岩石学报  2018, Vol. 34 Issue (6): 1704-1724   PDF    
引用本文
陈伟, 陈斌, 孙克克. 2018. 江西大湖塘矿集区茅公洞钨矿有关的高分异花岗岩成因研究. 岩石学报, 34(6): 1704-1724  
Chen W, Chen B and Sun KK. 2018. Petrogenesis of the Maogongdong highly differentiated granite in the Dahutang tungsten ore field, Jiangxi Province. Acta Petrologica Sinica, 34(6): 1704-1724(in Chinese with English abstract)   
江西大湖塘矿集区茅公洞钨矿有关的高分异花岗岩成因研究
陈伟1 , 陈斌2 , 孙克克3     
1. 造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京大学, 北京 100871;
2. 南方科技大学地球与空间科学系, 深圳 518055;
3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083
2017-06-04 收稿; 2018-01-14 改回.
基金项目: 本文受合肥工业大学高层次人才引进项目和国家自然科学基金项目（41272067）联合资助
第一作者简介: 陈伟, 男, 1987年生, 博士生, 岩石学专业, E-mail:chenweipku@163.com
通讯作者: 陈斌, 男, 1964年生, 教授, 岩石学专业, E-mail:binchen@pku.edu.cn
摘要：江西省大湖塘钨（铜、钼、锡）矿集区位于江南造山带中段九岭山脉，是世界级钨矿。茅公洞岩体位于大湖塘矿集区南部，由花岗斑岩和白云母花岗岩组成，后者有显著钨矿化。本文对此岩体进行详细的锆石U-Pb年代学、云母-长石矿物化学、全岩主微量元素及Nd同位素研究。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明花岗斑岩的成岩年龄为133±2Ma，野外穿切关系表明含矿白云母花岗岩侵位稍晚。岩相学和岩石地球化学表明白云母花岗岩属于高分异花岗岩，与花岗斑岩相比，具有高硅，富碱，过铝质，较低的Ga/Al值，高Rb/Sr，Eu负异常明显，稀土四分组效应和异常的微量元素特征（non-CHARAC性质），以及较高的εNd值。基于以上特征，我们提出高分异的白云母花岗岩的形成模式：双桥山群变质沉积岩经部分熔融形成花岗斑岩之后留下麻粒岩相残余体，后者在幔源高温玄武岩底侵交代作用下再次发生深熔作用而形成白云母花岗岩；玄武质岩浆的底侵不仅为麻粒岩相残余的部分熔融带来高温，同时也带来挥发份F、B等，以及少量幔源物质的添加（导致白云母花岗岩具有较高εNd值）。F、B的加入改变了岩浆体系的物理化学性质，显著降低了岩浆的粘度、密度和固相线温度，这导致岩浆体系分离结晶过程的延长和高度的分离结晶；延长的岩浆演化过程活化了围岩中的水，导致强烈的熔-流体相互作用，形成白云母花岗岩的稀土四分组效应。同时，围岩流体的活化也萃取围岩中的成矿物质，加剧成矿物质的富集。而较还原的岩浆体系阻止了钨的分离结晶，为成矿提供了必要的条件。
关键词: 高分异花岗岩     Nd同位素     地球化学     稀土四分组效应     江西大湖塘钨矿集区    
Petrogenesis of the Maogongdong highly differentiated granite in the Dahutang tungsten ore field, Jiangxi Province
CHEN Wei1, CHEN Bin2, SUN KeKe3     
1. Key Laboratory of Orogenic Belt and Crustal Evolution, Peking University, Beijing 100871, China;
2. Department of Earth and Space Sciences, Southern University of Science and Technology, Shenzhen 518055, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
Abstract: The Dahutang tungsten (molybdenum, copper, tin) ore fields are located in the middle segment of the Jiangnan orogen, northern part of Jiuling batholith, which is the largest tungsten mine in the world. The Maogongdong granite pluton occurs in the southern part of the Dahutang tungsten ore field, composed of porphyritic granite and muscovite granite with tungsten mineralization. In this paper, we reported detailed studies on the LA-ICP-MS zircon U-Pb dating, major and trace elements, in-situ mica LA-ICPMS trace elements and the whole-rock Nd isotopic compositions of the two rock types. The results show that zircon U-Pb dating of the porphyritic granite yields an age of 132.5±1.8Ma, and the muscovite granite was emplaced later according to the field investigation. Petrography and geochemical data indicate that muscovite granite is a highly evolved in comparison with the porphyritic granite, and is characterized by high silica and alkalis, low Ga/Al ratios, high Rb/Sr, weak LREE/HREE fractionation, pronounced negative Eu anomalies, REE tetrad effect, and modified behavior of trace elements (non-CHARAC). The muscovite granite has εNd values (-5.4~+2.5) higher than the porphyritic granite (-7.5~-5.9). We suggest that the porphyritic granite was derived from melting of the Shuangqiaoshan Group meta-sediments, leaving behind in the lower crust a granulitic residue, and the highly differentiated muscovite granite formed by re-melting of the residue, triggered by the underplating of a new pulse of basaltic magma. Underplating of basaltic magma provides not only the high temperature required for melting the residue but also the volatile (fluorine, boron) in the source of the granite. Addition of fluorine and boron lowered the solidus temperature and the viscosity of granite magma, and thus prolonged the process the magma evolution. This appears to have resulted in extreme fractional crystallization and intense interaction between melt and circulating waters from country rocks, forming the unusual geochemical features of the granite and subsequently extract ore-forming metal from the country rocks, forming the polymetallic deposits.
Key words: Highly differentiated granite     Nd isotope     Geochemistry     REE tetrad effect     Dahutang tungsten ore field, Jiangxi Province    

高分异花岗岩以富含F、B等挥发份为特征。挥发份F、B等在高分异花岗岩形成演化和矿化方面的重要作用早就引人注意(Keppler and Wyllie, 1991; Chabiron et al., 2004; Agangi et al., 2010)，可大幅降低熔体的粘度(Dingwell et al., 1985; Mysen and Cody, 2004)、密度和固相线温度(至450~550℃，F=4%~5%；Webster and Rebbert, 1998)，导致富F花岗岩发生极端的分离结晶作用而成为高分异花岗岩。高分异花岗岩的特征是高硅富碱，含白云母、铁锂云母、萤石、黄玉、电气石、钛铁矿等，低Sr和Ba，稀土元素有不同程度四分组效应和强负Eu异常、高K/Ba和低Zr/Hf等特征(Bau, 1996; Chen et al., 2014; Clarke, 1981; Wang et al., 2014)，显然是贫水、还原、富F的岩浆体系。越来越多的证据表明高分异花岗岩与钨锡铜钼等稀有金属成矿有关，如姑婆山锡矿(朱金初等, 2006; Wang et al., 2014)、骑田岭锡矿(章邦桐等，2010)、千里山柿竹园钨锡钼铋多金属矿(毛景文等, 1995; Chen et al., 2014)、西华山钨矿(Guo et al., 2012)、内蒙岔路口钼矿(Li et al., 2014)、赣北大湖塘钨铜矿(Huang and Jiang, 2012；Sun and Chen, 2017; 项新葵等，2013)等。国外也多有报道, 如德国Zinnwald锡矿(高分异黄玉钠长石花岗岩；Webster et al., 2004)和埃及Gabal Gattar钨锡钼铋多金属矿(Helmy et al., 2014)等。高分异花岗岩的成因及其与钨锡铜多金属矿的成因联系一直是重要科学问题之一。

华南是我国重要的钨、锡、铌、钽等稀有金属矿产资源最重要的产地之一，成矿作用主要与广泛分布的中生代花岗质岩浆活动有关(毛景文等, 2007; Maulana et al., 2013; 蒋少涌等, 2015)。已有研究表明，钨锡矿化主要与演化程度较高的花岗岩关系密切(Chen et al., 2014; Guo et al., 2012; Wang et al., 2010, 2014)，这种花岗岩通常是高分异的S型花岗岩(可能有少数属于A型花岗岩)，具有富碱和过铝质的特征(Chappell and White, 1974; Jahn et al., 2001), 比如，广西大厂锡多金属矿床与富电气石的燕山期花岗岩密切相关(Jiang et al., 1999)。位于九瑞成矿带赣西北地区的大湖塘钨(铜、钼、锡)多金属矿集区，是最近几年国内发现的世界级超大型钨矿(Mao et al., 2013)。前人从年代学，矿物学、全岩地球化学、同位素示踪和矿床地质等方面对大湖塘花岗岩及钨成矿作用进行了详细的研究，并取得丰硕的成果。黄兰椿和蒋少涌(2012)系统研究了大湖塘花岗富钨斑岩的年代学和地球化学特征，认为富钨的花岗斑岩属于过铝质花岗岩，富集Li、Rb等微量元素，并据其Nd同位素特征认为其源区为双桥山群中的富泥质岩石，同时认为双桥山群泥质岩富钨元素可能是含矿花岗岩形成的原因, 而花岗岩的高分异特性可能对钨的进一步富集起到促进作用。Sun and Chen (2017)通过对大湖塘矿集区内石门寺矿床中白钨矿的系统研究表明早阶段的白钨矿主要来自中生代花岗岩出熔的流体，晚阶段的白钨矿有大量来自于围岩地层双桥山群变质泥质岩的贡献。

尽管前人关于花岗岩成因取得不少进展，但仍然有一些重要科学问题没有解决，比如，与成矿相关的花岗岩和与成矿关系不明显的花岗类岩石在岩石学、地球化学和同位素成分上有何差别？两者岩石成因有何不同？地幔组分是否有参与以及对岩浆体系性质和演化的意义是什么？高分异花岗岩比较富集的F、B等助溶剂组分来源和意义是什么？等等。因此，为了深入探讨以上科学问题，本文选择了对大湖塘钨多金属矿集区南部茅公洞钨矿密切相关的白云母花岗岩及与矿化关系不大的花岗斑岩进行对比研究，以期通过详细的锆石U-Pb定年工作、全岩主微量元素、Nd同位素、白云母原位LA-ICP-MS微量元素分析，探讨两类花岗质岩石的成岩年龄、岩石成因、物质来源以及钨在花岗质岩浆中的富集过程，钨矿的成矿机理与成矿条件。

1 地质背景及岩石学特征

长约1500km的江南造山带位于扬子板块与华夏板块之间，主要是一套浅变质(绿片岩相)、强变形的新元古代巨厚沉积-火山岩系及时代稍晚的侵入体所构成的地质构造单元(薛怀民等, 2010；Li et al., 2003), ENE走向，呈弧形跨越桂北、湘西、赣北、皖南和浙北的广大区域，被认为是在Rodinia超大陆形成晚期，扬子板块与华夏板块碰撞拼接的产物(Charvet, 2013; Yao et al., 2012)。江山-绍兴断裂(江南古陆南缘)是扬子板块与华夏板块的分界线，因此江南造山带隶属于扬子板块南缘。江南造山带形成之后，其上不整合覆盖南华系裂谷沉积，时间约为820~750Ma (Wang et al., 2003, 2008a；Yin et al., 2003)，之后沉积了从震旦系到中奥陶统的陆源碎屑沉积(Charvet, 2013)。由于中生代燕山运动，华南板块上出现了大量的岩浆岩，并且岩浆活动存在两个最剧烈的阶段：早燕山运动(约180~140Ma)和晚燕山运动(140~97Ma)(毛景文等, 2007)。江南造山带内侵入岩主要为大面积出露的晋宁期的黑云母花岗岩，呈大岩基状产出，典型的岩体包括西南段的龙有、洞马、元宝山等岩体，中段以九岭岩体最具代表性(出露规模达到2500km2)(约819Ma)(Li et al., 2003), 东段的许村、歙县、休宁等岩体(李献华等, 2002)。见少量的燕山期的中细粒黑云母花岗岩、似斑状二云母(或白云母)花岗岩以及花岗斑岩等的露头，主要呈小岩株、岩瘤或岩墙(脉)形式侵入至上述新元古代地层及侵入岩中(林黎等, 2006b; 黄兰椿和蒋少涌, 2012, 2013)。

本文研究的茅公洞岩体位于江西省大湖塘钨多金属矿集区(图 1a, b)，地处扬子板块东南缘，属于江南造山带中段，九岭山脉中段。区域构造位于赣北东西向构造带的九岭-官帽山复式背斜与武宁-宜丰北北东向走滑冲断-伸展构造的复合部位，属于九岭北北东向钨钼铜多金属成矿带的中部(林黎等, 2006a)。区域地层为新元古代双桥山群浅变质岩，为一套断陷环境形成的火山-碎屑岩沉积建造。岩性以变余云母细砂岩为主，其次为千枚状页岩、板岩，呈厚层状。区内大面积出露晋宁期中-粗粒黑云母花岗岩(岩基)，燕山期的中细粒黑云母花岗岩、似斑状二云母或白云母花岗岩及花岗斑岩等为小岩体、岩株(周新民, 2007)，侵入于双桥山群变质泥质岩和晋宁期黑云母花岗岩中(韩丽等, 2016)。

图 1 华南中生代花岗岩和火山岩分布图以及江南造山带位置和茅公洞矿点(a, 据Zhou et al., 2006; Deng et al., 2014)和大湖塘钨矿区地质简图(b) 江南造山带由一套浅变质(绿片岩相)、强变形的新元古代巨厚沉积-火山岩系(双桥山群，860~825Ma，Wang et al., 2014)及时代稍晚的侵入体(九岭花岗岩，819±9 Ma，Li et al., 2003)所构成的地质构造单元 Fig. 1 Distribution of the Mesozoic granites and volcanic rocks in South China, also shown are the location of the Jiangnan orogen and the Maogongdong ore deposit (a, modified after Zhou et al., 2006; Deng et al., 2014) and simplified geologic map of the Dahutang tungsten ore district (b) The Jiangnan orogen is mainly consisted of greenschist facies Shuangqiaoshan Group meta-sediments (and small amounts of meta-volcanics) with age of 860~825Ma (detrital zircon ages; Wang et al., 2014) and un-deformed Jiuling granite with zircon U-Pb age of 819±9 Ma (Li et al., 2003), which intruded into the Shuangqiaoshan Group

大湖塘矿区内燕山期岩浆岩呈现多期次侵入特征，岩性有似斑状二云母花岗岩、细粒二云母花岗岩、中细粒白云母花岗岩及花岗斑岩等。区内矿化类型以细脉浸染型黑(白)钨矿为主，石英大脉型，蚀变花岗岩型、云英岩型及隐爆角砾岩型等共生。矿体多环绕燕山期花岗岩株顶部及外接触带形成立体式的钨(铜、钼)矿床，矿体多分布于石英大脉、石英细脉及花岗岩体中，部分呈浸染状分布于围岩中，形成脉状或带状矿化。本文选择研究大湖塘矿集区南部与钨矿相关的茅公洞岩体，该岩体主要由花岗斑岩和白云母花岗岩组成，样品包括：采自0线NZK001、NZK003、NZK005、ZNK007钻孔不同深度的10块花岗斑岩样品和13块白云母花岗岩样品。茅公洞岩体两种花岗岩的接触关系在井下可见：花岗斑岩形成较早，被晚期的白云母花岗岩穿切(图 2a, b)。岩相学表明，花岗斑岩(图 3a, b)呈斑状结构，块状构造。斑晶主要为钾长石(25%~30%)、石英(20%~25%)、斜长石(15%~20%)、黑云母(10%)，粒度不等，斑晶大者可达1cm。石英斑晶呈自形，有细小黑云母包体；钾长石斑晶有明显蚀变；黑云母有绿泥石化。基质为石英、斜长石、钾长石和白云母，粒度细小；副矿物有铁钛矿、锆石、磷灰石等。白云母花岗岩(图 4a-c)呈块状构造，花岗结构，主要矿物组成有斜长石(25%~30%)、钾长石(20%~25%)、石英(25%~30%)、白云母(5%~10%)以及少量黑云母(2%)，副矿物见钛铁矿、磁铁矿、锆石、电气石、萤石，黑云母见不同程度的绿泥石化，斜长石发生少量蚀变，钾长石不同程度的高岭土化。

图 2 白云母花岗岩野外照片(a)和白云母花岗岩与花岗斑岩的接触关系(b) Fig. 2 Photographs of muscovite granite in the field (a) and contact relationship between the porphyritic granite and muscovite granite (b)

图 3 花岗斑岩的显微照片 斑晶有自形石英，钾长石，斜长石，基质为石英，长石，白云母.早期结晶黑云母包裹在石英中，钾长石斑晶不同程度绢云母化.Qtz-石英；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Chl-绿泥石 Fig. 3 Photomicrographs of the porphyritic granite Phanerocryst: quartz, plagioclase, potassium feldspar; ground-mass contains quartz, feldspar and muscovite. Biotite is included in quartz; potassium feldspar shows sericitization. Qtz-quartz; Kfs- potassium feldspar; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Chl-chlorite

图 4 白云母花岗岩显微照片 (a)萤石(Fl)呈他型，位于钾长石和石英粒间；(b)电气石(Tur)填充与石英斜长石粒间; (c)黑云母包裹于石英颗粒之中 Fig. 4 Photomicrographs of the muscovite granite (a) fluorite (Fl) is interstitial to potassium feldspar and quartz; (b) tourmaline (Tur) is interstitial to feldspar and quartz; (c) biotite is included in a quartz grain
2 分析方法 2.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析

锆石的分选是由廊坊市诚信地质服务有限公司完成的。利用重液和磁选结合的方法从粉碎的岩石样品中把锆石分选出，再在双目镜下提纯，将锆石嵌于DEVCON环氧树脂样靶中，打磨、抛光，具体制靶方法参考(宋彪等, 2002)。锆石的阴极发光图像在北京大学物理学院制成，以查明锆石内部结构，便于准确选点。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析锆石年龄在北京大学地球与空间科学学院重点实验室使用电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行测试。激光剥蚀系统为New Wave公司生产的UP213固体激光剥蚀系统，ICP-MS型号为Agilent 7500a型，激光束斑直径为44μm, 剥蚀深度为20~40μm，用He气作为剥蚀物质的载气，通过输送管道将剥蚀的锆石物质传送ICP-MS并在进入ICP-MS之前与Ar气混合，形成混合气。锆石年龄采用91500作为外部标样，元素含量使用NIST610作为外标，具体分析技术详见Wiedenbeck et al. (1995)。206Pb/207Pb、207Pb/238U、208Pb/232Th数据处理采用GLITTER 4.4 (Griffin et al., 2008; Williams and Hergt, 2000)。锆石同位素年龄计算和谐和年龄图等使用Isoplot(Ver 4.15)软件完成。

2.2 矿物电子探针分析

矿物电子探针主量元素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院实验中心完成。仪器型号为JXA-8230，加速电压为15kV，束流1×10-8A，束斑1μm.采用PRZ方法矫正, 分析标样为美国SPI公司53种矿物，数据分析误差介于2%~5%之间，标样波动误差基本均小于3%，标样数据波动范围2%以内，数据稳定性良好。

2.3 全岩主量、微量元素分析

全岩主量、微量元素分析均在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。样品粉末熔成玻璃饼后用X射线荧光光谱(XRF)方法测试主量元素，测试仪器型号为PW4400，测试精度优于1%。采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜溶样方法对样品粉末进行溶解，采用等离子质谱仪(ICPMS: PE300D)。含量高于10×10-6元素误差小于5%，小于10×10-6元素误差小于10%。

2.4 全岩Nd同位素分析

元素Sm、Nd的分离和纯化是在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，通过传统的阳离子交换柱法实现。质谱分析在天津地质矿产研究所完成，通过热电离质谱法(TIMS)在TRITON上进行测试。Sm和Nd的含量通过同位素稀释剂法获得，元素Sm和Nd的误差小于0.5%。143Nd/144Nd的测量值是通过146Nd/144Nd=0.7219进行矫正。样品测试过程中，LRIG Nd标样给出的测量值143Nd/144Nd=(0.512111±4) (2σ)，以同样的化学流程处理BCR-2标样得出的测试数值：147Sm/144Nd=0.1376，143Nd/144Nd=0.512624±3 (2σ)。

2.5 云母原位LA-ICP-MS微区分析

云母原位LA-ICP-MS微区分析在合肥工业大学资源与环境工程学院实验中心完成，采用美国相干公司(Coherent Inc.)生产，型号为GeoLasPro和Agilent 7500a型ICP-MS的联机系统，具体见涂湘林等(2011)、范裕等(2008)。激光束斑直径为30μm，剥蚀频率为5Hz, 激光输出能量为100mJ, 经过50%衰减后作用于样品表面。实验中按每五个样品点插入标样SRM 612.GSE-1G, BCR-2G, GSD-1G的测试流程，校正数据时用SRM612作为外标。实验数据校正软件为ICP-MS DataCal 7.2软件(Liu et al., 2008)。大部分微量元素的分析结果表明其分析精度优于5%, 甚至于某些云母中富集的元素(Li、Rb、Cs、W、Sn、Nb等)的分析精度优于1%, 但鉴于REE等元素在云母中含量很低，测试误差较大，介于20%~30%之间。

3 实验结果 3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 3.1.1 花岗斑岩

茅公洞岩体中的花岗斑岩样品GB2-11中锆石为无色透明或者浅黄色，大部分锆石结晶较好，呈长柱状晶型。在阴极发光(CL)图像上，锆石呈暗色，显然与该锆石中U、Th含量很高有关(表 1)，这些锆石Th含量可高达697×10-6, U含量可高达8638×10-6。测试结果表明，有的锆石点(-4、-7、-9、-12、-17、-19、-33、-35)给出l个较老的前寒武基底年龄，其206Pb/238U年龄主要在798~1398Ma之间，个别为2371Ma；有的锆石点，如-5、-13、-22，其206Pb/238U年龄为450~223Ma, Th/U比值分别是0.08、0.53、0.05，表明它们均可能为岩浆上升过程从围岩捕获的锆石。此外, 样品中的部分点-21、-23、-30、-32因为测得的年龄不在谐和线上，图中虚线表示，这几个点在计算年龄时均未统计在内。其余的13个点年龄较为一致，206Pb/238U年龄变化范围在129~139Ma之间，全部落在U-Pb年龄谐和线上，加权平均年龄为132.5±1.8Ma (n=13, MSWD=1.3)(图 5)，该年龄代表茅公洞花岗斑岩的结晶年龄。

图 5 茅公洞花岗斑岩(样品GB2-11)锆石U-Pb年龄图及谐和图 Fig. 5 Zircon U-Pb age and its concordia diagram of the Maogongdong porphyritic granite (sample GB2-11)

表 1 茅公洞岩体花岗斑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb ages of Maogongdong porphyritic granite
3.1.2 白云母花岗岩

白云母花岗岩样品MGD-5中的大部分锆石结晶较好，呈长柱状晶型。在阴极发光(CL)图像上，锆石呈现明暗两类，图中暗色锆石晶型较好，呈现典型的岩浆震荡环带，指示它们为岩浆成因。亮色锆石晶体浑圆状，环带不清晰，可能是捕获锆石。遗憾的是在进行激光剥蚀实验过程中，测试信号非常微弱，无法成功获得白云母花岗岩的结晶年龄。但根据野外接触关系，白云母花岗岩切穿花岗斑岩，同时存在少量的花岗斑岩细脉穿切白云母花岗岩演化晚期的石英脉，表明花岗斑岩与白云母花岗岩是同期的岩浆事件的产物，其就位时间稍晚于花岗斑岩结晶年龄132.5±1.8Ma。

3.2 矿物学研究

对茅公洞岩体花岗斑岩白云母、黑云母、斜长石成分进行了电子探针和原位LA-ICP-MS微区分析。

云母的化学成分及以11个氧原子为基础计算得出的晶体化学式和有关参数具体见电子版附表 1、附表 2。花岗斑岩中黑云母具有富铁贫镁高钛的特点，Fe/(Fe+Mg)为0.73~0.79, TiO2含量为3.12%~3.32%；根据黑云母的Ti饱和温度计计算得到黑云母结晶温度为596~702℃，平均656℃ (Wu and Chen, 2015; Abdel-Rahman, 1994)。白云母花岗岩中黑云母TiO2含量略低(1.35%~2.12%)，Fe/(Fe+Mg)为0.735~0.763；计算得到白云母花岗岩中黑云母Ti饱和温度为478~651℃，平均534℃。

附表 1 茅公洞岩体黑云母电子探针数据表(wt%) Appendix Table 1 Microprobe analysis for biotite of Maogongdong pluton (wt%)

附表 2 茅公洞岩体白云母电子探针分析与结构计算 (wt%) Appendix Table 2 Microprobe analysis for muscovite of Maogongdong pluton (wt%)

黑云母原位LA-ICP-MS微区分析分析结果见电子版附表 3。花岗斑岩黑云母的Li含量为599 ×10-6~968×10-6, 明显低于白云母花岗岩中黑云母(2400×10-6~3300×10-6)；而花岗斑岩中黑云母Zr含量(2×10-6~6×10-6)明显高于白云母花岗岩中黑云母＜1×10-6；图 6a)。在图 6b可见，花岗斑岩黑云母的V (12×10-6~74×10-6)和Cr (0.5×10-6~13×10-6)明显低于白云母花岗岩中黑云母(分别是170×10-6~675×10-6和60×10-6~380×10-6)。

图 6 茅公洞岩体云母原位微量元素协变图解 (a、b)黑云母的微量元素图解；(c-e)白云母的微量元素图解 Fig. 6 Plots of trace elements of biotite (a, b) and muscovite (c-e)

附表 3 茅公洞岩体黑云母LA-ICP-MS数据(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Appendix Table 3 in-situ LA-ICP-MS data of biotite from Maogongdong pluton (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

白云母LA-ICP-MS微区分析结果见电子版附表 4。从图 6c-e可见，花岗斑岩和白云母花岗岩中的白云母的微量元素特征有明显不同。花岗斑岩白云母的Sc (9×10-6~13×10-6)、Nb (30×10-6~87×10-6)、Zr (5×10-6~15×10-6)、Rb (1700×10-6~2650×10-6)、Cs (730×10-6~870×10-6)和Sn (270×10-6~350×10-6)明显高于白云母花岗岩(分别是Sc=3×10-6~7×10-6、Nb=1×10-6~7×10-6、Zr=0.1×10-6~0.6×10-6、Rb= 440×10-6~650×10-6、Cs=12×10-6~83×10-6、Sn =38×10-6~140×10-6), 但Ba较低(分别是3.2×10-6~5.2×10-6和167×10-6~355×10-6)。此外，反映岩浆演化程度的K/Rb比值(越低演化程度越高；Černy, 1991；Tischendorf et al., 1997, 2001)也不同，花岗斑岩为144~203，而白云母花岗岩为30~47。

附表 4 茅公洞岩体白云母LA-ICP-MS数据(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Appendix Table 4 in-situ LA-ICP-MS data of muscovite from Maogongdong pluton (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

斜长石成分均集中在钠长石端元(见电子版附表 5)，花岗斑岩An0Ab99.2Or0.8，白云母花岗岩An0Ab99.5Or0.5，与普通钙碱性花岗岩中斜长石相比，钠长石端元普遍较高。

附表 5 茅公洞岩体长石电子探针数据(wt%) Appendix Table 5 Microprobe analysis for feldspar of Maogongdong pluton (wt%)
3.3 主量和微量元素组成

岩体的主量和微量元素组成见表 2。与白云母花岗岩相比，花岗斑岩具有较低的SiO2 (72.74%~73.85%)、Na2O (3.07%~3.94%)，但具有较高的CaO (0.47%~0.88%)、K2O (4.46%~5.22%，平均4.79%)、MgO (0.21%~0.44%，平均0.32%)和TiO2 (0.08%~0.24%，平均0.15%), 与这类岩石的主要组成矿物是黑云母，钾长石，石英，副矿物为磷灰石是一致。白云母花岗岩具有较高的SiO2 (75.58%~78.86%)、Na2O(2.96%~5.37%)和K2O (1.13%~5.39%，平均2.89%), 而MgO (0.09~0.38%，平均0.17%)和TiO2 (0.03%~0.12%，平均0.06%)含量很低。从A/NK-A/CNK图解(图 7a)可见，花岗斑岩和白云母花岗岩A/CNK均大于1.1，显示出强过铝特征。在SiO2-Al2O3、K2O/Na2O、Rb协变图解(图 7b-d)上，花岗斑岩与白云母花岗岩的全岩Al2O3含量均随着SiO2含量增加而减少；K2O/Na2O与SiO2含量并无明显协变关系，但花岗斑岩中K2O/Na2O均大于1，大部分高于白云母花岗岩；花岗斑岩微量元素Rb与SiO2没有相关性，而白云母花岗岩SiO2与Rb正相关。

图 7 茅公洞岩体A/NK-A/CNK图解(a)和SiO2对Al2O3 (b)、K2O/Na2O (c)及其Rb (d)图解 Fig. 7 Plot of A/NK vs. A/CNK (a) and plots of SiO2 vs. Al2O3 (b), K2O/Na2O (c) and Rb (d) of Maogongdong pluton

表 2 茅公洞岩体主量(wt%)和微量(×10-6)元素数据 Table 2 major (wt%) and trace (×10-6) elements of Maogongdong pluton

在微量元素高分异花岗岩判别图解(图 8a, b)中，花岗斑岩样品点分别落在A型花岗岩边界和高分异花岗岩的区域内，而白云母花岗岩则全部落入高分异花岗岩区域。从图 8b中可见, 花岗斑岩和白云母花岗岩的高场强元素Zr (19.4×10-6~65×10-6)、Nb (2.01×10-6~11.5×10-6)以及Ce (3.55×10-6~19.8×10-6)、Y (4.25×10-6~18.6×10-6)等含量均不高, Zr+Nb+Ce+Y为37.7×10-6~104×10-6, 低于A型花岗岩的下限值(350×10-6; Whalen et al., 1987), 而锆石饱和温度介于638~740℃，平均630℃，明显低于典型的A型花岗岩的锆石饱和温度。与白云母花岗岩相比，花岗斑岩具有较高的REE含量，有的相对富集LREE，亏损HREE；白云母花岗岩具有M型稀土形式，Eu异常(Eu*=0.01~0.27)明显比花岗斑岩(Eu*=0.04~0.11)显著，而且具有轻微的REE四分组效应(图 9)。两种花岗岩均显示出异常的微量元素特征(non-CHARAC性质)，微量元素对Zr/Hf、K/Rb、K/Ba均偏离正常花岗岩范围(图 10)。元素Rb在花岗斑岩中含量(254×10-6~539×10-6, 平均406.6×10-6)明显高于白云母花岗岩(75.8×10-6~265×10-6, 平均182.2×10-6)；而元素Sr在花岗斑岩和白云母花岗岩中的含量区别不明显，分别是17.1×10-6~70.1×10-6和10.5×10-6~56.9×10-6。

图 8 高分异花岗岩判别图解(据Whalen et al., 1987) (a) (K2O+Na2O)-10000Ga/Al判别图; (b) (K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)判别图.FG-分异型的长英质花岗岩；OGT-未分异的I-, S-, M-型花岗岩 Fig. 8 Chemical discrimination diagrams of highly evolved granite (after Whalen et al., 1987) (a) plot of K2O+Na2O vs. 10000Ga/Al; (b) plot of (K2O+Na2O)/CaO vs. Zr+Nb+Ce+Y; FG-fractionated felsic granites; OGT-unfractionated I-, S-, M-type granite

图 9 茅公洞花岗斑岩和白云母花岗岩的球粒陨石标准化稀土配分形式(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns for the porphyritic granite and muscovite granite from the Maogongdong pluton (chondrite values after Sun and McDonough, 1989)

图 10 茅公洞岩体Eu*-Zr/Hf (a)、K/Rb-K/Ba (b)和Zr/Hf-Y/Ho (c)图解 Fig. 10 Plots of Eu* vs. Zr/Hf (a), K/Rb vs. K/Ba (b) and Zr/Hf vs. Y/Ho (c) of Maogongdong pluton
3.4 全岩Nd同位素组成

茅公洞岩体花岗斑岩和白云母花岗岩全岩Nd同位素组成数据见表 3。花岗斑岩和白云母花岗岩全岩Nd同位素组成上有明显区别。10个花岗斑岩样品计算得到的εNd(t)变化范围相对较小，为-7.5~-5.9；13个白云母花岗岩样品计算得到的εNd(t)变化范围较大，为-5.4~+2.5，显著高于花岗斑岩(图 11)。除此之外，我们还总结了区域上的华南前寒武基底双桥山群和同时代的基性岩脉(辉绿岩等)的Nd同位素组成，如图 11, 花岗斑岩和白云母花岗岩εNd(t)均落入双桥山群和基性岩脉εNd(t)范围之间，但白云母花岗岩Nd同位素组成显示向基性岩浆延伸的趋势，表明基性岩浆在其源区有混入。

图 11 茅公洞岩体εNd(t)-tDM2图 其中，双桥山群εNd(t)演化数据来源于Ling et al. (1992), 李献华(1996), Li et al., (2007), Chen and Jahn (1998); 基性岩脉εNd(t)演化数据源于谢桂青(2003) Fig. 11 Plot of whole-rock Nd isotopic composition vs. tDM2 Nd isotopic data of the Shuangqiaoshan Group meta-sediments are from Ling et al. (1992), Li (1996), Li et al., (2007), Chen and Jahn (1998); Data of Nd isotopic compositions of mafic dikes from Xie (2003)

表 3 茅公洞岩体全岩Nd同位素数据 Table 3 Nd isotopic composition from Maogongdong pluton
4 讨论 4.1 花岗斑岩的成因

如前所述，茅公洞岩体花岗斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄为132.5±1.8Ma。这与赣西北九瑞地区主要的成矿花岗岩一致，如邓家山花岗闪长斑岩(138.2±1.8Ma, 李亮和蒋少涌, 2009)、武山花岗闪长斑岩(144.6±3.9Ma, 东前等, 2011)、彭山隐伏花岗岩(128±1Ma, 罗兰等, 2010)等。

花岗斑岩的特征是黑云母含量较高，少量白云母；斑晶是长石(钠长石为主)和石英，基质中白云母含量较高。并有少量萤石，表明该花岗岩体系有一定F。这些岩石学特征表明花岗斑岩是比较典型的S型花岗岩，而江南造山带的主体是新元古代的变质沉积(碎屑)岩(双桥山群)，我们认为茅公洞花岗斑岩可能是来自双桥山群变质泥质沉积岩的部分熔融。

根据魏春景(2016)对变质泥质岩的熔融相关系研究，黑云母脱水熔融可能是形成S型花岗岩的主要形成机制:pl+qtz+bio=opx/gt+kfs+sill+qtz+melt，形成大约20%~40%体积的过铝质花岗岩熔体，同时形成opx/gt+kfs+sill+qtz为主的残留体，若变质沉积源岩中砂质含量较高，可在残留体中出现较多的石英和斜长石。花岗斑岩来自双桥山群的部分熔融得到其化学成分的支持。如图 7c，花岗斑岩的SiO2含量变化范围是72.74%~73.85%，碱含量较高，K2O+Na2O=8.19%~8.41%, 相对富钾(与黑云母脱水熔融有关)；花岗斑岩的A/CNK值为1.11~1.23, 是过铝质的花岗斑岩(图 7a)。稀土总含量不高(35.23×10-6~178.1×10-6)与源区可能有副矿物残留有关, 轻重稀土分馏明显，铕负异常不明显-明显。虽然在图 8a中部分茅公洞花岗岩数据点在A型花岗岩区，但该岩体具有明显不同于A型花岗岩的一系列地球化学特征：高场强元素Zr、Nb、Ce、Y等含量均不高，其中Zr为53.8×10-6~126×10-6, Nb为12.5×10-6~19.5×10-6、Ce为9.02×10-6~71.2×10-6、Y为8.3×10-6~13.3×10-6, Zr+Nb+Ce+Y为80.42×10-6~219×10-6, 低于A型花岗岩的下限值(350×10-6)。花岗斑岩的锆石饱和温度(Watson and Harrison, 1983)介于714~771℃，平均732℃，明显低于典型的A型花岗岩的锆石饱和温度。

茅公洞岩体花岗斑岩可能来自双桥山群变质沉积岩的部分熔融也得到其Nd同位素成分的支持，如图 11，花岗斑岩的εNd(t)变化不大，在-7.5~-5.9之间，与双桥山群的变质沉积岩的Nd同位素成分(主要εNd(t)=-7; Li and McCulloch, 1996；Chen and Jahn, 1998)比较接近。

4.2 白云母花岗岩的成因 4.2.1 源区性质

茅公洞岩体白云母花岗岩的形成比花岗斑岩稍晚(有穿切关系；图 2b)，与花岗斑岩在岩石学和地球化学上有不少重要差别：白云母花岗岩以含有较多白云母为特征，显然是过铝质的花岗岩(A/CNK值为1.11~1.36)，但黑云母含量较低，多作为包体出现(图 4c)；白云母花岗岩常见萤石、电气石(图 4a, b)等矿物，表明岩浆体系远比花岗斑岩富含F、B等挥发份；白云母花岗岩以高硅(SiO2=75.58%~78.86%)为特征，碱含量较高(K2O+Na2O=5.8%~8.4%)，且相对富钠(图 7c)；总稀土含量较低(21×10-6~74×10-6)，稀土配分模式呈典型的“海鸥式”，轻重稀土分馏不明显，铕负异常明显，且具有四分组特征(图 9)。这表明白云母花岗岩与花岗斑岩具有不同的源区和不同的成因。其成因机理可能有以下几种可能性：(1)与花岗斑岩类似，由双桥山群变质沉积岩部分熔融而形成；(2)是花岗斑岩分离结晶的残余熔体；(3)双桥山群变质沉积岩经部分熔融形成花岗斑岩之后的残留体再发生深熔作用而形成。讨论如下：

模式(1)不太可能是形成茅公洞白云母花岗岩的机制。首先，根据相平衡模拟和实验岩石学数据，泥质变质岩随着温度升高会先后发生角闪岩相条件下白云母脱水熔融(mus+pl+qtz=sill+kfs+melt，Palin et al., 2016; 魏春景, 2016)和麻粒岩相条件下黑云母脱水熔融反应(见前面)，白云母脱水熔融反应可形成白云母花岗岩，而黑云母脱水熔融反应主要形成黑云母花岗岩或二云母花岗岩(少量白云母)。茅公洞白云母花岗岩的石英、长石斑晶中可见黑云母包体，指示其形成条件在黑云母脱水熔融线以上(即麻粒岩相条件)，显然不是泥质岩高角闪岩相熔融反应的结果，也不是泥质岩在麻粒岩相熔融反应(形成黑云母花岗岩)的结果；其次，白云母花岗岩相对富钠而贫钾，K2O/Na2O比值为0.2~0.6，远小于花岗斑岩，这与变质泥质岩部分熔融形成的花岗质熔体通常为富钾的特征不吻合(Palin et al., 2016; 魏春景, 2016)。

模式(2)也不可能导致白云母花岗岩的形成。原因如下：(1)从主微量元素对二氧化硅图解上(图 7b, d)，白云母花岗岩数据点并不在花岗斑岩数据点的延伸趋势上，而是另一种趋势，两者显然不是分离结晶的演化关系；(2)与花岗斑岩相比，白云母花岗岩形成于更偏还原的条件，这与分离结晶趋势不吻合。另外，我们用Rayleigh分馏原理对微量元素(如Sr，Ba和Pb)进行分离结晶过程模拟(Rollinson, 1993)。考虑到花岗岩中的Sr，Ba和Pb主要存在于钾长石，斜长石，黑云母，磷灰石和钛铁矿中，我们假设以上几种矿物相为可能的分离结晶相，提出可能的分离结晶模式(图 12)。模拟表明如果有75%左右钾长石为主的分离结晶(图 12a)，就可能使Sr、Ba的含量趋近于白云母花岗岩，然而钾长石分离结晶必然导致残余岩浆中Pb含量的大幅度降低，这与白云母花岗岩的Pb含量反而增高不吻合(图 12b)。(3)花岗斑岩若分离结晶形成白云母花岗岩，黑云母的分离结晶应该是主要的，这将使得Li含量大幅衰减，但白云母花岗岩的Li(大部分75×10-6~235×10-6)总体上比花岗斑岩(75×10-6~150×10-6)要高，(4)白云母花岗岩的εNd(t)值(-5.4~2.5)显著高于花岗斑岩(-7.5~-5.9)，这与封闭体系分离结晶不吻合，也无法通过分离结晶过程中围岩混染来解释，因为围岩九岭岩基和双桥山群变质岩的εNd(t)(-15~-5，李献华, 1993; Chen and Jahn, 1998)低于白云母花岗岩。

图 12 用微量元素模拟茅公洞白云母花岗岩成因 三种可能的分离结晶模式：(1)75%Kfs+15%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag, (2)55%Kfs+35%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag, 及(3) 15%Kfs+75%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag. Sr、Ba、Pb在各种矿物中的分配系数据Rollinson (1993) Fig. 12 Trace element modeling for the petrogenesis of the muscovite granites of the Maogondong Complex Three possible fractionated assemblages are considered: (1) 75%Kfs+15%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag, (2) 55%Kfs+35%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag, and (3) 15%Kfs+75%Plag+10%Bt+1%Ap+1%Mag. Distribution coefficients of Sr, Ba, Pb are from Rollinson (1993)

模式(3)，即双桥山群变质沉积岩熔融抽取S型花岗岩(即花岗斑岩)之后的残留固相再次熔融可能是形成白云母花岗岩的主要机制。根据泥质岩脱水熔融相关系，残留固相的主要组成可能是opx/gt+kfs+qtz+bio，其中opx或gt的形成取决于压力和体系化学成分，较高压力和富铝有利于石榴石形成，而富镁有利于opx形成；黑云母脱水熔融过程中会有少量富F、Mg、Ti的黑云母残留下来，因为这种黑云母稳定温度可达900℃以上(魏春景, 2016)。我们认为茅公洞白云母花岗岩形成于这种麻粒岩相残留体的再次熔融，证据如下：

(1) 残留固相是泥质岩经历麻粒岩相变质深熔之后而形成，其再次熔融显然需要更高的温度(可能在900℃以上，Palin et al., 2016; 魏春景, 2016)。这样的高温需要地幔岩浆底侵加热才能提供，而在大湖塘地区与燕山晚期花岗岩同期的幔源岩浆活动比较普遍，主要是基性岩脉(辉绿岩等)，侵位年代为140±4Ma(谢桂青, 2003)。由于强烈的幔源岩浆底侵加热下地壳，不可避免会有地幔组分加入到下地壳源区，这得到白云母花岗岩的较高的εNd(t)值的支持(图 11)。

(2) 变质泥质岩熔融形成S型花岗岩过程中主要受黑云母脱水熔融控制(Palin et al., 2016; 魏春景, 2016)，黑云母在形成花岗斑岩过程中大部分分解消耗，只留下少量富F、Mg的黑云母，这与花岗斑岩的Rb (250×10-6~540×10-6)、K2O/Na2O (1.5)远比白云母花岗岩高(分别是75×10-6~270×10-6和0.4)是一致的。

(3) 白云母花岗岩中黑云母的Cr, V含量远高于花岗斑岩中黑云母(图 6b)，这可能与残留体熔融过程中幔源基性岩浆加入有关；白云母花岗岩中白云母的Rb、Sn、Cs显著比花岗斑岩中白云母低(图 6d, e)，这些元素主要赋存在黑云母(分配系数大于1; Rollinson, 1993)中，这与大部分黑云母已经在前期部分熔融形成花岗斑岩的过程中消耗、分解一致；白云母花岗岩中白云母的Ba较高(图 6e)，这与残留相中钾长石在超高温麻粒岩相条件下开始熔融(Palin et al., 2016; 魏春景, 2016)而消耗是吻合的。

(4) 白云母花岗岩中常见萤石和电气石(而花岗斑岩中少见)，显示其B, F等挥发份显著高于花岗斑岩，这可能也是与残留体熔融过程中被富含挥发份的地幔岩浆底侵、交代有关。高分异花岗岩中挥发份F、Cl、B的来源一直是个争论问题，Collins et al. (1982)提出挥发份F、Cl、B来源于下地壳黑云母、角闪石分解。但如前文所述，当下地壳源区部分熔融形成花岗斑岩之后，残留相中富挥发份的矿物如云母等含量较低，不足以提供形成高分异花岗岩母岩浆所需的挥发份。考虑到花岗斑岩中较低的F、B含量，我们认为挥发份F、B可能来源于地幔岩浆底侵过程中与下地壳的相互作用(Monchoux et al., 2006)。Black et al. (2012)在西伯利亚溢流玄武岩辉石和橄榄石斑晶中发现的熔融包裹体中挥发份F (2%)、Cl (0.9%)含量较高，这是挥发份来源于幔源岩浆的有力证据。这与白云母花岗岩较高的εNd(t)值是一致的(图 12)。

4.2.2 富B、F花岗岩体系演化和REE四分组效应

从以上讨论可知，由于幔源岩浆的交代，白云母花岗岩的母岩浆成为富F、B等挥发份(助溶剂)的体系。实验岩石学已经证明(Manning, 1981; Dingwell et al., 1985)，当花岗质岩浆富挥发份(F、B等)时，岩浆流变性质发生显著改变。挥发份(F, B等)可解聚熔体，大大降低岩浆的粘度、密度和体系固相线温度(可低至约550℃，如果F达3.5%;Manning, 1981; Dingwell et al., 1985)，如此便可延长岩浆分离结晶过程，使其经历较充分的分离结晶作用。白云母花岗岩特有的地球化学性质的成因论述如下：

(1) 白云母花岗岩以高硅为特征(SiO2=75%~78%)，表明可能发生强烈的分离结晶作用，因为体系粘度较低，晶体分离相对容易，而且分离结晶过程较长(固相线温度低)。从图 7b可见Al2O3与SiO2明显负相关，所以长石的分离结晶可能是重要的。由于体系富B、F，导致花岗质岩浆石英-钾长石-钠长石体系三元最低共结点位置向钠长石端元偏移(Manning, 1981; Dingwell et al., 1985)，这与白云母花岗岩中石英的早期结晶和常见几乎纯的钠长石一致。

这在矿物成分也有反映。如图 6a所示，白云母花岗岩中黑云母的Li显著高于花岗斑岩中黑云母，因为长石类的D矿物-熔体(Li)=0.2~0.25 (Rollinson, 1993)，长石的分离结晶将导致Li在残余岩浆富集；白云母花岗岩的Zr很低(图 6c)，与锆石等副矿物的分离结晶有关。

(2) 富F、B等挥发份的白云母花岗岩全岩锆石饱和温度为638~740℃，平均678℃，黑云母钛温度计温度为478~651℃，平均534℃，明显低于花岗斑岩的结晶温度，后者的全岩锆石饱和温度为708~773℃，平均732℃(表 2)，而黑云母钛温度计给出的温度为596~702℃，平均656℃(附表 1)。这显然与白云母花岗岩体系中富F、B导致固相线温度下降有关。此外，我们注意到白云母花岗岩和花岗斑岩的锆石饱和温度与黑云母钛温度计温度的差别不同。两种岩浆体系的锆石饱和温度都比黑云母钛温度计温度明显高，说明锆石先于黑云母结晶。有趣的是，花岗斑岩的锆石饱和温度比黑云母钛温度计温度高大约60℃(732~656℃)，而高分异白云母花岗岩锆石结晶温度(678℃)比黑云母结晶温度(534℃)高140℃，也说明富B、F的白云母花岗岩体系分离结晶和岩浆演化过程被大幅度延长。

(3) 由图 10可见，白云母花岗岩和花岗斑岩都显示了特殊的微量元素性质：Zr/Hf比值远低于正常花岗岩的38左右，而K/Ba远高于正常花岗岩。Bau (1996)详细的描述了这种特殊的微量元素地球化学特征，并称之为non-CHARAC性质(Charge-And-Radius-Controlled)，而正常花岗岩中微量元素的分配特征是由电荷半径比控制。然而，Manning (1981)研究表明当岩浆体系富挥发份F，熔体中流体溶解度会随F含量的增加而增加，这样的岩浆体系性质介于硅酸质熔体和流体之间(Bau, 1996; Jahn et al., 2001)，微量元素的特征不再由电荷半径比控制。白云母花岗岩显示比花岗斑岩更低的Zr/Hf比值，这应该与前者富含B、F等挥发份有关。

(4) 由图 9所示，白云母花岗岩显示一定的稀土四分组效应(REE tetrad effect)，而花岗斑岩的稀土四分组效应相对微弱。关于稀土四分组效应的成因，一直没有统一认识。Seward and Barnes (1997)认为花岗质岩浆高度分离结晶导致残余熔体具有稀土四分组效应; Duc-Tin and Keppler (2015)也认为由于副矿物(如独居石、磷钇矿)的对镧系元素溶解度不同，在分离结晶过程中使母岩浆产生稀土四分组效应。但Bau (1996)和Irber (1999)通过模拟副矿物分离结晶并没有发现残余熔体具有典型的REE四分组效应，并且也难以解释副矿物和寄主岩石中均存在REE四分组效应这一现象，所以提出熔-流体强烈相互作用是花岗岩形成稀土四分组效应的原因。Kawabe (1999)也证明强烈的熔-流体作用可以导致稀土四分组效应，同时会阻止轻重稀土的分馏，使球粒陨石标准化后稀土分配曲线较为平坦，并且出现强烈的铕负异常；稀土离子可以与F-形成络合物并稳定存在与熔体中(Irber, 1999)，由于重稀土(HREE)有更高的电荷半径比(La:2.56，Lu:3.0), 比轻稀土(LREE)更容易与F-络合，导致高分异花岗岩中重稀土较富集(Chen et al., 2014)，但高分异花岗岩较低的总稀土含量是高程度分离结晶(副矿物分离)导致。铕(Eu)在高分异花岗岩中却是非常亏损的，原因是Eu2+的电荷半径比为1.53，小于其余的稀土元素。因此，铕的亏损可能是分离结晶作用和熔-流体共同作用的结果。

稀土四分组效应的大小可用TE1来表示，为了研究稀土四分组效应与分离结晶程度和熔-流体相互作用的关系，我们把反映稀土四分组效应的TE1与反映熔流体相互作用程度的Zr/Hf, K/Ba比值作图(图 13a, b)，可见反映熔体non-CHARAC性质的微量元素对比值与稀土四分组效应程度(TE1)有密切关系，稀土四分组效应程度越高，non-CHARAC效应越强烈，后者是流体作用的结果。所以，熔流体相互作用可能是导致花岗岩稀土四分组效应的主要原因。此外，我们把TE1与反映岩浆分离结晶程度的K/Rb(随分离结晶而减小)作图，可见白云母花岗岩的TE1与K/Rb比值没有相关性(图 13c)，表明分离结晶程度可能与稀土四分组效应没有直接关系。实际上，正是由于白云母花岗岩体系富F、B等挥发份，导致其固相线温度大降，延长了其岩浆演化过程，并因此延长和加强了熔-流体相互作用的时间和程度，而富F、B等挥发份使得熔体中流体溶解度增加(Manning, 1981)也加剧了熔-流体相互作用程度。所以，高分异花岗岩的稀土四分组效应实际上与熔流体相互作用有关，而与分离结晶程度没关。

图 13 茅公洞岩体TE1-Zr/Hf (a)、K/Ba (b)和K/Rb (c)图解 Fig. 13 Plots of TE1 vs. Zr/Hf (a), K/Ba (b) and K/Rb (c) for Maogongdong pluton

与熔体作用的流体来源目前认为存在两类：岩浆流体和外部流体。我们认为外部流体与岩浆体系的作用可能是形成稀土四分组效应的原因：(1) Monecke et al. (2002)在与花岗岩相关的脉体(出溶熔流体)中的萤石没有发现与全岩稀土四分组配分形式(M型)成互补的W型的稀土配分形式，表明全岩的稀土四分组效应并不是岩浆出溶的流体离开岩浆系统导致；(2) Liu and Zhang (2005)报道了阿勒泰伟晶岩中磷灰石与全岩一样也具有稀土四分组效应，由于磷灰石通常结晶较早，与岩浆晚期出溶的流体作用无关，排除了岩浆体系内部流体与熔体相互作用产生稀土四分组效应的可能。他们利用质量平衡计算获得稀土离子在流体-结晶相-熔体间的分配系数，提出外部流体的参与可能是高分异花岗岩形成稀土四分组效应的原因。高分异花岗岩体系富F、B，增大了水在长英质岩浆中的溶解度，这可能是外部流体能较早的进入岩浆体系并与熔体相互作用的原因。

4.3 成矿启示

茅公洞地区含钨的白云母花岗岩为富F的高分异花岗岩。其最终矿化是花岗岩源区、演化过程、水岩作用三个因素共同作用的结果。我们Nd同位素的结果表明茅公洞地区白云母花岗岩源区岩石为新元古代双桥山群中变质泥质岩。双桥山群泥质岩中钨的平均含量为11.8 ×10-6 (刘英俊等，1982)。钨是一种典型的亲氧元素，在部分熔融过程中会富集在熔体中(Arevalo and McDonough, 2008；Candela and Bouton, 1990)，由富W的双桥山群源区部分熔融能够产生富W的初始熔体。

白云母花岗岩具有富F的特征，一方面F能够显著地降低岩浆的固相线温度及粘度，有效延长岩浆的活动时间，促使岩浆体系发生了显著地分离结晶作用。考虑到白云母花岗岩中主要的分离结晶矿物为斜长石+钾长石，而W相对于长石为不相容元素，随着分离结晶作用的进行，W会进一步富集于残余熔浆中。另一方面，F能够显著增加水在岩浆中的溶解度(Audétat et al., 2000)，避免成矿流体早期从岩浆体系中逸散，使得成矿流体能够最终汇聚而富集成矿(Wang et al., 2010)，这也是白云母花岗岩形成过程中经历了强烈的熔流体作用的重要原因。

F的加入能够显著增大金属在溶液中的溶解度及迁移能力，因为F是最活动及电负性最强的元素(Seward and Barnes, 1997; Wood and Samson, 1998)。富F花岗岩易形成含HF的流体，HF是最具有腐蚀性的酸，能够显著地增大围岩的渗透性从而有效地增强水—岩反应的强度(McPhie et al., 2011; Robb, 2005)。Sun and Chen (2017)对于白钨矿的研究已经表明大湖塘矿集区石门寺钨矿的形成过程中成矿物质并不单单来源于花岗岩本身，通过水-岩反应从围岩中萃取了大量的成矿物质。因此，强烈的水-岩反应对于钨矿的生成非常有利。

5 结论

本研究提出高分异花岗岩成因的残留体熔融模式，认为高分异白云母花岗岩并非同时代的花岗斑岩经分离结晶而形成，而是由源区双桥山群变质沉积岩部分熔融抽取花岗斑岩岩浆之后留下的麻粒岩相残留体，在幔源岩浆底侵、交代的条件下再次发生部分熔融而形成。可能来自幔源岩浆交代而加入的挥发份F、B，大大延长了花岗质岩浆分离结晶过程，导致岩浆高度的分离结晶，同时加剧熔-流体相互作用，形成高分异花岗岩独特的地球化学特征和稀土四分组效应。茅公洞地区钨的成矿与高分异花岗岩密切相关，成矿物质应该来源于双桥山群变质泥质岩，而高度的分离结晶和岩浆体系的还原环境则是钨成矿的重要原因。

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