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从微量元素方面来对花岗岩构造背景进行判别
JULIAN A. PEARCE
摘要：花岗岩按照侵入位置可以分为四类-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），并且这四种花岗岩根据具体产出形态和岩石学特征又可以进一步划分。我们已经建立了一个600个高质量花岗岩微量元素分析数据库，并且花岗岩产出位置已知，利用洋脊花岗岩标准地球化学数据和SiO2含量进行分析后，可以知道大部分花岗岩在微量元素特征方面存在很大差异。ORG，VAG，WPG，COLG这四种花岗岩的区分在Rb-Y-Nb and Rb-Yb-Ta方面上是比较有效的，尤其是Y-Nb, Yb-Ta, Rb-(Y + Nb) andRb—(Yb + Ta)的图解。尽管这些边界都是靠经验而来的，但是可以根据地球化学模型来建立不同花岗岩的一个理论基础。后碰撞花岗岩在大地构造分类上显示出一定的问题，因为他们的特点与碰撞事件时岩石圈的厚度和组成有关，也与之前岩浆活动的时期和位置有关。如果对后碰撞花岗岩的地球化学方面双倍的约束，花岗岩微量元素的特征都趋向于晚太古代的构造环境。
前言
微量元素分类图标很多时候都是用于玄武质火山岩的构造背景判别(e.g. Pearce & Cann, 1973; Floyd & Winchester, 1975; Pearce, 1975; Wood et al.,1979; Winchester & Floyd, 1977; Shervais, 1982).。然而，很多时候一些岩浆/构造事件在地表揭露的只是深层岩，尤其是花岗岩(sensu lato).。我们的目的就是把微量元素分类图标的应用范围推广到我们所命名的含有至少5%模式石英的深层岩。
为什么在判别个构造背景时玄武岩比花岗岩更受到重视呢，主要有 两个原因。最主要是因为对于已知背景的花岗岩分类具有一定的难度，从他们出露在地表以来，就很难得到构造背景的明确的地球化学证据。第二个原因就是花岗岩复杂的形成过程，这使得他们的地球化学特征很难解释，例如晶体形态，地壳混染，挥发分对元素的带入和带出。玄武岩在判断构造背景方面要比花岗岩重要的多(e.g. Hanson, 1978).然而这些问题可以通过低蚀变的样品来平衡，所以对于他们的分类来说，活动元素要比稳定元素应用更多一些。当然，目前也已经有一些花岗岩分类的方案，对构造背景也有一定的指示意义。Peacock's (1931)的碱-灰质指数（alkali-lime index）和Shand's (1951)的进一步划分为过碱性、碱性和亚碱性来表示花岗岩主量元素的特征，并且也指示出一些简单的假设：钙碱性花岗岩石岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与版内背景有关，过铝质花岗岩石是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。Streckeisen's (1976)的分类也对构造环境提供了一些信息，然而Debon & Le Fort (1982)基于La Roche(1978)早期成果公布了一个特征矿物表格，这里包含了构造背景化学和矿物的分类。他将花岗岩分为S型和I型(Chappell &White, 1974; White & Chappell, 1977)花岗岩，最初只是成因分类，目前已经可以用来预测构造背景。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。后者也可以包括Coleman & Peterman (1975)提出的大洋斜长花岗岩，主要是洋脊形成的蛇绿岩套中富钠的花岗岩。
尽管以上分类很有用处，但是他们范的最大缺点就是对过去构造背景的指示。这些矿物和 主量元素的分类通常只是简单的分类，因为他们并不是主要用来判断构造背景。S、I、A、M型花岗岩分类很难应用，因为他们的边界并不清楚，还因为这些花岗岩类型和构造背景的单相关关系并不经常有效，后文我们会提到。所以我们利用相反的方向来分类，利用已知构造环境的花岗岩分析得到相应的地球化学和矿物特征。我们利用的600个样品，采自不
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同构造背景，有洋脊，火山弧，板内和碰撞背景。我们测试的元素包括XRF微量元素K, Rb, Sr, Y, Zr and Nb (and sometimes Ce, Ba and Th)和INAA微量元素，Ba和稀土元素Hf, Ta and Th，他们的矿物学和主量元素特征已经有记录。三分之一的数据已经公布给大学，剩余的也正在进行。
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花岗岩的构造背景分类
表一列出了测试样品所采自的构造环境。他们被分成四组：洋脊，火山弧，版内和碰撞花岗岩。每一组又进一步分为构造和岩石学分类。
洋脊花岗岩
尽管我们已经从大洋盆地直接取得了一些花岗岩样品，但是我们所知道的关于这些花岗岩的知识仅仅是来自于蛇绿岩套，他们仅仅局部小范围存在于深层火山岩的最上部。 Coleman &Peterman (1975) and Coleman & Donato (1979)建议将这种岩石叫做大洋斜长花岗岩，但是由于这里的岩石还有除了洋脊以外大洋内部的岩石，所以在这里我们称之为洋脊花岗岩。所以这组岩石包括洋壳花岗岩和蛇绿岩套中的花岗岩，但是不包括切穿这些层序的侵入体花岗岩以及与岛弧和洋岛有关的花岗岩。
我们还要对洋脊花岗岩形成的不同类型的洋脊进行精确分类，这也是很有用处的。在表一中我们已经完成了这项工作，将他们的地球化学背景与相关玄武岩进行结合比较。最初是将其分为与俯冲带无关的洋脊和与俯冲带有关的洋脊。对于前者，如果其最初火山产物是N-MORB，就叫做正常洋脊，如果其最初火山产物是E-或者T-MORB，就叫做异常洋脊，他们的微量元素特征是完全不同的(Sun &Nesbitt, 1977; Wood, 1979）。地球化学证据表明，只有科西嘉，亚平宁和一些伊朗的大洋斜长花岗岩形成于与俯冲无关的洋脊，地球化学证据将这些洋脊称为正常洋脊（见表一）。我们所取的异常洋脊样品仅取自大西洋中脊，属于E-MORB。而地幔柱附近的异常洋脊的斜长花岗岩，目前还没有可用的数据，像宝威特和冰岛的。
俯冲带洋脊的最初火山产物也是N-MORB的话也称之为正常洋脊，如果产物是岛弧拉斑玄武岩或者玻古安山岩的话则称之为上俯冲带（SSZ）。本次研究中的大洋斜长花岗岩取自撒米恩托等地的蛇绿岩套，他们的地球化学特征象征着弧后形成环境（弧后是弧里面），其玄武岩地化特征位于正常洋脊的边缘。相反，取自特鲁多斯山，安塔利亚等地的大洋斜长花岗岩则是取自SSZ性质的蛇绿岩套(e.g. Pearce et al., in press）。他们的一些地化证明(Gealey, 1980)这些斜长花岗岩具有弧前（弧前是弧顶那侧）性质，与汤加海沟的斜长花岗岩 具有相似特征(Sharaskin etal., in press)。
所有构造子群的大洋斜长花岗岩都具有角闪石作为特征镁铁质矿物，在Streckeisen图解上投在石英闪长岩和英云闪长岩上。还有一些Engel & Fisher (1975)在印度洋取的石英二长岩，是属于比较狭窄的范围之内，在这里并没有录入数据库中。利用Peacock参数可以发现各子群的区别：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，SSZ洋脊是富钙的。这是一个重要的区别，尽管有一些相似之处。
火山弧花岗岩
火山弧花岗岩在背景上有很大变化，有海洋环境还有大陆环境，在成分上有拉斑玄武岩（tholeiitic）系列，钙碱性以及钾玄质系列(Peccerillo & Taylor, 1976).。还有一些与拉斑玄武岩海洋弧有关。子群中可用的数据仅取自Canyon杂岩体，这个杂岩体整体具有拉斑玄武岩岛弧性质。也有一些取自切穿蛇绿岩（ophiolite） 的小型侵入体(<10 km across)、岩床以及岩浆房最上部结晶形成的花岗岩。这些例子在地质方面都与最初岛弧有一定相同点，并且与之相关的玄武岩地化特征也提供了一些依据，但还不足以确定。我们可用的数据来自活动-近期活动的海洋岛弧，包括太平洋西南部，加勒比海以及阿拉斯加增生契。这些样品大部分是钙碱性，也有一部分拉斑玄武岩系列。
一部分样品取自侵入活动大陆边缘的花岗岩。所有这些样品取自美国西海岸，主要是西部山脉和安第斯山脉，这里主要有沿海岸线分布的侏罗纪-白垩纪复合岩基和内陆分布的白
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