火成岩思考题复习

1、火成岩PPT复习橄长岩（troctolite）：常压无水苏长岩（norite）高压富水批式熔融分离结晶论述：1. 蛇绿岩：蛇绿岩是出露在缝合帶中的一套由蛇纹石化超镁铁岩基性侵入杂岩和基性熔岩以及海相沉积物构成的岩石组合，是大洋岩石圈的残留，是确定古板块边界的重要证据（百度百科）。 蛇绿岩指一套特殊的基性、超基性岩石组合，野外填图时不应将它当成某个岩石的名称或某个岩石单元。在一个发育完整的蛇绿岩，应该从下到上发育以下这些岩石类型： 超基性杂岩体，由不同比例的方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和纯橄岩组成，它们通常出现变质构造形迹（不同程度的蛇纹石化）； 辉长质杂岩体，普遍发育堆晶结构并通常含有堆晶成因的橄榄

2、岩和辉石岩，其变形程度通常比超基性杂岩体弱； 基性席状岩墙； 基性火山岩，通常具有枕状结构； 伴生岩系包括：1）上覆的沉积岩，如条带状硅质岩，薄层页岩以及少量的灰岩；2）与纯橄岩相伴生的豆荚状铬铁矿；3）酸性的侵入岩与喷出岩。随着1967-68年板块构造学说的兴起，国际学术界对蛇绿岩取得以下四个方面的共识：（1）辉绿岩脉是大洋扩张时形成的；（2）蛇绿岩是大洋岩石圈的殘片，包括洋壳和大洋地幔的上部分；侵入到橄榄岩中的辉长岩和辉石岩是地幔部分熔融形成岩浆的分异体；（3）蛇绿岩中的深成岩代表了固化的岩浆房；（4）蛇绿岩通过推覆或仰冲就位在消减板块的大陆边缘；2. 造山过程中能产生的岩浆作用（前 中

3、后）简答：1. 岩浆混合：岩浆混合作用既是再造新生岩浆又是开放体系下岩浆演化的重要岩浆作用，因而它已成为岩浆多元性和火成岩多样性的重要因素。混合岩浆的端元岩浆多为镁铁质和长英质成份，其中镁铁质岩浆多来自地幔，而长英质岩浆的源区则是地壳，而且它有时还是热的镁铁质岩浆作用于地壳部分熔融形成。2. （三个条件）发生熔融：升高温度（板内热点）、降低压力（洋中脊）、流体特别是H2O的加入（俯冲带位置）3. MORB：洋中脊下地幔熔融，形成MORB, 构成洋壳的主要组成部分，地幔减压熔融形成玄武质熔体，玄武岩的结晶形成新的洋壳（MORB+gabbro）。残留地幔为深海橄榄岩（ Abyssal Perido

4、tite）。 当部分熔融程度低时，低熔点的再循环物质发生熔融，形成 E-MORB当部分熔融程度高时，低熔点的再循环物质和亏损地幔组分同时发生熔融，形成N-MORB。4.OIB：显性交代和隐形交代：地幔交代作用由Lloyd & Bailey于1973年明确提出，指后期熔体通过渗透(infiltration)或扩散(diffusion)等方式改变地幔橄榄岩成分的过程。显性交代作用 (modal metasomatism)： Ben Harte于1983年首次引入这一概念，指橄榄岩中有除了常见矿物(如Ol, Opx, Cpx, Grt和Sp)之外的交代矿物的加入。这些矿物包括：角闪石、云母、碳酸岩、

5、磷灰石、榍石、锆石和钛铁矿等。 隐性交代作用 (cryptic metasomatism)： Berry Dawson于1984年提出，指虽然没有新矿物的加入，但后期熔体导致了橄榄石中原有矿物的成分（尤其是微量元素）发生变化。熔体-橄榄岩反应Si不饱和熔体： 消耗橄榄岩中的辉石，结晶橄榄岩，形成纯橄岩；Si饱和熔体： 消耗橄榄岩中的橄榄石，结晶辉石，形成方辉橄榄岩或二辉橄榄岩岩石地幔的形成时代：岩石圈地幔是指早先地幔发生熔体迁出形成地壳而后的残留。从这一定义出发，地壳的形成时代就是岩石圈地幔的时代。岩石圈地幔定年的方法：（ 1）根据地幔亏损程度确定岩石圈地幔的形成时代；（ 2）传统放射性同位素

6、方法对岩石圈地幔时代的测定；（ 3） Re-Os同位素方法对岩石圈地幔时代的测定；造山带橄榄岩的定义最初指构造就位在造山带中的橄榄岩，以区别于岩浆结晶分异形成的超基性岩 (Benson, 1926; Thayer, 1960, 1967)。现在通常指造山带以二辉橄榄岩为主的橄榄岩体(Menzies and Dupuy, 1991)。与蛇绿岩不同的是，造山带橄榄岩通常不与大洋岩石相伴生，代表构造就位的大陆岩石圈地幔残片。影响深海橄榄岩成分的因素：1. 部分熔融：分离熔融（）导致橄榄岩中Al2O3和 Na2O等玄武质组分以及其它不相容元素的亏损速率加快。2. 熔融作用：二辉橄榄岩方辉橄榄岩纯橄岩

7、熔体再富化作用：纯橄岩方辉橄榄岩二辉橄榄岩/辉石岩3. 海水蚀变作用：包括蛇纹岩化和洋底风化(Seafloor weathering)两个过程，通常导致：全岩MgO和SiO2降低；全岩CaO和Na2O升高；全岩Al2O3含量基本保持不变。弧前橄榄岩通常具有非常亏损的重稀土元素，但相对富集的轻稀土元素特征。与大洋深海橄榄岩相比，部分弧前橄榄岩具有更高的氧逸度。与大洋深海橄榄岩相比，弧前橄榄岩具有更低的平衡温度。弧前橄榄岩氧逸度的升高可能与俯冲流体或熔体反应有关。蛇绿岩年龄：保存在造山带或大陆上的蛇绿岩是古大洋的某个片断(snapshot)。即蛇绿岩的年龄不完全等同于大洋的时代： 蛇绿岩的年龄原则

8、上可以通过不同的岩性单元来限定，如深海沉积、玄武岩、辉长岩及橄榄岩。（1）硅质岩放射虫化石定年-接触关系与年龄解释（2）洋壳岩石定年-岩石性质与含义（3）地幔橄榄岩定年(Sr-Nd-Pb-Hf-Os)-熔体抽取与交代作用（4）接触带变质变形作用定年-蛇绿岩侵位斜长花岗岩：斜长花岗岩的成因：（1）玄武质岩浆的结晶分异、（2）蚀变的基性岩石重熔蛇绿岩的就位环境：根据是否出现大陆底板、火山弧建造和增生混杂岩，Moores (1982)把蛇绿岩划分为特提斯型和科迪勒拉型两类：Tethyan型：通常就位于被动大陆边缘，其形成多位于大洋中脊；Cordilleran型：在时间和空间上通常与岛弧岩石、岛弧建造

9、、火山碎屑岩以及增生混杂岩相伴生，其形成于活动大陆边缘（如弧前、弧后和弧间）；蛇绿岩：（1）洋中脊型：贫水熔融；地幔熔融程度较低；拉斑质的贫水岩浆； （2）俯冲型（SSZ）：富水熔融；地幔熔融程度较高；钙碱性的含水岩浆； 全球90%以上的蛇绿岩为SSZ型蛇绿岩洋中脊 (MOR)：亏损LILE和LREE，无明显HFSE的亏损；俯冲带 (SSZ)：富集LILE和LREE，亏损HFSE 碱性岩：（1）Na质的：通常伴生霞石，不含石英，产于大陆裂谷，不出现于活动陆缘（俯冲带）或被动大陆边缘（2）K质的：通常伴生白榴石（SiO2不饱和），活动陆缘与大陆裂谷均发现，洋壳内和被动陆缘不产出。岛弧岩浆：单斜辉

10、石早于斜长石；无水岩浆：斜长石结晶早于单斜辉石；不同源区的产生的岩浆类型地幔：玄武岩浆、碧玄岩浆、霞石岩浆、苦橄岩浆、科马提岩浆、金伯利岩浆、碳酸岩岩浆；地壳：花岗岩类；俯冲带（地幔、洋壳、陆壳）： a.俯冲洋壳：由于脱水，产生含Si高的流体，以产生“ 安山岩浆 ”, 埃达克岩b.地幔楔性区：从靠近大洋的岛弧拉斑玄武岩(TH)，向大陆K增高，变成碱性玄武岩浆橄长岩不会出现在岛弧环境为什么高铝玄武岩只出现在岛弧带？底侵作用的地质地球化学标志：地壳加厚：意大利Ivrea 地区地壳加厚7km ,澳大利亚昆士兰地区加厚8km；地壳物质呈双峰式分布，特别是基性麻粒岩70%以上，被视为幔源岩浆底侵于壳-幔

11、边界SiO2 :47-52% -底侵岩浆产物62-67%-古老地壳地球化学：Nd 值高；明显的Eu正异常；下地壳LIL和生热元素不同程度的亏损底侵作用的地球物理标志：在下地壳和上地幔之间形成纵波（VP），速度递变层（6.8-7.2km/s）同化混染作用(AFC)(1)玄武岩浆同化酸性岩：可以使岩浆成分变得更酸性，并能促进玄武岩浆的分离结晶作用(降低了岩浆温度，并且结晶加速)(2)同化泥质岩(含Al高)：以Al2O3和SiO2为主的岩石 透辉石Al2O3SiO2=AnPy 这样就可以形成苏长岩，因此有人认为苏长岩是同化混染作用形成的。弧的分类：弧岩浆Nb-Ta-Ti亏损洋内弧（硅镁质）：马里亚纳

12、岛弧1）岛弧陆缘岛弧（硅铝质）：日本弧2） 大陆弧（活动大陆边缘）：南美安第斯弧岛弧火山岩：高比例的玄武安山岩和安山岩，绝大多数安山岩出现在俯冲背景中。主量元素和岩浆系列：拉斑玄武质系列、碱性系列（包括橄榄玄粗系列）、钙碱性系列（主要出现在俯冲带）大陆弧火山岩：高比例玄武安山岩和安山岩 岩石系列：中钾-高钾钙碱性，少量为橄榄玄粗至系列弧岩浆的地球化学特征：富集大离子亲石元素：Rb、Ba、Sr、Cs、La等亏损高场强元素：Nb、Ta、Ti、Zr、Hf等（金红石）埃达克岩：含斜长石和角闪石斑晶的中酸性岩浆岩（SiO256wt%），具有高Sr（=400ppm）,低Y（=18ppm）和亏损重稀土元素（

13、如Yb=1.9ppm）的特征，且MgO通常3wt%，无Eu、Sr异常，贫高场强元素，具有低的Sr同位素比值。埃达克型高镁安山岩原始岩浆的特征，但不含橄榄石：板片熔体与地幔橄榄岩不平衡反应的结果。赞崎岩成因：含水流体交代地幔-地幔来源的原始安山质岩浆，俯冲沉积物+洋壳熔体与地幔橄榄岩相互作用，并与橄榄岩达到平衡。（SiO256-62wt%，HighMgO5.83-8.88wt%、Mg#64-72）巴哈岩：（SiO2=48.2-56.5wt%;MgO=4.1-8.3wt.%;Cr,Ni含量挺高，K2O范围很宽；轻重稀土极度分馏，富集Sr，亏损Rb）斑晶为单斜辉石和少量橄榄石，基质为斜长石微晶、辉石

14、和富铁的充填物。巴哈岩系：以高镁安山岩为主，同时包括少量的玄武岩质安山岩的一套新生代火山岩，斑状结构，斑晶较少，斑晶主要是橄榄岩，单斜辉石、斜方辉石、斜长石及角闪石。巴哈岩成因：交代含角闪石地幔的熔融，板片熔体（埃达克岩）与地幔橄榄岩反应生成角闪石，交代的含角闪石地幔熔融形成巴哈岩，其与地幔橄榄岩平衡（地幔包体内的角闪石具有较高的K,Sr,Ba,LREE,HFSE含量和较低的Rb和Th含量）玻安岩：前弧环境，高镁（镍、铬、钴）、高的铝钛比、富水和SiO2饱和为特征，斑晶出现斜顽辉石，缺失斜长石，U型稀土元素分配，高场强元素亏损，中稀土Zr、Hf富集。斑晶为橄榄石各种辉石（顽斜、古铜、易变、普通

15、）基质主要为斜方辉石、易变辉石、普通辉石和火山玻璃，而不含斜长石。玻安岩成因：软流圈地幔（没有受到板片组分的影响）减压熔融形成MORB，俯冲沉积物流体交代亏损地幔熔融形成玻安岩。板片窗形态依赖于三个主要因素：板片的相对运动和速率、俯冲前的洋脊-转换断层组合样式、俯冲角度。洋中脊俯冲：俯冲洋壳埃达克岩；岛弧地壳A型花岗岩；地幔源区MORB,OIB型的玄武岩（）洋脊俯冲的特征：1）伸展的背景：板片窗打开，软流圈的上涌，形成大量的岩脉，A型花岗岩；2）高热的产生：通过板片窗上涌的软流圈带来大量的热；3）物质的贡献：软流地幔、弧下岩石圈地幔和俯冲洋壳、弧中下地壳；岛弧基本岩石系列和组合：1)碱性系列：

16、钾质碱性、钠质碱性、橄榄玄粗岩（shoshonitic）；2）亚碱性：拉斑质、钙碱性 橄榄玄粗岩系列：钾质粗面玄武岩-橄榄玄粗岩-粗安岩（硅饱和、低铁、富碱、高的钾钠比）岛弧与大陆弧岩浆岩组合（B-BA-A-Da-Rh）对比：岛弧更加的富集玄武岩和玄武安山岩；传统观点认为该岩石组合是板片流体交代地幔楔橄榄岩形成的幔源岩浆经过分离结晶作用形成的。板片熔体交代地幔形成的弧岩浆岩组合：埃达克岩-埃达克型高镁安山岩-Piip型高镁安山岩-富Nb岛弧玄武岩组合-玻安岩MORB-OIB型的玄武岩在岛弧中出现时洋中脊俯冲的岩石学标志？洋中脊俯冲形成的“特殊”岛弧岩浆岩组合的岩石成因：1） 板片窗上部年轻洋壳

17、熔融形成埃达克岩2） 被埃达克质岩浆交代的岩石圈地幔熔融形成富Nb玄武岩3） 板片窗之上热异常导致上覆板块的高度熔融形成拉斑玄武岩4） 埃达克质岩浆交代的包含沉积物组分的地幔低密度熔融形成高镁安山岩5） 流体交代地幔楔的熔融形成早期的钙碱性岩浆拆沉发生的四种可能因素：1）对流的不稳定性；2）裂谷；3）地幔柱侵蚀；4）大陆碰撞碰撞带岩浆产生的可能机制：1） 俯冲大陆地壳释放流体加水2） 富水沉积物俯冲增压3） 地壳放射性元素生热减压加热4） 剪切生热加热5） 岩石圈减薄，软流圈上涌减压、加热6） 玄武质岩浆底侵淡色花岗岩：高铝、高硅碱酸性侵入体，石英碱性长石组成，暗色矿物1 富Al2O3,富Nb

18、,亏损Th、Ba、Sr，稀土元素较一般花岗岩低。泥质岩含水熔融形成奥长花岗质熔体，脱水熔融形成花钢之熔体；泥质岩的脱水熔融产生强过铝质花岗岩质熔体。变质玄武岩-榴辉岩高压熔融的实验岩石学（产生埃达克岩）：K2O含量：低钾、中钾的变质玄武岩岩石经高压脱水熔融产生高钾的中酸性岩浆岩，同样的原岩，高压条件下更容易产生“高钾”的熔体，“富钾”的原岩，更容易形成“高钾”的熔体。源区残留矿物：石榴石+金红石、缺少斜长石 解释了埃达克岩负的Nb-Ta异常和HREE的亏损及无Eu和Sr异常。岩浆岩总结1. 岩浆起源大部分为岩石圈和软流圈地幔的部分熔融，2. 影响火成岩成分的因素有哪些？ 首先岩浆的起源和演化可

19、造成火成岩的多样性。因此可分为原始岩浆（原始地幔岩石部分熔融形成）、原生岩浆（由前存在的地幔或者地壳部分熔融形成且未遭受变异）和 母岩浆（未经各种岩浆作用的原始岩浆或原生岩浆）、演化岩浆（经过各种岩浆作用产生岩浆） 火成岩的成分首先取决于源区岩石的成分、熔融温度和压力、挥发分（水）和熔融程度。其中部分熔融程度最为关键。例如地幔岩石熔融形成玄武质岩浆，地壳岩石熔融形成花岗质岩浆。一般认为高压下易形成富碱贫硅的拉斑玄武岩浆。 在岩浆演化阶段也会对其成分有一定影响，例如 岩浆混合作用（分为机械混合和均匀化混合，大多学者认为花岗岩中暗色包体的存在是重要的混合证据） 岩浆不混溶作用（例如在铜镍硫化物矿床

20、形成过程中，硫化物岩浆（成矿）与硅酸盐岩浆发生不混溶，亦称为熔离作用） 岩浆分异作用：其中结晶分异对于基性岩浆的演化、堆晶岩和大型层状侵入体比较重要；另外还有流动分异等 同化混染作用：岩浆边部常常捕获围岩等其他成分，是边部的岩浆成分的发生一定变化。3. AFM图解（不同结晶矿物相） 钙碱性岩石系列（没有富铁趋势）：在富水条件下，主要结晶富铁橄榄石和单斜辉石，没有长石的结晶（也可能是结晶出镁铁矿物角闪石），使得剩余岩浆中镁铁同时降，钾钠升 拉斑系列（早期阶段明显富铁演化趋势）：在贫水条件下，富镁橄榄石和钙长石，使得剩余岩浆中镁下降，铁和钾钠同步上升，当普通辉石开始结晶时，而几乎没有斜长石结晶，岩

21、浆中Fe和Mg同步下降，钾钠升高（之后可能是由于氧逸度的增加，磁铁矿结晶，使的铁急剧下降，并向碱性方向演化）。4. 岩浆的成分显然与源岩性质、部分熔融条件及后期岩浆演化过程有关，那为何学术界又认为岩浆岩可用来判断其形成的大地构造背景呢？5. 如何从岩类学研究岩石成因矿物粒度大小: 岩浆结晶的环境（深成粗粒，浅成细粒、喷出斑状）矿物结晶顺序: 岩浆成分+物理化学条件（无水条件和富水条件下斜长石的结晶与否）矿物内部环带: 岩浆结晶演化（斜长石正常环带体现冷凝速度较快的分离结晶过程）矿物交生关系: 岩浆结晶演化过程（橄榄石的辉石反应边，说明先期结晶的橄榄石与后期富硅熔体反应）特殊矿物鉴定: 特定地质

22、意义（蓝晶石等高压矿物、）岩石分类命名: 术语的准确是一切工作的前提6. 主量元素在火成岩研究方面的应用 首先主量元素与矿物成分具有密切关系，SiO2含量高则代表岩石较为酸性，石英含量较高；钾钠含量一般体现在岩石中钾质长石（透长石、正长石、微斜长石）和钠质长石或碱性暗色矿物的多少；CaO含量主要体现在富钙斜长石和富钙辉石（透辉石和普通辉石）和普通角闪石的多少；MgO主要与富镁的橄榄石、辉石普通角闪石、黑云母等矿物上；Al2O3过饱和的话则形成富铝矿物（白云母、刚玉、红柱石）等；应用主要氧化物含量的协变图解哈克图解，有助于对岩浆演化、矿物结晶等过程认识。 另外还可以根据相应化学成分划分岩石系列：

23、如根据全碱量分为碱性和亚碱性；再根据全Fe/Mg分为拉斑系列和钙碱性系列（也可以根据AFM三角图）；可根据K的含量分为低钾拉斑玄武系列、中钾钙碱性、高钾钙碱性、橄榄安粗岩系列等；同一系列岩石往往具有成因联系。7. 微量元素在火成岩研究方面的应用 常使用岩石中两个具有相似地球化学性质或互为母子体的微量元素比值来描述岩石特征和成岩过程（如Rb/Sr、Zr/Hf） 也可使用某些元素的异常值来描述其岩石成因等。Eu异常（斜长石的残留与否）、俯冲带Nb、Ta负异常可能是与金红石的残留有关等 按照不相容到相容元素顺序得到的蜘蛛网图，对于描述火成岩的地球化学特征有重要作用 依据相关元素所构筑的构造环境判别图

24、解，在一定程度上有助于我们的研究，但须慎重使用，具有很大的局限性。 放射性同位素测年。测年需保证同源、同时、封闭体系。 与地球化学示踪，需要在充分理解相关元素的地球化学行为基础上，进行精确数据测定，再结合地质背景进行解译。Sr-Nd-Pb同位素示踪，可有效解释岩浆源区（各种类型地幔）和结晶过程（有没有地壳混染）。8. 不同类型构造背景下的岩浆岩组合离散型板块边界的岩浆岩洋中脊岩浆岩组合-N-/E-MORB蛇绿岩与大洋岩石圈弧后盆地岩浆岩组合汇聚形板块边界的岩浆岩俯冲带类型：比较俯冲学俯冲板块参与岩浆形成的证据岛弧地区岩浆岩系列与组合：Th-CA-Alk（太平洋西岸）活动大陆边缘岩浆岩组合：安山

25、岩与花岗岩（太平洋东岸）大陆碰撞带岩浆岩组合（喜马拉雅与欧洲海西造山带）不同碰撞阶段的岩浆岩造山后与非造山岩浆岩的区别板内岩浆岩洋岛玄武岩大陆溢流玄武岩大陆裂谷岩浆岩板内碱性岩与金伯利岩9.岩浆岩形成大地构造背景的判定时代确定（同位素定年手段，大致限定其与区域岩浆-构造事件的对应）区域背景: 地层学/沉积学/构造学等岩石组合与岩石系列（一定的构造背景可能产生具有一定成因和时空联系的岩石组合，例如岛弧玄武-玄武安山岩-安山岩-流纹岩组合；大陆裂谷常产出双峰式火山岩等）特殊岩石类型: 金伯利岩常产于稳定克拉通内部；碱性岩常产于板内环境的裂谷地球化学特征: 元素分配型式与异常（MORB和OIB产出的

26、玄武岩的稀土配分有较大不同）地球化学判别图解（）10. 构造环境判别注意事项及存在的问题火成岩地球化学成分主要受控于其源区特征、熔融的物理化学条件及后期的岩浆演化，并不与构造背景直接挂钩；构造背景可在一定程度上控制岩浆的源区，但不具有一一对应性；岩浆产生的物理化学条件与背景的关系可能更为密切，如俯冲带是低温含水的，拉张构造环境应是减压高温的；火成岩构造背景的确定更多地依赖于其时空分布规律，及相关地质资料。需要指出的是，岩浆岩的研究不只是在于研究其构造背景，而是要研究其岩浆起源及其演化过程。花岗岩与大陆地壳形成；玄武岩与大洋地壳形成；俯冲带研究与壳幔物质混合11. 谈谈你对华北克拉通减薄与破坏的

27、认识克拉通作为地球上稳定的构造单元，一般岩石圈厚度超过200km，没有地震，没有广泛的岩浆和成矿作用。但华北克拉通在中生代经历了减薄和破坏，需要指出，减薄不等于破坏。减薄是岩石圈厚度减薄，破坏指的是发生大规模的岩浆-构造事件，破坏了其稳定性。世界上有很多克拉通历史上经历过减薄，但很少有被破坏。华北克拉通既减薄也破坏。减薄主要证据：由古生代金伯利岩石榴石橄榄岩包体所制约的岩石圈厚度约200Km,是较难融的富集岩石圈地幔来源，具有较低的地温梯度；由新生代玄武岩内橄榄岩包体所制约的岩石圈约80km,是较饱满但亏损的地幔，较高的地温梯度；另外现今地球物理所显示出东西不同岩石圈厚度主量元素和微量元素以及

28、Os同位素的模式年龄等方面有较大差异，表明不仅仅是减薄，且没有古生代岩石圈地幔的残留破坏：侏罗纪和早白垩纪花岗岩广泛分布，中生代成矿作用大爆发；构造变形强烈；有巨大盆地形成对于破坏的机制主要有两种观点，拆沉作用和软流圈的热侵蚀，更可能与板缘的俯冲作用有关。花岗岩花岗岩简单认识1、花岗岩是一种以硅和铝为主要元素组成、或石英和长石为主要矿物组成的，侵入于地下的火成岩。2、花岗岩是地球分异演化的产物，是地球上大陆地壳的最重要组成部分, 也是地球区别于太阳系内其它星体的重要标志。3、花岗岩与金属矿产关系极为密切, 其本身也是重要的非金属材料。当前花岗岩研究概况1 以I、S和A型为代表的成因类型划分目前

29、应用较广，但对其成因争议较大2 花岗岩成因类型与构造环境的制约对应关系研究较多，但非议也较多3 造山后(post-orogenic)花岗岩研究得到充分重视4 侵位机制研究多元化，拉伸与走滑是岩体就位的主要背景因素5 地幔在花岗岩研究中的作用：热源与物源6 微粒闪长质包体问题7 巨型花岗岩带的形成与地壳演化研究将成为未来的重点花岗岩大论战的几点认识1) 花岗岩大论战最后以火成论的胜利而告结束, 并极大地推动了实验岩石学的发展. 但火成论者起初所主张的花岗岩来源于玄武岩浆结晶分异作用的观点 (一元论) 后来逐渐被抛弃, 取而代之的是岩浆形成的二元论甚至多元论的提出;2) 变成论在大论战中尽管遭遇失

30、败, 但他们提出的花岗岩系列的概念 (原地-半原地-异地花岗岩) 被很多后来的研究者所接受, 从而极大地推动了高级变质作用和混合岩的研究. 此外, 他们以野外观察为主的主张一直贯穿后来的花岗岩研究, 从而使人们更加认识到, 花岗岩不仅仅是一个岩石学问题, 而更重要的是一个地质学问题;3) 花岗岩大论战虽然告一段落, 但花岗岩的空间问题始终没有得到解决, 从而导致上世纪后半期花岗岩侵位机制研究的高潮. 花岗岩大论战在新的基础上继续进行;4) 花岗岩大论战也使岩石学从以前的水成岩、火山岩和深成岩 (包括变质岩、混合岩和花岗岩) 的划分转变为沉积岩、火成岩和变质岩三大类。 此后, 岩石学进入快速发展

31、的时期.I、S、A型花岗岩分类的几点认识1 I、S和A型是当前花岗岩成因类型划分的主流方案，它基于花岗岩主体是地壳来源的认识。在该分类中，矿物组成是最主要的，同位素成分不能作为划分的依据；目前认为角闪石、堇青石、碱性暗色矿物是判断I、S、A型花岗岩的最主要矿物标志。2 对于非高分异的花岗岩，大致可根据ANKC铝饱和指数来划分I-S型，1为S型。3 花岗岩成因类型在大多数情况下与同位素组成无关, 与构造环境弱相关;4 高分异花岗岩在自然界普遍存在，它的成因类型划分有时是困难的，需要依据与其相关的偏镁铁质岩石组合才能确定，其多具有稀土四分组效应，与开放体系下流体与熔体相互作用有关。5 A-型花岗岩

32、是高温的，不可能通过I-型花岗岩结晶分异作用产生；多采用过碱指数和Ga/Al值来判别。多形成与拉张背景6 花岗岩未来的成因分类可能是多元的，既要考虑源岩因素，又要考虑形成的物理化学条件。地幔在花岗岩形成过程中扮演了何种角色？ 花岗岩主体是地壳来源的, 但不排除地幔在花岗岩形成过程中的作用. 很多花岗岩体地壳和地幔两种不同性质岩浆的厘定, 表明地幔参与了花岗岩的形成, 特别是提供了花岗岩浆产生的热源。幔源岩浆以底侵方式聚集在地壳底部，大量的热引发地壳物质的熔融，形成花岗岩浆。 但地幔在多大程度上以物质的方式参与花岗岩的形成, 目前还存在较多争论.为什么造山后产生大量花岗岩，主要是压力降低所导致的

33、岩石熔融的因素，由于造山和俯冲带均为挤压背景，不利于岩浆产生，而造山后属减压环境，有利于熔融；同时地壳的伸展和拉伸，会伴随着软流圈上涌和幔源岩浆底侵作用，使地壳加热，更利于熔融，因此产生大量花岗岩。对于花岗岩侵入体-单元-超单元1) 侵入体-单元-超单元是很好的研究区域花岗岩的方法,其根本方法在于以年代学和成因研究为基础，将各级花岗岩合并， 但它很难适合野外填图;2) 建议恢复1/20万的岩性+时代的方法, 并按岩体进行描述;3) 关于侵入序列, 镁铁质在先, 长英质在后的情况有时并不成立, 要特别注意同深成岩墙和岩浆混合问题.俯冲带花岗岩，低温含水背景，太平洋东岸多与俯冲板片脱水交代地幔楔，

34、地幔楔部分熔融产生高温基性岩浆，但由于陆壳密度低、较厚，使得其停留在下地壳与岩石圈地幔结合处，且经历广泛的结晶分异和同化混染作用，并产生大量热可能是的下地壳部分熔融，产生花岗质岩浆。碰撞花岗岩后碰撞花岗岩研究花岗岩最重要的是研究大陆增生问题全岩Nd同位素和锆石Hf同位素模式年龄是确定地壳增生年龄的重要工具，两者意义也可能不同。（所研究岩石必须地壳来源的）n 底侵作用是幔源岩浆底垫到下陆壳底部的一种过程，其识别主要是下陆壳剖面，反射地震研究和同位素示踪（深部来源岩石及包体）底侵作用可能给花岗岩浆的形成提供部分热，但这需要大量幔源岩浆多次不断侵入，而这没有充分的地质证据。n 拆沉作用多指岩石圈由于重力不稳定性使其底部沉入软流圈。其识别主要是地球物理地震波和地热状态或某些深源岩石及包体的同位素地球化学特征。n 某些拆沉作用可以使地壳与软流圈直接接触，地壳部分熔融的基性残留或拆沉到软流圈，使地壳向着长英质方向演化，底侵作用，壳内分异和拆沉三者的共同作用，使得大陆不断生长分异，克拉通化