常用玄武岩构造环境判别图解-最新版
玄武岩
玄武岩要点摘要：玄武岩是一种基性喷出岩[1]，其化学成分与辉长岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石本文来源：/hyzx/lvsmfj.html辉绿岩（diabase）辉绿岩(又名福建青、大湖青、青石），花岗岩的一种，成分相当于辉长岩的基性浅成岩。
显晶质,细-中粒，暗灰-灰黑色,常具辉绿结构或次辉绿结构。
深灰、灰黑色。
主要由辉石和基性长石（与辉长岩成分相当的浅成岩类）组成，含少量橄榄石、黑云母、石英、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿等。
基性斜长石常蚀变为钠长石、黝帘石、绿帘石和高岭石；辉石常蚀变为绿泥石、角闪石和碳酸盐类矿物。
因绿泥石的颜色而整体常呈灰绿色。
辉绿岩跟辉长岩的成分差不多，但它形成得比较浅，不像辉长岩那样深。
根据含有的不同成分，有多种。
如含石英多的叫作石英辉绿岩；含沸石、正长石等的，称碱性辉绿岩等。
辉绿岩是上等建筑材料。
辉绿岩为深源玄武质岩浆向地壳浅部侵入结晶形成，常呈岩脉、岩墙、岩床或充填于玄武岩火山口中的岩株状产出。
按次要矿物的不同，可分为橄榄辉绿岩、石英辉绿岩等。
可做建筑石材或工艺石料，是铸石原料。
质地均匀、无裂纹者可做石材原料，细粒者尤佳。
如贵州的“罗甸绿”、浙江临海的“孔雀绿”、河南的“五龙青”、“菊花青”均属此类矿床。
玄武岩英文写法为BASALT。
玄武岩是一种基性喷出岩[1]，其化学成分与辉长岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。
呈斑状结构。
气孔构造和杏仁构造普遍。
玄武岩是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。
中国中_东部地区新生代玄武岩的分布规律与面积汇总_陈霞玉
中图分类号：P588.14
文献标识码：A
文章编号：1006 -7493 （2014） 04-0507-13
Distribution Summary of Cenozoic Basalts in Central and Eastern China
CHEN Xiayu, CHEN Lihui*, CHEN Yang, ZENG Gang, LIU Jianqiang
2 统计方法及应用
本次研究对中国中—东部地区新生代玄武岩的 统计方式与以往有所不同，首先依据中国地形存 在阶梯性的特点，将其划分为中国中部和中国东 部两大类，然后依据地理区域将中国东部和中国 中部进一步细分。在地质年代上，依据 IUGS 国际 地质年代表 2013 版将新生代火山岩分为三个纪， 其中古近纪与新近纪的年龄分界为 23.0 Ma，新近 纪与第四纪的年龄分界为 2.588 Ma。 2.1 统计方法
本文中进行面积统计选取的素材包括 GeoMapApp 应 用 软 件 中 附 带 的 地 质 图 East Asia Bedrock Age and Rock Types（CCOP）（以下简称地 质图 A） 和地貌图，以及中亚各国的地质图 Atlas of geological maps of Central Asia and adjacent areas （以下简称地质图 B）。其中 GeoMapApp 附带的地质 图 A 和地貌图均采用墨卡托投影绘制，因此导出后 即可完全重合。由于地质图 A 的范围为中国东北、 东部及南部地区，缺少中国中部的内蒙古地区， 因此选择了地质图 B 中的中国中部内蒙古地区进行 相应补充。为了满足计算和观察精度，我们首先 通过 GeoMapApp 应用软件，将其附带的地质图 A 和地貌图进行等比例的放大 （本文采用的放大倍 数为 32 倍），并通过 Photoshop 软件，将上述放大 的中国中-东部地区不同区域的地质图 A 和地貌图 分别进行无缝拼接，从而获得高精度的中国中-东 部地区地质图和地貌图各一张。由于地质图 B 为赤 平投影图，与地质图 A 和地貌图采用的墨卡托投影 存在差异 （图 2），因此我们需要通过 Photoshop 软 件将地质图 B 进行分割，并将每一个分割的小单元 进行软件变形，使其与地质图 A 和地貌图的经纬度 相对应。为了控制误差，本文中地质图 B 的经纬度 分割跨度为 1°。最后，根据经纬度将上述地质图
玄武岩PPT课件
（三） 喷 出 岩
3．种属划分及主要种属岩性特征 （3）按构造类型及特殊结构划分
气孔状玄武岩 玄武浮岩（气孔>50%，教材中称熔渣） 杏仁状玄武岩 枕状玄武岩 球颗玄武岩 玻基玄武岩（或玻基斑状玄武岩） 隐晶质块状玄武岩
基质结构则有：
间粒结构（粗玄结 构）：较自形的长板状斜 长石假晶构成的格架中充 填多个辉石及Mt细小颗 粒。
（三） 喷 出 岩
2．结构、构造
间隐结构：较自形的长条状Pl微晶间隙中充填为玻璃－隐晶 质。
间粒间隐结构：（填间结构、填隙结构或拉斑玄武结构）是 上述两者的过渡类型。自形条状斜长石微晶构成的空隙中既充 填有粒状Py和Mt，也有玻璃物质。
温度的升高
挥发组分的加入
压力的降低
5、玄武质岩浆的形成
• 不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异
洋中脊和大陆裂谷——减压熔融 俯冲带——下插板块升温，引起熔融 俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔
部分熔融—挥发组分的加入
升温和挥发组分的加入
其中杏仁体成分常见为：绿泥石、方解石、石英、蛋白石、 玉燧、沸石等。
（三） 喷 出 岩
3．种属划分及主要种属岩性特征
（1）据粒度划分（适用于野外） 粒玄岩（粗粒玄武岩）——全晶质，粒度相对较粗，
>1mm，肉眼可辩，具间粒结构。
（也可以称为粗玄岩）
中粒玄武岩——粒度<1mm，肉眼可见矿物颗粒，
但无法辩认矿物成分。
玄武岩——粒度<0.1mm（微晶－隐晶质－半晶质，
镜下基质可具间隐结构）。
玻璃质玄武岩——全部或绝大部分为玻璃质组成。
岩石构造图解
岩石构造一、板劈理：板岩所特有的连续劈理。
它发育在细粒的低级变质岩中，肉眼极难区别出劈理域或微劈石；在显微尺度上，劈理域由平行面状或交织状排列的云母或绿泥石等层状硅酸盐矿物富集成薄膜或薄层，宽约0.005毫米；微劈石由石英、长石等浅色矿物的集合组成，呈薄板状或透镜状，宽约1～0.01毫米或以下。
板劈理使板岩具有良好的可劈性，将岩石劈成十分平整的薄板。
二、劈理折射：强弱相间的岩层中,强硬层中的劈理和软弱层中的劈理以不同角度与层理相交，强硬层中为间隔劈理，与层理交角较大；软弱层中为连续劈理，与层理交角较小。
三、矩形石香肠：白云岩中的硅质条带拉断形成矩形石香肠，反映硅质能干层（强硬层）与白云岩软弱层之间的高粘性差。
（石香肠构造，各位可还记得～）不同力学性质互层的岩系受到垂直或近垂直岩层的挤压而形成。
软弱岩层被压向两侧塑性流动，夹在其中强硬岩层不易塑性变形而被拉断，构成平面上呈平行排列的长条状块段，即石香肠。
在被拉断的强硬岩层的间隔中，或由软弱层呈褶皱楔入，或由变形过程中分泌出的物质所充填。
四、透镜状石香肠：灰岩中相对强硬的白云岩形成的透镜状石香肠构造。
香肠体的两端有分泌的方解石充填，示压溶作用的存在。
五、挠曲：在水平或平缓的岩层中，由一般岩层突然变陡而表现出的膝状弯曲，或是由于岩层翘曲或其他和缓变形所形成的弯曲。
六、膝状褶皱：以早期板劈理为变形面发生褶皱，由左到右褶皱形式发生变化，既由膝状-箱状-圆弧状渐变过渡。
七、膝折：由一系列互相平行的膝折带组成的尖棱褶皱，称为膝折褶皱；两翼平直，转折端尖棱。
八、平缓褶皱：平缓褶皱是指翼间角小于180°、大于120°的褶皱。
九、开阔褶皱：翼间角为120°～70°的褶皱。
十、 W型对称褶皱：为石英岩中的W型对称褶皱。
中部褶皱较紧闭，向两侧逐渐开阔，褶皱转折端加厚，翼部减薄。
十二、不对称Ｎ型褶皱：不同褶皱层的褶皱形态的变化，强硬的硅质层（石英岩）具典型的相似褶皱的特点，较软弱的铁质层（富磁铁矿层）为顶厚褶皱。
玄武岩类形成的大地构造环境的图解判别
玄武岩类形成的大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf图解判别汪云亮 张成江 修淑芝WA N G YunL iang,ZHA NG Cheng Jiang and XIU ShuZhi成都理工学院三系,成都 6100593th Depar tment of Che ngd u Univ er sity of T echnology,Cheng du610059,C hina2000-07-14收稿,2001-03-28改回.Wang YL,Zhang CJ and Xiu SZ.2001.Th/Hf-Ta/Hf identification of tectonic setting of basalts.Acta Petrologica Sinica, 17(3):413-421Abstract T h,T a a nd Hf are r efr act or y str ong m agmat ophile elements.Because that the geo chem ical behav ior o f T h,T a and Hf is simila r during m agmat ic actio n,the r atio s of T h,T a and Hf co uld r estor e pro cesses o f mantle par tial,mag matic fr act ional cr ystalliza tio n,mantle fractionatio n and so o n.T he T h/Hf and T a/Hf ratios of ba salts,especially primary o ne, reflect the differ ent iation of T h,T a and Hf o f its sour ce r eg ion.In gener al,there is a clo se relationship bet ween these character istics and t ect onic setting.Based o n t he r atios amo ng T h,T a and Hf o f basalts fo rmed fro m typical tectonic setting of t he w o rld,w e pr opose a new tectonic identificat ion scheme of basalts on the T h/Hf and T a/Hf double lo gar ithmic plot. Key words Basalt,T ecto nic setting,T h/Hf-T a/Hf ident ification diagr am.摘 要 T h,T a,Hf是一组耐熔强亲岩浆元素,由于地球化学性质的相似性,其相互之间的比值关系能将深部作用的地球化学过程较好地恢复出来。
图文并茂，瞬间学会识别岩浆岩，沉积岩，变质岩！一学就会
图文并茂，瞬间学会识别岩浆岩，沉积岩，变质岩！一学就会岩浆岩，沉积岩，变质岩，这三种岩石是最基本的岩石。
1、(岩浆岩)--顾名思义，就是直接由岩浆形成的岩石，指由地球深处的岩浆侵入地壳内或喷出地表后冷凝而形成的岩石。
又可分为侵入岩和喷出岩(火山岩)。
2、沉积岩，顾名思义，就是由沉积作用形成的岩石，指暴露在地壳表层的岩石在地球发展过程中遭受各种外力的破坏，破坏产物在原地或者经过搬运沉积下来，再经过复杂的成岩作用而形成的岩石。
沉积岩的分类比较复杂，一般可按沉积物质分为母岩风化沉积、火山碎屑沉积和生物遗体沉积。
沉积岩主要包括有石灰岩、砂岩、页岩等。
3、变质岩，顾名思义，就是经历过变质作用形成的岩石，指地壳中原有的岩石受构造运动、岩浆活动或地壳内热流变化等内应力影响，使其矿物成分、结构构造发生不同程度的变化而形成的岩石。
又可分为正变质岩和负变质岩。
......................................................................................................——岩浆岩/火成岩——Igneous Rock代表：花岗岩、安山岩、玄武岩定义：岩浆岩由地幔或地壳的岩石经熔融或部分熔融（partial melting）的物质如岩浆冷却固结形成的。
岩浆可以是由全部为液相的熔融物质组成，称为熔体（melt）；也可以含有挥发分及部分固体物质，如晶体及岩石碎块。
01石英安山岩Dacite火山喷出岩的一种，有斑晶的特征，与安山岩的组成成分近似，但含有石英的结晶。
02角闪安山岩Hornblende Andesite属于钙碱性系列中性喷出岩，是暗色矿物主要为角闪石的安山岩。
具斑状结构，斑晶由中长石和角闪石组成，角闪石多为棕色。
03角闪紫苏辉石安山岩大多呈紫红灰色或粉红灰色，里面所含的铁镁矿物以角闪石及紫苏辉石为主。
04紫苏辉石安山岩05辉石安山岩Pyroxene Anderite以辉石为主要铁镁矿物斑晶的安山岩。
常用玄武岩构造环境判别图解
。谷裂陆大的内板在分部大�壳地陆大于发喷�)stlasaB latnenitnoc(NOC 。境环内板在分部大�岛洋内盆洋于发喷�)stlasab dnalsi naeco(BIO 。境环后期山造的后冲俯是以可也�弧熟成的远很 槽海深距是以可既它�岩安粗榄橄的缘边块板聚会于发喷�)setinohsohs(OHS 。岩武玄性碱钙的境环 壳地洋大后槽海深及壳地陆大的缘边块板聚会于发喷�)stlasab ilakla-clac(BAC 。近附槽海深于发喷常经�岩武玄斑拉弧岛和岩武玄斑拉钾低的壳 地洋大缘边块板聚会于发喷�)setiieloht cra dnalsI,setiieloht muissatop-wol(TKL 。盆洋小的后弧岛是以可也��脊中洋�部内洋 大是以可既它�岩武玄的缘边块板张扩于发喷指是�)stlasab roolf naeco(BFO �明说个作义含造构的境环造构种各中解图对先首 述描境环造构 2
。用使的中解图别判境环造构岩武玄在 素元量主了制限而因�泼活很都中程过用作质变或变蚀的 岩武玄在素元量主分部大于由是但�能功别判的解图响影 不并化活的生发中程过用作质变或变蚀的岩武玄在素元量 主�下况情多很在然虽�小减也差误别判的生产此由�小 较对相差误析分以所�高较量含的中石岩在素元量主于由)2( 。得获 易容料资据数此因�价廉单简对相法方析分素元量主于由)1( �点优下以有具解图别判素元量主比相素元量微与 • 。素元的泼活对相等O2K、O2aN 、*OeF用采也中解图分部在�素元泼活不等2OiS、2OiT 、OaC、OgM、3O2lA有素元的用常最中解图素元量主在 •
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岩石构造环境的地球化学判别
（一）正确理解构造环境与岩石地球化学
特征的内在联系是，除数据精度基础外，
克服盲目性、提高岩石构造环境地球化学
判别效果的首要因素。按地质运动中各种基础
运动形式的相互依存、相互制约和相互转化的地
学哲学观，对各类岩石形成过程来说，构造(环 境)起着沟通物源、约束过程发生场所和运移途 径，以及制约热动力学条件的作用。具体说明如 下：
8．随研究的深入，某些构造环境鉴别已不 能满足于大类确定，还需区分细的类型。 例如，岛弧环境需进一步鉴别出洋内岛弧、 大陆岛弧和陆缘弧；在洋脊玄武岩中需区 分正常型洋脊玄武岩(N-MORB)、过渡型 洋脊玄武岩(T-MORB)和异常型洋脊玄武 岩(E-MORB)；板内构造环境需要区分大 洋裂谷与大陆裂谷，等等。详细区分的原 理与标志说明如下。
2.不同构造限定着岩石形成过程活动场所 与运移途径的不同，例如，洋脊构造限定 了玄武岩浆沿扩张脊活动，形成的岩石只 同海水作用，成分常受海水蚀变的影响；B 型俯冲限定岩浆在岛弧区自下而上运移， 穿过大洋岩石圈（洋内岛弧）或大陆岩石 圈（大陆岛弧），因而岩石会受洋或陆壳 物质影响而表现出成分差异。
3.不同构造环境显示出不同的热动力学和 物理化学条件，影响着各类成岩过程的机 制 和 特 征 。
3.从岩石中元素含量差别程度看，微量元 素应优于主量元素。例如，洋脊玄武岩 （MORB）与大洋裂谷玄武岩（洋岛玄武 岩OIB）和大陆裂谷玄武岩(CRB)相比，微 量元素含量有些可相差1～2数量级，而主 量元素含量相差甚微。所以微量元素标志 能有更显著的判别效应。
4.从元素在岩石变质过程中的稳定性看， REE、HFSE及Cr、Ni、Co也较为惰性， 适合于在大陆岩石多受变质的条件下应用； K、Rb、Cs、U、Sr、Ba和Pb等较活动， 只能在岩石未变质或变质轻微情况下应用, 特别须注意避免遭受流体交代的蚀变岩石 样品。
玄武岩分类、特征及形成构造背景
玄武岩分类、特征及形成构造背景玄武岩，洋壳主要组成，属基性火山岩。
是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。
1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。
汉语玄武岩一词，引自日文。
日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。
玄武岩是一种基性喷出岩，其化学成分与辉长岩或辉绿岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。
呈斑状结构。
气孔构造和杏仁构造普遍。
玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，致密者压缩强度很大，可高达300MPa，有时更高，存在玻璃质及气孔时则强度有所降低。
玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成五边形或六边形，构成柱状节理。
性脆，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不多。
主要成份玄武岩的主要成份是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁(还有少量的氧化钾、氧化钠)，其中二氧化硅含量最多，约占百分之四十五至五十左右。
玄武岩的颜色，常见的多为黑色、黑褐或暗绿色；在腾冲火山群附近的玄武岩多为青灰色，也有暗红色、橙色、黄色的。
因其质地致密，它的比重比一般花岗岩、石灰岩、沙岩、页岩都重。
但也有的玄武岩由于气孔特别多，重量便减轻，甚至在水中可以浮起来。
因此，把这种多孔体轻的玄武岩，叫做"浮石"，在云南腾冲马站火山群脚下附近的村寨里，人们把这些多孔体轻的玄武岩叫做“泡石”。
成分玄武岩根据其成分不同可以分为拉斑玄武岩、碱性玄武岩、高铝玄武岩。
结构按其结构不同可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武玻璃。
充填矿物按其充填矿物不同可分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等。
实验七 综合实验：玄武岩的成分与结构成因分析
和 地 幔
Cr2O3 0.28 0.03 Al2O3 0.06 0.04
0.00 0.17 0.40 0.41 0.19 8.01 0.05 0.35 0.04 4.73 1.46 5.02 0.16 0.47 1.34 0.00
橄
FeO 10.15 7.82 10.40 7.74 4.73 4.68 10.07 2.88 20.09 14.91
方辉橄榄岩尖晶石二辉橄榄岩斜方辉石岩二辉石岩单斜辉石岩斜方辉石岩斜方辉石岩橄榄斜方辉石岩橄榄石橄榄石单斜辉石单斜辉石斜方辉石斜方辉石二辉橄榄岩二辉橄榄岩二辉石岩单斜辉石岩单斜辉石岩橄榄二辉石岩橄榄岩橄榄岩辉石岩辉石岩90401010橄榄单斜辉石岩超镁铁质岩的分类32典型结构a
实习七 河北汉诺坝玄武岩的成分和结构成因分析
51
55
58
14.9
17.1
18.2
含
Sm
10.5
10.9
11.4
4.2
4.5
4.6
量
Eu
3.4
3.57
3.72
1.52
1.61
1.62
表
Tb
1.18
1.2
1.15
0.66
0.69
0.73
Yb
0.94
0.96
0.88
1.47
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1.29
Lu
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0 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85
玄武岩类岩石大地构造环境的Th、Nb、Zr判别
一般情况下成分上接近原始岩浆的玄武岩，ｉ２ Ｓ 含 ０ 量低， 微量元素中不相容元素如大离子亲石元素 Ｋ ， Ｒ ， Ｂ ， ｂ Ｃ ， Ｔ ｓ ａ ｈ和高场强 元素 Ｔ ， ， Ｚ ａ Ｎ Ｈ ， ｂ ｆ ｒ和
ＬＥ Ｒ Ｅ含量低。 综上所述， 本文数据收集与选择的标准是满足： ① 玄武岩、 玄武质安山岩； Ｍ Ｏ ％ ； Ｃ＞ ② ｇ 李８ ③ ｒ
玄武岩 （ｏｓａ ｅ ａ ，９２ 和 Ｎ ＭＯ Ｂ火山玻 Ｌ ｎｄｌ ｔ １９ ） ｅ ｌ ． － Ｒ 璃（ｅｎ ｅ ａ ，００ 为例， ＭＯ Ｂ的 Ｎ ／ｒ Ｌｏｉ ｔ ２０ ） ｄ ｌ ． Ｎ－ Ｒ ｂＺ ＜
００，ｈＮ ＜０１， ． ／ ｂ ． 均低于原始地慢的值（ ４Ｔ １ 图中小
含量判别玄武岩的原生性外， 同时也考虑其他组份
ｚ 数据的收集与选择
Ｔ ， Ｚ 比值有没有大地构造环境的标志， ｈＮ ， ｂ ｒ 首先是通过研究世界上一些典型的大地构造区形成
的岩浆岩系， 建立一套彼此能区别的标准 为了提高 判别标志的可靠性， 我们统计 ｒ世界上典Ｖ地区年 ＇ Ｙ 代较新 、 研究程度高、 所属大地构造环境肯定、 演化 不明显， 基木上未受混染的玄武岩类的一万余组（ 本
Ｔ ， ｂＺ 是一组耐熔不相容或强不相容元素， ｈＮ ，ｒ 在 深部作用过程中（ 如地慢分离、 地慢部分熔融、 岩浆 分离结晶和地壳混染等）其含量变化是基本同步 ，
的， 因此， ｈＺ， Ｚ 值基本不变或只有很小的 Ｔ ／ｒＮ ／ｒ ｂ 变化 因此， 岩浆中的不相容微量元素之间的比值可 以反映源区的微量元素丰度特征（ 郑海飞等，９４０ １９） 〔） ２ 对于不同的大地构造环境的地慢源区， 在 玄武质岩浆作用过程 中（ 包括地慢源区的部分熔 融）同一种元素 ‘ ， ｒ ｈ或 Ｎ ，ｒ的不相容程度并非 ｂＺ） 完全相 同， ｈ Ｎ ，： Ｔ ， ｂＺ 不同元素之间的不相容性 的
130张野外地质构造实拍图，经典、直观、一眼看懂！
130张野外地质构造实拍图，经典、直观、一眼看懂！2018-05-14 13:54剪节理视域宽度2m，图示岩层发育近乎正交的两组剪节理，将其分割为方形的岩块，沿着节理缝还有方解石岩脉充填。
大型褶皱视域宽度200m，逆冲推覆过程中往往会通过褶皱调节应力。
图示为挤压应力背景下形成的大型不协调褶皱。
不整合视域宽度50m，不整合面上覆二叠纪水平石灰岩，下伏晚元古代的倾斜石灰岩，沉积间断为约300个百万年。
劈理折射视域宽度3m，劈理穿过不同能干性的岩层时，劈理面的角度会发生变化。
在强硬层中，劈理与层理的夹角较大，在软弱层中，劈理与层理的夹角较小。
图示浅色的砂岩属于强硬层，几乎不发生发劈理，暗色的泥岩属于软弱层，劈理高度发育。
断层面的擦痕和阶步视域宽度20cm，岩体发生错断后有明显位移，接触面也会断层滑动中留下粗糙不平的擦痕，沿着断层面会有方解石等矿物沿滑动方向呈纤维状生长，然后被拉断而形成一些微小阶梯断口和微细断口，可以用于指示断层运动方向。
不对称的S型布丁构造视域宽度1m，图示为石英脉形成的不对称S型布丁，与鞘褶皱有关，主体布丁下可见封闭状岩脉环，顶部的剪切方向为从左向右。
布丁的肿缩现象视域宽度40cm，韧性差异相差较小的岩层形成布丁时，相对强硬层（白色）局部收缩而不断离，而相对软弱层（灰色）在布丁的颈部收缩处形成小型褶皱。
古水流的线状构造视域宽度2m，河流动力拖拽河床底部岩石运动，留下顺着水流方向长条状凹槽，后来被沉积物充填，形成了线状构造的印模，可以指示水流方向和沉积方向。
鱼骨状交错层理视域宽度50cm，两套交错层理表现出相反的倾向，这是水流方向反复动荡形成的典型特征，一般是潮汐成因。
上面和下面的平行层理表明了很强的水动力。
10斜层理视域宽度40cm，一系列纹层斜交于层系界面，一般形成于动荡的水或者风动力环境中，可以指示其流动方向。
图示斜层理的下部缓慢沉积，与层系界面相切，上部被侵蚀，与层系界面相交。
玄武岩的成因、构造环境分类
玄武岩的成因、构造环境分类研究意义：因为玄武质岩浆直接来源于上地幔，并可产于多种构造环境中，所以研究玄武岩对于反演地幔物质成分、分析构造环境和地球的深部动力学均具有重大意义。
1、玄武质岩浆的形成地幔橄榄岩部分熔融导致地幔橄榄岩部分熔融的因素：温度的升高；压力的降低；挥发组分的加入。
不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异：洋中脊和大陆裂谷——减压熔融俯冲带——下插板块升温，引起熔融俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔部分熔融—挥发组分的加入2、玄武岩成分差异的影响因素1）源区的物质成分—地幔成分的不均一性，如饱满型地幔、交代富集型地幔、亏损型地幔。
2）部分熔融程度—如拉斑玄武岩是地幔橄榄岩20-30%部分熔融的产物；碱性玄武岩是地幔橄榄岩<15%部分熔融的产物。
3）源区流体的成分—如CO2使岩浆中的碱度增加。
4）源区的部分熔融条件—P的影响最大，如低压下形成拉斑玄武岩，高压下形成碱性玄武岩。
3、玄武岩的成因与构造环境1）大洋中脊玄武岩（MORB)形成环境：拉张环境形成条件：低压高温，高度部分熔融（20- 30%）源区：亏损的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩主要是拉斑玄武岩。
化学成分特征是低LILE，同位素亏损。
MORB分为两种：正常MORB (N-type): 起源于亏损的软流圈上地幔；地幔柱型MORB (P-type)：起源于比较富集的地幔柱或热点。
P-type MORB= N-type MORB + OIB sourceMORB的原始岩浆可能是苦橄岩经过Ol的结晶分异而成拉斑玄武岩。
2）大陆裂谷玄武岩——碱性玄武岩、碧玄岩、拉斑玄武岩形成环境：大陆内部拉张环境形成条件：减压为主，温度增加较小，部分熔融程度一般低于洋中脊源区：饱满型和交代富集型的地幔橄榄岩大陆裂谷岩浆作用：代表稳定的大陆开始发生裂解，是新的洋盆形成的前奏。
大陆裂谷岩浆作用的起因：有两种模式，主动模式和被动模式。
主动模式：地幔柱或热点。
4-岩石地球化学之三--火成岩类及其构造岩石组合
拉斑玄武岩特征
拉斑玄武岩的一个共同特征是，相对钙碱性的 玄武岩贫碱、尤其是贫K2O，低TiO2 。大洋拉 斑玄武岩与大陆拉斑玄武岩相比，前者MgO、 CaO稍富，明显低K2O（w（K2O）<0.3％）， 具很高的x（Na）／x（K）（>10）比值；后 者相对富SiO2和K2O，贫Na2O，x（Na）／x （K）（介于1.1～3.5之间）比值低。
S2玄武粗安岩：当[w（Na2O-2）]>w（K2O）时，为 橄榄粗安岩；反之，为橄榄安粗岩（钾玄岩）；
S3粗安岩：[w（Na2O-2）]>w（K2O）时，为粗安岩 （歪长粗面岩，benmoreite）；反之，为安粗岩；
玄武岩分类
T粗面岩：QAPF图中Q<20％为粗面岩；Q>20 ％者为粗面英安岩；Q为标准矿物；
碱性玄武岩4种类型-2
（2）碱玄岩（tephrite）：w（Ne）>5％，w （Ol）<5％，无Hy，是SiO2明显不饱和，碱含 量很高的玄武质岩石。由基性斜长石、单斜辉 石和似长石组成，可有少量橄榄石。其中单斜 辉石主要为含钛辉石，似长石以霞石、白榴石 为主。根据似长石种类不同可以分别命名为霞 石碱玄岩和白榴碱玄岩等。
钾玄岩系列-3
钾玄岩系列的化学成分特征是：Al2O3、Alk、 K2O及大离子亲石元素（P、Bb、Sr、Ba、Zr、 Th、U、LREE）的含量高，w（K2O）／w （Na2O）比值大，接近于1或大于1，TiO2低， SiO2饱和或不饱和，标准矿物中可出现Q或Ne 分子。
亚碱性系列岩石种类
亚碱性系列岩石种类
1-火成岩组合与蛇绿岩套
位于深海沉积物之下，自上而下是： 洋中脊玄武岩，简称MORB（mid-ocean ridge balt） 席状岩墙群（sheeted dike complex）
玄武岩的成因、构造环境分类
玄武岩的成因、构造环境分类研究意义：因为玄武质岩浆直接来源于上地幔，并可产于多种构造环境中，所以研究玄武岩对于反演地幔物质成分、分析构造环境和地球的深部动力学均具有重大意义。
1、玄武质岩浆的形成地幔橄榄岩部分熔融导致地幔橄榄岩部分熔融的因素：温度的升高；压力的降低；挥发组分的加入。
不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异：洋中脊和大陆裂谷——减压熔融俯冲带——下插板块升温，引起熔融俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔部分熔融—挥发组分的加入2、玄武岩成分差异的影响因素1）源区的物质成分—地幔成分的不均一性，如饱满型地幔、交代富集型地幔、亏损型地幔。
2）部分熔融程度—如拉斑玄武岩是地幔橄榄岩20-30%部分熔融的产物；碱性玄武岩是地幔橄榄岩<15%部分熔融的产物。
3）源区流体的成分—如CO2使岩浆中的碱度增加。
4）源区的部分熔融条件—P的影响最大，如低压下形成拉斑玄武岩，高压下形成碱性玄武岩。
3、玄武岩的成因与构造环境1）大洋中脊玄武岩（MORB)形成环境：拉张环境形成条件：低压高温，高度部分熔融（20- 30%）源区：亏损的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩主要是拉斑玄武岩。
化学成分特征是低LILE，同位素亏损。
MORB分为两种：正常MORB (N-type): 起源于亏损的软流圈上地幔；地幔柱型MORB (P-type)：起源于比较富集的地幔柱或热点。
P-type MORB= N-type MORB + OIB sourceMORB的原始岩浆可能是苦橄岩经过Ol的结晶分异而成拉斑玄武岩。
2）大陆裂谷玄武岩——碱性玄武岩、碧玄岩、拉斑玄武岩形成环境：大陆内部拉张环境形成条件：减压为主，温度增加较小，部分熔融程度一般低于洋中脊源区：饱满型和交代富集型的地幔橄榄岩大陆裂谷岩浆作用：代表稳定的大陆开始发生裂解，是新的洋盆形成的前奏。
大陆裂谷岩浆作用的起因：有两种模式，主动模式和被动模式。
主动模式：地幔柱或热点。
火山岩的识别
亚碱性玄武岩的矿物组成
结构构造：
玄武岩一般都具有斑状结构。基质的结构有：
粗玄结构：又称间粒结构。在不规则排列的长条状斜长石微晶间 隙中，充填若干个粒状辉石和磁铁矿物的细小颗粒。岩石为全晶 质，是较缓慢冷却的条件下形成的。多见于熔岩层中心相
手标本上表现为:
岩石断口粗糙 可见大量的斜 长石微晶 借助放大镜可 见到辉石微晶
尘屑结构：粒度<0.0625mm之间,含量一般>50%
（2）成因结构
塑变（熔结）结构：主要由塑性玻屑和塑性岩屑彼 此平行重叠熔结而成，可含少量的刚性碎屑，据主要 碎屑粒度的大小可进一步分为熔结集块结构、熔结角 砾结构和熔结凝灰结构。
非熔结结构
碎屑熔岩结构：是火山碎屑 岩向熔岩过渡的一种结构， 火山碎屑物被熔岩胶结。据 主要碎屑的粒度大小可作进 一步划分。 沉火山碎屑结构：是火山碎 屑岩向正常沉积岩的过渡类 型的结构，以火山碎屑为主 ，混入有少量的沉积物。 凝灰沉积结构：是以正常沉 积物为主的过渡类型的结构 ，在正常沉积物中混有少量 （50%-10%）的火山碎屑物 质。如凝灰砾状结构、凝灰 泥质结构等。
细碧岩（Spilite）： 深灰绿色,以钠长石和绿泥石矿物组合及较高的 Na2O含量为特征，有的可见基性斜长石、辉石等交代 残余。其它矿物还有绿帘石、绿纤石、方解石、绢云 母、石英等。岩石具间隐结构、间粒结构、间片结构 。枕状构造常见。 细碧岩常与角斑岩及石英角斑岩共生，称为细碧 角斑岩系或细碧角斑岩建造，是蛇绿岩套的组成部分 。多数人认为细碧岩是在海下喷发的玄武岩受到富Na 的海水经低度变质形成的。
间隐结构:充填于斜长石间隙中的物 质为隐晶质-玻璃质。反映冷却速度 较快。 间粒-间隐结构：又称拉斑玄武结构 。填隙物有辉石、磁铁矿物及玻璃 质。是介于前二种结构之间的过渡 结构。 玻基斑状结:基质为玻璃质
沉积岩、变质岩详细图解课件
光泽——矿物表面对光的反射能力。
金属光泽 半金属光泽 非金属光泽
金属光泽
半金属光泽
296-35
非金属光泽
金刚光泽
玻璃光泽
油脂光泽
珍珠光泽
丝绢光泽
土状光泽
296-36
透 明 度 —— 矿 物 透 光 能 力的大小。
半透明矿物
不 透 明 矿 物 透明矿物
296-37
玻璃光泽 透明至半透明 油脂光泽
⑤菱面体状；
方解石 白云石
296-15
⑥菱形十二面体状。
黄铁矿
石榴子石
296-16
另外还有多面体状和针状等。
多面体状
针状
296-17
显晶集合体
柱状集合体
针状集合体 金红石
296-18
显晶集合体
板状集合体
片状集合体 赤铁矿
296-19
显晶集合体
纤维状石膏
粒状
毛发状
296-20
显 晶 集 合 体 放射状集合体 金红石
296-3
第一节 主要造岩矿物
矿物——天然生成的，具有一定物理性质和 化学成分的物质,是组成地壳的基本物质单位。
绿柱石
天然钻石
人工钻石
冰
石英
花岗岩
煤
石油
这些并非都
是矿物
296-4
第一节 主要造岩矿物
主要造岩矿物——在岩石中经常见到，明显影响 岩石性质，对鉴定和区别岩石 种类起重要作用的矿物（约 20种）。
例如：石灰岩是 由方解石组成的集合 体；花岗岩是由石英、 长石、云母等多种矿 物组成的集合体；砾 岩是由岩石碎屑所组 成的集合体。
石花砾灰岗岩岩岩
常用玄武岩构造环境判别图解-最新版
F1-F2和F 2-F3图解
0 -1.2 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5
-1.7
-1.6
-1.5
-1.4
-1.3
-1.2
F1
SHO
-2.2
F2
-1.3
-2.3
-1.4
WPB (OIB+CON) CAB+LKT
LKT
-2.4
-1.5
OFB
OFB
-1.6
-2.5
CAB
SHO
-1.7
F2
-2.6
主量元素图解
• 在主量元素图解中最常用的元素有Al2O3、MgO、CaO、 TiO2、SiO2等不活泼元素，在部分图解中也采用FeO*、 Na2O、K2O等相对活泼的元素。 • 与微量元素相比主量元素判别图解具有以下优点： (1)由于主量元素分析方法相对简单廉价，因此数据资料容易 获得。 (2)由于主量元素在岩石中的含量较高，所以分析误差相对较 小，由此产生的判别误差也减小．虽然在很多情况下，主 量元素在玄武岩的蚀变或变质作用过程中发生的活化并不 影响图解的判别功能，但是由于大部分主量元素在玄武岩 的蚀变或变质作用过程中都很活泼，因而限制了主量元素 在玄武岩构造环境判别图解中的使用。
F3
F1-F2和F 2-F3图解是由J. A. Pearce于1976 年创立的，它们主要用于区分六种不同构 造环境下形成的玄武岩。
1 图解功能 F1-F2图解可以区分OFB、LKT+CAB、 SHO、WPB(包括 OIB和CON)等几种不同构造环境的玄武岩。 F2-F3图解则可以区分OFB、LKT、CAB、SHO等四种构 造环境。
3 图解建立过程
3.1 建立图解的样品要求 J. A. Pearce在创立该图解时所用样品必须满足下列要求： 样品必须满足12%<CaO+MgO<20%，因为CaO+MgO是一个 简单的分异标志，含量在这个范围的岩石就是通常所说的 玄武岩。 可以区分样品的形成构造环境。区分洋底玄武岩、大陆玄武 岩、洋岛玄武岩及火山弧玄武岩比较容易，但要把火山弧 玄武岩细分为岛弧拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩和橄榄安粗 岩就不容易，用SiO2-K2O变量图解可以将橄榄安粗岩区 分出来。 分析必须包括所有主量元素的氧化物，包括H2O在内。样品 分析的总量必须在99-101%之间，经过重新计算后总量为 100%的样品被剔除。 仅采用新鲜的岩石样品，经蚀变或FeO/Fe2O3<0.5的样品被 弃用，由于细碧岩化而使CaO较低的样品通常被第一个条 件所排除。 每一种类型最多采用75个样品，样品数小于75时就采用所有 的样品。
辉绿岩与玄武岩的区别
辉绿岩与玄武岩的区别辉绿岩（diabase）辉绿岩(又名福建青、大湖青、青石），花岗岩的一种，成分相当于辉长岩的基性浅成岩。
显晶质,细-中粒，暗灰-灰黑色,常具辉绿结构或次辉绿结构。
深灰、灰黑色。
主要由辉石和基性长石（与辉长岩成分相当的浅成岩类）组成，含少量橄榄石、黑云母、石英、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿等。
基性斜长石常蚀变为钠长石、黝帘石、绿帘石和高岭石；辉石常蚀变为绿泥石、角闪石和碳酸盐类矿物。
因绿泥石的颜色而整体常呈灰绿色。
辉绿岩跟辉长岩的成分差不多，但它形成得比较浅，不像辉长岩那样深。
根据含有的不同成分，有多种。
如含石英多的叫作石英辉绿岩；含沸石、正长石等的，称碱性辉绿岩等。
辉绿岩是上等建筑材料。
辉绿岩为深源玄武质岩浆向地壳浅部侵入结晶形成，常呈岩脉、岩墙、岩床或充填于玄武岩火山口中的岩株状产出。
按次要矿物的不同，可分为橄榄辉绿岩、石英辉绿岩等。
可做建筑石材或工艺石料，是铸石原料。
质地均匀、无裂纹者可做石材原料，细粒者尤佳。
如贵州的“罗甸绿”、浙江临海的“孔雀绿”、河南的“五龙青”、“菊花青”均属此类矿床。
玄武岩英文写法为BASALT。
玄武岩是一种基性喷出岩[1]，其化学成分与辉长岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。
呈斑状结构。
气孔构造和杏仁构造普遍。
玄武岩是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。
1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。
汉语玄武岩一词，引自日文。
日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。
玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，致密者压缩强度很大，可高达300MPa，有时更高，存在玻璃质及气孔时则强度有所降低。
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主量元素图解
• 在主量元素图解中最常用的元素有Al2O3、MgO、CaO、 TiO2、SiO2等不活泼元素，在部分图解中也采用FeO*、 Na2O、K2O等相对活泼的元素。 • 与微量元素相比主量元素判别图解具有以下优点： (1)由于主量元素分析方法相对简单廉价，因此数据资料容易 获得。 (2)由于主量元素在岩石中的含量较高，所以分析误差相对较 小，由此产生的判别误差也减小．虽然在很多情况下，主 量元素在玄武岩的蚀变或变质作用过程中发生的活化并不 影响图解的判别功能，但是由于大部分主量元素在玄武岩 的蚀变或变质作用过程中都很活泼，因而限制了主量元素 在玄武岩构造环境判别图解中的使用。
0 -1.2
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
-1.7
-1.6
-1.5
-1.4
-1.3
-1.2
F1
SHO
-2.2
F2
-1.3
-2.3
-1.4
WPB (OIB+CON) CAB+LKT
Hale Waihona Puke LKT-2.4-1.5
OFB
OFB
-1.6
-2.5
CAB
SHO
-1.7
F2
-2.6
F3
2 构造环境描述 首先对图解中各种构造环境的构造含义作个说明： OFB(ocean floor basalts)：是指喷发于扩张板块边缘的玄武岩，它既可以是大 洋内部（洋中脊），也可以是岛弧后的小洋盆。 LKT(low-potassium tholeiites,Island arc tholeiites)：喷发于会聚板块边缘大洋地 壳的低钾拉斑玄武岩和岛弧拉斑玄武岩，经常喷发于深海槽附近。 CAB(calc-alkali basalts)：喷发于会聚板块边缘的大陆地壳及深海槽后大洋地壳 环境的钙碱性玄武岩。 SHO(shoshonites)：喷发于会聚板块边缘的橄榄粗安岩，它既可以是距深海槽 很远的成熟弧，也可以是俯冲后的造山期后环境。 OIB(ocean island basalts)：喷发于洋盆内洋岛，大部分在板内环境。 CON(continental Basalts)：喷发于大陆地壳，大部分在板内的大陆裂谷。
F3
F1-F2和F 2-F3图解是由J. A. Pearce于1976 年创立的，它们主要用于区分六种不同构 造环境下形成的玄武岩。
1 图解功能 F1-F2图解可以区分OFB、LKT+CAB、 SHO、WPB(包括 OIB和CON)等几种不同构造环境的玄武岩。 F2-F3图解则可以区分OFB、LKT、CAB、SHO等四种构 造环境。
常用玄武岩构造环境判别图解
•主量元素图解 •微量元素图解 •与残留辉石有关的判别图解
参 考 文 献
Pearce J A.Statistical analysis of major element patterns in basalts.J of Petrol.,1976 (17):15-43. Pearce T. H., Gorman B.E and Birkett T.C. The TiO2-K2O-P2O5 diagram: A method of discriminating between oceanic and non-oceanic basalts. Earth and Planetary Science Letters. 1975(24):419-426. Pearce T. H., Gorman B. E., Birkett T. C. The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters, 1977(36): 121-132. Mullen E. D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environ- ments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science letters, 1983(62): 53-62. Floyd P. A., Winchester J. A. Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements. Earth and Planetary Science Letters, 1975, (27): 211-218. MacDonald T. K. Chemical composition of Hawaiian lavas, J. Petrol., 1964(5):82-133. Schwarzer J.J., Rogers W. A worldwide comparison of alkali olivine basalts and their differentiation trends, Earth and Planetary Science Letters, 1974(23):286-296. Holm P. E. Non-recognition of continental tholeiites using the Ti-Y-Zr diagram. Contib. Mineral and Petrol, 1982,(79):308-310. Pearce J.A., Cann R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 1973 (19):290-300. Prestvik T. Basic volcanic rocks and tectonic setting: A discussion of the Zr-Ti-Y discrimination diagram and its suitability for classification purposes. Lithos, 1982 (15): 241-247. Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 1986 (56): 207-218. Pearce J. A. and Norry M. J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contrib. Mineral. Petrol.,1979(69):3347. David A. Wood J. L. Joron,Michel Treuil.A Re-appraisal of the use of trace elements to classify and discriminate between magma series erupted in different tectonic settings. Earth and Planetary Science Letters, 1979 (45): 326-336. Shervais J. W. Ti-V Plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters, 1982(59):101-118. Leterrier J, Manury R C, Thonon P, et al. Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters,1982 (59): 139-154. Wang P, Glover L. A tectonics test of the most commonly used geochemical discriminant diagrams and patterns. Earth-Science Reviews, 1992 (33):111-131. Pearce T. H. A contribution to the theory of variation diagrams. Contrib. Mineral. Petrol., 1968(19): 142-157. Clorke D. B. Tertiary basalts of Baffin Bay: possible primary magma from the mantle. Contrib. Mineral. Petrol., 1970(25): 203-224. Smith R. E. Comment on the use of Ti, Zr, Y, Sr, K, P and Nb in classification of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters, 1976(32):114-120. Smith R. E. Redistribution of major elements in the alteration of some basic lavas during burial metamorphism. J. of Petrol., 1968(9):191-219. Vallance T. G. Spilitic degradation of a thoeiitic basalt. J. of Petrol., 1974(15): 79-90. Nisbet E. G. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic setting. Contrib. Mineral. Petrol., 1977(63):149-160.