二级建造师花岗岩

花岗岩用途：

一般用途：

花岗岩得天独厚的物理特性加上它美丽的花纹使他成为建筑的上好材料，素有"岩石之王"之称，还有人用一观、二量、三听、四试来评价好坏。在建筑中花岗岩从屋顶到地板都能使用，人行道的路缘也是，若是把它压碎还能制成水泥或岩石填充坝。许多需要耐风吹雨打或需要长存的地方或物品都是由花岗岩制成的。像是台北"中正纪念堂"的牌子和北京前人民都是花岗岩做的。花岗岩过了仍历久不衰的特性，著名的埃及金字塔就证明了这一点。

花岗岩结构均匀，质地坚硬，颜色美观，是优质建筑石料。抗压强度根据石材品种和产地不同而异，约为1000-3000公斤/厘米。花岗岩不易风化，颜色美观，外观色泽可保持百年以上，由于其硬度高、耐磨损，除了用作高级建筑装饰工程、大厅地面外，还是露天雕刻的首选之材。

商业用途：

商业用花岗岩包括花岗岩、片麻岩，山东五莲七彩石矿花岗岩荒料片麻花岗岩、花岗片岩及学者所称之正长岩、花岗闪长岩的成分介于其间之岩石。片麻岩类之岩石包括矿物成分、类似花岗岩及具粒状结晶组织者。商业用花岗岩亦包括其它类似之组织、含少量副成分矿物之长石质结晶岩，主要为装饰用者，如岩石学者所称之钙斜长石。片麻岩为具粗理之结晶质岩石，主要由硅酸盐类矿物组成，呈镶嵌状及粒状结晶组织，不同类之矿物以规则或不规则，交互排列而造成。依照的材料试验协会分类花岗岩分成普通花岗岩与黑花岗岩两种。普通花岗岩由石英、长石、云石等组成，又因有色矿物而带有黑色或暗绿色，整体而言常受长石左右其色泽。黑花岗岩的暗绿色或黑色岩石，由斜长石、辉石、橄榄石、角闪石等造岩而成，故黑花岗岩又分成斑粝岩、辉绿岩、玄武岩等三种。

花岗岩(Granite)，大陆地壳的主要组成部分，是一种岩浆在地表以下凝结形成的火成岩 ，主要成分是长石、云母和石英。花岗岩的语源是拉丁文的granum，意思是谷粒或颗粒。因为花岗岩是深成岩，常能形成发育良好、肉眼可辨的矿物颗粒，因而得名。花岗岩不易风化，颜色美观，外观色泽可保持百年以上，由于其硬度高、耐磨损，除了用作高级建筑装饰工程、大厅地面外，还是露天雕刻的首选之材。

1、能看出明显的粒状结构；
2、颗粒间凝结物似于为硬度很大的玉质粉脂；
3、第三幅照片上能透析出一定含量的“钙锰质”铁锈红。
应该属于典型的花岗岩
花岗岩（Granite）是一种岩浆在地表以下凝却形成的火成岩，主要成分是长石和石英。它是由钾长石、石英、斜长石组成的酸性侵入岩，半自形粒状结构或似斑状结构、块状构造，常呈岩株、岩基产出。有关矿产有稀有金属、放性元素矿床。花岗岩的应用学科有材料科学技术（一级学科）、天然材料（二级学科）、矿物（二级学科）。花岗岩的语源是拉丁文的granum，意思是谷粒或颗粒。因为花岗岩是深成岩，常能形成发育良好、肉眼可辨的矿物颗粒，因而得名。花岗岩不易风化，颜色美观，外观色泽可保持百年以上，由于其硬度高、耐磨损，除了用作高级建筑装饰工程、大厅地面外，还是露天雕刻的首选之材。

台阶平面面积大，不适合套台阶，因此套楼地面，侧面套台阶合适

花岗岩（Granite）是一种岩浆在地表以下凝却形成的火成岩，主要成分是长石和石英。它是由钾长石、石英、斜长石组成的酸性侵入岩，半自形粒状结构或似斑状结构、块状构造，常呈岩株、岩基产出。有关矿产有稀有金属、放性元素矿床。花岗岩的应用学科有材料科学技术（一级学科）、天然材料（二级学科）、矿物（二级学科）。花岗岩的语源是拉丁文的granum，意思是谷粒或颗粒。因为花岗岩是深成岩，常能形成发育良好、肉眼可辨的矿物颗粒，因而得名。花岗岩不易风化，颜色美观，外观色泽可保持百年以上，由于其硬度高、耐磨损，除了用作高级建筑装饰工程、大厅地面外，还是露天雕刻的首选之材。

中国环斑花岗岩出露较少，研究历史也较短。以20世纪2022年代起开始对北京密云的环斑花岗岩进行研究，到现在进行的秦岭-昆仑环斑花岗岩的研究，也只有近半个世纪的研究历史，比世界滞后了许多，尤其当时主要集中于对稳定元古宙环斑花岗岩的研究，对造山带元古宙时代环斑花岗岩进行研究是近几年才开始的。以下按研究内容及时间阶段叙述。

稳定区环斑花岗岩研究

中国首先发现环斑花岗岩是在华北地区北侧，发现最早、研究最多的是元古宙的北京密云沙厂环斑花岗岩。从20世纪2022年代起至2022年代初连续进行了岩石学、岩相学、矿物学和同位素年代学等的研究(洪大卫，1965;黄少雄，1990;郁建华等，1990，1994，1996;宋彪，1992;赵崇贺，1994;Rämö Haapala，1955)。其间还有辽宁宽甸环斑花岗岩(葛文寿，1991)和河北滦平环斑花岗岩(檀国平，1996)的报道。以郁建华等(1996)为代表的一批研究者出版了《华北地台北部非造山环斑花岗岩及有关岩石》，对沙厂元古宙环斑花岗岩进行了全面的研究，是对以密云为代表的华北板块北缘环斑花岗岩最权威、最的总结。密云环斑花岗岩是我究程度最高，也是最典型的元古宙环斑花岗岩体。

造山带环斑花岗岩研究

我国造山带环斑花岗岩的研究始于20世纪2022年代。在秦岭造山带中首先发现了印支期的沙河湾岩体，在对该岩体进行1∶5万区域地质调查时发现，并被严阵和王亚力描述过，认为沙河湾岩体的环斑非常发育，在秦岭是很独特的。世界环斑花岗岩都生于前寒武纪，而沙河湾岩体的时代为三叠纪，这是个例外。

2022年代以来，作者曾多次对沙河湾岩体进行考察和研究(卢欣祥，1992～1996，1997，1998)，但真正较全面研究是在国家自然科学基金重大项目:“秦岭造山带岩石圈结构、演化及其成矿背景”(1992～1996)的二级课题“秦岭显生宙花岗岩类研究”时，并于《中国科学》上发表了“秦岭印支期沙河湾奥长环斑花岗岩及其动力学定义”(卢欣祥等，1996)一文之后，在基金项目“秦岭造山带型环斑花岗岩及其构造环境研究中(1997～1999)又发现了老君山、秦岭梁、朱厂沟脑等环斑花岗岩，并构成了长达260余千米的秦岭印支期环斑花岗岩带(卢欣祥，1998)，同时又在青海省的昆仑地区(柴达木地块南北缘)发现和厘定出鹰峰(元古宙吕梁期)、塔塔楞、万宝沟(加里东期)、哈拉达乌(印支期)等一系列不同时代的环斑花岗岩，并提出了秦岭-昆仑造山型环斑花岗岩带的概念 (长度大于2022km)。这些环斑花岗岩有着十分鲜明的特点:产在造山带中;沿板块俯冲带分布;具多旋回、多时代性，这些在世界上是绝无仅有的。对秦岭-昆仑造山带中的环斑花岗岩已进行了初步研究(卢欣祥等，1996，1998，1999，2022;张宗清等，1995;王晓霞等，2022，2022，2022;肖庆辉等，2022)。

需要提出的是柴达木北缘构造山带中的鹰峰环斑花岗岩，是卢欣祥等于2022年发现和鉴定的中国又一例元古宙球斑—环斑花岗岩，并且对其进行了较深入的研究。该花岗岩与密云环斑花岗岩遥遥相对，分布在华北板块的南北两侧。与密云环斑花岗岩不同的是鹰峰岩体后来卷入到柴北缘古生代造山带中，在世界罕见。

中国其他地区的环斑花岗岩

近年来，报道中国有不少地区发现中生代燕山期的环斑花岗岩，发育有环斑结构(郑基俭与洪大卫通信)，广东十万大山地区、新疆、江西灵山(刘俊侗，)、川西高原(侯洁和戴宗明，2022)、浙江漳州(周珣若，1994)也有发现。在闽浙和南岭一带一些花岗岩体中还发育一些半自形—自形具斜长石外壳的钾长石巨晶(徐夕生等，2022;洪大卫面告)，被称为斜长石膜和“环斑”(徐夕生等，2022)。故这些报道资料所见不多，故未对其研究，暂不做讨论。

花岗岩的成因是国内外长期争论的问题，具体到吴川－四会断裂带中的花岗岩也不例外。从整个带花岗岩来说，虽然未进行过这方面探讨，但是局部地区如诸广山、大宝山、阳春盆地、圹口和大王山等也作过一些花岗岩成因讨论，但认识分歧较大。从形成方式看，过去有的学者认为以交代为主形成混合岩或混合花岗岩（杨超群，1987），有的学者则认为不存在混合岩，均属同构造花岗岩。从物质来源讲，多认为粤西一带以改造型或S型花岗岩为主（徐克勤，1982；马大铨，1985；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1995；章邦桐，1992），局部有同熔型或I型或重熔分异型花岗岩（徐克勤，1982；马大铨，1985；杨超群，1987）。

根据我们在吴川－四会断裂带对花岗岩的综合研究，提出“存在不同成因花岗岩建造和花岗岩系列”的认识。

一、岩浆花岗岩建造

南岭系列（系列Ⅰ）花岗岩

（1）系列I花岗岩多呈大岩基产出，在吴川－四会断裂中分布最广，所占面积最大（附图二）。岩体常为多次侵入的复式岩体（二长花岗岩→黑云母花岗岩→二云母花岗岩→白云母或钠长石花岗岩→伟晶岩、细晶岩），与围岩界线清楚，外接触带有接触变质晕，内接触带常分相，发育自交代和多种钨锡等矿化。

（2）其黑云母特点，多为铁质黑云母（见图2-9），氧化系数（fo2）相对低，平均为18（表2-12）。黑云母的微量元素特征是富Li2O（平均为15%），贫TiO2（平均为75%）,w（TiO2）/w（Li2O）仅83；同时富F贫Cl,w（F）/w（Cl）高达23（表2-11），黑云母特征表明，系列I花岗岩具低w（TiO2）/w（Li2O），高w（F）/w（Cl）及相对还原环境等特点。

（3）系列Ⅰ花岗岩副矿物，具有种类多（30种以上）、总量低（912g/t）、组合复杂、钛铁矿物的含量少（磁铁矿449g/t，黄铁矿34g/t）和Mt/Il比值低（13）等特点，反映出系列Ⅰ花岗岩的岩浆成因特点和贫Fe、Ti，富Al、挥发分和稀有元素、放性元素等，以及相对还原环境的地球化学特征。

（4）其岩石化学特征是富Si（SiO2:87%，平均，下同）、Al（AK:15；标准矿物有刚玉）贫Mg（w（Mg）/w（Fe）:18）、Ti（w（TiO2）×100/w（SiO2）:27）、分异好（DI:89）和低氧化系数（fo2＜2）等，在多种图解上均具分布区，并投入S型区（图2-2）、共结花岗岩区（图2-3）和CA区（图2-1）。这些均说明系列I花岗岩分异好、温度低的岩浆花岗岩特征及相对还原环境的地球化学特征，突出特点是富Si、Al，这可能与再循环地壳物质来源有关。

（5）系列Ⅰ花岗岩的微量元素以富稀有元素组（Nb、Ta、Be、Sn、W）、挥发分元素组（B、F）和放性元素组（Th、U）为特征，与系列I的成矿系列（REE→Nb、Ta→Be、Sn、W、Mo、Bi等）一致（王联魁，1982）；其元素对比值表现为高w（Rb）/w（Sr）、w（F）/w（Cl）、w（Ba）/w（Sr）和低w（K）/w（Rb）（表2-10，图2-7、图2-8）。这些特征反映了岩石来源于再循环地壳物质和岩浆分异好的某些信息，并指示其成矿种类的特征。

（6）其稀土元素特征是高∑REE（多大于200×10-6）、HREE（图2-18～图2-21）和较低δEu（多小于3）、（La/Yb）n、w（La）/w（Sm），说明系列I花岗岩相对富稀土，特别是HREE、具明显铕负异常及轻重稀土元素分馏较差的特点。反映出系列Ⅰ花岗岩的再循环地壳物质重熔岩浆特点和岩浆分异演化的性质以及晚期成矿和交代的信息。

（7）系列Ⅰ花岗岩具高（87Sr/86Sr）0（平均值71663，下同）、δ18O（51‰）、tDM（2291Ma）和低εNd（－39），均指示其来源于古老再循环地壳物质的特点。

（8）微量元素判别图（图2-11、图2-12）指示，吴川－四会断裂带系列I花岗岩中某些岩体形成的构造环境应属板内断裂花岗岩类型。

（9）根据我们以前研究，系列Ⅰ花岗岩形成的T=744～821℃、p|=3500×105Pa～3600×105Pa、fo2=10-7Pa～10-2Pa、pH2O=500×105Pa-900×105Pa。

以上地质、岩石、矿物、副矿物、岩石化学、微量元素、稀土元素和同位素地球化学等方面资料，一致表明南岭系列（系列Ⅰ）花岗岩来源于古老（元古宙2300Ma）再循环地壳物质重熔（部分熔融）的富Si、Al的酸性岩浆（T=744～821℃、p＝3500×105Pa～3600×105Pa），经过向上迁移和分异，形成一系列岩石学、岩石化学、矿物学和微量元素等具有演化关系的花岗岩，于板内断裂或造山带构造环境和相对还原条件下，在地壳浅部形成多次侵入的复式岩体；由于相对富挥发分（pH2O=500Pa×105～900×105Pa），于演化晚期晚阶段常伴随强烈的自交代作用和W、Sn、稀有、稀土、放性元素矿化（REE、Nb、Ta、Be、Sn、W……U）等。

长江系列（系列Ⅱ）花岗岩

（1）系列Ⅱ花岗岩在本区多呈小岩体、岩株产出，沿NE向吴川－四会断裂带继续出露，分布相当普遍，但是花岗岩出露面积并不大，常构成多次侵入的复式深成岩体或浅成侵入体，有如下的侵入顺序：闪长岩（或辉石二长岩）→石英闪长岩→花岗闪长岩→二长花岗岩→钾长花岗岩→伟晶岩、细晶岩。岩体与围岩界线一般较清楚，内接触有时分相，外接触带有接触变质晕，接触带常发育热液蚀变和Cu、Au、Mo、Zn、Pb矿化。

（2）黑云母多为镁质黑云母（图2-9，图2-10），氧化系数相对高，（平均23）（表2-12）。黑云母微量元素特征是贫Li2O（平均05%），富TiO2（平均09%），w（TiO2）/w（Li2O）高达96；另外还具有贫F、富Cl特点，其w（F）/w（Cl）仅82（表2-11）。这些均说明，系列Ⅱ花岗岩具高埘（TiO2）/w（Li2O）、低w（F）/w（Cl）和相对氧化的地球化学特征。

（3）系列Ⅱ花岗岩副矿物，具有总量高（平均6468g/t，下同）、种数少（20多种）、组合简单、钛铁矿物含量高（磁铁矿4285g/t、黄铁矿1497g/t）和Mt∕Il比值高（32）的特点，其特征副矿物为榍石、黄铜矿、辉钼矿和绿帘石（表2-1，表2-3）。可见系列Ⅱ花岗岩具岩浆成因特点及富Fe、Ti和相对氧化的偏中性岩浆性质。

（4）其岩石化学特征是相对富Mg、Ti，贫Si、Al,w（MgO）/w（FeO）高达42,w（TiO2）×100/w（SiO2）高达85，氧化系数高（35），反映在一系列图解上，多投入I型区（图2-2）、高温高压岩浆区（图2-3）、高Ti、Mg，低Si、Al区（图2-4～图2-6），均反映出系列Ⅱ花岗岩具有高温偏中性富Mg、Ti、Ca的岩石特点，与来源于原生地壳物质和相对氧化岩浆性质一致。

（5）其特征微量元素为过渡元素组（Cr、Ni、Co、V、Mn）、有色金属成矿元素组（Mo、Cu、Pb、Zn）、贵金属元素组（Au、Ag）以及亲石元素组（Sr、Ba）等，可见与其相应的系列Ⅱ花岗岩的成矿系列（Fe→Cu（Au）→Mo（W）→Zn、Pb→Pb）（王联魁，1982）一致；反映在元素对的比值上，具有高w（K）/w（Rb）和低w（Rb）/w（Sr）、w（F）/w（Cl）、w（Ba）/w（Sr）（表2-10，图2-7，图2-8）等特点，均说明系列Ⅱ花岗岩浆来源于原生地壳物质或上地幔的某些信息及成矿特点。

（6）岩石稀土元素地球化学特征是∑REE低（多数小于200×10-6）和相对高的δEu（多大于5）、w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（La）/w（Sm）（表2-14，图2-18～图2-21）等，都说明系列Ⅱ花岗岩相对贫稀土、铕异常不明显、轻稀土富集和轻重稀土分馏显著的地球化学性质，暗示系列Ⅱ花岗岩来源于原生地壳物质可能性以及源区残留矿物以辉石、橄榄石、石榴子石、角闪石为主的特点。

（7）系列Ⅱ花岗岩的同位素是相对低的（87Sr/86Sr）0（平均70848，下同）、δ18O（12%0）、tDM（1395Ma）和相对高的εNd（－74），均指示其物质来源比较深的特点，以相对年轻（1395Ma）的原生地壳物质重熔岩浆为主或是上地幔“原始岩浆”同化混染结果。

（8）微量元素构造环境判别模式（图2-13，图2-14）指示，吴川－四会断裂带系列Ⅱ花岗岩可能主要属碰撞后构造花岗岩或板内构造类型花岗岩。

（9）我们在河台地区的研究表明（王联魁等，1992），系列Ⅱ花岗岩形成T=720℃～1106℃、p=6000×105Pa～6300×105Pa、fo2=10-5Pa～10-5Pa、pH2O=500×105Pa～4000×105Pa。

以上地质、岩石、矿物、副矿物、岩石化学、微量元素、稀土元素和同位素多方面研究，一致指示长江系列花岗岩为来源于年轻（1395Ma）原生地壳物质重熔岩浆或上地幔的“原始岩浆”同化混染地壳物质的结果，从而形成富Mg、Fe、Ca、Ti、过渡元素组、有色金属元素组和贵金属元素（Au、Ag）以及富LREE的花岗岩；于碰撞后或板内类裂谷构造环境的超壳深大断裂带中及相对氧化（岩石、云母的高fo2、副矿物高Mt/Il比值）条件下，来自深部高温高压重熔岩浆或遭受同化的“原始岩浆”，经过适当的分异演化，在断裂交叉处，形成自早至晚多次侵入的复式花岗岩体或斑岩体，并伴随相应的成矿系列（王联魁，1982）。

二、深熔花岗岩建造

（1）深熔花岗岩建造在吴川－四会断裂带多为中细粒或似斑状（眼斑状）中粗粒花岗岩，呈岩性均一的岩体产出，与围岩界线多半清楚，有时还有接触变质晕，因此，从岩体宏观看，与岩浆花岗岩岩体有类似的一方面，但深熔花岗岩体的结构简单，仅有中细粒或眼球斑状中粗粒花岗岩→细粒花岗岩→伟晶岩、石英脉的形成顺序，其岩性单一、矿化微弱，与变质岩、混合岩空间分布密切，含有残留晶斜长石、黑云母和云母质包体等，这些残留晶与残留体均与围岩变质岩类似，所以深熔花岗岩具有岩浆花岗岩建造与混合岩建造过渡性质，为深熔程度高的“晶粥”（非岩浆）形成的一种建造。

（2）黑云母非常特征的是棕红色，为铁质黑云母，氧化系数（fo2）低，与变质岩、混合岩的黑云母相同，代表深熔花岗岩体定位比较深和还原环境。

（3）深熔花岗岩副矿物特点是：①比岩浆花岗岩建造的副矿物总量、种数、磁铁矿含量和Mt/Il比值都低（表2-3），代表了深熔花岗岩建造的非岩浆性质（不利于形成副矿物）和还原环境特点；②与混合岩建造对比，副矿物有许多相似性，但又有一定差异，如深溶花岗岩相对富电气石、晶质矿和辉钼矿，种类也稍多，表明深熔程度可能高于混合岩；③富含铝矿物石榴子石等，与变质岩相类似，指示深熔花岗岩物质来源较浅，以再循环地壳物质为主。

（4）其岩石化学的主要组分和参数DI、AK、AR、w（K2O）/w（Na2O）均变化较小，说明深熔花岗岩与混合岩不同，为均一化和深熔程度较高的建造（表2-8）；深熔程度高还表现在图Ab-Or-An上，位于低熔区与高温岩浆之间，相当深熔产物的“晶粥”，此外SiO2、σ、DI值高，也暗示深熔程度比混合岩高的特点。标准矿物有刚玉（C=43）和高的w（K2O）/w（Na2O）（平均26），指示其物质可能来源于再循环地壳。

（5）深熔花岗岩微量元素与混合岩比较，相对富亲石元素组的K、Rb、Ba和稀有元素组、挥发分元素组，代表其深熔程度高的特点；但是其微量元素平均含量、w（Ba）/w（Sr）、w（Rb）/w（Sr）、w（K）/w（Rb）、w（Th）/w（U）等与混合岩相近（表2-10），两者微量元素标准化曲线（图2-15）几乎重合，均说明它们还有相同的一方面，都是非岩浆的深熔产物，来源于再循环地壳和形成于碰撞环境。

（6）其稀土元素特征与微量元素研究结果相一致，与混合岩相比，既有相同的一面，又有不同特点。在稀土元素含量和重要参数上两者接近、模式曲线都与变质页岩和杂砂岩相似，暗示其来源于再循环地壳物质的可能；但是，其w（∑REE）、w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（La）/w（Sm）、w（LREE）略低于混合岩，代表其深熔程度高和含残留变质物质少的特点。

（7）深熔花岗岩建造的同位素具有高的（87Sr/86Sr）0（平均71869，下同）和δ18O（42‰），指示其物质来源于再循环地壳。

（8）根据我们在河台地区的研究（王联魁等，1992），深熔花岗岩建造形成的T=650℃～760℃、p=4300×105Pa～4500×105Pa、fo2=10-5Pa～10-6Pa、pH2O=500×105Pa～1500×105Pa。

以上地质、岩石、矿物、副矿物、岩石化学、微量元素、稀土元素和同位素等多方面资料一致表明，深熔花岗岩建造是在加里东－海西期碰撞造山构造环境下和深部（p=4300×105Pa～4500×105Pa）相对还原（fo2=10-5Pa～10-6Pa）条件下，再循环地壳物质经高程度深熔，产生含大量变质残留晶的“晶粥”，从而形成高均一化、岩体界线清楚、结构简单、空间上接近混合岩、变质岩的深熔花岗岩建造。按系列划分，该建造主要应属浅源（再循环地壳物质）喜马拉雅系列（王联魁，1992）。

三、混合岩建造

（1）混合岩呈长条状或穹隆状岩体、岩田产出，与变质围岩（云开群）为渐变过渡或断层接触关系；岩体结构简单，仅有混合岩→细粒花岗岩、伟晶岩→石英脉的形成顺序；岩石具典型揉皱、条带状、肠状、三色体等混合岩结构构造和岩性变化大、不均匀特点。矿物组合上与围岩变质岩类似，常有黑云母、角闪石、石榴子石、夕线石、红柱石、堇青石、蓝晶石等角闪岩相特征矿物；岩体内常含大小不同的沉积变质岩地层残留体；以上所有均指示该建造属富铝的角闪岩相沉积变质地层（云开群）与低程度深熔熔体的混合产物。

（2）黑云母很特征，为棕红色，与变质围岩相似，主要是铁质黑云母，代表了定位较深和还原环境的产物。

（3）混合建造副矿物，在总量、种数、磁铁矿含量、Mt/Il比值（表2-3）等方面，都比岩浆花岗岩建造低，表明其深熔程度低、非岩浆性质不利于副矿物形成和磁铁矿少的还原性质等特点；与深熔花岗岩建造相比，上述副矿物特征均相似（表2-3），不过也存在差异，即混合岩较富夕线石、金红石和褐铁矿等，种类更少（表2-3），表明混合岩建造比深熔花岗岩建造深熔程度更低，来源于再循环地壳物质的特点更典型。

（4）混合岩建造的化学成分，w（SiO2）、w（Al2O3）、DI等变化更大（表2-9），与投入Ab-Or-An图解（图2-3）低温槽的特征一致，代表其低程度深熔成因、岩性不均一性和含变质残留体多的特点，比深熔花岗岩建造的w（SiO2）、σ、DI更低，w（TiO2）、w（MgO）稍高，这是其含变质残留体多的反映。在标准矿物中出现刚玉（C）和投入ACF图解上（图2-2）的“S”型花岗岩区，都是指示其物质来源于再循环地壳物质的信息。

（5）混合岩建造和深熔花岗岩建造微量元素比值w（Ba）/w（Sr）、w（Rb）/w（Sr）、w（K）/w（Rb）、w（Th）/w（U）几乎相等和标准曲线接近重合，均说明两者都属碰撞构造环境下再循环地壳物质深熔的产物。混合岩比深熔花岗岩在过渡元素组、有色金属元素组、贵金属元素组和放性元素组微量元素相对偏高和稍富Sr、Ba，表明其深熔程度的差异，混合岩建造深熔程度相对低，导致微量元素特征的微小差别。

（6）混合岩建造与深熔花岗岩建造的稀土元素含量、重要参数（表2-15）和模式曲线（图2-25，图2-26）均类似或重合，表明两者均为深熔成因和来源于再循环地壳物质的特点；在w（∑REE）、w（LREE）/w（HREE）、（La/Yb）n、w（La）/w（Sm）、w（LREE）等值，混合岩建造稍有偏高趋势，说明其深熔程度相对偏低。

（7）混合岩同位素（87Sr/86Sr）0为72167、δ18O为7‰，都很高，指示其物质来源较浅，以再循环地壳物质为主的特点。

（8）根据我们在河台地区的研究（王联魁等，1992），混合岩建造形成的T=660℃～710℃、p=4500×105Pa～6400×105Pa、fo2=10-12Pa～10--5Pa、pH2O＜500×105Pa。

以上混合岩建造地质、岩石、矿物、副矿物、岩石化学、微量元素、稀土元素、同位素和物理化学资料，一致说明本区混合岩是在加里东期碰撞构造环境下和深部（p=4500×105Pa～6400×105Pa）和还原（fo2=10-12Pa～10-5Pa）条件下，通过角闪岩相一绿片岩相云开群沉积变质岩深熔（T=660℃～710℃）作用，导致低程度深熔体和云开群变质岩相互混合，形成变质残留体多和成分、构造变化大的混合岩田或岩体；因此，岩体结构简单、岩浆成矿微弱、许多矿物、地球化学和同位素标志，都指示其来源于浅源再循环地壳物质——云开群的特点。按系列划分，该建造主要应属浅源（再循环地壳物质）云开系列（王联魁，1992）。