1楼：中地数媒
地壳中的所有元素在火成岩中均有发现，它们可以分为主要元素、微量元素和同位素3类。其中直接用于火成岩分类的是主要元素，它也是本教材研究的重点。
1.主要元素
主要元素是指地幔和地壳的主要组成元素，其分析结果一般以氧化物质量分数的形式给出，它们是sio2、tio2、al2o3、fe2o3、feo、mno、mgo、cao、na2o、k2o、p2o5和h2o。根据不同研究目的的需要，还可包括cr2o3、zro2、co2等。这些氧化物的质量分数一般都大于0.
1%，其质量分数总和占火成岩平均化学成分的98%（表4-1、4-2）。
表4-1 地幔、地壳及火成岩的平均化学成分（wb/%）
sio2在主要元素中含量最高，w（sio2）变化于34%～75%之间，少数可达80%，对岩浆及火成岩的物理化学性质及矿物组成的影响最大，因此是火成岩中最重要的一种氧化物，并被用来作为划分火成岩酸性程度和基性程度的参数。w（sio2）＞66%者，称为酸性岩；w（sio2）=53%～66%者，称为中性岩；w（sio2）=45%～53%者，称为基性岩（basic rocks）；w（sio2）＜45%者，称为超基性岩。习惯上对sio2含量高者称之为酸性程度高或酸度大，也叫基性程度低；反之，对含量低者，谓之酸度小，亦可称基性程度高。
w（na2o+k2o）在岩浆中称为全碱（alk）。因为na2o、k2o在地幔和地壳中的含量差别显著（表4-1），二者又是主要元素中最容易熔融的组分，因而对源区的组成和部分熔融程度的变化以及岩浆的演化过程反应敏感，在火成岩的研究中意义重大。在火成岩中，常用碱含量与sio2 含量的相对关系来对火成岩进行碱度及系列的划分。
划分的方法很多，最常用的方法有两种：
（1）里特曼（组合）指数（δ）：
岩石学δ＜3.3者称为钙碱性岩，δ=3.3～9者为碱性岩（alkaline rocks），δ＞9者为过碱性岩。
（2）sio2-（na2o+k2o）**：该**是较常使用的碱度系列划分**（图4-1），可将火成岩划分为碱性系列（a）和亚碱性系列（s）。
图4-1 w（sio2）-w（k2o+na2o）图
另外，k2o与na2o的相对含量、w（k2o）/w（na2o）比值等也常作为火成岩研究的重要参数。例如，由陆壳沉积物熔融形成的s型花岗岩，一般具w（k2o）/w（na2o）＞1的特征，而幔源岩浆分异形成的m型花岗岩或地壳中以火成岩为源区重熔形成的i型花岗岩则常具w（k2o）/w（na2o）＜1的特征。
al2o3在火成岩的平均组成中的含量仅次于sio2。岩浆中al2o3的含量高，则粘度加大，暗示着长石的含量高。al2o3也是岩石进一步分类和成因研究中的重要参数。
如在亚碱性玄武岩中，w（al2o3）＞16%者被称为高铝玄武岩，是岛弧火山岩中的一个重要特征。在花岗岩中，w（al2o3）/w（na2o+k2o+cao）（常表示为a/**k）＞1.1者，多为s型花岗岩。
表4-2 世界上代表性火成岩的化学成分（wb/%）
火成岩中sio2 与其他氧化物具有一定的相关关系：mgo、feot与sio2为负相关，k2o、na2o与sio2成正相关，al2o3和cao与sio2的关系较复杂，从超基性岩（ultrabasic rocks）到基性岩成正相关关系，其含量随酸度增加而增加较快，到最大值后，随酸度增加而降低。
火成岩主要元素的研究意义是多方面的，现简单介绍如下：
1）火山岩系列和类型的划分
火山岩系列的划分，是火成岩成因研究的基础。目前火山岩主要被分为碱性系列（alkaline series）、拉斑玄武岩系列（tholeiitic）和钙碱性系列（calc-alkiline series）。首先可根据w（sio2）-w（k2o+na2o）图（图4-1）划分为碱性系列和亚碱性系，后者进一步用w（feot）/w（mgo-sio2）图（图4-2，更适用于基性岩）或afm图（图4-3，更适用于中-酸性岩）划分为拉斑玄武岩系列和钙碱性系列。
火山岩系列划分的**还有很多，使用时要注意它们的适用范围。不同系列的火山岩或火山岩组合，在岩浆的物质**、演化方式及至产出的构造背景上存在差异，后面的相关章节中将有介绍。
图4-2 w（feo*）/w（mgo）-w（sio2）
图4-3 w（na2o+k2o）-w（feo+fe2o3-mgo）（afm）图
2）主要氧化物变异**
在一个地区工作时，经常遇到一组密切共生、成分变化范围很宽的火成岩，需要查清这些岩石之间的成因联系，如它们之间是否存在相互派生关系，是否**于共同的母岩浆，它们是通过什么方式演化的等等。这些问题可以通过对该套火成岩的成分相关性和演化趋势即成分变异**的分析得到解决。
成分变异图通常以sio2或mgo作为参量（横坐标），以其他氧化物作因变量（纵坐标），称为harker**。也可根据研究的需要，选用由多种氧化物或标准矿物计算的参数，如分异指数（di=标准矿物q+af+ab+ne+kp+lc）、碱度率［ar=w（al2o3+cao+na2o+k2o）/w（al2o3-cao-na2o-k2o）］等作为参量。如果是同源岩浆演化形成的一组岩石，其在成分变异**上的投点应具有较好的相关性。
图4-4为山东莱芜地区中生代侵入岩的氧化物变异**，虽然因受到后期蚀变，每种氧化物不能连成一条圆滑的曲线，但其变化范围仍显示出与sio2有较好的相关性，表明岩浆分异在演化过程中的主导作用。
3）标准矿物计算及其主要用途
火成岩中矿物组合及其含量是岩石分类和对比的基础。但是，当岩石结晶粒度细小、尤其是快速冷凝的火山岩中存在大量的玻璃质时，岩石的实际矿物含量无法测量，因而无法进行矿物及其含量的对比。为解决此类问题，不少人提出了通过统一的计算程序，利用化学成分计算火成岩中理想矿物组成及其含量的方法，称为标准矿物（normative minerals）计算方法。
目前应用较多的是由w cross，j p iddings，l v pirsson 和h s washington（1902）4人共同提出的计算法，称为cipw方法，计算结果用标准矿物的质量分数表示。该方法是以无水岩浆中矿物结晶顺序的实验研究为依据，依次按理想分子式配成标准矿物。有关的计算步骤可参看有关的岩浆岩教材（邱家骧，1991），具体操作可应用已有的软件通过计算机来完成。
cipw计算结果用于火成岩的分类命名及成分对比，也用于实验相图投点，以分析岩浆形成过程或结晶的温压条件。
除此之外，主要氧化物还用来估算岩浆中矿物的结晶温度、粘度、密度及氧逸度等与岩浆性质有关的参数。
2.微量元素
岩石中的微量元素（trace elements）是指在体系中不作为任何物相的主要组分存在的非化学计量的分散元素。由于含量很低，它们在岩浆中的物理化学行为可以近似地用稀溶液定律来描述。
图4-4 山东莱芜中生代侵入岩w（sio2）-氧化物变异图（wb/%）
火成岩中微量元素以多种方式存在，最主要的是呈类质同象占据矿物晶格内晶体化学性质相近的其他元素的位置，如cr、ni可占据橄榄石和辉石中mg、fe的位置，li、rb、cs可占据钾长石和云母中k的位置等；其次是保存在快速固结和冷凝的火山玻璃和气-液包裹体中；第三是吸附在矿物表面或以杂质的形式存在于矿物晶体缺陷的间隙内。以何种方式存在主要取决于这些元素的化学性质，如离子半径大小、所带电荷多少、岩浆的成分及其所结晶的矿物种类等。在岩浆作用过程中，有些元素会优先以类质同象的方式进入到结晶的矿物相中，有些元素则不能被早晶出的矿物捕获或容纳，而在残余熔体中富集，从而导致了结晶相与残余熔体相中的微量元素丰度的分异。
在地幔熔融岩浆的过程中，残留富集于地幔岩的矿物之中的元素，称为地幔相容元素，有cr、ni、co、yb、er等；另一些会在岩浆中强烈富集，称为地幔不相容元素，有cs、rb、k、ba、sr、la、y、ree、th、u、hf、zr、ti、ta、nb和p等。由于这些元素在岩石化学性质上的上述差异，造成了微量元素在岩石圈垂向剖面上发生了强烈的分异，由地幔分异（通过岩浆作用）形成的地壳中不相容元素的丰度要比地幔中者高得多。另外，来自软流圈或更深处的流体也可能对局部地幔进行交代，使其不相容元素发生再富集，造成地幔岩横向上的不均一性。
来自不同源区的岩浆，在微量元素特征上势必也会留下源区的烙印，因此可以利用火成岩中微量元素的特征来示踪岩浆源区的组成与特征，进而分析岩浆形成的构造环境。在这类研究中常应用微量元素比值、微量元素**、微量元素蛛网图、稀土配分**等进行表达。有关微量元素研究的方法、意义等内容可参考《火成岩微量元素岩石学》教材（李昌年，1992）。
下面仅举一例进行说明。图4-5为不同成因类型花岗岩的稀土配分曲线图，横坐标为按原子序数排列的稀土元素，纵坐标为岩石中稀土元素含量被球粒陨石标准化的数值，图中显示，不同类型的花岗岩具有明显的差别，可用此类**来进行对比或成因研究。
图4-5 不同成因类型花岗岩的稀土配分型式
3.同位素
自然界已发现的同位素（isotope）种类约1400种，可分为稳定同位素和放射性同位素两类，它们在火成岩的研究中均具重要意义。
稳定同位素 应用较多的稳定同位素有氧、碳、硫、氢、氦等。以氧为例，氧同位素由16o、17o和18o组成，其中16o和18o因质量差别显著，在地质过程和岩浆过程中会发生分馏。地质过程中的16o和18o的分馏造成岩石圈不同组成部分的16o、18o组成的差异，这样不同源区的岩浆的氧同位素组成就有差别，可用来示踪。
氧同位素组成以δ18o表示：
岩石学式中的标准样的n（18o）/n（16o）比值常用海水平均值。以花岗岩为例，不同成因的花岗岩δ18o值不同，由沉积岩或变质岩熔融形成的s型花岗岩，富18o，δ18o＞10‰，由幔源岩浆分异形成的m型花岗岩18o低，δ18o＜6‰。
放射性同位素 在火成岩研究中具重要意义的放射性同位素主要有k-ar、rb-sr、**-nd、u-pb和th-pb以及re-os等同位素，主要用途是确定火成岩的形成年龄和示踪源区。以sr为例：sr有4种稳定同位素：
88sr、86sr、87sr和84sr。在自然界中，88sr、86sr和84sr的丰度是不变的，且86sr丰度最大。而87sr是由87rb放射性衰变生成的子体同位素，因此它的丰度是不固定的，这样岩石中n（87sr）/n（86sr）的大小与两个因素有关：
一是岩浆形成时岩浆源区的n（87sr）/n（86sr）初始比值；二是87rb的衰变时间。
岩浆源区的n（87sr）/n（86sr）初始比值常用isr或［n（87sr）/n（86sr）］0表示，它与源区的sr同位素组成有关。由于岩石圈不同圈层中的不相容元素的分异造成87rb的丰度差别较大，从而导致由87rb衰变成因的87sr丰度的差别，所以由不同源区部分熔融形成的岩浆应具有不同的isr值，这就是用sr同位素组成示踪岩浆**的原理。如由幔源火成岩为源区熔融形成的i型花岗岩，isr值小于0.
708，而壳源沉积岩熔融的s型花岗岩isr值大于0.708。影响n（87sr）/n（86sr）值的第二个因素是87rb的衰变时间，即岩石形成的时间长短。
岩石形成时间越长，由87rb的衰变形成的87sr就越多，因此岩石中的n（87sr）/n（86sr）比值是随岩石年龄增长的，因此可用来确定火成岩的形成年龄。岩石中n（87sr）/n（86sr）随时间演化的关系为：
岩石学该方程是一条斜率为-1），截距为[n（87 sr）/n（86 sr）]0 的直线，λ（1.39×10-22a）为87 rb的衰变常数，t 为衰变时间，通过一组同源岩浆岩（具相同的 i sr值）的n（87rb）/n（86sr）对 n（87srs）/n（86sr）投点，就可以求出该直线的斜率和截距，得到岩石形成的年龄和初始值[n（87 sr）/n（86 sr）]0。不同的同位素在不同的情况下各具优越性，如144 ** 衰变成144 nd 的半衰期更长，** 和 nd 的化学习性相似，二者的相对丰度不易受风化和蚀变作用的影响，对年代较老或遭受一定程度蚀变的火成岩较适用。
而 rb、sr的化学习性差别较大，在风化蚀变作用中易导致rb、sr分馏，使岩石中的n（87 rb）/n（86 sr）发生变化，因此更适用于相对年轻新鲜的岩石。岩石中的u-pb丰度较低，一般要用u、pb丰度较高，且在蚀变和变质过程中较稳定的单矿物锆石来测定。这种方法对于变质较强，年代古老的火成岩来说是较理想的方法。
火成岩中同位素的研究近年来得到迅速的发展，详细内容可参考有关的地球化学教材。
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