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近年来，随着全球新能源产业的兴起与发展，对锂等稀有金属的需求与日俱增，世界各国、各大经济体纷纷制定战略政策，对其展开了激烈的资源争夺（毛景文等，2019）。我国在《全国矿产资源规划（2016-2020）》中，将锂等稀有金属列入战略性矿产目录，全国各大矿业公司、地勘单位、高校及科研院所纷纷对其进行重点勘查与研究。宜丰地区作为江西省乃至全国范围内重要的锂铌钽稀有金属矿产地之一，一直备受关注。目前，该地区已发现一大批含锂瓷石矿床，如同安、党田、鹅颈、茜坑、石家里、狮子岭、大港、白水洞、东槽等。区内矿床类型主要分为两大类，蚀变花岗岩型和细晶岩型。其中，蚀变花岗岩型锂矿以面型分布、Li品位低、规模大为特点，其Li2O含量一般在0.2%~0.4%之间；而细晶岩型锂矿则以脉状产出、高品位为特征，其Li2O含量可达1.2%~1.7%（秦程，2018; 刘爽等，2019; 王成辉等，2019; Xie Lei et al.，2019; 李仁泽等，2020）。前人研究指出，这些矿床的形成可能与区内燕山期岩浆活动具有密切的成因联系，甘坊复式岩体是其重要的赋矿与成矿岩体（周建廷等，2011; 秦程，2018; 王成辉等，2019; 李仁泽等，2020）。甘坊复式岩体主要形成于燕山期，具有多期次岩浆活动特征；前人根据岩体中已知的岩石类型及接触关系等将其初步划分为燕山早期和燕山晚期两期，其中早期的花岗岩体多发育为蚀变花岗岩型面状稀有金属矿化，晚期则多发育为伟晶岩、细晶岩等岩脉，以形成细晶岩型脉状矿化为主（周建廷等，2011; 刘爽等，2019; 林忠良等，2020）。对于燕山早期与稀有金属成矿相关的花岗岩，前人已开展较多的研究工作，并取得一定成果。在年代学方面，秦程（2018）对狮子岭稀有金属矿化白云母花岗岩进行了锆石U-Pb同位素测年，获得成岩年龄为141.3±1.5 Ma；Xie Lei et al.（2019）对白水洞锂白云母花岗岩进行了铌铁矿LA-ICP-MS U-Pb同位素测年，获得其谐和年龄为144±5 Ma；聂晓亮等（2022）对茜坑锂矿床中赋矿白（锂）云母花岗岩开展了40Ar/39Ar年代学研究，获得锂云母40Ar/39Ar坪年龄为139.09±0.56 Ma，等时线年龄为138.45±1.11 Ma；Ouyang Yongpeng et al.（2023）借助锡石U-Pb同位素测年方法获得东槽稀有金属矿化白云母花岗岩成岩年龄为139.7±6.7 Ma。成岩成矿作用方面，李仁泽等（2020）对中部大港矿区内与成矿相关的含锂云母碱长花岗岩进行研究，认为其属于高分异S型花岗岩，形成于同碰撞或后碰撞早期的伸展构造背景，为变质泥质岩部分熔融的产物；Ouyang Yongpeng et al.（2023）研究提出东槽白云母花岗岩属高分异花岗岩，经历早期岩浆分异演化和晚期熔体-流体相互作用，其稀有金属矿化为早、晚两阶段叠加作用的产物。然而，对于燕山晚期成矿相关的细晶岩，前人鲜有研究报导，仅Xie Lei et al.（2019）对东部白水洞地区发育的细晶岩开展了少量的矿物学及地球化学方面的研究工作。甘坊复式岩体晚阶段细晶岩研究的缺漏，不仅限制了对甘坊复式岩体形成演化过程的探究，同时也严重制约着该区稀有金属成矿理论研究与找矿勘查进展。
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宜丰同安含锂瓷石矿位于甘坊复式岩体中南部，是区内代表性的细晶岩型稀有金属矿床之一。本文以同安矿区稀有金属矿化花岗细晶岩为研究对象，系统展开了岩相学、锡石U-Pb年代学及全岩主微量地球化学分析工作，确定了该细晶岩成岩时代，并探讨了其形成演化过程、成岩构造环境及其与稀有金属成矿之间的关系，以期为宜丰地区稀有金属成矿理论与找矿勘查工作提供依据。
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1 区域地质背景与研究区概况
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甘坊岩体位于九岭岩体中部，主要出露于上富-甘坊-潭山镇一带，东西长约30 km，南北宽约16 km，出露面积约400 km2（周建廷等，2011）。大地构造位于江南隆起区之九岭逆冲隆起的南东部，宜丰-景德镇深大断裂带北西侧（图1）。前人研究表明，该复式岩体主要形成于燕山期，受到多期多阶段的岩浆侵入作用，该复式岩体可划分为两期三阶段（周建廷等，2011）。漫长且复杂的岩浆演化过程导致了甘坊岩体复杂多样的岩性，其岩性总体呈现由中粗粒斑状黑云母花岗岩→中粗粒斑状二云母花岗岩→中细粒含斑-斑状二云母花岗岩→中细粒白云母钠长花岗岩演变过渡的趋势；同时，在岩浆侵入的最晚阶段，甘坊岩体中还发育大量的花岗伟晶岩脉、似伟晶岩脉、细晶岩脉等（周建廷等，2011; 秦程，2018）。此外，甘坊岩体普遍发生自变质（自交代）作用，变质作用主要包括钾长石化、钠长石化、锂云母化、云英岩化和萤石化等。变质程度随着岩体成岩年龄由老至新表现出由弱→强→弱→强的趋势特征，即在燕山早期第一阶段自变质作用较弱，早期第二阶段开始逐渐增强，并于第二阶段后期达到高峰，然后巨降，直至燕山晚期第一阶段又逐渐升高且于该阶段后期明显达到变质作用高峰（周建廷等，2011）。强烈的自变质（交代）作用，使甘坊岩体中的锂、铷、铯、铌、钽等稀有元素大量富集，形成了大量稀有金属矿床（点），使得其所在的宜丰地区成为江西省乃至我国重要的稀有金属矿产地之一（王成辉等，2019; 李仁泽等，2020）。
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同安含锂瓷石矿位于宜丰县同安乡南东侧，处于甘坊复式岩体的中南部（图1c），是区内具代表性的细晶岩型稀有金属矿床之一。矿区内主要出露为晋宁期中细粒黑云母花岗岩、华力西期中-粗粒二云母花岗岩、中粒斑状黑云母花岗岩和燕山晚期花岗细晶岩（图2a）。其中，花岗细晶岩主要呈北东向脉状侵位于早期花岗岩体中。该花岗细晶岩脉走向10°~48°，倾向北西，倾角57°~89°，地表出露长度50~1600 m，是矿区内锂等稀有金属的主要成矿及赋矿地质体。
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本研究样品采自矿区钻孔TAZK01和TAZK02，具体采样位置见图2。对采集的样品进行岩相学鉴定，显示同安花岗细晶岩整体结构较为致密，呈灰白—浅灰色，具细粒斑状结构，块状构造，斑晶约占5%，粒度约为150~300 μm，矿物组成以斜长石、石英为主，含少量钾长石和白云母；钾长石具有卡式双晶结构，斜长石多发育聚片双晶，局部可见卡钠复合双晶（图3d~e），部分长石因发生高岭土化表面较为浑浊；基质成分为微细粒石英、长石和白云母等，颗粒细小，粒度一般小于40 μm。
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2 锡石U-Pb定年及全岩地球化学分析方法
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锡石U-Pb定年的前期准备工作在广州市拓岩检测技术有限公司完成，选择新鲜的岩石样品进行碎样，挑出晶型和透明度较好的锡石单矿物制靶，而后开展透射光、反射光和阴极发光（CL）显微照相。锡石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室（GPMR）完成，使用的仪器为Coherent GeoLas Pro 193 nm激光剥蚀系统和Thermo Fisher iCAP RQ电感耦合等离子体质谱仪。实验激光剥蚀斑束直径为32 μm，激光脉冲频率为8 Hz，能量密度为4 J/cm2。实验采用已准确获得ID-TIMS U-Pb年龄的AY-4锡石样品（206Pb/238U年龄为158.2±0.4 Ma；Yuan Shunda et al.，2011）作为外部同位素校准标样。对获得的数据采用207Pb和等时线法进行普通铅校正（Andersen，2002）。锡石207Pb/206Pb-238U/206Pb Tera-Wasserburg谐和图与206Pb/238U加权平均年龄图采用Isopolot 3.0软件绘制完成（Ludwig，2003）。
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图1 赣北地区构造单元划分图（a，据江西省地质矿产勘查开发局，2017修改）和甘坊岩体大地构造位置（b，据王成辉等，2019修改）与地质构造简图（c，据周建廷等，2011修改）
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Fig.1 Tectonic unit division map of northern Jiangxi (a, modified after Jiangxi Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, 2017) and geotectonic location (b, modified after Wang Chenghui et al., 2019) and geologic sketch map (c, modified after Zhou et al., 2011) of Ganfang pluton
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图2 同安含锂瓷石矿区地质简图（a）与典型钻孔柱状示意图（b）
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Fig.2 Simplified geological map of the Tong'an lithium-bearing porcelain stone deposit (a) and schematic diagrams of typical drill holes (b)
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图3 同安花岗细晶岩岩芯、手标本及镜下显微照片
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Fig.3 Photographs of borehole cores, hand specimen and microscope of the Tong'an granitic aplite
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（a）—岩心照片；（b）—手标本照片；（c~f）—显微镜下特征；矿物代号：Qtz—石英；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Ms—白云母
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(a) —core photograph; (b) —hand specimen photos; (c~f) —microscopic characteristics; mineral code: Qtz—quartz; Pl—plagioclase; Kfs—alkaline feldspar; Ms—muscovite
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基于岩相学鉴定结果，选取5件相对新鲜的岩石样品，将其粉碎至200目以下，用于全岩地球化学测定。全岩主量、微量及稀土元素分析均在澳实分析检测（广州）有限公司完成。主量元素采用ME-XRF26F分析方法完成，使用仪器为荷兰PANalytical PW2424 X射线荧光光谱仪。具体流程如下：称取0.9 g试样于105℃烘干后置入铂金坩锅，加入四硼酸锂-偏硼酸锂-硝酸锂混合熔剂，充分均混后，在高精密熔样机经1050℃熔融，熔浆倒入铂金模，冷却形成熔片，再用X荧光光谱仪（含氟模式）测定熔片主量元素含量；同时精确称取相同重量的另一份干燥后试样，于马弗炉1000℃有氧灼烧，冷却后再精确称重，试样灼烧前、灼烧后的重量差即是烧失量（LOI），烧失量（LOI）和XRF测得的元素含量（总量以氧化物表示）相加，即是“加和”（“Total”）。该分析方法精密度控制相对偏差小于5%，准确度控制相对误差小于5%。
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微量元素分析方法为ME-MS61r，采用美国Agilent 5110电感耦合等离子体发射光谱仪与美国Agilent 7900电感耦合等离子体质谱仪进行测试。分析步骤如下：称取50 mg试样于Teflon试管中，用高氯酸、硝酸、氢氟酸和盐酸消解后，用稀盐酸定容，使用电感耦合等离子发射光谱仪和等离子体质谱仪进行微量元素分析；元素之间的光谱干扰得到矫正后，即是最后的分析结果。该方法分析精密度控制相对偏差小于10%，准确度控制相对误差小于10%。
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稀土元素分析方法为ME-MS81，采用美国Agilent 7900电感耦合等离子体质谱仪进行测试。测试步骤如下：往50 mg试样中加入硼酸锂（LiBO2/Li2B4O7）熔剂，混合均匀，在熔炉中于1025 °C熔融；待熔融液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸消解并定容，然后用等离子体质谱仪分析样品的稀土元素含量。该方法分析精密度控制相对偏差小于10%，准确度控制相对误差小于10%。
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3 分析结果
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3.1 锡石U-Pb年龄
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用于定年的锡石来自同安矿区花岗细晶岩样品（TA-1），U-Pb年龄分析结果见表1。在透射光下，锡石呈半透明，浅棕黄色—暗棕色，晶型为半自形—自形粒状，粒径50~100 μm，长宽比1∶1~3∶2（图4a）。反射光及CL图像显示，样品中锡石矿物结构简单，表面干净，裂纹不发育（图4b、c），是进行U-Pb同位素定年的理想样品。
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本次测试共获得了24个有效测点，所有测点207Pb/206Pb比值变化范围为0.0639~0.2377，206Pb/238U比值变化范围为0.0218~0.0277。Tera-Wasserburg谐和图解（238U/206Pb-207Pb/206Pb）的下交点年龄为138.3±4.4 Ma（MSWD=1.7）（图5a），207Pb校正后的206Pb/238U加权平均年龄为138.3±2.3 Ma（MSWD=2.0）（图5b），两个年龄值在误差允许范围内基本一致，均属早白垩世。
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图4 同安花岗细晶岩中典型锡石透射光（a）、反射光（b）及CL图像（c）
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Fig.4 Transmitted (a) , reflected (b) and CL image (c) of cassiterites from the Tong'an granitic aplite
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图中圈与标号表示激光打点位置与测点编号
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The circle and label in the figure indicate the laser dot position and the measurement point number
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3.2 全岩地球化学特征
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同安花岗细晶岩样品全岩主量、微量及稀土元素分析结果列于表2。全岩主量元素成分总体表现为高磷铝、富碱钙、贫镁铁钛特征。岩石中SiO2含量为66.95%~67.51%，TiO2含量较低均未达检出限（＜0.01%），Al2O3含量为17.44%~17.77%，TFe2O3含量为0.09%~0.12%，MnO含量为0.05%~0.06%，MgO含量为0.01%~0.03%，CaO含量为1.50%~1.93%，P2O5含量为1.22%~1.35%。岩石具有较高的K2O（3.19%~3.43%）、Na2O（2.50%~3.30%）和全碱含量（K2O+Na2O=5.81%~6.49%），且总体表现出相对富钾的特征（Na2O/K2O=0.76~1.03，平均为0.87）。岩石具有较低的σ值（介于1.40~1.72之间，均小于3），在SiO2-K2O图解中样品点均落在高钾钙碱性系列区域（图6a）。同时，样品具有较高的A/CNK值（1.71~1.88），显示强过铝质特征（图6b）。
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图5 同安花岗细晶岩锡石U-Pb谐和图（a）与加权平均年龄图（b）
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Fig.5 U-Pb concordia diagram (a) and weighted average age diagram (b) of cassiterite from the Tong'an granitic aplite
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同安花岗细晶岩中稀土元素含量极低，多数元素含量低于检出限或在检出限附近，稀土总量（ΣREE）不超过1.29×10-6，故难以对其进行稀土配分分析。岩石的微量元素中具有较高的稀有金属含量，其中Li、Rb、Cs、Nb、Ta平均含量分别可达6648×10-6、3710×10-6、4162×10-6、106.6×10-6和160.3×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图（图7）中，岩石显示出相对富集Rb、U、Nb、Ta、Pb、P、Hf等元素，以及明显亏损Ba、Th、Sr、Ti、REE等元素特征。
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图6 同安花岗细晶岩SiO2-K2O（a，据Peccerillo et al.，1976）和A/CNK-A/NK（b，据Maniar et al.，1989）图解
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Fig.6 SiO2 vs. K2O (a, after Peccerillo et al., 1976) and A/CNK vs. A/NK diagrams (b, after Maniar et al., 1989) of the Tong'an granitic aplite
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白水洞细晶岩数据来自Xie Lei et al.，2019
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The Baishuidong aplite data are fromXie Lei et al., 2019
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图7 同安花岗细晶岩原始地幔标准化微量元素蛛网图（标准值据Sun et al.，1989）
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Fig.7 Primitive mantle-normalized trace element patterns for the Tong'an granitic aplite (the normallization data are from Sun et al., 1989)
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白水洞细晶岩数据来自Xie Lei et al.，2019
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The Baishuidong aplite data are from Xie Lei et al., 2019
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4 讨论
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4.1 成岩时代
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锆石富含Th、U，因具有较低的普通Pb含量和高U-Th-Pb体系封闭温度等特点，是目前最理想的同位素定年矿物（Li Qiuli et al.，2013）。然而，研究发现与稀有金属矿成矿有关的花岗质岩石中锆石普遍具有高U和Th含量，且常常发生蜕晶化作用。对其进行U-Pb同位素测年，通常会因U/Pb分馏校准时的“高U基体效应”，产生不可靠的年龄数据，无法获得准确的成岩时代（Li Qiuli et al.，2010; White et al.，2012）。而锡石是稀有金属成矿岩体中较为常见的一种副矿物，结构与性质稳定，U-Pb同位素体系封闭温度较高，且不易受到后期热液、变质和构造事件的影响，是该类岩体定年的理想矿物，因此锡石U-Pb同位素测年成为确定稀有金属成矿岩体形成时代的有效方法之一。
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本次研究对同安矿区内稀有金属矿化的花岗细晶岩进行了LA-ICP-MS锡石U-Pb同位素测年，获得其谐和年龄和校正后加权平均年龄分别为138.3±4.4 Ma和138.3±2.3 Ma，二者基本一致，指示同安花岗细晶岩成岩时代为早白垩世。此外，前人通过多种定年手段对甘坊岩体中具有面型稀有金属矿化的白（锂）云母花岗岩进行了年代学研究，获得其成岩年龄为144±5~139±1 Ma（秦程，2018; Xie Lei et al.，2019; 聂晓亮等，2020; Ouyang Yongpeng et al.，2023），与本次获得的同安矿区稀有金属矿化花岗细晶岩脉成岩时代较为相近，暗示宜丰地区稀有金属矿化花岗质岩石可能为同一期岩浆事件的产物。
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4.2 岩石成因
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花岗岩常按照成因类型划分方案为I型、S型、 A型和M型。不同成因类型的花岗岩通常具有不同的岩浆源区和成岩构造背景。同安花岗细晶岩主要矿物组成为石英、钾长石、斜长石和白云母，在地球化学特征上，具有较高的A/CNK值（1.71~1.88），为典型的强过铝质S型花岗岩特征（图6d）。另外，花岗细晶岩中具有较高的Ga/Al比值（3.82~4.06，平均为3.98），富集Nb、Ta、Hf等高场强元素，又与A型花岗岩特征较为相似（苏玉平等，2005; 吴锁平等，2007; 贾小辉等，2009; 李小伟等，2010）。随着对花岗岩研究的不断深入诸多学者发现，发生过高分异作用的I、S型花岗岩也会表现出与A型花岗岩类似的Ga/Al＞2.6和富集高场强元素的特征（李献华等，2007; 吴福元等，2007，2017）。同安花岗细晶岩具有较高的Rb含量（3620×10-6~3850×10-6，平均为3710×10-6）、Cs含量（3210×10-6~5100×10-6，平均为4162×10-6）、Rb/Sr比值（81.03~130.69，平均为107.04）以及较低的K/Rb比值（7.14~7.37，平均为7.37）、Nb/Ta（0.63~0.69，平均为0.67）和Zr/Hf比值（5.74~6.50，平均为6.23），综合上述指标暗示其经历过较高的结晶分异作用，属高分异型花岗岩（李洁等，2013; Dostal et al.，2015; Ballouard et al.，2016; 吴福元等，2017）。在10000Ga/Al-Zr和（Zr+Nb+Ce+Y）-FeOT/MgO图解中（图8a、b），样品点多数落在高分异花岗岩区域内，指示其应属于高分异的I型或S型花岗岩。此外，岩石中具有较高的P2O5含量（1.22%~1.35%，平均为1.26%），随着SiO2含量的增高，P2O5含量亦逐渐增高（图8d），与S型花岗岩演化趋势一致（Chappell，1999; 李献华等，2007）。在Rb-Th协变图解中（图8c），样品点也显示出与S型花岗岩一致的负相关演化趋势。综上所述，本文认为同安花岗细晶岩属于高分异S型花岗岩。
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注：里特曼指数σ =（Na2O+K2O）2/（SiO2-43）；铝饱和指数A/CNK = Al2O3/（CaO+Na2O+K2O）（分子比）。
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强过铝质S型花岗岩一般认为来自变沉积物质的部分熔融，可根据CaO/Na2O比值来判断其源岩组分是贫斜长石而富黏土矿物的泥质岩（CaO/Na2O＜0.3）或是富斜长石而贫黏土矿物的砂质岩（CaO/Na2O＞0.3）（Sylvester，1998）。同安花岗细晶岩中CaO/Na2O比值为0.45~0.77（平均为0.62），指示其源区可能为砂质岩组分；但该岩体在形成早期经历了高分异演化，在晚期又经历了岩浆-热液相互作用，如此复杂的成岩过程易使K、Na、Ca等活泼元素发生迁移分异，故仅通过岩石中CaO/Na2O比值来判别其源区物质组成可能不太准确。本次研究对区内同时期花岗岩的相关研究成果进行查阅，发现区域内晚侏罗—早白垩世花岗岩以S型花岗岩为主，主要来源于基底地层变沉积岩的部分熔融，源岩成分以变泥质岩居多（杨泽黎等，2014; 蒋少涌等，2015; 李仁泽等，2020）。综合所述，本文认为同安花岗细晶岩来源于变沉积岩的部分熔融，具体为变泥质岩组分还是变砂质岩组分还有待后续进一步研究。
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图8 同安花岗细晶岩成因类型判别图解
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Fig.8 Diagrams of petrogenesis type discrimination for the Tong'an granitic aplite
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（a）—10000Ga/Al-Zr图解（据吴福元等，2017）;（b）—（Zr+Nb+Ce+Y）-FeOT/MgO图解（据Whalen et al.，1987）;（c）—Rb-Th图解;（d）—SiO2-P2O5图解；数据来源同图6
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(a) —10000Ga/Al vs. Zr diagram (after Wu Fuyuan et al., 2017) ; (b) — (Zr+Nb+Ce+Y) vs. FeOT/MgO diagram (after Whalen et al., 1987) ; (c) —Rb vs. Th diagram; (d) —SiO2 vs. P2O5 diagram; the data source in this figure are the same as in Fig.6
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同安花岗细晶岩属高分异S型花岗岩，具有较高的Li、F、Rb、Cs含量、Rb/Sr比值以及较低的K/Rb、Nb/Ta、Zr/Hf比值，指示其在形成过程中经历高度岩浆结晶分异作用。已有研究结果表明，在岩浆结晶分异演化过程中，Sr倾向于进入斜长石，斜长石的分离结晶将导致残余岩浆中Sr含量的降低和Ba/Sr比值的升高；Ba倾向于进入钾长石，故钾长石的分离结晶通常导致残余岩浆中Ba含量和Ba/Sr比值的降低（李献华等，2007; Li Xianhua et al.，2007）。同安花岗细晶岩中具有明显的Ba、Sr元素亏损，且与Sr元素相比Ba元素亏损更为严重，暗示在岩浆演化过程中经历了长石矿物分离结晶作用，且可能以钾长石的分离结晶为主，这与样品点在Sr-Rb/Sr和Rb-Ba协变图中的判别结果较为吻合（图9a、b）。岩石中具明显的负Ti异常，通常认为是金红石、钛铁矿、榍石等富Ti矿物分离结晶所致，然而该些矿物同时也是Nb、Ta元素的主要宿主矿物（Stepanov et al.，2014; Mitchell，2015; Wang Ke et al.，2021），若其发生明显的分离结晶也将导致残余岩浆中的Nb、Ta元素含量降低，但是这与同安花岗细晶岩中Nb、Ta相对富集相悖。Stepanov et al.（2014）提出，云母作为富钛的硅酸盐矿物之一，云母矿物的分离结晶作用会在消耗岩浆中的钛的同时也会促使残余岩浆中Nb和Ta不断的富集以及Nb/Ta比值的降低，故同安花岗细晶岩中Ti亏损而Nb、Ta发生富集可能是受云母的分离结晶所致，这与Ta-Ta/Nb协变图中样品点的分布特征相符（图9c）。此外，岩石中稀土元素严重亏损，多数元素含量低于检出限或在检出限附近，暗示在岩浆演化过程中可能经历了独居石、褐帘石等富稀土矿物强烈的结晶分异作用。综合岩石地球化学特征和投图判别结果，表明同安花岗细晶岩在形成过程中经历了高度分异演化，可能发生了长石、云母、独居石、褐帘石等矿物的强烈分离结晶作用。
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图9 同安花岗细晶岩分离结晶作用过程判别图解
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Fig.9 Discrimination diagrams showing the fractional crystallization process of the Tong'an granitic aplite
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矿物代号：Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bi—黑云母；Ms—白云母；Hbl—角闪石；Mag—磁铁矿；Ilm—钛铁矿；Rt—金红石；Ttn—榍石；数据来源同图6
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Mineral code: Pl—plagioclase; Kfs—alkaline feldspar; Bi—biotite; Ms—muscovite; Hbl—hornblende; Mag—magnetite; Ilm—ilmenite; Rt—rutile; Ttn—sphene; the data source in this figure are the same as in Fig.6
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此外，前人研究提出华南地区稀有金属花岗岩在形成过程中不仅经历了高度结晶分异作用，在岩浆演化晚期还可能经历岩浆-热液的相互作用（岩浆期后热液自交代），如广西栗木岩体（李胜虎，2015; 张玲等，2018）、湖南千里山岩体（赵振华等，1992，1999）、宜春雅山岩体（李洁，2015; 李胜虎，2015; 徐喆等，2018; Xu Zhe et al.，2023）等。一般来说，岩浆高度分异演化最终都会分异形成富含挥发分的热液流体和残余熔体，并发生一定的熔体-流体相互作用（如钾质交代作用），导致稀土元素四分组效应（赵振华等，1992，1999; Jahn et al.，2001; 陈伟等，2018）、双胞胎元素比值（Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho等）的显著变化（Green，1995; Ballouard et al.，2016; 吴福元等，2017）等。Zr与Hf、Nb与Ta、Y与Ho等元素具有相似的地球化学特征，俗称双胞胎元素，在正常的岩浆体系中，其比值一般不发生变化，但在岩浆高度分异演化发生熔-流相互作用使得体系性质发生改变时，其比值会显著减小（Irber，1999; Jahn et al.，2001; Ballouard et al.，2016）。因此，Bau（1996）和Ballouard et al.（2016）通过研究提出以Nb/Ta=5和Zr/Hf=26为界可将花岗岩划分为正常结晶分异成因和岩浆-热液相互作用成因两大类。同安花岗细晶岩中具有极低的Nb/Ta（0.66~0.69）和Zr/Hf（5.74~6.50）比值，显著低于区分界限，指示其可能经历过强烈的岩浆-热液相互作用过程。同安花岗细晶岩中的稀土元素具有极低的稀土总量（ΣREE≤1.29×10-6），多数稀土元素含量低于检出限或在检出限附近，难以判断其是否具有稀土元素四分组效应特征。通过收集查阅前人在九岭地区同时代岩浆岩研究成果发现，除早期形成的黑云母花岗岩、二云母花岗岩不具明显的稀土元素四分组效应以外，稍晚形成白云母花岗岩、含锂白云母花岗岩和锂云母花岗岩均表现出显著的稀土元素四分组效应特征（秦程，2018; 刘莹，2019; 王成辉等，2019; 李仁泽等，2020; Ouyang Yongpeng et al.，2023），故推测晚阶段形成的同安花岗细晶岩亦发生了相同的稀土元素分异，可能经历过岩浆演化晚阶段的熔-流体相互作用。
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综上所述，本文认为同安花岗细晶岩属高分异的S型花岗岩，来源于地壳浅部变质砂岩组分的部分熔融，在岩浆演化过程中，可能经历早期的高度结晶分异作用和晚期的岩浆-热液相互作用。
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4.3 成岩构造背景
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不同构造背景下形成的花岗岩其矿物组成和地球化学元素特征均存在一定差异，因此国内外众多学者利用这些差异对花岗岩形成的构造背景进行了大量研究，并提出一系列的花岗岩形成的构造环境判别指标与判别图解（Brown et al.，1984; Pearce et al.，1984; Batchelor et al.，1985; Maniar et al.，1989; Barbarin，1999）。在（Y+Nb）-Rb判别图解中，所有数据点均投在同碰撞花岗岩区域（图10a）；在R1-R2图解中，样品点主要投在同碰撞花岗岩区域，且显示出向后碰撞花岗岩过渡的特征（图10b）；在SiO2-log[CaO/（Na2O+K2O）]图解中，样品点主要落在挤压型与伸展型重叠区域，个别投在伸展型界线附近（图10c），指示区内的细晶岩主体形成于一种相对挤压的环境，并具有向伸展环境过渡的趋势。综合前述地球化学构造环境图解投图判别结果（图10），指示同安花岗细晶岩可能主要形成于同碰撞构造背景，且可能处于同碰撞晚期向后碰撞伸展背景过渡的转换阶段。
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同安地区位于华南板块之九岭逆冲隆起东南部，钦杭结合带的西北侧。前人研究发现，该区域侏罗纪地层发育不全，整体缺少上侏罗统，仅在局部地壳见发育有下—中侏罗统，且与上覆白垩系呈明显的不整合接触。另外，下—中侏罗统主要为河湖相沉积建造，而白垩系岩石类型复杂多样，早白垩世早阶段地层以陆相火山喷出岩为主（如打鼓顶组、鹅湖领组），晚阶段开始形成河、湖相沉积碎屑岩（如冷水坞组），晚白垩世地层则为一套巨厚红色碎屑岩建造（江西省地质矿产勘查开发局，2017）。综上，在晚侏罗世—早白垩世期间区域内可能发生了陆-陆碰撞造山事件，导致地壳抬升，沉积间断，而到了早白垩世晚阶段，区域构造体制可能发生了转换，由挤压环境转变为拉张环境，故又开始接受水相沉积。在构造变形方面，区域内晚三叠世—中侏罗世地层中普遍发生褶皱变形，白垩纪地层变形较弱，仅局部发生拗折（江西省地质矿产勘查开发局，2017）；指示在晚侏罗世，区内可能发生挤压碰撞造山作用，到白垩纪时期，造山作用减弱，逐步转入后碰撞构造伸展阶段。此外，区域内燕山期岩浆活动强烈，花岗岩广泛发育。前人大量研究表明，区内晚侏罗世—早白垩世（160~140 Ma）花岗岩多属S型花岗岩，主要形成于同碰撞构造环境或同碰撞向后碰撞转换的构造背景（褚平利等，2019; Xu Zhe et al.，2023）。早白垩世（135~120 Ma）花岗岩则以A型花岗岩为主，形成于伸展构造背景（刘战庆等，2016; 王存智等，2019; 杨志国等，2023），指示在晚侏罗世—早白垩世期间区域内发生过挤压-伸展的构造体制转换。综合区域沉积层序、构造变形和岩浆活动特征，暗示在晚侏罗世时期，区内整体处于陆内碰撞造山阶段，至早白垩世，碰撞挤压逐渐削弱开始向碰撞后伸展背景转换。LA-ICP-MS锡石U-Pb定年结果显示同安花岗细晶岩成岩年龄为138.3 Ma，属早白垩世早期，正好处于该挤压碰撞向后碰撞伸展转换之际，与地球化学判别结果较为吻合。
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图10 同安花岗细晶岩构造环境判别图解
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Fig.10 The tectonic discrimination diagrams of the Tong'an granitic aplite
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（a）—（Y+Nb）-Rb图解（据Pearce et al.，1984）；（b）—R1-R2图解（据Batchelor et al.，1985）；（c）—SiO2-log[CaO/（Na2O+K2O）]图解（据Brown et al.，1984）；图（b）图例说明：①—地幔演化；②—板块碰撞前；③—板块碰撞后隆起；④—造山晚期；⑤—非造山；⑥—同碰撞；⑦—后碰撞。数据来源同图6
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(a) —Y+Nb vs. Rb diagram (after Pearce et al., 1984) ; (b) —R1 vs. R2 diagram (after Batchelor et al., 1985) ; (c) —SiO2 vs. log[CaO/ (Na2O+K2O) ] diagram (after Brown et al., 1984) ; the legend illustration of diagram (b) : ①—mantle fractionates; ②—pre-plate collision; ③—post collision uplift; ④—late orogenic; ⑤—anorogenic; ⑥— syn-collision; ⑦—post orogenic.The data source in this figure are the same as in Fig.6
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综上所述，本文认为同安花岗细晶岩可能形成于古太平洋板块俯冲作用下的陆内同碰撞向后碰撞环境转换的构造背景，这种先挤压后伸展的构造背景有利于软流圈地幔物质上涌，诱发地壳重熔形成过铝质花岗岩浆，同时由于地幔物质的不断上涌为岩浆活动提供了源源不断的热源与驱动力，使岩浆得以高度分异演化，使锂等稀有金属元素不断富集并最终成矿。
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4.4 岩浆演化对稀有金属成矿的制约
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花岗岩型稀有金属矿床作为稀有金属矿床中一种重要类型，一备受国内外学者的关注。但关于该类矿床的成因目前仍存在较大争议，主要为以下三种观点：①岩浆高度结晶分异成因（李福春等，2000; 朱金初等，2002; 李洁等，2013）；②热液交代作用成因（袁忠信等，1987; 黄小娥等，2005）；③岩浆高程度分异+热液交代复合成因（赵振华等，1992; 杨泽黎等，2014; 李洁，2015; 李胜虎，2015; Ouyang Yongpeng et al.，2023）。宜丰地区是我国重要的锂铌钽稀有金属矿产地之一，目前已发现有同安、党田、茜坑、狮子岭、大港、白水洞、东槽等一大批花岗岩型（包括蚀变花岗岩型和细晶岩型）稀有金属矿床点，甘坊复式岩体作为该区重要的稀有金属的成矿、赋矿岩体，形成过程复杂且漫长，花岗岩演化系列完整，是研究探讨稀有金属花岗岩成岩-成矿作用的理想对象。
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图11 甘坊复式岩体Rb/Sr-Li（a）、Rb/Ba-Li（b）、Nb/Ta-Li（c）和Zr/Hf-Li（d）协变图
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Fig.11 Rb/Sr vs. Li (a) , Rb/Ba vs. Li (b) , Nb/Ta vs. Li (c) and Zr/Hf vs. Li (d) diagrams of the Ganfang granite
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黑云母花岗岩据项目组待发表数据；二云母花岗岩据王成辉等，2019; 李仁泽等，2020；白云母花岗岩据王成辉等，2019; Ouyang Yongpeng et al.，2023；锂云母花岗岩据王成辉等，2019; Xie Lei et al.，2019; 李仁泽等，2020；细晶岩据本文和Xie Lei et al.，2019
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Biotite granite according to the team's data to be published; two-mnica granite data are from Wang Chenghui et al., 2019; Li Renze et al., 2020; muscovite granite data are from Wang Chenghui et al., 2019; Ouyang Yongpeng et al., 2023; lepidolite granite data are from Wang Chenghui et al., 2019; Xie Lei et al., 2019; Li Renze et al., 2020; aplite data are from this paper and Xie Lei et al., 2019
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本次工作对同安花岗细晶岩成因研究的基础上，系统收集了前人关于甘坊复式岩体中其余类型花岗岩的研究成果，并进行综合分析，发现随着岩石类型由黑云母花岗岩→二云母花岗岩→白云母花岗岩→（含）锂云母花岗岩→细晶岩的形成演变过程，岩石中云母类矿物呈现出明显的由黑云母逐渐向锂云母演变过渡的趋势，同时岩石中的Rb/Sr、Rb/Ba比值逐步增大，Nb/Ta、Zr/Hf比值逐渐减小（图11），指示其形成过程岩浆结晶分异演化程度不断增高（朱金初等，2002; 李洁等，2013; 吴福元等，2017）；并且随着岩浆的不断分异演化，岩石中Li元素含量亦逐渐增高，显示出明显的正相关特征，表明岩浆高度结晶分异演化能够实现残余岩浆中Li元素的富集，为后期Li的成矿作用奠定物质基础。此外，根据前人提出以双胞胎元素比值依据（Zr/Hf=26，Nb/Ta=5；Bau，1996; Ballouard et al.，2016）将区内花岗质岩石划分为正常结晶分异成因和岩浆-热液相互作用成因两种类型。Nb/Ta-Li和Zr/Hf-Li双协变图解显示，随着Nb/Ta、Zr/Hf比值的降低，岩石中Li元素含量不断增高，且当元素比值较高（Nb/Ta＞5，Zr/Hf＞26）时，Li含量增长缓慢，而当比值较低（Nb/Ta＜5，Zr/Hf＜26）时，Li元素含量则大幅增高（图11c、d），暗示演化晚期的岩浆-热液相互作用可能才是Li元素高度富集并最终成矿的关键，这与前人提出的宜春雅山地区锂铌钽成矿作用特征较为相似（徐喆等，2018; Xu Zhe et al.，2023）。
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综上所述，本文更倾向于认同第三种成因观点，即宜丰甘坊地区花岗岩型（包括蚀变花岗岩型和细晶岩型）锂成矿作用为岩浆高度分异+热液交代复合成因，其中岩浆的高度结晶分异作用使Li元素起到初始富集，演化晚期岩浆-热液的相互作用可能才是Li高度富集并成矿的关键因素。
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5 结论
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（1）LA-ICP-MS锡石U-Pb定年结果表明，同安花岗细晶岩成岩年龄为138.3 Ma，属于燕山晚期早白垩世。
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（2）同安花岗细晶岩具有高磷铝、富碱钙、贫镁铁钛的特征，具有较高的A/CNK值（1.71~1.88）和较低σ值（1.40~1.72），属于典型的强过铝质、高钾钙碱性岩石；微量及稀土元素方面，强烈亏损稀土元素，同时表现出相对富集Rb、U、Nb、Ta、Pb、P、Hf和明显亏损Ba、Th、Sr、Ti等元素特征。
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（3）岩相学、年代学与岩石地球化学特征综合指示，同安花岗细晶岩属高分异S型花岗岩，来源于变沉积岩物质的部分熔融；在演化过程中，可能经历过早期的高度结晶分异作用和晚期的岩浆-热液相互作用。
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（4）岩浆高度结晶分异和演化晚期熔体-流体相互作用是宜丰甘坊地区花岗岩型（包括蚀变花岗岩型和细晶岩型）锂矿成矿的重要制约因素，其中岩浆的高度结晶分异作用主要对Li元素进行了初始富集，演化晚期岩浆-热液相互作用才是其高度富集并成矿的关键因素。
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致谢：野外工作及样品处理测试得到了中国地质大学（武汉）章伟副教授、刘思祺博士的帮助与指导；审稿人对本文初稿提出了一系列宝贵修改建议；在此一并表示衷心的感谢。
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摘要
燕山期甘坊复式岩体是宜丰锂铌钽稀有金属矿田重要的赋矿岩体，细晶岩作为甘坊岩体晚阶段岩浆演化的产物，与区内细晶岩型稀有金属成矿作用关系密切，但前人对该类岩石及其成矿作用特征研究较薄弱。本文以甘坊岩体南侧同安矿区内的花岗细晶岩为研究对象，对其展开系统的岩相学、锡石U-Pb年代学和全岩地球化学分析。锡石U-Pb定年结果表明，同安花岗细晶岩形成时代为138.3 Ma。全岩地球化学分析结果显示，该类岩石具高磷铝、富碱钙、贫镁铁钛的特征，且A/CNK值(1.71~1.88)较高，σ值(1.40~1.72) 较低，属于典型的强过铝质、高钾钙碱性岩石。全岩微量及稀土元素成分显示，同安花岗细晶岩具有稀土元素强烈亏损，相对富集Rb、U、Nb、Ta、Pb、P、Hf和明显亏损Ba、Th、Sr、Ti等元素的特征。综上所述，同安花岗细晶岩属高分异的S型花岗岩，来源于地壳浅部变沉积岩物质的部分熔融。在演化过程中，经历过早期高度结晶分异过程和晚期的岩浆-热液相互作用，其中早期的高度结晶分异过程对Li成矿起到了初始富集的作用，而演化晚期的岩浆-热液相互作用才是Li元素高度富集并成矿的关键。
Abstract
The Ganfang granite batholith formed in the Yanshan period is the most important ore-hosting rock in the Yifeng Li-Nb-Ta rare metals ore field. The aplite, being product of the late stage of magmatic evolution in the Ganfang granite, is closely related to the mineralization of aplite-vein type rare metals in the Yifeng area. However, little research has been done on these rocks. In this paper, petrographic, cassiterite U-Pb chronological and whole-rock geochemical analysis have been performed on the Tong'an granitic aplite in the Tong'an mining area, south of the Ganfang granite. Results of cassiterite LA-ICP-MS U-Pb dating show that the aplite formed at about 138.3 Ma. According to the results of geochemical analysis, aplite samples are characterized by high Al2O3, P2O5, CaO, and alkali (Na2O+K2O) contents and low Mg, Fe, and Ti contents. They have high A/CNK ratios (varying from 1.71 to 1.88) and low σ values (between 1.40 and 1.72), belonging to high potassium calc-alkaline rocks that are also highly peraluminous. In terms of trace and rare earth elements, the Tong'an granitic aplite is enriched in Rb, U, Ta, Pb, P, and Hf elements and depleted in Ba, Th, Sr, and Ti elements, as well as highly depleted in rare earth elements. These characteristics indicate that the Tong'an granitic aplite belongs to highly fractionated S-type granites. It was probably derived from the partial melting of metasedimentary rocks in the shallow crust, and experienced high degree of fractional crystallization in early stages, and magmatic-hydrothermal interaction in late stage. In addition, we believe that the early highly-fractional crystallization played an initial enrichment role in lithium mineralization, while the magmatic-hydrothermal interaction in the late evolution stage was the key to high enrichment of lithium and the eventual mineralization.
