《岩石地球化学》讲义-2
4 熔离作用 (liquation) 或岩浆不混溶作用(melt immiscibility)
岩浆冷却或上升减压时，原来均匀单相的熔体有时会分解成两个成分不同的熔体相。这一过程成为熔离作用 (liquation)，它是由岩浆的不混溶性质所决定的。这一过程类似于碱性长石的出溶。分裂的组分一个偏酸性一个偏基性，或者一个是富Fe,Ni硫化物的熔体（有利于成矿），一个为硅酸盐岩浆。这部分研究相对较弱（一些情况将在微量元素部分介绍）。 5 岩浆混合作用(mixing, mingling )
两个成分不同的岩浆发生混合，由于混合方式和混合比例的差异也使混合形成的岩浆成分有很大的变化。福建沿海平潭岛上的I型花岗岩被认为是岩浆混合作用的产物。周新民和董传万等从野外地质学，矿物学和岩石地球化学证实了花岗质岩浆受到玄武质岩浆混合的存在。
6 沉积岩中的混合作用 (Mixing in sedimentary rocks)
Trends on variation diagrams for sedimentary rocks may result from the mixing of the different ingredients which constitute the sediment. Bhatia (1983), in a study of turbidite sandstones from eastern Australia, shows Harker diagrams in which there is a change in mineralogical maturity, i.e. an increase in quartz coupled with a decreas in the proportions of lithic fragments and feldspar (Fig 1-18).
Fig 1-18 Harker variation diagrams for quartz-rich sandstone suites from eastern Australia (Bhatia, 1983). The increase in SiO2 inflects an increased mineralogical maturity, i.e. a greater quartz content and a smaller proportion of detrital grains.
Argast and Donnelly (1987) 认为在成分变化图上，如果二元组分（x轴，y轴）密切相关（线性变化），则可能反映的是该套沉积岩是由两种矿物组分混合的。如石英—伊利石，或长石/石英—伊利石混合。如果变化是曲线或无规律（弥散的），则可能是三组分混合。如石英—伊利石—方解石。
7 风化蚀变中的成分变化 (composition variation of rocks on weathering conditions)
这里涉及的主要是化学风化。不同抗风化的能力不同，这样易风化的那些矿物中的活动组分就容易流失。Nesbit & Young (1982)提出的化学蚀变指数(CIA)可以定量地反映蚀变的强弱。
CIA = Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O) 化学蚀变指数（CIA）越大说明风化蚀变越强。Al2O3—CaO*+Na2O—K2O三角图可以
说明风化作用造成的成分变化趋势（图1-19）。图1-19显示花岗岩和辉长岩的初始变化是沿 着平行Al2O3—CaO*+Na2O的轴方向发展，图1-19Al2O3-CaO*+Na2O-K2O三角图 K2O几乎不变，而CaO*+Na2O减低和Al2O3说明花岗岩和辉长岩在风化作用中的成分变化, 升高；随着风化进一步发展，K2O也显著丢失，CaO*是指样品中硅酸盐中的CaO。 成分向Al2O3顶点方向发展。这一发展过程表
明早期由于斜长石的分解，随后是钾长石和铁镁硅酸盐矿物的分解。
CIA和上述三角图解可以用来研究现代风化剖面和各种沉积岩的元素变化特征，建立标准变化模式，从而解读古老的风化剖面成分变化的原因和条件。 8．变质岩中的成分变化
变质岩中的成分变化涉及到两方面，一种是原岩所固有的，即变质岩的成分反映的只是原岩的成分变化。如在苏格兰太古代Lewisian杂岩中条带状片麻岩的主量元素所表现的线性趋势。但也有认为这种变化反映了一种富铁镁的组分与长英质组分的构造混合。 变质岩中的另一方面成分变化涉及到元素的活化转移，即原岩成分发生变化。变质岩中的成分变化固然可以通过固态扩散和部分熔融的熔体抽取而产生。但是，外来的流体（有时包含少量熔体）与岩石的相互作用（交代作用metasomatism）是造成元素变化（转移）的重要因素。
主量元素的活化转移受三个主要因素控制：
未蚀变的（原岩）中矿物成分和稳定性； 蚀变产物中矿物的成分和稳定性； 流体相的成分、温度和体积。
元素的运动可以从新形成的矿物相和成分变化来检测，也可以根据一些新出现的脉体。协变图中分散的成分变化仍具有很好的指示意义，尽管化学蚀变有时会产生系统变化，掩盖其他诸如结晶分离作用的效应。对一些蚀变岩石的研究表明主要元素在不同条件下的变化存在差异。表1-8总结了一些对玄武岩和花岗岩成分变化的研究。在玄武岩中Ti, Al, P一般是不活动的，而Ca, Na几乎总是活泼的。同样，花岗岩中的Ti, Al, Mn, P一般也是不活泼的。沉积岩的研究较薄弱，除Al不活动外，其他元素的活动性的认识很低。
表1-8 各种水热条件岩石中主要元素的活动性
Rock type Alteration condition Komatite Basalt Si Ti Al Fe Mn Mg Ca Na K P × － Hydrothermal alteration × × × － － ＋ － － － Basalt Basalt Basalt Basalt Hydrothermal alteration Submarine weathering Weathering Greenschist facies metamorphism ＋ － － － － － ＋ － － Basalt Amphibolite facies metamorphism × Granite Weathering Granite Contact metamorphism Granite Granulite facies metamorphism Calcareous Medium grade metamorphism sediments Calcareous Contact metamorphism × sediments sandstone- Diagenesis × clay ＋ × × ＋ － － － － ＋ － － － － × × × × × × × － × － － － ＋ － × － － × × × × × × ×, element mobile; ＋, element enriched; －, element depleted. 实际上，在热液与岩石作用（交代作用）中，微量元素的变化更加明显，尤其是那些不相容元素。图1-20显示了受到来自更深部的岩浆及其所含的流体的交代作用影响，橄榄岩中单斜辉主量元素（Mg, Fe）和微量元素的变化。深部侵入到地幔橄榄岩中的岩浆与橄榄岩发生作用，富集或亏某些元素。从远离接触带的地方到接触带，橄榄岩的Mg#逐渐降低，同时伴随着Sr, LREE (Ce, Sm)升高和Sc, HREE (Y, Yb)的降低，而Hf没有很大变化。如果在接触带两侧成分含量相差很大（如图1-20中的Hf），表明该元素的活动性较低，而两侧不同岩石中的丰度一致（如Sr）则表明该元素具有很强的活动性。 在这一图中，Sr, Ce, Sm，Hf是不相容元素，他们富集在辉石岩中（由岩浆结晶形成），而Yb，Sc为相容元素富集在橄榄岩中（部分熔融的残留，见图-17）。同样，辉石岩本身内部也显示明显的成分梯度。在辉石岩中靠近接触带，Sr, Ce, Sm, Hf降低是因为一部分已传递（扩散）到橄榄岩中去了，而Sc，Yb的升高是受到围岩橄榄岩混染的结果。
图1-20 雷州橄榄岩包体中单斜辉微量元素与Mg#相关图。 图中虚线代表辉石岩与橄
榄岩的接触界线，辉石岩是深部岩浆侵入到地幔橄榄岩中结晶的产物。
三、岩石形成构造背景的判别(discrimination of tectonic enviroment)
Pearce and Cann (1971, 1973)最先提出依据岩石的化学成分来限定岩浆起源的大地构造背景。在这两篇重要的论文中作者论述了利用地球化学数据区别产生与不同背景的玄武岩的可能性。他们建立了现在已被大家所熟知的“构造岩浆判别图(Tectono-magmatic discrimination diagram)”，即利用一个岩石的化学成分就可在这些图上判辨出它的构造背景。他们的成果和这种相对简便的操作得到了广泛的应用。随后又有大量的论文发表支持这一观点。这种方法的意义在于可以分辨出古老的当时的构造背景已被改造的面目全非的火山岩产出的构造背景。然而，近来的地球化学家已摆脱了这种按“谱”限定构造-岩浆判别图解的方法，更加深入的研究为什么不同大地构造环境具有不同的地球化学特征。
Pearce and Cann (1971, 1973)的开创性的工作将三种分开的思维方法结合起来，即判别式的统计技分析术，在热液条件下不运动的微量元素的快速精确分析，以及不同构造环境的识别。
3.1 判别式分析
判别式分析是一种统计技术，用于对样品的归类。为了分离出特征的变量参数需对大量的变量进行分析。最有效的判别因子用来作为二元变化图和三角图解的坐标轴。把已知类型（如构造背景）的样品根据其元素丰度计算出相应的判别因子进行投影，划分出这些类型之间的界线。根据这个已经限定区域的图解，就可以对未知类型的样品进行分类（判别）。因此，寻找最有效的判别因子使各种类型的样品尽可能地分开而不重叠是至关重要的。 判别因子最好是单各元素的函数，而不是包含几个元素的复合判别函数。这样，就便于使用和理解。Pearce and Cann (1971, 1973)研究表明Ti, Zr, Y, Nb, Sr是判别不同大地构造玄武岩的最有效判别因子。
3.2 不活动元素
构造-岩浆判别图中的判别因子最好是那些不活动的（不活泼的）元素，而且它们易于分析获得。这些不活泼元素通常在热液蚀变情况下不活动，这样这些图解可以运用到蚀变的岩石或变质岩。也是应用最广的。但不是所有的判别图都用微量元素，也并不都用不活泼的元素。
许多判别图解是利用高场强元素，如Ti, Zr, Y, Nb, P，这些元素在水溶液中是相对不活泼的，除非体系中存在富F。在洋底蚀变，中-低级变质作用中也是稳定的，但是对它们在更高级变质作用中的稳定性的情况还不是很清楚。
3.3 地质构造背景
至今已识别出20多种岩石的大地构造背景。Pearce and Cann (1971, 1973) 最初认识到起源于火山弧、大洋底和板块内部的岩石地球化学特征。目前，构造环境的化学判别已扩展到了花岗岩和沉积岩。表1-9是各种岩石可能形成的构造背景的综合表。利用玄武岩的地球化学不同类型的洋中脊可以被区分，而不同类型的碰撞带最好利用花岗岩的地球化学特征来判别。被动大陆边缘缺乏岩浆活动，因此可以根据沉积岩的化学特征来识别。板内的构造环境可以利用玄武岩和花岗岩，而火山弧可以利用上述所有三种类型的岩石加以判别。
表1-9 各种岩石的大地构造背景 正常大洋中脊（以N-MORB为特征） 大洋中脊 Ocean ridge 异常大洋中脊（以E-MORB为特征） 早期引张中心（Incipient spreading center） 弧后盆地中脊 Back-arc basin ridge 弧前盆地中脊 Fore-arc basin ridge 火山弧 Volcanic-arc 大洋弧 Ocean-arc -以拉斑玄武岩为主 大陆弧-Continent-arc以钙碱性玄武岩为主 活动大陆边缘 Active continental margin 陆-陆碰撞带 陆-弧碰撞带 大陆内部-正常地壳 normal crust 大陆内部-减薄的地壳 attenuated crust 大洋岛 Ocean island 裂谷带 Rifting 碰撞背景 Collisional setting 板内环境 Intraplate setting 被动大陆边缘 Passive continental margin 3.4 判别图运用中需注意的问题
判别图很少时候能给出确切的大地构造背景，它们更多的是给出一些线索，因此它们决不能用来作为证据。例如，用现代火山岩资料建立起来的判别图来确定太古代火山岩的构造背景将很可能产生模棱两可的结果。此外，判别图决不能用于单个样品，而需要一套样品数据。这样做是为了排除一些偶然的虚假的结论。
下面将介绍一些广为使用的判别图，并对它们的适用性作一些评价。主要是考虑以下几方面因素：
1. 用于构建判别图和界限的样品的数目和情况； 2. 不同区域中样品点的重叠程度；
3. 用作判别因子的元素的活动性对图解使用的影响； 4. 所描绘的构造环境的范围（种类）
需要指出的是大多数判别图是经验总结，这种方法本身没有什么问题，但是要使一个图最有效的被利用就需要理解它的工作原理。这是一个图所隐含的重要的合理的信息。
3.5 用主量元素作为判别因子的判别图
大量的构造判别图是基于微量元素的（这部分将在以后章节中介绍），但是主量元素（包括一些少量元素minor elements）在构造判别中也具有相同的作用。
3.5.1 玄武岩的主量元素判别图
用主量元素做判别图往往较微量元素的差，因为MORB, 弧后盆地拉斑玄武岩和火山弧玄武岩的主量元素含量上存在很大的重叠。这是因为主量元素受到多种可能的因素的影响，因此，很难挑选出完全不活动的又不受结晶分离影响的主量元素。
? J.A. Pearce (1976)的F1, F2, F3判别图
Pearce (1976)利用8个主要元素的氧化物计算了三个判别函数。根据这三个判别函数建立了两个判别图区别MORB，板内玄武岩（大洋岛/大陆玄武岩），钙碱性玄武岩，岛弧拉斑玄武岩和橄榄粗安岩（shoshonite）。三个判别因子的计算方法如下：