湖南香花岭晚侏罗世高分异花岗岩的岩石地球化学特征: 岩石成因与稀有金属成矿效应
作为岩浆强烈结晶分异的产物，高分异花岗岩一般具有以下特征：(1)暗色矿物含量低，以石英和长石为主要造岩矿物，以锂云母(Li et al., 2015)、铪锆石(Wang et al., 2010; Černý et al., 2012)等为标志性矿物；(2)在主量元素化学方面高硅、富碱，贫Ca、Mg、Fe，属过铝质系列；(3)在微量元素组成上富集强不相容元素，低Nb/Ta、Zr/Hf等(Pérez-Soba and Villaseca, 2010; Ballouard et al., 2016)，发育稀土四分组效应；(4)常与Sn-W等稀有金属矿床伴生(分异最彻底的端元被称为稀有金属花岗岩；吴福元等，2017)。目前有关高分异花岗岩研究的争论主要集中于岩石成因类型划分和岩浆分异机制厘定两个方面。高分异花岗岩与铝质A型花岗岩具有非常相似的地球化学组成，必须借助岩石组合、矿物学标志以及关键地球化学指标的系统性变化等综合判断(吴福元等，2017)。花岗岩高分异机制研究的难点在于揭示花岗质岩浆分异如何突破其粘度瓶颈以及驱动残余熔体迁出的动力学机制。最新研究成果表明，高分异花岗岩可以通过较浅部地壳的晶粥储库在挥发分作用与应力变形诱导下发生晶体-熔体分离作用形成(Lee and Morton, 2015; Hartung et al., 2019; Liu et al., 2019; Zhou et al., 2020; Chen et al., 2021a, b, 2022)。识别与高分异花岗岩相对应的堆晶岩是验证该岩石成因模型的关键突破口。综上所述，对高分异花岗岩形成机制的解剖在完善花岗岩成因研究、挖掘稀有金属成矿关键信息等方面具有重要学术意义。
华南地区是产出高分异花岗岩的典型地区之一。以湘南为例，中-晚侏罗世高分异花岗岩被广泛报道(Chen et al., 2014, 2021a; Guo et al., 2015; Li et al., 2018)，它们或与主体岩基构成复式岩体(如骑田岭)、或单独产出(如香花岭，深部可能发育隐伏岩基)，并普遍伴生大型锡-钨铌钽多金属矿床。因这些花岗岩缺乏典型的矿物学标志，并发育高硅、富碱、海鸥型稀土配分等A型花岗岩属性(Chen et al., 2014; Li et al., 2018)以及弱过铝质-强过铝质等I/S型花岗岩过渡特征(朱金初等, 2011; Guo et al., 2015)，前人在划分岩石成因类型与探讨岩浆起源方面往往产生较大分歧，由此也引发更多争议，代表性观点如：(1)上述模棱两可的“I/A型”与“I/S型”花岗岩地球化学性状的来源(岩浆固有属性还是演化特征)；(2)高分异花岗岩与主体相花岗岩的成因关联(子岩浆-母岩浆，Chen et al., 2016；残余岩浆-堆晶体，Chen et al., 2021a；或独立的岩浆事件，Chen et al., 2014; Guo et al., 2015)；(3)花岗岩制约稀有金属成矿的关键因素(富集源区部分熔融形成含矿岩浆，Yuan et al., 2019；岩浆分离结晶使矿质元素富集，Chen et al., 2016, 2021a；或者岩浆/岩浆流体萃取围岩中金属元素致矿，Chen et al., 2014)。
具体到本次研究对象香花岭花岗岩，前人在对其成因的研究中也存在S型(莫柱孙等，1980；黄蕴慧等，1988)、A型(朱金初等，2011；来守华, 2014; Li et al., 2018)与高分异I型(朱磊, 2020; Wu et al., 2022)花岗岩之争。虽然越来越多的研究倾向于支持高分异成因模式，但目前还没有关于香花岭花岗岩分异机制的系统研究。因此，要厘清香花岭花岗岩的具体形成机制还需要解决如下问题：(1)寻找与香花岭高分异花岗岩对应的堆晶体；(2)解析香花岭花岗岩与邻近骑田岭岩基之间可能存在的成因关联；(3)香花岭花岗岩锆石普遍高U，难以获得准确的U-Pb年龄，这在一定程度上影响了岩体成因研究，包括确立与邻近岩体的可靠时空关系、建立与成矿作用耦合的岩浆系统演化模型等；(4)探讨源区部分熔融与岩浆分异对花岗岩元素(包括成矿元素)化学组成的约束效应。鉴于研究区存在的上述争议与问题，本论文研究提供了新的岩相学分析、独居石U-Pb定年、全岩主微量元素化学和锆石Hf-O同位素数据，并系统整理分析了前人已发表的骑田岭-香花岭花岗岩年代学和地球化学数据，拟为精确限定香花岭花岗岩侵位时代、示踪岩浆起源、反演岩浆演化细节和揭示岩浆控矿关键因素补充进一步线索。
1 地质背景与岩石学特征
1.1 区域地质背景湘南地区在大地构造上位于联接扬子克拉通与华夏陆块的钦杭结合带中段，以及南岭成矿带与钦-杭成矿带的叠合部位(图 1a)。扬子克拉通主要由中太古代-元古宙结晶基底、古生代-早中生代海相盖层和中-新生代陆相沉积序列组成(Zheng et al., 2006; Geng, 2015)；华夏陆块主要发育元古宙结晶基底，包括零星出露的古元古代岩块、中元古代沉积岩和大量新元古代侵入岩-含火山岩夹层的泥砂质碎屑岩-碳酸盐岩(Yu et al., 2012; Xia et al., 2012)，其上覆盖大量新元古代晚期-早中生代陆-海相沉积岩。两大古陆于新元古代早期(~900Ma)碰撞拼合形成华南板块(Li et al., 2002)，此后共同经历了多期构造-岩浆-成矿事件。其中早中生代(印支期)构造活动受特提斯域造山作用影响，主要发育EW向断裂和褶皱。晚中生代构造活动由古太平洋板块俯冲-回撤所致，以发育NE向断裂伸展带为特征，它们与东西向古断裂系统的交汇部位是岩浆活动与成矿作用的中心区，以发育大规模中-晚侏罗世花岗岩和钨锡等稀有金属矿床而著名的南岭成矿带即形成于该构造背景下(毛景文等, 2007; Mao et al., 2013)。
Fig. 1 Regional geology of the Xianghualing district and the geological characteristics of granite bodies therein
位于南岭成矿带中段的湘南地区以北东向临武-郴州深大断裂为主要控岩-控矿构造，一系列燕山期花岗岩和钨锡多金属矿床均沿该断裂带分布(图 1b)。典型的成矿岩体(矿床)包括九嶷山(大坳)、香花岭(癞子岭、尖峰岭)、骑田岭(新田岭、芙蓉)和千里山(柿竹园)等(Mao et al., 2013; Yuan et al., 2019)。区内出露面积最广的九嶷山复式岩基(约1200km2)孕育了著名的大坳云英岩-石英脉型锡钨矿(付建明等，2007)；其岩石组合相对复杂，包括花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩系列和一套次火山岩组合(李剑锋等，2020)。规模次之的骑田岭岩基(出露面积约520km2)北缘发育新田岭钨矿，南部发育芙蓉、安源、淘锡窝等锡矿(朱金初等，2009)。根据系统的野外地质考察和岩相学分析，前人将该岩基划分为主体相(88%)和高分异相(12%)(朱金初等，2009; Chen et al., 2021a)。前者主要由含长石巨晶的中-粗粒似斑状(角闪)黑云母二长花岗岩(85%)和细粒黑云母二长花岗岩(3%)组成(朱金初等，2009)；高分异相绝大多数出现在岩基内部(图 1b)，由细粒正长花岗岩组成，富含铁叶云母、黄玉、萤石和电气石等副矿物(Chen et al., 2021a)。此外，镁铁质微粒包体在岩基中广泛出现但主要集中于岩体边缘，由石英闪长岩和英云闪长岩组成(Zhao et al., 2012)。而出露面积仅10km2左右的(Guo et al., 2015)的千里山岩体相带划分与骑田岭岩基类似，其南缘与围岩的接触带发育世界级稀有金属矿床——柿竹园锡钨多金属矿床(Chen et al., 2014)。剥蚀程度更低的香花岭岩体出露面积只有数平方千米，钨锡多金属矿化主要围绕癞子岭和尖峰岭两个岩凸发育。
1.2 香花岭岩体地质与岩相学特征香花岭地区虽然岩体地表出露规模很小，但地球物理探测表明其深部存在大规模隐伏岩体，底深可能达到20km，并且区域布格重力异常分布显示香花岭隐伏岩基与邻近的骑田岭、千里山岩体在深部相连(图 1c)(孙劲松，2013)。香花岭岩体整体受控于通天庙穹窿，具体侵位过程受北东向断裂控制(图 1d)。根据断层与花岗岩的分布特征，前人将该区岩浆岩的分布格局概括为“一基多带、一带多峰、一峰多枝”(吴延之和王增润, 1990①)。“一基多带”是指香花岭地区发育一个由多条岩带在深部相连构成的隐伏岩基。经重力、航磁和钻孔资料证实，岩基浅部发育多条平行的北东向岩带，其中自北向南发育的5条典型岩带依次为上桥-三合圩-二江口隐伏岩带(鸭山河断裂带控制)、锣鼓塘-门头岭-塘官铺隐伏岩带(溪涧冲断裂带控制)、上盘绕-通天庙-铁砂坪-镇南铺隐伏岩带(通天庙隐伏断裂带控制)、社背岭-泡金山-尖峰岭-茶山隐伏岩带(南风脚断裂带控制)和子母山-万家坪-五里堆推测隐伏岩带(铺下隐伏断裂带控制)。“一带多峰”是指一条岩带受浅部构造控制形成了多个凸出的岩峰。例如，溪涧冲岩带由西向东发育锣鼓塘、门头岭和塘官铺等隐伏岩峰以及癞子岭岩峰；南风脚岩带自西到东发育楚江(推断)、社背岭等隐伏岩峰和已出露的尖峰岭岩峰。“一峰多枝”是指一个岩峰周缘可能发育多个岩枝，尤以癞子岭岩株为典型，其东、西两侧共有4条近东西向延伸的酸性岩脉，包括东北侧的431香花岭岩脉(碱长花岗岩-翁岗岩-黄英岩)、东南侧的石英斑岩脉以及西侧和西南侧的花岗斑岩脉(朱金初等, 2011; Huang et al., 2015)。
①吴延之, 王增润. 1990. 香花岭锡多金属矿田控岩控矿构造及找矿方向研究. 科研报告. 长沙: 1-69
此次研究对地表出露的癞子岭、尖峰岭岩株开展了野外调研和室内分析。根据早期地质填图资料，癞子岭和尖峰岭岩体出露面积分别为2.2km2和4.4km2(图 1d)。二者均发育明显的垂向岩性分带特征(Xiong et al., 2002; Xie et al., 2018)，自下而上依次为：(1)碱长花岗岩带，岩株的主体相，厚度大于300m，呈灰白色至浅肉红色(图 2a-c)，从底部到顶部岩石结构显示由中-粗粒至中-细粒的垂向变化，矿物组合上钠长石相对钾长石含量逐渐增多，锂云母相对黑云母含量逐渐增多；(2)钠长花岗岩带，厚度约30~100m，呈灰白色至浅灰白色(图 2d-f)，发育中-细粒不等粒花岗结构或似斑状结构，其锂云母和钠长石含量相对碱长花岗岩带明显增多；(3)云英岩带，厚度约30~70m，呈条带状或块状构造，主要由粒度不等的石英(30%~65%)、铁锂云母(15%~35%)和黄玉(15%~30%)组成；(4)伟晶岩带，厚度5~15m，位于岩体顶部，呈灰白色、条带状或块状构造、粗粒不等粒结构，主要由钾长石、石英、铁锂云母和黄玉组成；此外局部可见伟晶岩脉侵入到云英岩和钠长花岗岩中。岩体从底部碱长花岗岩至顶部云英岩显示渐变过渡关系，并且同一岩相带在内部结构和矿物组成上也呈递进变化规律，表明不同岩性之间具有密切的成因关联和演化关系。
Fig. 2 Representative field photographs and microphotographs of the Xianghualing granites
在野外考察中我们根据岩性变化主要对碱长花岗岩带和钠长花岗岩带进行了系统采样。碱长花岗岩样品的典型矿物组合为40%~55%碱性长石(包括正长石、条纹长石和An＜5%的钠长石)、5%~10%斜长石、30%~40%石英和5%~10%富铁黑云母(或铁锂云母)(图 2c, g, h)以及少量黄玉、萤石、锆石等副矿物。在岩石薄片中我们观察到斜长石(多为钠长石)晶体常截切钾长石和石英(图 2g)，表明在岩浆冷却初期斜长石的结晶受到抑制，可能与体系富水有关。黑云母边缘或解理缝附近多蚀变为白云母，其内部偶尔包含萤石等副矿物包裹体。钠长花岗岩样品主要由钠长石(35%~45%)、钾长石(15%~25%)、石英(25%~35%)、铁锂云母(5%~15%)(图 2f, i, j)以及副矿物黄玉、萤石、锆石、电气石、独居石等组成。在镜下可观察到绝大多数钠长石以板状自形晶存在，并发育较宽的聚片双晶纹(图 2i, j)，可排除钠长花岗岩为交代成因。
2 分析方法
本次研究工作所涉及的岩石薄片、全岩粉末样品制备，单矿物独居石、锆石制靶和阴极发光(或背散射)成像在广州市拓岩检测技术有限公司完成；独居石U-Pb定年和锆石Lu-Hf同位素分析由南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成；锆石U-Pb定年在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完成；锆石O同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所离子探针室完成；全岩主、微量元素分析在贵州同微测试科技有限公司完成。
2.1 独居石U-Pb定年对独居石进行透、反射光照相及背散射成像分析后，选取合适的晶体颗粒和点位进行U-Th-Pb同位素分析。测试仪器为配备193nm ArF准分子激光剥蚀系统(型号Resolution LR)的安捷伦四级杆电感耦合等离子体质谱仪(型号Agilent 7700x)。仪器工作条件为6Hz激光频率，33μm束斑直径，40s剥蚀时间。独居石标准物质44069和玻璃标准物质NIST610被分别用于同位素和微量元素分馏校正。原始数据处理采用ICPMSDataCal (Liu et al., 2010)软件完成。
2.2 锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年采用Coherent Geolas 193nm准分子激光剥蚀系统(LA)联用Thermo Finnigan Neptune高分辨多接收电感耦合等离子体质谱仪(HR-MC-ICP-MS)完成。实验过程中标样与待测样品按1∶5比例交替测试。标准锆石GJ-1用于校正U-Th-Pb同位素比值，标准锆石91500和Temora-2作为未知样监测数据的准确性。
2.3 锆石Lu-Hf同位素分析锆石微区原位Lu-Hf同位素分析采用美国应用光谱公司J-100飞秒激光和Thermo Finnigan Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS) 联用分析技术，工作条件为8Hz激光频率，20μm×40μm剥蚀坑，1.5J/cm2能量密度，31s剥蚀时间。由于锆石中176Lu/177Hf比值非常低(通常小于0.002)，176Lu对176Hf同质异位素干扰可以忽略；176Yb对176Hf的干扰可以根据Yb的自然丰度和测得的173Yb/172Yb比值予以扣除。详细的分析流程和校正方法与Wu et al. (2006)类似。
2.4 锆石O同位素分析锆石微区原位O同位素分析在Cameca IMS 1280-HR二次离子质谱仪上完成，详细的测试方法可参考Yang et al. (2018)。为避免氧源在U-Pb定年过程中被污染，锆石氧同位素分析选在测年之前进行。测试实验以133Cs+为离子源，一次离子流强度为2~3nA，加速电压为10kV。测量的18O/16O比值先利用维也纳平均海水(VSMOW, 18O/16O=0.0020052)进行标准化并以δ18O表示，然后采用标准锆石Penglai (δ18O=5.31±0.10‰, Li et al., 2010)进行仪器质量分馏校正, 同时采用标准锆石Qinghu、91500等检测质量分馏校正的准确性。
2.5 全岩元素地球化学分析全岩主量元素采用X射线荧光(XRF)玻璃熔片法进行测试，分析仪器为Thermo Fisher公司生产的ARL Perform'X 4200型X射线荧光光谱仪。测试过程中选用标准物质BCR-2(玄武岩)、AGV-2(安山岩)和GSP-2(花岗闪长岩)等进行质量监控，分析精度一般优于~1%(含量＞10%)或~5%(含量＜1.0%)。全岩微量元素采用配有Cetac ASX-560自动进样器的Thermal Fisher iCAP RQ型电感耦合等离子体质谱仪测定，以美国地质调查局标准物质W-2a(辉绿岩)和BHVO-2(玄武岩)等为参考标样进行质量监控，分析精度一般优于5%。
3 分析结果
3.1 独居石与锆石U-Pb定年独居石和锆石U-Pb测年的结果列于表 1。独居石定年样品(JF18-5-1)采自尖峰岭岩体钠长石花岗岩带。背散射图像显示，独居石成分均一，生长环带基本不发育；主要呈自形-半自形柱状或近等轴状晶形，粒度60~150μm(图 3a)。在U-Th-Pb同位素原位分析过程中总共测试了21颗粒度较大、微裂隙或包裹体相对不发育的独居石，其Th、U含量分别为91259×10-6~131587×10-6和1235×10-6~3353×10-6，Th/U比值变化于32~77。以上形貌学和化学组成特征指示独居石为岩浆成因(邱昆峰与杨立强, 2011; Itano et al., 2016)。分析结果如图 3b-c所示，在普通Pb含量未校正的情况下，绘制Tera-Wasserburg反谐和图谱得到下交点年龄154.1±1.5Ma (MSWD=2.6)。以207Pb含量为基准对普通Pb进行校正(Li et al., 2013)后，去掉两个偏离较远的年龄，得到19个分析点的206Pb/238U加权平均年龄153.8±0.8Ma (MSWD=0.92)。该年龄与新近报道的癞子岭碱长花岗岩(155.4±0.5Ma)、钠长花岗岩(155.9±0.9Ma)独居石SIMS U-Pb年龄在误差范围内完全一致(Wu et al., 2022)，因而可代表同一区域内邻近岩体——尖峰岭花岗岩的侵位年龄。
表 1 香花岭花岗岩LA-ICPMS独居石与锆石U-Pb年龄分析结果
Table 1 LA-ICPMS monazite and zircon U-Pb analyses for representative samples of the Xianghualing granites
独居石测点号 Th (×10-6) U (×10-6) Th/U 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb校正年龄(Ma) 1σ JF18-5-1-01 100277 1913 52 0.02790 0.00030 0.1396 0.0044 156.4 2.1 JF18-5-1-02 107445 2000 54 0.02940 0.00020 0.2082 0.0016 148.5 1.1 JF18-5-1-03 95623 1793 53 0.02690 0.00020 0.1346 0.0014 152.1 1.1 JF18-5-1-04 108743 1578 69 0.03290 0.00020 0.2577 0.0018 152.2 1.4 JF18-5-1-05 102406 1968 52 0.02700 0.00020 0.1273 0.0012 154.2 1.2 JF18-5-1-06 131587 2643 50 0.02920 0.00020 0.1948 0.0027 150.6 1.5 JF18-5-1-07 117918 1965 60 0.02630 0.00020 0.1098 0.0012 154.2 1.1 JF18-5-1-08 102832 1959 52 0.02640 0.00020 0.1174 0.0015 153.4 1.2 JF18-5-1-09 102166 1786 57 0.02800 0.00020 0.1490 0.0013 154.8 1.2 JF18-5-1-10 108293 2618 41 0.02930 0.00060 0.1807 0.0055 154.3 3.6 JF18-5-1-11 110840 1690 66 0.03000 0.00030 0.2000 0.0027 153.2 1.9 JF18-5-1-12 100778 1829 55 0.02770 0.00020 0.1431 0.0019 154.7 1.5 JF18-5-1-13 121961 3188 38 0.02630 0.00020 0.1132 0.0015 153.4 1.2 JF18-5-1-14 91259 1856 49 0.03010 0.00020 0.1969 0.0017 154.6 1.3 JF18-5-1-15 108181 3353 32 0.02650 0.00020 0.1147 0.0009 154.4 1.1 JF18-5-1-16 101500 1967 52 0.02870 0.00020 0.1718 0.0015 153.2 1.4 JF18-5-1-17 100939 1555 65 0.03460 0.00030 0.2708 0.0021 156.3 1.7 JF18-5-1-18 102318 2556 40 0.02550 0.00020 0.0692 0.0008 158.3 1.5 JF18-5-1-19 102720 1826 56 0.04820 0.00070 0.4264 0.0030 155.1 4.1 JF18-5-1-20 95498 1935 49 0.02690 0.00020 0.1179 0.0024 155.7 1.4 JF18-5-1-21 95412 1235 77 0.04210 0.00030 0.3763 0.0029 153.1 2.0 锆石测点号 Th (×10-6) U (×10-6) Th/U 206Pb/238U 2σ 207Pb/235U 2σ 206Pb/238U年龄(Ma) 2σ JF18-3-1-01 7310 12800 0.57 0.02274 0.00023 0.434 0.031 144.9 1.5 JF18-3-1-02 4460 11520 0.39 0.01981 0.00032 0.433 0.010 126.4 2.0 JF18-3-1-03 2052 4500 0.46 0.02270 0.00056 0.204 0.006 144.7 3.6 JF18-3-1-04 23900 24300 0.98 0.02941 0.00039 0.621 0.008 186.8 2.5 JF18-3-1-05 760 1940 0.39 0.02233 0.00035 0.269 0.013 142.4 2.2 JF18-3-1-06 4510 19700 0.23 0.02558 0.00076 0.531 0.014 162.8 4.8 JF18-3-1-07 3453 10500 0.33 0.02197 0.00033 0.399 0.013 140.1 2.1 JF18-3-1-08 3830 9730 0.39 0.02120 0.00027 0.299 0.006 135.2 1.7 JF18-3-1-09 1620 7430 0.22 0.02159 0.00031 0.325 0.011 137.7 1.9 JF18-3-1-10 11050 22290 0.50 0.02249 0.00038 0.519 0.038 143.4 2.4 JF18-3-1-11 3680 12010 0.31 0.01952 0.00054 0.344 0.018 124.6 3.4 JF18-3-1-12 944 5320 0.18 0.02335 0.00034 0.302 0.008 148.8 2.2 JF18-3-1-13 2780 12990 0.21 0.02097 0.00023 0.268 0.006 133.8 1.4 JF18-3-1-14 4100 13630 0.30 0.01753 0.00019 0.351 0.010 112.0 1.2 JF18-3-1-15 1450 8590 0.17 0.01980 0.00056 0.226 0.008 126.4 3.5 JF18-3-1-16 4350 17740 0.25 0.02803 0.00046 0.668 0.015 178.2 2.9 LZ18-4-1-6 3660 11040 0.33 0.02360 0.00120 0.7020 0.0880 150 7 LZ18-4-1-11 9930 16910 0.59 0.02350 0.00030 0.3700 0.0120 150 2 LZ18-4-1-13 1314 8590 0.15 0.02699 0.00041 0.4160 0.0350 172 3 LZ18-4-1-1 2410 7950 0.30 0.04870 0.00240 3.4800 0.2800 307 15 LZ18-4-1-2 8760 12550 0.70 0.05280 0.00260 4.1600 0.3300 332 16 LZ18-4-1-3 2550 3980 0.64 0.05160 0.00260 3.6600 0.3600 324 16 LZ18-4-1-4 568 4460 0.13 0.05540 0.00210 4.4500 0.2200 347 13 LZ18-4-1-5 1900 2030 0.94 0.12150 0.00400 12.180 0.6400 739 23 LZ18-4-1-7 565 1159 0.49 0.04750 0.00440 3.3500 0.6700 299 27 LZ18-4-1-8 1037 1515 0.68 0.09380 0.00400 9.8100 0.3800 578 24 LZ18-4-1-9 973 5560 0.18 0.05180 0.00100 3.6900 0.1400 326 6 LZ18-4-1-10 1837 10940 0.17 0.03111 0.00065 1.4100 0.0930 198 4 LZ18-4-1-12 1932 6160 0.31 0.03133 0.00044 0.7160 0.0240 199 3 LZ18-4-1-14 3675 9110 0.40 0.03461 0.00060 1.7660 0.0420 219 4 LZ18-4-1-15 1621 9310 0.17 0.03620 0.00150 1.6100 0.1500 230 9 LZ18-4-1-16 1370 5840 0.23 0.03770 0.00110 1.8590 0.0950 239 7| Show Table
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图 3 香花岭花岗岩独居石、锆石形貌学特征与U-Pb年龄
Fig. 3 Morphological features and U-Pb ages of the monazites and zircons in the Xianghualing granites
用于锆石原位U-Pb定年的样品采自癞子岭(LZ18-4-1)和尖峰岭(JF18-3-1)碱长花岗岩带。这些锆石自形程度较好，阴极发光图像较暗，大多数颗粒可观察到微弱生长环带(图 3d)，指示锆石为岩浆成因。结合绝大多数锆石极高的Th (1037×10-6~23900×10-6)、U (2030×10-6~24300×10-6)含量，推测锆石晶格可能经历了辐射损伤。为详细评估这些高U锆石的定年结果并提取有用信息，我们将本次分析数据与早期报道的香花岭锆石U-Pb年代学资料进行了对比研究，采用Ddpa (每个原子所接受的辐射剂量，Gao et al., 2014；李秋立，2016)标定了锆石晶格所遭受的辐射损伤程度，并系统讨论了锆石206Pb/238U表观年龄与U含量、Ddpa的相关性。我们发现当U含量＜3000×10-6，Ddpa＜0.09时，锆石206Pb/238U年龄保持恒定，并且与独居石年龄相当(图 3e, f)，表明在此范围内的锆石晶体损伤程度低，可有效记录花岗岩的形成年龄。很遗憾，本次研究所测试锆石绝大部分不在此范围。当U含量>3000×10-6，Ddpa>0.09时，锆石206Pb/238U年龄变得非常分散，向岩体的实际结晶年龄两侧偏离。一方面，这些高U锆石辐射损伤强度高，放射性成因Pb容易丢失，引起U-Pb表观年龄偏低；另一方面，锆石在放射性元素蜕变影响下发生的蜕晶化与后期热愈合过程将导致颗粒内部结构改变及Pb、U重新分配，在仪器测试过程中样品锆石将产生不同于标准锆石的Pb/U分馏行为(李秋立，2016；王家松等，2016)，从而引起定年结果出现系统偏倚。部分高U锆石的年龄虽未发生偏差，但很可能是受到双重效应所致。因此，本次研究以独居石的定年结果为准。
3.2 全岩元素地球化学特征全岩元素地球化学的分析结果见表 2。
表 2 香花岭花岗岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析数据
Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element data for representative samples of the Xianghualing granites
样品号 15LZL-5* 15LZL-17* 15LZL-3* 15LZL-21* LZ18-3-1 LZ18-3-2 LZ18-4-1 LZ18-4-2 JF18-1-2 JF18-1-3 JF18-2-1 岩性 碱长花岗岩 SiO2 76.93 77.06 77.34 76.46 74.50 74.40 74.83 74.89 73.89 74.56 74.36 TiO2 0.04 0.03 0.04 0.03 0.04 0.01 0.03 0.03 0.02 0.03 0.01 Al2O3 12.62 12.24 11.92 12.54 13.37 13.17 13.63 13.67 13.94 13.67 13.74 Fe2O3T 0.95 1.46 0.81 0.95 1.50 1.36 2.05 1.70 0.58 1.91 0.86 MnO 0.07 0.16 0.06 0.09 0.09 0.09 0.12 0.10 0.05 0.13 0.05 MgO 0.06 0.06 0.09 0.05 0.32 0.37 0.11 0.07 0.06 0.05 0.11 CaO 0.57 0.45 0.49 0.50 0.62 0.84 0.46 0.50 1.65 0.74 0.59 Na2O 3.43 2.49 3.19 3.05 3.52 3.76 3.58 3.85 3.62 2.84 3.12 K2O 4.18 4.57 4.20 4.60 4.54 4.11 4.11 4.41 5.01 4.94 5.43 P2O5 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 LOI 1.12 1.30 1.02 1.00 1.09 1.30 0.73 0.77 0.84 0.75 0.87 Total 100.07 99.85 99.31 99.39 99.58 99.41 99.65 99.99 99.65 99.62 99.16 Li 585 959 577 624 663 605 876 752 293 498 563 Be 6.20 4.10 14.0 4.90 38.4 16.9 11.8 4.12 7.54 5.51 22.0 Sc 6.50 4.50 6.70 4.50 2.94 2.23 2.66 2.32 1.32 1.49 1.66 V 0.26 0.20 0.85 0.36 0.39 0.26 0.50 0.38 0.36 0.31 0.28 Cr 2.80 3.40 5.00 2.40 1.54 8.69 17.5 12.2 10.4 9.81 9.92 Co 0.22 0.10 0.29 0.08 0.42 0.35 0.58 0.46 0.37 0.32 0.32 Ni 0.47 0.54 0.95 0.77 0.67 0.67 0.63 Cu 1.09 1.77 4.49 2.87 4.58 1.82 2.61 Zn 115 75.0 71.5 52.8 22.7 25.5 28.4 Ga 28.0 26.0 26.0 25.0 34.6 33.5 33.5 31.0 62.7 40.3 32.8 Cs 47.0 71.0 48.0 53.0 67.1 62.5 66.9 61.1 40.4 19.8 42.8 Rb 1351 1709 1357 1443 1280 1200 1400 1420 2290 903 1970 Sr 9.00 8.80 9.50 6.00 10.5 10.6 7.65 5.79 23.6 7.70 8.68 Ba 20.0 8.70 30.0 5.70 23.7 10.7 9.25 1.83 8.90 5.38 12.7 Th 35 34 33 34 54.4 23.6 36.7 34 77.6 28.2 20.9 U 27 30 27 30 37 26 32.4 25.5 3.95 7.44 5.72 Pb 49 113 50 745 59.7 40.3 74.7 32.5 27 13 31.7 Y 115 87.0 106 98.0 165 72.7 101 101 173 42.0 48.5 Zr 102 88.0 98.0 81.0 115 66.6 78.9 71.0 53.1 131 54.0 Hf 6.00 5.40 5.40 5.00 7.81 6.19 5.87 5.02 4.80 10.8 4.93 Nb 59.0 66.0 64.0 55.0 74.3 64.0 66.3 64.3 7.48 20.5 62.9 Ta 15.0 13.0 14.0 10.0 27.9 17.9 17.0 14.8 3.83 8.59 30.3 Mo 0.25 18.0 1.80 1.90 0.37 0.29 15.4 0.95 1.34 0.19 0.29 W 37 16 46 27 Sn 29.0 19.0 22.0 22.0 40.3 57.3 13.8 40.6 6.91 8.11 9.22 Sb 1.18 0.96 0.72 0.39 0.30 0.25 0.41 La 43.0 39.0 35.0 39.0 50.5 31.2 47.8 39.7 131 62.1 32.9 Ce 95.0 92.0 80.0 91.0 118 74.9 103 91.0 287 121 75.9 Pr 12.0 11.0 10.0 11.0 14.9 9.67 13.4 10.9 33.5 13.4 9.64 Nd 42.0 39.0 34.0 39.0 54.3 31.1 45.0 36.4 100 37.6 30.2 Sm 12.0 12.0 10.0 12.0 16.9 9.51 13.2 10.4 25.4 7.45 8.58 Eu 0.04 0.04 0.04 0.05 0.05 0.01 0.02 0.02 0.03 0.02 0.01 Gd 12.0 11.0 10.0 12.0 18.7 8.90 13.2 10.7 23.3 6.40 7.41 Tb 2.70 2.30 2.40 2.50 4.17 2.16 2.93 2.49 5.12 1.23 1.85 Dy 19.0 16.0 17.0 18.0 27.6 15.2 19.4 17.7 34.8 8.16 13.1 Ho 3.90 3.30 3.50 3.60 5.69 3.23 4.06 3.89 7.27 1.72 2.75 Er 12.0 9.80 11.0 11.0 17.5 10.9 12.8 13.1 24.4 5.79 9.49 Tm 2.10 1.60 1.90 1.80 2.99 2.10 2.35 2.48 4.70 1.13 1.91 Yb 15.0 10.0 14.0 13.0 19.9 15.2 16.4 17.4 34.0 8.30 14.0 Lu 2.10 1.40 1.90 1.80 2.99 2.25 2.48 2.63 5.11 1.27 2.11 ∑REE 273 248 231 256 354 216 296 259 716 276 210 TE1, 3 1.13 1.12 1.16 1.12 1.13 1.19 1.12 1.14 1.16 1.10 1.20 Nb/Ta 3.9 5.1 4.6 5.5 2.7 3.6 3.9 4.3 2.0 2.4 2.1 Zr/Hf 17.0 16.3 18.1 16.2 14.7 10.8 13.4 14.1 11.1 12.1 11.0 δEu 0.010 0.011 0.012 0.013 0.009 0.004 0.005 0.005 0.004 0.009 0.005 TZr(℃) 761 758 758 744 769 721 745 730 693 786 709 样品号 JF18-3-1 JF18-3-2 JF18-4-1 LZ18-5-1 LZ18-5-2 15LZL-7* LZ18-6-1 JF18-1-1 JF18-5-1 JF18-5-2 岩性 碱长花岗岩 钠长花岗岩 SiO2 75.56 75.32 74.83 74.85 74.94 78.18 65.94 65.80 73.78 74.76 TiO2 0.02 0.02 0.03 0.02 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 Al2O3 13.46 13.85 13.60 13.05 13.18 12.39 18.12 19.74 14.96 14.60 Fe2O3T 1.04 1.16 1.66 1.58 1.70 0.14 0.81 0.42 1.43 1.21 MnO 0.06 0.06 0.10 0.11 0.12 0.04 0.05 0.03 0.16 0.14 MgO 0.04 0.04 0.07 0.15 0.14 0.02 0.04 0.10 0.08 0.07 CaO 0.48 0.06 0.78 0.60 0.60 0.32 1.02 0.41 0.53 0.40 Na2O 3.81 3.82 3.53 3.32 3.57 4.75 5.58 6.14 3.88 4.13 K2O 4.29 4.40 4.84 4.47 4.45 3.03 6.58 7.09 3.76 3.96 P2O5 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 LOI 0.53 0.83 0.94 1.00 0.82 0.82 1.08 0.76 1.07 0.96 Total 99.30 99.56 100.38 99.16 99.56 99.87 99.24 100.50 99.67 100.24 Li 488 410 375 785 818 302 46.4 12.9 946 772 Be 5.43 3.87 5.26 4.31 4.75 4.70 12.9 7.49 6.04 5.85 Sc 1.51 1.88 2.26 2.58 2.73 5.40 1.22 0.41 1.65 1.73 V 0.32 0.25 0.61 0.48 0.51 0.27 0.39 0.31 0.37 0.40 Cr 10.5 1.63 17.8 12.0 13.7 2.70 13.6 10.5 2.51 13.2 Co 0.35 0.35 0.61 0.43 0.51 0.00 0.38 0.24 0.46 0.41 Ni 0.60 0.50 1.01 0.72 0.85 0.74 0.55 0.72 0.86 Cu 2.04 2.17 5.41 6.93 11.20 8.72 6.92 2.49 2.53 Zn 22.9 40.7 35.3 111 112 12.4 21.5 211 127 Ga 30.4 31.0 33.0 32.8 35.1 34.0 28.6 45.6 36.7 37.1 Cs 42.4 29.9 45.6 47.5 49.6 14.0 15.8 28.1 36.0 35.1 Rb 1500 1450 1480 1430 1480 1015 1270 2070 1580 1610 Sr 5.56 12.4 9.11 14.1 13.8 6.40 52.6 20.7 7.26 7.22 Ba 8.67 17.60 5.95 12.4 10.8 4.70 21.3 12.7 6.38 6.41 Th 21.2 23.5 35.8 34.5 34.6 17 25 2.49 16 15.1 U 11 11 34 29.2 31.6 25 15.9 3.2 17.6 14.1 Pb 24.1 39.7 48.5 255 202 41 29.7 34 71.4 79.5 Y 21.3 49.2 124 112 118 26.0 78.1 4.32 35.1 28.1 Zr 84.5 61.5 98.2 73.2 77.1 47.0 60.6 59.6 45.5 44.4 Hf 6.31 5.51 6.98 5.53 5.89 5.10 5.09 5.77 4.57 4.76 Nb 60.6 92.2 63.9 77.9 75.4 91.0 69.5 5.1 70.8 80.5 Ta 17.7 40.0 20.4 23.2 22.0 43.0 24.0 4.20 30.4 42.0 Mo 3.12 11.5 0.51 5.90 31.6 2.00 0.90 1.98 3.83 5.86 W 96 Sn 16.8 15.1 55.9 17.4 15.8 13.0 7.13 2.56 41.1 31.9 Sb 0.47 0.30 0.42 2.21 2.95 0.35 0.35 1.23 2.24 La 31.6 26.4 40.4 47.3 52.1 23.0 20.0 3.71 19.2 16.9 Ce 65.5 59.5 88.4 110 123 54.0 43.8 4.72 42.7 40.0 Pr 7.22 7.33 11.8 13.7 15.0 6.50 6.39 0.94 5.73 5.21 Nd 22.2 22.9 42.0 46.1 50.6 18.0 22.9 2.90 16.9 15.0 Sm 5.23 6.63 13.1 13.6 14.7 5.00 8.01 0.75 4.80 4.40 Eu 0.01 0.01 0.04 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Gd 4.77 6.08 13.3 13.5 14.6 4.30 8.18 0.63 4.20 3.75 Tb 0.90 1.42 2.93 3.05 3.21 0.99 2.09 0.15 1.02 0.92 Dy 5.64 9.65 19.7 20.5 21.7 6.80 15.0 1.02 7.27 6.36 Ho 1.14 2.10 4.28 4.43 4.60 1.40 3.33 0.22 1.56 1.35 Er 3.51 7.15 14.0 14.4 14.9 4.80 11.3 0.76 5.34 4.69 Tm 0.59 1.44 2.61 2.66 2.73 0.96 2.20 0.16 1.12 0.98 Yb 3.71 10.8 18.0 18.7 18.9 7.60 15.9 1.23 8.52 7.76 Lu 0.53 1.64 2.72 2.76 2.84 1.10 2.36 0.20 1.29 1.17 ∑REE 153 163 273 311 339 134 161 17.4 120 109 TE1, 3 1.10 1.16 1.10 1.14 1.14 1.22 1.13 1.02 1.19 1.22 Nb/Ta 3.4 2.3 3.1 3.4 3.4 2.1 2.9 1.2 2.3 1.9 Zr/Hf 13.4 11.2 14.1 13.2 13.1 9.2 11.9 10.3 10.0 9.3 δEu 0.007 0.006 0.009 0.005 0.005 0.007 0.005 0.039 0.008 0.006 TZr(℃) 745 726 752 734 736 696 692 695 706 700 注：*数据引自Xie et al. (2018)| Show Table
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香花岭碱长花岗岩高SiO2(73.89%~77.34%)和全碱(Na2O+K2O=7.06%~8.63%)，显示低至中等的Al2O3含量(11.92%~13.94%)，贫CaO(0.06%~1.65%)、MgO(0.04%~0.37%)、Fe2O3T(0.58%~2.05%)、TiO2(0.01%~0.04%)和P2O5(0.005%~0.010%)，与缺乏钛铁矿、磷灰石等副矿物的岩相学特征相符。在硅-碱(TAS)分类图解上，岩石样品主要落入花岗岩区域(图 4a)；在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解上呈钙碱质-碱钙质特征(图 4b)；铝饱和指数A/CNK介于0.97~1.24，呈准铝质到强过铝质特征(图 4c)；FeOT/(FeOT+MgO)比值介于0.77~0.97，属于铁质花岗岩系列(图 4d)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图 5a)，香花岭碱长花岗岩富集Th、U、Pb等大离子亲石元素，Ta、Hf等部分高场强元素，以及Li、Rb、Cs等碱金属元素；强烈亏损Ba、Sr、P、Ti等元素。在球粒陨石标准化稀土配分图解上(图 5b)，碱长花岗岩显示海鸥型元素分布特征，同时富集轻稀土和重稀土[(La/Yb)N=1.47~6.11]，发育显著Eu负异常(δEu=0.004~0.013)和典型四分组效应。
Fig. 4 Classification diagrams for the Xianghualing granites
Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for the Xianghualing granites (normalization values from Sun and McDonough, 1989)
香花岭钠长花岗岩SiO2含量为65.80%~78.18%，平均71.69%，低于碱长花岗岩。其Al2O3(12.39%~19.74%)和全碱(Na2O+K2O=7.64%~13.22%)变化较大，A/CNK介于1.00~1.31，属于弱过铝质-强过铝质系列(图 4c)。与碱长花岗岩一样，CaO(0.32%~1.02%)、MgO(0.02%~0.10%)、TiO2(0.003%~0.013%)和P2O5(0.010%~0.012%)在钠长花岗岩中含量也很低。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)图解上，钠长花岗岩投影到铁质花岗岩区域(图 4d)。在微量元素组成方面，钠长花岗岩的总体元素配分模式与碱长花岗岩的相似，但其稀土总量(∑REE=17×10-6~161×10-6)相对偏低，并且随着岩浆分异程度的增高进一步趋低(图 5b)。
3.3 锆石Hf-O同位素特征鉴于锆石U-Pb测年结果不理想，我们采用独居石年龄t=154Ma校正锆石Hf同位素的初始组成(表 3)。两件样品18颗锆石的(176Hf/177Hf)i变化于0.282336~0.282560，εHf(t)波动于-12.0~-4.1，两阶段亏损地幔模式年龄tDM2Hf变化于1.96~1.46Ga，对应的锆石δ18O值为+3.88‰~+9.18‰(图 6)。考虑到锆石样品普遍高U含量，遭受了高强度辐射损伤(Ddpa≈0.1~0.6)的锆石其Hf-O同位素组成可能也受到影响。前人研究表明高U锆石普遍存在的晶格破坏可促进流体渗入，从而加速锆石与外界流体发生Hf-O同位素交换(Gao et al., 2014; 王家松等, 2016; Braga et al., 2020; Liebmann et al., 2021)。我们统计了前人报道的香花岭及邻近岩体Hf-O同位素数据，经对比发现香花岭花岗岩的锆石εHf(t)分布范围与区内同时代岩体基本相当(图 6a, c)，但部分锆石δ18O显著偏低(δ18O＜7‰)，与明确遭受热液作用影响的翁岗岩脉重叠(图 6b, d)。
表 3 香花岭花岗岩锆石Hf-O同位素分析数据
Table 3 Zircon Hf-O isotopic compositions for representative samples of the Xianghualing granites
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4 讨论
4.1 香花岭花岗岩的形成时代如3.1小节所论述，对高U锆石开展微区原位U-Pb测年存在明显不确定性，难以获得精确年龄。前人在此基础上提出的香花岭多阶段(~220Ma、~150Ma、~80Ma)岩浆作用与锡多金属成矿模式(Li et al., 2018)显然有待商榷。鉴于湘南地区确实存在晚二叠世岩浆活动(Che et al., 2019)，以及部分低U锆石也获得了该时期年龄，香花岭花岗岩可能确实含有少量~220Ma锆石捕掳晶；相反，晚白垩世岩浆活动在南岭西部相对缺乏，且香花岭~80Ma年龄信息全部来自高U锆石，该测年结果极有可能是锆石遭受高强度辐射损伤后发生放射性成因Pb丢失所致(图 3e，f)。而对于确切记录了香花岭花岗岩侵位时代的中-晚侏罗世锆石，经过我们对数据的可靠性评估与筛选后，获得有效结晶年龄165~153Ma (U＜3000×10-6, Ddpa＜0.09, 图 3e，f)。该年龄结构不仅符合香花岭矿田基于热液锡石、白云母(Yuan et al., 2007, 2008)、铌钽铁矿(Che et al., 2019)测年确立的成矿时代(161~154Ma)，也与邻近的骑田岭(163~154Ma，图 7)、千里山(161~ 153Ma)花岗岩锆石U-Pb年代学分布特征一致(朱金初等, 2009; Chen et al., 2014, 2021a; Liao et al., 2021)。不同研究人员在不同地点采样反复进行锆石U-Pb测年获得的结果均表明岩体的生长持续了约10Myr，并具有相近的起讫时间，说明湘南地区这些中-晚侏罗世花岗岩确有可能在深部连为一体，均形成于岩浆多次脉动侵位(马昌前与李艳青，2017)增生。后者也得到了骑田岭岩体磁化率各向异性和布格重力异常研究的支持(Liu et al., 2018)。
与锆石一样，具有高U/Pb比值和高U含量的独居石也是开展U-Pb定年的理想对象(李秋立，2015)。另一方面，独居石经历放射性损伤后容易愈合，一般不会像高U锆石那样遭受严重晶格破坏而发生显著Pb丢失(Harrison et al., 2002; Seydoux-Guillaume et al., 2002; 李秋立，2016)。因此，当岩石样品中锆石普遍高U时，同生的独居石是较合适的定年替代矿物(Li et al., 2013)。香花岭地区癞子岭(Wu et al., 2022)和尖峰岭(本次研究)花岗岩独居石U-Pb年龄均与最年轻的锆石有效结晶年龄(即156~154Ma)一致(图 7)，指示独居石可能形成于岩浆分异晚期(René, 2014; 吴福元等, 2017)，二者共同代表了香花岭花岗岩的最终形成年龄。
此外，我们也将已有年代学数据按照岩相分带对骑田岭和香花岭花岗岩年龄进行了分类整理(图 7)，经统计发现不同岩性在形成时代上并没有显著差别，但骑田岭高分异相(正长花岗岩)和香花岭晚期结晶相(钠长花岗岩)相对匮乏中侏罗世年龄，也即缺乏早期岩浆脉冲生成的再循环晶记录的年龄。
4.2 香花岭花岗岩的岩浆起源与演化 4.2.1 岩石成因类型香花岭地区的花岗岩高硅富碱，轻-重稀土元素分异不明显，Eu负异常强烈发育。在前人的研究中它们多被判定为A型花岗岩(朱金初等，2011；来守华, 2014; Li et al., 2018)。然而，这些“A型”属性缺乏矿物学以及其它独立于岩浆分异的证据支持。香花岭花岗岩发育锂云母、富铷钾长石及萤石、独居石、铌钽矿、高铀锆石等副矿物(Xie et al., 2018)；所有岩石样品均具有极低的CaO、MgO和P2O5含量，异常低的Nb/Ta(1.2~5.5)、Zr/Hf(11~18)和Y/Ho(18~30)比值，以及显著的稀土元素四分组效应(TE1, 3=1.10~1.22)，表明花岗岩经历了高度分异以及岩浆演化晚期的熔-流体相互作用(吴福元等，2017)，其元素地球化学行为发生了很大变化，不能直接用于判别岩石成因类型。根据前人的研究经验，判断高分异花岗岩成因类型的相对可行办法是借鉴同时代共生的偏镁铁质岩石类型(吴福元等，2017)。研究区物探资料显示香花岭深部隐伏岩体可能与邻近地区相隔不足20km的骑田岭、千里山岩体相连(孙劲松，2013)，这一结论得到了大量同位素地质年代学和岩石地球化学证据的支持。一方面，锆石、独居石等副矿物U-Pb测年表明香花岭与骑田岭、千里山岩体不仅具有相同的侵位时代，并且发育年龄一致的锆石再循环晶(图 7)(朱金初等, 2009; Chen et al., 2014, 2021a; Yang et al., 2018; Liao et al., 2021; Wu et al., 2022; 本次研究)。另一方面，将骑田岭的主体相(二长花岗岩)、高分异相(正长花岗岩)与香花岭地区花岗岩(碱长花岗岩、钠长花岗岩)一并投影到哈克图解上，不同类型的岩石样品构成一条较好的曲线，暗示它们可以通过同源岩浆经结晶分异、源区差异熔融等过程大致关联起来(图 8)；而两个地区的花岗岩具有一致的全岩Nd和锆石Hf-O同位素组成进一步指示其为同源岩浆分异产物(图 6)。
Fig. 8 Harker diagrams for the Qitianling and Xianghualing granites
综合矿物学与岩石化学两方面的线索，我们倾向于将香花岭-骑田岭高演化花岗岩划归为高分异I型花岗岩。首先，从矿物组合的角度，骑田岭低分异相花岗岩含有I型花岗岩的特征矿物角闪石(Zhao et al., 2012)，而A型花岗岩特有的碱性暗色矿物以及S型花岗岩的标志性富铝矿物(堇青石)均未见。岩石中大量发育磁铁矿以及角闪石-黑云母富高价铁(Zhao et al., 2005)，也区别于普遍低氧逸度的S型花岗岩。其次，在元素化学演化方面，骑田岭-香花岭花岗岩的Ga/Al比值随Zr含量降低而升高(图 9a)，明显区别于A型花岗岩(吴福元等，2017)；铝饱和指数A/CNK也随Zr含量降低而升高(图 9b)，指示I型花岗岩中角闪石分离结晶(Clemens et al., 2011)；P2O5、Th等元素随SiO2的变化趋势(图 8e，f)同样与准铝质-弱过铝质的I型花岗岩相似(Chappell and White, 1992)。再者，香花岭-骑田岭花岗岩锆石δ18O (7.2‰~9.2‰)低于绝大多数变质沉积岩δ18O (10‰~15‰)的分布范围(图 6b)，指示岩浆起源于沉积岩部分熔融的可能性不大。
香花岭-骑田岭花岗岩属于I型花岗岩系列，除高度分异的钠长花岗岩外，所有岩石样品的K2O/Na2O比值均大于1.0，指示源岩主要为富钾质变火成岩。实验岩石学研究表明，这类花岗质熔体可形成于英云-花岗闪长质岩石(Skjerlie and Johnston, 1993; Douce, 1997)或富钾玄武质岩石(Sisson et al., 2005)部分熔融，但前者需要相当高的温度和压力条件(>900℃、>0.8GPa)，与区域内骑田岭、千里山低分异相花岗岩的岩浆产生条件(≤850℃、＜0.5GPa, Zhao et al., 2005, 2012; Guo et al., 2015)不符合。此外，将骑田岭低分异相花岗岩的主量元素组成与不同岩石部分熔融实验结果进行对比，发现研究区花岗岩与变玄武岩或角闪岩部分熔融产生的熔体组成完全吻合(图 9c, d)。在同位素组成方面，香花岭-骑田岭花岗岩εNd(t)为-7.6~-4.7，锆石εHf(t)为-12.0~+0.4，锆石δ18O为+7.2‰~+9.2‰(图 6)，两阶段Nd和Hf模式年龄集中于1.9~1.4Ga(Shu et al., 2011; Zhao et al., 2012; Li et al., 2018; Yang et al., 2018; Chen et al., 2021a; 本次研究)。这些富集的Nd-Hf同位素组成和介于地幔-表壳岩之间的δ18O指示花岗岩可能起源于早-中元古代玄武质中-下地壳深熔作用，该推断与华夏地块大量存在的古-中元古代基底(Xu et al., 2007; Yu et al., 2010; Geng, 2015)，以及癞子岭钠长花岗岩中发育的1.9~1.3Ga继承锆石(Li et al., 2018)吻合。此外，鉴于岩浆微粒包体、同期基性岩墙的存在(Zhao et al., 2012; Chen et al., 2014)以及锆石εHf(t)的离散分布(图 6c)，少量幔源新生物质可能也参与了成岩作用。Sr-Nd同位素计算表明骑田岭花岗岩形成于80%古老地壳熔体和20%幔源基性岩浆的混合作用(Zhao et al., 2012)。
4.2.3 高分异花岗岩及其堆晶相识别不同于其他发育复杂岩相分带的中酸性杂岩体，香花岭-骑田岭花岗岩在地球化学组成上存在明显成分间断(图 8、图 10、图 11)。同时，高精度单矿物U-Pb定年揭示虽然岩体通过脉动侵位增生持续生长了10Myr，但不同岩性具有近乎完全一致的最终固结年龄(图 7)。以上地质事实说明这些不同岩性的花岗岩无法通过连续分离结晶过程形成，其中的主体相(二长花岗岩)与高分异相(正长-碱长花岗岩)可能经历了截然不同的演化途径。事实上，它们无论在岩石结构、矿物组合还是元素地球化学组成方面似乎均显示一定的互补关系，倾向于源自同一岩浆房的堆晶体和残余熔体的固结作用。区域上二长花岗岩呈中-粗粒似斑状结构，富钙的斜长石(An≤34%)和钾长石斑晶以粗晶-巨晶结构为主，或紧密镶嵌或被中粒基质矿物集合体包围(Zhao et al., 2012; Chen et al., 2021a)，表明它们主要由岩浆分异早期产生的矿物晶体堆积而成，其内部间隙被残余岩浆充填。部分角闪石和黑云母斑晶虽被斜长石、石英交代蚕食，但仍保留了指示其结晶早、发育充分的自形晶轮廓。相反，高分异的正长-碱长花岗岩一般呈中-细粒近等粒结构，指示共结成因。其暗色矿物和斜长石不仅含量减少，种属也发生明显改变，黑云母为铁叶云母、铁锂云母所代替，斜长石以钠-更长石为主(Zhao et al., 2012; Xie et al., 2018; Chen et al., 2021a)。在元素地球化学组成方面，过铝质的正长-碱长花岗岩贫Fe2O3T、MgO、TiO2 (图 8a-c)，指示角闪石、黑云母等镁铁质矿物分离结晶；低CaO/Al2O3，高Rb/Sr，强烈亏损Eu (图 5b、图 8d、图 10a)，表明斜长石析出；低K/Rb，强烈亏损Ba (图 5a、图 10b)，可能与钾长石分离有关。这些推断与富Fe2O3T、MgO、TiO2，发育Ba、Sr、Eu弱负异常的准铝质堆晶二长花岗岩的岩相学特征恰好吻合。同样，在Zr/Hf、(La/Yb)N等微量元素比值与δEu的二元变化图解上(图 10c，d)，二长花岗岩与正长-碱长花岗岩也呈互补关系，指示二者微量元素组成受斜长石、锆石、独居石等矿物的溶解与沉淀支配。
图 10 香花岭花岗岩微量元素比值与δEu的变化图解
Fig. 10 Covariation diagrams of element ratios and δEu in the Xianghualing granites
图 11 香花岭花岗岩Rb-Sr (a)和Rb-Ba (b)变化图解
Fig. 11 Variation diagrams of Rb vs. Sr (a) and Rb vs. Ba (b) for the Xianghualing granites
综上分析，我们认为香花岭-骑田岭花岗岩的主体相与高分异相构成固-液互补关系，即高分异花岗岩是主体花岗岩的结晶残余相而非子体岩浆。为了进一步验证该推断，我们也对这些花岗岩之间可能的成因关联进行了微量元素模拟。以瑞利分馏模型为计算依据，以岩浆体系中变化相对最明显的Rb、Sr、Ba三种元素为模拟对象，以高分异花岗岩和潜在堆晶相花岗岩成分间断内合适位置(近几何平均值)代表初始岩浆组成(互补的堆晶相和残余熔体相源自同一初始物质)，并根据骑田岭二长花岗岩的矿物组合(30%石英+30%钾长石+30%斜长石+5%黑云母+3%角闪石，Chen et al., 2021a)计算总分配系数(表 4)，模拟结果如图 11所示。在Rb-Sr与Rb-Ba图解中，二长花岗岩与正长-碱长花岗岩分别落入了堆晶体和残余熔体区域；不同类型的高分异花岗岩残浆从岩浆房中迁出时对应不同的结晶度，骑田岭正长花岗岩在岩浆结晶度达50%左右时被萃取出来，香花岭碱长花岗岩可能在岩浆结晶度高于60%后迁出。该结论符合前人的研究结果，即50%~70%的岩浆结晶度是熔体与晶体分离的最理想时机(Dufek and Bachmann, 2010)。
Table 4 Parameters used in the modeling of Fig. 11
矿物组成(占比) 高KD矿物组成(占比) 低KD Rb Ba Sr Rb Ba Sr 石英 0.3 石英 0.3 斜长石 0.3 0.110 1.520 15.63 斜长石 0.3 0.003 0.390 7.600 钾长石 0.3 0.740 17.10 22.10 钾长石 0.3 0.530 15.30 3.900 黑云母 0.05 4.200 23.53 0.520 黑云母 0.05 2.460 6.400 0.250 角闪石 0.03 0.400 0.390 0.495 角闪石 0.03 0.140 0.510 0.670 总和 0.98 0.4770 6.7741 11.360 总和 0.98 0.2871 5.0423 3.4826 初始成分(×10-6) 700 120 65 初始成分(×10-6) 700 120 65 注：分配系数引自Chen et al.(2021a, b)及其参考文献.残余熔体成分根据公式一CL/Co=F(-1)计算，堆晶体成分根据公式二CR/Co=(1-FD)/(1-F)计算.Co代表岩浆初始组成，CL代表残余熔体中微量元素浓度，CR代表堆晶体中微量元素含量，F为熔体分数，D为总分配系数| Show Table
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由于花岗质岩浆具有较高的粘度，以及析出的矿物与岩浆密度差别不大，岩浆房中的晶体与周围熔体并不能快速分离，而是以晶粥体的形式存在(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004)。因此，解析高分异花岗岩成因的关键在于揭示驱动岩浆晶粥中晶体与熔体分离的机制。显然，从岩浆系统自身性质来说，降低残余熔体粘度和密度可增强岩浆上侵能力和促进晶-液分离。前人研究表明，因H2O、HF等挥发分在残余熔体中不断富集，花岗岩浆的粘度和密度的确在结晶分异启动后不断降低(吴福元等，2017及其参考文献)。特别地，挥发分氟本身还可增加花岗质熔体中水的溶解度(Holtz et al., 1993)，并且在低压环境下也保持较高可溶性(Giordano et al., 2004)。香花岭-骑田岭高分异花岗岩普遍岩发育富F云母以及萤石、黄玉等副矿物可证明与之相关的晶粥系统中残余熔体也富集挥发分。Katzir et al. (2007)指出，当岩浆房中晶体浓度超过晶粥系统刚性渗滤阈值(~50%岩浆结晶度，Van der Molen and Paterson, 1979; Vigneresse et al., 1996)后，富含挥发分的低粘度花岗质残余熔体可在硬化的晶体网内流动、聚合形成“小岩席”；随后在密度差所致的浮力作用下，不断汇聚增长的“岩席”持续顶蚀半固结的晶粥，缓慢向上运移。如果说岩浆流变学性质的改变为晶-液分离创造了有利条件，变形诱导的压滤作用(Bea et al., 2005)则是晶-液分离的重要触发机制。大量实验模拟和案例研究表明变形作用才是产生熔体迁移所需贯通裂缝的有效途径(Leitch and Weinberg, 2002; Bons et al., 2004; Barboni and Bussy, 2013; Yuan and Zhang, 2018)。香花岭-骑田岭岩体内部及周缘发育的大量花岗质斑岩-细晶岩-伟晶岩岩脉(Huang et al., 2015)以及黄玉流纹岩脉(Xie et al., 2013)均可指示变形作用的发生。此外，镁铁质岩浆底侵所引起的热扰动与挥发分注入也是诱发晶粥系统中残余岩浆上侵的有效机制(Snyder, 2000; Hildreth, 2004; Zhou et al., 2020)。虽然在骑田岭花岗岩中发现了指示镁铁质岩浆注入的微粒包体，但该过程对晶-液分离的影响还需进一步证据揭露。目前全岩锆饱和温度计(Watson and Harrison, 1983)所揭示的现象是随着岩浆分异程度的升高，体系温度逐渐降低。
就岩浆演化程度而言，香花岭-骑田岭花岗岩经历高程度结晶分异可能还与下述两个方面因素有关：(1)长期活跃的岩浆系统改变了周围地壳的热状态(图 12)，为岩浆房中晶体-熔体分离争取了足够的时间(Karakas et al., 2017; Bachmann and Huber, 2019; Zhou et al., 2020)，即使岩浆侵位到较冷的中-上部地壳，晶粥系统依然可以缓慢释热结晶。年代学研究揭示香花岭-骑田岭岩浆系统持续活跃了10Myr，但高分异花岗岩的侵位可能仅发生在岩浆演化最晚阶段(2~3Myr)。黑云母、角闪石全铝压力计对香花岭、骑田岭花岗岩结晶压力的估算表明，二者的侵位深度约为12~13km (Zhao et al., 2005; 来守华, 2014)。(2)花岗质岩浆(或残余岩浆)在赋存构造活动期间所经历的长距离运移上侵也是促进其发生高度分异的有效途径(Tartèse and Boulvais, 2010; 吴福元等，2017)。受古太平洋俯冲板块回撤影响，中-晚侏罗世是湘南地区NE向伸展断裂系统的强烈活跃期(毛景文等，2007)。需注意的是，骑田岭高分异花岗岩与堆晶相共存未必指示原位分异，浅就位的高分异相可能已被剥蚀掉。综合4.2.3小节的论述，我们将香花岭-骑田岭高分异花岗岩的形成机制概括如下：赋存于湘南热成熟地壳中的二长花岗质岩浆晶粥在变形作用诱导下，通过富挥发分熔体与晶体的分离作用形成了高分异的正长-碱长花岗岩，即高分异相代表从晶体间隙中萃取的残余熔体，主体相表征剩余晶粥(图 12)。
Fig. 12 Simplified petrogenetic model to illustrate the generation of the Xianghualing and Qitianling granites
鉴于香花岭钠长花岗岩的元素化学组成及变化趋势明显区别于碱长花岗岩，本文单独讨论其成因。参考世界上其他地区密切伴生的碱长花岗岩与钠质花岗岩组合，研究区钠长花岗岩可能通过以下三种途径形成：(1) 岩浆期后交代作用(Cerny, 1991; Kaur et al., 2006)；(2)富斜长石的堆晶体部分熔融(Lan et al., 2015)；(3)从半固结的碱长花岗岩晶粥萃取的钠质残留熔体冷凝结晶(Costi et al., 2009; Barboni and Bussy, 2013; Li et al., 2017; Yuan and Zhang, 2018)。香花岭钠长花岗岩发育雪球状石英斑晶和大量中-细粒自形板状钠长石晶体(朱金初等, 2011; Xie et al., 2018；本次研究)指示其形成于岩浆冷却结晶而非交代作用(Costi et al., 2009)。此外，副矿物形貌学和微区原位微量元素研究也指示岩石中锆石(Li et al., 2018)和独居石为岩浆成因。又鉴于堆晶斜长石熔融形成的岩浆组成与香花岭钠长花岗岩宽阔的SiO2和K2O变化范围(图 8)不一致，我们倾向于将香花岭钠长花岗岩归结为花岗质岩浆超分异的产物，代表从碱长花岗岩晶粥中萃取的钠质残留岩浆和少量堆晶的混合物(图 12)。虽然这类岩石与岩浆热液作用关系密切，并且普遍遭受岩浆期后蚀变作用(吴福元等，2017)，但已有大量的熔融和结晶实验证明其可通过岩浆冷凝固结形成(Xiong et al., 2002; Lukkari and Holtz, 2007)。在富水的香花岭碱长花岗岩冷却过程中钾长石将先于斜长石晶出，当温度降至合适区间石英和钾长石开始同时析出，随着结晶作用持续进行，残余熔体将逐渐富钠。因此，钠长花岗岩中SiO2、K2O含量取决于残余熔体脱离晶粥的时间。实验岩石学研究表明，类似的花岗质岩浆体系(PH2O≈0.5GPa)演化到石英和钾长石的共结线需要温度降至730℃以下(Johannes and Holtz, 1996)。香花岭钠长花岗岩的全岩锆饱和温度(Watson and Harrison, 1983)为690~710℃，符合晶粥体系分异出钠质残留岩浆的条件。
Fig. 13 Plots of Nb/Ta vs. Zr/Hf (a, after Ballouard et al., 2016) and Nb/Ta vs. TE1, 3 (b) for the Xianghualing granites
4.3 高分异花岗岩对稀有金属成矿作用的制约大量同位素年代学研究揭示，香花岭Sn-W多金属成矿作用与区内高分异花岗岩的侵入作用密切相关。在前人研究中，香花岭-骑田岭稀有金属成矿的关键在于高程度(高温)部分熔融萃取了富云母的过铝质花岗岩源区中金属元素或花岗岩浆演化过程中同化了富矿质元素的沉积物(Li et al., 2018; Yuan et al., 2019)。然而，花岗岩过铝质属性源于岩浆分异演化，而非初始岩浆性质；围岩混染会导致岩浆系统中晶体数量骤升与巨大的能量损耗(Glazner, 2007)，与研究区花岗岩经历的漫长演化历程矛盾。另一方面，鉴于标志岩浆演化终极阶段的高分异花岗岩常常是晶体、熔体、流体三相共存的浆-液过渡体系，其岩浆结晶分异与流体出溶过程对矿质元素的富化、萃取、迁移和沉淀对成矿作用的贡献可能更重要。因此，接下来我们将从花岗岩的演化程度、所经历熔-流体相互作用强度两个方面探讨香花岭-骑田岭高分异花岗岩的稀有金属成矿意义。
前人在不同演化程度的正长花岗岩、碱长花岗岩与钠长花岗岩中均发现了富F云母(Xie et al., 2018; Chen et al., 2021a)，并观察到它们常与主要造岩矿物交生一起，说明富F可能是岩浆的固有属性，该挥发分可源自镁铁质下地壳源区或底侵的地幔岩浆。在花岗质熔体中，F通过置换硅/铝氧四面体中的桥氧，使部分Si4+、Al3+成为“变网离子”，从而促使硅酸盐熔体解聚，岩浆的粘度、密度和固相线温度都将显著降低(Dingwell et al., 1993; Keppler, 1993; Sirbescu and Nabelek, 2003; Bartels et al., 2013; Linnen et al., 2014)。一方面，岩浆热力学、流变学性质的改变充分延长了花岗岩冷却结晶过程(Dostal et al., 2015)，并使得晶体沉淀和残留熔体迁出更容易发生(Chen et al., 2014)，二者共同促进花岗质岩浆的极端分异。另一方面，大量实例研究证明过铝质花岗岩分离结晶是Sn-W-Nb-Ta等稀有金属在岩浆演化过程中的重要富集机制(Lehmann, 1982; Neiva et al., 2009, 2011; Teixeira et al., 2012, 2021; Li et al., 2015; Jiang et al., 2018; Wu et al., 2020; Wang et al., 2021)。锡主要在还原条件下通过多次晶-液分离以Sn2+形式逐渐富集于残留岩浆中(Linnen et al., 1996; Pirajno, 2009)。钨在绝大多数氧逸度环境中均表现强不相容性，其富集过程更依赖花岗质岩浆的分异程度(Pirajno, 2009; Soloviev and Krivoschekov, 2011; Huang and Jiang, 2014)。残留岩浆中Nb、Ta浓度的升高得益于岩浆分异过程中不断积聚的挥发分F，因为被氟从硅/铝氧四面体中置换出来的氧(非桥氧)倾向于与Nb、Ta等金属阳离子结合，从而提升Nb、Ta在硅酸盐熔体中的溶解度(Van Lichtervelde et al., 2010; Li et al., 2015)。因此，骑田岭-香花岭花岗岩多阶段复杂的结晶分异过程可以为稀有金属富集成矿提供良好的地质条件。
除了伴随岩浆分异阶段的初始富集，岩浆演化晚期流体出溶和岩浆期后热液作用对锡钨多金属的萃取和进一步富化也是成矿的关键。如4.2.1小节所述，香花岭花岗岩具有远低于平均大陆地壳(Nb/Ta=11, Zr/Hf=33, Rudnick and Gao, 2004)的Nb/Ta、Zr/Hf比值，并发育典型的稀土元素四分组效应，二者均被认为是岩浆演化晚期熔体与富氟流体相互作用的结果(Dostal et al., 2015; Ballouard et al., 2016)。在花岗质岩浆结晶分异过程中，虽然低镁角闪石(Pfänder et al., 2007)和云母(Stepanov et al., 2014)的沉淀可降低残留岩浆Nb/Ta比值，但数值模拟显示70%~90%甚至更高的岩浆结晶度才能使Nb/Ta比值降至5以下，如此低熔体比例的晶-液分离过程只能发生于强剪切环境(Ballouard et al., 2016)。因此，除了相关载体矿物分离结晶之外，高分异花岗质岩浆中Nb-Ta极端分馏可能还需要岩浆演化晚期流体的参与(Dostal et al., 2015; Ballouard et al., 2016)。同样，Zr-Hf高度分馏可能由锆石分离结晶与熔-流体反应联合作用所致，稀土元素四分组效应可能也是独居石-磷钇矿析出(Duc-Tin and Keppler, 2015)与熔-流体相互作用(Bau, 1996; Irber, 1999; Monecke et al., 2007)的共同结果。该推测可由Nb/Ta与Zr/Hf、TE1, 3之间良好的相关性(图 13)支持。此外，香花岭高分异花岗岩发育含高Ta次生边的铌钽铁矿(Xie et al., 2018)以及富Hf、低δ18O的热液锆石(Li et al., 2018; 本次研究)均指示岩浆演化晚期存在熔-流体反应(Dostal et al., 2015; Zoheir et al., 2020)，而黄玉、萤石等副矿物及黄玉流纹岩脉的发育支持岩浆派生流体也富F。热迁移实验表明富F流体在还原环境中(可通过香花岭热液锆石低δEu和δCe证明，Li et al., 2018)对Nb的溶解度要高于Ta(Zaraisky et al., 2010)，这将导致残余熔体的Nb/Ta比值在流体出溶后降低。类似的实验研究也证明Zr在高碱、富F的热液体系中活动性非常强(Rubin et al., 1993; Ayers et al., 2012)。本质上，这些元素地球化学行为都可归因于流体中F与“高场强元素对(群)”——Nb-Ta (Ⅴ)、Zr-Hf (Ⅳ)、REEs (Ⅲ)的选择性络合(Bau, 1996)。伴随富F流体对上述强不相容元素的萃取，性质相似的Sn-W等金属元素也可能在流体作用下发生超常富集和矿化。因此，异常低的Nb/Ta (＜5)、Zr/Hf (＜18)比值不仅被用于甄别高分异花岗岩中熔-流体相互作用，也被当作鉴别花岗岩矿化的重要标志(Bau, 1996; Breiter et al., 2014; Ballouard et al., 2016)。在Nb/Ta-Zr/Hf判别图解中(图 13a)，香花岭岩石样品大多落入含稀有金属矿化的花岗岩范围内。
5 结论
(1) 湖南香花岭花岗岩形成于165~153Ma期间岩浆多次脉动侵位增生，其最终固结年龄为156~154Ma。持续的岩浆增生和热补给为岩浆房中晶体-熔体分离创造了适宜的热力学环境。
(2) 香花岭高分异I型花岗岩起源于古-中元古代变玄武质下地壳重熔。其中碱长花岗岩通过高热成熟度地壳中二长花岗质晶粥在变形诱导下发生富挥发分残余熔体与晶体的分离作用形成；钠长花岗岩由萃取于碱长花岗岩晶粥的钠质残留岩浆冷凝固结形成。
(3) 香花岭花岗岩高度分异与岩浆演化晚期熔-流体相互作用是该地区稀有金属成矿的关键制约因素。
致谢
衷心感谢本刊编辑和审稿专家提出宝贵的修改意见。
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