湘東南東風巖體鋯石U-Pb 年代學、Hf 同位素組成及稀土礦床特征*

張錦煦，林碧海，廖鳳初，孫 驥，譚仕敏，何艷林，周 超，朱繼華，熊 雄，李 超，陳劍鋒,,3**

（1 湖南省地質調查所，湖南長沙 410116；2 湖南省地球物理地球化學調查所，湖南長沙 410116；3 中南大學有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室，湖南長沙 410083）

湘東南地區地處南嶺中段，位于華夏地塊與揚子地塊結合部位的東側（圖1a），區域NE向茶陵—郴州大斷裂從區內通過（圖1b）。區內多時代的花崗巖及其成礦作用長期以來為地質學者研究的重點，前人已對區內花崗巖地球化學特征及其侵位年齡、構造背景、成礦作用等進行了深入研究，特別是在年代學方面積累了較多的數據，如張文蘭等（2011）獲得彭公廟巖體的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡436.2～435.3 Ma，與程順波等（2013）獲得該巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡（441.1±3.1）Ma比較吻合，證實其形成于加里東期；Wang 等（2007a）獲得五峰仙巖體的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為（236.0±6）Ma，與陳迪等（2017）獲得的（233.5±2.5）Ma 的鋯石SHRIMP U-Pb 年齡在誤差內一致，表明其形成于印支期；錫田巖體的鋯石U-Pb 年齡顯示其有印支期和燕山期花崗巖，其中印支期花崗巖的侵位時限為225～220 Ma（陳迪等，2013；姚遠等，2013；Liang et al., 2016;Wu et al.,2016），燕山期花崗巖為155～150 Ma（馬鐵球等，2005；陳迪等，2013；周云等，2013；牛睿等，2015；Zhou et al.,2015;Liang et al.,2016）；萬洋山巖體和諸廣山北體均有加里東期、印支期和燕山期的花崗巖出露（伍光英等，2008；陳迪等，2016；郭愛民等，2017）。受多時代花崗巖漿活動的影響，該區發生了大規模多金屬成礦作用。東風巖體位于該區茶陵—郴州大斷裂東側、彭公廟巖體與萬洋山巖體之間（圖1b），走向近南北，長約15 km，東西寬約3 km，出露面積43 km2。巖體西側侵入于寒武系—奧陶系淺變質砂巖、板巖中，東部與泥盆系跳馬澗組石英砂巖呈沉積接觸（圖1c），據此可推斷其應為加里東期巖體，但缺乏準確的年齡數據。

圖1 湘東南地區大地構造位置簡圖（a）、花崗巖分布圖（b）和東風巖體地質簡圖（c）（據柏道遠等，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)

湘東南所在南嶺地區不僅是中國鎢錫等有色金屬的富集地，也是中國離子吸附型稀土礦的礦集區（王登紅等，2013），近年來湖南省地調院在該區開展了區域性找礦工作，在萬洋山、彭公廟、東風巖體內陸續新發現了一批如青廣坪、塘窩、白面石、牛頭坳、東風等稀土礦床（點）（圖1b），經初步調查評價，這些礦床（點）均具備尋找中大型離子吸附型稀土礦的潛力（湖南省地質調查院，2014；2018）。離子吸附型稀土礦床可分為輕稀土礦床和重稀土礦床，一般認為稀土礦的成礦作用對母巖的稀土元素成分具有明顯的繼承性（周美夫等，2020），表現為重稀土礦在相對富重稀土元素的母巖中富集，而輕稀土礦的母巖則具有相對富輕稀土元素的特征（Li et al.,2017）。而本文的研究顯示，該區東風巖體內的東風稀土礦床則為一由富輕稀土元素的花崗巖作為母巖經風化后形成的重稀土礦床，其成礦作用研究對豐富稀土成礦理論及拓寬重稀土礦的找礦方向具有重要意義。

筆者在對東風巖體進行系統的巖石礦物學野外考察以及稀土礦含礦性調查基礎上，獲得2 件花崗巖樣品的鋯石LA-ICPMS U-Pb 年齡、Hf同位素數據及一批地球化學數據，據此對東風巖體侵位時限、巖石成因、構造背景，以及東風稀土礦床的成礦特征等問題進行探討。

1 巖體地質特征及含礦性特征

由原湖南省地質調查院在該區所完成的1∶1 萬地質測量成果顯示，與相鄰彭公廟巖體、萬洋山巖體等大巖基內產出有大量晚期侵入的巖脈不同，東風巖體地表極少有石英脈和細晶巖脈出露，且巖體內未見有基性巖脈，其巖性單一，為粗中粒（少）斑狀黑云母二長花崗巖。整個巖體地表風化嚴重（圖2a），經淺井與淺鉆工程揭露，其風化殼在垂向上可分為4層，即腐殖層、殘坡積層、全風化層和半風化層（圖3）。全風化層厚度基本大于10 m（山頂陡坎及河溝處除外），最厚部位約為38 m，呈土黃色或紫紅色；腐殖層和殘坡積層厚度較小，一般在2～4 m左右，山頂部位不足2 m，甚至小于1 m；半風化層厚度不清。

圖2 東風巖體野外露頭、巖石學特征和顯微巖相學特征a.東風巖體野外露頭；b.花崗巖手標本照片；c.鉀長石斑晶具卡式雙晶結構（+）；d.鉀長石具條紋結構，斜長石絹云母化（+）；e.黑云母綠泥石化（+）；f.黑云母中的獨居石和磷灰石（+）Ap—磷灰石；Bi—黑云母；Chl—綠泥石；Kf—鉀長石；Mnz—獨居石；Pl—斜長石；Qz—石英；Ser—絹云母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

圖3 東風巖體風化殼柱狀圖Fig.3 Crust weathering profile of the Dongfeng pluton

在地表極少部位（河流中）見有未（弱）風化基巖，其巖性為粗中粒（少）斑狀黑云母二長花崗巖，灰白色，粗中粒結構和似斑狀結構，塊狀構造（圖2b）。斑晶含量約占3%～8%，成分以鉀長石為主，石英次之?；|礦物組成主要為鉀長石（25%～35%）、斜長石（20%～35%）、石英（22%～30%）和黑云母（5%～10%），副礦物主要有獨居石、磷灰石、榍石、鋯石等?；◢弾r蝕變十分普遍，多見有高嶺土化、綠泥石化、鉀長石化、絹云母化、硅化等。其中，鉀長石化、高嶺土化等與礦化關系密切。鉀長石多呈半自形板狀，具條紋結構，內部常包裹細粒石英、黑云母，斑晶常具有卡式雙晶（圖2c），基質見有格子雙晶發育（圖2d）；斜長石多呈自形-半自形板狀，多見聚片雙晶，內部偶見有鱗片狀絹云母化（圖2d）等蝕變；石英為他形粒狀，大者常具碎裂紋及波狀消光（圖2c～f），部分顆粒被長石侵蝕，具溶蝕港灣結構（圖2e～f），另偶見細?。?.2～0.4 mm）等軸狀石英呈鋸齒狀鑲嵌集合體產出（圖2e），可能為受重結晶作用而成；黑云母呈片狀或細片狀集合體，部分蝕變形成綠泥石（圖2e），顯示蝕變殘余結構，見與副礦物獨居石、磷灰石等共生（圖2f）。

東風風化殼離子吸附型稀土礦產于東風巖體內部，原湖南省核工業地質局301 隊對東風稀土礦普查時實施了鉆探工程，見礦厚度一般4.50～12.00 m，最厚達20.9 m，REO 品位0.050%～0.248%。在東風巖體內部圈定的多個稀土礦體規模較大，形態較好，礦體均呈層狀賦存于花崗巖全風化層中（圖3），產狀與全風化層產狀及地形坡向基本一致，傾角較地形坡角略平緩，其中單個礦體的平均厚度最大可達15 m，一般為4～8 m，礦體平均品位（REO）為0.052%～0.099%。對礦體所采集的多件樣品測試顯示，Y2O3的配分含量最高可達53.8%，平均為40.7%，表明稀土礦的礦化以重稀土元素為主。經資源儲量估算，在探礦權范圍內獲得333+334 類稀土（REO）資源量10.87 萬t，表明東風稀土礦的稀土遠景資源量達到大型（湖南省核工業地質局三〇一大隊，2018）。

2 樣品分析測試

本次分析測試樣品的采集位置見圖1b，用于挑選鋯石的樣品DF01和DF02采集于新開公路陡坎花崗巖全風化層，其中，樣品DF01 采集于巖體北部邊緣，DF02 采集于巖體中部位置；用于主、微量元素分析的樣品（MT01～06）為采集于切割較深河溝處的未遭受風化蝕變的新鮮花崗巖。

主、微量元素的分析測試在中國科學院地球化學研究所礦床國家重點實驗室完成，主量元素在Axios（PW4400）型X 射線熒光光譜儀中完成，測試精度優于3%；微量元素測試采用Finnigan MAT公司生產的ELEMENT 型高分辨等離子質譜儀完成。

鋯石單礦物是在無污染的環境下用人工重砂方法初選（包括手工碎樣、水洗、磁選），然后在雙目鏡下挑選，選出晶形較好、具代表性的鋯石用環氧樹脂充分固定、拋光，制成樣品靶。鋯石的CL 圖像和LA-ICPMS U-Pb定年在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成。

鋯石U-Pb 測試分析儀器為Perkinelmer 生產的ELAN DRC-e 型等離子質譜儀，配套GeoLasPro 193 nm型準分子激光剝蝕系統，所用束斑直徑為32μm。原始測試數據用ICPMSDataCal 軟件進行處理（Liu et al.,2008；2010）。普通Pb 校正方法參照Andersen（2002），206Pb-238U 加權平均年齡和協和圖解由ISO‐PLOT 軟件獲得（Ludwig et al., 2003）。單個數據點誤差均為1σ。

鋯石Hf 同位素分析在中國地質大學（武漢）GPMR實驗室Neptune多接收MC-ICP-MS 儀器上進行。激光剝蝕所用斑束直徑為44 μm。詳細儀器條件和數據獲取詳見Hu等（2012）。為了校正176Lu和176Yb對176Hf的干擾，取176Lu/175Hf=0.026 56 和176Yb/173Yb=0.793 81（Blichert et al.,1997;Segal et al.,2003）為定值。采用173Yb/171Yb=1.130 17 和179Hf/177Hf=0.7325 分別對Yb同位素和Hf 同位素進行指數歸一化質量歧視校正（Segal et al.,2003）。鋯石標樣GJ-1的176Hf/177Hf 標準值為0.282 013±0.000 019（Hu et al.,2012）。

3 鋯石U-Pb年齡及Hf同位素特征

3.1 鋯石U-Pb年齡

東風巖體2 件花崗巖樣品DF01 與DF02 中的鋯石均呈淺黃色至無色，絕大部分鋯石晶型為自形-半自形；鋯石為柱狀，大小150～400 μm，長軸與短軸之比多介于2～4，鋯石的陰極發光圖像均顯示出巖漿鋯石所特有的韻律環帶（Hoskin et al.,2003;吳元保等，2004）（圖4）。本次選擇了環帶清晰、無裂紋、鋯石表面清晰的位置對其進行分析。

圖4 東風花崗巖體的鋯石陰極發光圖像（白圈為U-Pb測試位置，黃圈為Hf同位素測試部位）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）

對樣品DF01 進行了共計21 個點的測試（圖4，表1），這些鋯石的普通鉛含量總體很低，其中，07、05和11 號測試點的年齡值明顯高于其他測點，對應的206Pb/238U 年齡值分別為（1767.4±24.8）Ma、（996.7±12.6）Ma、（981.0±8.9）Ma，這些年齡值明顯偏高的鋯石為繼承鋯石。其余18 個測點在U-Pb 年齡曲線圖（圖5a）中的206Pb/238U 年齡值相接近，其加權平均值為（433.5±2.6）Ma（MSWD=0.29）（圖5b）。對樣品DF02 完成的17 個點的分析測試（圖4，表1）結果表明，鋯石中的普通鉛含量很低，這17 個點的206Pb/238U 年齡相近（圖5c），其加權平均值為（432.0±2.5）Ma（MSWD=0.06）（圖5d）。

表1 東風巖體花崗巖LA-ICP-MS的鋯石U-Pb分析結果Tabe 1 Zircon U-Pb dating results of the Dongfeng granitic pluton

圖5 東風花崗巖體的鋯石U-Pb諧和曲線圖（a，c）和加權平均年齡圖（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

對樣品DF01和DF02鋯石U-Pb測年的打點部位分別進行了15個點的Hf同位素測試（圖4）。

本次分析的2件樣品共計30顆鋯石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范圍分別為0.007 212～0.041 416 和0.000 234～0.001 628（表2），176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明這些鋯石在形成以后，僅具有較少放射成因Hf的積累，因而可以用初始176Hf/177Hf 比值來代表鋯石形成時的176Hf/177Hf 比值（吳福元等，2007）?？紤]到2 件樣品的fLu/Hf的平均值為-0.97，明顯小于鐵鎂質地殼的fLu/Hf（-0.34，Ameilin et al.,1999）和硅鋁質地殼的fLu/Hf（-0.72，Vervoort et al., 1996），因此，其二階段模式年齡更能反映其源區物質從虧損地幔抽取的時間（或其源區物質在地殼的平均存留年齡）。

其中，樣品DF01 共15 顆鋯石的（176Hf/177Hf）i的變化范圍在0.282 300～0.282 374（表2，圖6b），Hf 同位素成分比較均一，加權平均值0.282 332，對應的εHf(t)變化范圍為-4.74～-7.45，平均值-6.32（圖6a、c）；地殼模式年齡（TDM2）變化范圍1714～1882 Ma，加權平均值1811 Ma（圖6b）。

圖6 東風巖體花崗巖鋯石εHf(t)值圖解（a）、176Hf/177Hf比值U-Pb年齡圖解（b）、鋯石εHf(t)值圖解（c）和Hf同位素地殼模式年齡（TDM2）柱狀圖（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

樣品DF02 共15 顆鋯石的（176Hf/177Hf）i的變化范圍0.282 305～0.282 369（表2，圖6b），Hf 同位素成分比較均一，加權平均值0.282 333，對應的εHf(t)變化范圍在-5.12～-7.28，平均值-4.42（圖6a、c），地殼模式年齡（TDM2）變化范圍1733～1871 Ma，加權平均值1816 Ma（圖6d）。

4 巖石地球化學特征

東風花崗巖體的主、微量元素分析結果見表3，結果顯示花崗巖w（SiO2）為68.48%～73.39%，平均70.34，稍低于中國花崗巖的平均含量（71.63%）（黎彤等，1998），從TAS圖（圖7a）可以看出，所有點均落入花崗巖與花崗閃長巖區域；w（Al2O3）較高，變化于12.82%～15.09%，平均14.15%，A/CNK 值為1.12～1.43，A/NK 值1.42～1.88，在A/CNK-A/NK 圖解（圖7b）中，均落入過鋁質區域；w(K2O＋Na2O)為5.94%～8.42%，平均7.03%；K2O/Na2O 值變化于1.26～2.36，平均1.79，表現為富K 的特征；在K2O-SiO2圖解（圖7c）中，樣品均落在高鉀鈣堿性系列與鉀玄巖系列。

東風巖體花崗巖具有與萬洋山巖體、彭公廟巖體二長花崗巖相同的微量元素和稀土元素基本一致的特征（圖8）。東風巖體花崗巖的稀土元素總體含量中等（表3），∑REE為（140～186）×10-6，∑LREE/∑HREE 值為1.72～2.22，表明東風巖體花崗巖輕、重稀土元素分餾較明顯，δEu 值為0.41～0.75，平均值0.56。在稀土元素配分模式圖（圖8a）中，東風巖體花崗巖顯示為一明顯右傾的曲線，配分曲線具有較明顯的Eu 負異常，同時，LREE 一側相對較陡（分餾明顯）、重稀土元素部分較為平坦（分餾不明顯）的特征。HREE 的相對虧損可能與鋯石、磷灰石、獨居石等的分離結晶有關，而Eu 負異常明顯則反映出巖漿結晶作用過程中斜長石、鉀長石的分離結晶作用較明顯。相較于花崗巖基巖，風化層花崗巖稀土礦體（湖南省核工業地質局301 隊，2018）中的稀土元素（除Ce 外）均有明顯富集，尤其是重稀土元素富集更加明顯（圖8b），Eu 負異常也更加明顯，配分曲線整體相對較平坦。

從以原始地幔對巖體微量元素進行標準化的微量元素蛛網圖（圖8c）中可以看出，東風巖體花崗巖不相容元素Rb、（Th+U）、Nd、（Zr+Hf）富集，而Ba、Nb、Sr、P、Ti 明顯虧損，顯示出殼源花崗巖的特征（Chappell et al., 1992; Bea et al., 2011; Dong et al.,2013）。微量元素Ba、Sr 虧損，說明巖石中存在有斜長石的熔融殘留相或結晶分離相（Patino et al.1991;1995），P、Ti 虧損可能與磷灰石、鈦鐵礦的分離結晶有關，而Nb可能由于富集到含鈦的黑云母中而出現虧損（李昌年，1992），同時，Nb、Ta 發生了較明顯分餾，顯示Nb 相對虧損而Ta 相對富集，也暗示花崗巖具有殼源花崗巖特征（陳小明等，2002）。

5 討 論

5.1 東風巖體的侵位年齡

以往關于東風巖體的研究較少，僅在湖南省地質調查院（1972；2005）完成的1∶20 萬永興幅區域地質礦產調查與1∶25 萬衡陽幅區域地質礦產調查報告中提到將其形成年齡定為加里東期，但并未有準確的年代學數據作為支撐。

本次對東風巖體采集的2 件粗中粒黑云母二長花崗巖鋯石樣品（DF01、DF02）的LA-ICP-MS U-Pb定年結果分別為（433.5±2.6）Ma 和（432.0±2.5）Ma，兩者在誤差范圍內非常一致，可以代表東風巖體的形成年齡。同時，2件樣品的年齡與沈渭洲等（2008）利用LA-ICP-MS U-Pb 定年獲得的萬洋山巖體黑云母二長花崗巖形成年齡（433.8±2.2）Ma一致，與張文蘭等（2011）獲得彭公廟巖體兩件中粗粒黑云母花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb 的定年結果（435.3±2.7）Ma和（436.2±3.1）Ma 在誤差范圍內也相同。東風巖體侵位年齡433 Ma 左右，根據前人對華南加里東花崗巖早晚期巖漿活動的侵位時限劃分標準（舒良樹，2006；張芳榮等，2009），東風巖體的形成年齡對應于加里東晚期。這與野外所觀察到巖體與奧陶系天馬山組呈侵入接觸關系、外接觸帶見有明顯的角巖化等蝕變的地質現象相符。此外，東風巖體花崗巖與彭公廟巖體、萬洋山巖體二長花崗巖具有相同的微量元素特征（圖8），暗示這3 個巖體的加里東期花崗巖有可能為起源于同一巖漿房的巖漿同時侵位形成，巖體在深部有可能相連。

5.2 巖體的成因類型及地質背景

東風花崗巖體黑云母二長花崗巖具有高鉀鈣堿性、強過鋁質特征（圖7b、c），鋁飽和指數A/CNK 值均大于1.1（1.12～1.43），經過標準礦物計算得到的剛玉分子含量為1.87%～4.82%；104Ga/Al 值介于2.13～2.64，平均值（2.44）小于A 型花崗巖的最低值（2.6）（Whalen et al., 1987），在巖石類型判別圖解（圖9a）中，測點均落入I&S 型花崗巖區域或附近，在w（K2O）-w（Na2O）圖解（圖9b）中，樣品落點較分散，但除個別點落入A 型花崗巖區域內，大多數的點均落入S 型花崗巖區域內或附近，這些特征均表明東風巖體花崗巖的巖石類型為S型花崗巖。

圖9 東風巖體花崗巖的w(Y)-Ga/Al圖解（a，底圖據Whalen et al.,1987）和w(K2O)-w(Na2O)圖解（b，底圖據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

在稀土元素配分圖（圖8a）中，東風巖體花崗巖稀土元素顯示一條明顯右傾的曲線，其輕、重稀土元素比值LREE/HREE 較高（5.32～6.86）。巖體具有較高的Yb含量、大離子親石元素（LILE）含量以及相對較低的HREE、Sr和高場強元素（HFSE）含量，以及計算得到的分異系數（Di）為80.38～86.95（表3），這些特征均顯示東風巖體花崗巖巖漿可能經歷了一定程度的結晶分異作用，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），顯示其遠沒有達到高分異花崗巖（Nb/Ta＜5，Zr/Hf＜26，Bau, 1996; Ballouard et al., 2016; 吳福元等，2017）的程度。

從微量元素進行標準化的微量元素蛛網圖（圖8c）可以看出，樣品均具有明顯的Rb、（Th+U）、Nd、（Zr+Hf）富集，而Ba、Nb、Sr、P、Ti 虧損，表明東風巖體花崗巖具有地殼物質熔融產物的特征（Chappell et al.,1992；鳳永剛等,2008；Bea et al.,2011；Dong et al.,2013）。

Hf同位素示蹤研究已經廣泛地應用于一些重要地球化學儲庫（如虧損地幔、球粒隕石和地殼等）的源區判別（吳福元等，2007）。東風巖體兩件花崗巖樣品單顆粒鋯石的Hf 同位素組成都比較均一，具有相似的εHf(t)值變化范圍（集中于-11～-5，表2，圖6c），且Hf 同位素二階段模式年齡非常集中（變化于1.71～1.88 Ga，表3，圖6d）。Hf 同位素εHf(t)＜0 表明巖石為古老地殼部分熔融而形成（Vervoort et al.,1996; Griffin et al., 2002; 2006），東風巖體花崗巖εHf(t)＜0，且在εHf(t)-t圖解（圖6a）和176Hf/177Hf-t圖解（圖6b）中，樣品點均集中分布于虧損地幔線及球粒隕石演化線之下（Wu et al.,2006；吳福元等，2007），由此可推斷東風巖體花崗巖為古老地殼物質部分熔融的產物。二階段模式年齡介于1714～1882 Ma，樣品DF01 的繼承鋯石（點07）的形成年齡也在此范圍內，與前人統計得到的華夏板塊Hf 同位素二階段模式年齡（Xu et al., 2007; Yu et al., 2010; Zhao et al.,2013）一致，而明顯區別于揚子地塊（Liu et al.,2008;Zhao et al.,2013）。

綜上所述，東風巖體的微量元素特征、鋯石Hf同位素特征以及繼承鋯石的形成年齡均表明東風巖體成巖物質來源于華夏地塊古老地殼物質的部分熔融。盡管巖漿結晶鋯石沒有顯著幔源特征的Hf 同位素記錄，但是計算顯示東風巖體花崗巖具有較高的“鋯石飽和溫度”（Watson et al., 1983）（789.5～824.9℃，平均810℃，表3），暗示地幔巖漿很可能為花崗巖的形成提供了熱源（王濤等, 2013; 任飛等,2021）。

前人對華南地區加里東期構造環境的研究表明，460～440 Ma 期間揚子地塊和華夏地塊發生陸內俯沖和匯聚擠壓，造山帶發生快速褶皺縮短和逆沖加厚（舒良樹等，2008）而形成巖石圈山根。其后巖石圈地幔與軟流圈之間對流，引起巖石圈拆沉和上地幔的隆起，導致幔源巖漿的產生和底侵，引起下地殼的部分熔融，同時后碰撞構造環境下深大斷裂（本區為茶陵—郴州大斷裂，圖1a）伸展松弛促使中下地殼減壓熔融，從而誘發了南嶺在440～420 Ma 期間的大面積中酸性巖漿（本區為萬洋山—彭公廟等巖體）的侵入活動（徐先兵等，2009；Wang et al., 2007b；2010; Wan et al., 2010; Li et al., 2010; 張菲菲等，2010；程順波等，2013；2016；Chen et al.,2019）。

在微量元素構造判別圖解（圖10）中，東風巖體與鄰區萬洋山巖體、彭公廟巖體加里東期花崗巖一樣，所有數據點均落入后碰撞區域（Post-CLOG），進一步表明東風巖體形成于后碰撞環境。

圖10 東風巖體構造判別圖解（底圖據Pearce et al.,1984;1996）萬洋山巖體、彭公廟巖體數據引自柏道遠等，2006；伍光英等，2008；陳迪等，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

綜上所述，東風巖體形成于揚子板塊與華夏板塊陸內匯聚后的后碰撞伸展環境，為增厚地殼減壓熔融和軟流圈地幔上涌誘發古老地殼物質發生重熔作用形成的S型花崗巖。

5.3 東風稀土礦床特征

近年來對南嶺地區風化殼離子吸附型稀土礦的研究顯示，加里東期（王彥斌等，2010；孫艷等，2012；趙芝等，2012）、印支期（于揚等，2012；張愛梅等，2010；鄭國棟等，2012）和燕山期（陳正宏等，2008；Li et al.,2003;李建康等，2012）的花崗巖均可作為稀土礦床的成礦母巖（王登紅等，2013；趙芝等，2014），因此，離子吸附型稀土礦床的形成對花崗巖的時代沒有選擇性。原巖中稀土元素的含量則對礦床的形成起到關鍵性的作用，花崗巖巖體原巖中稀土元素豐度愈高，對成礦愈有利，稀土礦床的母巖在成巖過程中一般經歷過稀土元素的預富集過程（周美夫等，2020）。南嶺離子吸附型稀土元素礦體一般比基巖中的稀土元素含量富集2～5 倍，因此，在基巖的稀土豐度大于150×10-6的情況下就可形成離子吸附型稀土礦床（蘇曉云等，2014）。一般富輕稀土元素的花崗巖母巖經風化后形成輕稀土型風化殼，富重稀土元素者則風化形成重稀土風化殼，但近年在贛南地區也有輕稀土礦床中有重稀土礦體的報道（王登紅等，2017；陳斌鋒等，2019；趙芝等，2022）。

東風巖體花崗巖基巖中的稀土元素總量∑REE為（184.2～264.2）×10-6（表3），要高于南嶺地區已知的4 個含稀土礦的徐敦、竹州、寧化、益將加里東期花崗巖體的稀土元素含量（（124～224）×10-6，地礦部南嶺項目組，1989；王彥斌等，2010）。LREE/HREE值介于1.72～2.22，顯示出輕稀土元素富集的特征，其中，巖體中的w（Y）非常高，為（39.1～55.3）×10-6（表3），Y/∑REE=21%～26%，屬于高Y 型花崗巖（張旗等，2022），因此，東風稀土礦床的母巖屬稀土元素含量較高的高Y 輕稀土型花崗巖。風化殼礦體中的LREE/HREE 值多介于0.50～1.00，Y/∑REE=36%～52%（湖南省核工業地質局301 隊，2018），顯示出花崗巖母巖在經歷風化作用后，重稀土元素特別是Y得到了高程度的富集。對比基巖與稀土礦體的特征，不難看出東風稀土礦床是一典型的由富輕稀土元素的母巖經風化后形成的重稀土礦床。

風化殼離子吸附型稀土礦的形成一般經歷了內生作用（成礦母巖）和外生作用（風化過程）兩階段（裴秋明等，2015；張戀等，2015）。東風巖體具顯著的內生作用成礦：花崗巖起源于古老地殼物質重熔，分異指數Di（80.38～86.95）及微量元素特征反映巖漿有一定的分離結晶作用，礦物的顯微巖相學特征則表明花崗巖內部經歷了蝕變作用和重結晶作用（圖2b～f），而結晶分異作用可促成重稀土元素的富集（張戀等，2015），熱流體的蝕變作用（圖2e）可致黑云母等礦物減少、稀土元素礦物的形成，從而導致稀土元素的分餾和富集（吳澄宇等，1990；張戀等，2015）?？傮w來說，相對南嶺地區其他離子吸附型HREE 礦床的原巖通常為高分異的花崗巖類（毛景文等,2022），東風巖體花崗巖的分異程度并不高，這也與在巖體內基本未見到石英脈及細晶巖脈的地質現象相符（吳福元等，2017）。與高分異花崗巖中較低的稀土元素含量相比，東風巖體分異程度不高的花崗巖相對更富含稀土元素，為后期次生富集形成稀土礦床提供了物質基礎，同時，母巖體中的高Y 含量更是可以形成重稀土礦床的關鍵。

東風巖體具有良好的外生作用成礦條件，巖體所處地理位置為亞熱帶季風性濕潤氣候區（目前年降水量為1500 mm 左右），屬海拔在400～600 m、地形較緩的丘陵-低山區，此為離子吸附型稀土礦形成的十分有利的氣候和地形地貌條件（王登紅等，2013；范飛鵬等，2014；裴秋明等，2015；張民等，2022），萬洋山巖體和彭公廟巖體內與東風巖體地形地貌條件相似的部位也發現了一批離子吸附型稀土礦床（圖1a）。東風巖體含稀土礦風化殼具有明顯的層狀分帶特征，由上往下可分為腐殖層、殘坡積層、全風化層和半風化層（圖3）。由腐殖層至半風化層，伴隨大氣降水淋濾作用的逐漸減弱，其pH 值逐漸升高。在腐殖層和殘坡積層中，除Ce 元素易由Ce3+氧化成Ce4+以方鈰礦的形式富集于表層外（Li et al.,2017；王長兵等，2021），稀土元素（尤其為重稀土元素）在較低的pH 值環境下遷移能力強（范飛鵬，2014），部分稀土元素從稀土元素礦物中分解釋放出來在大氣降水的淋濾作用下發生向下遷移。全風化層中隨著pH 值升高，稀土元素遷移能力減弱，黏土礦物對稀土元素離子的吸附能力增強，本層以及從風化殼上部（腐殖層、殘坡積層）釋放遷移來的稀土元素離子大部分被黏土礦物吸附，尤其是在表生環境中遷移能力十分強的Y 元素（裴秋明等，2015），在本層得到高度富集而形成有工業價值的稀土礦體。東風礦區全風化層厚度達10～38 m（圖3），不僅為稀土礦的成礦作用提供了物質來源，也提供了稀土礦體的儲存空間。而半風化層中淋濾作用相對很弱，稀土元素得不到遷移，其品位一般與基巖相當，不具工業價值。因此，華南地區高釔輕稀土型母巖花崗巖在風化后可形成重稀土礦床，在今后風化殼離子吸附型稀土礦床的找礦工作中應引起重視。

6 結 論

（1）2 件二長花崗巖的鋯石U-Pb 定年結果分別為（433.5±2.6）Ma 和（432.0±2.5）Ma，表明東風巖體形成于加里東晚期。

（2）巖石主、微量元素地球化學以及鋯石Hf 同位素等特征表明，東風巖體形成于在揚子板塊與華夏板塊陸內匯聚后的后碰撞伸展環境，為增厚地殼減壓熔融和軟流圈地幔上涌誘發古老地殼物質重熔所形成的S型花崗巖。

（3）東風稀土礦床為一由富輕稀土元素的母巖經風化后形成的重稀土礦床，分異程度不高、富含稀土元素的高Y 型花崗巖為礦床的形成提供了關鍵的物質基礎，東風巖體所處地理位置的氣候及地形地貌特征為稀土元素的淋濾遷移和吸附富集提供了重要保證。

致 謝二位匿名審稿專家對本文進行了辛勤細致的審查，提出的寶貴意見促進了本文的進一步完善與提高，在此表示衷心感謝。