凤永刚，梁 婷，雷如雄，鞠明辉，张忠利，高景刚，周 义，吴昌志

(1. 长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054； 2. 长安大学 成矿作用及其动力学实验室，陕西 西安 710054； 3. 新疆维吾尔自治区有色地质勘探局七〇六队，新疆 阿勒泰 836500)

0 引 言

稀有金属伟晶岩是锂、铍、铌、钽、稀土等战略金属的主要来源，其成矿作用一直是伟晶岩研究的热点[1-3]。大量地质资料显示，多数稀有金属伟晶岩产于造山带内[4-5]，其围岩可以是不同变质程度的地层或花岗质侵入岩体[6-10]。稀有金属伟晶岩按矿物组合和地球化学特征，可划分为锂-铯-钽(LCT)型和铌-钇-氟(NYF)型两大类[11]。前者的源区地球化学特征与过铝质S型花岗岩的源区相似；而后者则与A型花岗岩的源区相当；极少数锂-铯-钽型和铌-钇-氟型伟晶岩的源区与I型花岗岩的源区具有相似的地球化学特征[12]。锂-铯-钽型与铌-钇-氟型伟晶岩的过渡类型(Hybridization Type)也有过相关报道[6,13-14]。稀有金属伟晶岩的矿物组合、矿化类型和矿化形式复杂多样，要深入理解其矿化过程，需要了解伟晶岩的结晶过程。

20世纪90年代，London提出过度冷却(Undercooling)模型，以解释伟晶岩结晶过程中出现的复杂内部结构[15]。该模型认为，伟晶岩中的矿物粒度突然变化、矿物组合分带、矿物独特生长特点(如晶体骨骼状、树枝状的生长形态及文象结构)都归因于伟晶岩熔体在过冷条件下(通常低于花岗质熔体的液相线200 ℃～250 ℃)快速冷却结晶[3,16-18]。Chakoumakos等首先计算了美国新墨西哥州内Harding伟晶岩的冷却时间，发现在伟晶岩侵位温度和压力、围岩温度以及伟晶岩厚度得到约束的前提下，Harding伟晶岩由650 ℃开始结晶，冷却至固相线以下0 ℃～200 ℃所需时间少于1 000年[19]。其后，不少学者对其他地区的伟晶岩冷却时间进行了限定，这些研究亦认为伟晶岩存在快速冷却结晶的现象[16,20-22]。然而，近年来伟晶岩年代学研究显示伟晶岩的冷却结晶时间可能长达几百万年。例如，Snee等注意到美国加利福尼亚州圣迭戈地区的Little Three伟晶岩中，白云母核部和边部的年龄差值可达1.3 Ma[23]；Müller等认为挪威南部Evje-Iveland铌-钇-氟型伟晶岩(厚度为15～19 m)经历了至少5 Ma的结晶过程[5]。此外需要注意的是，过度冷却模型采用的假设条件是：围岩为镁铁质变质岩(如斜长角闪岩)且伟晶岩熔体侵位时的围岩温度为450 ℃[3,17]。但对于稀有金属伟晶岩侵位于花岗岩的情形(如花岗岩的导热性、自身的冷却历史等因素的影响)，该模型并未涉及。事实上，中国新疆阿尔泰和东天山造山带内诸如大喀拉苏、镜儿泉等地区的稀有金属伟晶岩均侵位于花岗岩中且形成具有经济价值的矿床[6,24]。因此，过度冷却模型是否可用于解释此类稀有金属伟晶岩形成过程仍有待检验。

高分异花岗岩及伟晶岩中的锆石往往出现蜕晶质化和热液蚀变现象[25-26]，严重影响其U-Pb同位素体系，导致其结晶年龄难以被准确测定[27]；而同类型岩石中的铌钽铁矿U-Pb同位素体系受蜕晶质化影响较小[27-28]。因此，具有极低普通铅的铌钽铁矿成为高分异花岗岩及花岗伟晶岩中极为理想的定年矿物[27,29-30]。目前，铌钽铁矿U-Pb年代学已成功应用于多个地区花岗岩及伟晶岩形成时代的研究[27-28,30-38]。随着原位定年技术的日新月异，精确的年龄数据可以揭示伟晶岩结晶时间是否超过百万年。因此，有必要从年代学角度进一步认识伟晶岩的结晶历史。

本文以新疆大喀拉苏和镜儿泉地区稀有金属伟晶岩为例，在详细野外地质观察基础上，结合铌钽铁矿U-Pb年代学研究结果，探讨侵位于花岗岩内稀有金属伟晶岩是否存在快速冷却现象。选择这两个地区的稀有金属伟晶岩作为研究对象原因如下：①大喀拉苏1号伟晶岩(含绿柱石)及镜儿泉1号锂辉石伟晶岩代表不同矿化类型且分带性良好；②两处伟晶岩与围岩的露头状况良好，伟晶岩与花岗岩之间接触关系清晰可见；③前人积累的年龄数据(表1)以及本文利用LA-ICP-MS铌钽铁矿U-Pb定年获得镜儿泉1号锂辉石伟晶岩锂辉石-长石-石英带的可靠年龄，为揭示该伟晶岩结晶历史提供了重要依据。

1 区域地质背景及研究现状

1.1 大喀拉苏1号伟晶岩

中奥陶统变质地层的形成时代为465 Ma;图件引自文献[6]图1 新疆阿尔泰地区大喀拉苏伟晶岩密集区地质简图Fig.1 Schematic Geological Map of Dakalasu Pegmatite Field in Altay Area of Xinjiang

中国新疆阿尔泰造山带整体呈NW—SE向，是中亚造山带的重要组成部分，也是中国最重要的稀有金属成矿带之一[53-60]。Windley等根据造山带内的主要断裂将中国新疆阿尔泰造山带划分为五大地体，即阿尔泰山地体、西北阿尔泰山地体、中阿尔泰山地体、琼库尔—阿巴宫地体以及额尔齐斯地体[53]。大喀拉苏伟晶岩密集区位于新疆维吾尔自治区阿勒泰市东南方向约36 km处，构造位置上处于琼库尔—阿巴宫地体[6,38]。区内出露地层为中泥盆统板岩、片岩、片麻岩，海西晚期似斑状黑云母花岗岩和二云母花岗岩为主要侵入岩体(图1)，区内伟晶岩脉体超过1 000条[6]。邹天人等对似斑状黑云母花岗岩进行锆石U-Pb定年，所获年龄分别为256.1 Ma[6]和(248.0±4.0)Ma[41]。而李强等的锆石U-Pb定年结果显示该岩体形成时代较早，为(264.1±2.1)Ma[42]。

大喀拉苏1号伟晶岩是该伟晶岩区规模最大的伟晶岩脉，侵位于似斑状黑云母花岗岩中(图2)，具显著铍铌钽矿化[6,39]。脉体厚度为1.5～20.0 m，地表出露长度达200 m。钻孔资料显示，该伟晶岩脉体由一组平行的近席状脉体构成，席状脉体较宽处结构分带性较好(图3)。根据前人研究[6,38-40]，该伟晶岩脉体由边缘至核部，可依次划分为中—粗粒边缘带(具文象结构)和块状中间带。前者由中—粗粒微斜长石、钠长石、石英、绿柱石、电气石及细粒石榴石组成；后者主要由块状微斜长石和石英、巨晶状白云母及柱状绿柱石(长达50 cm)组成。除铌钽铁矿外，铌钽矿物还包括富钽金红石、重钽铁矿和细晶石[6]。王登红等分别利用40Ar/39Ar同位素及LA-ICP-MS铌钽铁矿U-Pb定年，获得边缘带白云母40Ar/39Ar坪年龄为(248.4±2.1)Ma[39]，铌钽铁矿U-Pb年龄为(239.6±3.8)Ma[38]。Zhou等认为(239.6±3.8)Ma代表伟晶岩的侵位年龄[38]。Feng等对采集自该伟晶岩中间带的两颗铌钽铁矿进行定年，其年龄分别为(228.1±0.6)Ma和(229.0±1.0)Ma[28]。此外，秦克章等报道该伟晶岩具有(231.8±7.4)Ma的锆石U-Pb年龄[40]，但采样位置不详。

1.2 镜儿泉1号锂辉石伟晶岩

镜儿泉伟晶岩密集区位于新疆维吾尔自治区哈密市东南方向约170 km处，大地构造位置上处于吐哈地块与雅满苏火山弧之间康古尔弧后盆地闭合带的东段[61]。康古尔弧后盆地闭合带南、北分别以雅满苏断裂和康古尔断裂为界，于石炭纪末因弧-陆碰撞而闭合[62]。该闭合带于二叠纪发生显著的地质-成矿-热事件，形成延伸距离超过600 km的剪切带[63]。该剪切带东段以大规模镁铁—超镁铁质岩和花岗岩类侵位以及铜、镍、钼、稀有金属成矿作用为特征[62]。镜儿泉伟晶岩密集区内出露地层主要为上石炭统干墩组，其岩性主要为变质级别较低的片岩[64]。区内出露面积最大的为镜儿泉花岗岩体，侵入石炭系变质地层中，其主体岩性为白云母花岗岩，局部变化至二云母花岗岩(图4)，早期黑云母花岗岩以白云母花岗岩的捕虏体产出[24]。少量产出的辉长岩(及二长辉长岩)与白云母花岗岩之间呈侵入接触关系[44]。Muhtar等利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得镜儿泉二云母花岗岩的年龄为(250.0±4.0)Ma[43]，Liu等采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及SIMS独居石U-Th-Pb定年分别获得辉长岩((250.7±2.5)～(248.7±1.4)Ma)和白云母花岗岩((252.9±1.9)～(246.0±2.0)Ma)的年龄[44]。上述年龄数据表明，镜儿泉花岗岩与辉长岩形成时代一致。

区内产出的伟晶岩包括无矿化、含绿柱石(2号)及钠长石-锂辉石(1号)伟晶岩，多沿NEE向断层侵位于白云母花岗岩内。1号锂辉石伟晶岩总体上呈透镜状，稀有金属矿物包括锂辉石、锂云母、铌钽铁矿及少量绿柱石；2号含绿柱石伟晶岩矿化程度较低，主要稀有金属矿物为绿柱石、铌钽铁矿。目前，仅陈郑辉等测得2号含绿柱石伟晶岩的白云母40Ar/39Ar年龄为(243.0±2.0)Ma[24]。1号锂辉石伟晶岩作为镜儿泉伟晶岩密集区内最具经济价值的稀有金属矿床，尚未在前人研究中获得较可靠年龄。

2 伟晶岩地质特征

2.1 大喀拉苏1号伟晶岩

大喀拉苏似斑状黑云母花岗岩节理发育，其露头上可观察到两类节理。一类为平行于花岗岩穹窿面的席理；另一类为与原穹窿面呈一定角度切割的节理[图5(a)、(b)]。野外地质观察表明，大喀拉苏1号伟晶岩的侵位空间主要为似斑状黑云母花岗岩的席理面。钻孔同样揭示该伟晶岩形态呈一组平行席状排列(图2、3)，可与野外露头观察相印证。此外，第二类节理中也产出较细的伟晶岩脉体[图5(b)]。伟晶岩与花岗岩之间呈非常截然的接触关系，在二者的接触面上结晶出大量粒度达厘米级的自形黑色电气石[图5(c)]。由接触面向伟晶岩中心，伟晶岩中矿物粒度总体呈增大趋势，逐渐出现块状长石-石英带，片状矿物(如白云母)显示半定向生长[图5(c)]，大量自形绿柱石巨晶产于此分带中[图5(d)]。Feng等所报道的粒径达厘米级的铌钽铁矿亦产于此分带[28]。1号伟晶岩的边缘带则由中—细粒石英、微斜长石、钠长石、白云母、石榴子石及绿柱石组成，并发育由微斜长石和石英构成的文象结构[图5(e)]。这一分带特征与London总结的典型锂-铯-钽型伟晶岩结构分带[17]一致。接触面发育大量的电气石表明伟晶岩熔体侵位时边缘富集较多挥发分[3,18]。

图件引自文献[64]，有所修改图4 新疆东天山地区镜儿泉伟晶岩密集区地质简图Fig.4 Schematic Geological Map of Jing’erquan Pegmatite Field in East Tianshan Area of Xinjiang

2.2 镜儿泉1号锂辉石伟晶岩

在镜儿泉伟晶岩密集区内，多数伟晶岩沿着白云母花岗岩中的断层侵位，伟晶岩产状受到断层的显著控制(图4)。这些断层被认为是发育于康古尔断裂之上；两条主要的断层中，F1为逆断层，而其南边的F2为倾角50°～60°的正断层[44]。具有经济价值的稀有金属伟晶岩与F1断层关系密切。根据野外地质观察，1号锂辉石伟晶岩脉体总体走向NEE，倾向NW，与白云母花岗岩之间无截然界线，二者呈现渐变接触关系[图5(f)]。紧靠接触带的伟晶岩分带为文象结构带[图5(g)]，主要组成矿物为中—细粒石英、钠长石、微斜长石及白云母。从伟晶岩边缘向中心部位，依次出现锂辉石-钠长石-石英带及块状长石-石英带，局部不规则分布的块状石英可能代表伟晶岩的石英核。锂辉石-钠长石-石英带为含有大量锂辉石的分带，锂辉石呈淡粉色，因表面风化可呈肉红色。野外露头及手标本均可见部分锂辉石被紫色锂云母或灰绿色铁锂云母取代。该伟晶岩分带中发育大量磷酸盐矿物，包括呈黑色集合体产出的磷铁矿、磷铁锂矿以及磷灰石。粗粒铌钽铁矿在锂辉石-钠长石-石英带中零星分布，手标本中偶尔可见[图6(c)]。石榴子石作为主要副矿物，在伟晶岩各分带均有分布，伟晶岩局部产出富含石榴子石的钠长石-白云母组合。绿柱石在前人资料多有提及，但可能由于早期开采而未能在野外露头观察到。

3 铌钽铁矿U-Pb年代学特征

3.1 分析方法及结果分析

用于U-Pb定年的铌钽铁矿样品均为粒径达厘米级的单个晶体。样品DHLS107和DHLS108采自大喀拉苏1号伟晶岩脉体中间带，样品JR采自镜儿泉1号锂辉石伟晶岩锂辉石-长石-石英带。将铌钽铁矿晶体置于环氧树脂之上，磨平抛光。样品镀碳后，在长安大学成矿作用及其动力学实验室利用FEI Quanta 650环境扫描电镜进行背散射和二次电子成像，并观察单个晶体的内部结构。样品DHLS107、DHLS108和样品JR的电子探针成分分析分别在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室以及长安大学成矿作用及其动力学实验室完成。使用的电子探针仪器型号分别为JEOL JXA-8100M及JEOL JXA-8100。两次测试的加速电压和电子束电流分别为15 kV和20 nA。所分析元素的X荧光光谱线及相应标样如下：Mn Kα(合成MnTiO3)、Fe Kα(角闪石)、Ca Kα(角闪石)、Ti Kα(角闪石)、Al Kα(角闪石)、F Kα(磷灰石)、Nb Lα(单质铌)、W Lα(白钨矿)、Sn Lα(合成SnO2)、Sc Kα(合成Sc)及Ta Lα(单质钽)。样品DHLS107和DHLS108完整测试数据见文献[28]。3颗铌钽铁矿晶体成分均匀，从核部至边缘未见显著的Nb、Ta、Fe、Mn、Ti等元素含量变化。以O原子数为6计算出铌钽铁矿中各元素的阳离子数(apfu值)(表2)。样品DHLS107的Mn/(Mn+Fe)值和Ta/(Ta+Nb)值分别为0.79和0.45，而DHLS108的Mn/(Mn+Fe)值和Ta/(Ta+Nb)值分别为0.72和0.19。这表明分析样品均为铌锰矿，其Mn/(Mn+Fe)值较一致，而Ta/(Ta+Nb)值差异显著，表明大喀拉苏1号伟晶岩脉体中间带具有显著的Nb-Ta分离，而Fe-Mn分离不明显。铌钽矿物的这种成分变化趋势在不少锂-铯-钽型伟晶岩中都被观察到(如加拿大安大略省Separation Rapids伟晶岩群[65])。样品JR的Mn/(Mn+Fe)值和Ta/(Ta+Nb)值分别为0.84和0.08，其成分上接近铌锰矿端员。

LA-ICP-MS铌钽铁矿U-Pb定年在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，为离子数,基于氧原子数为6的apfu值计算；样品DHLS-107和DHLS108的数据引自文献[28]。

表2 伟晶岩铌钽铁矿主量元素分析结果

使用仪器为联接RESOlution S155型193 nm气态准分子激光剥蚀系统的Thermo Fisher Scientific iCAP-Q型ICP-MS仪。激光束斑直径为43 μm，激光输出能量和脉冲频率分别为105 mJ和4 Hz。Coltan139铌钽铁矿标样(参考年龄为(506.2±5.0)Ma[27])作为校正年龄的首要标样，锆石标样91500和PL作为次要标样监测U、Th、Pb同位素信号。详细的测试流程和参数设置可参考文献[27]。数据处理软件Iolite v3.7[66]和Isoplot 3.00[67]分别用于单个分析点表观年龄计算和年龄数据的统计处理。两处伟晶岩中的铌锰矿普通铅含量极低(表3)，因此，无需进行普通铅校正。大喀拉苏1号伟晶岩脉体中间带原始定年数据见文献[28]，本研究对该文中采自于同一伟晶岩分带的两件铌锰矿样品(DHLS107和DHLS108)表观年龄重新进行了加权平均，所获年龄能更准确地代表大喀拉苏1号伟晶岩脉体中间带的结晶年龄。镜儿泉1号锂辉石伟晶岩铌钽铁矿U-Pb同位素分析结果见表3。

LA-ICP-MS定年分析时，分析点布置于两颗晶体的核部、幔部及边部，且分析点在避开裂隙和包裹体的同时，尽可能均匀散布(图6)。采集自大喀拉苏1号伟晶岩的两件铌锰矿40个分析点中，除2个分析点谐和度较差，其余38个分析点均落在U-Pb年龄谐和曲线上[图7(a)]，所得U-Pb年龄为(228.4±0.3)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为1.3)。206Pb/238U加权平均年龄为(228.6±0.4)Ma(MSWD值为1.5)[图7(b)]，与U-Pb年龄完全一致。同时，单个晶体的核部至边缘未见显著的年龄变化。采集自镜儿泉1号锂辉石伟晶岩脉体中间带的1件铌锰矿分析点共有22个，所有分析点均落在U-Pb年龄谐和曲线上[图7(c)]，所得U-Pb年龄为(250.8±1.0)Ma(MSWD值为0.56)。206Pb/238U加权平均年龄与U-Pb年龄完全一致，为(250.7±1.0)Ma(MSWD值为0.76)[图7(d)]。与大喀拉苏1号伟晶岩中铌锰矿相似，镜儿泉1号锂辉石伟晶岩中单个晶体的核部至边缘未显示年龄变化。

3.2 铌钽铁矿U-Pb年龄的解释

震荡环带是铌钽铁矿具岩浆成因的重要标志[68-70]，而所分析的3件铌钽铁矿样品未见类似的成分环带。考虑到以下因素，可以认为这些铌钽铁矿仍为伟晶岩的原生矿物。首先，所分析的铌钽铁矿晶体成分均匀，虽无震荡环带，但也未见受交代改造的铌钽铁矿所具有的不规则成分分带，或含有被更为富钽的次生铌钽铁矿充填的裂隙[68,70-71]；其次，铌钽铁矿均取自伟晶岩脉体中间带，为粒径达厘米级的单个晶体，与之共生的矿物为巨晶状微斜长石、石英和绿柱石或锂辉石，作为热液蚀变矿物的可能性小；再次，铌钽铁矿的球粒陨石标准化稀土元素配分模式表现为中稀土元素(MREE)相对轻稀土元素(LREE)和重稀土元素(HREE)显著富集，w(HREE)N/w(MREE)N<0.2(w(·)N为元素球粒陨石标准化后的值)，具有明显的Eu负异常[28]；该稀土元素配分模式与Graupner等展示的原生铌钽铁矿的稀土元素配分模式[72]一致。综上所述，本次研究所获得的铌钽铁矿U-Pb年龄可以限定大喀拉苏1号伟晶岩及镜儿泉1号锂辉石伟晶岩脉体中间带的形成时代。

表3 镜儿泉1号锂辉石伟晶岩铌钽铁矿U-Pb同位素分析结果Tab.3 Analysis Results of Columbite U-Pb Isotope for Jing’erquan No.1 Spodumene Pegmatite

图(a)、(b)引自文献[28],有所修改;图(a)～(c)中的方框为LA-ICP-MS定年区域,对应编号为分析点编号图6 铌钽铁矿手标本照片及二次电子图像Fig.6 Photos of Hand Specimen and SE Images of Columbites

图7 铌钽铁矿U-Pb年龄谐和曲线及年龄分布Fig.7 Concordia Diagrams and Distributions of Columbite U-Pb Ages

4 讨 论

4.1 伟晶岩的侵位模式

通过对大喀拉苏1号伟晶岩及镜儿泉1号锂辉石伟晶岩的野外地质观察可知，二者在侵入花岗岩围岩的部位以及同围岩之间的接触关系均具有较显著差异。前者侵位于花岗岩发育的席理面及斜向节理中，与花岗岩呈截然接触关系[图5(a)～(c)]；而后者则侵位于花岗岩内部断层中，与花岗岩呈渐变接触关系[图5(f)]。这些差异表明，形成大喀拉苏伟晶岩及镜儿泉伟晶岩的花岗质熔体侵入花岗岩时，作为围岩的花岗岩具有不同的热状态。

首先，尽管目前花岗岩席理的成因仍无定论，花岗岩穹窿的几何形态、区域应力、顶部覆盖层的剥蚀导致卸荷以及水压都是影响席理形成的重要因素，但各假说都认可花岗岩出现席理时应处于地壳较浅部位[73]。从力学性质来看，席理的出现要求岩石发生弹性响应[74]，这意味着大喀拉苏似斑状黑云母花岗岩顶部在产生席理时为刚性状态。因此，形成大喀拉苏1号伟晶岩的花岗质熔体侵位于席理时，似斑状黑云母花岗岩可能已处于冷却状态。

其次，前人对花岗岩穹窿冷却历史的研究表明，花岗岩从侵位温度(700 ℃～750 ℃)冷却至黑云母K-Ar同位素体系封闭温度(约300 ℃)约需要10 Ma[75-76]。前人获得的大喀拉苏似斑状黑云母花岗岩年龄数据存在较大差异。童英利用TIMS锆石U-Pb定年实际获得了3组年龄((255±3)、(248±4)和(241±1)Ma)[41]，但选取(248±4)Ma作为岩体形成年龄的原因并未做深入解释。因此，该岩体的真实年龄仍然存疑。李强等利用LA-ICP-MS重新测定锆石U-Pb年龄为(261.4±2.1)Ma[42]，对其原始数据进行甄别，笔者认为该年龄更为可靠。而该年龄明显老于大喀拉苏1号伟晶岩脉体边缘带白云母40Ar/39Ar年龄((248.4±2.1)Ma[39])以及铌钽铁矿U-Pb年龄((239.6±3.8)Ma[38])。因此，花岗岩与伟晶岩的年龄差值也支持伟晶岩侵位时花岗岩围岩温度已较低的假设。由于伟晶岩熔体通常具有相对低的温度(≤750 ℃)[18]和较小的熔体规模，难以同化围岩，与较冷花岗岩围岩接触后结晶可形成清晰截然的接触关系。此外，似斑状黑云母花岗岩斜向节理中亦可见伟晶岩脉体与席理侵位的伟晶岩联通[图5(b)]。因为席理多平行于花岗岩穹窿曲面，这些斜向节理可能为伟晶岩熔体进入花岗岩席理的重要通道[图8(a)]。

最后，与大喀拉苏1号伟晶岩侵位模式不同，镜儿泉1号锂辉石伟晶岩侵位于白云母花岗岩内部断层时，白云母花岗岩仍可能是未完全冷却的塑性状态[图8(b)]，这可以解释伟晶岩与白云母花岗岩之间的渐变接触关系[图5(f)]。镜儿泉1号锂辉石伟晶岩的铌钽铁矿U-Pb年龄((250.8±1.0)Ma)与紧邻的白云母花岗岩独居石U-Th-Pb年龄((252.9±1.9)Ma[44])在分析误差范围内一致，并且两种矿物的U-Pb体系封闭温度接近(表1)。这也说明伟晶岩熔体侵位时，白云母花岗岩仍具有较高温度。

综上所述，大喀拉苏1号伟晶岩和镜儿泉1号锂辉石伟晶岩代表两种不同类型的侵位模式(图8)。由于花岗岩围岩在伟晶岩熔体侵位时的温度不同，根据热传导冷却模型[17]，伟晶岩的冷却过程及时长都会受此因素影响。

4.2 伟晶岩的结晶历史

London基于实验岩石学研究，提出伟晶岩熔体的过度冷却模型[15]。根据这一模型，当伟晶岩熔体与围岩之间的温差越大，过度冷却越容易发生，且冷却速率越大[17]。规模较小的伟晶岩(厚度为1～25 m)可于5天内至75年的时间冷却至固相线以下100 ℃～250 ℃；而规模较大的伟晶岩(如加拿大Tanco伟晶岩)，(厚度约为100 m)由700 ℃的侵位温度冷却至450 ℃所需时间约为1 000年[16,21]。但是，通过对大喀拉苏和镜儿泉地区侵位于花岗岩的稀有金属伟晶岩研究，笔者认为这两处稀有金属伟晶岩的冷却结晶可能并非迅速完成。

岩体与伟晶岩规模未按比例显示图8 伟晶岩侵位模式示意图Fig.8 Schematic Views of Emplacement Models for Pegmatites

边缘带样品WZ铌钽铁矿数据引自文献[38];图件引自文献[28]图9 大喀拉苏1号伟晶岩铌钽铁矿206Pb/238U年龄-207Pb/235U年龄图解Fig.9 Diagram of Columbite 206Pb/238U Ages-207Pb/235U Ages from Dakalasu No.1 Pegmatites

当形成大喀拉苏1号伟晶岩的熔体侵位时，作为围岩的似斑状黑云母花岗岩在经历超过10 Ma的冷却时间后，其温度应远低于伟晶岩熔体温度。根据London的冷却模型[17]，此时巨大的温差导致伟晶岩熔体发生快速冷却，而伟晶岩脉体边缘带应当最先开始冷却。年代学资料显示(表1)，大喀拉苏1号伟晶岩脉体边缘带的白云母40Ar/39Ar年龄为(248.4±2.1)Ma[39]，老于同处于边缘带的铌钽铁矿U-Pb年龄((239.6±3.8)Ma[38])。白云母K-Ar同位素体系通常具有较低的封闭温度，而且也易于受后期扰动发生重置，其年龄往往比同一伟晶岩分带中铌钽铁矿及锡石U-Pb同位素年龄要年轻[77]。从区域地质资料来看，大喀拉苏岩体除被三叠纪伟晶岩侵入以外，未遭受变形变质[42]。因此，该白云母K-Ar同位素体系应未受到重置，(248.4±2.1)Ma可以作为一个重要的参考年龄。值得注意的是，Zhou等获得的年代学数据[38]显示，边缘带的铌钽铁矿具有两个明显的年龄段(详见文献[38]中图7所示样品12DKLS-10的U-Pb年龄谐和曲线)，所有分析点的加权平均年龄为(239.6±3.8)Ma。将其年龄数据重新处理后(剔除不谐和的分析点)，得到两个年龄分别为(247.0±3.4)Ma和(233.8±2.9)Ma(图9)，前者与王登红等获得的年龄[39]在误差范围内一致，后者则接近1号伟晶岩脉体中间带的铌钽铁矿U-Pb年龄((228.4±0.3)Ma)。Zhou等的定年结果[38]可能意味着边缘带中具有两期铌钽铁矿。由于Zhou等并未给出铌钽铁矿U-Pb定年分析点在矿物的具体位置(如核部或边部)[38]，这一解释仅为基于其年龄数据的推测。尽管如此，现有年龄数据仍清晰地表明大喀拉苏1号伟晶岩脉体边缘带与中间带结晶时代存在显著的差距(20～11 Ma)，该伟晶岩结晶过程较为漫长。

综上所述，大喀拉苏1号伟晶岩脉体边缘带由铌钽铁矿U-Pb同位素体系的封闭温度冷却至白云母K-Ar同位素体系封闭温度((350±50)℃)经历时间极短，但中间带的结晶却明显晚于边缘带[图10(a)]，说明过度冷却现象可能仅发生于边缘带。大喀拉苏1号伟晶岩脉体边缘带与中间带之间显著的年龄差异可能表明：①前人所用的冷却模型中，伟晶岩(尤其对于侵位于花岗岩中的伟晶岩)的热扩散率数值范围(如0.020～0.005 cm2·s-1[19]和0.001 66 cm2·s-1[78])需要重新考虑；②铌钽铁矿中U-Pb同位素体系的封闭温度需要准确测定。通常认为铌钽铁矿U-Pb同位素体系的封闭温度较高[29,79]，如Li等给出的封闭温度范围为500 ℃～700 ℃[45]，但目前还没有实验研究系统测定铌钽铁矿U-Pb同位素体系的封闭温度及U、Pb在铌钽铁矿中的扩散速率。因此，铌钽铁矿U-Pb同位素体系所代表伟晶岩的结晶具体阶段仍需要通过实验研究加以确认。

图中所引用年龄数据及各类同位素体系的封闭温度见表1图10 伟晶岩自侵位冷却至白云母K-Ar同位素体系封闭温度的时间记录Fig.10 Time Records from Emplacement Cooling to Closed Temperature of Muscovite K-Ar Isotope System for Pegmatites

根据Muhtar等提供的镜儿泉二云母花岗岩及白云母花岗岩全岩地球化学数据[43-44]，利用锆石饱和温度计[80]估算出二云母花岗岩和白云母花岗岩可能的结晶温度分别为674 ℃和637 ℃。镜儿泉白云母花岗岩的独居石U-Th-Pb年龄与1号锂辉石伟晶岩的铌钽铁矿U-Pb年龄相近[图10(b)]。考虑铌锰矿的结晶温度(约645 ℃[3])以及可能的U-Pb同位素体系封闭温度，形成1号锂辉石伟晶岩的花岗质熔体在侵位时，花岗岩围岩仍具有较高的温度。这同伟晶岩与花岗岩之间的渐变接触关系相符。从已有年龄资料分析，镜儿泉伟晶岩在(252.9±1.9)～(246.0±2.0)Ma时间段内，地壳都维持在较高的地热梯度，产出辉长岩及各类花岗岩侵入体[图10(b)]。顾连兴等认为这一时间段是黄山—镜儿泉地区一次重要的区域热-成矿事件，地壳热异常源于幔源岩浆的内侵[62]。当伟晶岩和花岗岩侵位时代接近时，岩体自身的冷却及当时的区域地热梯度无疑会制约伟晶岩的冷却时间，影响热扩散率的修正。而热扩散率的数值设定，对计算伟晶岩冷却时间具有重要影响[19,78]。Müller等也认为，挪威南部Evje-Iveland伟晶岩长达至少5 Ma的结晶历史可能是伟晶岩结晶温度(约600 ℃)和围岩温度(至少550 ℃～600 ℃)非常接近所致[5]。已有年龄资料显示，镜儿泉2号含绿柱石伟晶岩记录的白云母40Ar/39Ar年龄为(243.0±2.0)Ma[24]，表明该地区温度降至白云母K-Ar同位素体系封闭温度可能经历了至少3 Ma[图10(b)]。因此，镜儿泉稀有金属伟晶岩的结晶过程并非过度冷却下发生的快速结晶。

5 结 语

(1)基于稀有金属伟晶岩野外地质观察，伟晶岩与花岗岩围岩的接触关系体现了伟晶岩熔体侵位时花岗岩围岩所处的热状态。大喀拉苏稀有金属伟晶岩在花岗岩围岩处于较低温度下侵位于其席理等节理中，伟晶岩与围岩之间呈现截然接触关系且边缘富集挥发分迹象显著(如大量半定向排列自形电气石)；而镜儿泉稀有金属伟晶岩侵位时，花岗岩围岩仍处于较高温度并可能保持塑性状态，二者呈现渐变接触关系。因此，这两处伟晶岩代表两类不同的稀有金属伟晶岩侵位模式。

(2)年代学研究显示：大喀拉苏1号伟晶岩侵位时代明显晚于花岗岩形成时代，二者差距大于10 Ma，花岗岩围岩经历较长的冷却时间，与较冷花岗岩接触时，伟晶岩脉体边缘带中易出现过冷快速结晶现象；而镜儿泉1号锂辉石伟晶岩侵位与花岗岩形成时代相近，其冷却受花岗岩围岩及区域地热梯度制约。因此，伟晶岩快速冷却结晶的模型能否适用于不同类型伟晶岩(尤其是侵位于花岗岩内部的伟晶岩)，需要慎重考虑。此外，文象结构被认为是过度冷却的重要标志之一[3,18]，但上述实例表明伟晶岩在过度冷却及缓慢冷却时均有可能形成文象结构。

谨以拙作献礼长安大学七十周年华诞。二十载光阴转瞬即逝，但大学初入母校时的场景仍历历在目！在母校求学的四年光阴是我人生路上一段重要而美丽的风景！大学生活时而热闹，时而静谧。热闹的是宿舍里的把酒言欢、操场上的挥汗如雨；静谧的是图书馆中的博览群书、自习室里的伏案苦读。在这热闹而静谧的大学校园里，我逐步走入地学殿堂，在地质力学、波浪镶嵌构造等学说中领略地学大师们的家国情怀。本科毕业后，我从雁塔迈进燕园求学，再辗转于加拿大南部边陲小城和沐浴北极光的黄刀市开展地质研究。我一直深深感受到在母校所学的知识、技能让我受益终生，母校“弘毅明德，笃学创新”之精神深种我心！此外，新疆维吾尔自治区有色地质勘探局张自忠等在野外工作中给予了很大帮助，在此表示感谢！