高钾钙碱性、I型花岗岩原岩问题

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1、高钾钙碱性I型花岗岩的来源MalcollmP.RobertsJohnD.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

2、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（Chappellandwhite,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（PeccerilloandTaylor,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

3、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。（HildrethandMo

4、orbath,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

5、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（CollinsandBernon,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（ChappellandStephens,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(H

6、oldenj,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;TwistandHarmer,1987）。关键

7、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

8、熔体成分投在了K2O-SiO2图解上,