酸性岩(花岗岩类)

发布网友 发布时间：2022-05-06 23:39

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热心网友 时间：2023-10-08 17:02

花岗岩类通常包括石英二长岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、钙碱性花岗岩、碱性花岗岩、正常花岗岩、花岗伟晶岩等深成岩以及英安岩、流纹英安岩、石英粗安岩、流纹岩等火山岩。

(一)花岗岩类的氢、氧同位素研究

1.氢、氧同位素组成

花岗岩的δD值在－50‰～－85‰之间，通常贫¹⁸O的花岗质岩石，δD也较低。δD值低于－85‰的火成岩，往往受到雨水热液蚀变的影响。花岗岩中的黑云母和角闪石的δD值很少高于－60‰。但是，富白云母的花岗闪长岩和伟晶岩以及蛇纹石杂岩伴生的富钠奥长花岗岩的δD值高达－60‰～－35‰。一般认为，这些岩石曾经以某种方式与海水发生过同位素交换。

O'Neil(1977)研究过澳大利亚东南部的一些花岗岩。δD值没有明显的不同。但不同时代形成的岩石，δD值有差别，说明氢同位素组成受原岩的影响较小，受后期雨水同位素组成的影响较大。

花岗岩的氧同位素组成变化很大，全岩δ¹⁸O值可以从6‰到大于15‰。这样大的变化范围，可能与岩浆同化混染作用有关，也可能是成分不同的源区端元物质按不同比例混合作用的结果，或者是上述因素综合作用造成的，因此，氧同位素组成的研究对于确定花岗岩的成因十分重要。

2.氧同位素组成的分类及成因关系

根据H.P.Taylor(1978)的分类，花岗岩有以下一些类型。

(1)高¹⁸O花岗岩

花岗岩全岩δ¹⁸O值大于10‰。其成因有:

1)高¹⁸O花岗岩的泥岩物质可能来源于富¹⁸O的沉积岩、变质沉积岩。它们的特点是:深成岩体中，全岩和单矿物的δ¹⁸O值变化小;共生石英、长石、黑云母、磁铁矿等，特别是石英－长石间的Δ¹⁸O值与典型深成岩相一致;全岩δ¹⁸O值与接触带的距离没有关系。说明岩石高δ¹⁸O值，不是与高¹⁸O的围岩发生同位素交换，或岩体结晶后低温蚀变引起的，而是源区物质(富¹⁸O大理岩、混层片麻岩、石英岩等)富¹⁸O造成的。

2)高¹⁸O花岗岩，是正常的¹⁸O的母岩浆和富¹⁸O围岩之间发生同位素交换，或同化富¹⁸O的岩石形成的。例如:加利福尼亚南部的Domenigoni Valley花岗闪长岩，岩体中心部分具有正常的δ¹⁸O值(7.4‰±0.2‰)，但在岩体与堇青石－矽线石片岩(δ¹⁸O=19‰～20‰)接触处，花岗闪长岩的δ¹⁸O值不仅变化明显，而且明显高于岩体中心部分。研究认为，¹⁸O的富集是由岩体与围岩间的同位素交换引起的，这种交换作用既可能发生在岩浆阶段，也可以是岩浆结晶之后岩体和其周围片岩中析出的富¹⁸O的变质水进行交换的结果(Taylor，1978)。

3)低温蚀变作用导致花岗岩体高¹⁸O。如:密苏里州东南部St.Francois山花岗岩－流纹岩的δ¹⁸O值高达14‰，全岩的氧同位素组成与长石的红色蚀变程度呈相关变化，认为岩体富¹⁸O是由当地低温循环的富含¹⁸O的地下热水与长石之间发生同位素交换引起的，因为地下热水中富含¹⁸O。这类岩石的Δ¹⁸O(石英－长石)常常为负值。

(2)低¹⁸O花岗岩

其特点:δ¹⁸O小于6.0(少见)，一般是小的侵入体。没有深成岩基。通常认为不可能是“正常”玄武岩浆结晶分异作用形成的。

低¹⁸O花岗岩的成因:

1)低¹⁸O花岗岩由低¹⁸O的母岩浆形成。其特点是:岩体有均匀分布的氧同位素组成，无同位素分带现象，共生矿物的氧同位素富集系数与岩浆温度下的正常值一致。例如:塞舌尔岛的花岗岩，主体深成岩的Δ¹⁸O_{石英－长石}=1.2‰～1.5‰，长石的δ¹⁸O值为2.6‰～3.2‰，全岩的δ¹⁸O值为4‰～4.5‰，含羟基矿物的δD值为－102‰～－109‰。

2)岩体形成后与低¹⁸O的雨水－热液发生同位素交换。

(3)正常¹⁸O花岗岩(6.0‰～10.0‰)

1)共生矿物的δ¹⁸O值总是按磁铁矿→黑云母→角闪石→白云母→斜长石→碱性长石→石英的顺序递增，说明矿物是在接近同位素平衡的条件下生成的，且没有受后期地质事件的影响。这些花岗岩的Δ¹⁸O_{石英－碱性长石}，通常为1.0‰～1.5‰，Δ¹⁸O_{石英－斜长石}为1.5‰～2.5‰。

2)在许多花岗岩基中，全岩δ¹⁸O值按辉长岩→英云闪长岩→花岗闪长岩→花岗岩的顺序逐渐从6升高至9左右，这一变化与富含¹⁸O的石英、碱性长石的相对比例逐渐增加，贫¹⁸O的铁镁矿物的量不断减少相一致。

3)正常花岗岩的氧同位素组成与其形成时代之间有一定的关系，即年轻的花岗岩具有较高的δ¹⁸O值，较老的花岗岩具有较低的δ¹⁸O值。如:加拿大地盾内，同位素年龄为(27～22)×10⁸a的Superior省花岗岩，全岩平均δ¹⁸O为7.8‰;(20～15)×10⁸a的Churchile省花岗岩，全岩平均δ¹⁸O值为7.9‰;(12～8)×10⁸a的Grenvill省花岗岩，全岩平均δ¹⁸O值为9.6‰。同时，该地沉积岩和变质沉积岩(以较少蚀变的火成碎屑为主)，不仅具有低的δ¹⁸O值(9.0‰～11.7‰)，而且它们的δ¹⁸O值也有随其形成时代年轻而升高的现象。说明前寒武纪处于地壳演化的幼年期，地壳岩石中地幔来源组分所占的比例较高，因而由这些岩石经部分熔融，或与之混染或同位素交换而形成的花岗岩类也会有较低的δ¹⁸O值。在显生宙时期，富¹⁸O的沉积岩和变质沉积岩广泛发育，因而由这些岩石形成的花岗岩，δ¹⁸O值也较高。

(4)S型和I型花岗岩的同位素组成及成因

S型和I型花岗岩全岩δ¹⁸O值差别很明显。通常花岗岩的δ¹⁸O值大于10‰，称为S型花岗岩，小于10‰的称I型花岗岩。就不同地区而言，由于源岩富¹⁸O程度不同，部分熔融条件及成岩过程不一样，因而不同地区这两种类型花岗岩的氧同位素组成会有一些区别。

氧同位素组成可以有效确定成分不同的成岩物质来源，不同来源的成岩物质有不同的氧同位素组成，并且在高温条件下形成的岩浆，通常继承源岩的同位素组成。

1)当沉积岩和变质沉积岩部分熔融时，难熔残余物为富¹⁸O的石英以及少量的堇青石，石榴子石、矽线石等矿物，因而由沉积岩和变质沉积岩部分熔融形成的岩浆，其¹⁸O的含量应低于源岩。但是沉积岩和变质的沉积岩中¹⁸O富集程度相当高，因而由它们熔融后形成的花岗岩(S型)也会有较高的δ¹⁸O值。

2)当岩浆岩发生部分熔融时，难熔残余物为钙质斜长石、辉石、韭闪石，还有黑云母、磁铁矿。由于这些难熔残余物的δ¹⁸O值低于或近似于岩浆岩。因而由这些岩浆岩部分熔融后形成的花岗岩可能比源岩稍富¹⁸O，但与沉积岩和变质沉积岩相比，其δ¹⁸O值要低得多。

5－2 澳大利亚Berridale和Kosciusko岩基型、I型花岗岩的Sr、Nd成同位素组成之关系(据Mcculloch等，1982)

S型和I型花岗岩的Sr、Nd同位素组成也有明显的区别。cculloch等(1982)研究了澳大利亚Berridale和Kosciusko基S型、I型花岗岩的Sr、Nd同位素组成以及它们与δ¹⁸O的关系(图5－2，图5－3)。S型花岗岩的δ¹⁸O值为9～12，Nd同位素组成较低，ε_Nd变化范围小(－6.1～－9.2);Sr的初始值较高，为0.709～0.718，变化范围大。其中Coo-ma花岗闪长岩的锶同位素比值最高，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.718，ε_Nd为－9.2，类似于周边的沉积岩(0.718和－8.3)，他们认为Cooma花岗闪长岩可能是由奥陶系的沉积变质岩经部分熔融形成的。I型花岗岩的ε_Nd为0.4～－8.9，Sr的初始值为0.705～0.710，δ¹⁸O低于10‰，Sr与Nd同位素呈反相关。推测I型花岗岩是由较年轻的地幔物质(锶含量为470×10^－6，钕含量为14×10^－6)和时代较老的地壳物质(Sr含量为140×10^－6，钕含量为28×10^－6)，按(Sr/Nd)_地幔/(Sr/Nd)_地壳比接近于7的比例混合形成的。

(二)花岗岩类的碳、硫同位素研究

1.花岗岩的碳同位素组成

地壳岩石中部分熔融形成的岩浆，它的δ¹³C值可用地壳岩石的平均值来估计。但是，岩石中氧化型和还原型的碳的相对比例变化很大，还原碳的δ¹³C值(－15‰～－30‰)明显不同于氧化型碳(－10‰～2‰)。估计地壳各类岩石的平均碳同位素组成仍相当困难。在岩浆岩的碳同位素研究方面还很有限。

图5－3澳大利亚Berridale和Kosciusko岩基S型、I型花岗岩的δ¹⁸O值与ε_Sr、ε_Nd同位素组成之关系(据Mcculloch等，1982)

根据Schidlowski(1975)的研究，显生宙海相碳酸盐的δ¹³C值接近于0‰，58个前寒武纪碳酸盐的平均¹³C值为0.9‰±2.7‰，共生有机碳平均δ¹³C值为24.7‰±6.0‰，两种碳的平均Δ¹³C为25.6‰，估计还原碳的平均δ¹³C值为－25‰，氧化碳的平均δ¹³C值为，通过同位素质量平衡方程计算，获得沉积岩和变质的平均δ¹³C值为－5.5‰，与地壳岩石的平均δ¹³C值(－5.5‰±1.5‰)一致。表明地幔岩石(平均组分)分熔融形成的岩浆，还是沉积岩和变质岩的平均组分分熔融形成的岩浆，或是地壳岩石平均组分部分熔融成的岩浆，都有近似的δ¹³C(－5‰)值。

2.花岗岩的硫同位素组成

1)硫同位素组成变化范围较宽，δ³⁴S在－13.3‰～0.2‰之间，平均值为5.1‰左右。有些地区，甚至有地段δ³⁴S值的差异十分明显。原因之一是母岩浆的多、多成因。例如，加拿大一些前寒武纪花岗岩，具有同的硫同位素组成与它们母岩浆的多源性有关。Dome株和Rice Lake岩基具有异常高的δ³⁴S值(6.9～30.20‰)，系由早期沉积物改造或地壳物质重熔形成的。Pear llake岩基的δ³⁴S值接近于陨石硫(－1.70‰)，表明岩体是通过地幔物质熔融和分异方式形成的(Shima等，1963)。日本磁铁矿系列花岗岩δ³⁴S为0.5‰～9.1‰，钛铁矿系列的δ³⁴S为－2‰～－11‰。前者是富含δ³⁴S的洋壳沉积物，因削减作用被带至地壳深部熔融，并与幔源硫混合，形成具有壳幔混合硫特征的花岗质母岩浆。后者富含³²S，可能是花岗岩的母岩浆与富³²S的围岩(δ³⁴S为－1.4‰～－21.5‰)相互作用所致，这种作用在岩浆形成过程中，也可以发生在岩浆上升侵位时期，在富含³²S的花岗岩中，常见有大量围岩捕虏体是重要佐证(Sasaki等，1979)。

2)I型和S型花岗岩的硫同位素组成差异明显:I型花岗岩δ³⁴S值为－3.6‰～5.0‰，表明花岗岩结晶过程中没有发生明显的同位素分馏，比较接近于陨石硫;S型花岗岩δ³⁴S值为－9.4‰～7.6‰，与陨石硫差别大，表明有大量的地壳硫的加入，且在形成过程中未能使硫同位素均一化。

3)加拿大安大略省的多乌姆岩株，不同地段的δ³⁴S值分别为6.9‰、17.2‰、13.3‰;拉伊斯列伊克岩基的δ³⁴S值则为30.3‰、27.2‰和19.7‰。硫同位素差别这样大，显然与酸性侵入岩的成因有关。这类酸性岩的成因有两种:一是岩浆上升侵位过程中同化大量富含³⁴S的地壳物质后固结成岩;二是富含³⁴S的地壳物质熔融形成的岩浆结晶分异形成的。岩浆同化的地壳物质，其硫同位素组成和同化程度，足以导致花岗岩的硫同位素组成的复杂性。加之，岩浆成岩过程中的结晶分异作用，造成矿物和岩相中硫同位素组成的差异。再有，岩浆物质熔融过程中的同位素“均一化”程度等，均可造成硫同位素组成的多样化。

4)酸性喷出岩的硫同位素组成与侵入岩大致相当，但其硫同位素组成的变化还须顾及以下因素:系统中H₂S和SO₂的比值发生变化，以及它们之间的同位素交换;含硫挥发物的逸失;喷发过程中地壳硫的污染等。

(三)A型花岗岩的同位素研究

1)A型花岗岩的分类:A型花岗岩的研究时间不长，分类原则是Loiselle和Wones(1979)基于以三“A”为特征的花岗岩，即碱性(alkaline)、缺水(anhydruos)、非造山(anorogenic)而提出的。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Ga/AI和富HFSE元素(Zr+Ce+Nb+Y)是A型花岗岩主要的判别标志。A型花岗岩强调的是岩性(碱性)和非造山环境，而I型和S型花岗岩则主要强调源区物质成分。A型花岗岩岩套又分为两个亚类:A₁和A₂型，A₁亚类型主要以似长石正长石、碱性正长石和响石为主(AS组)的SiO₂不饱和、准铝、过碱－碱性岩石，通常含有方钠石、霞石、白榴石和钠沸石等;A₂亚类型为SiO₂过饱和，碱质－亚碱质岩石，该亚类又包括铝质A型花岗岩(ALAG)(弱过铝质、亚碱质岩石)和碱性花岗岩(AAG)(准铝质、碱性—亚碱质岩石)。

2)A型花岗岩的同位素组成:A型花岗岩岩套的Sr、Nd同位素组成见表5－1。利用A₁和A₂亚型的Sr、Nd同位素组成，以亏损地幔－地壳两端元混合模拟计算其物质来源可以看出，源区物质中地幔端元占68%～78%(7个岩体)，只有Namibia的碱流岩为下地壳成因，其地幔组分仅占30%。A₁亚型碱性正长石(3个岩体)以亏损地幔－富集地幔两端元混合模型计算，其源区物质中富集地幔端元只占4%～17%，表明A型花岗岩岩套两亚类的源区物质组成有明显的不同(刘昌实，2003)。

表5－1 A型花岗岩岩套的Sr、Nd同位素组成

注:f^c_Sr，f^c_Nd，f(c)代表地壳组分质量分数;f^EM_Sr，f^EM_Nd，f(EM)代表富集地幔组分质量分数;n为样品数;L为等时线方法。

(据刘昌实，2003)