南岭高分异花岗岩成岩与成矿*

吴福元 郭春丽 胡方泱 刘小驰 赵俊兴 李晓峰 秦克章

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029 2. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049 3. 中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037 4. 中国科学院地质与地球物理研究所，矿产资源研究院重点实验室，北京 100029

南岭，中国花岗岩研究者的朝圣之地。1907年江西南部(赣南)西华山钨矿发现后，南岭成为我国钨锡的重要生产基地。我国地质前辈早就认识到，该区钨锡以及铜铅锌矿的形成与区内花岗岩关系密切(翁文灏, 1920)，由此开启了南岭乃至整个华南花岗岩长达一个多世纪的持续研究，并带动了我国其他地区花岗岩研究的开展(王德滋和周新民, 2002; 周新民, 2007)。进入21世纪以后，随着战略性关键金属在社会发展和国家安全中地位的不断上升，与钨锡成矿关系极为密切的南岭花岗岩又成为我国花岗岩研究新的热点与重点，也是关键金属找矿勘查与突破的重要对象(李建威等, 2019; 毛景文等, 2019; 蒋少涌等, 2020; 王汝成等, 2020; 李晓峰等, 2021)。在此背景下，如何深化南岭花岗岩研究，是我国花岗岩研究者需要深度思考的重大问题。本文作者大多主要从事我国北方和青藏高原花岗岩的研究，特别是在最近几年喜马拉雅淡色花岗岩的研究中，发现该花岗岩为高度结晶分异成因，并与稀有金属成矿作用关系密切(吴福元等, 2015; 王汝成等, 2017a; Wuetal., 2020)，显示出与南岭花岗岩极为相似的诸多特点(吴福元等, 2021)。因此，我们拟从旁观者的视角，思考南岭花岗岩成岩与成矿的若干问题，并藉此进一步理解高分异花岗岩的成因。

1 南岭花岗岩概述及高演化概念的由来

华南是我国花岗岩研究的重点地区，区内分布的不同时代岩体为我们研究花岗岩的形成与演化提供了良好的对象(1)关于华南这一地理区域的定义，不同学者理解并不一致.一般将长江以南的苏、皖、沪、浙、闽、台、赣、湘、粤、琼、桂(东部)等定义为中国南方(southern China)，而将南方沿海的闽、台、粤、琼、桂定义为狭义的华南(South China);但大部分人接受的华南，其范围比狭义的华南大得多，已经涉及内陆的湘、赣、皖和沿海的浙、苏等省份，与中国南方的定义差别并不大。更由于这些花岗岩经常与钨、锡、铌、钽、锂、铍、铷、铯、锆、铪、铜、钼、铅、锌、铋、锑、铀、稀土及萤石等矿产关系密切(2)我国关于金属的分类有多种方案，但一般将铁、锰、铬、钛、钒划为黑色金属，将金、银、铂、钯、锇、铱、钌、铑等划为贵金属；将钨、锡、铜、钼、铅、锌、铋、锑等划为有色金属；而将锂、铍、铷、铯、铌、钽、锆、铪等则划归稀有金属；将锗、镓、铟、铊归为稀有分散金属；稀土金属尽管可归入有色金属，但由于其意义特殊而单独一类；铀、钍则归为能源金属或稀有放射性金属，因此对这些花岗岩的研究也具有重要的经济价值。根据相关资料(地矿部南岭项目花岗岩专题组, 1989; 孙涛, 2006)(表1)，华南花岗岩的分布面积约为17万km2，集中分布在前寒武纪、早古生代(加里东期)、晚古生代-早中生代(海西-印支期)、晚中生代(燕山期)，其中燕山期花岗岩约占总面积的三分之二左右。具体到南岭地区(3)南岭的定义也同样存在不一致性.地理学上的南岭一般指桂东、湘南、赣南、粤北一带呈东西向展布的山系，自西向东有越城岭、都庞岭、萌渚岭、骑田岭、大庚岭等5座山脉，是长江和珠江流域的分水岭；而目前大多数地质学家所指的南岭范围要广得多，多指地理上的南岭及其周边地区，区内主要发育加里东期、印支期和燕山早期的花岗岩，其中尤以燕山早期花岗岩为主(图1)，此时期也是我国华南钨锡等有色或稀有金属资源形成的主要时期(华仁民等, 2005; 毛景文等, 2007; Hu and Zhou, 2012; Maoetal., 2013; Wangetal., 2020)。

图1 南岭及邻区不同时代花岗岩分布图Fig.1 Distribution map of the Phanerozoic granites in Nanling Range, South China

表1 华南花岗岩不同时代花岗岩面积及比例

南岭地区加里东期和印支期花岗岩分布相对较少，加里东期代表性岩体有苗儿山、海洋山、万洋山、彭公庙、大宁、诗洞等，印支期代表性岩体有越城岭、都庞岭、栗木、诸广山南体、龙源坝、下庄、大富足等，而燕山期岩体则大面积发育。除界牌岭(～90Ma)、盐田岭(珊瑚钨锡矿，～100Ma)等少量燕山晚期岩体外，南岭绝大部分燕山期岩体均为燕山早期。因此，本文的讨论主要聚焦于燕山早期岩体及成矿作用，个别情况下将包含部分燕山晚期甚至印支期岩体(界牌岭、珊瑚、栗木等)。这些燕山早期岩体大致可划分为三套岩石组合。第一套为含角闪石的花岗闪长岩组合，多与铅锌矿伴生。代表性岩体有湖南的七宝山、赤马-石蛤蟆、水口山、宝山、黄沙坪、铜山岭，广东的大宝山和江西的营前。以前曾根据同位素年龄将这些岩石的形成时代厘定在172～181Ma(王岳军等, 2001)，但新的测年数据表明，它们更可能形成在160Ma左右(后文详述)。第二套为黑云母-白云母花岗岩组合，为区内花岗岩的主体，岩体规模不等，但岩性变化较大，且经常与钨锡矿伴生。大量年代学测定显示，它们主要形成在150～170Ma。代表性岩体有千里山、骑田岭、瑶岗仙、香花岭(癞子岭、尖峰岭)、金鸡岭、九峰、大东山、西华山、九龙脑、天门山、大吉山、花山、姑婆山、佛冈等。第三套岩石组合是以湘南西山岩体为代表的碎斑熔岩岩体(付建明等, 2004a)，它含有特征的铁橄榄石-铁辉石，时代与第二套岩石组合基本一致。此外，广东北部的从化县发育一套特殊的含方钠石、霞石、白榴石的碱性正长岩。对它的成因和动力学意义，目前还没有合理的解释，但它更可能属于燕山晚期岩石(包志伟等, 2000)。除上述介绍的花岗岩外，在上述第二套组合岩体的内部及周边地区，经常见花岗斑岩-石英斑岩，甚至辉绿岩的产出，尽管对它们的研究还鲜有报道，但它们的形成似乎与主岩体关系密切(谢磊等, 2013; Guoetal., 2021)。

南岭花岗岩以暗色矿物(角闪石、黑云母)含量低、并在很多情况下产出白云母和石榴石为特色，即南岭花岗岩属于高演化或高分异类型。但高演化或高分异这一概念何时正式提出，并不是我们立即就能准确回答的问题。我们首先回顾南京大学在这一问题上的贡献，他们的工作与华南花岗岩时代研究的突破有关。1907年，江西西华山钨矿被发现。由于该矿区的含钨石英脉大多直接就位于西华山岩体内部(内接触带)，因此这些矿脉的形成应该与花岗岩关系密切。根据岩性的差异，翁文灏曾将长江中下游和华北地区与矽卡岩铁矿有关的花岗闪长岩归类为中生代燕山期，而将南岭地区与钨锡有关的花岗岩定义为第三纪南岭期或喜马拉雅期(Wong, 1927)。但丁文江则提出，南岭的花岗岩可能也是燕山期形成的，只是比华北的燕山期岩体稍晚，并非属于喜马拉雅期(Ting, 1929)。自此之后，我国学术界基本接受南岭花岗岩属于燕山期这一认识，并一直持续到20世纪50年代。1957年，徐克勤在赣南上犹野外考察时，提出上犹岩体可能为加里东期，由此揭开华南多时代花岗岩的面纱(徐克勤等, 1960)。到20世纪60年代中期，已经基本确立华南存在晋宁期、加里东期、海西-印支期和燕山期等不同时代的花岗岩(李璞等, 1963; 徐克勤等, 1963)。此时自然产生的一个问题是，华南的钨锡矿床究竟与哪个时代的花岗岩相关，还是与所有时代都有关系。经过系列论证，徐克勤等(1963)发现，南岭地区产钨矿的岩体都属于燕山期，而几乎所有的晋宁期、加里东期花岗岩体都不含钨矿，印支期只有少量岩体含锡矿。因此，南岭地区地质作用长期演化，直至燕山期终于钨锡成矿。随后，他们进一步发现(南京大学地质系, 1974; 南京大学地质学系, 1981)，南岭不同时代花岗岩在岩性、长石含量及成分、云母的种类、副矿物类型及含量、主量和微量元素成分等方面存在系列变化，表现出随着年龄变新，花岗岩不断向酸性、碱性、和稀有金属成矿元素富集方向演化的特点。就具体的岩体而言，他们还发现，岩体从早到晚规模不断变小，岩石结构变细，岩性从黑云母花岗岩演变到二云母花岗岩，进而演变到白云母花岗岩，成矿花岗岩一般与多阶段复式岩体的晚阶段花岗岩有关，并在岩体顶部出现以单向固结结构为特征的伟晶岩壳，表现出典型的岩浆结晶分异作用特点。这应该就是华南花岗岩高演化概念的由来。从这一学术思想的发展来看，南京大学的前辈学者主要是从地质演化角度论述了南岭花岗岩的特征及其与钨锡成矿的关系(徐克勤和华仁民, 1993)。

中国科学院(地质研究所、地球化学研究所)早在20世纪50～60年代就布局了我国稀有元素及其成矿作用、稀有金属花岗岩同位素年代学、花岗岩成岩成矿实验等研究工作，并在70年代开展了华南花岗岩地球化学特征与成矿作用的系统总结，其成果集中体现在《华南花岗岩类的地球化学》专著上(中国科学院地球化学研究所, 1979)。该书对南岭花岗岩的演化问题有较多的描述。或者说，演化是该书的主线：(1)南岭花岗岩体无论规模大小，基本都具有多期次或多阶段侵入的复式岩体特点，并可将岩体的岩石类型变化划分为早期成岩(花岗闪长岩→二长花岗岩→黑云母花岗岩)和晚期成岩(独居石磷钇矿浅色花岗岩→铌花岗岩→钽花岗岩)两个阶段(其中后一阶段与区内稀有元素成矿密切相关)。书中将其命名为“南岭序列”，以示与长江中下游一带“长江序列”的区别；(2)从早到晚，南岭花岗岩向酸性、碱性方向演化，这一演化特征体现在主要矿物组成、副矿物种类、岩石化学成分、微量元素(包括稀有元素)组成及成矿作用等各个方面，其中尤以燕山期岩体为甚。因此，燕山期花岗岩又被称之为充分演化的花岗岩；(3)花岗岩充分演化的结果就是稀有金属矿产的形成。区内花岗岩、伟晶岩、含钨石英脉之间的过渡关系，就是这一结论的重要地质证据；(4)对岩体顶部“似伟晶岩壳”的成因，该书还做了全面的讨论，并在此基础上发展出了Li-F花岗岩的液态分离作用研究(王联魁等, 1983; 王联魁和黄智龙, 2000)。

20世纪50年代开始，我国地质矿产部门及所属生产单位对华南花岗岩进行了大量的实地地质调查及与成矿作用有关的研究和勘查工作(郭文魁, 1959)，其突出的成果体现在莫柱荪等(1980)所著的《南岭花岗岩地质学》一书中。这是一份花岗岩实际地质资料的总结，全书对高演化或高分异没有太多的描述，但也强调了长期地质演化对花岗岩形成的影响与作用。“六五”期间“南岭项目”(项目名称：南岭地区有色、稀有金属矿床的控矿条件、成矿机理、分布规律及成矿预测)执行后，地矿部南岭项目花岗岩专题组(1989)的总结报告中有这样的描述：“花岗岩类岩浆的分异作用是形成成矿花岗岩体的重要因素。正是由于强烈的分异作用，成矿元素才得以逐渐集中，从而富集成矿”(p346)；“本区成矿花岗岩都经历过强烈的分异作用。因此，富含成矿元素的花岗岩类岩浆在定位和固结过程中是否经过完善的分异作用, 是成矿元素能否进一步迁移富集而形成矿床的必要条件”；“南岭地区的花岗岩类岩浆只有经过充分的完善的分异作用才能形成成矿花岗岩及其矿床”(p363)。显而易见，这一专题报告突出强调了岩浆的强烈结晶分异作用对成矿的重要性。

检索更早期的资料，章崇真(1974, 1975)论证过南岭花岗岩的结晶分异与成矿问题，认为W-Be-Nb-Ta矿化是岩浆分异程度最高的代表，此类矿床的寻找要以晚期白云母花岗岩小侵入体为主要对象，并将此类矿床定义为分异-交代矿床。王联魁等(1975)认识到：“燕山各期花岗岩有明显的分异特征，这可能正是南岭地区，特别是燕山期金属矿产丰富的重要原因”。但直到1980年前后三本著名的关于华南花岗岩的专著发表后，南岭花岗岩高演化或高分异这一概念才正式提出。如朱为方等(1982)的论文中出现“高度演化分异的燕山期岩浆活动带”的描述；姚金炎(1985)的论文中出现“高度演化的花岗岩”一词等。进入90年代，吴澄宇和朱正书(1994)在论文的标题中正式采用了“南岭地区高度演化花岗岩类”这一术语。此外，从这一概念的发展可以看出，高演化(highly evolved)更多地是指较长时间内所发生的地质作用的演变情况，但也包括岩体自身的结晶演化。而我们经常所说的高分异(highly fractionation或者highly differentiation)，是指单个岩体在形成过程中所表现出的较高程度的岩浆结晶分异作用，从而使残留的熔体不断向富硅、富碱方向演化的过程。尽管后一概念也具有演化的含义，但一般更多地将其称之为高分异，而非高演化。确实，很多学者在华南花岗岩研究中并不严格区分高演化和高分异这两个概念，但实际上，它们的含义是有区别的。

2 南岭花岗岩主体与补体成因问题

南岭花岗岩部分岩体规模巨大，面积可达数百甚至数千平方千米，侏罗纪花岗岩中的骑田岭、九峰、九嶷山、大东山、姑婆山和佛冈等都是大岩体的代表。这些岩体由多种不同类型的岩石组成，且不同类型岩石之间表现为明确的侵入关系，表明它们形成于不同时代或阶段。这种由不同时代或阶段以及不同岩性组成的岩体，我们一般将其称之为复式岩体。但实际上，就是规模仅数平方千米甚至不足1km2的小岩体，如千里山、瑶岗仙、癞子岭、尖峰岭、西华山、天门山、行洛坑等，它们也是由多种不同类型岩石组成，且岩石类型，特别是岩石结构的变化程度，毫不逊色于规模较大的岩体。

在传统花岗岩区域填图中，大多认为岩体内部不同岩石类型之间呈现渐变式变化，因而多用相变来描述和刻画这种特征。20世纪80年代花岗岩区1/5万地质填图，我国较多地采用了超动、脉动和涌动等概念(高秉璋等, 1991)。所谓超动就是两种侵入体之间具有明显的侵入特征，冷凝边和烘烤边均较发育。脉动是指两种岩性之间有明显的边界，但不具备超动所具有的冷凝边及烘烤边，或冷凝边及烘烤边均较窄，发育不完整或不连续。而涌动是指两种岩性之间并没有明显的边界，两种岩石在较短的距离内完成岩性的变化。很显然，超动是早期岩体完全冷却固结以后晚期岩浆侵入造成的现象，反映了不同时代或构造旋回的岩浆侵入；而脉动和涌动大多代表的是岩浆房内部不同批次岩浆演化的情形，其前次侵入的岩浆还未完全固结就被晚期岩浆侵入。在这种情形下，视晚期岩浆活动性强弱而出现脉动或涌动的变化。

但在华南地区，我国地质工作者对花岗岩进行描述时经常采用主体、补体(补充侵入体或附加侵入体)的概念。我们阅读到的关于这一问题的最早文献发表于20世纪60～70年代(芮宗瑶, 1962; 中国科学院贵阳地球化学研究所第四研究室, 1972)。但实际上，20世纪50～70年代填制的南岭腹地及湖南和广东地区部分1/20万地质图(道县幅、江永幅、贺县幅、连县幅、攸县幅、罗定幅等)就采用了这种划分方案。芮宗瑶(1962)在总结湘南一带1/5万地质调查结果时曾提及，该区的岩石组合表现为以大型花岗岩基为代表的酸性侵入期(主体)、以细粒花岗岩为代表的第一补充侵入期(补体)、以花岗斑岩为代表的第二补充期、以及以辉绿岩-煌斑岩为代表的独立小侵入体。但令我们诧异的是，无论是在广东省地质局南岭区域地质测量普查大队火成岩组(1959)所编著的《南岭侵入岩》，还是在莫柱荪等(1980)的《南岭花岗岩地质学》中，我们都没有发现他们对主体与补体的系统阐述。取而代之的是将上述主体和补体分别命名为中生代第二阶段(或侏罗纪第一阶段)第一期(次)和第二期(次)侵入岩。尽管这一按期次划分的方案在南岭其他地区的1/20万地质图中得到了广泛的应用，但主体与补体的学术内涵仍被众多研究者所接纳。根据我们的理解，主体是指特定岩体中占主要组成的岩石，但在很多岩体内部却存在若干规模和岩性不等的晚期侵入体。与前述相带明显岩体不同的是，主、补体发育岩体的晚期补体是由多个而非单个侵入体构成，即补体可显示侵入期次和岩性的复杂变化。

大体看来，主体和补体在规模不等的岩体中有两种表现形式(图2)。其一是大岩体中的主体与补体，其岩性差别较大。主体岩性多为中粗粒似斑状黑云母花岗闪长岩-二长花岗岩，偶见角闪石(图2a, b)，其岩石学特征与其他地区的同类花岗岩并无显著差别；补体多为中细粒黑云母/二云母/白云母正长花岗岩-碱长花岗岩(包括钠长花岗岩，图2c, d)。从野外观察来看，主体与补体之间为明显的侵入接触关系，即补体细粒花岗岩以各种脉体侵入粗粒似斑状花岗岩中，但冷凝边和烘烤边均不见及，属于脉动式侵入(图2e)，代表性实例有大义山、骑田岭、金鸡岭(九嶷山)、禾洞、花山、姑婆山、佛冈、大东山、九峰、弹前等岩体。第二类是小岩体中的主体与补体，其岩性差别不大，均为正长花岗岩-碱长花岗岩，但结构上的差异有时表现明显。补体内部岩石之间多表现为并不截然的涌动式侵入接触(图2f)，有时不同补体岩石之间发育一层薄的伟晶岩。这种主体和补体，实际上与上述第一种类型的补体基本相当，代表性岩体有千里山、瑶岗仙、癞子岭、尖峰岭、大吉山、西华山、九龙脑、天门山、大埠、雅山等。这些大岩体中的补体以及众多的小岩体，多属于我们前面描述的高分异花岗岩。由于这类岩体与成矿作用关系密切，因而受到地质工作者的密切关注。除此以外，癞子岭、尖峰岭和雅山等岩体的各类岩石呈垂向展布，显示上下不同层位之间岩石类型的渐进变化。

图2 南岭侏罗纪花岗岩体不同岩性间的侵位接触关系(a)钾长石斑晶定向的似斑状花岗岩(主体；姑婆山)；(b)斑晶遭受溶蚀的似斑状花岗岩(主体；骑田岭)；(c)细粒花岗岩(补体；西华山)；(d)黄玉霏细岩(脉体；癞子岭)；(e)似斑状花岗岩(主体)中的细粒花岗岩侵入体(补体；姑婆山)；(f)补体中不同类型花岗岩的涌动接触关系(西华山)；(g)花岗斑岩(千里山)；(h)金鸡岭岩体内部的矿物分异条带(主体)；(i)似斑状花岗岩中的闪长质包体(姑婆山)；(j)闪长质包体中钾长石的斜长石环边(姑婆山)；(k)花岗岩中的辉绿岩墙(千里山)；(l)辉绿岩墙的冷凝边及中部的钾长石捕获晶(千里山)Fig.2 Different types of granites and their intrusive contacts for the Jurassic plutons in Nanling Range

诚然，近几年同位素年代学研究发现，华南部分复式岩体的主体和补体并非同时形成，如彭公庙、越城岭、邓阜仙、锡田、诸广山、弹前、大埠、龙源坝等岩体。它们或是加里东期与燕山期，或是印支期与燕山期，甚至加里东期、印支期和燕山期的复合岩体。但绝大多数复式岩体的主体与补体在成岩年龄上是一致的，且均属于燕山早期，这就导致了主体与补体成因关系的争论。大部分学者认为, 主体与补体构成同源岩浆分异结晶关系, 即补体是主体岩浆结晶分异作用的残余(李献华, 2007; Guoetal., 2012)。但也有学者认为，主体与补体之间并不具有成因上的联系。如汪洋(2008)提出，这些补体花岗岩来源于沉积物源区的部分熔融(S-型花岗岩)，而主体花岗岩可能来源于火成岩源区的部分熔融(I-型花岗岩)。南方科技大学陈斌教授研究集体则提出，晚期的补体应为A-型花岗岩，是主体花岗岩源区部分熔融后又一次独立岩浆作用的产物(陈斌等, 2011; Chenetal., 2014, 2021b; Wangetal., 2014)。根据我们的总结，主体与补体主要表现为：(1)两者时代基本一致。部分岩体(如骑田岭、姑婆山等)的补体可能稍晚于主体，但仍需更高精度年代学资料的支持；(2)主体与补体的矿物组合不尽相同，特定矿物的成分在主体和补体间存在显著的变化。特别是，补体较多出现黑鳞云母和白云母，并向铁锂云母和锂云母方向演化(王汝成等, 2019)，但这些变化都是顺序渐进的；(3)和主体岩石相比，补体岩石更富硅富碱、富集大离子亲石元素，稀土元素型式逐渐从主体岩石的右倾式向补体岩石的海鸥式方向发展(轻/重稀土比值减小)，Eu的负异常增大，且多具四分组效应(赵振华等, 1992; 吴澄宇和朱正书, 1994；图3)；(4)绝大多数岩体从主体到补体显示温度降低的趋势(表2)；(5)补体多显示挥发份的富集，特别是以萤石、黄玉矿物为代表的氟含量显著增加，并形成我国华南大规模的萤石矿床(方贵聪等, 2020)；(6)补体与主体在Sr-Nd-Hf同位素组成上并无显著差别。从这些特征看，最合理的解释是主体与补体间构成同源岩浆结晶分异关系。但由于主体和补体各自分异的矿物相并不相同，因此它们演化的化学趋势并不一致。在后面的讨论中，我们还将进一步阐述主体-补体这一概念所隐含的岩浆作用演化方面的研究意义。

图3 南岭代表性侏罗纪花岗岩体主体与补体的稀土元素配分样式Fig.3 Rare-Earth elemental patterns of the main and later stages of granites for the representative Jurassic plutons in Nanling Range

表2 南岭部分侏罗纪花岗岩主体与补体岩石形成温度对比

图4 南岭侏罗纪花岗岩成因类型判定(底图据吴福元等, 2017)Fig.4 Discrimination of the genetic type for the Jurassic granites in Nanling Range (modified after Wu et al., 2017)

除补体外，南岭花岗岩体或其周围还发育一套特征的花岗斑岩-石英斑岩脉岩组合(图2g)，如千里山、骑田岭、瑶岗仙、香花岭、铜山岭、姑婆山、西华山、九龙脑、天门山、铁山垅、行洛坑等岩体，它们又被称之为晚期侵入体。对这些脉体的研究开展得相对较少，其主要特征如下(谢磊等, 2013; Guoetal., 2021)：(1)脉岩在岩石学上的主要特征是含石英和(或)钾长石斑晶，基质为隐晶质为主，少数为细粒(如西华山、九龙脑)，显示浅成-超浅成就位的特点；(2)岩石的结晶温度明显高于寄主或周边的花岗岩，斑晶溶蚀现象显著，反映早期结晶后经历过后期再加热过程；(3)稀土元素显示右倾的配分样式及中等规模的Eu负异常，与寄主岩体中弱分异或未分异岩石相似(图3)。 值得注意的是，九龙脑、西华山、千里山等岩体中的晚期侵入体仍具有稀土元素的四分组效应，但在瑶岗仙岩体的同类岩石中却不见及；(4)与寄主或周边花岗岩相比，其Sr-Nd-Hf同位素特征更加亏损，似乎显示有亏损地幔物质的加入； (5)这些斑岩稀有金属矿化大多不发育，或发育规模有限的斑岩型钨锡矿，如湖南铜山岭北部的魏家钨矿、 千里山岩体东南侧的野鸡尾锡矿、 王仙岭岩体东南侧的荷花坪锡矿、癞子岭岩体西侧的塘官铺锡矿等。很显然，这些脉岩并非寄主岩体结晶分异演化之产物。在香花岭矿区，癞子岭岩体东侧产出的431岩脉含大量黄玉和铁锂云母(又被称之为黄玉花岗斑岩、黄玉霏细斑岩、黄英岩、香花岭岩、翁岗岩等多个不同的名称，图2d)，显示极强烈的结晶分异作用，应为寄主的癞子岭岩体强分异产物。但该岩体东南侧和西侧的花岗斑岩则显示完全不同的岩石学结构与矿物组成，不仅形成温度高，而且成分上更加“原始”。我们推测，此类岩石可能是深部岩浆房物质“活化”上侵到近地表层位后快速结晶形成的。

表3 南岭侏罗纪花岗岩成因类型划分对比

3 南岭侏罗纪花岗岩成因类型

南岭花岗岩的成因类型是华南花岗岩研究的基础性问题。20世纪80年代早期，徐克勤等(1982)提出华南花岗岩可划分为同熔型和改造型两大类型。其中同熔型以花岗闪长岩为主，其热源主要来自于深部，而改造型花岗岩主要以高硅为特色，是地壳高级变质作用之后深熔演化的结果。也有部分学者采用Ishihara (1977)的磁铁矿和钛铁矿系列来对华南花岗岩进行类型划分，但采用较多的仍是澳大利亚学者提出的I-、S-和A-型花岗岩(Chappell and White, 1974; Loiselle and Wones, 1979)。

就南岭地区侏罗纪花岗岩而言，其成因类型划分也同样存在激烈争论。即使是同一岩体，都有I、S、A三种不同类型的划分方案。对于那些演化程度较低的含角闪石花岗岩，其成因类型划分为I-型争论不大。争论激烈的是那些不含角闪石的黑云母-二云母-白云母花岗岩，它们被划分为不同成因类型的依据如表3所示。特别是在引入A-型花岗岩的概念以后(朱金初等, 2006, 2008; 蒋少涌等, 2008)，先后有锡田、大义山、宝峰仙、千里山、荷花坪、骑田岭、黄沙坪、香花岭、铜山岭、凸岭(魏家)、金鸡岭、沙子岭、西山、花山、姑婆山、大东山、姚村坝(贵东)、天堂山、佛冈、南昆山、九龙脑、西华山、天门山、红桃岭、山心(南村)、东固(大乌山)、永丰、柯树北、陂头、寨背等诸多岩体被确定为A-型花岗岩(据作者阅读的资料，南岭地区出露的诸多著名岩体中，仅瑶岗仙和大吉山岩体无人提出属A-型花岗岩)，同时提出南岭A-型花岗岩带的概念，并认为这些A-型花岗岩是锡成矿的重要岩石类型。根据作者的认识，江西陂头岩体中的塔背岩体和湘南的西山岩体由于分别含霓石-钠闪石和铁橄榄石-铁辉石而无疑属于A-型花岗岩。广东的南昆山岩体，尽管未发现明确的矿物学标志，但其较高的Zr含量以及高的形成温度表明它有可能是A-型花岗岩。除上述岩体外，其他目前划分的所谓A-型花岗岩均没有确凿的证据。事实上，这些岩体岩石演化程度高，形成温度低。特别是晚期的成矿花岗岩，其形成温度明显走低，同时伴随Ga/Al比值升高，显示高分异花岗岩的特点(图4)。如果仅以Ga/Al比值作为判别标志，南岭几乎所有的成矿花岗岩都可划分为A-型花岗岩，这显然与事实不符。至于区内A-型花岗岩与其他类型花岗岩的成因联系，我们将在后面讨论。

另一个情况是，很多研究者均认为南岭花岗岩是沉积物来源的S-型花岗岩(地矿部南岭项目花岗岩专题组, 1989)。我们承认，这些岩石确实属于强过铝类型，但强过铝并不是划分S-型花岗岩的必要条件。根据我们的了解，华南除部分晋宁期和印支期岩体由于含堇青石而可能属于S-型花岗岩外，加里东期和燕山期花岗岩基本都不属于S-型。诚然，南岭地区上述不同期次花岗岩大面积发育，其中尤以侏罗纪岩体为甚。如果这些岩体都是S-型花岗岩，那么就必须要有一种机制，使早先沉积在地表的沉积物被埋到华南地壳的深部，且广布全区。我们很难想象，这样一种机制在南岭地区长期存在，并不断成为花岗岩的源区。

从上述分析可以看出，南岭地区低演化或弱分异的岩体属于I-型花岗岩争议不大，分歧较大的是那些强分异或高分异的岩石。根据成因类型划分的策略，一套同源岩浆演化岩石成因类型的判定应尽可能采用弱分异的岩石。从这一角度来看，我们还是坚持以前提出的方案(李献华等, 2007; 吴福元等, 2007)，即这些花岗岩主要还是火成岩来源的I-型。但需要指出的是，即使是那些弱分异的岩石，它们也并不代表原始岩浆，它们仍是由经历过分异的岩浆结晶而来，抑或是不同比例堆晶矿物与残余熔体的混成物。从这一角度来说，以源区岩石类型为代表的成因类型划分并不是未来花岗岩研究的重点，取而代之的将是更多地探讨花岗岩浆形成的物理化学条件及它的岩浆演化历史与过程(吴福元等, 2017)。

4 南岭钨锡成矿：源区差异还是岩浆结晶分异控制？

南岭花岗岩与成矿的关系是多年来华南花岗岩研究的重点。比较肯定的是，花岗岩是成矿作用发生的基础，因为两者紧密伴生，甚至在部分岩体内部就伴随明显的浸染状或网脉状矿化。但争议的是，成矿究竟与岩浆源区性质还是与岩浆结晶分异作用程度有关。前者认为，南岭地区花岗岩来源于成矿元素较为富集的地壳源区。与该观点类似的是，钨锡等成矿作用与花岗岩浆萃取周围地层的成矿元素有关。在这种观点指导下，矿源层等概念应运而生。但另一种观点则认为，花岗岩能否成矿取决于它岩浆结晶分异的程度。分异程度越高，成矿元素越向晚期的残留熔体中集中，在适当的条件下，熔-流体发生分离，成矿流体向上运移，并发生沸腾作用，形成钨锡等矿床。陈毓川等(1989)在南岭花岗岩成矿规律的总结中有这样的描述：“地层各时期、各岩类的微量元素丰度与世界典型地区各时代、各类沉积岩的丰度相似。燕山期以前花岗岩的微量元素也不高。只有经过多旋迴的地壳运动和岩浆活动，在有利的构造条件下，分异演化作用较好的燕山期花岗岩体才有利于成矿”(p347)。最近，有学者根据南岭东钨西锡、且前者低温后者高温的特点提出，钨成矿作用与白云母脱水熔融有关(白云母明显富钨)，而锡成矿与黑云母脱水关系密切(黑云母对钨锡没有选择性)，且它们的源岩均为钨锡含量高的双溪坞元古代变质沉积岩。晚期岩浆结晶分异作用对钨锡成矿元素富集有放大效应，但不是决定性的(Yuanetal., 2019; Zhaoetal., 2022)。

实际上，这样的争论在世界其他地区、对其他很多矿种都同样存在。如关于欧洲海西造山带的钨锡成矿作用，以德国Romer教授为代表的学者认为，寒武纪时期冈瓦纳大陆北缘Cadomian弧的大规模风化剥蚀，使其物质沉积在大陆北侧的边缘上，继而构成后期钨锡花岗岩的源区，即成矿应为沉积物来源的S-型花岗岩(Romer and Kroner, 2015, 2016)。而Lehmann (1990, 2021)对世界范围内不同程度成矿的含锡花岗岩的研究发现，它们具有基本相同、且与地壳丰度基本一致的锡含量，反映不同成矿的岩浆源区在锡含量上并无差别，成矿花岗岩也并非限制在S-型源区，锡成矿完全受岩浆分异程度控制。

如果认为钨锡成矿作用与源区有关，那南岭花岗岩的源区究竟如何就成为关键。目前地表所见的变质火山-沉积岩系是否就是这些花岗岩的源岩，是一个需要我们仔细斟酌的问题，因为我们并不知晓这种火山-沉积岩系是否一直延伸至地壳深部。即使这一假设成立，我们理所当然地会认为这些古老岩系将具有较高的稀有金属含量，但也不能排除这较高的含量是否来自于稀有元素含量高花岗岩中的元素扩散或迁移。反之，如果这些老变质岩系具有低的成矿元素丰度，那也不能说就不是后来成矿的母岩，因为后期的变质与岩浆作用完全有可能汲取走这些岩石的成矿元素，从而使它们后来具有较低的丰度。

如果认为钨锡成矿与岩浆结晶分异作用有关，那复式岩体的晚期分异岩浆无疑具有较好的成矿潜力，且这种潜力的高低与岩浆分异程度而不是成因类型相关(华仁民等, 2007, 2010; 陈骏等, 2008, 2014)。但正如我们叙述的那样，南岭地区的花岗岩多是复式岩体，钨锡成矿作用究竟与复式岩体哪个阶段、或与哪种岩性相关，并不是一个能很好回答的问题。目前采用的技术手段有：(1)野外观察，这也是目前最可靠和最常采用的方法。如在大吉山矿区，含钨石英脉明显切割晚期Nb-Ta矿化的细粒花岗岩体(69号岩体)，且岩体自身也伴有浸染状钨矿化，从而表明钨矿形成在晚期高度分异结晶岩体之后或基本同时；(2)采用成因矿物学资料。根据矿物种类、结构和成分的变化，判定复式岩体内部不同类型花岗岩的含矿潜力或成矿能力。从目前的情况来看，成因矿物学或者成矿矿物学研究有很大的应用前景(王汝成等, 2008, 2017b)，值得推广；(3)根据不同岩性与围岩接触变质形成的矽卡岩的含矿性差异，判定不同类型岩石的成矿潜力。如在千里山和骑田岭花岗岩与成矿关系的研究中，这一方法就被采用(陈斌等, 2011; 袁顺达, 2017)。但须注意的是，矽卡岩在空间上是不均匀的，分布上也是不连续的。因此，矽卡岩与接触岩石间，或不同阶段矽卡岩与岩体不同岩相之间的一一对应关系，需要仔细的甄别与论证；(4)同位素年代学资料。通过测定花岗岩体不同阶段或类型岩石的时代，结合成矿年龄，建立成矿与特定花岗岩的联系。这方面的研究较多，但由于高精度资料的匮乏，目前通过年代学建立的联系大多需要重新检验。大多数情况下，我们只能构筑岩体与成矿的大致时间关系，从而推断它们在成因上的联系。

与上述相关的另一个重要问题是，钨锡成矿花岗岩哪个分异程度更高。很多情况下，钨和锡同时伴生，表明他们形成于基本相同的条件下。但在很多情况下，钨与锡并不共生(大多数情况下，钨伴生锡，但锡多不伴生钨)。甚至在部分情况下，一个岩体可同时出现钨和锡矿化。如骑田岭岩体，其北部的新田岭以钨矿为主，产于岩体外围的接触带中；而岩体南部的芙蓉锡矿，则产于岩体的内接触带中。徐克勤等(1989)曾指出, 锡成矿花岗岩由于具有较高的Nb-Ta等元素含量而被认为经历了较高的岩浆结晶分异作用。后来对更多的实例总结发现(陈骏等, 2008, 2014; 华仁民等, 2010)，含锡花岗岩以含角闪石的准铝-弱过铝质黑云母花岗岩为主(如姑婆山、骑田岭等)，而含钨花岗岩多为强过铝质的二云母-白云母花岗岩(如西华山、瑶岗仙等)，显示含锡花岗岩的分异程度低于含钨花岗岩。但需要注意的是，含锡花岗岩岩性实际上变化很大，如柿竹园和香花岭作为湘南两个最主要的锡矿床，与其相关的千里山和癞子岭岩体的岩性存在显著差别。此外，对于与锡成矿有关的规模较大的复式岩体而言，锡成矿与主体含角闪石的黑云母花岗岩并不相关。相反，晚期的二云母或白云母花岗岩才是锡成矿作用最重要的母岩。因此，含钨和含锡花岗岩体在岩浆结晶分异程度上并无实质性差别(图5)，因为只有分异最彻底的晚期花岗岩才是钨锡成矿最重要的母岩。从温度的情况来看，含钨和含锡花岗岩的温度也没有本质差别，只是分异程度最高的铌钽花岗岩(大吉山岩体和雅山岩体)具有最低的结晶温度(<700℃)。

图5 南岭侏罗纪含钨、含锡及铌钽花岗岩结晶分异程度对比Fig.5 Comparison of the fractionation degree for the Jurassic W-, Sn-, Nb- and Ta-bearing granites in Nanling Range

除上述争论外，目前对钨锡等成矿作用本身的物理化学条件研究也得到一定的重视。如Cheetal. (2013)通过研究发现，黑钨矿可在过铝的岩浆中直接结晶；Duc-Tinetal. (2007)及Wangetal. (2021)实验证明，含氟溶液可显著提高钨和锡的溶解度，因而有利于钨锡成矿。研究同时还发现，氧化还原状态也是影响钨锡沉淀的重要因素。如在高氧逸度的岩浆体系中，锡的溶解度较低，锡石因而易于结晶沉淀；而在低氧逸度情况下，锡在溶液中的溶解度显著增高，因而易于在后期热液阶段聚集沉淀。因此，锡成矿更多与低氧逸度有关(Lehmann, 1990; Chouetal., 2021)。无论如何，岩浆在演化过程中，氟、硼等挥发份含量的升高，可显著降低岩浆的熔点及粘滞度，因而有利于岩浆结晶分离作用的发生。但氟或者硼对钨锡成矿作用的贡献有何不同，目前还所知甚少。

在上述各项研究中，金属矿物的精确定年对制约矿床的时代与成因起到了重要的作用。目前，国内已建立起黑钨矿、白钨矿、锡石和铌钽铁矿等多个金属矿物的U-Pb同位素定年方法，但针对金属物质来源的示踪技术发展仍相对缓慢，严重制约成矿作用的讨论。在华南地区，钨有石英脉型、矽卡岩型、云英岩-蚀变岩型等多种不同类型，主体赋存在花岗岩体的内外接触带之中，但均以黑钨矿和白钨矿为主要含钨矿物。锡的情况大体类似，只是锡多以锡石这一种矿物形式存在，极少数情况下可出现黄锡矿(又称黝锡矿)等少数较不常见的矿物。无论是钨还是锡，它们有时均伴生有辉钼矿、黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、方铅矿等硫化物矿物。毫无疑问，花岗岩体自身是这些钨锡成矿物质的重要来源，但成矿流体在进入围岩以后是否能汲取围岩中的部分有用元素成矿，是我们需要回答的问题。目前，已经研发出针对铌钽铁矿的Hf同位素示踪技术(Tangetal., 2021)，但我们也希望有针对黑钨矿、白钨矿、锡石等金属矿物的同位素示踪技术(Jiangetal., 2022)，以更好地确定成矿物质来源，从而破解华南花岗岩成岩成矿的源区问题。

5 岩浆结晶分异作用与锂铍稀有金属成矿

除上面讨论的钨锡成矿外，南岭区域内还分布有大量的铜、钼、铅、锌、银、铋、锑等金属矿床，同时也是锂、铍、铷、铯、铌、钽、锆、铪等稀有金属和稀土元素等重要战略性矿产资源的主要产地。这些矿产的形成实际上都与花岗岩浆的结晶分异作用密切相关。一般说来，演化程度低的花岗岩主要伴随铜、钼、铅、锌等矿化，而演化程度高的花岗岩则更多地与钨锡、稀有金属和重稀土元素等有关。但在南岭地区，上述两种类型的矿化密切共生，且并无岩性上的显著差别。具体表现为，在岩体内部或靠近岩体的接触带上，主要为温度较高的钨锡矿化；而远离岩体多为温度较低的铅锌银矿化，这在骑田岭、千里山、香花岭等很多岩体中都有明确的体现。如果存在隐伏岩体，上述矿化转变为浅部铅锌银矿化，深部为钨锡矿化，如江西银坑、湖南黄沙坪和宝山岩体等。

在高度结晶分异作用过程中，花岗质岩浆将逐渐向不相容元素聚集的熔体和流体方向演化，并导致其Nb/Ta、Zr/Hf和LREE/HREE(轻/重稀土)比值降低。因此，分异程度更高的花岗岩与Ta、Hf和HREE矿化联系更加密切。但它们与钨锡成矿有很大的不同，前者是岩浆自身演化的产物，而后者除少数浸染状产出的情形外，钨锡成矿更多地与岩浆期后热液过程关系密切。在大吉山等矿区，含钨石英脉穿切铌钽矿化的花岗岩，清楚地表明钨锡成矿发生在高分异花岗岩形成之后，但铌钽矿化花岗岩本身也表现出浸染状的钨矿化。在柿竹园等矿区，早期形成的钨锡矽卡岩又被晚期成矿的高分异花岗岩和云英岩所侵入，也一定程度上反映了钨锡成矿的多阶段性。实际上，很多岩体周边钨锡成矿的矽卡岩都表现为多阶段形成的特点，只是这种多阶段与岩体侵位的多阶段之间还没有建立起明确的联系。如果我们接受含钨石英脉绿柱石中熔体包裹体的存在(常海亮等, 2007)，并结合部分矿区浸染状黑钨矿的产出，钨锡石英脉很可能是岩浆后期演化的产物，而非仅是岩浆期后热液演化的结果(张德会, 1988; 夏卫华等, 1989)。在这种情况下，钨锡和铌钽成矿是紧密联系的。

伟晶岩在南岭规模有限。尽管近年在粤北、粤东的少数地点发现有绿柱石伟晶岩的产出(王成辉等, 2021)，但多数伟晶岩只出现在岩体的顶端或其接触带上，由此导致南岭在燕山期几乎不出现类似新疆可可托海三号脉那样的稀有金属矿化。大多数铍的矿化与岩体的接触交代作用有关，以癞子岭岩体相关的香花岭矿含铍条纹岩和千里山岩体相关的柿竹园矿矽卡岩最为典型和著名。其中香花岭条纹岩含铍矿物包括硅铍石、羟硅铍石、金绿宝石、日光榴石(包括铍榴石)、香花石、塔菲石、锂铍石、锂霞石、蓝柱石、尼日利亚石、铍珍珠云母等，是世界上含铍矿物发育最多的地区(赵一鸣等, 2017)。部分铍元素以类质同象形式赋存在符山石中。这类矿化铍资源量较大，但可利用性较差，目前多未或难以开采利用。九龙脑、西华山(包括荡坪)、漂塘、木梓园、下垄(樟斗)、大吉山、下桐岭、画眉坳、盘古山、铁山垅(上坪)、行洛坑、金竹笼、千里山(柿竹园、野鸡尾、红旗岭)、瑶岗仙、白云仙、姑婆山(水岩坝)、良源、杓麻山(广东惠东)等大批矿区均发育绿柱石+黑钨矿或锡石的矿物组合(少部分情况下还出现日光榴石)，属于石英脉型矿床。这类矿化铍资源易于被利用，但大部分地区资源量相对较小。

相对而言，南岭乃至整个华南花岗岩的锂矿化程度似乎也很有限(舒良树等, 2021)。华南目前发现的锂辉石伟晶岩主要集中在湘赣鄂交界的幕阜山(湖南仁里、湖北断峰山)，以及福建-江西交界的武夷山及其邻区(如福建南平、江西石城)(杨岳清等, 1987; 黄传冠等, 2021; 黄建中等, 2022)。广东广宁的横山铌钽伟晶仅有少量锂云母的产出，其规模有限(图6)。尽管在江西东部的武夷山西麓发现加里东期河源-头陂(广昌、西港)伟晶岩型锂矿(Cheetal., 2019; 黄传冠等, 2021)，但燕山期含锂辉石的伟晶岩型在南岭并不多见。由于高分异花岗岩的广泛分布，南岭理论上应该有大量与岩浆高度分异有关的锂矿床的出现。目前看来，南岭燕山期花岗岩相关的锂资源主要以三种方式产出(图7)：第一是花岗岩体内外接触带周围矽卡岩或蚀变岩带中的锂资源。香花岭接触变质带中含铍条纹岩中的香花石、锂铍石等实际上都是富锂矿物，其他矿物还有铁锂云母、锂霞石等。这类锂矿化是由于接触变质和交代作用产生的，岩石锂品位低，基本不具备开发价值。第二是发育于花岗岩体内外接触带中含铁锂云母的脉体，包括铁锂云母石英脉、萤石铁锂云母脉等多种不同类型，代表性的例子包括茅坪、长坑(草坪嶂)、铁山垅(上坪)、画眉坳、千里山(柿竹园)、瑶岗仙、癞子岭、尖峰岭、大坳、白云仙(大岭背)、锯板坑、水岩坝、栗木(印支期，此处同燕山期岩体一并讨论)等矿区或岩体。部分矿区含钨石英脉中不出现铁锂云母，但出现锂含量偏高的黑鳞云母和锂白云母，如西华山、淘锡坑、盘古山、黄沙等。这些脉体由于是区内钨锡资源的重要载体而被开采利用，因此一些矿山的尾矿坝可能是这些富锂云母的聚集池，其潜在的利用价值值得注意。第三是区内多地分布的铁锂云母-锂白云母花岗岩及相伴的岩体顶部的铁锂云母-锂白云母-锂云母伟晶岩，代表性例子有江西的雅山、浒坑、九龙脑(洪水寨)、西华山、木梓园、漂塘(漂塘、石雷)、茅坪、牛岭坳、铁山垅、画眉坳、姜坑里-海螺岭、旱叫山(印支期珠兰埠岩体内)、九曲、大吉山、湖南的邓阜仙、上堡、大义山、千里山(柿竹园)、界牌岭、瑶岗仙、骑田岭(芙蓉)、癞子岭(香花岭)、尖峰岭(香花铺)、金鸡岭(正冲、湘源、大坳)、广东的锯板坑、梅子窝、良源、一六、博罗以及广西的花山、栗木、大厂等岩体或矿区(图7)。这些岩体大多具有似层状的岩性分带，显示自下而上锂含量逐渐升高的特点，以江西雅山、湖南香花岭和广西栗木最为典型(Yinetal., 1995; Huangetal., 2002; Zhuetal., 2001; 朱金初等, 2011)。如香花岭癞子岭岩体自下而上成层分布的岩石依次有黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩、钠长花岗岩、云英岩和伟晶岩，Li2O含量自下而上从<0.1%逐渐增高至～1.0%。其中从白云母花岗岩开始，白云母逐渐富锂成为锂白云母，黑云母逐渐转变为铁锂云母，并伴随黄玉的大量产出(朱金初等, 2011)。除上述三种类型外，癞子岭和骑田岭岩体中还分别存在次火山岩型的黄玉-铁锂云母霏细岩或流纹斑岩(朱金初等, 2011; 谢磊等, 2013; Huangetal., 2015a; Xieetal., 2015)。

图6 南岭及邻区锂矿床(点)分布图部分燕山早期矿床可能属早白垩世Fig.6 Distribution of the lithium deposits (spots) in Nanling Range and surrounding areas

图7 南岭侏罗纪花岗岩相关的锂矿化作用(a-c)湖南癞子岭岩体矽卡岩带中的铁锂云母石英脉，其中(c)示铁锂云母脉切截早期含铍条纹岩，并导致周边云英岩化；(d、e)江西茅坪钨矿含钨石英脉中的铁锂云母，萤石与其一同产出；(f、g)癞子岭岩体周边矽卡岩中的伟晶岩，铁锂云母在岩脉中部集中；(h)侵入癞子岭矽卡岩带中的铁锂云母花岗岩Fig.7 Lithium mineralization types of the Jurassic granites in Nanling Range

南岭可能是全球花岗岩型锂矿床(点)最为集中的地区，上述花岗岩型铁锂云母-锂白云母花岗岩是当前区内锂资源勘查的重点(也是铌钽矿的重要勘查对象)(李建康等, 2014; 王登红等, 2022)。由于回收技术的突破，铁锂云母同时也成为铷和铯的重要原料。从地质和岩石学特征上看，这些岩体的岩石学及演化特征与江西中部雅山(四一四)及东部灵山(松树岗和黄山)岩体极为相似，反映了花岗岩浆结晶分异演化的共性特点。另一方面，这些岩体多在补体岩石演化的最后阶段出现，是花岗岩浆分异演化的终极产物(包括癞子岭岩体东部及骑田岭岩体南部的黄玉霏细岩脉)。国际上，此类花岗岩以欧洲华力西造山带中的Beauvoir(法国)和Cinovec(德国-捷克边境)、俄罗斯赤塔东南部的Orlovka岩体以及蒙古境内的翁岗岩(ongonite)为代表，它们对研究花岗岩的结晶分异及其成矿具有极高的科研价值。这类岩石的主要鉴别特征包括：(1)其岩性主要为钠长花岗岩，细粒结构，同时由于暗色矿物含量低而呈现特征的白色(又称瓷石)；(2)除锂矿化外，该类岩石还经常伴随钽矿化。如果还存在钨锡矿化，它应该相当于“五层楼”之下的“地下室”；(3)主要含锂矿物为铁锂云母，可出现锂云母；(4)具有极高的分异程度。因此，未来应该对南岭地区钨锡铌钽矿化的钠长花岗岩进行全面的核查，以确定是否具有锂的矿化。由于技术手段的限制，以前对这类岩体中含锂矿物的研究还很薄弱。特别是对云母，我们并没有对它进行全面仔细的成分分析。近年在江西北部九岭地区的甘坊岩体中，不仅发现大面积具有开采价值的铁锂云母-锂白云母花岗岩(白水洞岩体)，而且还发现磷锂铝石(王成辉等, 2018, 2019)，而这一含锂矿物以前只在雅山岩体中见及(黄小龙等, 2001)。因此，未来应详细开展锂的赋存矿物研究，以更好地开发和利用该区的锂资源(王汝成等, 2019)。

值得指出的是，云英岩是传统认为南岭地区锂资源相对富集的重要载体，与流体交代有关的云英岩化是导致锂富集的重要地质过程，湖南九嶷山正冲锂矿就是这一类型的重要代表(文春华等, 2016; Liuetal., 2022)。但是，云英岩是目前认识相当有限的一种岩石，交代论和岩浆论多年争执不下。我们不拟在本文中讨论这一争议，因为野外确实发现有脉体贯入引起云英岩化的大量实例(图8a, b)。但在这种情况下形成的云母多是白云母，偶尔是黑云母。部分情况下，云英岩以包体或析离体形式存在，与周围岩石不显示任何流体通过或反应的痕迹(王京彬, 1990; 祝新友等, 2013)。另一方面，目前发现的铁锂云母花岗岩大多以前被称之为云英岩化花岗岩，锂的形成被认为与云英岩化有关。但铁锂云母在这些岩石中多表现为均匀分布(图8c)，或向岩体顶部逐渐富集(王正军等, 2018)。野外观察还发现，上述铁锂云母花岗岩或云英岩化花岗岩的上部或者顶部经常出现粗粒甚至伟晶状花岗岩或者云英岩(图8d)，并可在岩体内部或外围形成细晶的云英质次火山岩，如骑田岭岩体中的骑古岭黄玉流纹岩(Xieetal., 2013, 2015)、癞子岭岩体东部的黄玉霏细岩(朱金初等, 1993; 谢磊等, 2013)及正冲锂矿的云英斑岩(Liuetal., 2022)。这些现象无疑表明，云英岩完全可以是岩浆成因。至于云英岩、钠长花岗岩及花岗伟晶岩在钾钠成分上的互补是否与岩浆熔离有关，留我们以后进一步讨论，因为岩浆高度分异演化晚期流体大量聚集引发熔离是可以预期的，但熔体与流体的相互作用也是极为强烈的。对癞子岭、尖峰岭以及正冲等岩体的精细研究已经发现(朱金初等, 2011; 文春华等, 2016; 王正军等, 2018; Xieetal., 2018)，这些钠长花岗岩顶部的云英岩具有最高的分异程度(图3f)。因此，作为结晶分异作用最后产物的云英岩可能是锂矿化最重要的载体，云英岩之下应该有一定规模的铁锂云母花岗岩存在，云英岩非常值得今后研究和勘查时注意。

图8 南岭花岗岩中的云英岩(a)尖峰岭岩体中的云英岩脉；(b)西华山(荡坪)岩体中的云英岩脉；(c)千里山岩体的云英岩化花岗岩；(d)癞子岭岩体顶部铁锂云母花岗岩中的含黄玉云英岩脉体及周边的云英岩化Fig.8 Occurrences of different type of greisen within the Nanling Range granite

无论如何，花岗岩是南岭地区锂资源赋存的最重要岩石类型，铁锂云母、锂白云母和磷锂铝石的出现，均反映这些花岗岩已经具有非常高的分异程度，但另外的重要含锂矿物锂辉石、透锂长石和锂电气石还未见及(仅四一四报道在伟晶岩壳中有透锂长石及锂霞石出现，吴鸣谦, 2017)，这可能与较高含量的挥发组份氟有利于云母的晶出有关。我们在南岭地区已命名多种稀有金属花岗岩，包括钨锡花岗岩(含钨花岗岩、含锡花岗岩)、铌钽花岗岩(含铌花岗岩、含钽花岗岩)和含铍花岗岩，也许还应再增加含锂花岗岩。和铌钽花岗岩一样，含锂花岗岩也是真正的稀有金属花岗岩。未来硬岩型锂资源研究与勘查过程中，不仅要注重高品位锂辉石花岗伟晶岩的工作，也要加强低品位铁锂云母-锂云母花岗岩的发现与评价，因为后者不仅规模大，可露天开采，它还可与多种其他有用组分一起被“吃干榨尽”，这可能是未来南岭地区新一轮资源勘查与利用的重点。Cinovec岩体就是这方面的典型代表，它已是欧洲大陆目前要打造的最大的硬岩型锂资源基地(Gourceroletal., 2019)。

顺便提及，南岭在全国锂地球化学图上显示明显的高值异常(王学求等, 2020)，这应该与上述花岗岩的高度岩浆结晶分异作用关系密切。同样值得提及的是，这些含锂的花岗岩后来又成为区内中新生代盆地沉积物的溯源区，因而形成华南的卤水型锂矿(刘成林等, 2021)。

6 伟晶岩壳及其成因

伟晶岩在南岭并不很发育，少量的伟晶岩在花岗岩体的顶端呈脉状或囊状分布。但在华南北部的幕阜山和东部的武夷山区，伟晶岩及相关矿床则较多出现。特征的是，南岭地区很多成矿花岗岩都发育伟晶岩壳(marginal pegmatite或stockscheider)。尽管对它的研究还相当有限，但我国地质工作者早就注意到它对花岗岩成岩与成矿的意义，甚至认为它是矿化花岗岩的重要岩石学标志(中国科学院地球化学研究所, 1979; 莫柱荪等, 1980; 南京大学地质学系, 1981)。根据我们的野外观察，成矿的小岩体由于保存完整及钻孔和坑道的揭露，伟晶岩壳经常见及，但大规模岩体是否发育伟晶岩壳，目前缺乏约束，因为较大程度的剥露或许已将该岩壳剥蚀殆尽。伟晶岩壳的主要特征可归纳如下(图9)：第一：伟晶岩壳主要由粗粒的钾长石和石英组成，因而又被称之为“边缘长石带”(图9a)。部分情况下，伟晶岩壳和围岩之间还可有一层薄的硅质壳相隔(如大吉山)。第二，伟晶岩壳见于细粒花岗岩体的顶端，即岩体与围岩的接触部位(图9b, c)，厚度数厘米至数米不等。相对而言，岩体两侧的伟晶岩壳较少发育。在岩体内部晚阶段岩石的上部(西华山)，有时也可见有厘米级伟晶岩壳的发育；第三，最为特征的是，巨大的自形钾长石(又称blocky perthite)垂直接触面呈梳状向岩体内部生长，呈现一种单向生长的固结结构(又称UST-unidirectional solidification texture)，其基质多被中细粒的铁锂云母、萤石及其他矿物充填(图9a)。除个别情形可能发育细晶岩带外，伟晶岩壳多通过不同粒度的云英岩与岩体顶部的钠长花岗岩或铁锂云母花岗岩相接，呈现单向分带和逐渐过渡的特征(图9d)；第四，相对下部的花岗岩而言，伟晶岩壳的岩浆分异程度偏低。如江西大吉山铌钽矿化的69号岩体，其上部的伟晶岩壳无矿化。对江西雅山岩体的研究发现，和下部的云英岩和钠长花岗岩相比，伟晶岩壳中的锂云母更接近铁锂云母(吴鸣谦, 2017)。Legrosetal. (2016)曾对茅坪岩体及其上部的各类脉体进行过仔细的划分与成因研究，发现含长石的伟晶岩壳是最先形成的，其铁锂云母表现为岩浆结晶成因；而其他脉体不仅形成晚，且都与热液过程关系密切。

图9 南岭花岗岩的伟晶岩壳(a)江西茅坪；(b)湖南癞子岭(钻孔)；(c)广西栗木(水溪庙，两层岩壳)；(d)江西雅山，其钾长石呈现单向固结结构，向岩体内部逐渐过渡为云英岩及黄玉-铁锂云母钠长花岗岩)；(e、f)湖南尖峰岭岩体顶部的云英伟晶岩(黄玉+铁锂云母+石英)，同时具单向固结结构和韵律构造Fig.9 Pegmatitic cover (stockscheider) atop the granite in Nanling Range

传统认为，花岗岩体上部的伟晶岩壳是岩体岩浆结晶过程中，其流体组分向上部集中造成的，伟晶岩较粗的矿物颗粒是长时间缓慢结晶的结果。因此，伟晶岩壳具有较低的结晶温度，并且其结晶固结要晚于下伏的母体花岗岩。但大量的观察发现，伟晶岩壳与下伏花岗岩构成一种复杂的时空交错关系，暗示它们可能是基本同时形成(王联魁和黄智龙, 2000)。根据伟晶岩壳有时被含矿岩体穿入并发生溶蚀等现象，夏卫华等(1989)提出该岩石早于内部主体花岗岩结晶的认识，并认为伟晶岩壳的形成有利于含矿岩体在顶部发生云英岩化，进而形成顶部云英岩囊状体。因此，目前对伟晶岩壳的形成时间及对成矿作用的意义，存在认识上的很大不确定性。不同岩体资料的汇总结果显示，无论下部岩性如何，伟晶岩壳几乎都以钾长石+石英为主要矿物组合，其岩浆演化程度低于下部的花岗岩，且多不具有表征岩浆强烈结晶分异的稀有金属矿化。莫柱荪等(1980)还曾提及，以湖南尖峰岭岩体为代表的伟晶岩壳具有较高的形成温度，且自岩壳向下至云英岩乃至钠长花岗岩，其岩石结晶温度逐渐降低。目前的研究已经确认，伟晶岩的单向固结结构是岩浆在过冷却情形下快速结晶的产物(Shannonetal., 1982; London, 2009)。因此，南岭花岗岩的伟晶岩壳很可能是早期形成的，是岩浆房的早期冷凝边。正是由于过冷却而产生的快速结晶，才导致粗颗粒矿物的出现，这与目前伟晶岩的成因理论相吻合(London, 2008; Phelpsetal., 2020)。在世界其他富氟花岗岩中，类似的伟晶岩壳也普遍发育，它们可能具有类似的成因(Breiteretal., 2005; Haapala and Lukkari, 2005; Mülleretal., 2018)，未来可通过不同地区伟晶岩壳的精细结构、矿物组成及其变化、熔流体包裹体等多方面研究来评估这一模式的正确性。伟晶岩壳形成后，其较高的能干性使其成为岩浆房的盖层(Butler and Torvela, 2018)，并使得岩浆房中花岗岩浆的充分分异成为可能。相反，由于伟晶岩壳的阻隔，岩体中锂等易扩散组分难以迁移进入围岩中形成富锂矿床。但当伟晶岩壳遭受构造破坏时，岩体内部的热液可通过这些断裂渗透到围岩之中，形成钨锡或铅锌银有关的矿化。在南岭及周边地区，伟晶岩壳发育最好的当属江西雅山岩体，而该岩体周围的矽卡岩确实发育较差，也不具有任何形式的矿化。相反，千里山岩体、西华山岩体伟晶岩壳相对发育较差(抑或被剥蚀？)，周边矽卡岩厚度大，内外接触带中各类岩脉和矿脉穿插交错。在香花岭地区，伟晶岩壳发育较好的尖峰岭岩体，其围岩变质程度明显偏弱，但锂及铌钽矿化明显强于伟晶岩壳发育较差的癞子岭岩体。再有广西的栗木地区，伟晶岩壳发育较好的老虎头矿区成矿最好，而伟晶岩壳发育较差的水溪庙矿区，成矿就差得多。如果上述观察具有普遍性的话，通过伟晶岩壳来寻找高分异乃至成矿的花岗岩体，确实是一条值得探索的路径。至于南岭为何大面积地发育伟晶岩壳，我们现在还难以回答。同样，矽卡岩壳是否也可以充当岩体演化的隔档墙，我们也没有任何可以参考的资料。

下面我们介绍南岭地区发育的另一种特色伟晶岩。在湖南香花岭的癞子岭和尖峰岭岩体顶部，发育一套特征的铁锂云母+黄玉+石英的伟晶质岩石(图9e, f)，沈敢富(1994)将其命名为云英伟晶岩，朱金初等(2011)认为其应属于黄英岩(topazite，又称黄玉石英岩)。该岩石有时以含长石的花岗质伟晶岩与围岩地层相隔，其下伏为细粒云英岩或云英岩化钠长花岗岩，构成由上而下为花岗伟晶岩、云英伟晶岩、云英岩、钠长花岗岩的岩石序列。它的主要特点是铁锂云母水平展布成为平行于接触带的韵律层(图9e)，而黄玉则垂直韵律层而呈现明显的单向固结结构(图9f)，反映矿物快速结晶的特征。对该岩壳中铁锂云母的成分分析显示，它不仅含大约2.5%左右的Li2O，而且含有较高的钽和铷。岩相学观察发现(沈敢富, 1994; 常海亮和黄蕙兰, 1998)，该岩石的黄玉中含大量熔融包裹体，从而表明该岩石不但为岩浆分异结晶成因，而且很可能是与前述花岗伟晶岩类似的一种伟晶岩壳，反映了一次独立的富氟岩浆的侵入及结晶过程。由于其下部的云英岩具有最高的分异程度，这样在癞子岭和尖峰岭岩体内出现两个不对称的演化序列，它们分别从岩体的底部和顶部向岩体内部结晶，直至云英岩的晶出而结束。对这两个序列的精细研究，有望更好地揭示南岭高分异花岗岩的岩浆结晶过程。

7 壳幔相互作用与成岩成矿

壳幔相互作用是华南花岗岩研究的重要内容。相对东南沿海的燕山晚期火成岩而言，南岭花岗岩形成过程的壳幔相互作用研究开展得较为有限，其主要原因还是地质记录相对较少，对它在花岗岩形成过程中的作用认识不充分。陈毓川等(1989)曾指出：“有很多矿区在花岗岩岩浆活动的最后都有辉绿(玢)岩、闪长(玢)岩、煌斑岩等的侵入。我们认为这不是一种偶然的现象，而是给我们提供了一个信息，即大片花岗岩岩浆源的形成与形成基性和中性岩浆岩的另一个源有成因联系。很可能就是地幔物质从开始到最后都在影响着花岗岩岩浆源的形成，起码要提供热量和挥发份，甚至某些成矿元素。当花岗岩逐渐固化时，这些地幔物质可直接沿裂隙侵入上部地壳形成基性岩脉。因此我们说的壳源花岗岩，应当在不同程度上参与了地幔物质的”(p31)。从这一表述来看，我国老一辈科学家早就认识到地幔对南岭花岗岩形成的积极作用。从目前研究的情况看，壳幔相互作用涉及物质和热两个方面。从物质的角度来看，地幔物质的主要表现是偏基性或镁铁质岩浆岩的出现。在南岭地区，可能的地幔物质记录主要有三类。第一是出露在道县、宁远一带的碱性玄武岩及宜章长城岭一带的拉斑玄武岩。这些岩石均属于碱性系列，来源于亏损的软流圈地幔的部分熔融(赵振华等, 1998, 2000; Lietal., 2004b)。更为重要的是，道县-宁远的玄武岩含有尖晶石相橄榄岩包体，指示<80km的岩石圈厚度。尽管我们现在还不能有效约束该地区中生代之前的岩石圈厚度及其状况，但对比研究显示，该玄武岩携带的岩石圈地幔可能是新生的，与岩石圈伸展有关。由于宁远和道县两地玄武岩形成于170Ma和150Ma左右(Lietal., 2004b)，因此我们有理由认为该玄武岩浆活动可能导致了南岭地区侏罗纪(150～170Ma)大面积花岗岩的形成(Liuetal., 2012)。

壳幔相互作用的第二个记录是花岗岩体中包含的微粒包体。传统给人的印象是，南岭花岗岩基本少含闪长质的微粒包体，但广西姑婆山岩体中部里松岩体为这项研究提供了重要信息。里松岩体的主体岩性为似斑状角闪黑云二长花岗岩，内含大量微粒闪长质包体(图2i)，并显示与寄主岩石的岩浆混合成因特点(图2j)。锆石U-Pb年代学测定显示，里松和姑婆山岩体同时形成于162Ma左右，且包体显示出与寄主花岗岩不同的Sr-Nd-Hf同位素组成(朱金初等, 2006; 李献华等, 2009; 赵葵东等, 2009)。骑田岭岩体及其中的包体也显示出大体类似的同位素特征(刘勇等, 2010; Zhaoetal., 2012)，反映花岗岩形成过程中有软流圈亏损地幔物质的贡献。南岭地区，绝大多数花岗岩体并无类似成因微粒包体的产出，但在锡田、铜山岭、沙子岭-金鸡岭、千里山、花山、佛冈等岩体中仍有少量出现，只是这些岩体中的包体个体较小，与主岩间大多已达到了同位素的平衡，因而多不显示有地幔物质的加入(Lietal., 2007)。

第三是花岗岩区产出的辉长岩及辉绿岩-煌斑岩脉。辉长岩的代表性实例为佛冈岩体东北侧的乌石岩体。根据徐夕生等(2007)的研究，乌石辉长岩与佛冈花岗岩基本同时形成，但两者为独立起源，其中乌石辉长岩来源于富集岩石圈地幔的部分熔融。但正是这类岩石在地壳底部的底侵作用，才导致原有古老地壳的部分熔融，进而产生区内大面积分布的花岗岩(Zhouetal., 2006; 徐夕生等, 2007)。南岭地区的辉绿岩和煌斑岩在很多岩体中被发现，如锡田、千里山、瑶岗仙、宝山、长城岭、新田岭(骑田岭)、螃蟹木(金鸡岭)、新路/水岩坝(姑婆山)、诸广山、锯板坑、大吉山、九龙脑、淘锡坑、行洛坑等，但研究相对较少，因为它甚至产在周围的地层中，多被认为是花岗岩岩浆期后的产物，与花岗岩本身的形成无关。对千里山岩体的仔细观察时发现，其侵入的辉绿岩尽管发育清楚的冷凝边，但它与花岗岩体的边界有时并非截然平直(图2k)，且其内部含有与围岩类似的长石斑晶(图2l)。作者推测，它们非常有可能是同深成岩墙(Synplutonic dyke)，是幔源镁铁质岩浆活动在浅部的体现。年代学和地球化学研究还发现，千里山、宝山、金鸡岭(螃蟹木)和淘锡坑等岩体和矿区中的辉绿岩-煌斑岩具有与寄主花岗岩相同的年龄，并显示不同程度的亏损地幔的贡献(Chenetal., 2014; Yuetal., 2020; 孔华等, 2013; 鲁麟等, 2017; 杜日俊等, 2019)，表明此幔源岩浆的源区应是上涌的软流圈地幔。

关于壳幔物质相互作用过程中热的效应较难研究，因为少有确切的证据来说明热扰动是直接来自地幔物质的上侵还是深部地壳来源的新的熔体的注入。但我们知道，深部地壳在熔体抽取后将变得更加难熔，此后若要产生新的部分熔融，没有地幔热的贡献是难以达到的。另一方面，当一个岩体的岩浆房开始结晶时，尽管由于矿物结晶释放的潜热可能会使岩浆发生过热，但岩浆的结晶主要发生在岩浆房的边缘，它的较快速的冷却无疑将抵消这一效应，即岩浆在结晶过程一般不会产生温度升高现象。因此，我们认为，岩浆结晶过程中任何温度的升高大多指示了一次新的岩浆的注入或地幔的热的贡献，尽管这一热贡献在物质上并未留下任何记录。这一方面的代表性例子是赣南的西华山岩体。该岩体有较多的研究，所获得的共识是它由多个期次的侵入体共同组成。尽管目前对具体期次的划分尚存在一定的分歧，但大体上可划分为第1期岩体边部的似斑状中粒黑云母花岗岩、第2期细粒含石榴石黑云母花岗岩、第3期似斑状细粒石榴石黑云母花岗岩(也可与第2期划归同期)，和第4期(晚期)花岗斑岩(Guoetal., 2012)。西华山钨矿主要赋存在第2和第3期花岗岩之中。这四期花岗岩在同位素年代和成分上基本不可区分，且不同类型岩石之间不具备超动型侵入接触关系，因而可被认为是单一岩浆房演化的产物。根据全岩Zr含量计算的锆饱和温度分别是774℃(第1期)、750℃(第2期)、770℃(第3期)和792℃(第4期)(Guoetal., 2012)，显示自第2期以后岩浆结晶温度升高的趋势。很显然，这种温度的升高暗示岩体深部有加热物质存在。我们推测这种物质很可能就是镁铁质岩浆，只不过由于它位置较深而没有在现今的露头水平上留下痕迹。正是由于这一加热作用导致的岩浆上侵，给西华山岩体时代的划分带来困难。类似的例子在千里山、九龙脑、姑婆山等岩体中都有不同程度的表现(表2)。柿竹园、瑶岗仙、芙蓉、瑶岭、梅子窝、西华山、漂塘、淘锡坑等矿床He-Ar稀有气体地球化学示踪研究，也支持这一结论(Nietal., 2021及其参考文献)。

目前学术界普遍认为，南岭地区上述壳幔相互作用可能与区内锡成矿具有密切联系，从而提出锡成矿过程中有地幔物质的贡献。我们认为，应对这一结论持谨慎态度。第一，南岭确实存在东钨西锡的空间格局，且西部存在明显的壳幔相互作用的痕迹，但地幔物质或热的贡献在钨矿岩体中也同样有所表现，西华山岩体就是典型实例。第二，西部含锡岩体的壳幔相互作用主要发生在岩体形成的早期阶段，而与锡成矿关系密切的晚期岩相壳幔相互作用的痕迹相对较弱。第三，南岭地区存在部分温度较高的斑岩体，它们很可能也是壳幔相互作用的产物。尽管它们有时也产有一定的锡矿(斑岩型锡矿)，但一般规模较小，表明高温对锡成矿并非有利。实际上，壳幔相互作用在南岭地区的绝大多数岩体中均有体现，甚至成矿越好的岩体，其壳幔相互作用的痕迹越明显。

8 南岭高分异花岗岩成因机制

毋庸置疑，南岭花岗岩大多属于高分异类型。正是岩浆的高度结晶分异作用，为区内的稀有金属成矿提供了重要前提。但该区的岩浆为何能够发生高分异作用，是目前较少讨论的话题。从具体的地质特点出发，南岭花岗岩无论岩体大小，都明确显示出多期侵入的特点。大型岩体岩性变化大，小型岩体岩性变化小，但岩石结构变化大，显示不同类型岩石间的脉动或涌动侵入接触关系。但无论如何变化，岩体内岩性基本都表现为早期粗粒和晚期细粒的结构变化特征，反映岩浆结晶过程中外部环境的不断变化。另一方面，早期岩性大多表现为基本水平的岩体形态，而晚期岩相多表现为较陡立的空间形态(Liuetal., 2018)。此外，对于复式岩体中的不同岩性或不同阶段形成的岩石，其同位素组成并无显著差异，符合同源岩浆的演化序列。部分岩体补体与主体岩石间尽管显示细微的同位素成分差别(如千里山岩体，Chenetal., 2014)，但正如本文前面论述的那样，这可能与岩浆房演化晚期外来岩浆的注入有关，属于岩浆房开放体系的行为。因此，我们基本可以肯定，每个岩体基本都是同源岩浆演化的产物，只不过大岩体可能是岩浆房的中深部，而小岩体可能是岩浆的上部或局部(高位岩浆房)。

如果承认岩浆的运移，那岩浆房的过程可能是理解南岭花岗岩高分异岩浆作用及成矿的关键。回答这一问题的前提是，所谓主体和补体的岩石在形成或结晶深度上有无差别。或者说，相对主体岩石而言，补体岩浆运移了多大的距离。遗憾的是，尽管华南花岗岩有很高的研究程度，但在岩体侵位深度和成矿深度上的研究还很薄弱。我们现在只能定性地对这一问题给出制约，因为每个岩体主体与补体的定义也不尽相同。以研究程度较高的花山-姑婆山和骑田岭复式岩体为例，目前资料给出含角闪石岩石的主体侵位深度大约在10～15km左右(Zhaoetal., 2005; 杨策等, 2006; 黄芳芳, 2018)。在这些岩体中，晚期补体细粒二云母花岗岩经常发育晶洞构造，其侵位深度估计不会超过3～5km(约0.1～0.2GPa)，与钨锡矿的成矿深度也大体相当。如果这一研究结果具有代表性的话，南岭中生代花岗岩浆在结晶演化过程中大约有5～10km左右的迁移。显然，这一距离难以对岩浆的结晶分异作用产生实质性的影响，但它足以使岩浆脱离岩浆房而侵位到更浅的地壳层次，从而开始新一轮的岩浆结晶演化与成矿。

根据上述资料，我们提出如下的设想供以后南岭花岗岩研究时参考(图10)：(1)花岗岩体多阶段岩石的形成是岩浆房结晶演化的产物(图10a)。早期含角闪石-黑云母和钾长石斑晶的花岗闪长岩-二长花岗岩主要为岩浆房岩浆结晶的早期堆晶相(主体)，而细粒的黑云母-二云母-白云母花岗岩(补体)是岩浆房残留熔体多次结晶分异演化形成的，它们两者在成分上构成大致的互补关系。由于熔体抽离程度的不同，部分岩体在岩石结构和成分上表现为较大范围的变化。岩体越演化到晚期，其补体岩性变化越小，但结构变化增大，且岩石的矿物成分和微量元素成分变化更加明显；(2)镁铁质岩浆的添加和挥发份的聚集是花岗岩多期次侵入的重要原因。一般说来，岩浆房岩浆随着矿物的结晶放热不断向低温方向演化，不会发生岩浆的再次上侵(Cooper and Kent, 2014)。但在外来热/挥发份的影响或断裂的触发下，岩浆将向上侵入(Bachmann and Huber, 2016)。目前我们已可能有效地区分上述不同触发机制的影响，但绝大多数岩体晚期岩性较高的结晶温度以及镁铁质微粒包体的发育表明，热的影响不可小视。部分岩体不同岩性之间尽管侵入关系明显，但其结晶温度并不存在显著差别，不排除晚期岩浆挥发份增高的影响。另一方面，由于强烈的结晶分异作用，岩浆房的残余岩浆成分将不断接近花岗岩体系的共结点，此时微小的外部热加入便可使其活化(Huberetal., 2009)。因此, 高硅花岗岩体系(特别是其内部或中心部位)，岩浆侵入的附加相或补体相对较多，这就是高演化岩体成分极不均一的主要原因；(3)岩浆的高度结晶分异作用是稀有金属成矿的关键。正是岩浆的多期次上侵，完成残留岩浆的多次提取，从而不断发生岩浆的结晶分异作用。就具体的岩体而言，分异程度最高的岩相就是稀有金属成矿的最重要母岩(图10b)。但若深部镁铁质岩浆补热过多，岩浆房中的堆晶体也将发生部分熔融，即形成活化的晶粥体。此时，上侵的岩浆将由于“返青”而使其成矿能力降低。因此，壳幔相互作用过强的地区或岩体，稀有金属成矿能力将降低。我们只能祈求地幔补热“恰到好处”，使分异的熔体刚好能够上侵脱离母岩浆即可。(4)正如前面已经述及的那样，伟晶岩壳是保证岩浆房岩浆能够发生高度结晶分异的重要隔档屏蔽条件(图10b)。

图10 南岭燕山早期花岗岩成因模式图Fig.10 Schematic map showing petrogenesis of the Early Yanshanian granites in Nanling Range

为验证上述模型，除进一步寻找热补给的证据外，我们愿意提供南岭花岗岩中钾长石斑晶作为进一步研究的设想。在一些晚期补体花岗岩中，经常报道存在粗斑细粒花岗岩(如栗木)。花岗岩的细粒结构无疑表明它的浅部就位及快速结晶。而这种快速结晶并没有形成自形的钾长石斑晶，取而代之的是发育明显溶蚀现象的钾长石大斑晶，反映其早期深部结晶和后期被加热改造，然后被携带至目前地壳水平的岩石学过程。同样情况的是在部分大型岩体中(如骑田岭)，主体似斑状花岗岩中的钾长石斑晶也不是完整的自形晶，反而却是近圆形的卵形晶，且常聚集分布。我们推测，这种卵型钾长石斑晶是岩浆房早期堆晶作用的产物，它们在被加热时发生过溶蚀作用。或者说，卵形钾长石斑晶是岩浆房堆晶岩加热活化后的残留。

另一个值得工作的对象是学术界较为关注的A-型花岗岩。湘粤交界的九嶷山分布有含角闪石的沙子岭岩体、含黑云母的金鸡岭岩体以及二云母的螃蟹木岩体。但在该岩带东部出现特征的含铁橄榄石的西山碎斑熔岩，即西山A-型花岗岩(付建明等, 2004a; Huangetal., 2011)。年代学测定发现，沙子岭、金鸡岭、螃蟹木和西山等岩体形成时代基本一致，大约在155Ma之间左右(付建明等, 2004b)。岩石学和地球化学研究显示，沙子岭、金鸡岭和螃蟹木可构成一连续演化的同源岩浆分异系列，该系列演化的最晚期出现了正冲锂矿相关的铁锂云母花岗岩及相关的云英岩。由于螃蟹木和大部分金鸡岭岩石样品具有较高的Rb/Sr比值，导致其初始Sr同位素的对比失去意义。我们选择87Rb/86Sr<20的样品进行统计发现，沙子岭和金鸡岭岩体的初始Sr同位素比值分别为0.7159～0.7209和0.7150～0.7201；沙子岭、金鸡岭和螃蟹木岩体的εNd(t)值分别为-7.4～-6.8、-7.5～-6.3和-7.1～-5.7(付建明等, 2005; 苏红中, 2017; 李剑锋等, 2020, 2021; Jiangetal., 2009)，表明上述岩体具有完全一致的Sr-Nd同位素组成。时代相同的西山岩体表现为贫水、还原和明显较高的结晶温度(表2)，与上述各岩体难以构成分异关系。但该岩体的(87Rb/86Sr)i和εNd(t)值分别为0.7103～0.7183和-7.5～-6.7(Jiangetal., 2009; Huangetal., 2011; Guoetal., 2016)，与前述岩体基本一致。前人曾根据高的氧同位素组成(锆石δ18O为8.0‰～9.8‰)，提出西山花岗岩为沉积岩来源成因(Huangetal., 2011)。但实际上，类似的较高氧同位素组成在南岭花岗岩中并不罕见，如千里山、九龙脑、骑田岭、九峰等岩体(Guoetal., 2015; Huangetal., 2015b; Zhangetal., 2017; Chenetal., 2021b)。我们推测，西山岩体是深部岩浆房堆晶体由于受到幔源岩浆的加热活化形成的，这与长英质地壳在高温或浅部条件下部分熔融形成A-型花岗岩的成因模式完全一致(Creaseretal., 1991; Patio Douce, 1997; Kingetal., 2001)。我国东部分布有大量的I-A-型复合杂岩体，其中部分A-型花岗岩实质上为高分异成因，但其余高温性质明显的A-型花岗岩是否由岩浆房堆晶岩活化而成，非常值得关注。显然，活化而来的岩浆与由分异而成的岩浆在性质上完全不同。由于堆晶岩已经经历过熔体的抽取，由它活化而来的岩浆势必在稀有金属成矿能力上有所降低。

9 热驱动高分异花岗岩的地球动力学背景

尽管有了上述分析，我们仍需了解南岭地区侏罗纪花岗岩高分异产生的地球动力学原因。首先，高分异花岗岩的形成实际上与其时代并无成因上的联系，每个时代的花岗岩都可以产生高分异作用，其他地区也是如此。但相对而言，南岭地区侏罗纪花岗岩具有比加里东和印支期花岗岩更高的分异程度，因而也就形成了较多的稀有金属矿床。这一特征表明，南岭地区在侏罗纪时有着特殊的构造背景。过去几十年的资料积累已基本理清了华南花岗岩的总体年代学框架(孙涛, 2006)，并根据这些资料提出了诸多地球动力学演化模型。这些模型的细节有很大的不同，但都强调了南岭中生代花岗岩与陆源岩浆作用的差别。作为整个环太平洋造山带岩浆作用的一部分，南岭中生代花岗岩的形成在整体上受控于古太平洋板块的俯冲，这在理论上是成立的(周新民, 2003; Lietal., 2018b; 董树文等, 2019; Maoetal., 2021; Nietal., 2021)。在这一背景下，Zhou and Li (2000)提出的板片回转及Li and Li (2007)提出的板片断离是解释南岭花岗岩形成最有竞争力的两个模型，它能够帮助我们解释为何此地维持着岩浆的不断上侵与岩浆分异，我们对这一问题略作讨论(图10c)。

首先，南岭地区燕山早期与印支期的岩浆活动存在明显的时间间隔，两者不宜划归同一构造岩浆旋迴(Zhouetal., 2006; Liuetal., 2020)。在侏罗纪岩浆活动之初，区内的湘南地区发育有宁远的碱性玄武岩和宜章的玄武岩辉绿岩等(～175Ma)。在赣南地区，与该阶段岩浆活动对应的有车步辉长岩、塔背正长岩、黄埠正长岩、全南正长岩等(约180～190Ma)；同时东坑、白面石、菖蒲等盆地发育时代略早的菖蒲组玄武岩-流纹岩双峰式岩石组合(～190Ma)。粤北梅州地区发育的同时代岩石有霞岚辉长岩和温公花岗岩(～195Ma)。这些岩石的发育及东西向的年龄变化趋势，无疑暗示了一种伸展或者板内的构造背景，并可视为古太平洋板块俯冲的前奏(余心起等, 2009; Cenetal., 2016; Zhuetal., 2020)。第二，南岭地区燕山早期岩浆活动期间发育有西山A-型花岗岩，在广东和广西的交界地区发育有新生地壳甚至亏损地幔来源的清湖正长岩，同时代的还有佛冈岩体中的乌石辉长岩和龙源坝岩体中的大峰脑正长岩。这些岩石的存在表明，南岭侏罗纪大规模高分异花岗岩发育时应处于一种伸展背景。这种背景保证了深部地幔热的不断加入，从而维持岩浆不被快速冷却而凝固，因而有利于岩浆结晶分异作用。第三，就南岭花岗岩成岩与成矿，目前已积累了大量同位素年代学资料。这些数据确定的燕山早期岩浆活动主要发育在170～150Ma左右，即南岭侏罗纪花岗岩浆活动整体上大约经历了20Myr的时间。就单个岩体而言，小岩体经历的结晶时间目前约束得较差，但部分大岩体已经积累了较多的数据。如骑田岭岩体，朱金初等(2009)约束的该岩体三个阶段岩石的时代分别为：早期角闪黑云母二长花岗岩163～160Ma(峰值161Ma)、中期中粗粒黑云母花岗岩157～153Ma(峰值157～156Ma)、晚期细粒花岗岩150～146Ma(峰值149Ma)。Xieetal. (2013)获得的更晚期黄玉流纹岩脉的时代(147～150Ma)与第三阶段相当。最近几年积累的更多资料表明(单强等, 2014; 黄芳芳, 2018; Chenetal., 2021a)，骑田岭岩体的结晶确实持续了较长的时间(～5Myr)。但年代学资料也显示，骑田岭岩体不同岩性的时代存在很大的重叠，即岩体岩性与时代并不存在严格一一对应的关系，反映了骑田岭岩体在数百万年的时间内长期分异演化的过程。

同样情况的是成矿作用。骑田岭岩体在南部产有以芙蓉为代表的锡矿，在北侧有以新田岭为代表的钨矿。对新田岭钨矿的时代，目前通过辉钼矿Re-Os法获得的年龄集中在160Ma左右，与骑田岭岩体中似斑状花岗岩的侵入时代一致，因而曾被认为是与大岩体成矿有关的矿床(袁顺达等, 2012)。但深部细粒二云母花岗岩的发现，使人们又认为新田岭钨成矿与该岩石有关(王汝成等, 2017b; 袁顺达, 2017)。即该细粒花岗岩是似斑状花岗岩的边缘相，这一认识也得到年代学资料的支持(章荣清, 2014; Yangetal., 2022c)。对于南部的锡矿，目前大多认为与骑田岭岩体的细粒花岗岩有关，它的时代主要集中在155Ma左右。因此，骑田岭岩体似乎至少存在～160Ma的钨矿和～155Ma的锡矿的两期成矿作用，且这两次成矿作用均对应细粒花岗岩的侵位，表明骑田岭岩体长期的钨锡成矿作用。尽管章荣清(2014)根据多方面的资料对比，提出骑田岭和新田岭是时代、类型、成因和成矿均不相同的两个岩体，但这并不影响骑田岭岩体成岩成矿持续约5Myr时间的结论，这是目前南岭地区大岩体具有较长结晶时间的较为可靠的例子。总之，南岭地区侏罗纪时期的伸展背景有利于地幔热的加入，从而维持较高的岩浆结晶温度，并使其发生充分的结晶分异作用与成矿。这种伸展体制很可能是太平洋板块俯冲至南岭内陆后发生板片断离或回撤所引起，其具体细节期待更多更深入细致的研究。

在世界其他地区，与南岭类似的是欧洲华力西造山带，那里发育大量与南岭类似的高分异花岗岩，并伴有类似的钨锡铌钽和锂铍铷铯成矿作用(Gourceroletal., 2019)。特别是西班牙-葡萄牙的Iberian地块、法国的Central和Armorican地块、德国-捷克-奥地利的Bohemian地块以及英国南部的Cornubian地块，都是开展花岗岩与稀有金属成矿作用研究的理想区域。大约在340Ma左右，南方的冈瓦纳大陆与北方的劳亚古陆沿华力西造山带碰撞拼合(Kroner and Romer, 2013)，但俯冲形成的花岗岩只占很小的比例，区内绝大多数花岗岩都是在碰撞以后产生的，并表现为过铝质的特点。如德国-捷克边境Bohemian地块的Erzgebirge地区，其花岗岩的主要岩石类型是强过铝的淡色花岗岩。对这些强过铝花岗岩成因类型的判定，也存在I-、S-和A-型的争论(Breiter, 2012)。但实质上，它们都是高分异的岩石。同南岭地区类似，这些花岗岩大多也伴有稀有金属成矿作用(Försteretal., 1999; Breiteretal., 2005)。如著名的Cinovec(即Zinnwald)岩体就呈现出良好的垂向岩性分层及顶部伟晶岩壳(Breiteretal., 2017, 2019)，它是目前欧洲锂资源勘查与开发的重点地区。根据长期的研究积累，目前大多认为华力西造山带中的这些岩石的形成与碰撞加厚岩石圈的拆沉有关(Costa and Rey, 1995)，即软流圈地幔上涌为这些花岗岩的形成与结晶提供了热源。因此，这些岩石也是热驱动形成的高分异花岗岩，更是一种稀有金属花岗岩。

与南岭高分异花岗岩动力学背景有所类似的还有北美西部分布的黄玉流纹岩。根据Christiansenetal. (1983, 1986)的总结，美国西部和墨西哥发育有数十处含黄玉的流纹岩及含黄玉/绿柱石的淡色花岗岩。岩石学上，这些岩石多呈斑状结构，斑晶主要包括石英、透长石、富钠斜长石及铁云母(黄玉斑晶偶见)；基质粒度细，但以含黄玉为重要特色，各类副矿物丰富；地球化学上，这类岩石以高Li-Be-Rb-Cs-W-Sn-Nb-Ta-U-Th-U和低的Sr-Ba-Eu等为特征，稀土元素总量低，其配分型式为两端近相等的海鸥型，并显示显著Eu负异常。上述特点与产于蒙古境内的翁岗岩极为类似，而与区内与玄武岩伴生的过碱性流纹岩差别甚大。在这类岩石中，位于美国犹他州西南部的Wah Wah Mountains产有著名的红色绿柱石宝石(Shigleyetal., 2003)；犹他州中部的Spor Mountain、Topaz Range、Honeycomb Hills等地是世界上Be的最重要产地。特别是Spor Mountain，其Be产量占世界Be总产量的80%以上(李晓峰等, 2022)。根据目前的总结(Coney, 1978; Smithetal., 2014)，北美西部的科迪勒拉造山带在早期主要是Farallon板块以平板形式向东俯冲。大约50Ma以后，上述板片开始向西后撤，从而引发北美西部大面积的英安岩-流纹质岩浆活动(Bestetal., 2016)。另一个与板片后撤有关的重要地质现象是科迪勒拉变质核杂岩的发育，其时代与大面积火山岩喷发时间重叠(Dickinson, 2002)。根据较高的Ga/Al比值及其他特征，这些流纹岩曾被认为是A-型火山岩，其形成与伸展构造有关(Christiansenetal., 1986, 2007)。但实际上，这些黄玉流纹岩与区内大面积分布的钙碱性火山碎屑岩在时空上完全重叠。科罗拉多州-新墨西哥州交界的南洛基山火山岩区分布有大面积的熔结凝灰岩，但其晚期出现数个高度分异性质的黄玉流纹岩及花岗岩(Christiansenetal., 1986; Lipman, 2007; Lipman and Bachmann, 2015)。在Spor Mountain地区，其岩浆喷发产物可划分为下部火山碎屑岩和上部流纹岩两套。下部火山碎屑岩是区内铍矿化的最重要层位，上部的流纹岩可划分为温度稍高的低演化和温度稍低的高演化两部分，但总体上，它们都是高分异的(Daileyetal., 2018)，且石英中的熔体包裹体显示极高的锂含量(最高5200×10-6，平均3750×10-6，Hofstraetal., 2013)。因此，黄玉流纹岩是一种经历过高度结晶分异作用的花岗质岩石。区域上，与这些流纹岩一同分布的是含黄玉的Climax型斑岩及相关的Cu-Mo-Au-W-Sn矿床，它们可视为黄玉流纹岩在地表以下的对应物甚至堆晶相(Burtetal., 1982; Coreetal., 2006; Audétat, 2015; Merceretal., 2015)。

作为一种高分异岩石，美国西部大多数黄玉流纹岩并不具有矿化，岩石也多表现为无斑的隐晶质结构。但Spor Mountain地区铍矿化流纹岩却明显富含被溶蚀的石英、透长石、斜长石和黑云母斑晶，显示岩浆房早期结晶并被活化的岩浆过程。支持这一结论的证据来自经常见及的镁铁质包体，它显示明显的与黄玉流纹岩质岩浆的混合作用，指示了岩浆房结晶过程中基性岩浆的注入(Burtetal., 1982)。同时，区内同时代的玄武岩也经常见及。正是这些基性岩浆的不断注入及随后岩浆房的活化，才导致了美国西部渐新世-中新世大规模的火山喷发(Bachmannetal., 2002)，这一点与我国的东南沿海也有很大的相似性(Xuetal., 2021)。

上述归纳分析给出的一个重要结论是，长期热异常区的存在是高分异岩浆得以形成的重要基础，而满足这一条件的最合适地球动力学背景有两个：其一是大陆碰撞造山带，板块汇聚后加厚岩石圈的拆沉作用引发软流圈上涌；第二是大洋板块俯冲的后弧区(包括板片后撤及断离的区域)，它们都对应高的地热梯度。在这些背景下，岩浆持续分异结晶形成高硅的花岗岩以及流纹岩，进而形成与其相关的以钨锡钼铋为主的有色金属、锂铍铌钽为主的稀有金属和重稀土为主的稀土金属矿床。如果这一归纳具有普遍性的话，我国东部的大兴安岭、燕辽和东南沿海一带也应该能找到类似的矿产，因为它们在白垩纪初期经历过类似的板片回转过程(Zhangetal., 2010; Wuetal., 2019; Xuetal., 2021)，只是这两个地区剥蚀程度较低，目前仍较多地保存了地壳浅部的岩石记录。另一个区别是，中国东部南北两段古太平洋板块回转的时间不同，从而两者间产生板片的撕裂，它对应我国的长江中下游的构造-岩浆-成矿带(Wuetal., 2012)。

10 南岭花岗岩与喜马拉雅花岗岩的对比

南岭是中国花岗岩研究的样板，它的每一项进展都极大地推动了国内其他地区花岗岩研究的步伐。本文第一作者在从东北到华北、再到青藏高原花岗岩的研究中，一直将南岭花岗岩视作学习的榜样。特别是近年来认识到喜马拉雅淡色花岗岩也是一种高分异岩石后，这种感觉越发强烈。我们曾简单对比过南岭和喜马拉雅花岗岩的特征与差异(吴福元等, 2021)，内容包括岩石类型、伟晶岩、镁铁质包体、挥发分、岩体侵位机制、分异作用程度、围岩矽卡岩化及其成矿特征等方面。总体来看，喜马拉雅淡色花岗岩以富硼为主要特色，岩石类型上以二云母花岗岩为主，成矿作用上主要表现为较多的锂铍矿化，特别是出现以锂辉石伟晶岩为主的锂矿化(王汝成等, 2017a; 秦克章等, 2021; 李光明等, 2022)。在岩浆分异机制上，我们认为沿伸展断层的长距离侵位是喜马拉雅花岗岩能够发生强烈结晶分异岩浆作用及稀有金属成矿的重要原因(吴福元等, 2017, 2021; Wuetal., 2020)。但在南岭地区，除局部发育变质核杂岩或穹窿外(武功山、香花岭等)，大规模的伸展断层在区内并不广泛存在，表明南岭花岗岩高度结晶分异作用的原因与喜马拉雅显著不同。

本文前述章节的讨论可对南岭花岗岩的地质特征和成因做如下总结：(1)南岭花岗岩主要有两种岩石类型，分别为粗粒似斑状花岗岩(主体)和细粒等粒花岗岩(补体)，它们构成大小不等的岩基或岩体。在两种岩石都发育的岩体中，两种岩性之间构成明显的侵入接触关系，分别代表岩浆房中的堆晶体和残余岩浆结晶产物；(2)以细粒花岗岩为主组成的小岩体，其内部岩性也呈现较大的变化，反映岩浆多次侵入的特征。这种岩浆的反复侵入以及熔体与主岩的分凝是深部热补给的结果；(3)成矿的小岩体均可称之为稀有金属花岗岩，它主要表现为垂向上的岩性分带，从下而上依次为黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩、钠长花岗岩、云英岩和伟晶岩，是岩浆在低粘度情形下原位高程度分异结晶作用的产物；(4)伟晶岩壳在成矿小岩体中广泛发育，是岩浆最先结晶的部分，也是下伏岩浆房岩浆得以充分结晶分异的重要条件；(5)岩体的成矿类型取决于岩浆的分异程度及分凝出的流体的性质，钨锡、铌钽和铍锂的岩浆分异程度基本同步，但以锂钽的分异程度最高，锂资源类型以铁锂云母花岗岩为主。从这一归纳也可以看出，南岭高分异花岗岩与喜马拉雅淡色花岗岩在成因机制上有很大区别，南岭花岗岩的高分异作用主要与深部岩浆注入而导致的加热作用有关，而喜马拉雅淡色花岗岩及稀有金属成矿则和沿拆离断层长距离迁移而产生的岩浆流动分异有关，两者可分别归类为热驱动分异和构造驱动分异，代表了高分异花岗岩产生的两个不同的重要机制。

诚然，全面总结南岭与喜马拉雅花岗岩的特征与差异已超出本文要讨论的范畴。但作者仍愿意指出它们两者在地质学、岩石学、地球化学各项特征所表现出的岩浆分异程度上的一些差别。首先，南岭花岗岩以明显的岩体特征侵入古生代沉积地层当中，大多数岩体发育规模不等的接触变质矽卡岩，并伴有钨锡锂铍成矿作用；喜马拉雅淡色花岗岩主要以岩席形式侵入于浅变质的沉积岩系之中，岩体本身变形明显，并反映同变形岩体就位特征，围岩接触变质发育程度不等；第二，伟晶岩在南岭地区不发育，少量的伟晶岩多以囊状形式赋存在岩体上部，其中岩体顶部发育伟晶岩壳。喜马拉雅淡色地区伟晶岩相对发育，且以脉状为主，特别是广泛发育在岩体之上的变质地层之中；第三，南岭花岗岩具有较大的成分变化范围(图11a)，这也体现在南岭不仅出现准铝质的角闪石花岗岩，更出现以云母、黄玉和石英为矿物组成的云英岩和黄英岩上；而喜马拉雅淡色花岗岩主要以强过铝质为主，未出现角闪石花岗岩，但大量出现白云母、电气石及石榴石。在稀土元素组成上，南岭花岗岩总体上具有较高的稀土元素含量，甚至远高于大陆地壳的平均组成(图11b)。特别是，南岭花岗岩具有较高的重稀土元素含量，这也是南岭大量离子吸附型稀土产出的重要原因。从Sr-Nd同位素组成看，南岭与喜马拉雅淡色花岗岩均具有较大的变化范围。南岭地区出现较多反映亏损地幔源区的岩石，特别是姑婆山和骑田岭岩体中的包体及千里山岩体的辉绿岩脉体。其中87Rb/86Sr<10样品在Sr-Nd同位素协变图上，呈现出壳幔二元混合的特征(图11c)。如果排除这些包体和脉体，以及Nd同位素比值较高的花山-姑婆山和南昆山岩体样品，其余样品给出的εNd(t)平均值为-8.19±2.12(n=439)，明显高于喜马拉雅淡色花岗岩(图11c, d)。Sr同位素比值变化较大，部分样品超高的Rb/Sr比值使得无法准确获得其初始Sr同位素组成(图11e, f)。但相对说来，低Rb/Sr比值样品获得初始Sr同位素组成的准确性明显增高。在南岭地区，低Rb/Sr比值样品的初始Sr同位素组成变化幅度不大，其中87Rb/86Sr比值小于10的样品给出的初始Sr同位素比值为0.713±0.005(n=143，图11e)。相对而言，喜马拉雅淡色花岗岩与南岭花岗岩的87Rb/86Sr比值差异不是很大，但初始Sr同位素比值明显高于南岭花岗岩，且具有较大的变化范围(图11f)。实际上，喜马拉雅淡色花岗岩Sr同位素比值的不均一性不仅体现在整个岩带上，即使是单个岩体，其Sr同位素比值也具有较大的变化范围(吴福元等, 2015)，确实反映了南岭和喜马拉雅两地在岩浆源区组成上或岩浆过程上的差异。

图11 南岭与喜马拉雅淡色花岗岩地球化学特征对比Fig.11 Geochemical comparisons of the Nanling Range Early Yanshanian granites and the Himalayan leucogranites

从岩浆结晶与分异过程来看，南岭花岗岩的结晶温度明显高于喜马拉雅淡色花岗岩(图12a, b)，这也体现在南岭花岗岩具有较高的Zr元素(139×10-6，n=1813；喜马拉雅淡色花岗岩Zr平均值为63×10-6)，只有宜春的雅山岩体由于极强烈的结晶分异作用而具有较低的形成温度。温度的高低与岩浆粘度密切相关，而粘度反过来直接影响岩浆的分异效率。从这一物理量来看，南岭花岗岩较高的氟等挥发分含量及较高的结晶温度，无疑表明它具有发生强烈结晶分异作用的条件。

图12 南岭燕山早期花岗岩与喜马拉雅淡色花岗岩形成温度及分异程度对比稀土元素和Zr饱和温度计分别按Montel (1993)和Watson and Harrison (1983)方法计算Fig.12 Comparisons of the Nanling Range Early Yanshanian granites and the Himalayan leucogranites in terms of crystallization temperature and fractionation degree of magma

根据岩石类型的差别，我们曾提及南岭花岗岩的分异程度可能要低于喜马拉雅淡色花岗岩(吴福元等, 2021)，但地球化学资料未能证明这一点。新的资料显示，南岭燕山早期花岗岩与喜马拉雅淡色花岗岩具有基本一致的MgO含量以及轻重稀土分馏程度(图12c, d)。甚至在相同的MgO含量条件下，南岭花岗岩具有更高的轻重稀土分馏(即 (La/Yb)N比值更低)，这在南岭花岗岩的平均稀土元素曲线上也有体现(图11b)。但是，南岭花岗岩和喜马拉雅淡色花岗岩在Rb/Sr比值和Eu异常这两项反映岩浆分异程度的指标上，存在显著差别。特别是，南岭花岗岩具有非常显著的Eu负异常(图12e, f)。更详细的数据对比发现，南岭花岗岩Rb和Sr的平均值分别为641×10-6(n=1813)和84×10-6(n=1796)，而喜马拉雅淡色花岗岩的上述平均值分别为294×10-6和137×10-6(Wuetal., 2020)。因此，从Rb/Sr比值和Eu异常的角度来说，南岭花岗岩具有更高的结晶分异程度。

由于采样的偏在性，上述南岭与喜马拉雅花岗岩的对比是非常初步的。但这种对比，对理解花岗岩的分异与演化机制具有重要学术价值。从目前的情况来看，岩浆温度的差异最为明显。温度一方面与构造背景相关，而更重要的是影响岩浆的结晶分异过程。在南岭地区，深部热的不断补给使得花岗岩浆不断被抽取、分异、及在地壳浅部就位，岩浆自身的分异演化是南岭稀有金属成矿的最主要原因。但在喜马拉雅地区，岩浆在沿地壳深部拆离断层不断向上运移的过程中发生结晶分异，岩浆在运移过程中还可不断同化混染变质的地壳围岩，并使得围岩中的云母类矿物发生脱水熔融，然后在继续运移的过程中通过流动分异使得未熔化的固体残留发生分离，这可能是该区稀有金属成矿的可能原因。无论如何，南岭与喜马拉雅在岩浆演化机制和成矿作用上存在巨大差别，而温度是破解这一机制的重要方面。此外，南岭和喜马拉雅花岗岩在挥发分组成上存在明显差别，南岭富氟和喜马拉雅富硼都对岩浆分异和稀有金属成矿产生何种不同的影响，是我们了解还十分有限的重要问题。

11 南岭花岗岩研究展望

南岭在我国花岗岩研究中占据极为重要的地位，它的每一项进展都会对全国花岗岩的研究起到示范和引领作用(王德滋, 2004)。未来如何将南岭花岗岩推向一个新的高度，是我们每个花岗岩工作者都在考虑的问题。本文作者认为，南岭花岗岩未来的研究至少要在如下方面给予特别的关注。第一是加强基础地质研究。1980年左右，《华南花岗岩类地球化学》(中国科学院地球化学研究所, 1979)、《南岭花岗岩地质学》(莫柱荪等, 1980)和《华南不同时代花岗岩类及其成矿关系》(南京大学地质学系, 1981)三本专著相继发表，并一同获得1982年国家自然科学奖二等奖(获奖成果名称：华南花岗岩的地质、地球化学及成矿规律的研究)。其更全面的概括成果《南岭花岗岩地质及其成因和成矿作用》(地矿部南岭项目花岗岩专题组, 1989)和《南岭地区与中生代花岗岩类有关的有色及稀有金属矿床地质》(陈毓川等, 1989)，也于80年代末期出版。在野外实地地质调查基础上，我国地质工作者在这一期间先后提出了复式岩体岩浆演化的主体与补体、花岗岩高演化或高分异、花岗岩浆液态熔离、离子吸附型稀土矿等概念(杨岳清等, 1981)，并提出了钨矿分带的“五层楼”及后来“五层楼+地下室”的找矿模型等(许建祥等, 2008)，这些都是富于创新思想的科学原创，从而使南岭花岗岩的成岩成矿研究在国内外享有较高的学术声望。进入80年代以后，强调源区特征的花岗岩成因类型划分以及花岗岩与构造背景关系的研究成为当时国际花岗岩研究的重点，地球化学方法获得了广泛的应用，发表的科学文献数量急剧增加，并一直持续到现在。近20余年来，花岗岩形成的热源问题及花岗岩与火山岩的关系问题成为花岗岩研究新的学术前沿(周新民, 2007)，这一变化也使华南花岗岩研究从南岭内陆扩展到整个中国东南部，并使东南沿海的火山-侵入杂岩成为新的研究热点(王德滋和周新民, 2002; Xuetal., 2021)。未来要进一步通过大比例尺地质填图，加强岩体与围岩、岩脉与围岩、包体与寄主岩石、岩体内部不同岩性之间接触关系的研究；加强岩体内部岩石结构和构造的研究；加强基础性矿物学工作。在多学科融合基础上，从更宏观和更实体的角度理解南岭花岗岩的形成过程。

第二，大力开展岩浆物理方面的研究。在岩石学界，讨论南岭花岗岩的岩浆结晶分异作用司空见惯。但看来正常的事并非一定正确，因为高硅花岗岩是否能够发生这种作用，在学术界是有争议的。主要分歧在于，花岗岩较高的硅含量导致其高的粘度，而这种粘度将抑制结晶作用的发生(Glazner, 2014)。就这一问题，我们曾撰文对其进行过仔细的讨论(吴福元等, 2017)。我们的观点是，花岗质岩浆的结晶分异作用既有野外地质的证据，也有岩石结构的记录，更有微观矿物学和地球化学资料的支持。所谓的岩浆结晶分异作用就是固液分离的过程，晶体重力沉淀只是岩浆分异的一种机制，在花岗岩浆中不占主导地位，取而代之的是由于流动而引起的分异。如果花岗质岩浆由于高的粘度而不能流动，那自然界势必也将不会产生长英质岩浆的喷发。但尽管如此，南岭花岗岩粘度或者说物理性质方面的研究确实还未能打消我们这方面的疑虑。与物理性质有关的岩体侵位机制的研究无疑会提供这方面的重要信息，但有限的露头限制了这项工作的广泛开展(冯佐海等, 2011; Liuetal., 2018)。未来应大力加强这方面的工作，其工作的尺度并不一定是整个岩体，也可以围绕岩体的局部、甚至一个露头开展工作。另一方面是要加强岩浆形成和演化的物理化学条件方面的研究。由于高度的结晶分异作用，目前对源区岩浆形成温度和压力条件的确定难度较大，但限定岩浆结晶的温度、压力、氧逸度等条件相对可行。未来应该选择若干规模适中的岩体，充分获得不同岩相结晶的物理化学条件，以更好地理解岩体的结晶过程。需要指出的是，南岭花岗岩的主体岩石经常含角闪石，其压力的确定相对较易进行(Zhaoetal., 2005; 杨策等, 2006)，但晚期补体岩石缺乏能约束压力的矿物或其组合。Yangetal. (2022a)研发的基于全岩化学成分的方法可提供一定的参考，但通过熔流体包裹体或者接触变质作用的研究也许可提供更好的制约。再有就是要开展实验模拟工作，特别是通过数值模拟手段再现岩浆的演化过程、通过高温高压实验获得岩浆物理性质方面的资料等。花岗岩浆的粘度确实高于玄武岩浆，但结晶过程中挥发分的不断聚集并没有使花岗岩浆的粘度增高。在南岭地区，岩浆结晶过程中H2O、F、Li、P、B等挥发分含量的增加不仅使岩石熔点显著降低，也使岩浆的粘度大幅降低。但这些都是定性的描述，我们需要定量的数据来描述和理解岩浆的结晶与成矿过程。

第三，开展花岗岩成岩与成矿的高精度年代学研究。近20年来，由于技术的进步，南岭地区花岗岩的年代学研究突飞猛进，几乎每个岩体都有年代学工作。有些岩体，其年代学研究已相当深入，甚至有数十个年代学数据发表。但也无需忌讳的是，很多岩体的年代学资料分歧甚大，难以对其成岩与成矿过程进行深入讨论。以著名的姑婆山岩体为例，该岩体面积近700km2，是南岭燕山期大型花岗岩基的典型代表。它主要由粗粒似斑状角闪石黑云母花岗岩组成(姑婆山主体)，其东部由于幔源岩浆的贯入，形成富含大量闪长质包体的里松岩体，但主体岩性仍表现为似斑状的结构特点。晚期岩石主要为散布侵入在岩体内部的细粒黑云母-二云母花岗岩，以新路一带出露最为典型，该花岗岩的侵位导致了系列锡矿床的形成(新路、水岩坝等)。同位素年代学测试给出的里松和姑婆山岩体的年龄分别为160～163Ma和161～163Ma，两者极为接近(朱金初等, 2006; 李献华等, 2009; 蔡永丰等, 2020; Wangetal., 2014)，但新路岩体给出的年龄却具有较大的变化范围(151～184Ma, 朱金初等, 2006; 顾晟彦等, 2006; Wangetal., 2014; Fengetal., 2019; Caoetal., 2020, 2021)。新路锡矿田矿石中白云母的Ar-Ar分析给出160±2Ma的等时线和坪年龄，但同一矿田辉钼矿却给出154.4±3.5Ma的等时线年龄和154.3±2.1Ma的加权平均年龄(Fengetal., 2019)。因此，姑婆山岩体尽管积累了20余个同位素年代学年龄，但我们仍然判断不了岩体内部主要类型岩石的形成时间以及与成矿作用的关系。如果对新路岩体目前发表的9个锆石U-Pb年龄进行仔细分析，并筛除误差大和明显不合理的数据后，余下的年龄值集中在161～165Ma，似乎与姑婆山岩体的主体岩石年龄类似，即姑婆山不同岩相的岩石均形成于160～165Ma左右，且不同类型岩石的形成年龄在目前的数据精度范围内不能区分。但这一认识与154Ma左右的辉钼矿年龄存在一定的矛盾。显然，我们需要更高精度的同位素数据来验证岩石形成的近同时性，也需要准确的成矿作用年龄来确定成岩与成矿的关系。

小岩体的情况也同样复杂。如著名的千里山岩体，尽管它的面积不足10km2，但它的外围由于产出柿竹园超大型钨锡钼铋多金属矿床及若干其他规模和类型的矿床而闻名中外。该岩体可划分为早期似斑状粗粒黑云母花岗岩、主期中细粒二云母花岗岩、晚期花岗斑岩和辉绿玢岩。由于封闭温度的限制，以前发表的Ar-Ar年代学数据难以对岩体的形成结晶过程给予充分的约束(刘义茂等, 1997)。但目前发表的上述四期岩石的锆石U-Pb年龄分别为152～159Ma(15个数据)、151～158Ma(10个数据)、140～154Ma(5个数据)和158Ma(1个数据)(Lietal., 2004a; Chenetal., 2014;Guoetal., 2015, 2021; Jiangetal., 2019; Yuetal., 2020; Liaoetal., 2021a, b; 李雪凯等, 2013)，这样的年龄跨度使我们难以判定千里山岩体的准确形成时代。导致上述情况出现的原因一方面是技术本身的限制，但也有来自不同实验室数据的可信度问题。但最主要的是，南岭花岗岩多是高度分异型的，其锆石由于具有较高的U含量导致其蜕晶化明显，因而这类锆石实际上是不适合U-Pb定年的。如湖南香花岭的癞子岭和尖峰岭岩体，常规的锆石U-Pb测定经常不能给出可信的岩石形成年龄，但独居石的情况就好得多(朱金初等, 2011; 轩一撒等, 2014; 袁玲玲等, 2022; Lietal., 2018a; Luoetal., 2022; Wuetal., 2022)。因此，对高度分异的花岗岩而言，独居石、磷钇矿等是更合适的U-Pb定年矿物(Lietal., 2013a)。

还有需要指出的是南岭以花岗闪长岩为主的岩体，它们大多与铅锌矿化较为密切，如七宝山、水口山、宝山、黄沙坪、铜山岭、大宝山等岩体。王岳军等(2001)给出的这些岩体的年龄主要集中分布在172～181Ma之间，似乎较区内广布的其他类型花岗岩略早，这是南岭早期铅锌、晚期钨锡矿化最重要的证据。但后来的年代学资料并没有证实这一点。以湖南郴州的宝山岩体为例，早期给出的锆石TIMS年龄为172.3±1.9Ma(王岳军等, 2001)，后来SHRIMP和激光ICP-MS方法共给出16件样品锆石U-Pb年龄。这些年龄可分为两组，第一组2件样品年龄分别为180.5±2Ma和180.3±0.8Ma(全铁军等, 2012; Zhuetal., 2022)，似乎暗示在180Ma左右存在一次岩浆活动；第二组14件样品年龄分布于155.2～165.3Ma之间(伍光英等, 2005; 路远发等, 2006; 全铁军等, 2012; 谢银财等, 2013; 弥佳茹等, 2018; Lietal., 2019; Zhuetal., 2022)，平均年龄为160.1±1.0Ma，与邻近的骑田岭岩体时代接近。区内含矿矽卡岩中辉钼矿获得的Re-Os等时线和加权平均年龄分别为160±2Ma和158±1Ma(路远发等, 2006)，矽卡岩中榍石和石榴石给出的U-Pb年龄分别为162.0±0.8Ma和162.6±2.9Ma(Lietal., 2019)，似乎暗示成矿应该发生在160Ma左右，与岩体岩石第二组锆石年龄一致。因此，尽管我们对面积不足1km2的宝山岩体进行了大量的年代测定，但我们仍未能解决该岩体的时代。如果我们接受160Ma为岩体的形成时代，但155.2～165.3Ma的年龄范围使我们难以明确成岩成矿的具体过程，以及它与邻近的骑田岭岩体的关系。

同样情况的是关于成矿作用时代的限定。传统上，我们主要通过成矿岩体、成矿流体及围岩蚀变来对成矿时代进行约束。除辉钼矿外，最近几年发展起来的锡石、黑钨矿、白钨矿、铌钽铁矿的U-Pb定年为直接测定稀有金属成矿时代提供了可能(Yuanetal., 2008, 2011; Cheetal., 2015, 2019; Dengetal., 2019; Lietal., 2020; Yangetal., 2020; Tangetal., 2022)。根据作者的统计，目前发表的南岭地区上述金属矿物的原位U-Pb年龄已经超过100个。仅就燕山早期钨锡矿而言，目前发表的锡石年龄就涉及邓阜仙(湘东、鸡冠石)、锡田(垄上、荷树下、桐木山)、千里山(红旗岭)、荷花坪、芙蓉(白蜡水、屋场坪、金子坪、麻子坪)、香花岭、瑶岗仙、石人嶂、岿美山、漂塘、茅坪、柯树岭、长坑、金竹坪、碧坑、八仙脑等矿床。但是，目前对这些金属矿物U-Pb同位素体系的研究还不很成熟，离准确同位素年龄数据的获得尚有一段距离。如目前已发表9件骑田岭芙蓉锡矿的激光U-Pb同位素数据，获得的年龄变化在153.6±1.4Ma和160.1±1.7Ma之间(平均值157.3±1.7Ma, Yuanetal., 2011; Chenetal., 2022; 王志强等, 2014)，无法确认其究竟与骑田岭岩体的主体还是补体岩浆活动有关，抑或其成矿作用持续了数百万年的时间。导致这一分歧出现的原因一方面与高普通铅样品的激光测试和校正技术有关(Neymarketal., 2018)，也与是否有合适的标准物质关系密切。目前国内使用的锡石标准来自骑田岭芙蓉锡矿，TIMS方法确定的U-Pb年龄标准值为158.2±0.4Ma(样品AY04，Yuanetal., 2011)。但同一样品澳大利亚国立大学给出的U-Pb年龄标准值却为151.9±2.2Ma(Carretal., 2020)，两者相差6Myr。最近我们在德国GFZ中心获得的TIMS年龄数据为154.3±0.7Ma(Yangetal., 2022b)，与最近获得的骑田岭晚期细粒花岗岩时代基本一致(单强等, 2014; Chenetal., 2021a)。即使如此，我们仍无法判定究竟是测定方法或技术存在问题，还是标样本身存在年龄上的不均一性。显然，高精度年代学研究在未来的南岭花岗岩成岩与成矿研究中极为重要。我们需要在细致深入的野外与室内岩矿等方面工作的基础上，寻找合适的定年矿物，研发有针对性的测年技术和标准物质，特别是需要大力开展高精度的TIMS测定技术，这也是困扰我国其他领域年代学工作的重大课题。

第四，开展南岭花岗岩与世界经典地区的对比研究。1982年10月，南京大学主持召开了“花岗岩地质和成矿关系”国际学术讨论会。这是改革开放以后，我国高校系统举办的第一个国际学术交流会议。紧接着，中国科学院地球化学研究所于1987年12月在广州召开了“花岗岩成岩成矿作用”学术讨论会。在这两次会议上，华南花岗岩研究成果均受到国际学术界广泛关注，为中国的地质科学研究赢得了国际声誉。不少国外学者来到南岭、来到华南，与国内学者一起开展各种形式的合作研究。但进入21世纪，这种国际合作和科研成果明显减少。2019年在南京召开了第九次Hutton花岗岩会议，但参加会议野外考察的国外科学家并不多。随着中国经济的发展，我们更应鼓励我国科学家走出国门，到世界上经典的花岗岩区开展实地研究，在更高的层次上理解南岭花岗岩在世界花岗岩研究中的意义，并为国际花岗岩研究做出新的贡献。

12 结语

南岭花岗岩是我国地质科学研究的一颗璀璨明珠。它的研究不仅极大地促进了我们对华南地质演化的理解，也在很大程度上保障了我国稀有金属资源的供给。进入21世纪，特别是近年来，关键金属矿产资源成为世界各国争相研究的重要对象，与这些金属矿产资源关系最为密切的高分异花岗岩无疑将成为岩石学甚至地质学研究的重大学术前沿和国家需求。作为世界上最重要的稀有金属资源基地，南岭以高分异花岗岩的大量发育为重要特色。因此，加强南岭花岗岩的研究，对提升我国花岗岩研究的水平及国际影响力、保障国家资源安全和经济可持续发展都极具重大价值。未来我们需要站在巨人的肩膀上，特别是对前人认识到的现象、归纳出的新提法和积累的大量数据进行集成，在引入新的研究思路和手段基础上实现更高水平的科技自立自强。近期，我们可从锂资源的国家重大需求出发，围绕铁锂云母花岗岩的分布及成因开展南岭高分异花岗岩的新一轮研究。从这一点来看，南岭乃至华南花岗岩研究的又一个辉煌时刻必将来临。

谨以此文恭祝周新华研究员八十华诞暨从事地质工作六十周年！

致谢感谢中国地质调查局宜昌中心付建明研究员、中国地质调查局南京中心邢光福研究员、中国地质科学院矿产资源研究所刘善宝教授级高级工程师、江西省地质调查勘查院曾晓建高级工程师、曾庆友高级工程师、广西地质调查院王新宇高级工程师以及湖南矿产资源调查所许以明研究员级高级工程师，以及章源钨业、耀升钨业和宜丰瓷石矿、宜春钽铌矿、淘锡坑钨矿、茅坪钨矿、西华山钨矿、荡坪钨矿、大吉山钨矿、新路锡矿、宝山铅锌矿、芙蓉锡矿、新田岭钨矿、界牌岭锡萤石矿、香花岭锡矿、香花铺锡矿、柿竹园多金属矿等众多矿业公司和矿山对作者野外考察提供的指导与帮助，使我们有机会全盘了解南岭花岗岩与成矿的全貌。野外考察及论文写作过程中曾同叶大年、李献华、华仁民、王汝成、王孝磊、许建祥、陈振宇、马星华、王成辉、于淼、范飞鹏等专家进行过多次深入的交流。由于涉及的研究资料和文献实在太多，作者难以一一注明，敬请原作者和读者见谅。文章初稿承蒙谢磊及另一名匿名审稿人审阅，并提出宝贵修改意见，作者深表感谢。