新疆阿尔泰别也萨麻斯稀有金属矿床含矿伟晶岩与花岗岩围岩成因关系

丁建刚，杨成栋，杨富全，李 强

(1. 新疆维吾尔自治区有色地质勘查局七〇一队，新疆 昌吉 831100； 2. 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)

0 引 言

阿尔泰造山带呈NW—SE向横贯于中国、俄罗斯、哈萨克斯坦、蒙古四国，是中亚造山带的重要组成部分,是重要的花岗伟晶岩型稀有金属成矿带之一。新疆阿尔泰在9个伟晶岩型矿集区发育超过100 000条伟晶岩脉[1]，产出星罗棋布、矿化类型复杂多样的稀有金属矿床(点)，包括稀土元素-铌型、工业白云母-少量铍铌型、铍(-铌-钽)型、锂(-铌-钽)型和锂铍铌钽铯多种稀有金属型等[2]。新疆阿尔泰以红山嘴断裂、阿巴宫断裂、克兹加尔断裂和额尔齐斯断裂为界，划分为北阿尔泰、中阿尔泰、南阿尔泰和额尔齐斯带(图1)。已发现规模较大的稀有金属矿床主要分布于中阿尔泰和南阿尔泰，如可可托海3号脉超大型锂铍铌钽铯矿床、柯鲁木特大型锂铍铌钽铯矿床、卡鲁安—库卡拉盖大型锂矿床、那森恰大型白云母矿床、阿斯喀尔特中型铍铌钼矿床和大喀拉苏中型铍铌钽矿床等。其中，仅卡鲁安—库卡拉盖矿床是以Li矿化为主的矿床类型。

相较于中阿尔泰和南阿尔泰，北阿尔泰矿床报道极少，但近年来该地区的找矿工作取得了重大突破，新发现且正在勘查的有红山嘴造山型金矿床、库马苏VMS型铅锌矿床、小土尔根斑岩型铜矿床和别也萨麻斯花岗伟晶岩型锂铌钽矿床。别也萨麻斯稀有金属矿床位于新疆维吾尔自治区富蕴县东北约80 km处，2006～2008年由新疆维吾尔自治区有色地质勘查局七〇一队进行预查和普查工作。该矿床位于著名的可可托海稀有金属矿床北部，矿区发育以Li为主的Li-Nb-Ta矿化和Nb-Ta矿化，目前通过有限的地质勘查工作探明Li资源量已达中型，若进一步投入勘查，有望达到大型，可有效缓解可可托海的资源困境。分布于北阿尔泰的稀有金属矿床特别是锂矿床的形成背景、成矿特征等是尚未解决的科学问题，别也萨麻斯稀有金属矿床正是开展该研究工作的理想对象。

传统矿床学观点认为，花岗伟晶岩型稀有金属矿床在成因和空间上都与花岗岩侵入体有关[3]。但近年来稀有金属矿床与花岗岩围岩的成因联系成为国内外伟晶岩研究中颇有争议的问题。本文选取别也萨麻斯稀有金属矿床为研究对象，以系统的野外地质特征调查(包括野外露头和钻孔岩芯赋矿岩系、矿化特征、蚀变类型等的详细观察)为基础，开展了含矿伟晶岩和赋矿花岗岩的年代学研究，并结合两者的Hf同位素特征，探讨两者之间的成因联系，以期有助于拓宽新疆阿尔泰乃至中国花岗伟晶岩型锂矿床的找矿思路，丰富该类型锂矿床的成矿理论。

1 区域地质背景

北阿尔泰位于红山嘴断裂以北，区域内出露的地层单元有下泥盆统诺尔特组、上泥盆统忙代恰组、上泥盆统库马苏组和下石炭统红山嘴组(图2)。诺尔特组岩性为安山岩、英安岩、绢云绿泥千枚岩、凝灰岩和石英岩屑砂岩；忙代恰组岩性为细砂岩、粉砂岩、千枚岩，底部为中性夹酸性火山沉积岩；库马苏组为长石岩屑砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩，夹砂砾岩和结晶灰岩；红山嘴组为一套陆源碎屑和酸性及中酸性火山岩建造，下部主要是泥质板岩、粉砂岩、砂岩、泥岩夹生物灰岩，上部则以中酸性火山碎屑岩为主。

图件引自文献[4]，有所修改图1 新疆阿尔泰区域地质简图Fig.1 Geological Sketch Map of Altay in Xinjiang

图件引自文献[5]，有所修改图2 新疆北阿尔泰区域地质简图Fig.2 Geological Sketch Map of North Altay in Xinjiang

图件引自文献[6]，有所修改图3 别也萨麻斯锂铌钽矿区地质简图及地表矿体分布Fig.3 Geological Sketch Map and Distribution of Orebodies from the Surface of Bieyesamasi Li-Nb-Ta Mining Area

区域内发育多组走向的断裂构造(图2)，规模最大的是红山嘴断裂。该断裂总体呈NW—SE向展布，断裂活动使北侧晚古生代地层发生大规模沉降，形成位于北阿尔泰的诺尔特火山-沉积盆地，而南侧发生大规模抬升，出露中阿尔泰的震旦系—寒武系深变质岩及花岗岩岩基。

区域内岩浆活动频繁，侵入岩主要有二云母(二长)花岗岩、黑云母花岗岩和花岗斑岩(图2)，也有少量石英斑岩、闪长岩、环斑花岗岩、英云闪长岩等。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据表明，小土尔根斑岩型铜矿区含矿花岗闪长斑岩、石英斑岩、黑云母二长花岗岩、花岗斑岩、花岗斑岩脉年龄分别为405、400、398、397和370 Ma[5]。伟晶岩脉在区域内广泛分布，主要呈NE、NW向展布，脉宽几厘米至数十米，延长数米至上千米不等。区内大部分伟晶岩脉分布于花岗岩体中，是形成白云母和稀有金属矿床的主要矿源。

2 矿床地质特征

别也萨麻斯锂铌钽矿区大面积出露二云母二长花岗岩，未见老地层，仅可见第四系冰川堆积以及残坡积和冲积物覆盖[图3(a)]。矿区构造相对比较简单，除花岗岩体的原生层节理比较发育外，其余断裂、褶皱不多。二云母二长花岗岩呈NWW向延伸，呈巨大岩基状产出，是含矿伟晶岩脉群的直接围岩，可分为中粗粒和中细粒两个岩相带，两者之间无明显界线，呈逐渐过渡关系。

矿区内地表共圈定17条伟晶岩脉，其中7条具稀有金属矿化[图3(b)]；矿区深部由钻探工程揭露13条隐伏伟晶岩脉，其中9条具稀有金属矿化[6]。伟晶岩脉走向总体呈NW向，倾向以SW向为主，倾角35°～45°，长50～600 m，宽0.5～20.0 m。含矿伟晶岩主要分布在中粗粒二云母二长花岗岩与中细粒二云母二长花岗岩的接触界线附近，靠近中粗粒二云母二长花岗岩一侧。这些含矿伟晶岩脉交代作用不甚发育，岩相分带比较简单，多数只有1、2个岩相带，主要的ρ4号脉也仅可划分出3个岩相带，由边缘向中心依次为石英-白云母带、石英-锂辉石带和石英-叶钠长石-锂辉石带。含矿伟晶岩脉的每个岩相带都有不同程度的矿化，石英-白云母的边缘带中仍然含矿，只是含量略低、粒度略小。

矿区伟晶岩脉发育两类矿化：一是以Li为主的Li-Nb-Ta矿化，规模一般较大；二是Nb-Ta矿化，规模稍小，但全脉Nb-Ta品位很高，且Ta含量远高于Nb[6]。这两类矿化呈现一定的空间分布规律，SE向矿脉富Li，NW向矿脉富Nb-Ta。矿区内共圈定20条矿体，其中锂铌钽矿体8条，铌钽矿体12条。地表出露的锂铌钽矿体有5条，矿体编号分别为LiNbTa-1、LiNbTa-2、LiNbTa-3、LiNbTa-5和LiNbTa-8；地表出露的铌钽矿体有5条，矿体编号分别为NbTa-1、NbTa-2、NbTa-10、NbTa-11和NbTa-12[图3(b)]；其余均为盲矿体。地表伟晶岩脉与矿体对应关系见表1。其中，矿体LiNbTa-1是矿区内规模最大的矿体，其资源量(Li2O)占全矿区的76%以上。矿体呈扁透镜状、似层状产出，地表长约为200 m，控制最大斜深为143.03 m，平均厚度为4.69 m，总体走向135°～315°，倾向225°，倾角38°～42°。矿体Li2O平均品位为1.970%，(Nb，Ta)2O5平均品位为0.031%[6]。矿石中矿物有锂辉石、锂霞石、铌钽铁矿、铌钽矿、铌铁矿、钽铁矿、绿柱石、石英、白云母、微斜长石、叶钠长石、电气石、磷灰石等。近矿围岩蚀变较强，主要为绿泥石化、绿帘石化、褐铁矿化等，且愈近矿体蚀变愈强，远离矿体蚀变渐弱。

3 样品特征及分析方法

3.1 样品特征

本次选取新疆阿尔泰别也萨麻斯锂铌钽矿区内分带最好的ρ4号脉进行研究工作。采样点位于一露天采坑处，坐标为(47°30′55″N,90°9′29.5″E)，采坑处可见含矿伟晶岩脉与花岗岩围岩(二云母二长花岗岩)接触。该含矿伟晶岩脉可划分为石英-白云母带、石英-锂辉石带和石英-叶钠长石-锂辉石带，除主要的锂辉石矿化外，也见大量Nb-Ta矿化。在石英-锂辉石带和二云母二长花岗岩中分别采集一件样品(样品BYSMS16-15和BYSMS16-27)进行锆石U-Pb定年(图4)；等年龄测定后，再在这两件样品的原位置用多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)进行Lu-Hf同位素分析。

图4 定年样品野外地质特征Fig.4 Field Geological Characteristics of Dating Samples

石英-锂辉石带中含矿伟晶岩的主要矿物为石英(体积分数约60%)和锂辉石(约30%)，也含少量铌钽矿物(约10%)。石英呈半自形粒状，粒径为0.05～16.20 mm，手标本中呈无色透明，粒径粗大，少量粒径细小者包裹于粒径粗大者中，表面多裂纹，呈格架状分布；锂辉石呈半自形柱状，直径为1.85～4.70 mm，手标本中呈白色—粉红色，分布于石英边缘，多碎裂；铌钽矿物呈他形粒状，粒径较小，手标本中呈黑色，零星分布。

表1 地表伟晶岩脉地质特征

注：表格引自文献[6]。

二云母二长花岗岩中主要矿物为斜长石(体积分数为25%～30%)、钾长石(15%～25%)、石英(35%～45%)，次为云母(白云母和黑云母约为10%，粒径为0.03～2.15 mm)，金属矿物微量，可见电气石和磷灰石微粒。斜长石呈半自形板状，粒径为0.06～4.20 mm，具泥化，部分斜长石内部被云母交代；钾长石呈半自形板状，粒径为0.2～4.2 mm，为微斜长石，具泥化；石英呈半自形粒状，粒径为0.05～7.20 mm，与长石相间分布，部分粒径细小者分布于长石粒间；白云母和黑云母呈片状，分布于长石、石英粒间或长石中；电气石呈半自形粒状，包裹于石英中；磷灰石呈半自形粒状，分布于长石、石英粒间；金属矿物为他形粒状，零星分布。

3.2 分析方法

首先完成所采集样品的锆石分选工作。先用水将样品表面清洗、晾干，并粉碎至80目，然后经过用水粗淘、强磁分选、电磁分选和酒精细淘之后，在显微镜下手工挑选出锆石。该项工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。

在显微镜下挑选裂隙相对少、表面尽量洁净、透明度相对较高的锆石制作环氧树脂样品靶，经过打磨和抛光后，拍摄锆石反射光、透射光、阴极发光(CL)图像。锆石样品靶的制作和锆石阴极发光图像采集在北京锆年领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb定年在北京科荟测试技术有限公司完成。所用仪器为Analytikjena PlasmaQuant MS Elite ICP-MS，配套的激光剥蚀系统为ESI NWR 193 nm。激光剥蚀过程中，采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个Y型接头混合。激光剥蚀所用束斑直径为25 μm，每个时间分辨分析数据包括15～20 s的空白信号和45 s的样品信号。采用锆石标样GJ-1作为外标进行同位素分馏校正，每测试5～10个分析点，分析2次锆石标样GJ-1。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用锆石标样GJ-1的变化，采用线性内插的方式进行校正[7]。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal[7-8]完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布均采用Isoplot 3.00程序完成。

样品的Lu-Hf同位素分析在锆石U-Pb定年的原位置进行，测试在北京科荟测试技术有限公司Neptune MC-ICPMS仪上进行。实验过程中，-采用氦气作为剥蚀物质载气，测定时使用锆石标样GJ-1作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一颗锆石的同一位置。分析过程中锆石标样GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值为0.282 003±0.000 020(误差类型为2σ，分析点为8个)，与候可军等的报道值[9-10]在误差范围内一致。

4 结果分析

4.1 锆石U-Pb年龄

锆石阴极发光图像显示，含矿伟晶岩样品BYSMS16-15中锆石为较粗的半自形—自形不规则颗粒，长为100～150 μm，宽为50～100 μm。多数呈黑色模糊海绵状，少数可见岩浆环带的残留[图5(a)]，表明其为岩浆成因锆石，但由于高U含量或残余流体的作用，经历了不同程度的蜕晶化或重结晶作用[11-13]。通过综合分析锆石反射光、透射光和阴极发光图像，选取不含矿物包裹体、无裂隙、具有残余环带以及阴极发光图像虽不发光但反射光均一的微区作为激光剥蚀点。

含矿伟晶岩样品BYSMS16-15的锆石U-Pb同位素分析结果见表2。从表2可以看出，其锆石U含量(质量分数，下同)为(5 076～32 920)×10-6，Th含量为(19～365)×10-6，Th/U值为0.003～0.012。17个有效锆石分析点的206Pb/238U年龄在154～146 Ma连续分布，在误差范围内有较一致的207Pb/235U值和206Pb/238U值，分析点基本上成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图6(a)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(151.0±1.8)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.25)[图6(b)]，代表该含矿伟晶岩的形成年龄。

锆石阴极发光图像显示，二云母二长花岗岩样品BYSMS16-27的锆石大小和形态明显不同于上述含矿伟晶岩样品。二云母二长花岗岩样品的锆石多为半自形—自形椭圆状和长柱状颗粒，长为80～200 μm，宽为35～60 μm。大部分锆石都具有较强的阴极发光特征，发育清晰的岩浆振荡环带，属典型的岩浆成因锆石[13][图5(b)]。激光剥蚀点参照锆石反射光、透射光和阴极发光图像，选取不含矿物包裹体、无裂隙且具阴极发光和振荡环带的部位。

二云母二长花岗岩样品BYSMS16-27的锆石U-Pb同位素分析结果见表2。从表2可以看出，其锆石U含量为(222～2 625)×10-6，Th含量为(51～351)×10-6，Th/U值为0.112～0.640。19个锆石有效分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，为455～429 Ma，在误差范围内有较一致的207Pb/235U值和206Pb/238U值，分析点基本上成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图6(c)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(449.0±4.2)Ma(MSWD值为0.40)[图6(d)]，代表该二云母二长花岗岩的侵位年龄。

4.2 Lu-Hf同位素特征

含矿伟晶岩和二云母二长花岗岩样品的锆石Lu-Hf同位素组成见表3。

含矿伟晶岩样品BYSMS16-15的15个分析点给出了较一致的初始176Hf/177Hf值，为0.282 696～0.282 716，平均为0.282 705。根据各分析点已测得的锆石结晶年龄计算出的εHf(t)值为0.62～1.30，平均为0.93，一阶段Hf模式年龄为767～739 Ma，平均为756 Ma，二阶段Hf模式年龄为1 161～1 118 Ma，平均为1 143 Ma。

二云母二长花岗岩样品BYSMS16-27的17个分析点给出了较一致的初始176Hf/177Hf值，为0.282 541～0.282 693，平均为0.282 616。根据各分析点已测得的锆石结晶年龄计算出的εHf(t)值为1.35～6.07，平均为3.74，一阶段Hf模式年龄为1 017～834 Ma，平均为927 Ma，二阶段Hf模式年龄为1 345～1 037 Ma，平均为1 191 Ma。

5 讨 论

5.1 含矿伟晶岩与花岗岩围岩形成时代对比

本文获得新疆阿尔泰别也萨麻斯锂铌钽矿区石英-锂辉石带含矿伟晶岩和二云母二长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为(151.0±1.8)Ma和(449.0±4.2)Ma。含矿伟晶岩形成于晚侏罗世，不同于新疆阿尔泰众多稀有金属矿床的成矿集中期(276～180 Ma)[1]，晚侏罗世代表了新疆阿尔泰稀有金属成矿作用的尾声。二云母二长花岗岩则形成于晚奥陶世，属于新疆阿尔泰广泛发育的侵入岩中时代较老的岩体[14-15]。尽管在空间上二云母二长花岗岩是含矿伟晶岩的直接围岩，但相差如此悬殊的年龄表明两者在成因上并无关联。

表2 锆石U-Pb同位素分析结果Tab.2 Analysis Results of Zircon U-Pb Isotope

注：w(·)为元素含量；误差类型为1σ；分析点以BYSMS16-15开头的为含矿伟晶岩，以BYSMS16-27开头的为二云母二长花岗岩。

图6 锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.6 Concordia Diagrams and Distributions of Zircon U-Pb Ages

传统观点认为，伟晶岩是具有侵入体规模的花岗质岩浆演化晚期残余岩浆固结的产物[16-18]。国外学者Baker指出，伟晶岩和母岩体的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能超过10 km且母岩体不应是小岩体[19]。近年来，学者们对不同花岗伟晶岩型稀有金属矿床开展的年代学研究表明，一些矿床中含矿伟晶岩脉的近矿围岩即为花岗岩母体。例如，位于新疆阿尔泰的阿斯喀尔特中型铍铌钼矿床的伟晶岩(LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为221～218 Ma)与赋矿围岩白云母钠长花岗岩(LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为231～219 Ma)形成时代一致[20-21]，白云母钠长花岗岩与稀有金属伟晶岩关系密切。大喀拉苏中型铍铌钽矿床赋存于黑云母花岗岩中，最新的伟晶岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为240 Ma[22]，表明矿化与黑云母花岗岩(锆石U-Pb年龄为261～248 Ma[23-24])存在成因关系。川西甲基卡超大型锂矿床的含矿伟晶岩环绕二云母花岗岩成群、成组分布，二云母花岗岩被认为是含矿伟晶岩的母体[25]，其Rb-Sr等时线年龄(215 Ma)[25]略早于含矿伟晶岩(白云母Ar-Ar法坪年龄为198～195 Ma[26])，含矿伟晶岩在成因上与岩浆作用关系密切。然而，同别也萨麻斯稀有金属矿床一样，仍然有许多富集稀有金属的伟晶岩找不到花岗岩母体，其中就包括新疆阿尔泰规模最大的3个稀有金属矿床，即可可托海3号脉超大型锂铍铌钽铯矿床、柯鲁木特大型锂铍铌钽铯矿床和卡鲁安—库卡拉盖大型锂矿床。含矿伟晶岩与空间上的花岗岩围岩之间并非以往认为的单一关系。

世界闻名的可可托海3号脉超大型锂铍铌钽铯矿床广泛出露岩浆岩，包括变辉长岩体和花岗岩体，多数伟晶岩脉产出于变辉长岩体中，是含矿伟晶岩的直接围岩，其锆石U-Pb年龄为409～394 Ma[27]。可可托海3号脉具有非常完善的岩相分带，学者们运用多种方法针对多个岩相带进行了年代学研究，发现含矿伟晶岩年龄为220～182 Ma[11,28-31](表4)，含矿伟晶岩形成年龄晚于辉长岩，悬殊的年龄差表明含矿伟晶岩及稀有金属矿床的形成与矿区岩浆侵入活动没有关系。柯鲁木特大型锂铍铌钽铯矿床赋存于吉得克岩体中，吉得克岩体的二云母花岗岩和黑云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为446 Ma和456 Ma[32]，而该矿床112号脉LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为238～188 Ma[12,32-33](表4)，含矿伟晶岩与花岗岩围岩巨大的年龄差表明吉得克岩体与稀有金属成矿同样没有关系。卡鲁安—库卡拉盖大型锂矿床东侧外围出露哈龙花岗岩基，采自哈龙花岗岩基的片麻状黑云母花岗岩和二云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为400 Ma和403 Ma[34]，而卡鲁安含矿伟晶岩形成于225～192 Ma(锆石U-Pb年龄)[34-35]，库卡拉盖650号脉含矿伟晶岩形成于228～208 Ma(锆石U-Pb年龄)[33,39]，含矿伟晶岩与花岗岩围岩的侵位时间相差甚远。

表3 Hf同位素组成Tab.3 Hf Isotopic Compositions

注：误差类型为2σ；εHf(t)为年龄t对应的εHf值；TDM1为一阶段Hf模式年龄；TDM2为二阶段Hf模式年龄;fLu/Hf为Hf富集系数；用于计算表中数据的参数参考文献[36]～[38]。

目前尚无确凿证据证明以上稀有金属矿床含矿伟晶岩的母体就不存在，花岗岩母体之所以难以找到，可能是伟晶岩迁移较远，也可能是花岗岩母体埋藏较深尚未出露。但可以肯定的是，这些稀有金属矿床的近矿花岗岩围岩并非含矿伟晶岩脉的真正母体。

5.2 含矿伟晶岩与花岗岩围岩形成物源和大地构造环境对比

锆石Lu-Hf同位素体系具有较高的封闭温度[40]，能很好地揭示岩浆演化过程和源区性质[41-42]。Hf为难熔的不相容性亲石元素，因而当寄主岩浆不断发生部分熔融和结晶分异作用时，亏损地幔源区具有更高的176Hf/177Hf值，使得熔融物和寄主岩浆发生176Hf/177Hf值的解耦，即大陆地壳相对亏损地幔而言有着更低的176Hf/177Hf值和εHf(t)值[43]。正的εHf(t)值通常被认为来自亏损地幔或从亏损地幔中新增生的年轻地壳物质的部分熔融[44]，而负的εHf(t)值通常代表古老地壳成因[45]。对花岗质岩石而言，Hf模式年龄与形成年龄的差值也可反映源区的性质。例如，若Hf模式年龄远大于其形成年龄，表明该岩石来源于地壳物质的部分熔融，若Hf模式年龄与其形成年龄相近，则表明该岩石的地壳源区是新生的[45]。

表4 Hf同位素组成对比

别也萨麻斯稀有金属矿床中含矿伟晶岩和二云母二长花岗岩的锆石Hf同位素组成具有一定的差异性(图7)。尽管两者的εHf(t)值均为接近球粒陨石演化线的正值，但含矿伟晶岩εHf(t)值较二云母二长花岗岩εHf(t)值小得多；尽管两者的二阶段Hf模式年龄较为接近，但含矿伟晶岩二阶段Hf模式年龄与形成年龄的差值较二云母二长花岗岩大得多。含矿伟晶岩和二云母二长花岗岩Hf同位素组成的差异表明两者的成岩物质来源有所不同。

图7 含矿伟晶岩与二云母二长花岗岩Hf同位素对比Fig.7 Comparison of Hf Isotopic Compositions of Ore-bearing Pegmatite and Two-mica Monzogranite

花岗岩广泛分布在新疆阿尔泰的各个区域，但目前识别出的奥陶纪花岗岩为数不多，报道过的有切木切克岩体(年龄为(462±10)Ma)[47]、阿巴宫岩体((462.5±3.6)Ma和(457.8±3.1)Ma)[48]、铁木尔特岩体((459.0±4.9)Ma)[49]、吉得克岩体((445.6±4.3)Ma和(455.6±5.4)Ma)[32]和布尔津岩体((453±5)Ma)[50]。长期以来，阿尔泰造山带古生代的构造演化模式一直存在着争议。但近年来，随着研究的不断加深，越来越多的学者认可阿尔泰的造山活动从早古生代就已经开始，奥陶纪是俯冲-碰撞造山的早期阶段，新疆阿尔泰在该时期处于初始的陆缘弧时期[14,47-58]。奥陶纪花岗岩的形成正是这种陆缘弧环境下由底侵的幔源物质和地壳(包括洋壳和陆壳)沉积物共同作用的结果[49]，其中陆壳物质的熔融占有较大的比例，因而其εHf(t)值体现出壳幔混合但偏向于地壳端元的特点。

阿尔泰造山带经历了漫长的演化之后，从三叠纪开始进入陆内(或板内)演化阶段[1,51,59-60]。该时期岩浆活动明显减弱，但大量的稀有金属矿床在该阶段形成，一直延续到晚侏罗世。别也萨麻斯稀有金属矿床中含矿伟晶岩同可可托海、柯鲁木特、卡鲁安和阿斯喀尔特等典型稀有金属矿床含矿伟晶岩脉类似，它们的Hf同位素组成以非常小的正εHf(t)值和远大于含矿伟晶岩形成年龄的二阶段Hf模式年龄为特征(表4)，表明这些含矿伟晶岩为陆-陆碰撞后伸展构造背景下导致加厚地壳沉积物减压熔融的产物[20,32,46]。同花岗岩围岩相比，古老的壳源物质在别也萨麻斯稀有金属矿床含矿伟晶岩的形成中占据了更大的比例。

综上所述，别也萨麻斯稀有金属矿床含矿伟晶岩与花岗岩围岩是阿尔泰造山带在不同演化阶段下的产物，不同的大地构造背景与不同的形成物源再次表明两者在成因上并无联系。

6 结 语

(1)新疆阿尔泰别也萨麻斯稀有金属矿床发育以Li为主的Li-Nb-Ta矿化和Nb-Ta矿化，二云母二长花岗岩体是含矿伟晶岩脉群的直接围岩。含矿伟晶岩脉岩相分带比较简单，多数只有1、2个岩相带，主要的ρ4号脉也仅可划分出3个岩相带。

(2)别也萨麻斯锂铌钽矿区石英-锂辉石带含矿伟晶岩和二云母二长花岗岩的锆石206Pb/238U加权平均年龄分别为(151.0±1.8)Ma和(449.0±4.2)Ma，两者的形成时代相差悬殊，近矿花岗岩围岩并非含矿伟晶岩脉的真正母体。

(3)矿区石英-锂辉石带含矿伟晶岩与二云母二长花岗岩的εHf(t)值均为接近球粒陨石演化线的正值，但含矿伟晶岩的εHf(t)值较二云母二长花岗岩小得多，且含矿伟晶岩二阶段Hf模式年龄与形成年龄的差值较二云母二长花岗岩大得多。结合区域资料，花岗岩主要形成于陆缘弧环境下陆壳物质的熔融，含矿伟晶岩则为陆-陆碰撞后伸展构造背景下导致加厚地壳沉积物减压熔融的产物，两者是阿尔泰造山带在不同演化阶段下的产物，不同的大地构造背景与不同的形成物源再次表明两者在成因上并无联系。