阿尔泰青河伟晶岩中电气石成分和硼同位素对伟晶岩体系演化及其与围岩相互作用的示踪*

郑贝琪 陈斌 孙杨

1. 南方科技大学地球与空间科学系，深圳 518055 2. 韶关学院旅游与地理学院，韶关 512005

然而，尽管随着伟晶岩的演化，H2O在熔体中富集是必然趋势，但却未必发生流体出溶现象，因而伟晶岩与围岩的结合处并不总是发育蚀变带。蚀变带通常发育在演化程度较高的伟晶岩边缘(London，1996)，伟晶岩的围岩蚀变带通常仅几米宽(Trueman and Cerny，1982)。蚀变带的性质取决于围岩和伟晶岩体系的相互作用，所以伟晶岩蚀变带直接反映了出溶流体的性质和规模。研究表明，不同岩石类型的围岩影响流体迁移的速率(如流体在角闪岩中的迁移速度比在云母片岩中慢)。岩浆演化到后期流体富集不相容元素Li、Rb、Cs、B、Nb、Ta，当流体与围岩反应时，可能会显著改变围岩矿物的某些元素组成，比如白云母的Nb/Ta(Morteani and Gaupp，1989)和黑云母K/Rb、Mg/Fe比值(Sheareretal.，1986)。在远离伟晶岩脉的方向，围岩中黑云母、电气石和绿泥石的Fe#均有不同程度的降低(Sheareretal.，1986)，同时白云母的Nb/Ta也逐渐降低(Morteani and Gaupp，1989)。此外，Sheareretal.(1984)发现远离伟晶岩的蚀变围岩全岩组分中碱金属(Li、Cs、Rb、K)和Ba显著递减。Nabelek(2021)通过研究美国Black Hills伟晶岩及其蚀变围岩发现，含高活动性B的出溶流体与片岩中长石、黑云母、白云母和石英可以发生彻底的交代反应，形成次生电气石。Fuertes-Fuenteetal.(2019)通过对比研究Central Galicia地区的贫瘠型伟晶岩和Li-Sn-Ta矿化伟晶岩，发现二者蚀变围岩的矿物组合具有一定的相似性(石英、黑云母和白云母)，但矿化伟晶岩蚀变带上发育了电气石、金红石和富锰的钛铁矿。可见，矿化伟晶岩和无矿伟晶岩二者的矿物组合、甚至同一种矿物的化学成分均有所不同。

伟晶岩体系流体出溶过程的硼同位素变化引起不少学者的注意(Matthewsetal.，2003; Trumbulletal., 2013; Zhouetal., 2019; Zhengetal., 2022)。作为水溶性元素，B在流体出溶过程中分异明显，在制约流体出溶规模方面具有巨大的潜力(Trumbulletal.，2013)。电气石是伟晶岩中常见的副矿物，它含B2O3高达10%，对伟晶岩体系B及其同位素行为起着决定性影响。实验研究表明，[B]流体/[B]电气石=9且硼同位素在流体和电气石之间分馏大小受控于温度(Meyeretal.，2008)。因此，一旦获知体系温度，可通过电气石硼同位素变化特征定量计算出溶流体的规模。再者，电气石因性质稳定，具有丰富的元素组成，其晶格对微量元素(Li、Ta、Cs等)的容纳无选择性，仅被动反映体系这些元素含量，故而也被广泛应用于示踪岩浆-热液演化过程(van Hinsbergetal.，2011)。如Zhaoetal.(2021a)通过研究中国华南地区一洞矿床识别出从岩浆到热液演化5个阶段的电气石，认为最后阶段热液与围岩反应促使锡石沉淀成矿。中国南岭花岗岩型Nb-Ta矿床则发育了岩浆阶段、岩浆-热液过渡阶段和热液阶段三类电气石，其中岩浆-热液过渡阶段中高Ta电气石的发育表明这一阶段对矿化起到了至关重要的作用(Zhaoetal.，2021c)。类似地，电气石特定金属元素Li、Be、Rb、Sn含量随岩浆演化富集，而与围岩物质交换无关(Hu and Jiang，2020)。可见，电气石成分可为伟晶岩演化提供有用信息。一方面，伟晶岩岩浆侵位后早期岩浆电气石的成分直接反映了各类元素的演化规律，而演化晚期含硼流体与围岩相互作用产生电气石化，因此蚀变带电气石可反映伟晶岩演化后期的关键信息。另一方面，通过对比研究伟晶岩及其围岩蚀变带的化学变化，尤其是电气石硼同位素变化，对伟晶岩体系的出溶流体的性质和流体出溶的规模将提供独特的限制。

此外，伟晶岩的源区性质和成因也是长期以来争论的重要科学问题，纵观前人研究，主要有两种成因模型：其一，认为伟晶岩代表花岗质岩浆高度分异演化晚期的产物(Jahns and Burnham，1969；Barnesetal.，2012；Roda-Roblesetal.，2012；Hulsboschetal.，2014；London，2014)；其二，认为伟晶岩形成于造山带演化过程中变沉积岩低程度部分熔融作用(Henderson and Ihlen，2004；Shawetal.，2016；Fuchslochetal.，2018；Chenetal.，2020；Lvetal.，2021；Zhaoetal.，2022)。其中，多数学者基于花岗岩和伟晶岩密切的时空关系，认为花岗岩高度结晶分异作用是形成伟晶岩的主要模式，如LCT型伟晶岩通常分布于距母体花岗岩10～15km半径范围以内。但越来越多的研究发现，许多伟晶岩并没有与之具有成因联系的花岗岩相伴，如加拿大Tanco伟晶岩(Stillingetal.，2006)。此外，中国阿尔泰造山带内发育的可可托海3号脉超大型Li-Be-Nb-Ta-Cs-Rb-Hf矿化伟晶岩，因其形成年龄(218±2Ma；Cheetal.，2015)与邻近阿拉尔花岗岩相似(锆石年龄为211.4±0.8Ma；Liuetal.，2014)，最初被认为是与阿拉尔花岗岩具有成因联系的，但后续研究则否定了这一观点。首先，二者Nd同位素组成截然不同：阿拉尔花岗岩εNd为-1.24～-0.68(Liu and Han，2019)，而3号脉伟晶岩为-3.04～-2.75(Zhuetal.，2006)；再者，通过微量元素瑞利分馏模拟计算，阿拉尔花岗岩需经过>99%的分离结晶作用才可能形成3号脉(刘宏，2013)。近年来，更有学者通过Hf、Nd等同位素研究，先后证明了阿尔泰伟晶岩是由哈巴河群变质沉积岩低程度部分熔融的产物(Chenetal.，2020；Lvetal.，2021)。但也有学者对Hf同位素锆石载体的来源提出了质疑，如蒋少涌等(2021)认为已报道的某些伟晶岩锆石蜕晶化十分明显，并不能确定为伟晶岩岩浆锆石，他们对柯鲁木特-吉得克伟晶岩采用了铌钽铁矿重新厘定其与矿区内二云母花岗岩的关系，发现二者具有完全一致的年龄及Hf同位素组成，并据此认为花岗岩依然是伟晶岩的母体(王春龙等，2016)。所以，阿尔泰伟晶岩的源区和成因模型至今未有定论。由于以上两种成因模型中，伟晶岩的源区和形成温度压力条件具有很大差别，伟晶岩体系的微量元素(尤其是REE)地球化学特征可能会显著不同。因此，利用伟晶岩中某些特征矿物如电气石的微量元素特征，可能会对伟晶岩的源区和形成条件提供重要限制(Zhengetal.，2022)。

本研究通过对阿尔泰造山带青河伟晶岩原生电气石，伟晶岩和围岩水岩产物蚀变电气石的主、微量元素和硼同位素特征的研究，旨在探讨以下三方面问题：(1)伟晶岩演化及其晚期出溶流体的性质和流体出溶规模；(2)蚀变产物的特征及其对伟晶岩体系出溶流体的指示意义；(3)电气石微量元素对伟晶岩源区和成因的指示意义。

1 地质背景

阿尔泰造山带位于中亚造山带的西段(图1a)，根据变质变形作用、构造类型和地层将其划分为北阿尔泰、中阿尔泰、琼库尔和南阿尔泰四个地体(图1b)。其中，北阿尔泰地体位于红山嘴-诺尔特断裂以北，由泥盆系和石炭系变火山岩和变沉积岩组成；中阿尔泰地体位于红山嘴-诺尔特断裂以南和阿巴宫-库尔提断裂以北，由志留系-奥陶系哈巴河群厚浊积层序和火山层序、上奥陶统火山磨砾层和陆源碎屑层以及中-上志留统变质砂岩共同组成；琼库尔地体位于阿巴宫-库尔提断裂以南，特斯巴汗断裂以北，由泥盆系变火山岩组成；南阿尔泰地体位于特斯巴汗断裂以南和额尔齐斯断裂以北，由泥盆系和石炭系沉积岩组成。

图1 中亚造山带(CAOB)简图(a)、阿尔泰造山带简图(b，据Windley et al.，2002；Yuan et al.，2007；Lv et al.，2018)及青河地区地质简图(c)I-北阿尔泰地体；II-中阿尔泰地体；III-琼库尔地体；IV-南阿尔泰地体. A-哈龙-青河伟晶岩稀有金属成矿亚带；B-加曼哈巴-大喀拉苏伟晶岩稀有金属成矿亚带Fig.1 Sketch geological maps of the Central Asia Orogenic Belt (CAOB) (a), the Altay orogen(b, modified after Windley et al.，2002；Yuan et al. 2007； Lv et al.，2018)and the Qinghe (c)I-North Altay domain；II-Central Altay domain；III-Qiongkuer domain；IV-South Altay domain. A-Halong-Qinghe rare metal metallogenic subbelt; B-Jiamanhaba-Xiaokalasu rare metal metallogenic subbelt

区内出露的地层主要为哈巴河群，为一套滨-浅海相碎屑岩建造(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)。前人对哈巴河群片岩碎屑锆石的U-Pb定年为470Ma，表明其沉积时代为中奥陶世-早泥盆世(袁超等，2007)。伴随着构造岩浆活动，哈巴河群经历了不同程度的变质作用，形成了一套复杂的变质岩系，岩性主要为片岩、片麻岩和混合岩(Dongetal.，2018)。据前人研究，阿尔泰地区区域变质时代大致可分为两段：377～391Ma(Longetal.，2007；Jiangetal.，2010)和244～292Ma(Briggsetal.，2007；Wangetal.，2009；Lietal.，2014)。青河地区由南至北分布红柱石十字石片岩、含石榴石黑云母石英片岩(张辉等，2019)，这些变质沉积岩的变质时代为383±9Ma(Dongetal.，2018)。此外，哈巴河群西部和中部的原岩建造中还发育黏土岩和碳酸盐岩(Lvetal.，2021)。这些变质岩系中发育大量古生代花岗岩。年代学结果表明，花岗岩的侵位年代主要为早-中古生代(370～463Ma)，广泛分布于阿尔泰地区(Wangetal.，2007，2009；Caietal.，2011；Tongetal.，2012；Liuetal.，2019)。但近年来有不少晚古生代-中生代花岗岩(318～210Ma)被报道(Wangetal.，2007；Yuanetal.，2007；任宝琴等，2011；Zhangetal.，2021b)。

阿尔泰造山带发育大约十万条伟晶岩脉，集中分布在中阿尔泰和琼库尔地体中(Lvetal.，2018)。区域内90%以上的伟晶岩集中分布在哈龙-青河、加曼哈巴-大喀拉苏两个伟晶岩稀有金属成矿亚带(张辉等，2019)。受区域构造运动、岩浆活动和变质类型影响，两个伟晶岩成矿亚带内伟晶岩类型、矿化特征和形成年代并不一致。哈龙-青河伟晶岩稀有金属成矿亚带位于中阿尔泰地体，青格里复背斜倾覆端，包括青河、库威-结别特、可可托海、柯鲁木特-吉得克和喀拉额尔齐斯五个伟晶岩矿田。该带伟晶岩走向以NW310°～320°为主，NE向的次之，另有少量近EW、SN向的伟晶岩脉。伟晶岩长轴与区域主构造线方向一致，可见其展布明显受区域断裂和褶皱构造控制。大多数伟晶岩以较大倾角(>40°)侵入到片岩或断裂带中(Chenetal.，2020)。

图2 青河伟晶岩与蚀变围岩产状及对应手标本照片(a)伟晶岩与蚀变围岩接触关系及(b)蚀变围岩分带示意图；伟晶岩边缘带(c)、过渡带(d)和核部带(e)；伟晶岩与围岩接触带中带状蚀变围岩(f)、细粒蚀变围岩(g)和粗粒蚀变围岩(h). Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qtz-石英；Tur-电气石；Ms-白云母；Bt-黑云母Fig.2 Occurences and hand specimen photographs of Qinghe pegmatite and altered wallrocks(a)photograph and(b)simplified sketch of the pegmatite and altered wallrocks； the border zone(c)； intermediate zone(d)； core zone (e)of the pegmatite dyke; andbanded altered rock(f), fine-grained altered rock(g) and coarse-grained altered rock(h)in contect belt of pegmatite and altered wall rock. Pl-plagioclase；Kfs-K-feldspar；Qtz-quartz；Tur-tourmaline；Ms-muscovite；Bt-biotite

青河伟晶岩矿田内发育约8000条伟晶岩脉，主要形成于二叠纪-三叠纪(275.5±4.2Ma,任宝琴等，2011)，少数形成于古生代(333～385.9Ma,Lvetal.，2018)。可见，青河伟晶岩的形成时间显著晚于花岗岩的侵入峰期(462.5～457.8Ma：Liuetal.，2019；350Ma：Tongetal.，2012)，但与阿尔泰造山带的印支期变质作用时间相吻合(Lvetal.，2018)。青河伟晶岩脉主要侵位于哈巴河群绿片岩-角闪岩相为主的变质火山-沉积岩和部分花岗岩中。伟晶岩的侵位明显受构造控制，常呈透镜状或板状、脉状侵入到哈巴河群变质沉积岩中，产状多与变质片理、大型断裂和逆冲构造等区域构造线一致。青河伟晶岩主要为具有简单内部分带的微斜长石型伟晶岩，稀有金属矿化比较少，仅在塔拉提、拜城和阿木拉宫产出小型Li-Be-Nb-Ta矿床(张辉等， 2019)。

2 伟晶岩和蚀变围岩的分带特征

本文研究的伟晶岩脉位于新疆青河县境内，距青河县城西北侧15km (46°50′33.3″N、90°18′7.92″E，图1c)。伟晶岩脉以透镜状侵入哈巴河群黑云母石英片岩，片岩的矿物组成为黑云母(30%～40%)、白云母(20%～25%)、石英(35%～40%)及少量原生电气石和石榴子石(<5%)。该伟晶岩脉没有矿化，为斜长石弱分异型伟晶岩(张辉等，2019)。伟晶岩脉长度约20m，最大宽度10m，走向NW305°，倾角45°，伟晶岩脉内部有一定分带。根据伟晶岩内部矿物组成和结构特征，分成边缘带、过渡带和核部带等三个带(图2a)，矿物组合和结构构造特征描述如下：(1)边缘带(图2c)：矿物组合电气石(35%～40%)+石英(20%～25%)+斜长石(20%～25%)+白云母(5%～10%)，矿物自形-半自形，细粒结构，块状构造，见弱文象结构；(2)过渡带(图2d)：矿物组合电气石(25%～30%)+石英(20%～25%)+斜长石(35%～40%)+白云母(5%～10%)，半自形，细-中粒结构，块状构造；(3)核部带(图2e)：矿物组合电气石(35%～40%)+石英(20%～25%)+斜长石(25%～30%)+钾长石(<5%)+白云母(5%～10%)，半自形-自形，中-粗粒结构，块状构造。从边缘到核部斜长石和石英增加，电气石先减少再增加，各分带白云母比例接近。

图3 青河伟晶岩(a-c)和蚀变围岩(d-g)微观特征(a)边缘带；(b)过渡带；(c)核部带；(d)带状蚀变围岩；(e)BSE图像下带状蚀变围岩；(f)细粒蚀变围岩；(g)粗粒蚀变围岩. AP-磷灰石Fig.3 Microphotographs of tourmalines in Qinghe pegmatite (a-c) and altered country rocks (d-g)(a)border zone；(b)intermediate zone；(c)core zone；(d)banded altered rock；(e)BSE image of banded altered rock；(f)fine-grained altered rock；(g)coarse-grained altered rock. AP-apatite

伟晶岩的围岩蚀变带宽约30～50cm，蚀变带上可观察到云母加大现象和大量电气石的形成。根据蚀变围岩矿物组成和结构构造不同，从伟晶岩脉体向外依次出现带状蚀变围岩(图2f)、细粒蚀变围岩(图2g)和粗粒蚀变围岩(图2h)。三种蚀变围岩的矿物组合和结构构造描述如下：(1)带状蚀变围岩矿物组合为电气石(20%～25%)+石英(40%～45%)+钠长石(10%～15%)+白云母(10%～15%)，具条带状构造，可见交代变质作用后加大结构；(2)细粒蚀变围岩矿物组合为电气石(5%～10%)+石英(15%～20%)+钠长石(5%～10%)+黑云母(25%～30%)+白云母(25%～30%)，细粒变晶结构，片状构造；(3)粗粒蚀变围岩矿物组合为电气石(25%～30%)+石英(20%～25%)+钠长石(10%～15%)+黑云母(20%～25%)+白云母(<5%)，不等粒变晶结构，片状构造。

3 样品采集和岩相学特征

野外对伟晶岩和蚀变围岩的不同分带中的电气石进行了系统采样。其中，伟晶岩电气石样品包括边缘带、过渡带和核部带中的电气石，蚀变围岩样品包括带状蚀变围岩、细粒蚀变围岩和粗粒蚀变围岩中的电气石。所有电气石均为黑电气石，各类电气石在单偏光下具不同的颜色和形貌特征。

3.1 伟晶岩中电气石特征

边缘带电气石 半自形-自形，具特征的核-边结构，核部浅黄-黄绿色，边部浅绿-深墨绿色，大部分电气石与石英直接接触，少数电气石边缘生长白云母或斜长石(图3a)。

过渡带电气石 半自形-自形，发育环带结构，单偏光下核部为蓝色-深蓝色，向外变为黄褐色-深黄褐色，粒径5～15mm。主要与斜长石共生，细粒白云母充填在斜长石与电气石晶粒间(图3b)。

核部带电气石 半自形-自形，发育较复杂环带结构，单偏光下核部为淡蓝色-深蓝色，幔部和边部为黄-黄绿色，粒径>15mm，主要与斜长石共生，少数斜长石和白云母充填在电气石晶粒间(图3c)。

3.2 蚀变围岩中电气石特征

带状蚀变围岩的电气石 条带状，条带宽约为2～3mm，他形，棕色，无多色性，沿围岩片理分布(图3d)。大多数电气石与石英共生，少数与白云母共生。此类蚀变围岩中可见磷灰石与电气石共生(图3e)，为伟晶岩出溶流体在伟晶岩与围岩交界处相互作用的产物。

细粒蚀变围岩的电气石 自形粒状，粒径1～2mm，棕色-黑色，分散分布于黑云母和白云母间，为伟晶岩出溶流体脱离伟晶岩边界进入围岩后的初次产物(图3f)。

粗粒蚀变围岩的电气石 半自形-他形，粒径变化大，由1～2mm至>10mm不等，普遍发育环带结构，电气石内部为浅黄白-黄棕色，外部为浅棕-深棕色。与黑云母、石英、长石平衡共生，可见云母次生加大现象，为伟晶岩出溶流体进入围岩后持续作用的产物(图3g)。

4 分析方法

4.1 电气石主量元素测试

4.1.1 电子探针微区原位主量元素测试

电子探针成分分析在中国地质大学(武汉)配备有4道波谱仪的JEOL JXA-8100电子探针下完成，详细的分析测试流程见文献(Yangetal.，2022)。工作条件为：加速电压15kV，加速电流20nA，束斑直径10μm。所有测试数据均进行了ZAF校正处理，分析准确度为1%～5%。Na、Mg、Al、Si、K、Ca、Fe、F元素特征峰的测量时间为10s，Ti和Mn元素特征峰的测量时间为20s，上下背景的测量时间分别是峰测量时间的一半。所使用的标样如下：微斜长石(K)、镁铝榴石(Fe和Al)、透辉石(Ca和Mg)、硬玉(Na)、蔷薇辉石(Mn)、橄榄石(Si)、金红石(Ti)、氟化钡(F)。

4.1.2 电子探针面扫描成分分析

电子探针X射线显微面扫描成分分析在武汉微束检测科技有限公司显微学与显微分析实验室配备有5道波谱仪的JEOL JXA-8230电子探针下完成。选取伟晶岩边缘带具有核-边结构电气石和磷灰石共生区域进行面扫描成分分析，样品图像采集的加速电压为15kV，加速电流50nA，束斑直径1μm。每一点的驻留时间10ms。

4.2 电气石微区原位微量元素测试

电气石微量元素测试是采用合肥工业大学资源与环境工程学院的LA-ICP-MS完成。Agilent 7900激光剥蚀系统由HE 193-nm ARF准分子激光器，采用氩气作为剥蚀物质的载气，在进入ICP-MS之前先通过一个T型接头与载气混合。本次测试的剥蚀孔径30μm，剥蚀时间40s，激光脉冲重复频率8Hz，脉冲能量为4J/cm3。每轮(RUN)测试分析19个点，其中15个分析点，开始和结束分别测试2组标样。仪器工作参数为：每次LA-ICP-MS分析包含了30%的背景采集(气态空白)，然后从样本中获得了60%的数据。每10次现场分析之后，测试NIST SRM610标样，以纠正ICP-MS的灵敏度和质量鉴别的时间依赖漂移。以美国地质调查局生产的玄武质玻璃作为外部测试标样：NIST610、NIST612和BCR-2G。标准样品元素含量采用GeoReM的推荐值(https://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。每测试10～15个未知样品后测试一组标准样品。在每个测试点中均计算其检测限，以保证实验精确性。

原始数据采用ICP-MS DataCal软件进行离线校正，使用96.5%标准化方法(假设电气石含3.5%的水)而不使用内部标样(Liuetal.，2008)。外部标样MPI-DING 玻璃KL2-G、ML3B-G(由德国的普朗克应用化学学院提供)用以数据监测。测试值与参考标样的误差为主量元素小于5%，微量元素小于10%。

4.3 硼同位素测试

电气石LA-MC-ICP-MS原位微区硼同位素分析在北京科荟测试技术有限公司完成。分析所用仪器为Thermo Scientific公司生产的Neptune Plus多接收等离子体质谱仪和RESOlution SE 193nm准分子激光剥蚀系统。检测环境温度要求18～22℃，相对湿度<65%。根据样品扫描后的照片选择合适区域，利用激光剥蚀系统对电气石进行剥蚀。剥蚀采用点剥蚀，剥蚀直径一般为50μm，能量密度为7～8J/cm2，频率为8Hz。10B和11B用法拉第杯静态同时接收。采用高纯He作为载气，吹出剥蚀产生的气溶胶，送入MC-ICP-MS进行质谱测试。测试前，以电气石硼同位素标样IAEA B4对仪器参数进行调试，分析过程以IAEA B4为标样，每个样品点前后测试2个标样点。采用标准-样品-标准法(SSB)对仪器质量歧视和同位素分馏进行校正。以电气石标样IMR RB1作为监控标样，本实验中IMR RB1分析点给出的δ11B结果(-13.77±0.13‰; 2σ)，与Houetal.(2010)报道的数据(-12.96±0.97‰)在误差范围内一致。

5 分析结果

电气石的主量和微量元素测试结果分别列于电子版附表1和附表2。根据Henry and Dutrow(1996)的电气石分类方法，以电气石XY3Z6T6O18(BO3)3V3W为基础(即X=Na、Ca、K、空位，Y=Fe、Mg、Mn、Ti、Al，Z=Al、Mg，T=Si、Al，V+W=OH、F、O)对电气石结构四面体和八面体配位(T+Z+Y)进行15个阳离子标准化后得到电气石结构式。

伟晶岩中电气石的SiO2为34.80%～36.43%、TiO2为0.16%～1.65%、Al2O3为30.25%～34.36%、FeO为6.82%～11.91%、MnO为0.03%～0.20%、MgO为2.69%～6.91%、CaO为0%～0.34%、Na2O为1.92%～2.71%、K2O为0.02%～0.06%、F为0.03%～0.69%。

蚀变围岩中电气石的SiO2为34.60%～36.43%、TiO2为0.12%～1.24%、Al2O3为28.72%～35.46%、FeO为5.88%～14.85%、MnO为0%～0.14%、MgO为2.79%～7.26%、CaO为0%～0.80%、Na2O为1.66%～2.59%、K2O为0.01%～0.06%、F为0%～0.53%。

伟晶岩和蚀变围岩中电气石的Si、Ti、Al、Mn、Ca、Na、K、F元素差异不大，而Fe和Mg具有较大差异。

从图4a可见，依照X位上Ca2+、(Na++K+)和空位占位情况，本文分析的电气石都属于碱性电气石。进一步根据Mg/(Mg+Fe)-Na/(Na+Ca)和Mg/(Mg+Fe)-Xvac/(Na+Xvac)(图4b，c)进行划分，所有的电气石均为镁电气石-铁电气石固溶体系列，其中大多数伟晶岩边缘带电气石和少数过渡带电气石为镁电气石，其余的过渡带和所有的核部带电气石都是铁电气石。带状蚀变围岩电气石的成分变化较大，从铁电气石延伸到镁电气石。细粒蚀变围岩和粗粒蚀变围岩中的电气石均为镁电气石。在电气石主量元素相关图中(图5)，与细粒和粗粒蚀变围岩中的电气石相比，伟晶岩中电气石具有较高的Na、K含量和较低的Ca含量(虽然两者有一定的重叠)(图5a，b)。带状蚀变围岩中电气石成分变化较大，但基本介于上述伟晶岩电气石和细粒-粗粒蚀变围岩中的电气石之间(图5a，b)。从图5c，d可见，电气石R2位置上具有明显的FeMg-1，MnMg-1替代关系。

图4 青河伟晶岩和蚀变围岩中电气石分类图解(a)基于X位占位分类图解(Henry et al.，2011)；(b)根据Mg/(Mg+Fe)-Na/(Na+Ca)对碱性电气石族分类；(c)根据Mg/(Mg+Fe)-Xvac/(Na+Xvac)对碱性电气石族分类Fig.4 Classification diagrams for tourmalines based on X-site occupancy(a, Henry et al.，2011), Mg/(Mg+Fe)vs. Na/(Na+Ca)(b) and Mg/(Mg+Fe)vs. Xvac/(Na+Xvac)(c)from the Qinghe pegmatite dyke and altered wallrocks

图5 青河伟晶岩和蚀变围岩中电气石主量元素图解(a)CaO-K2O；(b)Na2O-K2O；(c)Mg-Fe；(d)Mg-MnFig.5 Plots for major elements of tourmalines from the Qinghe pegmatite dyke and altered wallrocks

图6 青河伟晶岩和蚀变围岩中电气石的元素替代关系Fig.6 Characteristics of compositions of tourmalines from the Qinghe pegmatite dyke and altered wallrocks

为了进一步揭示青河电气石复杂的元素替代关系，我们构建了图6。根据(R1+R2)-R3图解(R1=Na++K++2Ca2+，R2=Fetotal+Mg2++Mn2+，R3=Al3++4/3Ti4+)，各种类型电气石几乎都遵循(R1+Al)(Na+R2)-1元素替代(图6a)。Al-(Fe+Mg)图解显示(图6b)，所有电气石都遵循(Al+O)(R+OH)-1替代。从Al-Xvac图解(图6c)可见，电气石大致遵循(Na+Mg)(Al+Xvac)-1发生成分演化。在(Na+Mg)-(Al+Xvac)协变图上，伟晶岩电气石沿同一演化方向，而带状蚀变围岩、细粒-粗粒蚀变围岩的电气石则沿不同方向发生成分演化(图6d)。蚀变围岩和伟晶岩电气石在Ca-Xvac图解(图6e)变现出了截然不同的演化趋势：伟晶岩电气石遵循(XvacAl)(NaR2+)-1替代，但蚀变围岩中电气石转变为(CaR2+O2-)(XvacAlOH-)-1替代。蚀变带电气石和伟晶岩边缘带大部分电气石具有Fe3+与Al3+的负相关性，但伟晶岩过渡带和核部带电气石，以及少数边缘带电气石却具有Fe3+与Al3+的正相关性(图6f)。

伟晶岩及蚀变围岩中电气石的微量元素测试结果表明：(1)大部分微量元素含量<10×10-6，但也有一些具有较高含量的元素，它们包括：Li(14.25×10-6～860.5×10-6)、V(0.03×10-6～423.1×10-6)、Cr(0×10-6～783.5×10-6)、Co(0.79×10-6～59.34×10-6)、Ni(0×10-6～392.2×10-6)、Zn(76.54×10-6～4374×10-6)、Ga(24.85×10-6～1192×10-6)、Sr(0.02×10-6～356.5×10-6)、Pb(0.58×10-6～694.3×10-6)，这些高含量元素往往具有较大的变化范围；(2)在V-Sc图上(图7a)，伟晶岩和蚀变围岩中电气石有很大重叠，且Sc和V表现出明显的正相关性，总体上伟晶岩电气石比细粒和粗粒蚀变围岩中电气石具有较低的Sc和V，但带状蚀变围岩中电气石的成分变化很大，覆盖了上述电气石的范围；(3)与蚀变围岩电气石相比，伟晶岩电气石的Sr和Pb含量明显较低(图7b)，但后者的Li、Ga、Zn显著较高(图7c，d)；(4)伟晶岩边缘带电气石的Cr和Ni含量显著高于过渡带和核部带电气石(图7f)。此外，从图7可见，伟晶岩体系内部随岩浆演化Ga升高，而Li、V、Cr、Ni、Pb、Sr降低(图7a-e)；带状蚀变围岩电气石微量元素含量较宽，在Pb-Sr(图7b)、Li-Zn(图7c)、Li-Ga(图7d)图上基本分布在伟晶岩和细粒-粗粒蚀变围岩之间。

图7 青河伟晶岩和蚀变围岩电气石微量元素成分特征图(e)用以区分岩浆成因和变质成因电气石(据Harlaux et al.， 2020)Fig.7 Characteristics of trace elements of tourmalines from the Qinghe pegmatite and altered wallrocksDiscrimination of magmatic and metamorphic tourmaline in Fig.7e(after Harlaux et al.，2020)

电气石硼同位素分析结果见附表3。伟晶岩和蚀变围岩中电气石的硼同位素组成(δ11B)变化较大，其中伟晶岩的电气石δ11B=-15.4‰～-13.0‰，蚀变围岩的电气石δ11B=-15.6‰～-11.6‰(图8)。伟晶岩边缘带电气石δ11B值为 -15.4‰～-13.0‰，过渡带为-15.3‰～-13.8‰，核部带为-15.4‰～-13.5‰。伟晶岩各个分带电气石δ11B值相近，过渡带和核部带电气石的硼同位素组成略轻于边缘带电气石。蚀变围岩电气石具有比伟晶岩电气石略重的硼同位素组成，其中带状蚀变围岩电气石δ11B值为-15.6‰～-11.6‰，细粒蚀变围岩为-12.5‰～-11.9‰，粗粒蚀变围岩为-13.7‰～-13.3‰，细粒蚀变围岩电气石比粗粒蚀变围岩电气石具有更重的硼同位素组成。

图8 青河伟晶岩及各类蚀变围岩电气石硼同位素组成Fig.8 Histograms of boron isotope compositions of tourmalines from the Qinghe pegmatite and altered wallrocks

6 讨论

6.1 电气石组分示踪伟晶岩岩浆成分演化

本文所研究的伟晶岩脉的边缘带电气石具有较高的Mg含量，兼有铁电气石和镁电气石的组分，但以镁电气石为主，而过渡带和核部带电气石成分为铁电气石(图4b，c)。进一步对边缘带电气石组分进行面扫描分析(图9a)，发现边缘带电气石核部高Mg低Fe(图9b，c)。我们对其中一颗成分环带显著的电气石颗粒(图9d)进行原位电子探针测试，发现边部(点26～29，34～35)Mg#低于0.5，为铁电气石组分，核部(点30～33)Mg#高于0.5，为镁电气石组分。由此可见伟晶岩初始岩浆最早结晶镁电气石，后转为铁电气石。然而，大多数研究表明，早期伟晶岩岩浆晶出的往往是铁电气石(Trumbull and Chaussidon，1999；Longfellow and Swanson，2011；Siegeletal.，2016；Hazarikaetal.，2017)，这与实验岩石学数据一致。实验表明，在一定的温度、压力和含H2O条件下，镁电气石比铁电气石更加稳定(Benardetal.，1985 ；von Goerneetal.，1999；Acosta-Vigiletal.，2003)，所以在部分熔融过程中镁电气石组分主要残留在源区的固相残留物中。

图9 青河伟晶岩及蚀变围岩电气石电子探针分析结果(a)伟晶岩边缘带环带电气石BSE 图像及其区域Fe元素(b)和Mg元素(c)成分分布；(d)一颗环带发育良好的边缘带电气石边-核Mg元素含量及Mg指数分布；(e)带状蚀变围岩电气石BSE图像及其区域Ca元素(f)成和F元素(g)成分分布Fig.9 EPMA analysis of tourmaline from the Qinghe pegmatite and altered wallrocks(a)BSE image of tourmaline from the border zone of pegmatite and its mapping of Fe distribution(b) and mapping of Mg distribution (c)；(d)Mg and Mg# trend in a sector zoning tourmaline；(e)BSE image of tourmaline from the banded altered rocks and its mapping of Ca distribution (f) and mapping of F distribution (g)

我们认为青河伟晶岩的边缘带早期结晶出镁电气石的原因，可能与伟晶岩浆与围岩相互作用有关，即由于围岩镁质组分的混染，导致伟晶岩边部富镁，这得到以下证据支持：(1)伟晶岩脉的细粒和粗粒蚀变围岩中电气石均为镁电气石，说明围岩比较富镁；(2)介于伟晶岩脉和围岩之间的带状蚀变围岩中的电气石成分变化最大(图4b，c)，兼具铁电气石和镁电气石组分，表明它是伟晶岩岩浆-热液与围岩相互作用的产物，这与其主量元素(图5)和微量元素的特征一致(图7a-d)。前人对其它造山带伟晶岩的研究也有类似的报道(Ertletal.，2010；Gadasetal.，2012；Nováketal.，2012；侯江龙等，2017)，认为镁电气石先结晶可能是伟晶岩浆侵位过程中被云母片岩或镁质大理岩等混染所致。综上，我们认为青河伟晶岩侵位时，由于岩浆温度较高，混染了围岩的镁质组分而先结晶出镁电气石。

电气石是该伟晶岩脉主要的铁镁矿物，它控制了岩浆铁镁演化，随着伟晶岩边缘带大量镁电气石的结晶，伟晶岩体系镁迅速亏损，导致由富镁岩浆向富铁岩浆转变，因此形成过渡带和核部带的铁电气石。电气石R2位置上FeMg-1、MnMg-1元素置换关系(图5c，d)，表明随着伟晶岩Mg含量的下降，伟晶岩中Fe、Mn逐渐富集。伟晶岩电气石均出现(R1+Al)(Na+R2)-1和(Al+O)(R+OH)-1元素替代、(Na+Mg)(Al+Xvac)-1元素替代(图6a-d)，表明随着伟晶岩浆的演化，晚期逐渐富集Al而贫Na。在电气石Ca和X空位图解中(图6e)，伟晶岩各类型电气石具有较低的CaO含量，并遵循(XvacAl)(NaR2+)-1替代，但在带状蚀变围岩和细粒-粗粒蚀变围岩中，电气石沿(CaR2+O2-)(XvacAlOH-)-1演化导致Ca含量增加。本文伟晶岩电气石的低Ca含量可能与伟晶岩浆本身贫Ca有关，而蚀变带中电气石的相对富Ca与泥质片岩的较高CaO含量有关(CaO为1.38%～3.23%；Chenetal.，2020)。

伟晶岩电气石微量元素数据表明，随着伟晶岩浆的演化，Ga逐渐富集，而Cr、Ni、V、Sc、Pb、Sr和Li均不断降低。其中V的降低与电气石结晶导致体系Mg降低有关(图10d)。Sr和Pb的亏损可能与伟晶岩演化晚期长石比例增加，与电气石争夺这两种元素有关。Cr、Ni和Sc含量降低的原因不明朗，推测可能与共生的云母成分变化有关(Klemmeetal.，2011)。伟晶岩边缘带电气石具有高含量Li(>1000×10-6)(图10c)和Zn(>5000×10-6)(图10e)。Li由于其不相容性地球化学性质，往往在晚期岩浆中高度富集(London，2018)。然而，本文研究的伟晶岩脉的核部带电气石Li含量较低，而过渡带和边缘带电气石都具有较高Li含量(图7c, d)。本文高Li含量的边缘带、过渡带电气石的大量结晶可能是导致核部带岩浆亏损Li的原因。

图10 青河伟晶岩及蚀变围岩电气石代表性主微量元素图解(a)青河伟晶岩电气石与其它造山带花岗岩电气石的∑REE-(La/Yb)N对比图(数据来源：黄小勇等，2008；Shabani et al.，2013；Yang et al.，2015；Zhao et al.，2019, 2021a, c；Duan et al.，2020；Han et al.，2020；Hu and Jiang，2020； 吴明锴等，2021；Zhang et al.，2021a)；青河伟晶岩电气石与蚀变围岩中电气石∑REE-Mg/(Mg+Fe)(b)、Mg/(Mg+Fe)-Li(c)、Mg/(Mg+Fe-V)(d)、MgO-Zn(e)及 Mg/(Mg+Fe)-(La/Yb)N(f)对比图Fig.10 Representative major and trace element relationships of tourmaline from the Qinghe pegmatite and altered wallrocks(a)plot of ∑REE vs. (La/Yb)N for tourmalines from the Qinghe pegmatite and granites of other orogenic belts (data sources: Huang et al.，2008；Shabani et al.，2013；Yang et al.，2015；Zhao et al.，2019, 2021a, c；Duan et al.，2020；Han et al.，2020；Hu and Jiang，2020；Wu et al.，2021；Zhang et al.，2021a)； plots of ∑REE and Mg/(Mg+Fe)(b), Mg/(Mg+Fe)vs. Li(c), Mg/(Mg+Fe)vs. V(d), MgO vs. Zn(e) and Mg/(Mg+Fe)vs. (La/Yb)N(f)for tourmalines from the Qinghe pegmatite and altered metapelitic rocks

蚀变围岩中电气石的主、微量元素组成和变化趋势与伟晶岩中电气石有明显不同，表明两者来自不同的源区，并具有不同的形成条件。与伟晶岩电气石相比，细粒和粗粒蚀变围岩中电气石具有高CaO、MgO、V、Sc、Sr、Pb，低Na2O、K2O、Li、Zn、Ga等特征(图5、图7)。在Li-Li/Sr图解中(图7e)，各类蚀变围岩电气石位于变质成因电气石区域，而伟晶岩过渡带和核部带电气石位于岩浆成因区域，伟晶岩边缘带电气石位于变质成因和岩浆成因电气石的结合带，可能与伟晶岩边缘带电气石成分受围岩混染影响较大有关。蚀变带电气石的成分特征表明，这些电气石的成分主要受片岩本身性质控制。带状蚀变围岩电气石的成分变化较大，但多数介于伟晶岩电气石和细粒-粗粒蚀变围岩电气石之间(图5、图7)，表明该带状蚀变围岩电气石的成分与伟晶岩浆和围岩相互作用有关。这与该蚀变带在空间上位于伟晶岩和细粒-粗粒蚀变围岩之间是一致的。

此外，根据Zhaoetal.(2019)对江南造山带三防花岗岩和伟晶岩电气石的研究表明，电气石的微量元素成分可能受与其共生的其他副矿物的影响，但电气石的主量元素是否受到影响尚不清楚。我们利用电子探针面扫描研究与磷灰石共生的电气石的主量元素含量变化(图9e)，发现与磷灰石直接接触的电气石显著贫F和Ca元素，而远离磷灰石的电气石呈现Ca含量振荡变化(高→低→高)(图9f，g)，表明共生矿物会显著影响电气石的主量元素组成，且会一定程度干扰电气石记录的成岩信息。由于伟晶岩矿物组合具有分带性，在小尺度范围可能出现共生矿物变化，因此利用单颗电气石成分讨论伟晶岩的主量成分演化需要谨慎。

6.2 电气石示踪伟晶岩浆的氧逸度变化

电气石成分可反映介质的氧逸度变化(Choo，2003；Da Costaetal.，2021)。伟晶岩核部带和过渡带电气石的Fe-Al呈正相关，而边缘带电气石Fe-Al则为负相关。此外，围岩中的带状蚀变围岩、细粒蚀变围岩和粗粒蚀变围岩电气石也具有Fe-Al负相关特征。电气石Fe-Al负相关关系通常由其Fe3+和Al3+的替代引起，表明这些电气石比较富集Fe3+，是较高氧逸度的体现，而Fe-Al正相关则与介质氧逸度较低有关。前人已发表的数据也都表明电气石的Fe3+/Fe2+可反映介质氧逸度的变化(Fuchsetal.，1998；Watenphuletal.，2016)，即高Fe3+/Fe2+指示高氧逸度。因此，伟晶岩边缘带和蚀变围岩中电气石Fe-Al的负相关特征，都指示其介质氧逸度较高，而伟晶岩核部和过渡带电气石的Fe-Al正相关则可能表明其氧逸度较低。该推论得到电气石中微量元素特征的支持，具体如下：

电气石的微量元素被证实可以示踪介质微量元素组成(Duchoslavetal.，2017；Zhaoetal.，2021a，b)。由于V是变价元素，在伟晶岩岩浆不同的氧逸度环境中以V3+、V4+和V5+等形式存在(Li and Lee, 2004; Leeetal., 2005)，而电气石晶格更偏好V5+(Marlksetal., 2013)，因此电气石的V含量可以反演体系氧逸度的变化。从图7a和图10d可见，伟晶岩核部带电气石(平均V=21.4×10-6)和过渡带电气石(平均V=49.7×10-6)的V含量较低，而边缘带电气石V含量较高(平均V=144.9×10-6)，反映伟晶岩边缘带氧逸度显著高于核部带和过渡带。蚀变围岩的电气石都具有高V含量(带状蚀变围岩VAve.=117.3×10-6，细粒蚀变围岩VAve.=311.4×10-6，粗粒蚀变围岩VAve.=262.6×10-6)，表明围岩中氧逸度较高。这与电气石Fe3+/Fe2+记录的氧逸度信息一致。我们认为这种较高氧逸度是围岩的固有特征，与伟晶岩流体交代无关，因为在未蚀变围岩中的电气石同样具有较高的V含量(V=265×10-6～366×10-6；Zhengetal.，2022)。所以，伟晶岩核部和过渡带的低氧逸度可能代表原始伟晶岩浆的特征，而伟晶岩脉边缘带的较高氧逸度可能与伟晶岩浆与围岩相互作用有关。这与青河伟晶岩矿田其他伟晶岩脉中电气石的低V含量(0～9.92×10-6；Zhengetal.，2022)相一致，也与全球造山带中大多数S型花岗岩电气石的V含量特征吻合(Sunetal.，2018；dos Santos Diasetal.，2019；Nguyenetal.，2019)。

6.3 电气石对伟晶岩源区性质的指示意义

6.3.1 电气石主微量元素对源区的限制

Kontaketal.(2002)通过对比起源于花岗岩分离结晶和变质沉积岩直接熔融形成的伟晶岩电气石样品后发现，后者往往具有更低REE总量和(La/Yb)N比值：起源于花岗岩分离结晶的电气石REE总量为70×10-6～150×10-6，(La/Yb)N为350～420；而起源于变质沉积岩直接熔融的伟晶岩中电气石的 REE总量为3×10-6～4×10-6，(La/Yb)N为1.2～1.8。造成这一差别的原因可能与岩浆形成温度不同有关。Ayres and Harris(1997)根据喜马拉雅结晶片岩的部分熔融模拟计算表明，喜马拉雅山淡色花岗岩的稀土元素(REE)不是由贫REE的主要反应物(如长石、石英和云母等)控制，而是由富含REE的副矿物(如磷灰石、独居石、锆石等)的分解控制，而且随着熔融温度的增加，会有更多的独居石和磷灰石等副矿物分解进入熔体，从而导致熔体的REE总量和LREE/HREE比值越来越高。如图10a所示，与其它造山带花岗岩中电气石相比，本文的伟晶岩电气石多展示低REE 总量(<3×10-6)和低(La/Yb)N(<10)(图10b，f)。所以，青河伟晶岩并非来自于高度演化的花岗岩岩浆，而是来自变质沉积岩的直接部分熔融作用，这与Chenetal.(2020)对青河伟晶岩的全岩地球化学和Li-Nd同位素示踪研究结论一致。另外，伟晶岩中电气石与蚀变泥质片岩中电气石相比，也具有显著较低的REE总量(图10b)，表明泥质片岩发生部分熔融形成伟晶岩浆的温度较低，多数富含REE的副矿物(磷灰石和独居石等)在部分熔融过程中相对稳定。这也得到青河伟晶岩电气石微量元素特征的支持，如图7所示，具有较强不相容性的Li、Zn、Ga在伟晶岩中含量远高于蚀变围岩，可能与围岩部分熔融过程中这些微量元素的在熔体中富集有关。因此，伟晶岩电气石的微量元素特征(尤其是REE)表明其来自变质沉积岩在较低温度下部分熔融而形成，而与花岗岩体系的分离结晶(London，2018)无关。

6.3.2 电气石硼同位素对流体出溶规模和伟晶岩源区性质
的限制

从图8可见，本文研究的伟晶岩脉的核部和过渡带电气石硼同位素组成基本相同(δ11B=-15.4‰～-13.5‰)，边缘带电气石硼同位素组成变化范围较大(δ11B=-15.4‰～-12.9‰)且总体偏重。考虑到伟晶岩边缘带受到围岩的影响(见前述边缘带电气石在微量元素和氧逸度上与内部电气石的差别)，我们认为其硼同位素的上述特征可能与围岩的相互作用有关。

青河地区未蚀变云母片岩中电气石δ11B=-13.1‰～-12.2‰ (Zhengetal., 2022)，细粒蚀变围岩电气石δ11B=-12.5‰～-12.0‰，即围岩电气石硼同位素显著重于伟晶岩电气石。所以，可以认为伟晶岩内部(过渡带和核部带)电气石的硼同位素组成可能更接近原始伟晶岩浆的硼同位素特征。这与带状蚀变围岩的电气石硼同位素组成变化范围大(δ11B=-15.6‰～-11.6‰)是一致的，后者可以合理地解释为伟晶岩出溶流体与围岩相互作用的结果(带状蚀变围岩的电气石主微量元素成分多介于伟晶岩电气石和细粒-粗粒蚀变围岩电气石之间；图5、图7)。青河伟晶岩各分带电气石的δ11B相差不大，主要变化范围为-14.8‰～-14.4‰，明显轻于哈巴河群云母片岩电气石硼同位素组成(δ11B=～-13.1‰～-12.2‰；Zhengetal.，2022)，二者硼同位素分馏差>1.5‰，其原因可能有两个，具体如下：

(1)伟晶岩浆演化晚期发生流体出溶。实验岩石学结果表明，重硼同位素(11B)更倾向于进入流体相(Meyeretal.，2008)，当岩浆体系发生流体出溶，残余岩浆将亏损重硼同位素。黄永胜等(2016)对青河伟晶岩中的包裹体测温结果显示岩浆-热液阶段温度介于391～445℃范围。基于该研究结果，Zhengetal.(2022)建立了400℃时伟晶岩硼同位素瑞利分馏模型。若通过流体出溶产生大于1.5‰的分馏差，则需要将接近30% B从熔体相转移到流体相(即发生流体出溶规模达到30%)。这显然与地质事实相违背——细粒蚀变围岩是流体出溶后初次产物，它的硼同位素特征直接反映了流体出溶规模。然而，细粒蚀变围岩电气石的硼同位素(-12.5‰～-12.0‰)只是稍重于青河地区未蚀变云母片岩中的电气石(δ11B=-13.1‰～-12.2‰；Zhengetal.，2022)，表明伟晶岩浆侵位之后的流体出溶规模较小，只是轻微地提高了蚀变围岩硼同位素比值(提高约0.5‰)。因此，伟晶岩与云母片岩之间显著的硼同位素差别可能不是流体出溶所导致。至于粗粒蚀变围岩电气石的硼同位素(δ11B=-13.7‰～13.3‰)显著轻于细粒蚀变围岩的原因(图8)，可能是具较重硼同位素组成的细粒蚀变围岩电气石的结晶导致残余流体相对亏损重硼同位素，因此导致外侧的粗粒蚀变围岩电气石具有较低的δ11B值。

(2)伟晶岩的源区可能有黏土岩存在。从电气石的主量和微量元素含量数据可以确定，伟晶岩不可能是花岗岩高度分离结晶的结果，而应该是变质沉积岩直接部分熔融形成的熔体。变质泥质岩部分熔融实验研究表明(Whiteetal.，2007)，伟晶岩熔体主要是在角闪岩相条件下通过白云母脱水熔融而成。如果不考虑部分熔融过程中硼同位素的分馏，则原始伟晶岩熔体的硼同位素组成应该与区内哈巴河群云母片岩类似，这与本文伟晶岩硼同位素组成显著轻于哈巴河群云母片岩的事实不符。所以，我们推测云母片岩可能不是伟晶岩的唯一源区，即伟晶岩的源区可能有相当比例的黏土岩。因为黏土岩在变质过程中，吸附B和层间B(相对富集重11B)在部分熔融发生前逐渐丢失，黏土岩最终主要转变成富含白云母的片岩，而白云母(结构B为主)具有富集轻硼同位素的特征(-18.8±0.8‰；Williamsetal.，2001)。所以，伟晶岩源区一定含量黏土岩的存在，可能是导致伟晶岩硼同位素显著轻于云母片岩的原因。该成因模型与Zhaoetal. (2022)对川西甲基卡伟晶岩的锶同位素研究一致，后者发现甲基卡伟晶岩的锶同位素比值显著高于区内云母片岩，说明云母片岩不是伟晶岩的唯一源区，而源区黏土岩(具有高Rb/Sr比值和高放射成因Sr；Linetal.，2020)的存在可合理解释伟晶岩的锶同位素特征。

青河伟晶岩仅发育较小规模的蚀变围岩(宽度30～50cm)，这与西昆仑大红柳滩和川西甲基卡锂矿化伟晶岩的围岩都发生强烈蚀变形成鲜明对比(周兵等，2011；付小方等，2014)，围岩强烈蚀变表明含矿伟晶岩演化晚期有大量H2O流体出溶。类似的例子如Kings Mountain锂辉石伟晶岩围岩发生强烈的蚀变(Kesleretal.，2012)。所以，矿化伟晶岩体系可能含大量H2O流体，并对锂矿化起重要作用，而贫瘠伟晶岩通常含水较少。这与含锂辉石的伟晶岩通常具有很强的REE四分组效应和强烈的Eu负异常，而没有矿化的伟晶岩具有不显著的REE四分组效应的现象一致(Barnesetal.，2012)，因为研究表明REE四分组效应和Eu负异常与熔体-流体相互作用有关(Liu and Zhang，2005；Chenetal.，2018)。

7 结论

(1)青河伟晶岩及蚀变围岩电气石均属于碱性电气石中铁电气石-镁电气石固溶体序列，其中伟晶岩边缘带电气石多为镁电气石，过渡带和核部带电气石多为铁电气石，这可能是伟晶岩岩浆侵位时混染了围岩组分所致。粗粒蚀变围岩和细粒蚀变围岩电气石均为镁电气石，带状蚀变围岩兼具铁电气石-镁电气石组分。电气石R2位置上具有FeMg-1和MnMg-1替代关系，绝大部分电气石遵循(R1+Al)(Na+R2)-1和(Al+O)(R+OH)-1元素替代，并遵循(Na+Mg)(Al+Xvac)-1发生成分演化。随着岩浆演化，伟晶岩浆的主量元素Mg、Na含量下降，Fe、Mn、Al逐渐富集，微量元素Ga逐渐富集，而Cr、Ni、V、Sc、Pb、Sr和Li均不断降低。这可能与电气石不断结晶、晚期长石增加有关。

(2)伟晶岩电气石的主微量元素可反映伟晶岩体系的氧逸度变化。结合伟晶岩各带和蚀变岩各带的电气石V含量和Fe3+-Al相关性，认为伟晶岩核部和过渡带的低氧逸度可能代表原始伟晶岩浆的特征，而伟晶岩脉边缘带的较高氧逸度可能与伟晶岩浆与围岩相互作用有关。越靠近围岩的伟晶岩受到围岩影响越大，氧逸度越高。

(3)青河伟晶岩电气石与高分异花岗岩电气石相比，具有很低的REE总量和低(La/Yb)N比值，表明伟晶岩浆并非花岗岩体系高度分离结晶的产物，而可能是变质沉积岩在较低温度的角闪岩相条件下(花岗岩的源区熔融是在麻粒岩相条件)发生低程度部分熔融而形成。

(4)通过伟晶岩电气石和蚀变围岩电气石的硼同位素对比研究发现，青河伟晶岩演化晚期的流体出溶规模很小(不超过10%)。这与青河伟晶岩很少有明显围岩蚀变一致，很可能是无矿化伟晶岩的一般特征。由于伟晶岩的硼同位素组成明显轻于围岩(云母片岩)，推测云母片岩并非伟晶岩的唯一源区，还可能存在一定量的黏土岩。

谨以此文祝贺周新华老师八十华诞暨从事地球科学研究六十周年，感谢周老师在第一作者读博期间和科研工作中给予的教导和帮助。

致谢感谢黄超在野外工作的协助和汪方跃在矿物微区分析实验方面的帮助。感谢两位审稿专家对本文的审阅及所提的宝贵修改意见。