东昆仑白干湖钨锡矿床成矿岩体岩石学、年代学和地球化学*

周建厚 丰成友＊＊ 李大新 王辉 张明玉 李国臣 王增振

1.中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037

2.核工业北京地质研究院，北京 100029

3.教育部造山带与地壳演化重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

一般认为，与W/Sn 成矿有关的花岗岩主要为S 型花岗岩，实验岩石学、热力学和流体包裹体地球化学以及相关矿床成矿机理的大量研究成果也揭示出与W/Sn 成矿有关的S型花岗岩在成岩过程中能够分异出富W/Sn 的成矿流体(Heinrich，1990;Audétat et al.，2008)。近年来，国内外研究发现与A 型花岗岩具有密切成因联系的W/Sn 矿床数量越来越多，如新疆、南岭以及巴西、美国和尼日利亚等地区(Taylor，1979;Sawkin，1984;毕承思等，1993;Breiter，2012)，尤其是南岭中西段NE 走向的燕山早期含钨锡矿化的A 型花岗岩带的厘定，证明了A 型花岗岩与Sn(W)成矿作用具有密切关系，为在华南乃至世界其它地区寻找新的钨锡矿床提供了新的理论依据和实际范例(朱金初等，2008;陈骏等，2014)。

位于东昆仑造山带的白干湖钨锡矿田是近年来在我国西部地区新发现的一个具超大型远景规模的矿田，矿田由白干湖、柯可卡尔德、巴什尔希和阿瓦尔四个矿床组成。前人研究表明该区加里东期巴什尔希岩浆序列与钨锡成矿具有密切联系(包亚范等，2008;高晓峰等，2010;高永宝和李文渊，2011;李国臣等，2012)，但对于成矿岩体的性质和成因类型还存在不同认识:包亚范等(2008)认为巴什尔希岩浆序列属于S 型花岗岩;高晓峰等(2010)、高永宝和李文渊(2011)认为其属于准铝质或弱过铝质A 型花岗岩。那么白干湖钨锡矿田的成矿岩体到底是属于传统认为的与钨锡成矿有关的S 型花岗岩，还是类似于南岭新发现的与钨锡成矿有关的A 型花岗岩是一个值得探讨的问题。

本文侧重选取其中的白干湖矿床进行深入研究，在野外对成矿岩体进行了详细观察，并采取钻孔深部与成矿相关的较新鲜花岗岩样品进行了详细的岩相学、年代学和地球化学研究，以确定成矿岩体的性质及其成因类型，并探讨了其形成构造环境。

1 区域与矿床地质

白干湖钨锡矿田大地构造位置上处于东昆仑与阿尔金造山带交汇处，即位于东昆仑祁漫塔格褶皱带由NW 向NE方向的弧形转弯处，夹持于阿尔金南缘断裂与白干湖断裂之间(图1a)，北距阿尔金南缘断裂约20km，南距白干湖断裂2～3km(图1b)。

区内出露地层以古元古界金水口群陆源碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造的浅变质岩系为主，次为古生界志留系白干湖组笔石页岩相沉积建造浅变质岩系(图1b)，两者以白干湖断裂为界，前者分布于该断裂北侧，构成本区近NE 向褶皱基底，岩性以绢云石英片岩为主，并与似层状、透镜状或薄层条带条纹状硅质大理岩相互构成互层和夹层呈NE 向展布，总体倾向SE，局部夹少量变质基性火山岩，受侵入岩的岩浆期后高温热液影响，近岩体围岩及附近裂隙处常发生矽卡岩化、云英岩化、电气石化和硅化等蚀变矿化，该地层是矿田钨锡矿体的主要赋矿围岩。后者出露于白干湖断裂南侧，岩性主要为粉砂质绢云母板岩、泥砂质绢云千枚岩等，呈NE 向展布，发育挤压片理化带，片理总体走向60°，倾向SE，倾角50°～70°。

区内构造比较复杂，褶皱、断裂、裂隙和剪切带发育，并具多期、复合活动特点，其中贯穿区域内的白干湖断裂构成矿田的主构造线，主要表现为一套倾向SE 和倾角一般在70°～80°的挤压片理化带，并多显示为舒缓波状展布的压扭性断裂，延伸约230 千米，可能属阿尔金南缘断裂带的次一级断裂。据1/100000 水系沉积物测量结果(李洪茂等，2007)，沿该断裂带形成一系列组合异常，具有元素组合复杂、面积大、元素套合好、强度高的地球化学特征，充分显示了该断裂对钨、锡、金、铜等成矿所起的控制作用。

区内岩浆作用以加里东期巴什尔希岩浆序列为主。巴什尔希岩浆序列(超单元)沿白干湖断裂北西侧成带状分布，呈一系列形态各异、规模不等的岩基、岩株和岩枝侵入于古元古界金水口群浅变质岩中(图1b)，并被少量辉长岩和辉绿岩脉侵入，岩脉延伸方向总体平行于白干湖断裂(图2;黎敦朋等，2013)。岩体内常见两种包体:①围岩捕虏体，成分以片岩、变砂岩为主，少见片麻岩，与岩体界面清晰;②暗色包体，主要为闪长质包体，并可见少量基性铁镁质包体(包亚范等，2008)。巴什尔希岩浆序列在区内出露面积大于30km2，主要由20 个侵入体构成，从早到晚划分为托格热萨伊、古拉木萨伊、白干湖、柯可卡尔德、吊草滩和水草泉等6 个单元，岩性主要为二长花岗岩和碱长花岗岩(前人称为钾长花岗岩)，各单元之间为脉动侵入接触，总体具有从二长花岗岩向碱长花岗岩演化的趋势(黎敦朋等，2013)。区内钨锡矿床产于金水口群浅变质岩与巴什尔希岩浆序列南缘接触带上，显示出加里东期岩浆活动与区内钨锡成矿关系十分密切。

图1 东昆仑祁漫塔格及邻区构造简图(a，据李荣社等，2008 修改)和白干湖钨锡矿田地质简图(b，据李大新等，2013 修改)1-第四系冲积、坡积物;2-新近系砂砾岩;3-志留系白干湖组板岩和千枚岩;4-金水口群小庙组硅质大理岩;5-金水口群小庙组绢云石英片岩;6-加里东期正长花岗岩;7-加里东期碱长花岗岩;8-加里东期二长花岗岩;9-断裂;10-韧性剪切带;11-钨锡矿床位置;12-采样位置(钻孔岩芯样)Fig.1 Tectonic sketch of Qimantage and adjacent areas，East Kunlun (a，modified after Li et al.，2008)and geological sketch of Baiganhu tungsten and tin orefield (b，modified after Li et al.，2013)1-Quaternary;2-Neogene;3-Baiganhu Formation;4-silicious marble of Xiaomiao Formation in Jinshuikou Group;5-sericite-quartz schist of Xiaomiao Formation in Jinshuikou Group;6-Caledonian syenogranite;7-Caledonian alkali feldspar granite;8-Caledonian monzogranite;9-fault;10-ductile shear zone;11-tungsten-tin deposit;12-location of sample (sample form drill hole)

图2 白干湖钨锡矿田东部地质略图(据吉林省地质调查院，2009①吉林省地质调查院.2009.新疆若羌县白干湖钨锡矿田地质特征(内部资料)修改)1-第四系;2-志留系白干湖组;3-金水口群小庙组绢云石英片岩;4-金水口群小庙组含电气石绢云石英片岩;5-金水口群小庙组硅质大理岩;6-正长花岗岩;7-碱长花岗岩;8-二长花岗岩;9-辉绿岩脉;10-辉长岩脉;11-断裂;12-白干湖断裂挤压片理化带;13-石英脉型钨锡矿体;14-云英岩型白钨矿体;15-矽卡岩型白钨矿体;16-矿区范围;17-采样位置;18-参考文献(①高晓峰等，2010;②高永宝和李文渊，2011;③李国臣等，2012;④包亚范等，2008;⑤李大新等，2013;⑥王增振等，2014;⑦丰成友等，2013;括号内数字为整理简化后样品号，un 表示未给出相关地化数据，SGM-强烈云英岩化白钨矿化正长花岗岩，下同)Fig.2 Geological map of the eastern part of Baiganhu tungsten-tin ore field1-Quaternary;2-Baiganhu Formation;3-sericite-quartz schist of Xiaomiao Formation in Jinshuikou Group;4-tourmaline-bearing sericite-quartz schist of Xiaomiao Formation in Jinshuikou Group;5-silicious marble of Xiaomiao Formation in Jinshuikou Group;6-Caledonian syenogranite;7-Caledonian alkali feldspar granite;8-Caledonian monzogranite;9-diabase dyke;10-gabbro dyke;11-fault;12-ductile shear zone;13-quartz vein-type orebody;14-greisen-type orebody;15-skarn-type orebody;16-deposit area;17-location of sample;18-references (①Gao et al.，2010;②Gao and Li，2011;③Li et al.，2012;④Bao et al.，2008;⑤Li et al.，2013;⑥Wang et al.，2014;⑦Feng et al.，2013;Letter and number in the parentheses is the sample number after simplification;un means no geochemical data available;SGM represents strongly greisenized and mineralized syenogranite)

白干湖矿田范围内已发现柯可卡尔德、白干湖、巴什尔希和阿瓦尔等4 个钨锡矿床(图1b)，这4 个矿床分布于长约35km、宽2～3km 的NE 向同一条矿化带上，钨锡矿化主要具有三种类型:矽卡岩型白钨矿化、云英岩型黑钨矿-白钨矿化和石英脉型锡石-黑钨矿-白钨矿化。本次侧重选取其中的白干湖矿床对成矿岩体进行深入研究。目前该矿床已控制矿体8 条，矿体主要受加里东期花岗岩和大理岩接触带控制，其中3 条矿体产于内接触带为云英岩型白钨矿体，另外5 条产于正接触带主要为矽卡岩型白钨矿体(图2)，亦有少量石英脉型锡石-黑钨矿-白钨矿体在外接触带分布，矿体均分布在标高4000～4250m 范围之间，矿体一般长120～660m，最大延长可达1300m 以上，厚度2.2～42m，产状与接触带基本一致，总体走向50°～60°，倾向SE，倾角70°～80°，少量石英脉型矿体的产状变化较大，走向34°～80°，延深数十米快速尖灭。矿床估算WO3资源量(334)为11.43 万吨，平均品位为0.39%(吉林省地质调查院，2009)。矿石构造以浸染状、块状和细条纹条带状构造为主，次为细网脉状和角砾状构造;矿石结构主要有他形细粒变晶结构、交代和残留结构。矿石矿物组成相对简单，矽卡岩型矿体主要为浸染状和条纹条带状白钨矿，脉石矿物主要为透辉石、透闪石、阳起石、黝帘石、方解石及石英，少见石榴子石矽卡岩矿物;云英岩型矿体矿石矿物主要为浸染状和部分团块状白钨矿及少量的闪锌矿、磁黄铁矿和黄铁矿，脉石矿物主要为石英、白云母、钾长石、钠长石、电气石及碳酸盐矿物;石英脉型矿石矿物主要为团块状及脉状的黑钨矿、锡石、白钨矿及少量黄铜矿、黄铁矿，脉石矿物多为石英和白云母及少量萤石和碳酸盐矿物。矿化阶段可分为①矽卡岩化阶段;②云英岩化阶段;③石英-氧化物阶段;④石英-硫化物阶段;⑤萤石-碳酸盐化阶段。围岩蚀变主要有硅化、矽卡岩化、云英岩化、电气石化、钠长石化和碳酸盐化。

2 岩体特征与样品描述

巴什尔希岩浆序列在白干湖矿床以北多以岩基和岩株形式出露(图2)，前人研究表明矿床东北角的似斑状二长花岗岩(图3a，b)和粗粒碱长花岗岩(图3c，d)形成年龄介于458～421Ma 之间，具有高碱高钾，富铁贫镁，稀土总量高，轻稀土相对重稀土明显富集，具中等负Eu 异常以及富集La、Ce、Zr、Sm、Th，亏损Nb、Ta、Ti 等地球化学特征，为准铝质或弱过铝质A 型花岗岩(高晓峰等，2010;高永宝和李文渊，2011;李国臣等，2012)。在白干湖矿床内，巴什尔希岩浆序列主要呈岩枝状侵入于金水口群浅变质岩中(图2)，出露面积约2km2，岩体与金水口群浅变质岩接触带普遍发育硅化、矽卡岩化和云英岩化，形成矽卡岩型和云英岩型白钨矿体，以及少量外接触带石英脉型锡石-黑钨矿-白钨矿体(图2)。野外和室内对白干湖矿区地表和钻孔岩芯进行了系统观察，花岗岩体从钻孔深部的远接触带→内接触带→正接触带，除了结构上从深部的中粒、似斑状结构逐渐过渡到浅部的中细粒结构外，造岩矿物的组成和含量没有太大区别。

本次研究主要选取了白干湖矿床ZK0802 钻孔深部蚀变最弱的成矿花岗岩进行详细研究(图2)，孔口坐标为N 37°56＇13″，E 88°54＇44″，先在镜下进行了岩相学观察，然后在孔深185～194m 不同位置选取相对新鲜的3 件样品(0802-14、0802-15、0802-16)进行全岩地球化学分析和1 件样品(0802-14)开展锆石U-Pb 年代学研究，样品岩相学特征描述如下(图3e，f):

手标本为灰白色，块状构造，中粒、似斑状结构，斑晶多为微斜长石，次为他形石英。矿物组成主要为碱性长石(40%～45%，2～5mm)、斜长石(20%～25%，2～4mm)、石英(25%～30%，2～5mm)以及少量黑云母(1%～5%，1～3mm)和白云母(1%～3%，1～2mm)，副矿物可见石榴子石、锆石和磷灰石等，探针分析显示石榴子石主要为锰铝榴石。矿物间关系表现为:黑云母自形程度较好，斜长石次之，钾长石除以斑晶产出时自形程度较好外，多为他形-半自形产出，石英基本都呈他形充填在不规则的孔隙中，而副矿物主要呈自形晶被他形石英所包含;白云母含量少，一种端面清晰，生长形态受制于石英，未与其他矿物呈交代关系，应为原生白云母，另一种交代长石或黑云母产出，含量约为1%～2%，应为次生白云母，未计入矿物含量统计。根据矿物间关系所反映造岩矿物结晶顺序大致为:黑云母→斜长石→碱性长石→石英→白云母，与典型A 型花岗岩中暗色矿物的结晶常晚于浅色矿物或与其同时结晶而表现为他形晶充填于浅色矿物晶隙或包裹长石和石英不同。次生白云母的存在说明该岩体发生了一定蚀变作用，但是由于其含量十分少(1%～2%)，而且极易蚀变的黑云母和长石以及花岗结构仍保存很好说明岩体仍然比较新鲜，应能基本代表其新鲜岩体主要特征。根据镜下统计的石英、碱性长石和斜长石含量折算成100%后投影到国际地科联推荐的QAP 分类图解中，主要落在正长花岗岩区域，因此将白干湖岩体定名为正长花岗岩。

3 分析测试方法

样品0802-14 锆石U-Pb 年龄原位分析在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS 实验室完成。先将样品粉碎后，通过人工重砂、电磁选分选后在双目镜下挑出锆石，制靶后进行锆石CL 照相。锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune 型MC-ICP-MS 及与之配套的Newwave UP213 激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He 为载气。信号较小的207Pb、206Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg 用离子计数器(multiion-counters)接收，208Pb、232Th、238U 信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据。均匀锆石颗粒207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U 的测试精度(2σ)均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%(2σ)左右。LA-MC-ICP-MS 激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1 进行调试仪器，使之达到最优状态，锆石UPb 定年以锆石GJ-1 为外标，U、Th 含量以锆石M127(U:923×10-6，Th:439 ×10-6，Th/U =0.475，Nasdala et al.，2008)为外标进行校正。测试过程中在每测定5～7 个样品前后重复测定两个锆石GJ1 对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal 程序(Liu et al.，2010)，测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb ＞1000，未进行普通铅校正，204Pb 由离子计数器检测，204Pb 含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb 的影响，对204Pb 含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot3.0 程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。样品分析过程中，Plesovice 标样作为未知样品的分析结果为336.5 ±1.1Ma(n =3，2σ)，对应的年龄推荐值为337.13 ±0.37(2σ)(Sláma et al.，2008)，两者在误差范围内完全一致，测试结果见表1。

图3 巴什尔希岩浆序列岩石手标本和镜下显微照片(a)碱长花岗岩，暗色矿物主要为黑云母，岩石十分新鲜;(b)二长花岗岩，暗色矿物含有角闪石(d)，其左上端穿入于条纹长石之中(d)，反映其稍晚于条纹长石结晶，岩石十分新鲜;(c)正长花岗岩，含有石榴石副矿物(f)，具有一定的微弱蚀变(e).矿物符号:Bt-黑云母;Grt-石榴石;Hb-角闪石;Mc-微斜长石;Ms-白云母;Pl-斜长石;Pth-条纹长石;Q-石英Fig.3 Hand specimen and microscopic photos of Bashierxi magmatic series(a)moyite of Caledonian，very refresh，mafic mineral mainly consists of biotite;(b)monzogranite of Caledonian，very refresh，mafic mineral contains consist of hornblende (d)，whose upleft penetrated in the perthite，reflecting its later crystallization than perthite;(c)syenogranite of Caledonian，weak alteration (e)，its accessory mineral contains garnet (f).Symbols for minerals:Bt-biotite;Grt-garnet;Hb-hornblende;Mcmicrocline;Ms-muscovite;Pl-plagioclase;Pth-perthite;Q-quartz

表1 白干湖正长花岗岩LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年数据Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb data for Baiganhu syenogranite

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb 年龄

白干湖正长花岗岩(0802-14)锆石自形程度高，短柱-长柱状，长约100～250μm，宽约50～100μm，发育典型的岩浆振荡环带(图4)，部分锆石具有核-幔结构。选取岩浆环带清晰的30 颗锆石进行30 点分析，测试结果见表1。锆石U、Th含量分别为391 ×10-6～4388 ×10-6和158 ×10-6～1792 ×10-6，Th/U 比值为0.17～0.71，表明测试颗粒均为岩浆锆石。所测30 个点年龄值分布集中，谐和性好(图5a，b)，206Pb/238U 年龄分布范围为403.0 ±12.5Ma～424.9 ±7.7Ma，加权平均年龄为413.6 ±2.4Ma(MSWD =0.36，n =30)，代表岩体结晶年龄(图5a)。

4.2 主量元素特征

白干湖正长花岗岩主量元素分析结果见表2，由表可知5 件正长花岗岩样品(c1～c5)SiO2含量相对较高，为71.10%～72.27%，K2O +Na2O 含量为6.86%～7.56%，平均为7.28%;岩体的里特曼指数σ 为1.63～2.03，在SiO2-K2O 关系图中显示为高钾钙碱性系列(图6a);K2O/N2O 比值为1.07～1.27，均值为1.16;CaO 含量为1.79%～2.06%，MgO 含量为0.63%～0.71%，Al2O3含量为13.84%～14.80%。A/CNK 和A/NK 值的分布范围分别为1.07～1.11和1.45～1.49，两者的均值分别为1.09 和1.47，显示为过铝质特征(图6b)，与岩体含有锰铝榴石副矿物和原生白云母的岩相学特征一致，与延伸至巴什尔希矿床内的正长花岗岩(图2)主量元素特征(c6～c10)也基本一致(图6a，b)。

表2 白干湖正长花岗岩的主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素含量(×10 -6)及有关参数Table 2 Major (wt%)，REE and trace element contents (×10 -6)and parameters of Baiganhu syenogranite

与白干湖正长花岗岩相比，位于其东北面的二长花岗岩(a1～a5)和碱长花岗岩(b1～b8)的全碱含量明显偏高而Al2O3含量相对较低，其K2O + Na2O 含量分别为9.54%～9.69%和8.30%～9.38%，显示为准铝质或弱过铝质的钾玄岩系列(图6a，b)。

4.3 微量元素特征

白干湖正长花岗岩的微量元素分析结果见表2，由表可知5 件正长花岗岩样品(c1～c5)稀土元素总量适中(ΣREE=103 ×10-6～128 ×10-6)，在球粒陨石标准化的稀土配分曲线中5 件样品基本一致，呈右倾型(图7a)。LREE/HREE比值为5.86～6.37，(La/Yb)N为5.39～6.60，(La/Sm)N为3.02～3.60，(Gd/Yb)N为1.12～1.60，平均为1.38，表现为轻稀土相对富集而重稀土较为平坦。δEu =0.41～0.56，平均为0.47，Eu 负异常比较明显;在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中(图7b)，5 件样品型式也基本一致，均富集Rb、Th、K 元素，亏损Ba 以及Nb、Ta、Ti 等高场强元素，与延伸至巴什尔希矿床内的正长花岗岩稀土元素和微量元素特征(c6～c10)基本一致(图7a，b)。

强烈云英岩化白钨矿化正长花岗岩(c0)的稀土配分模式与微弱蚀变正长花岗岩(c1～c5)基本平行，但是其轻、重稀土含量明显降低(ΣREE =56.17 ×10-6)，Eu 负异常更为明显(δEu=0.29)(图7a);在微量元素蛛网图中除了Sr 出现明显负异常外，与微弱蚀变正长花岗岩具有基本平行的微量元素亏损富集模式。

图4 白干湖正长花岗岩锆石阴极发光(CL)图像(圆圈代表分析点位)Fig.4 CL images of zircons of Baiganhu syenogranite (the circle represents the analysis spot)

图5 白干湖正长花岗岩锆石U-Pb 加权平均年龄(a)和年龄谐和图(b)Fig.5 Diagrams of zircon U-Pb weighted average ages (a)and concordia ages (b)of Baiganhu syenogranite

与白干湖正长花岗岩相比，位于其东北面的二长花岗岩(a1～a5)和碱长花岗岩(b1～b8)的稀土配分模式也与其基本平行，但是其稀土总量明显偏高(200 × 10-6～413 ×10-6)，特别是轻稀土更为富集，稀土配分模式更陡立，Eu 负异常较不明显(δEu 为0.50～0.94，平均为0.77，图7a);在微量元素蛛网图中也具有与正长花岗岩基本类似的微量元素亏损富集模式，但二长花岗岩和碱长花岗岩Ba 负异常较不明显，La、Ce、Yb、Lu 等稀土元素正异常更为突出(图7b)。

图6 白干湖正长花岗岩主量元素特征Fig.6 Major element feature of Baiganhu syenogranite

图7 白干湖正长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b)for Baiganhu syenogranite (normalization values after Sun and McDonough，1989)

5 讨论

5.1 成岩年龄及地质意义

本次LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果显示，白干湖W-Sn 矿床与成矿有关的正长花岗岩(0802-14)结晶年龄为413.6 ±2.4Ma(MSWD=0.36，n=30)，说明其形成于早泥盆世。对于巴什尔希岩浆序列中其它岩体的形成时代，前人已经报道了一系列锆石U-Pb 年龄(表3、图2)，如巴什尔希似斑状二长花岗岩形成年龄为458.0 ± 9.0Ma(高晓峰等，2010)或421 ±3.7Ma(李国臣等，2012)，粗粒碱长花岗岩年龄为432.3 ±0.8Ma(包亚范等，2008)、430.5 ±1.2Ma(高永宝和李文渊，2011)或422 ±3Ma(李国臣等，2012)，正长花岗岩年龄为422.5 ± 2.3Ma 或428.2 ± 4.2Ma(王增振等，2014)，与成矿有关的花岗岩年龄为416.9 ±2.9Ma(孙丰月等，2009①孙丰月，李碧乐，丁清峰，赵俊伟，潘彤，于晓飞，王力，陈广俊，于正江.2009.东昆仑成矿带重大找矿疑难问题研究(吉林大学地质调查研究院))。综合这些定年结果，可知巴什尔希岩浆序列主要形成于ca.433～413Ma，即中志留世-早泥盆世，岩浆序列总体具有从早期二长花岗岩，到中期粗粒碱长花岗岩，再到晚期正长花岗岩演化的特点。本次研究报道的与W-Sn 矿化关系密切的正长花岗岩的成岩年龄413.6 ±2.4Ma 与孙丰月等(2009)研究的与成矿有关的花岗岩年龄416.9 ±2.9Ma在误差范围内基本一致，是巴什尔希岩浆序列中最年轻的年龄，说明该岩体应该是巴什尔希岩浆序列演化到晚期的产物，这与正长花岗岩的K/Rb、Nb/Ta 和Zr/Hf 所反映的其分异演化程度相对更高的事实相吻合(表4)。

表3 巴什尔希岩浆序列同位素年龄与岩体成因类型统计表Table 3 Isotopic ages and granite genetic types of Bashierxi Magmatic Series

5.2 岩石成因类型

花岗岩(广义花岗岩，下同)的ISMA 分类是国内外常用的分类方案，但是从它们的原始英文定义可以看出，它们的参照系是不同的，其中I 型、S 型和M 型与不同的源岩有关:I型的源岩是原先的火成岩(igneous 或infracrustal，Chappell and White，1974，2001;主要是基性岩，张旗和李承东，2012)，S 型来自沉积岩(sedimentary 或supracrustal，Chappell and White，1974，2001)，M 型来自幔源(极端富Na，K2O 通常小于0.6%，几乎不含钾长石，马鸿文，1992)。唯独A 型花岗岩与源岩无关，它一般代表在低压下高温熔融的花岗岩类，且大多产于地壳伸展减薄的构造背景(King et al.，1997，2001;张旗和李承东，2012;张旗，2013)。一般认为高场强元素具有较强的稳定性，它们受热液蚀变的影响较弱(Barnes et al.，1985)，在花岗岩成因类型的判别图中一般认为对中等程度以下的蚀变并不十分敏感(Whalen et al.，1987)，因此，可以采用这些稳定性较高的高场强元素对岩石成因等问题进行初步探讨。

白干湖正长花岗岩(c1～c5)的Zr、Nb、Ce、Y 等高场强元素含量都较低(表4)，10000 ×Ga/Al 以及(Ce +Zr +Y +Nb)值分别为2.08～2.43，176 ×10-6～263 ×10-6，远低于A型花岗岩的下限值(分别为2.6，350 ×10-6)，在Whalen et al.(1987)A 型与I＆S 型花岗岩判别图中，本次研究的5 件样品(c1～c5)与延伸至巴什尔希矿床内的5 件正长花岗岩样品(c6～c10，王增振等，2014)全部落入I＆S 型花岗岩区域(图9)，在I 型和S 型花岗岩ACF 判别图解中(图8a)，10 件正长花岗岩(c1～c10)样品全投影在S 型花岗岩区域;在过铝质花岗岩源区岩石性质判别图中全部落入砂岩区域(图8b;Sylvester，1998)，与该区古元古界金水口群上组褶皱基底的岩性十分吻合，而且最近获得的413.6 ±2.4Ma 白干湖正长花岗岩的锆石原位Hf 二阶段模式年龄峰值1550～1770Ma (另文发表)也与金水口群褶皱基底的形成年龄(主要为古元古代晚期，莫宣学等，2007)十分接近，暗示了正长花岗岩为变质沉积岩部分熔融的产物，说明白干湖正长花岗岩应为S 型花岗岩。

而二长花岗岩和碱长花岗岩的高场强元素明显偏高(表4)，10000 ×Ga/Al 以及(Ce +Zr +Y +Nb)值分别为2.85～3.10，556 ×10-6～1006 ×10-6，明显大于A 型花岗岩的下限值，在花岗岩成因类型判别图中，5 件二长花岗岩样品(a1～a5;李国臣等，2012)和8 件碱长花岗岩样品(b1～b8;高永宝和李文渊，2011;李国臣等，2012)全部落入A 型花岗岩区域(图9)。

利用锆石饱和温度计估算的白干湖正长花岗岩结晶温度平均为751～791℃(c1～c10，表4)，由于岩体中存在继承锆石(图4)，该温度最小值751℃代表其上限值，其实际结晶温度相对更低;而二长花岗岩和碱长花岗岩估算的锆石饱和温度分别平均为905℃和873℃，与澳大利亚拉克兰褶皱带(Lachlan Fold Belt)典型A 型花岗岩锆石饱和温度(840～900℃;King et al.，1997，2001)基本一致。

表4 巴什尔希岩浆序列部分岩体地质与地球化学特征Table 4 Some geological and geochemical features of Bashierxi Magmatic Series

图8 白干湖正长花岗岩的A(Al-Na-K)-C(Ca)-F(Mg+Fe2+)关系图(a，据White and Chappell，1977)和源岩判别图(b，据Sylvester，1998)Fig.8 Plot of A(Al-Na-K)-C(Ca)-F(Mg +Fe2+)(a，after White and Chappell，1977)and discriminatnt diagram (b，after Sylvester，1998)for the source rock of Baiganhu syenogranite

图9 A 型花岗岩判别图(据Whalen et al.，1987)Fig.9 Discrimination diagrams for A-type granite (after Whalen et al.，1987)

在稀土配分模式上，白干湖正长花岗岩稀土总量为103×10-6～141 ×10-6(c1-c10，表4)，明显低于二长花岗岩和碱长花岗岩的稀土总量200 ×10-6～413 ×10-6(a1～a5 和b1～b8，表4)，Eu 负异常(δEu 平均为0.47，c1～c10)也比二长花岗岩和碱长花岗岩(δEu 平均为0.77，a1～a5 和b1～b8)更强烈;Rb、Sr 等微量元素正长花岗岩也相对更高，基本符合吴锁平等(2007)统计的S 型花岗岩相对A 型花岗岩稀土总量较低和Rb、Sr 含量相对更高的一般特征。

图10 A 型花岗岩分类判别图(据Eby，1992)Fig.10 Discrimination diagrams for two types of A-type granite (after Eby，1992)

在矿物学方面，白干湖正长花岗岩含有锰铝榴石副矿物和原生白云母等过铝质矿物，与典型的S 型花岗岩矿物学特征类似。而二长花岗岩和碱长花岗岩含有角闪石和黑云母等暗色矿物，并主要呈他形晶充填于浅色矿物晶隙或包裹石英(图3)，反映其晚于浅色矿物或与其同时结晶，与碱性A型花岗岩的矿物学特征十分相似(徐夕生和邱检生，2010)。

综上分析(表4)，巴什尔希岩浆序列中的二长花岗岩和碱长花岗岩的角闪石和黑云母等暗色矿物主要呈他形晶充填于长石和石英晶隙，岩石K2O 含量为5.25%～6.29%，属于钾玄岩系列，A/CNK 为0.92～1.02，锆石饱和温度(866～917℃)、全碱含量、稀土总量和Zr、Nb、Ce 和Y 等高场强元素含量(Zr+Nb+Ce +Y =556 ×10-6～1006 ×10-6)都明显较高，为准铝质或弱过铝质A 型花岗岩，这点与前人研究结论一致(高晓峰等，2010;高永宝和李文渊，2011;李国臣等，2012)。而正长花岗岩含有锰铝榴石副矿物和原生白云母等过铝质矿物，A/CNK 为1.07～1.12，锆石饱和温度(751～791℃)、全碱含量、稀土总量和Zr、Nb、Ce 和Y 等高场强元素含量都相对较低，可能是金水口群变质沉积岩部分熔融的产物，应为弱过铝质高钾钙碱性S 型花岗岩。

5.3 岩石形成构造环境

前已述及，白干湖正长花岗岩为S 型花岗岩，而碱长花岗岩和二长花岗岩应为A 型花岗岩。锆石U-Pb 定年结果表明正长花岗岩结晶年龄为413.6 ±2.4Ma(MSWD=0.36，n=30)，说明其形成于早泥盆世，与前人获得的与成矿有关花岗岩年龄416.9 ±2.9Ma(孙丰月等，2009)和正长花岗岩年龄422.5 ±2.3Ma 或428.2 ±4.2Ma(王增振等，2014)比较接近，与前人报道的碱长花岗岩年龄(422.0 ±3.0Ma、430.5 ±1.2Ma、432.3 ±0.8Ma)和二长花岗岩年龄(458.0 ±9.0Ma、421.0 ±3.7Ma)(李国臣等，2012;高永宝和李文渊，2011;高晓峰等，2010;包亚范等，2008)大致也比较接近，结合正长花岗岩与碱长花岗岩和二长花岗岩出露的空间位置非常接近(图2)，具有基本类似的稀土配分型式和微量元素亏损富集模式(图7)，说明巴什尔希岩浆序列具有S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点。其实由于I＆S 型花岗岩与A 型花岗岩分类标准并不相同(I＆S 型花岗岩与源岩有关，而A 型花岗岩一般代表在低压下高温熔融的一类特殊花岗岩，大多产于地壳伸展减薄的构造背景，张旗和李承东，2012;张旗，2013)，因此S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生产出并不矛盾，Pitcher(1983，1987)和Barbarin(1990)早就认识到在后造山隆升或垮塌阶段可以I 型花岗岩为主，也可以有钙碱性S 型花岗岩和A 型花岗岩同时产出。最近研究也表明，被称为世界级锡多金属成矿亚带的云南腾冲地区槟榔江花岗岩带即存在后碰撞造山阶段近乎同时的S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点(张玙等，2013);在华南的赣-杭构造带西北部也存在早白垩世(122～129Ma)S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点(Jiang et al.，2011);此外，作为中欧重要的W、Sn、稀有稀土多金属矿化带的克鲁什涅山脉(Krušné hory/Erzgebirge Mountains)也存在330～295Ma 近乎同时的S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点(Breiter，2012)。

Eby(1992)指出，A 型花岗岩可分为形成于非造山阶段大陆裂谷等板内张性环境的A1 型和形成于后碰撞伸展构造环境的A2 型两类，并根据微量元素特征的差异给出了二者的判别标准。巴什尔希岩浆序列13 件A 型花岗岩样品(a1～a5 和b1～b8)除1 件投影在A1 型花岗岩区域，其余12 件均落入A2 型花岗岩区域(图10)，这表明二长花岗岩和碱长花岗岩应属于A2 型花岗岩，暗示其形成于后碰撞阶段伸展构造体制。在Pearce et al.(1984)和Pearce(1996)提出的花岗岩构造环境判别图解上(图11)，二长花岗岩、碱长花岗岩和白干湖正长花岗岩可以投在火山弧、板内、同碰撞等多种构造环境，但都限于后碰撞花岗岩区域内，这说明巴什尔希岩浆序列形成于后碰撞阶段伸展构造体制，这与巴什尔希岩浆序列含有闪长质和铁镁质暗色包体、含有A2 型花岗岩并伴生有辉长岩和辉绿岩基性岩脉的地质事实是一致的。

5.4 成岩成矿关系

图11 Rb-(Y + Nb)构造环境判别图解(据Pearce et al.，1984;Pearce，1996)Fig.11 Rb-(Y + Nb)diagram for discriminating the tectonic settings of granites (after Pearce et al.，1984;Pearce，1996)

白干湖正长花岗岩与矿区内钨锡成矿关系密切。在空间上，白干湖正长花岗岩从远离接触带→内接触带→正接触，蚀变矿化作用逐渐增强，并具有明显的矿化分带:在内接触带，特别是在隐伏岩体的顶部及其边缘，岩体多被完全交代蚀变成云英岩，并发生浸染状和团块状的白钨矿化，构成云英岩型白钨矿体;在与含碳酸盐岩夹层的金水口群浅变质岩的正接触带常形成脉状矽卡岩型白钨矿体;而在外接触带的绢云石英片岩中则多形成石英脉型锡石-黑钨矿-白钨矿体，蚀变矿化分带反映出白干湖正长花岗岩为钨锡矿化提供了重要的热源。在物源上，虽然未直接测得正长花岗岩、碱长花岗岩和二长花岗岩的W、Sn 含量，但是巴什尔希岩浆序列原生晕钨、锡元素的平均背景值分别为28 ×10-6和2.9 ×10-6(吉林省地质调查院，2009)，显示加里东期岩浆活动为W、Sn 成矿带来了十分丰富的成矿物质。在时间上，本次获得白干湖正长花岗岩形成年龄为413.6 ±2.4Ma(MSWD =0.36，n=30)，与前人利用SHRIMP 锆石U-Pb 定年获得的与成矿有关花岗岩年龄416.9 ±2.9Ma(孙丰月等，2009)在误差范围内基本一致，是巴什尔希岩浆序列中最年轻的年龄(表3)，说明该岩体应该是巴什尔希岩浆序列演化到晚期的产物，而且该岩体年龄与2 件含钨锡矿化的热液白云母40Ar-39Ar 测定的成矿年龄(411.7 ±2.6Ma，412.8 ±2.4Ma;丰成友等，2013;表3、图2)在误差范围内基本一致，说明成岩成矿近乎同时，钨锡成矿作用发生于巴什尔希岩浆序列岩浆活动晚期，这也得到了野外地质与微量元素地球化学数据的支持:早期二长花岗岩和粗粒碱长花岗岩岩石整体十分新鲜(图3)，并且从早期二长花岗岩到粗粒碱长花岗岩再到晚期正长花岗岩，其岩体产状从岩基逐渐向岩株和岩枝过渡(图1、图2)，K/Rb、Nb/Ta 和Zr/Hf 等这些反映花岗质岩体分异演化程度的比值逐渐降低，并伴随着稀土总量、LREE/HREE 和δEu 的明显降低(表4、图7)，而挥发分和W、Sn 等成矿元素含量则不断增加，最终导致蚀变和矿化，该特征与南岭花山-姑婆山复式花岗岩的演化特征(华仁民等，2007)极为相似。

以上说明巴什尔希岩浆序列形成于后碰撞环境，具有S型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点，其中白干湖正长花岗岩属于弱过铝质高钾钙碱性S 型花岗岩，其与矿区内钨锡成矿关系密切，矿区内下步找矿应对隐伏或岩枝状产出的正长花岗岩更加重视;而二长花岗岩和碱长花岗岩属于A 型花岗岩，由于A 型花岗岩与Nb、Ta、Zr、Hf、U 等稀有稀土金属矿化关系密切(顾连兴，1990;华仁民等，2007)，因此，在该区及其外围可能也具有形成与A 型花岗岩有关的稀有稀土金属矿床的潜力，实际上在白干湖钨锡矿田以东的于沟子矿区即已经发现与A 型碱长花岗岩有关的稀有稀土矿化，已圈定Nb 矿体1 条(平均宽度1.94m，推断长700m，平均品位为0.018%)，矿化体3 条，并伴生有Rb、Ta、Zr 等稀有稀土矿化(吉林省地质调查院，2012①吉林省地质调查院.2012.新疆东昆仑西段白干湖成矿带于沟子铁多金属普查区工作总结(内部资料))。

6 结论

(1)白干湖正长花岗岩锆石U-Pb 年龄为413.6 ±2.4Ma(MSWD=0.36，n=30)，含有原生锰铝榴石和白云母等过铝质矿物，属于弱过铝质高钾钙碱性S 型花岗岩，形成于巴什尔希岩浆序列岩浆活动晚期，与矿区钨锡成矿关系密切，矿区内下步找矿应对隐伏或岩枝状产出的正长花岗岩更加重视。

(2)巴什尔希岩浆序列中的二长花岗岩和碱长花岗岩含有角闪石和黑云母等暗色矿物并主要呈他形晶充填于长石和石英晶隙，K2O 为5.25%～6.29%，属于钾玄岩系列，其锆石饱和温度(866～917℃)、全碱含量(8.49%～9.59%)、稀土总量(200 ×10-6～413 ×10-6)和Zr、Nb、Ce、Y 等高场强元素含量都明显较高，为准铝质或弱过铝质A 型花岗岩，在该区及外围可能具有形成与A 型花岗岩有关的稀有稀土金属矿床的潜力。

(3)巴什尔希岩浆序列岩体年龄集中于中志留世-早泥盆世(ca.433～413Ma)，具有S 型花岗岩与A 型花岗岩伴生的特点，含有闪长质和铁镁质暗色包体并伴生有基性岩脉，形成于后碰撞构造环境。

致谢 野外工作得到了吉林省地质调查院周安顺高工和李鑫工程师的大力帮助;于长富同志完成了近70 片光薄片的磨制工作;中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室陈振宇博士和陈小丹老师为电子探针分析提供了帮助;中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS 实验室侯可军博士为锆石U-Pb 定年提供了帮助;承蒙祝新友研究员、李晓峰研究员审阅初稿并提出宝贵修改意见;在此一并表示真诚感谢。

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