南岭东段枫树洞稀土矿中辉长质包体锆石UPb年代学、地球化学特征及其成岩作用

范飞鹏 陈乐柱 李海立 鲍晓明 李凤春 申中华

*收稿日期：20200403修订日期：20200518责任编辑：叶海敏

基金项目：中国地质调查局“钦杭成矿带武宁—平江地区钨铜多金属矿地质调查（编号：DD20190153）”、“江西竹山—广东澄江地区钨锡多金属矿远景调查（编号：1212011120813）”和科技部“武夷德化—尤溪—永泰矿集区三维综合探测与深部成矿预测（编号：2016YFC0600210）”项目联合资助。

第一作者简介：范飞鹏，1982年生，男，高级工程师，主要从事矿产资源勘查和矿床学研究工作。Email：389965892@qq.com。

通信作者简介： ， 年生， ，，。

摘要： 南岭东段是我国稀土矿产资源集中分布区，枫树洞稀土矿是南岭东段风化壳淋积型矿床，通过对该矿床含矿花岗岩层中的包体进行锆石UPb年代学和地球化学研究，发现稀土矿层中存在2种辉长质包体：早侏罗世包体（（188±2.8） Ma）和晚三叠世包体（（227±3.7） Ma）。包体中锆石阴极发光图像（CL）和锆石 Th/U值普遍>0.4，指示为岩浆锆石，大多数锆石稀土元素分布在热液锆石与岩浆锆石过渡区，说明包体中的岩浆锆石遭受后期热液的强烈改造，晚三叠世包体改造最强烈。早侏罗世包体主要锆石Ti温度为694～1 279 ℃，平均值为816 ℃，大多数>800 ℃;晚三叠世包体主要锆石Ti温度为687～925 ℃，平均值为671 ℃，大多数<750 ℃，包体可能来源于含水条件下发生的部分熔融。包体锆石年龄中存在多组年龄数据，暗示南岭东段晚三叠世—早侏罗世，该地区曾发生了多次岩浆活动，反映了古太平洋板块对华南板块的影响由弱到强的变化过程，在这种俯冲背景下的岩浆由陆壳部分熔融形成，幔源物质活动也呈现出由弱至强的趋势。

关键词： 风化壳淋积型稀土矿;暗色包体;锆石UPb年龄;微量元素;南岭东段;燕山早期

中图分类号：P618.7

文献标识码：A

文章编号：20961871（2020）0432514

岩浆岩中的包体是记录地球演化过程最直接的宏观证据，研究捕虏体或包体的形成时代、结构构造和物质成分有助于揭示岩浆活动特征和成矿作用过程[15]。关于捕虏体和包体有多种成因认识：围岩的捕虏体[6];同源镁铁质岩浆的堆晶包体或寄主岩浆早期形成的堆晶体[711];岩石部分熔融后的残余物[13，1225]，是源区的难熔残留体[20，2627];镁铁质岩浆注入长英质岩浆房发生机械混合的产物[1619，26，2836]。岩浆包体的研究对揭示壳幔相互作用，探讨成岩成矿过程具有重要意义[37]。

南岭地区是我国重要的稀土、稀散和稀有矿产资源集中分布区，中生代花岗岩是成矿母岩，这些花岗岩体中可见捕虏体和包体[13，3841]，尤其在稀土矿赋矿岩体（风化花岗岩）中可见大量暗色包體或捕虏体，这些包体或捕虏体对稀土矿成矿和找矿具有明显的指示作用[24，4244]，范飞鹏等[44]研究后发现包体和寄主岩石（稀土矿化层）在岩石、结构、矿物组成和成分上有较大差别。南岭地区风化壳淋积型稀土矿含矿母岩为碱性花岗岩[45]，多为黑云母二长花岗岩，属准铝质A型花岗岩[42]。变质基底、岩浆多期活动和岩浆期后脆性断裂构造活动是这类矿床的形成主因[24]。前人对南岭地区风化壳淋积型稀土矿包体或捕虏体形态特征做了详细描述，岩石学和地球化学方面进行了少量研究[2425，3144]，但对包体的年代学研究较为薄弱。这制约了对稀土矿区岩浆起源、演化过程及成矿作用过程的认识，影响了对稀土矿的成岩成矿规律及模型的建立。

锆石是一种自然界最常见的具有稳定晶体结构的副矿物，普遍存在于三大岩类中，能在各种复杂的地质环境中完好地保存下来[4647]，因此锆石稀土与微量元素对岩浆形成年代、源区性质及岩浆演化具有非常重要的指示意义[4849]。本文结合前人已有的研究资料，重点对南岭东段枫树洞稀土矿的辉长质包体开展锆石年代学、稀土与微量元素特征研究，进而论证岩浆混合作用的存在，探讨岩浆混合作用对稀土矿成矿的制约。

1 研究区地质特征

南岭地区以与花岗岩有关的钨锡稀有金属成矿为特色[50]。自中生代以来，华南及南岭发生过多次重要的岩浆活动和成矿事件，大规模成矿与华南、华北地块碰撞及太平洋板块俯冲有关[5053]。

研究区位于南岭钨锡多金属成矿带东段，出露地层以震旦纪、寒武纪和泥盆纪地层为主，其次为石炭纪、二叠纪、侏罗纪、白垩纪—古近纪和新近纪地层（图1）。白垩纪地层分布在北部，第四系主要分布在河谷及低凹地段。区内构造以褶皱和断裂为主，褶皱主要为基底褶皱和盖层褶皱，基底褶皱由轴向NW向近SN向、轴面近乎直立的不完整紧闭背斜和向斜组成。受后期构造岩浆活动影响，盖层褶皱形态复杂，轴向多变，多呈波状和穹窿状;断裂主要为NW向、NE向、NNE向和EW向线性构造[44]。

区内以晚三叠世-晚侏罗世岩浆活动最为强烈，见少量志留纪岩体。晚三叠世石英二长岩岩体中可见伟晶花岗岩捕虏体，多沿流面构造线定向分布。早侏罗世岩体以双峰式侵入杂岩为主，酸性岩以I型和A型花岗岩为主。中-晚侏罗世岩体属S型花岗岩和高分异I型花岗岩，成岩物质来源于早元古代增生地壳[5356]。岩体主要为龙源坝复式岩体、陂头复式岩体和塔背岩体。陂头岩体和塔背岩体中分布大量风化壳淋积型稀土矿，可见大量基性岩包体。

2 稀土矿及包体地质特征

区内稀土矿点分布在陂头复式岩体内（图1）。岩体形成时间为（178.6±1.5）～（177.3±1.4） Ma[57]，受NEE向断裂控制，早期岩体以及震旦系和寒武系均可见晚期石英脉穿插。岩体岩性主要为黑云母花岗岩和黑云母二长花岗岩，岩石呈麻灰色，风化后呈砖红色、红褐色（图2（a）），中粒似斑状花岗结构，块状构造。主要矿物为石英、钾长石、斜长石和黑云母，含少量角闪石[31]。

稀土矿主要分布在全风化岩体和半风化岩体中，矿层厚5～60 m，ΣREE为（658.09～1 055.17）×10-6， （ΣREE+Y）为（730.49～1 111.47）×10-6 [16]。沿采矿壁可见许多包体，这些包体“镶嵌”在稀土矿层剖面（图2（b））上，包体颜色呈深灰绿色，形状多为椭圆状和纺锤状（图2（c）、（d）），大小为5～18 cm，风化后表面呈现出“蛋壳”状（图2（c））。包体随深度增加有变小消失趋势。

包体主要为辉长质岩石，主要组成矿物为辉石、斜长石及少量黑云母、角闪石、磁黄铁矿和磷灰石等。斜长石多搭构成三角格架，格架内充填辉石，构成辉长结构（图3（a）、（b）），辉石和斜长石多绿泥石化;石英边缘见溶蚀边和裂纹;黑云母被磁黄铁矿交代，大多呈骸晶结构;磷灰石穿切斜长石。包体属亚碱性铝不饱和型，富集U、La、Pr、Nd、Sm、Dy和亏损Nb、Sr、Zr、Hf、Ti等微量元素，稀土元素总量低，Ce和Eu具有明显的负异常[31]。

3 分析测试

辉长质包体（PTK4B2、PTK4B3）从采矿面剥离出来，选取椭圆状和纺锤状2种形态（图2（c）、（d））。为确保样品具有一定的新鲜度，选用直径较大的样品用水进行多次清洗后逐层进行剥皮，直至露出新鲜、未风化的核部。样品（重3～4 kg）经人工破碎至80～100目后，按常规重液和电磁仪等方法分选出锆石，并在双目镜下挑选锆石单矿物，单矿物挑选在河北省廊坊诚信地质服务有限责任公司完成。将挑选出的锆石颗粒置于环氧树脂制靶，固化之后抛光，拍摄阴极发光图像（CL），锆石制靶及拍照在南京宏创服务有限公司完成。

根据锆石CL图像特征，选择无裂隙、无包裹体部位作为测

试点。LAICPMS锆石UPb定年在中国冶金地质总局山东局测试中心完成，所用仪器为LAICPMS激光剥蚀系统，该系统为美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193 nm ArF准分子系统，ICPMS为Thermo X2。激光剥蚀采样过程以氦气作为载气，束斑直径为30 μm、频率为10 Hz、能量密度约为10/cm2激光剥蚀。采样方式为单点剥蚀、跳峰采集。采用Plesovice（年龄为（337±0.4） Ma[58]）和GJ1标准锆石作为外标进行基体校正。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATACAL数据处理程序，UPb年龄谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot/Exver 3[59]程序完成。

4 分析结果

4.1 锆石UPb年龄

锆石形态和微区特征是综合判别锆石成因类型的主要标识[60]。所有包体样品选出的锆石透明度一般，呈浅灰色，少数颜色较深，粒径大小多为60～150 μm，个别颗粒较大，多数呈长柱状、板状及不规则状，少数呈圆滑状，颗粒晶棱及晶面清晰，晶体长宽比为1∶1～2∶1。

阴极发光图像（CL）特征（图4（a））显示PTK4B2包体存在3组锆石：① 1、8、14号锆石呈深黑色，不规则状或圆滑状，内部见裂隙和包裹体，隐约可见较窄的韵律环带;② 2、7、10号锆石呈灰黑色、黑色，长柱状，大多数锆石见较窄的韵律环带;③ 其余锆石呈灰色、深灰色，等粒，长柱状或板状，少量锆石内部见包裹体，环带宽窄不一，呈港湾状。

阴极发光图像（CL）特征（图4（b））显示PTK4B3包体存在2组锆石：① 锆石呈灰色，不规则状，内部见有包裹体，隐约可见韵律环带;② 锆石呈灰色、灰黑色，等粒，长柱状或板状，环带宽窄不一，形态各异。

锆石韵律环带的变化本质是锆石中微量和痕量元素的周期性变化所致，PTK4B2和PTK4B3包体大多数锆石环带较窄，说明其在较低温条件结晶，微量元素扩散速度慢[47，6061]。

PTK4B2包体中第1组锆石 U 含量为（508.1～788.9）×10-6， Th含量为（217.0～827.0）×10-6，Th/U值0.34～1.18（表1），锆石206Pb/238U 年龄为（745.5±16.6）～（2 144.4±25.6） Ma;第2组锆石U含量为 （689.4～1 510.3）×10-6， Th含量为（270.1～416.4）×10-6，Th/U值0.18～0.60，锆石206Pb/238U年龄为（214.4±3.4）～（252.5±4.1） Ma;第3组12个锆石 U含量为（160.7～906.2）×10-6， Th含量为（72.5～651.8）×10-6，Th/U值0.47～0.82，锆石206Pb/238U 年龄为（182.4±4.5）～（193.0±3.2） Ma，加權年龄平均值为（188±2.8） Ma（MSWD为1.6）（图5（a））。第3组锆石年龄代表了包体的形成时间，第1组和第2组岩浆锆石可能是包体的捕获锆石。

PTK4B3包体中第1组锆石U含量为141.6×10-6，Th含量为75.9×10-6，Th/U值0.54（表1），锆石206Pb/238U 年龄为（194.2±6.9） Ma;第2组锆石U含量为（304.8～1 046.6）×10-6，Th含量为（214.5～416.8）×10-6，Th/U值0.21～1.09（表1），锆石206Pb/238U 年龄为（212.1±3.1）～（267.9±4.3） Ma，大多数集中在220.8～232.6 Ma，其加权年龄

平均值为（227±3.7） Ma（MSWD为1.6）（图5（b））。第2组锆石年龄代表了包体形成时间，但第1组锆石年龄可能反映了晚期岩浆对早期岩浆的同化混染作用发生时间。

4.2 锆石微量元素

包体锆石微量元素分析结果见表2。PTK4B2包体中第1组锆石ΣREE为（797.0～1 255.5）×10-6，平均值为973.7×10-6; LREE/HREE为0.03～0.16，平均值为0.09，显示重稀土富集;Ce呈正异常（δCe为2.83～4.88，平均值3.7），Eu呈负异常 （δEu为0.11～0.34，平均值0.23）;第2组锆石ΣREE为（1 036.6～1 476.5）×10-6，平均值为1 316.8×10-6; LREE/HREE为0.01～0.07，平均值0.04，显示重稀土富集;Ce呈正异常（δCe为1.57～16.69，平均值6.85），Eu呈负异常（δEu为0.04～0.13，平均值0.08）;第3组12个锆石ΣREE为（451.6～1 255.5）×10-6，平均值为973.7×10-6; LREE/HREE为0.02～1.43，平均值0.21，显示重稀土富集;Ce呈正异常（δCe为0.95～53.67，大多数集中在0.95～3.49，平均值6.95），Eu呈负异常（δEu为0.03～0.24，平均值0.08）。包体锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图（图6）显示3组锆石呈现出相似的左倾配分模式，表现为轻稀土亏损、重稀土富集、明显的Ce正异常和Eu负异常特征;第3组锆石部分轻稀土略有升高，Ce异常不明显，Eu负异常明显。

PTK4B3包体中第1组锆石（8号）ΣREE为450.2×10-6， LREE/HREE 为0.07，显示重稀土富集;Ce呈正异常（δCe为0.28），Eu呈负异常（δEu为0.15）;第2组锆石ΣREE为（482.2～1 282.4）×10-6，平均值为932.8×10-6; LREE/HREE为0.01～0.34，平均值为0.1，显示重稀土富集;Ce呈正异常（δCe为1.16～18.26，平均值为5.2），Eu呈负异常（δEu为0.04～0.10，平均值为0.1）。包体锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图（图7）显示PTK4B3包体锆石与PTK4B2呈现出相似的左倾配分模式，表现为轻稀土亏损、重稀土富集、明显的Eu负异常，但PTK4B3第1组Ce呈负异常，第2组Ce呈正异常。

5 讨论

5.1 锆石成因类型

判断锆石成因的方法有多种，CL图像就能有效区分出锆石成因，如岩浆锆石和热液锆石[47]。由阴极发光图（CL）（图4）可以看出，PTK4B2包体第1组锆石以热液锆石居多，第2组和第3组锆石以岩浆锆石为主;PTK4B3包体第1组锆石为热液锆石，第2组锆石大多为岩浆锆石。

锆石Th/U值也常被用作判断其成因的标志之一，区分岩浆锆石、热液锆石和变质锆石。Th4+和U4+离子半径与Zr4+电价相同，离子半径非常接近，易进入锆石中，但U4+离子半径比Th4+小，所以锆石中U含量常高于Th含量[44]。PTK4B2包体中第1组锆石Th/U值0.34～1.18，平均值为0.85;第2组锆石Th/U值0.18～0.60，平均值为0.34;第3组锆石Th/U值0.47～0.82，平均值为0.76;第1组和第3组锆石Th/U值均>0.4。PTK4B3包體中第1组锆石Th/U值0.54，第2组锆石Th/U值0.21～1.09，锆石Th/U值大多>0.4。不同成因锆石的Th、U含量及其比值差异较大，一般岩浆锆石Th/U>0.4，热液锆石Th/U<0.1[6364]。因此，包体锆石大多数Th/U值与岩浆锆石相似。Th/U值判断锆石成因并不是唯一的因素，微量元素主要反映母体的特点或形成时源区的化学环境[65]，因此，判别锆石成因时必须综合地球化学特征最终做出合理判断。

岩浆锆石与热液锆石具有明显不同的稀土配分特征，岩浆锆石从La至Lu之间急速增加，具有Ce和Eu异常，而热液锆石通常有较高的REE含量，较平缓的轻稀土曲线，Ce异常较小[60]。PTK4B2包体中第1组和第2组锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图与岩浆成因锆石相似，第3组锆石中部分配分曲线呈平缓型，与热液成因锆石相似;PTK4B3包体中第1组锆石和第2组锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图与岩浆成因锆石相似，但有部分配分曲线呈平缓型，与热液成因锆石相似。

利用锆石（Sm/La）NLa图解和δCe（Sm/La）N图解也可区分岩浆锆石和热液锆石。图8（a）中包体PTK4B2第1组锆石大多落在热液锆石区，第2组锆石大多数落在岩浆锆石区域及其附近，第3组有8个测点落在热液锆石区域。图8（b）中除了第2组和第3组各有1个点落在岩浆锆石区域附近外，其余均落在热液锆石区域及其附近。图9（a）中包体PTK4B3锆石分布在岩浆锆石区、热液锆石区及其过渡区域，图9（b）中大多数落在热液锆石区域及其附近。

综上所述，稀土矿层中包体锆石属于岩浆锆石，但遭受了强烈的热液改造，部分已具有热液锆石特征，包体PTK4B3受热液改造更为明显。

5.2 包体形成时代

研究区发育晚三叠世和早—晚侏罗世岩体。晚三叠世岩体主要为龙源坝复式岩体，形成时间为241～231 Ma，具有高钾钙碱系列弱铝质S型花岗岩特征[55，67]。早—中罗世岩体以寨背和陂头双峰式侵入杂岩为主，具有I型和A型花岗岩特征，杂岩体的RbSr和单颗粒锆石UPb同位素年龄为171.5～178.6 Ma[55，57，6870]。龙源坝复式岩体晚期为晚侏罗世黑云母花岗岩和二云母花岗岩，形成时间156 Ma，具有高分异I型花岗岩特征[5354]，正长岩岩体形成时间为149 Ma，具有A型花岗岩特征[5556]。

枫树洞稀土矿包体PTK4B2存在3组年龄，其中第3组12个锆石206Pb/238U 年龄为（182.4±4.5）～（193.0±3.2） Ma，其加权平均值为（188±2.8） Ma（表1），指示包体形成时间主要为早侏罗世。PTK4B3包体中存在2组锆石，其中第2组锆石206Pb/238U 年龄为（212.1±3.1）～（267.9±4.3） Ma，大多数集中在220.8～232.6 Ma，其加权平均值为（227±3.7） Ma（表1），指示包体形成于晚三叠世。

因此，推测枫树洞稀土矿层中存在晚三叠世和早侏罗世包体，说明陂头地区早期可能存在晚三叠世和早侏罗世基性岩浆活动，并与早侏罗世晚期—中侏罗世早期大规模的酸性岩浆的形成有密切的成因联系。

5.3 锆石Ti地质温度计

由于锆石稳定性好，锆石在高温、高压条件下，Ti含量与温度呈对数线性变化，据此可以大致判断岩浆当时的结晶温度，据此设计了锆石Ti地质温度计[7173]。Watson等[73]提出的锆石Ti地质温度计计算公式为：T=（5 080±30）/[（6.01±0.03）-logTi]-273。根据该锆石Ti地质温度计计算出包体的结晶温度（表3）。包体PTK4B2第1组锆石Ti温度为（674～781） ℃，平均值为721 ℃（<750 ℃）;第2组锆石Ti温度为649～744 ℃，平均值为692 ℃（<750℃）;第3组锆石Ti温度为694～1 279 ℃，平均值为816 ℃（大多数>800 ℃）。包体PTK4B3第1组锆石Ti温度为1 016 ℃（>800 ℃）;第2组锆石（计算年龄）Ti温度为687～925 ℃，平均

值为671 ℃（大多数750 ℃）。绝大部分高温条件（>750 ℃）下形成的岩浆岩锆石结晶温度均落在湿花岗岩固相线以上，低的锆石结晶温度（如680 ℃）表明岩浆经历了在水近饱和条件下发生的熔融过程[74]。包体中所有的锆石结晶温度大多数>700 ℃，代表了岩浆开始结晶的温度为岩浆源区的最高温度，较低的结晶温度推测包体可能来源于含水条件下发生的部分熔融。

5.4 包体形成及稀土成矿环境

锆石中微量元素可以很好地记录并揭示寄主岩石的结晶环境。锆石中微量元素和稀土元素相结合，利用锆石U/YbHf图解和U/YbY图解可区分洋壳成因锆石和陆壳成因锆石，能很好地揭示岩浆锆石的源区[7677]。

稀土矿层中所有包体锆石在U/YbHf图解（图10（a））和U/YbY图解（图10（b））中均落在陆壳区域，因此，推测南岭东段稀土矿中包体锆石的结晶环境为陆壳环境。

南岭地区中—晚三叠世（印支期）岩浆以S型花岗岩为主[56，67，7576]，源区主要为中元古代—古元古代华夏基底，构造环境是地壳减薄环境，幔源岩浆底侵作用为花岗岩形成提供了热源，有少量幔源物质参与，暗示华南板块已开始受到古太平洋板块俯冲的影响[77]。194.2～172.9 Ma，南岭地区记录了早侏罗世（燕山早期）的岩浆活动行迹。赣南柯树北岩体年龄为（189±3） Ma[78]、湖南沩山巷子口岩体年龄为（187±4） Ma[79]、车步辉长岩体年龄为172.9 Ma[69]，陂头岩体年龄为（178.15±0.84） Ma [70]，塔背正长岩体年龄为（188.6±2.2） Ma[5556，8082]。李献华等[82]认为华南在250～190 Ma洋壳发生了平板俯冲，190～150 Ma发生了折返，折返过程中发生了板片熔融。但不论何种构造背景和動力学体制，南岭东段枫树洞稀土矿中包体说明：南岭东段确实存在两期岩浆活动（268～212 Ma和194～182 Ma），两种包体记录了不同构造背景下的岩浆活动行迹，物质来源为中元古代—古元古代华夏基底，反映了古太平洋板块对华南板块的影响由弱到强的变化过程，岩浆在这种俯冲背景下由陆壳部分熔融形成，幔源物质活动也呈现出由弱至强的趋势。

6 结论

（1）南岭东段枫树洞稀土矿层中的辉长岩包体形成时间为（188±2.8） Ma和（227±3.7） Ma，含矿母岩中至少存在早侏罗世和晚三叠世2种包体，反映晚三叠世—早侏罗世，南岭东段曾发生了多次基性岩浆活动。

（2）南岭东段枫树洞稀土矿包体中的锆石属于岩浆锆石，但遭受后期热液的强烈改造，早期包体（PTK4B3）改造最为强烈。

（3）锆石Ti地质温度计显示包体PTK4B2主要锆石Ti温度为694～1 279 ℃，平均值为816 ℃;包体PTK4B主要锆石Ti温度为687～925 ℃，平均值为671 ℃，推测包体可能来源于含水条件下发生的部分熔融。

（4）两个世代的包体记录了不同的构造背景下的岩浆活动行迹，反映了古太平洋板块对华南板块的影响由弱到强的变化过程，在这种俯冲背景下岩浆由陆壳部分熔融形成，幔源物质活动也呈现出由弱至强的趋势。

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Zircons in the gabbro enclaves of Fengshudong REE deposit in Eastern Nanling Mountains： Chronology， geochemistry and diagenesis

FAN Feipeng1， CHEN Lezhu1， LI Haili1， BAO Xiaoming1， LI Fengchun2， SHEN Zhonghua2

（1. Nanjing Center，China Geological Survey， Nanjing 210016， China; 2. Shandong Test Center of China Metallurgical Geology Bureau， Jinan 250014， China）

Abstract：The eastern Nanling Mountains is the concentrated area of rare earth element （REE） mineral resources in China. By studying the zircon UPb age and trace elements of enclaves in orebearing granite beds of weathered leaching deposits in Eastern Nanling area， the results show that there are at least two types of gabbro enclaves in REE deposits， namely the Early Jurassic enclave （188±2.8） Ma and Late Triassic enclave （227±3.7） Ma. The zircon CL image and Th/U>0.4 indicate the type is magmatic zircon. The variation characteristics of zircon REEs in the enclave reveal that most zircons are distributed in the transition zone between hydrothermal zircons and magmatic zircons， indicating that the zircons undergo intense hydrothermal reformation in later period and the Late Triassic enclave is most strongly reformed. The Ti temperature of major zircons in the Early Jurassic enclave is 694～1 279 ℃， averagely 816 ℃， nearly half above 800 ℃， while that for the Late Triassic inclusions is 687～925 ℃， averagely 671 ℃， most below 750 ℃， which may originate from the partial melting of various components under the condition of water near saturation. There are multiple groups of zircon age data for the enclaves， showing several magmatic activities occurred in the eastern Nanling during TriassicEarly Jurassic， and the Late Triassic rock mass was melted by Early Jurassic magma， then by EarlyMiddle Jurassic magma， which reflects the influence of paleoPacific Plate on South China Plate is from weak to strong， magma formed by the partial melting of continental crust under the subduction background and the mantlederived material activity also from weak to strong.

Key words：weathered crust leaching REE deposit; dark enclave; zircon UPb age; trace element; Eastern Nanling Mountains; Early Yanshanian