岩浆岩成因导论复习提纲.docx

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岩浆岩成因导论复习提纲

吴静----岩浆岩成因导论复习提纲

1、叙述SiO2一元系相图的特点及岩石学意义

石英存在同质多象变体：

α-石英（quartz）

β－石英

鳞石英（Tridymite）

方英石（Cristobalite）

柯石英（Coesite）

斯石英（Stishovite）

常压条件下，它们之间的转变温度为：

熔融体于1713度是凝固成方石英，1470度时凝固成鳞石英，870度凝固成β－石英，573度时凝固成α－石英。

斯石英凝固态的压强至少是8GPa，柯石英至少是2GPa。

岩石学意义：

（1）在常压下随着温度的降低，β－石英转变成α－石英，在转变时只有原子的移位，所以转变是迅速的，因此，在火山岩和浅成岩中常可见到具β－石英假象的α－石英斑晶。

（2）柯石英、斯石英只能出现在超高压的条件下，高压冲击变质才形成。

密度低的鳞石英、方英石只能出现在高温低压的条件下，随压力升高而消失。

（3）岩浆喷出地表的过程中，由于压力迅速降低，氧逸度升高，石英斑晶发生熔蚀现象，呈浑圆状、港湾状。

2、叙述Di－An二元共结系相图的特点，平衡结晶过程，并说明它的岩石学意义。

透辉石CaMgSi2O6－钙长石CaAl2Si2O6二元共结系（Di－An系）在常压下共结温度1274度。

二元系又称二组分形成低共熔混合物体系。

共结结晶的特点：

在某一温度下，由液相转变为两个固相，这一固体既不是固溶晶体，也不是化合物，而是呈共结状态的混合物出现，此温度称为共结温度。

二元共结结晶的原理：

（1）熔融冷却结晶作用开始，大于共结比的组分首先结晶，结晶作用是在温度不断下降的条件下进行，不影响系统的平衡。

（2）两种组分在恒温下（共结温度）同时结晶，直至熔浆全部耗尽为止，结晶作用结束。

岩石学意义：

（1）首先看成简化的基性岩浆，可以解释基性岩中的辉长结构、辉绿结构、玄武岩中的各种结构（间粒结构、间隐结构、拉斑玄武结构）。

（2）可以解释基性岩中韵律层理、条带状构造特征。

（3）可以解释斜长石被熔蚀的现象。

3、叙述Fo－SiO2二元近结系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程，并说明它的岩石学意义。

镁橄榄石-二氧化硅二元系结晶过程：

在一个大气压下，不同组分熔融体降低温度降到镁橄榄石与顽火辉石上面的结晶线时，镁橄榄石开始结晶。

组分中Si02的含量增加，当镁橄榄石全部结晶出来的时候，镁橄榄石与熔融状态的Si02发生反应生产玩火辉石，当体系中的顽火辉石结晶的同时，方石英也在结晶。

当组分与温度回到近结点时，体系全部结晶呈方石英与顽火辉石，随着稳定的进一步降低，方石英便转变成鳞石英。

最终的结晶产物鳞石英与顽火辉石。

二元近结系又称二组份分解熔融化合物体系，该体系的特点是：

二组份所形成的化合物在加热到它的熔点时，即分解为熔体和另一固相，此时熔体（液相）的组成与化合物并不一致，这样的化合物称为分解熔融化合物，分解熔融化合物没有真正的熔点，只有化合物的转熔点，它靠近化合物与某一组分所构成的共结系的共结点，因此这类体系的相图上必包含一个二元共结系相图。

岩石学意义：

（1）镁橄榄石与石英在正常情况下不能共生在一起，为什么？

生成镁橄榄石的环境是二氧化硅不够的，如果二氧化硅足够的话，镁橄榄石还会与二氧化硅反应。

（2）反应边成因

（3）包橄结构

（4）分离结晶作用下，由下→上形成纯橄榄岩→橄榄岩→辉橄岩→橄辉岩→辉石岩→辉长岩→闪长岩一系列的层状的岩浆杂岩体。

4、叙述An－Ab二元固溶系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程，并说明它的岩石学意义。

钠长石NaAlSi3O8–钙长石CaAl2Si2O8二元固溶系相图

结晶工程：

不同组分的钠长石与钙长石的熔融状态，随着温度的降低，当达到液态与固溶态的界限时，两种矿物开始结晶形成斜长石，斜长石的组分可以在固态界限上查。

温度继续降低时，当达到固态界限时，即生成了相同组成的钠长石与钙长石组合的斜长石。

岩石学意义：

（1）可以解释在不同环境中斜长石的成因及环带结构的成因。

（2）可以解释韵律性环带及反环带的成因。

（3）反环带的其他成因。

5、叙述Fa－Fo二元固溶系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程，并说明它的岩石学意义。

镁橄榄石-铁橄榄石结晶过程：

不同组分的镁、铁橄榄石矿物熔融态时，温度开始降低，当降到液态与固溶态界线时，开始结晶生成橄榄石，此时处于固体与熔融体共存的状态，

6、叙述Or－Ab有限固溶体二元系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程，并说明它的岩石学意义。

相图的特点：

具有一个明显的最低点，在常压下，最低点的组成为Ab63Or37，温度是10630C。

在6600C以下有一条弧形的溶线，当温度下降到该曲线时，碱性长石固溶体就要发生分解，形成富钾长石固溶体Orss和富钠长石固溶体Abss，两者规则连生，形成条纹结构或反条纹结构。

界于固相线和溶线之间就是碱性长石固溶体稳定区。

即完全的混熔区，该区域随水压加大而减少。

相图的岩石学意义：

（1）白榴石只存在于低水压条件下，高水压下不存在。

（2）水压低形成的碱性长石结晶温度高，水压高形成的碱性长石结晶温度低。

酸性喷出岩中可出现高温透长石斑晶，花岗岩中正长石、条纹长石、微斜长石结晶温度低。

（3）可以解释条纹结构的成因。

7、Di－Ab－An三元系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程。

透辉石-钠长石-钙长石三元系相图特点

8、SiO2－Or－Ab三元系相图的特点，平衡结晶作用过程和分离结晶作用过程。

9、什么是原始岩浆？

简述原始岩浆种类的不同观点，主要的原始岩浆种类有那些？

它们的起源条件是什么？

原始岩浆为上地慢物质局部熔融及地壳物质全部或部分熔融而产生的最初的岩浆。

又称母岩浆。

关于原始岩浆的种类问题，一个长期争论的悬而未决的问题，归纳起来有以下几种观点：

（1）一元论观点

由鲍文1928年提出，他认为自然界仅存在一种玄武岩浆，即一元论的观点，所有的岩石都是由玄武岩浆通过结晶分异作用派生的。

（2）二元论观点

十九世纪末，以列文生－列信格和布恩等人为代表，认为原生岩浆有两种，即玄武岩浆和花岗岩浆。

（3）三元论观点

赫斯和库兹涅佐夫等人提出了原生岩浆有三种，玄武岩浆、花岗岩浆和超基性岩浆，即三元论观点。

（4）多元论观点

近年来，通过全球构造学、岩理学、高温高压实验岩石学、地球化学及地球物理的研究，在有关岩浆成因方面积累了大量的资料，多元论的观点逐渐被人们所接受，目前多数人认为：

基性的拉斑玄武岩浆、碱性橄榄玄武岩浆；超基性的金伯利岩浆、科马提岩浆、碳酸岩浆；中性的安山岩浆；酸性的花岗岩浆、花岗闪长岩浆；碱性岩浆等都可能是原生岩浆，但也有争议，尚须进一步探索和研究。

近代岩石学家威里（P.J.Wyllie）等认为原始岩浆有三种来源：

（1）来源于地幔橄榄岩的基性岩浆

（2）来源于地壳岩石的花岗岩浆

（3）来源于俯冲洋壳产生的SiO2中等的岩浆，这种岩浆经过复杂的变异形成安山岩浆，它们喷出地面而形成安山岩。

10、试述上地幔中、大陆地壳中、洋壳中岩浆形成机理。

上地幔中玄武岩浆和橄榄岩浆认为有下列几种原因促使上地幔物质发生部分熔融，从而产生岩浆。

（1）U、Th和K衰变生成的放射性热的影响或构造运动（如板块的碰撞和俯冲）产生的摩擦热。

（2）压力释放的影响

（3）挥发组分的影响

大陆地壳中：

（1）地壳上部近10KM，处于造山带的底部，造成局部地热梯度异常，T＝7500C，同时又有水存在形成低熔的花岗岩岩浆，运移不远，原地冷凝形成花岗岩。

当T>7500C时，熔融程度增加，若母岩浆缺乏钾长石，形成花岗闪长岩岩浆，若压力很大，还可形成石英二长岩岩浆，这些岩浆的活动能力强，与一些难熔的物质斜长石一起上升形成杂岩。

近20KM，温度更高，地热梯度很高，T＝9000C以上，易熔出花岗岩岩浆，活动性很强，可以上升侵入到地壳浅处甚至可以喷出地表形成喷出岩，地壳上部只能形成花岗岩浆。

（2）地壳下部由玄武质组成，玄武岩发生部分熔融，形成安山岩浆和英安岩浆。

（3）地壳部分熔融不可能形成玄武岩浆，至多可形成安山岩浆、花岗岩浆。

洋壳中：

由玄武岩洋壳部分熔融而成的SiO2含量中等的岩浆进入俯冲带上面的上地幔时，与地幔橄榄岩发生反应，使橄榄岩变成辉石岩，辉石岩的比重小于橄榄岩，以及其中间隙的液体随着熔出的熔浆不断上升，并发生分离结晶作用。

在不同的深度因分离结晶程度不同可形成成分不同的岩浆。

据实验资料：

100－60KM处分离形成拉斑玄武岩浆

60－40KM处形成玄武安山岩浆

40－20KM处形成安山岩浆

<20KM形成英安岩浆或流纹岩浆。

11、试述导致岩石熔融和岩浆生成的主要因素，并举例说明相应的构造背景。

近代岩石学家威里（P.J.Wyllie）等认为原始岩浆有三种来源：

（1）来源于地幔橄榄岩的基性岩浆按地热梯度计算，上地幔的软流圈顶部正常温度为5000～10000C，至软流圈底部为12000～20000C。

由于软流圈温度较高，且各处重力异常明显，必然造成上地幔塑性固态物质的迁移和熔融，所以软流圈被认为是地球深部极不稳定的地带，是产生岩浆温度和构造运动的总根源。

（2）来源于地壳岩石的花岗岩浆地壳上部近10KM，处于造山带的底部，造成局部地热梯度异常，T＝7500C，同时又有水存在形成低熔的花岗岩岩浆，运移不远，原地冷凝形成花岗岩。

当T>7500C时，熔融程度增加，若母岩浆缺乏钾长石，形成花岗闪长岩岩浆，若压力很大，还可形成石英二长岩岩浆，这些岩浆的活动能力强，与一些难熔的物质斜长石一起上升形成杂岩。

近20KM，温度更高，地热梯度很高，T＝9000C以上，易熔出花岗岩岩浆，活动性很强，可以上升侵入到地壳浅处甚至可以喷出地表形成喷出岩，地壳上部只能形成花岗岩浆。

（3）来源于俯冲洋壳产生的SiO2中等的岩浆，这种岩浆经过复杂的变异形成安山岩浆，它们喷出地面而形成安山岩。

据板块理论，洋壳玄武岩层沿俯冲带下插到100KM附近的深处，就变为石英榴辉岩，石英榴辉岩的部分熔融只能熔出SiO2含量中等（与安山岩的SiO2含量相当）的含水原生熔浆，残留的难熔组分相当于榴辉岩的成分

12、何谓岩浆的分异作用、同化混染作用和混合作用，简述它们的基本特点。

岩浆的分异作用是指原来成分均匀的岩浆，在没有外来物质的加入下依靠本身的演化，最终分化为多种成分岩浆的作用。

主要有熔离作用、扩散作用、气运作用、分离结晶作用。

分异的方式主要有重力分异、摩擦作用分异、压滤分异作用。

同化混岩浆熔化围岩或捕掳体，使岩浆成分发生改变，对于围岩或捕虏体而言，被岩浆同化，称为同化作用（Assimilation）。

对同化围岩或捕虏体的岩浆来说，却受到了围岩与捕虏体成分的混染，称为称为混染作用（Contamination）。

因此只要岩浆与围岩或捕虏体发生作用，既产生对围岩的同化作用，又产生对岩浆的混染作用，故统称同化混染作用。

其实质是熔化、交代的过程。

岩浆的混合作用（Magmamixing）：

是指由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合产生一系列过渡类型的岩浆的作用。

13、试述近年来有关花岗岩的成因分类。

关于花岗岩的成因与地质构造的关系历来为地质学者所重视，早在1914年，戴里（R.A.Daly）在《火山岩及起源》一书中就提出花岗岩沿褶皱带产生，其形成与各种不同的造山运动有关，以后施莱勒（H.Stille）等人将花岗岩起源与发展和地槽的演化联系起来，自来板块构造学说问世以后，又将花岗岩的成因与板块构造密切地结合起来

1974年，查佩尔（B.W.Chappell）和怀特（A.J.R.White）将挤压带的造山花岗岩按其源区的差异，分为由经历过沉积旋回的源岩熔融生成的S型和由纯火成岩熔融生成的Ⅰ英国地质学家皮切尔教授（W.S.Pitcher）在《造山作用过程》一书中提出了花岗岩的地质环境分类，指出不同成因类型的花岗岩代表不同的构造活动带。

皮切尔将花岗岩分为五个成因类型，即：

M型（幔源型）γ：

主要为斜长γ，形成于大洋岛弧；

Ⅰ型（科迪勒拉型）γ：

以大量辉长岩-石英闪长岩-英云闪长岩组合为代表,形成于安第斯型大陆边缘弧内，属活动板块边缘；

Ⅰ型（加里东型）γ：

以花岗闪长岩和花岗岩为代表，为造山作用隆起后生成；

S型γ：

主要为过铝质γ组合，形成于大陆碰撞带或克拉通之上的韧性剪切带；

A型γ（碱性花岗岩）：

形成于克拉通隆起带和裂谷带。

型。

Ⅰ型和S型花岗岩是两个不同构造背景中形成的，其后，怀特（1979）又从Ⅰ型中分出一种M型。

M型和Ⅰ型是俯冲带特有的，M型-洋内弧，I型-陆缘弧，S型-分布广，弧前、弧后、岩浆岩等部位，而碰撞带花岗岩基本是S型。

其后又有许多学者又提出了不同的划分方案，如皮尔斯（J.A.Pearce，1984）将γ分为同碰撞期γ，火山弧γ，板内γ，及洋脊γ，并提出了用微量元素及地球化学的判别图解。

尤其值得一提的是，中国的地质工作者也在这方面作了大量的工作。

徐克勤（1983）在研究华南中生代花岗岩基础上，将γ分为过渡地壳重熔型和陆壳改造型两大成因系列。

杨树锋（1987）在《成对花岗岩带和板块构造》一书中，从板块构造运动角度出发，提出了花岗岩类的板块构造分类。

14、试述安山岩的特征及成因。

安山岩的成因，说法不一，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关。

一种中性的钙碱性喷出岩。

其成分相当于闪长岩。

呈深灰、浅玫瑰、暗褐等色。

斑状结构。

斑晶主要为斜长石及暗色矿物。

暗色矿物主要为黑云母、角闪石（通常为褐色，具暗化边）和辉石（单斜辉石和斜方辉石都有，前者包括透辉石，普通辉石和异变辉石；后者主要见于斑晶中）。

依斑晶中的暗色矿物种类，可分为辉石安山岩、角闪石安山岩和黑云母安山岩等。

安山岩是造山带内分布最广的一种火山岩，因大量发育于美洲的安第斯山脉而得名。

多呈岩被、岩流、岩钟侵出相产出。

受热液作用，常产生青磐岩化。

与其有关的矿产有铜、铅、锌、金（银）等。

安山岩一词来源于南美洲西部的安第斯山名Andes。

分布于环太平洋活动大陆边缘及岛弧地区。

产状以陆相中心式喷发为主，常与相应成分的火山碎屑岩相间构成层火山。

有的呈岩钟、岩针侵出相产出。

安山岩火山的高度最大，一般高500～1500米，个别可达3000米以上。

关于安山岩的成因﹐通常有3种看法。

分异说﹐认为安山岩是玄武岩浆分异产物﹐其主要根据是﹐安山岩常与玄武岩共生﹐而且两者的87Sr/86Sr初始值相似。

同化说﹐认为安山岩是玄武岩浆同化花岗质大陆壳的结果﹐其主要根据是﹐安山岩成分介于玄武岩与花岗岩之间﹐而且安山岩主要分布于大陆壳区。

从板块构造运动论说安山岩浆起源﹐即当大洋板块俯冲于大陆板块之下时﹐洋壳及其上覆沉积物受高温﹑高压影响﹐转变为角闪岩﹑石英榴辉岩﹐再经部分熔融可形成安山岩浆﹔此岩浆上升进入地幔楔形区后可与地幔岩反应成辉石岩﹐再经部分熔融﹐能形成安山岩浆﹔大洋沉积物中水及水化的大洋壳中水﹐在俯冲到一定深度时脱出﹐上升至上覆的地幔楔形区﹐使地幔富水﹐富水地幔部分熔融也能形成安山岩。

实验资料证明﹐在压力3×109帕时﹐安山岩的熔点最低﹔而且1～1.5×109帕时﹐富水橄榄岩部分熔融即可产生安山质熔体。

第三种安山岩成因观点现在被多数人接受。

15、化学分析结果在火成岩研究中有哪些应用？

岩石化学是研究岩石化学成分特征、比较化学成分之间关系、设计各种岩石化学计算方法、分析岩石及岩系的碱度系列、矿物组合、分类命名、成因来源、演化规律、构造环境、物化条件、有关矿产等问题的一门科学。

1、火山岩系列的确定

先分为碱性和亚碱性系列，亚碱性系列再分钙碱性与拉斑玄武岩系列。

2、岩浆岩的化学分类命名

主要用于喷出岩类，采用主要造岩元素的氧化物含量

3、岩浆岩定量矿物分类命名

微量元素（痕量元素）：

含量甚微的元素，其总量不超过千分之一，含量多以10－6（百万分之一）来表示。

岩石学及地球化学研究中常用相关的元素对－K/Rb、K/Cs、K/Ba、Rb/Sr、Nb/Ta、Th/U、Cd/Zn，借助直角坐标及三角形图解进行对比分析和趋势分析，具有成因意义。

16、请举例说明微量元素、稀土元素在岩石成因方面有何意义？

微量元素：

由于壳－幔化学组成具不均一性，上世纪70年代开始，不少学者通过对不同构造环境中岩石，特别是火成岩的化学成分和微量元素组成进行了大量研究对比，构建了一系列岩石化学构造环境判别图解，以火成岩微量元素构造环境判别图解的应用越来越广泛，在大地构造研究中发挥重要作用。

基本原理：

●用已知确切构造环境的岩石厘定图解中相应构造环境区域；

●岩石的源区与其形成的构造环境密切相关；

●用于构建图解的不活动高场元素（HFS）和稀土元素（REE）环境敏感度高，分析精度也日愈提高；

●多图解的联合使用，可提高判别效果。

微量元素构造环境判别图解很多，基本形式有三角图、坐标图、对数图解等。

用于钾质火成岩三角图解对形成的构造环境进行判别；对玄武岩、花岗岩的形成构造环境同样也可以用三角图解加以判别。

稀土元素：

原子序数为57～71的元素及39的元素，即镧系的

La（镧）、Ce（铈）、Pr（镨）、Nd（钕）、Pm（钷）、Sm（钐）、Eu（铕）、Gd（钆）、Tb（铽）、Dy（镝）、Ho（钬）、Er（铒）、Tm（铥）、Yb（镱）、Lu（镥）及Y（钇），

一般为三价态（除Ce4＋和Eu2+外），这是一组化学性质近似，难熔且难分离的元素族。

前七个元素为轻稀土元素，归铈族，其总量以∑LREE表示，后9个（Gd－Lu外加Y）属钇族，称为重稀土，其总量以∑HREE表示。

用稀土元素丰度除以球粒陨石稀土元素的丰度得到各元素的标定值，在单对数坐标纸上以纵坐标表示这些标定值，横坐标表示按原子序数将稀土元素逐一排列。

构成稀土配分模式图。

异常系数经常能灵敏地提供体系的地球化学信息，如岩浆分异程度、fO2等，因而经常被作为成岩条件的重要参数。

用（La/Sm）N比值反映轻稀土各元素之间的分馏程度，比值越大，分馏程度越高；运用（Gd/Yb）N比值反映重稀土各元素之间的分馏程度，比值越小，分馏程度越低。

也可运用过渡元素（TME）的测定数据，如V、Ti、Cr、Ni、Co、Cu等构成C.D.Coryell图解，它在解释岩浆岩成因时也有重要作用。

稀土元素的不同类型与模式可以判定玄武岩不同的构造模式。

17、什么是岩石包体？

常见的幔源包体有那些？

有何特征？

岩浆岩中有一些大小不等的团块（岩石或晶体），它们与所赋存的岩浆岩（寄主岩石）在组成上和结构上均具有一定的差异，这种团块称之为包体。

包体按来源可分为幔源包体和壳源包体两大类

产于玄武质岩和金伯利岩中超镁铁质岩包体

绿色超镁铁质岩包体（A型或Ⅰ型、富CrMg包体）：

化学成分和矿物成分稳定均一，M值高（M＝Mg/（Mg+∑Fe），M>0.85常有变质变形结构，岩石种属包括从高镁纯橄榄岩直到含有3～4％Al2O3和CaO以及0.4％Na2O的二辉橄榄岩。

它的寄主岩石是碱性玄武岩、钾质超基性火山岩和金伯利岩。

尖晶石二辉橄榄岩包体产于碱性玄武岩中，石榴石二辉橄榄岩包体产于金伯利岩岩筒中，也见于某些碱性玄武岩中，榴辉岩包体在金伯利岩岩筒中含量不如石榴石二辉橄榄岩包体，但分布比较普遍。

黑色超镁铁质岩包体（B型、Ⅱ型、FeTi包体）：

富铁，M<0.85，具有典型的火成结构，可见辉石包裹橄榄石构成的嵌晶结构。

以辉石岩为主，或为橄榄辉石岩，橄榄石Fo<85，尖晶石富Ti、Fe而贫Cr。

单斜辉石含Cr2O3，富SiO2、Al2O3、CaO、TiO2，它们是岩浆房中分离结晶时形成的同源早期火成堆积岩的破碎团块，不属地幔岩。

18、目前研究较多的稳定同位素有那些？

请举例说明在岩石成因方面有何意义？

1、锶同位素自然界的锶有四个稳定同位素：

88Sr、87Sr、86Sr、85Sr，它们的相对丰度分别为82.53%、7.04%、9.87%和0.56%。

2、钕同位素

钕有七个同位素：

142Nd、143Nd、144Nd、145Nd、146Nd、148Nd、150Nd，其相对丰度为27.11，12.17，23.85，8.30，17.22，5.73，5.60。

3、铅同位素

铅有四个同位素，204Pb、206Pb、207Pb和208Pb，相对丰度为1.7，23.7，22.1和52.5％，它们是238U、235U、232Th经过一系列放射性衰变形成的最终产物。

在地球历史中它们的丰度也在不断地增长着。

4、氧、氢和碳同位素

氧有三种稳定同位素，即16O、17O和18O，在海水中这三种氧同位素的丰度分别为99.763％、0.0376％0.1995％。

一般用18O/16O来表示样品中氧同位素的组成。

天然产出元素的同位素有的具有稳定的原子核，如18O、34S、87Sr、13C等。

有些元素的同位素的原子核不稳定，如87Rb、147Sm、238U、235U、232Th等，不稳定的核不断衰变为稳定的核，如87Pb衰变为87Sr，238U衰变为204Pb。

同位素的衰变规律构成了同位素地质年代学的基础，而稳定同位素则为岩浆起源、演化以及物质来源等提供极其珍贵的信息。

目前研究较多的稳定同位素有锶、氧、铅、碳、氢和钕等。

19、总结不同构造背景下花岗质岩石的组合特征。

（1）构造环境为碰撞带或碰撞后带花岗岩，成因主要为壳源类，花岗岩岩类类型主要为侵入二云母浅色花岗岩、过铝质原地花岗岩类、过铝质侵入花岗岩类；

（2）构造环境为俯冲带花岗岩，成因主要为壳幔混合源型，花岗岩岩类类型主要为钾质钙碱性花岗岩类、钙碱性花岗岩岩类；

（3）非造山裂谷带或上穹带，成因主要为幔源型，花岗岩类型主要为岛弧拉斑玄武质花岗岩类、大洋中脊拉斑玄武质花岗岩类及碱性、过碱性花岗岩类。

20、试述玄武岩可以产于那些构造环境？

并简述各构造环境玄武岩的主要岩石类型的特征及成因。

沿大陆断裂带广泛分布着拉斑玄武岩系列和碱性橄榄玄武岩系列火山岩和侵入岩形成的岩石组合。

玄武岩浆由裂隙群喷溢至地表形成大面积缓倾斜的熔岩流，构成高原，故称高原玄武岩（溢流玄武岩、泛滥玄武岩）

高原玄武岩广泛分布在世界各大陆的稳定地块上，分布面积常常很大。

大陆的拉斑玄武岩和碱性橄榄玄武岩的特征：

1、拉斑玄武岩具有较低的碱值（尤其是钠）和Ti2O以及较高的SiO2，而碱性橄榄玄武岩Si2O不饱和，碱值和TiO2含量高，大陆拉斑玄武岩

与大洋拉斑玄武岩相比，SiO2稍多，Na/K比值低（大洋拉斑玄武岩>10，大陆拉斑玄武岩为1.1-3.5）。

2、碱性橄榄玄武岩中常见二辉橄榄岩类和辉石类包体，前者来自地幔的捕获体，后者为玄武岩浆早期结晶堆积物。

21、在大洋中脊、岛弧及活动大陆边缘带、稳定大陆内一般会出现那些岩浆岩组合？

简述这些岩浆岩组合的有关特征。

1、大洋脊火山岩组合

除表层的沉积物外，大洋脊的岩石自上而下有：

枕状构造的拉斑玄武岩、粒玄岩、辉长岩、绿片岩相－角闪岩相的基性变质岩、超镁铁岩类，大洋底的岩石类型是拉斑玄武岩，大多属于橄榄拉斑玄武岩。

大洋拉斑玄武岩的特征：

1、镁铁比值低，FeO*/MgO=0.7-2.2，Fe2O3/FeO低，而CaO含量高

2、K2O含量低（<0.3％），但Na2O含量较高，仍属于高碱拉斑玄武岩

3、Ba、Rb、Sr、Pb、Th、U、Zr等原子丰度值很低，而K/Rb比值高（500－2000）

4、Rb/Sr、Th/U比值低，而且（87Sr/86Sr）0也很低（0.7029-0.7035）。

洋中脊岩石的特征:

1）典型的洋中脊玄武岩（MORB/OFB）是橄榄拉斑玄武岩，包括海底熔岩和岩墙群。

2）不同地点的MO