火成岩微量元素(提要)
火成岩微量元素提要（“岩石学与岩石成因”课使用，周新民，2002）
微量元素地球化学理论建立在晶体化学和热力学基础之上，集中体现为弋尔德斯密特定律和能使特定律。前者是制约微量元素类质同像置换的经验规律，后来扩展研究键型、配位数、置换能量效应、组份浓度、温度、压力等，并提出负电性、晶体场理论（主要解释过渡族元素性状）等概念。后者能使特定律是解决微量元素在不同体系（固-液、液-液和液-气等）地质相之间平衡分配的规律，即确定微量元素分配系数（D），它是建立定量模型的基础。
主量元素，指岩石中该元素氧化物的重量丰度＞0.1%，即＞1000ppm（μg/g，10-6，1/百万）；微量（痕量）元素的重量丰度＜1000ppm，＞0.1ppm；超微量元素＜0.1ppm，即＜100ppb（10-9，1/10亿）。
常用代号：LILE大离子亲石元素；ICE，不相容元素；CE，相容元素；HFSE，高场强元素；LFSE，低场强元素；REE，稀土元素；RHE，放射性生热元素。
不相容元素：
不相容元素，D i
s/l ＜1 相容元素，D i
s/l
＞1
强不相容元素，D i s/l＜0.1 弱不相容元素，D i s/l＝0.1～1
Cs Rb Ba Th U K Na Ta Nb La Ce Sr Nd P Hf Zr Sm Ti Tb Dy Er Yb L u V S c C a A l 低场强元素或活动性元素：易溶于流体，周期表ⅠA、ⅡA、ⅢA中离子半径（r）较大，
正电价数（Z）较小的元素，如K Rb Sr Cs Ba Tl和LREE（轻稀土元素）。
高场强元素或稳定元素：Z/r大于3的不相容元素——亲石元素，如Nb Ta Hf Zr P Ti等。
稀土元素：57La Ce Pr Nd (61Pm) Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb 71Lu
轻稀土元素LREE 重稀土元素HREE
原子序数57至71为La系稀土；Y族稀土元素原子序数39，r=0.88，类似Er，如参与作图，则内插于Ho和Er之间。
放射性生热元素：U、Th。
元素的“相容性”随矿物而易。对铁镁矿物而言，Sr、Cr、Ni、Co是相容元
素；对斜长石，Sr是相容元素；对金云母、韭闪石，Rb、K是相容元素。
过度元素有三类，它们是亲石、亲铁和亲铜：Sc、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、
Ni、Cu、Zn。
矿物—元素分配系数：
1参考 Wilson ，1998，《Igneous Petrogenesis 》中Appendix 中的各
个矿物中各微量元素的分配系数图，用最新的数据，作图。
0.0010.01
0.1
1
10
100
2观察矿物的元素分配系数总结：
橄榄石：Ni > Cr > 1.0> 0.1> Zr > Rb > U > Hf > Ba > Th……>列
出最不相容的元素
单斜辉石：
样品的采集和选取，以及选用恰当的测试仪器和方法，是岩石地球化学研究的首要问题。野外采样是在野外观察基础上推行某种思考和设想的过程，至关全局；返回室内后，对其中代表性样品切片作岩相学反复研究；然后从中选取为数不多的样品作主量和微量元素分析。常用分析方法有三种：
XRF，X-射线荧光分析（X-ray fluorescence），理论上可测含量＞1ppm（灵敏度，即检出下限）原子序数10～92号元素，相对标准差，即精度，RSD%，为±10～20%，对Ga Ba Rb Sr Nd P Ti Y 灵敏。LOI（loss on ignition）烧失量近似代表挥发份总量。
ICP，电感耦合等离子体方法（inductively coupled plasma spectrometry），分两种：
ICP-AES，即原子发射光谱法，检测下限一般为1ppm
ICP-MS，即质谱测定法，检测下限1～100ppb
相对标准差一般为±5%，对Rb U Th Ce Td Tm较不灵敏，总计可测60余种元素。
INAA，仪器中子活化分析（instrumental neutron activation analysis），检测下限随元素而异，一般不大于0.1ppm，相对标准差一般为±5%，对超镁铁
岩要先作放射化学处理（RNAA ）。可测元素：La Ce Nd Sm Eu Gd Tb Yb Lu Hf Ta Th U Zr Sr Ba Rb Cs Sc Cr Co Ni Fe Zn Ag As Au Br Sb W Mo ，特别适合分析Ta Hf Th REE 。对Sc Co Cr Cs Hf Ta Th U 的检测极限为ppm ～ppb ，对稀土La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu 特别有效。
上述仪器分析的准确度（指测定值与真实值的差异），可用地球化学标样（即标准参考物质）进行检查，也可以根据地质学、岩石学资料和一些特征的元素对元素的比值，如Nb/Ta 、Zr/Hf 、Y/Ho 、K/Rb 、TE 1,3及其变化规律（参见下述）
对测定值的合理性作出大致的判断。
稀土元素
稀土元素（rare earth elements ，REE ）一般指原子序数57到71的15个La 系元素和39号的Y 稀土元素。稀土元素总量∑REE 以∑La ～Lu ，+Y 表示。轻稀土元素LREE 指La 至Eu ，其总量以∑LREE 或∑Ce 表示，其中Pm （钜）基本上是人造的（除了高品位U 矿）；重稀土元素HREE 指Gd 至Lu ，不包括Y ，其总量用∑HREE 表示，如用∑Y 表示则包括Y 在内的Gd 至Lu 元素。
玄武岩、中性岩、花岗岩和大陆火成岩中的∑REE 和∑LREE/（∑HREE+Y ）的平均值，分别为99ppm 和0.8、196和2.3、290和3.5，以及241和3.1。因此，∑REE 一般随岩石SiO2增加而增大，且年青岩石的∑REE 比之年老的更多一些。就花岗岩而言，∑REE 主要赋存在副矿物如磷灰石等，以及黑云母中（磷灰石中∑REE 达0.1～11%），斜长石和钾长石中约占12%。
∑LREE/（∑HREE+Y ）比值变化，随岩浆结晶分异作用进行和碱含量增加而减小，在后构造花岗岩中此值又较小于同构造花岗岩中。因为REE 的迁移，不是简单离子形式，与Si-O 结构联系弱，易与F 、CO3挥发份构成络合物。而形成络合物能力，HREE 大于LREE 。因此，LREE 先在溶液中沉淀；HREE 在溶液中滞留时间较长，迁移能力大于LREE ，在伟晶岩和气成热液阶段较丰富，与富碱矿物、岩石关系更密切。
制作REE 配分曲线图解时，为消除其原子序数的奇偶效应，需用球粒陨石标准化（CN ）。用作标准化的球粒陨石的REE 值已由许多学者提出，这里建议采用泰勒值（Taylor ，et al.，1977，GCA ，41，1375～80）:La 0.315ppm ，Ce 0.813，Pr 0.116，Nd 0.597，Sm 0.192，Eu 0.0722，Gd 0.259，Tb 0.049，Dy 0.325，Ho 0.0730，Er 0.213，Tm 0.0300，Yb 0.208，Lu 0.0323。
进行REE 地质地球化学含义解释时，较常使用的参数，除上述∑REE 和∑LREE/（∑HREE+Y ）以外，是Eu 、（La/Yb ）CN 、（La/Sm ）CN 和（Gd/Yb ）CN ，后三
种可简写为La/Yb N 、La/Sm N 和Gd/Yb N 。
Eu ，称为铕异常值。在球粒陨石标准化图上，Eu 的位置往往落在由Sm 和
Gd 限定的趋势线之外，这种偏离就是铕异常。如果Eu CN 比Sm CN 和Gd CN 值都高，称
为铕正异常，反之则负异常。异常程度用EuCN/ Eu*CN 确定，表示为Eu ＝Eu CN / Eu*CN ，Eu CN 是实际值，Eu*CN 是根据在Sm 和Gd 投影点之间用直线（连线）内插法确定的铕的位置所得到值。Eu 计算方式是，Eu=2Eu CN /(Sm CN +Gd CN )，或者用几何平均值计算，CN CN CN
Gd Sm Eu Eu ?=δ。Eu 为变价元素，可以三价，也可以
二价。当它二价时就易与三价的其它REE分离，而出现异常，在数值上当Eu
＞1为正异常，＜1为负异常，＝1无异常。Eu主要与Ca有关，Eu3+的离子半径（r 1.03）近似于Ca，可置换之，而Eu2+的r大于Ca，不置换。因此，长石，特别是斜长石一般为明显+Eu异常，且其结晶时fO
2
越低或An%含量越小，则Eu 的分配系数就越大。所以，+Eu异常的斜长石呈堆晶岩；有大量斜长石作残留相的部分熔融产生的熔体呈明显-Eu异常，或者说分离结晶出斜长石后的残余熔体（即残浆）呈明显-Eu。一种普遍情况是，-Eu值的降低是斜长石参与分离结晶的特征，特别是多阶段分离结晶可以构成大的-Eu，即Eu～0.1。但斜长石作为晚结晶相，一般也可以呈现-Eu。此外，花岗岩中，钾长石/斜长石比例＞0.6～0.7（对古老花岗岩而言）或＞1.2～1.6(对年青花岗岩)的岩石，往往呈-Eu，反
之则是无或弱的-Eu。磷灰石在深成条件、低fO
2
晶出时，由Eu3+→Eu2+，r增大，不能取代Ca，而呈强-Eu；如在喷出岩的氧化条件，则磷灰石不表现-Eu，所以Eu又是氧化-还原的指示。与δEu相仿的另一REE参数是Ce，也是由于Ce的变价所致，即Ce除常三价外，在氧化条件下可呈四价而与其它三价的REE分离。因此无Ce负异常岩石比之有Ce负异常岩石形成于更低氧化条件下。在岩石风化过程的弱酸条件下，Ce4+极易水解滞留于原地，使淋滤出来的溶液贫Ce，此外海水中Ce停留时间又比其它REE短得多，所以海水沉淀物往往呈现-Ce，即Ce亏损。
La/Yb
N （Yb值易准确测定）比值指示REE配分曲线斜率，有时也用La/Lu
N
和Ce/Yb
N
表示（La、Ce和Yb、Lu分别为轻、重REE代表）。该比值＞1，曲线向
右倾，富LREE，一般见于酸性岩；该值～1，曲线近于水平，属球粒陨石型，如大洋拉斑玄武岩、科马提岩；＜1，曲线左倾，见于石榴石二辉橄榄岩、橄榄岩质
科马提岩和受交代、强分异的富HREE的浅色花岗岩。La/Sm
N
反映LREE之间的分镏程度，此值越大，LREE越富集。孙贤鉥等据此值将洋脊玄武岩分为三类：N-型
（normal type），La/Sm
N ＜1，REE组成模式属亏损型，La/Yb
N
＜1型；P-型（plume
type），La/Sm
N ＞1，富集型；和T-型，过渡型，La/Sm
N
～1。Gd/Yb
N
反映HREE之
间分镏程度，此值越小，HREE富集程度越高。
稀土元素四重效应
REE配分曲线不遵守Masuda-Coryell规则，即REE经球粒陨石标准化值与原子序数之间不遵守对数直线关系，而呈现每四个一组（共四组），每组又同时呈上凸或下凹曲线形态，称作REE四重效应（tetrad effect，又译四分组效应）。按其形态，四重效应可分为两种类型（Masuda, A., et al., 1987）：每组曲线呈上凸的配分曲线称为M型四重效应，主要见于高分异（高演化）浅色花岗岩，由花岗质熔体在开放体系中与富挥发分（F，Cl）流体相互作用（反应）造成。四重效应的强弱与花岗岩演化程度同步，与花岗岩中矿物（包括副矿物物）分馏关系不大，它们是继承熔体整体性状；另一类，呈下凹的配分曲线，称W型四重效应，主要见于海相环境，如海水和海相生物、藻类、珊瑚、贝壳、石灰岩等，以及浅位地下水，是液-液反应所致。
呈四重效应的REE配分曲线的四组元素划分规则是：第1组，La-Ce-Pr-Nd；第2组，Pm-Sm-Eu-Gd；第3组，Gd-Tb-Dy-Ho；第4组，Er-Tm-Yb-Lu。它们以Nd/Pm、Gd、Ho/Er为分界点。其中第2组和第3组之间，以Gd为公用点；第2
组因缺Pm 值（一般为非天然REE ）和Eu 通常呈异常，使第2组曲线上凸或下凹效应不明显；第4组是发育最差的。因此，观察是否存在四重效应，通常以第1、3两组为主要观察对象；估算四重效应强、弱程度，也以第1、3两组为准。
四重效应强、弱程度量化的估算方法是，以第1、3两组各组的两端员元素（即La 和Nd ，Gd 和Ho ）为参照点，其间拉直线，由此确定中间两元素（即Ce 和Pr ，Tb 和Dy ）的平均偏差，表示为方程（1）和（2），并分别以t 1和t 3代号表示。据t 1和t 3的平均，就产生整体四重效应值（Value of tetrad effect ），
如方程3，以TE 1，3表示。
t 1=(Ce/Ce t ×Pr/Pr t )0.5 (1)
t 3=(Tb/Tb t ×Dy/Dy t )0.5 (2)
其中 Ce/Ce t =Ce CN /(La 2/3CN ×Nd 1/3CN )
Pr/Pr t =Pr CN /(La 1/3CN ×Nd 2/3CN )
Tb/Tb t =Tb CN /(Gd 2/3CN ×Ho 1/3CN )
Dy/Dy t =Dy CN /(Gd 1/3CN ×Ho 2/3CN )
TE 1,3=(t 1×t 3)0.5 (3)
对于无四重效应REE 配分而言，TE 1,3＝1.00；有四重效应时则TE 1,3＞1.00。一
般说，第1和第3组元素呈四重效应时上凸或下凹程度，在图形上发生在一个对数坐标单位的一半以内。
REE 四重效应最初发现于1966年（Fidelis, I. & Siekierski, S.）和1969年（Peppard, D. F.等），在纯化学体系液-液相萃取实验中。化学上对它的解释是由于不配对的4f 电子层自旋轨道耦合或晶体场稳定性的交换反应所致。
REE 呈M 型四重效应的浅色花岗岩，往往含白云母、锂云母、钠长石、电气石、石榴石、黄玉、萤石等矿物，并呈强烈负Eu 异常，即Eu<0.2，TE 1,3＞1.10。当Eu<0.06这一极限值时，TE 1,3则可大达1.50，这种情况只可能是由于Eu 在
花岗岩浆的演化晚阶段，Eu 优先进入与之共存的水相之故，而不是由于长石分镏导致Eu 如此之低。随TE 1,3值的增大，即四重效应的增强，元素比值K/Rb 、
Y/Ho 、Zr/Hf 、Sr/Eu 等有一些规律性变化，由此可以从这些元素比值变化中判别流体与岩浆相互作用状况（参见后述）。
不相容元素
是分配系数D i
s/l ＜1的微量元素。
微量元素比值蜘网图（ratio spidergram ）常用于微量元素成岩意义分析。它的横坐标是等间距排列的各微量元素，排列顺序自左至右基本上按分配系数D i
s/l 由小变大，或按离子半径由大变小。它的纵坐标是岩石中各不相容微量元素
对于球粒陨石（CN ）或原始地幔（PM ）或洋脊玄武岩（MORB ）或洋脊花岗岩（MOG ）各同名元素的比值，并取对数坐标。因此，微量元素蜘网图与稀土元素配分曲线的构成本质上是相仿的，是元素标准化比值的配分型式的图解。
常用的横坐标元素排列顺序（自左向右）：
S.S.Sun ：
Rb K Th Nb Ta Ba La Ce Sr Zr P Ti Sm Y Rb Ba Th Nb K La Ce Sr Nd Zr Hf Sm Eu Gd Tb Dy Y Er Yb (Lu V Sc Ca Al)(用
于玄武岩)
Pb Rb Ba Th U K Nb La Ce Sr Nd P Zr Ti Y Na (用于花岗岩)
R.N.Thompso n：Ba Rb Th U K Nb La Ce Sr Nd P Zr Hf Sm Ti Y Yb (按Di大小排列，用PM/CN 标准化)
J.A. Pearce：Sr K Rb Ba Th Ta Nb Ce P Zr Hf Sm Ti Y Yb (按r大小排列，用MORB/CN 标准化)
K2O Rb Ba Th Ta Nb Ce Hf Zr Sm Y Yb (用于花岗岩，用MOG标准化)
上述元素的选择和排列顺序，视研究的岩石类型和使用的标准化值而异，同时也不是一成不变，而可有局部变动（如Nb Ta、Zr Hf和Sr Nd P相对位置互
换）和增删（如增加Pb、Pr、HREE和删去Ta、Hf、Eu），其目的在于用更清晰
的图形显示三类元素（HFSE、LILE和REE）特征值的峰、谷和相大小，进而表征
它们地球化学含义与构造环境信息。
常用的标准化数据（ppm）
C s R b B a T h U K T a N b L a C e S r N d P H f Z r S m T i T b Y E u Y b PM, Sun等, 1989 0.032 0.635 6.989 0.085 0.021 250 0.041 0.713 0.687 1.775 21.1 1.354 95 0.309 11.2 0.444 1300 0.108 4.55 0.168 0.493 PM, Wood等,
1979
0.019 0.86 7.56 0.096 0.027 252 0.043 0.62 0.71 1.90 23 1.29 90.4 0.35 11 0.385 1526 0.099 4.87
CN, Thompson,
1982
0.012 0.35 6.9 0.042 0.013 120 0.020 0.35 0.328 0.865 11.8 0.63 46 0.2 6.84 0.203 620 0.052 2.0 0.073 0.22 MORB, Pearce,
1983
2 20 0.2 1245 0.18 3.5 10 120 520 2.4 90 3.
3 8992 30 3.
4 MOG,Pearce等,
1984
4 50 0.8 0.7 10 3
5 100 9 340 9 70 8
上述五个标准化数据的资料来源是：
Sun, S. S. and McDonough, W. F., 1989, Geol. Soc. London Spec. Publ., 42, 313～45;
Wood, D. A., et al., 1979, Contr. Mineral. Petrol., 70, 319～39;
Thompson, R. N., 1982, Scottish J. Geol., 18, 59～107;
Pearce J. A., 1983, in “Contine nt al basalts and mantle xenoliths”, 230～49;
Pearce J. A., et al., 1984, J. Petrol., 25, 956～83.
洋脊花岗岩是假定的，其微量元素值由MORB的平均值经分离结晶模型推算得到。原始地幔PM值几乎是球粒陨石的（相当原始地球）的2倍，在地球分层
形成地核、地幔时，原始地幔中不相容元素就富集了，多了一倍。洋脊玄武岩的
大部分不相容微量元素值比球粒陨石约多10倍，但Rb、Ba、Th等强不相容元素
远达不到此倍数，而较小，因为MORB是高度部分熔融（10%）的玄武岩。因此，
如用MORB值标准化时，蜘网图的左边元素的比值显得比右边元素更大些，图形
也就更醒目，更易反映样品中混入的地壳元素及其混入程度，它们主要是K、Rb、
Ba、Th，其中Ba、Th最丰富，而Sr以及Ta、Nb、Ce、P、Zr、Hf、Sm、Ti、Y、
Yb一般无明显加入。
蜘网图形上的峰、槽、斜坡和弯曲，有重要的地球化学含义和成岩意义，但作具体解释时，必须结合样品的地质背景、岩相学和其它地球化学数据，作全面
思考。各元素和特定构造环境下岩石地球化学的一般性规律如下：
Sr，槽，是多解的。指示是斜长石分离结晶后残余岩浆的地球化学性质。Sr 相容于斜长石中，如同Y、Yb相容于石榴石中，Ti相容于磁铁矿中。Sr峰，指示是有斜长石参与的堆晶岩，与消减作用有关的岩石。
Ba，与Rb、Cs相仿，易进入含K矿物，但Rb、Cs比Ba更易富集于残浆，故K/Rb、K/Cs随分离结晶和分异作用进行而减小，而Ba易占据早期的K矿物中K位，故Ba在残浆中贫化。
K，贫化，即槽，指示着与消减作用无关；而富集则代表是花岗质岩石、岛弧火山岩和与消减作用有关岩石。
U-Th，皆富集于残浆，或集中于低部分熔融熔体。Th比U稳定，因此在分异的残浆中，Th/U比值增加。
Nb-Ta，槽，是多解的，指示是受消减带上升流体（富Sr、K、Rb、Ba、Th）影响的火山弧玄武岩，或继承沉积物特点表示源区仍然保留这些元素。总体上说，Nb-Ta槽说明与陆壳有密切关系，因为原始地幔形成陆壳第一阶段，Nb-Ta优先残留于地幔，到第二阶段才发生Nb-Ta的高度不相容，如洋岛玄武岩，呈现Nb-Ta 峰。此外，Nb峰是非地壳物质、偏基性岩石的指示。Nb-Ta槽与Rb-Th槽的共存，是受下地壳麻粒岩相岩石混染的指示。
P，富集，起源于富集型地幔，未混染的玄武岩；贫化，则起源于亏损地幔或地壳岩石。
Zr，富集，是地壳物质的指示，贫化是上地幔起源的象征。Zr易进入熔体或保留于熔体中，与Ta相仿，故残浆中Hf/Zr和Nb/Ta比值皆变小。
Ti，习性与Zr相反。
尖峰形蜘网图常见于岛弧或活动大陆边缘的、与消减带有关的岩石（如岛弧钙碱性岩石）中。与正的尖峰相关元素多半是附加于产生玄武质岩石的地幔楔橄榄岩的组分，主要是K、Rb、Ba、Th，其中尤以Ba最丰富，构成峰，它们都随消减带脱水作用上升、运移而来。但Sr、Ta、Nb、Ce、P、Zr、Hf、Sm、Ti、Y、Yb无明显添加。因此，图形整体呈上隆形状。
玄武岩受地壳物质混染后，Nb至Hf各元素皆增。如受上地壳混染，呈Rb-Th 峰，Nb-Ta槽，因上地壳富Rb-Th；如受下地壳混染，则Rb-Th和Nb-Ta皆呈槽，因下地壳贫Rb-Th。
随岩浆分离结晶作用进行，Rb、Th、Nb、Ta的增加比REE和Sr的增加更快，Ba和Y则下降。
洋岛玄武岩，富全部不相容元素，并具Nb-Ta峰，说明源区富不相容元素。
岛弧玄武岩的特点是亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr、Hf和重稀土元素Yb、Y，富集大离子亲石元素Rb、Cs、Ba、Sr、Pb、U、Th、K（来自亏损地幔楔），还富集La、Ce（来自俯冲板块）。如出现贫Ce异常，是板块携带海洋沉积物的标志。
板内玄武岩以富高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr、Hf为主要特点。
某些元素对元素比值及其变化
元素对元素比值及元素含量在幔源岩石、壳源岩石及其变化岩石中，一般都有各自固定值和变化规律（趋势），据此可以识别仪器分析数据的准确性（必须结合地质学与岩相学研究）和讨论地质地球化学问题。
Nb/Ta：此比值在球粒陨石中为17，在玄武岩中～17，在花岗岩中～12，有角闪石和金红石残留的壳源花岗岩中Nb/Ta～9。其中消减带玄武岩中为16.7±
1.2（1），洋岛玄武岩中相仿或略大，但在较高SiO
2和较高K
2
O的不饱和玄武
岩中可升高达22～23；此外，消减带玄武岩中Nb含量为0.2～11ppm，在洋岛玄武岩为8～100ppm。Nb与Ta的价态相同（+5）、离子半径大小相似，在各种地质过程中有相似的地球化学行为，在岩浆作用中是典型的不相容元素，主要赋存在金红石、锡石、铌铁矿-钽铁矿中，在同源火成岩系列中有相同的Nb/Ta比值，一般说在玄武质和花岗质岩石中Nb/Ta分别是17和12，但在演化岩石中，Nb 与Ta丰度较高，其量皆增，但Nb/Ta比值明显下降（如由浅色二长花岗岩的14，降为浅色花岗岩和云英岩的2），原因是Ta比Nb丰度增加更大，而且Ta与Rb、Li、F正相关，故在有流体参与的演化花岗岩中，当REE的TE
1,3
>1.00时，Nb/Ta 比值将明显＜12，直至降为1~2。Nb、Ta在角闪石中都呈现较不相容习性，在地幔熔融时Nb呈高度不相容，且Nb的不相容性大于Ta，因此Nb/Ta比值与Nb呈正相关，与Ti、Ba、Zr、Eu/Eu*、K/Rb也呈正相关，总的说Nb/Ta性状与Zr/Hf 类同。
Zr/Hf：此比值在球粒陨石中为38。由于Zr与Hf的价态相同（+4）、离子半
径大小相似和分配系数D在各矿物中相近（D
Zr =D
Hf
），因此在大多数地质过程中
Zr/Hf比值近于常数，变化范围窄。例如在洋脊玄武岩、洋岛玄武岩、大陆泛流玄武岩、造山带玄武岩、金伯利岩和花岗岩中Zr/Hf值皆为33～40。其中消减带玄武岩中为37.2±4.1（Nb<11ppm），洋岛玄武岩中为44.6±2.3（Nb<8ppm），洋脊玄武岩中为36.6±2.9，大陆和大洋板内玄武岩的Zr/Hf，总是大于球粒陨石值，变化于38～87范围；此外，Zr/Hf比值的变大可能是富碳酸盐流体对不均匀地幔交代所致。Zr/Hf比值在一般花岗岩中为39（327样品平均）至36，一般趋近球粒陨石值38，伟晶岩中为25（107样品平均）。长英质岩石中Zr、Hf 是典型不相容元素，几乎全部赋存在锆石中，因此锆石结晶作用制止Zr、Hf在岩浆中强烈富集，故在一些花岗岩中其量甚低，但其比值不变，因主要造岩矿物中Zr、Hf分配系数都很低。然而，随花岗岩熔体演化及流体参与作用，Zr/Hf 比值在固相中减小，在水相中很高（例如花岗岩节理水中Zr/Hf趋向88）。因此，高演化花岗岩，也就是往往具REE四重效应花岗岩中，当其TE
1,3
＞1.00时，Zr/Hf
＝9～39；当TE
1,3＞1.10时，Zr/Hf＜20；而且TE
1,3
与Zr/Hf呈负相关。但一般
地说，只有Zr/Hf＜25时，才显示清楚的REE四重效应；Zr/Hf比值的变小是富F（Cl）流体与花岗岩浆的作用所致。
Y/Ho：此比值在球粒陨石中为28，在各类岩浆岩中几乎都是～28。例如：在消减带玄武岩中为29.0±1.15，弧后盆地玄武岩中28.4±1.05，洋岛玄武岩中28.8±1.10。Y/Ho比值一般在花岗岩中也是～28，但在与F复杂化合物相关的花岗岩中，如过铝花岗岩中，Y/Ho＞28，直至50，而且随TE
1,3
增大而增加；而在与重碳酸盐（碳酸氢盐）化合物相关花岗岩中，如过铝A-型花岗岩中，Y/Ho 比值则＜28。
K/Rb：此比值球粒陨石中为242，岩浆岩中平均值为230，大多数地壳岩石为150～350。随分馏作用进行，Rb优先进入残余熔体，故高演化花岗岩中K/Rb
可以＜50（一般说，如K/Rb＜50，不可能由单一岩浆过程造成，必有流体相卷入＝，含高丰度Rb的浅色花岗岩的最好解释，是由于它的低度的低共熔融所致。对加拿大Nova Scotia过铝花岗岩曾按K/Rb比值大小进一步划分为五类，其间分划值是200、150、100、50，依其序，即岩浆分异/水热作用加强，Nb/Ta、Eu/Eu*、Zr、Hf、La、Ba、Ti、SiO2则增加（参见Chem. Geol., 2000, 163 207～18）。高演化花岗岩（包括伟晶岩）往往含钠长石、锂云母、电气石、黄玉、萤石（后二种矿物富F，F是岩浆晚阶段主要的复杂媒剂），与水相的反应发生绢云母化；
＞1.10，有明显四重效应，Eu/Eu*一般皆＜0.2；K/Rb＜100时，K/Rb 此时其TE
1,3
与TE
呈负相关。这些都是存在含水相时结晶成岩的指示。
1,3
Sr/Eu：此比值在球粒陨石中为139。随花岗岩演化Sr/Eu增大，可由70增至5000，多数为100～300，并与TE
正相关，主要是由于Eu显著减少（在残
1,3
余熔体中增加）之故。
Zr/Nb、Sm/Nb和TiO
/Zr：它们比值在消减带玄武岩和洋脊玄武岩相近，平
2
均值分别是40（20～80）、2.1（0.8～4.0）和190（100～300），并分别与Nb、Nb和Zr呈负相关。
消减带岩浆作用中元素活动的一般规律
按元素在消减带中地球化学活动性自大至小的变化，元素排列顺序如下：Rb Ba Pb K U Th Sr Ce Nd Sm Nb Zr Ti Y Yb Sc Ni，其中岛弧岩浆岩――玄武岩中的前10个元素，即Rb～Sm，主要来自消减板片；Nb～Ni主要来自亏损的地幔楔。消减带岩浆作用中元素活动的多阶段模式是，先在弧后盆地经地幔楔的静态熔融，产生玄武岩，它富Nb、Ta、Ti，同时使地幔楔贫LILE（Rb Cs Ba Sr Pb U）和HFSE（Nb Ta Ti Zr Hf HREE）；此后，或同时，消减板片在流体的作用下向地幔楔提供LILE（包括U）和少量LREE（主要是La、Ce），而Nb以金红石、榍石、钛铁矿中组分形式残留下来，同样HREE和Y残留在石榴石中，Zr比Nb、Ti 更多地在残留相中；最后，由地幔楔产生的岛弧玄武岩富LILE和LREE，贫Nb、Ta和其它HFSE（Ti P Zr Hf），也贫HREE（包括Y、Yb），其中LILE实际上是由消减板片间接提供的，HFSE则来自已经贫HFSE的地幔楔。因此，消减带玄武质岩石中LILE、Nb（Ta）、Zr（Hf）、Ti的状况是判别构造环境重要参照。
峨眉山野外地质实习专题报告——岩浆岩
峨眉山野外地质实习专题报告 岩浆岩 【资源勘查工程第四小组】 小组成员： 指导老师： 报告人： 目录 前言 第一章…………峨眉山岩浆岩概况 第二章…………峨眉山玄武岩（重点报告） 第三章…………峨眉山地区花岗岩 第四章…………峨眉山地区辉绿岩 第五章…………岩浆岩主要造岩矿物野外鉴定 第六章…………实习心得 第七章…………参考资料
前言 8月16日到8月27日，资源勘查工程2011级奔赴峨眉山地区进行第一次地质实习。在完成了基本任务之后，就开始了各种为第二份专题报告做准备的工作。其中第四小组以小组为单位奔赴黄茅岗观察峨眉山地区火成岩，观察到了峨眉山典型的岩浆岩，也采集了相关的标本。虽然我们在黄茅岗待的时间并不长，水平也很有限，但对于岩浆岩有了更深层次的理解，收获是很大的。 第一章峨眉山岩浆岩概况 峨眉山地区岩石类型多，特征典型。岩浆岩可分为侵入岩与喷出岩两大类，侵入岩有峨眉山花岗岩及侵入其中的浅成岩——辉绿岩脉、闪长石、细晶岩脉等，喷出岩有峨眉山玄武岩。距今八亿多年前由岩浆作用所形成的花岗岩是峨眉山所出露的最古老岩石，被命名为峨眉山花岗岩；峨眉山玄武岩分布面积广，类型多样，特征清楚，最早被研究，可与印度德干高原玄武岩媲美，堪称一绝。 二叠纪是全球大火成岩省的高峰期之一，峨眉山玄武岩是全球二叠纪三个大陆溢流火山岩省之一，近年来发现了峨眉山大火成岩省中具有原始岩浆特点的苦橄岩，为峨眉山玄武岩石地幔柱成因提供了有力证据。还有地质学家研究其对当时环境和生物的影响，认为峨眉山玄武岩岩浆喷溢引起了巨大的环境灾难，从而毁灭了全球超过90%的海洋生物以及70%的陆地物种，以上研究极大地提高了目前对大规模
火成岩分布规律及开采对策研究
火成岩对某矿区煤层影响的探讨 罗军成都大地工程设计有限公司 【摘要】火成岩侵入煤层使煤层发生位移，局部富集，形成煤包体，破坏了煤层的稳定性，残缺不全，高温烘烤产生接触变质，煤的炭含量增高，挥发分降低，灰分增高，有害成分增多，变成无烟煤和天然焦，成为高变质煤，大大降低了煤的工业利用价值等有害作用。因此，研究火成岩对煤层的影响是相当有必要的。 额盖力巴依萨依煤矿处于尼勒克县的西北部，与西邻的科尔克煤矿同处同一构造带、同一含煤带，含煤层数基本一致。 本勘查区煤层情况如下：勘查区内煤层赋存于中侏罗统西山窑组(J2x)地层中，其中主要可采煤层分布于该组地层的中下段。西山窑组地层(J2x)含煤11层，编号从下到上依次为1、2、3、4、5、6、7、8、9、10、11号，可采煤层l、3、5、7号本次及以往工作控制较好。 由于受火成岩的侵入的影响，主采煤层尤其是1、3煤层受岩浆侵蚀较为严重而成为不稳定煤层。火成岩侵入煤系地层后，对矿井生产造成较大影响，其中主要包括： 1)火成岩侵入煤层，吞蚀作用使煤层残缺不全，高温烘烤产生接触变质，煤的炭含量增高，挥发分降低，灰分增高，有害成分增多，变成无烟煤和天然焦，成为高变质煤，大大降低了煤的工业利用价值。
2)火成岩侵入煤层产生强大的推挤力，使煤层发生位移，局部富集，形成煤包体，破坏了煤层的稳定性，增加了开采过程中找煤的工作量，造成矿井产量不稳定。 3)火成岩侵入体可以分成若干细小分支，夹于煤层中间，或呈孤立的不规则瘤状、串珠状等潜入煤层，使煤层结构复杂，降低了煤层的可采性。 4)火成岩侵入体分布在煤层的顶部或底部，特别是顶部更为发育，形成煤层的直接顶或底板；或冲断煤层，破坏了煤层厚度的连续性，其结果造成煤炭资源损失。 5)岩浆热使煤层发生热分解反应，产生大量的CO、CO2、CH4等有害气体，吸附在煤体中，从而增加了煤层中的瓦斯含量。 6）由于火成岩侵入煤层后，易形成裂隙，造成煤层开采过程中顶板水的大量涌出。 7）火成岩的硬度、抗压强度及抗剪强度相对较高，对煤层开采的顶板管理产生较大影响。 总言之，由于火成岩侵入，使煤层发生了“形变”、“量变”和“质变”，造成了煤层绝对煤量地质储量)和相对煤量(可采储量)的减少，降低了煤炭的利用价值，增加了开采难度。 因此开展《额盖力巴依萨依煤矿火成岩分布特征及开采对策研究》对提高矿井经济效益和提高资源回收率具有重要意义。 研究区内施工钻孔，各层位的岩浆侵入规模不同，总的趋势是由浅至深范围逐渐扩大，1煤层的岩浆侵入范围最广。从平面分布上看，岩浆
岩浆岩多样性的原因
岩浆岩多样性的原因？ 原生岩浆形成后，在其上升运移过程中，由于岩浆本身成分的分异或与围岩的互相作用，或不同岩浆之间的混合作用。可使最初一种成分的岩浆最终形成了种类繁多的岩浆岩。 1．分异作用分异作用是指原来均匀的岩浆在没有外来物质加入下，依靠本身的演化最终产生不同成分的岩浆的全部作用。它包括岩浆分异作用及分离结晶作用。 (1)岩浆分异作用这种作用是岩浆结晶之前，仍处在均匀液态的情况下发生的分 异作用。这种作用可以发生在地壳深处，也可发生在岩浆侵入和喷发的过程中。前者为深处分异，后者为就地分异。这种分异是通过熔离、扩散、气运的作用来完成的。 1)熔离作用原来均匀的岩浆，由于温度和压力的变化，使它分为互不均匀混溶或相溶程度很低的两种熔体，这种作用称为熔离作用，也称为分液作用。熔离作用在自然界和实验中均可看到，如炼铁炉中熔炼铁矿石时，在石灰岩和萤石熔剂的作用下使铁水和炉渣分为互不相溶的液层，基性—超基性岩中铬铁矿和硫镍矿层常成似层状、透镜状、串株状分布在岩体的下部，也是熔离作用的结果。某些基性岩中的条带构造，有人认为也是这种作用形成的。 2)扩散作用岩浆活动过程中，不同部位散热情况不同，因此熔体中就有温度梯度 的产生，高熔点的组份就向低温区扩散，结果又形成了组份的浓度梯度，一般岩体边部成分比中间成分相对地偏基性，可能就是这样形成的。某些捕掳体周围有暗色矿物集中形成的环带，也可能是扩散作用的结果。 3)气运作用岩浆中所含的气体，特别是挥发份，对于岩浆的分异作用有着重要的影响。挥发份比较活泼，可以运移某些组份，如K、Na、A1、Si等，结果，这些组份相对地集中在岩浆的上部，使熔体上部偏酸性，同时形成含挥发份较多的一些矿物，如电气石、磷灰石、萤石、黑云母、角闪石、沸石等。 (2)分离结晶作用分离结晶作用是早晶出的矿物由于某些原因与熔浆分离，不与熔浆发生反应，这样可演化形成多种不同成分的岩浆岩。分离结晶作用最终结果是愈到晚期、岩浆愈向富硅富碱的方向演化，形成较酸性的岩浆岩。使早先晶出的矿物与熔体分离的主要作用是重力因素，其次还有流动分异和压滤作用。 1)重力分离作用在熔浆中，最先结晶的矿物一般是熔点高的铁镁矿物如橄榄石、辉石。这些矿物比重大，在重力作用下可下沉到熔浆底部，而比重较小的矿物可向上浮动，主要是富硅铝的矿物。结果使原来均匀的岩浆形成了成分不同的岩石，—厂部偏基性，上部偏酸性。在现代的某些火山熔岩湖中，可观察到白榴石漂浮在熔岩表面的现象。自然界大型的层状基性—超基性岩体，垂向分层较好，下部为超基性岩，上部为基性岩和中性岩是重力分离作用的良好例子。 2)流动分异(摩擦)作用实验证明，有悬浮质点的流体，在流动时，质点向高速区汇聚。岩浆在伴随结晶作用的同时有流动作用，先晶出的矿物质点可以集中在相对流速较高的部位或滞留在摩擦力较大的地方，结果使均匀的岩浆形成了不同的岩浆岩。 3)压滤作用岩浆演化到晚期阶段，密集的晶体之间的残留岩浆由于外界
岩浆岩岩石学—— 当代火成岩研究新进展
第十五章当代火成岩研究新进展 概略地介绍80年代以来硅酸盐熔体及硅酸盐晶—液悬浮体的密度、粘度、熔体结构、流体动力学等方面的研究动向，及其对岩浆作用、岩浆运移、岩浆侵位机制的动力学约束条件。硅酸盐熔体的结构是制约熔体粘度的主导因素，化学成分对熔体粘度的控制是通过改变熔体结构而实现的，粘度在一定程度上决定着岩浆的迁移、侵位和喷发方式。密度和浮力是岩浆上升侵位的重要约束，地壳是岩浆上升的一个密度过滤器，岩浆最终由于浮力的消失而停止上升。 一、引言 岩浆活动不仅是一个复杂的化学过程，而且是一个复杂的物理过程。对于岩浆作用的全面认识，不仅要从化学过程去了解，还必须从物理过程去探索。几十年来，火成岩岩石学主要研究岩浆体系的化学作用过程，包括成因岩石学、岩石物理化学与热力学和地球化学等，并取得了巨大进展和成功。岩石学研究发展到目前的阶段必将导致岩浆物理性质及流体动力学的研究，以解决火成岩岩石学中尚不能解决的难题，比如岩浆从源岩中的分凝机制、岩浆房中晶体的分离对流以及岩浆的上升侵位过程和岩浆的混合作用过程等，从而使火成岩岩石学研究的定量化大大向前迈进一步。 二、岩浆的物理性质 近年来，岩石学工作者发现，很多火成岩岩石学特征不能用化学的和物理化学的原理来解释。因此，人们开始重视岩浆物理性质和流体动力学性质的研究，其中岩浆(硅酸盐熔体)的密度、粘度及熔体结构是最重要的三个方面，它们是影响硅酸盐熔体动力学行为的最重要的物理参数,在岩浆起源和演化的一系列动力学过程中，都受到了岩浆的粘度、密度等物理性质的制约。 (一)、岩浆(硅酸盐熔体)的密度 硅酸盐熔体密度的获得主要有两个途径，一是通过实验的方法进行硅酸盐熔体密度的测定，二是利用实验结果拟合的密度公式进行硅酸盐熔体密度的计算。实验测定的方法：在压力大于1大气压时，可用落球法测量密度，在常压下可用阿基米德原理测定。目前，野外原地测量密度数据最精确的方法是井眼精细重力测量。尽管硅酸盐熔体的密度值对于研究岩浆作用的物理过程具有十分重要的意义，但目前所获得的有关硅酸盐熔体的可靠的密度数据并不多,这主要是由于硅酸盐熔体的密度测量是一件较为困难的工作。硅酸盐玻璃与硅酸盐熔体之间的密度差可达10%，同时，总体成分、温度和压力也是影响硅酸盐熔体密度值的重要因素。 常压无水条件下岩浆密度的计算，最早是由Bottinga等提出的，他们考虑了两个方面的问题，即组成的偏摩尔体积(Vi)和总组成无关，也就是说组分是理想混合，没有过剩偏摩尔体积。后来，他们发现在SiO2-Al2O3体系中偏摩尔体积并不是与总组成无关，因为铝硅酸盐中Al有两种配位Al IV、Al VI，因此，VAl与总组成有关。
岩浆岩复习题(答案2013)
岩浆岩复习题 一、名词解释 1.岩浆 2.岩浆作用 3.火成岩的相 4.火山岩韵律 5.镁铁质矿物 6.长英质矿物 7.里特曼指数 8.铝饱各指数 9.火成岩的结构 10.辉长结构 11.辉绿结构 12.二长结构 13.斑状结构 14.似斑状结构 15.包橄结构 16.文象结构 17.堆晶结构 18.鬣刺结构 19.粗玄结构 20.拉斑玄武结构 21.安山结构 22.煌斑结构 23.反应边结构 24.火山角砾结构 25.凝灰结构 26.集块结构 27.枕状构造28.气孔构造29.流纹构造 30.球状构造 31.带状构造 32.块状构造 33. 柱状节理构造 34.超基性岩 35.超镁铁岩 36.地幔捕虏体37.蛇绿岩 38. 埃达克岩39.细碧角斑岩系 40.玢岩 41.斑岩 42.广义花岗岩 43. 火山碎屑岩 45.分异作用 46. 分离结晶作用（结晶分异作用） 47.平衡结晶作用 48. 岩浆混合作用 49. 岩浆同化作用 50.火成杂岩体 51. 硅铝矿物 52. 镁铁矿物 53. 喷出岩 54.熔结凝灰岩 55.火山角砾结构 二、填空 1.侵入体侵入深度为 0-5km 时，称浅成相；侵入深度为 5-15km 时，称中 深成相；侵入深度大于 >15km 时，称深成相。 2.根据火山岩产出方式可划分为喷出相、火山通道相、次火山相和 火山沉积相。喷出相又可分为溢流相、爆发相和侵出相三个相。 3.看下图，写出相应火山岩相的名称： （1）溢流相；（2）爆发相；（3）侵出相；（4）火山通道相；（5）次火山相；（6）火山沉积相。 4.火成岩的结构是指组成岩石的矿物的结晶程度、颗粒大小、晶体 （颗粒）形态、自形程度和矿物间的相互关系。 5.划分火成岩结构类型的基本要素有矿物的结晶程度、矿物的大小、 矿物的形态以及矿物之间的相互关系。 6.据火成岩中矿物颗粒的相对大小可分为等粒结构、不等粒结构、斑 状结构和似斑状结构四种结构。显晶质的岩石按矿物的粒度大小分为
岩浆岩24种结构类型教学内容
岩浆岩24种结构类 型
1.等轴粒状结构：岩石中主要由比较自形的橄榄石和辉石紧密镶嵌 组成（岩石主要由自行状橄榄石和辉石镶嵌组成） 2.海绵陨铁结构：半自行的橄榄石与辉石晶体之间，为他形的金属 矿物（磁铁矿等）所填充，是他形的金属矿物成网状或海绵乳状，似为橄榄石，辉石，斜充填在长石颗粒的胶结物（橄榄岩中它形的磁铁矿（黑色）充填在粒状蛇纹石化的橄榄石晶体间似胶结物状） 3.包橄结构：岩石中大的辉石、斜长石、角闪石晶体中包裹有小的 呈圆形或卵形的橄榄石晶体（大颗粒的辉石（主晶）中包裹有一些较小的浑圆粒状的橄榄石（容晶）） 4. 5.蠕虫结构：是石英与斜长石的交生，在酸性斜长石中，许多细小 的形似虫状或指状石英穿插生长在长石中（花岗岩中石英呈蠕虫状穿插生长于斜长石、钾长石接触处） 6.嵌晶含长结构：岩石中自行的斜长石晶体，呈不规则细条状被包 裹在较大的它形辉石或橄榄石晶体中，且二者的晶粒相差很大，前者大后者小（岩石中粗粒它形辉石晶体包裹小的自形条状基性斜长石） 7.辉长结构：岩石中基性斜长石和橄榄石、单斜辉石等矿物呈近似 等轴粒状自形程度大致相同，互相不规则排列（岩石中基性斜长石和单斜辉石的颗粒大小，自形程度均大致相等）
8.辉长辉绿结构：介于辉长结构和辉绿结构之间的过渡类型，板状 或短柱状斜长石晶体比等轴或短柱状辉石的自形程度稍高一些9.辉绿结构：岩石中大部分矿物为自形晶，斜长石自形程度高于辉 石，较自形和斜长石柱状晶体构成不规则的空隙，在每个空隙中充填一个它形的辉石颗粒，在正交偏光下相当面积中，辉石是同时消光（岩石中柱状斜长石的空隙中充填了一个它形辉石，在正交镜下相当面积中，辉石是同时消光） 10.反应边结构：岩石中早期析出的矿物由于结晶条件的改变与周围 熔岩蒸发发生反应生成新的矿物，将新生成的矿物在原矿物的周围形成反应边（辉长岩中先晶出的橄榄石与岩浆反应，在四周生成了辉石的镶边） 11.环带结构：在单偏光下为一个晶体外形，正交偏光下明显看出， 干涉色和消光不一致的环带。当斜长石环带核部较基性，向边缘依次变为酸性时，称为环带；反之则称为反环带（闪长石中具环带结构的中性斜长石（中部）） 12.条纹结构：由两种长石（钾长石和钠长石）做有规律的交生组 成。如果钠长石成细条状嵌插于钾长石中，则称为正条纹结构； 反之则称为反条纹结构（钠长石细条纹嵌于钾长石中，呈有规律的交生） 13. 14.
石登—小格拉地区地质构造演化及成矿因素分析
石登—小格拉地区地质构造演化及成矿因素分析 位于兰坪一思茅盆地中段的石登-小格拉地区，地处特提斯构造域的蜂腰地带西缘，这里构造复杂，变形变质强烈，岩浆活动频繁，矿产丰富，查清该区岩石的沉积环境、岩浆作用及地质构造特征对该区域寻找新的矿产资源，将取到积极的推动作用。 标签：构造演化成矿因素分析 石登-小格拉地区，位于昌都—兰坪一思茅陆块中段西缘，澜沧江构造-岩浆带中段。区内岩浆活动频繁、变质作用和构造变形强烈，主构造线呈南北向展布，为一强烈的挤压逆冲推覆构造地带。随着各时期构造作用的叠加改造，使测区地层中各种断裂、褶皱、节理、裂隙等构造广泛发育，并驱使含矿热液向成矿有利地段运移，在运移过程中萃取了地层中的矿质及盐岩等成份，最终在各种断裂、褶皱、节理、裂隙、层间破碎带等部位形成了众多的Cu、Pb、Zn、Sb、Ag矿（化）点。 近年来，该区地质找矿工作不断取得较好的找矿突破，同时也提出了一些新的找矿思路。本文欲从该区的构造演化特征及成矿因素入手，查清该区沉积环境、岩浆火山活动、地质构造演化特征。 1区域地质概况 区内广泛发育一套中、新生代的沉积建造，呈南北向展布，主要出露中三叠统忙怀组（T2m），上三叠统小定西组（T3x），中侏罗统花开左组（J2h），上侏罗统坝注路组（J3b），下白垩统景星组（K1j），南新组（K1n），古新统勐野井组（E1m）及少量第四系（Q）。澜沧江沿岸石登—小格拉一带，出露少量下石炭统石登组（C1s），下二叠统拉竹河组（p11），上二叠统羊八寨组（P2y），岩性为一套变质碎屑岩夹火山岩、灰岩、硅质岩。区内岩浆活动频繁，变质作用和构造变形强烈，主构造线呈南北向展布，为一强烈的挤压逆冲推覆构造地带。区内褶皱主要发育中-大型东西向挤压的纵弯等厚褶皱，为线状，开阔型褶皱，呈南北向展布的有大土基向斜（1）、车邑坪向斜（2）、水银厂背斜（3）、普贾岛向斜（6）、大庄倒转背斜（5）、下松登向斜（4）等。构造断裂近南北向展布，多具脆性结构面特征，如铁各断裂①、咪哩断裂④、车邑坪断裂③、烟川—石登断裂⑦、大竹箐—普贯岛山断裂②及仁甸河东断裂⑧等断裂，这些断裂的破碎带宽约10-50米，带内可见大量构造角砾岩、透镜体、断层泥、石英脉等，褪色蚀变明显，两侧地层产状混乱，牵引褶曲及轴面劈理发育，带内及旁侧羽状裂隙中可见较强的铁矿化、铜矿化及铅锌矿化等，反映出明显的导矿、容矿属性（图1）。 2地质构造演化特征 石登一小格拉地区位于三江特提斯构造域的蜂腰地带西缘，由于其所处的特殊构造环境，石炭纪以前的地质记录都因原澜沧江洋的向东俯冲而被消减掉，晚
夏威夷群岛火山形成原因与其地质地貌状况综述
题目(中)夏威夷群岛火山形成原因与其地质地貌状况综述 (英)Reviews of the Formation of Hawaii Islands’ Volcanoes and Geological Landform Conditions 姓名与学号平帆 52 指导教师章凤奇 年级与专业 2012级农业资源与环境 所在学院环境与资源学院 夏威夷群岛火山形成原因与其地质地貌状 况综述 平帆 （浙江大学环境与资源学院，杭州） 摘要：本文根据现有资料，对夏威夷群岛即火山岛成因的诸多假设进行探讨，简述夏威夷主要火山岛上的地质地貌状况，并对现今Kilauea夏威夷型喷发和海底火山滑坡等火山构造带来的自然灾害性地质活动进行探讨。 关键词:夏威夷群岛；火山；地质地貌；地幔柱。 Reviews of the Formation of Hawaii Islands’ Volcanoes and Geological Landform Conditions PING Fan
(Zhejiang University, College of Environmental and Resource Sciences, Hangzhou) Abstract:According to the data, several hypotheses about the formation of the Hawaiian Islands’ volcanic chain will be mentioned. This paper briefly describes main volcanic geology conditions on the island. Then it explores geological disaster happening on the Hawaii and Kilauea in Hawaii, whose eruption and submarine volcano landslide cause grave consequences on the local and the world. Key words: Hawaii Islands; Volcano; Geologic Feature; Mantle Plume 1引言 夏威夷群岛地处于太平洋中部，是由由自北西至南东延伸2400千米的19座较大岛屿和其他小岛组成的群岛。其本身是北太平洋中长约6000千米海底火山链的一部分。[1]此火山链东起夏威夷岛，北至勘察加的明治海山东侧，熔岩总体积在100万立方千米左右。东段夏威夷海岭呈北西走向，西段则在中途岛转折后呈南北走向。[2] 夏威夷群岛中面积较大的有夏威夷岛（Hawaii）、考爱岛（Kauai）、毛伊岛（Maui）等，其中夏威夷岛最大。夏威夷岛上拥有世界上最活跃的火山之一——基拉韦厄火山（Kilauea），至今仍处于第二阶段运动状态。 2火山形成原因与假设 2.1地幔柱假说 太平洋板块上的夏威夷群岛的年龄由西北方向东南方向递减。西部最北端年龄为7500-8000万年；转折处的中途岛则降至4310万年，到了西段的Niihau岛，其年龄只有600万年，到最东端夏威夷岛的火山目前仍在喷发。如果单单是用经典的板块构造理论是无法解释的，原因是该理论只能解释板块交接处的作用，而不能解释太平洋板块内部岩浆活动。1963年，Wilson提出了热点假说来试图解释夏威夷-天皇海山岛链的形成原因[3]，即运动的太平洋漂过固定的热点后形成连续的、阶梯状的火山。随后，Morgan发展了热点学说，并提出了地幔柱假说。 （图1：地幔柱假说解释夏威夷火山岛链形成过程） 地质热力作用是盆地发育演化和改造的主要因素，随着研究深入，大陆垂向热力作用及其热力构造陆续被发现，其中地幔热柱型是热力构造中非常重要的类型[4]。Morgan认为，热点是下地幔圆柱状地幔柱在地表的表现，这个热点在8000万年中一直处于活动之中。热点
岩浆岩常见的结构类型
岩浆岩常见的结构类型 岩浆岩的结构是指岩石中矿物的结晶程度、颗粒大小、形态特征以及组分之间的相互关系所反映的岩石特征。 一、结晶程度：是指岩石中结晶物质和非结晶玻璃物质的含量比例。据其可将岩浆岩结构分成如下三类： 1、全晶质结构：即全部由结晶矿物 所组成的岩石结构。这种结构多见于深成 岩中，如花岗岩。 2、半晶质结构：即既有结晶矿物又 有非晶质玻璃所组成的岩石结构。这种结构也主要见于火山岩中，如流纹岩。 3、玻璃质结构：即全部由玻璃物质 图1 按结晶程度划分的三种结构所组成的岩石结构。这种结构常见于火山 岩中，如黑曜岩（见图1）。 玻璃质是一种不稳定物质，随着时间的推移和物化条件的改变，常常会发生脱玻璃化作用，形成一些细小的雏晶。雏晶是一些形态多种多样的晶芽。这些晶芽一般无明显的光性特征，当它们进一步转化，就会形成骨架状的骸晶或细小的微晶。所以，除了时代较新的火山岩中可见玻璃质结构之外，那些较老的前新生代的岩浆岩中很少有玻璃质结构存在。当火山玻璃中有微晶发育时，它们就可转变成微晶结构或晶体轮廓不清的隐晶质集合体，而组成霏细结构；和霏细结构伴存
的还常有一些由放射状纤维组成的球粒，当
球粒特别发育时即称为球粒结构（见图2）。 雏晶结构→骸晶结构→霏细结构球粒结构 图2 玻璃质脱玻化后形成的结构类型 二、矿物颗粒大小(粒度大小)：包括绝对大小和相对大小两个方面。 （一）按照矿物颗粒的绝对大小(粒度)和肉眼下可辨别的程度，可将岩浆岩的结构划分为： 1、显晶质结构：矿物颗粒在肉眼或放大镜下可以分辨者。按岩石中主要矿物颗粒的平均直径又可分为： 粗粒结构，颗粒直径>5mm； 中粒结构，颗粒直径5～1mm； 细粒结构，颗粒直径1～0.1mm； 微粒结构，颗粒直径<0．1mm。 2、隐晶质结构：是指颗粒非常细小，肉眼或放大镜下不可分辨，但在显微镜下可以分辨矿物晶粒者。这是浅成侵入岩和熔岩中常有的一种结构，这种结构很致密，有时和玻璃物质不易区分，但是它们的手标本一般无玻璃光泽和贝壳状断口，也不像玻璃那样脆，常有瓷状断面
隧道超挖的地质因素分析
广西百色水利枢纽导流隧洞工程 造成洞室超挖的地质因素分析 刘伟邦张百臻 （隧道局一处七公司）（黄河水利委员会地质处高工）内容提要：本文对广西百色水利枢纽导流隧洞工程在施工过程中造成洞室超挖量达19514m3的地质因素进行了详细的分析，并据此向业主提 出了3707225.59元的索赔报告。 关键词：洞室超挖地质因素 一、工程概况 1. 工程概述 广西百色水利枢纽位于广西右江干流百色市上游22km处，是一座集防洪、发电、航运、灌溉、供水等于一体的综合性水利工程，由一条导流隧洞、碾压砼大坝（高130m）、地下发电厂房（装机540Mw）、两座副坝（高30~50m）、一条航道等单位工程组成。导流隧洞位于右江右岸，是右江百色水利枢纽的关键工程、难点工程。 本合同编号为BS98006，业主为广西右江水利开发有限责任公司（简称YWP）；工程监理为小浪底工程咨询有限公司百色项目监理部（简称XBCC）； 设计单位为广西水利电力勘测设计研究院（简称GIDI）；施工单位为铁道部隧道工程局与中国水利水电闽江工程局联营体（简称SMJV），隧道局为责任方，负责导流隧洞开挖及初期支护工作，闽江局为非责任方，负责导流隧洞的二次衬砌工作。 2. 设计概况
导流隧洞工程主体部分由进口明渠、进水塔、洞体、Ⅳ#沟明管段和出口 明渠组成，其总长度828m；施工辅助工程有一条施工交通支洞、二条排水洞等，施工交通支洞总长度126m，排水洞总长度287.77m。 导流隧洞为承压（水压力）洞体，其衬砌后的净空形状，除进口K0+000~K0+025段由方形渐变成圆形外，其余地段均为圆形（直径13.2m）。 主洞支护分三大类九种形式，即A、B、C三类和A1、A2、A3、B1、B2、C1、C2、C3、C4九种形式，其中A类适用于Ⅱ～Ⅲ类围岩；B类适用于Ⅳ类围岩； C类适用于Ⅴ类围岩。 3.工程地形 导流隧洞进口位于坝轴线上游约200m处，隧洞穿过坝肩山梁和Ⅳ#沟，出口位于Ⅴ#沟口。沿导流洞轴线，坝肩山梁地面最大高程195m，Ⅳ#沟沟底高程134m，进口明渠段地面高程121m，出口明渠段地面高程为130~140m。 4. 工程地质 导流隧洞穿过三个主要工程地质岩组，即坚硬的辉绿岩组、中等坚硬~坚硬的硅质岩及灰岩类组和软弱的泥岩类岩组。辉绿岩体风化浅，沉积岩体风化 较深。隧洞沿线主要构造有层间挤压断层F9 、、F10、F20等共8条，以顺层或微切层错动为主，规模较小。 5.水文地质 导流隧洞所处地域的地下水位高于河水位，除进出口段外，水位线基本在洞体以上，地下水流向与岩层走向大致相同，层与层之间的水力联系，除风化层较为顺畅外，其余较弱。 6.施工概况
火成岩化学组分分类指数
碱值=(Na2O+K2O)/Al2O3(wt%) 碱度率AR=(Al2O3+CaO+(Na2O+K2O))/(Al2O3+CaO-(Na2O+K2O))(wt%) 铝饱和指数A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)(分子比) NK/A=(Na2O+K2O)/Al2O3(wt%) 氧化指数OX= FeO/(FeO+Fe2O3)(wt%) 分异指数DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp(CIPW计算数据) 固结指数SI=100×MgO/(MgO+Fe2O3+FeO+Na2O+K2O)(wt%) 长英指数FL=100(Na2O+K2O)/(Na2O+K2O +CaO)(wt%) 镁铁指数MF=100×(Fe2O3 + FeO)/(Fe2O3+ FeO+MgO)(wt%)。 CIPW标准矿物计算(Norm mineral calculation) CIPW标准矿物计算是根据岩石的化学分析结果计算出岩石中的矿物组成。此方法是目前最常用的矿物计算方法。由美国的三位岩石学家Cross, Iddings和Pirrson以及一位地球化学家Washington (1903)共同设计，为纪念他们的贡献就以他们姓名的第一个字母组合CIPW表示该计算方法。 Norm (标准矿物)is a calculated “idealized” mineralogy Mode （实际矿物）is the volume % of minerals seen 表1-4 用于CIPW标准矿物计算的标准矿物分子式，分子量和氧化物的分子量
CIPW计算方法和步骤： 1)、氧化物重量百分数除以分子量，得到分子数； 2)、将MnO加到FeO中，作为一个整体，因为Mn≒Fe易成类质同象置换； 3)、用3.33倍P2O5的CaO与P2O5形成磷灰石; 4)、如果FeO>TiO2 ，用等量的FeO和TiO2形成钛铁矿；如果FeO < TiO2，过量的TiO2和相同量的CaO先形成榍石（在形成钙长石后）；如果仍有过量的TiO2，就形成金红石。 5)、用与K2O等量的Al2O3与其（K2O）结合形成正长石。 6)、剩余的Al2O3与等量的Na2O形成钠长石；若Al2O3不足，则进行(10)。 7)、如果仍有Al2O3剩余，则与等量的CaO形成钙长石。 8)、还有Al2O3多余，形成刚玉。 9)、如果CaO 与Al2O3形成钙长石后有CaO剩余，形成透辉石中的硅灰石。 10)、多于Al2O3的Na2O用以形成锥辉石；这时无An，Fe2O3与Na2O结合 11)、如果Fe2O3 > Na2O，则剩余的Fe2O3与FeO结合形成磁铁矿。 12)、如果与FeO形成磁铁矿后，仍有Fe2O3剩余，则剩余部分形成赤铁矿。 13)、将MgO与剩余的FeO计算出他们的相对比例。
岩浆岩习题
四、问答题 1.以SiO2 含量为例，说明岩浆岩化学成分对矿物组合的影响。 2.对比分析说明花岗岩与花岗闪长岩之间的相似点与区别。 3.试述钙碱性系列超基性岩、基性岩、中性岩和酸性岩的化学成分，矿物组合特征及其演化规律。 5.何谓岩浆的分异作用和同化混染作用？简述它们的基本特点。 6.岩浆岩相的基本含义是什么？侵入岩有哪些主要的岩相？试述它们的主要特征。 7.解释斑状结构与似斑状结构的概念，并对比分析这两种结构类型的区别。 8.玄武岩与安山岩如何区分？ 9.说明深成岩与喷出岩在构造上的差异及其成因。 10.简述花岗岩主要组成矿物。 11.列出岩浆岩的七种主要造岩矿物，并说明什么是暗色矿物，什么是浅色矿物。 12.什么是岩石的结构？火成岩的常见结构有哪些？ 13.简述岩浆岩分类方案及各代表性岩石类型。 14.蛇绿岩的概念及其当代含义? 15.说明钙碱性系列岩浆岩的深成相及喷出相的代表性岩石名称及矿物特征。 16.超镁铁质-镁铁质岩如何分类？常见类型有哪些？ 17.一岩石被命名为灰色斑状黑云母石英二长闪长岩，请提供该岩石手标本鉴定报告。 18.试回答辉长岩，闪长岩和花岗岩中浅色矿物各具何特征，并请利用岩石的化学性质加以解释。 19.原生岩浆可通过哪些方式演化为进化岩浆？ 20.简述火山碎屑岩的分类。 21.什么是派生岩浆？由原生岩浆演化成派生岩浆的方式有哪些？ 22.岩浆岩中的交生结构有哪些，各有什么岩石学意义？ 23.谈谈岩浆岩的酸度和碱度划分的依据及意义？ 24.简述岩浆岩中主要氧化物含量与主要造岩矿物组成之间的对应变化关系。 25.简述岩浆岩中二氧化硅与其它氧化物的含量对应变化关系。 26.凝灰岩中的“三屑”是什么？各有什么特征？ 27.国际地科联关于火成岩分类的QAFP 双三角图中Q、A、P、F 各代表什么？如何使用该 分类图？ 28.显微镜下如何根据岩石结构分析矿物的结晶顺序？ 29.枕状构造常出现在哪类岩浆岩中，有何指相意义？ 30.用Fo-SiO2 相图分析反应边结构的成因。 31.用An-Ab 相图解释斜长石环带的成因。 32.用An-Di 相图阐述基性岩浆的结晶过程。 33.岩浆岩中二氧化硅不饱和的标志是什么？过饱和的标志是什么？ 34.什么是岩浆混合作用？由岩浆混合作用形成的岩石有哪些标志？ 35.什么是分离结晶作用？制约分离结晶作用进行的因素有哪些？ 36.什么是同化混染作用？制约同化混染作用进行的因素有哪些？ 37.什么是原生岩浆？由原生岩浆形成的玄武岩有什么特点？ 38.什么是花岗岩化作用？支持该观点的证据有哪些？ 39.在超基性岩中非岩浆成因的地幔岩有哪些产状？它与岩浆成因的超基性岩如何区别？ 40.国际地科联推荐的火山岩化学成分分类方案是什么？如何使用该分类图表？
火成岩岩石学思考题
火成岩岩石学思考题 第一章岩浆及岩浆活动 1、如何理解岩浆的含义。 2、岩浆的粘度受哪些因素的控制。 3、岩浆中的挥发分对火山作用具有怎样的影响。 4、简述岩浆作用的主要类型及其产物。 第二章火成岩的基本特征与分类 1、说明火成岩中的SiO 2、Al2O3和（K2ONa2O）的含量对矿物成分及共生组合的影响。 2、火成岩形成环境对矿物组合具有怎样的影响。 3、火成岩的主要化学成分是什么？ 4、火成岩的结构是如何划分的？ 5、根据结构和构造如何区分侵入岩和喷出岩。 6、判断矿物结晶顺序的标志有哪些？ 7、如何区分不同相的火山岩？ 8、简述常见火成岩岩石类型的矿物组合和结构构造特征。 第三章岩石化学 1、CIPW标准矿物是岩石中实际出现的矿物吗？ 2、化学分析结果在火成岩研究中有哪些用途？ 第四章火成岩结构成因分析 1、以过冷却条件下岩浆中晶体的成核和生长过程，说明不同深度火成岩的结构变化。 2、请用Di－An二元系相图阐明辉长结构、辉绿结构、间粒结构和嵌晶含长结构的形成。 3、请用相关二元系相图说明斜长石正环带、反环带和韵律环带的形成。 4、在花岗斑岩中常见到石英斑晶的熔蚀现象，试用相图加以解释。 第五章岩浆的起源与演化 1、如何理解部分熔融作用？ 2、原生岩浆可以通过哪些方式演化为进化岩浆？ 3、岩浆房中的结晶分异作用有哪几种方式，其特点如何？ 4、鲍文（Bowen）反应系列可以解释哪些岩石学现象？ 5、岩浆混合作用受控于哪些因素？ 6、如何识别同化混染作用？ 7、岩浆侵位机制主要有哪些，各有什么特点？ 第六章火成岩共生组合与成因 1、总结一下安山岩的成因。 2、花岗岩的成因类型主要有哪些，其鉴别标志是什么？ 3、总结不同构造背景下花岗质岩石的组合特征。 4、不同构造背景的玄武岩成分和成因有哪些不同？ 5、超镁铁质－镁铁质岩的研究意义何在？ 6、何为蛇绿岩，其有何研究意义？ 7、如何区分不同成因的超镁铁质岩？
岩浆岩中矿物成分分类
岩浆岩中矿物成分分类 岩浆岩的矿物成分，对于了解岩石的化学成分，生成条件，以及岩石成因都有重大的意义。同时它也是岩浆岩分类和定名的主要依据。 组成岩浆岩的矿物，常见的不过二十多种，这些构成岩石的矿物通称为造岩矿物（rock-forming mineral）。 （一）硅铝矿物和铁镁矿物 常见造岩矿物，根据其化学成分特点，可以分为两类： （1）硅铝矿物SiO2与Al2O3的含量较高，不含FeO、MgO，其中包括石英类，长石类及似长石类。这些矿物的颜色较浅，所以又称为浅色或淡色矿物。 （2）铁镁矿物FeO与MgO的含量较高，SiO2含量较低。其中宝矿橄榄石类、辉石类、角闪石类及黑云母类等。这些矿物的颜色一般较深，所以又称为深色或 暗色矿物。 暗色矿物和浅色矿物在岩浆岩中的比例，是岩浆岩中的比例，是岩浆岩鉴定和分类的重要标志之一。岩浆岩中暗色矿物的含量（体积百分数）通常称色率，又称颜色指数。根据岩浆岩中德色率可大致推知岩石的化学性质，并可判断它们大概是属于哪一类岩石。 （二）主要矿物、次要矿物、副矿物 不同类型的岩石中出现的矿物含量不同。按照矿物在岩浆岩中的含量和在岩浆岩分类中的作用，可分为主要、次要和副矿物三类。 （1）主要矿物（essential mineral）只在岩石中含量多，并在确定岩石大类名称上起主要作用的矿物。例如，一般花岗岩的主要矿物是石英和尝试，没有石英 或石英含量不够，则岩石为正长岩类；没有长石则为石英岩或脉石英。所以 对花岗岩来说，石英和长石都是主要矿物。 （2）次要矿物（subordinate mineral）指在岩石中含量少于主要矿物的矿物。对于划分岩石大类虽不起作用，但对确定岩石种属起一定作用的矿物，含量一般 小于15%。如闪长岩类中，石英是次要矿物。闪长岩中有石英（含量达5%） 可称石英闪长岩，无石英，或石英含量〈5%，则称闪长岩，但二者均属闪 长岩大类。所以对闪长岩来说，石英不影响大类名称，是次要矿物。 次要矿物的存在是岩石化学特征的反映，如石英闪长岩比闪长岩SiO2含量 要高些，是中性岩中偏酸性的变种。所以次要矿物在详细划分岩石种属的时 候是有意义的。 （3）副矿物（accessory mineral）在岩石中含量很少，通常不到1%。因此，在一般岩石分类命名中不起作用。如磷灰石、榍石、磁铁矿等都是副矿物。虽然 如此，一个岩石中副矿物的种类、含量、表型特征、所含微量元素等等，对 于了解一个岩体的形成条件，对比不同岩体，确定岩体时代，以及对于某些 稀闪元素的普查找矿等，都有很重要的意义。当然在研究这类问题时，需要 对岩石做专门的岩矿工作。 （三）矿物的成因类型 岩浆岩矿物按其形成的阶段及形成时的物理化学条件，可划分出不同的成因类型。 （1）原生矿物（岩浆矿物magmatic mineral）是在岩浆冷凝过程中形成的矿物。 按成因特点有可分为正常矿物（正岩浆矿物）、残余矿物和反应矿物三个亚 类。 正常矿物（正岩浆矿物orthomagmatic mineral）：是直接从岩浆中结晶出来， 而且在岩石形成过程中相对稳定的矿物。如喷出岩中新鲜透长石斑晶。
岩浆岩练习题 (1)
《火成岩石学》练习题 一、填空 1、火成岩石学是研究物质成分、结构、构造、成因、共生组合、分布规律及其与成矿关系的一门独立学科。 2、岩浆的主要特征表现为具有一定的化学组成、高温、具有一定的流动性 3、侵入岩按形成深度可分为深成岩和浅成岩。 4、岩浆作用按侵入位置可分为岩浆侵入作用和火山作用。 5、研究火成岩的基本特征时，不外乎从物质组成、结构、 构造等三方面进行，其中物质组成又可分为矿物成分和化学成分。 6、火成岩的主要氧化物二氧化硅、氧化铝、氧化钙、氧化钠，氧化钾、 氧化镁、三氧化二铁、氧化铁、水等九种。 7、根据SiO2的含量，可把火成岩为超基性岩、基性岩、 中性岩和酸性盐四类。 8、根据矿物在岩石中的含量，把火成岩的矿物分为主要矿物、次要矿物、 副矿物等三类。 9、根据造岩矿物的化学组成和颜色，把常见的火成岩矿物分为深色矿物和 浅色矿物两类。 10、火成岩中常见的深色矿物有橄榄石、辉石、角闪石和黑云母， 浅色矿物有石英、长石、似长石和白云母。 11、SiO2与六种氧化物（FeO、MgO、CaO、Al2O3、、K2O、Na2O）关系密切，通常随着SiO2含量的增高，火成岩中的K2O、Na2O的含量将随之一直增加，CaO、Al2O3的含量 先增加后减少，而FeO、MgO的含量则一直减少。 12、火成岩的结构是指组成岩石的结晶程度、颗粒大小、 形态以及矿物之间的相互关系等所反映出的特征。 13、火成岩的结构按矿物颗粒的相对大小分为等粒结构、不等粒结构 斑状结构、三类。根据全晶质岩石中的矿物的自形程度可以分为自形晶、半自形晶、他形晶三种结构。 14、侵入岩常见的构造有块状构造、带状构造。喷出岩常见的构造有气孔构造、杏仁状构造、流纹构造。
火成岩岩石学复习总结
火成岩岩石学（Petrology）（知识概括）剩下的是什么：知野外能鉴定善数据会成图懂思维 求学问，先学问。只学答，非学问。 第一章绪论岩石及其地质分布 1.地球的圈层（physically distinct layers）：地壳、地幔、地核（内、外）lithosphere mesosphere core 2.岩石概念：是天然产出的，由一种或多种矿物颗粒、火山玻璃和生物遗骸等 构成的固态集合体。 3.三大岩石与循环：火成岩（岩浆岩igneous rocks）包括侵入岩与火山岩；沉积岩 （sedimentary rocks）由水、风、冰川等介质搬运的岩石碎屑或生物遗骸累积石化而成； （并非所有的层状岩石都是沉积岩例如火成层理）；变质岩（metamorphic rocks）由于温度、压力等的变化而使先前的岩石（岩浆岩、沉积岩）甚至变质岩改变而成（正、副变质岩ortho-metamorphic vs para-metamorphic） 4.分类： 5.岩石学大类中的分科：野外地质、岩相学、岩石学过程中的资源环境效应。 6.地球内部的岩石分布：{大洋壳厚度10km 地层均一=蛇绿岩套}{大陆壳厚 度较大平均35km 平均成分相当于花岗闪长岩}{地幔橄榄岩olive}{地核铁镍合金外核液态内核固态} 含量:变质岩27.4% 沉积岩7.9% 岩浆岩 64.7% 7.构造环境与岩石组合； 8.火成岩与资源、环境、灾害：金属成矿作用、火成岩与油气藏、非金属矿产 与宝玉石、火山地质灾害。（环太平洋火圈与矿产） 9.岩浆与岩浆作用：岩浆与熔体（岩浆：熔体+晶体+气体）；岩浆相；常见火 山岩的喷发温度（岩浆温度） 岩石类型温度（C） 流纹岩700－900 英安岩800－1100
岩石的形成与分类
天然石料：天然岩石经机械或人工开采、加工（或不经加工）获得的各种块料或散粒状石材。 岩石的形成与分类 岩石由于形成条件不同可分为：岩浆岩（火成岩） 沉积岩（水成岩） 变质岩 一、岩浆岩 1. 岩浆岩的形成与分类 岩浆岩是由地壳深处熔融岩浆上升冷却而成的。 1）深成岩：岩浆在地壳深处，在上部覆盖层的巨大压力下，缓慢且比较均匀地冷却而形成的岩石。 特点：矿物全部结晶，多呈等粒结构和块状构造，质地密实，表观密度大、强度高、吸水性小、抗冻性高。 建筑上常用的深成岩主要有花岗岩、闪长岩、辉长岩等。 2）喷出岩：岩浆喷出地表时，在压力急剧降低和迅速冷却的条件下形成的。 特点：岩浆不能全部结晶，或结晶成细小颗粒，常呈非结晶的玻璃质结构、细小结晶的隐晶质结构及个别较大晶体嵌在上述结构中的斑状结构。 建筑上常用的喷出岩主要有玄武岩、辉绿岩、安山岩等。 3）火山岩：火山岩也称火山碎屑岩，是火山爆发时喷到空中的岩浆经急速冷却后形成的。 常见的有火山灰、火山砂、浮石及火山凝灰岩等。 2. 岩浆岩的主要矿物成分 1）石英：结晶状态的SiO2 强度高、硬度大、耐久性好。 常温下基本不与酸、碱作用。 温度达575℃以上时，石英体积急剧膨胀，使含石英的岩石，在高温下易产生裂缝 岩浆岩分为：酸性岩石(SiO2>65%) 中性岩石(65%≥SiO2≥55%) 碱性岩石（SiO2<55%） 2）长石：强度、硬度及耐久性均较低（与石英相比） 正长石（K2O·Al2O3·6SiO2） 斜长石钠长石（Na2O·Al2O3·6SiO2）
钙长石（CaO·Al2O3·2SiO2） 干燥条件下耐久性高， 温暖潮湿的条件下较易风化，特别遇CO2，更易于被破坏。风化后主要生成物是高岭石（Al2O3·2SiO2·2H2O）。 3）云母：含水的铝硅酸盐，柔软而有弹性的成层薄片。 白云母 黑云母 云母含量较多时，易于劈开，降低岩石的强度和耐久性，且使表面不易磨光。 4）暗色矿物：角闪石、辉石、橄榄石等着色深暗的铁镁硅酸盐类矿物，统称为暗色矿物。 特点：密度特别大（3～4）g/cm3。 与长石相比，强度高，冲击韧性好，耐久性也较高。 在岩石中含量多时，能形成坚固的骨架。 其它：黄铁矿（FeS2）， 特征：岩石表面具有锈斑。 黄铁矿遇水，易氧化成硫酸，腐蚀其它矿物，加速岩石风化。 二、沉积岩 1. 沉积岩的形成与分类 位于地壳表面的岩石，经过物理、化学和生物等风化作用，逐渐被破坏成大小不同的碎屑颗粒和一些可溶解物质。这些风化产物经水流、风力的搬运，并按不同质量、不同粒径或不同成分沉积而成的岩石，称为沉积岩。 特点：有明显的层理，较多的孔隙，不如深成岩密实。 1）化学沉积岩：原岩石中的矿物溶于水，经聚集沉积而成的岩石。 常见：石膏、白云岩、菱镁矿及某些石灰岩。 2）机械沉积岩：原岩石在自然风化作用下破碎，经流水、冰川或风力的搬运，逐渐沉积而成。 常见：页岩、砂岩、砾岩。 3）有机沉积岩：由海水或淡水中的生物残骸沉积而成。 常见：石灰岩、贝壳岩、白垩、硅藻土等。 2. 沉积岩的主要矿物成分 1）方解石：结晶的CaCO3， 强度中等，硬度较低，微溶于水，在含有CO2的水中，易于形成Ca(HCO3)2，而使溶解度急剧增大，遇稀盐酸会立即分解出CO2。