一、成因类型
温克勒(1961)将花岗岩划分为岩浆型和交代型，并指出岩浆型花岗岩的标准矿物Q、Ab、Or集中分布在温克勒三角图(图2-26)的中心部位，即分布在低温槽内和接近低共熔点处。将本区全分异自交代型花岗岩的标准矿物Q、Ab、Or投影到温克勒三角图中，可以看出，母体相、似斑状相、自交代相中下部带的投影点范围与温克勒岩浆型花岗岩范围基本一致，说明全分异自交代型花岗岩为岩浆型花岗岩而非交代型花岗岩，也即全分异自交代型花岗岩在生成过程中经历了熔融的岩浆阶段。本区各个全分异自交代岩体与围岩之间存在清晰突变界线(面)，显示了侵入接触关系，也证明有熔融岩浆过程存在。
图2-26 CIPW标准矿物Q-Ab-Or三角图解
南岭及邻区花岗岩型稀有金属矿床地质成矿特征
塔乌松(1977)认为，分异型、重熔型和超变质型等花岗岩，在特征元素和微量元素上各具特色，从而形成不同的花岗岩地球化学类型。将本区全分异自交代型花岗岩与塔乌松类型相比(表2-42)可以看出，本区全分异自交代型花岗岩最接近塔乌松重熔型花岗岩中的更长刚玉稀有金属淡色花岗岩，也即属于重熔型。
杨超群(1984)将花岗岩划分为4种类型，即壳源重熔型、混合源同熔型、幔源分异型和变质-交代型，并指出它们在稀土元素组成和分布上有明显区别。比较本区全分异自交代型花岗岩与杨氏花岗岩类型的稀土元素地球化学特点(表2-43)可以看出，全分异自交代型花岗岩最接近杨氏的壳源重熔型花岗岩。
表2-42 塔乌松(Л.В.Таусон)全岗岩地球化学类型与本区花分异自交代型花岗岩比较
表 2-43 杨超群划分的花岗岩类型及其与全分异自交代型花岗岩比较
福尔根据铷-锶年龄及锶同位素(87Sr/86Sr)初始值研究认为，花岗岩类岩石的物质来源大体有3种:地幔来源、混合来源和陆壳来源。本区全分异自交代型花岗岩铷-锶同位素研究成果甚少，这显然是需要加强的领域。本次所做栗木含矿岩体的铷-锶等时线年龄为(207.5±1.0)Ma，87Sr/86Sr初始值=0.752±0.001;430矿床(区)等时线年龄为102～113Ma，87Sr/86Sr初始值=0.746。与福尔的成果相比，上述全分异自交代型花岗岩的87Sr/86Sr初始值远高于相应年代大陆壳平均值，应属陆壳来源无疑。
综合比较全分异自交代型花岗岩与上述各家从不同角度提出的各成因类型特征，可以认为，本区全分异自交代型花岗岩属陆壳重熔岩浆侵入型花岗岩是有充分依据的。
二、重熔的物质对象、地质作用估计
上面的论述，已证明全分异自交代型花岗岩为陆壳重熔成因。那么，被熔融的物质对象为何?促使熔融的主导地质作用又为何?这些显然都是需要深入研究的课题。下面据有限资料对上述问题作一粗略估计。
全分异自交代型花岗岩的稀有、微量元素研究表明，母体相中Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素的富集系数已很高(依次为3.85，6.86，5.93，3.21，15.60，4.36)，甚至高于相带分离分异全过程造成的相对富集系数(相对富集系数依次为1.51，5.79，12.67，3.67，2.81，5.21)，这就要求被熔融对象已具备Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素的高丰度。现今矿床学和地球化学成就中，尚找不到导致Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素同时富集的特定的沉积作用和变质作用(超变质除外)。本区至今也未发现具有上述特点的沉积层位和变质层位。由此推知，被熔融对象不大可能是沉积岩和变质岩，即不大可能存在矿源层。
南京大学的研究表明，侏罗纪花岗岩稀有元素丰度较高(表2-44)。我们对弱分异自交代型花岗岩的研究(见第三章第一节)表明，其Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等显著富集并部分成矿。由此推知，重熔对象极大可能是早于全分异自交代型花岗岩生成的侏罗纪花岗岩或弱分异自交代型花岗岩。这表明全分异自交代型岩浆属再生岩浆，稀有金属成矿属改造成矿。
表2-44 稀有元素丰度(wB/10－6)
图2-27 里特曼-戈蒂里图解
导致重熔的地质作用，以断裂局部重熔能较圆满地解释现今所见的地质事实。本区中生代地壳处于断块上升运动中，形成一系列壳层大断裂，而全分异自交代型花岗岩体恰恰有规律地沿壳层大断裂及其两侧分布(见第四章第二节)，显示它们之间具成因联系。将全分异自交代花岗岩岩石化学组分投影到里特曼-戈蒂里图(图2-27)上，样点集中分布在造山带岩石区。这与本区中生代的断块造山运动是一致的，说明断裂运动与全分异自交代型花岗岩有成因联系。另外，全分异自交代型花岗岩成岩成矿于中侏罗世和早白垩世(见第四章第一节)，该时期本区不存在规模巨大的岩基，也即不存在大规模深熔作用。可见断裂的局部重熔可能是形成含矿岩体的主因;壳层大断裂应该不仅是“导”岩构造，更可能是“生”岩构造。
三、相带的形成方式
相的形成是熔体分离和重力分异的结果。理由如下:
1)各相之间物质组分有明显继承性和规律清楚的演化关系，这已为前述各章节的论述所揭示，表明各相为同源岩浆的分异产物。
2)用现今的同位素测年法，无法分辨各相形成时间的相对早晚(表2-45)，说明各相大体同时生成，至少不存在通常理解的“期次”关系。
3)各相空间排列是有序的，母体相在最下部，向上依次出现似斑状相、自交代相和似伟晶相，说明各相之间有紧密的空间和成因关系，且各相之间经过分离(分异)。
4)除受岩体接触面控制的相界面之外，其他相界面的产状均接近水平或缓倾斜，如似斑状相底界面、自交代相底界面等。另外，各相界面是清晰突变的，说明各相在液态时即已分离呈有清晰界面的物理-化学相，又受重力场作用有序定位，且达到一种稳定平衡状态。
表2-45 各相同位素年龄比较
相的形成过程大体是:有特定组分和性质的含矿岩浆侵入定位后，降温到一定程度即发生熔体分离，富含挥发组分和碱质组分的熔融体在重力场中逐渐聚集到岩体顶部和边缘岩枝顶部，近而产生液相的母体相、似斑状相、自交代相和似伟晶相，奠定了相界面和组分的继承演化关系，促成各相间的有序排列和近水平产状的出现;最后，随着温度降低各液态相经正常结晶和交代结晶而固化。
似伟晶相产状略显特殊，其原因主要是受接触面构造制约，另外液态相的黏度相对较大，极性程度相对较高，易于吸附在围岩接触面上造成“冠盖”产状。
含矿岩体的上述熔体分离和重力分异作用，通常进行得比较完善。但需要指出，它毕竟不是黏度很低的基性岩浆，因而存在程度不同的各相“掺和”现象。
自交代相各带之间，其时代和组分关系已不待言，各带之间的有序排列和近水平产状也是明显的，只是带间界面为渐变性质。显然，其形成方式应是富挥发组分的岩浆在重力场中的交代结晶分异，即贫水组分相对富基性组分先结晶并下沉，接着是贫水富钠组分交代已结晶矿物，最后是富水、氟等挥发组分和钾质交代已结晶矿物而固化。
关于花岗岩浆液态分离现象和理论的研究，近年来已为国内外不少研究人员所重视。Д.С.Глюк等(1973)用实验岩石学方法完成了花岗岩-水-氟化物体系的相图。贵阳地球化学研究所(1979)也完成了类似实验。上述实验均证明含锂氟高的花岗岩湿体系在高于液相线温度条件下出现液态(熔融态)分离区。可见，本区全分异自交代型花岗岩相带形成过程中的熔体分离作用不仅为地质实践所证实，更为实验岩石学所证明。
四、成岩压力和岩体侵位深度
对本区全分异自交代型花岗岩中二氧化碳包裹体甚少，至今未见直接测压成果报道。下面用相图法和地质法对全分异自交代型花岗岩的成岩压力和岩体侵位深度作粗略估计。
将含矿岩体的标准矿物Q、Ab、Or投影到塔特尔等压三角图(图2-26)上，母体相和似斑状相的样点主要集中在(1.0～3.0)×102MPa等压线之间，自交代相和似伟晶相的样点比较分散。母体相和似斑状相岩石接近正常结晶的花岗岩，符合塔特尔等压条件，(1.0～3.0)×102MPa反映了它们形成的压力范围。自交代相和似伟晶相岩石，其矿物为交代结晶形成，有多阶段性，不符合塔特尔的等压条件，其数值不能代表它们形成的压力条件。从地质产状来考虑，自交代相及似伟晶相与母体相形影相随，产于母体相岩株顶部和旁侧钟状岩体顶部，其成岩压力应与母体相接近，故(1.0～3.0)×102MPa的压力值也基本上是自交代相和似伟晶相的成岩压力值。
用上述相图法推测的成岩压力值为(1.0～3.0)×102MPa，其波动范围是相当大的。实际地质情况表明，成岩压力范围较宽可能是客观的。414、430、姜坑里、海罗岭等矿床(区)，母体相岩株出露面积甚小或未出露，自交代相产于母体相岩株最顶部。而灵山矿田、520矿田的母体相岩株已剥露达70～90km2，同标高上的松树岗、525、523等矿床(区)的自交代相显然是在旁侧岩枝顶部。比较两种情况可知，母体相岩株最顶部与旁侧岩枝顶部之间的高差是可观的，反映成岩压力不可能局限在狭窄范围内，即(1.0～3.0)×102MPa的宽泛压力范围是可信的。
含矿岩体各相带岩石的尼格里氧化系数(W=Fe2O3/(Fe2O3+FeO))平均值为0.295它低于Ю.И.利亚利和С.И.舒金等研究的哈萨克斯坦喷出相(W=0.65～0.66)和次火山相(W=0.42～0.45)酸性岩的氧化系数。这表明全分异自交代型花岗岩的成岩环境并非强氧化环境，也不属超浅成侵入体，成岩压力值不应很小。
最后需要提及，夏卫华等(1983)和章锦统等(1983)用矿物学方法测得松树岗隐伏岩体岩石的成岩压力值为(5.2～6.4)×102MPa。按静压法换算，该值大约相当于侵位深度为17～21km。再按正常地热梯度换算，成岩时围岩温度为510～630℃。在这样高的围岩温度下，全分异自交代型花岗岩特别是自交代相岩石能否完成交代结晶是值得怀疑的。这个数值的地质意义尚须深入研究，是否反映了成岩时内、外压的局部不均衡(如爆破角砾岩的产生等)是值得考虑的。
以成岩压力(1.0～3.0)×102MPa为基础，按静压法换算，岩体的侵位深度大致是3～9km。夏卫华(叶大年，1979)用地层法推算得到松树岗岩体侵位深度为5～8km。史明奎等(1981)用地层法推算得到栗木岩体侵位深度为2.3km。这些数据显示不同的研究者的结论比较接近，因而全分异自交代型花岗岩的侵位深度3～9km是比较可靠的。
五、成岩温度和岩石生成阶段
各个矿床(区)的测温结果大体都出现3组温度值。经卢焕章等(中国科学院地球化学研究所，1980)研究，低值组温度反映了次生包裹体的形成温度，与成岩成矿无关。现将各个矿床(区)测得的前两组温度值列于表2-46。
表2-46 各矿床(区)的测温成果单位:℃
由表2-46可知:
1)全分异自交代型花岗岩的矿物生成，明显分两个温度区间或阶段，第一温度区间或阶段的温度值为750～450℃，多集中在550～510℃;第二温度区间或阶段的温度值大体为350～250℃。结合地质产状、矿物组成及岩石结构方面的研究可知，第一温度区间或阶段是各相正常结晶的矿物生成温度，而第二温度区间或阶段是交代结晶的矿物生成温度。这也是全分异自交代型花岗岩的一个特征。
2)与一般岩石、矿床形成温度(中国科学院地球化学研究所，1980)相比，这些矿床的正常结晶阶段的温度与一般花岗岩(900～550℃)及伟晶岩(600～400℃)的形成温度大体相符，而交代结晶阶段的温度却相当于气成热液(400～300℃)和高温热液(350～250℃)矿床的形成温度。同时显示出全分异自交代型花岗岩形成温度范围宽泛，横跨岩浆和气成高温热液结晶温度区间，而最后固结成岩的温度远低于一般花岗岩。显然全分异自交代型花岗岩浆为低熔岩浆，其低熔的原因是有交代结晶组分的存在和富集。
3)全分异自交代型花岗岩成岩过程的温降速度是相当缓慢的。成岩温度范围宽泛，相、带发育几近完美，证明了上述认识。另外，钾长石有序度高、三斜度大、均为低温微斜长石，也证明是形成于温度较低、降温速度缓慢的环境。
固结成岩过程中降温缓慢，可能与岩体侵位深度有关。以侵位深度3～9km换算，岩体所处位置的围岩温度为90～270℃，与岩体最后固结成岩的温差已不大，这可能是缓慢降温的主要原因。
综上所述，全分异自交代型花岗岩的成岩温度有如下3个突出特点:①温度的阶段性明显，主要表现为两个阶段;②固结成岩温度范围宽泛，最后固结成岩温度较低;③降温速度十分缓慢。
六、岩浆中稀有元素聚集和存在形式的估计
全分异自交代型花岗岩以富集稀有元素和挥发组分(F，H2O+)为特征。稀有元素富集可能取决于挥发组分的首先富集，推测其具体关系有两种:①挥发组分，特别是氟，易于捕获稀有元素，形成氟化物和氟络合物，它们在岩浆中比较稳定而聚集于岩浆晚期;②由于挥发组分的存在，使岩浆中的硅(铝)氧四面体群解聚，增加了硅(铝)氧四面体的负电位能，因而吸附了正电位能高的离子(稀有元素离子大多属之)稳定聚集于岩浆晚期。
Ta、Li、Rb、Cs在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与F、H2O和Al2O3基本一致(见岩石化学章节)，说明它们可能主要以氟化物和氟络合物形式存在于岩浆中，当富水、氟的铝硅酸盐矿物———变种云母结晶时沉淀成矿。
Be和Nb在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与各阴、阳离子均无明显相似之处，是否也呈氟化物和氟络合物存在于岩浆中值得怀疑。有可能以离子状态存在，并被解聚的硅(铝)氧四面体吸附，当挥发组分逸散或沉淀，聚合作用加强至架状铝硅酸盐矿物———长石类结晶时成矿。
Zr在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与Cl基本一致(见岩石化学章节)且含量很低，有可能以氯化物和氯络合物形式存在，不过需要深入研究。
全分异自交代型花岗岩中钾和钠并不存在明显高值，其分布和变化与稀有元素也无明显一致性。稀有元素是否呈钾钠氟络合物形式存在是值得怀疑的。但全分异自交代型花岗岩中，钾和钠分离和钾钠交替效应是相当清晰的。第一次钾和钠分离表现在相形成过程中，即钾质富集在似伟晶相而钠富集在自交代相。可能因为钠质富集的自交代相数量(体积)远大于钾质富集的似伟晶相，并聚集大量挥发组分，因而稀有元素多聚集于自交代相。第二次钾和钠的分离和交替发生在自交代相各带的形成过程中，下部带为钠质优势带，Nb和Be等稀有元素成矿于此，而到中上部带钾代替钠成为优势带，Ta、Li、Rb、Cs等稀有元素沉淀于此带。由此推知，钾和钠分离与交替效应，即岩浆碱性程度的变化，对稀有元素沉淀成矿有明显的控制作用。
综上所述，稀有元素的聚集与挥发组分(F，H2O+)有关，而稀有元素沉淀成矿与钾和钠分离及交替有关。富集挥发组分和明显的钾钠交替效应是全分异自交代型花岗岩形成的本质特征。