A型花岗岩类研究综述

然多组分体系仍然是有效的 。 虽然只有温度降低导致粘度增加 ，但由于低温熔体必有较高的 HzO含量 。因而低温下所 产生的 HzO-不饱和花岗质熔体其粘度比高温熔体要小得多。这意味着低温对熔体的分凝作用 和晶体分离作用十分有利 。 花岗岩中无水相的晶体分离可引起残余岩浆的粘度大大降低 ，这是 由于熔体中晶体减少 而 HzO增多之故。但必须注意 。如果有含水矿物(黑云母、角闪石)的分离作用发生 ，则上述对 粘度的影响可能并不重要． 岩浆中 O的初始数量以及在某种程度上无水矿物的分离作用程度可以决定熔体到达 开始脱气的 H2O溶解度范围。由于压力与 HzO溶解度有明显的相关性 ，因而在高温岩浆中脱 气作用可以在到达固相线以前优先发生 ，即 HzO溶解度曲线可在极低的压力下横切固相线 。 液相线曲线(图2、d)及图5—7的实例都证 明，在任何含大量石英-长石矿物的源岩(如正片 麻岩 、变质杂砂岩等)中 ，可利用的 HzO对所产生的熔体份教有 明显的影响。涉及黑云母或角 闪石的脱水反应只有在高温下 (850~900℃)才能增高熔体的份数 。这种高温贫 HzO的高粘度 熔体可能妨碍源岩中熔体与结晶相的分凝作用 ，故而有助于含熔体和残 留晶体的 S-型岩浆 (如澳大利亚拉克兰褶皱带)的形成 ，这种岩浆能够到达地壳的极高部位。相反 ，发生在低温下 涉及 自云母分解的脱水反应只能产生低的熔体份数 ，由于这种熔体的 HzO含量高 (即粘度 低)，与高温熔体相比较 ，它们有利于熔体的萃取与聚合。这种岩浆最初必然是晶体少的，它们 可以淡包花岗岩(如高喜马拉雅淡色花岗岩)为例，均在高压下到达它们的固相线． 气， 岩 ， 翔 鲥 。 鹳 ／4 花 A型花岗岩类研究综述 陈培荣 章邦桐 — — — — — 一 — — — — 一 (南京大学地球科学系，南京210008) ， f 摘要 本文综述 了A型花 岩类研究的一些基本问题 ，尤其是详细夼 绍了有关岩石 成因和构造背景 的最新研 究成果 ，昔对国内研究工作状况 ，指出加强准铝质弱碱性A 型花岗岩的研究对拓宽A型花 岩研究领域和探讨大陆地壳演化具有重要意义． A型花岗岩这一术语 自从 由 1．．oLselle和 Wones(1979)[ ]引入地质文献以来 ，对该类型花岗 岩的研究一直受到国内外地质学家们的高度关注．围绕这些花岗岩是否要单独作为一个类型 来考虑 ，以及用什么准则把它们与其他类型花岗岩区别开来 、岩石成固和构造背景等问题引 起了很多讨论 。本文就这些基本问题综述如下． 一 9 一 维普资讯 http://www.cqvip.com 1．术语学 70年代 国外对花岗岩的研究取得了突破性进展 。继 Chappell等(1974)首先提出 I、S型花 岗岩之后 。不同学者又分别定义了M 型和 A型花岗岩．大量的研究工作 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 明 ：A型花岗岩类侵 位 于后造山或非造山的张性环境 ．其岩石类型通常为石英正长岩 、准铝质花岗岩和过碱性花 岗岩 ，在过碱性岩石中含有碱性角闪石和辉石．化学成分上 A型花岗岩以富碱 、低钙和铁镁比 值大为特征 ，在指定 SiO2含量为70 时 ，NazO--~-K2O=7~11 ，CaO<1．8 ，Fl扣 ／Mgo=8--- 80(Eby，1990)．微量元索上 ，明显富集 REB(BlI除外)、zr、Nb和 Ta等高场强元素(HFSE)，而 Sc、cr、co、Ni、Ba、Sr和 Eu等含量较低 ．这些特征与其他类型花岗岩形成明显差别 ．A型花岗岩 正 如 Loi~ll等所定义的那样 ，强调了岩体侵位的非造山(anorogenic)构造背景 ，相对高的碱质 组成(aum1 e)或岩浆贫水(anhydrous)的特征 ，并没涉及到成岩的物质来源 ．因此 ，在术语的含 义上与 I、S、M 型花岗岩有明显的差别 ．Creaser等 (1991)[2]曾建议将 A型花岗岩作为 I型的一 个亚类来看待 ．然而 。据 El,y(1990，1992)D ]研究，A型花 岗岩存在两个化学成分上明显有别 的亚类 ，在 Al亚类花 岗岩中，Rb、 、Y、Nb、Sc、Zr、Hf、Ta、Ga等不相容元索的比值与洋岛玄武 岩相似 ，显示其源自地 幔(或多或步被陆壳同化)；Az亚类的特征是这些元索的比值变化较大 ， 可以从与陆壳相似变化到与岛弧玄武岩相似 。成岩物质主要来 自非变质沉积岩的地壳 (?)源 岩 ．显然把 A型花岗岩归类于 I型花岗岩也是不妥当的 。鉴于 A型花岗岩类 的化学成分和矿 物成分独特 ，并具有重要经济意义 ，显示出明显的个性特征 ，Eby建议应保留 A型花岗岩类 ” 这一术语 ．现在 A型花岗岩类 广泛见于地质文献中 ，已为广大地质研究人员理解和接受 ，我 们认为如何探入研究它们比术语学问题更为重要 ． 2．判别标志 A型花 岗岩与其他类型花 岗岩相比 ，F~／Mg、(K+Na)／At、K／Na比值和 F、Zr、Nb、Ga、REE (Eu除外)、Y、zn等元索丰度较高 ，Mg、Ca、^J、Cr和 Ni的丰度较低 ，明显富集亲石元 索 ，而亏 损耐熔 元 索 。Collins等 (1982)旧曾把 Ga／AI值高作为 A型花岗岩 的识别 标志 ．Whalen等 (1987)[ 和 Eby(1 990)也把 Ga／A1值高作为许多 A型花岗岩的判别基础 ，提 出了10‘xGa／A1一 Zx(或 Nb、ce、Y、Zn等 }Ⅱ 元素)和10‘×ea／AJ—K2O+Na (或 K,O／MgO、(K2O+Na2o)／cao、 FeO。／MgO等氧化物 比值)等判别图解 ．另外根据 SiO2一F~O ／MgO等图解也能很好地把 A型 花岗岩类与其他类型花岗岩区别开来． 据研究(V,／halen等 。1987)。由 I型和 S型演化的长英质花岗岩(slo2>74 )。其某些地球 化学特点有时与 A型相似．因此，如何利用化学成分准则把它们与 A型区别开来是一个令人 关注的重要问题．演化的长英质花岗岩 ，由于充分的结晶分离作用。Rb、Rb／Sr、Ga／Ba、Oa／A1 和 Nb常随 h 、 、Zr、Y和 ce的减少而增加；A型花岗岩不显示强烈的分异作用 。丰富的高价 阳离子不必伴随着高的 Rb／Sr或 Rb／Ba值，这些比值在 A型岩套中变化很大。因此，Whalen等 提 出了下述判别图解 ：Rb／Ba—Zr+ce+Y。(K2O+Na2o)／cao(或 FeO。／h o)一Zr+Nb+ce+Y． 同理 。E'by(1 992) 设计 领导形象设计圆作业设计ao工艺污水处理厂设计附属工程施工组织设计清扫机器人结构设计 的 Oa／Al(或 Th)一Eu／Eu’等图解也能有效地把 A型与其他类型演化的长 英质花岗岩区别开来 。 3．岩石成因 Collins等(1992)用残余源(re~dual--source)成因模式鹪释了 A型花岗岩的成因 ．认 为 A 型花岗岩富集高场强元索 Zr、Nb、Y、REE和挥发分 F的特征归因于经历了第一次熔融事件(或 一 1 0 — 维普资讯 http://www.cqvip.com 形成 I型岩浆)后残余相长英质麻粒岩的再熔融。因其残余相水含量较低．再熔融时要求较高 温度 ，正是在高温条件下 ，黑云母和角闪石发生分解 ．提高了熔体的 F含量 ，同时也提高了锆 石 、磷灰石等剐矿物的溶解度．从而导致络体中HI=SE的含量升高 ．这种成因解释具有一定影 响 ，常见于诸多文献中 。Cl~nem(1988)m~实验也表明，A型岩浆温度较高(--般大于900℃)， 含水量较低‘2．4～d．3 )，最可能的络融反应涉及到云母和角闪石的分解 ，得出了与残余源 成因模式相吻合的结论 。 然而 ，Creaser等(1991)在检查了 I型花岗岩熔体残余韧可能具有的矿物组成和地球化学 特征后指出 ：这种残余物质的部分熔融大概产生不出适合于 A型花岗岩主元素地球化学特征 的岩浆。因为，Collins等(1982)认为残余相岩石由石英、斜长石和碱性长石组成，也可能舍有富 F的角闪石和黑云母 ，以及副矿物榍石、磷灰石和锫石 。这样的矿物组合与近年来的实验结果 发 生了矛盾 。主要表现在 ：(1)Wolf等(1989)对天然角闪岩在蒸气缺失条件下进行烙融实验 (800~1000℃，1 GPa)，产生的残余 矿物为角闪石、单斜辉石、斜方辉石和斜长石 ，有时有不透 明矿物和石榴子石。对英安岩和英云闪长岩的熔融实验(Conrad等，1988；675～975℃，1 GPa 和 Rutter等 ，1988；875～1 000℃，1 GPa)【 。]表明，900℃时残余矿韧为普通辉石、斜方辉石和斜 长石 ，有时有石英 、角闪石、石榴子石和不透明矿物 。Ruttcr等发现 ，当温度达到大约860℃并产 生约5 的焙融时 ，从荚云闪长岩中消失的第一个相是碱性长石 ，在犬约880℃和 l8 的熔融 时 ，黑云母 消失。Clemer~s等(1987)[”]曾指 出，熔体小于15 的部分熔融岩石难以成为活动岩 浆 的源岩 。因此 ，英云闪长质岩石在部分熔融期间碱性长石或黑云母大概不会作为残余相存 在 。(2)从上面的讨论中还可看出 ，残余物相对于原岩将富集 和 Am(在斜长石中)、Mg和 Fe (在辉石士角闪石中)，亏损 K和 sj。起源于残余源的 A型花岗岩应该继承其地球化学特征 ，但 是 所有的 A型花 岗岩却显示了相反的地球化学特征 。(3)火成岩岩石学的基本原则是熔体与 其相平衡的铁镁硅酸盐相比具有更高的 Fe／Mg比值 。经历了第一次熔融事件后 ．从 I型花岗岩 浆 中残留下来的镁铁质矿物如辉石(士角闪石)相对于母岩中的这些矿韧应该是更富镁的 ，这 样的残余物再熔融时产生的花岗岩 ，其 Fe／Mg值 比第一次熔融事件产生的 I型花岗岩应该更 低．而实际上 A型花岗岩以该比值高为显著特征。 Creaser等 (1991)认为 ：荚 云闪长质或花岗闪长质的地壳火成岩通过部分熔融可以派生 出 A型花岗岩 ，在 A型花岗岩浆产生之前可能并没有发生熔体亏损 ，也不必经受麻粒岩相变质 作用。其依据是 ：(1)与 I型花岗岩的其他类型原岩相 比，英云闪长质到花 岗闪长质成分的．礤岩 与 A型花岗岩之间在主元素地球化学方面更具有亲缘关系 ，而且亏损了花岗质熔体的地壳岩 石是不可能再产生 比第一次熔融事件所产生的花岗岩熔体更富集造岩元素和更亏损耐熔元素 的花岗质熔体的。(2)A型花岗岩的低水含量特征曾被用来提出源岩为麻粒岩相的成因模式． 然而在 A型花岗岩产生之前未曾变质到麻粒岩相条件的长英质英云闪长岩和花岗闪长岩 ．在 蒸气缺失条件下的部分熔融也能产生低水含量的花岗质岩浆 ，因为这些源岩 中角闪石和黑云 母中的结构水是很少的。(3)在英云闪长岩和花岗闪长岩部分熔融过程中，由于只有残余相中 的微量磷灰石(士榍石)能接受 F．所以几乎所有F将进入到熔体中．对 F含量为蚰0～800× 1 0 的源岩来说 ，当产生25 的熔融时 ，络体中大约存在1 600~3200×10 的 F含量 ，并且 F 含量随分异作用增强而增加。正如 aemens等(1988)注意到的那样 ，不必要求源岩有异常高的 F含量 。A型花 岗岩中高的 I-II~SE含量可通过副矿物相的溶解和熔体中 F含量高来解释 ，v、 — — 11 —— 维普资讯 http://www.cqvip.com o、co和 Nj含量低于 I型花岗岩的现象与 A型花岗岩衍生于更富长英质的岩石一致 。44) Coll／ns等(1 982)推测 ，他们所研究的长英质程度最低的 A型花岗岩(SiO2=71～73 )可能代 表原生岩浆 }这些 A型花岗岩比典型的 I型花岗岩具有更高的 Ba和 Pb含量 ．这一特征可通过 英云闻长岩和花岗闪长岩的部分熔融来解释 ，因为至少在英云闪长岩中．舍有一定量的 Bat碱 性长石和黑云母)和 Pb(碱性长石)的富钾相在部分熔融期间从源岩中消失 ，从而产生了富 K、 Ba和 Pb的原生熔体 。(5)Skjerlic等(1 993)[”]对富 F的英云闪长质片麻岩在中地壳压力和流 体缺失条件下进行的熔融实验表明，富F黑云母的脱水熔融产生了相当于 A型花岗岩成分的 富 F熔体 ，留下了以斜方辉石、石英和斜长石为主的麻粒岩相残余物 。从实验岩石学的角度支 持了 Creaser等(1 99])提出的英云内长质成分 的岩石在水不饱和条件下的部分熔融可直接产 生 A型花岗岩浆的结论 。 然而，Eby划分的A1亚类花岗岩 ，其Rb、ce、Y、Nb、Zr、}王f、Ta、Oa等不相容元素的地球化学 显示出与洋岛玄武岩具有明显亲缘关系，显然不适台于上述模式 ．可见 ，A型花 岗岩成因是十 分复杂的。除了上述 部分熔融模式外 ，曾经引起讨论的成因解释还 有：(1)幔源碱性岩浆分离 形成残余花岗质熔体(Loiselle等 1979)．(2)幔源碱性岩浆跟地壳岩石反应形成一种正长质衍 生物 ，再分异出花岗质成分的熔体(Barth，1945)；或正长岩浆进一步跟石英质的地壳 岩石反 应 ，最终形成花岗质岩石(Barker等 ，1975)．43)许多玄武质熔体 中小规模的液体不混溶性被认 为是过碱性花岗质岩浆的可能成因(Philpot~s，1976}Bby，1979)。(4)液体状态的热重力扩散作 用曾经用来解释某些 A型流纹岩浆化学变异的成因(Shaw等，1976； 1dre血，i979)。(5)A型 花岗岩与晚阶段富碱、F和 cI的溶液跟残余岩浆反应或交代先存花岗岩有成因联系(Taylor 等，1 981；Harris等1986)。然而，还覆有一种模式能够令人满意地解释所有A型花岗岩的成因． 因此仍存在许多问题有待深入研究 。 4．构造背景 已发现A型花岗岩类与热点、大陆裂谷带或碰撞事件后的地壳扩展(或走滑断层)活动有 关 。在也门裂谷带 ，碱性到过渡性质的玄武岩流和流纹质熔结凝灰岩沿着阿拉伯半岛的南东 边部喷发 ，在岩浆活动晚期 A型花岗岩侵入到火山岩系中 。推测岩浆活动与裂谷发育前的地 壳隆起和岩石圈减薄有关(Eby，1990)．在挪威东南都伴随着陆 内裂谷作用产生有以镁铁质熔 岩喷发开始，A塑长荚质岩基结束的广泛岩浆活动(Eby．1990)。在我国攀西裂谷带，由英碱正 长岩一碱性花岗岩组成的A型花岗岩类沿着裂谷带的轴部发育(周伯苇等，1985)[”]．此外 ．在 东非裂谷系的Naivasha，得克萨斯 Trans--Peco$京部岩浆省(裂谷环境)中都有 A型岩类的存 在 。 美国新罕布什尔州白山岩系、格陵兰东部 [(~erven杂岩 、苏丹 Ras ed Dom杂岩 、玻利维亚 的Vela$co碱性岩则代表热点环境或地幔柱环境(Eby，1992)．白山岩系由两个时代的火成岩构 成 ，分别为200～165Ma和140~110Ma，岩浆活动与北大西洋的开裂事件有关 。早期 的火成岩 主要为石英正长岩、准铝质黑云母花岗岩和过鞍性花岗岩等．年轻的火成岩大多由镁铁质(辉 长岩和闪长岩)和长英质(石英正长岩和黑云母花岗岩)岩颈和环状岩墙杂岩组成 。在奥斯皮 (Ossipe~)的一个环状岩墙内发现有双模式玄武岩一流纹岩组合 岩石的 Sr!值变化在0．7030~ 0．7354之间，EOy等(199D注意到这些高的SrI值与岩石中Sr低(<1O×10 )有关 ，因而认为 高 SrI值未必是岩浆源于地壳的标志 。 一 12 — 维普资讯 http://www.cqvip.com 在澳大利亚东南部 Lachlan褶皱带中 ，著名的 Gabo和 Mumbulla岩套与上述岩石在构造环 境上有 明显差别 ，该两岩套均由晚泥盆纪花岗岩构成 ．Gabo岩套侵入于与其共岩浆的晚泥盆 纪双模式火山杂岩和褶皱的奥陶纪沉积变质岩 ，Mumbulla岩套则侵入于早泥盆纪的 I型 Bega 岩基和奥陶纪沉积变质岩中．单个岩套在岩相上和化学成分上是均匀的 ，但是两岩套之 间在 成分上有明显差别。羟铁云母、绿钠闪石是Gabo岩套中常见的镁铁质硅酸盐 ，后者周围有时 分布有钠铁闪石一钠闪石小颗粒 ；而在 Mumbulla岩套中氟一羟铁云母是唯一的原生镁铁质矿 物 。该区S型和 I型花岗岩主要是在晚奥陶世一早志留世(～d 35Ma)时 Benambran碰撞事件晚 期于晚志留世一早泥盆世(430~390M~)时侵位的。A型花岗岩和部分 S型花岗岩于晚泥盆世 时才发生侵位 ，是后碰撞花岗岩，侵位在以地垒 、地堑和右旋剪切作用为特征的转换拉张构造 环境中 (Sylvestsr，1989)[12]．此外，纽茹兰的Topsai~杂岩 、阿拉伯半岛的 Habd—Aldyahsen碱性 花 岗岩 、印度北部的 Ma．1ani岩套以及英国南部加里东褶皱带中的碱性 一过碱性流纹岩等也都 代表碰撞后环境或造山期后环境 ，它们的侵位或喷发与迟于碰撞事件约25~75Ma发生的地壳 扩张或走滑剪切活动有关． 如果把A型花岗岩的化学成分与构造环境联系起来．Eby(1992)认为：A 亚类似乎最有希 望代表热点、地幔柱或非造山环境中的大陆裂谷带。A：亚类所包括的花岗岩类侵位于各种构 造环境中，包括碰撞后岩浆作用环境以及环斑花岗岩作为其实例的真正的非造山岩浆作用环 境 ． 总之 ，A型花岗岩总是侵位在地壳裂解或减薄的背景之上 ，这是因为大陆地壳在经受裂鹪 或 伸展作用时，幔源熔体的活动和由此 }f起的高地热梯度为 A型岩浆的生成创造 了必要条 件 ． 5．国内研究概况和展望 80年代以来国内对攀西裂爸带[埘、裹牢山一金沙江带、闽浙箝海带和皖中南安庐岩带中 A型花岗岩类进行了很多研究工作，尤其对构造背景的认识取得了重要成果 ．譬如，涂光炽等 (1986)[“]曾明确指出．闽浙沿海带和衰牢山一金沙江带的富碱侵入体明显与地幔上拱有关 ， 是在断裂处于拉张情况下侵位的。我们在对安庐石英正长岩带的研究时也注意到该 A型岩带 位于一个地幔狭长隆起区的边部，地壳厚度相对邻区减薄达5~6km以上 ，成岩年龄与郝庐探 断裂在中生代由挤压剪切作用转化为以拉张作用为主的裂答期相吻合(章邦桐等，1988)[⋯ 然而 ，在过去的研究工作中，往往只把过碱性花岗岩作为重要研究对象 ，忽视了对准铝质弱碱 性 A型花 岗岩的研究工作 ．近年来我们在赣南发现有该类花岗岩 ，其岩相学和地球化学特征 酷似Mumbufia岩石，与A2亚类相似．由于不出现碱性铁镆质矿物'彳艮容易被错误的归类到 I或 S型花岗岩类中．在我国加强对该类花岗岩的研究，无疑对A型花岗岩成困的认识和探讨大陆 地壳的发展及演化具有重要意义 。 主要参考文献 [1]L出eIle M C et a1．Charact~ritics of anorogenic granites．Geological Society of America 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