张珩清，蒋思杨，韦 访，李活松

(1.广西壮族自治区地质调查院，广西 南宁 530023)(2.广西壮族自治区第四地质队，广西 南宁 530033)

0 引言

南岭地区花岗岩一直是地质调查与科学研究的热点，其具有多时代、多旋回、多成因等特征，而与之密切相关的钨多金属矿床更是具有数量多、储量大、分布广和时代多样的特点[1-8]。

针对成钨花岗岩，诸多学者曾从岩石学、矿物学、地球化学、同位素、流体包裹体等方面进行了系统的研究。但是这些研究多为讨论成钨锡矿花岗岩，而单独对于成钨矿花岗岩的研究较少，特别是成白钨矿花岗岩。此外，黑钨矿和白钨矿具有不同的成因类型，它们的形成不仅与沉积岩岩性有关，也与花岗岩岩性及演化有关[9]。因此，对于成白钨矿花岗岩的研究似乎变得更为重要。

基于上述问题，文章收集了南岭地区与白钨矿相关的花岗岩数据资料，通过对比分析，以期能找出它们之间的共性和差异点，并尝试对花岗岩的成因类型、物质来源和成矿能力进行探讨。

1 南岭地区白钨矿床特征

华南成矿域的区域地球化学背景的独特性与成矿地层条件的广泛性，集中了全国半数以上的钨矿床[10]，从赣南—粤北—湖南—桂北—桂东—桂中等均有白钨矿床分布。这些矿床的矿化类型主要有矽卡岩型、石英脉型、蚀变岩型和斑岩型(表1、图1)，以矽卡岩型为主，多伴随发育有石英脉型矿化，部分矿床还存在复合型矿化，显示了白钨矿床的成矿类型多样性。

图1 南岭地区白钨矿床成矿时代分布图(数据来源见表1)

表1 南岭地区白钨矿床地质特征及成矿时代

18个白钨矿床的矿体形态大部分受岩体、地层和构造影响，主要表现为层状、似层状和透镜状，部分矿(化)体由于受后期构造的影响发生变形，但总体仍保留原矿体形态。根据矿体与岩体位置的关系，可归纳为3个分带，即①内接触带：主要发育斑岩型、石英网(细)脉型和云英岩型等的矿化体(如社洞、柿竹园、大湖塘、朱溪)②内—外接触带过渡处：主要沿构造带发育石英脉型矿化体(如大溶溪)；③外接触带：多以矽卡岩型、石英网(细)脉矿化体为主(如罗维、牛塘界、焦里等)。

南岭地区大规模的钨多金属成矿作用以燕山期为主[11-14]，而加里东—印支期的成矿作用相对较弱，发现的钨矿床数量和规模也远不及燕山期，以白钨矿为主的更少，本文仅收集到5个，分别为社洞(437.8 Ma)、张家垄(426.5 Ma)、牛塘界(421.0 Ma)、大溶溪(219.0 Ma)和云头界(216 Ma)，其余均形成于燕山期。

此外，这些矿床的赋矿层位没有明显的时代性，从震旦纪(新元古代双桥群)至下二叠纪地层均有分布，但从分布趋势看，泥盆系和寒武系作为普遍较富的矿源层，集中了较多的矿床，与前人研究基本一致[10，15-16]。

2 花岗岩岩石学与地球化学特征对比

前人曾对南岭地区成钨花岗岩类型进行归纳，主要以花岗岩、黑(白)云母花岗岩、二云母花岗岩为主，英云闪长岩-花岗闪长岩次之，还有混合花岗岩[4-5，7，10，17]。基于前人的划分方案，本文将南岭地区18个成白钨矿花岗岩划分为两类(表2)，以便后文的探讨。

2.1 第一类花岗岩

第一类花岗岩属于中酸性侵入岩，岩性主要为黑云母花岗闪长岩和花岗闪长(斑)岩，矿物组成以钾长石、斜长石、石英和黑云母为主，另含有少量角闪石(多数为2%)，社山、彭公庙和大神山岩体不含暗色包裹体，而营前岩体则随处可见大小不等的暗色包体，形态大多呈浑圆状[18]。副矿物主要有锆石、榍石、磁铁矿、磷灰石、钛铁矿、褐帘石和独居石等。花岗岩蚀变较强烈，绢云母化、绿泥石化和泥化等较为常见。

由表2可见，第一类花岗岩酸性比第二类花岗岩低[平均w(SiO2)=67.06%]，碱含量相对较低[平均w(K2O+Na2O)=6.45%)，具有偏铝质—弱过铝质(A/CNK比值=0.85～1.30)和低碱度钙碱性(AR = 1.63～2.59)的特征(图2b、2c)，属于钾玄岩-高钾钙碱性-钙碱性系列(图2d)。社山岩体钾含量较低，可能是由于黑云母蚀变或其他富钾矿物形成而造成的。第一类花岗岩具有轻稀土富集(LREE平均值为135.68×10-6)，重稀土亏损(HREE平均13.53×10-6)，稀土总量较低(ΣREE 149.21×10-6)、轻重稀土分馏明显(LREE/HREE比值=5，平均10.48)、较弱δEu负异常(平均0.68)的特点，在微量、稀土元素配分模式曲线图中呈缓右倾模式(图3、图4)，与华南古生代花岗岩和华南前寒武纪变质沉积岩基底[19-22]相似，暗示了其可能来源于地壳物质。

表2 南岭地区成白钨矿花岗岩主微量元素数据分析

2.2 第二类花岗岩

第二类花岗岩属于酸性侵入岩，岩性以黑云母花岗(斑)岩和二长(二云)花岗岩为主，主要矿物为钾长石、石英、斜长石、黑云母和少量白云母，不含角闪石和碱性暗色矿物，蚀变弱于第一类。副矿物主要有锆石、磁铁矿、钛铁矿、硅灰石、萤石、磷灰石、石榴子石和电气石等。

由于第二类花岗岩属于酸性花岗岩，其SiO2含量(平均74.53%)较高，而碱含量[平均w(K2O+Na2O)=7.48%]与第一类相当，其高Al(平均13.23%)、Na(平均3.15%)、K(平均4.67%)含量和低Ca含量的特征，反映出了偏铝质—强过铝质(A/CNK平均比值为1.16)和高碱度碱性(AR=1.53～4.94)的特征(图2b、2c)。在微量、稀土元素配分模式曲线图(图3、图4)中，除个别岩体外，其余均显示出了稀土总量(平均114.46×10-6)和轻稀土浓度偏低(平均84.56×10-6)、重稀土浓度偏高(平均29.90×10-6)、轻重稀土分馏较弱(LREE/HREE平均比值为4.78)，强烈δEu负异常(平均0.23)的特点，在稀土配分模式图中显示出了良好的四分模式，且多为“海鸥式”。值得注意的是，大湖塘、西大明山花岗岩的稀土配份模式图呈现出“右倾-海鸥”模式，与第一类花岗岩和华南板块东部前寒武纪变质沉积岩基底相似，暗示了它们可能与古生代花岗岩或前寒武纪变质基底相关。

图2 南岭地区成白钨矿花岗岩TAS分类图解[23](a)；A/NK - A/CNK图解[24](b)；AR - SiO2图解[25](c)；SiO2 - K2O图解[26](d)

图3 南岭地区成白钨矿花岗岩微量元素球粒陨石标准化分布图

图4 南岭地区成白钨矿花岗岩稀土元素球粒陨石标准化分布图

2.3 两类花岗岩特征对比

上文对两类花岗岩地球化学特征进行了部分描述，显示了它们之间存在着一定的共同点和差异性。

相同点：两类花岗岩的SiO2含量变化范围较大，但都属于酸性花岗岩，具有偏铝质—过铝质、碱含量较高、富钾的特点。两类花岗岩总体上富集部分大离子亲石元素(如Rb、Cs、U)和高场强元素(如Th、Ga)，亏损部分大离子亲石元素(如Eu)、高场强元素(如Cr、Hf)，稀土总量较低。

差异性：相对于第二类花岗岩，第一类有着较高的MgO、TFeO、CaO、TiO2含量和C/NK比值(0.20～0.77)，较低的Al2O3/TiO2比值(22.97～79.05)。虽然它们均具有碱性花岗岩的特点，但由于第一类花岗岩明显富钙，其碱度率指数(AR)较低，属于钙碱性系列。相反，第二类花岗岩有着较高的碱度指数(AR)，大多数属于碱性系列，少量为钙碱性系列。

第一类花岗岩富集Ba、Sr和Zr元素、亏损Ta和Nb元素、明显的轻重稀土分馏和δEu弱负异常组成了稀土四分模式不明显右倾式稀土配分曲线。而第二类含有更多的Rb、Th、U、Cs、Ga和重稀土元素，但Ba、Sr、Zr、Eu、Co和轻稀土元素含量偏低，不明显的轻重稀土分馏和δEu强烈负异常组成了良好四分模式的“海鸥式”稀土配分曲线。一般来说，形成高分异花岗岩的岩浆，其Ba、Sr、Zr元素通常为亏损状态，而Rb、Ta元素则往往趋向于富集，因此w(Sr)<50×10-6、w(Rb)>270×10-6、Rb/Sr比值<1[46-49]，同时由于存在较强的流体作用和岩浆熔离，其Zr/Hf比值<25[50]。然而，第一类花岗岩的微量元素特征与高分异花岗岩大相径庭，且在图5中它们多分布在低分异区域，显示的分异程度低于第二类花岗岩，应属于低分异花岗岩，而第二类花岗岩属于高分异花岗岩。

图5 南岭地区成白钨矿花岗岩Rb-Ba-Sr三元图

上述分析显示，第一类花岗岩的地球化学特征明显有别于南岭含钨花岗岩，而第二类则更为相似。

3 花岗岩成因类型

3.1 构造背景

在Whalen等[51]提出的构造环境判别图解中，第一类均位于火山弧-同碰撞花岗岩区域(图6a)，但具有不同的演化趋势(图6b)。社山和大神山岩体为火山弧花岗岩向同碰撞花岗岩演化，而彭公庙和营前岩体则从火山弧花岗岩向板内花岗岩演化。

图6 南岭地区成白钨矿花岗岩Yb-Ta构造背景图解(a)与(Nb+Y)- Rb构造背景图解(b)

早古生代(加里东期)南岭地区为陆内俯冲/碰撞环境[52-54]，不存在洋壳俯冲作用[55-58]，属于应扭力下形成的板内花岗岩[59]。而通常高钾钙碱性系列花岗岩被认为是后造山(碰撞造山后的垮塌和挤压向拉张环境转变)的产物[60]，源区通常与先前的俯冲作用有关[61]。因此，认为社山和彭公庙岩体可能形成于陆内后造山过渡阶段。大神山的构造环境投影点与社洞相似，但形成年代不同(约224 Ma[62])，梁新权等[63]认为湘北地区在晚二叠世—中三叠世，主要表现为扬子和华夏地块强烈的陆内碰撞与会聚，同样不存在岛弧环境[29]，结合根据Harris等[63]提出的构造三元图解，认为大神山岩体应该形成于后碰撞晚造山阶段(图7)。除了从同碰撞花岗岩向板内花岗岩演化外，营前岩体(约156 Ma)还存在向后碰撞花岗岩过渡的趋势(图7)，郭春丽等[18]研究发现，该期花岗闪长质岩石位于大陆板块内部的深断裂带及断陷带内，而断陷带可能由太平洋板块俯冲重熔或撕裂而形成[6，13，18]，同时Zhou等[65]认为南岭地区燕山早期发生过板内伸展造山，因此营前岩体应该形成于俯冲碰撞后的板内伸展环境。虽然第一类的形成环境不尽相同，但是均表现出从挤压到后造山的构造背景。

第二类花岗岩的形成时代集中在中生代(越城岭岩体为早古生代产物，421 Ma；杨振等[31])，在Y-Nb图解和(Y+Nb)-Rb中，投影点均位于同碰撞-板内花岗岩区域(图6)，但在Rb-Th-Ta图解中，它们几乎落入同碰撞-后碰撞区域(图7)，暗示了它们的构造环境可能以板内同碰撞-后碰撞为主。从目前的报道来看，华南地区中生代地壳演化存在两种主要类型：印支期早期挤压造山构造背景—晚期应力松弛的后碰撞构造背景[66-73]和燕山早期岩石圈局部伸展减薄—晚期岩石圈全面伸展减薄[6，14，59，65，74]，且不存在中生代早期的洋盆或洋-陆俯冲事件[75-76]。可见，第二类花岗岩与后造山的伸展构造背景密切相关。

图7 南岭地区成白钨矿花岗岩Hf -Rb/30 -Ta×3构造三元图解

3.2 源区特征

虽然以花岗岩源区性质划分S和I型[77]不大可能简单反映火成岩的来源[78]，但从目前来看，这种划分方案还是更受学者们的青睐。

第一类花岗岩多含有少量角闪石，在ACF三角图解中，投影点均落入堇青石-斜长石-角闪石范围内的I型或I-S型的边界区域(图8a)。而第二类花岗岩与典型S型花岗岩相似，以黑云母(白云母)、石英、斜长石和钾长石为主，不含有I或A型花岗岩对应的特征矿物，投影点在白云母-斜长石-堇青石-黑云母区域均有分布，但都集中于S型区域(图8a)，少量位于I-S型相交(或边界)区域(如西大明山、朱溪、油麻坡岩体)。从特征矿物组合分析来看，它们应分别属于I型(第一类)和S型(第二类)花岗岩。

然而，地球化学组成显示，它们与典型的I和S型花岗岩不同：①两类花岗岩的微量和稀土元素配分模式曲线与华南前寒武纪变质基底相似(图3、图4)，反映出它们的壳源特征；②虽然第一类花岗岩的Th/U值(平均4.59)和Zr/Hf值(平均35.26)接近于地幔平均值(分别为4.00和36.5[79-80])，但Nb/Ta值(平均9.78)总体低于正常花岗岩和后太古宙大陆地壳的平均值(11[80-81])，且投影点多落入上地壳平均值范围并接近地幔平均值(图8c)，同时具有贫黏土沙质岩来源和玄武质混合(10%～35%)的特征(图8b、8e、8f)，暗示了它们可能以地壳熔融物质为主，由壳-幔岩浆混溶后演化而形成(图8b)；③第二类花岗岩的投影点(图8c)和Nb/Ta值(平均4.84)、Th/U值(平均1.33)和Zr/Hf值(平均19.91)均表现出壳源的成因特征，但它们的源区成分复杂，可能存在部分玄武岩质成分混入(多数小于5%)(图8b、8e、8f)。综上，两类花岗岩的物质来源可能为壳幔混染，而非均一来源。

另外，根据Watson et al[82]提出的Zr饱和温度计估算结果显示，两类花岗岩结晶时的平均温度均低于华南地区A型花岗岩(大多数在810°C～850°C范围内)[20，83]，接近S型花岗岩的平均值(764°C[46])。但是相对于S型花岗岩，这些估算温度高于764°C的花岗岩的形成可能不仅仅来源于地壳放射热，更重要的是来源于幔源岩浆高热量的带入。因此，推测幔源岩浆的底侵或内侵应该是这些花岗岩形成的重要机制。虽然地幔物质可能没有直接参与形成，但是提供了足够的热量。如社山岩体的Zr饱和温度为766°C～845°C，温度高于S型花岗岩，但其源区残留相为辉长岩相(图8d)；而西大明山的Zr饱和温度(683°C～782°C，平均766°C)与S型花岗岩相当，但是岩体具有高含量的Sr、高比值的Sr/Y和La/Yb以及低含量的Yb和Y，也显示出角闪岩相的源区残留相特征(图8d，据文献[84-85])。

图8 南岭地区成白钨矿花岗岩成因类型和成分特征图解(数据来源同图2)

3.3 成因类型

综上显示，两类花岗岩岩浆大部分来源于地壳物质的熔融。根据两类花岗岩表现出的特征和构造背景差异，认为：①第一类花岗岩形成于俯冲碰撞高峰之后，早期强烈挤压作用使地壳叠置加厚，虽然此时下地壳界面温度可达700°C以上[86]，但仍低于角闪石、黑云母的熔融温度，随后由于俯冲板块的拆沉引起了岩石圈的扩张，深部软流圈地幔发生底侵或内侵，高热量的加入引起了地壳发生熔融，并伴随有不同比例幔源物质加入熔融的壳源岩浆中，形成了类似火山弧环境的钙碱性岩浆岩。②第二类花岗岩形成于板内俯冲拆沉和俯冲后撤导致了岩石圈伸展，伸展环境使软流圈地幔发生底侵或内侵的同时加热地壳，并诱发了大规模的地壳熔融，源区物质主要来源于地壳，可能混入少量地幔物质。

徐克勤等[87]呈将华南花岗岩划分为两类：同熔型花岗岩和改造型花岗岩。其中：①同熔型花岗岩化学成分上除酸性成员外，往往有中—酸性成员伴生，富钙而贫铝，岩石组合为斜长石-角闪石-黑云母-单斜辉石，具较高的Na2O/K2O比值，成岩温度较高，一般属正常系列，岩浆来源较深，主要来自地壳下部，或有时也有部分上地慢和上地慢衍生而来的古老洋壳物质的加人；②改造型花岗岩多数只发育酸性成员，分布于华南大陆内部，与造山运动和断裂活动有密切的空间联系，在化学成分上贫钙而富铝，具较低的Na2O/K2O比值，一般属铝过饱和类型，矿物组合为斜长石-黑云母-堇青石-白云母，成岩温度较低，成岩物质来源于地壳中、上部，可以是古老的结晶基底或地槽沉积物在原地或半原地花岗岩化作用形成的，也可以是地壳层局部熔融形成的。王德滋[88]认为同熔型花岗岩由地壳和地幔物质相互作用形成，相当于I型花岗岩，而改造型花岗岩由元古宙变质沉积岩经部分熔融形成，相当于S型花岗岩。S型花岗岩虽然以壳源物质为主，但其形成过程中也可能有地幔物质的贡献[89-92]。

虽然两类花岗岩特征与I型或S型特征相符，但与徐克勤等[87]提出两类花岗岩特征更为相似，因此本文更偏向于这种划分方案，即第一类花岗岩属于同熔型花岗岩，第二类花岗岩属于改造型花岗岩。

4 花岗岩类成矿潜力

越来越多的同位素证据和野外资料表明，与钨矿床形成有关的成矿流体主要来自附近的花岗岩体(成矿母岩)[4，97]。但是花岗岩是否能够成为钨成矿的母岩，取决于三个方面的因素：花岗岩岩浆是否具备较好的含矿性、花岗岩是否发生了充分的演化作用而导致成矿元素的进一步富集、花岗岩是否存在有利于钨成矿元素迁移富集的流体环境[98-101]。

南岭地区自新元古代末期以来经历了多旋回的热事件，发育有一系列具有规律演化的多期多阶段花岗岩类，也正是从新元古代末期起，华南才真正进入了陆内演化阶段[5]。根据徐克勤[102]报道的各时代地壳钨含量(加里东晚期为2.1×10-6，华力西—印支期为2.5×10-6，燕山期为7.6×10-6～8.0×10-6)显示，南岭地区钨含量明显高于地壳克拉克值，属于富钨地球化学区。结合成因特征分析表明，在地幔高热梯度下，地壳物质发生熔融和再循环作用，使地壳成熟度愈来愈高的同时逐渐富集W元素并将它们大量释放进入岩浆，在形成不同时代花岗岩的同时也使它们具备了一定的成钨矿能力。

虽然U、Th等放射性生热元素不能作为这些花岗岩形成的主要因素，但是可以影响成矿作用，含量越高，岩体冷却时间就越长，热液循环时间及相应的成矿作用时间也越长，更利于成矿。第一类花岗岩的U、Th含量较低，说明了此类花岗岩岩浆冷却时间可能较快，成矿作用时间可能也较短，而第二类花岗岩则相反。另外，钨元素在熔体中表现为不相容[103]，其浓度随着结晶分异作用而增加的同时也与Zr和Rb含量变化相关，因此Rb/Zr比值可以指示花岗岩的成钨矿潜力[39]，在图9a中第一类花岗岩落于富钨-贫钨花岗岩分解线上，第二类则全部位于富钨花岗岩区域。可见，第一类花岗岩岩浆作用持续时间较短、成钨能力较差，可能是结晶分异作用较弱的结果，而第二类花岗岩则有利于形成钨矿。

高分异演化的含矿花岗岩也是成矿最关键的因素[104]，实验表明，钨在饱和花岗质熔体中w(WO3)>1000×10-6，甚至达到n×1000×10-6[105]，反映了W元素在硅酸盐岩浆中有着很高的溶解度。白钨矿一般形成于热液作用阶段后期，往往伴随着一些蚀变和特征矿物的形成(如矽卡岩化、硅灰石等)，这些特征实际上是一种脱钙作用。若岩浆中有含较多的钙，那么在有利条件下就可以与大量的W元素结合形成白钨矿。基于W元素高背景值的特征，在DI-Ca图解中可以明显的看出，虽然第一类的分异程度较低，但高钙的特征较明显(图9b)。

图9 南岭地区含白钨矿花岗岩成矿潜力图解(资料来源同图2)

虽然上述分析显示两类花岗岩均有一定的成钨矿能力，但是单纯的花岗岩形成作用的活化转移还不足以导致有关矿床的形成，还必须有热液过程中的碱交活化转移作用[102]。熔融条件下的碱质交代作用，可以形成高挥发分(F、Cl、B)及高PH2O压、高温熔浆产生[106]，可能提高了W在富水岩浆中的溶解度和明显地降低岩浆的固结温度，使更多的W元素在更长的时间内被萃取和搬运进入岩浆，并延缓含钨热液从岩浆中分离，进而使岩浆得到更充分的分异[107-111]。岩石学特征可知，第二类花岗岩的副矿物中发育有含F矿物(如萤石和电气石)，反映了它们的形成过程中流体富含F；而第一类花岗岩的副矿物中几乎不含上述两种矿物。同时，第一类的稀土配分曲线主要为右倾模式、呈低分异特征，第二类主要为海鸥模式、具有四分效应和高分异特征。华南与成矿作用关系密切的花岗岩具有高分异、稀土元素“四分组”效应特征，这是花岗质熔体与富挥发分流体(F、Cl)相互作用所导致的[112-113]。在图8c中，第一类花岗岩的投影点均表现为垂向变化，而第二类投影点在横向上有所波动，也说明地壳物质部分熔融过程中可能有富挥发分的参与[95]。

总的来说，两类花岗岩的源区都富含成矿元素——钨。第一类形成过程中流体成分、生热元素含量和成矿能力较低，可能是地壳物质熔融形成的岩浆没有经过长期的演化和运移，但在高钙背景下而直接成矿的表现。而第二类花岗岩应属于高背景值下，岩浆长期演化的结果，成矿能力较好。值得注意的是，若花岗岩岩浆中含有较多的地幔物质，会对岩浆演化过程和出溶流体的性质产生重要影响，而岩浆演化过程和流体又与矿化有着密切的联系[12]。第一类花岗岩较第二类花岗岩相对贫流体，岩浆演化过程中流体出溶较晚，钨元素在流体中出溶前能够在残余熔体中达到一定的预富集。另外，高热的成矿环境有助于形成一系列对流循环系统，从围岩中萃取成矿物资，而这种热状态可能持续时间达12 Ma[114]。西大明山岩体的分异程度和成矿能力介于两类花岗岩之间，但是其成岩压力较大(图8d)，矿体形成于富挥发分的还原环境[33，115]，对于形成白钨矿床提供了有利的物理化学环境。

5 结论

1)本文将南岭地区成白钨矿花岗岩分为两类，第一类为中酸性花岗岩，富集Ba、Sr和Zr元素，亏损Ta和Nb元素，具有明显的轻重稀土分馏和δEu弱负异常，属于低分异花岗岩；第二类为酸性花岗岩，与前期研究的南岭含钨花岗岩特征相似，属于高分异花岗岩。

2)第一类花岗岩以低成熟度碎屑岩为主，形成于板块碰撞后拆沉作用，高热地幔的底侵或内侵使地壳熔融并与部分玄武岩质相互混合形成岩浆，显示出I型花岗岩特征，应属于同熔型花岗岩。而第二类花岗岩的源区物质以高成熟度泥质岩为主，形成于后造山构造环境，岩石圈的伸展使高热幔源岩浆向地壳发生底侵或内侵作用，引起地壳热扰动的同时诱发大规模的熔融，表现出S型花岗岩的特征，应属于改造型花岗岩。

3)两类花岗岩均含有高丰度的W元素，但由于它们的源区性质和形成环境的不同，因此在成钨矿能力上也有一定的差异。第一类花岗岩的岩浆冷却时间可能较快，成矿作用时间也可能较短，表现出成矿能力较差的特点。它们多形成于贫流体的环境，流体出溶较晚，使钨元素在出溶前能够在残余熔体中达到一定的预富集，同时熔融流体中钙含量高，可以与大量的钨在有利环境中迅速结合形成白钨矿化。而第二类花岗岩形成于一个富流体环境，岩浆冷却速率较慢，使岩浆可以经过更长时间的演化和成矿元素富集，进而延长成矿作用时间，表现出高成矿能力的特点。