花岗岩哪些化学元素

‘壹’ 　花岗岩岩石化学及痕量元素地球化学特征

区内主要岩体的岩石化学、稀土元素及微量元素组成如表2-4，表2-5，表2-6所示。

2.2.1花岗岩定名

采用A.L.Streckeisen（1976）提出的化学成分分类方法，本区加里东晚期花岗岩分别投点于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，其中塔斯比克都尔根岩体为二长花岗岩，阔科亚克达热斯岩体为钾长花岗岩，正格河岩体为碱长花岗岩；华力西中期花岗岩分布于碱长花岗岩、钾长花岗岩及二长花岗岩区域，集中于钾长花岗岩和二长花岗岩区域，个别点投影于英云闪长岩区域；华力西晚期花岗岩则全部集中于钾长花岗岩区域；燕山期花岗岩则分布于钾长花岗岩和二长花岗岩过渡区域，其中阿提什岩体为二长花岗岩，加勒格孜阿嘎希河岩体为钾长花岗岩（图2-2）。

2.2.2岩石化学特征

在AFM图解中（图2-3），本区加里东晚期、华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的投影点均集中于钙碱性演化趋势区域。其中华力西中期部分花岗岩样点及华力西晚期花岗岩样点相对集中于AF线附近，显示出相对富碱而贫镁铁的特点。各期花岗岩样品点沿FM边分散性很小，这与邹天人（1988）提出的造山带花岗岩的特点相似。

图2-2化学－矿物定量岩石分类图解

Ⅰ—碱长花岗岩；Ⅱa—钾长花岗岩；Ⅲb—二长花岗岩；Ⅳ—花岗闪长岩；V—英云闪长岩1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩

图2-3花岗岩AFM图解

A—拉斑玄武岩系列；B—钙碱性系列1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩

在w（K₂O）-w（SiO₂）相关图解中（图2-4），区内各期花岗岩样点基本上全落于高钾区，仅华力西中、晚期有个别样点落于钙碱区及低钾区。加里东晚期花岗岩SiO₂含量70.85%～72.15%,K₂O+Na₂O含量7.58%～8.49%；华力西中期花岗岩SiO₂含量66.39%～80.44%,K₂O+Na₂O含量3.2%～8.41%；华力西晚期花岗岩SiO₂含量70.83%～76.43%,K₂O+Na₂O含量6.62%～8.93%；燕山期花岗岩SiO₂含量69.88%～70.71%,K₂O+Na₂O含量5.51%～7.39%。

加里东晚期花岗岩均为铝过饱和类型，即Al＞K+Na+Ca（原子数）.ANKC值变化范围为1.06～1.16，平均为1.1;w（Na₂O）/w（K₂O）比值变化于0.64～1.17间，平均为0.92。华力西中期花岗岩中深成岩及浅成岩均为铝过饱和类型，其中深成岩ANKC值变化范围为1.05～1.38，平均为1.22,w（Na₂O）/w（K₂O）比值变化于0.5～1.31之间，平均为0.88；浅成岩ANKC值范围为1.13～1.33，平均为1.24,w（Na₂O）/w（K₂O）比值范围在0.59～0.86，平均值为0.7。华力西晚期花岗岩类型也基本上为铝过饱和类型，ANKC值范围为0.92～1.13，平均值为1.04;w（Na₂O）/w（K₂O）比值范围在0.52～1.09，平均值为0.74。燕山期花岗岩均为铝过饱和类型，ANKC值变化范围为1.04～1.13，平均值为1.09;w（Na₂O）/w（K₂O）比值范围在0.72～0.92，平均为0.82。

图2-4花岗岩w（K₂O）-w（SiO₂）图解

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩

与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，诺尔特地区加里东晚期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西中期花岗岩ANKC值大于同熔型花岗岩，略大于改造型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似；华力西晚期花岗岩与燕山期花岗岩的ANKC值均大于同熔型花岗岩，w（Na）/w（K）比值小于同熔型花岗岩，与改造型花岗岩相似。上述特征表明，区内各期花岗岩均具有改造型花岗岩的特点，反映出其源岩可能以壳源物质为主。另外，区内各期花岗岩的岩石氧化率[w（Fe₂O₃）/w（FeO+Fe₂O₃）]偏低，与澳大利亚S型花岗岩相似。加里东晚期花岗岩的氧化率Ox范围为0.27～0.37，平均值0.33；华力西中期花岗岩Ox值范围为0.26～0.49，平均为0.36；华力西晚期花岗岩Ox值范围为0.01～0.49，平均值0.36；燕山期花岗岩Ox值范围为0.27～0.32，平均值为0.30。Ox值均为略小于同熔型花岗岩而与改造型花岗岩相似。

由岩石化学特征可见，诺尔特地区从加里东晚期至燕山期花岗岩均有相似的岩石化学特征，反映出具改造型花岗岩的特点（S型），但在某些方面也有倾向于同熔型花岗岩的特点（Ⅰ型），表现出过渡类型的特征。反映在物质来源上，应以壳源物质为主，但是有幔源物质的参与，这和诺尔特地区花岗岩产出的构造背景是一致的。另一方面，岩石化学特征的相似性，也反映了区内各期花岗岩源岩物质成分的相似性。

2.2.3稀土元素地球化学特征

本区加里东晚期花岗岩稀土元素总量平均值为173.88×10^-6，华力西中期花岗岩为245.42×10^-6，华力西晚期花岗岩为136.05×10^-6，燕山期花岗岩为213.09×10^-6。w（LREE）/w（HREE）、δEu及（La/Yb）_N的平均值在本区加里东晚期花岗岩分别为2.73、0.53及10.08；华力西中期花岗岩分别为3.52、0.47及12.33；华力西晚期花岗岩分别为10.66、0.63及10.04；燕山期花岗岩分别为5.51、0.46及18.71。

与世界平均花岗岩稀土元素及w（LREE）/w（HREE）比值（∑REE=290×10^-6，包括Y，∑Ce/∑Y=3.5,Hasking等，1986;Herrmann,1970）相比较，区内各期花岗岩的∑REE值均偏低，加里东晚期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值偏低，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩的w（LREE）/w（HREE）值则偏高，表明了加里东晚期花岗岩其物质来源可能相对较深。另据统计资料表明，δEu和（La/Yb）_N对于花岗岩的成因有重要的鉴定意义，当δEu小于0.7,（La/Yb）_N值一般大于5，为S型花岗岩，而Ⅰ型花岗岩则相反，特点是δEu值大而（La/Yb）_N值小（Chappell和White,1974）。本区各期花岗岩均具有中等的负铕异常，且δEu值小于0.7，而（La/Yb）_N值均大于5，因此，各期花岗岩均具有S型花岗岩的特点。

各期花岗岩稀土元素标准化曲线具有向右倾斜的轻稀土富集型特征，轻稀土部分的斜率略大于重稀土部分（图2-5）。其中加里东晚期花岗岩比华力西中、晚期及燕山期花岗岩的配分曲线平缓，表明加里东晚期花岗岩物质来源可能相对较深。另外，本区花岗岩具中等负铕异常且δEu值偏大，即近于0.50或略大于0.50，这也是改造型花岗岩的特点。

图2-5诺尔特地区花岗岩REE配分模型

a—加里东晚期花岗岩；b—华力西中期花岗岩；c—华力西晚期花岗岩；d—燕山期花岗岩

在w（LREE）/w（HREE）-w（SiO₂）及（La/Yb）_N-w（SiO₂）相关图解中，加里东晚期、华力西中晚期及燕山期花岗岩样点相关性均不明显。如果在成岩过程中，结晶分异作用或同化混染作用起主要作用，则在上述相关图解中应显现出正相关性，即岩石轻、重稀土的分异随着酸度的增加而强烈。而不相关甚至负相关，则有可能是由于地壳深部部分熔融作用造成的。

此外，在∑REE-SiO₂及δEu-SiO₂相关图解中也有类似的情况，各期花岗岩样点的相关性都是不明显的。在∑REE-SiO₂关系中，加里东晚期花岗岩略显正相关，而在δEu-SiO₂关系中，华力西期及燕山期花岗岩也略显正相关。如果在岩浆演化过程中分离结晶起主要作用，早期结晶的矿物组合SiO₂含量低、稀土含量高，随着其结晶分异会导致∑REE和SiO₂出现负相关，同时，分离过程中斜长石的晶出，也会导致δEu与SiO₂的负相关变化规律。区内各期花岗岩的特点表明在其岩浆演化过程中，分离结晶作用是不明显的。

在花岗岩稀土元素标准化曲线图（图2-5）中，各期花岗岩除了具有中等铕异常外，在华力西中期及华力西晚期花岗岩稀土元素配分曲线图中，Ho及Tm元素处也有不同程度的异常。产生铕异常的原因，一方面是由于在成岩作用过程中发生了矿物的结晶分异所致，比如斜长石的结晶分异；另一方面则是由于继承了源岩的性质所致。根据后文研究，区内各期花岗岩的成岩作用以部分熔融作用为主，分离结晶作用是不明显的，因此，产生本区花岗岩中等铕异常的原因应该是花岗岩继承了源岩的性质所致。而华力西期花岗岩不同程度的Ho及Tm异常，则可能是由于源区物质成分的差异所致。

在岩石稀土元素组成∑Ce/∑Y－∑Y/∑REE及Nd/Sm-Ce/Y关系（周作侠，1986）中，加里东晚期花岗岩投于壳源型背景、壳幔混源型背景及两者的过渡区域，而华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩则投于受幔混源型背景区域。可见，区内各期花岗岩都有不同程度的受幔源物质影响的特点。据周汝洪（1991）研究，新疆北部花岗岩幔源、壳幔混合源者稀土总量较低、（La/Yb）_N值较低、标准化曲线较平缓、Eu亏损不显着甚至是正异常；壳源者稀土总量较高、（La/Yb）_N值较大、曲线较陡、Eu亏损较明显。对比可见，本区各期花岗岩稀土总量偏低，（La/Yb）_N值较大，标准化曲线较平缓，具中等Eu亏损，既具有壳源特点又具有壳幔混合源特点。

2.2.4微量元素地球化学特征

诺尔特地区花岗岩微量元素含量如表2-6所示。加里东晚期花岗岩中Cu的富集系数（含量/维氏值）大于1，平均值2.0,Pb的富集系数也大于1，平均值为1.3,Zn的富集系数小于1；华力西中期花岗岩中Cu、Pb、Zu的富集系数均大于1；燕山期花岗岩中Cu、Zn的富集系数略小于1,Pb的富集系数为2.3。各期花岗岩中金含量均较低，塔斯比克都尔根岩体为0.175×10^-6，阔科亚克达热斯岩体为0.0165×10^-6，阿提什岩体为0.0074×10^-6。成矿元素含量的降低有可能与其由岩浆熔体向流体相中的转化有关。

加里东晚期花岗岩中过渡元素Sc富集系数均大于1，范围为1.3～5.3之间；华力西期花岗岩中Sc的富集系数也大于1，范围为1.0～4.5；在燕山期花岗岩中富集系数近于1。加里东晚期花岗岩中，亲石元素Sr的富集系数平均值为1.5，而Ba的富集系数范围为0.1～0.8；华力西期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均近似为1；燕山期花岗岩中Sr、Ba的富集系数均小于1,Sr为0.5,Ba为0.4。壳源型花岗岩Sr、Ba含量低，而幔源型或壳幔同熔型花岗岩的Sr、Ba含量高，区内各期花岗岩的Sr、Ba含量均较低，加里东晚期花岗岩平均为Sr443×10^-6、Ba374×10^-6，华力西期花岗岩平均为Sr307×10^-6、Ba733×10^-6，燕山期花岗岩平均为Sr163×10^-6、Ba371×10^-6，表明区内各期花岗岩物质来源有壳源的特征。对高场强元素，加里东晚期花岗岩中Zr富集系数变化范围为0.1～1.7,Y的富集系数则大于1；华力西期花岗岩中Zr、Y的富集系数均近于1；燕山期花岗岩中Zr、Y的富集系数均小于1。

本区各期花岗岩中均富含挥发组分（F、Cl、S、C等）（表2-6），岩石中F、Cl、S含量较高，反映岩浆结晶时富F、Cl、S等挥发组分，这对于促进成矿元素向流体中分配具有重要意义（Holland,1972;Urabe,1985,1989；周涛发等，1995）。另外，各期花岗岩中F/Cl值较高，加里东晚期花岗岩中F/Cl值为17，华力西期花岗岩中为6.9，燕山期花岗岩中范围为7.2～17.8，较高的F/Cl值类似于华南陆壳改造型花岗岩。

‘贰’ 中国花岗岩类的化学成分和元素丰度

依据采自全国范围内750个有代表性的大中型花岗岩类岩体的767件组合样的实测分析数据为基础，计算出全国范围、不同构造单元、不同时代花岗岩类及不同岩石类型花岗岩的系列元素丰度值（史长义，2003；史长义等，2005a，2005b，2007）。

1）中国花岗岩类总体的近70种元素或成分的总平均值和元素丰度；

2）中国花岗岩与中国碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩、石英二长闪长岩等不同岩石类型花岗岩的近70种元素或成分的平均值和元素丰度；

3）中国太古宙、元古宙、早古生代、晚古生代、中生代、新生代花岗岩类及不同时代碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩的近70种元素或成分的平均值和元素丰度；

4）以任纪舜等（1999）的中国大地构造单元的划分方案为基础，结合本书所涉及花岗岩类样品的分布，计算提出了天山-兴安造山系、中朝准地台、昆仑-祁连-秦岭造山系、滇藏造山系、扬子准地台、华南-右江造山带、喜马拉雅造山带等中国7大构造单元花岗岩类及不同大地构造单元碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩的近70种元素或成分的平均值和元素丰度。

各种丰度值现列于表4-1至表4-9。

表4-1 中国花岗岩类及不同岩石类型花岗岩的元素丰度Table4-1 The total average chemical compositions and element abundances of China's granitoid and granitoid of different rock types

续表

续表

注：N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

表4-2 中国不同构造单元花岗岩类的元素丰度Table4-2 The total average chemical compositions and element abundances of granitoid in seven geotectonic units of China

续表

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

单元：1—天山-兴安造山系；2—中朝准地台；3—昆仑-祁连-秦岭造山系；6—滇藏造山系；7—扬子准地台；8—华南-右江造山带；9—喜马拉雅造山带

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Geotectonic units：1—Tianshan-Xing'an orogenic series；2—Sino-Korean metaplatform；3—Kunlun—Qilian-Qin-ling orogenic series；6—Yunnan-Tibet orogenic series；7—Yangtze metaplatform；8—South China-Youjiang orogenic zone；9—Himalayan orogenic zone.

表4-3 中国不同构造单元碱长花岗岩的元素丰度Table4-3 The total average chemical compositions and element abundances of alkalifeldspar granite in 6 geotectonic units of China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

单元：1—天山-兴安造山系；2—中朝准地台；3—昆仑-祁连-秦岭造山系；6—滇藏造山系；7—扬子准地台；8—华南-右江造山带

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Geotectonic units：1—Tianshan-Xing'an orogenic series；2—Sino-Korean metaplatform；3—Kunlun-Qilian-Qinling orogenic series；6—Yunnan-Tibet orogenic series；7—Yangtze metaplatform；8—South China-Youjiang orogenic zone.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-4 中国不同构造单元正长花岗岩的元素丰度Table4-4 The total average chemical compositions and element abundances of syenogranite in 7 geotectonic units of China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

单元：1—天山-兴安造山系；2—中朝准地台；3—昆仑-祁连-秦岭造山系；6—滇藏造山系；7—扬子准地台；8—华南-右江造山带；9—喜马拉雅造山带。

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Geotectonic units：1—Tianshan-Xing'an orogenic series；2—Sino-Korean metaplatform；3—Kunlun-Qilian-Qinling orogenic series；6—Yunnan-Tibet orogenic series；7—Yangtze metaplatform；8—South China-Youjiang orogenic zone；9—Himalayan orogenic zone.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-5 中国不同构造单元二长花岗岩的元素丰度Table4-5 The total average chemical compositions and element abundances of adamellite in 7 geotectonic units of China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

单元：1—天山-兴安造山系；2—中朝准地台；3—昆仑-祁连-秦岭造山系；6—滇藏造山系；7—扬子准地台；8—华南-右江造山带；9—喜马拉雅造山带。

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Geotectonic units：1—Tianshan-Xing'an orogenic series；2—Sino-Korean metaplatform；3—Kunlun-Qilian-Qinling orogenic series；6—Yunnan-Tibet orogenic series；7—Yangtze metaplatform；8—South China-Youjiang orogenic zone；9—Himalayan orogenic zone.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-6 中国不同时代花岗岩类元素丰度值Table4-6 The total average chemical compositions and element abundances of China's granitoid of different geological ages

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

Cz—新生代；Mz—中生代；Pz₂—晚古生代；Pz₁—早古生代；Pt—元古宙；Ar—太古宙。

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Cz—Cenozoic；Mz—Mesozoic；Pz₂—Neopaleozoic；Pz₁—Eopaleozoic；Pt—Proterozoic；Ar—Archaeozoic.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-7 中国不同时代碱长花岗岩元素丰度值Table4-7 The total average chemical compositions and element abundances of alkalifeldspar granite of different geological ages in China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

Cz—新生代；Mz—中生代；Pz₂—晚古生代；Pz₁—早古生代；Pt—元古宙；Ar—太古宙。

表示“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Cz—Cenozoic；Mz—Mesozoic；Pz₂—Neopaleozoic；Pz₁—Eopaleozoic；Pt—Proterozoic；Ar—Archaeozoic.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-8 中国不同时代正长花岗岩元素丰度值 Table4-8 The total average chemical compositions and element abundances of syenograniteof different geological ages in China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

Cz—新生代；Mz—中生代；Pz₂—晚古生代；Pz₁—早古生代；Pt—元古宙；Ar—太古宙。

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；N_s—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Cz—Cenozoic；Mz—Mesozoic；Pz₂—Neopaleozoic；Pz₁—Eopaleozoic；Pt—Proterozoic；Ar—Archaeozoic.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

表4-9 中国不同时代二长花岗岩元素丰度值Table4-9 The total average chemical compositions and element abundances of adamellite of different geological ages in China

续表

N_c—组合样数；N_s—采集样品数。单位：Au、Ag、Cd、Hg为ng/g；氧化物为%；其余为μg/g。

Cz—新生代；Mz—中生代；Pz₂—晚古生代；Pz₁—早古生代；Pt—元古宙；Ar—太古宙。

表中“—”表示该统计单元该元素的分析数据太少，缺少统计学意义。

N_c—number of analysed composite samples；Ns—number of collected samples.Content units：10^-9for Au，Ag，Cd，Hg；10^-2for major elements；10^-6for others.

Cz—Cenozoic；Mz—Mesozoic；Pz₂—Neopaleozoic；Pz₁—Eopaleozoic；Pt—Proterozoic；Ar—Archaeozoic.

“—”in the table represents no statistical significance e to insufficiency of number of analyzed data.

‘叁’ 花岗岩类的特征和主要种类

w（SiO₂）大于53%的火成岩包含着中性岩类［w（SiO₂）=53%～66%］和酸性岩类［w（SiO₂）＞66%］。中性岩类碱度变化较大，常根据组合指数（δ）的大小分为钙碱性岩类（δ＜3.3，代表岩性为闪长岩）和钙碱性-碱性岩类（δ为3.3～9，代表岩性为正长岩）。酸性岩类据碱度可分为钙碱性系列（δ＜3.3，代表岩性为狭义的花岗岩）和碱性系列（δ为3.3～9；代表岩性为碱性花岗岩）。

1.花岗岩

1）一般特征

这里所指的是w（SiO₂）＞66%的酸性侵入岩，即狭义的花岗岩。

在化学成分上，SiO₂含量高，同时富K₂O+Na₂O（质量分数平均为6%～8%），FeO_T、MgO、CaO很低。钙碱性系列与碱性系列相此，前者CaO略高，而Na₂O、K₂O较低。

在矿物成分上，浅色矿物含量一般在85%以上，主要由石英、碱性长石和酸性斜长石组成。其中碱性长石是指钾长石和An牌号＜5的钠长石，钾长石包括微斜长石、正长石、条纹长石。斜长石常为更长石或更—中长石，一般为An₁₀～An₃₅，An牌号较高者有时出现环带结构，自形程度常较钾长石和石英好。石英结晶最晚，呈不规则他形晶体充填在其他矿物粒间，体积分数在20%以上。暗色矿物体积分数一般＜15%，以黑云母为主，一般少见角闪石和辉石。角闪石在富斜长石的种类（如花岗闪长岩）中则普遍出现，在钙碱性系列的花岗岩中为普通角闪石，在碱性系列花岗岩中为碱性角闪石。辉石在钙碱性花岗岩中很少出现，通常为普通辉石、异剥石、透辉石。在碱性花岗岩中，有后期结晶的霓辉石、霓石等碱性辉石，常呈针状晶体产出。

花岗岩的结构以花岗结构（亦称半自形粒状结构）最为普遍，其特征是暗色矿物自形程度较好，长石次之，石英呈他形充填在不规则的空隙中（图7-1a）。另外，条纹结构、文象结构和蠕虫结构等在花岗岩中也广泛发育（图7-1）。

图7-1 花岗岩类岩石

花岗岩以块状构造为主，在岩体的边缘因受同化混染作用及岩浆侵位应力作用的影响，有时出现斑杂构造、条带构造、似片麻状构造等。

花岗岩是世界上分布最广的一类侵入岩。在我国华南地区花岗岩约占据了全区面积的1/4，其中主要是钙碱性花岗岩，碱性花岗岩极少。从地质构造位置上讲，主要分布在活动带及地台结晶基底上。花岗岩主要构成大型的岩基、岩株，也有小型的岩株、岩盖、岩墙等。较大的岩体往往是不同期次，甚至不同时代侵入的复式岩体。

与花岗岩类有成因联系的矿产有稀有和放射性元素、W、Sn、Mo、Cu、Fe、Pb、Zn、Au等，矿床种类之多，经济价值之重要，是其他类型火成岩无法比拟的。花岗岩还是重要的常用建筑材料。

2）常见种类

狭义的花岗岩在QAPF图中投点位于Q=20%～60%的区域内，根据投点所在的位置可以确定其基本名称，然后可以再根据岩石的矿物成分（暗色矿物或副矿物）、结构、构造及色率等进一步命名。例如，角闪石、黑云母等铁镁矿物常参加花岗岩的补充命名，加在基本名称之前。

花岗岩分两个系列：含有斜长石和碱性长石的称钙碱性系列；主要含碱性长石，并出现碱性暗色矿物的称碱性系列。前者称花岗岩；后者称碱性花岗岩。

花岗岩（granite）：浅色，主要矿物成分是石英、钾长石和酸性斜长石，含少量的黑云母、角闪石，辉石少见，副矿物有磷灰石、锆英石、榍石、磁铁矿。碱性长石占长石总量的2/3以上，石英含量多在30%左右，暗色矿物体积分数在5%上下，很少达10%。当碱性长石体积分数占长石总量的90%以上（基本不出现斜长石），而岩石中又不含碱性暗色矿物时，称碱长花岗岩。暗色矿物体积分数小于1%时，称白岗岩。

碱性花岗岩（alkali-granite）：化学成分以富钠为特点。主要矿物为石英、碱性长石和碱性暗色矿物。碱性暗色矿物有碱性角闪石（钠闪石、钠铁闪石）、碱性辉石（霓辉石、霓石）、含钛黑云母及铁锂云母等。副矿物有磷灰石、锆英石、星叶石等。碱性暗色矿物一般比长石结晶稍晚或同时，因此常呈他形，包裹着浅色矿物或充填在浅色矿物的粒间。根据碱性暗色矿物的不同，可命名为霓辉石花岗岩、霓石花岗岩、钠闪花岗岩、铁云母花岗岩等。

二长花岗岩（monzonite granite）：是斜长石与钾长石含量近于相等的花岗岩。

花岗闪长岩（granodiorite）：主要矿物成分是石英、斜长石、钾长石，特点是斜长石（更-中长石）多于钾长石，暗色矿物含量较高，以角闪石为主，常含黑云母。

英云闪长岩（tonalite）：岩石中的斜长石（更-中长石）含量很高，钾长石含量不足长石总量的1/10，暗色矿物体积分数可＞15%，黑云母往往多于角闪石，与石英闪长岩的区别是石英含量较高，与奥长花岗岩（trondhjemite）的区别是暗色矿物含量较高。

斜长花岗岩（plagioclase granite）：是一类成分较特殊的花岗岩。岩石中基本不含碱性长石，暗色矿物体积分数亦高，在10%～15%之间。岩石中的K₂O质量分数极低，一般＜1%。常以浅色岩脉产于蛇绿岩中。

更长环斑花岗岩（rapakivite）：是花岗岩的结构构造变种。岩石具似斑状结构，钾长石大斑晶多呈眼球形、卵球形，外围有更长石（或中长石）的环边，形成更长环斑结构。基质主要由石英、钾长石、黑云母组成。多数更长环斑花岗岩侵位于元古宇，我国北京密云、河北赤城、辽宁坦城、江西乐平、陕西商县等地都有出露。

紫苏花岗岩（charnockite）：成分相当于花岗岩或英云闪长岩，外貌与粗粒片麻岩相似。颜色较深，主要矿物成分为石英、钾长石、酸性斜长石、紫苏辉石和石榴子石。钾长石一般为微斜长石，其特征是条纹长石中的条纹成分不是钠长石而是更长石甚至是中长石，有时还见到反条纹长石。我国内蒙古、河北迁安等地前寒武纪地层中有发育。

花岗斑岩（granite-porphyry）：是花岗岩的浅成相岩石。具斑状结构，斑晶主要为钾长石与石英，有时有黑云母、角闪石等。基质与斑晶具相同的成分，但一般为隐晶质-微晶结构。如果岩石为似斑状结构（基质为细粒、中粒或粗粒），则称为斑状花岗岩，岩石具花斑结构，称花斑岩（granophyre）。

石英斑岩（quartz-porphyry）：具斑状结构，斑晶主要为石英，有时还出现少量透长石，基质为隐晶质，为浅成相岩石。

2.闪长岩类

1）一般特征

闪长岩类w（SiO₂）介于53%～66%之间，δ＜3.3，属钙碱性系列，与基性岩类相比，SiO₂、Al₂O₃、K₂O、Na₂O较高，而MgO、FeO_T、CaO偏低。

在矿物成分中，浅色矿物以斜长石为主，主要为中长石或更长石，环带结构发育。暗色矿物最常见的是角闪石，亦可含少量的黑云母，在向辉长岩过渡的种类中可含较多的辉石。暗色矿物体积分数在15%～40%之间，通常为20%～35%。典型的闪长岩不含石英或石英体积分数＜5%，向酸性岩过渡的种类，如石英闪长岩可含体积分数为5%～20%的石英。钾长石含量少，向正长岩过渡的种类（二长岩）可达与斜长石相近的含量。常见的副矿物有磷灰石、榍石、磁铁矿和锆石等。

常见结构为半自形粒状结构（图7-1）。在偏基性的种类中，斜长石自形程度高，近似辉长辉绿结构。在偏酸性或向正长岩过渡的种类中，近似二长结构。浅成或超浅成相及呈岩脉产出的闪长岩中多为斑状结构，斑晶由斜长石或角闪石等暗色矿物组成，称为闪长玢岩。闪长岩常见块状构造、条带构造，在同化混染作用发育的地区，也可见斑杂构造。

闪长岩分布较少，仅占火成岩总面积的2%。一部分闪长岩与花岗岩体或花岗闪长岩体共生，构成岩体的边缘部分，互相过渡。这种边缘相闪长岩往往与酸性岩浆同化混染钙质围岩有关。另一种情况是与辉长岩类有关，如济南辉长岩体向南端逐渐过渡为闪长岩。有的岩体下部为辉长岩，上部为闪长岩，闪长岩构成向酸性岩转变的过渡带，这类岩石组合的成因一般被认为是玄武质岩浆结晶分异的结果。也有独立产出的闪长岩体，如安第斯山的第三纪闪长岩体，我国鲁西及太行山区有中生代闪长岩体发育，呈岩株产出。

闪长岩体与内生铁、铜矿床关系密切，尤其是在与碳酸盐岩的接触带上常形成重要的夕卡岩型铁、铜矿床。河北邯郸铁矿、湖北大冶铁矿、铜官山的铜矿等都是这样的例子。

2）常见种类

闪长岩（diorite）：石英体积分数＜5%，暗色矿物体积分数20%～35%，长石类矿物主要为中性斜长石（中长石），常具环带结构，不含或仅含少量碱性长石；最常见的暗色矿物为角闪石，也有以黑云母或辉石为主者，根据暗色矿物种类的不同，可进一步细分为黑云母闪长岩、角闪石闪长岩和辉石闪长岩等。

石英闪长岩（quartz-diorite）：石英体积分数为5%～20%，暗色矿物体积分数在15%左右，斜长石（中长石）占一半以上，岩石具半自形粒状结构。

微晶闪长岩（microdiorite）和闪长玢岩（diorite-porphyrite）：是闪长岩类的浅成或超浅成岩。前者为细粒等粒结构；后者为斑状结构，矿物成分与闪长岩相同。

3.正长岩类

1）一般特征

本类岩石SiO₂含量与闪长岩相当，但碱含量较高，w（K₂O+Na₂O）一般为9%左右，δ在3.3～9之间，为介于钙碱性与过碱性之间的岩石。

正长岩的浅色矿物主要为碱性长石和斜长石，可含少量的石英或似长石。其中碱性长石有正长石、微斜长石、条纹长石、歪长石和An牌号＜5的钠长石；斜长石为中—更长石，具环带结构；石英与似长石（霞石、方钠石等）不能共生，分别出现在钙碱性岩和碱性岩中。

暗色矿物主要是角闪石、辉石和黑云母，在碱性种属中出现碱性角闪石或碱性辉石，也可出现少量的橄榄石。

副矿物主要有磷灰石、磁铁矿、榍石、锆石等。在碱性系列中种类较复杂些，有独居石、褐帘石、烧绿石、铌钽铁矿等。

岩石以半自形粒状结构为主（图7-1），也有似斑状结构，在与闪长岩过渡的二长岩中，常见二长结构，即斜长石自形程度高，钾长石呈他形分布于间隙中，或斜长石晶体嵌在大块的钾长石之中。岩石主要为块状构造，亦常见条带状构造。

正长岩类分布较少，常和花岗岩、闪长岩及碱性岩体伴生，构成岩体的一部分；也可形成独立的岩体，常以脉状产出，侵位于岩浆活动晚期。

与正长岩的有关的矿床主要是夕卡岩型铁矿，而与碱性正长岩有关的是稀有和放射性元素矿床。

2）常见种类

正长岩（syenite）：即钙碱性正长岩，位于QAPF图的7区。斜长石一般为更-中长石，暗色矿物为普通角闪石或普通辉石或黑云母。根据暗色矿物种类不同，进一步命名为角闪正长岩和辉石正长岩。

石英正长岩（quartz-syenite）：石英体积分数为5%～20%，位于QAPF图的7^*区。根据暗色矿物也可分为黑云石英正长岩、角闪石英正长岩（图7-1）及辉石石英正长岩。若岩石中含碱性暗色矿物（霓石、棕闪石），称为英碱正长岩（nordmarkite）。

碱性正长岩：由碱性长石和碱性暗色矿物所组成，有时还有少量的似长石类（体积分数＜5%）矿物，一般不含斜长石。常见种类有霓辉正长岩（aegirine-augite syenite）。山西临县的霓辉正长岩主要由环带霓辉石（体积分数为23%）、正长石（体积分数为60%）、棕闪石（体积分数为10%）及少量方钠石组成。岩石呈灰黑色，半自形粒状结构。有的暗色矿物定向排列，显示流线构造，共生的岩石为霞石正长岩。

二长岩（monzonite）：是正长岩向闪长岩过渡或向辉长岩过渡的种类。斜长石和钾长石含量接近相等，石英体积分数＜5%，暗色矿物体积分数稍高，在30%左右，具典型二长结构。与正长岩相比，斜长石偏基性，多为中至拉长石。当石英体积分数在5%～20%之间时，称石英二长岩（quartz-monzonite），是二长岩向花岗岩过渡的类型。

正长斑岩（syeniteporphyry）：是常见的浅成岩，多呈岩墙产出。矿物成分与正长岩相似。岩石具斑状结构，正长石为斑晶，也可出现透长石斑晶，基质为似粗面结构或交织结构。

钠长斑岩（albitophyre）：亦为浅成岩，具斑状结构，斑晶为钠长石或钠更长石，基质为细粒-微粒钠长石和少量石英。

4.细晶岩和伟晶岩

细晶岩（aplite）和伟晶岩（pegmatite）是火成岩中具特殊结构的侵入岩，多呈脉状产出。虽然从化学成分到矿物成分上，细晶岩和伟晶岩都可有较大的变化范围，但最常见的细晶岩和伟晶岩是花岗质的。因此，在有的文献中有时将细晶岩和伟晶岩当作“花岗细晶岩”和“花岗伟晶岩”的同义语，但这是不严格的。

1）细晶岩

细晶岩是一种浅色的脉岩，主要组成矿物是石英和长石，基本上不含暗色矿物，偶尔出现微量的黑云母、白云母和角闪石。岩石以细晶结构为特征，细晶结构是由细粒他形的长石和石英组成的细粒他形粒状结构。在手标本上，断口常呈细砂糖状（图7-1）。

细晶岩岩脉规模一般较小，大多与具成因联系的侵入岩共生，产在相应的侵入岩中或其外围，矿物成分与其相应侵入岩的浅色矿物组成相似。

对细晶岩的成因较统一的看法是，侵入体固结后的残余岩浆沿岩体及附近围岩中的裂隙充填而形成的。富水的残余岩浆在贯入裂隙时，因压力骤降，H₂O会快速汽化逃逸，体系处于无水的固相线温度之下，导致残余熔体快速成核结晶，而形成细粒的他形结构。

据细晶岩中浅色矿物成分，结合相应的侵入岩，可把细晶岩分为辉长细晶岩、闪长细晶岩、花岗细晶岩、歪正细晶岩等。其中以花岗细晶岩最为常见，岩石由石英、钾长石和酸性斜长石等组成，暗色矿物中有极少量的黑云母，副矿物有磁铁矿、褐帘石、磷灰石，有时也有绿柱石、黄玉、电气石等。

2）伟晶岩

伟晶岩是粗粒至巨粒的各种类型的脉状体及团块状体，常见的是花岗伟晶岩。我国新疆某花岗伟晶岩中的绿柱石重达50t左右。不同的伟晶岩有不同的矿物成分，它们与相应的深成岩体在时间、空间上有成因联系。花岗伟晶岩的主要矿物组成简单，有石英、碱性长石和斜长石，与细晶岩不同的是通常含有各种次要矿物和副矿物，包括：①含水矿物；②含微量元素及稀有元素（Li、U、Be、La、Nb、Ta等）的矿物；③正常火成岩中不常见的富F、Cl、B、P的矿物，如白云母、黑云母、锂云母、黄玉、电气石、绿柱石、褐帘石、铌钽铁矿、萤石、锂辉石等。上述一些元素一般不能被花岗岩类的造岩矿物容纳，表明富水流体在伟晶岩的成因上具有重要的作用，这种富水的流体是岩浆活动晚期的残留熔体。

伟晶岩结构的特征是矿物颗粒粗大，具伟晶结构，但粒度分布不均匀，有些地方较细（变为细晶岩），局部又突然变粗。常见文象结构、晶洞、晶腺构造。花岗伟晶岩还常具有带状构造，即从岩脉的边部到脉体中心，无论是矿物成分或结构构造都呈有规律的变化。

伟晶岩体规模变化很大，一般长数米至数十米，厚数厘米至数米，形状有板状、透镜状、串珠状和不规则状。与伟晶岩相关的矿产有稀有金属、稀土元素及非金属（白云母、水晶、长石）等几十种矿产。稀有元素的富集与伟晶岩体的规模有关，规模大者，富集程度高。

比较完整的花岗伟晶岩脉，可划分出边缘带、外侧带、中间带和内核。

边缘带：主要由细粒长石和石英组成，成分相当于细晶岩，称为细晶岩带。

外侧带：位于边缘带内侧，矿物颗粒粗，主要由文象花岗岩和由斜长石、钾微斜长石、石英、白云母等矿物组成。

中间带：矿物粒度更粗，主要由块状（粒径大于10cm）微斜长石组成。

内核：位于岩脉中央，主要组成矿物是石英，又称石英核，所伴随的矿物相当复杂，核心还往往有晶洞。

关于花岗伟晶岩的成因目前有两种较有代表性的观点：

第一种被普遍接受的观点是由Jahns和 Burnham（1969）提出的，将花岗伟晶岩的形成分为以下3个阶段：①当岩浆侵位后，富水的硅酸盐岩浆因冷却开始结晶，侵位于中-浅成深度时，因围岩较冷可形成细晶岩边，侵位较深时，边部形成具粗粒或伟晶结构的花岗岩或花岗伟晶岩。随着结晶作用的进行，残余岩浆中的流体（H₂O）富集，直到H₂O过饱和沸腾出溶，从残余岩浆中分离出富水的低粘度流体。②因富水流体的分离，体系变为由晶体、熔体和流体3个相组成。在这种情况下结晶作用可在流体和熔体中同时进行。流体相中因为：液相线温度低（过冷度小），成核密度小；○b 粘度小，组分迁移容易，所以结晶作用表现为组分围绕少量的晶核快速生长，可在伟晶岩中形成很大的晶体。熔体则因“成分淬火（因组分过饱和而快速成核）”形成细晶岩。沿流体上升的方向，挥发分向上集中，在伟晶岩中形成不对称的带状构造。当所有熔体固结后，体系就由流体和晶体两相组成。③温度进一步下降至425℃以下时，伟晶岩进入最后结晶阶段，形成最晚结晶的矿物石英和锂云母。在浅成伟晶岩体内部，可形成一些相互隔离的、富含不常见离子的流体囊，并从中晶出电气石、绿柱石等大晶体。流体囊中较高的流体压力，可使囊体周期性地破裂，并沿裂隙充填细晶岩。

第二种成因模式是由London等（1987，1990）提出的，认为从花岗质岩浆房中分离出来的，顶部的富硅岩浆是伟晶岩的母岩浆。这种岩浆注入到围岩中，在半封闭的条件下因结晶分异作用向富碱方向演化。

‘肆’ 花岗岩的主要化学成分是什么

花岗石主要成分是二氧化硅，其含量约为65%—85%。建筑工地的石头一般多是石灰岩，也有部分花岗岩。

花岗岩是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。

(4)花岗岩哪些化学元素扩展阅读

关于花岗岩的主要成分

花岗岩属于酸性（SiO2>66%）岩浆岩中的侵入岩，这是此类中最常见的一种岩石，多为浅肉红色、浅灰色、灰白色等。中粗粒、细粒结构，块状构造。也有一些为斑杂构造、球状构造、似片麻状构造等。主要矿物为石英、钾长石和酸性斜长石，次要矿物则为黑云母、角闪石，有时还有少量辉石。

‘伍’ 花岗岩里有什么成分

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。也有人认为是区域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。抗压强度根据石材品种和产地不同而异，约为1000-3000公斤／厘米。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。
资源状况

花岗岩岩体在我国约占国土面积的9％，达80多万平方公里，尤其是东南地区，大面积裸露各类花岗岩体，可见其储量之大。据不完全统计，花岗岩石约有300多种。其中花色比较好的列举如下：
● 红系列有：四川的四川红、中国红；广西的岑溪红；山西灵邱的贵妃红、桔红；山东的乳山红、将军红等。

‘陆’ 花岗岩的组成元素是什么

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。也有人认为是区域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。抗压强度根据石材品种和产地不同而异，约为1000-3000公斤／厘米。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。 资源状况花岗岩岩体在我国约占国土面积的9％，达80多万平方公里，尤其是东南地区，大面积裸露各类花岗岩体，可见其储量之大。据不完全统计，花岗岩石约有300多种。其中花色比较好的列举如下： ● 红系列有：四川的四川红、中国红；广西的岑溪红；山西灵邱的贵妃红、桔红；山东的乳山红、将军红等。 ● 黑系列有：内蒙古的黑金刚、赤峰黑、鱼鳞黑；山东的济南青等。 ● 绿系列有：山东泰安绿；江西上高的豆绿、浅绿；安徽宿县的青底绿花；河南的浙川绿等。 ● 花系列有：河南偃师的菊花青、雪花青、云里梅；山东海阳的白底黑花等。 评价方法加工好的成品饰面石材，其质量好坏可以从以下四方面来鉴别： 一观，即肉眼观察石材的表面结构。一般说来均匀的细料结构的石材具有细腻的质感，为石材之佳品；粗粒及不等粒结构的石材其外观效果较差，力学性能也不均匀，质量稍差。另外天然石材中由于地质作用的影响，常在其中产生一些细脉和微裂隙，石材最易沿这些部位发生破裂，应注意剔除。至于缺棱少角更是影响美观，选择时尤应注意。 二量，即量石材的尺寸规格。以免影响拼接或造成拼接后的图案、花纹、线条变形，影响装饰效果。 三听，即听石材的敲击声音。一般而言质量好的、内部致密均匀且无显微裂隙的石材，其敲击声清脆悦耳；相反若石材内部存在显微裂隙或细脉，或因风化导致颗粒间接触变松，则敲击声粗哑。 四试，即用简单的试验方法来检验石材质量好坏。通常在石材的背面滴上一小滴墨水，如墨水很快四处分散浸出，即表示石材内部颗粒较松或存在显微裂隙，石材质量不好；反之则说明石材致密，质地好。 在成品板材的挑选上，由于石材原料是天然的，不可能质地完全相同，在开采加工中工艺的水平也有差别。多数石材是有等级之分的。花岗岩石材没有彩色条纹，多数只有彩色斑点，还有的是纯色。其中矿物颗粒越细越好。

‘柒’ 花岗岩类

以格聂、茨林措-日拥等岩体为代表，岩石类型有钾长花岗岩、二长花岗岩等。岩体侵入的围岩均为上三叠统砂岩、板岩、火山岩等。侵入关系明显，但其上限因无盖层而难以判断。前人为此采用同位素方法测定了一些岩体的年龄，其中巴塘哈格拉钾长花岗岩的锆石U-Pb年龄为54 Ma（吕伯西等，1993），对其中黑云母测定的K-Ar年龄为39 Ma（吕伯西等，1993）格聂岩体的黑云母K-Ar年龄最高57 Ma，最低7 Ma。格聂岩体的⁴⁰Ar^-39Ar年龄为15 Ma（吕伯西等，1993）。茨林措钾长花岗岩的黑云母K-Ar年龄为65 Ma（吕伯西等，1993）。日拥二长花岗岩体的黑云母K-Ar年龄为60 Ma。虽然不同单位测定的数据有一定变化，但总体属于喜马拉雅期。现以岩体实例说明：

格聂岩体：岩体侵入围岩为上三叠统砂板岩夹火山岩系，岩体具有一定的岩相分带，主体为细—中粒钾长花岗岩，局部具似斑状结构，主要矿物成分中，钾长石含量约为47.7%，斜长石（An=25～29）约15%，石英25%～30%，黑云母5%～10%。

日拥-茨林措复式岩体：呈近南北向的不规则状岩株侵入于上三叠统喇嘛垭组砂板岩地层中，岩体由两次岩浆活动所形成，第一次形成茨林措岩体，日拥岩体呈岩墙状插入茨林措岩体中。在日拥岩体中云英岩化十分发育，部分地段形成锡矿化。

日拥-茨林措复式岩体岩石类型主要有似斑状中—细粒二长花岗岩、似斑状黑云母二长花岗岩和似斑状角闪黑云母二长花岗岩。矿物成分中，钾长石含量约为34%～48%，斜长石（An=28～38）25%～36%，石英20%～28%，黑云母2%～10%，角闪石0～5%，副矿物有磷灰石、独居石、锆石、电气石、褐帘石、磁铁矿、钛铁矿等。日拥岩墙中黑云母的M值为0.23，属铁质黑云母。

花岗岩类岩石的化学成分如表2-1所示，SiO₂含量为66.34%～73.69%，Na₂O+K₂O为7.31%～8.64%，Al₂O₃为13.68%～14.72%，里特曼指数σ=1.94～3.07，属钙碱性系列。日拥-茨林措岩体的A/CNK=0.88～0.93，属铝正常系列。格聂岩体的A/CNK=1.06～1.76，为铝过饱和系列。DI=76.13～89.76，表明具有高度分异演化的特点。

这类花岗岩的稀土元素成分特点如表2-1、图3-19所示，w（∑REE）=285.77×10 ^-6 ～293.59×10 ^-6 ，w（LREE）/w（HREE）=1.69～5.59，δEu=0.11～0.35，δCe=0.44～0.96，w（La）/w（Yb）=4.2～36.74。上述数值表明，这类花岗岩是义敦岛弧中轻重稀土比值最小的一类岩体，即在岩浆中重稀土元素有明显的富集，但更具特色的是Eu在岩体形成过程有大量的流失，这和岩体中斜长石的数量普遍低于钾长石是一致的。但从几组数值变化较大表明，岩浆上升到定位的过程还是较复杂的，特别是w（La）/w（Yb）从4～37，可能反映了岩浆源岩以及岩浆上升过程中受围岩影响程度均存较大差异。

格聂与日拥-茨林措岩体的差异不仅表现在稀土元素的成分上，在其他微量元素组成上也明显不同。格聂岩体中Sn、Cu、Nb、Ta、B、F、Cl、Sr、Ba相对较低，日拥-茨林措岩体的Sn、W含量较高，但挥发组分B、F、Cl含量也不太高，不利于成矿。

日拥-茨林措岩体的w（Rb）/w（Sr）（0.79）、w（K）/w（Rb）（169）、w（Rb）/w（Ba）（0.33）、w（Mg）/w（Li）（110）等比值与华南同熔型花岗岩相似，日拥岩体的w（Rb）/w（Sr）（6.64）、w（Rb）/w（Ba）（1.12）偏高，但两者w（F）/w（Cl）比值均小于10。日拥-格聂岩体w（Rb）/w（Sr）、w（Rb）/w（Ba）比值较高，w（F）/w（Cl）大于10，显示壳源花岗岩特征。上述微量元素的差异也十分类同于稀土元素。

‘捌’ 花岗岩的化学成分有什么

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。

花岗岩是应用历史最久、用途最广、用得最多的岩石。花岗岩主要是由石英、长石、辉石、角闪石等矿物组成的

‘玖’ 　花岗岩建造系列的微量元素地球化学特征

一、系列Ⅱ与系列I花岗岩微量元素特征

1.岩石的微量元素特征

系列H花岗岩的样品取自小坑、扶溪、大宝山、佛岗、联合、四会、黄田、伍村、轮水、岗美、屋背岭和石菉等岩体，有22个岩石样品基本上覆盖了所有系列Ⅱ花岗岩，代表性比较强；系列I花岗岩的样品取自小坑、诸广山、大东山、贵东、佛岗、莘蓬、大王山、锡山、鹦鹉岭、小南山、新兴和圹口等岩体，28个岩石包括了几乎所有系列I花岗岩，代表性也比较强（表2-10）。岩石分析了29个元素，虽然每个样品微量元素分析并不全，但从随机得出的平均值看，两个系列花岗岩的微量元素特征具有明显区别。

（1）过渡元素（Cr、Ni、Co、V、Mn），系列Ⅱ花岗岩的多数元素的平均值高于系列I花岗岩，高达1至数倍；有色金属成矿元素组（Mo、Cu、Pb、Zn），除Pb外，系列Ⅱ花岗岩平均值也明显高于系列Ⅰ；贵金属成矿元素组（As、Bi、Au、Ag），系列Ⅱ花岗岩的Au、Ag平均值高于系列Ⅰ，As、Bi相反，系列Ⅱ低于系列Ⅰ。从这三组微量元素平均值对比中可大体看出，系列Ⅱ花岗岩特征的微量元素为过渡元素组、有色金属成矿元素组以及贵金属组的Au、Ag等，反映出系列Ⅱ花岗岩来源较深的某些特征，并与系列Ⅱ的成矿系列Fe→Cu（Au）→Mo（W）→Zn、Pb→Pb（Ag）（王联魁等，1982）的元素地球化学特征基本一致，从而可以说明，花岗岩成岩系列与成矿系列间具有某种密切成因联系。

（2）稀有元素成矿组（Nb、Ta、Be、Sn、W）、挥发分元素组（B、F、Cl）和放射性元素组（Th、U），除个别元素外，系列I花岗岩明显高于系列Ⅱ花岗岩，从而可以看出，对系列I花岗岩特征的微量元素是稀有元素组Nb、Ta、Be、Sn、W，挥发分元素组B、F、和放射性元素组Th、U，也反映了系列Ⅰ花岗岩应是浅源再循环地壳物源的特点，同时，这些元素也与系列I花岗岩的成矿系列REE→Nb、Ta（Li、Rb、Cs）→Be、Sn、W、Mo、Bi→As、Cu、Zn、Pb→Sb、Hg、U（王联魁等，1982）的成矿元素地球化学特征相似，也暗示花岗岩系列I与成矿系列间有密切联系。

（3）亲石元素组（Rb、Sr、K、Ba、Zr、Hf）中，系列I花岗岩的特征元素Rb、K、Hf平均值高于系列Ⅱ，而系列Ⅱ的特征元素Sr、Ba高于系列Ⅰ，这在不同程度上反映出花岗岩物质来源的某些信息，系列Ⅰ的特征元素可能与浅源再循环地壳物质地球化学富K、Rb有关，而系列Ⅱ花岗岩的特征元素可能与富Ca、Mg的原生地壳物质或上地幔有关。

表2-10吴川－四会断裂带花岗岩微量元素含量（w_B/10^-6）

吴川－四会断裂带铜金矿控矿条件和成矿预测

续表

吴川－四会断裂带铜金矿控矿条件和成矿预测

续表

吴川－四会断裂带铜金矿控矿条件和成矿预测

注：①广东省地矿局705地质大队，211矿区地质特征及成矿规律，1986；②宜昌地质矿产研究所，粤北大宝山及其外围地区多金属成矿条件、构造控岩控矿规律及隐伏矿床预测，1989；③广东省地矿局706地质大队，1:5万石潭沙河幅区调报告；④广东省地质矿产局，1988；⑤广东省地矿局区调大队，1:5万潭水幅区调报告；⑥广东省地矿局704地质大队，1:5万阳春幅区调报告；⑦广东省地矿局区调大队，广东省岩浆岩，1977；⑧广东省地矿局719地质大队，区调资料，1989。

（4）系列Ⅱ与系列Ⅰ花岗岩某些元素对的比值区别更明显。系列I花岗岩的w（Rb）/w（Sr）、w（F）/w（Cl）高于系列Ⅱ数倍至数十倍，w（Ba）/w（Sr）也是系列I高于系列Ⅱ。系列I花岗岩的w（K）/w（Rb）则低于系列II花岗岩。在图2-7、图2-8上，也清楚地看出，系列Ⅰ与系列Ⅱ花岗岩分别投于不同区域内，系列I花岗岩投入高w（F）/w（Cl）、w（Rb）/w（Sr）比值区内，系列Ⅱ花岗岩在低比值区内（图2-7）；同时，系列Ⅱ花岗岩投入高w（K）/w（Rb）比值区，系列Ⅰ花岗岩在低比值区（图2-8），因此，两个系列花岗岩微量元素比值可作为区分或判别两个系列花岗岩的标志。

图2-7系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩w（Rb）/w（Sr）—w（F）/w（CL）图

图2-8系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩w（Rb）—w（K）/w（Rb）图

2.黑云母的常量元素和微量元素

黑云母微量元素比两个系列花岗岩的岩石微量元素区别更明显，系列Ⅰ花岗岩黑云母TiO₂含量低，为1.75%（平均值，下同），Li₂O含量高，为1.15%；系列Ⅱ则相反，TiO₂高、Li₂O低，分别为4.09%和0.05%，两个系列黑云母TiO₂、Li₂O平均含量相差数倍至数十倍，表现在w（TiO₂）/w（Li₂O）上更明显，系列I平均仅为2.82，系列Ⅱ平均达96（表2-11）。系列Ⅰ黑云母的w（F）/w（Cl）高，达30.23（平均，下同），系列Ⅱ低，仅为2.82。以上表明，两个系列花岗岩的黑云母微量元素特征与岩石微量元素一致，均说明系列Ⅰ花岗岩具有相对富Li、F，贫Ti、Cl的地球化学特征；系列Ⅱ则相反，只是系列Ⅰ与系列Ⅱ黑云母比岩石反映出的地球化学特征更明显。

黑云母的Mg、Fe和fo₂特征，于两个系列花岗岩中区别也很明显（图2-9、图2-10），系列Ⅰ与系列Ⅱ花岗岩黑云母分别投入不同区内，系列I多数落在铁质黑云母区（杨文金等，1988）和低fo₂区，fo₂平均为0.18（表2-12），系列Ⅱ多数投入Mg－质黑云母区和高fo₂区，fo₂平均达0.23。这表明黑云母元素地球化学特征类似于岩石，都可以反映出系列I花岗岩相对贫Mg和形成于相对还原环境。而系列Ⅱ花岗岩是相对富Mg和相对氧化环境产物。

表2-11吴川－四会断裂带两个系列花岗岩黑云母w（TiO₂）/w（Li₂O）与w（F）/w（Cl）对比

注：①广东省地矿局区调大队，广东省岩浆岩，1977；②龚温书等（1989）；③广东省地质矿产局（1988）。

图2-9系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩黑云母成分图

图2-10系列Ⅰ（Ⅰ）和系列Ⅱ（Ⅱ）花岗岩黑云母fo₂-N（Mg²⁺）图

表2-12吴川－四会断裂带两个系列花岗岩黑云母氧化系数（fo₂）对比

注：黑云母的氧化系数fo₂=Fe³⁺/（Fe³⁺+Fe²⁺）；部分资料来源于广东省地矿局区调大队和705、706地质大队等。

花岗岩微量元素组平均值、元素的比值和黑云母元素地球化学以及图解等，均说明系列Ⅱ花岗岩富集过渡元素组、有色金属元素成矿组、贵金属组微量元素和高w（K）/w（Rb）、w（TiO₂）/w（Li₂O）、fo₂与低w（F）/w（Cl）以及含Mg质黑云母等，反映了来源上以深源原生地壳物质为主或上地幔为主的某些特点；系列Ⅰ花岗岩富集稀有元素成矿元素组、挥发分元素组（特别是B、F）和放射性元素组微量元素，具高的w（Rb）/w（Sr）、w（F）/w（Cl）、w（Ba）/w（Sr）和低的w（TiO₂）/w（Li₂O）、fo₂，以及高w（F）/w（Cl）和含Fe质黑云母等，指示花岗岩来源以浅源再循环地壳物质为主的一些地球化学特征；它们还可能反映出系列Ⅱ花岗岩形成于相对温度高和氧化的环境，而系列I花岗岩形成于相对温度低和相对还原环境等。

二、两个系列花岗岩构造环境的微量元素判别

根据Pearce（1984）微量元素环境判别模式，本区花岗岩大多属板内或碰撞后构造环境花岗岩。

图2-11、图2-12中，莘蓬、小南山、鹦鹉岭、锡山和大王山等岩体系列I花岗岩的微量元素模式曲线，共同特征是：K、Rb、Th、Ta、Nb较洋中脊花岗岩富集，Rb-Ba-Th峰谷明显，从Hf至Yb接近正常洋中脊花岗岩值看，这种曲线类型或被划入板内花岗岩类型。本区的特点是系列Ⅰ花岗岩Ba异常低，甚至低于洋中脊花岗岩，这可能与后期交代作用或区域地球化学背景特征有关。

图2-13、图2-14中，轮水、岗美、伍村、黄田和联合等岩体的系列Ⅱ花岗岩曲线特征是，K、Rb、Ba、Th比洋中脊花岗岩富集，而Zr、Sm、Y、Yb相对亏损，特别是Y、Yb的亏损与火山弧型花岗岩模式曲线相似，从明显高的Rb正异常、Ba与相邻元素呈负异常看，又与碰撞后构造的花岗岩相似。不过其中联合（H73-1）和四会（H71）岩体从Ce至Yb接近正常和K、Rb、Th、Ta、Nb高正异常看，可与板内花岗岩对比。因此，以上曲线指示本区系列Ⅱ花岗岩类似于火山弧花岗岩或接近碰撞后花岗岩，亦或板内花岗岩类型，结合其他特点看，系列Ⅱ花岗岩应属碰撞后花岗岩或板内（衰减大陆岩石圈）花岗岩类型。

三、深熔花岗岩和混合岩建造微量元素对比（表2-10）

这两个建造的微量元素分析数据较少，深熔花岗岩建造仅有广宁、合水岩体的3个样品，混合岩建造也只有石涧、铁硐等岩体的6个样品。两建造的微量元素含量平均值总体上都比较接近，但又有一定差异性。混合岩建造比深熔花岗岩建造的过渡元素组、有色金属成矿元素组、贵金属元素组和放射性元素略高，而稀有元素组和挥发分组则略低；在亲石元素组中，混合岩的Sr与Zr相对略高，而深熔花岗岩的K、Rb、Ba相对略高。这种差异也可能反映两种建造深熔程度不同，深熔花岗岩的深熔程度相对较高，因此相对富集K、Rb、Ba和稀有、挥发分元素组，而混合岩深熔程度相对低，残留一定源岩固体残留体，导致相对升高过渡元素组和有色金属成矿元素组微量元素。

两种建造的微量元素含量相近，在元素的比值w（Rb）/w（Sr）、w（K）/w（Rb）、w（Th）/w（U）上，两者几乎相等，同样，在洋中脊花岗岩标准化曲线（图2-15）上，两者形态完全一致，几乎重合，说明深熔花岗岩建造、混合岩建造在物质来源上的相似性，两种建造均为以浅源再循环地壳物质为主所形成的岩石（系列Ⅰ），按系列划分，深熔花岗岩应归入喜马拉雅系列（系列Ⅰ），混合岩应属云开系列（系列Ⅰ）（王联魁等，1989）。

图2-11系列Ⅰ花岗岩微量元素构造环境判别图（一）

应当指出，图2-15的两种建造洋中脊花岗岩标准化曲线特征，均类似于碰撞型或火山弧型花岗岩；从Rb的富集和Ba的相对亏损看，更接近碰撞型花岗岩。

‘拾’ 花岗质岩石的微量元素组成与特征

为了便于对比花岗岩类岩石随时间的演化，将早生代花岗岩（T_2-3—J_1-2）、晚中生代（J₃—K₁）花岗质岩石的稀土元素分别列出（表5-8，表5-9；图5-17，图5-18）。

表5-8 早中生代花岗岩和闪长岩的稀土元素峰值（w_B/10^-6）

注：Mn是孟恩的白云母花岗岩数据，Lh是莲花山数据，均引自盛继福等（1999）。多数数据由中国科学院广州地球化学研究所涂湘林采用ICP-MS测定，下表同。

表5-9 晚中生代花岗岩的稀土元素峰值（w_B/10^-6）

续表

图5-17 早中生代花岗岩的稀土配分模式

图5-18 晚中生代花岗岩的稀土配分模式

本区早、晚中生代花岗岩的稀土配分模式有明显区别（图5-17，图5-18）：①早中生代花岗岩LREE中等富集，ΣREE平均为130.5×10^-6；晚中生代花岗岩为弱富集型和平坦型，ΣREE平均为183.7×10^-6（不计巴尔哲含稀土矿的碱性花岗岩G24和ZK6）；②早中生代花岗岩δEu从弱负异常变化到无异常，甚至个别为弱正异常，而晚中生代花岗岩δEu除部分无异常或弱异常外，晚期的碱性花岗岩（G24、ZK6、B01、B06和J）具明显负δEu，呈现V形稀土模式；③早中生代花岗岩相对LREE的分馏程度比HREE略强，而晚中生代轻、重稀土的分馏程度不甚明显。综合上述3个特征可以认为，早中生代以地壳重熔型花岗岩为主，具有较弱的负Eu 异常，个别闪长岩和花岗闪长岩（B04，X01，J1D）由于存在较多的斜长石，出现正Eu异常，而晚中生代随着岩浆源区的加深，分离结晶加强，形成富含K、Na长石的酸性岩浆，由于斜长石的分离，导致明显负δEu，同时推测晚中生代由于较多的部分熔融的幔源物质参与，具有幔源花岗岩强烈负Eu异常的特征（李昌年，1992）。

随着产出的构造环境不同，花岗岩中的微量元素显示了不同的特征，将本区中生代花岗岩的微量元素丰度及蛛网图（表5-10，图5-19）与造山花岗岩（大陆弧花岗岩）和非造山花岗岩微量元素比值的蛛网图（图5-20，转引自李昌年，1992）比较，大兴安岭花岗岩具有非造山花岗岩强烈亏损Sr和Ba的特征，反映有分离结晶作用的存在，岩石只有在长期较稳定的非造山的构造环境下，才能较好地分离结晶。本区不同时期花岗岩微量元素丰度显示出比较一致的变化趋势（图5-19），而大陆弧的造山花岗岩微量元素丰度变化大，构成一分配曲线的包络区（图5-20）。但是大兴安岭花岗岩与大陆弧花岗岩一样，也显示Nb的负异常，Nb^*值（Nb^*=Nb_N/（K_N+La_N））小于1，不过大陆弧花岗岩Nb负异常与俯冲作用新增生的陆壳有关，而大兴安岭花岗岩Nb负异常与陆壳的混染作用有关。一般来说，混染作用可以使岩石中Sr、Ba的丰度升高，Nb的丰度降低。如何看待本区花岗岩Nb和Sr、Ba同时亏损的问题，这与元素本身的活动性有关，Sr、Ba为活动性强的低场强元素，更多地反映源区的特征，Nb为非活动性元素，对陆壳的混染更为敏感。因此从这一角度来看，大兴安岭花岗岩更接近非造山花岗岩。

表5-10 本区花岗岩微量元素的丰度（w_B/10^-6）

图5-19 大兴安岭中生代花岗岩的微量元素比值蛛网图

（原始地幔标准化的数值据Wood，1973）

5-20 造山和非造山花岗岩蛛网图

（转引自李昌年，1992）

1—非造山花岗岩；2—正常大陆弧花岗岩