岩石成因、地壳演化和构造环境

（一）花岗岩类成因概述

花岗岩类的成因涉及花岗岩类岩浆的起源（物源与热源）、演化和结晶（包括岩浆混合、围岩混染等）等方面的过程，与形成的构造环境有关。历史上曾出现过 “岩浆派”与 “变成派” 之争，即认为有岩浆成因与交代成因两类花岗岩。岩浆花岗岩是指岩浆经历了从源区分凝、上升迁移到异地就位的过程，最后才冷凝结晶形成的花岗岩。交代花岗岩是指基本上在固态的情况下由交代作用转变而成的花岗岩。由于认为这种交代成因的花岗岩多半是在原地形成的，没有空间上的位移，因此称为原地花岗岩。Tuttle ＆Bowen（1958）完成的Q－Ab－Or－H₂O实验相平衡（图9－13）为解决这一争辩奠定了基础。图9－13中H点的左下侧以曲线勾画的范围为自然界花岗岩的极大值，其位于该相图的最低点附近，表明花岗岩的形成受熔体－矿物相平衡制约，大多数花岗岩的形成必然与岩浆有成生联系，而用交代作用无法解释其特征。目前，已普遍接受花岗岩体几乎都是岩浆成因的。Winkler ＆ Hansen（1969）以硬砂岩为原料的熔融实验表明，大陆地壳物质部分熔融可以产生花岗质岩浆，且花岗质岩浆的形成是一个渐进的过程，即当温度升高到源区岩石发生部分熔融的临界温度时，其易熔组分就会进入熔浆中，随着温度的升高，相对难熔的组分就会相继进入熔浆，而熔体的比例也会随之增加。这种花岗岩的地壳深熔论（crustal anatexis，Wyllie，1977），是目前学术界讨论花岗岩成因的基础所在。

图9－13 Q－Ab－Or－H₂O系统相图（据Tuttle et al.，Luthet al.；转引自邓晋福，1987）

1.物质来源

长英质岩类的岩浆源区主要有三种：(1)壳源（大陆壳和大洋板片）；(2)幔源（为幔源岩浆分异形成或新生的地壳物质重熔产生）；(3)壳源和幔源岩浆的混合源。通常情况下，地幔岩石的部分熔融不能产生长英质岩浆，长英质岩浆都是先形成玄武质岩浆或玄武岩后间接产生的。例如，蛇绿岩套等大洋岩石中少量出现的大洋斜长花岗岩，尽管不能排除是幔源镁铁质岩浆分异的产物，但更多的研究表明，由镁铁质岩重熔产生的可能性更大（如辉长岩的脱水部分熔融）。

近年来，以Sr－Nd同位素为主体的同位素示踪为认识长英质岩石的成因类型、分析物质来源与演化机理提供了有效工具。统计资料表明，地壳中古老花岗岩类（＞20亿年）的ε_Nd（t）值多在0附近变化，年轻花岗岩的ε_Nd（t）值绝大多数都小于0。不同源区的花岗岩中，幔源（新生地壳物质重熔或幔源岩浆分异）花岗岩的ε_Nd（t）一般为正值（如兴蒙造山带古生代－中生代花岗岩）；壳源的花岗岩ε_Nd（t）值一般为负值，通常ε_Nd（t）值偏离零值的程度愈大，表明岩石中地壳古老物质组分的贡献愈多。据全球500个花岗岩资料统计，不同源区的花岗岩锶同位素的初始比（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i不同。由于现代大洋玄武岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i为0.702～0.706，代表岩浆来自上地幔源区，没有或很少受到地壳锶的混染；大陆地壳的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i平均为0.719。因此，花岗岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i大于0.719应是壳源的。（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）i在0.706～0.719之间的花岗岩应主要来源于地壳，但受到了一定程度的幔源物质的混染。

2.部分熔融和深熔作用机理

大量的证据表明，大部分长英质岩浆是由地壳岩石的深熔作用产生的。深熔作用（anatexis）概念的提出已有近百年的历史，但长期以来，人们对引起深熔作用的原因仍争论不休。争论的焦点主要是引起深熔作用的热源。近10多年来的研究表明，与许多长英质岩类形成相关的深熔作用，是软流圈或上地幔上涌引起底侵作用及壳幔相互作用带来的加热的结果（图9－14），有些也联系到伸展环境下的降压熔融；而俯冲带的岩浆产生，还与挥发分的加入有关。不过，根据热模拟计算，在底侵岩浆加热导致下地壳熔融的情况下，产生一份花岗岩至少需要1～3份底侵的玄武岩浆（马昌前，2003）。因此，要证明岩浆底侵作用在巨量花岗岩形成中的作用，必须观察到更大体积的镁铁质岩石，或提供地壳深部存在大体积镁铁质岩石的地球物理证据。高温高压实验表明，地幔橄榄岩的部分熔融只能形成玄武质岩浆；而玄武质岩石的部分熔融可产生英云闪长质－奥长花岗质－花岗闪长质的岩浆组合，英云闪长质－奥长花岗质岩石的部分熔融可产生花岗质岩浆。以下的事实只有用深熔模式来解释更为合理：(1)长英质岩类主要产于大陆区和消减带的大陆一侧，表明长英质岩与大陆地壳有关，大陆地壳是大部分长英质岩石的物质源区；(2)化学成分和矿物成分的模拟计算及地壳岩石的熔融实验都表明，由地壳岩石的深熔作用可形成长英质岩浆；(3)在高级变质地体尤其是含角闪石和云母的变质地体中，常见透镜状、豆荚状的花岗质脉体，表明有局部的深熔作用发生。

图9－14 流纹岩的地壳深熔模式图（据Hildreth，1981）

3.岩浆分异演化

结晶分异作用（分离结晶作用）是指结晶相和熔体相之间分离的过程（详见第十二章），主要包括重力分异、流动分异、压滤作用和熔体对流分异等多种分异机制。研究表明，镁铁质岩石部分熔融或镁铁质岩浆分离结晶产生的花岗岩很少。从体积上看，作为母岩浆或源岩的镁铁质物质应当比花岗岩浆大10倍（马昌前，2003），但在露头上，很少发现有对应比例的镁铁质岩石产出。由于玄武质岩浆难以分异出规模宏大的花岗质岩浆，因而幔源镁铁质岩浆分异形成的花岗质岩浆不占主体。与玄武岩不同，花岗质岩浆在很大程度上表现为晶粥体，其发生分离结晶作用的可能性较低，因而部分学者反对花岗岩的分离结晶作用模型（Reid et al.，1993）。一些学者提出过热重力扩散导致镁铁质岩浆产生带状岩浆房的模型（Hildreth，1981）），即一方面岩浆中的挥发分在重力的驱动下会向岩浆房顶部扩散，在岩浆房顶部富集，伴随元素的重新分布，在岩浆房顶部形成高SiO₂的流纹质岩浆层；另一方面由于岩浆房中存在的温度梯度可使岩浆房重力失稳，产生对流，使下部未经分异的高温岩浆向上迁移，加速扩散分异作用的进行，最后形成基性程度不同（由上向下增加）的层状岩浆房。然而，由玄武质岩浆分异形成长英质岩浆的方式即使存在，所形成的长英质岩石的规模也是非常有限的。

此外，岩浆混合、围岩混染对长英质岩浆（石）的形成也可能发挥一定的作用（详见第十二章）。图9－15展示了自然界形成花岗岩的主要方式。

（二）花岗岩与地壳演化

由于花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，因而花岗岩的成因与大陆地壳的形成演化存在密切的联系。从地球演化的理论出发，地壳是从地幔中分异而来的，这一前提指示初始的大陆地壳是玄武质成分的，但现今大陆地壳的成分是中性－长英质的，这就要求早期形成的地壳必须发生分异而使部分镁铁质的物质再循环进入地幔。目前，对这一地球化学之谜的最佳解释是拆沉作用（delamination）模型。在造山带，由于板块的汇聚作用而使地壳明显加厚，深部地壳的岩石转变成榴辉岩，而高密度的榴辉岩由于重力不稳，就会返回到地幔之中，称为拆沉作用。因此，造山作用晚期造山带的垮塌或拆沉作用可能是导致地壳发生成分变化的最重要时期，也是花岗岩形成的最重要的构造背景（Wu et al.，2006）。近年来，对东哈萨克斯坦，俄罗斯阿尔泰，新疆阿尔泰、天山，蒙古，中国东北地区，俄罗斯远东滨海区等地花岗岩Sm－Nd同位素研究发现，与世界上一般的显生宙地壳来源且具有负ε_Nd值的花岗岩不同，兴蒙造山带及中亚造山带古生代－中生代花岗岩普遍具有正ε_Nd值，因此它们应当主要来源于幔源物质或新生的年轻地壳。这一事实表明，中亚地区显生宙曾发生过大规模的地壳生长，这对大陆地壳生长主要发生于早前寒武纪的传统观点提出了挑战。

图9－15 花岗岩产生过程示意图（据Clarke，1992，有修改）

（三）构造环境

花岗岩形成的构造环境一直是地质界非常关心的问题。自20世纪80年代，人们开始对花岗岩构造环境的判别进行了尝试。1979年Pithcher指出花岗岩与构造环境的成因联系，划分出安第斯型、海西型与阿尔卑斯型三种类型，开创了花岗岩与构造环境关系研究之先河。Pearce et al.（1984）系统地讨论了花岗岩与其形成的构造环境问题，提出了被广泛应用的花岗岩构造环境判别图（如Nb－Y、Ta－Yb、Rb－（Yb＋Ta）和Rb－（Y＋Nb）图），而Babarin（1999）则进一步发展了花岗岩构造环境判别。

要指出的是，目前对花岗岩构造环境的地球化学判别方法，存在很大的不确定性。这主要是由于花岗岩的化学成分取决于其源岩的矿物组成和化学成分、熔融时的物理化学条件（包括温度、压力和挥发分）及其后岩浆的演化（如分离结晶作用、岩浆混合作用、同化混染作用等）。因此，花岗岩的化学成分与构造背景之间并不存在简单的对应关系，需要综合各种地质资料，相互印证，才可能得出正确的结论。表9－6系统概括了花岗岩类型与构造环境之间可供参考的关系。

表9－6 不同构造环境下形成的花岗岩类岩石

（据Pitcher，1983，1993；Barbarin，1999修改）