世界环斑花岗岩的研究历史和进展
环斑花岗岩是地球上一种特殊的岩石类型，以其独特的结构和地质环境引起了地质学家的关注。在中国文献中，环斑花岗岩被翻译成斜长岩或更长的斜长岩，但实际上，不仅有斜长岩，还有斜长岩包裹着卵形钾长石。这本书把这种岩石称为环斑花岗岩。
从1891开始，芬兰第一部关于斑岩花岗岩的经典著作由芬兰地质学家J.J.Sederholm出版，至今已有100多年的研究历史(R？m？还有哈帕拉，1995；哈帕拉和r？m？,1999)。19世纪末20世纪初，芬兰南部首次发现斑岩花岗岩，并对其进行了长期研究。后来在瑞典、乌克兰、卡累利阿、科拉半岛、西伯利亚、北美、加拿大等古地盾地区，元古代发现了斜长岩斑岩花岗岩。因此，斜长岩花岗岩被认为主要出现在前寒武纪稳定克拉通及其边缘，沿区域性大断裂分布，且主要分布在北半球，从而形成了著名的北半球斑岩花岗岩带。它们与一些非造山花岗岩一起构成了前寒武纪克拉通中不可缺少的地壳组成部分，代表了大陆中广泛的酸性岩浆作用。斑岩花岗岩与斜长石、科马提岩一起出现在前寒武纪，成为地质历史事件不可逆的生动例证。认为新太古代和元古代斑岩花岗岩的全球形成是地球早期演化历史中的一次重要岩浆事件。在此期间，发生了地壳的全球克拉通化——岩石圈的形成。1988在美国戴蒙德格斯特兰奇召开的“斜长石及相关岩石的成因与演化”彭罗斯会议闭幕总结中明确指出，环斑花岗岩套是由非造山运动引起的，是在大规模地壳增生后的地壳静止期就位的。
从20世纪60年代到80年代，在南美、巴西、委内瑞拉、亚洲、澳大利亚、南非、博茨瓦纳等地区发现了辉石环斑花岗岩。它们不仅产于稳定地块，也产于造山带。近十年来，芬兰和世界其他国家的一批地质学家致力于斑岩花岗岩的研究。特别是通过igcp 315(环斑花岗岩和相关岩石在全球范围内的对比)。和IGCP 373(1990 ~ 2001)在全球范围内对斑岩花岗岩的时空分布、岩相学和地球化学特征、成矿作用、岩石成因、构造环境及其与地壳演化的关系进行了对比研究，发现了许多新现象，取得了重要进展(R？m？还有哈帕拉，1995；哈帕拉和r？m？,1999)。
(2)环斑构造和环斑花岗岩
1.环斑结构
环斑结构是环斑花岗岩的典型特征，也是环斑花岗岩研究的核心问题之一。环斑结构最初的定义是，带斜长石壳的碱性长石巨晶应为卵圆形，碱性长石和应时有两代(Vorma，1976)。
广义的定义是:所有带斜长石壳的碱性长石巨晶均为环斑结构，碱性长石以卵圆形为主，呈自形或半自形(R？m？还有哈帕拉，1995)。David Hong认为(1965)利用钾长卵形结构可以更准确地反映环斑的本义，建议称之为卵形花岗岩。长石的卵形性质是区别于普通花岗岩中自生碱性长石巨晶和斜长石壳的主要标志。至于某些岩体中局部出现的带有斜长石壳的自生碱性长石巨晶，则不能称为环斑结构(R？m？还有哈帕拉，1992)。有人用曼陀长石(膜长石)作为环斑长石的等价物(例如Stull，1978；Wark和Stimac，1992)，但在某些情况下，它们并不完全一致:地幔长石强调碱性斜长石晶体具有斜长石壳，而环斑结构强调碱性斜长石晶体的卵形体特征，包括地幔斜长石壳(并能发育多层斜长石壳)，也称为wibogite型和环斑型。m？还有哈帕拉，1995)。环斑结构实际上反映了碱性长石的卵形特征。
2.环斑花岗岩的定义
环斑花岗岩有两种定义:结构命名法(Vorma，1976；Bates和Jackson，1987)和构造+成岩型(Haapalaand R？m？,1992)。环斑花岗岩最初是以环斑结构命名的。在芬兰语中，“环斑岩”的意思是易碎的岩石，容易破碎和剥落，描述了长石巨石斑风化后往往成为“砾石”的特征。一般指风化露头上的乱石。
1)岩相学术语。纯岩相学的名称是以岩石的结构命名的，这也是斑岩花岗岩最初的定义。环斑花岗岩包括矿物和化学性质相似的岩石种类，最重要的区别在于岩石结构。认为所有具有环斑结构的花岗岩称为环斑花岗岩(W.Wahl，1925；a .沃尔马，1976；萨哈马，1945；京城秋耳，1977；Bates和Jackson，1987)，Immelt和Bowen (1958)指出，对于许多岩石学家来说，环斑花岗岩的名称意味着钾长石被斜长石(通常是斜长石)包裹的花岗岩。沃尔马(1976)也定义“卵圆形环斑结构碱性长石，与岩石不协调，后造山期花岗岩为斜长岩花岗岩”，碱性长石和应时有两代。
Vorma等人将威保环斑花岗岩分为几种类型(变种):① viborgite为粗粒环斑花岗岩，具有典型的环斑结构；②没有橄榄石，正长石卵形体周围没有斜长石壳。③环斑花岗岩，含卵形钾长石斑晶和角状卵形斑晶；④等粒环斑花岗岩，中细粒结构，无钾长石斑晶。
Ф ю.Levinson-Lexingge将这种卵形钾长石斑岩体称为“卵形”结构，具有这种卵形钾长石斑岩体结构的花岗岩称为斜长岩花岗岩。卵圆形斑岩是斜长岩斑岩花岗岩(Lyakhovich，1992)的可靠标志。
2)岩石结构+岩石成因类型命名。这是芬兰科学家哈帕拉和R？m？(1992)，他们将环斑花岗岩研究中的地球化学特征加入到环斑花岗岩的定义中，认为元古宙环斑花岗岩不仅具有环斑结构，还具有显生宙A型花岗岩的地球化学特征(至少在大基岩中)，其岩石组合为双峰式(长英质-镁铁质)，产于非造山带的拉张环境(。这一定义的实质是为了突出岩石的成因和构造环境特征，但许多学者并没有强调A型花岗岩的特征，仍然以岩相学命名。显然，国外学者对经典的环斑花岗岩有不同的理解。
不难看出，国际上对环斑花岗岩没有统一的看法，对所谓经典的环斑花岗岩也有不同的理解，往往同一岩石类型有不同的术语。
(三)世界环斑花岗岩的研究进展
近年来，通过IGCP315和IGCP373项目(1990 ~ 2001)的实施，环斑花岗岩的研究取得了一些重要进展，特别是在以下几个方面。
1.环斑花岗岩以双峰式岩石组合为特征。
最近的研究注意到环斑花岗岩不是孤立的，典型的环斑花岗岩往往与镁铁质岩石在时间和空间上紧密共生，形成双峰式(长英质-镁铁质)组合特征(R？m？还有哈帕拉，1995，1996；哈帕拉和r？m？,1999)。铁镁质岩石常位于复式环斑花岗岩的下部，有时可见铁镁与长英质混合形成的中性岩石，岩体周围可见辉绿岩墙和流纹岩墙，称为环斑花岗岩组合(R？m？还有哈帕拉，1995)。该组合本质上与斑岩花岗岩的成因和构造环境有关，可能反映了强烈的壳幔相互作用对斑岩花岗岩成因的意义和一个相对伸展的地球动力学背景。其实这些现象以前都知道，只是现在我们对它们有了更深入的了解。
2.环斑花岗岩可产于造山带，这已得到证实。
世界上最大、最典型的斑岩花岗岩发育在北半球，时代为元古代，构成了一个巨大的元古代斑岩花岗岩带。其中以芬兰南部的斑岩花岗岩最为典型，许多概念和定义都是基于对这些岩石的研究(Vorma，1976；哈帕拉和r？m？,1992;r？m？还有哈帕拉，1995)。一般认为环斑花岗岩主要发育在元古代稳定大陆上，呈现非造山环境，是探索全球范围内板内地壳和岩石圈演化的重要标志(R？m？还有哈帕拉，1995，1996；哈帕拉和r？m？,1999;达尔阿格诺尔，1999；尼罗宁，2000年).因此，环斑结构、元古代和非造山作用曾是环斑花岗岩的基本特征。对此，哈帕拉和R？m？(1992)进一步提出环斑花岗岩也应具有A型花岗岩的特征，岩石组合具有双峰特征；其目的进一步突出了非造山运动的特点。其实世界上还有很多环斑花岗岩，并不都属于A型花岗岩，因为很多环斑花岗岩并不是无水碱性的(R？m？以及Haapala，1996)，所以环斑花岗岩A型特征的定义还需要进一步讨论(Bettencourt，1995)。但是对于A型花岗岩本身的定义却有不同的理解(袁忠信，2001)。
造山带中存在环斑花岗岩是不争的事实。早在20世纪30年代，苏联就报道了古生代乌拉尔造山带中的类环斑花岗岩(Zavarritsky，1937)。其他还有法国-西班牙比利牛斯山造山带的奥陶纪环斑花岗岩(Barbey，2001)。它们不仅出现在造山带(Bettencourt，1995；Wernick，1997)，也可形成于造山后伸展阶段。例如，南格陵兰环斑花岗岩产生于主造山运动后50 Ma(棕色，1992；r？m？以及Haapala，1995)，有些也可以形成于同造山环境，如发育于590Ma岛弧环境的巴西Itu地区斑岩花岗岩(Haapala和R？m？,1999;贝当古，1995；沃尼克，1997).这在时代和构造背景上突破了原来的元古代、非造山和仅在北半球的传统认识。目前看来，元古代环斑花岗岩多为非造山环境下大陆地壳伸展的产物(如Hutton和Brown，2000；伦-哈罗，2002年；布朗，2003；r？m？和Haapala，2003)，但也有一部分被解释为造山带地壳加厚熔融的产物(Windely，1991)，甚至与俯冲(弧后拉张)有关(Ahall，2003)；显生宙斑岩花岗岩多与造山作用有关(尤其与造山后伸展作用有关)(Wernick，1997；阿哈帕拉和r？m？陆新祥等，1996，1999)。巴西的元古代和古生代斑岩花岗岩就是一个很好的例子(Bettencourt，2003)。它们的共同特点是大多形成于碰撞后的伸展环境。
3.环斑花岗岩出现在不同的地质时期。
斑岩花岗岩可发育于不同的地质历史时期，如世界斑岩花岗岩时代。除科拉半岛造山运动后的斑岩花岗岩时代((28±2.03)亿年)外，大部分形成于中元古代(654.38+0.8亿~ 654.38+0.4亿年)，这是不争的事实。正因为如此，人们一直以为只有袁。近年来，随着研究的深入，在世界许多地方发现了显生宙以来的斑岩花岗岩，如法国、西班牙和比利牛斯山脉的奥陶纪斑岩花岗岩(Barbey，2001)。如南天山的晚古生代蛋形正长岩和花岗岩正长岩以及日本西南部和帕米尔的第三纪环斑花岗岩。看来，斑岩花岗岩的出现不仅与地球动力学背景有关，还与岩浆形成时的演化条件等因素有关。
4.世界各地的环斑花岗岩并不完全相同。
发现世界不同地区的环斑花岗岩并不完全相同，甚至差别很大，但也称之为环斑花岗岩。这种差异不仅表现在自身的特征、数量、颜色以及在整个岩体中的分布上，而且表现在不同地区、不同岩体中。卫宝岩体中美丽的玫瑰红色环斑花岗岩只是一个特例。芬兰南部环斑花岗岩在结构上不同于当代中国华北沙场环斑花岗岩。例如，前者环斑长石中的碱性长石多为单晶，后者多为连续晶体(于建华，1996)。北欧也产Jaal—Litt岩体，但与威堡岩体明显不同。巴西Itu地区某些古生代岛弧环斑花岗岩与元古代环斑花岗岩有明显区别。它们的环斑结构不典型，地球化学特征富镁贫铁，表现出I型花岗岩的某些特征(Wernick，1997)，以至于巴西地质学家提出有必要重新定义环斑花岗岩组合，并希望在环斑花岗岩问题上得到全球共识(Bettencourt，6547)。