1. 引言
中国稀土资源呈现“北轻南重”的分布格局，轻稀土主要分布在内蒙古、山东及四川等北部地区，而中重稀土则集中分布于华南地区，如江西赣州、广东粤东、广西、福建和湖南等地。我国稀土矿床类型主要包括与黑色及稀有金属共生的内生矿床和风化壳离子吸附型矿床，其中后者研究较为深入。离子吸附型稀土矿主要赋存于花岗岩风化壳的全风化层中，其形成受母岩成分、气候、地貌、构造及风化壳pH值等因素控制。
通过对广西桂东南各时期含稀土矿物花岗岩开展系统的岩相学分析，揭示稀土矿物在花岗岩中的赋存状态、分布规律及富集特征，进而探讨其对花岗岩成因与演化过程的指示意义。同时分析稀土元素在岩浆–热液体系中的活化迁移机制与富集规律，预测区域稀土资源潜力和分布格局，为华南稀土资源的战略勘查与高效开发提供科学依据；同时，研究成果将深化花岗岩成岩成矿理论认知，推动地质学科发展。此外，稀土元素作为关乎国防安全与高新技术产业的核心战略资源(如原子能、航空航天、电子技术等领域)，其富集特征研究对资源安全保障和岩石工程应用均具有显著的经济与社会价值。
2. 地质背景
桂东南位于钦杭成矿带南段，印支期(250~200 Ma)花岗岩广泛分布，构成大容山–十万大山复式岩体的核心[1]。该期岩体以强过铝质S型花岗岩为主(A/CNK > 1.1)，含堇青石、紫苏辉石等特征矿物，并富含独居石、磷钇矿等稀土副矿物[2]，风化后易形成离子吸附型稀土矿(IREE)，如大容山、那蓬岩体已发现多个矿床[3]。
赣南地区是我国离子吸附型稀土矿的发现地和主要矿产地(见图1)。大埠复式岩体是赣南地区重要的重稀土成矿母岩，此外还与钨锡、铌钽和铀矿床等关系密切，地表出露面积达515 km2 [4]。研究表明，高稀土含量的花岗岩母岩、变质或岩浆热液蚀变、湿热气候和平缓地势等因素是形成离子吸附型稀土矿床的重要条件。陆蕾等(2023)对邦棍尖山花岗岩研究发现了多种含稀土矿物[5]，如榍石、锆石、褐钇铌矿等，这些矿物的存在为形成离子吸附型稀土矿床提供了物质基础。
近年来，研究发现稀土元素(REE)和高场强元素(HFSE)在富碱、富F的花岗质岩浆–热液体系中可显著活化迁移并超常富集，形成具有经济价值的矿床。许成及其研究团队在江西风化壳研究中发现风化层顶部和底部均存在高轻、重稀土含量矿物，Ce负异常与稀土富集程度呈正相关，并且，他们在花岗岩中发现三类新型稀土矿物(REE-1、REE-2、REE-3)，其形成与高氧逸度环境下富稀土俯冲流体的交代作用密切相关，为稀土成矿机制提供了新的研究方向[6]。
Figure 1. Geological background map of granite in southeastern Guangxi (Base map based on [7])
图1. 桂东南花岗岩地质背景图(底图根据[7])
3. 花岗岩岩相学及地球化学特征分析
3.1. 桂东南花岗岩岩相学特征
桂东南各时期花岗岩不论是造岩矿物还是稀土载体矿物都呈现出各自明显特征，其特征指示了花岗岩的演化形成特征，也反映了其岩浆分异作用过程(见图2~5，表1)。
Figure 2. The proportion of major rock-forming minerals in rare earth-bearing granites of different periods in the southeast of Guangxi (Data from [8]-[13])
图2. 桂东南各时期含稀土花岗岩主要造岩矿物含量占比(数据来源于[8]-[13])
Figure 3. Comparison of the content of major rock-forming minerals in different periods of Guangxi South-East Region (Data from [8]-[13])
图3. 桂东南各时期主要造岩矿物含量对比(数据来源于[8]-[13])
Figure 4. The distribution proportion of rare earth carrier minerals in each period in the southeastern Guangxi region (Data from [1]-[3] [7] [8] [11] [12] [14]-[21])
图4. 桂东南各时期稀土载体矿物分布占比(数据来源于[1]-[3] [7] [8] [11] [12] [14]-[21])
Figure 5. Comparison of the main rare earth mineral carrier contents in different periods of Guangxi South-East Region (Data from [1]-[3] [7] [8] [11] [12] [14]-[21])
图5. 桂东南各时期主要稀土矿物载体含量对比(数据来源于[1]-[3] [7] [8] [11] [12] [14]-[21])
Table 1. The petrographic and mineralogical characteristics of granitic rocks in the southeastern Guangxi region during various periods
表1. 桂东南各时期花岗岩岩相学及矿物学特征
时期/
年代 |
岩体 |
岩石类型 |
花岗岩类型 |
主要矿物 |
副矿物 |
结构、构造 |
数据来源 |
加里东期 |
桂东南十万大山–大容山复式岩体、大明山岩体、英桥岩体、钦甲岩体、龙新岩体、夏郢岩体、莲垌岩体、古龙岩体 |
S型、I型、S型和I型过渡带 |
(含)斑堇青黑云正长花岗岩、堇青黑云二长花岗岩、斑状花岗岩、片麻状花岗岩、斑状花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、二长花岗岩 |
钾长石、斜长石、石英、黑云母、普通角闪石 |
针状磷灰石、锆石、磁铁矿、磷灰石、堇青石 |
似斑状结构、花岗结构、斑状结构、细粒结构、中–细粒粒状结构、中–粗粒花岗结构、块状构造、片麻状构造 |
[22]-[25] |
印支期 |
六万山岩体、浦北岩体、旧州岩体、台马岩体、大寺岩体、那垌岩体、永安岩体、那蓬岩体、大容山岩体、台马岩体 |
S型、I型 |
黑云母二长花岗岩、含(紫苏辉石)堇青石黑云母二长花岗(斑)岩、含紫苏辉石花岗斑岩、堇青石黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、花岗斑岩、紫苏花岗斑岩、斑状堇青黑云花岗闪长岩、中细粒花岗岩 |
钾长石、斜长石、石英、黑云母 |
堇青石、紫苏辉石、石榴子石、麻粒岩包体、电气石、绿帘石、重晶石、独居石、磁铁矿、黄铜矿 |
中–细粒花岗结构、中–粗粒花岗结构、花岗结构、似斑状结构、显微花岗结构、块状构造 |
[1]-[3] [10] [12] |
燕山期 |
岑溪花岗岩体、英桥花岗岩体、岑溪花岗岩体 |
A型、I型 |
黑云母二长花岗岩、石英二长岩、二长岩、似斑状角闪黑云二长花岗岩、黑云母花岗岩 |
钾长石、斜长石、石英、黑云母、角闪石、奥长石、微斜条纹长石 |
锆石、钛铁矿、磁铁矿、磷灰石、榍石、绿帘石、褐帘石、独居石 |
花岗结构、细粒花岗结构、粗粒花岗结构、粗粒花岗结构、细粒花岗结构、中粗粒似斑状结构、块状构造 |
[7] [26] [27] |
喜山期 |
邦棍尖山岩体 |
S型 |
似斑状中粗粒黑云角闪二长花岗岩、中细粒黑云母二长花岗岩 |
钾长石、斜长石、石英、黑云母 |
磁铁矿、钛铁矿、榍石、磷灰石、锆石 |
似斑状、中粗粒结构、中细粒粒状结构、块状构造 |
[5] |
3.1.1. 桂东南加里东期含稀土矿物花岗岩岩相学特征
加里东期岩体主体以花岗闪长岩和二长花岗岩为主，具中–粗粒花岗结构或中–细粒花岗结构，块状构造(见表2)。包体特征：岩体中普遍含闪长岩包体(3~20 cm)，呈浑圆状或棱角状，与寄主岩接触面无渐变关系，暗示包体可能来源于同源岩浆混合或围岩捕获。包体以细粒结构为主，矿物组合与寄主岩存在差异。
Table 2. Granite rock masses in the southeastern Guangxi region at different periods
表2. 桂东南不同时期花岗岩岩体
时期 |
岩体 |
数据来源 |
加里东期 |
龙新岩体(英云闪长岩) |
[23]-[25] [28] |
龙新岩体(闪长岩包体) |
龙新岩体(花岗闪长岩) |
夏郢岩体(花岗闪长岩) |
夏郢岩体(二长花岗岩) |
加里东期 |
夏郢岩体(英云闪长岩) |
[23]-[25] [28] |
莲垌岩体(花岗闪长岩) |
古龙岩体(花岗闪长岩) |
|
钦甲岩体(斑状花岗岩) |
|
大明山岩体(斑状花岗岩) |
英桥岩体(片麻状花岗岩) |
印支期 |
六万山岩体(黑云二长花岗岩) |
[1] [3] [10] [14] |
永安岩体(堇青黑云花岗闪长岩) |
那蓬岩体(黑云二长花岗岩) |
大容山岩体(中细粒花岗岩) |
台马岩体(中细粒花岗岩) |
燕山期 |
英桥岩体(黑云母二长花岗岩) |
[26] [27] |
岑溪花岗岩体(黑云二长花岗岩、二长岩) |
喜山期 |
邦棍尖山岩体(黑云母二长花岗岩) |
[5] |
主要矿物为斜长石、石英、钾长石、暗色矿物(普通角闪石和黑云母为主)。副矿物有磷灰石(柱状或针状)、磁铁矿、锆石等常见副矿物，其中磷灰石可能与稀土元素富集相关。含独居石、氟碳钙铈矿等稀土矿物，赋存于高演化矿物相中。岩石具高演化岩浆特征：斜长石环带结构、石英高含量及暗色矿物的溶蚀现象(如黑云母被溶蚀成港湾状)表明岩浆经历强烈分异作用，有利于稀土元素富集。
3.1.2. 桂东南印支期含稀土矿物花岗岩岩相学特征
印支期岩浆岩以十万大山–六万大山–大容山岩体为代表，主要分布于博白–岑溪与灵山–藤县两大断裂所挟持的区域，主要岩性为中粗粒含堇青石黑云母二长花岗岩(见表2)。桂东南印支期含稀土矿物花岗岩为中细粒结构，块状构造，主要矿物包括石英、黑云母、钾长石以及斜长石；副矿物有电气石、绿帘石、重晶石、独居石、磁铁矿、磷钇矿、磷灰石和锆石等，部分含有少量石榴子石；稀土矿物主要为独居石、磷钇矿、磷灰石和锆石。
3.1.3. 桂东南燕山期含稀土矿物花岗岩岩相学特征
燕山期岩浆岩沿区内断裂分布，数量多，规模小，岩石类型主要有黑云母花岗岩、石英二长岩、二长花岗岩等。从岩石结构和构造来看，桂东南岑溪地区的花岗岩样品具有粗粒结构，块状构造，新鲜面颜色呈肉红色，主要由长石(约40%)、石英(约35%)和黑云母(约20%)组成，副矿物包括锆石、独居石、磷灰石等(约5%)。这些特征表明该花岗岩属于典型的酸性侵入岩，具有较高的硅含量和富碱特征。从稀土矿物的种类和分布来看，桂东南燕山期花岗岩中富含多种稀土矿物，包括磷灰石、锆石、独居石、氟碳钙铈矿等。其中，独居石和氟碳钙铈矿的稀土氧化物含量分别高达58.07%~67.66%和64.25%~64.59%。这些稀土矿物的富集与花岗岩的高分异演化特征密切相关，表明其在岩浆演化过程中经历了显著的分异作用，导致稀土元素的富集。
3.1.4. 桂东南喜山期含稀土矿物花岗岩岩相学特征
喜山期花岗岩的结构特征主要为似斑状中粗粒结构和中细粒结构，稀土矿物(如榍石、褐帘石)多以副矿物形式存在，粒径多为微米至毫米级，部分自形半自形晶。常见块状构造，局部受后期热液影响可见浸染状构造，稀土矿物沿矿物间隙或裂隙分布(如褐帘石沿长石边缘产出)。
造岩矿物组成：主要矿物有钾长石：占比35%~45%，以条纹微斜长石为主，部分高岭土化。斜长石：含量15%~25%，多为中长石，局部被钾长石交代(钾长石化)。石英：含量20%~28%。黑云母：含量5%~15%，含钛铁矿、磷灰石等包裹体。
3.2. 花岗岩及风化壳稀土元素含量特征分析
3.2.1. 桂东南加里东期含稀土矿物花岗岩稀土元素含量特征分析
桂东南加里东期花岗岩ΣREE含量变化区间广泛，从65.70 × 10−6至590 × 10−6，整体呈现中等偏低的富集特征，多数岩体的ΣREE集中在70 × 10−6至150 × 10−6之间，且普遍低于维氏花岗岩平均值(258 × 10−6)。桂东南加里东期花岗岩均表现出轻稀土(LREE)相对富集、重稀土(HREE)相对亏损的特征，稀土元素球粒陨石标准化配分曲线总体呈右倾型。其中LREE/HREE比值范围在3.55~10.73之间，(La/Yb)N比值介于2.85~14.33之间，整体轻重稀土分馏程度为一般至中等。此外，多数岩体表现出负Eu异常特征，其中博白地区岩体为中等–强负Eu异常(δEu = 0.15~0.42)，莲垌、古龙岩体为中等负Eu异常(δEu = 0.68~0.77)，仅夏郢岩体晚期二长花岗岩出现弱正Eu异常(δEu ≈ 1.19)。Eu异常特征直观反映了岩浆过程：负Eu异常指示源区存在斜长石残留或岩浆结晶过程中斜长石的分离结晶，而弱正Eu异常可能与后期岩浆演化中角闪石的分离结晶有关(见图6~8)。
Figure 6. Histogram of the mean values of Eu anomalies in each period (Data from [1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
图6. 各时期δEu值均值直方图(数据来源于[1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
Figure 7. Histogram of the mean values of Ce anomalies in each period (Data from [1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
图7. 各时期δCe值均值直方图(数据来源于[1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
Figure 8. Histogram of the average Eu content for each period (Data from [1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
图8. 各时期Eu含量均值直方图(数据来源于[1] [3] [5] [10] [14] [20] [23]-[28])
3.2.2. 桂东南印支期含稀土矿物花岗岩稀土元素含量特征分析
桂东南印支期花岗岩的ΣREE含量变化范围较大，从76.30 × 10−6至536.92 × 10−6，但大部分岩体集中在150 × 10−6至300 × 10−6之间，显示出中等富集的特征。ΣREE的广泛分布表明，源区物质的不均一性和后期岩浆–热液过程的差异是控制稀土初始总量的重要因素，而并非所有印支期花岗岩都初始富稀土，只有那些具备有利源区和经历充分分异演化的岩体才具备高ΣREE的潜力。所有桂东南印支期花岗岩均表现出轻稀土(LREE)相对富集、重稀土(HREE)相对亏损的特征。LREE/HREE比值是衡量分异程度的关键指标，该区该比值范围在2.47~14.28之间。
3.2.3. 桂东南燕山期含稀土矿物花岗岩稀土元素含量特征分析
Figure 9. Bar chart of the average content of light rare earth elements in granites in the southeastern Guangxi region during various periods (Data from [1]-[3] [5] [7] [14]-[18] [20])
图9. 桂东南各时期花岗岩轻稀土含量均值柱状图(底图根据[1]-[3] [5] [7] [14]-[18] [20])
桂东南燕山期花岗岩ΣREE含量变化范围较大，从145.68 × 10−6至1592.53 × 10−6，平均值介于275.00 × 10−6至788.28 × 10−6之间。ΣREE的极高值表明，燕山期花岗岩经历了极为充分的岩浆分异演化或强烈的后期热液–风化改造(见图9、图10)。特别是六陈岩体，其成因为“高强度风化作用，稀土元素经历了显著的富集和分异”，说明表生风化过程中的次生富集是其达到超高ΣREE水平的关键机制。黑复稀金矿和磷钇矿的富集是粤东岩体HREE超常富集的根本原因，它们是重稀土矿床的直接物质来源，且易风化的特性使其能高效释放HREE离子。氟碳钙铈矿在岑溪区岩体中出现，这是一种典型的热液成因的LREE矿物。独居石和磷钇矿是基础性稀土矿物，在多个岩体中广泛分布。
Figure 10. Bar chart of the average heavy rare earth content of granites in the southeastern Guangxi region during various periods (Data from [1]-[3] [5] [7] [14]-[18] [20])
图10. 桂东南各时期花岗岩重稀土含量均值柱状图(底图根据[1]-[3] [5] [7] [14]-[18] [20])
3.2.4. 桂东南喜山期含稀土矿物花岗岩稀土元素含量特征分析
桂东南喜山期花岗岩具有极低的ΣREE含量，ΣREE含量仅为2.34 × 10−6~51.33 × 10−6，平均值为27.50 × 10−6。这一数值远低于地壳中花岗岩的平均值(约150 × 10−6)，这表明岩浆源区本身并不富集稀土，或者原始岩浆在上升侵蚀过程中未能有效富集稀土元素。尽管ΣREE极低，但喜山期花岗岩的LREE和HREE之间发生了极其强烈的分异作用，LREE/HREE比值范围极宽(0.04~13.80)，平均值为2.66。HREE高度富集：平均值2.66以及最低值0.04表明，桂东南喜山期花岗岩在局部极度富集HREE。ΣHREE的平均含量超过了ΣLREE的平均含量，这是典型的HREE富集型花岗岩特征。
4. 讨论
4.1. 桂东南花岗岩形成时代及岩石成因
4.1.1. 桂东南地区加里东期含稀土矿物花岗岩
桂东南地区加里东期含稀土矿物花岗岩形成时代主要集中于早志留世–晚志留世(~447~420 Ma)，与华南加里东期陆内造山作用及随后的后碰撞伸展阶段相吻合，其成因与华南板块陆内造山后伸展背景下壳–幔相互作用密切相关。在扬子地块与华夏地块发生陆内碰撞造山后，岩石圈经历伸展减薄，软流圈地幔物质上涌并底侵于下地壳底部，为地壳物质的部分熔融提供了关键热源。该期花岗岩的源区物质以中–下地壳前寒武纪基底变火成岩及变质沉积岩为主，在幔源岩浆的热输入和物质混染作用下发生部分熔融，形成具有不同壳–幔混合程度的母岩浆。其中，龙新岩体与夏郢岩体表现出不同程度的壳–幔混合特征，夏郢花岗质母岩浆与基性岩浆的混合程度较强，而龙新寄主岩母岩浆与基性岩浆的混合程度相对较弱，随后经历斜长石、角闪石等矿物的分离结晶作用，最终固结形成花岗闪长岩及二长花岗岩[24]。莲垌岩体与古龙岩体则分别代表了新生地壳熔融型及新生地壳与古老地壳混合熔融型的不同成因类型[25]。在岩浆演化过程中，稀土元素主要富集于锆石、磷灰石、榍石等副矿物中，部分岩体(如龙新岩体)经历了斜长石及含钛矿物的分离结晶作用，对稀土元素的分异富集产生了重要影响[24]。综上，桂东南加里东期含稀土矿物花岗岩形成于早志留世–晚志留世陆内造山后伸展构造背景，是幔源岩浆底侵诱发下地壳物质部分熔融、并经历壳–幔混合及分离结晶作用的产物，其稀土元素富集特征与岩浆源区性质及岩浆演化过程密切相关。
4.1.2. 桂东南地区印支期含稀土矿物花岗岩
桂东南地区印支期含稀土矿物花岗岩的形成时代主要集中于中–晚三叠世(~250~200 Ma)，与华南板块印支期构造–岩浆事件的高峰期相吻合，该期花岗岩的形成与古特提斯洋北向俯冲–碰撞及随后的华南陆内造山后伸展密切相关[29]。晚二叠世–中三叠世(~260~230 Ma)，古特提斯洋的俯冲导致华南板块南缘发生陆缘增生和挤压变形；中–晚三叠世(~230~200 Ma)，区域构造体制由挤压转为伸展，引发大规模地壳熔融和花岗质岩浆侵位。桂东南印支期花岗岩的锆石U-Pb年龄主要集中在409~200 Ma，表明其形成于印支主造山期后的伸展阶段。部分岩体可能显示多期岩浆活动。含稀土矿物的结晶年龄通常略晚于寄主花岗岩的侵位年龄，表明稀土富集主要发生于岩浆期后热液阶段，与区域伸展背景下热液活动增强有关。印支期含稀土矿物花岗岩的形成，深刻受控于华南板块碰撞造山后的伸展构造背景。其成因模型主要涉及壳–幔相互作用：在古太平洋板块俯冲的远程效应下，地幔或软流圈物质上涌导致地壳减薄，并伴随显著的地幔底侵作用，为成岩提供关键热源。此热事件促使富含稀土元素的古老壳源物质(主要为中元古–古元古代变质沉积岩)在麻粒岩相条件下发生高温部分熔融，泥质源岩的熔融对此过程贡献显著。稀土元素的富集与特定的岩浆分异阶段紧密相关，表现为具有较弱Eu负异常的中粗粒至中粒花岗岩更有利于稀土成矿。矿物学记录揭示了稀土矿化的两阶段过程：原生稀土矿物，如锆石、磷灰石等，主要形成于岩浆结晶阶段，以自形晶形式赋存于造岩矿物，如黑云母等中；次生稀土矿物，如磷钇矿、独居石则主要形成于热液蚀变阶段，通过溶解–再沉淀机制沿原生矿物的边缘或裂隙交代生成。综上，印支期含稀土矿物花岗岩是伸展背景下，由深部地幔热输入驱动古老地壳熔融，并经历岩浆–热液多阶段演化的产物。
4.1.3. 桂东南地区燕山期含稀土矿物花岗岩
桂东南地区燕山期含稀土矿物花岗岩形成时代主要集中于晚侏罗世(~155 Ma)，与华南燕山期大规模岩浆活动的高峰期相吻合，其成因与岩石圈伸展减薄背景下古老地壳物质的重熔密切相关。在燕山期华南陆内伸展的构造体制下，岩石圈减薄导致软流圈上涌，为地壳熔融提供了热源，促使富含稀土元素的中–古元古代变质沉积岩发生部分熔融。岩浆在演化过程中经历了强烈的分离结晶作用，稀土元素在岩浆结晶分异过程中初步富集于独居石、氟碳钙铈矿、锆石、磷灰石等副矿物中，其中独居石和氟碳钙铈矿富含轻稀土元素，是轻稀土型离子吸附型稀土矿的主要物质来源[7]。岩浆演化晚期，富挥发分(F、CO2等)的热液流体从残余熔体中出溶，对早期结晶的稀土矿物进行交代，形成萤石、褐帘石等热液成因的稀土矿物，热液作用进一步促进了稀土元素的迁移、分馏和再沉淀，增强了稀土矿化强度。成矿母岩中稀土元素的原始含量及赋存状态是控制风化成矿效应的关键因素，含独居石、氟碳钙铈矿等易风化稀土矿物的花岗岩，在热带–亚热带风化条件下易释放稀土元素，被粘土矿物吸附富集，形成离子吸附型稀土矿床[15]。综上，桂东南燕山期含稀土矿物花岗岩形成于晚侏罗世岩石圈伸展减薄的构造背景，是古老地壳物质重熔、岩浆强烈分离结晶及晚期热液叠加改造共同作用的产物，具有轻稀土富集特征，是华南地区形成轻稀土型离子吸附型稀土矿床的重要成矿母岩。
4.1.4. 桂东南地区喜山期含稀土矿物花岗岩
桂东南地区喜山期含稀土矿物花岗岩形成时代主要集中于始新世–渐新世(~55~25 Ma)，与印度–亚洲大陆碰撞及青藏高原东缘构造挤出事件的高峰期相吻合[30]，该期花岗岩的形成与印度板块北向俯冲引发的陆内汇聚及随后的走滑伸展构造体制密切相关。古新世–始新世(~65~40 Ma)，印度板块与欧亚板块的强烈碰撞导致青藏高原东缘发生地壳增厚与大规模剪切变形[31]；始新世中晚期–渐新世(~45~25 Ma)，区域构造体制由挤压向走滑拉分转换，高黎贡山等大型走滑断裂系统发生强烈的右行走滑运动[32]，引发区域性减压熔融，促使花岗质岩浆侵位。腾冲地区喜山期花岗岩的锆石U-Pb年龄主要集中于50~35 Ma [33]，表明其形成于喜山主碰撞期后的伸展–走滑转换阶段。其成因模型概括为：青藏高原东缘大型走滑断裂系统的活动诱发了壳–幔相互作用[34]，岩石圈地幔拆沉导致软流圈物质上涌，为地壳熔融提供热源，促使富含稀土元素的古老变质基底(主要为高黎贡山岩群中新元古代变质沉积岩)发生部分熔融。在岩浆结晶阶段，稀土元素以类质同象形式初步富集于锆石、磷灰石、独居石等副矿物中；岩浆演化至晚期，富挥发分(F、CO2等)的热液流体从残余熔体中出溶，对早期结晶的原生稀土矿物进行强烈交代，通过溶解–再沉淀作用使稀土元素(尤其是重稀土元素)从原生矿物中迁出。在热液体系中，重稀土元素因与F−等配体形成稳定络合物而更易于迁移，并在温度、压力降低条件下于岩体内部裂隙带及接触带沉淀富集，形成氟碳钙钇矿、磷钇矿、萤石等重稀土矿物。这一过程表明，热液作用是喜山期花岗岩中稀土元素超常富集的关键，其中岩浆分异为稀土提供初始富集，晚期热液交代促使稀土元素进一步迁移、分馏和再沉淀。综上，喜山期古近纪含稀土矿物花岗岩是青藏高原东缘走滑伸展构造背景下，由深部热输入驱动古老地壳熔融，并经历岩浆–热液多阶段演化的产物。
4.2. 桂东南花岗岩构造背景
桂东南地区地处华南大陆西南缘关键构造区位，横跨扬子板块与华夏板块拼贴结合带及钦杭成矿带南段核心区域，同时处于特提斯构造域与太平洋构造域的叠加交汇部位，其大地构造格局受多板块长期相互作用与多构造旋回演化过程的共同控制，为含稀土矿物花岗岩的形成、演化及稀土元素富集提供了独特的构造动力学背景[35]。印支期(三叠纪)是区域构造演化的关键转折阶段，也是含稀土矿物花岗岩集中形成的核心时期，随着扬子板块与华夏板块的持续汇聚，钦防海槽逐渐收缩闭合，海西地槽褶皱带全面隆升，两板块完成最终拼贴碰撞，区域构造体制从伸展状态转换为强烈的挤压–剪切环境，灵山褶皱冲断带呈现典型的薄皮逆冲式变形，构造变形强度由南东向北西逐渐减弱，完整记录了板块碰撞的动力学过程[12]。构造挤压作用导致地壳加厚，叠加古太平洋板块俯冲引发的地幔或软流圈物质上涌，为地壳物质部分熔融提供了充足热源，诱发中元古–古元古代变质沉积岩发生高温熔融，形成了大规模的S型花岗岩带；印支晚期，区域构造环境从碰撞挤压逐渐过渡为后碰撞拉张，地壳减压松弛促进了花岗岩浆的侵位与结晶，形成了大容山–十万大山花岗岩带内多样的岩相类型，稀土元素在岩浆演化过程中发生显著分异富集，为含稀土矿物(堇青石、石榴石、独居石等)的形成创造了有利条件[9]。燕山期，区域构造动力学背景受古太平洋板块俯冲方向与速率调整的影响显著，构造活动以强烈的断裂伸展与岩浆分异为主要特征[11]。该时期桂东南地区岩浆活动强度达到峰值，大容山–十万大山花岗岩带内形成了一系列高分异花岗岩体，岩浆演化过程中稀土元素发生强烈活化迁移，褐帘石、磷钇矿等活动性稀土载体矿物占比显著提升。同时，区域主干断裂的多期活动为花岗岩浆的侵位提供了更多通道，形成了中浅成相细粒似斑状花岗岩、次火山岩相等多样岩相类型，不同岩相中稀土矿物组合存在明显差异，反映了构造–岩浆演化的耦合关系[20]。喜山期，区域构造环境转入后碰撞伸展阶段，地壳伸展作用导致岩石圈减薄，地幔物质部分熔融形成的岩浆与地壳物质发生混合作用，形成了以浅成侵入体为主的花岗岩类。该时期花岗岩具有富硅、富碱、贫钙镁的地球化学特征，磷灰石、榍石等矿物结晶效率提高，萤石作为稀土流体载体矿物少量出现，稀土元素富集以惰性载体矿物为主，活动性相对较弱[35]。
4.3. 稀土矿物富集形成机制
离子吸附型稀土矿床的形成是内生地质条件、构造运动、外生环境作用及表生风化改造等多因素协同的结果，各类因素相互作用，推动稀土元素从母岩中释放并在风化壳中完成二次富集，最终实现成矿[7] [36] [37]。
稀土元素在母岩中的预富集与花岗岩的岩浆演化密切相关，母岩REE地球化学特征和易风化稀土副矿物的发育程度是制约稀土成矿类型的关键因素，强烈的分异结晶作用为稀土的预富集奠定基础，后期热液流体的交代叠加作用则能促使易风化稀土矿物形成，为后续表生风化过程中稀土元素的释放创造条件，风化壳中REE的富集因此受花岗岩中REE矿物组合和表生风化过程的双重控制[36]。构造运动是稀土成矿的重要控矿因素，区域内的多期次构造运动调控了稀土成矿的期次，推动该区进入成矿高峰期，同时深大断裂构造不仅控制了岩矿体的空间分布，还为岩浆活动、热液交代及后期的风化改造过程提供了必要的空间条件[37]。
印支期花岗岩形成于古特提斯洋北向俯冲–碰撞及随后华南陆内造山后的伸展背景，与加里东期的陆内造山后伸展、燕山期的岩石圈伸展减薄、喜山期的印度–亚洲大陆碰撞及青藏高原东缘构造挤出背景明显不同。印支期是区域构造从挤压向伸展转换的关键阶段，地壳加厚与后续减压熔融耦合，形成了大规模S型花岗岩带。印支期花岗岩的源区以中元古–古元古代变质沉积岩为主，在麻粒岩相条件下发生高温部分熔融，幔源热输入(底侵作用)是关键热源。而加里东期具有显著的壳–幔混合特征，燕山期主要为古老地壳物质重熔，喜山期则涉及地幔拆沉与走滑断裂诱发的减压熔融。印支期是典型的地壳深熔作用主导型。
岩浆演化与稀土富集阶段：印支期稀土矿化表现为明确的两阶段过程–岩浆结晶阶段形成原生稀土矿物(锆石、磷灰石等)，岩浆期后热液阶段通过溶解–再沉淀机制形成次生稀土矿物(磷钇矿、独居石)。这与燕山期强烈分离结晶 + 晚期热液叠加、喜山期热液主导重稀土超常富集的模式相比，热液作用的时间与强度存在差异。印支期的热液改造更侧重于对已结晶矿物的交代，而非独立的热液矿化。
矿物组合与稀土配分特征：印支期花岗岩富含堇青石、紫苏辉石、独居石、磷钇矿等特征矿物，ΣREE中等富集，轻稀土相对富集但轻重分馏程度中等，Eu负异常变化较大。相比之下，加里东期ΣREE偏低，燕山期ΣREE极高且轻稀土高度富集，喜山期ΣREE极低但局部重稀土高度富集。印支期在稀土总量和分馏程度上处于“中等”位置，体现了成熟地壳熔融与有限分异的特点。
综合研究表明，花岗岩型离子吸附型稀土矿的成矿富集是一个多阶段、多因素耦合的系统过程，内生条件是成矿的物质与基础前提，岩浆演化与热液改造的内生作用实现了稀土的预富集和易风化矿物的形成，构造运动在成矿过程中起调控作用，外生环境为稀土元素的风化释放创造了适宜的外部条件，而表生风化的吸附与富集作用则是将成矿潜力转化为稀土矿床，内生作用和外部风化共同影响了离子吸附型稀土矿床的形成。
5. 结论
桂东南地区各构造期含稀土矿物花岗岩形成时代主要集中于447~25 Ma，是早志留世–渐新世岩浆活动的产物。
各构造期花岗岩的稀土富集特征均受控于源区性质与岩浆演化过程。加里东期含稀土矿物花岗岩形成于华南陆内造山后伸展背景，印支期与古特提斯洋北向俯冲–碰撞及随后陆内造山后伸展有关，燕山期对应岩石圈伸展减薄背景下的古老地壳物质重熔，喜山期则与印度–亚洲大陆碰撞及青藏高原东缘构造挤出事件相吻合。
桂东南地区花岗岩离子吸附型稀土矿的成矿是内生–外生共同作用的结果。岩浆演化与热液改造实现稀土预富集并形成易风化矿物，为成矿提供物质基础。外生风化环境促进稀土释放，表生吸附富集最终将成矿潜力转化为稀土矿床。
基金项目
国家自然科学基金面上项目(项目编号：42372102)；桂林理工大学大学生创新创业训练计划立项项目(桂东南印支期含稀土矿物花岗岩岩相学研究)。
NOTES
*通讯作者。