華南稀有金屬礦床：類型、特點、時空分布與背景*

李曉峰 韋星林 朱藝婷 李祖福 鄧宣馳LI XiaoFeng, WEI XingLin, ZHU YiTing, LI ZhuFu and DENG XuanChi

1. 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院礦產資源研究重點實驗室，北京 1000292. 中國科學院地球科學研究院，北京 1000293. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000494. 江西省地質局，南昌 3300025. 桂林理工大學地球科學學院，桂林 541004

本文所指的稀有金屬礦床主要是與花崗巖有關的Li-Nb-Ta-Sn-Be礦床。戰略性新興技術產業發展對稀有金屬原材料的需求激增，在全球掀起了新一輪稀有金屬資源研究和勘查的高潮(Akohetal., 2015; Melcheretal., 2015; Dewaeleetal., 2016; Breiteretal., 2017; Goodenoughetal., 2018; Lamar?oetal., 2018; Siegeletal., 2018)。大多數研究認為稀有金屬富集成礦與高分異花崗巖密切相關。因為高分異花崗巖往往富集不相容元素(如：REE、Zr、Nb、Li、Ta、Be、Sn、Cs等)和揮發份(F、B、Cl 和CO2等)，因此，高分異花崗巖往往被稱為稀有金屬花崗巖。具有經濟價值的礦床常分布于高分異相的巖體或者偉晶巖中(Linnenetal., 2012)?；◢弾r中稀有金屬的富集主要受巖漿源區、結晶分異程度，以及巖漿-熱液流體作用的控制(Haapala, 1997; Lehmann and Harmanto, 1990; Taylor and Wall, 1992)。自從20世紀30年代以來，國內外稀有金屬礦床成因一直存在著巖漿成因(Teuscher, 1935; Cuneyetal., 1992; Raimbaultetal., 1995; Breiteretal., 2005; Thomasetal., 2005; Jarchovsky, 2006; Nardietal., 2012; 郭承基, 1965; 劉義茂等, 1975; 王聯魁等, 1987; 章錦統和夏衛華, 1988; 趙振華, 1986; 鄒天人, 1985; 朱金初等, 2002)和交代成因(Beusetal., 1962; 夏宏遠等, 1980; 夏宏遠和梁書藝, 1991; 袁忠信等, 1987)的爭論，但是巖漿過程和熱液交代過程在稀有金屬富集成礦過程中的作用都是不可替代的，雖然二者對稀有金屬成礦的貢獻程度還存在著爭議。

華南地區以發育大規模多時代、多旋回花崗巖類和獨特的中生代銅鉬鎢錫鈮鉭鈹鈾等大規模稀有金屬和有色金屬成礦作用而聞名于世，具有世界上其他大花崗巖省無可比擬的獨特的構造巖漿和成礦演化歷史(華仁民和毛景文, 1999)(圖1)。自20世紀以來，華南花崗巖及其成礦作用的研究碩果累累(中國科學院貴陽地球化學研究所, 1979; 南京大學地質學系, 1981; 地質部南嶺項目花崗巖專題組, 1989; 華仁民和毛景文, 1999; 華仁民等, 2003, 2005, 2010; 裴榮富等, 1999, 2008; 周新民, 2003; 舒良樹, 2012; 陳毓川和王登紅, 2012)。尤其是在花崗巖成礦專屬性方面取得了創新性的研究成果，如：W、Sn、Mo、Nb、Ta、Be、U主要與“改造型”花崗巖有關；Cu、Pb、Zn、Au、Ag主要與“同熔型”花崗巖有關(南京大學地質學系, 1981; 徐克勤等, 1982, 1983)。華南顯生宙花崗巖演化及其成礦作用一直是地質學家關注的熱點，不同學者提出了各種見解和模型(任紀舜, 1990; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Lietal., 2007; 毛景文等, 2004, 2008; 蔣少涌等, 2008; 胡瑞忠等, 2015; Hu and Zhou, 2012; Huetal., 2008, 2009, 2017; 張岳橋等, 2012; Maoetal., 2013; 李曉峰等, 2008, 2013; Wangetal., 2013)。目前，普遍認為華南顯生宙花崗巖是在前寒武紀增生型造山帶基礎上發展起來的，二者在地球化學上存在繼承和發展關系(Zhengetal., 2013; 鄭永飛等, 2015)。新元古代以來，華南地區構造-巖漿演化主要以陸內環境為主(華仁民等, 2003; 張國偉等, 2013; 胡瑞忠等, 2015)。近年來，找礦突破等國家戰略行動的實施過程中，在華南地區相繼發現了一批稀有金屬礦床，這些發現不僅突破了對原有稀有金屬礦床成礦的認識，而且擴大了找礦范圍和找礦類型。本文在前人工作的基礎上，對華南顯生宙稀有金屬礦床的類型、特點、時空分布、成礦規律和背景進行綜述，以期對華南稀有金屬成礦有新的理解。

圖1 華南地區主要稀有金屬礦床分布圖(據任紀舜等, 1999; 李曉峰等, 2013修改)Fig.1 The distribution map of the major rare metal deposits in South China (modified after Ren et al., 1999; Li et al., 2013)

1 地質背景

華南地區基本地質構造格架主要由欽州-萍鄉-江山-杭州斷裂(簡稱欽-杭大斷裂)、吳川-遂川斷裂、安遠-鷹潭斷裂、河源-邵武斷裂、政和-大埔斷裂、茶陵-廣昌斷裂和梧州-四會斷裂，及其中不同時代、不同類型的花崗巖和盆地所組成。欽州-萍鄉-江山-杭州斷裂是揚子和華夏陸塊在新元古代(大約900Ma左右)碰撞拼貼的產物(周新民, 2003)。該斷裂在湖南萍鄉一帶走向近 EW；而在湘桂邊界走向近NS向。它不僅是地理上的揚子地塊和華夏地塊邊界，也是中國東南部大規模火山-侵入雜巖和斷陷盆地群的分界線。

華南地區出露的變質基底巖石主要是新元古代泥砂質巖系夾火山巖以及南華系-志留系泥砂質復理石、硅質巖、火山碎屑巖和中基性火山巖等。志留系含筆石的泥砂質夾碳質巖層，中、下泥盆統海陸交互相碳酸鹽巖與陸源碎屑巖。沉積蓋層主要由上泥盆統、石炭系、二疊系和下三疊統等淺海相碳酸鹽巖和泥砂質巖系以及上三疊統、侏羅系、白堊系和古近統陸相碎屑巖-火山巖組成。該地區花崗巖主要有奧陶紀、志留紀、中-晚三疊世、早-中侏羅世、中-晚侏羅世、早白堊世和晚白堊世等7個時期的巖漿活動。奧陶紀和志留紀花崗巖主要分布于桂北越城嶺、苗兒山、諸廣山和武夷山一帶，以二長花崗巖和黑云母花崗巖為主；中-晚三疊世花崗巖主要分布在南嶺地區，為S型強過鋁質花崗巖，年齡在228～205Ma(周新民, 2003)。早-中侏羅世和中-晚侏羅世巖漿巖主要分布在閩西-贛南-贛東北-粵北一帶，以花崗閃長斑巖、拉斑系列雙峰式火山巖、層狀基性-超基性雜巖、A型花崗巖和堿性正長巖為主，年齡為180～160Ma(周新民, 2003)。早白堊世花崗巖(140～110Ma)主要發育于政和-大埔斷裂以東，在其它地區也有零星分布(周新民, 2003)，這個時期大規模的巖漿活動導致在東南沿海地區形成高鉀鈣堿性花崗質火山-侵入雜巖帶(舒良樹等, 2006; 舒良樹, 2012)。

華南加里東期花崗巖(奧陶紀和志留紀)主要分布在呈北東走向的武夷山和云開大山地區。加里東期花崗巖可能在中-中上地殼深度，由華夏地塊早中元古代基底物質改造而成，這些花崗質巖漿活動發生在較大深度和較閉合的非伸展環境，沒有同時期的火山巖和超淺成侵人巖(周新民, 2003)。印支期(三疊紀)花崗巖有兩種類型。一類是強過鋁質淺色花崗巖，含白云母、石榴石、電氣石等高鋁礦物，不含堇青石，常與鈾成礦有關。REE配分曲線常顯示不同程度M型四分組效應，基本不含暗色巖石包體。另一類花崗巖是弱過鋁質或準鋁質，可含角閃石，常含由巖漿混合作用形成的暗色巖石包體(周新民, 2003)。印支期花崗巖的形成與古特提斯海域閉合和碰撞時限有關(Wuetal., 2002)。

燕山期花崗巖(中侏羅世-晚白堊世)呈帶狀展布，其展布方向完全不同于華南地區中侏羅世以前巖漿巖帶的展布方向。燕山早期與花崗質巖石共生的玄武巖、輝綠巖、輝長巖等微量元素地球化學曲線幾乎都不虧損Nb、Ta；而燕山晚期(白堊紀)基性巖類皆虧損Nb、Ta(周新民, 2003)。在福建永安-廣東梅縣-江西會昌發育大量的鎂鐵質、長英質巖墻/巖墻群，以及長約500km的中侏羅世火山巖帶；在贛南和閩西南伴生有流紋巖和少量安山巖，反映出中侏羅世裂谷帶的發育。燕山早-晚期表現出性質差異的先、后兩造山階段，其中中-晚侏羅世屬于板內伸展造山階段，白堊紀為島弧型伸展造山階段。板內巖漿作用和島弧巖漿作用的結合，是華南燕山晚期(晚侏羅世和白堊紀)活動大陸邊緣伸展增生造山最重要的特點(周新民, 2003)。

2 稀有金屬礦床主要類型及其成礦作用特征

2.1 主要礦床類型

華南地區發育有世界上許多著名的大型、超大型稀有金屬礦床，如：湖南柿竹園超大型W-Sn-Mo-Bi-Be礦床、江西西華山超大型W-Be-REE礦床、江西宜春414 Nb-Ta礦床、廣西栗木Nb-Ta-W-Sn等。由于成礦作用的特殊性和多階段性，常常在同一礦田或者礦床中，呈現多種類型的礦床共生或者不同元素組合及其分帶的特點，如：贛南西華山鎢礦田由西華山、蕩坪、木梓園、大龍山、漂塘和棕樹坑等礦床組成，但是它們的成礦元素卻不完全相同。西華山以W(Bi、Mo、Sn、稀土)為主，蕩坪以W(Be、Mo)為主, 木梓園和大龍山以W(Mo)為主，漂塘以W(Sn)為主。栗木Nb-Ta-W-Sn礦田具有明顯的成礦類型和成礦元素分帶的特點，在花崗巖中形成浸染狀Nb-Ta-Sn礦化，在花崗巖的頂部形成云英巖型Nb-Ta-Sn礦化，而在外接觸帶形成長石-石英脈型W-Sn-Be礦化。因此，就某一具體礦床來說，華南的稀有金屬礦床很難將其歸屬于某一種礦床類型或者說某種元素的礦化。它往往是多種成礦元素共生的綜合礦床，與成礦有關的巖體大多是復式巖體，不同演化階段和不同侵入期次的巖石，往往形成不同的金屬礦床，如：栗木礦區與W成礦有關的巖石是細粒白云堿長花崗巖(K2O>Na2O)，與Nb-Ta成礦有關的巖石為中細粒黃玉鈉長花崗巖(Na2O>K2O)，因此，復式巖體中不同期次和不同類型的花崗巖可分屬于與不同礦種成礦有關的類型。華南稀有金屬礦床按照元素組合可以分為：W-Be-(Mo)、Sn-Be、Nb-Ta-(Sn)、Li-Be-Nb-Ta-Sn、U-Be、Mo-Be等。按照其成因類型可以分為：花崗巖型(含細晶巖型)、石英脈型、云英巖型、偉晶巖型、接觸交代型(含矽卡巖和條紋巖型)、火山巖型等6種類型(表1)。

2.2 主要成礦作用特征

華南地區與稀有金屬成礦有關的花崗巖主要有鈉長花崗巖、鉀長花崗巖、黑云母花崗巖、二云母花崗巖、花崗斑巖、霏細巖、細晶巖、黃玉流紋巖等類型，屬于鋁過飽和系列，具有高度分異演化的特點，且富硅、富堿、富Li、F，富Nb、Ta、Zr、Hf等親石大離子元素?？偟膩碚f，華南地區稀有金屬成礦作用可以分為兩種類型：一種是以鎢錫為主，伴生Nb、Ta、Be、Li的稀有金屬礦床，(如：西華山、漂塘、巋美山、珊瑚等)；這類稀有金屬礦床主要呈細脈狀分布于蝕變花崗巖中或者淺變質圍巖中。鈮鉭多賦存于黑鎢礦或者錫石中，而鈹主要呈綠柱石產出。二是以Nb、Ta為主，或者伴生W-Sn的稀有金屬礦床(如：栗木、松樹崗、宜春414等)。這兩種類型的稀有金屬礦床在巖石化學和微量元素成分上具有明顯差異。前者具有K2O>Na2O的特點，而后者則具有Na2O>K2O的特點；后者巖漿的分異演化程度要高于前者。夏宏遠等(1984)提出含鎢的花崗巖和含鈮鉭的花崗巖具有不同的演化特點。含鎢花崗巖的演化趨勢是黑云母花崗巖、二云母花崗巖和白云母花崗巖，而含鈮鉭的花崗巖演化趨勢是黑云母花崗巖、黑鱗云母花崗巖、鋰白云母花崗巖和鋰云母花崗巖。前者礦化以云英巖型和石英脈型為主，后者則以鈉長石花崗巖為主。華仁民等(2003)以贛南地區大吉山和漂塘礦床為例，對含鎢花崗巖和含Nb-Ta花崗巖的特點進行了對比，認為含鎢花崗巖的Li比含鈮鉭花崗巖中的Li要高，之所以形成鎢錫礦化或者鈮鉭礦化，主要取決于花崗巖的演化程度。由此可見，華南地區稀有金屬礦化是花崗巖高度分異的結果。

華南地區不同成礦類型稀有金屬礦床元素組合和礦石礦物各不相同。如：花崗巖、偉晶巖、細晶巖和霏細巖型稀有金屬礦床表現為多種稀有元素組合，主要元素組合為Nb-Ta-Sn-Li-Be等；接觸交代矽卡巖型或者條紋巖型稀有金屬礦床主要為Sn-Be等元素組合；火山巖型稀有元素組合主要為Be-U-(Mo-Sn)等；石英脈型和云英巖型稀有元素組合為W-Be或者Sn-Be等。不同成礦類型稀有金屬礦床的稀有礦物組合也不相同。如：花崗巖、偉晶巖、細晶巖和霏細巖型礦床稀有礦物組合主要是鈮鐵礦、重鉭鐵礦、細晶石、獨居石、磷釔礦、黑稀金礦、釷石、鋰輝石、錫石、銫沸石、綠柱石等；接觸交代矽卡巖型或者條紋巖型稀有礦物組合相對復雜，主要為金綠寶石、綠柱石、符山石、塔菲石、香花石、綠色尖晶石、白色尖晶石、硅鈹石、鋰鈹石、硬羥鈣鈹石、鋰霞石、錫石、鈮鉭錳礦、鈦鉭鈮礦、磷釔礦、日光榴石等；石英脈型和云英巖型稀有金屬礦床礦物組合則相對簡單，主要是綠柱石、錫石、輝鉬礦、黑鎢礦、羥硅鈹石、硅鈹釔礦、氟碳鈣釔礦；火山巖型稀有金屬礦物組合往往是黑鎢礦、綠柱石、硅鈹石、藍柱石、羥硅鈹石、日光榴石和輝鉬礦等。

華南稀有金屬礦床的另一個特點是在不同的地質尺度(如：礦區尺度、礦田尺度和礦床尺度)均表現出明顯的元素分帶性，這種分帶性基本體現了巖漿熱液的演化過程。成礦作用過程中熱液蝕變從貧K、Na→富K→富K、Na→富Na→富Li、Na方向發展，相應的稀有金屬礦化從Zr、Ti→REE→Nb→Nb、Ta、Sn→Ta、Sn→Sn、Be、Ta、Li演化。一般認為，花崗巖分異演化趨勢是富Ta和Li，因此，含Ta和含Ta-Li的花崗巖往往被認為是花崗質巖漿演化到晚期階段的產物(劉義茂等, 1975)。在巖漿分異演化相對完整的稀有金屬礦床(如：江西葛源稀有金屬礦床)中表現為完整的稀有金屬分帶序列：早期為花崗巖型稀土礦床，晚期為花崗巖型鈮鉭礦床，時間越晚越富鉭或富鉭鎢錫。南嶺地區石英脈型W-Be礦床往往表現出垂向礦化分帶，由淺到深依次為Be→W→Mo。含礦石英脈根部花崗巖頂部向下往往出現云英巖型W-Sn→鈉化花崗巖Li-Ta-Nb-Rb-Cs→正常的二云母花崗巖。雖然華南地區與稀有金屬礦化有關的花崗巖類型和特點各不相同，但是同位素地球化學表明它們均屬于鋁過飽和花崗巖，這些花崗巖的形成可能與古老地殼的熔融有關(花崗巖εNd(t)=-11～-9;tDM2=1.6～1.8Ga;εHf(t)=-15～-5)(劉昌實等, 1993; 劉家齊等, 2002; 李曉峰等, 2008, 2013, 2019; 李鵬等, 2020)。

雖然在華南地區稀有金屬的礦化與富氟、富堿高度分異演化的花崗巖密切相關，但也存在一些特殊的現象，如：香花嶺Sn-Be稀有金屬礦床中可見日光榴石多與金屬硫化物共生的現象，說明鈹的礦化也與硫的存在很密切的關系。在東南沿海火山巖帶青田火山巖型Be礦中也明顯可見羥硅鈹石與硫化物密切共生的現象。在一些稀有金屬礦床外圍的成礦石英脈中，常發現有色金屬礦物和稀有金屬礦物共生，如，在栗木Nb-Ta-Sn礦床中常見黃銅礦、輝鉬礦、黑鎢礦、錫石、黃鐵礦、鈮鐵礦等出現在同一條含礦石英脈中。一般認為高度結晶分異花崗巖在地球化學組成主要表現為較低的稀土元素含量，然而在江西的牛嶺坳礦床，可見罕見的黃釔鉭礦礦物。這些特殊的現象說明稀有金屬的富集成礦也可能與巖漿源區的性質有關，而不僅僅反映了巖漿高度分異演化的結果，或者說這些花崗質巖漿經歷了特殊的結晶分異過程。

值得引起重視的是，華南地區花崗巖型稀有金屬礦床(如：宜春四一四、甘坊等)不僅成礦元素類型多樣，而且其中大多數金屬元素(Li、Be、Rb、Ce、Nb、Ta)均達到或者接近工業品位，綜合利用程度較高(中國礦產地質志編委會, 2019)，在開采過程中可回收鈮、鉭、鋰、銣、銫等稀有金屬的同時，尾砂作為優質瓷石原料全部利用，基本可以實現無尾礦山開發。因此，華南地區花崗巖型稀有金屬礦床的勘查、開采和綜合利用有可能打造成為我國綠色礦山建設的示范基地。

圖2 江西靈山花崗巖地質簡圖(據章崇真等, 1985修改)Fig.2 The Geological map of the Lingshan granite, Jiangxi Province (modified after Zhang et al., 1985)

2.3 典型稀有金屬礦床

華南地區稀有金屬礦床具有分帶、成群的特點。雖然華南稀有金屬礦床可以分為花崗巖型(含細晶巖型)、偉晶巖型、云英巖型、接觸交代型(含矽卡巖和條紋巖型)、石英脈型、火山巖型等6種類型，但是除了火山巖型稀有金屬礦床外，其它5種類型礦床的劃分沒有截然的界限，有時在一個礦床種均可出現，主要表現出成因上的演化關系。下面以江西松樹崗花崗巖型稀有金屬礦床、江西西華山石英脈型稀有金屬礦床、福建南平偉晶巖型稀有金屬礦床、湖南接觸交代型(含矽卡巖和條紋巖型)稀有金屬礦床和福建福里石火山巖型稀有金屬礦床為例，簡要說明不同類型礦床的稀有金屬的礦化特征。

2.3.1 江西松樹崗花崗巖型稀有金屬礦床

江西松樹崗稀有金屬礦床位于靈山花崗巖體的西部，是一個與早白堊世高分異的I型花崗巖有關的花崗巖型稀有金屬礦床。圍繞靈山巖體分布著黃山、大嶺、塘里、松樹崗等Nb、Ta稀有金屬礦床，以及嶺背、沙洲、蕉嶺等有色金屬礦床(圖2)?；◢弾r巖石類型主要有含角閃石黑云母花崗巖、黑鱗云母花崗巖、二云母花崗巖、鐵鋰云母堿長花崗巖等。礦化類型包括花崗巖型稀土礦化、花崗巖型鈮鉭礦化、偉晶巖型鈮鉭礦化、矽卡巖型錫多金屬礦化、云英巖型鎢錫礦化、石英脈型和破碎帶型鎢錫礦化，以及石英脈型Cu-Pb-Zn硫化物脈等(章崇真等, 1985; 黃定堂, 2003)。它是一個以Nb-Ta為主伴生鎢錫的稀有、有色金屬礦床，不同類型的礦化垂向和水平方向上具有明顯的分帶。主要圍巖蝕變有鈉長石化、云英巖化、黃玉化、鐵鋰云母化、螢石化和硅化等(陳毓川等, 1989; 章崇真等, 1985; 黃定堂, 2003)。

圖3 江西西華山W-Sn-Be稀有金屬礦床地質簡圖(據劉家齊等, 2002)Fig.3 The geological map of the Xihuashan W-Sn-Be deposit, Jiangxi Province (after Liu et al., 2002)

2.3.2 江西西華山石英脈型稀有金屬礦床

江西西華山石英脈型稀有金屬礦床主要圍繞在西華山巖體周緣分布。西華山巖體為一復式巖體，具有多期次成巖成礦的特點。自西華山至棕樹坑沿北東方向分布著西華山、蕩坪、木梓園、大龍山、漂塘、棕樹坑等以鎢為主含綠柱石的石英脈型稀有金屬礦床，并含有大量的HREE。西華山和蕩坪礦床礦脈主要賦存于中細粒黑云母花崗巖和含石榴子石黑云母花崗巖中。黑鎢礦-綠柱石石英脈、黑鎢礦-硫化物-錫石-石英脈呈近EW向均切穿這兩期花崗巖，而當礦脈延伸至寒武系變質巖時則迅速尖滅(圖3)。礦化和蝕變分帶較為明顯，在水平方向上，自脈壁向中心，主要礦物依次為綠柱石、輝鉬礦、錫石、黑鎢礦等。礦脈上部常見螢石、黃玉、錫石、黑鎢礦、綠柱石和輝鉬礦，中上部富黑鎢礦和綠柱石，中下部黑鎢礦減少，而白鎢礦和硫化物增多。礦脈上部圍巖蝕變以云英巖化為主，而下部云英巖化減弱，出現較強的堿性長石化(吳永樂等, 1983; 劉家齊等, 2002; 梅勇文, 1985)。

2.3.3 福建南平偉晶巖型稀有金屬礦床

福建南平地區偉晶巖型稀有金屬礦床主要表現為偉晶巖脈密集聚集的特點。該地區花崗偉晶巖分布在長約35km，寬約7km的北北東向震旦系變質帶中。該帶從北向南分布著石筍坑、溪源頭、西坑、西芹、留墩、秋樹窩、金龍巖和下柳園等偉晶巖區(王其連, 1990; 陳國建, 2014)(圖4)。礦化偉晶巖脈的形態以透鏡狀、不規則脈狀為主，規模大小不一。單體長度一般為數十米至300m，厚數米至30m，脈群最長可超過1500m。偉晶巖類型主要有白云母-鉀長石-鈉長石偉晶巖和白云母-鈉長石-鋰輝石偉晶巖等。圍巖蝕變主要有硅化、鈉長石化、白云母化、電氣石化等(陳國建, 2014)。

圖4 南平偉晶巖型稀有金屬礦床地質圖(據陳國建, 2014修改)Fig.4 The geological map of the Nanping pegmatite rare metal deposit, Fujian Province (modified after Chen, 2014)

2.3.4 湖南接觸交代型稀有金屬礦床

接觸交代型稀有金屬礦床主要是指發育于花崗巖體與碳酸鹽接觸帶的矽卡巖型(柿竹園)、條紋巖型(香花嶺、界牌嶺等)Sn-Be稀有金屬礦床。在柿竹園礦床大理巖型錫礦、矽卡巖型W-Bi礦、以及云英巖型W-Sn-Mo-Bi等礦化類型中均有鈹礦床的產出(如：鈹珍珠云母、日光榴石、硅鈹石、綠柱石、金綠寶石、硬羥鈣鈹石等)(王昌烈等, 1987; 羅仕徽和張重銘, 1984)。

湖南香花嶺錫鈹多金屬礦床是一個獨特的含鈹條紋巖型稀有金屬礦床。在該礦床已相繼發現了香花石、塔菲石、鋰鈹石、孟憲民石等一批罕見的稀有金屬礦物。該地區礦床的形成主要與癩子嶺巖體和尖峰嶺富氟的花崗巖體有關。含鈹條紋巖主要產于富氟花崗巖接觸帶及巖體的圍巖捕擄體中。圍巖為中上泥盆統灰巖和白云質灰巖。條紋巖可以分為鐵鋰云母條紋巖、氟硼鎂石條紋巖、金綠寶石條紋巖、粒硅鎂石、磁鐵礦條紋巖和金云母、綠泥石條紋巖等9類(趙一鳴等, 2017)。條紋巖礦物組成復雜，主要礦物為螢石、氟硼鎂石、塔菲石、硅鈹石、磁鐵礦、日光榴石、金綠寶石、鐵鋰云母等30余種(趙一鳴等, 2017)。主要礦化類型有：矽卡巖型Fe、Sn、Pb、Zn、Be；錫石-硫化物型Sn、Pb、Zn(W)；含鈹條紋巖型Sn、Be；黃玉霏細斑巖Nb、Ta、Sn礦化；云英巖型Sn、W礦化；含錫條紋巖磁鐵礦礦化等。

2.3.5 福建福理石火山巖型Mo-Be稀有金屬礦床

火山巖型稀有金屬礦床一般是指與火山巖、次火山巖和高硅流紋巖和花崗斑巖有關的熱液交代型和脈狀稀有金屬礦床(Barton and Young, 2002)，這類礦床種稀有金屬成礦物質主要來自于賦存的火山巖、次火山巖，以及深部巖漿房巖漿出溶的成礦流體所攜帶的成礦物質。我國火山巖型稀有金屬礦床主要發育于東南沿海白堊紀火山巖中，如：福建福里石Be-Mo礦床等。福里石鈹鉬礦體主要賦存于上侏羅統南園組火山碎屑巖裂隙中(圖5)。礦體呈脈狀、透鏡狀產出。圍巖蝕變以硅化脈、綠泥石化為主，主要礦物為綠柱石、輝鉬礦、螢石等(黃新鵬, 2016)。目前對這類礦床的成因有不同的看法，有人認為屬于熱液-充填-交代型稀有金屬礦床，而不屬于火山巖型熱液礦床(楊武平等, 2008; 黃新鵬, 2016)。雖然目前國內對該類型礦床的認識存在不同的看法，但是其產于火山巖或者次火山巖中的事實是存在的。20世紀70年代，美國Spor Mountain火山巖型Be礦床的開采，改變了世界鈹資源的分布格局和供應態勢。目前，該類型礦床鈹的資源量占全球資源量的80%以上?；鹕綆r型鈹礦已經成為戰略性關鍵金屬鈹的重要成礦類型。

圖5 福里石火山巖型稀有金屬礦床地質簡圖(據黃新鵬, 2016)Fig.5 The geological map of the volcanic-hosted Fulishi Mo-Be deposit, Fujian Province (after Huang, 2016)

3 稀有金屬礦床時空分布規律

稀有金屬礦床的形成在空間和成分上與高分異花崗巖有關(Taylor, 1979; Lehmann and Harmanto, 1990)，然而，高分異花崗巖中鋯石U含量較高，其結構容易受到α粒子輻射破壞，導致U-Pb體系擾動(Davis and Krogh, 2001; Romer, 2003)，致使部分與稀有金屬礦床成巖成礦年齡測定具有較大的不確定性。Rb-Sr和含鉀礦物的40Ar-39Ar系統的封閉溫度相對較低，并且很容易受到后期熱液蝕變及熱事件的影響(Romeretal., 2007)，導致測試的可靠性降低，往往不能獲得較好的等時線年齡或者坪年齡。錫礦中輝鉬礦Re含量較低而Os含量較高，樣品溶解或沉淀過程中會導致Re損失而使Re-Os體系受到影響(McCandlessetal., 1993)。因此，制約了精細的稀有金屬礦床的成巖成礦年代學研究。近年來，由于微區測年技術迅猛發展，稀有金屬礦物的U-Pb定年的技術取得了重大的突破，如：錫石、磷釔礦、黑鎢礦、石榴石、鈮鉭礦、氟碳鈰礦、晶質鈾礦等稀有金屬U-Pb定年已經得到了廣泛運用。這些稀有金屬礦物做為稀有金屬礦床中重要的礦石礦物，保持了較好的U-Pb 同位素封閉體系，且其U-Pb同位素封閉溫度高于花崗巖固相線溫度(Zhangetal., 2011)，因此，這些稀有金屬礦物的U-Pb定年可以準確制約稀有金屬的富集成礦事件的年代。利用稀有金屬礦物U-Pb同位素年齡來揭示稀有金屬花崗巖及其有關礦化的成因關系(Gulson and Jones, 1992; Yuanetal., 2008; Lietal., 2016)，比其它定年方法所具有明顯的優勢在于它能直接確定稀有金屬礦物的結晶年齡。

本文收集前人在華南稀有金屬礦床成巖成礦年代學方面的數據(如：鋯石U-Pb、云母Ar-Ar、輝鉬礦Re-Os、全巖Rb-Sr、錫石U-Pb)進行整理和分析，選擇分析精度高、年齡相對可靠的數據，并結合近年來稀有金屬礦物U-Pb定年(如：鈮鉭礦U-Pb和錫石U-Pb)的最新成果，對華南地區稀有金屬礦床的成巖成礦時代進行厘定。從圖6來看，華南地區稀有金屬成巖和成礦具有明顯的對應性，反映了稀有金屬成礦與花崗巖的親緣性。但例外的是該地區雖然發育晚侏羅世早期的花崗巖，但基本不發育稀有金屬礦化?？偟膩碚f，華南地區稀有金屬成礦主要集中于160～140Ma，其次是140～120Ma。大規模稀有金屬成礦主要集中于晚侏羅世-早白堊世，且成礦強度和成礦規模較大。華南稀有金屬成礦可以分為7個階段(圖6)，分別是志留紀(424～420Ma)、早三疊世(248～244Ma)、晚三疊世(220～214Ma)、晚侏羅世(160～150Ma)、晚侏羅世-早白堊世(150～140Ma)、早白堊世(135～125Ma)和早白堊世-晚白堊世(105～90Ma)等。華南地區稀有金屬有一個明顯的特點就是成礦時代相對集中，如晚侏羅世成礦主要集中于155Ma左右，早白堊世成礦主要集中于132～128Ma。

圖6 華南主要稀有金屬礦床成礦年齡直方圖Fig.6 The age histogram of the major rare metal deposits and related granites in South China

在空間上，華南地區稀有金屬礦床主要沿欽-杭大斷裂、南嶺地區，以及東南沿?；鹕綆r帶分布。大型、超大型稀有金屬礦床主要沿欽-杭大斷裂發育，主要礦床類型是花崗巖型(如江西四一四鈮鉭鋰礦、栗木鈮鉭錫礦、甘坊Li-Be-Nb-Ta-Sn礦床、松樹崗鎢錫鈮鉭礦)，元素組合主要表現為多元素(Li-Be-Nb-Ta-Sn-Rb)共生的特點。南嶺地區主要發育石英脈型、長石石英脈型或者云英巖型W-Be或者Sn-Be礦床，以及接觸交代型和條紋巖型Sn-Be礦床(香花嶺Sn-Be)等。沿安遠-鷹潭斷裂以東、邵武-河源斷裂以西，主要分布有北東向花崗巖-偉晶巖型稀有金屬礦床，其中花崗巖型稀有金屬礦床主要沿安遠-鷹潭斷裂分布，而偉晶巖型稀有金屬礦床主要沿邵武-河源斷裂分布。在政和-大埔斷裂以東的東南沿海地區發育火山巖型或者石英脈型的稀有金屬礦床，如：青田坦頭Be礦床、福里石Be-Mo礦床、龍尾Be-Mo礦床等。另外，在武夷山和云開隆起帶分別發育有志留紀和晚三疊世的偉晶巖型稀有金屬礦床。從華南地區稀有金屬分布來看，該區存在三條金屬鈹礦化帶，一是東西向錫-鈹或者鎢-鈹元素組合的以條紋巖、矽卡巖或者石英脈為主的鈹礦帶，成礦時代為晚侏羅世，與該地區鎢錫成礦大爆發的時代一致；二是呈北東向展布，以火山巖型和石英脈型為主的鈹礦帶，其成礦時代以主要為晚侏羅世、早白堊世和晚白堊世早期。三是沿欽-杭大斷裂展布的以多元素組合為主的花崗巖稀有金屬礦床，Be多為伴生元素產出。

相對來說，華南不同類型稀有金屬礦床的成礦時代略有不同，呈現一定的規律性。偉晶巖型稀有金屬礦床主要發育于志留紀、晚三疊世、早白堊世等；花崗巖型稀有金屬礦床主要發育于晚三疊世、晚侏羅世和早白堊世早期等；石英脈型稀有金屬礦床則主要發育于晚侏羅世和早白堊世晚期；接觸交代型、條紋巖型和火山巖型稀有金屬礦床主要發育于晚侏羅世和晚白堊世早期。

近年來，在贛南地區新發現寧都河源和廣昌頭陂兩處偉晶巖型鋰礦床，二者均分布于加里東期花崗巖的外接觸帶，礦體呈脈狀、透鏡狀、不規則囊狀，分帶性明顯。主要含鋰礦物為鋰輝石，伴生鉭、鈮、銣。熱液蝕變類型主要為鈉長石化、云英巖化、電氣石化、白云母化等。在武夷山造山帶加里東期花崗巖(會同巖體)的南東側接觸帶內，新發現了含鋰磷酸鹽礦化偉晶巖脈，含鋰礦物為磷鋰鋁石(胡為正等, 2006; 黃傳冠等, 2021)。這些偉晶巖型鋰礦床的發現，為華南武夷山地區鋰礦的尋找提供了新的方向。

4 稀有金屬成礦系統演化歷史

稀有金屬花崗巖富集成礦與花崗質巖漿的高度分異演化密切相關。花崗巖高度分異演化需要兩個條件：(1)持續穩定的熱量供給；(2)適當的構造條件有利于巖漿分異，使其發生侵位或者固結。在這兩個條件下，稀有金屬花崗巖分異的持續時間是其能否最終富集成礦的關鍵；持續時間越長，巖漿的分異越徹底，成礦的可能性就越大。眾多學者從巖漿-熱液演化的時間尺度討論了稀有金屬花崗巖成礦系統的演化歷史。如：華南瑤崗仙大型鎢礦巖漿-熱液成礦系統經歷了較長的演化歷史，粗粒二云母花崗巖的鋯石U-Pb年齡為170Ma，中粒二云母花崗巖鋯石U-Pb年齡為163Ma，細粒二云母花崗巖的鋯石U-Pb年齡為157Ma(董少花等, 2014)，整個巖漿演化歷史至少經歷了13Myr。Zagorskyetal. (2015)開展了Aginskii地塊Zavitaya花崗巖-偉晶巖中花崗巖、貧礦偉晶巖和鋰輝石偉晶巖的SHRIMP U-Pb年齡測定。結果顯示Zavitaya花崗巖-偉晶巖系統經過40Myr的演化：斑狀黑云母花崗巖形成于169.0±3.0Ma，二云母花崗巖-淡色花崗巖形成于147.5±3.1Ma，白云母淡色花崗巖形成于140.0±3.0Ma，無礦偉晶巖形成于139.6Ma±3.1Ma；鋰輝石偉晶巖形成于129.6±2.7Ma。該花崗巖-偉晶巖系統的形成與中侏羅世-早白堊世區域地球動力學機制的變化時間相一致。早期花崗巖和鋰輝石偉晶巖的年齡分別對應于碰撞的終止和早白堊世裂谷開始的時間。

Lietal. (2015)利用花崗巖鋯石U-Pb、輝鉬礦Re-Os、云母Ar-Ar年齡、以及不同礦物同位素封閉溫度的差異，計算了江西宜春四一四Nb-Ta礦床、下桐嶺和雅山云英巖型W-Be礦床，以及滸坑和九龍腦石英脈型W礦的巖漿熱液演化歷史，提出了花崗巖的分異演化持續時間和冷卻速率是控制W-Be、Nb-Ta、W等稀有金屬能否形成品位高、規模大稀有金屬礦床的關鍵因素。巖漿-熱液的演化歷史越長，越有利于形成規模大的稀有金屬礦床，而巖漿-熱液系統多階段、快速的冷卻有利于高品位礦床的形成。江西九嶺地區甘坊稀有金屬花崗巖富集成礦也經歷了一個漫長的巖漿-熱液演化歷史。該地區的花崗巖巖石演化序列依次為：黑云母花崗巖、二云母花崗巖、鈉長花崗巖。較早的黑云母花崗巖鋯石U-Pb年齡為146.7±2.9Ma，最晚期的Li-Be-Nb-Ta-Sn礦化的細粒鋰云母鈉長花崗巖的鈮鐵礦U-Pb年齡為129.7±3.8Ma，整個巖漿-熱液演化過程持續了17Myr。Harlauxetal. (2018)利用黑鎢礦U-Pb定年對歐洲海西褶皺帶法國Massif造山帶的研究結果表明，該造山帶存在三期鎢礦化(333～327Ma、317～315Ma和298～274Ma)，每期礦化持續時間略有不同。這三期鎢礦化分別對應于三個不同的地球動力學背景(同造山擠壓背景、后造山伸展的初始階段、后造山伸展背景)，其中后造山的伸展背景發育大量的二疊紀火山作用，相應的鎢的礦化作用持續了20Myr，這說明伸展的背景可以使巖漿具有較長的分異演化歷史，有利于稀有金屬花崗巖富集成礦。較長的巖漿-熱液分異演化有利于成礦物質在巖漿演化的晚期階段富集，有利于品位高、規模大的稀有金屬礦床的形成。目前，稀有金屬成礦系統的巖漿熱液分異演化與品位高、規模大稀有金屬礦床成礦的關系研究還比較薄弱，而礦床學家在斑巖銅金成礦系統的演化歷史與具有重要經濟價值的斑巖銅礦關系的研究已經取得了明顯的成果(Chiaradiaetal., 2013; Rezeauetal., 2016)。

5 稀有金屬礦床與其他金屬礦床的成因關系

如上文所述，華南地區的一些稀有金屬礦床中，除了稀有金屬的礦化之外，還有一部分有色金屬的礦化。同一礦田內存在著Nb、Ta(W-Sn)→W、Sn→Pb、Zn的礦化序列，如：廣西栗木礦床和江西松樹崗礦床；在礦床尺度，經常觀察到有色金屬礦物(如：黃銅礦、輝鉬礦、閃鋅礦)和稀有金屬礦物(黑鎢礦、錫石、鈮鉭礦)的共生現象；在一些礦田中既有稀土和鈮鉭的礦化，又有鎢錫和鉛鋅的礦化。如：湖南香花嶺稀有金屬礦床，稀有金屬礦化和有色金屬礦化圍繞花崗巖呈帶狀分布。雖然李紹炳和葛瑛雅(1975)認為這種礦化分帶現象主要受褶皺和斷裂構造的控制，但是這種稀有金屬與有色金屬成礦的共生-分離的現象與高分異花崗巖的巖漿-熱液演化還是分不開的，到目前為止，造成這種現象的機理還不十分清楚。

華南地區鈮鉭礦化和鎢錫礦化在空間上表現出兩種不同的情況：(1)鈮鉭礦化與鎢礦脈或者鎢錫礦脈存在著直接的關系，如栗木稀有金屬礦床鈮鉭礦化和鎢錫礦化密切共生，均呈浸染狀分布于花崗巖體中，形成花崗巖型鈮鉭錫鎢礦床。在西華山脈狀稀有金屬礦床，可以看到細粒白云母花崗巖與含鎢石英脈充填于同一裂隙中，但難以分辨二者的侵入先后。也可以觀察到鈉長花崗巖脈與含鎢石英脈或者長石石英脈與含鎢石英脈呈逐漸過渡關系。在香花嶺礦床，可見巖體的附近或者其上覆圍巖中有鎢礦脈的產出，但鎢礦脈要晚于花崗巖型鈮鉭礦床?？偟膩碚f，華南地區鈮鉭礦化和鎢錫礦化在不同的地區其物質來源可能有所不同，一些地區鈮鉭礦化和鎢錫礦化可能來自同一巖漿熱液系統，而有些地區的鈮鉭和鎢錫礦化則受不同源的巖漿熱液系統的控制。

除了大量的稀有金屬和有色金屬之外，華南地區還發育有大量的花崗巖型鈾礦。這些鈾礦床通常產于燕山期復式花崗巖巖基中，受巖體內的斷裂破碎帶所控制?？刂柒櫟V田的往往是長十幾千米到數十千米的斷裂破碎帶，控制礦床的大多是大巖基中后期小巖體的硅化或鈉長石化斷裂破碎帶，以及各期次形成的巖體的侵入接觸面和成礦前已有的構造-熱液蝕變帶。但是在一些分異程度較高的花崗巖中，?？吹接锈櫟V物的出現或者鈾的富集現象，特別是一些稀有金屬礦化的細晶巖中(如：江西洞上細晶巖中U>1000×10-6)。江西同安含鈮、鉭的細晶巖脈中，可見鋰云母、黃玉等礦物中含有鈾、釷的微細粒礦物。在贛南的一些石英脈型鎢礦的早期階段常見硅鈾鈣鎂礦、鈾鈦礦。由此可見鈾在早期鎢成礦時和巖漿分異后期的鈮鉭礦化時已有顯示，但并未明顯富集。在一些花崗巖型鈾礦的富集部位正是鎢錫石英脈帶根部花崗巖內的堿性長石化帶。雖然鈾的成礦可能是后來疊加的，但二者在空間上的重合絕非偶然。

一些學者從較大的尺度討論了華南稀有金屬和有色金屬成礦的時空關系，如：華仁民等(2003)把華南與花崗巖類有關的礦床歸納為4個成礦系統，其中主要的2個成礦系統是：①與陸殼重熔型花崗巖類有關的鎢錫鈮鉭稀有金屬及鈾成礦系統；②與殼幔混合來源有關的鈣堿性火山-侵入花崗質巖漿活動有關的斑巖-淺成熱液金銅成礦系統。陸殼重熔型花崗巖類的成巖與成礦作用之間可能存在明顯的時間差，而殼?；煸吹拟}堿性淺成花崗巖類基本上沒有成巖-成礦時間差(華仁民等, 2005)，這充分說明了稀有金屬的礦化和鈾的富集成礦需要較長時間的巖漿熱液分異演化，而銅金成礦則不需要巖漿熱液長時間的分異演化。毛景文等(2004)提出華南大規模成礦作用主要發生在170～150Ma、140～125Ma 和110～80Ma，前一階段以銅鉛鋅和鎢礦化為主，后一階段主要是錫金銀鈾礦化。李曉峰等(2008)認為華南主要與Cu有關的礦床主要發生在176～165Ma、160～155Ma、以及105～90Ma，而W-Sn等稀有金屬成礦主要集中于170～150Ma、130～110Ma和100～90Ma等時期，鎢錫成礦要稍晚于銅金成礦。雖然有色金屬與稀有金屬成礦在空間上并不完全重疊，但是在成礦時間上卻有明顯的先后關系。在華南不同幕式巖漿熱液成礦過程中，稀有金屬的成礦作用緊隨著有色金屬成礦作用的結束而發生，如：中侏羅世銅金成礦作用(170～160Ma)之后伴隨著的大規模的晚侏羅世的W-Sn成礦作用(160～150Ma)和早白堊世的Nb-Ta-Sn (150～130Ma)成礦作用，這個時期是華南鎢錫稀有金屬大規模成礦時期，其強度之最，持續時間之長，全球罕見。而早白堊世晚期-晚白堊世早期的有色金屬和稀有金屬成礦作用在時間上雖然也具有類似的規律，但是成礦強度則相對弱得多，持續時間也相對較短。如：福建紫金山銅金礦床發生在早白堊世晚期，其成礦年齡為110Ma；福建霞浦大灣Mo-Be的成礦年齡在92.2±1.3Ma，湖南界牌嶺Be-Sn成礦年齡在92.0±1.0Ma?？偟膩碇v，華南地區稀有金屬和有色金屬的成礦作用大致可以分為兩個大的旋回：第一個旋回是中侏羅世的有色金屬成礦、晚侏羅世-早白堊世的稀有金屬成礦；第二個旋回是：早白堊世晚期的有色金屬成礦和晚白堊世中期的稀有金屬成礦。造成這兩個旋回成礦差異性明顯的根本原因可能在于成礦背景的不同。

6 成礦模型與成礦背景

圖7 華南典型稀有金屬花崗巖地球化學元素圖解(a) Nb-Y-3Ga圖解；(b) Nb/Ta-Zr/Hf圖解Fig.7 Geochemical element diagrams of rare metal granites in South China

礦床成因和成礦規律研究的目的是建立成礦模型，提出普適性的認識，為找礦勘查提出新的方向。新中國成立以來華南地區稀有金屬礦床的研究最早可以追溯到1958年。中國科學院地質研究所、中國地質科學院等科研院所在全國率先開展了稀有元素礦物、礦床和地球化學的研究工作，對我國稀有元素的成礦類型、區域分布、成礦條件、稀有元素礦物和地球化學，以及稀有金屬成礦規律和礦床預測等方面進行了較為系統的研究(中國科學院地質研究所, 1963; 中國科學院貴陽地球化學研究所, 1979; 鄒天人, 1985; 陳毓川等, 1989, 1990; 陳毓川和朱裕生, 1993)，積累了大量的研究經驗和翔實的研究資料，提出了稀有元素成礦具有時間性、順序性、連續性和階段性的理論認識(郭承基, 1963; 中國科學院貴陽地球化學研究所, 1979; 南京大學地質學系, 1981; 徐克勤等, 1983; 陳毓川等, 1989, 1990; 陳毓川和朱裕生, 1993; 朱金初等, 2002)。一些學者認為與不同類型稀有金屬礦化有關的花崗巖的源區必然富集這些稀有金屬(如：富鉭花崗巖、富鈮花崗巖、富鎢花崗巖、富錫花崗巖、富鋰花崗巖、富鈹花崗巖等)(司幼東, 1959; 劉義茂等, 1975; 夏宏遠等, 1980; 夏衛華和章錦統, 1982; 夏宏遠和梁書藝, 1991; 王汝成等, 2017)，稀有金屬成礦是富集這些稀有金屬的巖漿源區部分熔融的結果。一些學者認為稀有金屬礦化是花崗巖分異演化的結果，且不同類型的花崗巖有著不同的演化特征(夏宏遠等, 1980; 華仁民等, 2003)，之所以形成鎢錫花崗巖或者鈮鉭花崗巖，主要取決于花崗巖的演化程度(華仁民等, 2003)。對于這些稀有金屬花崗巖的來源又存在不同的看法，例如：重熔型和殼源混染型稀有金屬花崗巖(白鴿, 1987)；陸殼重熔型和深源型稀有金屬花崗巖(袁忠信等, 1987)；以地幔或下地殼物質為主的深源系列和上地殼或再循環地殼物質為主的淺源系列花崗巖(王聯魁等, 2002)，等等；朱為方等(1982)認為如果巖漿演化從較中酸性開始至黑云母二長花崗巖結束，則屬于A型巖漿，若演化從酸性花崗巖開始至白云母或者含鋰的云母堿長花崗巖結束則屬于B型巖漿。而巖漿演化后期最終是形成A型巖漿還是B型，主要取決于巖漿分異過程是否完善。鄒天人(1985)認為稀有金屬花崗巖是屬于殼源物質重熔的酸性花崗巖和沿裂谷或者深斷裂帶上升的深源巖漿分異的堿長花崗巖和堿性花崗巖。王聯魁等(1987)認為這兩種系列的花崗巖在全巖稀土含量、鋯石化學成分和氧同位素等方面存在明顯差異，如：深源系列花崗巖稀土元素總量比淺源系列高出一個數量級；深源稀有金屬花崗巖氧同位素為6.9%～7.4%，而淺源系列稀有金屬花崗巖氧同位素為10.1%～15.2%。對比華南典型的稀有金屬花崗巖(如：栗木、雅山414、甘坊等淺源系列和蘇州、靈山、姑婆山等深源系列)地球化學圖解可以發現，這些花崗巖在Nb-Y-3Ga圖解和Nb/Ta-Zr/Hf圖解(圖7)上具有明顯差異。如：贛東北靈山巖體和桂東北姑婆山巖體中均存在暗色鎂鐵質包體；而其余礦床花崗巖中尚未發現有鎂鐵質包體。因此，華南地區可能確實存在著深源(下地殼物質為主)和淺源(上地殼物質為主)等兩種不同源的花崗巖控制著稀有金屬礦床的形成。

華南花崗巖成礦作用及其動力學背景依然是當前地球科學研究的熱門課題之一。金屬成礦作用是巖石圈演化的產物，反映了巖石圈演化的過程及其動力學背景。華南不同時代、不同地區稀有金屬成礦作用的類型及其特點是不同時期地球動力學演化的結果。郭令智等(1980, 1986)、王鴻禎(1986)認為華南大陸是不同時代的島弧由北西向南東依次拼貼增生而成, 島弧的南東部是古大洋, 不存在古大陸。而水濤等(1986)、水濤(1987, 1995)、劉寶珺等(1993)認為華南存在江南古陸與華夏古陸，兩者在晉寧期沿江山-紹興斷裂帶碰撞縫合，但向湘、粵、桂方向開啟，形成“加里東”殘洋盆地；自晉寧期-加里東期盆地沉積中心不斷向南西遷移，最終于廣西運動關閉。一般認為，自新元古代以來，華南地區就進入了陸內構造演化階段。加里東期花崗巖標志著華南陸殼進入不斷成熟、親石成礦元素不斷向陸殼富集的階段(華仁民等, 2003, 2013; 毛景文等, 2004)。加里東期花崗巖和印支期花崗巖主要形成于主要形成于陸內碰撞的地球動力學環境。在早侏羅世(185～170Ma)主要是巖石圈的局部“伸展-裂解”。中、晚侏羅世是巖石圈全面拉張-減薄，玄武質巖漿底侵引發大規模的地殼熔融，導致大范圍陸殼重熔型花崗巖的侵位和大規模的W、Sn及其他稀有金屬的大規模成礦作用。燕山晚期(140～65Ma)由于受太平洋構造體系的影響，在華南地區的東部及其沿海地區出現了先擠壓、后拉張的動力學背景(毛景文等, 2004, 2008; 華仁民等, 2003, 2013)。從華南地區稀有金屬礦床的時空分布來看，志留紀、早三疊世和晚三疊世稀有金屬礦床主要形成于陸內碰撞造山背景，而其它時期的稀有金屬礦床主要形成于伸展的地球動力學背景。以鎢錫為主，伴生Nb、Ta、Be、Li的稀有金屬礦床主要形成于160～150Ma；而以Nb、Ta為主，或者伴生W-Sn的稀有金屬礦床主要形成于220～210Ma和140～130Ma。

華南稀有金屬大規模成礦峰期主要發生于早白堊世(140～130Ma)，可能與這個時期華南地區發生大規模的巖石圈裂解有關。雖然與160～150Ma華南地區發生大規模的花崗巖侵位和鎢錫成礦相比，150～130Ma是個巖漿活動和鎢錫成礦相對較弱的時期，但這個時期卻是華南稀有金屬成礦的高峰。不僅成礦強度大，而且成礦類型多樣。在150～130Ma期間，華南持續的陸內伸展-拉張，導致花崗質巖漿能夠高度分異、持續演化，并沿大型走滑斷裂的拉張部位上侵，最終富集成礦。

7 關鍵科學問題和未來找礦方向

戰略性新興產業蓬勃發展引發的對稀有金屬資源需求增加，對廣大地質工作者來說，既是機遇，也是挑戰。高度分異演化的花崗巖是全球重要的稀有金屬原材料來源，特別是幾種“關鍵”稀有金屬：鋰、鈹、鉍、鈮、鉭，錫、鎢、銫等，同時，它還是優質陶瓷原料(長石)的重要來源(Linnenetal., 2012)。稀有金屬元素在高度演化花崗巖中的富集程度一般受源巖成分、巖漿的結晶分異程度以及巖漿-熱液的轉換等過程的控制(Haapala, 1997; Taylor and Wall, 1992)。華南地區具有極強稀有金屬區域成礦的特征，全球罕見，因此，加強華南地區稀有金屬成礦作用的研究，不僅能夠進一步提升人們對稀有金屬等關鍵礦產資源成礦規律的認識，而且能夠為尋找新類型的稀有金屬資源提供幫助，解決國家對稀有金屬的戰略需求。

未來華南稀有金屬成礦作用的研究應注重以下幾個方面：(1)不同地區稀有金屬的富集成礦是否受巖漿源區的影響？若是，是什么樣的源區？對于不同類型的稀有金屬礦化，巖漿過程和熱液過程對稀有金屬最終富集成礦是否同等重要？(2)促使或者維持花崗巖高度分異演化的熱源來自哪里？幔源巖漿的底劈還是剪切熱？還是上部地殼放射性元素衰變產生的熱量？(3)不同成礦類型、不同元素組合的稀有金屬礦床的關鍵控制因素是什么？物理化學條件還是元素本身的性質所決定的？

近年來，華南地區稀有金屬礦床勘查的新發現，說明在華南地區稀有金屬找礦還有很大的空間，有可能發現新的稀有金屬礦床類型，未來華南稀有金屬的找礦勘查應關注以下方向：

(1)花崗巖型稀有金屬礦床的尋找應圍繞欽-杭大斷裂兩側開展；偉晶巖型稀有金屬礦床的尋找應圍繞武夷山、幕阜山和云開隆起區，以及欽-杭斷裂兩側外圍的花崗巖區開展；石英脈型和接觸交代型稀有金屬礦床的尋找應圍繞中、晚侏羅世鎢錫礦床外圍開展；而火山巖型稀有金屬礦床應圍繞東南沿海早白堊世火山巖帶及其鄰區的火山巖(如贛中、贛南地區)部署工作。另外，在稀有金屬花崗巖巖體內尋找浸染狀的鎢錫礦化的可能性也是存在的，該地區鋰瓷石礦床應加強稀有金屬元素的綜合開發利用研究。

(2)浙閩贛粵火山巖地區是今后發現火山巖型稀有金屬礦床的有利地區，有可能成為我國大型的火山巖型鈹礦帶。該火山巖帶有大量的晚期花崗巖的侵入，且具有多階段性。目前，在該火山巖帶中已經發現大量的稀有金屬鈹的礦化線索，如浙江青田、昌化、平陽、瑞安，福建的平和、霞浦，以及贛中和贛南等地。

(3)在湘南和贛南地區古生代淺變質砂頁巖和碳酸鹽巖中注意石英脈型綠柱石-黑鎢礦礦床和接觸交代條紋巖型Sn-Be稀有金屬礦床的尋找；而武夷山和云開隆起帶片麻巖及結晶片巖內可能分布有鋰、鈹、鈮、鉭等金屬的偉晶巖型礦床。在華南地區已知鎢錫成礦區內，以往對鋰和REE沒有引起足夠的重視，今后加強綜合評價，將會發現一批花崗巖型鋰、稀土礦床。這點應當引起足夠注意，它們有可能成為一種新類型的稀有金屬資源。這些在空間上密切伴生的不同類型的礦床，可能為同一巖漿源在分異演化過程中不同階段的產物。

致謝在撰寫本文的過程中引用了大量的文獻，由于篇幅所限，未能一一列出，在此對相關作者深表感謝！對三位匿名審稿人和編輯部俞良軍博士對本文提出的寶貴修改意見和建議，表示衷心的感謝！