新疆阿爾泰造山帶中生代偉晶巖的稀有金屬成礦作用*

趙振華，陳華勇，韓金生

1. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心/中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣東 廣州 510640

2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）資源學(xué)院，湖北 武漢 430074

阿爾泰造山帶西起俄羅斯和哈薩克斯坦，經(jīng)新疆北部一直延伸到蒙古國(guó)南緣，北鄰西伯利亞Sayan 地塊，南以額爾齊斯斷裂帶為界與準(zhǔn)噶爾地塊相接，是中亞造山帶的重要組成部分［1-2］。該造山帶位于中國(guó)境內(nèi)部分統(tǒng)稱為中國(guó)阿爾泰造山帶。新疆北部地處中亞增生型造山帶的核心部位，多類型洋盆演化、多塊體匯聚，形成了陸緣成礦系統(tǒng)最大的大陸成礦域。以Windley 等［1，3］的劃分方案為參考，以紅山嘴斷裂、阿巴宮斷裂、克茲加爾斷裂和額爾齊斯斷裂為界，根據(jù)各自不同的地層、巖漿活動(dòng)和礦產(chǎn)特征，將新疆阿爾泰劃分為北阿爾泰、中阿爾泰、南阿爾泰（瓊庫爾）和額爾齊斯帶，大致平行造山帶走向展布。張輝等［4］將其稱為地體（domain）。新的研究認(rèn)為，上述不同地體只是代表了不同深度造山帶地殼物質(zhì)的剝露，其差異性不足以作為區(qū)別不同地體的標(biāo)準(zhǔn)［5］。

在印度板塊與歐亞大陸碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)和深部殼幔作用的共同控制下，發(fā)生了最強(qiáng)烈的殼幔相互作用、最顯著的顯生宙大陸增生和最強(qiáng)烈的新生代構(gòu)造改造，這些特征使中亞造山帶成為研究大陸增生及成礦機(jī)制的天然實(shí)驗(yàn)室［6］。近些年來，新疆阿爾泰造山帶偉晶巖與花崗巖的成巖成礦精確定年成果表明，本區(qū)早中生代發(fā)育了強(qiáng)烈的巖漿和成礦作用，并形成了以阿勒泰可可托海3號(hào)偉晶巖脈為代表的、三疊紀(jì)（印支期）世界級(jí)大型和超大型稀有金屬偉晶巖成礦帶［4，7］。更值得關(guān)注的是，阿爾泰造山帶及鄰區(qū)準(zhǔn)噶爾近幾年相繼發(fā)現(xiàn)了侏羅紀(jì)（燕山期）巖漿巖和稀有金屬偉晶巖礦床［8-25］。這些研究成果顯示，新疆北部中生代巖漿巖不僅是偉晶巖，包括花崗巖類和火山巖，均具有重要的稀有金屬成礦作用，形成了中亞增生型造山帶成礦的另一重要特色。而許多中生代稀有金屬偉晶巖與賦存花崗巖成巖的顯著時(shí)差、與同期花崗巖空間分離及地球化學(xué)特點(diǎn)差異等顯著特征，形成了獨(dú)具特色的阿爾泰型稀有金屬偉晶巖，本文稱其為阿爾泰型稀有金屬偉晶巖。阿爾泰型稀有金屬偉晶巖對(duì)稀有金屬偉晶巖與花崗巖之間成因關(guān)系的傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)提出了挑戰(zhàn)，因而對(duì)研究中亞造山帶的動(dòng)力學(xué)演化具有重要意義。本文重點(diǎn)綜合近些年來本區(qū)中生代巖漿巖及相關(guān)稀有金屬成礦作用研究資料，探討了阿爾泰造山帶中生代帶巖漿巖，特別是稀有金屬偉晶巖成巖成礦特點(diǎn)及與花崗巖的關(guān)系，并提出了應(yīng)進(jìn)一步研究的關(guān)鍵科學(xué)問題。

1 中生代是阿爾泰稀有金屬偉晶巖主要成礦期

1.1 三疊紀(jì)是阿爾泰稀有金屬偉晶巖成礦高峰期

阿爾泰造山帶是世界著名的稀有金屬偉晶巖成礦帶，區(qū)內(nèi)出露有不同規(guī)模的約10 萬余條偉晶巖脈，集中分布在9 個(gè)偉晶巖礦集區(qū)的38 個(gè)偉晶巖田中，已發(fā)現(xiàn)超大型礦床1 處（可可托海），大型礦床2處（卡魯安Li礦，柯魯木特Li-Be-Nb-Ta礦）、中型礦床5 處，小型81 處，以及眾多礦點(diǎn)和礦化點(diǎn)［19，26］。

阿爾泰偉晶巖呈現(xiàn)了多時(shí)代、多類型特點(diǎn)，主要形成于晚古生代-早中生代。但受研究手段，特別是同位素定年方法精確度的限制，多年來雖然積累了大量研究成果，但對(duì)偉晶巖的成巖成礦時(shí)代認(rèn)識(shí)仍存在明顯分歧。僅以最具代表性的可可托海3號(hào)偉晶巖脈為例，其成巖成礦有晚古生代（早石炭世）到中生代（三疊紀(jì)，侏羅紀(jì)）的不同認(rèn)識(shí)［4，7，27-28］。隨著近年大量鋯石［7-24］、少量輝鉬礦Re-Os 等時(shí)線［8］和鈮鉭鐵礦U-Pb［9，29-30］等精確定年方法的應(yīng)用，確認(rèn)三號(hào)偉晶巖脈鋯石年齡為晚三疊世220～211 Ma， 使世界著名的阿勒泰稀有金屬偉晶巖的成巖、成礦年齡進(jìn)一步厘清，成巖、成礦年齡框架變得更加清晰［9，29-30］。張輝等［4］將阿爾泰偉晶巖成礦劃分為4 個(gè)期次：泥盆紀(jì)-早石炭世（403～333 Ma）；二疊紀(jì)（275～250 Ma）；三疊紀(jì)（248～200 Ma）；侏羅紀(jì)（199～157 Ma）（圖1和表1）。楊福全等［19，31］也將其劃分為4 期成礦作用，但時(shí)限不同：奧陶紀(jì)-早志留世（476～436 Ma），晚泥盆世（約370 Ma），二疊紀(jì)（296～258 Ma）和三疊紀(jì)-侏羅紀(jì)（250～151 Ma）。

圖1 阿爾泰中生代偉晶巖、花崗巖類分布（據(jù)張輝等［4］修改）Fig.1 Distribution of Altay Mesozoic pegmatites and granites(modified after Zhang et al[4])

綜合本區(qū)超大型、大型偉晶巖礦床精確年齡數(shù)據(jù)一致表明：與區(qū)內(nèi)花崗巖成巖高峰期為早泥盆世（約400 Ma）不同，阿勒泰稀有金屬偉晶巖成礦高峰期為三疊紀(jì)（250～202 Ma；表1），主要分布于瓊庫爾和中阿爾泰地體中較大的范圍（縱深60～80 km）［4，31］（圖2），構(gòu)成了一條重要的中生代稀有金屬偉晶巖成礦帶。

圖2 阿爾泰造山帶偉晶巖與花崗巖成巖年齡直方圖（據(jù)張輝等［4］修改）Fig.2 Isotopic age histogram of Altay pegmatites and granites(modified after Zhang et al[4])

表1 新疆阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖成礦年齡Table 1 Isotopic ages of Altay rare metal pegmatites

續(xù)表

1.2 侏羅紀(jì)是阿爾泰稀有金屬偉晶巖重要成礦期

20 世紀(jì)80—90 年代末，Ar-Ar及Rb-Sr等時(shí)線方法的應(yīng)用在偉晶巖獲得了一些侏羅紀(jì)年齡數(shù)據(jù)，如阿祖拜稀有金屬-寶石偉晶巖獲得Ar/Ar 年齡為（154.1±0.1） Ma［38］；可可托海3號(hào)偉晶巖脈182～169 Ma［28-29，38］。鋯石、鈮鉭鐵礦U-Pb 年齡的獲得確認(rèn)了阿爾泰稀有金屬偉晶巖的侏羅紀(jì)成礦年齡（圖1，表1），例如，可可托海3 號(hào)偉晶巖脈的Ⅱ和V～Ⅷ結(jié)構(gòu)帶鋯石U-Pb 年齡為（198.5±4.2）～（186.5±2.0） Ma［7，34］；別也薩麻斯Li偉晶巖鋯石U-Pb 年 齡（157.2±0.5） Ma［18］、（151.1±1.8）Ma［19-20］和鉭錳礦U-Pb 年齡（160.1±1.1）Ma［21］。瓊庫爾Be-Nb-Ta 和阿拉散Be 偉晶巖礦床成礦年齡分別為194.3 Ma［23］和185 Ma［19］；阿祖拜Be 偉晶巖礦鋯石U-Pb 年齡為192 和201 Ma［4，34］；可可托海鎮(zhèn)北庫儒爾特（60 號(hào)山）偉晶巖型Be-Nb-Ta礦床鋯石U-Pb 年齡180.7 Ma［22］；庫威-結(jié)別特偉晶巖Be 礦鋯石U-Pb 年齡192～200 Ma；小虎斯特Li-Be-Nb-Ta 礦床鋯石U-Pb 年齡為（190.6±1.2）Ma［22-23］。

上述侏羅紀(jì)偉晶巖主要特點(diǎn)是其為小-中型Be±Li±Nb-Ta 礦床和碧璽寶石礦，并顯示為疊加成礦作用，即疊加在晚三疊世成礦上，如可可托海3號(hào)脈、卡魯安、阿祖拜等偉晶巖礦床，而別也薩麻斯、庫威-結(jié)別特等則為早侏羅世成礦。這些年齡資料確定了侏羅紀(jì)是本區(qū)偉晶巖的重要成礦期，具有重要成礦潛力。

1.3 三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)花崗巖具有一定規(guī)模

阿爾泰造山帶古生代花崗巖規(guī)模最大，出露面積約2.5 萬km2，約占全區(qū)面積40%。近年來，單顆粒鋯石U-Pb 年齡測(cè)定確認(rèn)了阿爾泰造山帶中的中生代三疊紀(jì)花崗巖（表2），如可可托海鎮(zhèn)東北阿拉爾晚三疊世黑云母（鉀長(zhǎng)或二長(zhǎng)）花崗巖、二云母花崗巖，面積約1 300 km2，鋯石年齡為219～210 Ma［11，20，39］；阿勒泰市東北烏希里克由細(xì)粒、中粗粒白云母二長(zhǎng)花崗巖組成的霍熱木德克巖體（面積54 km2）鋯石年齡（222.3±1.8）Ma，滿克依頂薩依巖體（面積32 km2） 鋯石年齡（217.9±2.3）Ma［13］；由堿長(zhǎng)花崗巖、正長(zhǎng)花崗巖和二長(zhǎng)花崗巖組成的輝騰阿爾善巖體（面積110 km2） 鋯 石U-Pb 年 齡 為（203.1±2.1） Ma 和（202.3±2.2） Ma［14］。呈小巖株產(chǎn)出的青河阿斯喀爾特白云母花崗巖、白云母鈉長(zhǎng)花崗巖鋯石年齡222.6～219.2 Ma［25，32］。此外，在東天山東戈壁花崗斑巖年齡為（233.2±2.2）Ma，白山黑云母二長(zhǎng)花崗巖212 Ma，斑狀花崗巖（237.0±4.7）Ma，均與斑巖Mo礦有關(guān)［40］。

上述巖體均為晚三疊世（230～202 Ma），主要巖石類型為黑（白）云母二長(zhǎng)花崗巖、二云母花崗巖、白云母花崗巖等富鋁、富堿花崗巖。巖體出露總面積約1 600 km2，約占阿爾泰花崗巖總面積的6%。

20 世 紀(jì)80—90 年 代 末，Ar-Ar 及Rb-Sr 等 時(shí)線方法的應(yīng)用在本區(qū)花崗巖獲得了一些侏羅紀(jì)年齡數(shù)據(jù)。如阿勒泰小克蘭河?xùn)|尚克蘭白云母鈉長(zhǎng)石鈹鎢淡色花崗巖是較典型的稀有金屬花崗巖，出露的4 個(gè)白云母鈉長(zhǎng)石花崗巖總面積0.3 km2，其Rb-Sr 等 時(shí) 線 年 齡 為（176.1±12.9）Ma 和（181.9±9.2）Ma［28，44］。這些侏羅紀(jì)花崗巖多呈巖株產(chǎn)出，屬高演化的淡色花崗巖。其鋯石由于U、Th 含量高而造成明顯蛻變或蝕變，U、Pb 不同程度丟失，難以獲得準(zhǔn)確年齡。Ar-Ar年齡可能顯示了侏羅紀(jì)對(duì)晚古生代和三疊紀(jì)巖漿巖的改造作用。對(duì)上述花崗巖開展的鋯石U-Pb 年齡測(cè)定顯示了多組年齡，例如，小克蘭河西側(cè)黑云母二長(zhǎng)花崗巖單顆粒鋯石年齡為（203±3） Ma，12 個(gè)顆粒鋯石中有5 個(gè)顆粒年齡為196～158 Ma（平均181.6 Ma）［11］，與上述小克蘭河?xùn)|尚克蘭Be、W 淡色花崗巖Rb-Sr年齡181～176 Ma一致。阿勒泰將軍山二云母二長(zhǎng)花崗巖單顆粒鋯石U-Pb 年齡為（151±2）Ma［11］，黑 云 母 鉀 長(zhǎng) 花 崗 巖 為（268.3±1.9）Ma［45］。2021 年陜西省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查中心測(cè)得，阿拉爾東綠柱石礦圍巖阿克沙特二云母花崗巖鋯石年齡195 Ma（1∶25萬填圖）（表2）。

藺新望等［12］測(cè)定了中哈、中俄邊境友誼峰木孜他烏巖體，該巖體位于木孜他烏山、加格爾他烏山一帶，面積約70 km2，平面呈近等軸狀（北界已出境）。巖體由黑云母花崗巖、斑狀黑云母正長(zhǎng)花崗巖、白云母正長(zhǎng)花崗巖組成。其黑云母鉀長(zhǎng)花 崗 巖 單 顆 粒 鋯 石U-Pb 年 齡 為（198.3±3.8）Ma（表2）。

阿爾泰造山帶南部的喀拉通克地區(qū)粗安巖鋯石U-Pb年齡為（181.9±0.7）Ma，這種巖石在區(qū)內(nèi)呈多條潛火山巖巖脈分布［16］。準(zhǔn)噶爾盆地西北及東北基底玄武巖和流紋巖的鋯石分別獲得（191±14）和（197±14）Ma［43］，克拉瑪依西玄武巖Ar/Ar年齡為（192.7±1.3）Ma［46］。在博格達(dá)地區(qū)發(fā)現(xiàn)了晚侏羅世閃長(zhǎng)巖和二長(zhǎng)花崗巖，年齡分別為（154.9±1.9）Ma 和（152.7±1.8）Ma［15］。東天山白山Mo（-Re）礦床有關(guān)的黑云母斜長(zhǎng)花崗巖鋯石UPb 年齡為（181±3）Ma［47］。上述侏羅紀(jì)巖漿巖確切年齡為192～150 Ma，一些巖體年齡有待進(jìn)一步精確測(cè)定。不同于三疊紀(jì)巖漿巖，侏羅紀(jì)巖漿巖既有花崗巖類，也有火山巖，巖石類型主要為黑云母鉀長(zhǎng)花崗巖、閃長(zhǎng)巖、粗安巖、流紋巖等，出露面積較小（表2）。

表2 新疆北部中生代花崗巖類年齡Table 2 Isotopic ages of Altay Mesozoic granites

近年來，阿爾泰鄰區(qū)中生代沉積巖中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)侏羅紀(jì)巖漿碎屑鋯石，提供了區(qū)內(nèi)中生代巖漿活動(dòng)的證據(jù)。例如，天山北麓中-新生代沉積地層及準(zhǔn)噶爾盆地周緣碎屑鋯石年代學(xué)研究和源區(qū)分析發(fā)現(xiàn)，碎屑物中有大量晚中生代鋯石，其具有明顯的震蕩環(huán)帶，屬巖漿鋯石，年齡峰分別為132、153、161～162、169 Ma，說明該地區(qū)存在一定規(guī)模的燕山期巖漿活動(dòng)。天山地區(qū)燕山運(yùn)動(dòng)的啟動(dòng)時(shí)間限定在約160 Ma，即上侏羅統(tǒng)齊古組開始沉積的時(shí)代［48］。

綜合上述分析可以確認(rèn)，北疆特別是阿爾泰地區(qū)，廣泛發(fā)育了中生代三疊紀(jì)-侏羅紀(jì)偉晶巖和花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)，偉晶巖在三疊紀(jì)達(dá)到稀有金屬成礦高峰，一些高演化的淡色花崗巖巖體出露面積雖小，但同位素年齡區(qū)間大，如將軍山二云母二長(zhǎng)花崗巖鋯石年齡范圍（268.0±1.9）～（151.0±2.0）Ma［11，45］，尚克蘭白云母鈉長(zhǎng)花崗巖也具類似特征，并都形成稀有金屬礦化，可能顯示了巖體受到后期巖漿或熱液疊加改造，這為探討阿爾泰造山帶構(gòu)造動(dòng)力學(xué)演化及三疊紀(jì)大規(guī)模稀有金屬偉晶巖成礦機(jī)制和規(guī)律提供了重要依據(jù)。

2 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖與花崗巖的關(guān)系

如上述，阿爾泰偉晶巖主要形成于晚古生代-早中生代（也留曼REE-Nb礦床476 Ma，別也薩麻斯Li-Be-Nb-Ta 礦床151 Ma），主要集中在240～180 Ma，于三疊紀(jì)達(dá)到成巖成礦峰值（圖1）［4，19］。約占阿爾泰面積40%的花崗巖類鋯石年齡范圍470～150 Ma，在早泥盆世（約400 Ma）達(dá)到成巖峰值（圖1）?；◢弾r可劃分為3個(gè)階段［11-16］：早中古生代470～440 Ma（中晚奧陶世）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（早二疊世）以及早中生代245～150 Ma（中晚三疊世-早侏羅世）。

上述偉晶巖與花崗巖形成年齡對(duì)比結(jié)果及空間分布關(guān)系顯示，阿爾泰偉晶巖和花崗巖具有明顯不同于傳統(tǒng)花崗巖-偉晶巖成巖、成礦系統(tǒng)的時(shí)空關(guān)系：稀有金屬偉晶巖與周圍花崗巖形成年齡存在顯著時(shí)差（間斷達(dá)200 Ma）；中生代稀有金屬偉晶巖的產(chǎn)出規(guī)模大，而同時(shí)代花崗巖類產(chǎn)出及成巖、成礦規(guī)模小、分布零星，這些特點(diǎn)對(duì)用傳統(tǒng)花崗巖-偉晶巖模型剖析本區(qū)稀有金屬偉晶巖成巖、成礦作用和找礦提出了挑戰(zhàn)。

2.1 稀有金屬偉晶巖形成與賦存花崗巖存在顯著時(shí)差和地球化學(xué)差異

本區(qū)多數(shù)稀有金屬偉晶巖周圍很少發(fā)育同期的花崗巖類，偉晶巖形成年齡與圍巖花崗巖年齡明顯不同，時(shí)差約200 Ma，地球化學(xué)特征也有差異。代表性的偉晶巖有柯魯木特、卡魯安、佳木開（圖3a），別也薩麻斯及沙依肯布拉克等（表3）。

圍繞哈龍花崗巖基（約600 km2）分布的柯魯木特-吉得克偉晶巖田、阿拉山偉晶巖田、卡魯安-阿祖拜偉晶巖田和佳木開-瓊庫爾偉晶巖田有上萬條偉晶巖脈。偉晶巖的鋯石、鈮鉭鐵礦年齡為225～192 Ma，哈龍花崗巖為408～401 Ma，兩者時(shí)差約200 Ma；其Hf 同位素組成也明顯不同。如哈龍花黑云母和二云母花崗巖408～401 Ma，εHf（t）= 7.85～14.95，周邊的阿祖拜Be 礦化偉晶巖215～192 Ma，εHf（t）= - 0.6 ～ +6.3；佳木開Be-Nb-Ta礦化偉晶巖212～192 Ma，εHf（t）=0.4～3.3；卡魯安Li 礦 化 偉 晶 巖228～211 Ma，εHf（t）=0.65～2.50［22，24，34-35，50］。產(chǎn)于哈龍花崗巖基東吉得克巖體的柯魯姆特偉晶巖年齡238.3～210.7 Ma，賦礦黑云母花崗巖（455.6±5.4） Ma，二云母花崗巖（445.6±5.9） Ma。112 號(hào)偉晶巖脈εHf（t）= 0.03～2.35，TDM2=1 112～1 225 Ma；二云母花崗巖、黑云母花崗巖εHf（t）=-1.41～ 4.13；TDM2=1 172～1 515 Ma［17］。別也薩麻斯Li-Be-Nb-Ta 偉晶巖形成年齡160～151 Ma（鋯石、鉭錳礦），圍巖白云母花崗巖449～430 Ma［16，18-19］，兩者相差近300 Ma；兩者Hf同位素組成也明顯不同，偉晶巖的εHf（t）=0.02～0.68；0.62～1.30 ，平均為+0.93。二云母二長(zhǎng)花崗 巖 的εHf（t）=8.6～+14.9； 1.35～6.07 平 均 為3.74［18］。沙依肯布拉克Be偉晶巖201～202 Ma，礦區(qū)花崗閃長(zhǎng)巖、中細(xì)?；◢忛W長(zhǎng)巖鋯石年齡分別為406 Ma和531 Ma［19］。

上述特征表明，阿爾泰造山帶中生代偉晶巖與圍巖花崗巖形成年齡之間存在明顯間斷和物源的明顯差異或脫耦，稀有金屬偉晶巖的形成與圍巖花崗巖無直接關(guān)系［4，17，50］，代表了本區(qū)中生代稀有金屬偉晶巖的主要特征。本區(qū)二疊紀(jì)稀有金屬偉晶巖也顯示了類似特點(diǎn)，稀有金屬偉晶巖成礦時(shí)間為275～250 Ma，峰值在260～250 Ma；花崗巖年齡為295～265 Ma，峰值在280～275 Ma，偉晶巖一般晚于花崗巖約20 Ma。此外，它們的地球化學(xué)特征，如Hf 同位素組成也有明顯差異，暗示了偉晶巖與花崗巖的成巖差異［4］（表4）。

2.2 稀有金屬偉晶巖形成與花崗巖的關(guān)系存在爭(zhēng)議

可可托海3號(hào)脈超大型稀有金屬偉晶巖與周圍花崗巖的關(guān)系一直存在爭(zhēng)議（圖3b）。該偉晶巖的直接圍巖輝長(zhǎng)巖年齡為408 Ma［37，53］，而偉晶巖鋯石年齡為220～211 Ma［7-10］；周圍黑云母二長(zhǎng)花崗巖年齡409～404 Ma，黑云母花崗巖399～388 Ma，二云 母 花 崗 巖396 Ma［30，49］；距 三 號(hào) 偉 晶 巖 脈 約15 km 外的阿拉爾花崗巖基主要由黑云母花崗巖、黑云母二長(zhǎng)花崗巖和鉀長(zhǎng)花崗巖組成（面積約1 300 km2），花崗巖年齡232～210 Ma［7，10-11，39］，與偉晶巖年齡相近，據(jù)此認(rèn)為三號(hào)脈稀有金屬礦形成與阿拉爾花崗巖基有關(guān)［8，27，54-55］。

但阿拉爾花崗巖與偉晶巖Hf 同位素組成明顯不同，εHf（t）分別為-4.2～4.9［11］和1.25～2.39［10］、1～4［52］（表4），指示阿拉爾花崗巖源區(qū)比三號(hào)偉晶巖脈源區(qū)具有較多老地殼物質(zhì)，這與三號(hào)脈邊部εNd（t）=-2.27～3.12 一致［54］。阿拉爾花崗巖微量元素分異指標(biāo)也明顯區(qū)別于世界范圍內(nèi)的高分異花崗巖，屬于低分異的貧瘠花崗巖（barren granite），例如，Zr/Hf 和Nb/Ta 比值高（平均值分別為33.3和16.2）、稀有金屬含量低（Li、Be、Nb、Ta 平均分別為40.7、4.1、17.9 和1.2 mg/kg）和鉀長(zhǎng)石K/Rb 比值高（181～246），不具備形成稀有金屬偉晶巖的潛力。瑞利分餾計(jì)算表明，阿拉爾花崗巖需經(jīng)由非常高程度的分離結(jié)晶（>99.99%）才能形成可可托海3號(hào)偉晶巖脈，這些特征顯然表明它們無成因聯(lián)系［4，52］。目前文獻(xiàn)中有關(guān)圍繞阿拉爾花崗巖體的偉晶巖水平分布的15 個(gè)脈體群［55］，實(shí)際是不同時(shí)代偉晶巖空間分布疊合，例如，別也薩麻斯、庫威脈體群均為侏羅紀(jì)偉晶巖群，與阿拉爾花崗巖無關(guān)。

表4 新疆阿爾泰中生代偉晶巖及相關(guān)花崗巖Hf同位素組成Table 4 Hf isotopic compositions of Altay rare metal pegmatites and host granites

傳統(tǒng)的花崗巖-偉晶巖系統(tǒng)中兩者空間關(guān)系密切，花崗巖巖漿的高程度分離結(jié)晶形成偉晶巖，偉晶巖一般在花崗巖的內(nèi)、外接觸帶呈帶狀分布，成礦偉晶巖多在外接觸帶，或在花崗巖巖體頂部連續(xù)分布（如本區(qū)的阿斯卡爾特花崗巖-偉晶巖Be-Nb-Mo 礦床）。花崗質(zhì)巖漿與偉晶巖空間關(guān)系進(jìn)行了的理論模擬計(jì)算［56］，模擬的巖漿房體積10 km×10 km×10 km，溫度800 ℃，圍巖溫度分別為500 和300 ℃。模擬計(jì)算表明，花崗巖與偉晶巖距離與偉晶巖分異程度成正比，即偉晶巖分異程度越高，兩者相距越遠(yuǎn)，但偉晶巖與母巖體的距離不超過10 km，且母巖體不應(yīng)是小巖體。而LCT 型偉晶巖通常分布于以稀有金屬花崗巖母巖為中心的10 km 半徑范圍內(nèi)［57］，阿拉爾巖體規(guī)模較大，但其與可可托海3號(hào)偉晶巖脈的空間距離約15 km，超出了理論模擬值范圍，不支持可可托海3號(hào)脈與阿拉爾花崗巖的成因聯(lián)系。

2.3 稀有金屬偉晶巖形成與圍巖花崗巖密切相關(guān)

目前在阿爾泰發(fā)現(xiàn)的、具有傳統(tǒng)的花崗巖-偉晶巖成巖成礦系統(tǒng)特點(diǎn)的實(shí)例以阿斯喀爾特為典型，偉晶巖和花崗巖均形成Be-Nb-Mo 礦床，是我國(guó)典型的大型花崗巖型鈹?shù)V床（圖3c）。賦礦二云母花崗巖露頭面積約5 km2，條帶狀偉晶巖與白云母鈉長(zhǎng)石花崗巖呈漸變過渡關(guān)系，分布在巖體頂部或邊部，二者的礦物組成基本一致。賦礦花崗 巖 與 偉 晶 巖 年 齡 一 致［23，27，32-33，40］：鋯 石 年 齡（247.5±2.2）Ma，白云母鈉長(zhǎng)花崗巖（231.4±2.0）～（216.7±2.8）Ma；偉晶巖鋯石年齡（220.6±1.6）～（218.2±3.9）Ma，輝 鉬 礦Re-Os 模 式 年 齡 為（218.6±1.3） Ma，（214.9±1.2） Ma 和（228.7±7.1）Ma?；◢弾r與偉晶巖Hf 同位素組成也相似［30］：白云母鈉長(zhǎng)花崗巖εHf（t）=-0.72～1.33；礦化白云母鈉長(zhǎng)花崗巖為-0.36～1.99；條帶狀偉晶巖為-0.45～0.38［25］。

此外，可可托海鎮(zhèn)西北的庫儒爾特（也稱60號(hào)山、庫吉爾特）Li-Be-Nb-Ta 礦床，其偉晶巖鋯石年齡為（180.7±0.5） Ma［22］，賦礦二云母花崗巖Rb-Sr （礦物內(nèi)部等時(shí)線） 年齡為173.1 Ma［44］，花崗巖與偉晶巖成礦可能有關(guān)。大喀拉蘇Be-Nb-Ta 偉晶巖鋯石U-Pb 年齡為272～231 Ma，賦礦黑云母花崗巖248 Ma［22-23，29］，兩者形成時(shí)間相近。

2.4 阿爾泰造山帶稀有金屬偉晶巖的類型

綜合上述偉晶巖與花崗巖的關(guān)系及成礦時(shí)代和成礦規(guī)模巨大等特征，本區(qū)稀有金屬偉晶巖可能源于獨(dú)立的偉晶巖巖漿，可總稱為阿爾泰型，并劃分為4種亞類型。①可可托海3號(hào)脈型：為超大型Li-Be-Ta-Nb-Cs 礦床，偉晶巖結(jié)構(gòu)分帶完整、典型；遠(yuǎn)離同時(shí)代花崗巖，成礦為晚三疊世（220～211 Ma）［4-7］，與賦礦早泥盆世花崗巖（約400 Ma）存在顯著時(shí)差［30，49］；②卡魯安型：為大型Li-Be-Nb-Ta 礦床，礦區(qū)具有超大型Li 成礦潛力，成礦為晚三疊世（228～211 Ma），與賦礦早泥盆世花崗巖（約400 Ma）存在顯著時(shí)差［22，24，34-35，50］；③別也薩麻斯型：為中型Li-Be-Nb-Ta礦床，偉晶巖成礦為晚侏羅世（160～151 Ma）［18，20-21］，與賦礦花崗巖晚奧陶世（449 Ma）時(shí)差約300 Ma；④阿斯卡爾特型：為大型Be-Nb-Mo 礦床，偉晶巖與花崗巖空間和成礦連續(xù)（219 Ma［23］或231～229 Ma［25］），屬花崗巖-偉晶巖成礦系統(tǒng)。

3 與阿爾泰中生代巖漿巖成巖成礦相關(guān)的關(guān)鍵科學(xué)問題

阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖與花崗巖的時(shí)空關(guān)系特點(diǎn)決定了必須突破傳統(tǒng)的花崗巖-偉晶巖成巖成礦系統(tǒng)模式，從多因素綜合剖析本區(qū)稀有金屬偉晶巖的成巖、成礦作用的關(guān)鍵科學(xué)問題，建立適于阿爾泰中生代偉晶巖形成的合理模型。

3.1 阿爾泰造山帶的構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景

阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖與周圍花崗巖的時(shí)間或物質(zhì)關(guān)系脫耦，如此大規(guī)模的稀有金屬偉晶巖爆發(fā)形成受何種因素控制？同時(shí)代花崗巖產(chǎn)出規(guī)模小、空間分布及地球化學(xué)特征與偉晶巖明顯不同，是否指示了獨(dú)立偉晶巖巖漿的存在？或相關(guān)花崗巖在深部隱伏存在？有關(guān)這些問題的關(guān)鍵控制因素是什么？

3.1.1 位于喀納斯-阿爾泰-青河布格重力梯度帶雖然偉晶巖的形成深度多在上地殼范圍（多在3.5～5.0 km），但偉晶巖分布區(qū)的構(gòu)造動(dòng)力學(xué)演化、殼幔結(jié)構(gòu)與成分是探討偉晶巖和相關(guān)花崗巖源區(qū)成分及成礦物質(zhì)來源、演化的重要依據(jù)。

阿爾泰偉晶巖區(qū)處于喀納斯湖-阿勒泰-青河布格重力梯度帶，長(zhǎng)約400 km，寬60 km。重力異常反映了地殼淺部與深部不同物質(zhì)密度不均勻和厚度的變化，是從地表到上地幔組成物質(zhì)變化的綜合反映。該重力梯度帶呈北西-南東向延伸，布格重力異常梯度自南而北均勻下降。南、北地殼厚度變化大，南?。?6 km）北厚（48 km），形成了阿爾泰慢坡帶，慢坡陡緩不一，呈階梯狀。慢坡帶地殼性質(zhì)活潑、莫霍面起伏明顯、幔源斷裂發(fā)育，可能是本區(qū)長(zhǎng)期構(gòu)造活動(dòng)帶的深部因素。加厚的地殼更有利于偉晶巖的成巖成礦，其顯著的地球化學(xué)特征是富集Be、Li、Ta、Nb、W、Sn、Pb、Zn、Cu、Au、Ag等，可能為阿爾泰巨型稀有金屬偉晶巖帶形成提供了有利背景條件［26，55，58］。

3.1.2 古生代構(gòu)造動(dòng)力學(xué)為陸緣島弧背景 對(duì)阿爾泰造山帶古生代構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景（屬性）一直存在不同認(rèn)識(shí)，包括被動(dòng)大陸邊緣［59］、島弧［1，3，60］、陸緣島?。?1］、活動(dòng)大陸邊緣［62］和增生雜巖體［63-65］等，其中活動(dòng)陸緣或增生楔為主流觀點(diǎn)。目前，本區(qū)已積累大量有關(guān)變質(zhì)巖碎屑鋯石及巖漿巖中繼承鋯石年代學(xué)、地球化學(xué)研究資料［60，62，66-68］，巖漿成因鋯石年齡介于2 800～460 Ma 之間；其中分布于中阿爾泰塊體友誼峰的喀納斯群中巖漿鋯石年齡范圍為858～545 Ma，以567～536 Ma 為主，應(yīng)屬震旦-早寒武世［67］。分布較廣的哈巴河群以540～460 Ma 為主，顯示為中奧陶世-早泥盆世［62，66］。古生代花崗巖中元古代鋯石晶核年齡為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鋯石所占比例很小。

大陸弧主要特點(diǎn)是其火山弧出現(xiàn)在大陸邊緣且沒有同大陸分離。在大洋板塊向大陸板塊俯沖過程中，如果上盤大陸板塊出現(xiàn)弧后擴(kuò)張，導(dǎo)致原本位于大陸邊緣的部分大陸巖石圈從大陸分離，或出現(xiàn)在大陸架海域，有時(shí)會(huì)構(gòu)成新的俯沖帶上盤，在這些地區(qū)形成陸緣島?。╟ontinental margin island arcs）。例如，中新生代陸緣島弧主要分布在太平洋西北緣，包括千島群島、日本-琉球等島?。?9］。如上所述，阿爾泰巖漿弧由大量增生雜巖及變質(zhì)沉積巖構(gòu)成，其碎屑鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)顯示主要為巖漿鋯石，磨圓程度差，表明以短距離搬運(yùn)或原地沉積為主。此外，年輕巖漿鋯石Hf 同位素組成以地幔來源和年輕地殼為主，表明阿爾泰造山帶早古生代處于活動(dòng)陸緣或者陸緣弧，應(yīng)屬于古生代期間古亞洲洋俯沖-增生形成的以新生地殼物質(zhì)為主的陸緣島弧。其古生代哈巴河群、庫魯姆提群、康布鐵堡組、阿勒泰組和紅山嘴組地層顯示低的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 值均顯示古生代地層碎屑沉積巖主體形成于大陸島弧背景［70］。

肖文交等［71］稱阿爾泰主體為古生代期間古亞洲洋俯沖-增生形成的以新生地殼物質(zhì)為主的日本型巖漿弧，是一種特殊類型的洋內(nèi)弧。其前期為安第斯型巖漿弧，后期由于弧后裂解作用從原來的大陸邊緣裂離出來，并在弧后地區(qū)形成具有大洋地殼的弧后盆地。由于包含一些老的碎屑物質(zhì)及較富集的同位素組成，曾經(jīng)長(zhǎng)期被認(rèn)為作為微陸塊參與造山演化過程。

綜合阿爾泰造山帶古生代變質(zhì)巖、沉積巖和花崗巖的分布及巖石地球化學(xué)特點(diǎn)，本區(qū)古生代以來經(jīng)歷了活動(dòng)陸緣、陸緣裂解的陸緣島弧環(huán)境。而古生代晚期洋盆閉合，中生代則進(jìn)入陸內(nèi)伸展背景。

3.1.3 中生代構(gòu)造動(dòng)力學(xué)為陸內(nèi)伸展背景 對(duì)于中亞造山帶的最終拼貼時(shí)限一致存在較大爭(zhēng)議，有晚泥盆世［72］、晚泥盆至早石炭世［58，72］、晚石炭世［73-75］、二疊紀(jì)［76］、二疊紀(jì)末至中三疊世［77-78］等不同認(rèn)識(shí)。

阿爾泰造山帶的三疊紀(jì)花崗巖和偉晶巖時(shí)限為230～202 Ma，恰與我國(guó)東部的印支運(yùn)動(dòng)時(shí)限吻合。印支運(yùn)動(dòng)使揚(yáng)子、中朝、塔里木等小陸塊拼合在一起。肖文交等［71］認(rèn)為，從中生代開始，中亞造山帶受到周圍構(gòu)造域強(qiáng)烈的疊加改造影響。例如，特提斯構(gòu)造域一系列陸塊向北漂移并拼貼到歐亞大陸南緣，其擠壓應(yīng)力通過塔里木克拉通傳遞到天山及以北的區(qū)域。從三疊紀(jì)開始，伴隨古亞洲洋的關(guān)閉，新疆北部處于古太平洋和古特提斯洋兩個(gè)活動(dòng)陸緣之間的陸內(nèi)或板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境［58］，阿爾泰三疊紀(jì)偉晶巖和以富鋁富堿為特征的花崗巖恰是這種陸內(nèi)伸展背景的產(chǎn)物。

在侏羅紀(jì)，全球三大洋（古太平洋、新特提斯洋和蒙古-鄂霍茨克洋）近乎同時(shí)擴(kuò)張。與中亞造山帶中部和東部不同，阿爾泰造山帶晚中生代燕山運(yùn)動(dòng)的啟動(dòng)和發(fā)展應(yīng)與新特提斯構(gòu)造域洋殼俯沖消減歷史和板塊匯聚碰撞過程（或遠(yuǎn)程效應(yīng)［79］）密切相關(guān)。發(fā)生于侏羅紀(jì)的“燕山運(yùn)動(dòng)”這一重要的構(gòu)造事件對(duì)天山及鄰區(qū)的影響過去雖有報(bào)道［80］，但有關(guān)該事件在新疆北部的啟動(dòng)時(shí)間及相關(guān)巖漿活動(dòng)卻很少涉及。朱文斌等［48］認(rèn)為，天山及鄰區(qū)燕山期的構(gòu)造變形具有多個(gè)方向，也是晚中生代東亞多板塊匯聚在天山及鄰區(qū)的具體體現(xiàn)。多板塊的匯聚造成了巖石圈增厚［80］，阿爾泰增生造山帶中喀納斯-阿爾泰-青河布格重力梯度厚地殼（46～48 km）可能與這種構(gòu)造過程有關(guān)。

俄羅斯學(xué)者［81-82］認(rèn)為，阿爾泰山三疊紀(jì)花崗巖類與西伯利亞超級(jí)地幔柱有關(guān)的幔源含礦巖漿活動(dòng)的時(shí)限基本一致，是該地幔柱演化最后階段的產(chǎn)物；而王登紅等［38］則認(rèn)為，阿勒泰地區(qū)印支期-燕山期與稀有金屬有關(guān)的白云母花崗巖類的形成與長(zhǎng)期活動(dòng)的化學(xué)地幔柱或熱點(diǎn)有關(guān)。地幔柱和化學(xué)地幔柱能帶來大量稀有金屬。肖序常［58］認(rèn)為，新疆北部三疊紀(jì)至侏羅紀(jì)巖漿巖源于地幔柱活動(dòng)。三疊紀(jì)晚期到侏羅紀(jì)中期，該區(qū)發(fā)育以準(zhǔn)噶爾盆地為中心的地幔柱，幔源巖漿底侵，導(dǎo)致局部地殼熔融，形成了該區(qū)具有明顯地殼特征的巖漿巖。然而，西伯利亞大火成巖省年齡為（251.2±0.3） Ma，明顯早于本區(qū)晚三疊紀(jì)的花崗巖和偉晶巖。朱永峰［83］認(rèn)為新疆的印支-燕山運(yùn)動(dòng)可能對(duì)應(yīng)著大陸內(nèi)部均衡階段的地質(zhì)過程。

本文認(rèn)為，在上述大區(qū)域動(dòng)力學(xué)背景下，中亞造山帶的最終拼貼時(shí)限從西向東存在差異，阿爾泰造山帶二疊紀(jì)末（約250 Ma）地殼格架已基本完成。中生代本區(qū)進(jìn)入陸內(nèi)伸展背景，古生代強(qiáng)烈地殼增生及與古陸殼混合形成的地殼受到改造，發(fā)生了大規(guī)模巖漿活動(dòng)，大量花崗巖的形成提高了地殼成熟度，為中生代稀有金屬偉晶巖，特別是稀有金屬偉晶巖形成提供了有利條件。例如，三疊紀(jì)偉晶巖在瓊庫爾和中阿爾泰地體中皆有產(chǎn)出，侏羅紀(jì)偉晶巖則主要產(chǎn)于中阿爾泰地體中，少量產(chǎn)于北阿爾泰地體。

3.2 阿爾泰造山帶是全球顯生宙最大的增生造山帶

阿爾泰造山帶所處的中亞造山帶是長(zhǎng)期多階段復(fù)式增生形成的全球顯生宙最大的增生造山帶，該過程使亞洲大陸的面積在古生代期間增加了約530 萬km2，其中約一半的大陸生長(zhǎng)來自新生地殼的增生［64］， 也是發(fā)育年輕地殼最多的造山帶［79，84-88］。

根據(jù)地殼磁場(chǎng)性質(zhì)、速度結(jié)構(gòu)、莫霍面、康氏面空間狀態(tài)和地球化學(xué)場(chǎng)等諸多因素，阿爾泰地殼屬硅鋁-鎂鐵質(zhì)地殼。該類地殼區(qū)構(gòu)造巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，侵入巖、火山巖發(fā)育，礦種類型多［58］。

3.2.1 阿爾泰造山帶顯著的多樣性地殼增生 在執(zhí)行“阿爾泰花崗巖類及其與成礦關(guān)系研究”項(xiàng)目（1986—1990）中，我們首先發(fā)現(xiàn)了該區(qū)花崗巖的143Nd/144Nd 值較高，εH（ft）值近于0 或低正值，指示花崗巖源于地殼停留時(shí)間很短的年輕地殼，據(jù)此將阿爾泰花崗巖類劃分為阿爾泰造山系列花崗巖-年輕地殼改造、重熔型花崗巖［44，84］，代表了增生型造山帶的重要特征。國(guó)際地質(zhì)對(duì)比計(jì)劃IGCP420 項(xiàng)目“顯生宙大陸增生：東-中亞地區(qū)的證據(jù)”（1997—2001）積累的大量數(shù)據(jù)表明，阿爾泰造山帶年齡在400 Ma左右的花崗巖占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，以英云閃長(zhǎng)巖和花崗閃長(zhǎng)巖為主，化學(xué)成分橫跨低鉀拉斑到中鉀和高鉀鈣堿系列，大量Sr-Nd同位素及鋯石εH（ft）數(shù)據(jù)一致表明本區(qū)早古生代花崗巖具有富集的同位素組成，而晚古生代花崗巖具有較為虧損的同位素組成，總體顯示了新生地殼和古老地殼物質(zhì)的混合作用，主要源自新生物質(zhì)源區(qū)［60，79，84-87］。

阿爾泰地區(qū)花崗巖、沉積巖及片麻巖中分選出來的巖漿成因鋯石年齡和Hf 同位素測(cè)定顯示［60］，在～420 Ma 前εHf（t）值有正有負(fù)，此后幾乎全部為正值。這表明，～420 Ma 前巖漿主要來自古老物質(zhì)和新生物質(zhì)的混合，之后則以新生物質(zhì)熔融為其主要生成方式，可能暗示是洋中脊俯沖驅(qū)動(dòng)大量新生幔源熔體進(jìn)入巖石圈，導(dǎo)致該區(qū)巖石圈成分在～420 Ma被強(qiáng)烈改造。

阿爾泰花崗巖Nd 同位素填圖顯示［86］，阿爾泰中部塊體巖體的εNd（t）值較低，Nd同位素模式年齡TDM2為1.0～1.3 Ga，暗示存在古老地殼。εNd（t）值由北向南增高，模式年齡變年輕，顯示陸殼向南生長(zhǎng)，中生代時(shí)期阿爾泰造山帶保留水平增生結(jié)構(gòu)，沒有發(fā)生大規(guī)模構(gòu)造塊體垂向疊覆?；◢弾r鋯石Hf 同位素填圖也顯示相似結(jié)果［79，87］，阿爾泰深部物質(zhì)組成具有中部相對(duì)較老，南側(cè)相對(duì)較新的結(jié)構(gòu)。

?eng?r 等［63］推測(cè)中亞造山帶可能近50%是年輕地殼。根據(jù)區(qū)內(nèi)巖漿巖Nd、Hf 同位素組成的研究，作者發(fā)現(xiàn)中亞增生型造山帶核部的阿爾泰造山帶地殼在420～380 Ma 發(fā)生了快速增生，累積生長(zhǎng)比例>60%，達(dá)到該區(qū)地殼90%。這種快速增生是非均勻性的，巖漿作用的爆發(fā)和超過90%的新生地殼的快速加入在20～40 Ma內(nèi)完成［87-88］。

阿爾泰造山帶南的準(zhǔn)噶爾巖漿巖鋯石Hf、O和全巖B 同位素組成在300 Ma 前后顯著不同［89］，準(zhǔn)噶爾地殼的生長(zhǎng)發(fā)生在300 Ma 之前，300 Ma 之后的巖漿巖與成熟大陸地殼同位素組成相一致。這些特征表明準(zhǔn)噶爾地區(qū)在300 Ma 時(shí)從典型的洋內(nèi)弧地殼轉(zhuǎn)變?yōu)槌墒斓拇箨懙貧?。元素和同位素?jì)算顯示，對(duì)于這些300 Ma 之后的巖漿巖源區(qū)含有大于50%的火山沉積物［89］。這種地幔物質(zhì)轉(zhuǎn)化為陸殼物質(zhì)機(jī)制的揭示也為限定阿爾泰偉晶巖源區(qū)性質(zhì)提供了依據(jù)。

本區(qū)古生代富堿火成巖、埃達(dá)克巖、富鈮玄武巖及富鎂火成巖的巖石組合和地球化學(xué)特征，顯示了地殼增生的多樣性［90］。Xiao 等［91-92］提出了中亞造山帶西部以多洋盆、多俯沖帶、多方向增生的復(fù)式增生造山長(zhǎng)期演化為特征。阿爾泰造山帶陸殼增生的特點(diǎn)對(duì)中生代偉晶巖、花崗巖的成巖、成礦提供了有利制約。

3.2.2 強(qiáng)烈的殼幔相互作用 阿爾泰造山帶廣泛發(fā)育古生代中-低壓型遞增變質(zhì)帶和數(shù)個(gè)熱-構(gòu)造-片麻巖穹?。?3-94］，發(fā)生的兩次高溫低壓變質(zhì)作用，均與殼幔相互作用有關(guān)。第一次在早古生代晚期，變質(zhì)溫度多為500～750 ℃，壓力2～4 kbar，低于Al2SiO5三相點(diǎn)的壓力，變質(zhì)熱梯度可達(dá)到60～150 ℃/km［95］。變質(zhì)巖中的鋯石增生邊年齡為～390 Ma［62，68］，增生邊Ti 溫度計(jì)計(jì)算結(jié)果≥710 ℃，表明高溫低壓變質(zhì)作用與鋯石增生時(shí)間一致，發(fā)生在中泥盆世（～390 Ma）［60］，暗示異常高的熱量涌入，這一現(xiàn)象被解釋為洋中脊俯沖［60］或者巖石圈地幔減?。?5］導(dǎo)致熱的軟流圈上涌所致。第二次在阿勒泰以東喀拉蘇附近超高溫變泥質(zhì)麻粒巖，其峰期變質(zhì)條件為壓力8 kbar，溫度960 ℃。鋯石U-Pb 年齡為（271±5）Ma，表明阿爾泰造山帶南緣超高溫變質(zhì)事件發(fā)生于二疊紀(jì)，這種高熱流伸展背景可能與二疊紀(jì)（280～270 Ma）塔里木地幔柱活動(dòng)有密切關(guān)系［93］?！捌閹r穹窿”是中下地殼熱動(dòng)力過程產(chǎn)生的與巖漿作用（或混合巖化作用）密切相關(guān)的穹狀構(gòu)造，它應(yīng)是殼幔相互作用的一種表現(xiàn)形式，或是“熱點(diǎn)”。是大型鋰礦田富集的重要構(gòu)造樣式，這一過程有利于解析含鋰偉晶巖脈的生成和鋰礦的富集［96］。

大量以高Nd 低Sr 同位素比值為特征的阿爾泰古生代島弧火山巖、堿性花崗巖以及埃達(dá)克巖、富Nb 玄武巖、高鎂安山巖及苦橄巖以及洋脊俯沖，表明中亞造山帶殼幔相互作用強(qiáng)烈［97-100］。阿爾泰造山帶稀有金屬偉晶巖成礦高峰期在晚三疊世，晚于上述古生代兩期低壓高溫變質(zhì)作用，但這兩期高溫變質(zhì)作用顯示了強(qiáng)烈的殼幔相互作用，使增生楔經(jīng)受了反復(fù)改造，形成具有成熟大陸地殼結(jié)構(gòu)的塊體，為中生代稀有金屬偉晶巖的形成和成礦作用奠定了重要的物質(zhì)基礎(chǔ)。而阿爾泰慢坡帶則可能是導(dǎo)致本區(qū)長(zhǎng)期構(gòu)造活動(dòng)的深部因素，相對(duì)穩(wěn)定和封閉的穹隆構(gòu)造環(huán)境有利于有較強(qiáng)的活動(dòng)性鋰等稀有金屬富集成礦。

4 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖的形成模式

4.1 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖區(qū)別于傳統(tǒng)偉晶巖的特征

4.1.1 偉晶巖與賦存花崗巖形成時(shí)間存在顯著間斷和地球化學(xué)特征差異 偉晶巖的形成過程十分復(fù)雜，花崗質(zhì)巖漿經(jīng)結(jié)晶分異產(chǎn)生富揮發(fā)分的殘余巖漿-熱液（偉晶巖漿）結(jié)晶的成因說占據(jù)主導(dǎo)地位［101-103］。偉晶巖與花崗巖具有密切的時(shí)空耦合關(guān)系，偉晶巖是花崗巖極端分異的產(chǎn)物，花崗巖是偉晶巖的母源［104-106］。

然而，阿爾泰中生代大型稀有金屬偉晶巖田普遍顯示了與周圍花崗巖的時(shí)間和成巖關(guān)系脫耦，兩者存在顯著的時(shí)差或間斷（長(zhǎng)達(dá)約200 Ma）（圖3）。如可可托海超大型稀有金屬三號(hào)偉晶巖脈的直接圍巖輝長(zhǎng)巖和周圍花崗巖為泥盆紀(jì)（～400 Ma）［8，37，53］，而 偉 晶 巖 為 晚 三 疊 世［7-10］（～200 Ma）；克魯姆特、卡魯安稀有金屬偉晶巖為225～202 Ma，阿祖拜和佳木開稀有金屬偉晶巖測(cè)得侏羅紀(jì)年齡（190～150 Ma），它們賦存的哈龍花崗巖巖基為400 Ma［24，34］。在區(qū)域分布上，中生代稀有金屬偉晶巖大規(guī)模分布，但中生代花崗巖類分布面積小、局限，并與偉晶巖相互分離。重要的是，偉晶巖與同時(shí)期花崗巖地球化學(xué)特點(diǎn)也明顯不同（Hf 同位素組成、巖漿分異及成礦微量元素比值指標(biāo)）。國(guó)外也有類似實(shí)例，例如偉晶巖周圍無過鋁花崗巖［107-108］，花崗巖與偉晶巖地球化學(xué)特征明顯不連續(xù)［109］，形成時(shí)間間斷［110-111］。例如，世界著名的加拿大Tanco 偉晶巖、澳大利亞Greenbush 偉晶巖等。這些特點(diǎn)一致表明偉晶巖與賦存花崗巖無成因關(guān)系，暗示本區(qū)中生代偉晶巖可能來自獨(dú)立的偉晶巖巖漿。

4.1.2 稀有金屬偉晶巖水平分帶不典型 傳統(tǒng)的花崗巖-偉晶巖系統(tǒng)中，偉晶巖與花崗巖之間存在密切時(shí)空關(guān)系，物質(zhì)組成上具有明顯演化關(guān)系，圍繞賦存花崗巖偉晶巖常形成典型水平分帶，如加 拿 大Superprovince（Ontario）、 Bernic Lake（Manitoba）地區(qū)的太古代偉晶巖（約2 640 Ma），與花崗巖之間時(shí)空關(guān)系密切、物質(zhì)組成上明顯演化關(guān)系，偉晶巖在空間上可劃分出不同類型的礦化帶［57］。我國(guó)湘鄂贛三省交界的晚中生代仁里超大型花崗偉晶巖型鈮鉭礦床也具有類似特征，稀有金屬偉晶巖圍繞晚中生代幕阜山花崗巖呈環(huán)狀分布，巖體內(nèi)為偉晶巖型鈹?shù)V帶→距巖體0～3 km為偉晶巖型鈮鉭礦帶→距巖體3～5 km 為偉晶巖型鋰鈮鉭礦帶→距巖體5～10 km 為石英脈型鈹?shù)V帶［112］。幕阜山黑云母二長(zhǎng)花崗巖年齡為（154.1±2.5）Ma，白云母二長(zhǎng)花崗巖（141.0±2.4）Ma，偉晶巖中鈮鉭鐵礦U-Pb 年齡為（140.2±2.3）Ma，獨(dú)居石Th-Pb 年齡（140.7±2.2）Ma，與花崗巖具有密切時(shí)空關(guān)系。川西甲基卡超大型鋰輝石偉晶巖礦床也具有典型的水平分帶，以同時(shí)代的馬頸子二云母花崗巖為中心，偉晶巖向外可劃分為5 個(gè)帶，最外為石英脈帶［113］。這種偉晶巖與花崗巖的密切時(shí)空關(guān)系構(gòu)成了典型的花崗巖-偉晶巖成巖成礦系統(tǒng)。

阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖的水平分帶一般不典型或不完整。如晚三疊世-侏羅紀(jì)卡魯安-阿祖拜偉晶巖由早泥盆世哈龍花崗巖向外劃分為4個(gè)帶［24］，Ⅰ帶為礦化或無礦，Ⅱ和Ⅲ帶為主要成礦帶，Ⅳ帶為石英脈。可可托海超大型稀有金屬偉晶巖三號(hào)脈呈現(xiàn)復(fù)雜景象，巖脈主體具有典型的內(nèi)部分帶，從核心到邊緣可劃分為9 個(gè)共生-結(jié)構(gòu)帶，呈近同心環(huán)狀，成為世界偉晶巖完整分帶的典型，被國(guó)內(nèi)外學(xué)者廣泛接受。但該區(qū)偉晶巖的空間分布卻十分復(fù)雜。許多學(xué)者按照花崗巖-偉晶巖系統(tǒng)的水平分帶規(guī)律劃分本區(qū)的偉晶巖分帶，例如，欒世偉等［55］認(rèn)為阿拉爾花崗巖與可可托海3 號(hào)偉晶巖脈和脈體群密切相關(guān)，將該巖體周邊的15 個(gè)偉晶巖脈體群劃分為內(nèi)帶、中帶、外帶和最外帶。認(rèn)為4個(gè)帶的礦物、稀有金屬元素組合呈規(guī)律性變化，偉晶巖由低級(jí)演變?yōu)楦呒?jí)，由單脈變?yōu)榉种?fù)合，交代作用變強(qiáng)。但隨著本區(qū)花崗巖和偉晶巖成巖精確年齡的測(cè)定，該區(qū)不同巖性花崗巖和偉晶巖的成巖時(shí)間完全打破了原來的格局，三號(hào)脈周圍的花崗巖從黑云母花崗閃長(zhǎng)巖、英云閃長(zhǎng)巖到黑云母二長(zhǎng)花崗巖鋯石U-Pb 年齡集中于405～388 Ma［8，37］，屬早泥盆世，而遠(yuǎn)離三號(hào)脈、位于其東北方向的阿拉爾花崗巖年齡為218～210 Ma［10-11］。在這些巖體中還分散分布有侏羅紀(jì)200～151 Ma花崗巖（如阿爾沙特二云母花崗巖［42］及庫儒爾特、庫威-結(jié)別特、別也薩麻斯偉晶巖）［4］。侏羅紀(jì)阿爾沙特劃在了Ⅰ帶，庫儒爾特和別也薩麻斯劃在了Ⅲ帶，庫威-結(jié)別特劃在了Ⅳ帶。此外，與傳統(tǒng)偉晶巖主要成礦分布在花崗巖-偉晶巖水平分帶的中間帶不同，本區(qū)規(guī)模最大的稀有金屬偉晶巖礦床三號(hào)脈分布在外帶（Ⅲ帶）?？梢?，圍繞阿拉爾花崗巖的稀有金屬偉晶巖顯示了三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)偉晶巖的交叉分布。

由上述特點(diǎn)可見，阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖形成不同于傳統(tǒng)的單一花崗巖-偉晶巖成巖系統(tǒng)，暗示了本區(qū)偉晶巖巖漿的特殊性。

4.2 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖的源區(qū)屬性

除了考慮阿爾泰偉晶巖所處的宏觀地球物理場(chǎng)和構(gòu)造背景演化外，還應(yīng)從形成偉晶巖的源區(qū)物質(zhì)地球化學(xué)組成及成巖成礦過程建立阿爾泰中生代偉晶巖區(qū)形成的新模式。

4.2.1 貧Th-Pb 地球化學(xué)塊體 Pb 同位素除用于示蹤、確定成巖和成礦物質(zhì)來源外，還具有很強(qiáng)的構(gòu)造塊體與區(qū)域性特征。特定構(gòu)造塊體與成礦區(qū)帶上不同類型的礦種與不同礦床類型的Pb 同位素組成存在差異。然而，新疆北部的礦石Pb 同位素組成有很小的變化范圍，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），構(gòu)成了一個(gè)獨(dú)立的、相對(duì)貧Th-Pb鉛同位素省，與我國(guó)大陸其他構(gòu)造區(qū)明顯不同，具有火山巖、化學(xué)沉積與碎屑巖三組分混合特征，可能表明該區(qū)地殼從地幔分異出來的時(shí)間較晚，上下地殼的分異不明顯［114］。

王中剛等［44］報(bào)道了區(qū)內(nèi)相似的花崗巖和偉晶巖中鉀長(zhǎng)石Pb 同位素組成。可可托海3 號(hào)脈和那森恰偉晶巖206Pb/204Pb=17.160～17.495，207Pb/204Pb=15.455～15.477，208Pb/204Pb=37.705～37.847；12 個(gè)花崗巖樣品的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］對(duì)區(qū)內(nèi)較典型的同造山（21 個(gè)樣）和后造山（27 個(gè)樣）不同類型的花崗巖以及相伴生的基性巖（6 個(gè)樣）進(jìn)行長(zhǎng)石Pb 同位素的測(cè)定，結(jié)果顯示花崗巖206Pb/204Pb=17.997～18.921，平均值為18.269，207Pb/204Pb=15.460～15.599， 平 均 值 為 15.528，208Pb/204Pb=37.661～38.262，平均值為37.954；其μ值為9.19～9.71，集中于9.30～9.60，與典型的殼源花崗巖明顯不同。這些特點(diǎn)明顯不同于上地殼、下地殼和深海沉積物，而與洋島玄武巖OIB 和島弧玄武巖相似。與花崗巖同時(shí)代的伴生基性巖Pb同位素也具有相似的特征，說明兩者可能具有相似的物源特征，即幔源組分。

通過中亞造山帶內(nèi)蛇綠巖的Pb 同位素研究，Liu 等［115］認(rèn)為，與特提斯地幔域相比，古亞洲洋地幔域存在長(zhǎng)期的低Th/U 儲(chǔ)集庫，兩個(gè)構(gòu)造域不同的巖漿-構(gòu)造過程最終導(dǎo)致了Pb 同位素組成的差異。

4.2.2 富Li、Be、Nb 等稀有金屬的地球化學(xué)塊體阿爾泰區(qū)大橋幅和富蘊(yùn)幅1∶20 萬區(qū)域化探資料顯示，阿爾泰鎮(zhèn)小區(qū)志留系變質(zhì)碎屑巖Li、Zr、Th和泥盆系地層Nb、Y 為區(qū)域背景值的1.5～2.0 倍。在上述兩幅圖的各地層小區(qū)中，地層時(shí)代由老到新，元素富集作用增強(qiáng)，并在中泥盆統(tǒng)和下石炭統(tǒng)達(dá)到高峰。在奧陶紀(jì)、泥盆紀(jì)片麻巖中富集Zr、La、Th、Nb、Li、Sn 和U 等，在 片 巖 中 富 集Li、La、Th、Zr、W和Nb等?？梢钥闯觯诎柼┰焐綆г绻派冑|(zhì)巖中均富集Li、Nb等稀有金屬［116］。

王中剛等［44］報(bào)道區(qū)內(nèi)不同時(shí)代花崗巖Li、Be、Nb、Ta 等元素定量分析（約600 個(gè)樣）得到的平均值分別為55、6.2、15 和2.8 mg/kg。Nb 和Ta平均值與全球花崗巖相近，Li 和Be 明顯高于后者（分別為30 和5 mg/kg）［117］。

在中蒙跨境阿爾泰地區(qū)開展的1∶100萬地球化學(xué)填圖，覆蓋面積約30 萬km2，獲得了高質(zhì)量Be地球化學(xué)數(shù)據(jù)及其圖件［118］。結(jié)果表明，中國(guó)境內(nèi)Be 中位值（1.99 mg/kg），平均值（2.14 mg/kg），高于蒙古國(guó)中位值和平均值，表明中國(guó)境內(nèi)Be 平均含量高于蒙古國(guó)。阿爾泰構(gòu)造帶Be 元素總體含量變化范圍是1.29～4.79 mg/kg，中位值和平均值分別是1.96 和2.18 mg/kg；阿爾泰南緣弧盆系Be含量范圍1.36～5.26 mg/kg，中值2.03 mg/kg，平均值2.28 mg/kg；鄰區(qū)東、西準(zhǔn)噶爾弧盆系Be 含量范圍1.26～3.12 mg/kg，中位值和平均值分別是1.86 和1.95 mg/kg；準(zhǔn)噶爾地塊Be 含量范圍1.41～3.06 mg/kg，中位值為2.07 mg/kg，平均值為2.11 mg/kg。這些特點(diǎn)表明，阿爾泰南緣弧盆系及阿爾泰構(gòu)造帶顯著富集Be 元素，大量稀有金屬偉晶巖礦床也產(chǎn)在該構(gòu)造帶內(nèi)。圈定了8個(gè)異常區(qū)并優(yōu)選出6個(gè)地球化學(xué)省，其中可可托海、柯魯木特、庫卡拉蓋等中大型稀有金屬礦床及其外圍存在地球化學(xué)省，為該區(qū)尋找稀有金屬礦床提供重要選區(qū)。阿爾泰鋰地球化學(xué)省（Li01）異常面積約25 km2，異常內(nèi)鋰含量均值70.9 mg/kg，異常濃集中心顯著，該異常是重要的花崗偉晶巖型稀有金屬成礦帶之一［119］。

根據(jù)上述朱炳泉等［114］提出的北疆獨(dú)立的、不同于我國(guó)其他陸塊的貧Th-Pb 地球化學(xué)省，以及2003 年提出的地球化學(xué)急變帶概念，結(jié)合區(qū)域化探資料，本文認(rèn)為該區(qū)應(yīng)是西伯利亞與準(zhǔn)噶爾板塊之間的巖石圈以稀有金屬Li、Be 為代表的地球化學(xué)邊界。

4.3 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖的殼?；旌显磪^(qū)

阿爾泰中生代偉晶巖鋯石的Hf 同位素組成資料顯示（表4，圖4），三疊紀(jì)偉晶巖εHf（t）值為近于0 的低正值，主要集中在0.0～2.5 之間，少數(shù)為負(fù)值（-0.60，-0.45）。模式年齡較年輕，TDM2為0.75～1.28 Ga。侏羅紀(jì)偉晶巖εHf（t）值低于三疊紀(jì)，多為近于0 的低正值（一個(gè)負(fù)值（-0.6）），變化范圍大于三疊紀(jì)偉晶巖，介于0.02～6.3 之間，Hf 模式年齡最低TDM2（0.833～1.298 Ga）。

目前，區(qū)內(nèi)中生代花崗巖的Hf 同位素?cái)?shù)據(jù)很少，僅有阿拉爾、阿斯卡爾特、尚克蘭和將軍山花崗巖，εHf（t）值變化范圍較大（-4.2～8.8），TDM2為0.52～1.34 Ga［11，25，32］。與同期偉晶巖相比，阿斯卡爾特花崗巖-偉晶巖型稀有金屬礦床的εHf（t）值基本一致，分別為-0.72～1.33 和-0.36～1.99，顯示了花崗巖-偉晶巖系統(tǒng)的特點(diǎn)，但可可托海3 號(hào)脈偉晶巖與同時(shí)期阿拉爾花崗巖有一定差異，阿拉爾二長(zhǎng)花崗巖εHf（t）值變化范圍為-4.2～4.9，三號(hào)偉晶巖脈為1.25～2.39［10-11，52］。

阿爾泰稀有金屬偉晶巖εHf（t）-年齡圖（圖4）顯示，侏羅紀(jì)偉晶巖除個(gè)別樣品較高外，大多數(shù)樣品εHf（t）值較低，三疊紀(jì)偉晶巖低于或近于侏羅紀(jì)偉晶巖，趨近于球粒隕石演化線分布，二疊紀(jì)最高?？傮w反映了阿爾泰中生代偉晶巖較晚古生代偉晶巖源區(qū)存在較多的古老地殼物質(zhì)，為殼-?；旌显磪^(qū)，顯示了增生型地殼的顯著特點(diǎn)。

圖4 阿爾泰稀有金屬偉晶巖鋯石εHf（t）-年齡圖（據(jù)文獻(xiàn)［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])

對(duì)阿爾泰花崗巖的Nd 同位素填圖也顯示了類似特點(diǎn)［79，86］。偉晶巖大量分布的阿爾泰中部塊體和北山中南部花崗巖具有低的εNd（t）值（-6 ～ -1）和老的TDM（1.7～1.0 Ga），表明阿爾泰深部物質(zhì)組成具有中部相對(duì)較老，南側(cè)相對(duì)較新的結(jié)構(gòu)，說明Nd 同位素揭示的“中老南新”的地殼深部物質(zhì)結(jié)構(gòu)是客觀存在。例如，三疊紀(jì)阿拉爾、霍熱木德克、輝騰、滿克依頂薩依等花崗巖εNd（t）皆為近于0 的負(fù)值，范圍-3.9 ～ -0.3［11-13］，（87Sr/86Sr）i為0.701 16～0.713 20，絕大多數(shù)<0.710。俄羅斯阿爾泰中生代花崗巖εNd（t）值（-5 ～ -2）。北疆阿爾泰侏羅紀(jì)花崗巖Nd、Hf 同位素組成數(shù)據(jù)很少，將軍山二云母二長(zhǎng)花崗巖（151 Ma）的εNd（t）為1.0～5.2，其εHf（t）為1～8［11］；60 號(hào) 山（庫 儒 爾 特，180.7 Ma）［22］的（87Sr/86Sr）i=0.7071，εNd（t）=-3.85［84］。顯然，該地區(qū)中生代早期花崗巖以殼-?；旌显礊樘攸c(diǎn)。

鄰區(qū)準(zhǔn)噶爾300 Ma 之后的巖漿巖鋯石δ18O 非常高、全巖δ11B值低，與成熟大陸地殼同位素組成一致，其源區(qū)含有大于50%的火山沉積物［89］。這些特征也表明中生代的巖漿巖源區(qū)具有殼-幔混合特征。

根據(jù)稀土元素及Sr、Nd 同位素組成，模擬計(jì)算表明阿爾泰古生代黑云母花崗巖源區(qū)物質(zhì)由虧損地幔與年輕地殼以3∶2比例混合組成，中生代花崗巖，如60 號(hào)山二云母花崗巖、尚克蘭鈉長(zhǎng)花崗巖的源區(qū)年輕地殼約占50%，而虧損地幔所占比例降低［84］。

Li 同位素組成與巖漿分異程度、偉晶巖類型無關(guān)，6Li（豐度低，7.6%）偏向于保留在固相中，而7Li（豐度高，92.4%）易于進(jìn)入流體中。阿爾泰青河貧Li 偉晶巖的Li 同位素組成分析提供了源區(qū)巖石學(xué)成分特點(diǎn)［120］，它明顯富集重Li同位素（δ7Li=4.1‰～14.5‰），Li 含量低（3.6～50 mg/kg），與區(qū)內(nèi)片巖、花崗巖及全球富Li偉晶巖明顯不同（片巖δ7Li=0.9‰～3.0‰，Li=24～123 mg/kg；花崗巖δ7Li=0.9‰～3.0‰，Li=24～70 mg/kg；全球富Li 偉晶巖δ7Li =-1.0‰～10‰，Li>500 mg/kg）。模擬實(shí)驗(yàn)表明，源區(qū)富黑云母可導(dǎo)致貧Li 偉晶巖一般比富Li 偉晶巖富7Li，加拿大Little Nahanni 偉晶巖［121］、法國(guó)中央高原偉晶巖［111］以及川西甲基卡、西昆侖白龍山Li 偉晶巖也顯示類似特征［121-122］。這表明貧Li 偉晶巖源區(qū)以黑云母為主（超過白云母），它貧助熔組分Li、Na、B、F、CO2-3和HCO-3，為雜砂巖質(zhì)或泥質(zhì)巖，形成于貧水、富硅酸鹽熔體；而富Li 偉晶巖源區(qū)為富白云母的片巖，富含上述助熔組分，形成于富水、貧硅酸鹽的超臨界流體［123］。青河貧Li偉晶巖不是花崗巖高程度分異演化的產(chǎn)物［120］。目前，本區(qū)僅對(duì)青河貧Li 偉晶巖的Li 同位素組成開展了研究［120］，所反映的源區(qū)礦物組成特點(diǎn)可作為阿爾泰富Li 偉晶巖源區(qū)的參考。

4.4 阿爾泰中生代稀有金屬偉晶巖的成巖過程

阿爾泰中生代偉晶巖與賦存花崗巖明顯的成巖時(shí)間差異表明它們無成因聯(lián)系。國(guó)外一些學(xué)者提出幾乎所有暴露在地表的偉晶巖脈均與深部的花崗巖體有成因聯(lián)系［124-125］，對(duì)同一區(qū)內(nèi)沒有母花崗巖存在的孤立偉晶巖，提出了其母花崗巖埋藏于深部的假設(shè)［101，106］。Dill［126-127］認(rèn)為用地球物理測(cè)量和鉆孔樣品可排除花崗質(zhì)母巖埋藏在深部，如中歐的Hagendorf-Pleystein 偉晶巖田。然而，世界范圍內(nèi)的大多數(shù)偉晶巖的母巖并未得到證實(shí)，其中包括著名的加拿大Tanco 偉晶巖、澳大利亞Greenbush 偉晶巖。

Webster等［124］研究了德國(guó)Erzgebirge的稀有礦化偉晶巖，并在石英中找到了較多含硅酸鹽子晶的熔融包裹體，其成分與稀有礦化偉晶巖的總體成分相當(dāng)，表明自然界存在有一種特殊的、富含稀有金屬的偉晶巖漿。

上述精確定年和Hf 及少量Li 同位素組成資料顯示，阿爾泰中生代偉晶巖與花崗巖的形成時(shí)代和（或）物源解耦，表明偉晶巖不是花崗質(zhì)巖漿分異演化晚期的殘余巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物，而是造山后加厚的不成熟地殼物質(zhì)在伸展減壓背景下發(fā)生小比例部分熔融（深熔）形成的獨(dú)立偉晶巖［4，128］，稱為阿爾泰型偉晶巖。對(duì)中亞造山帶俄羅斯阿爾泰［129］，美國(guó)阿利根尼造山帶［130］、歐洲海西造山帶［126-127，131］和格林威爾造山帶［132］的研究都提出了偉晶巖為深熔成因的認(rèn)識(shí)。

4.4.1 由變泥質(zhì)巖脫水部分熔融形成 偉晶巖熔體組成類似于含H2O花崗巖，傳統(tǒng)研究認(rèn)為偉晶巖與花崗巖同源，是花崗巖分異演化的產(chǎn)物。實(shí)驗(yàn)表明，在2～3 kbar（約6.5～10 km），（680±20）℃［133］（花崗巖低共熔溫度），或（700±50）℃［134］（偉晶巖液相線溫度）水飽和條件下，泥質(zhì)巖發(fā)生小比例部分熔融可直接形成獨(dú)立的偉晶巖巖漿。與Li-Be-Nb-Ta-Cs 礦床相關(guān)的偉晶巖為L(zhǎng)CT 型偉晶巖［101］，以 過 鋁 質(zhì)，富 含B、Be、Li、P、堿 質(zhì)（Na、K），貧Fe、Mg、Ca 為特征，這意味著LCT偉晶巖很可能是由泥質(zhì)巖深熔形成。

Shearea 等［135］總結(jié)了成礦花崗巖和相關(guān)偉晶巖形成的3個(gè)端員模型：均一的花崗質(zhì)巖漿連續(xù)結(jié)晶模型、不同程度部分熔融模型和成分明顯不同的源區(qū)的部分熔融（部分熔融程度相同）。偉晶巖中稀有元素的極端富集可部分用富揮發(fā)分的巖漿中-高程度（70%～90%）分離結(jié)晶模擬，但部分熔融對(duì)控制明顯不同巖漿類型的揮發(fā)分和不相容元素含量也很重要。第二種模型更適于阿爾泰偉晶巖形成，即不同成分變沉積巖的低程度部分熔融（～10%） 可形成稀有金屬偉晶巖，而高程度（20%～40%）部分熔融可作為成分不同花崗巖的母巖漿。

如上所述，阿爾泰中生代偉晶巖的Hf 同位素組成源區(qū)顯示存在較多古老地殼物質(zhì)，具有增生型地殼的顯著特點(diǎn)。已有資料表明，震旦-早寒武世的喀納斯-庫威群［67］和中奧陶-早泥盆世哈巴河群［66］是本區(qū)最主要的變質(zhì)巖，它們主要由云母片巖和粉砂巖、頁巖和夕線石-石榴子石片麻巖等組成。哈巴河群變質(zhì)巖Hf 同位素組成指示其主要源自活動(dòng)陸緣火成巖剝蝕物［66］，被認(rèn)為是阿爾泰偉晶巖源區(qū)的主要巖石［17］。目前缺少有關(guān)喀納斯-庫威群的地球化學(xué)資料，但據(jù)其巖石學(xué)主成分特征與哈巴河群類似，因此，可將它們均作為阿爾泰偉晶巖的最可能源區(qū)物質(zhì)。

本區(qū)古生代顯著地殼增生及多次高溫低壓的變質(zhì)作用［93］，使上述源區(qū)物質(zhì)受到反復(fù)熱異常改造，形成了本區(qū)特征的稀有金屬地球化學(xué)塊體，為中生代偉晶巖形成及大規(guī)模稀有金屬成礦奠定了基礎(chǔ)。

此外，本區(qū)稀有金屬偉晶巖普遍存在與直接花崗巖圍巖時(shí)差約200 Ma，可能暗示了阿爾泰古生代花崗巖也可能做為中生代偉晶巖的源區(qū)之一，花崗巖的低程度部分熔融形成了偉晶巖熔體。

根據(jù)模擬實(shí)驗(yàn)資料，地殼物質(zhì)的深熔作用主要 有2 種 類 型［136］：注 水 熔 融（fluid-fluxing /fluid present melting）和脫水熔融（dehydration/fluid-absent melting）。脫水熔融所形成的熔體成分與喜馬拉雅淡色花崗巖相似，而注水熔融形成的熔體成分為奧長(zhǎng)花崗巖。與脫水熔融相比，注水熔融形成的熔體地球化學(xué)特點(diǎn)是Ca、Sr、Ba、Zr、Hf、Th、LREE和Zr/Hf較高，Rb、Nb、Ta、U和Rb/Sr、87Sr/86Sr、εHf（t）較低［137］。

綜合上述分析，阿爾泰偉晶巖具有與脫水熔融相似的地球化學(xué)特征，應(yīng)是喀納斯群、哈巴河群云母片巖在下地殼（6～10 kbar，≤750 ℃）條件下云母脫水、云母片巖發(fā)生低程度（<10%）部分熔融形成（圖5）。

圖5 阿爾泰稀有金屬偉晶巖形成模式圖（據(jù)文獻(xiàn)［135］修改）Fig.5 Petrogenesis model of the Altay Mesozoic pegmatites(revised after reference[135])

4.4.2 形成于熔體-流體共存系統(tǒng) 石英流體包裹體測(cè)溫結(jié)果表明，阿爾泰三疊紀(jì)稀有金屬偉晶巖溫度為600～416 ℃，壓力為350～266 MPa，對(duì)應(yīng)的侵位深度8.4～11.8 km，與?ern?（1991）［101］提出的LCT 型偉晶巖相似（200～400 MPa），比區(qū)內(nèi)二疊紀(jì)偉晶巖的侵位深度11.4～14.5 km 淺［138］。其形成的溫壓條件不同于London（2008）［139］的資料，侵位深度也明顯大于金茲堡等（1979）［140］提出的稀有金屬偉晶巖侵位深度（3.5～7.0 km），表明阿爾泰偉晶巖初始巖漿來源較深。這有利于揮發(fā)分的富集，降低了巖漿的固相線溫度，有利于巖漿充分的分異演化和稀有金屬元素在殘余熔體中的富集成礦，在空間上形成完整的共生-結(jié)構(gòu)分帶。如上述，中生代阿爾泰稀有金屬偉晶巖具有非常典型、完整的呈近同心環(huán)狀共生-結(jié)構(gòu)帶，這些結(jié)構(gòu)帶礦物組成、地球化學(xué)特點(diǎn)及同位素精確定年的研究資料，為探討稀有金屬偉晶巖的成礦過程提供了重要依據(jù)。具有最完整結(jié)構(gòu)分帶（Ⅰ～Ⅸ）的可可托海3號(hào)脈，其Ⅰ～Ⅳ帶為外部帶，Ⅴ～Ⅸ帶為內(nèi)部帶。朱金初等［141］對(duì)三號(hào)脈各結(jié)構(gòu)帶的包裹體綜合研究，在邊殼帶和Ⅰ、Ⅲ帶發(fā)現(xiàn)硅酸鹽熔融包裹體，Ⅳ～Ⅶ帶的鋰輝石和綠柱石中發(fā)現(xiàn)流體-熔融包裹體，流體包裹體出現(xiàn)在Ⅵ帶和Ⅸ帶的礦物中，認(rèn)為外帶是富水但水不飽和的偉晶巖漿，內(nèi)帶在晶體相、熔體相和流體相三相并存的條件下，即巖漿-熱液過渡階段結(jié)晶形成的；最內(nèi)Ⅸ帶是在熱液早階段從高溫富硅酸鹽溶質(zhì)的超臨界流體中晶出。在卡魯安偉晶巖805、806 和807號(hào)脈的石英、鋰輝石中包裹體中，B型（含液相CO2包裹體）與A2 型（熔體-流體）包裹體共存，也指示這些偉晶巖的形成經(jīng)歷了巖漿-熱液過渡階段［138］。這與稀有金屬偉晶巖是在超臨界狀態(tài)下硅酸鹽熔體與熱液流體完全混熔形成的實(shí)驗(yàn)結(jié)果一致［142］。

可可托海3 號(hào)偉晶巖脈中Ⅰ～Ⅵ帶磷灰石稀土組成呈典型M 型稀土四分組效應(yīng)，磷灰石是典型的全配分型礦物，其成分反映了賦存系統(tǒng)的成分特點(diǎn)，因此，其稀土四分組效應(yīng)指示稀有金屬偉晶巖的熔體-流體共存特征［143-146］。其外帶（Ⅳ帶）鋯石的稀土組成也具有四分組效應(yīng)，特別是HREE部分，脈體中背散射和陰極發(fā)光圖中弱和均勻發(fā)光、無明顯震蕩環(huán)帶的鋯石具有巖漿鋯石與熱液鋯石過渡特征，均指示偉晶巖形成于巖漿熔體-熱液流體共存體系［147］?？卖斈咎?12 號(hào)大-中型Li-Nb-Ta偉晶巖脈Ⅰ帶和Ⅱ帶為巖漿階段，鋯石稀土組成未顯示四分組效應(yīng)，Ⅲ～V 帶鋯石呈現(xiàn)顯著的M型四分組效應(yīng)，顯示了巖漿-熱液共存特征［148］。

偉晶巖中各結(jié)構(gòu)帶的貫通性礦物云母和長(zhǎng)石的微量元素成分由外帶向內(nèi)帶呈規(guī)律性變化，可可托海3 號(hào)脈云母由白云母系列向鋰白云母（V～Ⅶ帶）、鋰云母（Ⅷ帶）系列演化；鉀長(zhǎng)石具有低K/Rb、K/Cs 比值由外帶向內(nèi)帶降低，F(xiàn)eO、Li、Rb、Cs、F、Ta含量明顯呈震蕩式增加，表明體系由外部帶以熔體為主的階段進(jìn)入以熔流體為主內(nèi)部帶［149］。

電氣石的微量元素組成可以有效地約束成巖與成礦的溫度、壓力和氧逸度等。三號(hào)脈早期結(jié)構(gòu)帶（Ⅰ～Ⅳ帶）中電氣石為黑電氣石-鋰電氣石系列，無明顯組成分帶，為巖漿成因；而偉晶巖晚期結(jié)構(gòu)帶（Ⅴ～Ⅶ帶）中電氣石為鋰電氣石，顯示振蕩環(huán)帶，形成于巖漿-熱液過渡階段體系［150］。

Li、Be 活動(dòng)性特點(diǎn)為偉晶巖的形成和成礦提供了信息，在流體中Li 是中等不活動(dòng)元素，Be 是相對(duì)不活動(dòng)的，但在硅酸鹽熔體中是活動(dòng)的，因此，Be 遷移主要受控于硅酸鹽熔體，而非富水流體［151］。富水硅酸鹽熔體交代地幔過程中，Li 的明顯富集并伴隨Be 的加入［152］。阿爾泰以Li、Be 為代表的大規(guī)模偉晶巖稀有金屬成礦是偉晶巖系統(tǒng)中熔體-流體共存的產(chǎn)物。

偉晶巖不同結(jié)構(gòu)帶的同位素年齡精確測(cè)定提供了其成礦系統(tǒng)地球化學(xué)特點(diǎn)演化過程的時(shí)序。如可可托海3 號(hào)偉晶巖，從外帶（I、Ⅱ和Ⅳ帶）到內(nèi)帶（V，Ⅶ帶），同位素年齡（鋯石、鈮鉭鐵礦、輝鉬礦）從220 Ma 變化到209 Ma，而早侏羅世年齡（198.7～183 Ma）主要出現(xiàn)在內(nèi)帶的V 和Ⅷ帶，少數(shù)出現(xiàn)在外帶的Ⅱ帶（186 Ma）（表1）?？梢姡纬沙笮拖∮薪饘賯ゾr礦床的成礦系統(tǒng)應(yīng)是經(jīng)歷了長(zhǎng)時(shí)間的演化，其成礦系統(tǒng)從早期以熔體為主經(jīng)熔體-流體共存最終演化為熱液階段；已有的研究顯示，可可托海3號(hào)脈成礦的巖漿階段延續(xù)了約8 Ma（220～211.9 Ma），熔體-流體共存延續(xù)約5 Ma（214.9～210.7 Ma），熱液階段延續(xù)約12 Ma（198.5～186 Ma），而從巖漿階段演化到熱液階段則延續(xù)約35 Ma（220～186 Ma）（表1）。這種長(zhǎng)時(shí)間尺度的成礦作用應(yīng)是長(zhǎng)時(shí)間結(jié)晶分異并受到早侏羅世成礦作用疊加的結(jié)果，Ⅱ、Ⅳ和Ⅵ帶白云母40Ar/39Ar 坪年齡分布為（179.7±1.1）、（182.7±1.0）和（181.8±1.1） Ma 以及三號(hào)脈周圍侏羅紀(jì)偉晶巖產(chǎn)出（庫威-結(jié)別特、庫儒爾特、別也薩麻斯等）提供了證據(jù)（表1）［4，153］。對(duì)具有大-中型Li-Be-Nb-Ta 成礦規(guī)模的柯魯姆特112 號(hào)偉晶巖脈的6個(gè)結(jié)構(gòu)帶進(jìn)行了系統(tǒng)的鋯石年齡測(cè)定和地球化學(xué)研究也顯示了類似的特征［17］，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、V 和Ⅵ帶年齡分別為238.3、233.5、188.3、218.8 和210.7 Ma（表1），包裹體特征顯示Ⅰ和Ⅱ帶為巖漿階段，Ⅲ～V 帶為巖漿-流體共存階段，而Ⅵ帶則為流體階段。表明該礦床從巖漿階段到熱液階段經(jīng)歷了約50 Ma（238.3～188.3 Ma），期間，受到早侏羅世成礦作用的疊加。Lv 等（2012）［17］認(rèn)為該偉晶巖的巖漿-熱液過程經(jīng)歷了約28 Ma （238.3～210.7Ma），而熱液過程經(jīng)歷了約22 Ma （210.7～188.3 Ma）。

花崗巖-偉晶巖稀有金屬成礦系統(tǒng)的長(zhǎng)時(shí)間演化主要集中于花崗巖。湖南仁里超大型偉晶巖鈮鉭礦床與幕阜山花崗巖密切相關(guān)，花崗巖和偉晶巖精確定年資料顯示，從花崗閃長(zhǎng)巖演化到二云母二長(zhǎng)花崗巖延續(xù)了約20 Ma（151～130 Ma）［112，154-155］，偉晶巖成礦年齡與二云母二長(zhǎng)花崗巖和白云母花崗巖一致（130 Ma）［156］。

綜上所述，阿爾泰型偉晶巖的主要特征是成礦規(guī)模巨大，偉晶巖與賦礦花崗巖存在顯著時(shí)差，它遠(yuǎn)離同時(shí)代花崗巖且地球化學(xué)特征差異顯著，源于增生型造山帶陸內(nèi)伸展背景下新生地殼物質(zhì)與變泥質(zhì)巖混合源低程度部分脫水熔融形成的獨(dú)立巖漿，經(jīng)歷高程度分離結(jié)晶的熔體-流體共存系統(tǒng)結(jié)晶而成；此外，阿爾泰型偉晶巖成礦系統(tǒng)一般延續(xù)較長(zhǎng)時(shí)間，和/或受到另一期成礦作用疊加，這是阿爾泰型偉晶巖的另一個(gè)重要特征，也是其形成大型-超大型稀有金屬偉晶巖礦床的重要條件。

5 一些尚待深入研究的重要科學(xué)問題

深入開展阿爾泰中生代偉晶巖與花崗巖類時(shí)空分布、稀有金屬成礦作用特征及控制因素研究，是本區(qū)稀有金屬成礦與找礦的關(guān)鍵科學(xué)問題，其內(nèi)容至少包括以下6個(gè)方面：

1）阿爾泰造山帶晚三疊世稀有金屬偉晶巖大規(guī)模爆發(fā)成礦的關(guān)鍵控制因素（宏觀的，微觀的）。

2）與廣泛分布的中生代稀有金屬偉晶巖同時(shí)代花崗巖的產(chǎn)出規(guī)模小、分布零散，是否指示了獨(dú)立偉晶巖巖漿的存在？或與偉晶巖有關(guān)的花崗巖隱伏在深部？除同位素年齡數(shù)據(jù)外，如何區(qū)分深熔偉晶巖與花崗巖-偉晶巖成巖、成礦系統(tǒng)？

3）中生代（主要為三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)）巖漿巖（重點(diǎn)是花崗巖類）的分布范圍、巖石地球化學(xué)特點(diǎn)及成礦潛力。

4）系統(tǒng)開展偉晶巖與相關(guān)花崗巖時(shí)空關(guān)系的研究，如偉晶巖在賦存花崗巖體中的位置（頂部、內(nèi)接觸帶、外接觸帶），偉晶巖與花崗巖Li、B、Ba、Hf 同位素組成的對(duì)比研究；偉晶巖、花崗巖中貫通性礦物（如鉀長(zhǎng)石和云母等）和特征副礦物（如磷灰石和鋯石等）微量元素特征的對(duì)比研究等。

5）加強(qiáng)偉晶巖分布區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)與物性探測(cè)。阿爾泰偉晶巖的形成深度多在上地殼范圍（8～12 km），但阿爾泰造山帶的深部，特別是偉晶巖密集分布構(gòu)造單元的殼幔結(jié)構(gòu)、物質(zhì)組成是探討偉晶巖及相關(guān)花崗巖源區(qū)成分、成礦物質(zhì)來源及演化的重要依據(jù)，應(yīng)加強(qiáng)研究，并利用大數(shù)據(jù)挖掘新、舊物化探數(shù)據(jù)的新信息。

6）加強(qiáng)與鄰區(qū)俄羅斯、哈薩克斯坦和蒙古中生代花崗巖類及其成礦作用的對(duì)比研究［157-158］：中國(guó)阿爾泰山和俄羅斯阿爾泰山均屬于阿爾泰山脈的組成部分，地理上互相連接，地質(zhì)上具有相似的古生代演化史。在俄羅斯阿爾泰山發(fā)育以花崗巖巖株和巖脈型W-Mo、Li-Ta 為主的稀有金屬礦床，時(shí)限為晚三疊世和早侏羅世；而中國(guó)阿爾泰山則發(fā)育以花崗偉晶巖脈型Li-Be-Nb-Ta 為主的稀有金屬礦床，時(shí)限從晚三疊世到晚侏羅世?；◢弾r成礦規(guī)模較小，研究程度低。目前確切的中生代花崗巖稀有金屬礦床僅為阿斯卡爾特Be-Nb-Mo 及60 號(hào)山Li-Be-Nb-Ta 礦床［4，25，32-33］。將軍山及尚克蘭等稀有金屬礦化淡色花崗巖的成巖顯示為晚二疊世-侏羅紀(jì)年齡［11，28，44-45］。因此，應(yīng)加強(qiáng)它們之間的對(duì)比研究，為深入探討阿爾泰中生代花崗巖與偉晶巖之間的成巖、成礦關(guān)系及中生代花崗巖成礦潛力及找礦提供重要依據(jù)。

6 結(jié) 語

1）阿爾泰造山帶發(fā)育了世界罕見的10萬余條偉晶巖脈，在晚三疊世稀有金屬成礦達(dá)到高峰。三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)花崗巖出露面積小，呈點(diǎn)狀與同時(shí)代偉晶巖分離分布，稀有金屬成礦弱。

2）阿爾泰造山帶古生代構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景屬陸緣島?。ɑ蛉毡拘蛵u?。?，早古生代地殼增生顯著、殼幔相互作用強(qiáng)烈，花崗巖類廣泛產(chǎn)出；造山帶內(nèi)分布多個(gè)富稀有金屬地球化學(xué)省。這些特點(diǎn)為形成中生代陸內(nèi)伸展背景下大規(guī)模偉晶巖形成和稀有金屬成礦奠定了基礎(chǔ)。

3）阿爾泰中生代偉晶巖可稱為阿爾泰型稀有金屬偉晶巖，其顯著特點(diǎn)是偉晶巖與賦存花崗巖成巖存在顯著時(shí)差（間斷達(dá)200 Ma）；稀有金屬偉晶巖的產(chǎn)出規(guī)模大，但同時(shí)代的花崗巖類分布零星，成巖、成礦規(guī)模小，空間上遠(yuǎn)離同時(shí)代成礦偉晶巖；Hf 同位素組成及成礦地球化學(xué)參數(shù)與偉晶巖明顯不連續(xù)。阿爾泰型偉晶巖是由增生型造山帶造山后陸內(nèi)加厚的不成熟地殼與變泥質(zhì)古老地殼物質(zhì)混合、低程度（<10%）脫水部分熔融（深熔）形成獨(dú)立偉晶巖巖漿，經(jīng)巖漿、巖漿-熱液和熱液階段較長(zhǎng)時(shí)間（幾到十幾，甚至幾十百萬年）高程度分離結(jié)晶的熔體-流體共存系統(tǒng)，形成稀有金屬偉晶巖?；◢徺|(zhì)巖漿分異演化形成偉晶巖的傳統(tǒng)模型可能不適于阿爾泰偉晶巖。