昌台岛弧

昌台岛弧作为甘孜-理塘洋壳向西俯冲的典型造山产物已被绝大多数学者所接受，但对其形成演化过程的认识尚未取得一致看法。本次研究获得的资料表明，甘孜-理塘洋壳向西俯冲形成的火山弧曾一度局部伸张开裂，一分为二。相对完整的火山弧保留在东侧，形成“外弧”；裂出的部分火山弧在西侧形成“内弧”；开裂中心则形成弧间裂谷，类似冲绳海槽，成为昌台火山-沉积盆地的主体和以呷村黑矿型矿床为代表的VMS矿床的重要成矿环境。这种古海底“槽-岭”体系不仅造成了弧火山岩系空间的分带性，而且严格地控制着弧沉积作用和沉积相组合及分布。

（一）火山作用

1时空分布与火山旋回

呷村旋回火山岩是昌台岛弧的主体。根据火山岩组合特征和时空分布特点，可将其分为两个亚旋回：第一亚旋回以安山质火山活动为主，形成昌台火山弧；第二亚旋回以双峰式火山活动为特征，伴随着火山弧开裂和弧间裂谷发育（图1-26）。

1）第一亚旋回：火山岩分布区北起赠科，南达昌台，构成一条绵延百余公里、纵贯南北的“安山岩线”。火山喷发中心呈串珠状线性排列，以火口为中心向外缘，岩相呈现安山质集块岩→角砾岩→角砾熔岩→熔岩及凝灰岩依次变化规律。早期火山喷发以溢流相为主，间有少量爆发相，形成厚达百余米的安山岩。晚期火山强烈地爆发，形成厚达160～200 m的安山质火山碎屑岩系，分布于早期安山岩系西侧，由4个较大的韵律层组成，每一韵律均由下部安山质角砾岩、中部角砾熔岩和上部凝灰岩组成。火山活动末期，岩浆沿喷发中心溢出，形成若干NNW向等间距排布的安山岩穹丘。

2）第二亚旋回：该亚旋回火山活动集中于安山岩线西侧，形成玄武质和流纹质（英安质）火山岩，构成典型的双峰火山岩系，是岛弧裂谷带的重要组成。在赠科地区，火山活动最强烈，规模最大，火山活动有早、中、晚3期，分别形成3个各具特色的火山地层单元。早期以酸性岩浆爆发活动为主，伴有次火山岩侵位。火山岩浆呈中心式喷发，火山喷口等间距线性排列，形成嘎衣穷、胜莫隆等火山穹体。自穹体中心向外围，岩相呈环形分布，由英安岩→流纹质凝灰岩+角砾岩→凝灰熔岩+熔岩→千枚岩→灰岩，主要显示火山碎屑涌流特征。稍晚，发生基性岩浆超浅成侵位，形成辉绿岩脉或岩墙，同时伴有多金属矿化，形成嘎衣穷等硫化物矿床。中期火山活动主要发育于嘎依穷矿区东南侧及外围，显示“似双峰”式活动特征。晚期火山岩系位于嘎衣穷矿区西北侧，具典型的双峰岩石组合特征。两套火山岩规模近等，互层产出，韵律层多达数个。在呷村地区，双峰岩石组合以酸性火山岩为主，基性火山岩次之。酸性火山活动显示多旋回、多期次喷发特征。火山呈中心式喷发，火山口呈点—线型分布，岩相围绕火山口呈规律性分布，自内而外依次为流纹质角砾岩→角砾熔岩→熔岩→凝灰岩。每次酸性火山喷发活动间隔期均接受碳酸盐岩和泥岩沉积。火山强烈爆发活动末期发生多金属矿化，形成著名的呷村特大型银多金属矿床。基性火山岩系分布于流纹岩系西侧，主体由气孔杏仁状玄武岩和玄武质凝灰岩组成，厚达百余米，整合覆于变质灰岩（大理岩）之上。由于区内强烈的褶皱、断裂构造破坏，玄武岩系与其东侧的流纹质火山岩系层位关系尚不很清楚，褶皱十分强烈的灰色砂板岩分别整合地覆盖于两套岩系顶部，揭示两者形成时间相近，层位大体相当。

图1-26 北段昌台岛弧的火山岩分布与基本构造格架

值得指出的是，在双峰岩石组合带以西，尚存在另一个英安岩-安山岩带，与东部安山岩线平行展布。它与东安山岩带在时空分布、岩相学特征和岩石地球化学特征诸方面存在明显一致性，推测这两套岩系在火山弧开裂过程中被一分为二，东侧部分保留了火山弧主体，而西侧部分却残留下少量火山弧残片。

2火山岩岩石学与地球化学

（1）岩相学特征

呷村旋回火山岩分属两大岩石系列，即第一亚旋回安山岩为代表的钙碱性系列和第二亚旋回以基性岩为主的拉斑玄武系列（侯增谦，1988；胡世华等，1992；侯增谦等，1995）。拉斑玄武岩与辉绿岩以呷村旋回第二亚旋回玄武岩为代表，斑状结构明显，辉绿岩墙群相伴产出。钙碱性玄武岩以呷村旋回第一亚旋回玄武岩为代表，主要产于东安山岩带内，以玄武安山岩为主，多已蚀变（辉绿岩脉蚀变较弱），其中的辉石为普通辉石，成分与含Hy分子的碱性玄武岩中的辉石成分有较大差异，而类似于岛弧钙碱性火山岩中的辉石。安山岩-安山英安岩根据斑晶矿物种类将岩石分为角闪安山岩（安山英安岩）和石英安山岩（安山英安岩），前者集中于东安山岩带，后者主要产于西安山-英安岩带。岩石均具斑状结构，斑晶矿物主要为角闪石和斜长石。斜长石斑晶有两种形态：①半自形粒状斜长石，具岛弧火山岩典型的结构，如筛状和环状结构，环体少则两环，多则数十环，斑晶内的熔洞穿孔及熔蚀港湾多被绿泥石、绿帘石占据；②自形-半自形板柱状斜长石，不具环带，双晶发育，聚斑产出，相互产生。安山岩之斜长石占斑晶的70%～75%，普遍发生钠长石化。角闪石斑晶有两种形态：①大粒角闪石，粒径为2～4 mm，包裹小长石晶体，并与长石交生，成分以高Al2O3［w（Al2O3）为66%～69%］为特征；②小粒角闪石，呈板柱状，双晶发育，隐约见环带构造，以相对低Al2O3［w（Al2O3）为09%～18%］为特征。根据角闪石Al含量与其结晶压力的关系估算，高Al2O3角闪石结晶压力约25MPa（侯增谦等，1995），相当于安山质岩浆房压力。英安岩类似于安山岩，但角闪石明显减少，斜长石和石英斑晶大量出现。呷村旋回流纹质火山岩主要为流纹质熔岩、角砾熔岩、角砾凝灰岩，并构成呷村等地VMS矿床的重要含矿建造。流纹质火山岩系多呈韵律式层序，下部韵律层以英安质为主，上部韵律层以流纹质—高硅流纹质为特征。

表1-4 昌台弧火山岩系主要元素和微量元素分析结果

续表

（2）主要元素地球化学

钙碱性火山岩系 岩石组合为玄武岩—安山岩—英安岩—流纹岩，显示3个明显的成分演变阶段（表1-4）。玄武岩-玄武安山岩段的，w（SiO2 ）为50%～55%；安山岩段的w（SiO2 ）为60%～64%；英安岩-流纹岩段的 w（SiO2 ）＞64%。其中，玄武岩系w（MgO）（78%～83%）、w（FeO）/w（MgO）（＜10）、w（Ni）（106×10 -6）、w（Cr）（399×10 -6）接近原生岩浆成分。该玄武岩以低 TiO2 [w（TiO2）为 085%～11%]、低 w（FeO）/w（MgO）明显不同于其他各旋回火山岩，而与现代或古岛弧（或陆缘弧）钙碱性玄武岩雷同（Luhr and Carmichael，1985）（表1-5）。安山岩系以低 TiO2 [w（TiO2 ）为 055%～113%]，低w（FeO）/w（MgO），高Al2O3[w（Al2O3）为1367%～1668%]和K2O[w（K2O）为092%～351%]为特征，类似于岛弧中钾—高钾安山岩（表1-5，图1-27）。

图1-27 昌台地区火山岩系的ATK图解

拉斑玄武岩系 与流纹质火山岩构成典型的双峰岩石组合。其SiO2含量为52%～59%，K2O含量为023%～093%，明显低于呷村旋回的钙碱性玄武岩和根隆旋回的玄武岩，属较典型的低K2O拉斑玄武岩。TiO2含量为063%～174%，P2O5含量为006%～023%，与其他各旋回玄武岩亦有较大差异（表1-4）。依据该亚旋回的玄武岩产出层位和MgO、TiO2含量可将拉斑玄武岩分为：①高Mg，低TiO2玄武岩；②高Fe玄武岩（Hou，1993）。前者与酸性岩互层，层位较高；后者与酸性岩并列共存，层位较低。高Mg低Ti玄武岩的MgO含量为800%～1142%，TiO2为063%～124%；低Mg高Fe玄武岩MgO含量为539%～728%，TiO2含量为117%～174%，FeO为900%～1105%（表1-4）。两者在图1-28中呈明显分离的群体，而且变异趋势也各有其特点。这暗示着高Mg低Ti玄武岩的TiO2含量高低与岩浆分异作用无关，而是原生玄武岩浆的内在特征。MgO—TiO2趋势和低TiO2特征可能还暗示着岩浆源区相对富水（Tatsumi et al，1983）。

表1-5 不同环境下岛弧安山岩的微量元素成分

图1-28 不同岛弧造山带内玄武岩的w（TiO2）-w（MgO）图

（3）微量元素地球化学

钙碱性火山岩系 是较典型的LREE富集型，w（La）/w（Yb）=9～10（图1-29a），但REE含量偏低。自玄武岩至玄武安山岩，∑REE含量增高，与根隆旋回各玄武岩相比，Yb含量明显偏低，可能暗示着源岩具较低的Yb丰度或相对贫HREE。安山岩的REE配分型式十分类似（图1-29b），按岩系 Yb 含量和 w（La）/w（Yb）比，安山岩系分为两组：① 低Yb[w（Yb）为144×10 -6 ～185×10 -6]组，以安山质下部岩系可为代表，其w（La）/w（Yb）比值为14～16；② 高Yb[w（Yb）为191×10 -6 ～252×10 -6]组，以安山质上部岩系为代表，w（La）/w（Yb）=10～13，表明两者形成条件不尽相同。钙碱性玄武岩与前岛弧期玄武岩相比，高场强元素 Zr[w（Zr）为99×10 -6]、Hf[w（Hf）为23×10 -6]、Th[w（Th）为38×10 -6]、Ta[w（Ta）为＜07×10 -6]等含量明显偏低；但与现代岛弧或陆缘弧钙碱性玄武岩相比，Zr、Hf含量相当，Nb、Ta、Th、U等元素含量明显偏高。安山岩的Nb、Ta、U、Th等含量亦高于大陆岛弧乃至陆缘弧安山岩（表1-5），反映本区钙碱性火山岩系比典型岛弧火山岩相对富含高场强元素。钙碱性玄武岩与本区其他玄武岩相比，明显富含大离子亲石不相容元素[w（Rb）为435×10 -6，w（Ba）为410×10 -6，w（Sr）205×10 -6，w（K2O）为08%～09%等]。安山岩Rb[w（Rb）为45×10 -6 ～75×10 -6 ]含量与大陆岛弧安山岩类似（Bailey，1981），Ba[w（Ba）为424×10 -6 ～556×10 -6 ]含量明显偏高（表1-5）。

拉斑玄武岩系 高Mg低Ti玄武岩与高Fe低Mg玄武岩不仅TiO2、MgO、P2O5含量不同，REE配分型式和某些微量元素丰度亦有明显的差异。高Mg低Ti玄武岩富Cr［w（Cr）为223×10-6～511×10-6］、Ni［w（Ni）为158×10-6～177×10-6］，贫Zr［w（Zr）为189×10-6～2542×10-6］、Y［w（Y）为60×10-6～129×10-6］，REE配分型式呈LREE富集型［w（La）/w（Yb）为9～13］。高Fe低Mg玄武岩则相对贫Cr［w（Cr）为44×10-6～261×10-6］、Ni［w（Ni）为10×10-6～73×10-6］，富Zr［w（Zr）为118×10-6～153×10-6］、Y［w（Y）为212×10-6～274×10-6］，REE标准化曲线相对平缓（图1-30）。两套玄武岩在微量元素标准化图型中总体类似（图1-31），如两者均以其独特的K谷、Sr谷和Y谷区别于岛弧玄武岩（图1-23）和裂谷型玄武岩。其微量元素标准化图型揭示，玄武岩浆源区似乎没有受到源自俯冲带组分（SZC）（如H2O、K、Rb、Sr、Ba）的强烈混染和交代，亦没有发生过高场强元素（如Ta、Nb、Zr、Hf）的强烈亏损。两套玄武岩出现Ti谷可能仅仅指示其岩浆源区具富水条件。“双峰”岩石组合中的酸性端员——英安岩或流纹质火山岩，REE配分型式总体呈LREE富集型，w（La）/w（Yb）为109～116，具明显的Eu负异常，δEu为036～057（图1-32a），反映岩浆经过了一定的分异演化。在赠科等地，英安质-流纹质火山岩系w（La）/w（Yb）为1833，δEu为064，REE配分型式与昌台流纹岩类似（图1-32b），表明它们形成于同一阶段，并具有类似的成因。

图1-29 昌台钙碱性玄武岩系和钙碱性安山岩系的REE配分型式

图1-30 昌台地区拉斑玄武岩的REE配分型式

图1-31 昌台地区拉斑玄武岩的微量元素标准化图

图1-32 昌台岛弧流纹质火山岩的REE配分型式

3岩浆演化系列

在昌台岛弧具有两个明显的岩浆演化系列：钙碱性玄武岩浆演化系列和拉斑玄武岩浆演化系列。前者伴随着昌台火山弧的形成而发育；后者伴随着弧间张裂作用而演变。

（1）钙碱性玄武岩浆演化系列

是昌台岛弧重要的岩浆演化系列，演化产物为钙碱性玄武岩+安山岩+英安岩+流纹岩，是火山弧主要物质组成。其中，安山岩是玄武岩浆的结晶分异产物，主要证据有：

1）分离结晶作用证据。据岩石的强不相容元素Th含量估算，玄武岩派生出玄武安山岩所需岩浆固结量约30%（DTh =0），由此估算堆积相成分见表1-6。根据MgO-FeO在橄榄石熔浆、MgO-FeO和CaO-Na2O分别在辉石熔浆以及斜长石熔浆间的分配系数（侯增谦等，1995），堆积相成分揭示了Ol+Cpx+Plag及微量Mt+Ap分离结晶作用。安山岩段成分虽较分散，但其液相演化线总体趋势仍显示出随着SiO2增大，Al2O3、CaO、Na2O、TiO2、P2 O5系统降低，暗示着在岩石中呈斑晶出现的Plag+Cpx+Hb+Mt发生分离结晶。Allegre和Minster（1978）研究表明，对于同一母岩浆结晶分异派生的一系列岩浆，在cH-cM图中构成一条通过坐标原点的直线，在cH/cM-cH图中构成一条平行CH轴的直线。由钙碱性玄武岩到英安岩，w（Th）/w（Ce）、w（Th）/w（La）值基本保持不变，分别在0165和032左右浮动，证实结晶分离作用的存在。图1-33所展示的玄武岩-安山岩微量元素演变趋势清楚地反映，玄武岩段与安山岩段岩石具分离结晶关系。估定Th在岩浆体系中的分配系数D=0～01，据直线斜率（图1-33）可估算出REE总分配系数，DLaDyYbNdSmEu，以DEu最大，亦即随岩浆结晶，派生岩浆REE配分型式由“直线型”变为“上凹”型，与实际岩石REE配分曲线相符。DEu最大值揭示了斜长石大量结晶，DMREE>DLREE或DHREE反映了单斜辉石结晶。随着Th增大，Cr和Ni显著降低，暗示着橄榄石和单斜辉石的分离结晶。在岩浆结晶分异过程中，Y往往进入Hb矿物中。在玄武岩段，Y含量逐渐增高，表明该阶段无Hb结晶。在安山岩段，Y含量逐渐降低，可能反映了Hb大量结晶。总之，在玄武岩段，可能的结晶矿物相为Ol+Cpx+Plag；在安山岩段，可能的结晶矿物相为Hb+Plag+Cpx+Mt。由玄武岩至安山岩，岩浆可能经历了Hb+Cpx+Plag+Mt等分离结晶。

表1-6 估算的堆积相成分

图1-33 昌台地区钙碱性玄武岩-安山岩的微量元素变异图

2）相平衡证据。图1-34是一个以斜长石为饱和组分的假三元体系Cpx-Ol-Qz相图（Grove et al，1982、1983、1984；Baker and Egger，1987）。在Cpx-Ol-Qz体系中，压力增大，Cpx液相线面扩展，Ol区缩小，共结线向Ol角顶方向偏移。昌台岛弧钙碱性火山岩系中的玄武岩段成分点位于Ol区，成分演变趋势线大体与1个大气压下的液相演化线（共结线）平行，显示岛弧钙碱性玄武岩浆特有的高中压结晶分异特征（Grove et al，1984）。由岩石成分演变趋势可见，玄武岩浆首先经Ol+Cpx结晶，后为Ol+Cpx+Plag共结，驱使岩浆向安山质岩浆方向演变。安山岩段的岩石在分点均位于1个大气压下的Opx液相区（首晶区），表明岩浆应首晶Opx。然而，安山岩并无此矿物相。由于实验体系是无水体系，故不出现角闪石相而出现斜方辉石，1个大气压下的相关系自然不适于出现大量角闪石斑晶的相对富水的安山岩浆体系。Helz（1976）的玄武岩熔融实验研究表明，角闪石通过下式分解：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

图1-34 昌台地区钙碱性玄武岩-安山岩的Cpx-Ol-Qz相图

这意味着角闪石结晶可能通过Aug+Ol+熔体反应，在Ol+Aug+Liq三相反应点晶出。安山岩中角闪石与橄榄石从不共生的事实亦证实这一关系存在。据此认为，玄武岩浆演变成安山岩浆，矿物相发生如下转变：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

这一相转变表明，Ol与熔浆反应消失，Hb从岩浆中析出。图1-33反映了我们推测的安山岩浆的演化趋势及相关关系。由此相关系可见，玄武岩浆演化至反应点时，Ol反应消失，Hb析出，岩浆沿Hb+Cpx+Plag共结线向富Si方向演化，产生安山岩浆。安山岩段的成分演变趋势明显偏离玄武岩浆趋势，介于50 MPa和1个大气压相平衡边界之间。实际上，两岩段的偏离是岩浆演化的必然结果。实验证明，在含水体系，随着P总增大，Ol区扩大，Plag区缩小。Heze（1976）亦证明，当含水体系的=50 MPa，含Hb的相边界强烈地向ZO2—XOR2O3边界偏移。因此，两岩段的偏离反映了岩浆由一个相对低水的干体系转变为一个相对富水的湿体系，最终导致Hb大量结晶。总之，相平衡关系证实，玄武岩浆首先经Ol+Cpx+Plag分离结晶，向玄武安山岩浆演化。至一定阶段，岩浆中析出Hb，Cpx+Hb+Plag共结，驱动岩浆演化成安山岩浆。

图1-35 昌台地区钙碱性火山岩成分变异与模拟的岩浆演化趋势

3）定量模拟。采用侯增谦（1988）提出的方法，进行定量模拟计算，其计算结果展示于图1-35和表1-7。在玄武岩阶段，结晶矿物相为Ol+Cpx+Plag±Mt±Ap。由母岩浆（台44）可计算出这些矿物相的成分，并利用最小二乘法估算w（Ol）∶w（Cpx）∶w（Plag）∶w（Mt）∶w（Ap）百分比为032∶026∶042∶00005∶00005。显然，估算了派生岩浆成分，除MgO稍低外，大体与实际岩石成分吻合。模拟岩浆MgO含量的快速降低，可能反映我们理论估算的Ol或Cpx相比稍高。模拟岩浆的Na2O和K2O与实际岩石（台2）成分的差异可能系后者蚀变造成的。显然，岩浆成分演变趋势的重大转变是导致安山岩浆产生的重要条件，也就是说，角闪石结晶分异是安山岩浆形成的关键。

（2）拉斑玄武岩浆演化系列

由昌台岛弧的弧间裂谷拉斑玄武岩构成来看，该岩浆系列显示两个演化阶段，最初为富铁趋势，之后转为富硅贫铁趋势，随着岩浆演化∑REE、Zr、Hf、Ta、Th等同步增长，Cr、Ni、V同步消减，反映岩浆可能经历了多阶段的分离结晶作用，最初结晶矿物可能主要为Ol，其后为Cpx、Plag及Mt等矿物组合。

表1-7 模式计算结果表

4岩浆起源与幔源类型

为定量判定昌台岛弧钙碱性玄武岩浆和拉斑玄武岩浆起源，进而了解其岩浆源岩地球化学特征，侯增谦等（1995）采用最大橄榄石法，定量地估算了这套玄武岩浆的原生岩浆成分（表1-8）。依据已有的实验和岩石学研究成果（Mysen and Kushiro，1977；Green，1976；Nieholls，1974），采用合适的矿物/熔浆分配系数（侯增谦等，1995），定量估算了岩浆源岩的REE和微量元素丰度（表1-8）。

图1-36展示了各玄武岩浆源岩的微量元素配分型式。很明显，钙碱性玄武岩浆的源岩Yb丰度显著偏低，甚至低于原始地幔Yb丰度（43×10-6）（Wood，1979），大离子不相容元素（LILE）较原始上地幔明显为高，其中，w（Rb）为97×10-6，w（Ba）为854×10-6，相当于原始上地幔的10倍，w（K）为954×10-6、w（Sr）为39×10-6，分别相当于原始上地幔的4倍和2倍。这些估算暗示着，相对亏损的上地幔曾发生LILE的选择性富集，侯增谦等（1995）将这种地幔源岩称为“岛弧”型岩浆源岩。这种岩浆源岩的LILE相对富集可能与源自俯冲板片的脱水流体对地幔楔形区的交代作用直接相关。

拉斑玄武岩浆的地幔源岩，Yb丰度相对较高，接近或稍高于原始上地幔Yb丰度，REE配分型式呈现LREE富集型，LILE丰度低于岛弧钙碱性玄武岩浆源岩，稍高于或接近于原始上地幔LILE丰度，暗示岩浆源岩可能亦曾遭受到来自俯冲带组合的较轻微“混染”。

（二）沉积作用

在昌台岛弧，挤压隆升—拉张沉陷过程和异常强烈的火山活动不仅造成了复杂的“槽—岭”相间的地貌形态，而且从根本上控制了沉积作用的物源、分布、组合、相序及其演化。

表1-8 名类岩浆源岩的REE和微量元素丰度估算结果

图1-36 义敦岛弧带各类岩浆源岩的微量元素配分型式

1沉积岩分布与特征

昌台岛弧的主要地层为上三叠统，其中包括代表岛弧“基底”火山-沉积岩系的曲嘎寺组（或根隆组）和标志岛弧火山-沉积的图姆沟组（或呷村组）。中下三叠统及其更老地层（统称下义敦群）分布局限，且无年代依据。

下义敦群分布于昌台岛弧西部及呷村矿区牛场沟背斜核部，为绿灰色岩屑石英砂岩、板岩、灰色绢云母石英千枚岩及石英片岩，部分层段具水平纹层，构成堑-垒系中的地垒地层。

曲嘎寺组作为强烈伸展时期的火山-沉积产物，主要分布于昌台岛弧的东西两侧，分三个岩性段：下段由下部的黑色板岩、石英岩和大理岩化灰岩和中上部的玄武岩或玄武岩-流纹岩组合构成，玄武岩具有典型的大陆裂谷玄武岩地球化学特征，可与峨眉山玄武岩类比（侯增谦等，1995）；中段为黑色板岩夹石英岩屑砂岩和粉砂岩；上段由橄榄粗安岩和酸性流纹岩及流纹质熔结凝灰岩组成，其中玄武质岩石显示大陆裂谷玄武岩向洋脊玄武岩演变之趋势（侯增谦，1988）。

图姆沟组作为典型火山-沉积，构成昌台岛弧主体。其下段为灰黑色板岩、粉砂板岩夹深灰色石英岩屑砂岩；中段为岛弧火山岩系，该岩系向南北快速相变为凝灰熔岩和层凝灰岩；上段由下部双峰火山岩组合及上部黑色板岩、钙质板岩和生物碎屑岩组成，其中，双峰组合的基性端员由玄武质熔岩、火山碎屑岩及伴生的辉绿岩墙群构成，长英质端员由英安、流纹岩及其同成分火山碎屑岩构成，成为以呷村黑矿型矿床为代表的VMS矿床的含矿主岩。

图1-37以岩石地层单元为基础对昌台岛弧的沉积地层进行了综合对比（胡世华等，1992），清楚地显示，岛弧区的沉积及其空间分布严格受古地貌形态、沉积堆积条件及火山岩时空分布控制。

图1-37 昌台地区综合地层对比图

2沉积环境与沉积相

（1）岛弧前的沉积环境与沉积相

曲嘎寺（根隆）组的下段岩系具有深浅相间的细条带，代表了较平静条件下悬浮物质的沉积，属于拉张背景下的地堑式盆地环境凝灰质砂泥岩相（胡世华等，1992），为局部变浅地垒上火山堆积体顶缘的生物礁和生物碎屑滩。其中含复杂的角砾岩，火山质角砾来源于附近的火山堆积体，碳酸盐岩角砾来源于生物礁和生物碎屑滩，它们组成了滑积角砾岩相（胡世华等，1992）。中段由灰黑色板岩、含钙粉砂质板岩夹块状细砂岩和微粒序细—粉砂岩组成，砂页岩之比为1∶10。以泥和砂为主的中段沉积形成于呈线状分布的地堑式狭长海盆中，顺堑-垒斜坡搬运的浊流受地形的阻隔，发生方向偏转，造成纵向的搬运，这种浊流不同于扇模式的浊流沉积，主要是沿长轴方向形成以粘土和粉砂为主的沉积。上段由双峰式火山岩系和沉凝灰岩及千枚岩组成，具有两种不同的韵律或剖面结构：第一种结构向上变粗，部分角砾略有磨圆，粗细不等的火山碎屑成层性较好，代表水下火山斜坡火山碎屑流沉积；第二种剖面结构具有向上变细的特点，角砾为棱角状，分选不好，局部略显粒序变化，代表斜坡前缘密度流的堆积。这些角砾岩直接被千枚状凝灰岩和层凝灰岩覆盖，代表向盆地推进的沉积层序。

（2）岛弧沉积环境与沉积相

呷村组代表着岛弧火山-沉积岩系，其下段为岛弧火山喷发活动前的宁静期产物，下部沉积具有比较好的韵律，常见粒序层理，可以用鲍马序列进行描述；上部沉积以泥质为主，属于细屑浊积岩；中部由板岩夹薄层状的细—粉砂岩组成。据其平面展布和剖面相分析，这些沉积出现在浊流运动之后的平静期，其沉积特点与浊积岩类似。中段由中、酸性熔岩、凝灰岩和沉凝灰岩组成。火山岩在呷村最为发育，若干点（线）式火山喷发中心多次喷发使火山岩具成带分布的特点。在许多地方都可见到火山角砾岩、集块岩等，它们一般出现在近火山堆积形成的海山斜坡环境。中、酸性火山岩上部的凝灰岩、层凝灰岩具有比较好的成层性，代表凝灰岩与凝灰熔岩混合型的韵律结构。这种类型形成于近火山的缓坡型海岭斜坡。此外，还发育由中粗粒凝灰岩块状层和层凝灰岩水平层组成的韵律结构，它们代表了远火山海岭斜坡前缘沉积物。上段包括槽盆黑色钙质泥岩相（已变质成板岩）和顶部碳酸盐礁滩相。在平面上泥岩分布范围较窄，常被其他岩相包围，表明黑色钙质泥岩形成于局限的岭间盆地中，其中钙质泥岩发育的呷村可能是一个局限的破火山盆地，盆地中主要为富钙的悬浮沉积，因此沉积深度应该在碳酸盐补偿面之上。

碳酸盐礁滩相出现在火山槽-岭体系的正地形区，平面分布多为透镜体。群体珊瑚、腕足类、藻类等浅水型化石组合指示其形成环境相对较浅。

（3）相序变化

根据前岛弧期和岛弧期地层组段沉积相分布，可归纳为两种典型相序变化，即前岛弧期的堑-垒环境相序变化（图1-38）和岛弧期槽-岭环境相序变化（图1-39）。在堑-垒环境相序类型中，构造活动和基性岩堆积构成成地堑（地垒），碎屑的物源来自火山，这里的火山活动具有较高的瞬时释放能量速率，因此碎屑物质充分，易形成火山碎屑流。火山碎屑物的堆积降低了坡度，并为边缘地堑中浊积岩的形成创造了条件。由于受地堑狭长状地貌的限制，顺坡运动的浊流受到阻隔，方向发生改变，形成顺长轴方向运动的纵向浊流。

图1-38 根隆组相序、块断对比示意图

图1-39 呷村组相序、块断对比示意图

在槽-岭环境相序中，火山堆积形成海岭或海山（熔岩丘），层凝灰岩夹凝灰熔岩形成于火山“中心”附近，与远源细火山碎屑流呈渐变过渡。碳酸盐岩和不同成因的火山碎屑岩围绕着海山和海岭生成，它们与熔岩呈叠覆或侧向加积的关系。火山活动平息后，火山堆积体围限的盆地或崩落塌陷的破火山口盆地是泥质物沉积的场所。垂向层序反映了由深到局部变浅再又变深的变化。

3沉积演化与古环境再造

图1-40示意性地表示了昌台岛弧不同时期的沉积变化与古环境特征（胡世华等，1992）。前岛弧期，长期的区域性伸展作用在昌台地区表现为堑-垒系发育，地垒目前出露于昌台火山弧西侧，地垒两侧为长期处于浅海环境的地堑盆地。其中，东部地堑盆地沉积中心分别位于昌台区和呷村矿区，而西部地堑盆地则成为勉戈弧后扩张盆地的基础。岛弧期火山-沉积岩系主要堆积于东部地堑盆地内部的较深水环境，每次火山堆积后均使部分海域变浅，造成深—浅相间的复杂沉积相结合，显示典型的火山槽-岭地貌特点。

图1-40 昌台地区火山堆积和沉积演化横剖面示意图

十种祛斑霜汞超标严重

一、点晶美白祛斑回春素

点晶美白祛斑回春素就是汞超标非常严重的一款产品，他主要是哈尔滨，葛丽黛嘉宝化妆品有限公司生产的一款产品，在宣传的过程中利用了15种中草药，具有安全有效的祛斑效果，可是在抽样检查的过程中，发现其中的汞已经远远超过了最高标准。

二、恒佳中草药美白祛斑套装

恒佳中草药美白祛斑套装的知名度是比较高的，也是广州市知名公司生产的一款祛斑产品，曾经有大量的宣传在很多平台上都有消失，但是在抽样检查过程中，发现产品中的汞含量严重超标，会严重影响到人们的身体，所以千万不要使用这个产品。

三、韵牌20天祛斑霜

韵牌20天祛斑霜也是被点名批评的一款祛斑产品，其中汞超标的情况也非常严重，通过了解可以知道该产品的生产企业是龙福实业有限公司，所以很多人在购买祛斑产品的时候要尽可能避免，并不排除依然有一些平台正在销售这款产品。

四、倩颜特效美容祛斑霜

倩颜特效美容祛斑霜是一个很多人都知道的产品，这个产品的祛斑效果也比较不错，可以在短短时间内有明显的变化，曾经在电视台也有做过推广，但是该产品的汞超标也有一些其他不安全的成分，因此不建议大家购买和使用。

五、佳春堂斑干净

佳春堂斑干净应该是很多消费者都使用过的一款产品，也是深圳市知名公司出品的一款产品，通过检查发现其中的汞严重超标，会严重危害到肌肤的健康，还有可能会引起中毒，因此建议大家要理性消费。

六、药王安全美白祛斑霜

药王安全美白祛斑霜也是一个曾经非常火爆的产品，在很多的地方都有宣传，也有很多消费者购买，但是有的人就出现了肌肤问题，拿着产品到相关部门检查，结果显示产品中的汞严重超标。

七、伊立美回春素

伊立美回春素是中国深圳伊立美化妆品有限公司生产的一款产品，据说很多消费者都反馈这个产品的，效果非常不错，确实能在短时间内看到良好的祛斑效果，但是停止过后容易反弹，通过检查也发现有汞超标的现象。

八、春之韵15天祛斑

一般具有快速祛斑美白的产品都并不可靠，其中可能会添加了一些违禁成分，也有可能会有一些对身体健康有害的成分，比如春之韵15天祛斑里面的汞就严重超标，所以大家在购买祛斑产品时要慎重。

九、白之美活肤祛斑霜

白之美活肤祛斑霜也是一款非常糟糕的产品，完全没有符合相关的规则和规定，以至于汞超标超过了1万倍，长期使用这样的产品很容易引起中毒，也会引起一些其他的危害。

十、斑白净

斑白净应该是大家都比较熟悉的一款产品，这个产品具有都非常熟悉的一款产品，分为早上和晚上就有祛斑的效果，但是其中汞超标已经超过了42万吨，长期使用有可能会引起中毒。

针对祛斑，可以选择含有传明酸成分的护肤品。传明酸——是当今最红最重量级的高效美白成分，它是一种蛋白酶抑制剂。能抑制黑斑部位的表皮细胞机能的混合皮肤。另外就是祛斑的话平时要注意饮食，不要吃色素含量过高的食物，防止色素在局部发生沉着，比如说咖啡，面酱，紫葡萄，都不要吃，一些生冷辛辣的刺激性的食物也不要吃。

西门子六大系列开关插座：“睿致系列”、“灵致系列”、“远景系列”、“品宜系列”、“悦动系列”、“灵动系列”。

一、“睿致”系列

是西门子开关插座2013年最新产品。一问世便备受瞩目，无框无界的不从流设计，不仅获得国家专利，还获得2013年iF设计大奖。“睿致”是高分子PC材料所制，超高抛光，独特如钢琴烤漆表面，纯净无暇，赏心悦目。

特点：

1、双层外观设计：不同种开关，任何组合均可无缝连接，自然流畅，极尽简约。 60种功能模块：可任意安装组合在2至5位多联边框内，为个性化需求带来无尽可能。一体边框易安装：一改复杂的多联边框方式，一体化的多联边框，强度高，易安装，即使不平整界面也可以轻松应对。

悉心考虑各种可能，人性化细节设计，使用更安心、便捷。一体插套设计：能有效降低金属套件的工作温度，使用更安全。

2、双层面板设计：插座采用双层面板设计，双重保障，安全无忧。超大间距五孔插：可满足两插插头与三插插头同时使用。

二、 “灵致”系列

它色彩缤纷：雅白、金属银、香槟金，不仅有86型，还有中国特色的118型，“灵致”不张扬，置身繁华之外，品位人生点滴。

特点：

1、250V、16A开关，专业设计，用电安全。

2、可调节卡扣，针对不同墙面的平整状况，四角可以随意调节深度，保证与墙面的水平。二三插可以同时插入。

3、防脱落压柱螺丝，安装简便可靠。

4、白色，银色，香槟金色轻松点缀您的家居。

5、德国新古典风格，永恒经典。

三、“远景”系列

问世于2000年，是中国本土最早的一款开关。“远景”的设计不喜奢华，只保留最单纯和最经典的追求，一条曲线，便让最挑剔的目光15年来一直对此情有独钟。

特点：

1、功能齐全，不同的需求均有解决方案。

2、插座带大跷板开关。

3、开关动作40000次以上(一次包括一开一关)，插座动作5000次以上。德国拜耳PC材料，优质锡磷青铜。

4、简约流畅，经典传承。

5、白色，银色，金棕色轻松点缀您的家居。

四、“品宜”系列

它是最低调简约，但又秉承德国的严谨设计，去繁从简，品鉴风雅。

特点：

1、一位，二位，三位，四位大跷板开关，轻松面对复杂的照明设计要求。

2、西门子（山东）开关插座有限公司，依照ISO9000质量管理体系和CCC，BIS，TIS认证体系，为全球多个国家提供优质的开关插座电气附件。

3、金属载流件，摒弃铆钉，一次冲压成型，大幅降低载流件温升和打火现象，用电更安全；工业级设计，软硬线都适合，压线简便可靠，安装足够空间，多回路线路同时接入。产品主体符合RoHS环保要求，保障环境和人体的安全健康。

4、自德国的外观设计充分融合中国传统审美理念，刚柔并济，简洁大方。

五、“悦动”系列

灵动的V型设计，配以素雅纯净的色彩，如同跳跃的音符，将居室点缀的愈加精巧别致，自由随性，简单而畅快。lavie悦动系列，享悦人生风景，一切只在恰到好处。

特点：

1、一位，二位，三位 ，四位大跷板开关，轻松面对复杂的照明设计要求。

2、金属载流件，摒弃铆钉，一次冲压成型，大幅降低载流件温升，用电更安全。功能键底座和边框都采用优质防弹胶材料。创新的压线端子设计，接线可靠，用电更放心。

3、源自德国设计，灵动的V型边框，配以素雅纯白的色彩，将居室点缀的精雅别致，简单而畅快。

六、“灵动”系列

获得2004德国红点设计国际大奖。“灵动”专为那些推崇个性的动感酷炫人士设计，灵动多元化的模块结构，选择如变色龙般的多变多彩，充满激情，满足各种与众不同的需求，即使配衬最个性的家居设计，也能浑然天成。

特点：

1、中式大跷板开关，欧式中、小型跷板开关，总有适合您的需求。唯美弧度与优雅曲线能与任何建筑匹配。

2、可调节卡扣，针对不同墙面的平整状况，四角可以随意调节深度，保证与墙面水平。

3、防脱落压柱螺丝，安装简便可靠。

4、白色，金属银，金属黑等丰富色彩，适合家居点缀。

　　瓷砖作为装修用品的主要成分当然需要好好挑选，瓷砖的应用越来越广泛了，它可以制作一些工艺品，或者是家庭摆设，不过，应用最多的还是在地上铺着用的瓷砖。大家刚开始使用陶瓷作为地砖、墙砖的时候，技术还不算成熟，只有一些简单的花样，而且质量不也好，如今竞争激烈，每一块瓷砖变成了艺术品，一直在精益求精，瓷砖还用在各种不同的风格上，这里就为大家推荐几种现代客厅的瓷砖。

　　现代客厅瓷砖推荐

　　万美WM8808抛光砖

　　万美WM8808抛光砖产品的设计灵感取自围绕百慕大群岛的马尾藻海，其清澈见底的海水在阳光的照射下形成一片片若隐若现的波光粼粼的海面，给人以清凉自在的舒适感受。产品采用了自行研发的面料与线条料同时垂直互冲的新布料技术，使砖面随机产生许多细腻线条，并形成色彩深浅，自然熔融交错的纹理效果，很好地还原了天然水纹般的细腻清澈。

　　东鹏瓷砖YG803902木纹洞石系列抛光砖

　　东鹏瓷砖YG803902木纹抛光砖采用的是流畅的竖条木纹纹理加抛光的质感，纹理上给人以舒适自在的感受，其抛光的质感却不失高档的气质。产品自然新颖、质地优良、手感细腻，有效还原了真实的大自然天然石材的外观与内涵，且玻化的表面色彩纯正，将瓷砖的生态纹理回归到了自然的质感当中。自然新颖、质地优良、手感细腻。以木纹作为纹理的瓷砖，逐渐活跃于许多现代风格室内搭配。这不仅跟现代人喜欢追求现代自然的质感有关，更是契合了现代风格中，追求人与自然和谐居住的理念。

　　哈德逊晶华玉石室内玻化砖

　　哈德逊晶华玉石室内玻化砖以经典的米**作为搭配，细腻清新的玉石斑点，既能营造出室内地板的层次，又不是简洁的装饰效果。产品采用了超细微粉对冲渗流技术，很好地营造出了玉石点晶的斑点。而细线条的飘动随机分布及粉恋流畅，很好地制造出类似金晶满地的韵味。

　　对瓷砖风格简单的了解一下，有的时候可以帮我们很多，在选择瓷砖的时候也知道哪些风格适用自己家的装修。瓷砖如今发展的相当成熟，现在不少瓷砖厂家都生产了电视背景墙，看起来十分华丽、美观，非常能提升本身的空间格调与档次。无论是任何瓷砖用品，我们都应当进行保养，家中的地砖和墙砖需要定期擦拭，而且不能长时间浸泡在水中，这样就可以保证它的使用时限更长一点。

（一）体系与平衡体系

热力学把从整体中孤立出来的研究对象称为体系，体系以外与体系有关的部分称为环境。体系的划分因研究目的的不同而有差别。以火成岩研究为例，如果要研究长石环带的成因，我们就需要把单个的长石环带孤立出来，而在此环带形成之时，与长石平衡共生的熔体以及其他的晶体相都属于环境。但如果要研究岩浆的结晶演化过程，那么整个岩浆房内的岩浆物质都属于体系，整个围岩系统就是环境。

体系的划分有多种方案，按照体系与环境之间物质和能量的交换情况，可划分为封闭体系、开放体系和孤立体系。与外部环境之间只有能量交换而没有物质交换者，属于封闭体系；两者均有交换者称为开放体系；两者均没有交换者称为孤立体系。根据体系内部的热力学平衡状态，又可分为平衡体系和非平衡体系。平衡体系是以其最低能量状态同外加条件相一致的体系，其内部丝毫没有自发地发生变化的趋势。非平衡体系则是指体系正在变化或具有某种变化趋势。一个体系不是处于平衡就是处于非平衡状态。在平衡体系中存在可预见的热力学规律，因此是热力学研究的重点。同样，体系还可以分为稳定体系、亚稳定体系与不稳定体系。稳定体系即平衡体系；亚稳定体系则是看起来处于平衡，但实际体系并未处于最低能量状态。许多致密矿物，如金刚石、蓝晶石、硬玉或柯石英，仅在压力高于1at时才真正稳定。之所以能在亚稳定条件下继续存在，是因为在低温低压下反应速率极其缓慢的缘故。同样地，许多高温下生成的矿物，如透长石或方石英，在室温下是亚稳定的。不稳定体系是指矿物或矿物共生体正在向更稳定的结构状态发生转变的体系。

（二）相律与相图

体系中物理性质和化学性质完全均匀一致的部分称为一种 “相”。相与相间存在界面，可用机械的方法把它们分离。可见，体系中具有确定成分的一种矿物就是一种相，均匀的熔体也是一种相。但若熔体之间不混熔则构成了不同的相。

在一个平衡体系中，平衡共生的相数受系统组成和外界环境变化的控制。相数与系统组分数及自由度数之间的内在关联就是吉布斯相律的内涵。这里的自由度数是指能够独立变化而不改变系统原有相数的变量数。

如果体系内各个相的化学组成可以用C种化学物质来表达，且C是所有可能性方案中数目最小的那种选择，我们称C为最小独立组分数。于是每种相的组成都可以以摩尔分数的形式表达为X1，X2，X3，…，Xc，且∑Xi（i＝1，2，…，C）＝1。下面来分析该体系中的变量数目。体系的外部变量一般设定为2，即只考虑温度和压力变化，适用于封闭系统。体系的内部变量则体现在各个相的化学组成变化上。若体系中存在P个相，那么就存在P（C－1）个独立组分变量，因为每个相中所有组分的摩尔分数和为1，实际上只有C－1个独立摩尔分数能够作为变量。如此可知体系的独立变量数为2＋P（C－1）。

然而，在平衡体系中各相之间不存在任何物质转移，每一种组分在体系各相（a，b，c，…，p）中的化学势相等。换言之，对于P种相中的任意组分i而言，其在各相中并不能独立变化，而是受P－1个关系式制约。那么，整个体系中可以独立变化的变量数就应该减少C（P－1）。因此，体系的自由度应该是F＝［2＋P（C－1）］－［C（P－1）］，或者F＝2＋C－P。

请注意，数字2代表的是变量温度与压力，适用于封闭体系。如果是开放体系，需要考虑到外界物质的带入与带出，此时数字应大于2。另一方面，如果压力（或是温度）确定了，或是恒定不变，那么F＝1＋C－P，如果压力和温度都确定了，那么F＝C－P。

相图也称相态图或相平衡状态图，是用来表示平衡体系中组成、共生相与其他变量（如温度、压力）之间关系的图解。相图一般只能表示两个参数的情况，即压力－温度，压力－成分或温度－成分。三个或多个变量的相图只能在特殊的投影下才能表示出来。在岩石学研究中我们常常借助相图来说明岩石的结晶或反应过程。另一方面，达到了平衡态的矿物组合往往也能反映结晶过程中物理化学条件的变化，因此相图分析是一种非常有用的研究手段。需要说明的是，相图与相律涉及较多的实验岩石学与热力学知识，读者可以参考相关教材和参考书目（例如，周珣若和王方正，1987；周金城和王孝磊，2005；邓晋福，1987；Ernest，1981中文版等）。

（三）一元体系：纯相熔融与同质多象

一元系是指研究对象只有一种纯物质，即独立组分数C＝1。根据相律公式，F＝1－P＋2＝3－P，因此相数最多不超过3，自由度不超过2。这里我们以无挥发分的SiO2相图为例加以说明。

SiO2一元系（图5－1）有重要的地质意义。在SiO2一元系中存在七个相，即SiO2的六个同质多相变体（α－石英、β－石英、鳞石英、方石英、柯石英、斯石英）和熔体相。每个矿物或熔体的稳定区域称为 “双变域”，在每个双变域内，P＝1，自由度F＝3－1＝2，意味着压力、温度两个变量可以在一定的范围内独立变化而不改变体系的相组成。双变域被“单变线” 隔开，在单变线上两个相邻矿物或熔体与矿物共存。在单变线上，P＝2，自由度F＝3－2＝1。这意味着要保持两个相邻相共存，就只有一个变量可以独立变化。因此温度和压力要保持协变关系，二者之间的关系就是单变线的几何方程。三条单变线或三个双变域交会的点为三相共存的点。该点上，P＝3，C＝1，即F＝0，所以，此点是温度、压力都不能独立变化的 “不变点”。

图5－1 SiO2一元系相图（据Blatt ＆ Tracy，1996）

石英的同质多象体广泛分布于地壳之中。鳞石英和方石英只会出现在低压高温的火山环境之中。在地壳岩石中要找到高压的柯石英是非常困难的，其主要见于高压－超高压变质带中。另外，在陨石撞击成因的富硅质的岩石中也找到了柯石英和斯石英。前者是因为高压－超高压岩石可能曾经进入到地幔深处，后者则与陨石撞击时产生的瞬时高压有关。当高压－超高压变质的柯石英折返到地壳层次后，会发生不同程度的退变质而转化为石英。

（四）二元体系

二元系有两个独立组分，即C＝2。如果只考虑温度或压力其中之一的影响，则其相律公式为：F＝2－P＋1＝3－P，相数P的变化范围为1～3，自由度F的变化范围为0～2。常见的二元相图类型有低共熔系，一致分解熔融系，液态、固态有限及无限混熔系等。二元系相图判读方便，在分析岩浆结晶过程、矿物共生组合、岩石结构及成因方面有重要意义。本节仅介绍两个较为常用的二元系相图，并说明相图的解读方法。

1透辉石（Di）－钙长石（An）二元系

透辉石（Di）－钙长石（An）二元体系由鲍文在1915年首次阐述，已经成为经典的二元系相图，可以用来理解玄武质岩浆中斜长石与辉石结晶的简单模型（图5－2）。请注意，在这个二元体系中，二组分的化学表达式与晶体相的化学式完全一致。但在大多数体系中，相的化学式与系统组分的化学表达式是不同的。

图5－2 一个标准大气压下（P＝105Pa）

透辉石－钙长石二元系相图（据Yoder，1976）

为了更深入地理解二元体系，必须熟悉一些特别线条的含义与规则。相图中表示熔融完全结束或者是结晶刚刚开始的曲线称为液相线（liquidus）。与之对应，表示熔融刚刚开始或者是结晶完全结束的曲线称为固相线（solidus）。垂向的等值线指示体系的化学组成。在图5－2中表示为纵向的线落在90％处，具体的含义是体系由90％的钙长石（An）和10％的透辉石（Di）组成。等温线也叫等热线，在图中是一条水平线。

组成为An ＝90％ 的体系在1400℃下共生的两个相为熔体＋钙长石晶体。此时熔体的化学组分又是多少呢？熔体与晶体的比值又是多少呢？ 回答这两个问题，必须认识到等温线与液相线相交于L点，与右纵轴交于S点，图中分别以空心圆与实心方形表示。介于L点与S点间的线段称为连接线，它将两个稳定共生相通过点线联系起来。点S代表钙长石晶体，点L代表1400℃时与钙长石共生的熔体的组成，作一条过点L的垂向等值线与横轴相交，可得到熔体的组分由62％的钙长石和38％的透辉石组成。

L相与S相的相对比值可运用杠杆法则来确定。具体方法如下：等温连接线上的点S与点L各自代表了1400℃下共生的固态相与液态相。想象这条线是一个置于支点上的机械杠杆，两端分别有S与L。平衡实际上就类似儿童游乐园里的跷跷板，固态相的质量分数S乘以其杠杆臂长y必等于液态相的质量分数L乘以它的杠杆臂长x，即S×y＝L×x。固体相和液体相质量分数之和为100％，即S＋L＝1，得到S×y＝（1－S）×x＝x－S×x或S＝x/（x＋y）。因此，我们测量图5－2中的距离x与y，并且计算出比值为072，此比值就是固态相钙长石晶体在1400℃下的质量分数。即晶体占72％，剩下的28％是熔体。注意例子中的成分点与固态相点S的距离较其与液态相点L的距离更近，相应地晶体的比例较熔体而言更高。随着温度的不断下降，晶出的钙长石量不断增加，而剩余的熔体成分不断朝富透辉石组分的方向演化。

当熔体组分演化到E点时，透辉石与钙长石同时晶出，因而被称为共结点。此时体系由钙长石、熔体的两相共生转变为钙长石晶体、透辉石晶体与熔体的三相共生。当P确定时，根据相律F＝1＋C－P＝1＋2－3＝0。这表明共结点E是等压二元图解中唯一的一个不变点。在E点所有变量都必须是确定，即压力P＝1atm，T＝1274℃。此时熔体的成分为XL＝An42Di58。

透辉石－钙长石体系可以看成玄武质岩浆结晶过程的简单模型。含有较多钙长石组分的岩浆在液相线处会首先结晶出钙长石，从完全的液态相变为液态相＋钙长石结晶相。在一段温度范围内，钙长石持续不断地结晶。当温度降低至共结点处时，透辉石也开始晶出。可以料想，这种成分的玄武岩会由高温的钙长石斑晶与细小的含有辉石的基质组成。而如果岩浆更富含透辉石组分的话，玄武岩则可能会由辉石斑晶与含有钙长石的细小基质组成。

2镁橄榄石（Fo）－SiO2二元系

该二元系（图5－3）的熔融过程可分为两种情况：不一致熔融与一致熔融。一致熔融是指一种固体熔融后形成一种同成分的液相。不一致熔融则是指某结晶相在温度升高时并不直接熔出成分一致的熔体，而是转变为另一种固相和熔体，后两者与原来的固相成分不一致。结晶过程则恰好相反，随着温度的降低，熔体与一种早期结晶相反应生成一种新的具有不一致熔融性质的晶体。在岩浆冷却过程中，若温度下降得足够快，即在熔体与早期结晶的矿物反应完成之前总体系就已经凝固，这种反应关系就可以被保存下来，可以观察到反应生成的新矿物以反应边的形式环围在早期结晶的矿物相之外。

图5－3 一个标准大气压（P＝105Pa）下镁橄榄石－石英二元系相图（据Bowen ＆ Anderson，1914，修改）

当图5－3a中成分为X的熔体冷却到温度T1时，纯镁橄榄石开始结晶。随着进一步的冷却，镁橄榄石逐渐析出，使熔体变得更加富SiO2，直至体系温度下降到T2到达近结点（或转熔点），此时成分为L2的熔体和与纯镁橄榄石平衡共存。近结点是固体与熔体间的反应点。在更高温下矿物与熔体可以共存，但在较低温下要发生反应。因此，继续冷却将导致镁橄榄石与富SiO2熔体发生反应，生成顽火辉石。直至全部熔体耗尽，系统转变为镁橄榄石和顽火辉石共生。如果熔体较顽火辉石略微富SiO2，如图5－3b中成分为Y的熔体，冷却到温度T4时镁橄榄石开始晶出。随着温度的逐渐下降，镁橄榄石不断析出，剩余熔体变得越来越富SiO2，直至体系到达温度T5。在温度为T5时，与成分为X的熔体演化的情况相同，镁橄榄石与富SiO2熔体L2反应形成顽火辉石，如果体系温度能在T5保持足够的时间，所有的镁橄榄石都将反应殆尽。至T5的稍下方开始，大量顽火辉石从熔体中结晶，体系进入顽火辉石和熔体共存区。最后温度达到T6时，体系由顽火辉石和共结点成分的熔体组成。此时SiO2矿物开始晶出。进一步降温则导致剩余熔体彻底结晶成顽火辉石和SiO2矿物。

值得注意的是，镁橄榄石先结晶，但不出现于最终矿物中，如果冷却不是在近于平衡的条件下缓慢进行，而是快速进行，以致橄榄石没有足够时间与熔体彻底反应，那么部分反应将在橄榄石颗粒的边部形成顽火辉石环边。这是鲍文反应系列的实例。

其他常用的二元相图包括：透辉石（Di）－钠长石（Ab）系、钠长石（Ab）－SiO2系、霞石（Ne）－SiO2系、白榴石（Lc）－SiO2系、钠长石（Ab）－钙长石（An）系等，它们都包含有具体的岩石学意义，读者可参考有关书目，进行进一步的学习。

图5－4 具有低共熔点的三元立体示意相图（据周珣若和王方正，1987）

（五）三元体系

三元系相图较一元系和二元系相图复杂，判读亦较难。这里仅介绍最简单的具三元低共结点的三元系相图，它的特点是组成体系的各组分在液态时完全混熔，在固态时完全不互熔，也不形成中间化合物，具有一个三元低共结点。

1立体相图的构成要素及底面投影

图5－4所表示的是一个三面棱柱体状的立体示意相图。底面为一个浓度三角形，由端元组分A、B、C以任意比例组成的体系在此三角形中均可表达为一个成分点。垂直坐标为温度。A′、B′、C′分别代表三端元组分A、B、C的熔点。三个棱面分别代表A－B、B－C、C－A三个二元系，E1、E2、E3分别为这三个二元系的共结点。如果已知任何不同比例的三元混合物完全熔融到液相时的温度（也即从岩浆中开始析晶的温度），以此温度和对应的体系成分为坐标，在这个三面棱柱体内进行空间投影即可得到三个液相 面也称液相面。在这三个液相面上，开始晶出的固相分别为A、B、C相，因此，称之为A始（首，初）晶面（区）、B始（首，初）晶面（区）、C始（首，初）晶面（区）。

根据熔点降低原理，当二元系中加入第三组分后，低共熔点亦随之降低。随着加入量的增多，低共熔点不断下降。因此，在三元系相图内形成的三个液相面汇集于E′点，即三元低共熔点。三条低共熔曲线E!E′、E!E′、E!E′，就是三个液相面之间的交线。在低共熔曲线上，液相与两个固相相处于平衡，三相共存，自由度F＝3－3＋1＝1。在三元低共熔点（E′点），组成为E′的液相与A、B、C三个固相处于平衡，四相共存，自由度F＝3－4＋1＝0，三元低共熔点是整个系统存在液相的最低温度点。

由于立体图在使用上比较麻烦，因此经常用在底面等边三角形上的垂直投影图表示三元相系的相图。如图5－4所表示，底面三角形的边分别代表A－B、B－C、C－A三个二元体系，e1、e2、e3分别代表它们的共结点， 别代表液相面 的投影，e1E、e2E、e3E分别代表低共熔线E1E′、E2E′、E3E′的投影，E代表三元低共熔点E′的投影。

图5－5 具三元低共熔点的三元系结晶过程分析示意图（据周珣若和王方正，1987）

投影图上表示温度的方法如下：(1)将一些固定点的温度（如熔点、低共熔点、一致熔融点、分解熔融点等）直接标在图上。(2)低共熔线上的箭头表示温度下降的方向，三角形边上的箭头表示二元体系中液相线温度下降的方向。(3)通过立体图的温度坐标，以一定温度间隔t′1、t′2作平行于底面的等温面（图中的扇形面），这些等温面与液相面相交得到等温线（a′1C′1，a′2C′3…），在底面投影图中t1、t2等温线。显然，等温线的疏密反映了液相面的缓陡。

2结晶过程分析

根据图5－4及图5－5，假设原始岩浆成分点为M点，位于首晶区内，它的开始状态由M′点表示。在降温过程中，由M′点降到液相面上的L1点，L1是t1′等温线a1′C1′上的一点，此时，C开始晶出。随着温度的下降，液相线将沿着L1－L2－L3曲线（CC′线与CM线所组成的平面与液相面的交线）移动，即沿投影图上CM连线的延长线MD移动（析出关系）。在此过程中，只有C晶出，自由度F＝3－2＋1＝2，液相中组分C的含量不断改变，而组分A与B的量比保持不变。当温度降到L3点（投影图中的D点）时，即到达低共熔线E3E′时，则A亦晶出，此时，C、A、L三相共存，自由度F＝3－3＋1＝1。温度继续下降，液相组成将沿L3E′曲线（投影图中的DE曲线）方向变化，固相组成将沿CF方向变化。当液相刚刚到达E′点（投影图中的E点）时，固相的总体组成变化到F点，其中C与A的晶出量的比值为AF：FC。在E′点由于B也晶出，所以C、A、B、L四相共存，自由度F＝3－4＋1＝0。在E′点晶出过程中，液相量逐渐减少，但其组成不变。而固相的组成，由于除了C、A之外又有B的晶出，因此，从F点向M点变化，也就是从三角形的边上移到三角形内，直至岩浆全部耗尽，结晶过程全部结束。最后，晶出C、A、B三固相的总体组成。与原始岩浆成分M点一致。

总之，液相组成变化为M→D→E；固相总体组成变化为C→F→M。

在结晶过程中，固与液相之量比如下：

(1)当液相组成刚刚到达D点时，液相：固相（C）＝CM：MD。

(2)当液相组成刚刚到达E点时，液相：固相（C＋A）＝FM：ME，C：A＝AF：FC。