微量元素与岩石成因
1 微量元素在岩石成因上的应用 姓名： 班级： 学号： 2
目录 微量元素在岩石成因上的应用 ............................................................................................... 1 一、 花岗岩成因上的应用 ..................................................................................................... 3 §1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断 .................................................................... 3 §2.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断 ........................................................ 4 §3.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断 ............................................................................ 4 二、玄武岩成因上的应用 ....................................................................................................... 5 §1.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断 .................................................................... 5 §2.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断 ........................................................ 6 §3.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断 ............................................................................ 7 三、 微量元素对于不同流纹岩的判断 ................................................................................. 7 四、个人总结 ........................................................................................................................... 8 五、参考文献 ........................................................................................................................... 9 3
微量元素可作为地质——地球化学的示踪剂，在解决当代地球科学的基础理论问题、为人类提供足够资源和良好的生存环境等方面正发挥着重要的作用。
一、花岗岩成因上的应用
§1.微量元素含量差异对于不同花岗岩的判断 Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图
实例：根据这些图解，诸广山花岗岩类都落在火山弧花岗岩(VAG)和板内花岗岩(WPG)的交界处(a)，这表明本区花岗岩是一种后碰撞花岗岩，具有板内花岗岩的某些特征，而非板内花岗岩。Eby根据地球化学特征将A型花岗岩分为A1型和A2型，并认为A1型是与洋岛岩浆来源相同的地慢分异产物，且侵位于大陆裂谷或板内的构造环境，A2型来源于大陆地壳或板下地壳，且与陆一陆碰撞或岛弧岩浆作用有关。在图（b)中，碱长花岗岩全部落人A2区。另外，本区花岗岩的Y/Nb = 2. 6一8. 5，均大于1. 2，同样说明了本区碱长花岗岩为后碰撞型而非非造山型花岗岩。事实上，达拉布特洋壳形成于早泥盆世，并至少从中泥盆世开始不断向南北两侧的大陆板块下俯冲，而在石炭纪末，大洋基本消减殆尽，导致岛弧和小洋盆强烈挤压碰撞关闭，之后出现一个以挤压结束伸展开始为特征的动力学演化阶段,本区碱长花岗岩就是在这样的构造背景下形成的。
Rb- ( Y + Nb)及(Sc/Nb)一(Y/Nb)构造判别图 4
§2.微量元素含量的比值对于不同花岗岩成因的判断 IgRb-1g Sr和IgCr-1g Rb图解
实例：随着岩浆的演化，加里东期花岗岩类的Cr, Co, Ni, Sr,Zr等元素含量逐渐降低;Rh,Th, Fb等逐渐增高。在Rb对Sr, Cr含量的对数相关图上，数据点大致呈陡斜分布(如上图)。花岗闪长岩和包体位于数据点分布的左上侧，大致构成一陡斜趋势线。二长花岗岩、黑云母(钾长)花岗岩的数据点位于包体一花岗闪长岩趋势线的右侧，表现出较好的分离结晶演化过程，并和花岗闪长岩呈逐渐过渡分布。花岗细晶岩的Rb含量最高、Sr和Cr含量最低。因此IgRb-1g Sr,lgCr相关关系表明本区加里东期花岗岩类的形成过程应以分离结晶作用为主，包体与花岗闪长岩为岩浆的早期结晶固相;二长花岗岩和黑云母(钾长)花岗岩结晶较晚，并混有不同比例的残余熔体;而花岗细晶岩为岩浆分离结晶最晚期残余熔体固结的产物。
§3.稀土元素对于不同花岗岩成因的判断 浙江元古宙花岗岩类稀土分布模式
加里东期花岗岩类的1gRb-1gSr相关图(a)和lgR b-1gCr相关图(b)包体;2.花岗岩;3.花岗闪长岩;f.花岗细晶岩 5
实例： 右倾直线型稀土分布模式也是部分熔融形成的岩浆的特征。所以、神功期花岗岩是八都群变质岩部分熔融产物。 LREE/HREE小，Eu不亏损或弱亏损,Sc,Co、Cr、V含量高。也就是说，石英闪长岩的主元素、稀土分布模式和微量元素组成与岛弧火山岩都很相似，说明石英闪长岩是岛弧火山岩部分熔融的产物.
二、玄武岩成因上的应用
§1.微量元素含量差异对于不同玄武岩的判断
下表列出了岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（TH）中一些微量元素的含量。
从ITH和TH微量元素比较可看出:ITH中的Cr ,Ni ,Co含量很低。通常，Cr ,Ni ,Co作为相容元素，其中，Ni , Co'常赋存于橄榄石中，Cr赋存于尖晶石中。三者异常的低，表明原始岩浆在上升的过程中发生了橄榄石和尖晶石的分异结晶。从表中可看出，ITH中的Rb, Cs Sr; Ba的含量很高。大多资料显;ITH和TH具有相同的稀土模式，因此，可推测两者具有相同的物源，但现在ITH却表现出Rb,，Cs，Sr ，Ba的异常高。 所以，这可能是由外部流体(深处)带入的，也说明ITH的原始岩浆的熔融与外部流体有关，而地慢内部不可能无故产生大量流体，推测其来源与ITH所处的构造环境有关。资料显小，当洋壳向陆壳俯冲到达一定深度时，洋壳中的角闪岩相会发生脱水，形 6
成榴辉岩相，水就会携带角闪岩相中的Rb,，Cs，Sr ，Ba进入地慢楔。 §2.某些微量元素的比值对于不同玄武岩成因的判断 1.w(Zr/Y)—w(Zr）和w(Ti）—w(Zr)图解来判断构造环境
A.火山弧玄武岩;B. MORB; C.板内玄武岩;D. MORB和火山弧玄岩;E.MORB和板内玄武岩 火山弧玄武岩、MORB和板内玄武岩的不同区域
从上图中可以看出，w(Zr/Y)—w(Zr）和w(Ti）—w(Zr)图解都可以在一定的范围内反映不同玄武岩的性质，不同玄武岩的投图在不同的区域内，两个图解综合运用可以更为准确判别未知玄武岩的类型。 实例：将取得的江山、广丰一带红层中的玄武岩的样品经过处理后在上述图中投影,在(Zr/Y) -Zr图解上，基本上在板内玄武岩区,在Ti-Zr图解上，基本落入板内玄武岩区。综合上述特征，江山、广丰一带红层中的玄武岩不是典型的板内碱性玄武岩，但又不是火山弧玄武岩。这和其它图解所判断的结果一致。
2.岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（TH）微量元素比值不同 下表列出了岛弧拉斑玄武岩（ITH）和洋脊拉斑玄武岩（TH）中一些微量元素的比值
从ITH和TH元素比值特征可看出，K/Ba,K/Rb，的值在ITH中明显低于TH，这是因为K, Rb, Ba是亲石元素，且K比Rb, Ba优先进入矿物，所以Rb, Ba在熔体中的含量就会增加，造成了K/Ba, K/Rb较低，同时也说明了表2中Rh, Ba含量高的原因。由于TH和ITH大体上都是地慢直接喷发的产物，因此两者在Rb/Sr值上也反映了原岩的值。指出较高的Rb/Sr可产出较高的87Sr/86Sr'岩浆，且在慢壳分离的过程中，Rb是不断向地壳富集的，由87Rb 7
衰变的87Sr也是向地壳富集，所以较高的值反映了生成深度较浅，表中ITH的87Sr/86Sr值较高，因此,ITH的岩浆产生较浅，这与上述主元素得出结论相同。
§3.稀土元素对于不同玄武岩成因的判断 汉诺坝玄武岩的稀土元素特征
实例：汉诺坝玄武岩具有富含轻稀土的特征，因此图3中它们的稀土元素分布模式曲线均向右倾斜，其∑Ce-Eu/∑Gd-Lu十Y比值较高，碱性玄武岩为7.9-11.8,拉斑玄武岩为3.7-4.2。看来随着岩石中稀土含量降低其比值也降低，拉斑玄武岩较碱性玄武岩有相对高的忆族稀土含量。在图3中拉斑玄武岩的稀土元素分布曲线较碱性玄武岩平缓。 在La /Yb-La图上(图4)，两种玄武岩占有明显不同的区域，其(La/Yb)N值也有明显区别，碱性玄武岩比值较高，为15-27，拉斑玄武岩比值较低,为11-13,表明碱性玄武岩较拉斑玄武岩形成时REE产生较强的分馏。 不论是碱性玄武岩还是拉斑玄武岩，稀土元素成分上的一个共同特征是在稀土模式图中(图3)均表现出明显Eu的正异常。碱性玄武岩的Eu/Eu* = 1.76-2.13，拉斑玄武岩的Eu/Eu*=2.20-2.59.
三、微量元素对于不同流纹岩的判断
高Sr流纹岩和低Sr流纹岩稀土元素和微量元素图解
地球化学讲义微量元素地球化学(中国地质大学)
5.微量元素在岩石与熔体之间的分配系数：常用岩石中所有矿物 的分配系数与岩石中各矿物含量的乘 积之和一表达。
n
Di KDi Wj ji
即 n：含量微量元素i的矿物数 Wj：第j种矿物的质量百分数 KDi： 第j种矿物对微量元素的简单分配系数
方法是：测定待研究地质体中共生矿物对中某微量元 素的含量，算出该元素在矿物对的分 配系数，利用以上 关系式即可计算出矿物结晶温度。
中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2019年7月30日更新
地 球 化 学
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样品号 1
温度(℃) 1160
橄榄石Ni 1555
单斜辉石Ni 255
2
实验测定法：用化学试剂合成与天然岩浆成分相似的玻璃物质， 实验使一种矿物与 之达到微量元素的分配平衡，然后测定元素在两 相中的浓度，计算得 到分配系数。
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7.分配系数的影响因素： 体系组分的影响—岩浆岩化学成分的变化在很大程度上取决于 硅酸盐熔体的结构，不同硅酸盐熔体共存时微量元素分配情况明 显不同；
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二、微量元素在共存相中的分配
在一定的环境（物理化学条件）中，一切自然作用体系均趋向于平衡。 当达到平衡时，
常量元素
微量元素
体系中 的浓度
很高
极低
独立 矿物
能形成独立矿物
不能形成独立矿物，但在平衡共存的矿物之间（或液相－ 固相之间）进行分配
张家口某地区火山岩元素地球化学特征及成因
张家口某地区火山岩元素地球化学特征及成因摘要：张家口某地区出露的早白垩世张家口组主要由流纹岩和粗面岩组成。
本文研究了该地区张家口组火山岩主量元素和微量元素，该区流纹岩和粗面岩具有富铁，高钾和全碱，富集 REE、Rb、Th、等不相容元素，Nb、Ta 相对 LREE亏损的特点；低分异样品不具有明显负 Eu 异常。
华北克拉通拉斑质基性下地壳在高温、低氧逸度和低水逸度条件下的部分熔融产物，形成于碰撞后构造背景。
关键词：火山岩；地球化学；岩石成因；张家口组；燕山；张家口地区前人对张家口某地区火山岩的研究焦点集中在年代学和地层对比方面，缺乏系统的岩石地球化学资料，尤其是高精度的微量元素分析资料。
本文在新获得的张家口某地区的张家口组火山岩元素地球化学数据基础上，探讨其岩石成因及其反映的区域构造背景，为深入认识燕山带乃至华北克拉通东部中生代构造-岩浆活动格架转换的动力学背景提供线索。
1 区域地质背景张家口某地区张家口组火山岩不整合覆盖于太古宇之上，在大地构造上位于燕山中生代褶皱-逆冲推覆构造带西段。
张家口组火山岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄介于 143~136 Ma 之间，属于早白垩世最早期的贝里阿斯阶。
张家口组主要火山岩类的岩相学特征：①流纹岩具斑状结构，流动构造，斑晶以石英、透长石和奥长石为主，基质以石英、长石微晶为主；②流纹质熔结凝灰岩具熔结凝灰结构，假流动构造，由岩屑、晶屑、浆屑、玻屑等组成；③粗面岩具粗面结构、块状构造，斑晶以钾长石为主，少量斜长石斑晶，基质主要为隐晶质长石、石英和暗色矿物组成。
2 分析方法将张家口组火山岩样品进行无污染碎样至 200 目，在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所分析主量、稀土和微量元素。
主量元素采用熔片法 X-射线荧光光谱法（XRF）分析，主要氧化物的分析误差一般小于2%；稀土元素采用等离子质谱法（ICP-MS）分析；微量元素采用 ICP-MS 和 XRF 法分析。
从阴极发光图像和微量元素特征看锆石成因
从阴极发光图像和微量元素特征看锆石成因摘要：锆石是一种重要的矿物，分布广泛，稳定性极强，可以指示源区的信息，本文主要从锆石的阴极发光图像进行讨论研究，不同地质环境中形成的锆石具有不同的结构类型，具有复杂演化历史的变质岩中的锆石保留了多期生长结构和区域，往往给出多组年龄，结合锆石的微量元素特征可以对这些年龄做出合理的解释。
锆石的微量元素特征还能够反映岩浆的成分演化、共生分离结晶相、熔融源区性质以及流体组成等诸多信息。
锆石作为矿物包裹体储存器、地球化学示踪剂、时间舱，已成为研究地球的地质历史必不可少的一个工具。
关键词：锆石成因阴极发光微量元素特征引言：锆石成因分辨对于锆石年龄地质意义的正确解释至关重要。
不同成因锆石大多具有其自身的特点，为锆石成因分辨提供了可能。
锆石成因分辨是一个综合的方法，不仅是锆石本身的问题，基本思路是确定各种作用过程形成的岩石中的锆石的特征，比较它们的异同，确定可能的变化规律。
因此，在进行锆石地质年代学研究之前应先对锆石进行阴极发光电子（CL）图像和（或）背散射电子（BSE）图像等成因矿物学和锆石内部结构的深入研究，这样才有可能使测得的年龄数据得到合理的地质解释，才有可能对岩石成因、成矿年代学和地质体的构造演化历史有更深入的了解。
1.研究现状1.1岩浆锆石经过对岩浆成因锆石的晶体形态及其环带观察研究，岩浆锆石一般较为自形，为四方柱，四方锥，复四方双锥形，而且一般具有典型的振荡环带，查阅文献获知振荡环带的宽度可能与锆石结晶时岩浆的温度有关，在基性岩中由于成岩温度较高，微量元素扩散较快，环带较宽；在偏酸性岩石中由于成岩温度较低，微量元素扩散较慢，环带较窄且CL为亮色。
锆石中许多微量元素都具有相关性，利用微量元素相关图解，可以判别岩浆锆石的生长环境。
P-（∑REE+Y）正相关，反映了置换关系（Y，REE）3++P5+=Zr4＋+Si4+。
U和Th可以置换锆石中的Zr，Th、U分别和Y、REE正相关，反映了主岩微量元素组成的变化趋势，即演化程度高的岩浆中不相容元素的含量趋于更高。
微量元素地球化学
正是这种状态。如玄武岩中的镍橄榄石，其中的(Mg,Fe)2SiO4为溶剂，而
Ni2SiO4就是溶质。对于Ni2SiO4而言，这种橄榄石就是一种稀溶液。在稀溶
液中，溶质和溶质间的作用是微不足道的，而溶质和溶剂的相互作用制约
着溶质和溶剂的性质，亨利定律和拉乌尔定律就是用来描述这种性质的。
拉乌尔定律：
拉乌尔定律是稀溶液所遵循的另一规律，它是基于在溶剂中加入非挥
发性溶质后溶剂活度降低而得出的。其表述为“稀溶液中溶剂的活度等于
纯溶剂的活度乘以溶液中溶剂的摩尔分数”，即为
其中，aoj为纯溶剂的活度，Xj为溶剂的摩尔数， aj为溶液中溶剂的活度。
溶剂在全部浓度范围内都符合
拉乌尔定律的溶液称为理想溶液。
ratio)，优先进入晶体。 如在碱性长石中Ba2+ (1.44 Å) 或Sr2+ (1.21 Å) 替代K+
(1.46 Å)时，需要有一个Al3+ 替代 Si4+来维持电价平衡。
主要的微量元素代替
橄榄石中Ni替代Fe2+和Mg2+ 。
尖晶石和磁铁矿中Cr和V 替代Fe3+ 。
斜长石中 Sr 替代 Ca 。
Nb，Ta，Zr，Hf等），稀土元素（La，Ce，Nd等），过渡族元素（Fe
，Co，Ni，Cu，Zn等）。
c.按地球化学作用过程分类：当固相（结晶相）和液相（熔体相，流体
相）共存时，若微量元素易进入固相，称为相容元素（Compatible
element）。反之，若微量元素易进入液相，称为不相容元素（
岩石地球化学一些原理
花岗岩研究一、花岗岩的系列划分根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。
由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。
所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。
碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。
例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。
二、花岗岩的成因分类MlSAMlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。
其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。
分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。
A型特征及成因A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。
因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。
A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。
A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。
微量元素地球化学部分笔记
微量元素地球化学部分笔记微量元素地球化学Trace Element Geochemistry第0章绪论1.微量元素地球化学定义：地球化学的重要分⽀学科之⼀，是研究微量元素在地球( 包括部分天体)形成、演化中分布、赋存状态、⾏为⽅式、分析技术和各类应⽤的分⽀学科。
地壳主要由O 、Si 、Al 、Fe 、Ca 、Mg 、Na 、K 、Ti 等九种元素组成，这九种元素占地壳总重量的99％左右—【主要元素&常量元素】。
其它元素被统称为次要元素、微量元素、痕量元素、杂质元素或稀有元素等。
常量元素：能形成独⽴矿物，其分配受相律控制，遵循相律和化学计量法则。
微量元素：⾃然体系中浓度极低，不能形成独⽴矿物，可以成为副矿物其分配不受相律和化学计量法则限制。
major elements ：地壳中平均浓度>1%○minor elements ：地壳中平均浓度∈[0.1%，1%]○trace elements ：地壳中平均浓度<0.1%，通常为ppm 或ppb 数量级○2.微量元素的定义：地球化学体系中，克拉克值低于0.1%的元素。
注：ppm=partspermillion=10-6；同理，ppb=10-9；ppt=10-12。
第⼀章微量元素的分类亲⽯元素（Lithophile elements ）⼀.⼽式分类亲铁元素（Siderophile elements ）在岩⽯硅酸盐相中富集的化学元素。
在地球中它们明显富集在地壳内，在⾃然界中都以氧化物,含氧盐，特别是硅酸盐的形式出现，如硅、铝、钾、钠、钙、镁、铷、锶、铀、稀⼟元素等。
亲铜元素（Chalcophile elements ）富集于陨⽯⾦属相和铁陨⽯中的化学元素。
它们与氧和硫的结合能⼒均弱,并易溶于熔融铁中；在地球中相对于地壳和地幔,明显在地核内聚集。
典型的亲铁元素有镍、钴、⾦、铂族元素。
亲⽓元素（Atmophile elements )在硫化物相和陨硫铁(FeS)中富集的化学元素。
微量元素地球化学
为此，他们在解决当代地球化学的基础理论问题—如天体、 地球、生命和元素的起源，为人类提供充足资源和良好生存环 境等方面正发挥着重要作用。
实际上，微量元素地球化学是和现代分析技术的发展相伴生 的，早期的分析仪器主要是光谱和X-衍射，随着电感耦合等离 子发射光谱、中子活化、电子探针、离子探针以及同位素质谱 稀释法的发展和应用，使得大量快速的精确的微区微粒的微量 元素测定成为可能。
二、微量元素存在的状态
通常以次要组分容纳于矿物和岩石主要组分所形成的矿物中，可以呈现 三种存在形式：
(1)表面吸附，由于矿物表面电价不饱和，而吸附其它微量元 素离子；
(2)吸留作用，矿物生长过程中机械地包裹了一些外来物质， 形成显微包裹体；
(3)固溶体，在一般情况下，微量元素占据晶格中的规则位置， 构成置换固溶体。但有时微量元素占据晶格之间的位置，构成间隙固溶体，
目前，微量元素研究涉及地球化学和地质学的一切领域，大 至地球和天体的形成和演化、小至矿物晶格中的元素分配。同 时，微量元素与同位素的结合，可以更加准确全面地理解地质、 地球化学过程，所以说，微量元素地球化学的应用和发展有助 于各项地质研究，包括油气地质研究。
第一节 微量元素的概念及类型
一、 什么是 微量（minor）或 痕量（trace）元素
1 1H
氢
34 2 Li Be
锂铍
2 He 氦
56
7
8 9 10
BC
N
O F Ne
硼碳 氮 氧 氟氖
11 12 3N M
ag 钠镁
13 14 15 16 17 18
微量元素地球化学2
目前在环太平洋（南、北美洲、俄 罗斯的堪察加、日本、菲律宾等）均 发现了埃达克岩、富铌玄武岩、富镁 安山岩及它们的岩石组合 它们的时代主要为显生宙，特别是 新生代的，但也有晚太古代的 我们也相继在新疆北部及秦岭发现 了埃达克岩、富铌玄武岩及富镁安山 岩组合
板片熔体与地幔楔的交 代（相互）作用
三-2. 助熔剂 熔融的 两种类 型
a. 流体助熔熔融(fluid-fluxed melting) ： 富水流体加入到固态的、热的地幔 楔橄榄岩中而发生部分熔融（流体 交代），这又可称作为饱和流体熔 融 fluid-saturated melting，简称 flush (Abe等，1998；Eiler 等， 2000；Grove 等,2001,2003)，这在 俯冲带最为常见。常见的岛弧钙碱 性岩浆岩玄武岩-安山岩-英安岩-流 纹岩（BADR)由此过程形成
. 1 R bB aTh K N bTa LaC eS rN dH fZrS mE uTiG dD yY E rY bLu
埃达克家族是板片熔体交代上覆 地幔楔作用或熔体助熔作用 （melt-fluxed melting）的结果。
板 片 熔 体 交 代
埃达克家族是板片熔体交代上 覆地幔楔作用或熔体助熔作用 （melt-fluxed melting）的结果。
这种熔融作用产生的混合熔体 中大部分（90%以上）的相容元素 如Mg、Fe、Ni是来自地幔楔岩石， 而大量的碱金属和不相容微量元 素来自于俯冲板片形成的熔体
Si O 2 (w t % ) 7 6
K 2O (w t % )
K、Na、Si比较
5 4
富Nb岛弧玄武岩质岩 高镁安山岩 A daki t es 正常岛弧火山岩
S hoshoni t i c
图解分类岩石学
图解分类岩⽯学⽕成岩系列划分亚碱性系列,含拉斑和钙碱性系列拉斑⽞武岩、钙碱系列划分AFM图解(FeO Al2O3 MgO)、TFeO/MgO-SiO2图解、TFeO/MgO- TFeO图解亚碱性系列划分⾼中低钾钾⽞岩SiO2-K2O图解同源性harker图解（MgO或SiO2横坐标，其他氧化物为纵坐标）岩浆形成或结晶温压条件确定、深度Q Ab Or图解微量元素蛛⽹图(⽞武岩浆源区不同) 不同构造环境⽞武岩---碱性洋岛⽞武岩(富集地幔源区，nb ta富集)-洋中脊⽞武岩（亏损地幔源区，亏损⼤离⼦亲⽯ba rb k）-岛弧钙碱性⽞武岩（流体交代地幔源区，亏损th nb ta zr⾼场强元素）21稀⼟元素配分图（不同成因⽕成岩）玻安岩-岛弧地区被俯冲洋壳释放的流体交代后亏损地幔直接熔融产⽣岩浆结晶形成，稀⼟总量低，轻重没明显分馏，重稀⼟略富集。
埃达克岩（岛弧英安岩）由俯冲洋壳直接熔融，轻重稀⼟元素分馏强烈，轻稀⼟右倾，重稀⼟亏损；若这样的洋壳熔体与地幔橄榄岩反应，形成⾼镁安⼭岩。
常见弧安⼭岩由⽞武岩岩浆结晶分异形成，负铕。
22Pb同位素(特定源区以其特征的同位素组成识别) 亏损地幔、原始地幔、富集地幔、上地壳、下地壳Pb同位素组成各异的源区混合作⽤、混染作⽤（纵208/204,横206/204）24深成岩QAPF分类（不⾜：不同类型落在同⼀区域，有时投影在分区上）45⽕⼭岩TAS图解适⽤范围：⾮⾼镁⽕成岩未蚀变h2o＜2%,co2＜0.5% 去掉挥发分以100%计算各氧化物含量再投图。
47辉长岩分类三⾓图pl px辉⽯hb普通⾓闪⽯59流纹岩(（k+na）/ Al2O3>1 过碱质流纹岩)和粗⾯岩Al2O3- TFeO图解分为碱流岩和钠闪碱流岩78K2O- SiO2图解钾⽞岩系列；⾼钾（钙碱性）系列；中钾（钙碱性）系列；低钾（钙碱性）系列横SiO2纵K2O 122变质岩不同变质级范围的p-t图解⾼中低级。
7、岩石化学
2）亚碱性系列的进一步划分 拉斑玄武岩系列 钙碱性系列
教材中的：w（FeO）/w（MgO）—w（SiO2）% w（FeO）/w（MgO）—w（FeO）% （注：更适用于基性岩） AFM三角变异图解——更适用于中酸性岩 A—w（ Na2O+K2O）% F—w（FeO+Fe2O3）% M—w（MgO） %
右图：球粒陨石标准化的 spider diagrams 从右到左：元素的不相容程 度增加（ L R） 元素排列顺序：没有统一标 准，不同作者稍有差异 (poor standardization)
洋中脊玄武岩（MORB）标准化Spider diagram
Separates LIL and HFS
1). SiO2： 超基性岩：<45%
基性岩：45-53% 中性岩：53-66% 酸性岩： >66% Na O+K Owt%
2 2
2). SiO2 变异图
—（Na
13 2O+K2O） 11 9 7 5 3 1 37 49 53 41 45 超基性 基性 45 52 碱玄质 响岩 副长石岩 响岩质 碱玄岩
<3.3者为钙碱性岩 =3.3—9者为碱性岩 >9者为过碱性岩 4）w（K2O）/w（Na2O）比值： S型花岗岩： >1.0（一般情况） I型花岗岩： <1.0 （一般情况） 5）Al2O3： 亚碱性玄武岩： w（ Al2O3 ） >16.0%为高铝玄武岩 mole（ Al2O3 ）/mole（K2O+Na2O+CaO） >1.1者 多为S型花岗岩
B.应用—REE配分形式-探索岩石的成因及演化 原理：火成岩的REE型式-受控于源岩的REE 地球化学和岩浆演化过程中矿物—熔 体的平衡——分配系数 所用参数： REE总量（丰度）： LREE/HREE比值：LREE—La~Eu HREE—Gd ~Lu MREE—Sm ~Ho Eu=2EuN/（SmN+GdN）：铕异常 实例：石榴石橄榄岩的部分熔融 斜长石的分离结晶或源区残留 大陆弧岩浆作用