內蒙古維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床的成礦作用：來自花崗質巖漿結晶分異的啟示*

武廣 劉瑞麟,2 陳公正 李鐵剛 李睿華,2 李英雷,2 楊飛,2 張彤

1.中國地質科學院礦產資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037 2.北京大學，造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京 100871 3.內蒙古自治區地質調查院，呼和浩特 010020

大興安嶺南段處于古亞洲成礦域和濱西太平洋成礦域的交匯部位，是中國北方最重要的錫銀多金屬成礦帶(Wangetal.,2001;毛景文等,2013;Ouyangetal.,2015)。這些錫多金屬礦床主要表現為錫銀鉛鋅(銅鎢鉬)組合(Liuetal.,2001;Zhouetal.,2012;Zhaietal.,2014,2017;Zengetal.,2015;Wangetal.,2016a;Zhangetal.,2017,2019;陳公正,2018;李睿華,2019;Mietal.,2020)。維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床為Sn-Zn-W-Mo-Li組合(劉瑞麟等,2018a,b)，以深部的巖體頂部花崗巖中的Sn-Zn(-Rb-Nb-Ta)礦化和淺部隱爆角礫巖筒內的Sn-Zn-Li(-Rb-Be)礦化區別于該區的其他錫多金屬礦床。前人對維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床的研究主要集中在成巖成礦時代的厘定(郭貴娟,2016;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;祝新友等,2016;Wangetal.,2017;劉瑞麟等,2018a)和流體包裹體研究(劉瑞麟等,2018b)。維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床研究存在的主要問題是：缺少成巖成礦關系的系統研究，基本上未涉及巖漿演化對礦床的礦化類型和礦種的制約，導致礦床成因類型一直存在爭議。多數研究者認為該礦床屬于斑巖成礦系統(劉翼飛等,2014;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wangetal.,2017)，但亦有部分研究者認為屬于與花崗巖有關的巖漿-熱液成礦系統(祝新友等,2016;劉瑞麟等,2018b)；此外，該區不同的錫多金屬礦床在礦種組合上存在較大區別，其原因一直未得到應有的重視。鑒于上述原因，本次選取維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床為研究對象，在詳細的野外地質調查基礎上，對礦區外圍的北大山巖體和礦區深部隱伏的維拉斯托巖體開展系統的巖相學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、全巖地球化學和鋯石Lu-Hf同位素分析，目的是厘定維拉斯托巖體與北大山巖體的成因聯系，查明巖體的源區組成和巖石成因，揭示巖漿演化與成礦關系，厘定礦床成因類型，建立維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床成礦模式，結合前人對大興安嶺南段典型錫多金屬礦床及其成礦巖體的研究成果，探討巖漿源區組成、巖漿演化過程對錫多金屬成礦的制約，為大興安嶺南段錫銀多金屬找礦提供理論支撐，為該區成礦規律研究提供依據。

1 區域地質背景

大興安嶺南段位于中亞造山帶東段(圖1a)。二連-賀根山斷裂帶為其北界與興安地塊相分隔；西拉木倫斷裂帶為南界與華北板塊北緣的西拉木倫造山帶相隔；東以嫩江-八里罕斷裂為界，與松遼盆地分隔；西界大致位于錫林浩特-東烏珠穆沁旗一線(圖1b)。前中生代該區受古亞洲洋構造體制控制，中生代期間主要受蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋兩大構造體制控制(Wangetal.,2012;Xuetal.,2013)。大興安嶺南段出露的地層有中元古界、下古生界、上古生界、侏羅系-白堊系和新生界(圖1b)。中元古代錫林郭勒雜巖(本文稱寶音圖群)主要巖石類型為斜長角閃片麻巖和黑云斜長片麻巖。長期以來錫林郭勒雜巖的時代歸屬一直存在較大爭議，內蒙古自治區地質礦產局(1991)認為其形成于古元古代；一些研究者對錫林郭勒雜巖中片麻巖測年獲得了早古生代的年齡，認為錫林郭勒雜巖并非古老陸塊(薛懷民等,2009)；但更多的年齡數據表明原錫林郭勒雜巖既包括中元古代形成的古老基底，又包括新元古代基性-超基性巖和古生代花崗巖類，解體后的中元古代基底被稱為錫林浩特巖群(葛夢春等,2011;于洋等,2012)。下古生界為海相火山巖-碎屑巖，上古生界為海相火山巖-碎屑巖和陸相碎屑巖，侏羅系-白堊系為陸相火山巖-碎屑巖，新生代包括玄武巖以及松散沉積物(內蒙古自治區地質礦產局,1991)。晚古生代期間，伴隨著古亞洲洋的閉合，形成了NEE-NE向褶皺和斷裂構造，奠定了本區的基本構造格架；中生代則以NE-NNE向斷裂為主。區內主要發育燕山期、印支期和華力西期3期侵入巖，其中燕山期侵入巖規模最為宏大(圖1b)。

圖1 大興安嶺南段大地構造位置圖(a,據Ge et al.,2007修改)及主要的錫多金屬礦床分布圖(b,地質底圖據徐志剛等,2008修編)錫多金屬礦床編號：1-白音查干東山；2-毛登-小孤山；3-花敖包特；4-查木罕；5-維拉斯托；6-安樂；7-黃崗；8-老盤道背后；9-道倫達壩；10-東山灣；11-寶蓋溝；12-沙布楞山；13-莫古吐；14-邊家大院；15-大井；16-白音諾爾；17-浩布高；18-敖腦達壩；19-孟恩陶勒蓋Fig.1 Sketch geological map of the southern Great Xing’an Range and its neighboring areas,showing geotectonic units (a,modified after Ge et al.,2007) and locations of major Sn-polymetallic and Sn-bearing polymetallic deposits (b,geological base map modified after Xu et al.,2008)Names of numbered Sn-(Ag)-polymetallic deposits:1-Baiyinchagandongshan;2-Maodeng-Xiaogushan;3-Huaaobaote;4-Chamuhan;5-Weilasituo;6-Anle;7-Huanggang;8-Laopandaobeihou;9-Daolundaba;10-Dongshanwan;11-Baogaigou;12-Shabulengshan;13-Mogutu;14-Bianjiadayuan;15-Dajing;16-Baiyinnuoer;17-Haobugao;18-Aonaodaba;19-Mengentaolegai

北大山巖體和維拉斯托巖體所在的維拉斯托地區位于大興安嶺南段主脊斷裂與西坡斷裂之間的米生廟復背斜東南翼，北距西烏珠穆沁旗政府所在地約60km(圖1b)。區域上出露地層主要有中元古界寶音圖群、上石炭統本巴圖組和阿木山組、下-中二疊統大石寨組、上二疊統林西組、中侏羅統萬寶組、上侏羅統滿克頭鄂博組和第四系(圖2)。寶音圖群巖性為斜長角閃片麻巖和黑云斜長片麻巖；本巴圖組以海相粉砂巖和雜砂巖為主，夾安山質凝灰巖、安山巖及灰巖；阿木山組為一套海相碎屑巖、碳酸鹽巖建造；大石寨組為一套海相碎屑巖與火山碎屑巖；林西組為一套陸相碎屑巖建造；萬寶組主要是陸相含碳泥巖、粉砂巖及礫巖夾煤層；滿克頭鄂博組為一套以流紋巖、流紋質熔結凝灰巖為主的陸相酸性火山巖；第四系沖積層及風成砂土廣泛分布(劉瑞麟等,2018b)。區域內主要的構造由貫穿全區的米生廟復背斜和斷裂組成。復背斜和斷裂以NEE-NE向為主，NW向斷裂及近EW向斷裂也較發育，構成了該區近網格狀的構造格局。NEE-NE向的米生廟復背斜寬約60km，由中元古界寶音圖群組成復背斜軸部，石炭系、二疊系組成翼部(圖2)。NE向斷裂控制著區內巖體及脈巖的分布，其中NE向的華力西期斷裂控制著區內石英閃長巖及大多數脈巖的分布；NE向的燕山期斷裂控制著區內花崗巖的分布。NE向的燕山期斷裂為主要的導礦和容礦構造，而EW向的燕山期斷裂僅為容礦構造。區域侵入巖巖漿活動主要發生在華力西期和燕山期，受NE向斷裂控制，呈巖基或巖株狀分布。華力西期花崗巖類以石英閃長巖為主，亦有花崗巖和花崗閃長巖，該期巖體侵入中元古界寶音圖群及上石炭統本巴圖組，并在下-中二疊統砂礫巖內見其角礫。王瑾(2009)、王新宇等(2013)對維拉斯托地區的花崗巖類進行了SHRIMP鋯石U-Pb測年，獲得了320.5±4.1Ma的黑云母花崗巖的結晶年齡和313.9±3.4Ma黑云母二長花崗巖的結晶年齡(王瑾,2009)、298.0±2.5Ma的花崗閃長巖結晶年齡和308.3±4.2Ma的石英閃長巖結晶年齡(王新宇等,2013)，表明維拉斯托礦區在晚石炭世先有一期花崗質巖漿侵入，后有一期閃長質巖漿侵入。薛懷民等(2010)報道了維拉斯托礦區石英閃長巖和閃長巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡，其形成年齡分別為310±2Ma和311±2Ma，亦表明在晚石炭世期間維拉斯托地區存在閃長質巖漿活動。燕山期有3種類型的巖漿侵入活動：(1)肉紅色花崗巖，分布于礦區東北約7.5km處的達青牧場一帶，呈幾個小巖株零星出露；(2)淺灰色斑狀花崗巖，主要分布于礦區東南部約8～9km的北大山地區，劉翼飛(2009)報到了該巖體的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為140±3Ma，其邊緣相斑狀二長花崗巖形成年齡為138±2Ma；(3)淺黃色中細粒花崗巖，分布于礦區西北部約13～14km的巴音高勒蘇木西部，巖體局部和部分偉晶巖內可見天藍色天河石。

圖2 維拉斯托地區地質圖(據內蒙古維拉斯托礦業有限責任公司和內蒙古地質勘查有限責任公司,2015(1)內蒙古維拉斯托礦業有限責任公司,內蒙古地質勘查有限責任公司.2015.內蒙古自治區克什克騰旗維拉斯托礦區錫多金屬礦勘探報告.1-235修改)Fig.2 Geological map of the Weilasituo area,showing locations of ore deposits

2 維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床和巖體地質特征

2.1 維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床地質特征

維拉斯托大型稀有金屬-錫多金屬礦床位于內蒙古克什克騰旗政府所在地北約100km處(圖1中的5號礦床)，礦區地理坐標：44°04′00″～44°05′45″N、117°28′15″～117°30′45″E。目前已控制錫金屬量8.98萬噸，平均品位0.80%，鋅金屬量8.00萬噸，平均品位0.72%，三氧化鎢金屬量1.33萬噸，平均品位0.44%，鉬金屬量0.03萬噸，平均品位0.13%(劉瑞麟等,2018b;內蒙古自治區地質調查院，2018(2)內蒙古自治區地質調查院.2018.中國礦產地質志內蒙古卷(有色金屬礦產篇)報告.1-678)；另外，在隱爆角礫巖中發現大量的含鋰云母，其Li2O品位在0.8%～3.6%之間，平均1.25%，估算Li2O金屬量超過60萬噸，在斑狀細粒堿長花崗巖體的頂部還存在銣、鈮、鉭等成礦元素(劉瑞麟等，2018b)。

維拉斯托礦床主體屬于隱伏礦床，地表僅出露少量的NNE向和近EW向脈狀礦體，大量的礦體均隱伏在地表以下50～750m范圍內(圖3)。該礦床發育3種類型的礦體：(1)巖體頂部的浸染狀錫鋅(銣鈮鉭)礦體；(2)隱爆角礫巖筒中的浸染狀-細脈狀錫鋅鋰(銣鈹)礦體；(3)斷裂構造控制的石英脈型錫鋅(鎢鉬銅)礦體(圖3b)。浸染狀錫鋅(銣鈮鉭)礦體位于礦床深部，礦體呈帽狀產于斑狀細粒堿長花崗巖體的頂部，礦體在巖體頂部厚度較大，在兩側逐漸變薄(圖3b)。礦石礦物主要為錫石和閃鋅礦，除了錫和鋅主成礦元素外，尚伴生銣、鈮和鉭，礦體中的錫石和閃鋅礦常常一起產出形成團塊，多呈稀疏浸染狀分布于巖體頂部，團塊大小不一，直徑多集中在0.3～1.5cm，最大者可達10cm；脈石礦物主要為鈉長石、天河石和黃玉。隱爆角礫巖型錫鋅鋰(銣鈹)礦體位于斑狀細粒堿長花崗巖巖體上方，呈陡傾筒狀，地表出露范圍約200m×300m(圖3)。角礫主要由黑云母斜長片麻巖、斜長角閃片麻巖、石英閃長巖組成，大小不一，棱角分明；膠結物為富鋰云母云英巖，主要為鋰云母，含少量的黃玉、石英和螢石。石英脈型錫鋅(鎢鉬銅)礦體位于礦床淺部(圖3b)，是維拉斯托礦床最重要的工業錫多金屬礦體。該類型礦體的礦石品位較高，錫平均含量約1%。礦體總體呈舒緩的波狀，傾向SE110°，傾角約40°(圖3b)。目前控制礦脈最大長度約800m，傾向延伸約700m，礦脈寬約1m，最大寬度可達8m。石英脈型礦體以錫為主，共伴生鋅、鉬、銅等，除了共伴生錫鋅(鎢、鉬、銅)礦體外，在局部地段亦可圈出少量的獨立鋅礦體和鉬礦體(圖3b)。該類型礦體的主要礦石礦物為錫石、閃鋅礦、毒砂，少量輝鉬礦、黑鎢礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦、黝錫礦等；脈石礦物為石英，少量螢石、白云母和方解石等。

圖3 維拉斯托礦床地質圖(a)和A-A′勘探線剖面圖(b)(據內蒙古維拉斯托礦業有限責任公司和內蒙古地質勘查有限責任公司,2015修改)Fig.3 Geological map (a) and geological cross-section along the exploration line A-A′ (b) of the Weilasituo ore deposit

2.2 北大山巖體和維拉斯托巖體地質特征

2.2.1 北大山巖體

北大山巖體出露于維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦區東南約5km處，呈巖基產出，侵入中上侏羅統地層中(圖2)。巖體由中粗粒、中粒和細粒花崗巖組成，巖石具花崗結構、塊狀構造。花崗巖的主要礦物為堿性長石(40%～45%)、石英(40%～45%)、斜長石(5%～10%)和黑云母(5%～7%)，另有少量白云母(圖4a-c)，副礦物主要為鋯石和磷灰石。斜長石一般呈自形板狀或長板狀，有的具有微弱的環帶構造；鉀長石多呈半自形板狀-他形粒狀，局部見碳酸鹽化；石英他形粒狀，部分石英發育裂紋；黑云母呈葉片狀。

圖4 北大山巖體中-粗粒花崗巖(a-c)和維拉斯托巖體斑狀細粒堿長花崗巖(d-i)顯微鏡下照片(a)粗粒花崗巖，主要由石英和鉀長石組成，其次為黑云母和斜長石；(b)中粒花崗巖，主要由石英和鉀長石組成，其次為黑云母和斜長石；(c)中粒花崗巖，見鐵葉云母；(d)斑狀細粒堿長花崗巖，發育石英、微斜長石、鈉長石、黃玉斑晶；(e)斑狀細粒堿長花崗巖，發育石英、鉀長石、鈉長石、鋰云母斑晶；(f)斑狀細粒堿長花崗巖，發育鉀長石、微斜長石、鈉長石、黃玉、白云母斑晶，鋰云母中見鋯石副礦物；(g)斑狀細粒堿長花崗巖的雪球結構，石英斑晶具有明顯的兩圈距離較遠礦物生長帶；(h)斑狀細粒堿長花崗巖的雪球結構，石英斑晶具有單圈礦物生長帶；(i)斑狀細粒堿長花崗巖的雪球結構，石英斑晶雪球中包含鈉長石礦物顆粒.Ab-鈉長石；Bi-黑云母；Cbn-碳酸鹽；Ep-綠簾石；Kf-鉀長石；Lep-鋰云母；Mic-微斜長石；Ms-白云母；Pl-斜長石；Qz-石英；Spl-鐵葉云母；Toz-黃玉；Zrn-鋯石.(c)為單偏光下照片，其他均為正交偏光下照片Fig.4 Representative photomicrographs for medium-coarse grained granite of the Beidashan pluton (a-c) and porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite of the Weilasituo stock (d-i)(a) coarse-grained granite,mainly consisting of quartz and K-feldspar,followed by biotite and plagioclase;(b) medium-grained granite,mainly consisting quartz and K-feldspar,followed by biotite and plagioclase;(c) medium-grained granite,developing siderophyllite;(d) porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,developing quartz,microcline,albite,and topaz phenocrysts;(e) porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,developing quartz,K-feldspar,albite,and lepidolite phenocrysts;(f) porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,developing K-feldspar,microcline,albite,topaz,and muscovite phenocrysts,and zircon occurring in lepidolite;(g) snowball texture of porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,and two distinct mineral growth zones with a long distance distributing in quartz phenocrysts;(h) snowball texture of porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,and quartz phenocrysts developing monocyclic mineral growth zone;(i) snowball texture of porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite,and quartz phenocryst snowball containing albite mineral particles.Ab-albite;Bi-biotite;Cbn-carbonate;Ep-epidote;Kf-K-feldspar;Lep-lepidolite;Mic-microcline;Ms-muscovite;Pl-plagioclase;Qz-quartz;Spl-siderophyllite;Toz-topaz;Zrn-zircon.(c) under plane polarized light,others under orthogonal polarized light

2.2.2 維拉斯托巖體

維拉斯托巖體產于維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床深部，呈巖株狀侵入中元古界寶音圖群。斑狀細粒堿長花崗巖為淺灰白色，局部地段因富天河石而整體呈淺天藍色。巖石具似斑狀結構，塊狀構造。斑晶包括石英、鉀長石、鈉長石，斑晶呈多級，粒度差別極大；基質為細粒結構，主要礦物為鈉長石、鉀長石、石英、黃玉、鋰云母和螢石(圖4d-f)。石英斑晶呈短柱狀，邊部因熔蝕呈渾圓狀，粒度2～8mm，含量40%，石英斑晶內部包含早期結晶的細粒鈉長石，石英斑晶邊緣含大量細粒半自形鈉長石、他形鉀長石，沿結晶面生長，構成一圈或多圈環帶，形成典型的“雪球結構(snowball texture)”(圖4g-i)。鉀長石斑晶粒度稍細，粒徑1～2mm，含量30%，自形晶為主，多表現為微斜長石，少量條紋長石，包裹少量鈉長石，發育有格子雙晶或條紋結構(圖4d)，與石英邊部的似文象結構相似。鈉長石，除早階段包裹于石英、鉀長石中的鈉長石外，大量鈉長石呈細粒狀分布于石英、鉀長石斑晶之間，粒徑0.05～0.5mm，粒度大體介于斑晶礦物與基質礦物之間，含量20%，絕大部分鈉長石呈他形晶。基質包括細粒石英、長石、黃玉、螢石、鋰云母等，總含量小于20%。其中，黃玉、石英分兩類，一部分呈微細粒狀分布于基質中，另一類局部集中呈不規則狀。

3 樣品和分析方法

用于主量、微量和稀土元素分析的樣品包括9件北大山巖體中粗粒花崗巖(樣品BD1-1～BD1-9)和10件維拉斯托巖體斑狀細粒堿長花崗巖(樣品ZK16、ZK17、ZK19、ZK21、ZK37、ZK38、ZK43、ZK44、ZK46和ZK47)；選取1件中粗粒花崗巖(樣品BD1-1)和2件斑狀細粒堿長花崗巖(樣品ZK44和ZK46)進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析。

北大山巖體的9件樣品全部取自維拉斯托礦床東南側5km處巖體地表露頭，采樣剖面見圖2，樣品特征見前文北大山巖體巖相學描述。

維拉斯托巖體10件斑狀細粒堿長花崗巖樣品全部取自維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床的鉆孔中。樣品ZK16、ZK17、ZK19、ZK21、ZK37、ZK38、ZK43、ZK44、ZK46和ZK47分別采自鉆孔IZK02307的679～682m處、ZK03104的590～593m處、IZK03105的521～524m處、IZK02306的500～503m處、IZK03901的586～589m處、IZK03901的553～563m處、ZK03101的700～703m處、IZK2305的802～799m處、IZK1509的1075～1078m處和IZK01505的514～517m處。部分樣品的采樣鉆孔見圖3b，樣品特征見前文的維拉斯托巖體巖相學特征描述。

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

鋯石由河北省廊坊誠信地質服務公司采用常規重力和磁選方法分選，為保證各粒級鋯石顆粒的完整性，將重約5～10kg的巖石經過粗碎及中碎，將粉碎后的樣品分粒級進行淘洗，然后在雙目鏡下挑選出鋯石，最后，將鋯石置于環氧樹脂中，磨制約一半大小，使鋯石內部暴露，用于陰極發光和LA-ICP-MS U-Pb分析。鋯石陰極發光研究在北京鋯年領航科技有限公司完成，鋯石LA-ICP-MS U-Pb分析在北京燕都中實測試技術有限公司Finnigan Neptune型多接收等離子體質譜儀上完成，該儀器連接New Wave UP型213nm激光剝蝕系統。樣品分析流程及原理參見Griffinetal.(2004)和侯可軍等(2009)。用參考鋯石GEMOC GJ-1(207Pb/206Pb年齡為608.5±1.5Ma，Jacksonetal.,2004)進行元素間的分餾校正，用標準樣品Mud Tank(截距年齡為732±5Ma,Black and Gulson,1978)控制測試精度，年齡數據處理采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig,2003)。因為低的信號強度和204Hg氣體的干擾，不能測試204Pb值。普通Pb校正采用EXCEL程序ComPbCorr#3 15G(Andersen,2002)。單個點的分析誤差是1σ水平，整體年齡誤差在2σ水平上是95%。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石原位Lu-Hf同位素分析在中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室進行，使用的儀器為Neptune型多接收等離子體質譜儀，配以ArF激發激光剝蝕系統(193nm)。儀器工作條件和數據采集見Yuanetal.(2004,2018a)。測試時，激光束斑直徑為44μm，激光重復率為10Hz，能量為100mJ。標準鋯石Mud的176Hf/177Hf比值為0.282500±0.000030。用測試的176Hf/177Hf 和176Lu/177Hf比值計算初始的176Hf/177Hf比值，采用1.867×10-11/y作為176Lu的衰變常數(S?derlundetal.,2004)。εHf(t)值計算時采用的球粒隕石現代176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值分別0.282772和0.0332(Blichert-Toft and Albarède,1997)。計算Hf同位素模式年齡時采用如下參數：虧損地幔的176Hf/177Hf和176Lu/177Hf現代比值分別為0.28325和0.0384(Blichert-Toft and Albarède,1997)；大陸上地殼平均的176Lu/177Hf值為0.0093(Vervoort and Blichert-Toft,1999)。具體的計算過程見Nowelletal.(1998)和Griffinetal.(2000) 描述。

3.3 全巖主量、稀土和微量元素分析

樣品粉末樣磨制在河北省廊坊誠信地質服務有限公司完成。將樣品粗碎至厘米級的塊體，用純化水沖洗干凈，烘干并粉碎至200目以備使用。主量、稀土和微量元素分析在核工業北京地質研究院實驗室完成。主量元素分析采用AxiosmAX型X射線熒光光譜儀，配以高色散光柵系統，分析誤差根據美國地質調查局巖石標樣BCR-1和AVG-2及中國國家巖石標樣GSR-3確定，TiO2和P2O5的分析精度分別約為1.5%和2.0%，其他氧化物的分析精度優于1%。稀土和微量元素分析采用Agilent-7500a型電感耦合等離子體質譜儀，分析數據的質量用美國地質調查局的巖石標樣 BCR-1和BHVO-1監控，絕大多數稀土和微量元素的分析精度優于5%。

4 測試結果

4.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

對1件北大山巖體中粒花崗巖樣品中的9粒鋯石和2件維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床內的斑狀細粒堿長花崗巖樣品中的23粒鋯石開展了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年。3件樣品的鋯石分析點位和它們的CL圖像見圖5，其分析結果見表1，鋯石年齡諧和圖見圖6。

表1 北大山巖體(BD1-1)和維拉斯托巖體(ZK44和ZK46)LA-ICP-MS鋯石U-Pb分析結果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data for the Beidashan pluton (Sample BD1-1) and the Weilasituo stock (samples ZK44 and ZK46) in the Weilasituo area

圖5 北大山巖體中粗粒花崗巖(a)和維拉斯托巖體斑狀細粒堿長花崗巖(b、c)鋯石陰極發光圖，示測點位置及對應年齡值Fig.5 Representative cathodoluminescence (CL) images of zircons from medium-coarse grained granite of the Beidashan pluton (a) and porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite of the Weilasituo stock (b,c),showing U-Pb analytical spots and corresponding 206Pb/238U ages

圖6 北大山巖體(a、b)和維拉斯托巖體(c-f)的鋯石U-Pb年齡諧和圖及加權平均年齡Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagrams and age histograms for the Beidashan pluton (a,b) and the Weilasituo stock (c-f)

4.1.1 北大山巖體花崗巖

北大山巖體中粗粒花崗巖樣品BD1-1中的鋯石呈無色-淺黃色。鋯石陰極發光圖像顯示，該樣品中的鋯石晶體形態較好，主要呈單錐或雙錐狀，多數鋯石具生長韻律環帶(圖5a)，表明其巖漿成因。表1顯示，鋯石的U和Th含量分別介于804×10-6～7714×10-6和356×10-6～2413×10-6。經計算，鋯石的Th/U比值介于0.25～0.82之間，亦表明其為巖漿成因(Pupin,1980)。9粒鋯石的10個分析點集中分布在諧和線上(圖6a)，其206Pb/238U年齡的加權平均值為140±2Ma(MSWD=0.10,n=10;圖6b)。表明北大山巖體的結晶年齡為140±2Ma。

4.1.2 維拉斯托巖體斑狀細粒堿長花崗巖

鋯石的陰極發光顯示，2件樣品的鋯石內部結構不清楚，顏色普遍偏暗，個別鋯石出現明亮白色(如ZK46-3.1)，無法觀察到振蕩環帶(圖5b,c)，具有明顯的高U特征。鋯石的U含量極高(9732×10-6～50853×10-6)，這符合多數與鎢錫礦成礦相關的高分異花崗巖巖體普遍具有高U含量的特征(Wangetal.,2016b)。在單偏光鏡下，該巖體鋯石呈淡黃色，透明，少量半透明，裂紋不發育，表面光滑，具金剛光澤，邊界平整，為柱狀、長柱狀自形晶，鋯石大小100～300μm，晶體長寬比為1～4。一般情況下，典型的巖漿成因鋯石Th/U比值一般為0.1～1.0，且U和Th之間具有明顯的正相關關系(Belousovaetal.,2002)。該巖體鋯石的Th/U比為0.03～0.28，多數小于0.1，可能暗示鋯石受到了流體改造。

樣品ZK-44中鋯石的Th、U含量分別為875×10-6～5270×10-6(平均2585×10-6)和11687×10-6～50853×10-6(平均27568×10-6)，Th/U值介于0.03～0.24之間，絕大多數小于0.1，平均0.11。11粒鋯石的12個分析點集中分布在諧和線上(圖6c)，其206Pb/238U年齡的加權平均值為138±1Ma，MSWD值為0.76(圖6d)。樣品ZK-46鋯石的Th、U含量分別為835×10-6～3031×10-6(平均1772×10-6)和9732×10-6～45926×10-6(平均19365×10-6)，Th/U值介于0.03～0.28之間，絕大多數小于0.1，平均0.11。12粒鋯石的16個分析點集中分布在諧和線上及其附近(圖6e)，其206Pb/238U年齡的加權平均值為137±1Ma，MSWD值為0.32(圖6f)。表明維拉斯托巖體的結晶年齡為138～137Ma。

4.2 全巖主量、稀土和微量元素分析

北大山巖體9件中粗粒花崗巖和維拉斯托巖體10件斑狀細粒堿長花崗巖樣品的主量、微量和稀土元素分析結果見表2。

4.2.1 北大山巖體

北大山巖體9件中粗粒花崗巖樣品的SiO2含量為74.40%～76.47%，Al2O3含量為12.42%～13.44%，Fe2O3含量為0.18%～0.43%，FeO含量為0.89%～1.23%；巖石具有低的TiO2、MnO、MgO、CaO和P2O5含量；Na2O含量為3.81～4.37%，K2O含量為4.57%～5.45%，Na2O/K2O比值為0.72～0.96；鋁飽和指數為0.99～1.06(表2)。在花崗巖分類的QAP圖解中(Streckeisen,1976)，這些中粗粒花崗巖屬于堿長花崗巖(圖7a)；在R1-R2圖解(De La Rocheetal.,1980)中，所有樣品均落入堿性花崗巖區域(圖7b)；在Maniar and Piccoli (1989)的A/CNK-A/NK圖解中，幾乎所有的樣品均落入弱過鋁質區域(圖7c)；在Peccerillo and Taylor (1976)的SiO2-K2O圖解中，所有的樣品均落入高鉀鈣堿性系列區域(圖7d)。

圖7 北大山和維拉斯托巖體巖石分類圖解(a)QAP圖解(Streckeisen,1976)；(b)R1-R2圖解(De La Roche et al.,1980)；(c)A/CNK-A/NK圖解(Maniar and Piccoli,1989)；(d)SiO2-K2O圖解(Peccerillo and Taylor,1976)Fig.7 Diagrams of petrographic classification for the Beidashan pluton and the Weilasituo stock(a) quartz-alkali feldspar-plagioclase (QAP) diagram (Streckeisen,1976);(b) R1 vs.R2 diagram (De La Roche et al.,1980);(c) A/CNK vs.A/NK diagram (Maniar and Piccoli,1989);(d) SiO2 vs.K2O diagram (Peccerillo and Taylor,1976)

由表2可知，北大山巖體中粗粒花崗巖具有中-高的稀土總量(206×10-6～436×10-6)，相對高的Yb含量(5.36×10-6～20.3×10-6)，強烈的銪負異常(Eu/Eu*值為0.01～0.04)。輕重稀土分餾程度較低，其(La/Yb)N值介于2.24～5.17之間。在球粒隕石標準化的稀土元素配分曲線上，這些巖石相對富集輕稀土、虧損重稀土，輕稀土分餾相對弱，重稀土分餾不明顯，稀土配分曲線為輕稀土略富集型(圖8a)。

圖8 北大山和維拉斯托巖體球粒隕石標準化稀土元素配分圖(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Sun and McDonough,1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a,normalization values after Boynton,1984) and primitive mantle-normalized trace element spider grams (b,normalization values after Sun and McDonough,1989) of the Beidashan pluton and the Weilasituo stock

表2 北大山和維拉斯托巖體全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements analytical results for the Beidashan pluton and the Weilasituo stock in the Weilasituo area

在原始地幔標準化的微量元素蛛網圖上，北大山巖體明顯富集Rb、Th、U、Ta、Hf、Zr、Y和稀土元素，強烈虧損Ba、Sr、P、Eu和Ti，弱虧損K和Nb(圖8b)。另外，這些巖石具有極低的Sr含量(5.73×10-6～18.3×10-6，平均13.5×10-6)和高的Y含量(37.2×10-6～127×10-6，平均84.0×10-6)。

4.2.2 維拉斯托巖體

維拉斯托巖體10件斑狀細粒堿長花崗巖樣品的SiO2含量為70.77%～73.87%，TiO2含量為0.01%～0.03%，Al2O3含量為15.08%～17.07%；巖石具有低的Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO和P2O5含量，相對低的K2O含量(2.90%～4.01%)，高的Na2O含量(6.11%～7.59%)。Na2O/K2O比值為1.61～2.58，鋁飽和指數為0.97～1.16(平均1.06)。在QAP分類圖解中，絕大多數樣品落入堿長花崗巖區域，少數樣品落入石英堿長正長巖區域(圖7a)。在R1-R2圖解中，絕大多數落入石英正長巖區域，少數樣品落入堿性花崗巖區域(圖7b)。在A/CNK-A/NK圖解中，絕大多數樣品落入弱過鋁質區域，個別樣品落入準鋁質和強過鋁質區域(圖7c)。在SiO2-K2O圖解中，絕大多數樣品落入高鉀鈣堿性系列區域，有少部分樣品落入鈣堿性系列區域(圖7d)。

續表2Continued Table 2

由表2可知，早白堊世斑狀細粒堿長花崗巖具有低的稀土總量(28.8×10-6～50.2×10-6)，相對高的Yb含量(3.71×10-6～6.17×10-6)，強烈的銪負異常(Eu/Eu*值為0.01～0.07)。輕重稀土分餾弱，其(La/Yb)N值介于0.37～0.85之間。稀土元素四分組效應明顯，展示出典型的“M”型分布特征，即(La、Ce、Pr、Nd)、(Pm、Sm、Eu、Gd)、(Gd、Tb、Dy、Ho)和(Er、Tm、Yb、Lu)構成四條上凸曲線，其中Ce、Sm、Dy、Yb分別為四條曲線的最高點，其中Eu由于強烈虧損而偏離曲線(圖8a)。

在原始地幔標準化的微量元素蛛網圖上，這些早白堊世斑狀細粒堿長花崗巖明顯富集Rb、U、Ta、La、Ce、Hf、Gd、Tb、Dy、Yb和Lu，強烈虧損Ba、Sr、Eu、Ti和Y，弱虧損K和Nb(圖8b)。另外，這些巖石有極低的Sr含量(1.54×10-6～13.8×10-6，平均4.38×10-6)和Y含量(1.44×10-6～4.17×10-6，平均2.83×10-6)。

4.3 鋯石Lu-Hf同位素分析

在已經定年的鋯石點上開展鋯石原位Lu-Hf同位素分析，其分析結果見表3和圖9。

圖9 北大山和維拉斯托巖體鋯石的Hf同位素圖解中亞造山帶東段顯生宙火成巖Hf同位素組成據Xiao et al.(2004)和Chen et al.(2009)；燕山褶皺逆沖帶顯生宙火成巖Hf同位素組成據Yang et al.(2006)Fig.9 Correlation diagrams between Hf isotopic compositions and ages of zircons from the Beidashan pluton and the Weilssituo stock,respectivelyHf isotopic composition of Phanerozic igneous rocks in the eastern Central Asian orogenic belt after Xiao et al.(2004) and Chen et al.(2009),and Hf isotopic composition of Phanerozic igneous rocks in the Yanshan fold and thrust belt after Yang et al.(2006)

4.3.1 北大山巖體

北大山堿長花崗巖樣品BD1-1中9粒鋯石的9個分析點的Hf同位素初始176Hf/177Hf值介于0.282839～0.282929之間，平均0.282875。它們的εHf(t)值介于5.4～8.6之間，平均6.7。Hf同位素單階段和兩階段模式年齡分別為467～579Ma和643～847Ma，均值分別為534Ma和765Ma(表3)。

4.3.2 維拉斯托巖體

維拉斯托斑狀細粒堿長花崗巖2件樣品中22粒鋯石的25個分析點的初始176Hf/177Hf值介于0.282807～0.282968之間，平均0.282860。它們的εHf(t)值介于4.2～9.9之間，平均6.1。Hf同位素單階段和兩階段模式年齡分別為402～647Ma和556～921Ma，均值分別為578Ma和799Ma(表3)。

表3 北大山巖體(BD1-1)和維拉斯托巖體(ZK44和ZK46)鋯石的Lu-Hf同位素分析結果Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic data for the Beidashan pluton (Sample BD1-1) and the Weilasituo stock (samples ZK 44 and ZK46)

5 討論

5.1 維拉斯托巖體與北大山巖體成因聯系

維拉斯托地區廣泛發育早白堊世花崗巖，除了礦區東南部的北大山巖體外，維拉斯托礦區的北東、南西和北西部均出露早白堊世花崗巖(圖2)。這些巖石的結構變化較大，既有中粗粒結構、中粒結構，也有中細粒結構，似斑狀花崗巖亦很常見，這些巖體在深部可能相連，構成早白堊世花崗巖基。劉翼飛(2009)獲得北大山巖體中心部位的中粗粒花崗巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為140±3Ma，其邊緣相斑狀細粒花崗巖形成年齡為138±2Ma；祝新友等(2016)報到了維拉斯托礦區深部細粒堿長花崗巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為139.5±1.2Ma。本次研究獲得北大山巖體中粒花崗巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為140±2Ma，維拉斯托巖體斑狀細粒堿長花崗巖的鋯石U-Pb年齡為137～138Ma。本文的定年結果和前人獲得的年齡數據均表明北大山巖體和維拉斯托巖體為同一期巖漿活動的產物。維拉斯托巖體與北大山巖體密切的時空關系暗示兩者可能存在成因聯系。在以SiO2含量為橫坐標的一系列哈克圖解中(圖10)，2個巖體的主要氧化物和代表巖漿演化的Rb、Sr和Ba與SiO2具有明顯的線性關系。從北大山巖體到維拉斯托巖體，TiO2、FeOT、CaO、K2O、Sr和Ba含量降低，Al2O3、MgO、Na2O、全堿、P2O5和Rb含量增加，但2個巖體之間亦具有明顯的成分間斷，暗示形成北大山巖體的巖漿經歷了不止一次的分離結晶作用，北大山巖體與維拉斯托巖體之間可能還存在分異程度介于兩者之間的巖體，只是由于剝蝕和保存狀況及礦床勘探深度，尚不能確定中間分異巖體的位置。綜上，我們認為維拉斯托巖體和北大山巖體是同一期巖漿活動的產物，北大山巖體結晶略早，形成北大山巖體的殘余巖漿經過不止一次的結晶分異，最終形成了具有斑狀結構的維拉斯托細粒堿長花崗巖。

圖10 北大山和維拉斯托巖體哈克圖解Fig.10 Harker diagrams of the Beidashan pluton and the Weilasituo stock

5.2 巖石成因類型和巖漿源區組成

5.2.1 巖石成因類型

北大山巖體和維拉斯托巖體的巖石類型均為堿長花崗巖，兩者均具有高硅，富堿，貧鐵、鎂、鈣、鈦和磷的特征，主體均屬高鉀鈣堿性的弱過鋁質巖石。巖石展示了強烈的Eu負異常，輕重稀土分餾均較弱。與北大山巖體相比，維拉斯托巖體具有更低的稀土含量，更為明顯的Eu負異常，Ba、Sr、Ti和Y虧損更強烈，另外，維拉斯托巖體展示了明顯的稀土元素四分組效應(圖8)。巖相學研究顯示，2個巖體均不存在典型的S型花崗巖中特有的富鋁礦物(如堇青石和石榴石)，結合其非常低的P2O5含量和弱過鋁質巖石特征，我們首先排除它們為S型花崗巖的可能性。盡管2個巖體均展示了A型花崗巖的大部分地球化學特征，但其Zr含量明顯低于A型花崗巖(>250×10-6,Whalenetal.,1987)，它們的鋯飽和溫度介于568～726℃之間，明顯低于A型花崗巖的鋯飽和溫度(平均839℃,Kingetal.,1997)，亦低于正常I型花崗巖的鋯飽和溫度(平均781℃,Kingetal.,1997)；此外，2個巖體均具有高的分異指數(DI=94.5～98.4)。因此，我們認為北大山巖體和維拉斯托巖體均不是A型花崗巖，而是分異的I型花崗巖。Whalenetal.(1987)提出了一系列花崗巖成因類型判別圖，在10000Ga/Al-(Na2O+K2O)判別圖中，2個巖體樣品全部投影在A型花崗巖區域(圖11a)。在10000Ga/Al-Zr判別圖中，這2個巖體樣品亦全部落在A型花崗巖區域(圖11b)。吳福元等(2017)指出，盡管A型花崗巖也存在分異作用，但它在10000Ga/Al-Zr判別圖上的趨勢是從A型花崗巖區向高分異花崗巖區演化；相反，I型或S型花崗巖在分異的過程中，其10000Ga/Al比值逐漸升高，顯示與A型花崗巖相反的趨勢(圖11b)。北大山巖體與維拉斯托巖體的演化關系明顯不同于A型花崗巖的分異趨勢。在(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al判別圖中，北大山巖體投影在未分異的I、S、M型花崗巖、分異型花崗巖和A型花崗巖三者的過渡區；維拉斯托巖體的所有樣品均落入分異型花崗巖區域(圖11c)。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO判別圖中，北大山巖體投影在分異型花崗巖與A型花崗巖的過渡區；維拉斯托巖體投影在分異型花崗巖區域的上方(圖11d)。綜上，我們認為，北大山巖體和維拉斯托巖體均為分異的I型花崗巖。根據吳福元等(2017)厘定的高分異花崗巖和超分異花崗巖劃分標準，我們認為北大山巖體屬于高分異花崗巖，維拉斯托巖體屬于超分異花崗巖。

圖11 花崗巖成因類型判別圖解(據Whalen et al.,1987;b中的演化趨勢線據吳福元等,2017)Fig.11 Chemical discrimination diagrams for types of granites (after Whalen et al.,1987;the evolution trend line in Fig.11b after Wu et al.,2017)

5.2.2 巖漿源區

北大山巖體的鋯石εHf(t)值介于5.4～8.6之間，平均6.7；兩階段Hf模式年齡介于643～847Ma之間，均值為765Ma。維拉斯托巖體的鋯石εHf(t)值介于4.2～9.9，平均6.1；兩階段Hf模式年齡介于556～921Ma之間，均值為799Ma。維拉斯托巖體與北大山巖體具有相似的鋯石Hf同位素組成，在εHf(t)-年齡圖解中(圖9)，2個巖體的樣品均落于球粒隕石和虧損地幔演化線之間，且位于Xiaoetal.(2004)和Chenetal.(2009)限定的中亞造山帶東段顯生宙火成巖Hf同位素組成區域。由于幔源巖漿結晶分異難以形成大規模花崗巖(吳福元等,2007)，故上述特征表明維拉斯托地區的早白堊世巖體的源區主要為起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質。結合大興安嶺南段黃崗(Zhouetal.,2012)、東山灣(Zengetal.,2015)、道倫達壩(陳公正,2018)、白音查干東山(李睿華,2019)、毛登-小孤山(李睿華,2019)、寶蓋溝(Mietal.,2020)、查木罕(Zhangetal.,2019)等錫多金屬礦床的成礦巖體鋯石Hf同位素組成，我們推測新元古代期間大興安嶺南段存在一次重要的地殼生長事件，新元古代新生地殼物質部分熔融形成的花崗質巖漿是大興安嶺南段錫多金屬礦床形成的重要因素之一。

5.3 成巖構造背景

北大山巖體和維拉斯托巖體的巖石類型主要為堿長花崗巖，巖石均屬高鉀鈣堿性系列。在Pearceetal.(1984)的Yb-Ta判別圖中，北大山巖體和維拉斯托巖體均落入板內花崗巖區域(圖12a)。在Pearceetal.(1984)的(Yb+Ta)-Rb判別圖中，2個巖體的樣品均落入板內花崗巖與同碰撞花崗巖過渡區(圖12b)。在Brownetal.(1984)的SiO2-log[CaO/(Na2O+K2O)]判別圖中，北大山巖體樣品全部落入伸展環境形成的花崗巖區域，維拉斯托巖體落入伸展型的下方，但靠近伸展環境形成的花崗巖區域(圖12c)。在Batchelor and Bowden (1985) 推薦的R1-R2判別圖中，北大山巖體落在晚造山花崗巖和非造山花崗巖過渡區域，維拉斯托巖體投影在非造山花崗巖區域，但亦靠近晚造山花崗巖區域(圖12d)。北大山巖體和維拉斯托巖體的巖石類型、地球化學特征及構造環境判別圖表明它們形成于伸展環境。

圖12 北大山和維拉斯托巖體構造環境判別圖(a)Yb-Ta判別圖(Pearce et al.,1984)；(b)(Yb+Ta)-Rb判別圖(Pearce et al.,1984)；(c)SiO2-log[CaO/(Na2O+K2O)]判別圖(Brown et al.,1984)；(d)R1-R2判別圖(Batchelor and Bowden,1985).ORG-大洋中脊花崗巖；syn-COLG-同碰撞花崗巖；VAG-火山弧花崗巖；WPG-板內花崗巖；Ⅰ-地幔分異的花崗巖；Ⅱ-板塊碰撞前的花崗巖；Ⅲ-碰撞后隆升的花崗巖；Ⅳ-晚造山花崗巖；Ⅴ-非造山花崗巖；Ⅵ-同碰撞花崗巖；Ⅶ-后造山花崗巖Fig.12 Tectonic discrimination diagrams for the Beidashan pluton and the Weilasituo stock(a) Yb vs.Ta diagram (Pearce et al.,1984);(b) Yb+Ta vs.Rb diagram (Pearce et al.,1984);(c) SiO2 vs.log[CaO/(Na2O+K2O)] diagram (Brown et al.,1984);(d) R1 vs.R2 diagram (Batchelor and Bowden,1985).ORG-oceanic ridge granites;syn-COLG-syn-collisional granites;VAG-volcanic arc granites;WPG-within-plate granites;Ⅰ-mantle differentiated granites;Ⅱ-pre-collisional granites;Ⅲ-post-collisional uplifting granites;Ⅳ-late-orogenic granites;Ⅴ-anorogenic granites;Ⅵ-syn-collisional granites;Ⅶ-post-orogenic granites

晚侏羅世-早白堊世期間，包括大興安嶺南段在內的中國東北地區主要受東部的古太平洋構造體制(Wuetal.,2011)和北部的蒙古-鄂霍茨克洋構造體制(Yingetal.,2010;Wangetal.,2012)控制。關于早白堊世期間伸展的地球動力學背景，目前主要存在以下幾種觀點：(1)受古太平洋板塊向歐亞大陸下俯沖的遠程效應影響(毛景文等,2005)；(2)受蒙古-鄂霍茨克海閉合后造山帶垮塌形成的伸展環境影響(Davisetal.,1998;Meng,2003)；(3)受蒙古-鄂霍茨克海閉合后的造山后伸展環境及古太平洋板塊向歐亞大陸下俯沖形成的弧后伸展環境的疊加影響(Wangetal.,2012;Xuetal.,2013;Chenetal.,2017;Wuetal.,2017)；(4)受由EW向演變為NNE向的中國東部構造體制轉換影響(翟明國等,2004;毛景文等,2013)；(5)受板內非造山環境影響(Pirajnoetal.,2009)。大興安嶺南段晚侏羅世-早白堊世火成巖主要呈NNE向展布，其展布方向與NEE向的蒙古-鄂霍茨克造山帶斜交，因此，蒙古-鄂霍茨克造山帶垮塌不可能是維拉斯托地區早白堊世花崗巖形成的主要原因。190Ma開始，小興安嶺-張廣才嶺地區形成了呈NE向展布的弧巖漿巖，表明古太平洋板塊于早侏羅世開始向歐亞大陸之下俯沖(Yang and Li,2008;Yuetal.,2012;Xuetal.,2013)；145～130Ma，由于古太平洋板塊的俯沖方向改變和/或俯沖板片后撤，中國東部整體進入伸展環境，發生大規模的巖漿活動與成礦事件(Wuetal.,2002;Liuetal.,2005;Wangetal.,2012;Maoetal.,2013,2019,2021)。因此，我們認為，古太平洋板塊的俯沖方向改變和/或俯沖板片后撤導致大興安嶺地區處于伸展環境，在伸展背景下軟流圈物質上涌，底侵于下地殼底部，加熱新元古代期間形成的地殼，使其發生部分熔融，巖漿經過不同程度的演化，分別形成北大山巖體和維拉斯托巖體。

5.4 巖漿演化與成礦

5.4.1 巖漿演化過程

前已述及，北大山巖體和維拉斯托巖體都屬于分異型花崗巖。隨著巖漿演化，花崗巖通常會經歷一個由Zr不飽和向Zr飽和演化過程(Watson and Harrison,1983,1984)。圖13顯示，從北大山巖體到維拉斯托巖體，Zr含量逐漸降低，這一過程與巖漿演化趨勢一致。隨著Zr含量的降低，FeOT、TiO2、Sr含量和Zr/Hf、Nb/Ta、Y/Ho和Ba/Sr比值降低，Hf、Nb、Ta、Rb含量和Rb/Sr比值增加(圖13)。Ba傾向于進入鉀長石，鉀長石的分離結晶將導致殘余巖漿中Ba含量和Ba/Sr比值降低(Lietal.,2007a,b)。Sr傾向于進入斜長石，斜長石的分離結晶導致殘余巖漿中Sr含量降低，Ba/Sr比值升高(Lietal.,2007a,b)。Zr和Hf主要富集在鋯石中，Zr、Hf含量和Zr/Hf比值的降低往往和Zr飽和之后的鋯石分離結晶有關(Watson and Harrison,1983,1984)。黑云母的分離結晶會使殘余巖漿富集Nb和Ta，而且會使巖漿的Ba/Sr和Nb/Ta比值降低(Stepanovetal.,2014)。角閃石分離結晶將增加殘余巖漿中的Nb和Ta含量，并降低熔體的Nb/Ta比值(Tiepoloetal.,2000;Pf?nderetal.,2007)。金紅石、鈦鐵礦、榍石的分離結晶導致殘余巖漿中Ti、Nb和Ta含量降低，Nb/Ta比值升高(Linnen and Keppler,1997)。與北大山巖體相比，維拉斯托巖體的稀土元素含量降低，而且顯示出明顯的稀土四分組效應，暗示巖漿演化過程中發生了獨居石、榍石、褐簾石和磷灰石等副礦物的分離結晶作用(Bau,1996;Irber,1999;Moneckeetal.,2002;Gelmanetal.,2014)。由于地幔物質具有較高的Zr/Hf和Nb/Ta比值(Zr/Hf約為34.3，Nb/Ta約為19.9，Münkeretal.,2003)和較低的Zr和Nb含量，地幔物質的參與會使北大山巖體和維拉斯托巖體具有較高的Zr/Hf和Nb/Ta比值和低的Zr和Nb含量，而不會產生隨著Zr含量降低Zr/Hf比值降低的趨勢，也無法解釋隨著Nb/Ta比值降低，Nb和Ta含量升高的趨勢。因此，北大山巖體和維拉斯托巖體Zr/Hf和Nb/Ta的分異不是地幔物質參與的結果。上地殼物質的Zr/Hf比值約為36.7(Rudnick and Gao,2004)、Nb/Ta比值約為13.4(Rudnick and Gao,2004)，且具有低的Nb和Ta含量，上地殼物質的混染，也無法解釋Nb和Ta含量隨著Nb/Ta比值降低而增加的趨勢。因此，巖漿的分離結晶是Zr/Hf和Nb/Ta分異的根本原因。隨著巖漿分離結晶程度的增加，巖漿演化晚期的流體將導致Zr和Hf的置換比例增大，Hf含量升高，表明Zr/Hf比值的分異也與流體的參與有關(Zhangetal.,2008)。北大山巖體和維拉斯托巖體變化較小的鋯石εHf(t)值和Hf同位素兩階段模式年齡，亦表明巖體的源區組成較為單一，而且未受到地幔和/或上地殼物質的混染。北大山巖體和維拉斯托巖體地球化學特征及巖漿演化趨勢表明，從北大山巖體到維拉斯托巖體，巖漿演化過程中經歷了鉀長石、斜長石、黑云母、角閃石、金紅石、鈦鐵礦、獨居石、榍石、褐簾石、磷灰石和鋯石的分離結晶；維拉斯托巖體顯著的稀土四分組效應指示巖漿演化晚期發生了熔體-流體相互作用。

圖13 北大山和維拉斯托巖體中Zr含量對FeOT、TiO2、Hf、Nb、Ta、Rb、Sr、Zr/Hf、Nb/Ta、Y/Ho、Rb/Sr、Ba/Sr相關性圖解Fig.13 Variations of Zr against FeOT,TiO2,Hf,Nb,Ta,Rb,Sr,Zr/Hf,Nb/Ta,Y/Ho,Rb/Sr,and Ba/Sr of the rocks from the Beidashan pluton and the Weilasituo stock

基于瑞利分餾模型，結合巖體中的微量元素含量及實驗測定的相關元素在不同礦物相和熔體之間的分配系數進行定量模擬，模擬結果見圖14。圖14顯示，從北大山巖體到維拉斯托巖體，巖漿主要發生了斜長石、鉀長石、黑云母、磷灰石、獨居石和褐簾石的分離結晶作用，斜長石的分離結晶導致維拉斯托巖體具有更強的Eu和Sr的負異常；鉀長石的分離結晶明顯降低了維拉斯托巖體的鋇含量；黑云母的分離結晶將降低殘余熔體中的鐵、鈦、鋇含量；富含輕稀土的副礦物獨居石、榍石、褐簾石和磷灰石的分離結晶導致維拉斯托巖體輕稀土含量明顯低于北大山巖體，維拉斯托巖體重稀土和釔含量明顯低于北大山巖體，指示鋯石和磷釔礦發生了分離結晶作用。另外，北大山巖體和維拉斯托巖體本身也發生了鉀長石、斜長石、黑云母、磷灰石和獨居石的分離結晶(圖14)。2個巖體均表現出Ti的負異常，可能與鈦鐵氧化物的分離結晶作用有關。

圖14 北大山和維拉斯托巖體微量元素定量模擬圖解(據Xu et al.,2015修改)Ba、Sr和Eu分配系數據Rollinson (1993)；La和Yb分配系數據Mahood and Hildreth (1983)、Fujimaki (1986) 和Yurimoto et al.(1990).Aln-褐簾石；Amp-角閃石；Ap-磷灰石；Bt-黑云母；Grt-石榴石；Kf-鉀長石；Mnz-獨居石；Ms-白云母；Pl-斜長石；Zrn-鋯石Fig.14 Numerical modelling diagrams for trace elements of the Beidashan pluton and the Weilasituo stock (modified after Xu et al.,2015)Partition coefficients of Ba,Sr,and Eu cited from Rollinson (1993);partition coefficients of La and Yb cited from Mahood and Hildreth (1983),Fujimaki (1986),and Yurimoto et al.(1990).Aln-allanite;Amp-amphibole;Ap-apatite;Bt-biotite;Grt-garnet;Kf-K-feldspar;Mnz-monozite;Ms-muscovite;Pl-plagioclase;Zrn-zircon

總之，北大山巖體和維拉斯托巖體地球化學特征及巖漿演化趨勢表明，它們均屬于分異型花崗巖，巖漿演化過程中經歷了鉀長石、斜長石、黑云母、獨居石、榍石、褐簾石、磷灰石、鋯石和鈦鐵礦的分離結晶；除了巖漿分離結晶，形成維拉斯托巖體的殘余巖漿還發生了熔體-流體相互作用，展示了超分異花崗巖特征。

5.4.2 巖漿演化與錫多金屬成礦作用

Zr和Hf、Nb和Ta及Y和Ho等元素的地球化學行為一致，被稱為“孿生元素”，Zr/Hf、Nb/Ta及Y/Ho比值在一般的巖漿體系中并不發生數值的變化(Green,1995)，但當巖漿由于分異而發生性質上的明顯改變時，這些比值都將顯著變小(Bau,1996;Linnen and Keppler,2002;Deering and Bachmann,2010;Dostaletal.,2015;Ballouardetal.,2016)。因而，Zr/Hf和Nb/Ta比值可視為花崗巖漿結晶分異程度的標志(Pérez-Soba and Villaseca,2010;陳璟元和楊進輝,2015;Ballouardetal.,2016;袁順達,2017;Yuanetal.,2018b)。如Bau(1996)就提出將Zr/Hf=26作為花崗巖體系巖漿-熱液的分界，Ballouardetal.(2016)以Nb/Ta=5將花崗巖劃分為正常結晶分異成因和巖漿-熱液相互作用成因。吳福元等(2017)認為這些都可能是高分異花崗巖與超分異花崗巖的地球化學界限，只不過超分異花崗巖很可能與巖漿熱液作用關系密切。按照上述標準，北大山巖體屬于高分異花崗巖，而維拉斯托巖體屬于超分異花崗巖(圖15a,b)。Irber (1999)以1.0和1.1的TE1,3值為界限，認為TE1,3值小于1.0的巖石不存在稀土元素四分組效應，TE1,3值大于1.1的巖石顯示了明顯的稀土四分組效應。北大山巖體的TE1,3值介于1.02～1.08之間，維拉斯托巖體的TE1,3值介于1.48～1.61之間(表2)，指示維拉斯托巖體存在明顯的稀土四分組效應，而北大山巖體僅有輕微的稀土四分組效應。從北大山巖體到維拉斯托巖體，巖石的稀土四分組效應明顯增強(圖15c,d)，Y/Ho比值降低(圖15d)。通常認為，巖漿發生高度分離結晶后，熔體中出現大量的流體，而熔體與流體的相互作用，將改變巖漿中稀土元素的地球化學行為，從而使它們呈現四分組效應(Bau,1996;Irber,1999;Moneckeetal.,2002)。趙振華等(1992)系統討論了中國華南稀有金屬花崗巖的稀土元素四分組效應，認為花崗質熔體的高度分離結晶和與富含F和Cl的揮發分流體的相互作用是形成稀土四分組效應的重要控制因素。巖漿的分離結晶作用只能導致Y/Ho比值發生小的變化，通常在24～34之間，但熔體-流體的相互作用可以顯著改變Y/Ho比值。在圖15d中，北大山巖體的Y/Ho比值基本落在24～34區域，但維拉斯托巖體的Y/Ho比值明顯降低，表明北大山巖體僅經歷了分離結晶作用，而維拉斯托巖體除了分離結晶，還發生了顯著的熔體-流體相互作用。

圖15 花崗巖演化程度判別圖Fig.15 Discrimination diagrams for evolution degree of granites

除了維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床，大興安嶺南段還發育眾多的錫多金屬礦床。我們收集了該區典型錫多金屬礦床成礦巖體地球化學數據，并計算了相關參數。白音查干東山超大型Sn-Ag-Pb-Zn-Cu-Sb礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于6.6～6.9之間，Zr/Hf比值介于20.6～22.0之間，TE1,3值介于1.08～1.10之間(李睿華,2019)，巖體的分異程度較高，接近超分異花崗巖，顯示了相對明顯的稀土四分組效應。黃崗超大型Sn-Fe-W礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于4.6～9.1之間，Zr/Hf比值介于20.2～27.8之間，TE1,3值介于1.02～1.13之間(Zhouetal.,2012)，巖體的總體分異程度亦較高，顯示了相對明顯的稀土四分組效應。大井大型Sn-Zn-Cu-Pb-Ag礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于10.1～10.7之間，Zr/Hf比值介于31.6～32.3之間，TE1,3值介于0.99～1.00之間(Liuetal.,2001)，巖體的分異程度相對較低，不顯示稀土四分組效應。道倫達壩中型Cu-W-Sn礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于8.3～11.7之間，Zr/Hf比值介于17.5～27.1之間，TE1,3值介于1.19～1.37之間(陳公正,2018)，巖體的分異程度相對較高，顯示了明顯的稀土四分組效應。毛登-小孤山中型Sn-Zn-Cu礦床成礦花崗斑巖的Nb/Ta比值介于12.3～14.7之間，Zr/Hf比值介于29.1～31.8之間，TE1,3值介于0.97～1.06之間(李睿華,2019)，巖體的分異程度較低，且稀土四分組效應不明顯。東山灣小型Sn-W-Mo-Cu礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于6.8～10.7之間，Zr/Hf比值介于15.9～24.2之間，TE1,3值介于0.86～1.12之間(Zengetal.,2015;Zhangetal.,2017)，巖體的分異程度相對較高，總體上，巖體的稀土四分組效應不明顯。寶蓋溝小型Sn礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于3.1～11.1之間，Zr/Hf比值介于27.8～30.3之間，TE1,3值介于0.99～1.02之間(Mietal.,2020)，巖體的分異程度相對較低，稀土四分組效應不明顯。查木罕小型W-Mo-Be礦床成礦巖體的Nb/Ta比值介于5.9～14.1之間，Zr/Hf比值介于13.5 ～27.5之間，TE1,3值介于1.08～1.21之間(Zhangetal.,2019)，總體上，巖體的分異程度較高，且顯示了明顯的稀土四分組效應。本文和前人的研究結果表明，大興安嶺南段錫多金屬礦床的成礦巖體均為分異型花崗巖，巖漿演化程度和熔體-流體相互作用是導致大興安嶺南段錫多金屬礦床不同礦種組合的控制因素。稀有金屬-錫多金屬礦床為超分異花崗巖，具有明顯的稀土元素四分組效應；Sn-W組合礦床的巖體分異程度亦較高，顯示較明顯的稀土元素四分組效應；獨立的Sn礦床巖體的分異程度明顯低于稀有金屬-錫多金屬組合和Sn-W組合礦床，且通常不顯示稀土四分組效應；Cu-Sn-Pb-Zn-Ag礦床的成礦巖體分異程度最低，不顯示稀土四分組效應，如：大井礦床、毛登-小孤山礦床。

5.4.3 維拉斯托礦床成因類型和成礦模式

關于維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床的成因類型，尚有不同認識，多數研究者認為維拉斯托稀有金屬-錫多金屬礦床屬于斑巖-熱液脈復合型成礦系統(劉翼飛等,2014;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wangetal.,2017)；但亦有部分研究者認為屬于巖漿-熱液型錫多金屬礦床(祝新友等,2016)。礦床成因爭議的根本原因是對礦區隱伏的花崗質巖株巖石類型的不同認識和對巖體中鈉長石形成機制的理解。劉翼飛等(2014)、Liuetal.(2016)、翟德高等(2016)和Wangetal.(2017)認為該巖株的巖石類型為石英斑巖，而祝新友等(2016)將該隱伏巖株厘定為細粒斑狀堿長花崗巖；多數研究者認為巖體中的鈉長石是熱液成因的鈉長石化所致(Liuetal.,2016;劉瑞麟等,2018b)，部分研究者認為鈉長石是巖漿結晶產物(祝新友等,2016)。維拉斯托巖體頂部巖石發育似斑狀結構，向下逐漸變為中粒花崗巖，因此維拉斯托巖體不是石英斑巖。巖體頂部斑狀花崗巖的斑晶主要為石英、鉀長石、鈉長石，斑晶粒度差別極大；基質為細粒結構，主要礦物為鈉長石、天河石、石英、黃玉、鋰云母和螢石。石英斑晶邊緣含大量細粒半自形鈉長石、他形鉀長石，它們沿石英結晶面生長，構成一圈或多圈環帶，形成明顯的“雪球結構”。“雪球結構”是黃玉-鋰云母-鈉長石花崗巖中一種特有結構，是巖漿作用所致，即在富F、Na、Al的花崗質巖漿結晶初期，由于高成核密度和低生長速率而形成了大量的鈉長石晶核(也可能同時形成了少量石英晶核)，隨著巖漿的演化，體系逐漸轉變為適合于鈉長石、石英和鉀長石同時生長，在H2O含量較高的條件下，石英的生長速率高于鈉長石，相對快速生長的石英晶體在向外生長的過程中逐漸包容了鈉長石晶體，最終形成了按斑晶晶面排列的“雪球結構”(Pollard,1989;Kempeetal.,1999;朱金初等,2002)。Kovalenko and Kovalenko (1976)和朱金初等(2002)認為稀有金屬花崗巖的成礦作用發生在結晶分異的過程中，極高的分異程度造成高場強元素在殘余熔體中高度富集，最終達到飽和并發生礦化。綜上所述，維拉斯托巖體不是石英斑巖，而是超分異的Li-F花崗巖；鈉長石主要形成于巖漿階段；維拉斯托礦床不是斑巖成礦系統，而是與超分異花崗巖有關的巖漿-熱液成礦系統。其成礦模式如圖16。

圖16 維拉斯托稀有金屬-錫多金屬成礦系統的成礦模式Fig.16 Ore deposit model of the Weilasituo rare metal-tin-polymetallic metallogenic system

早白堊世期間，大興安嶺南段處于伸展環境，導致巖石圈減薄、軟流圈上涌，幔源巖漿以底侵方式進入下地殼，觸發了新元古代期間增生的來自虧損地幔的新生下地殼的熔融，形成了早白堊世I型花崗巖質巖漿。巖漿上侵過程中發生分異，形成了不同演化程度的雜巖體。花崗質熔體的高度分離結晶和與富含F和Cl的揮發分流體的相互作用可以使稀有金屬元素在巖漿階段富集成礦(趙振華等,1992;Yuanetal.,2019)。其成礦過程為：富氟富稀有金屬元素的巖漿先通過結晶分異作用，結晶出石英、鈉長石、鉀長石和云母等造巖礦物，導致殘余熔體逐漸富集不相容元素和揮發分；當稀有金屬成礦元素和揮發分富集到一定程度后，黃玉開始晶出，導致熔體中的氟含量明顯降低，從而使稀有金屬礦物(如鈮鐵礦、鉭鐵礦等)開始沉淀成礦(Cuneyetal.,1992)，形成維拉斯托巖體頂部的蝕變花崗巖型Sn-Zn(-Rb-Nb-Ta)礦體。隨著體系中晶體相所占比例的逐漸增多，導致熔體中的水含量在一定時間達到飽和，進而獨立的流體相出溶，進入巖漿-熱液過渡階段，該階段因含有大量的揮發分，發生隱爆，在隱爆角礫巖筒中發育廣泛云英巖化，形成以含鋰白云母和鋰云母為主的富云母云英巖，出溶流體中還含有較多的Rb和Be，導致維拉斯托隱爆角礫巖型Sn-Zn-Li(-Rb-Be)礦體的形成。當巖漿體系的溫度下降至固相線時，熔體相消失，此時體系中只存在固體相和流體相，成礦系統進入熱液成礦階段，高溫成礦流體運移到斷裂-裂隙系統，形成受斷裂構造控制的石英脈型錫多金屬礦體；成礦流體的溫度繼續降低，演化到中溫階段，形成了少量的鉬多金屬礦體(圖16)。

6 結論

(1)維拉斯托地區的北大山巖體和維拉斯托巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為140Ma和137～138Ma，兩者為同一期巖漿活動不同演化階段的產物。

(2)北大山巖體和維拉斯托巖體都經歷了鉀長石、斜長石、黑云母、獨居石、榍石、褐簾石、磷灰石、鋯石和鈦鐵礦的分離結晶；除了巖漿分離結晶，維拉斯托巖體還發生了熔體-流體相互作用，表現出明顯的稀土元素四分組效應。

(3)花崗質巖漿的高程度分離結晶和熔體-流體相互作用是形成維拉斯托超分異花崗巖的重要控制因素，并發生稀有金屬-錫多金屬成礦作用。

(4)北大山巖體和維拉斯托巖體的巖漿源區為起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質，巖體形成于伸展環境。

致謝野外工作得到了內蒙古維拉斯托礦業有限公司各級領導的大力支持；內蒙古自治區地質調查院的章培春、李雪嬌、趙靜、閆潔、張婷婷和魏雅玲參加了部分野外工作；兩位審稿人和終審主編認真審閱了本文并提出了詳細的修改意見，這些意見和建議使本文整體質量得到很大的提升。在此一并致以誠摯的感謝。