中国西北部龙头山带鸡架山地区古元古代稀有金属伟晶岩和花岗岩的岩石成因：对轻稀土多金属矿化的启示

《Journal of Geochemical Exploration》：Petrogenesis of the Paleoproterozoic rare-metal pegmatites and granites in the Chixiashan area, Longshoushan belt, NW China: Implications for light REE polymetallic mineralization

　　

• 龙首山带泰尔稀土矿化事件发生于约1874至1844 Ma。• 后碰撞体制下，变质火成岩源的部分熔融形成了花岗伟晶岩熔体。• 强烈的晶体-熔体分离是稀有金属伟晶岩形成的关键。

## 1. 引言

花岗伟晶岩是一种结构复杂的岩浆岩，其总体成分和矿物组合与花岗岩相似，通常以岩脉、岩透镜体和小岩株的形式产出，其显著特征为粗粒但晶体粒度不均一，以及强烈的矿物学和内部分带性（?erny等，2012；London，2005、2008、2018）。其成因一般认为来源于（1）花岗岩岩浆的晶体分异，因其矿物组合和总体成分相似，尤其是空间和时间上的密切关联，或（2）局部变质地壳的直接深熔（Lv等，2021；Müller等，2017；Wise等，2022；Rajhi等，2024）。它们是全球稀有金属的主要来源，如Li、Cs、Nb、Ta、U、Th和稀土元素（REE）。这些稀有金属在花岗伟晶岩中的富集和矿化通常受原岩、极端的岩浆分异、源区的熔融程度以及岩浆-热液相互作用的控制（Bunzula等，2025；Lei等，2025；Keyser等，2023；Rajhi等，2024；Shaw等，2016；Smithies等，2025；Zhang等，2025a）。总体而言，花岗伟晶岩的研究具有重要意义，尤其对于稀有金属矿化机制和经济开发而言。

龙首山带出露于华北克拉通（NCC）最西部阿拉善块体西南缘（图1a），其特征为元古宙基底岩石，主要由绿片岩相至角闪岩相变质岩组成，赋存有同期零星侵入岩，如花岗岩、闪长岩和镁铁-超镁铁岩（图1b；Gong等，2016；Liu等，2020；Wu等，2021a；Zeng等，2018）。此外，这些元古宙基底岩石和岩浆岩被强烈的古生代花岗岩岩浆活动侵入（Wang等，2019a）。龙首山带以著名的金川镍铜硫化物矿床闻名，也是中国西北部重要的铀成矿带。金川矿床赋存于龙首山带东部约830 Ma的镁铁-超镁铁质侵入体中（Tang等，2014），而在龙首山带中段已识别出与花岗岩有关的铀矿床，并与早古生代吉林花岗质岩体密切相关（Wang等，2019a；Zhong等，2020）。与这些与矿有关的古生代花岗质岩体和元古宙镁铁-超镁铁质侵入体相比，龙首山带零星出露的元古宙花岗质侵入体通常被认为不含矿，且研究较少。更重要的是，稀有金属矿床在龙首山带通常较为罕见。近期，Fan等（2022）报道了赤夏山地区一系列元古宙Th-LREE矿化的花岗伟晶岩，平均品位为0.59–3.70 wt%稀土氧化物，这是迄今为止龙首山带唯一记录的实例。该元古宙赤夏山花岗伟晶岩因此为研究龙首山带元古宙花岗岩岩浆活动的稀有金属矿化潜力提供了极佳的靶标。

值得注意的是，中国稀有金属伟晶岩省主要分布于显生宙造山域内，与全球主要的稀有金属伟晶岩矿床集中产于前寒武纪造山地块的情况显著不同（Bradley等，2017；Lei等，2025；Lv等，2021；Tang等，2023）。龙首山地区赤夏山稀有金属伟晶岩的识别无疑为了解中国太古宙-元古宙地块中稀有金属的成矿潜力提供了关键见解。然而，赤夏山伟晶岩的结晶年龄、源区、成因以及稀有金属的富集机制，尤其其与相邻花岗质侵入体的成因联系均缺乏约束，这阻碍了对REE伟晶岩形成和新稀有金属资源勘查的理解。

本研究对中国西北部龙首山带东段赤夏山地区的三岔沟和小黑沟稀有金属花岗伟晶岩及相邻花岗质侵入体进行了研究（图2）。我们进行了LA-ICP-MS锆石UPb定年、全岩元素和SrNd同位素分析以及锆石Hf同位素分析，以约束其侵入年龄、地球化学特征、成因以及富含LREE的花岗伟晶岩与花岗质侵入体之间的潜在成因关系，特别是为揭示花岗伟晶岩中稀有金属的富集和矿化过程提供关键见解，最终为龙首山带甚至华北克拉通稀有金属矿床的勘查提供指导。

## 2. 地质背景和样品描述

### 2.1. 地质构造设置

北西-南东向展布的龙首山隆起位于华北克拉通西部阿拉善块体西南缘，北部以朝水盆地与近于平行的北大山相隔，西南以河西走廊与北祁连造山带相邻（图1）。该带主要由前寒武纪结晶基底和岩浆岩组成，均被中生代至新生代沉积盖层覆盖（Wu等，2022；Xiu等，2004）。基底岩石主要为绿片岩相至角闪岩相变质沉积岩，主要由大理岩、角闪岩、片岩、石英长英质片麻岩、麻粒岩和浅变质石英岩组成，可进一步划分为早元古宙龙首山群、晚中元古宙敦煌沟群和新元古宙寒武山群（Gong等，2016；Liu等，2020；Wu等，2021b；Xiu等，2004）。花岗质侵入体均未经变形，主要由早古生代和早元古宙花岗质岩体组成。早古生代花岗质岩体沿龙首山隆起主轴和北祁连造山带展布，主要由石英正长斑岩、花岗闪长岩和中粒花岗岩组成，侵位年龄约为442–406 Ma（Wang等，2019a；Wang等，2020）。早元古宙花岗质岩体以小岩株或岩脉形式侵位于前寒武纪基底变质岩中（Dong等，2024；Wang等，2019b；Zeng等，2018；Zhang和Gong，2018）。

### 2.2. 样品描述

赤夏山地区位于龙首山带东部，经历了多期岩浆事件，形成了丰富的花岗质岩体。早古生代岩体是赤夏山地区主要的花岗岩体。零星分布的早元古宙中-酸性侵入体主要分布于三岔沟地区，小黑沟地区次之（图2）。它们主要由石英正长伟晶岩、钾长花岗岩和中粒花岗岩组成（图2、图3）。由于晚期构造剪切，这些岩石通常具有较高程度的破裂（图3）。正长伟晶岩和钾长花岗岩以受断层控制的岩脉群形式产出，主要走向为北西-西向，大致平行于龙首山隆起及其变质围岩的片理化方向（图2）。岩脉群长度多为80至120 m，宽度介于1至5 m之间。所有伟晶岩和钾长花岗岩均无分带（图3）。赤夏山地区已识别10条伟晶岩岩脉，以显著的Th和LREE矿化为特征（Fan等，2022），其工业品位标准为0.5%稀土氧化物和0.1% ThO?（MIRMR《矿产资源工业要求手册》，2014）。它们赋存于早元古宙龙首山群中，与其呈尖突接触，且大部分分布在元古宙三岔沟花岗岩岩体周围。此外，它们不显示矿化分带，且与岩体距离不同，其矿物组合各异。赤夏山地区矿化伟晶岩的特征是存在大量稀有元素矿物，主要为独居石和褐帘石。独居石呈他形至半自形晶体，粒度0.5–2 mm，部分发生蚀变。伟晶岩中发现的褐帘石通常为棕色，由粗大晶体和集合体组成（Fan等，2022）。

三岔沟石英正长伟晶岩和中粒花岗岩赋存于龙首山群的双云母片岩和大理岩中。伟晶岩空间上侵入于早元古宙中粒花岗岩岩体周围（图2），通常为砖红色，具有粗粒结构和块状构造（图3a）。它们由80–85 vol%钾长石（2–6 mm）、5–10 vol%石英（2–5 mm）、2–5 vol%黑云母和2–5 vol%独居石组成（图3e、f），并含少量褐帘石、锆石、磷灰石、榍石和磁铁矿，与LREE和Th的显著矿化相一致（Fan等，2022）。独居石作为主要稀土矿物，通常以半自形单晶或集合体形式产出，粒度可达数百微米。由于受变质和岩浆后碱交代作用，独居石晶粒的边缘和裂隙发生了蚀变，并逐渐被次生褐帘石、钾长石、绿泥石和其他矿物交代，形成蚀变晕（图3e）。黑云母分布于钾长石间。大多数钾长石属于微斜长石，具有诊断性的tartan双晶。三岔沟中粒花岗岩以岩株形式产出（图2），呈灰白色和粗粒结构（图3d），主要由20–25 vol%钾长石（2–5 mm）、35–40 vol%斜长石（5–10 mm）和30–35 vol%石英（大多在0.1–0.3 mm范围内，次为3–5 mm）组成，含少于10 vol%黑云母（3–5 mm）。副矿物包括锆石、磷灰石和独居石。黑云母明显为晚期，充填于钾长石和斜长石之间。部分斜长石晶粒发生了强烈蚀变（图3i）。

小黑沟正长伟晶岩岩脉和钾长花岗岩岩脉侵入于龙首山群的角闪岩中，空间上共存（图2）。小黑沟伟晶岩的矿物组合与三岔沟的几乎相同（图3b、g），但独居石含量较少。钾长花岗岩岩脉在赤夏山地区零星出露，无明显稀有金属和REE矿化。小黑沟钾长花岗岩岩脉呈砖红色。这些岩石具有典型的粗粒结构和块状构造（图3c），主要由45–50 vol%钾长石（1.5–3 mm）、20–25 vol%斜长石（2–4 mm）和25–30 vol%石英（0.1–1 mm）组成，含少量间填黑云母（5–10 vol%）（图3h）及副矿物如FeTi氧化物、磷灰石和锆石。

## 3. 分析结果

分析方法的详细描述见补充材料。所研究的赤夏山花岗质侵入体的锆石UPb和LuHf同位素及微量元素含量、全岩主量和微量元素及SrNd同位素结果列于补充表S1–S5中。

### 3.1. 锆石UPb定年结果及原位LuHf同位素组成

从三岔沟（样品CXS-1）和小黑沟（样品24CXS-1）LREE矿化正长伟晶岩岩脉中分选的锆石主要为自形、等轴和短柱状，长轴比约为1，长轴直径分别介于120 μm至400 μm和100 μm至200 μm之间（图4）。相比之下，小黑沟钾长花岗岩岩脉（样品24CXS-2）和三岔沟中粒花岗岩（样品24CXS-4）中的锆石为自形和拉长状，长轴直径分别为100 μm至200 μm和200 μm至400 μm，长轴比分别为1:1至1:2和1:1至1:3（图4）。总体而言，所有分析的锆石晶粒均具有典型的振荡环带和高Th/U比（>0.1），呈左倾的球粒陨石标准化REE型式，具有显著的正Ce异常和负Eu异常（图4），表明其为岩浆成因（Corfu等，2003；Xue等，2024；Zhang等，2026）。

对于三岔沟伟晶岩岩脉（CXS-1），21个分析数据通过质量筛选，给出207Pb/206Pb年龄范围为1826至1894 Ma。

这些一致的分析结果定义了一个加权平均207Pb/206Pb年龄为1844 ± 7 Ma（图4a），被解释为该样品的结晶年龄。锆石Hf同位素分析得出初始176Hf/177Hf比值范围为0.281430–0.28141，εHf(t)值从?6.37到?4.55，两阶段TDM2模式年龄为2.89至2.78 Ga。

对于小河沟伟晶岩岩墙（24CXS-1），全部二十个分析均获得一致年龄并落在不谐和线上，207Pb/206Pb年龄范围为1840至1924 Ma（图4c）。其中，17个最年轻且集中的分析结果给出加权平均207Pb/206Pb年龄为1869 ± 8 Ma，代表小河沟伟江岩岩墙的就位年龄。这些锆石的εHf(t)值从?4.78到?3.86，相应的两阶段TDM2模式年龄为2.81至2.75 Ga。剩余三个分析记录了略老的207Pb/206Pb年龄，范围为1918 ± 23 Ma至1924 ± 2 Ma，其εHf(t)值为?3.92到?3.66，两阶段Hf模式年龄为2.79至2.78 Ga。

对于小河沟钾长花岗岩岩墙（24CXS-2），十七个分析获得一致年龄，207Pb/206Pb年龄范围为1850至1954 Ma（图4e）。其中，十四个分析给出加权平均207Pb/206Pb年龄为1862 ± 10 Ma，表明小河沟花岗岩岩墙大约在1862 Ma左右结晶。其Hf同位素分析得出初始176Hf/177Hf比值范围为0.281477–0.281533，εHf(t)值从?4.27到?2.31，相应的两阶段TDM2模式年龄为2.77至2.65 Ga。剩余三个年龄较老的207Pb/206Pb年龄为1924–1954 Ma的分析被认为是外来锆石。一个约1954 Ma的锆石分析具有更高的εHf(t)值（+0.35）和2.56 Ga的两阶段Hf模式年龄。

对于三岔沟准花岗岩岩体（24CXS-4），二十六个分析获得一致年龄，207Pb/206Pb年龄介于1831 Ma至1920 Ma之间（图4g）。其中，二十四个分析给出加权平均207Pb/206Pb年龄为1874 ± 7 Ma，代表该样品的结晶年龄。两个略老的207Pb/206Pb年龄（1911 Ma和1920 Ma）被认为是外来锆石。锆石Hf同位素分析得出初始176Hf/177Hf比值范围为0.281433–0.281487，εHf(t)值从?5.58到?3.67，相应的两阶段TDM2模式年龄为2.86至2.75 Ga。

3.2. 地球化学和同位素特征

所研究的赤霞山岩体和伟江岩主要由长石和石英组成，含水矿物如黑云母和角闪石含量极低。加上其较低的灼烧损失（LOI）值（0.70–2.05 wt%），这些特征表明蚀变程度有限（Polat等，2002；Farahat，2010）。因此，其全岩地球化学组成，尤其是这些相对活动性较低的稀土元素（REEs）、高场强元素（HFSEs）和主要元素，可用于约束其成因和岩浆演化过程。

所有研究岩体的地球化学组成相对均一（图5）。三岔沟正长伟江岩与其他样品相比，SiO2含量较低而Al2O3含量较高。三岔沟和小河沟正长伟江岩均以高总碱含量（K2O + Na2O = 8.60–11.30 wt%）和高K2O含量（4.36–8.87 wt%）为特征，K2O/Na2O比值为1.0–4.8，表现出碱性特征（图5a），并在K2O-SiO2图解中属于粗安岩系列（图5b）。相比之下，小河沟钾长花岗岩岩墙和三岔沟准花岗岩岩体的K2O（4.42–5.98 wt%）和总碱含量（K2O + Na2O = 8.10–9.06 wt%）明显较低，在亚碱性和高钾至粗安岩亲和性区域（图5）。所有正长伟江岩和花岗岩样品以过铝至弱过铝为特征，A/CNK值（[= 摩尔Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)]）变化范围为0.95至1.09（图5c）。

下载：下载高分辨率图片（530KB） 下载：下载全尺寸图片 图5. 中国龙首山带东部赤霞山岩体的地球化学分类图。（a）总碱-二氧化硅图解（Middlemost，1994；含Irvine和Baragar（1971）的粗实线）；（b）K2O-SiO2图解（Peccerillo和Taylor，1976）；（c）A/NK vs. A/CNK图解（Chappell和White，1974；Maniar和Piccoli，1989）。

三种类型岩石的总稀土元素浓度范围为45.82 ppm至1618 ppm（图6）。三岔沟正长伟江岩具有最高的总稀土元素丰度（659 ppm至1618 ppm）和负Eu异常（Eu/Eu* = 0.41–0.58），而其他样品具有显著的Eu正异常（Eu/Eu* = 1.59–8.30）（图6）。所有样品均以LREEs和LILEs富集、HFSEs亏损以及高LREE/HREE（28.7–83.8）和La/Yb比值（40.8–1208）为特征（图6）。

下载：下载高分辨率图片（150KB） 下载：下载全尺寸图片 图6. 所研究的赤霞山岩体岩石的球粒陨石标准化REE配分模式（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）。

球粒陨石和原始地幔的标准化值分别引自Boynton（1984）和McDonough和Sun（1995）。

三岔沟正长伟江岩的全岩初始87Sr/86Sr比值范围为0.7078–0.7197，εNd(t)值从?6.88到?5.88，两阶段Nd模式年龄为2.88至2.80 Ga（图7a）。相比之下，三岔沟和小河沟花岗岩样品的(87Sr/86Sr)i比值范围为0.7121至0.7147，εNd(t)值略高（?4.40到?3.36），两阶段Nd模式年龄为2.71至2.61 Ga（图7a）。小河沟正长伟江岩样品显示出介于三岔沟正长伟江岩和所研究花岗岩之间的过渡Sr-Nd同位素组成[(87Sr/86Sr)i = 0.6921；εNd(t) = ?4.74；两阶段Nd模式年龄2.73 Ga]。

下载：下载高分辨率图片（121KB） 下载：下载全尺寸图片 图7. 中国西北部龙首山带东部太古宙岩浆岩体的全岩εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i图（a）和锆石εHf(t) vs. 年龄(Ma)图（b）。

贺里山正长岩的数据引自Wang等（2019b）。龙首山群正片麻岩和副片麻岩的数据引自Gong等（2016）和Liu等（2020）。

4. 讨论

4.1. 龙首山地区早古生代岩浆岩的年龄意义

早古生代岩体以岩株和岩墙的形式零散出露于整个龙首山带。岩性上，它们主要由花岗岩类、花岗片麻岩和花岗伟江岩岩墙组成，并伴有少量基性-中性岩墙。先前获得的年代学数据已识别出四个早古生代岩浆事件，分别约为2.49–2.33 Ga、2.17–2.03 Ga、1.94 Ga和1.87–1.81 Ga，以及两个后期变质阶段（1.95–1.90 Ga和约1.85 Ga），与我们的新年龄数据一致（Gong等，2016；Qi等，2019；Zeng等，2018；Zhang和Gong，2018）。我们的测年结果显示龙首山地区赤霞山花岗岩类和正长伟江岩岩墙的形成年龄范围为1874–1844 Ma。晚古生代花岗质岩浆活动的不断确认预示着这一时期是龙首山地区一次强烈的构造-岩浆事件。

花岗伟江岩岩脉在中国北方广泛分布（Lei等，2025；Wu等，2026）。其中许多具有显著的Li-Be-Nb-Ta-U成矿作用，可进一步分为两个阶段（Li等，2022；Wu等，2026）。晚太古代伟江岩（约2.5 Ga）主要分布在绿岩带，以Li-Ta-Cs稀有金属矿化为特征（Li等，2024；Wu等，2026）。而较晚的早古生代伟江岩（约1.8 Ga）在中国北方广泛出露，以Be-Nb-Ta-U矿化为特征（Lei等，2025）。然而，中国北方早元古代伟江岩相关的LREE矿化普遍稀少，在龙首山地区从未被识别（Wu等，2026）。在本研究中，锆石UPb定年结果仅提供了对伟江岩形成年龄的约束。然而，独居石作为主要矿石矿物出现。我们的岩石学观察表明，独居石与造岩矿物（如钾长石）同步结晶。三岔沟稀有金属伟江岩的锆石UPb年龄可能代表成矿年龄。因此，约1844 Ma三岔沟稀有金属伟江岩的发现突显了龙首山地区早古生代正长伟江岩具有重要的稀有金属成矿潜力，对指导勘探工作至关重要。

4.2. 花岗岩的成因

花岗岩类通常根据其地球化学特征、矿物组合以及源区和产物的性质被分为I型、S型、A型和M型亚类（Chappell和White，1974；Eby，1990；Gamal El Dien等，2021；Whalen等，1987）。三岔沟准花岗岩和小河沟钾长花岗岩为高钾钙碱性至粗安岩，镁质组分，且与A型花岗岩相比具有较低的104 × Ga/Al比值（2.11–2.20）和Zr + Nb + Ce + Y值（148.6–185.4 ppm）（A型花岗岩：104 × Ga/Al > 2.6；Zr + Nb + Ce + Y > 350 ppm，Chappell和White，1974；Eby，1990；Whalen等，1987）。其较高的总稀土元素浓度（46.6–181.3 ppm）和右倾REE配分模式与M型花岗岩类显著不同（Gamal El Dien等，2021）。这些证据强烈表明它们不是A型和M型花岗岩。矿物学上，它们不含典型的富钠暗色矿物（如霓石和箭石）和过铝矿物（如石榴子石、堇青石和黑云母）（Chappell和White，1974；Zhao等，2016）。更重要的是，它们为过铝至弱过铝性质。所有这些特征与A型和S型花岗岩的典型特征明显不同，但与I型花岗岩类更为相似。

所研究的小河沟和三岔沟花岗岩单独就位，未伴生基性岩体，龙首山地区同期辉长-闪长质岩石的报告也极为罕见。赤霞山岩体附近出露的几个略老的辉长-闪长质岩体（约2032至1940 Ma）具有更高的锆石εHf(t)（?0.16至+10.89）和更年轻的TDM年龄（2.58–1.98 Ga），而所研究花岗岩类的εHf(t) = ?5.58至?2.31，TDM2 = 2.86至2.65 Ga（Zeng等，2018）。此外，所研究花岗岩类具有明显的Eu正异常，与斜长石分异不符（图6）。所有这些排除了它们源自地幔来源基性岩浆的极端分异，支持其源自以壳源为主的岩浆。所研究花岗岩和伟江岩中继承锆石核（约1954–1911 Ma）的存在进一步支持了这些岩石的壳源成因。此外，它们表现出明显的富钾特征，K2O含量为4.42至5.98 wt%，K2O/Na2O比值为1.16至1.94，大多为弱过铝性质。这些特征，加上它们中等至较高的Al2O3和SiO2含量、Nb和Ta的亏损以及Cs、Rb和Th的富集，进一步表明岩浆来源于富钾的变岩浆壳源（Laurent等，2014；Sisson等，2005）。此外，其主要元素组成在Al2O3/(FeOt + MgO)-3CaO-5(K2O/Na2O)三元图解上明确指向单一流纹质源区部分熔融的成因（Laurent等，2014）（图8）。同位素方面，所研究花岗岩类具有负的岩石εNd(t)和锆石εHf(t)值，两阶段模式年龄为2.86至2.61 Ga，指向与新太古代基底岩有关的古老壳源（图7）。同样地，在年龄(Ma) vs. 锆石εHf(t)图中（图7b），数据主要落在新太古代地壳演化带上。

下载：下载高分辨率图片（103KB） 下载：下载全尺寸图片 图8. 赤霞山早古生代钾长花岗岩和准花岗岩的源区判别图。各区域代表源自流纹质、变质沉积岩、低钾和高钾基性岩浆源的熔融产物。

（修改自Laurent等，2014）。

这些花岗岩类以高度分异的REE配分模式以及强烈的Y（2.23–4.25 ppm）和重稀土元素（1.57–4.25 ppm）亏损为特征（图6），具有高La/Yb比值（40.8–150.0），表明石榴子石在其生成中发挥了关键作用，因为石榴子石会使La与Yb分异，从而导致高La/Yb比值。所研究花岗岩的过铝性质排除了石榴子石在其生成过程中作为残余相分异的可能性，因为石榴子石富Al。同时，其向上凹的REE配分模式以及相对较低的Dy/Yb和Er/Yb比值，进一步支持了残余相中存在角闪石。石榴子石和角闪石作为源区残余相，表明在足够深度（>10 kbar，Lu等，2017）下下地壳源区发生了重熔。

综合以上分析，提出三岔沟准花岗岩和小河沟钾长花岗岩源自深壳中新太古代富钾变岩浆基底岩，该处石榴子石和角闪石均可在残余相中稳定存在。

4.3. LREE矿化正长伟江岩岩墙与同期花岗岩类之间的可能联系

我们的锆石UPb定年结果表明，小河沟和三岔沟花岗岩形成于1874 Ma至1862 Ma之间，与三岔沟稀有金属伟江岩岩墙的形成年龄大致一致，表明它们形成于同一岩浆运动期间。时间的吻合暗示了赤霞山地区所研究的稀有金属伟江岩与花岗岩之间可能存在成因联系。

值得注意的是，花岗闪长岩和稀土伟晶岩具有相似的岩石整体SrNd和锆石Hf同位素组成（图7）以及矿物组合，且其锆石具有相同的微量元素组成（图4），这进一步表明它们之间存在密切的岩石成因联系，并源自共同的岩浆储库。所研究的池夏山花岗岩具有正的Eu异常，Ba含量低，Rb/Sr比值低，Sr/Y比值高，表明它们从斜长石富集的熔体中结晶而成。同时，它们的Ba和K含量变化较大且相对较低，表明钾长石经历了结晶分异或富Ba和富K熔体被提取。此外，与三岔沟稀有金属伟晶岩相比，这些同期花岗岩的轻稀土、Rb、Th、K含量较低。通常，Cs、Rb、Th、U、REE和HFSE等不相容元素在岩浆分异过程中优先进入残余熔体。因此，所研究的池夏山花岗岩是从晶体丰富的岩浆（或岩浆晶屑堆积物）中结晶而成的。另一方面，如图6所示，稀土伟晶岩在元素地球化学组成上似乎与所研究的同期池夏山花岗岩呈互补关系。具体而言，它们强烈亏损与斜长石相容的元素（Sr、Eu），并富集K、Ba、P、Rb、Th和轻稀土（图6）。这与我们岩石学观察结果一致。与稀土伟晶岩（斜长石<5 vol%，钾长石80 vol%）相比，所研究的池夏山花岗岩中岩石学上斜长石含量更多（25–40 vol%），钾长石含量较少（15–25 vol%）。所研究的花岗岩和伟晶岩中的斜长石通常为自形晶，并部分被钾长石包裹，表明所有斜长石倾向于早期结晶，而钾长石结晶较晚。因此，由于斜长石丰富及其早期饱和，Sr和Eu被大量分配入所研究的池夏山花岗岩中。相反，Ba和K不会优先进入早期结晶矿物，因此它们在所研究的花岗岩中浓度较低，但在演化熔体中浓度升高。这一解释类似于华南地区白垩纪慕府山花岗岩-伟晶岩系统，其中伟晶岩的形成被认为是由双云母花岗闪长岩岩浆房中多次熔体提取事件造成的（Zhang et al., 2025b）。此外，这种晶体-熔体分离过程也被用来解释共存的同期花岗岩与伟晶岩之间的成因联系（Zhao and Ma, 2025）。因此，池夏山地区所研究的花岗质岩石和稀土伟讲岩可能源自共同的岩浆储库，是结晶分异过程的互补组分。即，所研究的花岗质岩石从晶体丰富的岩浆（或岩浆晶屑堆积残留物）中生成，而稀土伟讲岩则主要代表相应的更演化的、晶体贫乏的熔体（或从晶体熔体混合物中提取的熔体）（图9b）。稀有金属矿化不显著的肖黑沟伟讲岩在地球化学上介于三岔沟伟讲岩与所研究的花岗质岩石之间，表明它们是过渡产物（图9b）。更重要的是，这种岩浆分异过程或晶体-熔体分离在Th和轻稀土的富集与矿化中起着关键作用。

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图9. 示意图，展示了导致龙首山带约1.90–1.80 Ga花岗质岩石和伟讲岩生成的构造动力学环境（a），以及池夏山花岗岩-伟讲岩系统中元古界花岗岩与稀有金属伟讲岩斑岩之间的成因联系（b）。（a面板修改自Zeng et al., 2018）

4.4 三岔沟伟讲岩中轻稀土的矿化与富集机制

一般来说，结晶分异、热液过程以及岩浆源区物质被认为是控制稀有金属伟讲岩/花岗岩富集与矿化的关键因素（Coulombe et al., 2024; Keyser et al., 2023; Lei et al., 2025; Wu et al., 2021a, Wu et al., 2026）。原始岩石的稀有金属浓度无疑是影响伟讲岩矿化的一个关键因素。最近的研究表明，就稀有金属丰度而言，研究区龙首山群古老地壳基底岩石中的各种变质岩样品（大理岩、石英片岩和角闪岩）显示出普遍较高且变化较大的浓度：Th为17.73–34.81 ppm，Zr为58.52–271.91 ppm，La为25.42–69.23 ppm，Ce为46.98–121.77 ppm，Pr为5.01–15.42 ppm（Fan et al., 2022）。同时，龙首山地区的古元古代花岗质岩石通常也以升高的Th、U和轻稀土浓度为特征（Dong et al., 2024; Zeng et al., 2018）。这表明龙首山地区的古老基底岩石普遍具有高的稀有金属浓度。然而，迄今为止在龙首山地区很少发现稀有金属伟讲岩（花岗岩），表明富稀有金属的原始岩石是轻稀土矿化所必需的但非决定性条件。

此外，一般来说，酸性岩浆的强烈结晶分异和岩浆期后热液过程被认为是控制稀有金属/稀土富集与矿化的关键因素（Ballouard et al., 2016, Ballouard et al., 2020a, Ballouard et al., 2020b; Wu et al., 2021a）。通常，Nb/Ta比值>5被认为是区分纯岩浆系统与岩浆-热液系统的一个良好标志（Ballouard et al., 2016, Ballouard et al., 2020a）。三岔沟稀土伟讲岩及相关花岗质岩石具有较高的Nb/Ta比值，范围为9.5至49.6，表明在其形成和稀有金属/稀土元素富集过程中，岩浆-热液作用相对较弱。同时，它们具有升高的Zr/Hf（24.6–41.7）和K/Rb（204.3–291.3）值，并且与受流体作用的样品相比，其稀土配分曲线无四重效应特征，TE1–3值为0.8至1.0（TE1–3指数由Irber（1999）定义，用于量化稀土四重效应的程度）（即Zr/Hf和K/Rb比值分别<18和<150；TE1–3 > 1.1；Ballouard et al., 2016; Irber, 1999）。综合而言，这些观测表明，三岔沟伟讲岩的轻稀土矿化主要受强烈的晶体-熔体分离过程控制，富稀有金属的原始岩石起次要贡献作用，而岩浆-热液相互作用仅起次要作用。

4.5 花岗质岩石和伟讲岩的构造环境

矿床与特定的构造环境内在相关。龙首山带位于阿拉善地块的东南缘。导致龙首山带古元古代花岗质岩石和稀有金属伟讲岩生成的构造动力学环境仍知之甚少。尽管2.49至1.80 Ga期间的各种岩浆活动被认为与一次造山事件有关，但具体的构造-岩浆过程尚未得到很好的约束（Gong et al., 2016; Wu et al., 2021a）。Gong et al.（2016）和Zeng et al.（2018）几乎一致地提出，约1.86–1.84 Ga和~1.81 Ga的岩浆岩石形成于与陆壳剥露相关的碰撞后构造环境中。相反，Dong et al.（2024）提出，这些具有弧形地球化学特征的岩浆岩石形成于大陆弧相关环境中。

我们新的研究结果结合先前数据表明，约1.90至1.80 Ga的花岗质岩石和伟讲岩具有高钾钙碱性至岛弧拉斑质组成（Dong et al., 2024; Wang et al., 2019b; Zeng et al., 2018）。在岩性上，它们主要由钾长花岗岩、花岗闪长岩和正长岩组成（Dong et al., 2024; Wang et al., 2019b; Zeng et al., 2018）。这一岩石组合及其地球化学特征与碰撞后伸展性岩浆活动相似（Liégeois et al., 1998; Litvinovsky et al., 2011）。所研究的池夏山花岗岩成因上属于I型花岗岩，并显示出类似adakitic的特征，可与龙首山带西段的同期贺利山正长岩相比（Wang et al., 2019b）。值得注意的是，同期贺利山花岗闪长岩以富集重稀土和Y以及低Sr/Y和La/Yb比值为特征，与adakitic岩石不同（Dong et al., 2024）。这表明龙首山带中adakitic和非adakitic花岗质岩石近乎同期侵位。此外，龙首山带中同期A型花岗质岩石的发现表明，所研究的花岗质岩石和伟讲岩形成于伸展性构造环境（Wu et al., 2021a; Zeng et al., 2018）。这些构成了一个同期岩石组合，包括I型和A型花岗质岩石以及adakitic和非adakitic花岗质岩石，表明碰撞后伸展环境（图9a）。因此，我们提出，矿化轻稀土的伟讲岩和邻近的同期花岗岩在碰撞后伸展环境中源自共同的岩浆储库。

古元古代碰撞后伸展作用导致了幔源玄武质熔体的底侵作用。同时，热的幔源组分组分诱发了下地壳中富轻稀土的变质火成岩源的部分熔融，在中-上地壳水平形成了体积庞大的深酸性岩浆储库，石榴石和角闪石残留体保留在下地壳中。岩浆储库内的持续结晶分异和晶体聚集产生了晶体熔体混合物和演化的、基质中富轻稀土的熔体。随后，熔体混合物内的压实和晶体重排触发了富轻稀土演化熔体的排出。结合岩浆-热液相互作用，该熔体形成了富轻稀土矿化的三岔沟伟讲岩斑岩（图9b）。残留的互补晶体组合随后固结为池夏山地区的钾长花岗岩和花岗闪长岩（图9b）。

5. 结论

（1）池夏山富轻稀土矿化的伟讲岩斑岩和邻近的花岗岩侵位于古元古代龙首山群中，在约1874–1844 Ma同时结晶，揭示了龙首山带甚至华北克拉通中一个罕见识别的轻稀土矿化事件。

（2）这些花岗岩成因上属于I型花岗岩，具有叠加的adakitic岩石亲和性。结合其富集的NdHf同位素组成，两阶段模型年龄为2.86至2.61 Ga，表明它们源自深部地壳中新太古代富K变质火成岩基底岩石，其中石榴石和角闪石在残留体中稳定存在。

（3）富轻稀土矿化的伟讲岩斑岩和邻近的花Granites形成于碰撞后伸展环境，两者之间存在密切的成因联系。所研究的花Granites从晶体丰富的岩浆（或岩浆晶屑堆积残留物）中生成，而稀有金属伟讲岩主要代表相应的更演化的、晶体贫乏的熔体（或从晶体熔体混合物中提取的熔体）。

（4）三岔沟伟讲岩的稀有金属富集与矿化主要受强烈的晶体-熔体分离过程控制，富稀有金属的原始岩石起次要贡献作用。池夏山地区富轻稀土矿化的伟讲岩斑岩的识别进一步表明，龙首山带古元古代伟讲岩具有巨大的轻稀土矿化潜力。

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