新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉岩浆_热液演化和成因_朱金初

第6卷第1期高校地质学报Vol.6No.1 2000年3月Geolog ical Journal of China Universities M ar.,2000
文章编号:1006-7493(2000)01-0040-13
新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉
岩浆)热液演化和成因
朱金初,吴长年,刘昌实,李福春,黄小龙,周东山(南京大学地球科学系;南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室江苏南京210093)
摘要:新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉,由一陡倾斜的巨大岩钟和缓倾斜的板状体联合组成,
总体形态似一实心草帽。

其空间分带十分明显,自外向内可依次划分出如下九个共生-结构带:
Ñ文象、变文象伟晶岩带;Ò糖粒状钠长石带;Ó块状微斜长石带;Ô白云母-石英带;Õ叶钠
长石-锂辉石带;Ö石英-锂辉石(-叶钠长石)带;×白云母-薄片状钠长石带;Ø锂云母-薄
片状钠长石带;Ù石英和微斜长石核。

根据伟晶岩各共生-结构带的时空关系、矿物的多世代性
和矿物中的包裹体等特征,从岩浆-热液演化的角度,探讨了伟晶岩的成因问题,认为:Ñ、Ó带和
部分Ò、Ô带主要是富水但水不饱和的伟晶岩浆直接结晶的产物;Õ、Ö、×带是在晶体相、熔体相
和流体相三相并存的条件下,即岩浆)热液过渡阶段结晶形成的;Ù带是在热液早阶段从高温富
硅酸盐溶质的超临界流体中结晶出来的;Ø带和部分Ò、Ô带则是热液交代的产物。

但交代流体
不是从深部外来,而是从伟晶岩浆体系本身在分异演化过程中发生液相分离的结果。

关键词:阿尔泰;伟晶岩;空间分带;包裹体;矿物世代;岩浆)热液演化
中图分类号:P588.1文献标识码:A
1前言
阿尔泰山脉位于中国、蒙古、俄罗斯和哈萨克斯坦四国的交界处,从北西向南东延绵千余公里。

中国阿尔泰位于阿尔泰山脉东段的西南坡,向东和南东方向连至蒙古的阿尔泰,向北西方向连至哈萨克斯坦和俄罗斯的矿区阿尔泰和山区阿尔泰。

阿尔泰地区蕴藏着很多有色、黑色、贵金属和非金属矿产资源,尤以富含稀有金属、宝石和白云母的伟晶岩而更加引人注目。

仅在中国的阿尔泰范围内,就发现有各种伟晶岩脉10万余条,可可托海3号伟晶岩脉就是其中之一。

可可托海3号伟晶岩脉位于新疆富蕴县城北东约35km处,北依额尔齐斯河,东离蒙古边境约60km。

据1993年可可托海矿务局稀有金属矿志等资料记载,本矿由当地一牧民阿牙阔孜拜在1930年发现。

1935年,以涅霍洛舍夫为首的前苏联地质调查团在阿尔泰地区进行了区域地质调查,出版了1/50万地质图和说明书,其中首次报导了包括可可托海在内的八处绿
收稿日期:1999-12-15;修改日期:2000-01-18
基金项目:国家自然科学基金(编号49573185,49873017)和中国有色金属工业总公司基金资助。

柱石产地。

1940~1949年,他们进行了1/20万区域调查及1/215万和1/1万详查,并开采绿柱石、锂辉石和白云母等,规模甚大。

1950年成立中苏有色和稀有金属股份公司,下设阿山矿管处,并对该矿区进一步系统勘察和开发,实际工作以苏方为主。

1954年底,我国新疆有色金属公司接管了该公司和矿管处的全部工作。

1955~1961年,新疆有色金属公司可可托海管理局和701地质队在该矿区进行了大规模的详查工作,并对3号脉进行了深部勘探。

1957年开始露采,1960年提交了可可托海地区和3
号脉的地质勘探总结报告和最终储量计算报告。

11中性火山岩;21中基性火山岩;31酸性火山岩;41火山碎屑岩;51伟晶岩区;61大断裂带;71海沟和俯冲带;81岛弧区与弧后区分界线
图1 新疆北部地质构造分区和阿尔泰伟晶岩矿区
分布示意图(据芮行健[28]略有修改)
Fig 11 Sketch map show ing the geotectonic subdiv-
i sion o f N orth Xinjiang region and dist ribution of pegmatite deposit distr icts in Altai area
可可托海3号伟晶岩脉以稀有金属矿种多、规模大和分异完善而闻名于世。

前苏联学者在20世纪四十年代至五十年代,在该区进行了较系统的研究工作,其中包括 斯米尔诺夫、 别乌斯、 弗拉索夫、 索洛多夫和 库兹明科等著名的伟晶岩专家,他们曾编写和发表了数篇有关新疆阿尔泰和可可托海伟晶岩的专题报告和研究论文。

在讨论稀有矿化伟晶岩的内部分带和成因时,他们亦经常引用本矿区的地质资料作为典型素材[1~
6]。

在著名矿床
学家 斯米尔诺夫[7]等人编写的矿床学教科书中,亦把该矿作为典型实例。

60年代起,新疆地质矿产局、有色金属公司、有色地勘局和中科院地化所等单位组织了专题研究,主要研究人员包括王贤觉、邹天人、张相宸、易爽庭、宁广进等,并从70年代起陆续发表了一系列论文和专著[8~
12]。

李兆麟、张恩世、朱金初、吴长年、卢焕章、康旭、栾世伟、范良
明、王中刚等自80年代起,从包裹体、岩浆-热液演化、矿物学、宝石学、花岗岩及成矿规律和找矿远景等不同的角度,进行了研究工作[13~27]。

本文主要是根据可可托海3号伟晶岩脉各共生-结构带的相互关系、某些矿物的多世代性,以及矿物中的包裹体等特征,从岩浆)热液演化的角度,来讨论伟晶岩的形成过程。

2 区域和矿区地质概况
中国阿尔泰地处西伯利亚板块的南侧边缘,一个巨大的、东西向的、延绵数千公里的天山)蒙古)兴安的加里东-海西造山带在这里通过。

在海西期,由于准噶尔)北天山洋壳向西伯利亚大陆板块的俯冲,该区形成了一个完整的沟弧盆体系。

根据芮行健等人的研究[28],可将包括阿尔泰在内的新疆北部由南向北即从洋壳到陆壳依次划分为五个地质构造单元,即:Ñ1乌伦古河海沟及外弧,Ò1噶拉通克岛弧区,Ó1克兰弧后盆地,Ô1可可托海陆缘深成岩浆弧,Õ1诺尔特板内火山断陷盆地。

(见图1)
可可托海陆缘深成岩浆弧地区出露的地层,主要为前震旦纪基性和中性火山岩及海相泥砂质岩和少量碳酸盐岩,震旦纪海相浊流沉积岩,晚奥陶世和中晚志留世到泥盆纪的中酸性火山碎屑岩和海相泥砂质岩,石炭
41
1期朱金初等:新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉岩浆)热液演化和成因
和二叠纪的中基性火山岩及二叠纪和侏罗纪的陆相煤层。

本区深成岩浆作用主要包括加里东晚期的辉长岩、辉绿岩及各种I型和S型花岗岩的侵入活动,海西早中晚期的辉长岩、辉绿岩、闪长岩及各种I型、S型和A型花岗岩的侵入活动。

以上前震旦纪和古生代的地层和深成岩,都不同程度的受到了低级绿片岩相至中低级角闪岩相的变质作用,产生了形变及片理、片麻理,部分地段发生了部分熔融,形成了混合岩和混合花岗岩。

该区古生代花岗岩类的分布十分广泛,约占全区总面积的50%左右,出露面积在数千平方公里以上的大岩基屡见不鲜,它为形成花岗伟晶岩创造了充分的物质前提(见图2)。

矿区范围内出露的基岩地层,包括由晚奥陶世泥砂质岩石和泥盆-石炭纪火山沉积岩变质而成的各类片岩(黑云母、二云母、十字石和石榴石片岩)以及片麻岩和混合岩,出露的深成岩浆岩为由加里东晚期的辉长岩变质而成的斜长角闪岩(变辉长岩)以及海西期的片麻状黑云母花岗岩、斑状黑云母花岗岩和二云母花岗岩。

含稀有金属矿化的伟晶岩均见于晚奥陶世变
质岩、加里东晚期变辉长岩和海西期花岗岩中(见图3)。

11石炭纪火山沉积岩和砂岩;21泥盆纪砂岩、灰岩和火山沉积岩; 31晚奥陶世砂岩、板岩和页岩;41白云母和二云母花岗岩;51斑状黑云母花岗岩;61片麻状黑云母花岗岩;71主断裂
图2可可托海伟晶岩地区地质简图
(据新疆有色地勘局资料)
F ig12Geological sketch map of Koktokay pegmatite distr
ict 11第四纪沉积物;21微晶花岗岩脉;31片麻状黑云母花岗岩;41变辉长岩;51晚奥陶世十字石石英黑云母片岩;61伟晶岩矿脉。

Ñ、Ò、Ó分别为图4的剖面线位置
图3可可托海矿区地质平面图
(据新疆有色地勘局资料)
Fig13Geological map of Koktokay
mine distr ict
可可托海3号伟晶岩脉形态复杂,它主要由两部分
组成,上部是陡倾斜的筒状岩钟,下部是缓倾斜的板状
体。

岩钟呈椭圆柱状,从地表向下,深度>250m。

在地
表平面图上,呈椭圆形,走向NW335b,长约250m,宽约
150m,倾向NE,上盘倾角40b~60b,下盘倾角80b~90b,自上而下有逐渐膨大的趋势。

缓倾斜板状体见于地下200~500m处,走向NW310b,倾向SW,沿走向长2160m,沿倾向延伸1660m,厚20~60m,平均40m,倾角10b~25b。

整个3号岩脉形似一顶实心的草帽(见图4剖面)。

3内部分带
可可托海3号伟晶岩脉内部分带十分明显,根据岩石的结构特征和矿物共生组合特征,岩42高校地质学报6卷
<1变辉长岩;Ñ1文象、变文象伟晶岩带;Ò1糖粒状钠长石带;Ó1块状微斜长石带;Ô1石英-白云母带;Õ1叶钠长石-锂辉石带;Ö1石英-锂辉石带;×1白云母-薄片钠长石带;Ø1锂云母-薄片钠长石带;Ù11块状石英核;Ù21微斜长石核
图5 可可托海3号伟晶岩脉地表内部分带平
面图(据新疆有色地勘局资料)
Fig.5 Surface geolog ical plan show ing the inter -nal zonal structur e of K okto kay No 13pegmatite dyke
钟部分由外向内可以依次划分出九个共生-结构带(见图5),即:Ñ1文象、变文象伟晶岩带,Ò1糖粒状钠长石带,Ó1块状微斜长石带,Ô1白云母-石英带,Õ1叶钠长石-锂辉石带,Ö1石英-锂辉石(-叶钠长石)带,×1白云母-薄片状钠长石带,Ø1锂云母-薄片状钠长石带,Ù1石英和微斜长石核(分别为Ù1和Ù2)。

其中Ñ至Ô带约占岩钟总体积的70%左右,Õ、Ö带的体积分别占1418%和817%,×至Ù带的总量不超过6%,尤其是Ø带,仅占0110%。

岩钟部分各带中某些造岩矿物和稀有金属矿物的含量及各带的平均化学成分及全脉的加权平均成分,分别列于表1和表2。

邹天人等[11]
还专门划分出一个石英-铯榴石带。

缓倾斜板状体部分由上向下亦可以依次划分出七个带,即:Ñ1文象、变文象伟晶岩带,Ò1块状微斜长石带,Ó1白云母-石英带,Ô1糖粒状钠长石带,Õ1叶钠长石-石英-锂辉石带,Ö1钠长石-锂云母带,×1细粒钠长石伟晶岩带。

数十年来,上述内部分带一直被地质研究人员所广泛接受,也被生产部门所采纳,并用于采矿实践。

为了在下文中讨论伟晶岩成因的方便起见,这里必须强调如下几点:(1)图5表示的内部分带是理想化的;(2)在3号伟晶岩脉边部与变辉长岩接触处,
一般都能见到一层厚度
Q 第四纪沉积物;O 3晚奥陶世十字石石英黑云母片岩;<变辉长岩;黑色实心部位为伟晶岩脉。

剖面线位置见图3
图4 可可托海矿区地质剖面图
(据新疆有色地勘局资料)
F ig 14 Geolog ical cross sections of Ko ktokay mine district
为0~3m 的细粒钠长石花岗岩或细晶岩边,有时
呈条带状,其主要成分为钠长石、石英、白云母及少量钾长石和石榴子石等,呈粒状花岗结构,本文简称边壳带;(3)糖粒状钠长石带是不连续的,在空间分布上呈大小不等、形态不一的巢状,主要见于Ñ、Ó、Ô带特别是在Ó带块状微斜长石内;
43
1期朱金初等:新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉岩浆)热液演化和成因
44高校地质学报6卷
表1可可托海3号伟晶岩脉岩钟部分各带中某些造岩矿物和稀有金属矿物的含量
Table1Contents of some rock-forming and rare meta-l bearing minerals
of dif ferent zones f or Koktokay No13pegm atite dyke
带号微斜长石钠长石石英白云母锂辉石锂云母绿柱石钽锰矿铯榴石
Ñ4317316++++
Ò5033104++++++
Ó777132++++
Ô2185415++++++++
Õ15130512++++
Ö12285417+++++
×26315126++++++++
Ø1312164+++++++
Ù1980151++++
Ù2991+++
据王贤觉等[9]整理简化;用数字表示者为重量百分比;+少量,++较多,+++很多
表2可可托海3号伟晶岩脉岩钟部分各带的平均化学成分
Table2Average chemical compositions of different zones for Koktokay No13pegmatite dyke 带号S iO2TiO2Al2O3Fe2O3FeO M nO M gO CaO Na2O K2O Li2O P2O5烧失
Ñ791730105111691155015401130153014221422102010501481101
Ò651590104181340142013401040154014151327170012601360179
Ó671180104161500194014401400197013521447198010601360146
Ô81109010491740197015201460183014421442111011401340185
Õ711790108151570115110201080171011451200183118601121143
Ö751900104141440113114001121101012821730183212501040195
×671860104181840129016101101101012841663182111401162170
Ø58189231650128016601450114012141217135217401071135
Ù
98161010401430120015401050130痕0117痕010********* 1
Ù263150010118140110001480102011211481414501070135未测
全脉741000105141050176016301220175013431343177016101300194
据王贤觉等[9]略有修改;全脉成分为加权计算
(4)白云母-石英带在空间上也不形成完整的环形,而呈不连续的囊状和巢状;(5)锂云母-薄片钠长石带仅出露在靠近地表约30m的范围内,它直接见于石英核的正上方,往下并未发现。

4矿物的多世代性
可可托海3号伟晶岩脉矿物成分多样,大多矿物都有好几个形成世代,而且在不同的演化阶段和不同的共生-结构带中,均具有不同的物理化学性质和形成方式。

下面简述某些重要的造岩矿物和稀有金属矿物的多世代性,它反应了这些矿物在岩浆)热液演化过程中的变化趋势,同时也提供了重要的成因信息。

石英出现在伟晶岩形成的全过程,发育于所有的共生-结构带。

主要有如下六个世代:¹早期岩浆结晶的石英,呈细粒状,见于细粒钠长石花岗岩和细晶岩(边壳带)中;º呈板状与微斜长石一起组成文象连晶,或呈粒状出现在微斜长石晶体之间(Ñ带、Ó带和部分Ò带)。

以
上两个世代的石英均与长石同时结晶,且在其中均发现有硅酸盐熔融包裹体,但未见流体-熔融包裹体;»在Ô、Õ、Ö带中与锂辉石、叶钠长石、绿柱石和白云母共生,含流体)熔融包裹体和流体包裹体,流体包裹体的盐度相对较高;¼在部分Ò带与糖粒状钠长石和白云母共生,一起交代微斜长石,含流体包裹体;½在×、Ø带与薄片钠长石、铯榴石、白云母或锂云母共生;¾在Ù带核部呈块状,仅含流体包裹体,且其盐度一般稍低,为8%~12%,可能是从富硅酸盐的超临界岩浆流体中直接结晶的产物。

钠长石 主要有七种:¹在边壳带呈细粒状或板状产出;º在Ñ带和Ó带中与微斜长石和石英共生的板状钠长石;»微斜长石中的钠长石条纹,为固溶体分解产物,也有少量交代成因的反条纹长石;¼在Ò带产出的糖粒状或细板状钠长石,有两种情况,一部分与细粒石英和少量白云母、微斜长石一起,形成细粒花岗岩结构;½另一部分与细粒石英和白云母一起,交代微斜长石;¾叶片状钠长石即叶钠长石,为Õ、Ö带的主要造岩矿物,与锂辉石、石英等共生;¿薄片状钠长石,粒度比叶钠长石小,与前者呈过渡关系,是×、Ø带的主要造岩矿物,与白云母、铯榴石和锂云母共生。

微斜长石 主要有四个世代:¹少量细粒状微斜长石见于边壳带;º在Ñ带与石英一起形成文象、变文象结构;»在Ó带组成厚大的块状微斜长石带,在部分Ò、Ô带见块状微斜长石的交代残留;¼在Ù带形成块状微斜长石核。

Ù带与Ñ、Ó带都出现块状微斜长石,其主要差别在于:Ñ、Ó带中含钠长石条纹稍多,约为8%~15%,且含Rb 、Cs 较少;而Ù带中含钠长石条纹较少,约为5%~10%,但含Rb 、Cs 明显较多。

根据已有碱性长石的固溶体分解实验及包裹体测温资料估计,Ù带中微斜长石的形成温度不会太低,应该在450e 以上。

白云母 是重要的造岩矿物之一,分布广泛。

在边壳带和Ñ、Ó带和部分Ò、Ô带,细片状和粗晶片状白云母与石英、长石等同时晶出;在Õ、Ö、×带,白云母与钠长石、锂辉石和石英同时形成,根据矿物的X 射线粉晶研究结果,Ñ带至×带的白云母均属2M 1型,形成温度较高。

对比白云母的稳定场[29]
与花岗岩熔融曲线[30]
的关系,可以看出,在伟晶岩形成的温度和压力范围内,白云母从岩浆中晶出是十分正常的。

在部分Ò、Ô带,可见白云母与石英、细粒钠长石等一起,交代微斜长石等矿物,有时形成似云英岩。

在Ø、Ù带则完全消失,代之以含Cs 的锂云母。

锂辉石 早期的锂辉石以自形晶形式见于Ñ带和Ó带中,浅灰绿色,其晶体大小与主要造岩矿物相近;主要的锂辉石形成于Ô至Ø带,尤其是Õ至×带。

通常新鲜者为淡绿色,风化后呈淡红色或白色,板状巨晶屡见不鲜,最大的可长达9m,含丰富的流体)熔融包裹体。

该阶段锂辉石往往被薄片状或糖粒状钠长石、石英、白云母、锂云母、电气石等矿物所交代。

晚阶段的锂辉石很少,有时呈细粒状集合体,以细脉的形式穿过铯榴石。

绿柱石 少量早期晶出的绿柱石为浅绿色或黄绿色,呈柱状自形晶见于边壳带、Ñ带和Ó带中,且含有硅酸盐熔融包裹体;大量不同色调的绿色绿柱石产于Ò带和Ô带中,晶体大小一般长1~5cm,个别在10cm 以上,含丰富的流体-熔融包裹体和流体包裹体,而绿柱石本身则往往被钠长石、白云母和石英等交代,形成包心结构。

在成分上,以上四带的绿柱石通常为钠绿柱石;在Õ、Ö带中,亦有较多绿柱石产出,往往白色,按成分多为钠锂绿柱石,亦含流体-熔融包裹体和流体包裹体;晚阶段的绿柱石产于×、Ø、Ù带中,往往带玫瑰色,富含铯,属锂铯绿柱石。

铯榴石 主要见于×、Ø带中,少量产于Ù带,在×带薄片状钠长石-白云母组合与Ù带
45
1期朱金初等:新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉岩浆)热液演化和成因
46高校地质学报6卷
块状石英和微斜长石带接触处的两侧,尤为富集。

白色致密块状不规则的铯榴石集合体,呈团块状、巢状产出,大的直径可达1~2m,重达5~6吨。

锂云母鳞片状的锂云母与薄片状钠长石、石英、锂辉石等组成Ø带,呈巢状或透镜状产出,厚达3m,少量见于×带。

富含Cs,并与铯榴石及含Cs的玫瑰色绿柱石和多色电气石共生。

这一组合有时以支脉形式穿插×、Ö、Õ带,但在Ñ至×带的主要岩石中基本不出现锂云母。

电气石黑色的铁镁电气石见于边壳带、Ñ、Ò、Ó、Ô带和围岩中,在Õ、Ö、×、Ø带中见到的电气石为蓝色和绿色的锰(锂)电气石及玫瑰色的锂(铯)电气石,有时出现多色电气石,即在一个柱状电气石晶体中,其核心部位往往为玫瑰色,边缘部位往往为绿色和蓝色。

5包裹体研究
矿物中硅酸盐熔融包裹体、流体)熔融包裹体和流体包裹体是矿物结晶时从岩浆中或从热液流体中直接捕获的样品,它们提供了有关这些熔体或流体的重要信息。

研究工作已充分表明,可可托海3号伟晶岩脉中保留的包裹体信息是十分丰富的。

李兆麟和王淑珍¹及张恩世等[13]都曾报道过本矿区Ñ带条纹长石内的石英中存在硅酸盐熔融包裹体,卢焕章等[23]报导了在Ñ、Ó带的绿柱石、长石和石英中找到了硅酸盐熔融包裹体,作者也在边壳带细粒钠长石花岗岩的石榴石和石英中,Ñ带文象伟晶岩的石英中和Ó带块状微斜长石内的石英中,发现了硅酸盐熔融包裹体。

硅酸盐熔融包裹体分为两类,主要由硅酸盐(包括石英)晶体+气泡组成,大小一般不超过25L m;偶尔也见到一些脱玻化的硅酸盐熔融包裹体,后者由玻璃质、结晶质和气泡组成。

根据已测定的温度数据,边壳带、Ñ带和Ó带包裹体的均一化温度范围为610e~900e。

同时含有流体相和硅酸盐熔体相的包裹体称为流体-熔融包裹体,其形成机制有两种可能:一种是捕获了均一的硅酸盐熔体相,但后者在圈闭后的结晶演化过程中,结晶出硅酸盐晶体相,并分离出流体相。

这与London的富硅酸盐子晶的原生包裹体(crysta-l rich primary in-clusions)相当[31,32];另一种是在矿物生长过程中,同时捕获了硅酸盐熔体和并存的岩浆流体两个相。

吴长年等和朱金初等[14~20]在Ô~×带的锂辉石和绿柱石中发现和研究了流体-熔融包裹体。

卢焕章等[23]也报道和研究了在Ó带和Ô带的绿柱石、锂辉石和石英中存在的流体-熔融包裹体。

研究表明,流体)熔融包裹体的大小不一,最大的可达60L m,大多为椭球状或管状,在热台上缓慢加热时,通常会在480~550e爆裂。

包裹体中的硅酸盐子晶包括锂辉石、钠长石、石英、绿柱石和铯榴石等。

在某些锂辉石样品中,包裹体中晶体相含量高,且它和气液相各自占有的重量百分比相对变化不大,这反应了,包裹体在原先被捕获时,曾经是均一的但富含挥发分的残余熔体,只是在以后冷却和降压时才结晶出硅酸盐子矿物,并留下气液相。

经过加权估算的三个锂辉石中熔体包裹体的成分为:SiO2,5016%~6417%;Al2O3,1715%~ 1819%;Na2O,0%~416%;Li2O,217%~514%;BeO,0%~211%;H2O,612%~1518%; CO2,810%~1515%。

虽然这些数据与目前所知道的硅铝熔浆中H2O和CO2的溶解度资料不完全一致,但无论如何,它在大体上能代表包裹体被捕获时残余熔体及其中挥发分的总体成分。

在另一些情况下,流体相和固体相之间的重量百分比关系有相当大的变化范围,这可能是
¹1985年全国伟晶岩会议论文摘要汇编
同时捕获了不同比例的熔体相和流体相,或者是/颈缩效应0所致,亦不能排除在岩体的不同部位和不同结晶阶段,原始硅铝质熔浆有成分上的不均匀性和时间上的演化差异。

流体-熔融包裹体中流体相的成分,可以以含CO 2为主,也可以以含H 2O+NaCl 为主,有时还出现石盐(或钾盐)子晶。

流体包裹体出现在Ò带至Ö带和Ù带的矿物中,它们可以是高盐度的气液流体包裹体(含石盐或钾盐),纯CO 2或CO 2+H 2O 包裹体和液体包裹体(气液比不超过25%)。

一般说来,产于Ô~×带中的流体包裹体,其盐度相对较高,大多为18%~10%,均一化温度310e ~420e (未经压力校正);产于Ù带石英核中的流体包裹体,其盐度中等,一般为12%~5%,均一化温度300e ~320e 。

根据CO 2+H 2O 体系和纯CO 2体系的热力学性质,计算了本矿区流体包裹体的形成压力范围为115~312kb,大多落入118~310kb 区间。

邹天人等测定的Ó~Ù带石英、钠长石和微斜长石中原生流体包裹体,其均一化温度为494e ~548e (未经压力校正)[11]。

应该说明的是,由于实验条件的限制及所采样品矿物类型和取样位置的不同,不同研究者已测定的温度数据,存在不小的差别;另一方面,由于本矿区流体成分的复杂性,要对流体的捕获温度进行压力和成分校正,目前还存在相当大的困难。

根据现在掌握的包裹体、矿物学和空间分带等综合资料,可以认为,提出本矿区伟晶岩形成的如下大致的温度和压力范围,是合适的,即:边壳带、Ñ带、Ó带和部分Ò、Ô带,900e ~600e ,312~215kb;Õ、Ö、×带和部分Ò带,650e ~500e ,218~212kb;Ù带和Ø带,530e ~450e ,215~118kb 。

6 成因争论
有关伟晶岩成因问题的争论已经持续了近一百年,至今仍有很大的分歧。

主要有两种观点:第一种观点是由哈克尔(Harker A,1909)、尼格里(N iggli P,1937)和费尔斯曼( ¶Âþ±¿ ,1940)等提出的残余熔浆结晶成因说,认为伟晶岩是由花岗质岩浆经结晶分异而产生的富挥发分的残余岩浆-热液(伟晶岩浆)结晶而成;第二种观点是由沙莱尔(Schaller W,1925)、海斯(H ess F L,1925)和兰帝斯(Landes K K,1933)等提出的交代成因说,认为含稀有矿化的伟晶岩,甚至包括文象伟晶岩在内,不是岩浆直接结晶的产物,而是外来热液交代的结果。

作为交代说的一个变种,查瓦里斯基( ±³±ÂºÈ¼º» ,1944)提出再结晶说,认为伟晶岩是由细粒岩石受气液作用,发生再结晶而形成。

在长期的争论中,残余熔浆结晶成因说占据了优势,其支持者包括西方学者Camaron E N,Jahns R H,Burnham W C,Cerny P,London D 等
[31~37]
和前苏联学者 ¶Åà , ½±ÃÀ³ , À½ÀµÀ³ , Źξ¶¿¼À 等
[1~6]
在内,
但其中不少人亦不同程度地承认某些交代现象的存在和重要性;而交代论者亦大多认为,文象伟晶岩、块状微斜长石带和石英核等组成的一些所谓简单伟晶岩,是岩浆)热液直接结晶的结果,但由锂辉石、钠长石、白云母、石英等组成的共生-结构单元是由外来热液交代而产生。

大量的地质、地球化学事实和实验研究都证明了,伟晶岩的形成过程是十分复杂的,用任何一种简单的观点都难以解释伟晶岩成因的全过程。

目前,国际上地质学家之间的主要分歧,似乎不在于上述两种观点简单的完全对立,而是在于如何正确理解,直接的岩浆结晶作用能进行到何种程度?热液交代作用的影响能达到何种规模?后期热液交代的流体来自何方?岩浆和热液之间的关系如何?
47
1期朱金初等:新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉岩浆)热液演化和成因。