板内花岗岩模式曲线见图1C和1d。他们可以分为三种类型。第一种，Ascension Island and Oslo Rift模式，它的特点是Rb，Th，Ta和Nb的含量较高或者约等于标准化含量，这与板内玄武岩特征是一样的，它的原因可能是花岗岩来源于不兼容元素富集的地幔( Pearce,1982). 我们要注意到我们没有考虑这种花岗岩模式中地壳物质的参与，这叫“地幔主导”。第二种，取自Sabaloka intrusion，它与第一种模式有很大区别，Rb和Th相对富集，而Nb和Ta相对亏损，．．．．．．．．．并且Ce和Sm与相邻元素比含量较高。这种模式的成因与地壳物质的参与（为何导致Nb，Ta亏损）有关，这已经有同位素证据来证明(Harris et ai, 1983)，因此这种模式又称为“地壳主导”。这两种模式都一个很明显的共同点，就是Ba的强烈负异常（Ba进入到哪去了），并且从右向左整体呈上升趋势。第三种模式曲线来自Mull and theSkaergaard complex，Rb和Th相对Ta和Nb的比例较大，也就是曲线较陡，有些人把这种模式也称为“地壳主导”，但是它有两个不同点，一是没有强烈的Ba负异常，二是Ta到Yb相对平缓。
尽管板内花岗岩由于内部原因有一些变化，但是整体有一些特点：1、Hf到Yb的值与标准值相近；2、K,Rb和Th的含量高。
碰撞花岗岩的模式曲线图见图1e和f。很明显可以看到，从形态上它们与火山弧花岗岩中钙碱性系列模式相似。但是也有一些不同之处，同碰撞花岗岩Rb极高正异常和Ce，Zr，Hf和Sm的很低的负异常。
最后，我们应该注意到图1中所展示的模式曲线并不能完全代表花岗岩的侵入体系特征。
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除了以上的几种情况，在很多时候，结晶作用对模式曲线形态有很大的影响，例如，一些洋脊花岗岩通过聚集锆石可以形成Zr，Hf，Y和Yb的正异常。在一些特定的情况下，分离结晶作用对模式曲线形态也有很大影响，例如，图1C中板内花岗岩Ba的负异常在中期组成成分上。地壳的混染作用也有很大变化，既可以使曲线是地幔主导也可以使地壳主导模式。挥发相在斑岩体中花岗岩和微晶花岗岩的模式曲线有很重要的作用。尽管有以上说明，但是整体来讲，这些模式曲线可以代表数据库中绝大部分花岗岩的特征。
微量元素-SiO2变化图解
图2是微量元素-SiO2图解，它可以在所选微量元素适用性和分离结晶敏感程度提供更多的信息。我们可以得到以下结论：
1、Y和Yb在N-洋脊（ORG的a，c）和板内环境下含量较高，而在火山弧环境下含量较低（图ab）。上俯冲带的洋脊花岗岩（ORG（b）），如我们所料，投在了火山弧区域。
2、Rb的变化曲线可以很明显的分为两种，洋脊和板内，火山弧和碰撞后花岗岩。在d中，后造山花岗岩将火山弧和后碰撞的区域都覆盖。
3、Nb和Ta在板内花岗岩中相对最富集。唯一的例外的衰减减薄陆壳的板内花岗岩，它在图中与其他类型的花岗岩重叠。这种重叠与我之前的Nb-SiO2互变Pearce &Gale (1979)基本一致的。并且Ta-SiO2比Nb-SiO2的重叠要更明显一些，因为同碰撞花岗岩中Ta/Nb比值较高(Harris et al., in press)。
我们还对其他一些元素进行了分析，得到以下结论：
1、Ba在SiO2含量小于65%的情况下，洋脊和板内花岗岩中的变化与Rb相似。当SiO2含量超过65以后，Ba对黑云母（以及钾长石）结晶的极度敏感和地壳的混染作用使其在各种岩浆作用中都是重叠的。
2、洋脊和板内花岗岩的K2O随着SiO2的变化都是不同的，与（Rb图2C）差不多，但是并没有Rb那么明显。
3、Th，Ce和Sm的变化与Rb相似，但是要比Rb重复的区域多。
4、Zr和Hf在SiO2含量小于68%的时候模式与Y和Yb相似，但是当超过这个含量，Zr
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和Hf由于锆石分离结晶和地壳同化作用，二者含量迅速较少，并且在花岗岩类型之间产生很大的重叠范围。同碰撞花岗岩通常具有较低的Zr和Hf的含量，所以在判别同碰撞和火山弧花岗岩时，利用Rb/Zr和Rb/Hf要比单独使用Rb要更准确。
Rb-Y-Nb 和 Rb-Yb-Ta 图解区别
从图1和2中可以看出，Rb, Y (or Yb) and Nb (or Ta)对于判别花岗岩构造背景时最有意义的元素。并且，在此基础上，上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞湖光岩很难与火山弧花岗岩区分出来。因此我们这里仅对N-ORG，WPG,VAG和COLG进行分析，对于上俯冲带洋脊花岗岩和后碰撞造山花岗岩在后面分类。我们的目的不是利用统计学来制造出一个区别构造环境的图标，而是在经验的基础上去发现他们的区别。
图3所示是Y—Nb (Fig. 3a) and Yb—Ta (Fig. 3b}的简单的投影。但是这两个图标仅能区
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分VAG和WPG，并且只靠Y，Nb，Yb和Ta其结果并不是特别有效。WPG和ORG二者间的区别由于衰减大陆岩石圈的WPG样品和异常洋脊花岗岩的重叠而变得不清楚。当然，这种重叠并没有很大应先个，因为这两种花岗岩在地球化学特征上有很大差别。VAG和syn-COLG的区别在Yb-Ta图解上可以表现出来，在Y-Nb很难。
从图2中可以看出，Rb可以将VAG和syn-COL分开，也能将ORG与WP分别开。并且，我们可以把Nb-Y中的对角线作为VAG和WPG的分界线。因为后者相当于一个等式Nb+Y=K，所以我们预测，Rb-(Y + Nb)图解对于判别花岗岩应该有更大的作用。图4a及时三者的图解，可以看到花岗岩类型之间基本没有重叠之处。图4b是Rb --(Yb + Ta)图解，它的形态与a相似。两个图中的边界都是靠眼睛画的，具体分类见下面的数据说明。
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判别边界的岩石学意义
我们可以很形象的证明图解中的边界是有相应的岩石学意义的。图5是对Rb-(Y + Nb)图解的解释。在建立模型过程中使用的参数见图4.这些参数都建立在岩石学和大量的地球化学和同位素基础上。然而，我要强调的是，我们并不是要建立一个精确的判别途径，而是要解释这种区别背后的原理。只有当图4中的参数影响其分类时才有意义。
图5a解释的是正常和异常洋脊花岗岩ORG的岩石学变化。为了构建岩石学变化轨迹，我们假设地幔的不均匀性对Rb和Nb具有同等的影响效应，但对Y没有影响(see, for example, Wood, 1979; Sun & Nesbitt1977; Pearce, 1982)。其地幔来源的组成可以用一条线a-b来表示其变化范围。后者的成分与原始地幔有些不同，根据Wood's (1979)Nb (0-6 p.p.m.) and Y (5 p.p.m.)，而Rb (0-3 p.p.m.)，要比原始地幔少了50%，，这与地壳生长的消耗以及附近洋岛玄武岩中Nb/Rb是一致的。这种地幔经过15%部分熔融形成MORB最初岩浆（ol67.5opx22.3cpx10），沿着c-d曲线分布。原始岩浆的分离结晶会形成橄榄石，辉石，斜长石以及磁铁矿和角闪石这会使岩浆成分中Rb和Nb+Y的含量增加，这与我们预测的趋势是一致的。
对于Tuscany suite的变化轨迹，我们是建立在Wood (1979)的N-MORB来源之上，而45° N MAR suite则是建立在E-MORB之上。这些原始岩浆开始部分熔融的点是PT 、 PE，。
在之后的封闭系统中，分离结晶作用在BT ，BE给予基性的岩浆组成，在IT and IE 给予中性成分，在AT and AE.给予酸性成分。我们应该注意的是，我们所考虑的开放的系统，而不是封闭系统的分离结晶，然后B,I和A应该会偏向真实值的右侧；较低的部分熔融程度和F的低值也会使这些点向右偏离。
从这些模型里，我们可以看到，ORG的左部边界相当于PT-PE 过程，向右相当于从BT和IT到BE和IE的过程。这与图4中根据经验做出的图是已知的。我们还可以看到上面的边界相当于BE-AE的过程。我们根据经验花的线穿过了AE，因为Rb的缺失可以使更多ORG花岗岩都在线下，所以这对上部边界更有利。
图5b解释了板内花岗岩岩石学变化轨迹。我们假设他们来源于不兼容元素富集的地幔
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