1、 花岗石：花岗石是一种由火山爆发的熔岩在受到相当的压力的熔融状态下隆起至地壳表层，岩浆不喷出地面，而在地底下慢慢冷却凝固后形成的构造岩，是一种深成酸性火成岩，属于岩浆岩。花岗石以石英、长石和云母为主要成分。其中长石含量为40%-60%，石英含量为20%-40%，其颜色决定于所含成分的种类和数量。岩质坚硬密实。 2、 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。“S”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。 3、 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。这种花岗岩的源岩物质是未经风化作用的火成岩熔融而来，是活动大陆边缘的产物，简称I型花岗岩。“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。 4、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。[1] 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。 5、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，有时有碱性角闪石等组成。碱性暗色矿物含量高，有时因富铁还会出现富铁橄榄石。这类花岗岩因为通常是非造山期的、碱性的和无水的特点，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。 6、花岗岩类型：根据对澳大利亚东南部拉克兰褶皱带的研究，查佩斯和怀特划分了两个不同的花岗岩类的岩石类型，称为I型和S型。I型花岗岩岩浆是由火成岩（Igneous）源岩部分熔融形成。S型花岗岩岩浆是由沉积岩（Sedimentary）源岩经部分熔融形成。Sn矿化与S型花岗岩关系密切，Mo矿物与I型花岗岩关系密切。 石原舜三根据花岗岩中有无磁铁矿，分为磁铁矿系列和钛铁矿系列，与I型和S型基本相当。磁铁矿系列的特点是有磁铁矿（0.1-2%体积分数）、钛铁矿、赤铁矿、黄铁矿、榍石、绿帘石等。黑云母中Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均高；含有斑岩Cu-Mo矿。钛铁矿系列的特点是有钛铁矿（<0.1体积分数）、磁黄铁矿、石墨、白云母、黑云母的Fe3+/Fe2+和Mg/Fe2+比值均低；伴生云英岩型Sn-W矿床。 按生产原因及位置的不同可以分为S、I、M、A四种类型 在大洋岛弧发现的大多数钙碱性斜长花岗岩被叫作M 型, 是由地慢中产生的岩浆或这些岛弧下面的俯冲大洋壳衍生而成的。M 型过渡为I (科迪勒拉型), 后者代表了活动大陆边缘的大量辉长岩一石英闪长岩一英云闪长岩套。克拉通和大陆碰撞褶被带的过铝性花岗岩则叫做S 型。最后, 稳定的褶皱带、克拉通隆起带和裂谷带的碱性花岗岩叫作A 型花岗岩。这些花岗岩类型在矿物、地球化学和矿化方面的差别, 反映了它们的生成过程（包括源岩）的不同, 每一种过程和来源都反映了不同的地质环境。 6、花岗岩类：花岗岩类（granitoid）这一术语最初用于表示与花岗岩相似，但成分不同的
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岩石。现在通常作为花岗质岩石的同义词，用于临时性“野外”分类。
花岗岩类是含二氧化硅在65%~78%的花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩、石英正长岩等的总称。一般以含石英和具花岗岩外貌为其特征。其成因既有由岩浆形成的,也有由花岗岩化作用形成的。花岗岩类岩石分布很广,常呈较大的杂岩体。与其有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、稀有元素、铀、金、铅、锌等。
花岗岩类为SiO2含量65—78%的火成岩总称。按其碱质含量多少，又可分为碱性和钙碱两亚类。碱性花岗岩以含碱性长石和碱性铁镁矿物为特征，如钠闪石花岗岩、霓石花岗岩，这类花岗岩分布较少。广泛分布的是钙碱性花岗岩，按其所含碱性长石和斜长石的比例而分为碱性长石花岗岩、正常花岗岩（花岗岩）、花岗闪长岩和斜长花岗岩。一般说来，花岗岩类其成因有由岩浆形成的，也有由花岗岩化作用形成的。花岗斑岩在热液作用下可形成石英绢云母与黄铁矿。在表生作用下，花岗岩中的暗色矿物发生分解，长石变成绢云母或高岭土，成为高岭土矿床，如中国江西景德镇、湖北大悟等地的高岭土矿。中国各主要地质历史时期和不同构造与花岗类有关的矿产有钨、锡、铍、铌、钽、铀、金、铅、锌、稀有元素等。花岗岩类岩石分布很广，常呈较大的杂岩体。 7、花岗岩成矿专属性：
成矿专属性：一定的成矿作用及其产物（矿床）与一定的地质作用及其产物（地质体）的专属关系。习惯上多用于一定的岩浆岩（见火成岩）类型及其相关的成矿作用﹐即岩浆岩成矿专属性。
许多矿产都与岩浆岩有著空间的﹐甚至成因的共生关系。一般认为﹐超基性岩﹑基性岩和酸性岩的成矿专属性明显。例如﹐与橄榄岩﹑纯橄榄岩有关的铬﹑铂矿床﹔与斜长岩﹑辉长岩有关的钒钛磁铁矿矿床﹔与角砾云母橄榄岩有关的金刚石矿床等﹐都表现出明显的岩浆成矿专属性﹐与酸性花岗岩-流纹岩有关的有钨﹑锡﹑锂﹑铍等矿产﹐成矿专属性也较明显。但中性及中酸性岩所表现的成矿专属性就不十分明显。
由于花岗岩类分布很广且对成矿关系重大﹐对其成矿专属性的研究也比较深入。1920年翁文灝首先将中国南方与成矿有关的花岗岩类划分为两类﹐即以长江中下游为代表与铁铜等矿产有关的偏中性的一类﹐和以南岭为代表与钨锡等矿产有关的偏酸性的另一类。前者较後者来自地下较深处。1974年﹐B.W.查普尔与A.J.R.怀特以岩石包体来源研究为基础﹐划分了与钨及斑岩铜钼矿有关的I型和与锡矿有关的S型两类花岗岩。1977年石原舜三以岩石副矿物含量研究为基础﹐划分了与斑岩铜钼矿有关的磁铁矿系﹐和与锡﹑钨矿有关的钛铁矿系两类花岗岩。这些花岗岩类的起源﹑演化和物质组成都有差异﹐因而有著不同的成矿专属性。
对成矿专属性的研究正从探讨空间共生关系走向成因共生关系﹐而其研究目的也从简单地区分含有不同矿产的岩类﹐走向同类含矿岩石中矿产的有无及矿化富集程度的区分与判别。
不同成因花岗岩类成矿专属性：刘家远（1978）认为江西存在两类不同成因的花岗质岩石，二者有不同的成矿专属性。一类是源自地壳上部硅铝层重熔和再生作用形成的中酸性一超酸性交代侵入杂岩，称为地壳型花岗岩类，其活动时间很长，从前震旦直到喜马拉雅期。主要分布在江西南半部及南岭东西向隆起带内，九岭东西向构造带亦有零星分布。与其有关的矿化主要的W、Sn、稀有、放射性铀等，成矿元素以亲氧元素为特征。第二类花岗岩源自地壳深部或上地幔的中酸性一弱酸性潜火山杂岩。其主要产于燕山期，浅成一超浅成的侵入岩中，在成因上与这一期的大规模钙碱性安山质火山岩活动有关，属于地幔到地壳过渡型岩浆岩。这类花岗岩主要分布于江西省北半部隆拗交接带或某些巨大的区域性断裂附近，与这类过渡型杂岩有关的矿化是Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag等，并以亲硫元素为特征。两类花岗质岩石，其生成深度不同，其专属矿床也有差别。地壳型花岗岩类深成
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相有稀土的轻微矿化；中深相侵入花岗岩与W、Cu和稀土矿化有关；浅成相细晶花岗岩和各种斑岩与Pb、Zn、U、萤石以及少量W、Cu矿化有关；喷出的熔岩、火山碎屑岩与U、TR矿化有关。过渡型潜火山杂岩，浅成相斑岩与Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Ag、S、Fe、W等矿化有关，次火山岩和隐爆相与Pb、Zn、Ag、Cu、Mo等矿化有关。
1.什么是同造山花岗岩：同造山期花岗岩（1. synorogenic granite
2. synkinematic granite）?
2.什么是后造山花岗岩? 3.什么是浅色花岗岩?
他们是如何反映构造属性的?
8、花岗岩形成的构造环境分析：
（1）弧后盆地：岛弧靠大陆一侧的深海盆地。又称边缘盆地。水深约2000～5000米。与海沟、岛弧组成沟弧盆系。弧后盆地在世界许多大洋边缘均有分布，以西太平洋边缘的最为典型。
弧后盆地的分类及特征：按地质和地球物理特征，可将弧后盆地分为4种成因类型。
①边缘海盆地及弧间盆地。由于弧后微型扩张，一个火山岛弧与大陆分裂，形成以洋壳为底的海盆，称为边缘海盆地；一个火山岛弧经向分为两个火山弧，中间的洋壳盆地称为弧间盆地。前者以日本海和太和盆地为代表;后者以西南太平洋汤加-克马德克岛弧后的拉岛海盆为代表。
②前陆盆地。在大陆型地壳上，属于陆缘延伸部分，具挤压特征的弧后盆地。以台湾海峡为代表。该盆地的基底岩石由前寒武纪、古生代和早中生代的变质岩和海相碎屑沉积所构成。上部盖层由白垩纪至早第三纪浅海相、滨海相和陆相以及晚第三纪和第四纪海相和陆相沉积所组成。
位于台湾山脉东部的变质移置地体于晚第三纪末迁移并增生于台湾山麓地带上，并在西部台湾山脉和雪山山脉产生指向西的推覆构造，从而使得原先的边缘海盆地受挤压剪切而转化为西部台湾海岸平原和台湾海峡的前陆盆地。前陆盆地一侧发育起来的推覆构造是 A型俯冲（见俯冲作用）的一种标志。在此过程中通过重叠的断层而使地层增厚，并又被褶皱。前陆盆地常有油气生成和储集。
③弧后转换断层盆地。弧后沿转换断层走向水平运动形成的盆地。以北美加利福尼亚湾为代表，其中以浊流沉积和浅海相沉积为特征，发育有3种类型地壳,即大陆型、过渡型和大洋型地壳。
④弧后硅铝层上裂陷盆地。弧后大陆岩石圈下的地幔物质上拱和弧后微型扩张作用而形成的拉张型盆地。它以中国东部弧后盆地为代表，包括松辽盆地、下辽河盆地、渤海盆地、华北盆地、苏北和南黄海盆地。这些盆地以具有陆壳结构和高热流为特征，往往以生长断层为边界相间发生地堑或箕状构造和地垒，显示其拉张的特点。
弧后盆地的成因：板块构造理论认为，由于板块间的俯冲作用，岛弧裂离大陆或岛弧本身分裂而形成弧后盆地。弧后硅铝层上的裂陷盆地、边缘海盆地及弧间盆地等就是这种弧后扩张的产物。前陆盆地则是原先的边缘海盆地因受后期挤压而转化成为挤压性盆地。另外，弧后的剪切应力作用则可形成加利福尼亚型的弧后转换断层盆地。
关于弧后扩张的动力机制，尚有不同见解。一些学者认为板块俯冲引起热地幔主动地底辟上涌，或引起次一级的地幔上升流，可成为弧后扩张的动力。另一些学者注意到太平洋东缘的俯冲作用并未形成边缘盆地，俯冲带的存在还不是弧后扩张的充分条件。他们认为弧后扩张可能与上覆板块和俯冲板块之间耦合不紧密有关。
9、造山带：造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由[url]岩石圈[/url]剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状
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相对隆起的山脉，一般与[url]褶皱带[/url]、构造活动带等同义或近乎同义。包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及[url]拉伸构造[/url]、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
造山带 - 造山带6种特征标志：
①造山带是地壳的缩短带。造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生； ②造山带广泛发育 塑性流动、韧性剪切、 褶皱、冲断和/或剪压构造带。早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断 推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一； ③造山带有广泛的 变质作用发生，岩石组构发生改变。 ④造山带有强烈的中酸性 岩浆活动，有广泛的热参与； ⑤造山带沉积以 非史密斯地层为主。较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在； ⑥地壳中参与造山作用的主体是 硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。 造山带 - 增生型造山带的特征：
①具有很宽的 增生楔，增生楔中的 复理石基质向着 海沟后退方向时代逐渐变新； ②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的； ③增生型造山带中有多条 钙碱性火山岩和 花岗岩带，其生成时代也向着 海沟后退方向变新； ④增生地体内含有 海山、大洋岛和大洋台地的构造碎块，使增生型造山带复杂化； ⑤增生型造山带中具有多条 韧性剪切带，可能是 蛇绿岩构造就位的滑脱带； ⑥增生型造山带含有大型-超大型铜、金和多金属矿床。 造山带 - 板内造山的两种类型： 一类形成于克拉通之上，另一类形成于显生宙特别是中新生代造山带之上，或称之为造山带的复活。
古克拉通下面是没有山根的，岩石圈本身不存在失稳的条件，造山活动的起源只能从软流圈的运动状态来寻找。解释克拉通基础上板内造山的最成功模式是岩石圈拆离——陆内俯冲模式。该模式的实质是说稳定克拉通下部的软流圈由于某种原因发生离散运动，但还没有达到破坏岩石圈完整性的程度便发生反转。在这种快速的由离散到汇聚的振荡运动中，岩石圈的运动幅度和节拍没有同步跟上软流圈的运动。在相对稳定的板块内部软流圈的单独活动破坏了上下层圈间的和谐运动，也就是说岩石圈和软流圈运动的不一致性导致了这类造山带的形成。
造山带 - 造山带的复活：
新生代造山带的复活是我国西部大地构造活动的一大特点。所谓造山带的复活，应该和原生造山带连续长期的活动有不同的特点，和原生造山带不属于同一地球动力学过程，而只是在空间上继承老造山带的位置，或是在老造山带基础上重新发展起来的造山带。这时它们的板块构造背景已经改变。因此，从本质上说造山带的复活应该是板内造山的一种类型。 如 印度板块和 欧亚板块之间的喜马拉雅碰撞造山带在 始新世相撞后，北部软流圈受南部持续向北运动的影响运动方式发生改变，直到现在青藏高原下的软流圈还拖动着 印度板块、 青藏高原和塔里木板块持续地北移。这种运动如果没有边界条件的改变在板块内部是不会形成造山作用力的。山根的存在必然导致塑性流动层运动条件的改变。原生造山带的山根还没有来得及消失，凸出于粘性流动的软流圈中，接受软流圈流动所施加的力的作用，这种力的作 4
用造成上部岩石圈层的褶皱、冲断、推覆、剪切，引发变形变质和岩浆活动，形成造山带的复活及新生，这种过程所反映的本质是岩石圈板块和软流圈之间的相对运动。这就是我国西部造山带复活的运动学和动力学背景。因此，造山带复活的作用力，本质上不是碰撞作用力的远距离传递，而是远距离粘性流动受阻于早期造山带的山根，改变了原先运动背景所产生的新生作用力。
造山带 - 陆内造山作用模式：
与板块构造和碰撞有关的陆内造山作用模式中，最具代表性的当属关于拉拉米造山带的低角度俯冲模式。异常厚且具浮力的巨大的大洋高原的俯冲，导致了俯冲角度的变缓。有一个面积大体与拉拉米造山带相当的大洋高原在 白垩纪末 第三纪初(65～40 Ma)俯冲至拉拉米之下，是拉拉米构造变形发生的原因(图) 。 除了低角度俯冲模式之外，板块间相互作用的远程效应也被用来解释板内造山带的形成。许多地质学家均将板内构造变形归因于板块的俯冲或碰撞。但是，板块的俯冲或碰撞所产生的边界应力可否产生有效的远程传递效应，及如何传递的问题，尚无一致的认识。 10、造山作用的主要方式有哪些？
H.J. Zwart在1967年注意到了造山带变质作用的差异，并提出了三种造山带形式；1979年W. S. Pitcher进行了一些修改并进一步确定为： 1、海西型（Hercynotype）（弧后盆地型）： 浅、压力低变质作用；细变质带 变质带与温度上升有关 大量花岗岩和混合岩
少量蛇绿岩系，缺乏超基性岩石 小规模和抬升高度低的极宽造山带 推覆体结构少
2、阿尔卑斯型（海沟型）： 深、高压、宽变质带
多种变质作用岩相，与压力减少相关 少花岗岩或混合岩
大量蛇绿岩系与超基性岩石
相对较窄与抬升高度大且快速的造山带 主要是推覆体结构
3、科迪勒拉（弧）型：
主要是钙质碱性岩形式的火成岩、安山岩、花岗岩岩基 一般缺乏混合岩，低地温梯度
缺乏蛇绿岩和深的沉积岩（黑色页岩、燧石等） 低压变质作用，抬升高度中等 推覆体结构少
11、关于花岗岩的分类 A,S,M,I型分别有怎样的大地构造意义?
根据花岗岩的物源来源可以将花岗岩分为A型、S型、M型和I型花岗岩。
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，主要见于非造山带和造山后的大地构造环境；
S型是造山花岗岩，为经过风化的沉积岩熔融形成的花岗岩，是造山带的产物； I型是造山花岗岩，为未经风化的火成岩熔融形成的花岗岩，是造山带的产物；
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