阿尔泰可可托海伟晶岩中弧形石英白云母层的成因及意义*

田野 秦克章 周起凤 唐冬梅 王春龙

TIAN Ye1，2，QIN KeZhang1＊＊，ZHOU QiFeng1，TANG DongMei1 and WANG ChunLong2，3

1. 中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

2. 北京矿产地质研究院，北京 100012

3. 中国科学院新疆矿产资源研究中心，中国科学院新疆生态与地理研究所，乌鲁木齐 830011

4. 中国科学院大学，北京 100049

1. Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. Beijing Institute of Geology for Mineral Resources，Beijing 100012，China

3. Xinjiang Research Center of Mineral Resources，Xinjiang Institute of Ecology and Geography，Chinese Academy of Sciences，Urumqi 830011，China

4. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

2014-11-28 收稿，2015-02-28 改回.

1 引言

单向固结结构(unidirectional solidification texture，简称UST)是富Sn、W、Mo 次火山岩和伟晶岩的典型结构(Shannon et al.，1982;Kirkham and Sinclair，1988;Lowenstern and Sinclair，1996;杨志明等，2008;周起凤，2013;李真真，2014;金露英等，2014)。组成单向固结结构的岩相层平行岩体边界延伸，包括细晶岩层和矿物晶体垂直侵入体边界生长的自形晶层，这些岩相层通常以互层的方式出现(Cˇerný，1991;Breiter et al.，2005)。在伟晶岩侵入体中也常存在由不同矿物组成的分层现象(如细晶岩层和由石英、长石、白云母等矿物垂直边界生长形成的岩相层;Hönig et al.，2010)。在伟晶岩中，分层现象的成因包括以下几种解释:1)已固结伟晶岩与剩余岩浆间的交代作用(Jahns，1955);2)流动岩浆中矿物的分离和晶体沉淀(Kleck and Foord，1999);3)岩浆中分异出的富流体岩浆的结晶产物(结晶过程中K 质向流体相富集)与贫流体岩浆的结晶产物(相对富集Na 质)互补伴生(Jahns and Tuttle，1963;Jahns and Burnham，1969;Rockhold et al.，1987);4)岩浆结晶分异过程中流体含量的震荡变化影响Al 和Si 的扩散速率，进而促使分层的形成(London，1992，2009;Webber et al.，1997;Zhou et al.，2015a，b)。在热液型稀有金属矿床中和从伟晶岩到热液阶段也会出现这种单向结构和含云母等矿物的分带结构(Zhu et al.，2001;Liu et al.，2012a，b)。

新疆可可托海伟晶岩型稀有金属矿区的3 号(包括缓倾斜部分和岩钟部分)和1 号伟晶岩脉均产出分层细晶岩(石英+白云母和细粒石英+钠长石两种矿物组合的互层)，石英晶体在局部还存在明显的垂直边界生长的情况。虽然这种矿物分带结构和垂直边界生长结构都可以用前述的分层现象的成因模式来解释，但是石英白云母层常具有独特的高“振幅/半波长”比值(平均0.64)的弧形形态。这一特征无法用前述的分层细晶岩的成因模式来解释。那么这种广泛分布于可可托海伟晶岩脉中的弧形石英白云母层究竟如何形成?它又反映了伟晶岩浆怎样的结晶过程?

无论是锡钨多金属矿或是稀有金属矿，与成矿相关的地质体中都普遍存在浆液过渡现象。对于此类研究通常以熔融包裹体-熔流包裹体-流体包裹体系列的演化为主。研究过程中辅以挥发分、成矿元素含量的变化研究(王贤觉等，1981;吴长年等，1994，1995a，b;Lu et al.，1997;李兆麟等，2000;胡欢等，2004)。然而，浆液过渡过程中岩石结构构造的配套研究却较为缺乏。

对于伟晶岩型稀有金属矿床而言，成矿流体的聚集与稀有金属元素富集的关系密切(Lu et al.，1997;Zhou et al.，2015a，b)。不仅如此，成矿流体的有效保存也是一个重要的问题。纵观可可托海矿区的伟晶岩侵入体(以岩脉为主)，这些形成于中生代(Chen et al.，2000;朱永峰和曾贻善，2002;Wang et al.，2007;任宝琴等，2011;秦克章等，2013)的岩脉规模有大有小，一些脉中仅有2 ～3 个岩相分带(栾世伟等，1995①栾世伟，毛玉元，范良明等. 1995. 可可托海-柯鲁木特一带锂铍铌找矿靶区筛选与综合评价研究. 乌鲁木齐:新疆维吾尔族自治区人民政府国家三〇五项目办公室，1 -346)，未出现弧形石英白云母层，反映岩浆分异程度差，成矿潜力弱。而1 号和3 号脉具有多个岩相带，形成了规模巨大的稀有金属矿床(栾世伟等，1995;周起凤等，2013;新疆有色地勘局701 地质队，2012②新疆有色地勘局701 地质队. 2012. 新疆富蕴可可托海稀有金属矿床深部普查及外围找矿)且大量出现弧形石英白云母层。究竟是什么原因导致了空间上相邻、年龄上接近的伟晶岩侵入体出现了如此明显的岩相带数量上的差异?对于其它矿区众多待开展工作的伟晶岩侵入体，弧形石英白云母层是否能够作为评估伟晶岩侵入体成矿前景的标志?

本文在宏观和微观两种尺度下对可可托海矿区1 号和3号伟晶岩脉内的弧形石英白云母层的形态和结构进行了详细观测和研究，通过对矿物晶体的组合、形态、分布和定向性的分析，结合以往对伟晶岩中矿物分带的成因解释，综合讨论可可托海伟晶岩脉中的弧形石英白云母层的成因及对伟晶岩型稀有金属矿床含矿远景的指示。

2 可可托海矿区伟晶岩侵入体

2.1 伟晶岩侵入体的形态分布

可可托海伟晶岩矿区是世界著名的、分带完整的且富含稀有金属的矿区。该矿区位于中国阿尔泰造山带东南部，矿区构造(包括片理、面理、褶皱、断层及节理)优势展布方向与区域构造线走向一致，为NW-NNW 和NNW-SSE 向。矿区内伟晶岩以岩脉和岩钟的形式出现。伟晶岩脉的优势走向与矿区构造的优势走向一致，说明早期构造对控岩起到了非常重要的作用。岩脉总体上具有WNW-NNW 向走向(走向介于295° ～330°)，倾角介于8° ～90°，向SW 和NE 倾斜的情况同时存在，岩脉厚度介于0.1 ～40m(邹天人和李庆昌，2006;胡忠德，2008)。单条岩脉不论在走向上还是在倾向上都具有较为平直的延伸特征。缓倾斜岩脉主要侵入变辉长岩体中，陡倾斜岩脉主要侵入片岩和黑云母花岗岩中(图1)。

可可托海矿区的伟晶岩脉以3 号岩脉的缓倾斜部分(3号脉由缓倾斜部分和岩钟部分共同组成;图2a)和1 号缓倾板直接接触)。岩脉的顶部虽然还可以出现细粒石英+钠长石矿物组合与围岩直接接触的情况，但仅限于局部且很少出现。由于岩钟的顶部已开采，无法确定岩钟的顶部与围岩接触的岩相带情况，但是资料(图2a)和野外露头显示，靠近岩钟顶部的侧壁附近出现了文象伟晶岩带，而且文象伟晶岩带与侧壁的围岩直接接触。当文象伟晶岩带不连续时，块体微斜长石或细粒石英+白云母的矿物组合将会与围岩直接接触。伟晶岩钟的底部与围岩直接接触的是连续的细粒石英钠长石带。

图1 可可托海矿区地质图(据栾世伟等，1995 改绘)Fig.1 Geological map of the Koktokay ore deposit

在可可托海矿区，陡倾斜岩脉中常见有两个岩相带，包括细粒石英钠长石带和文象伟晶岩带。相比于缓倾斜岩脉常出现的十余米至数十米的厚度而言，陡倾斜岩脉的厚度要小得多，厚度很少超过5m。陡倾斜岩脉的边部与围岩直接接触的有细粒石英钠长石带或文象伟晶岩带。陡倾斜岩脉内的岩相带都具有明显的以岩脉中轴为对称轴的对称分布特点(图3b)。以上特征反映出不论在岩钟内还是在缓倾斜岩脉中都不存在对称分布的岩相带，而在陡倾斜岩脉中存在对称分布的岩相带。也就是说，伟晶岩侵入体倾角的陡缓显著影响岩相带的形态和分布。斜岩脉规模最大(图1、图2b)。1 号岩脉部分出露于地表，3号岩脉缓倾斜部分隐伏于地下，只有岩钟部分出露于采坑内。岩脉(如3 号脉的缓倾斜部分和1 号伟晶岩脉)具有多个岩相分带，其中以文象伟晶岩带或细粒石英钠长石带为主(图2a，b;邹天人和李庆昌，2006;Yin et al.，2013)。3 号脉的岩钟部分(长250m，宽150m，高250m)其实是矿区内的3 号岩脉在接近末端部位的向上膨大部分。该岩钟是可可托海矿区稀有金属矿产的主要富集和开采部位。岩钟具有完整连续的岩相分带(由外向内共分为9 个带)，各岩相带同心呈环状分布(图2a;新疆有色地勘局701 地质队，2012);3号岩脉缓倾斜部分和1 号缓倾斜岩脉是除岩钟之外整个矿区稀有金属矿产的最主要富集和开采部位。可可托海3 号脉岩钟部分的就位年龄(锆石U-Pb 均一化年龄)为194.8 ±2.3Ma(Zhou et al.，2015b)。

2.2 伟晶岩侵入体的边部岩相带

对于缓倾岩脉而言，不论厚度是大是小，岩脉的底部与围岩直接接触的岩相带都是细粒石英钠长石带(图2a，b 和图3a)。当缓倾斜岩脉中文象带为连续发育时，岩脉顶部与围岩直接接触的岩相带就是文象带(图3a)。当缓倾斜岩脉中文象带不连续发育时，岩脉上部的块体微斜长石或石英+白云母矿物组合会在局部与围岩直接接触(见图2f，1 号脉顶部的白色块状微斜长石和亮白色白云母在局部与岩脉顶

3 石英白云母层

3.1 石英白云母层的形态分布

石英白云母层与石英白云母带的定义不同，石英白云母带是厚度可达数十米的独立的岩相带，比如在3 号脉岩钟内的第四个岩相带就是石英白云母带(图2a)。然而，石英白云母层常混在其它岩相带中(图4b-d)，层宽度介于0.5 ～5cm。以多层重复出现为特点。前面提到的“分层细晶岩”，就是细粒石英钠长石带和此带内的多层石英白云母层的总称。石英白云母层最常见于1 号缓倾斜伟晶岩脉的底部(见1 号脉底部;图2b，2f 和图4b)。这些位于1 号伟晶岩脉底部的石英白云母层发育在细粒石英钠长石带内，总体沿着伟晶岩脉边界延伸，偶有轻微的起伏。常常彼此相连形成波浪状(图4b)。在这些近似平行排列的石英白云母层的间隔之间(即细粒石英钠长石带)有时会出现垂直边界生长的石英集合体(见1 号岩脉底部;图4b)。

石英白云母层除了经常出现在1 号缓倾斜伟晶岩脉的底部和中部之外(图4b，c)，还偶尔出现在3 号岩脉缓倾斜部分的中部(图4c)以及3 号脉岩钟部分的上部(图2c)。这些位于中上部的石英白云母层经常存在明显的弧形形态(图4c，d)，弧形的起伏程度远高于缓倾斜岩脉底部弧形的起伏程度(图4b)。单个弧形常彼此相连的集群出现。位于缓倾斜岩脉中部(图4c)和岩钟上部(图4d)的弧形石英白云母层常会形成一侧弧形一侧尖角的连续波状起伏，它们的顶端凸起无一例外地一律朝上，反映具有背地性(为了描述方便，我们将植物学的“背地性”引入用以描述形态一致的弧形石英白云母层的几何形态具有统一的垂直向上的定向特点)。弧形石英白云母层在三维空间上形似一个倒扣的钝头圆锥，弧形石英白云母层可以内外套和堆叠起来。套叠之后在水平剖面上，堆叠起来的多个弧形石英白云母层一起形成了同心环状形态(图2c)。

图2 可可托海伟晶岩脉的总体结构特征(a)横穿可可托海矿区的3 号脉NW-SE 向地质剖面(剖面位置如图1 所示).3 号脉由岩钟和缓倾斜体组成. 图中3 号脉缓倾斜部分的黑色小方框代表了采矿巷道顶部发现的弧形石英白云母层的位置(a 图据新疆有色地勘局701 地质队，2012);(b)1 号伟晶岩脉出露地表部分的水平剖面形态. 在B-B’和D-D’露头中，岩脉底部存在细粒石英钠长石和石英白云母的互层(局部存在弧形石英白云母层)(b 图据Yin et al. ，2013);(c)在3 号岩脉缓倾斜部分的采矿坑道内，可见呈同心环状出现的数条石英白云母层出现在靠近顶部的位置。显示了弧形石英白云母层的水平剖面的形态特征;(d)在1 号岩脉的b 剖面处，位于岩脉中上部的弧形石英白云母层显示为球形突起形态，同样比1 号岩脉底部的弧形更大更明显;(e)在1 号岩脉的b 剖面附近，弧形石英白云母层集中于岩脉的顶部，比1 号岩脉底部的弧形更大更明显;(f)在1 号岩脉的d 剖面上，大量发育弧形石英白云母层，其中岩脉顶部的弧形比岩脉底部的弧形更大更明显Fig.2 Typical textures of the pegmatite dykes from Koktokay(a)NW-SE trend cross section (position is marked in Fig.1). The No.3 pegmatite dykes can be subdivided into a shallow dipping part and a cupola.Black square frame show the position of the curved quartz-muscovite layers;(b)the shape of No.1 dyke in the outcrop. The alternating layers (finegrained quartz-albite layers and quartz-muscovite layers)can be seen in B and D sections (Fig.2b after Yin et al. ，2013);(c)the curved quartzmuscovite layers near the hanging wall of the No.3 dyke are more obvious than those at the bottom of the No.1 dyke;(d)the curved quartz-muscovite layers near the hanging wall of the No.1 dyke show heave shape in plane-view;(e)the curved quartz-muscovite layers near the hanging wall of the No.1 dyke are more obvious than those at the bottom of this dyke;(f)the curved quartz-muscovite layers near the hanging wall of the No.1 dyke are more obvious than those at the bottom of this dyke

图3 缓倾斜伟晶岩脉中的岩相带没有对称性(a)和陡倾斜伟晶岩脉两侧边部对称出现的细粒石英钠长石带(b)Fig.3 Rock facies in shallow dipping dyke show no axial symmetric distribution (a)and fine-grained quartz-albite belt in steeply dipping dyke show axial symmetric distribution(b)

图4 岩脉和岩钟内的弧形石英白云母层(a)岩钟所在位置已被采空. 方框处为图(c)拍摄位置;(b)1 号伟晶岩脉底板附近的具有轻微起伏的弧形石英白云母层. 垂直边界延伸的石英集合体与石英白云母层的截然边界接触在一起;(c)出现在1 号伟晶岩脉中上部的弧形石英白云母层具有最明显的弧形形态;(d)伟晶岩钟顶部的弧形中粒石英白云母层. 中心发育块体微斜长石Fig.4 Curve shaped quartz-muscovite layers in pegmatite dykes and the cupola(a)the pegmatite cupola has been mined-out. The black square frame shows the position of picture (c);(b)fine grained and curve shape quartzmuscovite layers at the bottom of the No.1 dyke. Quartz aggregates which are perpendicular to the contact margin connect the sharp margin of the quartzmuscovite layers;(c)coarsely grained quartz-muscovite layers near the hanging wall of the No.1 dyke show curved shape;(d)coarse-grained and curve shape quartz-muscovite layers near the top of the cupola. The blocky microcline is in the center of the curve

图5 平行边界延伸的石英白云母矿物分层的宏观形态(a)在岩钟下部侧壁的细粒石英钠长石带中发育分层状石英白云母层，这些石英白云母层沿侧壁边界延伸;(b)岩钟侧壁的石英白云母矿物分层具有平直的延伸Fig.5 Quartz-muscovite layers near the side edge are parallelly extended(a)fine grained quartz-muscovite layers in quartz-albite belt near the side edge of the cupola are approximately parallel to the contact margin;(b)fine grained quartz-muscovite layers in quartz-albite belt near the side edge of the cupola are approximately parallel to the contact margin

在岩钟的陡倾斜侧壁不发育弧形石英白云母层，石英白云母层的形态完全取决于侧壁的形态。大多数情况下由于侧壁较为平直，因此这些位于侧壁的石英白云母层也以平直延伸为特点(图5a，b)。

3.2 弧形石英白云母层的分类

前已叙述，“分层细晶岩”包括边部细粒石英钠长石带和穿插其中的弧形石英白云母层。二者密不可分。不仅如此，石英集合体、微斜长石块体也与弧形石英白云母层紧密伴生，因此在对弧形石英白云母层进行分类时，必须考虑上述紧密伴生的岩石组合。另外，在岩脉不同位置的弧形石英白云母层具有不同的粒度。因此分类还要考虑石英白云母层中石英和白云母矿物颗粒的大小。据以上特点，将弧形石英白云母层划分为三种类型:生长型——中粒石英白云母矿物组合与细粒石英钠长石矿物组合组成的紧闭互层状的弧形(图4c)，该型见于3 号岩脉缓倾斜体和1 号岩脉中部;叠加型——中粒石英白云母矿物组合与细粒石英钠长石矿物组合组成的紧闭互层状的弧形，发育微斜长石“核”(形象化称呼为“核”仅是为了方便理解;图4d)，该类仅见于岩钟顶部;萌芽型——细粒石英白云母矿物组合与细粒石英钠长石矿物组合组成的轻微起伏互层状弧形(图4b)，该类主要见于1号岩脉底部。

3.3 三类弧形石英白云母层的结构

3.3.1 萌芽型弧形石英白云母层

萌芽型弧形石英白云母层由细粒弧形石英白云母层和细粒石英钠长石带(这里特指与弧形层紧密伴生的石英钠长石带)组成(图6a，b 和图7a)。振幅/半波长值见表1。细粒弧形石英白云母层(晶体粒度0.05 ～0.2mm)主要位于缓倾斜岩脉的底部(岩钟底部无露头在此不描述)。细粒弧形石英白云母层中的石英晶体为近等轴的半自形-他形晶，白云母晶体为小轴比的半自形晶(图7b，c)。所有细粒弧形石英白云母层的边界都具有一侧截然(靠近边界一侧)而另一侧渐变(远离边界一侧;图6a 和图7a)的特点。虽然矿物粒度从截然一侧边界到渐变边界没有显著变化，但截然一侧边界附近的石英晶体所占的比例比渐变一侧明显要高(图6b 从下至上石英晶体比例逐步减少)。截然边界两侧的矿物分属细粒石英+钠长石矿物组合和细粒石英+白云母矿物组合，彼此间的矿物严格分布于边界两侧(图7b)。在渐变边界附近，从截然边界一侧向另一侧，矿物组合在细粒石英钠长石和细粒石英白云母间逐步渐变过渡(图7c)。在渐变边界附近的细粒石英钠长石矿物组合中，钠长石晶体的长轴常平行弧形边界定向排列(图7f)。而在稍微远离边界的细粒石英钠长石矿物组合中，钠长石未出现定向排列特征。石英集合体常常在萌芽型弧形石英白云母层之间的细粒石英钠长石带中出现(图6a，c)，这些石英集合体呈纺锤状和细条带状。石英集合体常与弧形石英白云母层的截然一侧边界连接(图6a，c)。石英集合体或垂直于弧形石英白云母层，或与弧形石英白云母层呈高角度相交。石英集合体内除石英晶体外基本不含其它矿物(图8a)。

表1 不同部位所发育的弧形石英白云母层几何形态参数Table 1 Amplitude/half wavelength of the curve shape quartz muscovite textures

图6 1 号脉底部弧形石英白云母层的局部特征(a)1 号岩脉底部细粒石英白云母矿物分层与细晶岩的接触边界一侧截然一侧渐变;(b)从渐变边界向截然边界靠近，石英白云母矿物分层的石英含量增加;(c)从下部的细晶岩向截然边界靠近，石英集合体体积显著增大Fig.6 Detailed features of the quartz-muscovite layers near the bottom of the No.1 pegmatite dyke(a)quartz-muscovite layers at the bottom of the No.1 dyke have a sharp and an obscure margins;(b)the volume ratio of quartz crystals decrease from the sharp margin to the obscure margin;(c)the volumes of the quartz aggregates increase toward the sharp margin

3.3.2 发展型弧形石英白云母层

发展型弧形石英白云母层由中粒弧形石英白云母层和细粒石英钠长石带(这里特是指与弧形层紧密伴生的石英钠长石带)组成。振幅/半波长值见表1。中粗粒弧形石英白云母层的粒度较粗(晶体粒度0.4 ～30mm)，中粗粒弧形石英白云母层中的石英晶体垂直弧形层边界生长(图7d，e)。棱角明显的石英和白云母晶体使得弧形层两侧的接触边界都显得粗糙不平(图7d)。石英和白云母晶体均为半自形-他形晶。与萌芽型的典型差别在于石英和白云母晶体的粒度较粗且不是一侧渐变一侧突变，而是在中粗粒弧形石英白云母层的两侧边界都出现了岩相的突变(突变在中粗粒石英白云母和细粒石英钠长石矿物组合之间发生)。

3.3.3 叠加型弧形石英白云母层

图7 弧形石英白云母层的显微结构特征(a)位于细粒石英钠长石带中的细粒弧形石英白云母层;(b)细粒石英白云母层截然边界两侧矿物分列边界两侧，没有混淆.纳长石存在平行截然边界的定向排列特点;(c)细粒石英白云母和细粒石英钠长石之间的渐变边界两侧矿物混淆在一起;(d)位于细粒石英钠长石带中的中粒弧形石英白云母层. 石英白云母层中的颗粒为长条状放射分布;(e)组成弧形石英白云母层的中粒石英白云母晶体具有长轴比的形态特点，且石英和白云母晶体常常相间排列出现;(f)中粒弧形石英白云母层顶部的纳长石常具有平行于接触边界的定向排列特征Fig.7 Microscopic textures of the quartz-muscovite layers(a)curve shape quartz-muscovite layer can usually be seen in finegrained quartz-albite belt;(b)minerals in both sides of the sharp contact are clear. The albite near the sharp contact arranged parallel to the margin;(c)minerals in both sides of the sharp contact mixed together;(d)quartz and muscovite crystals in curve shape quartzmuscovite layers in the middle of the No.1 dyke show radiate distribution;(e)quartz and muscovite crystals with high long/short axis ratios arranged alternately;(f)albite crystals on the top margin of the coarsely-grained quartz-muscovite layers usually arranged parallel to the margin

表2 可可托海伟晶岩岩钟内各分带中白云母的成分特征(据王贤觉等，1981)Table 2 The content of muscovite in different pegmatite zones in the cupola of Koktokay district (after Wang et al.，1981)

叠加型弧形石英白云母层由细粒弧形石英白云母层、细粒石英钠长石带(这里特是指与弧形层紧密伴生的石英钠长石带)和块体微斜长石(这里特指紧密伴生在紧闭弧形石英白云母层中部的块体微斜长石)组成。振幅/半波长值见表1。弧形层内的石英和白云母的粒度介于萌芽型和生长型之间(晶体粒度0.1 ～3mm)。弧形两侧边界都显得粗糙不平。石英和白云母晶体均为半自形-他形晶。微斜长石“核”的几何长轴的长度最大可达40cm，平均11cm。为自形-半自形晶。斜长石“核”上部的钠长石存在定向的特点(图8b)。比较特别的是，越靠下部，叠加型弧形石英白云母层的起伏程度越明显(图4d)。叠加型弧形石英白云母层与萌芽型、发展型的主要差别在于发育块体微斜长石核。

4 讨论

4.1 分层细晶岩形成过程中的挥发分富集

在可可托海矿区伟晶岩侵入体边界附近的分层细晶岩(石英白云母和石英钠长石的互层)中，从垂直边界发育的石英集合体开始到截然边界，结晶矿物从石英集合体+细粒石英钠长石组合突然过渡到石英+白云母组合(图6)，此时石英晶体所占比例较高(图6b 中箭头所指部位)。从截然一侧到渐变一侧，石英含量降低，白云母含量增高，当到达渐变边界之后，逐步由石英+白云母组合过渡为石英+钠长石组合。再之后以上过程重复进行。这个变化过程说明三个问题:第一，除了石英这个贯通矿物，互层的实质是白云母矿物和钠长石矿物之间周期性的交替出现;第二，石英晶体的结晶方式发生了周期性变化，即从垂直边界生长(石英集合体)变为平行边界生长(石英白云母层中的石英);第三，截然边界处存在钠长石的突然消失，白云母的突然出现及石英晶体所占比例的突增。

这些特征可以从元素的变化来讨论。钠长石包含Na、Al、Si 和O 元素，白云母包含K、Al、Si、O、H 以及少量的F 元素。前人对可可托海白云母成分的测试结果证实了F 广泛存在于从边缘体到岩钟内部的岩相带内的白云母中(表2 和表3)。对于富挥发分的可可托海伟晶岩浆来说(3 号脉中发育有黄玉，萤石，锂云母和磷灰石;王贤觉等，1981;Cao et al.，2013)，靠近岩脉边界附近的骤冷环境将导致上侵至此的不含F 等挥发分的钠长石矿物的大量快速结晶，这无疑会使挥发分迅速向剩余熔体内富集。London(2009)的研究发现，B、P 及F 等挥发分的加入会增加熔体中Si 的运移速率，这就可能导致晶体垂直边界生长情况的出现。1 号脉底部垂直边界生长的石英集合体很可能就是形成于挥发分快速向剩余岩浆内富集的过程中。Jahns and Tuttle(1963)和Jahns(1982)的研究表明，K 元素趋向于进入挥发分中。对于可可托海矿区石英+白云母和石英+钠长石的互层而言，由于钠长石的结晶大量消耗了Na 元素，这就间接导致了剩余富挥发分岩浆逐步富集K 元素。以上挥发分和K 元素在剩余岩浆中的不断富集为白云母的形成提供了物质基础。然而，挥发分的富集不可能无限进行，总会达到剩余岩浆的饱和极限，挥发分随即突然大量出现，无疑会造成岩浆成分和结晶环境的突变。而恰恰在垂直边界生长的石英集合体出现之后，截然边界出现了，矿物突然由富钠长石组合变为富白云母组合。因此，截然边界矿物组合的突变可能就是挥发分饱和的影响下所致。前述在截然边界一侧的石英白云母层中石英晶体所占比例较高的现象(图6b 中箭头所指部位)可能也与挥发分饱和有关。

表3 可可托海岩钟内各分带中白云母的成分特征(据周起凤，2013)Table 3 The content of muscovite in different pegmatite zones in the cupola of Koktokay district (after Zhou，2013)

朱金初等(1990)对广西栗木水溪庙不对称层状含黄玉和白云母的细晶岩互层的成因的研究中发现，黄玉的过饱和晶出是导致结晶前锋熔体中F 含量的下降的原因;以后贫黄玉岩石的晶出，又促使残余熔浆中F 含量不断增加，从而形成周期性震荡环境的反馈链。王贤觉(1981)的研究中发现，在可可托海岩钟的第二个岩相带即细粒石英钠长石带(由石英+钠长石矿物组成)中发现了黄玉矿物。图2a 显示3 号脉岩钟的第二个岩相带(细粒石英钠长石带)也就是岩钟上部发育弧形石英白云母层的细粒石英钠长石带。说明可可托海伟晶岩钟上部的互层细晶岩与含有黄玉矿物的第二个岩相带相同，因此具备类似栗木互层细晶岩的形成条件。虽然我们在有限的镜下薄片中没有发现在细粒石英钠长石带(在边部的与弧形石英白云母层紧密伴生)中存在黄玉矿物，但是白云母矿物也属于含F 矿物，因此，我们认为，石英白云母层的重复出现可能就是挥发分含量(例如F)以及Na 和K元素的周期性涨落变化所致。

4.2 弧形和浮力

在1 号岩脉中，对比弧形石英白云母层的弯曲程度和接触边界的起伏形态不难发现，二者没有对应性，说明弧形的形成与边界的不平整没有显著关系(图4b)。弧形石英白云母层彼此间近似的形态和一致的背地性暗示弧形石英白云母层具有统一的力学成因。通常而言，浮力、重力或稳定统一的外部应力(如剪切和挤压等)都可以在地质体中造成一系列形态近似的弧形结构(Ramsay，1967;Aubele et al.，1988;Cashman and Mangan，1994;Golf，1996;Yamamoto，2014)。弧形石英白云母层与褶皱形态的高度近似，这是否说明弧形石英白云母层由外部应力引起的褶皱作用所形成?褶皱作用包括纵弯、剪切和横弯褶皱作用。形成于韧性环境的纵弯褶皱具有弧形凸起的顶端，而脆性环境下形成的褶皱具有尖锐的弧形凸起顶端(如膝折)。彼此相连的弧形石英白云母层一侧弧形、一侧尖棱的宏观形态(图4c，d)同时反映了韧性环境和脆性环境，这显然是矛盾的;弧形石英白云母层有时形似顶厚褶皱(纵弯褶皱的特征形态)，有时形似顶薄褶皱(横弯褶皱的特征形态;图4b-d)，不论纵弯还是横弯褶皱作用均无法解释以上两种同时存在的褶皱形态;虽然剪切作用也可以造成褶皱，但剪切褶皱作用下的标志层具有沿剪切方向一致的厚度，弧形石英白云母层显然没有这个特点(图4c)。不仅如此，上述褶皱作用中，褶皱层多多少少会发生强度不等的形变(Ramsay，1967)，但是在弧形石英白云母层中并没有形变的表现(图7)。

此外，流变过程中也可以出现褶皱形态(如肠状褶皱等;Pollard and Fletcher，2005)，但是在岩浆流动时，彼此相连的肠状褶皱中无法出现反映脆性形成环境的尖棱状边界，且岩浆流动时肠状褶皱的弧形凸起顶端很难在大范围内保证同时朝向一个方向(Hoyt，2011)。综上，弧形石英白云母层并非由褶皱作用形成。

具有背地性(或向地性)特征的构造通常由浮力(或重力)引起。比如玄武岩中陡立的拉长气孔(浮力上升)或沉积岩中的火焰状构造(Aubele et al.，1988;Cashman et al.，1994;Golf，1996;Yamamoto，2014)。弧形石英白云母层弧形凸起顶端一致朝上的特点说明其具有背地性(图4b-d)，非常类似气泡的形态，可能指示浮力作用为其重要成因机制。不仅如此，弧形石英白云母层在1 号岩脉和岩钟顶部大量聚集，在陡倾的边界附近(岩钟侧边)不发育的特点也类似于气泡无法在陡倾斜边界停留的特点，进一步暗示浮力与弧形石英白云母层的密切关系。

浮力的作用过程可以从弧形石英白云母层顶部的钠长石晶体的定向排列现象加以了解。由于这种定向不伴随任何晶体变形(图7f)，说明钠长石的定向是在岩浆处于流动状态下形成，换句话说流动状态的岩浆中可能已经开始结晶出钠长石了(晶粥)。钠长石定向局限于弧形石英白云母层附近，且长轴与弧形延伸方向一致(图7f)，这种排列方式类似于气球膨胀作用所造成的平行边界的面理(图9a)，暗示钠长石的定向由岩浆的上升流动挤压已结晶的斜长石迫使其发生重新排列而形成。

综合4.1 和4.2 的论述，弧形石英白云母层的形成过程可以理解为挥发分的大量出现上浮，并在上侵过程中上拱半固结岩浆(晶粥)，直至逐步冷却而形成弧形状态。

图9 钠长石定向排列机制示意图，平行弧形排列反映竖直向上的挤压(a)高浮力挥发分上侵造成半固结的岩浆中钠长石发生定向;(b)位于岩钟顶部由于更加富集挥发分，在弧形层大致形成后继续因为挥发分在下部的聚集发生钠长石的定向Fig.9 The albite crystals，which show directional arrangement around the curve shape，indicate the vertical compression(a)the albite show directional arrangement due to the ascent of volatile;(b)the albite show directional arrangement due to the following ascent of volatile

4.3 弧形石英白云母层的形成过程

通过4.1 和4.2 不难发现，弧形石英白云母层的形成需要两个关键条件，一个是挥发分含量的周期变化，其最初的触发机制就是骤冷环境导致的钠长石的大量快速结晶引起的岩浆成分的变化。另外一个是挥发分具有高浮力。那么，究竟是怎样的过程使得陡倾斜壁(如指岩钟的侧壁)的弧形石英白云母层不发育弧形，而岩钟顶部和缓倾斜岩脉底部发育弧形?

前已叙述，单个石英白云母弧形的振幅和半波长由岩脉的底部向上逐步增加(由4c 向图4b)。虽然3 号脉岩钟部分的底部没有露头，但其上部的弧形石英白云母层同样具有类似1 号脉中部的弧形层所具有的高振幅和半波长，因此岩钟底部可能也存在类似萌芽型弧形层的情况。弧形石英白云母层越向上“个头”越大的现象说明，弧形石英白云母层在上升过程中是逐渐“长大”的。考虑到挥发分的大量出现是弧形形成的重要原因，我们推测，每一次结晶前锋越过截然边界的时候，挥发分就开始大量的出现并上浮。在靠近底部附近，由于运移距离短，挥发分彼此较为独立(类似小气泡)，所能造成的影响范围有限，因此形成的弧形规模小，但是数量庞大。如果上升距离足够，随着挥发分向上的运移，独立的挥发分(小气泡)之间将会有机会合并为一体，且越向上运移，能够合并的体积越大。但是挥发分的聚集毕竟存在一定的几率，且合并为较大体积之后会大量消耗独立的挥发分(小气泡)，这就导致高振幅高半波长的弧形仅仅局部出现，且由于有缓倾斜顶板的阻挡而聚集在中上部。以上就是对于萌芽型和生长型弧形石英白云母层成因的解释。这也是为何要将此两型定名为萌芽型和发展型的原因。陡倾的侧壁由于无法阻挡高浮力的挥发分上升，因此无法形成弧形，只有一部分没来得及上浮的挥发分在边界附近快速结晶形成平直石英白云母层。

虽然生长型和叠加型弧形石英白云母层都位于伟晶岩钟或岩脉的偏中上部的位置，但是相邻的叠加型弧形石英白云母层的振幅/半波长比值有时会出现显著变化(如图4d 中弧形石英白云母层从下向上振幅/半波长比值逐步减小)。由于岩钟结晶已经确定是由外向内，因此靠近岩钟顶部的叠加型中部的块体微斜长石的结晶比边部的细粒石英钠长石带(特指与弧形石英白云母层紧密伴生的石英钠长石带)要晚。岩浆的底劈作用(diapir)常导致的原始水平的层理发生拱起，且曲率向上越远离底劈部位越微弱(Davison et al.，2000)，类似叠加型弧形石英白云母层的振幅/半波长比值向上逐步减小的特点。微斜长石“核”上部的钠长石存在定向的特点(图8b)证明变形发生时岩浆未固结，变形反映了岩浆的上拱(图9b)。因此，叠加型是在弧形石英白云母层上拱形成弧形之后再次叠加剩余未固结的上拱过程，然后结晶形成了块体微斜长石“核”。

4.4 弧形石英白云母层的形成模式

根据前面的讨论，弧形石英白云母层的形成过程可以总结如下:伟晶岩侵入体边部钠长石的大量结晶导致了挥发分向剩余岩浆的聚集。陡倾岩脉挥发分不能有效保存(图10a，b)，具有缓倾斜顶板的缓倾角岩脉和岩钟由于挥发分的上浮和挥发分的合并逐步形成了萌芽型(图10c-f)、叠加型(图10g，h)及生长型(图10c-f)三类弧形石英白云母形态。而随着石英+白云母矿物组合的大量结晶而消耗了挥发分，岩浆又恢复为结晶钠长石为主的状态。正是由于挥发分含量的周期变化，造成弧形石英白云母层和石英+钠长石带之间的往复变化(图10)。

弧形石英白云母层的形成过程完整的展示了岩浆向富挥发分方向演化的过程。使挥发分的形成、聚集和消耗过程都有了各自相配套的岩石组合和独特的结构构造。为伟晶岩浆向富挥发分方向演化过程的精细研究提供了方法参照。可可托海伟晶岩浆向热液的演化过程也在周起凤等(2015)的研究中涉及。对于今后其它类型的岩浆热液矿床的研究无疑也具有一定的借鉴意义。

图10 弧形石英白云母层的形成过程(a)陡倾斜岩脉两侧边界附近钠长石的结晶促使岩浆挥发分上浮;(b)陡倾斜岩脉不能有效的保存上浮的挥发分，没有形成弧形石英白云母层;(c)缓倾斜岩脉底边界附近钠长石的结晶促使岩浆挥发分上浮;(d)位于底部边界未及上浮的挥发分参与形成了底部轻微起伏的C 型弧形石英白云母层，上浮的挥发分部分发生了合并;(e)合并之后体积较大的挥发分参与了A 型石英白云母层的形成;(f)岩钟顶部细粒石英钠长石带中的石英白云母层在半固结时下部岩浆上侵，造成钠长石的定向排列;(g)岩浆冷却固结之后，弧形石英白云母层中部出现了块体微斜长石，形成了B 型弧形石英白云母层Fig.10 The mode of curve shape quartz-muscovite layers(a)the crystallization of albite crystals near the steeply-dipping dyke margins caused the buoyancy of volatile;(b)the steeply-dipping dykes can’t hold the volatile which are necessary for the formation of curve shape quartz muscovite layers;(c)the crystallization of albite crystals near the bottom of the shallow-dipping dyke margins caused the buoyancy of volatile;(d)the volatile near the bottom caused the formation of C type curve shape quartz muscovite layers. The coalescence of volatie occasionally happened in the middle of the dyke;(e)large scale volatile took part in the formation of A type curve shape quartz muscovite layers;(f)the ascent of residual magma caused the rearrangement of albite crystals in subsolid magma;(g)the magma in the middle of the curve shape quartz muscovite layer formed the microcline crystal. The B type curve shape quartz muscovite layers formed

4.5 弧形石英白云母层与稀有金属富集成矿的关系

石英白云母层是伟晶岩侵入体中常见的岩相带，无论是世界规模的伟晶岩矿床(如Tanco 伟晶岩矿床和可可托海伟晶岩矿床)还是规模较小的伟晶岩矿床(如在新疆阿尔泰地区星罗棋布的伟晶岩型稀有金属矿区和矿点)，都可以见到重复出现的石英白云母层(大多位于侵入体边部)。但是，以弧形形态出现的石英白云母层并非随处可见。我们曾经对阿尔泰地区的虎斯特、喀拉苏、库卡拉盖和柯鲁木特等具一定规模的伟晶岩型稀有金属矿床进行了实地考察，没有发现弧形石英白云母层。即使在可可托海矿区的伟晶岩脉中，弧形石英白云母层也并非随处可见。弧形石英白云母层只见于3 号脉的岩钟部分、3 号脉的缓倾斜部分和1 号缓倾斜伟晶岩脉内。巧合的是，1 号、3 号脉是可可托海矿区含矿性最好的伟晶岩侵入体中规模最大的两个。不仅如此，弧形石英白云母层恰恰又出现在加拿大Tanco 伟晶岩型超大矿区中(Cˇerný and Ferguson，1972)。这说明弧形石英白云母层的大量出现与伟晶岩侵入体的规模可能具有对应性。

对于伟晶岩型稀有金属矿床而言，挥发分的聚集与稀有金属元素富集的关系密切(Lu et al.，1997)。前面已经讨论弧形石英白云母层的大量出现反映出岩浆已经开始出现显著的周期性的挥发分出现和上升现象，为稀有金属元素的聚集提供了物质基础。此外，弧形石英白云母层的出现还与伟晶岩脉的倾角直接相关。在所有发现弧形石英白云母层的伟晶岩侵入体中，都存在一个缓倾斜甚至是近水平的顶板(如缓倾斜岩脉的顶板)。在阿尔泰地区和可可托海矿区内广泛发育的陡倾斜伟晶岩脉中，未发现弧形石英白云母层。这说明缓倾斜顶板能够有效的阻挡挥发分的向上逸散(但这并不是说只要是缓倾斜就可以形成弧形石英白云母层)。

中国阿尔泰地区广布伟晶岩侵入体(部分侵入体宽达数十米)，如何判断一个伟晶岩侵入体的成矿潜力是重要的科学和实际问题。弧形石英白云母层的大量出现不仅预示着该伟晶岩侵入体存在强烈的挥发分聚集现象，还预示着伟晶岩侵入体可能具有较大规模和有利挥发分保存的环境(即侵入体存在缓倾斜顶板)，这些对于稀有金属元素的聚集和保存无疑具有重要帮助作用。因此弧形石英白云母层在某个伟晶岩脉中的大量出现预示着该岩脉具有良好的成矿潜力。

5 结论

在可可托海矿区伟晶岩侵入体中的分层细晶岩内，发育了独特的呈弧形形态石英白云母层，这种结构在产出十万多条伟晶岩侵入体(岩脉为主)的阿尔泰地区较为少见，本文对弧形石英白云母层进行了详细的形态、结构和分布等方面的观测研究，得到了一些新的认识:

(1)可可托海矿区的弧形石英白云母层的出现是浮力作用所致。

(2)弧形石英白云母层的出现暗示伟晶岩浆存在明显的挥发分聚集。

(3)伟晶岩侵入体中的弧形石英白云母层由岩体边界向内逐步形成。

(4)弧形石英白云母层在侵入体中的大量出现不仅预示岩体具有较大的体积，也说明存在有利挥发分保存的环境，对大型伟晶岩型稀有金属成矿具有重要指示意义。

致谢 中国科学院地质与地球物理研究所林伟研究员、李光明和徐兴旺副研究员给予了启发讨论;新疆有色地勘局701 队丁建刚工程师对野外工作给予了帮助;有色金属矿产地质调查中心王艳丽博士的讨论很有启发;林伟研究员、刘琰副研究员悉心审阅初稿，提出建设性的修改意见。在此一并致谢。

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