高钾钙碱性I 型花岗岩的来源 Malcollm P.Roberts John D.Clemens 曼彻斯特大学 摘要 许多 I 型花岗岩岩浆是老变质火山岩部分熔融形成的，这种熔体的成分可以是钙碱性， 也可以是变铝质的这些岩浆可以是花岗质岩石到英云闪长质的，并且产生于下地壳源区高 温区域地壳岩石部分熔融实验表明，高K， I 型花岗岩只能起源于地壳中含水 的钙碱性 - 高 K 钙碱性，镁铁质或者中性的变质岩由于变质玄武岩都是低K2O 的，所以不能作为原 岩，并且地幔与地壳混合来源的说法也是不恰当的而且，I 型钙碱性火山岩与俯冲过程不 一定有直接的联系 引言 大部分高K 钙碱性I 型花岗岩岩性为花岗闪长岩和英云闪长岩他们相对高的 Na2O/K2O 值表明其来源于变质火山岩的部分熔融，这与S 型花岗岩的沉积环境是相对的 （Chappell and white ,1974 ） K2O-Si2O图解可以将钙碱性岩石进一步划分为高K 和低K 类型（ Peccerillo and Taylor ,1976;Taylor ,1981;Rickwood,1989 ） 具有高K 的岩石同时富集其他不相容元素例如 U,Th，Rb 以及一些稀土元素。
这些地球化学特征表明了岩浆源区地壳岩石的重要性 虽然近期由于微量元素和同位素和实验岩石学的发展，岩浆过程的理解取得了很大进 步，但是高K 的 I 型岩石还没有完全理解这是很不可思议的，因为高K 的 I 型花岗岩是 元古代以来造山带的明显的特征一项调查显示35%-40%的元古代以来花岗质岩石都在高 K 区域 构造环境 高 K 钙碱性岩浆可以再两种主要的构造条件下产生第一，高K 岩石在大陆弧地区侵 位喷出，例如安第斯（Pitcher，1987） 这种环境的钙碱性花岗质岩浆的地球化学和同位素 特征显示， 这种产生于地幔楔岩浆在与洋壳脱水的热液反应过程中得到富集岩浆的不相容 元 素 的 进 一 步 富 集 可 以 视 为 与 增 厚 的 大 陆 壳 有 关 ， 岩 浆 一 直 上 升 直 到 贝 尼 奥 夫 带 （Dickenson， 1975） 幔源岩浆与地壳的混染会在微量元素和同位素方面产生一定的特征 （Hildreth and Moorbath ,1988;Luhr,1992）. 第二种构造环境是后碰撞环境，类似于加勒多尼亚（Pitcher，1987） ，随着地壳加厚源 区岩石发生熔融 地壳加厚会导致下部沉积岩和火山岩的挤压和变质。
加厚过程之后的伸展 作用会使地幔上升使得镁铁质岩浆成为其基底这种热量进入到已经很热的地壳中，会使地 壳大部分熔融， 熔体 （S和 I 型岩浆）会上升至浅部 （ Sonder ,1987;Dewey,1984;Windley,1991 ） 然而，地壳加厚后的伸展作用并不是熔融热流的必要条件一些底层并没有表现出下部 侵入的特征例如，澳大利亚东南部的Lachlanfold 带，具有低压绿片岩相区域变质作用， 逆时针的 P-T 图像这个地区有大量侵入的后碰撞I 和 S 型花岗质岩基这与大量的I 和 S 型火成碎屑岩侵位是一致的地表的镁铁质岩浆很少，并且这种活动通常与红层盆地的大陆 沉积作用有关这种密集的火山活动是软流圈侵入到减薄的地壳的结果（Collins and Bernon ,1992;Coney,1992） 该区的花岗质岩石和富硅火山岩并没有俯冲带活动的地球化学特 征（ Chappell and Stephens,1988） 微量元素证据的模糊性 人们在花岗质岩浆中地幔成分的识别已经做了大量努力通常把花岗质岩石中暗色显微 包体作为幔源镁铁质岩浆与长英质岩浆作用的证据(Holdenj,1987) 。
然而，包体的同位素与 宿主有较少的联系，相反，镁铁质岩浆有时甚至比长英质岩浆更具有地壳特征（Pin,1990） 我们已经利用微量和同位素数据来推测这些岩浆的起源球粒陨石， MORB ，原始地幔标准 化的蛛网图的钙碱性岩石图解（正常和高K）显示出 Nb 的损耗这已经被看做是俯冲带的 证据玄武质和流纹质岩浆的混合作用通常会发生，有时候甚至是主要的岩石学过程 已经有很多花岗岩的构造判别图解（Pearce， 1984） 但是这些图解表示的不是花岗 岩形成的构造环境，而是原岩的环境（Arculus,,1987;Twist and Harmer,1987 ） 关键之处就是 较老的原岩与花岗质岩浆部分熔融的环境可能是完全不同的并且，许多高K 的岩石在微 量元素比值上出于图解的边缘位置这特征在图2 中有很好的体现 在这种岩石的解释方面， 人们很少去探讨控制原岩化学特征的因素，以及部分熔融的痕迹并且， 源区对花岗岩微量 元素和同位素的影响要远大于构造环境的影响 源区的实验学约束 高 K，I 型花岗质岩石出现在各种构造环境中，这可以说明岩浆源区都是独立的对于 各种岩石类型的熔融实验在壳源成分约束上有一定的作用。
已经有很多不同类型的岩石用于 熔融实验中 这些数据收集于不同的地壳和地幔P-T 条件，还包括了含水岩石在流体和无流 体情况这些部分熔融的熔体成分投在了K2O-SiO2 图解上 ,如图 3.这种投图可以说是有用 的，因为K 是强不相容元素，许多熔融反应都包括了富K 矿物的分解图解中的分类 （Peccerillo and Taylor,1976;Rickwod ,1989 ）是来自于现代研究K2O，Si2O 的比例因此， 岩浆如果要演化到相邻的区域，一定要有出来结晶分离作用以外的过程发生（S 型花岗质岩 浆混合作用） 在这些I 型花岗岩中，岩浆混合作用基本是不可能的，因为混合形成的岩浆 不会具有目前观察到的地球化学特征，尤其是高的Na2O/K2O比值并且，镁铁质和长英 质岩浆的混合作用在流体动力学的限制（Aparks and Marshall,1986 ）不会产生大规模均匀的 高 K,I 型花岗质岩浆 K2O 在初始岩浆的含量的影响见图3.拉斑玄武岩，钙碱性和碱性玄武岩的部分熔融岩 浆具有过低的K2O 值，不会再高K 区域结晶奥长花岗片麻岩的熔体也不适合，杂砂岩熔 体的成分也不适合，因为它们是过铝质的。
最适合的是含水的钙碱性和高K 钙碱性安山岩 和玄武质安山岩 这些角闪岩相岩石部分熔融（Beard and Lofgren,1991;Helz,1976;Winther and Newton,1991 ）都会落入高K 区域 高 K 钙碱性岩石的存在可以暗示了深部对应的安山质原 岩的存在 这种推理具有重要意义，对于一个地区地质和构造历史，因为地表通常都没有原 岩的出露 模型 我们的模型主要是不含水的镁铁质原岩（主要是下地壳变质的火成岩）的部分熔融作用， 它是受下部镁铁岩浆侵入或形成基底Huppert and Sparks（1988）年模拟了玄武质岩浆侵 入到陆壳的热量的影响温度在900-950℃之间，假如镁铁质岩浆里有对流的前提这个温 度要比地壳加厚中得到的温度高的多熔融反应可以类似于以下过程（Clemens and Vielzeuf,1987 ）Bt+Qtz+Pl=(Opx/Cpx)+Kfs+melt ad Hbl=Pl+Qtz+Opx+Cpx+melt,黑云母 +石英 + 斜长石 =斜方辉石 /单斜辉石 +钾长石 +熔体；角闪石=斜长石 +石英 +斜方辉石 +单斜辉石 +熔 体 不 用 源 岩 的 温 度 和 水 分 对 部 分 熔 融的 影 响 已 经 有 人 发 布 （ Clemens and Vielzeuf,1987;Johannes and Holtz ,1991 ） 。
基于各种证据，我们有理由总结，下地壳熔融通常 发生在无水的条件下含水的岩浆中水源于角闪石和云母的分解 对于无水的镁铁质或中性原岩，水分通常在0.7-1.6wt% ，熔融体积在30-60%之间 （T=900-950 ℃， P=5-10Kbar=0.5-1.0GPa ） 这些相对大面积的熔体意味着不需要流体也能 进行流动 并且，这种岩浆可以继承源区的许多地球化学和同位素特征，不受残留体的影响 我们得到的主要结论就是，高K，I 型岩浆一定是中基性岩石部分熔融形成，过度到地 壳的高K 钙碱性变质火山岩这些源岩可以来源于富集的岩石圈地幔由于原岩从地幔分 离和熔融的时间和过程关系，花岗质岩浆或多或少会具有一些地幔的同位素特征与其他类 型的花岗质岩浆（S 型）一样， I 型花岗岩也是来源于地壳岩石的部分熔融花岗质岩浆从 地幔产生时不一定都是高K 系列然而，这种地幔可能对形成其他低K 钙碱性岩石有着重 要影响 甚至这里， 我们也要记住， 玄武质角闪岩的部分熔融与奥长花岗岩和钙碱性英安岩 和流纹岩是类似的岩浆的化学成分决定于源岩性质而不是形成的过程。