东天山西凤山金矿花岗岩锆石U-Pb年龄、地球化学及其对成岩成矿时代的限定

卫晓锋，阴元军，毛启贵，吕晓强，朱江建，张建斌，程志龙

（1.北京矿产地质研究院有限责任公司，北京 100012；2.中色地科矿产勘查股份有限公司，北京 100012）

0 引言

东天山康古尔塔格金矿成矿带位于中亚造山带的南缘，是准噶尔板块与塔里木板块碰撞缝合产物（Sengor，1987；Windley et al，1990，蔡志慧等，2012；曹锐等，2016），在该成矿带先后发现了康古尔金矿、马头滩金矿等规模不等的金矿床（点）30 余处（姬金生等，1994；蔡仲举，1998）。已有年代学数据表明区域存在多期岩浆活动（386.5～230 Ma）（周涛发等，2010），金成矿作用集中于295～280 Ma 和260～240 Ma（张连昌等，1998；张达玉等，2012；刘重梵等，2014）。矿床成因为浅成低温热液型、韧性剪切带型、岩浆热液型等不同认识（王莉娟等，2006；王义天等，2006；赵玉社等，2010；张达玉等，2012）；多数学者认为，金成矿作用与秋明格塔什-黄山大型韧性剪切带逆冲走滑构造活动有关（张连昌，1998；谢才富等，1999；毛景文等，2002；Chen et al，2011），构造变形-岩浆活动-成矿过程形成耦合关系。

西凤山金矿位于康古尔塔格金矿成矿带中段（图1），前人对该金矿开展了研究工作，获得黑云母二长花岗岩Rb-Sr 等时线年龄为（284±13）Ma（张连昌，2000），钾长花岗岩锆石U-Pb 年龄为（349.0 ± 3.4） Ma（谢才富等，1999；周涛发等，2010），含金石英脉流体包裹体Rb-Sr 等时线年龄为（272±3）Ma（谢才富等，1999；张连昌，2000）。提出与中浅成花岗岩有关的石英脉型、岩浆热液型、岩浆热液充填-构造热液叠加多种成因认识（姬金生，1994；王学球等，2000；张晓龙等，2011；高雅宁等，2016）。上述研究认为西凤山金矿体呈放射状分布于岩体的内外接触带，成岩与成矿Rb-Sr 等时线年龄接近，因此，金矿成矿作用与矿区发育的花岗岩关系密切。本次野外调查发现，西凤山金矿体走向为近东西向，倾向北，且岩体锆石U-Pb 与全岩Rb-Sr年代数据相差较大。为进一步探讨岩浆活动与成矿作用关系，本文系统采集矿区各类侵入岩体（脉），开展详细的研究，梳理岩石成因、构造环境及与成矿作用的耦合关系。

图1 东天山构造格架和矿床分布图（据王京彬等，2006）

1 区域地质背景及矿床特征

西凤山金矿位于康古尔塔格韧性剪切带的南缘弱变形带，受控于雅满苏大断裂及次级断裂，隶属于康古尔塔格金矿成矿带（图1）。区域出露地层主要为下石炭统雅满苏组的中性火山岩-碎屑岩建造，岩性主要为安山岩、英安岩、安山质凝灰岩、英安质凝灰岩、凝灰质砂岩；区域岩浆活动强烈，古元古代至中生代岩体均有出露，其中古生代中酸性岩浆活动与成矿作用关系密切（董连慧等，2010）；区域构造以东西向断裂为主，由北至南发育大草滩、康古尔、雅满苏、阿奇克库都克、卡瓦布拉克5 条区域性深大断裂。

矿区出露的地层主要为下石炭统雅满苏组第二岩性段（C1y2），岩性主要有安山岩、凝灰岩、角砾熔岩等火山（碎屑）岩，砂岩、砾岩等碎屑沉积岩以及少量的碳酸盐岩，砂岩与安山岩、凝灰岩与安山岩等常以互层状出现（姬金生等，1994；李强等，2005；赵玉社等，2010；姜寒冰等，2012）。

矿区岩浆活动强烈，主要发育石炭纪酸性侵入体（脉）和石英脉。岩性主要为花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩，多呈岩枝或岩脉状侵入于雅满苏组火山岩系之中，沿NEE-SWW 向展布，在花岗岩体边部两侧发育的边幕式断裂，部分含金石英脉多充填于张性裂隙。

矿区的构造行迹主要为断裂，发育NEE-SWW向、NE-SW 向和NW-SE 向3 组方向断裂。其中NEE-SWW 向、NE-SW 向断裂为雅满苏大断裂活动伴生的次级控矿断裂，NW-SE 向断裂为右形走滑产生的晚期控矿赋矿断裂，对早期矿化体形成叠加改造（高雅宁等，2016）。

金矿体赋存于花岗岩体（脉）与下石炭统的接触带，目前共圈定23 个矿体，集中分布于4 个矿段，矿体长30～320 m，厚度0.2～0.7 m，品位集中在1×10-9～3×10-9，局部可达30×10-9～50×10-9。走向68°～110°矿体为13 条，占61%，走向120°～140°矿体为4 条，占14%，走向5°～50°矿体为4 条，占14%。倾角变化较大，20°～40°和60°～75°。

矿石类型主要为含黄铁矿石英脉型，矿石矿物主要为自然金、黄铁矿（褐铁矿）、孔雀石，脉石矿物主要为石英。矿石结构以粒状结构为主，网脉、脉状、浸染状构造为主，自然金呈粒状，粒径0.1～2 mm，地表分布于黄铁矿氧化淋失后所形成的孔穴和褐铁矿中，原生分布于黄铁矿晶隙和裂隙中。

2 岩相学特征

图2 西凤山金矿矿区地质略图（据高雅宁等，2016）

野外观察发现，花岗斑岩脉、石英斑岩脉与花岗岩体呈涌动接触关系，显示花岗斑岩、石英斑岩浅成岩脉稍晚于花岗岩体结晶成岩（图2）。

花岗岩体呈不规则纺锤状沿近东西产出，长约3 km，宽约1～2 km，出露面积约6 km2。肉红色-浅粉色，中粗粒结构，块状构造，主要矿物成分为钾长石35%、斜长石20%、石英37%（图3a、d）。岩体变形程度较强，节理发育，沿岩体的边部发育大量的放射状裂隙，局部贯入含金石英（细）脉。

花岗斑岩呈脉状沿近北东东向展布，长约0.1～0.2 km，宽约0.01～0.02 km，出露面积约0.15 km2。斑状结构，块状构造，斑晶主要为钾长石10%、石英20%，基质为细粒结构长英质（图3b、e），岩体变形程度较弱。

石英斑岩呈囊状、脉状、透镜状沿北西向产出，长约0.1～0.5 km，宽约0.03～0.10 km，出露面积约0.1～0.5 km2。浅灰白色，斑状结构，块状构造，斑晶主要为石英，基质主要为微细粒、隐晶质结构长英质（图3c、f）。岩石变形程度较强，发育两组节理。

3 样品采集与测试方法

LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年样品：花岗岩体，样品编号为GX16-1，采样位置：92°09′21″，41°50′35″；花岗斑岩，样品编号为GX16-2，采样位置92°09′31″，41°50′40″；石英斑岩，样品编号为GX1602，采样位置92°09′23″，41°50′56″。分别采集花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩的新鲜的样品，进行岩石地球化学分析。

图3 西凤山金矿花岗岩类岩石野外和镜下特征

锆石的分选在河北省区域地质矿产调查研究院（廊坊）完成。参照Yuan et al.（2003，2008）的方法进行制靶。在双目镜下仔细挑选锆石颗粒，使得所选颗粒大小比较均匀，涵盖不同的长宽比例和颜色。然后将所挑选的锆石颗粒粘在双面胶上，用环氧树脂和三乙醇胺配置的胶固定，细磨至锆石颗粒最大面后抛光。制靶完成后（图4），为了对所测微区原位年龄做出合理的解释，采用阴极发光对锆石内部结构的进行分析。锆石的阴极发光（CL）图像和背散射（BSE）电子图像在中国科学院地质与地球物理研究所电镜室完成。根据BSE 图像，结合锆石的反射光和透射光图像，精选晶型完好、不同形态和大小的锆石颗粒13 粒，且避开其内部的裂隙和包裹体，用于微区定年。

锆石U-Pb 同位素测定工作在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，测试仪器为美国安捷伦公司生产的GeoLas2005 激光剥蚀系统与Elan 6100DRC ICP-MS 联机，分析采用的激光斑束直径为30 μm，激光脉冲为10 Hz，能量为32～36 mJ，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。锆石年龄测定采用国际标准锆石91500 作为外部标准物质。详细分析步骤和数据处理方法参见相关文献（Yuan et al.，2003）。锆石的同位素比值及元素含量的计算采用了Gitter （ver4.0，Macquarie University）程序进行，并按照Andersen Tom （Andersen，2002）的方法。普通铅选用了LAM-ICPMS Common Lead Correction （ver3.15）软件进行矫正。年龄计算以及谐和图解绘制采用软件Isopolt （Ver3.0） （Ludwing，1991）。

岩石主微量、稀土元素分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。测试方法依据《GB/T14506.28-93 硅酸盐岩石地球化学分析方法》和《DZ/T0223-2001 电感耦合等离子体质谱（ICPMS）方法通则》，主量元素分析使用Philips PW2404型X 荧光光谱仪（XRF）完成，分析精度优于1%；微量元素分析使用Finnigan MAT 制造的Element I 型高分辨率电感耦合等离子体质谱仪（HR-ICP-MS）完成，分析精度大多优于3%。分析测试时室温20℃，相对湿度30%。

4 分析测试结果

4.1 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年代学

图4 西凤山金矿区代表性锆石的阴极发光图像、分析点位及206Pb/ 238U 年龄值

样品GX16-1 中挑选的锆石多为无色至浅黄色，透明状，长100～150μm，宽50～100μm，长柱状，自形程度较好。25 个点分析点结果（表1）及谐和图（图5a）显示，该样品中年龄可以分为两组。第一组15 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于251×10-6～574×10-6，542×10-6～1092×10-6，Th/U 比值介于0.40～0.56，均大于0.4，CL 图像显示具有明显的岩浆韵律环带和明暗相间的条带构造，显示岩浆锆石特点。锆石206Pb/238U 年龄介于（319±5.0）Ma～（332±8）Ma，其加权平均值为（329.3±3.1）Ma（MSWD=0.41），属于晚石炭。第二组8 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于227×10-6～468×10-6，572×10-6～880×10-6，Th/U 比值介于0.39～0.59，均大于0.4（除6 号点），CL 图像显示具有残留的核部，为继承核或捕获核，核部仍显示岩浆环带特征。锆石206Pb/238U 年龄介于（344±9.2）Ma～（355±10）Ma，属于早石炭世。

样品GX16-2 中挑选的锆石多为无色至浅黄色，半透明状，长150～200μm，宽40～100μm，长柱状，自形程度较好。23 个点分析点结果（表1）及谐和图（图5b）显示，该样品中年龄可以分为3 组。第一组18 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于30.2×10-6～591×10-6，96.1×10-6～1010×10-6，Th/U 比值介于0.36～0.90，均大于0.4（除8 号点），CL 图像显示具有明显的岩浆韵律环带，显示岩浆锆石特点。锆石206Pb/238U 年龄介于（316±8.6）Ma～（330±8.9）Ma，其加权平均值为（322.5±3.1）Ma（MSWD=0.39），属于晚石炭世。第二组4 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于275×10-6～2219×10-6，538×10-6～2734×10-6，Th/U 比值介于0.45～0.98，均大于0.4，CL 图像显示具有残留的核部，为继承核或捕获核，核部仍显示岩浆环带特征。锆石206Pb/238U 年龄介于（412±8.9）Ma～（421±5.1）Ma，属于志留纪。第三组1 颗锆石206Pb/238U 年龄为（1429±20.5）Ma，锆石具磨圆，外形不规则，环带特征不明显，可能为老基底捕获的锆石。

图5 西凤山金矿区花岗岩类锆石U-Pb 谐和图

样品GX160 中挑选的锆石多为暗色，透明度差，长100～150μm，宽30～80μm，长柱状、短柱状，自形程度一般。27 个点分析点结果（表1）及谐和图（图5c）显示，该样品中年龄可以分为3 组。第一组20 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于141×10-6～3804×10-6，340×10-6～3825×10-6，Th/U 比值介于0.48～1.03，均大于0.4，CL 图像明暗条带状构造特征，具有岩浆锆石特点。锆石206Pb/238U 年龄介于（317±3.2）Ma～（330±10.0）Ma，其加权平均值为（322.0±1.6）Ma（MSWD=0.66），属于晚石炭世。第二组5 颗锆石分析点Th、U 含量分别变化于884×10-6～3101×10-6，2048×10-6～4373×10-6，Th/U 比值介于0.43～0.71，均大于0.4，CL 图像显示具有残留的核部，为继承核或捕获核。锆石206Pb/238U 年龄介于（348±6.2）Ma～（359±14.2）Ma，属于早石炭世。第三组1 颗锆石206Pb/238U 年龄为（865±20）Ma，锆石具磨圆状，可能为老基底捕获的锆石。

年代学数据显示：西凤山金矿的岩浆活动作用集中于322～329 Ma，成岩属于晚石炭世。另外存在多组的年代学数据，多为继承或捕获早期岩浆岩、老基底的锆石，其中获得早石炭世（344±9.2）Ma～（359±10）Ma 对应前人报道晚泥盆世（386.5～369.5 Ma）和早石炭世（349～330 Ma）两期区域花岗岩类成岩阶段（周涛发，2006）。早志留世（412±8.9）Ma～（421±5.1）Ma，元古宙年代数据与中天山基底相吻合（施文祥，2010）。

表1 西凤山金矿花岗岩类LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄测定结果

续表1

4.2 岩石地球化学

对8 件新鲜岩石样品进行主量元素、微量元素和稀土元素测定，分析结果见表2、表3。

4.2.1 主量元素

矿区的花岗岩类总体上具有高硅SiO2含量（76.25%～77.52%）；碱含量中（K2O 2.85%～4.25%，Na2O 3.19%～4.45%，K2O/Na2O 介于0.64～0.95（除GX16-1-1 与-2 样品为1.26、1.14），里特曼指数σ=1.55～1.95），在SiO2-K2O 图解中（图6a），样品基本落入了钙碱性-高钾钙碱性系列；铝含量中等偏低（11.83～11.95%），A/NCK 值介于1.0～1.2，主体属于过铝质花岗岩（图6b）；Fe2O3和CaO 含量偏低，分别为0.49%～0.98%（除GX16-1-2，1.25%）和0.19%～0.55%，低镁（MgO=O.17%～0.30%）低钛（TiO2=0.06%～0.15%）。总体显示该区花岗岩类具有富硅、略富铝，富钠低钾，低铁、镁、贫钙的特征。

4.2.2 微量元素

矿区各类花岗岩的稀土总量中等，变化较大（∑REE=58.62～174.33，），平均含量为129.42×10-6，轻重稀土元素之间分馏明显（LREE/HREE=3.86～4.66，在稀土元素球粒陨石标准化图解（图7a）上，分配曲线基本一致，重稀土呈比较平坦分布。具有显著的幅Eu 异常（δEu=0.17～0.39，平均为0.28，显示了斜长石的分离结晶作用，无Ce 异常（δCe=0.88～0.99）。

在原始地幔蛛网图上（图7b）可以看出，西凤山地区的侵入岩具有富集高场强元素Th、Zr、Nd 和Rb、K，相对亏损大离子亲石元素Nb、Sr 和P、Ti，显示在岩浆演化过程中存在长石类矿物或Fe-Ti 氧化物等矿物强烈结晶分异。

5 讨论

5.1 岩石成因类型

西凤山金矿花岗岩类岩性主要为花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩，暗色矿物以少量的角闪石为主，副矿物出现榍石、磷灰石、磁铁矿等，未出现石榴子石、堇青石等富铝矿物及暗色碱性矿物，在矿物组合上显示I 型花岗岩的特点（吴福元等，2007）。

表2 西凤山金矿花岗岩类主量元素及相关参数 ωB/%

图6 西凤山花岗岩类SiO2-K2O 图解（a）和A/CNK-A/NK 图解（b）

图7 西凤山金矿花岗岩类稀土元素球粒陨石标准化图解（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）

表3 西凤山金矿花岗岩类微量元素及相关参数 ωB/10-6

续表3 ωB/10-6

西凤山地区的花岗岩类样品SiO2含量（76.25%～77.52%）、全碱含量（K2O+Na2O=7.23%～8.06%），/MgO=2.47～8.93 较高，说明经历了高度的结晶分异作用，在K2O-Na2O 图解和SiO2-Ce 图解中（图8a、图8b）样品均落在I 型花岗岩区。实验研究表明，磷灰石在准铝质到弱过铝质的岩浆中溶解度降低，并且在结晶分异过程中随着SiO2的增加而降低，本文花岗岩类属于弱过铝质（A/CNK＜1.1，除GX1602-2，1.2 外）（Chappell and White，1992，wolf and london，1994；王顺安等，2016），P2O5含量很低（0.01%～0.03%，均＜0.06%），且随着SiO2含量增加有降低的趋势，在SiO2-P2O5图解（图8c）中呈反相关性，与I 型花岗岩相似。此外Th、Y 也是判断花岗质岩浆类型的有效依据，与Rb 呈正相关性多属于I 型花岗岩，相反为S 花岗岩（图8d）（Chappell and White，1992）。

图8 西凤山金矿区花岗岩类地区化学图解

I 型花岗岩一般为地壳内的中基性火成岩部分熔融而来（Chappell and Stepjens，1988），西凤山地区的花岗岩类相对富集LREE 和LILE，相对亏损HFSE，亏损Nb、Ta、P、Sr 和Eu 的地球化学特征，Nb/Ta 值为11.6～17.9，接近并略高于平均地壳值（11～13）（Barth M G，et al，2000），Eu 负异常（δEu=0.17～0.39）等特征，显示岩石的源岩为地壳物质（Rudnick R L，et al，1995）。其中P 的亏损指示磷灰石的分离结晶，Eu 和Sr 的负异常显示斜长分离。因此西凤山地区的各类酸性花岗岩体（脉）是以地壳物质为主要来源的母岩岩浆经历了分离结晶作用，沿断裂上侵就位成岩。

5.2 成岩时代与构造背景

本文获得西凤山金矿区的花岗岩类的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年龄分别为（329.5±4.3）Ma（花岗岩），（324.6±4.6）Ma（花岗斑岩），石英斑岩（320.0±4.0）Ma（石英斑岩），属于晚石炭世。该时期正是区内一次中酸性岩浆活动的晚高峰期（349～330）Ma（周涛发等，2006），形成大量的花岗质岩体。

对东天山地区石炭纪的构造背景存在不同观点，大部分学者认为，石炭纪吐哈古大洋残余洋盆持续南北俯冲，晚石炭世，准噶尔-哈萨克斯坦板块与塔里木板块发生碰撞，早二叠世转入后碰撞造山阶段（李锦轶等，2002；毛景文等，2002a；王京彬等，2006；Zhou et al.，2008；周涛发等，2010）；另有部分学者认为早石炭世已处于碰撞期后板内伸展环境（冯益民等，2002）。因此，晚石炭世时东天山地区可能处于弧-陆（弧）碰撞造山阶段。在Y-Nb 图解（图9a）中，西凤山地区的花岗岩类落入火山弧、同碰撞花岗岩；在Rb/10-Hf-Ta×3 三角图解中（图9b）中，样品均落入同碰撞花岗岩。另外，区内的花岗岩呈近EW、NWW、NEE 向分布，与古大洋俯冲形成的弧形构造行迹一致。初步判断，西凤山地区的花岗岩类形成于准噶尔-哈萨克塔斯陆块的大南湖岛弧增生带与塔里木陆块的雅满苏岛弧增生带的碰撞挤压构造环境中。

图9 花岗岩构造环境判别图

5.3 成岩成矿关系

西凤山金矿区岩浆活动与金成矿作用的关系。部分学者认为酸性（花岗岩类）岩浆沿康古尔韧性剪切带右形走滑形成的拉张构造侵位，提供成矿流体和成矿物质，形成与中浅成花岗岩有关的石英脉型金矿床（王义天等，2006；张连昌，2000）；部分学者认为矿床经历岩浆热液充填、构造热液叠加两个阶段（王学球等，2000；张晓龙，2011；高雅宁等，2016）。上述观点强调岩浆作用是主要的成矿要素，新近的测试数据和研究成果表明岩浆活动与成矿作用时空关系需进一步探讨。

时间上，本文获得西风山各类花岗岩成岩时代集中在329～320 Ma、前人获得成岩年龄为（349.0±3.4）Ma（周涛发等，2006），岩体侵位时间明显早于康古尔韧性剪切带南北向挤压作用（310～270 Ma）和右形走滑（270～250 Ma）（李华芹等，1998；王瑜等，2002）变形作用时间；康古尔金矿带的成矿年代集中在295～280 Ma 和260～240 Ma 的2 个时期（张连昌等，1998；张达玉等，2010），西凤山金矿含矿石英脉流体包裹体的Rb-Sr 年龄为（272±3）Ma（张连昌，2000）。因此，成矿作用明显滞后于成岩时代，与构造变形过程相吻合。

空间上，矿床位于康古尔韧性变形带的南缘弱变形带，矿体就位样式以东西向为主（61%以上矿体），次为北西向、北东向（14%、15%），控矿构造与南北向挤压运动背景相耦合，右形走滑剪切作用对早期的矿体产生叠加改造过程。

因此，西凤山金矿出露的各类酸性岩浆活动对金成矿过程贡献有限，成矿明显受控于康古尔韧性剪切带的变形作用。

6 结论

（1） 西凤山金矿区发育花岗岩类侵入体（脉），岩性主要为花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩，LA-ICPMS 锆石U-Pb 年龄分别为（329.5±4.3）Ma、（324.6±4.6）Ma 和（320.0±4.0）Ma，侵位时代为晚石炭世。

（2） 西风山金矿区的花岗岩类具有富硅、略富铝，富钠低钾的特征，属于钙碱性-高钾钙碱性、过铝质系列，具有I 型花岗岩特点。稀土元素配分曲线为平缓型，轻重稀土元素分馏明显和显著的负Eu异常，富集Rb、Th 和K，亏损Nb、Sr、P。为晚石炭世哈萨克塔斯-准噶尔板块与塔里木板块碰撞造山的产物。

（3） 西凤山金矿各类花岗岩成岩时代集中在329～320 Ma，成矿作用时代为（272±3）Ma，在时空上，成矿与成岩不具耦合性，与康古尔塔格韧性剪切变形过程相吻合。因此，该矿床具有韧性剪切带型金矿特征。

致谢本文锆石测试工作得到于明杰博士的帮助，在成文的过程中邹涛博士、邓小华博士给予了有益的建议，在此一并表示诚挚的谢意。