2012, Vol. 28
2. 中色地科矿产勘查股份有限公司，北京 100012;
3. 昆明理工大学国土资源工程学院，昆明 650093;
4. 中国地质大学，北京 100083
, WANG YuWang1,2, WANG JingBin1,2, LONG LingLi1, ZOU Tao1,3, ZHANG HuiQiong1,4, LI DeDong1
2. Sinotech Minerals Exploration Co.Ltd., Beijing 100012, China;
3. Faculty of Land Resource Engineering, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, China;
4. China University of Geosciences, Beijing 100083, China
大井矿床位于大兴安岭南段锡-多金属成矿带，是我国北方最大的锡多金属矿床，其Sn、Ag、Zn均达到大型规模，Cu、Pb达中型规模，另外还伴生有S、Co、In等多种可综合利用的组分。大井矿区岩脉发育，主要为一些浅成-超浅成侵入岩 (或次火山岩)，岩性从酸性-基性均有并以中酸性岩为主，包括霏细岩、英安斑岩、安山玢岩、玄武玢岩、煌斑岩等。前人对矿区岩脉进行了大量的K-Ar年代学研究，其结果主要集中在120~177Ma (张德全，1993；冯建忠等，1994；赵一鸣等, 1994, 1997)，与艾永富和张晓辉 (1996)通过近矿蚀变绢云母40Ar/39Ar法获得的成矿年龄138Ma比较一致，同为燕山中晚期岩浆活动的产物。另外，矿区岩脉与矿脉空间关系密切，局部构成矿脉的顶、底板，因此该矿床的成因普遍被认为属于与次火山岩脉有关的热液脉型矿床 (艾霞和冯建忠，1992；张德全，1993；冯建忠等，1994；任耀武和曹倩雯，1996；赵利青等，2002；张会琼等，2011)。鉴于K-Ar定年方法可信度不高，并且其结果 (120~177Ma) 太宽泛，本文拟采用精度相对较高的锆石LA-ICP-MS U-Pb测年方法对矿区岩脉年龄进行重新测定，旨从高精度年代学的角度探讨岩脉的形成时代、构造背景及其与矿床成因的关系。
1 矿区及矿床地质概况大井矿床位于大兴安岭南段晚古生代造山带内，夹持于区域性大断裂西拉木伦河断裂、黄冈梁甘珠尔庙断裂、新林镇断裂和查干木伦断裂之间 (图 1)。矿区所在的林西地区地质概况为：出露地层主要为二叠系砂岩、粉砂岩，以及侏罗系、白垩系中酸性火山岩；断裂构造发育，以NE和NW向为主；岩浆侵入活动强烈，主要包括印支早期花岗闪长岩，以及燕山期正长花岗岩、二长花岗岩等。
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图 1 林西地区地质略图 (据刘伟等，2002修改) 1-第三系泥岩、粉砂岩；2-上侏罗统凝灰岩；3-中侏罗统凝灰岩和碎屑岩；4-上二叠统林西组；5-下二叠统碎屑沉积岩；6-志留系板岩、粉砂岩；7-花岗闪长岩；8-花岗岩；9-地质界线；10-主干断裂/断层；11-背斜；12-向斜；13-矿床 Fig. 1 Geological sketch map of Linxi area (modified after Liu et al., 2002) 1-Tertiary siltstone and mudstone; 2-Upper Jurassic tuff; 3-Middle Jurassic tuff and clastic rocks; 4-Upper Permian Linxi Formation; 5-Lower Permian clastic rocks; 6-Silurian slate and siltstone; 7-granodiorite; 8-granite; 9-geological boundary; 10-main fracture or fault; 11-anticline; 12-syncline; 13-deposit |
大井矿区面积较小，约7.6km2，出露地层主要为上二叠统林西组，系一套淡水湖泊相沉积的粉砂岩、细砂岩夹中泥杂砂岩、泥灰岩及炭质板岩，其中炭质板岩、粉砂岩和细砂岩是矿床的主要容矿围岩。矿区褶皱简单，主要为一开阔的圆弧状土楞子沟向斜，断裂构造发育，主要可分为NW、NE、近EW和近SN向四组，其中NW向断裂最为发育，是矿区的主要容矿构造。虽然矿区外围有大量印支期和燕山期花岗岩分布，但是矿区内却只见大量浅成-超浅成岩脉发育，未见大的岩体出露。
大井矿床的矿体主要呈脉状、网脉状产出，以NW、NWW走向为主，在空间上平行排列、密集成群分布 (图 2)。围岩蚀变总体较弱，主要有硅化、绿泥石化、碳酸盐化、黑云母化、电气石化、粘土化和萤石化。矿床的工业矿石类型主要有3种：铜锡银矿石 (黄铜矿-锡石型)、铅锌银矿石 (方铅矿-闪锌矿-银矿物) 及两者的复合矿石。根据矿物组合及相互间的穿插关系，可以划分出4个矿化阶段，从早至晚为：锡石-毒砂-石英阶段、黄铜矿-黄铁矿阶段、黄铁矿阶段和方铅矿-闪锌矿阶段 (王玉往等，2002)。
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图 2 大井矿床46线剖面图 Fig. 2 Profiles of line 46 of Dajing deposit |
大井矿区内虽然未见大的岩体出露，但是浅成-超浅成岩脉极其发育，这些岩脉主要侵入或充填在林西组地层的断裂和破碎带中 (图 3)。岩脉类型主要包括霏细岩、英安斑岩、安山玢岩、玄武玢岩、煌斑岩等。其中，英安斑岩主要分布在矿区西部和西北部，岩脉长10~800m，宽2~20m，走向主要包括NE40°和NW两组，其NW向者与地层及矿脉走向基本一致；霏细岩主要分布在矿区西部，走向主要为NW-NWW，岩脉一般长逾百米，宽数十厘米至数米不等；安山玢岩和玄武玢岩主要产于矿区东部和东南部，以NW走向为主，长可大于600m，宽数厘米至数米；煌斑岩主要分布在矿区西南部，一般长小于100m，宽数厘米至数米。
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图 3 大井矿区地质构造简图 (据郑波，2009) 1-地质界线；2-倒转向斜；3-向斜；4-断层及编号；5-矿脉及编号；6-地质产状；7-矿区范围；8-大井矿部；P2-上二叠统林西组；λ-霏细岩；επ-英安斑岩；αμ-安山玢岩；βμ-玄武玢岩 Fig. 3 Geological structure sketch map of Dajing deposit area (after Zheng, 2009) 1-geological boundary; 2-inversion syncline; 3-syncline; 4-fault and number; 5-veins and number; 6-geological occurrence; 7-mine area; 8-Dajing mine department; P2-Upper Permian Linxi Formation; λ-felsite; επ-dacite porphyry; αμ-andesitic porphyry; βμ-basalt porphyry |
矿区内岩脉对矿脉的空间分布有一定控制作用 (图 2、图 3)，如二者在矿区中部均呈密集平行排列、岩脉与矿脉产状基本一致、岩脉可作为矿脉的顶底板存在 (如1、4、11号矿脉)。总体上岩脉发育处一般可见到矿脉或矿化。
在众多岩脉中，英安斑岩和霏细岩是矿区分布最广的两类岩脉，且被认为与矿床成矿关系最密切 (张会琼等，2011)。本文选取这两类岩脉为对象进行锆石U-Pb定年分析，其中霏细岩样品 (DJ-1) 采自650中段1号矿体底板霏细岩脉出露点；英安斑岩样品包括DJ-7和YX-20，分别采自矿区西北部25线附近Zk25-5钻孔362m深度和矿区中部46线附近Zk46-1钻孔402m深度。样品手标本及偏光显微镜下照片如图 4。DJ-1(霏细岩) 显微镜下呈霏细结构和球粒结构，球粒含量为5%~10%，主要为脱玻化作用形成的长石和石英等矿物组成的集合体，样品蚀变较强，以铁碳酸盐化、粘土矿化和绢云母化为主；DJ-7(英安斑岩) 蚀变强烈，主要有铁碳酸盐化、粘土矿化、绢云母化及硅化，岩石呈变余结构和似斑状结构，具多斑状特点，斑晶含量超过50%，粒度为0.5~1mm，以斜长石为主，含少量的石英斑晶，基质主要为重结晶作用形成的细长柱状长石和粒状石英；YX-20(英安斑岩) 与DJ-7(英安斑岩) 的结构和蚀变特征总体相似，最明显的不同是前者粒度更粗，其斑晶粒度为2~10mm，主要为更长石，另外还可见少量黑云母骸晶存在 (约2%左右)。
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霏细岩 (DJ-1) 手标本 (a) 和球粒结构，单偏光 (b)；英安斑岩 (DJ-7) 手标本 (c) 和显微镜下照片，正交偏光 (d)；英安斑岩 (YX-20) 手标本 (e) 和显微镜下照片，正交偏光 (f) Fig. 4 Hand specimen and polarizing microscope photos of dykes from Dajing deposit Photo of hand specimen (a) and chondrule structure under plane-polarized lights (b) of felsites (DJ-1); photo of hand specimen (c) and micrograph under cross polarized lights (d) of dacite porphyry (DJ-7); photo of hand specimen (e) and micrograph under cross polarized lights (f) of dacite porphyry (YX-20) |
锆石的挑选按照常规方法进行，将挑选出来的锆石样品置于环氧树脂中制成样品靶，待环氧树脂充分固化后，将锆石靶抛光至锆石露出一半晶面。在LA-ICP-MS上机测试前，先在显微镜下对锆石进行透射光、反射光照相和阴极发光 (CL) 照相，以检查其内部结构和选定最佳待测部位。锆石阴极发光 (CL) 图像分析在中国科学院地质与地球物理研究所扫描电镜实验室采用德国LEO1450VP扫描电子显微镜 (SEM) 及MiniCL阴极发光装置完成。
锆石的LA-ICP-MS U-Pb测年和微量元素分析在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，分析测试流程可参考文献薛怀民等 (2011)。实验采用德国相干公司 (Coherent) 准分子激光器COMPex Pro102进行激光剥蚀，使用He作为剥蚀物质的载气，激光束斑主要选择32μm，在分析个别具有核-缘结构的锆石时选择24μm，激光能量密度10J/cm2，频率5Hz。质谱分析采用美国安捷伦科技有限公司电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS 7500ce，其功率1500W，冷却气15L/min，辅助气1L/min，载气0.76L/min。信号采集时间共80s，其中前20s为空白信号采集时间，在采集信号前先用激光剥蚀8s以清除样品表面可能存在的污染。每测试4个样品点测试1个PLE锆石标样，每测试8个样品点测试一个NIST 610玻璃标样。原始数据的处理应用西澳大学的Glitter软件，其中微量元素含量以29Si作为内标、NIST 610作为外标进行校正，U-Pb同位素比值以PLE锆石标样 (337Ma) 作为外标进行同位素分馏校正。普通Pb校正根据Andersen (2002)的方法，年龄计算和图谱采用ISOPLOT 3.0(Ludwig，2003) 完成。
3.2 分析结果
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表 1 LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results |
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图 5 英安斑岩锆石U-Pb谐和年龄图及典型锆石阴极发光 (CL) 图像 Fig. 5 U-Pb concordia diagram and CL images of zircons from dacite porphyry |
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图 6 霏细岩锆石U-Pb谐和年龄图及典型锆石阴极发光 (CL) 图像 Fig. 6 U-Pb Concordia diagram and CL images of zircons from felsite |
英安斑岩样品包括DJ-7和YX-20两个，二者的锆石晶形特征相似，均呈半自形-自形粒状或柱状，粒径约50~200μm，长宽比主要集中于1~2之间。不过二者也存在明显的不同：CL图像显示YX-20比DJ-7的亮度偏暗，另外部分YX-20样品中可见明显的继承锆石核；微量元素分析显示YX-20的Th、U含量明显比DJ-7高，而Th/U比DJ-7低。虽然存在一定的不同，但是它们的结构特征以及Th、U含量特征仍表明它们均属于典型的岩浆锆石。样品DJ-7共分析了29个点，结果显示206Pb/238U年龄主要分布在235~245Ma之间，去除偏离谐和线的点DJ-7.2、DJ-7.5、DJ-7.24、DJ-7.28和DJ-7.29后，剩余24个点的加权平均年龄为240±1Ma。样品YX-20共分析了20个点，其中点YX-20.11和YX-20.15的年龄偏大，分别为260Ma和258Ma，可能代表继承锆石年龄，剩下的18个点中去掉离群点YX-20.10后的加权平均年龄为239±1Ma。两样品的年龄结果非常一致，因此这两个年龄代表了英安斑岩的形成年龄。
霏细岩 (DJ-1) 锆石主要呈粒状或柱状结构，锆石颗粒约50~200μm，以100μm左右者居多，长宽比为1~4，主要在2~3之间。锆石岩相学特征以及206Pb/238U年龄分析结果 (表 1、图 6) 显示锆石可以分为两类：第一类锆石的晶形主要呈短柱状或粒状，或以核-缘结构锆石的核存在，CL图像显示其边部常可见明显的熔蚀面。该类锆石的年龄主要有231~265Ma、406Ma、416Ma和514Ma，其中231~265Ma可以划分两组：一组为231~250Ma，包括7个点，平均值为242±6Ma，与样品DJ-7和YX-20的形成年龄相似；另一组为255~265Ma，包括9个点，平均值为261±3Ma，该年龄与样品YX-20中获得的继承锆石年龄 (258Ma和260Ma) 相似；第二类锆石主要呈柱状或长柱状，或属于核-缘结构锆石的缘存在，该类锆石的CL图像较亮，而且振荡环带或扇形环带也更为发育，锆石的生长连续性较好，不见明显的溶蚀边。去除偏离谐和线的点DJ-1.12和DJ-1.13后，该类锆石23个测点的206Pb/238U年龄分布范围为158~167Ma，加权平均年龄为162±1Ma，该年龄代表了霏细岩的形成年龄。
年龄结果显示，样品YX-20和DJ-1中出均现了260Ma左右的继承锆石/捕获锆石年龄，与刘伟等 (2007)在矿区西北的龙头山1花岗闪长岩 (241Ma) 中发现的继承锆石年龄 (263Ma) 相似，另外李锦轶等 (2007)在矿区南部的双井子二长花岗岩 (238Ma) 中也发现了3个255Ma左右的继承锆石/捕获锆石年龄信息，还有柳长峰等 (2010)最近在四子王旗地区的布龙二长花岗岩 (239Ma) 和格尔图正长花岗岩 (238Ma) 中也发现了大量260Ma左右的“捕获锆石”。这些继承锆石/捕获锆石年龄与阿玛乌苏花岗闪长岩形成年龄267Ma (柳长峰等，2010) 和大庙花岗闪长岩的形成年龄265Ma (章永梅等，2009) 大体一致，反映了区内一次广泛的岩浆活动事件。260Ma左右的岩浆活动产物可能属于240Ma左右甚至162Ma左右区内岩浆活动的主要源岩。而DJ-1中出现的406Ma、416Ma和514Ma这三个年龄信息可能与古生代的增生造山事件相关。
4 讨论 4.1 岩脉形成的时代前人通过大量的K-Ar法研究获得矿区岩脉的年龄为120~177Ma (张德全，1993；冯建忠等，1994；赵一鸣等, 1994, 1997)，其中霏细岩的K-Ar年龄为155~170Ma，蚀变英安斑岩的K-Ar年龄为133Ma (张德全，1993)。因此矿区岩脉形成于燕山中晚期，且霏细岩形成稍早的观点普遍被大家所接受。本文通过锆石LA-ICP-MS U-Pb测年方法获得矿区两类主要岩脉英安斑岩和霏细岩的高精度年龄分别为240Ma (或239Ma) 和162Ma，表明矿区岩脉至少属于两期岩浆活动的产物，分别为印支早期和燕山中期，并且霏细岩脉的形成时代要远晚于英安斑岩脉。
统计表明 (表 2) 早三叠世240Ma左右区域内发生了强烈的岩浆及火山活动，形成一系列A型花岗岩和酸性火山岩、过铝质花岗岩、闪长岩、基性火山岩、基性超基性侵入岩等。特别是矿区所在的林西地区：李锦轶等 (2007)获得林西南部双井子二云母花岗岩形成于238Ma；刘伟等 (2007)获得矿区外围的龙头山1花岗闪长岩的高精度年龄为241Ma；张连昌等 (2008)在林西-锡林浩特一带的原白垩纪火山岩中发现237~243Ma的玄武岩和玄武质安山岩，结合锡林浩特-西乌旗一带发现的243~246Ma的中酸性火山熔岩 (张晓晖等，2006)，表明大兴安岭南段林西及附近地区存在大量早三叠世240Ma左右的火山岩。因此，英安斑岩形成于240Ma (或239Ma) 在区域上具有大量地质事件的支持，本文获得的年龄结果可信。因为龙头山1花岗闪长岩体距矿区不足20km，所以英安斑岩脉可能属于龙头山1岩体在大井矿区的浅成侵入相。另外，前已述及大井英安斑岩脉 (240Ma) 不仅与龙头山1岩体 (241Ma) 形成时代相同，而且还具有相同的继承锆石年龄 (260Ma左右)，因此进一步表明它们可能来自同一源区，属于同一岩浆活动在不同位置的表现形式。
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表 2 大兴安岭中南段240Ma左右的岩浆和火山活动事件统计 Table 2 The~240Ma magmatic and volcanic activities events of the middle-southern segment of Daxing'anling Mountains |
本次研究获得的霏细岩年龄162Ma与前人获得的该岩脉K-Ar年龄155~170Ma一致，该年龄与矿区及区域上广泛分布的满克头鄂博组酸性火山岩年龄160Ma左右 (张永北等，2003；赵国龙等，1989；孙德有等，2011；张吉衡，2009) 也非常吻合，因此霏细岩脉很可能为满克头鄂博组火山岩在矿区的超浅成岩相。区域上同时代的地质事件还有：马鞍子岩体源岩年龄为165Ma (刘伟等，2007)；板桥沟正长花岗岩形成于167Ma (Shao et al., 1998)；沿西拉木伦河断裂向东、松辽盆地西南基底花岗岩形成年龄为161~165Ma (高福红等，2007；吴福元等，2000)；大兴安岭中南段与热液脉型铜矿有关的莲花山斜长花岗斑岩、闹牛山闪长玢岩、布敦化斜长花岗斑岩形成年龄分别为162Ma、162Ma和166Ma (盛继福等，1999；张德全，1993)；西拉木伦河右行挤压走滑的年龄为165Ma (刘伟等，2003)。以上表明162Ma左右区域内发生了一次广泛的岩浆、构造及成矿活动。
4.2 岩脉形成的构造背景由于华北板块与西伯利亚板块间的中亚造山带具有极其复杂的演化历史，具有多阶段增生、缝合的特点 (Sengör et al., 1993)，因此关于两板块之间的最终缝合位置和时间问题一直存在较大争议 (洪大卫等，1994；孙德有等, 2000, 2004；施光海等，2004；尚庆华，2004；刘永江等，2010)。其闭合位置有西拉木伦河缝合带和贺根山缝合带之争，闭合时间主要有石炭纪和二叠纪末之争。最近，Miao et al.(2008) 通过贺根山蛇绿岩中花岗闪长岩脉的锆石SHRIMP U-Pb年龄为244±4Ma，确定贺根山缝合带的闭合时间为244Ma或略早。而对于南部的西拉木伦河缝合带，由于位于缝合带上的同碰撞花岗岩大玉山花岗岩侵位时代为248Ma (孙德有等，2004)，结合呼兰群变质岩的峰期变质年龄为晚二叠世可基本确定该缝合带于二叠纪末期发生了最终的碰撞拼合作用 (孙德有等，2004)。综上所述，不管两大板块的最后闭合位置是贺根山缝合带还是西拉木伦河缝合带，其最后闭合时间都基本可以确定为晚二叠世末250Ma左右。
李锦铁等 (2007)认为板块闭合后的碰撞作用可以持续到三叠纪中期，并获得位于西拉木伦河断裂带上的双井子花岗岩 (同碰撞花岗岩) SHRIMP锆石U-Pb年龄为238Ma。支持上面观点的例子还有叶栩松等 (2011)在锡林浩特、林西地区新拟定了两条近东西向展布的具同碰撞性质的过铝质花岗岩带，其单颗粒锆石U-Pb表面年龄为248~238Ma。但是我们统计 (表 2) 发现240Ma左右，区内分布更为广泛的是代表伸展构造背景下形成的A型花岗岩、A型酸性火山岩、基性火山岩和基性超基性侵入岩等，这些岩石均被原作者认为形成于造山后/后造山的伸展环境。在同一个区域或带上同时 (240Ma±) 出现反映同造山和后造山的岩浆或火山活动的最合理解释是：该区在该时段处于同造山向后造山的构造转换期，因此我们认为矿区英安斑岩形成于同造山晚期到后造山的环境。
关于大兴安岭地区中生代特别是中晚侏罗世-早白垩世构造背景的争论也比较大，主要有三种观点：(1) 与地幔柱活动或相关的板内作用有关 (赵国龙等，1989；Wang F et al., 2006)；(2) 与古太平洋板块的俯冲作用有关 (葛文春等，2000；林强等，2003；刘伟等，2003；张吉衡，2009)；(3) 与蒙古-鄂霍次克洋闭合作用以及闭合后的造山带伸展作用有关 (Fan et al., 2003；Meng，2003；Wang PJ et al., 2006；陈志广等，2006；张玉涛等，2007；张连昌等，2007；Ying et al., 2010)。这种多观点并存的原因可能跟该区同时段处于多种构造应力联合作用有关，既有来自蒙古-鄂霍茨克洋“剪刀式”闭合作用有关的构造应力，也有来自古太平洋板块西向俯冲的影响，还有来自兴蒙造山带造山后伸展作用造成EW向构造的再活动。但是各种应力作用的表现时间和主要影响地区却有所区别。蒙古-鄂霍茨克洋的最终闭合时间为晚侏罗世 (160Ma左右)(Meng，2003；赵越等，2004；胡健民等，2004；邓晋福等，2005)，受此闭合作用的影响，大兴安岭北部、蒙古国东北部和西伯利亚板块南缘等地区发生了强烈岩浆、火山活动，如大兴安岭东北段广泛分布的中侏罗世-早白垩世火山岩 (赵忠华等，2011；孙德有等，2011)。而对于内蒙古中东部、大兴安岭中南段、华北板块北缘等地区，自晚二叠纪末华北板块与蒙古地块拼贴在一起后，便进入造山后伸展环境，甚至板内伸展环境 (邵济安等，2001)。关于该张性构造环境的原因，林强等 (1998)、葛文春等 (1999, 2000) 认为是由于地幔柱的活动引起，由于地幔柱上涌导致上覆岩石圈伸展，而邵济安等 (1999, 2001) 则认为与板内软流圈上涌有关。该时期伸展地质作用的产物包括中生代变质核杂岩、堆晶岩 (张履桥等，1998；邵济安等，2001)，大规模碱性岩浆侵入活动和由幔源物质参与下形成的大规模花岗质岩浆侵入活动 (洪大卫等，2000；王一先和赵振华，1997；吴福元等，1999)，以及侏罗纪-白垩纪大规模的A型中酸性火山活动等。已有研究表明太平洋板块虽然在早侏罗世就开始了活动，但直到晚侏罗世-早白垩世 (140Ma左右) 才进入活动的高峰 (赵越等, 1994, 2004)，使得区域构造格局发生大转换，整个中国东部由此进入西太平洋构造域 (代军治等，2006；毛景文等，2005)，并发生白垩纪大规模的岩浆、火山活动及成矿作用。此过程总体稍晚于蒙古-鄂霍茨克洋的闭合和兴蒙造山带造山后伸展作用。通过上述对三种构造应力的主要作用时间和影响区域的分析，我们认为霏细岩形成的构造背景主要为造山后的伸展背景，同时可能受到来自蒙古-鄂霍茨克洋闭合作用的远程效应影响。而古太平洋板块向西的大规模俯冲作用由于发生时间稍晚 (140Ma以后)，且与研究区距离偏大等缘故，使得其影响相对较弱。
4.3 岩脉与矿床的成因关系探讨一直以来，大井矿床普遍被认为属于与次火山岩脉有关的热液脉型矿床，该认识主要基于以下几个方面的原因：(1) 矿区岩脉对矿脉有明显的控制作用，岩脉密集处，矿脉也相对密集，部分岩脉即为矿体的直接围岩 (图 2)；(2) 岩脉与矿脉的产状相似，以NW走向为主，岩脉与矿脉侵位于同一构造裂隙系统中 (图 2、图 3)；(3) 年代学研究结果 (张德全，1993；冯建忠等，1994；赵一鸣等, 1994, 1997；艾永富和张晓辉，1996) 显示矿区岩脉的形成时代与矿脉一致，同为燕山中晚期岩浆热液活动的产物；(4) 地球化学研究 (张会琼等，2011；冯建忠等，1994；储雪蕾等，2002) 表明矿区岩脉成矿元素含量高，岩脉与矿脉具有相同或相似来源。
本文通过对矿区分布最广且被前人认为与矿床矿化关系最为密切的英安斑岩脉和霏细岩脉进行锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学研究，结果表明两类岩脉的形成年龄分别为240Ma和162Ma，分别代表印支早期和燕山中晚期岩浆热液活动的产物。而关于矿床的成矿年龄，艾永富和张晓辉 (1996)获得近矿蚀变绢云母39Ar/40Ar坪年龄为138Ma，与锡石LA-ICP-MS U-Pb年龄144Ma (作者未发表数据) 近一致，表明矿床形成在140Ma左右。从而从精确年代学上证明岩脉与矿脉并不属于同期地质作用的产物，成岩明显早于成矿，这与野外常见到的岩脉被矿脉切穿的现象相符。
既然从年代学上证明了成岩与成矿无直接相关，那么前述的岩脉与矿脉的密切空间关系如何解释呢？研究发现，岩脉产出的地方，断裂构造往往很发育，从而为后期矿脉的侵入提供了良好的空间。岩脉既受断裂构造的控制，同时又控制了矿体的产出，岩脉的控矿作用其实就是断裂的控矿作用。岩脉能够控矿，是由于构造的继承性特点所致，成矿前断裂多为岩脉充填，成矿期断裂再次活动，充填岩脉的裂隙再次张开，矿液随之充填形成矿脉。另外，岩脉与林西组地层的接触界面属于一种岩性突变界面，有利于含矿热液的卸载和沉淀，从而出现矿脉以岩脉为顶底板的现象。而岩脉成矿元素含量高，以及岩脉与矿脉相似的微量元素特征和C、O、Pb等同位素特征 (张会琼等，2011；冯建忠等，1994；储雪蕾等，2002)，表明岩脉与矿脉具有相同或相似的源区性质。前述的在霏细岩中发现大量反映英安斑岩年龄信息的继承锆石，并且霏细岩和英安斑岩 (YX-20) 里又同时发现260Ma左右的继承锆石/捕获锆石年龄信息也反映了矿区不同岩脉具有相同或相似的源区性质，可能均与260Ma左右的区域岩浆活动有关。
综上所述，矿区岩脉和矿脉属于不同时期的岩浆热液活动产物，岩脉与矿脉无直接成因关系，它们之间的密切共生，是由于断裂构造系统的多期活动特点所致，它们之间的相似地球化学特征，反映了它们具有相同或相似的源区性质。岩脉是矿区的一种重要找矿标志，但不是矿床的成因辨别标志。
5 结论(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示矿区主要岩脉英安斑岩和霏细岩的形成年龄分别为240Ma (或239Ma) 和162Ma，表明矿区岩脉至少属于两期岩浆 (或火山) 活动的产物，分别为印支早期和燕山中期。
(2) 综合分析表明，英安斑岩形成于同造山-后造山的转换阶段，而霏细岩形成于造山后的伸展构造背景。
(3) 因为矿床的成矿年龄在140Ma左右，所以矿区岩脉和矿脉属于不同期次的岩浆热液活动产物，岩脉与矿脉无直接成因关系，它们之间的密切共生，是由于断裂构造系统的多期活动特点所致，它们之间的相似地球化学特征，反映了它们具有相同或相似的源区性质。岩脉是矿区的一种重要找矿标志，但不是矿床的成因辨别标志。
致谢 本研究野外工作中得到了叶天祖工程师、林龙军工程师、蒋炜工程师的支持；实验工作中得到了北京大学的马芳副教授、孙艺博士的帮助；在此一并表示诚挚的感谢!| [] | Ai X, Feng JZ. 1992. Geological feature and ore genesis of the Dajing Sn polymetallic deposit, Inner Mongolia. Geological Exploration for Non-Ferrous Metals(2): 82–92. |
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