湘东南东风岩体锆石U-Pb 年代学、Hf 同位素组成及稀土矿床特征*

2024-01-03张锦煦林碧海廖凤初谭仕敏何艳林朱继华陈剑锋

矿床地质 2023年6期

张锦煦，林碧海，廖凤初，孙骥，谭仕敏，何艳林，周超，朱继华，熊雄，李超，陈剑锋,,3**

（1 湖南省地质调查所，湖南长沙 410116；2 湖南省地球物理地球化学调查所，湖南长沙 410116；3 中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，湖南长沙 410083）

湘东南地区地处南岭中段，位于华夏地块与扬子地块结合部位的东侧（图1a），区域NE向茶陵—郴州大断裂从区内通过（图1b）。区内多时代的花岗岩及其成矿作用长期以来为地质学者研究的重点，前人已对区内花岗岩地球化学特征及其侵位年龄、构造背景、成矿作用等进行了深入研究，特别是在年代学方面积累了较多的数据，如张文兰等（2011）获得彭公庙岩体的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄436.2～435.3 Ma，与程顺波等（2013）获得该岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄（441.1±3.1）Ma比较吻合，证实其形成于加里东期；Wang 等（2007a）获得五峰仙岩体的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为（236.0±6）Ma，与陈迪等（2017）获得的（233.5±2.5）Ma 的锆石SHRIMP U-Pb 年龄在误差内一致，表明其形成于印支期；锡田岩体的锆石U-Pb 年龄显示其有印支期和燕山期花岗岩，其中印支期花岗岩的侵位时限为225～220 Ma（陈迪等，2013；姚远等，2013；Liang et al., 2016;Wu et al.,2016），燕山期花岗岩为155～150 Ma（马铁球等，2005；陈迪等，2013；周云等，2013；牛睿等，2015；Zhou et al.,2015;Liang et al.,2016）；万洋山岩体和诸广山北体均有加里东期、印支期和燕山期的花岗岩出露（伍光英等，2008；陈迪等，2016；郭爱民等，2017）。受多时代花岗岩浆活动的影响，该区发生了大规模多金属成矿作用。东风岩体位于该区茶陵—郴州大断裂东侧、彭公庙岩体与万洋山岩体之间（图1b），走向近南北，长约15 km，东西宽约3 km，出露面积43 km2。岩体西侧侵入于寒武系—奥陶系浅变质砂岩、板岩中，东部与泥盆系跳马涧组石英砂岩呈沉积接触（图1c），据此可推断其应为加里东期岩体，但缺乏准确的年龄数据。

图1 湘东南地区大地构造位置简图（a）、花岗岩分布图（b）和东风岩体地质简图（c）（据柏道远等，2006修改）Fig.1 Geotectonic location(a),distribution of granitic plutons(b)in southeastern Hunan Province and geologic sketch of the Dongfeng pluton(c)(modified after Bai et al.,2006)

湘东南所在南岭地区不仅是中国钨锡等有色金属的富集地，也是中国离子吸附型稀土矿的矿集区（王登红等，2013），近年来湖南省地调院在该区开展了区域性找矿工作，在万洋山、彭公庙、东风岩体内陆续新发现了一批如青广坪、塘窝、白面石、牛头坳、东风等稀土矿床（点）（图1b），经初步调查评价，这些矿床（点）均具备寻找中大型离子吸附型稀土矿的潜力（湖南省地质调查院，2014；2018）。离子吸附型稀土矿床可分为轻稀土矿床和重稀土矿床，一般认为稀土矿的成矿作用对母岩的稀土元素成分具有明显的继承性（周美夫等，2020），表现为重稀土矿在相对富重稀土元素的母岩中富集，而轻稀土矿的母岩则具有相对富轻稀土元素的特征（Li et al.,2017）。而本文的研究显示，该区东风岩体内的东风稀土矿床则为一由富轻稀土元素的花岗岩作为母岩经风化后形成的重稀土矿床，其成矿作用研究对丰富稀土成矿理论及拓宽重稀土矿的找矿方向具有重要意义。

笔者在对东风岩体进行系统的岩石矿物学野外考察以及稀土矿含矿性调查基础上，获得2 件花岗岩样品的锆石LA-ICPMS U-Pb 年龄、Hf同位素数据及一批地球化学数据，据此对东风岩体侵位时限、岩石成因、构造背景，以及东风稀土矿床的成矿特征等问题进行探讨。

1 岩体地质特征及含矿性特征

由原湖南省地质调查院在该区所完成的1∶1 万地质测量成果显示，与相邻彭公庙岩体、万洋山岩体等大岩基内产出有大量晚期侵入的岩脉不同，东风岩体地表极少有石英脉和细晶岩脉出露，且岩体内未见有基性岩脉，其岩性单一，为粗中粒（少）斑状黑云母二长花岗岩。整个岩体地表风化严重（图2a），经浅井与浅钻工程揭露，其风化壳在垂向上可分为4层，即腐殖层、残坡积层、全风化层和半风化层（图3）。全风化层厚度基本大于10 m（山顶陡坎及河沟处除外），最厚部位约为38 m，呈土黄色或紫红色；腐殖层和残坡积层厚度较小，一般在2～4 m左右，山顶部位不足2 m，甚至小于1 m；半风化层厚度不清。

图2 东风岩体野外露头、岩石学特征和显微岩相学特征a.东风岩体野外露头；b.花岗岩手标本照片；c.钾长石斑晶具卡式双晶结构（+）；d.钾长石具条纹结构，斜长石绢云母化（+）；e.黑云母绿泥石化（+）；f.黑云母中的独居石和磷灰石（+）Ap—磷灰石；Bi—黑云母；Chl—绿泥石；Kf—钾长石；Mnz—独居石；Pl—斜长石；Qz—石英；Ser—绢云母Fig.2 Photos of filed geology,petrological and micrograph of the Dongfeng plutona.Outcrop of the Dongfeng intrusive body;b.Hand specimen of granite;c.K-feldspar shows Carlsbad twin texture(+);d.K-feldspar shows stripe structure and plagioclase shows sericite-alteration(+);e.Chlorite altered biotite(+);f.Monazite and apatite coexisting with biotite(+)Ap—Apatite;Bi—Biotite;Chl—Chlorite;Kf—Feldspar;Mnz—Monazite;Pl—Plagioclase;Qz—Quzrtz;Ser—Sericite

图3 东风岩体风化壳柱状图Fig.3 Crust weathering profile of the Dongfeng pluton

在地表极少部位（河流中）见有未（弱）风化基岩，其岩性为粗中粒（少）斑状黑云母二长花岗岩，灰白色，粗中粒结构和似斑状结构，块状构造（图2b）。斑晶含量约占3%～8%，成分以钾长石为主，石英次之。基质矿物组成主要为钾长石（25%～35%）、斜长石（20%～35%）、石英（22%～30%）和黑云母（5%～10%），副矿物主要有独居石、磷灰石、榍石、锆石等。花岗岩蚀变十分普遍，多见有高岭土化、绿泥石化、钾长石化、绢云母化、硅化等。其中，钾长石化、高岭土化等与矿化关系密切。钾长石多呈半自形板状，具条纹结构，内部常包裹细粒石英、黑云母，斑晶常具有卡式双晶（图2c），基质见有格子双晶发育（图2d）；斜长石多呈自形-半自形板状，多见聚片双晶，内部偶见有鳞片状绢云母化（图2d）等蚀变；石英为他形粒状，大者常具碎裂纹及波状消光（图2c～f），部分颗粒被长石侵蚀，具溶蚀港湾结构（图2e～f），另偶见细小（0.2～0.4 mm）等轴状石英呈锯齿状镶嵌集合体产出（图2e），可能为受重结晶作用而成；黑云母呈片状或细片状集合体，部分蚀变形成绿泥石（图2e），显示蚀变残余结构，见与副矿物独居石、磷灰石等共生（图2f）。

东风风化壳离子吸附型稀土矿产于东风岩体内部，原湖南省核工业地质局301 队对东风稀土矿普查时实施了钻探工程，见矿厚度一般4.50～12.00 m，最厚达20.9 m，REO 品位0.050%～0.248%。在东风岩体内部圈定的多个稀土矿体规模较大，形态较好，矿体均呈层状赋存于花岗岩全风化层中（图3），产状与全风化层产状及地形坡向基本一致，倾角较地形坡角略平缓，其中单个矿体的平均厚度最大可达15 m，一般为4～8 m，矿体平均品位（REO）为0.052%～0.099%。对矿体所采集的多件样品测试显示，Y2O3的配分含量最高可达53.8%，平均为40.7%，表明稀土矿的矿化以重稀土元素为主。经资源储量估算，在探矿权范围内获得333+334 类稀土（REO）资源量10.87 万t，表明东风稀土矿的稀土远景资源量达到大型（湖南省核工业地质局三〇一大队，2018）。

2 样品分析测试

本次分析测试样品的采集位置见图1b，用于挑选锆石的样品DF01和DF02采集于新开公路陡坎花岗岩全风化层，其中，样品DF01 采集于岩体北部边缘，DF02 采集于岩体中部位置；用于主、微量元素分析的样品（MT01～06）为采集于切割较深河沟处的未遭受风化蚀变的新鲜花岗岩。

主、微量元素的分析测试在中国科学院地球化学研究所矿床国家重点实验室完成，主量元素在Axios（PW4400）型X 射线荧光光谱仪中完成，测试精度优于3%；微量元素测试采用Finnigan MAT公司生产的ELEMENT 型高分辨等离子质谱仪完成。

锆石单矿物是在无污染的环境下用人工重砂方法初选（包括手工碎样、水洗、磁选），然后在双目镜下挑选，选出晶形较好、具代表性的锆石用环氧树脂充分固定、抛光，制成样品靶。锆石的CL 图像和LA-ICPMS U-Pb定年在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。

锆石U-Pb 测试分析仪器为Perkinelmer 生产的ELAN DRC-e 型等离子质谱仪，配套GeoLasPro 193 nm型准分子激光剥蚀系统，所用束斑直径为32µm。原始测试数据用ICPMSDataCal 软件进行处理（Liu et al.,2008；2010）。普通Pb 校正方法参照Andersen（2002），206Pb-238U 加权平均年龄和协和图解由ISO‐PLOT 软件获得（Ludwig et al., 2003）。单个数据点误差均为1σ。

锆石Hf 同位素分析在中国地质大学（武汉）GPMR实验室Neptune多接收MC-ICP-MS 仪器上进行。激光剥蚀所用斑束直径为44 μm。详细仪器条件和数据获取详见Hu等（2012）。为了校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰，取176Lu/175Hf=0.026 56 和176Yb/173Yb=0.793 81（Blichert et al.,1997;Segal et al.,2003）为定值。采用173Yb/171Yb=1.130 17 和179Hf/177Hf=0.7325 分别对Yb同位素和Hf 同位素进行指数归一化质量歧视校正（Segal et al.,2003）。锆石标样GJ-1的176Hf/177Hf 标准值为0.282 013±0.000 019（Hu et al.,2012）。

3 锆石U-Pb年龄及Hf同位素特征

3.1 锆石U-Pb年龄

东风岩体2 件花岗岩样品DF01 与DF02 中的锆石均呈浅黄色至无色，绝大部分锆石晶型为自形-半自形；锆石为柱状，大小150～400 μm，长轴与短轴之比多介于2～4，锆石的阴极发光图像均显示出岩浆锆石所特有的韵律环带（Hoskin et al.,2003;吴元保等，2004）（图4）。本次选择了环带清晰、无裂纹、锆石表面清晰的位置对其进行分析。

图4 东风花岗岩体的锆石阴极发光图像（白圈为U-Pb测试位置，黄圈为Hf同位素测试部位）Fig.4 CL images of zircon from the Dongfeng monzogranite（white and yellow circles indicating the laser spot of U-Pb dating and Hf isotope analysis,respectively）

对样品DF01 进行了共计21 个点的测试（图4，表1），这些锆石的普通铅含量总体很低，其中，07、05和11 号测试点的年龄值明显高于其他测点，对应的206Pb/238U 年龄值分别为（1767.4±24.8）Ma、（996.7±12.6）Ma、（981.0±8.9）Ma，这些年龄值明显偏高的锆石为继承锆石。其余18 个测点在U-Pb 年龄曲线图（图5a）中的206Pb/238U 年龄值相接近，其加权平均值为（433.5±2.6）Ma（MSWD=0.29）（图5b）。对样品DF02 完成的17 个点的分析测试（图4，表1）结果表明，锆石中的普通铅含量很低，这17 个点的206Pb/238U 年龄相近（图5c），其加权平均值为（432.0±2.5）Ma（MSWD=0.06）（图5d）。

表1 东风岩体花岗岩LA-ICP-MS的锆石U-Pb分析结果Tabe 1 Zircon U-Pb dating results of the Dongfeng granitic pluton

图5 东风花岗岩体的锆石U-Pb谐和曲线图（a，c）和加权平均年龄图（b，d）Fig.5 LA-ICPMS U-Pb Concordia age plots(a,c)and weighted average diagrams for zircons(b,d)from the Dongfeng monzogranite

3.2 Hf同位素特征

对样品DF01和DF02锆石U-Pb测年的打点部位分别进行了15个点的Hf同位素测试（图4）。

本次分析的2件样品共计30颗锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.007 212～0.041 416 和0.000 234～0.001 628（表2），176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明这些锆石在形成以后，仅具有较少放射成因Hf的积累，因而可以用初始176Hf/177Hf 比值来代表锆石形成时的176Hf/177Hf 比值（吴福元等，2007）。考虑到2 件样品的fLu/Hf的平均值为-0.97，明显小于铁镁质地壳的fLu/Hf（-0.34，Ameilin et al.,1999）和硅铝质地壳的fLu/Hf（-0.72，Vervoort et al., 1996），因此，其二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔抽取的时间（或其源区物质在地壳的平均存留年龄）。

其中，样品DF01 共15 颗锆石的（176Hf/177Hf）i的变化范围在0.282 300～0.282 374（表2，图6b），Hf 同位素成分比较均一，加权平均值0.282 332，对应的εHf(t)变化范围为-4.74～-7.45，平均值-6.32（图6a、c）；地壳模式年龄（TDM2）变化范围1714～1882 Ma，加权平均值1811 Ma（图6b）。

图6 东风岩体花岗岩锆石εHf(t)值图解（a）、176Hf/177Hf比值U-Pb年龄图解（b）、锆石εHf(t)值图解（c）和Hf同位素地壳模式年龄（TDM2）柱状图（d）Fig.6 εHf(t)ages diagram(a), 176Hf/177Hf U-Pb ages diagram(b),histogram of zircon εHf(t)ages(c)and histogram of zircon Hf-isotope crust model age(TDM2)(d)of the Dongfeng granitic pluton

样品DF02 共15 颗锆石的（176Hf/177Hf）i的变化范围0.282 305～0.282 369（表2，图6b），Hf 同位素成分比较均一，加权平均值0.282 333，对应的εHf(t)变化范围在-5.12～-7.28，平均值-4.42（图6a、c），地壳模式年龄（TDM2）变化范围1733～1871 Ma，加权平均值1816 Ma（图6d）。

4 岩石地球化学特征

东风花岗岩体的主、微量元素分析结果见表3，结果显示花岗岩w（SiO2）为68.48%～73.39%，平均70.34，稍低于中国花岗岩的平均含量（71.63%）（黎彤等，1998），从TAS图（图7a）可以看出，所有点均落入花岗岩与花岗闪长岩区域；w（Al2O3）较高，变化于12.82%～15.09%，平均14.15%，A/CNK 值为1.12～1.43，A/NK 值1.42～1.88，在A/CNK-A/NK 图解（图7b）中，均落入过铝质区域；w(K2O＋Na2O)为5.94%～8.42%，平均7.03%；K2O/Na2O 值变化于1.26～2.36，平均1.79，表现为富K 的特征；在K2O-SiO2图解（图7c）中，样品均落在高钾钙碱性系列与钾玄岩系列。

东风岩体花岗岩具有与万洋山岩体、彭公庙岩体二长花岗岩相同的微量元素和稀土元素基本一致的特征（图8）。东风岩体花岗岩的稀土元素总体含量中等（表3），∑REE为（140～186）×10-6，∑LREE/∑HREE 值为1.72～2.22，表明东风岩体花岗岩轻、重稀土元素分馏较明显，δEu 值为0.41～0.75，平均值0.56。在稀土元素配分模式图（图8a）中，东风岩体花岗岩显示为一明显右倾的曲线，配分曲线具有较明显的Eu 负异常，同时，LREE 一侧相对较陡（分馏明显）、重稀土元素部分较为平坦（分馏不明显）的特征。HREE 的相对亏损可能与锆石、磷灰石、独居石等的分离结晶有关，而Eu 负异常明显则反映出岩浆结晶作用过程中斜长石、钾长石的分离结晶作用较明显。相较于花岗岩基岩，风化层花岗岩稀土矿体（湖南省核工业地质局301 队，2018）中的稀土元素（除Ce 外）均有明显富集，尤其是重稀土元素富集更加明显（图8b），Eu 负异常也更加明显，配分曲线整体相对较平坦。

从以原始地幔对岩体微量元素进行标准化的微量元素蛛网图（图8c）中可以看出，东风岩体花岗岩不相容元素Rb、（Th+U）、Nd、（Zr+Hf）富集，而Ba、Nb、Sr、P、Ti 明显亏损，显示出壳源花岗岩的特征（Chappell et al., 1992; Bea et al., 2011; Dong et al.,2013）。微量元素Ba、Sr 亏损，说明岩石中存在有斜长石的熔融残留相或结晶分离相（Patino et al.1991;1995），P、Ti 亏损可能与磷灰石、钛铁矿的分离结晶有关，而Nb可能由于富集到含钛的黑云母中而出现亏损（李昌年，1992），同时，Nb、Ta 发生了较明显分馏，显示Nb 相对亏损而Ta 相对富集，也暗示花岗岩具有壳源花岗岩特征（陈小明等，2002）。

5 讨论

5.1 东风岩体的侵位年龄

以往关于东风岩体的研究较少，仅在湖南省地质调查院（1972；2005）完成的1∶20 万永兴幅区域地质矿产调查与1∶25 万衡阳幅区域地质矿产调查报告中提到将其形成年龄定为加里东期，但并未有准确的年代学数据作为支撑。

本次对东风岩体采集的2 件粗中粒黑云母二长花岗岩锆石样品（DF01、DF02）的LA-ICP-MS U-Pb定年结果分别为（433.5±2.6）Ma 和（432.0±2.5）Ma，两者在误差范围内非常一致，可以代表东风岩体的形成年龄。同时，2件样品的年龄与沈渭洲等（2008）利用LA-ICP-MS U-Pb 定年获得的万洋山岩体黑云母二长花岗岩形成年龄（433.8±2.2）Ma一致，与张文兰等（2011）获得彭公庙岩体两件中粗粒黑云母花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 的定年结果（435.3±2.7）Ma和（436.2±3.1）Ma 在误差范围内也相同。东风岩体侵位年龄433 Ma 左右，根据前人对华南加里东花岗岩早晚期岩浆活动的侵位时限划分标准（舒良树，2006；张芳荣等，2009），东风岩体的形成年龄对应于加里东晚期。这与野外所观察到岩体与奥陶系天马山组呈侵入接触关系、外接触带见有明显的角岩化等蚀变的地质现象相符。此外，东风岩体花岗岩与彭公庙岩体、万洋山岩体二长花岗岩具有相同的微量元素特征（图8），暗示这3 个岩体的加里东期花岗岩有可能为起源于同一岩浆房的岩浆同时侵位形成，岩体在深部有可能相连。

5.2 岩体的成因类型及地质背景

东风花岗岩体黑云母二长花岗岩具有高钾钙碱性、强过铝质特征（图7b、c），铝饱和指数A/CNK 值均大于1.1（1.12～1.43），经过标准矿物计算得到的刚玉分子含量为1.87%～4.82%；104Ga/Al 值介于2.13～2.64，平均值（2.44）小于A 型花岗岩的最低值（2.6）（Whalen et al., 1987），在岩石类型判别图解（图9a）中，测点均落入I&S 型花岗岩区域或附近，在w（K2O）-w（Na2O）图解（图9b）中，样品落点较分散，但除个别点落入A 型花岗岩区域内，大多数的点均落入S 型花岗岩区域内或附近，这些特征均表明东风岩体花岗岩的岩石类型为S型花岗岩。

图9 东风岩体花岗岩的w(Y)-Ga/Al图解（a，底图据Whalen et al.,1987）和w(K2O)-w(Na2O)图解（b，底图据Collins et al.,1982）Fig.9 w(Y)-Ga/Al diagram(a,base map after Whalen et al.,1987)and w(K2O)-w(Na2O)diagram(b,base map after Collins et al.,1982)of the Dongfeng monzogranite

在稀土元素配分图（图8a）中，东风岩体花岗岩稀土元素显示一条明显右倾的曲线，其轻、重稀土元素比值LREE/HREE 较高（5.32～6.86）。岩体具有较高的Yb含量、大离子亲石元素（LILE）含量以及相对较低的HREE、Sr和高场强元素（HFSE）含量，以及计算得到的分异系数（Di）为80.38～86.95（表3），这些特征均显示东风岩体花岗岩岩浆可能经历了一定程度的结晶分异作用，但其Nb/Ta 值介于6.56～10.90（平均9.26），Zr/Hf 值介于34.49～38.45（平均35.04），显示其远没有达到高分异花岗岩（Nb/Ta＜5，Zr/Hf＜26，Bau, 1996; Ballouard et al., 2016; 吴福元等，2017）的程度。

从微量元素进行标准化的微量元素蛛网图（图8c）可以看出，样品均具有明显的Rb、（Th+U）、Nd、（Zr+Hf）富集，而Ba、Nb、Sr、P、Ti 亏损，表明东风岩体花岗岩具有地壳物质熔融产物的特征（Chappell et al.,1992；凤永刚等,2008；Bea et al.,2011；Dong et al.,2013）。

Hf同位素示踪研究已经广泛地应用于一些重要地球化学储库（如亏损地幔、球粒陨石和地壳等）的源区判别（吴福元等，2007）。东风岩体两件花岗岩样品单颗粒锆石的Hf 同位素组成都比较均一，具有相似的εHf(t)值变化范围（集中于-11～-5，表2，图6c），且Hf 同位素二阶段模式年龄非常集中（变化于1.71～1.88 Ga，表3，图6d）。Hf 同位素εHf(t)＜0 表明岩石为古老地壳部分熔融而形成（Vervoort et al.,1996; Griffin et al., 2002; 2006），东风岩体花岗岩εHf(t)＜0，且在εHf(t)-t图解（图6a）和176Hf/177Hf-t图解（图6b）中，样品点均集中分布于亏损地幔线及球粒陨石演化线之下（Wu et al.,2006；吴福元等，2007），由此可推断东风岩体花岗岩为古老地壳物质部分熔融的产物。二阶段模式年龄介于1714～1882 Ma，样品DF01 的继承锆石（点07）的形成年龄也在此范围内，与前人统计得到的华夏板块Hf 同位素二阶段模式年龄（Xu et al., 2007; Yu et al., 2010; Zhao et al.,2013）一致，而明显区别于扬子地块（Liu et al.,2008;Zhao et al.,2013）。

综上所述，东风岩体的微量元素特征、锆石Hf同位素特征以及继承锆石的形成年龄均表明东风岩体成岩物质来源于华夏地块古老地壳物质的部分熔融。尽管岩浆结晶锆石没有显著幔源特征的Hf 同位素记录，但是计算显示东风岩体花岗岩具有较高的“锆石饱和温度”（Watson et al., 1983）（789.5～824.9℃，平均810℃，表3），暗示地幔岩浆很可能为花岗岩的形成提供了热源（王涛等, 2013; 任飞等,2021）。

前人对华南地区加里东期构造环境的研究表明，460～440 Ma 期间扬子地块和华夏地块发生陆内俯冲和汇聚挤压，造山带发生快速褶皱缩短和逆冲加厚（舒良树等，2008）而形成岩石圈山根。其后岩石圈地幔与软流圈之间对流，引起岩石圈拆沉和上地幔的隆起，导致幔源岩浆的产生和底侵，引起下地壳的部分熔融，同时后碰撞构造环境下深大断裂（本区为茶陵—郴州大断裂，图1a）伸展松弛促使中下地壳减压熔融，从而诱发了南岭在440～420 Ma 期间的大面积中酸性岩浆（本区为万洋山—彭公庙等岩体）的侵入活动（徐先兵等，2009；Wang et al., 2007b；2010; Wan et al., 2010; Li et al., 2010; 张菲菲等，2010；程顺波等，2013；2016；Chen et al.,2019）。

在微量元素构造判别图解（图10）中，东风岩体与邻区万洋山岩体、彭公庙岩体加里东期花岗岩一样，所有数据点均落入后碰撞区域（Post-CLOG），进一步表明东风岩体形成于后碰撞环境。

图10 东风岩体构造判别图解（底图据Pearce et al.,1984;1996）万洋山岩体、彭公庙岩体数据引自柏道远等，2006；伍光英等，2008；陈迪等，2016Fig.10 Tectonic setting discrimination diagram of the Dong‐feng pluton(base map after Pearce et al.,1984;1996)Wanyangshan and Penggongmiao data are from Bai et al.,2006;Wu et al.,2008;Chen et al.,2016

综上所述，东风岩体形成于扬子板块与华夏板块陆内汇聚后的后碰撞伸展环境，为增厚地壳减压熔融和软流圈地幔上涌诱发古老地壳物质发生重熔作用形成的S型花岗岩。

5.3 东风稀土矿床特征

近年来对南岭地区风化壳离子吸附型稀土矿的研究显示，加里东期（王彦斌等，2010；孙艳等，2012；赵芝等，2012）、印支期（于扬等，2012；张爱梅等，2010；郑国栋等，2012）和燕山期（陈正宏等，2008；Li et al.,2003;李建康等，2012）的花岗岩均可作为稀土矿床的成矿母岩（王登红等，2013；赵芝等，2014），因此，离子吸附型稀土矿床的形成对花岗岩的时代没有选择性。原岩中稀土元素的含量则对矿床的形成起到关键性的作用，花岗岩岩体原岩中稀土元素丰度愈高，对成矿愈有利，稀土矿床的母岩在成岩过程中一般经历过稀土元素的预富集过程（周美夫等，2020）。南岭离子吸附型稀土元素矿体一般比基岩中的稀土元素含量富集2～5 倍，因此，在基岩的稀土丰度大于150×10-6的情况下就可形成离子吸附型稀土矿床（苏晓云等，2014）。一般富轻稀土元素的花岗岩母岩经风化后形成轻稀土型风化壳，富重稀土元素者则风化形成重稀土风化壳，但近年在赣南地区也有轻稀土矿床中有重稀土矿体的报道（王登红等，2017；陈斌锋等，2019；赵芝等，2022）。

东风岩体花岗岩基岩中的稀土元素总量∑REE为（184.2～264.2）×10-6（表3），要高于南岭地区已知的4 个含稀土矿的徐敦、竹州、宁化、益将加里东期花岗岩体的稀土元素含量（（124～224）×10-6，地矿部南岭项目组，1989；王彦斌等，2010）。LREE/HREE值介于1.72～2.22，显示出轻稀土元素富集的特征，其中，岩体中的w（Y）非常高，为（39.1～55.3）×10-6（表3），Y/∑REE=21%～26%，属于高Y 型花岗岩（张旗等，2022），因此，东风稀土矿床的母岩属稀土元素含量较高的高Y 轻稀土型花岗岩。风化壳矿体中的LREE/HREE 值多介于0.50～1.00，Y/∑REE=36%～52%（湖南省核工业地质局301 队，2018），显示出花岗岩母岩在经历风化作用后，重稀土元素特别是Y得到了高程度的富集。对比基岩与稀土矿体的特征，不难看出东风稀土矿床是一典型的由富轻稀土元素的母岩经风化后形成的重稀土矿床。

风化壳离子吸附型稀土矿的形成一般经历了内生作用（成矿母岩）和外生作用（风化过程）两阶段（裴秋明等，2015；张恋等，2015）。东风岩体具显著的内生作用成矿：花岗岩起源于古老地壳物质重熔，分异指数Di（80.38～86.95）及微量元素特征反映岩浆有一定的分离结晶作用，矿物的显微岩相学特征则表明花岗岩内部经历了蚀变作用和重结晶作用（图2b～f），而结晶分异作用可促成重稀土元素的富集（张恋等，2015），热流体的蚀变作用（图2e）可致黑云母等矿物减少、稀土元素矿物的形成，从而导致稀土元素的分馏和富集（吴澄宇等，1990；张恋等，2015）。总体来说，相对南岭地区其他离子吸附型HREE 矿床的原岩通常为高分异的花岗岩类（毛景文等,2022），东风岩体花岗岩的分异程度并不高，这也与在岩体内基本未见到石英脉及细晶岩脉的地质现象相符（吴福元等，2017）。与高分异花岗岩中较低的稀土元素含量相比，东风岩体分异程度不高的花岗岩相对更富含稀土元素，为后期次生富集形成稀土矿床提供了物质基础，同时，母岩体中的高Y 含量更是可以形成重稀土矿床的关键。

东风岩体具有良好的外生作用成矿条件，岩体所处地理位置为亚热带季风性湿润气候区（目前年降水量为1500 mm 左右），属海拔在400～600 m、地形较缓的丘陵-低山区，此为离子吸附型稀土矿形成的十分有利的气候和地形地貌条件（王登红等，2013；范飞鹏等，2014；裴秋明等，2015；张民等，2022），万洋山岩体和彭公庙岩体内与东风岩体地形地貌条件相似的部位也发现了一批离子吸附型稀土矿床（图1a）。东风岩体含稀土矿风化壳具有明显的层状分带特征，由上往下可分为腐殖层、残坡积层、全风化层和半风化层（图3）。由腐殖层至半风化层，伴随大气降水淋滤作用的逐渐减弱，其pH 值逐渐升高。在腐殖层和残坡积层中，除Ce 元素易由Ce3+氧化成Ce4+以方铈矿的形式富集于表层外（Li et al.,2017；王长兵等，2021），稀土元素（尤其为重稀土元素）在较低的pH 值环境下迁移能力强（范飞鹏，2014），部分稀土元素从稀土元素矿物中分解释放出来在大气降水的淋滤作用下发生向下迁移。全风化层中随着pH 值升高，稀土元素迁移能力减弱，黏土矿物对稀土元素离子的吸附能力增强，本层以及从风化壳上部（腐殖层、残坡积层）释放迁移来的稀土元素离子大部分被黏土矿物吸附，尤其是在表生环境中迁移能力十分强的Y 元素（裴秋明等，2015），在本层得到高度富集而形成有工业价值的稀土矿体。东风矿区全风化层厚度达10～38 m（图3），不仅为稀土矿的成矿作用提供了物质来源，也提供了稀土矿体的储存空间。而半风化层中淋滤作用相对很弱，稀土元素得不到迁移，其品位一般与基岩相当，不具工业价值。因此，华南地区高钇轻稀土型母岩花岗岩在风化后可形成重稀土矿床，在今后风化壳离子吸附型稀土矿床的找矿工作中应引起重视。