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
长石，一个是富含Or的钠长石。

这类反应的主要控制因素是T，也可以是P，PH2O对这类反应的平衡也有一定影响。

岩石深度位置的变化
利用这一点，我们可以了解岩石形成当时和体系封闭时这两个事件之间体系发生的环境变化。

如吉林辉南大椅山玄武岩中的透石岩包体，具有斜方辉石和尖晶石出溶叶片的的透
辉石碎斑，其形成条件为T=1249℃，P=2.44GPa，基质透辉石形成条件为T=992℃，
P=1.36GPa。

这表明地幔岩在进入玄武质熔浆之前曾经有过上升的历史，按35km/1GPa的压力梯度换算，地幔上隆幅度约为38km。

C、矿物有序度的变化
这实质上是有序度不同的同质多象转变，像长石、橄榄石、斜方辉石、斜方角闪石等矿物均存在这样的情况。

控制这种过程的主要因素是温度，一般情况下高温为无序，温度降低则有利于有序度的升高。

矿物的有序度变化也是研究形成条件的一个很好的标志。

D、固相-固相反应
当反应中有多个固相参与时控制这类反应的主要因素是温度和压力，当体积变化很小时，这类反应可以作为地质温度计(thermometer)；体积变化大时，可以作为压力计(barometer)。

2、有流体相和/或气相参与的反应
地质流体在地球物质科学中具有重要的地位，特别是在成矿作用过程中。

流体的作用不仅仅在于参与反应，而且也是影响反应动力学的主要因素之一。

如果没有流体的存在，地球上绝大部分的地质作用都难以进行，甚至包括象断裂构造这种通常认为主要是机械作用的地质过程。

控制这类反应的主要因素为T和P
A、脱水反应（水化反应）
这类反应在变质作用、成矿作用、次生变化及风化作用过程中是常见的，在岩浆期后作用过程中也具有很重要的地位。

著名的鲍文反应原理可以归结为：“实验研究过的许多造岩矿物体系都是反应关系，而不是共结关系，因此，发生结晶分异作用是可能的”。

结晶分异作用发生的方式：“结晶分异
作用可以以下几种方式发生：(1)早期结晶阶段形成的高密度矿物的晶体沉降；(2)固溶体矿物环带；(3)结晶作用结束阶段岩浆透过结晶网格萃取。

无论是哪一种方式，由于晶体与液体分离而不再接触，都可以导致岩浆成分发生改变。

”结晶分异作用的后果：“结晶形成的岩石，特别是象斜长岩、纯橄榄岩和辉石岩这样的单矿物岩是岩浆房中晶体发生重力堆积的产物。

”晶体生长动力学条件的影响：“缓慢冷却促进晶体生长和沉降；太慢的冷却可以导致平衡结晶作用，并因此减小形成环带结构的可能性;太快的冷却将导致玻璃的形成。

”鲍文反应系列
4、岩石学特征的控制要素
主元素：相平衡热力学
痕量元素：亨利定律
结构：热力学参数特征
构造：运动学参数特征
能量来源：地球深部地球科学研究的方法论
1.地质学研究对象的基本特征
2.科学研究方法论
3.地球科学研究的五种联系
4.岩石学研究基本方法一、地质学研究对象的
基本特征
1、时空不可及性
2、复杂性
3、系统相关性地球动力学事件链
地球深部过程
幔源岩浆活动
壳源岩浆活动
地壳增厚
高原隆升
地表剥蚀
沉积物堆积
二、科学研究方法论
1、归纳法：人类对客观世界的认识往往是从具体的实际观察开始的，通过观察发现事物发展的规律，并将其总结提高成为可以指导生产实践的理论。

2、演绎法：从一个理论模型出发，设定一些可能的边界条件，采用逐一枚举和/或排除的方法来完成研究或预测。

3、实证法：通过科学实验获取科学参数，再现自然过程。

归纳法的问题：地球科学研究对象的时空不可及性决定了观察的不完备性总体的一般性不能代替个体的特殊性复杂的地质问题不可能通过简单的方法解决?岩浆中晶体的成核速率与生长速率与过冷度有关，后者取决于岩浆与围岩的温度差。

由于围岩的温度与其所成的深度有关，假定岩浆的温度一定，晶体粒径越小则意味着岩浆侵位深度越小。

因此，伟晶岩都是岩浆在深部结晶的产物。

实证法的问题由于地球科学研究对象的时空不可及性，我们并不总能实际观察自然过程。

因此，大多数情况下三种研究方法的紧密结合是重要的。

对于一个科学工作者来说，最重要的是能够准确判断如何使工作的深入程度达到最佳。

科学研究的本质就是在设定的可能边界条件下确定科学问题的基本解。

在科学基础不变的条件下，基本解是唯一正确的答案，基本解的外延则是在某些条件成立时的进一步外推。

因此，作为科学工作者，应当力求清楚区分基本解和它的外延。

1、火成岩的多样性
岩浆作用与火成岩多样性
岩浆分异作用
岩浆混合作用
同化混染作用
岩浆起源与火成岩多样性
岩浆源区与火成岩多样性
岩浆形成条件与火成岩多样性
部分熔融程度与火成岩多样性岩石成因的基本涵义所谓岩石成因，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。

由于岩石形成的物理化学条件受控于其地质背景，岩石首先是一个地质体，然后才是矿物集合体和元素的聚集体。

因此，岩石的形成过程与其周边环境存在复杂的成因联系，可以概括为：时间联系、空间联系、热力学联系、运动学联系和动力学联系。

研究对象的时空不可及性和人类生命的有限性决定了我们的知识不完备性，这五种联系的综合分析有助于将零散的岩石学证据有机地组合在一起，从而揭示岩石成因的本质属性。

2、时间联系
系指所研究的地质体之间的形成先后顺序，例如地层的上下压盖关系，侵入体与围岩
之间的切割关系等等。

地质体的形成时间一直是再造地质过程的决定性因素，由于同位素年代学和测试技术的巨大进步，年代学研究已经成为当前地学研究关注的中心。

但是，同位素定年技术涉及到许多问题，在缺少充分地质证据的条件下未必可靠。

3、空间联系
系指不同地质体之间的空间展布关系，在某种程度上可能与时间联系有关。

例如，侵
入岩与围岩的侵入接触关系，一方面说明围岩形成时间上早于侵入体，另一方面说明侵入岩是分布在某个地层中。

对于房山岩体来说，空间上的紧密套叠关系实际上也说明了不同单元之间的成因联系。

遗憾的是，成因联系可以多种多样，却至今仍有一些教员认定是分离结晶作用，对学生的成长造成了非常不好的影响。

岩浆上侵定位时的深度不同，会影响到岩浆体系的冷却速度、结晶压力及挥发组分的溶解度，从而对最终固结的岩浆岩的矿物组成、结构构造产生影响。

按照侵入体的定位深度，分为三个相，侵入岩的相可据其矿物组成、结构构造及围岩蚀变程度等特征进行识别。

4、热力学联系
系指地球物质的组织形式及其与周边环境的相互关系。

这是岩石学家注意最多的一个
方面，特别是涉及到岩石地球化学、矿物共生组合、岩石形成条件等方面的研究时，我们都会自觉不自觉地用到热力学知识。

例如，火成岩的半自形粒状结构表明绝大部分矿物颗粒都是在基本相同的热力学条件下结晶的，鳞片粒状变晶结构说明岩石结晶过程中有应力的参与。

5、动力学联系系指物质运动的能量驱动。

通常我们并不特别重视研究对象之间的动力学联系，因为地质过程已经发生，也因为我们常常将自己局限在一个很小的研究范围。

当我们试图将自己的研究内容与其它现象联系起来的时候，动力学联系就成了最佳的选择。

例如，在青藏高原隆升过程中，有许多地质事件发生，它们分别代表地质旋回的不同阶段，因而不同领域的学者往往会得出不同的时间坐标。

我们提出了地球动力学事件链的概念，用
于强调各种地质事件之间的有机联系。

五、运动学联系
系指地球物质的运动形式，如沉积岩的斜层理表明沉积物的向前加积和随后的冲刷，火山岩中气孔状构造指示在岩浆固结过程中有气体向上运动。

一、熔浆-流体相互作用
熔浆与流体间的相互作用十分复杂，溶解在熔浆中的流体可以极大地改变熔浆的物理性质和化学性质（Persikov et al.,1990;Behrens&Gaillard,2006）。

例如，加入百分之几的H2O就可以使岩石的熔融温度（固相线温度）降低数百度和增加岩浆的流动性几个数量级（Persikov et al.,1990）。

1、挥发分在熔浆中的溶解形式
（1）以分子形式溶解（Cimolecule），与无水组分无关；（2）与熔浆中的无水组分发生反应（Cireaction），可以理解为以离子或离子团形式溶解（Burnham,1979）。

非挥发性组分的影响熔浆中挥发分的溶解度（Ci）等于分子溶解度与反应溶解度之和，即Ci=Cimolecule+Cireaction。

后一种溶解形式不仅与注入体系的挥发分总量有关，而且与体系的物质组成紧密地联系在一起。

例如，CO2在玄武质熔浆（包括像碧玄岩、白榴岩、霞石岩等）中仅作为碳酸盐溶解（Blank&Brooker,1994）；相反，在流纹质岩浆中CO2仅作为分子溶解（Fogel&Rutherford, 1990）；中性岩浆（安山岩）中两种溶解形式都有（Mysen etal.,1975;King et al.,1996），例如像响岩这样的进化硅酸不饱和岩浆（Blank&Brooker,1994）。

据Lowenstern JB,20012、挥发
分在熔浆中的溶解度岩浆中的挥发分主要包括水蒸气，然后依是CO2（二氧化碳）和SO2（二氧化硫）以及其他少量气体H2S（硫化氢）、CO（一氧化碳）、HCl（氯化氢）和HF（氟化氢）等。

这些挥发分有的来自于岩浆源区含挥发分矿物的分解，有的来自于更深
处的地球深部，有的甚至来自于地下水。

根据实际观察资料，岩浆中挥发分主要是H2O和较少量的CO2，其它组分的含量相较少（Зотов,1989；郭正府等，2002）A、挥发分含量的估算方法
1、直接测定火成岩的成分，例如对快速淬的天然火山玻璃进行成分测试；
2、测定火成岩造岩矿物、特别是斑晶矿物的熔融包裹体成分；
3、利用高温高压实验测定熔浆中的挥发分和度，给出熔浆挥发分含量的上限；
4、根据岩石学特征和地质学特征进行推断例如岩体周围蚀变带的宽度；
5、进行热力学计算。

B、根据熔融包裹体和火山玻璃估的挥发分含量
假如矿物结晶的时候捕获了当时的熔浆，且这种熔浆中溶解的挥发分在后续地质过程中没有失去，那么包裹体中的挥发分含量就可以近似看作是岩浆中挥发分的初始含量；?假如火山玻璃完全是由于岩浆快速冷却而固结的，玻璃中的挥发分含量就可以近似看作是岩浆中挥发分的初始含量。

C、实验测定的挥发分含量
这些实验一般是针对某种或几种主要挥发分进行溶解度测定，分别得出熔浆中某种组分的饱和度。

由于不同挥发分之间的相互作用关系复杂以及主元素对挥发分溶解度的影响，这些实验结果实际上也不能反映天然岩浆中挥发分完全真实的含量。

3、挥发分对岩浆物理性质的影响
挥发分含量对岩浆的物理性质具有重要影响，如密度、粘度、固相线温度、…因此，了解挥发分的含量及其习性是地质学家面临的关键科学问题。

4、熔浆排气作用
熔浆的排气作用是因为熔浆中挥发分含量过饱和，可分为绝对过饱和和相对过饱和
两种，后者又可以划分为减压过饱和结晶过饱和。

二、岩浆过程的时间尺度
上世纪90年代以来，对岩浆活动的物理过程给予了极大的重视。

结果，传统岩石学假说遭受到严峻的挑战。

例如，传统岩石学和地球化学认为花岗质岩浆活动是一种缓慢的平衡过程，要求数百万年时间才能完成。

近年来，数月至数百年时间尺度的动力学模型正在取代曾经流行的花岗质岩浆成因观点（Petford et al.,2000）。

此外，熔融柱假说也正在逐步取代传统的“点岩浆”概念(Langmuir,1992)。

这意味着，岩浆活动可能在多数情况下是不平衡过程，许多传统的解释必须重新审视。

1、岩浆过程时间尺度的测量方法
(1)同位素时钟的高精度测量可以对较小量物质和非常年轻的晶体进行原位同位素测定，提供准确的样品形成年龄；
(2)利用更精确的扩散系数和更好的空间解析度模拟各种矿物中同位素和元素的扩散再平衡，阐明地质过程的持续时间。

2、岩浆起源的时间尺度
部分熔融始于颗粒边界，一旦熔融过程开始启动，熔浆产生的速率就受控于熔融反应动力学：原岩的热扩散速率和热量供给的速率。

通常，原岩的物理状态超过固相线位置就意味着部分熔融，由于后者是一种吸热反应，又会导致体系物理状态重新回到固相线下。

因此，一旦反应活化能超出实际需求，反应动力学过程就会快速进行大量天然岩石熔融实验研究表明，具
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。