花岗岩的成因与构造环境

分 出 Ｉ 和 Ｓ型花 岗岩 以后 ，ｓ ｉａａ １ ７ ） 依 据 岩 型 Ｉｈｈ ｒ （ ９ ７ 又 浆结 晶 的氧 逸度划 分 出的磁 铁 矿 系 列 和钦 铁 矿 系列 花
玉 、 河石 花 岗岩） 为 降 低 ， ｅ （ 玉钠 长 石 花 岗 天 略 到 带 黄
岩 ） 剧 降低 ， 与 钾 长石 从 Ｃ 到 ｅ 减少 的趋 势是 急 这 带 带
一
致 的 。从 ａ带 到 ｅ带 ， 氧化 指 数 （ ｘ—Ｆ Ｏ／ Ｆ Ｏ十 Ｏ ｅ （ｅ
岗岩类 。此 后 ， 又鉴别 出了产 于非造 山环境 相对 不 含水
＊ 收 稿 日期 ：０ １０ －２ 修 回 日期 ：０ １Ｏ 一４ ２ １－３０ ２ １一３Ｏ
Ｆ ｚ ３ 的变化不 显著 。Ｃ Ｏ含 量从 ａ带 至 ｄ带 无 系统 ｅＯ ） ａ
岩石 化学 特征是 解 释 岩 体成 因 和构 造 环境 的主 要 依据 之一 ， 白石 头岩 体 中分 出五 个 渐 变 的相 带 ： 即淡 色 花 岗岩 （ ）含天 河石花 岗岩 （ ）天 河石 花 岗岩 （ ａ带 、 ｂ带 、 ｃ 带 ）含黄 玉天 河石花 岗岩 ｄ带 和黄 玉 钠 长 石 花 岗岩 （ ， ｅ
２１ ０ １年第 ９期
西部探 矿工 程
１５ ６
白石 头 泉 含 黄 玉 天 河 石 花 岗岩 体 构 造 环 境 及 成 因分 析
郭 利 ， 志 龙 ， 同 良。 齐 张
（． 疆地质 矿产 开发 局 第 一 区域地 质调 查 大 队， １新 新疆 乌 鲁木齐 ８ ０ １ ；２ 新疆 地质 工程 勘察 院 ， ３０ １ ．
成 埃达 克 岩 和 （ 低 Ｓ 低 Ｙｂ特 征 的 ） 色 花 岗岩 ； 具 ｒ 淡 碰

花岗岩及花岗岩景观一、花岗岩花岗岩特征1、花岗岩是地面上最常见的酸性侵入体。

它质地坚硬，岩性较均一，垂直节理发育，多构成山地的核心，成为显著的隆起地形，在流水侵蚀和重力崩塌作用下，常形成挺拔险峻、峭壁耸立的雄奇景观。

表层岩石球状风化显著，还可形成各种造型逼真的怪石，具较高的观赏价值。

2、花岗岩由于节理风化、崩塌等作用，常形成峭壁悬崖、孤峰擎天、石柱林立等奇特景观，著名的如黄山莲花峰、炼丹峰和天都峰三峰鼎立，华山的东西南北中五峰相峙；天柱山的天柱峰，九华山的观普峰也非常典型。

球形风化景观，著名的有海南的天涯海角、鹿回头、“南天一柱”，浙江普陀山的“师石”，辽宁千山的“无根石”，安徽天柱山的“仙鼓峰”和黄山的“仙桃石”等。

花岗岩山地、丘陵山体。

当花岗岩出露地表并处于强烈上升时，流水沿垂直节理裂隙下切，形成石柱或孤峰，石柱、孤峰丛集成为峰林，如黄山的妙笔生花。

花岗岩峰林显得极为雄伟壮观。

如黄山切割深达500-1000 米，形成高度在千米以上的山峰就有70多座。

华山则是东西南北中五峰对峙局面。

另外，天柱山的天柱峰和九华山的观普峰也都是非常典型的峰林地貌。

此类景区一般开发较早，上述几个例子都以开发成熟。

二、花岗岩分布我国的花岗岩地貌大多出现在雨水充沛的东部地区，山高水高，所以在花岗岩峰林地貌发育或较为发育的山岳地区，一般都有瀑布出现。

如黄山的人字瀑、百丈泉、九龙瀑，崂山的靛缸瀑布、龙潭瀑布，太姥山的龙并瀑布和九龙祭瀑布，九华山的桃崖瀑布、织绵瀑布和龙池瀑布，罗浮山的白漓瀑布、白水门瀑布和黄龙洞瀑布等。

中国的花岗岩山地分布广泛，集中分布在云贵高原和燕山山脉以东的第二、三级地形阶梯上。

以海拔2500m以下的中低山和丘陵为主，其他一些山地也有分布。

中国的许多名山，如东北的大、小兴安岭，辽宁千山、医巫闾山、凤凰山，山东的泰山、崂山、峄山，陕西的华山、太白山，安徽的黄山、九华山、天柱山，浙江莫干山、普陀山、天台山，湖南的衡山、九嶷山，江西三清山，河南鸡公山，福建的太姥山、鼓浪屿，广东罗浮山，广西桂平西山、猫儿山，湖北九宫山、黄冈陵，江苏的灵岩山、天平山，天津的盘山，北京云蒙山，河北老岭，宁夏贺兰山，甘肃祁连山，四川贡嘎山，海南大洲岛、铜鼓岭、七星岭、五指山等等，几乎全部或大部分为花岗岩所组成。

１ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＪｉｌｉｎＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｃｈａｎｇｃｈｕｎ１３００６１，Ｃｈｉｎａ； ２ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＲｅｓｏｕｒｃｅｓａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，ＪｉｌｉｎＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｃｈａｎｇｃｈｕｎ１３０１１８，Ｃｈｉｎａ
Ａｂｓｔｒａｃｔ：ＴａｉｐｉｎｇｓｈａｎｇａｃｈａｐｌｕｔｏｎｉｎＷｕｌａｎｈａｏｔｅａｒｅａｏｆＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａｉｓｃｏｍｐｏｓｅｄｍａｉｎｌｙｏｆｂｉｏｔｉｔｅ ｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅ．ＴｈｅＬＡＩＣＰＭＳｚｉｒｃｏｎＵＰｂｄａｔｉｎｇｓｈｏｗｓｔｈａｔＴａｉｐｉｎｇｓｈａｎｇａｃｈａｐｌｕｔｏｎｗａｓｆｏｒｍｅｄｉｎＥａｒｌｙＣｒｅｔａ ｃｅｏｕｓｗｉｔｈａｇｅｓｏｆ１２７４Ｍａａｎｄ１２５６Ｍａ．ＧｅｏｃｈｅｍｉｃａｌｄａｔａｓｈｏｗｔｈａｔｔｈｅＴａｉｐｉｎｇｓｈａｎｇａｃｈａｐｌｕｔｏｎｉｓｃｈａｒａｃｔｅｒ ｉｚｅｄｂｙｗｅａｋｌｙｐｅｒａｌｕｍｉｎｏｕｓａｔｔｒｉｂｕｔｅ，ａｎｄｆａｌｌｓｏｎｈｉｇｈＫｃａｌｃａｌｋａｌｉｎｅｓｅｒｉｅｓ，ｂｅｌｏｎｇｉｎｇｔｏｈｉｇｈｌｙｆｒａｃｔｉｏｎａｔｅｄＩ ｔｙｐｅｇｒａｎｉｔｅｓ．ＴｈｅｚｉｒｃｏｎＨｆｉｓｏｔｏｐｅｄａｔａｏｆｓａｍｐｌｅＰ９４８１ｉｎｄｉｃａｔｅｔｈａｔｔｈｅｂｉｏｔｉｔｅｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅｓεＨｆ （ｔ） ＝ ＋ ８６０±０５７，ａｎｄｔｈｅｍｏｄｅｌａｇｅｓ（ＴＤＭ２）ｏｆｔｗｏｓｔａｇｅｓａｒｅｆｒｏｍ５１１Ｍａｔｏ７４８Ｍａ，ｗｈｉｃｈｉｍｐｌｉｅｓｔｈａｔｔｈｅｂｉｏｔｉｔｅ ｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅｍｉｇｈｔｂｅｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｔｈｅｐａｒｔｉａｌｍｅｌｔｉｎｇｏｆｔｈｅｃｒｕｓｔａｌｓｕｂｓｔａｎｃｅａｃｃｒｅｔｅｄｆｒｏｍｄｅｐｌｅｔｅｄｍａｎｔｌｅｄｕｒｉｎｇ ＮｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃＥａｒｌｙＰｈａｎｅｒｏｚｏｉｃ．Ｃｏｍｂｉｎｅｄｗｉｔｈｒｅｇｉｏｎａｌｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎｓ，ｉｔｉｓｓｕｇｇｅｓｔｅｄｔｈａｔＴａｉｐｉｎｇｓ ｈａｎｇａｃｈａｐｌｕｔｏｎｗａｓｆｏｒｍｅｄｉｎｅｘｔｅｎｓｉｏｎａｌｂａｃｋｇｒｏｕｎｄ，ｗｈｉｃｈｍａｙｂｅｒｅｌａｔｅｄｔｏｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＰａｌｅｏＰａｃｉｆｉｃ ｐｌａｔｅｉｎｔｏＥｕｒａｓｉａ．

２２ ，Ｅ 值 平 均 为０ １。 Ｉ为 ０７０ ３ ￡ （） ６９ Ｅｄｔ为 一１．２ ／ Ｍ １９ Ｇ ， 湘 桂 内 陆 带 花 岗 岩 的 背 景 值 ．１８ ｕ ．６ Ｓ ．５９ ，ｓ ｔ为 ５ ，Ｎ（） ｒ １８ ，２ 为 、２ ａ 与 Ｄ
（ ． ．Ｇ ） 区域基底的时代 （ ． ～１７ ａ相吻合。川 口岩体岩浆 来源为 中地壳 结晶基 底 ， 典型 ｓ型花 岗岩 ； ２４～１８ ａ和 ２ ７ ．Ｇ ） 属 岩浆存 在源于泥质岩的“ 低温 ” 和源于砂岩的“ 温” 高 两种不同类 型 ， 至少 有两个 岩浆 来源 ； 岩体形成 于后 造 山构造 环 境 。分析认 为， 深部岩石圈拆沉与壳幔相互作用 的规模差异 ， 造成湘东南燕 山早期 花岗岩一般 为准铝一弱过铝 质 是 并有幔源物质加入 ， 而川 口岩体为过铝一强过铝质壳源花 岗岩的原 因。
于 中一 晚侏 罗世 ） 成 于后 造 山构 造 环境 。研 究 表 形
明 ， 地 区燕 山早期 花 岗岩 大 多 为高 钾 钙 碱 性 系列 该 与钾玄 岩 系列 准 铝质 一弱 过 铝 质 花 岗岩类 ， 有幔 且
洋板 块 俯 冲 有 关 的 大 陆 弧 或 同 碰 撞 造 山挤 压 环 境 ＿ Ｊ另 一 种 则 认 为 是 陆 内 岩 石 圈 伸 展 减 薄 环 】 ， 境 Ｊ 。在华 南 中生 代 地 质 研究 中 ， 山早 期 岩浆 燕 岩 已成 为 当前工 作 的重 中之重 。近 些年来 基 于火成 岩尤其 是花 岗岩 的 大量 研 究 ， 已基 本 明 确 华南 地 区
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花岗岩成因类型划分与板块构造环境根据研究内容的不同，岩浆岩石学又可分为岩类学和岩理学。

岩类学又称描述岩石学、岩相学，主要研究岩石的产状、分布、组成、分类、命名等方面的问题。

岩理学又称理论岩石学、成因岩石学，主要研究岩石的形成条件、成因机理等方面的问题。

（一）相关知识花岗岩有广义和狭义之分。

狭义的花岗岩是指石英含量＞20%的侵入岩。

广义的花岗岩称花岗岩类，是空间上与狭义的花岗岩相伴生，成因上与狭义的花岗岩有联系，石英含量一般＞5%的各类侵入岩。

花岗岩的成因分类主要有3种类型：S-I-M-A型、壳幔同熔型－陆壳改造型－幔源型、磁铁矿系列－钛铁矿系列。

这3种划分方案中，S-I-M-A型应用较广。

花岗岩浆活动的板块构造背景一般划分为：火山弧花岗岩（V AG.）、板内花岗岩（WPG.）、同碰撞花岗岩（S-COLG.）、洋中脊花岗岩（ORG.）。

花岗岩的S-I-M-A成因类型划分与花岗岩浆活动的板块构造背景有一定的对应关系（表1）。

判别方法需采用地质产状、岩相学特征、岩石化学成分、含矿性等方面综合判断。

岩石化学成分的特征参数和判别图解较多。

主要参考资料如下。

（1）高秉璋，洪大卫，郑基俭，等。

花岗岩类区1∶5万区域地质填图方法指南[M]。

武汉：中国地质大学出版社，1991。

（2）李昌年。

火成岩微量元素岩石学[M]。

武汉：中国地质大学出版社，1992。

（3）邱家骧，林景仟。

岩石化学[M]。

北京：地质出版社，1991。

（4）陈德潜，陈刚。

实用稀土元素地球化学[M]。

北京：冶金工业出版社，1990。

（二）成因类型与板块构造环境的判别图解岩石化学成分主要包括：岩石常量元素分析、岩石稀土元素分析、岩石微量元素分析、岩石同位素分析。

利用岩石化学成分分析结果，进行特征参数计算与判别图解，是研究岩石成因的主要方法。

在化学成分特征参数与判别图解中，常量元素应用较广。

S型花岗岩与I型花岗岩的判别，是工作的重点与难点。

在选用特征参数与判别图解中要注意3方面问题：①要同时选用岩石常量元素、岩石稀土元素、岩石微量元素、岩石同位素的特征参数与判别图解，避免单一图解导出的片面结论；②在选择判别图解中，不同成因类型和板块构造背景的投影区域不应有太多的重叠范围；③在选择特征参数中，各类参数要有明确的对比标准。

实例：江南造山带东段石耳山花岗岩（面积达500km2,属复式岩基，岩性主要为斑状 花岗岩,其中碱长花岗岩较发育,其次有黑云母二长花岗岩、黑云母花岗岩等，次要矿 物和副矿物较少,包括黑云母、白云母、磁铁矿、绿帘石和锆石等，岩石具有高硅、 富碱、过铝等特点。重砂矿物中见石榴石,是花岗岩浆铝过饱和和沉积起源的矿物学 标志）形成于距今约0.8Ga（形成时间在距今765-825Ma）前,是晚元古代江南造山带 碰撞造山作用趋于结束或结束后不久的产物,具较典型的造山后花岗岩的特点.其岩浆 起源于有当时年青基性岩组分参与的不成熟地壳物质,属地壳重熔形成的S型花岗岩。
A型花岗岩：主要见于非造山带和造山期后。Collins等（1982） 认为A型花岗岩为地幔玄武岩浆演化或玄武岩浆上升后受地壳不 同程度混染或亏损地壳熔融的产物。
一、根据源岩划分的花岗岩类型
I型花岗岩：I型花岗岩（I type granite）是一系列准铝质钙碱性花岗质岩石的总 称，主要是各种英云闪长岩到花岗闪长岩和花岗岩。这种花岗岩是未经风化 作用的火成岩熔融形成的岩浆的产物，通常产于活动大陆边缘，简称I型花岗 岩。这里“I”是英文火成岩(Igneous）一词的第一个字母。其特征是基本上 由石英、数量不等的斜长石和碱性长石、普通角闪石和黑云母所组成，不含 白云母。 S型花岗岩：S型花岗岩（S type granite）是一种以壳源沉积物为源岩,经过部 分熔融、结晶而产生的花岗岩。这里“S”是指英文沉积（sediment）一词的 第一个字母。属造山期花岗岩，产于克拉通内韧性剪切带和大陆碰撞褶皱带 内，以堇青石花岗岩和二云母花岗岩组合等过铝质花岗岩为代表。 A型花岗岩：A型花岗岩（A type granite）是产于裂谷带和稳定大陆板块内部 的花岗质岩石。这类岩石通常是弱碱性花岗岩，CaO和Al2O3含量较低， Fe/Fe+Mg值较高，K2O/Na2O值和K2O含量较高；由石英、钾长石、少量斜 长石和富铁黑云母，有时有碱性暗色矿物等组成。另外，因富铁有时还会出 现富铁橄榄石。因为这类花岗岩通常具有碱性(alkaline)、无水(anhydrous) 和非造山(anorogenic)的特点，恰好这三个英文单词的第一个字母都是“A”。 故把这种花岗岩叫做A型花岗岩(Loiselle等，1979)。A型花岗岩主要见于非 造山带和造山期后，Collins等（1982）认为A型花岗岩为地幔玄武岩浆演化 或玄武岩浆上升后受地壳不同程度混染或亏损地壳熔融的产物。

在花岗岩的成因分析中，A/ N K C 比值是判别S 型 花 岗 岩 （> 1 . 1 ) 与 I 型 花 岗 岩 （< 1 . 1 ) 重要参数 之一。A/NKC 比值是 AH〇3/Na2〇+K2〇+CaO (分子数）或 Al/ Na+ K+2Ca (原子数） 的简写[2、3]。 1.1 S -I-M -A 型分类方案
2019年第38卷 第 1 期28~37页
云南地质
C953-1041/P ISSN1004-1885
花岗岩成因类型划分与地球化学图解判别综述
王 国 辉 \王 志 忠 \严 城 民 2
( 1 . 云南黄金矿业集团股份有限公司，云 南 昆 明 650200; 2 . 云南省地矿局区域地质矿产调查大队，云 南 玉 溪 653100)
摘 要 ：花岗岩是出露最广的侵人岩，是研究地壳运动的主要岩石类型。花 岗 岩 的 成 因 类 型 主 要 有 3 种 划 分 方 法 ：S-I- M-A 型 、壳幔同瑢型-陆壳改造型-幔源型、磁 铁矿系列-钛 铁矿系列。花岗岩浆活动的板块 构造背景一般划分为％同 碰 撞 花 岗 岩 （S-COLG) 、火 山 弧 花 岗 岩 （VAG) 、洋 中 脊 花 岗 岩 （ORG) 、板内花岗 岩 （WPG) 。花岗岩的成因类型与板块构造环境可根据常量元素、稀 土 元 素 、微 量 元 素 进 行 图 解 判 别 ，常用 图 解 为 R1-R 2 图 解 、稀 土 元 素 分 配 型 式 图 、微 量 元 素 蛛 网 图 、非 活 动 性 元 素 （R b- Yb + T j Rb- Y + Y b 、 T a-Y b 、N b -Y ) 系列图解。
花岗岩的成因类型与板块构造环境有着较为明显的对应关系，是一个问题的两个侧面，同属成因岩 石学的范畴。

8
石英含量
20-50%，少数可达50-60%
9
钾长石与斜长石比例
钾长石占长石总量的三分之二，斜长石占三分之一
10
特殊命名
根据暗色矿物种类，如黑云母花岗岩、二云母花岗岩、角闪花岗岩、辉石花岗岩、白岗岩等
11
成因
地下深处炽热的岩浆上升失热冷凝而成，多
与板块构造背景有关，如火山弧花岗岩、板内花岗岩等
花岗岩的结构和构造特征
序号
特征类别
描述
1
岩石类型
酸性岩浆岩中的侵入岩
2
颜色
浅肉红色、浅灰色、灰白色等
3
结构
中粗粒、细粒结构
4
构造
块状构造，有时为斑杂构造、球状构造、似片麻状构造等
5
主要矿物
石英、钾长石、酸性斜长石
6
次要矿物
黑云母、角闪石，有时还有少量辉石
7
副矿物
磁铁矿、榍石、锆石、磷灰石、电气石、萤石等

花岗岩小知识花岗岩的定义花岗岩(Granite)一、花岗岩一种深成酸性火成岩。

俗称花岗石。

二氧化硅含量多在70％以上。

颜色较浅，以灰白色、肉红色者较常见。

主要由石英、长石和少量黑云母等暗色矿物组成。

石英含量为20％～40％，碱性长石多于斜长石，约占长石总量的2／3以上。

碱性长石为各种钾长石和钠长石，斜长石主要为钠更长石或更长石。

暗色矿物以黑云母为主，含少量角闪石。

具花岗结构或似斑状结构。

按所含矿物种类，可分为黑云母花岗岩、白云母花岗岩、角闪花岗岩、二云母花岗岩等；按结构构造，可分为细粒花岗岩、中粒花岗岩、粗粒花岗岩、斑状花岗岩、似斑状花岗岩、晶洞花岗岩及片麻状花岗岩等；按所含副矿物，可分为含锡石花岗岩、含铌铁矿花岗岩、含铍花岗岩、锂云母花岗岩、电气石花岗岩等。

常见长石化、云英岩化、电气石化等自变质作用。

花岗岩是一种分布广泛的岩石，各个地质时代都有产出。

形态多为岩基、岩株、岩钟等。

在成因方面，有人认为花岗岩是地壳深处的花岗岩浆经冷凝结晶或由玄武岩浆结晶分异而成，也有人认为是深度变质和交代作用所引起的花岗岩化作用的结果。

许多有色金属矿产如铜、铅、锌、钨、锡、铋、钼等，贵金属如金、银等，稀有金属如铌、钽、铍等，放射性元素如铀、钍等，都与花岗岩有关。

花岗岩结构均匀，质地坚硬，颜色美观，是优质建筑石料。

花岗石是一种深成酸性火成岩。

二氧化硅含量多在70%以上。

颜色较浅，以灰白、肉红色者常见。

主要由石英、长石和少量黑云母等暗色矿物组成。

石英含量为20%-40%，碱性长石约占长石总量的2/3以上。

碱性长石为各种钾长石和钠长石，斜长石主要为钠更长石或更长石。

暗色矿物以黑云母为主，含少量角闪石。

具典型的花岗结构或似斑状结构。

按所含矿物种类可分为黑云母花岗岩、白云母花岗岩、角闪花岗岩、二云母花岗岩等；按结构构造可分为细粒花岗岩、中粒花岗岩、粗粒花岗岩、斑状花岗岩、似斑状花岗岩、晶洞花岗岩等；按所含副矿物可分为含锡石花岗岩、含铌铁花岗岩、含铍花岗岩、锂云母花岗岩、电气石花岗岩等。

花岗岩形成的大地构造环境花岗岩的成因和大地构造环境之间具有密切的联系，前人针对花岗岩形成时的构造环境也展开了详细的研究，文章在前人研究的成果上，通过讨论花岗岩和大地构造的成因联系、花岗岩的构造成因分类以及花岗岩的类型和其对应的大地构造的模式这几方面，对花岗岩的大地构造环境进行初步的归纳。

标签：花岗岩；大地构造环境；成因引言通过研究花岗岩形成的大地构造环境以及其出露的大地构造位置，对认识花岗岩的成因具有重要的作用，利用一定的地球化学方法可以初步判别花岗岩形成的大地构造环境[1]。

许多地质学者针对花岗岩形成的大地构造环境展开了研究。

例如，Pearce等提出利用微量元素判别图解来划分花岗岩[2]。

Harris et al.在划分碰撞带中不同构造时期的花岗岩时，利用了Rb-Hf-Ta三元图。

Barbarin在花岗岩形成的构造环境的判别方面做了很多的工作，他根据花岗岩类的岩石性质、矿物种类、地球化学特征等，将其划分成七种类型，每种类型都对应有各自的地球化学环境及源区。

1 花岗岩与大地构造的成因联系Barker D.S.认为岩浆是由地幔或地壳部分熔融产生的，永久的世界性的岩浆房是不存在的；其次，热量无法汇聚在很小的空间中，仅仅通过放射性元素所产生的热能并不能够产生熔融作用。

由此可知，岩浆的形成方式有以下三种：第一种是通过位于岩石下部的岩浆的热传导作用，或者是由断裂、俯冲等的构造作用所产生的能量使岩石达到高温状态产生了熔融；第二种是构造抬升或者贯入而产生的降压作用；第三种是变质作用中固相线较低的物质组分发生变化；不同期次的岩浆作用都会保留各自的地球化学特征。

Peive A.B.等通过研究花岗岩与地壳演化之间的关系，将地壳的演化过程划分为大洋、过渡时期和大陆三个阶段。

近年来Wickham S.M.通过研究东比利牛斯裂谷的变质作用，认为在类似于大陆裂谷的这种高温低压的构造环境中，同样也可以形成花岗岩。

在裂谷环境中，上地幔中的热物质参与了岩浆的改造混染作用，然后地壳逐渐的向过渡型演变，最终逐渐形成了拉张型过渡壳。

花岗岩地貌--黄山我国东部的一些花岗岩高山，由于花岗岩体呈岩株构造，又受断块抬升作用影响，地势高拔，山体顶部岩体裸露，沿节理、断裂所形成的冰裂与雪蚀的机械作用，形成山峰群立的地貌景观。

著名的黄山就是典型的峰林状花岗岩山地。

黄山花岗岩峰林地貌成因：1、内力作用由于中生代以来的燕山运动，山体发生多次的间歇性抬升，发育为断块山地。

特别是第四纪以来的新构造运动继续发生强烈的抬升运动，促使了山地中的河流强烈下切和溯源侵蚀。

2、岩石结构、构造花岗岩的构造裂隙和节理，共同构成了黄山岩石纵横交错的裂隙网，把山体切割成奇峰峭拔、峡谷深切、瀑布悬挂、跌水众多的山地地貌景观。

根据实际调查与卫星遥感像片，黄山风景区岩石主要有五组裂隙(节理、断裂)，四组不同方向（近南北向、东西向、北东向、北西向）的垂直裂隙和一组似层状（水平或缓倾斜）节理。

这里的断裂构造不仅控制了黄山水系的发育与演变，还进一步控制着山石景观的塑造与分布。

3、黄山自然地理环境对各种外营力作用的进行十分有利。

黄山气候多雨，气温偏低，岩石有较多的节理发育，利于花岗岩的球状风化，塑造了千姿百态的造型地貌“石蛋”。

黄山年降水日数达200多天，平均降水量2300mm，因此在抬升的山地中流水侵蚀作用特别强烈。

高山流水对黄山风景的塑造起着重要的作用。

每年有3个月的时间平均气温在零摄氏度以下，冰劈作用也非常强烈，特别是在高海拔的山顶地区，处于零度以下的时间更长，同时这也是为何形态奇异的岩柱、石林、怪石一般都集中在山顶的原因之一。

4、第四纪的古地理环境对黄山南北两坡也有不同的影响。

黄山在第四纪曾遭受冰缘环境的影响，由于山体南北坡温度不同，在黄山北部，第四纪冰缘环境比南部明显。

冰缘环境以融冻风化作用为主，密集的岩石裂隙，给冰劈作用提供了优越的条件。

贺兰山地区黄旗口花岗岩体地质特征、成因类型与构造环境探讨摘要:贺兰山地区黄旗口花岗岩体呈岩基状产出,岩体具不甚明显的岩相分带现象。

岩石类型复杂,以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主,二云母花岗岩、二云母二长花岗岩次之,蚀变较强烈。

岩石化学成分总体呈中酸性,岩浆分异强烈。

化学类型属钙性—钙碱性岩系,具壳源型(S)花岗岩特征。

综合分析表明,贺兰山地区黄旗口花岗岩体成因类型属S型花岗岩,形成于大陆碰撞造山环境,具有汇聚、离散、扩张的强力就位特点,形成时代厘定为中元古代长城纪(晋宁期)。

关键词:长城纪花岗岩地质特征成因类型构造环境贺兰山地区1 综合地质特征黄旗口岩体分布于贺兰山中段南水、黄旗口、白寺口沟一带,呈近南北向长卵形展布,北部被断层切割,东边为第四系覆盖,西与青白口纪黄旗口组不整合接触,未见侵入于其它地质体中,呈岩基状产出,南北长约20 km,平均宽约4.5 km,出露面积约81 km2。

岩体中普遍含深灰色细粒黑云母变粒岩、暗灰色黑云斜长片麻岩等变质岩捕掳体,见有灰白色斜长伟晶岩、伟晶岩脉(团块),尚见有后期辉绿岩贯入其中。

岩体具不甚明显的岩相分带现象。

岩体大体可分出中心相—过渡相和边缘相。

自中心相—过渡相和边缘相,岩体呈现一定的变化规律:捕虏体由无到有,由少而多;矿物粒度由粗变细,斜长石斑晶消失;由似斑状结构变为中粗粒结构;酸度逐渐增高,石英含量增大;斜长石由中长石(An=33)变为更长石(An=29)。

1.1 岩石学特征岩体岩石类型复杂,以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主,次为二云母花岗岩、二云母二长花岗岩,蚀变较强烈。

岩石为灰色、浅灰绿色,块状构造,中—粗粒花岗结构,部分具似斑状结构,净边、蠕虫、缝合线等交代结构明显。

主要矿物为斜长石(31.7%～60%)、钾长石(1.3%～18.5%)、石英(25%～35%)、黑云母(10%～13.7%)。

斜长石为中长石(An=25～38,平均An=31),板状半自形晶,普遍绢云母化;钾长石以微斜长石为主,条纹长石次之,呈不规则的板柱状;石英它形粒状,充填在长石间隙中。

１ 花 岗岩 与 大 地构 造 的成 因联 系
Ｃ ａｐ ｌ和 Ｗｈｔ（９ ４ 根据花 岗岩的形成 同板块运动联系起来 ｈｐ ｅｌ ｉ １７ ） ｅ 考虑 ． 出现 了与造山带有关的造 山型和与造 山带无关而与深大断裂有 关 的非造 山型两大类花岗岩。 中 ， 山型花岗岩有可以分为两类 ： 其 造 一 类 为俯 冲造山带花 岗岩 ．它们 的形 成与大洋板块 向大 陆板块俯冲有 关， 这类花岗岩广泛分布 于环太 平洋和其他活动板块 边缘带 ： 另一类 为碰撞 造山带的花岗岩 ． 其形成 与两个大陆板块碰撞 有关 ． 主要分布 在古大 陆板块边缘及其缝合线和古大陆优地槽 而非造山花岗岩通常 产于大陆板块 内部的张性构造部 位 由于裂谷作用使地壳拉伸减 薄 ． 引起上地幔物质 的上涌 ． 并使地 壳 物质发生部分熔融 ． 形成大量的花岗岩类侵入体和代表极高 的地温 梯度 的变质岩系 上地幔的热物质 在裂谷环境 中冶可能直接参 与了岩 浆 的混染改造作用 ． 使地壳物质向过渡物质转化 ． 形成拉张型过渡壳 。 而玄武岩浆 的底侵作用也对地壳 提供 了“ 成分” 热” 和“ 两方 面的贡献 。 董 申保等 （０ １ 将花 岗岩 的岩石 成因与大地环境构造之 间的联 ２０） 系称为花 岗岩拓补学 认为花岗岩是地壳和地幔相互作用中以地壳深 熔 为主的多种地质作用及其相互作用演化的产物 ． 并可形成一系列 的 壳 幔混合 的花 岗质岩系。花岗岩 拓补学首先强调 了以岩石 、 矿物和地 球化学元素为主导和花岗岩侵位 、 结构 、 构造序列的三位一体 ， 从整体 上反 映了 自 然体系的总体演化进 程． 是花 岗岩成 因中结合热力学 的一 个 主要 方 面
【 要 】 岗岩的形成与构造环境之 间的联 系 目前花 岗岩研 究的一个热 门的话题 ， 岗岩与构造环境之 间存在 着成 因联 系． 摘 花 是 花 因为岩浆

简述花岗岩的成因
花岗岩是一种含角闪石、斜长石、石英等矿物质的硬质深色岩石，是地球上最常见的一种岩石。

花岗岩的形成是一个复杂的过程，涉及到地球内部构造和地壳运动等多个因素。

一般来说，花岗岩的主要成因包括以下几种：
1.岩浆成岩
岩浆是地球内部熔融了的岩石物质，由于地壳运动等因素，岩浆会通过断裂和裂缝进入地壳，最终冷却凝固形成花岗岩。

这种花岗岩也被称为火成花岗岩。

2.变质成岩
变质成岩是指岩石在高温高压下发生化学物质和结构上的变化，最终形成花岗岩。

变质形成的花岗岩通常与构造变形带有关。

3.沉积作用
在一些富含花岗岩物质的区域，如果沉积环境适宜，沉积物中的矿物质可以逐渐成为花岗岩。

这种花岗岩也被称为沉积花岗岩。

总之，花岗岩的形成是一个复杂的过程，不同的成因会产生不同的花岗岩类型。

而花岗岩作为建筑、装饰和雕刻等领域中重要的材料，其成因的了解对于地质勘探和矿产开发具有重要的意义。

M型花岗岩：M型花岗岩类（M type granite）即幔源型花岗岩。是基性岩浆房 分异形成的构成蛇绿岩套的浅色岩组。 它由蛇绿岩套中的奥长花岗岩所组成，是大洋环境火山岛内地幔和大洋地壳 两种岩浆混合的产物，取其首字“M”命名之。其空间分布一般与辉长岩的 条带状构造走向相一致，岩体规模不大，多呈长条状或不规则状的小侵入体 或悬浮体。 M型花岗岩类包括产于不成熟岛弧的侵入花岗岩和洋壳型蛇绿岩套中的斜长 花岗岩，以及洋岛玄武岩中的花岗岩（如冰岛）。M型花岗岩多呈偏铝质的 斜长花岗岩小型侵入体与玄武岩伴生，属拉斑岩浆系列。 • 关于花岗岩分类的I、S、 A、M型分别有怎样的大地构造意义? • 根据花岗岩的源岩的不同，可将花岗岩分为I型A型、S型、 A型和M型花岗岩。 • I型是造山花岗岩，为未经风化的火成岩熔融形成的岩浆产物，产于造山带 的构造环境，属于造山型花岗岩； • S型是造山花岗岩，为经过风化的沉积岩熔融形成的岩浆产物，产于造山带 的构造环境； • A型是非造山花岗岩，地幔玄武岩浆演化，或玄武岩浆上升后与地壳混染或 亏损地壳熔融的产物，主要见于非造山和造山后的地质环境； • M型为地幔和地壳的混合型，包括产于不成熟岛弧的侵入花岗岩和洋壳型蛇 绿岩套中的斜长花岗岩，以及洋岛玄武岩中的花岗岩（如冰岛）。
3. K2O-SiO2图解
图5-1 水泉沟碱性杂岩体主要岩石类型的（Na2O+K2O）-SiO2（a）和K2O- SiO2（b）图解
（a）岩石分类据Middlemost,1994，系列界线据Irvine等（1971）；（b）实线据 Peccerillo等（1976），虚线据Middlemost，1985；1-东坪正长岩类；2-北沟正长岩类； 3-石垛口碱长花岗岩；4-后沟石英正长岩-碱长花岗岩组合；5-中山沟角闪正长岩类；6-下 两间房角闪正长岩类

花岗岩分类及成因花岗岩类类型多,分布广,差异大,自Real(1956)提出花岗岩分类以来,地质学界对花岗岩的成因分类一直存在着异议,从早期简单的二分法，即将花岗岩分为岩浆的(有单岩浆花岗岩和双岩浆花岗岩之分)和花岗岩化的(有深熔花岗岩和交代花岗岩之分)两大类，到经典的I- S-M-A分类法，均具有各自的优点及局限性,现就各分类方法做简要叙述1.早期二分法[1]B. W. Chappell和A. J. R. White (1974 ) 根据对澳大利亚东部塔斯曼造山带花岗岩的研究，提出将花岗岩分为I型和S型两种不同成因类型，这种分类大致分别相当于S. Ishihara (1977 )所划分的“磁铁矿系列”和“钦铁矿系列”花岗岩。

I型花岗岩的源岩物质来自未经地壳风化作用的岩浆岩，S型花岗岩的源岩物质来自壳层沉积物质。

这些分类已经具体考虑了花岗岩的成岩物质来源，但并没有同其产出的构造地质环境相结合。

2.槽-台学说与花岗岩成因分类2.1三分法（徐克勤）[2]徐克勤等(1982)将花岗岩划分为三大成因系列:第一类为地槽沉积物经交代、变质和花岗岩化而形成的大陆地壳改造型花岗岩;第二类位于大陆边缘活动带或大陆部断裂带，与安山岩浆或基性岩浆有关，为不同程度地受到陆壳混染同化及混熔作用而形成的过渡性地壳同熔型花岗岩;第三类产于深断裂带或裂谷带，为与超镁铁质岩石及基性火山岩有成因联系的幔源型花岗岩。

这三大类花岗岩(陆壳改造型、过渡性地壳同熔型和幔源型)与构造环境是相关联的。

（1）陆壳改造型花岗岩：在该类花岗岩分布的地区没有见到它们与基性侵人岩或喷发岩(玄武岩)、中性侵人岩或喷发岩(安山岩)的共生关系。

这一成因系列的花岗岩类中一般以正常花岗岩为主，但也较常出现非正常系列的二长花岗岩、富斜花岗岩、富石英的花岗闪长岩、斜长花岗岩和英云闪长岩等。

但石英二长岩、花岗闪长岩和石英闪长岩等则较少见。

（2）过渡性地壳同熔型：这一类花岗岩往往是从中基性岩到酸性的花岗岩，如从闪长岩→石英闪长岩→花岗闪长岩→钾长花岗岩。

花
岗
岩
主要内容
一、花岗岩混合问题 二、花岗岩结晶分离作用 三、花岗岩构造环境问题 四、花岗岩源岩问题 五、花岗质岩浆的熔融、迁移和定位过程 六、花岗岩研究的误区
花
岗
岩
一、花岗岩混合问题 最近,花岗岩混合成了花岗岩研究的热点,国内外许多学者探讨了 花岗岩混合问题,并尝试用不同端元组分不同比例的混合来解释花岗 岩的地球化学变化。最新研究表明,花岗岩混合的现象是普遍存在的, 但是次要的和局部的。岩浆混合的能力或能干性主要取决于岩浆的 黏性和温度,而黏性又与硅氧四面体有关。相对于玄武岩,花岗岩的 SiO2含量高,温度低,因此,花岗质岩浆的混合能干性很低。玄武质岩 浆的混合是mixing(以化学混合为主),而花岗质岩浆的混合通常只是 mingling(以机械混合为主),只有在少数情况下才能达到mixing的程 度,例如,埃达克岩与地幔混合形成的高镁安山岩或高镁埃达克岩(Mg ＞5%、Al2O3 ＜ 16%、CaO ＜10%) 。许多人认为,花岗岩中的暗 色微粒包体是花岗质岩浆混合作用最显著、最直接证据。研究表明, 花岗岩中的暗色微粒包体大多是闪长质成分的,其初始成分大多是玄 武质的。因此,暗色微粒包体不是花岗质岩浆混合作用最显著、最直 接证据,而是玄武质岩浆混合能力强过花岗质岩浆的证据。
花
岗
岩
随着岩浆的上升，虽然岩浆的流动在一定程度上可以使岩浆趋 于均一性，但这种趋于均一性的程度是有限的。因此，从总体上提 出花岗岩混合成因的理论的依据是不足的，花岗岩成分不均一不是 混合的结果，而是从源区带来的。 玄武质岩浆从一开始熔融可能就处于平衡系统；与玄武岩相比 ，花岗岩很可能处于一个不平衡系统。花岗岩中混合现象常见，并 不表明花岗岩是混合成因的；相反，玄武岩中混合现象少见，但它 却可能是混合成因的。因为，现象毕竟不同于本质。