新疆阿尔泰造山带中生代伟晶岩的稀有金属成矿作用*

赵振华，陈华勇，韩金生

1. 中国科学院深地科学卓越创新中心/中国科学院广州地球化学研究所，广东 广州 510640

2. 中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉 430074

阿尔泰造山带西起俄罗斯和哈萨克斯坦，经新疆北部一直延伸到蒙古国南缘，北邻西伯利亚Sayan 地块，南以额尔齐斯断裂带为界与准噶尔地块相接，是中亚造山带的重要组成部分［1-2］。该造山带位于中国境内部分统称为中国阿尔泰造山带。新疆北部地处中亚增生型造山带的核心部位，多类型洋盆演化、多块体汇聚，形成了陆缘成矿系统最大的大陆成矿域。以Windley 等［1，3］的划分方案为参考，以红山嘴断裂、阿巴宫断裂、克兹加尔断裂和额尔齐斯断裂为界，根据各自不同的地层、岩浆活动和矿产特征，将新疆阿尔泰划分为北阿尔泰、中阿尔泰、南阿尔泰（琼库尔）和额尔齐斯带，大致平行造山带走向展布。张辉等［4］将其称为地体（domain）。新的研究认为，上述不同地体只是代表了不同深度造山带地壳物质的剥露，其差异性不足以作为区别不同地体的标准［5］。

在印度板块与欧亚大陆碰撞远程效应和深部壳幔作用的共同控制下，发生了最强烈的壳幔相互作用、最显著的显生宙大陆增生和最强烈的新生代构造改造，这些特征使中亚造山带成为研究大陆增生及成矿机制的天然实验室［6］。近些年来，新疆阿尔泰造山带伟晶岩与花岗岩的成岩成矿精确定年成果表明，本区早中生代发育了强烈的岩浆和成矿作用，并形成了以阿勒泰可可托海3号伟晶岩脉为代表的、三叠纪（印支期）世界级大型和超大型稀有金属伟晶岩成矿带［4，7］。更值得关注的是，阿尔泰造山带及邻区准噶尔近几年相继发现了侏罗纪（燕山期）岩浆岩和稀有金属伟晶岩矿床［8-25］。这些研究成果显示，新疆北部中生代岩浆岩不仅是伟晶岩，包括花岗岩类和火山岩，均具有重要的稀有金属成矿作用，形成了中亚增生型造山带成矿的另一重要特色。而许多中生代稀有金属伟晶岩与赋存花岗岩成岩的显著时差、与同期花岗岩空间分离及地球化学特点差异等显著特征，形成了独具特色的阿尔泰型稀有金属伟晶岩，本文称其为阿尔泰型稀有金属伟晶岩。阿尔泰型稀有金属伟晶岩对稀有金属伟晶岩与花岗岩之间成因关系的传统认识提出了挑战，因而对研究中亚造山带的动力学演化具有重要意义。本文重点综合近些年来本区中生代岩浆岩及相关稀有金属成矿作用研究资料，探讨了阿尔泰造山带中生代带岩浆岩，特别是稀有金属伟晶岩成岩成矿特点及与花岗岩的关系，并提出了应进一步研究的关键科学问题。

1 中生代是阿尔泰稀有金属伟晶岩主要成矿期

1.1 三叠纪是阿尔泰稀有金属伟晶岩成矿高峰期

阿尔泰造山带是世界著名的稀有金属伟晶岩成矿带，区内出露有不同规模的约10 万余条伟晶岩脉，集中分布在9 个伟晶岩矿集区的38 个伟晶岩田中，已发现超大型矿床1 处（可可托海），大型矿床2处（卡鲁安Li矿，柯鲁木特Li-Be-Nb-Ta矿）、中型矿床5 处，小型81 处，以及众多矿点和矿化点［19，26］。

阿尔泰伟晶岩呈现了多时代、多类型特点，主要形成于晚古生代-早中生代。但受研究手段，特别是同位素定年方法精确度的限制，多年来虽然积累了大量研究成果，但对伟晶岩的成岩成矿时代认识仍存在明显分歧。仅以最具代表性的可可托海3号伟晶岩脉为例，其成岩成矿有晚古生代（早石炭世）到中生代（三叠纪，侏罗纪）的不同认识［4，7，27-28］。随着近年大量锆石［7-24］、少量辉钼矿Re-Os 等时线［8］和铌钽铁矿U-Pb［9，29-30］等精确定年方法的应用，确认三号伟晶岩脉锆石年龄为晚三叠世220～211 Ma， 使世界著名的阿勒泰稀有金属伟晶岩的成岩、成矿年龄进一步厘清，成岩、成矿年龄框架变得更加清晰［9，29-30］。张辉等［4］将阿尔泰伟晶岩成矿划分为4 个期次：泥盆纪-早石炭世（403～333 Ma）；二叠纪（275～250 Ma）；三叠纪（248～200 Ma）；侏罗纪（199～157 Ma）（图1和表1）。杨福全等［19，31］也将其划分为4 期成矿作用，但时限不同：奥陶纪-早志留世（476～436 Ma），晚泥盆世（约370 Ma），二叠纪（296～258 Ma）和三叠纪-侏罗纪（250～151 Ma）。

图1 阿尔泰中生代伟晶岩、花岗岩类分布（据张辉等［4］修改）Fig.1 Distribution of Altay Mesozoic pegmatites and granites(modified after Zhang et al[4])

综合本区超大型、大型伟晶岩矿床精确年龄数据一致表明：与区内花岗岩成岩高峰期为早泥盆世（约400 Ma）不同，阿勒泰稀有金属伟晶岩成矿高峰期为三叠纪（250～202 Ma；表1），主要分布于琼库尔和中阿尔泰地体中较大的范围（纵深60～80 km）［4，31］（图2），构成了一条重要的中生代稀有金属伟晶岩成矿带。

图2 阿尔泰造山带伟晶岩与花岗岩成岩年龄直方图（据张辉等［4］修改）Fig.2 Isotopic age histogram of Altay pegmatites and granites(modified after Zhang et al[4])

表1 新疆阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩成矿年龄Table 1 Isotopic ages of Altay rare metal pegmatites

续表

1.2 侏罗纪是阿尔泰稀有金属伟晶岩重要成矿期

20 世纪80—90 年代末，Ar-Ar及Rb-Sr等时线方法的应用在伟晶岩获得了一些侏罗纪年龄数据，如阿祖拜稀有金属-宝石伟晶岩获得Ar/Ar 年龄为（154.1±0.1） Ma［38］；可可托海3号伟晶岩脉182～169 Ma［28-29，38］。锆石、铌钽铁矿U-Pb 年龄的获得确认了阿尔泰稀有金属伟晶岩的侏罗纪成矿年龄（图1，表1），例如，可可托海3 号伟晶岩脉的Ⅱ和V～Ⅷ结构带锆石U-Pb 年龄为（198.5±4.2）～（186.5±2.0） Ma［7，34］；别也萨麻斯Li伟晶岩锆石U-Pb 年 龄（157.2±0.5） Ma［18］、（151.1±1.8）Ma［19-20］和钽锰矿U-Pb 年龄（160.1±1.1）Ma［21］。琼库尔Be-Nb-Ta 和阿拉散Be 伟晶岩矿床成矿年龄分别为194.3 Ma［23］和185 Ma［19］；阿祖拜Be 伟晶岩矿锆石U-Pb 年龄为192 和201 Ma［4，34］；可可托海镇北库儒尔特（60 号山）伟晶岩型Be-Nb-Ta矿床锆石U-Pb 年龄180.7 Ma［22］；库威-结别特伟晶岩Be 矿锆石U-Pb 年龄192～200 Ma；小虎斯特Li-Be-Nb-Ta 矿床锆石U-Pb 年龄为（190.6±1.2）Ma［22-23］。

上述侏罗纪伟晶岩主要特点是其为小-中型Be±Li±Nb-Ta 矿床和碧玺宝石矿，并显示为叠加成矿作用，即叠加在晚三叠世成矿上，如可可托海3号脉、卡鲁安、阿祖拜等伟晶岩矿床，而别也萨麻斯、库威-结别特等则为早侏罗世成矿。这些年龄资料确定了侏罗纪是本区伟晶岩的重要成矿期，具有重要成矿潜力。

1.3 三叠纪、侏罗纪花岗岩具有一定规模

阿尔泰造山带古生代花岗岩规模最大，出露面积约2.5 万km2，约占全区面积40%。近年来，单颗粒锆石U-Pb 年龄测定确认了阿尔泰造山带中的中生代三叠纪花岗岩（表2），如可可托海镇东北阿拉尔晚三叠世黑云母（钾长或二长）花岗岩、二云母花岗岩，面积约1 300 km2，锆石年龄为219～210 Ma［11，20，39］；阿勒泰市东北乌希里克由细粒、中粗粒白云母二长花岗岩组成的霍热木德克岩体（面积54 km2）锆石年龄（222.3±1.8）Ma，满克依顶萨依岩体（面积32 km2） 锆石年龄（217.9±2.3）Ma［13］；由碱长花岗岩、正长花岗岩和二长花岗岩组成的辉腾阿尔善岩体（面积110 km2） 锆 石U-Pb 年 龄 为（203.1±2.1） Ma 和（202.3±2.2） Ma［14］。呈小岩株产出的青河阿斯喀尔特白云母花岗岩、白云母钠长花岗岩锆石年龄222.6～219.2 Ma［25，32］。此外，在东天山东戈壁花岗斑岩年龄为（233.2±2.2）Ma，白山黑云母二长花岗岩212 Ma，斑状花岗岩（237.0±4.7）Ma，均与斑岩Mo矿有关［40］。

上述岩体均为晚三叠世（230～202 Ma），主要岩石类型为黑（白）云母二长花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩等富铝、富碱花岗岩。岩体出露总面积约1 600 km2，约占阿尔泰花岗岩总面积的6%。

20 世 纪80—90 年 代 末，Ar-Ar 及Rb-Sr 等 时线方法的应用在本区花岗岩获得了一些侏罗纪年龄数据。如阿勒泰小克兰河东尚克兰白云母钠长石铍钨淡色花岗岩是较典型的稀有金属花岗岩，出露的4 个白云母钠长石花岗岩总面积0.3 km2，其Rb-Sr 等 时 线 年 龄 为（176.1±12.9）Ma 和（181.9±9.2）Ma［28，44］。这些侏罗纪花岗岩多呈岩株产出，属高演化的淡色花岗岩。其锆石由于U、Th 含量高而造成明显蜕变或蚀变，U、Pb 不同程度丢失，难以获得准确年龄。Ar-Ar年龄可能显示了侏罗纪对晚古生代和三叠纪岩浆岩的改造作用。对上述花岗岩开展的锆石U-Pb 年龄测定显示了多组年龄，例如，小克兰河西侧黑云母二长花岗岩单颗粒锆石年龄为（203±3） Ma，12 个颗粒锆石中有5 个颗粒年龄为196～158 Ma（平均181.6 Ma）［11］，与上述小克兰河东尚克兰Be、W 淡色花岗岩Rb-Sr年龄181～176 Ma一致。阿勒泰将军山二云母二长花岗岩单颗粒锆石U-Pb 年龄为（151±2）Ma［11］，黑 云 母 钾 长 花 岗 岩 为（268.3±1.9）Ma［45］。2021 年陕西省区域地质调查中心测得，阿拉尔东绿柱石矿围岩阿克沙特二云母花岗岩锆石年龄195 Ma（1∶25万填图）（表2）。

蔺新望等［12］测定了中哈、中俄边境友谊峰木孜他乌岩体，该岩体位于木孜他乌山、加格尔他乌山一带，面积约70 km2，平面呈近等轴状（北界已出境）。岩体由黑云母花岗岩、斑状黑云母正长花岗岩、白云母正长花岗岩组成。其黑云母钾长花 岗 岩 单 颗 粒 锆 石U-Pb 年 龄 为（198.3±3.8）Ma（表2）。

阿尔泰造山带南部的喀拉通克地区粗安岩锆石U-Pb年龄为（181.9±0.7）Ma，这种岩石在区内呈多条潜火山岩岩脉分布［16］。准噶尔盆地西北及东北基底玄武岩和流纹岩的锆石分别获得（191±14）和（197±14）Ma［43］，克拉玛依西玄武岩Ar/Ar年龄为（192.7±1.3）Ma［46］。在博格达地区发现了晚侏罗世闪长岩和二长花岗岩，年龄分别为（154.9±1.9）Ma 和（152.7±1.8）Ma［15］。东天山白山Mo（-Re）矿床有关的黑云母斜长花岗岩锆石UPb 年龄为（181±3）Ma［47］。上述侏罗纪岩浆岩确切年龄为192～150 Ma，一些岩体年龄有待进一步精确测定。不同于三叠纪岩浆岩，侏罗纪岩浆岩既有花岗岩类，也有火山岩，岩石类型主要为黑云母钾长花岗岩、闪长岩、粗安岩、流纹岩等，出露面积较小（表2）。

表2 新疆北部中生代花岗岩类年龄Table 2 Isotopic ages of Altay Mesozoic granites

近年来，阿尔泰邻区中生代沉积岩中陆续发现侏罗纪岩浆碎屑锆石，提供了区内中生代岩浆活动的证据。例如，天山北麓中-新生代沉积地层及准噶尔盆地周缘碎屑锆石年代学研究和源区分析发现，碎屑物中有大量晚中生代锆石，其具有明显的震荡环带，属岩浆锆石，年龄峰分别为132、153、161～162、169 Ma，说明该地区存在一定规模的燕山期岩浆活动。天山地区燕山运动的启动时间限定在约160 Ma，即上侏罗统齐古组开始沉积的时代［48］。

综合上述分析可以确认，北疆特别是阿尔泰地区，广泛发育了中生代三叠纪-侏罗纪伟晶岩和花岗质岩浆活动，伟晶岩在三叠纪达到稀有金属成矿高峰，一些高演化的淡色花岗岩岩体出露面积虽小，但同位素年龄区间大，如将军山二云母二长花岗岩锆石年龄范围（268.0±1.9）～（151.0±2.0）Ma［11，45］，尚克兰白云母钠长花岗岩也具类似特征，并都形成稀有金属矿化，可能显示了岩体受到后期岩浆或热液叠加改造，这为探讨阿尔泰造山带构造动力学演化及三叠纪大规模稀有金属伟晶岩成矿机制和规律提供了重要依据。

2 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩与花岗岩的关系

如上述，阿尔泰伟晶岩主要形成于晚古生代-早中生代（也留曼REE-Nb矿床476 Ma，别也萨麻斯Li-Be-Nb-Ta 矿床151 Ma），主要集中在240～180 Ma，于三叠纪达到成岩成矿峰值（图1）［4，19］。约占阿尔泰面积40%的花岗岩类锆石年龄范围470～150 Ma，在早泥盆世（约400 Ma）达到成岩峰值（图1）。花岗岩可划分为3个阶段［11-16］：早中古生代470～440 Ma（中晚奥陶世）和425～360 Ma（晚志留世-晚泥盆世）、晚古生代355～318 Ma（早石炭世）和290～270 Ma（早二叠世）以及早中生代245～150 Ma（中晚三叠世-早侏罗世）。

上述伟晶岩与花岗岩形成年龄对比结果及空间分布关系显示，阿尔泰伟晶岩和花岗岩具有明显不同于传统花岗岩-伟晶岩成岩、成矿系统的时空关系：稀有金属伟晶岩与周围花岗岩形成年龄存在显著时差（间断达200 Ma）；中生代稀有金属伟晶岩的产出规模大，而同时代花岗岩类产出及成岩、成矿规模小、分布零星，这些特点对用传统花岗岩-伟晶岩模型剖析本区稀有金属伟晶岩成岩、成矿作用和找矿提出了挑战。

2.1 稀有金属伟晶岩形成与赋存花岗岩存在显著时差和地球化学差异

本区多数稀有金属伟晶岩周围很少发育同期的花岗岩类，伟晶岩形成年龄与围岩花岗岩年龄明显不同，时差约200 Ma，地球化学特征也有差异。代表性的伟晶岩有柯鲁木特、卡鲁安、佳木开（图3a），别也萨麻斯及沙依肯布拉克等（表3）。

围绕哈龙花岗岩基（约600 km2）分布的柯鲁木特-吉得克伟晶岩田、阿拉山伟晶岩田、卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田和佳木开-琼库尔伟晶岩田有上万条伟晶岩脉。伟晶岩的锆石、铌钽铁矿年龄为225～192 Ma，哈龙花岗岩为408～401 Ma，两者时差约200 Ma；其Hf 同位素组成也明显不同。如哈龙花黑云母和二云母花岗岩408～401 Ma，εHf（t）= 7.85～14.95，周边的阿祖拜Be 矿化伟晶岩215～192 Ma，εHf（t）= - 0.6 ～ +6.3；佳木开Be-Nb-Ta矿化伟晶岩212～192 Ma，εHf（t）=0.4～3.3；卡鲁安Li 矿 化 伟 晶 岩228～211 Ma，εHf（t）=0.65～2.50［22，24，34-35，50］。产于哈龙花岗岩基东吉得克岩体的柯鲁姆特伟晶岩年龄238.3～210.7 Ma，赋矿黑云母花岗岩（455.6±5.4） Ma，二云母花岗岩（445.6±5.9） Ma。112 号伟晶岩脉εHf（t）= 0.03～2.35，TDM2=1 112～1 225 Ma；二云母花岗岩、黑云母花岗岩εHf（t）=-1.41～ 4.13；TDM2=1 172～1 515 Ma［17］。别也萨麻斯Li-Be-Nb-Ta 伟晶岩形成年龄160～151 Ma（锆石、钽锰矿），围岩白云母花岗岩449～430 Ma［16，18-19］，两者相差近300 Ma；两者Hf同位素组成也明显不同，伟晶岩的εHf（t）=0.02～0.68；0.62～1.30 ，平均为+0.93。二云母二长花岗 岩 的εHf（t）=8.6～+14.9； 1.35～6.07 平 均 为3.74［18］。沙依肯布拉克Be伟晶岩201～202 Ma，矿区花岗闪长岩、中细粒花岗闪长岩锆石年龄分别为406 Ma和531 Ma［19］。

上述特征表明，阿尔泰造山带中生代伟晶岩与围岩花岗岩形成年龄之间存在明显间断和物源的明显差异或脱耦，稀有金属伟晶岩的形成与围岩花岗岩无直接关系［4，17，50］，代表了本区中生代稀有金属伟晶岩的主要特征。本区二叠纪稀有金属伟晶岩也显示了类似特点，稀有金属伟晶岩成矿时间为275～250 Ma，峰值在260～250 Ma；花岗岩年龄为295～265 Ma，峰值在280～275 Ma，伟晶岩一般晚于花岗岩约20 Ma。此外，它们的地球化学特征，如Hf 同位素组成也有明显差异，暗示了伟晶岩与花岗岩的成岩差异［4］（表4）。

2.2 稀有金属伟晶岩形成与花岗岩的关系存在争议

可可托海3号脉超大型稀有金属伟晶岩与周围花岗岩的关系一直存在争议（图3b）。该伟晶岩的直接围岩辉长岩年龄为408 Ma［37，53］，而伟晶岩锆石年龄为220～211 Ma［7-10］；周围黑云母二长花岗岩年龄409～404 Ma，黑云母花岗岩399～388 Ma，二云 母 花 岗 岩396 Ma［30，49］；距 三 号 伟 晶 岩 脉 约15 km 外的阿拉尔花岗岩基主要由黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩和钾长花岗岩组成（面积约1 300 km2），花岗岩年龄232～210 Ma［7，10-11，39］，与伟晶岩年龄相近，据此认为三号脉稀有金属矿形成与阿拉尔花岗岩基有关［8，27，54-55］。

但阿拉尔花岗岩与伟晶岩Hf 同位素组成明显不同，εHf（t）分别为-4.2～4.9［11］和1.25～2.39［10］、1～4［52］（表4），指示阿拉尔花岗岩源区比三号伟晶岩脉源区具有较多老地壳物质，这与三号脉边部εNd（t）=-2.27～3.12 一致［54］。阿拉尔花岗岩微量元素分异指标也明显区别于世界范围内的高分异花岗岩，属于低分异的贫瘠花岗岩（barren granite），例如，Zr/Hf 和Nb/Ta 比值高（平均值分别为33.3和16.2）、稀有金属含量低（Li、Be、Nb、Ta 平均分别为40.7、4.1、17.9 和1.2 mg/kg）和钾长石K/Rb 比值高（181～246），不具备形成稀有金属伟晶岩的潜力。瑞利分馏计算表明，阿拉尔花岗岩需经由非常高程度的分离结晶（>99.99%）才能形成可可托海3号伟晶岩脉，这些特征显然表明它们无成因联系［4，52］。目前文献中有关围绕阿拉尔花岗岩体的伟晶岩水平分布的15 个脉体群［55］，实际是不同时代伟晶岩空间分布叠合，例如，别也萨麻斯、库威脉体群均为侏罗纪伟晶岩群，与阿拉尔花岗岩无关。

表4 新疆阿尔泰中生代伟晶岩及相关花岗岩Hf同位素组成Table 4 Hf isotopic compositions of Altay rare metal pegmatites and host granites

传统的花岗岩-伟晶岩系统中两者空间关系密切，花岗岩岩浆的高程度分离结晶形成伟晶岩，伟晶岩一般在花岗岩的内、外接触带呈带状分布，成矿伟晶岩多在外接触带，或在花岗岩岩体顶部连续分布（如本区的阿斯卡尔特花岗岩-伟晶岩Be-Nb-Mo 矿床）。花岗质岩浆与伟晶岩空间关系进行了的理论模拟计算［56］，模拟的岩浆房体积10 km×10 km×10 km，温度800 ℃，围岩温度分别为500 和300 ℃。模拟计算表明，花岗岩与伟晶岩距离与伟晶岩分异程度成正比，即伟晶岩分异程度越高，两者相距越远，但伟晶岩与母岩体的距离不超过10 km，且母岩体不应是小岩体。而LCT 型伟晶岩通常分布于以稀有金属花岗岩母岩为中心的10 km 半径范围内［57］，阿拉尔岩体规模较大，但其与可可托海3号伟晶岩脉的空间距离约15 km，超出了理论模拟值范围，不支持可可托海3号脉与阿拉尔花岗岩的成因联系。

2.3 稀有金属伟晶岩形成与围岩花岗岩密切相关

目前在阿尔泰发现的、具有传统的花岗岩-伟晶岩成岩成矿系统特点的实例以阿斯喀尔特为典型，伟晶岩和花岗岩均形成Be-Nb-Mo 矿床，是我国典型的大型花岗岩型铍矿床（图3c）。赋矿二云母花岗岩露头面积约5 km2，条带状伟晶岩与白云母钠长石花岗岩呈渐变过渡关系，分布在岩体顶部或边部，二者的矿物组成基本一致。赋矿花岗 岩 与 伟 晶 岩 年 龄 一 致［23，27，32-33，40］：锆 石 年 龄（247.5±2.2）Ma，白云母钠长花岗岩（231.4±2.0）～（216.7±2.8）Ma；伟晶岩锆石年龄（220.6±1.6）～（218.2±3.9）Ma，辉 钼 矿Re-Os 模 式 年 龄 为（218.6±1.3） Ma，（214.9±1.2） Ma 和（228.7±7.1）Ma。花岗岩与伟晶岩Hf 同位素组成也相似［30］：白云母钠长花岗岩εHf（t）=-0.72～1.33；矿化白云母钠长花岗岩为-0.36～1.99；条带状伟晶岩为-0.45～0.38［25］。

此外，可可托海镇西北的库儒尔特（也称60号山、库吉尔特）Li-Be-Nb-Ta 矿床，其伟晶岩锆石年龄为（180.7±0.5） Ma［22］，赋矿二云母花岗岩Rb-Sr （矿物内部等时线） 年龄为173.1 Ma［44］，花岗岩与伟晶岩成矿可能有关。大喀拉苏Be-Nb-Ta 伟晶岩锆石U-Pb 年龄为272～231 Ma，赋矿黑云母花岗岩248 Ma［22-23，29］，两者形成时间相近。

2.4 阿尔泰造山带稀有金属伟晶岩的类型

综合上述伟晶岩与花岗岩的关系及成矿时代和成矿规模巨大等特征，本区稀有金属伟晶岩可能源于独立的伟晶岩岩浆，可总称为阿尔泰型，并划分为4种亚类型。①可可托海3号脉型：为超大型Li-Be-Ta-Nb-Cs 矿床，伟晶岩结构分带完整、典型；远离同时代花岗岩，成矿为晚三叠世（220～211 Ma）［4-7］，与赋矿早泥盆世花岗岩（约400 Ma）存在显著时差［30，49］；②卡鲁安型：为大型Li-Be-Nb-Ta 矿床，矿区具有超大型Li 成矿潜力，成矿为晚三叠世（228～211 Ma），与赋矿早泥盆世花岗岩（约400 Ma）存在显著时差［22，24，34-35，50］；③别也萨麻斯型：为中型Li-Be-Nb-Ta矿床，伟晶岩成矿为晚侏罗世（160～151 Ma）［18，20-21］，与赋矿花岗岩晚奥陶世（449 Ma）时差约300 Ma；④阿斯卡尔特型：为大型Be-Nb-Mo 矿床，伟晶岩与花岗岩空间和成矿连续（219 Ma［23］或231～229 Ma［25］），属花岗岩-伟晶岩成矿系统。

3 与阿尔泰中生代岩浆岩成岩成矿相关的关键科学问题

阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩与花岗岩的时空关系特点决定了必须突破传统的花岗岩-伟晶岩成岩成矿系统模式，从多因素综合剖析本区稀有金属伟晶岩的成岩、成矿作用的关键科学问题，建立适于阿尔泰中生代伟晶岩形成的合理模型。

3.1 阿尔泰造山带的构造动力学背景

阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩与周围花岗岩的时间或物质关系脱耦，如此大规模的稀有金属伟晶岩爆发形成受何种因素控制？同时代花岗岩产出规模小、空间分布及地球化学特征与伟晶岩明显不同，是否指示了独立伟晶岩岩浆的存在？或相关花岗岩在深部隐伏存在？有关这些问题的关键控制因素是什么？

3.1.1 位于喀纳斯-阿尔泰-青河布格重力梯度带虽然伟晶岩的形成深度多在上地壳范围（多在3.5～5.0 km），但伟晶岩分布区的构造动力学演化、壳幔结构与成分是探讨伟晶岩和相关花岗岩源区成分及成矿物质来源、演化的重要依据。

阿尔泰伟晶岩区处于喀纳斯湖-阿勒泰-青河布格重力梯度带，长约400 km，宽60 km。重力异常反映了地壳浅部与深部不同物质密度不均匀和厚度的变化，是从地表到上地幔组成物质变化的综合反映。该重力梯度带呈北西-南东向延伸，布格重力异常梯度自南而北均匀下降。南、北地壳厚度变化大，南薄（46 km）北厚（48 km），形成了阿尔泰慢坡带，慢坡陡缓不一，呈阶梯状。慢坡带地壳性质活泼、莫霍面起伏明显、幔源断裂发育，可能是本区长期构造活动带的深部因素。加厚的地壳更有利于伟晶岩的成岩成矿，其显著的地球化学特征是富集Be、Li、Ta、Nb、W、Sn、Pb、Zn、Cu、Au、Ag等，可能为阿尔泰巨型稀有金属伟晶岩带形成提供了有利背景条件［26，55，58］。

3.1.2 古生代构造动力学为陆缘岛弧背景 对阿尔泰造山带古生代构造动力学背景（属性）一直存在不同认识，包括被动大陆边缘［59］、岛弧［1，3，60］、陆缘岛弧［61］、活动大陆边缘［62］和增生杂岩体［63-65］等，其中活动陆缘或增生楔为主流观点。目前，本区已积累大量有关变质岩碎屑锆石及岩浆岩中继承锆石年代学、地球化学研究资料［60，62，66-68］，岩浆成因锆石年龄介于2 800～460 Ma 之间；其中分布于中阿尔泰块体友谊峰的喀纳斯群中岩浆锆石年龄范围为858～545 Ma，以567～536 Ma 为主，应属震旦-早寒武世［67］。分布较广的哈巴河群以540～460 Ma 为主，显示为中奥陶世-早泥盆世［62，66］。古生代花岗岩中元古代锆石晶核年龄为1 804～886 Ma，εHf（t）= -15.03～1.19， δ18O=10.87‰～14.78‰［68］。哈巴河群中的元古代和太古代锆石所占比例很小。

大陆弧主要特点是其火山弧出现在大陆边缘且没有同大陆分离。在大洋板块向大陆板块俯冲过程中，如果上盘大陆板块出现弧后扩张，导致原本位于大陆边缘的部分大陆岩石圈从大陆分离，或出现在大陆架海域，有时会构成新的俯冲带上盘，在这些地区形成陆缘岛弧（continental margin island arcs）。例如，中新生代陆缘岛弧主要分布在太平洋西北缘，包括千岛群岛、日本-琉球等岛弧［69］。如上所述，阿尔泰岩浆弧由大量增生杂岩及变质沉积岩构成，其碎屑锆石内部结构显示主要为岩浆锆石，磨圆程度差，表明以短距离搬运或原地沉积为主。此外，年轻岩浆锆石Hf 同位素组成以地幔来源和年轻地壳为主，表明阿尔泰造山带早古生代处于活动陆缘或者陆缘弧，应属于古生代期间古亚洲洋俯冲-增生形成的以新生地壳物质为主的陆缘岛弧。其古生代哈巴河群、库鲁姆提群、康布铁堡组、阿勒泰组和红山嘴组地层显示低的CIA 值（50～70），（Fe2O3T+MgO）、TiO2含量以及Al2O3/SiO2、K2O/Na2O、Al2O3/（CaO+Na2O）值，La、Ce 含量及Th/Sc、La/Sc 值均显示古生代地层碎屑沉积岩主体形成于大陆岛弧背景［70］。

肖文交等［71］称阿尔泰主体为古生代期间古亚洲洋俯冲-增生形成的以新生地壳物质为主的日本型岩浆弧，是一种特殊类型的洋内弧。其前期为安第斯型岩浆弧，后期由于弧后裂解作用从原来的大陆边缘裂离出来，并在弧后地区形成具有大洋地壳的弧后盆地。由于包含一些老的碎屑物质及较富集的同位素组成，曾经长期被认为作为微陆块参与造山演化过程。

综合阿尔泰造山带古生代变质岩、沉积岩和花岗岩的分布及岩石地球化学特点，本区古生代以来经历了活动陆缘、陆缘裂解的陆缘岛弧环境。而古生代晚期洋盆闭合，中生代则进入陆内伸展背景。

3.1.3 中生代构造动力学为陆内伸展背景 对于中亚造山带的最终拼贴时限一致存在较大争议，有晚泥盆世［72］、晚泥盆至早石炭世［58，72］、晚石炭世［73-75］、二叠纪［76］、二叠纪末至中三叠世［77-78］等不同认识。

阿尔泰造山带的三叠纪花岗岩和伟晶岩时限为230～202 Ma，恰与我国东部的印支运动时限吻合。印支运动使扬子、中朝、塔里木等小陆块拼合在一起。肖文交等［71］认为，从中生代开始，中亚造山带受到周围构造域强烈的叠加改造影响。例如，特提斯构造域一系列陆块向北漂移并拼贴到欧亚大陆南缘，其挤压应力通过塔里木克拉通传递到天山及以北的区域。从三叠纪开始，伴随古亚洲洋的关闭，新疆北部处于古太平洋和古特提斯洋两个活动陆缘之间的陆内或板内构造环境［58］，阿尔泰三叠纪伟晶岩和以富铝富碱为特征的花岗岩恰是这种陆内伸展背景的产物。

在侏罗纪，全球三大洋（古太平洋、新特提斯洋和蒙古-鄂霍茨克洋）近乎同时扩张。与中亚造山带中部和东部不同，阿尔泰造山带晚中生代燕山运动的启动和发展应与新特提斯构造域洋壳俯冲消减历史和板块汇聚碰撞过程（或远程效应［79］）密切相关。发生于侏罗纪的“燕山运动”这一重要的构造事件对天山及邻区的影响过去虽有报道［80］，但有关该事件在新疆北部的启动时间及相关岩浆活动却很少涉及。朱文斌等［48］认为，天山及邻区燕山期的构造变形具有多个方向，也是晚中生代东亚多板块汇聚在天山及邻区的具体体现。多板块的汇聚造成了岩石圈增厚［80］，阿尔泰增生造山带中喀纳斯-阿尔泰-青河布格重力梯度厚地壳（46～48 km）可能与这种构造过程有关。

俄罗斯学者［81-82］认为，阿尔泰山三叠纪花岗岩类与西伯利亚超级地幔柱有关的幔源含矿岩浆活动的时限基本一致，是该地幔柱演化最后阶段的产物；而王登红等［38］则认为，阿勒泰地区印支期-燕山期与稀有金属有关的白云母花岗岩类的形成与长期活动的化学地幔柱或热点有关。地幔柱和化学地幔柱能带来大量稀有金属。肖序常［58］认为，新疆北部三叠纪至侏罗纪岩浆岩源于地幔柱活动。三叠纪晚期到侏罗纪中期，该区发育以准噶尔盆地为中心的地幔柱，幔源岩浆底侵，导致局部地壳熔融，形成了该区具有明显地壳特征的岩浆岩。然而，西伯利亚大火成岩省年龄为（251.2±0.3） Ma，明显早于本区晚三叠纪的花岗岩和伟晶岩。朱永峰［83］认为新疆的印支-燕山运动可能对应着大陆内部均衡阶段的地质过程。

本文认为，在上述大区域动力学背景下，中亚造山带的最终拼贴时限从西向东存在差异，阿尔泰造山带二叠纪末（约250 Ma）地壳格架已基本完成。中生代本区进入陆内伸展背景，古生代强烈地壳增生及与古陆壳混合形成的地壳受到改造，发生了大规模岩浆活动，大量花岗岩的形成提高了地壳成熟度，为中生代稀有金属伟晶岩，特别是稀有金属伟晶岩形成提供了有利条件。例如，三叠纪伟晶岩在琼库尔和中阿尔泰地体中皆有产出，侏罗纪伟晶岩则主要产于中阿尔泰地体中，少量产于北阿尔泰地体。

3.2 阿尔泰造山带是全球显生宙最大的增生造山带

阿尔泰造山带所处的中亚造山带是长期多阶段复式增生形成的全球显生宙最大的增生造山带，该过程使亚洲大陆的面积在古生代期间增加了约530 万km2，其中约一半的大陆生长来自新生地壳的增生［64］， 也是发育年轻地壳最多的造山带［79，84-88］。

根据地壳磁场性质、速度结构、莫霍面、康氏面空间状态和地球化学场等诸多因素，阿尔泰地壳属硅铝-镁铁质地壳。该类地壳区构造岩浆活动强烈，侵入岩、火山岩发育，矿种类型多［58］。

3.2.1 阿尔泰造山带显著的多样性地壳增生 在执行“阿尔泰花岗岩类及其与成矿关系研究”项目（1986—1990）中，我们首先发现了该区花岗岩的143Nd/144Nd 值较高，εH（ft）值近于0 或低正值，指示花岗岩源于地壳停留时间很短的年轻地壳，据此将阿尔泰花岗岩类划分为阿尔泰造山系列花岗岩-年轻地壳改造、重熔型花岗岩［44，84］，代表了增生型造山带的重要特征。国际地质对比计划IGCP420 项目“显生宙大陆增生：东-中亚地区的证据”（1997—2001）积累的大量数据表明，阿尔泰造山带年龄在400 Ma左右的花岗岩占绝对优势，以英云闪长岩和花岗闪长岩为主，化学成分横跨低钾拉斑到中钾和高钾钙碱系列，大量Sr-Nd同位素及锆石εH（ft）数据一致表明本区早古生代花岗岩具有富集的同位素组成，而晚古生代花岗岩具有较为亏损的同位素组成，总体显示了新生地壳和古老地壳物质的混合作用，主要源自新生物质源区［60，79，84-87］。

阿尔泰地区花岗岩、沉积岩及片麻岩中分选出来的岩浆成因锆石年龄和Hf 同位素测定显示［60］，在～420 Ma 前εHf（t）值有正有负，此后几乎全部为正值。这表明，～420 Ma 前岩浆主要来自古老物质和新生物质的混合，之后则以新生物质熔融为其主要生成方式，可能暗示是洋中脊俯冲驱动大量新生幔源熔体进入岩石圈，导致该区岩石圈成分在～420 Ma被强烈改造。

阿尔泰花岗岩Nd 同位素填图显示［86］，阿尔泰中部块体岩体的εNd（t）值较低，Nd同位素模式年龄TDM2为1.0～1.3 Ga，暗示存在古老地壳。εNd（t）值由北向南增高，模式年龄变年轻，显示陆壳向南生长，中生代时期阿尔泰造山带保留水平增生结构，没有发生大规模构造块体垂向叠覆。花岗岩锆石Hf 同位素填图也显示相似结果［79，87］，阿尔泰深部物质组成具有中部相对较老，南侧相对较新的结构。

Şengör 等［63］推测中亚造山带可能近50%是年轻地壳。根据区内岩浆岩Nd、Hf 同位素组成的研究，作者发现中亚增生型造山带核部的阿尔泰造山带地壳在420～380 Ma 发生了快速增生，累积生长比例>60%，达到该区地壳90%。这种快速增生是非均匀性的，岩浆作用的爆发和超过90%的新生地壳的快速加入在20～40 Ma内完成［87-88］。

阿尔泰造山带南的准噶尔岩浆岩锆石Hf、O和全岩B 同位素组成在300 Ma 前后显著不同［89］，准噶尔地壳的生长发生在300 Ma 之前，300 Ma 之后的岩浆岩与成熟大陆地壳同位素组成相一致。这些特征表明准噶尔地区在300 Ma 时从典型的洋内弧地壳转变为成熟的大陆地壳。元素和同位素计算显示，对于这些300 Ma 之后的岩浆岩源区含有大于50%的火山沉积物［89］。这种地幔物质转化为陆壳物质机制的揭示也为限定阿尔泰伟晶岩源区性质提供了依据。

本区古生代富碱火成岩、埃达克岩、富铌玄武岩及富镁火成岩的岩石组合和地球化学特征，显示了地壳增生的多样性［90］。Xiao 等［91-92］提出了中亚造山带西部以多洋盆、多俯冲带、多方向增生的复式增生造山长期演化为特征。阿尔泰造山带陆壳增生的特点对中生代伟晶岩、花岗岩的成岩、成矿提供了有利制约。

3.2.2 强烈的壳幔相互作用 阿尔泰造山带广泛发育古生代中-低压型递增变质带和数个热-构造-片麻岩穹隆［93-94］，发生的两次高温低压变质作用，均与壳幔相互作用有关。第一次在早古生代晚期，变质温度多为500～750 ℃，压力2～4 kbar，低于Al2SiO5三相点的压力，变质热梯度可达到60～150 ℃/km［95］。变质岩中的锆石增生边年龄为～390 Ma［62，68］，增生边Ti 温度计计算结果≥710 ℃，表明高温低压变质作用与锆石增生时间一致，发生在中泥盆世（～390 Ma）［60］，暗示异常高的热量涌入，这一现象被解释为洋中脊俯冲［60］或者岩石圈地幔减薄［65］导致热的软流圈上涌所致。第二次在阿勒泰以东喀拉苏附近超高温变泥质麻粒岩，其峰期变质条件为压力8 kbar，温度960 ℃。锆石U-Pb 年龄为（271±5）Ma，表明阿尔泰造山带南缘超高温变质事件发生于二叠纪，这种高热流伸展背景可能与二叠纪（280～270 Ma）塔里木地幔柱活动有密切关系［93］。“片麻岩穹窿”是中下地壳热动力过程产生的与岩浆作用（或混合岩化作用）密切相关的穹状构造，它应是壳幔相互作用的一种表现形式，或是“热点”。是大型锂矿田富集的重要构造样式，这一过程有利于解析含锂伟晶岩脉的生成和锂矿的富集［96］。

大量以高Nd 低Sr 同位素比值为特征的阿尔泰古生代岛弧火山岩、碱性花岗岩以及埃达克岩、富Nb 玄武岩、高镁安山岩及苦橄岩以及洋脊俯冲，表明中亚造山带壳幔相互作用强烈［97-100］。阿尔泰造山带稀有金属伟晶岩成矿高峰期在晚三叠世，晚于上述古生代两期低压高温变质作用，但这两期高温变质作用显示了强烈的壳幔相互作用，使增生楔经受了反复改造，形成具有成熟大陆地壳结构的块体，为中生代稀有金属伟晶岩的形成和成矿作用奠定了重要的物质基础。而阿尔泰慢坡带则可能是导致本区长期构造活动的深部因素，相对稳定和封闭的穹隆构造环境有利于有较强的活动性锂等稀有金属富集成矿。

4 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩的形成模式

4.1 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩区别于传统伟晶岩的特征

4.1.1 伟晶岩与赋存花岗岩形成时间存在显著间断和地球化学特征差异 伟晶岩的形成过程十分复杂，花岗质岩浆经结晶分异产生富挥发分的残余岩浆-热液（伟晶岩浆）结晶的成因说占据主导地位［101-103］。伟晶岩与花岗岩具有密切的时空耦合关系，伟晶岩是花岗岩极端分异的产物，花岗岩是伟晶岩的母源［104-106］。

然而，阿尔泰中生代大型稀有金属伟晶岩田普遍显示了与周围花岗岩的时间和成岩关系脱耦，两者存在显著的时差或间断（长达约200 Ma）（图3）。如可可托海超大型稀有金属三号伟晶岩脉的直接围岩辉长岩和周围花岗岩为泥盆纪（～400 Ma）［8，37，53］，而 伟 晶 岩 为 晚 三 叠 世［7-10］（～200 Ma）；克鲁姆特、卡鲁安稀有金属伟晶岩为225～202 Ma，阿祖拜和佳木开稀有金属伟晶岩测得侏罗纪年龄（190～150 Ma），它们赋存的哈龙花岗岩岩基为400 Ma［24，34］。在区域分布上，中生代稀有金属伟晶岩大规模分布，但中生代花岗岩类分布面积小、局限，并与伟晶岩相互分离。重要的是，伟晶岩与同时期花岗岩地球化学特点也明显不同（Hf 同位素组成、岩浆分异及成矿微量元素比值指标）。国外也有类似实例，例如伟晶岩周围无过铝花岗岩［107-108］，花岗岩与伟晶岩地球化学特征明显不连续［109］，形成时间间断［110-111］。例如，世界著名的加拿大Tanco 伟晶岩、澳大利亚Greenbush 伟晶岩等。这些特点一致表明伟晶岩与赋存花岗岩无成因关系，暗示本区中生代伟晶岩可能来自独立的伟晶岩岩浆。

4.1.2 稀有金属伟晶岩水平分带不典型 传统的花岗岩-伟晶岩系统中，伟晶岩与花岗岩之间存在密切时空关系，物质组成上具有明显演化关系，围绕赋存花岗岩伟晶岩常形成典型水平分带，如加 拿 大Superprovince（Ontario）、 Bernic Lake（Manitoba）地区的太古代伟晶岩（约2 640 Ma），与花岗岩之间时空关系密切、物质组成上明显演化关系，伟晶岩在空间上可划分出不同类型的矿化带［57］。我国湘鄂赣三省交界的晚中生代仁里超大型花岗伟晶岩型铌钽矿床也具有类似特征，稀有金属伟晶岩围绕晚中生代幕阜山花岗岩呈环状分布，岩体内为伟晶岩型铍矿带→距岩体0～3 km为伟晶岩型铌钽矿带→距岩体3～5 km 为伟晶岩型锂铌钽矿带→距岩体5～10 km 为石英脉型铍矿带［112］。幕阜山黑云母二长花岗岩年龄为（154.1±2.5）Ma，白云母二长花岗岩（141.0±2.4）Ma，伟晶岩中铌钽铁矿U-Pb 年龄为（140.2±2.3）Ma，独居石Th-Pb 年龄（140.7±2.2）Ma，与花岗岩具有密切时空关系。川西甲基卡超大型锂辉石伟晶岩矿床也具有典型的水平分带，以同时代的马颈子二云母花岗岩为中心，伟晶岩向外可划分为5 个带，最外为石英脉带［113］。这种伟晶岩与花岗岩的密切时空关系构成了典型的花岗岩-伟晶岩成岩成矿系统。

阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩的水平分带一般不典型或不完整。如晚三叠世-侏罗纪卡鲁安-阿祖拜伟晶岩由早泥盆世哈龙花岗岩向外划分为4个带［24］，Ⅰ带为矿化或无矿，Ⅱ和Ⅲ带为主要成矿带，Ⅳ带为石英脉。可可托海超大型稀有金属伟晶岩三号脉呈现复杂景象，岩脉主体具有典型的内部分带，从核心到边缘可划分为9 个共生-结构带，呈近同心环状，成为世界伟晶岩完整分带的典型，被国内外学者广泛接受。但该区伟晶岩的空间分布却十分复杂。许多学者按照花岗岩-伟晶岩系统的水平分带规律划分本区的伟晶岩分带，例如，栾世伟等［55］认为阿拉尔花岗岩与可可托海3 号伟晶岩脉和脉体群密切相关，将该岩体周边的15 个伟晶岩脉体群划分为内带、中带、外带和最外带。认为4个带的矿物、稀有金属元素组合呈规律性变化，伟晶岩由低级演变为高级，由单脉变为分支复合，交代作用变强。但随着本区花岗岩和伟晶岩成岩精确年龄的测定，该区不同岩性花岗岩和伟晶岩的成岩时间完全打破了原来的格局，三号脉周围的花岗岩从黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩到黑云母二长花岗岩锆石U-Pb 年龄集中于405～388 Ma［8，37］，属早泥盆世，而远离三号脉、位于其东北方向的阿拉尔花岗岩年龄为218～210 Ma［10-11］。在这些岩体中还分散分布有侏罗纪200～151 Ma花岗岩（如阿尔沙特二云母花岗岩［42］及库儒尔特、库威-结别特、别也萨麻斯伟晶岩）［4］。侏罗纪阿尔沙特划在了Ⅰ带，库儒尔特和别也萨麻斯划在了Ⅲ带，库威-结别特划在了Ⅳ带。此外，与传统伟晶岩主要成矿分布在花岗岩-伟晶岩水平分带的中间带不同，本区规模最大的稀有金属伟晶岩矿床三号脉分布在外带（Ⅲ带）。可见，围绕阿拉尔花岗岩的稀有金属伟晶岩显示了三叠纪和侏罗纪伟晶岩的交叉分布。

由上述特点可见，阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩形成不同于传统的单一花岗岩-伟晶岩成岩系统，暗示了本区伟晶岩岩浆的特殊性。

4.2 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩的源区属性

除了考虑阿尔泰伟晶岩所处的宏观地球物理场和构造背景演化外，还应从形成伟晶岩的源区物质地球化学组成及成岩成矿过程建立阿尔泰中生代伟晶岩区形成的新模式。

4.2.1 贫Th-Pb 地球化学块体 Pb 同位素除用于示踪、确定成岩和成矿物质来源外，还具有很强的构造块体与区域性特征。特定构造块体与成矿区带上不同类型的矿种与不同矿床类型的Pb 同位素组成存在差异。然而，新疆北部的矿石Pb 同位素组成有很小的变化范围，206Pb/204Pb=17.94～18.20（平均18.07±0.10）；207Pb/204Pb=15.49～15.63（平均15.57±0.10）；208Pb/204Pb=37.67～38.15（平均37.95±0.20），构成了一个独立的、相对贫Th-Pb铅同位素省，与我国大陆其他构造区明显不同，具有火山岩、化学沉积与碎屑岩三组分混合特征，可能表明该区地壳从地幔分异出来的时间较晚，上下地壳的分异不明显［114］。

王中刚等［44］报道了区内相似的花岗岩和伟晶岩中钾长石Pb 同位素组成。可可托海3 号脉和那森恰伟晶岩206Pb/204Pb=17.160～17.495，207Pb/204Pb=15.455～15.477，208Pb/204Pb=37.705～37.847；12 个花岗岩样品的206Pb/204Pb=17.999～18.398（平均18.249），207Pb/204Pb=15.487～15.605（平均15.562），208Pb/204Pb=37.809～38.410（平 均38.156）。童 英等［51］对区内较典型的同造山（21 个样）和后造山（27 个样）不同类型的花岗岩以及相伴生的基性岩（6 个样）进行长石Pb 同位素的测定，结果显示花岗岩206Pb/204Pb=17.997～18.921，平均值为18.269，207Pb/204Pb=15.460～15.599， 平 均 值 为 15.528，208Pb/204Pb=37.661～38.262，平均值为37.954；其μ值为9.19～9.71，集中于9.30～9.60，与典型的壳源花岗岩明显不同。这些特点明显不同于上地壳、下地壳和深海沉积物，而与洋岛玄武岩OIB 和岛弧玄武岩相似。与花岗岩同时代的伴生基性岩Pb同位素也具有相似的特征，说明两者可能具有相似的物源特征，即幔源组分。

通过中亚造山带内蛇绿岩的Pb 同位素研究，Liu 等［115］认为，与特提斯地幔域相比，古亚洲洋地幔域存在长期的低Th/U 储集库，两个构造域不同的岩浆-构造过程最终导致了Pb 同位素组成的差异。

4.2.2 富Li、Be、Nb 等稀有金属的地球化学块体阿尔泰区大桥幅和富蕴幅1∶20 万区域化探资料显示，阿尔泰镇小区志留系变质碎屑岩Li、Zr、Th和泥盆系地层Nb、Y 为区域背景值的1.5～2.0 倍。在上述两幅图的各地层小区中，地层时代由老到新，元素富集作用增强，并在中泥盆统和下石炭统达到高峰。在奥陶纪、泥盆纪片麻岩中富集Zr、La、Th、Nb、Li、Sn 和U 等，在 片 岩 中 富 集Li、La、Th、Zr、W和Nb等。可以看出，在阿尔泰造山带早古生代变质岩中均富集Li、Nb等稀有金属［116］。

王中刚等［44］报道区内不同时代花岗岩Li、Be、Nb、Ta 等元素定量分析（约600 个样）得到的平均值分别为55、6.2、15 和2.8 mg/kg。Nb 和Ta平均值与全球花岗岩相近，Li 和Be 明显高于后者（分别为30 和5 mg/kg）［117］。

在中蒙跨境阿尔泰地区开展的1∶100万地球化学填图，覆盖面积约30 万km2，获得了高质量Be地球化学数据及其图件［118］。结果表明，中国境内Be 中位值（1.99 mg/kg），平均值（2.14 mg/kg），高于蒙古国中位值和平均值，表明中国境内Be 平均含量高于蒙古国。阿尔泰构造带Be 元素总体含量变化范围是1.29～4.79 mg/kg，中位值和平均值分别是1.96 和2.18 mg/kg；阿尔泰南缘弧盆系Be含量范围1.36～5.26 mg/kg，中值2.03 mg/kg，平均值2.28 mg/kg；邻区东、西准噶尔弧盆系Be 含量范围1.26～3.12 mg/kg，中位值和平均值分别是1.86 和1.95 mg/kg；准噶尔地块Be 含量范围1.41～3.06 mg/kg，中位值为2.07 mg/kg，平均值为2.11 mg/kg。这些特点表明，阿尔泰南缘弧盆系及阿尔泰构造带显著富集Be 元素，大量稀有金属伟晶岩矿床也产在该构造带内。圈定了8个异常区并优选出6个地球化学省，其中可可托海、柯鲁木特、库卡拉盖等中大型稀有金属矿床及其外围存在地球化学省，为该区寻找稀有金属矿床提供重要选区。阿尔泰锂地球化学省（Li01）异常面积约25 km2，异常内锂含量均值70.9 mg/kg，异常浓集中心显著，该异常是重要的花岗伟晶岩型稀有金属成矿带之一［119］。

根据上述朱炳泉等［114］提出的北疆独立的、不同于我国其他陆块的贫Th-Pb 地球化学省，以及2003 年提出的地球化学急变带概念，结合区域化探资料，本文认为该区应是西伯利亚与准噶尔板块之间的岩石圈以稀有金属Li、Be 为代表的地球化学边界。

4.3 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩的壳幔混合源区

阿尔泰中生代伟晶岩锆石的Hf 同位素组成资料显示（表4，图4），三叠纪伟晶岩εHf（t）值为近于0 的低正值，主要集中在0.0～2.5 之间，少数为负值（-0.60，-0.45）。模式年龄较年轻，TDM2为0.75～1.28 Ga。侏罗纪伟晶岩εHf（t）值低于三叠纪，多为近于0 的低正值（一个负值（-0.6）），变化范围大于三叠纪伟晶岩，介于0.02～6.3 之间，Hf 模式年龄最低TDM2（0.833～1.298 Ga）。

目前，区内中生代花岗岩的Hf 同位素数据很少，仅有阿拉尔、阿斯卡尔特、尚克兰和将军山花岗岩，εHf（t）值变化范围较大（-4.2～8.8），TDM2为0.52～1.34 Ga［11，25，32］。与同期伟晶岩相比，阿斯卡尔特花岗岩-伟晶岩型稀有金属矿床的εHf（t）值基本一致，分别为-0.72～1.33 和-0.36～1.99，显示了花岗岩-伟晶岩系统的特点，但可可托海3 号脉伟晶岩与同时期阿拉尔花岗岩有一定差异，阿拉尔二长花岗岩εHf（t）值变化范围为-4.2～4.9，三号伟晶岩脉为1.25～2.39［10-11，52］。

阿尔泰稀有金属伟晶岩εHf（t）-年龄图（图4）显示，侏罗纪伟晶岩除个别样品较高外，大多数样品εHf（t）值较低，三叠纪伟晶岩低于或近于侏罗纪伟晶岩，趋近于球粒陨石演化线分布，二叠纪最高。总体反映了阿尔泰中生代伟晶岩较晚古生代伟晶岩源区存在较多的古老地壳物质，为壳-幔混合源区，显示了增生型地壳的显著特点。

图4 阿尔泰稀有金属伟晶岩锆石εHf（t）-年龄图（据文献［4，17］略有修改）Fig.4 Zircon εHf(t)vs age diagram of the Altay rare metal pegmatites(modified after references[4,17])

对阿尔泰花岗岩的Nd 同位素填图也显示了类似特点［79，86］。伟晶岩大量分布的阿尔泰中部块体和北山中南部花岗岩具有低的εNd（t）值（-6 ～ -1）和老的TDM（1.7～1.0 Ga），表明阿尔泰深部物质组成具有中部相对较老，南侧相对较新的结构，说明Nd 同位素揭示的“中老南新”的地壳深部物质结构是客观存在。例如，三叠纪阿拉尔、霍热木德克、辉腾、满克依顶萨依等花岗岩εNd（t）皆为近于0 的负值，范围-3.9 ～ -0.3［11-13］，（87Sr/86Sr）i为0.701 16～0.713 20，绝大多数<0.710。俄罗斯阿尔泰中生代花岗岩εNd（t）值（-5 ～ -2）。北疆阿尔泰侏罗纪花岗岩Nd、Hf 同位素组成数据很少，将军山二云母二长花岗岩（151 Ma）的εNd（t）为1.0～5.2，其εHf（t）为1～8［11］；60 号 山（库 儒 尔 特，180.7 Ma）［22］的（87Sr/86Sr）i=0.7071，εNd（t）=-3.85［84］。显然，该地区中生代早期花岗岩以壳-幔混合源为特点。

邻区准噶尔300 Ma 之后的岩浆岩锆石δ18O 非常高、全岩δ11B值低，与成熟大陆地壳同位素组成一致，其源区含有大于50%的火山沉积物［89］。这些特征也表明中生代的岩浆岩源区具有壳-幔混合特征。

根据稀土元素及Sr、Nd 同位素组成，模拟计算表明阿尔泰古生代黑云母花岗岩源区物质由亏损地幔与年轻地壳以3∶2比例混合组成，中生代花岗岩，如60 号山二云母花岗岩、尚克兰钠长花岗岩的源区年轻地壳约占50%，而亏损地幔所占比例降低［84］。

Li 同位素组成与岩浆分异程度、伟晶岩类型无关，6Li（丰度低，7.6%）偏向于保留在固相中，而7Li（丰度高，92.4%）易于进入流体中。阿尔泰青河贫Li 伟晶岩的Li 同位素组成分析提供了源区岩石学成分特点［120］，它明显富集重Li同位素（δ7Li=4.1‰～14.5‰），Li 含量低（3.6～50 mg/kg），与区内片岩、花岗岩及全球富Li伟晶岩明显不同（片岩δ7Li=0.9‰～3.0‰，Li=24～123 mg/kg；花岗岩δ7Li=0.9‰～3.0‰，Li=24～70 mg/kg；全球富Li 伟晶岩δ7Li =-1.0‰～10‰，Li>500 mg/kg）。模拟实验表明，源区富黑云母可导致贫Li 伟晶岩一般比富Li 伟晶岩富7Li，加拿大Little Nahanni 伟晶岩［121］、法国中央高原伟晶岩［111］以及川西甲基卡、西昆仑白龙山Li 伟晶岩也显示类似特征［121-122］。这表明贫Li 伟晶岩源区以黑云母为主（超过白云母），它贫助熔组分Li、Na、B、F、CO2-3和HCO-3，为杂砂岩质或泥质岩，形成于贫水、富硅酸盐熔体；而富Li 伟晶岩源区为富白云母的片岩，富含上述助熔组分，形成于富水、贫硅酸盐的超临界流体［123］。青河贫Li伟晶岩不是花岗岩高程度分异演化的产物［120］。目前，本区仅对青河贫Li 伟晶岩的Li 同位素组成开展了研究［120］，所反映的源区矿物组成特点可作为阿尔泰富Li 伟晶岩源区的参考。

4.4 阿尔泰中生代稀有金属伟晶岩的成岩过程

阿尔泰中生代伟晶岩与赋存花岗岩明显的成岩时间差异表明它们无成因联系。国外一些学者提出几乎所有暴露在地表的伟晶岩脉均与深部的花岗岩体有成因联系［124-125］，对同一区内没有母花岗岩存在的孤立伟晶岩，提出了其母花岗岩埋藏于深部的假设［101，106］。Dill［126-127］认为用地球物理测量和钻孔样品可排除花岗质母岩埋藏在深部，如中欧的Hagendorf-Pleystein 伟晶岩田。然而，世界范围内的大多数伟晶岩的母岩并未得到证实，其中包括著名的加拿大Tanco 伟晶岩、澳大利亚Greenbush 伟晶岩。

Webster等［124］研究了德国Erzgebirge的稀有矿化伟晶岩，并在石英中找到了较多含硅酸盐子晶的熔融包裹体，其成分与稀有矿化伟晶岩的总体成分相当，表明自然界存在有一种特殊的、富含稀有金属的伟晶岩浆。

上述精确定年和Hf 及少量Li 同位素组成资料显示，阿尔泰中生代伟晶岩与花岗岩的形成时代和（或）物源解耦，表明伟晶岩不是花岗质岩浆分异演化晚期的残余岩浆结晶的产物，而是造山后加厚的不成熟地壳物质在伸展减压背景下发生小比例部分熔融（深熔）形成的独立伟晶岩［4，128］，称为阿尔泰型伟晶岩。对中亚造山带俄罗斯阿尔泰［129］，美国阿利根尼造山带［130］、欧洲海西造山带［126-127，131］和格林威尔造山带［132］的研究都提出了伟晶岩为深熔成因的认识。

4.4.1 由变泥质岩脱水部分熔融形成 伟晶岩熔体组成类似于含H2O花岗岩，传统研究认为伟晶岩与花岗岩同源，是花岗岩分异演化的产物。实验表明，在2～3 kbar（约6.5～10 km），（680±20）℃［133］（花岗岩低共熔温度），或（700±50）℃［134］（伟晶岩液相线温度）水饱和条件下，泥质岩发生小比例部分熔融可直接形成独立的伟晶岩岩浆。与Li-Be-Nb-Ta-Cs 矿床相关的伟晶岩为LCT 型伟晶岩［101］，以 过 铝 质，富 含B、Be、Li、P、碱 质（Na、K），贫Fe、Mg、Ca 为特征，这意味着LCT伟晶岩很可能是由泥质岩深熔形成。

Shearea 等［135］总结了成矿花岗岩和相关伟晶岩形成的3个端员模型：均一的花岗质岩浆连续结晶模型、不同程度部分熔融模型和成分明显不同的源区的部分熔融（部分熔融程度相同）。伟晶岩中稀有元素的极端富集可部分用富挥发分的岩浆中-高程度（70%～90%）分离结晶模拟，但部分熔融对控制明显不同岩浆类型的挥发分和不相容元素含量也很重要。第二种模型更适于阿尔泰伟晶岩形成，即不同成分变沉积岩的低程度部分熔融（～10%） 可形成稀有金属伟晶岩，而高程度（20%～40%）部分熔融可作为成分不同花岗岩的母岩浆。

如上所述，阿尔泰中生代伟晶岩的Hf 同位素组成源区显示存在较多古老地壳物质，具有增生型地壳的显著特点。已有资料表明，震旦-早寒武世的喀纳斯-库威群［67］和中奥陶-早泥盆世哈巴河群［66］是本区最主要的变质岩，它们主要由云母片岩和粉砂岩、页岩和夕线石-石榴子石片麻岩等组成。哈巴河群变质岩Hf 同位素组成指示其主要源自活动陆缘火成岩剥蚀物［66］，被认为是阿尔泰伟晶岩源区的主要岩石［17］。目前缺少有关喀纳斯-库威群的地球化学资料，但据其岩石学主成分特征与哈巴河群类似，因此，可将它们均作为阿尔泰伟晶岩的最可能源区物质。

本区古生代显著地壳增生及多次高温低压的变质作用［93］，使上述源区物质受到反复热异常改造，形成了本区特征的稀有金属地球化学块体，为中生代伟晶岩形成及大规模稀有金属成矿奠定了基础。

此外，本区稀有金属伟晶岩普遍存在与直接花岗岩围岩时差约200 Ma，可能暗示了阿尔泰古生代花岗岩也可能做为中生代伟晶岩的源区之一，花岗岩的低程度部分熔融形成了伟晶岩熔体。

根据模拟实验资料，地壳物质的深熔作用主要 有2 种 类 型［136］：注 水 熔 融（fluid-fluxing /fluid present melting）和脱水熔融（dehydration/fluid-absent melting）。脱水熔融所形成的熔体成分与喜马拉雅淡色花岗岩相似，而注水熔融形成的熔体成分为奥长花岗岩。与脱水熔融相比，注水熔融形成的熔体地球化学特点是Ca、Sr、Ba、Zr、Hf、Th、LREE和Zr/Hf较高，Rb、Nb、Ta、U和Rb/Sr、87Sr/86Sr、εHf（t）较低［137］。

综合上述分析，阿尔泰伟晶岩具有与脱水熔融相似的地球化学特征，应是喀纳斯群、哈巴河群云母片岩在下地壳（6～10 kbar，≤750 ℃）条件下云母脱水、云母片岩发生低程度（<10%）部分熔融形成（图5）。

图5 阿尔泰稀有金属伟晶岩形成模式图（据文献［135］修改）Fig.5 Petrogenesis model of the Altay Mesozoic pegmatites(revised after reference[135])

4.4.2 形成于熔体-流体共存系统 石英流体包裹体测温结果表明，阿尔泰三叠纪稀有金属伟晶岩温度为600～416 ℃，压力为350～266 MPa，对应的侵位深度8.4～11.8 km，与Ĉernȳ（1991）［101］提出的LCT 型伟晶岩相似（200～400 MPa），比区内二叠纪伟晶岩的侵位深度11.4～14.5 km 浅［138］。其形成的温压条件不同于London（2008）［139］的资料，侵位深度也明显大于金兹堡等（1979）［140］提出的稀有金属伟晶岩侵位深度（3.5～7.0 km），表明阿尔泰伟晶岩初始岩浆来源较深。这有利于挥发分的富集，降低了岩浆的固相线温度，有利于岩浆充分的分异演化和稀有金属元素在残余熔体中的富集成矿，在空间上形成完整的共生-结构分带。如上述，中生代阿尔泰稀有金属伟晶岩具有非常典型、完整的呈近同心环状共生-结构带，这些结构带矿物组成、地球化学特点及同位素精确定年的研究资料，为探讨稀有金属伟晶岩的成矿过程提供了重要依据。具有最完整结构分带（Ⅰ～Ⅸ）的可可托海3号脉，其Ⅰ～Ⅳ带为外部带，Ⅴ～Ⅸ带为内部带。朱金初等［141］对三号脉各结构带的包裹体综合研究，在边壳带和Ⅰ、Ⅲ带发现硅酸盐熔融包裹体，Ⅳ～Ⅶ带的锂辉石和绿柱石中发现流体-熔融包裹体，流体包裹体出现在Ⅵ带和Ⅸ带的矿物中，认为外带是富水但水不饱和的伟晶岩浆，内带在晶体相、熔体相和流体相三相并存的条件下，即岩浆-热液过渡阶段结晶形成的；最内Ⅸ带是在热液早阶段从高温富硅酸盐溶质的超临界流体中晶出。在卡鲁安伟晶岩805、806 和807号脉的石英、锂辉石中包裹体中，B型（含液相CO2包裹体）与A2 型（熔体-流体）包裹体共存，也指示这些伟晶岩的形成经历了岩浆-热液过渡阶段［138］。这与稀有金属伟晶岩是在超临界状态下硅酸盐熔体与热液流体完全混熔形成的实验结果一致［142］。

可可托海3 号伟晶岩脉中Ⅰ～Ⅵ带磷灰石稀土组成呈典型M 型稀土四分组效应，磷灰石是典型的全配分型矿物，其成分反映了赋存系统的成分特点，因此，其稀土四分组效应指示稀有金属伟晶岩的熔体-流体共存特征［143-146］。其外带（Ⅳ带）锆石的稀土组成也具有四分组效应，特别是HREE部分，脉体中背散射和阴极发光图中弱和均匀发光、无明显震荡环带的锆石具有岩浆锆石与热液锆石过渡特征，均指示伟晶岩形成于岩浆熔体-热液流体共存体系［147］。柯鲁木特112 号大-中型Li-Nb-Ta伟晶岩脉Ⅰ带和Ⅱ带为岩浆阶段，锆石稀土组成未显示四分组效应，Ⅲ～V 带锆石呈现显著的M型四分组效应，显示了岩浆-热液共存特征［148］。

伟晶岩中各结构带的贯通性矿物云母和长石的微量元素成分由外带向内带呈规律性变化，可可托海3 号脉云母由白云母系列向锂白云母（V～Ⅶ带）、锂云母（Ⅷ带）系列演化；钾长石具有低K/Rb、K/Cs 比值由外带向内带降低，FeO、Li、Rb、Cs、F、Ta含量明显呈震荡式增加，表明体系由外部带以熔体为主的阶段进入以熔流体为主内部带［149］。

电气石的微量元素组成可以有效地约束成岩与成矿的温度、压力和氧逸度等。三号脉早期结构带（Ⅰ～Ⅳ带）中电气石为黑电气石-锂电气石系列，无明显组成分带，为岩浆成因；而伟晶岩晚期结构带（Ⅴ～Ⅶ带）中电气石为锂电气石，显示振荡环带，形成于岩浆-热液过渡阶段体系［150］。

Li、Be 活动性特点为伟晶岩的形成和成矿提供了信息，在流体中Li 是中等不活动元素，Be 是相对不活动的，但在硅酸盐熔体中是活动的，因此，Be 迁移主要受控于硅酸盐熔体，而非富水流体［151］。富水硅酸盐熔体交代地幔过程中，Li 的明显富集并伴随Be 的加入［152］。阿尔泰以Li、Be 为代表的大规模伟晶岩稀有金属成矿是伟晶岩系统中熔体-流体共存的产物。

伟晶岩不同结构带的同位素年龄精确测定提供了其成矿系统地球化学特点演化过程的时序。如可可托海3 号伟晶岩，从外带（I、Ⅱ和Ⅳ带）到内带（V，Ⅶ带），同位素年龄（锆石、铌钽铁矿、辉钼矿）从220 Ma 变化到209 Ma，而早侏罗世年龄（198.7～183 Ma）主要出现在内带的V 和Ⅷ带，少数出现在外带的Ⅱ带（186 Ma）（表1）。可见，形成超大型稀有金属伟晶岩矿床的成矿系统应是经历了长时间的演化，其成矿系统从早期以熔体为主经熔体-流体共存最终演化为热液阶段；已有的研究显示，可可托海3号脉成矿的岩浆阶段延续了约8 Ma（220～211.9 Ma），熔体-流体共存延续约5 Ma（214.9～210.7 Ma），热液阶段延续约12 Ma（198.5～186 Ma），而从岩浆阶段演化到热液阶段则延续约35 Ma（220～186 Ma）（表1）。这种长时间尺度的成矿作用应是长时间结晶分异并受到早侏罗世成矿作用叠加的结果，Ⅱ、Ⅳ和Ⅵ带白云母40Ar/39Ar 坪年龄分布为（179.7±1.1）、（182.7±1.0）和（181.8±1.1） Ma 以及三号脉周围侏罗纪伟晶岩产出（库威-结别特、库儒尔特、别也萨麻斯等）提供了证据（表1）［4，153］。对具有大-中型Li-Be-Nb-Ta 成矿规模的柯鲁姆特112 号伟晶岩脉的6个结构带进行了系统的锆石年龄测定和地球化学研究也显示了类似的特征［17］，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、V 和Ⅵ带年龄分别为238.3、233.5、188.3、218.8 和210.7 Ma（表1），包裹体特征显示Ⅰ和Ⅱ带为岩浆阶段，Ⅲ～V 带为岩浆-流体共存阶段，而Ⅵ带则为流体阶段。表明该矿床从岩浆阶段到热液阶段经历了约50 Ma（238.3～188.3 Ma），期间，受到早侏罗世成矿作用的叠加。Lv 等（2012）［17］认为该伟晶岩的岩浆-热液过程经历了约28 Ma （238.3～210.7Ma），而热液过程经历了约22 Ma （210.7～188.3 Ma）。

花岗岩-伟晶岩稀有金属成矿系统的长时间演化主要集中于花岗岩。湖南仁里超大型伟晶岩铌钽矿床与幕阜山花岗岩密切相关，花岗岩和伟晶岩精确定年资料显示，从花岗闪长岩演化到二云母二长花岗岩延续了约20 Ma（151～130 Ma）［112，154-155］，伟晶岩成矿年龄与二云母二长花岗岩和白云母花岗岩一致（130 Ma）［156］。

综上所述，阿尔泰型伟晶岩的主要特征是成矿规模巨大，伟晶岩与赋矿花岗岩存在显著时差，它远离同时代花岗岩且地球化学特征差异显著，源于增生型造山带陆内伸展背景下新生地壳物质与变泥质岩混合源低程度部分脱水熔融形成的独立岩浆，经历高程度分离结晶的熔体-流体共存系统结晶而成；此外，阿尔泰型伟晶岩成矿系统一般延续较长时间，和/或受到另一期成矿作用叠加，这是阿尔泰型伟晶岩的另一个重要特征，也是其形成大型-超大型稀有金属伟晶岩矿床的重要条件。

5 一些尚待深入研究的重要科学问题

深入开展阿尔泰中生代伟晶岩与花岗岩类时空分布、稀有金属成矿作用特征及控制因素研究，是本区稀有金属成矿与找矿的关键科学问题，其内容至少包括以下6个方面：

1）阿尔泰造山带晚三叠世稀有金属伟晶岩大规模爆发成矿的关键控制因素（宏观的，微观的）。

2）与广泛分布的中生代稀有金属伟晶岩同时代花岗岩的产出规模小、分布零散，是否指示了独立伟晶岩岩浆的存在？或与伟晶岩有关的花岗岩隐伏在深部？除同位素年龄数据外，如何区分深熔伟晶岩与花岗岩-伟晶岩成岩、成矿系统？

3）中生代（主要为三叠纪和侏罗纪）岩浆岩（重点是花岗岩类）的分布范围、岩石地球化学特点及成矿潜力。

4）系统开展伟晶岩与相关花岗岩时空关系的研究，如伟晶岩在赋存花岗岩体中的位置（顶部、内接触带、外接触带），伟晶岩与花岗岩Li、B、Ba、Hf 同位素组成的对比研究；伟晶岩、花岗岩中贯通性矿物（如钾长石和云母等）和特征副矿物（如磷灰石和锆石等）微量元素特征的对比研究等。

5）加强伟晶岩分布区岩石圈三维结构与物性探测。阿尔泰伟晶岩的形成深度多在上地壳范围（8～12 km），但阿尔泰造山带的深部，特别是伟晶岩密集分布构造单元的壳幔结构、物质组成是探讨伟晶岩及相关花岗岩源区成分、成矿物质来源及演化的重要依据，应加强研究，并利用大数据挖掘新、旧物化探数据的新信息。

6）加强与邻区俄罗斯、哈萨克斯坦和蒙古中生代花岗岩类及其成矿作用的对比研究［157-158］：中国阿尔泰山和俄罗斯阿尔泰山均属于阿尔泰山脉的组成部分，地理上互相连接，地质上具有相似的古生代演化史。在俄罗斯阿尔泰山发育以花岗岩岩株和岩脉型W-Mo、Li-Ta 为主的稀有金属矿床，时限为晚三叠世和早侏罗世；而中国阿尔泰山则发育以花岗伟晶岩脉型Li-Be-Nb-Ta 为主的稀有金属矿床，时限从晚三叠世到晚侏罗世。花岗岩成矿规模较小，研究程度低。目前确切的中生代花岗岩稀有金属矿床仅为阿斯卡尔特Be-Nb-Mo 及60 号山Li-Be-Nb-Ta 矿床［4，25，32-33］。将军山及尚克兰等稀有金属矿化淡色花岗岩的成岩显示为晚二叠世-侏罗纪年龄［11，28，44-45］。因此，应加强它们之间的对比研究，为深入探讨阿尔泰中生代花岗岩与伟晶岩之间的成岩、成矿关系及中生代花岗岩成矿潜力及找矿提供重要依据。

6 结 语

1）阿尔泰造山带发育了世界罕见的10万余条伟晶岩脉，在晚三叠世稀有金属成矿达到高峰。三叠纪、侏罗纪花岗岩出露面积小，呈点状与同时代伟晶岩分离分布，稀有金属成矿弱。

2）阿尔泰造山带古生代构造动力学背景属陆缘岛弧（或日本型岛弧），早古生代地壳增生显著、壳幔相互作用强烈，花岗岩类广泛产出；造山带内分布多个富稀有金属地球化学省。这些特点为形成中生代陆内伸展背景下大规模伟晶岩形成和稀有金属成矿奠定了基础。

3）阿尔泰中生代伟晶岩可称为阿尔泰型稀有金属伟晶岩，其显著特点是伟晶岩与赋存花岗岩成岩存在显著时差（间断达200 Ma）；稀有金属伟晶岩的产出规模大，但同时代的花岗岩类分布零星，成岩、成矿规模小，空间上远离同时代成矿伟晶岩；Hf 同位素组成及成矿地球化学参数与伟晶岩明显不连续。阿尔泰型伟晶岩是由增生型造山带造山后陆内加厚的不成熟地壳与变泥质古老地壳物质混合、低程度（<10%）脱水部分熔融（深熔）形成独立伟晶岩岩浆，经岩浆、岩浆-热液和热液阶段较长时间（几到十几，甚至几十百万年）高程度分离结晶的熔体-流体共存系统，形成稀有金属伟晶岩。花岗质岩浆分异演化形成伟晶岩的传统模型可能不适于阿尔泰伟晶岩。