岩石学研究的基本方法

岩石学研究的基本方法
1、野外地质学
岩石学工作中的的野外地质学部分首先应当包括岩石的地质产状。

所谓地质产状，也就是说岩石的产出状态，它是分布在岩体中还是地层中，是在岩体的边部还是中心，是在一个岩层的上部还是在下部，如此等等，均属于产状的研究范畴。

1、野外地质学
形成时代是另一个重要的研究内容。

岩石的外貌特征、变质变形特点、有关的成矿作用历史等等经常与其形成时代有关，因此，岩石的形成时代是我们不可忽视的问题。

例如岩浆演化问题，在同一个地区出露的岩浆岩之间是怎么一种演化关系，首先需要解决的就是它们的形成时间，母岩浆的年龄必须大于子岩浆。

1、野外
研究岩石形成时间的方法多种多样。

在含有生物化石的地层中，古生物化石的组合特征是当前最有效的确定岩石形成时代的依据；在无化石的地层或岩层中，我们可以根据其与含化石地层的相互关系来确定其形成时代。

1、野外地质学（ffiieelldd ggeeoollooggyy）-相互关系
其他一些需要在野外初步搞清的问题还包括岩石的生成顺序（叠覆关系）、共生组合、岩相变化、岩石成分、结构构造、变质、变形与含矿性等。

这些研究都是初步的，然而也是最重要的，大多数岩石学问题都可以在野外得到初步解决。

然而，只有这些还远远不够，要进行更深入的研究，还有赖于室内的工作。

2、室内岩石学
室内的岩石学工作时必须的，这是因为经过野外工作之后仍然有不少的问题是似是而非的。

以岩石成分而论，肉眼的分辨率难以认清矿物的种属，更不能了解其包含的一些成因信息。

对于一些结晶细小的矿物，我们甚至也难以认识矿物的大类。

至于矿物之间的相互关系，更需要在室内阶段加于解决。

2、室内岩石学-岩相学
这一部分的研究内容包括野外地质学研究的大部分内容，是野外地质学的继续和深化。

它包括岩石的矿物组成、结构构造、矿物生成顺序、共生组合、变质变形、后期蚀变等等。

这些问题多数是在显微镜下解决的。

如某花岗岩，在大多数情况下，肉眼观察只能分辨出其主要造岩矿物（rock-formingminerals）为石英、斜长石和碱性长石，含有少量黑云母和/角闪石。

在显微镜下，发现其中还含有象榍石、磷灰石、磁铁矿这样的副矿物，以及极少量的锆石。

不仅如此，我们还能分辨出斜长石的种属为更长石，碱性长石为条纹长石；岩石的结构为他形细粒结构，表明这些矿物大致是同时形成的；角闪石和黑云母的形成时间略早，因为他们都是自形或半自形晶，其自形程度明显高于长英质矿物；块状构造表明岩石是在没有应力的作用下形成的，矿物没有定向性；至于斜长石表面的绢云母（细粒白云母），一般认为是蚀变的产物；而充填在岩石裂隙或空洞中的磷灰石，则是最晚期结晶的产物。

2、室内岩石学-岩石化学(chemical petrolog岩石化学的工作建立在化学分析数据的基础上，通常包括全岩分析、单矿物分析、主元素分析、同位素（稳定同位素与放射性同位素）分析、稀土元素与痕量元素等。

狭义的岩石化学一般指的是主元素(major element)分析，由于这些元素的含量占据了岩石组成的绝大部分，所以称为主元素，这样的分析方法称为全岩化学分析，分析结果以氧化物的形式表示，一般包括SiO2、TiO2、Al2O3Fe2O
3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O、CO2。

如果不想了解挥发分的变化，则只有前面11项。

如果要了解不同岩石之间同种矿物的化学成分变化，还需要进行单矿物分析。

2、室内岩石学-矿物化学
单矿物分析的目的是为了了解不同岩石中矿物的成分变化及由此反映的成因信息。

如同一个岩浆系列中，早期单元中的斜长石比晚期单元中的斜长石更为基性。

应用微区分析技术（如电子探针），我们还可以清楚地了解矿物的生长历史，相矿物的环带结构就表明了其形成环境的变化。

2、室内岩石学-稀土元素
更深入一点的问题，还有赖于微量元素的研究，其中包括同位素、稀土元素与痕量元素。

由于这些元素的含量极少，在岩石体系中服从稀溶液定律，有他们反映的信息更加具有成因意义。

例如经常用到的稀土元素标准化模式，由于Eu2+具有替代斜长石中Ca2+的倾向性，通常认为Eu2+的异常与斜长石的含量和成分有关。

在层中岩体中，其下部岩系经常含有Eu2+的正异常，而下部则为负Eu2+异常（图1-7），被认为是斜长石结晶分离的结果，以及斜长石逐渐富含Ab分子。

2、室内岩石学-痕量元素Zb29-1钾长石年龄谱 2、室内岩石学-同位素示踪
2、室内岩石学-实验岩石学(experimental petrology) 要更加确切地了解岩石的成因与演化，实验岩石学与实验矿物学的工作是必不可少的，可以提供可扩的热力学依据。

在这方面，最著名与最经典的的莫过于N.L.Bowen(1928)的玄武质岩浆结晶分离试验。

通过他们的工作，提出了一个被后人称为鲍温反应原理和鲍温反应系列的基本岩石学框架，影响之大，至今仍是岩浆岩成因演化最主要的论据。

2、室内岩石学-数值模拟(numerical simulation)
数值模拟是一种简洁的将实验数据与地质事实结合起来推导详细地质过程的方法。

由于我们的生存时间有限，我们的实验结果都是在特定边界条件范围内取得的，尽管我们经常可以按照一般的推理原则大致将它们联系起来，从而推知整个地质过程。

详细的讨论则离不开数值模拟的工作，特别是它可以不受时间的限制。

一、成岩成矿作用的基本过程
元素及其化合物在不同的条件下形成不同的矿物或矿物组合，所形成的矿物或矿物组合按一定的方式构成岩石（矿石）
岩（矿）石成因实际上系指什么样的元素在什么样的条件下形成什么样的矿物，以及这些矿物是如何构成岩石的岩石学研究的五种联系 1、固相-固相反应岩石的形成与演化，可以归结为物质体系的重组，重组的实质是体系中发生的各种化学反应。

这些反应千差万别，归纳起来，主要有三类：固相-固相反应、有流体相和/或气相参与的反应、有离子参与的反应。

固-固反应是一类反应物与生成物均为固相的化学反应，可以分为以下几种。

A、同质异构转变例如：C====C
石墨金刚石A、同质异构这类反应的特点是，虽然反应物与生成物的成分相同，但结构类型不同，是同一种化学物质在不同的P、T条件下形成的种类各异的矿物相。

控制这类反应的主要因素是T和P。

研究这类反应的平衡条件，既可研究同质多象转变体稳定的P-T条件，也可以研究它们的转变条件，为探讨含有这类矿物的岩石的形成条件提供有力证据。

B、固溶体的分解作用
两种固相相互溶解形成的一个成分均一的固相，称为固溶体。

如混有一定量Ab的钾长石，高温时为透长石，温度降低时发生分解，形成两相交生的条纹长石，一个相是富含Ab的钾单矿物分析的目的是为了了解不同岩石中矿物的成分变化及由此反映的成因信息。

如同一个岩浆系列中，早期单元中的斜长石比晚期单元中的斜长石更为基性。

应用微区分析技术（如电子探针），我们还可以清楚地了解矿物的生长历史，相矿物的环带结构就表明了其形成环境的变化。

2、室内岩石学-稀土元素
更深入一点的问题，还有赖于微量元素的研究，其中包括同位素、稀土元素与痕量元素。

由于这些元素的含量极少，在岩石体系中服从稀溶液定律，有他们反映的信息更加具有成因意义。

例如经常用到的稀土元素标准化模式，由于Eu2+具有替代斜长石中Ca2+的倾向性，通常认为Eu2+的异常与斜长石的含量和成分有关。

在层中岩体中，其下部岩系经常含有Eu2+的正异常，而下部则为负Eu2+异常（图1-7），被认为是斜长石结晶分离的结果，以及斜长石逐渐富含Ab分子。

2、室内岩石学-痕量元素Zb29-1钾长石年龄谱 2、室内岩石学-同位素示踪
2、室内岩石学-实验岩石学(experimental petrology) 要更加确切地了解岩石的成因与演化，实验岩石学与实验矿物学的工作是必不可少的，可以提供可扩的热力学依据。

在这方面，最著名与最经典的的莫过于N.L.Bowen(1928)的玄武质岩浆结晶分离试验。

通过他们的工作，提出了一个被后人称为鲍温反应原理和鲍温反应系列的基本岩石学框架，影响之大，至今仍是岩浆岩成因演化最主要的论据。

2、室内岩石学-数值模拟(numerical simulation)
数值模拟是一种简洁的将实验数据与地质事实结合起来推导详细地质过程的方法。

由于我们的生存时间有限，我们的实验结果都是在特定边界条件范围内取得的，尽管我们经常可以按照一般的推理原则大致将它们联系起来，从而推知整个地质过程。

详细的讨论则离不开数值模拟的工作，特别是它可以不受时间的限制。

一、成岩成矿作用的基本过程
元素及其化合物在不同的条件下形成不同的矿物或矿物组合，所形成的矿物或矿物组合按一定的方式构成岩石（矿石）
岩（矿）石成因实际上系指什么样的元素在什么样的条件下形成什么样的矿物，以及这些矿物是如何构成岩石的岩石学研究的五种联系 1、固相-固相反应岩石的形成与演化，可以归结为物质体系的重组，重组的实质是体系中发生的各种化学反应。

这些反应千差万别，归纳起来，主要有三类：固相-固相反应、有流体相和/或气相参与的反应、有离子参与的反应。

固-固反应是一类反应物与生成物均为固相的化学反应，可以分为以下几种。

A、同质异构转变例如：C====C
石墨金刚石A、同质异构这类反应的特点是，虽然反应物与生成物的成分相同，但结构类型不同，是同一种化学物质在不同的P、T条件下形成的种类各异的矿物相。

控制这类反应的主要因素是T和P。

研究这类反应的平衡条件，既可研究同质多象转变体稳定的P-T条件，也可以研究它们的转变条件，为探讨含有这类矿物的岩石的形成条件提供有力证据。

B、固溶体的分解作用
两种固相相互溶解形成的一个成分均一的固相，称为固溶体。

如混有一定量Ab的钾长石，高温时为透长石，温度降低时发生分解，形成两相交生的条纹长石，一个相是富含Ab的钾
有最低点成分的熔浆形成于几周时间之内。

岩浆起源的基本控制要素控制岩浆起源的最基本因素是：源区物质组成温度压力流体天然体系的岩浆活动过程
壳源岩浆演化（矩形框）和熔融过程（椭圆框）流程图。

(1)100 m厚花岗岩岩席的热模拟(Davidsonet al.,1992);(2)根据Petford et al.(1993)的方程4计算的结果，假定熔浆通过裂隙运移;(3)根据独居石溶解速率计算的结果，假定LREE不饱和(Ayres et al.,1997);(4)根据锆石溶解速率计算的结果，假定Zr不饱和(Watson,1996);(5)岩浆过程的年代学约束。

3、岩浆上升侵位的时间尺度岩浆侵位时间尺度的估算则往往假定被萃取的熔浆是均一的，因而与源区岩石是热力学平衡的，不平衡印记主要归咎于岩浆上升过程中参与的各种作用，如AFC过程。

例如，假定角闪石减压分解边是岩浆上升过程中角闪石晶体与寄主岩浆反应的结果，分解边的厚度就可以看作是岩浆上升速率的函数，因而可据以反演岩浆上升速率（Rutherford&Hill,1993）。

假如玄武岩中斜长石斑晶的生长边和基质中的斜长石微晶是含水岩浆上升过程中排气作用的结果，生长边的厚度和斜长石微晶的大小也可以用来限定岩浆上升的速率（Nicholis&Rutherford,2004）。

岩浆上升速率的估算（2）落入玄武质岩浆中的幔源橄榄岩包体将因密度大于玄武质岩浆而下沉，其下沉速率可以用Stock定律v=[2gr2(ρs-ρl)]/9η来描述。

式中v为固体在液体中下降的速率（cm/s），g为重力加速度（980cm/s2），r为球形固体颗粒的半径（cm），ρs为球形固体颗粒的密度（g/cm3）， l为液体的密度（g/cm3），η为液
体的粘度（poise）。

假定橄榄岩的密度为3.3 g/cm3，橄榄岩包体的半径为5cm，玄武质岩浆的密度为 2.65g/cm3，粘度为1000poise，则橄榄岩包体在玄武质熔浆中的沉降速率为￣3.5cm/s=305km/天。

1、再论岩浆活动的基本过程
现今地球物理探测揭示，地球具有清晰的圈层结构。

这表明，我们的星球曾经经历过一个液态球体阶段。

在重力作用下，密度大的物质更容易下降集中到地球深部，而密度小的物质上浮地球浅部。

因此，地球物质发生了纵向分异。

由于地球物质一般具有热胀冷缩的特点，热物质的上升和冷物质的下降成为地球上最基本的物质运动，因而这种运动的基本驱动能量为热能和势能。

岩浆起源的基本控制因素温度压力挥发分源区物质组成或它们的任意组合 T 固相+液相液相固相加热减压
令人遗憾的是，当前我们的一些研究工作总是从大处着眼、大处入手、大处结束，很少有能够真正揭示自然规律的成果发表。

岩浆活动的基本过程部分熔融分凝（萃取）运移（上升）侵位固结过程岩浆萃取、迁移、侵位的简单模型，所有过程进行的速率最终取决于能量平衡。

例如，熔浆产生的数量和速率(QPr)受控于热流，熔浆萃取的数量和速率(QEx)取决于差异应力，岩浆迁移(QAs)和侵位(QEm)受控于粘度、密度和内应力(Brown 2006). 火成岩的多样性也取决于岩浆起源习惯上，人们总是将火成岩成分变异归咎于岩浆作用过程，对岩浆起源造成的火成岩多样性熟视无睹，这种现象在地球化学和矿床学领域尤其普遍。

一种理论，无论它是多么的正确，用在其边界条件之外就是荒谬！ 2、幔源岩浆底侵作用
序列：地壳中的岩墙作用（稍有伸展和隆升）和地表玄武岩喷发；地壳底部逐渐变热，部分
熔融开始；花岗质侵入作用和酸性火山活动开始。

当地壳底部有大量熔浆并因此变成低粘度时，玄武岩渗透作用停止；上地幔来的玄武岩注入在地壳之下。

在高层位上经历很好的分异作用（可能同时有广泛的混染作用），产生斜长岩-橄榄岩岩套。

在较低层位上则形成榴辉岩。

广泛发育的榴辉岩布满整个活动带，并使上地幔熔融带向下弯曲。

地幔柱横向迁移，克拉通依旧，但由于其底部玄武质的注入而变厚。

因此，古老克拉通可以经受玄武质侵入作用，但依然是稳定的。

地幔柱将是短暂的。

Fyfe W.S.&Leonardos O.H.,1973, 内动力地质作用的引擎
1、最基本的地幔过程低密度物质上升高密度物质下沉物质相对垂直运动触发水平运动岩石圈对软流圈运动的三种响应来自Davis课件面积抬升伸展减薄
隆升-减薄-盆地形成一、传统岩浆热液成矿理论的困惑岩浆相关矿床都存在强烈的围岩蚀变，不发育蚀变的岩石缺乏成矿潜力，围岩蚀变总是表现为含水（挥发分，下同）矿物交代无水（挥发分，下同）矿物，成矿金属元素i在晶体-熔体或熔体-流体之间的分配系数D 很小，这样的证据链使我们确信成矿作用首先与含矿流体有关，或者说成矿作用的基本解是造矿矿物从含矿流体中析出。

因此，岩浆相关矿床的成因研究聚焦于含矿流体的来源、成矿金属的搬运和大规模堆积的机制。

中小岩体成大矿
上个世纪六、七十年代，学者们注意到大多数内生金属矿床都与小岩体有关，中国学者卢欣祥首次撰写了一本专著阐述这个问题，遗憾的是没有正式出版。

（一）、成矿流体的来源问题
汤中立（2006）：成大矿的小岩体规模即岩体的最大变化截面积可以大到n(n<10)km2，小到0.00n km2，一般在1 km2左右或更小。

杨志明（2007）（私人通讯）：假定安山质岩浆中的
平均[Cu]=60ppm Cu，超大型斑岩铜矿床中的∑Cu=10 Mt Cu，则形成超大型铜矿需要岩浆的质量：10Mt/60ppm=1.7*1011 t；取岩浆的密度：2.7t/m3，需要岩浆的体积 =(1.7*1011/2.7)m3=6.3*1010 m3=63km3。

如果热液从岩浆中提取金属的效率为50%，则形成一个超大型的铜矿床需126km3的岩浆房。

1、岩浆分异作用与流体的聚集岩浆分异作用有可能使残余岩浆中挥发分含量相对增加，许多学者曾经热衷于这种解释，现今的文献中也常常可以见到相关的阐述。

岩浆作用的五个阶段（岩浆结晶阶段、岩浆气化结晶阶段、气成结晶阶段、气相液化-晶体溶蚀阶段、热水溶液结晶阶段）从理论上说是很清楚的，实际工作中往往进行合并，分为岩浆、气成、热液三大阶段。

2大多数成矿岩体都是岩浆快速冷却的产物岩浆热液成矿理论的基本假说之一是结晶分异作用，然而，成矿岩体中很难见到分离结晶作用的证据。

实际上大多数中酸性岩浆都缺乏岩浆分异作用的证据（罗照华等，2007；张旗等，2007；吴福元等，2007）。

饱和水体系与干体系的结晶温在相同的压力条件下，含水体系的固相线温度比干体系低得多，这意味着富含流体的岩浆将结晶出低温的矿物共生组合，而相同成分的“干”岩浆结晶的是相对较高温度的矿物共生组合。

二、透岩浆流体成矿作用理论
20世纪杰出的岩石学家Д.С.科尔任斯基提出了一种光辉熠熠的思想，认为自由流体流参与了岩浆的形成和演化、与运动岩浆相伴随的变质作用和交代作用过程，以及内生成矿作用过
程。

他的主要依据是：围岩地层中广泛分布岩浆交代作用现象；大体积岩浆岩的普遍化学均一性；在岩浆交代的前缘存在围岩深度的化学变化，直至使围岩形成成分接近于岩浆的带状交代岩体。

这一组特性与透岩浆流体假说似乎非常吻合。

然而，直到现在透岩浆流体假说也没有得到广泛的接受。

佐托夫（1989）将其归咎于大部分岩石学家对岩浆与围岩相互关系的漫不经心和缺乏扎实的物理化学基础，这是有失公允的。

实际上，透岩浆流体概念的最初版本是有重大缺陷的，加之当时测试技术和探测技术的相对落后，导致了这一先进思想的多年尘封。

新的透岩浆流体成矿理论近年来，有关岩浆活动与内生金属成矿作用的关系的研究取得了许多重要的进展，主要包括：（1）、大规模成矿作用往往与小岩体有关（汤中立等，2006）；（2）、成矿作用发生在混沌边缘（於崇文等，1997）；（3）、成矿作用是一种地质时间尺度上的瞬时过程（<1Ma），且受控于岩石圈性质（Bierleinet al.,2006），因而岩石圈灾变伴随着成矿作用大爆发（邓晋福等，1999）；（4）、在同一能量驱动机制作用下，形成一系列具有成因联系的矿床类型（陈毓川等，1996；翟裕生等，1999）；（5）、成矿作用与深部流体紧密相关（杜乐天，1988；毛景文等，2005）。

将所有这些研究进展与科尔任斯基（1952）提出的透岩浆流体假说结合在一起，我们初步提出了一个透岩浆流体成矿作用理论的框架模型（罗照华等，2007）根据透岩浆流体成矿作用理论，岩浆体系和含矿流体体系是两个完全不同的地质体系，它们因相互需要而常常形成耦合关系当岩浆体系与流体体系解耦时，就导致了成矿作用的发生。

因此，理论上说，火成岩的含矿性取决于岩浆体系囚禁流体体系的能力，与岩浆的上侵速度、侵位深度、岩浆粘度等因素密切相关。

1、透岩浆流体的基本概念?岩浆系统与流体系统是两个独立的地质系统，它们因相互需要而耦合在一起；当两个系统发生拆耦的时候，流体系统透过岩浆体统迁移运动；为了强调这种流体非岩浆固有的，科尔任斯基将其称为透岩浆流体。

2、流体系统与岩浆系统的相互作用a.岩浆粘度较大或温度较低，流体系
统位于岩浆系统的下方或下部；b.岩浆粘度较小，流体系统进入岩浆系统中并与其合为一体；
c.岩浆粘度更小、上升速度较慢或者岩浆体边部出现大量淬火性裂隙；
d.岩浆粘度非常小，流体系统可以完全与岩浆系统分离。

3、成矿物质堆积的场所化学边界层： 1、膏盐层 2、碳酸盐岩层物理边界层： 1、隔水层
2、构造膨大部位
当流体遇到具有足够能力进行离子交换反应的地层时，应当可以使成矿流体的物理化学性质发生重大改变，或者说促使成矿物质大规模沉淀，残留的无矿流体或少矿流体同时继续向前运移（围岩蚀变或油气成藏作用？）。

化学边界层无矿流体分布区含矿流体分布区成矿元素聚集区
四、透岩浆流体成矿体系
1、正岩浆成矿体系[包括正岩浆成矿亚体系(1-1)和边缘伟晶岩成矿亚体系(1-2)]；
2、接触带成矿体系[接触交代成矿亚体系(2-1)和爆破角砾岩型成矿亚体系(2-2)]；
3、远程热液成矿体系[破碎带蚀变岩成矿亚体系(3-1)、热液脉状成矿亚体系(3-2)和微细浸染型成矿亚体系(3-3)]；
4、火山热液成矿体系[水底喷流沉积成矿亚体系(4-1)和潜火山成矿亚体系(4-2)]；
5、无机油气成矿体系。

5流体携带成矿物质的两种方式?当成矿物质已经形成微粒时，岩浆的发泡作用将会因毛细效应将其带到运动前锋。

?当成矿物质溶解在流体中，岩浆的发泡作用将导致成矿物质残留在运动后方。

?当含矿流体被囚禁在矿物粒间时，将形成浸染状矿化。

1、正岩浆成矿体系
熔浆中挥发分含量随压力增加，暗示岩浆从深处侵位到较浅位置时必然发生减压沸腾(一次沸腾)，挥发分从岩浆中逸出，岩浆固相线温度升高，快速结晶固结。

因此，富含挥发分的岩浆理论上是从下向上固结的，形成单向固结结构(UST)。

但由于存在地温梯度和岩浆对流体的囚禁，实际情况要复杂得多。

2、接触带成矿体系罗照华等，2007如果岩体的刚性外壳破裂且围岩也不能成为流体圈闭层，含矿流体就会逸出，并与围岩相互作用。

如果混杂在岩浆中的含矿流体全部逸出，且围岩具有成为混沌边缘的能力，成矿作用将在岩浆体的直接围岩中发生。

3、远程热液成矿体系我们掌握的资料很少，大致可以划分为以下亚体系：破碎带蚀变岩成矿亚体系(3-1)、热液脉状成矿亚体系(3-2)和微细浸染型成矿亚体系(3-3)。

岩浆相关成矿作用可以波及很远，直到遭遇混沌边缘。

4、火山热液成矿体系如果含矿流体直接喷出地表，成矿物质将不能富集成矿，相反，它们将消失在空气和水中。

但是，如果含矿流体喷出时水深足够大，或者上覆火山岩层可以有效阻止含矿流体的快速逸出，将分别形成水底喷流沉积成矿亚体系(4-1)和潜火山成矿亚体系(4-2)5、无机油气成矿体系物理边界层化学边界层混合边界层化学边界层无矿流体分布区矿流体分布区成矿元素聚集区当流体遇到具有足够能力进行离子交换反应的地层时，应当可以使成矿流体的物理化学性质发生重大改变，或者说促使成矿物质大规模沉淀，残留的无矿流体或少矿流体同时继续向前运移（围岩蚀变或油气成藏作用？）。

五、成矿流体的来源
成矿流体来源的标准解释是俯冲板片的脱水反应，绝大多数作者都将左图作为俯冲带岩浆活动与成矿作用的解释模型。

然而，这个模型解释不了中国大陆的中生代成矿作用。