花岗岩地貌的分布

1. 花岗岩地貌的分布

1.全球花岗岩地貌的分布
花岗岩是地球上分布最广、最常见的火成岩，占地表火成岩面积的20%～25%。作为构成大陆地壳最主要的岩石类型之一，花岗岩可以形成于不同的地质构造背景下，如大洋中脊、岛弧、活动大陆边缘、大陆板内、碰撞造山带等。如此广泛分布的花岗岩，在各种内外力地质作用下，形成了类型多样的花岗岩地貌。
据王连勇等(2009)对全球现已公布的878处世界遗产地、世界保护区以及国家公园进行的花岗岩景观搜索统计，共获得160条完整的花岗岩遗产(景区)简明记录。这160个花岗岩景区分布于除南极洲以外其他6大洲，集中分布于亚洲东南部，北美洲的西部山区、五大湖区和阿巴拉契亚山脉北段地区，澳大利亚东部和南部海岸，欧洲西北部，非洲中部及东南部(图4-1)。

图4-1 全球花岗岩地貌遗产(景区)分布(据王连勇，2009)

以大洲分布而论，亚洲数量最多，高达62个，其次是北美洲35、大洋洲34个、非洲13个、欧洲12个，南美洲4个。从国家分布来看，花岗岩遗产景区分布在全球34个国家和地区，其中，中国分布最多，高达42个。其次为澳大利亚32个，美国22个(表4-1)。
从地域分异律来看，纬度地带性最为典型。据王连勇等(2009)的统计分析，全球花岗岩景区主要集中在低纬度和中纬度地区(图4－2)。分布最多的是南北纬30°～40°地区，为54个，其次是南北纬40°～60°计33个，南北纬20°～30°计30个，南北纬50°～60°，10°～20°及0°～10°各分布12个，70°以上的高纬地区无分布。从累计百分比来看，南北纬30°以内的遗产景区数占全球总数的33.8%，而在南北纬50°以内，已积累88.1%。这从另外一个角度说明，全球花岗岩遗产景区主要分布在暖温带、温带、热带、亚热带。

图4-2 花岗岩遗产景区的纬度带分布及累计曲线(据王连勇，2009)

表4-1 按大洲、国家统计的花岗岩遗产景区


(据王连勇，2009)
2.中国花岗岩地貌分布
中国是世界上花岗岩分布最广的国家之一，出露面积达86×104km2，约占全国陆地面积的9%。花岗岩的活动时代漫长，从太古宙直到新生代呈多幕式展现。其中以中生代花岗岩的出露面积最大，占总面积的40%，古生代的次之，为37%，新生代的占12%，前寒武纪的占11%(张德全等，2002)。从太古宙至晚古生代的花岗岩在昆仑—秦岭一线以北的中国北部最为广布，中生代的花岗岩在大兴安岭—太行山—武陵山一线以东的中国东部和西南三江(金沙江、澜沧江、怒江)地区最为发育，新生代花岗岩仅分布于西藏、滇西地区(洪大卫，2007)。中国花岗岩类岩石的成分从太古宙到新生代由偏基性向偏酸性、偏碱性的方向演化，SiO2，K2O含量有增高的趋势，Al2O3，CaO，MgO，FeO，Fe2O3含量有降低的趋势(史长义等，2005)，同地壳由硅镁质逐渐向硅铝质转化和地壳成熟度不断提高的趋势一致(程裕淇，1994)。花岗岩主要出露在中国东部，特别集中在粤、闽、桂、赣、湘等省，前二者花岗岩面积占全国的30%～40%，后三者占10%～20%(崔之久等，2007)。
各种成因、各种时代、各种岩性、各种产状、各种气候带、不同海拔高度、不同剥蚀深度、不同造貌地质营力等形成了不同的花岗岩地貌景观，构成了景色各异，或雄、或险、或奇、或秀的花岗岩景区。据陈安泽(2007，2009)不完全统计，中国以花岗岩地貌景观为主构成的国家级及世界级景区40多处(表4-2)，其中世界遗产2处(黄山、泰山)、世界地质公园4处(黄山、泰山、内蒙古克什克腾)、国家重点风景名胜区29处、国家地质公园10处，如果加上其他花岗岩旅游景区(点)，则数量更多。
表4-2 中国重要花岗岩地貌景区一览表


(据陈安泽，2007，2009)(不完全统计)

2. 花岗岩地貌分布

花岗岩是岩浆在地下深处经冷凝而形成的深成酸性火成岩，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，多为浅肉红色、浅灰色、灰白色等。其语源是拉丁文的granum，意指颗粒。因花岗岩质地坚硬，色泽美丽，不仅是很好的建筑材料，还是露天雕刻的首选之材。

我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。

具体
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。其中许多已成为国家风景名胜区和自然保护区。

3. 花岗岩地貌的类型划分

较早的花岗岩地貌分类方案由曾昭璇先生提出，他在《岩石地形学》一书中划分了“冲沟地形”、“石蛋地形”、“高山花岗岩地形”、“热带花岗岩地形”、“干燥地区花岗岩地形”等(曾昭璇，1960)。
崔之久(2007)从风化壳—夷平面对花岗岩地貌发育的影响出发，将花岗岩地貌分为4大类、8种类型:
1)化学风化壳类，含①侵蚀的丘陵沟谷型:低矮丘陵和沟谷深切相对高数十米，沟头呈半漏斗状，称作岩岗地貌，能看到风化壳的各层出露在剖面上。此类代表构造稳定，或距侵蚀基准面(海面、主河河床)较远地区，如广东五华、德庆等地。如果此类地貌出现于海边，则形成常见的石蛋地貌，如福建的鼓浪屿。
2)化学风化壳剥露类:形成于风化前锋面上，因后期缓慢抬升风化壳遭剥蚀而暴露，其后稍受修饰，基本保持原形态。含②露突岩型(bounhands，又称伯恩哈得岩)，主体为风化剥蚀类花岗岩地貌，多出现在现代比较高温干燥地区，代表性的地貌如非洲中部津巴布韦的基岩城堡和澳大利亚中、西部的基岩岛山(rock inselberg)、有裙状陡坡及边麓平台的岛山、石蛋岛山(boulderinselberg，granite nubbin)等(Twidale，1982)。③中、小露突岩型，本型各类地貌和前述化学风化壳之侵蚀丘陵沟谷型可以视为同一时代的风化壳遭受差异侵蚀所致，在不同地域(内地和沿海)到侵蚀基准面(海洋)距离不同，所遭受侵蚀的程度和时间也不同。多见于我国东部沿海花岗岩分布区，原始风化壳在轻度抬升的背景上遭受剥蚀，上部强风化带和极强风化带也基本被剥蚀而局部保留弱风化带之石蛋群或石蛋个体，形成众多造型石，如青岛崂山及海岸带、福建平潭、海南岛的天涯海角和香港的望儿山等景观。④中、小凹地型:直径几十厘米到几米，深几十厘米到几米的岩盆、锅穴、岩碟、坑、岩槽(陡崖上垂直悬沟)。在我国(主要是北方)花岗岩体表面主要由物理风化和风蚀所造成的“锅穴”亦可列入此类型，类似的岩盆在非洲和澳大利亚也有分布(Twidale，1982，1993)。
3)化学风化+抬升下切类，⑤残留“石蛋”-独立巨峰型:孤立于较强烈抬升下切造成的大型峰体上部，为抬升下切造成两种过程相加而成，也可以是一种“山峰+峡谷”型地貌，如黄山、三清山、天柱山等均属此类。⑥抬升下切巨峰型:更持续的抬升、下切、剥蚀，基本上已无风化壳前锋痕迹。如华山、和美国的约瑟米蒂国家公园等。
4)物理风化剥蚀类，⑦寒冻剥蚀型:如冰缘岩柱(Tor)或称寒冻石林。只发育在温带寒温带地区，尤其是北半球中高纬度地区在更新世寒冷气候下，即冰缘环境时间很长，影响深刻，与前述发生在热带、亚热带的双面风化壳无任何直接联系。典型代表如珠穆朗玛峰中绒布和东绒布之间的山梁上，云南点苍山上的片麻石林(3300～3500m)等。⑧风化-风蚀型:风化-风蚀平台，风化-风蚀柱，风化-风蚀穿洞、龛、槽、锅穴等。崔之久等(2007)在此主要指我国北方花岗岩山顶上发育的口小肚大的锅穴地貌(崔之久等，1999;李洪江等，2001)，也是部分学者所称之的“冰臼”地貌(韩同林等，1997，1999)。
同时，崔之久(2007)将束状石林、石蛋-造型怪石、石林+峰林分别作为花岗岩地貌发育壮年期、青年期、壮年-老年期的标志性地貌。并根据花岗岩的地貌组合，将花岗岩成景地貌演化划分为3期5个阶段(表4-3)。
表4-3 我国热带—亚热带代表性花岗岩山地地貌演化阶段


卢云亭(2007)也从影响花岗岩地貌景观的主导形成因素出发，将花岗岩地貌景观划分为5类:
1)比较潮湿，多雨的高山、亚高山花岗岩侵蚀型景观，以流水侵蚀、崩塌作用为主，景观形态有石峰、石柱、石林、洞穴、平衡石(风动石)、石蛋、崖壁、石墙、天窗、石台、深谷、一线天、湖泊、瀑布及大量象形石等。
2)比较潮湿，多雨的低山、丘陵花岗岩侵蚀-堆积型景观，海拔一般在千米以下，以侵蚀-堆积作用为主，形成的景观形态有:石蛋、石柱、石林、洞穴、风动石和众多象形石。但这些景观其规模和数量都远远比高山、亚高山区小而少。
3)处于干旱区的中山、低山、丘陵花岗岩风蚀型景观。如内蒙古克什克腾旗的花岗岩石林、新疆博乐怪石峪的花岗岩石蛋、石窗、石龛、石臼、石盆、石莲、石蜡烛、石台、石人、石鸟、石兽等地貌形态。
4)位于高寒山岳地区的花岗岩冰雪剥蚀型景观，包括古冰川剥蚀、刨蚀景观形态，和现代冰川寒冻剥蚀型景观形态。
5)位于海岸一带的花岗岩山地景观，以海浪侵蚀作用为主，如海蚀台地、阶地、海蚀穴、海蚀槽、海蚀窝、海蚀柱、蘑菇石、凹形壁、海蚀洞、海蚀门、海蚀窗、海蚀桥、弓形石、鹰嘴石、龟形石、海蚀痕坑等。
陈安泽从服务旅游的角度出发，从中国现有的花岗岩景区中的最重要地貌形态特征进行归纳总结，提出了如下12类花岗岩地貌，简述如下:
1)(高山)尖峰花岗岩地貌景观———黄山-三清山型。其指绝对高度在1500m以上，比高在1000m以上的花岗岩体，由寒冻风化为主形成的，顶部尖锐、棱角鲜明而离立成群的山峰为特征的地貌景观。耸立在比高1000m以上山体顶部的，成群出现的有棱尖峰并伴有深切峡谷是其最大特征。三清山、黄山是其典型代表(图4-3，图4-4)。

图4-3 三清山花岗岩峰林地貌(据杨明桂等，2009)

2)(高山)断壁悬崖花岗岩地貌景观———华山型(图4-5)。其指海拔1500m以上，由上千米高的巨型花岗岩断块山形成的四壁陡立、险峻的地貌景观，岩性均一，垂直节理发育，有大型断裂存在，新构造抬升迅速是此类地貌形成的重要因素。这是构造剥蚀地貌的典型，华山是其代表。自古华山一条路，说明了此类地貌的险峻程度。

图4-4 黄山花岗岩峰林地貌(照片来源:郭克毅)


图4-5 华山型花岗岩地貌(照片来源:http://bbs.pcpop.com/081009/4317415.html)

3)(低山)圆丘(巨丘)花岗岩地貌景观———洛宁型。其指海拔1000m以下的花岗岩体形成外貌呈巨大圆丘的地貌景观。圆丘表面光滑，在弧形曲面上往往分布着许多密集的细沟，远望似瀑布，有人称之为“花岗岩石瀑地貌”(图4-6)。这种地貌多出现在花岗岩岩株的根部，由于这个部位节理不发育，岩石致密，整体性好，化学风化和降水冲淋是形成这种地貌的主要因素。河南洛宁神灵寨和广东封开是其典型代表。
4)石蛋花岗岩地貌景观———鼓浪屿型(图4-7)。原地或移位的花岗岩块体，外貌呈浑圆的蛋状，故称石蛋地貌。石蛋地形是20世纪50年代首先由曾昭璇先生提出。化学风化和暴雨冲刷是形成的主要动力，热胀冷缩的物理风化作用也很重要。温湿气候带内，易受暴雨冲刷的山顶和山坡坡度转折部位，是石蛋最易形成的处所。福建厦门鼓浪屿-万石山、山东邹城县峄山是这类地貌的典型代表。

图4-6 河南洛宁神灵寨花岗岩地貌(照片来源:http://www.cnzozo.com/scenery/luoyang1503/s20061001_4057.shtml)


图4-7 鼓浪屿花岗岩地貌(照片来源:http://cctv.ctrip.com/community/itinerarywri/1030211.html)

5)石柱群花岗岩地貌景观———克什克腾型(图4-8)。石柱高度在5m以上，棱角平直，离立或连体成群的石柱体成片分布，是此类地貌的形态特征。因外观似云南的石林故有人称之为“花岗岩石林地貌”，由于“石林”已成喀斯特专用术语，建议称为“花岗岩石柱群地貌”或以其发现地名命名为“克什克腾地貌”简称“克旗地貌”或以当地蒙语发音命名为“阿斯哈图地貌”。次生密集的水平节理及相对稀疏的垂直节理，是形成这种地貌的构造条件，寒冷气候带冰冻崩解作用是成貌的主要动力。有些石柱体因遭受后期风力磨蚀作用，柱体棱角已成弧形。内蒙古克什克腾、黑龙江伊春是其典型代表。

图4-8 克什克腾花岗岩石柱地貌(摄影:杨孝)

6)(低山)塔峰花岗岩地貌景观———嵖岈山型(图4-9)。总体形态类似尖峰地貌，但其峰顶多呈浑圆状，故也可称之为“钝顶塔峰地貌”。与塔峰共生的有众多的小尺度的曲面造型山石、及崩落岩块叠积的花岗岩洞。这种地貌是由尖峰地貌演化而成。早期的高山尖峰地貌的尖峰及石柱因构造变动而崩落，山体高度也因风化剥蚀而降至1000m以下，加上后期的球形化学风化作用，致使尖峰及原来有棱角的石柱、崩塌岩块变为浑圆形态，是尖峰地貌和石蛋地貌的过渡类型，以河南嵖岈山为代表。

图4-9 嵖岈山花岗岩地貌(照片来源:卢欣祥，2009黄山花岗岩地貌研讨会)

7)崩塌叠石(石棚)花岗岩地貌景观———天柱山翠华山型(图4-10)。巨大的崩塌岩块相互叠置搭连构成不规则的空洞称为“石棚”或“叠石洞”为特征的地貌景观。此种景观是由尖峰地貌的尖峰或石柱体因强烈地震等因素，而遭到破坏崩落在山谷或山麓叠积而成。凡是崩塌叠石发育的地区，绝大多数山顶不再保有成群的石柱体。因此崩塌叠石地貌是判定地壳稳定性的一种标志。三清山与天柱山都是海拔1500m以上的高山，两者微地貌形态则截然不同，前者崩塌巨石稀少，尖峰及成群的高大石柱众多，其中石柱体巨蟒出山高达100余米;而后者山顶几无石柱体存在，山谷山麓却充满巨大岩块堆积物，构成40多处叠石洞。这种地貌是由“尖峰”地貌崩解叠积而成，说明该类地貌产地新构造运动强烈，安徽天柱山、陕西翠花山是这种地貌的典型代表。
8)海蚀崖、柱、穴花岗岩地貌景观———平潭型。靠近海岸或海岛地区的花岗岩体，因海蚀作用形成海蚀柱、海蚀崖、海蚀洞等为特征的地貌景观，以福建平潭为代表(图4-11)。

图4-10 安徽天柱山花岗岩地貌(照片来源:http://www.5ipgy.com/di-yi-ci-lv-you-tian-zhu-shan-guai-shi-mei-tu.html)


图4-11 福建平潭海蚀花岗岩地貌(照片来源:http://www.fyjs.cn/bbs/htm_data/128/0807/149972.html)

9)风蚀蜂窝花岗岩地貌景观———怪石沟-阿拉善型(图4-12)。在干旱沙漠荒漠地区的花岗岩体，因气候干热，昼夜温差大，使岩石产生热胀冷缩，加上强大的风力吹蚀，使花岗岩体表面形成极不规则的蜂窝状洞穴或风蚀蘑菇，成为这种地貌的景观特征，以新疆博尔塔拉怪石沟和内蒙古阿拉善盟为代表。
10)犬齿状岭脊花岗岩地貌景观———崂山型(图4-13)。在海拔1000m以上的花岗岩体上，形成窄长的山脊，其上散布着一系列犬齿状山峰，峰体棱角鲜明参差嶙峋，是寒冻风化，崩落裂解作用的产物。说明本区在地貌形成过程中气温较现在低(郭良等认为崂山有第四纪冰川存在)，因此寒冻风化发育。以崂山为代表。
11)圆顶峰长脊岭花岗岩地貌景观———南岳衡山型(图4-14)。以修长的岭脊上散布着浑圆外观为特征的花岗岩地貌景观。修长的岭脊是受一定方向构造裂隙所控制，与其垂直的裂隙则控制着散布在岭脊上的突出部位---峰，因气候湿热多雨，化学风化强烈，因此，这类地貌的山峰都是浑圆形态，状如鸟首，“衡山如飞”是对此地貌的形象描述。南岳衡山为代表。

图4-12 阿拉善风蚀花岗岩地貌


图4-13 山东崂山花岗岩地貌(照片来源:http://bbs.pcpop.com/090526/5407088.html)

12)岩穴型花岗岩地貌景观———福安型。在花岗岩谷地的底部分布着众多的岩穴，其形态以圆筒或水缸状岩穴为基本形状的各种变形，穴的直径从几十厘米到十余米，深度多数为一两米，在瀑布或跌水的下方则可达十余米。曾有人认为是冰川形成的冰臼，而实际上是由急流裹砂、卵石冲击旋转而成的一种锅穴或壶穴，在花岗岩或其他岩石的现代沟谷河床中，尚可见到正在形成中的因冲蚀磨蚀作用而成的岩穴雏形就是明证。以福建福安为典型代表(图4-15)。

图4-14 衡山花岗岩地貌(照片来源:http://www.hihunan.com/px/companyInfo.aspx?companyId=106)


图4-15 福安花岗岩地貌

4. 花岗岩地貌的介绍

在花岗岩石体基础上，各种外动力形成的形态特殊的地貌类型称为花岗岩地貌。花岗岩山丘大多具有山挺拔、沟谷深邃、岩石裸露、多球状岩块、多孤形岩壁、多崩块的特征。花岗岩山地丘陵区大多是风景名胜区。由花岗岩石体所构成的峰林状高丘与球状石蛋或馒头状岩丘的通称。 后者由穹窿状花岗岩体构成，具红色风化壳，厚10～80米，风化壳剥离后，出露球状石蛋或馒头状岩丘，地势浑圆。花岗岩地貌的发育深受岩性影响，一方面因块状结构，坚硬致密，抗蚀力强，常形成陡峭高峻的山地；另一方面因风化壳松散偏砂，其下原岩不透水，易产生地表散流与暴流，水土流失严重；且因节理丰富，产生球状风化；地表水与地下水沿节理活动，逐步形成密集的沟谷与河谷；在节理交错或出现断裂的地方，往往形成若干小型盆地；节理的多少和形式决定山坡的形态，节理密集区，重力崩塌显著，出现垂直崖壁；层状风化与剥蚀，使坡面角保持不变，而球状风化与剥蚀，使坡面浑圆化。沿节理进行的风化作用，可深入岩体内部，形成很厚的红色风化壳。此外，岩体构造对花岗岩地貌也有影响。

5. 　花岗质岩石的分布和产状

夹皮沟太古宙绿岩带中的太古宙花岗岩断续分布于大红石砬子—老牛沟—夹皮沟这一北西向长为45km，宽4～10km，面积约315km2的长条形地域内；花岗质岩石出露约占总面积的65%，绿岩约占35%，二者之比为5:3。太古宙花岗岩可分为同构造期和构造后期两大类，前者主要为英云闪长质－奥长花岗质片麻岩，由于与绿岩同变形，部分地段片麻理与绿岩整合化，常见包裹绿岩现象或与绿岩条带相间排列产出；后者主要为钾质花岗岩类，通常称为“哑铃状板庙岭花岗岩”。
夹皮沟花岗岩－绿岩带的变质变形是多期的，有4期变形构造（戴薪义，1990）。早期变形以现在能观察到的片理、片麻理、片内无根褶皱和布丁构造为代表，显示为深层次的强塑性变形。第二期变形，使片理、片麻理褶皱，形成一系列的同斜或平卧褶皱及韧性剪切带，其褶皱轴向与剪切带展布方向为NW向。带内A型褶皱及滑断构造所引起的一系列斜歪小褶皱及拉伸线理极为发育，表明此期变形和第一期变形均是在角闪岩相的变质作用条件下进行的；此时，相伴的英云闪长岩－奥长花岗岩的底辟侵入可能使变形更为复杂化，在进一步的构造置换和构造平行化作用下，形成了TTG岩石（钠质花岗岩）与绿岩带构造在S1的基础上统一起来的构造格局。第三期变形的主要构造形迹为叠加在平卧褶皱之上的大型开阔褶皱，轴向也为NW向；此时形成一些直立褶皱，反“S”型构造格局以及一些韧性剪切带。从第一到第三期变形的构造方位基本相同看来，可能是新太古代同一构造运动不同演化阶段的产物。第四期变形形成轴向为NE向的简单开阔褶皱，可能发生在太古宙末期，伴随有退变质作用；哑铃状板庙岭钾质花岗岩（2505Ma）的侵入，宣告该区太古宙克拉通化开始。

6. 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。

7. 花岗岩的全球分布

研究表明，花岗岩构造环境的研究应当予以区别对待，从全球花岗岩分布的角度，大体上可以分为三种情况：
（1）产于海洋及其边缘（海岸）的花岗岩。花岗岩的源岩主要为洋壳类型的玄武岩（少量的与裂谷有关的花岗岩可能也属于这一类），花岗岩具明显的地幔印记，可以用现有的判别图判别其形成的构造环境。大陆造山带内的花岗岩也可归入该类，例如古亚洲洋三叠纪以前（不包括三叠纪）的花岗岩，秦祁昆造山带志留纪以前（不包括志留纪）的花岗岩等。
（2）产于板块边缘和陆内的与碰撞事件有关的花岗岩。碰撞事件包括洋盆闭合后的陆陆碰撞，陆内挤压以及碰撞后的伸展过程。花岗岩的源岩比较复杂，通常以陆壳为主，也可以卷入少量来自洋壳（主要可能是岛弧）的花岗岩。
（3）产于陆块内部的花岗岩。包括陆块拼合后（与碰撞无关的）的所有花岗岩。花岗岩的形成主要与地幔来源的热有关，花岗岩的性质主要决定于源岩，与地表浅层构造作用和事件无关。这种花岗岩可分为两类，二者性质迥然不同：(1)源于古老陆壳（如华北和华南的侏罗－白垩纪）的花岗岩，带有强烈的陆壳印记（Nd同位素比值低，Sr同位素比值高，Nd模式年龄大）；(2)源于新生陆壳（如中亚造山带三叠纪）的花岗岩，具有洋壳的特征（Nd同位素比值高，大多为正值，Sr同位素比值低，Nd模式年龄小）。
上述3种情况中，第1类花岗岩有必要研究它们的构造环境；第2类需要研究的是其与碰撞作用（及事件）的关系，而非传统意义上的构造环境；第3类则与上述构造环境和构造事件无关，无所谓构造环境问题，也无所谓同碰撞和碰撞后问题。
从全球花岗岩分布来看，第1类花岗岩分布于海洋板块范围和各个时期的造山带中，其分布面积很大，但花岗岩出露的面积却很小，估计不会超过全球花岗岩分布面积的10％。其中ORG最少，WPG不多，最多的是VAG。第2类花岗岩主要分布于各个造山带以及发生过陆内碰撞的地区（非造山带），由于没有作过统计，很难估计其分布的面积。第3类花岗岩占绝大多数，包括从太古宙直至新生代的产于陆壳上的多数花岗岩。
对中国来说，第1类花岗岩所占的比例很小（10％～20％），自显生宙来以来（暂不考虑元古代和太古代的事件），包括中亚造山带（三叠纪以前）、秦祁昆造山带（泥盆纪以前）、特提斯造山带（三叠纪以前，局部可能推迟至晚三叠世以前）、新特提斯造山带（40 Ma（？）以前）以及环太平洋造山带（中新生代，如东北的北端和东部及台湾）的花岗岩。第2类花岗岩大体沿各个陆块边缘分布（部分与上述造山带重叠），与洋盆闭合的陆陆碰撞事件有关。如华北北缘三叠纪和早侏罗世花岗岩，秦岭－大别的三叠纪花岗岩、松潘－滇西的三叠纪花岗岩等。该类花岗岩的总量不会超过20％。于是，分布面积超过60％～70％的花岗岩属于第3类，包括中国（除东北东部和北端、台湾东部、云南西部和西藏特提斯构造域之外）的绝大多数中侏罗－白垩纪花岗岩。因此，中国的大部分花岗岩（第2和3类）没有研究其形成的构造环境的必要。从全球角度来说，与中国的情况可能类似，但是，不同地区有不同的情况。如日本，可能第1、2类占优势，很少有第3类花岗岩；美国的第1类花岗岩可能比中国多。就国内来说，新疆地区第1和第2类花岗岩可能是主要的，第3类不占重要比例，黑龙江和吉林可能也如此。而对于中国东部大多数省份（晋、冀、鲁、豫、湘、鄂、赣、苏、浙、闽、粤、桂）来说，占绝对优势的是第3类，第2类很少，第1类几乎没有。
上述情况表明，地球上大约只有10％左右的花岗岩可以探讨其形成的构造环境，不到20％的花岗岩需要研究它们与构造事件的关系（同碰撞或后碰撞，同造山或后造山），而大多数花岗岩，既无从考虑其形成的构造环境，也无需研究其与构造事件的关系。因此，花岗岩构造环境判别不具有普遍意义。
对于中国东部中生代花岗岩的形成环境存在两种相反的认识：一种认为与古太平洋板块的消减作用有关，另一种认为与太平洋板块的俯冲无关（张旗等，2001 c及其所附的参考文献）。中国东部中生代花岗岩如果按照流行的花岗岩构造环境判别图大多投在岛弧区，但这并不能说明中国东部花岗岩与古太平洋板块的俯冲有关。我们认为，中国东部中生代花岗岩源于古老陆壳，现有的构造环境判别方法是不适用的，仅据花岗岩构造环境判别方法得出的结论是不可信的。中国东部岩浆活动与西太平洋板块究竟有什么关系，应当另辟蹊径去研究，而不能依靠现有的花岗岩构造环境判别图。
玄武岩判别方法无疑已经取得辉煌的成功，为什么花岗岩判别方法不能取得玄武岩那样的辉煌？因为花岗岩比玄武岩复杂得多。玄武岩主要着重于三种环境的判别，即：洋脊、岛弧和板内环境，花岗岩除了上述玄武岩需要判别的构造背景（环境）外，还要判别同碰撞（挤压）环境和后碰撞（伸展）环境，而这些环境玄武岩并没有给我们以示范。更要命的是，大陆上花岗岩的数量远远超过洋壳内的花岗岩，因此，从这个角度来说，花岗岩所要判别的环境远远超过了玄武岩。现有的花岗岩判别图，几乎无一例外地包括了洋壳和陆壳上的花岗岩。对于洋壳上的花岗岩来说，由于源岩成分相对简单，有玄武岩判别的经验可以借鉴，成功的几率比较高。但是，对于陆壳上的花岗岩来说，则问题较多，很多情况下判别的结果不理想。因此，我们的结论是，按照板块构造思路得出的构造环境判别方法对于大陆花岗岩来说是不适用的。但是，许多人不这样看，这可能就是花岗岩构造环境判别争论的原因之所在吧。

8. 花岗岩的成因分类

1.传统成因分类
人们最早认识和研究花岗岩类时，尤其是对花岗岩进行填图时，大都认为一个岩体一般只经历了一次岩浆分异并上侵就位形成的，虽然认识到了花岗岩类成岩过程中的分异作用，但没有将这种分异与岩浆的上侵和就位相联系。20世纪60～70年代，随着构造—岩浆旋回的概念建立，才开始注意到按构造旋回对花岗岩类进行期次分类，即每一构造旋回都伴有相应的岩浆旋回。这种分类仅是花岗岩的粗略分类，在地质填图中一般按大的构造旋回确立和划分岩浆旋回（如加里东旋回、印支旋回、燕山旋回）。
2.花岗岩类的派生成因分类
在基本分类方案的基础上，附加各种成因的分类统称为派生分类方案。
第一类派生分类以源岩所在岩石圈的大致位置，并结合其他地质因素或增加某些有限的地球化学参数限定的分类。前者以我国科学家徐克勤先生的同熔型、改造型、幔源型分类为代表；后者以ISMA分类为代表。
I型和S型花岗岩类最早由Chappell和White（1974）在研究澳大利亚Lachlan褶皱带早古生代花岗岩类岩石时提出。最初的意义是，S型花岗岩（含火山岩）的源岩应以沉积岩或变质沉积岩等壳层沉积物为主，因而其特性继承了沉积岩和变质沉积岩的某些重要地球化学特征（S型取sedimentary首字母）。与其相对应的I型火成岩，源岩则主要由火成岩，尤其是基性程度偏高的火成岩、变质火成岩类（I型取igneous首字母）组成。此后，I型和S型分别代表了成熟度较高地区下地壳硅镁层（火成岩）和上地壳硅铝层（沉积岩）物质的重熔和简单成岩过程中形成的两类花岗岩类。
Collins（1998）的三源组分混熔模式被认为是现今对I型和S型花岗岩源岩的最合乎实际的解释。Collins指出Lachlan褶皱带的I型花岗岩是由玄武值岩浆与绿岩系部分混熔形式，当这种岩浆在地壳中又受到了大量沉积岩的充分混染，则I型花岗岩就变成了过铝质S型花岗岩类（图3-3）。可以看出，三源组分解释与Chappell最初的定义无本质上的区别。ISMA分类在此后的推广中，分类内容不断增补，但由于不同研究者在运用于其他花岗岩区的研究中，对其理解的差异以及各地花岗岩特征的差异性，尤其是Pearce等将其与构造环境相联系并加以改造原始分类，使这一分类更为混乱。

图3-3 花岗岩类三源组分混合模式图

（据Collins，1998）
Pearce指出“I 型、S型分类方案是有用的，但要将矿物分类和主要元素分类方案用于构造环境判别的效果一般较差，因为它们仅仅依赖于几个为数不多的变量，而且全部不能用来进行构造分类，在这些花岗岩类中并不存在环境之间的简单对应关系”。不难理解，I 型、S型最初的分类是以岩石学、矿物学标准的分类，并仅仅分析两类不同特征的岩石与源岩的关系，而大多数应用者试图努力寻找到该分类与构造环境的对应关系，必然引起很多争论。
较集中的争论是其定义混乱并且在不同地区尤其是造山带地区极难对比和应用。之所以混乱是因为这些成因类型是仅仅根据几个有限的地球化学参数确定的，地质过程如此复杂，要想用几个参数简单化、数字化加以概括和分类，几乎是难以置信的，也导致了许多矛盾；之所以极难对比和应用，从根本上说是因为I型、S型花岗岩分类的基础在造山带受到了置疑。
第二类派生分类以日本学者日原瞬三依据特征矿物磁铁矿、钛铁矿为标准的分类。已经证实岩浆中的SO2含量直接决定磁铁矿和钛铁矿的相对含量，不具推广意义。
第三类派生分类即是将花岗岩的形成环境与大地构造环境相联系的分类，主要有Maniar的造山型和非造山型分类；Pearce的洋脊、火山弧、板内、碰撞带分类以及对ISMA型的构造相联系的成因分类；杨树逢以板块边界为主的板块俯冲幔源型、板缘挤压型（岛弧型）、板缘拉张型、板内改造型、板内裂谷型分类；李永军等（1995，1996）将西秦岭造山带花岗岩划分为造山型包括俯冲（洋陆）碰撞型、陆陆碰撞型、造山期后型，非造山型包括板内裂谷型、板内浅熔型、板内深熔型等，也属于此类。