（一）侵入活动阶段和岩性组合
本研究区中生代岩浆活动十分强烈而且频繁，侵入岩分布范围极为广泛，出露总面积约12×104km2，其中在华夏陆块内，广东省出露面积6×104km2，福建省约3.5×104km2，浙江省约4600km2，大致由南而北侵入岩出露面积渐小，与火山岩覆盖面积渐大相一致。
20世纪70年代末至80年代中期，南京大学地质系、贵阳地球化学研究所、南京地质矿产研究所以及广东、福建、浙江、江苏、安徽等省区调队对本区不同时代花岗岩类作了系统总结。这些研究多数把燕山期侵入岩分为早、晚两期（表4-3）。把侵入最新地层为中、上侏罗统，形成于早白垩世之前的岩体归于燕山早期侵入岩，而侵入最新地层为白垩系，形成于第三纪之前的岩体归于燕山晚期侵入岩，其时限在J3与K1之间，即约为137Ma（或135Ma），整个燕山期又分为5阶段侵入活动。事实上，在整个燕山旋回的1亿多年时间内，地壳运动频繁，明显的地壳运动也不只5次，而每一次（幕）相隔的时间很短，一般20Ma，这对于各阶段侵入岩来说无疑存在过渡关系，各阶段之间很难找到直接的地质证据，其年龄上限也很难控制。
表4-3 不同单位对本区中生代花岗岩阶段划分和同位素年龄（Ma）界线比较表
如果将侵入活动与火山活动旋回和沉积建造的关系结合起来研究，本研究区燕山运动可分为早、中和晚3期。早期燕山运动发生在中或中晚侏罗世，在本区表现为中生代大规模火山活动的下火山岩系与下伏地层（包括早侏罗世煤系）的明显不整合，此时的侵入活动早于大规模的下火山岩系。中期燕山运动发生在晚侏罗世与早白垩世之间，本区上火山岩系与下火山岩系的不整合即为该期运动造成的。晚期燕山运动发生在早白垩世与晚白垩世至古近纪之间，表现为本区南雄群、衢江群、石牛山群、双庙山群与白垩系红层的不整合。
鉴于以上分析，本次研究将燕山期侵入岩三分，并称期为侵入岩套，“套”包含如下概念：强调侵入活动与火山活动旋回的时序对应关系，侵入岩套或早于大规模火山活动，或与火山活动相伴随并略滞后，一套侵入岩可以由几种岩石组合或几种成因类型所组成，其中包括了与火山岩有亲缘性和不具亲缘性的所有岩石类型。第一套侵入岩大致相当燕山早期第一和第二阶段；第二套侵入岩大致相当于燕山早期第三阶段；第三套侵入岩大致相当于燕山晚期第四、五阶段。
根据岩体的区域地质分布、与围岩火山岩的关系、同位素年龄以及区域岩石学特征的综合对比，将华夏陆块内武夷区带和浙闽粤滨海区中183个复式岩体作了具体划分，并与4个火山活动旋回对应，火山活动与侵入活动的时序关系和岩石组合见表4-4，结合扬子陆块内中下扬子区带和南扬子区带的岩浆活动特点，将本研究区中生代火山-侵入与构造演化的关系综合于表4-5。
（二）各区带侵入岩的成因类型
20世纪70年代以来，兴起按物质来源划分花岗岩的成因类型，到了80年代已引起国内外学者的高度重视，其中最著名的是I型和S型（Chappell和White,1974）、A型（Loiselle和Wones,1979）和M型（Pitcher,1983）,Pitcher（1983,1987）更进一步指出，花岗岩成因类型与地质环境有广泛的联系，不同的构造环境将提供不同的源岩组合，其花岗岩形成过程也不同。但是现在人们愈来愈强烈地感到，上述ISMA分类存在许多问题。首先，是它们的定义和特征相当混乱，不同地区之间很难对比。其次，成因类型是根据有限的几个地球化学参数确定的，自然过程如此复杂，想用几个参数把花岗岩类岩石各种错综复杂的关系简单地概括起来几乎是不可能的。第三，花岗岩类的源岩不会是单纯的地壳沉积岩，也不会是地幔岩，更不会是地幔岩浆与地壳岩浆的简单混合，更多的是早先存在于地壳中的沉积岩和幔源火成岩以不同比例混合熔融而成的，实际上可能是一种地幔来源与地壳来源之间的连续谱系，可能是无限多个不同的成因类型（Leake,1990）。第四，更多的学者强烈主张（Brown等，1984;Wickham,1989;Cobbing,1990；毛建仁等，1991）花岗岩成因类型的主要控制因素是不同种类的源岩而不是构造环境，特定的一种源岩可以被不同的构造作用过程所活化，结果产生相类似的花岗岩。第五，花岗岩的地球化学特征所反映的主要是源岩的成分、性质、熔融和岩浆结晶的过程，而不是岩浆生成时的构造环境，即使构造环境相同，不同地区花岗岩的特征也不尽相同。因此，由于花岗岩类的源岩建造差异，在某一地区所获得的分类准则（尤其是地球化学方面的准则）不能简单地、机械地套用于其他地区，每一个地区的花岗岩都将有其特有的地区性特征。
表4-4 不同区带中生代侵入岩与火山岩时序关系表
表4-5 中国东南大陆中生代火山-侵入岩与构造演化
鉴于上述认识，考虑到本文所讨论的大都是岩浆成因的与火山活动有成因联系的侵入岩，不同岩浆岩区带侵入岩的差异基本反映了基底源岩建造的差异，不同地带内获得的花岗岩类地球化学参数，是基底源岩类型对花岗岩在矿物化学、岩石化学、微量元素、稀土元素及稳定同位素组成方面的影响的结果。沿袭国内外学者都已熟悉的SIMA的成因分类，增加I-S的过渡类型区分出一些不同的类型，作为中国东南大陆广大地质背景内的研究基础，联系实际地质情况判别花岗岩的构造环境。本文所指的S型花岗岩类以再循环地壳物质为主要来源，仅有少量上地幔物质参与；I型花岗岩类以上地幔或原生地壳物质为主要来源（不一定完全直接来自地幔），有少部分再循环地壳物质参与；A型花岗岩则指本地区中生代岩浆活动最晚期在扩张裂解环境下形成偏碱性的花岗岩类，具有独特的构造意义，其源岩是底侵垫托地壳中经历了部分熔融事件的变质基性火成岩，如浙闽粤滨海区带，也可以是经历交代作用的富集。本区不同成因类型侵入岩分布及其主要地球化学特征见表4-6。需要强调说明的是，即使是归属同一成因类型的侵入岩，由于源岩建造的差异其地球化学特征参数也有较大差异，表中分别列出。
（三）不同类型包体的空间分布
本区Ⅰ型侵入杂岩中广泛分布细粒暗色岩石包体。最大直径可达400cm（青田岩体），小者＜4cm，一般10～20cm，总体来说＜4cm的包体占多数，绝大部分呈椭球形、卵圆形、液滴状，也有呈不规则的楞角状，或呈长约10m，宽约2～3m的脉状，局部被花岗质岩石切割成块断状的岩石包体（宁德岩体）。包体可分散存在，也可成群出露，包体密度高者可达10个/m2（长泰花岗闪长岩体）。
表4-6 中生代侵入岩成因类型的主要特征
包体与寄主岩石之间接触界线一般都很清晰，也有呈弥散状的过渡关系，寄主岩石也可切割暗色包体。在同一岩体中，暗色包体总是比较集中地分布在SiO2含量较低的相带中，因此可以分布在岩体内部（如青田、丹阳等岩体），也可以分布在岩体的边缘（如铜官山、馒头山、山头郑等岩体），包体的颜色一般都比寄主岩石深，呈灰黑色、灰色，细粒结构，粒径0.5～1mm居多，任何一类岩石中的包体都比寄主岩石粒度细，有时可见冷凝边。
包体成分主要为闪长质和石英闪长质，矿物组合与寄主岩石相同，但含有较多辉石、角闪石、斜长石和副矿物。包体中黑云母为镁质-铁质黑云母（MF=0.26～0.63）。钙质闪石类的角闪石呈细长柱状，形态完好。副矿物组合为磁铁矿-榍石-磷灰石型，与寄主岩类相似。副矿物中最为突出的是具快速冷却的针状磷灰石，长宽比高达40:1，一般20:1～30:1，而寄主岩石中磷灰石长宽比＜5:1。包体的特征结构是“间粒”和嵌晶结构，斜长石晶体格架内充填有辉石、石英等，或是他形石英和碱性长石包裹较小斜长石、角闪石等，表明石英和碱性长石是后进入包体中的，这种现象在包体与寄主岩石接触界线附近更为明显。
表4-7 包体岩石化学成分特征表
注：1.“*”者为包体的寄主岩石；2.LREE′为La、Ce、Nd、Sm、Eu5个元素的和，HREE′为Gd、Dy、Er、Yb、Y5个元素的和，∑REE，为上述10个元素的总和。
与寄主岩石相比，包体的SiO2、K2O含量低，而FeO、MgO、CaO、Na2O、P2O5、Cr、Ni、Co、V、Sc、Zr、Ga含量高。由于包体中富集大量富含稀土的副矿物和F、Cl流体，包体的稀土总量都高于寄主岩石，并具弱负Eu异常。包体的微量元素分布型式和稀土元素球粒陨石标准化曲线与寄主岩石的同类曲线十分相似，两者具有同源特征，见表4-7。
对于I型侵入岩中暗色微粒岩石包体的成因，有以下几种观点：①源岩部分熔融后的暗色残留体（White等，1977;Griffin等，1978；杨超群，1988；陈国能，1988；陶维松，1987）；②岩浆房底部富铁镁矿物堆积体，在后来岩浆上升侵位时携带上来而形成暗色包体（Palm,1957）；③基性岩浆和原始酸性岩浆不完全混合而形成（Cantagrel等，1982;Reid,1957;F.Bussy,1987;Brown,1986）；④主岩体冷凝形成的边缘相破碎后被包在脉动岩浆中（Dider,1982；汪建明，1988）。
a.早期结晶矿物的堆积体：如漳州岩体的辉长苏长岩中直径为0.5～3cm的灰黑色椭球形包体，包体中呈粒状的辉石晶形与寄主岩石中的相似。铜官山东石门小岩体中，主体岩石辉石为含闪长岩，包体中角闪石具堆晶结构，主要由棕色或绿色角闪石及黑云母组成，间隙矿物为斜长石。其他有榍石和金属矿物。
b.析离体：主要指产在分异程度较高的A型花岗岩中的浅色石英闪长质包体，具花岗结构、嵌晶结构。是A型花岗质岩浆的同源包体，较早结晶的斜长石、少量黑云母和富稀土元素的副矿物，随同富LREE、Eu等元素的F、Cl流体一起析出，使得熔体中这类元素更亏损。
c.冷凝形成的岩体边缘相碎块（自碎包体）：主要分布于风化剥蚀程度较弱的岩体边缘相，与寄主岩石有较清晰的界线，这类包体是岩浆侵位过程中，岩体边缘冷却较快，而内部仍处于高温熔融态，由于岩浆脉动上侵挤碎了侵入体边缘相富铁镁矿物岩石，这些碎块与岩浆发生不完全反应，出现重熔现象，形成细粒、富针状磷灰石快速冷却结晶特征的自碎包体。如见于铜官山石英闪长岩中的闪长质包体主要由绿色角闪石、中长石（An=37.5%±）组成，次为碱性长石、微量石英。角闪石呈束状或放射状。副矿物有针状磷灰石、榍石及金属矿物。其中以迅速冷却的针状磷灰石最为特征。此外，具似斑状结构和嵌晶结构的斑状闪长质包体，钙长石和他形碱性长石晶体中包嵌有大量斜长石、角闪石、磁铁矿、针柱状磷灰石和少量黑云母等早期结晶矿物，与暗色闪长质包体相比，其成分更接近于主体岩石。
d.两种岩浆混合包体（淬冷包体）：这类包体与寄主岩石成分上相差悬殊，大部分集中分布在岩体内部而不是边缘相中，具有典型的火成结构，成分也都位于岩浆岩成分范围内，所以不是基底变质岩的残留体，也不是岩浆早期结晶的冷凝边缘相或围岩碎块（岩体围岩都是上、下火山岩系的流纹英安质—流纹质火山岩），包体具微粒结构和冷凝边，说明闪长岩和石英闪长质包体不是早期结晶相在岩浆房底部的堆积体。包体的微细粒结构、针状磷灰石、冷凝边现象，说明它们是快速冷凝的淬冷包体。包体呈塑变形态，并出现石英、碱性长石等来自寄主岩石的矿物，说明它们可能是两种岩浆不均匀混合的结果。在混合得比较均匀的部分，包体的化学成分、微量元素和稀土元素都介于包体与寄主岩石之间，这类包体已作为I型侵入杂岩的一个特征，两种岩浆混合可以对这类微粒包体的许多特征作出比较合理的解释。
在闽东宁德黑云母花岗岩中出现同期基性岩脉，侵入到尚未完全结晶的花岗岩脉中，断续延长，被花岗岩分割和部分混合。J.Dider（1982）指出：“同期岩脉是在花岗岩体尚未最后固结时定位于花岗岩中的，或者是由于花岗岩中有一个尚可活动的内部带，它可以使岩脉破碎；或者是由于岩脉本身使得花岗岩中一个还是松散地粘着的结晶区重新活动使岩脉破碎而形成包体”。