东准噶尔和尔赛斑岩型铜矿的成因来自辉钼矿和岩浆-热液同位素的约束

东准噶尔和尔赛斑岩型铜矿的成因来自辉钼矿和岩浆-热液同位素的约束

近年来，新疆东滇乌尔东部的琼河水库地区在斑岩铜矿床取得了重要进展。新发现了河图兰锡铜、铜华岭斑岩铜、琼河水库斑岩铜和蒙古-锡兰西铜禄矿（图1a、b）（曲朔等，2009），表明斑岩铜矿床的良好开采潜力。但总体而言,琼河坝地区的研究程度还较低,前人针对先前发现的桑德乌兰斑岩铜矿成矿地质背景、矿床地质地球化学特征、成矿时代、矿床成因机理及成矿远景评价作了一些研究与讨论(陈仁义等,1995;刘德权等,2005;王晓地等,2006;陈毓川等,2007;王登红等,2009;屈迅等,2009;张永等,2010),近来郭丽爽等(2009)对区内铜华岭中酸性侵入体也进行了锆石U-Pb年代学研究。和尔赛斑岩铜矿是新疆地矿局第六地质大队于2006年新发现的斑岩铜矿。国家科技支撑项目与中科院知识创新工程重要方向项目联合资助的课题“东准噶尔斑岩铜矿成矿条件与成矿规律”的研究人员从2007年开始和尔赛矿床的研究,课题组从矿区地质图修编开始,系统开展了矿区地质与矿床地质研究、开展了多种地球物理方法的探矿试验与示范研究,获得了大量的资料与重要成果。本文主要介绍和尔赛斑岩铜矿区成岩成矿时代与形成构造背景方面的研究成果,以期对琼河坝乃至东准噶尔地区斑岩铜矿的寻找与成矿预测有启示意义。1岛弧火山岩形成环境和尔赛铜矿位于东准噶尔东部的琼河坝地区,在构造上属于谢米斯台-野马泉-琼河坝古生代岛弧带的一部分,其南北两侧分别为卡拉麦里和阿尔曼太蛇绿岩带(图1a)。东准噶尔地区早古生代奥陶系地层强烈变形、变质达绿片岩相,并为中上志留统海相砂砾岩所不整合,其中下奥陶统为一套中-基性火山岩,形成于火山弧环境(李亚萍等,1999)。在麦钦乌拉山南坡的中-晚奥陶世荒草坡群主体部分是具有浊积岩特征的复理石组合,下部有少量凝灰质碎屑岩夹层,上部有大理岩夹层,变质程度总体达绿片岩相,较细的碎屑岩中劈理普遍发育,其岩石组合特征说明这里曾有过大陆坡环境(何国琦和李茂松,2001)。该地区晚古生代火山岩主体由泥盆-石炭系组成,下泥盆统由滨海、浅海相中基性、中酸性火山碎屑岩和正常碎屑岩组成;中泥盆统广泛发育火山岩建造,以滨海、浅海相-海陆交互相,甚至为陆相的中酸性、中基性火山岩及其碎屑岩;上泥盆统以中酸性火山岩及其碎屑岩为主夹安山玢岩、钠长斑岩及流纹岩,其上被下石炭统滨海、浅海相碎屑岩和中性火山岩不整合覆盖;上石炭统多缺失。早二叠世为陆相双峰式火山岩建造,晚二叠世为陆相红色磨拉石沉积。琼河坝地区出露的地层主要为奥陶系、泥盆系、石炭系、二叠系、侏罗系和第四系(图1b)。区内火山活动较为强烈,广泛发育晚古生代中酸性火山岩,显示出岛弧火山岩的特征,但与典型岛弧火山岩相比,本区相对富含碱质,推测火山岛弧之下为陆壳而非洋壳(陈仁义,1993)。区内岩浆活动主要发生于华力西期,见有多处侵入岩体出露,出露面积较大的岩体类型有花岗闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩,另外还发育花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩、钾长花岗斑岩及辉绿玢岩、闪长玢岩等岩株或岩脉。近来,张永等(2010)在蒙西斑岩铜矿床含矿花岗斑岩中发现年龄为442Ma的一组具有较老核年龄的锆石,这意味着研究区弧岩浆活动从早古生代就开始。琼河坝地区是多金属矿床的集中区,已发现的矿床包括:蒙西铜钼矿、琼河坝铜矿、桑南铜矿、铜华岭铜钼矿和和尔赛铜矿等斑岩型矿床,宝山铁铜矿、绿石沟铁矿、灰西沟铁矿与琼河坝铁矿等矽卡岩型矿床,以及北山金矿与淖毛湖明矾石矿等(图1b)。2蚀变岩石学特征和尔赛斑岩铜矿发育于一花岗闪长岩基内(图1c)。矿区断裂构造有北北东向、北东东向和北西向3个方向。矿区内侵入岩类型多样,有花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、钾长花岗岩、钠长斑岩及各类脉岩等。花岗闪长岩呈灰白色,主要由石英、黑云母、斜长石和角闪石等组成。花岗闪长斑岩侵位于花岗闪长岩中,常呈小岩株或岩脉产出,总体呈NS向产出;岩石为似斑状结构,斑晶以斜长石为主,见少量黑云母和角闪石,基质为微细晶斜长石、石英、黑云母。花岗闪长斑岩边部与顶部常有隐爆角砾岩伴生,角砾岩的角砾有花岗闪长岩和钾长花岗岩,胶结物由隐晶质、微细粒石英长石碎屑和黑云母等组成,胶结基质中见团斑状或条带状黄铜矿。钾长花岗岩多呈不规则状产出,与花岗闪长岩之间界线因受钾化蚀变影响而较模糊,岩石呈浅肉红色-砖红色,主要由石英、钾长石、斜长石和少量黑云母组成。脉岩主要为闪长玢岩脉、细粒花岗岩脉、方解石脉以及石英脉(图1c)。矿区矿化蚀变类型多样,包括黄铁矿化、黄铜矿化、斑铜矿化、辉铜矿化、镜铁矿化、磁铁矿化、角闪石化、绿泥石化、硬石膏化、白云母化与绢云母化、钾长石化、硅化、高岭土化、孔雀石化、黄钾铁钒化、沸石化、碳酸盐化。矿区可明显地分出两套蚀变,一套是主要发育于花岗闪长岩中、以发育镜铁矿-磁铁矿-钾长石为特征的早期面状蚀变(简称“磁铁矿钾长石蚀变带”),另一套是叠加在“磁铁矿钾长石蚀变带”之上、与花岗闪长斑岩密切共生的带状蚀变。后者平面上总体呈南北向的不规则状或半椭圆状分布;剖面上从内到外蚀变分别为钾化带、绢英岩化带、绿泥石碳酸盐化带。以方解石脉为特征的碳酸盐化发育于矿区的中西部,方解石脉具沿断裂与构造裂隙充填的特征;沸石化分布于岩石裂隙中,其与热水活动有关。铜矿化较强的部位主要出现在绢云母化带。镜铁矿-磁铁矿-钾化蚀变形成温度较高,可能为早期热液蚀变系统的根带;而地表的绢英岩化带与绿泥石碳酸盐化带为花岗闪长斑岩的蚀变。和尔赛铜矿床铜矿物主要为黄铜矿,见少量斑铜矿与辉铜矿。矿石从伴生成分特征上分有Cu矿、Cu-Mo矿与Cu-Zn矿,其中辉钼矿以脉状产出,闪锌矿与黄铜矿共生并呈团斑状产出。矿石从结构构造上分有发育于花岗闪长岩与花岗岩中的脉状矿化(图2a,c)、花岗闪长斑岩中的浸染状矿化与细脉状矿化(图2b)、及隐爆角砾岩中的团斑状与脉状矿化(图2d)。成矿斑岩主要为花岗闪长斑岩。地表矿体总体围绕南北向花岗闪长斑岩分布(图1c)。3样品选择与分析测试3.1年代学测定锆石为了确定矿区岩体的形成时代及岩浆的演化序列,在进行大量野外观察的基础上,我们选取矿区未见矿的新鲜主体岩石花岗闪长岩(HES2-1)、钻孔ZK107-1中见脉状浸染状矿化的花岗闪长斑岩(ZK107-1-10,采自该钻孔430m深度处)以及蚀变(钾化、绢云母化、绿帘石化和碳酸盐化等)的钾长花岗岩(ZK107-1-9,采自钻孔ZK107-1中114m深度处)来进行锆石U-Pb测年。岩石样品锆石的分选是在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成的,然后在双目镜下挑选出干净透明、基本无裂纹和包体、晶形较好的锆石,连同标样一起置于环氧树脂中,固化后磨至约一半,使锆石内部暴露,抛光后对锆石进行反射光、透射光和阴极发光(CL)照相,以观察锆石的表面形貌和内部结构。锆石的离子质谱探针分析,样品HES2-1是在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心采用澳大利亚的高分辨二次离子质谱计SHRIMPⅡ上完成的,样品ZK107-1-9、ZK107-1-10是在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针中心法国Cameca公司生产的国际最新型的IMS1280型二次离子质谱仪(SIMS)上完成的。更详细的分析方法和过程可参见相关文献(宋彪等,2002;王强等,2004)。本次实验所采用的激光束斑直径为30μm。应用RSES参考锆石TEM(417Ma)进行元素间的分馏校正,SL13标样(年龄为572Ma,U含量为238×10-6)标定样品及TEM的U、Th和Pb含量,实测204Pb校正锆石的普通铅。U-Pb谐和图绘制采用ISOPLOT程序(Ludwig,2003)。样品数据见表1,表中所列单个数据点的误差均为1σ。采用年龄为206Pb/238U年龄,其加权平均值的误差为2σ。3.2辉鳌矿成分和年龄辉钼矿作为硫化物中较常见的共生、伴生矿物,其Re-Os同位素测年是一种直接测定矿化年龄的最理想方法(王瑞廷等,2005;张克尧等,2009)。由于和尔赛矿区的辉钼矿样品质量难以达到测试要求,本次研究选取矿区北侧的铜华岭斑岩铜矿床中沿裂隙充填的辉钼矿细脉样品进行分析测试。由于和尔赛斑岩铜矿与铜华岭斑岩铜矿产于同一花岗闪长体内,成矿斑岩均为花岗闪长斑岩,二者成矿时代应该一致。所选辉钼矿晶形完好,未见有明显的后期构造变形和热液蚀变现象。在室内无污染环境和条件下,对样品进行破碎并挑选出达到测试要求的辉钼矿单矿物样品,在中国地质科学院国家地质测试中心Re-Os同位素实验室进行矿化年龄测定。详细的铼锇化学分离步骤和质谱测定请参照相关文献(杜安道等,2001;屈文俊和杜安道,2003;杨胜洪等,2007;张克尧等,2009)。3.3主量和微量元素的测定选择源于地表与钻孔中不同岩石类型相对新鲜基本无蚀变的12件样品开展主微量元素分析。分析测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。主量元素的测定采用X-射线荧光光谱法(XRF):首先称取0.6g样品,然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片,最后在日本岛津公司的顺序式X射线荧光光谱仪(XRF-1500)上采用外标法测定氧化物含量,分析误差小于5%。微量元素的测定采用ICP-MS法,称取40mg样品用酸溶法制成溶液,然后在ICP-MSElementⅡ上进行测定,其精度为:元素含量大于10×10-6的误差小于5%,而小于10×10-6的误差小于10%。具体分析方法参见李献华等(2002)。3.4nd同位素及全流程本底选择本矿区3个样品与蒙西斑岩铜钼矿床3个样品开展Rb-Sr-Sm-Nd-Pb同位素研究。分析测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所同位素固体同位素实验室德国Finnigan公司的MAT-262型质谱仪上完成。Sr同位素质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194校正。Nd同位素质量分馏用146Nd/144Nd=0.7219进行校正。全流程本底均采用同位素稀释法测定,Rb-Sr全流程空白本底约为1×10-10g。Sm-Nd全流程空白本底约为5×10-11g。Pb同位素质量分馏校正系数为每质量单位0.9‰,Pb的全流程本底小于5×10-11g,测量误差为2σ。4分析的结果4.1岩浆侵位时间和th/u研究花岗闪长岩样品HES2-1中的锆石以粒状为主,少量呈长柱状,大多发育典型的岩浆震荡环带(图3),锆石的Th/U比值范围在0.29～0.52,说明这些锆石为岩浆成因锆石(Hidakaetal.,2002;马艳萍等,2007)。锆石的形态及其对应的206Pb/238U年龄结果(表1)显示,锆石可分为两类:第一类锆石的核部较边部颜色要深,且边部和核部年龄基本无差别;第二类锆石核部颜色较边部颜色要浅,边部基本都发育韵律环带且与第一类锆石年龄接近。而出现较高年龄的五个点中,16号、17号、18号及19号点正是打到了第二类锆石的核部,而4号点较大的年龄可能是因为其U含量较高,晶格发生了破坏的缘故。另外,9号、10号、13号这三个点的年龄较低且分散,也不参与最终的加权平均年龄计算。余下的12个年龄较集中的点的206Pb/238U加权平均年龄为411.1±4.8Ma(MSWD=0.26)(图4a),可代表岩浆的最后侵位时间。而16号、17号、18号及19号点获得了432.1±8.5Ma的206Pb/238U加权平均年龄(MSWD=0.18),可能是捕获的早期岩浆结晶锆石的碎屑锆石,这些老的锆石在被岩浆捕获后在其边部结晶生长出环带。花岗闪长斑岩样品ZK107-1-10锆石大多具较好的晶形和明显的生长环带(图3),其Th/U比值范围在0.19～0.78,说明这些锆石为岩浆成因锆石。分析测试了15颗锆石的16个点。其中8号点、10号点U含量较高,可能晶格发生了破坏。14号点的锆石从形态上看与其他锆石并没有差别,但206Pb/238U年龄与其他锆石相差较大,这三个点不参与加权平均计算,余下的13个点的206Pb/238U加权平均年龄为410.5±4.5Ma,(MSWD=1.14)(图4b),可代表岩浆的结晶年龄。蚀变的钾长花岗岩样品ZK107-1-9分析了37颗锆石的37个点(37号点在测试时出现错误,未给出有效的年龄数据)。锆石多呈柱状且具生长环带,在207Pb/235U-206Pb/238U上所有点都落在谐和曲线上或附近。其中8、9、10、15、22、27、32、33、34号点的普通铅含量较高,16号、24号点的U含量较高,这些点可能发生了铅丢失,不参与加权平均计算。余下的锆石可以明显分为两类,第一类颜色较深,部分边部发育浅色边,这些锆石是较早结晶的;第二类锆石的岩石较浅。属于第一类锆石的点有1、3、5、6、7、13、14、17、18、19、23、26、31、35共14个点,这14个点的206Pb/238U加权平均年龄为429.4±6.4Ma(MSWD=2.9)(图4c);属于第二类锆石的点有2、4、11、12、20、21、25、28、29、30、36共11个点,这11个点的206Pb/238U加权平均年龄为404.9±3.7Ma(MSWD=0.58)(图4d)。样品ZK107-1-9蚀变比较强,其采样位置下方约50m处发育有花岗闪长斑岩质胶结、角砾为钾长花岗岩的隐爆角砾岩,说明在钾长花岗岩侵位之后又有花岗闪长斑岩的叠加侵入作用,因此429.4±6.4Ma可代表钾长花岗岩的结晶年龄,而加权平均年龄为404.9±3.7Ma的锆石可能是后期花岗闪长斑岩叠加侵入时的产物。4.2是否确定比例测定的不确定度表2为铜华岭矿区5个辉钼矿样品的Re-Os同位素分析结果。图5为采用Isoplot软件做的等时线图和模式年龄加权平均值图。Re、Os含量的不确定度包括样品和稀释剂的称量误差、稀释剂的标定误差、质谱测量的分馏校正误差、待分析样品同位素比值测量误差,置信水平95%。模式年龄的不确定度还包括衰变常数的不确定度(1.02%),置信水平95%。由表2及图5可以看出,铜华岭铜矿辉钼矿普通Os的含量非常低,Re、187Re和187Os同位素总量测定值的不确定度一般低于1%,说明测试结果真实可靠。5个样品的187Os/187Re呈很好的线性关系,等时线年龄为409±12Ma,MSWD=0.22;5个样品的模式年龄介于406.6～409.5Ma之间,其加权平均年龄为408.0±2.9Ma,MSWD=0.12,等时线年龄和加权平均模式年龄在误差范围内是一致的。一般认为模式年龄代表同位素与母体分离的时间,而等时线年龄则是同位素体系最后均一化的时间(刘珺等,2008),因此409±12Ma可代表铜华岭铜矿的成矿时代。4.3稀土元素和微量元素地球化学主量元素分析结果(表3)表明,SiO2的含量53.82%～75.22%,TiO2的含量在0.10%～1.19%,Al2O3的含量在13.22%～17.64%,FeOT的含量在0.86%～8.81%,MgO的含量在0.32%～4.24%,CaO的含量在0.83%～5.27%,K2O的含量在0.89%～4.25%,Na2O的含量在3.77%～5.93%,P2O5的含量在0.05%～0.46%。矿区内岩石K2O/Na2O的比值较小,在0.23～1.09,且仅细粒花岗岩脉(A31-1)的K2O/Na2O比值大于1,其他岩石的比值最大为0.89,具富Na的特点。容矿岩石花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-钾长花岗岩在SiO2-K2O图解(图6a)上,花岗闪长岩-花岗闪长斑岩落入钙碱性系列区,仅有一个样品落入低钾(拉斑)系列区,钾长花岗岩落在高钾钙碱性系列区内;在A/CNK-A/NK分类图解(图6b)上,落入准铝质或过铝质花岗岩区,A/CNK变化范围为0.96～1.15,仅有样品D11-1的A/CNK值大于1.1。由陆壳沉积物深熔形成的S型花岗岩一般K2O/Na2O>1(路凤香等,2001),且A/CNK>1.1(Sylverter,1998)。由此可见,矿区内花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-钾长花岗岩明显不属于S型花岗岩。微量元素分析结果表明,矿区内岩石∑REE含量为43.04×10-6～145.8×10-6,∑LREE的含量为38.05×10-6～126.8×10-6,∑HREE的含量为4.99×10-6～19.02×10-6,(La/Yb)N为3.14～11.3,(La/Sm)N为2.02～3.98,(Gd/Yb)N为0.80～1.79,表明轻稀土相对富集,轻、重稀土间分馏明显,轻稀土间有一定分馏,而重稀土间的分馏较微弱。容矿岩石花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-钾长花岗岩在Rb-(Y+Nb)图解(图7a)中,均落入VAG(火山弧花岗岩)区域内,在Sr/Y-Y图解(图7b)中,钾长花岗岩样品落入典型弧岩浆岩区,而花岗闪长岩和花岗闪长斑岩则具有埃达克岩的特点。在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(图8)上,矿区侵入体具相似的分配曲线。花岗闪长斑岩和花岗闪长岩表现出右倾趋势,不具Eu异常或仅呈微弱的Eu异常(δEu介于0.96～1.16之间),暗示了其岩浆熔出后,源区残留物中有石榴石而无斜长石,斜长石几乎全部进入熔浆(蔡剑辉等,2005)。钾长花岗岩和细粒花岗岩脉具有明显的Eu负异常(δEu均为0.58)。闪长玢岩按其特征可以分为两类:ZK13-2-A和A18-1的球粒陨石标准化曲线近于重合,说明了它们来自于同一岩脉;ZK13-2-B和D2-2球粒陨石标准化曲线形态近于一致,只是在元素含量上有所差别,δEu均为负异常,分别为0.67和0.82。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图9)上,不同岩石类型总体上具有富集U、Ba、K、Sr等元素,而亏损Th、Nb、Ta、Ti等高场强元素的特征。4.4原岩pb同位素组成锶、钕、铅同位素是探讨岩石物质来源的非常有效的示踪剂。为了进行系统的同位素组成特征分析,本次研究对和尔赛矿区及邻区(蒙西铜矿)的6件样品进行了全岩的Sr、Nd、Pb同位素组成分析。对钾长花岗岩样品(D1-1和MX-19-1)按430Ma,花岗闪长岩和花岗闪长斑岩样品(HES2-1,D11-1,MX-14-1和MX-18-1)按410Ma来推算它们的(87Sr/86Sr)i、εNd(t)和初始Pb同位素组成。同位素分析结果列于表4。由表可知,这些样品的(87Sr/86Sr)i变化范围很小,在0.703852～0.704565之间,落在幔源火成岩的(87Sr/86Sr)i范围(0.7020～0.7060)内(蔡剑辉等,2005),对应的εSr(t)范围在-2.0～7.8之间。样品的的(143Nd/144Nd)i变化亦很小,在0.512422～0.512462之间,对应的εNd(t)值范围在6.1～7.4之间。其(87Sr/86Sr)i和εNd(t)值与洋壳部分熔融成因的吐哈盆地南缘卡拉塔格岩体(李文铅等,2006)近于一致。和尔赛和蒙西矿区的各个样品具有相似的Pb同位素组成,初始铅同位素比值为(206Pb/204Pb)i=17.58～17.91,(207Pb/204Pb)i=15.40～15.48,(208Pb/204Pb)i=37.25～37.47,在铅同位素演化曲线(图10)上,所有样品都落在地幔演化趋势线附近。5琼河坝地区岩浆活动的地层与成矿时代和尔赛斑岩铜矿区不同岩体锆石U-Pb测年结果显示,矿区至少经历了3期岩浆活动:432～429Ma、411～410Ma与405Ma。钾长花岗岩是第一期岩浆活动的代表,也是矿区最早期的岩体;该期岩浆活动形成的锆石还以较老的锆石核的形式出现在花岗闪长岩中。这意味着矿区的岩浆活动从早古生代早志留世就开始。矿区的花岗闪长斑岩可能发生了两期侵入作用,第一期花岗闪长斑岩的侵位时间(410.5Ma)与花岗闪长岩(411.1Ma)非常接近,该期花岗闪长斑岩也可能为花岗闪长岩的残余相或同期岩浆的浅成侵位相。蚀变的钾长花岗岩样品ZK107-1-9获得了404.9±3.7Ma的206Pb/238U加权平均年龄,该样品采样位置下方约50m处发育花岗闪长斑岩质胶结、角砾为钾长花岗岩的隐爆角砾岩,说明隐爆角砾岩是由钾长花岗岩被后期花岗闪长斑岩叠加侵入造成的,因此蚀变钾长花岗岩中加权平均年龄为404.9±3.7Ma的锆石可能是第二期花岗闪长斑岩侵位时的热液活动带入的。和尔赛斑岩铜矿区岩体锆石年龄结果与区域上其它岩体的结果可以对比。王登红等(2009)利用SHRIMP锆石U-Pb定年技术,获得蒙西斑岩铜矿区内花岗斑岩206Pb/238U的加权平均平均年龄为411.7±7.1Ma,张永等(2010)对蒙西斑岩铜矿区内花岗斑岩所选锆石在CAMECA1280离子探针测试结果显示岩体206Pb/238U的加权平均平均年龄为413.2±3.9Ma。蒙西花岗斑岩411～413Ma的年龄与和尔赛花岗闪长岩-花岗闪长斑岩的年龄一致,这意味着在413～410Ma时琼河坝地区有广泛的岩浆活动。张永等(2010)在蒙西花岗斑岩中发现一组加权平均年龄为442.2±3.5Ma的锆石,和尔赛斑岩铜矿区432～429Ma岩体的厘定说明琼河坝地区的岩浆活动与侵位确实至少在早志留世就开始。这意味着琼河坝岛弧是开始于早古生代的岛弧,而不是先前认为的晚古生代岛弧(肖文交等,2006;Xiaoetal.,2009)。和尔赛斑岩铜矿区钾长花岗岩中404.9Ma锆石的发现意味着琼河坝地区志留纪-泥盆纪的岩浆活动至少持续到405Ma。辉钼矿Re-Os测年给出了409±12Ma的等时线年龄,与和尔赛花岗闪长斑岩的侵位时间(410.5Ma)一致,可以认为和尔赛斑岩铜矿的成矿时间约为409Ma。此年龄与蒙西铜钼矿床辉钼矿等时线年龄411.6±3.2Ma(屈迅等,2009)可以对比,因此,413～409Ma是琼河坝地区斑岩铜矿的主要成矿时期。矿区的花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-钾长花岗岩为富钠的准铝或弱过铝质钙碱性或高钾钙碱性系列岩石,明显不属于S型花岗岩。与成矿有关的花岗闪长岩和花岗闪长斑岩在Sr/Y-Y图解中均落入埃达克岩区,其SiO2(63.79%～68.86%)、Al2O3(14.91%～17.48%)、MgO(0.68%～2.35%)、Sr(383×10-6～971×10-6)、Y(7.92×10-6～9.69×10-6)、Yb(0.76×10-6～0.98×10-6)的含量、Sr/Y比值(48.3～111)和δEu(0.96～1.16)也与埃达克岩(SiO2>56%、Al2O3>15%、MgO<3%、Sr>400×10-6、Y<18×10-6、Yb<1.9×10-6、Sr/Y>40、无Eu异常或有轻微的负Eu异常)(DefantandDrummond,1990)基本一致。但矿区岩体的(La/Yb)N值为3.14～11.3,与埃达克岩((La/Yb)N>20;DefantandDrummond,1990)相比明显偏低。在Rb-Y+Nb图解中,花岗闪长岩、花岗