花岗岩构造环境的判别Pearce
地壳部分熔融和花岗岩
地壳部分熔融和花岗岩浆作用第一部分地壳部分熔融花岗岩浆的温度比玄武岩浆低很多, 部分学者认为, 在地壳条件下的地热异常区, 完全能达到这样的温度。
但另一些学者认为, 在正常的地温梯度下, 地壳很难熔融, 地壳的熔融需要地幔上涌、地壳减薄, 镁铁质岩浆的底侵提供热量(Clemens, 2003)。
因此, 很多的实验岩石学家们进行了各种地壳岩石的熔融实验, 以探讨花岗岩浆的生成条件。
花岗质熔体的形成: a, P-T 简图(阴影表示熔体发生区); b, 含白云母、黑云母地壳物质熔融时熔体数量(据Clarke, 1992; Vielzeuf and Holloway, 1988)不同成分岩浆的源岩判别图解(据Altherr et al., 2000)岩浆成分的差异可由不同源岩的部分熔融所致。
与变质泥质岩起源的熔体相比, 由变质玄武岩和安山岩部分熔融起源的熔体具低Al2O3/(MgO+FeOt)、高CaO/(MgO+FeOt)的特征。
部分熔融, 意味着岩石中一部分而不是全部矿物参与熔融过程, 低熔点矿物组分优先熔融, 因此部分熔融程度的不同将影响熔体的化学成分。
因此, 熔体成分随着部分熔融程度而发生改变。
如果岩浆从源区批式萃取并分别侵位于地壳浅部, 就可以形成具有成因联系的一系列岩石。
White和Chappell(1977)提出了一个解释花岗岩类岩套化学成分变化的理论, 即残留不混合模式, 并在后续的研究中(如Chappell et al., 2004)多次强调花岗岩中残留体的作用。
他们认为许多花岗岩岩浆是花岗质熔体与源岩耐熔残留体的混合, 残留体不混合是控制花岗岩化学成分变化的主要因素。
同样成分的源区岩石, 在不同的熔融条件下将形成不同成分的岩石。
因此, 岩浆成分还受熔融条件的控制(罗照华等，2007）。
第二部分花岗岩岩浆的集聚和侵位花岗质熔体的分离（segregation）和聚集（aggregation）由部分熔融产生的熔体从源区分离和聚集还受诸多因素的影响。
关于A型花岗岩判别过程中若干问题的讨论
关于A 型花岗岩判别过程中若干问题的讨论李小伟1，2，莫宣学2，赵志丹2，朱弟成2LI Xiao-wei 1,MO Xuan-xue 2,ZHAO Zhi-dan 2,ZHU Di-cheng 21.北京大学地球与空间科学学院，北京100871；2.中国地质大学地球科学与资源学院，北京1000831.School of Earth and Space Sciences,Peking University,Beijing 100871,China;2.School of Earth Sciences and Resources,China University of Geosciences,Beijing 100083,China摘要：自A 型花岗岩提出（1979年）30年来，其内涵和外延相对于原始定义而言已发生了很大的变化。
主要针对A 型花岗岩的各种判别方法（尤其是判别图解）的有效性和局限性进行了讨论。
这些判别方法对于A 型花岗岩的判定并不总是奏效，所以在实践过程中不能过于依赖判别图解，否则就很容易得出错误的结论。
实际上，A 型花岗岩最本质的特征很可能在于它是一种高温花岗岩（相对于I 型和S 型花岗岩），因此较高地温梯度下的各种地球动力学背景均有利于这一类型花岗岩的发育。
关键词：A 型花岗岩；判别图解；高温花岗岩中图分类号：P588.12+1文献标志码：A文章编号：1671-2552（2010）02/03-0278-08Li X W,Mo X X,Zhao Z D,Zhu D C.A discussion on how to discriminate A-type granite.Geological Bulletin of China,2010,29(2/3):278-285Abstract:30years have passed since the term of “A-type granite ”was firstly proposed,since then the recognition of A-type granite has changed a lot in terms of connotation and denotation compared to its original definition.This paper mainly focuses on the validities and limitations of various kinds of methods to identify A-type granite (especially geochemical discriminating diagrams),and we find that these are not always available.Thus,it should be prudential when they are applied to help discriminate the types of granite.Actu -ally,the essence of A-type granite is very likely to be its relatively high temperature (cf.I-and S-type granite),regardless of the geo -dynamic settings.Key words:A-type granite;discriminating diagram;high temperature granite地质通报GEOLOGICAL BULLETIN OF CHINA第29卷第2~3期2010年3月Vol．29，No s ．2~3Mar.，2010A 型花岗岩这一概念最初是由Loiselle 等[1]于1979年在GSA 年会上提出的，其本来的含义强调它是一种特殊的花岗岩类型，即具有非造山（anoro -genic ）或者无水（anhydrous ），适度碱性（mildly alka -line ），低含水量、氧逸度（结晶过程中）和相对较高的HF/H 2O 比值等特征[1-3]。
酸性岩、蛇绿岩
1、Na含量相对较多，在富长英质花岗岩中Na2O一般 >3.2%,在含Fe、Mg组分较多的花岗岩中减少到>2.2%
2、Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)<1.1
3、含CIPW标准矿物透辉石、或<1%的标准矿物刚玉 4、元素之间的变化是规则的，呈线性或接近线性
地壳起源 过铝花岗岩
大陆碰撞
ACG ATG RTG PAG
混合起源 地壳+地幔 准铝的、钙碱性花 岗岩
过渡体制
俯 冲
洋中脊拉斑质花岗 岩
过碱性和碱性花岗 岩
地幔起源 拉斑质、碱性和过 碱性花岗岩
大洋扩展或大陆隆 起断裂
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各种花岗岩类型、它们的AFM矿物组合 及各自的壳幔成分比例
MPG 白云母 ± 黑云母 CPG 富黑云 母± 堇青石 KCG 钾长石 巨晶± 钙质角 闪石 ACG+ATG 钙质角 闪石± 钙质辉 石 RTG 角闪石 和辉石 PAG 钠质角 闪石± 钠质辉 石
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2、火山弧花岗岩（VAG）：
从海洋→大陆环境，岩相成分从Th→CA→粗安系列
海洋拉斑玄武弧花岗岩：石英闪长岩、英云闪长岩、 CA指数＞61，为钙质系列； 海洋大陆钙碱弧花岗岩：石英闪长岩、石英二长岩、 英云闪长岩、花岗闪长岩。角闪石和黑云母为特征镁 铁矿物。CA51-56,为钙碱系列；
活动大陆边缘花岗岩：高钾钙碱和粗安岩系列。钙碱 和碱钙系列。石英二长岩、花岗闪长岩和花岗岩。铁 镁矿物以黑云母为主，有少量角闪石。
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主要花岗岩类型的野外产状及岩石特征
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主要花岗岩类类型的主要矿物组合
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主要花岗岩类类型的主要元素和同位素特征
花岗岩的成因与构造环境
花岗岩的成因与构造环境花岗岩作为特定地质背景下的产物，它的岩石学、矿物学和地球化学特点应该记录下它形成时的构造背景情况。
这样，如果我们能够通过地表上大量出露的花岗岩获得其形成构造背景信息的话，那将对我们反演构造演化历史提供重要资料。
然而，问题并不如此简单。
即使对一些已知构造环境的花岗岩来说，其源区继承性和熔融分异都会影响最终形成的花岗岩的物质成分，导致与构造环境之间对应性的丢失。
20世纪90年代以来人们已认识到大多数花岗岩是软流圈或岩石圈地幔的热输入到地壳引起地壳和地幔相互作用的产物，地幔可以从派生热流、释放挥发性流体、和地幔来源物质的混合，直到地幔的部分熔融等多种形式参与花岗岩的形成；地幔同地壳相互作用也可以是底侵(underplating)、拆沉(delamination)或俯冲等多种形式。
所以，花岗岩形成与大地构造环境的关系，实际上反映了大地构造演化某一阶段与壳幔相互作用的联系。
此外，人们也认识到花岗岩是造山带的基本组成之一，它们的成分变化除受构造环境影响以外，还受以下主要因素制约：①不同的源岩成分；②不同的熔融条件；③基性和酸性组分之间的化学和物理反应；④地壳混染；⑤岩浆演化机理等。
基于上述考虑，花岗岩成因类型及构造环境研究，仍然是当代花岗岩研究的前沿，但新一代的构造环境分类不仅要考虑源岩和经典的板块构造动力学类型，而且应该在软流圈或岩石圈地幔的热输入到地壳更宽的范围和时间演化上去认识花岗岩形成的构造环境。
应该强调的是，花岗岩是多种地质因素及其相互作用产物，但是，总体上受软流圈或岩石圈地幔的热输入引起地壳和地幔相互作用的控制尤其重要，因此，应该把区域性花岗岩成因与壳幔相互作用、岩石圈三维结构与演化、软流圈上涌以及岩浆源区、局部熔融条件以及岩浆演化机理等相结合。
这样才能建立起一个它们之间相互关系的框架，并通过这一框架追索它们形成时的构造环境以及热流传递的机理及其体制。
在运用综合方法来讨论花岗岩形成构造背景时，我们在讨论花岗岩物质来源的同时，还应更多地考虑花岗岩形成的物理化学条件。
后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性
第14卷第3期2007年5月地学前缘(中国地质大学(北京);北京大学)Eart h Science Frontiers (China University of Geosciences ,Beijing ;Peking University )Vol.14No.3May 2007收稿日期:2007-01-18;修回日期:2007-01-31基金项目:国家重点基础研究发展计划“973”项目(2001CB409802);教育部“跨世纪人才计划”资助项目作者简介:韩宝福(1960—),男,教授,博士生导师,构造地质学专业,主要从事岩浆活动与地壳演化研究。
E 2mail :bf han @pku 1edu 1cn 后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性韩宝福北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室,地球与空间科学学院,北京100871Han Baof uKey L aboratory of Orogenic Belts and Crustal Evol ution ,Mi nist ry of Education ,Chi na;S chool of Eart h and S pace Sciences ,Peki ng U 2niversit y ,Bei j ing 100871,ChinaH an B aofu 1Diverse post 2collisional granitoids and their tectonic setting discrimination 1Ea rt h Science Frontiers ,2007,14(3):0642072Abstract :Post 2collisional granitoids are common in orogenic belts around the world and are produced during thermal events subsequent to collisional tectonics.They occur not only in an orogenic belt but also in adjacent tectonic units ,and locally can intrude ophiolites positionally ,post 2collisional granitoids range f rom medium 2to high 2potassium calc 2alkaline to shoshonite ,but tend to be dominated by the calc 2alkaline series.They can be subdivided into I 2,S 2,and A 2types in accordance with the MISA classification.Some orogenic belts are dominated by I 2type granitoids ,while others are characterized by widespread development of S 2type granites.Alkaline A 2type granites ,however ,do not occur in all orogenic belt.It is extremely difficult to rec 2ognize the tectonic settings for these granitoids by simply using trace element discrimination diagrams in the ab 2sence of sound geological constraints.Therefore ,it is emphasized that the recognition of post 2collisional gran 2itoids is strongly dependent on their spatial distributions in an orogenic belt and its adjacent units ,and on their positions in the geochronological f ramework ,constructed on the basis of high precise zircon U 2Pb dating.K ey w ords :orogen ;post 2collisional ;granitoids ;tectonic setting discrimination摘 要:造山带中普遍存在着相当数量的后碰撞花岗岩类。
青川县鹰咀山花岗岩体地球化学特征及构造环境
青川县鹰咀山花岗岩体地球化学特征及构造环境白富正【摘要】This paper deals with petrological, microelement and REE geochemical characteristics and its tectonic setting of the Yingzuishan granite mass in Qingchuan, Sichuan. SiO2 content ranges from 67.50%to 70.21%with A/CNK of 0.77-1.05. REE geochemistry of the granite mass is characterized by∑REE of 206.44-412.63×10-6ppm, La/Yb of 36.59-53.48, and δEu value of 0.67-0.84. Microelement geochemistry of the granite mass is characterized by enrichment in LIL elements such as Rb, Sr, Ba, K and depletion in HFSE such as T, Nb, P, Ti with Sr/Y ratio of 30.25-64.85. These indicate that the granite mass belongs to I-type granite emplaced in a volcanic arc setting.%对四川青川县鹰咀山花岗岩岩体进行了系统的地球化学研究，重点讨论了岩体的岩石学、微量元素、稀土元素地球化学特征及其构造环境。
该岩体SiO2含量变化范围67.50%～70.21%，A/CNK值在0.77～1.05。
为硅饱和类型，部分铝过饱和类型，属准铝质至过铝质花岗岩。
后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性研究
后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性研究后碰撞花岗岩主要产生于碰撞事件之后，所以其空间分布可以不受构造原理的严格限制，可以横跨构造单元而存在。
通常情况下后碰撞花岗岩可以分为I、S和A三种类型，从实际分布情况来看，I和S类型的花岗岩存在数量比较多而且分布也较为广泛，A类型的碱性花岗岩需要特殊的地质环境才会产生，其分布数量和分布范围与前两种类型相比多有不如。
因为后碰撞花岗岩存在这些分布特点，所以单纯从微量元素构造环境判别图解上对花岗岩的构造环境进行判断会造成很大的识别困难。
本文立足于后碰撞花岗岩的属性实际，从构造环境特征及区域地质构造的全面分析角度对后碰撞花岗岩类进行判断。
标签：后碰撞花岗岩多样性构造环境判别复杂性0前言从地球地理学的角度来看花岗岩是构成地球大陆板块的主要岩石类型之一，与其他岩石相比花岗岩的产生因素较多，大陆板块上普遍存在的造山运动各个阶段都会产生花岗岩，导致其分布极为广泛，是现代地质学研究的主要内容。
从花岗岩形成的阶段角度可以将花岗岩分为多种类型，其中造山运动后期形成的花岗岩被称为后碰撞花岗岩，其自身的形成机制比较复杂，形成的花岗岩结构类型也较多，而且其分布规律性较差，对地质学研究具有鲜明现实意义。
1后碰撞花岗岩类的特征1.1岩石类型多样化类型多样是后碰撞花岗岩的突出特点，当前存在的后碰撞花岗岩类型就存在有I型、S型和A型三种，其中I型花岗岩的的分布范围最广，绝大多数造山运动都会产生这种中—高钾钙碱性花岗岩，而且随着造山运动环境的不同造山活动所产生的I型后膨胀花岗岩还存在着构成元素的不均匀现象，最突出不均匀现象的就是钾元素含量的变化，其中含钾辆较高的花岗岩原则上属于钾玄岩系列，其分布如图1所示。
在喜马拉雅山脉和欧洲海西山脉的造山运动中S型花岗岩分布比例最大，其形成与喜马拉雅山脉和欧洲海西山脉的独特地质构造环境有关。
在一些特殊的造山带中还会存在有碱性的A型花岗岩，這种花岗岩常常有镁铁-超镁铁质岩石伴生。
关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的有关问题
玄武岩 玄武岩 玄武岩
Ｔｉ／１００ＺｒＳｒ／２ ＴｉＺｒ Ｚｒ／ＹＴｉ／Ｙ
Ｐｅａｒｃｅｅｔａｌ．，１９７９
玄武岩
Ｚｒ／ＹＺｒ
Ｗｏｏｄ，１９８０ Ｐｅａｒｃｅ，１９８２ Ｓｈｅｒｖａｉｓ，１９８２ Ｍｅｓｃｈｅｄｅ，１９８６ Ｍｅｓｃｈｅｄｅ，１９８６ Ｃａｂａｎｉｓｅｔａｌ．，１９８９ Ｐｅａｒｃｅ，１９８２
Ｆｌｏｙｄｅｔａｌ．，１９７５ Ｂａｌｌｅｙ，１９８１ ＴｈｉｅｂｌｅｍｏｎｔａｎｄＴｅｇｙｅｙ， １９９４ Ｍｕｌｌｅｒｅｔａｌ．，１９９２
Ｍｕｌｌｅｒｅｔａｌ．，１９９２
张栓宏_4.13不同大地构造背景下的火成岩组合
Convergent
island arcs
Divergent
mid-oceanic ridges,
Intra-oceanic
oceanic islands
Intracontinental
continental rift zones
active continental margins
Characteri tholeiitic stic magma calc-alkaline series alkaline SiO2 range basalts and differentiates
back-arc spreading centers
tholeiitic tholeiitic
continental flood basalt provinces
tholeiitic
alkaline basalts
alkaline
basalts and basalts and differentiates differentiates
1. 显著的地壳混染（厚的硅铝壳）； 2. 岩浆分异更强，岩浆岩成分更复杂 （岩浆上升慢）； 3. 显著的地壳熔融，产生大量地壳重熔 型岩浆岩组合。
北美西海岸中生代－古 新世弧型侵入岩基
• mostly granodiorite, but diorite to granite present • distinctive chemical and isotope signatures reflect different crust composition and thickness
OIB Chemistry
Depletion in HREE indicating relatively deep melting depths (>80 km)
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。
花岗岩形成的大地构造环境
花岗岩形成的大地构造环境花岗岩的成因和大地构造环境之间具有密切的联系，前人针对花岗岩形成时的构造环境也展开了详细的研究，文章在前人研究的成果上，通过讨论花岗岩和大地构造的成因联系、花岗岩的构造成因分类以及花岗岩的类型和其对应的大地构造的模式这几方面，对花岗岩的大地构造环境进行初步的归纳。
标签：花岗岩；大地构造环境；成因引言通过研究花岗岩形成的大地构造环境以及其出露的大地构造位置，对认识花岗岩的成因具有重要的作用，利用一定的地球化学方法可以初步判别花岗岩形成的大地构造环境[1]。
许多地质学者针对花岗岩形成的大地构造环境展开了研究。
例如，Pearce等提出利用微量元素判别图解来划分花岗岩[2]。
Harris et al.在划分碰撞带中不同构造时期的花岗岩时，利用了Rb-Hf-Ta三元图。
Barbarin在花岗岩形成的构造环境的判别方面做了很多的工作，他根据花岗岩类的岩石性质、矿物种类、地球化学特征等，将其划分成七种类型，每种类型都对应有各自的地球化学环境及源区。
1 花岗岩与大地构造的成因联系Barker D.S.认为岩浆是由地幔或地壳部分熔融产生的，永久的世界性的岩浆房是不存在的；其次，热量无法汇聚在很小的空间中，仅仅通过放射性元素所产生的热能并不能够产生熔融作用。
由此可知，岩浆的形成方式有以下三种：第一种是通过位于岩石下部的岩浆的热传导作用，或者是由断裂、俯冲等的构造作用所产生的能量使岩石达到高温状态产生了熔融；第二种是构造抬升或者贯入而产生的降压作用；第三种是变质作用中固相线较低的物质组分发生变化；不同期次的岩浆作用都会保留各自的地球化学特征。
Peive A.B.等通过研究花岗岩与地壳演化之间的关系，将地壳的演化过程划分为大洋、过渡时期和大陆三个阶段。
近年来Wickham S.M.通过研究东比利牛斯裂谷的变质作用，认为在类似于大陆裂谷的这种高温低压的构造环境中，同样也可以形成花岗岩。
在裂谷环境中，上地幔中的热物质参与了岩浆的改造混染作用，然后地壳逐渐的向过渡型演变，最终逐渐形成了拉张型过渡壳。
花岗岩成因分类及其Pearce判别Barbarin方案解析
岩石。
现在通常作为花岗质岩石的同义词，用于临时性“野外”分类。
花岗岩类是含二氧化硅在65%~78%的花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩、石英正长岩等的总称。
一般以含石英和具花岗岩外貌为其特征。
其成因既有由岩浆形成的,也有由花岗岩化作用形成的。
花岗岩类岩石分布很广,常呈较大的杂岩体。
与其有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、稀有元素、铀、金、铅、锌等。
花岗岩类为SiO2含量65—78%的火成岩总称。
按其碱质含量多少，又可分为碱性和钙碱两亚类。
碱性花岗岩以含碱性长石和碱性铁镁矿物为特征，如钠闪石花岗岩、霓石花岗岩，这类花岗岩分布较少。
广泛分布的是钙碱性花岗岩，按其所含碱性长石和斜长石的比例而分为碱性长石花岗岩、正常花岗岩（花岗岩）、花岗闪长岩和斜长花岗岩。
一般说来，花岗岩类其成因有由岩浆形成的，也有由花岗岩化作用形成的。
花岗斑岩在热液作用下可形成石英绢云母与黄铁矿。
在表生作用下，花岗岩中的暗色矿物发生分解，长石变成绢云母或高岭土，成为高岭土矿床，如中国江西景德镇、湖北大悟等地的高岭土矿。
中国各主要地质历史时期和不同构造与花岗类有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、铀、金、铅、锌、稀有元素等。
花岗岩类岩石分布很广，常呈较大的杂岩体。
7、花岗岩成矿专属性：成矿专属性：一定的成矿作用及其产物（矿床）与一定的地质作用及其产物（地质体）的专属关系。
习惯上多用于一定的岩浆岩（见火成岩）类型及其相关的成矿作用﹐即岩浆岩成矿专属性。
许多矿产都与岩浆岩有著空间的﹐甚至成因的共生关系。
一般认为﹐超基性岩﹑基性岩和酸性岩的成矿专属性明显。
例如﹐与橄榄岩﹑纯橄榄岩有关的铬﹑铂矿床﹔与斜长岩﹑辉长岩有关的钒钛磁铁矿矿床﹔与角砾云母橄榄岩有关的金刚石矿床等﹐都表现出明显的岩浆成矿专属性﹐与酸性花岗岩-流纹岩有关的有钨﹑锡﹑锂﹑铍等矿产﹐成矿专属性也较明显。
但中性及中酸性岩所表现的成矿专属性就不十分明显。
由于花岗岩类分布很广且对成矿关系重大﹐对其成矿专属性的研究也比较深入。
花岗岩的成因与构造环境
花岗岩成因类型划分与板块构造环境根据研究内容的不同，岩浆岩石学又可分为岩类学和岩理学。
岩类学又称描述岩石学、岩相学，主要研究岩石的产状、分布、组成、分类、命名等方面的问题。
岩理学又称理论岩石学、成因岩石学，主要研究岩石的形成条件、成因机理等方面的问题。
（一）相关知识花岗岩有广义和狭义之分。
狭义的花岗岩是指石英含量＞20%的侵入岩。
广义的花岗岩称花岗岩类，是空间上与狭义的花岗岩相伴生，成因上与狭义的花岗岩有联系，石英含量一般＞5%的各类侵入岩。
花岗岩的成因分类主要有3种类型：S-I-M-A型、壳幔同熔型－陆壳改造型－幔源型、磁铁矿系列－钛铁矿系列。
这3种划分方案中，S-I-M-A型应用较广。
花岗岩浆活动的板块构造背景一般划分为：火山弧花岗岩（VAG.）、板内花岗岩（WPG.）、同碰撞花岗岩（S-COLG.）、洋中脊花岗岩（ORG.）。
花岗岩的S-I-M-A成因类型划分与花岗岩浆活动的板块构造背景有一定的对应关系（表1）。
判别方法需采用地质产状、岩相学特征、岩石化学成分、含矿性等方面综合判断。
岩石化学成分的特征参数和判别图解较多。
主要参考资料如下。
（1）高秉璋，洪大卫，郑基俭，等。
花岗岩类区1∶5万区域地质填图方法指南[M]。
武汉：中国地质大学出版社，1991。
（2）李昌年。
火成岩微量元素岩石学[M]。
武汉：中国地质大学出版社，1992。
（3）邱家骧，林景仟。
岩石化学[M]。
北京：地质出版社，1991。
（4）陈德潜，陈刚。
实用稀土元素地球化学[M]。
北京：冶金工业出版社，1990。
（二）成因类型与板块构造环境的判别图解岩石化学成分主要包括：岩石常量元素分析、岩石稀土元素分析、岩石微量元素分析、岩石同位素分析。
利用岩石化学成分分析结果，进行特征参数计算与判别图解，是研究岩石成因的主要方法。
在化学成分特征参数与判别图解中，常量元素应用较广。
S型花岗岩与I型花岗岩的判别，是工作的重点与难点。
在选用特征参数与判别图解中要注意3方面问题：①要同时选用岩石常量元素、岩石稀土元素、岩石微量元素、岩石同位素的特征参数与判别图解，避免单一图解导出的片面结论；②在选择判别图解中，不同成因类型和板块构造背景的投影区域不应有太多的重叠范围；③在选择特征参数中，各类参数要有明确的对比标准。
埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩 地球化学特征及构造环境
第39卷第1期地球科学中国地质大学学报V o l .39 N o.12014年1月E a r t hS c i e n c e J o u r n a l o fC h i n aU n i v e r s i t y ofG e o s c i e n c e s J a n. 2014d o i :10.3799/d qk x .2014.002基金项目:国家自然科学基金项目(N o .41174103);2010年国外矿产资源风险勘查专项资金项目(N o .管理财[2010]211号).作者简介:韩世礼(1979-),男,博士研究生,矿产普查与勘探专业.*通讯作者:张术根,E -m a i l :z h a n g s h u g e n z s g@163.c o m 埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境韩世礼1,2,张术根2*,柳建新2,丁 俊2,张文山2,31.南华大学核资源工程学院,湖南衡阳4210012.中南大学地球科学与信息物理学院,湖南长沙4100833.中色金地资源科技有限公司,北京100012摘要:埃塞俄比亚北部施瑞地区具有造山前㊁造山期和造山后3种花岗岩类型,全岩S m -N d 等时线测年结果表明,造山前和造山后花岗岩成岩年龄分别为824.4ʃ15.5M a 和517.9ʃ5.8M a .3类花岗岩主量元素和稀土微量元素成分存在明显差异,其中造山前花岗岩属于低钾过铝质花岗岩,稀土分配模式属轻稀土弱富集型,富集大离子亲石元素,亏损P 和T i 高场强元素;造山期花岗岩为准铝质高钾钙碱性花岗岩,稀土分配模式属轻稀土富集型,富集大离子亲石元素和高场强元素;造山后花岗岩为弱过铝质高钾钙碱性花岗岩,稀土分配模式具强烈铕亏损的海鸥型,富集大离子亲石元素,明显亏损P 和T i 高场强元素.综合研究表明:造山前和造山期花岗岩均为I 型幔源花岗岩,构造环境处于被动大陆边缘-火山岛弧环境;造山后花岗岩为A 2型壳源主花岗岩,是在洋盆关闭和阿拉伯-努比亚地盾成熟后,由减薄的地壳部分熔融产生.关键词:花岗岩;地球化学;构造;S m -N d 同位素;埃塞俄比亚;施瑞.中图分类号:P 588.12;P 595;P 597 文章编号:1000-2383(2014)01-0010-11 收稿日期:2013-07-23G e o c h e m i s t r y a n dT e c t o n i c S e t t i n g o fG r a n i t e s f r o mS h i r eR e g i o n ,E t h i o pi a H a nS h i l i 1,2,Z h a n g S h u g e n 2*,L i u J i a n x i n 2,D i n g J u n 2,Z h a n g We n s h a n 2,31.S c h o o l o f N u c l e a rR e s o u r c e sE n g i n e e r i n g ,U n i v e r s i t y o f S o u t hC h i n a ,H e n g y a n g 421001,C h i n a2.S c h o o l o f G e o s c i e n c e s a n dI n f o -P h y s i c s ,C e n t r a l S o u t hU n i v e r s i t y ,C h a n g s h a 410083,C h i n a3.B e i j i n g D o n i aR e s o u r c e sC o .,L t d .,B e i j i n g 100012,C h i n a A b s t r a c t :T h e r e a r e p r e -,s y n -,a n d p o s t -o r o g e n i c g r a n i t e s i nS h i r e r e g i o no fn o r t h e r nE t h i o pi a .W h o l e r o c kS m -N d i s o c h r o n d a t i n g r e s u l t s s h o wt h a t d i a g e n e t i c a g e o f p r e -,a n d p o s t -o r o g e n i c a g e s a r e 824.4ʃ15.5M a a n d 517.9ʃ5.8M a r e s p e c t i v e l y.M a -j o r ,r a r e -e a r t ha n d t r a c e e l e m e n t s o f t h r e ek i n d s o f g r a n i t e a r e o b v i o u s l y d i f f e r e n t .T h e p r e -o r o g e n i c g r a n i t e s a r e r e l a t i v e l yl o w i n M g Oa n dh i g h i nS i O 2,b e l o n g i n g t o t h e p e r a l u m i n o u s s e r i e s g r a n i t e ,w i t h l o w Kc o n t e n t a n d s l i g h t l i g h tR E Ee n r i c h m e n t ,h i g h l a r g e -i o n l i t h o p h i l ee l e m e n ta b u n d a n c ea n dr e l a t i v ed e p l e t i o no f H F S E .T h es y n -o r o g e n i c g r a n i t eb e l o n gst ot h e q u a s i -a l u m i n o u s r o c ka n dh i g h -p o t a s s i u mc a l c -a l k a l i n e g r a n i t e ,w i t h t h e l i g h tR E Ee n r i c h e d p a t t e r n ,h i g h l a r g e -i o n l i t h o p h i l e e l e m e n t a n dH F S Ea b u n d a n c e s .T h e p o s t -o r o g e n i c g r a n i t eb e l o n g st ot h ew e a k l yp e r a l u m i n o u sh i g h -po t a s s i u m c a l c -a l k a l i n e g r a n i t e ,w h i c hh a s t h e c h o n d r i t e -n o r m a l i z e dR E E p a t t e r n s i n t h e t y p e o f g u l l w i t h s e v e r e d e p l e t i o n i nE u .T h e l a r g e -i o n l i t h o p h i l e e l e -m e n t s a r e c o n c e n t r a t e d ,w h i l ePa n dT i a r e s e v e r e l y d e p l e t e dh e r e .C o m p r e h e n s i v e s t u d y s h o w s b o t h t h e p r e -a n d s y n -o r o g e n i c g r a n i t e s a r eI -t y p e m a n t l e -s o u r c e g r a n i t e si nt h e p a s s i v ec o n t i n e n t a l m a r g i n -v o l c a n i ci s l a n da r ct e c t o n i cs e t t i n g;t h e p o s t -o r o g e n i c g r a n i t e s a r eA 2-t y p e c r u s t -s o u r c em a j o r g r a n i t e s ,w h i c hw e r e f o r m e d f r o mt h em e l t i n g o f t h i n n e r c r u s t a f t e r t h e c l o -s u r e o f o c e a n i cb a s i n s a n d t h e g r o w t ho fA r a b i a n -N u b i a n s h i e l d .K e y wo r d s :g r a n i t e ;g e o c h e m i s t r y ;t e c t o n i c s ;S m -N d i s o t o p e ;E t h i o p i a ;S h i r e .第1期 韩世礼等:埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境 埃塞俄比亚北部位于西冈瓦纳古陆北缘,是阿拉伯-努比亚地盾西南部新元古代岛弧增生带的重要组成部分(S t e r n e t a l .,1994;W o l d e m i c h a e le t a l .,2010).施瑞(S h i r e )地区是厄立特里亚阿斯马拉(A s m a r a )-埃塞俄比亚施瑞VM S 型铜多金属成矿带的南西延伸地段,该地区岩浆活动频繁,火山岩系及侵入花岗岩大面积出露,具有优越的区域地质成矿条件和找矿前景.近年来,该成矿带发现了一图1 埃塞俄比亚施瑞地区地质简图F i g .1G e o l o g i c a l s k e t c hm a p o f t h eS h i r e r e g i o n i nn o r t h e r nE t h i o pi a 批阿迪内弗斯(A d iN e f a s )㊁德巴瓦(D e b a r w a )及英坝德芙(E m b aD e r h o )等中大型VM S 型铜锌矿床,被誉为世界上近30年来VM S 型矿床找矿勘探方面取得的最大成就.此外,还发现了一批如古铺(G u -po )等与岩浆活动有关的热液脉型金矿床.前人对埃塞北部区域性花岗岩进行了不同程度的研究和探讨:T e k l a y (1997)㊁D e S o u z aF i l h o a n dD r u r y(1998)和T a d e s s e (1998)对花岗岩的野外产出特征㊁岩相学及岩石化学特征研究认为,埃塞北部区域花岗岩分为同构造期和构造期后花岗岩,均为钙碱性火山岛弧I 型花岗岩;T a d e s s e e t a l .(2000)通过S m -N d㊁R b -S r 及T h -U -P b 年代学特征表明,埃塞北部花岗岩具有明显的3期岩浆侵入事件,分别在800M a㊁750M a 和550M a 左右.然而,施瑞地区以往花岗岩地球化学研究程度较低.因此,研究区花岗岩带的地球化学㊁成因及构造环境是目前研究施瑞-阿斯马拉成矿带形成环境的重点.本文通过各类花岗岩的主量元素㊁微量元素(含稀土)和同位素年代学进行综合分析,探讨其成因类型㊁源区性质㊁构造环境及演化,为成矿带铜多金属矿的成矿环境提供必要的基础性数据,为进一步探讨西冈瓦纳古陆东北缘消减带的构造特征和演化机制提供依据.1 地质概况及岩石学特征区内出露地层主要为晚元古代低绿片岩相变质火山岩㊁绢云母-石英-长石片岩㊁千枚岩㊁片岩㊁变质杂砂岩,中生界-古生界砂岩和第三纪玄武岩(图1).其中火山岩的岩性类型从钠质系列到钾质系列,从基性㊁中性到酸性均有产出.断裂构造以北东向和东西向为主,局部发育北西向和南北向断裂.晚元古代花岗岩是研究区重要的地质体类型,面积占施瑞地区新元古界出露面积的30%左右.根据产出特征㊁岩相学㊁地球化学及地质年代学研究,区内经历了造山前㊁造山期和造山后3期岩浆侵入活动,均属于晚元古代时期.关于造山前㊁造山期和造山后花岗岩的概念及判别方法,张旗等(2008)有较为详细的讨论.造山前花岗岩整体呈北东向侵入到新元古界变质火11地球科学中国地质大学学报第39卷(a)(g)(h)(i)(d)(e)(f)(b)(c)图2 造山前(a ~c )㊁造山期(d ~f )和造山后(g~i )花岗岩野外及镜下照片F i g .2P h o t o s o f p r e -(a -c ),s y n -(d -f ),a n d p o s t -(g -i )o r o g e n i c g r a n i t o i d s i n t h e f i e l da n du n d e rm i c r o s c o pe a .灰白色花岗闪长岩;b .整体结构;c .定向排列的鳞片状黑云母;d .灰白色黑云母花岗岩;e .钠长石穿插微斜长石;f .黑云母交代角闪石;g .肉红色钾长花岗岩;h .石英与钠长石;i .锆石山岩系,可被造山期和造山后花岗岩侵入分割,岩体内部劈理化强烈;造山期花岗岩呈近东西向展布,侵入到新元古界变质沉积岩或变质火山岩地层,岩体内部无劈理化现象;造山后花岗岩整体呈东西向侵入到新元古界变质火山岩,接触界面以节理㊁劈理面和断层为主.造山前花岗岩:灰白色片麻理化花岗岩(图2a ~2c),中粗粒结构,片状㊁片麻状构造.主要组成矿物为石英(35%~45%)㊁正长石(25%~35%)㊁斜长石(5%~10%)及黑云母(3%~5%),副矿物种类少,含量低,主要为磁铁矿和磷灰石.矿物定向排列显著,石英压碎明显,长石多压扁拉长变形,黑云母大多为鳞片状,张裂隙㊁劈理构造发育,表现为劈理化及糜棱岩化.造山期花岗岩:灰白色黑云母花岗岩(图2d ~2f),中细粒结构,块状构造,岩体边缘部分偶见片麻状构造.主要组成矿物为斜长石(25%~40%)㊁石英(25%~30%)㊁正长石(20%~25%)㊁黑云母(5%~8%)及少量的角闪石(3%~5%),常见钠长石穿插微斜长石㊁黑云母交代角闪石.副矿物的种类多且含量高,有磷灰石㊁锆石㊁榍石㊁磁铁矿及褐帘石等.造山后花岗岩:肉红色钾长花岗岩(图2g ~2i ),粗粒结构,块状构造.主要组成矿物为钾长石(45%~65%)㊁石英(20%~30%)㊁斜长石(10%~18%)及少量黑云母(1%~3%).石英粒径多为5~8mm ,黑云母3~5mm ,钾长石8~20mm 或更粗.副矿物主要为榍石㊁锆石㊁磷灰石及磁铁矿.2 样品测试方法本研究主要针对造山前的依达哈布(E d a gaH i -b r e t )岩体㊁造山期的阿迪古都(A d iG u d o)附近岩体和造山后的迈阿依巴瑞(M a iE b a r a )岩体(图1)进行了系统采样分析,主量和微量元素(含稀土)测试分析由澳实分析检测(广州)有限公司完成,其中主量元素采用M E -X R F 06分析法,精度优于5%;微21第1期 韩世礼等:埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境表1 花岗岩主量元素(10-2)㊁稀土微量元素(10-6)分析结果T a b l e 1M a jo r (10-2),R E Ea n do t h e r e l e m e n t (10-6)c o n t e n t s o f g r a n i t o i d s 岩性样号造山前花岗岩造山期花岗岩造山后花岗岩Q A 042Q A 044Q A 045Q A 046Q A 047Q A 051Q A 037Q A 038Q A 039Q A 040Q A 041B B 318B B 319B B 320B B 321B B 322S i O 271.6372.1171.6171.5669.6576.4161.8364.7365.2866.0064.2075.4574.9174.6673.1372.98T i O 20.230.230.220.220.240.140.510.490.490.460.490.040.020.080.090.10A l 2O 313.0513.4613.1613.7113.7512.1215.0714.8814.7814.7514.9113.6314.2012.7214.1213.96T f e4.234.093.703.853.942.754.414.294.063.283.841.060.891.561.691.87M n O 0.240.210.150.110.120.120.130.150.160.080.100.060.050.070.080.10M g O 0.790.710.750.880.970.393.283.102.442.342.820.140.140.330.280.26C a O 2.863.232.712.953.171.143.703.142.842.583.420.400.260.871.050.98N a 2O 3.923.883.173.443.644.243.973.863.773.783.464.734.943.814.503.93K 2O 0.640.831.311.091.261.093.563.824.124.173.153.933.953.783.594.67P 2O 50.0410.0490.0350.0460.0480.0080.3010.1870.1720.1760.1980.0010.0010.0100.0200.013L O I0.980.961.330.921.650.971.271.231.771.291.780.630.660.970.920.93T o t a l 98.6999.8498.2998.9198.5899.4698.30100.15100.1599.1398.62100.10100.0598.8899.4999.83分异指数D I 76.5675.8977.2375.9375.0587.5070.0072.7575.6777.6670.5695.4095.8791.8790.8691.31A /N K 1.821.851.992.001.871.491.451.421.381.371.641.131.141.231.251.21A /C N K 1.061.021.141.121.051.180.880.920.930.960.971.071.101.061.071.05R b 13.9015.9024.4024.1024.9024.50103.00117.50124.50129.5091.90316.00325.00235.00256.00298.00B a 584.0681.01105.01100.01175.0670.01355.01340.01340.01345.01445.024.814.9186.5174.0307.0T h 2.302.111.872.152.081.748.7511.9010.0013.056.9714.3529.0019.6531.9029.30U1.441.271.141.201.150.653.203.134.464.545.117.2816.159.3712.5012.90T a0.200.100.200.100.100.200.800.800.500.600.6014.2012.303.305.305.60N b 4.002.803.202.702.803.808.708.808.508.405.5035.6076.1032.0051.0050.70P b 23.0067.0043.005.007.005.0040.0076.0043.0025.0018.0048.0056.0034.0036.0041.00S r262.0238.0292.0264.0245.0137.01290.01195.01025.0923.01075.020.28.398.2116.0118.5Z r 229616570701111711822062521853915776121117H f5.802.002.002.102.203.505.405.706.506.904.904.8014.603.906.406.20L a 10.9011.508.2015.0010.805.8035.6031.4033.2019.9025.808.304.2014.2019.8017.50C e90.4021.6017.1029.4020.7013.9071.6062.9065.4045.1053.506.2023.8030.5044.9040.30P r2.853.102.194.032.872.237.726.676.795.816.583.131.463.615.354.72N d12.6013.509.9017.3012.8011.2031.1026.9026.5021.7025.9017.607.3015.9023.4020.90S m3.323.442.684.243.493.525.764.874.703.895.109.924.265.488.227.48E u0.710.760.720.810.740.761.211.040.920.841.260.220.050.290.350.36G d 3.643.593.024.223.793.943.803.153.102.673.7411.404.946.4110.009.88T b 0.610.590.500.700.590.720.470.380.370.330.522.081.461.332.072.10D y 4.193.953.524.514.095.232.482.132.001.703.1012.9512.859.4814.8515.15H o 0.950.890.781.020.951.270.450.400.350.330.632.543.152.103.273.42E r3.112.782.493.172.974.361.211.120.990.861.868.7513.157.0911.1011.75T m 0.480.450.400.490.470.710.170.140.140.130.311.592.731.171.831.90Y b 3.393.052.723.413.295.041.111.040.900.912.1713.0023.408.4613.1013.60L u 0.590.500.450.570.560.840.160.150.140.150.362.023.751.262.012.08Y28.4025.6022.4029.4027.4035.5013.7012.5011.009.8018.7077.6067.0077.30120.50130.50ðR E E 166.1495.3077.07118.2795.5195.02176.54154.79156.50114.12149.53177.30173.50184.58280.75281.64L R /H R 7.123.412.943.913.081.6915.5315.7217.2113.739.310.840.631.881.751.52δE u0.690.720.850.640.680.690.810.830.750.820.920.070.040.170.130.14S m /N d0.260.250.270.250.270.310.190.180.180.180.200.560.580.340.350.36N b /T a 63.00135.0049.50173.00128.0056.0038.8833.6353.0036.1743.171.240.594.824.423.73(L a /Y b )N 1.912.241.792.611.950.6819.0417.9321.9012.987.060.380.111.000.900.76注:A /N K=A l 2O 3/(N a 2O+K 2O ),分子比;A /C N K=A l 2O 3/(C a O+N a 2O+K 2O ),分子比;D I =Q z +O r +A b +N e +K p ;稀土元素球粒陨石标准化值据H e r m a n (1971).量元素采用M E -M S 81分析法,精度优于3%.同时对造山前和造山后花岗岩进行了全岩S m -N d 同位素分析,分析测试单位为宜昌地质矿产研究所,仪器型号为T R I T O N 型固体质谱仪,检测依据为D Z/T 0184.6-1997,衰变常数为6.54ˑ10-12a -1,S m 与N d 的化学分离全流程空白约5ˑ10-11g .花岗岩主31地球科学中国地质大学学报第39卷表2 造山前和造山后花岗岩S m -N d 同位素分析结果及特征比值T a b l e 2S m -N d i s o t o p i c a n a l y s i s a n d c h a r a c t e r i s t i c r a t i o s o f o f p r e -o r o g e na n d p o s t -o r o ge n g r a n i t o i d s 样号S m (10-6)N d (10-6)147S m /144N d143N d /144N d ʃ1σεN d (0)f S m /N d造山前花岗岩Q A 0422.75610.9300.15250.512660ʃ0.0000050.43-0.22Q A 0442.88211.9500.14600.512632ʃ0.000003-0.12-0.26Q A 0452.4609.4630.15730.512691ʃ0.0000061.03-0.20Q A 0463.69415.7100.14230.512613ʃ0.000004-0.49-0.28Q A 0472.90911.4200.15400.512673ʃ0.0000050.68-0.22Q A 0512.9659.8150.18270.512830ʃ0.0000063.75-0.07造山后花岗岩B B 3193.8257.1020.32590.513301ʃ0.00000812.930.66B B 3204.46515.9300.16960.512766ʃ0.0000052.50-0.14B B 3216.12221.6400.17120.512775ʃ0.0000042.67-0.13B B 3225.99221.7200.16690.512767ʃ0.0000062.52-0.150.51.01.52.00.51.01.52.02.53.0A/CNKA /N KSiO (%)2K O (%)2(b)图3 花岗岩K 2O -S i O 2图解(a )和A /N K -A /C N K 图解(b )(据M a n i a r a n dP ic c o l i ,1989)F i g .3K 2O -S i O 2di a g r a m (a )a n dA /N K -A /C N Kc l a s s i f i c a t i o nd i a g r a m (b )f o r g r a n i t o i d s 量和微量元素(含稀土)地球化学分析结果见表1,全岩S m -N d 同位素分析结果见表2.3 地球化学特征3.1 主量元素3类花岗岩的S i O 2含量较稳定,其中造山后花岗岩S i O 2含量较高,在73.82%~76.27%之间,依次为造山前花岗岩(S i O 2=71.65%~73.97%)㊁造山期花岗岩(S i O 2=63.90%~67.61%).岩浆分异结晶演化程度及酸性程度均比较高,其中造山后花岗岩分异指数最高(D I =91.31~95.87),各期花岗岩的分异演化程度表现为:造山后花岗岩>造山前花岗岩>造山期花岗岩.由花岗岩K 2O -S i O 2图解(图3a )和A /N K -A /K N C 图解(图3b )可知,造山前花岗岩属于低钾过铝质花岗岩;造山期花岗岩为准铝质高钾钙碱性花岗岩;造山后花岗岩为弱过铝质高钾钙碱性花岗岩.3.2 稀土元素3类花岗岩具有明显不同的稀土配分模式(图4a ~4c ).造山前花岗岩,稀土总量偏低,ðR E E 变化范围为77.07ˑ10-6~166.14ˑ10-6,L R /H R 比值为1.69~7.12,(L a /Y b )N 为0.68~2.61,属轻稀土弱富集型(图4a );S m /N d 在0.25~0.31之间,表明化学分异程度较高;铕异常(δE u =0.64~0.85)不明显.造山期花岗岩,稀土总量ðR E E 在114.12ˑ10-6~176.54ˑ10-6之间,各样品稀土配分型式均为右倾曲线,属轻稀土富集型(图4b );L R /H R 范围在9.31~17.21之间,(L a /Y b )N 为7.06~21.90,指示轻重稀土分馏程度较高;S m /N d 在0.18~0.20之间,表明化学分异程度较高;铕异常(δE u =0.75~0.92)不明显.造山后花岗岩,稀土总量较高,ðR E E在173.50ˑ10-6~281.64ˑ10-6之间,具强烈铕亏41第1期韩世礼等:埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境BB318BB319BB320BB321BB322///Rb Ba Th U K Ta Nb La Ce Pb Pr Sr P Nd Zr Hf Sm Eu Ti Dy Y Ho YbLuRb Ba Th U K Ta Nb La Ce Pb Pr Sr P Nd Zr Hf Sm Eu Ti Dy Y Ho Yb LuRbBa Th U K Ta Nb La Ce Pb Pr Sr P Nd Zr Hf Sm Eu Ti Dy Y Ho Yb Lu///(a)(b)(c)(d)(e)(f)BB318BB319BB320BB321BB32210210210210210210210310310310310110110110110110110-110-110-110-21010010010010100La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb LuLa La Ce Ce Pr Pr Nd Nd Sm Sm Eu Eu Gd Gd Tb Tb Dy Dy Ho Ho Er Er Tm Tm Yb Yb LuLuQA042QA044QA046QA051QA045QA047QA042QA044QA046QA051QA045QA047QA037QA038QA040QA039QA041QA037QA038QA040QA039QA041图4 造山前㊁造山期和造山后花岗岩稀土元素球粒陨石标准化图解(a ~c )和微量元素蛛网图(d ~f)F i g .4C h o n d r i t e -n o r m a l i z e dR E E p a t t e r n s (a -c )a n d p r i m i t i v em a n t l e n o r m a l i z e d s p i d e r d i a g r a m (d -f )o f p r e -,s yn -,a n d p o s t -o r o ge n i c g r a n i t o i d s a ,d .造山前花岗岩;b ,e .造山期花岗岩;c ,f .造山后花岗岩损的海鸥型分配模式(图4c );轻重稀土元素分馏程度较低,L R /H R 范围在0.63~1.88之间,(L a/Y b )N 在0.11~1.00之间;S m /N d 在0.34~0.58之间,表明化学分异程度相对较低;铕异常(δE u=0.04~0.17)十分显著,反映岩浆演化过程中发生了强烈的斜长石分离结晶作用.3.3 微量元素在花岗岩的微量元素蛛网图(图4d ~4f )中,造山前花岗岩亏损P 和T i 高场强元素,T a 和N b 相对亏损,显著富集的元素包括R b ㊁S r ㊁T h ㊁U ㊁L a㊁Z r ㊁H f 及P b 等大离子亲石元素㊁放射性元素(图4d ).造山期花岗岩大离子亲石元素和放射性元素均比较富集,T a ㊁N b ㊁P 和T i 相对亏损,显著富集的元素包括R b ㊁S r ㊁T h ㊁U ㊁L a 等(图4e ).造山后花岗岩明显亏损元素有B a ㊁P 和T i ,其他元素均有富集趋势,尤其显著富集的元素有R b ㊁T h ㊁U 及P b,包括51地球科学中国地质大学学报第39卷0.150.140.170.160.190.180.512 70.512 60.512 90.512 80.512 70.512 90.513 10.513 30.150.200.250.300.35(a)(b)143144N d /N d143144N d /N dt =824.4±15.5 Mat =517.9±5.8 Ma(Nd/Nd)=0.511 841±0.000 016143144i (Nd/Nd)=0.512 195±0.000 008143144i R =0.999 3R =0.999 9147147Sm/Nd147147Sm/Nd图5 造山前(a )和造山后(b )花岗岩S m -N d 全岩等时线F i g .5T h eS m -N dw h o l e r o c k i s o c h r o n s o f p r e -o r o g e n (a )a n d p o s t -o r o g e n (b )gr a n i t o i d s 大离子亲石元素㊁放射性元素(图4f ).P b 在3期花岗岩岩体均显著富集.各期花岗岩均具有P 和T i 的亏损特征,说明岩浆经历了较强的磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用(杨德彬等,2009);各期花岗岩均富集强不相容元素R b 表明,它们在形成过程中演化分异十分充分.造山前和造山期花岗岩的T a -N b -T i 负异常特征,反映与俯冲作用有关(T u r n e r e ta l .,1996).造山后花岗岩中的负B a 异常表明这类花岗岩是地壳岩石部分熔融的产物(W a n ,1999).3.4 S m -N d 同位素埃塞北部造山期花岗岩同位素测年的报道较多(T e k l a y ,1997;D eS o u z a F i l h oa n d D r u r y,1998;T a d e s s e ,1998),由T a d e s s e e t a l .(2000)对埃塞北部区域花岗岩进行的S m -N d ㊁R b -S r 及T h -U -P b 锆石同位素研究表明,研究区内的达斯特(D e s e t )造山期花岗岩岩体的同位素年龄为757ʃ30M a .然而研究区造山前花岗岩尚无确切的年龄数据,造山后花岗岩测年数据及测试方法有限,为此针对造山前和造山后花岗岩进行了全岩S m -N d 同位素分析,分析数据见表2.造山前花岗岩6个样品的全岩S m -N d 等时线年龄限制在(824.4ʃ15.5M a )(图5a ),147S m /144N d比值为0.1423~0.1827,143N d /144N d 比值变化范围在0.512613~0.512830之间,N d 的初始比值为0.511841,εN d (0)在-0.117042~3.745333之间,εN d (t )=5.18,表明源岩主体来自亏损地幔.造山后花岗岩4个样品的全岩S m -N d 等时线年龄限制在517.9ʃ5.8M a (图5b ),147S m /144N d 比值为0.1669~0.3259,143N d /144N d 比值变化范围为0.512766~0.513301,N d 的初始比值为0.512195,εN d (0)为2.496889~12.933103,εN d (t )=4.38,表明源岩物质来自地幔源;但除B B 319号样品的S m /N d =0.54外,其他3个样品S m /N d 比值均在0.28左右,小于0.318,反映为地壳源.因此,可能的情况应是,由亏损地幔衍生的岩浆混入大量先期地壳物质,分异后形成中酸性岩浆.需要指出的是,由于造山前和造山后花岗岩的f S m /N d >-0.3,用单阶段模式计算t D M 会产生较大的偏差,因此,模式年龄在研究区不适用.4 讨论4.1 岩浆源区性质及成因高场强元素比值在地幔部分熔融过程中变化较小,在岩浆分离结晶过程中几乎保持不变,其比值的差异被认为是源区成分的不同所引起的(李福林等,2011).造山前和造山期花岗岩的N b /T a 平均比值为100.75和40.97,远远大于原始地幔均值17.5ʃ2(H o f m a n n ,1988;G r e e n ,1995),反映总体以幔源物质为主.造山后花岗岩N b /T a 平均值为3.73,小于下地壳均值8.3(R u d n i c ka n dG a o ,2003),岩体主要为陆壳物质部分熔融形成.高场强元素比值反映的各花岗岩类源区性质与同位素反映的结果一致.在(N a 2O+K 2O )-104ˑG a /A l 图解(图6a )和Y -S i O 2图解(图6b )中,造山前和造山期花岗岩均落在I 型花岗岩区域,说明岩浆是由未经风化的火山岩熔融形成的产物;造山后花岗岩落在A 型花岗岩区域,分异指数D I 为91.31~95.87,表明其具有张性花岗岩的特征,反映了岩浆演化的伸展构造背景,这一背景有利于花岗岩的就位和深部流体的上升(邵济安等,2010).由N b -Y -3G a 图解(图6c )可知造山后花岗岩属A 2型造山后花岗岩类型,然而A 型61第1期韩世礼等:埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境AI&S468101211010Ga/Al4×Y Y (10)-61Rb/SrN a O +K O (%)22(a)SiO (%)2R b /B a图6 各期花岗岩(N a 2O+K 2O )-104ˑG a /A l (据W h a l e n e t a l .,1987)㊁Y -S i O 2(据C o l l i n s e t a l .,1982)㊁N b -Y -3G a (据E b y ,1992)和R b /B a -R b /S r (据S yl v e s t e r ,1998)判别图F i g .6(N a 2O+K 2O )-104ˑG a /A l ㊁Y -S i O 2㊁N b -Y -3G a a n dR b /B a -R b /S r d i s c r i m i n a t i o nd i a g r a m s o f g r a n i t o i d s 花岗岩与源岩无关,不涉及物质来源,代表产于伸展构造背景中的花岗岩(郭奎城等,2011).在花岗岩物源性质R b /B a -R b /S r 图解(图6d )中,造山后花岗岩落在富粘土源区的泥岩与砂页岩之间,表明其物质主要来源于地壳;造山前和造山期花岗岩均落在玄武岩区附近,反映了幔源物质的特征.4.2 构造环境及演化各花岗岩类主量㊁稀土微量元素特征明显不同,其构造环境亦具有明显差异.在构造环境判别图R b -(Y b +T a )和R b -(Y b +N b )中(图7),造山前花岗岩落在火山岛弧区,造山期花岗岩处在火山岛弧与同碰撞边界附近,造山后花岗岩主要显示为板内环境.造山期花岗岩,具有陡峭的轻稀土富集模式,以及高S r ㊁低Y 和Y b ,具有明显的埃达克岩特征,说明造山期花岗岩产生于加厚的下地壳的部分熔融,处于应力挤压状态,地壳加厚,体现了造山过程的存在.造山后花岗岩微量元素S r ㊁B a ㊁T i 和P 的强烈亏损,强烈负E u 异常,Y b 值较高等,均体现了A 型花岗岩的地球化学特征(谭俊等,2008;张旗等,2012),是减薄的地壳部分熔融产物,处于造山后的伸展状态,地壳减薄阶段.在构造环境R 1-R 2判别图(图8)中,造山前花岗岩落于地幔分异区,与物源性质反映一致,指示其形成时期陆壳还未成熟,是洋壳碎片与早期陆壳部分熔融的产物,显然属造山前花岗岩类型;造山期花岗岩落在碰撞后抬升区域,反映其构造环境处于泛非造山事件的阿拉伯-努比亚地盾增生聚合阶段;造山后花岗岩大部分落在后造山环境,其稀土显著负铕异常,微量元素特征等,均反映了其构造环境为造山后的板内伸展环境.3类花岗岩形成的背景与该时期区域构造演化阶段相一致.研究区造山前(824.4ʃ15.5M a )和造山期(757ʃ30M a )花岗岩,属新元古代的拉伸纪,处于新元古代早期沟-弧-盆演化阶段(860~750M a ),被动大陆边缘-火山岛弧环境(T a d e s s ee t a l .,2000),该阶段莫桑比克洋洋壳向西冈瓦纳古陆东北缘俯冲消减,发育陆缘岛弧和弧后盆地,源于地幔物质的火山岩㊁侵入岩及奥菲岩残留体构成莫71地球科学中国地质大学学报第39卷VAGsyn-COLGWPGORG1101001000100000.11101001000Yb+Ta (10)-6syn-COLG1101001 00010 0001101001 00010 000Yb+Nb (10)-6VAGWPGORGR b (10)-6R b (10)-6图7 花岗岩构造环境判别图解(据P e a r c e e t a l .,1984;P e a r c e ,1996)F i g.7T e c t o n i c e n v i r o n m e n t d i s c r i m i n a t i o no f g r a n i t o i d s s yn -C O L G.同碰撞花岗岩;V A G.火山弧花岗岩;W P G.板内花岗岩;O R G.洋脊花岗岩R 2R 1图8 花岗岩构造环境R 1-R 2判别(据B a t c h e l o r a n dB o w -d e n ,1985)F i g .8R 1-R 2m u l t i -c a t i o nd i a gr a m f o rt e c t o n i ce n v i r o n -m e n t d i s c r i m i n a t i o no f g r a n i t o i d s①地幔分异;②碰撞前;③碰后抬升;④晚造山;⑤非造山;⑥同碰撞;⑦后造山桑比克洋初始陆壳,西冈瓦纳古陆东北缘演化成被动大陆边缘环境,形成钙碱性系列火山岩㊁沉积岩㊁侵入杂岩体复杂岩石组合,陆壳增生扩展.造山后花岗岩(517.9ʃ5.8M a )属寒武纪的第二世,是泛非造山事件后,伴随洋盆关闭和阿拉伯-努比亚地盾的最终形成之后侵入的中酸性岩浆.研究区花岗岩侵入事件的测年结果与前人研究的阿拉伯-努比亚地盾西南部花岗岩结果一致,埃塞西部造山前花岗岩(原文为构造期)的测年结果在820M a 左右(A ya l e w e ta l .,1990),埃塞北部至厄立特里亚纳克法(N a k f a )造山前花岗岩(原文为构造期)年龄为850M a 左右(T e k l a y,1997);造山期花岗岩(750M a )同位素测年结果基本一致(T e k -l a y ,1997;D e S o u z a F i l h o a n d D r u r y ,1998;T a -d e s s e ,1998);T a d e s s e e t a l .(1997)对埃塞北部边界的梅雷伯(M e r e b )地区造山后花岗岩所测的年龄约束在545ʃ24M a ,A y a l e w e t a l .(1990)对埃塞西部造山后花岗岩测得的年龄限制在541ʃ14M a .结合地球化学特征对比研究发现,从埃塞俄比亚西部到北部,并进一步向北到厄立特里亚地区,同属阿拉伯-努比亚地盾的西南部增生带,具有相似的造山前㊁造山期和造山后3类岩浆侵入活动频繁期,体现了阿拉伯-努比亚地盾从陆壳增生到成熟再到泛非造山期后不同时期的岩浆侵入事件.5 结论(1)埃塞北部区域花岗岩具有造山前㊁造山期和造山后3期花岗岩类型.各花岗岩类主量㊁稀土微量元素差异明显:造山前花岗岩属于低钾过铝质花岗岩,具轻稀土弱富集型分配模式;造山期花岗岩为准铝质高钾钙碱性花岗岩,稀土分配模式为轻稀土富集型;造山后花岗岩为弱过铝质高钾钙碱性花岗岩,稀土分配模式具强烈铕亏损的海鸥型.造山前和造山后花岗岩相对亏损P 和T i 高场强元素,造山期花岗岩大离子亲石元素和高场强元素均比较富集.(2)造山前和造山期花岗岩均为I 型花岗岩,源区以幔源物质为主,其形成时陆壳还未成熟,是洋壳碎片与早期陆壳部分熔融的产物.造山后为A 2型壳源为主花岗岩.造山前和造山期花岗岩构造环境81第1期韩世礼等:埃塞俄比亚施瑞地区花岗岩地球化学特征及构造环境处于新元古代早期沟-弧-盆演化阶段,被动大陆边缘-火山岛弧环境;造山后花岗岩是泛非造山事件后,伴随洋盆关闭和阿拉伯-努比亚地盾的最终形成之后侵入的中酸性岩浆,是减薄的地壳部分熔融产物.(3)造山前花岗岩全岩S m-N d年龄约束在824.4ʃ15.5M a,属新元古代的拉伸纪;造山后花岗岩全岩S m-N d等时线年龄为517.9ʃ5.8M a,属寒武纪第二世;对比以往区域花岗岩测年结果和地球化学特征,从埃塞俄比亚西部到北部,并进一步向北到厄立特里亚地区,同属阿拉伯-努比亚地盾的西南部增生带,具有相似的造山前㊁造山期和造山后3种花岗岩类型,反映了阿拉伯-努比亚地盾从陆壳增生到成熟再到泛非造山期后不同时期的岩浆侵入事件.R e f e r e n c e sA y a l e w,T.,B e l l,K.,M o o r e,M.J.,e t a l.,1990.U-P ba n dR b-S rG e o c h r o n o l o 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花岗岩成因分类及其Pearce判别Barbarin方案
花岗岩成因分类及其Pearce判别Barbarin方案嘿，各位小伙伴，今天我来给大家聊聊一个地质学上的经典话题——花岗岩成因分类及其Pearce判别Barbarin方案。
别看这名字挺高大上，其实它离我们生活并不遥远。
下面，就让我带着你们一起走进这个神秘的世界吧。
先来说说花岗岩。
花岗岩是一种非常常见的火成岩石，主要由石英、长石和云母等矿物组成。
它质地坚硬，耐磨耐腐蚀，广泛应用于建筑、雕刻等领域。
那么，花岗岩是怎么形成的呢？这就涉及到我们要讨论的第一个问题——花岗岩成因分类。
一、花岗岩成因分类1.岩浆成因（1）壳源岩浆：来源于地壳的岩浆，如大陆边缘的岩浆侵入活动。
（2）幔源岩浆：来源于地幔的岩浆，如洋脊地区的岩浆侵入活动。
（3）混合岩浆：壳源岩浆和幔源岩浆混合而成的岩浆。
2.交代成因交代成因的花岗岩，是由于岩浆侵入地壳后，与地壳岩石发生交代作用，使原来的岩石成分发生改变，形成花岗岩。
3.变质成因变质成因的花岗岩，是由于地壳岩石在高温高压的环境下发生变质作用，形成花岗岩。
二、Pearce判别Barbarin方案Pearce判别Barbarin方案是一种用于判断花岗岩成因的方法。
它基于花岗岩的地球化学特征，通过对比分析，确定花岗岩的成因类型。
下面，我们来了解一下这个方案的具体内容。
1.地球化学特征（1）主元素特征：花岗岩的主元素含量可以反映其成因类型。
如壳源岩浆花岗岩的SiO2含量较高，而幔源岩浆花岗岩的MgO、FeO含量较高。
（2）微量元素特征：花岗岩的微量元素含量也可以反映其成因类型。
如壳源岩浆花岗岩的Rb、Th、U等含量较高，而幔源岩浆花岗岩的Nb、Ta、Zr等含量较高。
2.判别方法（1）Pearce图解：将花岗岩的主元素、微量元素含量投影到Pearce图解上，根据投影点的位置判断花岗岩的成因类型。
（2）Barbarin指数：根据花岗岩的微量元素含量，计算Barbarin 指数，判断花岗岩的成因类型。
大兴安岭北部兴凯期花岗岩地球化学特征及构造意义_秦秀峰
甘肃地质学报2004 2004第13卷 第2期 ACTA GEOLO GICA G ANSU Vol113 No12 文章编号:100424116(2004)022********* 大兴安岭北部兴凯期花岗岩地球化学特征及构造意义秦秀峰1,郭原生1,刘旭光2,韩振哲2,张广纯1(11兰州大学资源环境学院地质系,甘肃兰州 730000;21黑龙江地质调查总院,黑龙江哈尔滨 150036) 摘 要:大兴安岭北部阿龙山—满归地区新近发现一套花岗岩类,岩石类型为正长花岗岩、二长花岗岩、石英正长岩,发育片麻状构造。
主要分布于前寒武纪结晶基底区,内部见有前寒武纪变质表壳岩包体;岩石化学特征上显示较好的同源性,属于轻稀土富集型,微量元素以较高的大离子亲石元素(如Rb、Sr、Th等)和较低的过渡族元素(如Cr、Ni、Co、Cs等)含量为特征;成因类型属于I型花岗岩,形成于火山弧及同碰撞的构造背景。
单颗粒锆石U-Pb年龄为654±46Ma,应为兴凯期产物。
兴凯期花岗岩类的确定对于区域构造的重新认识有重要的意义。
关键词:大兴安岭北部;花岗岩;地球化学;构造 中图分类号:P53411;P5881121 文献标识码:A 大兴安岭呈N E走向横跨在古亚洲域不同时期形成的构造带上,一直向南延伸到华北克拉通,是我国东北显生宙花岗岩极发育的地区之一。
近几年来有关学者对中生代以来的花岗岩进行了一系列研究,揭示出该区花岗岩的形成与陆壳增生有着密切的联系,中国东部晚中生代时期的壳幔相互作用及地球动力学过程的研究已引起学术界的广泛关注(姚玉鹏,1997;邵济安,1998;吴福元,韩宝福,邓晋福,林强等)。
相形之下,同样具有重要地质意义的兴凯期花岗岩因出露有限,研究较为薄弱,文献报导极少(黑龙江省地质志,1993;程裕祺,1998)。
本次研究从地质、岩石地球化学特征入手,对额尔古纳成矿带东北端分布的兴凯期花岗岩体进行了较为详尽的野外和室内研究,划分了花岗岩的成因类型,探讨了其形成的构造背景。
花岗岩构造环境
洋中脊拉斑质 花岗岩类 (RTG) 斜长花岗岩 奥长花岗岩 英闪岩 辉长岩
过碱和碱性 花岗岩类 (PAG)
碱性花岗岩 碱性正长岩 正长岩 花岗岩 （辉长岩） （斜长岩） 0 碱性熔岩
0 酸性熔岩 （凝灰岩） 石英闪长岩 辉长岩 （暗拼岩） (appinites)
0 安山岩和英安 岩 辉长岩 （大量的）
与俯冲有关花岗岩 1. 大部分投在VAG 2. Rb值变化范围大(反映大陆物质 污染)
图3 不同成熟度大洋岛中长英质火成岩 的Rb-(Y+Nb)判别图解。NW，纽芬兰
图4 来自复杂的由洋向大陆弧过渡的中 长英质火成岩的Rb-(Y+Nb)判别图解，包 括一个大洋弧后盆地环境的典型实例。
洋时 向间 大或 陆空 环间 境上 过从 渡大
含角闪石钙碱性花岗岩类 (ACG) CNK>A>NK <1 ++ +++ ++ ++ +++
洋中脊拉斑质 花岗岩(RTG)
过碱和碱性 花岗岩(PAG) A≤NK 碱性
++ ++ ++ +++ ++
++ ++ +++ + ++
+ + +++ +++ ++
++
0.8-1.0 0.706～0.712
+++
+++ ++ ++ ++ ++ ++ +++ +++ +++ +++ + 0 0 0 0 + 0 0 0 + ++ 0 0 0 0 + ++ ++ + ++ 0 ++ +++ + + + + + + ++ 0 + ++ ++ ++ 15-40 15-30 20-50 20-50 0-10 （0：缺失；+：稀少；++：一般；+++：丰富）
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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（V AG），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，V AG，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。
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-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垩纪和第三纪小型侵入体。
所有这些侵入体都是钙碱性，高K钙碱性或者钾玄质shoshonitic （Peccerillo & Taylor）。
在选择火山弧花岗岩样品时一定要注意选择洋壳俯冲的样品。
安第斯山脉东部的花岗岩就是岛弧-大陆碰撞事件形成的，是属于碰撞花岗岩而不是火山弧的。
一些第三纪喜马拉雅的花岗岩也没有录入数据库，因为他们在俯冲带和碰撞二者之间很难区分。
火山弧花岗岩在主量元素和矿物学特征方面有着很大程度、很系统的变化。
大洋拉斑玄武岩岛弧的花岗岩在Streckeisen图表上主要投在石英闪长岩和英云闪长岩上，角闪石是其特征镁铁质矿物，根据Peacock的分类是属于富钙系列。
钙碱性岛弧（大洋和大陆）的花岗岩在Streckeisen图标上主要为石英闪长岩、石英二长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩上，角闪石和黑云母是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性系列。
活动大陆边缘的高K钙碱性和钾玄质岩在Streckeisen图表上投在石英二长岩、华刚闪长岩和花岗岩上，黑云母+-角闪石是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性和碱钙系列。
子群a-c中的花岗岩从偏铝质到过铝质变化，从M型ab到I 型bc变化。
板内花岗岩根据花岗岩侵入的地壳性质，我们可以对板内花岗岩进一步分类。
一共分为三个子群：A子群花岗岩侵入到正常厚度的陆壳B子群花岗岩侵入到较薄的陆壳中，C子群花岗岩侵入到洋壳中。
A/B的是按照相关岩脉群而划分，B/C是按照大陆架边缘划分。
数据库中大部分花岗岩在Streckeisen图解上都投在石英正长岩，花岗岩和碱性花岗岩区域，根据Peacock碱灰指数属于碱性系列，并且属于A型花岗岩。
而在另一方面，他们却有很大差别：鉄镁质矿物从富钠角闪石+富钠辉石到黑云母+富钠角闪石，在成分上从过铝质到过碱质。
大部分B子群里的花岗岩都属于钙碱性系列，包含富钙角闪石和辉石，有时候也有橄榄，根据Shand's指数属于变铝质系列。
碰撞花岗岩花岗岩是大部分岩浆活动的产物，根据碰撞类型（陆陆、陆-岛弧，弧-弧）以及与主碰撞关系（同碰撞，碰撞后）进一步分类。
数据库中大部分花岗岩都取自陆陆碰撞区，同碰撞和碰撞后期几乎各占一半(see Harris et al., in press, for a more detailed description of sample locations)，并且大部分取自岩浆活动与板块构造比较容易理解的地区，例如Hercynian, Himalayan and Alpine belts。
在弧-大陆碰撞的花岗岩主要有三种类型：1、阿曼的晚白垩纪和与阿曼蛇绿岩侵位有关的马斯拉岛；2、希腊北部的侏罗纪花岗岩，其与Guevgueli蛇绿岩侵位有关(Bebien, 1982)；3、玻利维亚中新世花岗岩，它是在南美大陆与安第斯山西麓碰撞时侵入的(Bourgois & Janjou, 1981)。