西天山呼斯特岩体矿物化学特征及其成岩成矿意义

何 宇，章永梅,，顾雪祥,，彭义伟，程文斌，王冠南，万 阈，袁 鹏

(1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083；3.成都理工大学 地球科学学院，四川 成都 610059；4.新疆地矿局第七地质大队，新疆 乌苏 833300)

0 引 言

新疆西天山位于中亚造山带西南缘，是造山带内斑岩-矽卡岩型铁铜钼矿床及热液型金铅锌矿床的重要产区。博罗科努晚古生代岛弧带位于新疆西天山北部的伊犁板块北缘，是西天山重要的成矿带之一。该成矿带内的矿床以博罗科努山为界，集中分布于南坡的阿希矿集区和北坡的莱历斯高尔矿集区。晚古生代北天山洋向南俯冲消减于伊犁板块之下，在莱历斯高尔矿集区形成了莱历斯高尔—3571、哈勒尕提—木祖克、可克萨拉—艾木斯呆依、七兴和宏庆等多个内生金属矿床(点)[1]。前人对该矿集区内的典型矿床进行了系统的研究[1-6]，也对区内与成矿有关的中酸性侵入岩开展了较为深入的岩石学研究工作[7-10]。但针对这些中酸性成矿岩体的系统矿物学研究甚少，这在很大程度上制约了对有关矿床成岩成矿过程的深入理解。

造岩矿物的系统研究对揭示岩浆的起源演化、岩石的成岩物理化学条件和矿化特征等具有重要意义[11-19]。张东阳等[7]通过对莱历斯高尔—3571铜钼矿床成矿斑岩的系统矿物学研究，初步阐明了斑岩体的成岩演化过程及其与成矿的关系。呼斯特岩体是可克萨拉—艾木斯呆依矽卡岩型铁铜矿床的成矿岩体，顾雪祥等[1-2]和章永梅等[9]对该岩体的岩相学、地球化学和成岩年代学等进行了深入的研究，指出呼斯特岩体形成于晚泥盆世北天山洋向南俯冲于伊犁板块之下的岩浆弧环境。本文在上述研究工作的基础上，针对呼斯特岩体中的二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体进行了系统的矿物学研究，以揭示岩体的成岩演化过程和岩石成因，初步探讨矿物成分与成矿的关系，为该区的成岩成矿研究提供有益参考和新的研究线索。

1 区域地质背景

新疆西天山位于西伯利亚板块、卡拉库姆—塔里木板块、华北板块和东欧板块之间的中亚造山带之西南缘，北邻准噶尔洋盆，南部与塔里木板块相接，是中亚造山带的重要组成部分[20-21]。博罗科努晚古生代岛弧带位于伊犁盆地北缘，大地构造位置属于哈萨克斯坦—伊犁板块北缘古生代活动大陆边缘。该活动大陆边缘由北至南又可进一步划分为准噶尔微板块、依连哈比尔尕晚古生代弧前-海沟带、阿拉套—汗吉尕晚古生代陆缘盆地、赛里木地块、博罗科努晚古生代岛弧带、阿吾拉勒晚石炭世—二叠纪裂谷带和伊宁中央地块等构造单元[22]。呼斯特岩体位于博罗科努晚古生代岛弧带中北缘，是研究区典型的晚泥盆世侵入体(图1)。

图1 呼斯特岩体区域地质简图(底图据文献 [2,9])Fig.1 Sketch regional geologic map of the Husite pluton (base map after references of [2, 9])1.冲洪积物；2.上石炭统科古琴山组；3.上石炭统东图津河组；4.上石炭统伊什基里克组；5.下石炭统阿克沙克组；6.下石炭统大哈拉军山组；7.上泥盆统托斯库尔他乌组；8.中泥盆统汗吉尕组；9.上志留统博罗霍洛山组上段；10.上志留统博罗霍洛山组下段；11.上志留统库茹尔组；12.中志留统基夫克组；13.下志留统尼勒克河组；14.上奥陶统呼独克达坂组；15.晚石炭世二长花岗岩；16.晚石炭世正长花岗岩；17.晚泥盆世二长花岗岩；18.晚泥盆世钾长花岗岩；19.晚泥盆世花岗闪长岩；20.晚泥盆世辉石二长闪长岩；21.晚泥盆世文象花岗岩；22.断裂；23.地质界线；24.铁矿床(点)；25.铜矿床(点)；26.金矿床(点)；27.铅矿床(点)；28.锌矿床(点)

研究区主要出露古生代地层，各时代地层岩性由老到新依次为:上奥陶统呼独克达坂组(O3h)灰岩、大理岩，局部夹长石岩屑砂岩；下志留统尼勒克河组(S1n)灰岩、大理岩夹少量粉砂岩；中志留统基夫克组(S2j)灰岩夹少量钙质粉砂岩和砂岩；上志留统库茹尔组(S3k)粉砂岩、砂岩夹薄层灰岩；上志留统博罗霍洛山组(S3b)粉砂岩、钙质粉砂岩夹粉砂质泥岩和泥灰岩；中泥盆统汗吉尕组(D2hj)为一套浅海沉积的粗-细碎屑岩夹海相玄武岩；上泥盆统托斯库尔他乌组(D3ts)砂岩和泥岩；下石炭统大哈拉军山组(C1d)酸性火山岩、火山碎屑岩、凝灰质砂岩和砂岩；下石炭统阿克沙克组(C1a)岩屑砂岩、粉砂岩、凝灰质砂岩和生物碎屑灰岩；上石炭统东图津河组(C2dt)灰岩、黑色页岩、粉砂岩、砂岩、含砾砂岩夹流纹岩和英安岩；上石炭统科古琴山组(C2kg)粉砂岩、长石岩屑砂岩夹流纹岩。

研究区构造线整体呈NW向、NWW向，区内断裂和褶皱构造发育。博罗科努北缘大断裂呈北西向从区内穿过，其规模巨大，明显控制了区域岩体的侵位。区内褶皱总体轴向为NWW向，主要褶皱为蒙马拉勒复背斜。

区内岩浆活动强烈，中酸性岩浆岩广泛出露，总体呈NWW向沿博罗科努北缘断裂带展布，时代为泥盆纪和石炭纪。泥盆纪岩体多呈岩基、岩株和岩脉状产于区域中部，岩性包括二长花岗岩、花岗闪长岩和正长花岗岩等，代表性岩体为呼斯特岩体和萨雷玛扎尔岩体。石炭纪岩体呈岩基状分布于研究区的西北部和东部，岩石类型为正长花岗岩和二长花岗岩。火山岩主要为出露于研究区西南部的大哈拉军山组(C1d)中—酸性火山岩、火山碎屑岩。

2 岩体地质特征

呼斯特岩体在区域上呈NW向带状复式岩基产出，出露面积约174 km2。岩体侵位于呼独克达坂组(O3h)灰岩和大理岩中，被石炭系不整合覆盖。岩体岩石类型丰富，岩相组成复杂，主要岩性为二长花岗岩和花岗闪长岩。二长花岗岩主要出露于岩体中部，其南北两侧主要出露花岗闪长岩。文象花岗岩和正长花岗岩主要出露于岩体西侧。各岩相中均可见少量闪长玢岩脉和花岗细晶岩脉。二长花岗岩中常见大小不一的暗色包体发育。主要岩石岩性特征描述如下。

图2 呼斯特岩体手标本及镜下照片Fig.2 Hand specimen photos and thin section micrographs of the Husite plutona.二长花岗岩；b. 二长花岗岩与暗色包体，二者具有截然的界限；c. 暗色包体，可见星散状黄铁矿；d. 花岗闪长岩；e. 二长花岗岩镜下照片(+)；f、g. 二长花岗岩与暗色包体的显微界限(+)，斜长石可见熔蚀结构和它形增生边；h—k. 暗色包体镜下照片(+、-)，可见针状磷灰石，微粒状、细条状角闪石和黑云母，钾长石大颗粒包含角闪石、黑云母、斜长石和磷灰石等形成的嵌晶结构，角闪石包含黑云母、斜长石和磁铁矿；l. 花岗闪长岩镜下照片(+)。Py. 黄铁矿；Amp. 角闪石；Ap. 磷灰石；Bi. 黑云母；Chl. 绿泥石；Kf. 钾长石；Pl. 斜长石；Pre. 葡萄石；Qtz. 石英

二长花岗岩呈浅肉红色，中细粒花岗结构，块状构造，主要矿物为斜长石(25%～30%)、石英(25%～30%)和钾长石(20%～25%)，次要矿物为角闪石(5%～10%)和黑云母(5%)，副矿物为锆石和磁铁矿等，次生矿物为绿泥石(图2a，e)。斜长石呈灰白色，自形-半自形板状结构，镜下可见环带和熔蚀结构，聚片双晶较发育，局部有绢云母化。石英无色透明，它形粒状结构。钾长石呈肉红色，半自形板状结构，双晶不显，局部有高岭石化。角闪石呈黑色，自形-半自形柱状、粒状结构，镜下多色性明显，可见简单双晶。黑云母呈黑褐色，自形-半自形片状结构，镜下多色性明显，可见一组完全解理，局部有明显绿泥石化。绿泥石呈墨绿色，它形鳞片状结构，镜下可见一级灰干涉色和靛蓝异常干涉色，沿矿物边缘和解理缝隙交代黑云母和角闪石。

花岗闪长岩呈灰白色，似斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石和石英，其次为角闪石、黑云母以及少量钾长石，基质主要为石英、斜长石和钾长石，副矿物为榍石和磁铁矿等(图2d，l)。斜长石呈灰白色，自形-半自形板状结构，镜下可见熔蚀结构，环带结构和聚片双晶较发育，局部有弱绢云母化，含量为40%～45%。石英无色透明，它形粒状结构，含量为25%～30%。钾长石呈浅肉红色，半自形粒状结构，颗粒较斜长石小，双晶不显，局部有弱高岭石化，含量为5%～10%。角闪石呈黑色，自形-半自形粒状结构，镜下多色性明显，可见两组完全解理，含量为5%～10%。黑云母呈黑褐色，自形-半自形片状结构，镜下多色性明显，可见一组完全解理，含量约为5%。

暗色包体多呈椭球状、卵状产出，大小不一，与寄主岩石二长花岗岩接触界限大多截然(图2b，f，g)。岩性为闪长岩，灰黑色，微粒-细粒结构，块状构造。主要矿物为斜长石(40%～45%)和角闪石(35%～40%)，次要矿物为黑云母(5%)和石英(5%)，含极少量钾长石(约2%)，副矿物为磷灰石和磁铁矿，蚀变矿物为绿泥石和葡萄石(图2f—k)。斜长石呈灰白色，半自形-它形板状结构，镜下可见熔蚀结构，多有强烈绢云母化。角闪石呈黑色，半自形-它形粒状结构，镜下多色性明显，颗粒较大者自形程度较差，且常含黑云母、斜长石和磁铁矿等矿物包体(图2f，k)。黑云母呈黑褐色，半自形-它形片状结构，镜下多色性不明显，明显受绿泥石和葡萄石交代。石英无色透明，多呈它形充填状。钾长石含量很少，但颗粒一般较大，常包含早期结晶的角闪石、黑云母和斜长石等颗粒形成嵌晶结构(图2j)。部分暗色包体中常见星散状黄铁矿(图2c)。

3 样品采集与分析方法

岩石样品主要采自可克萨拉—艾木斯呆依矿区范围内的岩体露头和深部钻孔。针对呼斯特岩体的二长花岗岩、花岗闪长岩以及二长花岗岩中的暗色包体进行系统采样。为保证分析结果的可靠性，样品采集过程中尽量避免采集蚀变岩石。

选取代表性岩石样品，磨制探针片，在显微镜下进行详细的岩相学观察。选择斜长石、黑云母和角闪石3种常见的造岩矿物进行电子探针测试，镜下挑选矿物过程中尽量选择无明显蚀变且颗粒较大的矿物。造岩矿物的电子探针分析由核工业北京地质研究院完成，测试仪器选用JEOL JXA—8100电子探针分析仪，加速电压20 kV，束流1×10-8A，束斑直径2 μm。测试分析的氧化物和元素包括SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、SrO和F等。

4 矿物化学特征

4.1 斜长石

斜长石电子探针分析结果显示，各岩性中斜长石成分变化较小，均属于中长石(图3a，表1)。主要氧化物SiO2、Al2O3、CaO和Na2O的含量范围分别为55.17%～59.44%、25.53%～27.57%、6.97%～10.63%和5.77%～7.52%。斜长石含有少量(0.1%～0.5%)FeO、Na2O和SrO。An含量有一定变化，二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体的An含量范围分别为33.39%～43.88%，39.74%～49.61%和40.76%～46.19%。

4.2 黑云母

图3 呼斯特岩体长石、云母和角闪石分类图解(底图据文献 [27, 29-31])Fig.3 Classification diagrams of feldspar, mica and amphibole from the Husite plutona.长石分类图；b. 黑云母共生矿物图解：Ⅰ. 与角闪石共存的黑云母，Ⅱ. 不与镁铁矿物共存的黑云母，Ⅲ. 与白云母共存的黑云母，Ⅳ. 与铝硅酸盐共存的黑云母；c. 黑云母类型图；d. 云母分类图；e. 角闪石分类图

黑云母的阳离子数依据Rieder等[23]推荐的方法，以22+Z(Fe3+数目)个正电荷为基础进行计算，其中Fe2+和Fe3+的分配依据Dymek[24]提出的方法进行处理，利用Yavuz[25]设计的Mica+软件进行有关计算。电子探针分析结果和阳离子计算结果见表2。各岩性中黑云母的成分差异较小，主要氧化物SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、MgO和K2O的含量范围分别为:35.27%～37.83%、4.33%～5.25%、13.27%～14.59%、16.84%～19.88%、12.29%～13.15%和8.25%～9.63%。黑云母含有少量MnO(0.17%～0.48%)、Na2O(0.08%～0.31)和F(0.17%～0.40%)。黑云母的Mg/(Mg+Fe)比值较均一，在二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体中的变化范围分别为0.54～0.56、0.52～0.57和0.56～0.57。

黑云母CaO含量很低(< 0.04%)，表明用以测试分析的黑云母未受循环大气降水或岩浆期后热液造成的绿泥石化和绢云母化蚀变[26]。与不同矿物共生的黑云母在FeO、MgO和Al2O3的含量上有所不同[27]，图3b显示黑云母属于与角闪石共生的黑云母，与镜下的观察结果一致。黑云母在镜下多呈自形-半自形板片状，棕褐色，多色性明显，与角闪石共生；化学成分上相对富Ti(TiO2含量4.33%～5.25%)、贫Al(Al2O3含量13.27%～14.59%)，具有典型的岩浆黑云母特征[28]。在

表1 呼斯特岩体斜长石电子探针分析结果(wB/%)

注：—表示含量低于检测限。

Nachit等[29]提出的黑云母分类图解(图3c)中，黑云母全部落入岩浆黑云母区域。上述特征表明用以测试分析的黑云母属于典型的原生岩浆黑云母，其化学成分能够准确地反映岩浆的成岩演化过程。依据Foster[30]提出的云母分类方案(图3d)，各岩性中的黑云母皆属于镁质黑云母。

4.3 角闪石

角闪石的阳离子数依据Leake等[31]推荐的方法，以O=23、OH+F+Cl=2为基础进行计算，Fe3+的估算采用了Schumacher[32]推荐的方法，利用Yavuz[33]设计的WinAmphcal程序进行了有关计算。角闪石的探针分析结果和阳离子计算结果见表3。各岩性中的角闪石在SiO2、TiO2和Al2O3等含量上具有一定差异。如暗色包体具有相对较高的SiO2(44.39%～47.76%)、TiO2(1.07%～2.16%)和Al2O3(6.30%～8.45%)含量。同一岩性中角闪石的成分也有一定差异，如二长花岗岩中角闪石的SiO2、Al2O3和FeO的含量分别为:44.57%～50.67%、3.94%～8.82%和12.92%～16.82%。所有角闪石都含有少量Na2O(< 2%)和微量(< 1%)MnO、SrO。随着角闪石SiO2含量增加，TiO2、Al2O3、Na2O和K2O的含量逐渐减少，而MgO的含量逐渐增加。各岩性中角闪石的Mg/(Mg+Fe)比值有一定变化，但变化范围基本一致，在二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体中其变化范围分别为0.55～0.68、0.53～0.70和0.57～0.65。

依据Leake等[31]提出的角闪石分类方案，各岩性中的角闪石皆属于钙角闪石族；其中二长花岗岩和花岗闪长岩中的角闪石主要为镁角闪石，少量为浅闪石，暗色包体中的角闪石主要为镁角闪石和浅闪石(图3e)。

5 讨 论

5.1 岩石成因和成岩构造背景

黑云母的化学成分变化很大程度上受其物质来源的影响；因此，黑云母的成分可以在一定程度上反映岩浆的源区性质、成因类型和构造背景等特征[11,15,34-36]。不同类型花岗岩中黑云母的成分存在明显区别，S型花岗岩中的黑云母通常含有较高的AlⅥ(0.35～0.56)和较低的Fe3+含量(0.10～0.30)，并且其TFe2+含量和Fe/(Fe+Mg)比值变化较小，与之相比I型花岗岩中黑云母的TFe2+含量和Fe/(Fe+Mg)比值变化较大[35]。本文中的黑云母皆具有较低的AlⅥ(0～0.03)和较高的Fe3+(0.32～0.69)含量，并且黑云母的TFe2+含量(2.03～2.49)和Fe/(Fe+Mg)比值(0.39～0.48)均具有一定变化。这些特征显示呼斯特岩体具有I型花岗岩的特征。

黑云母的化学成分可以用于判断寄主岩石的构造环境[15,36]。利用Shabani等[36]提出的Fe/(Fe+Mg)-ΣAl图解(图4(a))及Abdel-Rahman[15]判别效果最佳的MgO-TFeO-Al2O3三角图(图4(b))对黑云母进行投图分析。图4(a)中黑云母数据点集中分布在大陆弧岩套区域内部和边部。图4(b)中黑云母数据点全部落入造山带钙碱性岩石系列区域内，该区域中的黑云母主要来自I型花岗岩，适度富集镁，并且与钙质辉石和/或钙质角闪石共生[15]。本文中的黑云母皆属于镁质黑云母，相对富镁，且与黑云母共生的角闪石皆属于钙角闪石。综上可知呼斯特中酸性侵入岩属于典型的I型花岗岩，形成于与俯冲有关的大陆边缘弧环境。

图4 呼斯特岩体构造背景和源区判别图解(图例同图3，底图据文献 [15,36,38,40])Fig.4 Discrimination diagrams of tectonic setting and magma source for the Husite pluton

呼斯特岩体二长花岗岩中广泛发育闪长质暗色包体，本文通过对包体和寄主岩石的岩相学、矿物化学特征研究，认为其属于典型岩浆混合作用的产物。理由如下：(1)二长花岗岩是大陆边缘背景下形成的钙碱性岩石[9]，是岩浆混合作用成因的暗色包体最主要的寄主岩石[37]。(2)暗色包体多具浑圆的外形，呈椭球状、卵状，说明其并非固态岩石碎块的捕虏体。包体的结构多为微粒-细粒结构，属于典型的岩浆岩结构。此外，包体内有很多标志性的结构和矿物(组合):针状磷灰石，微粒状、细条状角闪石和黑云母，钾长石嵌晶，斜长石熔蚀结构和它形增生边，(筛状)角闪石包裹斜长石和黑云母等颗粒。其中针状磷灰石，微粒状、细条状角闪石和黑云母以及钾长石嵌晶的同时出现(图2g，h)，表明包体形成过程中岩浆经历了快速结晶和相对缓慢结晶两个阶段，快速结晶可能是由于基性岩浆侵入到酸性岩浆房后受到淬冷作用所致。斜长石的熔蚀结构和它形增生边在包体和寄主岩石中都可见到，包体中具此类结构的斜长石颗粒较大，可能捕获自寄主岩石，为受高温基性岩浆熔蚀后再生长的产物。而角闪石包裹斜长石和黑云母(主要出现在包体与寄主岩石的界限附近)是一种不平衡矿物结构，说明其并非正常岩浆结晶的产物，而最有可能是酸性岩浆结晶过程中基性岩浆注入的结果。(3)岩浆混合作用成因的暗色包体与寄主岩石在矿物化学成分上很相似，但不完全相同，二者斜长石An含量相近，且大多数镁铁矿物的Mg/(Mg+Fe)比值也很接近；包体虽为中-基性成分，但其斜长石却多为中长石和更长石[37]。本文中二长花岗岩与暗色包体的造岩矿物化学成分很接近，但在SiO2、Al2O3等成分上仍有一定差异。寄主岩石中斜长石的An含量(33.39%～43.88%)变化较大，但其平均值(39.80%)与包体斜长石的An平均值(43.25%)较接近，并且这些斜长石均为中长石。而镁铁矿物黑云母和角闪石的Mg/(Mg+Fe)比值相似，进一步说明暗色包体与二长花岗岩是在相似的物理化学条件下同时结晶的[37]。以上论述表明，二长花岗岩中的暗色包体为典型岩浆混合作用的产物。

成岩物质来源不同的岩石中黑云母和角闪石的成分有明显区别[34,38-40]。典型的幔源黑云母MgO含量 > 15%，而壳源黑云母MgO含量则 < 6%[39]。本文中的黑云母MgO含量范围为12.29%～14.26%，具有壳幔混源的性质。黑云母和角闪石的来源图解(图4(c)，(d))中几乎所有的数据点都落入了壳幔混源区域。从数据点的分布可以看出，成岩物质可能主要来自地壳。前人岩石地球化学及Sr-Nd-Hf同位素研究也表明，呼斯特岩体主要由元古代下地壳部分熔融形成，同时伴有少量幔源物质混合[9-10]。结合前文述及的岩浆混合作用，推测壳幔物质的混合是以岩浆混合的机制进行的:起源于地幔楔的偏基性岩浆上升到壳幔边界，引起局部温度快速升高，诱发下地壳物质部分熔融形成偏酸性岩浆，两种岩浆发生混合作用，经过结晶分异等过程，最终形成了含有暗色包体的二长花岗岩[41]。

5.2 成岩物理化学条件

黑云母和角闪石的化学成分不仅受控于寄主岩浆的性质，同时还受到结晶物理化学条件的制约。前人研究表明黑云母和角闪石的化学成分可以作为岩浆冷却结晶时物理化学条件的一种有效指示剂[11,16,18-19,27,42-44]。

5.2.1 成岩温度

黑云母的高Ti和结构式中的低A1Ⅵ指示其形成于较高温度和较高氧逸度的介质环境[27]。呼斯特岩体中黑云母Ti含量(0.25～0.30)偏高且变化不大，但A1Ⅵ含量总体较低(0～0.03)，表明岩石总体结晶温度偏高，且变化不大，其中花岗闪长岩结晶温度略低(图5a)。随着温度的升高，钙质角闪石中AlⅣ和Ti含量逐渐增加，二者呈一定的线性关系[42]，由图5b可知各类岩石的形成温度变化不大，其中暗色包体的形成温度略高。Henry等[18]通过研究过铝质变质泥岩中黑云母的Ti含量与温度之间的关系，提出了一个经验的Ti饱和温度计算公式:T(℃)={[lnTi-a-c(XMg)3]/b}0.333。式中Ti是以O=22为基准计算的单位原子量，XMg=Mg/(Mg+Fe)，a、b、c是三个常量参数，数值分别为-2.359 4、4.648 2e-9、-1.728 3。从温度计算结果(表2)可见各类岩石总体形成温度偏高且变化不大(738～770 ℃)，其中花岗闪长岩形成温度略低(738～760 ℃)，暗色包体形成温度略高(755～770 ℃)，二长花岗岩形成的温度范围为749～765 ℃。这一结果与黑云母Ti-A1Ⅵ和角闪石Ti-AlⅣ两端元图解所得结论是完全一致的。值得一提的是，暗色包体与寄主岩石的截然界限反映发生混合的两种岩浆具有不同的初始温度，其中形成暗色包体的偏基性岩浆应具有较高的温度[37]。但黑云母Ti温度计的计算结果显示，暗色包体的形成温度仅略高于二长花岗岩。这应该与实验选取的黑云母颗粒有关，本文中用以进行探针分析的矿物都选择了颗粒较大的矿物，而大颗粒的黑云母是岩浆快速结晶阶段晚期或相对缓慢结晶阶段早期的产物，此时两种岩浆的温度已基本趋于一致。

5.2.2 成岩压力

图5 黑云母Ti-AlⅥ(a)和Fe3+-Fe2+-Mg(c. 底图据文献 [11])图解以及角闪石Ti-AlⅣ(b)和TAl-Fe/(Fe+Mg)(d. 底图据文献 [16])图解(图例同图3) Fig.5 Ti vs.AlⅥ (a) and ternary Fe3+-Fe2+-Mg diagrams of biotite (c.base map from reference[11])，Ti vs.AlⅣ(b)and TAl vs.Fe/(Fe+Mg) diagrams of amphibole (d.base map from reference[16])

角闪石全铝压力计[16,42-44]是侵入岩中广泛应用的矿物压力计。参考黑云母Ti温度计的计算结果，选取适用于本文的角闪石全铝压力计，即Johnson和Rutherford[44]提出的压力计，其使用的基本条件是岩体固相线温度接近760 ℃，岩体结晶压力大于2 kbar。但由于压力计算结果普遍小于2 kbar，所以，并不满足全铝压力计的使用条件。因此，本文采用了Uchida等[19]提出的黑云母全铝压力计进行压力计算。Uchida等[19]发现日本各地区花岗岩类中黑云母的全铝含量与其固结压力之间存在良好的正相关关系，通过利用闪锌矿和角闪石压力计以及围岩的矿物组合作为标定，拟合出花岗岩类固结压力与黑云母全铝含量之间的经验方程:p(kbar)= 3.03 ×TAl-6.53(± 0.33)。式中TAl是以O=22为基准计算所得的黑云母全铝含量，± 0.33是误差范围。根据压力计算结果(表2)，可知二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体的成岩压力分别为0.65～1.02 kbar、0.57～1.11 kbar和0.87～1.42 kbar。各类岩石的成岩压力普遍较低，其中暗色包体的成岩压力略高。

5.2.3 岩浆氧逸度

寄主岩浆的氧逸度可以影响黑云母和钙质角闪石的化学成分[11,16,27,45]。黑云母的高Ti和结构式中的低A1Ⅵ指示其形成于较高温度和较高氧逸度的介质环境[27]，由图5a可知，各类岩石普遍形成于相对较高的氧逸度环境。Wones和Eugster[11]通过研究与磁铁矿和钾长石共生的黑云母的Fe3+、Fe2+和Mg2+原子百分数，大致估计出了岩浆结晶时的氧逸度(图5c)。由图5c可知各类岩石普遍形成于较高的氧逸度环境，这与黑云母Ti-A1Ⅵ两端元图解所得结论是一致的。随着岩浆氧逸度的升高，从岩浆中结晶出的角闪石越来越富含镁[45]。Anderson和Smith[16]在此基础上统计分析了大量的角闪石数据，并建立了角闪石相对氧逸度的判别图解(图5d)。图5d显示，各类岩石普遍形成于高氧逸度环境，这一结果与黑云母成分分析所得结论是完全一致的。所以，可以确定二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体均形成于较高的氧逸度环境。

5.3 成矿意义

黑云母和角闪石的成分特征对于研究岩体与成矿的关系，特别是区分成矿和不成矿岩体以及

表2 呼斯特岩体黑云母电子探针分析结果(wB/%)

注：—表示含量低于检测限；T、p和D分别指温度(℃)、压力(kbar)和深度(km)。

确定岩体的矿化类型具有重要的指示意义[14,17,34,46-48]。

镁铁云母的含铁指数f(f=(Fe2++Fe3+)/(Fe2++Fe3++Mg))与岩体的矿化类型有明显的对应关系，低含铁指数(f=0.05～0.15)的金云母常伴生于含金刚石的金伯利岩中；中含铁指数(f=0.22～0.42)者多赋存于铜、钼、金矿化的岩体中；较高含铁指数(f=0.28～0.52)者主要与铁

表3 呼斯特岩体角闪石电子探针分析结果(wB/%)

矿化有联系[34]。二长花岗岩和花岗闪长岩中黑云母的含铁指数变化范围为0.43～0.48，属于较高含铁指数者，与铁矿化有密切联系。大兴安岭中南段燕山早期与铜成矿有关的花岗岩其黑云母以相对富镁贫铁为特征[46]。大量针对长江中下游中酸性侵入体的研究[49-54]也显示与铁铜矿化有关的岩体其氧逸度较高，岩体中黑云母富镁且黑云母氧化系数(Fe3+/(Fe3++Fe2+))较高。黑云母富镁是岩浆高氧逸度的指标之一[45]，而较高氧逸度的中酸性侵入体是形成矽卡岩型铁铜矿床的有利条件之一[55-56]。二长花岗岩和花岗闪长岩中的黑云母属于镁质黑云母，相对富镁，氧化系数(0.29～0.49)较高；其成分特征显示岩石形成于较高的氧逸度环境(图5c)，有利于铁铜矿化作用。

Chivas[12]、Hendry等[13]和吕志成等[57]的研究表明，产于贫矿岩体和成矿岩体中的角闪石化学成分有明显区别。与斑岩型铜矿成矿有关的岩体其角闪石相对富硅且角闪石化学成分变化较大，而贫矿岩体中的角闪石相对富铁且角闪石化学成分变化较小[12-13]。吕志成等[57]对大兴安岭中南段燕山期两类不同成矿花岗岩中的角闪石成分进行了深入研究，指出与铜成矿有关的花岗岩其角闪石以富硅(SiO2平均51.30%)、富镁(MgO平均6.11%)及相对贫铁(FeO平均19.05%)为特征。前已述及，呼斯特岩体中的角闪石即使在同一岩性中其成分也有一定变化。此外，二长花岗岩与花岗闪长岩中的角闪石也具有富硅(SiO2平均48.19%)、富镁(MgO平均13.11%)和相对贫铁(FeO平均15.23%)的特征，明显表现出与铜矿化有关的成分特点。

矽卡岩(矿床)的形成深度对于其规模、形态和蚀变特征具有重要影响，与Fe、Cu、Pb、Zn等矽卡岩矿床形成有关的岩体侵位深度多在1～6 km之间[55,58]。二长花岗岩和花岗闪长岩的成岩压力分别为0.65～1.02 kbar和0.57～1.11 kbar，将结晶时的压力视作上覆静岩压力，依据公式P=ρgh(g=9.8 m/s2；ρ=2.7 g/cm3)计算出二者的侵位深度分别为2.5～3.9 km和2.2～4.2 km。这一结果表明两类岩石的侵位深度也是有利于铁铜矿化的。

越来越多的研究显示，岩浆混合作用与某些斑岩-矽卡岩型多金属矿床的形成具有密切联系[59-63]。呼斯特岩体中的暗色包体是典型岩浆混合作用的产物。野外调研过程中发现，矿化较好的部位附近二长花岗岩中的暗色包体相对较发育，并且在暗色包体中常见黄铁矿和磁铁矿颗(微)粒(图2c，f，k)，此类包体周围的寄主岩石也见有一定程度的黄铁矿化。这些特征在希勒库都克、马厂箐和甲玛等与岩浆混合作用有成因联系的斑岩-矽卡岩型多金属矿床中均有发现。显然，岩浆混合作用与可克萨拉—艾木斯呆依铁铜矿床的形成具有密切联系。前人研究表明岩浆混合作用对于斑岩-矽卡岩型多金属矿床成矿的制约主要体现在两个方面:幔源岩浆提供了大量成矿物质以及由岩浆混合作用形成的混合岩浆经过分异演化形成了含矿岩浆[59-61]。因此，区内岩浆混合作用强烈的岩体可以作为与岩浆混合作用有关的斑岩-矽卡岩型多金属矿床的找矿标志。

6 结 论

(1)呼斯特岩体二长花岗岩、花岗闪长岩和暗色包体中的斜长石皆属于中长石，黑云母均为镁质黑云母，角闪石多为镁角闪石，少量为浅闪石。矿物化学特征指示岩体形成于较高温度(738～770 ℃)、较低压力(0.57～1.42 kbar)和高氧逸度环境。

(2)二长花岗岩和花岗闪长岩中的黑云母和角闪石均表现出与铁铜矿化有关的成分特征，所指示的岩体侵位深度(2.2～4.2 km)和高氧逸度对铁铜矿化十分有利。

(3)岩体形成于北天山洋向南俯冲于伊犁板块之下的大陆边缘弧环境，岩石属于I型花岗岩，成岩物质主要来自元古代下地壳，混有少量幔源物质，成岩过程中经历了岩浆混合作用。岩浆混合作用与矿床的形成关系密切，对区内斑岩-矽卡岩型多金属矿床的找矿具有指示意义。

致谢:野外工作得到了新疆地矿局第七地质大队吴庆斌等技术人员的大力支持；电子探针分析得到了核工业北京地质研究院刘瑞萍和葛祥坤等技术骨干的热心帮助；审稿人提出了建设性的修改意见；谨此致谢！