2008年中科院地质地球所考博地球化学+岩石学试题

点赞(0) 反对(0) 本站小编 免费考研网 2018-01-20 16:38:38 阅读(0)

2008年博士研究生入学考试试题地球化学

一、名词解释(任选10个,每题3分,共30分)

1.    元素丰度

2.    相容元素:对在岩浆结晶过程〔或由固相部分熔融)中易进入或保留在固相中的微量元素,统称为相容元素。

3.    稳定同位素

4.    微量元素

5.    类质同象

6. 同位素记时体系的封闭温度

7.    半衰期

8.    U-Pb同位素体系的普通Pb

9.    温室效应气体

10.    晶格能

11.    分配系数

12. 地幔交代作用

二、简答题(任选5个,每题8分,共40分)

1. 简述等时线定年方法的原理

2. 简述目前锆石U-Pb体系定年的主要方法及各自的优缺点

3. 简述埃达克岩的特征及形成环境

4. 简述识别地幔岩浆遭受地壳混染的地球化学手段

对玄武岩在岩浆过程中遭受地壳物质混染程度的判别,可以根据地壳中的富集元素Si,Rb,Ba,Th,LREE及同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd等进行研究。由于同位素比值不受部分熔融程度和结晶分异作用的影响,因此单纯的岩浆过程应使同位素比值保持常数,而当岩浆中加入地壳物质时才使同位素比值发生变化,同时还与Si02、Rb, Ba, K, Tb等呈线性正相关。Prccrillo等(1989)对巴西南部Parana溢流玄武岩所进行的研究就是应用该方法的成功例于之一(图3.3)

    除了上述一些元素外,Marsh (1989)提出了另一些能够判别地壳混染的元素。他根据强烈分异的玄武岩和平均大陆地壳的元素丰度模式图得出一些元素在结晶分异和地壳物质混染双重作用下具有以下基本特征

1 两种作用都造成玄武岩中含量增加的元素有:K, Rb, Th, LREE. Ba, Zr, Nb等。

2 两种作用都造成玄武岩中含量降低的元素有Cr. Ni. Mg. Ca等。

3 在结晶分异作用下造成富集,地壳混染作用造成玄武岩中含量降低的元素有:Ti,V, Fe. (P) ,由干T、V, Fe, (P)在变质或流体交代作用下相对不活动,因此在识别地壳混染更可靠

5. 简述影响岩浆岩Sr-Nd同位素组成的因素

6. 简述氧同位素测试方法和及其应用

7. 简述大气圈和水圈和形成和演化

三、论述题(任选2个题,每题15分,共30分)

1. 概述同位素分馏,分馏系数及其影响因素。并举例说明稳定同位素分馏效应在地球科学某一领域研究中的应用

2. 论述岩浆作用过程中(部分熔融过程和分离结晶过程)相容元素和不相容元素的变化规律

平衡部分熔融过程微量元素变化的主要特征:

 不相容元素在溶体中富集,分配系数越小,富集程度越高;部分熔融程度越低,富集程度越高

 不相容元素在残留体中亏损,分配系数越小,亏损程度越高;

 相容元素在溶体中的含量低于源岩,分配系数越大,亏损程度越高

分离结晶过程中微量元素变化的主要特征

  分离结晶作用的早期

 

残余岩浆

瞬时结晶相

平均结晶相

D1

迅速降低

开始特高,迅速降低

开始特高,缓慢降低

D1

略升

极低

极低

  分离结晶作用的晚期

D1

几无

几无

缓降至1

D1

骤升

骤升

缓升至1

       

3. 概述研究高级变质岩石热演化史(T-t曲线)的原理和方法(以某一岩石类型为例,如榴辉岩、麻粒岩)

4. 论述地球化学方法在花岗岩成因研究的应用(可结合实例说明)

Pb,Sr, Nd等同位素是研究花岗岩成因和大陆演化的有力工具。在研究这些问题时一般都采用它们的同位素初始比值,因为只有这种初始比才能反映花岗岩源区的同位素组成特征。

(一) Sr同位素示踪

火成岩的初始锶同位素组成以(87Sr/86Sr)i值或εSr值表示。εSr值可定义为:εSr=((87Sr/86Sr)SAt/(87Sr/86Sr)URt-1)×104

  研究表明,地幔源区的Rb/Sr比值远低于地壳的。因此现今来自地慢的物质的87Sr/86Sr初始比值远远低于大陆地壳的。石质陨石的87Sr/86Sr初始值接近于0.698-0.700,一般把它看成是地球银和陨石的演化的起点。现代大洋玄武岩的87Sr/86Sr初始比值为0.702-0.706,代表岩浆来自匕地慢源区,没有或很少受到地壳铭的混染。大陆地壳的87Sr/86Sr初始值平均为0.719。因此花岗岩的87Sr/86Sr初始比大于0.719,无疑应是壳源的。初始比值在0.706一0.719之间的花岗岩,其岩浆来源应主要是壳源的,但受到幔源物质的混染。近年来的研究还证实,I型花岗岩的87Sr/86Sr初始值小于0.707,而s型花岗岩则大于0.707。不过单一的Sr同位素示踪也有某些限制。由于下地壳麻粒岩贫Rb,其现代87Sr/86Sr初始比可能与亏损地慢一样低。所以Sr同位素体系就无法区别下地壳和亏损地慢的贡献。相反在一些高度演化的酸性岩浆中,Sr含量非常低,只要很少量的地壳混染就可以显著改变岩石的Sr同位素组成,而过高地估计地壳混染的程度。而且Rb和Sr两元素在变质作用、热液作用乃至大气水一岩石反应过程中有相当大的活动性,也限制了Sr同位素单一判据的应用

(二) Nd同位案示踪

Nd同位素组成可以用ε单位表示:εNd=((143Nd/144Nd)SA/(143Nd/144Nd)UR-1)×104

研究表明,岩石平均年龄愈老,其εNd值愈负。地壳深部物质部分熔融或同化幔源岩浆形成的酸性岩浆将记录下这种同位素特征。一个地区中花岗岩最负的εNd(t)值将代表其源区地壳的相应值。按照上述定义,εNd实际上反映了岩石在其形成时的143Nd/144Nd初始值与原始未熔融的地幔(球粒陨石均一储库)的相对偏离。地壳岩石富集轻稀土,Sm/Nd值低于球粒陨石均一储库的值,其εNd值小于零;亏损地慢富集重稀土,Sm/Nd值高于球粒陨石均一储库的值,其εNd大于零。因此,如果某一火成岩的: εNd<0,表明它们来源于地壳物质,或至少它们形成的过程中与地壳物质发生过相当明显的混染。混染程度越是明显,εNd负值越大。相反,如果火成岩的。εNd>0,表明它们来源于亏损地幔。正值越大,表明它们来源于轻稀土亏损越是明显的地幔源区。因此研究花岗岩类的钕同位素组成,对于区分花岗岩的成岩物质是来自下部地壳还是上地幔具有十分重要的意义。为了辨别两端员混合过程,往往还需要联合运用Nd和Sr两个同位素体系。

(三)Pb同位素示踪

U、Th都是亲石元素,具有大离子半径,在地球长期分异演化过程中,它们趋向于在上地壳中富集,其结果使不同来源的岩石具有不同的U、Th、Pb含量及U/Pb和Th/Pb比值,由它们熔融形成的花岗岩类也就具有不同的Pb同位素组成。因此通过分析花岗岩类的初始Pb同位素组成,可以为判断其物质来源提供重要的依据。因此,壳源型花岗岩具有高的207Pb/204Pb值,说明它们主要由较古老的地壳岩石形成。壳幔混源型花岗岩具有低的207Pb/204Pb值,主要同地幔或年轻地壳物质的加人有关。由于大陆地壳中伟的丰度比洋中脊玄武岩(MORE)和亏损地慢(DM)高数十倍到上百倍,当幔源岩桨同化地壳岩石时,很少量的地壳物质混人就可以显著地改变幔源岩浆的Pb同位素组成。但是幔源物质混入地壳对地壳Pb同位素组成的影响则十分有限。因此,Pb同位素组成主要反映地壳特征,在划分地壳同位素省方面比较有效。却不是研究壳慢相互作用的良好示踪剂。

2008年招收攻读博士研究生入学考试专业试题

岩石学(含火成岩和变质岩)

一、 名词解释(24分;任选8题,每题3分,可辅以图表)变质相系

1. 相律

2. 粒状变晶结构: 粒状变晶结构又称花岗变晶结构。变晶结构的一种。特征是岩石主要由长石、石英或方解石等粒状矿物组成,各种矿物彼此之间紧密排列。一般定向构造不明显,常呈块状构造。常见的石英岩、大理岩和浅粒岩等具有此种结构。

3. 拉斑系列: 其岩石组合是苦橄拉斑玄武岩 橄榄拉斑玄武岩 石英拉斑玄武岩 拉斑玄武安山岩。包括钙质岩石,很少受硅铝层混杂,主要岩石是拉斑玄武岩、辉长岩—辉绿岩侵入体和一些层状镁铁质侵入体。在分离结晶作用早、中阶段,SiO2几乎不变,MgO显著减少,FeO(全铁)显著增加,铁主要以二价形式赋存于铁镁质硅酸盐矿物中,由此可推测岩浆中水含量较少,氧压较小。可用Ol’ Ne’ Q’三角图解和AMF三角图解,划分出拉斑系列

4. 钾玄岩(橄榄安粗岩)系列:又称橄榄安粗岩系列。碱性玄武岩系列和钙碱性系列之间的一个过渡型系列,为造山带特有的富K系列。在SiO2-(Na2O+K2O)图上位于碱性玄武岩系列与钙碱性玄武岩系列的过渡地带,但是在AFM图上,有一个类于钙碱性系列的直线演化趋势,即没有富铁演化趋势。典型的岩石是橄榄粗面玄武岩、钾玄岩、安粗岩。

5. 榴辉岩:

6. S型花岗岩

7. 蓝片岩

8. 混合岩:由于混合岩化作用(是变质作用向岩浆作用过渡的类型)形成。由基体(substrate)和脉体(vein material)两个基本组成部分组成。基体是角闪岩相或麻粒岩相变质岩,代表混合原岩,或多或少受到改造,又称古成体(paleosome),脉体是长英质或花岗质物质,代表混合岩中新生部分,又称新成体(neosome)。

9. 挥发份

10. 镁指数

11. 固结指数: 又称凝固指数、硬化指数。任何岩浆的分异演化都是向贫MgO方向演化,而且MgO的变化比SiO2更显著。1957年久野等认为研究玄武岩浆演化用固结指数比用SiO2更好些。固结指数用下式表示:{SI}%=100w(MgO)w(MgO)+w(FeO)+w(Fe2O3)+w(Na2O)+w(K2O)据公式计算,大多数原生玄武岩浆的固结指数为40左右或更大,若岩浆的分异程度差,SI值就大,岩浆的分异程度高,SI值就小

二、 简答题(40分;任选5题,每题8分,可辅以图表)

1. 简述金伯利岩和煌斑岩概念的差别和联系。

金伯利岩(kimberlite)是一种偏碱性的超基性岩[1]。是具斑状结构和(或)角砾状构造的云母橄榄岩。因1887年发现于非洲金伯利(Kimberley)而得名。旧称角砾云母橄榄岩。多呈黑、暗绿、灰等色。1887年发现于南非的金伯利(Kimberley),故名,旧称角砾云母橄榄岩。是产金刚石的最主要火成岩之一。 金伯利岩常呈岩筒、岩墙产出。有经济价值的原生金刚石矿床产于岩筒中。岩筒的面积一般不足1万平方米,常成群出现,著名的南非金伯利岩就是由十多个著名的岩筒组成的岩筒群。其中以具斑状结构且富含颗粒粗大橄榄石的金伯利岩含金刚石较富,而呈显微斑状结构,富含金云母的金伯利岩,含金刚石贫。

煌斑岩:特殊的深色脉岩类岩石的总称。其特点是全晶质,具有明显的斑状结构。暗色矿物含量很高,主要为黑云母、角闪石、辉石,其含量在斑晶或在基质中不少于30%,且自形程度良好。常见的浅色矿物有斜长石、正长石等,它们都局限在基质中;此外,还有较多的含挥发分的矿物。随着深色矿物和浅色矿物组合的不同,可划分为云煌岩、云斜煌岩、闪斜煌岩、拉辉煌岩、方正煌斑岩等。煌斑岩脉大多与深成岩体有关,侵入于岩体或其围岩中,也有一些与火山岩有关,并经常显示热液蚀变的标志。煌斑岩按其成分而言,几乎都是镁铁质岩或超镁铁质岩。根据斑晶的性质同基质相对比,推测有些煌斑岩可能是混染成因,如某些含石英的云煌岩,可能是花岗岩质物质被基性岩浆部分同化而成。

2. 简述大陆岩石圈地幔的岩石组成和主要相变。

3. 辨析以下名词:绿片岩、绿片岩相、绿岩带、蛇绿岩和蛇绿岩套。

绿片岩为相对不高的温度、压力条件下区域变质作用形成的低级变质岩,具有指相意义。原岩为中、基性火山岩,凝灰岩以及富含铁、镁、钙成分的泥质沉积岩。基性火山岩经低至中级变质作用的产物。主要由绿泥石、绿帘石、黝帘石、阳起石等绿色矿物和钠长石、石英、绢云母、斜长石、黑云母等组成,有时可含少量方解石。片柱状矿物呈定向排列,形成纤状和鳞片状变晶结构。根据主要暗色矿物可分为绿泥片岩、阳起石片岩等。发育于造山带,常是太古代绿岩带的重要组成部分。
 

绿片岩相(greenschist facies)又称绿色片岩相,是一种分布比较广泛的低温区域变质相。不同原岩形成的典型变质矿物组合如下:基性岩为钠长石绿片岩相+绿帘石+绿泥石+阳起石(±方解石);泥质岩石为钠长石+绿泥石+白云母+黑云母+石榴子石(MnO>18%)+石英(原岩富铁时出现硬绿泥石);泥质石灰岩为方解石+绿帘石+透闪石/阳起石。绿片岩相的温度下限为400℃左右,温度上限为510~530℃,压力在0 2~0 7吉帕之间。

绿岩带(greenstone belt)是蚀变或变质的基性火成岩带。通常指前寒武纪地盾中呈条带状分布的变质基性岩地区,如太古绿岩带等。一个绿岩带中可含有一层或几层基性火山-沉积变质产物。主要岩石类型有细碧岩、玄武岩、辉长岩和辉绿岩等。因变质作用生成的绿泥石、绿帘石、阳起石等矿物促使岩石普遍具有暗绿色。一套完整的绿岩地层,由早期的火山岩和晚期的以浊流沉积为主的碎屑沉积岩或火山碎屑沉积岩组成;火山岩下部以超基性-基性岩为主,并含有一层科马提岩(指一种超基性喷出岩),上部为钙碱性火山岩。

蛇绿岩:一组由蛇纹石化超镁铁岩﹑基性侵入杂岩和基性熔岩以及海相沉积物构成的岩套。又称蛇绿岩套。蛇绿岩的代表性层序自下而上是﹕橄榄岩﹑辉长岩﹑席状基性岩墙和基性熔岩以及海相沉积物。蛇绿岩可以形成於洋中脊﹑弧後盆地﹑弧前盆地﹑岛弧或活动大陆边缘等构造环境。现在大陆上发现的蛇绿岩﹐多数是大陆裂解或弧间扩张的产物﹐而不是洋中脊蛇绿岩。

4. 简述月球玄武岩与地球上主要玄武质岩石类型的差异,有何启示。

5. 以泥质岩为例简述接触变质带的主要相变和矿物组合特征。

Chl Bi Grt  St Ky Sill Sill+Kfs Crd  Opx

 

1)Chl绿泥石带Chlorite zone:

Granitic rocks: Ch-Kf-Mus; Ch-Kf-Bi

花岗岩:绿泥石—钾长石—白云母;

绿泥石—钾长石—黑云母

Low-Al pelites:  Ch-Kf-Mus;

低铝泥质岩:绿泥石—钾长石—白云母

High-Al: Ch-Pyrophyllite-Mus

高铝泥质岩:绿泥石—叶腊石—白云母

2) Bi黑云母带Biotite zone

C +Kf= Mus+Bi+Qtz+H2O (300-400°C) 

绿泥石+钾长石=白云母+黑云母+石英+ H2O

随温度升高,黑云母成分由Fe端元过渡到Mg端元

3) Grt:石榴子石带Garnet zone

Chloritoid + Bi +H2O = Grt + Ch (Garnet isograd)

硬绿泥石+黑云母+ H2O=石榴子石+绿泥石

4) St:十字石带Staurolite zone

Grt + Ch = St + Bi + H2O 

石榴子石+绿泥石=十字石+黑云母+ H2O

5) Ky:蓝晶石带Kyanite Zone

St + Ch = Bi + Ky + H2O

十字石+绿泥石=黑云母+蓝晶石+ H2O

6) Sill:线石带Sillimanite Zone

Ky = Sill 

蓝晶石=夕线石

7) Sill+Kfs:第二夕线石带Sillimanite+Kfs

Mus + Qtz = Kfs +Sill + H2O

白云母+石英=钾长石+夕线石+ H2O

8)Crd:堇青石带Cordierite Zone

Bi + Sill = Grt + Cord + H2O

黑云母+夕线石=石榴子石+堇青石+ H2O

9)Opx: 斜方辉石带Orthopyroxene zone

Bi = Opx + Kfs + H2O

黑云母=斜方辉石+钾长石+ H2O

 

6. 简述细晶岩脉、伟晶岩脉、煌斑岩脉和辉绿岩脉的矿物学组成和产状的异同。

7. 简述埃达克岩定义、岩石地球化学特征及其成因机制。

定义:由产于Aleutian Adak 岛的由热的板片俯冲而形成的一种SiO2≥56wt%的岩浆岩。

岩石地球化学特征:1.低Y(Y≤15-18ppm)和Yb(Yb≤1-1.5ppm);2.高的Sr/Y(>40),La/Yb(20),Zr/Sm(>50);3.Sc<10ppm,Al2O3>15%,MgO<3%;4.具有Eu和Sr的正异常;5.87Sr/86Sr比值为0.7040

成因机制:1.年轻热的俯冲板片部分熔融,压力P 23-26Kb(大于26Kb单斜辉石中的Jd分子大量增加,不利于形成TTD)、温度T 700-775℃(在老于25Ma的俯冲板片,由于不够热,相关的An-Da-Rh组合中没有发现低Y和Yb的,而是形成岛弧钙碱性系列)。2.年老俯冲板片发生斜向俯冲。由于斜向俯冲消减速率小,受到充分加热。3.老的洋壳在俯冲开始发生部分熔融。如菲律宾的Mindanao,俯冲板片为始新世。4.在增厚的大陆地壳下,底侵玄武岩的部分熔融,如秘鲁的Blanea杂岩,俯冲板片年龄为55-65Ma,陆壳厚度为50-60km。

8. 简述花岗岩类过铝、准铝、过碱的判别标志。

二、 论述题(36分;任选3题,每题12分,可辅以图表)

1. 简要论述超镁铁质深成岩和超镁铁质火山岩的分类方案,说明纯橄岩(dunite)、方辉橄榄岩(harzburgite)、二辉橄榄岩(lherzolite)、苦橄岩(picrite)、科马提岩(komatiite)和麦美奇岩(meimechite)在以上分类体系中的位置和差别。

2. 简要论述PTt轨迹的概念、主要类型和构造含义,并讨论不同类型的PTt轨迹形成的可能地质过程。

3. 以玄武岩或者花岗岩为例,简要讨论不同构造背景下岩石组合的特征及形成原因(提示:从玄武岩或者花岗岩构造环境分类的角度展开)。

 

Pearce分类:

★洋脊花岗岩(ORG):

☆    与俯冲无关的洋脊:

  初始火山岩是N-MORB “正常”洋脊

  初始火山岩是E、T-MORB “非正常”洋脊

☆为俯冲诱导而形成的洋脊:

  初始火山岩是N-MORB

  初始火山岩是岛弧拉斑或玻安岩,SSZ

  岩性:以石英闪长岩或英云闪长岩为主;

      准铝质或过铝质;

  与俯冲无关的洋脊花岗岩:CA指数56-61,为碱钙质;

  为俯冲诱导而形成的洋脊花岗岩:

      CA指数    弧后洋脊 51-56,碱钙质

                  SSZ > 61,钙质

★    火山弧花岗岩(VAG):

从海洋→大陆环境,岩相成分从Th→CA→粗安系列

☆    海洋拉斑玄武弧花岗岩:石英闪长岩、英云闪长岩、CA指数>61,为钙质系列;

☆    海洋大陆钙碱弧花岗岩:石英闪长岩、石英二长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩。角闪石和黑云母为特征镁铁矿物。CA51-56,为钙碱系列;

☆    活动大陆边缘花岗岩:高钾钙碱和粗安岩系列。钙碱和碱钙系列。石英二长岩、花岗闪长岩和花岗岩。铁镁矿物以黑云母为主,有少量角闪石。

    ★    板内花岗岩(WPG):

按侵入地壳的性质可以进一步划分为:

A类:侵入于正常厚度的大陆地壳中(如尼日利亚、苏丹、奥斯陆裂谷等);

B类:侵入于强烈减簿的大陆地壳中(如格陵兰、苏格兰第三纪花岗岩);

C类:侵入于洋壳中(如Ascension);

A、C类(少量B类):石英正长岩、碱性花岗岩(A型)。CA指数<56,为碱质岩套。

  钠质闪石和钠质辉石→黑云母和钠质闪石

  过铝质→过碱质

B类:钙碱岩套,准铝质。钙质角闪石和辉石,有时有橄榄石

★    碰撞花岗岩(COLG):

☆    按碰撞情节分为:

陆陆碰撞:海西、喜马拉雅、阿尔卑斯;

弧陆碰撞:阿曼;

弧弧碰撞

☆    按变形时间:

    同碰撞,碰撞后

☆    陆陆碰撞可以分为:

    同构造花岗岩:含白云母过铝质花岗岩(S型);

    后构造花岗岩:钙碱、准铝-弱过铝质(I型);

 

4. 试简要讨论变质岩和岩浆岩岩石学研究在反演造山带演化过程中的应用。

5. 试简要讨论岩浆作用与能源和矿产资源的关系。

(一)侵入岩类型及其构造环境研究综述

作为地质历史中的构造活动带的大陆造山带是大陆地壳上一种特殊而重要的地质构造单元,在其发展演化不同进程中有各类岩浆作用的发生。长期以来,国内外地质学家对造山带发展演化过程中的不同岩浆作用产物的岩石学特征、岩石成因、形成方式等做了大量卓有成效的研究,并充分注意到这些岩浆作用与构造活动之间的关系,特别是板块构造学说的发展使人们较系统地把它们的形成与大地构造环境相联系,从而为探讨造山带构造演化过程提供了有效约束条件。

利用各种火成岩判别其形成大地构造环境主要是基于构造岩浆(tectonomagmatic)判别方法。其基本思路是:由于不同构造背景下岩浆活动产物的微量元素丰度存在很大不同,根据岩石中微量元素的差异可指示岩浆源区特征以及岩浆发生、演化等过程,进而恢复其形成的大地构造环境。事实上,岩石微量元素丰度的差异本质上直接反映的是其岩浆源区的特征,但由于一定的岩浆作用总是发生在特定大地构造环境中,因此,从某种意义上说,这种差异也就代表了大地构造环境的不同。这也就是利用它们恢复其形成大地构造环境的基本出发点。与其他岩类相比,人们对基性岩类的研究程度较高,也相对成熟, 并一致认为地壳上的玄武岩、基性岩体、基性岩脉及岩墙等是幔源岩浆的产物,因而可利用判别地壳中最为广泛的代表原始岩浆成分特征的玄武岩形成环境的一套研究方法来恢复它们形成的大地构造环境(Pearce, 1982;Pearce,1983;Wilson, 1989;李昌年,1992; Rollinson ,1993)。有关玄武岩发育的不同环境概括起来可分为:形成于大洋中脊的洋中脊玄武岩(MORB);形成于火山岛弧区的火山弧玄武岩(VAB)及形成于板块内部的板内玄武岩(WPB)。典型的洋中脊玄武岩以大洋拉斑玄武岩为特征,主要化学特点表现为:铁镁比值低[n(FeOT)/n(MgO)=0.7~2.2]、n(Fe2O3)/n(FeO)低、CaO高;K2O低(<0.3%)、Na2O高;Ba、Rb、Sr、Pb、Th、U和Zr等丰度低, 而n(K)/n(Rb)值高 (500~2 000); n(Rb) /n(Sr)、n(Th) /n(U)值低, n(87Sr)/n(86Sr)i也很低 (0.7029~0.7035)。岛弧及大陆边缘火山岩还可进一步分为岛弧(低钾)拉斑玄武岩、 钙碱性玄武岩和橄榄粗安岩。岛弧拉斑玄武岩既贫钾又贫钠,且以贫TiO2为特征;钙碱性玄武岩除低TiO2外以高铝为特征,但相对于具同样n(FeOT)/n(MgO)值和同样SiO2含量的岛弧拉斑玄武岩,其K2O含量高;岛弧拉斑玄武岩的n(K)/n(Rb)值介于大洋拉斑玄武岩和洋岛玄武岩之间,为500~1 000,其Sr、K、Rb、Ba和Th较为富集, 但Ta、Nb、Zr、Hf、Y、Yb等均较洋中脊玄武岩亏损;岛弧钙碱性玄武岩的Sr、K、Rb、Ba和Th强烈富集,Ta、Nb、Zr、Hf则有较大亏损;而大陆火山弧钙碱性玄武岩的Ta、Nb、Zr、Hf却稍有富集。板内玄武岩在大洋内常见于大洋岛屿,在大陆内常沿深大断裂带分布并多见于大陆裂谷区。由于它们常与地幔柱活动相关,因此岩浆来源较深,以出现较多的富碱贫硅的岩石,并富集Sr、K、Rb、Ba、Th、Ta、Nb、Zr、Hf为显著特征。

关键字

相关信息