1.柯树北岩体
在K2O-Na2O图解（图5-9a）中，柯树北岩体西体和东体均投点于A型花岗岩区，与微量元素花岗岩成因类型判别（Whalen et al.，1987）结果一致（李献华等，2007，根据李献华同一课题组Li Zhengxiang et al.（2007）发表的柯树北年龄样品坐标判断其取样位置位于柯树北岩体东体），但本书测得的柯树北岩体西体的两个样品（XD-1和XD-2）的10000*Ga/Al值分别为2.49和2.27，Zr+Nb+Ce+Y分别为237.1×10-6和187.2×10-6，分别小于典型A型花岗岩的特征值（＞2.6和＞350×10-6）。在P2O5-SiO2图解（图5-9b）中，柯树北岩体西体P2O5含量并不随含量SiO2增加而降低，不能有效区分I型和S型。微量元素Y含量与Rb含量的协变关系可作为铝饱和花岗岩I型和S型的判别标志（Chappell，1999），柯树北岩体西体的Y含量随Rb含量增加基本保持不变（图5-9c），显示S型花岗岩的演变趋势。在SiO2-Zr图解（图5-5d）和ACF图解（图5-9e）中，柯树北岩体均落入S型花岗岩区。同时，柯树北岩体西体具有较高的SiO2含量（75.35%～76.11%），较高的A/CNK值（1.01～1.13），较低的Fe3+/（Fe2++Fe3+）值（平均0.69），K2O/Na2O值大于1，87Sr/86Sr值介于0.707～0.730之间，其副矿物主要为磁铁矿+锆石+独居石±钛铁矿±磷灰石。综上，柯树北岩体西体具有典型S型（陆壳改造型）花岗岩的特征（原地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989；杨永革，2001；胡恭任等，2003）。因此，柯树北岩体东体和西体是两种不同成因类型的花岗岩，西体为S型，东体为A型。Eby（1992）提出了A型花岗岩的化学分类：①A1型的岩石比值类似洋岛玄武岩，即具有类似洋岛玄武岩的源但在大陆裂谷或板内环境形成，为大陆岩石圈稳定之后的拉长环境；②A2型的岩石比值类似陆壳-岛弧玄武岩，是源于经过陆陆碰撞或岛弧岩浆作用旋回的陆壳或底侵地壳，标志着造山作用的结束。在Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga分类图解中（图5-10），柯树北岩体东体的岩石投点均落于A1区与A2区的过渡区，在主元素R1-R2判别图解（图5-11）中，投点位于造山晚期、非造山期的和造山期后的过渡区域，暗示造山向非造山环境的转变，标志着造山作用的结束（Li et al.，2007），结合微量元素Nb-Y和Rb-Y+Nb图解（图5-11）中，样品投点均落于板内花岗岩区（WPG），说明从柯树北东体A型花岗岩的形成标志着本区开始进入大陆岩石圈稳定之后的拉张环境（板内拉张环境）。
图5-9 园岭寨地区花岗岩成因类型判别图解
柯树北岩体东体和西体在岩石化学成分（本书及胡恭任等，2002）、矿物含量与副矿物组合及含矿性（陈培荣，1998；胡恭任等，2003）、岩石成因类型（杨永革，2001；李献华等，2007；本书）等方面均存在有很大的不同，暗示两者不同的成因。柯树北东岩体A型花岗岩在Harker图解（汪洋，2008）显示，柯树北岩体东体可分为低分异、高Zr，Ba，高分异，低Th和高分异，高Th三种，其中高分异花岗岩是由低分异花岗岩经单斜辉石、锆石、磷灰石、磷钇矿等矿物结晶分离演化而来，碱性长石不发生分离，是变火成岩在低水活度条件下的部分熔融产物，结合高温高压实验估算柯树北低分异花岗岩的形成条件是：T=830～950℃，P=0.8～1.0 Gpa，源区含少量水（汪洋，2008）。其成因可能是高角度俯冲的正常厚度的洋壳榴辉岩化，发生拆沉，导致软流圈地幔上涌，在上覆下地壳造成局部熔融形成柯树北岩体东体A型花岗质岩浆（Li et al.，2007）。
图5-10 柯树北岩体东体A型花岗岩亚类判别图
图5-11 花岗岩的构造环境判别图解
柯树北岩体西体S型花岗岩在A/MF-C/MF图解（图5-12）中，落入变质泥岩部分熔融区和变质杂砂岩部分熔融区的重合部位，这与华南陆壳改造型（相当于S型花岗岩）主要与元古宙变质沉积岩经过部分熔融形成的结论一致（王德滋等，2003）。
2.三排岩体
三排岩体多数样品在K2O-Na2O图解（图5-9a）中落入Ⅰ型花岗岩区，在P2O5-SiO2图解（图5-9b）中，三排岩体P2O5含量随SiO2含量增加而降低（样品SP-4除外）。在Y-Rb图解（图5-9c）趋势表现不明显，不能有效判断岩石成因类型。在SiO2-Zr图解（图5-9d），投点位置变化较大，在ACF图解（图5-9e）中，投点位置在靠近Ⅰ型花岗岩区的S型区。从化学成分和副矿物组合来看，三排岩体岩石具有稍低的SiO2含量（61.20%～67.16%），高CaO含量（3.11%～5.06%），A/CNK=0.99～1.07＜1.1，Na2O=2.51%～2.75%＞2.2%，Al2O3含量高（14.73%～15.62%，据White等（1999）统计准铝质Ⅰ型角闪石花岗岩Al2O3含量平均为14.5%），矿物组成上，岩石含有角闪石，副矿物类型为榍石-绿帘石-萤石-磁铁矿-锆石组合，具有Ⅰ型花岗岩的特征。
在微量元素Nb-Y和Rb-Y+Nb图解（图5-11）中，三排岩体样品落于由岩浆弧（VAG）和同构造碰（Syn-GOLG）区，在R1-R2 判别图解（图5-11）中，投点呈现出板块碰撞前到同碰撞的演化趋势，总体上显示了由碰撞前到同碰撞的构造体制转换的属性。
图5-12 园岭寨地区花岗岩A/MF-C/MF图解
三排岩体在微量元素蛛网图上表现为较明显的Nb，Ti，P槽，Rb/Sr和Rb/Ba值（表2-2）远高于原始地幔的相应值（分别为0.029和0.088，Hofmann，1988），反映出岩浆经历了较高程度的分异演化或者源区中低等的部分熔融。在A/MF-C/MF图解（图5-12）中，投点落于变质玄武岩、变质英云闪长岩的部分熔融区。
3.霏细斑岩
霏细斑岩样品的Na2O含量极低，在K2O-Na2O图解（图5-9a）、SiO2-Zr图解（图5-9d）和ACF图解（图5-9e）中样品投点落入S型花岗岩区，在P2O5-SiO2图解（图5-9b）中，P2O5含量随SiO2含量增加变化不明显，在Y-Rb图解（5-9c）中，投点位置变化较大，关系不明确（样品数量少）。岩石化学特征显示，CaO含量低（0.1%～0.2%），K2O/Na2O值远大于1，A/CNK=2.13～3.20，远大于1.1，属强过铝质。岩石总体上属于强过铝质的S型花岗岩。在微量元素Nb-Y和Rb-Y+Nb图解（图5-11）中，样品均落于板内花岗岩区（WPG）。岩石具有较高含量的K2O（3.39%～4.88%）、较低的Mg＃（38～40）、高的铝饱和指数和低含量的Ni（微量），Cr（1.37×10-6～3.72×10-6），表明岩体为陆壳重熔的产物，未遭受幔源物质影响。由A/MF-C/MF图解（图5-12）看出，投点位于变质泥岩部分熔融区，说明其形成没有幔源物质的参与。
4.花岗斑岩
由于园岭寨花岗斑岩岩石样品受热液蚀变影响，具有高含量的K2O和低含量的Na2O，其在K2O-Na2O图解（图5-9a）中落入S型花岗岩区，在P2O5-SiO2图解（图5-9b）中，P2O5含量随SiO2含量增加基本保持不变，显示出S型花岗岩的演化趋势。微量元素Y含量随Rb含量增加基本保持不变（图5-9c），亦显示S型花岗岩的演变趋势。在SiO2-Zr图解中，样品多数落入S型花岗岩区。此外，岩石含有较高的P2O5=0.17%～0.21%＞0.05%、较低的CaO（0.37%～2.99%）和Na2O（0.27%～1.01%）含量，A/CNK=1.33～1.59＞1.1（样品ZK205-96除外），K2O/Na2O值远大于1，副矿物主要为锆石、磷灰石、磁铁矿和黄铁矿等，显示典型的S型花岗岩的特征。
在微量元素Nb-Y和Rb-Y+Nb图解（图5-11）中，园岭寨斑岩样品呈现出由岩浆弧（VAG）和同构造碰撞区（Syn-GOLG）向板内（WPG）演化的趋势，在R1-R2判别图解（图5-11）中，投点较散，不能有效判断岩石的构造环境，结合相邻的同时期形成的柯树北岩体西体，其形成的构造环境应是板内拉张环境。在A/MF-C/MF图解（图5-12）中，主要落入变质泥岩部分熔融区，说明岩石以壳源物质重熔为主。同时，岩石具有较高的Cr，Ni含量和Mg＃（53～68），以及样品ZK205-96明显偏低的A/CNK值（0.97），暗示岩石遭受幔源物质的影响，在A/MF-C/MF图解（图5-12）中，样品ZK-205-96投点落入基性岩的部分熔融区，也印证了幔源物质的加入。这一点，对于成矿更为有利。