花岗岩类的地质环境成因分类.pdf

1 9 9 6年 6月 广东地质 GUANGDONG GEOLOGY 第 1 1卷 第 2期 l i t ／ 一 杨超群 ， ／ ～ ／ ／ 广东省地质矿产局 ，广州5 1 0 0 8 0 ／ 4 文捕根据 成岩 地质 环境 和岩 石成 因 ， 花 岗岩类 总的可分 为三 大 类 1 扳块 俯 冲一 碰撞 型一 壳 源 重熔型 简称重熔型及板块俯冲一 碰撞型一 壳幔混合源 以上地幔物质来源为主同熔型 简称同 熔型 成 对花 岗岩类 。 0 裂 各 型一 幔 源分 异型 简称分 异型 花岗 岩类 ，它包括 大陆裂 答 型一 分异 型碱性花岗岩和大洋裂答型一 分异型大洋科长花岗岩两类 。 3 地槽型一 亮幔混合源 以陆壳或上地 幔物质来源为主花岗岩化型 简称花岗岩化型花岗岩类，这一类型产于地槽 区，井可再分为 ① 冒地槽型一 花岗岩化型花 岗岩类 以陆亮物质来源为主 ， 包含原地变质一 交代亚型、 准原地一 半原 地熔融一 侵入亚型和异地侵入亚型等三个亚型 ； 优地槽型一 花岗岩化型花岗岩类 以上地幔物质来 源 为 主 ，以太古 宙的 英 云闪长 质一 奥长花 岗质 灰色 片麻岩 为代表 ，井 可进 一步分 为原 地变 质一 交 代 亚型 和 异 地侵 入亚 型 。 关键词 孽基 裂 各 不 同成因类型的花岗岩类 ，是在 明显不 同的地质环境中形成的 ，因此 ，花 岗岩的成 因分 类，只有与它形成的地质环境有机地结合起来，才能更为接近客观实际和便于应用。本文提 出了一个 花 岗岩类形成的地质环境与其成 因 成 岩物质来源和成岩机制相结 合的分 类方案 ， 总的将花 岗岩类划分为三大类 。 1 板块俯冲一 碰撞型一 壳源重熔型及壳幔混合源同熔型成对花岗岩类 1 ． 1 板块 的俯冲一 碰撞与成对花 岗岩类 的形成 板 块俯 冲 碰撞 的结 果 ， 常在大陆板块一侧 同时形成成对产 出的重熔型 和 同熔型 罾两类 花岗岩 图 1 ， 这是全球性的普遍规律“ ” 。沿着俯冲一 碰撞带，由强大的磨擦作用所产生的 巨大热能 ，导致大陆板块的硅铝 层发 生重熔 形成 了重熔型 花岗岩类 主要 产于大陆 板块 内 侧的 上地 幔 凹陷区 。与此 同时 ，大洋板块及其上覆的陆源沉积物 和海 沟中的沉积物 ，以及 由俯冲所 铲刮裹胁 的大陆板块的陆壳 物质进入 上地 幔后 ，与 上地幔物质发生 同熔 作用所产生 车 文 1 9 9 5牛 8月收到 ．9月 改回 ． 函 重熔 型是 板块俯 冲一 碰 撞型 壳 源 重焙型 的简称 。 0 同焙 型 是板块俯 冲一 碰 撞型一 壳 幔 混台薄f 以上 地幔 物质 来锅【 为主 司熔 型妁 简称 l_ __ 类 ， ， ， 因 ． 成 、 境 环 ， 质 地 的 类 岩 山 冈 花 维普资讯 的岩浆 ，则形成 了同熔型 花岗岩类 。其岩石的地球 化学特征表 明，成岩 的壳 幔物质 比例约为 37 。 ～46 “ 。 它除了产于大陆板块边缘的上地幔斜坡 区外 ， 也沿大陆板块 内部 的超 壳深断 裂带产出．这可能是俯冲带与超壳深断裂带在深部连通的缘故 图 1 。 欧亚太陆板块 『 一太平洋一 库拉板块 囡 固 z固 。圈 团 s团 e 洋壳 图 1 中国东南部中生代太平洋- 库拉板块俯冲于歇亚大陆板块之下及 重熔型和同熔型成对花岗岩类形成示意剖面图 据何矗样 1 9 8 8修改 Fi 1 S k e r c h s e c t J oo s h o w i n g t h e 5 u b d u c t i o n ot t h e M e s o z o i c P a c c Ku l a P I a t e u nd e r t h e Eu r a s hn P l a t e a n d t h e f o r ma t i o n o f t h e p a i r e d CR t yp e a n d M S - t y p e g r a n i t o d s i n s o u t h e a s t e r n Ch L n a 1 同熔型花岗岩樊的同源火山岩，2 ．同熔型花咧岩娄，3 重熔型花岗岩类；4 加里东期混台岩， 5 ．俯冲带 ；6 ．超壳 探断 裂 1 ． 2 重熔型和同熔型花岗岩类的基本特征“ 1 一般岩石学特点重熔型为富长英质酸性花岗岩类，成分变化范围较窄 钾长石含 量大于斜长石 ； 钾长石条纹发育； 斜长石为钠一 奥长石，环带构造不发育 ；暗色矿物以黑云母 为主 ，含量为 2 ～5 ，一般不舍 角闪石 。同熔型 多为中酸性花 岗岩类 ，成分变化 范 围较大 钾长石含量一般小于斜 长石 ；钾长石条纹不发育 ；斜长 石为奥- 中长石 ，环带构造 发育 ；暗色 矿物含量大于 1 0 ，除黑云母外 ，普遍出现角 闪石 。 2 黑云母 重熔型 的属 L l F e云母 系列 ，Mg ／ Mg F e F e Mn 值 晰 小于 0 ． 5 ；同熔型的属 Mg F e云母 系列 ， ， 值大 于 0 ． 5 。 3 副矿物组合重熔型为钛铁矿- 磁铁矿一 独居石一 磷钇矿型， 同熔型为磁铁矿一 榍石一 褐帘 石一 磷灰石型 。 4 包体同熔 型中普遍 出现 微粒 闪长质 偶 见辉长质暗色包体 ，重 熔型 中则不存在 这类包体 。 5 岩石化学 重熔型的S i O 含量一般为 7 2 ～7 5 ； 碱含量高． 且一般 K 2 O N a z 0； DI一般大干 8 0 i s J小于 5 ，F e ／ F e ”F e 值 0 x小于 0 ． 2 }A1 2 O3 ／ K2 oNa 2 o - - C a O 分子数 比 AKNC 大于 1 ； 普遍 出现 刚玉 标准矿物 ， 含量大干 1 ％ 。 同熔型 的 S i O 一 2 一 维普资讯 含 量一般 为 6 4 47 2 ； 碱 含量较低 ； DI一般 小于 8 0 ； 』为 1 5 ～2 0 ；OX 大于 0 ． 2 ，A KNC 多小 于 1 ；仅个别 出现刚 玉 ，且含量小于 】 。 6 微最 元索重熔型富含 L i 、Rb 、C s 、B e 、Nb、Ta ；F含量 高 ，cl 含量低 。同熔型 的 cr 、Ni 、Co 、S r 、B a含量较高 ；F含量低 ，c l 含量高 。 7 稀土元 素重熔 型的 E R E E一般 为 1 0 0 ～3 0 0 1 0 ，LRE E／ HRE E一般小于 2 ； 8 Eu值 一般 为 0 ． 0 1 ～0 ． 5 ，分布型式多 为 “ v”形 曲线 ，铕的负异常 明显 。同络 型的 E RE E一 般为 1 0 0 2 0 0 1 0 ，L RE E／ HREE一般大于 2 ；8 E u值一般 大于 0 ． 5 ，分布 型式 为向右 倾斜 的曲线 ，铕 的负异常不 明显 8 同位素组成重熔型的 S t ／ S r ． 值大于 0 ． 7 1 0 ， O值 大 于 1 0 ‰ ；同 熔 型 的 ” S t ／ S r 值 小于 0 ． 7 1 0 ， O 值小于 1 0 ‰ 。 9 成矿作用w ，S n ，Mo ，B i ，P b，Z n， C o ，Ag，B e ，Li ，Nb，T a ，U，REE，F e 等与重熔 型有关 }Cu ，P b，Z n， F e ， Co ，Au，Ag ，Mo ，W ，S n ，U， Th ，RE E L R EE HR EE等与 同熔 型有关 。 1 0 同源 火 山岩重络型多不存在 同源火 山岩 ；同熔型则伴 随有强 烈的 同源 的钙碱性系 列火山作用 。 1 ． 3 成对花 岗岩 类体 积的时空 变化与板 块运动的关系 以华南 为例 ，与 中生代板块俯冲有关 的成对 花岗岩类 ，重熔型 约占 花岗岩类出露总面积 的 7 0 ，同熔 型则约占 1 2 “ 。 这 可能是 由于板 块的俯冲一 挤压作用 ，导致 地壳缩短加厚 ，为 重熔型花 岗岩类 提供 了巨厚的陆壳硅铝 层成岩物质有关 。成对花 岗岩类 及其 同源火山岩 ，在 从东南沿海 向北西 至江南古陆近 千公里范围 内，即从大陆板块边缘 至 内都 ，其活动强度逐渐 减弱 ，体积逐 渐变 小。这可能是 由于俯冲带 向北西倾斜 ，因此愈往 大陆板块 内部 ，俯冲带的 深度愈大 图 1 ．沿俯冲带 由摩擦作 用产生的热能对地壳的影响 愈小 ，而 且俯 冲带到达 一定 深度时还将 消亡的缘故 同时 ，愈往大陆板块 内部 ，俯冲一 挤 压作用所造成 的地壳缩短加厚的 程度也愈弱 ，亦即成岩物质相对逐渐减少 ，可能也是原 因之一 。 从白垩纪至第四纪， 太平洋海底的扩张速率， 与同时对应形成的 I 型 相当于同熔型 秘 鲁 海岸 岩基的体积 ，大体上为正相关⋯ 表 1 。这 表明海底扩张速率 愈大 ，太平 洋板块 向美 洲大陆板 块俯 冲的速 度愈快 ，沿俯冲带 由同熔 作用产生的岩浆也愈多 。 衰 1 侵人岩浆的体积与海底扩张逮牢之问的关系 据 P i t c h e r ，1 9 7 9 Ta b l e 1 Re l a t i o n b e t w e e n v o l u me o f ma g ma a n d s p r e a d i ng r a t e 3 一 维普资讯 1 ． 4 同熔型花 岗岩类及其同源火山岩的岩石一 地球化学 特征 的空间变化 规律 1 岩石的基性 度和 含碱量 以华南中生代同熔 型花 岗岩类 为例 ，在大陆板块边缘的政 和一 大埔断裂及其以东沿海一带，成岩系列为辉长岩一闪长岩一花岗闪长岩一 二长花岗岩一 黑云 母花岗岩一花岗闪长斑岩 花岗斑岩 ； 而在大陆板块内部的四会一 吴川断裂一带， 则形成辉石岩 一二 长岩一 石英 闪长 岩一 花岗肉 长岩 二 长花岗岩一二长 花 岗斑岩一 斜 长花 岗斑 岩一 花 岗闪 长 斑 岩的成岩 系列。 。 这表 明从大陆板块边缘 至 内部 ， 岩石的基性度增加 ； 同源火 山岩的岩石组 合相应地 出现 由流纹岩一 流纹 岩英安岩一流纹 岩安 山岩 一流纹岩 英安 岩玄武岩 的变 化规律“ ，火 山岩 的岩石化 学 ，也 由浙 闽沿海的普通一 钾质 型 K o 3 ． 0 8 向浙 闽匿部及赣 东北地区逐渐变为钾质型 K 3 ． 6 2 。 。在南美安第斯山和墨西哥 ，由海沟向大陆板块 ， 具 有时空联 系的同熔型花 崩岩类 呈现 由钙碱性 低 K高 Ca 向钾质钙碱性 高 K低 C a 变 化的趋势。 ； 美国西部新生代与同熔型花岗岩类同源的安 山岩的含钾量， 也从海沟向大陆板块 一 侧逐渐增加。日本第四纪与同熔型花岗岩类同源的火山岩“ ”，从海沟向岛弧 丈陆具有 从 拉斑玄武岩一高铝玄武 岩一碱性 玄武 岩的分带 ；它们产 出处 的震 源面深度 即岩浆源的深 度分别为 1 3 0 1 6 0 k m、1 6 0 2 5 0 k m 及大于 2 5 0 k m，也就是说 富含 S i O2 而贫碱的较酸性 的玄武岩来源较浅 ，而贫 S i O富碱的较基性的玄武 岩则 来源 较深 f根据久城 1 9 6 4 的实验 t 枉 Mg S i O． ～ Na A1 S i O． 一 S i O 体 系中 ， 随 着压力 即来源深度 的增大 ， 在部分熔融过程中最初 出现 的成分变化 ， 是 S i O 减少而碱性增大 ， 与实际观察 到的玄武岩成分分 带一致 综 上所述 ， 同熔 型花岗岩类及其同源 火 山岩 ，从大陆板块 边缘至 内部 ，随岩浆来源 的深度增大 ，基性 度 和含 碱量 愈高 。 2 稀土元紊华南中生代同熔型花岗岩类岩石中的稀土元素， 从大陆板块边缘到内部 ， 轻稀土 的 比重和 E u值明显增加 。据统计 ，大陆板块边缘 6个样 品的平 均值为 E RE E2 0 0 l 0 变化范 围 1 2 4 1 0 ～3 2 1 l 0 ， L RE E／ HRE E一3 ． 1 9 0 ． 9 6 ～5 ． 7 7 ， 3 E u 一0 ． 2 1 O ． 0 1 ～0 ． 4 3 ；而大陆板块 内部 7 1个样 品的平均值 为 t RE E一1 6 l 1 0 1 0 2 l 0 ～2 6 1 1 0 叫 ，L RE E／ HREE一5 ． 7 2 ． 6 7 ～1 7 ． 4 6 ， Eu 一0 ． 8 4 O ． 6 4 ～1 ． 1 2 6 。这表 明稀土 元 素在俯 冲带的消减过 程中 ，显 示了独特 的地球化学行为 据计算 ，显生 宙以来形 成的海 洋沉 积物约为 3 k m ／ a “ ，这些沉积物随 大洋板块沿 着俯冲带被带 入上地幔 。按 2 c m／ a的洋底扩 张速度计算，每年至少有 0 ． 5 k m 的大洋沉积物被带入上地幔 ；由于水分的加入，导致上地 幔物 质的熔点降低 ，并使沉积物等地壳物质与上地幔物质 沿着俯冲 带发 生 同熔 作用 ，产 生 了 形 成同熔 型花 岗岩类及其同源火山岩 的岩浆 。稀土元素 特别是轻稀 土是不相窖的大离子 亲 石元素 L I L ，由于愈往大陆板块 内部 俯 冲带愈深 ，上地 幔的交代 作用也发育愈 完全 ， 因此轻 稀土元素富集就愈 强烈“ 3 同位素组 成在西 南 日本 内带 ，中央构造线与 日本海 之间的 白垩纪一 早第三纪同熔型 花 岗岩类 的 S r 、Nd同位紊 比值可分 成三 个带。 ”南带具 有高的 S t ／ S r ． 值 0 、 7 0 7 0 0 7 0 8 8 和低 的 lE N t ] Y ’ 值 一3 ． 0 ～8 ． 0 ，北带 则具 有低 的 盯 S r ／ S t ． 值 0 、 7 0 4 8 ～ 0 ． 7 0 6 8 和 高的 e 值 十3 ． 0 ～一2 ． 2 ，丽过渡带则介 于南带和 北带之 间，一种较为合 理的解释 是 ，这种有规律 的变化 是岩浆来源于地壳和 上地 幔物质不 同比倒 混合的结 果 ；中生 代至早第三 纪 的四十万地槽 位于西 南 日本弧 的南侧 ， 可能是 当时俯 冲带的位置 。 由此可 见 ， 由南 带至北带 的这些变 化 ，反映 了大陆板块边缘至 内部的变化 。无独 有偶 ，中国东南沿 海与 ① 杨超 群华南 不同成 固娄 型花 岗岩类 的地球 化学 专疆性广 东地 质 ．1 9 8 6 ．1 1 1 】 6 ～ 】 4 2 ～ 4 一 维普资讯 同熔型花岗岩类同源的中生代火山岩，自沿海至内陆 ， S r 、 N d同位素初始比值也呈现有规律 的变化“ ” 在大陆板块边缘的沿海一带 ， 具有较高的 ” S t ／ “ S r ． 值 O ． 7 0 4 0 ． 7 1 4 5 和较 低 的 Na ／ L 4 4 Nd ． 值 O ． 5 1 1 9 8 2 0 ． 5 1 2 0 1 3 ；而大陆板块 内部 的浙 西至赣东北一带 ，则具 有 较 低 的 S t ／ “S r 值 0 ． 7 0 4～ 0 ． 7 0 8 3 和 较 高 的 “ Nd ／ ‘ Nd ． 值 0 ． 5 1 2 1 4 8～ O ． 5 1 2 4 6 3 ；而位于上述两者之 间的闽 西 至 赣 中 一 带 ， S ／ S r ． 值 0 ， 7 0 8 0 ． 7 1 4 和 “ Nd ／ ⋯b l d ． 值 O 5 1 1 8 4 1 ～O ． 5 1 2 0 7 1 则介于两者之 问 。这两个实例均 显示 ，愈往大 陆板 块 内部 ，即在俯 冲带 愈深处形成 的岩浆 ， S ／ S r 值 愈低 ，而 “ Nd ／ ‘ Nd ． 值和 ￡ 7 ’ 值则愈高 亦邵表明成岩物质中的上地幔组分逐渐增加 ，与上述稀土元素的变化规律一致 上述 一 系列岩 石一 地球化学特征 的变化 ， 可能是 由于俯冲所铲 刮裹胁 的沉积物 和大陆 板块 的地壳物 质 随着俯冲作用的 由浅入深 而不断消亡 ，而上地幔物质 则相对地 不断增加 的缘 故。 2 裂谷型～ 幔源分异型 简 称分异型花 岗岩类 来源于上地幔的拉斑玄武质岩浆经分异作用形成的幔源分异型花岗岩类，均受裂谷构造 控制 ，因此又称非造山型花岗岩类。这种花岗岩类可分为两类。 2 ． 1 大 陆裂谷型一 分异型花岗岩类 1 岩石学和地球化学特征 。 。 沿着攀西晚二叠世一 三叠纪大陆裂谷带，发育 了由 超镁 铁质岩 、层状堆晶杂岩、环 状碱性杂岩 、英碱正长岩 、黑云母花岗岩和碱性 花岗岩等 组 成的岩石组合 ，构成了由镁铁质岩一 超镁铁质岩与碱性岩一 碱性花 岗岩组成的晟为完整的典型 双峰式侵入岩成岩系列 ，其中的碱性花岗岩即属本类 。本类的主要特征如下 ①分 布广而数量较 少 ，沿裂谷呈点一 线形分 布 ；据华南 地区的统计 ，它仅 占花 岗岩类 总 面积的 3 ％左 右 ②属富长英质的偏碱性、 碱性花 岗岩， 部分具晶洞构造。 钾长石含量远大于斜长石， 且 条 纹构造发 育 ， 有时出现反条纹长 石 i 斜长石不具环带状构造 ， An小 于 2 0 ；暗色 矿物 以黑 云 母为主 ，有 时可见钠 闪石和霓石 ；有时出现富锰黑云母一 富锰 白云母一 锰铝榴石一 红钛锰 矿的特 征高锰 矿物 组合 。 ③ 黑云母属铁叶云母和铁 黑云母一类 ，M 值 小于 0 ． 5 ；并偶 尔出现锰黑云 母 。 ④ 不 出现微粒闪长质包体 ，围岩捕虏体 也少 见。 ⑤副 矿物组合为磁铁矿一 钛铁矿一 榍石一 变生锆石型 。 ⑥ s i Oz 含量 一般大于 7 5 ；碱含量大于 8 ，且 K O与 Na O含量相近 ；DI大 于 9 O ； S I小 于 5 ；OX 大于 0 ． 2 ，AKNC 小于 1 ，多不 出现剐玉标准矿物 。 ⑦微量 元素以富含 Nb 、Z r 、Hf等高价金属阳离子为特 征 ；F含量较高 。 ⑧ REE一般 为 1 0 0 3 0 0 1 0 ，LRE E／ HRE E大 于 2 ，距 u值 小于 0 ． 3 ，分布 型 式为左侧 抬高 的 “ V”形 曲线 ，铕 的负异常 明显 。 ⑨ S t ／ S r 值 一 般 小 于 0 ． 7 0 7 j O值 小 于 9 ‰ ； O值为 一3 ． 1 7 ～一3 ． 6 5 ， ￡ M Y 、 值为 ～2 ． 1 ～一3 ． 1 ⑩ 有的岩体伴随有 R EE、Nb 、Ta 、Z r 、 u、T h 等 的成 矿作 用 。 同源火 山岩 以出现双峰式火 山岩为特征 ，也可见钙 碱性 系列火 山岩 。 2 成岩机制 地幔物质部分熔 融形成玄武质岩浆 ，与 地壳拉张形成大陆裂谷导致这 一 ～ 5 一 维普资讯 部位的荷 载压力减小 有关 。据对雷 州半岛晚第三纪 玄武岩的研究结果“ ，在玄武 岩中的幔源 二辉傲榄岩包体 中 ，沿 着矿物的解理裂隙和粒 间孔 隙 ，可见局部熔 融产生的隙 间玻璃 、次生 熔融包裹体和微粒矿物 集合体。这可能是当琼州海峡裂谷拉张时，沿着矿物的解理 、裂隙和 孔隙产生瞬间真空 减压 ，在减压处有利于发生 局部熔融和重结晶的缘故 该 区地 幔岩的平衡 温度为 1 0 9 4 1 2 2 4 ℃， 平衡压力为 3 1 0 0 3 8 0 0 MP a ； 而地幔岩部分熔融 产生含铝 较高的碱性 橄榄玄 武岩浆的温度 为 1 2 5 0 U，压力为 1 0 0 0 MP a 这表明 ，地幔岩部分 熔融 成为玄武岩浆 ， 主要是 由于裂 谷拉张导致 荷载压力大大减 小的结果 ；玄武岩中地幔岩 包体 中矿 物的局部熔融 和重结 晶现象 ，可视 为地 幔岩部分熔 融形 成玄 武岩浆的一个缩影“ 。 玄武质岩浆的进 一步分异 ，可形成碱性 花 岗岩 ，其岩石学 和地球化学特 点在全球 范围内 均 十分 相似 。 ” 这 可能是由于岩浆来源于 比较均一的上地幔 ，而且在较为稳 定的裂谷 环境 下 岩浆经过充分分异达 到 了高度均一化的缘故 。 地 质观察和实验证 明 ， 辉石 中的 Al 含量与 压力 呈正相关 i碱性 花 岗岩中霓辉石的 Al 含量很低 0 ． 0 0 2 0 ． O 9 ⋯ ，说明它形成 于较低 的压 力条件下，与它产出于大陆裂谷环境相吻合。 2 ． 2 大洋裂谷 型一 分 异型花岗岩类 这是指 产于蛇绿 岩套 中的大洋斜长花岗岩 ，其 同源 火山岩为细碧岩一 角斑岩熔 岩 在赤道 大西洋 洋中脊和 印度洋 洋中脊的裂谷壁上都 曾挖 到大量的由蛇纹石化微榄 岩 、辉 长岩和角闪 岩等组成的蛇绿岩 套 ；细碧岩一 角斑岩组合也 见于大洋底和大洋中脊 中，并与 超镁铁 质岩蚀变 的蛇 纹岩共生“ ” 由此可见 ，蛇绿岩套及其分异形成的大洋斜 长花 岗岩是 产于洋 中脊的大洋 裂谷 中 、 我 国内蒙古 发现韵加里东． 海西期大洋斜长花 岗岩“ ，主要由斜长石 An 5 ～3 2 及石 英组成 ，含少量 角闪石 ；副矿物为榍石一 错石一 磷灰石组合 ；岩石为高 S i O 、Na O和 低 K O、 C a O，属铅过 饱和及正常 系列 ；c r 、Ni 、C o 、V、Rb的含量接近或高于大 洋斜长 花岗岩的平 均值 ，而 K、L i 等 则含量偏低 ；稀土元素以 E RE E较低 2 1 ． 5 6 1 0 ～8 0 ． 3 4 1 0 ，轻稀 土特别富集 L RE E ／ H R E E 3 ． 9 2 ～1 4 ． 7 1 以及 拒u值特高 0 ． 7 5 ～1 ． 7 0 为特征，分布型 式为向右倾斜的曲线 ，具微弱的铕负异常至明显的铕正异常。这些特征表明，它是幔源的。 蛇绿岩套 的岩浆演 化系列为 含辉纯傲岩 、斜长辉傲岩一橄榄岩 、辉傲岩一 英云闪长岩 一M 型斜 长花 岗岩 ①，表 明大洋斜长花 岗岩为蛇绿 岩套分异的终端 产物 。 3 地槽型一 壳幔 混合源花崩岩化型花 岗岩类 花 岗岩化 型②花岗岩类 岩石产于地槽区 ， 为地槽 的一个组成部分 ， 是 地槽 回返 褶皱 成 山之 后，地槽中的沉积物及火山岩等经变质、交代和熔融作用 混合岩化一 花岗岩化形成的。它 可进 一步划分 为两 类 3 ． 1 冒地槽型一 花 岗岩化型花 岗岩类 以陆 壳物质来源为主 这是冒地槽沉积物经变质形成角闪岩相片岩后，被幔源的 “ 岩汁”交代或进一步发生熔 0 卢欣祥 ． 东秦峰 M 型花崩岩舶地质地球化学特征 ． 1 9 8 7 雪花岗岩化型是地槽型一 壳幔1 电 台源 以 壳或上地幔物质来源为主花岗岩化型的4 寄 韩。 一 6 一 维普资讯 融形成 的花 岗岩类 ，常呈穹隆状岩 田产 出 。其成岩物质为壳幔混合源 以陆壳为 主 。 当几个时 代的地槽 紧相毗邻 如云开大 山加里 东地槽 ，向西经大 容山海西 地槽 至十万大 山印支地槽 ，由于花 岗岩化作 用的反复 发生 ，形成 了一个典 型的 由三个亚 型组 成的花岗岩化 型 花岗岩类演 化系列。 ” 图 2 固 1 图2 固3 团 4 图 2 云开大 山一 大窖 山寸 万大 山冒地槽型一 花岗岩化型花岗岩类演化系列分布略图 底固据莫柱孙 ．1 9 8 7 Fi g ． 2 Sk e h s h o wi n g t h e di s t r i b u t i o n o f e v ol u t i on s e r i e s o f t h e mi o g e os y n c l i n a l MG t y p e gr a n i t o i d i n Yu n k a i d a s h a n Da r o n g s h a n Sh i wa n da s h a n 1 混合岩 原地变质一 交代亚基及混合诧岩岩 准原地一 半原地熔融侵亚型 l 2 ．堇青石二长花岗岩 异地侵亚型 ；8 肇苏辉石二长花岗斑岩 同翦 1 4 断裂带 1 原地变质一 交代亚型“ 罾云开 大山加里 东地槽 回返褶皱成 山时 ， 形成 了面形的 绿片岩相变质岩。在此基础上，沿着超壳深断裂带发育了韧性剪切带 ；几乎与此同时 ，沿着 几组超壳 断裂的交叉点 ，由于下伏热点 柱 的作 用 ，发育 了堇青石 、矽 线石 、十字石和红 柱石等高铝热变质矿物，从而在交叉点形成 了动、热双重变质作用产生的角闪岩相片岩。来 自上 地幔的 “ 岩汁 交代了这类 片岩，即形成 了一般称为混合岩的本亚型花 岗岩类 它是在 固态条件 下由交代作 用形成的 ，成因上属 变质一 交代型 ，常形 成穹隆 状混 合岩 田，并与探部莫 霍面的凹陷部位相对应； 岩石中的片麻状和揉皱构造发育， 说明它是在强大的区域性挤压一 剪 切应力 场中形成的 。 这 一亚型 的岩石 以二长花岗质和花 岗闪长质混合岩居多 ， 属 铝过 饱和岩石 ； E RE E一般为 1 0 0 1 0 ～2 O O 1 0 一 ， L RE E／ HREE为 2 ～5 ． 5 ． 8 E u值 O 3 ～O ． 7 ， 分布 型式 为向右倾斜、 具 弱至 中等 铕 负异常的 曲线 }微量元素 的特 点介于重熔型和 同熔型花 岗岩类 之 间 ； S r ／ S r ， 值为 0 ． 7 0 3 9 0 ． 7 0 8 7 ； ” 0值 为 9 ‰～ 1 4 ‰ 。 ①伍广字 ．邹 广 葬．Ei n a l t H C 广 宁花 崩质 杂岩稀 土元 素岩石 地球化 学广 东地 质 ．1 9 8 6 、 1 2 I ～2 8 伍广字 ．E L a f a l t H C 广宁花蜘质杂岩体的氯同位素组成与恒同位素演化．广东地质 ．1 9 8 B 、1 2 ；2 9 3 9 7 一 维普资讯 2 准原 地一 半原 地熔 融侵入亚型 “ ” 加里东期形 成的云开 大 山原 地变质一 交代亚型 花 岗岩类 ，在海 西一 印支运动发生 的时候 ，由于下伏热 点的再次 活动 ，使之就地发生熔融形 成岩 浆 ，准原地 半 原地侵位 的花 岗岩类 属 于本亚 型，云开大 山混合岩 田中的广宁横 山、村 心岩体 和高要云楼岗等岩体 为其典型代表 。 本亚 型的岩石性质与原地变质 一 交代亚 型相似 ， 只是成分和结构 比较 均一 ， 花 岗结构 明显 ， 仅见微弱的 片麻状构造 ；围岩可 见接 触热 变质现象 ；岩石的 E RE E约为 1 4 0 1 0 ～，L RE E／ HRE E为 2 ～5 ，3 Eu值 为 0 ． 4 ～0 6 ； ” S r ／ ” S r ． 值 为 0 ． 7 1 6 0 ～O ． 7 I 6 5 ； O 值为 8 ． 6 9／ ～ 1 1 ‰ 。这 一亚型 岩石在云开大 山和 武夷 山均伴随有伟 晶岩 型矿 床的形成 。 3 异地 侵入亚 型 ” 这 是 云开大 山原地变 质一 交代亚型花 岗岩类受邻侧晚期地槽 回返 时造 山运动 的影响 ，发生熔融作用形 成的岩浆迁移至异地侵入形 成 的花 岗岩类 。大容 山董青 石二长花 岗岩带及十万大山紫苏辉 石二长 花 岗斑 岩带为其典型代表 。岩石属铝过 饱和 型 ，具 花 岗结构 、似斑 状或斑状结构 ，不具 片麻 状构造 副矿物 为磷灰石 一 独居石一 锆石一 钛铁矿一 磁铁 矿组合 ； E REE为 1 8 0 1 0 ～2 7 O 1 0 - ‘ ， L R EE／ HRE E为 2 ． 6 ～ 3 ． 8 ， 3 E u值以 0 ． 3 ～O ． 6 居 多 ； 。 S r ／ “ S r ． 值 ，大容山岩带为 0 ． 7 2 5 8 9 0 ． 7 3 0 2 2 ] ，十万大 山岩带 为 0 ． 7 2 1 3 9 ～O ． 7 2 2 3 3 ； O值 ，大容 山岩带为 ． 2 4 ‰ ～1 4 ． 3 g o ，十万大 山岩带为 1 0 ． 5 4 ‰ ～1 3 ． 2 3 ‰ ； 3 D值 ，大容 山岩带 为 一4 3 ． 6 ‰ ～一6 l _ 7 ‰ ，十万大 山岩带为一3 0 ． 7 9／ 。 ～ --4 3 ． 3 9／ 0 ； ￡ N a O值 ， 大容 山岩 带为 一1 3 ． 9 4 ～一l 4 ． 7 5 ，十万大 山岩带为 一I 2 ． 9 7 这一类型 的岩体 中发现有淋积 型稀土矿床 ，岩体附近有 含钪 钛铁矿砂矿床形成 。 上述三个亚型 的 7 5个 岩石 化学数据 ，以 个 氧化物作 为因子 ．采用群分析进行 电算结 果， 相关 系数均在 0 ． 9 9 9 以上 ” ， 表明它们的物质来源基本相同。从原地变质一 交代亚型一准 原地一 半原地熔 融侵 入亚型一 异地侵 入亚型 ，E RE E逐 渐富集 ，L RE E／ HRE E值增大 ， 3 Eu值 变 小 ， S r ／ S r ． 值 、 O 值和 O值逐渐升高 。这表 明三个亚 型是 与 冒地槽 的迁 移息 息相关 、具有 密切成因联系的连续演 化系 列。 3 ． 2 优地槽型 一 花 岗岩 化型花 岗岩类 I 、J 上地幔物质来碌为主 这是指优地槽中幔源的绿岩一 沉积岩建造． 经变质和被幔源的 “ 岩汁”交代并进一步发生 熔融形 成的花 岗岩类 。其成岩物 质为壳幔混合源 、以幔源为 主 ，太古 宙的英 云闪长质一 奥长花 岗质灰色 片麻岩 TT岩系为其典型 代表 。它常与绿岩 一起组成 太古宙花 岗岩一 绿岩带 ，构 成地 盾或 地台的结 晶基底 ，并 常形 成穹隆产 出。 ” 图 3 。 以华北 地台为例 ，这 一类型 可进一步划分 为两个亚型。 图 4 1 原地变 质一 交代亚型 以河北 遵化三屯营至马兰峪一带的灰色 片麻 岩为代表 。它与 深 变质绿岩交织 在一起 ， 具有混 合岩 的面貌 ， 为 3 ． 0 1 0 a前的产物 。 在 以深度变质绿岩为主 的 地段 ，其中可见英云 闪长质 的细 “ 脉体 ” ；而在 以灰色 片麻岩为主 的地段 ，则常可 见深变质绿 岩和 硅铁质 岩 的残 留透镜体 或薄 层 。 说 明它是优地槽 中的绿岩一 沉积 岩建造在原地经受变质作 用后 ，被 “ 岩汁”交代形成 的。 灰色 片麻 岩 除了奥长石 An 一2 3 ～2 8 、 石英 、 角闪石和黑云母 外 ． 还含有少 量次透辉石 、 石榴 石和 紫苏辉石等交代残 留晶 ；岩石多具 中细粒 变晶结构 ， 属贫钾 富钠 高铝 型 ， X RE E一7 2 0伍广宇 ．郜广芬 、E i n f M t H C 广宁花岗质杂岩稀土元素岩石地球化学 ．广东地质，1 9 8 9 1 2 1 ～2 8 圆汪绍年，廖庆摩 、闭持文．等 ． 大窖山一 十万大山岩带晚二叠世至三叠纪花岗岩类研究1 9 8 7 8 一 维普资讯 1 0 ～1 5 3 1 0 ～，L R EE／ HRE E1 O ～2 1 ，姬 u一0 ． 7 9 ～2 ． 2 ，以 E RE E不太高 、轻稀土特 别富集且出现特高的铕正异常为特征。岩石的 1 1 较低且变化较大 ，也说明其为变质交代成 因 。 图 3 津巴布韦太古宙绿岩带中优地槽型花岗岩娄一 绿岩的穹隆构造 Fi g - 3 Do me s t r u c t u r e of t h e e u g e o s y n c l i n e t y p e g r a ni t o i d g r e e n s t o n e i n t h e Ar c h e a n g r e e n s t o n e b e l t o f Z i mb a b we a 津巴布韦 藤生岩基 圈 据 Ma c g r e g o r ，1 9 5 1 ；b ． 萨利斯璺 S a l i s b u r y 选尔支 D s r w i n 山埠岩带中的 花 崭 岩- 蟓岩 穹 隆格 式 范倒 据 An h a e u s s e r ，1 9 6 ‘1 ．年 轻岩石 F 2 ．花 岗岩 l 3 ．片岩 据 王仁 民 、】 9 9 4 Fi g - 4 Sk e t c b s h o wi g t h e di s t r i bu t i 。 n of t h e e u g e o s y n c l i n a l M G． t y p e r a n i t o i d g r e y g n e i s s i n Ar c h e a n g r e e n s t o n e b e l t o f No r t h Ch i n a Pl a t f o r m 2 异地侵入亚 型以晋东北恒 山的灰 色片麻 岩为代表 锆石年龄为 Z 5 2 2 X1 O a 。岩体 与源区 深变质绿岩带和原地变质一 交代亚型灰色片麻岩有一定距离，且形成较晚； 岩体的 ～ 9 维普资讯 围岩为表 壳岩 ，侵 入接触关 系明显 ；岩体中 可见深源高压麻粒岩的残留体 ，表 明岩浆 是经历 了相当大距离 的迁移后侵位的 。该岩体的岩 石学和地球化学特征 ，与遵化 原地变质一 交代亚型 灰色片麻 岩相 似 ，只是成分 比较均一 ，且轻 、重 稀土 元素 的分馏程度较 高 ，不出现铕 的异常 雨 己。上述论 据表 明 ，它是原地变质一 交代亚 型灰色 片麻岩部分熔融成为岩浆后 ，异地侵 入形 成的。 太 古宙灰色片麻岩 的 ” S r ／ “ S r ． 值很低 O ． 7 0 0 0 ． 7 0 2 ，说 明是 以幔源 为主 的 ，然而 实验岩石学 家 已证 明， 英云闪长质岩浆 不可 能直接起 源于地幔“ ”。 本文所论述 的成岩机 制 ， 可 能有助于 阐明其成 因 。 4 结论 花 岗岩类 的地 质环境一 成 因分类 ，可概括 于表 2 。花 崩岩类形成的地质 环境 及其成 困 ，是 一 个极为复杂的地质问题。关于