我优求知网岩石化学计算方法基础知识讲解
岩石化学是研究岩石化学特征及其应用的学科。是岩石学的一个分支，又称化学岩石学。岩石化学主要应用于结晶岩（火成岩、变质岩）的研究，其中又以火成岩研究为主，应用最为广泛的则为结晶程度差的火山岩。以下是为大家整理的岩石化学计算方法基础知识讲解相关内容，仅供参考，希望能够帮助大家。
1、岩石类型（或岩石系列）
用以说明岩石主要化学组分之间的含量关系。岩石类型（或系列）不同，不仅其化学组成上有重大差异，而且更表现在其矿物组成上具有明显的不同特点。同时其岩石化学的计算程序和结果也各有差异。因此在计算中，应首先根据各组分之间含量上的相互关系确定岩石所属的类型（或系列）。在岩石化学计算中，一般是将岩浆岩划分如下四个类型（或系列）。
(1) 正常类型，也称为钙硷系列。指岩石中Al的含量能全部和K、Na及部分Ca组成长石类矿物，而多余的Ca则参加到暗色矿物中去。因而岩石中既可有钾长石、钠长石及斜长石，也可以有单斜石和角闪石的存在，其表达方式因计算方法不同而有所不同，但基本意义是相同的。即： 查氏公式：K+NaAl）
（2）硷极度过饱和：指岩石中K、Na含量不仅使全部的Al消耗殆尽而组成硷性长石，同时也能使全部Fe3+和Fe2+，Mg2+、Mn2+等消耗完而组成霓石类
矿物，并且还有剩余。少数情况下出现霞石等硅不饱和矿物。表达式： 查氏公式：K+Na;Al+Fe2++Mn2+ 尼氏公式：AlK;Fe3++Fe2++Mn2+
2、分子数与原子数
岩石化学全分析结果，都是用重量百分含量表达的，但岩石化学在把各种元素或其氧化物按其组成矿物的规律进行换算时，是根据各矿物分子式中各元素的原子或氧化物的分子之间的量比关系进行的。故在计算时，都要根据某一方法的需要，将化学分析结果的氧化物重量百分含量换算为原子数或分子数。
例如：SiO2的重量百分含量为50%，其分子量为60.08，则分子数为50/6008=0.833，为消除小数点，均将计算结果乘以1000，故SiO2的分子数为0.833×1000=833。
由于岩石的分析结果多用氧化物表示，故原子数一般都不便单独计算，而均根据分子数换算而得。它与分子数的关系有几种不同情况，需区别对待，其一，当在一个氧化物分子中有一个原子时，其分子数即等于原子数。如在一个SiO2分子中，只有一个Si原子，则其原子数即为其分子数。即50%的SiO2中的硅原子数亦为833个。其二，当氧化物分子中有2个或三个原子时，则其原子数为将其分子数乘以分子中原子个数的数值。如：在一个Al2O3分子中，有两个Al原子，则其Al的原子数等于其分子数乘以2，另如K2O、Na2O等原子数的求法也是如此。
为供岩石化学计算方便，契特维里科夫编制了各氧化物的原子数换算表，供换算时使用（见附录1）。
3、硅饱和矿物和硅不饱和矿物
大量的实际资料证明，杆栏石、霞石、白榴石等类低硅矿物，是不能同游离的SiO2即石英共生的。关于岩浆结晶作用的物理化学实验（关于近结系的结晶作用），也已为此提供了实验证明。即当岩浆中的`硅量不足时，只能形成杆栏石、霞石、白榴石等低硅化合物。而硅量充足时，这些低硅化合物则随着岩浆温度的继续下降，便不稳定，与岩浆中的SiO2发生反应，形成诸如斜方辉石、钠长石及钾长石等高硅化合物。而且只有这些高硅化合物才能同石英共结（共生）（参考近结系结晶相***）。在岩石化学中常把杆栏石、霞石、白榴石等这些低硅矿物称为硅不饱和矿物。而将斜方辉石、钠长石、钾长石这些高硅矿物称为硅饱和矿物。二者之间的关系为：
硅不饱和矿物+SiO2→硅饱和矿物
山德曾对岩浆岩中硅饱和矿物和不饱和矿物做过统计，现列表如下：（表2）
表2饱和矿物和不饱和矿物对照表
岩石化学篇二：各种岩石的化学成分与硬度
岩石化学篇三：岩石地球化学一些原理
花岗岩研究
一、花岗岩的系列划分
根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。
所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。
二、花岗岩的成因分类MlSA
MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie和anhydrous)和M(mantle derived)。
分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。
A型特征及成因 A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。 A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源
岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。
A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。
判别依据：从矿物学来讲，角闪石、董青石和碱性暗色矿物是判断上述ISA型花岗岩的重要矿物学标志，而白云母和石榴石并不能有效鉴定S型花岗岩(Miller，1985)。特征矿物分别是：I型花岗岩—角闪石、S型花岗岩—堇青石、A型花岗岩—碱性暗色矿物例，如钠闪石一钠铁闪石、霓石一霓辉石、铁橄榄石等厘定A型花岗岩的重要矿物学标志。 从地球化学方面来判别不同类型花岗岩，首先根据花岗岩含铝指数ACNK=Al2O3/（CaO+ Na2O+ K2O）摩尔分数比＝1.1来区分I型和S型花岗岩，根据ANK-ACNK***解可以判别。但这个判别标志不能区分高分异I型和S型花岗岩（Chappell，1999；吴福元等，2007），Chappell（1992、1999）认为P2O5、Th、Ba、Rb、Pb等元素可用来判别I型和S型花岗岩（HARKER***解）。从P2O5 vs. SiO2和 Pb vs. SiO2变化趋势***中可以看出，每个矿区岩体样品点大致与I型花岗岩变化趋势相似。需要更多***
I型和S型花岗岩演化趋势（据Chappell和White，1992）
如果样品落入I型区域，进一步判别花岗岩属于I型还是A型。根据Whalen.et.al（1987）FeO*/MgO vs.（Zr +Nb + Ce +Y）和（K2O+Na2O）/CaO vs.（Zr +Nb + Ce +Y）***解。
***花岗岩Zr+Nb+Ce+Y- FeOT/MgO、Zr+Nb+Ce+Y-（K2O+Na2O）/CaO***解（据Whalen.et.al.，1987）FG:分异花岗岩； OGT: 未分异花岗岩（I-S型） Collins et al.（1982）提出A型花岗岩具有较高的Nb、Ga、Y和REE，故也可以根据SiO2-Ce、SiO2-Nb、SiO2-Y和SiO2-Z，来判别A和I型花岗岩。
*** I型和A型花岗岩SiO2-Ce、SiO2-Nb、SiO2-Y、SiO2-Zr判别***解（collins et al., 1982）
I***A对构造背景的指示意义：虽然I***A花岗岩最初只是成因分类，但大量研究表明花岗岩成因类型既可以反映岩浆源区的性质，而且还可以判别岩浆形成时构造环境。不同成因类型的花岗岩都与特定的构造环境有关（Picher，1983）。
S型花岗岩是大陆碰撞产物，I型花岗岩是科迪勒拉山系和后造山抬升形成(e.g. Beckinsale, 1979; Pitcher, 1983)。为了强调区别，他又划分A和M型花岗岩来分别区别非造山和洋弧背景。目前研究表明大多数A型花岗岩都形成于造山后，属于I型里一种特殊类型。（M型包括大洋斜长花岗岩，洋脊形成的蛇绿岩套中富钠的花岗岩）。
但是I S M A型花岗岩对构造背景的判别只是起到参考作用。
花岗岩的构造背景判别
通常分为洋脊花岗岩（ORG），火山岛弧花岗岩（VAG），板内花岗岩（WPG）和碰撞花岗岩（COLG）。
构造判别***解常用的有以下几个：
①地幔斜长花岗岩；
②破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩；
③板块碰撞后隆起期花岗岩；
④造山晚期花岗岩；
⑤非造山区A型花岗岩；
⑥同碰撞花岗岩；
⑦造山期后A型花岗岩
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