PAGEPAGE26花崗石：花崗石是一種由火山爆發(fā)的熔巖在受到相當的壓力的熔融狀態(tài)下隆起至地殼表層，巖漿不噴出地面，而在地底下慢慢冷卻凝固后形成的構造巖，是一種深成酸性火成巖，屬于巖漿巖。花崗石以石英、長石和云母為主要成分。其中長石含量為40%-60%，石英含量為20%-40%，其顏色決定于所含成分的種類和數量。巖質堅硬密實。S型花崗巖：S型花崗巖（Stypegranite）是一種以殼源沉積物為源巖,經過部分熔融、結晶而產生的花崗巖?！癝”指英文沉積（sediment）一詞的第一個字母。屬造山期花崗巖，產于克拉通內韌性剪切帶和大陸碰撞褶皺帶內，以堇青石花崗巖和二云母花崗巖組合等過鋁質花崗巖為代表。I型花崗巖（Itypegranite）是一系列準鋁質鈣堿性花崗質巖石的總稱，主要是各種英云閃長巖到花崗閃長巖和花崗巖。這種花崗巖的源巖物質是未經風化作用的火成巖熔融而來，是活動大陸邊緣的產物，簡稱I型花崗巖?！癐”是英文火成巖(Igneous）一詞的第一個字母。其特征是基本上由石英、數量不等的斜長石和堿性長石、普通角閃石和黑云母所組成，不含白云母。4、M型花崗巖：M型花崗巖類（Mtypegranite）即幔源型花崗巖。是基性巖漿房分異形成的構成蛇綠巖套的淺色巖組。它由蛇綠巖套中的奧長花崗巖所組成，是大洋環(huán)境火山島內地幔和大洋地殼兩種巖漿混合的產物，取其首字“M”命名之。其空間分布一般與輝長巖的條帶狀構造走向相一致，巖體規(guī)模不大，多呈長條狀或不規(guī)則狀的小侵入體或懸浮體。[1]M型花崗巖類包括產于不成熟島弧的侵入花崗巖和洋殼型蛇綠巖套中的斜長花崗巖，以及洋島玄武巖中的花崗巖（如冰島）。M型花崗巖多呈偏鋁質的斜長花崗巖小型侵入體與玄武巖伴生，屬拉斑巖漿系列。5、A型花崗巖：A型花崗巖（Atypegranite）是產于裂谷帶和穩(wěn)定大陸板塊內部的花崗質巖石。這類巖石通常是弱堿性花崗巖，CaO和Al2O3含量較低，Fe/Fe+Mg值較高，K2O/Na2O值和K2O含量較高；由石英、鉀長石、少量斜長石和富鐵黑云母，有時有堿性角閃石等組成。堿性暗色礦物含量高，有時因富鐵還會出現富鐵橄欖石。這類花崗巖因為通常是非造山期的、堿性的和無水的特點，恰好這三個英文單詞的第一個字母都是“A”。故把這種花崗巖叫做A型花崗巖。6、花崗巖類型：根據對澳大利亞東南部拉克蘭褶皺帶的研究，查佩斯和懷特劃分了兩個不同的花崗巖類的巖石類型，稱為I型和S型。I型花崗巖巖漿是由火成巖（Igneous）源巖部分熔融形成。S型花崗巖巖漿是由沉積巖（Sedimentary）源巖經部分熔融形成。Sn礦化與S型花崗巖關系密切，Mo礦物與I型花崗巖關系密切。石原舜三根據花崗巖中有無磁鐵礦，分為磁鐵礦系列和鈦鐵礦系列，與I型和S型基本相當。磁鐵礦系列的特點是有磁鐵礦（0.1-2%體積分數）、鈦鐵礦、赤鐵礦、黃鐵礦、榍石、綠簾石等。黑云母中Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均高；含有斑巖Cu-Mo礦。鈦鐵礦系列的特點是有鈦鐵礦（<0.1體積分數）、磁黃鐵礦、石墨、白云母、黑云母的Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均低；伴生云英巖型Sn-W礦床。按生產原因及位置的不同可以分為S、I、M、A四種類型在大洋島弧發(fā)現的大多數鈣堿性斜長花崗巖被叫作M型,是由地慢中產生的巖漿或這些島弧下面的俯沖大洋殼衍生而成的。M型過渡為I(科迪勒拉型),后者代表了活動大陸邊緣的大量輝長巖一石英閃長巖一英云閃長巖套?？死ê痛箨懪鲎柴薇粠У倪^鋁性花崗巖則叫做S型。最后,穩(wěn)定的褶皺帶、克拉通隆起帶和裂谷帶的堿性花崗巖叫作A型花崗巖。這些花崗巖類型在礦物、地球化學和礦化方面的差別,反映了它們的生成過程（包括源巖）的不同,每一種過程和來源都反映了不同的地質環(huán)境。6、花崗巖類：花崗巖類（granitoid）這一術語最初用于表示與花崗巖相似，但成分不同的巖石?，F在通常作為花崗質巖石的同義詞，用于臨時性“野外”分類?；◢弾r類是含二氧化硅在65%~78%的花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖、石英二長巖、石英正長巖等的總稱。一般以含石英和具花崗巖外貌為其特征。其成因既有由巖漿形成的,也有由花崗巖化作用形成的。花崗巖類巖石分布很廣,常呈較大的雜巖體。與其有關的礦產有鎢、錫、鈹、鈮、鉭、稀有元素、鈾、金、鉛、鋅等。花崗巖類為SiO2含量65—78%的火成巖總稱。按其堿質含量多少，又可分為堿性和鈣堿兩亞類。堿性花崗巖以含堿性長石和堿性鐵鎂礦物為特征，如鈉閃石花崗巖、霓石花崗巖，這類花崗巖分布較少。廣泛分布的是鈣堿性花崗巖，按其所含堿性長石和斜長石的比例而分為堿性長石花崗巖、正?；◢弾r（花崗巖）、花崗閃長巖和斜長花崗巖。一般說來，花崗巖類其成因有由巖漿形成的，也有由花崗巖化作用形成的?；◢彴邘r在熱液作用下可形成石英絹云母與黃鐵礦。在表生作用下，花崗巖中的暗色礦物發(fā)生分解，長石變成絹云母或高嶺土，成為高嶺土礦床，如中國江西景德鎮(zhèn)、湖北大悟等地的高嶺土礦。中國各主要地質歷史時期和不同構造與花崗類有關的礦產有鎢、錫、鈹、鈮、鉭、鈾、金、鉛、鋅、稀有元素等?；◢弾r類巖石分布很廣，常呈較大的雜巖體。7、花崗巖成礦專屬性：成礦專屬性：一定的成礦作用及其產物（礦床）與一定的地質作用及其產物（地質體）的專屬關系。習慣上多用于一定的巖漿巖（見火成巖）類型及其相關的成礦作用﹐即巖漿巖成礦專屬性。許多礦產都與巖漿巖有著空間的﹐甚至成因的共生關系。一般認為﹐超基性巖﹑基性巖和酸性巖的成礦專屬性明顯。例如﹐與橄欖巖﹑純橄欖巖有關的鉻﹑鉑礦床﹔與斜長巖﹑輝長巖有關的釩鈦磁鐵礦礦床﹔與角礫云母橄欖巖有關的金剛石礦床等﹐都表現出明顯的巖漿成礦專屬性﹐與酸性花崗巖-流紋巖有關的有鎢﹑錫﹑鋰﹑鈹等礦產﹐成礦專屬性也較明顯。但中性及中酸性巖所表現的成礦專屬性就不十分明顯。由于花崗巖類分布很廣且對成礦關系重大﹐對其成礦專屬性的研究也比較深入。1920年翁文灝首先將中國南方與成礦有關的花崗巖類劃分為兩類﹐即以長江中下游為代表與鐵銅等礦產有關的偏中性的一類﹐和以南嶺為代表與鎢錫等礦產有關的偏酸性的另一類。前者較後者來自地下較深處。1974年﹐B.W.查普爾與A.J.R.懷特以巖石包體來源研究為基礎﹐劃分了與鎢及斑巖銅鉬礦有關的I型和與錫礦有關的S型兩類花崗巖。1977年石原舜三以巖石副礦物含量研究為基礎﹐劃分了與斑巖銅鉬礦有關的磁鐵礦系﹐和與錫﹑鎢礦有關的鈦鐵礦系兩類花崗巖。這些花崗巖類的起源﹑演化和物質組成都有差異﹐因而有著不同的成礦專屬性。對成礦專屬性的研究正從探討空間共生關系走向成因共生關系﹐而其研究目的也從簡單地區(qū)分含有不同礦產的巖類﹐走向同類含礦巖石中礦產的有無及礦化富集程度的區(qū)分與判別。不同成因花崗巖類成礦專屬性：劉家遠（1978）認為江西存在兩類不同成因的花崗質巖石，二者有不同的成礦專屬性。一類是源自地殼上部硅鋁層重熔和再生作用形成的中酸性一超酸性交代侵入雜巖，稱為地殼型花崗巖類，其活動時間很長，從前震旦直到喜馬拉雅期。主要分布在江西南半部及南嶺東西向隆起帶內，九嶺東西向構造帶亦有零星分布。與其有關的礦化主要的W、Sn、稀有、放射性鈾等，成礦元素以親氧元素為特征。第二類花崗巖源自地殼深部或上地幔的中酸性一弱酸性潛火山雜巖。其主要產于燕山期，淺成一超淺成的侵入巖中，在成因上與這一期的大規(guī)模鈣堿性安山質火山巖活動有關，屬于地幔到地殼過渡型巖漿巖。這類花崗巖主要分布于江西省北半部隆拗交接帶或某些巨大的區(qū)域性斷裂附近，與這類過渡型雜巖有關的礦化是Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag等，并以親硫元素為特征。兩類花崗質巖石，其生成深度不同，其專屬礦床也有差別。地殼型花崗巖類深成相有稀土的輕微礦化；中深相侵入花崗巖與W、Cu和稀土礦化有關；淺成相細晶花崗巖和各種斑巖與Pb、Zn、U、螢石以及少量W、Cu礦化有關；噴出的熔巖、火山碎屑巖與U、TR礦化有關。過渡型潛火山雜巖，淺成相斑巖與Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag、S、Fe、W等礦化有關，次火山巖和隱爆相與Pb、Zn、Ag、Cu、Mo等礦化有關。1.什么是同造山花崗巖：同造山期花崗巖（1.synorogenicgranite2.synkinematicgranite）?2.什么是后造山花崗巖?

3.什么是淺色花崗巖?

他們是如何反映構造屬性的?8、花崗巖形成的構造環(huán)境分析：（1）弧后盆地：島弧靠大陸一側的深海盆地。又稱邊緣盆地。水深約2000～5000米。與海溝、島弧組成溝弧盆系?；『笈璧卦谑澜缭S多大洋邊緣均有分布，以西太平洋邊緣的最為典型?；『笈璧氐姆诸惣疤卣鳎喊吹刭|和地球物理特征，可將弧后盆地分為4種成因類型。①邊緣海盆地及弧間盆地。由于弧后微型擴張，一個火山島弧與大陸分裂，形成以洋殼為底的海盆，稱為邊緣海盆地；一個火山島弧經向分為兩個火山弧，中間的洋殼盆地稱為弧間盆地。前者以日本海和太和盆地為代表;后者以西南太平洋湯加-克馬德克島弧后的拉島海盆為代表。②前陸盆地。在大陸型地殼上，屬于陸緣延伸部分，具擠壓特征的弧后盆地。以臺灣海峽為代表。該盆地的基底巖石由前寒武紀、古生代和早中生代的變質巖和海相碎屑沉積所構成。上部蓋層由白堊紀至早第三紀淺海相、濱海相和陸相以及晚第三紀和第四紀海相和陸相沉積所組成。位于臺灣山脈東部的變質移置地體于晚第三紀末遷移并增生于臺灣山麓地帶上，并在西部臺灣山脈和雪山山脈產生指向西的推覆構造，從而使得原先的邊緣海盆地受擠壓剪切而轉化為西部臺灣海岸平原和臺灣海峽的前陸盆地。前陸盆地一側發(fā)育起來的推覆構造是A型俯沖（見俯沖作用）的一種標志。在此過程中通過重疊的斷層而使地層增厚，并又被褶皺。前陸盆地常有油氣生成和儲集。③弧后轉換斷層盆地?；『笱剞D換斷層走向水平運動形成的盆地。以北美加利福尼亞灣為代表，其中以濁流沉積和淺海相沉積為特征，發(fā)育有3種類型地殼,即大陸型、過渡型和大洋型地殼。④弧后硅鋁層上裂陷盆地。弧后大陸巖石圈下的地幔物質上拱和弧后微型擴張作用而形成的拉張型盆地。它以中國東部弧后盆地為代表，包括松遼盆地、下遼河盆地、渤海盆地、華北盆地、蘇北和南黃海盆地。這些盆地以具有陸殼結構和高熱流為特征，往往以生長斷層為邊界相間發(fā)生地塹或箕狀構造和地壘，顯示其拉張的特點?；『笈璧氐某梢颍喊鍓K構造理論認為，由于板塊間的俯沖作用，島弧裂離大陸或島弧本身分裂而形成弧后盆地?；『蠊桎X層上的裂陷盆地、邊緣海盆地及弧間盆地等就是這種弧后擴張的產物。前陸盆地則是原先的邊緣海盆地因受后期擠壓而轉化成為擠壓性盆地。另外，弧后的剪切應力作用則可形成加利福尼亞型的弧后轉換斷層盆地。關于弧后擴張的動力機制，尚有不同見解。一些學者認為板塊俯沖引起熱地幔主動地底辟上涌，或引起次一級的地幔上升流，可成為弧后擴張的動力。另一些學者注意到太平洋東緣的俯沖作用并未形成邊緣盆地，俯沖帶的存在還不是弧后擴張的充分條件。他們認為弧后擴張可能與上覆板塊和俯沖板塊之間耦合不緊密有關。9、造山帶：造山帶(orogenicbelt)，是地球上部由[url]巖石圈[/url]劇烈構造變動和其物質與結構的重新組建使地殼擠壓收縮所造成的狹長強烈構造變形帶，并往往在地表形成線狀相對隆起的山脈，一般與[url]褶皺帶[/url]、構造活動帶等同義或近乎同義。包括地殼擠壓收縮，巖層褶皺、斷裂，并伴隨巖漿活動與變質作用所形成的山脈，以及[url]拉伸構造[/url]、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同時，相對造成周邊抬升，構成山系。這種橫向收縮、垂向增厚，隆升成山而造成構造山脈的作用叫作造山作用或造山運動，與地殼運動中的造陸運動相提并論。造山帶-造山帶6種特征標志：①造山帶是地殼的縮短帶。造山帶的地殼縮短可以由擠壓作用直接產生，也可以由斜向走滑作用衍生；

②造山帶廣泛發(fā)育

\o"塑性流動"塑性流動、韌性剪切、

\o"褶皺"褶皺、沖斷和/或剪壓構造帶。早期造山作用和褶皺作用有相通的意思，現在看來褶皺和沖斷

\o"推覆構造"推覆構造的發(fā)育程度仍然是造山帶和克拉通地區(qū)的主要宏觀構造區(qū)別之一；

③造山帶有廣泛的

\o"變質作用"變質作用發(fā)生，巖石組構發(fā)生改變。

④造山帶有強烈的中酸性

\o"巖漿活動"巖漿活動，有廣泛的熱參與；

⑤造山帶沉積以

\o"非史密斯地層"非史密斯地層為主。較大規(guī)模的造山帶通常有蛇綠混雜巖帶存在；

⑥地殼中參與造山作用的主體是

\o"硅鋁層"硅鋁層陸殼物質，洋殼物質以殘留體形式存在，在整個造山帶中所占的比例很小。造山帶-增生型造山帶的特征：①具有很寬的

\o"增生楔"增生楔，增生楔中的

\o"復理石"復理石基質向著

\o"海溝"海溝后退方向時代逐漸變新；

②增生楔中有多條蛇綠巖帶，是海溝后退到適宜的構造位置時沿滑脫斷層就位形成的；

③增生型造山帶中有多條

\o"鈣堿性火山巖"鈣堿性火山巖和

\o"花崗巖"花崗巖帶，其生成時代也向著

\o"海溝"海溝后退方向變新；

④增生地體內含有

\o"海山"海山、大洋島和大洋臺地的構造碎塊，使增生型造山帶復雜化；

⑤增生型造山帶中具有多條

\o"韌性剪切帶"韌性剪切帶，可能是

\o"蛇綠巖"蛇綠巖構造就位的滑脫帶；

⑥增生型造山帶含有大型-超大型銅、金和多金屬礦床。造山帶-板內造山的兩種類型：一類形成于克拉通之上，另一類形成于顯生宙特別是中新生代造山帶之上，或稱之為造山帶的復活。

古克拉通下面是沒有山根的，巖石圈本身不存在失穩(wěn)的條件，造山活動的起源只能從軟流圈的運動狀態(tài)來尋找。解釋克拉通基礎上板內造山的最成功模式是巖石圈拆離——陸內俯沖模式。該模式的實質是說穩(wěn)定克拉通下部的軟流圈由于某種原因發(fā)生離散運動，但還沒有達到破壞巖石圈完整性的程度便發(fā)生反轉。在這種快速的由離散到匯聚的振蕩運動中，巖石圈的運動幅度和節(jié)拍沒有同步跟上軟流圈的運動。在相對穩(wěn)定的板塊內部軟流圈的單獨活動破壞了上下層圈間的和諧運動，也就是說巖石圈和軟流圈運動的不一致性導致了這類造山帶的形成。造山帶-造山帶的復活：\o"新生代"新生代造山帶的復活是我國西部大地構造活動的一大特點。所謂造山帶的復活，應該和原生造山帶連續(xù)長期的活動有不同的特點，和原生造山帶不屬于同一地球動力學過程，而只是在空間上繼承老造山帶的位置，或是在老造山帶基礎上重新發(fā)展起來的造山帶。這時它們的板塊構造背景已經改變。因此，從本質上說造山帶的復活應該是板內造山的一種類型。

如

\o"印度板塊"印度板塊和

\o"歐亞板塊"歐亞板塊之間的喜馬拉雅碰撞造山帶在

\o"始新世"始新世相撞后，北部軟流圈受南部持續(xù)向北運動的影響運動方式發(fā)生改變，直到現在青藏高原下的軟流圈還拖動著

\o"印度板塊"印度板塊、

\o"青藏高原"青藏高原和塔里木板塊持續(xù)地北移。這種運動如果沒有邊界條件的改變在板塊內部是不會形成造山作用力的。山根的存在必然導致塑性流動層運動條件的改變。原生造山帶的山根還沒有來得及消失，凸出于粘性流動的軟流圈中，接受軟流圈流動所施加的力的作用，這種力的作用造成上部巖石圈層的褶皺、沖斷、推覆、剪切，引發(fā)變形變質和巖漿活動，形成造山帶的復活及新生，這種過程所反映的本質是巖石圈板塊和軟流圈之間的相對運動。這就是我國西部造山帶復活的運動學和動力學背景。因此，造山帶復活的作用力，本質上不是碰撞作用力的遠距離傳遞，而是遠距離粘性流動受阻于早期造山帶的山根，改變了原先運動背景所產生的新生作用力。造山帶-陸內造山作用模式：與板塊構造和碰撞有關的陸內造山作用模式中，最具代表性的當屬關于拉拉米造山帶的低角度俯沖模式。異常厚且具浮力的巨大的大洋高原的俯沖，導致了俯沖角度的變緩。有一個面積大體與拉拉米造山帶相當的大洋高原在

\o"白堊紀"白堊紀末

\o"第三紀"第三紀初(65～40Ma)俯沖至拉拉米之下，是拉拉米構造變形發(fā)生的原因(圖)。

除了低角度俯沖模式之外，板塊間相互作用的遠程效應也被用來解釋板內造山帶的形成。許多地質學家均將板內構造變形歸因于板塊的俯沖或碰撞。但是，板塊的俯沖或碰撞所產生的邊界應力可否產生有效的遠程傳遞效應，及如何傳遞的問題，尚無一致的認識。10、造山作用的主要方式有哪些？H.J.Zwart在1967年注意到了造山帶變質作用的差異，并提出了三種造山帶形式；1979年W.S.Pitcher進行了一些修改并進一步確定為：

1、海西型（Hercynotype）（弧后盆地型）：

淺、壓力低變質作用；細變質帶

變質帶與溫度上升有關

大量花崗巖和混合巖

少量蛇綠巖系，缺乏超基性巖石

小規(guī)模和抬升高度低的極寬造山帶

推覆體結構少

2、阿爾卑斯型（海溝型）：

深、高壓、寬變質帶

多種變質作用巖相，與壓力減少相關

少花崗巖或混合巖

大量蛇綠巖系與超基性巖石

相對較窄與抬升高度大且快速的造山帶

主要是推覆體結構

3、科迪勒拉（?。┬停?/p>

主要是鈣質堿性巖形式的火成巖、安山巖、花崗巖巖基

一般缺乏混合巖，低地溫梯度

缺乏蛇綠巖和深的沉積巖（黑色頁巖、燧石等）

低壓變質作用，抬升高度中等

推覆體結構少11、關于花崗巖的分類A,S,M,I型分別有怎樣的大地構造意義?根據花崗巖的物源來源可以將花崗巖分為A型、S型、M型和I型花崗巖。A型是非造山花崗巖，地幔玄武巖漿演化，或玄武巖漿上升后，與地殼混染或虧損地殼熔融的產物，主要見于非造山帶和造山后的大地構造環(huán)境；S型是造山花崗巖，為經過風化的沉積巖熔融形成的花崗巖，是造山帶的產物；I型是造山花崗巖，為未經風化的火成巖熔融形成的花崗巖，是造山帶的產物；M型花崗巖為地幔和地殼的混合型，是幔源花崗巖。12、請問同熔型與重熔型花崗巖是依據什么劃分的，還有I、S型花崗巖又是什么意思？以巖漿源區(qū)性質區(qū)分的I（infracrustal或igneous）、S（supracrustal或sedimentary）型花崗巖分類被大多數學者所接受。加上目前經常討論的A（alkaline，anorogenic和anhydrous）型和較為少見的M（mantlederived）型，MISA（即M、I、S和A型）是目前最常用的花崗巖成因分類方案（吳福元等，2007）13、地質學上為什么說海底的巖石都是玄武巖，而大陸上的都是花崗巖？根據地球內部各種物理性質，尤其是地震波波速的變化，可將地球內部從地表到地球中心劃分為三個一級圈層（地殼、地幔和地核）地殼：平均厚度33km，是固態(tài)地球的最外一圈，其下界以莫霍面與地幔分開，由固態(tài)巖石組成，可分為大陸地殼和大洋地殼兩種類型。大陸地殼具有雙層結構，上地殼主要由富含各類富鋁的硅酸鹽礦物的酸性巖漿巖（花崗巖）和變質巖（片麻巖）等組成，故稱硅鋁層；下地殼主要由富含各類鋁、鐵、鎂的硅酸鹽礦物的基性巖漿巖組成，以玄武巖為代表，故稱硅鎂層。大洋地殼平均厚度6公里，缺失硅鋁層，只有玄武巖層14、如何區(qū)別花崗巖、安山巖、輝綠巖這種三類巖石？火成巖按二氧化硅的含量分為酸性巖、中性巖、基性巖和超基性巖。二氧化硅含量>65％者為酸性巖；二氧化硅含量在52%-65%者為中性巖；二氧化硅含量介于40%-52%者為基性巖性；超基性巖性的二氧化硅含量<40%。同時按火成巖的生成條件又可以分為深成巖、淺成巖和噴出巖。花崗巖為深成酸性巖；安山巖是中性噴出巖；輝綠巖為淺成基性巖，以上這些都是火成巖。15、如何區(qū)別玄武巖和安山巖？相同點：二者都屬于熔巖；都產生于相同的構造環(huán)境，安山巖還產于大洋中脊和板內裂谷等非構造環(huán)境。二者都屬于火成巖中的噴出巖。玄武巖屬于基性火山巖類，安山巖屬于中性火山巖。玄武巖SiO2含量變化于45%～52%之間，而安山巖SiO2含量變化在53%～63%；玄武巖系列可分為亞堿性系列玄武巖和堿性系列玄武巖，其中亞堿性系列玄武巖又可分為拉斑玄武系列和鈣堿性系列，而安山巖屬于亞堿性系列的火山巖，成分與對應的侵入相閃長巖相當；通常玄武巖具有斑狀結構、間隱-間粒結構，塊狀構造、杏仁構造等，安山巖具有斑狀結構、交織結構，氣孔構造、杏仁構造。16、玄武巖類、安山巖類、流紋巖類的區(qū)別？都屬于火成巖中的噴出巖類。玄武巖是基性的噴出巖，安山巖是中性的噴出巖，流紋巖是酸性噴出巖。由于它們的SiO2含量不同，其礦物組成和含量也不同。玄武巖：二氧化硅含量為45%-52%，主要礦物成分為輝石、基性斜長石，不含石英或石英含量極少，色深。安山巖：二氧化硅含量為52%-63%，主要礦物成分為角閃石、中性斜長石，可含少量石英。流紋巖：二氧化硅含量大于63%，色淺，淺色礦物以鉀長石、酸性斜長石和石英為主。特點是石英大量出現，約占巖石的1/4到1/3；暗色礦物較少，一般為黑云母。它們的礦物組成之所以不同，是因為巖漿的組分不同。17、如何區(qū)別玄武巖、粗面巖、安山巖和流紋巖（就是在看手標本的時候怎么樣分辨，直觀一點的）？玄武巖是基性的，安山巖中性，流紋巖酸性，酸堿性不同。（1）、玄武巖：二氧化硅含量為45%-52%，主要礦物成分為輝石、基性斜長石，不含石英或石英含量極少，色深。（2）、安山巖：二氧化硅含量為52%-63%，主要礦物成分為角閃石、中性斜長石，可含少量石英。（3）、流紋巖：二氧化硅含量大于63%，色淺，淺色礦物以鉀長石、酸性斜長石和石英為主。特點是石英大量出現，約占巖石的1/4到1/3；暗色礦物較少，一般為黑云母。（4）、粗面巖（trachyte）：是一種SiO2近于飽和而堿質較高的中性噴出巖。與粗面巖相當的深成巖是正長巖。其SiO2平均含量為60%左右，Na2O+K2O為8～13%。粗面巖一般具塊狀構造，有時呈流狀構造。通常有數量不等的斑晶，基質為全晶質粗面結構。粗面巖主要由堿性長石組成，并含少量斜長石、石英和鐵鎂礦物。據次要礦物種屬，可對粗面巖作進一步命名，常見的有石英粗面巖、黑云母粗面巖、鈉閃粗面巖、霓輝粗面巖、白榴粗面巖和藍方粗面巖等。其中前兩種巖石稱鈣堿性粗面巖,后三種稱堿性粗面巖。根據其中所含有的長石不同，粗面巖基本分為：鉀質粗面巖，主要含有堿性長石；鈉質粗面巖，主要含有鈉長石和歪長石。18、簡述花崗斑巖和斑狀花崗巖以及花崗巖這三個概念的聯系和區(qū)別？花崗斑巖、斑狀花崗巖都只是花崗巖中的一類而已?；◢弾r，是一個大的巖石類型，SiO2含量占巖石的66%以上；由石英、斜長石、鉀長石等組成的酸性侵入巖?；◢彴邘r,具有斑狀結構的花崗巖，巖石整體具有斑狀結構，基質為隱晶質結構；斑狀花崗巖，具有似斑狀結構的花崗巖，巖石整體具有似斑狀結構，基質為顯晶質結構。19、花崗斑巖與石英斑巖長石斑巖有哪些區(qū)別?二者皆為酸性火成巖，區(qū)別如下?；◢彴邘r（Graniteporphyry）是具有斑狀結構的花崗巖，斑晶主要為鉀長石和石英（斑晶含量一般為15-20%，斑晶通常被熔蝕，石英斑晶往往呈六方雙錐狀）?；|為隱晶質-微晶結構，基質成分與斑晶成分相同，具有微花崗結構。花崗斑巖通常以小巖株、巖瘤、巖盤、巖墻產出，或作為同期晚階段的侵入體穿插于大花崗巖巖體中。石英斑巖（quartzporphyry）：是一種具有流紋巖成分的隱晶質巖石。巖石具有斑狀結構，斑晶以石英為主，可有少量透長石或正長石及黑云母?；|為隱晶質。石英斑巖多呈脈狀產出,有時為淺成巖體的邊緣相?；◢彴邘r（Graniteporphyry）的礦物成分與相應的深成巖--花崗巖相同，不同的是它具有斑狀結構，表明它是淺成巖。19、何為造山帶？造山帶(orogenicbelt)，是地球上部由巖石圈劇烈構造變動和其物質與結構的重新組建使地殼擠壓收縮所造成的狹長強烈構造變形帶，并往往在地表形成線狀相對隆起的山脈，一般與褶皺帶、構造活動帶等同義或近乎同義。包括地殼擠壓收縮，巖層褶皺、斷裂，并伴隨巖漿活動與變質作用所形成的山脈，以及拉伸構造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同時，相對造成周邊抬升，構成山系。這種橫向收縮、垂向增厚，隆升成山而造成構造山脈的作用叫作造山作用或造山運動，與地殼運動中的造陸運動相提并論。通常造山帶有兩種類型，一類形成于克拉通之上，另一類形成于顯生宙特別是中新生代造山帶之上，或稱之為造山帶的復活。造山帶的特征標志：①造山帶是地殼的縮短帶。造山帶的地殼縮短可以由擠壓作用直接產生，也可以由斜向走滑作用衍生；②造山帶廣泛發(fā)育塑性流動、韌性剪切、褶皺、沖斷和/或剪壓構造帶。早期造山作用和褶皺作用有相通的意思，現在看來褶皺和沖斷推覆構造的發(fā)育程度仍然是造山帶和克拉通地區(qū)的主要宏觀構造區(qū)別之一；③造山帶有廣泛的變質作用發(fā)生，巖石組構發(fā)生改變。④造山帶有強烈的中酸性巖漿活動，有廣泛的熱參與；⑤造山帶沉積以非史密斯地層為主。較大規(guī)模的造山帶通常有蛇綠混雜巖帶存在；⑥地殼中參與造山作用的主體是硅鋁層陸殼物質，洋殼物質以殘留體形式存在，在整個造山帶中所占的比例很小。造山帶的特征：①具有很寬的增生楔，增生楔中的復理石基質向著海溝后退方向時代逐漸變新；②增生楔中有多條蛇綠巖帶，是海溝后退到適宜的構造位置時沿滑脫斷層就位形成的；③增生型造山帶中有多條鈣堿性火山巖和花崗巖帶，其生成時代也向著海溝后退方向變新；④增生地體內含有海山、大洋島和大洋臺地的構造碎塊，使增生型造山帶復雜化；⑤增生型造山帶中具有多條韌性剪切帶，可能是蛇綠巖構造就位的滑脫帶；⑥增生型造山帶含有大型-超大型銅、金和多金屬礦床。從微量元素方面來對花崗巖構造背景進行判別JULIANA.PEARCE摘要：花崗巖按照侵入位置可以分為四類-洋脊花崗巖（ORG），火山島弧花崗巖（VAG），板內花崗巖（WPG）和碰撞花崗巖（COLG），構造背景有幾種類型及特征并且這四種花崗巖根據具體產出形態(tài)和巖石學特征又可以進一步劃分。我們已經建立了一個600個高質量花崗巖微量元素分析數據庫，并且花崗巖產出位置已知，利用洋脊花崗巖標準地球化學數據和SiO2含量進行分析后，可以知道大部分花崗巖在微量元素特征方面存在很大差異。ORG，VAG，WPG，COLG這四種花崗巖的區(qū)分在Rb-Y-NbandRb-Yb-Ta方面上是比較有效的，尤其是Y-Nb,Yb-Ta,Rb-(Y+Nb)andRb—(Yb+Ta)的圖解。盡管這些邊界都是靠經驗而來的，但是可以根據地球化學模型來建立不同花崗巖的一個理論基礎。后碰撞花崗巖在大地構造分類上顯示出一定的問題，因為他們的特點與碰撞事件時巖石圈的厚度和組成有關，也與之前巖漿活動的時期和位置有關。如果對后碰撞花崗巖的地球化學方面雙倍的約束，花崗巖微量元素的特征都趨向于晚太古代的構造環(huán)境。構造背景有幾種類型及特征前言微量元素分類圖標很多時候都是用于玄武質火山巖的構造背景判別(e.g.Pearce&Cann,1973;Floyd&Winchester,1975;Pearce,1975;Woodetal.,1979;Winchester&Floyd,1977;Shervais,1982).。然而，很多時候一些巖漿/構造事件在地表揭露的只是深層巖，尤其是花崗巖(sensulato).。我們的目的就是把微量元素分類圖標的應用范圍推廣到我們所命名的含有至少5%模式石英的深層巖。為什么在判別個構造背景時玄武巖比花崗巖更受到重視呢，主要有兩個原因。最主要是因為對于已知背景的花崗巖分類具有一定的難度，從他們出露在地表以來，就很難得到構造背景的明確的地球化學證據。第二個原因就是花崗巖復雜的形成過程，這使得他們的地球化學特征很難解釋，例如晶體形態(tài)，地殼混染，揮發(fā)分對元素的帶入和帶出。玄武巖在判斷構造背景方面要比花崗巖重要的多(e.g.Hanson,1978).然而這些問題可以通過低蝕變的樣品來平衡，所以對于他們的分類來說，活動元素要比穩(wěn)定元素應用更多一些。當然，目前也已經有一些花崗巖分類的方案，對構造背景也有一定的指示意義。Peacock's(1931)的堿-灰質指數（alkali-limeindex）和Shand's(1951)的進一步劃分為過下載文章并且翻譯下來堿性、堿性和亞堿性來表示花崗巖主量元素的特征，并且也指示出一些簡單的假設：鈣堿性花崗巖石島弧巖漿活動產物，堿性和過堿性與版內背景有關，過鋁質花崗巖石是沉積巖深熔作用形成，尤其是大陸碰撞時期。Streckeisen's(1976)的分類也對構造環(huán)境提供了一些信息，然而Debon&LeFort(1982)基于LaRoche(1978)早期成果公布了一個特征礦物表格，這里包含了構造背景化學和礦物的分類。他將花崗巖分為S型和I型(Chappell&White,1974;White&Chappell,1977)花崗巖，最初只是成因分類，目前已經可以用來預測構造背景。S型花崗巖是大陸碰撞產物，I型花崗巖是科迪勒拉山系和后造山抬升形成(e.g.Beckinsale,1979;Pitcher,1983)。為了強調區(qū)別，他又劃分A和M型花崗巖來分別區(qū)別非造山和洋弧背景。后者也可以包括Coleman&Peterman(1975)提出的大洋斜長花崗巖，主要是洋脊形成的蛇綠巖套中富鈉的花崗巖。下載文章并且翻譯下來盡管以上分類很有用處，但是他們范的最大缺點就是對過去構造背景的指示。這些礦物和主量元素的分類通常只是簡單的分類，因為他們并不是主要用來判斷構造背景。S、I、A、M型花崗巖分類很難應用，因為他們的邊界并不清楚，還因為這些花崗巖類型和構造背景的單相關關系并不經常有效，后文我們會提到。所以我們利用相反的方向來分類，利用已知構造環(huán)境的花崗巖分析得到相應的地球化學和礦物特征。我們利用的600個樣品，采自不同構造背景，有洋脊，火山弧，板內和碰撞背景。我們測試的元素包括XRF微量元素K,Rb,Sr,Y,ZrandNb(andsometimesCe,BaandTh)和INAA微量元素，Ba和稀土元素Hf,TaandTh，他們的礦物學和主量元素特征已經有記錄。三分之一的數據已經公布給大學，剩余的也正在進行?；◢弾r的構造背景分類表一列出了測試樣品所采自的構造環(huán)境。他們被分成四組：洋脊，火山弧，版內和碰撞花崗巖。每一組又進一步分為構造和巖石學分類。洋脊花崗巖盡管我們已經從大洋盆地直接取得了一些花崗巖樣品，但是我們所知道的關于這些花崗巖的知識僅僅是來自于蛇綠巖套，他們僅僅局部小范圍存在于深層火山巖的最上部。Coleman&Peterman(1975)andColeman&Donato(1979)建議將這種巖石叫做大洋斜長花崗巖，但是由于這里的巖石還有除了洋脊以外大洋內部的巖石，所以在這里我們稱之為洋脊花崗巖。所以這組巖石包括洋殼花崗巖和蛇綠巖套中的花崗巖，但是不包括切穿這些層序的侵入體花崗巖以及與島弧和洋島有關的花崗巖。我們還要對洋脊花崗巖形成的不同類型的洋脊進行精確分類，這也是很有用處的。在表一中我們已經完成了這項工作，將他們的地球化學背景與相關玄武巖進行結合比較。最初是將其分為與俯沖帶無關的洋脊和與俯沖帶有關的洋脊。對于前者，如果其最初火山產物是N-MORB，就叫做正常洋脊，如果其最初火山產物是E-或者T-MORBMORB分類及特征，就叫做異常洋脊，他們的微量元素特征是完全不同的(Sun&Nesbitt,1977;Wood,1979）。地球化學證據表明，只有科西嘉，亞平寧和一些伊朗的大洋斜長花崗巖形成于與俯沖無關的洋脊，地球化學證據將這些洋脊稱為正常洋脊（見表一）。我們所取的異常洋脊樣品僅取自大西洋中脊，屬于E-MORBMORB分類及特征俯沖帶洋脊的最初火山產物也是N-MORB的話也稱之為正常洋脊，如果產物是島弧拉斑玄武巖或者玻古安山巖的話則稱之為上俯沖帶（SSZ）。本次研究中的大洋斜長花崗巖取自撒米恩托等地的蛇綠巖套，他們的地球化學特征象征著弧后形成環(huán)境（弧后是弧里面），其玄武巖地化特征位于正常洋脊的邊緣。相反，取自特魯多斯山，安塔利亞等地的大洋斜長花崗巖則是取自SSZ性質的蛇綠巖套(e.g.Pearceetal.,inpress）。他們的一些地化證明(Gealey,1980)這些斜長花崗巖具有弧前（弧前是弧頂那側）性質，與湯加海溝的斜長花崗巖具有相似特征(Sharaskinetal.,inpress)。所有構造子群的大洋斜長花崗巖都具有角閃石作為特征鎂鐵質礦物，在Streckeisen圖解上投在石英閃長巖和英云閃長巖上。還有一些Engel&Fisher(1975)在印度洋取的石英二長巖，是屬于比較狹窄的范圍之內，在這里并沒有錄入數據庫中。利用Peacock參數可以發(fā)現各子群的區(qū)別：與俯沖帶無關的正常和異常洋脊基本都屬于鈣堿性，正常弧后洋脊為鈣堿性，SSZ洋脊是富鈣的。這是一個重要的區(qū)別，盡管有一些相似之處。火山弧花崗巖火山弧花崗巖在背景上有很大變化，有海洋環(huán)境還有大陸環(huán)境，在成分上有拉斑玄武巖（tholeiitic）系列，鈣堿性以及鉀玄質系列(Peccerillo&Taylor,1976).。還有一些與拉斑玄武巖海洋弧有關。子群中可用的數據僅取自Canyon雜巖體，這個雜巖體整體具有拉斑玄武巖島弧性質。也有一些取自切穿蛇綠巖（ophiolite）的小型侵入體(<10kmacross)、巖床以及巖漿房最上部結晶形成的花崗巖。這些例子在地質方面都與最初島弧有一定相同點，并且與之相關的玄武巖地化特征也提供了一些依據，但還不足以確定。我們可用的數據來自活動-近期活動的海洋島弧，包括太平洋西南部，加勒比海以及阿拉斯加增生契。這些樣品大部分是鈣堿性，也有一部分拉斑玄武巖系列。一部分樣品取自侵入活動大陸邊緣的花崗巖。所有這些樣品取自美國西海岸，主要是西部山脈和安第斯山脈，這里主要有沿海岸線分布的侏羅紀-白堊紀復合巖基和內陸分布的白堊紀和第三紀小型侵入體。所有這些侵入體都是鈣堿性，高K鈣堿性或者鉀玄質shoshonitic（Peccerillo&Taylor）。在選擇火山弧花崗巖樣品時一定要注意選擇洋殼俯沖的樣品。安第斯山脈東部的花崗巖就是島弧-大陸碰撞事件形成的，是屬于碰撞花崗巖而不是火山弧的。一些第三紀喜馬拉雅的花崗巖也沒有錄入數據庫，因為他們在俯沖帶和碰撞二者之間很難區(qū)分?；鹕交』◢弾r在主量元素和礦物學特征方面有著很大程度、很系統的變化。大洋拉斑玄武巖島弧的花崗巖在Streckeisen圖表上主要投在石英閃長巖和英云閃長巖上，角閃石是其特征鎂鐵質礦物，根據Peacock的分類是屬于富鈣系列。鈣堿性島弧（大洋和大陸）的花崗巖在Streckeisen圖標上主要為石英閃長巖、石英二長巖、英云閃長巖和花崗閃長巖上，角閃石和黑云母是其特征鎂鐵質礦物，屬于鈣堿性系列?；顒哟箨戇吘壍母逰鈣堿性和鉀玄質巖在Streckeisen圖表上投在石英二長巖、華剛閃長巖和花崗巖上，黑云母+-角閃石是其特征鎂鐵質礦物，屬于鈣堿性和堿鈣系列。子群a-c中的花崗巖從偏鋁質到過鋁質變化，從M型ab到I型bc變化。板內花崗巖根據花崗巖侵入的地殼性質，我們可以對板內花崗巖進一步分類。一共分為三個子群：A子群花崗巖侵入到正常厚度的陸殼B子群花崗巖侵入到較薄的陸殼中，C子群花崗巖侵入到洋殼中。A/B的是按照相關巖脈群而劃分，B/C是按照大陸架邊緣劃分。數據庫中大部分花崗巖在Streckeisen圖解上都投在石英正長巖，花崗巖和堿性花崗巖區(qū)域，根據Peacock堿灰指數屬于堿性系列，并且屬于A型花崗巖。而在另一方面，他們卻有很大差別：鉄鎂質礦物從富鈉角閃石+富鈉輝石到黑云母+富鈉角閃石，在成分上從過鋁質到過堿質。大部分B子群里的花崗巖都屬于鈣堿性系列，包含富鈣角閃石和輝石，有時候也有橄欖，根據Shand's指數屬于變鋁質系列。碰撞花崗巖花崗巖是大部分巖漿活動的產物，根據碰撞類型（陸陸、陸-島弧，弧-弧）以及與主碰撞關系（同碰撞，碰撞后）進一步分類。數據庫中大部分花崗巖都取自陸陸碰撞區(qū)，同碰撞和碰撞后期幾乎各占一半(seeHarrisetal.,inpress,foramoredetaileddescriptionofsamplelocations)，并且大部分取自巖漿活動與板塊構造比較容易理解的地區(qū)，例如Hercynian,HimalayanandAlpinebelts。在弧-大陸碰撞的花崗巖主要有三種類型：1、阿曼的晚白堊紀和與阿曼蛇綠巖侵位有關的馬斯拉島；2、希臘北部的侏羅紀花崗巖，其與Guevgueli蛇綠巖侵位有關(Bebien,1982)；3、玻利維亞中新世花崗巖，它是在南美大陸與安第斯山西麓碰撞時侵入的(Bourgois&Janjou,1981)。其中，阿曼和馬斯拉島花崗巖屬于后碰撞時期產物，希臘和玻利維亞花崗巖是同碰撞產物。同碰撞花崗巖在Streckeisen圖解上投在花崗巖區(qū)域含有白云母，過鋁質，在很多方面都表心啊出S型花崗巖特征。后碰撞花崗巖通常具有黑云母，角閃石作為鐵鎂質礦物，在Streckeisen圖解上所投位置與火山弧C子群相同，屬于鈣堿性系列，偏鋁質到輕微的過鋁質，大部分特征與I型花崗巖類似。但是值得注意的是，盡管二者在數據庫中并沒有得到很好的體現，S型花崗巖和A型花崗巖在這種構造背景下都能夠發(fā)生侵入。不同類型花崗巖的微量元素特征表2列出了這四種花崗巖的化學分析數據和確切的產出構造背景。為了闡述這些分析數據中的主要特征，我們已經將他們在表一種標繪出來。由于利用玄武巖的數據標準來對花崗巖進行分析的話是很難的，所以我們找到另一種標準。這種標準就是假設的洋脊花崗巖(ORG)，這種假設的花崗巖石通過N-MORB分離結晶而計算出來的。這種標準中的元素僅僅局限于在MORB分異中與酸性成分不兼容的元素，所以玄武巖標準中的主要元素如Ti、P、Eu和Sr等元素并不包括在內。為簡單起見，我們用Ce,Sm和Yb元素來表示稀土元素；在表一中我們已經對數據進行了求利隕石標準化，這里沒有重復添加。元素的排序是根據MORBgeneses過程中相對不兼容的順序排列的（從Yb到Rb），并且K2O在這里添加到了LHS中。這組標準化的成分有以下特點：1、最終來源于沒有受到富集事件的上地幔；2、分異成花崗巖的玄武巖就有簡單的斜長石-橄欖石-單斜輝石-磁鐵礦組合；3、沒有受到地殼重熔，同化以及揮發(fā)分占主導的過程。由于花崗巖最初起源都假設為了很簡單，所以他們會隨著環(huán)境不同而發(fā)生系統性的變化。洋脊花崗巖的典型模式在表1中已經有所體現。由于我們所選擇的標準是正常洋脊，所以無論是否是俯沖帶侵入的花崗巖，其曲線都是平緩的。但是在K2O和Rb的含量上有很大差異，這原因可能是揮發(fā)相或者蝕變造成的。還有可能就是MORB（由于蝕變和低豐度的原因，其真實含量很難獲得）的這些元素的值被高估了。而異常洋脊的花崗巖的模式則與其有著偏離，主要表現在Th，Ta，Nb和Ce的含量較高。其解釋是源區(qū)玄武巖在這些元素上選擇性的富集(e.g.Wood,1979)。采自TroodosMassif的俯沖帶上不邊緣的花崗巖，其模式曲線相對標準曲線來講其高離子勢的元素含量較低；并且相對其他元素，它的Th和Ba含量高，K2O和Rb含量低。它的Th/Ta比例很高，這更趨近于島弧拉斑玄武巖系列而不是洋脊花崗巖，這種特征與島弧拉斑玄武巖的玄武巖特征很下相似(Pearceetal.,inpress)。（花崗巖研究時要重視與之關聯的玄武巖的性質，二者相互補充）火山弧花崗巖的模式曲線見圖1b。與火山弧玄武巖相似，花崗巖也富集K，Rb，Ba，Th，Ce和Sm，較少的是Ta，Nb，Hf，Zr，Y和Yb。在給出的四種模式曲線中，差異最大的就是取自Oman的后期侵入的花崗巖，它可以代表最原始的島弧拉斑玄武巖系列的大洋斜長片麻巖。它的元素含量普遍較低，并且是所有模式中唯一從Ta到Yb具有完美的弧形。然而，它在Ba和Th相對的富集情況也是很明顯的。其他的曲線形態(tài)相似，僅在含量上有所差別。板內花崗巖模式曲線見圖1C和1d。他們可以分為三種類型。第一種，AscensionIslandandOsloRift模式，它的特點是Rb，Th，Ta和Nb的含量較高或者約等于標準化含量，這與板內玄武巖特征是一樣的，它的原因可能是花崗巖來源于不兼容元素富集的地幔(Pearce,1982).我們要注意到我們沒有考慮這種花崗巖模式中地殼物質的參與，這叫“地幔主導”。第二種，取自Sabalokaintrusion，它與第一種模式有很大區(qū)別，Rb和Th相對富集，而Nb和Ta相對虧損，并且Ce和Sm與相鄰元素比含量較高。這種模式的成因與地殼物質的參與（為何導致Nb，Ta虧損）有關，這已經有同位素證據來證明(Harrisetai,1983)，因此這種模式又稱為“地殼主導”。這兩種模式都一個很明顯的共同點，就是Ba的強烈負異常（Ba進入到哪去了），并且從右向左整體呈上升趨勢。第三種模式曲線來自MullandtheSkaergaardcomplex，Rb和Th相對Ta和Nb的比例較大，也就是曲線較陡，有些人把這種模式也稱為“地殼主導”，但是它有兩個不同點，一是沒有強烈的Ba負異常，二是Ta到Yb相對平緩。盡管板內花崗巖由于內部原因有一些變化，但是整體有一些特點：1、Hf到Yb的值與標準值相近；2、K,Rb和Th的含量高。碰撞花崗巖的模式曲線圖見圖1e和f。很明顯可以看到，從形態(tài)上它們與火山弧花崗巖中鈣堿性系列模式相似。但是也有一些不同之處，同碰撞花崗巖Rb極高正異常和Ce，Zr，Hf和Sm的很低的負異常。最后，我們應該注意到圖1中所展示的模式曲線并不能完全代表花崗巖的侵入體系特征。除了以上的幾種情況，在很多時候，結晶作用對模式曲線形態(tài)有很大的影響，例如，一些洋脊花崗巖通過聚集鋯石可以形成Zr，Hf，Y和Yb的正異常。在一些特定的情況下，分離結晶作用對模式曲線形態(tài)也有很大影響，例如，圖1C中板內花崗巖Ba的負異常在中期組成成分上。地殼的混染作用也有很大變化，既可以使曲線是地幔主導也可以使地殼主導模式。揮發(fā)相在斑巖體中花崗巖和微晶花崗巖的模式曲線有很重要的作用。盡管有以上說明，但是整體來講，這些模式曲線可以代表數據庫中絕大部分花崗巖的特征。微量元素-SiO2變化圖解圖2是微量元素-SiO2圖解，它可以在所選微量元素適用性和分離結晶敏感程度提供更多的信息。我們可以得到以下結論：Y和Yb在N-洋脊（ORG的a，c）和板內環(huán)境下含量較高，而在火山弧環(huán)境下含量較低（圖ab）。上俯沖帶的洋脊花崗巖（ORG（b）），如我們所料，投在了火山弧區(qū)域。Rb的變化曲線可以很明顯的分為兩種，洋脊和板內，火山弧和碰撞后花崗巖。在d中，后造山花崗巖將火山弧和后碰撞的區(qū)域都覆蓋。Nb和Ta在板內花崗巖中相對最富集。唯一的例外的衰減減薄陸殼的板內花崗巖，它在圖中與其他類型的花崗巖重疊。這種重疊與我之前的Nb-SiO2互變Pearce&Gale(1979)基本一致的。并且Ta-SiO2比Nb-SiO2的重疊要更明顯一些，因為同碰撞花崗巖中Ta/Nb比值較高(Harrisetal.,inpress)。我們還對其他一些元素進行了分析，得到以下結論：Ba在SiO2含量小于65%的情況下，洋脊和板內花崗巖中的變化與Rb相似。當SiO2含量超過65以后，Ba對黑云母（以及鉀長石）結晶的極度敏感和地殼的混染作用使其在各種巖漿作用中都是重疊的。洋脊和板內花崗巖的K2O隨著SiO2的變化都是不同的，與（Rb圖2C）差不多，但是并沒有Rb那么明顯。Th，Ce和Sm的變化與Rb相似，但是要比Rb重復的區(qū)域多。Zr和Hf在SiO2含量小于68%的時候模式與Y和Yb相似，但是當超過這個含量，Zr和Hf由于鋯石分離結晶和地殼同化作用，二者含量迅速較少，并且在花崗巖類型之間產生很大的重疊范圍。同碰撞花崗巖通常具有較低的Zr和Hf的含量，所以在判別同碰撞和火山弧花崗巖時，利用Rb/Zr和Rb/Hf要比單獨使用Rb要更準確。Rb-Y-Nb和Rb-Yb-Ta圖解區(qū)別從圖1和2中可以看出，Rb,Y(orYb)andNb(orTa)對于判別花崗巖構造背景時最有意義的元素。并且，在此基礎上，上俯沖帶洋脊花崗巖和后碰撞湖光巖很難與火山弧花崗巖區(qū)分出來。因此我們這里僅對N-ORG，WPG,VAG和COLG進行分析，對于上俯沖帶洋脊花崗巖和后碰撞造山花崗巖在后面分類。我們的目的不是利用統計學來制造出一個區(qū)別構造環(huán)境的圖標，而是在經驗的基礎上去發(fā)現他們的區(qū)別。圖3所示是Y—Nb(Fig.3a)andYb—Ta(Fig.3b}的簡單的投影。但是這兩個圖標僅能區(qū)分VAG和WPG，并且只靠Y，Nb，Yb和Ta其結果并不是特別有效。WPG和ORG二者間的區(qū)別由于衰減大陸巖石圈的WPG樣品和異常洋脊花崗巖的重疊而變得不清楚。當然，這種重疊并沒有很大應先個，因為這兩種花崗巖在地球化學特征上有很大差別。VAG和syn-COLG的區(qū)別在Yb-Ta圖解上可以表現出來，在Y-Nb很難。從圖2中可以看出，Rb可以將VAG和syn-COL分開，也能將ORG與WP分別開。并且，我們可以把Nb-Y中的對角線作為VAG和WPG的分界線。因為后者相當于一個等式Nb+Y=K，所以我們預測，Rb-(Y+Nb)圖解對于判別花崗巖應該有更大的作用。圖4a及時三者的圖解，可以看到花崗巖類型之間基本沒有重疊之處。圖4b是Rb--(Yb+Ta)圖解，它的形態(tài)與a相似。兩個圖中的邊界都是靠眼睛畫的，具體分類見下面的數據說明。判別邊界的巖石學意義我們可以很形象的證明圖解中的邊界是有相應的巖石學意義的。圖5是對Rb-(Y+Nb)圖解的解釋。在建立模型過程中使用的參數見圖4.這些參數都建立在巖石學和大量的地球化學和同位素基礎上。然而，我要強調的是，我們并不是要建立一個精確的判別途徑，而是要解釋這種區(qū)別背后的原理。只有當圖4中的參數影響其分類時才有意義。圖5a解釋的是正常和異常洋脊花崗巖ORG的巖石學變化。為了構建巖石學變化軌跡，我們假設地幔的不均勻性對Rb和Nb具有同等的影響效應，但對Y沒有影響(see,forexample,Wood,1979;Sun&Nesbitt1977;Pearce,1982)。其地幔來源的組成可以用一條線a-b來表示其變化范圍。后者的成分與原始地幔有些不同，根據Wood's(1979)Nb(0-6p.p.m.)andY(5p.p.m.)，而Rb(0-3p.p.m.)，要比原始地幔少了50%，，這與地殼生長的消耗以及附近洋島玄武巖中Nb/Rb是一致的。這種地幔經過15%部分熔融形成MORB最初巖漿（ol67.5opx22.3cpx10），沿著c-d曲線分布。原始巖漿的分離結晶會形成橄欖石，輝石，斜長石以及磁鐵礦和角閃石這會使巖漿成分中Rb和Nb+Y的含量增加，這與我們預測的趨勢是一致的。對于Tuscanysuite的變化軌跡，我們是建立在Wood(1979)的N-MORB來源之上，而45°NMARsuite則是建立在E-MORB之上。這些原始巖漿開始部分熔融的點是PT、PE，。在之后的封閉系統中，分離結晶作用在BT，BE給予基性的巖漿組成，在ITandIE給予中性成分，在ATandAE.給予酸性成分。我們應該注意的是，我們所考慮的開放的系統，而不是封閉系統的分離結晶，然后B,I和A應該會偏向真實值的右側；較低的部分熔融程度和F的低值也會使這些點向右偏離。從這些模型里，我們可以看到，ORG的左部邊界