火成岩的化学成分

火成岩的物质成分~

火成岩的物质成分是火成岩的最基本特征，它既是火成岩分类命名的基本依据，也是研究岩浆起源、生成和演化的重要手段。
一、火成岩的化学成分
研究表明，地壳中的所有元素在火成岩中都有出现，但含量差别很大。根据元素在火成岩中的含量和地球化学意义，将其划分为主要元素、微量元素和同位素。
(一)主要元素
组成火成岩的元素有很多种，但以O、Si、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、Ti、P、H等12种元素为主，并以O元素含量最高，达45%以上。这12种元素的总和占火成岩总质量的99%以上，称为主要造岩元素。在研究火成岩时，不是以元素的形式表示其化学成分，而是以氧化物的形式表示，即SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O。这些氧化物在火成岩中的含量通常大于0.1%，称为主要造岩氧化物(表2－1)。根据研究需要，还可以给出CO2、Cr2O3等含量。
表2－1 中国火成岩的化学成分(wB/%)


(1)SiO2是火成岩中含量最多、变化范围最大，也是最重要的氧化物。根据SiO2含量将火成岩划分成酸性岩(SiO2＞63%)、中性岩(SiO252%～63%)、基性岩(SiO245%～52%)和超基性岩(SiO2＜45%)四种类型。通常以SiO2含量高低来称谓火成岩的酸性或基性程度，含量越高者，岩石酸性程度就越大，基性程度就越低。对火成岩化学成分研究表明，随SiO2含量的变化，其他主要造岩氧化物含量发生规律性变化(图2－1)。随SiO2含量增加，Na2O、K2O含量逐渐增加，FeO、MgO含量不断减少;而CaO、Al2O3含量由超基性岩到基性岩随SiO2含量增加而快速增加，之后由基性岩向中性岩、酸性岩变化时则逐渐减少。岩浆中的SiO2在组成长石、云母、角闪石、辉石等硅酸盐矿物之外，还有多余时，就以独立的石英矿物出现。

图2－1 火成岩中SiO2含量与其他氧化物之间的关系(邱家骧，1985)

(2)Na2O与K2O含量之和称为全碱含量，它在不同的岩性中有较大差别(表2－1)。Na2O和K2O是碱性长石的主要成分，全碱含量较高时，岩石中可以出现碱性暗色矿物和副长石。在火成岩研究中，常用里特曼指数(σ)划分岩石的碱性程度，σ=［w(Na2O+K2O)2］/［w(SiO2)－43%］，σ＜3.3的岩石为钙碱性岩，σ=3.3～9的岩石为碱性岩，σ＞9的岩石为过碱性岩。但对于SiO2含量很高的岩石(SiO2＞70%)，里特曼指数在确定碱性还是亚碱性时显得无效(邓晋福等，2004)，这是因为SiO2的稀释效应会导致碱含量相对偏低，计算出的σ值偏小，会被误定为钙碱性岩系。如某些SiO2＞80%的碱性流纹岩，应特别注意。
(3)Al2O3是仅次于SiO2的造岩氧化物，火成岩中Al2O3含量主要在10%～18%之间。Al2O3与SiO2及CaO、Na2O、K2O结合形成斜长石、碱性长石和似长石等矿物;与FeO、MgO、CaO和SiO2结合形成辉石、角闪石和黑云母等矿物。Al2O3同样在火成岩分类和成因研究中具有重要作用:①根据碱含量同CaO和Al2O3含量之间的相对比值，将火成岩划分为过碱质岩石(Al2O3＜Na2O+K2O，分子数，下同)、过铝质岩石(Al2O3＞CaO+Na2O+K2O)和偏铝质岩石(Na2O+K2O＜Al2O3＜CaO+Na2O+K2O);②在亚碱性系列玄武岩中，将Al2O3≥16%(质量分数)的岩石称为高铝玄武岩;③将铝指数A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)(分子数比)＞1.1的花岗岩，称为S型花岗岩。
(4)MgO、FeO与SiO2结合形成铁镁硅酸盐矿物，如橄榄石、辉石等。因MgO、FeO与SiO2含量呈负相关(图2－1)，因而只有在SiO2含量低的情况下，才出现橄榄石、辉石。依据主要元素进行火成岩岩石系列划分、岩石分类和成因研究，是火成岩研究的主要方法之一，所涉及的内容较多。对于初学者来说，以下三个有关主量元素的应用应该掌握和了解。
1.火成岩岩石系列的划分
火成岩可以分成三个岩石系列，即碱性、钙碱性和拉斑玄武岩系列，后两者合在一起称为亚碱性系列。首先根据硅碱图(图2－2)，区分碱性系列(A)和亚碱性系列(S)。对于亚碱性系列岩石，利用TFeO/MgO－SiO2图解及TFeO/MgO－TFeO图解(图2－3)或者AFM图解(图2－4)进一步区分是拉斑玄武岩系列，还是钙碱性系列。也可依据SiO2－K2O图解把亚碱性系列的火成岩区分为低钾、中钾、高钾和钾玄岩类型(图2－5)。

图2－2 硅碱图解(Irvine，1977)


图2－3 火山岩系列划分的TFeO/MgO－SiO2图解(a)、TFeO/MgO－TFeO图解(b)(Miyashiro，1974)


图2－4 火成岩系列划分的AFM图解(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)


图2－5 亚碱性火成岩系列划分的SiO2－K2O图解(LeMaitreetal.，1989;Rickwood，1989)

有关火成岩系列划分还有许多其他图解，应用时要特别注意每个图解的使用条件，不能生搬硬套。例如:应用硅－碱图解划分岩石系列时，对于高硅的花岗岩和流纹岩(一般SiO2＞70%)需小心，因SiO2含量高导致碱含量低，与里特曼指数一样，在确定是碱性还是亚碱性系列时会无效(邓晋福等，2004)，使得碱性花岗岩和碱性流纹岩落入亚碱性系列区，这显然是错误的。原图解中两个系列分界线的上端点终止于SiO2含量为67%处，没有向上延伸也正是此原因。Irvine＆Baragar(1971)给出了该图解分界线的数学方程式为:S=－(3.3539×10－4)A6+(1.2030×10－2)A5－0.15188A4+0.86096A3－2.1111A2+3.9492A+39。式中S=w(SiO2)、A=w(Na2O+K2O)，当岩石中SiO2大于由公式算出的S时为亚碱区，反之为碱性区。邓晋福等(2004)建议对于SiO2＞70%的火成岩系列划分时采用Wright(1969)提出的碱度率［AR=w(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/w(Al2O3+CaO－Na2O－K2O)］，并用SiO2－AR图解加以区分(图2－6)。同时，岩石中出现碱性暗色矿物是最重要的岩相学标志，过碱指数(［(Na2O+K2O)/Al2O3］＞1，分子数)是鉴别碱性花岗岩(流纹岩)的最可靠地球化学参数。

图2－6 火成岩划分法的SiO2－AR关系图解(Wright，1969;转引自邓晋福等，2004)

研究表明，不同系列的火成岩，其岩浆起源、演化和形成的构造背景存在许多差异，因此，准确的岩石系列划分有助于火成岩成因的厘定，相关内容将在后续的章节中介绍。
2.Harker型岩石化学成分变异图解
这是最简单但又被经常使用的一种图解，该图常以SiO2或MgO含量为横坐标，其他主要氧化物含量为纵坐标构成的图解(图2－7)。根据研究需要，也可以选择相关参数，如碱度率(AR)、分异指数(DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp，标准矿物)等作为变量加以研究。一般所使用的氧化物数据应该是将硅酸盐全分析中的H2O、烧失量等去除后重新换算出的氧化物含量。这种图解表示出随SiO2或MgO含量的变化，其他氧化物或参数的变化趋势(图2－7)。通常，在同一个地区、空间上密切共生、成分变化较大的火成岩，如果其化学成分在Harker图解上存在较强的线性相关性，表明这些岩石很可能是同源岩浆演化形成的一组岩石。若不具相关性，意味着它们可能是不同岩浆结晶的产物。
3.CIPW标准矿物计算及应用
当火成岩在快速冷凝条件下形成时，其结晶矿物颗粒细小，或部分甚至是全部由玻璃质组成(如许多火山岩)，那么该岩石的实际矿物成分及含量就无法知晓，依靠实际矿物成分及含量的岩石分类定名就无效。为解决这一问题，人们提出了利用化学成分计算火成岩中的理想矿物组成及含量的方法，即标准矿物计算方法。目前，得以广泛应用的计算方法是由美国的Cross，Iddings，Pirsson，Washington(1902)共同提出的方法，简称CIPW标准矿物计算法。
这种方法是以无水岩浆中矿物结晶顺序的实验研究成果为依据，依次按理想分子式配成标准矿物。首先将岩石的氧化物质量百分数换算为氧化物分子数，然后按照一定的顺序，再将分子数依据一定的规律，组合成若干种理想成分的标准矿物分子，最后将标准矿物分子数换算为标准矿物质量百分数。详细的计算流程参见邱家骧(1985)主编的《岩浆岩岩石学》和林景仟(1995)主编的《火成岩岩类学与岩理学》。现在，已经编制出了相关软件，通过计算机得以快速完成。CIPW标准矿物能够概略地反映出岩石的矿物组成，但并不一定是岩石中实际出现的矿物。其计算结果被用于岩石分类(图2－8，图2－9)、岩浆形成或结晶温压条件的确定(图2－10)等诸多方面。

图2－7 美国俄勒冈州Mazama山火山岩Harker图解(Winter，2001)


图2－8 玄武岩的标准矿物分类图解(邱家骧，1988)


图2－9 花岗质岩石的标准矿物An－Ab－Or分类图(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)


图2－10 酸性岩浆来源深度的确定(Winter，2001)

(二)微量元素
微量元素是指那些在岩石中含量甚微的元素，其含量只能以百万分之几(10－6)表示，一般情况下，它们的总量＜1%。微量元素研究已成为现代岩石学的一个关键组成部分，比主要元素能更有效地区分岩石成因演化过程。经常提到的痕量元素有钒(V)、钴(Co)、镍(Ni)、铬(Cr)、铷(Rb)、锶(Sr)、钡(Ba)、铯(Cs)、钍(Th)、铀(U)、锆(Zr)、铪(Hf)、铌(Nb)、钽(Ta)和稀土元素(REE)等。微量元素通常不以独立的矿物出现，主要是以类质同象形式替代矿物中的主要元素，如Cr、Ni可替代橄榄石和辉石中的Mg、Fe位置，Sr可占据斜长石中Ca的位置等;其次是存在于快速冷凝的火山玻璃和气液包裹体中;第三是吸附在矿物表面。
火成岩的微量元素常常随主要造岩元素含量的变化而有规律的变化。例如，随岩石酸度的增高，亲铁元素(V、Cr、Co、Ni等)的含量降低，而碱金属微量元素(Li、Rb、Cs)随之增高。对微量元素特征的研究，可以获得有关岩石系列划分、成因和演化方面的重要信息。
稀土元素包括原子序数为57～71的镧系元素:镧(La)、铈(Ce)、镨(Pr)、钕(Nd)、钷(Pm)、钐(Sm)、铕(Eu)、钆(Gd)、铽(Tb)、镝(Dy)、钬(Ho)、饵(Er)、铥(Tm)、镱(Yb)、镥(Lu)，另外，通常也将原子序数为39的钇元素(Y)算作稀土元素。除Pm为人工放射性产物外，其余都是地球化学性质相近、难熔而共生、于次生作用中不易发生迁移的元素。稀土元素总量、曲线配分模式和铕(Eu)异常等，都蕴含着岩浆起源和演化、岩石形成机理等方面的重要信息。
在岩浆结晶作用过程中，有些微量元素优先进入结晶矿物相中，或当源区岩石发生部分熔融形成岩浆时，它们易于残留在源岩矿物中，这些元素称为相容元素;相反，在岩浆结晶作用过程中，不被早晶出的矿物捕获或容纳，而富集于残余熔体中，或当源区岩石发生部分熔融形成岩浆时，它们优先进入熔体相中，这些元素称为不相容元素，也叫湿亲岩浆元素。值得注意的是，元素相容性和不相容性的程度在不同岩浆或矿物中是有差别的。例如，P在地幔岩浆中是不相容元素，但在地壳花岗岩浆中，即便是以微量元素的形式出现，也是相容元素;再比如Cr、Ni、Co元素对橄榄石而言是相容元素，而对斜长石而言，则属于不相容元素。
不相容元素依据场强(电荷/半径比值，即离子势)大小，进一步划分高场强元素(HFSE)和低场强元素(LFSE)。离子势大于2.0的元素称为高场强元素，包括镧系元素、Sc、Th、U、Pb、Zr、Hf、Ti、Nb、Ta等;离子势小于2.0的元素称为低场强元素，也称大离子亲石元素(LILE)，包括Cs、Rb、K、Ba、Sr，二价的Eu、Pb等。
正是由于微量元素的上述岩石地球化学差异，导致了其在岩石圈纵向剖面上出现了强烈的分异现象。例如，通过岩浆作用形成的地壳，其不相容元素的丰度远高于地幔。流体对地幔的局部交代作用可以引起地幔不相容元素的富集，造成地幔成分的不均一性。来源于不同源区的岩浆，必然会保留源区微量元素的痕迹。因此，通过对火成岩微量元素特征的研究，可以揭示岩浆源区性质、岩浆演化等岩石成因信息。在火成岩成因研究中，经常应用微量元素比值及其图解，以及微量元素蛛网图(图2－11)、稀土元素配分模式图等进行示踪(图2－12)。图2－11是洋中脊玄武岩(亏损地幔源区)、碱性洋岛玄武岩(富集地幔源区)和岛弧钙碱玄武岩(流体交代地幔源区)的微量元素标准化蛛网图，三者区别明显。岛弧钙碱玄武岩亏损高场强不相容元素，尤其是亏损Nb、Ta;碱性洋岛玄武岩的Nb、Ta则强烈富集;洋中脊玄武岩则亏损大离子亲石元素Ba、Rb、K。说明这三种玄武岩浆源区物质组成的不同。图2－12是不同来源火成岩的稀土元素配分曲线图(徐夕生和邱检生，2010)，徐夕生和邱检生(2010)根据其他学者的研究成果，总结为:玻安岩是岛弧地区由被俯冲洋壳释放的流体交代后的亏损地幔直接熔融产生的岩浆结晶形成，未经历明显演化，稀土元素总量低，轻重稀土元素无明显分馏，重稀土元素略富集，具U形曲线特征;埃达克岩(即岛弧英安岩)是由俯冲洋壳(及其沉积物)直接熔融形成，轻重稀土元素分馏强烈，稀土元素曲线向右陡倾，重稀土元素强烈亏损;若这种洋壳熔融的熔体与地幔橄榄岩反应，可演化成高镁安山岩。图2－12中的“常见弧安山岩”是由玄武岩浆结晶分异形成的，具有明显的负Eu异常。有关微量元素的详细阐述内容请参阅《火成岩微量元素岩石学》教材(李昌年，1992)和《岩石地球化学》一书(Rollison著，1993;杨学明等译，2000)。

图2－11 不同构造环境中玄武岩的微量元素蛛网图(Blattetal.，2006)


图2－12 不同成因类型火成岩的稀土元素配分模式图

(三)同位素
同位素在火成岩研究中已得到广泛应用，它不仅可以确定火成岩的形成时代，还可以示踪岩浆源区性质和火成岩形成演化的过程，探讨壳幔相互作用方式及大陆地壳生长等重要科学问题。同位素可以分为稳定同位素和放射性同位素两大类。
◎稳定同位素:火成岩中应用较多的是O、H和S同位素，对它们的研究可以得到火成岩成因、岩浆起源的信息，通常应用的数据有氧同位素的δ18O值、氢同位素的δD值和硫同位素的δ34S值。以氧为例，氧同位素由16O、17O、18O组成，在地质作用和岩浆作用过程中，16O和18O由于质量差别较大而发生分馏，造成岩石圈不同位置的16O和18O组成存在差异。通常以δ18O(‰)表示氧同位素的组成，δ18O=1000×［(18O/16O)样品－(18O/16O)标准］/(18O/16O)标准，(18O/16O)标准值通常采用海水平均值。虽然地幔的氧同位素组成存在较小的不均一性，但δ18O值基本为5.7‰±0.3‰左右。不同成因的火成岩其氧同位素不同，如由变质沉积岩熔融形成的花岗岩，其δ18O＞10‰;由幔源岩浆分异形成的花岗岩，其δ18O＜6‰。
◎放射性同位素:火成岩中放射性同位素有K－Ar、U－Pb、Rb－Sr、40Ar－39Ar、Sm－Nd、Re－Os、Lu－Hf等，主要用途是确定火成岩形成年龄、示踪岩石成因及地壳的形成与演化。同位素地质年代测定中最常用的年龄计算方法是等时线年龄、模式年龄、U－Pb一致线年龄和不一致线年龄，相关内容均有专著、教材介绍，可参阅陈岳龙等(2005)编著的《同位素地质年代学与地球化学》。
在同位素示踪火成岩成因方面，通常应用的数据有Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)i、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、εNd(t)、187Os/186Os、206Pb/204Pb、208Pb/206Pb、177Hf/176Hf、εHf(t)等。火成岩同位素比值之所以可以示踪源区特征，是因为常用的这些同位素对之间质量相差太小，致使这些同位素对不可能受控于晶体－液体平衡过程而发生分馏，它们在随后的分异作用过程中保持恒定。因此，部分熔融作用形成的岩浆就具有源区同位素成分的特点。这一事实引起了同位素地球化学两个方面的主要发展，一是特定的源区以其特征的同位素组成能够被识别。图2－13和图2－14给出了亏损地幔、原始地幔、富集地幔、上地壳、下地壳等不同源区的Pb、Sr、Nd同位素组成，其差别十分明显。如由幔源火成岩(如辉长岩)部分熔融形成的花岗岩，其(87Sr/86Sr)i＜0.707;由壳源泥质变质岩(如云母片岩、富铝片麻岩)部分熔融形成的花岗岩，其(87Sr/86Sr)i＞0.708。二是同位素组成各异的源区间的混合作用、混染作用能够被鉴别。例如，图2－15是苏格兰斯凯岛古近纪－新近纪火山岩的初始Pb同位素组成，该区的酸性花岗岩和基性火山岩在图解中均呈线性排列，且位于麻粒岩相下地壳和赫布里底群岛(洋岛)地幔Pb同位素组成之间，而偏离上地壳(图2－15a)。因此，该套火山熔岩被解释为来源于地幔的岩浆遭受了麻粒岩相下地壳的混染作用而形成。

图2－13 不同源区的Pb同位素组成(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)


图2－14 不同地幔源区Sr－Nd同位素组成(Winter，2001)


图2－15 苏格兰斯凯岛古近纪－新近纪火山岩的初始Pb同位素比值图解(Thompson，1982)

二、火成岩的矿物成分
(一)火成岩中矿物的分类
火成岩中的矿物成分既反映岩石的化学成分，又表征岩石形成的温度、压力和流体条件;既是岩石分类命名的主要根据，又是判断岩石生成条件的重要标志。在火成岩中发现的矿物种类较多，但常见的矿物只有20多种，其中最主要的、对岩石分类起重要作用的矿物有:橄榄石族、辉石族、角闪石族、云母族、碱性长石、斜长石、石英和似长石(霞石、白榴石)等，这些矿物称为主要造岩矿物。在火成岩研究过程中，人们根据矿物的化学成分、颜色、含量、成因及在分类命名中所起的作用等，对矿物进行分类。主要有以下几种分类方法:
1.矿物的成分分类
根据组成矿物的化学成分，将火成岩中的矿物分为铁镁矿物和硅铝矿物。
◎铁镁矿物:矿物中MgO、FeO含量较高，主要有橄榄石(镁橄榄石、贵橄榄石和铁橄榄石)、斜方辉石(紫苏辉石、古铜辉石、顽火辉石)、单斜辉石(普通辉石、透辉石、易变辉石和富钛辉石)、角闪石(普通角闪石为主)、黑云母等。它们在岩石中呈现黑色、黑绿色、黑褐色等深色色调，故又称暗色矿物。富含Na2O的暗色矿物称为碱性暗色矿物，如霓石、霓辉石、钠闪石和钠铁闪石。
◎硅铝矿物:不含MgO、FeO，富含SiO2、Al2O3的矿物，主要是石英、斜长石、碱性长石和似长石。它们在岩石中呈现无色、灰白色等浅色色调，因此又称浅色矿物。
暗色矿物在火成岩中的体积百分含量称为色率，是火成岩分类和鉴定的重要标志之一。色率＞90的火成岩为超镁铁质岩，基性岩的色率为40～90，中性岩的色率为15～40，酸性岩的色率＜15。
2.矿物的含量及作用分类
根据矿物在火成岩中的含量及其在岩石分类命名中作用，将火成岩中的矿物分为主要矿物、次要矿物和副矿物。
◎主要矿物:在岩石中含量高，且对岩石类型的划分起主要作用的矿物。例如，花岗岩中的石英、碱性长石、斜长石均是主要矿物;辉石和斜长石则是辉长岩的主要矿物。
◎次要矿物:在岩石中含量少于主要矿物，对岩石大类的划分不起主要作用，但对岩石种属的确定起决定作用的矿物。例如:辉长岩中可以出现少量石英，石英的出现与否并不影响辉长岩这一大类岩石的命名，但对其是否叫做石英辉长岩或含石英辉长岩起着控制作用，所以石英在辉长岩中是次要矿物。
◎副矿物:在岩石中含量通常＜1%，不影响岩石的分类命名。常见的有磁铁矿、钛铁矿、榍石、锆石、磷灰石、褐帘石、独居石等。
3.矿物的成因分类
根据火成岩中矿物的成因，将其分为原生矿物、成岩矿物和次生矿物。
◎原生矿物:岩浆在冷凝结晶过程中形成的矿物，火成岩中大多数矿物均属此类。原生矿物按生成环境可进一步分为高温矿物和低温矿物。通常来说，火山岩岩浆因温度高，所形成的矿物属高温型，如高温斜长石、高温石英(β－石英)和高温碱性长石(透长石)等;深成侵入岩中出现低温矿物，如低温斜长石、低温石英(α－石英)和低温碱性长石(正长石)。
◎成岩矿物:在岩浆结晶结束后，由于温度、压力的不断降低，使原生矿物发生转变形成新的矿物，该矿物称为成岩矿物。例如，高温的β－石英转变为低温的α－石英;高温的透长石转变为低温的正长石;正长石发生分解形成新的条纹长石;其中，α－石英、正长石和条纹长石均属成岩矿物。
◎次生矿物:属岩浆期后矿物，是岩浆成岩以后，因受残余的挥发分和岩浆期后热液流体的交代及充填作用而形成的新矿物，次生矿物主要是流体交代原生矿物和成岩矿物形成的新矿物，或充填在粒间空隙及气孔中的新矿物。①交代原生矿物和成岩矿物所形成的新矿物也称蚀变矿物，其主要是以水化和碳酸盐化为主。例如，斜长石遭受交代作用形成钠长石、方解石和黝帘石;单斜辉石蚀变成阳起石、透闪石;黑云母转变成绿泥石。②充填于气孔或空隙中的次生矿物，如火山岩气孔中充填的沸石、石英晶簇等。次生矿物还包括岩浆期后的气成矿物萤石、电气石等。
一些蚀变作用和交代作用常伴随矿化现象，因此，研究蚀变交代过程，对岩浆期后矿床的普查找矿意义重大。
(二)火成岩化学成分与矿物共生组合的关系
不同类型的火成岩其矿物成分不同，不同造岩矿物之间构成有规律的共生组合。其组合一方面与岩石形成当时的温度、压力等有关，另一方面主要是取决于岩石的化学成分。化学成分中尤以SiO2、K2O+Na2O、Al2O3的含量影响最大。
1.SiO2含量对矿物共生组合的影响
前已述及，SiO2是火成岩中含量最高的氧化物，与其他氧化物结合可形成各类硅酸盐矿物。当SiO2含量过剩(过饱和)时，其会从硅酸盐熔体中游离出来结晶成石英，故石英的出现是火成岩SiO2过饱和的标志。当SiO2含量不足(不饱和)时，岩石中出现SiO2不饱和的矿物，无石英生成，因为当这些矿物形成后，若岩浆中有多余的SiO2时，二者将发生反应生成其他矿物，例如:

岩石学

人们习惯于把火成岩中可以与石英共生的硅酸盐矿物称为SiO2饱和矿物(或硅酸饱和矿物)，如辉石、角闪石、斜长石、碱性长石、云母等;将不与石英共生的硅酸盐矿物称为SiO2不饱和矿物(或硅酸不饱和矿物)，如镁橄榄石、似长石(霞石、白榴石)、黄长石、黑榴石等;石英则称为硅酸过饱和矿物。
如前节所述，火成岩中各主要氧化物随SiO2含量变化而呈现规律性变化。反映在矿物成分上就是随着SiO2含量的增加，岩石中铁镁矿物由多到少，矿物种类从橄榄石、辉石变化到角闪石、黑云母;硅铝矿物则由无到有，或由少到多，矿物种类由富Ca向富Na、K、Si的方向演变(图2－16)。

图2－16 火成岩矿物组合变化图(Adams，1956)

2.碱质含量对矿物共生组合的影响
不同碱质(K2O+Na2O)含量的火成岩中矿物组合也有很大的差别。如前所述，根据里特曼指数σ的大小，火成岩可划分成钙碱性岩、碱性岩和过碱性岩类型。不同类型岩石的矿物组合明显不同，σ＜3.3的钙碱性岩石中不出现似长石、黑榴石和碱性暗色矿物(霓石、钠闪石、星叶石等)，出现长石、石英和普通辉石、透辉石、斜方辉石和普通角闪石等。σ＞9的过碱性岩中，常出现似长石和碱性暗色矿物(霓石、霓辉石、钠闪石、星叶石、富铁云母等)，长石主要为碱性长石，黑榴石也较常见，不见斜方辉石和石英。σ=3.3～9的碱性岩石中，常见的是碱性长石和碱性暗色矿物，可以出现石英、似长石(二者不共生)和除钠长石以外的斜长石。
3.Al2O3含量对矿物组合的影响
根据Al2O3与Na2O+K2O、CaO含量之间关系，火成岩可分为过碱质、过铝质和偏铝质三种类型，不同类型岩石有其特征的矿物组合。过碱质岩石中出现碱性长石、似长石和碱性暗色矿物;过铝质岩石中除长石、石英、黑云母外，还出现白云母、黄玉、电气石、锰铝－铁铝榴石、刚玉、红柱石、矽线石、堇青石等富铝的矿物;偏铝质岩石中则不出现上述岩石中的似长石、碱性暗色矿物以及大多数富铝矿物，而出现长石、石英、普通角闪石、普通辉石、透辉石和黑云母等。
(三)火成岩形成条件与矿物共生组合的关系
火成岩形成的物理化学环境对矿物组合也有重要影响。岩浆在地壳较深部位冷却时，处于温度缓慢下降、压力相对高的环境中，结晶时间充足。开始晶出的矿物，有些可能是高温型(如透长石、β－石英)，但随着温度缓慢下降，早形成的高温矿物不再稳定，逐渐转变为适应低温环境的稳定矿物。如透长石转变为正长石、β－石英转变为α－石英。因此，深成岩以出现低温矿物组合为代表。岩浆喷出地表时，环境由地下的高温高压急速变成常温常压，岩浆快速冷却来不及结晶而形成大量玻璃质，或生成颗粒细小的高温矿物组合岩石。同时，岩浆喷出地表带出的先前在地下结晶的高温矿物，也来不及转变成较低温矿物，仍保留着高温矿物的结构。因此，火山岩的矿物组合以高温矿物、细粒矿物和玻璃质为特征。此外，地下深部高温、高压环境，因大量挥发分参与结晶会形成含挥发分的原生矿物。喷出地表的岩浆，因挥发分大量散失，很难结晶出含水矿物，即便是岩浆在地下深处结晶出的诸如角闪石、黑云母等含水矿物，也因其被岩浆携带至地表发生氧化、脱水而分解或部分分解，转变成磁铁矿、赤铁矿等其他矿物，使原有矿物全部或在边部呈现黑色、褐色，这一情况称为暗化现象。

地球化学资料表明，火成岩中几乎含有地壳中所有的元素，但含量差别很大，可分为主要元素和微量元素。其中主要元素含量最多，是构成火成岩的基本成分，称为造岩元素，它们是：O、Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、Ti等，其总和约占火成岩的99.25%；其次是P、H、Mn、B等。氧含量最高，占火成岩的46.59%，因此，研究火成岩化学成分时，一般用氧化物的质量分数wB表示。其中SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MgO、CaO、K2O、Na2O、H2O，在各类岩石中均能出现，但不同的岩石，其含量存在差异（表1-1）。
由表中可以看出，SiO2是最主要的氧化物，且变化范围大。因此，人们一般根据SiO2的质量分数将火成岩分为超基性岩 w（SiO2）＜45%基性岩 w（SiO2）45%～52%中性岩 w（SiO2）52%～63%酸性岩 w（SiO2）＞63%（有人进一步分为：酸性岩 63%～75%；超酸性岩 ＞75%）

表1-1 火成岩中主要氧化物含量变化范围（wB/%）
SiO2Al2O3MgOCaO∑FeONa2OK2OH2OTiO2MnOCr2O3Zr2O3P2O5一般范围34～75少数8010～201～250～150.5～150～15＜103～50～2＜50～0.3＜20～0.50～1＜50～0.5＜3备注纯橄榄岩较低某些辉长岩达23一般FeO＞Fe2O3纯霞石岩19.48白榴石岩17.98火山玻璃10个别岩石2～3火成岩中各种氧化物含量随SiO2质量分数的变化而有规律的变化。一般情况是，随SiO2质量分数的增加MgO、FeO质量分数逐渐减少，即基性岩-超基性岩中MgO、FeO含量高于酸性岩；反之，K2O、Na2O随SiO2质量分数的增加而增加，即对钙碱性岩来说，酸性岩中的K2O、Na2O质量分数高于基性岩，而超基性岩中几乎无。CaO、Al2O3则是从超基性岩到基性岩，随SiO2质量分数的增加而增加，达最大值后，又随SiO2质量分数的增加而逐渐减少。
火成岩中的微量元素有Li、V、Cr、Co、Ni、Yb、Er等（地幔相容元素）和Cs、Rb、Sr、Y、Zr、K、La、Ba、REE、Nb、Ta、P、Tb、U、Hf等（地幔不相容元素）。微量元素质量分数很低，一般用10-6（PPM）表示。火成岩中微量元素的研究，对探讨岩浆来源、构造环境以及岩石的成因等都起着重要作用。在研究中常采用微量元素比值（如Rb/Sr、Nb/Ta、K/Ba、La/Sm、Tb/U等）、微量元素蛛网图、稀土配分图解等方式表示。
此外，某些元素的同位素丰度，对研究岩浆的起源和演化很有意义。常被使用的放射性同位素有K-Ar、Rb-Sr、Sm-Nd、U-Pb、Th-Pb和Os-Re等，可用来确定岩石形成的年龄和探讨岩浆源区特征；87Sr/86Sr和143Nd/144Nd除确定岩石的年龄外，常用来判断花岗岩的成因和岩浆的源区性质。稳定同位素常用的有18O/16O、34S/32S等，可以判断岩浆冷却过程，也可指示某些岩石的成因类型（如花岗岩的I型和S型）。

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（w_B/%）

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）图解：该图解是较常使用的碱度系列划分图解（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/CNK）＞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（w_B/%）

火成岩中SiO₂ 与其他氧化物具有一定的相关关系：MgO、FeO_T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（FeO_T）/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。火山岩系列划分的图解还有很多，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，在岩浆的物质来源、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）主要氧化物变异图解

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，是否来源于共同的母岩浆，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图解的分析得到解决。

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图解。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，其在成分变异图解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图解，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（w_B/%）

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、微量元素图解、微量元素蛛网图、稀土配分图解等进行表达。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，可用此类图解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、Sm-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I_Sr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I_Sr值，这就是用Sr同位素组成示踪岩浆来源的原理。如由幔源火成岩为源区熔融形成的I型花岗岩，I_Sr值小于0.708，而壳源沉积岩熔融的S型花岗岩I_Sr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 Sm 衰变成¹⁴⁴ Nd 的半衰期更长，Sm 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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