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0 引言
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高分异花岗岩指经历强烈结晶分异作用的淡色花岗岩或白岗岩，是地壳高度演化分异的最终产物。结晶分异概念由Becker（1897）提出，后Rudnick （1995）将之扩展到高度结晶分异上。目前普遍认为高分异花岗岩的形成受高温、挥发分控制，不仅与钨（W）、锡（Sn）、铌（Nb）、钽（Ta）、锂（Li）、铍（Be）、铷（Rb）、铯（Cs）和稀土（REE）等重要矿产有着密切关系（吴福元等，2017），更是大陆成分成熟度的重要标志，在矿产勘查中意义重大。近几十年，学者们在高分异花岗岩岩石成因，及其与矿床的关系等方面取得了丰硕成果（Green，1995；Merino et al.， 2013；René，2014；Gelman et al.，2014；Dill，2015；吴福元等，2017）。但是对高分异花岗岩是否一定成矿，成矿的种类受何种因素影响等问题尚未有系统的总结。结晶分异的过程往往是成矿元素不断富集的过程，所以理解高分异花岗岩在结晶分异阶段的元素动态变化趋势、成岩成矿过程、后期熔-流相互作用的行为是研究高分异花岗岩分异演化及后期成矿作用的关键。
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钨是中国重要的战略性矿产资源之一，在军事、医药、光电材料等诸多领域具有重要作用。中国是全球钨资源最丰富的国家，本文在基于中国46 个高分异花岗岩体的地球化学数据基础上，分析不同高分异花岗岩的野外鉴别特征，地球化学特征，及其与钨多金属的成矿关系，总结高分异花岗岩与钨多金属成矿作用的关系，能够为中国高分异花岗岩型钨多金属矿床的找矿工作提供理论依据。
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1 高分异花岗岩的地质特征
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随着岩浆结晶分异，岩体从底部到顶部具有规模逐渐变小、粒度逐渐变细、颜色逐渐变浅的特点 （郭春丽等，2024），岩性上也表现为二云母花岗岩、钾长石花岗岩、钠长石花岗岩、锂云母花岗岩、云英岩的演化序列（图1，图2，表1）。高分异花岗岩即为顶部经过高度结晶分异的岩体，且往往与细晶岩和花岗伟晶岩共生（Dill，2015）。
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高分异花岗岩中的相容元素在分异演化的过程中不断结晶出来，最终令岩浆的熔体结晶位于Q-Ab-Or体系最低共结点，其矿物组成主要为石英、钠长石和钾长石；其中钾长石往往为微斜长石；斜长石也会向富钠方向演化（吴福元等，2017）。伴随岩浆中的挥发分如H2O、Li、F、B和P不断增加，岩体会形成一系列特征矿物如锂云母、锂辉石、透锂长石、萤石、磷灰石等（朱金初等，2002）。在这个过程中，云母将由镁质黑云母、镁铁质黑云母向锂云母方向演化（李洁和黄小龙，2013），黄玉也可在晚期与石英钠长石共生（张天福等，2019）。
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在岩浆的高度分异过程中，常出现独居石和磷钇矿等副矿物（René，2014）。高分异花岗岩中稀土元素含量趋低（Gelman et al.，2014），指示富含稀土元素的锆石、独居石、石榴石、磷钇矿和褐帘石及长石类矿物的分离结晶。常见的副矿物还包括与 W、 Sn、Nb、Ta、Be、Cs和稀土元素矿化有关的矿物，如黑钨矿、锡石、铌钽矿、细晶石、铯沸石、绿柱石和钍石 （Merino et al.，2013）。
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图1 高分异花岗岩岩石分带（据郭春丽等，2024）
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表1 中国典型高分异花岗岩岩性演化（据郭春丽等，2024）
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图2 湖南香花岭矿床癞子岭岩体高分异花岗岩岩石分带（据郭春丽等，2024）
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a—二云母（锂白云母）花岗岩；b—钠长石花岗岩；c—云英岩化花岗岩
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2 高分异花岗岩的地球化学特征
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本文统计了中国 46 个典型高分异花岗岩地球化学数据及特征（表2）：SiO2含量 67.54%~80.87%，平均 74.51%；Al2O3 含量 11.28%~15.72%，平均 13.51%；全碱含量 3.90%~9.20%，平均 7.89%；TiO2 含量0.00%~0.92%，平均0.16%（表2）；综上所述，高分异花岗岩具有高硅、高碱、低 TiO2的特点。在碱性花岗岩图解上样品点位于高分异区间内（图3a）。在Frost硅碱性判别图解中呈现钙碱性或碱钙性（图3b）。
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在岩浆体系中，Zr/Hf、La/Ta、Y/Ho、La/Nb、K/Rb 等地球化学行为一致元素比值的异常通常不发生变化（Green，1995），但会伴随着岩浆分异发生性质上的改变而变小（Dostal et al.，2015）。在这个过程中，岩浆逐渐向不相容元素聚集的熔体和流体方向演化，导致 Nb/Ta、Zr/Hf 和 LREE/HREE 降低。因此分异程度更高的花岗岩与 Ta、Hf和 HREE矿化联系密切（吴福元等，2023）。Cr、Ni、Co、Sr、Ba和 Zr等微量元素在残余熔体中含量也会显著的降低，长石的分离结晶将导致Li在残余岩浆富集，元素Li、Rb、Cs 等含量的显著增高（Gelman et al.，2014）。Sr、Ba 和 Pb主要存在于钾长石、黑云母、斜长石、磷灰石及钛铁矿中，他们的分异导致较高的 Rb/Sr 和 Rb/Ba（王秉璋等，2023）。Be元素含量大于 4×10-6 时，指示岩浆岩已经开始分异（刘瑞杨等，2023）。同时，轻重稀土比值趋小，稀土元素趋低以及Eu负异常加大是高分异花岗岩中的普遍现象（Gelman et al.，2014）。
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续表1
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注：以氧原子数为22计算其单位晶胞内阳离子个数。
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图3 碱性花岗岩图解（a，据Sylvester，1989）花岗岩硅碱分类图解（b，据Frost et al.，2001）
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有学者以 Zr+Nb+Ce+Y 为基准提出了一系列判别图解（Whalen et al.，1987）：当结晶分异发生时I、S 型花岗岩都会位于分异区域内（图4），A型花岗岩也会介于 A 型花岗岩和高分异区域。此外，经历高分异的岩体，往往具备较强的过铝质特征，A/CNK 大于 1（0.80~1.52，平均 1.10）（图5a）。随着结晶分异进行，Sr、Ba 等微量元素在残余熔体中含量会显著的降低，Rb等含量的显著增高，在Rb-Sr-Ba图解上也将呈线性分布关系（ElBouseily and ElSokkary， 1975）（图5b）。
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3 高分异花岗岩的分类及鉴别特征
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花岗岩存在多种分类方案，其中 I-S-A 型花岗岩分类方案最为认可并得到了普遍使用。本文在统计高分异花岗岩的矿物和地球化学特征的基础上，进行高分异花岗岩的分类及鉴别特征分析（表4）。
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3.1 高分异I型花岗岩的鉴别特征
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高分异 I 型花岗岩起源于火成岩源区，往往富含角闪石（Chappell and White，1992），因向富铝方向演化，而出现白云母和石榴石（吴福元等，2017）。其 A/CNK 较低（0.92~1.34，平均 1.07）且与 SiO2含量呈正相关（Chappell，1999）；P2O5含量则是与 SiO2含量呈负相关（Harrison and Watson，1984），Zr+Nb+ Ce+Y（123.6×10-6~311.4×10-6，平均 206.69×10-6），其 10000Ga/Al较低（0.92~1.92，平均0.80），成岩温度偏低，约 764℃（舒徐洁等，2018）；Th 和 Y 含量高并与 Rb正相关（Watson and Harrison，1983）。
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图4 高分异花岗岩鉴别图解（据Whalen et al.，1987）
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a—Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）；b—FeOT /MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）；c—（K2O+Na2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）
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图5 花岗岩的A/NK-A/CNK图解（a）花岗岩Rb-Ba-Sr图解（b，ElBouseily and ElSokkary，1975）
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3.2 高分异S型花岗岩的鉴别特征
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高分异S型花岗岩一般为富铝变沉积岩发生部分熔融形成，所以通常具备较强的过铝质（马鹏飞等，2021），因此常出现相关富铝质矿物，10000Ga/Al 较低（0.92~1.92，平均 0.67），CIPW 标准矿物计算表明出现标准刚玉分子下限值 1.20%（Chappell and White，1992）。除了 A/CNK 较高（0.80~1.52，平均 1.15），P2O5与SiO2之间呈正相关关系，Th、Y和Rb呈负相关关系（Chappell，1999）；岩浆中角闪石、辉石等矿物的晶出导致岩浆向富铝质演化，因此石榴石、白云母等矿物大量产出（吴福元等，2017）；而堇青石、红柱石或矽线石，更是被认为是S型花岗岩的典型矿物标志（García-Moreno et al.，2007），其钾长石多为条纹长石（邱检生等，2008）。
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3.3 高分异A型花岗岩的鉴别特征
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A 型花岗岩是一种无水非造山型的，形成于高温的伸展构造环境的花岗岩（吴福元等，2007），通常含有钠铁闪石等暗色矿物（Chappel，1999）。高分异 A 型花岗岩往往成岩温度大于 800℃，如 839℃ （King et al.，1997）、800℃（贾小辉等，2009）、900℃ （舒徐洁等，2018）。此外，岩石中锆石也往往少见老核（李小伟等，2010）。高分异 A 型花岗岩 HFSE 的 Zr+Nb+Ce+Y 较高（63.3×10-6~1965.83×10-6，平均 333.9×10-6）；高分异 A 型花岗岩铝质含量高达12.4%；往往具有低 Al 高 Ga 和 Zr 的特点，普通 A 型花岗岩一般以 10000 Ga/Al=2.6、Zr=250×10-6 来当作与其他类别花岗岩的区分特征（Whalen et al.， 1987）。随着岩浆的高度分异，A型花岗岩二者呈线性降低（吴福元等，2017），但 10000 Ga/Al 仍比高分异的I &S型花岗岩高（0.69~3.11，平均1.38）。
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4 高分异花岗岩与钨多金属成矿作用
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4.1 花岗岩浆高度分异机制
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黏度与挥发分和高分异花岗岩密切相关，只有低黏度的岩浆才能够将矿物不断的晶出。而黏度与成分、温度、压力和挥发分相关。挥发分与不相容元素富集可使岩浆解聚（Dingwell et al.，1985），黏度降低增强岩浆运移能力，导致岩浆与围岩进一步相互作用，以萃取更多挥发份元素，周而复始增强上侵能力，促使了高度结晶分异的进行（图6）。
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图6 高分异花岗岩成因机制（据吴福元等，2017修改）
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外部力量干涉对分异尤为重要（Wickham， 1987）。压实作用能令部分熔体分凝；在外来应力的作用下，岩浆发生变形诱导的流动，促使矿物结晶分离（吴福元等，2017）。乌拉尔地区Stepninsk岩体的强变形区相对弱变形区拥有更高的分异程度 （Bea et al.，2005）；喜马拉雅淡色花岗岩发育在藏南拆离系附近（吴福元等，2015）；一系列证据都表明，构造以及构造产生的变形作用是高分异花岗岩岩浆得以持续分异的有力保障（图6）。
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同化混染作用在高分异花岗岩中格外强烈，挥发分 F形成的 HF能够更好的腐蚀围岩。早期这种同化混染通过熔融围岩获取成矿元素，后期岩浆温度降低，围岩物质以残留晶形式在花岗岩中大量存在（吴福元等，2017）（图6）。
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伟晶岩壳是岩浆房中花岗岩浆的充分分异的又一有力条件。由于伟晶岩壳的阻隔，岩体中易扩散组分难以迁移进入围岩中形成富集矿床。当它遭受构造破坏时，热液可通过断裂渗透到围岩中 （李厚民等，2023；彭思才等，2023；吴福元等， 2023），易于形成钨锡钼等在部分热液体系中分配系数较低元素有关的矿化（图6）。
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温度能令岩浆黏度降低，加强固-液分离的效率（Hildreth and Moorbath，1988），促使分异结晶。过高的温度又将导致已结晶矿物再熔融，只有合适的温度才能刺激已经分异的岩浆“走”出岩浆房运移到近地表固结成岩（吴福元等，2017）（图6）。
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4.2 中国高分异花岗岩与钨多金属矿床空间关系
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中国钨锡矿床具有分布广泛但相对集中的特点，80% 集中分布于华南地区，尤以南岭构造带最为集中；其次分布于昆仑—祁连—秦岭—大别褶皱系、天山—兴蒙褶皱系和西藏—三江造山带（蒋少涌等，2020）。钨锡矿床的可分为斑岩型（如江西阳储岭钨矿床、江西阳储岭钨矿床）、云英岩型（如江西阳储岭钨矿床）、矽卡岩型（如湖南新田岭钨矿床、内蒙古黄冈锡铁矿床）、石英脉型（如江西西华山钨矿床、广西珊瑚钨锡矿床）和硫化物型（如广西大厂锡矿床），石英脉矿床是钨矿的重要类型，而锡石硫化物型矿床是最具经济价值的类型（蒋少涌等，2020）。尽管钨锡矿床类型多样，但大部分都属于花岗岩岩浆及其热液流体构成的成矿体系，因此矿床分布与花岗岩体空间分布关系密切。成矿物质来源证据表明，钨矿床的成矿物质通常来源于高分异的强过铝质 S 型花岗岩，以二云母花岗岩及白云母花岗岩为主；锡矿床则以准铝质-弱过铝质黑云母花岗岩为主（蒋少涌等，2020）。中国钨成矿区带图（图7）显示，钨锡矿床分布范围较为一致。Y-Nb 图解（图8）显示，富钨高分异花岗岩 Y 值相对较高，可能与板内拉张环境有关；富钼高分异花岗岩较富钨、锡高分异花岗岩具有更低的 Y，Nb，表现出了更强的I型亲缘性。
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4.3 中国高分异花岗岩与钨多金属矿床时间关系
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在时间上，高分异花岗岩与钨多金属矿床具有着高度的配套性。文章收集的高分异花岗岩成岩时代与钨多金属矿床的成矿时代差距基本在10 Ma 以内（图9，表5）。矿床形成时间以燕山期居多，如赣南—粤东岩背（岩体142.4 Ma，矿体125.5 Ma）、湘南宝山（岩体 155.2 Ma，矿体 154.8 Ma）、芙蓉岩体 （岩体163 Ma，矿体159~157 Ma）。
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图7 中国钨矿成矿区带划分图（据夏庆霖等，2018修改）
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1—那仁乌拉；2—大兴安岭海特流；3—湖南香花岭；4—南天山库米什；5—西秦岭闾井；6—腾冲勐弄；7—昌宁－孟连老厂；8—西南三江；9— 黑龙江岔路口；10—南秦岭镇安；11—新疆东戈壁；12—新疆觉罗塔格；13—广东义留；14—云南东河；15—长博山—斜尼旗山；16—千里山岩体；17—青岛大珠山；18—川西滴痴山；19—东天山白山；20—福建李家坊；21—江西大湖塘；22—南昆仑盲矿西沟；23—西藏雄巴盆地；24—滇东南老君山；25—闽北建瓯；26—湘南宝山；27—藏东夏雅；28—粤东飞鹅山；29—准噶尔卡拉麦里; 30—准噶尔老鸭泉；31—芙蓉锡矿；32—赣南—粤东岩背；33—浙赣皖靠背尖；34—大义山；35—右江盆地；36—错那洞；37—义敦赤琼；38—云南个旧；39—西藏荣嘎；40—宜丰曹东； 41—广西油麻坡；42—赣东北珍珠山；43—大兴安岭安乐；44—大兴安岭黄岗；45—藏南错那；46—福建和田岩体
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图8 花岗岩大地构造辨别图解（据蒋少涌等，2020修改）
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4.4 中国高分异花岗岩与钨多金属矿床成因关系
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4.4.1 成矿物质来源
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高分异花岗岩与钨锡成矿关系十分密切，如大湖塘岩体与大湖塘钨矿，西华山岩体与西华山钨矿，芙蓉岩体与芙蓉锡矿等。近年来研究表明，高分异花岗岩与钨锡矿在成岩源区方面存在着多元性，如漂塘钨矿的流体包裹体3 He/4 He介于地壳和大气水之间（Wang et al.，2010），表明岩体形成过程没有地幔流体参与，而湖南芙蓉和广西大厂锡矿的流体包裹体3 He/4 He 却介于地壳和大气水之间（Zhao et al.，2002），表明岩体形成过程有着壳幔混合作用发生。产钨的高分异花岗岩往往与古老地壳物质的熔融相关，岩石类型以白云母和二云母花岗岩为主，而产锡的高分异花岗以准铝质—弱过铝质的黑云母花岗岩为主，往往有着地幔物质参与（图10）。这种源区的差异性决定了成锡矿花岗岩比成钨矿花岗岩具有相对高的成岩温度，在熔融过程中能够将白云母和黑云母全部分解，释放钨、锡元素。而富钨高分异花岗岩成岩温度较低，导致仅能释放富钨元素的白云母，在后期的高度分异过程中进一步富集，形成富含不同矿种的高分异花岗岩（Shun et al.，2019）。
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图9 高分异花岗岩体与内部矿床情况对比
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4.4.2 成矿流体来源
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绝大多数钨锡矿床与高分异花岗岩岩浆热液活动有关。岩浆出溶形成较高温度成矿流体，高分异花岗岩岩体即是成矿地质体，矿石围绕在岩体周围或在岩体内部形成。大气降水，热卤水和变质热液流体等其他流体对钨锡矿床成矿也具有一定贡献。如葡萄牙 Neves Corvo 层控型锡矿就被认为是岩浆热液和高盐度卤水共同作用形成的（Xiang et al.，2018），云南云龙锡矿则被认为与变质热液有关 （Jiang et al.，2004）。
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4.4.3 成岩环境
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高分异花岗岩最终成钨（锡、钼）矿的类别受到了多方面因素的控制（表6）。有学者总结了含钨花岗岩和含锡花岗岩的物源特征，εNd（t）含钨花岗岩的 εNd（t）主要集中在-4.0~-6.0 和-10.0~-11.0，含锡花岗岩的 εNd（t）在−5.5~−9.0 和−10.0~−11.5（蒋少涌等， 2020），而含钼花岗岩的 εNd（t）主要集中在-5.8～-0.8 （朱玉娣，2014）。此外，含钨花岗岩εHf（t）主要集中在-3.0~-5.0 和-8.5~-13.0；锡花岗岩的 εHf（t）在-3.0~-8.0 和+2.0~+6.0（蒋少涌等，2020），含钼花岗岩的 εHf（t） 则是在-16.1～2.1（朱玉娣，2014）。
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高氧逸度能阻止硫化物熔体如MoS2的析出，令其持续保留在熔融液相中（Shu et al.，2019），后期氧逸度降低时促使岩浆后期热液富集 Mo等亲硫金属元素。同时高氧逸度会导致Sn4+ 以类质同像的方式进入较早结晶的铁镁质矿物中，只有低氧逸度才能让锡富集成矿。钨在后期热液流体阶段往往以 WO4 2- 的形式，易于在低氧逸度还原环境下与低价态 Mn2+，Fe2+ 离子结合（韩丽等，2016）形成黑钨矿。在本文对所收集的岩体中，笔者挑选了其中较为典型的分别主要富集钨、锡、钼的岩体收集它们的锆石微量元素分析（表3），通过 Dy/Yb 代表含水量， ΔFMQ 代表氧逸度，含水量较高 Dy/Yb 越低，ΔFMQ 越高。以钨矿为主的高分异花岗岩体氧逸度为-0.27~0.94平均-0.13，Dy/Yb为0.14~0.31平均0.21； 以锡矿为主的高分异花岗岩体氧逸度为-2.79~1.43 平均-0.25，Dy/Yb 为 0.19~0.42 平均 0.31；以钼矿为主的高分异花岗岩体氧逸度为-3.68~2.12 平均-1.78，Dy/Yb为 0.26~0.63平均 0.36。结果显示在经历高分异的还原性流体环境中，随着含水量和氧逸度的增高，矿种倾向于从成钼矿到锡矿到钨矿转变，不过整体仍在同一个区间内，这也与高分异花岗岩岩体往往同时富集不同程度的3种类型矿化点特征相符。
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图10 壳幔相互作用与含钨锡花岗岩成因关系示意图（据蒋少涌等，2020修改）
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5 结论
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（1）高分异花岗岩矿物学方面，大量出现 Q-Ab-Or体系最低共结点矿物以及富挥发分元素的矿物；地球化学方面 Nb/Ta、Zr/Hf 和 LREE/HREE 随着 SiO2降低，Rb-Sr-Ba 出现线性演化趋势，10000 Ga/ Al，Fe/Mg，（K2O+Na2O）/CaO 与（Zr+Nb+Ce+Y）图解处在高分异区间内。
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（2）中国的高分异花岗岩ISA型均有分布，且均发育有不同程度的钨（锡、钼）多金属矿化，随着含水量和氧逸度的增高，矿种倾向于从成钼矿到锡矿到钨矿转变。
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（3）富钨，锡矿的高分异花岗岩大地构造背景较为一致，表现出板内特征，富钨高分异花岗岩比富锡高分异花岗岩具备更高的全岩Y值。富钼矿高分异花岗岩则是具有较低的全岩 Y，Nb值，表现出 I 型花岗岩亲缘性。
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摘要
高分异花岗岩为岩浆演化至晚期的产物，其鉴别特征及成矿作用是近年研究的热点。本文收集了中国范围内46个典型高分异花岗岩体的地球化学数据，分析高分异花岗岩的地质特征及其与钨多金属成矿作用的关系。结果表明：（1）高分异花岗岩以 Zr/Hf、La/Ta、Y/Ho、La/Nb、K/Rb、LREE/HREE 降低，较高的 Rb/Sr 和Rb/Ba比值为特征。（2）高分异I型花岗岩富含白云母、石榴石等矿物，SiO2、A/CNK、P2O5、Zr+Nb+Ce+Y降低、Ga/Al-Zr具有降低的演化趋势；高分异S型花岗岩富含堇青石、红柱石等矿物，SiO2、A/CNK、P2O5升高、 Zr+Nb+Ce+Y降低；高分异A型花岗岩富含钠铁闪石等暗色矿物，Zr+Nb+Ce+Y下限值350×10－6 、成岩温度大于800 ℃、Ga/Al-Zr具有降低的线性演化趋势。（3）高分异花岗岩内因受黏度影响，外部受温度、构造、围岩等因素影响。（4）中国富钨多金属花岗岩主要集中于华南燕山期。
Abstract
High-resolution granite is the product of magmatic evolution to the late stage, and its identification characteristics and mineralization have been the focus of research in recent years. In this paper, the geochemical data of 46 typical high-metagranite bodies in China are collected, and the geological characteristics of high-metagranite and its relationship with tungsten polymetallic mineralization are analyzed. The results show that: (1) The high heteromorphism granite is characterized by decreasing Zr/Hf, La/Ta, Y/Ho, La/Nb, K/Rb, LREE/HREE,and higher Rb/Sr and Rb/Ba ratios. (2) High-resolution I-type granite is rich in minerals such as muscovite and garnet, while SiO2 A/CNK, P2O5, Zr+Nb+Ce+Y decrease, and Ga/Al-Zr has a decreasing evolution trend; High-resolution S-type granite is rich in cordierite, andalusite and other minerals, while SiO2, A/CNK and P2O5 increase and Zr+Nb+Ce+Y decrease. High-resolution A-type granite is rich in dark minerals such as albite. The lower limit of Zr+Nb+Ce+Y is 350×10-6 , the diagenetic temperature is above 800 ℃, and Ga/Al-Zr has a decreasing linear evolution trend. (3) The high-resolution granite is influenced by viscosity internally and temperature, structure, surrounding rock and other factors externally. (4) Tungsten-rich polymetallic granites in China are mainly concentrated in Yanshanian period in South China.
