岩浆岩家族的划分.ppt

岩浆岩家族的划分,自然界中的岩浆岩是个大家族，种类繁多，形形色色，仅现有的岩石名称就达千种之多。虽然各种岩浆岩之间存在着化学成分、矿物成分、结构、产状和成因等方面的差异，但是它们彼此之间又有着一定的过渡关系。因此，正确认识不同岩石之间的差异和联系、共性和特性，搞清楚它们的共生关系和成因联系，是对岩浆岩这个家族进行归纳和划分的主要任务。 自十九世纪七十年代起，国内外地质学家就为之做出了不懈的努力。经过一百多年的研究和实践，目前，对岩浆岩的分类已经得到了大多数科学家的肯定。一般情况下，划分岩浆岩类型主要考虑岩石的基本特征和产状两大因素。,显微镜下的玄武岩结构,玻基辉橄岩,在划分岩浆岩类型时，岩石化学成分中的酸度和碱度是主要考虑因素之一。岩石的酸度，是指岩石中含有SiO2的重量百分数。通常，SiO2含量高时，酸度也高；SiO2含量低时，酸度也低。而岩石酸度低时，说明它的基性程度比较高。 SiO2是岩浆岩中最主要的一种氧化物，因此，它的含量有规律的变化是岩浆岩分类的主要基础。根据酸度，也就是SiO2含量，可以把岩浆岩分成四个大类：超基性岩（SiO2 66）。,岩石的碱度即指岩石中碱的饱和程度，岩石的碱度与碱含量多少有一定关系。通常把Na2O+K2O的重量百分比之和，称为全碱含量。Na2O+K2O含量越高，岩石的碱度越大。 A.Rittmann 1957年考虑SiO2和Na2O+K2O之间的关系，提出了确定岩石碱度比较常用的组合指数（）。值越大，岩石的碱性程度越强。每一大类岩石都可以根据碱度大小划分出钙碱性、碱性和过碱性岩三种类型。 9时，为过碱性岩。,除了岩石化学成分之外，矿物成分也是岩浆岩分类的依据之一。在岩浆岩中常见的一些矿物，它们的成分和含量由于岩石类型不同而随之发生有规律的变化。如石英、长石呈白色或肉色，被称为浅色矿物；橄榄石、辉石、角闪石和云母呈暗绿色、暗褐色，被称为暗色矿物。通常，超基性岩中没有石英，长石也很少，主要由暗色矿物组成；而酸性岩中暗色矿物很少，主要由浅色矿物组成；基性岩和中性岩的矿物组成位于两者之间，浅色矿物和暗色矿物各占有一定的比例。,根据产状，也就是根据岩石侵入到地下还是喷出到地表，岩浆岩又可以分为侵入岩和喷出岩。侵入岩根据形成深度的不同，又细分为深成岩和浅成岩。每个大类的侵入岩和喷出岩在化学成分上是一致的，也就是说岩浆成分是相似的，但是由于形成环境不同，造成它们的结构和构造有明显的差别。深成岩位于地下深处，岩浆冷凝速度慢，岩石多为全晶质、矿物结晶颗粒也比较大，常常形成大的斑晶；浅成岩靠近地表，常具细粒结构和斑状结构；而喷出岩由于冷凝速度快，矿物来不及结晶，常形成隐晶质和玻璃质的岩石。,根据上述原则，首先把岩浆岩按酸度分成四大类，然后再按碱度把每大类岩石分出几个岩类，它们就是构成岩浆岩大家族的主要成员。 比如超基性岩大类：钙碱性系列的岩石是橄榄岩苦橄岩类；偏碱性的岩石是含金刚石的金伯利岩；过碱性岩石为霓霞岩霞石岩类和碳酸岩类。 基性岩大类：钙碱性系列的岩石是辉长岩玄武岩类；相应的碱性岩类是碱性辉长岩和碱性玄武岩。 中性岩大类：钙碱性系列为闪长岩安山岩类；碱性系列为正长岩粗面岩类；过碱性岩石为霞石正长岩响岩类。 酸性岩类：主要为钙碱性系列的花岗岩流纹岩类。,岩石化学,岩石 火成岩的酸度、碱度、铝饱和度。根据岩石中SiO2含量可把火成岩分为酸性、中性、基性、超基性；根据SiO2对K2O+Na2O和CaO的关系，分为钙性、钙碱性、碱钙性和碱性；根据Al2O3与K2O、Na2O、CaO分子数关系,分为铝不饱和及过饱和等。 火山岩的系列、类型。根据岩石化学成分及计算结果，把火山岩分为碱性系列、亚碱性系列；亚碱性系列又分为钙碱性系列与拉斑系列。对碱性系列火山岩还可分为钾质与钠质类型（系列）、肯尼迪趋势、库姆斯趋势与跨越趋势等。,火成岩的矿物组合及含量。对于结晶差的火山岩，粒度粗大薄片无法进行定量统计的侵入岩、蚀变的超基性岩和变质后面貌全非的火成岩，通过标准矿物的计算，可以大致确定岩石中主要矿物组合及含量。此外对于确定正、负变质岩来说，岩石化学常是一个很重要的手段。 火成岩的分类命名。由岩石中的某些氧化物、分子数、指数、标准矿物的数据与投图，可以对火成岩进行分类、命名。如用SiO2与K2O+Na2O确定火山岩的名称与大类;用标准矿物石英、碱性长石、副长石、斜长石确定暗色矿物小于90的火成岩的名称等。用岩石化学对火山岩命名，常比显微镜法准确，国内外应用很广。,岩浆的演化机理。岩浆成分受分异、同化、混染作用等影响常发生变化，应用岩石化学方法，可以研究岩浆成分的演化机理与演化方向。如以分异指数与氧化物图分析岩浆是同化还是分异；用哈克图及分异、固结数研究岩浆的演化等。 岩浆的来源及部分熔融程度。玄武岩浆来源于上地幔的部分熔融，由玄武岩、原始及残留地幔包体成分，又可大致确定上地幔特征及部分熔融程度。,岩浆及火成岩的物理化学条件。根据火成岩的化学成分计算、投影，可估算岩浆形成地区、岩浆房及喷出或侵位时的大致压力（反映深度）、温度、氧逸度、水逸度，还有岩浆的粘度，岩浆与岩石的密度等物化条件及参数。 火成岩的成因问题。用岩石化学成分可以判别、探索一些火成岩的成因问题。如某地玄武岩是原生还是演化岩浆产物；某区花岗岩是岩浆结晶还是花岗岩化作用产物；岩浆花岗岩是S型、I型、M型还是A型；还有超镁铁镁铁岩的成因类型等。,火成岩与板块构造的关系。由化学成分及计算值的投影，可以分析玄武岩类或花岗岩类等产出时的板块构造环境,是板块内部还是板块边缘,是扩张边缘还是聚敛边缘，是岛弧还是活动陆缘；还可大致估算板块移动速度、消减带岩浆来源深度与大陆地壳厚度等。 火成岩与矿产的关系。应用火成岩化学成分可以分析它们与矿产的关系。如用数理统计法研究有无矿产的火成岩在某些化学成分方面的差别；用某些化学成分计算值确定富矿、贫矿及无矿的界限；用镁铁比值判别基性岩和超基性岩的含矿性及矿产类型；用硅、碱区别花岗岩与铁、铜、铅、锌、钨、钼、锡矿的关系等。,岩体形成时代的确定,根据接触关系 当岩体与围岩呈侵入接触时，则岩体形成于被岩体侵入的整套地层中最新地层之后。如果岩体与围岩为沉积接触，即被角度不整合覆盖，则岩体形成时代早于被侵入的不整合下伏地层中最新地层之后，上覆地层中最老地层之前。,侵入岩体与围岩的接触关系的类别,侵入接触 又称热接触，是岩体侵入于围岩中的一种接触关系。岩体的侵位时代晚于围岩，岩体与围岩的接触面形态复杂。其主要标志有：岩体边部有边缘带和冷凝边，发育定向组构；岩体内有围岩的捕虏体，主要分布在岩体的边部和顶部；围岩中有从岩体伸出的岩枝或岩脉；岩体附近的围岩有接触变质现象，甚至发生混染现象，并且自接触面向外逐渐减弱或呈分带性。 岩体与围岩的接触面形态反映侵入作用的热动力状态，也受围岩构造控制。,如果岩浆侵入时活动能力很强，与围岩发生强烈的混染和热液蚀变，可以造成很宽的混染带或蚀变带，而使接触面被隐蔽或模糊不清。这时要进行穿过接触带的剖面观察，与明显接触面进行对比，或从明显接触带向隐蔽接触面追索，有时还要辅以岩石学的研究。,沉积接触岩体侵入后遭受风化剥蚀，之后再被新的沉积物所覆盖，这种接触关系为沉积接触。沉积接触反映侵入岩体的形成时代早于上覆地层。 断层接触侵入体形成后由于断层作用使岩体与围岩接触，接触面即断层带。断层接触反映岩体是在断层之前侵入的。,侵入接触、沉积接触和断层接触可以是不同岩体与围岩的不同接触关系，也可以是同一岩体与围岩接触的不同部位上。此外还常常出现两种接触关系的叠加现象，如沉积接触的不整合面又发生断层活动等。,根据岩体特性对比 当无法根据接触关系确定岩体的形成时代时，可以与邻区已知时代的岩体进行对比来推断岩体时代。对比的内容包括岩体的构造型式、侵位机制、岩石的结构构造、矿物成分、化学成分和微量元素等。一般来说，同期同源的岩体具有许多共性。,根据与区域构造的关系 岩浆活动总是与某一构造运动幕相关。如果岩体侵入于燕山期褶皱之中，则表明岩体与褶皱同时形成或在褶皱作用晚期形成。如果查明了岩体与区域构造的时空关系，就可以基本确定岩体形成的相对时代。,利用岩体相互穿插关系确定复式岩体内多期侵入的顺序 在岩浆岩广泛发育的地区，往往有多期侵入形成的复式杂岩体。在杂岩体内各岩体之间存在侵入接触关系和有关现象。据此，可确定复式岩体的多期侵入顺序。其判别标志有：,具冷凝边的岩体为晚期岩体，具烘烤边或接触变质晕的岩体为早期岩体； 定向组构被切割的岩体为早期岩体，定向组构平行于两岩体接触面的岩体为晚期岩体； 如果一岩体中包含有相邻岩体岩石的捕虏体，则为晚期岩体； 一岩脉穿插到一个岩体内而被相邻岩体截切，截切岩脉的岩体形成时代较晚。,花岗岩体侵位机制,隆起作用：由于炽热的熔浆与冷的上覆围岩之间具有显著的密度差而致使出现重力失稳，造成岩浆上拱而上覆围岩发生褶皱形成穹隆。在隆起作用过程中，有密度差造成的重力失稳是其主要动力来源之一，但是常常相伴出现的区域构造应力场也具有积极作用，在背斜核部形成穹隆，而在向斜核部产生凹陷。,底辟作用：下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有倒水滴状侵入体的作用过程称为底辟作用。倒水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外，底辟岩体周围早期向外陡倾的岩层，其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡；底辟岩体顶部的岩层为压扁型应变，但岩体与两侧围岩之间为剪切应变，具有拉伸线理、鞘褶皱和拉伸岩墙布丁构造等。,气球膨胀作用：侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。气球膨胀作用模式是Ramsay（1981）提出的，他合理地解释了大规模岩体或岩基的就位空间问题。一般认为（朱志澄、宋鸿林，1990），岩浆初始侵位时，只占现有体积的30-40%，而现有体积的大部分是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。,气球膨胀作用产生的岩体、构造特点与底辟岩体具有显著的差异： （1） 岩体的平面形态多为圆形和椭圆形，立体形态多为蘑菇状或漏斗状； （2） 岩体发生横向拓宽，而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大1-2倍以上。 （3） 岩体周围围岩发生明显变形，围岩中具有平行于接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向外逐渐减弱，在接触面附近往往构成了片理级的面状组构； （4） 岩体内部具有平行接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递减，在岩体的边缘带发育最强，往往构成片麻状叶理；,（5） 岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布：分布在边缘的岩石，时代最老，成分偏于镁铁质，而中心带的岩石时代最年轻，成分偏于长英质； （6） 如果没有后期构造改造，岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型；Flinn参数1K0；叶理和片理面上都没有拉伸线理；岩体内的应变强度由边部向中心递减； （7） 在岩体的边部发育了被细晶岩，伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙； （8） 接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。,穹隆构造、底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段，由于不同侵位机制及其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切的成因联系。,岩墙扩展作用：深部岩浆沿着断裂上升至地表浅部，在岩浆上升过程中岩浆运移的断裂或通道不断扩展、加宽，上升岩浆在浅部聚集形成大规模深成岩体。,（1） 平面形状为不规则状； （2） 一般没有内部构造； （3） 在侵位过程中围岩的作用是被动的。侵入作用以前的围岩在接触面附近并未被扰动； （4） 接触面弯曲，往往与围岩互相穿插； （5） 在岩体边缘常见有一些小规模顶蚀作用。,岩墙扩展机制是大陆伸展构造环境中岩浆上升侵位的重要机制。岩浆沿着由应力各向异性产生的张性断裂上升。张性断裂切割深度可以很大（达40Km），并达到深部岩浆房。,顶蚀作用：由热的岩浆在周围引起的热至爆裂及岩浆的裂块下沉的同时向裂隙中的侵入作用，其发育常常局限于不整合侵入岩体的边缘带附近。 顶蚀作用形成的岩体，在内接触带常有不规则状、棱角状且规模不等的捕掳体，捕掳体与岩浆之间的反应引起同化和混染现象。顶蚀岩体与围岩的接触面常常呈凹凸不平状，一般不发育由侵位产生的定向组构。,火山口沉陷作用：这是基性深成岩体的典型侵位机制，指岩浆房顶盖塌陷而形成环状或锅状沉陷的岩浆侵位机制。岩体受伸展环境中的张性断裂控制，基性岩浆沿断裂上升定位于断裂的潜在空位中，基性岩浆冷却后形成环状断裂将岩体分割成环状断块。,深成岩体的侵位机制归纳为三种基本类型，即主动侵位作用、被动侵位作用与诱发侵位作用。主动侵位作用包括隆起作用、底辟作用和气球膨胀作用。在这几种侵位机制中，岩浆是以本身巨大的能量来开辟占据空间的；被动侵位作用包括岩墙扩展作用、顶蚀作用和火山口沉陷作用，岩浆是沿先存断裂或构造缺陷，或是在区域性伸展作用下被动式侵位的；诱发侵位作用是岩浆沿低角度张性断层带注入侵位的。,同位素的示踪,物质来源 地壳结构,各类型地幔端元的同位素组成特征: 地幔端元类型 143Nd/144Nd 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 176Hf/177Hf 亏损地幔（DM） 0.5131 0.5133 0.7020 0.7024 15.5 17.8 0.2831 0.2835 高U/Pb值地幔(HIMU) 0.5128 0.7026 0.7030 21.0 22.0 0.2893 I 型富集地幔(EM I) 0.5123 0.5124 0.7045 0.7060 16.5 17.5 0.2826 0.2827 II型富集地幔(EM II) 0.5127 0.5129 0.707 18.5 19.5 0.2828 流行地幔（PREMA） 0.5130 0.7035 18.3 原始地幔(PM) 0.512438 0.7045 17.3517.5 ,（1）同位素的研究 一个简单的事实（部分熔融作用形成的岩浆将具有源区的同位素成份特点）引起了同位素地球化学两个方面的重要发展。首先，特定的源区以其特征的同位素组成而能够被识别；其次，同位素组成各异的的源区间的混合作用亦能够被识别。因此，同位素地质学的主要问题之一就是识别地壳和地幔中的不同源区，尽可能地突出其特征。 放射性成因同位素可以用来识别一个特定岩浆岩套中的不同源区组分的贡献，同时可以限定岩浆岩源区演化的模型。现代同位素地质学的主要成就之一就是建立了地壳和地幔储库相互作用以及它们如何获得其目前组分的岩石学模型，并把储库组成与控制板块构造过程联系起来。例如，基于Pb同位素的模型，主要展示地壳储库的特征，对人们认识大陆地壳的演化起着重要作用。这种模型化过程称为铅大地构造学（Plumbotectonics）（或者为地幔柱大地构造学）。另外，同位素失踪剂之间的相关关系必然导致人们寻找解释这些现象的原因，从而产生了一系列关于地球化学的大地构造模型。这些模型受到同位素资料及我们目前对大地构造过程的理解两个方面的制约。,稳定同位素是研究轻的元素如H，C，O，N和S的一个强有力的手段。这些元素通常是组成具有重要地质意义的流体的主要组分，因此可用于直接研究流体以及水-岩相互反映效应的一个重要途径。另外，稳定同位素可以用来作为确定元素物质来源的示踪剂，也可以用作古温度计和研究地质过程中扩散和反应机制的手段。稳定同位素研究的主要目的就是要把它作为研究地质过程的一个手段，以同位素的质量而非它们的化学成分为依据，讨论这些过程引起同位素之间的相互分馏。这种作用称为同位素分馏。,（2）微量元素的反演技术 微量元素在现代岩石学中的最重要的用途之一，就是进行地球化学过程的模拟。微量元素的反演技术是利用一套同源火成岩石的元素浓度变化，来确定其源区的成份和矿物学特征、引起元素浓度变化的物理过程（如，分离结晶作用、部分熔融作用或者其它作用过程）及其进行的程度（如，分离结晶程度、部分熔融程度或者其它作用程度）等未知因素。所以，反演方法强调由微量元素数据限定模型，提供解决地球化学问题的最大可能性的答案。,岩浆过程中微量元素分配的定量模型,1、不平衡结晶过程(瑞利分馏) 2、平衡结晶过程 Cil / Ci0 = 1 / Di ( 1 - F ) + F 3、部分熔融过程中元素分配的定量模型 平衡部分熔融模型的表达式：CiL/Cio=1/Di(1 - F) + F,岩浆成岩过程的鉴别,(1)固液相分配系数高的相容元素，如Ni,Cr等，在分离结晶作用过程中它们的浓度变化很大，但在部分熔融过程中则变化缓慢。 (2)固液相分配系数低的微量元素，如Ta、Th、La、Ce等（称为超岩浆元素），它们总分配系数很低，近于零，与0.20.5比较可忽略不计。在部分熔融过程中这些元素浓度变化大，但在分离结晶作用过程中则变化缓慢。 (3)固液相分配系数中等的微量元素，如HREE、Zr、Hf等（称亲岩浆元素），它们的总分配系数与1比较可忽略不计。,变质岩原岩恢复,对岩石形成构造环境的指示,根据化学元素在地质体中含量的多少主要分为常量元素（湿化学法） 、微量元素（REE、LILE、HSF、Pt族、TME）（仪器分析）等类型。,