川西塔公松林口岩体LA-ICP-MS锆石U -Pb年龄与地球化学特征

叶亚康，周家云，周雄

(1.中国地质科学院矿产综合利用研究所，四川 成都 610041；2.中国地质调查局稀土资源应用技术创新中心，四川 成都 610041;3.中国地质调查局金属矿产资源综合利用技术研究中心，四川 成都 610041)

松潘—甘孜造山带位于扬子地台西缘、西藏板块东北部、昆仑板块南部，其形成的大地构造背景为古特提斯洋的闭合阶段[1-2]。在经过诺利期短暂的沉积以后，松潘甘孜盆地迅速发生海退，地层褶皱隆起，诺利期末—瑞替期，地壳开始逐渐抬升，松潘—甘孜造山运动至此开始[3]。由于造山带处于特殊的构造位置(多个板块汇聚)且经历了复杂的构造演化，一直是中外学者研究的热点，也被称为中国的“地质百慕大”[4]。造山带内广泛出露的中生代花岗岩多侵入三叠系地层中，不仅作为松潘—甘孜造山带复杂地壳的重要组成部分，也反映了带内构造发展过程。对松潘—甘孜造山带进行研究可以为造山带岩浆产生机制、大陆碰撞过程、壳幔相互作用方式、地壳加厚隆升、造山带的伸展垮塌、裂谷-盆地演化及成矿作用等领域提供重要启示和依据[5]。在青藏高原东缘的松潘甘孜造山带内发育大量的稀有金属花岗伟晶岩，其中以川西可尔因[6-7]和甲基卡稀有金属矿田[8-10]为代表，稀有金属伟晶岩与邻近的印支晚期—燕山早期的中-酸性花岗岩具有直接或者间接的成因联系，岩浆侵位与成矿伟晶岩脉之间具有结晶分异演化关系，通常稀有金属伟晶岩是成矿母岩岩浆演化晚期的产物，成矿时代要比成矿母岩晚。在松林口岩体以西约20km的甲基卡稀有金属矿田，探明的Li2O资源量已超过200万吨，矿床规模达超大型[11]。对于甲基卡超大型锂矿床的成因与概况，目前已开展了大量地质年代学、同位素地球化学等研究工作，确认马颈子二云母花岗岩为甲基卡成矿母岩[12-14]，伟晶岩是二云母花岗岩高度结晶分异的产物[15]。而本次研究的松林口岩体，出露规模较马颈子岩体更大，成岩时代为印支晚期，围岩岩性也基本一致，却未发现与之类似的含稀有金属伟晶岩脉出露，因此需要对松林口岩体作更详细的研究，以探讨其与成矿岩体之间的异同。

目前对松林口岩体的形成时代普遍认为是209±1.0Ma～227.1±5.0Ma[16-20]，但前人对该岩体的含矿性与物质来源研究程度较低，为了进一步确定岩体的岩性特征、侵位时代和物质来源，本文对松林口岩体作了详细研究，旨在通过对岩体详细的野外地质调查、结合镜下薄片观察、岩体的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Lu-Hf同位素研究，探讨松林口岩体的成因、岩浆物质来源和构造意义。并从大地构造背景、岩体地球化学特征、年代学证据等方面与邻区成矿花岗岩进行比较，探讨对该地区同类型岩浆岩的物质来源、成因演化甚至松潘—甘孜造山带的基底物质组成的意义。

1 地质概况及岩石学特征

松林口岩体位于松潘—甘孜造山带中东部，为近东西向展布的椭圆形复式岩体，出露面积约96平方千米，岩体中部和边部的岩性差异明显，总体上中心比边部更偏酸性，岩体中部岩性为二长花岗岩，靠近边部岩体岩性为花岗闪长岩。野外地质调查中发现岩体内发育大量的暗色闪长质包体，岩体侵入强烈变形的晚三叠系地层，内部未见构造变形现象。在野外调查中，未发现伟晶岩脉出露，仅见沿岩石中的节理裂缝发育有少量石英脉，脉体规模均较小。本次工作采集了全岩化学分析样品11件，其中暗色包体样品1件(SLK-01)，岩体中部样品5件(SLK-01～SLK-05)，在岩体西北边样品5件(SLK-07～SLK-11)，岩石样品新鲜，采样具有代表性。岩石样品及对应镜下特征见图1。

二长花岗岩体呈深灰色，中-细粒花岗结构，块状构造(图1a)，主要矿物组成为斜长石、微斜长石、钠长石、角闪石、黑云母和石英等。斜长石半自形-自形板状，聚片双晶发育，可见两期斜长石，晚期斜长石切断早期斜长石，二者聚片双晶近于垂直(图1d)；微斜长石镜下可见典型的格子状双晶(图1e)。花岗闪长岩体呈灰黑色(图1b)，可见斜长石环带发育(图1f)；普通角闪石矿物蚀变严重，呈残留他形粒状，被黑云母、长石、石英等矿物交代(图1g)。暗色闪长质包体(图1c)由斜长石、普通辉石、状角闪石、黑云母和粒状石英等矿物组成，普通角闪石可见两组斜交解理发育，多被黑云母和石英交代(图1h)；另可见细小针状磷灰石矿物分散分布(图1i)。

Al—钠长石；Ap—针状磷灰石；Bt—黑云母；Hbl—普通角闪石；Mc—微斜长石；Pl—斜长石；Qtz—石英。a—岩体中部；b—岩体边部花岗闪长岩；c—岩体中的暗色闪长质包体；d—二长花岗岩中发育两期斜长石，聚片双晶近于垂直；e—二长花岗岩中微斜长石格子状双晶；f—花岗闪长岩中斜长石发育环带结构；g—花岗闪长岩中角闪石被斜长交代；h—暗色包体中角闪石被黑云母交代后残留结构；i—暗色包体中石英包裹角闪石残留晶体，可见针状磷灰石。图1 二长花岗岩、花岗闪长岩、暗色包体手标本及其镜下特征Fig.1 Monzogranite,granodiorite and enclave samples and their microscopic features

2 实验部分

2.1 实验样品

本次工作采集了全岩化学分析样品11件，在中部二长花岗岩中采集暗色闪长岩包体样品1件(SLK- 1H)，在岩体中部采集二长花岗岩样品5件(SLK-2H～SLK-6H)，在岩体西北边采集花岗闪长岩样品5件(SLK-7H～SLK-11H)；同时对SLK-6H和SLK-11H两个样品进行锆石U-Pb同位素定年，分析时外部校正使用GBW-91500标准锆石；锆石微区原位Lu-Hf同位素分析样品为SLK-6H，校正使用GBW-91500标准锆石，样品采集具有代表性。

2.2 样品分析方法

岩石主量、微量元素和稀土元素分析由中国地质科学院矿产综合利用研究所分析测试中心完成。

主量元素采用传统化学分析方法和仪器分析结合的测试方案，硅酸盐岩石化学分析方法参考GB/T 14506—2010系列，如Si等12个主量元素采用熔片-X射线荧光光谱法；SiO2的测定采用动物胶凝聚法；Al2O3采用容量法；CaO采用EDTA容量法；K2O和Na2O采用原子吸收光谱、火焰原子吸收分光光度法；TiO2采用分光光度法等。仪器为：AXIOS X射线荧光光谱仪(荷兰帕纳科公司)、Opima 8300电感耦合等离子体发射光谱仪(美国PerkinElmer公司)、UH5300 紫外可见分光光度计(日本日立公司)、原子吸收分光光度计ice3500(美国ThermoFisher公司)。

Hf、Y等微量和La、Ce等15个稀土元素的测定采用电感耦合等离子体质谱法(NexION 350X型，美国PerkinElmer公司)、电感耦合等离子体发射光谱法(Opima 8300型，美国PerkinElmer公司)，分析方法参考《硅酸盐岩石化学分析方法 第29部分：稀土等22个元素量测定 电感耦合等离子体质谱法》(GB/T 14506．29—2010)和《硅酸盐岩石化学分析方法 第30部分：44个元素量测定-电感耦合等离子体质谱法》(GB/T 14506．30—2010)。Sr、Ba、Ga、Zr等微量元素的测定采用X射线荧光光谱法(AXIOS型，荷兰帕纳科公司)，分析方法参考《区域地球化学样品分析方法 第1部分：三氧化二铝等24个成分量测定 粉末压片-X射线荧光光谱法》(DZ/T 0279.1—2016)，总体分析误差小于5%。

选取的锆石测年样品送至河北省廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司进行破碎及锆石单矿物挑选；锆石制靶与阴极发光(CL)图像由西安瑞石地质科技有限公司完成；锆石测年采用LA-ICP-MS方法，由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石U-Pb定年采用Varian820-MS(四极杆电感耦合等离子体质谱仪)，激光剥蚀系统为GeoLas2005。采用单点剥蚀，用NIST610对仪器进行调校，在数据分析前将仪器最佳化，分析时外部校正使用91500标准锆石。普通铅校正方法按照Andersen[21]，详细实验过程见袁洪林等[22]。分析处理数据使用Glitter软件进行[23]，通过ISOPLOT(V3.0)程序获得锆石U-Pb谐和图及加权平均值。在进行年龄计算过程中需对样品进行同位素分馏校正，本次使用的是91500标准锆石来进行校正。

本研究中锆石微区原位Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。激光剥蚀系统是193nm 准分子激光剥蚀系统 (RESOlution M-50，ASI)，包含一台193nm ArF准分子激光器、一个双室样品室和电脑控制的高精度X-Y样品台移动、定位系统。双室样品池能有效避免样品间交叉污染，减少样品吹扫时间，同时装载样品能力大大提高，减少了频繁换样过程中人为因素的影响。激光能量密度为6J/cm2，频率为5Hz，斑束为43μm，载气为高纯氦气，流速为280mL/min。Lu-Hf同位素分析采用多接收电感耦合等离子体质谱(Nu PlasmaⅡ MC-ICPMS)，该设备是 Nu Instrument 公司的最新一代双聚焦多接收等离子体质谱仪，具有 16个法拉第杯和5个全尺寸不连续打拿级电子倍增器 (FTP，其中2路具有阻滞过滤器 RPQ)。其专利的zoom电子光学透镜系统可实现在不同同位素之间分析时快速切换(只需改变电场而无需改变检测器位置)。法拉第杯H4、H3、H2、H1、Ax、L1、L2、L3、L4、L5分别接收180Hf、179Hf、178Hf、177Hf、176Hf+176Yb+176Lu、175Lu、174Yb、173Yb、172Yb、171Yb。Lu-Hf同位素分馏校正采用指数法则计算，采用176Lu/175Lu=0.02656和176Yb/173Yb=0.78696比值扣除176Lu和176Yb对176Hf的干扰，获得准确的176Hf信号值。Hf 和Lu同位素比值采用179Hf/177Hf=0.7325进行仪器质量歧视效应校正，Yb同位素比值采用173Yb/171Yb=1.12346进行仪器质量歧视效应校正。在分析过程中，国际标准锆石样品91500和Mudtank作为监控样品，每8个样品插入一组国际标样，数据采集模式为TRA 模式，积分时间为0.2s，背景采集时间为30s，样品积分时间为50s，吹扫时间为40s，详细的分析方法见Yuan等[24]和仪器参数见Bao等[25]。

3 结果与讨论

3.1 主微量元素特征

本次分析的11件样品主量、微量元素测试结果见表1(表中甲基卡二云母花岗岩数据引自文献[26])。暗色包体SiO2含量为54.24%，全碱含量7.34%，K2O/Na2O=4.24，σ(里特曼指数)=4.63，镁指数(Mg#)为57.22，铝饱和指数A/CNK=0.675。

表1 松林口岩体的主量元素(%)和微量元素测试结果(×10-6)Table 1 Anlytical results of major elements (%) and trace elements (×10-6) in Songlinkou Pluton

二长花岗岩的SiO2含量介于63.89%～68.99%，全碱含量5.86%～6.82%，K2O/Na2O=1.66～1.93，平均值为1.77，σ(里特曼指数)介于1.62～1.93，平均值为1.768，为高钾钙碱性岩；铝饱和指数A/CNK=1.006～1.046，为弱过铝质岩石；MgO含量1.49%～2.7%，Mg#介于46.73～51.41。

花岗闪长岩的SiO2含量介于56.56%～61.97%，全碱含量3.78%～5.38%，K2O/Na2O=1.02～1.68，平均值为1.32，σ(里特曼指数)介于1.01～1.53，平均值为1.274，为高钾钙碱性岩；铝饱和指数A/CNK=0.736～0.958，为准铝质岩石；MgO含量3.51%～6.92%，Mg#介于50.97～61.27，花岗闪长岩更富含镁铁质成分。

稀土元素配分曲线呈现右倾特点(图2a)，轻稀土元素富集、重稀土元素亏损。暗色包体轻稀土LREE为68.83×10-6，重稀土HREE为25.77×10-6。二长花岗岩LREE介于131.24×10-6～147.54×10-6，HREE介于17.47×10-6～19.03×10-6，LREE/HREE值在7.21～8.31之间，LaN/YbN值为6.61～9.74，轻、重稀土分异显著；δEu平均值为0.612，显示较强的负铕异常；δCe平均值为1.12，显示弱的正铈异常。花岗闪长岩LREE介于88.06×10-6～170.27×10-6，HREE介于16.87×10-6～23.87×10-6，LREE/HREE值在5.22～7.13之间，LaN/YbN值为6.12～8.96，轻、重稀土分异显著；δEu平均值为0.688，δCe平均值为0.738，铕和铈的负异常明显。

在微量元素蛛网图标准化曲线总体上也是右倾的(图2b)，相对富集LILE(大离子亲石元素)，而相对亏损HFSE(高场强元素)如Ta、Nb、P、Ti。暗色包体显示明显Th、Nb、Ta、P、Ti元素的负异常，Hf则表现为轻微的负异常；Rb、K、Nd、Sm、Y等元素为正异常。二长花岗岩表现为低Sr，高Y、Yb，其中Sr含量为242×10-6～291×10-6，Y含量为24.8×10-6～29.2×10-6，Yb含量为2.68×10-6～2.94×10-6；花岗闪长岩表现为高Sr，高Y、Yb，其中Sr含量为579×10-6～683×10-6，Y含量为29×10-6～37.5×10-6，Yb含量为2.56×10-6～3.61×10-6。花岗闪长岩表现出较为一致的微量元素分布特征，总体显示较强的Nb、Ta、P、Ti负异常，Ba、U、Hf为弱的负异常；Rb、Th、K、La、Sr、Sm为正异常；Nb平均含量12.09×10-6，Ta平均含量1.1×10-6，Nb/Ta平均比值为11.13；Zr平均含量105.4×10-6，Hf平均含量1.744×10-6，Zr/Hf平均比值为61.15，Rb/Sr平均值0.19。二长花岗岩有相似的微量元素分布特征，总体显示较强Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti负异常；Rb、Th、La、Ce、Nd、Zr、Hf、Y为正异常；Nb平均含量12.4×10-6，Ta平均含量1.414×10-6，Nb/Ta平均比值为8.77；Zr平均含量151.4×10-6，Hf平均含量4.788×10-6，Zr/Hf平均比值为31.89，Rb/Sr平均值为0.69。

图2 (a)微量元素蛛网图和(b)稀土元素配分模式图(甲基卡二云母花岗岩数据引自文献[26]，原始地幔标准化值与球粒陨石标准化值引自文献[27])Fig.2 (a) Primitive mantle normalized spidergrams of Songlinkou pluton;(b)Chondrite normalized REE patterns for Songlinkou pluton (The dates of Jiajika two-mica granite quoted from Reference [26]，primitive mantle normalized value and chondrite normalized values quoted from Reference [27])

3.2 锆石U-Pb测试结果

本次挑选边部花岗闪长岩样品(SLK-11)和中部二长花岗岩样品(SLK-06)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，共分析了30个测点，测试结果见表2。花岗闪长岩样品中挑选的锆石为自形柱状，长宽比在1∶1～3∶1内，锆石阴极发光图像(图3a)显示锆石震荡环带发育。本次所有测点的Th/U比值介于0.18～0.76之间，结合锆石阴极发光图像，本次挑选的锆石全部为岩浆锆石。获得锆石的206Pb/238U年龄在185～433Ma之间，除去5号、9号、15号、29号4个不谐和点，获得26个测点的加权平均年龄值为212.6±1.0Ma(MSWD=0.55)，谐和图曲线接近一致(图3a)，解释为花岗闪长岩的结晶年龄。

表2 松林口岩体锆石U-Pb同位素分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic compositions of Songlinkou Pluton

a—松林口边部花岗闪长岩；b —松林口中部二长花岗岩。黄色圈为锆石U-Pb测点及编号；红色圈为锆石Lu-Hf同位素测点及编号。图3 松林口岩体锆石U-Pb谐和图Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams of Songlinkou Pluton

二长花岗岩样品中挑选的锆石为自形长柱状，锆石颗粒大小150～400μm，长宽比多在1.5∶1～3∶1左右，锆石CL图像显示锆石表面干净(图3b)，裂纹少、震荡环带结构发育，所有测点的Th/U比值介于0.28～0.56之间，均为岩浆锆石。获得锆石的206Pb/238U年龄在201.6～246.7Ma之间，除去3号、11号、26号、28号4个不谐和点，获得26个测点的加权平均年龄值为222.4±1.1Ma(MSWD=0.39)，谐和图曲线接近一致(图3b)，解释为二长花岗岩的结晶年龄。

3.3 锆石Hf同位素测试结果

(续表2)

表3 松林口岩体锆石Hf同位素分析结果Table 3 Hf isotopic compositions of zirconium in Songlinkou Pluton

3.4 松林口岩体成因类型

从研究区花岗岩岩石矿物组成来看，缺少白云母、石榴石等富铝的矿物，而含有Ⅰ型花岗岩典型的角闪石和黑云母矿物。微量元素方面，岩石样品具有轻稀土富集、重稀土亏损的特点，轻、重稀土分异明显(LREE/HREE为2.67～8.31)。岩石相对富集LILE，而亏损P、Ta、Nb、Ti等HFSE。在Zr-SiO2图解(图4a)和Y-SiO2图解(图4b)中，样品均位于Ⅰ型花岗岩区域内。元素Rb在成熟度高的地壳中富集，Sr元素在成熟度低的地壳中富集，因此可以应用Rb/Sr值来反映岩浆源区物质的性质，王德滋等[29]认为S型花岗岩的Rb/Sr>0.9；Ⅰ型花岗岩Rb/Sr<0.9。本次样品的Rb/Sr值除了暗色包体外，其余均为0.12～0.76，平均0.44，具有Ⅰ型花岗岩的特点。从主要矿物组成、主微量元素特征来看，松林口岩体属于高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩。

a—Y-SiO2图解；b—Zr-SiO2图解。图4 松林口岩体岩石类型图解(底图引自文献[28])Fig.4 Diagram of formation type of Songlinkou Pluton (Base map quoted from Reference [28])

3.5 松林口岩体物质来源

吴福元等[30]认为当fLu/Hf值小于-0.72(硅铝质地壳)和-0.34(铁镁质地壳[31])时，应采用二阶段模式年龄才能真实反映壳幔分异时源区物质分离的时代，本次二长花岗岩样品锆石fLu/Hf介于-0.99～-0.97，故采用二阶段模式年龄。

幔源岩石的Nb/Ta平均值为17.4[27]，而下地壳岩石的Nb/Ta平均值是8.3[33]。本次研究的二长花岗岩和花岗闪长岩的Nb/Ta比值分别为7.17～9.71(平均值8.86)、9.17～12.35(平均值11.13)，二者的Nb/Ta特征更符合下地壳岩石成分。赖绍聪等[34]获得松林口中部岩体的Nd模式年龄TDM(Nd)为1.33～1.41Ga，这一结果与岩体的Hf模式年龄较为一致，暗示岩体物源具有中元古代扬子克拉通的物质成分特点。

松林口二长花岗岩的MgO含量1.49%～2.7%，Mg#介于46.73～51.41；花岗闪长岩MgO含量3.51%～6.92%，Mg#介于50.97～61.27。岩体具高MgO和高Mg#值特点，高于下地壳部分熔融(Mg#通常<40)[35]，反映了岩浆来源并非仅仅是下地壳的熔融，可能还有基性的幔源成分加入。松林口岩体具有高Ba值(岩体平均值620×10-6，暗色包体为1380×10-6)，明显高于陆壳的钡值(Ba含量390×10-6)[36]，王中亮等[37]认为花岗岩中高Ba-Sr可能是壳幔岩浆混合的结果。

Nb/Ta和Rb/Sr比值将花岗闪长岩和二长花岗岩划分为两个不同区域，二长花岗岩Nb/Ta平均值为8.86，与下地壳的值接近(Nb/Ta=8.3)；而花岗闪长岩Nb/Ta平均值为11.13，明显高于下地壳值。岩体和包体中的Cr(26.1×10-6～263×10-6)和Ni(9.46×10-6～75.6×10-6)与橄榄岩幔源岩浆相比(Cr含量>1000×10-6，Ni含量为200×10-6～450×10-6)要低得多[38]，所以松林口岩体可能是富集的上地幔岩浆混入，而并非超基性的原始地幔岩浆。因此，作者认为松林口岩体主要是由松潘—甘孜造山带下部的扬子板块中元古代的结晶基底部分熔融形成的，并且可能混有少量的富集上地幔物质。

3.6 与甲基卡二云母花岗岩的对比

3.6.1成岩时代

关于甲基卡矿区岩体与伟晶岩脉的测年工作，前人已开展了大量研究。唐国凡等[12]采用全岩-矿物Rb-Sr法测得甲基卡二云母花岗岩年龄为214.65±1.6Ma，花岗伟晶岩年龄为189.49±3.14Ma；周雄等采用锡石U-Pb定年测得甲基卡134号伟晶岩脉的年龄为203.7±4.6Ma(数据暂未发表)；郝雪峰等[39]采用锆石U-Pb定年测得二云母花岗岩年龄为223±1Ma,含矿伟晶岩锆石U-Pb年龄为216±2Ma，含矿伟晶岩中铌钽氧化物U-Pb年龄为214±2Ma。

前人对松林口岩体作了部分测年工作，胡健民等[16]采用锆石U-Pb定年结果为214.8±2.5Ma；王全伟[17]采用锆石LA-ICP-MS测年结果为227.1±5.0Ma；Xiao等[18]测得松林口黑云母石英闪长岩的锆石U-Pb年龄为223.6±4Ma；Chen等[19]认为松林口岩体年龄为209±1Ma；邓红等[20]采用锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果为214±1Ma。本次测得松林口花岗闪长岩、二长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为212.6±1.0Ma、222.4±1.1Ma，松林口二长花岗岩的年龄与甲基卡二云母花岗岩的年龄较为接近，而花岗闪长岩则相对甲基卡二云母花岗岩更年轻，二者相差约10Ma。锡石与伟晶岩同期结晶生长，是含锡石伟晶岩稀有金属矿床直接定年的理想矿物，可以较为准确地作为伟晶岩的成矿年龄，因此将203.7±4.6Ma作为甲基卡134号伟晶岩脉的成矿年龄较为稳妥。从成岩成矿年龄可以看出，甲基卡成矿伟晶岩脉经历了较长时间(约20Ma)的结晶分异与岩浆演化，Li、Be等不相容元素倾向于进入演化后期的岩浆中聚集。

3.6.2地球化学特征

甲基卡二云母花岗岩属高钾钙碱性强过铝质岩石，SiO平均含量为74.57%，Mg#值较低(29.85～37.94)，具有较高含量的K2O，Na2O/K2O值小于1，A/CNK值均大于1.1，Li元素平均含量为356.5×10-6，ΣREE=31.18×10-6～41.67×10-6，表现出Li、Be、Rb、Cs、Nb、Ta等元素富集，稀土总量较低的特征。松林口岩体SiO2含量在56.56%～68.99%之间，全碱平均含量5.52%，K2O/Na2O=1.02～1.93，Mg#值总体为46.73～61.27，相较于甲基卡岩体而言，松林口岩体更偏中性。松林口岩体中Li元素平均含量为45.03×10-6，远低于甲基卡岩体中Li元素平均含量，Ta、Nb、P、Ti等高场强元素相对亏损。

二长花岗岩表现为低Sr、Rb，高Y、Yb的特点；花岗闪长岩表现为高Sr、Y、Yb，低Rb的特点。甲基卡二云母花岗岩表现为低Sr、Y、Yb，高Rb；其中Sr平均含量为91×10-6，Y平均含量为8.25×10-6，Yb平均含量为0.4×10-6，Rb平均含量为401×10-6，伟晶岩中Rb含量>1000×10-6。

岩石微量元素结果表明，甲基卡二云母花岗岩较松林口岩体具有低Sr、Y、Yb，高Nb、Ta、Rb值的特点，其低Nb/Ta值和高Rb/Sr值显示甲基卡二云母花岗岩体的结晶分异演化可能较松林口岩体更成熟。

4 结论

通过对比松林口岩体与甲基卡二云母花岗岩的成岩时代和岩石地球化学之间的差异，松林口岩体为高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，而甲基卡花岗岩为S型花岗岩，两个岩体侵位时代为晚三叠世。松林口岩体锆石Hf同位素、高Mg#值和Nb/Ta等微量元素特征指示岩浆物质可能来源于中元古代扬子克拉通基底部分熔融并混有富集上地幔物质，而甲基卡岩体的岩浆物质更可能来源于增厚上地壳西康群部分熔融，并且成矿伟晶岩脉与甲基卡穹窿构造紧密联系。二个岩体的物质来源、岩浆演化程度和成矿构造条件的不同，可能是松林口岩体不具有甲基卡式锂稀有金属成矿的主要原因。可以认为该地区S型花岗岩的成矿可能性较Ⅰ型花岗岩更高，进一步加强该地区S型花岗岩的研究工作对总结区域性稀有金属成矿具有重要意义。

致谢：本文在野外工作中，得到四川省地质调查院秦宇龙高级工程师、李名则博士的帮助，论文的撰写与修改得到了中国地质科学院矿产综合利用研究所朱志敏研究员的指导和建议，两位匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见，在此一并致谢。