矿物成分分析 矿物成分与化学成分的关系

矿物成分与化学成分的关系

一、 S iO 2的含量（酸度）对岩浆岩中矿物共生组合的影响

在岩浆岩中，SiO 2与其它金属氧化物结合，可形成各类硅酸盐矿物，从而决定岩浆岩中的矿物共生组合。岩浆岩中石英的出现，表示岩浆中SiO 2含量过剩（过饱和），它是硅酸盐熔体中游离的SiO 2结晶的产物，所以石英是岩浆岩中SiO 2过饱和的指示矿物；如果岩浆中SiO 2含量不足（不饱和），这样的岩浆岩中就会出现镁橄榄石或似工石，所以说，镁橄榄石、似长石的出现，是岩浆中SiO 2不饱和

的一种指示矿物。若岩浆岩中既没有石英，又没有镁橄榄石、似长石，则表示岩浆中SiO 2含量适当（饱和），不多也不少。这时岩浆中出现的仅是辉石、长石等饱和矿物。

岩浆岩中不饱和矿物镁橄榄石与过饱矿物石英，在平衡的条件下，不能共生，因为镁橄榄石与熔体中SiO 2结合，则形成饱和矿物顽火辉石。

与此类似，石英与似长石（如霞石、白榴石、方钠石、黝方石等），在平衡的条件下也不能共生。硅酸盐熔体中SiO 2与霞石和白榴石反应结合，将形成钠长石和正长石。

不饱和矿物镁橄榄石、似长石在平衡条件下，不能与过饱和矿物石英共生。但在不平衡条件下，则可共存。此外，不饱和矿物及过饱和矿物都可与饱和矿物共生。

SiO 2饱和与不饱和矿物对比表

二、 碱质的含量对矿物共生组合的影响

除了SiO 2之外,(K2O+Na2O) 的含量对岩浆岩的矿物共生组合也有重大影响。岩浆岩中碱质的含量一般随SiO 2含量的增加而增加，但在SiO 2含量相同的岩石中，K 2O 及Na 2O 含量比下正常的偏高，就会形碱度大的岩石。

沉积岩成分的研究在沉积学领域一直占有重要的位置。20世纪60年代板块理论的兴起，为各地质学科注入了新的生机。20世纪70年代以来，沉积岩成分特征与板块构造关系的研究便应运而生。它将沉积岩成分的物源意义与板块构造背景下的沉积盆地类型紧密地联系在一起，并将沉积岩成因的大地构造属性分析拓展到与全球构造相对应的更为广阔的应用领域。

1砂岩矿物成分与构造背景

1970年，迪金森根据杂砂岩（硬砂岩）和长石砂岩的研究，首次提出了砂岩构造背景分析的“碎屑模型”和“颗粒指数”概念。1974年澳大利亚的克拉克以各种杂砂岩为研究对象，采用Q-F-L图解，讨论了用砂岩碎屑组分进行构造背景分析的基本原理，并根据构架颗粒中石英和SiO2含量及K2O/Na2O比值，将杂砂岩分为三类，并对应于不同的板块构造环境（表9-3）。

表9-3 复理石组合中杂砂岩成分与大陆边缘类型的关系

（据李继亮，1982，转引自马文璞，1992）

迪金森等（1979）根据已知构造背景的现代和古代砂岩的4000 多个样品统计分析，确定出碎屑—物源区—板块构造三位一体的分类方案。1983年，他又利用7500个古代砂岩数据，对1979年的模型作了进一步完善。他分析了晚前寒武纪至第三纪北美主要构造发生时期及性质，编制出8张碎屑模型-古构造图。目前，迪金森（1979，1983，1985）的碎屑模型和板块构造物源区的研究，已成为流行最广的方案（表9-4，图9-7，图9-8）。

图9-7 不同类型物源区的砂岩平均碎屑矿物成分分布三角图

（据WRDickinson，1985，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

颗粒类型符号：Qt—石英颗粒总数（Qm＋Qp）；Qm—单晶石英；Qp—多晶石英质岩屑；F—单晶长石总数（P＋K）；P— 斜长石；K—钾长石；Lt—多晶质岩屑（L＋Qp）；L—不稳定岩屑（Lv＋Ls）；Lv—火山岩屑；Ls— 沉积岩和变质沉积岩岩屑

表9-4 迪金森主要蚀源区划分

（据WRDickinson，1979）

2碎屑岩化学成分和构造背景

近年来，国内外一些学者应用比较沉积学和比较大地构造学观点，对沉积物质的成熟度、微量元素的分配类型、稀土元素分布模式、砂岩的常量元素等方面进行了研究，其成果为物源区及其板块构造背景的分析提供了重要的信息。

（1）砂岩的化学成分分析

巴蒂亚（MRBhatia，1983）根据现代和古代不同构造部位的大量砂岩的岩石化学数据归纳总结出大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘4类典型的平均化学成分（表9-5），其图解模型如图9-9所示。这些砂岩化学参数主要有5种：w（Fe2O3＋MgO）、w（TiO2）、w（Al2O3）/w（SiO2）、w（K2O）/w（Na2O）和 w（Al2O3）/w（CaO ＋Na2O），其中以w（Fe2O3＋MgO）分别对w（TiO2）、w（Al2O3）/w（SiO2）两组参数对所显示的图解分区重叠最小，效果较好。在表9-5和图9-9中，D型主要反映次稳定型建造的砂岩化学成分特征；A、B、C型主要代表非稳定型建造的砂岩化学成分特征。

图9-8 根据w（Q）－w（F）－w（L）和w（Qm）-w（F）-w（Lt）图解划分的板块构造物源区类型

（据WRDickinson，1983，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

Qm—单晶碳；Q—石英；F—长石；L—岩屑；Lt—为L＋Qm

表9-5 各种构造环境砂岩的平均化学成分及参数值

（据MRBhatia，1983，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

图9-9 砂和砂岩构造环境判别的主要化学成分分布图

（据MRBhatia，1983，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

A—大洋岛弧（方块）；B—大陆岛弧（三角）；C—安第斯型大陆边缘（星）；D—被动大陆边缘（黑圆点）

（2）微量元素和稀土元素分析

稀土元素（REE）以具稳定的地球化学性质为特征，除在特殊的风化壳或大陆上强烈的风化残余物（如残积铝土矿）中发生富集或贫化外，一般在沉积岩中受成岩及成岩后的各种改造作用的影响很小，甚至到高级变质作用的麻粒岩相，REE 才有微弱的活动性。因此，REE的分布特征反映建造的“原始”性质和物源特点。在表生条件下，它们在母岩中的丰度和物源区的风化条件是沉积物中REE的主要控制因素，这两者同时又受构造背景的制约，构造环境的稳定与否，既控制了沉积建造的物质来源，又决定了稀土元素在表生条件下的相对“停留”时间，从而影响REE的丰度和分馏程度。

判别各种构造背景的沉积组合时，可以采用巴蒂亚（1985）归纳的不同构造背景下的杂砂岩的REE特征值（表9-6）和模式曲线（图9-10）进行鉴别。

表9-6 各种构造背景的杂砂岩的REE参数表 （wB/10－6）

（据MRBhatia，1985，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

图9-10 各种构造位置杂砂岩的球粒陨石标准化曲线（上）和后太古宙澳大利亚页岩（PAAS）的球粒陨石标准化曲线（下）

（据MRBhatia，1985，转引自孟祥化、葛铭等，1993）

从次稳定型的被动大陆边缘至活动型的大洋岛弧区，w（REE）、w（LREE）/w（HREE）、w（La）/w（Yb）等特征值明显降低，而w（Eu）/w（Eu）则显著升高；在REE模式曲线图上，Eu从明显的负异常变到无亏损，曲线的斜率逐渐减小。

在稀土元素分析中，泥质岩的稀土元素分布同砂岩一样，用于鉴别沉积类型具有较好的效果。泥质岩作为机械分异的最终产物，在风化—沉积旋回中经历过“充分”的均匀化作用。在各类沉积岩中，泥质岩的REE 含量为最高，其REE平均值约占上陆壳的20%，可以反映沉积组合中REE的平均分布。

在利用REE模式曲线和特征值判别建造的构造环境时，应注意其应用范围，目前主要限于太古宙之后的沉积建造。这是由于在研究REE与地壳演化的关系时发现，REE在太古宙之后的沉积建造中变化不明显，且均无Eu的异常。

巴蒂亚（MRBhatia，1986）通过对澳大利亚东部塔斯曼褶皱带的研究，总结了沉积岩的微量元素及其与源区类型和构造背景的关系，作出了利用微量元素进行构造环境判别的图解。

3硅质岩稀土元素与构造背景的关系

海洋中不同环境和不同深度的REE含量和分布模式都有一定的差别。HMartin等认为海洋中的REE主要来源于河水的补给。

大洋海水相对于河水和陆棚海水有3方面的差异：①REE总量降低；②铈（Ce）的亏损；③HREE相对于LREE富集。其中，Ce的亏损或富集最为明显。在河水中，无论是悬浮质还是溶解质，REE都不显示Ce的负异常，而海水Ce则可表现出明显的亏损。然而并非所有地区海水都如此，Fleet 认为只有开阔大洋海水才能出现明显的 Ce 负异常。（E⁃DGoldberg）戈尔德贝格等曾注意到北大西洋2个站位的8个海水样品具明显的Ce负异常（Ce平均值为032×10-6），而临近大陆的海洋如波多黎各海槽、巴伦支海（欧洲）等的海水中Ce浓度正常。另外，在洋中脊附近，海水的Ce负异常最为显著。

REE从海水中迁移进入沉积物的主要途径是通过海水中REE结合进入生物相和自生矿物相。如果从海水向沉积物的元素迁移过程中，REE 没有发生明显的分馏，沉积物的REE则可以继承海水的REE特征。下面分别简要介绍一下Shimizu等和Murray等的研究结果。

Shimizu等对深海钻探计划（DSDP）钻孔中的硅质沉积物进行REE分析。在太平洋中部的5个样品中，有3个白垩纪—渐新世燧石样品，Ce的含量分别为021×10-6、029×10-6和032×10-6。两个从放射虫软泥中分离出来的硅质微化石样品（分别是渐新世和始新世）Ce为022×10-6和024×10-6。因此太平洋样品均显明显的Ce负异常。取自加勒比海的一个DSDP燧石样品（始新世）Ce的含量为047×10-6，显较弱的负异常。Shimizu等将上述燧石和硅质化石的REE值与陆地燧石的REE进行了比较，陆地样品中有两个是日本岐阜三叠纪—侏罗纪燧石，一个是加拿大安大略二叠纪—三叠纪燧石。结果这些陆地燧石Ce的含量分别是10×10-6、12×10-6和14×10-6，无负异常或显正异常，与深海燧石截然不同。

Shimixu等因此提出Ce的负异常是指示燧石是否形成于海洋环境的良好指标。他们认为加勒比海燧石的Ce弱负异常是因为加勒比海区与大洋之间被岛链隔离所致。根据REE的分布模式，Shimizu等推测那些陆地燧石形成于海岸、边缘海或内陆海环境。

Murray等对美国西海岸加利福尼亚侏罗纪—白垩纪燧石进行了REE研究。他们根据已有的生物地层学、沉积学、矿物学和地球化学的研究资料，将此区燧石分为三个沉积环境组合，分别是：①覆盖在枕状玄武岩之上，洋中脊环境的红色富锰燧石；②形成于大洋底环境，与页岩互层的薄层燧石；③形成于大洋边缘环境，被杂砂岩所覆盖的绿色燧石。REE分析结果表明，9个洋中脊环境燧石样品中Ce的平均含量为030×10-6，为明显的Ce负异常；3个代表大洋底环境的燧石为Ce中等负异常，Ce的平均含量为055×10-6；形成于大陆边缘环境的15 个燧石负异常不明显或甚至为正异常，Ce的平均含量为079×10-6～154×10-6。此外Murray等还注意到与燧石共生的页岩也具有与燧石类似的Ce异常特征，另外燧石或页岩的REE含量与其沉积环境也有一定的关系。

Murray等对上述现象的解释是，由于铁锰质对Ce的优先提取，扩张洋中脊附近的海水Ce强烈亏损，而非铁锰质沉积物吸附了这种Ce亏损的REE，因而使硅质沉积显示出强烈的Ce负异常。Ce中等异常的燧石形成于大洋盆底，即远离洋中脊又不受大陆物源的影响，并且长期与大洋海水接触，因而吸附了海水中具Ce负异常的REE。Ce微弱异常或正异常的燧石反映了大陆边缘沉积物的REE特征。

图9-11 昌宁-孟连带硅质岩的铈（Ce）异常变化

（据钟大赉等，1998）

钟大赉等（1998）在研究滇、川西部古特提斯造山带构造演化中，通过研究昌宁-孟连构造带泥盆纪—三叠纪硅质岩Ce异常的变化（图9-11），恢复了昌宁-孟连带泥盆纪—三叠纪洋盆的开裂、扩张到收缩的演化历史。

综合Shimizu、Murray和钟大赉等的研究可以看出，海相硅岩的REE特征，尤其是Ce特征，能够反映硅岩的沉积环境。在进行沉积相、沉积盆地和板块构造重建的研究中，可以将不同环境硅质岩的REE值，特别是Murray等的不同类型硅岩的Ce含量值作为硅岩沉积环境的判别标准。当然，由于目前这方面的分析资料还不多，Ce含量值随环境变化的判别值还不够完善、具体，所以还有待于更多的分析材料来补充、修订和总结以往的标准，以建立更为全面的硅岩沉积环境REE判别标志。

沉积岩中各种组分(岩矿成分、地球化学成分等)常与其形成环境有密切的关系，详细研究沉积岩的各种成分，可获得有关沉积环境的可贵资料。

141岩矿成分标志

岩矿标志的研究主要是用显微镜和其他方法对岩石或矿物进行显微研究，主要包括以下两个方面。

1411陆源碎屑成分

根据碎屑成分和矿物标型特征可以研究沉积物来源方向及物源区岩石类型。陆源碎屑成分主要包括岩屑及各种轻重矿物。它们是岩层物理风化和化学分解作用的残余物，同时也是分析物源区岩石类型的直接依据。陆源碎屑成分研究的任务就是通过鉴定分析沉积物中的岩屑及各种轻、重矿物标型组合特征，研究它们的含量变化，以确定物源方向、源区的大致位置、搬运距离及母岩类型等。

利用矿物的标型特征分析母岩类型矿物标型特征是指不同成因的同种矿物，由于形成时物理、化学条件的不同，在化学组成、晶形和物性上存在差异。其中，具明显特征并可作为成因标志者即为矿物标型特征。如沉积岩中最丰富的矿物石英，可以据其包裹体、消光类型、晶体形态和多晶现象等标志区分母岩类型。阴极发光显微镜的发明和应用，使原来被认为是无标型特征的单晶石英颗粒等，也可确定其成因类型。

利用碎屑矿物组合分析母岩类型，每一类岩石都有其特定的矿物组合，经风化剥蚀、搬运、沉积成岩，故在形成的碎屑中仍然保留其组合特征。

1412自生矿物和特殊岩石类型

(1)自生矿物

指沉积期或同生期形成的原生矿物，可以用来说明沉积时期水体介质的物理、化学条件(如Eh值、pH值、盐度等)及特殊环境类型。

海绿石:是一种绿色沉积矿物，可具有鲜绿—黄绿色—暗绿色调，其成分为富铁、富钾的含水层状铝硅酸盐矿物，外形常呈圆锥状、肾状、充填物状、胶结物状及交代物状。海绿石主要是改造生成和胶体溶液沉淀而成的。现代海绿石主要形成于远离大河口的陆棚区弱碱性(pH=7～8)和弱氧化－弱还原(Eh=0)的正常海水环境，水温为10～15℃，深度大于125m(在寒冷地区，水深30m就可形成)。它是在海水与沉积物的界面上，经缓慢的水化作用与离子交换作用(即海解作用)形成的。海绿石的形成要求有一定的原始物质供给，如黏土矿物、云母、角闪石、辉石、长石、绿泥石等。上述矿物在改造作用下易于转化为海绿石。另外这些矿物在分解破坏后，也能提供生成海绿石的胶体溶液。这些条件只有在海洋环境中才能提供，因此，大量原生海绿石的形成主要与海水有密切关系。

鲕绿泥石:呈绿色的鲕状或球粒状，或是贝壳中的充填物产出，易于和海绿石混淆，但其主要成分为铁质硅酸盐矿物，基本不含钾。据现代沉积学研究，它也属海洋自生矿物，但和海绿石的形成温度和深度不同，鲕绿泥石形成于较温暖的浅海，水温大于20℃，其分布深度小于60m。

黏土矿物:黏土矿物是一种细小的结晶矿物，其粒径小于21μm，属于含水的铝硅酸盐类，主要包括水云母和蒙脱石等。对于黏土矿物的环境意义存有较大争议，但一般认为絮凝作用形成的黏土矿物可以反映介质的pH值。高岭石形成于酸性介质中，一般为大陆环境;水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。

(2)特殊岩石类型

有些特殊岩石可指示沉积时的能量条件，有些可作为古气候标志。

碳酸盐岩:碳酸盐岩尽管在海洋和湖盆中均可产出，但两者的特征不同，前者常大量产出，而后者常呈夹层或透镜体产出。一些生物成因的碳酸盐岩可以依据生物化石区别海相与陆相沉积。碳酸盐岩沉积反映介质为弱碱性，某些特殊的碳酸盐岩可指示环境或介质条件。如藻叠层石碳酸盐岩一般形成于潮坪环境，鲕粒灰岩形成于滨海或碳酸盐台地的高能带，具水平纹层的泥晶灰岩形成于低能环境。碳酸盐岩多产出于南北纬度30°以内，反映温暖和浅水环境。

红层:红层一般是大陆沉积物。含Fe矿物在潮湿－干燥的温暖气候条件下风化后成赤铁矿而呈红色，可由化石等区别于海相红色页岩。

蒸发盐:是含盐度较高的溶液或卤水，通过蒸发作用产生的化学沉积物，它们的出现一般反映气候干燥和闭塞环境。内陆盐湖或半封闭的滨海潟湖环境是形成蒸发盐的有利环境。但在开阔海盆中也可形成蒸发盐，关键是要有干旱气候和一个比较迅速下沉的局部凹陷。

磷块岩:磷块岩并非是区别海洋与大陆沉积的特征矿物，在大陆地层中，自生磷酸盐矿物也较常见，但大量的磷质分布于海洋，大量形成磷酸盐的环境是在浅海。据现代海洋资料，P2O5在海水中的含量是随着深度的增加而增加的，在平静－搅动交替的水动力条件下，分散的磷质可逐渐集中，形成鲕状、团粒状、结核状、生物骨骼形态或各种交代假象。因此，大量磷块盐出现可指示海洋环境，特别是在水深50～200m的海区更有利于其形成。

锰结核:在现代大洋底部发现了大量的锰结核。故锰结核过去一般与深海环境联系在一起，实际上在浅海、湖泊和沼泽沉积中也可见到，所以，锰结核并不是良好的指相标志，但是锰结核中微量元素的浓度随着环境的改变而发生有规律的变化，因而其比值具有指示环境的意义。如在湖泊和浅海中形成的铁锰结核中Co、Ni、Zn、Pb等元素要比大洋中少得多。

礁灰岩:是由固着的造礁生物形成的一种突起的抗浪构造，造礁生物主要有珊瑚、层孔虫、苔藓虫、海绵等，礁灰岩是温暖浅海环境的良好标志。

142地球化学标志

随着现代地质学，特别是沉积地质学、地球化学等各种现代测试技术的发展及相关学科理论水平的提高，不同环境下不同成因类型的沉积化学组成、元素分布及其在沉积成岩、成矿过程中所起作用的研究，使沉积地质学与地球化学结合成为一个具有重要理论意义和实用价值的研究新领域。地球化学与沉积学相结合产生的沉积地球化学被运用到古环境分析中，则能够为沉积环境分析提供物理标志和生物标志所不能反映的环境地球化学信息。沉积地球化学在古环境分析中的应用主要包括元素地球化学和稳定同位素地球化学两个方面。

地球化学可以判断水深与水介质特征等，具体方法参见第2章。

火山岩的矿物成分与其化学成分、生成条件及成因有内在的联系，矿物之间有一定的共生组合，与成分密切相关，是火山岩分类的另一重要方法。

1989年第28届国际地质大会上，国际地科联火山岩分类分会推荐了一个火山岩定量矿物成分分类命名方案(QAPF分类法，图1－10)，该方案目前已被广泛采用。

在该分类方案中，首先根据暗色矿物(M)的含量多少分为两类:

1) M=90%～100%的超镁铁岩，再依深色矿物可进一步细分。

2) M<90%为除了超镁铁岩外的其余岩石，它们再按浅色矿物的量比进一步细分，并用Q、A、P、F双三角形图表示之。

Q———石英;

A———碱性长石(正长石、微斜长石、条纹长石、歪长石、钠长石An0－5);

P———斜长石An5－100、方柱石;

F———副长石类(白榴石和假白榴石、霞石、方钠石、黝方石、钙霞石、方沸石等);

M———铁镁矿物和相关矿物(云母、角闪石、辉石、橄榄石、不透明矿物)、副矿物(锆石、磷灰石、榍石等)，绿帘石、黑榴石、石榴子石、黄长石、钙镁橄榄石、原生碳酸盐类等。

当进行分类时，使A+P+Q=100%，A+P+F=100%，再根据Q或F的百分含量和P/A+P值将QAPF双等边三角形划分为15个区，每个区即是一种岩石大类的基本名称。

对准噶尔盆地40多口井760余张薄片进行了整理分析，依据矿物成分，结合火山岩岩相，将其火山岩划分为如下几种类型:

1)基性岩类:主要发育玄武岩、杏仁状玄武岩、碎裂玄武岩、辉绿岩。

图1－10 火山岩QAPF分类图解(据邱家骧，1996)

2) 中-基性岩类:主要包括杏仁状安山玄武岩，破碎状安山玄武岩、蚀变闪长玢岩。

3) 中性岩类:包括安山玢岩、安山岩及杏仁状安山岩。

4) 中酸岩类:如英安斑岩。

5) 酸性岩类:包括英安流纹斑岩、珍珠岩、碎裂珍珠岩、碎斑流纹岩、流纹岩、沸石化珍珠岩、霏细岩、霏细斑岩、花岗斑岩、球粒状流纹斑岩等。

6) 过渡类岩性:包括火山碎屑岩向酸性熔岩过渡岩类，如破碎角砾珍珠岩;火山碎屑岩向基-中性岩过渡岩类，如含砾晶屑玄武安山玢岩、晶屑玄武安山斑岩、杏仁晶屑状玄武安山斑岩、岩屑晶屑状玄武安山斑岩;火山碎屑岩向中-基岩过渡岩类，如安山质晶屑玄武岩、安山角砾玄武岩、晶屑安山玄武岩、碎裂状晶屑安山玄武岩。火山碎屑岩向基性岩过渡岩类，包括晶屑玄武岩、杏仁状晶屑玄武岩，安山质角砾玄武岩、安山晶屑玄武岩、晶屑玄武岩、杏仁状晶屑玄武岩、富杏仁状晶屑玄武岩。

7) 凝灰岩类:包括安山质凝灰岩、含砾晶屑凝灰岩、含砾凝灰岩、砾晶屑凝灰岩、安山质岩屑凝灰岩、晶屑岩屑凝灰岩、安山质含砾凝灰岩、凝灰岩、岩屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、英安质复屑凝灰岩、浆屑凝灰岩、沸石化凝灰岩、浆屑玻屑凝灰岩、浆屑玻屑晶屑凝灰岩、玄武质火山角砾凝灰岩、安山质(沸石化)凝灰岩、蚀变凝灰岩、英安质岩屑晶屑凝灰岩、破碎凝灰岩、安山质含火山角砾凝灰岩、流纹质凝灰岩、玄武质凝灰岩、玻屑凝灰岩、蚀变安山凝灰岩、浆屑凝灰岩、安山质玻屑凝灰岩、安山质晶屑凝灰，熔结凝灰岩，强熔结凝灰岩，破碎强熔结凝灰岩。

8) 火山角砾岩类:流纹质火山角砾岩、玄武质火山角砾岩、火山角砾岩、安山质火山角砾岩。

9) 沉凝灰岩类:包括沉晶屑岩屑凝灰岩、沉复屑凝灰岩、沉岩屑玻屑凝灰岩、沉火山角砾凝灰岩、含砾沉凝灰岩、沉凝灰岩。

10) 沉火山角砾岩类:包括沉火山角砾岩。

如前所述，将岩石的组成标绘在成分-共生图解上，可以预测该岩石的矿物共生组合。然而，由于在编制ACF 图过程中，未考虑钾长石、钠长石和副矿物，因此，在根据岩石化学分析资料于ACF 图上标绘岩石时，需从化学分析中扣除包含在这些矿物中的(Al，Fe) 2 O 3 、CaO、(Fe，Mg)O 的量。按照Eskola 方法，计算岩石的ACF 值的程序如下：

（1）用副矿物含量校正岩石化学分析：

为此，必须根据薄片（或X-射线物相分析）测定副矿物钛铁矿、磁铁矿、赤铁矿、黄铁矿、榍石的实际含量（体积%），并将测定矿物的体积%转换成w B %；w B %=相对密度×体积%。换算时可使用下列矿物相对密度值：磁铁矿52，榍石35，钛铁矿47，黄铁矿50，赤铁矿51。然后，对岩石化学分析作下列校正：

因为钛铁矿中含有473% 的FeO 和527%的TiO 2 ，磁铁矿含有310%的FeO 和690 的Fe 2 O 3 ，黄铁矿含有534%的S 和466%的铁，将黄铁矿中的铁换算成FeO，即一份黄铁矿含有相当于466×718/558=600 的FeO，所以要：

从FeOw B %中减去钛铁矿w B %的50%，减去磁铁矿w B %的30%，减去黄铁矿w B %的60%；

从Fe 2 O 3 w B % 中减去磁铁矿w B %的70%，减去赤铁矿w B %的100%；

由于榍石中含有286 w B %的CaO、408 w B %的TiO 2和306 w B %的SiO 2 ，所以要：

从CaO w B %中减去榍石w B %的30%。

（2）把校正过的岩石化学分析的各个氧化物w B %（可不考虑SiO 2和H 2 O）除以其分子量再乘以1000，换算成氧化物的摩尔数。如：[CaO]=CaO w B %×1000/CaO 分子量。

（3）用钾长石、钠长石校正摩尔数[Al 2 O 3 ]，用磷灰石校正[CaO]，用方解石校正数[CaO]：

假定岩石所有的K 2 O、Na 2 O 均组成钾长石和斜长石的钠长石分子。由于在钾长石中，[K 2 O]=[Al 2 O 3 ]，钠长石中[Na 2 O]=[Al 2 O 3 ]，因此，要在岩石的[Al 2 O 3 ]中扣除钾长石、钠长石中的[Al 2 O 3 ]，只须在[Al 2 O 3 ]中减去（[K 2 O] +[Na 2 O]）即可。同样，磷灰石的化学式为9CaO·3P 2 O 5 ·CaF 2，所以，磷灰石的[CaO]=33[P 2 O 5 ]；方解石化学式为CaO·CO 2 ，所以，方解石的[CaO]=[CO 2 ]。为了扣除岩石中含在少量磷灰石和方解石中的[CaO] ,只须从岩石的[CaO]中减去（33[P 2 O 5 ] +[CO 2 ]）（注意：钙质变质岩不作此项校正）。

这样，可把对副矿物作了必要校正后岩石的ACF 值计算方案总结如下：

A=[Al 2 O 3 ]+[Fe 2 O 3 ]－([Na 2 O] +[K 2 O])

C=[CaO]－(33[P 2 O 5 ] +[CO 2 ])

F=[FeO]+[MgO] +[MnO]

为了用图解表示，要把这些值换算为A+C+F=100，即用摩尔百分数表示。

（一）矿物组合及其确定标志

在共生分析中，把一定化学成分岩石达化学平衡时的矿物成分称为矿物组合（mineralassemblage）或矿物共生、矿物共生组合（mineral paragenesis）。矿物组合是岩石化学成分和温压等条件的反映，是共生分析的对象或出发点。由于温度升高的进变质过程反应速率大，易于达平衡，因此，岩石中见到的矿物组合多为热峰矿物组合。

确定矿物共生组合是共生分析的第一步，因为这是应用相律的先决条件。然而，由于不能排除天然变质岩系统存在不平衡状态，也不能排除变质岩中小范围内的化学成分变化，而造成在一块变质岩标本中，甚至于一块薄片范围内见到的矿物有可能属于几个共生组合。因此，必须根据详细的岩石学观察，正确判断矿物共生组合。

确定矿物共生组合的主要标准如下：

（1）一个矿物共生组合中的各种矿物都有相互接触的关系。

（2）一个矿物共生组合的各矿物，相互间无反应和交代现象。

（3）一个矿物共生组合中，同种矿物的化学成分及光性特征应相近。如有环带，则其边部化学成分及光性特征近似。

（4）一个矿物共生组合中的一对矿物之间元素的分配符合Nernst分配定律，即这一对矿物（如黑云母－石榴子石）在系统各处元素的分配系数近相等。

（5）矿物共生组合中矿物共生关系应符合矿物相律，即矿物相数不超过惰性组分数（通常矿物种类不超过五六种）。

上述判别标志中，（2）、（3）、（4）、（5）主要是平衡的标志。具备了这些标准，可认为岩石达到化学平衡。标准（1）则是一定的化学成分的标志。由于原岩化学成分不均匀，一个薄片中可出现几个矿物组合。此时可据标准（1）将它们区分开来。例如在低压高温下变质的硅质灰岩，Cc＋Q反应生成Wo＋CO2。如果硅质灰岩由SiO2含量变化的细微薄层组成，虽然硅灰石（Wo）、方解石（Cc）和石英（Q）这三个矿物可在同一薄片中出现，但仔细检查可发现，在各层中只有Wo＋Cc或Wo＋Q才构成共生（图23－1a）。此外，标准（1）还可排除被大矿物包裹而不参与反应的 “被屏蔽” 的相。如图23－1b所示，矿物D被B包裹不能与A、C接触，而A、B、C三矿物彼此有机会接触，因而有A＋B＋C和B＋D两个矿物组合。

图23－1 一个薄片中出现两个共生组合

（二）成分－共生图解

如果一个岩石系统由三组分组成，根据Godlschmidt矿物相律，在普遍观察到的组合中，矿物数应是3、2或1，这意味着当这种岩石的矿物成分用一个三顶点为三组分的三角图解表示时，把该图解分成一系列小三角形就能直观地表示矿物共生关系，这种图解称为成分－共生图解（composition－paragenesis diagram）或共生图解（paragenesis diagram）。如图23－2a的abc图解，以a、b、c三组分为三角形顶点，7个矿物按化学组成（a、b、c摩尔分数）分别标在相应位置上：一组分组成的矿物表示在三角形三个顶点，如矿物A：a 100％；两组分组成的矿物表示在三角形的三条边上，如F：b 62％，c38％；三组分组成的矿物表示在三角形内部，如G：a 33％，b33％，c34％。这个三元系共7个矿物，系统的任意组成一般位于连接三矿物的小三角形内，故达平衡时为三矿物共生，即p＝3。如i组成，为A＋D＋E三相共生；若成分点位于共生线上，则平衡时为两矿物共生，p＝2。如j组成为F＋C两相共生；若成分点恰位于某矿物投影点，则平衡时仅一相存在，p＝1。如a组成，平衡时仅一相A。

大多数变质矿物是具有相当大成分范围的固溶体，它们在成分－共生图解中以线段（两组分固溶体，如图23－2b中A、E）或面积（三组分固溶体，如图23－2b中B、F、G）表示。当岩石成分点位于矿物成分点、线段或面积中时，相数为1；当岩石成分点落在一条共生线上时，两相共生；当三相共生时，共生关系以图解中一个一定的小三角形表示。

图23－2 成分－共生图解

（三）组分分析

绝大多数变质岩具有复杂的化学组成，是一个多相平衡系统，而不是简单的三元系。然而，在一个二维的平面上，我们只能表示最多三四个组分的系统的矿物共生关系。因此，为了对成分复杂的岩石作共生分析，有必要对岩石系统各组分作具体分析，找出对矿物共生组合影响最大的三四个组分，把多组分岩石系统简化为三组分或四组分系统，才有可能作出成分－共生图解，表示岩石化学成分与矿物组合的关系，这一过程称为组分分析。

Korzhenskii（1973）指出，为了进行共生分析，可将组分进一步分类如下。

1完全活动组分

该类组分在间隙溶液中的浓度或化学位与温度、压力一样是岩石系统的外部条件。成分—共生图解表示的是一定外部条件下的矿物组合。所以，外部条件在图解中不表示。当外部条件改变引起矿物组合的变化时，用新的图解表示新条件下的新的一套矿物组合。

2惰性组分

惰性组分进一步划分为：

◎杂质组分（impure components）：含量甚微，以类质同象混入物形式赋存在造岩矿物之中，如SrO、BaO等。杂质组分不改变矿物共生关系，在共生分析时忽略不计。

◎类质同象组分（isomorphic components）：如FeO、MgO在造岩矿物中相互替代，在共生分析时常将其合并为一个组分（Fe，Mg）O。但造岩矿物中类质同象替代往往是有限的，如Gt（石榴子石）、Cld（硬绿泥石）和St（十字石）有高的FeO/MgO比值，而Crd（堇青石）的FeO/MgO比值较低。因此，在严格的共生图解中，将FeO和MgO作为2个组分。

◎孤立组分（independent components）：如ZrO2、TiO2、P2O5，它们在岩石中含量少，且以纯的形式（如TiO2）或与其他组分组成化合物（如ZrSiO4、Ca5［PO4］3 F）形式，以一个独特的副矿物如金红石（TiO2）、锆石（ZrSiO4）、磷灰石（Ca5［PO4］3F）等产出。共生分析一般不考虑副矿物，因而也不考虑孤立组分。

◎过剩组分（excess components）：是系统中大量存在的组分，在参与形成其他共生矿物之后能以过剩状态形成单独的矿物相（过剩矿物），出现于该类岩石的共生组合之中。过剩组分含量多少，只会影响过剩矿物含量多少，而不影响岩石的其他矿物共生。因此，作共生图解时可不考虑过剩组分，而把过剩矿物放在共生图解之外表示。例如一般情况下，SiO2在原岩中是大量的组分，变质后经常有石英出现。此时，SiO2是过剩组分可不考虑。石英是过剩矿物放在成分－共生图解之外。

◎ 有效惰性组分（virtual inert components）：是除上述几类组分之外的其他组分（包括由类质同象组分合并的组分）。它们之间的比例对矿物共生组合起决定性的作用。

从上述组分分析中可看出，矿物共生组合中出现的矿物数目与完全活动组分、微量组分、次要的类质同象组分无关。在不考虑副矿物（不考虑孤立组分）情况下，矿物共生组合中矿物最大数目等于有效惰性组分数加上过剩组分数之和。但过剩组分多少不改变矿物共生，决定矿物共生组合多样性的是有效惰性组分。因此，以有效惰性组分为顶点作出的成分－共生图解可以表示系统的矿物共生关系。由于天然岩石系统成分的差异，有效惰性组分不尽相同，相应的成分－共生图解类型亦不同。因此，成分－共生图解的类型很多。其中最常用的是PEskola（1915，1920）的ACF图、A′KF图，JBThompson（1957）的AFM图以及CMS图。

共生图解是将天然岩石的多元系统简化为三元系或四元系表示。无论哪种图解都不免在某种程度上以从相律角度看来不甚合理的程序为基础。特别是对ACF图这样试图在一个图解中表示天然岩石中大量组分和宽的成分范围的图解尤其如此。因此，严格说来，它们不是真正的成分－共生相图。这可导致图解中的四个或五个矿物共生而造成共生线相交。但是，“为了减少成分变量数目，这是一个难免的弊病”（Miyashiro，1972）。比较起来，AFM图和CMS图为特定的组分数较少的成分系统设计，只要是用于与设计的成分系统相符的岩石时，不会出现共生线相交的情况。

成分－共生图解中有效惰性组分的单位，一般地说既可采用摩尔数，也可采用质量百分数。但与质量百分数相比，摩尔数易于标绘矿物化学成分（用矿物化学式标绘矿物），因此均采用摩尔数作单位。为了加以区别，我们用方括号表示摩尔数，如 ［CaO］ 表示CaO的摩尔数。