华南稀有金属矿床：类型、特点、时空分布与背景*

李晓峰 韦星林 朱艺婷 李祖福 邓宣驰LI XiaoFeng, WEI XingLin, ZHU YiTing, LI ZhuFu and DENG XuanChi

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 1000292. 中国科学院地球科学研究院，北京 1000293. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 1000494. 江西省地质局，南昌 3300025. 桂林理工大学地球科学学院，桂林 541004

本文所指的稀有金属矿床主要是与花岗岩有关的Li-Nb-Ta-Sn-Be矿床。战略性新兴技术产业发展对稀有金属原材料的需求激增，在全球掀起了新一轮稀有金属资源研究和勘查的高潮(Akohetal., 2015; Melcheretal., 2015; Dewaeleetal., 2016; Breiteretal., 2017; Goodenoughetal., 2018; Lamarãoetal., 2018; Siegeletal., 2018)。大多数研究认为稀有金属富集成矿与高分异花岗岩密切相关。因为高分异花岗岩往往富集不相容元素(如：REE、Zr、Nb、Li、Ta、Be、Sn、Cs等)和挥发份(F、B、Cl 和CO2等)，因此，高分异花岗岩往往被称为稀有金属花岗岩。具有经济价值的矿床常分布于高分异相的岩体或者伟晶岩中(Linnenetal., 2012)。花岗岩中稀有金属的富集主要受岩浆源区、结晶分异程度，以及岩浆-热液流体作用的控制(Haapala, 1997; Lehmann and Harmanto, 1990; Taylor and Wall, 1992)。自从20世纪30年代以来，国内外稀有金属矿床成因一直存在着岩浆成因(Teuscher, 1935; Cuneyetal., 1992; Raimbaultetal., 1995; Breiteretal., 2005; Thomasetal., 2005; Jarchovsky, 2006; Nardietal., 2012; 郭承基, 1965; 刘义茂等, 1975; 王联魁等, 1987; 章锦统和夏卫华, 1988; 赵振华, 1986; 邹天人, 1985; 朱金初等, 2002)和交代成因(Beusetal., 1962; 夏宏远等, 1980; 夏宏远和梁书艺, 1991; 袁忠信等, 1987)的争论，但是岩浆过程和热液交代过程在稀有金属富集成矿过程中的作用都是不可替代的，虽然二者对稀有金属成矿的贡献程度还存在着争议。

华南地区以发育大规模多时代、多旋回花岗岩类和独特的中生代铜钼钨锡铌钽铍铀等大规模稀有金属和有色金属成矿作用而闻名于世，具有世界上其他大花岗岩省无可比拟的独特的构造岩浆和成矿演化历史(华仁民和毛景文, 1999)(图1)。自20世纪以来，华南花岗岩及其成矿作用的研究硕果累累(中国科学院贵阳地球化学研究所, 1979; 南京大学地质学系, 1981; 地质部南岭项目花岗岩专题组, 1989; 华仁民和毛景文, 1999; 华仁民等, 2003, 2005, 2010; 裴荣富等, 1999, 2008; 周新民, 2003; 舒良树, 2012; 陈毓川和王登红, 2012)。尤其是在花岗岩成矿专属性方面取得了创新性的研究成果，如：W、Sn、Mo、Nb、Ta、Be、U主要与“改造型”花岗岩有关；Cu、Pb、Zn、Au、Ag主要与“同熔型”花岗岩有关(南京大学地质学系, 1981; 徐克勤等, 1982, 1983)。华南显生宙花岗岩演化及其成矿作用一直是地质学家关注的热点，不同学者提出了各种见解和模型(任纪舜, 1990; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Lietal., 2007; 毛景文等, 2004, 2008; 蒋少涌等, 2008; 胡瑞忠等, 2015; Hu and Zhou, 2012; Huetal., 2008, 2009, 2017; 张岳桥等, 2012; Maoetal., 2013; 李晓峰等, 2008, 2013; Wangetal., 2013)。目前，普遍认为华南显生宙花岗岩是在前寒武纪增生型造山带基础上发展起来的，二者在地球化学上存在继承和发展关系(Zhengetal., 2013; 郑永飞等, 2015)。新元古代以来，华南地区构造-岩浆演化主要以陆内环境为主(华仁民等, 2003; 张国伟等, 2013; 胡瑞忠等, 2015)。近年来，找矿突破等国家战略行动的实施过程中，在华南地区相继发现了一批稀有金属矿床，这些发现不仅突破了对原有稀有金属矿床成矿的认识，而且扩大了找矿范围和找矿类型。本文在前人工作的基础上，对华南显生宙稀有金属矿床的类型、特点、时空分布、成矿规律和背景进行综述，以期对华南稀有金属成矿有新的理解。

图1 华南地区主要稀有金属矿床分布图(据任纪舜等, 1999; 李晓峰等, 2013修改)Fig.1 The distribution map of the major rare metal deposits in South China (modified after Ren et al., 1999; Li et al., 2013)

1 地质背景

华南地区基本地质构造格架主要由钦州-萍乡-江山-杭州断裂(简称钦-杭大断裂)、吴川-遂川断裂、安远-鹰潭断裂、河源-邵武断裂、政和-大埔断裂、茶陵-广昌断裂和梧州-四会断裂，及其中不同时代、不同类型的花岗岩和盆地所组成。钦州-萍乡-江山-杭州断裂是扬子和华夏陆块在新元古代(大约900Ma左右)碰撞拼贴的产物(周新民, 2003)。该断裂在湖南萍乡一带走向近 EW；而在湘桂边界走向近NS向。它不仅是地理上的扬子地块和华夏地块边界，也是中国东南部大规模火山-侵入杂岩和断陷盆地群的分界线。

华南地区出露的变质基底岩石主要是新元古代泥砂质岩系夹火山岩以及南华系-志留系泥砂质复理石、硅质岩、火山碎屑岩和中基性火山岩等。志留系含笔石的泥砂质夹碳质岩层，中、下泥盆统海陆交互相碳酸盐岩与陆源碎屑岩。沉积盖层主要由上泥盆统、石炭系、二叠系和下三叠统等浅海相碳酸盐岩和泥砂质岩系以及上三叠统、侏罗系、白垩系和古近统陆相碎屑岩-火山岩组成。该地区花岗岩主要有奥陶纪、志留纪、中-晚三叠世、早-中侏罗世、中-晚侏罗世、早白垩世和晚白垩世等7个时期的岩浆活动。奥陶纪和志留纪花岗岩主要分布于桂北越城岭、苗儿山、诸广山和武夷山一带，以二长花岗岩和黑云母花岗岩为主；中-晚三叠世花岗岩主要分布在南岭地区，为S型强过铝质花岗岩，年龄在228～205Ma(周新民, 2003)。早-中侏罗世和中-晚侏罗世岩浆岩主要分布在闽西-赣南-赣东北-粤北一带，以花岗闪长斑岩、拉斑系列双峰式火山岩、层状基性-超基性杂岩、A型花岗岩和碱性正长岩为主，年龄为180～160Ma(周新民, 2003)。早白垩世花岗岩(140～110Ma)主要发育于政和-大埔断裂以东，在其它地区也有零星分布(周新民, 2003)，这个时期大规模的岩浆活动导致在东南沿海地区形成高钾钙碱性花岗质火山-侵入杂岩带(舒良树等, 2006; 舒良树, 2012)。

华南加里东期花岗岩(奥陶纪和志留纪)主要分布在呈北东走向的武夷山和云开大山地区。加里东期花岗岩可能在中-中上地壳深度，由华夏地块早中元古代基底物质改造而成，这些花岗质岩浆活动发生在较大深度和较闭合的非伸展环境，没有同时期的火山岩和超浅成侵人岩(周新民, 2003)。印支期(三叠纪)花岗岩有两种类型。一类是强过铝质浅色花岗岩，含白云母、石榴石、电气石等高铝矿物，不含堇青石，常与铀成矿有关。REE配分曲线常显示不同程度M型四分组效应，基本不含暗色岩石包体。另一类花岗岩是弱过铝质或准铝质，可含角闪石，常含由岩浆混合作用形成的暗色岩石包体(周新民, 2003)。印支期花岗岩的形成与古特提斯海域闭合和碰撞时限有关(Wuetal., 2002)。

燕山期花岗岩(中侏罗世-晚白垩世)呈带状展布，其展布方向完全不同于华南地区中侏罗世以前岩浆岩带的展布方向。燕山早期与花岗质岩石共生的玄武岩、辉绿岩、辉长岩等微量元素地球化学曲线几乎都不亏损Nb、Ta；而燕山晚期(白垩纪)基性岩类皆亏损Nb、Ta(周新民, 2003)。在福建永安-广东梅县-江西会昌发育大量的镁铁质、长英质岩墙/岩墙群，以及长约500km的中侏罗世火山岩带；在赣南和闽西南伴生有流纹岩和少量安山岩，反映出中侏罗世裂谷带的发育。燕山早-晚期表现出性质差异的先、后两造山阶段，其中中-晚侏罗世属于板内伸展造山阶段，白垩纪为岛弧型伸展造山阶段。板内岩浆作用和岛弧岩浆作用的结合，是华南燕山晚期(晚侏罗世和白垩纪)活动大陆边缘伸展增生造山最重要的特点(周新民, 2003)。

2 稀有金属矿床主要类型及其成矿作用特征

2.1 主要矿床类型

华南地区发育有世界上许多著名的大型、超大型稀有金属矿床，如：湖南柿竹园超大型W-Sn-Mo-Bi-Be矿床、江西西华山超大型W-Be-REE矿床、江西宜春414 Nb-Ta矿床、广西栗木Nb-Ta-W-Sn等。由于成矿作用的特殊性和多阶段性，常常在同一矿田或者矿床中，呈现多种类型的矿床共生或者不同元素组合及其分带的特点，如：赣南西华山钨矿田由西华山、荡坪、木梓园、大龙山、漂塘和棕树坑等矿床组成，但是它们的成矿元素却不完全相同。西华山以W(Bi、Mo、Sn、稀土)为主，荡坪以W(Be、Mo)为主, 木梓园和大龙山以W(Mo)为主，漂塘以W(Sn)为主。栗木Nb-Ta-W-Sn矿田具有明显的成矿类型和成矿元素分带的特点，在花岗岩中形成浸染状Nb-Ta-Sn矿化，在花岗岩的顶部形成云英岩型Nb-Ta-Sn矿化，而在外接触带形成长石-石英脉型W-Sn-Be矿化。因此，就某一具体矿床来说，华南的稀有金属矿床很难将其归属于某一种矿床类型或者说某种元素的矿化。它往往是多种成矿元素共生的综合矿床，与成矿有关的岩体大多是复式岩体，不同演化阶段和不同侵入期次的岩石，往往形成不同的金属矿床，如：栗木矿区与W成矿有关的岩石是细粒白云碱长花岗岩(K2O>Na2O)，与Nb-Ta成矿有关的岩石为中细粒黄玉钠长花岗岩(Na2O>K2O)，因此，复式岩体中不同期次和不同类型的花岗岩可分属于与不同矿种成矿有关的类型。华南稀有金属矿床按照元素组合可以分为：W-Be-(Mo)、Sn-Be、Nb-Ta-(Sn)、Li-Be-Nb-Ta-Sn、U-Be、Mo-Be等。按照其成因类型可以分为：花岗岩型(含细晶岩型)、石英脉型、云英岩型、伟晶岩型、接触交代型(含矽卡岩和条纹岩型)、火山岩型等6种类型(表1)。

2.2 主要成矿作用特征

华南地区与稀有金属成矿有关的花岗岩主要有钠长花岗岩、钾长花岗岩、黑云母花岗岩、二云母花岗岩、花岗斑岩、霏细岩、细晶岩、黄玉流纹岩等类型，属于铝过饱和系列，具有高度分异演化的特点，且富硅、富碱、富Li、F，富Nb、Ta、Zr、Hf等亲石大离子元素。总的来说，华南地区稀有金属成矿作用可以分为两种类型：一种是以钨锡为主，伴生Nb、Ta、Be、Li的稀有金属矿床，(如：西华山、漂塘、岿美山、珊瑚等)；这类稀有金属矿床主要呈细脉状分布于蚀变花岗岩中或者浅变质围岩中。铌钽多赋存于黑钨矿或者锡石中，而铍主要呈绿柱石产出。二是以Nb、Ta为主，或者伴生W-Sn的稀有金属矿床(如：栗木、松树岗、宜春414等)。这两种类型的稀有金属矿床在岩石化学和微量元素成分上具有明显差异。前者具有K2O>Na2O的特点，而后者则具有Na2O>K2O的特点；后者岩浆的分异演化程度要高于前者。夏宏远等(1984)提出含钨的花岗岩和含铌钽的花岗岩具有不同的演化特点。含钨花岗岩的演化趋势是黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云母花岗岩，而含铌钽的花岗岩演化趋势是黑云母花岗岩、黑鳞云母花岗岩、锂白云母花岗岩和锂云母花岗岩。前者矿化以云英岩型和石英脉型为主，后者则以钠长石花岗岩为主。华仁民等(2003)以赣南地区大吉山和漂塘矿床为例，对含钨花岗岩和含Nb-Ta花岗岩的特点进行了对比，认为含钨花岗岩的Li比含铌钽花岗岩中的Li要高，之所以形成钨锡矿化或者铌钽矿化，主要取决于花岗岩的演化程度。由此可见，华南地区稀有金属矿化是花岗岩高度分异的结果。

华南地区不同成矿类型稀有金属矿床元素组合和矿石矿物各不相同。如：花岗岩、伟晶岩、细晶岩和霏细岩型稀有金属矿床表现为多种稀有元素组合，主要元素组合为Nb-Ta-Sn-Li-Be等；接触交代矽卡岩型或者条纹岩型稀有金属矿床主要为Sn-Be等元素组合；火山岩型稀有元素组合主要为Be-U-(Mo-Sn)等；石英脉型和云英岩型稀有元素组合为W-Be或者Sn-Be等。不同成矿类型稀有金属矿床的稀有矿物组合也不相同。如：花岗岩、伟晶岩、细晶岩和霏细岩型矿床稀有矿物组合主要是铌铁矿、重钽铁矿、细晶石、独居石、磷钇矿、黑稀金矿、钍石、锂辉石、锡石、铯沸石、绿柱石等；接触交代矽卡岩型或者条纹岩型稀有矿物组合相对复杂，主要为金绿宝石、绿柱石、符山石、塔菲石、香花石、绿色尖晶石、白色尖晶石、硅铍石、锂铍石、硬羟钙铍石、锂霞石、锡石、铌钽锰矿、钛钽铌矿、磷钇矿、日光榴石等；石英脉型和云英岩型稀有金属矿床矿物组合则相对简单，主要是绿柱石、锡石、辉钼矿、黑钨矿、羟硅铍石、硅铍钇矿、氟碳钙钇矿；火山岩型稀有金属矿物组合往往是黑钨矿、绿柱石、硅铍石、蓝柱石、羟硅铍石、日光榴石和辉钼矿等。

华南稀有金属矿床的另一个特点是在不同的地质尺度(如：矿区尺度、矿田尺度和矿床尺度)均表现出明显的元素分带性，这种分带性基本体现了岩浆热液的演化过程。成矿作用过程中热液蚀变从贫K、Na→富K→富K、Na→富Na→富Li、Na方向发展，相应的稀有金属矿化从Zr、Ti→REE→Nb→Nb、Ta、Sn→Ta、Sn→Sn、Be、Ta、Li演化。一般认为，花岗岩分异演化趋势是富Ta和Li，因此，含Ta和含Ta-Li的花岗岩往往被认为是花岗质岩浆演化到晚期阶段的产物(刘义茂等, 1975)。在岩浆分异演化相对完整的稀有金属矿床(如：江西葛源稀有金属矿床)中表现为完整的稀有金属分带序列：早期为花岗岩型稀土矿床，晚期为花岗岩型铌钽矿床，时间越晚越富钽或富钽钨锡。南岭地区石英脉型W-Be矿床往往表现出垂向矿化分带，由浅到深依次为Be→W→Mo。含矿石英脉根部花岗岩顶部向下往往出现云英岩型W-Sn→钠化花岗岩Li-Ta-Nb-Rb-Cs→正常的二云母花岗岩。虽然华南地区与稀有金属矿化有关的花岗岩类型和特点各不相同，但是同位素地球化学表明它们均属于铝过饱和花岗岩，这些花岗岩的形成可能与古老地壳的熔融有关(花岗岩εNd(t)=-11～-9;tDM2=1.6～1.8Ga;εHf(t)=-15～-5)(刘昌实等, 1993; 刘家齐等, 2002; 李晓峰等, 2008, 2013, 2019; 李鹏等, 2020)。

虽然在华南地区稀有金属的矿化与富氟、富碱高度分异演化的花岗岩密切相关，但也存在一些特殊的现象，如：香花岭Sn-Be稀有金属矿床中可见日光榴石多与金属硫化物共生的现象，说明铍的矿化也与硫的存在很密切的关系。在东南沿海火山岩带青田火山岩型Be矿中也明显可见羟硅铍石与硫化物密切共生的现象。在一些稀有金属矿床外围的成矿石英脉中，常发现有色金属矿物和稀有金属矿物共生，如，在栗木Nb-Ta-Sn矿床中常见黄铜矿、辉钼矿、黑钨矿、锡石、黄铁矿、铌铁矿等出现在同一条含矿石英脉中。一般认为高度结晶分异花岗岩在地球化学组成主要表现为较低的稀土元素含量，然而在江西的牛岭坳矿床，可见罕见的黄钇钽矿矿物。这些特殊的现象说明稀有金属的富集成矿也可能与岩浆源区的性质有关，而不仅仅反映了岩浆高度分异演化的结果，或者说这些花岗质岩浆经历了特殊的结晶分异过程。

值得引起重视的是，华南地区花岗岩型稀有金属矿床(如：宜春四一四、甘坊等)不仅成矿元素类型多样，而且其中大多数金属元素(Li、Be、Rb、Ce、Nb、Ta)均达到或者接近工业品位，综合利用程度较高(中国矿产地质志编委会, 2019)，在开采过程中可回收铌、钽、锂、铷、铯等稀有金属的同时，尾砂作为优质瓷石原料全部利用，基本可以实现无尾矿山开发。因此，华南地区花岗岩型稀有金属矿床的勘查、开采和综合利用有可能打造成为我国绿色矿山建设的示范基地。

图2 江西灵山花岗岩地质简图(据章崇真等, 1985修改)Fig.2 The Geological map of the Lingshan granite, Jiangxi Province (modified after Zhang et al., 1985)

2.3 典型稀有金属矿床

华南地区稀有金属矿床具有分带、成群的特点。虽然华南稀有金属矿床可以分为花岗岩型(含细晶岩型)、伟晶岩型、云英岩型、接触交代型(含矽卡岩和条纹岩型)、石英脉型、火山岩型等6种类型，但是除了火山岩型稀有金属矿床外，其它5种类型矿床的划分没有截然的界限，有时在一个矿床种均可出现，主要表现出成因上的演化关系。下面以江西松树岗花岗岩型稀有金属矿床、江西西华山石英脉型稀有金属矿床、福建南平伟晶岩型稀有金属矿床、湖南接触交代型(含矽卡岩和条纹岩型)稀有金属矿床和福建福里石火山岩型稀有金属矿床为例，简要说明不同类型矿床的稀有金属的矿化特征。

2.3.1 江西松树岗花岗岩型稀有金属矿床

江西松树岗稀有金属矿床位于灵山花岗岩体的西部，是一个与早白垩世高分异的I型花岗岩有关的花岗岩型稀有金属矿床。围绕灵山岩体分布着黄山、大岭、塘里、松树岗等Nb、Ta稀有金属矿床，以及岭背、沙洲、蕉岭等有色金属矿床(图2)。花岗岩岩石类型主要有含角闪石黑云母花岗岩、黑鳞云母花岗岩、二云母花岗岩、铁锂云母碱长花岗岩等。矿化类型包括花岗岩型稀土矿化、花岗岩型铌钽矿化、伟晶岩型铌钽矿化、矽卡岩型锡多金属矿化、云英岩型钨锡矿化、石英脉型和破碎带型钨锡矿化，以及石英脉型Cu-Pb-Zn硫化物脉等(章崇真等, 1985; 黄定堂, 2003)。它是一个以Nb-Ta为主伴生钨锡的稀有、有色金属矿床，不同类型的矿化垂向和水平方向上具有明显的分带。主要围岩蚀变有钠长石化、云英岩化、黄玉化、铁锂云母化、萤石化和硅化等(陈毓川等, 1989; 章崇真等, 1985; 黄定堂, 2003)。

图3 江西西华山W-Sn-Be稀有金属矿床地质简图(据刘家齐等, 2002)Fig.3 The geological map of the Xihuashan W-Sn-Be deposit, Jiangxi Province (after Liu et al., 2002)

2.3.2 江西西华山石英脉型稀有金属矿床

江西西华山石英脉型稀有金属矿床主要围绕在西华山岩体周缘分布。西华山岩体为一复式岩体，具有多期次成岩成矿的特点。自西华山至棕树坑沿北东方向分布着西华山、荡坪、木梓园、大龙山、漂塘、棕树坑等以钨为主含绿柱石的石英脉型稀有金属矿床，并含有大量的HREE。西华山和荡坪矿床矿脉主要赋存于中细粒黑云母花岗岩和含石榴子石黑云母花岗岩中。黑钨矿-绿柱石石英脉、黑钨矿-硫化物-锡石-石英脉呈近EW向均切穿这两期花岗岩，而当矿脉延伸至寒武系变质岩时则迅速尖灭(图3)。矿化和蚀变分带较为明显，在水平方向上，自脉壁向中心，主要矿物依次为绿柱石、辉钼矿、锡石、黑钨矿等。矿脉上部常见萤石、黄玉、锡石、黑钨矿、绿柱石和辉钼矿，中上部富黑钨矿和绿柱石，中下部黑钨矿减少，而白钨矿和硫化物增多。矿脉上部围岩蚀变以云英岩化为主，而下部云英岩化减弱，出现较强的碱性长石化(吴永乐等, 1983; 刘家齐等, 2002; 梅勇文, 1985)。

2.3.3 福建南平伟晶岩型稀有金属矿床

福建南平地区伟晶岩型稀有金属矿床主要表现为伟晶岩脉密集聚集的特点。该地区花岗伟晶岩分布在长约35km，宽约7km的北北东向震旦系变质带中。该带从北向南分布着石笋坑、溪源头、西坑、西芹、留墩、秋树窝、金龙岩和下柳园等伟晶岩区(王其连, 1990; 陈国建, 2014)(图4)。矿化伟晶岩脉的形态以透镜状、不规则脉状为主，规模大小不一。单体长度一般为数十米至300m，厚数米至30m，脉群最长可超过1500m。伟晶岩类型主要有白云母-钾长石-钠长石伟晶岩和白云母-钠长石-锂辉石伟晶岩等。围岩蚀变主要有硅化、钠长石化、白云母化、电气石化等(陈国建, 2014)。

图4 南平伟晶岩型稀有金属矿床地质图(据陈国建, 2014修改)Fig.4 The geological map of the Nanping pegmatite rare metal deposit, Fujian Province (modified after Chen, 2014)

2.3.4 湖南接触交代型稀有金属矿床

接触交代型稀有金属矿床主要是指发育于花岗岩体与碳酸盐接触带的矽卡岩型(柿竹园)、条纹岩型(香花岭、界牌岭等)Sn-Be稀有金属矿床。在柿竹园矿床大理岩型锡矿、矽卡岩型W-Bi矿、以及云英岩型W-Sn-Mo-Bi等矿化类型中均有铍矿床的产出(如：铍珍珠云母、日光榴石、硅铍石、绿柱石、金绿宝石、硬羟钙铍石等)(王昌烈等, 1987; 罗仕徽和张重铭, 1984)。

湖南香花岭锡铍多金属矿床是一个独特的含铍条纹岩型稀有金属矿床。在该矿床已相继发现了香花石、塔菲石、锂铍石、孟宪民石等一批罕见的稀有金属矿物。该地区矿床的形成主要与癞子岭岩体和尖峰岭富氟的花岗岩体有关。含铍条纹岩主要产于富氟花岗岩接触带及岩体的围岩捕掳体中。围岩为中上泥盆统灰岩和白云质灰岩。条纹岩可以分为铁锂云母条纹岩、氟硼镁石条纹岩、金绿宝石条纹岩、粒硅镁石、磁铁矿条纹岩和金云母、绿泥石条纹岩等9类(赵一鸣等, 2017)。条纹岩矿物组成复杂，主要矿物为萤石、氟硼镁石、塔菲石、硅铍石、磁铁矿、日光榴石、金绿宝石、铁锂云母等30余种(赵一鸣等, 2017)。主要矿化类型有：矽卡岩型Fe、Sn、Pb、Zn、Be；锡石-硫化物型Sn、Pb、Zn(W)；含铍条纹岩型Sn、Be；黄玉霏细斑岩Nb、Ta、Sn矿化；云英岩型Sn、W矿化；含锡条纹岩磁铁矿矿化等。

2.3.5 福建福理石火山岩型Mo-Be稀有金属矿床

火山岩型稀有金属矿床一般是指与火山岩、次火山岩和高硅流纹岩和花岗斑岩有关的热液交代型和脉状稀有金属矿床(Barton and Young, 2002)，这类矿床种稀有金属成矿物质主要来自于赋存的火山岩、次火山岩，以及深部岩浆房岩浆出溶的成矿流体所携带的成矿物质。我国火山岩型稀有金属矿床主要发育于东南沿海白垩纪火山岩中，如：福建福里石Be-Mo矿床等。福里石铍钼矿体主要赋存于上侏罗统南园组火山碎屑岩裂隙中(图5)。矿体呈脉状、透镜状产出。围岩蚀变以硅化脉、绿泥石化为主，主要矿物为绿柱石、辉钼矿、萤石等(黄新鹏, 2016)。目前对这类矿床的成因有不同的看法，有人认为属于热液-充填-交代型稀有金属矿床，而不属于火山岩型热液矿床(杨武平等, 2008; 黄新鹏, 2016)。虽然目前国内对该类型矿床的认识存在不同的看法，但是其产于火山岩或者次火山岩中的事实是存在的。20世纪70年代，美国Spor Mountain火山岩型Be矿床的开采，改变了世界铍资源的分布格局和供应态势。目前，该类型矿床铍的资源量占全球资源量的80%以上。火山岩型铍矿已经成为战略性关键金属铍的重要成矿类型。

图5 福里石火山岩型稀有金属矿床地质简图(据黄新鹏, 2016)Fig.5 The geological map of the volcanic-hosted Fulishi Mo-Be deposit, Fujian Province (after Huang, 2016)

3 稀有金属矿床时空分布规律

稀有金属矿床的形成在空间和成分上与高分异花岗岩有关(Taylor, 1979; Lehmann and Harmanto, 1990)，然而，高分异花岗岩中锆石U含量较高，其结构容易受到α粒子辐射破坏，导致U-Pb体系扰动(Davis and Krogh, 2001; Romer, 2003)，致使部分与稀有金属矿床成岩成矿年龄测定具有较大的不确定性。Rb-Sr和含钾矿物的40Ar-39Ar系统的封闭温度相对较低，并且很容易受到后期热液蚀变及热事件的影响(Romeretal., 2007)，导致测试的可靠性降低，往往不能获得较好的等时线年龄或者坪年龄。锡矿中辉钼矿Re含量较低而Os含量较高，样品溶解或沉淀过程中会导致Re损失而使Re-Os体系受到影响(McCandlessetal., 1993)。因此，制约了精细的稀有金属矿床的成岩成矿年代学研究。近年来，由于微区测年技术迅猛发展，稀有金属矿物的U-Pb定年的技术取得了重大的突破，如：锡石、磷钇矿、黑钨矿、石榴石、铌钽矿、氟碳铈矿、晶质铀矿等稀有金属U-Pb定年已经得到了广泛运用。这些稀有金属矿物做为稀有金属矿床中重要的矿石矿物，保持了较好的U-Pb 同位素封闭体系，且其U-Pb同位素封闭温度高于花岗岩固相线温度(Zhangetal., 2011)，因此，这些稀有金属矿物的U-Pb定年可以准确制约稀有金属的富集成矿事件的年代。利用稀有金属矿物U-Pb同位素年龄来揭示稀有金属花岗岩及其有关矿化的成因关系(Gulson and Jones, 1992; Yuanetal., 2008; Lietal., 2016)，比其它定年方法所具有明显的优势在于它能直接确定稀有金属矿物的结晶年龄。

本文收集前人在华南稀有金属矿床成岩成矿年代学方面的数据(如：锆石U-Pb、云母Ar-Ar、辉钼矿Re-Os、全岩Rb-Sr、锡石U-Pb)进行整理和分析，选择分析精度高、年龄相对可靠的数据，并结合近年来稀有金属矿物U-Pb定年(如：铌钽矿U-Pb和锡石U-Pb)的最新成果，对华南地区稀有金属矿床的成岩成矿时代进行厘定。从图6来看，华南地区稀有金属成岩和成矿具有明显的对应性，反映了稀有金属成矿与花岗岩的亲缘性。但例外的是该地区虽然发育晚侏罗世早期的花岗岩，但基本不发育稀有金属矿化。总的来说，华南地区稀有金属成矿主要集中于160～140Ma，其次是140～120Ma。大规模稀有金属成矿主要集中于晚侏罗世-早白垩世，且成矿强度和成矿规模较大。华南稀有金属成矿可以分为7个阶段(图6)，分别是志留纪(424～420Ma)、早三叠世(248～244Ma)、晚三叠世(220～214Ma)、晚侏罗世(160～150Ma)、晚侏罗世-早白垩世(150～140Ma)、早白垩世(135～125Ma)和早白垩世-晚白垩世(105～90Ma)等。华南地区稀有金属有一个明显的特点就是成矿时代相对集中，如晚侏罗世成矿主要集中于155Ma左右，早白垩世成矿主要集中于132～128Ma。

图6 华南主要稀有金属矿床成矿年龄直方图Fig.6 The age histogram of the major rare metal deposits and related granites in South China

在空间上，华南地区稀有金属矿床主要沿钦-杭大断裂、南岭地区，以及东南沿海火山岩带分布。大型、超大型稀有金属矿床主要沿钦-杭大断裂发育，主要矿床类型是花岗岩型(如江西四一四铌钽锂矿、栗木铌钽锡矿、甘坊Li-Be-Nb-Ta-Sn矿床、松树岗钨锡铌钽矿)，元素组合主要表现为多元素(Li-Be-Nb-Ta-Sn-Rb)共生的特点。南岭地区主要发育石英脉型、长石石英脉型或者云英岩型W-Be或者Sn-Be矿床，以及接触交代型和条纹岩型Sn-Be矿床(香花岭Sn-Be)等。沿安远-鹰潭断裂以东、邵武-河源断裂以西，主要分布有北东向花岗岩-伟晶岩型稀有金属矿床，其中花岗岩型稀有金属矿床主要沿安远-鹰潭断裂分布，而伟晶岩型稀有金属矿床主要沿邵武-河源断裂分布。在政和-大埔断裂以东的东南沿海地区发育火山岩型或者石英脉型的稀有金属矿床，如：青田坦头Be矿床、福里石Be-Mo矿床、龙尾Be-Mo矿床等。另外，在武夷山和云开隆起带分别发育有志留纪和晚三叠世的伟晶岩型稀有金属矿床。从华南地区稀有金属分布来看，该区存在三条金属铍矿化带，一是东西向锡-铍或者钨-铍元素组合的以条纹岩、矽卡岩或者石英脉为主的铍矿带，成矿时代为晚侏罗世，与该地区钨锡成矿大爆发的时代一致；二是呈北东向展布，以火山岩型和石英脉型为主的铍矿带，其成矿时代以主要为晚侏罗世、早白垩世和晚白垩世早期。三是沿钦-杭大断裂展布的以多元素组合为主的花岗岩稀有金属矿床，Be多为伴生元素产出。

相对来说，华南不同类型稀有金属矿床的成矿时代略有不同，呈现一定的规律性。伟晶岩型稀有金属矿床主要发育于志留纪、晚三叠世、早白垩世等；花岗岩型稀有金属矿床主要发育于晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世早期等；石英脉型稀有金属矿床则主要发育于晚侏罗世和早白垩世晚期；接触交代型、条纹岩型和火山岩型稀有金属矿床主要发育于晚侏罗世和晚白垩世早期。

近年来，在赣南地区新发现宁都河源和广昌头陂两处伟晶岩型锂矿床，二者均分布于加里东期花岗岩的外接触带，矿体呈脉状、透镜状、不规则囊状，分带性明显。主要含锂矿物为锂辉石，伴生钽、铌、铷。热液蚀变类型主要为钠长石化、云英岩化、电气石化、白云母化等。在武夷山造山带加里东期花岗岩(会同岩体)的南东侧接触带内，新发现了含锂磷酸盐矿化伟晶岩脉，含锂矿物为磷锂铝石(胡为正等, 2006; 黄传冠等, 2021)。这些伟晶岩型锂矿床的发现，为华南武夷山地区锂矿的寻找提供了新的方向。

4 稀有金属成矿系统演化历史

稀有金属花岗岩富集成矿与花岗质岩浆的高度分异演化密切相关。花岗岩高度分异演化需要两个条件：(1)持续稳定的热量供给；(2)适当的构造条件有利于岩浆分异，使其发生侵位或者固结。在这两个条件下，稀有金属花岗岩分异的持续时间是其能否最终富集成矿的关键；持续时间越长，岩浆的分异越彻底，成矿的可能性就越大。众多学者从岩浆-热液演化的时间尺度讨论了稀有金属花岗岩成矿系统的演化历史。如：华南瑶岗仙大型钨矿岩浆-热液成矿系统经历了较长的演化历史，粗粒二云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为170Ma，中粒二云母花岗岩锆石U-Pb年龄为163Ma，细粒二云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为157Ma(董少花等, 2014)，整个岩浆演化历史至少经历了13Myr。Zagorskyetal. (2015)开展了Aginskii地块Zavitaya花岗岩-伟晶岩中花岗岩、贫矿伟晶岩和锂辉石伟晶岩的SHRIMP U-Pb年龄测定。结果显示Zavitaya花岗岩-伟晶岩系统经过40Myr的演化：斑状黑云母花岗岩形成于169.0±3.0Ma，二云母花岗岩-淡色花岗岩形成于147.5±3.1Ma，白云母淡色花岗岩形成于140.0±3.0Ma，无矿伟晶岩形成于139.6Ma±3.1Ma；锂辉石伟晶岩形成于129.6±2.7Ma。该花岗岩-伟晶岩系统的形成与中侏罗世-早白垩世区域地球动力学机制的变化时间相一致。早期花岗岩和锂辉石伟晶岩的年龄分别对应于碰撞的终止和早白垩世裂谷开始的时间。

Lietal. (2015)利用花岗岩锆石U-Pb、辉钼矿Re-Os、云母Ar-Ar年龄、以及不同矿物同位素封闭温度的差异，计算了江西宜春四一四Nb-Ta矿床、下桐岭和雅山云英岩型W-Be矿床，以及浒坑和九龙脑石英脉型W矿的岩浆热液演化历史，提出了花岗岩的分异演化持续时间和冷却速率是控制W-Be、Nb-Ta、W等稀有金属能否形成品位高、规模大稀有金属矿床的关键因素。岩浆-热液的演化历史越长，越有利于形成规模大的稀有金属矿床，而岩浆-热液系统多阶段、快速的冷却有利于高品位矿床的形成。江西九岭地区甘坊稀有金属花岗岩富集成矿也经历了一个漫长的岩浆-热液演化历史。该地区的花岗岩岩石演化序列依次为：黑云母花岗岩、二云母花岗岩、钠长花岗岩。较早的黑云母花岗岩锆石U-Pb年龄为146.7±2.9Ma，最晚期的Li-Be-Nb-Ta-Sn矿化的细粒锂云母钠长花岗岩的铌铁矿U-Pb年龄为129.7±3.8Ma，整个岩浆-热液演化过程持续了17Myr。Harlauxetal. (2018)利用黑钨矿U-Pb定年对欧洲海西褶皱带法国Massif造山带的研究结果表明，该造山带存在三期钨矿化(333～327Ma、317～315Ma和298～274Ma)，每期矿化持续时间略有不同。这三期钨矿化分别对应于三个不同的地球动力学背景(同造山挤压背景、后造山伸展的初始阶段、后造山伸展背景)，其中后造山的伸展背景发育大量的二叠纪火山作用，相应的钨的矿化作用持续了20Myr，这说明伸展的背景可以使岩浆具有较长的分异演化历史，有利于稀有金属花岗岩富集成矿。较长的岩浆-热液分异演化有利于成矿物质在岩浆演化的晚期阶段富集，有利于品位高、规模大的稀有金属矿床的形成。目前，稀有金属成矿系统的岩浆热液分异演化与品位高、规模大稀有金属矿床成矿的关系研究还比较薄弱，而矿床学家在斑岩铜金成矿系统的演化历史与具有重要经济价值的斑岩铜矿关系的研究已经取得了明显的成果(Chiaradiaetal., 2013; Rezeauetal., 2016)。

5 稀有金属矿床与其他金属矿床的成因关系

如上文所述，华南地区的一些稀有金属矿床中，除了稀有金属的矿化之外，还有一部分有色金属的矿化。同一矿田内存在着Nb、Ta(W-Sn)→W、Sn→Pb、Zn的矿化序列，如：广西栗木矿床和江西松树岗矿床；在矿床尺度，经常观察到有色金属矿物(如：黄铜矿、辉钼矿、闪锌矿)和稀有金属矿物(黑钨矿、锡石、铌钽矿)的共生现象；在一些矿田中既有稀土和铌钽的矿化，又有钨锡和铅锌的矿化。如：湖南香花岭稀有金属矿床，稀有金属矿化和有色金属矿化围绕花岗岩呈带状分布。虽然李绍炳和葛瑛雅(1975)认为这种矿化分带现象主要受褶皱和断裂构造的控制，但是这种稀有金属与有色金属成矿的共生-分离的现象与高分异花岗岩的岩浆-热液演化还是分不开的，到目前为止，造成这种现象的机理还不十分清楚。

华南地区铌钽矿化和钨锡矿化在空间上表现出两种不同的情况：(1)铌钽矿化与钨矿脉或者钨锡矿脉存在着直接的关系，如栗木稀有金属矿床铌钽矿化和钨锡矿化密切共生，均呈浸染状分布于花岗岩体中，形成花岗岩型铌钽锡钨矿床。在西华山脉状稀有金属矿床，可以看到细粒白云母花岗岩与含钨石英脉充填于同一裂隙中，但难以分辨二者的侵入先后。也可以观察到钠长花岗岩脉与含钨石英脉或者长石石英脉与含钨石英脉呈逐渐过渡关系。在香花岭矿床，可见岩体的附近或者其上覆围岩中有钨矿脉的产出，但钨矿脉要晚于花岗岩型铌钽矿床。总的来说，华南地区铌钽矿化和钨锡矿化在不同的地区其物质来源可能有所不同，一些地区铌钽矿化和钨锡矿化可能来自同一岩浆热液系统，而有些地区的铌钽和钨锡矿化则受不同源的岩浆热液系统的控制。

除了大量的稀有金属和有色金属之外，华南地区还发育有大量的花岗岩型铀矿。这些铀矿床通常产于燕山期复式花岗岩岩基中，受岩体内的断裂破碎带所控制。控制铀矿田的往往是长十几千米到数十千米的断裂破碎带，控制矿床的大多是大岩基中后期小岩体的硅化或钠长石化断裂破碎带，以及各期次形成的岩体的侵入接触面和成矿前已有的构造-热液蚀变带。但是在一些分异程度较高的花岗岩中，常看到有铀矿物的出现或者铀的富集现象，特别是一些稀有金属矿化的细晶岩中(如：江西洞上细晶岩中U>1000×10-6)。江西同安含铌、钽的细晶岩脉中，可见锂云母、黄玉等矿物中含有铀、钍的微细粒矿物。在赣南的一些石英脉型钨矿的早期阶段常见硅铀钙镁矿、铀钛矿。由此可见铀在早期钨成矿时和岩浆分异后期的铌钽矿化时已有显示，但并未明显富集。在一些花岗岩型铀矿的富集部位正是钨锡石英脉带根部花岗岩内的碱性长石化带。虽然铀的成矿可能是后来叠加的，但二者在空间上的重合绝非偶然。

一些学者从较大的尺度讨论了华南稀有金属和有色金属成矿的时空关系，如：华仁民等(2003)把华南与花岗岩类有关的矿床归纳为4个成矿系统，其中主要的2个成矿系统是：①与陆壳重熔型花岗岩类有关的钨锡铌钽稀有金属及铀成矿系统；②与壳幔混合来源有关的钙碱性火山-侵入花岗质岩浆活动有关的斑岩-浅成热液金铜成矿系统。陆壳重熔型花岗岩类的成岩与成矿作用之间可能存在明显的时间差，而壳幔混源的钙碱性浅成花岗岩类基本上没有成岩-成矿时间差(华仁民等, 2005)，这充分说明了稀有金属的矿化和铀的富集成矿需要较长时间的岩浆热液分异演化，而铜金成矿则不需要岩浆热液长时间的分异演化。毛景文等(2004)提出华南大规模成矿作用主要发生在170～150Ma、140～125Ma 和110～80Ma，前一阶段以铜铅锌和钨矿化为主，后一阶段主要是锡金银铀矿化。李晓峰等(2008)认为华南主要与Cu有关的矿床主要发生在176～165Ma、160～155Ma、以及105～90Ma，而W-Sn等稀有金属成矿主要集中于170～150Ma、130～110Ma和100～90Ma等时期，钨锡成矿要稍晚于铜金成矿。虽然有色金属与稀有金属成矿在空间上并不完全重叠，但是在成矿时间上却有明显的先后关系。在华南不同幕式岩浆热液成矿过程中，稀有金属的成矿作用紧随着有色金属成矿作用的结束而发生，如：中侏罗世铜金成矿作用(170～160Ma)之后伴随着的大规模的晚侏罗世的W-Sn成矿作用(160～150Ma)和早白垩世的Nb-Ta-Sn (150～130Ma)成矿作用，这个时期是华南钨锡稀有金属大规模成矿时期，其强度之最，持续时间之长，全球罕见。而早白垩世晚期-晚白垩世早期的有色金属和稀有金属成矿作用在时间上虽然也具有类似的规律，但是成矿强度则相对弱得多，持续时间也相对较短。如：福建紫金山铜金矿床发生在早白垩世晚期，其成矿年龄为110Ma；福建霞浦大湾Mo-Be的成矿年龄在92.2±1.3Ma，湖南界牌岭Be-Sn成矿年龄在92.0±1.0Ma。总的来讲，华南地区稀有金属和有色金属的成矿作用大致可以分为两个大的旋回：第一个旋回是中侏罗世的有色金属成矿、晚侏罗世-早白垩世的稀有金属成矿；第二个旋回是：早白垩世晚期的有色金属成矿和晚白垩世中期的稀有金属成矿。造成这两个旋回成矿差异性明显的根本原因可能在于成矿背景的不同。

6 成矿模型与成矿背景

图7 华南典型稀有金属花岗岩地球化学元素图解(a) Nb-Y-3Ga图解；(b) Nb/Ta-Zr/Hf图解Fig.7 Geochemical element diagrams of rare metal granites in South China

矿床成因和成矿规律研究的目的是建立成矿模型，提出普适性的认识，为找矿勘查提出新的方向。新中国成立以来华南地区稀有金属矿床的研究最早可以追溯到1958年。中国科学院地质研究所、中国地质科学院等科研院所在全国率先开展了稀有元素矿物、矿床和地球化学的研究工作，对我国稀有元素的成矿类型、区域分布、成矿条件、稀有元素矿物和地球化学，以及稀有金属成矿规律和矿床预测等方面进行了较为系统的研究(中国科学院地质研究所, 1963; 中国科学院贵阳地球化学研究所, 1979; 邹天人, 1985; 陈毓川等, 1989, 1990; 陈毓川和朱裕生, 1993)，积累了大量的研究经验和翔实的研究资料，提出了稀有元素成矿具有时间性、顺序性、连续性和阶段性的理论认识(郭承基, 1963; 中国科学院贵阳地球化学研究所, 1979; 南京大学地质学系, 1981; 徐克勤等, 1983; 陈毓川等, 1989, 1990; 陈毓川和朱裕生, 1993; 朱金初等, 2002)。一些学者认为与不同类型稀有金属矿化有关的花岗岩的源区必然富集这些稀有金属(如：富钽花岗岩、富铌花岗岩、富钨花岗岩、富锡花岗岩、富锂花岗岩、富铍花岗岩等)(司幼东, 1959; 刘义茂等, 1975; 夏宏远等, 1980; 夏卫华和章锦统, 1982; 夏宏远和梁书艺, 1991; 王汝成等, 2017)，稀有金属成矿是富集这些稀有金属的岩浆源区部分熔融的结果。一些学者认为稀有金属矿化是花岗岩分异演化的结果，且不同类型的花岗岩有着不同的演化特征(夏宏远等, 1980; 华仁民等, 2003)，之所以形成钨锡花岗岩或者铌钽花岗岩，主要取决于花岗岩的演化程度(华仁民等, 2003)。对于这些稀有金属花岗岩的来源又存在不同的看法，例如：重熔型和壳源混染型稀有金属花岗岩(白鸽, 1987)；陆壳重熔型和深源型稀有金属花岗岩(袁忠信等, 1987)；以地幔或下地壳物质为主的深源系列和上地壳或再循环地壳物质为主的浅源系列花岗岩(王联魁等, 2002)，等等；朱为方等(1982)认为如果岩浆演化从较中酸性开始至黑云母二长花岗岩结束，则属于A型岩浆，若演化从酸性花岗岩开始至白云母或者含锂的云母碱长花岗岩结束则属于B型岩浆。而岩浆演化后期最终是形成A型岩浆还是B型，主要取决于岩浆分异过程是否完善。邹天人(1985)认为稀有金属花岗岩是属于壳源物质重熔的酸性花岗岩和沿裂谷或者深断裂带上升的深源岩浆分异的碱长花岗岩和碱性花岗岩。王联魁等(1987)认为这两种系列的花岗岩在全岩稀土含量、锆石化学成分和氧同位素等方面存在明显差异，如：深源系列花岗岩稀土元素总量比浅源系列高出一个数量级；深源稀有金属花岗岩氧同位素为6.9%～7.4%，而浅源系列稀有金属花岗岩氧同位素为10.1%～15.2%。对比华南典型的稀有金属花岗岩(如：栗木、雅山414、甘坊等浅源系列和苏州、灵山、姑婆山等深源系列)地球化学图解可以发现，这些花岗岩在Nb-Y-3Ga图解和Nb/Ta-Zr/Hf图解(图7)上具有明显差异。如：赣东北灵山岩体和桂东北姑婆山岩体中均存在暗色镁铁质包体；而其余矿床花岗岩中尚未发现有镁铁质包体。因此，华南地区可能确实存在着深源(下地壳物质为主)和浅源(上地壳物质为主)等两种不同源的花岗岩控制着稀有金属矿床的形成。

华南花岗岩成矿作用及其动力学背景依然是当前地球科学研究的热门课题之一。金属成矿作用是岩石圈演化的产物，反映了岩石圈演化的过程及其动力学背景。华南不同时代、不同地区稀有金属成矿作用的类型及其特点是不同时期地球动力学演化的结果。郭令智等(1980, 1986)、王鸿祯(1986)认为华南大陆是不同时代的岛弧由北西向南东依次拼贴增生而成, 岛弧的南东部是古大洋, 不存在古大陆。而水涛等(1986)、水涛(1987, 1995)、刘宝珺等(1993)认为华南存在江南古陆与华夏古陆，两者在晋宁期沿江山-绍兴断裂带碰撞缝合，但向湘、粤、桂方向开启，形成“加里东”残洋盆地；自晋宁期-加里东期盆地沉积中心不断向南西迁移，最终于广西运动关闭。一般认为，自新元古代以来，华南地区就进入了陆内构造演化阶段。加里东期花岗岩标志着华南陆壳进入不断成熟、亲石成矿元素不断向陆壳富集的阶段(华仁民等, 2003, 2013; 毛景文等, 2004)。加里东期花岗岩和印支期花岗岩主要形成于主要形成于陆内碰撞的地球动力学环境。在早侏罗世(185～170Ma)主要是岩石圈的局部“伸展-裂解”。中、晚侏罗世是岩石圈全面拉张-减薄，玄武质岩浆底侵引发大规模的地壳熔融，导致大范围陆壳重熔型花岗岩的侵位和大规模的W、Sn及其他稀有金属的大规模成矿作用。燕山晚期(140～65Ma)由于受太平洋构造体系的影响，在华南地区的东部及其沿海地区出现了先挤压、后拉张的动力学背景(毛景文等, 2004, 2008; 华仁民等, 2003, 2013)。从华南地区稀有金属矿床的时空分布来看，志留纪、早三叠世和晚三叠世稀有金属矿床主要形成于陆内碰撞造山背景，而其它时期的稀有金属矿床主要形成于伸展的地球动力学背景。以钨锡为主，伴生Nb、Ta、Be、Li的稀有金属矿床主要形成于160～150Ma；而以Nb、Ta为主，或者伴生W-Sn的稀有金属矿床主要形成于220～210Ma和140～130Ma。

华南稀有金属大规模成矿峰期主要发生于早白垩世(140～130Ma)，可能与这个时期华南地区发生大规模的岩石圈裂解有关。虽然与160～150Ma华南地区发生大规模的花岗岩侵位和钨锡成矿相比，150～130Ma是个岩浆活动和钨锡成矿相对较弱的时期，但这个时期却是华南稀有金属成矿的高峰。不仅成矿强度大，而且成矿类型多样。在150～130Ma期间，华南持续的陆内伸展-拉张，导致花岗质岩浆能够高度分异、持续演化，并沿大型走滑断裂的拉张部位上侵，最终富集成矿。

7 关键科学问题和未来找矿方向

战略性新兴产业蓬勃发展引发的对稀有金属资源需求增加，对广大地质工作者来说，既是机遇，也是挑战。高度分异演化的花岗岩是全球重要的稀有金属原材料来源，特别是几种“关键”稀有金属：锂、铍、铋、铌、钽，锡、钨、铯等，同时，它还是优质陶瓷原料(长石)的重要来源(Linnenetal., 2012)。稀有金属元素在高度演化花岗岩中的富集程度一般受源岩成分、岩浆的结晶分异程度以及岩浆-热液的转换等过程的控制(Haapala, 1997; Taylor and Wall, 1992)。华南地区具有极强稀有金属区域成矿的特征，全球罕见，因此，加强华南地区稀有金属成矿作用的研究，不仅能够进一步提升人们对稀有金属等关键矿产资源成矿规律的认识，而且能够为寻找新类型的稀有金属资源提供帮助，解决国家对稀有金属的战略需求。

未来华南稀有金属成矿作用的研究应注重以下几个方面：(1)不同地区稀有金属的富集成矿是否受岩浆源区的影响？若是，是什么样的源区？对于不同类型的稀有金属矿化，岩浆过程和热液过程对稀有金属最终富集成矿是否同等重要？(2)促使或者维持花岗岩高度分异演化的热源来自哪里？幔源岩浆的底劈还是剪切热？还是上部地壳放射性元素衰变产生的热量？(3)不同成矿类型、不同元素组合的稀有金属矿床的关键控制因素是什么？物理化学条件还是元素本身的性质所决定的？

近年来，华南地区稀有金属矿床勘查的新发现，说明在华南地区稀有金属找矿还有很大的空间，有可能发现新的稀有金属矿床类型，未来华南稀有金属的找矿勘查应关注以下方向：

(1)花岗岩型稀有金属矿床的寻找应围绕钦-杭大断裂两侧开展；伟晶岩型稀有金属矿床的寻找应围绕武夷山、幕阜山和云开隆起区，以及钦-杭断裂两侧外围的花岗岩区开展；石英脉型和接触交代型稀有金属矿床的寻找应围绕中、晚侏罗世钨锡矿床外围开展；而火山岩型稀有金属矿床应围绕东南沿海早白垩世火山岩带及其邻区的火山岩(如赣中、赣南地区)部署工作。另外，在稀有金属花岗岩岩体内寻找浸染状的钨锡矿化的可能性也是存在的，该地区锂瓷石矿床应加强稀有金属元素的综合开发利用研究。

(2)浙闽赣粤火山岩地区是今后发现火山岩型稀有金属矿床的有利地区，有可能成为我国大型的火山岩型铍矿带。该火山岩带有大量的晚期花岗岩的侵入，且具有多阶段性。目前，在该火山岩带中已经发现大量的稀有金属铍的矿化线索，如浙江青田、昌化、平阳、瑞安，福建的平和、霞浦，以及赣中和赣南等地。

(3)在湘南和赣南地区古生代浅变质砂页岩和碳酸盐岩中注意石英脉型绿柱石-黑钨矿矿床和接触交代条纹岩型Sn-Be稀有金属矿床的寻找；而武夷山和云开隆起带片麻岩及结晶片岩内可能分布有锂、铍、铌、钽等金属的伟晶岩型矿床。在华南地区已知钨锡成矿区内，以往对锂和REE没有引起足够的重视，今后加强综合评价，将会发现一批花岗岩型锂、稀土矿床。这点应当引起足够注意，它们有可能成为一种新类型的稀有金属资源。这些在空间上密切伴生的不同类型的矿床，可能为同一岩浆源在分异演化过程中不同阶段的产物。

致谢在撰写本文的过程中引用了大量的文献，由于篇幅所限，未能一一列出，在此对相关作者深表感谢！对三位匿名审稿人和编辑部俞良军博士对本文提出的宝贵修改意见和建议，表示衷心的感谢！