岩石大地构造复习资料

1、岩石大地构造学(PETROTECTONICS)教师：张开均课程简介：本课程是地质学学科础课，是岩石学、地球化学、大地构造学和矿物学等基础学科的有机融合和发展。岩石是认识固体地球的主要信息载体，是地球化学的主要研究对象之一。在不同的板块构造背景下，可能产生不同的岩石或岩石组合。通过认识和研究这些岩石及岩石组合来理解地球特别是岩石圈板块构造的演变，恢复和确定特定区域、特定地质历史时期的板块构造环境，是本课程的目的。教学要求：通过本课程的学习，掌握岩石大地构造学的基本概念、研究内容、研究方法、研究前缘及其进展，能够在野外调查和室内分析的基础上，通过对矿物岩石学标志、地球化学标志等的甄别，确定特征岩石

2、和典型岩石组合，并进而合理地探讨岩石及岩石组合与岩石圈大地构造演化之间的关系。第一章 板块构造与地幔柱理论1.板块构造基本原理（Mid一ocean Ridges，Intracontinental Rifts，Island Arcs，Active Continental Margins，Back-arc Basins，Ocean Island，Continent）：固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层:上部刚性的岩石圈包括地壳和地慢最上部的橄榄岩层，和下部的塑性软流圈。岩石圈在侧向上又可由不同的板块边界划分为若干大小不等的刚性板块。彼此间在软流圈之上作大规模水平运动。相邻岩

3、石圈间水平运动有三种类型：在洋中脊裂谷带，两板块作背向运动 (离散)，产生新洋壳和海底扩张；在海沟一岛弧带位置上，两板块相向运动(汇聚)，伴随洋壳消亡或大陆碰撞；在转换断层处，相邻板块间发生走向滑动，洋壳既无新生，也无消减。在全球范围内，板块沿分离边界的扩张增生与沿汇聚边界的收敛消亡相互补偿抵消，从而使地球半径和体积保持不变。岩石圈板块运动的驱动力来自地球内部，最可能是地幔中的物质和热对流。2. 离散型板块边界：相当于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建

4、设型板块边界。离散型板块边界的典型：北大西洋洋脊，大洋中脊被东西向转换断层错开。3. 敛合（汇聚）型板块边界：由于洋壳俯冲消减产生的板块边界，由于板块相对运动，故应力以挤压为主，伴有地壳变形和大量岩浆活动，可形成造山带。可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界。（1）俯冲边界（相当于海沟）：可分为三种基本类型西太平洋型：弧后盆地一岛弧一海沟型，大洋向大陆的边缘俯冲，如西太平洋向欧亚大陆俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地一岛弧一海沟，如日本海-日本岛-日本海沟。其岛弧以陆壳为基底。为较成熟的俯冲类型。俯冲角度较大，主体为拉张的构造背景。智利型：陆缘弧一海沟，大洋板块沿陆缘俯冲于大火山

5、弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧基底为大陆壳，如东太平洋智利。此类型俯冲边界俯冲角度小，较为年轻，为挤压的构造环境，可形成大规模的高原（安第斯高原）。汤加型：大洋岛弧一海沟，岛弧以洋壳为基底，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳海沟一汤加弧体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。（2）碰撞边界：当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已全部俯冲消亡，两陆块直接碰撞，故称为碰撞边界，由于它使两个陆块缝合在一起，故又称缝合带。又可分为两种。陆陆碰撞：大陆大陆碰撞，典型的如印度次大陆和欧亚大陆沿稚鲁藏布缝合带碰撞，陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区域变质和岩浆侵

6、入活动。弧-陆碰撞：岛弧-大陆碰撞，如我国台湾岛弧和亚洲大陆的碰撞。规模稍小，力度弱。4. 转换型板块边界：即转换断层，其两侧板块作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消亡。大型大陆转换断层的实例是加里福尼亚的圣安德烈斯断层。5. 大陆边缘指一个大陆的边部：可分为（1）被动大陆边缘（大西洋型）；（2）活动大陆边缘（太平洋型）A 西太平洋型（海沟-岛弧-弧后盆地-大陆弧 型）B 安第斯型（海沟-大陆弧型）6. 板块运动模式：大洋板块从中脊形成后，地慢对流体像机器传送带一样，驮载着洋壳板块向两侧运动，到达海沟，遇到大陆板块时，由于洋壳板块密度大，位置低，便沿着海沟俯冲于大

7、陆板块之下，俯冲的洋壳板块达到一定深度时，即熔融而消失，洋壳俯冲殆尽后，大陆发生碰撞，形成造山带。7.威尔逊旋回：a.大陆裂谷，b.窄大洋，c.成熟大洋，d.消减大洋，e.残余洋，f.洋盆闭合-大陆碰撞。整体经历着一个从大洋俯冲大陆俯冲碰撞碰撞后。 Wilson旋回可以看出六个阶段中前三个阶段反映了大洋的形成和张开，后三个阶段则标志了大洋的收缩和关闭。扩张着的大洋，周缘广泛发育大西洋型大陆边缘，中脊大致位于大洋的中轴部位，收缩着的大洋，至少有一侧是太平洋型大陆边缘，大洋中脊位于偏于大洋的某一侧。 由Wilson旋回可以看出，大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回阶段，由于大洋盆地是全球最大的构造一地

8、貌单元，它占据了地球表面的大部分，大洋开闭的旋回主宰了地球表层活动和演化全局。在某种程度上可以说：大洋发展演化旋回是板块构造学说的一个总纲，它体现了板块理论的精髓。8地幔对流：板块运动机制解释：地球深部热源上涌，导致地幔内形成两个方向相反的对流环，可与茶杯中水的加热过程类比。洋脊部位是密度较小的热流上升处，海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处（因密度增大也起到拉动洋脊扩张的作用）。岩石圈板块运动可类比为自动式传送带。球演化过程中可能出现过幕式的全地幔对流（Larson et Hauri,1997），与 长时期的双层对流有重大不同。这两种地幔过程的相互转换和交替可能是地球阶性演化的重要内在原因。9地

9、幔柱的概念：地球深部核幔边界附近的高温低粘度层（D”层）可以产生柱状上升的热物质体。热物质体在经过地幔达到冷的岩石圈时，顶部常呈喇叭形张开，形成一个具有球状顶冠和狭窄尾柱的热物质体构造热幔柱构造。热幔柱巨大的球状顶冠在上升过程中可以引起地壳上隆和大规模溢流玄武岩火山作用（形成大陆或大洋溢流玄武岩），并且可以造成区域变质作用，地壳熔融作用及不同规模地壳伸展。随上覆板块运动，热幔柱狭窄的尾柱会产生一系列热点火山链。（1）地幔柱的地质作用：发育三条放射状裂谷（Eg. Red Sea、Gulf of Aden、Eastern African Rift），其中一条由于岩浆活动变弱而蜕变为（aulacog

10、en）拗拉槽-大洋盆地形成过程中的产物。（2）地幔柱与板块的相互作用：板块的漂移可能使地幔柱顶冠偏向板块漂移方向而不再对称。中国东部大规模岩浆活动与西太平洋超级地幔柱和地幔下降流可能有密切联系。（3）地幔柱的化学成分特征：构成热点的大洋岛玄武岩的化学成分能较好地反映地幔柱的化学成分特征（地幔探针）与大洋中脊玄武岩相比，大洋岛玄武岩富含大离子不相容元素，并且有较高的87Sr/86Sr和较高（？）143Nd/144Nd。据此CompbellGriffths（1992）认为热幔柱的化学成分特征反映元素源于富集型地幔（相当于下地幔）。有人认为在上升过程中，热幔柱头部化学成分是不断变化的，是有源区成分和

11、捕获的地幔成分复合的特征，而热幔柱狭窄尾部在上升过程中近于基本上不捕获周围地幔物质，因而其化学成分变化主要反映源区化学成分。（4）地幔柱的运动特征：热幔柱的活动需要一个热边界层，这样的热边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面（ 670km ），或是核幔边界的D”层，一般认为是启动于核幔边界的D”层 。Why？理论分析表明：要产生直径为1000km的热幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩，热幔柱只有启动于下地幔底部才能完成；热幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔（即下地幔）；如果D”层受到某种热扰动，其物质的粘度会降低，流动性增强，在热梯度的驱动下，所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界

12、层最低处汇聚，并在那里形成地幔柱。热幔柱上升速率是非常慢的，认为一个典型的热幔柱从D”层到达地表（或近地表）大约需要100Ma，其相对移动速度一般低于1cm/a，大规模的溢流玄武岩是热幔柱经过长期积累和捕虏周围地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物，在通道打通之前，热幔柱不可能快速上升，因为上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散失，从而减少地幔柱的活动能力。（5）地幔对流对地幔柱运动的影响：一个新生的热幔柱从D”层启动后,上升至地表要穿过整个地幔对流层，地幔水平对流会改变热幔柱的直立形态，使其发生弯曲倾斜，大洋中许多孤立火山岛屿是热幔柱受地幔对流作用弯曲变形的结果。但近年来许多研究证据表明，

13、地幔并非分层对流而是整体对流，对流速度很慢，尤其是下地幔基本上是无应力条件下的对流，因此，多数学者认为地幔对流对热幔柱不会有明显影响，所以热幔柱这种固定属性使其成为测量全球板块运动的最佳坐标系。（6）地幔柱构造与板块构造关系：丸山茂德（1994）指出，联合古陆中部链状地幔喷流的上涌，使大西洋张开，D”层成因的超级地幔柱在大西洋中脊之下呈链状排列，说明中脊被下面链状地幔喷流柱固定住，但多少出现了小范围的水平位移，如此，大西洋中的板块驱动力可能是核幔边界形成的地幔柱，即板块构造受到地幔柱构造的控制。在俯冲带位于北面（爪哇海沟）的印度洋和两侧都有俯冲带的太平洋，中脊与超级地幔柱无关。这意味着在俯冲带

14、发育时，板块构造与地幔柱无关。（7）地幔柱构造与威尔逊旋回：超大陆是因地幔柱的上涌而裂开的。分离出的大陆随时间移动到超大洋内，并任意分布。此时俯冲带在地球表面发育是任意的。它们提供冷物质（板块）进入地幔，成为位于670km的停滞岩块，并在下地幔形成任意分布的下降流，一旦小规模的冷地幔柱汇集形成较大规模的下降流，所有大陆岩石圈就会朝冷地幔柱移动形成超大陆。威尔逊旋回可分为早期和晚期阶段。早期阶段的特点是下地幔内任意分布有地幔柱；晚期阶段的特点是下地幔中只有一个超级冷地幔柱，所有大陆岩石圈都被移动直至被吞没其中。地幔柱的活动是幕式的。根据地球的显生宙历史判断，一个威尔逊旋回的周期可能是800Ma。

15、（8）全球构造：地幔柱与板块构造的有机结合。丸山茂德（S.Maruyama）等日本学者根据地层（P波）层析成像技术得到的全地幔内部结构和对板块下插历史追踪的研究结果，认为地幔柱和板块并非互相独立，二者构成一个统一的构造体系全球构造体系。（9）超级冷地幔柱的形成：海洋板块俯冲到670km深处，在那里岩石圈物质滞留下沉（由于相转变的吸热性质引起灾变性重力塌陷），这样就形成冷地幔喷流柱向下朝外地核流动。如果许多俯冲带在空间上象亚洲P-J那样紧密排列，那么就会产生巨型的冷地幔柱，这样冷地幔柱一旦发育起来，就会强烈影响下地幔中大规模的地幔对流，所有漂浮在上地幔上的大陆都会指向这种超级冷地幔喷流柱，最后所

16、有的大陆都会聚在一起，形成一个地表超大陆。这种超级冷地幔柱的寿命可能是4-5亿年。从全局看，滞流板块的下落和地幔柱上升必然是成对现象。一般把下落的滞流板块称为“冷幔柱”，上升的地幔物质称为“热幔柱”。地幔全局性物质对流主要是由这种下落的冷幔柱和向上运动的热幔柱所支配。在现在的地球上，位于南太平洋和南非之下的两个上升的超级热幔柱和亚洲大陆之下的下降的超级冷幔柱制约着整个地球物质的运动。第二章 糜棱岩1.糜棱岩概念：糜棱岩是韧性变形的构造岩，也是一种具有绿片岩相矿物组合的变质岩，一般呈线形分布。糜棱岩化是大颗粒变化为小颗粒和体量增大过程，由此造就可能的储矿空间。糜棱岩具多样性，不均匀性与选择性。2

17、. 碎裂岩与糜棱岩：碎裂岩发育深度0-11km，温度一般低于300，糜棱岩形成深度11-22km。石英塑性变形深度11km，温度300，长石塑性变形深度22km，温度450。300（11km）-450（22km）为绿片岩相变质，450为角闪-麻粒岩相变质。3. 矿物变形( 易至难 )： CalQ Mica Pl Hb Pyr。4.以石英为例解释糜棱岩发育的三个阶段。第一阶段，韧性变形阶段，产生波状消光、变形纹和拔丝构造。第二阶段，恢复阶段，发生亚颗粒化和产生小角度晶界。第三阶段，重结晶阶段，包括静态重结晶和动态重结晶。产生大角度晶界，薄片上呈正六边形，空间上呈十四面体。5.广义糜棱岩6. 超糜

18、棱岩：是碎斑(残斑)小于2mm，基质中石英达90的糜棱岩。残斑仅有长石。7.千枚状糜棱岩（千糜岩）：含众多新生片状绿片岩相矿物，常见重结晶板状石英，含少量眼球体的糜棱岩。8. 假熔岩、断层玻化岩、玻基碎裂岩和玻基糜棱岩的特点：主要沿断裂面分布，有时呈脉状、树枝状贯入于断层附近；硬而黑，含岩屑；玻基呈流动状、条带状；长石、石英可被熔蚀。9.玻化岩：0-10km浅层形成，1916年命名，强磨擦作用下形成的脉状、暗色隐晶质岩石。脉宽 mm级，是断层岩的一种。单偏光镜下呈淡灰绿色，正交偏光镜下，均质，全消光。最可能成因是浅层地震，而不是中深地壳糜梭岩化。地震玻化岩：是地震诱发高速强磨擦-部分熔融-快速

19、冷却的上地壳玻璃质“皮壳状”岩石，发育于局部带，是一种玄武玻璃。还有一种叫做玻化长英质脉岩，常产于在超镁铁岩块之间，脉宽不超过 20cm。10. 糜棱岩产出位置：韧性剪切带中，是韧性剪切带的标志之一；花岗岩与围岩边界。11.石英韧性变形：第1阶段 韧性变形：石英变形。波状消光；石英底面001 的挠曲、起伏、晶格滑移。变形纹；透镜状条带，貌似聚片双晶实为沿柱面破裂，无双晶的对称消光。勃姆纹，常是沿底面的破裂，并充填次生包裹体；破碎、重结晶边缘细粒带。第2阶段 恢复构造(亚颗粒化)亚颗(晶)粒化。首先出现在母晶边缘，使母晶呈多边形化(锯齿化)是新生晶粒雏形相邻小晶粒间的错位角7°/4&#

20、176;第3阶段 重结晶构造(1)核幔构造 (+拔丝构造)重结晶，(大角度晶界)稳定态为正六边形(二维)、十四面体形(三维)。重结晶构造(2)静态重结晶：围压下，晶界平直；动态重结晶：持续剪切应力下，边界锯齿状。12. 石英的韧性变形特点：a低温，颗粒边界不规则且有小的碎裂颗粒产生；b中温，亚颗粒旋转重结晶，石英碎斑拉长呈丝带状，核幔构造发育；c高温，颗粒边界迁移重结晶，颗粒形态大小不规则，缝合带发育。13.钾长石韧性变形特征：面理内褶皱，微裂缝，垂直于微裂缝生长的火焰状条纹长石，高度扁平的钾长石颗粒中波状消光，钾长石中膝折构造，含帘石类的新生条带，14. 斜长石韧性变形特征：低温低应变：长石

21、由动态重结晶和塑形变形的石英颗粒包围，长石圆化，长石中存在共轭裂缝；低温高应变：斜长石的核幔构造，双晶弱弯曲，老的颗粒中有波状消光；中温低应变：斜长石的亚颗粒化，亚颗粒间双晶连续但发生偏转。中温高应变：完全重结晶的斜长石（亚）颗粒形成透镜体。15. 糜棱岩研究实例-河台-合浦韧性剪切带。在长英质糜棱岩中可以通过测定石英颗粒中同运动气液包裹体的均一温度及由此获得的捕获温度来确定糜棱岩形成时的温度范围。同运动石英气液包裹体判别标准：发生在与糜棱面理平行的微裂隙中，通常跨越相邻的石英颗粒边界。第三章 变质核杂岩1. 变质核杂岩（metamorphic core complex）是被构造上拆离及伸展的

22、未变质沉积盖层所覆、呈孤立的平缓弯形或拱形强烈变形的变质岩和侵人岩构成的隆起。是一些由强烈变形变质岩和侵入岩组成的、孤立平缓穹形隆起、其上覆盖构造上被拆离及伸展的未变质沉积盖层。糜棱岩化和线形糜棱岩带常伴随伸展应力发生。2. 变质核杂岩几何学特征：空间上呈穹隆状或长垣状孤立隆起，通常具有翼缓的特征；核部主要由变质岩和中酸性岩浆侵入体组成；变质核杂岩顶部和周缘以韧性剪切带为代表的拆离断层与上盘未变质岩石切割；拆离断层上盘岩石以脆性变形为主，断层通常会叠瓦状排列；脆性断裂和韧性断裂的运动方向具有一致性，反映了统一的运动方式。3. 变质核杂岩的特点：脆性断裂作用和韧性断层共存；沉积岩、变质岩和岩浆岩

23、共存；岩浆作用、变质作用和沉积作用共同作用。4. 拆离断层：拆离断层(detachment fault) 最早由Pierce于1963年提出，当时是指叠瓦状逆冲断层的底板断层，即滑脱面。Davis 1980年将其应用于伸展构造，定义为“结晶变质基底杂岩与上覆沉积盖层之间的大型低角度正断层或伸展断层”。即分割变质核杂岩与上盘岩石的并将这两种构造层次相差很大的岩石单元叠置于一起的大规模低角度正断层。5. 拆离断层的特征：1）.将未变质的浅构造层次岩石叠置于强烈变质变形的深构造层次岩石之上；2）.规模巨大，一般具有区域性,三维呈穹状；3）.位移量大，可达数10 km；4）.上盘以一期或多期正断层形式

24、伸展，这些正断层呈铲状或多米诺状，向下并入拆离断层；5）.拆离断层具有特征的构造岩系，即糜棱岩、绿泥石化角砾岩(含假熔岩)、断层角砾和断层泥。它们自下而上顺序产出，向上变新并且发生后者对前者的叠加，各类构造岩的发育厚度也依次变薄。6. 变质核杂岩形成的基本构造物理条件：（1）上下构造层的密度反转；（2）热（力）挠动。因而必定产生于活动构造背景，特别是伸展大地构造环境，主要是造山带晚期坍塌的产物。7.变质核杂岩产生模式。模式一：由于低角度正断层作用产生变质核杂岩。模式二：由于花岗岩侵位产生变质核杂岩(中国辽南半岛)。模式三：由于地壳规模的高角度正断层挠曲旋转作用产生变质核杂岩。a 高角度断层；b

25、 在断面附近因断层错断、产生挠曲，使断层旋转；c 旋转后的断层被“抛弃”，在此断层的基础上又延伸出新的断层。模式四：由下地壳韧性流动产生的变质核杂岩。模式四：由下地壳韧性流动产生的变质核杂岩。模式五：由于密度反转、下地壳挤出而形成的变质核杂岩。模式六：洋壳俯冲产生的变质核杂岩（圣安德列斯带上的例子、古特提斯洋俯冲在中羌塘的例子）。第四章 榴辉岩及超高压变质作用1. 榴辉岩相：特征矿物组合绿辉石+铁铝-镁铝榴石。2. 超高压变质作用的典型现象：新生超高压矿物及矿物组合：主要的：柯石英（约80km，2.5GPa，超高压变质作用的代表性矿物）、金刚石（约100km，达3GPa）。 其他特征矿物：富钾

26、 -单斜辉石、富钛单斜辉石、 高镁 -镁铝榴石、 高硅榍石、 高铝金红石、硅金红石、高硅多硅白云母、高钛石榴石、钾质钡铝沸石（超高压钾长石）、硅铁合金（FeSi、FeSi2）、自然硅、钠-锌尖晶石、FeCrNi合金、SiC、-PbO2金红石多型等等。 特征矿物组合：蓝晶石+ 滑石(或其他富镁相如顽火辉石)、 菱镁矿+ 透辉石、 柯石英+ 白云石、蓝晶石+黄玉+石英等等。超高压矿物的共同特质：大离子（亲石）元素进入了非高压状况下由小离子占据的位置？单斜辉石 普通辉石(Ca,Mg,Fe,Al)2Si,Al2O6、透辉石CaMgSi2O6、硬玉NaAlSi2O6 绿辉石:硬玉分子+普通辉石分子。斜方

27、辉石 (Fe,Mg)2Si2O6石榴石 (Mg,Mn,Fe)2(Al,Fe,Cr)3SiO43、金红石 TiO2、尖晶石 MgAl2O4榍石 CaTiSiO4O放射状裂纹：（例班公湖构造带八宿榴辉岩）。放射纹的本质 高密度矿物蜕变为密度更低、更加稳定的矿物，体积加大，是超高压地体掘出过程中的产物。 柯石英（比重2.78）石英（比重2.65），体积加大5%；-PbO2金红石多型（比重4.3）金红石（比重4.2），体积加大2%；文石（比重2.94）方解石（比重2.715），体积增加8%以上。 另外钾长石也有类似同质多相变体。出溶现象：单斜辉石中出溶石榴石、石英或柯石英、透长石（钾长石）、钛铁矿、金

28、红石、磁铁矿、尖晶石、多硅白云母、斜方辉石、Mg-Al-Cr-钛磁铁矿。 石榴石中出溶单斜辉石、斜方辉石、金红石、磷灰石。 斜方辉石中出溶铬尖晶石、透辉石。 磷灰石中出溶磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、赤铁矿、独居石、锶尖晶石、SiC。 （超硅）榍石出溶柯石英。橄榄石中出溶磁铁矿叶片、钛铁矿针。绿辉石中出溶石英棒。出溶现象的本质：超高压环境下合成的矿物在掘出过程中分解为更加稳定的矿物群？其他异常的矿物学现象：花岗片麻岩中含稀土Ce褐帘石，指示这些岩石经受超高压变质作用的时间极短，以致于没有导致这种岩浆矿物的分解； 榴辉岩石榴石中的自然钛等包裹体，指示超高压变质过程中的局部强还原环境； 切割柯

29、石英榴辉岩的白片岩中的滑石-蓝晶石集合体，指示原岩为长英质岩墙的岩石经受了超高压变质作用，但是柯石英难以保存； 石英硬玉岩中的铝钠云母，指示高角闪岩相退变质叠加； 榴辉岩矿物中的缺陷结构，指示了超高压岩石的快速折返； 硬玉石英岩中硬玉单晶的纳米级P2/n晶体结构，指示岩石快速折返过程中的非平衡退化； 含文石和硬玉片麻岩中和含碳酸盐的石榴辉石岩中的低铝榍石。3. 榴辉岩产出的大地构造和时代背景：既有大陆俯冲又有大洋俯冲； 以大陆俯冲为主； 既有前寒武纪的又有显生宙的； 以显生宙为主，前寒武纪极少（未发现太古代的）。实例：中亚Kazakhstan国Kokchetav超高压地体、阿尔卑斯山Dara

30、Maira超高压地体。4.中国的超高压变质带：沿中央造山带从北西西到南东东方向依次为：阿尔金超高压变质带、柴北缘超高压变质带、秦岭-桐柏-大别超高压变质带、苏鲁超高压变质带。5. 超高压变质岩的形成和折返：超高压变质岩是岩石圈冷俯冲或碰撞的产物，地热梯度在10°C/km以下；其折返一般发生在形成后的5Myr，在25Myr内完成；在形成和折返过程中都没有强烈的岩浆活动。形成模式：（1）岩石圈板片的断离拆沉模式，可能伴随有幔源物质侵入；（2）俯冲-推覆双“车道”模式，基本不伴随有幔源物质侵入。6. 超高压变质作用对岩石圈演化和全球构造的意义：大陆地壳破坏-一种新途径；壳幔物质循环-直接证

31、据； 幔柱的合理性-富集物质来源； 岩浆作用-一种新补充； 大陆地壳深俯冲大陆地壳加厚高原气候变化剥蚀浊积扇；全球构造和岩石圈演化历史。7. 榴辉岩研究：以青藏高原为例。 青藏高原榴辉岩及其构造意义。羌塘中部（双湖、藕山、）榴辉岩，班公湖构造带八宿榴辉岩，甘孜构造带榴辉岩。（1）甘孜构造带榴辉岩及构造意义。此处有长英质榴辉岩共生。甘孜构造带不是陆内裂谷带， 也是一条缝合带；松潘-甘孜可能存在广泛的大陆基底；甘孜构造带的闭合是斜向的。可利用Grt-Omp-Phe和Grt-Omp矿物组合对变质温压初步估算。对于榴辉岩原岩构造环境的判别，除了稀土配分模式、Sr-Nd同位素特征外，还可用变质过程中相对

32、稳定的高场强元素Ti与V，Y与Cr构造环境判别图进行判定。第五章 复理石1. 复理石的宏观特征：复理石（flysch）是一套深海沉积物组合或建造，以包含单调、重复、（巨厚）的细粒碎屑沉积岩为特征，底部有时有砾岩。Eg：欧洲Carpathia复理石、松潘-甘孜复理石、澳洲泥盆纪复理石。2. 复理石沉积环境：复理石主要由重力流沉积组成，以浊积岩为主。3.深海环境：主要指大洋盆地，水深在2000米以下，平均深度为4000米。 沉积物类型：1）各种生物骨骼形成的软泥；2）底流活动、冰川搬运、浊流、滑坡作用形成的陆源沉积；3）（生物）化学作用形成的锰、铁、磷沉积物；4）少量风、宇宙物质等。 CCD面（碳

33、酸钙补偿深度线）：碳酸钙产生量与溶解量平衡的深度，此线以下不再有碳酸钙沉积。其深度大约为4000-5000米左右。4. 海洋环境分类（按海底地形特征和海水的深度可分为）：滨岸、陆棚、斜坡、陆隆、盆地。5.对于密度流的认识发展：在1948年之前，地质学界一直对密度流（如：浊流）在侵蚀洋底峡谷和沉积深海粒级递变层中的重要性抱有怀疑。1948年年可以被看作浊积岩模系出现标志性的一年，在1948年第18次国际地质大会上（英国伦敦）：1）Migliorini通过密度流讨论了粒序层理的起源2）Shepard展示了大量水下峡谷和悬崖的照片3）Kuenen讨论了高密度流在产生水下峡谷过程中的潜在侵蚀作用6.

34、重力流沉积：在浅海，沉积物的搬运一般以牵引流为主，但在半深海和深海，大多数沉积物是在重力影响下形成的重力流沉积。重力流在搬运过程中会出现以下演化过程：岩崩；滑移和滑塌；沉积物重力流。 沉积物重力流：沉积物和液体的混合物在重力的作用下形成流动的总称，其中层内粘性被破坏，单个颗粒在液体介质中移动并推进液体介质。7. 沉积物重力流形成的基本条件：（1）要有足够的水深 ：一般认为水深在1500-1800米，即风暴浪基面以下。 （2）要有足够的坡度和密度差：最小坡度角为3-5度。（3）充沛的物源：物质成分会决定重力流沉积物的类型。（4） 一定的触发机制：如洪水、地震、海啸、火山喷发等。8. 浊流：浊流：

35、沉积物和水混合的一种湍流，沉积物在其中保持悬浮状态。按沉积物的密度，可分为高密度浊流（50-250g/l）和低密度浊流（0.025-2.5g/l）。高密度浊流搬运物以砂为主；低密度浊流主要搬运粉砂和泥质。9.浊积岩：浊流形成的以砂岩、粉砂岩或砾屑灰岩与泥岩或泥灰岩互层的组合。单层厚度可以为：小型（1-10cm）；中型（ 10-50cm ）；大型（ 50-100cm ）和巨型（>100m）。整个浊积岩系可以很厚，达数千米。 常见多种同生变形构造。10. 典型浊积岩特征：几十到上千米单调的砂页岩互层；砂层的底面是突变的、平整的、不显示超过厘米级的侵蚀作用，这说明海底地形是平坦的；砂岩的底面有

36、大量的底模标志：工具痕、侵蚀痕、生物痕；具有向上变细的鲍马层序。11. 鲍马序列： 一个完整的鲍玛序列厚几十厘米1m；但少见完整序列。 E段：（泥质岩段）：页岩、泥岩；半深水、深水生物、扰动构造；D段：（水平纹层段）：粉砂质泥岩，水平纹层（又称为上部水平纹层段）； C段：（沙纹层理段）粉砂岩，沙纹层理或沙纹爬升层理，包卷层理。B段：（平行层理段）（又叫下部平行层理段）：中细粒砂岩组成，平行层理，AB递变。A段：（块状层或粒序层段）砂岩或含砾砂岩，具粒序层理、底部冲刷构造、底模构造，是浊流沉积的主体。12. 海底扇是浊积岩（复理石）的主体：在大陆斜坡底与海底盆地或平原之间，由浊流的沉积作用形成的

37、锥状或扇状堆积体。扇的表面包括水道、堤和水道间沉积。纵剖面可分为上扇（内扇）、中扇和下扇（外扇）。 内扇：有一个直或弯曲的主扇谷，其中以碎屑流沉积为主。越过扇谷的细粒沉积物形成堤。中扇：分布有弯曲或网状的分流水道，形成叶状浊积砂体沉积和细粒的分流水道间沉积。外扇：地势平坦，具有许多没有堤的小水道，逐渐与盆地平原过渡。例：红参1井浊积岩。13. 复理石砂岩碎屑颗粒特点：复理石中的砂岩主要为结构成熟度和成分成熟度都低的硬砂岩。14. 复理石组分的地球化学特点：地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活动元素的比例较高，在经典地球化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域。15. 复理石堆积和造山带的关系

38、：复理石主要形成在汇聚边缘的大陆碰撞阶段，经常出现在残留洋盆地中，是造山带剥蚀堆积的产物，是同造山沉积物；因此，地质历史上的大型复理石盆地是已消失造山带的指示。大型复理石堆积对区域岩石圈板块的演变方式和过程特别是俯冲板块的行为方式产生重大影响。16. 大型复理石堆积对板块俯冲和碰撞的制约：如松潘-甘孜复理石可能阻止了古特提斯洋壳的完全俯冲，并在松潘地区局部残留了洋壳，进而缓冲了羌塘大陆向欧亚大陆一侧的俯冲和碰撞，并有可能导致俯冲极性改变，并为新生代的板内岩浆活动提供热液。17. 复理石堆积和气候的关系：大型复理石的堆积的产生受气候控制，反过来又可能对全球或局域气候和地理环境产生深刻影响。大型碎

39、屑岩堆积主要发生在北纬和南纬15°到35°的区域内。在复理石形成过程中，由于（化学）风化作用增强，可能导致CO2降低和气候冷却【冰室效应】。18. 复理石堆积对海洋成分的改变：以孟加拉湾和印度斯复理石为例。大型复理石堆积可能改变海洋地球化学和同位素成分。原因：海水中的Ca输入量在逐渐增加。19.小结：复理石（flysch）是一套深海沉积物组合或建造，以包含单调、重复、（巨厚）的细粒沉积岩为特征，底部有时有砾岩。复理石主要由重力流沉积组成，以浊积岩为主。复理石中的砂岩主要为结构成熟度和成分成熟度都低的硬砂岩。地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活动元素的比例较高，在经典地球

40、化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域。复理石主要形成在汇聚边缘的大陆碰撞阶段，经常出现在残留洋盆地中，是造山带剥蚀堆积的产物，是同造山沉积物；因此，地质历史上的大型复理石盆地是已消失造山带的指示。 大型复理石的堆积可能对全球或局域气候和地理环境产生深刻影响，改变海洋地球化学和同位素成分，对区域岩石圈板块的演变方式和过程特别是俯冲板块的行为方式产生重大影响。20. 复理石研究实例：松潘-甘孜三叠纪复理石的源区。现有模式与野外剖面分布；砂岩碎屑组分特点和变化；砂岩重矿物研究；泥质岩的地球化学与同位素的分带性；结论：多源区并以中羌塘变质岩为主源区。第六章 磨拉石1. 磨拉石：磨拉石（molasse

41、）是在隆升山体前缘快速堆积的、以碎屑沉积为特征的一套陆相或海陆交互相沉积物组合或建造。2. 磨拉石堆积的大地构造背景：安第斯山脉前陆盆地、欧洲比利牛斯山脉背驼盆地、加拿大扭芬兰伸展盆地。3. 磨拉石的沉积特征：沉积作用具有快速性；组成物质以碎屑为主；碎屑组分结构成熟度波动较大，但成分成熟度普遍不高；与山体隆升和剥蚀紧密相关。4. 地球化学特点：地球化学上，砂岩和泥质岩石含镁铁元素等活动元素的比例较高，在经典地球化学图解上位于造山带或活动大陆边缘区域。5. 大型冲积扇（megafan）与浊积扇及气候的关系：大型冲积扇的堆积主要产生挤压型造山带前缘，并受气候控制。它常常是浊积扇的陆上部分。大型碎屑

42、岩堆积主要发生在北纬和南纬15°到35°的区域内。例：孟加拉湾浊积扇+印度斯浊积扇与青藏高原及喜马拉雅山脉的关系。6. 研究物源的重要方法：单颗粒分析。反映火成起源的矿物：锆石、磷灰石和其他磷酸盐矿物、电气石、角闪石、辉石、榍石以及更少见的矿物如黄玉、石榴石、尖晶石、磁铁矿、钛铁矿等。反映变质起源的矿物：蓝晶石、堇青石、硅灰石、硅线石、兰闪石、硬柱石、绿辉石等等。7. 前陆盆地磨拉石：以羌塘盆地为例。弧后盆地磨拉石：以西藏措勤盆地为例。弧前盆地磨拉石：以日喀则盆地为例。研究方法：火山岩夹层地球化学、碎屑岩镁铁质指标、碎屑岩长英质指标、成熟度和风化指数（La-Th-Sc，Th

43、-Sc-Zr/10，Th-Co-Zr/10）、砾石组分、砾石地球化学、砂岩地球化学等。8. 不同类型磨拉石的特征。第七章 硅岩和灰岩1. 硅岩的成因机制：成岩作用；生物作用。成岩生物：放射虫，硅藻，海绵。放射虫常常与硅藻呈竞争关系。硅岩在前寒武纪时期主要成因为成岩作用，从寒武至白垩纪末主要为放射虫及海绵加成岩作用。白垩纪末以来主要为硅藻成因。2. 放射虫硅岩产出的大地构造环境：既可以产出于大陆环境也可以产生在海洋环境。3.放射虫中硅来源的争议：非生物成因（火山去气）、火山-生物成因、生物成因。4. 灰岩的大地构造环境：灰岩可以产生在多种板块构造背景下。主要形成于以大陆地壳作为基底的大陆架、岛弧

44、等陆缘海环境，但在开阔大洋中（以洋壳作为基底），也可以局部存在于洋底高原或洋中脊附近等环境。大陆湖泊中也能产生少量灰岩。5. 青藏高原灰岩沉积环境6. 灰岩的环境和构造意义：1）海洋灰岩指示温暖的热带亚热带环境；2）灰岩指示清洁的水体环境，陆源碎屑的丰富可能会使得成岩生物窒息，因而阻碍灰岩的形成；3）大片、连续的灰岩的形成指示稳定的大地构造环境，主要是被动大陆边缘，同时也指示温暖的气候条件；4）大量灰岩（和其他碳酸盐岩）在地球历史上的首次出现，标志着大气圈的成熟和生物圈开始繁盛，而大规模的灰岩的出现可能与地球历史上的温室环境有关；5）湖泊中的灰岩主要形成在干旱的亚热带地区，经常在冲积扇的远端，

45、主要形成在构造相对稳定的时期。7. 灰岩地球化学行为：通过自生矿物从海水中吸附是灰岩获得其中溶解了的稀土元素和其他微量元素的主要过程。灰岩的自生矿物包括海洋自生的磷钙土、生物成因的磷酸盐矿物、含金属的沉积物等，它们的吸附可能记录在大陆架、开阔大洋和扩张脊等环境的海水中形成的灰岩的地球化学特征。大片的连续的灰岩的形成过程常常达上千万年，远大于这些微量元素在海水中的滞留时间，因而有足够的时间来吸附它们。海水中的稀土及其他微量元素行为和特征因盆地性质不同而变化明显，不同的海水的稀土及其他微量元素特征通过吸附作用而被灰岩记录下来。 在大陆边缘盆地中沉积的灰岩也含有微量的陆源碎屑颗粒，如粘土、石英、长石

46、以及耐磨重矿物，靠近火山弧的灰岩中可能有火山灰。除石英外，这些陆源碎屑颗粒特别是粘土颗粒都携带有一定的微量元素，因而灰岩也能同其他海洋沉积物一样，在一定程度上“继承”其陆源物质的地球化学特征。与其他海洋沉积岩（如硅岩）相似，其稀土元素等不活动元素基本不受成岩作用影响。因而，研究灰岩的地球化学特征不仅能够提供变化着的海洋的地球化学特征的信息，也应该能够提供判断其沉积盆地的大地构造演化的有用信息。海洋自生的磷钙土、生物成因的磷酸盐矿物、含金属的沉积物等，可以用来估计古海水的143Nd/144Nd比值。在地质历史中，它们可以很好保存下来，比非生物成因的矿物更能给出更精确的成岩年龄。生物成因矿物的Nd

47、同位素组分代表了同时期水体的同位素组分，不是此后成岩叠加的产物。生物成因的磷灰石在沉积物水的界面上吸收稀土元素，因此代表了海底的化学条件，这种富集作用发生于死后，未受新陈代谢作用的影响。生物成因的磷灰石（如鱼的碎屑、牙齿、盾鳞、牙形刺、腕足动物的磷酸盐外壳）等等都是许多地球化学指标的良好载体，如氧化还原条件、沉积环境、同时代海水SrNd同位素组分。8小结：1. 活动型板块背景下灰岩陆源碎屑物质含量高，微量元素含量高；稳定型板块背景下灰岩陆源碎屑物质含量低，微量元素含量也偏低；2. 灰岩地球化学主要受海水和陆源碎屑物质控制；3. 主量元素图解可以区别前陆盆地、弧前盆地、弧后裂谷盆地+被动大陆边缘

48、灰岩，但后两者不能区分;4. 推荐使用La/Sc-Zr/TiO2图解区别其形成的构造环境; La-Th也是好的图解。第八章 剖析特提斯：从沉积岩入手1. 特提斯Tethys：是通过沉积学和古地理学研究来重建全球构造的一个经典实例。通过沉积学和古地理学研究，我们可以在我国的特提斯构造域发现许多对我国中生代以来构造演化乃至全球构造具有关键意义的现象。2.研究思路：不规则大陆边缘的广泛性、造山沉积构造响应、华北克拉通岩石圈褶皱、中-新特提斯沉积-大地构造演化。Question：1. 识别不规则大陆边缘有何意义？2. 如何识别不规则大陆边缘？3. 印度次大陆是最为典型的一个不规则大陆边缘，即相对刚性的

49、凸岬，它向亚洲的楔入，造就了青藏高原，也是亚洲新生代构造变形的主导因素；我们还识别出大别凸岬、云开凸岬、康滇凸岬和西羌塘凸岬，这些凸岬在塑造我国大地构造轮廓上具有关键意义。4. 大别凸岬的识别：扬子板块总体上呈一北东向被动大陆边缘，被相对刚性的大别凸岬楔入，这在沉积相地质图上是显而易见的。大别凸岬向扬子板块的楔入，对中国东部中生代大地构造形态的塑造，起了至关重要的作用。5. 华南大陆南缘云开凸岬和康滇凸岬的识别：云开凸岬在地质图上表现最为明显。云开凸岬和康滇凸岬在地质历史上经常以古陆的形式出现。云开凸岬和康滇凸岬对华南-印支碰撞的制约。6. 东-西羌塘碰撞造山带剥蚀对松潘-甘孜复理石堆积的贡献

50、：西方学者普遍认为，大别造山带是是松潘-甘孜三叠纪复理石的主要物源区。由于羌塘中部变质带的折返时间(222204 Ma)、折返和剥蚀的体积 (2.5×106 km3) 与松潘-甘孜三叠纪复理石的沉积时间 (230203 Ma)、体积 (2×106 km3)相当, 特别是它要比大别山超高压变质带更邻近松潘-甘孜盆地, 我们根据松潘-甘孜三叠纪复理石盆地古流向测量、砂岩组分、人工重矿物和泥质岩石地球化学和钕同位素分析等系统研究认为中羌塘变质岩的折返和剥蚀可能是松潘-甘孜三叠纪复理石的主要物源区之一 。靠近羌塘地体的松潘-甘孜砂岩组分以变质岩碎屑为主，成分成熟度低，棱角明显，为近

51、源堆积。指示中羌塘造山带为松潘-甘孜复理石主要源区之一。7. 松潘-甘孜复理石堆积对中国中部印支期造山带剥蚀的响应：三叠纪云开凸岬插入印支大陆，并隆起剥蚀，为西侧的南盘江盆地提供复理石物源。8. 华北克拉通的岩石圈褶皱：以贺兰褶皱冲断带为西界，存在两个大的岩石圈背斜和两个大的岩石圈向斜，褶皱强度由东向西逐步减弱。沉积学证据表明，在早中生代，华北克拉通的岩石圈褶皱由东向西传播。9中新特提斯构造域：在拉萨地体的南部主体，缺失侏罗纪沉积，而在其北缘的被动大陆边缘堆积了巨厚中-晚侏罗世复理石（厚达10km），因而揭示当时在拉萨地体南部存在规模宏大的造山带。班公缝合带广泛存在的早白垩世放射虫硅质岩及羌塘

52、-拉萨地体广泛存在的中白垩世海相沉积表明，班公中特提斯大约在100Ma才关闭。中新特提斯构造重建：205-100Ma。第九章 埃达克岩1. 埃达克岩岩石-地球化学特征和岩石成因：SiO2 56% ( 56 72 ) 榴辉岩或角闪岩高压部分熔融；Al2O315 % 同上；MgO 常 <3 %，Cr、Ni也很低如果是初始熔体，不可能来自地幔橄榄岩熔融；MgO 如>3 %，Cr、Ni也很高可能有地幔橄榄岩熔体参与；Na2O/ K2O > 1斜长石高度熔融；高Sr 300 400 ppm斜长石高度熔融，残留相中缺失斜长石；低 Y 20 ppm石榴石、角闪石和辉石残留；Yb 2 ppm

53、，即低 HREE石榴石残留；贫HFSE如Nb-Ta 与其他岛弧岩石相似，Ti矿物相或角闪石残留；高 La /Yb >20 石榴石残留；Sr / Y>20 石榴石、角闪石和辉石残留；正Nd+低Sri异常MORB源区信号。太古代TTG可能是爱达克质岩。2. 实验岩石学结果：仅仅当结晶组合中同时含金红石和石榴子石(即结晶残留体为含金红石的榴辉岩和角闪榴辉岩)时，熔体相才具有相似于埃达克岩的高Sr/Y、低HREE和负 Nb-Ta 异常等特征. 石榴子石使部分熔体产生显著的 HREE 亏损，而金红石控制部分熔融过程中Nb和Ta的分配行为，只有金红石才能导致共存熔体产生负Nb-Ta异常，证明除

54、了石榴子石外，金红石也是埃达克质熔体形成时一个必要的残留相.基于玄武岩部分熔融过程中金红石 1.5 GPa稳定压力下限，确定埃达克熔体产生在大约50 km以上。3.埃达克岩成因：洋壳低角度俯冲成因：此类爱达克质岩石是低角度俯冲洋壳熔融产生的，此类洋壳年龄轻（< 25 Ma），且普遍比较热。这也是爱达克质岩石最常见的成因类型。俯冲洋壳边部熔融成因：此类埃达克岩石产生于俯冲板块撕裂的边缘，洋壳受到幔流的直接加热和“腐蚀”，这里的板块比较老（50 Ma）。只要洋壳受到足够的热作用，老的、冷的洋壳也可能产生埃达克质熔体。洋脊俯冲成因；岩浆混合成因：此类埃达克岩石应是受玄武岩底侵作用，地壳物质产生

55、熔融并与玄武岩浆混合产生。（Q 在松潘-甘孜地体中晚三叠世爱达克质岩石是地壳加厚的产物吗？）拆沉大陆下地壳熔融成因：例为下扬子、土耳其。加厚的大陆下地壳熔融成因。俯冲上地壳（含沉积物）熔融成因：4. 晚中生代亚洲南缘adakites及其大地构造意义。如何甄别大陆和大洋两类adakites?锆石的U-Pb-Hf同位素指标、全岩Sr-Nd同位素指标。第十章 玻安岩1.据K2O-SiO2图按K2O含量由高到低可将岩浆岩分为SHO橄榄安粗岩系、HK - CA高钾钙碱性岩系、CA钙碱性岩系、LK - TH低钾拉斑质岩系。玻安岩就属于最后一种。2. Boninite(玻安岩)岩石-地球化学特征：1890发

56、现于Bonin岛。为低钾系列，最高可达英安岩。玻基含Pyr/Ol，少/无Pl。产于俯冲带上初生弧后盆地及弧前盆地环境，是拉斑玄武质熔体萃取后极度亏损幔楔的低压部分融熔；伸展环境浅部融熔，地温梯度高；受俯冲流体作用。富Si, Mg, Ni, Cr, Co, 贫Ti, Y, Yb；SiO2=5360%；MgO=9%25%(安山岩平均4.36%)：耐熔地幔起源；Mg#=0.550.83；TiO2平均0.2%(很少>0.4%)；Ti/Zr=2367；Yb为球粒陨石的25倍；U型的REE分布；HFSE极度亏损；Zr-Hf相对于MREE富集：俯冲板片流体作用。3.玻安岩可分为高钙、低钙两种类型：高钙

57、类型受俯冲洋壳流体作用更强，低钙类型受俯冲作用更弱。4. 弧前环境：地球化学上显示有俯冲沉积物的参与。5. 初生洋内弧环境：由转换边界变化为俯冲带，由转换边界变化为俯冲带，岩石圈沉降导致弧前伸展及海沟后撤，最终真正的俯冲开始，海沟后撤速度减慢，同时弧前伸展应力降低。因而弧前冷却并形成厚的岩石圈，即弧前火山作用结束。6.其他成因模式：弧后大陆边缘；洋脊俯冲；弧后盆地肇始；幔柱和火山弧的相互作用；洋脊向弧前地区的传播。第十一章 花岗岩1. 花岗岩类岩石：含石英的侵入岩。花岗质岩石含义更广，还包括相应喷出岩。2. 狭义花岗岩 指碱性长石数量(面积/体积%)或斜长石，而石英约占矿物总量1/3的花岗岩类

58、。花岗岩类岩石 约占我国大陆面积9(80余万km2) 分布于各种大地构造单元 是大多数金属矿产的成矿母岩/母岩浆鉴此，花岗岩类岩石是研究地壳发生、演化、成矿过程的重要对象。3花岗岩类包括 深成岩：花岗岩、花岗闪长岩、碱性花岗岩、斜长花岗岩喷出岩：流纹岩、英安岩、碱流岩、石英角斑岩、松脂岩岩石化学特征：SiO2高（65wt），Na2O+K2O高（平均 68wt），FeO、MgO、CaO低。4. 花岗岩成因分类。5.据铝饱和度对花岗岩分类：6. S型花岗岩：沉积岩在风化过程中丢失Na、Ca(随水迁出)经部分熔融后产生的ANCK >1.1的花岗岩。含高铝矿物 Mus Gt Cld Tour (Sil，And )色率 <5。高SiO2，Sri>0.706 ，Nd(t)负，18O>+9.5。大体积 S-Gr往往是由泥质岩/杂砂岩深熔形成。小体积 S-Gr往往是准Al(CA)大体积Gr 经 Hb Fl Cpx分离结晶形成或同化 Al质围岩形