花岗岩成因分类及其Pearce判别 Barbarin方案 - 图文

1、 花岗石：花岗石是一种由火山爆发的熔岩在受到相当的压力的熔融状态下隆起至地壳表层，岩浆不喷出地面，而在地底下慢慢冷却凝固后形成的构造岩，是一种深成酸性火成岩，属于岩浆岩。花岗石以石英、长石和云母为主要成分。其中长石含量为40%-60%，石英含量为20%-40%，其颜色决定于所含成分的种类和数量。岩质坚硬密实。 2、 S型花岗岩：S型花岗岩（S type granite）是一种以壳源沉积物为源岩,经过部分熔融、结晶而产生的花岗岩。“S”指英文沉积（sediment）一词的第一个字母。属造山期花岗岩，产于克拉通内韧性剪切带和大陆碰撞褶皱带内，以堇青石花岗岩和二云母花岗岩组合等过铝质花岗岩为代表。 3、 I型花岗岩（I type granite）是一系列准铝质钙碱性花岗质岩石的总称，主要是各种英云闪长岩到花岗闪长岩和花岗岩。这种花岗岩的源岩物质是未经风化作用的火成岩熔融而来，是活动大陆边缘的产物，简称I型花岗岩。“I”是英文火成岩(Igneous）一词的第一个字母。其特征是基本上由石英、数量不等的斜长石和碱性长石、普通角闪石和黑云母所组成，不含白云母。 4、M型花岗岩：M型花岗岩类（M type granite）即幔源型花岗岩。是基性岩浆房分异形成的构成蛇绿岩套的浅色岩组。 它由蛇绿岩套中的奥长花岗岩所组成，是大洋环境火山岛内地幔和大洋地壳两种岩浆混合的产物，取其首字“M”命名之。其空间分布一般与辉长岩的条带状构造走向相一致，岩体规模不大，多呈长条状或不规则状的小侵入体或悬浮体。[1] M型花岗岩类包括产于不成熟岛弧的侵入花岗岩和洋壳型蛇绿岩套中的斜长花岗岩，以及洋岛玄武岩中的花岗岩（如冰岛）。M型花岗岩多呈偏铝质的斜长花岗岩小型侵入体与玄武岩伴生，属拉斑岩浆系列。 5、A型花岗岩：A型花岗岩（A type granite）是产于裂谷带和稳定大陆板块内部的花岗质岩石。这类岩石通常是弱碱性花岗岩，CaO和Al2O3含量较低，Fe/Fe+Mg值较高，K2O/Na2O值和K2O含量较高；由石英、钾长石、少量斜长石和富铁黑云母，有时有碱性角闪石等组成。碱性暗色矿物含量高，有时因富铁还会出现富铁橄榄石。这类花岗岩因为通常是非造山期的、碱性的和无水的特点，恰好这三个英文单词的第一个字母都是“A”。故把这种花岗岩叫做A型花岗岩。 6、花岗岩类型：根据对澳大利亚东南部拉克兰褶皱带的研究，查佩斯和怀特划分了两个不同的花岗岩类的岩石类型，称为I型和S型。I型花岗岩岩浆是由火成岩（Igneous）源岩部分熔融形成。S型花岗岩岩浆是由沉积岩（Sedimentary）源岩经部分熔融形成。Sn矿化与S型花岗岩关系密切，Mo矿物与I型花岗岩关系密切。 石原舜三根据花岗岩中有无磁铁矿，分为磁铁矿系列和钛铁矿系列，与I型和S型基本相当。磁铁矿系列的特点是有磁铁矿（0.1-2%体积分数）、钛铁矿、赤铁矿、黄铁矿、榍石、绿帘石等。黑云母中Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均高；含有斑岩Cu-Mo矿。钛铁矿系列的特点是有钛铁矿（<0.1体积分数）、磁黄铁矿、石墨、白云母、黑云母的Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均低；伴生云英岩型Sn-W矿床。 按生产原因及位置的不同可以分为S、I、M、A四种类型 在大洋岛弧发现的大多数钙碱性斜长花岗岩被叫作M 型, 是由地慢中产生的岩浆或这些岛弧下面的俯冲大洋壳衍生而成的。M 型过渡为I (科迪勒拉型), 后者代表了活动大陆边缘的大量辉长岩一石英闪长岩一英云闪长岩套。克拉通和大陆碰撞褶被带的过铝性花岗岩则叫做S 型。最后, 稳定的褶皱带、克拉通隆起带和裂谷带的碱性花岗岩叫作A 型花岗岩。这些花岗岩类型在矿物、地球化学和矿化方面的差别, 反映了它们的生成过程（包括源岩）的不同, 每一种过程和来源都反映了不同的地质环境。 6、花岗岩类：花岗岩类（granitoid）这一术语最初用于表示与花岗岩相似，但成分不同的

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岩石。现在通常作为花岗质岩石的同义词，用于临时性“野外”分类。

花岗岩类是含二氧化硅在65%~78%的花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩、石英正长岩等的总称。一般以含石英和具花岗岩外貌为其特征。其成因既有由岩浆形成的,也有由花岗岩化作用形成的。花岗岩类岩石分布很广,常呈较大的杂岩体。与其有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、稀有元素、铀、金、铅、锌等。

花岗岩类为SiO2含量65—78%的火成岩总称。按其碱质含量多少，又可分为碱性和钙碱两亚类。碱性花岗岩以含碱性长石和碱性铁镁矿物为特征，如钠闪石花岗岩、霓石花岗岩，这类花岗岩分布较少。广泛分布的是钙碱性花岗岩，按其所含碱性长石和斜长石的比例而分为碱性长石花岗岩、正常花岗岩（花岗岩）、花岗闪长岩和斜长花岗岩。一般说来，花岗岩类其成因有由岩浆形成的，也有由花岗岩化作用形成的。花岗斑岩在热液作用下可形成石英绢云母与黄铁矿。在表生作用下，花岗岩中的暗色矿物发生分解，长石变成绢云母或高岭土，成为高岭土矿床，如中国江西景德镇、湖北大悟等地的高岭土矿。中国各主要地质历史时期和不同构造与花岗类有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、铀、金、铅、锌、稀有元素等。花岗岩类岩石分布很广，常呈较大的杂岩体。 7、花岗岩成矿专属性：

成矿专属性：一定的成矿作用及其产物（矿床）与一定的地质作用及其产物（地质体）的专属关系。习惯上多用于一定的岩浆岩（见火成岩）类型及其相关的成矿作用﹐即岩浆岩成矿专属性。

许多矿产都与岩浆岩有著空间的﹐甚至成因的共生关系。一般认为﹐超基性岩﹑基性岩和酸性岩的成矿专属性明显。例如﹐与橄榄岩﹑纯橄榄岩有关的铬﹑铂矿床﹔与斜长岩﹑辉长岩有关的钒钛磁铁矿矿床﹔与角砾云母橄榄岩有关的金刚石矿床等﹐都表现出明显的岩浆成矿专属性﹐与酸性花岗岩-流纹岩有关的有钨﹑锡﹑锂﹑铍等矿产﹐成矿专属性也较明显。但中性及中酸性岩所表现的成矿专属性就不十分明显。

由于花岗岩类分布很广且对成矿关系重大﹐对其成矿专属性的研究也比较深入。1920年翁文灝首先将中国南方与成矿有关的花岗岩类划分为两类﹐即以长江中下游为代表与铁铜等矿产有关的偏中性的一类﹐和以南岭为代表与钨锡等矿产有关的偏酸性的另一类。前者较後者来自地下较深处。1974年﹐B.W.查普尔与A.J.R.怀特以岩石包体来源研究为基础﹐划分了与钨及斑岩铜钼矿有关的I型和与锡矿有关的S型两类花岗岩。1977年石原舜三以岩石副矿物含量研究为基础﹐划分了与斑岩铜钼矿有关的磁铁矿系﹐和与锡﹑钨矿有关的钛铁矿系两类花岗岩。这些花岗岩类的起源﹑演化和物质组成都有差异﹐因而有著不同的成矿专属性。

对成矿专属性的研究正从探讨空间共生关系走向成因共生关系﹐而其研究目的也从简单地区分含有不同矿产的岩类﹐走向同类含矿岩石中矿产的有无及矿化富集程度的区分与判别。

不同成因花岗岩类成矿专属性：刘家远（1978）认为江西存在两类不同成因的花岗质岩石，二者有不同的成矿专属性。一类是源自地壳上部硅铝层重熔和再生作用形成的中酸性一超酸性交代侵入杂岩，称为地壳型花岗岩类，其活动时间很长，从前震旦直到喜马拉雅期。主要分布在江西南半部及南岭东西向隆起带内，九岭东西向构造带亦有零星分布。与其有关的矿化主要的W、Sn、稀有、放射性铀等，成矿元素以亲氧元素为特征。第二类花岗岩源自地壳深部或上地幔的中酸性一弱酸性潜火山杂岩。其主要产于燕山期，浅成一超浅成的侵入岩中，在成因上与这一期的大规模钙碱性安山质火山岩活动有关，属于地幔到地壳过渡型岩浆岩。这类花岗岩主要分布于江西省北半部隆拗交接带或某些巨大的区域性断裂附近，与这类过渡型杂岩有关的矿化是Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag等，并以亲硫元素为特征。两类花岗质岩石，其生成深度不同，其专属矿床也有差别。地壳型花岗岩类深成

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相有稀土的轻微矿化；中深相侵入花岗岩与W、Cu和稀土矿化有关；浅成相细晶花岗岩和各种斑岩与Pb、Zn、U、萤石以及少量W、Cu矿化有关；喷出的熔岩、火山碎屑岩与U、TR矿化有关。过渡型潜火山杂岩，浅成相斑岩与Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag、S、Fe、W等矿化有关，次火山岩和隐爆相与Pb、Zn、Ag、Cu、Mo等矿化有关。

1.什么是同造山花岗岩：同造山期花岗岩（1. synorogenic granite

2. synkinematic granite）?

2.什么是后造山花岗岩? 3.什么是浅色花岗岩?

他们是如何反映构造属性的?

8、花岗岩形成的构造环境分析：

（1）弧后盆地：岛弧靠大陆一侧的深海盆地。又称边缘盆地。水深约2000～5000米。与海沟、岛弧组成沟弧盆系。弧后盆地在世界许多大洋边缘均有分布，以西太平洋边缘的最为典型。

弧后盆地的分类及特征：按地质和地球物理特征，可将弧后盆地分为4种成因类型。

①边缘海盆地及弧间盆地。由于弧后微型扩张，一个火山岛弧与大陆分裂，形成以洋壳为底的海盆，称为边缘海盆地；一个火山岛弧经向分为两个火山弧，中间的洋壳盆地称为弧间盆地。前者以日本海和太和盆地为代表;后者以西南太平洋汤加-克马德克岛弧后的拉岛海盆为代表。

②前陆盆地。在大陆型地壳上，属于陆缘延伸部分，具挤压特征的弧后盆地。以台湾海峡为代表。该盆地的基底岩石由前寒武纪、古生代和早中生代的变质岩和海相碎屑沉积所构成。上部盖层由白垩纪至早第三纪浅海相、滨海相和陆相以及晚第三纪和第四纪海相和陆相沉积所组成。

位于台湾山脉东部的变质移置地体于晚第三纪末迁移并增生于台湾山麓地带上，并在西部台湾山脉和雪山山脉产生指向西的推覆构造，从而使得原先的边缘海盆地受挤压剪切而转化为西部台湾海岸平原和台湾海峡的前陆盆地。前陆盆地一侧发育起来的推覆构造是 A型俯冲（见俯冲作用）的一种标志。在此过程中通过重叠的断层而使地层增厚，并又被褶皱。前陆盆地常有油气生成和储集。

③弧后转换断层盆地。弧后沿转换断层走向水平运动形成的盆地。以北美加利福尼亚湾为代表，其中以浊流沉积和浅海相沉积为特征，发育有3种类型地壳,即大陆型、过渡型和大洋型地壳。

④弧后硅铝层上裂陷盆地。弧后大陆岩石圈下的地幔物质上拱和弧后微型扩张作用而形成的拉张型盆地。它以中国东部弧后盆地为代表，包括松辽盆地、下辽河盆地、渤海盆地、华北盆地、苏北和南黄海盆地。这些盆地以具有陆壳结构和高热流为特征，往往以生长断层为边界相间发生地堑或箕状构造和地垒，显示其拉张的特点。

弧后盆地的成因：板块构造理论认为，由于板块间的俯冲作用，岛弧裂离大陆或岛弧本身分裂而形成弧后盆地。弧后硅铝层上的裂陷盆地、边缘海盆地及弧间盆地等就是这种弧后扩张的产物。前陆盆地则是原先的边缘海盆地因受后期挤压而转化成为挤压性盆地。另外，弧后的剪切应力作用则可形成加利福尼亚型的弧后转换断层盆地。

关于弧后扩张的动力机制，尚有不同见解。一些学者认为板块俯冲引起热地幔主动地底辟上涌，或引起次一级的地幔上升流，可成为弧后扩张的动力。另一些学者注意到太平洋东缘的俯冲作用并未形成边缘盆地，俯冲带的存在还不是弧后扩张的充分条件。他们认为弧后扩张可能与上覆板块和俯冲板块之间耦合不紧密有关。

9、造山带：造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由[url]岩石圈[/url]剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状

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相对隆起的山脉，一般与[url]褶皱带[/url]、构造活动带等同义或近乎同义。包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及[url]拉伸构造[/url]、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。

造山带 - 造山带6种特征标志：

①造山带是地壳的缩短带。造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生； ②造山带广泛发育 塑性流动、韧性剪切、 褶皱、冲断和/或剪压构造带。早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断 推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一； ③造山带有广泛的 变质作用发生，岩石组构发生改变。 ④造山带有强烈的中酸性 岩浆活动，有广泛的热参与； ⑤造山带沉积以 非史密斯地层为主。较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在； ⑥地壳中参与造山作用的主体是 硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。 造山带 - 增生型造山带的特征：

①具有很宽的 增生楔，增生楔中的 复理石基质向着 海沟后退方向时代逐渐变新； ②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的； ③增生型造山带中有多条 钙碱性火山岩和 花岗岩带，其生成时代也向着 海沟后退方向变新； ④增生地体内含有 海山、大洋岛和大洋台地的构造碎块，使增生型造山带复杂化； ⑤增生型造山带中具有多条 韧性剪切带，可能是 蛇绿岩构造就位的滑脱带； ⑥增生型造山带含有大型-超大型铜、金和多金属矿床。 造山带 - 板内造山的两种类型： 一类形成于克拉通之上，另一类形成于显生宙特别是中新生代造山带之上，或称之为造山带的复活。

古克拉通下面是没有山根的，岩石圈本身不存在失稳的条件，造山活动的起源只能从软流圈的运动状态来寻找。解释克拉通基础上板内造山的最成功模式是岩石圈拆离——陆内俯冲模式。该模式的实质是说稳定克拉通下部的软流圈由于某种原因发生离散运动，但还没有达到破坏岩石圈完整性的程度便发生反转。在这种快速的由离散到汇聚的振荡运动中，岩石圈的运动幅度和节拍没有同步跟上软流圈的运动。在相对稳定的板块内部软流圈的单独活动破坏了上下层圈间的和谐运动，也就是说岩石圈和软流圈运动的不一致性导致了这类造山带的形成。

造山带 - 造山带的复活：

新生代造山带的复活是我国西部大地构造活动的一大特点。所谓造山带的复活，应该和原生造山带连续长期的活动有不同的特点，和原生造山带不属于同一地球动力学过程，而只是在空间上继承老造山带的位置，或是在老造山带基础上重新发展起来的造山带。这时它们的板块构造背景已经改变。因此，从本质上说造山带的复活应该是板内造山的一种类型。 如 印度板块和 欧亚板块之间的喜马拉雅碰撞造山带在 始新世相撞后，北部软流圈受南部持续向北运动的影响运动方式发生改变，直到现在青藏高原下的软流圈还拖动着 印度板块、 青藏高原和塔里木板块持续地北移。这种运动如果没有边界条件的改变在板块内部是不会形成造山作用力的。山根的存在必然导致塑性流动层运动条件的改变。原生造山带的山根还没有来得及消失，凸出于粘性流动的软流圈中，接受软流圈流动所施加的力的作用，这种力的作 4

用造成上部岩石圈层的褶皱、冲断、推覆、剪切，引发变形变质和岩浆活动，形成造山带的复活及新生，这种过程所反映的本质是岩石圈板块和软流圈之间的相对运动。这就是我国西部造山带复活的运动学和动力学背景。因此，造山带复活的作用力，本质上不是碰撞作用力的远距离传递，而是远距离粘性流动受阻于早期造山带的山根，改变了原先运动背景所产生的新生作用力。

造山带 - 陆内造山作用模式：

与板块构造和碰撞有关的陆内造山作用模式中，最具代表性的当属关于拉拉米造山带的低角度俯冲模式。异常厚且具浮力的巨大的大洋高原的俯冲，导致了俯冲角度的变缓。有一个面积大体与拉拉米造山带相当的大洋高原在 白垩纪末 第三纪初(65～40 Ma)俯冲至拉拉米之下，是拉拉米构造变形发生的原因(图) 。 除了低角度俯冲模式之外，板块间相互作用的远程效应也被用来解释板内造山带的形成。许多地质学家均将板内构造变形归因于板块的俯冲或碰撞。但是，板块的俯冲或碰撞所产生的边界应力可否产生有效的远程传递效应，及如何传递的问题，尚无一致的认识。 10、造山作用的主要方式有哪些？

H.J. Zwart在1967年注意到了造山带变质作用的差异，并提出了三种造山带形式；1979年W. S. Pitcher进行了一些修改并进一步确定为： 1、海西型（Hercynotype）（弧后盆地型）： 浅、压力低变质作用；细变质带 变质带与温度上升有关 大量花岗岩和混合岩

少量蛇绿岩系，缺乏超基性岩石 小规模和抬升高度低的极宽造山带 推覆体结构少

2、阿尔卑斯型（海沟型）： 深、高压、宽变质带

多种变质作用岩相，与压力减少相关 少花岗岩或混合岩

大量蛇绿岩系与超基性岩石

相对较窄与抬升高度大且快速的造山带 主要是推覆体结构

3、科迪勒拉（弧）型：

主要是钙质碱性岩形式的火成岩、安山岩、花岗岩岩基 一般缺乏混合岩，低地温梯度

缺乏蛇绿岩和深的沉积岩（黑色页岩、燧石等） 低压变质作用，抬升高度中等 推覆体结构少

11、关于花岗岩的分类 A,S,M,I型分别有怎样的大地构造意义?

根据花岗岩的物源来源可以将花岗岩分为A型、S型、M型和I型花岗岩。

A型是非造山花岗岩，地幔玄武岩浆演化，或玄武岩浆上升后，与地壳混染或亏损地壳熔融的产物，主要见于非造山带和造山后的大地构造环境；

S型是造山花岗岩，为经过风化的沉积岩熔融形成的花岗岩，是造山带的产物； I型是造山花岗岩，为未经风化的火成岩熔融形成的花岗岩，是造山带的产物；

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M型花岗岩为地幔和地壳的混合型，是幔源花岗岩。

12、请问同熔型与重熔型花岗岩是依据什么划分的，还有I、S型花岗岩又是什么意思？ 以岩浆源区性质区分的I（ i n f r a c r u s t a l 或 i g n e o u s ）、S （ s u p r a c r u s t a l 或 s e d i m e n t a r y ）型花岗岩分类被大多数学者所接受。加上目前经常讨论的A （ a l k a l i n e ，a n o r o g e n i c和 a n h y d r o u s ）型和较为少见的M（ m a n t led e r i v e d ） 型， MI S A （ 即 M、I 、 S和 A型）是目前最常用的花岗岩成因分类方案（吴福元等，2007）13、地质学上为什么说海底的岩石都是玄武岩，而大陆上的都是花岗岩？

根据地球内部各种物理性质，尤其是地震波波速的变化，可将地球内部从地表到地球中心划分为三个一级圈层（地壳、地幔和地核）

地壳：平均厚度33km，是固态地球的最外一圈，其下界以莫霍面与地幔分开，由固态岩石组成，可分为大陆地壳和大洋地壳两种类型。

大陆地壳具有双层结构，上地壳主要由富含各类富铝的硅酸盐矿物的酸性岩浆岩（花岗岩）和变质岩（片麻岩）等组成，故称硅铝层；下地壳主要由富含各类铝、铁、镁的硅酸盐矿物的基性岩浆岩组成，以玄武岩为代表，故称硅镁层。

大洋地壳平均厚度6公里，缺失硅铝层，只有玄武岩层 14、如何区别花岗岩、安山岩、辉绿岩这种三类岩石？

火成岩按二氧化硅的含量分为酸性岩、中性岩、基性岩和超基性岩。

二氧化硅含量>65％者为酸性岩；二氧化硅含量在52%-65%者为中性岩；二氧化硅含量介于40%-52%者为基性岩性；超基性岩性的二氧化硅含量<40%。 同时按火成岩的生成条件又可以分为深成岩、浅成岩和喷出岩。

花岗岩为深成酸性岩；安山岩是中性喷出岩；辉绿岩为浅成基性岩，以上这些都是火成岩。15、如何区别玄武岩和安山岩？

相同点：二者都属于熔岩；都产生于相同的构造环境，安山岩还产于大洋中脊和板内裂谷等非构造环境。

二者都属于火成岩中的喷出岩。

玄武岩属于基性火山岩类，安山岩属于中性火山岩。

玄武岩SiO2含量变化于45%～52%之间，而安山岩SiO2含量变化在53%～63%；

玄武岩系列可分为亚碱性系列玄武岩和碱性系列玄武岩，其中亚碱性系列玄武岩又可分为拉斑玄武系列和钙碱性系列，而安山岩属于亚碱性系列的火山岩，成分与对应的侵入相闪长岩相当；通常玄武岩具有斑状结构、间隐-间粒结构，块状构造、杏仁构造等，安山岩具有斑状结构、交织结构，气孔构造、杏仁构造。 16、玄武岩类、安山岩类、流纹岩类的区别？

都属于火成岩中的喷出岩类。玄武岩是基性的喷出岩，安山岩是中性的喷出岩，流纹岩是酸性喷出岩。由于它们的SiO2含量不同，其矿物组成和含量也不同。

玄武岩：二氧化硅含量为45%-52%，主要矿物成分为辉石、基性斜长石，不含石英或石英含量极少，色深。

安山岩：二氧化硅含量为52%-63%，主要矿物成分为角闪石、中性斜长石，可含少量石英。

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流纹岩：二氧化硅含量大于63%，色浅，浅色矿物以钾长石、酸性斜长石和石英为主。特点是石英大量出现，约占岩石的1/4到1/3；暗色矿物较少，一般为黑云母。 它们的矿物组成之所以不同，是因为岩浆的组分不同。

17、如何区别玄武岩、粗面岩、安山岩和流纹岩（就是在看手标本的时候怎么样分辨，直观一点的）？

玄武岩是基性的，安山岩中性，流纹岩酸性，酸碱性不同。

（1）、玄武岩：二氧化硅含量为45%-52%，主要矿物成分为辉石、基性斜长石，不含石英或石英含量极少，色深。

（2）、安山岩：二氧化硅含量为52%-63%，主要矿物成分为角闪石、中性斜长石，可含少量石英。

（3）、流纹岩：二氧化硅含量大于63%，色浅，浅色矿物以钾长石、酸性斜长石和石英为主。特点是石英大量出现，约占岩石的1/4到1/3；暗色矿物较少，一般为黑云母。 （4）、粗面岩 （trachyte）：是一种SiO2近于饱和而碱质较高的中性喷出岩。与粗面岩相当的深成岩是正长岩。其 SiO2平均含量为 60%左右，Na2O+K2O为8～13%。粗面岩一般具块状构造，有时呈流状构造。通常有数量不等的斑晶，基质为全晶质粗面结构。粗面岩主要由碱性长石组成，并含少量斜长石、石英和铁镁矿物。据次要矿物种属，可对粗面岩作进一步命名，常见的有石英粗面岩、黑云母粗面岩、钠闪粗面岩、霓辉粗面岩、白榴粗面岩和蓝方粗面岩等。其中前两种岩石称钙碱性粗面岩,后三种称碱性粗面岩。

根据其中所含有的长石不同，粗面岩基本分为：钾质粗面岩，主要含有碱性长石；钠质粗面岩，主要含有钠长石和歪长石。

18、简述花岗斑岩和斑状花岗岩以及花岗岩这三个概念的联系和区别？ 花岗斑岩、斑状花岗岩都只是花岗岩中的一类而已。

花岗岩，是一个大的岩石类型，SiO2含量占岩石的66%以上；由石英、斜长石、钾长石等组成的酸性侵入岩。

花岗斑岩, 具有斑状结构的花岗岩，岩石整体具有斑状结构，基质为隐晶质结构；

斑状花岗岩，具有似斑状结构的花岗岩，岩石整体具有似斑状结构，基质为显晶质结构。 19、花岗斑岩与石英斑岩长石斑岩有哪些区别? 二者皆为酸性火成岩，区别如下。 花岗斑岩（Granite porphyry）是具有斑状结构的花岗岩，斑晶主要为钾长石和石英（斑晶含量一般为15-20%，斑晶通常被熔蚀，石英斑晶往往呈六方双锥状）。基质为隐晶质-微晶结构，基质成分与斑晶成分相同，具有微花岗结构。花岗斑岩通常以小岩株、岩瘤、岩盘、岩墙产出，或作为同期晚阶段的侵入体穿插于大花岗岩岩体中。 石英斑岩（quartz porphyry）：是一种具有流纹岩成分的隐晶质岩石。岩石具有斑状结构，斑晶以石英为主，可有少量透长石或正长石及黑云母。基质为隐晶质。石英斑岩多呈脉状产出,有时为浅成岩体的边缘相。 花岗斑岩（Granite porphyry）的矿物成分与相应的深成岩--花岗岩相同，不同的是它具有斑状结构，表明它是浅成岩。 19、何为造山带？

造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义。包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，

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相对造成周边抬升，构成山系。这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动 ，与地壳运动中的造陆运动相提并论。通常造山带有两种类型，一类形成于克拉通之上，另一类形成于显生宙特别是中新生代造山带之上，或称之为造山带的复活。

造山带的特征标志：

①造山带是地壳的缩短带。造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生；

②造山带广泛发育塑性流动、韧性剪切、褶皱、冲断和/或剪压构造带。早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一；

③造山带有广泛的变质作用发生，岩石组构发生改变。 ④造山带有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与；

⑤造山带沉积以非史密斯地层为主。较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在； ⑥地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。 造山带的特征：

①具有很宽的增生楔，增生楔中的复理石基质向着海沟后退方向时代逐渐变新；

②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的； ③增生型造山带中有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代也向着海沟后退方向变新； ④增生地体内含有海山、大洋岛和大洋台地的构造碎块，使增生型造山带复杂化； ⑤增生型造山带中具有多条韧性剪切带，可能是蛇绿岩构造就位的滑脱带； ⑥增生型造山带含有大型-超大型铜、金和多金属矿床。

从微量元素方面来对花岗岩构造背景进行判别

JULIAN A. PEARCE

摘要：花岗岩按照侵入位置可以分为四类-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），并且这四种花岗岩根据具体产出形态和岩石学特征又可以进一步划分。我们已经建立了一个600个高质量花岗岩微量元素分析数据库，并且花岗岩产出位置已知，利用洋脊花岗岩标准地球化学数据和SiO2含量进行分析后，可以知道大部分花岗岩在微量元素特征方面存在很大差异。ORG，VAG，WPG，COLG这四种花岗岩的区分在Rb-Y-Nb and Rb-Yb-Ta方面上是比较有效的，尤其是Y-Nb, Yb-Ta, Rb-(Y + Nb) andRb—(Yb + Ta)的图解。尽管这些边界都是靠经验而来的，但是可以根据地球化学模型来建立不同花岗岩的一个理论基础。后碰撞花岗岩在大地构造分类上显示出一定的问题，因为他们的特点与碰撞事件时岩石圈的厚度和组成有关，也与之前岩浆活动的时期和位置有关。如果对后碰撞花岗岩的地球化学方面双倍的约束，花岗岩微量元素的特征都趋向于晚太古代的构造环境。

前言

微量元素分类图标很多时候都是用于玄武质火山岩的构造背景判别(e.g. Pearce & Cann, 1973; Floyd & Winchester, 1975; Pearce, 1975; Wood et al.,1979; Winchester & Floyd, 1977; Shervais, 1982).。然而，很多时候一些岩浆/构造事件在地表揭露的只是深层岩，尤其是花岗

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岩(sensu lato).。我们的目的就是把微量元素分类图标的应用范围推广到我们所命名的含有至少5%模式石英的深层岩。

为什么在判别个构造背景时玄武岩比花岗岩更受到重视呢，主要有两个原因。最主要是因为对于已知背景的花岗岩分类具有一定的难度，从他们出露在地表以来，就很难得到构造背景的明确的地球化学证据。第二个原因就是花岗岩复杂的形成过程，这使得他们的地球化学特征很难解释，例如晶体形态，地壳混染，挥发分对元素的带入和带出。玄武岩在判断构造背景方面要比花岗岩重要的多(e.g. Hanson, 1978).然而这些问题可以通过低蚀变的样品来平衡，所以对于他们的分类来说，活动元素要比稳定元素应用更多一些。当然，目前也已经有一些花岗岩分类的方案，对构造背景也有一定的指示意义。Peacock's (1931)的碱-灰质指数（alkali-lime index）和Shand's (1951)的进一步划分为过碱性、碱性和亚碱性来表示花岗岩主量元素的特征，并且也指示出一些简单的假设：钙碱性花岗岩石岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与版内背景有关，过铝质花岗岩石是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。Streckeisen's (1976)的分类也对构造环境提供了一些信息，然而Debon & Le Fort (1982)基于La Roche(1978)早期成果公布了一个特征矿物表格，这里包含了构造背景化学和矿物的分类。他将花岗岩分为S型和I型(Chappell &White, 1974; White & Chappell, 1977)花岗岩，最初只是成因分类，目前已经可以用来预测构造背景。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。后者也可以包括Coleman & Peterman (1975)提出的大洋斜长花岗岩，主要是洋脊形成的蛇绿岩套中富钠的花岗岩。

尽管以上分类很有用处，但是他们范的最大缺点就是对过去构造背景的指示。这些矿物和主量元素的分类通常只是简单的分类，因为他们并不是主要用来判断构造背景。S、I、A、M型花岗岩分类很难应用，因为他们的边界并不清楚，还因为这些花岗岩类型和构造背景的单相关关系并不经常有效，后文我们会提到。所以我们利用相反的方向来分类，利用已知构造环境的花岗岩分析得到相应的地球化学和矿物特征。我们利用的600个样品，采自不同构造背景，有洋脊，火山弧，板内和碰撞背景。我们测试的元素包括XRF微量元素K, Rb, Sr, Y, Zr and Nb (and sometimes Ce, Ba and Th)和INAA微量元素，Ba和稀土元素Hf, Ta and Th，他们的矿物学和主量元素特征已经有记录。三分之一的数据已经公布给大学，剩余的也正在进行。

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花岗岩的构造背景分类

表一列出了测试样品所采自的构造环境。他们被分成四组：洋脊，火山弧，版内和碰撞花岗岩。每一组又进一步分为构造和岩石学分类。

洋脊花岗岩

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尽管我们已经从大洋盆地直接取得了一些花岗岩样品，但是我们所知道的关于这些花岗岩的知识仅仅是来自于蛇绿岩套，他们仅仅局部小范围存在于深层火山岩的最上部。Coleman &Peterman (1975) and Coleman & Donato (1979)建议将这种岩石叫做大洋斜长花岗岩，但是由于这里的岩石还有除了洋脊以外大洋内部的岩石，所以在这里我们称之为洋脊花岗岩。所以这组岩石包括洋壳花岗岩和蛇绿岩套中的花岗岩，但是不包括切穿这些层序的侵入体花岗岩以及与岛弧和洋岛有关的花岗岩。

我们还要对洋脊花岗岩形成的不同类型的洋脊进行精确分类，这也是很有用处的。在表一中我们已经完成了这项工作，将他们的地球化学背景与相关玄武岩进行结合比较。最初是将其分为与俯冲带无关的洋脊和与俯冲带有关的洋脊。对于前者，如果其最初火山产物是N-MORB，就叫做正常洋脊，如果其最初火山产物是E-或者T-MORB，就叫做异常洋脊，他们的微量元素特征是完全不同的(Sun &Nesbitt, 1977; Wood, 1979）。地球化学证据表明，只有科西嘉，亚平宁和一些伊朗的大洋斜长花岗岩形成于与俯冲无关的洋脊，地球化学证据将这些洋脊称为正常洋脊（见表一）。我们所取的异常洋脊样品仅取自大西洋中脊，属于E-MORB。而地幔柱附近的异常洋脊的斜长花岗岩，目前还没有可用的数据，像宝威特和冰岛的。

俯冲带洋脊的最初火山产物也是N-MORB的话也称之为正常洋脊，如果产物是岛弧拉斑玄武岩或者玻古安山岩的话则称之为上俯冲带（SSZ）。本次研究中的大洋斜长花岗岩取自撒米恩托等地的蛇绿岩套，他们的地球化学特征象征着弧后形成环境（弧后是弧里面），其玄武岩地化特征位于正常洋脊的边缘。相反，取自特鲁多斯山，安塔利亚等地的大洋斜长花岗岩则是取自SSZ性质的蛇绿岩套(e.g. Pearce et al., in press）。他们的一些地化证明(Gealey, 1980)这些斜长花岗岩具有弧前（弧前是弧顶那侧）性质，与汤加海沟的斜长花岗岩具有相似特征(Sharaskin etal., in press)。

所有构造子群的大洋斜长花岗岩都具有角闪石作为特征镁铁质矿物，在Streckeisen图解上投在石英闪长岩和英云闪长岩上。还有一些Engel & Fisher (1975)在印度洋取的石英二长岩，是属于比较狭窄的范围之内，在这里并没有录入数据库中。利用Peacock参数可以发现各子群的区别：与俯冲带无关的正常和异常洋脊基本都属于钙碱性，正常弧后洋脊为钙碱性，SSZ洋脊是富钙的。这是一个重要的区别，尽管有一些相似之处。

火山弧花岗岩

火山弧花岗岩在背景上有很大变化，有海洋环境还有大陆环境，在成分上有拉斑玄武岩（tholeiitic）系列，钙碱性以及钾玄质系列(Peccerillo & Taylor, 1976).。还有一些与拉斑玄武岩海洋弧有关。子群中可用的数据仅取自Canyon杂岩体，这个杂岩体整体具有拉斑玄武岩岛弧性质。也有一些取自切穿蛇绿岩（ophiolite）的小型侵入体(<10 km across)、岩床以及岩浆房最上部结晶形成的花岗岩。这些例子在地质方面都与最初岛弧有一定相同点，并且与之相关的玄武岩地化特征也提供了一些依据，但还不足以确定。我们可用的数据来自活动-近期活动的海洋岛弧，包括太平洋西南部，加勒比海以及阿拉斯加增生契。这些样品大部分是钙碱性，也有一部分拉斑玄武岩系列。

一部分样品取自侵入活动大陆边缘的花岗岩。所有这些样品取自美国西海岸，主要是西部山脉和安第斯山脉，这里主要有沿海岸线分布的侏罗纪-白垩纪复合岩基和内陆分布的白垩纪和第三纪小型侵入体。所有这些侵入体都是钙碱性，高K钙碱性或者钾玄质shoshonitic（Peccerillo & Taylor）。

在选择火山弧花岗岩样品时一定要注意选择洋壳俯冲的样品。安第斯山脉东部的花岗岩就是岛弧-大陆碰撞事件形成的，是属于碰撞花岗岩而不是火山弧的。一些第三纪喜马拉雅的花岗岩也没有录入数据库，因为他们在俯冲带和碰撞二者之间很难区分。

火山弧花岗岩在主量元素和矿物学特征方面有着很大程度、很系统的变化。大洋拉斑玄

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武岩岛弧的花岗岩在Streckeisen图表上主要投在石英闪长岩和英云闪长岩上，角闪石是其特征镁铁质矿物，根据Peacock的分类是属于富钙系列。钙碱性岛弧（大洋和大陆）的花岗岩在Streckeisen图标上主要为石英闪长岩、石英二长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩上，角闪石和黑云母是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性系列。活动大陆边缘的高K钙碱性和钾玄质岩在Streckeisen图表上投在石英二长岩、华刚闪长岩和花岗岩上，黑云母+-角闪石是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性和碱钙系列。子群a-c中的花岗岩从偏铝质到过铝质变化，从M型ab到I型bc变化。

板内花岗岩

根据花岗岩侵入的地壳性质，我们可以对板内花岗岩进一步分类。一共分为三个子群：A子群花岗岩侵入到正常厚度的陆壳B子群花岗岩侵入到较薄的陆壳中，C子群花岗岩侵入到洋壳中。A/B的是按照相关岩脉群而划分，B/C是按照大陆架边缘划分。

数据库中大部分花岗岩在Streckeisen图解上都投在石英正长岩，花岗岩和碱性花岗岩区域，根据Peacock碱灰指数属于碱性系列，并且属于A型花岗岩。而在另一方面，他们却有很大差别：鉄镁质矿物从富钠角闪石+富钠辉石到黑云母+富钠角闪石，在成分上从过铝质到过碱质。大部分B子群里的花岗岩都属于钙碱性系列，包含富钙角闪石和辉石，有时候也有橄榄，根据Shand's指数属于变铝质系列。

碰撞花岗岩

花岗岩是大部分岩浆活动的产物，根据碰撞类型（陆陆、陆-岛弧，弧-弧）以及与主碰撞关系（同碰撞，碰撞后）进一步分类。数据库中大部分花岗岩都取自陆陆碰撞区，同碰撞和碰撞后期几乎各占一半(see Harris et al., in press, for a more detailed description of sample locations)，并且大部分取自岩浆活动与板块构造比较容易理解的地区，例如Hercynian, Himalayan and Alpine belts。在弧-大陆碰撞的花岗岩主要有三种类型：1、阿曼的晚白垩纪和与阿曼蛇绿岩侵位有关的马斯拉岛；2、希腊北部的侏罗纪花岗岩，其与Guevgueli蛇绿岩侵位有关(Bebien, 1982)；3、玻利维亚中新世花岗岩，它是在南美大陆与安第斯山西麓碰撞时侵入的(Bourgois & Janjou, 1981)。其中，阿曼和马斯拉岛花岗岩属于后碰撞时期产物，希腊和玻利维亚花岗岩是同碰撞产物。

同碰撞花岗岩在Streckeisen图解上投在花岗岩区域含有白云母，过铝质，在很多方面都表心啊出S型花岗岩特征。后碰撞花岗岩通常具有黑云母，角闪石作为铁镁质矿物，在Streckeisen图解上所投位置与火山弧C子群相同，属于钙碱性系列，偏铝质到轻微的过铝质，大部分特征与I型花岗岩类似。但是值得注意的是，尽管二者在数据库中并没有得到很好的体现，S型花岗岩和A型花岗岩在这种构造背景下都能够发生侵入。

不同类型花岗岩的微量元素特征

表2列出了这四种花岗岩的化学分析数据和确切的产出构造背景。为了阐述这些分析数据中的主要特征，我们已经将他们在表一种标绘出来。由于利用玄武岩的数据标准来对花岗岩进行分析的话是很难的，所以我们找到另一种标准。这种标准就是假设的洋脊花岗岩(ORG)，这种假设的花岗岩石通过N-MORB分离结晶而计算出来的。这种标准中的元素仅仅局限于在MORB分异中与酸性成分不兼容的元素，所以玄武岩标准中的主要元素如Ti、P、Eu和Sr等元素并不包括在内。为简单起见，我们用Ce,Sm和Yb元素来表示稀土元素；在表一中我们已经对数据进行了求利陨石标准化，这里没有重复添加。元素的排序是根据MORB geneses过程中相对不兼容的顺序排列的（从Yb到Rb），并且K2O在这里添加到了LHS中。

这组标准化的成分有以下特点：1、最终来源于没有受到富集事件的上地幔；2、分异成

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花岗岩的玄武岩就有简单的斜长石-橄榄石-单斜辉石-磁铁矿组合；3、没有受到地壳重熔，同化以及挥发分占主导的过程。由于花岗岩最初起源都假设为了很简单，所以他们会随着环境不同而发生系统性的变化。

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洋脊花岗岩的典型模式在表1中已经有所体现。由于我们所选择的标准是正常洋脊，所以无论是否是俯冲带侵入的花岗岩，其曲线都是平缓的。但是在K2O和Rb的含量上有很大差异，这原因可能是挥发相或者蚀变造成的。还有可能就是MORB（由于蚀变和低丰度的原因，其真实含量很难获得）的这些元素的值被高估了。而异常洋脊的花岗岩的模式则与其有着偏离，主要表现在Th，Ta，Nb和Ce的含量较高。其解释是源区玄武岩在这些元素上选择性的富集(e.g. Wood, 1979)。采自Troodos Massif 的俯冲带上不边缘的花岗岩，其模式曲线相对标准曲线来讲其高离子势的元素含量较低；并且相对其他元素，它的Th和Ba含量高，K2O和Rb含量低。它的Th/Ta比例很高，这更趋近于岛弧拉斑玄武岩系列而不是洋脊花岗岩，这种特征与岛弧拉斑玄武岩的玄武岩特征很下相似(Pearce et al., in press)。（花岗岩研究时要重视与之关联的玄武岩的性质，二者相互补充）

火山弧花岗岩的模式曲线见图1b。与火山弧玄武岩相似，花岗岩也富集K，Rb，Ba，Th，Ce和Sm，较少的是Ta，Nb，Hf，Zr，Y和Yb。在给出的四种模式曲线中，差异最大的就是取自Oman的后期侵入的花岗岩，它可以代表最原始的岛弧拉斑玄武岩系列的大洋斜长片麻岩。它的元素含量普遍较低，并且是所有模式中唯一从Ta到Yb具有完美的弧形。然而，它在Ba和Th相对的富集情况也是很明显的。其他的曲线形态相似，仅在含量上有所差别。

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板内花岗岩模式曲线见图1C和1d。他们可以分为三种类型。第一种，Ascension Island and Oslo Rift模式，它的特点是Rb，Th，Ta和Nb的含量较高或者约等于标准化含量，这与板内玄武岩特征是一样的，它的原因可能是花岗岩来源于不兼容元素富集的地幔( Pearce,1982). 我们要注意到我们没有考虑这种花岗岩模式中地壳物质的参与，这叫“地幔主导”。第二种，取自Sabaloka intrusion，它与第一种模式有很大区别，Rb和Th相对富集，而Nb和Ta相对亏损，．．．．．．．．．并且Ce和Sm与相邻元素比含量较高。这种模式的成因与地壳物质的参与（为何导致Nb，Ta亏损）有关，这已经有同位素证据来证明(Harris et ai, 1983)，因此这种模式又称为“地壳主导”。这两种模式都一个很明显的共同点，就是Ba的强烈负异常（Ba进入到哪去了），并且从右向左整体呈上升趋势。第三种模式曲线来自Mull and theSkaergaard complex，Rb和Th相对Ta和Nb的比例较大，也就是曲线较陡，有些人把这种模式也称为“地壳主导”，但是它有两个不同点，一是没有强烈的Ba负异常，二是Ta到Yb相对平缓。

尽管板内花岗岩由于内部原因有一些变化，但是整体有一些特点：1、Hf到Yb的值与标准值相近；2、K,Rb和Th的含量高。

碰撞花岗岩的模式曲线图见图1e和f。很明显可以看到，从形态上它们与火山弧花岗岩中钙碱性系列模式相似。但是也有一些不同之处，同碰撞花岗岩Rb极高正异常和Ce，Zr，Hf和Sm的很低的负异常。

最后，我们应该注意到图1中所展示的模式曲线并不能完全代表花岗岩的侵入体系特征。

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除了以上的几种情况，在很多时候，结晶作用对模式曲线形态有很大的影响，例如，一些洋脊花岗岩通过聚集锆石可以形成Zr，Hf，Y和Yb的正异常。在一些特定的情况下，分离结晶作用对模式曲线形态也有很大影响，例如，图1C中板内花岗岩Ba的负异常在中期组成成分上。地壳的混染作用也有很大变化，既可以使曲线是地幔主导也可以使地壳主导模式。挥发相在斑岩体中花岗岩和微晶花岗岩的模式曲线有很重要的作用。尽管有以上说明，但是整体来讲，这些模式曲线可以代表数据库中绝大部分花岗岩的特征。

微量元素-SiO2变化图解

图2是微量元素-SiO2图解，它可以在所选微量元素适用性和分离结晶敏感程度提供更多的信息。我们可以得到以下结论：

1、Y和Yb在N-洋脊（ORG的a，c）和板内环境下含量较高，而在火山弧环境下含量较低（图ab）。上俯冲带的洋脊花岗岩（ORG（b）），如我们所料，投在了火山弧区域。

2、Rb的变化曲线可以很明显的分为两种，洋脊和板内，火山弧和碰撞后花岗岩。在d中，后造山花岗岩将火山弧和后碰撞的区域都覆盖。

3、Nb和Ta在板内花岗岩中相对最富集。唯一的例外的衰减减薄陆壳的板内花岗岩，它在图中与其他类型的花岗岩重叠。这种重叠与我之前的Nb-SiO2互变Pearce &Gale (1979)基本一致的。并且Ta-SiO2比Nb-SiO2的重叠要更明显一些，因为同碰撞花岗岩中Ta/Nb比值较高(Harris et al., in press)。

我们还对其他一些元素进行了分析，得到以下结论：

1、Ba在SiO2含量小于65%的情况下，洋脊和板内花岗岩中的变化与Rb相似。当SiO2含量超过65以后，Ba对黑云母（以及钾长石）结晶的极度敏感和地壳的混染作用使其在各种岩浆作用中都是重叠的。

2、洋脊和板内花岗岩的K2O随着SiO2的变化都是不同的，与（Rb图2C）差不多，但是并没有Rb那么明显。

3、Th，Ce和Sm的变化与Rb相似，但是要比Rb重复的区域多。

4、Zr和Hf在SiO2含量小于68%的时候模式与Y和Yb相似，但是当超过这个含量，Zr

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和Hf由于锆石分离结晶和地壳同化作用，二者含量迅速较少，并且在花岗岩类型之间产生很大的重叠范围。同碰撞花岗岩通常具有较低的Zr和Hf的含量，所以在判别同碰撞和火山弧花岗岩时，利用Rb/Zr和Rb/Hf要比单独使用Rb要更准确。

Rb-Y-Nb 和 Rb-Yb-Ta 图解区别

从图1和2中可以看出，Rb, Y (or Yb) and Nb (or Ta)对于判别花岗岩构造背景时最有意义的元素。并且，在此基础上，上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞湖光岩很难与火山弧花岗岩区分出来。因此我们这里仅对N-ORG，WPG,VAG和COLG进行分析，对于上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞造山花岗岩在后面分类。我们的目的不是利用统计学来制造出一个区别构造环境的图标，而是在经验的基础上去发现他们的区别。

图3所示是Y—Nb (Fig. 3a) and Yb—Ta (Fig. 3b}的简单的投影。但是这两个图标仅能区

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分VAG和WPG，并且只靠Y，Nb，Yb和Ta其结果并不是特别有效。WPG和ORG二者间的区别由于衰减大陆岩石圈的WPG样品和异常洋脊花岗岩的重叠而变得不清楚。当然，这种重叠并没有很大应先个，因为这两种花岗岩在地球化学特征上有很大差别。VAG和syn-COLG的区别在Yb-Ta图解上可以表现出来，在Y-Nb很难。

从图2中可以看出，Rb可以将VAG和syn-COL分开，也能将ORG与WP分别开。并且，我们可以把Nb-Y中的对角线作为VAG和WPG的分界线。因为后者相当于一个等式Nb+Y=K，所以我们预测，Rb-(Y + Nb)图解对于判别花岗岩应该有更大的作用。图4a及时三者的图解，可以看到花岗岩类型之间基本没有重叠之处。图4b是Rb --(Yb + Ta)图解，它的形态与a相似。两个图中的边界都是靠眼睛画的，具体分类见下面的数据说明。

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判别边界的岩石学意义

我们可以很形象的证明图解中的边界是有相应的岩石学意义的。图5是对Rb-(Y + Nb)图解的解释。在建立模型过程中使用的参数见图4.这些参数都建立在岩石学和大量的地球化学和同位素基础上。然而，我要强调的是，我们并不是要建立一个精确的判别途径，而是要解释这种区别背后的原理。只有当图4中的参数影响其分类时才有意义。

图5a解释的是正常和异常洋脊花岗岩ORG的岩石学变化。为了构建岩石学变化轨迹，我们假设地幔的不均匀性对Rb和Nb具有同等的影响效应，但对Y没有影响(see, for example, Wood, 1979; Sun & Nesbitt1977; Pearce, 1982)。其地幔来源的组成可以用一条线a-b来表示其变化范围。后者的成分与原始地幔有些不同，根据Wood's (1979)Nb (0-6 p.p.m.) and Y (5 p.p.m.)，而Rb (0-3 p.p.m.)，要比原始地幔少了50%，，这与地壳生长的消耗以及附近洋岛玄武岩中Nb/Rb是一致的。这种地幔经过15%部分熔融形成MORB最初岩浆（ol67.5opx22.3cpx10），沿着c-d曲线分布。原始岩浆的分离结晶会形成橄榄石，辉石，斜长石以及磁铁矿和角闪石这会使岩浆成分中Rb和Nb+Y的含量增加，这与我们预测的趋势是一致的。

对于Tuscany suite的变化轨迹，我们是建立在Wood (1979)的N-MORB来源之上，而45° N MAR suite则是建立在E-MORB之上。这些原始岩浆开始部分熔融的点是PT 、 PE，。

在之后的封闭系统中，分离结晶作用在BT ，BE给予基性的岩浆组成，在IT and IE 给予中性成分，在AT and AE.给予酸性成分。我们应该注意的是，我们所考虑的开放的系统，而不是封闭系统的分离结晶，然后B,I和A应该会偏向真实值的右侧；较低的部分熔融程度和F的低值也会使这些点向右偏离。

从这些模型里，我们可以看到，ORG的左部边界相当于PT-PE 过程，向右相当于从BT和IT到BE和IE的过程。这与图4中根据经验做出的图是已知的。我们还可以看到上面的边界相当于BE-AE的过程。我们根据经验花的线穿过了AE，因为Rb的缺失可以使更多ORG花岗岩都在线下，所以这对上部边界更有利。

图5b解释了板内花岗岩岩石学变化轨迹。我们假设他们来源于不兼容元素富集的地幔

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并且其部分熔融在15%左右。

我们做的其他的图解模型并没有都呈现出来，但是我们要注意的是，他们都具有相似的变化轨迹。在Nb-Y和Ta-Yb图解中，我们可以看到地幔来源的消耗程度控制着ORG-WPG的边界，并且在VAG中，较高的熔融程度和磁铁矿、角闪石的早期结晶可以防止其与ORG和WPG的重叠。在Yb-Ta图解上，液体相中Ta的引入导致Ta/Nb的比值增大，从而形成syn-COLG和VAG的边界。

其他类型花岗岩类型区别

我们上面提到后碰撞花岗岩和SSZ洋脊的斜长花岗岩很难区分，我们现在对他们进行分析。

后碰撞花岗岩

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这类花岗岩在所有的构造-地球化学分类中都是一个重要的问题。这是因为，它不像其他花岗岩，后碰撞花岗岩不能用单一的地幔或者地壳来源来解释。已经有证据证明，它们既可以由于碰撞后的热松弛导致下地壳熔融作而形成，也可以由于后碰撞上升侵蚀作用导致的绝热减压而使上地幔熔融而形成(England & Thompson, in press; Harris et al., in press)。并且，碰撞后的俯冲作用也能够在后碰撞环境下产生正常火山弧岩浆(Colman-Sadd, 1982).因此，花岗岩的形成决定于碰撞的几何学，这种碰撞控制了地壳和地幔的熔融作用。

一些典型后碰撞花岗岩的Rb-Y+Nb图解见图6.他们大部分落在VAG顶部，例如Adamello pluton和Oman and Masirah Island的花岗岩。然而，他们也可以跨越区域，投在VAG和COLG两个区域。这种变化与地幔和地壳岩浆的混合有关系。

尽管这篇文章中并没有明确这种花岗岩的地球化学方面的区别，但是有一些投影可以区别出一部分。Ta-Hf-Rb图解（Harris et al.）是我们认为最有效最简单的方法，但是它的样品很局限，如果要完善这个图解还需要更多的数据支持。因此，目前来讲，侵入体的地质条件和分带是后造山背景的最好的指示。然而，如果某一种构造环境确定为后碰撞后，可以利用这个图解来评估碰撞事件的性质和极性。

SSZ大洋斜长花岗岩

这类花岗岩有一个问题，就是取自岛弧拉斑玄武岩系列的大部分样品在地球化学方面都很难区分出来。它与后碰撞花岗岩一样，在地球化学方面都没有自己的特点。

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应用中存在的问题

本文中的方法在应用时会受到以下方面的影响： 一、取样和分析过程

本文中的图解要求样品要是新鲜的，non-porphyry, non-cumulate,non-aplitic的侵入体岩石，并且要有可见的石英，样品要作为测试目而专门采集的。样品的数量决定于研究区内花岗岩的多样性。我们的测试是利用的XRF和INAA技术，值得注意的是，当主要元素的含量接近其检测极限时，其分类不能完全依赖于元素的含量。

二、蚀变

在判别图解中，热液和表生蚀变对图解的影响通过两种花岗岩就能够做出评价。SW England(Alderton et al, 1980)的同碰撞花岗岩和the El Salvador porphyry copper intrusivecentre in Chile (Baldwin & Pearce, 1982)的火山弧花岗岩。不同蚀变的化学变化在图8a中有所解释。 It is apparent that Rb-enrichment is a likely consequence of K-silicate and sericiticalteration (due to the growth of secondary biotite and muscovite respectively) andRb-depletion a likely consequence of chloritization and argillic alteration (due to breakdownof feldspar and mica). By comparison, (Y + Nb) shows only small variations: both Y and Nbare reduced during K-silicate alteration owing to 'dilution' by added quartz and Y is gainedduring chloritization since it can be accommodated in the chlorite structure. An unusualexception is tourmalinization which can cause depletion of most elements due to thebreakdown of both major and minor phases, including even zircon. However, all the vectorsdrawn are based on the complete destruction of the primary minerals and the effects of lessintense alteration will be correspondingly smaller. Alteration by alkali-rich fluids of the typeseen in WP alkali complexes (Harris & Marriner, 1980; Harris, 1981) may increase Rb, Yand Nb, as also indicated in Fig. 8a: although the precise vector cannot be drawn from thedata available, it is clear that this type of alteration would not prevent the correct identification of WP granites.

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地壳混染作用

在花岗岩地球化学和构造背景的关系上，我们已经将地壳混染的影响看做很重要的一个因素。在侵入体边缘以及包体富集的地区，都会存在不同程度的混染作用。在这些情况中，如图5d所示，混染通常出现在VAG和SYN-COLG区域。如果混染作用强烈的话，很容易误把WPG看做是VAG或者SYN-COLG，有时候VAG也会误认为是SYN-COLG。

挥发分

挥发分也是一个影响分类比较重要的因素。然而，除非是在极端情况，否则它一般不会影响分类的结果。细晶岩是一个比较典型的例子，由于大量富含挥发分的热液从岩浆中释放出去，所以细晶岩会缺少许多微量元素（相反，细晶花岗岩中却富含这些元素）。然而，一些具有细晶质基质的微晶花岗岩和斑岩的花岗岩也经受了微量元素的缺失(Hudson & Arth, 1983;Baldwin & Pearce, 1982)。因此，我们在进行花岗岩分类时要选择中粗粒等粒岩石。 关于挥发分地球化学的变化性，Hildreth1981通过对美国西部酸性凝灰岩层序研究得出一些结论。他的研究中的数据已经投在了图8a上，Rb明显减少，Yb和Ta减少的较少。他认为这些变化的原因是挥发分的微分重量的扩散 而不是晶体-液体的分离(cf. Michael, 1983)，如果他的说法是正确的话，那么异常的化学成分可以由于挥发分，甚至是不饱和水的岩浆中的挥发分对元素运输而形成。因此我们在对富含挥发分的花岗岩进行解释的时候要注意挥发分的作用，尤其化学成分在边界附近的时候。

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年代

由于我们的样品都是来自显生宙，所以他们并不能机械的应用于前寒武岩石。前寒武和现代的岩石主要有一下区别：

1、图5a中地幔演化的曲线中，Rb值要高，Y和Nb稍微高一点。 2、部分熔融程度要增大。

3、地幔的分离结晶作用不强，所以其不会来源于特别富集或者亏损的岩浆。 4、各种环境中，地壳熔融对于岩浆来源的作用更加重要。

复杂的构造体制

正如我们上文中强调的，判别图解中的区域是严格的反应其来源（熔融和结晶的历史），而不是目前的构造体制。同碰撞，火山弧，N-ORG和板内花岗岩的来源与其构造状态还具有一定的相关性。然而，根据精确的构造背景，后碰撞花岗岩可以投在syn-COLG, VAG or WPG的区域，ORG可以投在VAG区域。因此在许多群组当中这种区别很难辨别，所以我们在解释的时候一定要注意。

出来碰撞的构造环境，还有一些很明显的构造体制需要我们注意。例如，许多蛇绿岩中的花岗岩不仅形成于洋脊，也与俯冲带和碰撞事件有关；许多火山弧花岗岩不仅形成于大洋岩石圈俯冲，也与弧后和弧前碰撞抬升作用有关。因此我们应该推测到，即使在一些花岗岩省中的侵入体来源于相似的年代和位置，但是在判别图解上是在不同区域的。

总结

1、花岗岩根据其构造背景可以分成四类，VAG,ORG,COLG,WPG。洋脊花岗岩根据构造条件可以分为与俯冲带相关和无关的花岗岩，根据其相关玄武岩的化学成分可以洋脊花岗岩分为正常，异常和SSZ花岗岩。火山弧花岗岩根据构造条件分为洋内和陆内花岗岩，在化学成分上分为拉斑玄武岩系列，钙碱性系列和钾玄质系列。板内花岗岩根据构造条件分为洋内，陆内和衰减大陆岩石圈。碰撞花岗岩可以分为陆陆，弧-陆和弧-弧碰撞，根据侵位时间分为同碰撞和碰撞后。

2、将不同构造和构造子群的背景按照假设的洋脊花岗岩标准化后，我们可以发现微量元素系统的变化。洋脊和板内花岗岩具有高Y，重稀土富集的特点；板内花岗岩具有高Nb和Ta；同碰撞花岗岩具有较高的Rb。微量元素-SiO2图解中表现了微量元素随着SiO2（56-80%）变化的特点。

3、Rb-Nb-Y 和Rb-Ta-Yb判别图解可以对大部分花岗岩进行分类，例如同碰撞，火山弧，板内和洋脊花岗岩（SSZ除外）。岩石学模型证明了图解分类可以从以下解释：洋脊花岗岩通常形成于亏损地幔，在岩浆烟花过程中缺少两倍的Rb；板内花岗岩来源于富集地幔；火山弧花岗岩形成过程中角闪石发生分离结晶；同碰撞花岗岩形成过程中挥发分富集Rb（有时候有Ta）。

4、后碰撞花岗岩由于其地幔和地壳来源比例以及地幔的富集，使得它在判别图解上可以投在火山弧，板内以及同碰撞区域。尽管目前在地球化学方面还很难将其区分出来，但是如果有其他条件证明了其性质之后，该图解可以为其提供更多的碰撞信息。与之相同的是，上俯冲带洋脊的大洋斜长花岗岩也不能通过地球化学来判别，但是图解可以具有相同的作用。所以，这些图解应该作为确定花岗岩岩浆来源的指导，他应该与地质证据相结合来判断构造环境。

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根据BbararinB(1999)的花岗岩类分类方案，石鼓尖片麻状石英二长闪长岩，属于富角闪石钙碱性花岗岩类A(CG)；天堂寨、独尊山、舒潭、观音祠和云峰顶斑状或眼球状二长花岗岩属于富钾的钙碱性斑状二长花岗岩类K(CG)。KCG能够很好地指示地球动力学背景，KCG形成于造山带造山作用结束后大陆板块从挤压向伸展转换的构造环境，KCG的巨量出现并伴有镁铁质一超镁铁质岩标志着大别造山带垮塌的开始，即厚的地壳伸展减薄的开始。

Barbarin在综合考虑矿物组成、野外地质特征、岩石化学及同位素化学特征基础上对花岗岩进行了分类，提出两种过铝质花岗岩——含白云母过铝质花岗岩(MPG)和含堇青石和富黑云母过铝质花岗岩(CPG) 两种钙碱性花岗岩——富钾和钾长石斑晶钙碱性花岗岩(KCG)和富角闪石钙碱性花岗岩(ACG)，岛弧拉斑玄武质(tholeiitic)花岗岩(ATG)，洋中脊拉斑玄武质花岗岩(YTG)、过碱性和碱性花岗岩(PAG)，共7大类。目前看来，花岗岩成因分类组合与其它地质信息结合，可以揭示不同的构造环境和地球动力学背景。大量的研究显示，富钾钙碱性花岗岩主要发育于张性环境，两种(含白云母和堇青石富黑云母，MPG，CPG)过铝质花岗岩主要产于大陆碰撞环境，白云母花岗岩是大陆俯冲作用的标志，大量线性含角闪石低钾钙碱性花岗岩(如闪长岩一花岗闪长岩带)可能揭示了板块俯冲带或拆沉带的存在，富钠花岗岩暗示了俯冲作用下洋壳熔融，大量面状A型花岗岩的发育，常是大陆造山带稳定后的伸张标志，也可能暗示地幔热柱的存在。花岗岩的发育程度还可能提供造山带发育背景的信息。

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根据BbararinB(1999)的花岗岩类分类方案，石鼓尖片麻状石英二长闪长岩，属于富角闪石钙碱性花岗岩类A(CG)；天堂寨、独尊山、舒潭、观音祠和云峰顶斑状或眼球状二长花岗岩属于富钾的钙碱性斑状二长花岗岩类K(CG)。KCG能够很好地指示地球动力学背景，KCG形成于造山带造山作用结束后大陆板块从挤压向伸展转换的构造环境，KCG的巨量出现并伴有镁铁质一超镁铁质岩标志着大别造山带垮塌的开始，即厚的地壳伸展减薄的开始。

Barbarin在综合考虑矿物组成、野外地质特征、岩石化学及同位素化学特征基础上对花岗岩进行了分类，提出两种过铝质花岗岩——含白云母过铝质花岗岩(MPG)和含堇青石和富黑云母过铝质花岗岩(CPG) 两种钙碱性花岗岩——富钾和钾长石斑晶钙碱性花岗岩(KCG)和富角闪石钙碱性花岗岩(ACG)，岛弧拉斑玄武质(tholeiitic)花岗岩(ATG)，洋中脊拉斑玄武质花岗岩(YTG)、过碱性和碱性花岗岩(PAG)，共7大类。目前看来，花岗岩成因分类组合与其它地质信息结合，可以揭示不同的构造环境和地球动力学背景。大量的研究显示，富钾钙碱性花岗岩主要发育于张性环境，两种(含白云母和堇青石富黑云母，MPG，CPG)过铝质花岗岩主要产于大陆碰撞环境，白云母花岗岩是大陆俯冲作用的标志，大量线性含角闪石低钾钙碱性花岗岩(如闪长岩一花岗闪长岩带)可能揭示了板块俯冲带或拆沉带的存在，富钠花岗岩暗示了俯冲作用下洋壳熔融，大量面状A型花岗岩的发育，常是大陆造山带稳定后的伸张标志，也可能暗示地幔热柱的存在。花岗岩的发育程度还可能提供造山带发育背景的信息。

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