陳雪鋒 范裕 庾江華 錢仕龍 陸中秋 楊張一 洪建民 肖鑫

1. 合肥工業(yè)大學資源與環(huán)境工程學院，合肥工業(yè)大學礦床成因與勘查技術研究中心(ODEC)，合肥 2300092. 安徽省礦產資源與礦山環(huán)境工程技術研究中心，合肥 2300093. 安徽省地質礦產勘查局322地質隊，馬鞍山 243000

銣作為“三稀”資源中的稀有元素之一，現已被廣泛應用于軍工部門、科學技術領域和民生設施中。美國、加拿大和俄羅斯的銣生產總量分別占全球銣資源的48.1%、18.9%和15.9%，而我國的銣產量僅占全球的3.3%，但銣使用量位居世界前列，因此銣是我國的緊缺礦種之一(孫艷, 2013; 王瑞江等, 2015)。目前工業(yè)上的銣元素主要提取自鹽湖鹵水、鋰云母[(K, Rb) Li2AlSi4O10F2]和銫榴石[Cs2Al2Si4O12]，具有開采價值的銣礦床工業(yè)類型主要為鹽湖鹵水型和花崗偉晶巖型(孫艷, 2013)。近年來花崗巖型銣礦床的勘探和開發(fā)日益得到重視，2018年廣東省河源市發(fā)現了世界上第一例超大型花崗巖型銣礦床，探明銣資源量約17.5萬噸(肖勇, 2018)。

西鎢口礦床最早是由安徽省地礦局322地質隊于1975年在江南隆起帶(安徽段)普查發(fā)現的一處中型熱液脈型鎢錫礦床，含鎢礦物為黑鎢礦(安徽省地調院, 2011(1)安徽省地調院. 2011. 皖南地區(qū)鎢(錫鉬)礦資源潛力調查評價報告; 陳雪鋒等, 2018)，受限于當時分析技術手段，未對銣礦資料進行評價。2018年，安徽省地礦局322地質隊對西塢口銣礦床進一步開展勘探工作并圈定了具有規(guī)模的銣礦體，礦石中銣品位為0.21%～0.25%，含銣礦物為云母，初步估算銣資源量可達到大型礦床規(guī)模(陳雪鋒等, 2018)。江南隆起帶(安徽段)作為我國最重要的鎢鉬多金屬產地之一，區(qū)域內已發(fā)現有70多處與燕山期中酸性巖漿活動相關的鎢鉬礦床(常印佛等, 1991; 陳江峰等, 1993; Wuetal., 2012)。前人對區(qū)域內的鎢鉬礦床及其巖漿巖地質特征(Songetal., 2014)、成巖成礦時代(吳榮新等, 2005; 宋國學, 2010; Lietal., 2012; Wuetal., 2012; 范羽, 2015; 陳雪鋒, 2016; 肖鑫等, 2017; 陳雪鋒等, 2018)、巖漿巖地球化學(薛懷民等, 2009; 彭戈等, 2012; 謝建成等, 2012; Songetal., 2014; 施珂, 2016; 施珂等, 2017)及成巖成礦背景(周濤發(fā)等, 2004; 袁峰等, 2005; Wuetal., 2012)等方面的研究已經廣泛開展，取得了非常重要的研究成果，西塢口銣礦床的發(fā)現進一步豐富了江南隆起帶(安徽段)的礦產資源類型，但對于銣礦床的研究相對較少，目前，僅限于陳雪鋒等(2018)對西塢口銣礦床中的含銣礦物進行了分析，施珂(2016)對西塢口中與成礦有關的花崗斑巖進行了全巖地球化學分析。

本次研究在礦床地質研究的基礎上，將對西塢口花崗斑巖開展鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年、鋯石微量元素和鋯石Lu-Hf同位素分析，結合前人對西塢口花崗斑巖的研究成果，厘定西塢口銣礦床的巖漿巖的成巖時代，確定巖漿巖類型及源區(qū)，并與區(qū)域內同時代鎢鉬礦床的成礦巖體進行對比，進一步豐富區(qū)域內三稀金屬礦產資源成巖成礦作用研究。

1 地質概況

圖1 江南隆起帶(安徽段)大地構造位置(a)及區(qū)域礦產分布圖(b)(據江西省地質礦產局, 1984; 陳雪鋒等, 2018)TBF-天目山-白際山斷裂；JNF-江南斷裂；GTF-高坦斷裂；ZWF-周王斷裂；CCF-崇陽-常州斷裂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

“江南隆起帶”是揚子板塊與華夏板塊之間的拼接帶，是一條近NE向的前寒武紀地質單元，長約1500km，寬約200km，主要由中-新元古代淺變質巖組成(Lietal., 2003)，自西向東延伸至安徽省南部地區(qū)(圖1a)。江南隆起帶(安徽段)出露的基底地層為新元古界淺變質基底上溪群，蓋層為古生界到中生界的海相沉積地層，局部發(fā)育第四系(唐永成等, 1998; 陳雪鋒等, 2018)(圖1b)。江南隆起帶(安徽段)的構造線方向為NNE-NE向，主要的斷層有高坦斷裂、周王斷裂、江南斷裂和天目山-白際山斷裂。江南隆起帶(安徽段)內巖漿巖主要形成于晉寧期(850～772Ma)和燕山期(150～121Ma)(Lietal., 2003; 薛懷民等, 2009; 陳雪鋒等, 2018)。江南隆起帶(安徽段)內目前發(fā)現的70余個礦床均與燕山期巖漿作用有關，主要礦種為W、Mo、Pb-Zn、Cu、Au、和Re。礦床的成因類型以矽卡巖型為主(高家塝鎢礦床、桂林鄭鎢鉬鉛鋅礦床、東源鎢礦床、百丈巖鎢鉬礦床、竹溪嶺鎢鉬礦床、逍遙鎢鉬礦床和上金山鎢鉬礦床)，其次是斑巖型(馬頭鉬礦床、湛嶺錸鉬銅礦床)和石英脈型(天井山金礦床)(圖1b)。區(qū)內的鎢鉬礦床主要形成于燕山期早階段(150～134Ma)，而鉬礦床與燕山期晚階段(134～121Ma)巖漿活動有關(宋國學, 2010; 陳雪鋒等, 2018)。

西塢口銣礦床地理位置上位于安徽省寧國市南部大約40km，大地構造位置上處于江南隆起帶(安徽段)東部(圖1b)。礦區(qū)出露的地層有南華系下統(tǒng)休寧組粉砂巖，南華系下統(tǒng)南沱組含礫砂巖，震旦系下統(tǒng)藍田組條帶狀泥質灰?guī)r和震旦系下統(tǒng)皮園村組硅質頁巖(庾江華和黃濤, 2016)(圖2)。礦區(qū)內發(fā)育的三組斷裂分別為NE向、EW向和NWW向，其中NE向斷層(F3)是主要控礦斷裂(圖2)，走向30°～60°，傾向SE，形成于成礦前，成礦期發(fā)生活化(陳雪鋒等, 2018)。EW(F4)和NWW(F2)向斷層切割NE向斷層(F3)，與石英-黑鎢礦脈關系密切(圖2)。礦區(qū)內發(fā)育的巖漿巖為花崗斑巖(圖3)，主要呈巖株狀侵位于南華系下統(tǒng)休寧組地層(陳雪鋒等, 2018)，在地表可見花崗斑巖巖脈(圖2)。按產出位置的不同，銣礦體可以分為三類(圖3)：第Ⅰ類礦體賦存于花崗斑巖體中，呈透鏡狀；第Ⅱ類礦體形成于巖體與圍巖的接觸帶，呈透鏡狀；第Ⅲ類礦體主要呈脈狀分布于地層中，受F3斷層控制。其中以第Ⅰ類和第Ⅱ類礦體為主(陳雪鋒等, 2018)。第Ⅰ類和第Ⅱ類銣礦體中的銣礦石類型為云母型，含銣礦物為鋰白云母，礦石中鋰云母的體積分數可達到70%以上，脈石礦物主要為螢石和石英。第Ⅲ類銣礦體中礦石類型為云母型，但含銣礦物為鐵鋰云母，礦石中鐵鋰云母的體積分數大于30%，脈石礦物為螢石和石英(陳雪鋒等, 2018)。

圖2 西塢口礦區(qū)地質圖(據施珂, 2016; 陳雪鋒等, 2018)Fig.2 Simplified geological map of the Xiwukou deposit (after Shi, 2016; Chen et al., 2018)

圍巖蝕變類型主要為云英巖化、硅化、螢石化等。云英巖化和硅化主要分布于花崗斑巖與圍巖的接觸帶中(圖3)。螢石化蝕變形成較晚，主要呈石英-螢石-黑鎢礦脈體分布于休寧組和南沱組地層中(陳雪鋒等, 2018)。

花崗斑巖具有斑狀結構，塊狀構造(圖4a)。斑晶的含量約為40%～50%，斑晶主要為鉀長石(35%～50%)和石英(25%～30%)，其次是斜長石(10%～15%)和黑云母(<5%)。鉀長石呈灰白色，自形-半自形粒狀，粒徑>3mm，部分鉀長石表面發(fā)育輕微的粘土化(圖4b)；斜長石呈灰白色，半自形-他形粒狀結構，粒徑一般>2mm左右，發(fā)育簡單聚片雙晶(圖4b)；石英呈無色透明，粒狀，粒徑為1mm左右，顆粒邊緣發(fā)育有溶蝕結構；黑云母呈黃綠-紅褐色，板狀、長柱狀，在單偏光顯微鏡下表現出多色性(圖4b)?；|的含量約占50%～60%，主要為微粒石英(10%～15%)和長石(12%～15%)，少量鱗片狀黑云母。副礦物主要有鋯石和磁鐵礦。巖體中靠近礦體的部位局部發(fā)育有綠柱石(圖4c, d)。

圖3 西塢口銣礦床7號勘探線剖面圖(據陳雪鋒等, 2018)Fig.3 Simplified No.7 exploration line sectional map of the Xiwukou deposit (after Chen et al., 2018)

2 樣品采集與分析方法

花崗斑巖樣品(705-600)采自于西塢口銣礦床鉆孔ZK705。鋯石的初步處理工作是在南京市宏創(chuàng)地質服務有限公司完成，鋯石U-Pb測年分析工作是在合肥工業(yè)大學LA-ICP-MS實驗室完成。具體過程見陳雪鋒(2016)。分析儀器：德國Geolas pro 193nm ArF準分子激光器+Agilent 7500a ICP-MS。載氣為He，采用NIST SRM610進行儀器最佳化，采用國際標準鋯石91500作為同位素分析外標，以Si作為內標。激光束斑為30μm，剝蝕頻率為6Hz，激光能量為10J/cm2。采用ICP MS Data Cal(12.1版)軟件對數據進行分析。采用Andersen and Griffin (2004)的方法進行普通Pb校正，采用Isoplot(2.49版)(Ludwig, 2001)進行圖件繪制和年齡計算。

圖4 西塢口花崗斑巖手標本(a、c)和正交偏光鏡下照片(b、d)(a)花崗斑巖；(b)花崗斑巖中的鉀長石和石英斑晶；(c)花崗斑巖中發(fā)育的綠柱石；(d)石英晶體被綠柱石穿切. Kfs-鉀長石；Pl-斜長石；Bi-黑云母；Qtz-石英；Brl-綠柱石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

圖5 西塢口花崗斑巖中鋯石陰極發(fā)光圖像及分析點位Fig.5 CL images of zircon and analysis points of the Xiwukou granite porphyry

鋯石Hf同位素分析工作是在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。實驗儀器為Thermo Finnigan Neptune MC-ICP-MS，激光剝蝕系統(tǒng)為New wave UP213。激光束斑為30μm，剝蝕時間為40s。外標為91500和GJ-1，實驗過程中每隔10個點測2個91500和1個GJ-1標樣點。外標91500的176Hf/177Hf變化范圍為0.282305～0.282014，GJ-1的176Hf/177Hf變化范圍為0.282013～0.282018，與標準結果在誤差范圍內一致。

圖6 西塢口花崗斑巖中鋯石球粒隕石標準化稀土元素配分圖解(標準化值據Boynton, 1984)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element pattern of zircons in the Xiwukou granite porphyry (normalization values after Boynton, 1984)

圖7 西塢口花崗斑巖中鋯石LA-ICP-MS U-Pb諧和圖Fig.7 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of the Xiwukou granite porphyry

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡及微量元素分析結果

西塢口花崗斑巖中鋯石顆粒呈60～150μm的長柱狀或短柱狀，可見明顯的震蕩環(huán)帶(圖5)，指示具有巖漿鋯石的特征。本次測年結果及微量元素數據分別如表1、表2所示，西塢口巖體中的鋯石具有非常高的U含量(497×10-6～17408×10-6，平均值為5436×10-6)、Th含量(246×10-6～4032×10-6，平均值為1898×10-6)和較高的普通Pb含量(13×10-6～442×10-6)，所有鋯石的232Th/238U比值的變化范圍為0.1～0.7(平均值為0.402)，介于標準的巖漿鋯石范圍之內(Th/U>0.4, Hoskin and Schaltegger, 2003)。西塢口花崗斑巖中的鋯石也具有典型巖漿鋯石的Ce正異常和Eu負異常(圖6)。本次測得西塢口花崗斑巖中18顆鋯石的206Pb/238U加權平均年齡是141.7±1.0Ma(MSWD=0.41，n=18)(圖7)，能夠代表花崗斑巖體的形成時代。

3.2 鋯石Ti溫度計算結果

巖漿巖鋯石中Ti的含量對于形成時的溫度變化非常敏感，Watson and Harrison (2005)提出巖漿體系中存在金紅石等代表TiO2含量飽和條件時，鋯石晶格中的Ti4+含量主要受溫度控制，Ferry and Watson (2007)通過實驗巖石學研究，認為鋯石中的Ti含量主要受SiO2(αSiO2)、TiO2(αTiO2)和溫度(T)控制，計算公式及條件如下：

logαSiO2+logαTiO2

當熔體中存在石英時，αSiO2=1；當熔體中存在鋯石時αTiO2≧0.5，鈦鐵礦存在時αTiO2≧0.6，榍石和鈦鐵礦存在時αTiO2=0.7，金紅石存在時αTiO2=1.0(高曉英和鄭永飛, 2011; 原埡斌等, 2018)。由于西塢口花崗斑巖中除鈦鐵礦外，并未發(fā)現其他富Ti礦物，所以αSiO2=1、αTiO2≈0.6。根據以上公式和參數計算獲得西塢口花崗斑巖的形成溫度如表2所示，溫度變化范圍為596.9～850.1℃，平均值為735.4℃。

3.3 鋯石Hf同位素分析結果

本次測得西塢口花崗斑巖中鋯石的Hf同位素數據如表3所示，176Lu/177Hf的平均值為0.001746(<0.002, 吳福元等, 2007; Patchettetal., 1982)，表明放射性成因的176Hf在鋯石形成后積累很少，本次實驗測試的鋯石176Lu/177Hf比值可以代表初始的Hf同位素特征。鋯石176Yb/177Hf的比值為0.063022～0.170080，平均值為0.108150，176Hf/177Hf的比值范圍為0.282508～0.282653，平均值為0.282574。根據LA-ICP-MS鋯石U-Pb的原位定年數據進行校正后獲得了西塢口花崗斑巖的εHf(t)的變化范圍為-6.7～-1.3，平均值為-4.2，tDM1=870～1173Ma，平均值為1025Ma，tDM2=1273～1613Ma，平均值為1457Ma。

3.4 主量、微量元素分析結果

西塢口花崗斑巖的全巖地球化學數據引自于施珂(2016)?；◢彴邘r的主量元素分別為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%)，具有相對較高的K2O/Na2O(1.22～2.20)、ALK(7.85%～8.62%)和非常低的P2O5(Bdl～0.05%)，屬于準鋁質-高鉀鈣堿性系列(圖8)。

西塢口花崗斑巖的∑REE的變化范圍為140.1×10-6～235.9×10-6，具有相對較低的LREE/HREE(1.42～5.44)、(La/Yb)N(0.89～4.49)和δEu(0.02～0.28)。西塢口花崗斑巖的稀土元素配分曲線表現出明顯的“V”字型和負Eu異常(圖9a)。相對于地殼元素組成，西塢口花崗斑巖強烈富集HREE、Rb、U、Th等元素，虧損Ba、Sr、P、Ti(圖9b)。

4 討論

4.1 成巖時代

江南隆起帶(安徽段)內巖漿巖形成于晉寧期(850～772Ma)和燕山期(150～121Ma)(Lietal., 2003; Wuetal., 2012; 薛懷民等, 2009)，燕山期巖漿巖主要以復式巖體為主，按巖漿巖類型和成巖時代可分為兩個階段：早階段(150～134Ma)巖漿巖以花崗閃長巖和二長花崗巖為主，是江南隆起帶(安徽段)內復式巖體的主體，屬高鉀鈣堿性I型花崗巖，與W礦化關系密切；晚階段(134～121Ma)巖漿巖主要為堿性花崗巖和正長花崗巖，是江南隆起帶(安徽段)內復式巖體的補體組成部分，屬高鉀鈣堿性準鋁質A型花崗巖，與Mo礦化有關(Wuetal., 2012; 袁峰等, 2005; 宋國學, 2010; 薛懷民等, 2009; 范羽, 2015; 翁望飛等, 2011)。本次工作確定西塢口花崗斑巖的成巖時代為141.7±1.0Ma，應屬于區(qū)內燕山期早階段巖漿活動的產物。

表3西塢口花崗斑巖中鋯石Hf同位素組成

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

測點號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

圖8 西塢口巖石A/NK-A/CNK圖解(a，底圖據Maniar and Piccoli, 1989)和K2O-SiO2巖石序列圖解(b，底圖據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

圖9 西塢口花崗斑巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a, 標準化值據Boynton, 1984)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b, 標準化值據Galer et al., 1989) (Crust值據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)

圖10 西塢口花崗斑巖成因類型判別圖解(底圖據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 巖漿巖類型與源區(qū)

圖11 西塢口花崗斑巖Hf同位素圖解Fig.11 Diagram of εHf(t) values vs. ages for zircons of the Xiwukou granite porphyry

巖漿巖類型的判別對于巖漿源區(qū)、巖漿演化和構造環(huán)境的識別非常重要(Pearceetal., 1984; Sylvesteretal., 1997)。通常，巖漿巖的成因類型可以劃分為I、S、M和A型。A型花崗巖具有富硅、富鉀、富Ga、Zr、Nb、Ta等高場強元素的特征(Kingetal., 2001)。西塢口花崗斑巖具有高SiO2(74.29%～76.25%)、ALK(7.85%～8.62%)的特征，屬準鋁質高鉀鈣堿性系列(圖8)，微量元素具有較低的LREE/HREE、(La/Yb)N和δEu，虧損Ba、Sr、P、Ti而富集Rb、Th、U等元素的特征(圖9)，這一特征與A型花崗巖的富硅、富鉀基本特征非常相似(Loiselle and Wones, 1979; Collinsetal., 1982; Kingetal., 2001)。在巖漿巖成因類型判別圖解中(圖10a-d)，西塢口花崗斑巖數據落入了A型花崗巖的區(qū)域，FeOT的含量(平均值為2.09%)高于高分異I型花崗巖(<1.00%)(王強等, 2003)，P隨著巖漿演化作用的進行也未表現出標準的S型花崗巖特征(圖10f)。在巖漿巖礦物組成上，西塢口花崗斑巖中也未發(fā)現有代表I型花崗巖的角閃石，也未發(fā)現有代表S型花崗巖的堇青石和石榴子石等礦物(Wangetal., 2018)，說明西塢口花崗斑巖的成因類型應屬于A型。Eby (1992)將Y/Nb比值作為A型花崗巖進一步分類的判別依據(<1.2為A1型花崗巖；>1.2為A2型花崗巖)。西塢口花崗斑巖的Y/Nb比值變化范圍為1.3～2.8(平均值為2.2)，在Nb-Y-Ce判別圖解中，測試點同樣落入了A2型花崗巖區(qū)域(圖10e)。綜上所述，西塢口花崗斑巖應屬于A2型花崗斑巖，明顯不同于燕山期早階段與鎢鉬礦床(白鎢礦)有關的I型花崗巖(薛懷民等, 2009; Songetal., 2014)。

A型花崗巖的成因主要有以下幾種(汪洋, 2009)：(1)由富F麻粒巖相下地殼的部分熔融作用形成(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987)；(2)由長英質和鎂鐵質源區(qū)的巖石部分熔融形成(Landenberger and Collins, 1996; Kingetal., 2001)；(3)由幔源的堿性基性巖-中性巖分異演化形成(Bonin, 2007)。西塢口花崗斑巖富集Rb、Th、U、K等大離子親石元素，虧損Ti、Ba、Sr、P等高場強元素，Nb/U(2.4)和Ta/U(0.30)明顯低于地幔平均值(47和2.7, Taylor and McLennan, 1995)，(Rb/Nb)N(9.18)高于陸殼平均值(2.3～4.8, Taylor and McLennan, 1995)，Sm/Nd(0.29)與陸殼平均值(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%)的含量也相對于全球中-上地殼的平均值(15.0%～15.4%和1.53%～4.43%, Rudnick and Gao, 2003)較低。西塢口εHf(t)的變化范圍為-6.7～-1.3(平均值為-4.2)(表3、圖11)。綜合以上特征，說明西塢口花崗斑巖的形成有古老地殼物質的參與，可能是由富F麻粒巖相下地殼物質部分熔融形成的。

江南隆起帶(安徽段)出露的上溪群，富含W、Mo、Pb、Zn等成礦元素(唐永成等, 1998)，因此被認為可能為江南隆起帶(安徽段)內的W-Mo礦床提供了成礦物質(宋國學, 2010; 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011; 陳雪霏等, 2013; 范羽, 2015; 陳雪鋒, 2016)。西塢口花崗斑巖的tDM1的變化范圍為870～1173Ma(平均值為1025Ma)，這與區(qū)域內出露的上溪群基底地層中火山巖和細碧巖的形成時代基本相同(805～1023Ma)(謝竇克和姜月華, 1998)，西塢口花崗斑巖的tDM2變化范圍為1273～1613Ma(平均值為1457Ma)，這也介于上溪群中沉積巖和火山巖tDM1(1240～1650Ma; 周泰禧等, 1995)的變化范圍之內，說明西塢口花崗斑巖源區(qū)可能為上溪群淺變質基底部分熔融的產物。

4.3 對勘探工作的啟示

目前江南隆起帶(安徽段)所發(fā)現的與燕山期早階段巖漿活動有關的礦床有高家塝、雞頭山、東源、竹溪嶺等鎢鉬礦床，礦石礦物為白鎢礦，而西塢口銣礦內所發(fā)育的含鎢礦物為黑鎢礦。前人研究發(fā)現與稀有金屬或稀有元素有關的巖漿巖也是高分異花崗巖中分異最為徹底的一個端元，而高分異花崗巖特征也可作為尋找稀有金屬礦產的重要指標(吳福元等, 2017)，如我國的江西雅山414稀有金屬礦床、江西大吉山、湖南正沖、廣西栗木等。相對于燕山期早階段與鎢鉬礦床有關的巖漿巖，西塢口花崗斑巖具有明顯的高分異花崗巖特征，主要有以下證據：

(1)西塢口花崗斑巖具有高硅(SiO2=74.29%～76.25%)、富堿(ALK=7.85%～8.62%)、貧鈣(CaO=0.14%～0.73%)的特征(陳雪鋒, 2016)，巖漿分異指數DI為91.87～95.57，高于江南隆起帶(安徽段)同時期(150～134Ma)形成的鎢鉬礦床，如高家塝(70.17, 范羽, 2015)、東源(83.96, 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011)、雞頭山(60.90, 宋國學, 2010)、竹溪嶺(75.30, 陳雪霏等, 2013)、馬頭(68.5, 宋國學, 2010)，說明西塢口花崗斑巖的演化程度高于同時期(150～134Ma)形成的鎢鉬礦床。

(2)西塢口花崗斑巖中，含鋰云母聚集部位形成了銣礦體，礦石礦物為鋰白云母(陳雪鋒等, 2018)。吳福元等(2017)研究發(fā)現在巖漿中云母的演化方向為鎂質黑云母、鎂鐵質黑云母、鐵質黑云母、鋰鐵云母和鋰云母。鋰云母或含鋰白云母也是高分異花崗巖最重要的造巖礦物標志之一(李潔和黃小龍, 2013; Lietal., 2015)。

(3)在西塢口花崗斑巖中發(fā)育有綠柱石(圖4c, d)。London and Evensen (2002)的研究認為只有花崗質巖漿經歷強烈的結晶分異作用，才能結晶出綠柱石。目前，在江南隆起帶同時期(150～134Ma)形成的鎢鉬礦床中尚未綠柱石報道(范羽, 2015; 秦燕等, 2010; 宋國學, 2010; 王德恩等, 2011; 陳雪霏等, 2013)。

(4)根據鋯石的Zr/Hf比值將花崗巖劃分為普通花崗巖(Zr/Hf>55)、中等分異花崗巖(25

(5)西塢口花崗斑巖中∑REE=205×10-6，LREE/HREE=2.8，δEu=0.08，稀土配分型式表現出明顯的四分組效應，巖漿形成溫度為735.4℃，表明巖漿經歷長時間的高度分離結晶作用，熔體中出現發(fā)育大量流體，熔流體相互作用改變了稀土元素的地球化學行為(Bau, 1996; 吳福元等, 2017)。這一特征不同于江南隆起帶(安徽段)同時期(150～134Ma)形成的與鎢鉬礦床有關的巖漿巖，如高家塝、雞頭山、東源、竹溪嶺等礦床(秦燕等, 2010; 宋國學, 2010; 王德恩等, 2011; 陳雪霏等, 2013; 范羽, 2015)。

(6)高Rb背景值也是銣礦床成礦巖體的一個典型特征，目前我國所發(fā)現的典型銣礦床成礦巖漿巖均具有明顯的高銣背景值，如內蒙古石灰窯(1824×10-6, 孫艷, 2013)、內蒙古趙井溝(689×10-6, 孫艷, 2013)、湖南正沖(1680×10-6, 孫艷, 2013)、大吉山(776×10-6, 左夢璐, 2016)、江西雅山(2423×10-6, 左夢璐, 2016)。陳雪鋒等(2018)對比了江南隆起帶(安徽段)內主要巖體中銣的含量，發(fā)現西塢口花崗斑巖巖Rb含量(423×10-6)相對較高，整個江南隆起帶(安徽段)具有高銣背景值的還有黃山巖體(586×10-6, 張舒等, 2009)，黃山巖體和西塢口花崗斑巖均具有A2型花崗巖特征(張舒等, 2009)，它們的Rb含量遠高于同時期(150～121Ma)形成的青陽-九華山巖體(198×10-6)、城安巖體(150×10-6)、旌德巖體(130×10-6)、太平巖體(213×10-6)(陳雪鋒等, 2018)，以及燕山期早階段(150～134Ma)發(fā)現的高家塝(104×10-6, 范羽, 2015)、東源(146×10-6, 秦燕等, 2010; 王德恩等, 2011)、雞頭山(160×10-6, 宋國學, 2010)、竹溪嶺(95×10-6, 陳雪霏等, 2013)等礦床。

綜合以上分析，應在江南隆起帶(安徽段)尋找與高分異花崗巖有關的銣等稀有金屬礦床。

5 結論

(1)西塢口花崗斑巖形成時代為141.7±1.0Ma，屬于江南隆起帶(安徽段)燕山期早階段巖漿活動的產物。

(2)西塢口花崗斑巖具有高硅、富堿、貧鈣的特征，屬于A2型花崗巖，明顯不同于同時期(150～134Ma)與鎢鉬礦床(白鎢礦)有關的I型，巖漿源區(qū)可能是新元古代淺變質基底上溪群的部分熔融。

(3)西塢口花崗斑巖具有高分異花崗巖特征，應在江南隆起帶(安徽段)尋找與高分異花崗巖有關的銣等稀有金屬礦床。

謹以此文祝賀岳書倉教授八十八華誕！