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GM3矿物的标型性

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GM3 矿物 标型性
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一 、 概念 矿物的 标型性 : 矿物的 某些特征或矿物组合 能够反映 矿物 或 地质体一定成因特点的 现象 。§ 1 概 述标型 是一种 地质成因信息 的 标志 , 是一种矿物及其共生组合 和 组构 对其 形成环境的表征 。 这种表征可以通过 标型矿物 、 标型组合 、 标型组构以及矿物的标型特征 去实现 。 主要包括 : 标型矿物 标型矿物共生组合 矿物的标型特征 1. 标型矿物只 形成 和 稳定 于某种 特定 的地质环境 , 或者只在某一 特定的 地质作用 中形成的 矿物 。即 标志一定成因特征 的 矿物 。 强调矿物本身 ( 并非矿物的某一属性 ) 即可作为 一定成因特征 的 标志 。 辰砂 、 辉锑矿 是 低温热液矿床 的 标型矿物 。 铬铁矿 是一种产于 基性-超基性岩浆岩 中的 单成因矿物 , 因此 铬铁矿是一种标志 基性-超基性岩浆 成因的一种 标型矿物 。 例如: 斯石英 ( 形成压力 >76千巴 ) 专属于 高压冲击变质 成因 , 产于 陨石冲击坑 ; 柯石英 ( 形成压力 >19千巴 ) 是 高压的标志矿物 , 产于 冲击变质岩和高压变质岩 。 ―地球板块折返假说 ” 一直是解释 地表柯石英 形成机制的唯一主流学说。 然而近年来,我国学者 苏文辉 带领的研究小组陆续发表论文,对这一假说发起了挑战。 哈尔滨工业大学理学院教授 苏文辉 与吉林大学物理学院的同行们,在国家自然科学基金 非共识项目 的支持下进行密切合作,通过对地表柯石英的形成机制深入系统的研究,发现由 局域动态碰撞 引起的石英 非晶化 及其过程中出现的 中间亚稳态 , 有利于柯石英 的形成;柯石英可由长时间的 “ 静高压变质作用 ” 向 短时间的 “ 冲击变质作用 ” 转变 ; 同时,他们提出地表中因组成物质和应力的不均匀性,可形成许多 小尺度不均匀局域高压微区 , “ 无需 ” 经过 板块折返 ,其在 造山带的断裂带剪切带 中,受外界因素(如地震波和 /或挤压剪切力等)的影响,容易形成 柯石英 ,是可能性最大的地表柯石英形成机制的新假说,挑战了过去的传统假说。 近日 (2009年 12月 ),意大利和法国的联合研究小组 《 变质地质学杂志 》 ( J 发表了一篇论文。该文利用阴极发光、喇曼谱、显微镜和同步辐射原位显微 究了天然的不同 榴辉岩 中石英单晶包裹体的样品,实证了 苏文辉 等提出的 柯石英形成新机制 的 正确性 。 (摘自国家自然科学基金网页, 2009) 2. 标型矿物共生组合在 特定 的 地质环境 中形成的专属性矿物组合 。即标志一定的 温度 、 压力 、 介质条件 的 典型矿物组合 。 在每一种地质作用中,由于具体地质介质条件的差异,可以形成其特有的矿物组合。 例 1:泥质原岩经高角闪岩相区域变质作用形成 ( 1) 线石 ) +铁铝榴石 )+f+Q± 中高压 ( 2) 青石 )+ f+Q± 中低压 例 2:氧化带的标型矿物组合 铅锌矿床氧化带的标型组合为褐铁矿、铅矾、白铅矿、菱铁矿、蓝铜矿、(孔雀石)。 在 金伯利岩 中 , 与 金刚石相组合的 主要矿物 有 : 铬透辉石 、 铬铁矿 、 镁铝榴石 和成分为 橄榄石 。 例如: 碱性 型矿物共生组合 为 : 锆矿物 合 ; 3. 矿物的 标型特征同一矿物的 成分 、 微细结构 、形态 、 物性 等常因生成条件不同而异 , 这些能够反映 矿物 或地质体一定成因特点 的 矿物学标志称为矿物的标型特征 。 矿物标型 (主要 ): 化学标型 结构标型 形态标型 物理性质标型 例 : 角闪石  ① 偏蓝色  ② 棕红色  二 、 由来 1) 矿物的 性质 有 一定 的 稳定范围 ,具 可变性 ; 2) 矿物的 空间分布 有一定的 规律性 ; 3) 同种矿物具 多成因性 。 三 、 意义 王奎仁( 1989)将矿物标型特征的地质意义归纳为: ① 体的成因类型 ② ③ ④ ⑤ ⑥ ⑦ 温度的变化。§ 2 矿物的形态标型 矿物形态标型 :包括 晶体形态 、 集合体形态 以及 结构构造 所反映的 成因特征和成因信息 。晶体形态 包括: 晶体习性 显微形貌(生长锥(扇)、环带、双晶、页片、包裹体、晶格缺陷、位错等晶体内部的形态特点和晶体缺陷)。 内因 外因 力、 间条件等 .§ 2. 1影响晶体形态的因素:晶体习性( 称结晶习性或晶习) : 矿物晶体在一定的外界条件下,常常趋向于形成某种特定的习见形态 。 晶体习性 是晶体的 成分 和 结构 ,及生长环境的 物理化学条件 (包括温度、压力、组分浓度及介质的 空间条件 的 综合体现 。内因对晶体形态的影响 : ① 化学 成分简单 , 结构对称程度高的晶体,一般呈 等轴状 。②晶体常沿其内部结构中化学键强的方向发育,具链状结构的矿物呈柱状、针状晶习性③晶体常沿其内部结构中化学键强的方向发育,层状结构的矿物则呈片状、鳞片状习性。 l) O 4 ][ ( 2 ]④ 晶体上发育的 晶面 是对应于晶格中面 网密度较大 的面网 。注 :外部因素 是通过 直接 或 间接 地改变不同晶面间 的 相对生长速度 而影响晶体习性的 。 吉布斯 居里原则 : 晶体的 外形 是所有 结晶面 的 表面自由能总和最小 的形态 ,晶体是由 表面自由能较小的面 所包围 . 布拉维法则 :晶体有 网面密度大 的面网包围 . 液体在表面张力的影响下 ,其形状为球形 ,因在这种情况下其表面能最小 . 晶体是具有格子构造的固体 ,格子构造具有异向性 ,因此晶体不能长成球形 ,而应该是 多面体形态 。因为当晶体和周围环境达到 平衡 时,所具有的平衡形态,也应该使其 总的表面能最低 。 比表面能与晶面生长速度的关系: 比表面能 :单位面积晶面所具有的能量。 比表面能大的晶面生长速度快,反之则慢 。 介质中的 组分 、 温度 等可以 改变 某些面网的比表面能 ,从而影响面网的 生长速度 ,最终影响 晶体的形态 。影响多面体形态的外在因素 : 1) 过饱和度 对晶体形态的影响 低过饱和度 :一般为 高温 高过饱和度 :一般是 低温 在 强过饱和度 下: 网面密度大 的面网具有 较小的 生长速度 而在晶体上占优势;随着 过饱和度的 降低 , 中等密度 的面在角顶或晶棱上出现,如果 过饱和度进一步降低 ,晶体由 中等密度 的晶面完全代替。 如:自然金的晶形由 八面体 {111} 立方体 {100} 菱形十二面体 {110}以及 五角十二面体 {210}的变化,是介质中 标志。 对于 内部具有不均匀键 的矿物, 过饱和度 对 晶体形态 的影响 更为明显 。 l) O 4 ][ ( 2 ] 过饱和度低 (一般高温)时,矿物晶体构造中 不均匀键的差别不足以 表现在它的生长形态上; 过饱和度高 (一般低温)时, 较强的键位表现出键合的优势 ,这时矿物发育的单形多 平行于化学键最强的方向 (网面密度最大的晶面占优势)。 如金红石晶体:金红石高温形成四方双锥的形态,低温则形成长柱状,甚至针状晶形。2)介质中活性组分对晶体形态的影响: 活性组分 :指 挥发性组分 及 碱金属离子 。 在活性介质中(酸性或碱性),由一种元素组成的面网起主要作用;在中性介质中,两种元素组成的面网具有平衡意义。 例如:萤石在不同的酸碱条件下,形成不同形态的晶体。 在 碱性条件 下, 育 100}而形成 立方体 。 如萤石( 酸性条件 下,主导作用,发育 网密度最大的晶面{111}而形成八面体。在中性条件下, 作用相当,发育 110}而形成菱形十二面体。3)杂质对晶体形态的影响 杂质对晶体的自形程度及粒度有较大的影响。 杂质离子 的存在往往会显著地 降低 其 所在晶面的生长速度 ,所以杂质离子会对不同单形的晶面产生不同的生长抑制作用,从而制约晶型的演化。§ 晶体的形态标型 一 、 晶体的外形特征 1、 锆石 l ——晶体 的 长度 ; b ——晶体 的 宽度≈2 碱性岩浆岩成因 l/b> 2 中酸性岩浆岩 、 基性 产物 of a of of to 1980; 1998; et 2003). 211} 101} l/( K)is ’ (2). of is as of  of 1980) as a as as a of 980) l/of of in 1980)花岗岩类中的锆石一般为细长柱状,常为简单的四方双锥或复四方双锥,锥面和柱面发育完善。 锆石晶体内部的结构反映体系组分的微小变化, et 002; et 2003)。 碱性岩、偏碱性花岗岩中,锆石的 {111}很发育,柱面 {110}或 {100}不发育,晶体呈四方双锥,或四方双锥(不发育)与四方双锥的聚形,整个外貌呈柱状 。 酸性花岗岩中,锆石的锥面和柱面都较为发育,晶体外貌呈柱状。 在基性岩、中性岩或偏基性花岗岩中,锆石的柱面发育,锥面不发育。 岩石 4% 汪相等( 2001)认为产于幔源基性-超基性岩浆分异形成的辉长岩中的{211}型锆石,该晶形的锆石为地幔岩浆底侵提供依据。锆石阴极发光照片变质锆石最显著的特征是由众多的晶面组成,包括 浑圆粒状 、 椭圆粒状 及 粒状 等形态的锆石。麻粒岩相和榴辉岩相 岩石中的变质锆石具有 3个基本的形貌和表面特征: (1 )发育多晶面; (2 )面上发育凹坑或呈麻点状; (3 )晶体为不同长宽比的粒状(简平, 2001)。 变质锆石常具圆化的外形 ,它实际上是 多晶面造成的假象 。 不同成因的锆石具有不同结构特征,如岩浆锆石常出现同心环状的振荡环带。变质锆石因变质条件的不同 ,其外部形态为它形到非常自形 ,内部结构主要包括 无分带 、 弱分带 、 扇形分带 、斑杂状分带和流动状分带 等复杂结构类型。图中有 振荡环带 的 核部 为 岩浆锆石。变质成因的锆石常具有浑圆粒状或卵形粒状及长粒状等外形(简平, 2001)。 2、模拟上地幔中金刚石 C )0{ 1 0 0 }{ 1 0 0 } + { 1 1 1 } + { 3 1 1 }{ 1 0 0 } + { 1 1 1 } + { 3 1 1 } + { 1 1 0 }{ 1 1 1 } + { 1 1 0 } + { 3 1 1 } + { 1 0 0 }{ 1 1 1 } + { 1 1 0 }注:据 上地幔中金刚石形成的模拟实验 ,条件 : 50~ 571200~ 1450ºC 3、 热液体系的黄铁矿 m ()频率 ( % ){}100{}210( мирнова ,)黄铁矿晶形出现的频率与标高之关系C 19 83等矿脉上部以立方体晶形为主,中部以立方体与五角十二面体聚形、八面体与五角十二面体聚形、八面体为主;下部则以五角十二面体为主。 4、 磷 灰石5、锡石晶体形态与结晶温度的关系 § 面微形貌标型 晶面微形貌: 用相衬显微镜、微分干涉显微镜及扫描电镜所观察到的晶面上的各种精细图形。 例如 : 绢云母 、 绿泥石 : ① 热液成因 /矽卡岩化成因 者 :具 螺旋生长纹 ② 区域变质成因 者 :不具螺旋纹 , 而呈 闭合 或 锯齿状金刚石生长条件的对比(据 1986)样 号 产 出 温度 ( ℃ ) 压力 ( × 108生长介质相A 自然界(稳定) 1000~ 1600 40~ 50 硅酸盐熔融体(超镁铁质和榴辉岩质)B 人工合成(稳定) 1400~ 1700 50~ 70 金属或合金熔体C 人工合成(不稳定) 800~ 1000 < 105 21986) 对 金刚石 在不同条件下形态和表面微形貌的相互关系的详细研究表明 ,金刚石在 {111}面很发育 , 呈正三角形生长层 , 其阶梯只有一个分子层的厚度;在 {111}面很发育 , 呈正三角形生长层 , 具有很厚的阶梯 , {100}面也很发育 , 生长层也很厚;在 {111}面 ( 有时不出现 ) 的生长层呈倒三角形 , 由单一分子层阶梯 ( ? ) 到微阶梯 , {100}面很发育 , 也是单一分子层 ( ? ) 到微阶梯 。 一般认为, 岩浆 中生长的造岩矿物的晶面较少见到 生长层 或 螺线花纹 。 天然金刚石如果从 过饱和度低 的 液相 中生长,则以螺旋位错机制生长,发育厚度较小( 出岩系有关的矿床i 含量高达1000克 /吨热液矿床中的黄铁矿 00克 /吨以上o 4、镁铝榴石的成分标型紫色镁铝榴石 5、榍石( 榍石是一种在准铝质火成岩和变质岩中广泛存在的副矿物。 由于它的结构中含有少量的 U,因此它 是 年的重要矿物 。榍石 50,所以能够提供 高温事件的信息 ,变质岩中的榍石的年龄仅在最高级的变质岩中才发生重置 。 火成岩岩和正片麻岩中的榍石的 0~ 100 始 0~ 1000,因而容易获得高精度的年龄 ,与锆石相比,用榍石定年的一个 好处 :火成岩中老榍石的继承性少 。 而在一些变质岩中榍石的 U、 U/样会影响其 年龄的准确度和精度 ,这种情况下榍石不再适合做地质年代计。 由于大部分的岩石含有许多可能会容纳 石 在高温环境中容易反应 ,矿物反应限制了它的稳定性,正因如此,经历了 复杂热历史 的岩石往往具有 多世代的榍石 ,从而显示出 复杂的  因此, 榍石的 系较锆石更复杂、更易受多阶段生长的影响 。不像其他的变质矿物仅保存了退变质作用的记录, 石 保存形成矿物的 进变质事件 ,因此提供了变质旋回的 更完整的历史 。 许多研究表明,在变质过程中形成的不同世代的榍石可以通过其 光学性质 、 进行区别,如 富 反射率和双折射率低于富 富 的榍石 颜色较深 ,一些岩石中 不同年龄 的榍石在 颜色上存在差别 。 区分 岩浆榍石 和 变质榍石 ,可以从 岩相学 方面进行,如 岩浆榍石自形 ,往往被 包裹于 明显 为岩浆成因的角闪石等 矿物中,发育 岩浆环带或扇形分区 。此外,可以根据榍石的 化学成分加以判别, 岩浆榍石高 2)、 U,富  R, R. C.  as a ]. ,2000,172: 13 N, P , et of An ]. 2002, 188: 125 Ⅰ 岩浆成因的碳酸盐岩 Ⅱ 碱性正长岩和霓长岩 Ⅲ 基性的钙碱性系列岩石 Ⅳ 中性的钙碱性系列岩石 Ⅴ 酸性的钙碱性系列岩石 Ⅵ 变质成因和交代成因的碳酸盐岩 注:Ⅲ 、 Ⅳ 、 Ⅴ 类岩石,既包括 岩浆成因 岩石,也有化学特点相近的 变质成因岩石 。基性的钙碱性岩石中,既有辉长岩类的岩浆岩,也有角闪岩类的变质岩。中性的钙碱性岩石中,既有闪长岩和石英闪长岩类的岩浆岩,也有中性结晶片岩和含石英、辉石的片麻岩。酸性的钙碱性岩石中,有岩浆成因的花岗岩和变质成因的黑云母片麻岩。榍石 的微量元素 具有化学 标型意义 , 含量 比值可以用来鉴别岩浆成因、变质成因和交代成因的下列岩石:据 1989 6、 磷灰石( (, 磷灰石是火成岩、变质岩中含 00~ 450° C,封闭温度可能与粒度、冷却速率有关。 磷灰石也是沉积岩中相对常见的 同沉积矿物 ,出现在盆地演化的不同阶段,在沉积物-水界面的数米范围内开始沉淀,在后期的埋藏成岩、变质过程中可继续形成。 磷灰石曾被用于 子探针的 年来用 u– 充分显示了磷灰石在 矿物是 直接测定生物物质年龄 的少数可行的方法之一。 磷灰石 含量低, 204这样会导致测年不精确。 磷灰石的结构和成分特征对花岗岩成因类型的指示: 磷灰石中的分区显示多阶段的生长和溶解: 早期 (核部)的磷灰石记录了 岩浆混合 过程; 晚期 的磷灰石记录了岩浆房 晚期的结晶 。第 来自 高氧化度、高度分异 的花岗岩 )与第 自 :较还原、分异程度较低 的花岗岩)存在下列差异:(i) 30- 400示花岗岩分异度较高;((对 稀土配分模式中 分较陡,m > 4; (v) 00 (常 >分异和高氧化度 花岗岩的有用工具,而该类型花岗岩通常与该区的 不同类型的花岗岩,其磷灰石的 ( 2008) 对华南南岭不同类型花岗岩中磷灰石的稀土元素地球化学进行了系统研究,并系统地与花岗岩的 位素组成和岩石化学特点相结合探讨花岗岩形成条件和源区。 他们的研究表明: 辉长岩、正长岩和 I 型花岗岩: 磷灰石明显 富轻稀土 , 等亏损 ; 伟晶岩、过铝质 ( 花岗岩 :磷灰石 重稀土元素明显富集 , 烈亏损 。 随花岗岩 和度指数 加 ( 111) 和ε t) 值降低 (ε t)1000结构与锆石的 结构是等型的 。在锆石中可以固熔体的形式出现,物理、化学性质稳定,比锆石能更好地保存放射性 成后能很好地保持同位素体系都封闭,非常适于 在碎屑锆石上生长的不规则状磷钇矿( 石 钇矿 灰石 以副矿物出现在酸性、碱性火成岩、伟晶岩、碳酸盐岩、片麻岩、片岩、沉积岩中。在沉积岩中,磷钇矿存在于包括砂岩、粉砂岩、泥岩、火山碎屑岩、磷盐岩等许多种类型的太古-中生代的沉积岩中。 磷钇矿不如锆石和独居石常见,因此很少应用于年代学研究。 由于前寒武地层缺乏生物化石,而且经历了多期的变质、变形作用,原始的矿物、结构发生了重置,使得地层的定年很困难。近几年,随着微区原位测试技术的发展和广泛应用,发展了两种新方法用于限定前寒武地层的沉积时间: ( 1)碎屑锆石的 方法可用于间接估计地层的最大沉积年龄。 但该方法受到几方面都限制:最年青的碎屑锆石的年龄显然比沉积年龄老,而且碎屑锆石不一定真正代表物源区的年龄,因为在许多硅不饱和的火成岩中锆石并不出现。而 样在成熟的硅质碎屑沉积岩中几乎不出现,如果 超镁铁质岩石是盆地中最年青的碎屑,那么它们的年龄在碎屑锆石群中没有得到体现,这样最年青的碎屑锆石年龄不可能接近沉积年龄。另外一个问题是,锆石在后期的变质或热液蚀变过程中会有 失,这样测出的年龄会小于沉积岩的沉积年龄。 ( 2)沉积自生含 近几年发展了沉积岩中自生含 磷钇矿、独居石 )的微区原位 1996; 1998),利用 果颗粒足够大的话)、电子探针 (学等时线年龄方法可获得较精确的年龄, 该年龄近似于沉积岩的沉积年龄 (et 1999; et 2000; et 2002; et 2004)。 磷钇矿有 岩浆成因 的,也有 沉积、变质、热液 成因,不同成因 的磷钇矿其 据此可以区分不同来源的磷钇矿 。热液型热液型岩浆型 2005)对澳大利亚西南的前寒武地层中的碎屑磷钇矿进行了离子探针 屑磷钇矿的年龄分为两组:一组为3120- 2100年龄与碎屑锆石的年龄( 3460致; 另一组年龄为 1800± 14~ 1662± 15 这两组磷钇矿的化学成分明显不同,结合岩相学、形貌学方面的特征,认为较年青的磷钇矿为沉积成岩过程中形成的,从而限定了该地层的沉积时间大约在 1800 五 、 矿物的非化学计量性 黄铁矿  化学计量性 : S+ = 非化学计量性 : S+≠黄铁矿 的 S+化学计量标型S+ 形成深度明显 > 部<或 略 > 部六、共生矿物对中元素分配系数 由于自然界中的很多矿物是由两种或两种以上的组分所构成的固熔体,当岩石中的某些组分在 平衡共生 的矿物中分配时,主要受热力学定律的支配, 共生矿物对中元素分配系数  如共生的石榴石-黑云母中 e+配分系数随着温度的增高而递减。 利用矿物中 元素分配系数 来讨论矿物或岩石形成的 热力学条件 ,是矿物热力学地质温度计和压力计要研究的主要内容,详见下章-矿物地质温度计和压力计。七 、 矿物的同位素的组成 矿物中稳定同位素 放射性同位素:如锆石的 榴石的 同位素比值是矿物成因研究中的重要信息。1618213 /234 /研究矿物的 同位素 的 组成 特点 ,成岩成矿温度 (稳定 )壳源物质来源 幔源可提供 混合源 的 资料形成时的物理 稳定同位素千分偏差 : δ‰ = ( - 1) × 1000 标准样分别是平均洋水 氧同位素 ) 、 南卡罗莱纳州白垩纪皮迪建造中的箭石 、 迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁 618 /标样样品213 / 234 / 通常以平均洋水 ( 为标样 氧同位素 的 千分偏差 : δ ‰=× 1000 ) O( ) O( ) O( 161816181618 标样标样样品 意义 ( 以 δ ‰ 为例 ) : ① 矿床成因类型 ; ② 矿床矿种组合 ; ③ 矿物 的 成因 & 形成环境 δ ‰ 平均值岩浆成因 + 9变质成因 + 13~+ 14Q 颗粒越细 , δ ‰ 越大 :砂岩成因 + 11页岩成因 + 19砂岩中自生 Q + 20燧石 Q + 285- 7 ‰ 雨水:- 45~+ 10 δ ‰ 平均值花岗岩 Q + 片岩 Q + & 砂岩 Q + + + + 地壳物质与地幔物质氧同位素组成存在差异。 氧同位素 是地壳中的流体和固体相互作用的敏感的、依赖于温度 的 示踪剂 ; 火成岩 中的 氧同位素比值 对那些经历了 低温水-岩反应物质 (可能曾经与大气水、沉积物及大气水蚀变的岩石相互作用)的混染尤其敏感,因此 氧同位素是研究壳幔相互作用、示踪岩浆来源的最有效的工具之一 。 高温下锆石和岩浆的同位素分馏很小, 锆石的氧同位素组成基本上反映了形成锆石时岩浆的氧同位素特征( M, et 1997) 。 锆石中的氧同位素的扩散很慢,氧扩散的有效的封闭温度 ≥700℃ ( et 1994; 1997),其氧同位素不像其他矿物那样易受高温变质、热液蚀变而发生变化 ( M 1997; et 1997 ; et , 2001) 。 火成锆石即使岩石历经了麻粒岩相的变质作用也能在干的岩石中保留岩浆氧同位素比值 ( et 1994; 1997),因而 锆石能非常好地保存着岩浆氧同位素的初始比值 。 锆石的 δ18 锆石是能够提供多期地质事件的放射性计时矿物,因此如能对锆石进行 U/有可能把 氧同位素组成特征和 某阶段年龄 相联系,对复杂地质历史的岩石成因环境进行示踪。 将锆石的氧同位素与  正常地幔的 δ18O( 5‰ ; 基性 /超基性岩为 硅质岩为 ; 锆石在高温条件下与正常地幔岩石达到平衡的 δ18( 1998)。 幔源岩浆 分异出的火成岩结晶出的 锆石其 δ1818 如果岩浆的氧同位素比值 低于正常值 的话,通常认为是岩浆来源 与高温海水 (洋壳岩石 )或 大气水 (陆壳岩石)发生了 热液蚀变 的地壳岩石有关。 而如果岩浆锆石的 δ18话,说明岩浆来源于曾发生 低温水岩交换 的岩石的部分熔融或岩浆在形成过程中有 表壳物质 的加入 。 澳洲 区古老碎屑锆石 ( 粒的 δ18‰ ,比地幔值高,暗示着 岩浆混染和高 δ18这些 高δ18积物或低温水岩反应的蚀变岩石 ,表明有 上地壳物质参与的岩浆过程最早可追溯到 这些锆石中 氧同位素表明 万等( 1983)的研究表明,辽宁北部的太古宙花岗杂岩,从北向南由紫苏花岗岩(零星出露)→ 奥长花岗岩(分布在辽北广大地区) → 钾质花岗岩,碱性长石(钠长石)三斜度△和有序度 长石的 逐渐减小。说明岩浆活动从北向南酸性程度逐渐变大,结晶分异程度由北向南愈趋完善。辽北不同花岗岩碱性长石及斜长石有序度、三斜度的变化(据刘万等, 1983)长石种类 碱 性 长 石 斜 长 石三斜度 有序度 长石相 有序指数 三斜度 斜长石岩 石 (△) ( S) ( ( (△) 苏花岗岩 0~ 钠长石 ~ 100 0 30±奥长花岗岩 钠长石 ~ 100 0 20±钾质花岗岩 钠长石 ~ 100 - 10±四 、 离子占位的标型矿物中的离子占位与矿物形成时的物理化学条件关系密切 , 同种离子可以分布于矿物中的不同位置 , 由于其所处的配位位置热力学效应不同 , 因而能有效地反映成岩成矿条件 。如: 角闪石 中阳离子在不同结构位置上的 占位度 是角闪石结晶 温度和压力 的 函数 , 它对于确定角闪石及其寄主岩石形成的温 、 压条件具有一定的 标型意义 。半径离子如 3:中等半径离子如 4:a A: K 3位置转移到 2位置转移到 3位置。随着压力的升高, 1和1、 2位置。 此外,角闪石中 位 与温度、压力有关: 四次配位 的 反映形成 温度越高 ; 六次配位 的 表示形成的 压力越大 。 黑云母是区域变质岩石中的常见矿物。在黑云母中 是配位数为 4的四面体,一是配位数为 6的八面体。 大千等( 1994)、卢良兆等( 1996)研究了我国北方孔兹岩系黑云母中 明,该区及国外若干类似地区(如南极 中 —高级变质岩石 中,随着 变质作用温度升高 ,黑云母中 减少 ,而 变化不明显 。 五 在一定的外界条件下,矿物同质多象变体可以发生相互转变,这种转变有时是可逆的,有时是不可逆的,并严格地受温度、压力等条件地制约。在常压下 , 73℃ 870℃ 1470℃α β β β 17200 β α β 英 、 α- 石英和柯石英的三相点温度在1300℃ , 压力 34千巴 。 柯石英形成范围是温度 700~2000℃ , 压
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