中亞造山帶天河石花崗巖及相關銣礦床的主要特征與研究進展*

吳昌志 賈力 雷如雄 陳博洋 豐志杰 鳳永剛 智俊 白世恒

1. 長安大學地球科學與資源學院，西安 710054

2. 南京大學地球科學與工程學院，南京 210023

Rb受關注和利用程度遠不如Li、Be、Nb、Ta等稀有金屬。人們最先發現Rb的重要性質，是因為它們是“長眼睛”的金屬——具有優異的光電性能(Norton, 1973)。此外，Rb(以及Cs)還具有輻射頻率長時穩定性和電子敏感等性能，在原子鐘、磁流體發電機、熱離子轉換發電、離子推進火箭、激光轉換電能裝置等高科技領域發揮了越來越重要的作用(Konsolakisetal., 2001; Amano and Tanaka, 2005; 李靜萍和許世紅，2005；Balasubramanianetal., 2008; Haideretal., 2012; Durojaiyeetal., 2015; 譚彥妮和劉詠，2015)。由于Rb的地殼豐度約為Cs的30倍，因而Rb的產品開發應用較Cs更有資源優勢。2018年5月，美國內務部將Rb列為35種關鍵礦產資源之一；2019年7月，日本政府出臺了《稀有金屬保障戰略》，將Rb等31個礦種作為優先考慮的戰略礦產；中國地質調查局 “戰略性新興產業礦產調查”工作中也把Rb作為41個礦種之一，列為今后必須高度重視的關鍵礦產(毛景文等，2019；王登紅，2019)。由此可見，Rb是重要的“關鍵金屬”礦產資源，是未來各國資源爭奪的焦點之一。

銣主要賦存于花崗(偉晶)巖(65%)、光鹵石和鹽類礦床(25%)中 (孫艷等，2019)。國外花崗偉晶巖型Rb2O儲量約17萬t，主要分布于津巴布韋(10萬t，約占58%)、納米比亞(5萬t，約占29%)和加拿大(1.2萬t，約占7%)等少數幾個國家(U.S. Geological Survey，2019)。目前我國探明Rb2O地質儲量約為18.4萬t，基礎儲量約31.1萬t，查明資源量約195.8萬t，其中硬巖型Rb2O約190.4萬t，占全國Rb2O資源量的97%(孫艷等，2013，2019)。近年來，隨著我國對關鍵礦產資源調查與研究的重視(王登紅等, 2013, 2016)，除華南原有稀有金屬成礦帶外，又有多個超大型Rb礦(廣東龍川天堂山，17.5萬t，賈宏翔等，2016; 內蒙古石灰窯，3.7萬t，Zhouetal., 2016; 內蒙古趙井溝，3.9萬t，李志丹等，2019；甘肅國寶山，28.1萬t；新疆張寶山，6.7萬t，李通國等，2018)被發現。

雖然我國花崗巖和偉晶巖型Rb資源總量大，但已探明的Rb礦床主要為花崗巖型，儲量大、品位低、且主要賦存于天河石和鐵鋰云母之中，而偉晶巖型雖然品位較高，但儲量小，且多與Li、Be、Nb、Ta等其它稀有金屬共(伴)生，選冶難度大、工業利用困難(邵厥年和陶維屏，2010；孫艷等，2019)。

Rb礦資源的戰略意義重大，我國Rb礦資源總量雖大，但主要為低品位、難以加工利用的花崗巖型Rb礦。因此，如何尋找以鐵鋰云母和銫沸石等為主要礦石礦物的高品位、易加工的花崗巖型和偉晶型富Rb礦床，以及如何高效利用我國已有的品位低、儲量大但以天河石為主要礦石礦物的Rb礦資源，是當前面臨的兩大重要問題。只有深入研究富Rb花崗巖和相關偉晶巖的形成演化過程以及元素分異演化規律，才可能進一步揭示花崗巖(偉晶巖)型Rb礦形成的動力學背景、成礦規律以及Rb的賦存狀態，為進一步尋找高品位、易利用的Rb等稀有金屬資源提供有效的理論依據。

1 花崗(偉晶)巖型銣礦床的主要研究進展

1.1 花崗(偉晶)巖中Rb的賦存狀態

在自然界的獨立礦物極其稀少，僅見有幾種: (1)銣微斜長石(rubicline, RbAlSi3O8) ; (2)富Rb硼酸鹽-拉曼石(ramanite-(Rb), RbB5O8·4H2O); (3)銣云母-沃羅申石(voloshinite, Rb(Li, Al1.5□0.5) [Al0.5Si3.5O10]F2)(趙振華等，2020)。目前銣每年工業消耗量很少(ca. 2000kg)，其主要從花崗偉晶巖中獲得，是鋰云母和銫榴石的Li、Cs提取過程中副產品(U.S. Geological Survey, 2021)。

除此以外，與富Rb花崗巖相伴生的花崗偉晶巖則往往產出更富Rb且易選冶的富Rb礦物，如鋰云母、銫沸石等。富Rb偉晶巖是Li、Be、Rb、Cs、Nb、Ta、Zr、Hf、W、Sn等關鍵金屬的主要成礦類型(Linnenetal., 2012; London, 2016)。前人研究表明，LCT型偉晶巖中往往產出富Rb礦物(如鋰云母、微斜長石、銫沸石等)(Teertstraetal.，1998, 1999；London，2008；Linnenetal.，2012；孫艷等，2019)。例如，加拿大曼尼托巴省的Tanco偉晶巖含有高達28900×10-6Rb(Stillingetal.，2006)。在我國四川甲基卡、河南盧氏、新疆可可托海等富集Li、Be、Nb、Ta、Cs的花崗偉晶巖型礦床中，也常常伴有Rb礦化，這些偉晶巖中鋰云母為主要富Rb礦物(孫艷等，2019)。Rb由于極強的不相容性而傾向于在花崗質熔體中逐步富集，并在偉晶巖巖漿演化晚期以類質同象形式進入微斜長石、鋰云母等礦物的晶格中。此外，含銫沸石的LCT型偉晶巖中往往可以產出極為富Rb的微斜長石(rubicline，銣長石，Rb2O含量可達26.2%)，其形成與銫沸石遭受低溫交代有關(Teertstraetal.，1998, 1999)。

1.2 花崗巖型銣礦床的巖相分帶與元素分異機制

花崗質巖漿的淺部侵位和分異演化過程會導致富揮發分的流體相從熔體相飽和出溶(Hedenquist and Lowenstern,1994; Halteretal., 2005; Heinrich, 2007)，這一點已通過共生流體/熔體包裹體、火山玻璃和實驗巖石學等的相關研究得到證實(Zajaczetal., 2008; Huberetal., 2012; Neukampfetal., 2019；Ivesonetal., 2019)。

在花崗質巖漿結晶分異過程中，F、Cl和Br等鹵族元素屬于揮發性元素，因此更易出現在流體相中(Villemant and Boudon, 1999；Wu and Kogaetal., 2018)。F、Cl和Br等鹵族元素主要分布于螢石、榍石、磷灰石和黃玉等副礦物中，在黑云母、白云母和角閃石中也有較高的含量(Markl and Piazolo, 1998；F?rsteretal., 1999; Frostetal., 2001; Frindtetal., 2004; Zhangetal., 2012)。一般來說，F和Cl優先進入磷灰石而不是黑云母，黑云母通常比白云母含有更多的F和Cl(Zhangetal., 2012)；同樣，黑云母比角閃石更傾向于富集F，但不同巖石樣品中，黑云母和角閃石之間的Cl分布變化較大；白云母中Br含量低于全反射X-螢光檢出限(0.4×10-6)，但黑云母中Br含量可達0.8×10-6，磷灰石和角閃石中Br含量可達2.5×10-6(Teiberetal., 2014)。由于F-的離子半徑(1.33?)相對較小，它很容易取代造巖礦物中的OH-離子(1.32～1.37?；Shannon，1976)，因此在巖漿分異過程中僅表現出中度的不相容性(Pyle and Mather, 2009)。相比之下，更大離子半徑的Cl-(1.81?)和Br-(1.95?)在巖漿分異過程中表現出更強的不相容性，因而兩者更傾向于聚集于富揮發分的殘余巖漿中(Bureauetal., 2000; Bureau and Métrich, 2003)。因此，在巖漿演化和流體分異過程中，F在高溫時更傾向于賦存在共存的熔體中，導致F與另兩個鹵素(Cl和Br)的強烈分異(Bureauetal., 2000; Websteretal., 2009)。

在富氟花崗巖漿演化的晚期，F、Cl和H2O等揮發分的大量富集，通常在巖石的頂部或晚期巖相發生強烈熱液蝕變(云英巖化)，并伴生稀有金屬礦化(Reyfetal., 2000；朱金初等，2002；Dostaletal., 2004; Lietal., 2017)。對Davis Lake pluton(Nova Scotia, Canada)的研究(Dostal and Chatterjee, 1995, 2000; Dostaletal., 2004)表明，稀有金屬在晚期巖漿中的富集是分離結晶和流體搬運共同作用的結果。F的參與可使殘余巖漿發生充分的分異作用，導致殘余巖漿中的Nb/Ta、Zr/Hf和Y/Ho比值顯著降低(Linnen, 1998; Dostal and Chatterjee, 2000；Zaraiskyetal., 2009; Guetal., 2011; Wuetal., 2011a; Ballouardetal., 2016)、稀土“四分組”效應增強(趙振華等，1999；Moneckeetal., 2002；Guetal., 2011; Wuetal., 2011a, 2019; Chenetal., 2018; 陳偉等，2018；Yinetal., 2019)和Sn-W等稀有金屬礦化(Halteretal., 1998a, b；張德會等，2004；李建康等，2008；趙博等，2015；Wuetal., 2017, 2018a, b; Anderssonetal., 2019)。

花崗質巖漿的高度分異造成殘余巖漿中K和Rb等大離子親石元素的逐步富集，而F、Cl、H2O等揮發分的存在，則降低了殘余巖漿的固相線，使得殘余巖漿演化時間延長。F與高場強元素(Ta、Nb、Zr、Hf及HREE)的絡合作用，延遲了它們在花崗質巖漿中的晶出時間并向晚期的殘余巖漿聚集(Ballouardetal., 2016)。實驗巖石學結果表明，Rb的流體/熔體分配系數與熔體成分和溫度沒有明顯的相關性，非氯化溶液與熔體平衡時的Rb/Sr比值隨壓力增加而增加，而氯化物溶液中的Rb/Sr比值與壓力無關，隨液體鹽度的升高而降低(Borchertetal., 2010)。花崗質巖漿的結晶分異作用導致Rb在殘余巖漿中富集，當晚期的富鉀礦物(鉀長石和白云母)結晶時，Rb替代這些礦物中的K，出現富Rb鉀長石(天河石)和富Rb白云母，形成富Rb花崗巖。因此，富Rb花崗巖的源區特征、巖漿分異演化過程以及富F流體是Rb等稀有金屬富集成礦的關健因素。

1.3 富銣花崗偉晶巖的成因類型

眾多研究顯示，NYF型或者LCT-NYF混合類型的偉晶巖分布遠不如LCT型偉晶巖廣泛(Linnenetal.，2012；London, 2018)。然而，也有研究顯示NYF型或者混合類型偉晶巖也可以含有較高的Rb2O含量(Martinetal.，2008；Fengetal.，2017)。Martinetal.(2008)報道了馬達加斯加Anjanabonoina過渡類型偉晶巖中天河石Rb2O含量為0.3%～0.5%，并認為天河石的出現是NYF型偉晶巖的重要標志之一。陜西丹鳳資峪溝一帶的富Rb偉晶巖中微斜長石(非天河石)、白云母及黑云母的平均Rb2O含量分別為0.15%、0.28%以及0.30%，這一地區的偉晶巖富集HREE、含有NYF型偉晶巖的特征礦物褐釔鈮礦，而且石榴石富Y和HREE，指示其可能為混合型偉晶巖(Fengetal.，2017)。目前，對于混合類型偉晶巖的成因以及Rb礦化過程仍不清楚，對于混合源區的性質理解較為模糊，需要進一步研究。

天河石花崗巖類主要由以下三大類型：白崗巖、鈣堿性淡色花崗巖和堿性花崗巖。白崗巖與高分異的S型花崗巖相當，通常與晶洞偉晶巖、富Be-Ta(貧Li)等稀有金屬偉晶巖、含Sn-W-Mo-Bi-Be云英巖、含Sn-Nb鈉長石化云英巖有密切的成因聯系。鈣堿性淡色花崗巖與高分異I型花崗巖相當，可伴生少量Sn-Tl-B礦化，極少數巖體可含少量Rb-Cs-W。堿性花崗巖與A型花崗巖其分異產物相當，巖體中心或其接觸帶常伴生Nb-Y-REE-Zr等稀有金屬礦化。相關稀有金屬礦化可產于與之相關的花崗巖、細晶巖、偉晶巖、長英質脈體、次火山巖(翁崗巖)及交代蝕變巖中，除少數深成大巖體外，這類花崗巖的侵位深度通常較淺，部分巖體侵位深度甚至小于1km(Ostrooumov, 2015)。

2 中亞造山帶天河石花崗巖與相關稀有金屬礦床

Ostrooumov (2015)統計了全球50余處天河石花崗巖，其中近半數產于中亞造山帶內。中亞造山帶是全球陸殼增生規模最大的多期次的增生型造山帶之一，以顯著的顯生宙劇烈地殼增生和再造作用為特征(圖1; Xiaoetal., 2015)。中亞造山帶由眾多前寒武紀微陸塊、古島弧、洋島、增生雜巖、蛇綠巖帶和被動陸緣由北向南逐漸拼貼而成(Jahn, 2004)，其地殼增生類型主要為以下兩類：1)古老地殼的殘留與再造(Kr?neretal., 2017)；2)以A型花崗巖類及其火山巖類似物為代表的顯生宙新生地殼物質(Jahnetal., 2000; Zhangetal., 2017c)。中亞造山代顯生宙新生地殼物質的增長量一度被認為超過現今地殼物質的50vol%(eng?retal., 1993)。即便剔除近年來逐漸被識別出來的一些古老微陸塊(Huetal., 2000; Heetal., 2015, 2018)，保守的估算模型也認為其顯生宙的地殼物質增生也接近20vol% (Kr?neretal., 2017)。大量地殼增生和古老陸殼再造為造山后花崗巖的形成演化及相關稀有金屬礦床的成礦積累了雄厚的物質基礎(吳昌志等，2006；Seltmannetal., 2010; Tkachev, 2011; Ostrooumov, 2015)。

圖1 中亞造山帶主要構造單元(據Xiao et al., 2015)與富銣花崗巖(礦床)分布(據Ostrooumov, 2015)略圖Fig.1 Geological units (modified after Xiao et al., 2015) and distribution of amazonite granitic plutons or deposits (modified after Ostrooumov, 2015), Central Asian Orogenic belt

中亞造山帶天河石花崗巖及相關稀有金屬礦床非常發育，如中亞造山帶西段哈薩克斯坦的鈮鉭礦化Maikul巖體(Ostrooumov, 2015)，吉爾吉斯斯坦的Uchkoshkon錫礦(Solomovichetal., 2012)，蒙古西北部的Achitnur 錫鎢礦，中亞造山帶西段俄羅斯東西伯利亞的Etykinskoe超大型Ta-Nb-Sn-Rb礦床以及蒙古東段的多個高Rb富氟花崗(偉晶)巖有關的Li-Rb-Ta-Nb礦床(Seltmannetal., 2010)。除此以外，中亞造山帶不同部位還發育多個世界級富Rb花崗(偉晶)巖型Ta礦床(如Orlovsk Ta-Rb-Li礦床，370Mt @0.0129% Ta2O5, @0.12% Rb2O, @0.269% Li2O, Dolgopolovaetal., 2004; Pogranichnoe-Voznesenskoe Li-Be-Rb-Cs礦床，300Mt @0.45% Li2O, @0.26% Rb2O, @0.02% Cs2O, @0.075% BeO; Krymsky and Belyatsky, 2003)。

與之對應的是，中國境內的中亞造山帶自西向東也發育了多個大型-超大型富Rb花崗(偉晶)巖型Rb-Ta-Nb等稀有金屬礦床，如新疆境內阿勒泰附近的將軍山(方正)大型Rb礦(任剛等，2015(1)任剛, 任林, 鄒振林. 2015. 新疆阿勒泰市方正銣礦預查報告；吳家林，2018)和哈密地區的張寶山超大型Rb礦、甘肅境內的國寶山超大型Rb礦、內蒙境內的石灰窯超大型Rb礦(孫艷等，2015；Zhouetal., 2016)和趙井溝超大型Nb-Ta-Rb礦(李志丹等，2019)和維拉斯托大型Sn-Li-Rb多金屬礦床(Yangetal., 2019; 周振華等，2019)。

2.1 中亞造山帶西段典型天河石花崗(偉晶)巖及相關稀有金屬礦床

2.1.1 南烏拉爾Il’menskie 天河石偉晶巖型銣礦

南烏拉爾地區的巖石單元主要由變質巖和古生代火成巖組成，其中變質巖主要為石英巖、片巖和斜長角閃巖，而火成巖主要為云霞正長巖和花崗巖類，含少量基性和超基性巖類。區內偉晶巖脈巖在成分、結構和形成時代上顯示出多樣性。偉晶巖成分由早期的花崗質向正長質，再由正長質向花崗質演化。前人研究表明，幾乎所有偉晶巖都產于角閃巖相變質過程，僅天河石偉晶巖形成的晚階段溫度可能與區域副變片麻巖形成相似(相當于綠片巖相)，且這些天河石偉晶巖多發生同期云英巖化作用。

目前共有65個天河石偉晶巖礦床，主要產于Il’menskie山區東坡，環繞分布于區內的云霞正長巖體邊緣1～3km范圍內。多個天河石偉晶巖產于云霞正長巖外接觸帶的霓長巖中，而花崗片麻巖和角閃巖也常為其直接圍巖(圖2)。天河石偉晶巖脈的產出方式有較大差異，其中30個脈體發育水平分帶，13個為同心狀分帶，余下22個為側向分帶。脈體的傾向多較陡或近直立，厚度小(多數為0.5m)，延伸有限(最多15～200m)，常發育瘤狀體(4～5m)。偉晶巖的內部結構變化極大。從邊部至中心，天河石偉晶巖多呈如下分帶：粗文象非天河石帶、細文象天河石帶、核部石英帶和晶洞。天河石偉晶巖的主要礦物為石英、微斜長石(包括天河石)、鈉長石，次要礦物有黑云母、白云母、石榴子石、黃玉和磁鐵礦等，副礦物有方鉛礦、輝鉍礦、斜方輝鉛鉍礦、燒綠石、綠柱石、硅鈹石、日光榴石、錫石、鈮鉭礦、細晶石等(Ostrooumov, 2015)。

圖2 俄羅斯南烏拉爾Il’menskie天河石偉晶巖區域地質圖(據Ostrooumov, 2015)Fig.2 Regional geological map of the Il’menskie amazonitic pegmatites of the Southern Ural, Rassia (after Ostrooumov, 2015)

總體而言，Il’menskie地區的天河石偉晶巖脈多產于云霞正長巖和正長巖巖體外圍數千米內，其中的鉀長石呈鮮艷的藍綠色，少數產于堿性巖與花崗片麻巖接觸帶中偉晶巖的天河石化較弱，長石的藍綠色較淡(Ostrooumov, 2015)。

2.1.2 中天山東段國寶山天河石花崗巖型銣礦床

國寶山銣礦位于中天山地塊東部(圖1)，地理上位于我國新疆哈密市星星峽鎮西南約5km處。礦東南部出露的地層主要為星星峽群、卡瓦布拉群和天湖變質巖系，巖性主要為混合巖化片巖和片麻巖(張遵忠等，2005)；中部主要出露的地層為眼球狀花崗片麻巖和二云母片巖，區內不同時代花崗質侵入巖發育。除國寶山含礦巖體外，礦區主要侵入巖為西北部的中-粗粒花崗閃長巖和東北部的中粒斑狀黑云母二長花崗巖。

國寶山巖體總體呈北東向展布，推測其侵位受區域性北東向斷裂控制。該組斷裂總體傾向北西，傾角60°～75°，部分斷層傾向南南東。礦區內脈巖較發育，總體呈北東或北西向展布，其中基性巖脈主要為輝綠巖脈和角閃巖脈，寬2～5m，延伸30～100m；酸性巖脈包括花崗細晶巖脈、石英脈和天河石花崗偉晶巖脈。

國寶山巖體為一套中-細粒堿長花崗巖組合，呈北東-南西向舌狀巖株產出，長達10km，寬0.8～1.5km，出露面積約13km2。依據是否含有標志性礦物天河石，可將該巖體分為西段的白云母花崗巖和東段(含)天河石花崗巖；根據天河石的含量，又可將東段巖性劃分為含天河石花崗巖和天河石花崗巖。此外，國寶山巖體和圍巖接觸帶附近還可見少量天河石偉晶巖脈零星出露。在國寶山巖體東南部發現有四條規模略大的天河石花崗偉晶巖脈，寬1～3.6m，長100～280m (圖3)。

圖3 中天山國寶山銣礦床地質簡圖(a)、礦體分帶(b)與剖面圖(c)(據李通國等，2018修改)Fig.3 Simplified geological map (a), orebody zoning (b) and orebody profile (c) of the Guobaoshan deposit in the Central Tianshan Massif (modified after Li et al., 2018)

甘肅地質調查院通過地質填圖、探槽(10000m)、鉆探(62口共11000m)，對國寶山巖體各巖相的銣進行了初步評價，結果表明，國寶山巖體Rb2O資源量為28.1萬t (以Rb2O 大于0.10%計算)，平均品位0.12% Rb2O(甘肅地質調查院，2017(2)甘肅省地質調查院. 2017. 甘肅省瓜州縣國寶山銣等稀有金屬礦普查報告)。國寶山巖體中的Rb主要賦存于天河石和鐵鋰云母之中，其中天河石中的資源量約占71.13%，Rb2O平均含量為0.51%， 鐵鋰云母中的資源量約占28.09% ，Rb2O平均含量為0.81% (賴楊等, 2016; 李通國等, 2018)。通過重礦物分選和LA-ICPMS分析，本課題組獲得國寶山巖體不同巖相中鋯石、獨居石、錫石和鈮鉭礦的 U-Pb 年齡和微量元素組成，進而認為國寶山巖體的巖漿和熱液分異演化及銣礦化發生于早-中三疊世 (240～249Ma)，且持續了約10Myr(Chenetal., in review)。

2.1.3 中天山東段白石頭泉天河石花崗巖型銣礦床

白石頭泉巖體位于中天山地塊東部(圖1)，新疆哈密市星星峽鎮北東約30km處，與國寶山銣礦相距約35km。白石頭泉巖體露頭面積約7km2，沿山崗呈NE向展布，其南部被第四紀沉積物覆蓋(顧連興等，1994，2003)。沿山坡而上，可在巖體中分出5個漸變的相帶(圖4)，即淡色花崗巖(a帶)、含天河石花崗巖(b帶)、天河石花崗巖(c帶)、含黃玉天河石花崗巖(d帶)和黃玉鈉長石花崗巖(e帶)。在a帶和 c帶中局部產有天河石偉晶巖囊狀體。此外，c帶局部發育含綠柱石偉晶巖脈和囊狀體，目前已被當地居民采盡(顧連興等，2007)。

圖4 中天山白石頭泉巖體地質簡圖(據顧連興等，2007修改)Fig.4 Simplified geological map the Baishitouquan pluton(modified after Gu et al., 2007)

淡色花崗巖(a帶)呈灰白色，中-細粒結構，塊狀構造，無明顯蝕變與礦化現象，是白石頭泉花崗巖體的主體組成部分，其礦物組成主要為鈉長石(22%～36%)、鉀長石(25%～35%)、石英(28%～35%)和鐵鋰云母(3%～5%)。含天河石花崗巖(b帶)呈灰白色，中細粒結構，塊狀構造，與下部淡色花崗巖的主要區別在于天河石的出現。隨著天河石含量不斷增多，巖性逐漸從含天河石花崗巖過渡到了天河石花崗巖(c帶)。天河石花崗巖呈藍綠色，斑狀構造，斑晶為石英(25%～30%)、天河石(20%～35%)、鐵鋰云母(2%～5%)和鈉長石(30%～35%)。含黃玉天河石花崗巖(d帶)呈藍綠色，斑狀構造，以特征礦物黃玉(1%～5%)斑晶的出現為標志。黃玉鈉長花崗巖(e帶)位于巖體頂部，厚度約為0.5～2m，與下部d帶呈快速過渡關系，而與上覆石英閃長巖以及巖體北部的黑云母二長花崗巖呈侵入接觸關系。新鮮的黃玉鈉長花崗巖呈灰白色，其風化面因來自上覆英云閃長巖的鐵質帶入而呈淺棕色，斑狀結構，塊狀構造。斑晶為黃玉 (10%～20%)和石英(15%～30%)，基質主要為糖粒狀鈉長石(45%～60%)、白色云母(5%～10%)和鉀長石(10%～15% ，包括天河石)。此帶中石英顆粒通常為5～15mm，最大可達20mm，均為低溫的α-石英，柱體和內部亞顆粒發育。副礦物石榴子石、錫石和螢石填隙于晶粒之間。除此以外，白石頭泉巖體中廣泛存在的副礦物還包括鋯石、磁鐵礦、獨居石、磷釔礦、磷灰石和鈮鉭組礦物等。

甘肅地質調查院對白石泉巖體不同巖相帶進行了系統的刻槽取樣和鉆孔控制，發現淡色花崗巖Rb2O含量在 0.04%～0.08%之間，局部富集達0.1%以上；含天河石花崗巖Rb2O含量在0.06%～0.12%之間；天河石花崗巖Rb2O含量0.08%～0.20%；含黃玉天河石花崗巖Rb2O含量一般介于0.08%～0.15%。白石頭泉巖體中天河石花崗巖(c帶)和含黃玉天河石花崗巖(d帶)相帶，一般含銣在0.1%以上，具有全巖面狀礦化現象，為最主要的含礦巖相，與其相伴的天河石花崗偉晶巖脈也含銣在0.1%以上，一般呈細脈狀分布于天河石花崗巖巖中。隨后據甘肅地質調查院將白頭石泉巖體命名為張寶山銣礦床，圈定Rb2O基礎儲量67080噸，遠景Rb2O資源儲量超90萬t(甘肅省地質調查院，2017)。礦石中未發現獨立的銣礦物，銣主要以類質同象的形式存在于鐵鋰云母礦物 (0.35%～0.67% Rb2O) 和鉀長石(天河石)(0.36%～0.41% Rb2O)中。

本課題組對白石頭泉巖體各相帶中的鋯石、鈮鉭礦、錫石開展了系統的LA-ICPMS U-Pb同位素定年工作，結果表明：1)a帶的巖漿鋯石協和的年齡為250.5±1.7Ma，表明巖體侵位于早三疊世；2)c帶至e帶的熱液鋯石均發生了較強的蛻晶化作用，下交點年齡介于238～257Ma之間，可能代表著巖漿-熱液過渡階段的年齡(Zhietal., 2021)；3)5個相帶及天河石偉晶巖中的鈮鉭礦U-Pb定年結果介于240.1～251.4Ma；4)c帶、d帶和天河石偉晶巖中的錫石U-Pb定年結果介于240.7～241.8Ma之間，可代表巖漿晚期熱液活動的年齡。此外，本課題組對采自a帶的天河石偉晶巖中鐵鋰云母的Ar-Ar同位素定年結果為242.9±0.47Ma，指示偉晶巖就位和巖漿熱液活動的年齡。因此，白石泉巖體的巖漿-熱液活動時間被限定于250～240Ma發生于早-中三疊世，持續時間約10Myr。

2.2 中亞造山帶東段典型天河石花崗巖及相關稀有金屬礦床

2.2.1 外貝加爾Orlovka天河石花崗巖型 Ta-Li-Rb 礦床

Orlovka 礦床位于西伯利亞東南側的蒙古-外貝加爾造山，是Khangilay巖體礦化群之一，該巖體中發育Ta、Li、Sn和W礦床和礦點，距Spokoininskoe大型云英巖型W礦床僅8km。礦區花崗巖主要有三類，分別為黑云母花崗巖、淡色花崗巖-白崗巖以及微斜長石-鈉長石Li-F花崗巖(圖5；Beskinetal., 1994; Reyfetal., 2000; Dolgopolovaetal., 2004)。微斜長石-鈉長石Li-F花崗巖發育特征的巖相分帶，底部為斑狀石英-微斜長石-鈉長石-白云母花崗巖，含少量黃玉(約0.1%)；其上為等粒狀鈉長石-微斜長石-天河石花崗巖，含少量黃玉(約0.5%)，其中的白云母向上逐漸轉變為鐵鋰云母；最上方為中粒鈉長石-微斜長石-鐵鋰云母-白云母-天河石花崗巖，以及細粒鈉長石-鋰云母花崗巖。巖體中還發育晚期近直立的細粒鈉長石化細晶巖巖枝，并可轉變為鈉長巖、石英鋰云母巖和云英巖，它們與Li-F 花崗巖接觸帶常發育浸染狀黑鎢礦、白鎢礦和綠柱石。巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡為139.9±1.7Ma，為早白堊世巖漿活動的產物(Badaninaetal., 2010)。總體而言，Orlovka Li-F花崗巖為強過鋁、富鈉、富水、富氟而貧硅，與翁崗巖組分相似。天河石花崗巖邊部的稀有金屬含量最高(5077×10-6Li、6397×10-6Rb、313×10-6Cs、62×10-6Ta、116×10-6Nb和62×10-6W)(Badaninaetal., 2010)。

圖5 西伯利亞東南側Orlovka Ta-Nb-Rb 礦床地質簡圖(據Beskin et al., 1994)Fig.5 Simplified geological map of the Orlovka deposit area, Southeast Siberia (modified after Beskin et al., 1994)

Orlovka 礦床Ta-Li-Rb礦體主要賦存于鈉長石-微斜長石-石英(+天河石)花崗巖帶內，巖石構造和礦物組成變化較大，副礦物有鋰云母、黃玉、螢石和稀有金屬礦物。巖體富含鋰云母，為鈉長石鋰云母花崗巖，并發育顯著的鉭鈮礦化。礦體呈近水平狀產出，總體為透鏡狀至碟狀，寬250m，厚度80～100m，走向延伸1200m左右。Ta-Nb主要產于鉭鐵礦和鈮鐵礦中，少量產于燒綠石-細晶石和錫石中，呈微浸染狀(Beskinetal., 1994)。礦床估算Ta2O5儲量3990t(平均品位0.014%)，Li2O儲量76萬t(平均品位0.27%)，Rb2O儲量33.9萬t(平均品位0.12%)，并伴生一定量的Nb和Be(Beskinetal., 1994; Seltmannetal., 2010)。

2.2.2 大興安嶺南段石灰窯天河石花崗巖型Rb-Nb-Ta礦床

石灰窯銣鈮鉭稀有金屬礦床位于內蒙古自治區錫林浩特市白音錫勒牧場，在區域上位于西伯利亞板塊和華北板塊之間的天山-興蒙造山帶南段，賀根山深斷裂和西拉木倫深斷裂之間。石灰窯礦區大部分被第四系沉積物所覆蓋，出露地層較少且單一，為上二疊統林西組，主要巖性為暗黑色炭質板巖、硅質板巖夾結晶灰巖、變質砂巖(孫艷等，2015)。礦區發育不同時代巖漿巖，以燕山期侵入巖為主，為主要含礦巖體。此外，礦區內還發育少量海西期的花崗閃長巖和閃長巖(圖6a)。礦區內背斜構造發育，其軸向NE60°～70°。核部為含礦花崗巖巖體，局部可見殘留林西組板巖頂垂體，產狀平緩。西北翼為板巖、變質砂巖及結晶灰巖，巖層傾向NW，傾角58°～70°；東南翼為板巖、變質砂巖夾砂質灰巖透鏡體，傾向SE，傾角40°～60°。斷裂構造以正斷層為主，走滑斷層次之，斷層規模大小不一。正斷層一般規模較大，走向NE50°～60°，而走滑斷層規模較小，走向NW310°～330°。

圖6 大興安嶺南段石灰窯Rb-Nb-Ta礦床區域地質簡圖(a)與礦床地質簡圖(b)(據朱京占等，2013修改)Fig.6 Regional geological map (a) and mineral deposit geological map (b) of the Shihuiyao Rb-Nb-Ta deposit (modifed after Zhu et al., 2013)

前人根據區域地質調查在石灰窯共發現了6個含礦花崗巖體(Ⅰ～Ⅵ)，其分布和產出形態嚴格受NE向斷裂帶控制，并多呈巖基狀或巖株狀(圖6b；段先哲等，2006)。石灰窯含礦花崗巖巖體中普遍發育鈉長石化和云英巖化蝕變，天河石為常見礦物。據鉆孔揭示，礦體底部存在黑云母堿長花崗巖，為早-晚侏羅世侵位(160.2～162.9Ma；朱京占等，2013)，略早于礦化花崗巖(144.7～146.3Ma；孫艷等，2015)。其中Ⅴ號巖體為區域內出露面積最大的含礦巖體，Ⅱ號巖體和Ⅳ號巖體為主要銣、鈮鉭、鈹礦體的賦礦巖體，巖性主要為鈉長石化天河石花崗巖、云英巖化花崗巖、云英巖化鈉長石化花崗巖及云英巖，其中云英巖和云英巖化鈉長石化花崗巖一般分布在礦體頂部，鈉長石化花崗巖和含天河石鈉長石化花崗巖一般分布在礦體底部(孫艷等，2015)。礦體形態復雜，呈似層狀、透鏡體狀，礦體展布方向受巖體控制，其產狀與巖體產狀基本一致。除了礦體之外，花崗巖體中還發育一定規模的天河石偉晶巖脈，其邊部為韻律狀的天河石粗粒晶體帶，中心為石英天河石帶。

石灰窯礦區主要的富銣礦物為天河石及云母族礦物，另含一定量的鈮鉭礦族礦物，天河石有巨晶狀，浸染狀及細脈狀三種，其中以浸染狀為主。云母族礦物呈不規則葉片狀，個體大約 0.5～2mm。鈮鉭鐵礦顆粒細小，在1mm左右，呈浸染狀分布在礦石之中，鈮鉭鐵礦呈針狀、長錐狀，顆粒細小，自形晶體，個別針柱狀礦物周圍具放射暈，多分布于白云母裂隙及石英、鈉長石的間隙中。

內蒙古地質局109地質隊通過地質填圖、探槽(7個)、鉆孔(18個)，對石灰窯礦區的稀有金屬資源作了初步評價，初步探明銣(Rb2O)資源量3.7萬t，平均品位0.16%，遠景Rb2O資源儲量超過87萬t (孫艷等，2015)；鉭鈮(Ta, Nb)2O5資源量7176噸，平均品位為0.026% (Zhouetal., 2016)。最近，蔣少涌教授團隊通過獨居石U-Pb同位素測年定年、獨居石和全巖Nd同位素分析，獲得石灰窯礦區富銣花崗巖形成于～145Ma，獨居石和全巖的εNd(t)分別為+1.6～+2.6和+0.34～+3.4, 二階段Nd模式年齡分別為741～824Ma和648～877Ma，表明原巖是新元古代幔源巖漿和古老地殼混合形成的新生地殼部分熔融的產物；通過全巖地球化學分析，發現富銣花崗巖體具有高SiO2、Rb、Cs、Nb，低Sr、Ba、Ti、Eu、Zr/Hf、Nb/Ta的高分異花崗巖特征；并通過云母的成分分析發現，隨著巖漿分異程度升高，花崗巖中的云母由鐵葉云母和白云母向鐵鋰云母過渡，其中的Rb和F的含量也隨之增高，表明結晶分異作用在巖漿房內已經接近完成，巖漿侵位后富鹵族元素和揮發分的流體-巖石相互作用共同主導控制了Rb等稀有金屬元素的礦化(Duanetal., 2021)。

2.2.3 大興安嶺南段維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦床

維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦位于大興安嶺南段晚古生代增生造山帶，黃崗-甘珠爾廟成礦帶西側。該地區自晚古生代至中生代經歷了復雜的俯沖、碰撞造山和板內伸展作用，構造-巖漿活動強烈(Xiaoetal., 2003)。區域地層主要有古元古界寶音圖組變質巖(亦被稱為錫林郭勒雜巖)、石炭系碎屑巖-碳酸鹽巖建造、二疊系林西組和大石寨組碎屑巖以及侏羅系滿克頭鄂博組和萬寶組火山-沉積巖系。區域巖漿巖活動主要有晚石炭世和早白堊世兩期。晚石炭世侵入巖主要為鈣堿性花崗質侵入巖(劉翼飛等，2010)，巖性主要為閃長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖和黑云母花崗巖，形成時代介于298～320Ma之間(王瑾，2009；薛懷民等，2010；王新宇等，2013)。早白堊世巖漿活動主要有：1)零星出露于礦區北東的達青牧場一帶的肉紅色花崗巖株(Liuetal., 2016; 武廣等，2021)；2)以巖基產于礦區東南側北大山地區的淺灰色中細粒花崗和花崗斑巖，形成時代為140Ma左右(武廣等，2021)；3)以小巖體出露于礦區巴音高勒蘇木西部含天河石堿長花崗巖，局部含天河石偉晶巖。區域礦產主要以Sn-Li-Rb多金屬礦化為主，維拉斯托中型脈狀銅鋅礦、拜仁達壩超大型脈狀銀鉛鋅礦都賦存在相近的空間范圍(3km以內)，不同成礦元素組合的礦床自東向西依次產出(周振華等，2019)。

礦區內主要的容礦圍巖為寶音圖群黑云母斜長片麻巖、角閃斜長片麻巖(圖7a)，片麻狀結構明顯，局部出露少量石炭系石英閃長巖。礦區北東向斷裂構造發育，走向變化不大，傾向呈波狀起伏，變化較大。與成礦密切相關的巖體為天河石堿長花崗斑巖，隱伏于礦區深部，最淺處距地表約400m (圖7b)。天河石堿長花崗斑巖中可見浸染狀和細脈狀Sn-Li-Rb礦化，呈巖枝狀侵入到圍巖黑云母片麻巖和石英閃長巖中，斑晶為石英、鉀長石(部分為天河石)，鈉長石化、云英巖化普遍。天河石堿長花崗斑巖頂部附近巖相分帶明顯，自上而下分別為似偉晶巖、鈉長石化天河石堿長花崗斑巖、天河石堿長花崗巖斑巖和白云母花崗巖，礦化逐漸減弱，鋰云母、黃玉和鈉長石含量逐漸降低，巖體內局部可見流動構造(祝新友等，2016)。前人對礦區內含天河石堿長花崗斑巖開展了大量的年代學工作，測得的年齡主要分布在138～130Ma之間(Liuetal., 2016;翟德高等，2016；Yangetal., 2019；張天福等，2019；武廣等，2021)。與之對應的是，維拉斯托礦區內的脈型礦和云英巖礦化年齡其年齡區間為136～129Ma(Liuetal., 2016; Wang at al.,2017; 劉瑞麟等，2018；Gaoetal., 2019；Yangetal., 2019;周振華等，2019)，與含天河石堿長花崗斑巖成巖時代在誤差范圍內一致。

圖7 大興安嶺南段維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦床礦區地質圖(a)與剖面示意圖(b)(據Wang et al., 2017修改)Fig.7 Regional geological map of mining area (a) and geological schematic profile (b) of the Weilasituo Sn-Li-Rb deposit(modified after Wang et al., 2017)

圍巖蝕變以云英巖化、硅化和螢石化最為普遍，還發育有絹云母化、綠簾石化、葉臘石化和高嶺土化等。礦石礦物主要有錫石、閃鋅礦、鋰云母、黃銅礦、黃鐵礦和天河石，其次為黑鎢礦、方鉛礦、輝鉬礦等。礦石構造主要有塊狀、浸染狀、條帶狀和脈狀構造(Wangetal., 2017)。維拉斯托Sn-Li-Rb礦區礦體總體呈垂向分帶性，深部主要是以Sn 為主，伴生Li-Rb-Nb-Ta等成礦元素，最具有經濟價值的浸染狀和網脈狀礦體集中在天河石堿長花崗斑巖的頂部，Sn 的品位在0.30%～0.90% SnO2之間，向下進入斑巖體內部礦化變弱。中部為以Sn為主的隱爆角礫巖筒型礦體，主要的礦石礦物為錫石、鋰云母、黃銅礦和閃鋅礦。角礫巖筒上部發育大量鱗片狀鋰云母，Li、Rb 等元素含量很高，具有成為獨立大型稀有金屬礦體的潛力。淺部為以Sn-W-Zn-Cu-Mo 礦化為主的石英大脈-網脈狀礦體，主要賦存于北東向斷裂構造中，礦體沿走向上連續性好，但在傾向上分支復合，形態復雜，品位和厚度變化較大(周振華等，2019)。目前已控制錫金屬量8.98萬t，平均品位0.80%SnO2，鋅金屬量8.00萬t，平均品位0.72%，WO3金屬量1.33萬t，平均品位0.44% WO3，鉬金屬量0.03萬t，平均品位0.13%(劉瑞麟等，2018)；另外，在隱爆角礫巖中發現大量的含鋰云母，估算Li2O資源量儲量35.7萬t，平均品位1.28% LiO2，Rb2O資源儲量9.4萬t，平均品位0.34% Rb2O，斑狀細粒堿長花崗巖體的頂部還存在鈮、鉭等成礦元素(劉瑞麟等，2018)。

3 中亞造山帶天河石花崗巖時空分布與構造背景

3.1 中亞造山帶構造格架和演化

作為世界上保存完整且最典型的增生造山帶，中亞造山帶在顯生宙期間經歷了強烈的陸殼增生與改造作用，其伴隨多期次的殼幔相互作用和極為多樣的成礦過程，是全球三大成礦域之一(eng?retal., 1993; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2004, 2015; Windleyetal., 2007; 薛春紀等，2014, 2020；Gaoetal., 2018; Muhtaretal., 2021)。中亞造山帶的形成是古亞洲洋(Paleo-Asian Ocean)長期俯沖消減的產物, 因而又稱古亞洲構造域(Dobretsovetal., 1995)。中亞造山帶具有多塊體與多縫合帶鑲嵌和山-盆耦合的大地構造格局，地殼經歷了古生代地塊拼合增生過程和中新生代陸內造山過程(秦克章等, 2002)。中亞造山帶的陸塊規模小于現代大陸板塊，陸間洋盆小于現代大洋，地殼增生過程復雜多樣(肖文交等，2019)。古地理、古構造和沉積學以及大地構造相分析表明中亞增生造山帶具有多島海復雜古地理環境(Xiaoetal., 2008; 潘桂棠等, 2016)，同時存在長條狀島鏈，在增生造山過程中發生大規模山彎構造(eng?retal., 1993; Xiaoetal., 2015, 2018)。

中亞造山帶的大型-超大型礦床總體上表現出網格狀(結狀)分布特征和聚礦帶的菱形鑲嵌狀展布規律，發育以增生造山階段的弧環境相關礦床(蛇綠巖型鉻鐵礦、斑巖銅礦、塊狀硫化物礦床)，與碰撞造山(造山型金礦)和后碰撞陸內巖石圈伸展相關的大陸環境礦床(巖漿銅鎳礦、斑巖鉬礦、熱液金礦、砂巖鈾礦等)(陳衍景，2000；Qinetal., 2002，2011；秦克章等，2002，2017；Wuetal., 2016, 2018b; 肖文交等，2019; Muhtaretal., 2021a)。研究者對于古亞洲洋的閉合時間，特別是對古亞洲洋西段的古天山洋閉合時間，目前仍存晚泥盆世、晚石炭世或三疊紀等多種觀點(秦克章等, 2003; 顧連興等, 2006; Xiaoetal., 2015, 2018；Chenetal., 2020；Muhtaretal., 2020b, c, 2021)。最近，古地磁數據以及古地理結果顯示古亞洲洋的閉合過程整體呈剪刀式由西往東穿時完成，古生物的混生也顯示了同樣的穿時性，安加拉植物群和華夏植物群的混生在中二疊世已在天山-北山地區大量出現，而在東段興蒙造山帶地區則要持續到晚二疊世才廣泛出現(Zhangetal., 2021)。

3.2 中亞造山帶西段天河石花崗巖的構造背景

中亞造山帶西段古生代巖漿活動強烈，且多與古亞洲洋的俯沖、增生和隨后的碰撞造山作用有關(吳昌志等, 2006; 周濤發等, 2010; Chenetal., 2019; Muhtaretal., 2020c)。然而近年來該區陸續發現了一系列三疊紀的花崗(偉晶)巖及相關巖漿熱液礦床。本文收集中亞造山帶西段6個含天河石花崗巖及相關稀有金屬礦床的年代學結果介于310～209Ma之間，主要集中于245Ma左右，與中亞造山帶西段稀有金屬礦化的峰期基本一致(表1；圖8)。顧連興等(2006)認為，晚石炭世以來，隨著古亞洲洋的閉合，中亞造山帶西段陸殼整體化以后又受到了特提斯構造體制的顯著影響，區內印支期巖漿活動為中亞構造體制向特提斯體制轉換的產物。三疊紀時期，北特提斯洋盆向昆侖地體強烈俯沖，并導致其中的一些微陸塊與東昆侖北側的塔里木和柴達木等地體碰撞(許志琴等，2001)。東昆侖北緣距東天山的星星峽不過600km，因此俯沖和碰撞所產生的擠壓力必然有相當一部分向北傳輸，并可能造成中亞造山帶西段的陸內擠壓、俯沖、地殼縮短和加厚(舒良樹等，2004；Greeneetal., 2005)。中-晚三疊世，隨著古特提洋殘留片向北的俯沖作用發生一系列后撤和回卷作用，在青藏高原北部形成了可可西里-松潘-甘孜弧后盆地(Dingetal., 2013)，造成其北側陸塊的局部松弛，由此引發的陸內伸展作用造成中亞造山帶內三疊紀較為廣泛的殼-幔相互作用(Leietal., 2020)及稀有金屬成礦作用。中亞造山帶和岡底斯印支期巖漿巖及相關稀有金屬礦床的產出在空間上均同古特提斯洋俯沖帶近乎平行，且時代相近(松潘-甘孜-甜水海成礦帶的稀有金屬成礦在210Ma；Xuetal., 2020)，進一步表明中亞造山帶和岡底斯造山帶的巖漿活動在三疊紀時期均受控于古特提斯洋構造域(Wuetal.,2010；Leietal., 2020)。

圖8 中亞造山帶天河石花崗巖年齡分布統計(數據及文獻據表1)Fig.8 Geochonology histogram for amazonite granitic plutons of the Central Asian Orogenic Belt (data and references from Table 1)

表1 中亞造山帶天河石花崗巖年及相關稀有金屬礦床年代學統匯總表Table 1 The compile of geochronology results of the amazonite granite and related rare metal mineralization from the Central Asian Orogenic Belt

續表1Continued Table 1

3.3 中亞造山帶東段天河石花崗巖的構造背景

中亞造山帶東段位作為古亞洲洋最終閉合場所已被學者廣泛接受，然而該地區在基底屬性、大洋消亡時間、縫合帶空間配置及陸殼生長方式等方面仍存在爭論(Wuetal., 2011b; Seltmannetal., 2014; Liuetal., 2017;秦克章等，2017; Zhouetal., 2018)。古亞洲洋構造體系的巖漿巖以早古生代、石炭紀和二疊紀分布面積最廣(張萬益等，2008；劉翼飛等，2012；王繼春，2016；朱雪峰等，2018；高征西等，2019)。礦床以斑巖型銅金鉬和巖漿型銅鎳為主。

中亞造山帶東部晚早古生代礦床呈點狀分布、時空分布不均一，主要分布在賀根山-黑河縫合帶以及華北克拉通北緣，主要為斑巖型銅金鉬。晚古生代礦床集中分布在華北克拉通北緣，而在中國東北等中間地塊較多的區域成礦較弱，主要為熱液型銀鉛鋅銅和斑巖-矽卡巖型銅鉬金礦床，成礦整體受古亞洲俯沖構造體制的控制(Wilde, 2015; Yangetal., 2015, 2016; Zhaoetal., 2018)。三疊紀巖漿熱液礦床呈面狀分布主體處于古亞洲洋碰撞后伸展背景，以發育典型的斑巖型鉬銅礦和巖漿銅鎳礦組合為特征，礦床集中分布在額爾古納-中蒙古地塊和興安地塊、大興安嶺南段、遼遠地塊及松嫩-張廣才嶺地塊的小興安嶺-張廣才嶺，但額爾古納-中蒙古地塊成礦特點與后者明顯不同，同期興安地塊大興安嶺北段幾乎沒有成礦作用，反映了蒙古弧形斷裂兩側不同構造體制(Wanetal., 2009；呂斌等，2017)。早-中侏羅世巖漿熱液礦床同樣呈面狀分布，小興安嶺和興凱地塊吉黑東部發育大量斑巖型鉬礦和矽卡巖型鉛鋅礦組合，而蒙古-鄂霍茨克造山帶最西側出現造山型金礦和南側額爾古納-中蒙古地塊出現淺成低溫熱液型銀鉛鋅礦及斑巖型銅鉬礦組合，顯示了不同的構造體制的疊加(陳志廣等，2008；郝宇杰等，2013；Huetal., 2014; 呂斌等，2017；秦克章等2017；Zhouetal., 2018)。

晚侏羅世-早白堊世中性-酸性巖漿巖在中國東北分布最為廣泛。額爾古納地塊和大興安嶺北段主要為熱液型銀鉛鋅礦床和斑巖型鉬礦床，主要受控于蒙古鄂霍茨克造山帶碰撞后伸展。小興安嶺和吉林東部主要為淺成低溫熱液型、斑巖型銅金礦，是典型的古太平洋俯沖弧的產物(Sunetal., 2012；秦克章等, 2017；李真真等，2020)。本文收集整理的中亞造山帶東段7個含天河石花崗巖及相關成礦作用年齡介于450～117Ma之間，主要集中于140Ma左右(表1；圖8)，與大興安嶺南段的巖漿熱液型銀鉛鋅鎢錫鈮鉭鋰礦床、斑巖型鉬礦和熱液型銅礦形成時代和構造背景相一致，應是蒙古鄂霍茨克造山帶碰撞后伸展和古太平洋俯沖弧后伸展背景共同疊加的作用(Yangetal., 2019; 李真真等，2019；Wuetal., 2020; Duanetal., 2021)。

4 天河石花崗巖型銣礦的研究展望

4.1 成巖成礦時代的精確限定

鋯石能較好地保持U-Pb同位素體系的封閉，是最理想的U-Pb同位素定年對象之一(Poitrassonetal., 2002)，被廣泛應用于花崗質巖漿巖的定年工作。然而，由于鋯石較早發生分離結晶，殘余巖漿或高度分異的花崗巖漿中的鋯難以達到飽和結晶出鋯石，因而這類花崗巖中的鋯石十分缺乏(吳福元等，2015)。此外，高演化花崗巖中鋯石的U、Th含量普遍較高，易發生放射性晶格損傷和后期熱事件影響而失去U-Pb同位素平衡(Geisleretal., 2007; Kusiaketal., 2009; Dengetal.，2013)。因此在對富銣花崗巖開展鋯石年代學分析的過程中，應利用顯微觀察、鋯石陰極發光和拉曼光譜等手段區分巖漿鋯石與繼承鋯石、捕獲鋯石、蛻晶化鋯石和熱液鋯石，再進行針對性的定年分析、數據處理和結果解釋(Wangetal., 2016)。

高演化花崗巖漿及相關熱液作用過程中，錫、鈮、鉭和稀土元素等通常也能發生富集并產生錫石、鈮鉭礦和獨居石等副礦物。錫石、鈮鉭礦和獨居石通常含有較多的U，且U-Pb體系封閉溫度較高，具有較強的抵抗后期熱液擾動能力(Romer and Smeds, 1994, 1996, 1997; Dengetal., 2013; Cheetal., 2015)，是限定晚期巖漿、熱液作用或相關成礦作用的年齡的重要手段，并已成功應用于多個地區的花崗巖、偉晶巖的形成時代和鈮鉭礦化時代的研究(Romer and Smeds，1994; Cheetal.，2015; Lupulescuetal.，2018; Yanetal.，2018)。因此，在無法獲得可靠的鋯石結晶年齡的前提下，可以利用新興的鈮鉭鐵礦、錫石、獨居石、磷釔礦和石榴石等礦物U-Pb同位素定年方法獲取富銣花崗巖或偉晶巖的形成時代(Zhangetal., 2017a,b)。

此外，由于富銣花崗巖和相關銣礦床中的礦石礦物主要為鋰云母和天河石等富銣礦物，因此選擇白云母(包括鐵鋰云母和鋰云母)進行Ar-Ar定年，選擇富銣天河石、鐵鋰云母等富銣礦物開展Rb-Sr等時線定年(放射性成因Sr/普通Sr比值極高，易于獲得精確的Rb-Sr等時線年齡)，進而可以更加直接地限定銣等稀有金屬的成礦年齡。

4.2 巖漿演化與流體分異過程

天河石花崗巖因常與稀有金屬成礦密切相關而受到廣泛關注(Manning, 1981; Pichavantetal., 1988; Webster and Holloway, 1990；朱金初等，1993; Raimbault and Burnol, 1998; Reyfetal., 2000; Guetal., 2011; Solomovichetal., 2012)。關于這類花崗巖的成因目前主要有巖漿結晶和熱液交代兩種觀點。目前，多數人認為黃玉花崗巖主要是巖漿結晶分異的產物 (Kovalenko and Kovalenko, 1984; Zhuetal., 2001)，但仍有研究者傾向于其交代成因(Kleeman, 1985; Raimbaultetal., 1995; Lowenstern and Sinclair, 1996; Breiteretal., 1997; Soufi, 2021)。

含黃玉花崗巖火山相類似物(Burtetal., 1982; Pichavantetal., 1988；Kovalenkoetal., 1995; Xieetal., 2013; Agangietal., 2014; Merceretal., 2015)的發現為含黃玉花崗巖的巖漿成因提供了最直接的證據。同時，一系列實驗巖石學和熔體包裹體研究成果也逐步證明了由富氟花崗巖漿分離結晶而產生含黃玉花崗巖的可能性(Badaninaetal., 2008)，并初步解釋了富氟花崗巖類巖相分帶的形成機制。Qz-Ab-Or-H2O-F系統的實驗結果(Manning, 1981)表明，富F巖漿的分離結晶將使殘余熔體朝著F、H2O、Al2O3和Na2O增加而SiO2、Fe2O3、FeO和K2O減少的方向演化，其結果是使花崗巖熔體變為翁崗巖質熔體(Kovalenko and Kovalenko, 1984; Dostaletal., 2015)。實驗巖石學研究(Webster and Holloway, 1990; Holtzetal., 2001；Xiongetal., 2002)結果還表明，F在高溫時趨于進入流體相，而在低溫時則進入熔體相。在巖漿由下往上固結過程中，揮發分的出溶將釋出F和H2O，并使之沿著溫度和壓力梯度向巖漿體上部聚集(Zhuetal., 1996; Burnham, 1997; Lukkari and Holtz, 2007)。F 和H2O的向上富集降低了上部巖漿的固相線，從而擴大了巖漿結晶的溫度間隔(Manning, 1981; Kovalenko and Kovalenko, 1984; Xiongetal., 2002)。同時，F和H2O的富集又使巖漿的密度和粘度下降，有利于組分擴散和晶體-熔體分離(Dingwelletal., 1985; Websteretal., 2018)，從而使分離結晶作用能充分地進行，并造成明顯的巖漿分帶。

富氟花崗巖漿演化晚期，F和H2O等揮發分的大量富集，使這類巖石晚期巖相受到強烈的熱液蝕變，并常伴有云英巖化和稀有金屬礦化(朱金初等，2002)。Dostal 及其合作者(Dostal and Chatterjee, 1995, 2000; Dostaletal., 2004)對加拿大新斯科舍Davis Lake pluton的研究表明，稀有金屬在晚期巖漿中的富集是分離結晶和流體搬運共同作用的結果。Halteretal.(1998a, b)也認為流體可使殘余巖漿發生充分分異，而在流體高度富集之處，往往發生云英巖化和Sn礦化。

對于花崗巖型銣礦中銣的富集和成礦機制，目前研究較少。通常認為，巖漿分離結晶、巖漿-熱液轉換(過渡)及流體作用是稀有金屬富集成礦的重要過程(Linnenetal., 2012)。因此，理解Rb等稀有金屬富集成礦過程的關鍵之一是能夠識別巖漿分異、流體出溶和熱液交代過程并且評估它們對于稀有金屬成礦的重要性(Linnenetal., 2012)。針對鋯石、白云母、鈮鉭鐵礦等巖漿和熱液貫通性礦物的精細礦物學和礦物化學研究是解決上述問題的重要途徑(Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。

研究表明，熱液鋯石所特有的高LREE含量和低Zr/Hf比值應為非電荷和半徑控制(Non-CHARAC)行為所導致(Bau, 1996)，該現象常見于富揮發分的高演化巖漿巖中，發生于巖漿系統向熱液系統的轉換過程(Veksler, 2004)。Non-CHARAC行為的發生通常伴隨著全巖與包括鋯石在內的各種礦物發生稀土元素的”四分組”效應(Bau, 1996; Irber, 1999; Veksleretal., 2005)。 “四分組”效應的形成通常被認為與熱液流體-巖石相互作用有關(Moneckeetal., 2002, 2007; Badaninaetal., 2006)，而M型“四分組”效應的形成被認為是富氟流體與熔體在固相線以上的相互作用有關(Wuetal., 2011a)。因此，熱液鋯石的結晶應代表巖漿演化晚期發生了巖漿流體-熔體相互作用，巖漿-熱液系統中的Th、U、Hf、Ta和REEs等元素優先集中在與殘余熔體共存的富F流體當中(顧連興等, 2007；Yangetal., 2014; Bernietal., 2020)。

4.3 富礦體的形成過程與找礦方向

Rb的富集通常與巖漿的高度演化有關(Wuetal., 2011a)。但是，淡色花崗巖中的富Rb礦物主要為天河石，而品位高且易于工業利用的礦石礦物(如鐵鋰云母和鋰云母)主要產于鈉長石化天河石花崗巖或鈉長花崗巖相之中(顧連興等，2007；Guetal., 2011)，指示在天河石花崗巖的鈉長石化過程中，發生了Rb從鉀長石(天河石)向白云母(鐵鋰云母和鋰云母)的再分配過程。最近，針對國寶山Rb礦的選冶實驗表明(黃雯孝等，2019)，天河石和云母的混合礦在添加氯化鈉焙燒后可制取含RbCl達99.97%的銣鹽。天河石晶體與氯化鈉焙燒反應實驗結果也顯示，直徑1cm天河石晶體與氯化鈉在900℃條件下恒溫4小時間便生成了寬近2000μm的鈉長石反應邊，表明天河石向鈉長石的轉變過程可能與Rb從天河石遷出有關。

在花崗巖母巖漿持續分異演化的過程中，晚期巖相中的天河石含量逐漸升高，巖性也從淡色花崗巖相逐步向富銣、富氟和富鈉質的巖漿體系演化。當巖漿演化到最晚期，即巖相中的天河石含量隨著鈉長石含量的增加而減少，且鐵鋰云母(主要富Rb礦物)含量顯著增加，并成為最重要的工業礦體。天河石花崗巖的鈉長石化階段可被認為是Rb從巖漿階段結晶的天河石大量遷出并進入熱液成因云母類礦物的過程，也是Rb的重要的成礦過程。此外，富銣富氟流體或熱液從花崗質巖漿中出溶后，當遇到能使F等鹵族元素快速沉積的介質(如富鈣巖石)時，更可發生螢石大量的沉淀和Rb的快速卸載，形成富銣云母的銣礦體。因此，天河石花崗巖發育區應是銣礦的找礦靶區，巖體邊部的鈉長石化帶以及巖體外圍的螢石蝕變帶應是富銣體的重要找礦標志。

5 結語

中亞造山帶是全球最重要的天河石花崗巖和相關稀有金屬礦床成礦域，其西段大量發育三疊紀天河石花崗巖，而東段大量發育晚侏羅至早白堊世天河石花崗巖，銣等稀有金屬成礦潛力巨大。中亞造山帶西段三疊紀天河石花崗巖的成巖與成礦作用受控于古亞洲洋向特提斯洋構造域的轉折，而東段晚侏羅至早白堊世天河石花崗巖的成巖與成礦作用受控于古亞洲洋向古太平洋構造域的轉折。

天河石花崗巖通常發育有較好的巖相分帶，在礦物學上富含(鐵)鋰云母、黃玉或螢石，與鋰氟花崗巖關系密切，鋁飽和指數變化較大(過鋁質到堿質均有發育)，稀土四組分效應明顯，是巖漿分離結晶和流體分異共同作用的產物。天河石花崗巖形成和演化過程中伴隨F、Cl等揮發性元素的富集和遷移，Nb-Ta-Sn-Li-Rb-Cs等稀有金屬元素的礦化普遍，是尋找銣等稀有金屬礦床的有利對象。

致謝感謝合肥工業大學周濤發教授和范裕教授的約稿；感謝中國科學院地球化學研究所張輝研究員和中國地質科學院礦產資源研究所李建康研究員認真評閱論文并提出了寶貴修改意見。感謝南京大學陳駿院士對論文工作的鼓勵與指導。