发布时间 : 星期六 文章中国科学院大学，岩石地球化学考题预测+复习要点+目录 - 图文更新完毕开始阅读718b6f5c7375a417876f8f2a
纹岩±碱性粗面岩）区别于MORS的火成岩组合。 （2）OIT，在矿物学上，ol只作为斑晶出现（基质中无ol），有两种辉石（cpx＋opx），有高的hy–norm，w ( K2O ) 常常＞0.2%，以上述特征区别于MORS的ol–TH。
（3）OIA, 包括碱性ol玄武岩：碧玄岩和霞石岩；在矿物学上有2个世代的ol（斑晶和基质），只有一种cpx，这种岩相学的特征类似于MORS的TH，但是以有ne–norm，alk（Na2O+K2O）高， w ( K2O ) 常常＞0.2%区别于MORS的TH。
（4）以缺失或极少量中性岩为特征的双峰式组合，区别于岛弧和大陆边缘弧火成岩组合。 （5）在SiO2–FeO*/MgO图上为TH演化趋势，在SiO2–alk图上碱性和亚碱性系列均发育。
3）.岛弧环境的火成岩组合
以安山岩（A）为主的玄武岩（B）＋安山岩（A）＋英安岩（D）＋流纹岩（R）组合；侵入岩以δ＋TTG为主的ν＋δ＋TTG±γ组合。 （1）高镁安山岩（H M A）和高镁闪长岩（HMδ）是识别岛弧环境的一种特征岩类，发育于弧、弧前和弧后，在MORS和洋岛环境中不存在。
（2）不成熟岛弧，岛弧由小的火山岛构成，为洋壳类型，壳厚约12~17 km，常称为TH岛弧， 以玄武岩（B）＋玄武安山岩（BA）为主。TH与CA系列（SiO2–FeO* / MgO图），但以TH系列为主，占≥60%。并以 w ( TiO2 )＜1.2%区别于MORS和洋岛环境的玄武岩类。
（3）成熟岛弧，为大的岛和大陆型地壳，为17~35 km厚，常称为CA岛弧，以安山岩为主，CA与TH系列（SiO2–FeO*/MgO图），以CA系列为主(≥40% )。
（4）堆晶岩，以纯橄榄岩+辉石岩+辉长岩组合，区别于MORS的堆晶岩组合。 （5）QAP分类中位于英云闪长岩区的花岗岩类。
a. 在不成熟岛弧中常为洋Pl/r，LKCA（SiO2–K2O图），TH或CA系列（SiO2–FeO*/MgO图），C或CA [ Peacock指数，SiO2– ( Na2O+K2O-CaO ) 图]，主要以Peacock指数的C或CA区别于MORS洋Pl/r的A或AC。 b. 在成熟岛弧中常为TTG组合。其中的TT含少量的or，含MKCA为主（SiO2–K2O图），CA系列（SiO2–FeO*/MgO图），CA（Peacock指数）；以含少量or，MKCA以及CA系列为主，区别于不成熟岛弧的洋Pl/r；以含少量or，MKCA，CA系列和CA区别于MORS的洋Pl/r。另外TT与G（γδ）的组合，区别于不成熟岛弧和MORS的洋Pl/r。
4）.活动大陆边缘弧环境
火成岩组合火山岩以安山岩、英安岩和流纹岩为主的组合（少量玄武岩）；侵入岩以TTG和r为主，少量的Qδ，δ，ν。
（1）CA系列（SiO2–FeO*/MgO图）占绝对优势（≥80%），以HKCA为主（SiO2–K2O图），无负Eu异常的Qδ，δ，Qη，η，ξ及其相应的火山岩类广泛发育，微晶闪长质包体广泛发育。 （2）TTG组合发育于靠海沟一侧，γδ–γ组合发育于靠内陆一侧。 （3）镁安山岩–英安岩（MAD）（magnesian andesite–dacite）和相应的侵入岩（Mg δ–γδ）是岛弧大陆边缘弧的标志性火成岩组合，常发育于靠海一侧的火成岩弧的外带；靠内陆一侧的火成岩弧的内带，常发育低镁（或正常）安山岩–英安岩及其侵入岩组合。
5）.大陆碰撞环境的火成岩组合
（1）陆–陆碰撞造山时期的火成岩组合有两种情况：a. 碰撞期常常缺乏火成岩；b. 碰撞期出现火成岩。总体特征为，早期是大陆边缘弧特征，晚期是陆内块体碰撞造山的特征。
（2）陆内块体碰撞造山的火成岩组合有两种情况：a. 陆–陆碰撞造山时期之后的继续会聚，这时已进入陆内碰
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撞造山时期；b. 陆内块体碰撞造山时期之前缺失陆–陆碰撞阶段，或陆–陆碰撞阶段中缺乏火成岩活动。这一时期的火成岩组合依赖于碰撞会聚的方式的不同具两大类火成岩组合：b1. 陆内块体之间的碰撞会聚方式为分布增厚机制或均匀加厚，以在SiO2–K2O图上的Sh系列为主+HKCA的火山岩和侵入岩组合，常以安粗岩和二长岩（η）为主，广泛分布无Eu异常REE分布式样。b2. 陆内块体之间的继续会聚方式为陆内俯冲机制或一个大陆块体叠置于另一个陆块块体的下面。以含白云母（MS）、堇青石（cord）和石榴子石（Ga）为特征矿物的强过铝花岗岩类。
（3）后造山环境火成岩组合：该组合的重要性在于，可限定一期造山作用旋回的结束。a. 双峰式火山岩和侵入岩 ，双峰式岩墙群，双峰式意指同时发育镁铁质和长英质火成岩，缺乏中性岩类。b. 过碱性花岗岩（发育晶洞构造和高温石英以及碱性条纹长石），碱性花岗岩（Peacock指数的A），并与CA/r（Peacock指数的CA）共生。
6）. 大陆裂谷的火成岩组合
（1）双峰式火山岩和侵入岩，其中玄武岩以碱性玄武岩类（包括碱性ol、玄武岩、碧玄岩及霞石岩）为主，亦有拉斑玄武岩、粗面岩（正长岩）和流纹岩（花岗岩）中有过碱性成员，粗面岩（正长岩）类总是有明显的负En异常区别于造山带的同一岩类无负Eu异常的特征。
（2）过碱性花岗岩和碱性花岗岩类，以无共生的CA/r区别于后造山环境。
7）. 稳定的克拉通或地台环境的火成岩组合
（1）金伯利岩，煌斑岩，碳酸岩；
（2）大陆溢流玄武岩及其相应的层状基性侵入体； （3）环斑花岗岩（狭义的花岗岩），斜长岩和钾质–超钾质火山岩类的共生组合。
13.简述识别地幔岩浆遭受地壳混染的地球化学手段
对玄武岩在岩浆过程中遭受地壳物质混染程度的判别，可以根据地壳中的富集元素Si,Rb,Ba,Th,LREE及同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd等进行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和结晶分异作用的影响，因此单纯的岩浆过程应使同位素比值保持常数，而当岩浆中加入地壳物质时才使同位素比值发生变化，同时还与Si02、Rb, Ba, K, Tb等呈线性正相关。Prccrillo等(1989)对巴西南部Parana溢流玄武岩所进行的研究就是应用该方法的成功例于之一(图3.3)
除了上述一些元素外，Marsh (1989)提出了另一些能够判别地壳混染的元素。他根据强烈分异的玄武岩和平均大陆地壳的元素丰度模式图得出一些元素在结晶分异和地壳物质混染双重作用下具有以下基本特征
① 两种作用都造成玄武岩中含量增加的元素有:K, Rb, Th, LREE. Ba, Zr, Nb等。 ② 两种作用都造成玄武岩中含量降低的元素有Cr. Ni. Mg. Ca等。 ③ 在结晶分异作用下造成富集，地壳混染作用造成玄武岩中含量降低的元素有:Ti,V, Fe. (P) ,由干T、
V, Fe, (P)在变质或流体交代作用下相对不活动，因此在识别地壳混染更可靠
14.主量元素：岩石分类、系列划分、岩石组合与构造环境的联系；应用地球化学数据判别岩石形成构造环境；
(1) 主元素和岩浆系列：一般通过：a. 硅碱图；b. AFM ；c. FeO*/MgO 对SiO2图解来划分；拉斑系列Tholeiitic (MORB, OIT)；碱性系列 (OIA)；钙碱系列 (~ 限于 SZ)；钙碱系列用K2O作为指标还可以细分为High-K、Medium-K和Low-K三个亚系列,如果加上拉斑玄武岩系列，可以划分为6个亚系列，其中有3个系列最常见，
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分别为：Low-K拉斑系列，Med-K钙碱系列，High-K混合系列；通过AFM图解和FeO*/MgO 对SiO2图解可以区分Tholeiitic和Calc-Aldaline系列；钙碱系列显示连续的SiO2 增长，没有Fe的富集，其在空间上的变化（极性）为：从海沟向岛弧方向：Low-K拉斑系列 ? 钙碱系列 ? 碱性系列；时间变化：早期拉斑系列?晚期钙碱系列，最晚期碱性系列普遍发育
15.微量元素：微量元素的地球化学分类、元素分配理论、分配系数。
分配系数：某微量元素在结晶相和熔体相中的含量之比称为该元素的分配系数。 分类：通常根据微量元素的性质，将微量元素分为相容元素和不相容元素。
相容元素：优先进入矿物相的微量元素，即固相和熔体相之间的分配系数D＞1；微量元素的相容性和不相容性既是相对于具体矿物而言，又是相对于具体岩石学体系的矿物而言的。
不相容元素：优先进入熔体相的微量元素，即D＜1，如果D＜0.1，则该元素称为强不相容元素，如果D＝0.1－1，则称为弱不相容元素；不相容元素还可以近一步化分为高场强元素（HFSE）和大离子亲石元素(LILE)，元素的电荷Z与其半径r比值称为场强，如果Z/r ＞3.0，则元素称为高场强元素，如Nb,Ta,Zr,Hf,P,Ti,REE,Sc,Y,U,Th，离子半径小，电价高；如果Z/r＜3.0，则该元数称为大离子亲石元素，如K,Rb,Cs,Ba,Sr,Tl,LREE，活动性强，离子半径大，电荷低，易溶于流体。 元素分配理论：
微量元素在岩浆作用中的地球化学形为基本上符合以离子大小和电荷高低为判别基础的戈尔德施密特定律（Goldschmidt）,元素的离子半径和电荷是决定其赋存状态的主要因素。Goldschmidt三定律：（1）两个离子，如果它们具有相同的电价和离子半径，则易于交换，并以与它们在整个体系中相同的比例进入固熔体。正因为如此，许多微量元素，会以类质同像替代的方式，和与各自电价和离子半径相近的常量元素（主元素）一起进入固体相。例如：
Sr、Eu→Ca，Rb、Pb、Ba→K，Ni→Mg；（2）两个离子，如果它们具有相同的电价，和相似的离子半径，则较小的离子倾向于进入固体相。如Mg2+ 比Fe2+ 的离子半径小，因此，在橄榄石与熔体的平衡体系中，橄榄石中Mg的含量高于熔体；（3）两个离子，如果它们具有相似的离子半径，但是电价不同，那么，电价高的离子倾向于进入固体相。如相对于Fe2+、Mg2+，Cr3+、Ti4+总是倾向于进入固体相。 化学势、逸度、活度
化学势?：物质的克分子Gibbs自由能
对于实际气体溶液体系，组分i的化学势为： ?i = ? i0 + RT?Lnfi fi 为逸度
对于溶液和固熔体体系，组分i的化学势为： ?i = ? i0 + RT?Lnai ai 为逸度
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ai = ?i ?x i
?i为活度系数，代表实际溶液对理想溶液的偏差，与系统的组分、熔体的结构、温度、压力等有关。 拉乌尔定律
在一定的温度下，溶剂的活度等于纯溶剂的活度与其摩尔分数的乘积 Pi=XiPio
where Pi is the vapor pressure of component i above the solution, Xi is the mole fraction of i in solution, and Pio is the vapor pressure of pure under standard conditions. 固熔体、稀溶液与亨利定律
亨利定律：当组分i的含量x i无限小时，其活度ai正比与组分含量x i
ai = ?i ?x i
?i是组分i的亨利常数，与组分含量x i无关，与P、T条件有关 Nernst分配定律 在给定的P、T条件下，微量元素j在2相间达到平衡时，其在2相的浓度比不随组分含量改变，为一个常数KD(P，T)。
16.微量元素分配型式的蛛网图及其应用解释
答：蛛网图 为了考察更多的微量元素在不同火成岩或岩石系列中的分布趋势，并能与球粒陨石、原始地幔或洋中脊玄武岩（MORB）这些可能的岩浆源相对比，以揭示其物质来源和成因过程，在研究中经常在REE分配模式图的横坐标上再添加其他有指示意义的不相容元素。这种对稀土元素分配模式图扩充而构画的图解称为蛛网图（陈骏等，2004，P352）。
应用解释：常选用球粒陨石（Thompson,1982）或洋中脊玄武岩（MORB）（Pearce,1983）对样品数据进行标准化处理，作为蛛网图的纵坐标。前者将球粒陨石视为未分异的地球物质组成对地幔部分熔融形成的中、基性熔岩组成变化进行对比研究，有时也用估算的原始地幔（目前的地幔+地壳）或地球总体成分作为标准；后者适于玄武岩的分异研究，以及岩浆源可能是MORB的中基性熔岩及地壳岩石成因。在横坐标上，有关元素按其不相容性程度降低的次序从左到右依次排列。在取球粒陨石、原始地幔或地球总体成分为标准时，以地幔低度部分熔融时的元素不相容性排列；取MORB成分为标准时，则按照元素在石榴子石二辉橄榄岩与熔体平衡时的总体分配系数衡量其不相容性排列。蛛网图也可以应用于其他地质作用的地球化学研究，如沉积作用。并可用其他参数作为纵坐标以对比多元素的各种地球化学性质。有时在缺少若干元素数据的情况下，也可以减少横坐标上元素的种类。但在读图、对比和解释时要注意因有关元素数据缺失而造成的曲线异常。
17.岩浆过程的微量元素定量模型及AFC过程
答：（1）部分熔融过程
地球的圈层分异，地壳的生长和演变，在物质上，主要是通过岩浆作用来实现的。岩浆发生的唯一方式，是先存岩石的部分熔融。如果熔体一直在熔融区滞留，产生的全部熔体就会作为一个整体，与残留相保持某种程度的平衡，从而接近平衡部分熔融过程；如果熔体一产生就很快离开熔融区，而移至别处汇聚，那么，在熔融区，与残留相平衡共存的熔体始终只是刚刚产生那一小部分。这样的过程，称为分离部分熔融过程。现在的上地幔接近分离部分熔融的残留相；如果随着部分熔融的发展，产生熔体的量，每达到一定程度，就离开熔融区，而移至别处汇聚。这样的过程，称为批式部分熔融过程(batch partial melting)。这样的过程，接近地质实际。 平衡部分熔融过程
假设，产生的全部熔体与残留相保持平衡
考虑源岩中微量元素i的量和岩浆+残留相中的量相等，可得下列方程： olsci = Fci + (1-F) ci
ols
变换方程：ci = Fci + (1-F) ci
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