湘東北傳梓源206號偉晶巖脈地球化學、鋯石U-Pb年代學和Hf同位素組成及其地質意義

成永生，張澤文，徐卓彬，毛春旺，黃建中，周芳春，張立平，黃志彪，蘇俊男，陳虎，陳劍鋒，文春華，周瑤，王丹平

(1. 有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室(中南大學)，湖南 長沙，410083；2. 有色資源與地質災害探查湖南省重點實驗室，湖南 長沙，410083；3. 中南大學 地球科學與信息物理學院，湖南 長沙，410083；4. 湖南省地質院，湖南 長沙，410014；5. 湖南省核工業地質局三一一大隊，湖南 長沙，410100；6. 湖南省地質調查院，湖南 長沙，410116)

稀有金屬礦產是新能源領域、信息技術、綠色環保以及國防尖端工業等領域的“戰略性關鍵礦產資源”[1-2]。稀有金屬包括鋰、鈹、鈮、鉭、銫、鋯、鉿、銣等，其中鋰及其化合物具有高儲能、低能耗、低密度、無污染等多種卓越性能，被稱為“21世紀的能源金屬”，是不可或缺的工業原料[3-4]。鋰礦床類型主要有鹽湖鹵水型、沉積巖型和花崗偉晶巖型。其中，花崗偉晶型鋰礦規模和儲量雖小，但其產量占全球總產量的一半左右[3]。國外比較著名的花崗偉晶巖型鋰礦有Greenbushes、 Whabouchi、 Kings Mountain、Manono 等[5]。國內的花崗偉晶巖型鋰礦主要有甲基卡、可爾因、容須卡、傳梓源鋰礦等，同時伴生有鈹、鈮、鉭等稀有金屬[6-7]。

湘東北幕阜山地區是我國最重要的稀有金屬礦集區之一，區內偉晶巖極為發育，多達4 000余條。該區偉晶巖型稀有金屬礦床(點)包括仁里超大型鈮鉭礦床、斷峰山大型鈮鉭礦床、傳梓源中型鋰鈮鉭礦床和大坳、梅仙、麥堝等小型鈮鉭鈹礦，以及麥市鈹礦點、鳳凰翅鋰鈮鉭礦點等，總體以鈮鉭鋰為主，同時伴生鈹、銣等稀有金屬。諸多學者對仁里超大型鈮鉭礦床中的偉晶巖型礦床開展了礦物學、年代學、巖漿—熱液演化、成巖成礦機制等方面的研究，取得了一系列新認識與新成果[8-11]。然而，以往的工作主要集中于含礦性較好的5號脈以及巖體內產出的偉晶巖脈，而對離幕阜山巖體較遠的偉晶巖脈研究較少。

沿幕阜山巖體內接觸帶至外接觸帶在水平方向上依次出露微斜長石偉晶巖(巖體內)、微斜長石鈉長石偉晶巖(0～2.5 km)、鈉長石偉晶巖(2.5～3.0 km)、鈉長石鋰輝石偉晶巖(大于3.0 km)，傳梓源礦床的鋰輝石脈/礦脈產于鈉長石鋰輝石偉晶巖帶，自2012 年才開始詳查，綜合研究工作比較滯后。學者們對該礦床的地質特征、地球化學、年代、巖漿作用等方面開展了一系列工作[12-13]，但研究中沒有限定傳梓源偉晶巖的就位年齡。本文針對傳梓源礦床的鈉長石鋰輝石偉晶巖和白云母鈉長石偉晶巖，開展鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年、鋯石微量元素、Hf同位素以及偉晶巖和圍巖(云母片巖)全巖地球化學等方面的研究工作，旨在深入探究偉晶巖脈的形成時代、成礦物質來源及其成巖成礦作用，結合區域地質演化，進一步探討稀有金屬偉晶巖形成的構造動力學背景，以期為指導傳梓源地區鋰鈮鉭找礦勘探乃至區域戰略性稀有金屬增儲提供科學依據。

1 區域地質背景

湘東北幕阜山傳梓源鋰鈮鉭礦床位于揚子陸塊東南緣、江南造山帶中段的湖南省東北部(簡稱“湘東北”)，處于揚子陸塊和華夏陸塊的過渡部位(圖1)[14-15]。區域出露地層包括元古界待建系—長城系，青白口系，下古生界寒武系、奧陶系、志留系，新生界白堊—古近系、第四系(圖1)，主要出露地層為新元古界青白口系冷家溪群，巖性為混合巖、千枚巖、砂巖、板巖、片巖[16]。區內廣泛發育NE向、NNE向斷裂構造，如公田—灰湯斷裂、長沙—平江斷裂等。區內巖漿活動頻繁，始于新元古代，結束于早白堊世，多期次巖漿活動后在區內形成了大面積的復式花崗巖體[17]。出露的花崗巖主要有新元古代的黑云母花崗閃長巖和黑云母英云閃長巖、中生代晚侏羅世的石英二長巖、黑云母花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖、二云母二長花崗巖以及中生代早白堊的細粒花崗閃長巖和白云母二長花崗巖。多期次的巖漿活動為幕阜山地區鎢、鉛、鋅、鈮、鉭、鈹、鋰等礦產提供了良好的成礦條件[18]。在部分侵入巖體內部和外部發育較多的偉晶巖脈、石英脈、細晶巖脈等脈巖，受巖體和構造的控制明顯，常沿燕山早期花崗巖中的原生節理、燕山早期巖體外接觸帶的冷家溪群云母片巖片理和其中的大型層間破碎帶產出，部分偉晶巖脈發生稀有金屬元素礦化，以鈮鉭鋰鈹礦化為主[19-20]。

2 礦床地質特征

傳梓源礦床位于幕阜山復式巖體西南緣、仁里礦床之南(圖2)，出露地層較簡單，主要由冷家溪云母片巖和少量第四系碎屑巖組成。區內斷裂主要呈北東向，主要包括楓林—漿市壓扭性斷裂及其次級構造，次級構造發育時常造成脈體的切穿和錯位。礦區內巖漿活動強烈，在礦區東南部發育較大規模的武陵期傳梓源巖體，該巖體的周圍可見一些小的巖株，巖性均為中細粒黑云母斜長花崗巖，傳梓源礦區內的偉晶巖脈體產自傳梓源巖株及冷家溪群接觸帶的云母片巖[21]。

圖2 仁里礦區地質簡圖(據文獻[22]修改)Fig. 2 Geological map of the Renli deposit(revised by Ref.[22])

礦區內共發現花崗偉晶巖脈54 條，已發現證實具有工業價值的礦脈32條，礦體51個。規模較大的礦脈有8條，一般長110～400 m，最長500 m；寬一般為1～8 m，最寬25 m。鋰礦資源主要集中在106、200、204、206 號鋰輝石鈉長石偉晶巖脈中。礦化花崗偉晶巖類型主要是鋰輝石鈉長石偉晶巖，另外還存在少量鋰云母鈉長石偉晶巖。礦區探獲的Li2O、(Nb，Ta)2O5和BeO 儲量分別為11 276、315.84和3 254.1 t[9]。

傳梓源206 號偉晶巖脈(以下簡稱206 號脈)位于傳梓源礦床西部，與冷家溪群云母片巖呈侵入接觸關系，北西走向，由7條走向近平行的脈體組成，呈“S”形彎曲狀、支脈狀，后期構造切穿脈體，導致脈體錯位移動，深部多呈分枝狀。脈長100～500 m，寬0.6～25.0 m，傾向SW，傾角47°～85°。地表鋰輝石局部發育絹云母化、綠泥石化及硅化，蝕變為腐鋰輝石，鋰含量較低，深部富集鋰貧鈮鉭。共探獲Li2O 和(Nb，Ta)2O5資源儲量分別為2 333.86 t 和270.18 t。206 號偉晶巖脈體分帶較清晰，兩側為白云母鈉長石偉晶巖，中心為鋰輝石鈉長石偉晶巖。

3 樣品采集與分析方法

3.1 樣品采集及巖石學特征

本次研究系統采集206 號脈偉晶巖和圍巖(云母片巖)樣品，具體采樣位置見圖2。

鋰輝石鈉長石偉晶巖呈白色至鴨蛋綠色(圖3(a))，偉晶巖結構，塊狀構造。主要礦物有鈉長石、石英、鋰輝石、鉀長石和少量白云母。鈉長石(30%～35%，質量分數，下同)呈半自形板狀、葉片狀，可見聚片雙晶(圖3(b))；石英(20%～30%)呈煙灰色或者無色，它形粒狀，波狀消光；鋰輝石(15%～25%)呈自形板狀、粒狀，正高突起，部分鋰輝石呈定向排列，聚片雙晶發育，少量鋰輝石發生絹云母化或絹云母+硅化；鉀長石(10%～15%)呈半自形板柱狀，格子雙晶發育；白云母(5%～8%)呈半自形—自形片狀，可見港灣狀、鋸齒狀邊界及1組解理。

圖3 傳梓源偉晶巖、云母片巖代表性手標本和顯微照片Fig. 3 Representative hand specimens and micrographs of pegmatite and mica schist from Chuanziyuan area

白云母鈉長石偉晶巖呈白色—灰白色(圖3(c))，偉晶結構，塊狀構造；主要礦物有鈉長石、石英、白云母。鈉長石(35%～55%)呈自形—半自形板狀，聚片雙晶發育，可見細小顆粒集合和大顆粒2種類型(圖3(d))；石英(20%～30%)呈煙灰色或無色，它形粒狀，波狀消光，多呈粒狀集合體；白云母(15%～25%)呈它形片狀，可見一組解理，部分邊界具有不同程度的絹云母化。副礦物可見石榴子石，它形粒狀，正高突起。

圍巖為云母片巖(圖3(e))，具有斑狀變晶結構，片狀構造。常見礦物有石英、白云母、黑云母、石榴子石，礦物呈定向排列，條帶狀，條帶寬度約為0.4 mm(圖3(f))。

3.2 樣品分析與測試方法

全巖地球化學組成分析在廣州澳實礦物實驗室完成。主量元素質量分數采用X 射線熒光光譜(PANalytical PW2424)和電感耦合等離子體發射光譜(Agilent 5110)分析，主量元素質量分數相對誤差在5%以內。微量、稀土元素含量采用電感耦合等離子體發射光譜(Agilent 5110)和電感耦合等離子體質譜(Agilent 7900)分析，微量、稀土元素質量分數相對誤差在10%以內。

樣品破碎以及鋯石單礦物挑選在河北省區域地質調查研究所完成，鋯石制靶、拋光以及透射光、反射光和陰極發光照相均在武漢上譜分析科技有限公司實驗室完成。鋯石微量元素微區分析、U-Pb同位素定年采用Agilent 7900 ICP-MS 和激光剝蝕系統(GeoLas HD)完成。分析時激光能量為80 mJ，頻率為5 Hz，激光束斑直徑為32 μm。鋯石同位素定年采用國際標準鋯石91500 作為外標進行校正，鋯石微量元素質量分數則采用國際標樣NIST610作為外標進行校正。采用ICPMSdataACal 10.8 對分析數據進行離線處理，采用Isoplot3.0 程序繪制鋯石年齡協和圖并對年齡進行計算。

在鋯石U-Pb 定年的基礎上，選擇協和度較好的年齡點，在與年齡點相同的微區圈選定Hf 同位素點位。鋯石Lu-Hf 同位素分析所用儀器為MCICP-MS(Neptune Plus)，分析所用束斑直徑為44 μm，頻率為8 Hz。為確保分析數據的可靠性，采用國際標準鋯石91500作為標樣，GJ-1作為第二標樣進行質量校正。實驗過程及數據處理方法見文獻[23-24]。

4 分析結果

4.1 全巖地球化學特征

分析5 件鋰輝石鈉長石偉晶巖、3 件白云母鈉長石偉晶巖、2件云母片巖的主量、微量、稀土元素組成，樣品測試結果、主要參數見表1。由表1可見：花崗偉晶巖樣品高硅、富鋁、富堿、貧鈣、貧磷、貧鎂，SiO2質量分數即w(SiO2)為72.17%～78.41%，平均質量分數為74.89%；w(Al2O3)為12.89%～16.74%，平均質量分數為15.12%；w(Na2O)為3.95%～8.70%，平均質量分數為6.02%，w(K2O+Na2O)的平均值為7.81%，w(K2O)/w(Na2O)為0.05～0.70；w(CaO)較 低(0.07%～0.22%)；w(P2O5)較 低(0.04%～0.17%)；w(MgO)較低(0.01%～0.04%)。在全堿-硅(TAS)圖解中樣品點全落在花崗巖區(圖4)。在花崗巖w(K2O)-w(SiO2)判別圖解中，樣品主要落在鈣堿系列，部分落在低鉀系列(圖5(a))。鋁飽和指數(ACNK)為1.02～1.81，平均為1.25，為鋁飽和巖石(圖5(b))。云母片巖2個樣品的w(SiO2)分別為69.24%和66.99%，平均值為68.12%，具有富鉀、貧鈉、貧鈣、富鐵、富鎂等暗色礦物的特征。

表1 206號脈偉晶巖、云母片巖主量元素、稀土元素、微量元素(質量分數)Table 1 Mass fractions of major elements, trace elements, rare earth elements of the No.206 pegmatite vein and mica schist

續表1

圖4 206號脈偉晶巖TAS圖解(據文獻[26]修改)Fig. 4 TAS diagrams of the No.206 pegmatite vein revised by Ref.[26]

圖5 206號脈偉晶巖w(SiO2)-w(K2O)圖解及ACNK-ANK圖解Fig. 5 w(SiO2)-w(K2O) and ACNK-ANK diagrams of the No.206 pegmatite vein

鋰輝石鈉長石偉晶巖和白云母鈉長石偉晶巖具有類似的稀土元素和微量元素配分模式(圖6)。花崗偉晶巖稀土元素總質量分數(wREE=0.34×10-6～4.01×10-6，平均值為2.14×10-6)很低，小部分輕稀土元素和大部分重稀土元素質量分數低于檢測下限。在稀土元素球粒隕石標準化配分圖中，各樣品呈現出輕稀土元素相對富集的右傾型。在微量元素原始地幔標準化蜘蛛網圖中，均富集Rb、Th、U、Nb、Zr、Hf，相對虧損Ba、Ti、Yb、Lu。w(Nb)/w(Ta)和w(Zr)/w(Hf)能夠用來判別巖體的分異程度，傳梓源偉晶巖w(Nb)/w(Ta)和w(Zr)/w(Hf)分別為1.92和9.31，均明顯低于球粒隕石的相應比值w(Nb)/w(Ta)和w(Zr)/w(Hf)(分別為19.9 左右和34.3 左右)以及大陸地殼的相應比值w(Nb)/w(Ta)和w(Zr)/w(Hf)(分別為13.4左右和36.7左右)[25]，表明傳梓源花崗偉晶巖分異程度高。云母片巖與二云母花崗巖的球粒隕石標準化稀土元素配分模式相似，可能提示云母片巖與二云母花崗巖具有成因關系(見圖7)。

圖6 206號脈偉晶巖的原始地幔標準化蛛網圖(原始地幔標準化數值見文獻[29])Fig. 6 Primitive mantle-normalized trace element diagram of the No.206 pegmatite vein(primitive mantlenormalized values are from Ref.[29])

圖7 206號脈偉晶巖、云母片巖和二云母花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(球粒隕石標準化數值見文獻[29]，二云母花崗巖數值見文獻[30])Fig. 7 Chondrite-normalized rare earth elements(REE)distribution diagrams for the No.206 pegmatite vein, mica schist and two-mica granite(chondrite values are from Ref.[29] and numerical values of two-mica granite according to Ref.[30]

4.2 鋯石微量與稀土元素組成

本文對CZY-1 和CZY-6 兩種花崗偉晶巖樣品進行鋯石LA-ICP-MS 微量元素微區分析，測試結果分別見表2 和表3。花崗偉晶巖中鋯石陰極發光(CL)圖像顯示大部分鋯石呈半透明—透明狀，為半自形—它形、柱狀，顆粒粒徑為50～150 μm，長寬比為1∶1～3∶1。部分鋯石顆粒發育有明顯的生長環帶，但大多數鋯石顆粒內部孔裂隙發育，呈海綿狀，無明顯分帶，顯示熱液蝕變鋯石的特點，經歷了蛻晶化或重結晶作用。

表2 CZY-1鋯石LA-ICP-MS微量元素分析結果Table 2 LA-ICP-MS analysis of trace elements in CZY-1 zircon from the No.206 pegmatite vein

表3 CZY-6鋯石LA-ICP-MS微量元素分析結果Table 3 LA-ICP-MS analysis of trace elements in CZY-6 zircon from the No.206 pegmatite vein

鋯石的Th、U質量分數及其比值見表4，CZY-1樣品測點CZY-1-13、CZY-1-16、CZY-1-18的w(U)=142×10-6～355×10-6，w(Th) =69×10-6～107×10-6，w(Th)/w(U)為0.29～0.48。其余鋯石根據CL 強度和U質量分數可以分為2組，其中一組U質量分數較低，w(U)=1 369×10-6～3 783×10-6，w(Th)=68×10-6～299×10-6，w(Th)/w(U)為0.02～0.09。另一組U 質量分數較高，w(U)=5 834×10-6～27 047×10-6，w(Th)=119×10-6～1 959×10-6，w(Th)/w(U) 為0.02～0.08。CZY-6 鋯石根據CL 強度和U 質量分數可以分為2組，其中一組U 質量分數較低，w(U)為1 752×10-6～3 778×10-6，w(Th)/w(U)為0.02～0.09。另一組U 質量分數較高，w(U)=5 056×10-6～30 698×10-6，w(Th)=142×10-6～4 908×10-6，w(Th)/w(U)為0.03～0.17，大都小于0.1。

表4 CZY-1傳梓源花崗偉晶巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析結果Table 4 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic data and ages of CZY-1 granitic pegmatites from Chuanziyuan area

鋰輝石鈉長石偉晶巖鋯石稀土配分圖可以分為3類(圖8(a))。第1類測點的稀土總質量分數wREE較高(CZY-1-13、CZY-1-16、CZY-1-18)，平均值為608.66×10-6，輕稀土虧損，重稀土富集。配分模式呈左傾式，并顯示明顯Ce 正異常(δ[w(Ce)]平均值為4.83)和Eu負異常(δ[w(Eu)]平均值為0.04)。第2 類測點的稀土總質量分數中等(U質量分數較高)，平均值為366.44×10-6，輕、重稀土富集不明顯。配分模式整體近水平，并顯示中等Ce正異常(δ[w(Ce)]平均值為1.59)和中等Eu負異常(δ[w(Eu)]平均值為0.78)。第3 類測點的稀土總質量分數較低(U 質量分數較低)，平均值為38.25×10-6，輕稀土虧損，重稀土富集。配分模式呈左傾，并顯示明顯的Ce正異常(δ[w(Ce)]平均值為1.95)和中等Eu 負異常(δ[w(Eu)]平均值為0.37)。

圖8 206號脈偉晶巖鋯石稀土元素球粒隕石標準化配分圖(球粒隕石標準化數值據文獻[29])Fig. 8 Chondrite-normalized REE diagrams for zircons of the No.206 pegmatite vein(chondrite values are from Ref.[29])

白云母鈉長石偉晶鋯石稀土配分圖可以分為2類(圖8(b))。第1 類測點的稀土總質量分數較高(U質量分數較高)，平均值為124.08×10-6，輕、重稀土富集不明顯。配分模式整體水平，并顯示中等Ce正異常(δ[w(Ce)]平均值為1.51)和明顯Eu 負異常(δ[w(Eu)]平均值為0.03)。第2 類測點的稀土總質量分數很低(U 質量分數較低)，平均值4.86×10-6，輕、重稀土富集不明顯。配分模式整體水平，顯示明顯的Ce 正異常(δ[w(Ce)]平均值為2.32)和明顯Eu 負異常(δ[w(Eu)]平均值為0.10)。

4.3 鋯石U-Pb年代學

鋰輝石鈉長石偉晶巖(CZY-1)和白云母鈉長石偉晶巖(CZY-6)的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 原位定年結果分別見表4、表5、圖9和圖10。

表5 CZY-6傳梓源花崗偉晶巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析結果Table 5 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic data and ages of CZY-6 granitic pegmatites from Chuanziyuan area

表6 傳梓源花崗偉晶巖LA-ICP-MS鋯石Lu-Hf同位素組成Table 6 LA-ICP-MS zircon Lu-Hf isotopic composition of granitic pegmatites from Chuanziyuan area

圖9 傳梓源鋰輝石鈉長石偉晶巖(CZY-1)鋯石U-Pb定年結果Fig . 9 Zircon U-Pb dating of spodumene albitite pegmatite(CZY-1) from Chuanziyuan area

圖10 傳梓源白云母鈉長石偉晶巖(CZY-6)鋯石U-Pb定年結果Fig. 10 Zircon U-Pb dating results of Muscovite albitite pegmatite(CZY-6) from Chuanziyuan area

鋰輝石鈉長石偉晶巖共分析20 個點，點號CZY-4-13、CZY-4-16、CZY-4-18 獲得年齡明顯偏大(分別為1 817、1 794、1 803 Ma)，對應第1類測點，可視為古老的繼承鋯石年齡(圖9)。其中8 顆測點來自陰極發光強且具有震蕩環帶的原生鋯石，具有一致且協和的年齡，其206Pb238U年齡變化范圍為142.8～146.0 Ma，給出的年齡加權平均值為(144.2±1.43) Ma(加權平均差MSWD=1.8)，反映了真實年齡，對應第3類測點。其余測點來自遭受蛻晶化或流體交代蝕變的區域，年齡較小，呈線性排列，偏離了協和曲線，這可能是因為巖漿熱液活動造成了Pb 丟失或形成了礦物包體，對應第2 類測點。

白云母鈉長石偉晶巖共分析20 個點，其中7顆鋯石測點來自組成均一、未遭受蛻晶化作用的區域，具有一致且協和的年齡，其206Pb238U年齡變化范圍為143.4～145.6 Ma，給出的年齡加權平均值為(145.1±1.79) Ma(MSWD=1.7)(圖10)，反映了真實年齡，對應第2類測點。其余測點呈線性排列且偏離了協和曲線，其原因可能與CZY-1 的一樣，受到了蛻晶化作用或流體交代的影響，對應第1 類測點。

4.4 鋯石Lu-Hf同位素組成

在對鋰輝石鈉長石偉晶巖樣品CZY-1進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb 測年的基礎上，對8 個年齡數據協和的鋯石開展鋯石微區原位Hf同位素進行測試，結果見表6。樣品分析點w(176Lu)/w(177Hf)均小于0.002，表明只有極少部分177Hf 由176Lu 衰變形成，所以，測得的鋯石w(176Lu)/w(177Hf)可以代表鋯石形成時的Hf 同位素組成。其w(176Hf)/w(177Hf)變化范圍為0.282 506～0.282 530，平均值為0.282 520，Hf同位素標準化值εHf(t)變化范圍為-6.3～-5.4，平均值為-5.8，二階段模式年齡TDM2變化范圍為1 537～1 592 Ma(表6、圖11)。

圖11 傳梓源花崗偉晶巖εHf(t)-U-Pb年齡圖解(據文獻[31]修改)Fig. 11 εHf(t)-U-Pb age diagram of Chuanziyuan granitic pegmatite(revised by Ref.[31])

5 討論

5.1 鋯石成因

傳梓源花崗偉晶巖樣品(CZY-1 和CZY-6)的鋯石在CL圖像中發光微弱甚至不發光，大多數鋯石內部結構呈斑雜狀或海綿狀，少數見巖漿震蕩環帶，這些特征與巖漿鋯石的特征不吻合。稀土元素球粒隕石標準化圖解中(圖8)，CZY-1 和CZY-6 均呈較平坦的REE 配分模式，與典型熱液鋯石的相似[32-34]。一般來說，巖漿鋯石呈明顯的Ce正異常，傳梓源花崗偉晶巖鋯石顯示較弱的Ce異常。CZY-1和CZY-6 鋯石w(Th)/w(U)分別為0.01～0.26 和0.01～0.62，大部分鋯石的w(Th)/w(U)小于0.10，可能是從流體中結晶產生的[30]。在w(La)-w(Sm/La)N和w(Sm/La)N-δ[w(Ce)]巖漿和熱液判別圖中(圖12)[35]，3 顆繼承鋯石分布于巖漿成因區域及附近，其余鋯石大多分布在熱液成因鋯石區域附近，說明花崗偉晶巖的成巖介質是母巖漿高度結晶分異后的殘余巖漿熱液。綜上可知，花崗偉晶巖鋯石為熱液成因鋯石。

圖12 傳梓源花崗偉晶巖鋯石的w(La)-w(Sm/La)N和w(Sm/La)N-δ[w(Ce)]圖解Fig. 12 w(La)-w(Sm/La)N and w(Sm/La)N-δ[w(Ce)] diagrams of granite-pegmatite zircons from Chuanziyuan(revised byRef.[35])

5.2 偉晶巖形成時代與演化時限

偉晶巖作為一種重要的巖石類型和稀有金屬礦床的主要成礦地質體，其年代學研究對其成因探討和花崗巖母巖體的定位顯得尤為重要。偉晶巖的測年方法有很多，如Ar-Ar、U-Pb、Rs-Os 等同位素體系。鋯石的U-Pb 同位素體系仍然是偉晶巖中最常見的方法，雖然高分異花崗巖和偉晶巖中的鋯石往往有高的U、Th 含量，易發生蛻晶化和重結晶作用，但鋯石具有較高的封閉溫度，不易受晚期熱事件的影響，因此，偉晶巖中結構均一、透明度高、孔隙及包體較少的鋯石可以作為定年對象[36]，鋯石U-Pb 年齡可以代表偉晶巖的就

位年齡。白云母的封閉溫度不高，易受晚期熱事件影響，因此，一些學者認為白云母40Ar/39Ar年齡代表了偉晶巖熔體演化產生的晚期流體的蝕變作用的年齡。盡管如此，偉晶巖一般為封閉系統，其晚期流體多為偉晶巖熔體自身演化形成，因此，前人提到的“蝕變”作用僅為偉晶巖演化形成過程中的一部分，白云母40Ar/39Ar年齡可以代表偉晶巖的冷卻年齡。綜上所述，鋯石U-Pb 年齡和白云母40Ar/39Ar 年齡可以共同表征偉晶巖的形成時代、演化時限[37-39]。

低質量分數U和低質量分數La元素的鋯石可能未發生蛻晶質化作用和Pb丟失，協和度較高，協和年齡為(144.2±1.43) Ma 和(145.1±1.79) Ma，能夠代表206號脈花崗偉晶巖的侵入年齡。張立平等[13]測得206號脈白云母Ar-Ar年齡為(135.4±1.4) Ma，代表了偉晶巖的冷卻年齡。結合本文測得的鋯石U-Pb年齡和白云母40Ar/39Ar 年齡可知，206 號脈的演化時限約10 Ma。

5.3 成礦物質來源與形成環境

鋯石被廣泛用于同位素、地球化學和地質年代學研究。Lu-Hf 同位素體系具有較高的封閉溫度，176Lu 的放射性衰變不會隨時間改變鋯石的Hf同位素組成。Hf 在鋯石晶體內擴散速率較低，后期熱液結晶事件對Hf 同位素組成的影響很小[40]。因此，鋯石εHf(t)和鋯石年齡TDM可以用來指示偉晶巖巖漿來源和源區特征。本文研究的CZY-1 鋯石εHf(t)變化范圍為-6.3～-5.4，平均值為-5.8，鋯石二階段模式年齡TDM2變化范圍為1 537～1 592 Ma。測點εHf(t)均為負值，落在球粒隕石和下地殼的演化線之間，表明形成偉晶巖的巖漿源區為地殼，εHf(t)較集中，說明巖漿源區較單一，二階段模式年齡提示源巖形成于中元古代。目前，關于幕阜山花崗巖和偉晶巖物質來源的研究成果較多，李鵬等[41]所獲得的幕阜山花崗巖εHf(t)平均值為-7.2，稀有金屬偉晶巖εHf(t)平均值為-7.3，冷家溪群的兩階段模型年齡(1.4～0.9 Ga，2.0～1.5 Ga)分布格局具有相似性，認為仁里稀有金屬礦床的偉晶巖和花崗巖來源于冷家溪群變沉積地層的部分熔融。姜鵬飛等[14]所獲得的麥堝偉晶巖鋯石εHf(t)和TDM2分別為-7.6～-5.2 和1 668～1 512 Ma。本文所測得的CZY-1鋯石εHf(t)、TDM2與前人測得的幕阜山地區花崗巖和偉晶巖數據大致吻合。該地區的花崗巖和偉晶巖鋯石εHf(t)總體穩定，可能與造山后構造環境相對穩定有關。研究區的花崗巖和偉晶巖總是

伴隨著一組厚厚的沉積變質巖，變質沉積巖為花崗質巖漿提供大量的B、Na、K、Li、Rb、Cs等元素，并且可能是H2O 的重要來源。在鋰輝石鈉長石偉晶巖中發現3顆繼承鋯石，年齡與冷家溪群的年齡吻合，推測可能是由冷家溪群部分熔融繼承至偉晶巖所致。綜上可以推斷，幕阜山地區花崗巖和偉晶巖的成礦物質來源于冷家溪群變質沉積地層的部分熔融。

江南造山帶內大規模的花崗質巖漿侵位活動與俯沖擠壓或者是碰撞造山的伸展活動有關[42-43]。國外的大型稀有金屬礦床與我國內境內主要的大型超大型花崗偉晶巖型稀有金屬礦(如新疆阿爾泰偉晶巖、四川甲基卡偉晶巖)的形成也與造山過程有關。對于偉晶巖成因類型，有多種劃分方案，目前常用的是?ERNYP[44]的劃分方案(LCT、NYF及LCT與NYF混合型)，不同類型的偉晶巖形成于不同的造山過程，其中LCT 型稀有金屬偉晶巖主要形成于伸展背景下的晚造山和造山后階段，與S型花崗巖相關，具有發育較好的內部結構分帶和礦物成分分帶；而NYF 型稀有金屬花崗偉晶巖則主要形成伸展背景下的非造山階段，與A 型花崗巖相關，一般為弱分帶或無分帶。仁里礦田偉晶巖可分為微斜長石型、微斜長石鈉長石型、鈉長石型和鈉長石鋰輝石型4種，其規模最大的5號脈根據礦物學特征可以分為4個帶，礦種元素從無礦化到Be+Nb+Ta+Li+Cs 演化，離巖體較遠的206 號偉晶巖脈也可以分為兩個帶。幕阜山巖體具有過鋁質S 型花崗巖特征，仁里偉晶巖ACNK均大于1，有研究表明，大部分強過鋁質花崗巖主要是造山過程中增厚地殼發生構造減壓熔融所致。幕阜山成礦事件發生在晚侏羅世和早白堊世，表明幕阜山稀有金屬成礦事件可能受控于同一個成礦系統。在華南南部古特提斯洋的閉合和印支板塊和華南陸塊的碰撞雙重影響下，印支期形成了一系列NNE 向褶皺、斷裂和盆嶺相間的盆山體系，造成地殼的縮短和加厚。自中侏羅以來，受古太平洋向歐亞大陸俯沖作用，江南造山帶中段的構造背景由擠壓轉變為伸展，導致冷家溪群部分熔融而形成過鋁質S型花崗巖和稀有金屬礦化偉晶巖。綜上可知，研究區偉晶巖為LCT 型，偉晶巖脈形成于后造山伸展構造背景下，是增厚地殼減薄導致的部分熔融產物。

6 結論

1) 傳梓源地區偉晶巖為過鋁質鈣堿性、富堿、低鉀系列的S 型花崗巖，具有較高的SiO2和Al2O3質量分數，而CaO、P2O5和MgO等質量分數較低；分異指數均值為95.36，暗示花崗偉晶巖分異程度高。稀土元素總質量分數很低，輕稀土相對富集，重稀土嚴重虧損。微量元素富集Rb、Th、Nb、Zr、Hf，相對虧損Ba、Ti、Yb、Lu。

2) 傳梓源花崗偉晶巖鋯石LA-ICP-MS 同位素定年顯示，鋰輝石鈉長石偉晶巖協和年齡為(144.2±1.43) Ma，白云母鈉長石偉晶巖協和年齡為(145.1±1.79) Ma，形成于早白堊世。鋯石巖相學、CL 圖像以及稀土微量元素特征表明，偉晶巖鋯石屬熱液型，花崗偉晶巖的成巖介質是母巖漿高度結晶分異后的殘余巖漿熱液。

3) 花崗偉晶巖鋯石Hf 同位素標準化值εHf(t)為較集中的負值(-6.3～-5.4)，二階段模式年齡為1 537～1 592 Ma，暗示其源巖來源于中元古代地殼物質的熔融產物；推測幕阜山地區花崗巖和偉晶巖的成巖物質來源于冷家溪群變質沉積地層的部分熔融產物，其形成于燕山期太平洋板塊向歐亞大陸俯沖的后造山伸展構造背景。