卢旺达Gatumba地区花岗伟晶岩的地质、地球化学特征及其成因研究综述

2020-05-15吴兴源刘晓阳周佐民贺福清

华北地质 2020年1期

吴兴源，刘晓阳，周佐民，贺福清

（1.中国地质调查局天津地质调查中心，天津300170；2.中国地质调查局东部南部非洲地学合作研究中心，天津300170；3.中国地质调查局华北科技创新中心，天津300170）

以稀有、稀散和稀土元素为主体的战略性关键金属矿产资源在新材料、新能源及信息技术等新兴科技产业中具有不可替代的重大用途，关键金属矿产资源已经成为我国产业升级换代不可替代的动力之源。战略性矿产资源安全已经成为当今国际社会普遍关注的重大问题[1]。

稀有金属通常包括Li、Rb、Cs、Be、W、Sn、Nb、Ta、Zr、Hf、U、Th等，其成矿作用往往与高分异花岗岩、花岗伟晶岩密切相关。花岗伟晶岩代表了一种极其特殊的岩浆，常常在时空上与造山带中的花岗岩密切相关[2-3]，其中LCT（Lithium-Caesium-Tantalum）型伟晶岩更被认为是稀有金属矿产的重要来源[4-5]。由于独特的外观、结构特征及其特有的稀有金属成矿专属性，花岗伟晶岩一直以来都是国内外许多地质学家关注的焦点，但是其成因一直存在较大争议[6-13]。近年来，花岗伟晶岩的研究主要集中在稀有金属伟晶岩的成因与成矿作用以及导致其产生内部分带的机制等科学问题上[14-22]，特别是伟晶岩分带中的贫矿伟晶岩（barren/common pegmatites）到矿化伟晶岩（LCT型伟晶岩）是如何演化或者二者之间是否存在演化关系这一问题更引发了极大的关注和讨论[23-27]。针对这一问题，已有研究从伟晶岩造岩矿物或副矿物的化学成分、微量元素以及矿物中的熔体包裹体或流体包裹体等方面开展了大量研究，并对岩浆演化及成矿作用等过程进行了定量模拟，以此来揭示该地区伟晶岩的成因和演化过程并讨论岩浆-热液过渡阶段体系中的稀土和微量元素的地球化学行为，目前已取得了一系列重要进展[21,28-31]。

本文研究区Gatumba地区伟晶岩具有完整的分带现象，从内部的贫矿伟晶岩变化到外部的稀有金属伟晶岩均有出露，是一个研究花岗伟晶岩成因及成矿作用的理想地区。自20世纪50年代以来，前人就持续对该地区的伟晶岩进行研究，同时也相应取得了一批成果[27，31，32-37]。本文作者正在执行商务部援外项目“援卢旺达地质矿产调查（2019—2022）”，该项目的一项重要工作是开展“卢旺达矿产资源潜力评价”，为此项目组对卢旺达的地质矿产资料进行了系统的搜集和整理。Gatumba花岗伟晶岩矿区是目前卢旺达最重要的稀有金属产地，因此，笔者认为有必要对该地区现阶段已积累的年代学、矿物学及地球化学等资料进行了系统的整理和分析，探讨花岗伟晶岩的岩浆演化及成因，厘清稀有金属富集机制，进而为下一步评价卢旺达稀有金属成矿潜力提供合理依据。

1 Gatumba地区区域地质概况及伟晶岩的空间分带特征

Gatumba地区位于卢旺达西部（图1a，b），在大地构造位置上属于中元古代基巴拉造山带东北部的卡拉戈维-安科连带的范畴。该造山带的形成与罗迪尼亚（Rodinia）超大陆的聚合事件有关，先后记录了4期（G1-G4）花岗岩浆活动，其中G1-G3（1370～1 094 Ma）为同造山花岗岩，G4（约986 Ma）为造山后花岗岩，而Gatumba伟晶岩则在空间上与G4花岗岩紧密共生。Gatumba花岗伟晶岩区位于基加利以西约50 km处，面积约为150 km2，出露于两个大型花岗岩岩基之间：东部为吉塔拉马（Gitarama）花岗岩岩基，西部为Kabaya花岗岩岩基（图1c）。吉塔拉马岩基主要包括两种岩石类型：第一种类型为细粒黑云母花岗岩，普遍发育明显的面理，在Mushubati（吉塔拉马以西约5 km）附近，岩体局部甚至可见糜棱面理；第二种类型为淡色花岗岩（Leucogranite），其中石英和微斜长石常常构成文象结构。该地区出露的岩石地层单元为中元古代Akanyaru超群，岩性组合包括变泥质岩及石英岩（或石英片岩），偶见呈透镜体状产出的碳酸盐岩[38-39]，且普遍遭受绿片岩相低级区域变质作用改造[40]。此外，在Gatumba地区局部非常有限的范围内，可发现由黑云母、红柱石和阳起石构成的变质矿物组合[38]。该组合的出现通常被认为与花岗岩侵入体有关的接触热变质作用引起[38]。

从区域构造的角度来看，Gatumba矿区位于Ndiza向斜的西翼，区内出露的岩层倾向东，倾角约为60°。Ndiza向斜内部还发育一系列次级褶皱，例如：Gasumu向斜及Janja背斜，并且这些褶皱构造可以一直延伸到Ruhengeri地区[41]。大量的基性岩（主要为辉绿岩）和伟晶岩脉侵入早期的中元古代变质沉积地层内部。这些辉绿岩的侵位时代早于区域构造变形事件，因为在野外可见它们往往和地层一起发生褶皱变形并被后期劈理破坏。伟晶岩脉偶尔沿着这些劈理面侵入到辉绿岩中，由此可知它们为同构造期或构造期后伟晶岩[38]。

图1 卢旺达地理位置图(图a)、卢旺达地质简图(图b)及Gatumba地区伟晶岩地质简图(图c)(据参考文献[31]修改)Fig.1 Geographicallocation of Rwanda(Fig.a)；Schematic geologicalmap of Rwanda(Fig.b)；Simplified geologicalmap ofthe Gatumba pegmatite field(Fig.c)

目前，Minétain和Somirwa公司已经在Lugaragata、Bijyoyo与Nyabarongo河之间的区域内发现了130多条大型伟晶岩脉，这些伟晶岩脉在垂向上的延伸情况未知。其中，单个伟晶岩脉的形态变化较大，长度从几十米到2400 m，宽度从几十厘米到30m[31]。

早期研究认为，Gatumba矿区的伟晶岩从矿物组合的角度出发，一共可分为7个不同的伟晶岩带，即所谓的“Varlamoff分带”[32-33]。伟晶岩分带从内到外（以吉塔拉马岩基为中心）依次为：（1）黑云母伟晶岩；（2）黑云母-电气石伟晶岩；（3）黑云母-电气石-白云母伟晶岩；（4）白云母-电气石伟晶岩；（5）白云母伟晶岩；（6）绿柱石伟晶岩；（7）钠长石伟晶岩。最近，Hulsbosch等[27]对Gatumba地区不同分带伟晶岩的结构特征、空间展布形态及伟晶岩中的电气石化学成分等进行了详细研究，结果发现不同伟晶岩分带中的电气石化学成分彼此差异很大，并且具有明显的变化趋势。基于岩相学及矿物化学成分分析，Hulsbosch等[27]正式提出将Gatumba地区的伟晶岩重新划分为4个带，分别为：（1）黑云母伟晶岩（#1）；（2）黑云母-白云母伟晶岩（二云母伟晶岩）（#2）；（3）白云母伟晶岩（#3）和（4）矿化伟晶岩（#4）（图1c）。在平面上，黑云母伟晶岩位于吉塔拉马岩基的边部（仍然位于岩体内部，即Endo-pegmatites），大致沿北西-南东方向依次变化为二云母伟晶岩、白云母伟晶岩及矿化伟晶岩。矿化伟晶岩（即原“Varlamoff分带”中的绿柱石伟晶岩和钠长石伟晶岩）在空间上距离吉塔拉马岩基最远，它们代表了区域上演化程度最高的伟晶岩，内部发育不同程度的Nb-Ta-Sn矿化并遭受了强烈的热液蚀变，出现绢云母化、白云母化或钠长石化（所谓的“云英岩化”作用）[35,42]。

黑云母伟晶岩的主要矿物组成为石英、斜长石、微斜长石、黑云母，副矿物可见黑电气石及铁铝-镁铝-锰铝榴石，黑电气石呈半自形，长度可达4 cm。黑云母伟晶岩的基质由他形粗粒结构的石英-长石矿物组成。二云母伟晶岩主要由灰白色白云母、黑云母、微斜长石、粉红色正长石及石英组成，以含大量黑电气石为标志，副矿物为独居石。白云母伟晶岩的主要矿物成分为微斜长石、石英、灰色白云母及钠长石-更长石，次要矿物为粉红色钾长石，副矿物独居石常被微斜长石或白云母包围。矿化伟晶岩由粉红色钾长石（正长石）、微斜长石、钠长石-更长石、石英、锂云母、深绿色白云母、绿柱石、锂电气石、磷铝锂石、锂辉石和少量磷酸盐等组成，并出现与Nb-Ta-Sn矿化相关的矿石矿物（铌钽铁矿及锡石）。此外，矿化伟晶岩由于遭受强烈热液蚀变改造，出现一些呈砂糖状或叶钠长石状形态的次生钠长石（Secondary albite），其成分明显与岩浆结晶的原生钠长石不一样[27]。根据Černý和Ercit[2]的报道，Gatumba地区的矿化伟晶岩为LCT型伟晶岩，可以进一步分为绿柱石型（绿柱石-铌铁矿亚型）、复杂型/稀有金属型（锂辉石亚型）和钠长石-锂辉石型[35]。

2 伟晶岩的形成时代

Dewaele等[34-35，43-44]对来自Bijyoyo、Buranga、Gatumba北、Gatumba南、Kirengo、Luhanga、Nyamissa、Rongi、Shori和Sitwe等地区伟晶岩样品进行了岩相学、矿相学研究，并据此确定了Gatumba地区伟晶岩的矿物共生次序（Paragenetic sequence）。根据矿物共生次序的研究，Nb-Ta矿化与伟晶岩的结晶分异作用同时进行，而锡矿化则形成于晚期的热液蚀变。此外，由于G4花岗岩与伟晶岩之间存在密切的时空联系，故G4花岗岩一直被众多学者认为是基巴拉带中稀有金属伟晶岩的母岩[33，35，45]。因此，可通过铌钽铁矿和锡石等矿物的年代学研究，并结合G4花岗岩的侵位时代来对Gatumba地区伟晶岩的形成时代做一个较为合理的限定。

Dewaele等[35]对Gatumba地区伟晶岩中的铌钽铁矿进行了U-Pb定年分析，获得的年龄结果变化范围较大，介于936±14 Ma到974.8±8.2 Ma之间。其中，较老的年龄结果为966±8.7 Ma、974.8±8.2 Ma，与Tack等[46]及Cahenand Ledent[47]报道的G4花岗岩年龄相近（986±10 Ma;977±8 Ma）；较年轻的年龄结果则变化于936±14 Ma到951±15 Ma之间，最年轻年龄与最老年龄之间的时间跨度（约50 Myrs）超过了一个单一的花岗-伟晶岩岩浆体系冷却结晶的周期[10,23]。一般认为，铌钽铁矿出现在伟晶岩形成阶段而不是后期热液蚀变阶段，因为Nb-Ta在含水热液中的溶解度很低[48-49]。因此，较年轻的年龄结果很可能是受晚期热液蚀变事件或交代作用影响，使早期形成的铌钽铁矿的U-Pb体系发生了重置，而且原生铌钽铁矿发生热液蚀变或交代的实例前人已经有所报道[36，50-52]。例如，Melcher等[36，52]研究指出，早期形成的铌钽铁矿被改造后，其地球化学成分及矿物组成均发生了变化，并且往往随之出现了铀云母或其他一些富U矿物的包裹体，从而打破了原来的U-Pb同位素体系平衡，最终造成了目前这种年龄结果。同时，Dewaele等[35]对来自矿化伟晶岩中的白云母进行了40Ar-39Ar定年，结果获得阶梯型年龄谱，其中最老的表面年龄结果约为945 Ma，这与较年轻的铌钽铁矿的UPb年龄及前人报道的布隆迪境内含锡的伟晶岩白云母Rb-Sr年龄在误差范围内基本一致（951±18 Ma）[53]。

综上可知，Gatumba地区伟晶岩的形成时代约为950～980 Ma，对应于新元古代早期。

3 伟晶岩的矿物化学特征

在理想情况下，伟晶岩的全岩化学成分可能提供关于伟晶岩岩浆系统分异演化的相关信息[54-55]。然而，这必须满足2个前提条件，一是能够获得可靠的、具有代表性样品，二是整个岩浆体系一直保持封闭状态。但是，由于伟晶岩（特别是LCT型伟晶岩）具有明显的分带性、矿物颗粒大小不均匀性等特点，所以利用全岩样品研究伟晶岩往往因取样没有代表性而被大多数岩石学家及地球化学家所否定[56]，目前多数研究者采用伟晶岩中单矿物的化学成分分析来代替全岩分析。Hulsbosch等[27,41]对Gatumba地区不同伟晶岩带中的单矿物（如：钾长石、白云母、黑云母和电气石）进行了主、微量元素地球化学分析，结果见表1、2、3。

3.1 主量元素

3.1.1 长石

Hulsbosch等[27]研究指出，从黑云母伟晶岩到矿化伟晶岩，虽然长石的主量元素成分并未出现系统的、明显有规律地变化，但还是或多或少表现出一定的变化趋势。在长石的Or-Ab-An三角分类图上，贫矿伟晶岩（黑云母-、二云母-、白云母伟晶岩）的长石Or分子数变化范围大（Or=36～98），而矿化伟晶岩的长石Or分子数则相对集中且普遍大于80，说明可能存在一个钾含量逐渐升高的过程。此外，在矿化伟晶岩中还发现了极为富钠的钠长石（An=0.2～6.4），反映其为后期热液交代成因。

3.1.2 云母

从黑云母伟晶岩变化到二云母伟晶岩，黑云母的Mg、FeOtot含量均逐渐降低。其中，MgO含量由4.60%减到0.99%，而FeOtot含量由21.59%降低到17.80%，但是Fetot/（Fetot+Mg）比值则从0.78增加到0.93（图2a，b）。此外，黑云母的Mn和Ti含量也表现为一种逐渐降低的趋势。与贫矿伟晶岩（Barren pegmatite）中的浅色白云母相比，矿化伟晶岩中的深绿色白云母及浅绿色白云母（云英岩化作用形成）的MgO、FeOtot及TiO2含量均明显降低[27]。

3.1.3 电气石

贫矿伟晶岩中的电气石在Al-Fe-Mg三角图上主要落入黑电气石-镁电气石区间，而矿化伟晶岩则出现锂电气石。从黑云母伟晶岩到白云母伟晶岩，黑电气石的Fetot/（Fetot+Mg）比值逐渐升高，从0.78增加到0.92，且MgO含量从4.06%降低到1.65%；矿化伟晶岩中的锂电气石MgO含量则进一步降低（MgO=0.05%～0.08%），但Mn含量明显升高（图2c,d）。同时，从贫矿伟晶岩到矿化伟晶岩，电气石中的Ti含量也明显降低，TiO2含量由0.37%减少到0.04%[27]。

3.2 碱/碱土金属元素

3.2.1 钾长石

Hulsbosch等[27，41]的分析结果显示，从黑云母伟晶岩到矿化伟晶岩，钾长石的K/Rb、K/Cs比值均逐渐降低。其中，黑云母伟晶岩的钾长石K/Rb、K/Cs比值分别为158～216、28 512～54 000，二云母伟晶岩的钾长石K/Rb、K/Cs比值分别为141～170、5 223～12 131，白云母伟晶岩的钾长石K/Rb、K/Cs比值分别为41、3 468，而矿化伟晶岩的钾长石K/Rb、K/Cs比值分别为18～85、655。从黑云母伟晶岩到矿化伟晶岩，钾长石的Rb元素含量从1 270×10-6增加道4 750×10-6，Cs元素含量从2×10-6增加到46×10-6。

尽管Sr和Ba元素同样被认为将随着花岗-伟晶岩系统不断演化而降低[25，57-58]，但Gatumba地区伟晶岩的钾长石却并未显示出有规律的变化。London[10]认为Sr或Ba元素的这种行为可能是由于在岩浆演化的过程中，这两种元素有外部来源补给或者在钾长石-斜长石之间的分配系数有较大差别造成的。

3.2.2 云母

白云母的K/Rb、K/Cs比值也表现出从黑云母伟晶岩到矿化伟晶岩逐渐降低的一种趋势，可以发现白云母的K/Rb比值从127锐减到12，矿化伟晶岩中锂云母的K/Rb比值则进一步减小为5；贫矿伟晶岩的白云母K/Cs比值从8 995锐减到356，再到矿化伟晶岩中锂云母的K/Cs比值为52。与此同时，云母中的Rb、Cs含量也越来越高，分别从贫矿伟晶岩中白云母的（670～6 986）×10-6、（8～130）×10-6增加到矿化伟晶岩中锂云母的16 648×10-6、1 602×10-6。

表1 Gatumba地区不同伟晶岩带矿物的主量元素数据分析结果(据参考文献[27])Tab.1 The results of main composition of the minerals from the different pegmatite zones

表2 Gatumba地区伟晶岩碱性长石及斜长石稀土元素数据分析结果(据参考文献[31])Tab.2 REE composition of representative primarymagmatic feldspars from the Gatumba pegmatite zonation

表3 Gatumba地区伟晶岩云母及电气石稀土元素数据分析结果(据参考文献[31])Tab.3 REE composition of the representative micas and tourmaline from the Gatumba pegmatite zonation

图2 不同分带伟晶岩中黑云母(a、b)及电气石(c、d)的Mn、Ti成分变化图（据参考文献[27]修改）Fig.2 Diagrams of Mn and Ticomponent changes of biotite(a、b)and tourmaline(c、d)according to their evolution along the pegmatite zonation1.黑云母伟晶岩；2.二云母伟晶岩；3.白云母伟晶岩；4.矿化伟晶岩

从黑云母伟晶岩到二云母伟晶岩，黑云母的K/Rb、K/Cs比值分别50、37和1 100、340，与结晶分异演化趋势一致。另外，黑云母伟晶岩及二云母伟晶岩中黑云母的Rb、Cs含量分别1 300×10-6、60×10-6和1 930×10-6、152×10-6，也表现为随着演化程度升高而富集的特点。

3.3 稀土元素

3.3.1 长石

黑云母伟晶岩中的钾长石和斜长石均表现为明显的轻、重稀土元素分异特征，稀土元素配分曲线呈右倾型式，钾长石、斜长石的（La/Yb）N比值分别为140～170、28～245（图3a,b）。二云母伟晶岩中的钾长石及斜长石则表现出2种不同型式的稀土元素配分曲线特征，既有轻、重稀土元素分异明显的右倾型，也有轻、重稀土元素分异不明显的平坦型。其中，一组钾长石的（La/Yb）N=110～200，另一组钾长石的（La/Yb）N=6（图3a）[31]。白云母伟晶岩中的钾长石具有平坦的稀土元素配分曲线型式，且（La/Yb）N=4。矿化伟晶岩中的原生钾长石及原生斜长石（岩浆结晶成因）均表现出一定程度的轻、重稀土元素分异特征，钾长石和斜长石的(La/Yb)N比值分别为15、20～70（图3a，b）[31]。另外，矿化伟晶岩中由热液蚀变产生的次生钾长石及次生斜长石则表现为几乎未分异的稀土元素配分曲线特征（极其平坦），次生钾长石、次生斜长石的（La/Yb）N比值分别为1～9、0.7～1（图3a，b）。总的来看，从贫矿伟晶岩到矿化伟晶岩，钾长石和斜长石的稀土元素总量以及轻、重稀土元素分异程度都是逐渐降低的。

黑云母伟晶岩中的钾长石、斜长石表现为明显的正铕异常，钾长石的Eu/Eu*=16～45，斜长石的Eu/Eu*=16～45；二云母伟晶岩中长石类矿物的正铕异常明显减弱，钾长石的Eu/Eu*=2～4，斜长石的Eu/Eu*=2；矿化伟晶岩中的钾长石、斜长石均表现为弱正铕异常或轻微的负铕异常，有些则基本无铕异常，钾长石的Eu/Eu*=0.6～1.7，斜长石的Eu/Eu*=0.4～1.6。

3.3.2 云母

黑云母只出现于黑云母伟晶岩及二云母伟晶岩中。这两个伟晶岩带中的黑云母稀土元素配分曲线均呈现为平坦型式，并且与二云母伟晶岩相比，黑云母伟晶岩中的黑云母轻、重稀土元素分异度明显较高，前者的黑云母（La/Yb）N=0.34～0.98、后者的黑云母（La/Yb）N=4～15（图3c）[31]。

二云母伟晶岩中的白云母表现为两种类型的稀土元素配分型式，即右倾型和平坦型两种，其中白云母的（La/Yb）N比值分别为11、1；白云母伟晶岩中的白云母虽然也表现为两种特征，但总体上表现为平坦型特征，轻、重稀土元素分异并不明显（图3d）。矿化伟晶岩中的白云母同样表现为平坦型稀土元素配分曲线，轻、重稀土元素基本上没有分异。

黑云母伟晶岩中的黑云母基本没有铕异常（Eu/Eu*=0.92～0.99），但是二云母伟晶岩中的黑云母则表现出强烈的负铕异常（Eu/Eu*=0.07）[31]。白云母伟晶岩中的白云母具有轻微负铕异常或无铕异常，矿化伟晶岩中的白云母同样为表现为弱负铕异常、轻微正铕异常或无铕异常特征（Eu/Eu*=0.7～1.3）。

3.3.3 电气石

电气石包括黑电气石及锂电气石。其中，黑电气石在所有类型的伟晶岩带中均有分布，而锂电气石则只分布于矿化伟晶岩中[31]。从黑云母伟晶岩到白云母伟晶岩，黑电气石的轻、重稀土元素分异程度也逐渐降低，其（La/Yb）N比值变化于240～0.3之间（图3e）。

电气石的铕异常明显表现为从黑云母伟晶岩、二云母伟晶岩中的正铕异常（Eu/Eu*=3～5）变为矿化伟晶岩中的负铕异常（Eu/Eu*=0.2～0.3），反映了一种逐渐降低的趋势。

4 伟晶岩的岩浆演化过程：瑞利分离结晶

碱金属或碱土金属元素及元素比值的一个重要应用可用来模拟花岗质岩浆的结晶分异、演化过程[60-61]。Černý等[57,62]首先利用钾长石的K/Rb-Rb、K/Cs-Cs图解来研究花岗-伟晶岩岩浆体系的分异演化问题，并提出它们可被用作确定同成因伟晶岩的一个重要指标。随后，这种方法被借鉴、运用到其他常见的伟晶岩矿物（白云母、黑云母）的研究中[27，31，63-65]，以期对伟晶岩岩浆的分异演化程度提供较为可靠的约束。

Hulsbosch等[31]运用瑞利（Rayleigh）分离模型对Gatumba地区的伟晶岩进行了岩浆演化过程模拟，参与模拟计算的矿物是钾长石、白云母及黑云母等主要造岩矿物。由于副矿物（锆石、独居石和磷灰石等）的碱金属元素分配系数普遍非常低[66]，且它们在Gatumba地区伟晶岩中的总量比例较低，因此认为它们对碱金属分异的影响可以忽略不计，故并未将这些矿物相参与计算。

Hulsbosch等[31]以10件G4花岗岩代表性样品的平均主、微量元素值作为演化的起始值（K=3.1 wt%,Rb=222×10-6,Cs=11×10-6），并选择相应的矿物/熔体分配系数（Kd）和全岩分配系数（D）对Gatumba地区伟晶岩的形成过程进行了定量模拟。瑞利分离模型所涉及的碱金属元素在花岗-伟晶岩系统中的晶体/熔体分配系数，前人已经做过大量的相关研究[63，67-68]。结果显示，位于岩体边缘的黑云母伟晶岩是演化程度最低的伟晶岩，而远离岩体的矿化伟晶岩则代表了演化程度最高的伟晶岩。其中，黑云母伟晶岩是G4花岗岩母岩浆发生0～69%分离结晶作用的产物（F=0～0.69），二云母伟晶岩是母岩浆发生69%～92%分离结晶作用的产物（F=0.69～0.92），白云母伟晶岩是母岩浆发生92%～98%分离结晶作用的产物（F=0.92～0.98），而矿化伟晶岩则是母岩浆发生98%以上分离结晶作用的产物（F>0.98）（图4）。

综上可知，碱金属元素瑞利分离模拟的结果表明Gatumba地区不同分带中的伟晶岩反映了岩浆连续分离结晶的演化过程，而且演化的初始母岩浆成分很可能与G4花岗岩相关。

5 伟晶岩区域分带的成因

花岗伟晶岩的研究已经持续了一百多年，但迄今为止，还没有一个被普遍接受的成因模式可以令人信服地解释花岗伟晶岩的所有不同特征[2，26]。目前，花岗伟晶岩的区域分带通常被认为是结晶分异作用的结果，而其内部分带的成因模式主要有两种：岩浆液态不混溶模式和花岗岩结晶分异模式。这两种模式也是学术界的流行花岗伟晶岩成因模式，并被大多数研究者所接受[6-7，10，21，69-70]。另外，也有少量学者提出地壳部分熔融直接形成伟晶岩的模式[25，71-72]。岩浆液态不混溶模式以Jahns 和 Tuttlt[6]及Jahns和Burnham[7]的研究为代表，他们认为形成伟晶岩的熔体来自花岗岩浆结晶分异形成的残余岩浆，残余岩浆中的流体（H2O）随着结晶作用的持续进行不断富集，并发生过饱和沸腾出溶，分离出富水的低粘度流体，使体系变为晶体、熔体和流体3相共存的状态，其中的低粘度流体可直接结晶形成伟晶岩，而熔体则因“成分淬火”形成细晶岩。花岗岩结晶分异成因模式以London[69-70]的研究为代表，他们认为Jahns和Burnham[7]提出伟晶岩岩浆体系早期阶段的H2O饱和条件既不必要也不太可能。这些作者认为位于花岗质岩浆房顶部的富硅岩浆（伟晶岩母岩浆）在过冷却至液相线温度以下时，可以在H2O不饱和的条件下通过不平衡结晶分异并演化形成伟晶岩，同时强调了其他挥发份（如：B、F、P和Li）在伟晶岩形成过程中的重要作用[70]。

从野外、矿物学及地球化学的角度来看，Gatumba地区的伟晶岩区域分带符合花岗岩结晶分异成因模式，并且与世界上其他地区稀有金属伟晶岩具有许多相似之处[23,26]，主要体现在以下几个方面：（1）从Gitarama岩基边部的黑云母伟晶岩开始，大致沿西北方向变化到不同的伟晶岩带，不论是矿物学成分抑或是地球化学成分均变得越来越复杂；（2）演化程度最高的矿化伟晶岩（LCT型伟晶岩）明显遭受热液蚀变-交代作用，例如：钠长石化、绢云母和白云母化（“云英岩化”）；（3）不同分带伟晶岩具有特定的矿物，例如：（a）贫矿伟晶岩出现黑电气石，矿化伟晶岩则出现锂电气石；（b）锂云母只出现在矿化伟晶岩中；（c）铌钽铁矿和锡石只在演化程度最高的矿化伟晶岩中出现；（4）伟晶岩的区域分带不仅反映在伟晶岩的矿物组成上，而且在矿物化学成分上也有所体现，例如：从黑云母伟晶岩到白云母伟晶岩，黑云母及电气石的Fetot/(Fetot+Mg)比值逐渐增大、而Mg、Mn和Ti的含量则逐渐降低。由内到外，钾长石及白云母的K/Rb、K/Cs比值逐渐降低，也与分离结晶演化趋势相同[10，57，73]。

London[10]提出花岗伟晶岩的区域分带现象可能存在三种不同解释，分别对应三种不同情况。第一种解释认为不同分带的伟晶岩源自于一个持续演化的岩浆房发生多期脉冲式岩浆上涌，这就必然会造成不同期次的伟晶岩脉相互截切。但是，野外并未发现Gatumba地区不同分带伟晶岩彼此之间存在切割关系，因此基本上可以排除这种情况。第二种解释认为整个花岗岩-伟晶岩复合系统处于一个开放的环境下，岩浆几乎同时开始结晶演化并最终形成不同的伟晶岩分带，这种情况在Gatumba地区似乎也不太适用。首先，Gatumba地区各个分带的伟晶岩不管是从矿物学角度或地球化学角度来看，都表现为一种从早到晚、单一途径的结晶演化趋势。其次，该地区的伟晶岩在空间上互不相连，而是呈彼此孤立的岩脉形式产出，形态多变且各自具有独特的矿物组成特征。据此，我们也可以排除Gatumba地区不同分带的伟晶岩形成于一个开放岩浆体系同时结晶分异的可能性，因为这种情况要求在整个G4花岗岩-伟晶岩系统演化期间，即使最远端的伟晶岩熔体（矿化伟晶岩）也必须始终与G4花岗岩主体保持互连。实际上，Hulsbosch等[27，31]指出，Gatumba地区不同分带的伟晶岩成因可能更符合London[10，21]所认为的第三种解释，即不同分带的伟晶岩代表了一个源自G4花岗岩的母岩浆逐步发生分离结晶作用的产物，而形成伟晶岩的熔体本质上继承了发生一定程度分离结晶的G4花岗岩岩浆的特性（图5）。

图5 Gatumba地区花岗伟晶岩成因示意图(据参考文献[27]修改)Fig.5 Schematic diagram showing the generation of Gatumba granitic pegmatites

Mulja等[73]通过研究表明，位于深部的一个岩浆房（成分为黑云母二长花岗质熔体）经过侧壁结晶作用（side-wall crystallisation）和持续的分离结晶等过程可以造成不同分异程度的岩浆层（例如：二云母二长花岗质熔体和白云母二长花岗质熔体）在垂向上连续分布的现象。晚期阶段，由于流体超压等原因，富含挥发性组份的熔体从岩浆房排出（expulsion），再到更晚期阶段，由于进一步的结晶和冷却导致岩浆房收缩，从而使更高演化程度伟晶岩熔体进一步排出，最终导致伟晶岩的区域分带[73-75]。仔细分析不难发现，Gatumba地区的贫矿伟晶岩（黑云母-、二云母-、白云母伟晶岩）与Mulja等[73]认为的岩浆房早期分离结晶阶段形成的熔体（黑云母-、二云母-、白云母二长花岗质熔体）在矿物学组成上具有惊人的相似，这说明Gatumba地区伟晶岩产生区域分带的机制很可能正如Mulja等[73]所指出的那样，是高度演化的伟晶岩熔体陆续从岩浆房排出的结果。