湖南仁里稀有金属矿田206号锂辉石伟晶岩脉地球化学特征及成矿时代*

张立平，李 鹏，黄志飚，刘 翔，李建康，黄小强，苏俊男，周芳春，曾 乐，陈 虎，姜鹏飞

（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；4中国地质大学，北京 100083）

仁里稀有金属矿田位于湘东北幕阜山岩体西南部—岩体外接触带伟晶岩密集区，在矿田内分布有仁里超大型铌钽矿床、传梓源中型锂铌钽矿床及5个小型矿床（点）（图1），是近年华南地区新发现的重要铌钽等稀有金属资源基地。矿田内稀有金属矿形成于区域后造山环境，受大型层状构造与燕山期岩浆岩联合控矿，总体具有北铌钽、南锂的特征。围绕幕阜山岩体，伟晶岩从低分异的微斜长石类向高分异的钠长石类、锂辉石类演化，并对应形成了Be→Nb、Ta→Li较为完整的稀有金属演化序列(刘翔等,2019;张立平等,2020)；经过对伟晶岩矿物学、岩石地球化学、成矿年代学、同位素等初步研究，显示区内稀有金属矿床形成于燕山期大规模成矿作用，伟晶岩表现出相对富碱、过铝质特征，稀有金属成矿发生在岩浆活动的晚期，并经历了岩浆-热液两阶段成矿作用(李鹏春,2006;李鹏等,2017;2019;周芳春等,2019;Li et al.,2020;Xiong et al.,2020)。

前人主要以仁里铌钽矿床为研究对象，对矿床成矿地质特征，典型伟晶岩脉（5号脉）矿物学、地球化学、成矿年龄等进行过研究（李鹏等,2019;刘翔等,2018;2019;王臻等,2019;周芳春等,2019;Li et al.,2020;Xiong et al.,2020），初步构建了仁里矿床模型(李鹏,2017;周芳春等,2019)；但对矿田内锂矿成矿研究相对较少，特别是对矿田内传梓源矿床中规模最大的206号锂辉石伟晶岩脉尚未开展细致的研究工作，其次稀有金属成矿作用中铌、钽、锂等稀有元素富集过程研究相对匮乏，稀有金属成矿时代、期次也有待厘定，对稀有金属成矿与燕山期多期次岩浆活动的关系尚不清楚。本文拟对206号锂辉石伟晶岩脉进行全岩地球化学及白云母Ar-Ar年代学研究，分析锂辉石伟晶岩地球化学特征，厘定锂辉石伟晶岩形成时代，并对幕阜山复式花岗岩体及伟晶岩年代学、地球化学特征等统计、对比分析，以进一步探讨稀有金属成矿作用元素富集变化过程及伟晶岩与花岗岩的关系，划分稀有金属成矿期次，为矿田稀有金属找矿工作提供指导。

1 区域及矿床地质特征

湘东北幕阜山地区位于扬子陆块东南缘江南新元古代造山带中段北缘，区域经历了多期构造事件，特别是中侏罗世—白垩纪的古太平洋板块与欧亚大陆斜俯冲运动(毛景文等,2004;孙卫东等,2008;刘凯等,2016)，发生了大规模的岩浆侵入活动，为稀有金属成矿提供了有利的地质条件。区域大规模出露新元古界冷家溪群变质基底，由沉积韵律特别发育的一套巨厚的碎屑岩、泥质岩和凝灰岩等岩石组成，普遍浅变质；该地层是本区最重要的基底矿源层，同时也是稀有金属伟晶岩脉的围岩。区内构造复杂，多期构造事件形成了以东西向构造为基础、北（北）东向构造为主、北西（西）向构造为次的构造格局(许德如等,2017;刘翔等,2019)，主要深大断裂具有北西早、北东晚，且存在长时间多期复合特征(崔志强等,2016)。区内岩浆活动强烈，存在2个时期侵入岩：①以梅仙、三墩等岩体为代表的新元古代花岗岩，岩体规模小，地表多呈近等轴圆形或北西向延长状，总体呈北西向排布，该期岩体为壳幔成因I型花岗岩，形成于大陆火山弧构造背景(马铁球等,2009;黄志飚等,2018)；②以幕阜山岩体为代表的晚侏罗世—白垩纪花岗岩，岩体呈巨大舌状岩基产出，为中生代构造-岩浆活动形成的多期次复式岩体，岩浆持续活动多期次侵入，从早到晚依次生成了花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩、白云母二长花岗岩，并在岩浆活动晚期发育了大量伟晶岩。

仁里稀有金属矿田位于幕阜山复式花岗岩体西南缘—岩体内外接触带伟晶岩密集区。沿岩体外接触带大范围出露云母片岩，构成了近10 km宽的片岩带，带内片理发育，为伟晶岩脉侵入提供了空间。矿田位于区域枫林-浆市断裂（F76）与九鸡头-苏姑尖断裂（F51）夹持区，构造以NE(或NNE)向构造为主,复合改造NW向及近EW向构造，呈现立交桥式的构造格局(刘翔等,2019)，其中，片岩带内发育的北西向断裂与北西向片理组合构成层状构造，控制了平行密集分布的伟晶岩脉产出。矿田内伟晶岩十分发育，总体分布于岩体内外接触带附近15 km范围内（图1），主要沿断裂、节理、层理或在花岗岩与围岩接触面侵入，形成脉状、透镜状、囊状等形态不一的岩脉,以北西向、北东向为主；围绕舌状岩基，伟晶岩成群成带产出，具水平分带特征：从花岗岩体内向外依次可划分出微斜长石伟晶岩带(Ⅰ)→二云母微斜长石钠长石伟晶岩带(Ⅱ)→白云母微斜长石钠长石伟晶岩带(Ⅲ)→白云母钠长石伟晶岩带(Ⅳ)→锂辉石钠长石伟晶岩带(Ⅴ)；不同分带伟晶岩矿物组合及地球化学特征有一定差异，对应形成了较完整的稀有金属演化序：Be→Be+Nb→Be+Nb+Ta→Be+Nb+Ta+Li+Cs(刘翔等,2019;张立平等,2020)。

图1 仁里矿田地质简图(据刘翔等,2019改)1—第四系；2—白垩系；3—寒武系—震旦系；4—冷家溪群；5—燕山晚期第4次侵入体（细粒二云母二长花岗岩）；6—燕山晚期第2次侵入体（中细粒二云母二长花岗岩）；7—燕山晚期第1次侵入体粗(黑云母二长花岗岩)；8—新元古代花岗岩体(中细粒黑云母斜长花岗岩)；9—伟晶岩及编号；10—石英脉；11—地质界线；12—区域断裂及编号；13—次级断裂及编号；14—岩相界线；15—伟晶岩分带及编号；16—取样位置Ⅰ—微斜长石伟晶岩带；Ⅱ—二云母微斜长石钠长石伟晶岩带；Ⅲ—白云母微斜长石钠长石伟晶岩带；Ⅳ—白云母钠长石伟晶岩带；Ⅴ—锂辉石钠长石伟晶岩带Fig.1 Simplified geologic map of the Renliore field(modified after Liu et al.,2019)1—Quaternary;2—Cretaceous;3—Cambrian—Sinian;4—Lengjiaxi Group;5—Thefourth phaseintrusion of the Late Yanshanian(fine-grained two mica monzogranite);6—The second phase intrusion of the Late Yanshanian(medium-fine-grained two mica monzogranite);7—The first phase intrusion of the Late Yanshanian(biotite monzogranite);8—Neoproterozoic granitoids(mid-fine-grained biotite plagiogranite);9—Pegmatite and numbering;10—Quartz veins;11—Geological boundaries;12—Regional fault structureand numbering;13—Secondary fault structure and numbering;14—Lithofaciesboundaries;15—Thetypeand number of pegmatite;16—Theposition of samplesⅠ—Microcline pegmatitezone;Ⅱ—Two micamicrocline albitepegmatitezone;Ⅲ—Muscovitemicroclinealbitepegmatitezone;Ⅳ—Muscovite albite pegmatite zone;Ⅴ—Spodumene albite pegmatite zone

206号脉为仁里矿田传梓源矿床内规模最大的1条锂辉石伟晶岩脉，脉体位于岩体外接触带的锂辉石钠长石伟晶岩带（V）中（图2a～e），地表出露长约2.3 km，宽约14～25 m，走向北西，倾向南西，倾角约47°～81°，脉体斜切片理产出（图2a、b）。206号脉结构分带简单，可分为锂辉石钠长石结构带及白云母钠长石结构带，以前者为主，占脉体面积＞80%，分布于脉体中部，岩性为锂辉石钠长石伟晶岩，带中锂辉石定向排列（图2c），地表及浅部因锂流失，多变为腐锂辉石，但仍保持定向排列结构（图2d）；白云母钠长石结构带分布于脉体两侧或一侧（图2e），占脉体面积＜20%，岩性为白云母钠长石伟晶岩。206号脉伟晶岩主要矿物为钠长石、石英、锂辉石、白云母，微斜长石，次要矿物为石榴子石、锂云母、绿柱石、锆石等，具伟晶作用“Na-Li”阶段矿物组合特征(邹天人等,1975)。

图2 206号脉露头及素描图a、b.206号脉地表露头（局部）；c.定向排列锂辉石；d.地表腐锂辉石；e.206号脉素描图1—浮土；2—云母片岩；3—白云母钠长石结构带；4—锂辉石钠长石结构带；5—白云母测年取样位置；6—全岩样取样位置及编号Fig.2 Outcrops and the sketch map of the No.206 pegmatite veina,b.No.206 pegmatite vein outcrops(local);c.Oriented array of spodumene;d.Surface spodumene;e.Sketch of the No.206 vein 1—Top soil;2—Mica schist;3—Muscovite albite pegmatite zone;4—Spodumene albite pegmatite zone;5—The position of sampling for muscovitedating;6—Samplelocation and number of wholerock

白云母钠长石伟晶岩，主要由粒径0.3～4.5 mm的板条状钠长石、他形变晶粒状石英、不规则片状白云母、粒状石榴子石构成细晶粒状结构，块状构造（图3a）。其中，钠长石（36%～53%）晶体大小不一（图3e），粒径0.3～6.8 mm，板条状、板柱状，具明显的钠长石律聚片双晶（图3f），集合体略显定向排列；石英（15%～30%）他形晶粒状集合体，粒径0.3～4.5 mm粒状，一级亮白干涉色，与钠长石互嵌，部分晶体受应力作用略显波状消光；白云母（15%～22%）不规则片状集合体状，干涉色鲜艳，集合体显定向排列，分布长英质粒间，部分变质过渡为绢云母、伊利水云母；石榴子石（5%～10%），他形粒状，正高突起，晶体多发育裂纹，均质，分散分布。

锂辉石钠长石伟晶岩具伟晶结构，局部呈不等粒半自形粒状结构。主要由钠长石(35%～42%)、石英(20%～32%)、锂辉 石(10%～20%)、钾 长石(10%～15%)和少量白云母(6%～10%)、锂云母（＜5%）组成。其中，手标本中锂辉石显白色、绿色、赭红色，呈薄板状、毛发状定向排列（图3b、c），柱状晶体粒径较大，可达100 mm，镜下锂辉石晶体具近于垂直的解理（图3g），一级干涉色，正高突起，分布具有一定的定向性，可见聚片双晶，蚀变强烈，局部发育绢云母化、锂绿泥石化、硅化，仅残留少量晶体（图3h）；石英，他形粒状，粒径0.5～5.5 mm，一级亮白干涉色，与钠长石互嵌；钠长石，板片状、叶片状，板柱状，晶体大小不一，粒径0.5～6 mm，具钠长石律聚片双晶；白云母颗粒较小，不规则片状集合体状，干涉色鲜艳，分布长英质粒间；锂云母沿裂隙分布（图3d），为淡紫色，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（图3i）；钾长石颗粒较大，可见格子双晶(图3i)。

图3 206号脉手标本及显微镜正交偏光照片a.白云母钠长石伟晶岩；b、c.锂辉石钠长石伟晶岩；d.产于裂隙中的锂云母；e.白云母钠长石伟晶岩；f.钠长石律聚片双晶；g、h.锂辉石钠长石伟晶岩；i.伟晶岩中锂云母Kfs—钾长石；Ab—钠长石；Ms—白云母；Qz—石英；Grt—石榴子石；Spd—锂辉石；Lpd—锂云母Fig.3 Hand specimen photographs of the No.206 pegmatite vein and their microscopic characteristics(orthogonal polarization)a.Muscovite albite pegmatite;b,c.Spodumene albite pegmatite;d.Lithium mica in fractures;e.Muscovite albite pegmatite;f.Albite twns;g,h.Spodumene albite pegmatite;i.Lithium mica in pegmatite Kfs—Orthoclase;Ab—Albite;Ms—Muscovite;Qz—Quartz;Grt—Garnet;Spd—Spodumene;Lpd—Lepidolite

2 样品采集及测试方法

本次研究选取206号锂辉石脉地表新鲜露头进行连续刻槽取样，单样长度1 m，共计采集全岩样品20件，其中，锂辉石钠长石伟晶岩样品16件（H01-H16），白云母钠长石伟晶岩样品4件（H17-H20），并从锂辉石钠长石伟晶岩中挑选岩浆阶段结晶的白云母进行年龄测定，具体采样位置见图2e。

样品主量、微量元素、稀土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/T 14506.20-2010、GB/T 14506.14-2010、LY/T 1253-1999，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为GB/T 14506.30-2010，测试仪器为等离子质谱仪（PE300D）。主量元素分析精度优于2%；微量元素分析精度优于3%。

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分钟，净化20分钟。质谱分析是在多接收稀有气体质谱仪He‐lix 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=5.543×10-10a-1，用ISOPLOT程序计算坪年龄及正、反等时线，坪年龄误差以2σ给出。详细实验流程参考陈文等，2011。

3 测试结果

3.1 全岩地球化学

伟晶岩主量、微量元素分析结果见表1、表2，分析结果显示206号脉不同结构带伟晶岩均具以下特征：高硅（w(SiO2)为70.97%～79.22%，平均75.39%）；高铝（w(Al2O3)为12.55%～16.67%，平均14.93%）；低钙（w(CaO)为0.06%～0.15%，平均0.1%）；相对富碱（w(Na2O+K2O)为5.26%～11.72%（H13样品含量3.4%），平均7.77%）。伟晶岩A/CNK比值1.02～2.96，平均值1.44。在SiO2-K2O图（图4a）中，伟晶岩样品多落在钙碱性系列，部分为高钾钙碱性系列；A/CNK-A/NK图（图4b）中伟晶岩在A/CNK-A/NK图解投影较有规律，表现出过铝质岩浆岩性质。

图4 206号脉伟晶岩SiO2-K 2O图解(a，Peccerillo et al.,1976)和A/CNK-A/NK图解(b，Piccoli,1989)Fig.4 SiO2-K 2O diagram(a,after Peccerillo et al.,1976)and A/CNK-A/NK diagram(b,after Piccoli,1989)of the No.206 pegmatite vein

表1 206号伟晶岩全岩主量元素（w(B)/%）分析结果Table1 Analysis results of the major elements(w(B)/%)of the whole rock samples from the No.206 pegmatite

表2 206号伟晶岩全岩微量元素分析结果（w(B)/10-6）Table2 Analysis results of the trace elements(w(B)/10-6)of the whole rock samples from the No.206 pegmatite

伟晶岩稀土元素总量（ΣREE）0.27×10-6～1.59×10-6，平均值0.78×10-6，稀土元素总量低，表现为轻稀土元素，重稀土元素分析结果均低于检测下限。在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图5）中，各结构带伟晶岩微量元素含量总体上有相同的变化趋势，均富集Cs、Rb、U、Ta、Nb、Zr、Hf，相对亏损Ba、Ti。微量元素变化图（图6）中：从白云母钠长石伟晶岩到锂辉石钠长石伟晶岩，随分异演化程度升高，稀有金属Li、Be、Nb、Ta、Rb、Cs的含量总体增加，其中，锂辉石钠长石伟晶岩中w(Li)（57×10-6～10197×10-6，平均w(Li)1514.9×10-6）远远高于白云母钠长石伟晶岩中w(Li)（53.8×10-6～421×10-6，平均w(Li)148.3×10-6）。稀有元素Nb与Ta，Rb与Cs具有基本相同的变化趋势，即Nb-Ta、Rb-Cs具有较强相关性，与两者之间相似的地球化学行为有关；A/CNK与Li含量呈正相关，与Rb/Cs比值呈负相关，这可能与伟晶作用“钠-锂”阶段锂辉石为主要的富锂矿物，Rb、Cs主要以类质同像的形式分布于白云母、微斜长石等钾矿物中有关(邹天人等,1975)；Zr/Hf与Nb/Ta呈正相关，这种地球化学行为的高度一致性与离子本身特性有直接关系(刘英俊,1984)。

图5 206号脉伟晶岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔标准值据Sun et al.,1989）Fig.5 Primitive mantle normalized trace elements spider dia‐gram of the No.206 pegmatite vein(normalization values of primitive mantle after Sun et al.,1989)

图6 206号锂辉石脉岩石化学指数变化趋势图a.206号脉稀有金属微量元素变化图；b.206号脉A/CNK、Rb/Cs、Zr/Hf、Nb/Ta变化Fig.6 Variation trend charts of petrochemical index of the No.206 pegmatite veina.Changediagram of raremetal traceelementsof the No.206 vein;b.Thechangediagram of A/CNK,Rb/CS,Zr/Hf,Nb/Taof the No.206 vein

3.2 白云母40Ar-39Ar同位素定年

白云母同位素定年样品的阶段加热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7。

表3 仁里矿田206号伟晶岩白云母40Ar-39Ar阶段升温测年数据Table3 40Ar-39Ar stepwise heating analytical result of muscovitein the No.206 pegmatite from the Renliore field

206号脉白云母样品共13个加热阶段，温度变化区间700～1400℃，样品总气体年龄135.5 Ma。其中在800～1180℃的11个加热阶段析出的39Ar占总量的99.38%，区间内各加热阶段给出的年龄变化于134.9～137.3 Ma，构成了稳定的年龄坪，为(135.4±1.4)Ma（图7a）。在反等时线图（图7b）上，各数据相关性好，等值线年龄与坪年龄相一致，为(134.8±1.4)Ma（MSWD=1.17），初始40Ar/36Ar值为(317.0±10.8)Ma。

图7 仁里矿田206号脉白云母40Ar-39Ar坪年龄图（a）及反等时线图（b）Fig.7 40Ar-39Ar plateau age(a)and inverse isochron age(b)of muscovite in the No.206 vein from the Renli ore field

4 讨 论

4.1 稀有元素的富集成矿作用

稀有金属伟晶岩成岩成矿作用是复杂的，往往经过岩浆、岩浆-热液过渡、热液多阶段的作用(朱金初等,2000;张辉,2001;张爱铖等,2004;Lüet al.,2012;吕正航等,2013;马圣钞等,2019)。对矿田内5号伟晶岩脉的云母、长石等矿物研究表明，铌钽等稀有金属矿床经历了岩浆-热液两阶段成矿作用(李鹏等,2019;王臻等,2019;杨晗等,2019)，这一成矿作用过程在宏观上表现出以下几点：①空间上矿田内伟晶岩脉与热液石英脉关系密切，通常在伟晶岩脉上部或者上盘近脉围岩（一般位于伟晶岩脉10 m范围内）能发现与脉体产状基本一致的石英脉；②在结构分带特征明显的伟晶岩脉（仁里5号脉）核部出现热液阶段的锂云母石英核；③在局部热液蚀变伟晶岩中见辉钼矿、方铅矿、黄铜矿等后期热液硫化矿物。

206号脉分布于锂辉石钠长石带（Ⅴ）内，空间上位于伟晶岩水平分带最外侧，距岩体距离最远；脉体具有较为简单的结构分带，未见明显的热液特征矿物出现。206号脉伟晶岩Zr/Hf比值一般为9.66～17.02(平均12.44)，Nb/Ta比值一般为0.85～3.55(平均2.16)，与仁里矿田5号白云母微斜长石钠长石伟晶岩脉相比，Zr/Hf、Nb/Ta比值低且相对集中，这可能是锂辉石伟晶岩一般为稀有金属成矿演化过程后期产物，岩浆在就位时即具有较高的分异演化程度，无需经历连续的分异演化过程就形成了结构较为简单的伟晶岩，这与国内典型的锂辉石伟晶岩地化特征表现一致(王春龙等,2015;秦克章等,2019;周起凤等,2019)，这些互为耦合的地质、矿物及地球化学等特征说明，矿田内206号锂辉石伟晶岩为岩浆阶段末期结晶分异形成，未经后期热液作用过程。

对不同类型伟晶岩岩浆热液过程中稀有元素含量变化分析（图8）：岩浆作用阶段随Zr/Hf比值降低，岩浆分异演化程度的升高，稀有金属Be、Nb、Ta、Li、Rb、Cs含量总体呈上升趋势，其中，Rb、Cs表现出先降后升的规律；除锂辉石钠长石伟晶岩（Ⅴ）具有相对较低且较为集中的Zr/Hf比值外，其他分带伟晶岩Zr/Hf比值范围在40到5之间，分布较连续；岩浆阶段稀有金属元素的富集多发生于晚期，这一时期Zr/Hf为低值区，比值约8～15。从岩浆阶段晚期到热液阶段，稀有金属Be呈降低，Nb含量变化较稳定，Ta、Li、Rb、Cs含量升高，这与5号脉从岩浆阶段到热液阶段云母矿物内Li、Rb、Cs含量出现突表现一致(王臻等,2019)，暗示了热液作用可以使Ta、Li、Rb、Cs再次富集；岩浆分异叠加热液也是仁里矿床形成富矿的重要原因。

图8 仁里矿田不同类型伟晶岩全岩Zr/Hf与w(Be)（a）、w(Nb)（b）、w(Ta)（c）、w(Li)（d）、w(Rb)（e）、w(Cs)（f）关系图解Fig.8 Zr/Hf verses w(Be)（a）,w(Nb)（b）,w(Ta)（c）,w(Li)（d）,w(Rb)（e）and w(Cs)（f）for whole rock samples of different types of pegmatite from the Renli Ore field

本次测定仁里矿田内206号锂辉石脉白云母Ar-Ar年龄(135.4±1.4)Ma，刘翔等（2019）对矿田内106号锂辉石脉白云母Ar-Ar定年为(130.8±0.9)Ma，Li等（2020）测得矿田内5号伟晶岩脉中铌钽铁矿U-Pb定年(133.0±2.6)Ma，这些测年矿物为成岩阶段形成，集中在135.4～130.8 Ma，可能代表了矿田内稀有金属成矿过程岩浆阶段结晶分异成矿年龄。周芳春等（2020）测定了仁里5号脉中辉钼矿Re-Os年龄为(130.5±1.1)Ma,李鹏等（2019）测得仁里5号伟晶岩脉锂云母Ar-Ar年龄为(125.0±1.4)Ma，这些伟晶岩中热液矿物年龄集中于130.5～125.0 Ma,代表了岩浆演化晚期的热液阶段（富流体阶段），富流体环境下稀有金属元素富集成矿的时代。结合前文所述，仁里矿田稀有金属矿床主要形成于135.4～125.0 Ma燕山晚期稀有金属成矿作用期，该期稀有金属成矿作用岩浆阶段时限约135.4～130.8 Ma，后期热液作用大致发生于130.5～125.0 Ma，这与阿尔泰3号伟晶岩、泰柯鲁木特112号伟晶岩等伟晶岩岩浆演化时间跨度接近(Lü et al.,2012;Zhou et al.,2015)，反映了本区岩浆结晶分析叠加后期热液成岩成矿的较为缓慢变化过程。

4.2 伟晶岩与花岗岩成因关系

伟晶岩通常与母质岩浆具有密切的时空关系，湘东北幕阜山花岗岩为同源多期多次侵入形成的复式岩体，为长期多阶段结晶分异过程形成(李鹏等,2017；李乐广等，2019)；仁里矿田北部出露的燕山晚期多阶段侵入体，其成岩时代140.3～138.3 Ma(Li et al.,2020)，岩石均表现出高分异、过铝质特征，伴随燕山晚期的岩浆活动，在岩体内外接触带发育了大量的伟晶岩脉，伟晶岩脉在空间上围绕二云母二长花岗岩成带状分布（图1），其成矿时代为135.4～125.0 Ma，是燕山期多期次岩浆演化“共(源)岩浆补余分异”的结果。

从仁里矿田内伟晶岩与花岗岩特征元素对比中发现（表4，图9a），黑云母二长花岗岩的Nb/Ta比值为6.39～18.00，Zr/Hf比值为32.52～40.16；二云母二长花岗岩的Nb/Ta比值为5.31～14.70，Zr/Hf比值为26.50～34.33；白云母微斜长石钠长石伟晶岩（RL5）的Nb/Ta比值为0.49～8.47，Zr/Hf比值为7.07～38.56；锂辉石钠长石伟晶岩（YX206）的Nb/Ta比值为0.85～3.55，Zr/Hf比值为9.66～17.01。按照黑云母二长花岗岩→二云母二长花岗岩→白云母微斜长石钠长石伟晶岩（RL5）→锂辉石钠长石伟晶岩（YX206）的顺序，Nb/Ta、Zr/Hf等反映岩浆分异演化程度的特征元素比值逐渐减小（图9a），岩浆结晶分异演化程度不断升高(黄慧等,2009)，这一渐变过程暗示了从花岗岩到伟晶岩可能存在连续分异结晶过程，而随着岩浆分异作用继续，（二云母二长）花岗岩类Nb/Ta比值开始趋近于过铝质花岗岩正常结晶分异与岩浆-热液相互作用的Nb/Ta分界值(Ballouard et al.,2016)，进一步解释了从岩浆作用到伟晶作用的连续过程。花岗岩浆分异作用过程中Rb与K紧密相关，同源多期次侵入岩中Rb含量从早期到晚期升高，伟晶岩中Rb主要成分散状态存在于钾矿物中而不形成单矿物，具有成因关系的花岗岩系列中K/Rb比值稳定变化不大；K/Rb关系图（图9b）中花岗岩、伟晶岩中K与Rb变化具有较为一致的线性变化趋势：从黑云母二长花岗岩到二云母二长花岗岩，随着K含量升高，Rb含量亦升高，从白云母微斜长石钠长石伟晶岩（RL5）到锂辉石伟晶岩（YX206）随着K含量降低，Rb含量亦降低；花岗岩类K-Rb趋势线与伟晶岩类K-Rb趋势线基本一致，且从花岗岩类到伟晶岩类趋势线右移说明从花岗岩到伟晶岩K、Rb含量同时递增，其中，Rb含量增加更为迅速，这与Rb在岩浆晚期富集有关；K/Rb在岩浆演化过程中这种继承关系，说明仁里矿田内稀有金属伟晶岩与燕山晚期花岗岩可能为同一熔融事件岩浆连续演化形成。

图9 幕阜山花岗岩及稀有金属伟晶岩Nb/Ta与Zr/Hf关系图解(a)及K与Rb关系图解(b)Fig.9 Diagrams of Nb/Ta verses Zr/Hf(a)and K verses Rb of Mufushan granite and rare metals-bearing pegmatites of the Renli ore field(b)

表4 幕阜山花岗岩及伟晶岩（YX206,RL5）特征元素比值统计表Table4 Statistical table of characteristic element ratios of Mufushan granite and pegmatites(YX206 and RL5)

结合前文所述，矿田内稀有金属伟晶岩与二云母二长花岗岩成岩、成矿时代接近，演化过程中地球化学特征表现出连续性，两者具有内在成因联系，可解释为同源岩浆连续结晶分异过程中不同阶段的产物，燕山晚期二云母二长花岗岩可能为燕山晚期稀有金属伟晶岩的母岩。

4.3 稀有金属矿成矿时代及成矿期次

华南是重要的稀有金属、钨、锡多金属成矿带，大量的研究表明华南地区中生代与花岗质岩浆活动有关的多期大规模成矿作用主要发生燕山期，与华南和华北地块后碰撞及太平洋板块俯冲引起弧后多阶段岩石圈伸展有关，至少存在170～150 Ma、140～125 Ma和110～80 Ma 3次大规模成矿作用（毛景文等，2000；2004；华仁民等，2005；孙卫东等，2008；林伟等，2019），其中，燕山期有3期的稀有金属矿化事件，分别为晚侏罗世（约160～150 Ma）、早白垩纪（约130 Ma）和晚白垩世（约90 Ma）（李建康等，2014；2017；2019；Che et al.,2019）。幕阜山稀有金属成矿与燕山期构造岩浆时空演化、构造组合、特别是岩浆的分异程度密切相关，区内稀有金属伟晶岩年代学资料较为丰富（表5），幕阜山花岗岩及稀有金属伟晶岩成岩成矿时代分布图显示（图10），幕阜山花岗岩与稀有金属伟晶岩成岩时代均为燕山期，岩浆活动从燕山早期持续到燕山晚期，多期次侵入活动并形成了花岗闪长岩、黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩多期次复式岩体，而稀有金属伟晶岩主要有两期成岩成矿过程，并与燕山早期、晚期岩浆活动密切相关。

图10 幕阜山花岗岩及稀有金属伟晶岩成岩成矿时代分布图Fig.10 Metallogenic epoch distribution diagram of Mu‐fushan granite and rare metals-bearing pegmatites

表5 幕阜山岩体及稀有金属伟晶岩成岩年龄统计表Table5 The age dating statistical table of Mufushan granite and rare metals-bearing pegmatites

第1期稀有金属伟晶岩成矿时代约145 Ma，形成于燕山早期末，为晚侏罗世稀有金属成矿事件。该期伟晶岩多以伟晶岩壳形式产于黑云母二长花岗岩体顶部，主要分布于公田、南江大桥湾等伟晶岩密集区内；部分以脉体形式产于花岗岩次生裂隙中，主要分布于虹桥长庆伟晶岩密集区。稀有金属伟晶岩以Be矿化为主，绿柱石为主要的稀有金属矿物，矿化规模一般较小。

第2期稀有金属伟晶岩成矿时代135～125 Ma，形成于燕山晚期，为早白垩世稀有金属成矿事件，是幕阜山地区主要的稀有金属成矿期。该期伟晶岩成岩事件始于在岩浆活动（二云母二长花岗岩）高峰期约135 Ma，并终止于125 Ma的岩浆宁静期(孙卫东等,2008)，持续时间约10 Ma，是一个从岩浆到热液连续演化的过程。充分的分异演化及岩浆热液叠加作用为本区高分异伟晶岩形成及稀有元素富集成矿提供了良好的条件，在岩体内外接触带内形成了大范围的伟晶岩密集区（带）及多个（仁里、传梓源等）稀有金属矿床点。

5 结 论

（1）仁里矿田206号锂辉石伟晶岩属高分异稀有金属伟晶岩，具高硅、高铝、低钙、相对富碱，钙碱性及过铝质特征；稀土元素含量很低，以轻稀土元素为主；微量元素富集Cs、Rb、U、Ta、Nb、Zr、Hf，相对亏损Ba、Ti。

（2）仁里矿田206号锂辉石伟晶岩白云母Ar-Ar年龄为(135.4±1.4)Ma，其成矿时代为早白垩世；矿田稀有金属成矿时代为135.4～125.0 Ma，属燕山晚期稀有金属成矿，该期稀有金属成矿经历了岩浆、热液多阶段作用，持续时间较长；稀有金属伟晶岩与燕山晚期二云母二长花岗岩为同源岩浆连续结晶分异过程中不同阶段的产物。

（3）幕阜山地区燕山期有2期稀有金属成矿，第1期晚侏罗世稀有金属成矿事件发生于145 Ma，第2期早白垩世稀有金属成矿事件发生于135～125 Ma，为幕阜山地区稀有金属成矿的主成矿期。

致 谢感谢审稿专家提出了宝贵的修改意见，感谢中国地质大学（北京）许畅硕士在岩石矿物学方面提供帮助，在此一并表示诚挚的谢意！