（壹）花崗巖類成因概述
花崗巖類的成因涉及花崗巖類巖漿的起源（物源與熱源）、演化和結晶（包括巖漿混合、圍巖混染等）等方面的過程，與形成的構造環境有關。歷史上曾出現過 “巖漿派”與 “變成派” 之爭，即認為有巖漿成因與交代成因兩類花崗巖。巖漿花崗巖是指巖漿經歷了從源區分凝、上升遷移到異地就位的過程，最後才冷凝結晶形成的花崗巖。交代花崗巖是指基本上在固態的情況下由交代作用轉變而成的花崗巖。由於認為這種交代成因的花崗巖多半是在原地形成的，沒有空間上的位移，因此稱為原地花崗巖。Tuttle ＆Bowen（1958）完成的Q－Ab－Or－H2O實驗相平衡（圖9－13）為解決這壹爭辯奠定了基礎。圖9－13中H點的左下側以曲線勾畫的範圍為自然界花崗巖的極大值，其位於該相圖的最低點附近，表明花崗巖的形成受熔體－礦物相平衡制約，大多數花崗巖的形成必然與巖漿有成生聯系，而用交代作用無法解釋其特征。目前，已普遍接受花崗巖體幾乎都是巖漿成因的。Winkler ＆ Hansen（1969）以硬砂巖為原料的熔融實驗表明，大陸地殼物質部分熔融可以產生花崗質巖漿，且花崗質巖漿的形成是壹個漸進的過程，即當溫度升高到源區巖石發生部分熔融的臨界溫度時，其易熔組分就會進入熔漿中，隨著溫度的升高，相對難熔的組分就會相繼進入熔漿，而熔體的比例也會隨之增加。這種花崗巖的地殼深熔論（crustal anatexis，Wyllie，1977），是目前學術界討論花崗巖成因的基礎所在。
圖9－13 Q－Ab－Or－H2O系統相圖（據Tuttle et al.，Luthet al.；轉引自鄧晉福，1987）
1.物質來源
長英質巖類的巖漿源區主要有三種：(1)殼源（大陸殼和大洋板片）；(2)幔源（為幔源巖漿分異形成或新生的地殼物質重熔產生）；(3)殼源和幔源巖漿的混合源。通常情況下，地幔巖石的部分熔融不能產生長英質巖漿，長英質巖漿都是先形成玄武質巖漿或玄武巖後間接產生的。例如，蛇綠巖套等大洋巖石中少量出現的大洋斜長花崗巖，盡管不能排除是幔源鎂鐵質巖漿分異的產物，但更多的研究表明，由鎂鐵質巖重熔產生的可能性更大（如輝長巖的脫水部分熔融）。
近年來，以Sr－Nd同位素為主體的同位素示蹤為認識長英質巖石的成因類型、分析物質來源與演化機理提供了有效工具。統計資料表明，地殼中古老花崗巖類（＞20億年）的εNd（t）值多在0附近變化，年輕花崗巖的εNd（t）值絕大多數都小於0。不同源區的花崗巖中，幔源（新生地殼物質重熔或幔源巖漿分異）花崗巖的εNd（t）壹般為正值（如興蒙造山帶古生代－中生代花崗巖）；殼源的花崗巖εNd（t）值壹般為負值，通常εNd（t）值偏離零值的程度愈大，表明巖石中地殼古老物質組分的貢獻愈多。據全球500個花崗巖資料統計，不同源區的花崗巖鍶同位素的初始比（87Sr/86Sr）i不同。由於現代大洋玄武巖的（87Sr/86Sr）i為0.702～0.706，代表巖漿來自上地幔源區，沒有或很少受到地殼鍶的混染；大陸地殼的（87Sr/86Sr）i平均為0.719。因此，花崗巖的（87Sr/86Sr）i大於0.719應是殼源的。（87Sr/86Sr）i在0.706～0.719之間的花崗巖應主要來源於地殼，但受到了壹定程度的幔源物質的混染。
2.部分熔融和深熔作用機理
大量的證據表明，大部分長英質巖漿是由地殼巖石的深熔作用產生的。深熔作用（anatexis）概念的提出已有近百年的歷史，但長期以來，人們對引起深熔作用的原因仍爭論不休。爭論的焦點主要是引起深熔作用的熱源。近10多年來的研究表明，與許多長英質巖類形成相關的深熔作用，是軟流圈或上地幔上湧引起底侵作用及殼幔相互作用帶來的加熱的結果（圖9－14），有些也聯系到伸展環境下的降壓熔融；而俯沖帶的巖漿產生，還與揮發分的加入有關。不過，根據熱模擬計算，在底侵巖漿加熱導致下地殼熔融的情況下，產生壹份花崗巖至少需要1～3份底侵的玄武巖漿（馬昌前，2003）。因此，要證明巖漿底侵作用在巨量花崗巖形成中的作用，必須觀察到更大體積的鎂鐵質巖石，或提供地殼深部存在大體積鎂鐵質巖石的地球物理證據。高溫高壓實驗表明，地幔橄欖巖的部分熔融只能形成玄武質巖漿；而玄武質巖石的部分熔融可產生英雲閃長質－奧長花崗質－花崗閃長質的巖漿組合，英雲閃長質－奧長花崗質巖石的部分熔融可產生花崗質巖漿。以下的事實只有用深熔模式來解釋更為合理：(1)長英質巖類主要產於大陸區和消減帶的大陸壹側，表明長英質巖與大陸地殼有關，大陸地殼是大部分長英質巖石的物質源區；(2)化學成分和礦物成分的模擬計算及地殼巖石的熔融實驗都表明，由地殼巖石的深熔作用可形成長英質巖漿；(3)在高級變質地體尤其是含角閃石和雲母的變質地體中，常見透鏡狀、豆莢狀的花崗質脈體，表明有局部的深熔作用發生。
圖9－14 流紋巖的地殼深熔模式圖（據Hildreth，1981）
3.巖漿分異演化
結晶分異作用（分離結晶作用）是指結晶相和熔體相之間分離的過程（詳見第十二章），主要包括重力分異、流動分異、壓濾作用和熔體對流分異等多種分異機制。研究表明，鎂鐵質巖石部分熔融或鎂鐵質巖漿分離結晶產生的花崗巖很少。從體積上看，作為母巖漿或源巖的鎂鐵質物質應當比花崗巖漿大10倍（馬昌前，2003），但在露頭上，很少發現有對應比例的鎂鐵質巖石產出。由於玄武質巖漿難以分異出規模宏大的花崗質巖漿，因而幔源鎂鐵質巖漿分異形成的花崗質巖漿不占主體。與玄武巖不同，花崗質巖漿在很大程度上表現為晶粥體，其發生分離結晶作用的可能性較低，因而部分學者反對花崗巖的分離結晶作用模型（Reid et al.，1993）。壹些學者提出過熱重力擴散導致鎂鐵質巖漿產生帶狀巖漿房的模型（Hildreth，1981）），即壹方面巖漿中的揮發分在重力的驅動下會向巖漿房頂部擴散，在巖漿房頂部富集，伴隨元素的重新分布，在巖漿房頂部形成高SiO2的流紋質巖漿層；另壹方面由於巖漿房中存在的溫度梯度可使巖漿房重力失穩，產生對流，使下部未經分異的高溫巖漿向上遷移，加速擴散分異作用的進行，最後形成基性程度不同（由上向下增加）的層狀巖漿房。然而，由玄武質巖漿分異形成長英質巖漿的方式即使存在，所形成的長英質巖石的規模也是非常有限的。
此外，巖漿混合、圍巖混染對長英質巖漿（石）的形成也可能發揮壹定的作用（詳見第十二章）。圖9－15展示了自然界形成花崗巖的主要方式。
（二）花崗巖與地殼演化
由於花崗巖是大陸地殼的重要組成部分，因而花崗巖的成因與大陸地殼的形成演化存在密切的聯系。從地球演化的理論出發，地殼是從地幔中分異而來的，這壹前提指示初始的大陸地殼是玄武質成分的，但現今大陸地殼的成分是中性－長英質的，這就要求早期形成的地殼必須發生分異而使部分鎂鐵質的物質再循環進入地幔。目前，對這壹地球化學之謎的最佳解釋是拆沈作用（delamination）模型。在造山帶，由於板塊的匯聚作用而使地殼明顯加厚，深部地殼的巖石轉變成榴輝巖，而高密度的榴輝巖由於重力不穩，就會返回到地幔之中，稱為拆沈作用。因此，造山作用晚期造山帶的垮塌或拆沈作用可能是導致地殼發生成分變化的最重要時期，也是花崗巖形成的最重要的構造背景（Wu et al.，2006）。近年來，對東哈薩克斯坦，俄羅斯阿爾泰，新疆阿爾泰、天山，蒙古，中國東北地區，俄羅斯遠東濱海區等地花崗巖Sm－Nd同位素研究發現，與世界上壹般的顯生宙地殼來源且具有負εNd值的花崗巖不同，興蒙造山帶及中亞造山帶古生代－中生代花崗巖普遍具有正εNd值，因此它們應當主要來源於幔源物質或新生的年輕地殼。這壹事實表明，中亞地區顯生宙曾發生過大規模的地殼生長，這對大陸地殼生長主要發生於早前寒武紀的傳統觀點提出了挑戰。
圖9－15 花崗巖產生過程示意圖（據Clarke，1992，有修改）
（三）構造環境
花崗巖形成的構造環境壹直是地質界非常關心的問題。自20世紀80年代，人們開始對花崗巖構造環境的判別進行了嘗試。1979年Pithcher指出花崗巖與構造環境的成因聯系，劃分出安第斯型、海西型與阿爾卑斯型三種類型，開創了花崗巖與構造環境關系研究之先河。Pearce et al.（1984）系統地討論了花崗巖與其形成的構造環境問題，提出了被廣泛應用的花崗巖構造環境判別圖（如Nb－Y、Ta－Yb、Rb－（Yb＋Ta）和Rb－（Y＋Nb）圖），而Babarin（1999）則進壹步發展了花崗巖構造環境判別。
要指出的是，目前對花崗巖構造環境的地球化學判別方法，存在很大的不確定性。這主要是由於花崗巖的化學成分取決於其源巖的礦物組成和化學成分、熔融時的物理化學條件（包括溫度、壓力和揮發分）及其後巖漿的演化（如分離結晶作用、巖漿混合作用、同化混染作用等）。因此，花崗巖的化學成分與構造背景之間並不存在簡單的對應關系，需要綜合各種地質資料，相互印證，才可能得出正確的結論。表9－6系統概括了花崗巖類型與構造環境之間可供參考的關系。
表9－6 不同構造環境下形成的花崗巖類巖石
（據Pitcher，1983，1993；Barbarin，1999修改）