新花岗岩构造环境判别Pearce.docx
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新花岗岩构造环境判别Pearce
从微量元素方面来对花岗岩构造背景进行判别
JULIANA.PEARCE
摘要：
花岗岩按照侵入位置可以分为四类-洋脊花岗岩（ORG），火山岛弧花岗岩（VAG），板内花岗岩（WPG）和碰撞花岗岩（COLG），并且这四种花岗岩根据具体产出形态和岩石学特征又可以进一步划分。
我们已经建立了一个600个高质量花岗岩微量元素分析数据库，并且花岗岩产出位置已知，利用洋脊花岗岩标准地球化学数据和SiO2含量进行分析后，可以知道大部分花岗岩在微量元素特征方面存在很大差异。
ORG，VAG，WPG，COLG这四种花岗岩的区分在Rb-Y-NbandRb-Yb-Ta方面上是比较有效的，尤其是Y-Nb,Yb-Ta,Rb-（Y+Nb）andRb—（Yb+Ta）的图解。
尽管这些边界都是靠经验而来的，但是可以根据地球化学模型来建立不同花岗岩的一个理论基础。
后碰撞花岗岩在大地构造分类上显示出一定的问题，因为他们的特点与碰撞事件时岩石圈的厚度和组成有关，也与之前岩浆活动的时期和位置有关。
如果对后碰撞花岗岩的地球化学方面双倍的约束，花岗岩微量元素的特征都趋向于晚太古代的构造环境。
前言
微量元素分类图标很多时候都是用于玄武质火山岩的构造背景判别（e.g.Pearce&Cann,1973;Floyd&Winchester,1975;Pearce,1975;Woodetal.,1979;Winchester&Floyd,1977;Shervais,1982）.。
然而，很多时候一些岩浆/构造事件在地表揭露的只是深层岩，尤其是花岗岩（sensulato）.。
我们的目的就是把微量元素分类图标的应用范围推广到我们所命名的含有至少5%模式石英的深层岩。
为什么在判别个构造背景时玄武岩比花岗岩更受到重视呢，主要有两个原因。
最主要是因为对于已知背景的花岗岩分类具有一定的难度，从他们出露在地表以来，就很难得到构造背景的明确的地球化学证据。
第二个原因就是花岗岩复杂的形成过程，这使得他们的地球化学特征很难解释，例如晶体形态，地壳混染，挥发分对元素的带入和带出。
玄武岩在判断构造背景方面要比花岗岩重要的多（e.g.Hanson,1978）.然而这些问题可以通过低蚀变的样品来平衡，所以对于他们的分类来说，活动元素要比稳定元素应用更多一些。
当然，目前也已经有一些花岗岩分类的方案，对构造背景也有一定的指示意义。
Peacock's（1931）的碱-灰质指数（alkali-limeindex）和Shand's（1951）的进一步划分为过碱性、碱性和亚碱性来表示花岗岩主量元素的特征，并且也指示出一些简单的假设：
钙碱性花岗岩石岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与版内背景有关，过铝质花岗岩石是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。
Streckeisen's（1976）的分类也对构造环境提供了一些信息，然而Debon&LeFort（1982）基于LaRoche（1978）早期成果公布了一个特征矿物表格，这里包含了构造背景化学和矿物的分类。
他将花岗岩分为S型和I型（Chappell&White,1974;White&Chappell,1977）花岗岩，最初只是成因分类，目前已经可以用来预测构造背景。
S型花岗岩是大陆碰撞产物，I型花岗岩是科迪勒拉山系和后造山抬升形成（e.g.Beckinsale,1979;Pitcher,1983）。
为了强调区别，他又划分A和M型花岗岩来分别区别非造山和洋弧背景。
后者也可以包括Coleman&Peterman（1975）提出的大洋斜长花岗岩，主要是洋脊形成的蛇绿岩套中富钠的花岗岩。
尽管以上分类很有用处，但是他们范的最大缺点就是对过去构造背景的指示。
这些矿物和主量元素的分类通常只是简单的分类，因为他们并不是主要用来判断构造背景。
S、I、A、M型花岗岩分类很难应用，因为他们的边界并不清楚，还因为这些花岗岩类型和构造背景的单相关关系并不经常有效，后文我们会提到。
所以我们利用相反的方向来分类，利用已知构造环境的花岗岩分析得到相应的地球化学和矿物特征。
我们利用的600个样品，采自不同构造背景，有洋脊，火山弧，板内和碰撞背景。
我们测试的元素包括XRF微量元素K,Rb,Sr,Y,ZrandNb（andsometimesCe,BaandTh）和INAA微量元素，Ba和稀土元素Hf,TaandTh，他们的矿物学和主量元素特征已经有记录。
三分之一的数据已经公布给大学，剩余的也正在进行。
花岗岩的构造背景分类
表一列出了测试样品所采自的构造环境。
他们被分成四组：
洋脊，火山弧，版内和碰撞花岗岩。
每一组又进一步分为构造和岩石学分类。
洋脊花岗岩
尽管我们已经从大洋盆地直接取得了一些花岗岩样品，但是我们所知道的关于这些花岗岩的知识仅仅是来自于蛇绿岩套，他们仅仅局部小范围存在于深层火山岩的最上部。
Coleman&Peterman（1975）andColeman&Donato（1979）建议将这种岩石叫做大洋斜长花岗岩，但是由于这里的岩石还有除了洋脊以外大洋内部的岩石，所以在这里我们称之为洋脊花岗岩。
所以这组岩石包括洋壳花岗岩和蛇绿岩套中的花岗岩，但是不包括切穿这些层序的侵入体花岗岩以及与岛弧和洋岛有关的花岗岩。
我们还要对洋脊花岗岩形成的不同类型的洋脊进行精确分类，这也是很有用处的。
在表一中我们已经完成了这项工作，将他们的地球化学背景与相关玄武岩进行结合比较。
最初是将其分为与俯冲带无关的洋脊和与俯冲带有关的洋脊。
对于前者，如果其最初火山产物是N-MORB，就叫做正常洋脊，如果其最初火山产物是E-或者T-MORB，就叫做异常洋脊，他们的微量元素特征是完全不同的（Sun&Nesbitt,1977;Wood,1979）。
地球化学证据表明，只有科西嘉，亚平宁和一些伊朗的大洋斜长花岗岩形成于与俯冲无关的洋脊，地球化学证据将这些洋脊称为正常洋脊（见表一）。
我们所取的异常洋脊样品仅取自大西洋中脊，属于E-MORB。
而地幔柱附近的异常洋脊的斜长花岗岩，目前还没有可用的数据，像宝威特和冰岛的。
俯冲带洋脊的最初火山产物也是N-MORB的话也称之为正常洋脊，如果产物是岛弧拉斑玄武岩或者玻古安山岩的话则称之为上俯冲带（SSZ）。
本次研究中的大洋斜长花岗岩取自撒米恩托等地的蛇绿岩套，他们的地球化学特征象征着弧后形成环境（弧后是弧里面），其玄武岩地化特征位于正常洋脊的边缘。
相反，取自特鲁多斯山，安塔利亚等地的大洋斜长花岗岩则是取自SSZ性质的蛇绿岩套（e.g.Pearceetal.,inpress）。
他们的一些地化证明（Gealey,1980）这些斜长花岗岩具有弧前（弧前是弧顶那侧）性质，与汤加海沟的斜长花岗岩具有相似特征（Sharaskinetal.,inpress）。
所有构造子群的大洋斜长花岗岩都具有角闪石作为特征镁铁质矿物，在Streckeisen图解上投在石英闪长岩和英云闪长岩上。
还有一些Engel&Fisher（1975）在印度洋取的石英二长岩，是属于比较狭窄的范围之内，在这里并没有录入数据库中。
利用Peacock参数可以发现各子群的区别：
与俯冲带无关的正常和异常洋脊基本都属于钙碱性，正常弧后洋脊为钙碱性，SSZ洋脊是富钙的。
这是一个重要的区别，尽管有一些相似之处。
火山弧花岗岩
火山弧花岗岩在背景上有很大变化，有海洋环境还有大陆环境，在成分上有拉斑玄武岩（tholeiitic）系列，钙碱性以及钾玄质系列（Peccerillo&Taylor,1976）.。
还有一些与拉斑玄武岩海洋弧有关。
子群中可用的数据仅取自Canyon杂岩体，这个杂岩体整体具有拉斑玄武岩岛弧性质。
也有一些取自切穿蛇绿岩（ophiolite）的小型侵入体（<10kmacross）、岩床以及岩浆房最上部结晶形成的花岗岩。
这些例子在地质方面都与最初岛弧有一定相同点，并且与之相关的玄武岩地化特征也提供了一些依据，但还不足以确定。
我们可用的数据来自活动-近期活动的海洋岛弧，包括太平洋西南部，加勒比海以及阿拉斯加增生契。
这些样品大部分是钙碱性，也有一部分拉斑玄武岩系列。
一部分样品取自侵入活动大陆边缘的花岗岩。
所有这些样品取自美国西海岸，主要是西部山脉和安第斯山脉，这里主要有沿海岸线分布的侏罗纪-白垩纪复合岩基和内陆分布的白垩纪和第三纪小型侵入体。
所有这些侵入体都是钙碱性，高K钙碱性或者钾玄质shoshonitic（Peccerillo&Taylor）。
在选择火山弧花岗岩样品时一定要注意选择洋壳俯冲的样品。
安第斯山脉东部的花岗岩就是岛弧-大陆碰撞事件形成的，是属于碰撞花岗岩而不是火山弧的。
一些第三纪喜马拉雅的花岗岩也没有录入数据库，因为他们在俯冲带和碰撞二者之间很难区分。
火山弧花岗岩在主量元素和矿物学特征方面有着很大程度、很系统的变化。
大洋拉斑玄武岩岛弧的花岗岩在Streckeisen图表上主要投在石英闪长岩和英云闪长岩上，角闪石是其特征镁铁质矿物，根据Peacock的分类是属于富钙系列。
钙碱性岛弧（大洋和大陆）的花岗岩在Streckeisen图标上主要为石英闪长岩、石英二长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩上，角闪石和黑云母是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性系列。
活动大陆边缘的高K钙碱性和钾玄质岩在Streckeisen图表上投在石英二长岩、华刚闪长岩和花岗岩上，黑云母+-角闪石是其特征镁铁质矿物，属于钙碱性和碱钙系列。
子群a-c中的花岗岩从偏铝质到过铝质变化，从M型ab到I型bc变化。
板内花岗岩
根据花岗岩侵入的地壳性质，我们可以对板内花岗岩进一步分类。
一共分为三个子群：
A子群花岗岩侵入到正常厚度的陆壳B子群花岗岩侵入到较薄的陆壳中，C子群花岗岩侵入到洋壳中。
A/B的是按照相关岩脉群而划分，B/C是按照大陆架边缘划分。
数据库中大部分花岗岩在Streckeisen图解上都投在石英正长岩，花岗岩和碱性花岗岩区域，根据Peacock碱灰指数属于碱性系列，并且属于A型花岗岩。
而在另一方面，他们却有很大差别：
鉄镁质矿物从富钠角闪石+富钠辉石到黑云母+富钠角闪石，在成分上从过铝质到过碱质。
大部分B子群里的花岗岩都属于钙碱性系列，包含富钙角闪石和辉石，有时候也有橄榄，根据Shand's指数属于变铝质系列。
碰撞花岗岩
花岗岩是大部分岩浆活动的产物，根据碰撞类型（陆陆、陆-岛弧，弧-弧）以及与主碰撞关系（同碰撞，碰撞后）进一步分类。
数据库中大部分花岗岩都取自陆陆碰撞区，同碰撞和碰撞后期几乎各占一半（seeHarrisetal.,inpress,foramoredetaileddescriptionofsamplelocations），并且大部分取自岩浆活动与板块构造比较容易理解的地区，例如Hercynian,HimalayanandAlpinebelts。
在弧-大陆碰撞的花岗岩主要有三种类型：
1、阿曼的晚白垩纪和与阿曼蛇绿岩侵位有关的马斯拉岛；2、希腊北部的侏罗纪花岗岩，其与Guevgueli蛇绿岩侵位有关（Bebien,1982）；3、玻利维亚中新世花岗岩，它是在南美大陆与安第斯山西麓碰撞时侵入的（Bourgois&Janjou,1981）。
其中，阿曼和马斯拉岛花岗岩属于后碰撞时期产物，希腊和玻利维亚花岗岩是同碰撞产物。
同碰撞花岗岩在Streckeisen图解上投在花岗岩区域含有白云母，过铝质，在很多方面都表心啊出S型花岗岩特征。
后碰撞花岗岩通常具有黑云母，角闪石作为铁镁质矿物，在Streckeisen图解上所投位置与火山弧C子群相同，属于钙碱性系列，偏铝质到轻微的过铝质，大部分特征与I型花岗岩类似。
但是值得注意的是，尽管二者在数据库中并没有得到很好的体现，S型花岗岩和A型花岗岩在这种构造背景下都能够发生侵入。
不同类型花岗岩的微量元素特征
表2列出了这四种花岗岩的化学分析数据和确切的产出构造背景。
为了阐述这些分析数据中的主要特征，我们已经将他们在表一种标绘出来。
由于利用玄武岩的数据标准来对花岗岩进行分析的话是很难的，所以我们找到另一种标准。
这种标准就是假设的洋脊花岗岩（ORG），这种假设的花岗岩石通过N-MORB分离结晶而计算出来的。
这种标准中的元素仅仅局限于在MORB分异中与酸性成分不兼容的元素，所以玄武岩标准中的主要元素如Ti、P、Eu和Sr等元素并不包括在内。
为简单起见，我们用Ce,Sm和Yb元素来表示稀土元素；在表一中我们已经对数据进行了求利陨石标准化，这里没有重复添加。
元素的排序是根据MORBgeneses过程中相对不兼容的顺序排列的（从Yb到Rb），并且K2O在这里添加到了LHS中。
这组标准化的成分有以下特点：
1、最终来源于没有受到富集事件的上地幔；2、分异成花岗岩的玄武岩就有简单的斜长石-橄榄石-单斜辉石-磁铁矿组合；3、没有受到地壳重熔，同化以及挥发分占主导的过程。
由于花岗岩最初起源都假设为了很简单，所以他们会随着环境不同而发生系统性的变化。
洋脊花岗岩的典型模式在表1中已经有所体现。
由于我们所选择的标准是正常洋脊，所以无论是否是俯冲带侵入的花岗岩，其曲线都是平缓的。
但是在K2O和Rb的含量上有很大差异，这原因可能是挥发相或者蚀变造成的。
还有可能就是MORB（由于蚀变和低丰度的原因，其真实含量很难获得）的这些元素的值被高估了。
而异常洋脊的花岗岩的模式则与其有着偏离，主要表现在Th，Ta，Nb和Ce的含量较高。
其解释是源区玄武岩在这些元素上选择性的富集（e.g.Wood,1979）。
采自TroodosMassif的俯冲带上不边缘的花岗岩，其模式曲线相对标准曲线来讲其高离子势的元素含量较低；并且相对其他元素，它的Th和Ba含量高，K2O和Rb含量低。
它的Th/Ta比例很高，这更趋近于岛弧拉斑玄武岩系列而不是洋脊花岗岩，这种特征与岛弧拉斑玄武岩的玄武岩特征很下相似（Pearceetal.,inpress）。
（花岗岩研究时要重视与之关联的玄武岩的性质，二者相互补充）
火山弧花岗岩的模式曲线见图1b。
与火山弧玄武岩相似，花岗岩也富集K，Rb，Ba，Th，Ce和Sm，较少的是Ta，Nb，Hf，Zr，Y和Yb。
在给出的四种模式曲线中，差异最大的就是取自Oman的后期侵入的花岗岩，它可以代表最原始的岛弧拉斑玄武岩系列的大洋斜长片麻岩。
它的元素含量普遍较低，并且是所有模式中唯一从Ta到Yb具有完美的弧形。
然而，它在Ba和Th相对的富集情况也是很明显的。
其他的曲线形态相似，仅在含量上有所差别。
板内花岗岩模式曲线见图1C和1d。
他们可以分为三种类型。
第一种，AscensionIslandandOsloRift模式，它的特点是Rb，Th，Ta和Nb的含量较高或者约等于标准化含量，这与板内玄武岩特征是一样的，它的原因可能是花岗岩来源于不兼容元素富集的地幔（Pearce,1982）.
我们要注意到我们没有考虑这种花岗岩模式中地壳物质的参与，这叫“地幔主导”。
第二种，取自Sabalokaintrusion，它与第一种模式有很大区别，Rb和Th相对富集，而Nb和Ta相对亏损，并且Ce和Sm与相邻元素比含量较高。
这种模式的成因与地壳物质的参与（为何导致Nb，Ta亏损）有关，这已经有同位素证据来证明（Harrisetai,1983），因此这种模式又称为“地壳主导”。
这两种模式都一个很明显的共同点，就是Ba的强烈负异常（Ba进入到哪去了），并且从右向左整体呈上升趋势。
第三种模式曲线来自MullandtheSkaergaardcomplex，Rb和Th相对Ta和Nb的比例较大，也就是曲线较陡，有些人把这种模式也称为“地壳主导”，但是它有两个不同点，一是没有强烈的Ba负异常，二是Ta到Yb相对平缓。
尽管板内花岗岩由于内部原因有一些变化，但是整体有一些特点：
1、Hf到Yb的值与标准值相近；2、K,Rb和Th的含量高。
碰撞花岗岩的模式曲线图见图1e和f。
很明显可以看到，从形态上它们与火山弧花岗岩中钙碱性系列模式相似。
但是也有一些不同之处，同碰撞花岗岩Rb极高正异常和Ce，Zr，Hf和Sm的很低的负异常。
最后，我们应该注意到图1中所展示的模式曲线并不能完全代表花岗岩的侵入体系特征。
除了以上的几种情况，在很多时候，结晶作用对模式曲线形态有很大的影响，例如，一些洋脊花岗岩通过聚集锆石可以形成Zr，Hf，Y和Yb的正异常。
在一些特定的情况下，分离结晶作用对模式曲线形态也有很大影响，例如，图1C中板内花岗岩Ba的负异常在中期组成成分上。
地壳的混染作用也有很大变化，既可以使曲线是地幔主导也可以使地壳主导模式。
挥发相在斑岩体中花岗岩和微晶花岗岩的模式曲线有很重要的作用。
尽管有以上说明，但是整体来讲，这些模式曲线可以代表数据库中绝大部分花岗岩的特征。
微量元素-SiO2变化图解
图2是微量元素-SiO2图解，它可以在所选微量元素适用性和分离结晶敏感程度提供更多的信息。
我们可以得到以下结论：
1、Y和Yb在N-洋脊（ORG的a，c）和板内环境下含量较高，而在火山弧环境下含量较低（图ab）。
上俯冲带的洋脊花岗岩（ORG（b）），如我们所料，投在了火山弧区域。
2、Rb的变化曲线可以很明显的分为两种，洋脊和板内，火山弧和碰撞后花岗岩。
在d中，后造山花岗岩将火山弧和后碰撞的区域都覆盖。
3、Nb和Ta在板内花岗岩中相对最富集。
唯一的例外的衰减减薄陆壳的板内花岗岩，它在图中与其他类型的花岗岩重叠。
这种重叠与我之前的Nb-SiO2互变Pearce&Gale（1979）基本一致的。
并且Ta-SiO2比Nb-SiO2的重叠要更明显一些，因为同碰撞花岗岩中Ta/Nb比值较高（Harrisetal.,inpress）。
我们还对其他一些元素进行了分析，得到以下结论：
1、Ba在SiO2含量小于65%的情况下，洋脊和板内花岗岩中的变化与Rb相似。
当SiO2含量超过65以后，Ba对黑云母（以及钾长石）结晶的极度敏感和地壳的混染作用使其在各种岩浆作用中都是重叠的。
2、洋脊和板内花岗岩的K2O随着SiO2的变化都是不同的，与（Rb图2C）差不多，但是并没有Rb那么明显。
3、Th，Ce和Sm的变化与Rb相似，但是要比Rb重复的区域多。
4、Zr和Hf在SiO2含量小于68%的时候模式与Y和Yb相似，但是当超过这个含量，Zr和Hf由于锆石分离结晶和地壳同化作用，二者含量迅速较少，并且在花岗岩类型之间产生很大的重叠范围。
同碰撞花岗岩通常具有较低的Zr和Hf的含量，所以在判别同碰撞和火山弧花岗岩时，利用Rb/Zr和Rb/Hf要比单独使用Rb要更准确。
Rb-Y-Nb和Rb-Yb-Ta图解区别
从图1和2中可以看出，Rb,Y（orYb）andNb（orTa）对于判别花岗岩构造背景时最有意义的元素。
并且，在此基础上，上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞湖光岩很难与火山弧花岗岩区分出来。
因此我们这里仅对N-ORG，WPG,VAG和COLG进行分析，对于上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞造山花岗岩在后面分类。
我们的目的不是利用统计学来制造出一个区别构造环境的图标，而是在经验的基础上去发现他们的区别。
图3所示是Y—Nb（Fig.3a）andYb—Ta（Fig.3b}的简单的投影。
但是这两个图标仅能区分VAG和WPG，并且只靠Y，Nb，Yb和Ta其结果并不是特别有效。
WPG和ORG二者间的区别由于衰减大陆岩石圈的WPG样品和异常洋脊花岗岩的重叠而变得不清楚。
当然，这种重叠并没有很大应先个，因为这两种花岗岩在地球化学特征上有很大差别。
VAG和syn-COLG的区别在Yb-Ta图解上可以表现出来，在Y-Nb很难。
从图2中可以看出，Rb可以将VAG和syn-COL分开，也能将ORG与WP分别开。
并且，我们可以把Nb-Y中的对角线作为VAG和WPG的分界线。
因为后者相当于一个等式Nb+Y=K，所以我们预测，Rb-（Y+Nb）图解对于判别花岗岩应该有更大的作用。
图4a及时三者的图解，可以看到花岗岩类型之间基本没有重叠之处。
图4b是Rb--（Yb+Ta）图解，它的形态与a相似。
两个图中的边界都是靠眼睛画的，具体分类见下面的数据说明。
判别边界的岩石学意义
我们可以很形象的证明图解中的边界是有相应的岩石学意义的。
图5是对Rb-（Y+Nb）图解的解释。
在建立模型过程中使用的参数见图4.这些参数都建立在岩石学和大量的地球化学和同位素基础上。
然而，我要强调的是，我们并不是要建立一个精确的判别途径，而是要解释这种区别背后的原理。
只有当图4中的参数影响其分类时才有意义。
图5a解释的是正常和异常洋脊花岗岩ORG的岩石学变化。
为了构建岩石学变化轨迹，我们假设地幔的不均匀性对Rb和Nb具有同等的影响效应，但对Y没有影响（see,forexample,Wood,1979;Sun&Nesbitt1977;Pearce,1982）。
其地幔来源的组成可以用一条线a-b来表示其变化范围。
后者的成分与原始地幔有些不同，根据Wood's（1979）Nb（0-6p.p.m.）andY（5p.p.m.），而Rb（0-3p.p.m.），要比原始地幔少了50%，，这与地壳生长的消耗以及附近洋岛玄武岩中Nb/Rb是一致的。
这种地幔经过15%部分熔融形成MORB最初岩浆（ol67.5opx22.3cpx10），沿着c-d曲线分布。
原始岩浆的分离结晶会形成橄榄石，辉石，斜长石以及磁铁矿和角闪石这会使岩浆成分中Rb和Nb+Y的含量增加，这与我们预测的趋势是一致的。
对于Tuscanysuite的变化轨迹，我们是建立在Wood（1979）的N-MORB来源之上，而45°NMARsuite则是建立在E-MORB之上。
这些原始岩浆开始部分熔融的点是PT、PE，。
在之后的封闭系统中，分离结晶作用在BT，BE给予基性的岩浆组成，在ITandIE给予中性成分，在ATandAE.给予酸性成分。
我们应该注意的是，我们所考虑的开放的系统，而不是封闭系统的分离结晶，然后B,I和A应该会偏向真实值的右侧；较低的部分熔融程度和F的低值也会使这些点向右偏离。
从这些模型里，我们可以看到，ORG的左部边界相当于PT-PE过程，向右相当于从BT和IT到BE和IE的过程。
这与图4中根据经验做出的图是已知的。
我们还可以看到上面的边界相当于BE-AE的过程。
我们根据经验花的线穿过了AE，因为Rb的缺失可以使更多ORG花岗岩都在线下，所以这对上部边界更有利。
图5b解释了板内花岗岩岩石学变化轨迹。
我们假设他们来源于不兼容元素富集的地幔并且其部分熔融在15%左右。
我们做的其他的图解模型并没有都呈现出来，但是我们要注意的是，他们都具有相似的变化轨迹。
在Nb-Y和Ta-Yb图解中，我们可以看到地幔来源的消耗程度控制着ORG-WPG的边界，并且在VAG中，较高的熔融程度和磁铁矿、角闪石的早期结晶可以防止其与ORG和WPG的重叠。
在Yb-Ta图解上，液体相中Ta的引入导致Ta/Nb的比值增大，从而形成syn-COLG和VAG的边界。
其他类型花岗岩类型区别
我们上面提到后碰撞花岗岩和SSZ洋脊的斜长花岗岩很难区分，我们现在对他们进行分析。
后碰撞花岗岩
这类花岗岩在所有的构造-地球化学分类中都是一个重要的问题。
这是因为，它不像其他花岗岩，后碰撞花岗岩不能用单一的地幔或者地壳来源来解释。
已经有证据证明，它们既可以由于碰撞后的热松弛导致下地壳熔融作而形成，也可以由于后碰撞上升侵蚀作用导致的绝热减压而使上地幔熔融而形成（England&Thompson,in
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