花岗岩是大陆地壳区别于大洋地壳的标志，也是地球岩石圈区别于其它行星(包括月球)岩石圈的标志。以花岗岩(广义)为标志的大陆地壳平均厚度约为41.4km，总面积约199×10⁶km²，覆盖了近39%的地球表面(Sawyer et al., 2011)；已获得的最老TTG年龄约4.1Ga，低于已知月壳岩石的最老年龄(~4.5Ga)(翟明国等, 2016)。然而，行星地质研究揭示：① 内行星(包括月球)从岩浆表壳向岩石表壳的转换过程中没有分异出花岗岩(Head et al., 2007; Jolliff et al., 2000; 肖智勇等, 2014)；② 在行星铁镁质岩石表壳上，首先形成的新岩石是沉积岩，前提是星球表面存在液态水，就如40亿年前的火星(Grotzinger and Milliken, 2012)。作为“深成作用”的产物，花岗岩在地壳断面中的位置是介于铁镁质岩石(上地幔+下地壳)和沉积岩之间(陈国能, 2011; Sevmorgeo, 2012)，故如果火星存在花岗岩，其形成也必在铁镁质岩石表壳上出现沉积岩(亦即具双层结构的典型“洋壳”生成)之后。由此得到的启示是：地球上的花岗岩及其标志的大陆地壳，不可能诞生于水圈和沉积岩出现之前。如果以前述已知最老的TTG年龄(4.1Ga)作为陆壳形成的时间起点，可计算出大陆地壳自4.1Ga以来的平均增长速率，亦即花岗岩在地球岩石圈二维空间上的平均生长速率，大约为485×10³km²/Myr。

陆壳面积的增长意味着洋壳面积的等量减少，两者的消长关系揭示由三块“石头”(铁镁质岩浆岩+花岗岩+沉积岩)构成的陆壳(陈国能, 2011)，实质是从只有两块“石头”(铁镁质岩浆岩+沉积岩)的洋壳转变而成。花岗岩是如何在铁镁质岩石与沉积岩之间形成和生长，从而导致球面上陆壳面积不断增大和洋壳面积不断减少？这一问题关系到大陆地壳乃至整个行星岩石圈形成演化的基础理论，是当今固体地球科学前沿研究无法回避的重大问题(翟明国等, 2016)。

有关花岗岩成因的争论始于地质学的启蒙时期(Read, 1957)，争论的焦点一是物质来源，二是形成方式。鲍文的矿物反应系列和某些地球化学模型，暗示部分花岗岩可能为地幔起源。但是，① 月球和水星的火山活动持续到距今1.5~1Ga，形成的岩石主要为玄武岩类，未发现流纹岩(Head et al., 2007; Jolliff et al., 2000; 肖智勇等, 2014)，表明自星球岩石表壳形成(以月岩的最老年龄4.5Ga算)之后的30多亿年间，不论是表壳岩石的重熔抑或星球内部岩浆分异，均未能产生花岗岩浆；② ODP获得的大量资料证实，地球最近2~3亿年来的地幔过程，同样没有分异出有规模意义的花岗岩浆。鉴于上述地质约束，花岗岩浆主要来自地壳岩石的部分熔融(深熔)，已成为学界渐趋一致的认识(Brown, 2001; Chen and Grapes, 2007; Norlander et al., 2002; Sawyer et al., 2011)。现代花岗岩成因争论，聚焦于岩浆形成定位的热动力学机制：深熔作用产生的岩浆如何到达地壳浅部，并在上陆壳岩石场中获得其巨大的“定位空间”？对此，目前存在“岩浆侵入”和“岩浆对流”两种不同的认识。

深熔作用(anatexis)最早是由Sederholm(1907, 见1967) 用于解释其提出的混合岩的形成过程。深熔过程中花岗质熔体的产生受环境温度、原岩性质及自由水含量等条件控制，而熔体含量和组份则随着系统P-T条件的变化而变化(Chen and Grapes, 2007)。

混合岩是天然过程中岩石部分熔融的直接证据，其内的浅色体(leucosome)代表熔出物，暗色体(melanosome)代表熔融残余物，中色体(mesosome)则为两者的过渡(Mehnert, 1968; Norlander et al., 2002; Sawyer, 2014)。部分熔融岩石的流变行为研究(Arzi, 1978; Rosenberg and Handy, 2005; Van Der Molen and Paterson, 1979; Vigneresse et al., 1996)，为认识从岩石到岩浆的转换过程，提供了重要的实验证据和理论支撑。岩石熔融首先从石英、长石等矿物的边缘开始(Brown, 2010; Sawyer et al., 2011; Vanderhaeghe, 2001)。熔体数量随之温度升高而增加，进而引起岩石强度变化，但后者与温度的关系是非线性的。MCT(Melt Connectivity Transition, 称“熔体连通转换”)是岩石熔融过程中粘度或强度变化的首个转折点(熔体比~7%)，它标志着矿物颗粒间的熔体相互连通(Rosenberg and Handy, 2005)。熔体比若超过MCT，偏差应力可很容易地将粒间熔体“挤”向低应力区，引起熔体分离，即熔体逐渐从岩石的孔隙空间向面状空间(层理、页理或片理面等)转移，形成厘米至分米级的长英质熔体层。另一方面，基体中的固体框架因熔体迁出而被压紧，从而导致矿物颗粒发生平行于σ3方向的伸展(Chen and Grapes, 2007; Khazan, 2010)，最终形成由浅色体(包括部分中色体)和暗色体相间产出的层状或条带状混合岩(图 1a, b)。可见，MCT不仅是部分熔融岩石中的粒间熔体相互连通的标志，同时也是熔体分离、亦即熔体从孔隙空间向面状空间转移的标志。当部分熔融岩石中的熔体比例达到流变学的临界比RCMP(rheologically critical melt percentage)(Arzi, 1978; Van Der Molen and Paterson, 1979)，岩石固体框架解体，系统状态从之前熔体分布于固体框架内部、转变为固体残留物悬浮或包裹于熔体中(Renner et al., 2000)。因此，Rosenberg and Handy建议将临界熔体比(RCMP)改称为流变学的“固-液转换”(solid-liquid transition, 简称SLT)，并认为SLT相应的熔体比约为40%(Rosenberg and Handy, 2005)。从野外地质和岩石学的角度，SLT代表了低度熔融岩(Metatexite)到高度熔融岩(Diatexite)的转换(Diener and Fagereng, 2014; Vigneresse et al., 1996; White et al., 2005)，前者相当于暗色体呈连续分布的层状混合岩(图 1a, b)，后者则为含有大量熔融残余物(岩块、富铁镁熔渣和片麻状暗色条带)的混合花岗岩或“脏花岗岩”(图 1c, d)。

图 1

Fig. 1

图 1 低度熔融岩(混合岩)(a、b)与高度熔融岩(“脏”花岗岩)(c、d)的区别 Mela-暗色体；meso-中色体；leuc-浅色；e-岩石包体(捕虏体和闪长质包体)；bt-富云包体 Fig. 1 Maps showing difference between metatexite (migmatite) and diatexite (dirty granite)

理论上，深熔作用最可能开始于硅铝质陆壳(包括上、中陆壳)底部，因为岩石熔融实验结果表明，压力在600MPa时，长英质岩石的湿固相线温度多在600℃左右(图 2a)(Büsch et al., 1974; Castro et al., 2000; Kifle, 1992; Pickering and Johnston, 1998; Thompson, 1982)，如果硅铝质陆壳厚度为25km，地温增温率为30℃/km，熔融就应发生于20km深度以下的硅铝质岩石中(图 2b)。这与全球年青造山带或构造活动带，例如特提斯带和环太平洋带，上陆壳底部普遍发育地震波低速层的事实是一致的，后者一般认为与壳内熔融有关(Kind et al., 1996; Yang et al., 2012)。在图 2b固相线以下的部分熔融区，岩石的熔融程度应随着温度向下升高而逐渐增大；一旦岩石中的熔体比例超过流变学的临界熔体比，即前述的RCMP或SLT，岩石将熔断，原本连续的岩石变成为含有大量固体悬浮物的“脏花岗岩浆”(图 1c, d)。

图 2

Fig. 2

图 2 长英质岩石的湿固相线(a)和深熔作用理想模型(b) (据Chen and Grapes, 2007改编) (a)长英质岩石的湿固相线(熔融实验数据来源：1, 3, 4据Kifle 1992；2据Pickering and Johnson, 1998；5据Castro et al., 2000；6据Thompson, 1982；7, 8据Büsch et al., 1974)；标注20~80℃/km的虚线代表地温梯度；(b)壳内熔融(深熔)理想模型：设上陆壳厚度为25km，地温增温率为30℃/km；下地壳假定由难熔的铁镁质岩石组成，在上述温度条件下不发生熔融；Solidus标注硅铝质岩石平均湿固相线温度的等温面(~600℃), 其下至下陆壳顶面为部分熔融区；黑色点、线和斑块代表熔体；SLT标注流变学固-液(岩石-岩浆)转换面(熔体比约40%)的位置，相当于重熔界面(MI)；SLT(MI)界面之下的黑色层为“脏岩浆”层；b’图示b图中深熔模型的地温梯度 Fig. 2 Wet solidus of some felsic rocks (a) and mode of anatexis (b) (after Chen and Grapes, 2007)

古老造山带或克拉通基底出露的花岗岩，多以奥长花岗岩(Trondhjemite)-英云闪长岩(Tonalite)-花岗闪长岩(Granodiorite)为主的偏中性岩石组合(TTG)(Brown, 2010; Sawyer et al., 2011)。TTG质岩浆通常认为是来自铁镁质岩石的部分熔融，因而不少学者相信深熔作用可以发生于玄武质的下陆壳(Brown, 2010; Moyen and Martin, 2012)。

深熔作用已获得普遍认同，问题是其后续过程。广为接受的岩浆侵入模型(或称深熔-侵入模型)认为，深部熔区产生的岩浆，可以通过某些构造薄弱带流变突起，或者沿着某种类型的通道(主要为断裂)连续或周期性地注入到地壳浅部定位，经冷凝固结形成花岗岩体(Clemens, 2012; Petford et al., 2000; Vanderhaeghe, 2001)。在侵入模型中，岩体的“定位区间”和“岩浆源区”(以下简称“源区”)是分离的，即相对于岩体所处位置，岩浆是来自异地(远离岩体的深部“源区”)岩石的部分熔融或重熔。因此，深熔-侵入模型可称为“异地重熔”模型，其隐含的前提是地壳温度不变，故“源区”产生的岩浆必须向上运移到地壳浅部，否则不可能在地表观察到花岗岩出露。

图 3a是Sawyer et al. (2011)结合混合岩研究而改进的深熔-侵入模型，图中固相线以下至莫霍面的区间为部分熔融区，即岩浆“源区”。该区岩石部分熔融产生的熔体，因构造力或浮力作用而从部分熔融的岩石中分离，然后沿岩浆通道向上入侵，在上陆壳韧性和脆性变形带的过渡部位定位形成岩体。图 3b的混合岩露头中观察到的众多切割混合岩条带构造的长英质脉体，被视为岩石部分熔融产生的熔体分离和向上入侵的证据(Sawyer et al., 2011)。

图 3

Fig. 3

图 3 深熔-侵入模型(a)及其野外地质证据(b)(据Sawyer et al., 2011) (a)深熔侵入模型：深熔作用(混合岩形成)发生于固相线以下区间(相当于下陆壳)，从该区产生的熔体通过裂隙或断裂向上入侵至韧性和刚性地壳过渡带附近定位形成岩基；(b)南极西部Fosdick山脉Maigetter峰的混合岩，大量长英质或浅色花岗质脉体切割混合岩 Fig. 3 Anatexis-intrusion model (a) and its field geological evidence (b) (after Sawyer et al., 2011)

图 3a未注明“源区”的地壳属性，但其位置相当于下陆壳。下陆壳能否产生或能够产生多少花岗质岩浆不是本文讨论的问题，在此仅讨论深熔-侵入模型本身的逻辑自洽。在上述模型中，岩浆“源区”是岩石的部分熔融区，亦即混合岩形成区，其位置处于岩石固相线与莫霍面之间，剖面上位于相应花岗岩体下方且远离岩体。理论上，“源区”岩石不可能在地表观察到——除非固相线以上的岩石全部剥蚀殆尽。但如图 3a所示，“源区”上覆(固相线以上)的岩石如果被剥蚀殆尽，混合岩区(“源区”)下伏岩石即为地幔的铁镁质岩石，不可能有花岗岩存在。而事实上，全球各地的混合岩出露区，其下都有正常厚度的花岗质陆壳。这意味着地表观察到的混合岩，除非是推覆体或地壳倒转，否则不可能是深部“源区”形成的岩石。将混合岩视为“源区”岩石，使得深熔-侵入模型难以到达自身的逻辑自洽：一方面，切割混合岩的大量长英质脉体(图 3b)，证实地壳熔融过程中，熔体可从源区岩石中分离并向上入侵——观察事实符合模型的理论预期；另一方面，全球各地的混合岩-花岗岩区，如加拿大Thor-Odin dome(Norlander et al., 2002)，澳大利亚Mt. Stafford(Greenfield et al., 1998)和Broken Hill(White et al., 2005)，法国Velay dome(Ledru et al., 2001)等，均可见与混合岩共生的花岗岩，其主体是位于同期混合岩下方(图 4)，这与模型的理论预期，即部分熔融产生的熔体离开“源区”向上入侵，并在“源区”上方形成岩基的认识不相容。由此可见，地表观察到的混合岩，虽然是天然过程中原始岩石部分熔融的产物，但大部分情况下，它们不是生成大规模花岗岩浆的“源区”岩石。换言之，有关“源区”岩石熔融、分异、入侵的基本知识(Brown, 2010; Clemens, 2012; Sawyer et al., 2011; Vanderhaeghe, 2001)，并非来自对“源区”岩石的直接观察，而是来自与“源区”过程无关的混合岩的研究。

图 4

Fig. 4

图 4 混合岩与共生花岗岩的空间关系 (a)法国Velay dome地质简图，下图为Ⅰ-Ⅰ’剖面，示花岗岩与共生混合岩的空间关系(据Ledru et al, , 2001, 改编)；(b)印支期花岗岩与共生混合岩的关系(广东阳西)；(c)加里东期“脏花岗岩”与共生混合岩的关系(广东阳西)(镜头向东).MI-重熔界面(花岗岩与上方盖层分界面)，相当于流变学的固-液转换界面(SLT) Fig. 4 Maps sowing the syngenetic relationship of metatexite (migmatite)-diatexite

侵入模型中岩体与“源区”分离引出了岩基的“空间问题”(Hutton, 1996)——来自深部“源区”的岩浆如何搬运到地壳浅部，并在上陆壳的岩石场中获取岩基定位的巨大空间？“空间问题”不解决，岩基本身的合理性存疑。因此，一个多世纪以来，科学界提出了各种可能的解决方案，例如“顶蚀”(Žák et al., 2006)、“岩浆底辟”(Weinberg, 2004)、“火山口塌陷”(Hutton, 1996)、“气球膨胀”(Ramsay, 1989)、“断裂注入”(Ferré et al., 2012)，以及上述不同模式的组合(Clemens, 2005; Petford et al., 2000)，等。各种定位模式均可找到其支持证据，但同时会找到更多的反驳证据(Chen and Grapes, 2007; Petford et al., 2000)。时至今日，岩基空间问题仍然是花岗岩成因研究和争论的热点之一(Clemens, 2005; Samperton et al., 2015)。为此，我们可能有必要重新思考岩浆论先驱James Hutton在1790年就思考过的问题(见Read, 1957)：“……为什么它(岩浆)不能原本就是地层，……其后通过熔融固结而成，而并非来自地下深处，通过破坏和侵入地层而形成？”

前已述及，SLT(solid -liquid transition)是岩石部分熔融过程中，从固体特征(熔体分布于固体框架内部)转变为流体特征(固体残留物悬浮于熔体)的标志，相应的熔体比约为40%(Rosenberg and Handy, 2005)。换言之，部分熔融岩石中的熔体比到达~40%时，岩石将被熔断，成为含有大量(~60%)固体悬浮物的“脏”花岗岩浆(图 1c, d)。据Winkler and von Platen(1961)对硬砂岩和泥岩，以及Nekvasil(1991)对环斑花岗岩(rapakivi)的熔融实验结果，40%熔体比对应的温度约705℃(陈震等, 2017)。以此为参照，在图 2b给定的条件下，23.5km深度处的熔体比已达到SLT要求(40%)。这意味着从该深度以下到上陆壳底部的硅铝质岩石已全部熔断，形成厚度约1.5km的“脏”岩浆层(图 2b)。

“脏”岩浆层中大量的固体悬浮物，包括未熔岩块和富铁镁的熔融残余物(见图 1c, d)，因密度较大而下沉，而下方长英质熔体则因密度较小而上浮，由此引起岩浆层内的物质分异，即Si、K、Na等低熔组份向岩浆层上方聚集，Ca、Fe、Mg等难熔组份则向岩浆层下方汇聚(Chen and Grapes, 2007)。

图 5是俄罗斯远东2-DV地学断面，为上述认识提供了重要证据。该断面长达1200km，其中红色的为广义花岗岩层，分为上、下两个部分：上部(鲜红色)波速为6.0~6.4km/s，属典型花岗岩，其内大大小小的绿色斑块可解释为花岗岩中的变沉积岩包体(捕虏体)，代表悬浮于“脏”岩浆中的未熔岩块；下部(暗红色)为6.4~6.8km/s，被解释为偏基性的麻粒岩，代表下沉的富铁镁残余物(Sevmorgeo, 2012)。

图 5

Fig. 5

图 5 俄罗斯远东2-DV地学断面(据Sevmorgeo, 2012) 顶部(绿色)为沉积变质盖层，波速 < 6.0km/s；中部红色层为花岗岩层，其中上部(鲜红色)波速6.0~6.4km/s，为典型花岗岩，下部(暗红色)波速6.4~6.8km/s，被解释为偏基性麻粒岩，两者界线(6.4km/s波速线)极不规则；底部墨绿色层为基性下地壳，其下为莫霍面(M) Fig. 5 Geo-traverse 2-DV in the Eastern Russia (after Sevmorgeo, 2012)

岩浆层内冷物质(岩块和熔渣)下沉和热物质(熔体)上浮，不但引起岩浆层的物质分异，同时诱发岩浆层内的热对流(图 6a)，这一过程已为大量的实验和研究证实(Babeyko et al., 2002; Kaneko and Koyaguchi, 2000)。热对流使得岩浆层温度趋向均一化，岩浆层顶部温度因此而急剧升高(图 6a₁)，造成盖层底部岩石中的熔体比例迅速增大，并不断超过SLT的熔体比，岩石不断被熔断而成为下伏岩浆层的一部分，即“顶蚀”作用(Kaneko and Koyaguchi, 2000; Žák et al., 2006)，由此造成SLT标注的固-液(岩石-岩浆)转换界面，即重熔界面(MI)不断向上移动，岩浆层逐渐增厚(图 6a)。

图 6

Fig. 6

图 6 深熔-对流模型(a)及基本地质证据(b) (a)壳内对流模型：一旦“脏岩浆层”(图 2b中SLT下方)形成，其内相对冷的未熔岩块及熔融残余物下沉，下方热的长英质熔体则上浮，引起岩浆层内的热对流，导致岩浆层顶部的温度迅速升高，加速了盖层岩石的熔融(顶蚀)，MI(SLT)因此而上升，新的部分熔融(混合岩)带则形成于MI以上的热传导区；模型左侧示岩浆对盖层岩石的机械破坏，导致MI快速上移并超过盖层岩石的固相线；蓝色环形箭头示大气水循环带，该带的存在阻止MI继续向上移动；a1和a2分别反映MI的两种不同上升方式对应的地温梯度变化；(b)广东福湖岭加里东混合岩-花岗岩剖面，示壳内熔融过程中岩浆层与上方部分熔融区的关系 Fig. 6 Anatexis-convection model (a) and its field geological evidence (b)

如果系统有持续的热供给，重熔界面(MI)将不断上升，直至系统的能量输入与输出达到平衡。在热输入率较高情况下，岩浆层与盖层的热平衡最可能出现5km左右的深度，因为该深度之上的刚性破碎地壳是大气水循环带(图 6a)。这可能是大部分花岗岩的“定位”深度(岩浆层上界面凸起区的埋藏深度)在5km左右的原因(Chen and Grapes, 2007)。

如图 6a所示，MI不但是壳内岩浆层与上覆岩石地层的分界面，也是壳内两种不同热流模式(对流和传导)的分界面。在热对流区内(MI下方)，下沉岩块部分熔融产生的熔体，可直接与周围的熔体混合，成为花岗岩浆；在热传导区(MI上方)，岩石部分熔融产生的熔体只能存储于岩石内部的原始组构(如页理、片理、层理等)中，形成混合岩中的浅色体(图 1a, b)。因为岩石部分熔融发生于固相线和SLT之间的温度区间(图 6a)，故混合岩在空间上总是分布于同期花岗岩层上方(图 4、图 6b)。由此可见，熔区内部的热对流，是大规模花岗岩浆形成的必要条件。没有对流，部分熔融只能产生混合岩，而不能产生岩基规模的花岗岩。

诸多花岗岩没有共生的混合岩，暗示壳内熔融过程中，依靠热力熔融盖层岩石，并非重熔界面(MI)向上移动的唯一方式。如图 6a所示，岩浆对盖层的机械破坏，可能是造成MI上升的另一重要方式。当盖层岩石裂隙较发育，或地层中的面状构造与MI大角度相交，熔体在强大压力下，必会强行注入到盖层岩石的裂隙(包括断裂、节理、层理等)中，由此大大增加盖层岩石的受热面积，进一步使裂隙相互连结，将原本连续的岩石地层，分割成大大小小的不连续岩块(图 6a₂)。一旦岩块脱落，即进入岩浆层中并在重力作用下向岩浆层下方运移，而岩浆则迅速向上填充岩块原先占据的空间。通过这种方式，MI可以迅速向上移动并超过盖层岩石的固相线(即盖层的温度远未达到岩石的初熔温度，岩块已经脱落至岩浆层中)，此为众多花岗岩体的围岩只有低级变质(绿片岩相)甚至没有变质作用发生的原因(Chen and Grapes, 2007)。

行星探测和大洋钻探成果，为花岗岩和陆壳起源提供了最基本的地质约束：① 行星从岩浆表壳转变为岩石表壳过程中，没有分异出花岗岩；② 行星的铁镁质岩石表壳形成至距今2~3亿年以来，不论是其本身重熔或其下方的岩浆分异，均没有产生有规模意义的花岗岩；③ 行星铁镁质岩浆岩表壳上，首先形成的新岩石是沉积岩；作为“深成作用”的产物，花岗岩在地壳断面中是位于铁镁质岩石(下陆壳+上地幔)和沉积岩之间，而不是产于铁镁质岩石内部，故花岗岩及其所标志的大陆地壳，逻辑上应形成于星球表面存在沉积岩之后。由于上述约束，地壳内部硅铝质岩石的部分熔融或深熔，成为花岗岩浆来源最可能的选项。深熔-侵入模型(异地重熔)和深熔-对流模型(原地重熔)的分歧，在于前者认为，“源区”(深熔作用发生区)和岩基定位区间是相互分离的，而后者则认为两者是统一的。深熔-侵入模型用混合岩中观察到各种现象，作为源区岩石部分熔融、分离和岩浆入侵的地质证据，但全球各地与共生混合岩同时形成的花岗岩，其主体几乎毫无例外位于共生混合岩(部分熔融区)下方而不是上方(Ledru et al., 2001; Read, 1957; White et al., 2005)。部分熔融岩石的流变行为研究，揭示作为固体形式的低度熔融岩，仅存在于固相线(熔体比≥0%)与LST(熔体比~40%)之间的温度区间(陈震等, 2017; Rosenberg and Handy, 2005)。如果地壳某一深度的熔融达到SLT的熔体比，其下的硅铝质陆壳只可能存在连续的“脏岩浆”层(花岗岩)，不可能再出现熔体比 < SLT的部分熔融层(混合岩)。“脏岩浆”层内固体悬浮物与熔体因密度差而引起的相对运动, 不但造成岩浆层的物质分异, 同时诱发层内的热对流(Huppert and Sparks, 1988), 导致岩浆层顶部温度迅速升高, 盖层底部岩石加速熔融(顶蚀), 由此引起重熔界面上升和岩浆层增厚。

熔区内部的热对流改变了上陆壳的热结构：重熔界面(MI)或熔断界面(SLT)之上为热传导区，下方为热对流区。在热对流区，下沉岩块熔融产生的熔体可直接与周围熔体混合，形成花岗岩浆；在热传导区，岩石部分熔融产生的熔体只能存储于岩石内部的原始组构中，形成混合岩中的浅色体。基本认识是：熔区内部的热对流，是大规模花岗岩浆形成的必要条件。没有对流，部分熔融只能产生混合岩，而不能产生岩基规模的花岗岩。