摘要
花岗岩与大地构造环境之间存在着成因联系，因为岩浆活动受到了构造环境的控制。在大地构造演化的各个阶段中，花岗岩的岩石化学成分表现出有序的演化趋势，这种趋势在常量、微量及稀土元素等方面都有反映。通过化学成分的变化，并利用典型的构造环境中花岗岩的数据及数学手段建立的一套判别方法，可以用来判别花岗岩形成的大地构造环境。
关键词
花岗岩；构造环境；成因分类；成分演化；判别图解
1 花岗岩与大地构造的成因联系
板块构造理论的建立为岩石大地构造学的研究提供了理论依据。不同的构造环境由于物质组成、温压条件及构造变动的差异，岩浆在形成机制、混染程度、分异类型、运移过程和侵位方式及其以后的变质、变形等地质作用也必然有不同的表现形式，并形成一定的岩石类型和岩浆岩组合。Barker D.S.关于岩浆作用的基本假设反映了岩浆活动与大地构造作用的内在关系：
(1)岩浆是由地幔或地壳部分熔融产生的，没有一个长久的世界性的岩浆房存在。
(2)熔化是动力过程的反映，热量不能聚集在一个很小的高温空间中，且仅仅依靠放射热能不足以引起熔融。因此，岩浆的形成有三种方式：(a)通过下部岩浆的热传导或者断裂、剪切、俯冲等作用的运移使岩石达到高温状态；(b) 断裂抬升或贯入作用的降压过程；(c)变质作用中固相线较低的物质成分变化。
(3)即使岩浆在进入地壳中用地质的时间尺度看是瞬时的，不同期次的岩浆作用(甚至是被改造过的)也将保留其化学特征[1]。
这些基本假设明确地阐述了岩浆作用与大地构造作用之间的成因联系，前两条假设说明了大地构造作用对岩浆作用的限制性，第三条假设则说明了探索二者之间关系的可能性。
Peive A.B 等人把花岗岩的形成与地壳的演化直接联系起来，将地壳的发展演化划分为大洋、过渡和大陆三个有序阶段[2]。洋壳在俯冲作用等一系列复杂的过程中受到改造，向过渡壳演化。在这一过程中，玄武岩通过局部熔融或者交代作用，在不成熟的过渡壳(如岛弧)中可以形成局部新生的花岗岩层，构成未来陆壳的“萌芽体”,其明显的特点是Na₂O的含量大于K₂O的含量，反映了花岗岩层的新生性质和不成熟特点。斜长花岗岩化是过渡壳成熟过程中的产物，反映了洋壳物质不断被改造，并向陆壳逐步演化的过程。由斜长花岗岩化发展为大规模的钾长花岗岩化是过渡壳向陆壳演化阶段的突出事件，K₂O和Na₂O的含量也发生了变化，使地壳走向最终的成熟阶段。这种新的认识揭示了花岗岩在大地构造演化中的意义，并且明确了地壳演化中各个阶段的花岗岩种类及其性质，成为地壳演化不同阶段的直接标志。
近年来WickhamS.M.对东比利牛斯裂谷变质作用的研究认为，花岗岩可以形成于大陆裂谷这一高温低压的构造环境。由于裂谷作用使地壳拉伸减薄，引起上地幔热物质的上涌，并使地壳物质发生部分重熔，形成大量的花岗岩类侵入体和若干代表极高的地温梯度的凝缩变质岩系[3]。上地幔的热物质在裂谷环境中也可能直接参与了岩浆的混染改造作用，使地壳物质向过渡类型转化，形成拉张型过渡壳，由此何国琦等提出了地壳演化的五阶段模式[4]。
所有这些关于花岗岩与大地构造作用之间的关系的新认识，就是我们研究二者之间内在联系的基础，也是我们进行花岗岩的构造环境判别的理论依据。
2 花岗岩的构造成因分类
近代一些花岗岩学说都包含了一种假说，即花岗岩的形成与造山运动和区域变质作用有关。从这一观点出发，传统的槽台学说认为，地槽褶皱回返或者造山运动的各个不同阶段可以形成一些不同特征的花岗岩，并将其分为同造山期花岗岩、晚造山期花岗岩和造山期后花岗岩，这种分类方法至今仍为一些地质工作者所采用。花岗岩主要集中出露于造山带，最能解释这种关系的理由是：花岗岩是深成岩类，只有造山运动才能使之出露地表。而花岗岩在出露之前的形成环境是多种多样的，正是这种多样性，才可能把花岗岩用于构造环境的判别工作。PitcherW.S.在总结了近40年来花岗岩的研究成果后，提出了一个比较合理的花岗岩的构造分类，即西太平洋型(岛弧型)、安底斯型(陆缘弧型)、海西型(大陆碰撞型)、加里东型(碰撞后抬升的)和尼日利亚型(主裂谷作用型),并给出了各类环境中花岗岩的基本地质特征[5]。但 Pitcher 的分类是以地区为主的总结，有些类型所选择的地区缺乏代表性，如陆-陆碰撞的典型代表是喜马拉雅山造山带，而欧洲的海西带有些地段则是拉张作用形成的[3]。对构造环境的划分也有可改进的地方，主裂谷作用只是地壳拉张减薄过程中的一个阶段，以拉张作用作为一种环境可能更合适；带有陆壳基底的岛弧花岗岩的各种地质、地球化学特征与陆缘弧花岗岩极为相似，难以区分，把它们归为一类(成熟弧)比较合理。地壳成熟度理论是大地构造理论中的一种新学说，这种理论的特点是在研究大地构造演化过程中，强调地壳在各个不同的演化阶段中物质组成和演化的特征。按照地壳成熟度理论，参考Pitcher的分类，本文将花岗岩的构造环境分为以下几种类型：
(1)拉张型过渡壳花岗岩(ECG),这种花岗岩产生于裂谷形成与大陆解体过程的拉张环境中，它的形成是由于地壳的拉伸减薄，上地幔热物质上涌，使地壳形成一种高温低压的环境，并使地壳发生部分重熔，形成大量的花岗岩侵入体和代表一种极高的地温梯度的凝缩变质岩系。同时上地幔上涌的热物质沿着拉张的裂隙与地壳的热物质发生混染作用，并对陆壳的物质进行改造，使之向过渡类型转化，形成拉张型过渡壳的花岗岩。
(2)不成熟弧花岗岩(IAG),这是挤压型过渡壳花岗岩的一种，它形成于不成熟的岛弧中，主要是由玄武质岩石在俯冲作用下一系列复杂的陆缘地质作用过程中，经过分熔或者交代作用形成的初生花岗岩。这种花岗岩具有许多幔源的特征，其地球化学特征与M型花岗岩相似。
(3)成熟弧花岗岩(MAG),这是挤压型过渡壳花岗岩的另一种类型。它主要形成于两种构造环境中，一是安第斯型的大陆边缘，二是含有前寒武纪地块的岛弧。这两种构造环境中由于有更多的壳源物质介入岩浆活动，其地球化学特征介于幔源与壳源之间。
(4)同造山期花岗岩(SOG),相当于传统分类中的同造山期及晚造山期花岗岩。较为典型的如喜马拉雅山带的花岗岩，基本为陆壳物质重熔而形成，其地球化学特征具有陆壳的种种特点。
(5)造山期后花岗岩(POG),由局部岩浆房形成的小型侵入体。这里需要特别指出的是A型花岗岩，它的形成一般认为与裂谷的作用有关。据许保良、黄福生等人的研究，认为A型花岗岩可能有三种产生构造环境，即板缘(造山晚期)、过渡(造山期后)和板内(裂谷、类裂谷)[6]。实际上A型花岗岩可能形成于造山期后至陆块重新开始分裂，即裂谷作用早期的这一地壳演化阶段。
3 花岗岩的物质成分演化趋势
判别花岗岩形成的大地构造环境，主要依据它的构造位置和与之相关的岩石组合、沉积建造和变质作用等方面的综合地质特征来确定。反过来，在一定的大地构造环境中，花岗岩的物质来源，分异程度和变质作用等方面都要受到构造环境的控制，因此也具有独特的岩石化学特征，利用这些特征可以作为花岗岩形成的构造环境的判别标志，为研究区域性的大地构造演化提供一方面的依据。
在板块构造理论创立的早期，人们就已经发现了岛弧的成分极性现象，它实际上就是元素地球化学在不同构造演化阶段中有序性的反映。不同类型的地壳，首先表现在其物质组成上的差异。大洋地壳几乎全部由玄武质岩石组成，当洋底扩张到一定程度之后，陆缘发生的俯冲作用可以形成一系列的成熟和不成熟岛弧，但它们的物质组成与大洋或大陆都有较大的差异。从不成熟弧中初生的花岗岩层发展成斜长花岗岩直至最后发生大规模的钾长花岗岩化，是从洋壳向挤压型过渡壳到陆壳演化的一个基本规律。众所周知，陆壳和洋壳的最大区别是硅铝层的厚度，由于硅铝层的厚度从大洋向大陆逐渐增大，花岗岩中SiO₂ 的含量也逐渐增加，碱性物质的含量也逐渐增大，尤其是K₂O的变化更为明显。板块构造把这种K₂O含量的变化与俯冲的速度和深度结合起来，而PeiveA.B.却将K₂O含量的变化与地壳的成熟度结合起来，并考虑了K₂O与Na₂O的相对含量，即K₂O/Na₂O的比值变化，并得出这个比值随着洋壳向陆壳演化而不断增加的结论。相反，Mg,Fe,Ca等元素的氧化物含量却逐步减少，反映了地幔分异的岩浆不断被改造的过程。
在微量元素方面，PearceJ.A.等人做了大量的工作，并给出了典型构造环境中微量元素的分布型式[]。从Pearce的研究中可以得出以下结论、Pb,Be,Th,Ta,Nb等大离子亲石元素的丰度虽有些起伏变化，但基本是从大洋向大陆方向增加的。而Hf,Zr,Y等元素的丰度则略有降低，这种变化使微量元素的分布曲线由大洋向大陆显示出斜率增大的趋势，Pb/Y比值也不断增加。另一个值得注意的是，具有陆壳性质的花岗岩(包括裂谷、同碰撞期、碰撞期后的)都存在Ba的负异常。
同位素往往被作为岩浆来源的示踪剂，其中尤以Sr,Pb同位素的研究最为深入。人们认为任何重元素的同位素，都不能被岩浆的分异结晶作用所分馏。在整个化学变化的火成岩系列中，Sr,Pb同位素的初始组成是单一的，但Sr,Pb同位素比值的变化显然与岩性有关，并且在花岗岩中有更大的分散性。从大洋向大陆方向，Sr/⁸Sr和206Pb/²04Pb有逐渐增大的趋势，但在具体数值上需要参考其他方面的结果综合研究才能得出适应工作区的实际情况。花岗岩在稀土元素方面的研究大大落后于玄武岩，虽然已取得一些进展，但至今仍没有一种比较可靠的结论。
4 花岗岩的构造环境判别及各种判别图解
利用岩石的地球化学特征，对岩浆岩形成的构造环境进行判别，是岩石学研究的一个新领域，这方面的研究已取得了许多成果。但有关花岗岩的研究仍落后于玄武岩的研究，尚未取得令人满意的结果。本文在花岗岩方面作了一些努力，并取得了一些新成果。
4.1 典型的构造环境及数据来源
为了确定花岗岩的不同构造环境中的地球化学特征，首先必须确定典型的构造环境，并以此为依据建立判别模式，然后用于一些未知环境的判别。中新生代以来的各种大地构造单元由于经历的地质历史较短，各种地质特征也变化不大，尤其是在这些构造环境中的花岗岩由于受到后期构造运动的影响小，岩石化学成分也未发生大的变化，因而选用中新生代的典型构造环境中花岗岩作为判别模型的样品是比较可靠的。
按照前面叙述的构造环境分类，我们选取了以下一些地区的花岗岩作为图解建立的样品。拉张型过渡壳数据来自美国西部形成于约109Ma的内华达岩基[8]和太平洋西北部的鄂霍茨克地区[9];不成熟弧数据来自日本弧中形成于10Ma的Tokuwa岩基[10];成熟弧数据来自秘鲁海岸岩基[1]和巴布亚新几内亚[];造山期花岗岩选用了喜马拉雅山主峰至雅鲁藏布江之间 花岗岩带的数据[12];造山期后花岗岩选用的是新疆阿尔泰地区的数据1。
4.2 AFC 图解
由于不同构造环境中的花岗岩在物质组成上的差异主要表现在Na,K,Fe,Mg,Ca等主要元素氧化物的含量上，为此而设计的AFC三角变异图，可以在一定程度上反映出这种成分上的差异(图1)。
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(1)
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（2)
图1花岗岩的AFC图解
同造山期及造山期后花岗岩；
拉张型过渡壳花岗岩；
挤压型过渡壳花岗岩；(1)不成熟弧(2)成熟弧
渡壳花岗岩位于b区，未成熟弧花岗岩位于c区，成熟弧花岗岩位于b+c区。
图中A=Na₂O+K₂O;F=2×(FeO*+MgO);C=3×CaO。
式中的FeO代表全铁，可按都城秋穗的公式：FeO*=0.899×Fe₂O₃+FeO 计算[13]。然后换算成三角溶度百分比，由此构成AFC三角变异图。同造山期花岗岩和造山期后花岗岩位于a+b区，拉张型过
1)何国琦等.额尔齐斯构造带构造演化与成矿系列研究(课题报告).新疆，1990
4.3 F₁-F₂ 图解
本图解是采用多元统计方法得出的两个判别函数F¹,Fz。物质成分的差异一般都是统计意义上的规律，寻找这种统计规律是构造环境判别的关键。图解的原理是通过逐步判别的手段，使同一构造环境中的样品在判别图中距离最近，而不同环境中的样品距离最远。F₁,F₂ 计算式分别为：
F₁=0.0029 SiO₂+4.3608 TiO₂+0.0292 Al₂O₃+0.1532 FeO*
+0.4396 MgO+0.4744 CaO+0.0522 Na2O+0.0423 K₂O
F₂=0.0192 SiO₂+2.4247 TiO₂+0.1528 Al₂O₃+0.3044 FeO ·
+0.9885 MgO+0.1536 CaO+1.6983 Na2O+1,2571K₂O
用公式计算得出的F¹,F₂ 以直角坐标构成判别图解(图2)。
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F
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P₁
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P₁
图2 花岗岩的F₁—F₂ 图解
(1)挤压壳花岗岩 ●成熟弧 ○不成熟弧；
(2)拉张壳花岗岩 ●鄂霍茨克地区 O 内华达岩基；
(3)同造山及造山期后花岗岩 ●造山期后 ○同造山期
图中a区位于平行线之下为不成熟弧花岗岩区；b区位于两平行线之间，为成熟弧花岗岩区；c区位于平行线之上，为造山期后花岗岩；d 区是由实线围成的三角区，为拉张型过渡壳花岗岩；e区是以虚线构成的三角区，为同造山期花岗岩。从图中可以看出，本图解对区分五种类型的花岗岩都有效果，尤其在区分不成熟弧和成熟弧方面最有效。
4.4 碱性演化趋势图解
如前所述，不同构造环境中花岗岩的主要元素的演化趋势也不相同。由于拉张型过渡壳和挤压型过渡壳是两个演化方向完全相反的过程，因此Na₂O和K₂O含量也随着演化阶段的不同而呈现增大或减少的趋势，即同一构造环境中随着时间的推迟将反映出这种变化规律。这样就可以借助同一构造单元中，不同期次花岗岩的碱性演化趋势来区分这两种不同类型的过渡壳。
研究花岗岩的碱性演化趋势可以直接利用RingwoodA.E.的AFM图解和WrightJ.B.的岩石碱度指数对Si₂O的变异图，这两种方法简便易行，是区分两种不同类型过渡壳的有效方法[14]。
4.5 稀土元素特征
在比较了拉张环境和挤压环境中花岗岩的稀土元素配分型式后，可以看出二者的一些区别。拉张型过渡壳中花岗岩一般呈Eu的正异常或无大的异常，而挤压型则呈Eu的负异常；拉张型过渡壳的花岗岩稀土元素的分布曲线一般为均匀下降趋势，曲线各段的斜率变化不大，而挤压型则在Gd处有一拐点，并呈重稀土的平坦型分布[14]。这种分布特征还反映在Gd/Lu比值上，拉张型过渡壳中花岗岩的Gd/Lu比值一般在15～20之间，而挤压环境中花岗岩的Gd/Lu比值一般在8～12左右。稀土元素的其它特征有待进一步研究。
图解更增加了构造环境判别的难度，尤其在图解判别中往往有一些样品会误判或多解，这是使用任何图解都存在的问题，本文介绍的图解也不例外。因此，在判别的过程中需要灵活运用。在使用图解的过程中可以从以下几个方面入手，以提高判别的正确率。
(1)结合花岗岩的产状、构造位置、成因系列和其它地质特征进行判别。地质特征往往是花岗岩形成环境的直接证据，是主要的，而图解判别则是辅助的手段。
(2)多种判别图解同时使用，并从中综合出花岗岩最大可能的形成环境，作为判别结果。
(3)发生误判或存在多解的样品往往是一些过渡类型的花岗岩，这些样品可以通过时间系列来区分它们的演化过程，确定它们是拉张还是挤压环境[14],以便得到正确的判别结果。
参 考 文 献
1 Barke D S. Ignous Rocks. New Jersey:Prentice-Hall Inc,1982,332
2 Peive A B.The forming of European continental crust.Geotectonics,1975,(5):6～24
3 WicknamSM.Crustalanalysisandgranitepetrogenesisduringlowpressureregionalmetamorphism:ThetroisSeigneunsMassif,Pyrenees,France.JPetrol,1987,28:127～169
4 何国琦，韩宝福，李茂松.论地壳成熟度及其在大地构造研究中的意义，见：北京大学地质系主编 ·岩石圈地质科学.北京：北京大学出版社，1990,36～42
5 Pitcher W S.Granites and yet more granites forty years on. Geologische Rundscha,1987,76(1):51～79
6 许保良，黄福生·A 型花岗岩的类型、特征及其地质意义.地学探索，1991,(3):113～120
7 PearceJA,HarrisNBW,TindleAG.Traceelementdiscriminationdiagramsforthetectonicinterpreta-tionofgraniticrocks.JPetrol,1984,25:956～983
8 Aderson J L. The Nature & Origin of Cordilleran Magmatism.Geol Soc Am Inc,1990,225～236
9 Rodick J A.Circum-Pacific Plutonic Terranes. Geol Soc Am Inc,1983,61～76
10 Siimizu M.The Tokuwa Botholith. Tokyo:University of Tokyo Press,1986,79～116
11 Pitcher W S. Magmatism at a Plate Edge. New York:John Wiley and Sons,1985,208～227
12 中科院青藏高原考察队.西藏岩浆活动和变质作用.北京：科学出版社，1981,36～41
13 Miyashiro A. Volcanic rock series and tectonic setting. Earth Planet. Sci Lett,1975,83:249～281
14 吴泰然.区分两种不同类型的过渡壳，见：中国博士后论文集(四).北京：北京大学出版社，1991,518~
作者：吴泰然 北京大学地质学系 首发：北京大学学报(自然科学版),第31卷，第3期，1995年5月
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