岩石化學計算方法基礎知識講解

1、岩石型別（或岩石系列）

用以說明岩石主要化學組分之間的含量關係。岩石型別（或系列）不同，不僅其化學組成上有重大差異，而且更表現在其礦物組成上具有明顯的不同特點。同時其岩石化學的計算程式和結果也各有差異。因此在計算中，應首先根據各組分之間含量上的相互關係確定岩石所屬的型別（或系列）。在岩石化學計算中，一般是將岩漿岩劃分如下四個型別（或系列）。

(1) 正常型別，也稱為鈣礆系列。指岩石中Al的含量能全部和K、Na及部分Ca組成長石類礦物，而多餘的Ca則參加到暗色礦物中去。因而岩石中既可有鉀長石、鈉長石及斜長石，也可以有單斜石和角閃石的存在，其表達方式因計算方法不同而有所不同，但基本意義是相同的。即： 查氏公式：K+NaAl）

（2）礆極度過飽和：指岩石中K、Na含量不僅使全部的Al消耗殆盡而組成礆性長石，同時也能使全部Fe3+和Fe2+，Mg2+、Mn2+等消耗完而組成霓石類

礦物，並且還有剩餘。少數情況下出現霞石等矽不飽和礦物。表示式： 查氏公式：K+Na;Al+Fe2++Mn2+ 尼氏公式：AlK;Fe3++Fe2++Mn2+

2、分子數與原子數

岩石化學全分析結果，都是用重量百分含量表達的，但岩石化學在把各種元素或其氧化物按其組成礦物的規律進行換算時，是根據各礦物分子式中各元素的原子或氧化物的分子之間的量比關係進行的。故在計算時，都要根據某一方法的需要，將化學分析結果的氧化物重量百分含量換算為原子數或分子數。

例如：SiO2的重量百分含量為50%，其分子量為60.08，則分子數為50/6008=0.833，為消除小數點，均將計算結果乘以1000，故SiO2的分子數為0.833×1000=833。

由於岩石的分析結果多用氧化物表示，故原子數一般都不便單獨計算，而均根據分子數換算而得。它與分子數的關係有幾種不同情況，需區別對待，其一，當在一個氧化物分子中有一個原子時，其分子數即等於原子數。如在一個SiO2分子中，只有一個Si原子，則其原子數即為其分子數。即50%的SiO2中的矽原子數亦為833個。其二，當氧化物分子中有2個或三個原子時，則其原子數為將其分子數乘以分子中原子個數的數值。如：在一個Al2O3分子中，有兩個Al原子，則其Al的原子數等於其分子數乘以2，另如K2O、Na2O等原子數的求法也是如此。

為供岩石化學計算方便，契特維里科夫編制了各氧化物的原子數換算表，供換算時使用（見附錄1）。

3、矽飽和礦物和矽不飽和礦物

大量的實際資料證明，杆欄石、霞石、白榴石等類低矽礦物，是不能同遊離的SiO2即石英共生的。關於岩漿結晶作用的物理化學實驗（關於近結系的結晶作用），也已為此提供了實驗證明。即當岩漿中的矽量不足時，只能形成杆欄石、霞石、白榴石等低矽化合物。而矽量充足時，這些低矽化合物則隨著岩漿溫度的繼續下降，便不穩定，與岩漿中的SiO2發生反應，形成諸如斜方輝石、鈉長石及鉀長石等高矽化合物。而且只有這些高矽化合物才能同石英共結（共生）（參考近結繫結晶相圖）。在岩石化學中常把杆欄石、霞石、白榴石等這些低矽礦物稱為矽不飽和礦物。而將斜方輝石、鈉長石、鉀長石這些高矽礦物稱為矽飽和礦物。二者之間的關係為：

矽不飽和礦物+SiO2→矽飽和礦物

山德曾對岩漿岩中矽飽和礦物和不飽和礦物做過統計，現列表如下：（表2）

表2飽和礦物和不飽和礦物對照表

岩石化學篇二：各種岩石的化學成分與硬度

岩石化學篇三：岩石地球化學一些原理

花崗岩研究

一、花崗岩的系列劃分

根據花崗岩化學成分劃分為準鋁(metaluminous)、過鋁(peraluminous)和過鹼性nous)和亞鹼性(peralkaline)的成分分類。由於花崗岩通常具有較高的Si02含量，一般岩漿岩中的拉斑、鈣鹼性和鹼性系列的劃分在花崗岩研究中並不經常被採用。

所以花崗岩的系列劃分時只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。鹼性-鈣鹼性-高鉀鈣鹼性和準鋁質-過鋁質這些系列的劃分，是因為通過大量資料證明，這些劃分對岩石成因等方面有一些指示意義。例如：鈣鹼性花崗岩石是島弧岩漿活動產物，鹼性和過鹼性與板內背景有關，過鋁質花崗岩石（ACNK要大於1.1）是沉積岩深熔作用形成，尤其是大陸碰撞時期。

二、花崗岩的成因分類MlSA

MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花崗岩成因分類方案。其英文分別是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie和anhydrous)和M(mantle derived)。

分類依據：花崗岩的.岩漿源區性質劃分，及火成岩、沉積岩、鹼性岩和有地幔參與成分的源區。

A型特徵及成因 A型：岩石學和實驗岩石學(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）證據表明，A型花崗岩形成溫度高，而且部分A型花崗岩形成壓力還很低（即較淺部的中上地殼）。因此，正常的I或者S型花崗岩經分異作用是形成不了A型花崗岩的。 A型花崗岩都表現出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特點，反映其源區存在斜長石的殘留(形成的壓力較低)，因此它也不可能是慢源

岩漿分異而來(在極端情況下，慢源岩漿的強烈結晶分異可能會產生有限的低Sr、Eu的鹼性岩石，但此時應與大規模的鎂鐵質岩石伴生)，或來源於鎂鐵質源巖的部分熔融。

A型花崗岩的最重要之處是，如果淺部地殼能夠發生高溫部分熔融，顯然暗示其深部存在熱異常，而這大多隻會在拉張情況下出現。因此，A型花崗岩是判斷伸展背景的重要岩石學標誌。

判別依據：從礦物學來講，角閃石、董青石和鹼性暗色礦物是判斷上述ISA型花崗岩的重要礦物學標誌，而白雲母和石榴石並不能有效鑑定S型花崗岩(Miller，1985)。特徵礦物分別是：I型花崗岩—角閃石、S型花崗岩—堇青石、A型花崗岩—鹼性暗色礦物例，如鈉閃石一鈉鐵閃石、霓石一霓輝石、鐵橄欖石等釐定A型花崗岩的重要礦物學標誌。 從地球化學方面來判別不同型別花崗岩，首先根據花崗岩含鋁指數ACNK=Al2O3/（CaO+ Na2O+ K2O）摩爾分數比＝1.1來區分I型和S型花崗岩，根據ANK-ACNK圖解可以判別。但這個判別標誌不能區分高分異I型和S型花崗岩（Chappell，1999；吳福元等，2007），Chappell（1992、1999）認為P2O5、Th、Ba、Rb、Pb等元素可用來判別I型和S型花崗岩（HARKER圖解）。從P2O5 vs. SiO2和 Pb vs. SiO2變化趨勢圖中可以看出，每個礦區巖體樣品點大致與I型花崗岩變化趨勢相似。需要更多圖

I型和S型花崗岩演化趨勢（據Chappell和White，1992）

如果樣品落入I型區域，進一步判別花崗岩屬於I型還是A型。根據（1987）FeO*/MgO vs.（Zr +Nb + Ce +Y）和（K2O+Na2O）/CaO vs.（Zr +Nb + Ce +Y）圖解。

圖花崗岩Zr+Nb+Ce+Y- FeOT/MgO、Zr+Nb+Ce+Y-（K2O+Na2O）/CaO圖解（據.，1987）FG:分異花崗岩； OGT: 未分異花崗岩（I-S型） Collins et al.（1982）提出A型花崗岩具有較高的Nb、Ga、Y和REE，故也可以根據SiO2-Ce、SiO2-Nb、SiO2-Y和SiO2-Z，來判別A和I型花崗岩。

圖 I型和A型花崗岩SiO2-Ce、SiO2-Nb、SiO2-Y、SiO2-Zr判別圖解（collins et al., 1982）

ISMA對構造背景的指示意義：雖然ISMA花崗岩最初只是成因分類，但大量研究表明花崗岩成因型別既可以反映岩漿源區的性質，而且還可以判別岩漿形成時構造環境。不同成因型別的花崗岩都與特定的構造環境有關（Picher，1983）。

S型花崗岩是大陸碰撞產物，I型花崗岩是科迪勒拉山系和後造山抬升形成(e.g. Beckinsale, 1979; Pitcher, 1983)。為了強調區別，他又劃分A和M型花崗岩來分別區別非造山和洋弧背景。目前研究表明大多數A型花崗岩都形成於造山後，屬於I型裡一種特殊型別。（M型包括大洋斜長花崗岩，洋脊形成的蛇綠岩套中富鈉的花崗岩）。

但是I S M A型花崗岩對構造背景的判別只是起到參考作用。

花崗岩的構造背景判別

通常分為洋脊花崗岩（ORG），火山島弧花崗岩（VAG），板內花崗岩（WPG）和碰撞花崗岩（COLG）。

構造判別圖解常用的有以下幾個：

①地幔斜長花崗岩；

②破壞性活動板塊邊緣(板塊碰撞前)花崗岩；

③板塊碰撞後隆起期花崗岩；

④造山晚期花崗岩；

⑤非造山區A型花崗岩；

⑥同碰撞花崗岩；

⑦造山期後A型花崗岩