沉积物质的可能来源有：(1)陆源母岩风化产物；(2)生物源一生物残骸和有机物质；(3)深源火山喷发物和热泉喷发物；(4)空源字宙尘和其它地外物质。其中母岩风化产物，是沉积物最主要的来源，也是构成主要沉积岩的基本物质。如母岩风化的碎屑物质是构成陆源碎屑岩(砾岩、砂岩、粉砂岩)的主要成分；不溶残积物质是泥质岩的主要成分；溶解物质则是构成化学或生物化学岩(碳酸盐岩和蒸发岩等)的

34、主要成分。 沉积物的母岩，即先成岩，可以是岩浆岩、变质岩，也可以是先成的沉积岩。母岩风化是指地表岩石在温度变化、大气、水、生物等因素作用下，发生的机械破碎和化学变化。按作用性质，可分为物理风化、化学风化和生物风化。其中化学风化是母岩风化的重要方面。化学风化过程中伴有一系列的地球化学变化，如矿物相的转变、元素的活化迁移等。 1矿物相的转变 母岩中的一些原生矿物相，尤其是深成母岩中的原生矿物相，在地表条件下往往是不稳定的，在风化过程中常常被分解并向地表条件下稳定的矿物相转变。如辉石相变为蒙脱石、斜长石相变为伊利石等。 在风化带中，矿物相的变化具有明显的阶段性，一种原生矿物随着风化程度的加深，通过一

35、系列中间阶段，依次形成一些过渡性矿物，然后转化为与风化环境取得平衡的矿物。下面是一些造岩矿物在风化过程中的相变规律： 辉石一绿泥石一水绿泥石i蒙脱石i多水高岭石一高岭石； 黑云母一蛙石一蒙脱石一高岭石； 钾长石一绢云母一伊利石一高岭石。 在风化带中，各种造岩矿物的稳定性不同，它们抗风化的能力也有明显的差异。Goldish(1938)和Blatt等人(1972)经过研究，总结出风化带中矿物的稳定性序列(图81)。该稳定序列与鲍温的结晶反应系列完全相同，但两者意义不同。在稳定序列中自上而下稳定性增加，表明矿物的结晶条件愈接近地表，在风化带中稳定性愈高。矿物的稳定性与其化学成分具有一定的相关性，据此

36、，Reiche(1950)提出用风化势能指数(H尸J)来表示矿物的稳定性。其计算公式为： W尸J100×K 20十Na 20十CaO十MgO十H 20Si02十Alz02十Fe 20：十MgO十CaO 十Na 20十K 20 指数愈大，稳定性愈小。2元素的活化迁移 母岩风化过程中元素的活化迁移主要表现在一些元素的淋滤分散和另一些元素的残积富集。各种元素在特定的风化条件下活化迁移的能力是不样的，亦即各种元素从母岩中析出的难易程度不同，因而造成不同元素按一定顺序从母岩中分离出来元素的风化分异。 波雷诺夫(1934)首先提出可用河水中元素的含量与该河流域的岩石中相应元素的比值，来判断元素的

37、相对活动性。彼列尔曼(1955)在此基础上，提出用“水迁移系数足来衡量元素在风化带中的迁移能力。此系数为河水干渣中的元素含量与该河流域岩石中相应元素含量的比值。K值愈大，表明该元素的迁移能力愈强。“水迁移系数”的计算公式如下：式中：尺一元素的水迁移系数；2x元素在河水中的含量(mgU；“矿物质残渣总量(mg1)；z元素在该河流域岩石中的平均含量()。 根据计算，彼列尔曼将风化带中的元素分为五类： 1)最易迁移元素(久”×10n×lo)：C1、Br、I、S； 2)易迁移元素(Kn一”×10)：Ca、MglNa、F、Sr、K、Zn、Pb；河水中 3)迁移元素(久n&#

38、215;10“一n)：Cu、Ni、Co、Mo、V、Mn、P、Si(硅酸盐中)； 4)弱迁移元素(尺22×10)：Fe、AL、引、Sc、Y、REE； 5)几乎不迁移元素(K钧”×lo“。)：Si(石英中)。 上述每一类元素又是按“水迁移系数”降低的顺序排列的。从迁移序列中可看出，各种元素的迁移能力相差很大。这就形成了原来共生的元素在风化过程中因迁移能力的差异而发生分异。迁移能力最强的Cl、S等元素最先从风化带中流失；其次是Ca、Mg、Na、F等；K、Mn、P等元素迁移能力相对较弱；A1、Fe、Ti等迁移能力很弱，往往残留原地形成红土或铝土。 在风化带中，不同的风化阶段，元素的

39、活化迁移也有一定的规律： 1)碎屑阶段：以物理风化为主，元素几乎不发生迁移。 2)饱和硅铝阶段：岩石中如有氯化物和硫酸盐将全部溶解，Cl和S()d全部被带出。然后在C()z和H z()的共同作用下，铝硅酸盐和硅酸盐矿物开始分解，游离出I(、Na、Ca、Mg，其中Ca和Na的流失要比K和Mg容易。这些阳离子的存在，使介质呈碱性反应，致使一部分Si()2转入溶液。这个阶段形成的粘土矿物有蒙脱石、伊利石、绿泥石等。同时，碱性条件下难溶的碳酸钙开始堆积。3)酸性硅铝阶段：碱金属和碱土金属大量被溶滤，Si02进一步游离出来。随着有机质分解形成大量有机酸和C02，使环境介质转为酸性。上阶段形成的矿物进而转

40、变为在酸性条件下稳定的不合碱金属和碱土金属的粘土矿物高岭石、埃洛石等。 4)铝铁土阶段：此阶段铝硅酸盐矿物彻底分解，碱金属和碱土金属全部游离出来，SiO!也大量流失。可迁移的元素几乎全被带走，剩下的主要是铁和铝的氧化物及部分二氧化硅。搬运沉积地球化学 如前节所述，母岩风化的产物可分为三类：碎屑物质、不溶残积物质和溶解物质。其中碎屑物质、不溶残积物以机械方式搬运和沉积，其搬运和沉积作用受流体力学定律所支配；而溶解物质常以化学方式搬运和沉积，其搬运和沉积作用受物理化学和地球化学定律所控制。 溶解物质的搬运方式主要有两种：即胶体溶液和真溶液。溶解物质以何种方式搬运，取决于该物质的溶解度和介质条件。地

41、表条件下，Al、Fe、Mn、Si的氧化物难溶于水，常呈胶体溶液搬运；而Ca、Na、Mg的盐类则常呈真溶液搬运(图82)。1胶体溶液的搬运与沉积地表常见的胶体化合物见表86。胶体溶液与真溶液比较有如下特点：离子团较大；表面带有电荷，带正电荷的为正胶体，带负电荷的为负胶体；正负胶体普遍具有吸附现象。胶体溶液的搬运和沉积取决于肢体在搬运介质中的稳定性，而胶体的稳定性又受下列因素的影响：1)胶体粒子的布朗运动；2)带电胶体粒子间的相互作用；3)带电胶体粒子与溶剂间的亲和作用。 沉积介质中搬运的胶体，当条件发生变化，胶体溶液失去稳定性，就会发生聚沉。促使胶体凝聚和沉积的因素主要有： 1)相互中和：带有相

42、反电荷的两种胶体相遇，因电荷中和而发生凝聚。例如，带正电荷的氢氧化铁胶体与带负电荷的二氧化硅胶体中和形成含二氧化硅的褐铁矿；三氧化二铝胶体与二氧化硅胶体中和，凝聚晶化形成高岭石，其反应过程如下： 2A120：。nH zO十4Si02·”H 20Ald(SidOlo)(OH)：十nHzO 自然界中负肢体多于正胶体，故正胶体易于在搬运早期就中和沉淀，而负胶体常可搬运得更远。 2)电解质作用：加入电解质后可使胶粒表面吸附的带相反电荷的离子中和，从而使胶体的扩散层变薄，电动电势降低，导致胶体失稳而凝聚。海水中含有大量电解质，当河流携带的胶体与海水相遇，就可形成凝胶沉淀。因此在三角洲和海岸沉积

43、中常可见到大量粘i和氧化硅等胶体沉积物，有时可聚集成铁、锰、铝等沉积矿床。 3)蒸发作用：胶体溶液的蒸发浓缩也会引起胶体凝聚，原因是一方面浓度增大造成胶粒碰撞的机会增多，另一方面蒸发浓缩也使溶液中电解质的浓度增大。 除上述主要因素外，沉积介质的pH值也对胶体的凝沉产生影响。如高岭石在酸性介质中(pH68)发生凝聚，而蒙脱石在碱性介质中(PH78)才能凝聚。此外，pH值对两性胶体也有明显影响。2夏溶液的搬运与沉积 溶解物质中的氯、硫、钙、钠、钾、镁等常呈真溶液的方式搬运；有时铁、锰、铝等也可呈真溶液的方式搬运。 真溶液的搬运与沉积主要取决于搬运物的溶解度或溶度积(K”)。当溶液中某种物质的离子浓

44、度超过其相应的溶解度或溶度积时，该物质就会沉淀析出，反之则要溶解。例如，硬石膏的溶度积为(61×10“)，当溶液中CazS0261×10时，就有硬石膏沉淀，反之，加入硬石膏则会溶解。 真溶液的搬运和沉积受溶解度或溶度积的控制，而后者又受到介质pH值、Eh值、温度、压力、COz含量等因素的影响。 1)pH值：pH值的影响因溶解物质而异。有些物质的溶解度随pH值增大而增加，如二氧化硅在pH5时，其溶解度为109mg1，pH6时，为218mg1，pHU时则增加到378mg1。但有些物质恰相反，如CaC02在pH8时溶解度最小。因此在酸性介质中，Si02沉淀而CaCO 2溶解，而在

45、碱性介质中则相反。 铁、铝氢氧化物的溶解度与pH值的关系比较复杂。高价铁在pH23时呈Fe(OH)2的形式沉淀；pH为5时，呈Fe(OH)z的形式沉淀；当PH67时，如溶液中含有CO 2，就呈FeC()s形式沉淀。而铝在PH410时最为稳定，以AL(OH)：形式沉淀；而在PH4或10的强酸或强碱条件下则易溶解。磷与铝的情况相似。 2)Eh值：Eh值对铁、锰等变价元素的溶解和沉淀影响较大。铁、锰元素在氧化条件下呈赤铁矿、软锰矿沉淀；在弱氧化弱还原条件下，形成海绿石；在还原条件下呈低价的菱铁矿、菱锰矿沉积；在强还原条件下则生成黄铁矿、硫锰矿。而且，低价的铁、锰矿物的溶解比高价的要大数百倍以至数干倍

46、，因此低价铁、锰比高价铁、锰容易活化迁移。通常可将氧化还原系统中矿物相的稳定性绘成pHEh图解，在图上把各种反应的Eh值表示为pH值的函数。这种图解可以根据所有固相的自由能数据作出，可以编制各种浓度及各种化学成分的图解。图83是主要铁矿物的pHEh稳定区图解。 3)温度与压力：一般来讲，物质的溶解度随温度的增高而加大。在常温下，SiOz的溶解度很低，但随着温度的增高，其溶解度急剧增加。因此，在现代大洋或大陆热泉中，含有大量的SiOz，这些热泉喷溢后，随着温度的降低，溶解的Si02便以硅华或硅岩的形式沉淀下采。 。 此外，温度还可以改变化学反应的方向，降低温度有利于化学平衡向放热方向移动，反之则

47、相反。 压力增大时，化学平衡向着体积减少的方向移动，反之则相反。压力对溶解度的影响不大，但对溶液中C02含量的影响却很大。 4)溶液中C02含量：COz的含量对碳酸盐的沉淀和溶解影响很大，从下面反应式； CaCO：十C02十H zO七a(HC03)z可以看出，当COz含量增大时，平衡向右移动，碳酸钙溶解；COz含量减少，碳酸钙沉淀。 水中的CO z含量又与温度、压力有关。温度升高，COz含量减少，所以在热带及亚热带海水中可见到较多的CaCO：沉淀。压力增大，CO 2含量增加，因之地下水中COz含量比地表水多，所以在石灰岩溶洞及泉水出口处，常有石钟乳、钙华沉积。综上所述，溶解物质的搬运和沉积是与

48、一定的地球化学条件相联系的。埋藏成岩地球化学 沉积物沉积下来后，从松散状态到形成坚硬岩石还要经历一系列物理化学变化。这些变化主要有：压实、压溶、胶结、交代、重结晶和矿物的多相转变以及与其相伴的元素的活化迁移与重组等。下面就其中有关的地球化学问题作简要论述。 1矿物相的变化与自生矿物的形成 沉积物被埋藏后，由于物理化学环境发生变化，原先稳定的矿物在新的条件下不再稳定，从而导致矿物相的变化。在埋藏成岩阶段，矿物相的变化有多种形式，其中包括原有矿物的溶解、交代、重结晶以及多相转变等。 在新的环境条件下，一些原有的沉积矿物不再稳定而溶解。原有矿物溶解后可在沉积岩中留下溶蚀孔。有时一种矿物溶解的同时，另

49、一种新生矿物发生沉淀，以占据原有空间，这种现象在沉积学上称为交代作用。如方解石被白云石交代和碳酸盐被Sioz交代等。 沉积物埋藏后，温度压力增高，一些矿物在新的条件下，以溶解再沉淀或固体扩散等方式，使细小晶粒集结成粗大晶粒，这一过程称为重结晶作用。 沉积物埋藏后，一些结构不稳定的矿物相向结构稳定的矿物转变。沉积岩中，最常见的是文石和高镁方解石向方解石的转变；此外，沉积岩中还常见非品质SiOz转变为玉髓或石英。随着埋藏深度的加大，压力和温度的增加，还会引起粘土矿物的重结晶和相转化。一般情况下，随着埋深的增加，高岭石和蒙脱石会逐渐转变为伊利石或绿泥石。 在埋藏成岩阶段，除原有矿物的溶解和相变外，还

50、有新生矿物的形成。在沉积期后备阶段新生成的矿物，称自生矿物。常见的自生矿物有海绿石、绿泥石等硅酸盐矿物；方解石、菱铁矿等碳酸盐矿物；石英、蛋白石等氧化矿物以及黄铁矿、白铁矿等硫化矿物。这些矿物往往形成于特定的条件下，因此可作为判别成岩环境的重要标志。2元素的活化迁移与重组 沉积物埋藏后，在矿物相变化与自生矿物形成的同时，时常伴有元素的活化迁移与重组。不同的沉积物，活化迁移的元素类型与形式不同。下面以几种主要的沉积类型为例分别述之。 (1)砂岩：砂质沉积物埋藏后，与地层水相互作用，导致一些元素的活化迁移与重组。由于砂质沉积物的矿物成分主要是石英、长石和其它一些铝硅酸矿物，因此，活化迁移进入流体的

51、元素主要有Si、Ca、K等。 Si02十2H 2()一HSiO CaAlzSi 20：十2H 20十2C02一A1zSizO s(OH)十Ca2十2HCO： 2KAlSi()：十2C02十7H20一2K十A1zSi zO s(OH)d十4HSiOd十2HC()： 埋藏成岩阶段，一些元素进入流体的同时，另一些元素(Ca、Fe、Mg、Na等)则从流体转入固体：Ca2十2HC()2一CaCO：十COz十H zOFez4十2HC02一FeC02十COz十H 20Fe十2H 2SiFeS 2 2Sio 2十O5H zO十H十Na十CaAlzSi 20：一NaAlSi30g十O5A12Si z()s()H

52、)十Ca24 5MgCO：十A1zSi 20s(OH)d十Si02十2H 20M85A1zSi301。()H)s十5C02 稳定同依素研究表明(Longstaffe，1983)，砂质沉积物埋藏后，物质的迁移与重组有一定的规律。在浅埋较低温(20一40C)条件下，生成绿泥石矿物；在中低温(50一60C)条件下，生成碳酸盐矿物；埋深继续加大，依次出现石英的次生加大(6580C)和钠长石化(150土)。当然这一规律不是绝对的，物质的迁移与重组除受温度、压力影响外，还与沉积物成分及与之作用的流体性质有关。 (2)粘土岩：粘土质沉积物在埋藏成岩阶段，除可发生砂岩中所发生的元素的迁移与重组外，还有一些自身

53、的特点。 构成粘土质沉积物的矿物主要是粘土矿物，它们在埋藏成岩阶段最显著的变化是脱水脱硅： (Al，Mg)zSi d()l。(OH)z·”H zo十KKAlz(Si，A1)dOl。(OH)z十SiOz十nH z() 久1d(SidO?。)(OH)s十KKAt2(Si，A1)Ol。(OH)z十Si02十nH 2() 研究表明，除上述变化外，还有以下表87所列元素的带进带出(以蒙脱石转变为伊利石为例，表87，据Hower，1976)：(3)碳酸盐岩：最常见的碳酸盐岩是石灰岩和白云岩。因此，参与作用的金属元素主要是Ca、Mg5其次是Mn、Fe、Sr等。 研究表明，最初形成的碳酸盐沉积物的组

54、成矿物主要是文石或高镁方解石。而这两种矿物在埋藏成岩阶段是不稳定的，因此必然向稳定的矿物相转变。 文石是方解石的同质多相变体，在埋藏成岩阶段向稳定的方解石转变。这种转变主要表现为结构的变化，化学成分变化不大。 高镁方解石与普通方解石比较，Mg的含量较高(MgCO：摩尔含量可达18)、晶格稳定性较低。在埋藏成岩阶段，高镁方解石有两种变化趋势：1)去镁转变为普通方解石；2)加镁转变为白云石。前者往往是高镁方解石与低盐度流体相互作用所致；后者则往往是在高镁方解石与富镁高盐度流体相互作用的产物。 需要指出的是，混入原始碳酸盐沉积物晶格的微量元素，如Fe、Mn、Sr、Ba等，经成岩变化，往往被排出而进入

55、流体。1盐度四、沉积环境的地球化学标志 盐度是划分沉积环境、区分海陆相沉积物的重要指标。不同盐度条件下形成的沉积物，其元素分配和同位素组成不同，据此，可判别沉积环境的盐度。 (1)元素地球化学标志：在沉积作用过程中，沉积物与介质之间存在着复杂的地球化学平衡，不同元素在不同环境中的含量相比值就会存在差异，这是元素地球化学标志的理论依据。下面介绍几种常用的判别标志： RbK比值：研究表明，海相沉积物的RbK比值往往大于o05，半咸水沉积物的介于003至O05之间，淡水沉积物的则往往小于003。 BGa比值：海相沉积物的BGa比值大于4，而淡水沉积物的则小于3，半咸水沉积物的介于二者之间。 SrBa

56、比值：SrBa比值与盐度呈正相关关系，据统计，比值大于1者多为海相沉积，小于l者多为陆相沉积。 此外，Cr、Cu、州、V等元素的含量，在海陆环境中也有明显差异，一般情况下，海相沉积物比陆相沉积物高三分之一至一倍。 (2)同位素地球化学标志：一些同位素分馏与环境盐度存在一定的相关关系，比如，在一定温度下，氧同位素与海水盐度大致成正相关关系(图84)，因此，根据沉积物某些同位素的组成，便可了解其形成环境的尧度。 Keith和Weber(1964)根据氧、碳同亿素组成，提出了一个区别海、陆相碳酸盐额积的经验公式：22048(613C十50)十O498(6IO十50)。Z120时为海相，Zl 2(时为陆相。2温度日前判别环境温度的有效方法是同亿素测温。在沉积环境氧同位素组成不变的情况下，与之平衡的沉积物氧同值素组成是环境温度的函数。表88是一组氧同位素测温的经验公式。白空纪的古环境温度是举世关注的问题。我们根据中国南方白空纪红层中同沉积碳酸盐矿物氧同位素的研究，推算出当时的古环境温度在30以上，证实了“白空纪比现代更温暖”的科学论断。 3氧化还原条件 氧化还原条件不仅影响元素的含量，而且还控制着元素的价态。如在氧化条件下，Fe、Mn等变价元素常以高价态存在，在还原条