湖南仁里稀有金属矿田36号伟晶岩地球化学特征、成矿时代及其意义*

黄小强，李 鹏，张立平，刘 翔，黄志飚，柳清琦，李建康，周芳春，苏俊男，曾 乐，万海辉，陈 虎

（1湖南省核工业地质局三一一大队，湖南长沙 410100；2中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；3湖南省生态环境事务中心，湖南长沙 410014）

中国东部中生代发生了多幕次强烈构造活动，伴随有广泛的岩浆活动和大规模成矿作用（毛景文等，1999；2000；华仁民等，1999）。华南是重要的稀有金属、钨、锡多金属成矿带，自早中生代以来强烈的板块运动及相伴随的岩浆活动，对内生稀有元素成矿起着主要作用。华南地区中生代大规模成矿作用主要发生在170～150 Ma、140～125 Ma和110～80 Ma三个时间段中（毛景文等，2004；2007）。伟晶岩型稀有金属矿床一般产于构造演化的稳定阶段，且愈到构造旋回的晚期，矿床的规模愈大；造山后相对稳定阶段为花岗质岩浆充分分异演化成矿提供了必要的条件，易于形成超大型矿床（王登红等，2004）。

幕阜山地区区域构造演化经历了前加里东构造拼合→印支期俯冲汇聚→燕山早期汇聚走滑→燕山晚期离散走滑的构造发展过程（傅昭仁等，1999；李建威等，1999；黄志飚等，2018；刘翔等，2018）。区域多期次岩浆活动为幕阜山地区白垩纪稀有金属成矿提供了丰富的物质基础（李鹏等，2017），在岩体西南缘岩浆演化中心形成了仁里稀有金属矿田，以仁里铌钽稀有多金属伟晶岩型矿床为主体。矿田内沿岩体内外接触带附近分布有大小数百条伟晶岩脉，稀有金属成矿具有明显的分带性（李鹏等，2017；刘翔等，2019；周芳春等，2019a），矿化以外接触带（如5号脉）脉体规模大、内部结构分带明显、含矿性好。近年来，专家学者对仁里矿田（床）成矿特征、成矿作用与成矿时代等方面开展了较多研究（黄志飚等，2018；刘翔等，2018；2019；李鹏等，2017；2019a；2019b；Li et al.,2019；2020；周芳春等，2019a；2019b；2020；王臻等，2019；石威科等，2020；Li et al.,2019），刘翔等（2018）提出了仁里矿床受大型层状构造与燕山期岩浆岩联合控矿，含铌钽的伟晶岩脉形成于区域后造山构造环境的伸展构造体制。多期造山与燕山期陆内活化是仁里矿田稀有金属成矿的有利地质背景，多阶段的伸展作用导致幕阜山地区多期大规模的多金属成矿作用发生（刘翔等，2019）。周芳春等（2019b）初步建立了仁里矿床成矿模型，认为仁里矿床是多期次岩浆演化“共(源)岩浆补余分异”的结果；矿床经历了岩浆-热液2阶段成矿作用，导致了仁里高品位矿床的形成（刘翔等，2019；王臻等；2019）。刘翔等（2019）对传梓源矿床106号脉白云母40Ar-39Ar测年数据为130.8 Ma，李鹏等（2019a）和Li等（2020）对仁里矿床5号脉锂云母40Ar-39Ar、铌钽铁矿U-Pb测年结果分别为125.7 Ma和133.0 Ma，周芳春等（2020）的仁里矿床5号脉辉钼矿Re-Os同位素测年数据为130.5 Ma，相关研究表明，仁里矿田为白垩纪稀有金属成矿高峰期作用的产物。

由于岩体外接触带伟晶岩往往铌钽矿化较好、规模较大，因此，前人研究侧重于岩体外接触带片岩地层中的含矿伟晶岩，而对产于岩体内的含矿伟晶岩涉及极少，岩体内接触带伟晶岩成矿特征、成矿时代等有待进一步总结、厘定。本次选取产于岩体内规模较大、品位最好的36号含铌钽伟晶岩为研究对象，对其进行全岩主量、微量、稀土元素及成矿年代测定，分析伟晶岩地球化学特征，厘定岩体内含矿伟晶岩形成时代，探讨岩体内外接触带伟晶岩的成矿差异性，以丰富区域稀有金属成矿机制研究。

1 区域及矿床地质特征

幕阜山地区位于扬子陆块与华夏陆块的交接部位——江南新元古代造山带之湘东北中生代构造岩浆隆起带（图1a、b）。区域内出露冷家溪群片岩、千枚岩及板岩，震旦系的砂岩、页岩及灰岩，寒武系的灰岩、页岩、碳质页岩，少量的古近系古新统和始新统紫红色砂砾岩、砂岩及砾岩，其中，新元古界冷家溪群是稀有金属主要赋矿层位。区内构造发育，以N(N)E向、NW向为主，局部发育EW向构造，NE向构造为区内重要的控岩控矿构造。区内岩浆活动强烈，以酸性、中酸性侵入岩为主，大面积出露晚侏罗世—早白垩世花岗岩，岩性包括黑云母花岗岩闪长岩体、石英二长岩体、黑云母二长花岗岩体、二云母二长花岗岩体、白云母二长花岗岩体，构成幕阜山岩体主体，呈巨大舌状岩基产出。幕阜山岩体为岩浆多期次活动形成的复式岩体（刘翔等，2018；2019；周芳春等，2019a；2019b；李鹏等，2019a）。在幕阜山岩体西南部出露有新元古代花岗岩，以梅仙、三墩岩体为代表，岩体规模小。

图1 幕阜山大地构造位置（a）及地质矿产简图（b）（据李鹏等，2017）Fig.1 Map showing the tectonic setting(a)and simplified geology and mineral deposits/occurrences(b)of the Mufushan area(after Li et al.,2017)

仁里稀有金属矿田位于幕阜山复式花岗岩体西南缘伟晶岩密集区（图2）。矿田内普遍出露冷家溪群片岩，矿田北部为幕阜山岩体，出露主要岩性为片麻状/似斑状粗中粒黑云母二长花岗岩和中细粒二云母二长花岗岩，燕山期幕阜山花岗岩属陆壳改造“S型”花岗岩。矿田构造主要以NE向（或NNE向）构造为主，复合构造NW向及近EW向构造，NE向（或NNE向）和NW向（或近EW向）构造呈立交桥式的构造格局，控制了花岗岩和伟晶岩的分布（刘翔等，2019）。矿田伟晶岩十分发育，总体分布于岩体内外接触带附近数公里范围内，以北西、北东向为主，多成群成带产出，主要沿节理、层理或在接触面侵入，形成脉状、透镜状、囊状等形态不一的岩脉。按伟晶岩特征性矿物组成，由岩体内接触带→外接触带片岩区域，伟晶岩可分为微斜长石型(岩体内)、微斜长石钠长石型(距岩体0～2.5 km)、钠长石型(距岩体2.5～3.0 km)和钠长石锂辉石型伟晶岩(距岩体＞3.0 km)，4种类型伟晶岩脉从NE向→SW向呈带状分布（刘翔等，2018；周芳春等，2019b）。按云母种类划分，矿田伟晶岩脉由岩体内接触带往岩体外接触带（10 km），由黑云母伟晶岩→二云母伟晶岩→白云母伟晶岩→锂云母伟晶岩→锂辉石白云母伟晶岩过渡，形成了较完整的稀有金属演化序列：无矿化→Be→Be+Nb+Ta→Be+Nb+Ta+Li→Be+Nb+Ta+Li+Cs（李鹏等，2017；刘翔等，2019）。

图2 仁里矿床地质简图(据李鹏等，2019a修改)1—第四系；2—冷家溪群；3—细粒花岗闪长岩；4—细粒二云母二长花岗岩；5—中粒二云母二长花岗岩；6—粗中粒似斑状黑云母二长花岗岩；7—粗中粒片麻状黑云母二长花岗岩；8—新元古代二云母斜长花岗岩；9—伟晶岩脉及主要脉体编号；10—主要断裂；11—伟晶岩类型分带界线；12—伟晶岩分带类型：Ⅰ—微斜长石型；Ⅱ—微斜长石、钠长石型；Ⅲ—钠长石型；Ⅳ—钠长石锂辉石型；13—重砂异常晕；14—采样点Fig.2 Simplified geologic map of the Renli deposit(modified after Li et al.,2019a)1—Quaternary alluvium;2—Lengjiaxi Group;3—fine-grained granodiorite;4—Fine-grained two-micamonzogranite;5—Medium-grained twomica monzogranite;6—Coarse to medium-grained porphyritic biotite monzogranite;7—Coarse to medium-grained gneissic biotite monzogranite;8—Neoproterozoic two-mica plagioclase granite;9—Pegmatite and its number;10—Major faults;11—Boundary of pegmatite zones;12—Pegmatitetypes:Ⅰ—Microclinetype;Ⅱ—Microcline albitetype;Ⅲ—Albitetype;Ⅳ—Albite spodumenetype;13—Anomaliesof heavy minerals;14—Samplelocation

仁里矿田内97%的铌钽矿资源集中在岩体外接触带片岩地区，主要为2、3、5、6号矿脉，又以5号伟晶岩脉规模最大，NW走向，倾向SW，倾向198°～215°，倾角17°～56°，脉长4040 m，厚度10～156 m，延伸大于756 m。矿脉长度2560 m，由3个矿体组成，矿体呈似层状产出，5号矿脉Ta2O5及Nb2O5资源量约占全矿区总资源量的67%（刘翔等，2019；周芳春等，2019a）。

位于外接触带片岩地区的伟晶岩脉往往分带性良好、矿化更好。如5号脉由围岩至脉体核部分别为：片岩→文象伟晶岩带→粗粒微斜长石钠长石带→中粒白云母钠长石带→细粒含石榴子石钠长石带→锂云母石英核部（李鹏等，2019a），铌钽等稀有金属矿化常赋存于白云母钠长石带、含石榴子石钠长石带，核部可见锂矿化。5号脉边部至核部分异演化程度逐渐升高，并显示出稀有金属岩浆-热液2阶段成矿的特征（刘翔等，2019；王臻等，2019），但其化学指数与花岗岩围岩相比表现出明显的突变关系，推断围岩二云母花岗岩并非稀有金属伟晶岩的母岩（李鹏等，2019a）。外接触带伟晶岩成矿受大型层状构造和燕山期岩浆岩联合控矿（刘翔等，2018）。

岩体内接触带伟晶岩脉长约150～670 m，厚度0.56～6.92 m，局部膨胀部位厚度较大。受岩体内次级构造、裂隙控制，伟晶岩脉成群出现，其产状无明显规律。分异演化程度较高、白云母化、钠长石化强烈的伟晶岩往往具较富铌钽矿化。岩体内接触带伟晶岩整体上较外接触带片岩地区伟晶岩规模要小、矿化连续性要差。

2 36号伟晶岩地质特征及岩相学特征

36号伟晶岩脉位于仁里矿床北部微斜长石-钠长石带中，是岩体内接触带一条颇具规模、铌钽矿化品位较富的伟晶岩脉(图3a～c)，沿岩体内裂隙充填，产状复杂，呈脉状、透镜体状或不规则状展布，地表出露长约420 m，总体走向NE东，倾向170°～190°，倾角约58°～69°，脉宽1.95～6.72 m。伟晶岩主要为中粗粒二云母二长伟晶岩；主要矿物为钾长石、斜长石、石英、少量黑云母、白云母，次要矿物为绿柱石、石榴子石、黑色电气石、铌钽铁矿、方铅矿、闪锌矿等。伟晶岩内部结构分带不明显，根据岩性组合大致可分为微斜长石钠长石带及钠长石石英带，铌钽铁矿主要为针状，赋存于钠长石石英带中。矿体规模暂未有效控制，矿体厚度6.72 m，Ta2O5品位0.054%、Nb2O5品位0.066%、Rb2O品位0.08%。

镜下鉴定显示（图4a～h）：中粗粒二云母二长伟晶岩为灰白色，伟晶结构，局部呈不等粒半自形粒状结构，块状构造，主要矿物包括钾长石（35%）、钠长石（30%）、石英（20%）、黑云母（10%）、白云母（5%）。其中，钾长石可见绢云母化，有时可形成明显的颗粒；斜长石绢云母化，个别颗粒内部可见大量蠕虫状矿物，为硅化所致；石英，呈他形粒状；黑云母颗粒较小，多呈一向延长的形状，完全节理明显，干涉色可达二级；并可见绿泥石化。

图4 36号伟晶岩手标本及显微镜镜下照片a.微斜长石钠长石带；b～d.钠长石石英带；e～h.显微镜镜下照片(正交偏光、透射)Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Qz—石英；Bt—黑云母；Chl—绿泥石Fig.4 Hand specimen and microscopic photographs of the No.36 pegmatitea.Microclinealbite belt zone:b～d.Albitequartz belt zone:e～h.Microscopic photographs(orthogonal polarization,transmission)Kfs—K-feldspar;Pl—Plagioclase;Qz—Quartz;Bt—Biotite;Chl—Chlorite

36号伟晶岩围岩为燕山期中粗粒片麻状黑云母二长花岗岩，灰白色-浅肉红色，弱片麻状花岗结构，块状构造，主要矿物为钾长石(35%～38%)、斜长石(28%)、石英(25%)、黑云母(7%)、白云母(2%)；副矿物有锆石、磷灰石、黄铁矿等。其中，钾长石为肉红色，半自形板柱状，他形粒状，镜下可见格子双晶；斜长石为半自形粒状，镜下可见聚片双晶；长石石英多具碎裂化，长石中常包裹蠕虫状石英；黑云母、白云母定向排列，黑云母多具绿泥石化（李鹏，2017）。

3 采样位置及测试方法

本文选取36号伟晶岩脉地表新鲜露头进行刻槽取样3件，刻槽深度10 cm，样槽宽10 cm，并从中挑选白云母进行年龄测定。HS36-1为微斜长石钠长石带，HS36-2和HS36-3为钠长石石英带。

样品主量、微量元素、稀土量元素及气体成分分析在国家地质实验测试中心进行，其中，主量元素检测方法依据为JY/T015-1996、GB/T14506.2-2010，GB/T14506.14-2010、LY/T1253-1999，测试仪器为X射线荧光光谱仪（PW440）。微量、稀土元素检测方法依据GB/T14506.30-2010，测试仪器为等离子质谱仪（PE300D）。CO2、B、F测试方法分别依据NY/T 86-1988、DZ/T0223-2001、DZG20.10-1990；B检测仪器为等离子光谱仪(PE8300)，F检测仪器为离子选择性电极。主量元素分析精度优于2%；微量元素分析精度优于3%。实验操作流程参考Liu等（2015）。

40Ar/39Ar同位素定年测试分析在中国地质科学院地质研究所氩氩实验室完成。选取纯的白云母（纯度＞99%）用超声波清洗，清洗后的样品被封存进石英瓶中送核反应堆中接受中子照射，照射工作是在中国原子能科学研究院的“游泳池堆”中进行的。样品升温阶段用石墨炉进行加热，每个阶段加热10 min，净化20 min。质谱分析是在多接收稀有气体质谱仪Helix MC上进行的，每个峰值均采集20组数据，所有数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K2SO4和CaF2来获得。37Ar经过放射性衰变校正，40K衰变常数λ=5,543×10-10年-1，用ISOPLOT程序计算坪年龄及正、反等时线（Ludwig，2001），坪年龄误差以2σ给出。测试方法及详细实验流程参考陈文等（2006）和张彦等（2006）。

4 测试结果

4.1 伟晶岩全岩地球化学测试结果

本次分析测试结果（表1）显示，36号伟晶岩总体表现出高硅，w（SiO2）为72.87%～76.21%，平均值74.14%；高铝，w（Al2O3）为13.69%～15.14%，平均值14.54%；相对富碱，w（Na2O+K2O）为6.59%～8.33%，平均值7.46%；低钙（w（CaO）为0.22%～1.38%，平均值0.61%）、镁（w（MgO）为0.07%～0.12%，平均值0.09%）、铁（w（Fe2O3+FeO）为0.42%～0.77%，平均值0.62%）；HS36-2号和HS36-3号样品由于钾矿物（微斜长石和白云母）含量较高（约36%），w（K2O）较高。36号伟晶岩A/NK值1.38～1.53，平均1.48；铝饱和指数A/CNK比值1.19～1.45，平均1.32；为高钾钙碱性系列（图5a）。在A/CNK-A/NK图（图5b）中，表现出过铝质岩浆岩性质，与围岩中粗粒片麻状黑云母二长花岗岩一致，但A/CNK值比围岩略高。

图5 36号伟晶岩样品SiO2-K 2O图解（a，据Peccerillo et al.,1976）和A/CNK-A/NK图解(b，据Maniar et al.,1989；花岗岩样品数据RLG4-1～4-3引自李鹏，2017)Fig.5 SiO2-K 2O diagram(a，after Peccerillo et al.,1976)and A/CNK-A/NK diagram(b，after Maniar et al.,1989;RLG41～4-3 data of granite samples are after Li,2017)of the No.36 pegmatite

表1 36号伟晶岩样品全岩主量元素分析结果Table 1 Whole rock major elementsdata of the No.36 pegmatite

通过微量元素分析结果（表2）及原始地幔标准化蛛网图（图6a）可知，36号伟晶岩总体上富集Nb、Ta、Hf、U等高场强元素（HFSE），相对亏损Ba、Sr等离子亲石元素（LILE)。Rb/Sr比值1.17～28.83，Nb/Ta比值1.60～6.27，Rb/Cs比值9.12～13.33，Zr/Hf比值0.08～34.27，稀碱总量（334.9～1002.4）×10-6。不相容元素Rb、Cs、Nb、Ta、Hf等的富集，表明岩浆分异演化程度较高。由于不相容元素在岩浆演化晚期流体中聚集，因此，钠长石石英带中Nb、Ta含量较微斜长石钠长石带要高，且在岩浆演化过程中锆石的Zr与Hf、Th、U、Y等元素的置换比例增大（Černýet al.,1985；Wang et al.,2003），导致钠长石石英带与微斜长石钠长石带中Zr、Hf、Th、U元素含量的差异性。Ti的亏损暗示了钛铁矿可能已发生明显的分离结晶或源区存在寄生矿物的残留（李鹏等，2019a）。

表2 36号伟晶岩样品微量元素分析结果Table 2 Whole rock trace elements data of the No.36 pegmatite

伟晶岩稀土元素总量（ΣREE）为13.95×10-6～71.63×10-6，平均33.50×10-6，稀土元素总量较低，表现为轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，轻、重稀土元素比值介于4.65～19.41。在稀土元素配分型式图（图6b）中，样品曲线形态基本相似，HS36-2号样品可能受到稀土矿物的干扰（李鹏，2017），总体为右微倾斜曲线。总体来看，稀土元素较围岩黑云母二长花岗岩低，36号伟晶岩中钠长石石英带稀土元素含量低于微斜长石钠长石带。

图6 36号脉伟晶岩原始地幔微量元素标准化蛛网图（a，标准化数值据Sun et al.,1989）和球粒陨石标准化稀土元素配分图（b，标准化数值据Sun et al.,1989，花岗岩样品数据RLG4-1～4-3引自李鹏，2017；岩体内带伟晶岩样品数据H4引自刘翔等，2019）Fig.6 Primitive mantle normalized trace element spider diagram(a，normalization values after Sun et al.,1989)and chondrite normalized REEpatterns(b，normalization values after Sun et al.,1989)of the No.36 pegmatite

4.2 伟晶岩白云母40Ar-39Ar同位素定年测试结果

本次研究选取了仁里矿床36号伟晶岩HS36-1样品中的白云母进行Ar-Ar同位素定年测试，样品的阶段加热40Ar-39Ar同位素分析结果列于表3，相应的表观年龄谱及反等时线年龄见图7a、b。

本次Ar-Ar同位素定年测试共11个加热阶段，温度变化区间为700～1400℃，其低温释热阶段的视年龄较小，可能是由于矿物低温晶格缺陷或矿物边部少量Ar丢失所致（邱华宁等，1997；袁顺达等，2010），而在高温释热阶段构成了很好的年龄坪。样品总气体年龄为136.6 Ma，在780～1090℃的8个加热阶段析出39Ar占总量的98.71%，区间内各加热阶段给出的年龄变化于136.6～139.1 Ma，构成了稳 定的年龄坪，为(136.6±1.4)Ma（图7a）；相应的36Ar/40Ar-39Ar/40Ar反等时线年龄为(136.3±1.4)Ma（MSWD=1.85），初始40Ar/36Ar值为(306.9±9.7)Ma(图7b)。从分析结果可以看出，样品的总气体年龄、坪年龄、相应的反等时线年龄在误差范围内完全一致，样品的坪年龄可以代表其结晶年龄，为早白垩世(136.6±1.4)Ma。

图7 36号伟晶岩白云母40Ar-39Ar坪平年龄图（a）和反等时线年龄图（b）Fig.7 40Ar-39Ar plateau age(a)and inverse isochron age(b)of muscovite from the No.36 pegmatite

5 讨论

5.1 伟晶岩地球化学演化特征

36号伟晶岩具高硅、高铝、相对富碱、过铝质岩浆岩性质，微量元素表现出Cs、Rb、Nb、Ta、Hf富集，Ba、Ti亏损，轻稀土元素富集、重稀土元素亏损，与围岩花岗岩及仁里矿床外接触带主矿脉5号伟晶岩脉类似（周芳春等，2019a；李鹏，2017；李鹏等，2019a）。36号伟晶岩全岩地球化学特点与华南、川西、藏南及国外重熔型、浅成型及浅色花岗岩模式相近，而与幔源型和交代型花岗岩的特点不同，说明伟晶岩和黑云母二长花岗岩具有相同的物质来源，属于地壳重熔的结果（李鹏，2017）。

钠长石石英带（HS36-2、HS36-3）较微斜长石钠长石带（HS36-1）具较高的Rb、Cs、Nb、Ta等稀有金属元素含量，这是因为花岗伟晶岩中的Rb、Cs为不相容元素常在岩浆演化晚期流体中聚集，Nb、Ta除铌钽矿物外，主要分散于云母、石榴子石、钛铁矿、锆石和电气石中（刘英俊等，1984），故钠长石石英（含白云母）带Rb、Cs、Nb、Ta含量较高。伟晶岩中指示成岩成矿流体分异演化程度的Rb/Cs、Zr/Hf、Nb/Ta值由微斜长石钠长石带至钠长石石英带降低，A/CNK值则表现出增大的趋势，A/CNK指数与Nb、Ta等稀有金属元素的含量呈现相同的变化趋势。这些岩石化学指数变化趋势与过铝质花岗岩和伟晶岩的分异演化趋势一致，表现出稀有金属元素的富集程度与花岗岩分异演化程度的良好相关性，说明稀有金属成矿严格受岩浆的分异演化控制。

花岗伟晶岩的形成过程是一个从岩浆到热液的演化过程（卢焕章等，1996），有残余熔浆结晶成因及交代成因2种观点（朱金初等，2000），但热液阶段作用往往对成矿起到重要作用，如新疆阿尔泰3号伟晶岩及四川甲基卡308号伟晶岩（朱金初等，2000；代鸿章等；2018）。仁里矿田位于岩体外接触带片岩地层中的主矿脉（如5号脉）具有良好的内部结构分带及分异演化规律，各分带矿物生成顺序及各分带岩石化学指数变化反映了脉体的分异演化程度及稀有金属矿化顺序，即岩浆分异演化程度增高，稀有金属析出顺序大致为Be→Nb→Li→Cs+Ta，脉体由边部至核部主要的碱性元素组合类型大致由K→K+Na→Na+Li→Li+Cs规律变化，与稀有金属演化顺序相对应（李鹏等，2019a），表明仁里矿床伟晶岩经历了充分的分异演化，并存在岩浆-热液2阶段成矿作用（周芳春等，2019a；王臻等，2019；李鹏等，2019a）。仁里矿床伟晶岩脉普遍白云母化及钠长石化，36号脉也不例外，脉体中出现的钠长石化以及局部出现的方铅矿、闪锌矿化及绿泥石化，暗示着热液作用的存在，说明其亦经历了岩浆结晶分异晚期热液阶段的成矿作用。

5.2 伟晶岩成岩成矿时代

本次对仁里矿床36号伟晶岩白云母40Ar-39Ar测年数据为136.6 Ma，可代表岩体内部伟晶岩成矿时代，同时也是铌钽成矿时代。

稀有金属伟晶岩的成岩成矿与岩浆活动密切相关，幕阜山地区岩浆岩活动最早始于新元古代，晚侏罗世活动达到高峰，直至白垩纪早期结束（傅昭仁等，1999；李鹏等，2017；彭和求等，2004；李鹏春，2006；许德如等，2017）。晚侏罗世—早白垩世花岗岩区域分布广泛，包括黑云母花岗闪长岩体、石英二长岩体、黑云母二长花岗岩体、二云母二长花岗岩体及白云母二长花岗岩体，各岩体依次侵入、演化程度逐步增高（李鹏等，2017）。前人在幕阜山花岗岩成岩时代开展的年代学研究表明（表4），幕阜山岩体从闪长岩到二云母花岗岩年龄为侏罗纪—白垩纪，存在多期次岩浆活动。幕阜山早期岩体闪长岩年龄为149～154 Ma（湖南省地质局区域地质测量队，1978；湖北省地质调查院，2013；Wang et al.,2014；Ji et al.,2017；2018）。黑云母二长花岗岩年龄为140～151 Ma（湖南省地质局区域地质测量队，1978；Wang et al.,2014；Ji et al.,2017；2018；许畅等，2019；李鹏等，2020；湖南省核工业地质局三一一大队，2020）。二云母二长花岗岩年龄为131～139 Ma（湖北省地质调查院，2013；Ji et al.,2017；2018；张鲲等，2017；湖南省地质调查院，2017；湖南省核工业地质局三一一大队，2020）。晚期二云母花岗岩小岩株年龄为98～117 Ma（Ji et al.,2018；湖南省地质调查院，2017）。根据野外观察、镜下鉴定岩性特征及成岩年龄，可将幕阜山岩体期次大致划分为：①燕山早期（154～145 Ma），岩性主要为花岗闪长岩、粗中粒似斑状黑云母二长花岗岩；②燕山晚期第一次（145～140 Ma），岩性主要为片麻状黑云母二长花岗岩；③燕山晚期第二次（140～130 Ma），岩性主要为中细粒二云母二长花岗岩；④燕山晚期第三次（117～98 Ma），岩性主要为细粒二云母二长花岗岩。与岩浆连续结晶分异成因的伟晶岩模型相似，仁里矿田内伟晶岩由岩体内接触带往岩体外接触带形成了完整的演化序列，由黑云母伟晶岩→二云母伟晶岩→白云母伟晶岩→锂云母伟晶岩→锂辉石白云母伟晶岩过渡，形成了较完整的稀有金属演化序列：无矿化→Be→Be+Nb+Ta→Be+Nb+Ta+Li→Be+Nb+Ta+Li+Cs（李鹏等，2017；刘翔等；2019）。

表4 幕阜山花岗岩同位素测年结果表Table 4 Isotopic dating results of the Mufushan granite

结合幕阜山地区伟晶岩的年代学研究数据（表5），李鹏等（2017）断峰山铌钽矿床中白云母和大兴绿柱石矿床中白云母40Ar-39Ar测年数据（127.7 Ma和130.5 Ma）和李鹏等（2019a）仁里5号脉锂云母40Ar-39Ar测年数据（125.7 Ma），认为该年龄代表了区域岩浆分异演化晚阶段，近热液体系中稀有金属聚集成矿的时代，仁里矿床铌钽铁矿U-Pb测年数据为133.0 Ma（Li et al.,2020）。刘翔等（2019）得出传梓源矿床106号脉白云母40Ar-39Ar年龄为130.8Ma。周芳春等（2020）仁里矿床5号脉辉钼矿Re-Os同位素年龄为130.5 Ma。传梓源矿床206号脉白云母40Ar-39Ar测年数据为135.4 Ma（湖南省核工业地质局三一一大队，2020）。虹桥含绿柱石白云母伟晶岩中的辉钼矿Re-Os测年结果为145.8 Ma（湖南省核工业地质局三一一大队，2020）。综上可知，幕阜山地区伟晶岩的形成与区域花岗岩矿床的成矿年龄应介于125～145 Ma，位于早白垩世，早期以Be矿化为主，如幕阜山虹桥地区含绿柱石白云母伟晶岩，主成矿阶段为135～125 Ma，仁里矿床的5号脉、传梓源矿床106、206号脉等主矿脉成矿年龄均属于此阶段，伟晶岩由早到晚经历了充分的分异演化，并在分异演化最完善的伟晶岩核部出现了晚期热液阶段稀有金属成矿作用，富含Be、Nb、Ta、Li、Cs矿化。此成矿阶段（135～125 Ma）亦可大致对应仁里矿田稀有金属成矿热液叠加导致大规模成矿作用阶段，形成了高品位仁里铌钽矿床。本次对仁里矿床36号脉白云母40Ar-39Ar测年数据为136.6 Ma，可对应燕山晚期早阶段黑云母二长花岗岩成岩成矿作用，为岩浆连续分异演化的中间阶段产物，属幕阜山仁里矿田稀有金属大规模成矿作用的早阶段，矿化以Be、Nb、Ta为主。

表5 幕阜山地区稀有金属成矿年龄统计表Table 5 Metallogenic age of rare metals of Mufushan granite

中侏罗世以来，主要受古太平洋板块向西俯冲-弧后伸展和陆内深部构造作用，华南地块形成了NNE向断裂系统以及盆岭相间的盆山体系（毛景文等，2004；2007；舒良树等，2004；2006；彭和求等，2004；刘翔等，2019），爆发了华南地区中生代大规模成矿作用（毛景文等，2004）。幕阜山地区定位于二级构造单元过渡部位形成的中生代构造岩浆隆起带，经历了先挤压后伸展的构造环境，含铌钽矿伟晶岩脉形成于区域后造山构造环境的伸展构造体制，多期造山与燕山期陆内活化是仁里矿田稀有金属成矿的有利地质背景，多阶段的伸展作用导致幕阜山地区多期大规模的多金属成矿作用发生（刘翔等，2018；2019），形成了一批铌钽锂铍、铜铅锌、金、铀等多金属矿床。早白垩纪为稀有金属成矿高峰期，以仁里超大型铌钽多金属矿床为代表。

5.3 36号伟晶岩与幕阜山花岗岩成因关系

仁里矿田伟晶岩空间分布显示，伟晶岩距幕阜山花岗岩由近及远呈现出规律的类型分带，表明其形成与幕阜山关系密切。根据伟晶岩与花岗岩形成机理，幕阜山地区伟晶岩与各酸性岩体间有2种关系（李鹏，2017）：一是伟晶岩是各酸性岩体侵位后，深部岩浆房继续演化再次侵位形成各类伟晶岩脉，如仁里矿床5号脉；二是伟晶岩是各酸性岩浆、特别是晚期酸性岩浆侵位后结晶残余岩浆结晶分异的产物，如幕阜山岩体中部黄泥洞-三岔锅地区的伟晶岩。

根据本次野外观察、镜下特征及室内测试的结果可知，36号伟晶岩与围岩黑云母二长花岗岩在地质特征与矿物组成上具相似性，产于黑云母二长花岗岩中的伟晶岩与岩体在物质组成上呈继承关系，总体具有相似的地球化学特征，高硅、高铝、相对富碱、过铝质岩浆岩性质。

云母和钾长石的K/Rb比值可以指示花岗岩和伟晶岩的分异演化程度（London.,2008），由于Rb在自然界主要以分散形式存在，不形成单独矿物，岩浆作用中的Rb，在钾矿物中都可以形成广泛的类质同像，且花岗岩浆分异作用过程中Rb与K紧密相关，具有成因关系的花岗岩系列中K/Rb比值变化不大（刘英俊等，1984）。由幕阜山花岗岩K-Rb关系曲线（图8a）可知，从中粗粒黑云母二长花岗岩到中细粒二云母二长花岗岩再到稀有金属伟晶岩（5、2、36号伟晶岩）Rb含量逐渐升高，指示成岩成矿流体分异演化程度的Nb/Ta、Zr/Hf值逐渐降低（图8b)，黑云母二长花岗岩与二云母二长花岗岩具有较为一致的线性趋势线，暗示了两者在成因上相关，可看作幕阜山复式岩体中的同源多次侵入体。从岩石化学指数变化趋势图（图9）中可以看出，36号伟晶岩与围岩黑云母二长花岗岩具有一致的变化趋势，从花岗岩到伟晶岩，A/CNK值逐渐增大，Rb/Cs、Nb/Ta比值减小，稀碱总量增加，与典型的花岗岩-伟晶岩演化规律一致，可解释为稀有金属伟晶岩与黑云母二长花岗岩有着成因上的关系，后者可能为前者成矿母岩。伟晶岩与黑云母二长花岗岩之间良好的熔体化学演化关系，暗示围岩及脉体是同源岩浆连续分异演化并最终导致成矿；两者具成因关系在年龄上也表现出了相关的证据：36号伟晶岩白云母坪年龄(136.6±1.4)Ma，与黑云母二长花岗岩锆石U-Pb年龄(140.2±0.3)Ma（李鹏，2017）接近，由于富挥发分和稀碱金属会造成固结温度降低，这个时间间隔完全合理。这一现象与仁里矿床5号脉不一致，仁里矿床地表出露的花岗岩与5号伟晶岩脉稀有金属含量存在较大的差距，表现出一种突变关系，且年龄上存在明显差距，李鹏等（2019a；2020）推测花岗岩与5号伟晶岩形成于同源的共岩浆房，为岩浆连续分异演化的中间阶段侵入体，并非直接分异出稀有金属伟晶岩的母岩。

图8 幕阜山花岗岩及稀有金属伟晶岩特征元素K-Rb（a）及Nb/Ta-Zr/Hf（b）变化趋势图（花岗岩样品数据引自李鹏，2017；5号伟晶岩数据引自李鹏等，2019a；2号伟晶岩数据引自刘翔等，2019）Fig.8 Characteristic elements K-Rb(a)and Nb/Ta-Zr/Hf(b)trend chart of granite and rare metal pegmatite from the Mufushan area(the data of granite samples are from Li,2017;No.5 pegmatite data are from Liet al.,2019a;No.2 pegmatite data are from Liu et al.,2019)

图9 仁里矿床花岗岩-伟晶岩岩石化学指数变化趋势图Fig.9 Petrochemical index trends of the granites and pegmatites from the Renlideposit

综上可知，36号伟晶岩与围岩黑云母二长花岗岩在地质特征与矿物组成上相似，在物质组成上呈继承关系，全岩地球化学特征显示二者之间良好的熔体化学演化关系，表明围岩及脉体是同源岩浆连续分异演化并最终导致成矿。36号伟晶岩为围岩黑云母二长花岗岩岩浆侵位后残余岩浆结晶分异的产物，两者具成因关系。

5.4 找矿意义

区域后造山构造环境的伸展体制下，相对稳定、封闭的环境有利于花岗质岩浆的长时间分异演化。仁里矿田冷家溪群云母片岩中发育的片理及其本身的韧性为伟晶岩浆侵入提供了较为封闭的就位空间，再加上片岩中高含量云母使得伟晶岩浆冷却速率减慢，富含挥发分的低黏度花岗伟晶岩熔体在运移或侵位于围岩地层裂隙时，运移距离及时间较长，花岗伟晶岩熔体能够较充分交代早期伟晶岩及围岩中一些早期形成的矿物，使一些有用元素(如Li、Be、Nb、Ta等稀有元素)进一步富集（李名则等，2008），外接触带云母片岩地层更有利于稀有金属的富集成矿。而产于岩体内的36号脉为花岗质岩浆分离出的伟晶岩熔体沿岩体张性构造裂隙向外运移过程中发生结晶分异作用形成，但由于在岩体内部裂隙中运移和侵位的距离较短，从而时间也较短，缺乏长期相对封闭稳定空间，结晶分异过程中残余熔体不易富集挥发性组分和稀有金属，结晶分异不完整，发生交代作用强度不够，导致伟晶岩分带性、规模及含矿性较片岩地层伟晶岩差，矿化往往以Be或Be、Nb、Ta为主，与5号脉有较明显区别，野外观察现象及地球化学特征亦可证明。36号伟晶岩由于受岩体构造裂隙控制，形态更复杂，与岩体外接触带片岩地层中受层状构造控制的伟晶岩不一致。

仁里矿田岩体内接触带以黑云母伟晶岩、二云母伟晶岩为主，有较强的钠长石化地段可见铌钽矿化，以寻找Be、Nb、Ta为主；岩体外接触带以二云母伟晶岩、白云母伟晶岩为主，该类型伟晶岩普遍钠长石化，具有较强的铌钽等稀有金属矿化，最外侧可见锂辉石白云母伟晶岩，见有锂矿化，外接触带稀有金属矿化强、规模大，以寻找Be、Nb、Ta、Li、Cs为主。

6 结论

（1）仁里矿田岩体内接触带36号伟晶岩具有具高硅、高铝、低钙镁铁、相对富碱，（高钾）钙碱性及过铝质特征；微量元素总体上富集Nb、Ta、Hf、U等高场强元素（HFSE），相对亏损Ba、Sr等离子亲石元素（LILE)，不相容元素Rb、Cs、Nb、Ta、Hf等的富集，表明岩浆分异演化程度较高；稀土元素总量较低，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，显示具壳源特征。

（2）36号伟晶岩白云母Ar-Ar坪年龄为（136.6±1.4）Ma，表明其成矿作用发生在早白垩纪，为仁里矿田稀有金属大规模成矿作用的早阶段产物。

（3）地球化学及矿物学特征显示，36号伟晶岩与花岗岩围岩具有良好的演化关系，结合野外观察现象及成岩年龄，认为36号伟晶岩为花岗质岩浆侵位后残余岩浆结晶分异的产物，母岩为中粗粒片麻状黑云母二长花岗岩。

致 谢感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见，在此表示诚挚的谢意。