稀有金属成矿意义

2023-10-30成永生毛春旺张泽文徐卓彬万方来黄建中陈剑锋曹创华文春华周瑶王丹平

中南大学学报（自然科学版） 2023年9期

成永生，毛春旺，张泽文，徐卓彬，万方来,4，黄建中，陈剑锋，曹创华，文春华，周瑶，王丹平

(1.中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，湖南长沙，410083；2.有色资源与地质灾害探查湖南省重点实验室，湖南长沙，410083；3.中南大学地球科学与信息物理学院，湖南长沙，410083；4.辽宁省第六地质大队有限责任公司，辽宁大连，116200；5.湖南省地质院，湖南长沙，410014；6.湖南省地质调查所，湖南长沙，410116)

湘南地区位于南岭成矿带中段，是我国十分重要的多金属矿集区。该区产有诸如香花岭、柿竹园、黄沙坪、骑田岭、芙蓉、瑶岗仙等大型—超大型矿床，其中，柿竹园钨多金属矿铋储量居世界首位，钨储量位居世界第二，锡储量居国内第三；芙蓉超大型锡多金属矿田的锡探明储量达70万t；香花岭、黄沙坪、瑶岗仙等矿床均属大型规模矿床[1]。据不完全统计，全区拥有近1 000 个有色金属和稀有金属矿点[2]，是开展稀有金属研究的天然基地。学术界普遍认为，湘南地区巨量产出的矿产与岩浆岩体关系密切，因此，岩浆作用被认为是该区一大批中大型乃至超大型有色金属矿床(譬如千里山岩体中形成的柿竹园钨多金属矿、黄沙坪岩群中形成的黄沙坪铅锌矿、瑶岗仙岩体中的瑶岗仙黑钨矿、香花岭岩群中的泡金山锡多金属矿等)形成的关键。已有研究表明，岩浆活动在这些矿床成矿元素的富集乃至超常富集中发挥了重要作用，提供了大量的成矿元素和矿化剂，是有色金属元素富集成矿的重要物质基础和动力来源。原垭斌等[3]认为黄沙坪矿床经历的复杂岩浆活动可能是Cu-Pb-Zn-W-Mo-Fe 多金属复合型矿床形成的重要条件。章荣清等[4]认为富硼的王仙岭岩体与钨成矿作用密切相关，而富氟的荷花坪岩体以及花岗斑岩脉与锡矿化有关。余雪戈[5]指出癞子岭花岗岩体是香花岭矽卡岩型锡矿的成矿母岩，一方面，其原始含矿性岩体为锡成矿提供物源，另一方面，高分异、富含高挥发组分的岩浆—热液体系有利于矿物质的迁移、富集和成矿。冯佳伟[6]发现骑田岭地区岩浆的酸性演化趋势使得同期晚阶段所形成的细粒花岗岩富集大量锡、钨等重要成矿元素，特别是晚期细粒花岗岩的稀土元素和铅同位素组成表明锡矿化的成矿物质来源与骑田岭花岗岩之间存在亲缘关系。

近年来，稀有金属元素的富集机制、控制因素等成为研究者的研究热点。稀有金属成矿与岩浆作用同样具有十分重要的关联性。廖煜钟[7]发现从内带经中带近端、中带远端至外带，千里山各个分带稀有金属的渐变特征与成矿岩浆热液密切相关；林晓青[8]认为稀有稀土金属元素的富集矿化主要发生于岩浆阶段，铌钽氧化物、氟铈矿等较早结晶，锡石、黑钨矿等大量稀有稀土矿物相继结晶，而铍矿物是热液蚀变中、晚期的主要产物；蒋宗和[9]通过对长城岭原生白云母进行研究，发现风吹罗带岩体稀有金属矿化与岩浆分异演化作用密切相关，次生白云母指示了岩体受岩浆晚期含矿热液交代部位也是铷等稀有金属矿化的重要部位。尽管如此，目前，人们对岩浆岩活动及其演化过程对稀有金属元素富集成矿的制约机制并不十分清楚，岩浆作用对稀有金属富集成矿的潜在贡献及其成矿与找矿指示均有待进一步深入研究。

产于湘南香花岭矿田的尖峰岭矿床是湘南地区已发现的唯一一处大型花岗岩型Li-Nb-Ta 稀有金属矿床，其成矿作用复杂，矿化类型多样，且与尖峰岭花岗岩体联系紧密，是湘南矿集区花岗岩型锂铌钽稀有金属矿床的典范。近年来，人们对该矿床进行了研究。文春华等[10]认为尖峰岭钠长石花岗岩和云英岩的稀有金属富集成矿受到岩浆不混溶作用、水岩反应、风化淋滤作用的共同控制。赵旭等[11]指出尖峰岭岩体中的钨铌铁矿与早期岩浆结晶和岩浆中含W-F-CO2的热液流体交代密切相关。管康兰等[12]发现尖峰岭母岩岩浆富含Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be稀有金属元素，在岩浆分异演化过程中，随着w(F)升高(其中，w为质量分数)，Rb等稀有金属元素逐步富集成矿。本文以尖峰岭稀有金属花岗岩为研究对象，利用矿物学、岩石学、地球化学等，研究尖峰岭花岗岩的成因与演化、成岩动力学背景及其对稀有金属成矿的指示，旨在揭示湘南地区中生代岩浆作用与稀有金属成矿之间的潜在关联，为建立和发展我国湘南地区花岗岩型稀有金属矿床的成矿模式乃至成矿理论提供依据。

1 区域地质

湘南多金属矿集区位于湖南省东南部，在大地构造上处于扬子古陆块和华夏古陆块的接触带，在区域构造上处于赣桂构造区与浙粤构造区的交界之处。从构造发育阶段看，湘南地区主要经历了加里东地槽期、海西—印支地台期和燕山地台活化期。其中，燕山地台活化期是湘南大规模成矿时期，该时期构造活动和岩浆活动频发，伴随前期成矿物质的不断演化、运移、分异、富集，最终为发生多种类、大规模的成矿作用奠定了坚实基础[13]。

湘南地区的地层涵盖的时代十分广泛，基本只缺失志留系，泥盆系至中三叠统属于夹杂着陆源碎屑岩的浅海相碳酸盐岩，其后至中侏罗统大多是含煤盆地建造，而白垩系到古近系则为陆相裂陷盆地沉积[14]。该区地层中的铅、锌、钨等金属元素丰度较高，远大于地壳中相位金属元素质量分数平均值[15]。

湘南地区岩浆活动期次多，岩石类型多，空间接触关系复杂，依据其形成时代总体上可以分为3期，即加里东期、印支期和燕山期(图1[2])，其中又以燕山期岩浆岩为主要成矿母岩。根据董树文等[16]划分的方案，燕山期可进一步划分为早、中、晚3个阶段。燕山早期主要岩浆活动与铅锌铜成矿例如宝山铜矿、水口山铜矿等[17-18]相关性较强。在燕山中期的起始阶段，玄武质岩浆大规模上侵，并造成广泛的地壳熔融，形成了以柿竹园千里山岩体为代表的花岗岩，诸如W、Sn 等有色和稀有金属富集成矿[7]。燕山晚期拉张型构造运动大规模发生，岩浆活动十分强烈，金属成矿作用达到高峰。由于前期岩浆活动形成的有利条件，深部岩浆侵入叠加使得地壳重熔，许多金属矿物发生活化，并沿构造通道运移，于有利的赋存条件聚集保存，最终形成了规模不一的金属矿产[19]。

图1 湘南地区区域地质简图(据文献[2]修改)Fig.1 Regional geological sketch of Southern Hunan(revised by Ref.[2])

2 矿区地质

2.1 矿区地层

尖峰岭地区出露的地层主要包括寒武系、泥盆系和石炭系(图2[10])。寒武系地层分布于矿区北西部，主要为浅变质砂岩、板岩、千枚岩。泥盆系是区内主要地层，围绕主岩体分布，包括泥盆系中统跳马涧组、棋梓桥组和泥盆系上统佘田桥组、锡矿山组，岩石类型为陆相及滨海相碎屑岩、浅海相碳酸盐岩。石炭系地层位于矿区东南角，岩石类型主要为灰岩。

图2 尖峰岭地区地质简图(据文献[10]修改)Fig.2 Geological sketch of Jianfengling area(revised by Ref.[10])

2.2 矿区构造

香花岭矿区大地构造上处于华夏板块与扬子板块对接的钦杭结合带中段，区域构造上位于南岭EW 向构造带和耒阳—临武SN 向构造带的交汇部位，区内总体上以南北向的通天庙穹隆为主，两侧发育SN向压性断层和NNE向复杂褶皱。尖峰岭矿床构造展布相对简单，主要控矿构造为南风脚断层，该断层往北东向延伸，往南东向倾斜，为滑动正断层，从深坑里延伸至炮金山，岩浆岩沿断层侵位，在其周边发育一系列矿床。

2.3 矿区岩浆岩

尖峰岭岩浆岩体出露面积约4.4 km2，在平面上整体呈三角形展布，岩体岩性于垂直方向呈现出明显的规律性。人们针对尖峰岭岩体分别提出了不同的分带方案[10-11,20-22]，但总体上均符合钾化—钠化—云英岩化的演化规律。DU等[23]提出香花岭430 矿床(尖峰岭)的岩石为从早期到晚期，其SiO2、CaO、FeO、MgO、P2O5、(K2O+Na2O)质量分数降低，而Al2O3、Li2O、Rb2O、Cs2O、F、H2O等质量分数明显增高，花岗岩体呈现酸性降低而碱性增强的变化趋势。据岩体分带方案[20]，王婵等[21]按照自下而上的顺序将岩体划分为钾化黑云母花岗岩、钠化钾化花岗岩、强钠化钾化花岗岩、强钠化弱云英岩化钾化花岗岩、云英岩化钠化钾化花岗岩、强云英岩化钠化钾化花岗岩以及顶盖云英岩，同时指出岩体w(SiO2)从底部至顶部总体呈上升趋势，但在强钠化钾化花岗岩到钠化钾化花岗岩存在局部下降，顶部w(Al2O3)总体比底部的高，K2O和Na2O 质量分数呈稳定下降趋势。文春华等[10]按照钾化—钠化—云英岩化的演化顺序对岩体进行了分带(图2)，但测试结果仅显示SiO2和Al2O3质量分数较高，K2O 和Na2O 碱质质量分数变化较大，却并未显示出明显的规律性。

尖峰岭稀有金属矿床主要位于岩体顶部，主要矿石矿物为细晶石、钽铌铁矿，呈浸染状分布。矿石中除含铌、钽外，还有锂、铷、铯等。

3 采样与分析方法

3.1 样品采集及其岩石学特征

为研究尖峰岭花岗岩体的地球化学特征，从尖峰岭岩体的不同位置采集花岗岩样品共8件，经岩矿鉴定(图3)，依据钾长石和钠长石含量将样品分为2 组，分别为正长花岗岩和二长花岗岩。其中，正长石花岗岩样品4件，呈肉红色，为中粒半自形粒状结构；长石以钾长石为主，镜下钾长石呈不规则他形，占比30%～60%不等。表面高岭土化普遍较严重，部分样品可见云英岩化和铁质浸染现象，几乎不见钠长石。二长花岗岩样品4 件，野外呈白色或肉红色，为中细粒斑状结构，长石包括钾长石和钠长石。镜下钾长石呈不规则他形—半自形粒状，表面常见高岭土化，钾长石占15%～20%。钠长石呈半自形板状—自形板状，粒径为0.4～1.0 mm，聚片双晶发育，占比30%左右。

图3 尖峰岭花岗岩手标本照片及薄片显微照片Fig.3 Photographs and section micrographs of Jianfengling granites hand specimen

3.2 分析与测试方法

全岩地球化学组成分析在广州澳实矿物实验室完成。主量元素质量分数采用X 射线荧光光谱分析(P61-XRF26s)，电子耦合等离子体发射光谱仪和X 射线荧光光谱仪分别为美国Agilent 5110 和荷兰PANalyticalPW2424，主要元素质量分数的相对误差小于10%。微量元素质量分数采用电感耦合等离子体发射光谱与质谱(M61-MS81)测定；电子耦合等离子体发射光谱仪和电感耦合等离子体质谱仪分别为美国Agilent 5110和Agilent 7900，微量元素的质量分数相对误差小于5%。

4 分析结果

4.1 主量元素特征

尖峰岭岩体岩石样品的主量元素分析结果如表1所示。从表1可见该区花岗岩主量元素组成特征如下：

表1 尖峰岭花岗岩主量元素分析结果(质量分数)Table 1 Analysis results of major components in Jianfengling granite

1)正长花岗岩w(SiO2)为75.31%～77.36%，平均为76.20%，高于全国正长花岗岩w(SiO2)平均值(72.17%)[24]。w(K2O)较高，为2.89%～4.66%，w(Na2O)极低，仅为0.03%～0.05%。二长花岗岩w(SiO2)为72.98%～76.37%，均值为74.69%，同样高于全国二长花岗岩的平均值(67.13%)。碱质量分数(w(K2O)+w(Na2O))为7.48%～8.02%，均值为7.70%，高于全国碱质量分数平均值(6.55%)。正长花岗岩和二长花岗岩在花岗岩类TAS 投图中全部落入典型花岗岩区域(图4)，在岩石系列投图中基本集中于高钾钙碱性岩石系列区域，少量样品落于钙碱性岩石系列区域(图5)。

图4 尖峰岭花岗岩类TAS分类图Fig.4 TAS classification of Jianfengling granites

图5 尖峰岭花岗岩w(K2O)-w(SiO2)图解Fig.5 w(K2O)-w(SiO2)diagrams of Jianfengling granite

2)正长花岗岩和二长花岗岩w(Al2O3)为12.77%～14.46%，铝饱和指数(w(Al2O3)/[w(CaO)+w(NaO)+w(K2O)])在1.11 以上，均为过铝质岩石。w(Fe2O3)(平均1.59%)、w(MnO)(平均0.15%)均高于全国平均值，w(CaO)(平均0.48%)、w(MgO)(平均0.19%)均低于全国平均值。TiO2、P2O5质量分数均小于0.02%，远低于全国平均质量分数。w(F)在0.5%～1.5%之间，平均值为1.09%，明显高于全国平均值(0.45%)。

正长花岗岩和二长花岗岩在主量元素哈克图解中呈现出不完全相同的演化特性。本研究结果显示，整体上，正长花岗岩和二长花岗岩的Fe2O3和MgO 质量分数则呈现出较明显的差距，正长花岗岩明显含有更多的Fe2O3和MgO(图6)。

图6 尖峰岭花岗岩主量元素哈克图解Fig.6 Harker diagrams of major elements of Jianfengling granite

4.2 微量和稀土元素特征

尖峰岭花岗岩微量元素测试结果如表2所示。在岩性分类的基础上，依据采样位置，将8件花岗岩样品进一步分为4组，其中，JFL-1和JFL-4为东侧正长花岗岩，JFL-22 和JFL-25 为西侧正长花岗岩，JFL-2 和JFL-3 为东侧二长花岗岩、JFL-21 和JFL-24为西侧二长花岗岩。

表2 尖峰岭花岗岩微量元素组成(质量分数)Table 2 Trace element composition of Jianfengling granite

东侧花岗岩和西侧花岗岩的微量元素原始地幔蛛网图见图7。从图7 可以看出，两类花岗岩的微量元素总体分配形式相近，均表现为大部分大离子亲石元素和高场强元素富集，但同为高场强元素的Sr、P、Ti 平均质量分数分别为9.75×10-6、65×10-6、114.3×10-6，均呈现出明显的负异常；Nb质量分数为(67.3～85.1)×10-6，均值为76.9×10-6；Ta 质量分数为(24.0～57.6)×10-6，均值为39.0×10-6；Li 质量分数为(510～2 340)×10-6，均值为1 192.5×10-6；Rb 质量分数为(1 220～2 120)×10-6，均值为1 683.8×10-6，均远高于地壳平均值，但均未达到工业品位。西侧花岗岩与东侧花岗岩相比，其微量元素总质量分数更高，Th、U、La、Ce、Nd、Sm、Y、Yb、Lu质量分数在蛛网图中均呈现出明显的向上偏移。

图7 尖峰岭花岗岩微量元素原始地幔蛛网图Fig.7 Primitive mantle spider diagram of trace elements in Jianfengling granite

东侧花岗岩和西侧花岗岩的稀土元素配分曲线见图8。从图8 可见，东侧花岗岩和西侧花岗岩的稀土元素配分曲线形态整体相似，呈现出略微右倾的“海鸥”型，即轻稀土元素略微富集，Eu负异常十分强烈，同时，稀土元素分布还呈现出“四分组效应”；东西两侧花岗岩稀土元素总质量分数量差异明显，东侧花岗岩稀土元素总质量分数为(55.20～92.49)×10-6，平均为78.8×10-6；西侧花岗岩稀土元素总质量分数为(286.98～369.99)×10-6，平均为315.16×10-6。

图8 尖峰岭花岗岩稀土元素配分曲线Fig.8 Distribution curves of REE in Jianfengling granite

5 讨论

5.1 岩浆成因及其演化

通过分析岩体的主量元素地球化学组成发现，尖峰岭花岗岩具有高硅、过铝质的特点，属于钙碱性—高钾钙碱性岩石系列，这与邓渲桐等[24-25]对于湘南地区燕山期花岗岩特征的认识相符，但其w(F)较高，平均值为1.08%，而癞子岭w(F)为0.59%，骑田岭w(F)为0.09%[27]，全国w(F)平均值为0.45%[26]，这是尖峰岭岩体的独特之处。本研究采集的正长花岗岩w(Na2O)极低，仅为0.03%～0.05%，同时，其w(Fe)平均值为1.33%，w(Mg)平均值为0.18%，而二长花岗岩铁、镁质量分数平均值分别为0.92%和0.04%，这可能暗示汽水溶液带来了铁、镁并交代钠长石，产生了绿泥石化，造成Na2O 大量流失，这可从在野外正长花岗岩中存在的绿泥石矿物(图9)得到证实。

图9 尖峰岭含绿泥石正长花岗岩手标本照片Fig.9 Photos of hand specimens of Jianfengling Chlorite group bearing Syenogranite

尖峰岭正长花岗岩和二长花岗岩的微量元素原始地幔蛛网图、稀土元素配分曲线总体相近，表明这2类花岗岩同源，而它们的质量分数存在差别则暗示它们均经历了强烈的结晶分异作用，属不同演化阶段的产物。微量元素中Sr、P、Ti呈现出明显的负异常，这可能与斜长石、磷灰石和某些Ti-Fe 氧化物的控制作用有关。不同区域的花岗岩微量元素分布存在细微差别，这可能暗示其源区存在一定的差异性。在稀土元素分布总体呈“海鸥型”的前提下，其质量分数越低，轻稀土元素富集越明显，Eu 负异常越不明显，表现出与一般花岗岩不同的“逆向演化”特征[28]。另外，稀土元素表现出“四分组效应”，这可能是在熔流体相互作用过程中，稀土元素与F、Cl等挥发分形成不同络合物造成的分异作用所致[29]。尖峰岭东、西两侧花岗岩稀土元素质量分数存在差别，说明该区花岗岩除了垂向演化造成的岩性分带外，还可能因为源区或某些其他因素(如地层、构造)的影响产生了横向上的差异。尖峰岭花岗岩微量元素原始地幔蛛网图右倾程度较弱，其原因可能是晚期的富F流体更有利于HREE的富集[27]。

在岩类学上，尖峰岭花岗岩主量元素富Si、K，贫Mg、Ca，过铝质；微量元素Zr、Rb质量分数高，Sr、Ba 质量分数低；稀土元素中轻稀土富集，Eu 负异常明显，这些地球化学特征与已知的A 型花岗岩的地球化学特征十分接近[30-31]。同时，样品在10 000w(Ga)/w(Al)-w(Ce)图(图10)中全部落入A型花岗岩区域；于[w(Na2O)+w(K2O)]/w(CaO)-[w(Zr)+w(Nb)+w(Ce)+w(Y)]判别图(图10)中，除2个w(Na2O)异常的样品不适用于该图解外，其余样品同样全部落入A 型花岗岩区域，这也与A 型花岗岩的特征相符。A型花岗岩的原始定义为从碱性玄武岩浆演化而来的、适度富碱、贫水、非造山的低氧逸度花岗岩[32]。据此，尖峰岭花岗岩并不能直接归为A型花岗岩，但发展至今，A型花岗岩的概念已不断外延[33]，其提出时的成因意义逐渐被淡化。A型花岗岩由于其独特的地球化学特征及其对构造环境的良好指示性，至今仍被许多学者广泛使用。因此，本研究认为仅就其地球化学特征而言，尖峰岭花岗岩可归类为A型花岗岩，并可以此对其形成的地球动力学背景加以判断。对于整个湘南地区燕山期花岗岩而言，通过10 000w(Ga)/w(Al)-w(Ce)图解，投点基本落入A型花岗岩区域，仅有少量骑田岭岩体落入I&S型区域[14](图10)，这从侧面说明了湘南地区燕山期花岗岩具有相似的成岩构造背景。

图10 尖峰岭花岗岩判别图解Fig.10 Discrimination diagram of Jianfengling granite

不同岩性带地球化学特征的变化规律可以在一定程度上体现花岗岩的演化过程。本文结合文春华等[10]的岩体测试结果，按照黑云母花岗岩—正长花岗岩—二长花岗岩—钠长花岗岩—风化花岗岩的演化顺序，发现随着花岗质岩浆的分异演化，w(SiO2)和分异指数DI逐渐下降，Al2O3质量分数逐渐升高，碱质量分数[w(K2O)+w(Na2O)]总体呈上升趋势(图11)，这与一般花岗岩(包括湘南地区其他花岗岩)的演化方向相反，即表现出“逆向演化”特点，而该区花岗岩微量元素也同样呈现出“逆向演化”的现象。

图11 尖峰岭花岗岩主量元素演化趋势Fig.11 Evolution trend of major elements in Jianfengling granite

花岗岩具有“逆向演化”特征的原因可能是香花岭花岗岩在演化过程中始终处于高温高压环境中，而且整个体系富F、富H2O[28]。也就是说，在香花岭岩浆演化过程中，F、H2O 质量分数同步增大，H2O能够破坏硅氧键并引起熔体的退聚合作用，使得岩浆体系的酸度不断降低，而高w(F)使得F—Al 键更容易形成，F—Al 键的形成则有利于最终生成Al2O3，独特的演化环境最终导致w(SiO2)降低而w(Al2O3)升高。稀土元素的逆向演化可能是这种体系中超临界状态的水所致。超临界水具有强烈的氧化作用和溶解能力，有利于[Al(OH)6]3-生成并致使整个体系向碱性方向演化，而碱性环境有利于轻稀土元素富集，也有利于Eu 的富集，因此，岩石的Eu负异常越来越不明显[34]。

对于湘南地区燕山期岩体的成岩物质来源，邱瑞照等[35]指出香花岭地区地幔物质可能是以地幔流体的形式加入并贯穿花岗岩重熔、侵位和演化的全过程。对于湘南地区其他燕山期花岗岩，柏道远等[36]发现骑田岭复式花岗岩体中有幔源物质的加入。伍光英[37]在骑田岭、千里山、大义山等岩体中均发现了壳幔混合作用的标志实体即微粒包体；刘勇[38]于骑田岭发现了一系列壳幔混源的证据，例如暗色闪长质微细粒包体、混合不均匀形成的斑杂构造、石英与碱性长石的显微文象结构等。尖峰岭花岗岩微量元素呈现出Eu负异常、轻稀土富集等特征，这与地壳物质的微量元素组成相似，但其w(Sm)/w(Nd)介于0.27～0.32，比南岭地区绝大多数富硅铝陆壳岩石的大(0.11～0.24)[39]，而接近地幔值0.32[40]，这表明其兼具地幔来源花岗岩的特征。尖峰岭花岗岩作为高分异花岗岩，往往伴随着围岩混染作用，例如尖峰岭岩浆体系中挥发分不断升高，很可能与围岩中含水矿物的贡献有关。因此，尖峰岭花岗岩的成岩物质可能以壳源为主，并伴有幔源物质的加入以及地层物质的混染。

5.2 成岩环境与动力学背景

主微量元素参与了花岗岩在地球圈层中的地质变化和化学变化，特定的花岗岩体往往具有较为固定的主微量组成，据此可以通过花岗岩的主微量元素组成特征反演其构造环境。MANIAR等[41]将花岗岩划分为7大类型，分别为与造山有关的岛弧花岗岩(IAG)、大陆弧花岗岩(CAG)、大陆碰撞花岗岩(CCG)、后造山花岗岩类(POG)、与非造山和裂谷有关的花岗岩(RRG)、与大陆造陆抬升有关的花岗岩(CEUG)及大洋斜长花岗岩(OP)。尖峰岭花岗岩铝饱和指数(w(Al2O3)/[w(CaO)+w(NaO)+w(K2O)])分类属于过铝质，A/NK≥1.22，基本可以排除RRG 和CEUG。另外，根据岩体的w(K2O)-w(Si2O)图解(图12)，发现尖峰岭花岗岩不属于OP 类型，OP 类的花岗岩w(K2O)较低，缺少碱性长石。从w(Al2O3)-w(SiO2)图解(图12)可知尖峰岭花岗岩投点落入POG 和IAG+CAG+CCG 区域。在IAG+CAG+CCG 组中，A/CNK 是进一步区分花岗岩具体组别的主要判别依据，CCG 的A/CNK 一般大于1.15，CAG 和CCG 的A/CNK 则一般小于1.05。经研究发现，尖峰岭花岗岩A/CNK 除JFL-21 为1.11 外，其余均大于1.15，更符合CCG的特征。尖峰岭花岗岩兼具CCG(大陆碰撞花岗岩)和POG(后造山花岗岩)的特点，其更可能形成于碰撞造山向后造山伸展的过渡或转换阶段。

图12 尖峰岭花岗岩构造环境判别图Fig.12 Tectonic environment discrimination of Jianfengling granite

地球化学的定量分析只是辅助判断花岗岩构造环境的手段之一，要讨论一个地区的花岗岩成岩构造环境，必须考虑其所在区域的地球动力学背景。湘南地区处于赣桂构造区与浙粤构造区的交界之处，从构造发育阶段看，湘南地区主要经历了3个阶段：第一阶段是震旦纪到寒武纪的加里东期，第二阶段是晚古生代到早二叠世的海西—印支期，第三阶段是晚三叠世到新生代的燕山期[13]。尖峰岭花岗岩年龄约为160 Ma[20,42]，按照早、中、晚三幕的燕山期岩浆划分方式，尖峰岭花岗岩成岩年龄属于燕山中期(160～150 Ma)[16]。燕山期之前的印支造山运动在湘南地区造成了强烈的地层活动，主要以碰撞挤压为主，产生众多地层的推覆和抬升，随后，燕山期的构造应力由挤压逐渐转变为拉张，使得湘南地区的地球动力学环境进入伸展—减薄阶段。这一时期的岩浆活动伴随着伸展—裂解的构造环境，于燕山中期的起始阶段发生了玄武质岩浆的大规模上侵，并由此造成广泛的地壳熔融与壳幔岩浆混合[13]。结合尖峰岭花岗岩的地球化学特征，其成岩构造背景应属于后造山、地壳拉张减薄的地球动力学环境。尖峰岭花岗岩可归为A型花岗岩，按照初始定义，A型花岗岩应属于非造山花岗岩，但EBY[43]提出A型花岗岩既可形成于非造山环境，也可形成于后造山环境。

5.3 构造—岩浆演化与稀有金属成矿

5.3.1 岩浆与稀有金属成矿

尖峰岭稀有金属矿体位于岩体顶部，主要为Nb-Ta-Li矿化，集中在云英岩带、风化钠长石花岗岩带和钠长石花岗岩带[10]。岩体本身就是矿体，可见尖峰岭稀有金属成矿与岩浆演化程度密切相关。尖峰岭地区于寒武系至泥盆系火山活动频繁，前期的岩浆活动和外生作用在地层中富集了大量幔源的成矿物质，为稀有金属成矿奠定了物质基础[1]。进入燕山期后，地壳进入伸展减薄的动力学背景，幔源物质上涌，地壳物质重熔，花岗岩开始沿着构造活动形成的通道发生侵位，形成尖峰岭岩体。岩浆侵入使得大量成矿物质从深部运移至地表，同时，围岩中的成矿元素不断被萃取至岩浆中，伴随着岩浆向上运移，其演化温度逐渐降低，熔体由于结晶分异，成分发生变化，钠化、钾化、云英岩化等交代作用持续进行，气液部分不断上涌，最终在岩体顶部形成了Nb、Ta、Li 等稀有元素的富集成矿。岩浆侵位的整个过程既有分异作用的持续，又有母岩浆、围岩、地下水等物质的不断混合，属于动态的岩浆—热液演化体系。

林晓青[8]通过对界碑岭斑岩型矿床的研究提出大量稀有稀土矿物主要在岩浆阶段相继结晶，而铍矿物是热液蚀变中、晚期的主要产物。蒋宗和[9]对长城岭风吹罗带岩体原生白云母和次生白云母进行了研究，认为长城岭矿区的铷等稀有金属成矿受岩浆高分异演化作用与晚阶段岩浆热液作用的共同影响。毛禹杰等[44]综合邓阜仙矿田内典型矿床紧密的时间、空间和成矿物质来源关系认为，邓阜仙矿田为典型的Nb-Ta-W-Sn-Pb-Zn 岩浆热液演化的产物。穆尚涛等[45]通过对仁里—传梓源伟晶岩开展研究，发现Nb 和Ta 在熔体中发生富集，受超临界流体作用而大规模沉淀。可见，岩浆—热液演化体系也是湘南诸多花岗岩类成矿的主要模式，而对于尖峰岭花岗岩而言，富F是其一大特点，含F流体及其超临界环境使得岩浆在温度下降的同时保持着一定的活动性和迁移性[34]，致使尖峰岭岩浆的分异作用不断加强，从而伴随着Nb、Ta等成矿元素不断聚集。

5.3.2 构造与稀有金属成矿

构造运动与岩浆活动通常相互影响且相互制约，湘南地区共经历了雪峰期、加里东期、海西—印支期、燕山期、喜马拉雅期共5 期构造运动[46]。燕山期伸展—减薄的动力学背景导致地幔物质上涌和地壳物质重熔，为稀有金属成矿提供了物源和热源。同时，构造运动形成的褶皱和断裂也为成矿提供了导矿通道和容矿空间。香花岭穹隆位于南岭东西向构造带与耒阳—临武南北向构造带的交汇部位，区内发育有北东向的溪涧冲断裂、南风脚断裂和北西向的子母山断裂、铁沙坪断裂。南风脚断裂是尖峰岭地区的主要控矿构造，为成矿物质的上涌提供了有利通道，而区内的小型构造与褶皱则进一步为尖峰岭矿体的形成提供了空间。纵观整个湘南地区，茶陵断裂东西两侧分别为隆起区及坳陷区，隆起区地壳熔融明显，岩浆规模较大，成矿物质充足，形成以W、Sn、Mo 等中高温矿床成矿系列为主，如瑶岗仙、香花岭等；坳陷区重熔岩浆量小，但更有利于深部物质上涌，由此形成的矿床如黄沙坪、水口山等以Pb、Zn、Cu、Au等中低温成矿系列为主。隆起区与坳陷区的过渡地带以W、Sn 等中低温矿床为主，如与千里山岩体相关的铅锌矿和横山岭铅锌矿[37]。可见，构造运动驱动着岩浆活动的发生，岩浆活动又进一步催生更复杂的构造运动，最终形成的岩浆岩侵位和构造展布相互耦合，共同制约着包括尖峰岭矿床在内的湘南稀有金属成矿。