內蒙古趙井溝鉭鈮礦床成礦作用探討
——來自天河石化、鈉長石化花崗巖年代學、巖石地球化學的證據*

李雪 王可勇 孫國勝** 孫九達 劉根驛 張紀田 韓雷 王廣偉

1. 吉林大學地球科學學院，長春 1300612. 遼寧省地質礦產調查院有限責任公司，沈陽 110032

鈮(Nb)、鉭(Ta)是地殼產出的稀有金屬元素，由于具有優良物理和化學性質，而被廣泛應用于傳統基礎工業以及高新科技產業，乃至原子能、核武器等國防軍工尖端技術。國內的鈮鉭礦床主要集中在廣東、湖南、江西、福建等華南地區，其次零星分布在新疆北部、內蒙古中部及攀西地區(劉春明, 2018; 王盤喜和包民偉, 2015; 張景平和王海崗, 2013; 張隨安等, 2017)。雖然我國鈮鉭金屬礦床星羅云布，但是多為共伴生礦床，且存在鈮鉭礦體結構復雜，礦石嵌布粒度細而分散、選冶難度大、回收率低等問題(李勝虎, 2015; 李志丹等, 2017; 時皓等, 2016; 王盤喜和包民偉, 2015)，國內鈮鉭自給產量不足，鈮進口對外依存度達95%以上，鉭進口對外依存度達84%。因此，“十三五”期間我國把找礦的重點放在了具有國家戰略意義的“三稀”元素等礦種上(劉春明, 2018; 王盤喜和包民偉, 2015)。內蒙古趙井溝鈮鉭多金屬礦床，其鈮鉭氧化物儲量達到工業開采標準，且鉭氧化物儲量>50%，為一大型鈮鉭礦床。前人已經對研究區復雜的構造演化歷史進行了詳細的分析和研究。聶鳳軍等(2013)對含礦侵入雜巖體中的堿性花崗巖類進行系統的U-Pb年代學研究，推測趙井溝含礦侵入雜巖體是海西期富鈉、鋁、鈮、鉭和銣的中酸性巖漿強烈分異的結果；李志丹等(2017, 2019)對趙井溝鈮鉭礦主要成礦礦物獨居石和黑云母分別進行了U-Pb和40Ar/39Ar年齡測定，結合其成礦動力學背景，認為趙井溝鈮鉭礦為燕山期板內伸展體制下構造巖漿活動的產物；高允等(2017)對礦床中白云母進行40Ar/39Ar同位素年齡測定，討論并認為該區在燕山晚期存在一次重要的稀有金屬成礦作用；張超等(2019)對趙井溝鉀長花崗巖進行鋯石U-Pb定年，指示巖漿侵位于早白堊世。吳歡歡(2020)對趙井溝礦化巖脈和周邊的虎頭山巖體進行鋯石U-Pb定年，認為兩者的巖漿來源是同一期次。對于該礦床的研究大多限于礦床的地質特征、成礦時代及巖漿作用等(柴華和武景龍, 2013; 黃從俊等, 2013; 李志丹等, 2017; 聶鳳軍等, 2013; 辛杰等, 2016)，且成礦時代存在爭議，而對巖漿源區具體性質及巖漿作用與成礦作用二者之間的內在聯系，尚缺少詳盡的討論。本文在前人工作基礎上，以和成礦密切相關的天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖為研究對象，通過對其巖石學、地球化學、LA-ICP-MS U-Pb年代學和Lu-Hf同位素特征進行研究，探討了趙井溝鉭鈮多金屬礦床成巖、成礦年代、巖漿源區屬性、構造背景以及成巖成礦機制，對該類礦產的找礦勘探提供理論依據及基礎資料。

1 區域及礦區地質概況

趙井溝鉭鈮多金屬礦床在區域構造上位于華北克拉通北緣隆起帶(內蒙古地軸)西部，陰山斷隆大青山北翼(柴華和武景龍等, 2013; 高允等, 2017; 黃從俊等, 2013; 李志丹等, 2017; 聶鳳軍等, 2013; 辛杰等, 2016)。該礦床地理位置位于內蒙古自治區呼和浩特市武川縣哈樂鎮，成礦區帶屬于濱太平洋成礦域、華北陸塊北緣東段成礦帶(圖1)。區內主要出露有中上太古界烏拉山(巖)群(Ar2wl)，該群為一套受混合巖化作用，變質程度達角閃巖相的高級區域變質巖。與下伏興和巖群、集寧巖群為斷層接觸；上與古元古界二道凹群呈角度不整合覆蓋，烏拉山(巖)群為本區主要的金賦礦層位(鄭翻身等，2005 )；古元古界二道凹群(Pt1er)，該群為一套片巖、大理巖、變質礫巖及變粒巖、石英巖等中、低級區域變質巖組合， 巖性組合特征分為兩個巖性組，第一巖組以片巖、片麻巖為主，第二巖組為大理巖，二者之間多為斷層接觸。在該套地層內發現多處金礦(化)點和金礦床，規模較大，品位較高(金巍等, 1991)，反映出該套地層的含礦性，其成礦類型主要為熱液型，與后期韌脆性構造及熱液活動關系密切；中元古界馬家店群(Pt2mj)千枚巖、板巖、變質砂巖和大理巖；上石炭統栓馬樁組(C2sh)黑灰色片理化輕變質礫巖、雜色輕變質長石砂巖，被華力西期石英閃長質及花崗質巖體侵入；下白堊統李三溝組(K1ls)砂礫巖夾泥巖；下白堊統固陽組(K1g)砂礫巖以及第四系(Qh)沖洪積物(圖1、圖2a)。

圖1 內蒙古烏拉山-大青山一帶地質礦產簡圖(據聶鳳軍等, 2013; 李志丹等, 2019)1-太古代變質巖；2-元古代變質火山-沉積巖；3-中生代地層；4-太古代巖漿巖；5-元古代巖漿巖；6-早古生代巖漿巖；7-晚古生代變質巖；8-中生代巖漿巖；9-第四系；10-斷裂；11-金礦床(點)；12-鉭鈮礦床(點)；13-國界線；14-城市(縣城)深大斷裂：①-烏拉特前旗-呼和浩特斷裂；②-察右中旗-固陽斷裂；③-土默特左旗-固陽斷裂.鉭鈮礦床(點)：(1)-趙井溝鉭鈮礦床；(2)-潘家溝鉭鈮礦點.金礦床(點)：(1)-東伙房金礦床；(2)-牌樓金礦點；(3)-鹿場金礦床；(4)-摩天嶺金礦床；(5)-哈拉沁金礦點；(6)-卯獨慶金礦床；(7)-新地溝金礦床；(8)-大汗青金礦點Fig.1 Simplified geological map of the Wulashan-Daqingshan region, Inner Mongolia (after Nie et al., 2013; Li et al., 2019)

圖2 內蒙古趙井溝鉭鈮礦區域(a)及礦區地質圖(b)(據李志丹等, 2019; 張超等, 2019)Fig.2 Regional (a) and mining area (b) geological maps of Zhaojinggou Ta-Nb deposit, Inner Mongolia (after Li et al., 2019; Zhang et al., 2019)

研究區斷裂構造十分發育，其中烏拉特前旗-呼和浩特、察右中旗-固陽和土默特左旗-固陽三條深大斷裂構成了研究區的菱形構造格架(內蒙古自治區第一地質礦產勘查開發院, 1972(1)內蒙古自治區第一地質礦產勘查開發院. 1972. 內蒙古自治區武川縣趙井溝鈮鉭多金屬礦普查地質報告. 呼和浩特: 內蒙古自治區第一地質礦產勘查開發院; 聶鳳軍等, 2013; 鄭翻身等, 2005)(圖1)。區域性深大斷裂所派生的次一級以近東西向為主的、北東和北西向韌性-韌脆性斷裂，為巖漿的上侵提供了良好的運輸通道，同時也為成礦提供了良好的生長空間。強烈的構造活動致使巖漿活動十分頻繁，侵入巖整體上由南向北有逐漸變新的趨勢，時間上呈跳躍式延續，從太古代到中生代均有出露，具有明顯的期次性和旋回性(熊煜, 2015)。太古代以大規模黑云斜長片麻巖、角閃斜長片麻巖發育為標志；元古代巖漿活動規模較小，發育較小規模的片麻狀花崗巖、閃長巖，呈帶狀分布，受構造控制明顯；古生代巖漿活動集中在晚二疊世，在研究區發育了大量的碰撞期二長花崗巖(熊煜, 2015)；中生代侏羅-白堊世巖漿活動十分強烈，構成顯生宙以來重要的巖漿活動期，以細粒鉀長花崗巖為主。

礦區的地層主要發育有中元古界渣爾泰山群、石炭系拴馬樁組和第四系(圖2b)。在礦區南部出露有東西向的渣爾泰山群，巖性以變質砂巖，千枚巖為主，還可見石英巖，灰巖；拴馬樁組出露在礦區的中部和北部，巖性有變質粉砂巖、變質粗砂巖和變質礫巖。在礦區內共發現5條脆性斷層，侵入巖的產出明顯受區域構造的控制，整體以北東向為主、局部北西向。巖漿巖主要為古元古代閃長巖、二疊紀中粗粒花崗巖和白堊紀正長花崗巖，其中白堊紀正長花崗巖分布于礦區南東部，分布面積最大。區內脈巖分布廣泛，種類較多，有石英脈、含鎢石英脈、花崗巖脈、花崗細晶巖脈、含天河石鈉長石花崗巖脈和閃長巖脈等，除中新生代地層未見脈巖出露、其它各時代地層、巖體中均有不同程度發育。研究區經歷了復雜的構造變動和巖漿活動，為該區成礦提供了良好的成礦地質條件。大青山推覆構造體系中的大青山成礦帶，沿該斷裂帶分布著大量的熱液礦，形成了一系列金和稀有金屬為主的礦床，除了趙井溝鉭鈮多金屬礦床外，在其周圍還分布有潘家溝、虎頭山鈮鉭礦點，卯獨慶，東伙房，摩天嶺，鹿場等金礦床(柴華和武景龍, 2013; 高允等, 2017; 聶鳳軍等, 2013)(圖1)。另外在區域上，研究區北西方向150km處白云鄂博礦床，是我國目前發現的最大的REE-Nb-Fe礦床。該地區的地質背景和成礦條件等前人已經進行了詳細的研究(劉志剛, 2000; 趙存祥, 1994; 鐘長汀等, 2005)，均顯示出巨大的成礦潛力和良好的找礦前景。

2 樣品描述

研究樣品采集自含天河石鈉長花崗巖體，該巖體是主要含鈮鉭礦化體，沿北北東向侵入栓馬莊組地層的斷裂構造中，為一比較規則的脈狀體，地表出露總長100～150m，寬25～45m。根據巖石礦物組分及不同的蝕變類型，將該含礦巖體劃分為鈉長石化花崗巖、天河石化(鈉長石化)花崗巖，各類型礦化巖脈的巖石，呈現過渡漸變關系，之間無明顯的分帶現象，局部可見有天河石鈉長偉晶巖，由于粒度顯著差異與其它巖石之間時而見有清晰的界線。

天河石化花崗巖新鮮面顏色為淺綠-淺褐色，中-粗粒花崗結構，塊狀構造(圖3a)。巖石由石英(35%～40%)、天河石(25%～30%)、斜長石(20%～25%)、鈉長石(5%～10%)和副礦物(<5%)組成(圖3b, c)。石英粒徑在0.3～0.6mm之間，他形粒狀結構，波狀消光；天河石粒徑在0.3～0.5mm之間，發育典型的格子狀雙晶；斜長石粒徑在0.2～0.5mm之間，呈自形-半自形板狀，聚片雙晶發育；鈉長石粒徑相對較小，0.1～0.3mm；副礦物可見磁鐵礦、磷灰石和鋯石等。

圖3 內蒙古趙井溝鉭鈮礦床樣品手標本及顯微照片(a-c)天河石化花崗巖；(d-f)鈉長石化花崗巖.Amz-天河石；Ab-鈉長石；Pl-斜長石；Qz-石英Fig.3 Sample photographs and microphotographs in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit, Inner Mongolia(a-c) amazonitization granite; (d-f) albitization granite. Amz-amazonite; Ab-albite; Pl-plagioclase; Qz-quartz

鈉長石化花崗巖新鮮面顏色為淡黃色-白色，中-細粒花崗結構，塊狀構造(圖3d)。巖石由石英(35%～40%)、鈉長石(30%～35%)、斜長石(25%～30%)和副礦物(<5%)組成(圖3e, f)。石英粒徑在0.2～0.5mm之間，粒狀結構，波狀消光；鈉長石粒徑在0.2～0.3mm之間，呈板狀體到長柱體，鈉長雙晶發育不明顯；斜長石粒徑在0.2～0.3mm之間，呈自形-半自形板狀，發育明顯的聚片雙晶；副礦物可見磁鐵礦、鋯石等。交代結構在巖石中發育，在石英顆粒內部及其周圍可見有數粒半自形-他形鈉長石，鈉長石還交代了早期形成的斜長石。含鈮、鉭的主要礦物為鈮鉭鐵礦，次為鉭錫石，此外尚有細晶石。鈮鉭鐵礦呈板狀、長條狀、粒狀和不規則粒狀，主要以長條狀形態為主，其次是不規則粒狀。鈮鉭鐵礦嵌布形式以被石英、鈉長石等礦物包裹為主，也有分布在這些礦物顆粒之間的，粒徑主要集中在0.05～0.08mm之間，本次工作鈮鉭鐵礦粒度偏小，可能與樣品均采自地表有關，向礦體的深部，礦物的粒級有增大的可能。

3 樣品測試

測年鋯石通過常規重力和磁選方法分選，并在雙目鏡下挑選晶型較好的鋯石顆粒和標樣，同時置于無色透明的環氧樹脂中制成靶，固化后拋光至鋯石中心部位暴露出來；選擇晶形良好的鋯石在英國 Gatan 公司生產的 Mono CL4+陰極發光裝置系統上進行陰極發光(CL)照相，CL照相在廊坊市宇能(宇恒)礦巖技術服務有限公司完成；鋯石LA-ICP-MS測年分析在北京燕都中實測試技術有限公司完成，分析儀器為美國New Wave公司生產的193nm激光剝蝕進樣系統(UP 193SS)和美國AGILENT科技有限公司生產的Aglient7500a型四級桿等離子體質譜儀聯合構成的激光等離子質譜儀(LA-ICP-MS)。實驗中激光器工作頻率為10Hz，測試點的束斑直徑為30μm，預剝蝕時間為5s，剝蝕時間為45s，載氣流采用高純度He氣剝蝕物質(流速為0.88L/min)，以標準鋯石91500為外標進行同位素比值校正,標準鋯石TEMORA和Qinghu為監控盲樣。年齡計算采用國際標準程序Isoplot，鋯石U-Pb同位素比值由ICP-MS測定，比值采用Glitter程序。鋯石元素含量以國際標樣NIST610為外標，Si為內部標準計算，NIST612和NIST614為監控盲樣。單個數據點誤差全為1σ，加權平均值誤差為2σ，平均年齡值選用206Pb/238U年齡進行計算。

本研究主要采用隨機抽樣的方法，選取寧夏回族自治區N縣鄉村初中作為研究場域，共抽取210位教師作為研究對象。調查共發放210份問卷，最后統計回收問卷180份，回收率為85.7%，其中有效問卷155份，有效率為86.1%，符合統計處理的有效性原則。

主量、微量元素分析在吉林大學實驗測試中心完成。選擇新鮮巖石樣品用瑪瑙研缽碎至200目以下，將樣品熔制成玻璃餅，采用XRF-1500X線熒光光譜儀進行主量元素測定，分析精度高于1%；稱取40mg樣品置于Teflon罐中，然后加入HF和HNO3對其充分溶解，用體積分數為l%的HNO3稀釋后，通過Finnigan-MAT公司生產的雙聚焦電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)ELEMENT測定微量和稀土元素，分析精度高于5%。

鋯石Hf同位素分析在北京燕都中實測試技術有限公司完成。所用分析儀器型號為Neptun ePlus；原位微區Hf同位素測試是利用Neptune型多接收等離子體質譜儀和Geolas Pro型激光剝蝕系統聯用的方法完成。測試豎斑直徑為32μm，激光剝蝕的樣品氣溶膠由氦氣作為載氣輸送到質譜儀中進行測試，為了調節和提高儀器靈敏度，氣路中間引入了氬氣和少量氮氣。所有測試位置與U-Pb定年點位相同或靠近。采用GJ1和Plesovice國際標準鋯石作為參考物質，每分析10個樣品測點分析一次鋯石標準GJ-1作為監控，本次實驗GJ-1的測試精準度為0.282030±40(2SE)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年代學

趙井溝鉭鈮多金屬礦區的天河石化花崗巖(圖4a)和鈉長石化花崗巖(圖4c)樣品的鋯石在陰極發光圖像中顏色為暗棕色，自形程度從自形至他形均可見到，大多數鋯石顆粒呈短柱狀，部分晶棱、晶錐不夠完整和顯著的鋯石顆粒，而呈次圓狀及不規則的粒狀。鋯石顆粒長寬比為1:1～1:3，前者粒徑約為80～120μm，后者粒徑約為160～240μm，兩者鋯石多數具有模糊不清的環帶，部分鋯石甚至無環帶，也有鋯石發育有明顯的巖漿震蕩生長環帶。天河石化花崗巖鋯石中放射性元素Th含量為636.5×10-6～1912×10-6，均值為1267×10-6(表1)；U含量為2885×10-6～7675×10-6，均值為4689×10-6，Th/U比值介于0.11～0.47之間，均值為0.30；鈉長石化花崗巖鋯石中放射性元素Th含量為261.6×10-6～1418×10-6，均值為544.1×10-6；U含量為1647×10-6～3358×10-6，均值為2346×10-6，含量都較高，Th/U比值介于0.11～0.58之間，均值為0.25；兩者鋯石Th/U比值均處于0.1～1的范圍內，Th、U含量極高，且含有普通Pb，以上特征反映鋯石主要為熱液成因(雷瑋琰等, 2013)，偶見巖漿結晶鋯石。天河石化花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年數據(表1)顯示，206Pb/238U加權平均年齡介于110～116Ma之間，在鋯石U-Pb測年諧和圖中(圖4b)，樣品測年數據點基本都位于諧和線上，諧和性較好，1粒巖漿鋯石的年齡是116±2Ma，6粒熱液鋯石加權平均年齡為112.8±2.2Ma(MSWD=2.3，n=6)。鈉長石化花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年數據(表1)顯示，206Pb/238U表面年齡介于115～123Ma之間，在鋯石U-Pb測年諧和圖中(圖4d)，樣品點集中分布，均位于諧和線上或其附近，諧和性較好，206Pb/238U加權平均年齡為118.9±1.8Ma(MSWD=1.19，n=13)。對比鋯石CL圖像及測年數據結果發現，相對來說，具有清晰或者是模糊不清環帶的鋯石總是比無環帶的鋯石年齡更老。鋯石U-Pb數據顯示，熱液鋯石與巖漿鋯石的年齡沒有太大的區別，說明熱液鋯石是在巖漿演化最后的熔體-流體相互作用階段形成的。綜上認為，趙井溝鉭鈮多金屬礦區的天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖巖漿上升侵位和成礦熱液流體活動均是發生在早白堊世。

圖4 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖鋯石CL圖像(a、c)與U-Pb諧和年齡圖(b、d)Fig.4 CL images of zircons (a, c) and U-Pb concrodia diagrams (b, d) for zircons from amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit

表1 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖與鈉長石化花崗巖鋯石U-Pb同位素分析結果

4.2 地球化學特征

本文對采自趙井溝鉭鈮多金屬礦區的天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖進行了主量元素和微量元素的測試分析。分析結果(表2)顯示：天河石化花崗巖具高的SiO2含量(73.69%～74.53%，平均值為74.20%)，含量差異較小。全堿K2O+Na2O(9.94%～10.21%，平均值為10.11%)含量較高，且鈉含量略高于鉀含量(K2O/Na2O值為0.67～0.72，<1)，表明巖石具有富硅、富堿的特征。Al2O3的含量較高(14.23%～14.60%，平均值為14.43%)，鋁飽和指數A/CNK(Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))介于0.99～1.01之間，均小于1.10。巖石具有較低的MgO(0.04%～0.05%)、CaO(0.03%～0.04%)、FeOT(0.53%～0.61%)、TiO2(0.01%)、P2O5(0.01%)。里特曼指數(σ)均值為3.28，小于3.30，屬于鈣堿性巖系。相比之下，鈉長石化花崗巖(表2)具有相對來說更高的硅含量(74.69%～75.60%，平均值為75.06%)。全堿K2O+Na2O(9.71%～9.91%，平均值為9.83%)含量較高，鈉含量高于鉀含量(K2O/Na2O值為0.56～0.59，<1)，以上特征仍表明該巖石富硅和堿。Al2O3的含量較高(13.93%～14.16%，平均值為14.08%)，鋁飽和指數A/CNK介于0.99～1.00之間，均小于1.1。巖石同樣具有較低的MgO(0.04%～0.05%)、CaO(0.04%～0.05%)、FeOT(0.45%～0.53%)、TiO2(0.01%)和P2O5(0.02%)含量。里特曼指數(σ)均值為3.01，同樣屬于鈣堿性巖系。以上特征表明趙井溝天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖均具有富硅、堿(以鈉為主)和鋁，貧鎂、鈣、鐵、鈦和磷的特征。

兩種巖石共計12個樣品投點分布比較集中。在SiO2-(K2O+Na2O)侵入巖分類圖解(TAS)(圖5)中，所有樣品投點均落在花崗巖區域；在A/CNK-A/NK判別圖解(圖6a)中，可以看到樣品投點集中在準鋁質-弱過鋁質巖石區域。在SiO2-K2O圖解(圖6b)上，樣品投點落入高鉀鈣堿性巖系列范圍。天河石化花崗巖分異指數(DI)平均值為98.54，鈉長石化花崗巖(DI)平均值為98.78，高于世界花崗巖分異指數(DI)83.93，說明趙井溝鉭鈮礦花崗質巖漿演化徹底(劉春明, 2018)。

圖5 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖SiO2-(Na2O+K2O)圖解(據Middlemost, 1994)Ir-Irvine分界線，上方為堿性，下方為亞堿性Fig.5 Diagram of SiO2 vs. (Na2O+K2O) for amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (after Middlemost, 1994)Ir-Irvine, the dividing line is alkaline above and subalkaline below

圖6 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖A/CNK-A/NK(a,據Maniar and Piccoli, 1989)和SiO2-K2O(b,據Rickwood, 1989)圖解Fig.6 Diagrams of A/CNK vs. A/NK (a, after Maniar and Piccoli, 1989) and SiO2 vs. K2O (b, after Rickwood, 1989) for amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit

天河石化花崗巖樣品稀土元素總量(∑REE)介于28.06×10-6～53.14×10-6之間，均值為39.32×10-6，含量較低且變化范圍不大(表2)。總體表現為輕稀土(18.26×10-6～40.60×10-6)富集，重稀土(8.87×10-6～20.12×10-6)虧損，(La/Yb)N值介于在0.69～1.87之間，輕、重稀土分餾(LREE/HREE=1.64～4.58)不明顯。在球粒隕石標準化稀土元素配分曲線上(圖7a)，具有明顯“V”字形銪負異常(δEu=0.02～0.12)，δCe為1.10～3.59，大于1，具有鈰正異常。鈉長石化花崗巖樣品稀土元素總量(∑REE)介于28.41×10-6～94.72×10-6之間，均值為71.72×10-6(表2)，略高于天河石化花崗巖稀土元素總量。同樣顯示出輕稀土(15.58×10-6～61.32×10-6)富集，重稀土(11.10×10-6～33.40×10-6)虧損，(La/Yb)N值介于在0.16～1.98之間，輕、重稀土分餾(LREE/HREE=1.21～2.78)不明顯。稀土配分曲線樣式相近，總體表現為輕稀土和重稀土相對于中稀土的富集，且呈現出似M型的“四分組效應”。δEu=0.02～0.10， 小于1， 從球粒隕石標準化稀土元素曲線中可以看出(圖7a)，具有強烈的銪負異常，δCe為1.16～1.89，大于1，具有鈰正異常。銪負異常，暗示巖漿演化早期具有斜長石分離結晶或者源區殘留有斜長石(晁溫馨等, 2017)。鈰正異常，表明成巖過程中具有較強的氧化環境或對源區高Ce含量的繼承(Sunetal., 2019)。

表2 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖地球化學分析結果(主量元素：wt%；微量和稀土元素：×10-6)

圖7 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖球粒隕石標準化稀土元素分布型式圖(a)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.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b) of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

內蒙古趙井溝多金屬礦床，富含鈮、鉭、銣等多種稀有元素(孫艷, 2013)。在微量元素蛛網圖(圖7b)中可以看出，天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖均富集Rb、Th、U、Nb、Ta、Hf；強烈虧損大離子親石元素(LILE)Ba、Sr和高場強元素(HFSE)P、Ti，以上地球化學數據顯示了典型的地殼特征(吳歡歡, 2020)。Sr虧損表明巖漿可能經歷過長石的分離結晶，Ti與P的虧損表明可能發生過磷灰石和鈦鐵礦的分離結晶(魯顯松等, 2019; 喬建峰, 2018)。天河石化花崗巖Nb、Ta原始地幔標準化值NbN=142.4～191.3、TaN=601.2～758.5；鈉長石化花崗巖Nb、Ta原始地幔標準化值NbN=114.8～142.5、TaN=702.4～835.6；Nb、Ta均顯著富集，為高Nb-Ta富堿花崗巖。天河石化花崗巖Nb2O5+Ta2O5含量在0.035%～0.047%之間，鈉長石化花崗巖Nb2O5+Ta2O5含量在0.030%～0.037%之間，已經達到了中國鈮鉭礦的0.020%的工業品位。天河石化花崗巖基性相容組分Co(0.12×10-6～0.17×10-6)、Ni(0.88×10-6～1.20×10-6)、Cr(2.22×10-6～2.83×10-6)和鈉長石化花崗巖基性相容組分Co(0.24×10-6～0.31×10-6)、Ni(1.19×10-6～1.45×10-6)、Cr(2.83×10-6～3.47×10-6)含量都比較低。

4.3 Lu-Hf同位素特征

鋯石具有穩定的化學性質，很高的Hf同位素封閉溫度，即使經歷了麻粒巖相等高級變質作用也能很好地保留初始Hf同位素組成，因此鋯石中的Lu-Hf同位素非常適合于巖石成因研究。本文在鋯石U-Pb測年的基礎上，參照CL圖像，對天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖鋯石進行了微區Lu-Hf同位素測試分析，分析結果如表3所示。前者176Yb/177Hf值范圍為0.077501～0.233621、176Lu/177Hf值范圍為0.002186～0.006035、176Hf/177Hf值范圍為0.282419～0.282501；后者176Yb/177Hf值范圍為0.036839～0.140813、176Lu/177Hf值范圍為0.001096～0.003356、176Hf/177Hf值范圍為0.282417～0.282464。兩者的εHf(t)值分別介于-10.91～-8.17和-10.98～-9.19之間，在εHf(t)-t圖解(圖8)上，數據點均投影在球粒隕石演化線下方區域，εHf(t)值為負值，表明巖漿源區為下地殼。εHf(t)數據部分位于1.8Ga地殼演化線上方，表明有少量幔源組分的加入，但仍以殼源組分為主(賴小東, 2013; 吳歡歡, 2020)。fLu/Hf值分別介于-0.93～-0.82和-0.97～-0.90之間，均小于鎂鐵質下地殼fLu/Hf=-0.34值和硅鋁質地殼fLu/Hf=-0.72值(Amelinetal., 1999)，因此兩階段模式年齡更能反映源區物質在地殼中的存留年齡。天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖巖漿鋯石的兩階段模式年齡tDM2分別為1689～1867Ma、1762～1871Ma，遠大于其結晶年齡，表明該區在古元古代-中元古代時期發生過強烈的構造運動，致使下地殼發生部分熔融而形成巖漿。

表3 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖與鈉長石化花崗巖鋯石Lu-Hf同位素分析計算結果

圖8 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖εHf(t)-t圖解(據Yang et al., 2006)Fig.8 Diagram of εHf(t) vs. t of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (after Yang et al., 2006)

5 討論

5.1 成巖時代

5.2 巖漿源區

趙井溝天河石化花崗巖與鈉長石化花崗巖常量元素富硅、堿，貧Ca、Mg；微量元素富Rb、Th、U、Nb、Ta、Hf，貧Ba、Sr、P、Ti等，REE球粒隕石標準化配分曲線呈“V”字形分布，負Eu異常明顯。在花崗巖ACF(圖9a)和Ce-Rb(圖9b)圖解中，樣品點具有S型花崗巖變化趨勢。研究區兩種巖石的Nb/Ta值分別為4.12～4.57、2.84～3.01，遠低于原始地幔比值(Nb/Ta=17.5)(Jochumetal., 1997; McDonough and Sun, 1995)，相對來說，更接近大陸地殼Nb/Ta(Nb/Ta=10～14)(Taylor and McLennan, 1985)比值。巖石的Rb/Sr(82.41～315.2；90.21～113.9)比值較高，均顯示Ba的負異常，暗示其源巖應為陸殼物質(Sunetal., 2019)。固結指數(SI：0.37～0.47；0.38～0.48)遠小于幔源巖漿物質的固結指數(SI：40)(李勝虎, 2015)，同樣表明了趙井溝鉭鈮稀有金屬花崗巖的成巖成礦物質主要來源于地殼。

圖9 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖ACF圖解(a,據Nakada and Takahashi, 1979)和Ce-Rb圖解(b,據Grebennikov, 2014)Fig.9 Diagrams of ACF (a, after Nakada and Takahashi, 1979) and Ce vs. Rb (b, after Grebennikov, 2014) of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit

趙井溝天河石化花崗巖(Nb：101.5×10-6～136.4×10-6；Ta：24.65×10-6～31.10×10-6)與鈉長石化花崗巖(Nb：81.86×10-6～101.6×10-6；Ta：28.80×10-6～34.26×10-6)鈮鉭含量明顯高于地殼鈮鉭豐度(Nb：20.00×10-6；Ta：2.40×10-6)(毛朝霞等, 2016)。天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖鋯石的兩階段模式年齡tDM2分別為1689～1867Ma和1762～1871Ma，為中元古代-古元古代，該時期研究區的地層主要發育有渣爾泰山群，前人對渣爾泰山群的各組巖性進行了微量元素的分析，結果顯示劉鴻灣組中二云母石英片巖的Nb含量最高可達20.6×10-6，Ta含量最高可達5.42×10-6(趙帥, 2010)。S型花崗巖的源區通常為變沉積巖，在以實驗巖石學為基礎建立的判別源區巖性性質的(K2O+Na2O)/FeO+MgO+TiO2-K2O+Na2O+FeO+MgO+TiO2(圖10)圖解中，巖石樣品點均位于長英質泥巖區域，因此推測趙井溝鉭鈮礦的源區可能是長英質泥巖經變質作用而形成的渣爾泰山群(劉鴻灣組二云母石英片巖)。趙井溝鉭鈮礦床與其北西方向150km左右的著名的白云鄂博REE-Nb-Fe礦床，兩者在中元古代時期都是賦存在華北陸邊緣的裂陷槽內。該時期，白云鄂博REE-Nb-Fe礦床在區域上出露的地層主要為白云鄂博群和渣爾泰山群，裂陷槽發育中期，在寬溝水下隆起北側盆地形成了與海相化學沉積有關的赤鐵礦體(北礦)，寬溝水下隆起南側受同生斷裂控制的次級盆地內發生了強烈的堿性火山噴發，于1683～1692Ma形成熱水沉積的白云巖型鐵-稀土礦體(層)(邵和明和張履橋, 2001; 賴小東, 2013)。由于研究區距離白云鄂博REE-Nb-Fe礦床較近，據此推測，成礦巖漿源區有高鈮鉭等成礦物質的白云鄂博群的參與。

圖10 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖(Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2)圖解(據Patio Douce, 1999)Fig.10 Diagram of (Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2) vs. (Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2) of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (after Patio Douce, 1999)

趙振華等(2008)對鉭鈮的地球化學問題進行研究表明，高演化花崗巖，其Nb/Ta比值明顯低于球粒隕石(<10)，易形成鉭鈮礦床。趙井溝天河石化花崗巖與鈉長石化花崗巖分異指數(DI：98.29～98.70；98.61～99.02)、Rb/Sr(82.41～315.2；90.21～113.9)和Rb/Ba(109.7～242.8；28.80～35.52)的值較高，而固結指數(SI：0.37～0.47；0.38～0.48)、Nb/Ta(4.12～4.57；2.84～3.01)和Zr/Hf(5.75～6.16；7.25～7.58)的值較低，證明了其巖漿經歷了強烈的分異演化。研究區在元古代發生過地殼增生(吳福元等, 1999; Yangetal., 2006)；古生代時期，研究區受到亞洲洋殼向華北克拉通北緣多期次俯沖作用(聶鳳軍等, 2013)和中生代的板內造山作用、多期次伸展變形作用以及玄武質巖漿高位底侵(陳志廣等, 2012)的影響，使得白云鄂博群和渣爾泰山群地層發生部分熔融，產生含鉭鈮的酸性巖漿，巖漿侵入構造裂隙時經過分異演化形成不同規模的花崗巖類侵入體，這一階段鉭鈮礦化較弱，不能夠形成具有工業開采價值的礦體(聶鳳軍等, 2013; 吳歡歡, 2020)；吳歡歡(2002)認為趙井溝鉭鈮礦成礦的直接巖漿來源是虎頭山巖體的母巖漿，其巖體中似偉晶巖殼的鉭鈮含量是堿長花崗巖的2～4倍，這就說明在巖漿結晶的晚期熔體的粘度發生了明顯的降低，而影響熔體粘度的主要因素有熔體本身、壓力、溫度和揮發組分。由于趙井溝天河石化花崗巖與鈉長石化花崗巖具有較高的Si含量，并且在巖漿上升侵位的過程中，溫度和壓力是不斷降低的，均不利于降低巖漿的粘度，因此揮發組分則作為影響熔體粘度的最主要因素。隨著殘余巖漿向上繼續運移，結晶分異作用能夠使不相容的鉭和鈮、鈉質、揮發組分(Li、F元素等)和H2O含量等不斷增加。F、Li等元素和H2O含量的增加能夠降低花崗質巖漿體系的固相線溫度，延長結晶的時間(Manning, 1981)；同時，能夠降低巖漿粘稠度，提升鉭和鈮等稀有金屬元素的絡合作用(李勝虎, 2015; Thomas and Davidson, 2013; Xiongetal., 1999)；另外，F和Li等元素在巖漿分異演化的晚期可以增加體系中的非橋氧數(Horngetal., 1999)，進一步使鉭、鈮等元素的金屬陽離子在硅酸鹽熔體中的溶解度增大(Van Lichterveldeetal., 2010)；上覆圍巖所形成的封閉環境阻止了揮發組分和成礦元素的散失，為巖漿的高度分異演化提供了更有利的條件，于是在近地表的淺成環境中形成了花崗巖巖體或巖脈，含F元素的礦物(如云母等)的沉淀能夠使巖石發生鈉長石化(Pollard, 1989)，花崗巖巖體或巖脈后經以鈉長石化為主各種蝕變作用，破壞了鉭鈮絡合物，從而使鉭鈮及其它稀有元素富集成礦(柴華和武景龍, 2013)。

5.3 構造背景

華北克拉通北緣的烏拉山-大青山成礦帶，是燕山-陰山板內造山帶的重要組成部分。作為世界上最為古老的克拉通之一，華北克拉通有著復雜的地質演化歷史。華北克拉通在太古代末期經歷了克拉通化(李江海等, 2000; 劉建忠等, 1998; 錢祥麟, 1996)，以太古宙的微陸塊拼合在一起形成華北古陸(白瑾和戴鳳巖, 1994)和隨后的變質作用、殼熔花崗巖、蓋層沉積為標志(翟明國, 2011)。第一期克拉通化基本完成后，在古元古代發生了高級變質作用(劉正宏等, 2017; 翟明國, 2011)，以麻粒巖相-高級角閃巖相的結晶基底巖石和陸內裂谷盆地、裂陷槽以及伴生的斜長巖-奧長環斑花崗巖等非造山巖漿組合的發現為標志(Zhaietal., 2003; 趙太平等, 2004a, b)，最終完成了克拉通化，并形成了現今的基本構造格局(翟明國, 2011)。中元古代后，華北進入板塊的演化階段(翟明國, 2006, 2008)。古生代時期，研究區經歷了古亞洲洋的演化過程(趙越等, 2010)，古生代末，華北克拉通與蒙古島弧體沿著索倫縫合帶碰撞拼合(Wang and Mo, 1995; Yin and Nie, 1996)，其北緣由匯聚板塊邊緣轉變為板內環境(Davis, 2001)。自中生代以來，研究區形成了構造樣式十分復雜的板內造山帶，其地殼構造運動可分為印支期地殼構造變形(劉正宏, 2003a; 閻國翰等, 2000)和燕山期地殼構造變形兩期(徐仲元等, 2001; 劉江等, 2014)。印支-燕山期擠壓逆沖變形作用是由于研究區處于西伯利亞板塊向南不斷地運移的大地構造背景下形成的(王瑜, 1994)。隨著地殼在逆沖推覆擠壓作用下不斷地加厚和隆升，早白堊世末期，地殼在重力的作用下由南北向的擠壓變形體制轉變為南北向的伸展變形體制,形成呼和浩特變質核雜巖(王新社等, 2002)。南部構造帶發生由北向南的伸展變形，早白堊世的呼包盆地(呼和浩特-包頭拉伸斷陷盆地)就是該階段構造作用的結果。北部構造帶發生由南向北的伸展變形，形成了早白堊世的固陽盆地和一些大型的伸展滑覆斷層(劉正宏等, 2002)。另外，在中國東部和蒙古中東部廣泛發育的晚中生代伸展穹隆構造體制、伸展盆地和變質核雜巖(林偉等, 2013)，表明研究區的伸展作用可能也受到了中國東部伸展構造背景的影響。一些學者對研究區晚中生代的構造變形時間的限定進行了大量的年代學的分析測試，Guoetal.(2012a, b)對韌性剪切帶中不同變形程度的花崗巖進行了鋯石 U-Pb定年，提出伸展構造于148～140Ma啟動，并且獲得未發生韌性變形花崗巖的年齡為132Ma，表明在此之后主要以脆韌性變形為主；Mengetal.(2014) 對呼和浩特以北花崗巖年代學的研究中，認為140～132Ma期間大青山地區地殼由擠壓變形體制向伸展變形體制轉變；Davis and Darby (2010)在蘑菇窯子附近測得逆沖推覆構造最年輕玄武巖的40Ar/39Ar年齡為132.6±2.35Ma，暗示在此之前大青山逆沖推覆構造處于活動狀態；同時對伸展剪切帶和上部盆地中的變質核雜巖進行單礦物40Ar/39Ar定年(Davisetal., 2002; Davis and Darby, 2010)，認為127～120Ma為大青山地殼伸展階段。Wangetal.(2012)對大青山地區變質核雜巖進行鋯石U-Pb數據測試，結果顯示地殼伸展的峰值時間為130～120Ma。綜上所述，大青山地區發生強烈的拉張伸展作用的時間大致為130Ma之后。本次工作測定的天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖的巖漿和熱液鋯石U-Pb年齡略滯后于前人所厘定的地殼伸展時間，說明地殼發生伸展作用是巖漿的侵入活動開始的主要原因。

趙井溝鉭鈮礦床成礦年齡(鈉長石化花崗巖中熱液鋯石加權平均年齡為118.9±1.8Ma；天河石化花崗巖巖漿鋯石年齡為116±2Ma，熱液鋯石加權平均年齡結果為112.8±2.2Ma)為早白堊世末期。高分異的花崗巖雖然受到了后期巖漿-熱液的改造，但兩種巖石10000Ga/Al比值介于4.27～5.80之間，均高于A型花崗巖質巖石的下限值2.6，與非造山板內伸展的構造環境相吻合。在Rb-(Y+Nb)(圖11a)和Ta-Yb(圖11b)構造環境判別圖解中，本次研究的所有樣品點均落入板內環境中，這與中生代時期研究區遠離各大板塊邊緣，具有板內變形的特征相符合(杜菊民等, 2009)；在R1-R2圖解(圖12)中，所有樣品點集中分布在非造山的花崗巖區域，符合研究區的花崗巖形成于非造山的板內拉張伸展的構造環境。

圖11 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖Rb-(Y+Nb)(a)和Ta-Yb(b)圖解(據Pearce et al., 1984)Fig.11 Diagrams of Rb vs. (Y+Nb) (a) and Ta vs. Yb (b) of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (after Pearce et al., 1984)

圖12 趙井溝鉭鈮礦床天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖R1-R2圖解(據Batchelor and Bowden, 1985)Fig.12 Diagram of R1 vs. R2 of amazonitization granite and albitization granite in the Zhaojinggou Ta-Nb deposit (after Batchelor and Bowden, 1985)

5.4 成礦作用

有關稀有金屬鉭鈮元素的富集機制及其礦床的成因一直以來存在著較大的爭議，概括起來可分為巖漿結晶分異學說(Raimbaultetal., 1995; Kovalenkoetal., 1995; Zhuetal., 2001)、熱液交代作用學說(Beusetal., 1962; Kempeetal., 1999)和混合成因學說(王汾連等, 2012; Sheardetal., 2012)。聶鳳軍等(2013)認為趙井溝鈮鉭礦床是伸展構造背景下與海西期構造巖漿活動相關的富鈉質鈣-堿性巖漿經多階段結晶分異作用而形成的，為過鋁質花崗巖型稀有金屬礦床；柴華和武景龍(2013)認為趙井溝鈮鉭礦體是由殼源巖漿直接分異演化，后經各種蝕變作用而形成的；黃從俊等(2013)認為趙井溝賦礦圍巖和燕山期高鉀鈣堿性I型含礦花崗巖漿為礦床提供了基本的成礦物質基礎，從地層、巖漿巖和構造多方面將其成因類型歸結為中低溫巖漿熱液脈型鈮鉭礦床；李志丹等(2019)對趙井溝鈮鉭礦的主要成礦礦物獨居石和造巖礦物黑云母分別進行U-Pb和40Ar/39Ar定年，認為趙井溝鈮鉭礦未受到晚期熱液的影響，為燕山期構造-巖漿活動的產物；吳歡歡(2020)對趙井溝巖脈和虎頭山巖體進行研究，結果認為其具有同源巖漿，且趙井溝鈮鉭礦床的富集與成礦主要發生在巖漿階段，同時受巖漿期后熱液的作用發生了進一步蝕變和礦化。Weietal.(2020)認為趙井溝礦床中的鈮鐵礦是由高度演化的過鋁質花崗巖漿結晶而成，鈮鐵礦中鉭的富集歸因于巖漿-熱液過渡階段富鉭富氟硅酸鹽熔體對鈮鐵礦的置換。

趙井溝鉭鈮礦含礦巖石地球化學特征既表現出巖漿結晶分異的特征，同時又具有熱液交代的證據。據Mn、Nb和Ta等礦物特殊的性質，趙井溝地區似偉晶巖殼-含天河石鈉長花崗巖-天河石化花崗偉晶巖，鈮鉭鐵礦的Mn/(Mn+Fe)比值和Ta/(Ta+Nb)比值是逐漸升高的(吳歡歡, 2020)，表明鈮鉭礦化符合巖漿結晶分異演化；天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖稀土元素都呈現出似M型的“四分組效應”，說明巖漿上升侵位時或侵位后遭受過熱液流體的作用(趙振華等, 1992)；大量數據顯示與流體相互作用的花崗巖樣品的鈮鉭比值小于5，因此將鈮鉭比值接近5作為過鋁質花崗巖巖漿-熱液轉變的標志(Ballouardetal., 2016)。天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖Nb/Ta值分別介于4.12～4.57、2.84～3.01之間，反映該礦化巖體經歷了巖漿-熱液的轉換階段。

趙井溝鉭鈮礦礦區內發育鈉長石化花崗巖、天河石化花崗巖及天河石化偉晶巖；礦化呈浸染狀和條帶狀分布在礦化巖體內，并構成囊狀、透鏡狀、脈狀和似層狀礦體，并未觀察到巖體和礦體之間有明顯的界限。礦化巖體均存在不同程度的蝕變，蝕變作用主要為鈉長石化和天河石化。其中鈉長石化作用較強烈，分布范圍較廣，多呈帶狀、面狀；天河石化多呈帶狀，形成含天河石鈉長花崗巖或天河石化花崗偉晶巖。

根據上述趙井溝鈮鉭礦野外地質特征及巖石地球化學特征，推測其成礦作用如下。在早白堊世晚期，地殼在重力的作用下由南北向的擠壓變形體制轉變為南北向的伸展變形體制，研究區伸展地殼較薄，地幔上涌導致玄武質巖漿高位底侵，使中元古代富含鈮鉭的渣爾泰山群和白云鄂博群部分熔融，由于其中的灰巖等海相地層富含Li、F、Cl、H2O等，因此巖漿中揮發組分含量較高。巖漿中富含揮發分降低了巖漿的粘度，使巖漿發生多階段結晶分異作用。由于受在巖漿中的空間位置、溫度和壓力等多因素影響，巖漿中揮發組分呈不均一分布，導致巖漿結晶時間的不一致性。礦區內結晶較早的為虎頭山堿長花崗巖(126±1Ma)(吳歡歡, 2020)；在局部揮發組分較高的區域，由于溫度的降低，形成固液混合狀態，即早期結晶的礦物-熔體-汽水熱液共存狀態，并發生了巖漿自交代作用—鈉長石化，形成鈉長石化花崗巖(118.9±1.8Ma)，伴隨有鈮鉭礦化。由于鈉長石化改變了流體的成分，進而使鈮鉭等礦物在鈉長石化之處沉淀析出(王汾連等, 2012)，因此鈉長石化的強弱與Nb、Ta元素的富集呈正比例關系，所以鈉長石化可作為尋找鈮鉭等稀有金屬礦床的可靠的直接標志；在巖漿演化的晚期階段，富含Nb、Ta和Rb的熱液在局部進一步富集，并發生了第二次巖漿自交代作用—天河石化，形成條帶狀天河石化花崗巖及天河石化偉晶巖(112.8±2.2Ma)。天河石化可作為鈮鉭等稀有金屬礦床的重要找礦標志(柴華和武景龍, 2013; 黃從俊等, 2013)。天河石化花崗巖、鈉長石化花崗巖的Rb2O平均含量分別為0.14%和0.06%，已達到Rb2O邊界品位；且天河石化花崗巖(Rb：614.0×10-6～665.0×10-6)比鈉長石化花崗巖(Rb：258.0×10-6～295.0×10-6)的Rb含量明顯的高，其對應的(Nb+Ta)含量遵循正比例的變化規律。綜上，較高的Rb含量其本身一方面可作為銣礦進行綜合利用，另一方面也可以指示巖體 Nb、Ta的含礦潛力。

綜上，在燕山晚期板內伸展的構造背景下，地殼減壓及玄武質巖漿的高位底侵渣爾泰山群、白云鄂博群部分熔融而形成的富含鈮鉭巖漿，巖漿在F、Cl等揮發組分的作用下發生結晶分異作用使鈮、鉭等成礦物質初步富集，并在巖漿晚期先后發生了以鈉長石化、天河石化為代表的兩期自交代作用及Nb、Ta的礦化作用下而形成趙井溝鉭鈮多金屬稀有礦床，該礦床為巖漿結晶分異-熱液自交代作用混合成因。

6 結論

(1)對天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖的巖漿鋯石、熱液鋯石進行U-Pb定年結果顯示，鈉長石化花崗巖中熱液鋯石加權平均年齡為118.9±1.8Ma；天河石化花崗巖巖漿鋯石年齡為116±2Ma，熱液鋯石加權平均年齡結果為112.8±2.2Ma；熱液鋯石年齡略晚于巖漿鋯石，說明熱液鋯石是在巖漿演化最后的熔體-流體相互作用階段中結晶的，巖漿上升侵位和熱液流體活動均是發生在燕山晚期(早白堊世晚期)。

(2)巖石地球化學特征顯示巖石富硅、堿(以鈉為主)和鋁，貧鎂、鈣、鐵、鈦和磷，微量元素均富集Rb、Th、U、Nb、Ta、Hf；強烈虧損大離子親石元素(LILE)Ba、Sr和高場強元素(HFSE)P、Ti，相對富集輕稀土元素，虧損重稀土元素，且具有強烈的Eu負異常的特征，為S型花崗巖。稀土元素呈現似M型“四分組”效應，Nb/Ta小于5，礦化巖體中發育以鈉長石化、天河石化為主的蝕變，表明礦化巖體經歷了巖漿-熱液的轉換階段，并發生了以鈉長石化、天河石化蝕變為代表的巖漿自交代作用。

(3)趙井溝天河石化花崗巖和鈉長石化花崗巖tDM2分別介于1689～1867Ma和1762～1871Ma之間，暗示富含Nb、Ta的中元古代渣爾泰山群、白云鄂博群為其巖漿源巖或提供了成礦物質。

(4)趙井溝鉭鈮多金屬稀有礦床是在燕山晚期伸展的構造背景下，玄武質巖漿高位底侵富鈮鉭地殼造成減壓部分熔融而形成巖漿，巖漿在F、Cl等揮發組分的作用下發生結晶分異作用使鈮、鉭等成礦物質初步富集，并在巖漿晚期氣熱溶液自交代作用進一步富集成礦，礦床為巖漿結晶分異-熱液自交代作用混合成因。

致謝感謝北京燕都中實測試技術有限公司、廊坊市宇能(宇恒)礦巖技術服務有限公司和吉林大學自然資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室在測試過程中提供的幫助。感謝內蒙古地質調查研究院在野外地質調查與采樣過程中提供的支持。感謝匿名審稿專家和本刊編輯對本文提出的建設性建議。