吳昌志 賈力 雷如雄 陳博洋 豐志杰 鳳永剛 智俊 白世恒

1. 長(zhǎng)安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054

2. 南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210023

Rb受關(guān)注和利用程度遠(yuǎn)不如Li、Be、Nb、Ta等稀有金屬。人們最先發(fā)現(xiàn)Rb的重要性質(zhì)，是因?yàn)樗鼈兪恰伴L(zhǎng)眼睛”的金屬——具有優(yōu)異的光電性能(Norton, 1973)。此外，Rb(以及Cs)還具有輻射頻率長(zhǎng)時(shí)穩(wěn)定性和電子敏感等性能，在原子鐘、磁流體發(fā)電機(jī)、熱離子轉(zhuǎn)換發(fā)電、離子推進(jìn)火箭、激光轉(zhuǎn)換電能裝置等高科技領(lǐng)域發(fā)揮了越來(lái)越重要的作用(Konsolakisetal., 2001; Amano and Tanaka, 2005; 李靜萍和許世紅，2005；Balasubramanianetal., 2008; Haideretal., 2012; Durojaiyeetal., 2015; 譚彥妮和劉詠，2015)。由于Rb的地殼豐度約為Cs的30倍，因而Rb的產(chǎn)品開(kāi)發(fā)應(yīng)用較Cs更有資源優(yōu)勢(shì)。2018年5月，美國(guó)內(nèi)務(wù)部將Rb列為35種關(guān)鍵礦產(chǎn)資源之一；2019年7月，日本政府出臺(tái)了《稀有金屬保障戰(zhàn)略》，將Rb等31個(gè)礦種作為優(yōu)先考慮的戰(zhàn)略礦產(chǎn)；中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局 “戰(zhàn)略性新興產(chǎn)業(yè)礦產(chǎn)調(diào)查”工作中也把Rb作為41個(gè)礦種之一，列為今后必須高度重視的關(guān)鍵礦產(chǎn)(毛景文等，2019；王登紅，2019)。由此可見(jiàn)，Rb是重要的“關(guān)鍵金屬”礦產(chǎn)資源，是未來(lái)各國(guó)資源爭(zhēng)奪的焦點(diǎn)之一。

銣主要賦存于花崗(偉晶)巖(65%)、光鹵石和鹽類礦床(25%)中 (孫艷等，2019)。國(guó)外花崗偉晶巖型Rb2O儲(chǔ)量約17萬(wàn)t，主要分布于津巴布韋(10萬(wàn)t，約占58%)、納米比亞(5萬(wàn)t，約占29%)和加拿大(1.2萬(wàn)t，約占7%)等少數(shù)幾個(gè)國(guó)家(U.S. Geological Survey，2019)。目前我國(guó)探明Rb2O地質(zhì)儲(chǔ)量約為18.4萬(wàn)t，基礎(chǔ)儲(chǔ)量約31.1萬(wàn)t，查明資源量約195.8萬(wàn)t，其中硬巖型Rb2O約190.4萬(wàn)t，占全國(guó)Rb2O資源量的97%(孫艷等，2013，2019)。近年來(lái)，隨著我國(guó)對(duì)關(guān)鍵礦產(chǎn)資源調(diào)查與研究的重視(王登紅等, 2013, 2016)，除華南原有稀有金屬成礦帶外，又有多個(gè)超大型Rb礦(廣東龍川天堂山，17.5萬(wàn)t，賈宏翔等，2016; 內(nèi)蒙古石灰窯，3.7萬(wàn)t，Zhouetal., 2016; 內(nèi)蒙古趙井溝，3.9萬(wàn)t，李志丹等，2019；甘肅國(guó)寶山，28.1萬(wàn)t；新疆張寶山，6.7萬(wàn)t，李通國(guó)等，2018)被發(fā)現(xiàn)。

雖然我國(guó)花崗巖和偉晶巖型Rb資源總量大，但已探明的Rb礦床主要為花崗巖型，儲(chǔ)量大、品位低、且主要賦存于天河石和鐵鋰云母之中，而偉晶巖型雖然品位較高，但儲(chǔ)量小，且多與Li、Be、Nb、Ta等其它稀有金屬共(伴)生，選冶難度大、工業(yè)利用困難(邵厥年和陶維屏，2010；孫艷等，2019)。

Rb礦資源的戰(zhàn)略意義重大，我國(guó)Rb礦資源總量雖大，但主要為低品位、難以加工利用的花崗巖型Rb礦。因此，如何尋找以鐵鋰云母和銫沸石等為主要礦石礦物的高品位、易加工的花崗巖型和偉晶型富Rb礦床，以及如何高效利用我國(guó)已有的品位低、儲(chǔ)量大但以天河石為主要礦石礦物的Rb礦資源，是當(dāng)前面臨的兩大重要問(wèn)題。只有深入研究富Rb花崗巖和相關(guān)偉晶巖的形成演化過(guò)程以及元素分異演化規(guī)律，才可能進(jìn)一步揭示花崗巖(偉晶巖)型Rb礦形成的動(dòng)力學(xué)背景、成礦規(guī)律以及Rb的賦存狀態(tài)，為進(jìn)一步尋找高品位、易利用的Rb等稀有金屬資源提供有效的理論依據(jù)。

1 花崗(偉晶)巖型銣礦床的主要研究進(jìn)展

1.1 花崗(偉晶)巖中Rb的賦存狀態(tài)

在自然界的獨(dú)立礦物極其稀少，僅見(jiàn)有幾種: (1)銣微斜長(zhǎng)石(rubicline, RbAlSi3O8) ; (2)富Rb硼酸鹽-拉曼石(ramanite-(Rb), RbB5O8·4H2O); (3)銣云母-沃羅申石(voloshinite, Rb(Li, Al1.5□0.5) [Al0.5Si3.5O10]F2)(趙振華等，2020)。目前銣每年工業(yè)消耗量很少(ca. 2000kg)，其主要從花崗偉晶巖中獲得，是鋰云母和銫榴石的Li、Cs提取過(guò)程中副產(chǎn)品(U.S. Geological Survey, 2021)。

除此以外，與富Rb花崗巖相伴生的花崗偉晶巖則往往產(chǎn)出更富Rb且易選冶的富Rb礦物，如鋰云母、銫沸石等。富Rb偉晶巖是Li、Be、Rb、Cs、Nb、Ta、Zr、Hf、W、Sn等關(guān)鍵金屬的主要成礦類型(Linnenetal., 2012; London, 2016)。前人研究表明，LCT型偉晶巖中往往產(chǎn)出富Rb礦物(如鋰云母、微斜長(zhǎng)石、銫沸石等)(Teertstraetal.，1998, 1999；London，2008；Linnenetal.，2012；孫艷等，2019)。例如，加拿大曼尼托巴省的Tanco偉晶巖含有高達(dá)28900×10-6Rb(Stillingetal.，2006)。在我國(guó)四川甲基卡、河南盧氏、新疆可可托海等富集Li、Be、Nb、Ta、Cs的花崗偉晶巖型礦床中，也常常伴有Rb礦化，這些偉晶巖中鋰云母為主要富Rb礦物(孫艷等，2019)。Rb由于極強(qiáng)的不相容性而傾向于在花崗質(zhì)熔體中逐步富集，并在偉晶巖巖漿演化晚期以類質(zhì)同象形式進(jìn)入微斜長(zhǎng)石、鋰云母等礦物的晶格中。此外，含銫沸石的LCT型偉晶巖中往往可以產(chǎn)出極為富Rb的微斜長(zhǎng)石(rubicline，銣長(zhǎng)石，Rb2O含量可達(dá)26.2%)，其形成與銫沸石遭受低溫交代有關(guān)(Teertstraetal.，1998, 1999)。

1.2 花崗巖型銣礦床的巖相分帶與元素分異機(jī)制

花崗質(zhì)巖漿的淺部侵位和分異演化過(guò)程會(huì)導(dǎo)致富揮發(fā)分的流體相從熔體相飽和出溶(Hedenquist and Lowenstern,1994; Halteretal., 2005; Heinrich, 2007)，這一點(diǎn)已通過(guò)共生流體/熔體包裹體、火山玻璃和實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)等的相關(guān)研究得到證實(shí)(Zajaczetal., 2008; Huberetal., 2012; Neukampfetal., 2019；Ivesonetal., 2019)。

在花崗質(zhì)巖漿結(jié)晶分異過(guò)程中，F(xiàn)、Cl和Br等鹵族元素屬于揮發(fā)性元素，因此更易出現(xiàn)在流體相中(Villemant and Boudon, 1999；Wu and Kogaetal., 2018)。F、Cl和Br等鹵族元素主要分布于螢石、榍石、磷灰石和黃玉等副礦物中，在黑云母、白云母和角閃石中也有較高的含量(Markl and Piazolo, 1998；F?rsteretal., 1999; Frostetal., 2001; Frindtetal., 2004; Zhangetal., 2012)。一般來(lái)說(shuō)，F(xiàn)和Cl優(yōu)先進(jìn)入磷灰石而不是黑云母，黑云母通常比白云母含有更多的F和Cl(Zhangetal., 2012)；同樣，黑云母比角閃石更傾向于富集F，但不同巖石樣品中，黑云母和角閃石之間的Cl分布變化較大；白云母中Br含量低于全反射X-螢光檢出限(0.4×10-6)，但黑云母中Br含量可達(dá)0.8×10-6，磷灰石和角閃石中Br含量可達(dá)2.5×10-6(Teiberetal., 2014)。由于F-的離子半徑(1.33?)相對(duì)較小，它很容易取代造巖礦物中的OH-離子(1.32～1.37?；Shannon，1976)，因此在巖漿分異過(guò)程中僅表現(xiàn)出中度的不相容性(Pyle and Mather, 2009)。相比之下，更大離子半徑的Cl-(1.81?)和Br-(1.95?)在巖漿分異過(guò)程中表現(xiàn)出更強(qiáng)的不相容性，因而兩者更傾向于聚集于富揮發(fā)分的殘余巖漿中(Bureauetal., 2000; Bureau and Métrich, 2003)。因此，在巖漿演化和流體分異過(guò)程中，F(xiàn)在高溫時(shí)更傾向于賦存在共存的熔體中，導(dǎo)致F與另兩個(gè)鹵素(Cl和Br)的強(qiáng)烈分異(Bureauetal., 2000; Websteretal., 2009)。

在富氟花崗巖漿演化的晚期，F(xiàn)、Cl和H2O等揮發(fā)分的大量富集，通常在巖石的頂部或晚期巖相發(fā)生強(qiáng)烈熱液蝕變(云英巖化)，并伴生稀有金屬礦化(Reyfetal., 2000；朱金初等，2002；Dostaletal., 2004; Lietal., 2017)。對(duì)Davis Lake pluton(Nova Scotia, Canada)的研究(Dostal and Chatterjee, 1995, 2000; Dostaletal., 2004)表明，稀有金屬在晚期巖漿中的富集是分離結(jié)晶和流體搬運(yùn)共同作用的結(jié)果。F的參與可使殘余巖漿發(fā)生充分的分異作用，導(dǎo)致殘余巖漿中的Nb/Ta、Zr/Hf和Y/Ho比值顯著降低(Linnen, 1998; Dostal and Chatterjee, 2000；Zaraiskyetal., 2009; Guetal., 2011; Wuetal., 2011a; Ballouardetal., 2016)、稀土“四分組”效應(yīng)增強(qiáng)(趙振華等，1999；Moneckeetal., 2002；Guetal., 2011; Wuetal., 2011a, 2019; Chenetal., 2018; 陳偉等，2018；Yinetal., 2019)和Sn-W等稀有金屬礦化(Halteretal., 1998a, b；張德會(huì)等，2004；李建康等，2008；趙博等，2015；Wuetal., 2017, 2018a, b; Anderssonetal., 2019)。

花崗質(zhì)巖漿的高度分異造成殘余巖漿中K和Rb等大離子親石元素的逐步富集，而F、Cl、H2O等揮發(fā)分的存在，則降低了殘余巖漿的固相線，使得殘余巖漿演化時(shí)間延長(zhǎng)。F與高場(chǎng)強(qiáng)元素(Ta、Nb、Zr、Hf及HREE)的絡(luò)合作用，延遲了它們?cè)诨◢徺|(zhì)巖漿中的晶出時(shí)間并向晚期的殘余巖漿聚集(Ballouardetal., 2016)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)結(jié)果表明，Rb的流體/熔體分配系數(shù)與熔體成分和溫度沒(méi)有明顯的相關(guān)性，非氯化溶液與熔體平衡時(shí)的Rb/Sr比值隨壓力增加而增加，而氯化物溶液中的Rb/Sr比值與壓力無(wú)關(guān)，隨液體鹽度的升高而降低(Borchertetal., 2010)?；◢徺|(zhì)巖漿的結(jié)晶分異作用導(dǎo)致Rb在殘余巖漿中富集，當(dāng)晚期的富鉀礦物(鉀長(zhǎng)石和白云母)結(jié)晶時(shí)，Rb替代這些礦物中的K，出現(xiàn)富Rb鉀長(zhǎng)石(天河石)和富Rb白云母，形成富Rb花崗巖。因此，富Rb花崗巖的源區(qū)特征、巖漿分異演化過(guò)程以及富F流體是Rb等稀有金屬富集成礦的關(guān)健因素。

1.3 富銣花崗偉晶巖的成因類型

眾多研究顯示，NYF型或者LCT-NYF混合類型的偉晶巖分布遠(yuǎn)不如LCT型偉晶巖廣泛(Linnenetal.，2012；London, 2018)。然而，也有研究顯示NYF型或者混合類型偉晶巖也可以含有較高的Rb2O含量(Martinetal.，2008；Fengetal.，2017)。Martinetal.(2008)報(bào)道了馬達(dá)加斯加Anjanabonoina過(guò)渡類型偉晶巖中天河石Rb2O含量為0.3%～0.5%，并認(rèn)為天河石的出現(xiàn)是NYF型偉晶巖的重要標(biāo)志之一。陜西丹鳳資峪溝一帶的富Rb偉晶巖中微斜長(zhǎng)石(非天河石)、白云母及黑云母的平均Rb2O含量分別為0.15%、0.28%以及0.30%，這一地區(qū)的偉晶巖富集HREE、含有NYF型偉晶巖的特征礦物褐釔鈮礦，而且石榴石富Y和HREE，指示其可能為混合型偉晶巖(Fengetal.，2017)。目前，對(duì)于混合類型偉晶巖的成因以及Rb礦化過(guò)程仍不清楚，對(duì)于混合源區(qū)的性質(zhì)理解較為模糊，需要進(jìn)一步研究。

天河石花崗巖類主要由以下三大類型：白崗巖、鈣堿性淡色花崗巖和堿性花崗巖。白崗巖與高分異的S型花崗巖相當(dāng)，通常與晶洞偉晶巖、富Be-Ta(貧Li)等稀有金屬偉晶巖、含Sn-W-Mo-Bi-Be云英巖、含Sn-Nb鈉長(zhǎng)石化云英巖有密切的成因聯(lián)系。鈣堿性淡色花崗巖與高分異I型花崗巖相當(dāng)，可伴生少量Sn-Tl-B礦化，極少數(shù)巖體可含少量Rb-Cs-W。堿性花崗巖與A型花崗巖其分異產(chǎn)物相當(dāng)，巖體中心或其接觸帶常伴生Nb-Y-REE-Zr等稀有金屬礦化。相關(guān)稀有金屬礦化可產(chǎn)于與之相關(guān)的花崗巖、細(xì)晶巖、偉晶巖、長(zhǎng)英質(zhì)脈體、次火山巖(翁崗巖)及交代蝕變巖中，除少數(shù)深成大巖體外，這類花崗巖的侵位深度通常較淺，部分巖體侵位深度甚至小于1km(Ostrooumov, 2015)。

2 中亞造山帶天河石花崗巖與相關(guān)稀有金屬礦床

Ostrooumov (2015)統(tǒng)計(jì)了全球50余處天河石花崗巖，其中近半數(shù)產(chǎn)于中亞造山帶內(nèi)。中亞造山帶是全球陸殼增生規(guī)模最大的多期次的增生型造山帶之一，以顯著的顯生宙劇烈地殼增生和再造作用為特征(圖1; Xiaoetal., 2015)。中亞造山帶由眾多前寒武紀(jì)微陸塊、古島弧、洋島、增生雜巖、蛇綠巖帶和被動(dòng)陸緣由北向南逐漸拼貼而成(Jahn, 2004)，其地殼增生類型主要為以下兩類：1)古老地殼的殘留與再造(Kr?neretal., 2017)；2)以A型花崗巖類及其火山巖類似物為代表的顯生宙新生地殼物質(zhì)(Jahnetal., 2000; Zhangetal., 2017c)。中亞造山代顯生宙新生地殼物質(zhì)的增長(zhǎng)量一度被認(rèn)為超過(guò)現(xiàn)今地殼物質(zhì)的50vol%(eng?retal., 1993)。即便剔除近年來(lái)逐漸被識(shí)別出來(lái)的一些古老微陸塊(Huetal., 2000; Heetal., 2015, 2018)，保守的估算模型也認(rèn)為其顯生宙的地殼物質(zhì)增生也接近20vol% (Kr?neretal., 2017)。大量地殼增生和古老陸殼再造為造山后花崗巖的形成演化及相關(guān)稀有金屬礦床的成礦積累了雄厚的物質(zhì)基礎(chǔ)(吳昌志等，2006；Seltmannetal., 2010; Tkachev, 2011; Ostrooumov, 2015)。

圖1 中亞造山帶主要構(gòu)造單元(據(jù)Xiao et al., 2015)與富銣花崗巖(礦床)分布(據(jù)Ostrooumov, 2015)略圖Fig.1 Geological units (modified after Xiao et al., 2015) and distribution of amazonite granitic plutons or deposits (modified after Ostrooumov, 2015), Central Asian Orogenic belt

中亞造山帶天河石花崗巖及相關(guān)稀有金屬礦床非常發(fā)育，如中亞造山帶西段哈薩克斯坦的鈮鉭礦化Maikul巖體(Ostrooumov, 2015)，吉爾吉斯斯坦的Uchkoshkon錫礦(Solomovichetal., 2012)，蒙古西北部的Achitnur 錫鎢礦，中亞造山帶西段俄羅斯東西伯利亞的Etykinskoe超大型Ta-Nb-Sn-Rb礦床以及蒙古東段的多個(gè)高Rb富氟花崗(偉晶)巖有關(guān)的Li-Rb-Ta-Nb礦床(Seltmannetal., 2010)。除此以外，中亞造山帶不同部位還發(fā)育多個(gè)世界級(jí)富Rb花崗(偉晶)巖型Ta礦床(如Orlovsk Ta-Rb-Li礦床，370Mt @0.0129% Ta2O5, @0.12% Rb2O, @0.269% Li2O, Dolgopolovaetal., 2004; Pogranichnoe-Voznesenskoe Li-Be-Rb-Cs礦床，300Mt @0.45% Li2O, @0.26% Rb2O, @0.02% Cs2O, @0.075% BeO; Krymsky and Belyatsky, 2003)。

與之對(duì)應(yīng)的是，中國(guó)境內(nèi)的中亞造山帶自西向東也發(fā)育了多個(gè)大型-超大型富Rb花崗(偉晶)巖型Rb-Ta-Nb等稀有金屬礦床，如新疆境內(nèi)阿勒泰附近的將軍山(方正)大型Rb礦(任剛等，2015(1)任剛, 任林, 鄒振林. 2015. 新疆阿勒泰市方正銣礦預(yù)查報(bào)告；吳家林，2018)和哈密地區(qū)的張寶山超大型Rb礦、甘肅境內(nèi)的國(guó)寶山超大型Rb礦、內(nèi)蒙境內(nèi)的石灰窯超大型Rb礦(孫艷等，2015；Zhouetal., 2016)和趙井溝超大型Nb-Ta-Rb礦(李志丹等，2019)和維拉斯托大型Sn-Li-Rb多金屬礦床(Yangetal., 2019; 周振華等，2019)。

2.1 中亞造山帶西段典型天河石花崗(偉晶)巖及相關(guān)稀有金屬礦床

2.1.1 南烏拉爾Il’menskie 天河石偉晶巖型銣礦

南烏拉爾地區(qū)的巖石單元主要由變質(zhì)巖和古生代火成巖組成，其中變質(zhì)巖主要為石英巖、片巖和斜長(zhǎng)角閃巖，而火成巖主要為云霞正長(zhǎng)巖和花崗巖類，含少量基性和超基性巖類。區(qū)內(nèi)偉晶巖脈巖在成分、結(jié)構(gòu)和形成時(shí)代上顯示出多樣性。偉晶巖成分由早期的花崗質(zhì)向正長(zhǎng)質(zhì)，再由正長(zhǎng)質(zhì)向花崗質(zhì)演化。前人研究表明，幾乎所有偉晶巖都產(chǎn)于角閃巖相變質(zhì)過(guò)程，僅天河石偉晶巖形成的晚階段溫度可能與區(qū)域副變片麻巖形成相似(相當(dāng)于綠片巖相)，且這些天河石偉晶巖多發(fā)生同期云英巖化作用。

目前共有65個(gè)天河石偉晶巖礦床，主要產(chǎn)于Il’menskie山區(qū)東坡，環(huán)繞分布于區(qū)內(nèi)的云霞正長(zhǎng)巖體邊緣1～3km范圍內(nèi)。多個(gè)天河石偉晶巖產(chǎn)于云霞正長(zhǎng)巖外接觸帶的霓長(zhǎng)巖中，而花崗片麻巖和角閃巖也常為其直接圍巖(圖2)。天河石偉晶巖脈的產(chǎn)出方式有較大差異，其中30個(gè)脈體發(fā)育水平分帶，13個(gè)為同心狀分帶，余下22個(gè)為側(cè)向分帶。脈體的傾向多較陡或近直立，厚度小(多數(shù)為0.5m)，延伸有限(最多15～200m)，常發(fā)育瘤狀體(4～5m)。偉晶巖的內(nèi)部結(jié)構(gòu)變化極大。從邊部至中心，天河石偉晶巖多呈如下分帶：粗文象非天河石帶、細(xì)文象天河石帶、核部石英帶和晶洞。天河石偉晶巖的主要礦物為石英、微斜長(zhǎng)石(包括天河石)、鈉長(zhǎng)石，次要礦物有黑云母、白云母、石榴子石、黃玉和磁鐵礦等，副礦物有方鉛礦、輝鉍礦、斜方輝鉛鉍礦、燒綠石、綠柱石、硅鈹石、日光榴石、錫石、鈮鉭礦、細(xì)晶石等(Ostrooumov, 2015)。

圖2 俄羅斯南烏拉爾Il’menskie天河石偉晶巖區(qū)域地質(zhì)圖(據(jù)Ostrooumov, 2015)Fig.2 Regional geological map of the Il’menskie amazonitic pegmatites of the Southern Ural, Rassia (after Ostrooumov, 2015)

總體而言，Il’menskie地區(qū)的天河石偉晶巖脈多產(chǎn)于云霞正長(zhǎng)巖和正長(zhǎng)巖巖體外圍數(shù)千米內(nèi)，其中的鉀長(zhǎng)石呈鮮艷的藍(lán)綠色，少數(shù)產(chǎn)于堿性巖與花崗片麻巖接觸帶中偉晶巖的天河石化較弱，長(zhǎng)石的藍(lán)綠色較淡(Ostrooumov, 2015)。

2.1.2 中天山東段國(guó)寶山天河石花崗巖型銣礦床

國(guó)寶山銣礦位于中天山地塊東部(圖1)，地理上位于我國(guó)新疆哈密市星星峽鎮(zhèn)西南約5km處。礦東南部出露的地層主要為星星峽群、卡瓦布拉群和天湖變質(zhì)巖系，巖性主要為混合巖化片巖和片麻巖(張遵忠等，2005)；中部主要出露的地層為眼球狀花崗片麻巖和二云母片巖，區(qū)內(nèi)不同時(shí)代花崗質(zhì)侵入巖發(fā)育。除國(guó)寶山含礦巖體外，礦區(qū)主要侵入巖為西北部的中-粗?；◢忛W長(zhǎng)巖和東北部的中粒斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖。

國(guó)寶山巖體總體呈北東向展布，推測(cè)其侵位受區(qū)域性北東向斷裂控制。該組斷裂總體傾向北西，傾角60°～75°，部分?jǐn)鄬觾A向南南東。礦區(qū)內(nèi)脈巖較發(fā)育，總體呈北東或北西向展布，其中基性巖脈主要為輝綠巖脈和角閃巖脈，寬2～5m，延伸30～100m；酸性巖脈包括花崗細(xì)晶巖脈、石英脈和天河石花崗偉晶巖脈。

國(guó)寶山巖體為一套中-細(xì)粒堿長(zhǎng)花崗巖組合，呈北東-南西向舌狀巖株產(chǎn)出，長(zhǎng)達(dá)10km，寬0.8～1.5km，出露面積約13km2。依據(jù)是否含有標(biāo)志性礦物天河石，可將該巖體分為西段的白云母花崗巖和東段(含)天河石花崗巖；根據(jù)天河石的含量，又可將東段巖性劃分為含天河石花崗巖和天河石花崗巖。此外，國(guó)寶山巖體和圍巖接觸帶附近還可見(jiàn)少量天河石偉晶巖脈零星出露。在國(guó)寶山巖體東南部發(fā)現(xiàn)有四條規(guī)模略大的天河石花崗偉晶巖脈，寬1～3.6m，長(zhǎng)100～280m (圖3)。

圖3 中天山國(guó)寶山銣礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a)、礦體分帶(b)與剖面圖(c)(據(jù)李通國(guó)等，2018修改)Fig.3 Simplified geological map (a), orebody zoning (b) and orebody profile (c) of the Guobaoshan deposit in the Central Tianshan Massif (modified after Li et al., 2018)

甘肅地質(zhì)調(diào)查院通過(guò)地質(zhì)填圖、探槽(10000m)、鉆探(62口共11000m)，對(duì)國(guó)寶山巖體各巖相的銣進(jìn)行了初步評(píng)價(jià)，結(jié)果表明，國(guó)寶山巖體Rb2O資源量為28.1萬(wàn)t (以Rb2O 大于0.10%計(jì)算)，平均品位0.12% Rb2O(甘肅地質(zhì)調(diào)查院，2017(2)甘肅省地質(zhì)調(diào)查院. 2017. 甘肅省瓜州縣國(guó)寶山銣等稀有金屬礦普查報(bào)告)。國(guó)寶山巖體中的Rb主要賦存于天河石和鐵鋰云母之中，其中天河石中的資源量約占71.13%，Rb2O平均含量為0.51%， 鐵鋰云母中的資源量約占28.09% ，Rb2O平均含量為0.81% (賴楊等, 2016; 李通國(guó)等, 2018)。通過(guò)重礦物分選和LA-ICPMS分析，本課題組獲得國(guó)寶山巖體不同巖相中鋯石、獨(dú)居石、錫石和鈮鉭礦的 U-Pb 年齡和微量元素組成，進(jìn)而認(rèn)為國(guó)寶山巖體的巖漿和熱液分異演化及銣礦化發(fā)生于早-中三疊世 (240～249Ma)，且持續(xù)了約10Myr(Chenetal., in review)。

2.1.3 中天山東段白石頭泉天河石花崗巖型銣礦床

白石頭泉巖體位于中天山地塊東部(圖1)，新疆哈密市星星峽鎮(zhèn)北東約30km處，與國(guó)寶山銣礦相距約35km。白石頭泉巖體露頭面積約7km2，沿山崗呈NE向展布，其南部被第四紀(jì)沉積物覆蓋(顧連興等，1994，2003)。沿山坡而上，可在巖體中分出5個(gè)漸變的相帶(圖4)，即淡色花崗巖(a帶)、含天河石花崗巖(b帶)、天河石花崗巖(c帶)、含黃玉天河石花崗巖(d帶)和黃玉鈉長(zhǎng)石花崗巖(e帶)。在a帶和 c帶中局部產(chǎn)有天河石偉晶巖囊狀體。此外，c帶局部發(fā)育含綠柱石偉晶巖脈和囊狀體，目前已被當(dāng)?shù)鼐用癫杀M(顧連興等，2007)。

圖4 中天山白石頭泉巖體地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)顧連興等，2007修改)Fig.4 Simplified geological map the Baishitouquan pluton(modified after Gu et al., 2007)

淡色花崗巖(a帶)呈灰白色，中-細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，無(wú)明顯蝕變與礦化現(xiàn)象，是白石頭泉花崗巖體的主體組成部分，其礦物組成主要為鈉長(zhǎng)石(22%～36%)、鉀長(zhǎng)石(25%～35%)、石英(28%～35%)和鐵鋰云母(3%～5%)。含天河石花崗巖(b帶)呈灰白色，中細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，與下部淡色花崗巖的主要區(qū)別在于天河石的出現(xiàn)。隨著天河石含量不斷增多，巖性逐漸從含天河石花崗巖過(guò)渡到了天河石花崗巖(c帶)。天河石花崗巖呈藍(lán)綠色，斑狀構(gòu)造，斑晶為石英(25%～30%)、天河石(20%～35%)、鐵鋰云母(2%～5%)和鈉長(zhǎng)石(30%～35%)。含黃玉天河石花崗巖(d帶)呈藍(lán)綠色，斑狀構(gòu)造，以特征礦物黃玉(1%～5%)斑晶的出現(xiàn)為標(biāo)志。黃玉鈉長(zhǎng)花崗巖(e帶)位于巖體頂部，厚度約為0.5～2m，與下部d帶呈快速過(guò)渡關(guān)系，而與上覆石英閃長(zhǎng)巖以及巖體北部的黑云母二長(zhǎng)花崗巖呈侵入接觸關(guān)系。新鮮的黃玉鈉長(zhǎng)花崗巖呈灰白色，其風(fēng)化面因來(lái)自上覆英云閃長(zhǎng)巖的鐵質(zhì)帶入而呈淺棕色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。斑晶為黃玉 (10%～20%)和石英(15%～30%)，基質(zhì)主要為糖粒狀鈉長(zhǎng)石(45%～60%)、白色云母(5%～10%)和鉀長(zhǎng)石(10%～15% ，包括天河石)。此帶中石英顆粒通常為5～15mm，最大可達(dá)20mm，均為低溫的α-石英，柱體和內(nèi)部亞顆粒發(fā)育。副礦物石榴子石、錫石和螢石填隙于晶粒之間。除此以外，白石頭泉巖體中廣泛存在的副礦物還包括鋯石、磁鐵礦、獨(dú)居石、磷釔礦、磷灰石和鈮鉭組礦物等。

甘肅地質(zhì)調(diào)查院對(duì)白石泉巖體不同巖相帶進(jìn)行了系統(tǒng)的刻槽取樣和鉆孔控制，發(fā)現(xiàn)淡色花崗巖Rb2O含量在 0.04%～0.08%之間，局部富集達(dá)0.1%以上；含天河石花崗巖Rb2O含量在0.06%～0.12%之間；天河石花崗巖Rb2O含量0.08%～0.20%；含黃玉天河石花崗巖Rb2O含量一般介于0.08%～0.15%。白石頭泉巖體中天河石花崗巖(c帶)和含黃玉天河石花崗巖(d帶)相帶，一般含銣在0.1%以上，具有全巖面狀礦化現(xiàn)象，為最主要的含礦巖相，與其相伴的天河石花崗偉晶巖脈也含銣在0.1%以上，一般呈細(xì)脈狀分布于天河石花崗巖巖中。隨后據(jù)甘肅地質(zhì)調(diào)查院將白頭石泉巖體命名為張寶山銣礦床，圈定Rb2O基礎(chǔ)儲(chǔ)量67080噸，遠(yuǎn)景Rb2O資源儲(chǔ)量超90萬(wàn)t(甘肅省地質(zhì)調(diào)查院，2017)。礦石中未發(fā)現(xiàn)獨(dú)立的銣礦物，銣主要以類質(zhì)同象的形式存在于鐵鋰云母礦物 (0.35%～0.67% Rb2O) 和鉀長(zhǎng)石(天河石)(0.36%～0.41% Rb2O)中。

本課題組對(duì)白石頭泉巖體各相帶中的鋯石、鈮鉭礦、錫石開(kāi)展了系統(tǒng)的LA-ICPMS U-Pb同位素定年工作，結(jié)果表明：1)a帶的巖漿鋯石協(xié)和的年齡為250.5±1.7Ma，表明巖體侵位于早三疊世；2)c帶至e帶的熱液鋯石均發(fā)生了較強(qiáng)的蛻晶化作用，下交點(diǎn)年齡介于238～257Ma之間，可能代表著巖漿-熱液過(guò)渡階段的年齡(Zhietal., 2021)；3)5個(gè)相帶及天河石偉晶巖中的鈮鉭礦U-Pb定年結(jié)果介于240.1～251.4Ma；4)c帶、d帶和天河石偉晶巖中的錫石U-Pb定年結(jié)果介于240.7～241.8Ma之間，可代表巖漿晚期熱液活動(dòng)的年齡。此外，本課題組對(duì)采自a帶的天河石偉晶巖中鐵鋰云母的Ar-Ar同位素定年結(jié)果為242.9±0.47Ma，指示偉晶巖就位和巖漿熱液活動(dòng)的年齡。因此，白石泉巖體的巖漿-熱液活動(dòng)時(shí)間被限定于250～240Ma發(fā)生于早-中三疊世，持續(xù)時(shí)間約10Myr。

2.2 中亞造山帶東段典型天河石花崗巖及相關(guān)稀有金屬礦床

2.2.1 外貝加爾Orlovka天河石花崗巖型 Ta-Li-Rb 礦床

Orlovka 礦床位于西伯利亞?wèn)|南側(cè)的蒙古-外貝加爾造山，是Khangilay巖體礦化群之一，該巖體中發(fā)育Ta、Li、Sn和W礦床和礦點(diǎn)，距Spokoininskoe大型云英巖型W礦床僅8km。礦區(qū)花崗巖主要有三類，分別為黑云母花崗巖、淡色花崗巖-白崗巖以及微斜長(zhǎng)石-鈉長(zhǎng)石Li-F花崗巖(圖5；Beskinetal., 1994; Reyfetal., 2000; Dolgopolovaetal., 2004)。微斜長(zhǎng)石-鈉長(zhǎng)石Li-F花崗巖發(fā)育特征的巖相分帶，底部為斑狀石英-微斜長(zhǎng)石-鈉長(zhǎng)石-白云母花崗巖，含少量黃玉(約0.1%)；其上為等粒狀鈉長(zhǎng)石-微斜長(zhǎng)石-天河石花崗巖，含少量黃玉(約0.5%)，其中的白云母向上逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)殍F鋰云母；最上方為中粒鈉長(zhǎng)石-微斜長(zhǎng)石-鐵鋰云母-白云母-天河石花崗巖，以及細(xì)粒鈉長(zhǎng)石-鋰云母花崗巖。巖體中還發(fā)育晚期近直立的細(xì)粒鈉長(zhǎng)石化細(xì)晶巖巖枝，并可轉(zhuǎn)變?yōu)殁c長(zhǎng)巖、石英鋰云母巖和云英巖，它們與Li-F 花崗巖接觸帶常發(fā)育浸染狀黑鎢礦、白鎢礦和綠柱石。巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡為139.9±1.7Ma，為早白堊世巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物(Badaninaetal., 2010)。總體而言，Orlovka Li-F花崗巖為強(qiáng)過(guò)鋁、富鈉、富水、富氟而貧硅，與翁崗巖組分相似。天河石花崗巖邊部的稀有金屬含量最高(5077×10-6Li、6397×10-6Rb、313×10-6Cs、62×10-6Ta、116×10-6Nb和62×10-6W)(Badaninaetal., 2010)。

圖5 西伯利亞?wèn)|南側(cè)Orlovka Ta-Nb-Rb 礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Beskin et al., 1994)Fig.5 Simplified geological map of the Orlovka deposit area, Southeast Siberia (modified after Beskin et al., 1994)

Orlovka 礦床Ta-Li-Rb礦體主要賦存于鈉長(zhǎng)石-微斜長(zhǎng)石-石英(+天河石)花崗巖帶內(nèi)，巖石構(gòu)造和礦物組成變化較大，副礦物有鋰云母、黃玉、螢石和稀有金屬礦物。巖體富含鋰云母，為鈉長(zhǎng)石鋰云母花崗巖，并發(fā)育顯著的鉭鈮礦化。礦體呈近水平狀產(chǎn)出，總體為透鏡狀至碟狀，寬250m，厚度80～100m，走向延伸1200m左右。Ta-Nb主要產(chǎn)于鉭鐵礦和鈮鐵礦中，少量產(chǎn)于燒綠石-細(xì)晶石和錫石中，呈微浸染狀(Beskinetal., 1994)。礦床估算Ta2O5儲(chǔ)量3990t(平均品位0.014%)，Li2O儲(chǔ)量76萬(wàn)t(平均品位0.27%)，Rb2O儲(chǔ)量33.9萬(wàn)t(平均品位0.12%)，并伴生一定量的Nb和Be(Beskinetal., 1994; Seltmannetal., 2010)。

2.2.2 大興安嶺南段石灰窯天河石花崗巖型Rb-Nb-Ta礦床

石灰窯銣鈮鉭稀有金屬礦床位于內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林浩特市白音錫勒牧場(chǎng)，在區(qū)域上位于西伯利亞板塊和華北板塊之間的天山-興蒙造山帶南段，賀根山深斷裂和西拉木倫深斷裂之間。石灰窯礦區(qū)大部分被第四系沉積物所覆蓋，出露地層較少且單一，為上二疊統(tǒng)林西組，主要巖性為暗黑色炭質(zhì)板巖、硅質(zhì)板巖夾結(jié)晶灰?guī)r、變質(zhì)砂巖(孫艷等，2015)。礦區(qū)發(fā)育不同時(shí)代巖漿巖，以燕山期侵入巖為主，為主要含礦巖體。此外，礦區(qū)內(nèi)還發(fā)育少量海西期的花崗閃長(zhǎng)巖和閃長(zhǎng)巖(圖6a)。礦區(qū)內(nèi)背斜構(gòu)造發(fā)育，其軸向NE60°～70°。核部為含礦花崗巖巖體，局部可見(jiàn)殘留林西組板巖頂垂體，產(chǎn)狀平緩。西北翼為板巖、變質(zhì)砂巖及結(jié)晶灰?guī)r，巖層傾向NW，傾角58°～70°；東南翼為板巖、變質(zhì)砂巖夾砂質(zhì)灰?guī)r透鏡體，傾向SE，傾角40°～60°。斷裂構(gòu)造以正斷層為主，走滑斷層次之，斷層規(guī)模大小不一。正斷層一般規(guī)模較大，走向NE50°～60°，而走滑斷層規(guī)模較小，走向NW310°～330°。

圖6 大興安嶺南段石灰窯Rb-Nb-Ta礦床區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a)與礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)(據(jù)朱京占等，2013修改)Fig.6 Regional geological map (a) and mineral deposit geological map (b) of the Shihuiyao Rb-Nb-Ta deposit (modifed after Zhu et al., 2013)

前人根據(jù)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查在石灰窯共發(fā)現(xiàn)了6個(gè)含礦花崗巖體(Ⅰ～Ⅵ)，其分布和產(chǎn)出形態(tài)嚴(yán)格受NE向斷裂帶控制，并多呈巖基狀或巖株?duì)?圖6b；段先哲等，2006)。石灰窯含礦花崗巖巖體中普遍發(fā)育鈉長(zhǎng)石化和云英巖化蝕變，天河石為常見(jiàn)礦物。據(jù)鉆孔揭示，礦體底部存在黑云母堿長(zhǎng)花崗巖，為早-晚侏羅世侵位(160.2～162.9Ma；朱京占等，2013)，略早于礦化花崗巖(144.7～146.3Ma；孫艷等，2015)。其中Ⅴ號(hào)巖體為區(qū)域內(nèi)出露面積最大的含礦巖體，Ⅱ號(hào)巖體和Ⅳ號(hào)巖體為主要銣、鈮鉭、鈹?shù)V體的賦礦巖體，巖性主要為鈉長(zhǎng)石化天河石花崗巖、云英巖化花崗巖、云英巖化鈉長(zhǎng)石化花崗巖及云英巖，其中云英巖和云英巖化鈉長(zhǎng)石化花崗巖一般分布在礦體頂部，鈉長(zhǎng)石化花崗巖和含天河石鈉長(zhǎng)石化花崗巖一般分布在礦體底部(孫艷等，2015)。礦體形態(tài)復(fù)雜，呈似層狀、透鏡體狀，礦體展布方向受巖體控制，其產(chǎn)狀與巖體產(chǎn)狀基本一致。除了礦體之外，花崗巖體中還發(fā)育一定規(guī)模的天河石偉晶巖脈，其邊部為韻律狀的天河石粗粒晶體帶，中心為石英天河石帶。

石灰窯礦區(qū)主要的富銣礦物為天河石及云母族礦物，另含一定量的鈮鉭礦族礦物，天河石有巨晶狀，浸染狀及細(xì)脈狀三種，其中以浸染狀為主。云母族礦物呈不規(guī)則葉片狀，個(gè)體大約 0.5～2mm。鈮鉭鐵礦顆粒細(xì)小，在1mm左右，呈浸染狀分布在礦石之中，鈮鉭鐵礦呈針狀、長(zhǎng)錐狀，顆粒細(xì)小，自形晶體，個(gè)別針柱狀礦物周?chē)叻派鋾灒喾植加诎自颇噶严都笆?、鈉長(zhǎng)石的間隙中。

內(nèi)蒙古地質(zhì)局109地質(zhì)隊(duì)通過(guò)地質(zhì)填圖、探槽(7個(gè))、鉆孔(18個(gè))，對(duì)石灰窯礦區(qū)的稀有金屬資源作了初步評(píng)價(jià)，初步探明銣(Rb2O)資源量3.7萬(wàn)t，平均品位0.16%，遠(yuǎn)景Rb2O資源儲(chǔ)量超過(guò)87萬(wàn)t (孫艷等，2015)；鉭鈮(Ta, Nb)2O5資源量7176噸，平均品位為0.026% (Zhouetal., 2016)。最近，蔣少涌教授團(tuán)隊(duì)通過(guò)獨(dú)居石U-Pb同位素測(cè)年定年、獨(dú)居石和全巖Nd同位素分析，獲得石灰窯礦區(qū)富銣花崗巖形成于～145Ma，獨(dú)居石和全巖的εNd(t)分別為+1.6～+2.6和+0.34～+3.4, 二階段Nd模式年齡分別為741～824Ma和648～877Ma，表明原巖是新元古代幔源巖漿和古老地殼混合形成的新生地殼部分熔融的產(chǎn)物；通過(guò)全巖地球化學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)富銣花崗巖體具有高SiO2、Rb、Cs、Nb，低Sr、Ba、Ti、Eu、Zr/Hf、Nb/Ta的高分異花崗巖特征；并通過(guò)云母的成分分析發(fā)現(xiàn)，隨著巖漿分異程度升高，花崗巖中的云母由鐵葉云母和白云母向鐵鋰云母過(guò)渡，其中的Rb和F的含量也隨之增高，表明結(jié)晶分異作用在巖漿房?jī)?nèi)已經(jīng)接近完成，巖漿侵位后富鹵族元素和揮發(fā)分的流體-巖石相互作用共同主導(dǎo)控制了Rb等稀有金屬元素的礦化(Duanetal., 2021)。

2.2.3 大興安嶺南段維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦床

維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦位于大興安嶺南段晚古生代增生造山帶，黃崗-甘珠爾廟成礦帶西側(cè)。該地區(qū)自晚古生代至中生代經(jīng)歷了復(fù)雜的俯沖、碰撞造山和板內(nèi)伸展作用，構(gòu)造-巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈(Xiaoetal., 2003)。區(qū)域地層主要有古元古界寶音圖組變質(zhì)巖(亦被稱為錫林郭勒雜巖)、石炭系碎屑巖-碳酸鹽巖建造、二疊系林西組和大石寨組碎屑巖以及侏羅系滿克頭鄂博組和萬(wàn)寶組火山-沉積巖系。區(qū)域巖漿巖活動(dòng)主要有晚石炭世和早白堊世兩期。晚石炭世侵入巖主要為鈣堿性花崗質(zhì)侵入巖(劉翼飛等，2010)，巖性主要為閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖和黑云母花崗巖，形成時(shí)代介于298～320Ma之間(王瑾，2009；薛懷民等，2010；王新宇等，2013)。早白堊世巖漿活動(dòng)主要有：1)零星出露于礦區(qū)北東的達(dá)青牧場(chǎng)一帶的肉紅色花崗巖株(Liuetal., 2016; 武廣等，2021)；2)以巖基產(chǎn)于礦區(qū)東南側(cè)北大山地區(qū)的淺灰色中細(xì)?；◢徍突◢彴邘r，形成時(shí)代為140Ma左右(武廣等，2021)；3)以小巖體出露于礦區(qū)巴音高勒蘇木西部含天河石堿長(zhǎng)花崗巖，局部含天河石偉晶巖。區(qū)域礦產(chǎn)主要以Sn-Li-Rb多金屬礦化為主，維拉斯托中型脈狀銅鋅礦、拜仁達(dá)壩超大型脈狀銀鉛鋅礦都賦存在相近的空間范圍(3km以內(nèi))，不同成礦元素組合的礦床自東向西依次產(chǎn)出(周振華等，2019)。

礦區(qū)內(nèi)主要的容礦圍巖為寶音圖群黑云母斜長(zhǎng)片麻巖、角閃斜長(zhǎng)片麻巖(圖7a)，片麻狀結(jié)構(gòu)明顯，局部出露少量石炭系石英閃長(zhǎng)巖。礦區(qū)北東向斷裂構(gòu)造發(fā)育，走向變化不大，傾向呈波狀起伏，變化較大。與成礦密切相關(guān)的巖體為天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖，隱伏于礦區(qū)深部，最淺處距地表約400m (圖7b)。天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖中可見(jiàn)浸染狀和細(xì)脈狀Sn-Li-Rb礦化，呈巖枝狀侵入到圍巖黑云母片麻巖和石英閃長(zhǎng)巖中，斑晶為石英、鉀長(zhǎng)石(部分為天河石)，鈉長(zhǎng)石化、云英巖化普遍。天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖頂部附近巖相分帶明顯，自上而下分別為似偉晶巖、鈉長(zhǎng)石化天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖、天河石堿長(zhǎng)花崗巖斑巖和白云母花崗巖，礦化逐漸減弱，鋰云母、黃玉和鈉長(zhǎng)石含量逐漸降低，巖體內(nèi)局部可見(jiàn)流動(dòng)構(gòu)造(祝新友等，2016)。前人對(duì)礦區(qū)內(nèi)含天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖開(kāi)展了大量的年代學(xué)工作，測(cè)得的年齡主要分布在138～130Ma之間(Liuetal., 2016;翟德高等，2016；Yangetal., 2019；張?zhí)旄５龋?019；武廣等，2021)。與之對(duì)應(yīng)的是，維拉斯托礦區(qū)內(nèi)的脈型礦和云英巖礦化年齡其年齡區(qū)間為136～129Ma(Liuetal., 2016; Wang at al.,2017; 劉瑞麟等，2018；Gaoetal., 2019；Yangetal., 2019;周振華等，2019)，與含天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖成巖時(shí)代在誤差范圍內(nèi)一致。

圖7 大興安嶺南段維拉斯托Sn-Li-Rb多金屬礦床礦區(qū)地質(zhì)圖(a)與剖面示意圖(b)(據(jù)Wang et al., 2017修改)Fig.7 Regional geological map of mining area (a) and geological schematic profile (b) of the Weilasituo Sn-Li-Rb deposit(modified after Wang et al., 2017)

圍巖蝕變以云英巖化、硅化和螢石化最為普遍，還發(fā)育有絹云母化、綠簾石化、葉臘石化和高嶺土化等。礦石礦物主要有錫石、閃鋅礦、鋰云母、黃銅礦、黃鐵礦和天河石，其次為黑鎢礦、方鉛礦、輝鉬礦等。礦石構(gòu)造主要有塊狀、浸染狀、條帶狀和脈狀構(gòu)造(Wangetal., 2017)。維拉斯托Sn-Li-Rb礦區(qū)礦體總體呈垂向分帶性，深部主要是以Sn 為主，伴生Li-Rb-Nb-Ta等成礦元素，最具有經(jīng)濟(jì)價(jià)值的浸染狀和網(wǎng)脈狀礦體集中在天河石堿長(zhǎng)花崗斑巖的頂部，Sn 的品位在0.30%～0.90% SnO2之間，向下進(jìn)入斑巖體內(nèi)部礦化變?nèi)?。中部為以Sn為主的隱爆角礫巖筒型礦體，主要的礦石礦物為錫石、鋰云母、黃銅礦和閃鋅礦。角礫巖筒上部發(fā)育大量鱗片狀鋰云母，Li、Rb 等元素含量很高，具有成為獨(dú)立大型稀有金屬礦體的潛力。淺部為以Sn-W-Zn-Cu-Mo 礦化為主的石英大脈-網(wǎng)脈狀礦體，主要賦存于北東向斷裂構(gòu)造中，礦體沿走向上連續(xù)性好，但在傾向上分支復(fù)合，形態(tài)復(fù)雜，品位和厚度變化較大(周振華等，2019)。目前已控制錫金屬量8.98萬(wàn)t，平均品位0.80%SnO2，鋅金屬量8.00萬(wàn)t，平均品位0.72%，WO3金屬量1.33萬(wàn)t，平均品位0.44% WO3，鉬金屬量0.03萬(wàn)t，平均品位0.13%(劉瑞麟等，2018)；另外，在隱爆角礫巖中發(fā)現(xiàn)大量的含鋰云母，估算Li2O資源量?jī)?chǔ)量35.7萬(wàn)t，平均品位1.28% LiO2，Rb2O資源儲(chǔ)量9.4萬(wàn)t，平均品位0.34% Rb2O，斑狀細(xì)粒堿長(zhǎng)花崗巖體的頂部還存在鈮、鉭等成礦元素(劉瑞麟等，2018)。

3 中亞造山帶天河石花崗巖時(shí)空分布與構(gòu)造背景

3.1 中亞造山帶構(gòu)造格架和演化

作為世界上保存完整且最典型的增生造山帶，中亞造山帶在顯生宙期間經(jīng)歷了強(qiáng)烈的陸殼增生與改造作用，其伴隨多期次的殼幔相互作用和極為多樣的成礦過(guò)程，是全球三大成礦域之一(eng?retal., 1993; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2004, 2015; Windleyetal., 2007; 薛春紀(jì)等，2014, 2020；Gaoetal., 2018; Muhtaretal., 2021)。中亞造山帶的形成是古亞洲洋(Paleo-Asian Ocean)長(zhǎng)期俯沖消減的產(chǎn)物, 因而又稱古亞洲構(gòu)造域(Dobretsovetal., 1995)。中亞造山帶具有多塊體與多縫合帶鑲嵌和山-盆耦合的大地構(gòu)造格局，地殼經(jīng)歷了古生代地塊拼合增生過(guò)程和中新生代陸內(nèi)造山過(guò)程(秦克章等, 2002)。中亞造山帶的陸塊規(guī)模小于現(xiàn)代大陸板塊，陸間洋盆小于現(xiàn)代大洋，地殼增生過(guò)程復(fù)雜多樣(肖文交等，2019)。古地理、古構(gòu)造和沉積學(xué)以及大地構(gòu)造相分析表明中亞增生造山帶具有多島海復(fù)雜古地理環(huán)境(Xiaoetal., 2008; 潘桂棠等, 2016)，同時(shí)存在長(zhǎng)條狀島鏈，在增生造山過(guò)程中發(fā)生大規(guī)模山彎構(gòu)造(eng?retal., 1993; Xiaoetal., 2015, 2018)。

中亞造山帶的大型-超大型礦床總體上表現(xiàn)出網(wǎng)格狀(結(jié)狀)分布特征和聚礦帶的菱形鑲嵌狀展布規(guī)律，發(fā)育以增生造山階段的弧環(huán)境相關(guān)礦床(蛇綠巖型鉻鐵礦、斑巖銅礦、塊狀硫化物礦床)，與碰撞造山(造山型金礦)和后碰撞陸內(nèi)巖石圈伸展相關(guān)的大陸環(huán)境礦床(巖漿銅鎳礦、斑巖鉬礦、熱液金礦、砂巖鈾礦等)(陳衍景，2000；Qinetal., 2002，2011；秦克章等，2002，2017；Wuetal., 2016, 2018b; 肖文交等，2019; Muhtaretal., 2021a)。研究者對(duì)于古亞洲洋的閉合時(shí)間，特別是對(duì)古亞洲洋西段的古天山洋閉合時(shí)間，目前仍存晚泥盆世、晚石炭世或三疊紀(jì)等多種觀點(diǎn)(秦克章等, 2003; 顧連興等, 2006; Xiaoetal., 2015, 2018；Chenetal., 2020；Muhtaretal., 2020b, c, 2021)。最近，古地磁數(shù)據(jù)以及古地理結(jié)果顯示古亞洲洋的閉合過(guò)程整體呈剪刀式由西往東穿時(shí)完成，古生物的混生也顯示了同樣的穿時(shí)性，安加拉植物群和華夏植物群的混生在中二疊世已在天山-北山地區(qū)大量出現(xiàn)，而在東段興蒙造山帶地區(qū)則要持續(xù)到晚二疊世才廣泛出現(xiàn)(Zhangetal., 2021)。

3.2 中亞造山帶西段天河石花崗巖的構(gòu)造背景

中亞造山帶西段古生代巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，且多與古亞洲洋的俯沖、增生和隨后的碰撞造山作用有關(guān)(吳昌志等, 2006; 周濤發(fā)等, 2010; Chenetal., 2019; Muhtaretal., 2020c)。然而近年來(lái)該區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了一系列三疊紀(jì)的花崗(偉晶)巖及相關(guān)巖漿熱液礦床。本文收集中亞造山帶西段6個(gè)含天河石花崗巖及相關(guān)稀有金屬礦床的年代學(xué)結(jié)果介于310～209Ma之間，主要集中于245Ma左右，與中亞造山帶西段稀有金屬礦化的峰期基本一致(表1；圖8)。顧連興等(2006)認(rèn)為，晚石炭世以來(lái)，隨著古亞洲洋的閉合，中亞造山帶西段陸殼整體化以后又受到了特提斯構(gòu)造體制的顯著影響，區(qū)內(nèi)印支期巖漿活動(dòng)為中亞構(gòu)造體制向特提斯體制轉(zhuǎn)換的產(chǎn)物。三疊紀(jì)時(shí)期，北特提斯洋盆向昆侖地體強(qiáng)烈俯沖，并導(dǎo)致其中的一些微陸塊與東昆侖北側(cè)的塔里木和柴達(dá)木等地體碰撞(許志琴等，2001)。東昆侖北緣距東天山的星星峽不過(guò)600km，因此俯沖和碰撞所產(chǎn)生的擠壓力必然有相當(dāng)一部分向北傳輸，并可能造成中亞造山帶西段的陸內(nèi)擠壓、俯沖、地殼縮短和加厚(舒良樹(shù)等，2004；Greeneetal., 2005)。中-晚三疊世，隨著古特提洋殘留片向北的俯沖作用發(fā)生一系列后撤和回卷作用，在青藏高原北部形成了可可西里-松潘-甘孜弧后盆地(Dingetal., 2013)，造成其北側(cè)陸塊的局部松弛，由此引發(fā)的陸內(nèi)伸展作用造成中亞造山帶內(nèi)三疊紀(jì)較為廣泛的殼-幔相互作用(Leietal., 2020)及稀有金屬成礦作用。中亞造山帶和岡底斯印支期巖漿巖及相關(guān)稀有金屬礦床的產(chǎn)出在空間上均同古特提斯洋俯沖帶近乎平行，且時(shí)代相近(松潘-甘孜-甜水海成礦帶的稀有金屬成礦在210Ma；Xuetal., 2020)，進(jìn)一步表明中亞造山帶和岡底斯造山帶的巖漿活動(dòng)在三疊紀(jì)時(shí)期均受控于古特提斯洋構(gòu)造域(Wuetal.,2010；Leietal., 2020)。

圖8 中亞造山帶天河石花崗巖年齡分布統(tǒng)計(jì)(數(shù)據(jù)及文獻(xiàn)據(jù)表1)Fig.8 Geochonology histogram for amazonite granitic plutons of the Central Asian Orogenic Belt (data and references from Table 1)

表1 中亞造山帶天河石花崗巖年及相關(guān)稀有金屬礦床年代學(xué)統(tǒng)匯總表Table 1 The compile of geochronology results of the amazonite granite and related rare metal mineralization from the Central Asian Orogenic Belt

續(xù)表1Continued Table 1

3.3 中亞造山帶東段天河石花崗巖的構(gòu)造背景

中亞造山帶東段位作為古亞洲洋最終閉合場(chǎng)所已被學(xué)者廣泛接受，然而該地區(qū)在基底屬性、大洋消亡時(shí)間、縫合帶空間配置及陸殼生長(zhǎng)方式等方面仍存在爭(zhēng)論(Wuetal., 2011b; Seltmannetal., 2014; Liuetal., 2017;秦克章等，2017; Zhouetal., 2018)。古亞洲洋構(gòu)造體系的巖漿巖以早古生代、石炭紀(jì)和二疊紀(jì)分布面積最廣(張萬(wàn)益等，2008；劉翼飛等，2012；王繼春，2016；朱雪峰等，2018；高征西等，2019)。礦床以斑巖型銅金鉬和巖漿型銅鎳為主。

中亞造山帶東部晚早古生代礦床呈點(diǎn)狀分布、時(shí)空分布不均一，主要分布在賀根山-黑河縫合帶以及華北克拉通北緣，主要為斑巖型銅金鉬。晚古生代礦床集中分布在華北克拉通北緣，而在中國(guó)東北等中間地塊較多的區(qū)域成礦較弱，主要為熱液型銀鉛鋅銅和斑巖-矽卡巖型銅鉬金礦床，成礦整體受古亞洲俯沖構(gòu)造體制的控制(Wilde, 2015; Yangetal., 2015, 2016; Zhaoetal., 2018)。三疊紀(jì)巖漿熱液礦床呈面狀分布主體處于古亞洲洋碰撞后伸展背景，以發(fā)育典型的斑巖型鉬銅礦和巖漿銅鎳礦組合為特征，礦床集中分布在額爾古納-中蒙古地塊和興安地塊、大興安嶺南段、遼遠(yuǎn)地塊及松嫩-張廣才嶺地塊的小興安嶺-張廣才嶺，但額爾古納-中蒙古地塊成礦特點(diǎn)與后者明顯不同，同期興安地塊大興安嶺北段幾乎沒(méi)有成礦作用，反映了蒙古弧形斷裂兩側(cè)不同構(gòu)造體制(Wanetal., 2009；呂斌等，2017)。早-中侏羅世巖漿熱液礦床同樣呈面狀分布，小興安嶺和興凱地塊吉黑東部發(fā)育大量斑巖型鉬礦和矽卡巖型鉛鋅礦組合，而蒙古-鄂霍茨克造山帶最西側(cè)出現(xiàn)造山型金礦和南側(cè)額爾古納-中蒙古地塊出現(xiàn)淺成低溫?zé)嵋盒豌y鉛鋅礦及斑巖型銅鉬礦組合，顯示了不同的構(gòu)造體制的疊加(陳志廣等，2008；郝宇杰等，2013；Huetal., 2014; 呂斌等，2017；秦克章等2017；Zhouetal., 2018)。

晚侏羅世-早白堊世中性-酸性巖漿巖在中國(guó)東北分布最為廣泛。額爾古納地塊和大興安嶺北段主要為熱液型銀鉛鋅礦床和斑巖型鉬礦床，主要受控于蒙古鄂霍茨克造山帶碰撞后伸展。小興安嶺和吉林東部主要為淺成低溫?zé)嵋盒?、斑巖型銅金礦，是典型的古太平洋俯沖弧的產(chǎn)物(Sunetal., 2012；秦克章等, 2017；李真真等，2020)。本文收集整理的中亞造山帶東段7個(gè)含天河石花崗巖及相關(guān)成礦作用年齡介于450～117Ma之間，主要集中于140Ma左右(表1；圖8)，與大興安嶺南段的巖漿熱液型銀鉛鋅鎢錫鈮鉭鋰礦床、斑巖型鉬礦和熱液型銅礦形成時(shí)代和構(gòu)造背景相一致，應(yīng)是蒙古鄂霍茨克造山帶碰撞后伸展和古太平洋俯沖弧后伸展背景共同疊加的作用(Yangetal., 2019; 李真真等，2019；Wuetal., 2020; Duanetal., 2021)。

4 天河石花崗巖型銣礦的研究展望

4.1 成巖成礦時(shí)代的精確限定

鋯石能較好地保持U-Pb同位素體系的封閉，是最理想的U-Pb同位素定年對(duì)象之一(Poitrassonetal., 2002)，被廣泛應(yīng)用于花崗質(zhì)巖漿巖的定年工作。然而，由于鋯石較早發(fā)生分離結(jié)晶，殘余巖漿或高度分異的花崗巖漿中的鋯難以達(dá)到飽和結(jié)晶出鋯石，因而這類花崗巖中的鋯石十分缺乏(吳福元等，2015)。此外，高演化花崗巖中鋯石的U、Th含量普遍較高，易發(fā)生放射性晶格損傷和后期熱事件影響而失去U-Pb同位素平衡(Geisleretal., 2007; Kusiaketal., 2009; Dengetal.，2013)。因此在對(duì)富銣花崗巖開(kāi)展鋯石年代學(xué)分析的過(guò)程中，應(yīng)利用顯微觀察、鋯石陰極發(fā)光和拉曼光譜等手段區(qū)分巖漿鋯石與繼承鋯石、捕獲鋯石、蛻晶化鋯石和熱液鋯石，再進(jìn)行針對(duì)性的定年分析、數(shù)據(jù)處理和結(jié)果解釋(Wangetal., 2016)。

高演化花崗巖漿及相關(guān)熱液作用過(guò)程中，錫、鈮、鉭和稀土元素等通常也能發(fā)生富集并產(chǎn)生錫石、鈮鉭礦和獨(dú)居石等副礦物。錫石、鈮鉭礦和獨(dú)居石通常含有較多的U，且U-Pb體系封閉溫度較高，具有較強(qiáng)的抵抗后期熱液擾動(dòng)能力(Romer and Smeds, 1994, 1996, 1997; Dengetal., 2013; Cheetal., 2015)，是限定晚期巖漿、熱液作用或相關(guān)成礦作用的年齡的重要手段，并已成功應(yīng)用于多個(gè)地區(qū)的花崗巖、偉晶巖的形成時(shí)代和鈮鉭礦化時(shí)代的研究(Romer and Smeds，1994; Cheetal.，2015; Lupulescuetal.，2018; Yanetal.，2018)。因此，在無(wú)法獲得可靠的鋯石結(jié)晶年齡的前提下，可以利用新興的鈮鉭鐵礦、錫石、獨(dú)居石、磷釔礦和石榴石等礦物U-Pb同位素定年方法獲取富銣花崗巖或偉晶巖的形成時(shí)代(Zhangetal., 2017a,b)。

此外，由于富銣花崗巖和相關(guān)銣礦床中的礦石礦物主要為鋰云母和天河石等富銣礦物，因此選擇白云母(包括鐵鋰云母和鋰云母)進(jìn)行Ar-Ar定年，選擇富銣天河石、鐵鋰云母等富銣礦物開(kāi)展Rb-Sr等時(shí)線定年(放射性成因Sr/普通Sr比值極高，易于獲得精確的Rb-Sr等時(shí)線年齡)，進(jìn)而可以更加直接地限定銣等稀有金屬的成礦年齡。

4.2 巖漿演化與流體分異過(guò)程

天河石花崗巖因常與稀有金屬成礦密切相關(guān)而受到廣泛關(guān)注(Manning, 1981; Pichavantetal., 1988; Webster and Holloway, 1990；朱金初等，1993; Raimbault and Burnol, 1998; Reyfetal., 2000; Guetal., 2011; Solomovichetal., 2012)。關(guān)于這類花崗巖的成因目前主要有巖漿結(jié)晶和熱液交代兩種觀點(diǎn)。目前，多數(shù)人認(rèn)為黃玉花崗巖主要是巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物 (Kovalenko and Kovalenko, 1984; Zhuetal., 2001)，但仍有研究者傾向于其交代成因(Kleeman, 1985; Raimbaultetal., 1995; Lowenstern and Sinclair, 1996; Breiteretal., 1997; Soufi, 2021)。

含黃玉花崗巖火山相類似物(Burtetal., 1982; Pichavantetal., 1988；Kovalenkoetal., 1995; Xieetal., 2013; Agangietal., 2014; Merceretal., 2015)的發(fā)現(xiàn)為含黃玉花崗巖的巖漿成因提供了最直接的證據(jù)。同時(shí)，一系列實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)和熔體包裹體研究成果也逐步證明了由富氟花崗巖漿分離結(jié)晶而產(chǎn)生含黃玉花崗巖的可能性(Badaninaetal., 2008)，并初步解釋了富氟花崗巖類巖相分帶的形成機(jī)制。Qz-Ab-Or-H2O-F系統(tǒng)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果(Manning, 1981)表明，富F巖漿的分離結(jié)晶將使殘余熔體朝著F、H2O、Al2O3和Na2O增加而SiO2、Fe2O3、FeO和K2O減少的方向演化，其結(jié)果是使花崗巖熔體變?yōu)槲虓弾r質(zhì)熔體(Kovalenko and Kovalenko, 1984; Dostaletal., 2015)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究(Webster and Holloway, 1990; Holtzetal., 2001；Xiongetal., 2002)結(jié)果還表明，F(xiàn)在高溫時(shí)趨于進(jìn)入流體相，而在低溫時(shí)則進(jìn)入熔體相。在巖漿由下往上固結(jié)過(guò)程中，揮發(fā)分的出溶將釋出F和H2O，并使之沿著溫度和壓力梯度向巖漿體上部聚集(Zhuetal., 1996; Burnham, 1997; Lukkari and Holtz, 2007)。F 和H2O的向上富集降低了上部巖漿的固相線，從而擴(kuò)大了巖漿結(jié)晶的溫度間隔(Manning, 1981; Kovalenko and Kovalenko, 1984; Xiongetal., 2002)。同時(shí)，F(xiàn)和H2O的富集又使巖漿的密度和粘度下降，有利于組分?jǐn)U散和晶體-熔體分離(Dingwelletal., 1985; Websteretal., 2018)，從而使分離結(jié)晶作用能充分地進(jìn)行，并造成明顯的巖漿分帶。

富氟花崗巖漿演化晚期，F(xiàn)和H2O等揮發(fā)分的大量富集，使這類巖石晚期巖相受到強(qiáng)烈的熱液蝕變，并常伴有云英巖化和稀有金屬礦化(朱金初等，2002)。Dostal 及其合作者(Dostal and Chatterjee, 1995, 2000; Dostaletal., 2004)對(duì)加拿大新斯科舍Davis Lake pluton的研究表明，稀有金屬在晚期巖漿中的富集是分離結(jié)晶和流體搬運(yùn)共同作用的結(jié)果。Halteretal.(1998a, b)也認(rèn)為流體可使殘余巖漿發(fā)生充分分異，而在流體高度富集之處，往往發(fā)生云英巖化和Sn礦化。

對(duì)于花崗巖型銣礦中銣的富集和成礦機(jī)制，目前研究較少。通常認(rèn)為，巖漿分離結(jié)晶、巖漿-熱液轉(zhuǎn)換(過(guò)渡)及流體作用是稀有金屬富集成礦的重要過(guò)程(Linnenetal., 2012)。因此，理解Rb等稀有金屬富集成礦過(guò)程的關(guān)鍵之一是能夠識(shí)別巖漿分異、流體出溶和熱液交代過(guò)程并且評(píng)估它們對(duì)于稀有金屬成礦的重要性(Linnenetal., 2012)。針對(duì)鋯石、白云母、鈮鉭鐵礦等巖漿和熱液貫通性礦物的精細(xì)礦物學(xué)和礦物化學(xué)研究是解決上述問(wèn)題的重要途徑(Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。

研究表明，熱液鋯石所特有的高LREE含量和低Zr/Hf比值應(yīng)為非電荷和半徑控制(Non-CHARAC)行為所導(dǎo)致(Bau, 1996)，該現(xiàn)象常見(jiàn)于富揮發(fā)分的高演化巖漿巖中，發(fā)生于巖漿系統(tǒng)向熱液系統(tǒng)的轉(zhuǎn)換過(guò)程(Veksler, 2004)。Non-CHARAC行為的發(fā)生通常伴隨著全巖與包括鋯石在內(nèi)的各種礦物發(fā)生稀土元素的”四分組”效應(yīng)(Bau, 1996; Irber, 1999; Veksleretal., 2005)。 “四分組”效應(yīng)的形成通常被認(rèn)為與熱液流體-巖石相互作用有關(guān)(Moneckeetal., 2002, 2007; Badaninaetal., 2006)，而M型“四分組”效應(yīng)的形成被認(rèn)為是富氟流體與熔體在固相線以上的相互作用有關(guān)(Wuetal., 2011a)。因此，熱液鋯石的結(jié)晶應(yīng)代表巖漿演化晚期發(fā)生了巖漿流體-熔體相互作用，巖漿-熱液系統(tǒng)中的Th、U、Hf、Ta和REEs等元素優(yōu)先集中在與殘余熔體共存的富F流體當(dāng)中(顧連興等, 2007；Yangetal., 2014; Bernietal., 2020)。

4.3 富礦體的形成過(guò)程與找礦方向

Rb的富集通常與巖漿的高度演化有關(guān)(Wuetal., 2011a)。但是，淡色花崗巖中的富Rb礦物主要為天河石，而品位高且易于工業(yè)利用的礦石礦物(如鐵鋰云母和鋰云母)主要產(chǎn)于鈉長(zhǎng)石化天河石花崗巖或鈉長(zhǎng)花崗巖相之中(顧連興等，2007；Guetal., 2011)，指示在天河石花崗巖的鈉長(zhǎng)石化過(guò)程中，發(fā)生了Rb從鉀長(zhǎng)石(天河石)向白云母(鐵鋰云母和鋰云母)的再分配過(guò)程。最近，針對(duì)國(guó)寶山Rb礦的選冶實(shí)驗(yàn)表明(黃雯孝等，2019)，天河石和云母的混合礦在添加氯化鈉焙燒后可制取含RbCl達(dá)99.97%的銣鹽。天河石晶體與氯化鈉焙燒反應(yīng)實(shí)驗(yàn)結(jié)果也顯示，直徑1cm天河石晶體與氯化鈉在900℃條件下恒溫4小時(shí)間便生成了寬近2000μm的鈉長(zhǎng)石反應(yīng)邊，表明天河石向鈉長(zhǎng)石的轉(zhuǎn)變過(guò)程可能與Rb從天河石遷出有關(guān)。

在花崗巖母巖漿持續(xù)分異演化的過(guò)程中，晚期巖相中的天河石含量逐漸升高，巖性也從淡色花崗巖相逐步向富銣、富氟和富鈉質(zhì)的巖漿體系演化。當(dāng)巖漿演化到最晚期，即巖相中的天河石含量隨著鈉長(zhǎng)石含量的增加而減少，且鐵鋰云母(主要富Rb礦物)含量顯著增加，并成為最重要的工業(yè)礦體。天河石花崗巖的鈉長(zhǎng)石化階段可被認(rèn)為是Rb從巖漿階段結(jié)晶的天河石大量遷出并進(jìn)入熱液成因云母類礦物的過(guò)程，也是Rb的重要的成礦過(guò)程。此外，富銣富氟流體或熱液從花崗質(zhì)巖漿中出溶后，當(dāng)遇到能使F等鹵族元素快速沉積的介質(zhì)(如富鈣巖石)時(shí)，更可發(fā)生螢石大量的沉淀和Rb的快速卸載，形成富銣云母的銣礦體。因此，天河石花崗巖發(fā)育區(qū)應(yīng)是銣礦的找礦靶區(qū)，巖體邊部的鈉長(zhǎng)石化帶以及巖體外圍的螢石蝕變帶應(yīng)是富銣體的重要找礦標(biāo)志。

5 結(jié)語(yǔ)

中亞造山帶是全球最重要的天河石花崗巖和相關(guān)稀有金屬礦床成礦域，其西段大量發(fā)育三疊紀(jì)天河石花崗巖，而東段大量發(fā)育晚侏羅至早白堊世天河石花崗巖，銣等稀有金屬成礦潛力巨大。中亞造山帶西段三疊紀(jì)天河石花崗巖的成巖與成礦作用受控于古亞洲洋向特提斯洋構(gòu)造域的轉(zhuǎn)折，而東段晚侏羅至早白堊世天河石花崗巖的成巖與成礦作用受控于古亞洲洋向古太平洋構(gòu)造域的轉(zhuǎn)折。

天河石花崗巖通常發(fā)育有較好的巖相分帶，在礦物學(xué)上富含(鐵)鋰云母、黃玉或螢石，與鋰氟花崗巖關(guān)系密切，鋁飽和指數(shù)變化較大(過(guò)鋁質(zhì)到堿質(zhì)均有發(fā)育)，稀土四組分效應(yīng)明顯，是巖漿分離結(jié)晶和流體分異共同作用的產(chǎn)物。天河石花崗巖形成和演化過(guò)程中伴隨F、Cl等揮發(fā)性元素的富集和遷移，Nb-Ta-Sn-Li-Rb-Cs等稀有金屬元素的礦化普遍，是尋找銣等稀有金屬礦床的有利對(duì)象。

致謝感謝合肥工業(yè)大學(xué)周濤發(fā)教授和范裕教授的約稿；感謝中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所張輝研究員和中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所李建康研究員認(rèn)真評(píng)閱論文并提出了寶貴修改意見(jiàn)。感謝南京大學(xué)陳駿院士對(duì)論文工作的鼓勵(lì)與指導(dǎo)。