大兴安岭南段海流特高分异花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学及成矿意义

2022-12-04章培春赵金忠张占飞郭广飞左玉山

岩石矿物学杂志 2022年6期

章培春，彭勃，赵金忠，张占飞，赵静，郭广飞，左玉山，贺吉，王鑫

(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. 内蒙古自治区地质调查研究院内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室，内蒙古呼和浩特 010020； 3. 内蒙古矿业开发有限责任公司，内蒙古呼和浩特 010010)

大兴安岭南段位于中亚造山带东段，关于其中生代地球动力学背景及成矿作用一直以来是国内外学者研究和讨论的热点(毛景文等， 2005；许文良等， 2013； Wangetal.， 2015)。已有研究表明，大兴安岭南段在晚侏罗世-早白垩世期间集中爆发有多期岩浆活动，包括有双峰式火山岩、A型花岗岩及I型花岗岩，形成了诸如五十家子、北大山、海流特、小乌兰沟等大型花岗质岩基及白音查干东山、维拉斯托、黄岗、毛登-小孤山、石灰窑等成矿岩体(周振华等， 2010a, 2010b；翟德高等， 2012；孙艳等， 2015；刘新等， 2017；姚磊等， 2017；季根源等， 2021；武广等， 2021；尚永明等， 2022；章培春等， 2022)，这些岩体多数具有高硅、富碱、富含挥发分、Eu负异常显著等特点，与钨锡、稀有金属、萤石等矿产密切相关。武广等(2021)与张天福等(2019)对维拉斯托岩体进行了研究，探讨了岩浆演化与成矿的关系，建立了维拉斯托稀有金属-锡多金属矿床成矿模式。然而，该区域其他岩体，尤其是具有一定钨锡及稀有金属矿化线索的岩体，包括海流特、小乌兰沟、五十家子等，还缺乏岩石成因与成矿作用联系的探讨，这在一定程度上制约了大兴安岭南段稀有金属、钨锡等矿产的找矿突破及成矿规律总结。

海流特岩体位于大兴安岭南段南西侧，北东距北大山-维拉斯托岩体约60 km，南西20 km处为石灰窑岩体，在空间位置上，三者同属大兴安岭南段北东向构造-岩浆岩带，可能具有相似的构造背景及成岩成矿作用。目前，维拉斯托岩体已形成大型稀有金属-锡多金属矿床，石灰窑岩体形成大型稀有金属矿床，海流特岩体也发现有Rb、Be、W、Sn、Bi等元素地球化学异常及与石英脉、伟晶岩脉密切相关的钨锡、锂铷、铌钽、萤石矿化，指示海流特岩体具有一定成矿潜力。

本次工作选取海流特岩体为研究对象，在详尽的野外地质调查基础上，开展岩相学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学和全岩地球化学研究，并结合区域中生代构造演化及成矿规律，对海流特岩体的成岩时代、岩石成因、岩浆演化及其成矿意义提供约束，以期为大兴安岭南段中生代成岩成矿作用研究提供依据。

1 区域地质背景

大兴安岭南段大地构造位置处于西伯利亚克拉通与华北克拉通之间(图1a)，北西以二连-贺根山-黑河断裂为界，南至索伦-西拉沐伦断裂，东临嫩江-白城断裂，并以大兴安岭主脊断裂为界，划分为西坡、主峰及东坡3部分(图1b)。

大兴安岭南段出露的地层主要包括古元古界，古生界石炭系、二叠系，中生界侏罗系、白垩系及新生界第四系(图1b)，其中以古生界二叠系及中生界侏罗系、白垩系分布最为广泛。古元古界主要包括锡林浩特岩群，变质程度为绿片岩相-角闪岩相，岩石类型包括黑云斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、黑云片岩、二云片岩、斜长角闪岩及变粒岩等。古生界主要包括石炭系、二叠系，其中石炭系为一套连续沉积的碎屑岩、碳酸盐岩及火山岩组合；而二叠系包括上下两部分，下部总体为一套浅海-滨海相连续沉积建造，局部为深海-海陆交互相沉积，上部为一套陆相湖相沉积建造，局部夹有中-中酸性火山岩。中生界主要包括侏罗系、白垩系，两者形成了规模较大的火山-沉积盖层，底部以酸性、中酸性火山碎屑岩、熔岩为主，顶部为中基性熔岩盖层。新生界主要为第四系阿巴嘎组玄武岩及湖积、冲洪积、冲积、风积等松散堆积物，集中分布于沟谷与平缓洼地之中。

图1 大兴安岭南段大地构造图(a，据Tang et al., 2016)和区域地质简图(b，据内蒙古自治区地质调查研究院， 2018(1)内蒙古自治区地质调查研究院. 2018. 内蒙古自治区矿产地质图.修改)

大兴安岭南段岩浆岩主要以中酸性侵入岩为主，形成时代多为燕山期，次为印支期、华力西期，其中燕山期侵入岩主要包括花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、碱性花岗岩及花岗伟晶岩等，岩石类型主要以A型、I型为主，εHf(t)为正值(周振华等， 2010a, 2010b; 刘新等， 2017；姚磊等， 2017； Ouyangetal., 2015; 武广等， 2021；尚永明等， 2022；季根源等， 2022；章培春等， 2022)。

大兴安岭南段构造格架整体以北东向为主，次为东西、北西及南北向，其中北东、东西向构造多为区域性深大断裂，具有长期性、反复性，对区域地层、岩浆岩的分布具有一定控制作用。

2 岩体特征及样品采集

海流特岩体位于大兴安岭南段南西侧(图1b)，主要呈岩基状沿北东-南西向分布，岩石类型主要为中粒二长花岗岩及细粒二长花岗岩，二者为相变接触关系。其中中粒二长花岗岩分布于岩基内侧，其间见有大量石英脉穿切，局部伴有钨、铌钽矿化；细粒二长花岗岩分布于岩基外侧，其间不仅见有石英脉穿切，还见有大量伟晶岩脉贯入，脉岩方向以北东向为主，北西向次之(图2)。

本次用于进行年代学、地球化学测试的样品为中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩，具体采样位置见图2。中粒二长花岗岩(HLT-Z-1)(E116°46′52″， N43°55′16″)，具中粒花岗结构，块状构造(图3a)，主要包括斜长石、钾长石、石英及黑云母，其中钾长石呈半自形粒状，条纹构造发育，粒径2～3 mm，约占40%(体积分数)；斜长石呈半自形板状，聚片双晶发育，粒径1～2 mm，约占35%；石英呈他形粒状，粒径2 mm左右，约占23%；黑云母深棕褐色，呈鳞片状，具镁铁质特征，粒径1～2 mm，约占2%(图3d)。细粒二长花岗岩(HLT-X-2)(E116°52′20″， N43°57′44″)，具细粒花岗结构，块状构造(图3b)，主要由钾长石、斜长石、石英及少量黑云母组成，其中钾长石呈半自形粒状，粒径0.5～1.5 mm，约占35%；斜长石呈半自形粒状，局部见聚片双晶，粒径0.5～1 mm，约占40%；石英呈他形不规则状，粒径0.5～1 mm，约占21%；黑云母深棕褐色，呈片状，具镁铁质特征，粒径0.5～1 mm，约占4%(图3e)。花岗伟晶岩(HLT-W-3)(E116°53′01″， N43°57′05″)，具花岗伟晶结构，块状构造，粒径4～8 cm，少数可达10 cm(图3c)，斜长石呈半自形板状，发育聚片双晶，干净无蚀变，约占40%；钾长石呈半自形粒状-半自形板状，为条纹长石、微斜长石和正长石，约占20%；石英呈他形粒状，约占39%；黑云母呈片状，约占1%(图3f)。

图2 大兴安岭南段海流特地区地质简图(据内蒙古自治区地质调查研究院， 2018(3)内蒙古自治区地质调查研究院. 2018. 内蒙古自治区锡林郭勒盟锡林浩特等四幅1∶5万地质矿产图.修改)

3 分析方法

主量、微量元素分析由内蒙古自治区矿产实验研究所完成，其中FeO采用重铬酸钾滴定的容量法，其余主量元素测试选用XRF玻璃熔片法，分析精度、准确度优于5%；微量元素测试首先采用HF+HNO3密封溶解，其次加入Rh内标溶液转为1% HNO3介质，最终选用ICP-MS测定，分析精度、准确度优于10%。

锆石挑选由内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室完成，首先将样品粉碎、淘洗，并利用电磁、重液分选，然后在双目镜下进行优选、提纯。锆石制靶、阴极发光(CL)照相由北京锆年领航科技有限责任公司完成，首先将锆石颗粒置于环氧树脂之中，抛光后进行显微(反射光、透射光)及阴极发光(CL)照相，为锆石LA-ICP-MS U-Pb定年选点提供依据。

锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析由内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室完成，仪器为FinnnignNeptune型MC-ICP-MS及与之配套的NewwaveUP213激光剥蚀系统。激光剥蚀孔径为32 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm2，以He为载气。锆石U-Pb年龄的测定采用GJ-1为外标的校正方法，每隔10个样品分析点测1次标样，并以Si作为标准，测定锆石中U、Pb和Th的含量。数据处理采用ICPMSDataCal程序，锆石年龄谐和图用Isoplot3.0程序完成。详细的实验测试过程参考侯可军等(2009)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩、花岗伟晶岩样品中锆石多呈透明状，无色或浅黄，金刚光泽，四方柱状，震荡环带明显，韵律清晰，粒径以60～180 μm为主，长宽比多介于1.5∶1～2.5∶1之间，少数达4∶1(图4)。此外，锆石U含量为139×10-6～2 161×10-6，Th含量为104×10-6～1 099×10-6，Th/U值介于0.46～1.35之间，大于0.1(表1)，指示样品中锆石均为岩浆锆石。实验过程中，选取裂纹少、环带生长明显的锆石开展LA-ICP-MS U-Pb测试，共测28点，获中粒二长花岗岩(HLT-Z-1)206Pb/238U年龄为137.7～145.8 Ma，加权平均年龄为142.0±0.7 Ma，MSWD为2.9；细粒二长花岗岩(HLT-X-2)206Pb/238U年龄为137.3～143.2 Ma，加权平均年龄为141.2±1.1 Ma，MSWD为1.3；花岗伟晶岩(HLT-W-3)206Pb/238U年龄为136.4～142.8 Ma，加权平均年龄为139.7±2.4 Ma，MSWD为2.3。

图4 海流特地区中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩锆石阴极发光图像及U-Pb年龄谐和图

表1 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩和花岗伟晶岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

4.2 地球化学特征

4.2.1 主量元素

海流特岩体主量元素组成见表2。其中SiO2含量较高，介于72.80%～76.06%之间，Al2O3含量为12.42%～15.22%，铝饱和指数A/CNK除HLT-W-3-2(1.181)以外，其余均介于1.0～1.11之间，K2O含量为5.13%～7.50%，Na2O含量为1.98%～3.62%，相对富钾贫钠(K2O/Na2O=1.44～3.77)，MgO=0.096%～0.300%，含量较低，其中花岗伟晶岩相对于中粒二长花岗岩及细粒二长花岗岩更加富碱，分异指数更高(DI花岗伟晶岩=96.2～96.8；DI中、细粒二长花岗岩=92.3～95.4)。在QAP图解中(图5a)，样品基本落入二长花岗岩区域，在A/NK-A/CNK图解中，样品基本落入弱过铝质岩石系列中(图5b)。综上，海流特岩体整体属相对富钾弱过铝质花岗岩类。

表2 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩、花岗伟晶岩主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)含量

图5 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩QAP图(a，据Le Maitre et al., 2004) 和A/NK-A/CNK图(b，据Maniar et al., 1989)

4.2.2 微量元素

海流特岩体微量元素组成见表2，样品稀土总量介于10.63×10-6～147.30×10-6之间，(La/Yb)N值为0.22～3.87，LREE/HREE值为0.41～8.62，负Eu异常明显(δEu=0.012～0.04)。在稀土元素配分曲线上，花岗伟晶岩轻稀土元素含量相对较少，重稀土元素相对富集，呈现左倾特征；而中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对平坦，呈现略微右倾“海鸥”型特征(图6a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，样品明显富集Rb、Th、K等大离子亲石元素(LILE)，而亏损Ba、Sr、Ti等高场强元素(HFSE)(图6b)，Zr+Nb+Ce+Y值介于38.25×10-6～258.2×10-6之间，远小于350×10-6。

图6 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩球粒陨石标准化稀土模式配分图(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)

5 讨论

5.1 成岩时代

已有研究表明，在晚侏罗世—早白垩世期间，大兴安岭南段集中爆发有多期岩浆活动，成岩时限为153.3～136.7 Ma(周振华等， 2010a, 2010b；刘新等， 2017；姚磊等， 2017；季根源等， 2021；武广等， 2021；尚永明等， 2022；章培春等， 2022)(图1b)。海流特岩体位于大兴安岭南段南西侧，本文共获得3组锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄，分别为142.0±0.7 Ma、141.2±1.1 Ma、139.7±2.4 Ma，与区域上北大山岩体、小乌兰沟岩体、五十家子岩体以及维拉斯托、黄岗、毛登-小孤山、白音查干东山等矿床成矿岩体所获得的锆石U-Pb年龄基本一致，指示在142.0～139.7 Ma期间，海流特地区与区域同时发生了早白垩世花岗岩类的侵位。此外，大多数学者认为大兴安岭南段早白垩世岩浆岩锆石εHf(t)值多介于-0.80～+14.20之间，且多具有年轻的二阶段模式年龄(<1.0 Ga)(Ouyangetal., 2015)，指示大兴安岭南段早白垩世岩浆岩包括海流特岩体在内，其源区可能同为新生下地壳。

5.2 岩石成因

已有研究表明，典型S型花岗岩通常具有强过铝质，且含有白云母、堇青石等富铝矿物，而海流特岩体A/CNK值除HLT-W-3-2外，其余均处于1.00～1.11之间(1.024～1.094)，指示海流特岩体不可能为S型花岗岩。对于A型与高分异I型花岗岩，一般来说，两者具有相似的地球化学特征，但Zr+Nb+Ce+Y含量、锆饱和温度以及10 000 Ga/Al值等具有一定的区别(Whalenetal., 1987； Kingetal., 1997)。海流特岩体Zr+Nb+Ce+Y值介于38.25×10-6～258.2×10-6之间，远小于A型花岗岩Zr+Nb+Ce+Y下限值350×10-6，锆饱和温度为723～778℃，平均753℃，也低于A型花岗岩的平均锆饱和温度839℃(Kingetal., 1997)。尽管岩体中10 000 Ga/Al值较高，为2.23～5.46，平均3.85，大于A型花岗岩10 000 Ga/Al下限值2.6，但岩体中不含有典型碱性暗色矿物。因此，海流特岩体也不可能为A型花岗岩。

海流特岩体整体表现为高硅、富碱、贫镁、贫钙、弱过铝质，富集高场强元素U、Th及大离子亲石元素K、Rb，亏损Sr、Ba、Ti、Eu(图6a，6b)，具有I型花岗岩地球化学特征。此外， ① 岩体中Zr含量由中、细粒二长花岗岩到花岗伟晶岩逐渐降低(71.2×10-6～132×10-6→12.3×10-6～16×10-6)，指示岩浆可能存在分异演化，致使Zr含量逐步由不饱和向饱和过渡(Watson and Harrison，1983，1984)； ② 岩体中Rb/Sr值为3.0～295.8，平均75.9，指示岩体在形成过程中，斜长石、钛铁矿、磷灰石等发生了分离结晶作用； ③ 岩体中分异指数DI介于92.3～96.8之间，显示高分异特征； ④ 岩体中花岗伟晶岩表现出重稀土元素富集(图6a)，一般来说，REE等高场强元素在早期分异过程中易进入难熔矿物(如锆石、独居石及Fe-Ti氧化物)，致使其在残余熔体中含量较低，但若岩体中有大量F存在时，REE等高场强元素便有利于在残余熔体中富集，且随F含量的不断增加，磷灰石中从LaPO4到GdPO4再到YbPO4溶解度也急剧增加(张德会等， 2004)，海流特岩体中P2O5含量由中、细粒二长花岗岩(0.036%～0.099%)到花岗伟晶岩(0.15%～0.17%)明显增加，且重稀土元素富集，指示海流特岩体可能由富含挥发分F而发生高度结晶分异所致，从而引起重稀土元素的富集； ⑤ 在Zr-(10 000 Ga/Al)、(FeOT/MgO)-(Zr+Nb+Ce+Y)、(10 000 Ga/Al)-(Zr+Nb+Ce+Y)及(K2O+Na2O/CaO)-(Zr+Nb+Ce+Y)图解中，样品基本落入高分异花岗岩区域(图7a～7d)。因此，海流特岩体更可能为高分异I型花岗岩。

图7 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩成因类型判别图解(a据吴福元等， 2017； b、c、d 据Whalen et al., 1987)

5.3 岩浆起源与演化

5.3.1 岩浆源区

目前，关于I型花岗岩的形成主要有以下几种模式，包括幔源玄武质岩浆的强烈分离结晶模式(Beard and Lofgren， 1991)、下地壳变质基性岩的部分熔融模式(Chappell and White， 1974)以及幔源岩浆与长英质岩浆混合发生分离结晶模式等(邱检生等， 2008)。一般来说，幔源岩浆直接分异产生花岗质岩浆需其9倍体积的镁铁质岩浆，而海流特岩体附近并未发现如此大规模的镁铁质岩浆活动证据(Turneretal., 1992；王楠等， 2020)，因此该岩体不大可能通过幔源岩浆的分异演化而来。另一方面，幔源岩浆与壳源岩浆混合一般会产生铁镁质包体，但在海流特岩体的调查中并未发现暗色包体，指示该岩浆源区相对均一，并非幔源岩浆与长英质岩浆的混合。目前的研究表明，大兴安岭南段大多数显生宙花岗岩均具有较高的εHf(t)、εNd(t)值以及较低的Hf、Nd同位素模式年龄，指示该区域显生宙花岗岩多起源于新元古代新生地壳物质(吴福元等， 1999； Jahnetal., 2000； Wuetal., 2000， 2002；季根源等, 2022)，海流特岩体位于大兴安岭南段南西侧，与区域上北大山、维拉斯托、毛登-小孤山、白音查干东山、小乌兰沟等岩体具有相似的成岩年龄及地球化学特征，因此，海流特岩体很可能与区域上同期的岩体具有相似的起源，为新生的下地壳变基性岩的部分熔融(姚磊等， 2017；刘新等， 2017； Feietal., 2018；武广等， 2021；季根源等， 2022)。

5.3.2 岩浆演化

通常认为，花岗岩在演化过程中，Zr含量逐渐由不饱和向饱和过渡(Watson and Harrison，1983，1984)。海流特岩体中Zr含量由中、细粒二长花岗岩向花岗伟晶岩逐渐降低，且随着Zr含量的降低，FeOT、TiO2、Sr以及Zr/Hf、Nb/Ta、Ba/Sr值也逐渐降低(图8)。研究表明，Sr易进入斜长石，随着斜长石的分离结晶，残余岩浆中Sr含量逐渐降低(图8d)；而Ba易进入钾长石，随着钾长石的分离结晶，残余岩浆中Ba含量及Ba/Sr值逐渐降低(图8g， Lietal., 2007a， 2007b)；TiO2的降低表明岩体在演化过程中可能发生了富钛矿物钛铁矿或金红石的结晶分异(图8b)；对于Zr/Hf值的降低，很可能是由于锆石的分离结晶所造成(图8e)；而Nb/Ta值的降低多由黑云母的分离结晶所引起(Stepanovetal., 2014)，FeOT的变化也表明岩体在演化过程中镁铁矿物分离结晶作用较为明显(图8a、8f)。Gualda 和 Ghiorso(2015)认为MELTS软件可模拟一定条件下岩浆的分离结晶过程，故选取中、细粒二长花岗岩作为初始岩浆成分，分离结晶温度按锆石饱和温度设置在700～800℃之间，压力、氧逸度参照海流特岩体北西侧具有相似成岩年龄、地球化学特征的斑状二长花岗岩，设置为198 MPa及△NNO-0.5(季根源等， 2021)。模拟结果显示，当温度在710℃时，液相基本消失，分离相为Ⅰ类长石14.85%、Ⅱ类长石42.99%、石英33.12%、石榴子石4.21%、尖晶石0.05%、氧化物0.27%，分离相基本与花岗伟晶岩矿物组成相似，同时也与微量元素定量模拟图解一致(图9)，指示海流特岩体由中、细粒二长花岗岩到花岗伟晶岩发生了较为明显的钾长石、斜长石等分离结晶作用。Bau(1996)认为部分微量元素的含量及关键元素比值可用来判断花岗岩的分离结晶程度。全岩微量元素表明，海流特岩体中花岗伟晶岩相对于中、细粒二长花岗岩具有更高的Rb含量以及更明显的Eu负异常，其中Rb含量由中、细粒二长花岗岩到花岗伟晶岩平均值为452×10-6增至830.5×10-6，指示海流特岩体花岗伟晶岩具有更高的分异演化程度(Chenetal., 2016)。另一方面，Nb/Ta值会随着岩浆的分异演化而明显减小，图8f显示，海流特岩体中、细粒二长花岗岩Nb/Ta值平均约14.44，而花岗伟晶岩Nb/Ta值平均约7.10，由中、细粒二长花岗岩到花岗伟晶岩Nb/Ta值缩小到二分之一，也指示海流特岩体由中、细粒二长花岗岩到花岗伟晶岩经历了更高程度的分异演化(Bau，1996； Ballouardetal., 2016)。

图8 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩Zr含量对FeOT、TiO2、Rb、Sr、Zr/Hf、Nb/Ta及Ba/Sr相关性图解

图9 海流特中粒二长花岗岩、细粒二长花岗岩及花岗伟晶岩微量元素定量模拟图解(据Xu et al., 2015和武广等， 2021修改)

图10 海流特花岗岩演化程度判别图(北大山、维拉斯托数据源自武广等， 2021)

综上所述，海流特岩体可能起源于年轻的下地壳变基性岩的部分熔融，随后经历了相对高程度的分异演化，发生了斜长石、钾长石等矿物的分离结晶，并在晚期出现熔-流体相互作用。

5.4 成矿指示意义

目前，大多数学者认为，富F的高分异花岗岩与钨、锡及稀有金属矿床具有密切的联系(Chenetal., 2014； Wangetal., 2014； Huangetal., 2018)。研究表明，岩浆中F在结晶分异过程中与不相容元素不断富集，致使体系中固相线温度不断下降(Manning， 1981)，在物理化学条件适宜或与围岩发生交代作用时，形成稀有金属(如铌钽铁矿)、锡石、萤石及白钨矿等。大兴安岭南段尤其是锡林浩特-巴林左旗一带晚侏罗世-早白垩世花岗岩，个别成矿作用明显的岩体富含黄玉或F含量较高，如维拉斯托岩体在岩浆演化过程中产生黄玉(武广等， 2021)，白音查干东山花岗斑岩中F含量平均0.69%，高者可达1.3%、2.27%(刘新等， 2017)，毛登岩体斑状二长花岗岩、花岗斑岩中磷灰石F含量平均达3.01%、3.53%，且岩体中普遍发育萤石、黄玉等富F矿物(季根源等， 2022)；本次工作中，在岩体南东侧局部云英岩化明显处发现有细小萤石颗粒；区域上其余岩体个别与围岩接触部位或其内部见有萤石矿床的出现。因此，大兴安岭南段在晚侏罗世—早白垩世期间形成有富F花岗岩，具有较好的钨、锡及稀有金属矿床的成矿潜力。

海流特岩体位于大兴安岭南段南西侧，北东东距北大山-维拉斯托岩体约60 km，其间见有石英脉、伟晶岩脉穿切，局部伴有W、Sn、Nb、Ta及萤石矿化。对比北大山、维拉斯托岩体，三者具有相似的结晶年龄、岩石成因及构造背景，而不同的是岩浆演化程度及熔-流体相互作用有所区别。张天福等(2019)认为维拉斯托岩体高程度的结晶分异控制了矿床Li、Rb、Nb、Ta等稀有金属的富集，而熔-流体相互作用制约了Sn、Zn、Cu、Pb的形成，挥发分F、Cl的含量能够有效地改变Li、Rb、Nb、Ta、Cu、Zn、Mo等元素在岩浆结晶分异过程中流体/熔体的分配系数(Keppler， 1993)，进而制约岩体的成矿能力。海流特岩体相对于维拉斯托岩体熔-流体相互作用较弱，而较北大山岩体熔-流体相互作用较强(图10)，在局部出溶富含Li、Rb、Nb、Ta等稀有元素或产出流体相W、Sn热液，表现为伟晶岩型Li、Rb、Nb、Ta矿化或石英脉型W矿化、云英岩型Sn矿化等，经化学样分析，个别钨矿化较强石英脉地段捡块样WO3含量达0.11%(图11a、11b)；个别云英岩化较强地段捡块样Sn含量达0.38%(图11c、11d)；个别稀有元素矿化较强地段捡块样Nb2O5含量达373×10-6、Ta2O5含量达25×10-6(作者未发表数据。图11e、11f)，指示该区域具有一定成矿远景，但由于分异演化程度及熔-流体相互作用相对较弱，致使成矿潜力受限。