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皖南姚村A型花岗岩磷灰石特征及其对成岩成矿的指示
朱永胜1，李超2，刘群3，江志1，郑荥1，郭君2
2 昆明理工大学城市学院
3 合肥工业大学资源与环境工程学院
第一作者：朱永胜，高级工程师，主要从事地质勘查研究工作。
通信作者：李超，助理研究员，博士，主要从事岩浆岩成因研究工作。
江南造山带横跨浙江、安徽、江西、湖南、云南、贵州六省，是我国新近发现的重要稀有多金属成矿带，不断有大规模稀有金属矿床被发现。在江西省，已发现大湖塘、朱溪、香炉山、花洞山等钨矿床，以及松树岗、雅山414、仁里-传梓源铌钽锂矿等。特别是在江西省赣西地区，最近新增Li2O总资源量高达920.75万吨，加上原有和最新预测的资源量，锂矿Li2O资源量将超过1500万吨（陈祥云，吴俊华等，2023）。在湖南省湘东北地区，继2017年发现仁里超大型伟晶岩型铌钽多金属矿床后，近年又在仁里矿床西侧的黄柏山地区探明较大规模的锂辉石矿脉，使仁里矿田从以铌钽矿化为主转变为锂、铍、铌钽矿化并重的稀有金属矿田（李建康等，2023）。由此可见，江南造山带是一条巨量稀有金属成矿带，专家学者和社会大众都高度关注。安徽省皖南地区位于江南造山带东段，中生代花岗质岩石分布广泛，具有相同的大地构造环境背景和类似的地质特征，然而找矿成果远不如江西省和湖南省，值得深思！从技术角度，有必要进一步研究皖南地区岩石成因和成矿潜力。磷灰石作为岩浆岩中的常见副矿物，其地球化学特征常被用来指示火成岩的岩浆过程和岩浆属性。本文选择江南造山带东段具代表性的皖南姚村A型花岗岩开展磷灰石的地球化学组成研究，以期为区域成矿潜力评价提供新的理论依据。研究表明，姚村花岗岩中的磷灰石普遍发育振荡环带，部分表现为均质结构，成分上具有低氯及高氟、稀土、钇、钍含量的特点，指示其为典型的岩浆成因磷灰石。单颗粒磷灰石的稀土、钇和钍等元素含量从核部到边缘呈连续变化，稀土配分模式显示其具有明显的铕负异常，指示岩浆经历过显著的结晶分异作用。磷灰石-熔体的模拟定量计算表明，姚村花岗质岩浆具有高氟和硫、低H2O-Cl和低氧逸度的特征。综合考虑岩浆的物理化学特征与成矿元素行为之间的联系，认为姚村A型花岗岩具有稀有金属成矿潜力。本文研究成果对指导江南造山带东段皖南地区稀有金属矿勘查具有积极意义！基金项目：安徽省自然资源科技项目“基于大数据平台的安徽省不同构造单元多金属成矿规律和机制分析（编号：2022-K-16）”和昆明理工大学引进人才科研启动基金（编号：KKSY201556033）项目联合资助。
0 引言
1 区域地质概况
2 姚村花岗岩体岩石学特征
3 样品与分析方法
4 分析结果
5 讨论
5.1 磷灰石成分环带的影响因素
5.2 磷灰石矿物化学对于岩浆物理化学条件的指示
5.2.1 磷灰石中变价元素对于氧逸度的指示
5.2.2 磷灰石的附加阴离子对于岩浆挥发分的指示
5.3 磷灰石矿物化学对于岩石成因和成矿潜力的指示意义
5.3.1 对岩石成因的指示
5.3.2 对成矿潜力的指示
6 结论
研究花岗质岩浆的起源、化学成分和演化过程，是认识大陆地壳内各种地质过程的关键。传统的花岗岩成因定量模型是基于全岩地球化学和全岩同位素组成建立的。然而，花岗岩普遍形成于复杂的开放体系中，岩浆混合和同化混染等地质过程会对熔体成分的改变产生重要影响，导致全岩地球化学数据难以保存这些地质过程的印迹。花岗岩中的常见副矿物（如锆石、榍石、磷灰石等）产生于岩浆形成的不同阶段，是探索花岗岩岩浆演化过程和岩石成因的有效对象。磷灰石是一种存在于火成岩、沉积岩和变质岩中的常见副矿物，因其显著的稳定性而成为探索各种地质过程的理想对象。磷灰石的晶体化学式一般为Ca10（PO4）6（F，Cl，OH）2，其中Ca元素可以被Sr2+、Pb2+、Na2+等元素替代，P元素可以被As5+、Si4+、V5+等元素替代，F、Cl、OH可以被Br和I等元素替代。因此，磷灰石作为岩浆结晶过程中微量元素、挥发分等组分地球化学行为的敏感记录者，不仅可以示踪岩浆演化过程，还可以估算岩浆氧逸度和挥发分含量。江南造山带东段中生代花岗质岩石分布广泛，根据岩石类型和成岩年龄，可以135Ma为界限，分为早、晚两个阶段：早期阶段（152～135Ma），以I型花岗闪长岩和二长花岗岩为主，与区域W-Mo-Cu多金属成矿作用密切相关；晚期阶段（135～122Ma），以正长花岗岩为主，具有A型花岗岩特征，与稀有金属矿化具有一定的时空联系。与过碱性A型花岗岩不同，江南造山带东段的A型花岗岩为弱过铝质高钾钙碱性系列岩石，不含典型碱性矿物，更接近于铝质A型花岗岩。目前，关于江南造山带东段A型花岗岩的岩石成因还存在一定争议，主要观点包括：①壳幔相互作用成因；②I型花岗质岩浆被提取后，残余麻粒岩相源区的部分熔融。此外，这些A型花岗岩与稀有金属矿化的内在成因关系和相关控制因素还不清晰。因此，本次工作选择具有代表性的皖南姚村岩体，开展了磷灰石矿物化学原位分析研究，分析了花岗质岩浆的性质及演化过程，估算了该岩浆的物理化学参数，为其岩石成因及成矿潜力研究提供新的信息。新元古代时期，古华南洋板块向扬子板块之下俯冲消亡，扬子板块与华夏板块沿江山－绍兴断裂带碰撞拼贴，形成江南造山带（图1）。江南造山带北以常州－阳新断裂为界与长江中下游地区相邻，南以江山－绍兴断裂为界与华夏板块接壤。区内广泛出露中元古代－新元古代基底地层和寒武系－二叠系沉积盖层。江南造山带东段中生代岩体规模大、分布广，分为早期岩体（152～135Ma）和晚期（135～122Ma）岩体：早期岩体主要为I型花岗岩，包括青阳、太平、旌德、黟县和东源等岩体；晚期岩体主要为A型花岗岩，包括姚村、九华山、黄山、杨溪和伏岭等岩体。图1 江南造山带东段岩浆岩分布图
姚村岩体位于安徽省郎溪县西南部的姚村乡，主要由中心相的中粗粒正长花岗岩和边缘相的细粒似斑状正长花岗岩组成，两者呈渐变过渡关系，晚期还有细粒花岗岩侵入。本次所采集的姚村岩体样品为中粗粒正长花岗岩，呈块状构造，中粗粒花岗结构，主要矿物组成为钾长石（40%）、石英（35%）、斜长石（20%）以及少量黑云母，偶见角闪石。钾长石呈半自形，矿物表面可见泥化现象。石英呈半自形，表面发育裂纹。斜长石呈半自形，具绢云母化，发育聚片双晶。黑云母为半自形-它形，具绿泥石化。姚村花岗岩中的副矿物包括锆石、磁铁矿和磷灰石等，可见磷灰石包裹于角闪石和黑云母中（图2），表明其为早期矿物。图2 姚村花岗岩正交偏光显微照片(a)和单偏光显微照片(b)Q.石英；Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Amp.角闪石；Ap.磷灰石
姚村花岗岩为江南造山带中生代晚阶段岩浆活动的产物，成岩年龄为127～130Ma。基于已经发表的全岩数据，其SiO2含量为76.5%～77.6%，K2O含量为4.9%～5.4%，A/CNK（Al2O3/（CaO+Na2O+K2O））值为1.03～1.07，属于准铝质高钾钙碱性系列岩石（图3（a））。此外，姚村花岗岩具有较高的（Na2O+K2O）含量（8.36%～8.75%）、FeOT/（FeOT+MgO）值（＞0.8）、高场强元素含量和稀土元素含量，以及较低的钡、锶、铕含量，这些地球化学特征与典型的A型花岗岩类似。在花岗岩类型判别图解中，姚村花岗岩基本落入分异花岗岩和A型花岗岩范围内（图3（d））。前人研究发现姚村岩体锆石Ti饱和温度为785～899℃（平均温度为827℃）。姚村花岗岩较高的锆石饱和温度与A型花岗岩（＞800℃）类似，明显高于I型和S型花岗岩的锆石饱和温度（＜800℃）。此外，全岩同位素数据显示，江南造山带晚期A型花岗岩（包括姚村岩体）的Sr-Nd同位素组成与早期I型花岗岩基本一致（图3（c）），均落于江南造山带新元古代变质基底附近区域，指示两者岩浆源区物质存在一定的内在联系，并可能与新元古代变质基底具有物质亲缘性。图3 姚村花岗岩地球化学判别图解（江南造山带新元古代变质基底、I型和A型花岗岩数据来源于Yue et al.（2020），姚村中粗粒花岗岩数据来源于王存智等（2021））本研究采集了姚村中粗粒正长花岗岩样品，并对花岗岩中的磷灰石开展了主量和微量元素的原位分析。磷灰石的挑选和制靶在河北廊坊尚艺地质服务有限公司完成。首先使用破碎、磁法和重力分选相结合的方法将磷灰石颗粒从花岗岩中分离出来。随后利用双目镜挑选150颗尺寸在50～200μm的磷灰石颗粒，将其嵌入到环氧树脂中，并抛光以暴露其中心部分。磷灰石的阴极发光和背散射图像分析在南京宏创地质服务有限公司完成。利用阴极发光（CL）和背散射电子（BSE）对磷灰石的内部结构进行观察，以布置原位分析的测试点位。磷灰石原位主量元素测试在合肥工业大学资源与环境工程学院由JEOLJXA-8230电子探针完成。仪器工作参数主要包括：加速电压为15kV，探针电流为6nA，束斑直径为5μm。本次测试前对SPI标样Apt进行10个点的测试，置信区间在95%以内。测试过程中，首先分析F和Cl元素，以尽量减少它们的损失。磷灰石原位微量元素测试在合肥工业大学矿床与勘探中心原位矿物地球化学实验室开展，测试采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）。激光剥蚀系统为CetacAnalyteHE，ICP-MS为Agilent7900。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。每个时间分辨分析数据包括40s的空白信号和40s的样品信号。束斑直径为30μm，以8Hz频率在约4J/cm2的能量下进行分析。使用ICPMSDataCal程序离线处理分析数据。对照标准物质NIST610、NIST612和BCR-2G绘制校准曲线，采用多外标无内标法对微量元素组成进行了标定。磷灰石微量元素分析误差为10%。姚村花岗岩中磷灰石颗粒主要呈半自形-自形，长棱柱形至短棱柱状，长度为40～250μm，长宽比为1∶1～5∶1。基于CL图像，磷灰石的结构可分为环带结构和均质结构两种类型（图4）。为避免包裹体的干扰，已剔除显示高浓度的Zr和U的异常点以及异常REE模式的测试点数据。姚村花岗岩中磷灰石的主量元素数据列于表1。磷灰石的CaO和P2O5含量比较均一，分别为53.4%～54.8%和40.7%～42.4%；其具有高F（＞3.00%）、低Cl（＜0.10%）含量的特征，属于氟磷灰石（图5（a））。此外，磷灰石SO3含量变化范围（0.02%～0.49%）较大。注：X（F）、X（Cl）、X（OH）分别表示F、Cl、OH-的摩尔分数；“-”表示低于检测限；主量元素含量单位为%；微量元素含量单位为10-6。
图5 姚村花岗岩磷灰石Cl-F-OH(a)和F-Cl图解(b)姚村花岗岩中磷灰石的微量元素数据列于表2。磷灰石具有相对较高的稀土元素含量（ΣREE=（6453～16100）×10−6），其稀土元素配分模式与寄主花岗岩的配分模式相似，均具有轻稀土元素（LREE）富集、重稀土元素（HREE）亏损，并显示明显的Eu负异常的特点；相对于寄主花岗岩而言，磷灰石的重稀土元素亏损程度更高（图6（a））。此外，磷灰石Sr含量（85～105）×10−6、Th含量（7～50）×10−6及U含量（1～9）×10−6较低，Y含量（432～978）×10−6较高。注：“-”表示低于检测限；微量元素含量单位为10-6。
图6 姚村花岗岩磷灰石稀土元素球粒陨石标准化图解（a）、磷灰石来源类型判别图解（b）
基于PICCOLI和CANDELA的经验方程，磷灰石饱和温度可以由下列公式计算式中：T单位是℃；![]()
和![]()
分别为硅酸盐熔体的SiO2和P2O5百分含量，硅酸盐熔体的数据引用自（王存智等，2021;岳倩，2020）。计算结果表明，姚村花岗岩磷灰石的饱和温度为777～832℃，平均温度为804℃。姚村花岗岩中的磷灰石大多外形完整、表面光滑，具有振荡环带结构（图4），且一般均匀分布于整个手标本或被包裹在硅酸盐矿物斑晶（如角闪石或黑云母）中（图2），这些特征表明磷灰石是在平衡或近平衡条件下由岩浆结晶形成的。此外，姚村花岗岩的磷灰石与典型岩浆成因磷灰石类似（图6（b）），都具有较高的F（＞3%）、Th、LREE和Y含量，以及较低的Cl含量（＜0.5%）（表1）。研究表明，火成岩中磷灰石的成分环带可能是由于多种地质过程引起的，包括岩浆混合作用、分离结晶作用、同化-分离结晶过程（AFC）和晚期热液活动等。姚村花岗岩的主量元素和其中副矿物磷灰石的主量元素均表现出相对均一的特点，与同化混染作用引起的主量元素变化趋势不符。热液活动被证实能够从磷灰石中提取稀土元素，导致磷灰石中稀土元素浓度明显降低，从而造成轻重稀土比值（LREE/HREE）发生明显变化，形成新的REE-磷酸盐（如独居石和磷钇矿等热液矿物）。然而，姚村花岗岩的磷灰石边缘没有显示出明显的稀土元素亏损（图7（a）和图7（b）），且电子探针下未发现共生的稀土副矿物，这表明磷灰石没有受到热液蚀变的显著影响。研究表明，岩浆混合作用会逆转岩浆的正常演化趋势，导致磷灰石核部和边部的成分发生突变。但姚村花岗岩的磷灰石普遍显示出振荡分带，没有指示岩浆混合的核幔结构的出现。尽管一些微量元素（如Y、Th和REE）在单颗磷灰石的不同区域显示出不同程度的变化（图7），但考虑到不同磷灰石颗粒的元素含量相对均一（表1），也表明单颗磷灰石的微量元素变化并不是由岩浆混合作用造成的。稀土元素在斜长石、黑云母和石英等造岩矿物中是不相容的元素，在分离结晶过程中，这些矿物的结晶会导致稀土元素在磷灰石中浓度逐渐增加。同时锆石、褐帘石和榍石等副矿物会与磷灰石竞争熔体中的稀土元素，它们的结晶分异会导致磷灰石在结晶过程中稀土元素浓度逐渐降低。总体来说，分离结晶过程会造成磷灰石的微量元素从核部到边部发生缓慢且连续的变化，这更可能是造成单颗磷灰石微量元素变化的原因。值得注意的是，姚村花岗岩全岩和磷灰石的稀土元素配分曲线均显示出明显的负Eu异常，这指示了斜长石曾发生过显著的分离结晶作用（图6（a））。目前，磷灰石中的变价元素（如Mn、Eu、Ce、S）常被用来估算岩浆的氧逸度，而相关研究表明，基于Mn、Eu和Ce含量建立的磷灰石氧逸度计的可靠性不高，原因如下：①Mn的含量会受到熔体结构和岩浆分馏作用的影响；②在高硅岩浆系统中，磷灰石的Eu异常被认为是斜长石结晶分异的结果；③由于Ce3+和Ce4+分配系数的差异较小，因此Ce异常难以被识别）。因此，通过磷灰石中S含量来约束母岩浆的氧化还原状态更为可靠。变价元素硫在磷灰石中以S1−、S2−、S2+、S4+和S6+的形式存在。硫的价态会随体系中氧的活度而发生变化，例如在氧化条件下，S6+形成SO42−络合物，可以取代磷灰石中的PO43-；而在还原条件下，S以S2−的形式存在，优先形成硫化物。Konecke et al.（2019）建立了磷灰石中S的氧逸度计：基于此，姚村花岗岩的岩浆氧逸度的估算结果约为ΔFMQ+0，为中等偏低氧逸度岩浆。5.2.2 磷灰石的附加阴离子对于岩浆挥发分的指示磷灰石富含以附加阴离子形式存在的挥发性元素，因此常被用于估算岩浆中的挥发性成分（即F、Cl、S和H2O等）。Liand Hermann（2017）利用Webster et al.（2009）的实验数据，提出了校正后的磷灰石-熔体F和Cl的热力学分配模型，表示为：式中：kd为磷灰石与熔体之间的F、Cl和OH交换系数，X为磷灰石中的F、Cl和OH的摩尔分数。磷灰石与熔体之间的F、Cl和OH交换系数（![]()
）是与随F、Cl和OH的摩尔分数变化而变化的函数式，详细的计算公式参照Liand Hermann（2017）。计算结果表明，姚村花岗质岩浆中F的含量较高，为（1442～9502）×10−6（平均值为4005×10−6），而熔体Cl含量较低，为（0～1238）×10−6（平均值为424×10−6）。本次计算得到的姚村花岗岩熔体中氟的平均含量与江南造山带东段长岭尖A型花岗斑岩全岩氟含量（3742×10−6）相近；氯的平均含量高于前人通过磷灰石数据计算得出的江南造山带东段A型花岗岩（杨溪、黄山、伏岭岩体）熔体中氯的平均含量（274×10−6），而接近江南造山带东段I型花岗岩的Cl的平均含量（422×10−6）。对于估算熔体中硫的含量，有3个常用的方程，分别由Peng et al.（1997）、Parat et al.（2011）和Meng et al.（2021）建立。Peng et al.（1997）提出的方程仅适用于氧逸度在ΔNNO+3.8～ΔNNO+4.6之间的条件，并不适用于本文的研究。Parat et al.（2011）提出的方程是通过拟合前人实验数据和辉长岩的磷灰石数据推导出来的，更适合于基性岩。而Meng et al.（2021）提出的方程适用的温度和氧逸度范围分别为800～1100℃和ΔFMQ-1～ΔFMQ+3，与姚村岩体岩浆条件相符，因此本文选择Meng et al.（2021）的方法来计算花岗岩熔体中S的含量。Meng et al.（2021）提出的磷灰石-熔体S的热力学分配模型，公式如下：式中：![]()
（fo2）为不同氧逸度下S在磷灰石和熔体间的交换系数，![]()
为不同磷灰石饱和温度下S在磷灰石和熔体间的交换系数。本次采用上文计算得出的氧逸度![]()
=0和磷灰石饱和温度（AST）=804℃来计算对应的交换系数，交换系数的详细计算公式参照Konecke et al.(2019)和Parat and Holtz(2004)。为了保证数据的准确性，计算时剔除掉2个SO3含量超过0.35%的异常数据，最终计算结果显示姚村花岗质岩浆中S含量为（390～2928）×10−6（平均值为1293×10−6）。本次计算得到的姚村花岗岩熔体平均S含量高于前人通过磷灰石数据所计算得出的江南造山带东段A型花岗岩（杨溪、黄山、伏岭岩体）熔体平均S含量（280×10−6），而接近江南造山带东段I型花岗岩的平均S含量（1601×10−6）。此外，磷灰石也可以用来指示岩浆的含水量。Liand Costa（2020）提出了两个计算磷灰石和硅酸盐熔体交换系数的方程，并公布了在线估算熔体中水浓度的计算程序（https：//apthermo.wovodat.org/）。通过在线程序计算显示，姚村花岗质岩浆的含水量较低，为0.5%～1.8%。姚村岩体的计算含水量与前人通过磷灰石计算得出的江南造山带东段其他A型花岗岩体（杨溪、黄山、伏岭岩体）的含水量一致（1%），明显低于江南造山带东段I型花岗岩含水量（4%）。5.3 磷灰石矿物化学对于岩石成因和成矿潜力的指示意义目前，A型花岗岩的成因模式主要有以下三种：①基性岩浆的结晶分异；②壳幔岩浆混合并发生AFC过程；③经抽取I型花岗质岩浆后的富F麻粒岩相残留体的部分熔融。前两种成因模式要求区域上存在大量与A型花岗岩共生的基性岩浆岩，且这种A型花岗岩往往呈现亏损的同位素组成，这与江南造山带东段A型花岗岩的同位素组成相悖，因此姚村花岗岩更可能是第三种成因。在江南造山带东段，晚期A型花岗岩常与早期I型花岗岩相伴生组成复式花岗岩体，且它们具有相似的Sr-Nd同位素组成（图3（c）），均支持姚村花岗岩为富F麻粒岩残余体部分熔融的产物。此外，富F麻粒岩残余体部分熔融的产物普遍具有高F、贫H2O、低氧逸度的特征，与江南造山带I型花岗岩（磷灰石矿物学计算得出岩浆H2O含量约为4%，氧逸度约为ΔFMQ+1，F含量平均值为1866×10−6）相比，姚村花岗质岩浆的低H2O含量（1%）、中低氧逸度（ΔFMQ+0）和高F含量（4000×10−6）的特征也符合这一成因模式。研究表明F元素在岩浆演化过程中，不仅可以降低岩浆的最低固相线温度和密度，还可以显著改变岩浆的熔体结构，从而使其黏度显著降低，促使分离结晶作用的持续进行。考虑到姚村花岗岩单颗磷灰石从核部到边部发生缓慢且连续的变化，并且全岩和磷灰石的稀土元素配分曲线均显示出明显的负Eu异常，姚村花岗岩可能是富F麻粒岩残余体发生部分熔融后，又经历了显著分离结晶作用后的产物。最近的研究表明，由于母岩浆经历过分离结晶、地壳物质的同化和硅酸盐-氟化物液态不混溶等过程，高分异的花岗岩可以富集稀有金属元素。此外，姚村岩体的稀有金属元素分布研究显示，岩体西南部Rb、Nb含量高，局部已达到稀有金属矿床边界品位（张小胖等，2021）。上文已经提及，高F含量有助于降低岩浆的最低固相线温度和密度、改变岩浆的熔体结构，从而促使分离结晶作用持续进行。此外，F−作为硬碱配位体，可为Rb+、REE3+等稀有金属硬酸提供配位体形成络合物，有利于稀有金属元素在岩浆热液中的迁移。基于磷灰石矿物化学的计算结果，姚村花岗质岩浆中F含量平均值约为4000×10−6，其高F含量显然是稀有金属元素富集的有利因素。研究表明，在中酸性岩浆结晶分异过程中，具有贫水属性的岩浆有利于斜长石发生分离结晶，使得固结的花岗岩具有显著Eu负异常。经磷灰石矿物成分的计算，姚村花岗质岩浆中H2O含量仅为0.5%～1.8%，其低水含量有利于斜长石的结晶分异。姚村花岗岩全岩和磷灰石稀土元素配分曲线显示明显的负Eu异常也证实了显著的斜长石结晶分异的发生。考虑到稀有金属元素在岩浆体系中属于强不相容元素，不易于在大多数矿物中分配，斜长石的分离结晶并不会带走稀有金属成矿元素，因此随着演化程度的增加会逐渐富集稀有金属成矿元素。研究显示，相比于氧化性Ａ型花岗岩，还原性Ａ型花岗岩可能更有利于LILE和HFSE的富集。因此，姚村花岗岩的低氧逸度也是富集稀有金属元素的有利因素。研究还表明，Cu和Mo等成矿元素对Cl和S的敏感性很强，Cu和Mo的元素溶解度会随Cl和S元素浓度的升高而显著增加。相比较江南造山带东段其他A型花岗岩体（如杨溪、黄山等），姚村花岗岩熔体具有更高的S和Cl含量，暗示其可能还具有Cu-Mo成矿潜力。然而，Cu-Mo成矿岩浆普遍具有高氧逸度和富水的属性，这与姚村花岗岩中低氧逸度和贫水的属性不相符，这可能也是尚未在姚村地区发现Cu-Mo矿化的主要原因。总体来说，姚村岩体由于其高F、贫水、低氧逸度的特征，具有较好的稀有金属成矿潜力。（1）姚村花岗岩单颗粒磷灰石的REE、Y和Th等元素含量从核部到边缘呈连续性变化，稀土配分模式显示明显的负Eu异常，指示磷灰石成分主要受结晶分异作用的控制，其中斜长石的结晶分异最为显著。（2）姚村花岗岩是由中下地壳中抽取过I型花岗质岩浆后，富F麻粒岩相残余物发生部分熔融后，又经历了显著的结晶分异作用后形成的。（3）磷灰石矿物化学计算显示，姚村花岗质岩浆有高F（4000×10−6）和贫水（1%）和低氧逸度（ΔFMQ+0）的属性，具有显著的稀有金属成矿潜力。原文来源：朱永胜，李超，刘群，江志，郑荥，郭君.2024.皖南姚村A型花岗岩磷灰石特征及其对成岩成矿的指示[J].华东地质，45（3）：302-317. DOI：10.16788/j.hddz.32-1865/P.2023.12.006
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