火山巖巖石化學(xué)整理及應(yīng)用

1、火山巖巖石化學(xué)整理及應(yīng)用作用與目的：（一）客觀反映研究對象的化學(xué)特征，如氧化物、微量元素的豐度、演化學(xué)變化規(guī)律、富集及遷移規(guī)律。方法：與平均值、與克拉克值對比，用分析值、某些比值以及哈克圖解等方法分析、研究。（二）求化學(xué)參數(shù)確定火成巖基本類型、系列如堿性、鈣堿性，高鉀、低鉀、鋁飽和、硅飽和、分異度*對于火山巖，尤為主要是確定拉斑系列和鈣堿性系列，采用參數(shù)、比值、圖解等方法。（三）研究火山巖成因類型如花崗巖類的I、S；火山巖的鈉質(zhì)、鉀質(zhì)類型；大西洋型、太平洋型（四）確定成因及大地構(gòu)造環(huán)境如島弧、板內(nèi)、板緣（五）確定巖石成巖過程中的溫壓信息（地質(zhì)溫度計、壓力計），計算P、T參數(shù)（六）分析成礦情況*

2、對每一計算，要明確計算要滿足的基本條件和數(shù)據(jù)解釋的有效性*對圖解，要確定使用范圍，參數(shù)的取值范圍，計算公式對標(biāo)準(zhǔn)圖解要弄清原圖的思路，有無改進方法火山巖整理、掌握一、 火山巖類的鐵調(diào)整（注意：計算氧化度等值時，不允許調(diào)整）A：Fe2O3上限值的確定：基性一超基性玄武巖類建議用Fe2O3=TiO2+1.5（由于巖石中TiO2 較穩(wěn)定，不易風(fēng)化蝕變等影響。而TiO2與Fe2O3有一定的關(guān)系。）中基性巖火山巖（參明照花崗巖的鐵調(diào)整）B：調(diào)整方法包括不同成分的火山巖、深成巖，均可采用Le Maitre(1976)方法進行調(diào)整1.是否需要調(diào)整?視實際氧化度(OX實)與允許氧化度(OX允)的相對大小而定。

3、 所謂OX實是由巖石化學(xué)分析結(jié)果中的FeO、Fe2O3值計算所得，它反映巖石中實際計算出來的已有的氧化度。 即：OX實=FeO(FeO+ Fe2O3) 所謂OX允，是由巖石化學(xué)分析結(jié)果中的SiO2、K2O，Na2 O值計算所得。深成巖與火山巖的計算式不同，反映巖石中根據(jù)SiO2、K2O+Na2 O（Alk）確定巖石中允許的氧化度。 由于巖石易于氧化，因此OX實的數(shù)值不一定可靠，常常由于Fe2O3高、FeO低，而使OX實低。而由SiO2、K2O+Na2 O（Alk）確定，因此是巖石真正氧化度的標(biāo)準(zhǔn)值。 綜前所述，巖石中SiO2 、Alk愈高，OX允愈小，則允許的 Fe2O3上限值愈大；反之，Si

4、O2、Alk愈低，OX允愈大，則允許的Fe2O3上限值也愈小。火山巖與深成巖OX允計算式不同。 即對于深成巖：OX允=0.880.0016SiO20.027(K2O+Na2 O) 對于火山巖： OX允=0.930.0042SiO20.022(K2O+Na2 O) 如果由巖石中Fe2O3、FeO計算的OX實大于由巖石中計算的SiO2、K2O+Na2O計算的OX允，說明該巖石的Fe2O3不高(FeO不低)，不需要調(diào)整；反之，如果OX實< OX允,說明該巖石中Fe2O3，超過上限值，需要調(diào)整Fe2O3、FeO。 2如何進行調(diào)整?已知OX =FeO(FeO+ Fe2O3)；設(shè)調(diào)整后的Fe2O3(

5、即Fe2O3的上限值)為x，如多余的Fe2O3，換算為FeO，則調(diào)整后的FeO=FeO+0.9(Fe2O3x)，以之代入OX=FeO(FeO+ Fe2O3)，則 OX =FeO+0.9(Fe2O3x)/(FeO+0.9(Fe2O3 x)+x 得x= (1OX)(FeO+0.9 Fe2O3)/(0.1OX+0.9）此x值為調(diào)整后的Fe2O3，也即Fe2O3的上限值；該式中OX為OX允，即OX實=OX允。調(diào)整后的FeO設(shè)為y，則y=FeO +0.9(Fe2O3x)。綜上所述，可小結(jié)如下：1.凡是要研究巖石的氧化程度，而不需要計算標(biāo)準(zhǔn)礦物者，巖石中Fe2O3、FeO不應(yīng)調(diào)整。2.凡是計算標(biāo)準(zhǔn)礦物的巖

6、石，如Fe2O3不超過上限值者，一般也不需要調(diào)整；只有超過上限值者，才需要調(diào)整。3.對于各種成分的火山巖、深成巖，均可用Le Maitre(1976)方法進行調(diào)整Fe2O3、FeO。凡OX允<OX實者，不需要調(diào)整；OX允>OX實者，則需要調(diào)整。二 巖石化學(xué)指數(shù)計算（常用以下7 項）1. 鈣堿指數(shù)（CA）:堿性（CA<51）、堿鈣（51<CA<56）、鈣堿（56<CA<61）和鈣性（CA>61）4類。2. 里特曼指數(shù)（）:=(Na2O+K2O)2/(SiO243) (在SiO2值42%70%有效)以=4為界線 <4，鈣堿性 Na2O>K

7、2O 鈉質(zhì)（太平洋型）>4，堿性 Na2O<K2O 鉀質(zhì)（地中海型）3. 堿度率（AR）當(dāng)SiO2在<42%或>70%時，值誤差太大。用AR=(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/( Al2O3+CaONa2OK2O)注意：當(dāng)SiO2>50%，K2O /Na2O大于1而小于2.5時，公式中的（Na2O+K2O)用2 Na2O代替，而不考慮K2O含量。4分異指數(shù)（DI）hornton和O.F.Tuttle,1960）將石英（q）、正長石（or）、鈉長石（ab）、霞石（ne）、白榴石（lc）和六方鉀霞石（kp）六種標(biāo)準(zhǔn)礦物質(zhì)量百分?jǐn)?shù)之和就叫分異指數(shù)（DI）。其中這

8、六種標(biāo)準(zhǔn)礦物為CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物。 DI=q+or+ab+ne+lc+kp從超基性巖到酸性巖，DI由小到大有規(guī)律地變化。對于某一原生巖漿演化形成的巖石，DI越大，表明巖漿分異演化越徹底，酸性程度越高；DI越小，表明分異程度低，基性程度相對高。5固結(jié)指數(shù)（SI）SI = MgO×100/（MgO+FeO+ Fe2O3 + Na2O+K2O) (B%)從表1中基性巖到酸性巖，固結(jié)指數(shù)是由大變小。巖漿分異程度高，則SI值就大，巖石的基性程度就高。表1 日本不同類型火山巖的固結(jié)指數(shù)巖 漿玄武巖玄武安山巖安山巖安山英安巖SI30 40203010200106長英指數(shù)（FL）：FL=100(ab+

9、or)/(ab+or+an) (CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物)FL=100（Na2O+K2O）/（Na2O+K2O+CaO） (B%) （后者多用）7.鎂鐵指數(shù)（MF） MF=100(Fe2O3+FeO)/ (Fe2O3+FeO+ MgO) (B%)隨著巖漿分離結(jié)晶作用的進行，鎂鐵組分（橄欖石、輝石等）最早從巖漿中分離，殘余熔體的成分越來越富集低熔的組分（長英質(zhì)成分），而Mg、Fe質(zhì)越來越少，Mg比Fe減少得更快。如果巖漿分離結(jié)晶作用程度高，鎂鐵指數(shù)就大，長英指數(shù)也大。所以SI 指數(shù)和MF指數(shù)反映分離結(jié)晶作用程度。三、 火山巖舉例舉例劃分：堿性亞堿性兩大系列(圖1)圖1 火山巖系列、組合圖1、首先劃分堿、

10、亞堿性兩個系列：最方便的是硅堿圖（圖2）。在SiO2相同的條件下，堿性系列比亞堿性系列K2O+Na2O高；較可靠的是OlNeQ圖（圖3）。Ol、Ne、Q為陽離子標(biāo)準(zhǔn)礦物計算值Ol=Ol+3/4Hy，Q= Q+2/5Ab+1/4Hy，Ne= Ne+3/5Ab。由于標(biāo)準(zhǔn)礦物計算用全巖化學(xué)成分，因此精度較大。對于玄武巖類最好用CpxOpxOl圖（圖4）。該圖用CIPW法計算的標(biāo)準(zhǔn)礦物投影。直線與曲線均為堿性與亞堿性系列的分界線，它們的判別方程式分別為：xOpx+0.134xOl=26.943；（xOpx+1.119xOl）(0.006xOpx2+0.014xOpx xOl0.011 xOl2)=32

11、.264。以標(biāo)準(zhǔn)礦物Opx、Ol值代入方程式，如計算值等號右邊列出的數(shù)值小，為堿性系列；如計算值比等號右邊值列出值大，則為亞堿性系列。圖中曲線判別率較好，其可靠性可達96。圖2 硅一堿圖（T.N.Irvine）Alkaline一堿性系列；Subalkaline一亞堿性系列圖3 Ol一Ne一Q圖解（T.N.Irvine等,1971）2、對于亞堿性系列還要進一步劃分鈣堿性系列與拉斑玄武巖圖5 AFM圖解（T.N.rvine）T一拉斑玄武巖系列；C一鈣堿性系列圖4 Cpx一Opx一-Ol（圖例同上圖）（F.Chayes,1965、1966）對于中酸性火山巖可用AFM圖（圖5）。圖中F=FeO+0.9

12、 Fe2O3，A=K2O+Na2O，M=MgO。圖7 Al2O3一AI圖解（E.A.K.Middlemost，1975）圖6 Al2O3一“An”圖解(T.N.Irvine等，1971)對于基性火山巖，用Al2O3“An”圖（圖6）“An” 為陽離子標(biāo)準(zhǔn)礦物計算值，“An”=100An/(An+Ab+5/3Ne),相當(dāng)于標(biāo)準(zhǔn)斜長石號碼。還可參考Al2O3AI圖（圖7）予以區(qū)分，AI=（K2O+Na2O）/0.17(SiO243)。在圖7、8中，Al2O3均為B%較方便的可用FeO*/MgO與SiO2、FeO*關(guān)系圖（圖8）。FeO*= FeO+0.9 Fe2O3。圖8 FeO*/MgO與SiO

13、2、FeO*關(guān)系圖（A.Miyashiro，1974）3、區(qū)別堿性與拉斑系列（不包括鈣堿性系列）硅堿圖法這是方便而又常用的方法，如圖9所示，可以劃分玄武巖為堿性、拉斑系列圖9 硅-堿圖解1一夏威夷地區(qū)玄武巖（Macdonald等，1964）系列分界線；2一世界各地玄武巖（Hyndman,1972）系列分界線；A一堿性玄武巖系列；T一拉斑玄武巖系列磷堿圖法此法由王彤（1985）提出用玄武巖中P2O5與K2O+Na2O作用（圖10）法，可以區(qū)別拉斑、堿性與強堿性系列。由于P2O5用比色法測定，比SiO2用質(zhì)量法測量速度快、成本低，故更為理想。此圖中強堿性（又稱過、堿性），以巖石中出現(xiàn)副長石實際礦物

14、，或化學(xué)計算標(biāo)準(zhǔn)礦物Ne>5為特征。圖10 磷一堿圖解（王彤，1985）一拉斑系列；一堿性系列；一強堿性系列標(biāo)準(zhǔn)礦物法（CIPW）法此法用CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物予以劃分（林伍德，1975；邱家驤，1982）有（1）（2）（3）共三種情況：（1）Hy>3%者，亞堿性系列。再根據(jù)Al2O3(B%)劃分：Al2O3<16%者，拉斑玄武巖系列；Al2O3>16%者，鈣堿性（高鋁）玄武巖系列。（2）出現(xiàn)Ne者，堿性玄武巖系列。（3）Hy<3%，不出現(xiàn)Ne者，過渡系列。如需進一步劃分，可用以下二法（均為CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物）：圖11 Al2O3一FeO/（FeO +MgO）圖解（M.J

15、.Viljoen等，1982）1、2、3一拉斑玄武巖：1一鎂質(zhì)；2一正常；3一鐵質(zhì)；4一科馬提巖 Ab2Enhy1.5Fshy值（稱為A值）法 由Poldervaart(1964)提出的方法，式中Enhye及Fshy為紫蘇輝石（hy）中En、Fs值。A>0者，為堿性系列；A<0者，為亞堿性系列。Hy/(Hy+Di)值法 由Coombs(1963)提出的方法。Hy/(Hy+Di)值<0.45者，為堿性系列；>0.45者，為亞堿性系列。4、Al2O3FeO/(FeOMgO)法此法是Viljoen等（1982）用以劃分科馬提巖與拉斑玄武巖，以及拉斑玄武巖進一步劃分鎂質(zhì)、正常、

16、鐵鎂系列的圖解（圖11）四、火山巖類型根據(jù)巖石中鉀、鈉的相對含量，又可分為鈉質(zhì)類型與鉀質(zhì)類型。有時有二者之間的正常類（或稱普通類型）。有時在鉀質(zhì)類型中還有高鉀、鉀質(zhì)類型1、利用（里特曼指數(shù)）區(qū)分<4 太平洋型，不分鉀質(zhì)與鈉質(zhì) Na2O>K2O太平洋型（鈉質(zhì)類型）>4，大西洋型堿性 Na2O<K2O地中海型（鉀質(zhì)）2、較方便方法是Py(1971)法此法以SiO2與K2O/(Na2O+0.7K2O)作圖（圖12），劃分火山巖為鉀質(zhì)、正常、鈉質(zhì)三類3、較準(zhǔn)確的是Irvine等（1977）法圖13 Ab一An一Or圖解（T.N.Irvine等，1971） 圖12 SiO2K2O

17、/(Na2O+0.7K2O)圖解 (Py，1971) 此法以陽離子標(biāo)準(zhǔn)在值礦物計算值在AbAnOr圖上（圖13、14）上投影，即可劃分其類型。圖中Ab= Ab+5/3N e。該法是在劃分亞堿性與堿性系列基礎(chǔ)上劃分的：堿性系列分出鈉質(zhì)、正常和鉀質(zhì)3個類型（圖13） 堿性系列分出鈉質(zhì)、鉀質(zhì)兩種類型（圖14）4、只適用于玄武巖的可分出高鉀、鉀質(zhì)和鈉質(zhì)3類（圖15）圖中劃分鉀質(zhì)與鈉質(zhì)的界線Na2O:K2O2:1。它與Irvine等（1976）劃分玄武巖鉀質(zhì)與鈉質(zhì)的界線為Na2O/K2O=0.5；最新的Le Bas(1986)等劃分各種火山巖鉀質(zhì)、鈉質(zhì)以Na2O2K2O為鈉質(zhì)類型， Na2O2K2O為鉀

18、質(zhì)類型的界線，基本上一致的。圖14 堿性系列Ab一An一Or圖（T.N.Irvine等，1971）圖15 玄武巖K2O一Na2O關(guān)系圖（E.A.KMiddlemost,1972）五、火山巖與環(huán)境判別（一）玄武巖的環(huán)境判別1. F1、F2、F3Pearce法判別 圖16 F1-F2圖解 圖17 F2-F3圖解 （J.A.Pearce，1976） （J.A.Pearce，1976）LKT一低鉀拉斑玄武巖（島弧拉斑玄武巖）；CAB一鈣堿性（高鋁）玄武巖；WPB一板內(nèi)玄武巖；SHO一鉀玄巖；OFB一洋底（洋中脊）玄武巖J.A.Pearce(1976)從已知構(gòu)造環(huán)境的大量中新生代玄武巖中，選出六種板塊構(gòu)

19、造環(huán)境中代表巖石中代表巖石中，以八個主要氧化物B%多元統(tǒng)計得到F1、F2、F3判別函數(shù)，分為兩個圖（圖16、17），以判別玄武巖產(chǎn)出的板塊構(gòu)造環(huán)境。先投圖17，個別再投圖17（區(qū)別CAB與LKT）。其中 F1=0.0088(SiO2)0.0774(TiO2)+0.0102(Al2O3)+0.0066(FeO*)0.0017(MgO)0.0143(CaO) 0.01 55(Na2O)0.0007(K2O)F2=0.0130(SiO2)0.0185(TiO2)0.0129(Al2O3)0.0134(FeO*)0.0300(MgO)0.0204(CaO)0.0481(Na2O)+0.0715(K2O

20、)F3=0.0221(SiO2)0.0532(TiO2)0.0361(Al2O3)0.0016(FeO*)0.0310(MgO)0.0237(CaO)0.0614(Na2O)0.0289(K2O) 此法要用新鮮巖石，以免判錯。如洋底玄武巖，對新鮮巖石判斷的正確率可達90，而對風(fēng)化巖石僅為46.7。但對等化學(xué)變質(zhì)作用巖石，也還很準(zhǔn)確。對圖上分區(qū)界線不要看的過死，實際上作者作圖時即有個別點跨越了界線。圖18 FeOt一MgO一Al2O3圖解（據(jù)T.H.Pearce等，1977）A擴張性中心島嶼；B造山帶；C洋中脊及洋底；D大洋島嶼；E大陸板塊內(nèi)部 2Pearee法圖19 TiO2一MnO一P2O5

21、圖（E.D.Mullen,1983）OIT一大洋島嶼拉斑玄武巖；MORB一洋中脊玄武巖；IAT一島弧拉斑玄巖；OIA一大洋島嶼堿性玄武巖CAB-鈣堿性玄武 THPearce等（1977）利用新生代為主的各時代的玄武巖、玄武安山巖化學(xué)分析資料8400個，以FeO*、MgO、A12O3為端元，劃分了五種構(gòu)造環(huán)境（圖18）。這些巖石均為亞堿性系列，SiO251一56的基中性火山巖?；瘜W(xué)成分除去H2O后要重新算成100，F(xiàn)eO*FeO+0.8998Fe2O3。圖中擴張中心島嶼是作者新分出的構(gòu)造環(huán)境，它是鄰近洋中脊的洋島，如大西洋中冰島及太平洋中尼瓜多爾的科隆群島等都屬之。以產(chǎn)出冰島巖為特征，它與板內(nèi)巖

22、石富鐵，板邊巖石富鎂、鋁是不同的。 此法對明顯蝕變的巖石樣品檢驗表明，只是投影點分散些，但并無太大影響。由于太古宙與其后時代的板塊構(gòu)造不同，故此圖用于太古宙時，應(yīng)把洋中脊與洋島合為一個大洋區(qū)，并應(yīng)把造山帶（消減帶）改為鈣堿性巖區(qū)。 3.Mullen法 此法用于SiO247.053.5的玄武巖，由Mullen（1983）提出的以少量氧化物:TiO2、MnO、P2O5作圖。因為巖石中MnO、P2O5。比TiO2少，因此用TiO2、10MnO、10 P2O5計算為100投圖（圖19），即可確定玄武巖的大致構(gòu)造環(huán)境。 此圖對大洋板內(nèi)玄武巖劃分較細（分為T及A兩個系列），但缺失大陸板內(nèi)玄武巖的范圍，對島

23、弧也缺少鉀玄巖的范圍。（二）只適用拉斑玄武巖 不同環(huán)境下均有拉斑玄武巖：或產(chǎn)于大陸（CT）；或產(chǎn)于大洋（OT）；或見于洋中脊(MORB）；或見于洋島（OIB），或見于島?。↖AT）。為了進一步確定板塊構(gòu)造環(huán)境，必需予以確定。主要方法如下： 1.Pearee等法圖20 TiO2一K2O一P2O5圖解(T.H.Pearce等，1975)OT一大洋拉斑玄武巖 CT一大陸拉斑玄武巖 此法由THPearce等（1975）提出的用判別大洋或大陸拉斑玄武巖的圖解（圖20）。據(jù)作者收集的已知環(huán)境的分析資料投影表明：大洋拉斑玄武巖93投入大洋區(qū)；80的大陸拉斑玄武巖投入大陸區(qū)。 該圖最適合于原生的玄武巖構(gòu)造環(huán)境

24、的判別，尤其是在FAM圖中A值小于20的巖石，判別效果更好，但對分異了的玄武巖則不理想。 有些大陸玄武巖投入圖20的大洋區(qū)（如格陵蘭第三紀(jì)玄武巖，印度德干高原玄武巖），作者認(rèn)為，它可能為大陸裂谷擴張并將形成新的洋殼的環(huán)境下的反映。 由于海底風(fēng)化的玄武巖K2O將增大，故大洋區(qū)玄武巖部分將投入大陸區(qū)；但大陸區(qū)玄武巖如果風(fēng)化，也可能投入大洋區(qū)，因為K2O流失。 此法對太古代綠巖帶及太古代一元古代麻粒巖相玄武巖判別效果也較好。 2都城秋穗等及Glassiey法 都城秋穗等（1974、1975）及Glassiey（1974）均提出以FeO*/MgO與TiO2、SiO2、FeO*作圖，用以確定不同環(huán)境的拉

25、斑玄武巖（圖21、22、23、24），從柏林（1980）還作了修改、補充。 圖24 FeO*/MgO與TiO2圖（W.Glassiey，1974）圖21 FeO*/MgO一TiO2圖解（據(jù)Migashiro，1974、1975）圖22 FeO*/MgO一SiO2圖解（據(jù)Miyashiro，1974、1975） 圖23 FeO*/MgO與FeO*或TiO2圖（據(jù)A.Miyashiro，1975，從柏林，1980修改）1一大洋拉斑玄武巖；2一大洋橄欖拉斑玄武巖；3一大陸拉斑玄武巖；4一島弧拉斑玄武巖 此外，都城秋穗（1975）還作出Na2O與Na2O/K2O關(guān)系圖（圖25），用以區(qū)別冰島、大洋、島

26、弧的拉斑玄武巖，以及亞洲大陸東部、大西洋洋島的堿性玄武巖。圖中還用箭頭表示了向不同構(gòu)造環(huán)境的演化趨勢。 此法應(yīng)用了活動元素Na2O、K2O，故只適用于較新鮮的巖石。超過新鮮玄武巖的上限值者，不能使用。 用此圖判別構(gòu)造環(huán)境時，除應(yīng)注意其成分范圍外，還應(yīng)注意其成分變化的方向。 島弧拉斑玄武巖的演化，有兩個不同方向（以箭頭表示），均表示島弧從不成熟向成熟方向轉(zhuǎn)化。其中x方向：從成熟島弧向弧后擴張盆地變化，y方向：從成熟島弧向安第斯型活動陸緣變化。 3.Gill等法圖26 Al2O3一100Mg/（Mg+Fe*)圖解（R.C.Gill等，1975）圖25 Na2O+K2O與Na2O比K2O圖解（Miy

27、ashiro，1975）A一冰島拉斑玄武巖；B一大洋拉斑玄武巖；C一島弧拉斑玄武巖；D一亞洲大陸東部堿性玄武巖；E一大西洋洋島堿性玄武巖（冰島除外）；F一新鮮玄武巖中Na2O/K2O的上限值 Gill等（1979）曾提出用100Mg/（MgFe*）與A12O3（圖26）確定洋中脊與島弧拉斑玄武巖，并用以研究格陵蘭早太古代的巖漿活動的構(gòu)造環(huán)境。 Gill等把Fe2O30.15FeO或把Fe*0 .865FeO計算成Fe*的陽離子數(shù)。 4.Engel等法 Engel等（1965）用Na2O及K2O計算為陽離子Nak比值，以確定不同環(huán)境的拉斑玄武巖：NaK=3一6者大陸，8一10者島弧，10者大洋。

28、5.Loffler(1979)法Loiselze等（1979）年認(rèn)為I、S型花崗巖均為造山花崗巖，造山的英文為Orogenie，以O(shè)為字頭，可簡稱為O型花崗巖。還有一類花崗巖為非造山花崗巖，稱為A型花崗巖，取自英文Anorogenie（非造山的）、Alkaline（堿性的）、Anhydrous（無水的）、Aluminous（鋁質(zhì)的）字頭均為A。I、S型花崗巖與A型花崗巖的區(qū)別，以Collin，等（1982）、Bowden等（1982）圖（圖27、28）。最為簡便，適用于化學(xué)成分投影（三）適用于中酸性火山巖類的圖解消減帶位于板塊閉合邊緣，是大洋殼向大陸殼轉(zhuǎn)化區(qū)，又是摺皺造由區(qū)，巖漿活動發(fā)育區(qū)，圖

29、27 K2O一Na2O圖解（W.J.Collins等，1982）圖28 QAP圖解（P.Bowden等，1982）地震強烈區(qū)，礦產(chǎn)富集區(qū)。它以鈣堿性火山巖系及M型、I型科迪勒拉花嵐巖為特征。消減帶包括島弧、活動大陸邊緣（活動陸緣）兩種環(huán)境。圖29 火山巖組合線（，C，1963）13：消減帶火山巖；410：板內(nèi)火山巖，其中46：大陸板內(nèi)火山巖；710：大洋板內(nèi)火山巖A：劃分板內(nèi)與消減帶的方法 常見者以下二法： 1扎瓦里茨基法 以扎瓦里茨基計算的主要特征數(shù)值在ASB圖（圖29）上投點，相連成火山巖組合線。高爾什柯夫（，1963）指出，不同火山巖組合線反映不同的構(gòu)造環(huán)境。2.Rittmann及Lof

30、flert法 對于中一酸性火山巖類，最好用Rittmann（1970）法，對于基一超基性火山巖，最好用Loffler（1979）法。(1) Rittmann是用log與log投影（圖30）。=（Al2O3Na2O）/TiO2，=（K2O+Na2O）2/(SiO243) （2）Loffler是在上法的基礎(chǔ)上設(shè)計的lg與lg(25×100)投影圖（圖31）。因基性一超基性巖SiO2低，可分性差，甚至是負(fù)值，在圖29上無法投影。因此，他以（SiO225），代替（SiO243）；用25代替，25=（K2O+Na2O）2/(SiO225)；還用lg(25×100)代替lg，使橫坐標(biāo)值

31、加大，便于投影。圖31 log一log25×100圖解（H.K.Loffler，1979）圖30 log一log圖（A.Rittmann,1970）B：劃分島弧與活動陸緣的方法 主要有： 1火山巖系的成分 據(jù)Jakes等研究（1972）：活動陸緣：SiO25675，F(xiàn)eO*/MgO>2.0，K2O/Na2O>0.6 (K2O較固定，0.61.1)。島弧：SiO2=5066（多<56），F(xiàn)eO*/MgO<2.0，K2O/Na2O<0.6(K2O向大陸方向變大）。 2安山巖系的特征 消減帶的安山巖發(fā)育。 活動陸緣：以高鉀（K2O平均3.25）安山巖為主。發(fā)育

32、于陸殼較厚的冒地槽斷塊區(qū)，以山脈盆地出現(xiàn)呈層火山與小火山錐產(chǎn)出，安山巖等距離不連續(xù)產(chǎn)出，與大量英安巖、流紋巖、熔結(jié)凝灰?guī)r共生，火山碎屑巖多，玄武巖少。 島弧以低鉀（K2O平均1.60）安山巖為主。發(fā)育于洋殼較厚的優(yōu)地槽回返區(qū)，以造山帶出現(xiàn)。呈大的層火山產(chǎn)出，安山巖較發(fā)育，英安巖、流紋巖少，高鋁玄武巖多，火山碎屑較少。 3與火山巖伴生的侵入巖 據(jù)Pearce（1954）提出： 活動陸緣：I型科迪勒拉花崗巖，主要由石英二長巖一花崗巖組合。暗色礦物以黑云 母為主，其次為角閃石。 島?。篗型花崗巖。主要由石英閃長巖一花崗巖組合，暗色礦物以角閃石為主，其次為黑云母。（四）島弧火山巖的進一步劃分方法 島弧

33、可進一步劃分三個系列：島弧拉斑玄武巖系列（IAT）、鈣堿性系列（CAB）、鉀玄巖系列（SHO）。通常用以下方法： 1對于復(fù)成分火山巖，可用圖32、33、34、35，它們分別來自久野（1966）、Condie(1976)、Jakes(1972)、Yen(1970)的圖及資料。劃分的主要標(biāo)志是從大陸到大洋一側(cè)，Alk加大，K2O增高。其中圖32、33、34均為氧化物B%，而圖34則為CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物。圖只適用于SiO2=5565%的巖石。2對于玄武巖，可用表2及圖36，其中表2據(jù)莫斯科大學(xué)地質(zhì)系；圖來自久野（1966），SiO2含量不同的巖石，劃分系列之“Y”形位置不同： SiO2愈高，則K2ON

34、a2O愈多，而Al2O3愈少。表2 三個系列中玄武巖的區(qū)別系列SiO2Al2O3Fe2O3+FeOTiO2IAT>48<16>111.2一2.0CAB>48>16<11<1.2SHO<48<16>11>2.0圖32 Na2O+K2O與SiO2圖解（久野，1966）圖33 K2O一SiO2圖（Condie，1976） （五）、裂谷帶火山巖類 大陸板內(nèi)是巖漿活動較少的地區(qū)，而大陸裂谷帶則為火山活動較發(fā)育地帶。常見者為玄武巖（拉斑玄武巖、堿性玄武巖），分布較廣，并常見雙峰式火山，且基性與酸性火山巖共生，中性者少見或無，堿性火山巖、堿性

35、侵人巖發(fā)育；在時代上、成分上常成對出現(xiàn)，裂谷邊部比中心一般時代較老，堿度較大；巖石中富含堿性元素、稀土（尤其輕稀土）元素，而87Sr86Sr值變化范圍大，巖漿來源與張性深斷裂有關(guān)，多來自地幔（個別下地殼）的部分熔融，加以分離結(jié)晶、同化大陸殼而成不同的巖石。圖36 Al2O3一SiO2一Alk圖解（久野，1966）1：SiO2=45.047.5；2：SiO2=47.550.0；3：SiO2=50.052.5；4：SiO2=52.555.0圖35 Or-Ab-An圖解（Yen，1970）P一易變輝石系列（相當(dāng)于IAT）；H一紫蘇輝石系列（相當(dāng)于CAB）；C一環(huán)太平洋海域堿性玄武巖系列（相當(dāng)于SHO

36、）圖34 K2O+Na2O與K2O/Na2O圖解（邱家驤據(jù)Jakes，1972資料繪制） 僅述裂谷的玄武巖成分、雙峰式火山、鉀鈉范圍特點如下： 1、玄武巖成分 A裂谷玄武巖成分平均值 以Al2O3較低，而K2O、FeO*（總鐵）較高為特征（Condie，1976），如表3所示。BKO1KA圖據(jù)(1975)資料，可知KO1MgO+2TiO23K2O，KO1=7.510的玄武巖（圖37B區(qū)）為裂谷玄武巖。而KO17.5者（A區(qū)）為大陸玄武巖；>10者（C區(qū)）為大洋及島弧火山巖。表3 大陸裂谷拉斑玄武巖及堿性玄武巖平均值巖 石SiO2TiO2Al2O3FeO *MgOCaONa2OK2O裂谷拉

37、斑玄武巖50.32.214.313.55.99.72.50.66裂谷堿性玄武巖47.82.215.312.47.09.02.851.312、DI頗率曲線圈圖38 DI一頻率（n）曲線圖（據(jù)K.C.Condie，1982，改繪）裂谷：1一大陸裂谷（埃塞俄比亞）；2一大洋裂谷（冰島）；消減帶：3一活動陸緣（北美喀斯卡德山）；4一島?。ò⒘羯耆簫u）圖37 KO1一KA圖（據(jù)H.A. ，1975資料繪制） 據(jù)Codie（1976）統(tǒng)計裂谷帶火山巖的DI（分異指數(shù)）發(fā)現(xiàn)，其頻率最多的集中在DI35及75兩個區(qū)間(圖38），呈雙峰（模）式分布，缺乏或很少DI=35一75的巖石，即存在戴里間斷（Daly g

38、ap）。它與消減帶（活動陸緣、島?。┯嘘P(guān)的火山巖DI35一75區(qū)間特別集中，呈單峰式分布是不同的。 3、鉀鈉范圍及趨勢 賈承造（1988）據(jù)Sugisaki（1979）資料繪制了K2ONa2O變異圖（圖39），由圖可以看法：裂谷火山巖以Na2O、K2O含量最高，Na2O、K2O增加較快為特征。它與消減帶火山巖不同之處，是消減帶Na2O、K2O含量較裂谷低。其中島弧最低，活動陸緣次低。島弧以Na2O、K2O同時增加，但Na2O增加較快為特征；活動陸緣以Na2O較穩(wěn)定，但K2O連續(xù)增加為特征。4、消減帶巖漿來源深度圖39 K2O一Na2O變異圖（賈承造，1988）A一裂谷火山巖：一埃塞俄比亞；肯尼

39、第斯；B一活動陸緣火山巖：1一伊朗；2一南安第斯；3一中安第斯；4一新西蘭；C一島?。篴一印尼：b一阿留申；c一日本；d一湯加；e一馬里亞納消減帶產(chǎn)出的火山巖，其SiO2、K2O，尤其K2O含量與巖漿深度有關(guān)。Ninkovich等法和Dickison法Ninkovich等（1972）研究了地中海島弧消減帶深度與火山巖中SiO2、K2O關(guān)系（圖40）發(fā)現(xiàn)，巖漿來源深度與K2O正相關(guān)，而與SiO2反之。Dickison（1970）收集太平洋周圍消減帶震源深度（巖漿來源深度），與火山巖中K60的資料發(fā)現(xiàn)，二者為直線正相關(guān)。K60，是指巖石中SiO2固定為60時的K2O含量，它與巖漿來源深度有以下關(guān)系

40、式：圖40 火山巖中K2O、SiO2與巖漿來源深度關(guān)系圖（D.Ninkovich，1972）巖漿來源深度（Km）=89.3(K60)14.3 誤差±30。4、消減帶大陸殼厚度 據(jù)Dickison（1970）研究太平洋周圍消減帶大陸殼厚度，又發(fā)現(xiàn)它們亦為直線正相關(guān)。K60與消減帶地區(qū)大陸厚度有以下關(guān)系式：大陸殼厚度（Km）=18.2(K60)+0.45 一般小的島弧區(qū)大陸殼厚12一17Km，大的島弧區(qū)殼厚17一30 Km，而活動陸緣區(qū)大陸可厚度達3080 Km關(guān)于巖漿巖地質(zhì)溫度計1、玄武巖類地質(zhì)溫度計條件：已知玄武巖中有橄欖石礦物出現(xiàn)。有斜長石礦物地質(zhì)溫度計主要測定巖漿巖礦物結(jié)晶時的溫

41、度。對火山巖，巖漿結(jié)晶很快，基本上是不平衡結(jié)晶條件下的產(chǎn)物，測定的溫度主要反映結(jié)晶開始的溫度，近于液相線溫度，故溫度較高。通過氧化物質(zhì)量百分?jǐn)?shù)用計算法和投圖法兩種方法計算地質(zhì)溫度。A：計算法 據(jù)(1966)研究：玄武巖中MgO與橄欖石結(jié)晶溫度（tol）有關(guān)， MnO、TiO2、Al2O3、FeO與斜長石的結(jié)晶溫度（tol）有關(guān)。計算出溫度為攝氏溫度t()，其溫度方程式如下：tol=1056.6+17.30MgO，精確度為±26。tpl=1144.7136.26MnO19.23TiO2+7.41 Al2O31.04FeO，精確為±25。B：投圖法 利用W.J.French等（

42、1981）研究：玄武巖MgO、Al2O3與橄欖巖（Ol）、斜長石（Pl）結(jié)晶溫度有關(guān)。也與玄武巖中礦物結(jié)晶順序、板塊環(huán)境有關(guān)(圖41)。圖41 MgO一Al2O3與tol、tpl關(guān)系(等，1981)第一類 結(jié)晶順序：OlCpxPl，為板內(nèi)拉斑玄武巖系列區(qū); 第二類 結(jié)晶順序：OlPlCpx，為板內(nèi)堿性玄武巖第列區(qū); 第三類 結(jié)晶順序：PlOlCpx 為島弧、活動陸緣的造山帶高鋁玄武巖系列區(qū); 第四類 結(jié)晶順序： PlCpx Ol，此類巖石僅與島弧等地高鋁玄武巖演化有關(guān)2、適用于橄欖玄武巖計算法趙磊（1985）在研究金伯利巖中，利用金伯利巖實驗資料，提出如下溫度方程式：t=1550.65623.

43、98CO2/( CO2+SiO2+H2O+)式中CO2、SiO2、H2O+為氧化物的分子式 投圖法圖42 玄武巖中MgO、FeO與結(jié)晶溫度及端元組分的關(guān)系（P.L.Roeder等，1970） Roeder等（1970）據(jù)實驗資料提出玄武巖中FeO、MgO分子百分?jǐn)?shù)與橄欖石的端元組分（Fo、Fa）及其結(jié)晶溫度有關(guān)（圖42）。 3、對于中酸性花崗巖類、火山巖類，用陽離子分子數(shù)計算法薄片中有幾種礦物，計算幾種，互相印證，并依高一低溫度排列，分析先后結(jié)晶出順序。參考值在表4中。4、有斜長石斑晶的火山巖類：斜長石溫度計測出斜長石斑晶的排號（An%）,計算值。xAb/xAn。它相當(dāng)于斜長石Ab與An分?jǐn)?shù)比

44、值。測出巖石基質(zhì)相當(dāng)于斜長石成分四個主要氧化物SiO2、Al2O3、Na2O、CaO含量（B%）。計算出Si、Al、Na、Ca陽離子分?jǐn)?shù)（xSi、x Al 、x Na 、xCa）。計算、值：= x Na·xSi/ xCa·x Al，= xCa +x Al xSix Na。據(jù)地質(zhì)壓力或產(chǎn)出深度，估算形成時的水壓（PH2O），假定靜壓與PH2O是平衡的。據(jù)估算的PH2O代入下列四個溫度方程式之一，即可算出其絕對溫度T（K），減去273，即為斜長表4 九種礦物的溫度系數(shù)及值系數(shù)礦物 a0a1a2a3a4a5a6a7a8a9a10磁鐵礦1291516750729-292560139

45、-500-73884381橄欖石102288-953149621208345872-274501346紫蘇輝石1731-848-467-456-780-62-1000-1733-2129189989普通輝石1287-197-1008-30-291559241-667-130110806石 英1598-1204-97-914-857-224825-2252-29960-575斜長石137913288126819744336-920-15063750鉀長石114419138126819744358-751-43*2910白榴石113622273623623621626940-11291173330

46、霞 石126619922124198410632008121141919506390石斑晶與熔漿（基質(zhì)）處于平衡時的攝氏t（）。PH2O=0GPa，ln/+1.29×104/T=10.34×103 T17.24PH2O=0.05GPa，ln/+1.29×104/T=11.05×103 T17.86PH2O=0.1GPa，ln/+1.29×104/T=11.14×103 T17.67 PH2O=0.5GPa，ln/+1.29×104/T=12.18×103 T16.635、黑云母花崗巖類的全巖陽離子法溫度計：條件：測出斑晶的斜長石排號 已知巖石（全巖）的MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5分析值經(jīng)驗值：K:Mg=0.170:0.253計算方法：以某地花崗巖為例，已知其斜長石號為28號（Ab0.72An0.28）;又知其五項氧化物如下：氧化物B%陽離子數(shù)MgO0.77Mg 0.019CaO1.57Ca 0.028Na2O3.28Na 0.106K2O4.34K 0.092P2O50.12P 0.002計算進入磷灰石中Ca(CaAP)磷灰石的分子式為3CaO·P2O5，Ca/P=3/2，則Ca=3×P/2 C