《岩石地球化学》PPT课件
岩石地球化学讲义-2
《岩石地球化学》讲义-24熔离作用(liquation) 或岩浆不混溶作用(melt immiscibility)岩浆冷却或上升减压时，原来均匀单相的熔体有时会分解成两个成分不同的熔体相。
这一过程成为熔离作用(liquation)，它是由岩浆的不混溶性质所决定的。
这一过程类似于碱性长石的出溶。
分裂的组分一个偏酸性一个偏基性，或者一个是富Fe,Ni硫化物的熔体（有利于成矿），一个为硅酸盐岩浆。
这部分研究相对较弱（一些情况将在微量元素部分介绍）。
5岩浆混合作用(mixing, mingling )两个成分不同的岩浆发生混合，由于混合方式和混合比例的差异也使混合形成的岩浆成分有很大的变化。
福建沿海平潭岛上的I型花岗岩被认为是岩浆混合作用的产物。
周新民和董传万等从野外地质学，矿物学和岩石地球化学证实了花岗质岩浆受到玄武质岩浆混合的存在。
6沉积岩中的混合作用(Mixing in sedimentary rocks)Trends on variation diagrams for sedimentary rocks may result from the mixing of the different ingredients which constitute the sediment. Bhatia (1983), in a study of turbidite sandstones from eastern Australia, shows Harker diagrams in which there is a change in mineralogical maturity, i.e. an increase in quartz coupled with a decreas in the proportions of lithic fragments and feldspar (Fig 1-18).Fig 1-18 Harker variation diagrams for quartz-rich sandstone suites from eastern Australia (Bhatia, 1983). The increase in SiO2inflects an increased mineralogical maturity, i.e. a greater quartz content and a smaller proportion of detrital grains.Argast and Donnelly (1987) 认为在成分变化图上，如果二元组分（x轴，y轴）密切相关（线性变化），则可能反映的是该套沉积岩是由两种矿物组分混合的。
岩石地球化学-杨学明
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法第一节引言本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过程和成因信息的方法。
习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。
我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书的主要章节。
每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。
表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据(据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 ZV85 ZV10主要元素氧化物(wt%) 微量元素(ppm)SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 1110 1460TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 2770 2330Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 140 118Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 6 6FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 16 14MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 1.24 1.38MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 32.6 31.2CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 12 10Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 1.84 2.31K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 0.68 0.85P2O5 0.03 0.02 0.02S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 +2.4 +2.5H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 0.70511 0.70501CO2 0.46 0.84 1.04总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰)δ18Ο+7.3 +7.0 +6.8*注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd由IDMS测定。
岩石地球化学
岩石地球化学
岩石地球化学是地质学、地球化学、放射性地球化学和应用勘查测量等领域的一个重要学科。
它是计算地壳和地幔的化学成分、岩石的原始地球化学和地球重编程的定量研究，其
目的是探索地球内部结构和发展过程以及未来地球重编程可能性。
岩石地球化学是研究地球演化过程和岩石重新构造过程的基本手段。
它分析了岩石中的元素、化合物及其组成比例，以识别岩石的特征及历史特征，并根据现实和理论推断出岩石
演化和重新构造的动力机制。
这是计算、分析和解释岩石演化的主要任务，是理解过去的
岩石学运动机制的基础，为岩石地球化学的应用和未来研究提供重要依据。
岩石地球化学的研究基于地球物理和地球化学、放射性地球化学、杂质物质和有机地球化
学等学科的基础上进行，綜合考虑了地球内部复杂的物质配置，并探究岩石中元素及化合
物的原始比例及未来演变情况。
例如，岩石地球化学研究实验室收集了沉积岩、和碰和火
山岩等岩石样品，经过大量的化学、临床和放射性质系测量，分析了岩石样品的元素成分
及其组成比例；同时，为了更好地理解地壳和地幔的化学成分及其变化特征，岩石地球化
学实验室还收集了大量的火山岩样品，用以进行高能和半导体光谱分析，实现高分辨率的变化成分分析。
由岩石地球化学研究可以获得大量关于地壳和地幔演化及重新构造过程的有用信息，其研
究结果有助于地球内部角质物质演变的计算和地质危险性评估，并为未来可能的地壳重编
程和研究提供重要的科学指导和依据。
因此，岩石地球化学研究是痛定思痛，为未来研究、预测和评价地壳演化过程、地质危险性及未来地壳重编程提供重要技术手段及重要信息。
《岩石地球化学》课件
3
分析测试
通过化学分析、同位素测量等方法，获得岩石样品的化学组成和同位素比值。
岩石地球化学在地质学中的应用
岩石演化
通过岩石地球化学分析，揭示地壳岩石的形成 和演化过程。
油气勘探
岩石地球化学可用于指导油气勘探，判断勘Biblioteka 区域的油气藏条件。矿产勘探
岩石地球化学可用于找矿预测和矿产资源勘探。
环境研究
通过岩石地球化学研究，了解环境中的污染物 来源、分布和迁移规律。
2 资源勘探
岩石地球化学对矿产资源勘探具有重要意义，可以指导找矿工作，提高勘探效率和发现 新的矿产资源。
3 环境保护
通过研究岩石地球化学，可以了解地质环境和地球系统的演化过程，为环境保护和可持 续发展提供科学依据。
岩石地球化学的研究内容
元素地球化学
研究岩石中化学元 素的含量、分布和 变化规律。
同位素地球 化学
岩石地球化学的发展与前景
1 多学科交叉
岩石地球化学将与地质 学、矿物学、环境科学 等学科交叉发展，拓展 研究领域。
2 新技术应用
利用新的仪器设备和分 析技术，提高岩石地球 化学研究的精确性和效 率。
3 资源与环境
岩石地球化学将为资源 勘探和环境保护提供更 多的科学依据。
总结与展望
岩石地球化学是一门重要的地学学科，通过对岩石的化学成分和同位素组成进行研究，可以揭示地球的 演化历史、资源勘探和环境变化等问题，为可持续发展提供科学支持。
研究岩石中同位素 体系的组成和变化， 揭示地球演化过程。
矿物地球化学
研究地球内矿物的 成因、特征和分布 规律。
示踪地球化学
利用特定元素或同 位素示踪地质过程、 环境变化等。
岩石地球化学的方法和技术
最新岩石构造环境的地球化学判别PPT课件
6.这里所讨论的构造环境是自大约1.8 Ga 以来板块构造体制下的，不应直接搬用于 地球出现板块构造体制之前，尤其太古宙 构造。例如，一些太古宙的岩石也显示 SZC的化学特征，但不应说它们就与洋壳 俯冲消减有关，就是产于岛弧环境，因为 那时如果发生下地壳拆沉也可能造成类似 SZC的特征。
7.各类岩石形成机制、条件等的复杂程度 不同，用于板块构造环境判别的研究深度 也有差异。一般火山岩，尤其玄武岩研究 最多，应用最广；其次为花岗岩类，研究 较多，应用也较广；而沉积岩则相对研究 得弱些，但也有一定的应用。应分别了解 它们在各种构造环境中的地球化学特征和 鉴别标志，以便较好地应用。
4. S型花岗岩：为具有化学成分变化不大的淡色花岗岩，Ba、 Ti、P亏损 中等，SZC变化不定， Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) > 1.1， δ18O > 10；主要
为变沉积岩部分熔融产物，产出于碰撞造山带中同构造到后构造期。
由于I和S型花岗岩类可产出于多种构造环境，必需进一步鉴别它们形 成的具体环境，下列地球化学判别标志与方法是较有效的：
物质来源：复杂，早阶段有俯冲消减物质， 甚至地幔柱物质加入，晚期主要来自亏损 地幔。
玄武岩的化学特征：早期的类似岛弧玄武 岩，晚期的与N-MORB相同。
图10 二郎坪群变玄武岩Zr-Ti-Sr图解(据Pearce & Cann., 1973)和Zr/Y-Zr图解(据Pearce, 1982) (引自邱家骧和张珠福, 1994)
图2 各类玄武岩N-MORB标准化微量元素组成模式 N-MORB-正常洋脊玄武岩； IAB-岛弧拉斑玄武岩； CABI-岛弧钙碱性玄 武岩； CABM-陆缘弧钙碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩。据BVTP(1981)数 据。
岩石地球化学 ppt课件
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岩石类型划p分pt课件
16
岩浆结晶ppt分课件离趋势
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E高温高压技术－模
拟地球内部的温度压 力条件
实验岩石学和 实验地球化学
此为日本筑波材料科学 研究所3万吨高压仪器
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岩石地球化学常用元素的分类 （按照含量和放射性特征）
主量元素（ major elements）
岩石中占绝对多含量的，>0.1%
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23
矿物中水的赋存状态
胶体水为特殊的吸附水pp，t课件需写入化学式。
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一、主量元素
3. 烧失量与烧增量
岩石样品 (称重＝m1) ——灼烧到1100 ºC (再称重m2)
出现2种情况：
m2<m1—— 烧失量，H2O，CO2等逸出
m2>m1——烧增量，FeO→ Fe2O3 4 FeO +O2 = 2 Fe2O3
D 同位素年代学
F岩石的成因与大 陆动力学过程研 究
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6
2、室内研究工作步骤
A 切取岩石，磨制薄片/探针片/ 包裹体片
B 粉碎岩石样品——根据研究内容 粉碎至不同粒度
C 测试分析
D 数据分析、解释
E 高温高压实验
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A 切取岩石，磨制薄片/探 针片/包裹体片
ppAl2O 3
TFe2O3
FeO
MnO MgO CaO
Na2 O
K2O
P2O 5
LOI
TOTAL
JB1 61.34 0.61 15.84 6.25 3.85 0.11 3.49 5.96 2.48 2.40 0.11 1.23 99.82
岩石地球化学课件赵志丹
推荐软件和参考书
1.
计算CIPW的软件，Norm3
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Geokit, 路远发编写
3.
A TEXTURAL ATLAS OF MINERALS IN THIN SECTION, 软件, 编写者为Daniel J. Schulze,
University of Toronto.
4.
霞石正 长岩响岩类
花 岗 岩 -流 纹 岩 类
SiO2
< 45 %
45-53 %
53-66 %
> 66 %
<3.3 3.3-9 >9 <3.3 3.3-9
>9 <3.3 3.3-9
Na2O+K2O <3.5
>3.5 平均3.6 平均4.6 平均7 平均5.5
平均9
平 均 14
平 均 6-8
(N2O aK2O2)
代表性岩浆岩的化学成分
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O+
Total
橄榄岩 42.26 0.63 4.23 3.61 6.58 0.41 31.24 5.05 0.49 0.34 3.91
98.75
玄武岩 49.20 1.84 15.74 3.79 7.13 0.20 6.73 9.47 2.91 1.10 0.95
玄武岩
花岗闪长岩
花岗岩
SiO2饱和度与矿物共生组合的关系
(1) SiO2过饱和——SiO2很多（过多），除形成硅酸盐矿物外，还有剩余—石英， Q就 是过饱和矿物，含有Q的岩石，就是SiO2过饱和岩石。
SiO2过饱和岩石
岩石圈地球化学课件1
4)其它仪器分析方法：
质谱法——根据元素的质量与电荷比的关 系进行分析的方法。
绪 热分析法——根据物质的质量、体积、热 论 导或反应热与温度之间的关系进行分析的
方法。
放射化学分析法——利用核衰变过程中所 产生的放射性辐射来进行分析的方法。
从分析测试对象：
物质组成分析 主量元素、微量元素
物质结构分析 痕量元素、超痕量元素
1.0
0.8
x4
x3 Xx
绪 论
0.6
x2
0.4 x1
0.2
0.0
0.0
5
20 Cx 30
c 40
图1-2 标准曲线
标准曲线法的准确性与否与两个因素有关：标准物浓度配制的准确性；
标准基体与样品基体的一致性。
2) 标准加入法( standard addition method ) ——又称添加法 或增量法。
定噪声直接相联系的，而且具有明确的统
计意义。从检出限的定义可以知道，提高
测定精密度，降低噪声，可以改善检出限。
４）信噪比（signal-to-noise ratio, S/N） 任何测量值均由两部分组成：信号及噪音。其中
信号反映了待测物的信息，是我们所关心的，而噪音 是不可避免的，它降低分析的准确度和精密度、提高
析方法。这一类方法有：折射法、干涉法、散射浊 度法、旋光法、X射线衍射法和电子衍射法等。
2) 电化学分析法——根据物质在溶液中的电 化学性质及其变化来进行分析的一类分析方 法。其中有：电导法、电位法、电解和库仑
绪 法、伏安和极谱法等。 论 3)色谱分析法——根据混合物的各组分在互
不相溶的两相（固定相和流动相）中吸附能 力、分配系数或其它亲和作用的差异进行分 离、分析的方法。主要有：气相色谱法和液 相色谱法等。
专家讲解—岩石地球化学8地球化学端元课件
大洋地幔源区的主要端元
Sr－Pb
1. DM （DMM） 2. HIMU 3. EM I 4. EM II 5. PREMA 6. BSE
大洋地幔源区的主要端元
143Nd/144Nd-87Sr/86Sr
1. DM（DMM） 2. HIMU 3. EM I 4. EM II 5. PREMA 6. BSE
Figure 13-12. Data from Ito et al. (1987) Chemical Geology, 62, 157-176; and LeRoex et al. (1983) J. Petrol., 24, 267-318.
大洋中脊玄武岩2种类型（N-, E-MORB）成因模式：
大洋地幔主要地球化学端元
普通地幔（PREMA） 产生的玄武岩——E-MORB
大洋中脊玄武岩（MORB）2种类型：
同位素特征
• N-MORB: 87Sr/86Sr < 0.7035，143Nd/144Nd > 0.5030, ——来 源于亏损地幔源区DM
• E-MORB：更加富集Nd、Sr同位素，表明N-MORB和EMORB确实起源于不同的地幔源区——来源于亏损地幔源区 DM＋PREMA
什么是高
= 238U/204Pb
可以作为衡量U富集程度的参数
• HIMU 端元具有非常高的206Pb/204Pb比值，表明源区富 U, 但是不富集Rb, 并具有足够老的年龄(> 1 Ga)来得到 高的观察到的 206Pb/204Pb比值
• HIMU端元成因模式: 俯冲再循环的洋壳（可能被海水蚀 变），局部地幔的Pb丢失后进入洋壳，并可能由此交代 流体导致Rb的丢失，使得HIMU具有高Pb、低Sr特征。
岩石地球化学-杨学明
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法第一节引言本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过程和成因信息的方法。
习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。
我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书的主要章节。
每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。
表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据(据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 ZV85 ZV10主要元素氧化物(wt%) 微量元素(ppm)SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 1110 1460TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 2770 2330Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 140 118Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 6 6FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 16 14MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 1.24 1.38MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 32.6 31.2CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 12 10Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 1.84 2.31K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 0.68 0.85P2O5 0.03 0.02 0.02S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 +2.4 +2.5H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 0.70511 0.70501CO2 0.46 0.84 1.04总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰)δ18Ο+7.3 +7.0 +6.8*注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd由IDMS测定。
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51
a. 硅碱图 b. AFM c. FeO*/MgO 对SiO2
~ 30岛弧和大陆弧的1946个 分析数据，主要是火山岩
Data compiled by Terry Plank (Plank
and Sci.
LLeatnt.g, m90u,i3r,4199-38780).Earthh
Planet.
??
现代大洋玄武岩可以按照产出的构造环境分为5类
1 MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts)，洋壳上部的主体，包括 熔岩和岩墙，并代表大洋辉长岩的初始岩浆。
2 BABB (Back-Arc Basin Basalts)，形成于弧后扩张脊。弧后 盆地宽度60－1000km。
3 OPB (Ocean Plateau Basalts)，发育于大洋板内环境，形成 范围巨大的、厚的海底熔岩堆积。
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21
大陆地壳的流变学结构
h
22
大陆地壳的成分结构
h
23
大陆上地壳的组成
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大陆下地壳的主元素组成
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25
典型地壳的稀土元素组成
h
26
问题一
大陆下地壳的主元素、微量元素和同位素组成特征
h
27
第三章 地壳和上地幔的主要构成岩类及其地球化学
3、上地壳主要岩类的地球化学特征
h
28
第四章 地壳和上地幔的主要构成岩类及其地球化学
44
岛弧岩浆活动
岛弧岩浆活动的时空变化
1) 岛弧火山岩存在成分极性，从俯冲带向岛弧方向，依次 出现拉斑玄武岩浆系列、钙碱性岩浆系列和碱性岩浆系列
2) 岛弧岩浆岩的岩石类型多样，主元素有较大的变化范围。
3) 岛弧拉斑玄武岩微量元素以Nb、Zr、Ti的负异常为特征。
4) 岛弧拉斑玄武岩来自富集地幔楔，俯冲的大洋地壳脱水 造成富集地幔楔。
2) 不同地点的MORB具有很窄的主元素变化范围，表明许多洋 中脊岩浆的源区和岩浆形成和演化的过程是类似的。
3) 洋中脊玄武岩大部分由亏损地幔部分熔融形成，少部分由富 集地幔部分熔融形成。它们分别 称为NMORB与EMORB。
4) NMORB与EMORB在主元素组成上没有差别，在微量元素的 组成上有差别。EMORB富集不相容元素。
5. 弧后盆地
6. 洋岛玄武岩OIB
7. 各种陆内岩浆活动
金伯利岩，碳酸盐岩，斜 长岩
53
1
6
4
7
2
200 km
400
?
600 km
Continental Crust
Oceanic Crust
Source of Melts
Lithospheric Mantle
?
Sub-lithospheric Mantle
Papuan-Bismarck-Solomon-New Hebrides arc. SAfter Wilson (1989) Igneous Petrogenesis, Allen Unwin/Kluwer.
不同构造环境岩石组合的差别
Characteristic
Plate Margin
Series
•因此，地幔的微小变化会导致地壳的巨大变化
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5
地幔的形成
地球早期的核幔分离
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6
h
7
h
8
不同深度地幔的矿物组成和密度
上地幔 过渡带 下地幔
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9
上地幔的化学和标准矿物组成 - 地幔包体资料二辉橄榄岩h Nhomakorabea10
上地幔的矿物相关系
h
11
亏损地幔的贡献－大洋地壳的形成
拉斑玄武岩
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12
h
13
富集地幔的贡献－大洋岛的形成
Convergent Divergent
Alkaline
yes
Tholeiitic
yes
yes
Calc-alkaline
yes
Within Plate
Oceanic Continental
yes
yes
yes
yes
After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwinh Hyman - Kluwer
第九章 研究实例3: 大别－苏鲁超高压碰撞造山带的同碰撞和碰撞后岩浆活动
第十章 研究实例4: 中国东部中新生代岩石圈加厚、减薄与转型
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2
第三章 地壳和上地幔的主要构成岩类及其地球化学
1、上地幔的性质和相关过程
h
3
地球的圈层结构
h
4
地球各主要圈层的体积和质量
•地壳的厚度是地幔的0.59％；体积是地幔的 0.9％；质量是0.6％。
4 OIB (Ocean Island Basalts)，形成海山、大洋岛、或岛链
5 IAB (Island Arc Basalts)，岛弧或Andean型活动大陆边缘
*6 CTB (Continental Tholeiitic Basalts)，产生于大陆裂谷早期
阶段，或形成溢流玄武岩。这类岩石与MORB相似，但穿过大
岛弧的岩石成因机制
A proposed model for
subduction zone magmatism
with particular reference to
island arcs. Dehydration of
slab crust causes hydration
of the mantle (violet), which
浆发生机制与地球化学特征的联系。
h
1
提纲
第五章 大陆地壳的形成演化与地球化学过程 1、大陆岩石圈地幔的基本组成特征，拆沉作用与富集地幔的形成机制； 2、埃达克岩，科马提岩、片麻岩的成因与太古宙大陆生长机制；
3、大陆碰撞造山带，同碰撞与碰撞后岩浆活动：类型、地球化学及成因机制；
4、大陆裂谷带的岩浆活动类型及地球化学特征 5、大火成岩省的岩石地球化学特征 第六章 新全球构造与地球系统中的圈层相互作用 第七章 研究实例1: 太古宙大陆地壳生长机制 第八章 研究实例2: 花岗岩类成因与大地构造
提纲
第一章 绪论 现代全球构造体系中的岩石成因问题 第二章 岩石地球化学研究方法的理论基础 第三章 地壳和上地幔的主要构成岩类及其地球化学
1、上地幔的岩石学组成、结构及地球化学特征，地幔的不均一性和地幔端元；
2、不同构造环境的地壳结构，下地壳的岩石学组成及地球化学特征； 3、上地壳主要岩类的地球化学特征。 第四章 大洋地壳的形成演化与地球化学过程 1、洋中脊、蛇绿岩、大洋地壳的生长机制与地幔对流； 2、洋岛、大洋高原的岩石地球化学特征与地幔柱构造； 3、岛弧及活动大陆边缘主要岩石组合的地球化学特征，俯冲消减带的岩
• 广泛发育的低Mg (< 6 wt. % MgO), 高Al (>17wt% Al2O3) 玄武岩可能是原始拉斑玄武岩岩浆在较深的位 置结晶分异的产物
• 分离结晶作用在不同的深度都有发育
h
49
岛弧岩浆活动
岛弧岩浆活 动综合图示
主元素和岩浆系列
• 拉斑系列Tholeiitic (MORB, OIT) • 碱性系列 (OIA) • 钙碱系列 (~ 限于 SZ)
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17
大陆地壳的9种结构（Vp速度）类型
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18
中国不同构造单元地壳的结构（Vp速度）
h
19
中国东部地壳的平均速度结构（Vp）
h
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大陆地壳的岩石学结构
上部地壳：沉积岩，火山岩 中部地壳：变质沉积岩，混合岩，花岗岩 上部下地壳：中性麻粒岩，斜长角闪岩 最下地壳：基性麻粒岩，辉长岩，辉石岩
实例：Alps, Superior province
岩浆的起源与部分熔融
俯冲洋壳温度升高发生部分熔融 洋中脊减压熔融
地壳深部和上地幔为什么会发生部分熔融？
岩浆的起源与部分熔融
底劈上升与减压熔融
为什么会发生底劈上升？ 减压过程为什么会 造成部分熔融？
岩浆的起源与部分熔融
流体加入与部分熔融
流体为什么会引发 部分熔融？
岩浆的起源与部分熔融
部分熔融的发生与岩浆的会聚
洋－洋 岛弧 (IA) 洋－陆 大陆弧或活动大陆边缘 (ACM)
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Principal subduction zones associated with orogenic volcanism and plutonism. Triangles are on the overriding plate. PBS =
碱性玄武岩
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地幔柱构造 Plume Tectonics
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第三章 地壳和上地幔的主要构成岩类及其地球化学
2、不同构造环境的地壳结构， 下地壳的岩石学组成及地球化学特征
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大陆地壳一般结构
地壳结构的类型： 1 速度结构、2 岩石学结构、 3 成分结构、4 流变学结构
上部地壳，Upper crust 中部地壳，Middle crust 上部下地壳，Upper lower crust 最下地壳，lowermost continental crust
什么情况下熔体能够会聚排出？
洋中脊的岩浆活动
洋中脊的地貌特征
你 知 道 现 在 全 球 的 洋 中 脊 一 共 有 多 长 吗 ？
洋中脊的岩浆活动
洋中脊的岩浆活动
洋中脊的岩浆活动示意图
洋中脊的扩张是主动还是被动？
洋中脊的岩浆活动
上升的熔融体
洋中脊的结构
沉积物 熔岩 岩墙杂岩
辉长岩，正在岩浆房结晶 层状堆晶橄榄岩