花岗岩结构和研究方法

⑴ 解析：花岗石的多种分类及其结构特点

花岗石由于成分形成复杂形成条件多样，所以种类繁多，有多种的分类方式。按所含矿物种类分分为黑色花岗石、白云母花岗石、角闪花岗石、二云母花岗石等。按结构构造分可分为细粒花岗石、中粒花岗石、粗粒花岗石、斑状花岗石、似斑状花岗石、晶洞花岗石及片麻状花岗石等。按所含副矿物分可分为含锡石花岗石、含铌铁矿花岗石、含铍花岗石、锂云母花岗石、电气石花岗石等。常见长石化、云英岩化、电气石化等自变质作用。
花岗岩结构致密，抗压强度高，吸水率低，表面硬度大，化学稳定性好，耐久性强，但耐火性差。花岗石呈细粒、中粒、粗粒的粒状结构，或似斑状结构，其颗粒均匀细密，间隙小(孔隙度一般为0.3%~0.7%)，吸水率不高(吸水率一般为0.15%~0.46%)，有良好的抗冻性能。花岗岩的硬度高，其摩氏硬度在6左右，，其密度在2.63g/cm3到2.75g/cm3之间,其压缩强度在100-300MPa，其中细粒花岗岩可高达300MPa以上，抗弯曲强度一般在10~30Mpa。花岗岩常常以岩基、岩株、岩块等形式产出，并受区域大地构造控制，一般规模都比较大，分布也比较广泛，所以开采方便，易出大料，并且其节理发育有规律，有利于开采形状规则的石料。花岗岩成荒率高，能进行各种加工，板材可拼性良好。还有花岗岩不易风化，能用做户外装饰用石。花岗岩的质地纹路均匀，颜色虽然以淡色系为主，但也十分丰富有红色，白色，黄色，绿色，黑色，紫色，棕色，米色，兰色等等，而且其色彩相对变化不大，适合大面积的使用。

⑵ 造山带花岗岩构造类型划分方法

在研究花岗岩成岩构造环境时，不同的学者提出了不同的构造环境类型的研究、判别方法和花岗岩构造环境分类方案。但这些关于花岗岩构造环境的研究和判别方法多注重于岩石化学成分，或者微量元素、稀土元素的图解和分配型式，常产生多解性，甚至得出截然不同的结论。

实际上，花岗岩形成的构造环境是复杂多样的，加之花岗岩浆成岩期及其岩浆后期热液交代作用，甚至成岩后岩石经受的变形变质作用改造，不可避免地使岩石成分，尤其微量元素产生变化，导致岩石形成环境判别出现偏差。因此，单凭几个元素的地球化学图解来研究、判断花岗岩构造环境是不够的。

研究区地处早古生代被动大陆边缘、晚古生代—中生代早期发生大陆裂解、中生代俯冲－碰撞造山和新生代陆内会聚－转换－走滑造山等4个阶段的构造演化，岩浆活动十分频繁，形成了具有重要研究价值的裂解型、俯冲－碰撞型与后碰撞型及走滑型花岗岩类。显而易见，研究区在不同地质时期、不同大地构造环境以及造山带不同演化阶段花岗岩均有分布，花岗岩形成的构造环境类型众多。

肖庆辉，邓晋福，马大铨等（2002）从花岗岩岩浆的物质来源出发，对已有的20种最常见的花岗岩分类方法研究认为，不论判别标准与研究的地区如何，大多数分类都确定有壳源、幔源和混合源等3种物源的花岗岩类；Barbarin（1996）花岗岩分类集岩石组合、造岩矿物、岩石地球化学特征于一体，共划分7类不同花岗岩类型（表3-1），分别与壳源、幔源和混合源等3种物源的花岗岩类和相应的地球动力学环境对应。本书以采用B arbarin（1996）花岗岩类型划分方案（表3-1），以及Maniar和Piccoli的关于造山的与非造山的花岗岩构造环境类型对四川西部花岗岩构造类型划分和界定。

表3-1 Barbarin花岗岩类型及来源和地球动力学环境表

⑶ 花岗岩是什么构造的

花岗岩，大陆地壳的主要组成部分，是一种岩浆在地表以下凝结形成的岩浆岩，属于深层侵入岩；部分花岗岩为岩浆和沉积岩经变质而形成的片麻岩类或混合岩化的岩石，花岗岩主要组成矿物为长石，石英，黑白云母等；因为花岗岩是深成岩，常能形成发育良好，肉眼可辨的矿物颗粒，因而得名；花岗岩不易风化，颜色美观，外观色泽可保持百年以上，由于其硬度高，耐磨损，除了用作高级建筑装饰工程，大厅地面外，还是露天雕刻的首选之材。

⑷ 花岗岩研究

近年来提出不少新的概念和工作方法，如对花岗岩的分类，在板块学说的指导下，根据花岗岩起源有关成分的特点划分为：I型花岗岩，源于地壳火成岩的熔融；S型花岗岩，源于地壳沉积岩的熔融；M型花岗岩，源于上地幔；A型花岗岩，源于地幔与地壳的结合部位等。

单个花岗岩体的大小是有限的，根据模拟实验计算研究和实地调查资料，花岗岩侵入体的面积最大不超过80km²左右，即平均直径约为15km。以往认为许多所谓的大岩基或大岩体，实际上是由许多这样的侵入体组合而成的复式岩基，或“群居”岩体，或套叠式岩体。

一些大型的岩基不仅是由若干侵入体组合而成的复式岩体，而且这些侵入体的出现具有一定的序次，并在一定的区域范围内保持相对稳定，在岩性和结构方面具有一定的相似性，可以合并成数量不多的几种岩石组合，并且这些岩石组合在整个岩基的侵入顺序中占据着一个特定的位置。在此基础上，提出了划分花岗岩类等级体制的概念，即像对待岩石地层单位那样，把不同大小但具有相同岩性、结构、构造和形成时间特征的侵入体划归为同一个填图单元；把空间产出有联系、某些特点相似、成因上有亲缘演化关系的两个以上单元又可归并成一个超单元，这就是岩石谱系单位。

关于侵入岩的定位机制，国内外许多事例说明，早已存在的或与岩浆活动同时的区域构造是岩浆侵位、定位的最主要的控制因素。岩浆的自然浮力和上升趋势相结合，形成不同的定位机制。通过对岩体构造要素的填图，搞清楚岩体的构造型式，进而确定其定位机制。

在侵入岩区进行1：5万填图的主要目的是对岩基或所谓的大型岩体进行解剖，分解侵入体，建立填图单元，建立岩浆岩侵入序列，划分岩浆侵入事件，研究岩体的就位机制及演化规律，探讨岩浆作用演化历史以及侵入体与矿产的关系。

⑸ 花岗岩的分类及岩石矿物学特征

1.花岗岩的分类

本次工作收集整理了早古生代花岗岩全岩化学分析43件(表5-8)，晚古生代-早中生代花岗岩全岩分析136件，连同本次的分析测试数据一起进行了CIPW计算，采用火成岩系列划分的SiO₂-全碱图和K₂O-Na₂O图等，以及LeMaitre(1989)的花岗岩分类命名图对本区花岗岩进行统一分类命名。

由图5-63和5-64可见，东昆仑西段祁漫塔格地区早古生代和晚古生代-早中生代花岗岩类主要属于亚碱性的钙碱性系列，在SiO₂-K₂O图中(图5-65)大多数岩石落到高钾钙碱性区。在划分花岗岩成因类型的K₂O-Na₂O图中(图5-66)，多数花岗岩落到A型花岗岩区，其次为I型花岗岩，也有少部分数据落到S型花岗岩区。因此可以认为，本区花岗岩包含三种成因类型，即以A型花岗岩为主，I型和S型花岗岩次之。在确定花岗岩种属的QAP图中，本区花岗岩主要属于碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩、石英闪长岩等。此外，本区还有辉长岩等基性岩墙或岩脉出露。这些基性岩脉/岩墙主要出现在造山旋回的晚期，代表一种局部伸展或拉伸的构造环境，具有重要的构造意义。因此，在后面的岩石学描述中也将其包括在内。

表5-8 东昆仑西部祁漫塔格地区不同时期花岗岩的常量元素特征

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注:数据来源:D18～F1、C1-KMBY引自李光明等，2001;HST1～T3BH引自袁万明，2000;B001-1～B011-3、K003-1～K008-2为本次工作数据，分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈与构造演化开放实验室，分析方法:ICP-9000。其他样品来自青海省地质调查院。

图5-63 祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代、晚古生代-早中生代花岗岩的SiO₂-(Na₂O+K₂O)图(据RickwoodP.C.等，1989)

图5-64 祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代、晚古生代-早中生代花岗岩的AFM图(据KunoH.，1968;IrvineT.N.，1971)(图例同图5-63)

图5-65 祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代、晚古生代-早中生代花岗岩的SiO₂-K₂O图(据LeMaitreR.W.等，1989)(图例同图5-63)

图5-66 祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代、晚古生代-早中生代花岗岩K₂O-Na₂O图(据Collins et al.，1982)(图例同图5-63)

图5-67 东昆仑祁漫塔格地区早古生代花岗岩的QAP分类图

图5-68 东昆仑祁漫塔格地区晚古生代-早中生代花岗岩的QAP分类图

2.花岗岩类主要岩石类型的特征

(1)碱长花岗岩

碱长花岗岩在早古生代和晚古生代—早中生代两个构造旋回均有产出。其中早古生代的碱长花岗岩已经发生了程度不同的变质作用，有些地方的岩石显示了弱片麻状构造，岩石基本为灰色、浅肉红色，具似斑状结构，块状构造。基质为中-中细粒花岗结构，似斑晶大小在0.7～2cm，最大的达6cm，主要由钾长石(25%)、少量石英(5%)和斜长石组成。基质成分为斜长石(35%)、钾长石(5%)、石英(25%)及黑云母(5%)，粒径变化大，在2～5mm之间。具片麻状构造的岩石中矿物具定向排列。

晚古生代-早中生代的碱长花岗岩主要形成于早二叠到晚三叠世，尤其晚三叠世最为发育。在卡尔却卡、求勉雷克塔格、苏海图、野马泉、冰沟、祁漫塔格山、口子山、石雪尖、喀雅克登塔格等地均有分布。岩石为灰色、浅肉红色，中细粒花岗结构，块状构造，矿物粒径变化大(在1～6mm之间)，成分为斜长石(30%)、钾长石(40%)、石英(25%)、黑云母(5%)及少量角闪石。斜长石呈半自形板状、柱状，发育双晶，An28±;钾长石为条纹长石;石英它形粒状，充填在其他矿物空隙之间;黑云母片状，褐—亮黄色多色性显着;角闪石呈柱状，可见菱形切面，具深绿—浅绿色多色性，分布比较均匀(图5-69、图5-70)。

图5-69 喀雅克登塔格早泥盆世碱长花岗岩正交偏光，1.25×

图5-70 卡尔却卡晚三叠世碱长花岗岩正交偏光，1.25×

(2)正长花岗岩/正长花岗斑岩

在早古生代和晚古生代—早中生代均有正长花岗岩/正长花岗斑岩出露。前者主要分布在恰得儿、十字沟、双石峡、克其克孜苏等地，岩石呈灰色、浅灰色，中细粒花岗结构或斑状结构，局部地方见变余花岗结构，块状构造/弱片麻状构造。矿物粒径较粗，多在0.36～6.44mm之间，成分为斜长石(55%～58%)、钾长石(6%～8%)、石英(25%～30%)、黑云母(3%～6%)和角闪石(约2%)，副矿物为锆石及微量磷灰石。斜长石呈板状，发育环带构造，环带中心钠黝帘石化比较明显。钾长石和石英为它形粒状。在斑状结构的岩石中，斑晶主要是钾长石。有些地方岩石受动力变质而显弱的定向或糜棱岩化、碎斑结构等。黑云母和角闪石的绿泥石化非常强烈。

晚古生代—早中生代的正长花岗岩/正长花岗斑岩主要分布在宽沟、祁漫塔格山、景忍、多登、口子山、哈夏克里克得亚、卡尔却卡、求勉雷克塔格、库鲁克彼捷里克等地。岩石为灰—浅肉红色，似斑状结构，基质为细粒花岗结构，块状构造。斑晶以钾长石为主，含量约30%，大小在0.8～2.5cm之间;基质由斜长石、钾长石、石英和黑云母等组成(图5-71)。

(3)二长花岗岩

相对而言，二长花岗岩数量较少，在土窑洞、东沟及伯克里克，恰得儿等地见少量早古生代二长花岗岩出露。岩石呈浅肉红色、浅灰白色，粗粒-中粗细粒花岗结构为主，局部可见具糜棱结构，块状构造或弱片麻状构造。矿物成分有斜长石(30%～40%)、钾长石(30%～40%)、石英(23%～25%)和黑云母(5%～7%)，以及少量不透明矿物。副矿物为绿帘石、锆石及微量磷灰石。斜长石半自形板状，聚片状双晶发育，An26～30，为更长石;钾长石包括微斜长石和微斜条纹长石。钾长石、石英为它形粒状，黑云母鳞片状(图5-72)。

图5-71 卡尔却卡晚三叠世正长花岗岩正交偏光，1.25×

图5-72 伯克里克早泥盆世二长花岗岩正交偏光

晚古生代—早中生代的二长花岗岩分布在伯克里克、石雪尖、卡尔却卡、祁漫塔格山及花海滩北东等地，岩石为灰白色、浅肉红色、半自形-它形中粒结构，块状构造，局部发育弱的定向构造。其他特征基本同早古生代的二长花岗岩(图5-73)。

图5-73 卡尔却卡晚三叠世二长花岗岩正交偏光

(4)花岗闪长岩

早古生代的花岗闪长岩分布在土窑洞、十字沟、克其克孜苏等地，岩石为灰色—浅肉红色，中粗粒花岗结构或糜棱结构，块状构造或弱片麻状构造。成分为斜长石(约45%)、钾长石(15%～25%)、石英(约25%)、角闪石(3%～5%)、黑云母(3%～5%)等。斜长石呈半自形板状，An35，为中长石。钾长石、石英为它形粒状;角闪石为长柱状、针状，可见二组解理的菱形切面，多色性显着;黑云母呈鳞片状。

晚古生代—早中生代的花岗闪长岩分布于滩北雪峰、土房子沟、西沟、祁漫塔格山、冰沟、阿尼亚拉克萨、巴音格勒呼都森、哈夏克里克得亚等地。岩石一般为浅灰白色—灰—深灰色，中粗-中细粒半自形粒状结构，块状构造。由斜长石(58%～63%)、钾长石(8%～12%)、石英(20%～22%)、黑云母(6%～12%)、角闪石(3%)及少量榍石(1%)、磷灰石、磁铁矿和锆石组成。除石英的波状消光非常显着外，其他特征与早古生代花岗闪长岩相似。

(5)石英二长闪长岩

早古生代的石英二长闪长岩分布在伯克里克及喀雅克登塔格等地。岩石为灰白色中粗粒结构，块状构造。矿物组成为更中长石(50%～55%)、钾长石(12%～17%)、石英(22%～26%)及暗色矿物黑云母(5%±)、普通角闪石(1%～2%)组成。更中长石:呈半自形-自形板状，大小为1.2mm×2mm～1.6mm×3.5mm，部分已强烈强绢云母化、黝帘石化或碳酸盐化、绿帘石化。石英:呈它形粒状，分布在斜长石之间，多裂纹，具波状消光。钾长石为条纹长石，半自形-它形板状，具轻度泥化，含黑云母、斜长石等小包体。黑云母和普通角闪石呈半自形-自形晶，已绿泥石化。副矿物主要为褐帘石、磷灰石、锆石等(图5-74，图5-75)。

图5-74 伯克里克早泥盆世石英二长闪长岩单偏光，1.25×

图5-75 伯克里克早泥盆世石英二长闪长岩正交偏光，5×

晚古生代—早中生代的石英二长闪长岩分布在伯克里克、土房子沟、中间沟、四干旦、祁漫塔格山、喀雅克登塔格、卡尔却卡、阿尔喀山等地。岩石为灰白色，中细粒半自形粒状结构，块状构造。矿物成分为斜长石(50%～55%)、钾长石(8%～10%)、石英(28%～30%)、黑云母(5%～7%)及少量褐帘石、锆石、磷灰石。岩石特征与早古生代相似。

(6)石英闪长岩

早古生代的石英闪长岩为浅绿灰色，半自形细粒结构，略具定向构造。岩石由斜长石(70%～78%)、石英(6%～10%)、黑云母(10%±)、普通角闪石(4%～6%)及副矿物组成。岩石中主要矿物石英、斜长石均显波状消光和定向排列，暗色矿物黑云母、角闪石具绿泥石化，显示岩石受构造运动影响明显。

晚古生代—早中生代的石英闪长岩出露在中间沟、祁漫塔格山、卡尔却卡、喀尔瓦及阿尔格山北等地。岩石以灰绿色、浅灰绿色为主，中细粒半自形粒状结构，局部见糜棱结构。斜长石以更－中长石为主，发育环带构造，普遍绢云母化，黝帘石化及绿帘石化;普通角闪石和黑云母已经部分或全部绿泥石化。该岩石也受了构造运动影响，但影响程度似乎比早古生代岩石要轻一些(图5-76，图5-77)。

(7)辉长辉绿岩/辉绿岩

分布于祁漫塔格山、伯克里克和喀雅克登塔格一带。时代主要为早泥盆世。青海省地质调查院(2003)在1∶25万区域地质填图时，在祁漫塔格山一带还发现早侏罗世的辉长辉绿岩墙。这些基性岩墙/岩脉宽几十公分不等，沿走向延伸几百至数千米，产状近于直立。岩石为深绿色，主要为全晶质细粒辉绿/辉长结构(图5-78)，块状构造。矿物成分主要为斜长石(40%～45%)，辉石(20%～25%)、角闪石(5%～10%)、黑云母(15%～20%)和少量橄榄石/石英。基性斜长石为中长石-倍长石(An=56～77)，长柱状，部分发育环带结构。聚片双晶发育。辉石主要为单斜辉石，柱状，浅绿色，干涉色二级蓝-橙黄，斜消光。黑云母和角闪石已绿泥石化。橄榄石含量少，呈粒状，无解理但发育大量裂纹，干涉色为二、三级绿。石英呈它形粒状，颗粒很小，填隙在其他矿物颗粒之间。副矿物为磷灰石、磁铁矿、尖晶石等(图5-78、图5-79)。

图5-76 卡尔却卡晚三叠世石英闪长岩正交偏光，1.25×

图5-77 卡尔却卡晚三叠世石英闪长岩正交偏光，1.25×

图5-78 伯克里克早泥盆世辉长辉绿岩中的辉长辉绿结构正交偏光，5×

图5-79 喀雅克登塔格早泥盆世辉长辉绿岩正交偏光，1.25×

基性岩墙的发现，反映本区至少经历过两期强烈的伸展或拉伸，基性岩墙正是在岩石圈强烈拉伸的过程中由地幔底辟作用形成的。

3.祁漫塔格地区花岗岩的矿物学特征

(1)斜长石

斜长石是本区花岗岩类中最主要的造岩矿物，也是基性岩墙中的主要矿物。对各种岩石中的斜长石进行了电子探针分析，并确定了长石种属和牌号划分(图5-80)，石英二长闪长岩中，斜长石的An=36～44，属中长石。二长花岗岩中斜长石的牌号An=0～30，为钠长石-更长石。石英闪长岩中斜长石除一个样品为21号，其他的An=2～9，主要是钠长石。正长花岗岩中斜长石的An=20～32，为更长石-中长石。辉长辉绿岩/辉绿岩中斜长石的牌号An=56～75，为拉长石-倍长石。由此可见，花岗岩类中斜长石偏酸性，与岩石全岩化学成分一致。而基性岩出现基性斜长石，也与岩石定名相吻合。

图5-80 不同岩石类型长石An-Ab-Or分类图(据杨承运，1989)

(2)角闪石

角闪石是花岗岩类中主要的暗色矿物之一，其化学成分分析表明，主要属钙质闪石亚族，进一步可以为浅闪石和阳起石，在正长花岗岩中包括可阳起质角闪石和硅质浅闪石。

其他造岩矿物的电子探针分析结果列于表5-9，这里不再一一描述。

表5-9 东昆仑西段花岗岩类岩石中斜长石的电子探针分析结果(%)

续表

注:电子探针测试由中国地质大学(北京)完成。

表5-10 东昆仑西段花岗岩类岩石中角闪石、黑云母、辉石和钾长石的电子探针分析结果(%)

续表

注:电子探针测试由中国地质大学(北京)完成。

⑹ 花岗岩类的成因及成因分类

1.花岗岩类的成因

花岗岩是大陆壳中分布最广泛的岩石，与其他火成岩一样，是研究地球内部的“探针”，其形成演化与地球板块构造的成生演化、大陆壳生长、地球动力学有着紧密的联系，同时伴生丰富的矿产。因此，一直是地质学研究的热点。

在花岗岩类的研究中，人们常常较关心两个方面的问题:其一是岩体是以什么方式形成的;其二是一些大型的岩基是如何占据巨大的空间的。对这两个问题的长期研究，形成了花岗岩类岩浆成因和交代成因两种观点，这就是早期简单的二分法，即将花岗岩分为岩浆的(异地花岗岩，有单岩浆花岗岩和双岩浆花岗岩之分)和花岗岩化的(原地花岗岩，有深熔花岗岩和交代花岗岩之分)两大类。岩浆说已得到广泛公认，而交代说则众说纷纭，有水热交代说、岩汁交代说、岩浆交代说等。

交代成因论亦称为变成论，认为花岗岩类岩石是通过水热熔液、透岩浆熔液、岩汁等不同方式交代先成固态岩石形成的，即所谓的花岗岩化作用(granitization)。其形成机制更接近变质作用，岩体是在原地经交代作用形成的，又称原地(insitu)花岗岩。

花岗岩化理论 用超变质作用或深熔作用解释花岗岩的成因，深熔作用定义为先存岩石经熔融形成花岗岩的过程。花岗岩化理论最难以解释的是混合岩。区域变质作用与花岗岩成因(超变质作用)的关系远复杂于现有的认识，如华南大规模中生代花岗岩，形成于无区域变质作用的时期，是与板块消减有关的地壳缩短、增厚、岩石圈拆离等机制形成的，地壳的局部增厚使深部地温升高到足以使增厚地壳部分熔融形成花岗质岩浆。

岩浆成因与交代成因分歧的焦点在对深位大型花岗岩岩基的认识上，这些岩体与围岩的接触边界常呈现渐变过渡关系，无冷凝边，岩体内部尚残存与围岩区域构造相连续的片理或变余层理。花岗岩化观点认为，这些岩体是在不出现熔体的情况下，通过变质交代作用形成的，带入组分为K、Na、Si，带出组分为Fe、Mg、Ca，将偏基性的变质岩交代成花岗岩。但是否能形成大规模的岩体尚存异议。实验证明，在固态条件下，元素的扩散速度很慢，即便在岩浆温度条件下，也难产生大范围的成分变化。产于深变质岩区的混合花岗岩具十分明显的火成结构，围岩中可见大量因岩浆贯入而形成的岩脉。目前一般认为这类岩体是变质岩重熔的产物，只是岩浆未经迁移就地固结成岩，残余构造基本保持与围岩构造连续一致。因此用“原地花岗岩”来取代“交代花岗岩”更为贴切。

深熔作用或部分熔融作用可以用来解释花岗质岩基和其他侵入体成因，因为花岗质岩浆主要是由中、下地壳的岩石深熔(或部分熔融)形成的。深熔作用模式解释花岗岩类成因的优点在于:能容纳花岗岩类岩浆成因和花岗岩化成因的一些特征，能较好地解释花岗岩类在化学成分上具有较大变化范围的特点，且得到了实验岩石学研究的支持。

岩浆论 认为花岗岩类岩石是由花岗质岩浆冷凝形成的。其主要依据是这类岩石的野外产状、物质组成、共生组合关系以及高温高压实验所得的温压数据和相平衡关系等。地球上，特别是陆壳上确实存在相当于花岗岩类成分的火山岩，有时二者相共生，如我国东部某些地区流纹岩和花岗岩共存，次火山岩状的花岗斑岩存在于流纹岩系中，流纹质的火山碎屑岩大面积分布，这些都说明在地质历史的不同时期和阶段确实有花岗质岩浆的火山活动。其次，对花岗岩系(Q－Or－Ab－H₂O系)的实验研究所指出，如果将标准矿物Q－Or－Ab≥80的花岗岩投影在该实验所得的相图中(图3－8)，其大部分都集中于最低熔点附近的带状部分内，表明花岗岩类的形成有着类似的结晶－液体的相互作用，即花岗岩类岩石是从岩浆或再生岩浆(深熔岩浆)的液相中结晶出来的。至于花岗岩浆的来源，可以有不同的形成方式，但就高温高压实验来看，在地壳的局部热流值较高的部分，某些深埋的沉积岩和变质岩，在一定的温压条件下造成深熔是完全可能的。

图3－8 花岗岩Q－Ab－Or相图及投点

据推断花岗岩浆的熔化温度可能在640～730℃之间，如果地热增温率为30℃/km，则在21km深处可产生花岗岩浆。如果地热增温率升高，其形成深度还可以更浅。这些深熔的花岗岩浆就可在地壳的不同部位形成各种花岗岩类岩石。

岩浆侵位形成的花岗岩与原地花岗岩(或交代花岗岩)的判别标志见表3－1。

表3－1 岩浆花岗岩与原地花岗岩的特征及区别

(据Hyndman，1985，修改)

岩浆成因的花岗岩类是指由岩浆侵位冷凝形成的花岗岩，主要强调在岩体的形成过程中经历过岩浆(熔体)阶段。由于其一般都是从岩浆源区分凝、上升迁移到异地就位形成的，亦称为异地花岗岩。绝大部分中浅成相的花岗岩与围岩之间具明显的侵入接触关系，如岩体切割围岩层理、片理，岩体具冷凝边和接触变质带等。

单纯从野外观察到的基性岩浆的活动规模上看，由玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石似乎可以形成岩基规模的岩体，但岩浆的分异作用还受到岩浆动力学条件的制约，因此，在作出某个大型花岗岩类岩基是由玄武质岩浆分异形成的结论之前，需慎重。

2.花岗岩类的分类

(1)铝－碱分类

Clarke(1981)提出“过铝”的概念，用铝饱和指数A/CNK=Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)(摩尔比值)表达那些通过结晶分异和岩浆晚期及岩浆期后的热液蚀变所获得的“过量铝”。用该比值将花岗岩类岩石划分为过铝、偏铝和过碱性三类花岗岩(表3－2)。

表3－2 过铝、偏铝和过碱性三类花岗岩的特征

(2)构造分类

Pitcher(1984)提出，不同成因类型的花岗岩代表了不同的板块构造活动带，据此分为:①分布于大陆岛弧主要为斜长花岗岩的M型(幔源型)花岗岩;②以辉长岩－石英闪长岩－英云闪长岩组合为代表的属于板块边缘的科迪勒拉Ⅰ型花岗岩;③以花岗闪长岩和花岗岩为代表的造山期后隆起体制下形成的加里东Ⅰ型花岗岩;④克拉通之上褶皱带和大陆碰撞褶皱带的过铝质花岗岩组合的S型花岗岩;⑤稳定褶皱带、克拉通膨胀处及裂谷的碱性花岗岩(A型花岗岩)。Pitcher的分类明确指出了花岗岩类和板块构造环境的相互作用关系，相对较全面地反映了花岗岩类的空间演化规律。Pitcher(1983)认为，花岗岩的成因类型能够鉴别源岩，而源岩一经鉴别出来就能识别大地构造环境。M型花岗岩浆可能来源于幔源物质或俯冲到火山弧之下的洋壳;Ⅰ型花岗岩浆来源于会聚板块边缘的陆壳下部，源岩可能是幔源底侵物质;S型花岗岩是大陆碰撞带和克拉通韧性剪切带的产物，地壳构造加厚使深部温度升高，地壳物质发生重熔;A型花岗岩既是地盾区与裂谷有关的岩浆活动产物，也是造山带稳定后的深成活动产物。

(3)综合分类

Barbarin(1999)在系统总结有关花岗质岩石分类特点的基础上，依据花岗质岩石的野外地质学、矿物组合、岩相学和岩石地球化学、地球动力学环境等特征，将花岗质岩石分为7种类型:含白云母的过铝质花岗岩类(MPG)、含堇青石的过铝质花岗岩类(CPG)、富钾的钙碱性斑状钾长石花岗岩类(KCG)、富角闪石钙碱性花岗岩类(ACG)、岛弧拉斑系列花岗岩类(ATG)、洋中脊拉斑质花岗岩类(RTG)、过碱性和碱性花岗岩类(PAG)。归纳总结了7类花岗质岩石的主要矿物组合、野外地质学和岩相学特征、主要元素和同位素特征和地球动力学环境，并指出2类过铝质花岗岩(MPG和CPG)完全或基本是壳源的;2类钙碱性花岗岩(KCG和ACG)是混源的;3类拉斑系列花岗岩或碱性花岗岩(ATG或RTG和PAG)完全或主要是幔源成因的。但是橄榄玄粗系列花岗岩(SHG)以幔源成因为主，也有壳幔混源成因的。

(4)花岗岩类S－I－M－A字母分类

花岗岩物质来源是现代岩石学研究的重要内容，是地壳与地幔相互作用的地球内部动力学的重要研究课题。过去的30多年中提出了20余种花岗岩的分类，主要的分类见表3－3。早期的分类只是开拓性地提出了某种类型的概念，后期的分类则是综合的、系统的。

表3－3 花岗质岩石主要分类方案对比表

表中代号:杨超群:MM变质－交代型，CR地壳重熔型，MS混合源型，MD岩浆分异型;B.Barbarin:CST地壳剪切、冲断型，CCA地壳碰撞原地型，CCI地壳碰撞侵入型，HLO晚造山混染型，HCA大陆弧混染型，TIA岛弧拉斑系列，TOR洋脊拉斑系列，A碱性系列;Didier等:C型壳源型(淡色花岗岩)，M型混合源型或幔源型(二长花岗岩和花岗闪长岩);张德全等:Su副变质低熔无包体花岗岩，Se副变质低熔含包体花岗岩，SI正、副变质岩低熔花岗岩，Iu正变质岩高熔无包体花岗岩，Ie正变质岩低熔含包体花岗岩，Au、Aa壳幔混合源碱性花岗岩，MI壳幔混合源花岗岩，M玄武质岩浆分异花岗岩;Maniar等:CCG大陆碰撞花岗岩，POG后造山花岗岩，CAG大陆弧花岗岩，IAG岛弧花岗岩，OP大洋斜长花岗岩，RRG与裂谷有关的花岗岩，CEUG大陆造陆隆升花岗岩;Pearce等:COLG碰撞花岗岩，VAG火山弧花岗岩，ORG洋中脊花岗岩，WPG板内花岗岩。

花岗岩类S－I－M－A字母分类系统并非一次由一人提出，而是从事花岗岩研究的地质学家长期研究逐步形成的。其运用花岗岩类的综合特征将花岗岩分为4类，将它们赋予了各自的成因意义———源岩性质，并分别以各自源岩英文词的第一个字母命名，谓之S型、I型、M型、A型;各类花岗岩主要分类指标的特征如表3－4。各类花岗岩综合的矿物组成及化学成分特征如表3－5。

表3－4 各类花岗岩主要分类指标的特征

表3－5 各类花岗岩综合的矿物组成及化学成分特征

我国在花岗质岩石成因分类方面作过许多研究，其中最有代表性的有徐克勤等(1983)和杨超群(1980，1982)的分类。他们在研究华南花岗岩的基础上，按照花岗质岩石的物质来源、形成方式、大地构造部位及花岗质岩石岩石学和成矿作用特征将花岗质岩石划分为陆壳改造型、过渡型地壳同熔型和幔源型(表3－3)，这种分类方法与国外的分类有异曲同工之妙，在国内获得了比较广泛的传播，国际上也有一定的影响。

花岗岩的构造岩浆组合主要反映花岗岩的岩浆类型与大地构造环境之间的成因联系。王德滋、舒良树(2007)把花岗岩的构造岩浆组合区分出5种主要类型:①洋壳俯冲消减型，如太平洋两岸的大陆边缘;②陆—陆碰撞型，如喜马拉雅—冈底斯碰撞造山带;③陆缘伸展型，如中国东南部伸展型大陆边缘、北美西部盆岭省;④陆内断裂坳陷型，如长江中下游断裂坳陷、钱塘江—信江断裂坳陷;⑤裂谷型，如东非裂谷、攀西裂谷。

⑺ 花岗岩是由什么晶体组成的,制作的主要方法有什么

在自然中常见的花岗岩大部分属火成岩，由地下岩浆喷出和侵入冷却结晶，以及花岗质的变质岩等形成。具有可见的晶体结构和纹理。它由长石（通常是钾长石和奥长石）和石英组成，搀杂少量的云母（黑云母或白云母）和微量矿物质，譬如：锆石、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和榍石等等。花岗石主要成分是二氧化硅，其含量约为65%—85%。花岗石的化学性质呈弱酸性。通常情况下，花岗岩略带白色或灰色，由于混有深色的水晶，外观带有斑点，钾长石的加入使得其呈红色或肉色。花岗岩由岩浆慢慢冷却结晶形成，深埋于地表以下，当冷却速度异常缓慢时，它就形成一种纹理非常粗糙的花岗岩，人们称之为结晶花岗岩。花岗岩以及其它的结晶岩构成了大陆板块的基础，它也是暴露在地球表面最为常见的侵入岩。
尽管花岗岩被认为是由融化的物质或者岩浆形成的火成岩，但是有大量证据表明某些花岗岩的形成是局部变形或者先前岩石的产物，它们未经过液态或者融化过程而重新排列和重结晶。花岗岩的比重在2.63到2.75之间，其抗压强度为1,050~14,000 千克/平方厘米（15,000~20, 000磅/平方英寸）。因为花岗岩的强度比沙岩、石灰石和大理石大，因此比较难于开采。

好了!

有个人去赶集，半路上拉肚子，一时找不到厕所，正好看见路边有座正在施工的房屋，于是就跑进去方便，刚便完就被几个来盖房子的工人看见，工人们揪住他就要打。

这时，过路的老万看见了，大喝道：你们为啥打人？！

工人们说：他在房里解手，这种人非揍不可。

老万说：你们不知道打人犯法嘛？！

工人就问道：那你说该杂办？

老万说：打人是不对的！他既然在你们的房里拉了屎，那么你让他把拉出来的屎吃回去不就行了吗，怎么能动手打人呢?!

⑻ 花岗岩地球化学如何研究

今后我们如何进行地球化学研究是一个棘手的问题，作者并非地球化学专家，只能就自己粗浅的理解谈一些不成熟的想法，主要是一些原则性或前提性的问题，请专家予以指正，恕作者班门弄斧。

（1）地球化学研究必须以地质研究为基础，地球化学解释不能离开野外研究和薄片观察，那种完全脱离野外实际，根据数据推演得出的结论是靠不住的，是经不起推敲的。

（2）正确理解和使用哈克图解，一方面，不能把哈克图解作为万金油和包治百病的药方来使用；另一方面，从哈克图解得出的结论也要与岩石学和地质学得出的认识相符合而不能相背离。我们现在有一种很不好的现象，即片面地、形而上学地、各取所需地使用哈克图解。只取对自己有利的、符合自己想法的图解，而回避出现矛盾的、与自己的期望相左的、解释不了的图解。这不是正确的研究方法，这样得出的结论也是靠不住的。

（3）主元素是地球化学研究的前提，不重视主元素给出的信息是要吃亏的。主元素数据与岩相学观察大体应当吻合起来，按照作者的经验，在多数情况下，岩相学观察可以和主元素数据相互印证，可以检查主元素数据是否可靠。

（4）微量元素是地球化学研究最重要的内容，是花岗岩成因研究最关键的环节。影响微量元素的因素很多，如矿物组成、化学成分、流体参与、温度、压力、部分熔融程度、残留相组成、混合作用等。我们只有掌握了某个花岗岩的具体的情况，才能判断上述诸因素中究竟何重要，何次重要，何不重要，才能知道在什么情况下我们应当重点关注哪个或哪些因素，才能知道在什么情况下选择哪些哈克图解（和判别图），才能知道不同的哈克图解有什么不同的含义，也才能在投图中遇到矛盾时知道如何应对。这里不仅需要扎实而丰富的地球化学知识，也需要对花岗岩物理和化学性质的基本了解。缺了上述两条，地球化学研究就不算入门。

（5）同位素地球化学研究能够提供比微量元素更深层次的认识。最近，同位素研究取得了突出的进展，且势头不减，这是高科技快速发展的结果。花岗岩地球化学研究近期取得的许多新进展，也大多体现在同位素地球化学研究方面，例如锆石Hf同位素研究（吴福元等，2007）。目前的状况是，虽然我们已经高度关注了花岗岩的同位素地球化学研究，但是，研究的深度还不够，发展的潜力还很大。作者在这里只强调一个问题.即同位素资料与微量元素资料如何相互配合的问题。作者认为，在一般情况下，同位素研究的结论不应当与微量元素得出的结论相违背，也就是说，同位素研究是在微量元素研究的基础上进行的，它不能违反由微量元素得出的基本结论，只能补充和深化微量元素的结论。当然，它更不能违反主元素资料给出的基本信息。例如一个玄武岩，假定其εNd（t）＝＋3，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr（t）＝0.705，如果不知道微量元素资料，你能够知道它究竟是洋脊的、岛弧的、弧后的还是洋岛的吗？又如一个花岗岩，假定其εNd（t）＝－10，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr（t）＝0.708，如果没有微量元素资料限制的话，是否也可以存在好多种解释的可能性？又如同样是上述数据（εNd（t）＝－10，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr（t）＝0.708），如果既不知道主元素资料也不知道微量元素资料，你将何以适从？

（6）花岗岩的解释不同于玄武岩。我们之所以建议鲍温反应原理不能再用了，其关键的一点是幔源岩浆不同于壳源岩浆。我们的基本观点是：地球上的岩浆千千万，幔源和壳源要分开。幔源岩浆不可能演化为壳源岩浆，壳源岩浆基本上不可能演化。一个玄武岩的数据投在哈克图解上，按照元素和元素比值之间的关系，可以用结晶分离、混合作用或AFC过程等来解释，但是，对于花岗岩则不行。花岗岩在哈克图解上的位置，很可能是源岩不同的反映，至于它们之间是否存在某种关系，则很难判定，需要有其他资料的佐证，除了野外和薄片的资料外，还需要准确的年龄资料和同位素资料。其中年龄资料是前提，如果两个成分略有不同的岩石的年龄相差较大（以岩浆能够保持的时间为准），则二者之间不大可能存在任何相关关系，虽然其源区组分可能类似。

（7）投图与研究的关系。我们现在有些人只是简单地从投图中得出信息，他们很少对元素和元素的比值关系进行细致的分析，也不考虑其他关系，只是投图，样品投入岛弧范围就是岛弧环境的，投入钙碱性区域就是钙碱性系列的，投入A型花岗岩范围就是A型花岗岩。总之，结论出自投图，把地球化学研究简单化为投图地球化学。殊不知，这是颠倒了认识的因果关系。我们的结论应当来自对岩石地球化学性质的研究，来自各个方面的信息的综合，投图只是地球化学研究的一个部分，一种表述方式，只是进一步证实地球化学研究的结论，而不是代替地球化学的研究。我们的投图往往得出错误的或者互相矛盾的结果，其原因就在于对数据缺乏研究和理解，没有搞明白数据受制约的因素（主要因素和次要因素）以及在什么情况下（例如水加入的不同，SiO₂含量变化的不同）数据会有什么变化。有些则属于不当投图，即没有搞明白投图的边界条件。例如，许多玄武岩的判别图不适合安山质岩石，将安粗岩的数据投上去必错无疑。

（8）混合花岗岩问题。有些花岗岩几乎到处可见混合现象，于是被称为混合成因的花岗岩。实际上这是一种不同花岗岩之间过渡的情况，属于中间产品。例如，某样品据野外和薄片观察，混合现象特别强烈，它可能是A、B两种花岗岩混合的产物，该样品既非A也非B。有的可能更复杂，可能还有第三种组分的加入。这些特殊的样品可称其为“混合花岗岩（hybrid granite）”，应当与花岗质岩浆（granitic magma）的样品区别开来，因为，其含义已经不同于通常的花岗岩了。这些混合花岗岩可能也是有意义的，可用以了解不同岩浆之间相互作用的情况。至于该数据能否与其他花岗岩一样用于指示岩浆成因，则应依据数据的对比和混合端元组分的情况而定。

（9）将地球化学研究与年代学研究结合起来。一个大的花岗岩基通常包含几十甚至上百个侵入体，即使一个小侵入体，也往往不是一次侵位形成的（如盘山岩体）。因此，花岗岩地球化学研究如果不与年代学研究结合起来，我们将无法考虑花岗岩的成因问题。年代学研究不是可有可无的，不是点缀，也不是几个数据能够满足的。幸好目前大多数人已经明白这个问题的重要性，但是与花岗岩的实际需要仍然还差得很远。令人堪忧的是，目前年代学研究有与地球化学研究脱节的现象。如有的一篇文章报道一个SHRIMP年龄，却没有地球化学资料；有的一篇文章可以罗列很多很好的年龄资料，也没有相应的地球化学数据。人们似乎很关心张家口组火山岩的时代问题，却不怎么关心张家口组火山岩的性质。例如，最近发表的专门讨论张家口组火山岩时代的文章就不少，但是，却没有发表过一个相应的地球化学数据。这种现象令作者迷惑不解，难道张家口组火山岩的地球化学研究程度已经很高了吗？难道张家口组火山岩的地球化学不值得研究吗？中国解放已经快60年了，我们却拿不出一个张家口组火山岩可靠的地球化学数据，这种现象正常吗？那么，为什么大家都不重视张家口组火山岩的地球化学研究呢？没有地球化学研究我们对张家口组火山岩的意义能够有多少深入的认识？脱离了地球化学的年代学资料只能告诉我们存在过一次热事件，而仅仅满足于对热事件的了解是远远不够的。

地质情况是万分复杂的，我们的思想也要复杂一些，考虑的方面也应当多一些。由于花岗岩源于下地壳底部，我们对下地壳底部的物质组成、热和压力状态缺乏了解；由于花岗岩实验研究的薄弱，我们对岩浆的行为、岩浆之间物质交换的形式、交换的条件、水和挥发份对物质交换的影响还缺少系统的知识；由于花岗岩基体积大、黏性大、成分变化大，我们对花岗岩侵位的问题还缺乏基本的认识。凡此种种，大大限制了我们对花岗岩的了解，我们甚至不知道一个大岩基的各个侵入体在一定的时间范围内是怎样依次挤上来的。就以非常简单的常见的环状侵入体为例，它是怎样形成的？侵位的时间顺序？从外到内成分变化的规律？变化的原因？各自的来源？试想，在上述情况都不清楚的情况下，我们对花岗岩地球化学能够作出明确的、令人信服的判断吗？因此，在花岗岩地球化学研究中，不能仅根据一两个证据就贸然作出结论，更何况目前岩浆作用的理论有许多并不适合花岗岩。我们必须创建属于花岗岩的地球化学理论，但是，理论的创建谈何容易，它必须建立在扎实的基础上。因此，花岗岩地球化学研究任重而道远。