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岩石学课件3

岩石学课件3


第五节 酸性岩类:花岗岩-流纹岩类 一、一般特征 化学成分:SiO2含量〉66%,K2O和

Na2O含量平均可达6-8%(部分可达
10%),CaO含量低于3%,FeO、

Fe2O3、MgO含量一般低于2%。矿物
成分:主要为石英、钾长石、酸性斜

长石,次要矿物为黑云母、角闪石。

Granite

Rhyolite

花岗岩

流纹岩

二、侵入岩的主要类型 酸性岩类侵入岩的主要类型花岗岩、 二长花岗岩、花岗闪长岩、斜长花岗岩 、文象花岗岩、花岗斑岩。代表性岩石 花岗岩。
钾/斜长石 石英 岩石 2:1 >20 花岗岩 1:1 >20 二长 花岗岩 斜长石 >20 斜长 花岗岩 1:2 >20 花岗 闪长岩

1、花岗岩 颜色为浅灰色、肉红色、灰白色。主 要矿物:石英、钾长石、更长石。次要 矿物:黑云母、角闪石,辉石。副矿物: 磁铁矿、榍石、锆石、磷灰石、电气石 和萤石等。 结构:中粗粒半自形粒状结构、似斑 状结构。构造:块状构造。 次生变化:硅化、黄铁矿化、高岭石 化、明矾石化和叶蜡石化等。

2、种属划分 花岗岩可根据暗色矿物种类进一步命 名,如: 黑云母花岗岩,暗色矿物主要是黑云 母; 二云母花岗岩,黑云母和白云母含量 接近相等; 角闪花岗岩,以角闪石为主; 辉石花岗岩,暗色矿物以辉石为主; 白岗岩,几乎不含暗色矿物。

? 二长花岗岩:钾长石与斜长石近于

相等,按暗色矿物可进一步划分。 ? 花岗闪长岩:钾长石低于斜长石, 暗色矿物多为角闪石,部分为黑云母, 石英含量较花岗岩低。 ? 斜长花岗岩:由酸性-中酸性斜长石 组成。钾长石很少,石英大于20%。 ? 文象花岗岩:具文象结构。

文象花岗岩

巨晶花岗 岩

3、浅成岩 花岗斑岩:为全晶质,斑状结构。 斑晶为钾长石、石英,少量的黑云母、 角闪石。基质为隐晶-细晶结构。有时 呈似斑状结构-称为似斑状花岗岩。 石英斑岩:具斑状结构,斑晶为主 要为石英,有时为透闪石。基质为隐 晶质。

花岗斑岩

花岗斑岩

三、喷出岩的主要类型 酸性喷出岩是流纹岩、英安岩、石英 角斑岩、黑曜岩、松脂岩、珍珠岩、浮 岩。 代表性岩石为流纹岩。

1.流纹岩 颜色多为浅色,如浅灰、粉红、灰 红、砖红色、灰白色等。斑状结构, 斑晶主要由透长石和石英组成。基质 多由很细的隐晶质和玻璃质组成。石 英斑晶常为烟灰色不规则的粒状,也 可见规则的六方双锥晶面,常为高温 型石英。新鲜的流纹岩常具瓷状断口 或贝壳状断口是其重要特征。流纹构 造、气孔和杏仁构造。

流纹岩

流纹岩

黑云母花岗岩

电气石花岗岩

2、种属划分 英安岩其成分与花岗闪长岩相当,石 英和暗色矿物含量界于流纹岩和安山岩 之间。 石英角斑岩是一种浅绿色、浅灰色具 斑状结构的岩石,斑晶主要是钠长石、 石英和钾长石。有时石英不成为斑晶, 基质是隐晶结构,主要由钠长石和石英 的微晶组成。与角斑岩的区别,主要是 基质中石英含量>20%,而角斑岩基质 中石英<20%。

黑耀岩是一种几乎全为玻璃质的岩 石,常为黑色或深褐色,具贝壳状断 口。 松脂岩也是一种玻璃质岩石。具松 脂光泽或沥青光泽,也具贝壳状断口, 常有少量斑晶。 浮岩也是一种结晶程度很差的岩石 ,多为玻璃质。其最大特点是有很多 气孔,气孔体积往往占岩石体积一半 以上,也称浮石。

浮石

黑曜岩

珍珠岩是 一种全玻璃 质岩石,具 蜡状光泽或 瓷釉状光泽。 常见珍珠构 造。

四、产状、分布及有关矿产 花岗岩类的分布很广泛,流纹岩不 如侵入岩分布那么广泛,常与安山岩 类共生。与花岗岩类有关的矿产主要 是多金属矿产,如钨、锡、目、铅、 锌、金、银、铜、铁、锦、钮和稀土、 放射性元素等。花岗岩还是很好的建 筑石材; 与流纹岩类有关的矿产主要是铜、 铅、锌、铀及黄铁矿、明矾石、叶蜡 石、刚玉等。

碱性岩类

第六节 碱性岩类:霞石正长岩-响岩 一、一般特征 化学成分:SiO2含量53-66%,K2O和
Na2O含量很高,平均为13.5-15.6%, CaO和MgO含量很低约1-2%,FeO和 Fe2O3达3-4%,Al2O3的含量可达20%, 含丰富的稀土元素。矿物成分:主要为 碱性长石和似长石,不含石英。

二、侵入岩的主要类型 侵入岩的主要类型为霞石正长岩、 霞石正长斑岩。 代表性岩石为霞石正长岩。

1、霞石正长岩 霞石正长岩通常为灰白色、暗灰色、 灰色等,主要矿物由钾钠长石和霞石组 成。次要矿物为霓石、霓辉石或钠闪石、 黑云母。中粒结构,也有粗粒的。,可 形成似斑状以至伟晶状的结构,构造有 块状、斑杂状、条带状等。 次生变化:钠长石化,碳酸盐化等。

2、种属划分 含霓石为主的霞石正长岩可称为霓 霞正长岩。
如果含黑云母较多的霞石正长岩可 称为云霞正长石。

3、浅成岩 霞石正长斑岩 结构为斑状,似斑状结构。斑晶主要 为钾长石,常常发生钠长石化。基质 主要由细粒一微粒的碱性长石,霞石 及少量暗色矿物组成。 霞石、白榴石也常被白云母或绢云 母、沸石类矿物的集合体所交代,形 成霞石和白榴石的假像。

三、喷出岩的主要类型 喷出岩的主要类型为响岩。 响岩的矿物成分和霞石正长岩相当。 主要为斑状结构,斑晶为透长石,也有 白榴石或黝方石。白榴石不稳定,常被 正长石或霞石所代替,形成白榴石假像 ,基质为微粒至隐晶质结构。响岩可依 其所含的似长石划分为霞石响岩、白榴 石响岩、黝方石响岩等。

四、产状、分布及有关矿产 本类岩石多成小岩株、岩盖、岩流、岩穹 等小岩体。岩体成分比较复杂,常与正长岩 类伴生,有的还与基性岩、酸性岩伴生。岩 石分布很少,主要沿断裂带分布。 主要矿 产为稀有和放射性元素,及金、铜、磷灰石 等。

第七节 脉岩类 一、一般特征 脉岩是指充填构造裂隙呈脉状产出的 火成岩类。根据脉岩成分可分为: 1、与深成岩成分相似的脉岩,或叫继 承性脉岩,如花岗斑岩 2、与深成岩成分差别大的脉岩,若以 浅色矿物为主,具细晶结构者为细晶岩 ,具伟晶结构者为伟晶岩;若以暗色矿 物为主,具煌斑结构者称煌斑岩。

脉岩

脉岩

二、脉岩的主要类型 包括:煌斑岩、细晶岩、伟晶岩。 1、煌斑岩类:是一种暗色矿物含量 高的暗色脉岩。多为斑伏结构;有的 为等粒结构,黑云母和角闪石是最常 见的暗色矿物,辉石次之,浅色矿物 中长石类也是常见矿物,副矿物有磷 灰石、榍石、磁铁矿和锆石。暗色矿 物多,且为自形晶,称为煌斑结构, 煌斑岩容易风化和蚀变,形成碳酸盐 、绿泥石、高岭土等

煌斑岩

2、变种: 角闪煌斑岩:由斜长石和角闪石组成, 根据主要暗色矿物划分为:云母煌斑岩,角 角闪石为较好的自形斑晶。 闪煌斑岩及辉石煌斑岩三种。 云母煌斑岩: 又称云煌岩,主要由黑云母和正长石组成。 辉石煌斑岩:主要由斜长石和辉石组成, 辉石为自形较好的斑晶。 黑云母常成为斑晶。

3、细晶岩 这种脉岩主要是由浅色矿物组成的,浅色 矿物为钾长石,斜长石和石英,含量在90% 以上。暗色矿物多为黑云母,也可有角闪石 或辉石。细粒他形结构,外貌似砂糖状,是 其重要的结构特征。

按矿物成分可进一步划分为: 花岗细晶岩:成分相当于花岗岩,主 要由钾长石、斜长石、石英及少量的黑 云母组成。其与细粒花岗岩的区别在于 结构不同及暗色矿物含量更少。这是最 常见的一种细晶岩。 正长细晶岩:成分和正长岩相当,主要由 他形细粒的正长石和少量角闪石或黑云母或 辉石组成。其与细粒正长岩的区别为全它形 细粒结构。

闪长细晶岩:成分相当于闪长岩,主 要由全他形细粒的斜长石和少量角闪石 组成。 辉长细晶岩:成分相当子辉长岩,灰 色或暗灰色,由他形细粒的斜长石和少 量辉石组成。

4、伟晶岩 是一种具有特别粗大矿物晶粒结构的一种脉 岩。主要是由于挥发分富集,所以结晶粗大, 颗粒大小一般部在1一2厘米以上,有的可以 大至几米甚至几十米。伟晶岩的形态可以是 规则的脉状,也可以是不规则的透镜体或团 块状。多分布于有关的侵入体内部或其附近 的围岩中。伟晶岩的矿物成分较简单,也可 较为复杂。

按矿物成分可进一步分为: 花岗伟晶岩:是最常见的一种伟晶岩, 成分与花岗岩基本相同,主要由钾长石、 斜长石、石英和云母类矿物组成,其次有 多种副矿物如电气石、黄玉、绿柱石、萤 石等。 正长伟晶岩:成分与正长岩大致相当, 几乎全由钾长石组成。 闪长伟晶岩:成分相当于闪长岩,由粗 大的斜长石和少量的角闪石组成。 辉长伟晶岩:成分相当于辉长岩,由粗 大的斜长石和少量辉石巨晶组成。

(三)产状、分布及有关矿产 脉岩类的产状均以脉状产出,可以是规 则的,也可是不规则的,大小不一,有 些岩脉带可延伸数百至上千公里,可单 独出现,也可成岩脉群出现。 脉岩分布广泛,各种岩体附近或变质岩 地区,均可见到。 伟晶岩本身就可作为非金属矿产进行开 采。与花岗伟晶岩有关的矿产就有40种 以上,如锂、铍、钽、铷、铯、铀、钍、 钇、铈、锆、铪、云母、水晶、长石等 都是现代工业的重要原料。

Dike (Grand Tetons, Wyoming)

第八节 火山碎屑岩类 一、火山碎屑岩的概念 火山碎屑岩是火山作用形成的各种火山 碎屑物,经堆积、胶结、压紧或熔结等多 种成岩方式固结而成的岩石。典型的火山 碎屑岩是指那些主要由火山碎屑物(一般 占90%以上)形成的岩石。广义的火山碎 屑岩,是指包括向喷出岩和沉积岩过渡的 火山碎屑岩。

二、一般特征 火山碎屑岩常有各种鲜艳的颜色, 新鲜的火山碎屑岩,有浅红、浅绿、 灰绿、黄绿、灰白、灰紫等色调。 火山碎屑岩的成分包括两部分,即 火山碎屑物和胶结物,胶结物可以 是部分火山灰分解形成的物质,也 可以是部分熔岩或沉积物,火山碎 屑物则是火山作用过程中形成的各 种碎屑,可分为岩屑、晶屑、玻屑 三种类型。

火山砂

火山砾

火山碎屑岩的成分分为岩屑、晶屑与 玻屑三种。 岩屑:是火山基底的岩石和火山通道 周围的岩石以及先凝结成的熔岩和火山 碎屑岩在火山喷发爆炸时崩碎形成的各 种岩石碎块。岩屑大小不一,有明显的 梭角状,外形不规则。多是刚性的,有 些则是半塑性一塑性的。熔浆团块喷发 到空中未完全冷凝时落下经旋转或撕裂 作用可形成各种形状的火山弹,以及各 种形态的火焰体。

纺锤形火山弹

纺锤形火山弹

纺锤形火山弹

晶屑:是火山爆发时崩碎的矿物 晶体碎片,晶屑大多来源于岩浆中较 早结晶出的斑晶,部分来源于周围的 岩石。常见有石英、钾长石、斜长石, 黑云母、角闪石、辉石等。晶屑外形 不规则,多呈棱角状,部分有熔蚀和 淬火裂纹。

玻屑:是火山爆发时形成的玻璃质碎片,其 形态多样,断面多成弧形,粒度多数小于2毫 米。玻屑多形成于粘度较大的中酸性岩浆。

火山碎屑岩结构按粒度分为:集块结 构、火山角砾结构、凝灰结构。 集块结构:由粒径大于64毫米的火山碎 屑为主(>50%)所组成的结构。 火山角砾结构:由含量大于50%的2一 64毫米的火山角砾所组成。 。

凝灰结构:主要由小于2毫米的火山 碎屑所组成的一种结构。 熔结凝灰结构:是凝灰结构的一种 特殊类型,其特点是含有较多的塑 性、半塑性岩屑、玻屑。它们在岩 石中呈定向排列,并被压扁拉长而 呈似流动构造,有时有绕过某些刚 性碎屑“流动”的现象

火山碎屑岩的构造火山碎屑岩一般为块状 构造,此外也可见到似流纹构造,层理构造 等。 似流纹构造这是由一些塑性、半塑性火山碎 屑物呈定向排列所形成的一种构造。 层理构造这是一种主要在水盆地中形成的向 沉积岩过渡的一种火山碎屑岩具有的构造, 由粗细不等或不同成分的碎屑物形成韵律性 的层状规律地交替出现。

三、火山碎屑岩的分类命名 正常火山碎屑岩类可分为 火山碎屑熔岩岩:向熔岩过渡的岩石 类型。 正常火山碎屑岩:正常喷发堆积的岩 石类型。 火山碎屑沉积岩:向沉积岩过渡的岩 石类型。

四、火山碎屑岩主要类型 1、集块岩:是指由粒径大于64毫米, 含量>50%,在火山爆发时被崩碎的 岩块经压紧胶结而形成的岩石。 成分除了火山岩块外,还有一些火山 通道的围岩。大小不一,分选很差, 棱角状,少数被圆化。颜色多样,成 分复杂,杂乱地堆积在火山口附近, 常构成火山锥的一部分。集块岩可根 据岩块成分进一步划分为不同的集块 岩,如玄武质集块岩、安山质集块岩 、流纹质集块岩等。

2、火山角砾岩:是由火山作用形成的 角砾被压紧胶结而形成的一种岩石。 角砾粒径为2~64毫米,含量>50%。 成分复杂,分选差,棱角状,成分中 除了岩块外,可混入一部分晶屑和玻 屑。没有层理或具不明显的层理,分 布在火山口附近。火山角砾岩可根据 角砾的成分划分为:玄武质火山角砾 岩、安山质火山角砾岩、流纹质火山 角砾岩等,如果角砾成分不止一种, 这时可命名为复成分火山角砾岩。

3、凝灰岩:是火山碎屑岩中分布最广 的一种岩石,具凝灰结构,火山物质占 90%以上,碎屑粒径<2毫米。火山碎 屑物包括岩屑、晶屑、玻屑,一般晶屑含 量较少,玻屑较多。岩石颜色有黄白、 灰自、紫红、灰紫、灰绿、灰黑等色。 具不清楚或清楚的层理,堆积在离火山 口较远的地方。

凝灰岩

凝灰岩

火山砾凝灰岩

角砾凝灰岩

凝灰岩根据碎屑物的成分可分为: 岩屑凝灰岩:凝灰岩中火山碎屑物 主要由岩屑组成,含量>50%。 晶屑凝灰岩:凝灰岩中含有30%以 下的晶屑。 玻屑凝灰岩:以玻屑为主的凝灰岩。 复成分凝灰岩:即所含岩屑、晶屑、 玻屑大致相等的一种凝灰岩。 熔结凝灰岩:是一种由炽热的火山灰 流和浆屑经熔结作用而成的岩石。

五、产状、分布及有关矿产 火山碎屑岩主要是火山锥和层状。分 布广泛。 火山碎屑岩中的矿产包括铜、铅、锌、 铁、铀、钾、硼、沸石、黄铁矿等。 有些凝灰岩经风化蚀变后可形成蒙脱 石粘土,是重要的漂白材料和泥浆原 料。

第三章 岩浆岩的成因概述 第一节、岩浆的成因 一、岩浆的起源 二、岩浆的演化

一、岩浆的起源 岩浆岩大部分是由岩浆冷却结晶形成。 岩浆又是怎样产生的呢?一般认为岩浆 是由上地幔物质经局部熔融或壳层物质 局部或全部熔融而形成的最初岩浆,称 为原生岩浆。原生岩浆通过一定的演化 发展可以形成多种次生岩浆。所以岩浆 有原生岩浆和次生岩浆之分。

1、原生岩浆类型及岩石

多数人认为原生岩浆只有为数不多 的几种,即玄武质岩浆、超镁铁质岩 浆、安山质岩浆和花岗质岩浆等。这 些原生岩浆至少可以形成三种主要岩 石类型:拉斑玄武岩、碱性橄榄玄武 岩和大陆岩基的花岗质岩石。

2、地壳中物质的分布 地壳上部主要是硅铝质,相当的岩石主要 是花岗岩和片麻岩、片岩、千枚岩等。 地 壳下部为硅镁质的,相应岩石主要是辉长岩、 麻粒岩相的中基性岩浆岩。 上地幔主要是 超镁铁质的,即相当于二辉橄榄岩和榴辉岩, 或是二者之间的某种成分。

1、玄武岩浆的成因 林格伍德认为:局部熔融程度较高和 深度小于15公里时,可形成SiO2过饱 和的拉斑玄武岩浆;在15~35公里的 深度,可形成较富铝的橄榄拉斑玄武 质岩浆; 在35~70公里深度,熔融程 度较低(<20%)而压力较大时,可 形成原生高碱性的玄武质岩浆;如果 深度达到100公里左右,则形成SiO2不 饱和的橄榄拉斑玄武岩浆。

2、安山质岩浆的形成: 目前许多人认为:安山质岩浆的形 成与板块俯冲带的活动有密切关系。 某些板块汇合处,一板块俯冲到另一 板块之下,这种板块向下俯冲时产生 的摩擦热,是俯冲带热的主要来源。 据计算在100~200公里深度处,温 度可达1600℃以上,这为俯冲的板块 发生熔融创造了良好的热力条件。

在约80公里深处,主要由玄武岩、 辉长岩、辉绿岩和角闪岩等组成的 大洋壳俯冲到这一深度时将发生部 分熔融。富水的地幔岩发生局部熔 融,从而产生大量的岛弧拉斑玄武 岩浆或安山质岩浆。 在80~150公里深处,俯冲的大 洋壳部分或全部可转化为榴辉岩, 在少量的含水情况下,榴辉岩又可 发生较少程度地局部熔融,可形成 钙碱质的安山一英安质岩浆。

大于150公里时,下冲板块中的水 几乎全部散失,因此熔融作用减少,这 时很低程度地局部熔融可形成碱性安粗 质岩浆。 3、花岗质岩浆的成因 也有不同的认识,但多数人认为,花 岗质岩浆是由大陆硅铝壳层物质熔融而 成。同时上升的热地幔底辟可使硅铝质 地壳重熔,产生花岗质熔浆。

4、超镁铁质岩浆 一般认为可能有两种成因,一种是 上地幔的二辉橄榄岩熔融的产物,如 科马提岩的形成便是一个证据。 另一种是由玄武岩浆演化形成。

形成原始岩浆,可以下几点原因: (1)在下地壳和上地幔深处,处于 高温高压状态,如果地壳地幔物质 不含水,要使其发生熔融就需有较 高的温度,或由于构造断裂使某些 地段的压力下降,导致地壳深处或 上地幔的物质发生局部熔融而形成 岩浆。 (2)如果有水存在,则其起始熔融 的温度比不含水时要低得多,也就 是说在较低的温度下就能熔出原生 岩浆

(3)某些地区地热增温率异常高, 也能使固相物质发生熔融形成岩浆。 (4)在地幔深处,导致局部熔融形 成岩浆的原因可能是由于放射性热的 发生和聚集产生一种所谓热柱上升的 结果

二、岩浆的演化 1、平衡结晶作用 是在岩浆结晶过程中 ,先结晶出的矿物始终与熔浆保持平衡 反应,在这种情况下结晶形成的岩石与 原来岩浆成分相同,即不产生分异作用 。 此外,原生岩浆形成后,在上移过程中 ,由于岩浆本身成分的分异或与围岩的 互相作用,或不同岩浆之间的混合作用 ,可使最初一种成分的岩浆最终形成了 种类繁多的岩浆岩。

2.分异作用 分异作用是指原来均匀的岩浆在没有 外来物质加入下,依靠本身的演化最终 产生不同成分的岩浆的全部作用。包括 岩浆分异作用及分离结晶作用。 1)岩浆分异作用:是岩浆结晶之前, 仍处在均匀液态的情况下发生的分异作 用。它发生在地壳深处-为深处分异, 也可发生在岩浆侵入和喷发的过程中为就地分异。它是通过熔离、扩散、气 运的作用来完成的。

(1)熔离作用

原来均匀的岩浆,由于温度和压力 的变化,使它分为互不均匀混溶或相 溶程度很低的两种熔体,这种作用称 为熔离作用,也称为分液作用。某些 基性岩中的条带构造,有人认为也是 这种作用形成的。

(2)扩散作用 岩浆活动过程中,不同部位散热情 况不同,因此熔体中就有温度梯度的 产生,高熔点的组份就向低温区扩散, 结果又形成了组份的浓度梯度,一般 岩体边部成分比中间成分相对地偏基 性,可能就是这样形成的。某些捕掳 体周围有暗色矿物集中形成的坏带, 也可能是扩散作用的结果。

( 3)气运作用 岩浆中所含的气体,特别是挥发份 比较活泼,可以运移某些组份,如K 、Na、A1、Si等,结果这些组份相对 地集中在岩浆的上部,使熔体上部偏 酸性,同时形成含挥发份较多的一些 矿物,如电气石、磷灰石、萤石、黑 云母、角闪石、沸石等。

2)分离结晶作用 早晶出的矿物由于某些原因与熔浆分 离,不与熔浆发生反应,这样可演化 形成多种不同成分的岩浆岩。 分离结晶作用最终结果是愈到晚期、 岩浆愈向富硅富碱的方向演化,形成 较酸性的岩浆岩。使早先晶出的矿物 与熔体分离的主要作用是重力因素, 其次还有流动分异和压滤作用。

(1)重力分离作用

在熔浆中,最先结晶的矿物一般是熔点高的 铁镁矿物,如橄榄石、辉石,这些矿物比重 大,在重力作用下可下沉到熔浆底部,而比 重较小的矿物可向上浮动,主要是富硅铝的 矿物。结果使原来均匀的岩浆形成了成分不 同的岩石,下部偏基性,上部偏酸性。

(2)流动分异作用
实验证明,有悬浮质点的流体,在流 动时,质点向高速区汇聚。岩浆在伴随 结晶作用的同时有流动作用,先晶出的 矿物质点可以集中在相对流速较高的部 位或滞留在摩擦力较大的地方,结果使 均匀的岩浆形成了不同的岩浆岩。

(3)压滤作用

岩浆演化到晚期阶段,密集的晶体之 间的残留岩浆由于外界的挤压应功将其 与晶体分离并形成单独的熔浆。有人用 这种作用解释某些岩体和围岩裂隙中形 成的岩脉和矿脉。

2.同化混染作用 岩浆熔化了围岩或捕虏体,使岩浆 成分发生了变化,称为同化作用。不 完全的同化作用称为混染作用。 3.岩浆的混合作用 指由两种不同成分的岩浆以不同的 比例混合而产生一系列过渡类型的岩 浆、并形成不同成分的一系列岩浆岩, 称为岩浆混合作用

Early Crystallization

第二节 岩浆岩的成因 一、超基性岩类的成因

超基性岩的成因,说法较多。近年比 较流行的说法,认为超基性岩是由于上 地幔物质熔出玄武岩浆后,残留的难熔 组份因构造挤压作用而底辟上升到地壳 某一部位,或被玄武岩浆带到地表,从 而形成超基性岩体。

二、基性岩类的成因

对基性岩的成因看法比较一致,都认 为是由独立的原生玄武岩浆形成,而玄 武岩浆是由上地幔物质局部熔融而产生 的。也可以说基性岩类岩石是由玄武质 岩浆在不同条件下结晶而成。

三、中性岩类的成因

目前比较流行的看法是:规模较大 的、分布广泛的安山岩的形成是与板 块俯冲带有直接关系。大洋板块向大 陆板块下面俯冲,下插在大陆板块下 面一定深度的大洋板块前缘及其上的 岩石发生熔融,形成安山岩浆。

四、酸性岩类的成因 岩浆成因说认为:组成岩基的花岗岩 类是由原生玄武岩浆分离结晶作用演化 形成的 。另一种认为是因为原生玄武岩 浆被硅铝壳层物质大规模的混染同化而 产生的,第三种认为是地壳或上地幔物 质经深熔作用而形成。板块构造学说认 为大陆边缘和岛弧地区中的花岗岩体的 形成是由于大洋壳俯冲到达一定深度后, 大洋壳与大陆壳物质被熔融而形成的。

交代成因说:或称花岗岩化,认为 花岗岩是由原先已形成的岩石基本上 处于固态下通过交代作用即花岗岩化 而形成。

五、碱性岩类的成因 也有两种假说,一种认为碱性岩是 由岩浆分异作用形成的; 另一种认为是岩浆同化钙质岩石发 生去硅作用、花岗岩化过程中碱质交 代作用及超基性岩的霞石一霓石化作 用形成的。

第一节 岩浆岩分布 一、构造环境与岩浆组合 岩浆岩的分布主要是与区域构造有关 。板块构造学说的兴起,岩浆岩的形 成和分布规律才有了较合理的解释。 并分出以下几个主要构造组合。即离 散板块边界上的岩浆岩组合、会聚板 块边界上的岩浆岩组合、板块内部的 岩浆岩组合。

1.离散板块边界上的岩浆岩组合 离散板块边界的构造环境是以拉张应力为 主的构造环境,主要包括大洋中脊、大陆裂 谷和边缘海盆地等地区。 大洋中脊发育最 丰富的岩浆岩是低钾拉斑玄武岩,也称大洋 拉斑玄武岩、洋脊拉斑玄武岩或深海拉班玄 武岩。其岩石特征是含有橄榄石和辉石、斜 长石。

与大洋拉斑亥武岩共生的岩石还有 低钾的拉斑玄武质辉绿岩、辉长岩和 角闪岩、蛇纹岩、橄榄岩及少量的闪 长岩。组成了所谓蛇绿岩套的层序。 边缘海盆地的岩浆岩在成分上与洋中 脊的低钾拉斑玄武岩基本相同。这里 也可能有蛇绿岩套组合产出,还可出 现少量的碱性玄武岩,或碱性玄武岩 与拉斑玄武岩间的过渡类型岩石。

大陆裂谷与大洋中脊的岩浆岩组合 就有明显的不同。大陆裂谷中的岩 浆岩主要是以溢流玄武岩为主。溢 流玄武岩主要是拉班玄武岩(大陆 拉班玄武岩),其次有辉长岩与辉 绿岩的层状侵入体。 并常有双模 式的火山岩,双模式火山岩是指基 性的与酸性的火山岩共生,中间没 有或很少有中性的火山岩伴生。如 拉斑玄武岩一流纹岩组合,碱性玄 武岩一粗面岩、响岩组合。

2.会聚板块边界上的岩浆岩组合 会聚板块边界的构造环境主要是 以挤压应力为主,这种构造环境主要 包括岛弧一活动陆缘一海沟地带以及 大陆地缝合线地带。 在岛弧一活动陆缘一海沟地带, 典型的岩浆岩组合是钙碱性岩浆岩, 此外还有部分贫碱的岛弧拉斑玄武岩、 碱性岩和蛇绿岩套;钙碱性岩类的主 要岩石为安山岩,有代表性的地区是 环太平洋安山岩线。此外还有英安岩、 流纹岩及玄武岩。

3.板块内部岩浆岩组合 这种构造环境包括大陆和大洋盆地。 在大陆板块内,岩浆活动常以小的岩 墙、岩床、岩筒、火山颈、火山锥等 形态产出。 而大洋盆地中,则多以孤立的火山岛 屿或成串的火山链形式产出。

板块内的岩浆岩类型主要是碱性或 过碱性的基性或超基性岩。在大陆板块 内有大陆碱性玄武岩、富镁富钾的金伯 利岩、基性一超基性杂岩体和侵入的碳 酸岩、碱性和亚碱性时花岗岩以及规模 较大的辉绿岩和煌斑岩墙群等。

二、我国岩浆岩分布概况(自学) 一)我国的侵入岩 二)我国的喷出岩


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