卷(Vo l u m e )31,期(Numb er )1,总(SU M )112页(Pages )92～103,2007,2(Feb r u ary ,2007)
大地构造与成矿学
Geotectonica etM eta ll o genia
收稿日期:2006-04-26;改回日期:2006-05-31基金项目:国家自然科学基金项目(编号40373017)资助.
作者简介:赵振华(1942-),男,研究员,地球化学专业.Em ail :z h z hao @gig .ac .cn
关于岩石微量元素构造环境判别图解
使用的有关问题
赵振华
(中国科学院广州地球化学研究所,广东广州510640)
摘 要:针对目前应用愈来愈广泛的不同岩石,特别是岩浆岩的微量元素构造环境判别图解使用过程中存在的问题,从这些判别图解建立的原理,介绍了微量元素构造环境判别图解的使用原则。强调指出:所采集的样品必须新鲜(无蚀变或极弱蚀变)、非堆晶的岩石;选择的判别图解必须与判别的岩石类型相一致,即对花岗岩类要用花岗岩的判别图解,不能用玄武岩的判别图解;对特殊类型岩石要选择专门用于该类型岩石的判别图解,如碱性花岗岩,钾质火成岩;要应用多种图解综合判断;不能用单个样品,而应作多个样品分析;要注意所选择判别图解的特别说明等。此外,一些构造环境判别图解还能给出岩石的成岩过程和源区。关键词:构造环境判别图;微量元素;后碰撞;碱性花岗岩;钾质火成岩
中图分类号:P 583 文献标识码:A 文章编号:1001-1552(2007)01-0092-12
0 引 言
进入21世纪,全新的地球系统观在全球尺度上把地球看成是相互作用的各组成部分集成的综合系统,它包括了无数个相对独立、相互作用、相互依赖
的不同层次、不同类型和不同作用的系统。正是基于此,地球动力学成为地球科学中重要的、热门的研究课题,而其中大地构造格架及演化又是重要的研究内容之一。随着地球化学分析测试技术的不断发展,在大地构造研究中越来越多地引入了地球化学的研究方法、手段和成果,如用岩石的,特别是火成岩的特征微量元素组合特点进行构造环境判别研究占有特殊地位。微量元素地球化学研究在大地构造研究中发挥了重要作用,但在当前愈来愈广泛的应用中也出现了不同问题,主要表现在:不考虑所研究的岩石类型,任意选择文献中的微量元素构造环境判别图解,如将玄武岩的构造环境判别图用于花岗
岩;在同一岩石类型中不区分特殊类型的岩石,而采用普通类型的构造环境判别图,如在花岗岩中未能区分碱性花岗岩和普通钙碱性花岗岩,在火成岩中未能区分钾质的,如橄榄玄粗岩系(shoshonitic )火成岩和普通钙碱性和拉斑质火成岩;在样品采集上未注意不能用蚀变的或堆晶的岩石;在运用判别图解过程中不按图解的应用先后顺序,笼统地将多个图解不分先后同时使用等。本文针对上述问题,从微量元素构造环境判别图解的构建原理出发,重点分析各种图解的应用范围、方法及应注意的问题。
1 构建微量元素构造环境判别图解的原理
地球化学是一门示踪科学,它主要是依据地质作用过程的产物———如岩石、矿床中所保留的地球化学记录,如各类岩石中化学元素和同位素的含量、
第1期赵振华:关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题93
图1 洋-陆俯冲带剖面中岩浆岩与微量元素的分布(M u ller et al .,1997)
F i g .1 Schemat i c cross section s h o w i ng d istri b ut i on of m ag m atic rocks and trace e l em en ts
i n a typ i cal ocean -con ti nent subduction profil e
组合和比值等,反演各种地质、地球化学过程。基于此,地球化学的研究是反序性质的。大量地球化学
研究表明,各种岩石中元素组合、比值的变化是该岩石形成时所处大地构造环境的反映,或者说,同一类岩石产出的构造环境不同,相关的成岩过程的物理、化学条件也有明显的差异,造成了岩石中元素,特别是微量元素组合及比值等不同,这是构建常量和微量元素构造环境判别图解的基础。以俯冲带为例,随洋壳俯冲深度增加,变质程度由角闪岩相过渡为角闪榴辉岩相 榴辉岩相,相应地,在岛弧岩浆岩系统中靠近洋壳方向形成拉斑玄武岩,在俯冲带内侧大陆方向则形成高铝玄武岩和碱性岩。这样,在横越岛弧或活动大陆边缘,随俯冲深度增加,由大洋向大陆方向岛弧岩浆岩显示微量元素的成分(含量、比值)极性变化,如K →Rb →Sr →Ba →C s →P →Pb →U →Th →REE 等逐渐增加,一些典型的元素对比值如B /B e 、C e /R b 、U /Z r 、Th /U 、C s /T h 、Ba /T h 和Be /Th 等也发生系统变化(图1)。这种成分极性变化是构建岩石构造环境判别图解的重要基础。
这种图解建立的基础主要有两方面,一是对岩石形成的大地构造环境(geo tec t o nic setting )认识的积累,二是对岩石中化学元素,特别是微量元素的准确分析技术的进步和分析数据的积累,这两者缺一
不可。对于前者,20世纪60年代开始兴起的全球构造———板块构造学说为认识各种大地构造环境奠定了基础,而微量元素高精度、高准确度分析技术的发展为建立各种构造环境判别图解提供了大量资料。正是在这种背景下,在20世纪70年代初期(1971,1973)英国学者Pearce 和Cann 提出了依据化学成分限定岩浆起源的大地构造环境,建立玄武岩类的构造-岩浆判别图解(tectonic m ag m a tic dis -cri m inati o n diag ra m )。随着分析测试技术的发展和板块构造学说应用的深入,这些图解不断补充和完善,岩石类型从不同类型的玄武岩扩大到安山岩、花岗岩和沉积岩等。表1汇总了目前为止文献中常见的各种类型岩石的微量元素构造环境判别图解。应该指出的是,同时还提出了玄武岩类(Pea r ce et a l .,1977)和花岗岩类(Beche lor et al .,1985;M an ia and Piccdi ,1989)的主元素构造环境判别图解,限于篇幅,本文不予讨论。
综合分析对比Pearce 及不同学者提出的不同类型岩石构造环境的各种判别图解,它们的构建主要基于下述原理。
1.1 用已知确切构造环境的岩石确定图解中相应
构造环境的区域
在图解中不同构造区域(界线)的确定是根据
94
大地构造与成矿学第31卷
表1 不同作者提出的岩石微量元素构造环境判别图解
Tab l e1 Summ ary of trace ele m en t d i agra m s for d iscr i m i n ati ng tecton i c setti ngs 作者*岩石类型判别图解区分的构造环境
Pearce et a l.,1973玄武岩T i/100-Z r-Y×3岛弧拉斑玄武岩;M ORB;岛弧拉斑和钙碱性玄武岩,板内玄武岩
玄武岩T i/100-Z r-S r/2岛弧玄武岩;钙碱性玄武岩;M ORB
玄武岩T i-Zr火山弧玄武岩;板内玄武岩,M ORB Pearce et a l.,1977玄武岩Z r/Y-T i/Y板内玄武岩;板缘玄武岩
Pearce et a l.,1979玄武岩Z r/Y-Z r 火山弧玄武岩;MORB;板内玄武岩;M ORB+火山弧;MORB +板内玄武岩
W ood,1980玄武岩H f/3-Th-Ta板内;E型M ORB;N型MORB;火山弧
Pearce,1982玄武岩T i/Y-Nb/Y火山弧;板内;M ORB
Sh ervais,1982玄武岩T i-V岛弧;大陆溢流玄武岩;洋岛及碱性玄武岩;MORB+弧后M es chede,1986玄武岩2Nb-Zr/4-Y板内;N-M ORB+火山弧;E-M ORB;板内+火山弧
M es chede,1986玄武岩2Nb-Zr/4-Y板内;N型MORB+火山弧;E型M ORB;板内+火山弧
C aban is et a l.,1989玄武岩La/10-Y/15-Nb/8火山弧;弧后;大陆裂谷;E型M ORB;N型M ORB; Pearce,1982火山弧玄武岩C r-Y火山弧;板内;M ORB
C r-C e/S r火山弧;板内;M ORB
K2O/Y b×10-4-Ta/Yb火山弧;板内;M ORB
F l oyd et a l.,1975碱性玄武岩-
拉斑玄武岩
Nb/Y-Z r/P2O5×10-4大洋碱性玄武岩;大陆碱性玄武岩;大陆拉斑玄武岩;大洋拉
斑玄武岩
B all ey,1981安山岩La/Yb-S c/N i大洋岛弧(低钾的和其它);大陆岛弧;安第斯型(活动陆缘)
Th i eb le mont and Tegyey, 1994S i O2>55%
岩浆岩
Nb/Zr-Z r岛弧或大陆边缘;陆-陆碰撞带;大陆板内-过渡区和洋岛
M ull er et a l.,1992钾质火成岩Z r/A l2O3-Ti O2/A l2O3板内;早期+晚期洋弧;大陆弧+后碰撞弧
钾质火成岩Z r/A l2O3-P2O5/A l2O3早期洋弧;晚期洋弧
钾质火成岩T i O2-A l2O3板内
钾质火成岩C e/P2O5-Zr/Ti O2大陆弧;后碰撞弧
钾质火成岩Y-Z r板内
M ull er et a l.,1992钾质火成岩T i O2/100-La-H f×10早期洋弧+晚期洋弧;大陆弧+后碰撞弧
钾质火成岩Z r×3-Nb×50-C e/P2O5大陆弧;后碰撞弧
钾质火成岩T i O2/10-La×10-P2O5/10早期洋弧;晚期洋弧
Pearce et a l.,1984花岗岩Nb-Y板内;火山弧+同碰撞+洋中脊
花岗岩Ta-Yb板内;同碰撞;火山弧;洋中脊
花岗岩Rb-Y+Nb同碰撞;火山弧;板内;洋中脊
花岗岩Rb-Y+Ta同碰撞;火山弧;板内;洋中脊
H arris et a l.,1986花岗岩Rb/10-H f-Ta×3火山弧;碰撞;洋中脊;板内
花岗岩Rb/30-H f-Ta×3火山弧;同碰撞;碰撞晚期-碰撞后;板内Pearce,1996花岗岩Rb-Y+Nb同碰撞;后碰撞;板内;火山弧;洋中脊Eby,1992碱性花岗岩Rb/N b-Y/N b A1:非造山,大陆裂谷或板内;
A
2
:大陆边缘,后造山,热点
碱性花岗岩Sc/N b-Y/N b同上
碱性花岗岩Nb-Y-C e同上
碱性花岗岩Nb-Y-Ga×3同上
Bhati a and C yook,1986杂砂岩La-Th-S c大洋岛弧;大陆岛弧;活动陆缘;被动陆缘
Th-S c-Z r/10大洋岛弧;大陆岛弧;活动陆缘;被动陆缘*相关文献见赵振华(1997).
大量已知确切构造环境的、已经过详细地质、地球化学研究的岩石样品的分析数据,经统计分析建立的。因此,建立各种岩石的分析测试资料数据库,特别是构造环境确切的、无争议的岩石分析资料的大量积累,使判别图解中区域的重叠范围越来越小,判别效果越来越好,例如,Pearce et al.(1984)年提出的花岗岩微量元素构造环境判别图是基于600个详细研究的花岗岩的化学成分数据库。
1.2 构建图解的元素选择
首先,所选择的元素是常用分析方法能够精确分析的。表1中各种图解中的微量元素都是在建立图解时能精确分析的元素,上世纪70～80年代主要
第1期赵振华:关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题95
图2 花岗岩源区和构造环境(Pearce ,1996) AFC -分离结晶混染;M ASH -混合岩浆,混染,分凝,均一化 F i g .2 Summ ary of the re l at i on s h i ps b et w een the source
regi on s and tec ton ic se tti ngs for gran itic rocks
是X 荧光光谱(XRF )和中子活化,特别是仪器中子活化分析(I NAA )。目前,等离子体光谱(I C P -AES )和等离子体质谱(I CP -M S )方法的普遍应用,使这些图解的应用更加普遍。
以不活动的高场强(HFS )元素和稀土元素构建图解。即在所有的图解中主要是以不活动微量元素,并主要是高场强元素为基础构建。由于它们在溶液中强烈的不活动性,使它们的组合特点可以反映岩石所形成的构造环境。这些元素主要是Zr 、H f 、Nb 、Ta 、Ti 、Th 、P 、Y 、Yb 等。必须指出的是,对于花岗岩类,由于其形成过程中常常经历强烈的分离结晶(结晶分异)作用,因此在花岗岩类的判别图解中,加入了对分离结晶作用非常敏感的强不相容元素Rb 。
其次,在构建图解中为了提高判别效果,即减少重叠区和多解性,往往不是单元素-单元素图,而是比值-比值图、单元素-比值图,如Ti /Y -Nb /
Y ;Zr /Y -Ti /Y ;La /Y b -Sc /N i ;K 2O /T a -Ta /Y b ;Ti O 2-Y /N b ;Nb /Y -Zr /P 2O 5等。选择这些元素比值主要是基于它们在成岩过程中(部分熔融、分离结晶)的地球化学行为,如它们的行为非常相似,它们对部分熔融和分离结晶作用不敏感,因而可以反映源区物质特征。例如,板内玄武岩比其它类型玄武岩有较高的Ti /Y 和Nb /Y 比值,反映了其源区相对于MORB 和火山弧玄武岩经历了地幔交代的富集作用,因此可用这些比值将板内玄武岩与MORB 和火山弧玄武岩分开。而Nb /Y 比值的不同可进一步区分板内不同的玄武岩,Nb 则可区分N 型与E 型MORB 。同样,Zr /Y 和T i /Y 也是源区的反映。1.3 岩石的源区与其形成的构造环境密切相关岩石,特别是岩浆岩的类型及地球化学特点决定于其源区及形成过程,而源区及成岩过程与其形成的构造环境密切相关。Pea r ce 构建的构造环境判别图解将岩石的源区与其形成的构造环境联系起来。不同构造环境的花岗岩的源区(Pearce ,1996)如①洋脊花岗岩:与陆壳无相互作用的普通亏损地幔;②板内花岗岩:与陆壳不同程度的相互作用的普通富集地幔(由板内过程产生);③火山弧花岗岩:由俯冲流体加(减)与陆壳相互作用所形成富集的普通亏损地幔;④同碰撞花岗岩:由俯冲陆壳产生的流体和熔体而膨大的(aug m en t e d )地幔或地壳;⑤后碰撞花岗岩:富集地幔+广泛的地壳相互作用(通过俯冲和/或板内过程)。图2是花岗岩源区和构造环境的综合(Pearce ,1996)。
上述俯冲碰撞带微量元素成分极性(图1)是构建不同类型火成岩构造环境判别图解的基础。
对于火山弧玄武岩,由于其形成过程中有大量流体的参与,它们富集了在流体中富集的元素,如K 、S r 、Ba 、Rb 、Th 等,而高场强元素Ti 、Nb 、Ta 、Zr 、H f 等相对亏损,因此,常用在流体中微量元素地球化学行为的差异来区分岛弧和板内及MORB 玄武岩。例如,K 和Ta 在玄武岩中地球化学行为差异大,流体可以使K 明显富集,由此,火山弧中K /T a 比值总是高于MORB 和板内玄武岩,据此,用K 2O /Y b -Ta /Y b 可以区分出火山弧和MORB 及板内玄武岩(图3)。类似的还有Ce 和Sr ,当有流体存在时行为出现差异,
图3 以Y b 为标准化因子的玄武岩K -T a 判别图解
(Pea rce ,1982)
F i g .3 D iscrm i i natio n d i agra m for bas a lts based upon K -Ta covar i ati on s by u si ng Yb as a nor ma lizi ng factor
96 大地构造与成矿学第31卷
图4 碱性花岗岩构造环境的判别图(Eby ,1992)
Fig .4 D iagra m s for d iscr i m i na ti ng tecton ic setti ngs of al ka li gran ites
S r 相对于C e 富集,因此在火山弧玄武岩中Ce /S r 比值明显较洋中脊玄武岩(MORB )降低,因而可用C r -C e /S r 图区别MORB 和火山弧玄武岩。
一些强相容元素如C r ,是分离结晶作用的灵敏指标,它们在分离结晶过程中进入橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石中,由于地幔源区部分熔融程度或分离结晶历史不同,因而在火山弧玄武岩中含量明显低于MORB 和板内玄武岩,Y 在火山弧玄武岩中相对于其它类型玄武岩也亏损,故可用C r -Y 图解区分它们。1.4 图解的联合使用和分步骤判别
在构造环境判别图解中,不同区域常常发生重叠或在一个区域中代表两种环境,如火山弧和同碰撞,火山弧和MORB 等。为解决这个问题采用了联合使用几个图解,或分步进行判别(详见下述)。
不同作者提出的岩石微量元素构造环境判别图解概括于表1中。
2 特殊类型岩石的判别图解
20世纪80年代以来,一些新类型的火成岩受到普遍关注,如碱性(或A 型)花岗岩、橄榄玄粗岩系火成岩(Shoshonite )或钾质火成岩(Potassic igne -ous rocks ,一般情况下K 2O /N a 2O 分子比≥1;在
Si O 250%±,K 2O >1%,K 2O /N a 2O 分子比<1)。由于这些岩石特殊的岩石化学和微量元素组成特点,已有的与它们相关的判别图解均不能区别出它们所
形成的特殊环境,甚至出现与实际地质情况不符的误判。例如,钾质火成岩的显著特点是富K ,亏损高场强元素Ti 、Nb 、Ta ,因而已建立的用于玄武岩的和花岗岩的图解,如Ti -Z r ;Ti -Zr -Y ;Ti -Zr -S r ;Zr /Y -Zr 以及H f /3-Th -Ta 等是不适用的,因为在Ti -Zr 和Ti -Z r -Y 图解中钾质火成岩处于所确定的各种构造环境之外。T i -Zr -Sr 图解不能将产于板内环境的和产
于与俯冲有关的钾质火成岩区分开,在这种图解中多数钾质火成岩被错投于钙碱性区,后碰撞环境被错划为洋壳玄武岩。在H f /3-Th -Ta 图解中,几乎所
有钾质火成岩,即使那些已知产于板内构造的,都被错判为与俯冲有关。对于Zr /Y -Zr 图解,产于大陆弧和洋内构造环境与俯冲有关的钾质火成岩被错判为洋中脊玄武岩(MORB )和板内玄武岩。基于上述,目前已建立了特殊类型岩石的构造环境判别图解(Eby ,1992;M u ller et a l .,1992,1997)。2.1 碱性(A 型)花岗岩
碱性(A 型)花岗岩是花岗岩类中重要的岩石类型。由于它产在特殊的构造环境而成为地球动力学研究的重要“岩石探针”。对于其构造环境的研究,如果用普通花岗岩类的构造判别图,它们一般落
在板内或同碰撞或火山弧,不能反映其
确切的构造环境。Eby (1992)提出了用于碱性花岗岩构造环境的判别图(图4),即Rb /N b -Y /N b ;Sc /N b -Y /N b ;Nb -Y -C e ;Nb -Y -3Ga 等,这些元素均是碱性花岗岩非常特征的元素,如Nb 、Rb 、G a 、Y 的明显富集。在上述图解中,碱性花岗岩被划分为A 1和A 2两种类型,A 1型属非造山板内花岗岩,与大陆裂谷环境或地幔热点(地幔羽)有关;A 2型属于后碰撞或后造山环境,一般为大陆边缘。
因此,在根据岩石化学和微量元素、稀土元素特征确定岩性属碱性花岗岩后,应采用上述图解确定其构造环境。2.2 钾质火成岩
如上述,对于已由岩石化学及微量元素等特点(K 2O /N a 2O 分子比≥1;在S i O 250%±,K 2O >1%,K 2O /N a 2O 分子比<1)确定属钾质火成岩后,由于其
第1期赵振华:关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题97
成分的特殊性,不能用普通火成岩的构造环境判别图,应采用下述图解判别其构造环境:Zr /A l 2O 3-Ti O 2/A l 2O 3;Zr /A l 2O 3-P 2O 5/A l 2O 3;Ce /P 2O 5-Zr /
Ti O 2;Ti O 2-A l 2O 3和Y -Zr 等图解(M u ll e r et a l .,1992,1997)(图5)。
应该指出的是,对于钾质火成岩,
在应用上述图
图5 钾质火成岩构造环境判别图
F i g .5 H i erarch i cal set of d iscri m i nat i on d iagra m s for potassic i gn eou s rock s fro m d ifferen t tecton i c settings
98 大地构造与成矿学第31卷
解时必须按一定步骤联合使用,即根据图解逐步判别(详见下述)。
3 判别图解的联合使用和逐步判
别
所选择的构造环境判别图必须与所研究的岩石类型相一致,这是首先必须注意的。其次是不能孤立地运用单一图解,而应综合运用多个图解。例如,对于玄武岩可联合运用Ti -Zr -Y ,Ti -Zr 和Ti /100-Zr -S r /2图解,用Ti -Zr -Y 识别板内玄武岩,然后用Ti -Zr 识别其它类型,对于未蚀变的可用Ti /100-Z r -Sr /2识别其它类型(Pearce ,1977)。对于花岗岩类,应综合运用Nb -Y ,Ta -Yb ,Rb -(Y +Nb )(Pearce et al .,1984;Pea rce ,1996)和Rb -H f -Ta (B ro w n et al .,1984)来区分火山弧、同碰撞、后碰撞及板内等构造环境。
对于钾质火成岩必须按一定步骤逐步联合使用多个图解(图6)(M u ll e r et a l .,1997)。
对于杂(硬)砂岩构造环境判别应按下述步骤(图7)(Bha tia and Cyook ,1986):用La -Th ;La -Th -Sc ;La /S c -T i /Z r 等图解区分海洋岛弧和大陆弧→用Th -Sc -Zr /10;Th -C o -Z r /10并结合Th /Z r 和Th /S c 比值区分活动大陆边缘与大陆弧和海洋岛弧→用Th -Sc -Z r /10;Th -Co -Zr /10及La /Y -Sc /C r ,Ti /Z r -La /Sc 区分被动边缘与活动陆缘、大陆弧和海洋岛弧(相关图解参见Bha tia and Cyook ,1986)。
与上述类似,M aniar and Piccdi (1989)提出的花
岗岩类常量元素构造环境判别图也是逐步进行,判别过程先后分三步,共联合使用了7个图解(详见本文后文献)。
4 关于Nb 、Ta 亏损与岛弧构造环
境关系
随着I CP -AES 和I CP -M S 分析技术的发展,积累了大量有关火成岩的高场强元素HFSE ,特别是Nb 、Ta 等元素的资料,它们在岛弧系统岩浆岩中的含量较低,在以原始地幔(pri m itive m antle )标准化蛛网图(spide r g r a m )中,相对于相邻元素K 、La 和Eu 、Dy 呈现亏损(图8)。据此,Ti 、Nb 、Ta 的亏损(TNT 异常)成为岛弧构造环境的重要标志之一。
造成岛弧环境岩浆岩Nb 、Ta 、Ti 的亏损的原因如下:
在一般条件下,岛弧岩浆是通过下述过程产生,即俯冲洋壳在一定深度发生脱水作用形成俯冲带流体,这种流体进入地幔楔使地幔岩石发生部分熔融形成岛弧岩浆,由于Nb 、Ta 、Ti 等高场强元素在流体中溶解度很低,与此相关,当这种流体上升交代地幔楔时,角闪石发生沉淀,流体中的Nb 、Ta 进入角闪石,使流体更亏损Nb 、Ta ,因而造成由此形成的岛弧岩浆贫Nb 、Ta 、Ti (Ionov and H of m ann ,1995)。另一方面,R ing w ood (1990)的实验资料表明,在80～100k m 以上的的深度范围,地幔岩中的Ti 、Nb 、Ta 的主要矿物相金红石是稳定的,因而在岛弧岩浆形成的温、压条件下Nb 、Ta 、Ti 保留在残余相
图6 钾质火成岩构造环境判别步骤图
(据M u ller et al .,1997)
F ig .6 F lo w -chart for d iscri m i na ti ng tecton ic se tti ngs
for unkno wn sa mp les of p otassic igneou s rocks
图7 杂(硬)砂岩构造环境判别框图
(Bha tia and Cyook ,1986)
F i g .7 F l ow -chart for d i scr i m i nating tec ton ic se tt i ngs
for unknown s a m p les of greywacke s
第1期赵振华:关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题99
图8 岛弧岩浆岩的微量元素原始地幔标准化图解F i g .8 Pr i m iti ve m an tle -nor m alized s p idergra m for trace
e l emen ts in isl and arc i gn eous rock s
金红石、榍石等矿物中,进入熔体很少,造成岛弧岩浆亏损Nb 、Ta 、T i 。
造成岛弧岩浆Nb 、Ta 、Ti 亏损可能有多种过程,K ele m en (2003)总结主要包括以下7种过程:地壳中Fe -Ti 氧化物的结晶分离;地壳或地幔中富T i 含水的硅酸盐,如金云母和角闪石的分异;上升熔体与亏损地幔之间广泛的“色层”分离式相互作用;地幔楔中金红石、榍石相的存在;在由俯冲物质析出的流体中Nb 、Ta 相对于REE 及其它元素的不活动性;从
俯冲沉积物中继承了低的Ta /Th 和Nb /T h 比值:在俯冲物质部分熔融过程中,金红石作为残留相。K ele m en 认为最后一种过程最为可能。
洋岛玄武岩(OI B )形成深度在150～300km 范围,在这种深度金红石不再是稳定矿物,在部分熔融时进入熔体,因而洋岛玄武岩不出现Nb 、Ta 、Ti 的亏损。
根据上述特点,Cond ie 提出了Th /T a -La /Y b 图解———Condie 图解,区分不同类型的玄武岩(图9)。
上述岛弧火成岩的特征可以用La /N b 比值表
图9 不同类型的玄武岩的Th /Ta -La /Yb 图解
(Condie ,1997)
F i g .9 Th /T a -L a /Yb d iagra m for d ifferen t
typ es of basalts
示,原始地幔La /N b 为0.98～1,岛弧岩浆La /N b >1。Condie (1999)统计了不同构造环境的玄武岩,他以La /N b =1.4为界线,洋中脊玄武岩(MORB )、洋
岛玄武岩(O I B )和大洋玄武岩La /N b <1.4,N i >30×10
-6
,岛弧玄武岩La /N b >1.4(图10)。
应该指出的是岛弧玄武岩具有Nb 、Ta 、Ti 亏损,
反过来,出现Nb 、Ta 、Ti 亏损的并不一定是岛弧环境。如上述,出现Nb 、Ta 、Ti 亏损可以有多种过程产生,例如,当一个古地幔楔或残留地幔楔岩石,由于后来的构造热事件(拆沉作用而进入地幔,或受底侵岩浆作用等)而发生部分熔融时,所形成的岩浆也将具有Nb 、Ta 、Ti 亏损,但这种特点是继承性的,并非反映其岛弧环境。这在具体应用Nb 、Ta 、Ti 亏损识别构造环境时必须予以注意。
5 微量元素构造环境判别图对成
岩过程的示踪意义
微量元素构造环境判别图不仅仅用于岩石形成构造环境的识别,有些图解还可以示踪成岩过程,这是基于构造图解的微量元素参数是岩石源区物质及成岩过程(交代富集、部分熔融、分离结晶等)的指标。
例如,在Pearce (1982)建立的K 2O /Y b ×10-4
-Ta /Y b 图解中(图3),由于K 和Ta 都是不相容元素,所以地幔成分相对于原始地幔的演化将沿图中对角线方向变化,向D 方向代表地幔亏损方向,向E 方向代表地幔富集方向。而在岛弧环境下,由于流体存在,K 和Ta 的行为出现明显差异,K 在流体中明显富集,因此,图3中F 方向代表了流体富集方向。基于
100
大地构造与成矿学第31卷
图10 不同构造环境的玄武岩(Condie,1999)
F i g.10 Basalts i n d ifferen t tec ton ic se tti ngs 此,可将火山弧玄武岩与MORB和板内玄武岩区分开。
图11 花岗岩源区及成岩过程(Pearce,1996) F ig.11 D i agra m illi u stat i ng the source-d ep endent
pe trogene tic pa t hways of gran ites
Pear ce(1996)对花岗岩类的构造环境判别图解Rb-(Y+Nb)和源区及成岩过程进行了较系统总结,他指出,作为一级近似,花岗岩岩浆来自两个端元源区———地幔和地壳,一些花岗岩源自这两个纯端元的熔融和分离结晶,然而大多数花岗岩浆来自这两个端元不同比例的混合。
花岗岩Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解中不仅区分了不同构造环境的花岗岩,而且Pearce还根据样品的投影位置解释花岗岩的源区及其成岩途径(图11中的箭头方向)。如图11a所示,洋脊花岗岩是由亏损的MORB地幔DMM经部分熔融和分离结晶作用形成;与被动裂谷有关的花岗岩投影在板内区和洋中脊区的交界处,是由源于DMM源的岩浆经分离结晶作用和受地壳混染的分离结晶混染作用(AFC)形成;对于同碰撞环境的花岗岩,其源区有整个地壳(BCC)以及俯冲带所形成的熔体,对于前者,花岗岩通过陆-陆碰撞形成,而后者则是弧-陆碰撞;对于火山弧型花岗岩,由于上、下和整个地壳成分(UCC、LCC、BCC)均落在此区,因此成岩过程较复杂:有俯冲脱水而形成流体所发生的熔融;有俯冲板片熔融形成的熔体;还有受交代富集的地幔的熔融。这些岩浆又都有可能经历AFC过程和MASH过程(岩浆混合,混染,分离和均一化过程)。
关于后碰撞构造环境岩浆作用, Pearce(1996)在花岗岩构造环境判别的Rb-(Y+Nb)图解中划出了后碰撞(post-co lliesion)构造环境的区域,由图11b可见,它位于同碰撞、火山弧和板内三区域的交界处,表明这种环境是相当广泛的。而由于地壳的加厚使得在这种环境中产生的岩浆具有明显壳-幔相互作用的特点,成分变化范围大,其特点有俯冲的地幔,或火山弧,或板内岩浆的特点,这种复杂性决定了对于投影于该区的岩石不能仅仅用地球化学图解判断其构造环境,还必须结合其地质产出特点。
第1期赵振华:关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题101
将后碰撞作用作为一个独立的构造环境是大陆碰撞及花岗岩类形成研究的重大进展,在此之前并未引起足够注意。1997年在法国召开的“后碰撞岩
浆作用”国际会议上,将后碰撞作用单独划分出来,“Lithos ”杂志1998年出版了会议专辑,Liegeo ise t 给出了造山过程图(图12),并对后碰撞岩浆作用做出了总结性论述:碰撞作用是指两个或多个“大陆”板块最初的主碰撞,以大型逆冲断层和高压变质作用为特征。后碰撞是指在时间上比碰撞作用晚,但仍与碰撞作用有关,它通常开始于板内环境,主要海洋已关闭,但伴有大陆块体沿巨大剪切带的大规模水平运动(这与板内环境明显不同)、合拢(dock i n g )、岩石圈拆沉、小型海洋板块的俯冲和裂谷产生等,由于这些事件包括了连续的或幕式的伸展作用,相应地形成了多种类型的岩浆作用,其共同特点是:(1)在体积上,主要是富钾的,特别是高钾钙碱性岩浆最为发育,少量的橄榄玄粗岩。强过铝和碱性-过碱性花岗岩也较多,但相互分离;(2)后碰撞岩浆作用与沿剪切带的大规模水平运动有关;(3)源区含有大量新生的成分(j u veneile co m panent )、地幔的或新形成的火成岩或沉积特征的地壳。这些特点对我们认识后碰撞构造环境很有意义
。
图12 造山过程图(Liegeoiset 1998)
Fig .12 Schemat i c d i agra m ill ustrating orogen ic p rocesse s
6 岩石构造组合(petrot ectonic as -se mb l age )
岩石在地表的分布并非杂乱无章,而是受源区物质成分和所形成的构造环境控制,基于此,不同学
者提出了岩石构造组合的相关概念。
从柏林(1979)提出了火成岩的共生组合,即发育于一定的大构造环境中的,时间上和空间上紧密共生的,有共同成因联系的一组火成岩。它包括了地壳演化过程中的、大洋盆地的、造山前和早期造山阶段的、同造山的、晚造山和造山后的多种组合。
C ondie (1982)提出了岩石构造组合概念:表征板块边界或特定板块内部环境特征的岩石组合,包括5种类型:①大洋(ocean )组合:为蛇绿岩套,代表古洋残片,构造定位于大陆造山带中;②与俯冲带相关的组合,包括海沟、弧-沟间隙(或弧前盆地),火山岛弧本身和弧后区岩石;③克拉通裂谷组合:不成熟陆相碎屑沉积(以长石砂岩、长石石英砂岩和砾岩为主)和双峰式火山岩(玄武岩-流纹岩);④克拉通组合:成熟的碎屑岩(石英岩、页岩)和碳酸盐、碱性岩,双峰系列;⑤与碰撞相关的组合:长石质砂岩和硬砂岩,发育于前陆盆地,双峰系列钙碱性岩、碱性岩。
在俯冲带,由于俯冲板片发生熔融形成的埃达克岩浆在穿过地幔楔时发生熔体交代或受地幔岩混染而形成埃达克岩及埃达克岩交代的火山岩系列,如富Nb 玄武岩(NEB )和高M g 安山岩(HMA )。它们分别显示了板片熔体和弧岩浆的微量元素特征(赵振华等,2004;韩江伟等,2006)。
C ondie 的岩石构造组合包括了火成岩、沉积岩和变质岩。邓晋福等(1999)将其中的火成岩组合称为火成岩构造组合。岩石构造组合是将岩石的源区成分与构造背景相结合。在这点上是与Pearce 建立构造环境地球化学判别图解的原理相一致的,因而,在使用构造环境地球化学判别图时应综合考虑使用岩石构造组合。
此外,近年来发展了“岩石探针(lit h oprobe )”研究,即运用岩石的物理化学、同位素和微量元素地球化学资料及相关的理论和方法,从火成岩和其深源包体中获取壳幔结构、物质组成及状态等深部信息,反演壳幔过程。“岩石探针”的研究对判断其构造
环境可提供重要信息。
基于上述建立数据库或专家系统是构造环境判
别的重要趋势。Pearce (1987)提出了建立火山岩专家系统———多学科协同方法,它包括了火山岩野外产状、岩石学、矿物学及地球化学多方面信息,称为ESCORT 。在数据库中,计算机对每一套火山岩中每个样品逐个进行评价和判定构造背景,然后对整个岩套作累计评估,确定所属大地构造背景。M ull -
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大地构造与成矿学第31卷
er(1997)提出了钾质火成岩数据库SHOSH1(2222个样品,24种微量元素,11种主元素)和工作数据库SHOSH2,并据此构建了钾质火成岩的构造环境判别程序和图解(图5,图6)。
7 使用构造环境判别图解应注意的问题
基于上述不同学者所构建的不同类型岩石构造环境判别图的原理,在使用这些图解时必须注意下列问题。
7.1 所研究的岩石类型应与判别图解的岩石类型
相同或相近
对玄武岩要使用玄武岩构造环境判别图,不能将花岗岩的构造环境判别图解用于玄武岩。反之亦然。即所使用的判别图的岩石类型要与研究对象对应。目前已发表了基性岩、中性岩、酸性岩和沉积岩的多种构造环境判别图。对于一些特殊类型的岩石,如A型花岗岩、钾质火成岩,更应当采用相关的专用图解(图4,5)。
7.2 综合运用多个图解
由于各种构造环境判别图中环境常常有重叠,不是唯一的,因此,应综合运用多个图解以获得统一的构造环境解释。
7.3 特殊类型岩石用特殊的判别程序
如钾质火成岩、沉积岩,应按一定的判别程序,依次进行构造环境识别(图6,图7)。
7.4 注意花岗岩类在构造环境判别图中的投影位
置
Pearce所建立的花岗岩类构造环境判别图是广义花岗岩(即含5%以上石英的粗粒火成岩),其图解的基础是将源区与构造环境相联系。随着Sr、Nd、Pb、H f同位素和微量元素大量精确资料的积累,花岗岩源区的复杂性已成为共识,因此,在使用时要注意样品投影点在图中的位置(即某一环境区的上、下部位),它们的具体投影位置反映着成岩过程。在某些情况下,投影点位置反映的是源区而不是构造环境。例如,对于在上俯冲带(supra-subduc-tion zone),由于洋中脊发生俯冲,使之在增生杂岩中形成的花岗岩具有增生棱柱中火山沉积岩和MORB的成分,Y和Nb含量低,Rb含量较高,投影点落在火山弧区的底部,显然它显示的是源区成分而不是构造环境(洋脊)。又如对于碰撞型花岗岩,当熔融作用的发生是由于没有流体参与的减压作用时,产生的熔体成分近于火山弧区中平均陆壳成分,这种情况下显示的也是源区成分,而不是构造环境(同碰撞)(Pearce,1996)。
7.5 构造环境地球化学判别图与岩石构造组合,或
与“岩石探针”等研究相结合
一个具体的岩石在不同的地球化学(微量元素或主元素)图解中常给出不同的构造环境,必须结合岩石的地质产出特点,特别是上述岩石构造组合或“岩石探针”研究,如在岩石的地质产出中包括了哪些岩石类型及它们的相对数量等,综合进行判断。
7.6 样品的选择
用于构造环境判别分析的样品,一定要是新鲜的、未受后期蚀变的样品。此外,样品一般不应含斑晶。7.7 注意岩石的时代
几乎所有的岩浆岩形成构造环境的判别,都是建立在地幔不均一性的基础上。目前的研究认为地幔不均一性可达到中元古代,而对于太古宙地幔的不均一性程度尚不清楚,其地幔分异程度比现代差。因此,判别构造环境的地球化学图解对显生宙岩石很适用,对于太古宙岩石应慎重应用。
随着分析方法的不断提高,大量高精度的微量元素和同位素分析数据不断积累。多学科相互渗透、结合,使对地球动力学系统的认识将更加深刻(朱炳泉和崔学军,2006)。各种岩石的地质学、地球化学数据库和专家系统的建立将不断完善。可以相信,对岩石构造环境的识别将愈来愈接近实际。
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H OW T O USE THE TRACE ELE M ENT DI AGRA M S T O
DIS CRI M I NATE TECT ONI C SETTI NGS
ZHAO Zhenhua
(Guangzhou Institute of Geoc he m istry,Chinese Ac ade m y of Scie nces,Guangzhou,G D510640,Ch i n a)
Abst ract:There are severalm isunderstanding o r i n co rrect uses of the tr ace e le m ent diag r a m s fo r discri m i n ating the tec t o nic se ttings o f different rocks.A ccording to t h e constr ucti v e pri n ciples of t h ese diagra m s,the fo ll o w ing aspects m ust be though t carefully:the r ock types to be studied m ust be t h e sa m e or nearl y t h e sa m e as t h ose t h at can be discri m i n ated by the diagra m;To avoid m ixed or i n co rrect si g na ls t h at could be produced,t w o o r m ore such dia-gra m s shall have to be j o i n tl y used;Fo r spec ial rock types,such asA-type gran ites or potassic igneous r ocks,spe-cia l disc ri m ina ti v e diagra m s have to be de t e r m i n ed and se l e c t e d respec tive l y;The sa m ples to be studied can no t be altered;In gene r a l,the diag ra m sm ust be used carefull y w it h A r chean sa m ples;The pe trotecton ic asse mb lage or an expert sy ste m ar e r eco mm ended to be used toge t h er w ith the discri m i n ation d iag r a m s.I n addition,t h e discri m ina-tion diag ra m sm ay te ll usm o r e abou t petr ogene tic pr ocesses and sources besides tectonic setti n gs.
K eywords:diag ra m for discri m inati n g tectonic se ttings;trace e l e m ent;post-co llision;alka li-rich granite;po tassic i g neous roc k
2.认识几种常见的岩石 教学目标： 1．初步认识几种常见岩石的显著特征； 2．观察、描述、记录几种常见岩石的颜色、结构、构造，并能根据岩石的特征对照有关资料识别岩石； 3．认识到认真细致的观察、比较、记录和描述的重要，培养学生科学交流的质疑意识和互动有效性。 教学重点：观察、记录几种岩石的特征。 教学难点：根据岩石的特征对照资料识别岩石。 教学准备： 分组实验：每组6块岩石（为页岩、砂岩、花岗岩、石灰岩、大理岩、砾岩）、滴管、稀盐酸、用于清洗盐酸液的水杯一只、抹布一块、镊子两只、每人放大镜一块。 演示实验：岩石标本、滴管、稀盐酸、相关课件。 教学过程： 课前游戏： 1．我们先来玩一个说猜的游戏，老师描述一个同学的特征，大家猜猜他是谁？我们班有一位同学，长有头发、一双眼睛、一对鼻孔、一张嘴巴、二只耳朵，中等个子，他是谁？ 2．只有描述出一位同学的显著特征，并且是独一无二的，才能容易猜得出。对吧？ 3．那位同学能够超过老师，描述出一位同学的显著特征让大家猜，注意不能使用缺陷性描述，那样会伤害同学的自尊心，这要注意绝对不能。
4．学生相互描述、猜测。 5．看似简单的说猜游戏，看来也不是很容易，首先描述的同学要准确清晰的抓住显著特征，如果这方面很强，今后很容易成为画家、作家、律师、警察、设计师，当然还容易成为伟大的科学家。棒吧！ 一、引入课题 上节课我们学习了《各种各样的岩石》，今天我们继续来研究岩石。（课件出示六块常见岩石：页岩、砂岩、石灰岩、砾岩、大理岩和花岗岩）（板书：认识几种常见的岩石） 二、进一步观察岩石 （一）观察实验指导 1．认识岩石就要讲究科学的观察方法，跟老师说说，大家都学会了哪些观察方法？根据学生回答，板书：看、闻、摸、尝、听……（很多岩石内有一定的毒素，不能尝，下课后还要记得洗手） 2．提问：除了用眼睛看外，还可以借助什么来看？为什么要用放大镜来观察？用放大镜可以观察岩石的什么？ 3．今天我们就要用放大镜来观察岩石在构造和结构方面的显著特征，同时学习一个新的观察方法：（课件出示表格）同学们也可以看自己同步探究上的记录表。 岩石观察记录 岩石编号颜色有无层理、气孔、斑点、 条纹、生物痕迹等组成岩石的颗粒 是什么样的敲击听声音滴稀盐酸的反应 颗粒岩石种类 大小
附侵入岩主要岩石类型的结构特征及照片图版 一、超基性侵入岩（P.39） 二、基性侵入岩（P.40） 三、中性侵入岩（P.40） 四、酸性侵入岩（P.41） 照片说明及图版（P.43~P.47）
附侵入岩主要岩石类型的结构特征及照片图版为便于与火山岩相比较，这里特将各类侵入岩代表性岩类的主要结构特征介绍如下：侵入岩属显晶质结构，根据矿物颗粒绝对大小又分为： （1）粗粒结构晶粒直径＞5mm； （2）中粒结构晶粒直径5-2mm（或5-1mm）； （3）细粒结构晶粒直径＜2mm（或＜1mm）。 颗粒更细小，＜0.2mm（或＜0.1mm）者称微粒结构；而颗粒很大，粒径＞1cm者则称巨晶或伟晶。 实际上，岩石中矿物颗粒都一样大小者比较少见，这里指的粒径是指岩石中最主要矿物的一般大小。 一、超基性侵入岩 超基性岩以SiO2含量＜45%及不含石英为特征。 超基性侵入岩具代表性的岩石为橄榄岩和辉石岩等。 1、矿物成分 主要矿物：橄榄石和辉石。橄榄石为镁橄榄石（FO 100-90）和贵橄榄石（FO 90-70）；辉石为富镁斜方辉石（顽火辉石、古铜辉石及紫辉石）和富钙单斜辉石（透辉石、普通辉石、异剥石）。 次要矿物：角闪石、黑云母，偶见斜长石。 副矿物：尖晶石类、铬铁矿、钛铁矿、磷灰石和磁铁矿。 2、主要结构 （1）半自形粒状结构组成岩石的矿物颗粒按结晶习性发育一部分规则的晶面，其他的晶面发育不好而呈不规则形态。若岩石主要由这些半自形晶构成，则称半自形粒状结构（照片1）。 （2）粒状镶嵌结构是超基性岩中常见的结构，粒状矿物近等轴形，被此呈直线镶嵌接触（照片2、3）。 （3）网状结构这是橄榄石遭受蛇纹石化的次生结构。特征在于开始是蛇纹石呈网格状贯穿整个切面，网眼中仍保留有未蚀变的橄榄石，这就是网状结构（或网状构造）（见照片2、3）。变化剧烈时，整个橄榄石切面会被蛇纹石和磁铁矿混合物所取代，但橄榄石原有的轮廓仍可察见。
从微量元素方面来对花岗岩构造背景进行判别 JULIAN A. PEARCE 摘要：花岗岩按照侵入位置可以分为四类-洋脊花岗岩（ORG），火山岛弧花岗岩（V AG），板内花岗岩（WPG）和碰撞花岗岩（COLG），并且这四种花岗岩根据具体产出形态和岩石学特征又可以进一步划分。我们已经建立了一个600个高质量花岗岩微量元素分析数据库，并且花岗岩产出位置已知，利用洋脊花岗岩标准地球化学数据和SiO2含量进行分析后，可以知道大部分花岗岩在微量元素特征方面存在很大差异。ORG，V AG，WPG，COLG这四种花岗岩的区分在Rb-Y-Nb and Rb-Yb-Ta方面上是比较有效的，尤其是Y-Nb, Yb-Ta, Rb-(Y + Nb) andRb—(Yb + Ta)的图解。尽管这些边界都是靠经验而来的，但是可以根据地球化学模型来建立不同花岗岩的一个理论基础。后碰撞花岗岩在大地构造分类上显示出一定的问题，因为他们的特点与碰撞事件时岩石圈的厚度和组成有关，也与之前岩浆活动的时期和位置有关。如果对后碰撞花岗岩的地球化学方面双倍的约束，花岗岩微量元素的特征都趋向于晚太古代的构造环境。 前言 微量元素分类图标很多时候都是用于玄武质火山岩的构造背景判别(e.g. Pearce & Cann, 1973; Floyd & Winchester, 1975; Pearce, 1975; Wood et al.,1979; Winchester & Floyd, 1977; Shervais, 1982).。然而，很多时候一些岩浆/构造事件在地表揭露的只是深层岩，尤其是花岗岩(sensu lato).。我们的目的就是把微量元素分类图标的应用范围推广到我们所命名的含有至少5%模式石英的深层岩。 为什么在判别个构造背景时玄武岩比花岗岩更受到重视呢，主要有两个原因。最主要是因为对于已知背景的花岗岩分类具有一定的难度，从他们出露在地表以来，就很难得到构造背景的明确的地球化学证据。第二个原因就是花岗岩复杂的形成过程，这使得他们的地球化学特征很难解释，例如晶体形态，地壳混染，挥发分对元素的带入和带出。玄武岩在判断构造背景方面要比花岗岩重要的多(e.g. Hanson, 1978).然而这些问题可以通过低蚀变的样品来平衡，所以对于他们的分类来说，活动元素要比稳定元素应用更多一些。当然，目前也已经有一些花岗岩分类的方案，对构造背景也有一定的指示意义。Peacock's (1931)的碱-灰质指数（alkali-lime index）和Shand's (1951)的进一步划分为过碱性、碱性和亚碱性来表示花岗岩 Streckeisen's (1976)的分类也对构造环境提供了一些信息，然而Debon & Le Fort (1982)基于La Roche(1978)早期成果公布了一个特征矿物表格，这里包含了构造背景化学和矿物的分类。他将花岗岩分为S型和I型(Chappell &White, 1974; White & Chappell, 1977)花岗岩，最初只是成因分类，目前已经可以用来预测构造背景。S型花岗岩是大陆碰撞产物，I型花岗岩是科迪勒拉山系和后造山抬升形成(e.g. Beckinsale, 1979; Pitcher, 1983)。为了强调区别，他又划分A 和M型花岗岩来分别区别非造山和洋弧背景。后者也可以包括Coleman & Peterman (1975)提出的大洋斜长花岗岩，主要是洋脊形成的蛇绿岩套中富钠的花岗岩。 尽管以上分类很有用处，但是他们范的最大缺点就是对过去构造背景的指示。这些矿物和主量元素的分类通常只是简单的分类，因为他们并不是主要用来判断构造背景。S、I、A、M型花岗岩分类很难应用，因为他们的边界并不清楚，还因为这些花岗岩类型和构造背景的单相关关系并不经常有效，后文我们会提到。所以我们利用相反的方向来分类，利用已知构造环境的花岗岩分析得到相应的地球化学和矿物特征。我们利用的600个样品，采自不
岩石的观察与描述及实例 岩浆岩的观察和描述 对各类岩浆岩的观察和描述，要从以下方面入手： l．颜色 岩浆岩的颜色大致可分为浅色、中色和暗色几种。观察时，应分出原生色（即新鲜面的颜色）及次生色（即经过次生变化后风化面的颜色）。原生色可反映岩石的成分及形成环境，次生色可反映岩石的经历过程。 深成岩的颜色深浅，是暗色矿物含量和浅色矿物含量比率的反映。辉长岩、撖榄岩为深色；闪长岩为中色；花岗岩、霞石正长岩为浅色。 浅成岩的颜色深浅，多受矿物拉度大小。结晶程度的影响，如微晶和隐晶质岩石比相同成分的深成岩颜色深。 喷出岩的颜色深浅，则受到岩石成分、次生变化、结晶程度等方面的影响。此外，还受到强烈氧化燃烧作用的影响。通常玄武岩类多呈黑、黑绿色、蚀变后呈中绿～浅绿色；安山岩类呈深灰、暗紫～紫红色；流纹岩类呈浅灰～粉红色。 描述岩石颜色时，应分出新鲜面（原生色），风化面（次生色），分别加以描述。 2．结构 显晶质岩石，其主要造岩矿物粒度大致相等时，应写出粒度与习惯用结构名称。如中粒辉长结构、粗粒花岗结构、中粒二长结构、粗粒半自形结构等； 隐晶质至玻璃质岩石，应写明隐晶质结构或半晶质结构，或玻璃质结构。 具隐晶质至玻璃质的岩石，以及其它显微结构的岩石，只有在岩石薄片鉴定的情沉下，才能定出其具体结构。 3．构造 最常见的岩浆岩构造的种类不多，只须准确描述即可。侵入岩多具块状、斑杂状、条带状构造；喷出岩则多具气孔、杏仁、流纹构造等。 4．矿物成分 对矿物成分的观察和描述应包括以下内容：矿物名称、物性特点、粒度大小、百分含量等。 对显晶质等粒结构的岩石，应描述主要矿物、次要矿物、副矿物、次生矿物。描述时应按含量多的先描述，含量少的后描述，即“先多后少”的顺序。 对矿物特征的描述应包括以下几方面：颜色、形态及鉴定特征（包括可反映岩石的结构、构造等特征）、粒度、目估百分含量等。 岩石具斑状或似斑状结构时，应首先指明斑晶矿物在整个岩石中的目估百分含量，然后以斑晶矿物含量“先多后少”的顺序描述其特征。接着描述基质中矿物的特征，如矿物粒度呈细粒时，其描述顺序与要求同前述。当基质粒度小于细粒时，只要求指明主、次要矿物．不要求作详细描述。
各种常见岩石特征描述 岩石名称特征描述图片板岩slate 具特征板状构造的浅变质岩石，基本没有重结晶，沿板理方向可以剥成薄片。颜色随其所含有的杂质不同 而变化，含铁的为红色或黄色；含碳质的为黑色或灰色；含钙的遇盐酸会起泡，因此一般以其颜色命 名分类，如灰绿色板岩、黑色板岩、钙质板岩等。由黏土岩、粉砂岩和中酸性凝灰岩经轻微变质作用 所形成。可以作为建筑材料和装饰材料。 千枚岩Phyllite 千枚岩是具有千枚状构造的低级变质岩石。原岩通常为泥质岩石（或含硅质、钙质、炭质的泥质岩）、粉砂岩及中、酸性凝灰岩等，经区域低温动力变质作用或区域动力热流变质作用的底绿片岩相阶段形成。主要由细小的绢云母、绿泥石、石英等矿物组成。岩石具细粒鳞片变晶结构，片理面上具有明显的丝绢光泽，并常具皱纹构造。变质程度介于板岩和片岩之间。典型的矿物组合为绢云母、绿泥石和石英，可含少量长石及碳质、铁质等物质。 片岩schist 具有明显片状构造的区域变质岩石，原岩已全部重结晶，由片状、柱状和粒状矿物组成。岩石具鳞片变晶结构、纤状变晶结构和斑状变晶结构。石英含量一般大于长石，长石含量常少于25%~30%，按主要片状或柱状矿物的不同可分为云母片岩、滑石片岩、石墨片岩等。片岩的类型主要取决于原岩类型，也与经历的温度压力条件密切相关。主要有云母片岩类、钙硅酸盐片岩类、绿片岩类（原岩一般为中性至基性的火山岩、火山碎屑岩和钙质白云质泥灰岩等，经低级区域变质作用形成，是绿片岩相中常见的典型岩石。矿物成分主要有绿泥石、绿帘石、阳起石、钠长石、石英、方解石、白云母，副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石等。 ）、镁质片岩类、闪石片岩类、蓝闪片岩类等。
岩石得结构:指组成岩石得物质(矿物或玻璃质)得结晶程度、颗粒大小、形态以及她们之间相互关系得特征。 岩石得构造:指组成岩石得各部分(矿物集合体或玻璃)得相互排列、配置与充填方式关系得特征。 一、结构 (一)、结晶程度 根据岩石中结晶物质(矿物)与非晶质(玻璃)两部分得相对含量,可以将岩石得结构分为三类: 1、全晶质结构:岩石全部有矿物得晶体组成,不含玻璃质。全晶质结构一般就是深成岩得特点,它表示在岩石形成过程中具有良好得结晶条件与冷却得结晶过程。 2、半晶质(部分晶质)结构:岩石中即有矿物晶体,又有非晶质玻璃存在。在熔岩或次火山岩中常见这种结构。 3、玻璃质结构:岩石几乎全部由非晶质玻璃组成。这种结构一般见于熔岩中,它就是岩浆在地表条件下快速冷却得产物。 (二)、矿物颗粒大小 根据矿物颗粒得相对大小,可分为等粒与不等粒二类结构: 1、等粒结构:岩石中主要矿物得所有颗粒粒度大小相近。等粒结构可以根据粒径得绝对大小分为: (1)、显晶质结构:矿物颗粒在肉眼或放大镜下可以分辨得结构。又可根据主要矿物颗粒得平均直径(一般以长石颗粒长轴方向得平均大小来度量)分为:
A、粗粒结构:颗粒直径＞5mm B、中粒结构:颗粒直径5-1mm C、细粒结构:颗粒直径1-0、1mm (2)、隐晶质结构:矿物颗粒非常细小,肉眼与放大镜下不能分辨,但在显微镜下可以瞧出颗粒得岩石,这种隐晶质结构又称为显微晶质结构。又长石与石英组成得显微晶质结构,常称为霏细结构。如在显微镜下仍不能分辨矿物颗粒时,则称为显微隐晶质结构。 2、不等粒结构:岩石中主要矿物得颗粒度有较明显得不同。按颗粒径得相对大小分为: (1)、连续不等粒结构:同种矿物颗粒大小不等,形成一个连续得序列。 (2)、斑状结构:岩石由两类明显不同大小得颗粒组成,大颗粒散布在小颗粒或玻璃之中。大得斑晶,小得称为基质。基质就是由细晶、微晶、隐晶质或玻璃组成。数个斑晶相互靠近连接在一起称为连斑结构或聚斑结构。 碎斑结构:在次火山作用条件下,挥发份由相对高压进入相对低压而发生膨胀释放,但又不能自由逸出地表,所以造成涡流,在滚动中就是碎裂得斑晶进一步分裂,但不离散,形成碎斑结构。它就是酸性次火山岩常有得结构。 (3)、似斑状结构:岩石由两类不同大小得矿物颗粒组成,但大小并不悬殊,基质就是显晶质得(粗粒、中粒或细粒),斑晶与基质得成分基本上相同,表明斑晶与基质就是在相同或相近得物理化学条件下结晶得。似斑状往往过渡为连续不等粒结构。
花岗岩分类及成因 花岗岩类类型多,分布广,差异大,自Real(1956)提出花岗岩分类以来,地质学界对花岗岩的成因分类一直存在着异议,从早期简单的二分法，即将花岗岩分为岩浆的(有单岩浆花岗岩和双岩浆花岗岩之分)和花岗岩化的(有深熔花岗岩和交代花岗岩之分)两大类，到经典的I- S-M-A分类法，均具有各自的优点及局限性,现就各分类方法做简要叙述 1.早期二分法[1] B. W. Chappell和A. J. R. White (1974 ) 根据对澳大利亚东部塔斯曼造山带花岗岩的研究，提出将花岗岩分为I型和S型两种不同成因类型，这种分类大致分别相当于S. Ishihara (1977 )所划分的“磁铁矿系列”和“钦铁矿系列”花岗岩。I型花岗岩的源岩物质来自未经地壳风化作用的岩浆岩，S型花岗岩的源岩物质来自壳层沉积物质。这些分类已经具体考虑了花岗岩的成岩物质来源，但并没有同其产出的构造地质环境相结合。 2.槽-台学说与花岗岩成因分类 2.1三分法（徐克勤）[2] 徐克勤等(1982)将花岗岩划分为三大成因系列:第一类为地槽沉积物经交代、变质和花岗岩化而形成的大陆地壳改造型花岗岩;第二类位于大陆边缘活动带或大陆内部断裂带，与安山岩浆或基性岩浆有关，为不同程度地受到陆壳混染同化及混熔作用而形成的过渡性地壳同熔型花岗岩;第三类产于深断裂带或裂谷带，为与超镁铁质岩石及基性火山岩有成因联系的幔源型花岗岩。这三大类花岗岩(陆壳改造型、过渡性地壳同熔型和幔源型)与构造环境是相关联的。 （1）陆壳改造型花岗岩：在该类花岗岩分布的地区没有见到它们与基性侵人岩或喷发岩(玄武岩)、中性侵人岩或喷发岩(安山岩)的共生关系。这一成因系列的花岗岩类中一般以正常花岗岩为主，但也较常出现非正常系列的二长花岗岩、富斜花岗岩、富石英的花岗闪长岩、斜长花岗岩和英云闪长岩等。但石英二长岩、花岗闪长岩和石英闪长岩等则较少见。 （2）过渡性地壳同熔型：这一类花岗岩往往是从中基性岩到酸性的花岗岩，如从闪长岩→石英闪长岩→花岗闪长岩→钾长花岗岩。大陆上的深断裂带，活动大陆边缘和岛弧区的侵人岩，常是这样的一套岩石，伴生的也有少量基性岩石。 （3）幔源型花岗岩：多呈偏铝质的斜长花岗岩小型侵入体与玄武岩伴生，属于此成因系列的多为碱质花岗岩系列。 2.2 三分法（杨超群）[3] 根据形成的地质环境的不同,将花岗岩分为三个大类和若干个亚类,每一大 类均包含若干小类。（详见表1） 表1 花岗岩的地质环境-成因分类
各种常见岩石岩性描述 灰白色厚层细粒石英岩：风化面灰色，新鲜面灰白色，细粒粒状变晶结构，块状构造，厚层状构造。主要矿物成份：石英，无色透明，他形粒状，粒度v 1mm, 含量95%左右；长石、绢云母约占5%。 灰褐色含绢云石英岩：风化面灰色，新鲜面灰褐色，细粒粒状变晶结构，块状构造。主要矿物成份：石英，无色透明，他形粒状，粒度v 1mm，含量80% 左右；绢云母，鳞片状，片径0.5mm左右，含量15%左右；长石矿物约占5%。 灰色薄层绢云石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面灰色，细粒鳞片粒状变晶结构，片状构造。主要矿物成份由石英、绢云母、长石等组成。石英，他形粒状，粒径v 1mm，含量50%左右；绢云母，鳞片状，片径0.5mm左右，含量35%左右；长石，粒状，粒径1mm左右，含量v 10%；绿泥石、黑云母等矿物约占5%。 灰绿色绢云绿泥石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面灰绿色，细粒鳞片粒状变晶结构，片状构造。主要矿物成份由石英、绢云母、绿泥石、长石等组成。石英，他形粒状，粒径v 1mm，含量45%左右；绿泥石，细小鳞片状，片径0.5mm左右，含量25%左右；绢云母，鳞片状，片径0.5mm左右，含量20%左右；长石，粒状，粒径1mm左右，含量v 10%。 灰白色薄层二云石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面灰白色，细粒鳞片粒状变晶结构，片状构造。主要矿物成份由石英、白云母、黑云母、长石等组成。石英，他形粒状，粒径v 1mm，含量45%左右；白云母，片状，片径0.5mm左右，含量25%
左右；黑云母，片状，片径0.5mm左右，含量20%左右；长石，粒状，粒径1mm左右，含量v 10%。 灰色十字石二云石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面灰白色，细粒鳞片粒状变晶 结构，片状构造。主要矿物成份由石英、白云母、黑云母、长石等组成。石英，他 形粒状，粒径v 1mm,含量45%左右；白云母，片状，片径v 1mm，含量25% 左右；黑云母，片状，片径v 1mm，含量20%左右；长石，粒状，粒径1mm左右，含量5%左右。见有特征矿物十字石，多呈半自形短柱状，大小不等，多在5mm左右，含量 约5%。 褐灰色白云母石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面褐灰色，细粒鳞片粒状变晶结构，片状构造。主要矿物成份由石英、白云母、长石等组成。石英，他形粒状，粒 径v 1mm,含量50%左右；白云母，片状，片径v 1mm,含量35%左右；长石，粒 状，粒径1mm左右，含量v 10%;绿泥石、黑云母等矿物约占5%。 灰色厚层黑云石英片岩：风化面灰黑色，新鲜面灰色，细粒鳞片粒状变晶结 构，片状构造，厚层状构造。主要矿物成份由石英、黑云母、长石等组成。石英， 他形粒状，粒径v 1mm，含量50%左右；黑云母，片状，片径v 1mm左右，含量35%左右；长石，粒状，粒径1mm左右，含量v 10%;绿泥石、黑云母等矿物约占5%。 灰绿色厚层绿泥千枚岩：风化面灰黑色，新鲜面灰绿色，显微粒状鳞片变晶结构，千枚状构造。主要矿物成份由粒度细小的绿泥石、石英、长石及少量绢云母组成。绿泥石，细小鳞片状，片径v 0.1mm，含量70%左右；石英，他形粒状，粒度v 0.1mm,含量15%—20%;长石，他形粒状，粒度v 0.1mm,含量5%—10%；绢云母及其他矿物约占5%。 灰色浅灰色厚层绢云绿泥千枚岩：风化面灰黑色，新鲜面浅灰色，显微粒状鳞片变晶结构，千枚状构造，厚层状构造。主要矿物成份由粒度细小的绿泥石、绢云母、石英及少量长石组成。绿泥石，细小鳞片状，片径v 0.1mm，含量60% 左右； 绢云母细小鳞片状，片径v 0.1mm,含量25%左右；石英，他形粒状，粒度v 0.1mm,含量10%;长石及其他矿物约占5%。 紫褐色绢云千枚岩：风化面灰黑色，新鲜面紫褐色，显微粒状鳞片变晶结构，
认识几种常见的岩石 执教老师：台州市临海大洋小学徐寒英 教学目标： 科学概念： 1、初步认识板岩、砂岩、花岗岩、大理岩、石灰岩、砾岩等几种常见的显著特 征。 2、不同种类的岩石在结构和构造上有不同的特征。 过程与方法： 1、观察、记录、描述几种常见岩石的颜色、结构、构造。 2、根据岩石的特征对照有关资料识别岩石。 3、根据需要对岩石进行观察、比较、及查阅相关资料。 情感态度价值观： 1、认识到认真细致的观察、比较、记录和描述的重要。 2、通过说说猜猜的组织形式，培养学生科学交流的质疑意识和互动有效性。 3、培养收集、研究岩石的兴趣。 重点：观察、记录、描述几种岩石的特征。 难点：1、描述岩石。2、根据岩石的特征对照资料识别岩石。 分组实验：1号花岗岩、2号大理岩、3号石灰岩、4号板岩、5号砂岩、6号砾岩、镊子、滴管、滴瓶、稀盐酸、放大镜、水杯、湿毛巾、玻璃皿。演示实验：岩石标本、滴管、稀盐酸、滴瓶、玻璃皿、相关课件 课前游戏： 师：我们先来玩一个说说猜猜的游戏，老师描述出我们班某一位同学的体貌特征，请大家猜猜他是谁。他黑头发、两只眼睛、二只耳朵、一个鼻子、一张嘴，他是谁？ 师：也就是说我们无法说出他具体是谁！那你觉得老师应该怎样描述？是啊！只有描述出这位同学区别于其他同学的，最好是独一无二的明显特征，别人才容易猜出来。 师：哪位同学能描述出某位同学的明显特征。 生：描述（2个） 师：（你成功了！说明你已经描述出这位同学的明显特征了，或是：这位同学还有没有最最明显的特点）现在改变一下方式，谁来描述让老师来猜，我能猜出来，你们就成功了！谁来描述？ 生：描述。 师：说实话，老师还真不能一下子猜出来！能不能把这位同学最最明显的特点描述出来？看来说说猜猜的游戏，说的人一定要抓住明显的特征来描述。猜的人一定要熟悉、认识被猜的对象。 教学过程： 一、引入课题（1分） 有请今天说说猜猜的主角闪亮登场（出示：几种常见的岩石图片）它们是我们生活中常见的岩石，要说说猜猜这些岩石，首先得认识它们。（板书：认识几种常见的岩石） 二、观察岩石实验（9分） 1、讨论观察方法
岩石的结构：指组成岩石的物质（矿物或玻璃质）的结晶程度、颗粒大小、形态以及他们之间相互关系的特征。 岩石的构造：指组成岩石的各部分（矿物集合体或玻璃）的相互排列、配置与充填方式关系的特征。 一、结构 （一）、结晶程度 根据岩石中结晶物质（矿物）和非晶质（玻璃）两部分的相对含量，可以将岩石的结构分为三类： 1、全晶质结构：岩石全部有矿物的晶体组成，不含玻璃质。全晶质结构一般是深成岩的特点，它表示在岩石形成过程中具有良好的结晶条件和冷却的结晶过程。 2、半晶质（部分晶质）结构：岩石中即有矿物晶体，又有非晶质玻璃存在。在熔岩或次火山岩中常见这种结构。 3、玻璃质结构：岩石几乎全部由非晶质玻璃组成。这种结构一般见于熔岩中，它是岩浆在地表条件下快速冷却的产物。 （二）、矿物颗粒大小 根据矿物颗粒的相对大小，可分为等粒和不等粒二类结构： 1、等粒结构：岩石中主要矿物的所有颗粒粒度大小相近。等粒结构可以根据粒径的绝对大小分为： （1）、显晶质结构：矿物颗粒在肉眼或放大镜下可以分辨的结构。又可根据主要矿物颗粒的平均直径（一般以长石颗粒长轴方向的平均大小来度量）分为：
A.粗粒结构：颗粒直径＞5mm B.中粒结构：颗粒直径5-1mm C.细粒结构：颗粒直径1-0.1mm （2）、隐晶质结构：矿物颗粒非常细小，肉眼和放大镜下不能分辨，但在显微镜下可以看出颗粒的岩石，这种隐晶质结构又称为显微晶质结构。又长石和石英组成的显微晶质结构，常称为霏细结构。如在显微镜下仍不能分辨矿物颗粒时，则称为显微隐晶质结构。 2、不等粒结构：岩石中主要矿物的颗粒度有较明显的不同。按颗粒径的相对大小分为： （1）、连续不等粒结构：同种矿物颗粒大小不等，形成一个连续的序列。 （2）、斑状结构：岩石由两类明显不同大小的颗粒组成，大颗粒散布在小颗粒或玻璃之中。大的斑晶，小的称为基质。基质是由细晶、微晶、隐晶质或玻璃组成。数个斑晶相互靠近连接在一起称为连斑结构或聚斑结构。 碎斑结构：在次火山作用条件下，挥发份由相对高压进入相对低压而发生膨胀释放，但又不能自由逸出地表，所以造成涡流，在滚动中是碎裂的斑晶进一步分裂，但不离散，形成碎斑结构。它是酸性次火山岩常有的结构。 （3）、似斑状结构：岩石由两类不同大小的矿物颗粒组成，但大小并不悬殊，基质是显晶质的（粗粒、中粒或细粒），斑晶与基质的成分基本上相同，表明斑晶与基质是在相同或相近的物理化学条件下结晶
花岗岩的特征 发布时间：2011-12-10 00:53:53 | 阅读次数：920次 花岗岩的特征 你知道什么样的岩石是花岗岩吗？ 岩石是固体地球的主要构成，它本身又是由矿物组成的，而矿物则是由元素组成的，这样的概念已经成为地质界的共识。根据形成岩石的地质作用过程的特点，岩石被划分成火成岩、沉积岩和变质岩三大类。地球上的火成岩（由岩浆固结形成的岩石）按其产状可以划分为火山岩（主要由喷出地表的岩浆固结而成）和深成岩（由侵入于地下深处的岩浆固结形成）。按岩石中SiO2含量不同，岩石学家一般将火成岩划分为超基性岩（SiO263%）。出露最广的火山岩是基性的玄武岩，主要分布在大洋地区；出露面积最大的深成岩是酸性的花岗岩，主要分布在大陆地区。因此，花岗岩是与我们朝夕相处的地质体，被认为与大陆的生长密切相关。什么是花岗岩呢？按照地质辞典的解释，花岗岩“是一种分布很广的深成酸性火成岩，SiO2含量多在70%以上，颜色较浅，以灰白色、肉红色较为常见。主要由石英、长石及少量暗色矿物组成，其中石英含量在20%以上，碱性长石常多于斜长石”。对于这样的解释，非专业人员一般不会感到满意，因为它引入了更多的、人们不熟悉的专业术语，多少有点以词解词的嫌疑。最普通的理解，花岗岩就是石英含量（体积百分比，下同）大于或等于20%、斜长石/（斜长石+碱性长石）=10~65%的深成岩。由此可见，花岗岩的定义和分类命名与其组成矿物的种类及其相对含量有关。由于矿物百分含量界限是人为确定的，而自然界岩石的矿物组成是逐渐变化的，即使专业人员也难于将花岗岩与其类似岩石严格区分开来。由此出现了广义花岗岩（花岗岩类或花岗质岩石）与狭义花岗岩的称谓。广义花岗岩类岩石一般指花岗岩及与花岗岩具密切共生关系、矿物成分以含石英（>5%）和长石为主的中酸性侵入岩（钙碱性岩类及部分钙碱性-碱性岩类的岩石）。 一、花岗岩的特征及成因 天然花岗岩是火成岩，也叫酸性结晶深成岩，属于硬石材。由长石、石英及少量云母组成。花岗岩构造致密，呈整体的均粒状结构。常按其结晶颗粒大小分为“伟晶”、“粗晶”、“细晶”三种。其颜色主要是由长石的颜色和少量云母及深色矿物的分布情况而定，通常为灰色、红色、蔷薇色或灰、红相间的颜色，在加工磨光后，便形成色泽深浅不同的美丽斑点状花纹，花纹的特点是晶粒细小均匀，并分布着繁星般的云母亮点与闪闪发光的石英结晶。而大理石结晶程度差，表面很少细小晶粒，而是圆圈形，枝条形或脉状的花纹，所以可以据此来区别这两种石材。
花岗岩成因类型划分与板块构造环境 根据研究内容的不同，岩浆岩石学又可分为岩类学和岩理学。岩类学又称描述岩石学、岩相学，主要研究岩石的产状、分布、组成、分类、命名等方面的问题。岩理学又称理论岩石学、成因岩石学，主要研究岩石的形成条件、成因机理等方面的问题。 （一）相关知识 花岗岩有广义和狭义之分。狭义的花岗岩是指石英含量＞20%的侵入岩。广义的花岗岩称花岗岩类，是空间上与狭义的花岗岩相伴生，成因上与狭义的花岗岩有联系，石英含量一般＞5%的各类侵入岩。 花岗岩的成因分类主要有3种类型：S-I-M-A型、壳幔同熔型－陆壳改造型－幔源型、磁铁矿系列－钛铁矿系列。这3种划分方案中，S-I-M-A型应用较广。 花岗岩浆活动的板块构造背景一般划分为：火山弧花岗岩（V AG.）、板内花岗岩（WPG.）、同碰撞花岗岩（S-COLG.）、洋中脊花岗岩（ORG.）。 花岗岩的S-I-M-A成因类型划分与花岗岩浆活动的板块构造背景有一定的对应关系（表1）。判别方法需采用地质产状、岩相学特征、岩石化学成分、含矿性等方面综合判断。 岩石化学成分的特征参数和判别图解较多。主要参考资料如下。 （1）高秉璋，洪大卫，郑基俭，等。花岗岩类区1∶5万区域地质填图方法指南[M]。武汉：中国地质大学出版社，1991。 （2）李昌年。火成岩微量元素岩石学[M]。武汉：中国地质大学出版社，1992。 （3）邱家骧，林景仟。岩石化学[M]。北京：地质出版社，1991。 （4）陈德潜，陈刚。实用稀土元素地球化学[M]。北京：冶金工业出版社，1990。 （二）成因类型与板块构造环境的判别图解 岩石化学成分主要包括：岩石常量元素分析、岩石稀土元素分析、岩石微量元素分析、岩石同位素分析。利用岩石化学成分分析结果，进行特征参数计算与判别图解，是研究岩石成因的主要方法。在化学成分特征参数与判别图解中，常量元素应用较广。S型花岗岩与I型花岗岩的判别，是工作的重点与难点。 在选用特征参数与判别图解中要注意3方面问题：①要同时选用岩石常量元素、岩石稀土元素、岩石微量元素、岩石同位素的特征参数与判别图解，避免单
建筑干挂花岗岩节点构造防水处理 建筑干挂花岗岩节点构造的防水处理 一、石板饰面层底部的防水处理： 1.底部防水处理的关键是将雨水排出。 2.首先在每条石板板缝中用橡皮条作背衬，高度大于25mm。在石板与围护墙部的底部空隙中填塞聚苯板垫底，然后在缝内灌入1∶2.5的白水泥砂浆，灌筑高度大于20mm。 3.待砂浆凝固后，将板缝中的橡皮条取出，在白水泥砂浆上表面的每条缝隙中设置￠5mm的排水孔，并应保证排水孔畅通，使上部渗下的雨水能顺利排出。 二、石材饰面层顶部的防水处理： 1.顶部防水处理的关键是防止雨水进入。 2.最上一层石板安装完毕后，石板饰面层与围护墙间的空隙要用石板封顶。其作法是在石板与外墙间的空隙中，放入一根通长木条，上皮距石板上口25mm，撂平后用铅丝悬吊固定。 3.在木条上放置聚苯板，其上灌筑1∶2.5的白水泥浆，找平后放置封顶石板。封顶石板与墙面石板间的缝隙须用官封膏嵌填。 三、饰面板缝的防水处理： 1.同一标高层的石板安装完毕后，应检查其表面平整度和外观质量，确认合格后再作防水处理。 2.先在板缝内侧嵌塞背衬条，背衬条可选用可选用高压聚乙烯泡沫圆棒，其外侧距石板外皮5mm。然后在板缝两侧粘贴防污条。粘贴时要注意上下平直，并在缝内刷基层处理剂。 3.嵌缝密封密膏应选用档次较商、耐久性及防水性好的材料（硅橡胶或聚硫橡胶密封膏），颜色要与石板颜色相协调，以保证整体装饰效果。嵌缝前密封膏小筒的端部剪成斜口，用嵌缝枪将膏体注入缝内。注胶时用力要均匀，行枪要慢，出胶量一致，不可忽多忽少，膏体不得流出缝外。 4.嵌缝后如胶面不平顺，可用不锈钢小勺刮平，使外侧呈平面或小圆弧状。底部石板饰面嵌缝时，注意不要堵塞排水管。 四、门窗边框与外墙转角处的防水处理： 1.门窗边框外侧要有铝合金板封闭石板与外墙间的空隙，铝合金与石板间的缝隙用密封膏填塞。 2.安装门窗框时，门窗框周边及外墙也应嵌填密封膏。若事先末用封膏填缝，可在石板饰面防水处理时，用密封膏嵌塞门窗框周边，外侧做成小圆角或八字角。 3.在外墙转角处的石板间也须嵌以密封膏，外侧作平缝过渡，或略深入石板阴角内并开形成斜面。 感谢您的阅读！
典型岩石的构造形态（35种） 沉积岩石中不同矿物集合体之间、岩石的各个组成部分之间或矿物集合体与岩石其他组成部分之间的相互关系，称为岩石构造。也有人认为岩石的构造应是组成岩石的矿物集合体的形状、大小和空间的相互关系及充填方式,即这些矿物集合体的组合的几何学的特征。以下是附图分析。 一、板劈理：板岩所特有的连续劈理。它发育在细粒的低级变质岩中，肉眼极难区别出劈理域或微劈石；在显微尺度上，劈理域由平行面状或交织状排列的云母或绿泥石等层状硅 酸盐矿物富集成薄膜或薄层，宽约0.005毫米；微劈石由石英、长石等浅色矿物的集合组成，呈薄板状或透镜状，宽约1～0.01毫米或以下。板劈理使板岩具有良好的可劈性，将岩石劈成十分平整的薄板。二、劈理折射：强弱相间的岩层中,强硬层中的劈理和软弱层中的劈理以不同角度与层理相交，强硬层中为间隔劈理，与层理交角较大；软弱层中为连续劈理，与层理交角较小。三、矩形石香肠：白云岩中的硅质条带拉断形成矩形石香肠，反映硅质能干层（强硬层）与白云岩软弱层之间的高粘性差。（石香肠构造，各位可还记得～）不同力学性质互层的岩系受到垂直或近垂直岩层的挤压而形成。 软弱岩层被压向两侧塑性流动，夹在其中强硬岩层不易塑性
变形而被拉断，构成平面上呈平行排列的长条状块段，即石香肠。在被拉断的强硬岩层的间隔中，或由软弱层呈褶皱楔入，或由变形过程中分泌出的物质所充填。 四、透镜状石香肠：灰岩中相对强硬的白云岩形成的透镜状石香肠构造。香肠体的两端有分泌的方解石充填，示压溶作用的存在。五、挠曲：在水平或平缓的岩层中，由一般岩层突然变陡而表现出的膝状弯曲，或是由于岩层翘曲或其他和缓变形所形成的弯曲。六、膝状褶皱：以早期板劈理为变形面发生褶皱，由左到右褶皱形式发生变化，既由膝状-箱状-圆弧状渐变过渡。七、膝折：由一系列互相平行的膝折带组成的尖棱褶皱，称为膝折褶皱；两翼平直，转折端尖棱。八、平缓褶皱：平缓褶皱是指翼间角小于180°、大于120°的褶皱。九、开阔褶皱：翼间角为120°～70°的褶皱。十、W型对称褶皱：为石英岩中的W型对称褶皱。中部褶皱较紧闭，向两侧逐渐开阔，褶皱转折端加厚，翼部减薄。十一、不对称Ｎ型褶皱：不同褶皱层的褶皱形态的变化，强硬的硅质层（石英岩）具典型的相似褶皱的特点，较软弱的铁质层（富磁铁矿层）为顶厚褶皱。十二、不对称褶皱：指两翼不等长褶皱的中面与轴面互相不垂直，以轴面为标志面褶皱两翼不呈镜像对称的褶皱。对于一系列连续发育的不对称褶皱，如果顺褶皱枢纽的倾伏方向观察，可将其褶皱面形态从长翼到短翼的变化描述为S型或Z型，它们反映了褶皱的倒
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。
花岗岩形成的大地构造环境 花岗岩的成因和大地构造环境之间具有密切的联系，前人针对花岗岩形成时的构造环境也展开了详细的研究，文章在前人研究的成果上，通过讨论花岗岩和大地构造的成因联系、花岗岩的构造成因分类以及花岗岩的类型和其对应的大地构造的模式这几方面，对花岗岩的大地构造环境进行初步的归纳。 标签：花岗岩；大地构造环境；成因 引言 通过研究花岗岩形成的大地构造环境以及其出露的大地构造位置，对认识花岗岩的成因具有重要的作用，利用一定的地球化学方法可以初步判别花岗岩形成的大地构造环境[1]。许多地质学者针对花岗岩形成的大地构造环境展开了研究。例如，Pearce等提出利用微量元素判别图解来划分花岗岩[2]。Harris et al.在划分碰撞带中不同构造时期的花岗岩时，利用了Rb-Hf-Ta三元图。Barbarin在花岗岩形成的构造环境的判别方面做了很多的工作，他根据花岗岩类的岩石性质、矿物种类、地球化学特征等，将其划分成七种类型，每种类型都对应有各自的地球化学环境及源区。 1 花岗岩与大地构造的成因联系 Barker D.S.认为岩浆是由地幔或地壳部分熔融产生的，永久的世界性的岩浆房是不存在的；其次，热量无法汇聚在很小的空间中，仅仅通过放射性元素所产生的热能并不能够产生熔融作用。由此可知，岩浆的形成方式有以下三种：第一种是通过位于岩石下部的岩浆的热传导作用，或者是由断裂、俯冲等的构造作用所产生的能量使岩石达到高温状态产生了熔融；第二种是构造抬升或者贯入而产生的降压作用；第三种是变质作用中固相线较低的物质组分发生变化；不同期次的岩浆作用都会保留各自的地球化学特征。 Peive A.B.等通过研究花岗岩与地壳演化之间的关系，将地壳的演化过程划分为大洋、过渡时期和大陆三个阶段。近年来Wickham S.M.通过研究东比利牛斯裂谷的变质作用，认为在类似于大陆裂谷的这种高温低压的构造环境中，同样也可以形成花岗岩。在裂谷环境中，上地幔中的热物质参与了岩浆的改造混染作用，然后地壳逐渐的向过渡型演变，最终逐渐形成了拉张型过渡壳。在此基础上，何国琦等人通过研究提出了关于地壳演化过程的五阶段模式[3]。 2 花岗岩的构造成因分类 Pitcher W.S.提出一个相对合理的花岗岩构造分类法，即西太平洋型、海西型、加里东型、尼日利亚型和安第斯型，并描述了各种环境中的花岗岩的基本特征。根据地壳成熟度理论，并结合Pitcher的分类方法，可以将花岗岩形成的大地构造环境分为五种类型：
几种常见岩石的辨别和描述（野外编录） 三种常见的岩浆岩： 1．花岗岩是分布最广的深成侵入岩。主要矿物成分是石英、长石和黑云母，颜色较浅，以灰白色和肉红色最为常见，具有等粒状和块状构造。花岗岩既美观抗压强度又高，是优质建筑材料。 2．橄榄岩侵入岩的一种。主要矿物成分是橄榄石及辉石，深绿色或绿黑色，比重大，粒状结构。是铂及铬矿的惟一母岩，镍、金刚石、石棉、菱铁矿、滑石等也同这类岩石有关。 3．玄武岩一种分布最广的喷出岩。矿物成分以斜长石、辉石为主，黑色或灰黑色，具有气孔构造和杏仁状构造，玄武岩本身可用作优良耐磨的铸石原料。 (沉积岩) 又叫“水成岩”。是在常温常压条件下岩石遭受风化作用的破坏产物，或生物作用和火山作用的产物，经过长时间的日晒、雨淋、风吹、浪打，会逐渐破碎成为砂砾或泥土。在风、流水、冰川、海浪等外力作用下，这些破碎的物质又被搬运到湖泊、海洋等低洼地区堆积或沉积下来，形成沉积物。随着时间的推移，沉积物越来越厚，压力越来越大，于是空隙逐渐缩小，水分逐渐排出，再加上可溶物的胶结作用，沉积物便慢慢固结而成岩石，这就是沉积岩。沉积岩分布极广，占陆地面积的75％，是构成地壳表层的主要岩石。四种常见的沉积岩： 1．砾岩一种颗粒直径大于2毫米的卵石、砾石等岩石和矿物胶结而成的岩石，多呈厚层块状，层理不明显，其中砾石的排列有一定的规律性。 2．砂岩颗粒直径为0．1～2毫米的砂粒胶结而成的岩石。分布很广，主要成分是石英、长石等，颜色常为白色、灰色、淡红色和黄色。
3．页岩由各种黏土经压紧和胶结而成的岩石。是沉积岩分布最广的一种岩石，层理明显，可以分裂成薄片，有各种颜色，如黑色、红色、灰色、黄色等。 4．石灰岩俗称“青石”，是一种在海、湖盆地中生成灰色或灰白色沉积岩。主要由方解石的微粒组成，遇稀盐酸会发生化学反应，放出气泡。石灰岩的颜色多为白色、灰色及黑灰色，呈致密块状。 变质岩：地壳中的火成岩或沉积岩，由于地壳运动、岩浆活动等所造成的物理、化学条件的变化，使其成分、结构、构造发生一系列改变，这种促成岩石发生改变的作用称为变质作用。由变质作用形成的新岩石叫做变质岩，例如由石英砂岩变质而成的石英岩，由页岩变质而成的板岩，由石灰岩、白云岩变质而成的大理岩。变质岩常有片理构造。三种常见的变质岩： 1．大理岩由石灰岩或白云岩重结晶变质而成。颗粒比：石灰岩粗，矿物成分主要为方解石，遇酸剧烈反应，一般为白色，如含不同杂质，就有各种不同的颜色。大理岩硬度不大，容易雕刻，磨光后非常美观，常用来做工艺装饰品和建筑石材。 2．板岩由页岩和黏土变质而成。颗粒极细，矿物成分只有在显微镜下才能看到。敲击时发出清脆的响声，具有明显的板状构造。板面微具光泽，颜色多种多样，有灰、黑、灰绿、紫、红等，可用做屋瓦和写字石板。 3．片麻岩多由岩浆岩变质而成。晶粒较粗，主要矿物成分为石英、长石、黑云母、角闪石等。矿物颗粒黑白相间，呈连续条带状排列，形成片麻构造。岩性坚，但极易风化破碎。 C、(矿物) 是地壳内外各种岩石和矿石的组成部分，是具有一定的化学成分和物理性质的自然均一体。大部分矿物是固体，也有的是液体(如自然汞、石油)或气
目录 一、结构体的类型和岩体结构特征 (2) 1.结构体的类型 (2) 2.岩体结构特征 (2) 3、组成 (3) 4、结构面 (3) 5、结构体 (4) 6、类型 (4) 7、力学效应 (5) 二、岩层产状的记录方法 (6)
一、结构体的类型和岩体结构特征 1.结构体的类型 由于各种成因的结构面的组合，在岩体中可形成大小、形状不同的结构体。 岩体中结构体的形状和大小是多种多样的，但根据其外形特征可大致归纳为：柱状、块状、板状、楔形、菱形和锥形等六种基本形态。当岩体强烈变形破碎时，也可形成片状、碎块状、鳞片状等形式的结构体。 结构体的形状与岩层产状之间有一定的关系，例如：平缓产状的层状岩体中，一般由层面(或顺层裂隙)与平面上的“X”型断裂组合，常将岩体切割成方块体、三角形柱体等；在陡立的岩层地区，由于层面(或顺层错动面)、断层与剖面的上“X”型断裂组合，往往形成块体、锥形体和各种柱体。结构体的大小，可用体积裂隙数Jv来表示。其定义是：岩体单位体积通过的总裂隙数(裂隙数／m3)，表达式为： 式中的Si为岩体内第i组结构面的间距；为该组结构面的裂隙数(裂隙数／m)。 根据Jv值的大小可将结构体的块度进行分类(表16-4-2)。 结构体块度(大小)分类表16-4-2 2.岩体结构特征 岩体结构是指岩体中结构面与结构体的组合方式。 岩体结构的基本类型可分为整体块状结构、层状结构、碎裂结构和散体结构，它们的地质背景、结构面特征和结构体特征等列于表16-4-3中。 (三)岩体的工程地质特性 岩体的工程地质性质首先取决于岩体结构类型与特征，其次才是组成岩体的岩石的性质(或结构体本身的性质)。 不同结构类型岩体的工程地质性质： 1.整体块状结构岩体的工程地质性质整体块状结构岩体因结构面稀疏、延展性差、结构体块度大且常为硬质岩石，故整体强度高、变形特征接近于各向同性的均质弹性体，变形模量、承载能力与抗滑能力均较高，抗风化能力一般也较强，所以这类岩体具有良好的工程地质性质。 岩体结构的基本类型表16-4-3