江南隆起带(安徽段)西坞口铷矿床岩浆岩锆石U-Pb年龄及Hf同位素特征研究 *

2019-12-27陈雪锋范裕庾江华钱仕龙陆中秋杨张一洪建民肖鑫

岩石学报 2019年12期

陈雪锋范裕庾江华钱仕龙陆中秋杨张一洪建民肖鑫

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥工业大学矿床成因与勘查技术研究中心(ODEC)，合肥 2300092. 安徽省矿产资源与矿山环境工程技术研究中心，合肥 2300093. 安徽省地质矿产勘查局322地质队，马鞍山 243000

铷作为“三稀”资源中的稀有元素之一，现已被广泛应用于军工部门、科学技术领域和民生设施中。美国、加拿大和俄罗斯的铷生产总量分别占全球铷资源的48.1%、18.9%和15.9%，而我国的铷产量仅占全球的3.3%，但铷使用量位居世界前列，因此铷是我国的紧缺矿种之一(孙艳, 2013; 王瑞江等, 2015)。目前工业上的铷元素主要提取自盐湖卤水、锂云母[(K, Rb) Li2AlSi4O10F2]和铯榴石[Cs2Al2Si4O12]，具有开采价值的铷矿床工业类型主要为盐湖卤水型和花岗伟晶岩型(孙艳, 2013)。近年来花岗岩型铷矿床的勘探和开发日益得到重视，2018年广东省河源市发现了世界上第一例超大型花岗岩型铷矿床，探明铷资源量约17.5万吨(肖勇, 2018)。

西钨口矿床最早是由安徽省地矿局322地质队于1975年在江南隆起带(安徽段)普查发现的一处中型热液脉型钨锡矿床，含钨矿物为黑钨矿(安徽省地调院, 2011(1)安徽省地调院. 2011. 皖南地区钨(锡钼)矿资源潜力调查评价报告; 陈雪锋等, 2018)，受限于当时分析技术手段，未对铷矿资料进行评价。2018年，安徽省地矿局322地质队对西坞口铷矿床进一步开展勘探工作并圈定了具有规模的铷矿体，矿石中铷品位为0.21%～0.25%，含铷矿物为云母，初步估算铷资源量可达到大型矿床规模(陈雪锋等, 2018)。江南隆起带(安徽段)作为我国最重要的钨钼多金属产地之一，区域内已发现有70多处与燕山期中酸性岩浆活动相关的钨钼矿床(常印佛等, 1991; 陈江峰等, 1993; Wuetal., 2012)。前人对区域内的钨钼矿床及其岩浆岩地质特征(Songetal., 2014)、成岩成矿时代(吴荣新等, 2005; 宋国学, 2010; Lietal., 2012; Wuetal., 2012; 范羽, 2015; 陈雪锋, 2016; 肖鑫等, 2017; 陈雪锋等, 2018)、岩浆岩地球化学(薛怀民等, 2009; 彭戈等, 2012; 谢建成等, 2012; Songetal., 2014; 施珂, 2016; 施珂等, 2017)及成岩成矿背景(周涛发等, 2004; 袁峰等, 2005; Wuetal., 2012)等方面的研究已经广泛开展，取得了非常重要的研究成果，西坞口铷矿床的发现进一步丰富了江南隆起带(安徽段)的矿产资源类型，但对于铷矿床的研究相对较少，目前，仅限于陈雪锋等(2018)对西坞口铷矿床中的含铷矿物进行了分析，施珂(2016)对西坞口中与成矿有关的花岗斑岩进行了全岩地球化学分析。

本次研究在矿床地质研究的基础上，将对西坞口花岗斑岩开展锆石LA-ICP-MS U-Pb定年、锆石微量元素和锆石Lu-Hf同位素分析，结合前人对西坞口花岗斑岩的研究成果，厘定西坞口铷矿床的岩浆岩的成岩时代，确定岩浆岩类型及源区，并与区域内同时代钨钼矿床的成矿岩体进行对比，进一步丰富区域内三稀金属矿产资源成岩成矿作用研究。

1 地质概况

图1 江南隆起带(安徽段)大地构造位置(a)及区域矿产分布图(b)(据江西省地质矿产局, 1984; 陈雪锋等, 2018)TBF-天目山-白际山断裂；JNF-江南断裂；GTF-高坦断裂；ZWF-周王断裂；CCF-崇阳-常州断裂Fig.1 Tectonic location (a) and deposits distribution map (b) of the Jiangnan Uplift Belt (Anhui Province) (after BGMRJ, 1984; Chen et al., 2018)TBF-Tianmushan-Baijishan fault; JNF-Jiangnan fault; GTF-Gaotan fault; ZWF-Zhouwang fault; CCF-Chongyang-Changzhou fault

“江南隆起带”是扬子板块与华夏板块之间的拼接带，是一条近NE向的前寒武纪地质单元，长约1500km，宽约200km，主要由中-新元古代浅变质岩组成(Lietal., 2003)，自西向东延伸至安徽省南部地区(图1a)。江南隆起带(安徽段)出露的基底地层为新元古界浅变质基底上溪群，盖层为古生界到中生界的海相沉积地层，局部发育第四系(唐永成等, 1998; 陈雪锋等, 2018)(图1b)。江南隆起带(安徽段)的构造线方向为NNE-NE向，主要的断层有高坦断裂、周王断裂、江南断裂和天目山-白际山断裂。江南隆起带(安徽段)内岩浆岩主要形成于晋宁期(850～772Ma)和燕山期(150～121Ma)(Lietal., 2003; 薛怀民等, 2009; 陈雪锋等, 2018)。江南隆起带(安徽段)内目前发现的70余个矿床均与燕山期岩浆作用有关，主要矿种为W、Mo、Pb-Zn、Cu、Au、和Re。矿床的成因类型以矽卡岩型为主(高家塝钨矿床、桂林郑钨钼铅锌矿床、东源钨矿床、百丈岩钨钼矿床、竹溪岭钨钼矿床、逍遥钨钼矿床和上金山钨钼矿床)，其次是斑岩型(马头钼矿床、湛岭铼钼铜矿床)和石英脉型(天井山金矿床)(图1b)。区内的钨钼矿床主要形成于燕山期早阶段(150～134Ma)，而钼矿床与燕山期晚阶段(134～121Ma)岩浆活动有关(宋国学, 2010; 陈雪锋等, 2018)。

西坞口铷矿床地理位置上位于安徽省宁国市南部大约40km，大地构造位置上处于江南隆起带(安徽段)东部(图1b)。矿区出露的地层有南华系下统休宁组粉砂岩，南华系下统南沱组含砾砂岩，震旦系下统蓝田组条带状泥质灰岩和震旦系下统皮园村组硅质页岩(庾江华和黄涛, 2016)(图2)。矿区内发育的三组断裂分别为NE向、EW向和NWW向，其中NE向断层(F3)是主要控矿断裂(图2)，走向30°～60°，倾向SE，形成于成矿前，成矿期发生活化(陈雪锋等, 2018)。EW(F4)和NWW(F2)向断层切割NE向断层(F3)，与石英-黑钨矿脉关系密切(图2)。矿区内发育的岩浆岩为花岗斑岩(图3)，主要呈岩株状侵位于南华系下统休宁组地层(陈雪锋等, 2018)，在地表可见花岗斑岩岩脉(图2)。按产出位置的不同，铷矿体可以分为三类(图3)：第Ⅰ类矿体赋存于花岗斑岩体中，呈透镜状；第Ⅱ类矿体形成于岩体与围岩的接触带，呈透镜状；第Ⅲ类矿体主要呈脉状分布于地层中，受F3断层控制。其中以第Ⅰ类和第Ⅱ类矿体为主(陈雪锋等, 2018)。第Ⅰ类和第Ⅱ类铷矿体中的铷矿石类型为云母型，含铷矿物为锂白云母，矿石中锂云母的体积分数可达到70%以上，脉石矿物主要为萤石和石英。第Ⅲ类铷矿体中矿石类型为云母型，但含铷矿物为铁锂云母，矿石中铁锂云母的体积分数大于30%，脉石矿物为萤石和石英(陈雪锋等, 2018)。

图2 西坞口矿区地质图(据施珂, 2016; 陈雪锋等, 2018)Fig.2 Simplified geological map of the Xiwukou deposit (after Shi, 2016; Chen et al., 2018)

围岩蚀变类型主要为云英岩化、硅化、萤石化等。云英岩化和硅化主要分布于花岗斑岩与围岩的接触带中(图3)。萤石化蚀变形成较晚，主要呈石英-萤石-黑钨矿脉体分布于休宁组和南沱组地层中(陈雪锋等, 2018)。

花岗斑岩具有斑状结构，块状构造(图4a)。斑晶的含量约为40%～50%，斑晶主要为钾长石(35%～50%)和石英(25%～30%)，其次是斜长石(10%～15%)和黑云母(<5%)。钾长石呈灰白色，自形-半自形粒状，粒径>3mm，部分钾长石表面发育轻微的粘土化(图4b)；斜长石呈灰白色，半自形-他形粒状结构，粒径一般>2mm左右，发育简单聚片双晶(图4b)；石英呈无色透明，粒状，粒径为1mm左右，颗粒边缘发育有溶蚀结构；黑云母呈黄绿-红褐色，板状、长柱状，在单偏光显微镜下表现出多色性(图4b)。基质的含量约占50%～60%，主要为微粒石英(10%～15%)和长石(12%～15%)，少量鳞片状黑云母。副矿物主要有锆石和磁铁矿。岩体中靠近矿体的部位局部发育有绿柱石(图4c, d)。

图3 西坞口铷矿床7号勘探线剖面图(据陈雪锋等, 2018)Fig.3 Simplified No.7 exploration line sectional map of the Xiwukou deposit (after Chen et al., 2018)

2 样品采集与分析方法

花岗斑岩样品(705-600)采自于西坞口铷矿床钻孔ZK705。锆石的初步处理工作是在南京市宏创地质服务有限公司完成，锆石U-Pb测年分析工作是在合肥工业大学LA-ICP-MS实验室完成。具体过程见陈雪锋(2016)。分析仪器：德国Geolas pro 193nm ArF准分子激光器+Agilent 7500a ICP-MS。载气为He，采用NIST SRM610进行仪器最佳化，采用国际标准锆石91500作为同位素分析外标，以Si作为内标。激光束斑为30μm，剥蚀频率为6Hz，激光能量为10J/cm2。采用ICP MS Data Cal(12.1版)软件对数据进行分析。采用Andersen and Griffin (2004)的方法进行普通Pb校正，采用Isoplot(2.49版)(Ludwig, 2001)进行图件绘制和年龄计算。

图4 西坞口花岗斑岩手标本(a、c)和正交偏光镜下照片(b、d)(a)花岗斑岩；(b)花岗斑岩中的钾长石和石英斑晶；(c)花岗斑岩中发育的绿柱石；(d)石英晶体被绿柱石穿切. Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Qtz-石英；Brl-绿柱石Fig.4 Hand specimen (a, c) and microphotographs under cross-polarized light (b, d) of the Xiwukou granite porphyry(a) granite porphyry; (b) K-plagioclase and quartz phenocrysts in granite porphyry; (c) beryl in granite porphyry; (d) the quartz crystal crosscut by the beryl. Kfs-K-feldspar; Pl-Plagioclase; Bi-biotite; Qtz-quartz; Brl-beryl

图5 西坞口花岗斑岩中锆石阴极发光图像及分析点位Fig.5 CL images of zircon and analysis points of the Xiwukou granite porphyry

锆石Hf同位素分析工作是在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。实验仪器为Thermo Finnigan Neptune MC-ICP-MS，激光剥蚀系统为New wave UP213。激光束斑为30μm，剥蚀时间为40s。外标为91500和GJ-1，实验过程中每隔10个点测2个91500和1个GJ-1标样点。外标91500的176Hf/177Hf变化范围为0.282305～0.282014，GJ-1的176Hf/177Hf变化范围为0.282013～0.282018，与标准结果在误差范围内一致。

图6 西坞口花岗斑岩中锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图解(标准化值据Boynton, 1984)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element pattern of zircons in the Xiwukou granite porphyry (normalization values after Boynton, 1984)

图7 西坞口花岗斑岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和图Fig.7 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of the Xiwukou granite porphyry

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄及微量元素分析结果

西坞口花岗斑岩中锆石颗粒呈60～150μm的长柱状或短柱状，可见明显的震荡环带(图5)，指示具有岩浆锆石的特征。本次测年结果及微量元素数据分别如表1、表2所示，西坞口岩体中的锆石具有非常高的U含量(497×10-6～17408×10-6，平均值为5436×10-6)、Th含量(246×10-6～4032×10-6，平均值为1898×10-6)和较高的普通Pb含量(13×10-6～442×10-6)，所有锆石的232Th/238U比值的变化范围为0.1～0.7(平均值为0.402)，介于标准的岩浆锆石范围之内(Th/U>0.4, Hoskin and Schaltegger, 2003)。西坞口花岗斑岩中的锆石也具有典型岩浆锆石的Ce正异常和Eu负异常(图6)。本次测得西坞口花岗斑岩中18颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄是141.7±1.0Ma(MSWD=0.41，n=18)(图7)，能够代表花岗斑岩体的形成时代。

3.2 锆石Ti温度计算结果

岩浆岩锆石中Ti的含量对于形成时的温度变化非常敏感，Watson and Harrison (2005)提出岩浆体系中存在金红石等代表TiO2含量饱和条件时，锆石晶格中的Ti4+含量主要受温度控制，Ferry and Watson (2007)通过实验岩石学研究，认为锆石中的Ti含量主要受SiO2(αSiO2)、TiO2(αTiO2)和温度(T)控制，计算公式及条件如下：

logαSiO2+logαTiO2

当熔体中存在石英时，αSiO2=1；当熔体中存在锆石时αTiO2≧0.5，钛铁矿存在时αTiO2≧0.6，榍石和钛铁矿存在时αTiO2=0.7，金红石存在时αTiO2=1.0(高晓英和郑永飞, 2011; 原垭斌等, 2018)。由于西坞口花岗斑岩中除钛铁矿外，并未发现其他富Ti矿物，所以αSiO2=1、αTiO2≈0.6。根据以上公式和参数计算获得西坞口花岗斑岩的形成温度如表2所示，温度变化范围为596.9～850.1℃，平均值为735.4℃。

3.3 锆石Hf同位素分析结果

本次测得西坞口花岗斑岩中锆石的Hf同位素数据如表3所示，176Lu/177Hf的平均值为0.001746(<0.002, 吴福元等, 2007; Patchettetal., 1982)，表明放射性成因的176Hf在锆石形成后积累很少，本次实验测试的锆石176Lu/177Hf比值可以代表初始的Hf同位素特征。锆石176Yb/177Hf的比值为0.063022～0.170080，平均值为0.108150，176Hf/177Hf的比值范围为0.282508～0.282653，平均值为0.282574。根据LA-ICP-MS锆石U-Pb的原位定年数据进行校正后获得了西坞口花岗斑岩的εHf(t)的变化范围为-6.7～-1.3，平均值为-4.2，tDM1=870～1173Ma，平均值为1025Ma，tDM2=1273～1613Ma，平均值为1457Ma。

3.4 主量、微量元素分析结果

西坞口花岗斑岩的全岩地球化学数据引自于施珂(2016)。花岗斑岩的主量元素分别为SiO2(74.29%～76.25%)、TiO2(0.05%～0.28%)、Al2O3(12.46%～13.08%)、Fe2O3(0.43%～1.79%)、FeO(0.36%～1.19%)、MgO(0.09%～0.15%)、MnO(0.01%～0.04%)、CaO(0.14%～0.73%)、Na2O(2.45%～3.88%)、K2O(4.39%～5.40%)，具有相对较高的K2O/Na2O(1.22～2.20)、ALK(7.85%～8.62%)和非常低的P2O5(Bdl～0.05%)，属于准铝质-高钾钙碱性系列(图8)。

西坞口花岗斑岩的∑REE的变化范围为140.1×10-6～235.9×10-6，具有相对较低的LREE/HREE(1.42～5.44)、(La/Yb)N(0.89～4.49)和δEu(0.02～0.28)。西坞口花岗斑岩的稀土元素配分曲线表现出明显的“V”字型和负Eu异常(图9a)。相对于地壳元素组成，西坞口花岗斑岩强烈富集HREE、Rb、U、Th等元素，亏损Ba、Sr、P、Ti(图9b)。

4 讨论

4.1 成岩时代

江南隆起带(安徽段)内岩浆岩形成于晋宁期(850～772Ma)和燕山期(150～121Ma)(Lietal., 2003; Wuetal., 2012; 薛怀民等, 2009)，燕山期岩浆岩主要以复式岩体为主，按岩浆岩类型和成岩时代可分为两个阶段：早阶段(150～134Ma)岩浆岩以花岗闪长岩和二长花岗岩为主，是江南隆起带(安徽段)内复式岩体的主体，属高钾钙碱性I型花岗岩，与W矿化关系密切；晚阶段(134～121Ma)岩浆岩主要为碱性花岗岩和正长花岗岩，是江南隆起带(安徽段)内复式岩体的补体组成部分，属高钾钙碱性准铝质A型花岗岩，与Mo矿化有关(Wuetal., 2012; 袁峰等, 2005; 宋国学, 2010; 薛怀民等, 2009; 范羽, 2015; 翁望飞等, 2011)。本次工作确定西坞口花岗斑岩的成岩时代为141.7±1.0Ma，应属于区内燕山期早阶段岩浆活动的产物。

表3西坞口花岗斑岩中锆石Hf同位素组成

Table 3 The compositions of zircon Hf isotopes of granite porphyry in the Xiwukou deposit

测点号Age(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177HfRatio1σRatio1σRatio1σεHf(0)εHf(t)tDM1(Ma)tDM2(Ma)fLu/HfXWK-1142.10.0898680.0021960.0028730.0000720.2825340.000018-8.4 -5.6 1069 1543 -0.91XWK-2139.20.0630220.0015140.0019390.0000480.2826530.000013-4.2 -1.3 870 1273 -0.94XWK-3141.50.0870380.0024210.0027570.0000800.2825860.000010-6.6 -3.7 989 1427 -0.92XWK-4143.50.1193920.0006000.0036550.0000180.2825380.000014-8.3 -5.5 1087 1538 -0.89XWK-5141.60.1270600.0013310.0040500.0000380.2825290.000014-8.6 -5.9 1113 1561 -0.88XWK-6143.20.0942350.0011620.0027300.0000390.2826400.000009-4.7 -1.8 908 1305 -0.92XWK-7143.20.1143900.0018950.0036800.0000650.2825200.000015-8.9 -6.1 1114 1578 -0.89XWK-8143.80.1510480.0021880.0048290.0000640.2825560.000010-7.6 -4.9 1096 1505 -0.85XWK-9142.60.0815720.0005190.0026410.0000110.2825080.000012-9.3 -6.5 1100 1599 -0.92XWK-10141.50.1095350.0026870.0034700.0000830.2825810.000013-6.8 -4.0 1016 1442 -0.90XWK-11140.50.1307170.0019190.0035910.0000400.2825970.000011-6.2 -3.4 995 1407 -0.89XWK-12141.40.0645970.0003320.0021240.0000140.2825540.000010-7.7 -4.8 1018 1494 -0.94XWK-13140.00.1700800.0003910.0055750.0000180.2825520.000020-7.8 -5.2 1127 1519 -0.83XWK-14140.10.0915320.0021220.0026150.0000730.2826310.000008-5.0 -2.2 919 1326 -0.92XWK-15140.90.1546340.0035480.0048750.0001140.2825080.000016-9.3 -6.7 1173 1613 -0.85XWK-16140.80.0935750.0009810.0026020.0000220.2826150.000009-5.6 -2.7 942 1361 -0.92XWK-17140.80.1145640.0012150.0034580.0000570.2826030.000009-6.0 -3.2 983 1393 -0.90XWK-18140.40.0898330.0044150.0027810.0001460.2826210.000009-5.3 -2.5 938 1349 -0.92

图8 西坞口岩石A/NK-A/CNK图解(a，底图据Maniar and Piccoli, 1989)和K2O-SiO2岩石序列图解(b，底图据Ewart, 1982)Fig.8 A/NK vs. A/CNK diagram (a, base map after Maniar and Piccoli, 1989) and K2O vs. SiO2 diagram (b, base map after Ewart, 1982) of the Xiwukou granite porphyry

图9 西坞口花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据Galer et al., 1989) (Crust值据Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element variation diagrams (b, normalization values after Galer et al., 1989) of the Xiwukou granite porphyry (the crust values from Sun and McDonough, 1989)

图10 西坞口花岗斑岩成因类型判别图解(底图据Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)Fig.10 Discrimination diagrams for the Xiwukou granite porphyry (base map after Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)

4.2 岩浆岩类型与源区

图11 西坞口花岗斑岩Hf同位素图解Fig.11 Diagram of εHf(t) values vs. ages for zircons of the Xiwukou granite porphyry

岩浆岩类型的判别对于岩浆源区、岩浆演化和构造环境的识别非常重要(Pearceetal., 1984; Sylvesteretal., 1997)。通常，岩浆岩的成因类型可以划分为I、S、M和A型。A型花岗岩具有富硅、富钾、富Ga、Zr、Nb、Ta等高场强元素的特征(Kingetal., 2001)。西坞口花岗斑岩具有高SiO2(74.29%～76.25%)、ALK(7.85%～8.62%)的特征，属准铝质高钾钙碱性系列(图8)，微量元素具有较低的LREE/HREE、(La/Yb)N和δEu，亏损Ba、Sr、P、Ti而富集Rb、Th、U等元素的特征(图9)，这一特征与A型花岗岩的富硅、富钾基本特征非常相似(Loiselle and Wones, 1979; Collinsetal., 1982; Kingetal., 2001)。在岩浆岩成因类型判别图解中(图10a-d)，西坞口花岗斑岩数据落入了A型花岗岩的区域，FeOT的含量(平均值为2.09%)高于高分异I型花岗岩(<1.00%)(王强等, 2003)，P随着岩浆演化作用的进行也未表现出标准的S型花岗岩特征(图10f)。在岩浆岩矿物组成上，西坞口花岗斑岩中也未发现有代表I型花岗岩的角闪石，也未发现有代表S型花岗岩的堇青石和石榴子石等矿物(Wangetal., 2018)，说明西坞口花岗斑岩的成因类型应属于A型。Eby (1992)将Y/Nb比值作为A型花岗岩进一步分类的判别依据(<1.2为A1型花岗岩；>1.2为A2型花岗岩)。西坞口花岗斑岩的Y/Nb比值变化范围为1.3～2.8(平均值为2.2)，在Nb-Y-Ce判别图解中，测试点同样落入了A2型花岗岩区域(图10e)。综上所述，西坞口花岗斑岩应属于A2型花岗斑岩，明显不同于燕山期早阶段与钨钼矿床(白钨矿)有关的I型花岗岩(薛怀民等, 2009; Songetal., 2014)。

A型花岗岩的成因主要有以下几种(汪洋, 2009)：(1)由富F麻粒岩相下地壳的部分熔融作用形成(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987)；(2)由长英质和镁铁质源区的岩石部分熔融形成(Landenberger and Collins, 1996; Kingetal., 2001)；(3)由幔源的碱性基性岩-中性岩分异演化形成(Bonin, 2007)。西坞口花岗斑岩富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素，亏损Ti、Ba、Sr、P等高场强元素，Nb/U(2.4)和Ta/U(0.30)明显低于地幔平均值(47和2.7, Taylor and McLennan, 1995)，(Rb/Nb)N(9.18)高于陆壳平均值(2.3～4.8, Taylor and McLennan, 1995)，Sm/Nd(0.29)与陆壳平均值(0.17～0.25, Taylor and McLennan, 1995)相近。Mg#值(3.86～10.38)低于地幔平均值(40)，Al2O3(12.46%～13.08%)和FeOT(0.78%～2.74%)的含量也相对于全球中-上地壳的平均值(15.0%～15.4%和1.53%～4.43%, Rudnick and Gao, 2003)较低。西坞口εHf(t)的变化范围为-6.7～-1.3(平均值为-4.2)(表3、图11)。综合以上特征，说明西坞口花岗斑岩的形成有古老地壳物质的参与，可能是由富F麻粒岩相下地壳物质部分熔融形成的。

江南隆起带(安徽段)出露的上溪群，富含W、Mo、Pb、Zn等成矿元素(唐永成等, 1998)，因此被认为可能为江南隆起带(安徽段)内的W-Mo矿床提供了成矿物质(宋国学, 2010; 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011; 陈雪霏等, 2013; 范羽, 2015; 陈雪锋, 2016)。西坞口花岗斑岩的tDM1的变化范围为870～1173Ma(平均值为1025Ma)，这与区域内出露的上溪群基底地层中火山岩和细碧岩的形成时代基本相同(805～1023Ma)(谢窦克和姜月华, 1998)，西坞口花岗斑岩的tDM2变化范围为1273～1613Ma(平均值为1457Ma)，这也介于上溪群中沉积岩和火山岩tDM1(1240～1650Ma; 周泰禧等, 1995)的变化范围之内，说明西坞口花岗斑岩源区可能为上溪群浅变质基底部分熔融的产物。

4.3 对勘探工作的启示

目前江南隆起带(安徽段)所发现的与燕山期早阶段岩浆活动有关的矿床有高家塝、鸡头山、东源、竹溪岭等钨钼矿床，矿石矿物为白钨矿，而西坞口铷矿内所发育的含钨矿物为黑钨矿。前人研究发现与稀有金属或稀有元素有关的岩浆岩也是高分异花岗岩中分异最为彻底的一个端元，而高分异花岗岩特征也可作为寻找稀有金属矿产的重要指标(吴福元等, 2017)，如我国的江西雅山414稀有金属矿床、江西大吉山、湖南正冲、广西栗木等。相对于燕山期早阶段与钨钼矿床有关的岩浆岩，西坞口花岗斑岩具有明显的高分异花岗岩特征，主要有以下证据：

(1)西坞口花岗斑岩具有高硅(SiO2=74.29%～76.25%)、富碱(ALK=7.85%～8.62%)、贫钙(CaO=0.14%～0.73%)的特征(陈雪锋, 2016)，岩浆分异指数DI为91.87～95.57，高于江南隆起带(安徽段)同时期(150～134Ma)形成的钨钼矿床，如高家塝(70.17, 范羽, 2015)、东源(83.96, 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011)、鸡头山(60.90, 宋国学, 2010)、竹溪岭(75.30, 陈雪霏等, 2013)、马头(68.5, 宋国学, 2010)，说明西坞口花岗斑岩的演化程度高于同时期(150～134Ma)形成的钨钼矿床。

(2)西坞口花岗斑岩中，含锂云母聚集部位形成了铷矿体，矿石矿物为锂白云母(陈雪锋等, 2018)。吴福元等(2017)研究发现在岩浆中云母的演化方向为镁质黑云母、镁铁质黑云母、铁质黑云母、锂铁云母和锂云母。锂云母或含锂白云母也是高分异花岗岩最重要的造岩矿物标志之一(李洁和黄小龙, 2013; Lietal., 2015)。

(3)在西坞口花岗斑岩中发育有绿柱石(图4c, d)。London and Evensen (2002)的研究认为只有花岗质岩浆经历强烈的结晶分异作用，才能结晶出绿柱石。目前，在江南隆起带同时期(150～134Ma)形成的钨钼矿床中尚未绿柱石报道(范羽, 2015; 秦燕等, 2010; 宋国学, 2010; 王德恩等, 2011; 陈雪霏等, 2013)。

(4)根据锆石的Zr/Hf比值将花岗岩划分为普通花岗岩(Zr/Hf>55)、中等分异花岗岩(25

(5)西坞口花岗斑岩中∑REE=205×10-6，LREE/HREE=2.8，δEu=0.08，稀土配分型式表现出明显的四分组效应，岩浆形成温度为735.4℃，表明岩浆经历长时间的高度分离结晶作用，熔体中出现发育大量流体，熔流体相互作用改变了稀土元素的地球化学行为(Bau, 1996; 吴福元等, 2017)。这一特征不同于江南隆起带(安徽段)同时期(150～134Ma)形成的与钨钼矿床有关的岩浆岩，如高家塝、鸡头山、东源、竹溪岭等矿床(秦燕等, 2010; 宋国学, 2010; 王德恩等, 2011; 陈雪霏等, 2013; 范羽, 2015)。

(6)高Rb背景值也是铷矿床成矿岩体的一个典型特征，目前我国所发现的典型铷矿床成矿岩浆岩均具有明显的高铷背景值，如内蒙古石灰窑(1824×10-6, 孙艳, 2013)、内蒙古赵井沟(689×10-6, 孙艳, 2013)、湖南正冲(1680×10-6, 孙艳, 2013)、大吉山(776×10-6, 左梦璐, 2016)、江西雅山(2423×10-6, 左梦璐, 2016)。陈雪锋等(2018)对比了江南隆起带(安徽段)内主要岩体中铷的含量，发现西坞口花岗斑岩岩Rb含量(423×10-6)相对较高，整个江南隆起带(安徽段)具有高铷背景值的还有黄山岩体(586×10-6, 张舒等, 2009)，黄山岩体和西坞口花岗斑岩均具有A2型花岗岩特征(张舒等, 2009)，它们的Rb含量远高于同时期(150～121Ma)形成的青阳-九华山岩体(198×10-6)、城安岩体(150×10-6)、旌德岩体(130×10-6)、太平岩体(213×10-6)(陈雪锋等, 2018)，以及燕山期早阶段(150～134Ma)发现的高家塝(104×10-6, 范羽, 2015)、东源(146×10-6, 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011)、鸡头山(160×10-6, 宋国学, 2010)、竹溪岭(95×10-6, 陈雪霏等, 2013)等矿床。

综合以上分析，应在江南隆起带(安徽段)寻找与高分异花岗岩有关的铷等稀有金属矿床。