岩石与矿物论文

岩石在太阳辐射、大气、水和生物作用下出现破碎、疏松及矿物成分次生变化的现象.导致上述现象的作用称风化作用.分为：①物理风化作用.主要包括温度变化引起的岩石胀缩、岩石裂隙中水的冻结和盐类结晶引起的撑胀、岩石因荷载解除引起的膨胀等.②化学风化作用.包括：水对岩石的溶解作用；矿物吸收水分形成新的含水矿物,从而引起岩石膨胀崩解的水化作用；矿物与水反应分解为新矿物的水解作用；岩石因受空气或水中游离氧作用而致破坏的氧化作用.③生物风化作用.包括动物和植物对岩石的破坏,其对岩石的机械破坏亦属物理风化作用,其尸体分解对岩石的侵蚀亦属化学风化作用.人为破坏也是岩石风化的重要原因.岩石风化程度可分为全风化、强风化、弱风化和微风化4个级别.大约在200年前,人们可能认为高山、湖泊和沙漠都是地球上永恒不变的特征.可现在我们已经知道高山最终将被风化和剥蚀为平地,湖泊终将被沉积物和植被填满,沙漠会随着气候的变化而行踪不定.地球上的物质永无止境地运动着.暴露在地壳表面的大部分岩石都处在与其形成时不同的物理化学条件下,而且地表富含氧气、二氧化碳和水,因而岩石极易发生变化和破坏.表现为整块的岩石变为碎块,或其成分发生变化,最终使坚硬的岩石变成松散的碎屑和土壤.矿物和岩石在地表条件下发生的机械碎裂和化学分解过程称为风化.由于风、水流及冰川等动力将风化作用的产物搬离原地的作用过程叫做剥蚀 地表岩石在原地发生机械破碎而不改变其化学成分也不新矿物的作用称物理风化作用.如矿物岩石的热胀冷缩、冰劈作用、层裂和盐分结晶等作用均可使岩石由大块变成小块以至完全碎裂.化学风化作用是指地表岩石受到水、氧气和二氧化碳的作用而发生化学成分和矿物成分变化,并产生新矿物的作用.主要通过溶解作用水化作用水解作用碳酸化作用和氧化作用等式进行.虽然所有的岩石都会风化,但并不是都按同一条路径或同一个速率发生变化.经过长年累月对不同条件下风化岩石的观察,我们知道岩石特征、气候和地形条件是控制岩石风化的主要因素.不同的岩石具有不同的矿物组成和结构构造,不同矿物的溶解性差异很大.节理、层理和孔隙的分布状况和矿物的粒度,又决定了岩石的易碎性和表面积.风化速率的差异,可以从不同岩石类型的石碑上表现出来.如花岗岩石碑,其成分主要是硅酸盐矿物.这种石碑就能很好地抵御化学风化.而大理岩石碑则明显地容易遭受风化.气候因素主要是通过气温、降雨量以及生物的繁殖状况而表现的.在温暖和潮湿的环境下,气温高,降雨量大,植物茂密,微生物活跃,化学风化作用速度快而充分,岩石的分解向纵深发展可形成巨厚的风化层.在极地和沙漠地区,由于气候干冷,化学风化的作用不大,岩石易破碎为棱角状的碎屑.最典型的例子,是将矗立于干燥的埃及已35个世纪并保存完好的克列奥帕特拉花岗岩尖柱塔,搬移到空气污染严重的纽约城中心公园之后,仅过了75年就已面目全非.地势的高度影响到气候：中低纬度的高山区山麓与山顶的温度、气候差别很大,其生物界面貌显著不同.因而风化作用也存在显著的差别.地势的起伏程度对于风化作用也具普遍意义：地势起伏大的山区,风化产物易被外力剥蚀而使基岩裸露,加速风化.山坡的方向涉及到气候和日照强度,如山体的向阳坡日照强,雨水多,而山体的背阳坡可能常年冰雪不化,显然岩石的风化特点差别较大.剥蚀与风化作用在大自然中相辅相成,只有当岩石被风化后,才易被剥蚀.而当岩石被剥蚀后,才能露出新鲜的岩石,使之继续风化.风化产物的搬运是剥蚀作用的主要体现.当岩屑随着搬运介质,如风或水等流动时,会对地表、河床及湖岸带产生侵蚀.这样也就产生更多的碎屑,为沉积作用提供了物质条件.岩石在日光、水分、生物和空气的作用下,逐渐被破坏和分解为沙和泥土,称为风化作用.沙和泥土就是岩石风化后的产物.

迄今所知，研究岩石在交代过程中物资转移数量的地球化学计算方法主要有直接对比法、Al2O3恒定值法［1］、氧化物-体积法［2，3］、氧法［4］及原子-体积法［5，6］等。这些方法，尽管有的在世界各国广为流行使用，然而经实践检验，均程度不同地有这样或那样的缺点，甚至某些方法的理论基础还存在若干值得商讨的地方。基此，我们在工作中探讨出一种新的计算方法———原子-重量法，笔者不嫌其陋，提出与读者共同探讨。

1 对“氧法”等的剖析

巴尔特(Barth，1948)氧法，是国内外广泛采用的经典方法，已有三十余年的历史。其理论基础主要有二:一是岩石在交代及变质作用中保持固定的体积，二是在一定单位的体积中氧离子数不变［7，8］。

正如许多采用过氧法的学者们一再指出的那样，“在交代作用中岩石的体积并非始终固定不变”［7］ 。我们也经常发现由于交代蚀变作用引起岩石体积增大的现象。如长白山区某斜长二辉橄榄岩体中，镜下可见斜长石中大量橄榄石包体在蛇纹石化时，使斜长石内产生大量膨胀裂隙。早在1935年，哈克尔(Harker)在英国就曾发现过类似现象［9］，最近，笔者在红旗岭含镍岩体中发现由于橄榄石的蛇纹石化，使包裹橄榄石的棕色闪石膨胀而发生的大量裂隙。其次，一些液热交代作用常发生构造破碎带、侵入接触带内。这些部位的岩石在其破碎、蚀变前后，其体积是几经变化了的。已知任何元素的离子半径(Ri)的大小都是“随着物理化学条件的变化和与其相邻离子间的相互作用(即极化)而改变的”(，1957)，如离子半径随着阳电荷的减少，阴电荷的增加而增大，以及由于温度上升及压力下降也可使离子半径增大等。显然，离子半径的变化必然使不同构造类型矿物体积的变化。交代作用过程中一些新矿物取代原生矿物，若干元素的离子半径、矿物原子堆积类型改变，晶胞变小，晶格变形，岩石体积均发生变化。另一方面，构造运动无论压应力或扭应力集中作用于岩石，也可导致伴随有离子转移的晶胞变小或晶格变形，甚至形成新的矿物［10］，实验资料［11］表明，1cm3的方解石(比重)被菱镁矿(比重)置换时，体积变小。至于岩石在地表受风化作用而改变其体积的事实［7］更是人所共知的。

此外，氧法计算前提是认为在矿物格架中主要是由硅和氧所组成，大部分岩石都有O2－，特别是在岩浆岩中O2－离子含量最高，体积亦大，约占岩石各种离子总体积的94%左右，这是正确的一面。然而，认为岩石中“在一定单位的体积内氧离子数不变”，或因单位体积中氧原子数占最主要而认为“在交代前后，氧原子数没有变化”［7］ ，由此得出岩石体积不变的结论，并以160个氧离子的体积作为比较岩石化学成分变化的单位(通过岩石全分析资料计算出与160个氧离子相结合的各种金属阳离子数目)，借此比较交代作用前后岩石化学成分的变化。一言蔽之，巴尔特认为一定数量的氧原子在不同矿物岩石中所占容积是相同的［12］，这是值得商榷的。实际上大量近代结晶化学资料表明，160个氧离子在不同类型原子构造的矿物中所占据的晶胞体积是不同的［12］，彼此相差很大(表1)。

表1 不同矿物中16个氧离子所占晶胞体积［12］

可见，巴尔特没有考虑到不同矿物或岩石中氧离子密度的差别，在交代作用中矿物成分的变化自然意味着一定单位体积中氧离子数是有变化的，因而必然导致岩石体积的变化。

巴尔特氧法仅适用于氧化物，对通常与矿化作用有关并在自然界广泛分布的大量的硫化物、卤化物及其他非氧化物等则无能为力，故还存在着很大的局限性。

综上所述，氧法的科学性和适用性是颇值商榷的。

至于世纪50年代末60年代初问世的一些方法［2，3］，虽声称考虑到了交代前后岩石体积变化这一因素，但亦存在严重的片面性，有待研究。同时，这些方法除了计算繁杂外，还没有顾及到矿物在交代作用过程中物质迁移的实质是重量(或原子量)的变化。原子量是化学元素最本质的特征之一，岩石体积的变化则是由原子量的数量所决定的。所以，那些以单位体积中原子或离子数而不是以单位重量中的原子或离子数表示出来的计算结果，实际上同氧法一样歪曲了岩石在交代过程中物质转移数量的真实性。

现以苏联鲁得尼克(Рудник)的原子-体积法［5］为例剖析如下:

原子-体积法的计算公式:

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式中:Za2为10000KX3 岩石中某元素的原子数或离子数;A为契特维里科夫表［7］中某元素的原子数;doб为岩石体重。

显然，式中doб是一个重要参数，doб的不同在一定意义上反映了岩石孔隙度及体积的变化。尽管注意到了岩石在交代过程中体积发生变化这一事实，但是却没有考虑到多数情况下在交代作用发生之前，原岩体积已有变化这一事实。比如在综合力场的作用下，岩石和矿物“有的发生形变，有的发生质变(形变和质变是表象和本质的关系)直至使岩石和矿物成分更新，逐渐构成新的岩石和矿物”［10］，如令岩石在破碎(形变)前的体重为doб1，破碎后为doб2，经热液交代作用(质变)后的岩石体重为doб3，显然，用doб3计算的结果与用doб1计算的结果相比较是失真的，此乃原子-体积法的重要弊病所在。这样，欲求得岩石在交代作用前后物质变化的真实数量，只能而且必须是以doб3与doб2两者计算结果相比较。然而，迄今对于蚀变岩石人们尚无探求其蚀变前破碎后的体重(doб2)的方法。因而该计算方法依然不能令人满意。

鉴于上述，笔者按照科学性，适用性与化繁为简的原则，从探讨的角度提出一个新的原子-重量法。

2 原子-重量法拟议

方法原理

如众所知，原子量是化学元素最本质的特征之一。每一个原子都有其一定的重量即原子量。矿物在交代过程中不同原子或离子的带出带入必然引起岩石重量的变化。当我们给定岩石一个单位重量时，就可以度量、比较同一岩石在交代作用过程中物质转移变化的情况:亦即知道岩石物质的重量百分含量，便很容易求得在给定的重量单位内各物质的重量。再按其分子量或原子量求出各成分的克分子数或克原子数。然后根据阿沃加德罗(Avogadro)常数(×1023/［克原子］)［13］，算出该物质在一个单位重量岩石内的原子数或离子数。

为计算方便起见，给定岩石的一个计算单位重量是10－23g。

公式推导

原子-重量法的计算公式:

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式中:N为10－23克岩石中某元素的原子或离子数;A为某元素的克原子数，其数值等于契特维里科夫［7］表中的数值，二者虽数值相等，但物理意义不同;6为计算系数。系由阿沃加德罗常数(×1023)演化而来。

由于原子-重量法是求10－23克岩石中的原子或离子数，故公式可写成:

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式中:B%为氧化物的重量百分比;n为换算分子数为原子数的系数，即氧化物中的阳离子(或阴离子)数。如换算Al2O3分子数为Al原子数时，n=2;余类推;M为氧化物的摩尔质量(其数值等于分子量，单位是克)。

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整理上式:

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化简则得:

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计算方法步骤

计算公式表明，原子-重量法的数学运算极其简便。

(1)把岩石全分析的氧化物重量百分数(即B%)换算为100%;

(2)将换算后的各氧化物的重量百分数换算(或查表)成原子数;

(3)分别计算出与正电元素结合的氧原子数:即把氧化物RO2，R2O3，R2O，RO的正电元素的原子数分别乘以2， 和1;

表2 原子-重量法计算表

*橄榄二辉岩与次闪石岩的灼失量分别为，;

**重量百分含量的合计包括灼失量在内，未换算成100%。

图1 原子-重量法物质转移数量图解

图2 原子-重量法物质相对带出带入图示

(4)各氧化物中氧原子数相加，求得氧原子数总和;

(5)各正电元素的原子数和氧原子数总和分别乘以计算系数6，求得在10－23克岩石中各正电元素与氧原子的离子数;

(6)比较10－23克岩石中物质带出带入的离子数，计算物质变化绝对差及相对百分比;

(7)书写岩石公式，即岩石成分化学式;

(8)图示。为了清晰、直观地反映岩石在交代作用过程中物质变化规律，除计算表(表2)外，还可将计算结果分别以图1、图2表示。图1表示原岩与交代后岩石物质带出带入的绝对差，即离子数。图2则表示带出带入离子的相对百分数。如果为了反映两种或多种岩石在给定重量内总的原子数变化比尚可采用纳克夫尼克(Наковник)提出的图示［5，14］，但较复杂费时。

计算实例

为进一步阐明计算过程，将吉林某含镍超基性岩体［14］的橄榄二辉岩及其蚀变产物次闪石的计算程序与结果列入表2。

据表2中计算结果，岩石化学式分别为:

橄榄二辉岩:Si4122Ti18Al888Fe3+204Fe2+672Mn18Mg4026Ca396Na186K36H672O15480次闪石岩:Si4716Ti24Al960Fe3+150Fe2+588Mn12Mg3252Ca720Na360K54H1200O16527

表2与岩石化学式中所表明的带入带出离子个数及其所占原岩的百分数，分别示于图1与图2中。

最后，对在本文撰写过程中给予热情帮助与指导的王恒升导师、崔立朝，以及中国科学院地质研究所、地球化学研究所，中国地质科学院等有关同志表示衷心感谢。

参 考 文 献

［1］ Grout F F. Kemps handbook of rocks. New York and london，1950

［2］ Наковник Н И. Определение количественного изменения веществе при гидротермальном метаморфизме.Зап. Всесоюзн. минер. общ. 1958，Ч. 87. ВЫП. 4.

［3］Казицын Ю В. Метод молекулярных объемов и его применение при изучении измененных пород. Зап.Всесоюзн. Мннер. общ.，1959，Ч. 87，ВЫП. 2.

［4］ Barth T. Oxygen in Rocks———a basis for petrographic calculation Journ. Geol，1948，56 ( 1)

［5］ Рудник В А. Определение количественного изменения вещества при метасоматических пропессах. Зап. Всесоюзн. Минер.общ.，1962，Ч. XCl，вып. 6.

［6］ Боголепов В Г. К пересчету химнческих анализов пород при изучении метасоматических процессов.Научи. Докл. Высщ，щколы，1958，( 4) ，Геолог － Геограрф

［7］ 契特维里科夫 C Д. 岩石化学换算指南 . 北京: 中国工业出版社，1963，( 124) ，155 ～ 165

［8］ 程裕琪等 . 变质岩的一些基本问题和工作方法 . 北京: 中国工业出版社，1963，134

［9］ 扎瓦里茨基 A H. 火成岩 . 北京: 地质出版社 . 1958，187

［10］ 王嘉荫 . 应力矿物概论 . 北京: 地质出版社，1978，46

［11］ Лазаренко Е К. Курс минералоии. лъвов. лгу，1951

［12］ Егоров А П. Пересчет Химических составов минералов и пород на основании кристалло химическихданных. Геохимил，9，стр. 778 ～ 779.

［13］ 程守洙等 . 普通物理学 . 北京: 人民教育出版社 ( 第一册) ，1978

［14］ 傅德彬 . 某含镍超基性岩侵入体的地球化学 . 地球化学，1975 ( 1)

A Method Calculating the Amountof Material Transferred in theReplacement Process of Rocks

Abstract

Among the variant methods for calculating the amount of material transfer of rocks during the re-placement may be mentioned the principalones，such as the “Al2O3constant value”，the “oxides-volume”，the “oxygen”and the “atom-volume”methods. However none of them is perfect.

Though the “oxygen method” has been in wide application，it is by no means unquestion a-ble. For facts of served in nature and experimental data collected in laboratory show that volumechange of rocks does take place during the replacement. Moreover，it has been verified by moderncrystal chemistry，that in different minerals or rocks the cell volumes of a definite number of oxy-gen atoms are not alike. Besides，the number of O-ions per unit volume varies from each other. apparently has not taken these facts into consideration but simple took 160 atoms of oxygenas a basis for comparing the changing material per unit volume of rocks. Thus there remain somedoubts about his method.

The present “atom-weight method” is proposed here and an example demonstrating the cal-culating procedure with two diagrams is also presented.