内蒙古维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床的成矿作用：来自花岗质岩浆结晶分异的启示*

2021-04-26武广刘瑞麟陈公正李铁刚李睿华李英雷杨飞张彤

岩石学报 2021年3期

武广刘瑞麟,2 陈公正李铁刚李睿华,2 李英雷,2 杨飞,2 张彤

1.中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037 2.北京大学，造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871 3.内蒙古自治区地质调查院，呼和浩特 010020

大兴安岭南段处于古亚洲成矿域和滨西太平洋成矿域的交汇部位，是中国北方最重要的锡银多金属成矿带(Wangetal.,2001;毛景文等,2013;Ouyangetal.,2015)。这些锡多金属矿床主要表现为锡银铅锌(铜钨钼)组合(Liuetal.,2001;Zhouetal.,2012;Zhaietal.,2014,2017;Zengetal.,2015;Wangetal.,2016a;Zhangetal.,2017,2019;陈公正,2018;李睿华,2019;Mietal.,2020)。维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床为Sn-Zn-W-Mo-Li组合(刘瑞麟等,2018a,b)，以深部的岩体顶部花岗岩中的Sn-Zn(-Rb-Nb-Ta)矿化和浅部隐爆角砾岩筒内的Sn-Zn-Li(-Rb-Be)矿化区别于该区的其他锡多金属矿床。前人对维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床的研究主要集中在成岩成矿时代的厘定(郭贵娟,2016;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;祝新友等,2016;Wangetal.,2017;刘瑞麟等,2018a)和流体包裹体研究(刘瑞麟等,2018b)。维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床研究存在的主要问题是：缺少成岩成矿关系的系统研究，基本上未涉及岩浆演化对矿床的矿化类型和矿种的制约，导致矿床成因类型一直存在争议。多数研究者认为该矿床属于斑岩成矿系统(刘翼飞等,2014;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wangetal.,2017)，但亦有部分研究者认为属于与花岗岩有关的岩浆-热液成矿系统(祝新友等,2016;刘瑞麟等,2018b)；此外，该区不同的锡多金属矿床在矿种组合上存在较大区别，其原因一直未得到应有的重视。鉴于上述原因，本次选取维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床为研究对象，在详细的野外地质调查基础上，对矿区外围的北大山岩体和矿区深部隐伏的维拉斯托岩体开展系统的岩相学、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩地球化学和锆石Lu-Hf同位素分析，目的是厘定维拉斯托岩体与北大山岩体的成因联系，查明岩体的源区组成和岩石成因，揭示岩浆演化与成矿关系，厘定矿床成因类型，建立维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床成矿模式，结合前人对大兴安岭南段典型锡多金属矿床及其成矿岩体的研究成果，探讨岩浆源区组成、岩浆演化过程对锡多金属成矿的制约，为大兴安岭南段锡银多金属找矿提供理论支撑，为该区成矿规律研究提供依据。

1 区域地质背景

大兴安岭南段位于中亚造山带东段(图1a)。二连-贺根山断裂带为其北界与兴安地块相分隔；西拉木伦断裂带为南界与华北板块北缘的西拉木伦造山带相隔；东以嫩江-八里罕断裂为界，与松辽盆地分隔；西界大致位于锡林浩特-东乌珠穆沁旗一线(图1b)。前中生代该区受古亚洲洋构造体制控制，中生代期间主要受蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋两大构造体制控制(Wangetal.,2012;Xuetal.,2013)。大兴安岭南段出露的地层有中元古界、下古生界、上古生界、侏罗系-白垩系和新生界(图1b)。中元古代锡林郭勒杂岩(本文称宝音图群)主要岩石类型为斜长角闪片麻岩和黑云斜长片麻岩。长期以来锡林郭勒杂岩的时代归属一直存在较大争议，内蒙古自治区地质矿产局(1991)认为其形成于古元古代；一些研究者对锡林郭勒杂岩中片麻岩测年获得了早古生代的年龄，认为锡林郭勒杂岩并非古老陆块(薛怀民等,2009)；但更多的年龄数据表明原锡林郭勒杂岩既包括中元古代形成的古老基底，又包括新元古代基性-超基性岩和古生代花岗岩类，解体后的中元古代基底被称为锡林浩特岩群(葛梦春等,2011;于洋等,2012)。下古生界为海相火山岩-碎屑岩，上古生界为海相火山岩-碎屑岩和陆相碎屑岩，侏罗系-白垩系为陆相火山岩-碎屑岩，新生代包括玄武岩以及松散沉积物(内蒙古自治区地质矿产局,1991)。晚古生代期间，伴随着古亚洲洋的闭合，形成了NEE-NE向褶皱和断裂构造，奠定了本区的基本构造格架；中生代则以NE-NNE向断裂为主。区内主要发育燕山期、印支期和华力西期3期侵入岩，其中燕山期侵入岩规模最为宏大(图1b)。

图1 大兴安岭南段大地构造位置图(a,据Ge et al.,2007修改)及主要的锡多金属矿床分布图(b,地质底图据徐志刚等,2008修编)锡多金属矿床编号：1-白音查干东山；2-毛登-小孤山；3-花敖包特；4-查木罕；5-维拉斯托；6-安乐；7-黄岗；8-老盘道背后；9-道伦达坝；10-东山湾；11-宝盖沟；12-沙布楞山；13-莫古吐；14-边家大院；15-大井；16-白音诺尔；17-浩布高；18-敖脑达坝；19-孟恩陶勒盖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

北大山岩体和维拉斯托岩体所在的维拉斯托地区位于大兴安岭南段主脊断裂与西坡断裂之间的米生庙复背斜东南翼，北距西乌珠穆沁旗政府所在地约60km(图1b)。区域上出露地层主要有中元古界宝音图群、上石炭统本巴图组和阿木山组、下-中二叠统大石寨组、上二叠统林西组、中侏罗统万宝组、上侏罗统满克头鄂博组和第四系(图2)。宝音图群岩性为斜长角闪片麻岩和黑云斜长片麻岩；本巴图组以海相粉砂岩和杂砂岩为主，夹安山质凝灰岩、安山岩及灰岩；阿木山组为一套海相碎屑岩、碳酸盐岩建造；大石寨组为一套海相碎屑岩与火山碎屑岩；林西组为一套陆相碎屑岩建造；万宝组主要是陆相含碳泥岩、粉砂岩及砾岩夹煤层；满克头鄂博组为一套以流纹岩、流纹质熔结凝灰岩为主的陆相酸性火山岩；第四系冲积层及风成砂土广泛分布(刘瑞麟等,2018b)。区域内主要的构造由贯穿全区的米生庙复背斜和断裂组成。复背斜和断裂以NEE-NE向为主，NW向断裂及近EW向断裂也较发育，构成了该区近网格状的构造格局。NEE-NE向的米生庙复背斜宽约60km，由中元古界宝音图群组成复背斜轴部，石炭系、二叠系组成翼部(图2)。NE向断裂控制着区内岩体及脉岩的分布，其中NE向的华力西期断裂控制着区内石英闪长岩及大多数脉岩的分布；NE向的燕山期断裂控制着区内花岗岩的分布。NE向的燕山期断裂为主要的导矿和容矿构造，而EW向的燕山期断裂仅为容矿构造。区域侵入岩岩浆活动主要发生在华力西期和燕山期，受NE向断裂控制，呈岩基或岩株状分布。华力西期花岗岩类以石英闪长岩为主，亦有花岗岩和花岗闪长岩，该期岩体侵入中元古界宝音图群及上石炭统本巴图组，并在下-中二叠统砂砾岩内见其角砾。王瑾(2009)、王新宇等(2013)对维拉斯托地区的花岗岩类进行了SHRIMP锆石U-Pb测年，获得了320.5±4.1Ma的黑云母花岗岩的结晶年龄和313.9±3.4Ma黑云母二长花岗岩的结晶年龄(王瑾,2009)、298.0±2.5Ma的花岗闪长岩结晶年龄和308.3±4.2Ma的石英闪长岩结晶年龄(王新宇等,2013)，表明维拉斯托矿区在晚石炭世先有一期花岗质岩浆侵入，后有一期闪长质岩浆侵入。薛怀民等(2010)报道了维拉斯托矿区石英闪长岩和闪长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄，其形成年龄分别为310±2Ma和311±2Ma，亦表明在晚石炭世期间维拉斯托地区存在闪长质岩浆活动。燕山期有3种类型的岩浆侵入活动：(1)肉红色花岗岩，分布于矿区东北约7.5km处的达青牧场一带，呈几个小岩株零星出露；(2)浅灰色斑状花岗岩，主要分布于矿区东南部约8～9km的北大山地区，刘翼飞(2009)报到了该岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄为140±3Ma，其边缘相斑状二长花岗岩形成年龄为138±2Ma；(3)浅黄色中细粒花岗岩，分布于矿区西北部约13～14km的巴音高勒苏木西部，岩体局部和部分伟晶岩内可见天蓝色天河石。

图2 维拉斯托地区地质图(据内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司和内蒙古地质勘查有限责任公司,2015(1)内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司,内蒙古地质勘查有限责任公司.2015.内蒙古自治区克什克腾旗维拉斯托矿区锡多金属矿勘探报告.1-235修改)Fig.2 Geological map of the Weilasituo area,showing locations of ore deposits

2 维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床和岩体地质特征

2.1 维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床地质特征

维拉斯托大型稀有金属-锡多金属矿床位于内蒙古克什克腾旗政府所在地北约100km处(图1中的5号矿床)，矿区地理坐标：44°04′00″～44°05′45″N、117°28′15″～117°30′45″E。目前已控制锡金属量8.98万吨，平均品位0.80%，锌金属量8.00万吨，平均品位0.72%，三氧化钨金属量1.33万吨，平均品位0.44%，钼金属量0.03万吨，平均品位0.13%(刘瑞麟等,2018b;内蒙古自治区地质调查院，2018(2)内蒙古自治区地质调查院.2018.中国矿产地质志内蒙古卷(有色金属矿产篇)报告.1-678)；另外，在隐爆角砾岩中发现大量的含锂云母，其Li2O品位在0.8%～3.6%之间，平均1.25%，估算Li2O金属量超过60万吨，在斑状细粒碱长花岗岩体的顶部还存在铷、铌、钽等成矿元素(刘瑞麟等，2018b)。

维拉斯托矿床主体属于隐伏矿床，地表仅出露少量的NNE向和近EW向脉状矿体，大量的矿体均隐伏在地表以下50～750m范围内(图3)。该矿床发育3种类型的矿体：(1)岩体顶部的浸染状锡锌(铷铌钽)矿体；(2)隐爆角砾岩筒中的浸染状-细脉状锡锌锂(铷铍)矿体；(3)断裂构造控制的石英脉型锡锌(钨钼铜)矿体(图3b)。浸染状锡锌(铷铌钽)矿体位于矿床深部，矿体呈帽状产于斑状细粒碱长花岗岩体的顶部，矿体在岩体顶部厚度较大，在两侧逐渐变薄(图3b)。矿石矿物主要为锡石和闪锌矿，除了锡和锌主成矿元素外，尚伴生铷、铌和钽，矿体中的锡石和闪锌矿常常一起产出形成团块，多呈稀疏浸染状分布于岩体顶部，团块大小不一，直径多集中在0.3～1.5cm，最大者可达10cm；脉石矿物主要为钠长石、天河石和黄玉。隐爆角砾岩型锡锌锂(铷铍)矿体位于斑状细粒碱长花岗岩岩体上方，呈陡倾筒状，地表出露范围约200m×300m(图3)。角砾主要由黑云母斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩、石英闪长岩组成，大小不一，棱角分明；胶结物为富锂云母云英岩，主要为锂云母，含少量的黄玉、石英和萤石。石英脉型锡锌(钨钼铜)矿体位于矿床浅部(图3b)，是维拉斯托矿床最重要的工业锡多金属矿体。该类型矿体的矿石品位较高，锡平均含量约1%。矿体总体呈舒缓的波状，倾向SE110°，倾角约40°(图3b)。目前控制矿脉最大长度约800m，倾向延伸约700m，矿脉宽约1m，最大宽度可达8m。石英脉型矿体以锡为主，共伴生锌、钼、铜等，除了共伴生锡锌(钨、钼、铜)矿体外，在局部地段亦可圈出少量的独立锌矿体和钼矿体(图3b)。该类型矿体的主要矿石矿物为锡石、闪锌矿、毒砂，少量辉钼矿、黑钨矿、磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、黝锡矿等；脉石矿物为石英，少量萤石、白云母和方解石等。

图3 维拉斯托矿床地质图(a)和A-A′勘探线剖面图(b)(据内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司和内蒙古地质勘查有限责任公司,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 北大山岩体和维拉斯托岩体地质特征

2.2.1 北大山岩体

北大山岩体出露于维拉斯托稀有金属-锡多金属矿区东南约5km处，呈岩基产出，侵入中上侏罗统地层中(图2)。岩体由中粗粒、中粒和细粒花岗岩组成，岩石具花岗结构、块状构造。花岗岩的主要矿物为碱性长石(40%～45%)、石英(40%～45%)、斜长石(5%～10%)和黑云母(5%～7%)，另有少量白云母(图4a-c)，副矿物主要为锆石和磷灰石。斜长石一般呈自形板状或长板状，有的具有微弱的环带构造；钾长石多呈半自形板状-他形粒状，局部见碳酸盐化；石英他形粒状，部分石英发育裂纹；黑云母呈叶片状。

图4 北大山岩体中-粗粒花岗岩(a-c)和维拉斯托岩体斑状细粒碱长花岗岩(d-i)显微镜下照片(a)粗粒花岗岩，主要由石英和钾长石组成，其次为黑云母和斜长石；(b)中粒花岗岩，主要由石英和钾长石组成，其次为黑云母和斜长石；(c)中粒花岗岩，见铁叶云母；(d)斑状细粒碱长花岗岩，发育石英、微斜长石、钠长石、黄玉斑晶；(e)斑状细粒碱长花岗岩，发育石英、钾长石、钠长石、锂云母斑晶；(f)斑状细粒碱长花岗岩，发育钾长石、微斜长石、钠长石、黄玉、白云母斑晶，锂云母中见锆石副矿物；(g)斑状细粒碱长花岗岩的雪球结构，石英斑晶具有明显的两圈距离较远矿物生长带；(h)斑状细粒碱长花岗岩的雪球结构，石英斑晶具有单圈矿物生长带；(i)斑状细粒碱长花岗岩的雪球结构，石英斑晶雪球中包含钠长石矿物颗粒.Ab-钠长石；Bi-黑云母；Cbn-碳酸盐；Ep-绿帘石；Kf-钾长石；Lep-锂云母；Mic-微斜长石；Ms-白云母；Pl-斜长石；Qz-石英；Spl-铁叶云母；Toz-黄玉；Zrn-锆石.(c)为单偏光下照片，其他均为正交偏光下照片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 维拉斯托岩体

维拉斯托岩体产于维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床深部，呈岩株状侵入中元古界宝音图群。斑状细粒碱长花岗岩为浅灰白色，局部地段因富天河石而整体呈浅天蓝色。岩石具似斑状结构，块状构造。斑晶包括石英、钾长石、钠长石，斑晶呈多级，粒度差别极大；基质为细粒结构，主要矿物为钠长石、钾长石、石英、黄玉、锂云母和萤石(图4d-f)。石英斑晶呈短柱状，边部因熔蚀呈浑圆状，粒度2～8mm，含量40%，石英斑晶内部包含早期结晶的细粒钠长石，石英斑晶边缘含大量细粒半自形钠长石、他形钾长石，沿结晶面生长，构成一圈或多圈环带，形成典型的“雪球结构(snowball texture)”(图4g-i)。钾长石斑晶粒度稍细，粒径1～2mm，含量30%，自形晶为主，多表现为微斜长石，少量条纹长石，包裹少量钠长石，发育有格子双晶或条纹结构(图4d)，与石英边部的似文象结构相似。钠长石，除早阶段包裹于石英、钾长石中的钠长石外，大量钠长石呈细粒状分布于石英、钾长石斑晶之间，粒径0.05～0.5mm，粒度大体介于斑晶矿物与基质矿物之间，含量20%，绝大部分钠长石呈他形晶。基质包括细粒石英、长石、黄玉、萤石、锂云母等，总含量小于20%。其中，黄玉、石英分两类，一部分呈微细粒状分布于基质中，另一类局部集中呈不规则状。

3 样品和分析方法

用于主量、微量和稀土元素分析的样品包括9件北大山岩体中粗粒花岗岩(样品BD1-1～BD1-9)和10件维拉斯托岩体斑状细粒碱长花岗岩(样品ZK16、ZK17、ZK19、ZK21、ZK37、ZK38、ZK43、ZK44、ZK46和ZK47)；选取1件中粗粒花岗岩(样品BD1-1)和2件斑状细粒碱长花岗岩(样品ZK44和ZK46)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析。

北大山岩体的9件样品全部取自维拉斯托矿床东南侧5km处岩体地表露头，采样剖面见图2，样品特征见前文北大山岩体岩相学描述。

维拉斯托岩体10件斑状细粒碱长花岗岩样品全部取自维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床的钻孔中。样品ZK16、ZK17、ZK19、ZK21、ZK37、ZK38、ZK43、ZK44、ZK46和ZK47分别采自钻孔IZK02307的679～682m处、ZK03104的590～593m处、IZK03105的521～524m处、IZK02306的500～503m处、IZK03901的586～589m处、IZK03901的553～563m处、ZK03101的700～703m处、IZK2305的802～799m处、IZK1509的1075～1078m处和IZK01505的514～517m处。部分样品的采样钻孔见图3b，样品特征见前文的维拉斯托岩体岩相学特征描述。

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

锆石由河北省廊坊诚信地质服务公司采用常规重力和磁选方法分选，为保证各粒级锆石颗粒的完整性，将重约5～10kg的岩石经过粗碎及中碎，将粉碎后的样品分粒级进行淘洗，然后在双目镜下挑选出锆石，最后，将锆石置于环氧树脂中，磨制约一半大小，使锆石内部暴露，用于阴极发光和LA-ICP-MS U-Pb分析。锆石阴极发光研究在北京锆年领航科技有限公司完成，锆石LA-ICP-MS U-Pb分析在北京燕都中实测试技术有限公司Finnigan Neptune型多接收等离子体质谱仪上完成，该仪器连接New Wave UP型213nm激光剥蚀系统。样品分析流程及原理参见Griffinetal.(2004)和侯可军等(2009)。用参考锆石GEMOC GJ-1(207Pb/206Pb年龄为608.5±1.5Ma，Jacksonetal.,2004)进行元素间的分馏校正，用标准样品Mud Tank(截距年龄为732±5Ma,Black and Gulson,1978)控制测试精度，年龄数据处理采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig,2003)。因为低的信号强度和204Hg气体的干扰，不能测试204Pb值。普通Pb校正采用EXCEL程序ComPbCorr#3 15G(Andersen,2002)。单个点的分析误差是1σ水平，整体年龄误差在2σ水平上是95%。

3.2 锆石Lu-Hf同位素分析

锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室进行，使用的仪器为Neptune型多接收等离子体质谱仪，配以ArF激发激光剥蚀系统(193nm)。仪器工作条件和数据采集见Yuanetal.(2004,2018a)。测试时，激光束斑直径为44μm，激光重复率为10Hz，能量为100mJ。标准锆石Mud的176Hf/177Hf比值为0.282500±0.000030。用测试的176Hf/177Hf 和176Lu/177Hf比值计算初始的176Hf/177Hf比值，采用1.867×10-11/y作为176Lu的衰变常数(Söderlundetal.,2004)。εHf(t)值计算时采用的球粒陨石现代176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值分别0.282772和0.0332(Blichert-Toft and Albarède,1997)。计算Hf同位素模式年龄时采用如下参数：亏损地幔的176Hf/177Hf和176Lu/177Hf现代比值分别为0.28325和0.0384(Blichert-Toft and Albarède,1997)；大陆上地壳平均的176Lu/177Hf值为0.0093(Vervoort and Blichert-Toft,1999)。具体的计算过程见Nowelletal.(1998)和Griffinetal.(2000) 描述。

3.3 全岩主量、稀土和微量元素分析

样品粉末样磨制在河北省廊坊诚信地质服务有限公司完成。将样品粗碎至厘米级的块体，用纯化水冲洗干净，烘干并粉碎至200目以备使用。主量、稀土和微量元素分析在核工业北京地质研究院实验室完成。主量元素分析采用AxiosmAX型X射线荧光光谱仪，配以高色散光栅系统，分析误差根据美国地质调查局岩石标样BCR-1和AVG-2及中国国家岩石标样GSR-3确定，TiO2和P2O5的分析精度分别约为1.5%和2.0%，其他氧化物的分析精度优于1%。稀土和微量元素分析采用Agilent-7500a型电感耦合等离子体质谱仪，分析数据的质量用美国地质调查局的岩石标样 BCR-1和BHVO-1监控，绝大多数稀土和微量元素的分析精度优于5%。

4 测试结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

对1件北大山岩体中粒花岗岩样品中的9粒锆石和2件维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床内的斑状细粒碱长花岗岩样品中的23粒锆石开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年。3件样品的锆石分析点位和它们的CL图像见图5，其分析结果见表1，锆石年龄谐和图见图6。

表1 北大山岩体(BD1-1)和维拉斯托岩体(ZK44和ZK46)LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果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

图5 北大山岩体中粗粒花岗岩(a)和维拉斯托岩体斑状细粒碱长花岗岩(b、c)锆石阴极发光图，示测点位置及对应年龄值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

图6 北大山岩体(a、b)和维拉斯托岩体(c-f)的锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄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 北大山岩体花岗岩

北大山岩体中粗粒花岗岩样品BD1-1中的锆石呈无色-浅黄色。锆石阴极发光图像显示，该样品中的锆石晶体形态较好，主要呈单锥或双锥状，多数锆石具生长韵律环带(图5a)，表明其岩浆成因。表1显示，锆石的U和Th含量分别介于804×10-6～7714×10-6和356×10-6～2413×10-6。经计算，锆石的Th/U比值介于0.25～0.82之间，亦表明其为岩浆成因(Pupin,1980)。9粒锆石的10个分析点集中分布在谐和线上(图6a)，其206Pb/238U年龄的加权平均值为140±2Ma(MSWD=0.10,n=10;图6b)。表明北大山岩体的结晶年龄为140±2Ma。

4.1.2 维拉斯托岩体斑状细粒碱长花岗岩

锆石的阴极发光显示，2件样品的锆石内部结构不清楚，颜色普遍偏暗，个别锆石出现明亮白色(如ZK46-3.1)，无法观察到振荡环带(图5b,c)，具有明显的高U特征。锆石的U含量极高(9732×10-6～50853×10-6)，这符合多数与钨锡矿成矿相关的高分异花岗岩岩体普遍具有高U含量的特征(Wangetal.,2016b)。在单偏光镜下，该岩体锆石呈淡黄色，透明，少量半透明，裂纹不发育，表面光滑，具金刚光泽，边界平整，为柱状、长柱状自形晶，锆石大小100～300μm，晶体长宽比为1～4。一般情况下，典型的岩浆成因锆石Th/U比值一般为0.1～1.0，且U和Th之间具有明显的正相关关系(Belousovaetal.,2002)。该岩体锆石的Th/U比为0.03～0.28，多数小于0.1，可能暗示锆石受到了流体改造。

样品ZK-44中锆石的Th、U含量分别为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之间，绝大多数小于0.1，平均0.11。11粒锆石的12个分析点集中分布在谐和线上(图6c)，其206Pb/238U年龄的加权平均值为138±1Ma，MSWD值为0.76(图6d)。样品ZK-46锆石的Th、U含量分别为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之间，绝大多数小于0.1，平均0.11。12粒锆石的16个分析点集中分布在谐和线上及其附近(图6e)，其206Pb/238U年龄的加权平均值为137±1Ma，MSWD值为0.32(图6f)。表明维拉斯托岩体的结晶年龄为138～137Ma。

4.2 全岩主量、稀土和微量元素分析

北大山岩体9件中粗粒花岗岩和维拉斯托岩体10件斑状细粒碱长花岗岩样品的主量、微量和稀土元素分析结果见表2。

4.2.1 北大山岩体

北大山岩体9件中粗粒花岗岩样品的SiO2含量为74.40%～76.47%，Al2O3含量为12.42%～13.44%，Fe2O3含量为0.18%～0.43%，FeO含量为0.89%～1.23%；岩石具有低的TiO2、MnO、MgO、CaO和P2O5含量；Na2O含量为3.81～4.37%，K2O含量为4.57%～5.45%，Na2O/K2O比值为0.72～0.96；铝饱和指数为0.99～1.06(表2)。在花岗岩分类的QAP图解中(Streckeisen,1976)，这些中粗粒花岗岩属于碱长花岗岩(图7a)；在R1-R2图解(De La Rocheetal.,1980)中，所有样品均落入碱性花岗岩区域(图7b)；在Maniar and Piccoli (1989)的A/CNK-A/NK图解中，几乎所有的样品均落入弱过铝质区域(图7c)；在Peccerillo and Taylor (1976)的SiO2-K2O图解中，所有的样品均落入高钾钙碱性系列区域(图7d)。

图7 北大山和维拉斯托岩体岩石分类图解(a)QAP图解(Streckeisen,1976)；(b)R1-R2图解(De La Roche et al.,1980)；(c)A/CNK-A/NK图解(Maniar and Piccoli,1989)；(d)SiO2-K2O图解(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，北大山岩体中粗粒花岗岩具有中-高的稀土总量(206×10-6～436×10-6)，相对高的Yb含量(5.36×10-6～20.3×10-6)，强烈的铕负异常(Eu/Eu*值为0.01～0.04)。轻重稀土分馏程度较低，其(La/Yb)N值介于2.24～5.17之间。在球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线上，这些岩石相对富集轻稀土、亏损重稀土，轻稀土分馏相对弱，重稀土分馏不明显，稀土配分曲线为轻稀土略富集型(图8a)。

图8 北大山和维拉斯托岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a,标准化值据Boynton,1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据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 北大山和维拉斯托岩体全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements analytical results for the Beidashan pluton and the Weilasituo stock in the Weilasituo area

在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，北大山岩体明显富集Rb、Th、U、Ta、Hf、Zr、Y和稀土元素，强烈亏损Ba、Sr、P、Eu和Ti，弱亏损K和Nb(图8b)。另外，这些岩石具有极低的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 维拉斯托岩体

维拉斯托岩体10件斑状细粒碱长花岗岩样品的SiO2含量为70.77%～73.87%，TiO2含量为0.01%～0.03%，Al2O3含量为15.08%～17.07%；岩石具有低的Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO和P2O5含量，相对低的K2O含量(2.90%～4.01%)，高的Na2O含量(6.11%～7.59%)。Na2O/K2O比值为1.61～2.58，铝饱和指数为0.97～1.16(平均1.06)。在QAP分类图解中，绝大多数样品落入碱长花岗岩区域，少数样品落入石英碱长正长岩区域(图7a)。在R1-R2图解中，绝大多数落入石英正长岩区域，少数样品落入碱性花岗岩区域(图7b)。在A/CNK-A/NK图解中，绝大多数样品落入弱过铝质区域，个别样品落入准铝质和强过铝质区域(图7c)。在SiO2-K2O图解中，绝大多数样品落入高钾钙碱性系列区域，有少部分样品落入钙碱性系列区域(图7d)。

续表2Continued Table 2

由表2可知，早白垩世斑状细粒碱长花岗岩具有低的稀土总量(28.8×10-6～50.2×10-6)，相对高的Yb含量(3.71×10-6～6.17×10-6)，强烈的铕负异常(Eu/Eu*值为0.01～0.07)。轻重稀土分馏弱，其(La/Yb)N值介于0.37～0.85之间。稀土元素四分组效应明显，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)构成四条上凸曲线，其中Ce、Sm、Dy、Yb分别为四条曲线的最高点，其中Eu由于强烈亏损而偏离曲线(图8a)。

在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，这些早白垩世斑状细粒碱长花岗岩明显富集Rb、U、Ta、La、Ce、Hf、Gd、Tb、Dy、Yb和Lu，强烈亏损Ba、Sr、Eu、Ti和Y，弱亏损K和Nb(图8b)。另外，这些岩石有极低的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 锆石Lu-Hf同位素分析

在已经定年的锆石点上开展锆石原位Lu-Hf同位素分析，其分析结果见表3和图9。

图9 北大山和维拉斯托岩体锆石的Hf同位素图解中亚造山带东段显生宙火成岩Hf同位素组成据Xiao et al.(2004)和Chen et al.(2009)；燕山褶皱逆冲带显生宙火成岩Hf同位素组成据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 北大山岩体

北大山碱长花岗岩样品BD1-1中9粒锆石的9个分析点的Hf同位素初始176Hf/177Hf值介于0.282839～0.282929之间，平均0.282875。它们的εHf(t)值介于5.4～8.6之间，平均6.7。Hf同位素单阶段和两阶段模式年龄分别为467～579Ma和643～847Ma，均值分别为534Ma和765Ma(表3)。

4.3.2 维拉斯托岩体

维拉斯托斑状细粒碱长花岗岩2件样品中22粒锆石的25个分析点的初始176Hf/177Hf值介于0.282807～0.282968之间，平均0.282860。它们的εHf(t)值介于4.2～9.9之间，平均6.1。Hf同位素单阶段和两阶段模式年龄分别为402～647Ma和556～921Ma，均值分别为578Ma和799Ma(表3)。

表3 北大山岩体(BD1-1)和维拉斯托岩体(ZK44和ZK46)锆石的Lu-Hf同位素分析结果Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic data for the Beidashan pluton (Sample BD1-1) and the Weilasituo stock (samples ZK 44 and ZK46)

5 讨论

5.1 维拉斯托岩体与北大山岩体成因联系

维拉斯托地区广泛发育早白垩世花岗岩，除了矿区东南部的北大山岩体外，维拉斯托矿区的北东、南西和北西部均出露早白垩世花岗岩(图2)。这些岩石的结构变化较大，既有中粗粒结构、中粒结构，也有中细粒结构，似斑状花岗岩亦很常见，这些岩体在深部可能相连，构成早白垩世花岗岩基。刘翼飞(2009)获得北大山岩体中心部位的中粗粒花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为140±3Ma，其边缘相斑状细粒花岗岩形成年龄为138±2Ma；祝新友等(2016)报到了维拉斯托矿区深部细粒碱长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为139.5±1.2Ma。本次研究获得北大山岩体中粒花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为140±2Ma，维拉斯托岩体斑状细粒碱长花岗岩的锆石U-Pb年龄为137～138Ma。本文的定年结果和前人获得的年龄数据均表明北大山岩体和维拉斯托岩体为同一期岩浆活动的产物。维拉斯托岩体与北大山岩体密切的时空关系暗示两者可能存在成因联系。在以SiO2含量为横坐标的一系列哈克图解中(图10)，2个岩体的主要氧化物和代表岩浆演化的Rb、Sr和Ba与SiO2具有明显的线性关系。从北大山岩体到维拉斯托岩体，TiO2、FeOT、CaO、K2O、Sr和Ba含量降低，Al2O3、MgO、Na2O、全碱、P2O5和Rb含量增加，但2个岩体之间亦具有明显的成分间断，暗示形成北大山岩体的岩浆经历了不止一次的分离结晶作用，北大山岩体与维拉斯托岩体之间可能还存在分异程度介于两者之间的岩体，只是由于剥蚀和保存状况及矿床勘探深度，尚不能确定中间分异岩体的位置。综上，我们认为维拉斯托岩体和北大山岩体是同一期岩浆活动的产物，北大山岩体结晶略早，形成北大山岩体的残余岩浆经过不止一次的结晶分异，最终形成了具有斑状结构的维拉斯托细粒碱长花岗岩。

图10 北大山和维拉斯托岩体哈克图解Fig.10 Harker diagrams of the Beidashan pluton and the Weilasituo stock

5.2 岩石成因类型和岩浆源区组成

5.2.1 岩石成因类型

北大山岩体和维拉斯托岩体的岩石类型均为碱长花岗岩，两者均具有高硅，富碱，贫铁、镁、钙、钛和磷的特征，主体均属高钾钙碱性的弱过铝质岩石。岩石展示了强烈的Eu负异常，轻重稀土分馏均较弱。与北大山岩体相比，维拉斯托岩体具有更低的稀土含量，更为明显的Eu负异常，Ba、Sr、Ti和Y亏损更强烈，另外，维拉斯托岩体展示了明显的稀土元素四分组效应(图8)。岩相学研究显示，2个岩体均不存在典型的S型花岗岩中特有的富铝矿物(如堇青石和石榴石)，结合其非常低的P2O5含量和弱过铝质岩石特征，我们首先排除它们为S型花岗岩的可能性。尽管2个岩体均展示了A型花岗岩的大部分地球化学特征，但其Zr含量明显低于A型花岗岩(>250×10-6,Whalenetal.,1987)，它们的锆饱和温度介于568～726℃之间，明显低于A型花岗岩的锆饱和温度(平均839℃,Kingetal.,1997)，亦低于正常I型花岗岩的锆饱和温度(平均781℃,Kingetal.,1997)；此外，2个岩体均具有高的分异指数(DI=94.5～98.4)。因此，我们认为北大山岩体和维拉斯托岩体均不是A型花岗岩，而是分异的I型花岗岩。Whalenetal.(1987)提出了一系列花岗岩成因类型判别图，在10000Ga/Al-(Na2O+K2O)判别图中，2个岩体样品全部投影在A型花岗岩区域(图11a)。在10000Ga/Al-Zr判别图中，这2个岩体样品亦全部落在A型花岗岩区域(图11b)。吴福元等(2017)指出，尽管A型花岗岩也存在分异作用，但它在10000Ga/Al-Zr判别图上的趋势是从A型花岗岩区向高分异花岗岩区演化；相反，I型或S型花岗岩在分异的过程中，其10000Ga/Al比值逐渐升高，显示与A型花岗岩相反的趋势(图11b)。北大山岩体与维拉斯托岩体的演化关系明显不同于A型花岗岩的分异趋势。在(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al判别图中，北大山岩体投影在未分异的I、S、M型花岗岩、分异型花岗岩和A型花岗岩三者的过渡区；维拉斯托岩体的所有样品均落入分异型花岗岩区域(图11c)。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO判别图中，北大山岩体投影在分异型花岗岩与A型花岗岩的过渡区；维拉斯托岩体投影在分异型花岗岩区域的上方(图11d)。综上，我们认为，北大山岩体和维拉斯托岩体均为分异的I型花岗岩。根据吴福元等(2017)厘定的高分异花岗岩和超分异花岗岩划分标准，我们认为北大山岩体属于高分异花岗岩，维拉斯托岩体属于超分异花岗岩。

图11 花岗岩成因类型判别图解(据Whalen et al.,1987;b中的演化趋势线据吴福元等,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 岩浆源区

北大山岩体的锆石εHf(t)值介于5.4～8.6之间，平均6.7；两阶段Hf模式年龄介于643～847Ma之间，均值为765Ma。维拉斯托岩体的锆石εHf(t)值介于4.2～9.9，平均6.1；两阶段Hf模式年龄介于556～921Ma之间，均值为799Ma。维拉斯托岩体与北大山岩体具有相似的锆石Hf同位素组成，在εHf(t)-年龄图解中(图9)，2个岩体的样品均落于球粒陨石和亏损地幔演化线之间，且位于Xiaoetal.(2004)和Chenetal.(2009)限定的中亚造山带东段显生宙火成岩Hf同位素组成区域。由于幔源岩浆结晶分异难以形成大规模花岗岩(吴福元等,2007)，故上述特征表明维拉斯托地区的早白垩世岩体的源区主要为起源于亏损地幔的新元古代新生地壳物质。结合大兴安岭南段黄岗(Zhouetal.,2012)、东山湾(Zengetal.,2015)、道伦达坝(陈公正,2018)、白音查干东山(李睿华,2019)、毛登-小孤山(李睿华,2019)、宝盖沟(Mietal.,2020)、查木罕(Zhangetal.,2019)等锡多金属矿床的成矿岩体锆石Hf同位素组成，我们推测新元古代期间大兴安岭南段存在一次重要的地壳生长事件，新元古代新生地壳物质部分熔融形成的花岗质岩浆是大兴安岭南段锡多金属矿床形成的重要因素之一。

5.3 成岩构造背景

北大山岩体和维拉斯托岩体的岩石类型主要为碱长花岗岩，岩石均属高钾钙碱性系列。在Pearceetal.(1984)的Yb-Ta判别图中，北大山岩体和维拉斯托岩体均落入板内花岗岩区域(图12a)。在Pearceetal.(1984)的(Yb+Ta)-Rb判别图中，2个岩体的样品均落入板内花岗岩与同碰撞花岗岩过渡区(图12b)。在Brownetal.(1984)的SiO2-log[CaO/(Na2O+K2O)]判别图中，北大山岩体样品全部落入伸展环境形成的花岗岩区域，维拉斯托岩体落入伸展型的下方，但靠近伸展环境形成的花岗岩区域(图12c)。在Batchelor and Bowden (1985) 推荐的R1-R2判别图中，北大山岩体落在晚造山花岗岩和非造山花岗岩过渡区域，维拉斯托岩体投影在非造山花岗岩区域，但亦靠近晚造山花岗岩区域(图12d)。北大山岩体和维拉斯托岩体的岩石类型、地球化学特征及构造环境判别图表明它们形成于伸展环境。

图12 北大山和维拉斯托岩体构造环境判别图(a)Yb-Ta判别图(Pearce et al.,1984)；(b)(Yb+Ta)-Rb判别图(Pearce et al.,1984)；(c)SiO2-log[CaO/(Na2O+K2O)]判别图(Brown et al.,1984)；(d)R1-R2判别图(Batchelor and Bowden,1985).ORG-大洋中脊花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；WPG-板内花岗岩；Ⅰ-地幔分异的花岗岩；Ⅱ-板块碰撞前的花岗岩；Ⅲ-碰撞后隆升的花岗岩；Ⅳ-晚造山花岗岩；Ⅴ-非造山花岗岩；Ⅵ-同碰撞花岗岩；Ⅶ-后造山花岗岩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

晚侏罗世-早白垩世期间，包括大兴安岭南段在内的中国东北地区主要受东部的古太平洋构造体制(Wuetal.,2011)和北部的蒙古-鄂霍茨克洋构造体制(Yingetal.,2010;Wangetal.,2012)控制。关于早白垩世期间伸展的地球动力学背景，目前主要存在以下几种观点：(1)受古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲的远程效应影响(毛景文等,2005)；(2)受蒙古-鄂霍茨克海闭合后造山带垮塌形成的伸展环境影响(Davisetal.,1998;Meng,2003)；(3)受蒙古-鄂霍茨克海闭合后的造山后伸展环境及古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲形成的弧后伸展环境的叠加影响(Wangetal.,2012;Xuetal.,2013;Chenetal.,2017;Wuetal.,2017)；(4)受由EW向演变为NNE向的中国东部构造体制转换影响(翟明国等,2004;毛景文等,2013)；(5)受板内非造山环境影响(Pirajnoetal.,2009)。大兴安岭南段晚侏罗世-早白垩世火成岩主要呈NNE向展布，其展布方向与NEE向的蒙古-鄂霍茨克造山带斜交，因此，蒙古-鄂霍茨克造山带垮塌不可能是维拉斯托地区早白垩世花岗岩形成的主要原因。190Ma开始，小兴安岭-张广才岭地区形成了呈NE向展布的弧岩浆岩，表明古太平洋板块于早侏罗世开始向欧亚大陆之下俯冲(Yang and Li,2008;Yuetal.,2012;Xuetal.,2013)；145～130Ma，由于古太平洋板块的俯冲方向改变和/或俯冲板片后撤，中国东部整体进入伸展环境，发生大规模的岩浆活动与成矿事件(Wuetal.,2002;Liuetal.,2005;Wangetal.,2012;Maoetal.,2013,2019,2021)。因此，我们认为，古太平洋板块的俯冲方向改变和/或俯冲板片后撤导致大兴安岭地区处于伸展环境，在伸展背景下软流圈物质上涌，底侵于下地壳底部，加热新元古代期间形成的地壳，使其发生部分熔融，岩浆经过不同程度的演化，分别形成北大山岩体和维拉斯托岩体。

5.4 岩浆演化与成矿

5.4.1 岩浆演化过程

前已述及，北大山岩体和维拉斯托岩体都属于分异型花岗岩。随着岩浆演化，花岗岩通常会经历一个由Zr不饱和向Zr饱和演化过程(Watson and Harrison,1983,1984)。图13显示，从北大山岩体到维拉斯托岩体，Zr含量逐渐降低，这一过程与岩浆演化趋势一致。随着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(图13)。Ba倾向于进入钾长石，钾长石的分离结晶将导致残余岩浆中Ba含量和Ba/Sr比值降低(Lietal.,2007a,b)。Sr倾向于进入斜长石，斜长石的分离结晶导致残余岩浆中Sr含量降低，Ba/Sr比值升高(Lietal.,2007a,b)。Zr和Hf主要富集在锆石中，Zr、Hf含量和Zr/Hf比值的降低往往和Zr饱和之后的锆石分离结晶有关(Watson and Harrison,1983,1984)。黑云母的分离结晶会使残余岩浆富集Nb和Ta，而且会使岩浆的Ba/Sr和Nb/Ta比值降低(Stepanovetal.,2014)。角闪石分离结晶将增加残余岩浆中的Nb和Ta含量，并降低熔体的Nb/Ta比值(Tiepoloetal.,2000;Pfänderetal.,2007)。金红石、钛铁矿、榍石的分离结晶导致残余岩浆中Ti、Nb和Ta含量降低，Nb/Ta比值升高(Linnen and Keppler,1997)。与北大山岩体相比，维拉斯托岩体的稀土元素含量降低，而且显示出明显的稀土四分组效应，暗示岩浆演化过程中发生了独居石、榍石、褐帘石和磷灰石等副矿物的分离结晶作用(Bau,1996;Irber,1999;Moneckeetal.,2002;Gelmanetal.,2014)。由于地幔物质具有较高的Zr/Hf和Nb/Ta比值(Zr/Hf约为34.3，Nb/Ta约为19.9，Münkeretal.,2003)和较低的Zr和Nb含量，地幔物质的参与会使北大山岩体和维拉斯托岩体具有较高的Zr/Hf和Nb/Ta比值和低的Zr和Nb含量，而不会产生随着Zr含量降低Zr/Hf比值降低的趋势，也无法解释随着Nb/Ta比值降低，Nb和Ta含量升高的趋势。因此，北大山岩体和维拉斯托岩体Zr/Hf和Nb/Ta的分异不是地幔物质参与的结果。上地壳物质的Zr/Hf比值约为36.7(Rudnick and Gao,2004)、Nb/Ta比值约为13.4(Rudnick and Gao,2004)，且具有低的Nb和Ta含量，上地壳物质的混染，也无法解释Nb和Ta含量随着Nb/Ta比值降低而增加的趋势。因此，岩浆的分离结晶是Zr/Hf和Nb/Ta分异的根本原因。随着岩浆分离结晶程度的增加，岩浆演化晚期的流体将导致Zr和Hf的置换比例增大，Hf含量升高，表明Zr/Hf比值的分异也与流体的参与有关(Zhangetal.,2008)。北大山岩体和维拉斯托岩体变化较小的锆石εHf(t)值和Hf同位素两阶段模式年龄，亦表明岩体的源区组成较为单一，而且未受到地幔和/或上地壳物质的混染。北大山岩体和维拉斯托岩体地球化学特征及岩浆演化趋势表明，从北大山岩体到维拉斯托岩体，岩浆演化过程中经历了钾长石、斜长石、黑云母、角闪石、金红石、钛铁矿、独居石、榍石、褐帘石、磷灰石和锆石的分离结晶；维拉斯托岩体显著的稀土四分组效应指示岩浆演化晚期发生了熔体-流体相互作用。

图13 北大山和维拉斯托岩体中Zr含量对FeOT、TiO2、Hf、Nb、Ta、Rb、Sr、Zr/Hf、Nb/Ta、Y/Ho、Rb/Sr、Ba/Sr相关性图解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

基于瑞利分馏模型，结合岩体中的微量元素含量及实验测定的相关元素在不同矿物相和熔体之间的分配系数进行定量模拟，模拟结果见图14。图14显示，从北大山岩体到维拉斯托岩体，岩浆主要发生了斜长石、钾长石、黑云母、磷灰石、独居石和褐帘石的分离结晶作用，斜长石的分离结晶导致维拉斯托岩体具有更强的Eu和Sr的负异常；钾长石的分离结晶明显降低了维拉斯托岩体的钡含量；黑云母的分离结晶将降低残余熔体中的铁、钛、钡含量；富含轻稀土的副矿物独居石、榍石、褐帘石和磷灰石的分离结晶导致维拉斯托岩体轻稀土含量明显低于北大山岩体，维拉斯托岩体重稀土和钇含量明显低于北大山岩体，指示锆石和磷钇矿发生了分离结晶作用。另外，北大山岩体和维拉斯托岩体本身也发生了钾长石、斜长石、黑云母、磷灰石和独居石的分离结晶(图14)。2个岩体均表现出Ti的负异常，可能与钛铁氧化物的分离结晶作用有关。

图14 北大山和维拉斯托岩体微量元素定量模拟图解(据Xu et al.,2015修改)Ba、Sr和Eu分配系数据Rollinson (1993)；La和Yb分配系数据Mahood and Hildreth (1983)、Fujimaki (1986) 和Yurimoto et al.(1990).Aln-褐帘石；Amp-角闪石；Ap-磷灰石；Bt-黑云母；Grt-石榴石；Kf-钾长石；Mnz-独居石；Ms-白云母；Pl-斜长石；Zrn-锆石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

总之，北大山岩体和维拉斯托岩体地球化学特征及岩浆演化趋势表明，它们均属于分异型花岗岩，岩浆演化过程中经历了钾长石、斜长石、黑云母、独居石、榍石、褐帘石、磷灰石、锆石和钛铁矿的分离结晶；除了岩浆分离结晶，形成维拉斯托岩体的残余岩浆还发生了熔体-流体相互作用，展示了超分异花岗岩特征。

5.4.2 岩浆演化与锡多金属成矿作用

Zr和Hf、Nb和Ta及Y和Ho等元素的地球化学行为一致，被称为“孪生元素”，Zr/Hf、Nb/Ta及Y/Ho比值在一般的岩浆体系中并不发生数值的变化(Green,1995)，但当岩浆由于分异而发生性质上的明显改变时，这些比值都将显著变小(Bau,1996;Linnen and Keppler,2002;Deering and Bachmann,2010;Dostaletal.,2015;Ballouardetal.,2016)。因而，Zr/Hf和Nb/Ta比值可视为花岗岩浆结晶分异程度的标志(Pérez-Soba and Villaseca,2010;陈璟元和杨进辉,2015;Ballouardetal.,2016;袁顺达,2017;Yuanetal.,2018b)。如Bau(1996)就提出将Zr/Hf=26作为花岗岩体系岩浆-热液的分界，Ballouardetal.(2016)以Nb/Ta=5将花岗岩划分为正常结晶分异成因和岩浆-热液相互作用成因。吴福元等(2017)认为这些都可能是高分异花岗岩与超分异花岗岩的地球化学界限，只不过超分异花岗岩很可能与岩浆热液作用关系密切。按照上述标准，北大山岩体属于高分异花岗岩，而维拉斯托岩体属于超分异花岗岩(图15a,b)。Irber (1999)以1.0和1.1的TE1,3值为界限，认为TE1,3值小于1.0的岩石不存在稀土元素四分组效应，TE1,3值大于1.1的岩石显示了明显的稀土四分组效应。北大山岩体的TE1,3值介于1.02～1.08之间，维拉斯托岩体的TE1,3值介于1.48～1.61之间(表2)，指示维拉斯托岩体存在明显的稀土四分组效应，而北大山岩体仅有轻微的稀土四分组效应。从北大山岩体到维拉斯托岩体，岩石的稀土四分组效应明显增强(图15c,d)，Y/Ho比值降低(图15d)。通常认为，岩浆发生高度分离结晶后，熔体中出现大量的流体，而熔体与流体的相互作用，将改变岩浆中稀土元素的地球化学行为，从而使它们呈现四分组效应(Bau,1996;Irber,1999;Moneckeetal.,2002)。赵振华等(1992)系统讨论了中国华南稀有金属花岗岩的稀土元素四分组效应，认为花岗质熔体的高度分离结晶和与富含F和Cl的挥发分流体的相互作用是形成稀土四分组效应的重要控制因素。岩浆的分离结晶作用只能导致Y/Ho比值发生小的变化，通常在24～34之间，但熔体-流体的相互作用可以显著改变Y/Ho比值。在图15d中，北大山岩体的Y/Ho比值基本落在24～34区域，但维拉斯托岩体的Y/Ho比值明显降低，表明北大山岩体仅经历了分离结晶作用，而维拉斯托岩体除了分离结晶，还发生了显著的熔体-流体相互作用。

图15 花岗岩演化程度判别图Fig.15 Discrimination diagrams for evolution degree of granites

除了维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床，大兴安岭南段还发育众多的锡多金属矿床。我们收集了该区典型锡多金属矿床成矿岩体地球化学数据，并计算了相关参数。白音查干东山超大型Sn-Ag-Pb-Zn-Cu-Sb矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于6.6～6.9之间，Zr/Hf比值介于20.6～22.0之间，TE1,3值介于1.08～1.10之间(李睿华,2019)，岩体的分异程度较高，接近超分异花岗岩，显示了相对明显的稀土四分组效应。黄岗超大型Sn-Fe-W矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于4.6～9.1之间，Zr/Hf比值介于20.2～27.8之间，TE1,3值介于1.02～1.13之间(Zhouetal.,2012)，岩体的总体分异程度亦较高，显示了相对明显的稀土四分组效应。大井大型Sn-Zn-Cu-Pb-Ag矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于10.1～10.7之间，Zr/Hf比值介于31.6～32.3之间，TE1,3值介于0.99～1.00之间(Liuetal.,2001)，岩体的分异程度相对较低，不显示稀土四分组效应。道伦达坝中型Cu-W-Sn矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于8.3～11.7之间，Zr/Hf比值介于17.5～27.1之间，TE1,3值介于1.19～1.37之间(陈公正,2018)，岩体的分异程度相对较高，显示了明显的稀土四分组效应。毛登-小孤山中型Sn-Zn-Cu矿床成矿花岗斑岩的Nb/Ta比值介于12.3～14.7之间，Zr/Hf比值介于29.1～31.8之间，TE1,3值介于0.97～1.06之间(李睿华,2019)，岩体的分异程度较低，且稀土四分组效应不明显。东山湾小型Sn-W-Mo-Cu矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于6.8～10.7之间，Zr/Hf比值介于15.9～24.2之间，TE1,3值介于0.86～1.12之间(Zengetal.,2015;Zhangetal.,2017)，岩体的分异程度相对较高，总体上，岩体的稀土四分组效应不明显。宝盖沟小型Sn矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于3.1～11.1之间，Zr/Hf比值介于27.8～30.3之间，TE1,3值介于0.99～1.02之间(Mietal.,2020)，岩体的分异程度相对较低，稀土四分组效应不明显。查木罕小型W-Mo-Be矿床成矿岩体的Nb/Ta比值介于5.9～14.1之间，Zr/Hf比值介于13.5 ～27.5之间，TE1,3值介于1.08～1.21之间(Zhangetal.,2019)，总体上，岩体的分异程度较高，且显示了明显的稀土四分组效应。本文和前人的研究结果表明，大兴安岭南段锡多金属矿床的成矿岩体均为分异型花岗岩，岩浆演化程度和熔体-流体相互作用是导致大兴安岭南段锡多金属矿床不同矿种组合的控制因素。稀有金属-锡多金属矿床为超分异花岗岩，具有明显的稀土元素四分组效应；Sn-W组合矿床的岩体分异程度亦较高，显示较明显的稀土元素四分组效应；独立的Sn矿床岩体的分异程度明显低于稀有金属-锡多金属组合和Sn-W组合矿床，且通常不显示稀土四分组效应；Cu-Sn-Pb-Zn-Ag矿床的成矿岩体分异程度最低，不显示稀土四分组效应，如：大井矿床、毛登-小孤山矿床。

5.4.3 维拉斯托矿床成因类型和成矿模式

关于维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床的成因类型，尚有不同认识，多数研究者认为维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床属于斑岩-热液脉复合型成矿系统(刘翼飞等,2014;Liuetal.,2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wangetal.,2017)；但亦有部分研究者认为属于岩浆-热液型锡多金属矿床(祝新友等,2016)。矿床成因争议的根本原因是对矿区隐伏的花岗质岩株岩石类型的不同认识和对岩体中钠长石形成机制的理解。刘翼飞等(2014)、Liuetal.(2016)、翟德高等(2016)和Wangetal.(2017)认为该岩株的岩石类型为石英斑岩，而祝新友等(2016)将该隐伏岩株厘定为细粒斑状碱长花岗岩；多数研究者认为岩体中的钠长石是热液成因的钠长石化所致(Liuetal.,2016;刘瑞麟等,2018b)，部分研究者认为钠长石是岩浆结晶产物(祝新友等,2016)。维拉斯托岩体顶部岩石发育似斑状结构，向下逐渐变为中粒花岗岩，因此维拉斯托岩体不是石英斑岩。岩体顶部斑状花岗岩的斑晶主要为石英、钾长石、钠长石，斑晶粒度差别极大；基质为细粒结构，主要矿物为钠长石、天河石、石英、黄玉、锂云母和萤石。石英斑晶边缘含大量细粒半自形钠长石、他形钾长石，它们沿石英结晶面生长，构成一圈或多圈环带，形成明显的“雪球结构”。“雪球结构”是黄玉-锂云母-钠长石花岗岩中一种特有结构，是岩浆作用所致，即在富F、Na、Al的花岗质岩浆结晶初期，由于高成核密度和低生长速率而形成了大量的钠长石晶核(也可能同时形成了少量石英晶核)，随着岩浆的演化，体系逐渐转变为适合于钠长石、石英和钾长石同时生长，在H2O含量较高的条件下，石英的生长速率高于钠长石，相对快速生长的石英晶体在向外生长的过程中逐渐包容了钠长石晶体，最终形成了按斑晶晶面排列的“雪球结构”(Pollard,1989;Kempeetal.,1999;朱金初等,2002)。Kovalenko and Kovalenko (1976)和朱金初等(2002)认为稀有金属花岗岩的成矿作用发生在结晶分异的过程中，极高的分异程度造成高场强元素在残余熔体中高度富集，最终达到饱和并发生矿化。综上所述，维拉斯托岩体不是石英斑岩，而是超分异的Li-F花岗岩；钠长石主要形成于岩浆阶段；维拉斯托矿床不是斑岩成矿系统，而是与超分异花岗岩有关的岩浆-热液成矿系统。其成矿模式如图16。

图16 维拉斯托稀有金属-锡多金属成矿系统的成矿模式Fig.16 Ore deposit model of the Weilasituo rare metal-tin-polymetallic metallogenic system

早白垩世期间，大兴安岭南段处于伸展环境，导致岩石圈减薄、软流圈上涌，幔源岩浆以底侵方式进入下地壳，触发了新元古代期间增生的来自亏损地幔的新生下地壳的熔融，形成了早白垩世I型花岗岩质岩浆。岩浆上侵过程中发生分异，形成了不同演化程度的杂岩体。花岗质熔体的高度分离结晶和与富含F和Cl的挥发分流体的相互作用可以使稀有金属元素在岩浆阶段富集成矿(赵振华等,1992;Yuanetal.,2019)。其成矿过程为：富氟富稀有金属元素的岩浆先通过结晶分异作用，结晶出石英、钠长石、钾长石和云母等造岩矿物，导致残余熔体逐渐富集不相容元素和挥发分；当稀有金属成矿元素和挥发分富集到一定程度后，黄玉开始晶出，导致熔体中的氟含量明显降低，从而使稀有金属矿物(如铌铁矿、钽铁矿等)开始沉淀成矿(Cuneyetal.,1992)，形成维拉斯托岩体顶部的蚀变花岗岩型Sn-Zn(-Rb-Nb-Ta)矿体。随着体系中晶体相所占比例的逐渐增多，导致熔体中的水含量在一定时间达到饱和，进而独立的流体相出溶，进入岩浆-热液过渡阶段，该阶段因含有大量的挥发分，发生隐爆，在隐爆角砾岩筒中发育广泛云英岩化，形成以含锂白云母和锂云母为主的富云母云英岩，出溶流体中还含有较多的Rb和Be，导致维拉斯托隐爆角砾岩型Sn-Zn-Li(-Rb-Be)矿体的形成。当岩浆体系的温度下降至固相线时，熔体相消失，此时体系中只存在固体相和流体相，成矿系统进入热液成矿阶段，高温成矿流体运移到断裂-裂隙系统，形成受断裂构造控制的石英脉型锡多金属矿体；成矿流体的温度继续降低，演化到中温阶段，形成了少量的钼多金属矿体(图16)。