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MlSAMlsA(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图解可以判别。

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图解）。

从P2O5 vs. SiO2和Pb vs. SiO2变化趋势图中可以看出，每个矿区岩体样品点大致与I型花岗岩变化趋势相似。

需要更多图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）图解。

图花岗岩Zr+Nb+Ce+Y- FeO T/MgO、Zr+Nb+Ce+Y-（K2O+Na2O）/CaO图解（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。

图I型和A型花岗岩SiO2-Ce、SiO2-Nb、SiO2-Y、SiO2-Zr判别图解（collins et al., 1982）ISMA对构造背景的指示意义：虽然ISMA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。

成因类型特征矿物岩石系列形成背景碰撞花岗岩黑云母，角闪石作为暗钙碱性，准铝质到轻微I型花岗岩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）。

构造判别图解常用的有以下几个：图6 花岗岩微量元素构造环境图（底图据Pearce，1984）VAG-火山弧花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；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TAS 投图1. 所有的数据都去除了烧失量2. TAS 适用于未蚀变的火山岩。

TAS 对蚀变岩石的应用Sabine et al. (1985)有所讨论，他发现许多低变质的岩石可以使用TAS 。

3. H2O>2%,CO2>0.5%的岩石投TAS 时要怀疑其准确性，并且要去除烧失量后才能投图。

4.FeO /Fe2O3的比率是作为分析的一个标准。

如果比率并没有，就要按照Le Maitre (1976)的方法来计算。

稀土微量元素性质所有原理都基于元素的分配系数。

尽量少用常量元素，影响大。

微量元素更准确一些。

① Ba 在黑云母和钾长石中的分配系数最大②Ti 在角闪石、黑云母中的平均分配系数分别为7.1和35.5③Sr 在斜长石、磷灰石中分配系数最大④Nb 、Ta 、Ti 、P 的亏损则暗示了岩浆源区曾受到地壳物质或俯冲残留洋壳流体的混染和交代（Fitton JG, James D, Leeman WP . Basic magmatism associated with the late Cenozoic extension in the western United States. Compositional variations in space and time. Lithos, 1991，120(3):221-241）由于花岗岩中Sr 和Ba 主要以类质同相的形式替代斜长石、钾长石与黑云母中的Ca 和K ，Sr 和Ba 的亏损应与斜长石、钾长石和黑云母的分离结晶作用有关或与源区中的残留有关，这与岩体富含钾长石斑晶和黑云母现象一致。

Sr 的富集可以通过钾长石斑晶的存在解释。

图（13）Hf-Rb-Ta 图解（Harris et al.,1986）图（14）Th/Hf-Ta/Hf 图解 ( Schandland Gorton, 2002 )P 以类质同像取代Si，Nd取代CaNb、Ta 为一对互代元素，一般情况下不会发生分馏(球粒陨石和原始地幔的Nb/Ta 比值为17.5,正长花岗岩是11)，壳幔分离时，Ta 明显在地壳中富集而Nb 亏损，因此，Nb/Ta比值可以指示岩浆形成时地壳组分的参与程度，后太古代大陆地壳的平均值11如果Nb/Ta比值接近17.5时，说明其幔源性质明显。

如果远小于17.5，说明源区地壳性质更明显。

Zr/Hf花岗岩一般在33~40⑤石榴石强烈富集HREE，角闪石强烈富集MREE（吴福元等，2002）图3 花岗岩REE配分型式和微量元素蛛网图（Sun and McDonough，1989）当HREE强烈亏损，无铕异常或正异常暗示源区由石榴石+辉石组成，残留相为榴辉岩；HREE平坦分布，说明源区可能有角闪石残留，残留相为角闪榴辉岩或含角闪石的辉石岩；HREE亏损或平坦型，有弱点负铕异常，说明残留相有少量斜长石存在，残留相为含斜长石的榴辉岩或麻粒岩。

（残留相与压力的关系见第六部分）由于花岗质岩岩浆通常为晶粥体(Pitcher，1997)，其发生分离结晶作用的可能性大为降低，故稀土元素的亏损更有可能与源区的残留有关。

大洋斜长花岗岩具有高HREE（Yb在2-30ppm），中等到低的负铕异常，很低的Sr，可以理解为辉长岩加水部分熔融形成（张旗，2001）。

稀土元素通常富集Rb，Th,U等大离子亲石元素LITE，贫Nb，Ta，Ti,P等高场强元素HFSE。

Ba不一定，有时候亏损，有时候富集。

（HFSE：Nb、Ta、Zr、Hf、Nb、P、Th、HREE、Th、Ce、U、Pb4+、Ti等。

这些元素地球化学性质一般较稳定，不易受变质、蚀变和风化作用等的影响，因此常用来恢复遭后期变化岩石的原岩性质；LITE:K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+);稀土元素解释主要是岩浆残留相和形成运移过程中的分离结晶两个方面残留相能指示该岩浆形成时发生的岩性和深度（上、下地壳或地幔）。

再结合构造背景进而讨论动力学背景。

众多资料表明，中酸性岩浆岩的Sr和Yb是两个非常有意义的地球化学指标，根据Sr=400×10-6和Yb=2×10-6为标准可以划分出5类花岗岩，即：高Sr低Yb、高Sr高Yb、低Sr低Yb、低Sr高Yb和非常低Sr高Yb型花岗岩（图）。

埃达克岩adakite特征是SiO2＞56%，Al2O3＞15%，MgO＜3%，Sr＞400×10--6，LREE富集，HREE亏损，Yb＜1.9×10-6，Y＜18×10-6，无明显的负铕异常。

按张旗（2006）属于高Sr低Yb型花岗岩，其实只要源区有石榴石残留，都应当是高Sr低Yb型的。

六、花岗质岩浆起源的温压条件花岗质岩浆起源的温度研究（即温度多少下可以形成花岗质岩浆）岩浆在早期结晶时的温度可以近似代表岩浆形成时的温度，目前使用的方法主要是锆石饱和温度计算和锆石钛温度计（研究较少）（吴福元，2007）。

Miller et al.(2003)根据锆石饱和温度提出热(hot)和冷(Cold)花岗岩。

前者温度在840°左右，含源区残留物较少，其形成主要跟外来热加入有关。