稀有金属花岗岩岩浆—热液的形成路径和成矿过程——以广西恭城栗木矿田为例

梁磊，董业才，高嵛飞，张玲，徐桃

1) 中国有色桂林矿产地质研究院有限公司，广西桂林，541004；2) 中国地质科学院岩溶地质研究所，国土资源部/广西壮族自治区岩溶动力学重点实验室， 广西桂林， 541004

内容提要: 关于稀有金属花岗岩的成矿流体来源及与岩浆演化的成因关系长期存疑。现以华南稀有金属花岗岩的典型代表广西栗木花岗岩为例，通过对成矿地质体花岗岩垂向分带的岩相学特征及矿床地质特征的深入研究，分析岩浆—热液的形成演化路径与成矿过程。研究表明，岩浆演化除了结晶作用外，还有大规模的气—液分离，岩浆—热液的形成主要与其中的气—液分离有关，不是传统意义上的岩浆残液。不同成因类型矿床的成矿流体均来自第二次气—液分离形成的二级残余富气流体相构成的岩浆—热液，岩浆—热液系统由3个不同空间分布的分支系统组成，每个分支系统在不同环境下以交代、结晶等不同形式与上部地质体作用，演化形成成矿流体，最后形成岩体接触带及附近的不同成因类型的矿床和以细晶岩为底部边界的成分分带。研究成果还原了岩浆演化形成岩浆—热液的详细路径，构建了成矿模型，对深入认识花岗岩的岩浆演化与成岩成矿作用具有启示意义。

在花岗岩的成矿作用认识上，与岩浆残液(简言之就是主要岩浆结晶剩下的岩浆水)有关的岩浆期后热液理论至今仍被很多地质工作者奉为经典，对稀有金属花岗岩的成矿作用的认识便是如此。在华南花岗岩地区，与稀有金属花岗岩有关的矿床除了以交代作用为主的蚀变花岗岩型矿床外，还常伴生有以结晶作用为主的伟晶岩型矿床和含矿长石石英脉型矿床。对其中蚀变花岗岩型矿床的解释，岩浆期后热液理论认为是富含矿质及碱质和挥发分的岩浆残液(气液)对花岗岩的自变质交代作用形成的(胡受奚，1975，胡受奚等，1986；袁见齐等，1979，1985；南京大学地质系，1981)，但相关认识没有解释清楚岩浆残液是如何在岩浆演化中形成的以及它们与伴生的伟晶岩型矿床的岩浆—热液是什么关系，类似的观点还有Pirajno(1992)。对于伴生的伟晶岩型矿床和含矿长石石英脉型矿床的解释，根据成矿岩体顶部及附近常常发育伟晶岩及伟晶岩型矿床、而且伟晶岩往往与岩体有过渡关系这一现象(甘晓春等，1992)，岩浆期后热液理论认为成矿岩体是高分异花岗岩(Jahns et al.,1969；朱金初等，2000；Cerny et al.,2005；Selway et al.,2005；Spera et al.,2007)，并认为岩浆是通过结晶作用在正岩浆阶段后期形成的富水残余岩浆出溶析出低粘度流体，流体进一步演化形成成矿流体(Burnham et al.,1980；Burnham，1994；朱金初等，2000，2002，2011；华仁民等，2012)，即所谓的“正岩浆阶段、岩浆—热液过渡阶段和热液阶段”的三阶段演化模型。三阶段模型虽然能比较好的解释伟晶岩型矿床的成因，但对蚀变花岗岩型矿床的解释依然存在比较大的问题，比如很多矿床中与伟晶岩(代表富水残余岩浆)对应的流体规模远远小于蚀变矿化带显示的流体应有的规模。

不同时期都有持不同岩浆残液成矿理论的观点，如季克俭等(1994)通过对尼格里相图的分析，认为即便是富水花岗岩浆在结晶过程中也不会形成岩浆残液。王联魁等(1983，1997)提出与上述三阶段演化模式不同的岩浆演化模型——液态不混溶模型，但是该模型对于形成成矿流体的岩浆—热液是如何产生的这一问题上解释缺位，以致于有的持液态不混溶模型观点者竟认为矿化蚀变带的云英岩是岩浆演化后期液态不混溶的产物(文春华等，2017)。罗照华等(2007,2008)提出透岩浆流体成矿模型，在一致性解释、岩浆非线性演化等方面有其独到之处，但缺少充分的论证，猜测的成分居多。张旗(2011)更是认为花岗岩浆不可能靠自身演化产生多余的岩浆水形成成矿流体，但其关于成矿流体来源问题同样缺少充分论证。

形成成矿流体的岩浆—热液是不是岩浆残液？如果不是，它又是如何形成的呢？梁磊等(2017)的研究表明，成矿花岗岩普遍发育斑状结构，细粒的基质是岩浆侵位时大规模减压排气析出流体后快速结晶并迅速消耗掉残余岩浆水的产物，因此在正岩浆阶段后期是缺水的，不可能形成岩浆残液；与花岗岩伴生的伟晶岩也不代表传统意义上的岩浆残液。本文以华南稀有金属花岗岩的典型代表栗木花岗岩为例，在之前的研究成果(梁磊等，2017，2019；张玲等，2018)基础上，结合矿床地质特征，分析岩浆—热液体系的形成路径及成矿过程，解决成矿流体来源与岩浆演化的成因关系，解释前人无法解释的部分地质现象，以期为科学认识花岗岩岩浆演化、成岩作用及找矿勘探方提供参考。

1 栗木矿区地质概况

广西恭城栗木矿区地处南岭钨锡多金属成矿带的中段，区域构造上位于江南古陆东南缘的桂东北坳陷区的海洋山褶皱断裂带中。矿区内地层主要由角度不整合分割的基底构造层及盖层构造层组成，基底构造层由寒武系浅变质的类复理石建造的碎屑岩组成，主要形成北北东轴向褶皱。盖层构造层由中、下泥盆统碎屑岩，中、上泥盆统以及下石炭统碳酸盐组成，形成轴向南北的恭城复向斜，褶皱平缓开阔并发育南北向和北东向断裂。南北向断裂还将上下构造层切割成南北走向的盆岭，西部断块上隆构成岭区，主要出露基底构造层寒武系和部分泥盆系地层；东部以地堑形式构成次级盆地，主要出露盖层泥盆系—下石炭统碳酸盐地层，花岗岩主要分布在盆(东)岭(西)的结合部位。

栗木花岗岩是3个阶段成岩的复式岩体，在地表以小岩株和岩钟形式产出(图1),钻探揭示大部分呈隐伏状态，侵入寒武系、泥盆系、下石炭统中。据年代测试结果，栗木花岗岩成岩及成矿年龄为224～214 Ma(杨锋等，2009；康志强等，2012；张怀峰等，2013，2014)，为印支晚期。花岗岩成矿作用仅见于第二阶段、第三阶段花岗岩中，形成多处锡、钨、钽、铌矿化及矿床(图1)。而第一阶段花岗岩则未见明显矿化。

图1 广西恭城栗木矿田地质简图(据梁磊等，2017)Fig. 1 Geological sketch map of Limu orefield， Gongcheng,GuangxiC—石炭系；D—泥盆系；—寒武系； γ—花岗岩；γπ—花岗斑岩脉C— Carboniferous strata；D— Devonian strata；— Cambrian strata；γ— Granite；γπ—Granite-porphyry dyke

2 矿区矿床类型、空间分布及矿床地质特征

据《矿床学》分类方案(袁见齐等，1979，1985)，将栗木矿区内生金属矿划分为3个成因类型：岩浆自变质型矿床(或“岩浆气液型矿床”)、伟晶岩型矿床和岩浆热液型矿床(或“岩浆热液充填—交代型矿床”)和5个工业矿床类型。相关矿床类型、空间分布及矿床地质特征见表1。

表1 广西恭城栗木矿区内生金属矿床分类及矿床地质特征Table 1 Classification of endogenous metal deposits in Limu ore field, Gongcheng, Guangxi, and their geological characteristics

3 花岗岩垂向分带及岩相学特征

3.1 花岗岩垂向分带

栗木花岗岩及共生岩脉具有明显的垂向分带特征。垂向分带不仅表现在岩体自下而上的岩石矿物组合变化上(甘晓春等，1992；梁磊等，2017)，还表现在岩石化学的成分变化上(王联魁等，1997；姚锦其，2008)。垂向分带包括岩体内带和岩体外带，图2是笔者等在前人研究成果的基础上根据最新的勘探资料和岩相学特征总结的花岗岩及伴生的伟晶岩—细晶岩(脉)构成的岩石垂向分带模式图。

图 2 广西栗木矿田花岗岩垂向分带(a)及各带对应的岩性图片(b)Fig. 2 Vertical zoning(a)and corresponding rocks photos(b) of the granite in Limu orefield, Guangxi

3.1.1岩体外带

上部：(钨锡)长石石英脉脉带(+萤石石英脉)，产钨锡长石石英脉型矿。

下部：伟晶岩、伟晶岩—细晶岩脉带(+萤石石英脉)，产伟晶岩型锡钨矿。

3.1.2岩体内带

自上而下依次为：

“似伟晶壳”(图2b1)+ 云英岩化、钠长石化花岗岩(Ⅰ带)(图2b2)；产蚀变花岗岩型钨锡矿、蚀变花岗岩型铌钽矿、钨锡石英脉型矿。

中细粒白云母花岗岩(Ⅱ带)(图2b3)；局部可见小规模囊状钠长石化、云英岩化花岗岩及白钨矿化。

“层”状细晶岩群+斑状含锂白云母花岗岩(Ⅲ带)(图2b4)；不含矿。

二云母花岗岩(Ⅳ带)(图2b5)；不含矿。

花岗岩垂向分带在华南地区中具有普遍性(南京大学地质系，1980；王联魁等，1983，1997；袁忠信等，1987；黄小娥等，2005；朱金初等，2011)。图2中的“层”状细晶岩群是笔者等在工作中确认的一种最重要的伟晶岩—细晶岩组合形式(张玲等，2018)，此前未见有相同认识的报道。

3.2 岩体内带花岗岩岩相学特征

(1)岩体内各个岩相带之间具有相变过渡关系，最下面的Ⅳ带蚀变最弱，只有轻微的绢云母化，为二云母花岗岩(图2b5)，其白云母为黑云母转变而来(梁磊等，2017；张玲等，2018)，推测深部相变为黑云母花岗岩。Ⅳ带之上的Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ带花岗岩为蚀变花岗岩，其蚀变特征为：Ⅲ带花岗岩交代不匀呈斑杂状构造(图3a)，以钾长石化为主(图3b)，钠长石很少；Ⅱ带花岗岩交代较均匀(图2b3)，钾长石化和钠长石化同等发育，蚀变新生矿物为主，被交代的矿物呈残留体(图3c、d中的“更—中长石Pl”)；Ⅰ带花岗岩发育钠长石化和云英岩化(图2b2)，几乎全由蚀变新生矿物组成。

图 3广西栗木矿田花岗岩体内的垂向分带岩相学特征Fig. 3 Petrographic characteristics of granite vertical zoning in Limu orefield, Guangxi(b)、(c)、(d)—正交偏光。Ab—钠长石；Pl—更—中长石；Kp—钾长石；Q—石英；Mu—白云母(b),(c),(d) are photomicrographs in cross-polarized light. Ab—abite; Pl—plagioclase(oligoclase to andesine); Kp—potash feldspar; q—quartz; Mu—muscovite

尽管Ⅱ、Ⅲ带花岗岩中的白云母和大部分钾长石、钠长石、石英都是新生矿物，但以面型蚀变为主，类似花岗结构，所以在岩石命名上仍保留传统的“白云母花岗岩”、“斑状白云母花岗岩”名称，并用“蚀变带花岗岩”加以补充说明。

(2)花岗岩普遍见斑状结构(图2b5，图3a，)，斑晶由更中斜长石和条纹长石组成。蚀变最弱的Ⅳ带二云母花岗岩保留有完整的斑晶，Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ带花岗岩蚀变依次增强，它们的斑晶的保留程度依次减弱(图3b—d)。表明蚀变带花岗岩(Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ带)的母岩也是斑状结构，是由原岩为二(黑)云母花岗岩的岩石经不同程度交代蚀变形成的。

关于岩体内垂向分带的成因认识主要有交代(胡受奚等，1986)、结晶(分异)(甘晓春等，1992；朱金初等，2011)以及岩浆液态不混溶分离(王联魁等，1983，1997)，依据上述岩相学特征得出的结论不支持结晶(分异)以及不混溶成因的观点，但是支持(自)交代成因的观点。

3.3伟晶岩—细晶岩岩相学特征

区内伟晶岩与细晶岩紧密共生成伟晶岩—细晶岩组合，在岩体内和岩体外均有存在，与花岗岩之间有以下3种不同的空间分布形式：

图 4 岩体上覆围岩陡倾斜裂隙中伟晶岩—细晶岩组合(“无根式”(a)和“有根式”(b))垂向分带示意图Fig. 4 Vertical zoning sketch for the pegmatite—aplite located in the fractures in wallrocks overlying on granite

(2)组合二：呈似层状产在岩体顶部呈所谓“似伟晶岩壳”，部分呈枝状伟晶岩凸入围岩(图2a)。“似伟晶岩壳”具有上伟晶岩下细晶岩的非对称结构(图2b1)，伟晶岩和细晶岩的比例大致相等。下面的细晶岩与花岗岩体呈过渡关系，过渡带很窄，且在接触带附近的白云母花岗岩中还发育一些水平“层状”产出的伟晶岩—细晶岩微层。

(3)组合三：是在花岗岩体内中上部呈“层状”产出的细晶岩群(图2a)。细晶岩均以近水平“层状”产出，与共生的围岩斑状白云母花岗岩呈过渡关系(图2b4)。

三种不同空间分布的伟晶岩—细晶岩组合中，细晶岩中均发育夹有(似)伟晶岩微层的韵律构造(图2b4)，细晶岩内部无明显蚀变，细等粒结构，部分石英保留有塑性变形(张玲等，2018)。

4 讨论

4.1 岩浆演化分析

下面依据那些特殊的、能够反映岩浆演化过程中发生物理化学条件突变的岩相学特征对岩浆演化进行分析。

4.1.1 斑状结构反映的岩浆演化

斑状结构中斑晶与基质是不同世代的产物。根据晶体生长规律影响因素(Barker，1983)：栗木花岗岩中量少而粗大的斑晶(图2b5)形成于岩浆侵位前深部富水岩浆的缓慢结晶；而基质的细粒结构则是岩浆侵位期间晶骸数量快速增多并迅速消耗掉岩浆水的结晶结果。梁磊等(2017)的研究表明，斑状结构反映了这样的岩浆演化历程：富水岩浆侵位时因减压发生大规模的气—液分离(减压排气)，析出富气流体后的岩浆饱和水压P(H2O)急剧降低，在相图中反映为因固相线突然上升，原来位于液相的部位变成了固相，于是熔体相晶骸数量剧增，快速结晶并迅速消耗掉岩浆水，形成细粒结构。

所以，斑状结构中细粒的基质代表岩浆侵位时发生大规模气—液分离(减压排气)后的新熔体相，反映了主体岩浆在结晶时因晶骸数量快速增多并快速消耗掉残余岩浆水以至于无法长大的结晶生长环境。由此可以得出，在结晶过程的正岩浆阶段后期是贫水的，因此三阶段演化模型关于正岩浆阶段后期形成富水残余岩浆的认识不能成立。

4.1.2伟晶岩与细晶岩的相变关系及
共生组合反映的岩浆演化

(1)伟晶岩与细晶岩的相变过渡关系(图2b1)反映两者在时间上为同生关系，其空间上的紧密共生则反映它们不仅为同生关系，而且具有共同的母岩浆。依据伟晶岩的比例(与细晶岩体积大致相同)，得出它们的母岩浆应该是富气流体相——称之为伟晶—细晶岩浆。

(2)伟晶岩—细晶岩在空间上总是上伟晶岩下细晶岩的组合形式，尤以位于岩体顶部“似伟晶岩壳”非对称结构中的上伟晶岩下细晶岩(图2b1)最直接明显。反映了它们结晶前的初始状态为上气下液，就像气—液共存的流体包裹体代表流体曾经发生沸腾一样(沸腾是气—液分离的表现)，伟晶岩—细晶岩组合反映了它们的母岩浆(伟晶—细晶岩浆)发生了气—液分离，导致剩余熔浆的饱和水压P(H2O)快速下降，反映在相图上固相线急剧上升，原来位于液相的部位变成了固相，于是残余熔体相快速结晶形成细粒结构的细晶岩。这就是为什么“似伟晶岩壳”中位于上面与冷的顶板围岩接触的伟晶岩是伟晶结构，而位于下面不与围岩接触的细晶岩反而是细粒结构的原因。

4.1.3花岗岩与伟晶岩—细晶岩的相变过渡关系
及共生关系反映的岩浆演化

花岗岩与岩体内的伟晶岩—细晶岩组合(后者包括“似伟晶岩壳”以及“层状”细晶岩群)之间也表现为相变过渡关系(图2b4)。表明它们为同生的。同生之间有两种可能，一是之间没有成因关系的偶然现象，二是之间具有共同的母岩浆，具有普遍性。根据矿区各分支岩体花岗岩与伟晶岩—细晶岩组合普遍具有类似的共生特点(如岩体顶部发育“似伟晶岩壳”等)，这些共生特点在华南地区稀有金属花岗岩也具有普遍性(南京大学地质系，1980；王联魁等，1983，1997；黄小娥等，2005，朱金初等，2011；张智宇等，2015)，表明它们之间存在成因联系，所以花岗岩与伟晶岩—细晶岩组合之间的关系是同生并具有共同的母岩浆。现在已经知道花岗岩主体是岩浆侵位时第一次气—液分离形成的新熔体相，而与之同生并有共同母岩浆的伟晶—细晶岩浆又是富气流体相，于是得出伟晶—细晶岩浆就是花岗岩浆第一次气—液分离形成的另一部分——初级富气流体相。进而得出，伟晶—细晶岩浆进一步气—液分离形成残余富气流体相(结晶形成伟晶岩)和残余熔体相(结晶形成细晶岩)的过程属于第二次气—液分离。

4.1.4引起岩体内垂向蚀变分带的流体来源及与
岩浆—热液的关系分析

(1)如前所述，栗木花岗岩垂向分带是由原岩为二(黑)云母花岗岩的岩石经不同程度交代蚀变形成的。深部钻探及岩相学(图2～3)表明，蚀变向下并未穿透岩体的第Ⅳ带二云母花岗岩。如果引起交代蚀变的流体是来自岩体深部下方或外部，无非有两种路径可能：一种可能路径是来自深部的流体穿过下部的花岗岩到达岩体中上部引起蚀变，这必然导致位于下部的Ⅳ带二云母花岗岩也发生相对高温的蚀变，而实际情况是Ⅳ带二云母花岗岩蚀变很弱，只有轻微的绢云母化，所以排除此路径可能；第二种可能路径是来自深部的流体从岩体边部或外围上来并引起岩体蚀变，这种情况形成的应该是侧向变化的岩体蚀变分带，这与实际的垂向变化分带不符，此路径也不成立。所以排除流体来自岩体下方深部或外部的可能，即流体应该来自岩体内部，蚀变为花岗岩自交代性质。

(2)尽管人们早就意识到花岗岩垂向分带的蚀变是自交代性质(胡受奚等，1975，1986；南京大学地质系，1981)，但是对于流体来源的具体情况却长期得不到很好的解释。下面我们来解决这个问题。

4.1.5伟晶—细晶岩的三种空间分布与初级
富气流体相的上升路径

(1)Sakuyama 和 Kusyiro(1979)做的气—液分离实验表明，气—液分离的富气流体相是以囊泡为载体的形式在岩浆中上升迁移的。因此第一次气—液分离生成的初级富气流体相(伟晶—细晶岩浆)应该是以囊泡为载体的形式在岩浆中上升，进一步可推断富气流体相发生(第二次)气—液分离的方式应该是以气泡破裂为主，这与细晶岩发育夹有伟晶岩条带的韵律构造特征相吻合，韵律构造可理解为大的气泡层或囊状气泡破裂后，破裂气泡壁分解成含有许多细小气泡的浆体原位堆积并结晶形成的(梁磊等，2017)。

(2)由于气—液分离产生的熔体相快速结晶固结，不再移动，所以，细晶岩所在位置既是第一次气—液分离形成的初级富气流体相上升停留的位置，也是初级富气流体相发生第二次气—液分离的位置。而伟晶岩所在的位置则代表了初级富气流体相第二次气—液分离形成的二级残余富气流体相上升的部位。伟晶岩—细晶岩组合与花岗岩之间有三种不同的空间分布与岩石组合形式，说明初级富气流体相形成后有3种不同的上升路径，并且可以用一定深度的岩浆房的气泡平衡方程来解释(梁磊等，2017)。结合前面的分析结论，从初级到二级的富气流体相的形成及演化路径论述如下：

当富水岩浆侵位时，岩浆房外压骤降，岩浆发生大规模的第一次气—液分离(沸腾、减压排气)，形成初级富气流体相和新熔体相，析出的初级富气流体相随即以囊泡形式上升。其中，岩浆房中上部析出的气泡流体(初级富气流体相)最先到达岩浆房顶部，部分沿裂隙逸出，随温度下降再次气—液分离后形成顶部围岩裂隙中的伟晶岩—细晶岩组合，构成花岗岩垂向分带中的最外带，这是路径一；部分则被顶部围岩挡住在岩体顶部，随温度下降第二次气—液分离后形成残余富气流体相和二级熔体相，并分别结晶形成上伟晶岩下细晶岩的“似伟晶岩壳”，这是路径二；而当来自岩浆房深部的气泡流体到达岩浆房中上部(相当于“层状”细晶岩群位置)时，这个部位的岩浆熔体因为已经析出相当部分的气泡流体，黏度变大，所以后来的气泡流体无法继续上升，以囊泡形式聚集停留在岩浆房某些平衡位置，随着温度的降低，发生第二次气—液分离形成二级残余富气流体相和二级熔体相，受先一步冷凝结晶的围岩花岗岩(即第一次气—液分离形成并快速结晶的熔体相)的挤压，二级残余富气流体相形成后随即沿围岩花岗岩裂隙上升并交代上部的花岗岩形成蚀变带花岗岩，而二级熔体相快速结晶形成岩体内与花岗岩共生的“层状”细晶岩群，这是路径三。

4.1.6花岗岩浆演化路径及成岩作用

通过上面的分析，我们可以得出花岗岩浆演化的详细路径及成岩作用，如图5所示。

图5 广西恭城栗木花岗岩岩浆演化路径示意图Fig. 5 Magma evolution path sketch for the Limu granitein Gongcheng, Guangxi

4.2 含矿岩浆热液体系及成矿作用分析

4.2.1 成矿流体来源的确定及岩浆—热液的演化方式

(1)对于蚀变带花岗岩及蚀变花岗岩型钨锡钽铌矿床，根据矿床地质特征(表1)，蚀变花岗岩型矿床的矿体呈透镜状、似层状位于岩体接触带的云英岩化带及钠长石化带中，并主要呈浸染状构造和细网脉构造，以面型蚀变为主，所以矿化是蚀变作用的一部分。前面已经证明导致花岗岩自交代并形成蚀变带花岗岩的蚀变流体就是曾经与“层状”细晶岩群共生的二级残余富气流体相，因此，形成矿化的流体来自二级残余富气流体相。

如前所述，蚀变带花岗岩自下(Ⅲ带)而上(Ⅰ带)的蚀变矿物组合温度由高到低变化，表明交代作用是自下而上进行的，而矿化位于蚀变带最上部的云英岩化带及钠长石化带中，所以矿化是二级残余富气流体相以交代作用的形式演化到后期的产物，即从二级残余富气流体相到成矿流体的演变主要是通过交代作用的形式进行的。

(2)对于伟晶岩及伟晶岩型矿床，前面已经论证伟晶岩是二级残余富气流体相缓慢结晶形成的，而伟晶岩的矿化位于伟晶岩内核，是伟晶岩的一部分，所以形成伟晶岩矿床的流体也来自二级残余富气流体相。矿化位于伟晶岩内核，而伟晶岩的结晶作用自外而内进行，所以矿化是伟晶岩结晶作用晚期的产物，即形成伟晶岩矿床的成矿流体是二级残余富气流体相以缓慢结晶作用为主伴随交代的形式演化到后期的产物，从二级残余富气流体相到成矿流体的演变主要是通过结晶作用伴随部分交代的形式进行的。

综上所述，形成不同成因类型矿床的成矿流体均来自岩浆析出的二级残余富气流体相，是分布于不同空间部位的二级残余富气流体相以交代作用、结晶为主伴随交代作用等不同形式演化到后期的产物。即，二级残余富气流体相就是形成成矿流体的“含矿岩浆—热液”。根据前面的分析，二级残余富气流体相是岩浆侵位时发生大规模气—液分离形成的初级富气流体相再次气—液分离形成的，不是主要岩浆结晶剩下的岩浆水(传统意义上的岩浆残液)。

4.2.2岩浆—热液体系3个分支系统的成矿过程

(1)如前所述，细晶岩是初级富气流体相发生第二次气—液分离析出二级残余富气流体相后的二级熔体相原地快速结晶形成的，其位置代表二级残余富气流体相(岩浆—热液)的发生位置，所以伟晶岩—细晶岩的3种空间组合，就代表了岩浆—热液体系的3个分支系统，而细晶岩上部的矿化及成分分带是分支系统中的二级残余富气流体相与地质体作用的结果。由于所处的空间部位不同，地质体也不同，3个分支系统与地质体的成矿作用也不同，形成不同成因类型的矿床及垂向上的成分分带(图2、4)。借助这些垂向上的成分变化，可以刻画出各分支系统的演化与成矿过程(仅针对体系相对封闭、叠加效应不明显的情况)，如表2所示。

表2 岩浆—热液体系3个分支系统作用于不同地质体的演化及成矿过程Table 2 Evolution and mineralization of three branches of the magmatic—hydrothermal system interacting with different geological bodies

(2)表2“与热液作用有关的地质体(地层、断裂、花岗岩)特征”栏所示，成矿作用除了与岩浆作用有关外，还受到岩体上覆围岩地层岩性(开放性)的控制以及构造断裂等多种因素的影响，是多种因素的综合反映。

5 稀有金属花岗岩岩浆—热液体系的形成路径及成矿模型

结合矿床地质特征，总结栗木稀有金属花岗岩岩浆—热液体系的形成路径及成矿模型，如图6所示。

图6 岩浆演化形成岩浆—热液体系路径及成矿模式Fig. 6 Forming path and metallogenic model for magmatic—hydrothermal system of granite、、—印支晚期第一、第二、第三阶段花岗岩,,—the granite of the 1st, 2nd and 3rd stage of Indosinian Period

6 结论

(1)岩浆演化不是线性的结晶(分异)过程，除了结晶作用外，还有大规模的气—液离。岩浆—热液的形成主要与其中的气—液分离有关，岩浆—热液不是传统意义上的主要岩浆结晶后产生的岩浆残液,也不是直接从岩浆析出的初级富气流体相(或初级岩浆水)，而是初级富气流体相经过第二次气—液分离形成的二级残余富气流体相。

(2)岩浆—热液的演化路径是：富水岩浆(侵位前只有少量的结晶作用)在侵位时发生大规模气—液分离，形成了初级富气流体相和新熔体相，两者各自沿不同的路径演化。其中，新熔体相快速结晶形成花岗岩主体，而初级富气流体相形成后即上升到分别位于岩体(或岩浆房)上覆围岩裂隙、岩体顶部与围岩过渡带、岩体中上部这3个不同空间部位，随后随着温度的降低，再次发生气—液分离，形成了二级残余富气流体相和二级熔体相。二级残余富气流体相就是所谓的岩浆—热液，它既可以形成伟晶岩，也可以交代岩体上部形成蚀变带花岗岩。

(3)能够直接演化形成成矿流体的岩浆—热液是初级富气流体相经过第二次气—液分离形成的二级残余富气流体相。二级残余富气流体相构成的岩浆—热液系统由三个不同空间分布的分支系统组成，每个分支系统在不同的环境下与上部地质体作用，以交代作用、结晶作用等不同形式演化形成成矿流体，形成岩体接触带及附近的不同成因类型的矿床和以细晶岩为底部边界的成分分带。

(4)以细晶岩为底部边界的成分分带自下而上的成分变化，反映了岩浆—热液作用于不同地质体的演化和成矿过程。

(5)成矿作用除了与岩浆作用有关外，还受到岩体上覆围岩地层岩性的开放性程度以及构造断裂等多种因素的影响，是多种因素的综合反映。

致谢：感谢陈衍景教授和另一位审稿专家的评审意见和责任编辑章雨旭研究员的辛勤付出。