岩石成因、地壳演化和构造环境

三大岩石解译标志~

（一）岩浆岩的观察与描述
对岩浆岩的观察，一般是观察其颜色、结构、构造、矿物成分及其含量，最后确定其岩石名称。肉眼鉴定岩浆岩，首先看到的就是颜色。颜色基本可以反映出岩石的成分和性质。
对岩浆岩进行肉眼鉴定
第一步是要依据其颜色大致定出属于何种岩类。比如，若是浅色，一般为酸性岩（花岗岩类）或中性岩（正长岩类）；若是深色，一般为基性岩或超基性岩。由酸性岩到基性岩，深色矿物的含量逐渐增多，岩石的颜色也就由浅到深。同时还要注意区别岩石新鲜面的颜色和风化后的颜色。还可根据其中暗色矿物与浅色矿物的相对含量来进行描述，如暗色矿物含量超过60%者为暗色岩，在30—60%者为中色岩，在30%以下者为浅色岩。
第二步是观察岩浆岩的结构与构造。据此，便可区分出是属深成岩类、浅成岩类或是喷出岩类。根据岩石中各组分的结晶程度，可分为全晶质、半晶质和玻璃质等结构。不仅要对全晶质的结构区分出显晶质或隐晶质结构，还要对其中的显晶质结构岩石按其矿物颗粒大小，进一步细分出等粒、不等粒、粗粒或细粒等结构。对具有斑状结构的岩石要描述斑晶成分、基质的成分及结晶程度。假如岩石中矿物颗粒大，呈等粒状、似斑状结构，则属深成岩类；假如矿物颗粒微细致密，呈隐晶质、玻璃质结构，则一般皆属喷出岩类；假如岩石中矿物为细粒及斑状结构，即介于上述两者之间，属于浅成岩类。观察岩石中矿物有无定向排列，进而就能推断岩石的形成环境，含挥发组分多少以及岩浆流动的方向。若无定向排列称之为块状构造；若有定向排列，则可能是流纹构造、气孔构造或条带状构造。深成岩、浅成岩大多是块状构造；喷出岩则为流纹构造和气孔构造等。对于岩石中有规律排列的长柱状矿物、气孔捕虏体等均要观测其方向。对于那些在接触面上有规则排列的片状矿物，要描述其组成成分，并测其产状要素。
第三步是观察岩浆岩的矿物成分。矿物成分是岩石定名最重要的依据。岩浆岩类别是根据SiO2含量百分比确定的，而SiO2含量可在岩石矿物成分上反映出来。假如有大量石英出现，说明是酸性岩；如果有大量橄榄石存在，则表明是超基性岩；如果只有微量或根本没有石英和橄榄石，则属中性岩或基性岩。假如岩石中以正长石为主，同时所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜长石为主，暗色矿物又多为角闪石，属于中性岩；若暗色矿物多系辉石，则属基性岩。对于岩石中凡能用肉眼识别的矿物均要进行描述。首要的是描述主要矿物形态、大小及其性质。其次，要对次要矿物作简略描述
第四步是为岩浆岩定名。在肉眼观察和描述的基础上确定岩石名称。请注意在岩石名称前面冠以颜色和结构，比如，可将某岩石定名为浅灰色粗粒花岗岩。
另外，在野外还要注意查明岩浆岩体的产状，即岩体的空间分布位置、规模大小以及与围岩的接触关系等，结合岩石的结构与构造，以推论岩石的形成环境。也要注意不同侵入体或同一侵入体之间的岩性变化、时间顺序及相互关系。

（二）沉积岩的观察与描述
沉积岩是分布于地表的主要岩类。它种类繁多，岩性变化较大。野外识别沉积岩，其最显著的宏观标志就是成层构造，即层理。据此，很容易与岩浆岩、变质岩相区别。根据沉积岩成因、结构和矿物成分，可进一步区分出次一级的类别。凡具碎屑结构，即碎屑粒径大于2—0.005毫米，被胶结物胶结而成的岩石，是碎屑岩；凡具泥质结构，即粒径小于0.005毫米，质地均匀、较软，有细腻感，常具页理的岩石是粘土岩；凡具化学和生物化学结构，多为单一矿物组成的岩石，是化学岩和生物化学岩。由于各类沉积岩的岩性差别，因此在鉴定方法上也不相同
1、碎屑岩的肉眼鉴定
鉴定碎屑岩时着重观察其岩石结构与主要矿物成分。首要的是看碎屑结构。抓住这一特征，就不会与其他岩石相混淆了。要仔细观察碎屑颗粒大小：粒径大于2毫米是砾岩，2—0.05毫米是砂岩，0.05 —0.005毫米是粉砂岩。粉砂岩颗粒肉眼难以分辩，用手指研磨有轻微砂感。按砂岩的粒径又可定出粗砂岩（2—0.5毫米）中砂岩（0.5—0.25毫米）和细砂岩（0.25—0.05毫米）。对于砾岩，还应注意观察其颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者为砾岩。其次，看碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或黄色。硅质最硬，小刀刻不动。钙质滴稀HCI起泡。弄清楚了结构和成分，就可为碎屑岩定名。例如，碎屑矿物成分以石英为主，其含量超过50%，长石和岩屑含量均小于25%的砂岩，叫做石英砂岩。也可按其胶结物命名，如可称某岩石为铁质石英砂岩。碎屑岩中可见化石，但一般保存较差。
火山碎屑岩的鉴别比较困难。因为，它在成因上具有火山喷发和沉积的双重性，是一种介于岩浆岩与沉积岩之间的过渡型岩石。常常是以其成因特点、物质成分、结构、构造和胶结物的特征来区别于碎屑岩。
2、粘土岩的肉眼鉴定
鉴定粘土岩的主要依据是其泥质结构。粘土岩矿物颗粒非常细小，肉眼仅能按其颜色、硬度等物理性质及结构、构造来鉴定。它多具滑腻感，粘重，有可塑性、烧结性等物理性质。若是纯净的粘土岩，一般为浅色的土状岩石。层理是粘土岩中最明显的特征，因此，人们就按粘土岩层理（倘层理厚度小于1毫米称页理）及其固结程度进行分类，将固结程度很高、页理发育，可剥成薄片者称作页岩。页岩常含化石。粘土岩中以页岩为主。将那些固结程度较高、不具页理，遇水不易变软者称泥岩。最后，再根据颜色与混入物的不同进行命名，如可称作紫红色铁质泥岩、灰色钙质页岩等。
3、化学岩和生物化学岩的肉眼鉴定
此类岩石中分布最广和最常见的有碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩和磷质岩，尤以碳酸盐类岩石分布为广。有无生物遗骸是判断属于生物化学岩或是化学岩的标志。化学岩成分常较单一。它们多为单矿物岩石，故此，可按其矿物的物理性质进行鉴定。
化学岩具有化学结构，即结晶粒状结构和鲕状结构等；生物化学岩具生物结构，即全贝壳结构、生物碎屑结构等。
综合上述，在观察和描述沉积岩时应注意：
要描述岩石整体的颜色，区分岩石是碎屑结构、泥质结构或结晶结构和生物结构等；
据其矿物成分、颗粒大小及颜色上的差异，观察岩石的层理，注意层面上波痕、泥裂等构造特征；
要描述组成岩石的主要矿物、碎屑物及胶结物等成分。
对砾石的形状、大小、磨圆度和分选性等特征要描述，并要确定胶结类型，以及胶结程度。
对沉积岩命名时应遵循“颜色+胶结物+岩石名称”的法则。此外，还需注意沉积岩体形状、岩层厚度及产状、风化程度、化石保存情况及其类属。

（三）变质岩的观察与描述
我国区域变质岩系十分发育，时代自太古宙到期中生代均有出露。其变质岩石类型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石（变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变质硅铁质岩、大理岩、变质铁镁质岩及区域混合岩等。有关原岩建造主要有超基性到酸性喷出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不同性质的侵入岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不同时期、不同类型区域变质作用的结果。区域变质作用的主要类型大致可分为地壳演化早期造盾阶段的区域中高温变质作用，及造盾阶段之后与造山运动有关的区域动力热流变质作用、区域低温动力变质作用和埋深变质作用。不同成分的原岩经受不同类型的区域变质作用，在一定的温高压力条件下，形成各具特征的矿物和常见矿物共生组合，并因之分别构成不同温压条件的麻粒岩相、角闪岩相（高角闪岩 、低角闪岩相）、绿片岩相（高绿片岩相、低绿片岩相）、蓝闪石片岩相（蓝闪绿片岩相、蓝闪石—硬柱石片岩相）及次绿片岩相（浊沸石相和葡萄石—绿纤石相）。我国区域层状变质岩系按大地构造运动可分为12期，从太古宙迁西期—新生代喜马拉期变质岩系均有。所以，变质岩系的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的关系。在全球构造位置上，我国处于欧亚板块、太平洋板块及度板块的结合部位，地质环境差异较大，发展历史很不相同，因而区域地质各具特色，造成变质岩石类型复杂，岩石相对难以识别。
在野外鉴别变质岩的方法、步骤与前述岩浆岩类似，但主要根据是其构造、结构和矿物成分。这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。第一步可先根据构造和结构特征，初步鉴定变质岩的类别。譬如，具有板状构造者称板岩；具有千枚构造者称千枚岩等。具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。例如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同，但前者具变晶结构，而后者却是碎屑结构。第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步详细定名。一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例，以及浅色矿物中长石和石英的比例，因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。例如，某岩石以浅色矿物为主，而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石，就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。变质岩中的特有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变质前原岩以及变质作用的条件，故也是野外鉴别变质岩的有力证据。关于板岩和千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色+所含杂质”方式命名，如可称黑色板岩、炭质板岩；千枚岩可据其“颜色+ 特征矿物”命名，如可称银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。
在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。比如，石英岩与大理岩两者在区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。假如此类岩石围绕侵入体分布，并和板岩共生，则为接触变质形成；假如此类岩石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形成。
对变质岩我们也应描述岩石总体颜色，注意其岩石结构。若为变晶结构，则要对矿物形态进行描述。注意观察岩石中矿物成分是否定向排列，以便描述其构造。用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。若无变斑晶，就按矿物含量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。至于其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。在为变质岩定名时，应本着“特征矿物+片状（或柱状）矿物+基本岩石名称”的原则。如，可将某岩石定名为蓝晶石黑云母片岩。

小兴安岭东南地区的早中生代二长花岗斑岩中发育壳幔岩浆混合成因微细粒闪长质包体（MME型）和壳幔岩浆混合成因的同深成作用岩墙——中基性闪长（玢）岩、酸性脉岩等脉岩群。由此可知岩体具显著的壳幔岩浆混合成因的特征（包体、同深成作用岩墙成因详见本章第一节的三、七部分）。
在哈克图解（图3-23）上岩石的A12O3、TFeO、TiO2、MgO、Na2O与SiO2呈良好的负相关线性关系，而K2O为正相关关系，其他CaO、MnO、P2O5线性关系不明显。
岩石常量元素含量、比值等特征与Maniar（1999）花岗岩类构造环境对比，介于大陆碰撞花岗岩（CCG）、后造山花岗岩（POG）之间，但与POG更为相似（表3-14）。岩石在Na2O-K2O图（图3-24）中，大多数岩石落入A型花岗岩区。岩石在微量元素Sr-Yb图中大多数落入低Sr高Yb的南岭－浙闽型花岗岩区（图3-25），可能说明其形成与碰撞后崩塌－伸展构造背景下的底侵幔源岩浆作用有关（张旗等，2005、2009）。

图3-23 二长花岗斑岩—正长花岗斑岩岩石哈克图解

（图例同图3-21）
表3-14 二长花岗斑岩-正长花岗斑岩岩石化学参数特征表


岩石在微量元素Rb-（Y+Nb）和Nb-Y构造环境判别图解（图3-26）中均落入碰撞后花岗岩（POG）区。岩石在多阳离子R1-R2构造环境判别图（图3-26）中，大多数岩石落入造山晚期和同碰撞花岗岩的界线附近，反映了大陆碰撞结束、崩塌时的张性构造环境。在Maniarr的五组构造环境判别图解（图3-27）中，投点大多落在大陆碰撞（CCG）和后造山花岗岩（POG）区，总体上表现出由大陆碰撞花岗岩向后造山花岗岩转变的构造环境特点（肖庆辉等，2002；莫宣学等，2002；邓晋福等，2004）。
综上所述，小兴安岭东南地区晚三叠世—早侏罗世二长花岗斑岩－正长花岗斑岩成因可能与古亚洲洋构造域碰撞后伸展动力学机制下的构造松弛和拉张环境的基性岩浆底侵作用有关。底侵作用的识别，从壳幔相互作用的角度去解释该地区晚三叠世—早侏罗世花岗岩的成因、地壳垂向增长、演化，以及伊春－延寿多金属成矿带的区域多金属成矿机理、找矿方向，提供了新的依据与思路（韩振哲等， 2008a、b、2009a、b、c、2010a、b）。

图3-24 岩石Na2O-K2O图

（图例同图3-21）

图3-25 岩石Sr-Yb图


图3-26 花岗岩岩石Nb-Y图、Rb-（Y +Nb）图及多阳离子R1-R2构造环境判别图

（图例同图3-25）
WPG—板内花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋脊花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；1—地幔分异的；2—板块碰撞前；3—碰撞后；4—造山晚期；5—非造山；6—同碰撞；7—造山后

（一）花岗岩类成因概述

花岗岩类的成因涉及花岗岩类岩浆的起源（物源与热源）、演化和结晶（包括岩浆混合、围岩混染等）等方面的过程，与形成的构造环境有关。历史上曾出现过 “岩浆派”与 “变成派” 之争，即认为有岩浆成因与交代成因两类花岗岩。岩浆花岗岩是指岩浆经历了从源区分凝、上升迁移到异地就位的过程，最后才冷凝结晶形成的花岗岩。交代花岗岩是指基本上在固态的情况下由交代作用转变而成的花岗岩。由于认为这种交代成因的花岗岩多半是在原地形成的，没有空间上的位移，因此称为原地花岗岩。Tuttle ＆Bowen（1958）完成的Q－Ab－Or－H₂O实验相平衡（图9－13）为解决这一争辩奠定了基础。图9－13中H点的左下侧以曲线勾画的范围为自然界花岗岩的极大值，其位于该相图的最低点附近，表明花岗岩的形成受熔体－矿物相平衡制约，大多数花岗岩的形成必然与岩浆有成生联系，而用交代作用无法解释其特征。目前，已普遍接受花岗岩体几乎都是岩浆成因的。Winkler ＆ Hansen（1969）以硬砂岩为原料的熔融实验表明，大陆地壳物质部分熔融可以产生花岗质岩浆，且花岗质岩浆的形成是一个渐进的过程，即当温度升高到源区岩石发生部分熔融的临界温度时，其易熔组分就会进入熔浆中，随着温度的升高，相对难熔的组分就会相继进入熔浆，而熔体的比例也会随之增加。这种花岗岩的地壳深熔论（crustal anatexis，Wyllie，1977），是目前学术界讨论花岗岩成因的基础所在。

图9－13 Q－Ab－Or－H₂O系统相图（据Tuttle et al.，Luthet al.；转引自邓晋福，1987）

1.物质来源

长英质岩类的岩浆源区主要有三种：(1)壳源（大陆壳和大洋板片）；(2)幔源（为幔源岩浆分异形成或新生的地壳物质重熔产生）；(3)壳源和幔源岩浆的混合源。通常情况下，地幔岩石的部分熔融不能产生长英质岩浆，长英质岩浆都是先形成玄武质岩浆或玄武岩后间接产生的。例如，蛇绿岩套等大洋岩石中少量出现的大洋斜长花岗岩，尽管不能排除是幔源镁铁质岩浆分异的产物，但更多的研究表明，由镁铁质岩重熔产生的可能性更大（如辉长岩的脱水部分熔融）。

近年来，以Sr－Nd同位素为主体的同位素示踪为认识长英质岩石的成因类型、分析物质来源与演化机理提供了有效工具。统计资料表明，地壳中古老花岗岩类（＞20亿年）的ε_Nd（t）值多在0附近变化，年轻花岗岩的ε_Nd（t）值绝大多数都小于0。不同源区的花岗岩中，幔源（新生地壳物质重熔或幔源岩浆分异）花岗岩的ε_Nd（t）一般为正值（如兴蒙造山带古生代－中生代花岗岩）；壳源的花岗岩ε_Nd（t）值一般为负值，通常ε_Nd（t）值偏离零值的程度愈大，表明岩石中地壳古老物质组分的贡献愈多。据全球500个花岗岩资料统计，不同源区的花岗岩锶同位素的初始比（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i不同。由于现代大洋玄武岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i为0.702～0.706，代表岩浆来自上地幔源区，没有或很少受到地壳锶的混染；大陆地壳的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i平均为0.719。因此，花岗岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i大于0.719应是壳源的。（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i在0.706～0.719之间的花岗岩应主要来源于地壳，但受到了一定程度的幔源物质的混染。

2.部分熔融和深熔作用机理

大量的证据表明，大部分长英质岩浆是由地壳岩石的深熔作用产生的。深熔作用（anatexis）概念的提出已有近百年的历史，但长期以来，人们对引起深熔作用的原因仍争论不休。争论的焦点主要是引起深熔作用的热源。近10多年来的研究表明，与许多长英质岩类形成相关的深熔作用，是软流圈或上地幔上涌引起底侵作用及壳幔相互作用带来的加热的结果（图9－14），有些也联系到伸展环境下的降压熔融；而俯冲带的岩浆产生，还与挥发分的加入有关。不过，根据热模拟计算，在底侵岩浆加热导致下地壳熔融的情况下，产生一份花岗岩至少需要1～3份底侵的玄武岩浆（马昌前，2003）。因此，要证明岩浆底侵作用在巨量花岗岩形成中的作用，必须观察到更大体积的镁铁质岩石，或提供地壳深部存在大体积镁铁质岩石的地球物理证据。高温高压实验表明，地幔橄榄岩的部分熔融只能形成玄武质岩浆；而玄武质岩石的部分熔融可产生英云闪长质－奥长花岗质－花岗闪长质的岩浆组合，英云闪长质－奥长花岗质岩石的部分熔融可产生花岗质岩浆。以下的事实只有用深熔模式来解释更为合理：(1)长英质岩类主要产于大陆区和消减带的大陆一侧，表明长英质岩与大陆地壳有关，大陆地壳是大部分长英质岩石的物质源区；(2)化学成分和矿物成分的模拟计算及地壳岩石的熔融实验都表明，由地壳岩石的深熔作用可形成长英质岩浆；(3)在高级变质地体尤其是含角闪石和云母的变质地体中，常见透镜状、豆荚状的花岗质脉体，表明有局部的深熔作用发生。

图9－14 流纹岩的地壳深熔模式图（据Hildreth，1981）

3.岩浆分异演化

结晶分异作用（分离结晶作用）是指结晶相和熔体相之间分离的过程（详见第十二章），主要包括重力分异、流动分异、压滤作用和熔体对流分异等多种分异机制。研究表明，镁铁质岩石部分熔融或镁铁质岩浆分离结晶产生的花岗岩很少。从体积上看，作为母岩浆或源岩的镁铁质物质应当比花岗岩浆大10倍（马昌前，2003），但在露头上，很少发现有对应比例的镁铁质岩石产出。由于玄武质岩浆难以分异出规模宏大的花岗质岩浆，因而幔源镁铁质岩浆分异形成的花岗质岩浆不占主体。与玄武岩不同，花岗质岩浆在很大程度上表现为晶粥体，其发生分离结晶作用的可能性较低，因而部分学者反对花岗岩的分离结晶作用模型（Reid et al.，1993）。一些学者提出过热重力扩散导致镁铁质岩浆产生带状岩浆房的模型（Hildreth，1981）），即一方面岩浆中的挥发分在重力的驱动下会向岩浆房顶部扩散，在岩浆房顶部富集，伴随元素的重新分布，在岩浆房顶部形成高SiO₂的流纹质岩浆层；另一方面由于岩浆房中存在的温度梯度可使岩浆房重力失稳，产生对流，使下部未经分异的高温岩浆向上迁移，加速扩散分异作用的进行，最后形成基性程度不同（由上向下增加）的层状岩浆房。然而，由玄武质岩浆分异形成长英质岩浆的方式即使存在，所形成的长英质岩石的规模也是非常有限的。

此外，岩浆混合、围岩混染对长英质岩浆（石）的形成也可能发挥一定的作用（详见第十二章）。图9－15展示了自然界形成花岗岩的主要方式。

（二）花岗岩与地壳演化

由于花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，因而花岗岩的成因与大陆地壳的形成演化存在密切的联系。从地球演化的理论出发，地壳是从地幔中分异而来的，这一前提指示初始的大陆地壳是玄武质成分的，但现今大陆地壳的成分是中性－长英质的，这就要求早期形成的地壳必须发生分异而使部分镁铁质的物质再循环进入地幔。目前，对这一地球化学之谜的最佳解释是拆沉作用（delamination）模型。在造山带，由于板块的汇聚作用而使地壳明显加厚，深部地壳的岩石转变成榴辉岩，而高密度的榴辉岩由于重力不稳，就会返回到地幔之中，称为拆沉作用。因此，造山作用晚期造山带的垮塌或拆沉作用可能是导致地壳发生成分变化的最重要时期，也是花岗岩形成的最重要的构造背景（Wu et al.，2006）。近年来，对东哈萨克斯坦，俄罗斯阿尔泰，新疆阿尔泰、天山，蒙古，中国东北地区，俄罗斯远东滨海区等地花岗岩Sm－Nd同位素研究发现，与世界上一般的显生宙地壳来源且具有负ε_Nd值的花岗岩不同，兴蒙造山带及中亚造山带古生代－中生代花岗岩普遍具有正ε_Nd值，因此它们应当主要来源于幔源物质或新生的年轻地壳。这一事实表明，中亚地区显生宙曾发生过大规模的地壳生长，这对大陆地壳生长主要发生于早前寒武纪的传统观点提出了挑战。

图9－15 花岗岩产生过程示意图（据Clarke，1992，有修改）

（三）构造环境

花岗岩形成的构造环境一直是地质界非常关心的问题。自20世纪80年代，人们开始对花岗岩构造环境的判别进行了尝试。1979年Pithcher指出花岗岩与构造环境的成因联系，划分出安第斯型、海西型与阿尔卑斯型三种类型，开创了花岗岩与构造环境关系研究之先河。Pearce et al.（1984）系统地讨论了花岗岩与其形成的构造环境问题，提出了被广泛应用的花岗岩构造环境判别图（如Nb－Y、Ta－Yb、Rb－（Yb＋Ta）和Rb－（Y＋Nb）图），而Babarin（1999）则进一步发展了花岗岩构造环境判别。

要指出的是，目前对花岗岩构造环境的地球化学判别方法，存在很大的不确定性。这主要是由于花岗岩的化学成分取决于其源岩的矿物组成和化学成分、熔融时的物理化学条件（包括温度、压力和挥发分）及其后岩浆的演化（如分离结晶作用、岩浆混合作用、同化混染作用等）。因此，花岗岩的化学成分与构造背景之间并不存在简单的对应关系，需要综合各种地质资料，相互印证，才可能得出正确的结论。表9－6系统概括了花岗岩类型与构造环境之间可供参考的关系。

表9－6 不同构造环境下形成的花岗岩类岩石

（据Pitcher，1983，1993；Barbarin，1999修改）

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南通市15225243862： 关于岩石的分类以及成因, - ？
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南通市15225243862： 岩石的划分依据是什么? - ？
干才法莫：[答案] 化石岩石 岩石是天然产出的具稳定外型的矿物或玻璃集合体[1],按照一定的方式结合而成.是构成地壳和上地幔的物质基础.按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩或喷出岩....

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干才法莫：[答案] 摘录的,希望能说明问题: 煤炭的形成原因: 煤炭的形成原因为古代植物的残骸层层交叠,经过长时间受到细菌的生物作用,以及地壳变动、环境高温、高压等因素,使这些物质经煤化作用转变成煤炭.在煤化的过程中,亦会产生甲烷(天然气的主...

南通市15225243862： 岩石形成结构 - ？
干才法莫：[答案] 岩石,是固态矿物或矿物的混合物,是由一种或多种矿物组成的具有一定结构构造的集合体. 可分为火成岩、变质岩和沉积岩. 火成岩也称岩浆岩.来自地球内部的熔融物质,在不同地质条件下冷凝固结而成的岩石.当熔浆由火山通道喷溢出地表凝固形...

南通市15225243862： 岩石是由什么构成的?？
干才法莫： 岩石是构成地壳和上地幔的物质基础,是天然产出的、并且具有稳定外型的一种或几种矿物(或玻璃质)集合体.岩石都是按照一定的方式结合而成,按成因的不同,可以分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下...