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中国钨矿资源总量丰富，但是分布极不均衡，其中80%分布在华南地区，其他多分布在昆仑—秦岭—大别造山带、天山—兴蒙造山带和西藏—三江造山带（盛继福等，2015；夏庆霖等，2018）。近些年来的勘探找矿工作在天山—兴蒙造山带陆续发现了一批钨矿，例如杨金沟（任云生等，2010a；2010b），白石砬子（赵华雷等，2011），翠宏山（Hu et al., 2014; Fei et al., 2018），红花尔基（郭志军等，2015；2016；Guo et al., 2016）和白音汉等钨矿床（图1）。这些陆续发现的钨矿表明该地区具有巨大的钨成矿潜力。钨成矿作用通常与花岗岩在空间及成因上密切相关，花岗岩的来源与演化过程控制着矿床的形成（Mao et al., 2013; Sheng et al., 2015; Romer et al., 2016; Legros et al., 2019）。中国华南地区钨资源丰富，众多学者针对华南地块南岭地区钨成矿花岗岩进行了大量研究工作，认为陆壳重熔型花岗岩是该地区的主要成矿岩体，以二云母花岗岩及白云母花岗岩为主，地幔物质主要起到了热源的作用（华仁民等, 2010; Chen et al., 2013; Su et al., 2017）。随后，通过对钨矿床内的辉钼矿Re-Os定年、白云母Ar-Ar定年，以及岩体锆石U-Pb定年，学者们发现南岭地区的钨矿虽然多数产于大花岗岩基的周缘和内部，但是钨成矿与这些早期的花岗岩基（441~438 Ma）无关，而是与区内晚期（160~150 Ma）的高分异花岗质小岩体密切相关（Yuan et al., 2018a; 2018b;严宸等，2019），并且成矿岩体多为S型花岗岩（许赛华等，2019）。这与中国东北地区的钨矿明显不同，根据Xie等（2022）的统计，东北地区与钨成矿相关的花岗岩基本都为高分异的I型和A型花岗岩，极少存在S型花岗岩，因此探究东北地区钨矿成因对了解钨成矿机制具有重要意义。
过去的年代学研究证实中国东北地区主要发育三叠纪、侏罗纪和早白垩世3期钨矿化（Zeng et al., 2012; 2015; Ouyang et al., 2015; Wang et al., 2021; Xie et al., 2022），均与岩浆活动密切相关。成矿类型主要为斑岩型、矽卡岩型和石英脉型矿床。白音汉矿床是近年来新发现的石英脉型钨矿，目前仅有Wang等（2020）对矿床的地质特征、成矿年龄及流体演化进行了报道。通过开展辉钼矿Re-Os定年，结果显示白音汉矿床成矿时代为早白垩世（(139.6±7.6)Ma），成矿作用与流体中CO2的逸散密切相关。该文章报道了矿体主要产在大的花岗岩基中，这与南岭地区矿床的产出相似，那么该矿床是否像南岭地区众多矿床一样，存在其他的隐伏岩体为矿床提供了成矿物质，还是该花岗岩基就是白音汉矿床的成矿岩体？这一问题的解决对该矿床的成因以及区域内的找矿都有着重要的指导作用。因此本文在此研究基础上，选择白音汉矿床的花岗岩开展锆石U-Pb定年和地球化学分析，确定花岗岩的形成时代，结合锆石Hf同位素组成特征，确定矿床的成矿岩体，探讨矿床形成的动力学背景，为矿床成因和区域成矿规律研究提供科学依据。
图1中国东北地区主要钨矿分布图（据Zeng et al., 2012）
Fig. 1 Distribution of major tungsten deposits in Northeast China (after Zeng et al., 2012)
1地质背景中国东北地区主要由5个构造单元组成：额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块、辽源地块和佳木斯地块，这些地块分别以区域上的塔源—喜桂图断裂，贺根山—黑河断裂，西拉木伦河—长春断裂和牡丹江断裂为界（图1）分割开来。这些区域上的断裂规模较大，切割极深，对中国东北地区显生宙以来的内生金属矿产有重要的成矿意义。白音汉矿床位于松辽地块，属于大兴安岭南段多金属成矿带，该成矿带西部以贺根山断裂为界，东部以嫩江—八里罕断裂为界，南部以西拉沐伦河断裂为界（图2）。大兴安岭南段多金属成矿带是中国重要的多金属成矿带，包含大量的斑岩型钼矿床，矽卡岩型铅锌矿床，矽卡岩型铁锡型矿床，热液型银多金属矿床，锡多金属矿床，铅锌多金属矿床和铜多金属矿床。大兴安岭南段多金属成矿带主要由二叠系组成，中生代的侵入岩发育，覆盖有中生代—新生代的火山岩和沉积岩（图2）。二叠系主要由4个组(BGMR, 1991)组成：①下二叠统青峰山组，由灰色，粉砂质凝灰岩夹层组成；②下二叠统大石寨组，主要由海相熔岩和凝灰岩（安山质，长英质，玄武质）组成；③下二叠统黄岗梁组，由混合砂岩和板岩组成，含石灰岩和凝灰岩；④上二叠统林西组，主要由陆相砂岩、粉砂岩和泥岩组成。中生代主要为侏罗系和白垩系，其中侏罗系主要由砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、煤层、火山碎屑岩、凝灰岩、流纹岩和英安岩组成；白垩系由安山岩、火山碎屑岩、凝灰岩、凝灰岩砂岩、粉砂岩和基底砾岩组成。新生代则以陆相红层为主。
图2大兴安岭南段多金属矿床分布图（据Wang et al., 2020）
Fig. 2 Distribution map of the polymetallic deposits in southern segment of the Great Xing’an Range (after Wang et al., 2020)
2矿床地质特征白音汉矿床产在正长花岗岩中，该岩体是整个矿床的赋矿围岩，在矿区内出露面积很大（图3a~b）。正长花岗岩呈块状构造，中细粒结构，主要由钾长石（50%）、石英（30%）、斜长石（10%），以及少量黑云母（10%）组成（图4a、b）。在靠近矿体的位置，正长花岗岩内可见脉状钨矿化（图5b、c）。白音汉矿床主要由5个含黑钨矿的石英脉矿体组成，钨矿体在空间上受断裂控制，倾角很缓，走向长度为10~150 m（图3b）。这些矿体的特征相似，Ⅴ1矿体位于矿区西南部，地表走向由北西转为北东，呈现“Ⅴ”形特点，向北倾斜，倾角为10°~15°，长度为150 m，厚度为0.1~1.5 m（图3a、b）。Ⅴ2矿体位于Ⅴ1矿体北侧（图3a），与Ⅴ1相同走向，向北倾斜，倾角为15°，Ⅴ2矿体的规模小于Ⅴ1矿体。Ⅴ3、Ⅴ4和Ⅴ5矿体出现在北部矿区（图3a），这3个矿体为北东走向，向西北倾斜，倾角为12°~20°，长度基本一致，在100 m左右，矿体厚度为0.2~1.8 m。矿体主要由含钨石英脉和少量云英岩组成，矿体的w(WO3)为0.5%~2.5%。矿石主要为脉状和块状构造（图5b、c、f），矿石结构以自形、半自形结构为主（图5d、g、i）。矿石矿物主要由黑钨矿、黄铁矿、辉钼矿（图5d、f、g）组成，脉石矿物主要由石英和白云母组成（图5e、g、i）。白音汉矿床发育大量云英岩化，云英岩蚀变与矿化密切相关，蚀变主要发生在矿体周边的正长花岗岩中，以石英、云母、黄铁矿化为主。矿石主要产出在云英岩以及石英脉中，发育大量钨矿化，主要矿石组合为黑钨矿+黄铁矿±辉钼矿（图5d~i）。
根据矿体矿物学特征和矿物切穿关系，确定白音汉矿床存在3个成矿阶段：第一阶段为黑钨矿+石英脉阶段；第二阶段为辉钼矿+石英+黄铁矿阶段；第三阶段为无矿的方解石+萤石阶段。石英-黑钨矿脉的第一阶段含有大量的浸染状黑钨矿，部分区域会集中产出少量铋矿，并伴有强烈的云英岩蚀变。石英通常呈乳白色，颗粒粗大，呈破碎的半自形。第二成矿阶段的特征是以含黄铁矿和辉钼矿的石英脉为主，辉钼矿主要为薄膜状，常见黄铁矿与早阶段形成的黑钨矿叠加在一起。第三阶段的特征是粗糙的半透明自形方解石和萤石出现在裂缝和细脉中，横切早期形成的矿脉。
图3白音汉矿床地质简图（a）和勘探线剖面图（b）（据Wang et al., 2020修改）
Fig. 3 Sketch geological maps (a) of the Baiyinhan deposit and geological cross sections of exploration lines (b) (modified from Wang et al., 2020)
图4白音汉矿床正长花岗岩野外照片（a）及正交偏光下显微镜照片（b）Qz—石英；Bi—黑云母；Pl—斜长石；Kfs—钾长石
Fig. 4 Field photograph (a) and micrographs under CPL (b) of syenogranite from the Baiyinhan deposit Qz—Quartz; Bi—Biotite; Pl—Plagioclase; Kfs—K-feldspar
3样品采集及分析方法3.1锆石U-Pb定年及Hf同位素本次研究笔者在矿区远离矿脉处采集了一个未经矿化蚀变影响的新鲜正长花岗岩样品进行锆石定年及Hf同位素研究，来确定该矿床的岩体的形成时代和来源。锆石的挑选在河北省廊坊宇恒实验室完成。锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室（IGGCAS）的激光烧蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）进行。用于锆石定年的激光光斑直径为40μm，激光脉冲速度为10 Hz，剥蚀时间为90 s，深度为40~60μm。实验室使用标准锆石91500和GJ-1作为锆石U-Pb同位素测量的参考标准，这些实验的详细过程参见文献Chen等（2021）。锆石的U-Pb比值计算使用Glitter软件（Achterberg et al., 2001）进行处理。锆石的U-Pb谐和年龄，206Pb/238U加权平均年龄使用ISOPLOT软件（Ludwig，2003）进行计算和绘制。
图5白音汉矿床正长花岗岩及典型矿石标本照片
a.正长花岗岩内含黑钨矿石英脉(向北倾斜)；b.正长花岗岩中的钨矿化；c.石英脉和正长花岗岩边部发育黑钨矿化；d.云英岩中自形黑钨矿、黄铁矿；e.云英岩中发育石英脉和黑钨矿；f.黑钨矿和黄铁矿；g.云英岩中含有辉钼矿和黑钨矿；h.石英脉中发育黑钨矿、黄铁矿；i.块状矿石 Mb—辉钼矿；Py—黄铁矿；Gs—云英岩；Qz—石英；Wf—黑钨矿
Fig. 5 Photos of syenogranite and representative ore specimens from the Baiyinhan deposit
a. The syenogranite contains quartz veins of wolframite (dipping to north); b. Tungsten mineralization in syenogranite; c. Quartz veins and syenogranite developed wolframite; d. Euhedral wolframite, pyrite in greisen; e. Quartz veins and wolframite are developed in the dolomite; f. Wolframite and pyrite; g. Greisen contains molybdenite and wolframite; h. Wolframite and pyrite are developed in quartz veins; i. Massive ore
Mb—Molybdenite; Py—Pyrite; Gs—Greisen; Qz—Quartz; Wf—Wolframite
本次测试的Hf同位素测试点为正长花岗岩锆石U-Pb定年的点，选取锆石U-Pb协和点进行测试，该实验与锆石定年实验在同一实验室完成，同样采用国际标准锆石91500作为校正，实验过程中激光束斑直径为60μm，脉冲宽为15 ns，剥蚀采样间隔为23 s。具体步骤和仪器分析条件及数据获取方法见Wu等（2006）。白音汉矿床锆石的U-Pb同位素比值及年龄见表1，锆石Hf同位素结果见表2。
Hf同位素分析过程中采用的标准值为球粒陨石(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR,0= 0.028 2772(Blichert-Toft et a1., 1997)；亏损地幔(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.283 25 (Griffm et a1., 2000)；Lu衰变常数λLu=1.867×10-1a-1(吴福元等，2007b)
3.2岩石及锆石的主、微量元素分析岩体的主量、微量元素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行。在矿区远离矿化的位置挑选新鲜未蚀变的正长花岗岩十件进行主微量元素测试分析，样品号依次为BYH-3至BYH-12。按主量元素使用XRF法测试，微量元素采用酸溶法，工作的相对湿度和温度分别为30%和20℃，实验的精度介于5%~10%，详细的方法和流程可参考Wang等（2022）。
锆石的微量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室（IGGCAS）测试，与进行锆石定年的为同一批样品。标样采用91500，GJ-1和NIST610，数据处理采用Glitter软件。岩体的主微量元素数据结果见表3，锆石微量元素数据结果见表4。
4分析结果4.1正长花岗岩U-Pb及Hf同位素正长花岗岩的锆石CL图像为长柱状、透明，长度在60~120μm，具有典型岩浆震荡环带，笔者对8个锆石颗粒进行了测试分析，其206Pb/238U年龄在136.8~144.0 Ma之间，加权平均年龄为(139.1±2.5)Ma，MSWD=0.49（图6a、b）。正长花岗岩的Hf同位素测试点位是进行过U-Pb定年之后的锆石点位，一共获得8个εHf(t)值，这8个εHf(t)值集中在为2.4∼5.0，均为正值，变化范围很小（图7）。岩石的Hf同位素两阶段模式年龄也较为集中，TDM2为871~1042 Ma。
4.2岩石地球化学特征10件正长花岗岩样品具有完全一致的主微量元素特征，w(SiO2)很高，为75.70%~76.71%，平均值为76.23%。w(Al2O3)、w(CaO)、w(MgO)和w(FeO)分别为13.01%~13.44%、0.53%~0.60%、0.14%~0.20%、0.23%~0.46%，显示出岩体具有富铝，贫钙、镁的特征。样品烧失量很低，介于0.23%~0.46%，表明样品新鲜，受蚀变影响小。此外，岩体具有富碱特点，w(Na2O)为4.24%~4.59%，w(K2O)为4.08%~4.49%，Na2O+K2O=8.32%~8.92%，Na2O/K2O=0.96~1.06。在w(SiO2)-w(K2O)图（图8a）中，岩石均属于高钾钙碱性系列。A/CNK值为1.00~1.05，均表现为弱过铝质特征（图8b）。
正长花岗岩的微量元素特征一致，在图9a中可以看出，稀土元素配分曲线呈现右倾特点，为富集轻稀土元素的分布模式。稀土元素总量介于214×10-6~347×10-6，LREE/HREE=1.53~2.03，(La/Yb)N=2.85~4.46，轻稀土元素富集明显。δEu值非常小（0.03~0.06），平均值为0.04，显示出强烈的负Eu异常。在微量元素原始地幔标准化图解（图9b）中，样品表现为富集Rb、Th、K等大离子亲石元素，而亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素的特征。
4.3锆石微量元素特征锆石微量元素分析结果见表4，w(Th)为158×10-6~1460×10-6，平均值578.3×10-6，w(U)为103×10-6~452×10-6，平均值285.3×10-6，Th/U比值为1.0~3.2，平均值2.1；稀土元素总量为917×10-6~2528×10-6，平均稀土元素总量为1795.2×10-6；轻稀土元素亏损（58×10-6~99×10-6），重稀土元素富集（859×10-6~2457×10-6），轻、重稀土元素比值LREE/HREE为0.03~0.07，平均值为0.05。δEu为0.3~0.7，平均值为0.5，δCe为3.6~41，平均为13.5。测试的8个锆石微量元素具有一致的稀土元素配分曲线（图10a），均为重稀土元素富集、轻稀土元素亏损的左倾模式，表现出明显的Ce正异常和弱的Eu负异常。锆石Ti温度计可以用来有效计算锆石的结晶温度，利用Ferry等（2007）提出的公式对8个锆石颗粒进行计算，得出的锆石结晶温度为775~880℃，平均温度为829℃。
5讨论5.1成岩成矿时代样品中选取测试的锆石均表现出岩浆锆石的特征，具体包括：①在CL图中可见清晰的紧闭型岩浆震荡环带（图6b），与岩浆锆石一致；②锆石的Th/U比值均大于1，远大于0.4（1.0~3.2；图10b），也是岩浆锆石的典型特征（Belousova et al., 2002）；③所有锆石具有一致的稀土元素配分曲线，表现出轻稀土元素亏损、重稀土元素富集的特征（图10a），具有明显的Ce正异常（δCe平均值为13.5）和弱的Eu负异常（δEu平均值为0.5），这些特征与典型花岗岩的锆石特征一致（Belousova et al., 2002；雷玮琰等，2013），因此这些锆石的U-Pb年龄结果可以约束岩浆的成岩时代。白音汉矿床内的正长花岗岩共测试8个谐和点，得出206Pb/238U加权平均年龄为(139.1±2.5)Ma（MSWD=0.49），这一结果与矿区内辉钼矿的Re-Os等时线年龄在误差范围内相同((139.6±7.6)Ma，Wang et al., 2020)，表明矿床内的成岩成矿时代一致，均为早白垩世时期，这一结果也与地质现象吻合，正长花岗岩为该矿床的主要成矿岩体。
表1白音汉矿床正长花岗岩LA-ICP-MS U-Pb同位素数据结果
Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating data for the syenogranite from the Baiyinhan deposit
样号
w(B)/10-6
207Pb/206Pb
207Pb/206Pb
207Pb/235U
207Pb/235U
206Pb /238U
206Pb/238U
207Pb/235U
207Pb/235U
206Pb /238U
206Pb /238U
Th
U
比值
1σ
比值
1σ
比值
1σ
年龄/Ma
1σ
年龄/Ma
1σ
BYH-1-2
1460
452
0.04927
0.00318
0.14582
0.00898
0.02148
0.00047
138.2
7.96
137.0
2.96
BYH-1-3
505
374
0.04225
0.00616
0.12940
0.01817
0.02224
0.00093
123.6
16.34
141.8
5.87
BYH-1-4
393
402
0.05077
0.00296
0.15149
0.00841
0.02166
0.00044
143.2
7.41
138.2
2.77
BYH-1-6
298
129
0.04973
0.01193
0.15123
0.03473
0.02209
0.00163
143.0
30.63
140.8
10.28
BYH-1-7
626
250
0.04881
0.00336
0.15177
0.01000
0.02258
0.00051
143.5
8.81
144.0
3.24
BYH-1-8
888
449
0.05208
0.00451
0.15790
0.01300
0.02202
0.00064
148.9
11.4
140.4
4.04
BYH-1-9
158
122
0.06140
0.00326
0.18133
0.00908
0.02145
0.00043
169.2
7.81
136.8
2.72
BYH-1-10
297
103
0.05489
0.00482
0.16520
0.01373
0.02184
0.00066
155.2
11.97
139.2
4.19
表2白音汉矿床正长花岗岩锆石Lu-Hf同位素原位分析结果
Table 2 Zircon LA-ICP-MS in-situ Lu-Hf isotopic analytical results of syenogranite in the Baiyinhan deposit
样号
t/Ma
176Yb/177Hf
176Lu/177Hf
176Hf/177Hf
2σm
ɛHf(t)
TDM1/Ma
TDM2/Ma
fLu/Hf
BYH-1-2
137.0
0.0415
0.001800
0.282819
0.000022
4.4
631
909
-0.95
BYH-1-3
141.8
0.0306
0.001300
0.282781
0.000026
3.2
676
989
-0.96
BYH-1-4
138.2
0.0434
0.001900
0.282800
0.000021
3.8
660
952
-0.94
BYH-1-6
140.8
0.0508
0.002200
0.282763
0.000016
2.5
719
1036
-0.93
BYH-1-7
144.0
0.0308
0.001300
0.282793
0.000028
3.7
659
961
-0.96
BYH-1-8
140.4
0.0392
0.001600
0.282759
0.000030
2.4
714
1042
-0.95
BYH-1-9
136.8
0.0667
0.002700
0.282838
0.000029
5.0
618
871
-0.92
BYH-1-10
139.2
0.0459
0.002000
0.282780
0.000027
3.1
691
997
-0.94
注：Hf同位素分析过程中采用的标准值为球粒陨石(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR,0=0.028 277 2 (Blichert-Toft et a1., 1997)；亏损地幔(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325 (Griffm et a1., 2000)；Lu衰变常数λLu=1.867×10-1a-1(吴福元等，2007b)。近年来在中国东北地区陆续发现的钨矿主要集中在三叠纪（~230 Ma）、早中侏罗世（198~170 Ma）和早白垩世（~140 Ma）3个时代。白音汉矿床形成于早白垩世，正长花岗岩的锆石U-Pb年龄和辉钼矿的Re-Os年龄均为139 Ma，这进一步表明早白垩世是中国东北地区重要的钨成矿期，具有广阔的成矿前景。
5.2岩石成因白音汉矿床的正长花岗岩在100 00Ga/Al-w(Na2O+K2O)和100 00Ga/Al-FeOT/MgO图（图11）中，样品基本都落于A型花岗岩范围。值得注意的是，关于钨成矿相关的花岗岩成因一直有争议，原因在于与钨成矿相关的花岗岩大都为高分异型花岗岩，而高分异I型和S型花岗岩在该判别途中常会落于A型花岗岩范围，表现出与A型花岗岩相似的特点（吴福元等，2007a；2017），因此需要进一步的分析来确定成因。首先是在矿物组合中，并没有发现I型花岗岩的标志性矿物——角闪石，也没有S型花岗岩中的过铝质矿物，比如白云母和石榴子石（吴福元等，2017）。其次是岩体具有高硅（75.70%~76.71%），富碱（w(Na2O+K2O)=8.32%~8.92%）的特征，A/CNK值介于1.0~1.1之间，属于高钾钙碱性弱过铝质岩石。稀土元素总含量较低（214×10-6~347×10-6），轻、重稀土元素分馏明显，呈右倾型配分模式，有强烈的Eu负异常（图9a、b），岩体亏损Ba、Sr、P和Ti元素，这都是典型的A型花岗岩特征（King et al., 1997; Bonin, 2007）。通过计算得出正长花岗岩的锆石饱和温度较高，为775~880℃，平均温度为829℃，与A型花岗岩的锆石饱和温度基本一致（TZr=839℃）（King et al., 1997；Watson et al., 1983）。综上所述，笔者认为白音汉正长花岗为A型花岗岩。
表3白音汉矿床正长花岗岩的主量元素(w(B)/%)和微量元素(w(B)/10-6)组成
Table 3 Major (w(B)/%) and trace element (w(B)/10-6) compositions of syenogranite in the Baiyinhan deposit
组分
BYH-3
BYH-4
BYH-5
BYH-6
BYH-7
BYH-8
BYH-9
BYH-10
BYH-11
BYH-12
SiO2
76.42
76.03
75.9
76.24
75.91
76.71
76.41
76.29
76.65
75.70
Al2O3
13.16
13.43
13.28
13.20
13.40
13.04
13.26
13.25
13.01
13.44
Fe2O3
0.547
0.582
0.594
0.495
0.489
0.548
0.521
0.487
0.548
0.635
FeO
0.40
0.37
0.33
0.32
0.41
0.23
0.40
0.30
0.46
0.30
MgO
0.14
0.14
0.16
0.14
0.19
0.17
0.20
0.18
0.16
0.20
CaO
0.53
0.55
0.60
0.56
0.60
0.59
0.59
0.59
0.55
0.60
Na2O
4.35
4.31
4.57
4.38
4.30
4.24
4.31
4.27
4.24
4.59
K2O
4.33
4.38
4.30
4.49
4.48
4.08
4.24
4.29
4.25
4.33
MnO
0.07
0.07
0.09
0.07
0.05
0.07
0.07
0.06
0.09
0.08
TiO2
0.09
0.09
0.09
0.09
0.09
0.10
0.09
0.09
0.10
0.11
P2O5
0.03
0.03
0.02
0.02
0.03
0.03
0.03
0.03
0.02
0.03
烧失量
0.34
0.34
0.38
0.31
0.46
0.39
0.23
0.43
0.35
0.28
Na2O+ K2O
8.68
8.69
8.87
8.87
8.78
8.32
8.55
8.56
8.49
8.92
Na2O/K2O
1.00
0.98
1.06
0.98
0.96
1.04
1.02
1.00
1.00
1.06
FeOT
0.89
0.89
0.86
0.77
0.85
0.72
0.87
0.74
0.95
0.87
FeO/MgO
6.33
6.34
5.27
5.32
4.45
4.16
4.28
4.08
5.99
4.40
(K2O+Na2O)/CaO
16.50
15.71
14.69
15.98
14.61
14.20
14.47
14.53
15.58
14.82
A/CNK
1.03
1.05
1.00
1.01
1.03
1.05
1.04
1.04
1.03
1.01
A/NK
1.11
1.13
1.09
1.09
1.12
1.14
1.13
1.13
1.12
1.10
Li
31.7
28.5
29.0
21.7
15.8
27.7
25.5
23.9
24
36.9
Be
3.66
3.59
3.22
3.00
2.96
3.25
2.77
3.47
8.8
3.84
Sc
4.57
4.53
3.87
3.49
3.40
4.29
4.71
3.53
4.24
4.41
V
2.96
3.78
3.61
3.03
2.58
2.23
2.48
3.59
10.10
17.10
Cr
0.508
0.521
0.569
0.522
0.580
0.694
0.576
0.601
0.977
1.420
Co
0.290
0.311
0.333
0.295
0.283
0.296
0.264
0.312
0.218
0.399
Ni
0.253
0.323
0.350
0.291
0.281
0.697
0.253
0.370
0.343
0.617
Cu
1.94
2.07
1.74
2.14
6.57
2.25
2.09
12.10
2.78
5.65
Zn
28.3
24.7
24.0
23.9
22.1
23.4
20.3
19.2
36.1
32.4
Ga
18.0
18.1
16.7
16.5
17.1
17.5
17.1
17.7
17.6
18.3
Rb
178
180
169
172
184
188
182
190
173
180
Sr
40.0
40.5
38.8
38.7
40.8
37.8
31.4
40.7
39.4
40.6
Y
20.9
19.4
20.0
18.9
16.4
19.6
15.6
19.1
21.5
24.8
Mo
0.426
0.296
0.219
0.872
0.803
0.194
0.276
0.444
0.401
0.200
Cd
0.077
0.068
0.046
0.105
0.054
0.078
0.084
0.105
0.122
0.144
In
0.03
0.03
0.026
0.019
0.035
0.028
0.023
0.034
0.025
0.026
Sb
0.068
0.06
0.058
0.049
0.041
0.052
0.067
0.073
0.059
0.061
Cs
4.67
4.31
3.65
3.79
4.17
4.05
3.91
4.26
4.17
4.69
Ba
273
237
191
224
257
233
203
266
220
244
La
12.3
13.0
11.0
11.3
12.3
13.1
9.1
12.5
14.3
15.2
Ce
26.5
28.2
23.7
24.1
26.0
29.2
18.8
27.2
31.1
32.9
Pr
3.16
3.31
2.79
2.86
3.09
3.31
2.28
3.19
3.70
3.89
Nd
11.6
12.2
10.1
10.5
11.3
12.3
8.7
12.0
13.7
14.5
Sm
2.92
2.98
2.71
2.62
2.71
2.97
2.09
2.90
3.33
3.64
Eu
0.295
0.286
0.261
0.281
0.267
0.265
0.222
0.288
0.290
0.312
续表3
Continued Table3
组分
BYH-3
BYH-4
BYH-5
BYH-6
BYH-7
BYH-8
BYH-9
BYH-10
BYH-11
BYH-12
Gd
2.56
2.54
2.37
2.27
2.27
2.60
1.89
2.51
2.78
3.17
Tb
0.56
0.554
0.524
0.504
0.469
0.537
0.401
0.512
0.597
0.678
Dy
3.24
3.11
3.04
2.91
2.58
3.10
2.33
2.91
3.36
3.88
Ho
0.678
0.603
0.608
0.588
0.506
0.634
0.485
0.608
0.68
0.787
Er
2.00
1.86
1.83
1.77
1.51
1.82
1.47
1.71
2.07
2.29
Tm
0.369
0.332
0.334
0.337
0.269
0.339
0.290
0.319
0.370
0.413
Yb
2.77
2.44
2.45
2.34
1.98
2.43
2.30
2.42
2.78
3.06
Lu
0.388
0.365
0.344
0.345
0.291
0.346
0.333
0.346
0.387
0.438
W
1.53
1.45
0.86
0.99
6.71
1.33
0.98
2.74
2.91
2.61
Tl
1.17
1.15
0.966
1.14
1.19
1.12
1.08
1.21
1.11
1.16
Pb
20.2
20.6
18.9
20.1
19.6
19.7
19.8
21.3
19.7
20.4
Bi
0.289
0.192
0.196
0.674
0.154
0.181
0.252
0.311
0.193
0.131
Th
13.0
13.5
11.4
11.8
13.0
12.4
10.7
13.2
15.1
16.3
U
11.20
8.83
7.77
8.10
8.84
6.10
11.80
18.80
9.51
7.99
Nb
20.1
20.8
20.5
20.9
17.8
20.2
18.0
18.0
21.6
22.9
Ta
2.37
2.36
2.29
2.53
1.93
2.35
1.85
1.95
2.45
2.57
Zr
55.8
56.5
45.6
52.7
50.0
47.8
48.4
52.9
55.9
51.4
Hf
3.09
3.15
2.61
2.93
2.84
2.63
2.75
3.06
3.23
2.98
REE
287.76
289.36
258.71
259.24
258.88
290.77
213.96
279.18
319.54
347.07
LREE
177.47
186.31
158.35
161.62
173.42
188.15
129.40
180.38
206.20
219.06
HREE
110.29
103.05
100.36
97.63
85.46
102.62
84.56
98.80
113.34
128.01
LREE/HREE
1.61
1.81
1.58
1.66
2.03
1.83
1.53
1.83
1.82
1.71
δEu
0.04
0.04
0.04
0.05
0.05
0.04
0.06
0.04
0.03
0.03
Mg#
22.15
22.12
25.46
25.30
28.80
30.22
29.61
30.62
23.09
29.03
(La/Yb)N
3.19
3.82
3.22
3.46
4.46
3.87
2.85
3.71
3.69
3.56
Th/Ce
0.49
0.48
0.48
0.49
0.50
0.42
0.57
0.49
0.49
0.50
Th/La
1.06
1.04
1.04
1.04
1.06
0.95
1.17
1.06
1.06
1.07
Rb/Sr
4.45
4.44
4.36
4.44
4.51
4.97
5.80
4.67
4.39
4.43
Nb/Ta
8.48
8.81
8.95
8.26
9.22
8.60
9.73
9.23
8.82
8.91
注：比值单位为1。正长花岗岩富集Rb、Th、U和K，亏损Ba、Sr、P和Ti，具有显著的Eu负异常（δEu=0.04~0.06）（图9；表3），表现出大陆地壳来源的特征（Harris et al., 1986; Sun et al., 1989; Chappell et al., 1992）。正长花岗岩具有高的w(SiO2)（75.70%~76.71%）、低的w(MgO)（0.14%~0.20%）和Mg#值（22.12~30.62），与壳源熔体一致（Mg#<40）（Rapp et al., 1995; Patino Douce, 1999）。正长花岗岩的Th/Ce（0.42~0.57）、Th/La（0.95~1.17）和Rb/Sr（4.36~5.80）比值显著高于原始地幔的值（Th/Ce=0.02~0.05、Th/La=0.12和Rb/Sr=0.030~0.047），而与壳源岩石的值相似（Th/Ce>0.15、Th/La>0.30和Rb/Sr>0.5）（Sun et al., 1989; Rudnick et al., 2003; Plank, 2005）。而且，正长花岗岩的Nb/Ta比值为8.26~9.73，与原始地幔（Nb/Ta=17.8）相比，更接近地壳（Nb/Ta=11.4）（McDonough et al., 1995; Taylor et al., 1995）。这些地球化学特征表明正长花岗岩的母岩浆来源于下地壳的部分熔融。在Rb-Ba-Sr图解（图12）中，所有样品点都落在高分异花岗岩区域中，表明正长花岗岩在形成过程中发生了强烈的分离结晶过程（EI Bouseily et al., 1975）。并且低的轻重稀土元素比值以及强烈的Eu负异常也是高分异花岗岩的特征（Miller et al., 1984）。
表4白音汉矿床正长花岗岩锆石微量元素(w(B)/10-6)特征及锆石Ti温度计算结果表
Table 4 Trace element characteristics (w(B)/10-6) of zircon and calculation results of zircon Ti temperature in the syenogranite from the Baiyinhan deposit
组分
BYH-1-2
BYH-1-3
BYH-1-4
BYH-1-6
BYH-1-7
BYH-1-8
BYH-1-9
BYH-1-10
Ti
20.0
10.1
8.2
16.9
15.3
8.1
21.1
14.1
Rb
8.48
2.53
3.49
2.83
3.36
2.46
6.06
2.28
Sr
3.58
2.23
2.97
1.78
2.87
8.82
6.76
5.34
Y
3327
3475
6630
5302
3118
4833
1254
2820
Hf
15225
18625
20119
13374
14961
20345
18561
17102
Ta
18.59
1.84
1.46
0.40
0.63
2.44
1.76
0.53
Th
1460
505
393
298
626
888
158
297
U
452
374
402
129
250
449
122
103
La
1.83
0.63
1.61
0.08
0.57
1.87
4.23
2.13
Ce
65
55
41
44
43
42
37
40
Pr
1.67
0.74
1.37
0.84
0.96
0.77
1.53
1.80
Nd
11.25
9.17
11.81
15.09
10.68
11.33
8.07
9.19
Sm
16.64
14.83
12.02
25.60
14.27
14.29
5.31
14.95
Eu
2.87
4.94
3.78
11.56
4.98
6.55
1.47
4.86
Gd
47
53
169
96
46
119
21
113
Tb
17.29
18.96
50.08
27.99
15.38
29.90
7.50
26.22
Dy
196
215
456
289
167
279
93
225
Ho
69
78
123
95
58
88
35
62
Er
307
359
444
403
260
375
169
260
Tm
72
79
92
81
57
76
34
45
Yb
811
903
980
919
704
888
427
605
Lu
130
150
143
149
110
142
73
97
REE
1748
1941
2528
2157
1491
2073
917
1506
LREE
99
85
72
97
74
76
58
73
HREE
1649
1856
2457
2060
1417
1997
859
1433
δEu
0.01
0.01
0.00
0.01
0.02
0.01
0.03
0.01
δCe
9.1
19.6
6.8
41.0
14.1
8.5
3.6
5.0
Th/U
3.2
1.4
1.0
2.3
2.5
2.0
1.3
2.9
TZr/℃
842
775
880
833
873
797
775
853
注：比值单位为1。规模较大的岩体如何导致钨成矿仍是一个关键的问题。现有研究表明钨成矿多与大岩体中的复式岩体或规模较小的岩脉或岩体有关，它们可能是导致成矿相关的岩体。例如中国南岭地区代表性的湘东彭公庙-桂东加里东期大花岗岩基（锆石U-Pb年龄为441~426 Ma，张文兰等，2011），在岩基内部发育有张家垄、竹园里、流源及圳口等钨锡矿床。而最近的研究发现这些矿床主要形成于160~150 Ma（Yuan et al., 2018a; 2018b；严宸等，2019），证实钨锡成矿与区内加里东期花岗岩浆作用无关，应该与深部隐伏的晚侏罗世高分异花岗岩小岩体有关，并且该大岩基的分异程度很低，与典型的钨花岗岩呈现高分异演化的特征明显不同。白音汉矿床的正长花岗岩虽然同为花岗岩基，但是它经历了强烈的分异演化过程，有形成钨矿的潜力。Xie等（2022）收集了东北地区众多的与钨成矿相关和无关的花岗岩数据，得出晚中生代钨成矿花岗岩比同时代不成钨花岗岩具有更高的分异程度，有利于钨元素的富集。并且提出了一系列的地球化学参数作为判别大兴安岭及邻区晚中生代与钨成矿有关和无关花岗岩的标志。白音汉矿床位于大兴安岭南段地区，根据这些地球化学参数，白音汉正长花岗岩均落于与成矿相关的花岗岩范围内（图13），指示该岩体与矿化密切相关。除此之外，该岩体的分异程度很高，本身具有很强的钨成矿潜力，并且岩体的年龄与成矿时代一致，不会是受后期隐伏岩体的影响。根据我们现有的结果，白音汉正长花岗岩经历了强烈的分离结晶，并且和同期同区域的与钨成矿花岗岩具有一致的地球化学特征，而且成岩年龄与成矿年龄一致。因此，笔者认为白音汉正长花岗岩是矿床的成矿岩体，至于该大岩体是如何成矿的则需要进一步的研究。
图6白音汉矿床正长花岗岩锆石U-Pb谐和图（a）及锆石CL图像（b）
Fig. 6 Zircon U-Pb concordia diagrams (a) and CL images (b) of the syenogranite from the Baiyinhan deposit
图7白音汉矿床正长花岗岩锆石εHf(t)-年龄图
Fig. 7 ZirconεHf(t)-age diagrams for the syenogranite from the Baiyinhan deposit
5.3构造背景中国东北地区的中亚造山带被视为岛弧、微陆块和大洋地壳碎片的复杂拼贴，这些碎片在增生的南蒙地体和华北克拉通之间拼合（Jahn et al., 2000a; 2000b; Xu et al., 2013; Wilde et al., 2015; Xiao et al., 2015）。中亚造山带的形成先后经历了古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋的演化及闭合，古太平洋板块俯冲及回撤的影响。古亚洲洋的最终闭合被认为可以由内蒙古索伦—西拉木伦蛇绿岩带代表（Windley et al., 2007; Li et al., 2013; 2014; 2017; Wilde et al., 2015）。蒙古-鄂霍茨克洋是古亚洲的一个三角形残余港湾，在古亚洲洋闭合后，它仍然位于西伯利亚克拉通和中国东北地区之间（Zorin et al., 1999; Li et al., 2013）。蒙古-鄂霍茨克洋向东南俯冲到西伯利亚克拉通的下部（Vander et al., 1999），向西北俯冲到中国东北地区的下部（Zhang et al., 2010; Ouyang et al., 2015），并且最终闭合于晚侏罗世—早白垩世(Zorin et al., 1999; Kravchinsky et al., 2002; Golonka et al., 2007; Seton et al., 2012; Ouyang et al., 2015)。自三叠纪至侏罗纪，中亚造山带东部则主要以古太平洋板块的俯冲为主，同时，还受到蒙古-鄂霍茨克洋的持续俯冲影响（Li et al., 2006; Wu et al., 2011; Zhou et al., 2010; 2013）。在晚侏罗世，由于蒙古-鄂霍茨克洋板块向兴安地块之下俯冲（Liu et al., 2012），随后的软流圈上涌所产生的力量导致古太平洋板块开始回撤（Ouyang et al., 2015），并引发大量岩浆作用，中国东北地区开始向伸展的构造背景转换。至早白垩世时期，中国东北地区普遍存在伸展构造岩浆作用，因为古太平洋板块从斜向俯冲变化到平行大陆边缘的方向，引发区域广泛的岩石圈减薄、拆沉和热侵蚀（Mao et al., 2010），岩浆作用和矿化在此时达到顶峰（Ouyang et al., 2015; Wu et al., 2011; Meng et al., 2003; Zhang et al., 2010; Mao et al., 2010）。相应地，白音汉矿床的成岩与成矿均形成在这一时期，并且正长花岗岩表现出锆石Hf同位素相对亏损的特征（εHf(t)=3.1~5.0），指示了岩体形成中新生地壳组分的加入，是区域伸展构造背景下软流圈上涌的响应，高的正长花岗岩锆石饱和温度（775~880℃）正是高温软流圈物质上涌的表现，与该构造活动符合。
图8白音汉矿床正长花岗岩w(SiO2)-w(K2O)图（a）及A/CNK-A/NK图解（b）
Fig. 8w(SiO2)-w(K2O) diagram (a) and A/CNK-A/NK diagram (b) of the syenogranite from the Baiyinhan deposit
图9白音汉矿床正长花岗岩的稀土元素配分图（a）和微量元素蛛网图（b）（标准化值据Sun et al., 1989）
Fig. 9 REE patterns diagram (a) and trace element spider diagrams (b) for the syenogranite in the Baiyinhan deposit (the normalization parameters are after Sun et al., 1989)
图10白音汉矿床正长花岗岩锆石稀土元素配分图(a，标准化值据Sun et al., 1989)及w(U)-w(Th)图解(b)
Fig. 10 REE patterns diagrams (a, the normalization parameters are after Sun et al., 1989) andw(U)-w(Th) discrimination diagrams (b) for the zircon from the syenogranite in the Baiyinhan deposit
图11白音汉矿床正长花岗岩岩性判别图（据Whalen et al., 1987）
a. 10 000×Ga/Al-w(K2O+Na2O)图解；b. 10 000×Ga/Al-FeOT/MgO图解
Fig. 11 Discriminant diagrams of genetic types for the syenogranite in the Baiyinhan deposit (after Whalen et al., 1987) a. 10 000×Ga/Al-w(K2O+Na2O) diagram; b. 10 000×Ga/Al-FeOT/MgO diagram
图12白音汉矿床正长花岗岩Rb-Ba-Sr图解
（据EI Bouseily et al., 1975）
Fig. 12 Rb-Ba-Sr diagram of the syenogranite in the Baiyinhan deposit (after EI Bouseily et al., 1975)
图13白音汉矿床正长花岗岩与钨成矿关系判别图（据Xie et al., 2022）
a.δEu-(La/Yb)N图解；b.δEu-LREE/HREE图解；c. Zr/Hf-Nb/Ta图解；d. Rb/Sr-U/Th图解
Fig.13 Discriminant diagram of the relationship between the syenogranite and tungsten mineralizationin the Baiyinhan deposit
(after Xie et al., 2022) a.δEu-(La/Yb)Ndiagram; b.δEu-LREE/HREE diagram; c. Zr/Hf-Nb/Ta diagram; d. Rb/Sr-U/Th diagram
7结论（1）本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得白音汉正长花岗岩年龄为(139.1±2.5)Ma，与矿区辉钼矿年龄一致(139.6±7.6)Ma。岩相学和岩石地球化学研究表明正长花岗岩属于高分异A型花岗岩，锆饱和温度计算结果表明该花岗岩形成温度为775~880℃。
（2）白音汉正长花岗岩的εHf(t)值范围3.1~5.0，两阶段的模式年龄为TDM2为871~1042 Ma，指示了正长花岗岩的形成中有新生地壳组分的加入，是早白垩世中国东北地区伸展构造背景下软流圈上涌的响应。
（3）根据正长花岗岩的地球化学特征以及与成矿一致的年龄，笔者认为白音汉正长花岗岩为成矿岩体，属于高分异的大花岗岩基成矿，具体的成矿机理需要进一步的工作研究。
致谢谨以此文祝贺中国著名矿床学家郑明华教授90华诞。感谢赤峰景宏矿业公司的赖方明和张小平在实地工作中的帮助。感谢审稿人提出的建设性修改意见。
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参考文献
摘要
白音汉矿床是位于大兴安岭南段成矿带的石英脉型黑钨矿床。正长花岗岩是该矿床的主要围岩及成矿岩体，文章对该岩体进行了详细的锆石U-Pb年代学、主量元素、微量元素以及Hf同位素研究。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得白音汉花岗岩的成岩年龄为(139.1±2.5)Ma，与辉钼矿的Re-Os等时线年龄相同(139.6±7.6)Ma，矿床的成岩成矿时代一致。岩相学和岩石地球化学研究表明花岗岩属于高分异A型花岗岩，具有高硅（w(SiO2)=75.70%~76.71%）、富碱（w(Na2O+K2O)=8.32%~8.92%）、弱过铝质特征(A/CNK为1.00~1.05)；稀土元素总量中等(ΣREE为214×10-6~347×10-6)，富集轻稀土元素(ΣLREE为129×10-6~219×10-6)，Eu强烈亏损(δEu=0.03~0.06)，稀土元素标准化配分曲线呈右倾；微量元素以富集Rb、Th、K，而亏损Nb、Ta、P、Ti元素为特征。正长花岗岩中锆石的微量元素特征与岩浆锆石的典型特征一致，表现为轻稀土元素强烈亏损（58×10-6~99×10-6），重稀土元素十分富集（859×10-6~2457×10-6）的特征，轻、重稀土元素比值LREE/HREE为0.03~0.07，平均值为0.05；具有明显Ce正异常（δCe=3.6~41）和弱Eu负异常（δEu=0.3~0.7）。锆石Hf的原位同位素分析表明，εHf(t)值集中在为2.4∼5.0，均为正值，变化范围很小。岩石的Hf同位素两阶段模式年龄也较为集中，TDM2为871~1042 Ma。白音汉钨矿与正长花岗岩的形成是早白垩世古太平洋板块后撤的环境中，区域伸展构造背景下软流圈上涌的响应。
Abstract
The Baiyinhan deposit is a quartz vein wolframite deposit situated in the southern segment of the Great Xing'an Range. This research presents an in-depth analysis of the syenogranite, encompassing zircon U-Pb chronology, a detailed examination of major and trace elements, and Hf isotope studies. Utilizing LA-ICP-MS zircon U-Pb dating, it has been determined that the Baiyinhan syenogranite dates to (139.1±2.5)Ma. This discovery is corroborated by the Re-Os isochron age of molybdenite, which is (139.6±7.6)Ma, indicating a likely close relationship between the syenogranite and the mineralization events. Petrographic and geochemical analyses have characterized the syenogranite as a highly fractionated A-type granite. It is marked by significant enrichment in silica, with a content of SiO2 ranging from 75.70% to 76.71%, and in alkali elements, where the sum of Na2O and K2O varies from 8.32% to 8.92%. The syenogranite also exhibits a slightly peraluminous nature, with A/CNK values fluctuating between 1.00 to 1.05. The chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns show concentrations varying from 214×10-⁶ to 347×10-⁶, with a pronounced enrichment in light rare earth elements (ΣLREE from 129×10-⁶ to 219×10-⁶) and strong negative europium anomalies (δEu ranging from 0.03 to 0.06). Trace element analysis indicates an enrichment in Rb, Th, and K, while depletion is noted for Nb, Ta, P, and Ti. The zircon trace element signature is consistent with that of magmatic zircon, showing a substantial depletion in light rare earth elements (58×10-⁶ to 99×10-⁶) and a high enrichment in heavy rare earth elements (ΣHREE from 859×10-⁶ to 2457×10-⁶). The LREE/HREE ratios are notably low, ranging from 0.03 to 0.07, with an average of 0.05. Additionally, the zircon displays significant positive cerium anomalies (δCe from 3.6 to 41) and weak negative europium anomalies (δEu from 0.3 to 0.7). TheεHf(t) values are tightly clustered between 2.4 and 5.0, all positive. The two-stage Hf isotope model age (TDM2) of the zircon is also relatively uniform, ranging from 871 Ma to 1042 Ma. Previous studies have predominantly attributed the formation of tungsten deposits to concealed granitoids. However, this study posits that the metallogenetic granitoids associated with the Baiyinhan deposit are specifically the highly fractionated syenogranite. Both the Baiyinhan deposit and the syenogranite were coeval, forming during the Early Cretaceous period. This formation occurred in the backdrop of the retreat of the Paleo-Pacific plate and regional extensional tectonics, which is interpreted as a response to asthenospheric upwelling.
