2、较方便方法是Pyмянцева（1971）法
此法以SiO2与K2O/（Na2O+0.7K2O）作图（图12），划分火山岩为钾质、正常、钠质三类
3、较准确的是Irvine等（1977）法
此法以阳离子标准在值矿物计算值在Ab′－An－Or图上（图13、14）上投影，即可划分其类型。
图中Ab′=Ab+5/3Ne。
该法是在划分亚碱性与碱性系列基础上划分的：
①碱性系列分出钠质、正常和钾质3个类型（图13）
②碱性系列分出钠质、钾质两种类型（图14）
4、只适用于玄武岩的可分出高钾、钾质和钠质3类（图15）
图中划分钾质与钠质的界线Na2O:
K2O≌2:
1。
它与Irvine等（1976）划分玄武岩钾质与钠质的界线为Na2O/K2O=0.5；最新的LeBas（1986）等划分各种火山岩钾质、钠质以Na2O－2≥K2O为钠质类型，Na2O－2≤K2O为钾质类型的界线，基本上一致的。
五、火山岩与环境判别
（一）玄武岩的环境判别
1.F1、F2、F3─Pearce法判别
图16F1-F2图解图17F2-F3图解
（J.A.Pearce，1976）（J.A.Pearce，1976）
LKT一低钾拉斑玄武岩（岛弧拉斑玄武岩）；CAB一钙碱性（高铝）玄武岩；
WPB一板内玄武岩；SHO一钾玄岩；OFB一洋底（洋中脊）玄武岩
J.A.Pearce（1976）从已知构造环境的大量中新生代玄武岩中，选出六种板块构造环境中代表岩石中代表岩石中，以八个主要氧化物ωB%多元统计得到F1、F2、F3判别函数，分为两个图（图16、17），以判别玄武岩产出的板块构造环境。
先投图17，个别再投图17（区别CAB与LKT）。
其中F1=0.0088（SiO2）－0.0774（TiO2）+0.0102（Al2O3）+0.0066（FeO*）－0.0017（MgO）－0.0143（CaO）－0.0155（Na2O）－0.0007（K2O）
F2=－0.0130（SiO2）－0.0185（TiO2）－0.0129（Al2O3）－0.0134（FeO*）－0.0300（MgO）－0.0204（CaO）－0.0481（Na2O）+0.0715（K2O）
F3=－0.0221（SiO2）－0.0532（TiO2）－0.0361（Al2O3）－0.0016（FeO*）－0.0310（MgO）－0.0237（CaO）－0.0614（Na2O）－0.0289（K2O）
此法要用新鲜岩石，以免判错。
如洋底玄武岩，对新鲜岩石判断的正确率可达90％，而对风化岩石仅为46.7％。
但对等化学变质作用岩石，也还很准确。
对图上分区界线不要
看的过死，实际上作者作图时即有个别点跨越了界线。
2．Pearee法
T．H．Pearce等（1977）利用新生代为主的各时代的玄武岩、玄武安山岩化学分析资料8400个，以FeO*、MgO、A12O3为端元，划分了五种构造环境（图18）。
这些岩石均为亚碱性系列，SiO2＝51一56％的基中性火山岩。
化学成分除去H2O后要重新算成100％，FeO*＝FeO+0.8998Fe2O3。
图中扩张中心岛屿是作者新分出的构造环境，它是邻近洋中脊的洋岛，如大西洋中冰岛及太平洋中尼瓜多尔的科隆群岛等都属之。
以产出冰岛岩为特征，它与板内岩石富铁，板边岩石富镁、铝是不同的。
此法对明显蚀变的岩石样品检验表明，只是投影点分散些，但并无太大影响。
由于太古宙与其后时代的板块构造不同，故此图用于太古宙时，应把洋中脊与洋岛合为一个大洋区，并应把造山带（消减带）改为钙碱性岩区。
3.Mullen法
此法用于SiO2＝47.0－53.5％的玄武岩，由Mullen（1983）提出的以少量氧化物:
TiO2、MnO、P2O5作图。
因为岩石中MnO、P2O5。
比TiO2少，因此用TiO2、10MnO、10P2O5计算为100％投图（图19），即可确定玄武岩的大致构造环境。
此图对大洋板内玄武岩划分较细（分为T及A两个系列），但缺失大陆板内玄武岩的范围，对岛弧也缺少钾玄岩的范围。
（二）只适用拉斑玄武岩
不同环境下均有拉斑玄武岩：
或产于大陆（CT）；或产于大洋（OT）；或见于洋中脊（MORB）；或见于洋岛（OIB），或见于岛弧（IAT）。
为了进一步确定板块构造环境，必需予以确定。
主要方法如下：
1.Pearee等法
图20TiO2一K2O一P2O5图解
（T.H.Pearce等，1975）
OT一大洋拉斑玄武岩CT一大陆拉斑玄武岩
此法由T．H．Pearce等（1975）提出的用判别大洋或大陆拉斑玄武岩的图解（图20）。
据作者收集的已知环境的分析资料投影表明：
大洋拉斑玄武岩93％投入大洋区；80％的大陆拉斑玄武岩投入大陆区。
该图最适合于原生的玄武岩构造环境的判别，尤其是在FAM图中A值小于20％的岩石，判别效果更好，但对分异了的玄武岩则不理想。
有些大陆玄武岩投入图20的大洋区（如格陵兰第三纪玄武岩，印度德干高原玄武岩），作者认为，它可能为大陆裂谷扩张并将形成新的洋壳的环境下的反映。
由于海底风化的玄武岩K2O将增大，故大洋区玄武岩部分将投入大陆区；但大陆区玄武岩如果风化，也可能投入大洋区，因为K2O流失。
此法对太古代绿岩带及太古代一元古代麻粒岩相玄武岩判别效果也较好。
2．都城秋穗等及Glassiey法
都城秋穗等（1974、1975）及Glassiey（1974）均提出以FeO*/MgO与TiO2、SiO2、FeO*作图，用以确定不同环境的拉斑玄武岩（图21、22、23、24），从柏林（1980）还作了修改、补充。
图24FeO*/MgO与TiO2图
（W.Glassiey，1974）
图23FeO*/MgO与FeO*或TiO2图
（据A.Miyashiro，1975，从柏林，1980修改）
1一大洋拉斑玄武岩；2一大洋橄榄拉斑玄武岩；3一大陆拉斑玄武岩；4一岛弧拉斑玄武岩
此外，都城秋穗（1975）还作出Na2O＋与Na2O/K2O关系图（图25），用以区别冰岛、大洋、岛弧的拉斑玄武岩，以及亚洲大陆东部、大西洋洋岛的碱性玄武岩。
图中还用箭头表示了向不同构造环境的演化趋势。
此法应用了活动元素Na2O、K2O，故只适用于较新鲜的岩石。
超过新鲜玄武岩的上限值者，不能使用。
用此图判别构造环境时，除应注意其成分范围外，还应注意其成分变化的方向。
岛弧拉斑玄武岩的演化，有两个不同方向（以箭头表示），均表示岛弧从不成熟向成熟方向转化。
其中x方向：
从成熟岛弧向弧后扩张盆地变化，y方向：
从成熟岛弧向安第斯型活动陆缘变化。
3.Gill等法
Gill等（1979）曾提出用100Mg/（Mg＋Fe*）与A12O3（图26）确定洋中脊与岛弧拉斑玄武岩，并用以研究格陵兰早太古代的岩浆活动的构造环境。
Gill等把Fe2O3＝0.15∑FeO或把Fe*＝0.865∑FeO计算成Fe*的阳离子数。
4.Engel等法
Engel等（1965）用Na2O及K2O计算为阳离子Na／k比值，以确定不同环境的拉斑玄
武岩：
Na／K=3一6者大陆，8一10者岛弧，＞10者大洋。
5.Loffler（1979）法
Loiselze等（1979）年认为I、S型花岗岩均为造山花岗岩，造山的英文为Orogenie，以O为字头，可简称为O型花岗岩。
还有一类花岗岩为非造山花岗岩，称为A型花岗岩，取自英文Anorogenie（非造山的）、Alkaline（碱性的）、Anhydrous（无水的）、Alum－inous（铝质的）字头均为A。
I、S型花岗岩与A型花岗岩的区别，以Collin，等（1982）、Bowden等（1982）图（图27、28）。
最为简便，适用于化学成分投影．
（三）适用于中酸性火山岩类的图解
消减带位于板块闭合边缘，是大洋壳向大陆壳转化区，又是摺皱造由区，岩浆活动发育区，地震强烈区，矿产富集区。
它以钙碱性火山岩系及M型、I型科迪勒拉花岚岩为特征。
消减
带包括岛弧、活动大陆边缘（活动陆缘）两种环境。
图29火山岩组合线
（Горшков，Г﹒C，1963）
1－3：
消减带火山岩；4－10：
板内火山岩，其中
4－6：
大陆板内火山岩；7－10：
大洋板内火山岩
A：
划分板内与消减带的方法
常见者以下二法：
1．扎瓦里茨基法
以扎瓦里茨基计算的主要特征数值在ASB图（图29）上投点，相连成火山岩组合线。
高尔什柯夫（Горшков，1963）指出，不同火山岩组合线反映不同的构造环境。
2.Rittmann及Lofflert法
对于中一酸性火山岩类，最好用Rittmann（1970）法，对于基一超基性火山岩，最好用Loffler（1979）法。
（1）Rittmann是用logτ与logσ投影（图30）。
τ=（Al2O3－Na2O）/TiO2，σ=（K2O+Na2O）2/（SiO2－43）
（2）Loffler是在上法的基础上设计的lgτ与lg（σ25×100）投影图（图31）。
因基性一超基性岩SiO2低，σ可分性差，甚至是负值，在图29上无法投影。
因此，他以（SiO2－25），代替（SiO2－43）；用σ25代替σ，σ25=
（K2O+Na2O）2/（SiO2－25）；还用lg（σ25×100）代替lgσ，使横坐标值加大，便于投影。
B：
划分岛弧与活动陆缘的方法
主要有：
1．火山岩系的成分
据Jakes等研究（1972）：
活动陆缘：
SiO2＝56－75％，FeO*/MgO>2.0，K2O/Na2O>0.6（K2O较固定，0.6－1.1）。
岛弧：
SiO2=50－66％（多<56％），FeO*/MgO<2.0，K2O/Na2O<0.6（K2O向大陆方向变大）。
2．安山岩系的特征
消减带的安山岩发育。
活动陆缘：
以高钾（K2O平均3.25％）安山岩为主。
发育于陆壳较厚的冒地槽断块区，以山脉盆地出现．呈层火山与小火山锥产出，安山岩等距离不连续产出，与大量英安岩、流纹岩、熔结凝灰岩共生，火山碎屑岩多，玄武岩少。
岛弧以低钾（K2O平均1.60％）安山岩为主。
发育于洋壳较厚的优地槽回返区，以造山带出现。
呈大的层火山产出，安山岩较发育，英安岩、流纹岩少，高铝玄武岩多，火山碎屑较少。
3．与火山岩伴生的侵入岩
据Pearce（1954）提出：
活动陆缘：
I型科迪勒拉花岗岩，主要由石英二长岩一花岗岩组合。
暗色矿物以黑云母为主，其次为角闪石。
岛弧：
M型花岗岩。
主要由石英闪长岩一花岗岩组合，暗色矿物以角闪石为主，其次为黑云母。
（四）岛弧火山岩的进一步划分方法
岛弧可进一步划分三个系列：
岛弧拉斑玄武岩系列（IAT）、钙碱性系列（CAB）、钾玄岩系列（SHO）。
通常用以下方法：
1．对于复成分火山岩，可用图32、33、34、35，它们分别来自久野（1966）、Condie（1976）、Jakes（1972）、Yen（1970）的图及资料。
划分的主要标志是从大陆到大洋一侧，Alk加大，K2O增高。
其中图32、33、34均为氧化物ωB%，而图34则为CIPW标准矿物。
图只适用于SiO2=55－65%的岩石。
2．对于玄武岩，可用表2及图36，其中表2据莫斯科大学地质系；图来自久野（1966），SiO2含量不同的岩石，划分系列之“Y”形位置不同：
SiO2愈高，则K2O＋Na2O愈多，而Al2O3愈少。
表2三个系列中玄武岩的区别
系列
SiO2
Al2O3
Fe2O3+FeO
TiO2
IAT
>48
<16
>11
1.2一2.0
CAB
>48
>16
<11
<1.2
SHO
<48
<16
>11
>2.0
图32Na2O+K2O与SiO2图解
（久野，1966）
图33K2O一SiO2图
（Condie，1976）
（五）、裂谷带火山岩类
大陆板内是岩浆活动较少的地区，而大陆裂谷带则为火山活动较发育地带。
常见者为玄武岩（拉斑玄武岩、碱性玄武岩），分布较广，并常见双峰式火山，且基性与酸性火山岩共生，中性者少见或无，碱性火山岩、碱性侵人岩发育；在时代上、成分上常成对出现，裂谷边部比中心一般时代较老，碱度较大；岩石中富含碱性元素、稀土（尤其轻稀土
升级会员 