a型花岗岩的成因来自地球化学的证据

a型花岗岩的成因来自地球化学的证据

1a型成因岩类lasso和wones（1979年）以三种“a”为特征，即碱性、缺水性和非造山性。这一特点已经被引入地质文献20多年，并引起了世界各国的注意。Collins等(1982)和Whalen等(1987)从地球化学角度提出一系列判别图解,试图把A型花岗岩与I型和S型花岗岩分开。强调高104Ga/Al和富HFSE元素(Zr+Ce+Nb+Y)是A型花岗岩主要判别标志,对A型花岗岩研究起了重要的推动作用。但A型与I,S型的划分原则完全不同,前者是强调岩性(碱性)和非造山环境,并不强调源区物质,而后者主要强调源区物质(Chappelletal,1992),所以两者(A型和非A型)在地球化学特征上存在某些重叠和过渡并不令人惊奇。非造山环境A型岩浆活动还产生一类重要岩石,即似长石碱性岩,以霞石正长岩-碱性正长岩及其相关的喷出岩为主,常与铁镁质、超铁镁质碱性岩(煌斑岩和金伯利岩)和岩浆碳酸岩共生。Eby等(1992)和洪大卫等(1995)都提出必须将A型岩套进一步细分为A1和A2两亚型。A1亚型(非造山环境;洪大卫等(1995)称为AA亚型)以似长石正长岩为主,主要与上地幔热柱、裂谷作用有关,在造山作用岩浆活动时间序列中是最晚一次。A2亚型(后造山环境;洪大卫等(1955)称为PA亚型)以碱性花岗岩和铝质A型花岗岩为主,主要与大陆边缘地壳伸展作用或与陆内剪切作用产生的拉张环境有关。在造山带岩浆活动时间序列中应早于A1亚型。但有时发现A1和A2亚型可在一处共生。本文拟将作者新近在南岭东段(粤北)所做的A型岩套研究所获新资料,结合国内外已发表的文献资讯,对A1和A2两亚型地球化学特征差异做系统阐述,并对区分它们的判别方法作出某些尝试和对它们的成因看法提出综合评论。2b土壤、最佳外来岩列入本文统计的A型岩套按其岩石学和地球化学特征可分三组:①铝质A型花岗岩(代号ALAG,下同)。包括:广东从化南昆山岩体(刘昌实等,2003a;n(样品数)=3);福建乌山晶洞花岗岩(邱检生等,2000;n=9);苏州A型花岗岩(Charyetal,1994;n=8);江西寨背A型花岗岩(陈培荣等,1998;n=5);澳大利亚拉克朗褶皱带铝质A型花岗岩带(LFB)(Kingetal,1997;n=12);澳大利亚MumbulaA型花岗岩(Collinsetal,1982;n=8)。②碱性(过碱)A型花岗岩(代号AAG,下同)。包括:江西陂头A型花岗岩(范春方等,2000a,2000b;n=5);福建魁岐A型花岗岩(Martinetal,1994;n=6);山东崂山A型花岗岩(赵广涛,1997;n=5);澳大利亚GaboA型花岗岩(Collinsetal,1982;n=9);法国CorsicaA型花岗岩(Poitrassonetal,1994;Poitrassonetal,1995;n=2);加拿大纽芬兰TopsailsA型花岗岩(Whalenetal,1987;n=8);尼日利亚A型花岗岩(Whalenetal,1987;Sakomaetal,2000;n=9)和纳米比亚A型花岗岩和碱流岩(Mingrametal,2000;n=8)。以上两组均为硅酸过饱和,故合并为A2亚型。③硅酸不饱和的似长石正长岩和碱性正长岩(代号AS,下同)。包括:广东石岭方钠石正长岩(刘昌实等,2003b;刘昌实等,2002;n=6;包志伟等,2000;肖振宇等,1998;周玲棣等,1996);安徽金寨霞石正长岩(杨祝良,1999;n=5);马拉维霞石正长岩(Woolley,1986;Woolleyetal,1988;Ebyetal,1998;n=13);纳米比亚碱性正长岩、响岩(Mingrametal,2000;n=4)等。这一组称为A1亚型。2.1南昆山岩体一般为弱过铝质、弱亚碱质。通常为黑云母正长花岗岩或黑云母花岗岩。组成矿物为石英35%±,条纹长石50%±,斜长石10%±,铁镁矿物5%±。副矿物为锆石、磷灰石、铁钛氧化物等。铁镁矿物主要为黑云母。黑云母按Foster(1960)分类以铁黑云母(寨背岩体)、铁叶云母(南昆山岩体)、羟铁云母(LFB岩带)和黑磷云母为主。云母成分为低Mg#(Mg/(Mg+∑Fe))(<0.2),高氟(如南昆山花岗岩黑云母F=0.51%～3.42%)。白云母为富氟白云母(如乌山白云母F=2.29%～2.38%;邱检生等,2000)。斜长石多数为低钙的钠长石(An<10,如苏州杂岩体和南昆山岩体),少数为更长石(如LFB岩带)。碱性长石主要为微斜条纹长石,主晶钾长石成分Or>95%,Ab<5%(如南昆山岩体)。一般为亚溶线花岗岩(斜长石和碱性长石共生的花岗岩)。含少量铝质矿物,主要为锰铝榴石(Spe%=87～92,乌山杂岩体)、白云母、刚玉等充填于晶洞中(乌山杂岩体)和少量填间黄玉(苏州杂岩体;南昆山岩体)。铁钛氧化物组合有:磁铁矿含量>钛铁矿(寨背岩体;南昆山岩体;苏州杂岩体)和钛铁矿含量>磁铁矿(LFB岩带)。高侵位岩体中常见石英与碱性长石共结形成的文象结构和晶洞构造。2.2矿物及微量元素一般为准铝质,强亚碱质—碱质。主要侵入岩为角闪黑云碱长花岗岩,碱性(过碱)花岗岩。喷出岩为碱性流纹岩和钠闪碱流岩等。标准矿物中少数岩体出现Norm-Ac。组成矿物:石英30%±,条纹长石50%±,斜长石(An<20)0～10%,非碱质和钠钙质铁镁矿物5%～10%。副矿物以锆石、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿为主。通常磁铁矿含量>钛铁矿。早期结晶非碱质铁镁矿物主要有铁橄榄石(Fa>94%,尼日利亚杂岩;Gabo岩体)、钙铁辉石(Fs48-52Wo42-44,尼日利亚杂岩)、钙角闪石(主要有富镁浅闪石(崂山杂岩体)和富铁浅闪石(尼日利亚杂岩,NaB<0.32,CaB>1.5))和绿钙闪石等。碱性铁镁矿物主要有:①霓石-普通辉石和霓辉石;②Na-Ca质角闪石有铁冻兰闪石(barroisite)和铁兰透闪石(winchite)和钠透闪石(richterite)等,其NaB>0.5～1.5;③Na质角闪石主要有亚铁钠闪石(arfvedsonite),包括富镁富氟种属(魁岐杂岩和崂山杂岩)和富铁富氟种属,这些成分角闪石有时呈环带生长,中心富Mg,F,边缘富Fe,OH和钠闪石(riebeckite)等。黑云母主要有镁质黑云母(Mg#=0.74,崂山杂岩体;魁岐杂岩体)、铁黑云母、铁叶云母、黑鳞云母和锂白云母等。多数云母富氟贫OH,说明它是在高HF/H20条件下结晶的。有时见黑鳞云母与锂白云母组成韵律环带(尼日利亚杂岩体)。条纹长石中主晶钾长石成分Ab组分较高,如崂山钾长石成分为Or48-90Ab52-10(赵广涛,1997),表明亚固相线出溶温度也比较高。多数杂岩体为超溶线花岗岩,不含斜长石(魁岐杂岩体;崂山杂岩体;Corsica杂岩体),少数为亚溶线花岗岩,含<20%斜长石(钠-更长石,陂头岩体;Gabo杂岩体)等。高侵位岩体常见文象结构和晶洞构造。2.3矿物组成和组成包括侵入的碱性正长岩和似长石正长岩。主要岩石类型有方钠石正长岩(石岭杂岩体)、霞石正长岩(金寨岩体)、斑霞正长岩和流霞正长岩(马拉维杂岩体)和喷出的各类响岩(马拉维杂岩体)。通常为硅酸不饱和—硅酸饱和类型。标准矿物组合中常含Norm-Ne5%～10%,Norm-Ol5%～10%,矿物组成变化范围较大。似长石含量5%～20%(方钠石、霞石、白榴石、钠沸石等),条纹长石40%～60%,斜长石0～20%。非碱和碱性铁镁矿物10%～20%。副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和钠锆硅酸盐矿物等。非碱铁镁矿物主要为次钙透辉石(辉石核心),浅闪石和绿钙闪石(闪石核心部位)。碱性铁镁矿物有霓石-普通辉石和霓石(辉石边缘部位,马拉维杂岩;石岭杂岩),红闪石(katophorite),绿闪石(taramite)(石岭杂岩;马拉维杂岩,其NaB=0.70～1.07),以及填间的钠铁闪石和钠闪石(马拉维杂岩)等。在马拉维碱性岩中,辉石和角闪石都富含ZrO2,分别为1.14%和0.55%(非包裹体成因)。黑云母主要为铁质黑云母(石岭杂岩)和镁质黑云母—铁质黑云母系列成员,视岩体演化程度不同而异。似长石主要为方钠石(石岭杂岩),平均成分为Na7.5[Al0.95SiO4]6Cl1.83,比较接近于方钠石理论配比。霞石端员成分约为Ne=70%,Ks=20%,Q=10%,为700～950℃下稳定的Ne-Ks固溶体(马拉维杂岩;石岭杂岩)。条纹长石的主晶钾长石组分中Ab含量略高,如石岭杂岩体为Or88Ab12(刘昌实等,2002)。3主要元素是地球化学3.1全碱alg/as组A2亚型硅酸过饱和花岗岩富SiO2,其中ALAG组SiO2含量最高(73.55%～77.21%),AAG组次之(71.93%～76.28%)。A1亚型的硅酸不饱和似长石正长岩(AS组)为贫SiO2(54.13%～61.20%)。作为整体,A型岩套都是富ΣFe贫Mg,其F/FM(ΣFeO/(∑FeO+MgO))为0.84～0.98,最低的是马拉维的似长石正长岩的0.84(Woolley,1986;Woolleyetal,1988)。碱性程度:作为第1指标的碱度率(A·R;Wright,1969),ALAG组最低(2.7～4.6),AAG组(3.0～8.2)和AS组(3.9～5.4)略高,在SiO2-A·R图解上(图1),AS组碱性程度最强,绝大多数样品位于碱质区;AAG组次之,约半数样品位于强亚碱质区和碱质区,另半数样品落于弱亚碱质区;ALAG组碱性程度最低,大部分样品落于弱亚碱质区。但作为A型岩套总体,无一样品落入钙碱质区。作为碱性程度第2指标的全碱ALK(Na20+K2O))的质量分数,AS组为最高(12.65%～13.50%),AAG组次之(7.81%～9.20%),ALAG组为最低(8.08%～8.87%)。作为碱性程度第3指标的碱铝比(NK/A=(Na2O+K20)/Al2O3,mol),AAG组为最高(0.835～1.109),有1/3样品NK/A>1(含Norm-Ac)。AS组次之(0.853～1.030),只有25%的样品NK/A>1。而ALAG组为最低(0.845～0.935),无一样品NK/A>1。在全部124件样品中NK/A<0.85的只有13个样品(占10%),且多分布于ALAG组内。因此,touiteoffeagramof从总体看,Whalen等(1987)提出的以NK/A=0.85或ALK=8.5%作为下限值判别A型岩套的方法是可取的。铝过饱和度A/NKC值((Al203/(Na2O+K20+CaO),mol),ALAG组为弱过铝质,70%的样品A/NKC>1.000,频率直方图显示A/NKC峰值为1.000～1.100。AAG和AS组为准铝质,90%的样品A/NKC<1.000(图2)。在哈克图解上,124件样品统计,SiO2-Al2O3呈负相关(相关系数r=-0.93),SiO2-Na2O呈负相关(r=-0.82),而SiO2-Y呈松散的正相关(r=0.44)。3.2、、-氟--氟基作为总体,A型岩套相对贫H2O,富F,Cl。81件样品氟分析其含量范围为(50～9054)×10-6,峰值为(500～1500)×10-6。氟主要宿主矿物为角闪石、云母、萤石及少量黄玉。41件样品分析Cl含量范围为(50～9600)×10-6,峰值为(100～500)×10-6。在方钠石正长岩中(石岭杂岩,马拉维杂岩)Cl含量最高,达(4355～9600)×10-6,而霞石正长岩Cl含量明显降低至(100～500)×10-6。F/Cl>1者主要为ALAG组、AAG组和AS组中霞石正长岩,而F/Cl<1的主要为AS组中方钠石正长岩(图3)。高卤素元素含量对A型岩浆的地球化学特征产生一系列重要影响。表现为:①F-或Cl-代替聚合的铝硅酸盐熔体中桥氧(O0),形成Si—F,Si—Cl,Al—F,Al—Cl键,使熔体解聚(depolymerization),大大降低熔体的粘度,使其具有更高的活动能力,而形成高位侵入体或环状次火山岩。②解聚作用可大大降低富卤素硅酸盐体系的固相线温度(幅度约200℃;Londonetal,1987;Manningetal,1980;Xiongetal,1996),在结晶分异演化过程中使其残余岩浆成分或趋同于花岗岩体系,或趋同于似长石正长岩体系中的低熔组分(minimummeltingcomposition)。③氟是负电性很强的元素(3.9),能以共价键形式与HFSE元素,特别是镧系、锕系和稀有金属元素组成高次配位数的复杂络合物,如MoF6,(Ga,Al)F3,(Nb,Ta)F5,(Yb,Y)F3,(Th,U)F3,LaOF等(Collinsetal,1982;Richardsonetal,1979),使这些络合物在有平衡离子Na+,K+存在下,趋于稳定,致使HFSE元素活性增高,因而在A型岩浆中具有很高的浓度。对81件样品的F-Ta,F-Th,F-Yb相关系数(r)计算分别为0.58,0.64,0.46。表明它们都具有一定的正相关,这直接证明氟对这些元素络合作用的重要意义。以(Zr+Nb+Ce+Y)元素组合代表HFSE元素丰度水平,统计表明,在ALAG组内平均为411×10-6(n=45),范围(171～781)×10-6。在AAG组内,平均为852×10-6(n=52),范围(210～306)×10-6。在AS组内,平均为815×10-6(n=27),范围为(94～1738)×10-6。有99%样品的(Zr+Nb+Ce+Y)值大于A型花岗岩下限值350×10-6(Whalenetal,1987),高于S型花岗岩的平均235×10-6和Ⅰ型花岗岩的平均247×10-6(Whalenetal,1987)。在(Zr+Nb+Ce+Y)-104Ga/Al图解中绝大多数样品落在A型域内(图4)。3.3as组和aag组的s1-s1算法Bechelor等(1985)提出用R1(4Si-11(Na+K)-2(ΣFe+Ti),千原子数)和R2因子(6Ca+2Mg+Al,千原子数)来判别火成岩的7种构造环境。笔者统计发现这两个因子用来区分A1和A2亚型岩石也极其有效。AS组(A1亚型)由于低SiO2、富全碱(Na2O+K20),故R1因子普遍偏低,有的似长石正长岩R1为负值。AS组平均R1=-262(n=27),变化范围为-1349～888。此外,AS组因富A12O3,而使其R2因子普遍偏高。平均R2=623(n=27),范围为433～932。与其相反,ALAG和AAG组(A2亚型)因富SiO2而贫Al2O3,使R1因子数值变高,R2因子数值变小。如ALAG组平均R1=2620(n=45),范围为2130～2958,平均R2=322,范围为244～496。AAG组平均R1=2295(n=52),范围1187～2703,平均R2=318,范围为202～577。这表明A1和A2亚型岩石其R1因子数值相差有若干个数量级。在R1-R2图解上(图5)两者可明显分开。图5也显示,在A2亚型中ALAG组的R1因子在数值上略高于AAG组。4元素和稀土地球化学4.1两组a型岩石的f-ga-al-na表达比较并不是象Collins等(1982)指出那样,所有A型岩套都具有高的104Ga/Al值。高的104Ga/Al值(>2.6)只出现在ALAG和AAG组内。据45件样品统计,ALAG组104Ga/Al=2.66～7.26,平均3.41。52件样品统计AAG组变化范围为1.36～9.01,平均为3.93。一般情况下,AAG组略高于ALAG组,这主要受两种地球化学作用制约。其一是这两组A型花岗岩源区岩石中含有富An组分斜长石,它熔融形成A型花岗岩岩浆时,由于Ga优于A1被排出晶体(Collins,1982),使熔体中104Ga/Al比增高。其二是这两组A型花岗岩都富氟而贫氯,在水不饱和条件下(A型岩浆是缺水的),F对Ga的络合能力很强,形成八面体络合物离子团GaF63-,后者在高温熔体中稳定。相反八面体AlF63-络合物离子团在水不饱和熔体中不稳定(Manningetal,1980),故高F含量也可促使出熔熔体104Ga/Al比增高。据ALAG组30件样品计算,F-Ga为正相关,系数r=0.70即为佐证。但在AS组内,源区熔融时,没有富An组分的斜长石熔融相(可能是幔源成因,见后),不存在Ga优于Al进入熔体。其次由于部分方钠石正长岩富Cl贫F,由于Cl离子半径大,八面体GaCl63-络合物离子团在熔体中不稳定,没有Ga富集的条件。再其次由于AS组通常富Al2O3(平均19.19%,n=27),远高于ALAG组(平均12.43%,n=45)和AAG组(平均12.40%,n=52)。这使得AS组内,部分样品104Ga/Al<2.6,据27件样品统计,其变化范围为0.87～4.70,平均为2.47。这使得A型岩套作为整体,Ga-F相关性明显下降(r=0.11),呈现出很复杂的变化。4.2a型岩套及地球化学特征在地幔岩矿物熔融过程中,引起熔体Y(Yb),Nb(Ta)含量重要变化的矿物主要有石榴子石(Gat)和单斜辉石(Cpx)。这些矿物的矿物/溶体分配系数是:DYCpx/m=4,DYGat/m=35,DNbCpx/m=0.8(Rollison,2000),DNbGat/m=0.003(Greenetal,1987)。当(Cpx+Gat)作为难熔相(如榴辉岩)时,熔体中重稀土含量明显降低,而Nb含量明显上升。导致熔体中Y/Nb和Yb/Ta下降。Eby(1992)依据与大洋裂谷环境和地幔热柱成因有关的A1亚型环状碱性杂岩体Y/Nb-Yb/Ta和Nb-Y-Ce等图解区分出两类A型岩套。A1亚型,具很低Y/Nb,Yb/Ta比值,总是与洋岛玄武岩(OIB)相似,同投于一个区域内。A2亚型(SiO2过饱和),具有高的Y/Nb,Yb/Ta比,与岛弧玄武岩(IAB)相似,同投于另一个区域内。前者是地幔成因,后者是壳-幔混源的。对ALAG组45件样品统计表明,其Y丰度较高,平均79.70×10-6,而Nb丰度较低,平均35.19×10-6,平均Y/Nb=2.26,有94%样品Y/Nb>1.0。对AAG组52件样品统计表明,Y的丰度高(平均76.5×10-6),而Nb丰度较低(平均46.66×10-6),70%样品Y/Nb>1.0,平均1.64。对AS组27件样品统计表明,其Y的丰度低(平均33.81×10-6),而Nb的丰度高(平均100.25×10-6),其Y/Nb范围为0.06～0.66,无一样品>1.0,平均Y/Nb=0.34。在Nb-Y-Ce图解(图6)中,AS组(A1亚型)具OIB亲缘性(地幔成因;Eby,1992),而ALAG组和AAG组具IAB亲缘性(A2亚型),是壳-幔混源的地球化学特征(Eby,1992)。这在原始地幔标准化微量元素蛛网图上亦可反应出(图7)。ALAG组6个杂岩体和AAG组6个杂岩体在(岩石/原始地幔)Nb=20～50处,形成一个低谷,说明有陆壳组分的加入(Barthetal,2000),导致Nb和Ta相对亏损。AS组4个岩体在(岩石/原始地幔)Nb=100～200处,形成一个肩状,没有Nb和Ta相对亏损,有的还显出有所增益。说明其未受陆壳混染。4.3不同岩石圈的nb/ta比及源区物质来源Green(1995)提出Nb/Ta比可作为指示壳-幔体系地球化学作用的指标。球粒陨石和原始地幔(PM)的Nb/Ta比为17.5±2.0,而后太古代大陆地壳平均为11±。地幔直接派生的OIB玄武岩(夏威夷、大西洋岩石省)Nb/Ta比极接近原始地幔值。但IAB玄武岩、火山弧花岗岩和A2亚型花岗岩由于有陆壳参与熔融或受其混染,此值明显下降,如IAB玄武岩为8～28,同碰撞花岗岩5～12,A2亚型花岗岩4～9.5,Ⅰ型花岗岩1.5～22(Green,1995;Greenetal,1987;Barthetal,2000)。引起壳-幔混源花岗岩Nb/Ta比下降的主要原因是:①在俯冲带上,下插大洋板块脱水作用产生一个上升的流体相(f),该流体相与金红石平衡时,金红石对Ta分配系数明显小于金红石对Nb分配系数,形成一个富Nb金红石难熔相(以金红石榴辉岩出现)和一个与其耦合的富钽(同时富铪)流体。这一流体长期作用于上覆的岩石圈板块,使其Nb/Ta和Zr/Hf比下降。如以这一Nb,Ta分镏过的岩石圈为源区,形成熔体也具低Nb/Ta比。②在高压(2～3GPa)下源区熔融时因钙质角闪石分配系数DTaParg/m(=0.07)小于DNbParg/m(=0.1),若其作为难熔相时(或分离结晶时作为分离相)使熔体具低Nb/Ta比(Green,1995)。③在富氟花岗质熔体中,由于钽氟络合物(如NaTaF6)比铌氟络合物(如NaNbF6)更加稳定(Collinsetal,1982),有利于Ta在这类岩浆中富集,使Nb/Ta比下降。本文对不同组别A型岩套Nb/Ta比统计结果与上述表述基本吻合:①在ALAG组内(n=33;除去有12件样品未做Ta分析),平均Nb=39.22×10-6,范围(17.0～138)×10-6;平均Nb/Ta=8.81,范围5.7～16.36;平均Zr/Hf=22.13。②在AAG组内(n=31,除去21件样品未做Ta分析),平均Nb=43.66×10-6,范围(14.42～187)×10-6;平均Ta=3.42×10—6;平均Nb/Ta=13.09,范围7.9～28.16。③在AS组内(n=22,除去5件样品未做Ta分析),平均Nb=114.04×10-6,范围(50.90～706)×10-6;平均Nb/Ta=15.69,范围12.25～28.00;平均Zr/Hf=36.17。说明AS组Nb/Ta比最高,其平均值接近于原始地幔值。同时Nb具有最大的丰度。这表明其源区为富集型(富Nb)地幔,受壳组分影响极小,其Zr/Hf比(36.17)也接近于原始地幔值。AAG组Nb/Ta比(13.36)低于原始地幔值,但高于大陆地壳平均值,说明其物质来源为壳-幔混合物质。ALAG组Nb/Ta比最低(平均8.81),Zr/Hf比亦低(平均22.13),源区物质受壳组分影响最大。有两种原因造成ALAG组这一特殊的地化特征,其一是源区可能位于壳-幔互动带内或下部地壳内,在熔融过程中钙角闪石作为难熔相,这种作用一方面使熔体Nb/Ta比下降,另一方面也使熔体铝过饱和度增高(过铝质)(Collins,1982)。其二是富钽(铪)流体的改造作用,这使Nb/Ta、Zr/Hf同时下降。4.4ae及alag组16个杂岩体(107件样品)平均稀土含量列于表1示于图8。ALAG组(6个杂岩体)呈现稀土总量较低,平均ΣREE(14元素和,下同)310.47×10-6,相对富重稀土,具低的LREE/HREE值(LREE=La+Ce+Pr+Nb+Sm+Eu;HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu),平均5.4。轻稀土部分略有分镏,LaN/SmN=3.29(平均)。强Eu亏损,低Eu/Eu*值(平均0.22)。具有典型海鸥型稀土配分样式(图8-1)。6个杂岩体构成的AAG组,ΣREE(平均379.00×10-6)和Eu/Eu*(平均0.29)与ALAG组相似,但其LREE/HREE比值明显上升(平均7.57)。同时轻稀土部分分镏也趋于明显(平均LaN/SmN=4.59)。配分图呈略右倾的海鸥状。这表明ALAG和AAG组岩浆形成过程中富Ca斜长石或做为残留相或做为结晶分离相都起着重要的作用。说明有地壳组分构成它们的源区物质(图8-2)。4个岩体组成的AS组,稀土总量最高(ΣREE平均455.93X10-6),LREE/HREE最大(平均15.18),Eu亏损最小(平均Eu/Eu*=0.60),轻稀土部分分镏最明显(平均LaN/SmN=7.00)。稀土配分呈显著右倾斜曲线。其中金寨和马拉维的霞石正长岩几乎无Eu亏损。说明富Ca斜长石,无论是作为残留相或作为结晶分离相都没有或很少参与进来,其稀土配分特点反应应是富集地幔低度熔融形成的(图8-3)。5a型岩套岩浆近液相线温度通常认为A型花岗岩形成温度较高(Kingetal,1997)。但这必须区别对待。由于氟的解聚作用,降低A型花岗岩的固相线温度,所以相对于I型和S型而言,A型花岗岩近固相线温度并不高,其近固相线长石矿物组合通常为低钙钠长石+条纹长石,如按二长温度计计算一般均在600℃左右。但A型花岗岩岩浆在未结晶时不含残留体,是完全熔融的,故其近液相线温度应较高(相对于I型和S型)。这里建议用Wotson等(1983)锆石饱和温度近似代表A型岩套岩浆近液相线温度(Kingetal,1997)。因为锆石是最早结晶的副矿物,它通常被铁镁矿物、长英矿物包裹。Wotson等(1983)从高温实验(700～1300℃)得出锆石溶解度模拟公式为:这里T为绝对温度,D为分配系数。将上式移项整理并换算成摄氏度(℃)后,表示为:令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(原子分数),则全岩岩石化学参数M=[(2Ca+Na+K)/(Si×Al)]。若假设不作锆石矿物的Zr,Hf校正,纯锆石中含Zr=49765×10-6,用全岩Zr含量近似代表熔体Zr含量,由上式从全岩M值和Zr含量可计算熔体锆石饱和温度tZr(℃)(表1)。计算表明,ALAG组温度最低,范围为712～855℃,平均800℃。AAG组温度范围为772～1103℃,平均883℃,为最高。而AS组范围670～951℃,平均833℃,居中。从全体124件分析的锆石饱和温度频率百分数直方图(图9)可见,其峰值800～900℃,明显高于S型花岗岩平均764℃和I型花岗岩平均781℃(Kingetal,1997)。表明A型岩套近液相线温度高于I型和S型花岗岩。这也许也是判别它们归属的重要指标之一。6南昆山岩体的地球化学特征11个岩体的平均ISr、INd、εNd(t)值列于表2。ALAG组和AAG组一般具有较低的ISr值(0.7041～0.7155)和中等的εNd(t)值(-1.03～-15.12)。在前述的地球化学特征中,已阐明这两组都具有低Nb/Ta比、Zr/Hf比和高的Y/Nb比。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7-2,3)显示明显Nb亏损等,说明它们的起源物质中除地幔组分外,还有地壳物质的加入,显示幔-壳混源的特点(Mingrametal,2000)。为了定量描述这两组壳-幔混源成因的A2亚型花岗岩(包括火山岩)的源区物质组成,本文依据Faure(1986)提供的亏损地幔端元的参数值(Nd(M)=36×10-6;INd(M)=0.51300;Sr(M)=380×10-6;ISr(M)=0.70362)和Faure(1986)的0.4上壳+0.6下壳计算的全壳参数值(Nd(C)=36×10-6;INd(C)=0.51130;Sr(C)=126X10-6;ISr(C)=0.72490),以二元混合计算公式模拟各岩体的源区物质组成(Faure,1986;刘昌实等,1990)。得出结果列于表2示于图10。对于南昆山岩体因Sr丰度低,(代表地壳组分重量分数)过大(1.43),显然无地质意义,依据Nd同位素模拟,南昆山岩体其源区物质组成为M78C22(M-代表地幔组分;C-代表地壳组分;下标代表百分数);对乌山杂岩体由和的平均f(c)[()/2]为0.32,源区组成为M68C32,相似于邱检生等(2000)模拟的地幔比例值;对于苏州杂岩体,偏低,但其平均f(c)为0.22,其源区组成为M78C22;对于LFB岩带,和较接近,平均f(c)=0.32,其源区组成为M68C32;对于陂头岩体,平均f(c)=0.45,其源区组成为M55C45;对于魁岐杂岩体,平均f(c)=0.32,其源区组成为M68C32;对于法国Corsica杂岩体平均f(c)=0.19,其源区组成为M81C19。以上7个杂岩体源区组成中均以地幔组分占较大优势。在图10中,乌山、苏州、LFB、陂头、魁岐、Corsica等6个杂岩体均落在壳-幔混合K=6的双曲线附近,壳组分占20%～40%范围内,与华南同熔型花岗岩(刘昌实等,1990)和澳大利亚I型花岗岩(McCullochetal,1982)相似。对于纳米比亚Paresis地区A型流纹岩,平均f(c)=0.70,其源区组成为M30C70。这一结果与前7个杂岩体都不同,显示壳组分高于幔组分。Mingram等(2000)结合Paresis碱长流纹岩、碱流岩等具有低Nb/Ta比(12～14),在原始地幔标准化微量元素蛛网图上具有显著的Nb亏损,低εNd(t)值(-9～-20)和高的ISr值(0.7117～0.7150)等,认为它们主要是地壳派生物,即起源于当地太古代—早元古代的Pre-Damara基底。这一基底的同位素组成是eNd(132Ma)=-20～-26,ISr(132Ma)=0.710～0.730。纳米比亚Paresis碱长流纹岩提供一个起源于古老地壳(下地壳)的A型火山岩实例。在K=6的壳-幔二元混合双曲线上,它位于华南陆壳改造系列花岗岩(刘昌实等,1990)和澳大利亚S型花岗岩域内(McCullochetal,1982)。在AS组内,鉴于Nb/Ta,Zr/Hf比接近于地幔值,低的Y/Nb比而与OIB玄武岩具亲缘性,以及在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7-3)Nb显示增益或不明显亏损等,表明源区物质可能是亏损地幔和富集地幔的混合物。本文依据Faure(1986)的亏损地幔参数值(见上文)和Zindler(1986)提供的EMⅠ和EMⅡ参数平均计算得到的富集地幔EM的参数值:Nd(EM)=100×10-6;INd(EM)=0.5112;ISr(EM)=0.713;Sr(EM)=2100×10-6,以二元混合计算方法,模拟AS组内源区物质构成列于表2示于图11。对于石岭方钠石正长岩平均f(EM)(富集地幔组分重量分数)=0.04,其源区物质组成为DM96EM4。对于纳米比亚的霞石正长岩和响岩,其f(EM)=0.08,源区物质组成为DM92EM8。两者在图11中位置相当于原始地幔成分或接近于BSE成分(全硅酸盐地球,Zindleretal,1986),富集地幔组分所占比例很低。对于金寨霞石正长岩其f(EM)=0.17,源区物质组成为DM83EM17。在图11中上述岩体位于K=1的混合线附近。且富集地幔端员组分一般均小于20%,比南澳大利亚金伯利岩富集地幔所占比例(εNd(t)=-7.4～—15.4;ISr=0.7104～0.7187;McCullochetal,1983)要小得多。接近于Anderson为模拟OIB玄武岩所获得的富集地幔比例(McCullochetal,1983)。7讨论和结论7.1a型岩套和量化火成岩碱度指标A型岩套的划分是一种地球化学特征分类,只是强调属于“碱性”或“偏碱性”火成岩。比较一致地认为,它们一般出现在“后造山”(Post-orogenic)或“非造山”(Anorogenic)构造环境里。但不一定必须是缺水的(Anhydrous),特别是铝质A型花岗岩,黑云母和角闪石可以是早期结晶相,不完全是间粒的(Kingetal,1997)。鉴别A型岩套和量化火成岩碱性程度的方法和指标有很多种。①岩石化学方法,如Rittmann(1973)的σ指数,Wright(1969)的碱度率(A·R),以及传统的碱铝比(NK/A)和ALK值(Na2O+K2O)等。这些指标中最适用的还是后两个指标。Whalen等(1987)给出的A型岩套NK/A和ALK的底线值分别为0.85和8.5%,本文统计证明这两个指标是比较可采用的。②矿物学方法。如岩石中出现钠钙质辉石和钠钙质角闪石等。这由于A型岩浆随着富钙斜长石(Al>Ca)分离结晶,残余岩浆越益富碱质,导致NK/A>1,钠钙质辉石和角闪石成为填间矿物或晶洞充填矿物出现(Collinsetal,1982)。AAG组A型花岗岩属于此例。再如,由于SiO2不饱和,出现似长石矿物(方钠石、霞石、钠沸石等),这是典型碱性岩标志,AS组即属此例。矿物学标志在鉴别A型岩套时比地球化学标志更为可靠。7.2稀土元素和微量元素地球化学Eby(1992)和洪大卫(1995)提出将A型岩套分为两亚类型,A1亚型和A2亚型。它们在地球化学特征上和形成构造环境上都有很大区别。可通过R1-R2,Y/Nb-Yb/Ta,Nb-Y-Ce,Nb/Ta-Nb等图解有效