岩石地球化学一些原理

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1、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（

2、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，

3、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

4、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

5、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

6、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- FeOT/MgO、Zr+Nb+Ce+Y- （K 2O+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

7、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

8、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 岩色矿物过铝质 碰撞花岗 岩白云母， 堇青石过 铝 质 ACNK 1.1 S 型花岗 岩 板内花岗 岩富钠角闪 石 +富钠 辉石 到 黑 云母 +富 钠角闪石过铝质到 过碱质，范围 大A 型花岗 岩俯冲后拉 伸盆地中局部 侵入 A 型花岗 岩（孙德友）， 代表 火山弧花 岗岩（俯冲）黑云母 +-

9、角闪石钙碱性， 高 K 钙碱性或 者钾玄质 偏铝质到 过铝质M-I 型洋脊花岗 岩角闪石与俯冲带 无关的正常和 异常洋脊基本 都 属 于 钙 碱 性，正常弧后 洋脊为钙碱性应该是 M 型吧，形成于 亏损地幔后碰撞花 岗岩碰撞后 的热松弛导致 下地壳熔融作 而形成由于 后碰撞上升侵 蚀作用导致的 绝热减压而使 上地幔熔融而 形成花岗岩 落在 VAG的顶 部，这也可以 作为其后碰撞 形 成 的 证 据 （ Pearce ， 1984）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

10、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；图 花岗岩 R1R2 图解（底图据 Batchelor 等，1985） 地幔斜长花岗岩；破坏性活动板块边缘(板块碰撞前 ) 花岗岩；板块碰撞后隆 起期花岗岩；造山晚期花岗岩；非造山区A型花岗岩；同碰撞花岗岩； 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

11、TAS。 3. H2O2%,CO20.5%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。 Ba在黑云母和钾长石中的分配系数最大 Ti 在角闪石、黑云母中的平均分配系数分别为7.1 和 35.5 Sr在斜长石、磷灰石中分配系数最大 Nb、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, Jame

12、s 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

13、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 ( Schandl and Gorton, 2002 )P 以类质同像取代 Si，Nd 取代 Ca Nb、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

14、源区地壳性质更明显。 Zr/Hf 花岗岩一般在 3340 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

15、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

16、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=40010-6 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%，Al2O315%，MgO3%，Sr40010-6，LREE 富集， HREE 亏损， Yb1.910-6，Y1810-6，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