2013, Vol. 29
, WANG RuCheng, ZHU JinChu, LU JianJun, ZHANG WenLan, CHE XuDong, ZHANG RongQing and HUANG FangFang
南岭地区是我国重要的钨锡稀有金属成矿区。钨锡稀有金属成矿作用与花岗岩有着紧密的成因关联，广大地质工作者对此进行了大量的研究工作，建立了稀有金属花岗岩成岩成矿模式(南京大学地质系，1981；王联魁等，1982；陈毓川等，1989；华仁民等，2005；毛景文等，2007；陈骏等，2008)。随着国家经济发展对矿产寻找的迫切性，对隐伏或深部含矿花岗岩的研究是当前我们需要重点关注的问题之一。长英质(花岗岩和流纹岩)岩脉是花岗岩地区常见的岩石类型，是长英质岩浆在不同构造岩浆演化阶段沿构造裂隙灌入、固结而成的，它们一般为浅成或超浅成，富含挥发份，其中富含钨锡稀有金属元素的长英质岩脉，通常为高演化的强过铝质酸性岩石，这些岩脉由于矿物粒度细而具有较强的抗风化能力，因此，可以作为研究隐伏含矿花岗岩的重要窗口(Kovalenko and Kovalenko, 1976; 黄蕴慧等, 1988; Raimbault and Burnol, 1998; 朱金初等，2002；Rasmussen et al., 2011)。 多年来，在蒙古、澳大利亚、美国、捷克、法国、加拿大以及我国南岭等许多地区都已经发现了富含钨锡稀有金属的流纹质、微细粒花岗岩质或细晶岩质的岩脉，其出露在花岗岩体内或周边地区，并且均与钨锡稀有金属矿床紧密相关(Beus et al., 1962; Kovalenko and Kovalenko, 1976; Eadington and Nashar, 1978; Kortemeier and Burt, 1988; Zhu and Liu, 1993; Congdon and Nash, 1988; Breiter et al., 1997；Rasmussen et al., 2011)。这些岩脉与周围的花岗岩或伟晶岩具有类似的化学成份，但是快速结晶时形成的岩石结构与矿物组合却有很大的差别。这些相似性与差异性，可以反映深部的原始岩浆信息，记录岩浆-热液演化过程中岩石学、矿物学和同位素地球化学等方面的变化特征，为含钨锡稀有金属花岗岩和相关矿床提供了成因信息。为此，本文将选择湘南矿集区不同演化程度的长英质(流纹质、微粒花岗岩质、细晶岩质)岩脉为研究对象，总结了这些长英质岩脉的岩石学、矿物学、年代学和地球化学等方面的特征，探讨岩脉与主岩体在时间、空间、物源和成因方面的关系，揭示深部岩浆演化和矿化作用的信息，力争通过岩脉中的矿物学信息寻找可以对钨锡稀有金属成矿作用进行示踪的有效标志，为稀有金属的找矿提供有用的信息 。
湘南钨锡多金属矿集区位于南岭海西期凹陷带的东段，矿床(点)主要集中在郴州市，以及汝城和宜章等县境内，在矿集区约11000km2范围内，分布有30余处钨锡多金属矿床，其中已发现的大型矿床有柿竹园钨锡钼铋多金属矿床、瑶岗仙钨矿床(Peng et al., 2006)芙蓉锡矿床(Yuan et al., 2011)、新田岭钨矿床(袁顺达等，2012a)、香花岭锡矿床(Yuan et al., 2007, 2008)等。这些矿床不仅储量大，而且矿物组合和成矿机理也较为独特，是世界上著名的钨锡多金属矿床。矿集区内钨锡多金属矿床主要沿茶陵-郴州断裂分布，与岩浆岩成矿作用和热液成矿作用关系密切，多产于岩体内外接触带、断裂破碎带、沉积岩相变化带。区内钨锡多金属矿床、矿点所处的地质位置、围岩性质及其蚀变特征，矿体产出形态、矿物组合及显微结构，千差万别，反映了区内成矿条件复杂，成矿作用强烈，从而导致区内钨锡多金属矿床类型较多。本文选择了湘南地区奇古岭、香花岭、荷花坪、千里山、新田岭和瑶岗仙6个典型成矿区出露的花岗岩和岩脉作为研究对象(图 1)。
 | 图1 湘南地区地质简图及长英质岩脉分布(据郑基俭等，2002；朱金初等，2008修改) Fig.1 Geological sketch map of southern Hunan Province and distribution of the felsic dykes (after Zheng et al., 2002; Zhu et al., 2008) |
(2)香花岭地区处于湖南临武县境内，构造上位于南岭东西向构造带和耒阳-临武南北向构造带的复合部位，整体呈一背斜穹窿，属于南岭钨锡稀有金属成矿带中部。该区域出露三个燕山早期的花岗岩岩体，从南向北依次是尖峰岭岩体、通天庙岩体和癞子岭岩体，岩性均主要为黑云母花岗岩。癞子岭岩体中含有大量细晶岩、伟晶岩、黄英岩和石英岩，在岩株周边出露有三种不同类型的岩脉，是一个典型的研究区域，岩株东北侧有著名的431岩脉，是一条长约1800m的富含钨锡铌钽的斑状岩脉，宽1.8~18.4m，倾角42°～78°，西缘侵入癞子岭岩体中。它具有垂直分带，从深部向上依次为：碱长花岗斑岩→翁岗岩和富黄玉翁岗岩→黄英岩和云母黄英岩→萤石化水云母化蚀变岩，它们之间界限是过渡的(朱金初等, 1993)；在岩株西侧还有两条长约800~1000m的细粒花岗斑岩脉，宽10~20m，东端侵入于癞子岭岩体，大部分侵入于泥盆系中统跳马涧组(D2t地层)，赋存有斑岩锡矿，其下盘接触处有锡石硫化物矿体。另外在岩株东南侧还存在一条长约4600m的石英斑岩脉，稀有金属元素含量较低(朱金初等，2011)。本次研究的样品采自431岩脉。
(3)荷花坪岩体位于王仙岭岩株的东南侧，是一个锡铅锌多金属矿区，可以分为野鸡窝锡矿、打鼓岭锡铋铅锌矿以及天字号锡锰矿。在早期的研究工作中认为荷花坪花岗岩是王仙岭岩株的一部分(蔡明海等，2006)，章荣清等(2010, 2011)在近期工作中认为荷花坪花岗岩具有明显不同于王仙岭印支期花岗岩的岩相学及岩石地球化学特征，且与南岭地区其他燕山期含锡花岗岩类似。荷花坪锡多金属矿可能与此燕山期花岗岩有关。荷花坪地区出露有十几条花岗岩脉和石英斑岩脉，脉长几百米，脉宽为几米到两百米不等。这些斑岩脉沿NNE或NE向展布的湘桂断裂带产出侵位，与区域内郴州-临武深大断裂方向一致，向东北延伸至东坡，向西南延伸到长城岭，其倾向东南，倾角50°~70°(章荣清等，2010)。
(4)千里山岩体位于茶陵-郴州断裂东侧，地表出露面积约为11km2,为小岩体，形成于晚侏罗世(毛景文,1995a, b; 刘义茂等,1997)。千里山岩体主要由似斑状粗粒黑云母花岗岩、中粒黑云母花岗岩、细粒黑云母花岗岩以及后期的岩脉(石英斑岩、花岗斑岩脉和辉绿岩脉)组成。前三类岩石构成千里山复式岩体的主要部分，后者作为晚期岩脉切割早期花岗质岩基，呈北东向展布，脉体宽数十厘米至数米。千里山岩体周围发育大量有色金属矿床，具代表性的有红旗岭锡多金属矿床(袁顺达等，2012b)、柿竹园钨锡钼铋多金属矿床、野鸡尾锡多金属矿床、金船塘锡铋多金属矿床(刘晓菲等，2012)等，其中柿竹园和金船塘矿床达超大型规模。矿床类型以产于岩体与围岩(碳酸盐岩) 接触带的矽卡岩型为主，另有热液充填型、云英岩型等(柏道远等，2007)。
上述的骑田岭、香花岭、千里山、荷花坪等岩体花岗岩同属于南岭中西段的A型花岗岩带，彼此距离十分接近，侵位年龄相近，很可能是同一个大岩基分异演化的产物(柏道远等，2005；蒋少涌等，2006；Jiang et al., 2006; 朱金初等，2008；章荣清等，2011)。
(5)新田岭位于骑田岭花岗岩基东北侧，矿区面积为15km2，是湘南地区一大型矽卡岩-石英脉型钨钼矿床，其钨储量仅次于柿竹园钨矿，目前已经探明钨矿资源储量32.047万吨，WO3平均品位约为0.4%(袁顺达等，2012a)。岩体的延伸、产状的陡缓变化基本上与矿区复式背斜一致；岩体突起的最高部位与复式背斜核部和一北东向断层的位置大体上吻合。断裂构造以南北向最发育，形成时间较早，是成矿前的断裂，为岩浆入侵和矿液运移提供了通道(殷顺生和王昌烈，1994)。接触带附近局部有少量花岗闪长岩出现，并具矽卡岩化。出露的岩脉主要有花岗斑岩、细晶岩、石英斑岩。本文研究的岩脉采自新田岭小板垄工区，走向为北东-北东东，长达100~520m，厚度为15~30m，普遍受到绢云母化。
(6)湖南瑶岗仙位于宜章、汝城、资兴三县(市)交界处，该地区是著名的黑钨矿和白钨矿的产地。在花岗岩岩株中发现大量细粒花岗岩、细晶岩和花岗斑岩脉，分布在矿区西侧、南部与深部，其中W含量有高有低。本文所选用的花岗斑岩脉样品主要采自瑶岗仙老区16中段的坑道中，标高为820m (车旭东，2012)。
大部分样品的主量元素分析在南京大学现代分析中心使用ARL9800XP+(瑞士制造) X荧光光谱仪完成，少部分样品在长沙核工业二三〇研究所分析测试中心采用化学法完成，分析误差小于0.5%。骑田岭地区样品的微量及稀土元素在南京大学成矿作用国家重点实验室用高灵敏度等离子质谱仪Finnigan Element II (德国制造) 测定；其他样品的微量及稀土元素在贵州拓谱资源和环境分析检测中心用布鲁克公司M90(Bruker M90)型等离子体质谱仪(ICP-MS)进行分析，使用GeoPT系列标样OU-6，AMH-1和GBPG-1作为标样。微量及稀土元素的分析误差小于5%。
利用JEOL JXA-8100型电子探针对岩石光薄片进行了背散射电子像观察和定量成分分析。工作条件：加速电压15kV，加速电流20nA，束斑直径<1μm，所有测试数据都进行了ZAF处理。定量分析测定硅酸盐矿物时Mg和Mn元素的特征峰测量时间为20s，背景测量时间为10s；测定硅酸盐中其他元素以及测定金红石中的Ti和锡石中的Sn特征峰和背景的测试时间分别为10s和5s，氧化物中其他元素的特征峰测量时间为20s，背景测量时间为10s。测定硅酸盐时，SiO2、MnO、K2O、F分别使用美国国家标准局的矿物标样钠长石、橄榄石、正长石和磷灰石，测定黄玉的Al2O3和F时使用美国国家标准局的黄玉标样，其他元素均使用角闪石标样；测定氧化物时，部分使用美国国家标准局的标样，TiO2使用角闪石标样，FeO使用橄榄石标样，而Nb2O5、Ta2O5、SnO2、Sc2O3、MnO分别使用国家标准委员会的Nb金属、Ta金属、锡石、Sc金属和红钛锰矿(MnTiO3)标样。
湘南地区不同矿区的岩脉的岩相学和岩石地球化学结果差异反应了它们各自不同的特征，而这些岩脉与侵入的主体花岗岩之间也有很大的差别。
奇古岭黄玉流纹岩脉中包含的斑晶主要有石英、钾长石和钠长石，约占总体积的10%~15% (图 2a)。斑晶多为半自形-自形晶体，一些颗粒大于1mm，一些长柱状的钠长石颗粒大于2mm。总体来说，斑晶和基质的边缘非常明显且截然，偶尔有一些长石斑晶的边缘会有不规则的边界。副矿物包括锡石、金红石、萤石、锆石和铌铁矿。基质主要由长石、石英、铁锂云母和黄玉构成，大小约10μm。岩脉中的花岗质包体具有相同的矿物组合，包括石英、钾长石、钠长石和铁锂云母(图 2b)，石英和钾长石构成了典型的花岗结构。围岩为骑田岭第二阶段黑云母花岗岩。
香花岭431岩脉的样品主采自5号探槽，岩石类型为翁岗岩和黄英岩。翁岗岩为次斑状结构(图 2c)，基质主要为钠长石、石英、黄玉、铁锂云母，其中钠长石主要呈现较自形的条晶，长度达到300μm，黄玉多为针状或柱状，成放射状分布。斑晶约占15%，主要为石英和钾长石，可以构成雪球状构造或半雪球构造，斑晶颗粒可以大于1mm。黄英岩主要组成矿物是黄玉和石英，并有含量不等的锂云母，石英呈半自颗粒，黄玉呈针状-短柱状，可见放射状结构(图 2d)。黄英岩部分呈现流动构造，显微观察为次火山岩结构，少部分为隐晶质。其中粒度从粗到细有明显的过渡，所含矿物主要为石英(65%)、黄玉(30%)及少部分的云母(5%)，黄玉具有交织结构，可呈放射状分布，部分黄英岩中的云母可达到10%以上。岩脉周围的主要是钠长石花岗岩。
 | 图2 湘南矿集区典型岩脉的显微照片 (a)-奇古岭流纹岩；(b)-奇古岭流纹岩中的花岗质包体； (c)-香花岭431岩脉翁岗岩；(d)-香花岭431岩脉黄英岩；(e)-荷花坪花岗斑岩脉；(f)-千里山花岗斑岩脉；(g)-新田岭花岗斑岩脉；(h)-瑶岗仙花岗斑岩脉.(d)为单偏光，其余为正交偏光.矿物缩写： Ab-钠长石；Kfs-钾长石；Qtz-石英；Mi-云母 Fig.2 Photomicrographs of felsic dykes in southern Hunan Province |
荷花坪和千里山花岗斑岩脉产出新鲜露头较少，仅采集到少量的样品。荷花坪花岗斑岩中斑晶主要是钾长石、石英、斜长石和少量黑云母，部分钾长石绢云母化(图 2e)。基质中微小颗粒的钾长石、钠长石、石英和白云母，钾长石中也有出溶的钠长石的细小颗粒，可见花斑结构。千里山花岗斑岩中的斑晶主要以石英为主，碱性长石次之，偶见大的云母斑晶，可达3mm(图 2f)。基质中的矿物主要是碱性长石、钠长石和石英，局部绿泥石化，见稀土矿物与绿泥石共生。
新田岭花岗斑岩有微弱的蚀变作用发生。常见有钾长石、钠长石和石英斑晶(图 2g)，钾长石中可见钠长石出溶。斑晶颗粒大小约500~1000μm，最大可达5×2mm。花岗斑岩中多见黑云母斑晶，以及蚀变为绿泥石，且常包裹有很多细小的副矿物如金红石等。基质颗粒约几十微米，矿物主要是钾长石，石英和绿泥石。
瑶岗仙花岗斑岩斑晶为长石和石英，直径一般小于3mm。其中YGX-23斑晶为钾长石、石英(图 2h)，黄铁矿等硫化物和萤石也较多，基质主要为钾长石、石英和大量的云母；YGX-27的斑晶更多为钾长石，石英含量略少，硫化物也少见。
本次研究中我们比较了6个典型岩脉的主体花岗岩和这些不同特征岩脉的主量、微量元素的成分(表 1)。图 3中可见不同元素或者岩石化学参数之间的二元图解。图 4为不同岩体的主体花岗岩与岩脉的稀土元素配分曲线图。图 5利用全岩的Sr-Rb-Ba来体现了不同岩石类型的分异程度。从岩相学观察中我们发现岩石由于后期热液阶段的作用，部分岩石主要发生了局部绿泥石化和绢云母化，从岩石的烧失量也看出新田岭的其中一条岩脉的烧失量达到了4.44%，蚀变相对强烈，Sr含量也比其他岩脉高出很多，但其它的岩脉蚀变程度类似，蚀变程度相对较弱。总体来说，岩脉的地球化学与主体花岗岩不尽相同，甚至表现出很大的差异。
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表1 湘南矿集区典型岩脉和岩体的全岩地球化学成分(主量元素：wt%;稀土和微量元素：×10-6) Table 1 Major(wt%),minor and REE(×10-6) compositions of the felsic dykes and adjacent granite in southern Hunan Province |
 | 图3 湘南地区典型岩体和岩脉的全岩地球化学成分Harker图解 QTL-奇古岭岩脉；XHL-香花岭岩脉；HHP-荷花坪岩脉；QLS-千里山岩脉；XTL-新田岭岩脉；YGX-瑶岗仙岩脉；QTL-G-骑田岭花岗岩；XHL-G-香花岭花岗岩；HHP-G-荷花坪花岗岩；QLS-G-千里山花岗岩；XTL-G-新田岭花岗岩；YGX-G-瑶岗仙花岗岩.图 5、图 7、图 8图例同此图 Fig.3 Harker diagrams and binary diagrams showing the variation in the concentrations of different elements and petrochemical indexes for both dyke and granite compositions in southern Hunan Province |
 | 图4 湘南地区典型岩体和岩脉的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据 Taylor and McLennan, 1985) 有标识的线条代表岩脉，无标识的线条代表周围的花岗岩 Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of dykes and granites in southern Hunan Province (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) |
 | 图5 湘南长英质典型岩脉和岩体的Sr-Rb-Ba三元图解 Fig.5 Sr-Rb-Ba ternary diagram of felsic dykes and granites in southern Hunan Province |
奇古岭流纹岩脉的SiO2 含量最高达到71.9%。全碱(K2O+Na2O)大约为 6.9%,并且K2O/Na2O的平均值为1.85。铝饱和指数ACNK值 [Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) moles]尤其高，最高可以达到1.99，且平均值为1.51，属于典型的过铝质花岗岩类别。
烧失量高可能是由于大量含有挥发份元素的矿物出现导致的，如萤石，铁锂云母，黄玉等，也正是因为这些矿物的存在，全岩F含量为1.9%。为了获得更多的流纹岩成分的信息，我们利用电子探针的大束斑(直径为50μm)测定了流纹岩基质的主量元素和F，根据11个分析结果加权平均得出的结果与全岩成分相似(Xie et al., 2013)。流纹岩及其所包含的花岗质包体具有相似的主量、微量元素成分，含有的矿物成分也类同。流纹岩的微量元素富集Be、Li、Rb和Ga, 具有相对较低的 Zr/Hf和Nb/Ta。特别是全岩锡含量明显很高，高达2745×10-6，达到了斑岩型锡矿床的级别。稀土配分曲线图显示具有明显的Eu负异常。整体来说，它们都是强烈分异于轻稀土而且略富集重稀土的配分图模式。流纹岩脉的稀土总量与骑田岭主体花岗岩的稀土含量类似(图 4)，但是它们的全岩主量成分却有很大的差异。主体花岗岩为典型的准铝质至弱过铝花岗岩，ACNK值介于0.9~1.0。岩脉两边的围岩属于第二阶段黑云母花岗岩，含有平均72.77%的SiO2，全碱富集高达8.05%，并且K的含量大于Na的含量，K2O/Na2O的平均值为1.6。全岩的Sn含量相比较普通的花岗岩较高，通常在10×10-6~25×10-6，最高达到100×10-6(Xie et al., 2010)。
香花岭431岩脉主要包括的岩石类型有翁岗岩和(含云母)黄英岩。全岩化学成分的主要特征为：相对贫硅(SiO2 低于70%)，黄英岩贫Na2O(0.08%，远小于K2O的含量)，而翁岗岩富集Na2O(4.54%)，强烈富铝(Al2O3 高达27.77%)和富氟(F=4.99%)，其中Al与F元素基本呈正相关的关系，烧失量很高。微量元素方面，该岩脉REE、Rb、Th、Ta、Nb、Hf等元素富集；Sr、Ba、P、Y等亏损。稀土配分模式上，呈整体向右倾的“W”字型，具有微弱的Eu负异常。在成矿元素方面，该岩脉富含Li、Be、Rb、Nb、Ta、Sn、W等元素，黄英岩的Rb/Sr比值高达314。香花岭主体花岗岩是钠长石花岗岩，富Si，ACNK值、FeO/MgO比值和F含量都远小于岩脉。微量元素方面，成矿元素含量低于岩脉中的含量，而稀土总量高于岩脉，并且呈典型的海鸥型且略富集重稀土的配分图模式(图 4)。
荷花坪花岗斑岩脉和黑云母花岗岩的全岩主量、微量和稀土元素的成分比较接近(图 4)。它们的SiO2含量均很高，花岗斑岩的SiO2含量(最高77.19%)略大于主体花岗岩(74.41%)，花岗斑岩的FeO/MgO比值远远低于花岗岩的该比值。ACNK值体现了花岗斑岩为弱过铝-强过铝的岩石， 而黑云母花岗岩属于弱过铝花岗岩的类别。微量元素显示它们均富集K，Rb，Th，U等大离子亲石元素和Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素。稀土元素成分总体来说比较接近，岩脉与花岗岩仅在重稀土的含量有略微差别，花岗岩的重稀土 较高。
千里山花岗斑岩脉与其寄主的黑云母花岗岩的成分有一定差异。两者虽然都富集Si，岩脉较花岗岩更富集SiO2的成分，花岗岩是强过铝质的花岗岩，ACNK值达到了1.62，而岩脉为过铝质的岩石类型。两者的全碱含量都很高，但是花岗岩中几乎不含有Na，强烈地富集K元素。相对于岩脉的微量元素含量，花岗岩具有很高的成矿元素的含量，如Sn, Nb, Ta等，而具有较低的Zr/Hf，Nb/Ta和Th/U比值。花岗岩的稀土元素总量略低，但重稀土含量较高，Eu负异常较岩脉更明显。
新田岭的花岗斑岩具有超酸性，富Fe富Mg，全碱含量不高，是准铝-弱过铝质岩石；相对比花岗岩具有更高的全碱含量，铝饱和指数更高。微量元素的成分来看，岩脉具有较高的成矿元素的含量，如Nb，Ta，Sn，W；稀土总量远大于花岗岩的含量，具有很明显的Eu负异常。
本次研究的瑶岗仙花岗岩和岩脉采自同一标高(820m)的16中段内，全岩主量、微量元素的分析的结果表明，它们都是超酸性、强过铝、高钾钙碱系列、富高场强元素及稀土的高分异的花岗岩。花岗岩的SiO2含量高，平均为75.4 %，高于岩脉的含量；明显富碱，属于高钾钙碱系列，K2O+Na2O平均含量8.16%，而岩脉的全碱含量略低，且几乎不含有Na，岩脉受到了强烈的钾化作用；岩脉相对更富铁贫镁，但FeO/MgO 比值远小于花岗岩(12.38)；花岗岩属弱过铝质，铝饱和指数ACNK值1.03~1.13；岩脉属于典型的强过铝质花岗岩，ACNK值高达1.45。花岗岩中微量元素的含量变化不大，具有很高的不相容元素 (Rb, Li, Cs)，高场强元素Zr+Nb+Ce+Y含量相对较高， Rb/Sr比值高，平均为169,这些细粒花岗岩化的稀土配分曲线与华南典型的稀土配分曲线形式相似(陈骏等，2008)，均表现为重稀土相对富集，La/Yb比值平均为0.77，铕亏损强烈，δEu均小于0.1，稀土配分曲线呈“V”型。相比于花岗岩，岩脉的稀土表现为轻稀土富集(比花岗岩明显要高)，重稀土亏损(比花岗岩明显要低)，同时铕表现出微弱的负异常(图 4)。
光学显微镜观察和电子探针研究显示，长英质岩脉中的造岩矿物和副矿物具有独特的矿物组合(表 2)。
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表2 湘南矿集区典型岩脉的矿物组成特征 Table 2 The mineral assemblage in the dykes in southern Hunan Province |
长石是岩脉中的主要造岩矿物，而产出形式不尽相同，但是其成分都比较纯。骑田岭岩脉中的钾长石基本都是接近端元组分，钠长石组分(Ab)含量非常低(小于4mol%)。尽管如此，钾长石中的Ab平均值还是有少量的变化。在花岗岩包体中钾长石具有略微低一点的Ab含量(2.37%)，斑晶中的钾长石Ab含量为3.2%，基质中钾长石的是三类之中相对最高的。在香花岭的431岩脉中，两种岩性中长石存在与否差别非常大，黄英岩中不存在任何类型的长石，而在翁岗岩的基质中大量存在很纯的钠长石，其周边往往有一圈厚度不一的钾长石环边(表 3)。荷花坪岩脉中基质由非常细小的钾长石和钠长石组成，约5μm左右。斑晶主要是钾长石，几乎未见钠长石。千里山和新田岭的岩脉中以碱性长石为主，也见钾长石中包裹有钠长石颗粒，长石中还可以包裹有很多的其他副矿物，如金红石，锆石，硫化物等。而在瑶岗仙的岩脉中基质和斑晶都已很纯的钾长石为长石类型。这里钾长石的Ab含量介于1.8~3.9，千里山中的钾长石Ab含量最高。而在新田岭的钠长石中An含量为2.3，比其他岩石中钠长石An含量略高。而所有这些长石与之前报道的很多稀有金属花岗岩中很多钾长石不同，它们都是富集P的，如Beauvoir (1.07% P2O5，London, 1992)或者宜春(大于0.093%；Huang et al., 2002)。
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表3 湘南矿集区典型岩脉中长石电子探针成分(wt%) Table 1 ESR dating results of Ge signal in volcanic quartz from Xiaoshan site in Cangzhou, Hebei Province |
岩脉中的云母成分变化较大。骑田岭岩脉中产出的云母类型为铁锂云母(Xie et al., 2013)，斑晶和基质中均有产出。铁锂云母斑晶通常有100~200μm宽，可以达到500μm长。铁锂云母中通常包裹有金红石、锡石和锆石等矿物，同时氧化物(如锡石和金红石)以及萤石微粒晶体以矿物集合体的形式围绕铁锂云母生长。铁锂云母斑晶因为Fe、Mg含量的不同而呈现出不均一性，局部因为蚀变作用Mg相对较高。基质中的云母非常细小，根据成分可以分为铁锂云母和锂白云母两类。香花岭岩脉中的 黄英岩和翁岗岩中都含有大量的云母，在黄英 岩中甚至可以达到1/3的体积百分含量，根据成分属于铁锂云母-锂云母的类型。而荷花坪，千里山和新田岭的岩脉明显受到后期热液影响强烈，黑云母几乎都是变成了绿泥石，仅残留有少量的黑云母，在云母斑晶中常包裹有多种副矿物(锆石、钍石、金红石、萤石、独居石、方解石等)，而钾长石也部分发生了绢云母化，斑晶和基质均受到影响。
黄玉仅在骑田岭和香花岭的岩脉中发现，均以非常细小的颗粒在基质当中产出。香花岭的黄英岩中的黄玉可达1/3的体积。有针状的黄玉和浑圆状小颗粒黄玉两种类型。有时呈定向排列的趋势。
湘南矿集区的这些不同的岩脉中存在很多含有成矿元素的氧化物，产出的形态不同(图 6)。骑田岭岩脉中最常见的副矿物就是分散的浸染状的锡石，位于流纹岩脉的基质之中，晶体大小大约在10μm左右。然而，锡石的聚集体更常见(图 6a, b)。铁锂云母中产出的内还包裹了造岩矿物钾长石等，锡石表现出半自形的形态，或者锡石以次生矿物围绕铁锂云母斑晶生长。还有一些锡石穿插在造岩矿物晶间，并与金红石和萤石组成了矿物集合体。香花岭431岩脉中在黄英岩中锡石比较常见，微粒的锡石颗粒与黑钨矿及铌钽矿物共生(图 6c, d)，也可以与黄玉等造岩矿物等组成较大矿物集合体团块(约200μm)。锡石中的Nb, Ta, Fe, Mn含量均很高，Ta最高含量为9.4%，且大于Nb的含量，计算的晶体化学式中Nb+Ta (apfu)最大可达0.08。而在翁岗岩中大量存在钨锰矿、铌锰矿、铌铁矿等，锡石数量非常少，且都是较纯的成分，含有极少的微量元素(表 4)。
 | 图6 湘南矿集区典型岩脉中不同氧化物背散射电子(BSE)图像 (a)-奇古岭黄玉流纹岩基质中锡石、金红石和萤石共生组合；(b)-奇古岭流纹岩中花岗质包体内金红石和锡石共生存在于铁锂云母中，且方向平行于解理缝方向；(c)-香花岭431岩脉中翁岗岩内的氧化物组合；(d)-香花岭431岩脉中黄英岩内的含W/Sn氧化物组合；(e-h)-绿泥石中包裹的矿物组合.矿物名称缩写：Rtl-金红石；Zinn-铁锂云母；Fl-萤石；Cst-锡石；Zrn-锆石；Mic-细晶石； Cbt-铌锰矿；Chl-绿泥石； Wlf-黑钨矿；Mnz-独居石；Cal-方解石；Trt-钍石；Xen-磷钇矿 Fig.6 The BSE images of oxide minerals from the dykes of southern Hunan Province |
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表4 湘南矿集区典型岩脉中氧化物的电子探针成分(wt%) Table 4 Representative EMP analyses of the oxide minerals from the dykes in southern Hunan Province (wt%) |
 | 图7 湘南矿集区典型岩脉中金红石成分对比图 Fig.7 Chemical compostions of zircon from the dykes in southern Hunan Province plot in the (Fe+Mn) vs. (Nb+Ta+W) (apfu.) diagram |
锆石在岩脉中均有产出，大小不一。奇古岭流纹岩脉中基质中锆石从自形-半自形，2~100μm大小的晶体。部分锆石边部富集Y或者由他形细小的磷钇矿围绕。除了经常包裹有U-Th-Y的矿物包裹体以外，锆石还可包含有一些矿物微粒包裹体，如石英、长石、钠长石和其他未知的硅酸盐矿物。锆石通常也可以与金红石，锡石和铌钽矿组成矿物集合体，可包裹在云母斑晶内。电子探针数据表明Zr主要由Hf-U-Th-Y等元素置换，奇古岭岩脉中的锆石具有相对较中等-高的Hf含量，最高达到7.4% HfO2。Th和U含量变化比较大，尤其是U含量可从5.23%变化至低于检测限。在后期进行锆石U-Pb定年工作时候，均避开这一类颗粒避免因为锆石晶格破坏导致年龄偏小。香花岭431岩脉中的锆石非常特殊，数量极少。这些锆石一般以半自形形态晶间产出，也以他形可与铌钽矿物共生。它们含有大量的微量元素，强烈富Hf，Zr/Hf比值非常小(图 6c, d、图 8)，在黄英岩中的Hf最高达到了13.5%，而翁岗岩中的锆石的HfO2含量平均值也达到了7.9%。Th和U 含量非常高(氧化物含量总和约2%~6%)，稀土总含量一般大于4%，Ca，F，Al，Nb，Ta等元素大量赋存，翁岗岩中锆石内这些元素的含量均要高于黄英岩中锆石中对应元素的含量。部分锆石颗粒的总量很低(90%左右)，可能晶格破坏，有挥发份或水分的加入。
 | 图8 湘南地区典型岩体中锆石的Zr-Hf分异图和成分对比图 Fig.8 Zr-Hf differentiation of zircons from the dykes and chemical composition in the ZrO2 vs. (ThO2+UO2) diagram |
 | 图9 湘南矿集区典型岩脉中锆石背散射电子(BSE)图像 矿物名称缩写：Kfs-钾长石；Mus-白云母；Qtz-石英；Bast-氟碳铈矿；REE-mineral：稀土矿物；Pyr-黄铁矿；Groundmass-基质;其他矿物名称同图 6 Fig.9 BSE images of zircon from the dykes in southern Hunan Province |
前人曾对研究的部分岩体和其中的岩脉做过细致的年龄工作，我们也尝试对一些未知岩脉的年龄进行一些测定补充。
骑田岭流纹岩脉的年龄测定均采用LA-ICP-MS锆石U-Pb法，使用两种挑选锆石的方法，一种为挑选单颗粒锆石制成锆石靶后分析，另一种为直接对岩石薄片中的锆石进行原位测定。两种不同方法得出的结果分别为147±0.5Ma和150±2Ma。对岩脉中包裹的花岗岩包体中锆石进行U-Pb定年结果为154±2.7Ma(Xie et al., 2013)。锆石靶中的锆石大都为自形纯净，CL图像显示有清晰环带的颗粒，而薄片中直接挑选的颗粒则选择了均一并且低Th，U的颗粒，减少晶格损坏对测定同位素的影响。Zhu et al.(2009)曾对这条岩脉中锆石进行了定年工作，得出结果为该岩脉形成于147±1Ma(n=16, MSWD=0.26)。李华芹等(2006)也测定了位于42号脉的另一条含矿斑岩脉，样品号D212, 其SHRIMP年龄为146±5Ma(n=11, MSWD=1.76)。岩脉寄主于骑田岭第二阶段黑云母花岗岩中，锆石U-Pb年龄为157~153Ma, 峰值在157~156Ma (赵葵东等，2006；Zhu et al., 2009)。这些证据都表明骑田岭岩脉是晚于主岩体的一次岩浆活动产物。
本次研究亦曾尝试测定香花岭431岩脉中的翁岗岩和黄英岩的年龄，但因为这两类岩石中的锆石都非常稀少而未获成功。但是根据野外地质考察结合岩相学的特征，香花岭岩脉的形成是在花岗岩熔浆侵入后，上部中部已经固结，深部低温的岩浆房在构造适宜的情况下上侵形成的(杜绍华和黄蕴慧，1984)。
荷花坪花岗斑岩脉的寄主岩体是黑云母花岗岩，章荣清等(2010，2011)利用LA-ICPMS测得岩脉和花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为 154~156Ma(加权平均值为154±0.5Ma)和156~158Ma(加权平均值为157±0.8Ma)。测试选取的花岗斑岩中锆石大多数为无色，少部分显浅黄色乃至褐色，颗粒晶形为自形-半自形，呈长柱状或短柱状。
前人报道的千里山花岗杂岩体具有三个形成阶段。刘义茂等(1997)利用钾长石Ar-Ar法测得第一期细粒斑状钾长花岗岩形成于181.5±3.7Ma，第二期钾长花岗岩年龄为163.0±3.26Ma，花岗斑岩的年龄为144.41±2.83Ma。Li et al. (2004)利用SHRIMP测得千里山岩体早期相锆石U-Pb年龄为152±2Ma。Shu et al. (2011)用LA-ICPMS 锆石U-Pb定年得到的千里山黑云母花岗岩的结晶年龄为155±2Ma。Yin et al.(2002)利用K-Ar法得到的不同阶段年龄为粗粒黑云母花岗岩(152Ma之前)，细粒黑云母花岗岩(137Ma)，和花岗斑岩(129~131Ma)，后期蚀变石英脉中的云母测定出的成矿年龄为92.4±1.8Ma。
新田岭同位素地质年龄资料表明，与成矿有关的中(粗)粒斑状黑云母花岗岩形成于燕山早期(163~146Ma；Zhang et al., 2011; 袁顺达等，2012a)。
瑶岗仙地区所采集的两个岩脉YGX-23和YGX-27的年龄分别为152.7±1.8Ma(MSWD=1.6)和153.0±1.6Ma(MSWD=0.85)(车旭东，2012)。而瑶岗仙主体花岗岩年龄为158.1±2.1Ma，它们是同一阶段范围内多次岩浆活动的产物。
根据同位素定年的结果，大部分的岩脉与岩体属于同一地质时代产物，相差不超过5Ma，仅千里山的岩脉和寄主花岗岩体结晶时间相差较远。位于同一岩体中的不同岩脉也有可能形成于几个阶段，有早有晚。仅从现有的年龄统计数据并不能显示出长英质岩脉与其寄主岩体是否具有相关性。奇古岭黄玉流纹岩脉和寄主黑云母花岗岩的年龄相差很小，虽然属于同一时代的产物，但是我们从矿物学岩石学等其他的地质证据显示了奇古岭岩脉和其包裹的花岗岩角砾来源于同一源区，但与其寄主花岗岩极有可能不是来源于同一源区。另外从前人工作已有证据表明千里山石英斑岩与前三期花岗岩之间并无成因关联，并且有一热液铅锌石英脉的成矿作用与该岩脉有关，成矿年龄与石英斑岩脉的年龄更为接近。因此岩脉虽然与寄主岩体年龄相近，但也有可能提供不同的成矿信息。
我们所讨论的湘南矿集区的这些不同类型的岩脉，它们都是花岗岩的次火山相和火山相的类似物，包括了斑晶矿物和基质矿物，快速的冷凝结晶的过程导致形成了特殊的岩石结构、矿物组合和成分特征，它们记录了岩浆-流体体系的活动过程。根据岩石学、矿物学和地球化学参数显示，它们彼此之间具有很大的差异，而且它们与各自的寄主岩体之间性质上也有很大的差别。
首先，这些特殊性体现了岩脉不同演化程度。世界范围内的富含成矿元素的长英质岩脉大都属于次火山-火山岩相，它们与很多含钨锡稀有金属花岗岩和伟晶岩，在化学成分上十分接近(Raimbault and Burnol, 1998)，也可以反映岩脉的分异演化程度。这些高演化的岩石一般都是强烈过铝质的 (Pichavant et al.,1987)，并具有较高含量的Rb、Hf、Ta、Zn等元素和较低含量的Sr、Ni、Ba，因此具有较高的Rb/Sr比值和较低的Zr/Hf比值。加拿大世界级Cantung 钨矽卡岩矿床中出露的长英质岩脉，早期中等分异演化的花岗质斑岩脉的全岩Zr/Hf比值为18~26，晚阶段高分异的细晶岩脉的全岩Zr/Hf比值为8~17(Rasmussen et al., 2011)。在我们讨论的这些岩脉中，奇古岭和香花岭全岩Zr/Hf比值(<20)不仅远远低于它们的寄主岩体，比其他的岩脉低很多，香花岭431岩脉的Zr/Hf比值平均值仅为4.8。锆石的Zr/Hf比值也从另一侧面反映了奇古岭和香花岭岩脉是高演化的酸性岩脉。
同时这类岩石还具有高含量挥发份(F)和助熔元素(Li，P和Al)等特征(Charoy and Noronha, 1996)。奇古岭和香花岭岩脉具有很多过铝质含Li富挥发份的稀有金属花岗岩和喷出类岩石的岩石矿物学特征。它们具有两类典型的富F矿物：黄玉和萤石，且铁锂云母也至少含有3%~5% F。奇古岭岩脉中大量的黄玉出现在基质之中，萤石不仅出现在基质之中，还经常在Sn-Ti-F矿物组合中出现，或以包裹体形式出现在锆石之中。而香花岭岩脉的翁岗岩和黄英岩中，岩浆黄玉呈交织结构、流动构造和半雪球构造(杜绍华和黄蕴慧，1984；朱金初等，1993)。锡石在黄英岩中的富集程度远远高于同一岩脉中翁岗岩，这可能是由于挥发组分的强烈富集对于锡元素的聚集具有重要的作用。锂云母和铁锂云母是全岩Li含量的主要提供者。前人对很多高演化的岩石进行研究的时候也发现了它们的存在，如法国中央高原的Richemont流纹岩的斑晶组合中唯一的铁镁矿物是铁锂云母，因此除了Sr、Ba、Rb、Pb或Eu，熔体的地球化学演化可以由铁锂云母和副矿物的结晶来控制(Raimbault and Burnol, 1998)。
根据全岩Sr-Rb-Ba 三元图解(图 5)，也可以看出这些岩脉中分异程度最高也恰恰为香花岭和奇古岭岩脉，新田岭和瑶岗仙的演化程度最低。这与我们从全岩和锆石的Zr/Hf比值以及Hf含量推断出的演化程度的趋势相一致(图 8)。但是它们各自与寄主岩体之间的分异程度的高低并没有相似的规律性。
其次，不同类型的氧化物存在体现了岩浆和后期热液阶段成矿元素的富集情况。锡石和金红石的出现也体现了形成过程中成矿元素的大量富集。虽然我们从化学成分上不能准确判断出这些锡石和金红石一定是岩浆或是热液阶段的产物，但是根据锡石在基质中浸染状的产出以及包含造岩矿物的自形颗粒等岩相学的特征，我们可以得出这部分锡石是直接从岩脉熔体中结晶出来的。而后期流体作用对矿物组合的影响也非常重要，蚀变了的铁锂云母解理缝包含的锡石颗粒以及网络状的锡石，金红石和萤石的矿物组合体现了流体作用阶段形成特有的穿插特性。
富含铌钽的锡石、黑钨矿、铌钽矿物都是该岩脉中常见的氧化物，它们可以微粒矿物组合形式存在于基质中，也可以微粒包裹体形式存在于斑晶矿物中。锡石常见的两种产出形式：与微粒的铌钽矿物共生的锡石具有很高的Nb、Ta等微量元素，可能形成于岩浆期，而与黄玉组成矿物集合体的锡石比较纯净，微量元素(Nb、Ta、Fe和Mn)的含量都非常的低，结晶环境中非常富集的F有利于锡石聚集沉淀，可能形成于岩浆热液较晚的阶段。该岩脉中的部分锆石非常稀少，常与氧化物形成共生组合，具有很高的Hf含量，最高可以达到14% (图 6c，d)，这些锆石的微量元素也非常的高，稀土元素配分曲线未见Ce正异常，表明受到后期流体作用的影响，它们含有Nb、Ta(甚至可达几千×10-6)、REE、Ca和Al等元素，同时也体现了岩浆作用延续到后期流体作用中成矿元素的富集。它与部分云母的蚀变作用及次生矿物出现共同反映了热液流体作用在这些岩脉中的印记。Ruck et al.(1988)就曾经对不同存在形式的氧化物进行研究，它们以浸染状存在于基质晶间和以包裹体形式存在于造岩矿物的斑晶之中，测定的成分与矿脉中的氧化物成分不一样，分别代表了岩浆期和热液期的产物。明显地，奇古岭和香花岭岩脉极度富集氧化物，矿物化学成分上的差别，不仅表明它们可能形成于岩浆和热液的不同阶段，证明了早期岩浆作用中即有成矿元素富集，热液过程也是整个岩脉形成体系中不可忽略的重要组成部分。
而在我们选取的荷花坪、千里山、新田岭和瑶岗仙地区的岩脉中成矿元素富集的矿物相对少见，但都出现富含Nb和W 的金红石。这些岩脉有蚀变作用发生，局部绿泥石化和绢云母化。金红石一般出现在绿泥石的解理缝之中，它们可能是黑云母发生蚀变作用之后的次生矿物。荷花坪岩脉中的金红石的Nb和W的含量较高，与奇古岭岩脉中金红石中含量相似。但总体来说，这四条岩脉中少见能够反映原始岩浆中非常富集成矿元素的特征矿物。
因此根据岩石学、矿物学特征和地球化学参数，奇古岭和香花岭岩脉是演化程度非常高的岩脉，且原始岩浆中富集大量的W、Sn、Nb、Ta的成矿元素，再加上后期成矿元素进一步富集，形成了丰富的锡石、黑钨矿和铌钽矿物，属于较贫的成矿岩脉。其它几条岩脉的演化程度中等，但均受到后期热液作用的影响，赋存了少量的含有成矿元素的副矿物。
湘南矿集区这些出露的岩脉虽然都与主岩体具有一定的穿插关系，并且从时代上也大多处在同一个形成时代，但是我们从矿物学组成和成分以及地球化学的角度，不一定都能找到它们必然的相关性。骑田岭花岗岩是一个多阶段岩基，包含了粗粒角闪石-黑云母花岗岩，中粒黑云母花岗岩和晚阶段的高演化的细粒花岗岩，这些岩体都与脉型和矽卡岩型的锡成矿作用相关。穿插到骑田岭花岗岩中的奇古岭流纹岩脉从主量微量化学成分上之间没有必然演化特征和成因联系(Xie et al., 2013)。更独特的是，在流纹岩脉中包含有的大小不一的花岗质包体也是属于含黄玉的过铝质的花岗岩，形成早于流纹岩脉，在矿物组成上与流纹岩一致，包含黄玉，铁锂云母，锡石，金红石等矿物，而非寄主花岗岩的成分。
另一个特殊的岩脉，香花岭431岩脉中翁岗岩和黄英岩极其地富F，Li和Be等元素，它们与周围的钠长石花岗岩体也呈侵入接触关系。从基质中黄玉的交织结构，流动构造以及半雪球的结构等说明岩脉中翁岗岩的岩浆成因，而黄英岩以岩浆作用为主，亦有晚期流体活动象的迹象，它是分异演化更晚更彻底的残余熔体(杜绍华和黄蕴慧，1984；朱金初等，1993)。这些黄玉是香花岭岩脉中F 的主要载体，F的富集降低了熔体的粘度、液相线和固相线，扩大结晶作用的温度区间，有利于熔体的分异演化，并且有利于稀有金属成矿元素的大量富集、运移和结晶(Wyllie and Tuttle，1961；Manning, 1981；Dingwell et al., 1985；Linnen, 1995; Xiong et al., 2002)。431穿插入癞子岭岩体，癞子岭岩体具有明显的分带性，从黑鳞云母花岗岩带演化至黄玉伟晶岩带，Li、Rb、Sn、W、Nb、Ta等稀有金属元素富集，H2O和F等挥发份也逐步富集 (朱金初等，2011)，岩浆分异是主导因素。香花岭431岩脉也有可能是该演化带进一步强烈分异的产物。
前人的工作已经多次报道千里山岩体多阶段花岗岩的成因(许宁和季寿元，1987；毛景文等，1995a, 1995b；Yin et al., 2002；Lu et al., 2003；Li et al., 2004)。千里山花岗岩体的主体为S型过铝质花岗岩，包括了粗粒似斑状黑云母花岗岩、中粒黑云母花岗岩、细粒黑云母花岗岩，三期花岗岩来自同一源区， 是同源岩浆分离结晶的产物，这已经为诸多学者所认同。而花岗斑岩脉虽然也是S型花岗岩，但无论从野外产状、矿物组成、岩石化学、地球化学和同位素年龄等各个方向，都与燕山早期的花岗岩很不相同，没有演化关系，它只是截穿岩体和矿体，与成矿作用关系不大。因此花岗岩脉代表了与燕山早期岩浆不同源的另一次岩浆活动(许宁和季寿元，1987；毛景文等，1995a；陈斌等，2011)。
荷花坪花岗岩与锡成矿作用相关，新田岭和瑶岗仙花岗岩与大型钨成矿作用有关，我们所选取的岩脉虽然都从野外地质现象上表明它们与各自主花岗岩体存在穿插关系，紧密共生，但是还没有其他证据表明它们彼此之间是否存在演化关系，成因联系并不显著，也未能提供它们与成矿作用直接的关联。
长英质岩脉蕴藏了深部岩浆房的信息，它们是在合适的构造条件下，上升或灌入之后冷凝形成了次火山岩相-火山岩相的岩脉。二十世纪六十至八十年代，大多研究工作者认为，高演化的岩脉是由黑云母花岗岩通过热液交代或自交代作用形成的(Beus et al., 1962; 胡受奚等，1984；袁忠信等，1987)。最近三十多年来，大量地质地球化学信息表明，该类岩石的形成主要与岩浆分异作用有关，不排除已固结的矿物与流体相之间互相交代反应。如在蒙古中部发现并命名的翁岗岩岩脉(Kovalenko and Kovalenko, 1976)，澳大利亚一些黄英岩岩脉(Eadington and Nashar, 1978)，美国亚利桑那州的翁岗岩岩脉和黄英岩岩脉(Kortemeier and Burt, 1988)，加拿大山脉北部地区Cantung钨成矿区的细晶岩脉和花岗质斑岩脉(Rasmussen et al., 2011)都被证明属于岩浆成因。岩浆的分异演化导致参与熔体和流体中的稀有金属逐步富集，显示了高演化的长英质岩脉与成矿作用有着密切的关联。
奇古岭和千里山岩脉与主岩体不相关，香花岭431岩脉能是主岩体癞子岭稀有金属花岗岩进一步分异结晶的超浅成、次火山岩相的岩石组合，它们都是富含成矿信息的岩脉。奇古岭和香花岭岩脉本身含有大量的锡石和铌钽矿物等，属于低品位的矿体。其中骑田岭岩脉中的Sn含量高达2700×10-6，而香花岭黄英岩中的Nb和Ta的含量也都大于200×10-6，Sn为142×10-6，Li和Be等元素均远远大于同地区的花岗岩。千里山岩脉也有报道指出它可能与该地区的铅锌成矿作用相关(胥有志等,1989.东坡矿田及其外围锡铅锌隐伏矿床预测 ;许宁和季寿元，1987；毛景文等，1995a； Lu et al., 2003)。因此，高演化的酸性岩脉可能可以提供与主岩体更丰富或甚至不同的成矿信息，找到富含成矿信息的岩脉对于我们攻深找盲具有重要的指示意义。
郑基俭等(2002)曾经总结了郴桂地区多种酸性斑岩，多以岩脉形式产出，概括为三类：花岗闪长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩，走向主要为NE和NWW两个方向为主。它们形成于不同的构造时期，与不同的成矿作相关，该区主要的断裂构造方向和矿脉的方向也多为NE方向。而本次研究我们选用的6个岩脉基本属于花岗斑岩。因此在湘南地区还有很大规模的长英质岩脉可以做进一步的研究，尤其是根据矿物学指标和地球化学参数所指示的高演化的酸性岩脉更是我们研究的重点。在该地区深部或附近可能存在的较大规模岩浆房，作为这些岩脉形成的补给体，而成矿的斑岩体也可以指示深部或周围可能存在成矿作用。弄清这些高演化长英质岩脉的形成机理，探讨钨锡稀有金属元素富集运移成矿机制，揭示与主体花岗岩的成因联系，提供寻找隐伏岩体和矿体的证据，对找矿勘探工作进行指导。
(1)湘南地区出露有大量的长英质岩脉，主要是岩浆作用形成的。在选取的6个地区的岩脉中，奇古岭和香花岭岩脉本身即为矿体，含有大量锡石、金红石和铌钽矿物，而千里山岩脉被证明了与成矿作用相关，选取的荷花坪、新田岭和瑶岗仙岩脉未见与成矿关系的联系。岩石学、矿物学指标和地球化学参数特征体现了奇古岭和香花岭岩脉在这些岩脉中具有最高的演化程度，最富集成矿元素，反映了原始岩浆中成矿元素的富集以及后期流体作用的印记均对成矿元素沉淀结晶成矿有重要的作用，矿物学研究更有利于我们理解岩浆-热液不同体系成矿元素的运移和富集过程。
(2)由于长英质岩脉粒度细，抗风化能力强，尤其是其中高演化的岩脉更有利于成为在南岭地区寻找成矿花岗岩的窗口，长英质岩脉与其寄主岩体之间的关系也值得我们关注。深部长英质岩浆有可能具有独立的分离岩浆房体系并保持稳定的流体和不相容元素的富集一直到晚期结晶，也有可能由寄主花岗岩浆进一步分异演化形成更高演化程度的岩石类型。香花岭的431岩脉是癞子岭稀有金属花岗岩进一步分异结晶的超浅成、次火山岩相，奇古岭岩脉与寄主黑云母花岗岩可能来自不同的岩浆房，而它所携带的深部花岗岩包体，可以反映深部隐伏岩石信息。因此不管岩脉与寄主花岗岩是否有非常大的关联，都有可能提供更多的寻找隐伏岩体和矿体的信息，值得关注。
致谢
野外地质调查和采样过程中得到湖南省湘南地质勘察院许以明高级工程师、蓝晓明工程师和田旭峰工程师的指导和协助；项目首席科学家蒋少涌教授以及两位审稿人黄小龙研究员和袁顺达副研究员对论文提出宝贵意见与建议，作者深受启发；谨一并诚致谢忱!
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