新疆康西瓦伟晶岩的成矿潜力判断：来自锆石U-Pb年代学、地球化学与Hf同位素证据*

陈谋 王核 张晓宇 闫庆贺 高昊

1. 中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室，广州 510640

2. 中国科学院大学，北京 100049

近几年来，航空、航天、碳中和、新能源汽车和核工业等战略性高新技术产业的快速发展对稀有金属原材料的需求激增。以锂为例，我国锂矿储量位居世界前列，同时也是全世界锂的最大消费国，占全球消费量的40%，其中我国进口的锂矿原料占消费量的74%，对外依存度接近80%(许志琴等, 2020)。因此，为了保障我国高新技术产业的稳定可持续发展，开展新一轮的稀有金属矿产勘查工作刻不容缓。在我国喜马拉雅地区，秦克章等(2021)和赵俊兴等(2021)首次报道了在卓奥友峰西侧普士拉山口的琼嘉岗一带存在数十条锂辉石伟晶岩脉，其估算锂资源量超过100万t，伴生铍资源量约3.98万t，钽资源量约2358t，铌资源量约7074t，同时也提出了“向更远端、更高处找锂”的找矿理念。同时，王核等(2017)在新疆和田县白龙山发现了超大型伟晶岩型锂多金属矿床，预测334资源量Li2O约为345.8万t，Rb2O约为17.7万t。围绕着大红柳滩-白龙山一带的花岗岩体，目前已经开启了新一轮稀有金属资源勘查和研究工作(Fanetal., 2020; Wangetal., 2020; Xingetal., 2020;王核等, 2020, 2021; Zhangetal., 2021; Zhouetal., 2021; Yanetal., 2022)。Caoetal. (2021)通过对大红柳滩锂矿的研究，提出了以大红柳滩岩体为核心向外延伸分布的伟晶岩，也具有“无矿-富铍-富锂”的分布特征。

康西瓦铅银矿区的无矿伟晶岩位于叶城县康西瓦达坂南6km，距大红柳滩兵站60km，海拔4200m，矿区最高海拔5025m。康西瓦无矿伟晶岩处于甜水海地体北部的大红柳滩岩体西缘，前人研究表明，大红柳滩岩体形成于晚三叠世(魏小鹏等, 2017; Yanetal., 2018;丁坤等, 2020; Qiaoetal., 2021)，目前已经在大红柳滩地区发现有多个稀有金属矿床，通过对其含稀有金属伟晶岩中的锆石、铌钽铁矿、锡石和独居石等定年手段，确认形成于晚三叠世(Yanetal., 2018, 2022; 李侃等, 2019; Wangetal., 2020; 谭克彬等, 2021)。张泽等(2019)研究表明，康西瓦含绿柱石的白云母伟晶岩也形成于晚三叠世(209.2±4.4Ma)。但是无矿伟晶岩的研究程度较低，对于无矿伟晶岩的形成时代，及其与大红柳滩岩体以及稀有金属成矿伟晶岩之间是否有成因联系，目前尚不明确。本文以秦克章等(2021)的找矿理念为基础，根据大红柳滩锂矿的含稀有金属伟晶岩分布特征，结合张泽等(2019)在康西瓦地区发现的含绿柱石白云母伟晶岩形成的铍矿，首次对康西瓦铅银矿区的无矿伟晶岩进行岩石学、元素和同位素地球化学及同位素年代学综合研究，旨在探究康西瓦无矿伟晶岩的成因和构造背景，及其与大红柳滩岩体，大红柳滩含稀有金属伟晶岩之间的关系，进而探讨下一步稀有金属矿产勘查方向。

1 地质背景和岩石学特征

西昆仑造山带位于青藏高原北缘，毗邻塔里木盆地。它是古亚洲构造域和特提斯构造域的结合部位(潘裕生, 1990, 1994; 肖文交等, 2000; Wang, 2004; 张传林等, 2007；图1a)，在特提斯运动演化过程中，受其影响逐渐发展为欧亚大陆重要的铁、铜、铅锌、稀有金属富集区之一(王核等, 2017; 张传林等, 2019; 韩春明等, 2021)。西昆仑地区从北到南，以奥依塔格-库地缝合带、麻扎-康西瓦缝合带、红山湖-乔尔天山缝合带为分界，自北向南划分为四个构造单元：北昆仑地体、南昆仑地体、甜水海地体和喀喇昆仑地体(潘裕生, 1990, 1994; 潘裕生等, 1994; Panetal., 1996; Matteetal., 1996; 丁道桂等, 1996; Mattern and Schneider, 2000; Yuanetal., 2002; Wang, 2004；张传林等, 2019；图1b)。康西瓦铅银矿区的无矿伟晶岩位于甜水海地体北部，康西瓦断裂南侧，大红柳滩岩体西缘(图1b)。伟晶岩的围岩是康西瓦岩群。康西瓦岩群是边小卫等(2015)从前人所划的三叠系克勒青河群中新解体出来的，认为其属于古元古代，但是Zhangetal. (2017)通过对地层中的碎屑锆石定年认为康西瓦岩群应该是晚石炭世到晚二叠世之间形成的(307～245Ma)。康西瓦岩群总体为一套深变质、强变形地层，岩性主要有黑云斜长石英片岩、黑云斜长片麻岩、黑云斜长变粒岩、大理岩等(边小卫等, 2015)。麻扎-康西瓦缝合带被认为是古特提斯洋闭合形成的，其南北两侧的地层、构造、岩浆活动和矿产资源均有差异。目前已在麻扎-康西瓦缝合带附近发现了蛇绿岩套、高压麻粒岩以及孔兹岩系(肖序常和王军, 2004; 李博秦等, 2007; 许志琴等, 2007; 刘文平等, 2013)。

图1 西昆仑造山带区域构造图(a，据潘桂棠等, 2004; Xiao et al., 2005修改)及西昆仑造山带简化地质图(b，据黄朝阳等, 2014; Yan et al., 2018; Wang et al., 2020修改)Fig.1 Regional tectonic map showing the location of the Western Kunlun Orogenic Belt (a, modified after Pan et al., 2004; Xiao et al., 2005) and simplified geological map of the Western Kunlun Orogenic Belt (b, modified after Huang et al., 2014; Yan et al., 2018; Wang et al., 2020)

康西瓦铅银矿区主要出露康西瓦群和第四系地层，共查明铅银矿体4条，本次研究的伟晶岩样品(KXW-ZK1-1～5)采自康西瓦铅银矿Ⅰ号矿脉中的钻孔 (图2)。在矿区中产于黑云斜长片岩中的伟晶岩均呈脉状、串珠状顺层产出，长度一般为5～200m，宽约0.5～30m；矿区南部出露的伟晶岩呈宽带状，近东西向延伸，长约1500m，东延出矿区，宽约300m，最宽处可达450m。伟晶岩岩体以灰白色为主，巨粗粒结构，块状构造。主要矿物特征为：斜长石呈他形不规则状，发育聚片双晶，约占55%～60%；石英呈他形粒状产出，半透明，具波状消光，局部发生韧性变形呈定向排列，约占25%～30%；白云母半自形-他形，片状，呈定向排列，约占5%～10%。次要矿物：石榴石、少量电气石，其晶形均不完整，裂痕发育明显(图3)。伟晶岩主要原生结构有：细粒伟晶结构、文象结构，次要的有中粗粒结构、中粗粒准文象结构、块体结构。后生结构有：石英、白云母交代集合体。脉岩与片岩接触蚀变有白云母化、电气石化、绢云母化、黑云母化。矿区往南约1km处出露有大红柳滩花岗岩岩体，岩性主要为二长花岗岩，侵位于康西瓦群地层中。二长花岗岩的矿物主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母和白云母组成；副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石、电气石和石榴子石等；次生矿物可见绢云母、高岭土、伊利石、绿泥石和硅质等(乔耿彪等, 2015)。此处的花岗岩岩体类型与大红柳滩稀有金属矿区花岗岩类型相同，均为二长花岗岩(Yanetal., 2018)。

图2 康西瓦铅银矿区地质简图1-第四系沉积物; 2-石英闪长岩; 3-大理岩; 4-伟晶岩; 5-片岩; 6-逆断层; 7-正断层; 8-铅银矿体; 9-采样位置Fig.2 Geological map of Kangxiwa Pb-Ag deposit1-Quaternary sediments; 2-quartz diorite; 3-marble; 4-pegmatite; 5-schist; 6-reverse fault; 7-normal fault; 8-Pb-Ag deposit; 9-sampling location

图3 康西瓦伟晶岩岩芯及显微照片(a) ZK1中的伟晶岩岩芯; (b)伟晶岩中的石榴石; (c)伟晶岩中的白云母-石英-长石; (d)伟晶岩中的电气石. Qtz-石英; Ms-白云母; Pl-斜长石; Gr-石榴石; Tur-电气石Fig.3 Photo of the drill-core and micrographs of Kangxiwa pegmatites(a) ZK1 pegmatite core; (b) the garnet in pegmatite; (c) the muscovite, quartz, plagioclase in pegmatite; (d) the tourmaline in pegmatite. Qtz-quartz; Ms-muscovite; Pl- plagioclase; Gr-garnet; Tur-tourmaline

图4 康西瓦伟晶岩K2O-SiO2图解(a, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/NK-A/CNK图解(b, 据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.4 The K2O vs. SiO2 diagram (a, after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/NK vs. A/CNK diagram (b, after Maniar and Piccoli, 1989) of the pegmatites in the Kangxiwa

2 样品及分析方法

本次研究的伟晶岩样品主要采集于康西瓦铅银矿区的钻孔岩芯，样品新鲜无明显蚀变，采样位置详见图2。锆石U-Pb年龄测定在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室完成，Hf同位素以及全岩主微量元素分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。

2.1 LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年

用于锆石U-Pb年代学测试的样品经过人工破碎成约80目，将粉末用清水淘洗，得到重砂部分，再经过电磁选分离出锆石，在双目镜下挑选出颗粒完整、无裂隙、透明度好的锆石，粘于环氧树脂表面，固化后打磨抛光至露出一个光洁平面然后进行透反射和阴极发光(CL)照像，结合这些图像选择适宜的测试点位及进行合理的数据解释。锆石的微区原位U-Pb 定年和微量元素分析在广州地球化学研究所同位素室国家重点实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)完成。仪器采用美国Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP-MS联机。用He作为剥蚀物质的载气。用美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化，使仪器达到最佳的灵敏度、最小的氧化物产率(CeO/Ce<3%)和最低的背景值。实验采用标准锆石TEMORA (Blacketal., 2003)作为测年外标，所测元素激光斑束直径为31μm，频率为8Hz。相关分析方法详见(涂湘林等, 2011)。数据处理使用软件ICPMSDataCal 10.1 (Liuetal., 2010)。锆石的谐和年龄图绘制和年龄计算采用软件Isoplot3.0 (Ludwig, 2003)。

2.2 岩石主微量元素分析

将采集的5件样品无污染粉碎至200 目用于地球化学分析测试。使用Rigaku ZSX100e X射线荧光(XRF)光谱仪在熔融玻璃上测定主量元素，SiO2的准确度约为1%，MnO和P2O5的准确度约为5%，其他主量元素的准确度约为2%(Lietal., 2003a, b)。按照Lietal. (2002)概述的程序，使用Perkin-Elmerciex ELAN DRC-e型ICP-MS测量微量元素，分析精度通常优于5% (Lietal., 2002)。具体分析方法和过程参照刘颖等(1996)和梁细荣等(2000)。

2.3 锆石Hf同位素分析

锆石Hf同位素原位分析是在美国resonetic公司生产的Neptune Plus型多接受等离子质谱仪(MC-ICP-MS)和RESOlution M-50的激光烧蚀系统(Resonetics)上进行的。Lu-Hf同位素测量是在之前用于U-Pb分析的相同点上进行的。这两种仪器的详细说明见Zhangetal. (2014)。激光参数设置如下：分析时激光束斑直径为45μm；重复频率，6Hz；能量密度，～4J/cm-2。每次分析包括300个周期，每个周期的积分时间为0.131s。前20s用于在激光束关闭的情况下检测气体空白，然后30s激光烧蚀用于在激光束打开的情况下采集样品信号。173Yb和175Lu用于校正176Yb和176Lu对176Hf的等压干扰。校正中使用的176Yb/173Yb和176Lu/175Lu的自然比值分别为0.79381 (Segaletal., 2003)和0.02656 (Wuetal., 2006)。根据测量的173Yb/171Yb和1.13268的自然比计算Yb的质量偏差系数。176Hf/177Hf的质量偏差按照指数规律标准化为179Hf/177Hf=0.7325。Zhangetal. (2015)报告了详细的数据简化程序。在本研究过程中，对Plešovice锆石的40次分析得出的加权平均值为176Hf/177Hf=0.282483±0.000035，与Slámaetal. (2008)中的报告值在误差范围内。εHf(t)和Hf模式年龄计算中采用的球粒陨石和亏损地幔的176Hf/177Hf比值分别为0.282772 (Blichert-Toft and Albarède, 1997)和0.28325 (Griffinetal., 2002)，二阶段模式年龄计算中采用平均地壳的fcc为-0.55 (Griffinetal., 2002)。

3 测试结果

3.1 主量元素和微量元素

主量元素分析结果显示，伟晶岩含有高SiO2(72.37%～75.08%，平均为74.21%)和低Al2O3(13.66%～15.76%，平均为14.87%)的特征(表1)。总碱含量范围为6.42%～9.37%(平均为8.27%)，K2O/Na2O比率为0.33～1.82(平均为0.92)。主要为过铝质，其铝饱和指数(A/CNK)值(Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))为1.16～1.99，并且含有低的TiO2(≤0.01%)、MgO(0.06%～0.14%)和P2O5(0.16%～0.23%)。由于伟晶岩中矿物粒度大，矿物分布不均一，导致不同样品测定出的主元素含量变化较大，所有样品在K2O与SiO2图解(图4a)中主要分类为高钾钙碱性，在A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O))与A/CNK图解(图4b; 表1)中主要为弱过铝质，与典型的A型花岗岩相比(Zr+Nb+Ce+Y≥350×10-6，Whalenetal., 1987; 锆石饱和温度>800℃，Kingetal., 1997)， 它含有较低的 (Zr+Nb+Ce+Y) 浓度 (21×10-6～159×10-6)和锆石饱和温度(557～770℃)。

在微量元素组成上，所有伟晶岩样品具有相似的REE分布模式，稀土总量相对较低(∑REE为4.21×10-6～26.98×10-6)，球粒陨石标准化稀土元素分布模式显示为轻稀土富集型，(La/Yb)N从1.92变化到6.1，明显的负Eu异常(Eu/Eu*为0.04～0.61)(图5a)。在微量元素蛛网图中，富集大离子亲石元素(LILE，如Rb、U和K)，亏损Nb、La和Zr，严重亏损Ba、Ti和Sr(图5b)。此外，含有相对较高的Rb/Sr值(7.9～37.94，平均为22.58)和较低的K/Rb值(49～359，平均为176.2)(表1)。

表1 康西瓦伟晶岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 1 Analytical results of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of samples from the Kangxiwa pegmatites

3.2 LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年

本文对伟晶岩(KXW-ZK1-2和KXW-ZK1-4)中的锆石进行了U-Pb同位素分析，其结果见表2。

伟晶岩中的锆石形状不规则，多呈棱柱状，由于热液蚀变作用，颜色较暗。锆石大小一般为80～220μm，长宽比为1:1～3:1。锆石CL成像显示大部分锆石具有清晰的岩浆韵律环带，不发育裂纹(图6a, b)，表明为岩浆成因(Rubatto and Gebauer, 2000)。在分析的50个锆石测点中，38个锆石(12个不协调的锆石被删去)含有范围广泛的U (6114×10-6～24185×10-6)和Th (9.92×10-6～115×10-6)(Th/U比值=0.00116～0.00778; 平均值=0.00239)。伟晶岩锆石的206Pb/238U加权平均年龄为210.3±2.3Ma (MSWD=0.13) (KXW-ZK1-2)和208±5.5Ma (MSWD=0.039)(KXW-ZK1-4) (图7a, b)。这些最新的三叠纪锆石U-Pb年龄代表伟晶岩的侵位年龄。

表2 康西瓦伟晶岩LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb age data for samples from the Kangxiwa pegmatite

表3 康西瓦伟晶岩的锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 3 Hf isotope data of zircon samples from the Kangxiwa pegmatite

图5 康西瓦伟晶岩球粒陨石标准化稀土元素分布模式(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.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b) of the pegmatites from the Kangxiwa (normalizing values after Sun and McDonough, 1989)

图6 康西瓦伟晶岩中代表性锆石CL图像、分析点位、年龄及εHf(t)值图中圆圈内的数字代表分析点位序号，其中红色实心圆表示U-Pb年龄点位，黄色虚线圆表示Hf同位素点位Fig.6 Representative zircon CL images for the Kangxiwa pegmatitesThe numbers denote analysis numbers, U-Pb ages and εHf(t) values, and the solid and dashed circles denote U-Pb and Hf analysis spots, respectively

图7 康西瓦伟晶岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年谐和图Fig.7 Zircon U-Pb concordia diagrams and weighted mean ages calculation for the Kangxiwa pegmatites

图8 康西瓦伟晶岩锆石原岩判别图(底图据Belousova et al., 2002)Fig.8 Protolith discrimination diagrams of zircon in pegmatites (base map after Belousova et al., 2002)

图9 康西瓦伟晶岩锆石成因判别图(据Hoskin, 2005; Li et al., 2018)Fig.9 Genetic discrimination diagrams of zircon in pegmatites (after Hoskin, 2005; Li et al., 2018)(a) Zircon (Sm/La)N vs. La diagram; (b) Zircon LREE vs. ∑REE diagram

3.3 锆石Hf同位素分析

样品锆石U-Pb年龄谐和度均大于90%,对代表岩浆结晶年龄的38个测点进行了原位锆石Hf同位素分析(表3)。康西瓦伟晶岩锆石的176Lu/177Hf值均很低，表明锆石在形成后具有较低的放射性成因Hf积累，因而可以用初始176Lu/177Hf比值代表锆石形成时的176Lu/177Hf比值(吴福元等, 2007b)。伟晶岩初始176Hu/177Hf为0.282524～ 0.282647，εHf(t)为-4.3～0，二阶段模式年龄(tDM2)为1252～1523 Ma。

4 讨论

4.1 伟晶岩锆石类型及成岩年龄

从伟晶岩中挑选出来的锆石在CL图像中部分发光，内部结构多为斑状，可见振荡环带(图6)，这些特征与岩浆锆石一致。由于锆石的封闭温度较高，在其结晶过程中可以很好地保存锆石的各种微量元素特征，这些特征在后期的地质演化过程中也基本保持不变(Belousovaetal., 2002)。除锆石CL图像外，其微区的微量元素组成也可为鉴定和判断锆石类型提供重要信息(表4)。具有低Th/U值(通常< 0.1)的锆石通常被认为是变质成因的(Williams and Claesson, 1987; Schitteetal., 1988; Kinnyetal., 1990)。然而，这些来自康西瓦伟晶岩的锆石不太可能是变质成因的，因为从CL图像中可以看到部分锆石具有清晰的振荡分带，并产生了相同的一致的U-Pb年龄。事实上，具有低Th/U的火成岩锆石已经有过研究，特别是在高度分馏的岩浆侵入体中(Hidakaetal., 2002; Cliffordetal., 2004; Kirklandetal., 2015; Liuetal., 2016)。相对低温的分馏岩浆中的锆石生长可能发生在非平衡条件下，导致Th相对于U的不相容性更大(Kirklandetal., 2015)。实验和结晶学研究表明，由于锆石晶体结构的控制，从轻稀土到重稀土原子半径逐渐减小，Zr4+离子半径与重稀土离子半径非常接近，锆石结晶生长过程更能容纳更多的重稀土，并对Hf、Y、P有较强的亲和力，而对LREE恰好相反，因此锆石的稀土配分模式通常都是左倾型。轻稀土中的变价元素Ce有Ce3+和Ce4+两种价态，其中Ce4+的离子半径接近Lu，与重稀土性质接近，因而Ce元素一般表现为正异常。本文的研究结果显示，锆石中Ce元素的丰度值小于Belousovaetal. (2002)研究的锆石，但是Ce正异常明显，导致这一结果的主要原因是本文所测的锆石元素La的丰度过小。在Belousovaetal. (2002)锆石原岩判别图解中，可以看到来自康西瓦伟晶岩中的锆石原岩主要是花岗岩(图8)。锆石中的Eu负异常的原因有两种：一是体系本身缺乏Eu；二是长石和锆石同时结晶，长石带走了锆石里的Eu。本文中的锆石Eu负异常可能是锆石和长石同时生长造成的。在晚三叠世，研究区岩浆在伸展背景(见下文)下发生冷却结晶，Eu大量富集在长石中，使得锆石Eu含量减小，在稀土配分模式上就具有较强的负Eu异常。在(Sm/La)N-La和LREE-σREE的热液锆石与岩浆锆石判别图中(图9)，伟晶岩的锆石与Hoskin (2005)和Lietal. (2018)研究的岩浆锆石相似，但与热液锆石明显不同。张泽等(2019)对康西瓦绿柱石富铍伟晶岩中的锆石进行了研究，其锆石CL图像显示大多数呈柱状自行晶，长约60～110μm，长宽比约为1:1 ～ 1:2。根据微量元素特征分为三类：典型的岩浆锆石、黑色的热液锆石以及变质锆石。其中的岩浆锆石具有震荡环带以及扇形结构，锆石微量元素表现为重稀土富集，低Th、高U，δEu负异常等特征，在(Sm/La)N-La图解中也表现出岩浆锆石特征。综上所述，康西瓦无矿伟晶岩中的锆石与康西瓦含铍伟晶岩中的岩浆锆石具有相似特征，结合文中的数据分析，本次采样的无矿伟晶岩中的锆石是典型的岩浆锆石。

锆石U-Pb测年表明，206Pb/238U伟晶岩锆石的年龄范围为207.5～218.1Ma，这些数据具有相似的一致性，并且整个锆石测点在U-Pb年龄谐和图里集中分布。利用本文新的伟晶岩年龄数据，结合康西瓦附近大红柳滩岩体的已公布年龄数据可知，大红柳滩岩体有含稀有金属伟晶岩(218～212Ma, Yanetal., 2018; 213.8～210.3Ma, Wangetal., 2020; 206.3±1.8Ma, 207.4±0.6Ma, Yanetal., 2022)、黑云母二长花岗岩(214±1.8Ma, 丁坤等, 2020)、二长花岗岩(220±2.2Ma～217.4±2.2Ma, 乔耿彪等, 2015; 213±2.1Ma, 李侃等, 2019)、二云母花岗岩(209.6±1.5Ma, 魏小鹏等, 2017)、含绿柱石的白云母伟晶岩(209±4.4Ma, 张泽等, 2019)以及二云母二长花岗岩(208.8±1.7Ma, 谭克彬等, 2021)组成。本次研究发现的康西瓦伟晶岩(210.3±2.3Ma, 208.8±5.5Ma)与大红柳滩岩体均属于同时代(图7、表5)。因此，伟晶岩中岩浆锆石的年龄可以大致代表伟晶岩的结晶年龄。

表5 大红柳滩岩体成岩年龄与Hf同位素组成Table 5 Compilcation of Dahongliutan igneous ages and Hf isotopic compositions of magmatic rock

4.2 伟晶岩的类型及成因

Dill (2017)根据矿物成分将伟晶岩分为无矿伟晶岩和含稀有金属伟晶岩。无矿伟晶岩的矿物组成相对简单，仅由长石、石英和云母组成，康西瓦伟晶岩与这些特征相似。含稀有金属伟晶岩则不同，它们通常含有大量的副矿物及稀有元素，如Li、Nb、Ta、Be、Cs、B、P、F、REE、Sc、U、Th、Sn、W、Zr、Bi等。在康西瓦伟晶岩中，这些稀有元素的含量较低，稀土总量只有4.21×10-6～26.98×10-6。因此，本文认为康西瓦伟晶岩为无矿伟晶岩。

图11 大红柳滩伟晶岩岩脉与稀有金属矿区地质图(a)及大红柳滩稀有金属矿床成矿模式示意图(b)(据Yan et al., 2018; Cao et al., 2021)1-大红柳滩花岗岩; 2-第四系沉积物; 3-巴颜喀拉山群; 4-喀拉喀什河; 5-前寒武基底; 6-无矿伟晶岩; 7-富铍伟晶岩; 8-富锂伟晶岩Fig.11 Geological map of pegmatite dike and rare metal mining district in Dahongliutan (a) and Dahongliutan rare metal deposit metallogenic model diagram (b)(after Yan et al., 2018; Cao et al., 2021)1-Dahongliutan granite; 2-Quaternary sediments; 3-Bayankala mountain group; 4-Kalakashi river; 5-Precambrian basement; 6-non-mineral pegmatite; 7-beryllium-rich pegmatite; 8-lithium-rich pegmatite

图12 康西瓦找矿方向预测图1-大红柳滩花岗岩; 2-第四系沉积物; 3-康西瓦群; 4-喀拉喀什河; 5-无矿伟晶岩; 6-富铍伟晶岩; 7-含锂异常; 8-康西瓦铅银矿及采样位置; 9-二云母花岗岩位置; 10-海拔高度; 11-卡皮达兰沟; 12-找矿方向Fig.12 Prediction map of prospecting direction in Kangxiwa area1-Dahongliutan granite; 2-Quaternary sediments; 3-Kangxiwa Group; 4-Kalakashi river; 5-non-mineral pegmatite; 6-beryllium-rich pegmatite; 7-lithium abnormal; 8-Kangxiwa Pb-Ag deposit and sampling location; 9-monzogranite location; 10-altitude; 11-Kapidalan ditch; 12-prospecting direction

伟晶岩通常被认为是在适当条件下由高分异和易挥发的花岗岩残余岩浆缓慢结晶而成的(Jahns and Burnham, 1969)。康西瓦伟晶岩的特征是富硅、铝、贫铁和镁，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，显示出明显的壳源属性(Rudnick and Gao, 2014)。Ba和Sr的亏损应与斜长石的分离和结晶相关，这对应于Eu的负异常，也反映出它可能是地壳衍生物质的低程度部分熔融的产物(Harris and Inger, 1992)。由于伟晶岩的特殊性和高度分异，仅通过全岩地球化学很难判断源区的性质，而锆石Hf同位素在追踪岩浆岩源区方面具有明显优势(吴福元等, 2007a)。康西瓦伟晶岩的锆石εHf(t)值相对集中, 范围为-4.3～0,tDM2为1252～1523Ma，与大红柳滩二云母花岗岩(εHf(t)为-9.49～-4.47，tDM2为1532～1849 Ma)、黑云母二长花岗岩(εHf(t)为-1.86～2.16，tDM2为1113～1369Ma)的Lu-Hf同位素组成相似(图10; 表5)。负的εHf(t) 值和两阶段Hf同位素模式年龄表明其源区为古地壳物质的熔融。εHf(t)值的集中分布表明伟晶岩的源区相对单一。锆石U-Pb年代学研究表明，康西瓦伟晶岩的形成时代与大红柳滩花岗岩以及成矿伟晶岩相似，属于同一时期岩浆活动的产物。在空间上，它的地理位置处在大红柳滩岩体西缘。因此推测康西瓦伟晶岩的成因可能是由于晚三叠世岩浆冷却结晶，残余岩浆结晶分异程度增加，成岩介质由岩浆状态转变为热液共存体系，富含热液的残余岩浆注入康西瓦地区，然后逐渐结晶，形成分异程度高的伟晶岩。

4.3 找矿方向预测

综上所述，康西瓦伟晶岩与大红柳滩岩体属于同一时期，同一岩浆来源形成的。近年来，从康西瓦延伸至大红柳滩的伟晶岩中发现的锂-铍稀有金属伟晶岩矿床(Caoetal., 2021)，就形成于晚三叠世，是典型的LCT型伟晶岩。受分异结晶作用和岩浆热液作用，区域分带明显，其成矿模式为靠近岩体的伟晶岩无矿化，往外延伸经过富铍的区段，再到锂发育良好的外围边缘。对应的伟晶岩类型为石榴石-电气石-微斜长石伟晶岩、含绿柱石-电气石-白云母伟晶岩以及含锂辉石-钠长石伟晶岩，以母体花岗岩体为核心，具有近母体花岗岩不含矿-远离岩体富铍-更远则富锂的稀有金属成矿特征(图11a, b)。在我国新疆阿尔泰、秦岭地区的花岗岩和稀有金属也具有“近母体花岗岩富铍，远离母体花岗岩体富锂”的岩浆演化与稀有金属分带特点(秦克章等, 2019)，在该理论的指导下，秦克章等(2021)提出“向更远端、更高处找锂”的找矿理念，并在喜马拉雅琼嘉岗地区发现了超大型伟晶岩型锂矿。张泽等(2019)对康西瓦发现的含绿柱石的白云母伟晶岩形成的铍矿进行了相关研究，结合本次研究中的无矿伟晶岩，本文推测在康西瓦区域也具有与大红柳滩锂-铍矿床相似的成矿特征。如图12所示，在康西瓦铅银矿区发现的伟晶岩靠近大红柳滩岩体为不含矿伟晶岩，往北发现的有含绿柱石的白云母伟晶岩铍矿，再往北的喀拉喀什河覆盖区可能找到含有锂辉石的伟晶岩。同时，在康西瓦铅银矿区东侧靠近大红柳滩岩体的高海拔区域，通过遥感勘探已经发现有锂异常，也将是下一步稀有金属矿产勘查的有利地段(图12)。

5 结论

(1)康西瓦铅银矿区的伟晶岩为无矿伟晶岩，伟晶岩中的锆石为岩浆锆石，其结晶年龄为208.8～210.3Ma，形成时代为晚三叠世。

(2)康西瓦无矿伟晶岩与其东部的大红柳滩岩体及稀有金属成矿伟晶岩的形成时代一致，Hf同位素特征相似，表明均为同一期构造岩浆事件的产物。

(3)康西瓦含绿柱石白云母伟晶岩以北的喀拉喀什河覆盖区以及康西瓦铅银矿东部的高海拔地段，是下一步锂矿勘查的有利地段。