新疆包古图斑岩铜矿中性复式岩体的同化混染作用

潘鸿迪　申萍

摘 要：包古图斑岩铜矿位于新疆西准噶尔地区东南部，是一大中型斑岩铜矿床，赋存于包古图中性复式岩体中。包古图中性复式岩体是由早期闪长岩株和晚期闪长玢岩脉组成，以前者为主；该岩体侵位于下石炭统包古图组酸性火山沉积岩中。对包古图闪长岩株及其围岩进行岩相学、岩石主量和微量元素地球化学及Sm-Nd同位素地球化学等方面进行研究。结果表明：闪长岩株由（石英）闪长岩（含少量辉长岩）、似斑状（石英）闪长岩及少量斜长花岗斑岩组成；其岩石是由偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用及岩浆与酸性围岩同化混染作用形成的。同化混染作用的程度不同，则形成不同的岩石：①岩浆直接结晶作用形成辉长岩；②岩浆结晶（分异）作用和少量同化混染作用形成（石英）闪长岩和似斑状（石英）闪长岩；③强烈的同化混染作用形成斜长花岗斑岩，斑岩基质主要由混入岩浆的围岩细碎屑经重结晶作用形成，斑晶是晚于基质结晶的“晚生斑晶”。总之，岩浆与围岩的同化混染作用是包古图岩体的重要成岩作用。

关键词：同化混染作用；地球化学；辉长岩；闪长岩；斜长花岗斑岩；重结晶基质；西准噶尔；新疆

中图分类号：P588.11 文献标志码：A

0 引 言

西准噶尔地区位于新疆北部准噶尔盆地西缘，是中亚造山带的重要组成部分。包古图中性复式岩体位于西准噶尔地区东南部石炭纪岛弧中[1-2]，包古图大型斑岩铜矿赋存于包古图中性复式岩体中。

该岩体呈不规则岩株状侵位于早石炭世包古图组和希贝库拉斯组中。2010年，新疆有色地质勘查局地质研究所对包古图含矿岩体施工了62个钻孔，控制矿化范围为1 100 m×800 m，深度大于700 m，确定该岩体为全岩矿化[3]。多年来，包古图含矿岩体受到不少学者的重视。一些研究者认为该岩体由石英闪长岩和花岗闪长岩组成[4]，更多的研究者认为该岩体是由花岗闪长岩、花岗闪长斑岩和石英闪长岩组成[5-8]。申萍等认为包古图岩体为中性复式岩体，由主期的闪长岩岩株和晚期的闪长玢岩岩脉组成[9-11]。SIMS锆石U-Pb年龄测定主期的闪长岩岩株和晚期的闪长玢岩岩脉分别形成于（313.0±22）、（312.3±2.2）Ma[12]。

在前人研究的基础上，笔者对包古图含矿岩体进行了岩相学、岩石地球化学和Sm-Nd同位素地球化学研究，包括10个钻孔岩芯系统编录、360个薄片岩相学研究、岩体中14个岩石样品以及围岩中6个岩石样品岩石主量和微量元素分析；此外，还选择岩体和围岩的3个代表性样品进行了Sm-Nd同位素分析；据此确定包古图中性复式岩体的岩石类型，并探讨岩体成因。

1 地质概况

包古图中性复式岩体位于新疆克拉玛依西南60 km处（图1）。区域地层以石炭系海相沉积岩和火山岩为主，自下而上依次为太勒古拉组、包古图组和希贝库拉斯组。希贝库拉斯组和泰勒古拉组的厚度均达3 000 m，包古图组厚度达3 500 m[4]。包古图岩体侵位于包古图组中，地表出露面积约0.84 km2，可以认为在包古图岩体侵位深度范围内的围岩主要为下石炭统。区域构造以NE向达拉布特断裂为主，包古图岩体位于达拉布特断裂以南地区，地层走向、褶皱轴向和主断裂均以SN向为主，发育一系列中等紧闭的褶皱（主要为希贝库拉斯复向斜）和压扭性断裂。达拉布特断裂以南地区发育两类花岗岩类岩体（图1）[4]：一类为海西中晚期（约300 Ma）巨大的花岗岩体[13-15]，侵位于下石炭统地层中；另一类为规模较小的中酸性岩体（约320 Ma），分布于达拉布特断裂以南的包古图地区，本文研究的包古图岩体就属于这一类的中性岩体。

2 岩体及围岩特点

2.1 岩体特点

包古图岩体是由主期闪长岩株和晚期闪长玢岩脉组成的中性复式岩体（表1、图2）。闪长岩株由闪长岩、石英闪长岩、似斑状闪长岩和似斑状石英闪长岩组成，闪长岩和石英闪长岩位于闪长岩株中心深部，似斑状闪长岩和似斑状石英闪长岩位于闪长岩株外围及边部。闪长玢岩脉位于闪长岩体的外围，并切穿闪长岩株。

在闪长岩株的深部局部地段有少量辉长岩，主要在岩体边部出现斜长花岗斑岩[图2（b）]。组成闪长岩株的岩石主要矿物为斜长石和褐色角闪石，还有黑云母和石英，其中石英体积分数在不同地段差别很大，从几乎无石英至石英体积分数达5%～20%，甚至部分大于20%。几乎无石英的岩石中出现单斜辉石[图3（a）]，为辉长岩；含有少量石英（体积分数小于5%）、具半自形粒状结构[图3（b）]的岩石为闪长岩；含有较多石英（体积分数为5%～20%）的岩石为石英闪长岩；部分岩石石英体积分数大于20%，具有斑状结构，为斜长花岗斑岩。

2.2 围岩特点

岩体外围地层剖面观察和测量结果表明：泰勒古拉组由晶屑玻屑凝灰岩、玻屑凝灰岩、层凝灰岩、含硅质岩和少量安山岩组成；包古图组主要为凝灰质粉砂岩、凝灰质细砂岩、凝灰质含砾中粗粒砂岩、凝灰岩、层凝灰岩及少量安山岩等，有含砾杂砂岩和灰岩透镜体；希贝库拉斯组有凝灰质含砾杂砂岩、含砾杂砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、含砾凝灰质粗砂岩等，含有灰岩透镜体。

岩体围岩为下石炭统包古图组地层。岩石化学全分析表明，包古图岩体的围岩主要为酸性岩石，如凝灰质长石石英砂岩[图3（e）]、长石石英砂岩[图3（f）]、晶屑玻屑凝灰岩[图3（g）]、含海绿石石英长石砂岩[图3（h）]。近岩体围岩均已发生不同程度的角岩化作用。长英质细碎屑岩因角岩化作用形成黑云母，且长石、石英细碎屑发生重结晶作用而颗粒加大，由细碎屑（凝灰、砂状）结构向镶嵌粒状变晶结构过渡，但仍可见细小的棱角状、次棱角状的砂、细砂或凝灰颗粒，即变余结构仍很清楚；在部分围岩中，可见重结晶形成的镶嵌粒状长英质颗粒，岩石主要具粒状变晶结构或细粒鳞片粒状变晶结构，岩石过渡为长英质角岩或黑云母长英质角岩。上述现象是岩浆热烘烤作用较强、角岩化程度较高所致。

3 同化混染的证据

笔者对该岩体主期的闪长岩株及其围岩进行了岩相学、岩石主量及微量元素地球化学及Sm-Nd同位素地球化学等方面的研究，认为主期闪长岩株不同岩石的形成是由偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用和酸性围岩同化混染作用所致，其证据包括岩相学、岩石地球化学及同位素地球化学等方面的证据。

3.1 岩相学证据

3.1.1 岩石分布特点

包古图岩体主期闪长岩株中发育闪长岩、石英闪长岩以及少量斜长花岗斑岩和辉长岩。这些岩石之间为渐变过渡，没有明显的穿插关系，表明这些岩石之间没有先后侵入关系。闪长岩和石英闪长岩构成闪长岩株主体，辉长岩出现在岩体内部局部地段，斜长花岗斑岩在岩体中随机分布，边部和浅部略为常见[图2（b）]。

3.1.2 岩体中含捕掳体

闪长岩株中含有捕掳体，捕掳体大小不一，大的肉眼可见，粒径为2～5 mm，也见有更小的肉眼不易分辨，但在显微镜下可以确定，可称之为显微捕掳体。捕掳体一般呈不甚规则的球状、椭球状，主要为细碎屑颗粒和重结晶的长英质矿物集合体[图4（a）～（d）]，具镶嵌粒状结构和变余砂状结构。将捕掳体的成分、结构与围岩包古图组（角岩化）细碎屑岩[图3（e）、（f）]进行对比，二者具有明显的一致性，因此，捕掳体可能主要来自包古图组围岩，也不排除其他组细碎屑岩物质混入的可能性。

3.1.4 岩石结构特点

斜长花岗斑岩与闪长岩在矿物成分上相比，前者石英含量明显多于后者，且石英主要存在于重结晶基质中；在岩石结构上，斜长花岗斑岩具特殊的“斑状结构”（图5～7），“基质”由重结晶长英质矿物及少量细碎屑组成，具镶嵌粒状结构；闪长岩具中粗粒半自形粒状结构（或似斑状结构），也可见少量重结晶的围岩碎屑，作为捕掳体或显微捕掳体存在；岩浆矿物则以此为冷源核心结晶生长，可见其成为数个大斜长石的结晶中心，即捕掳体重结晶矿物颗粒最小，向外颗粒渐次加大[图4（b）～（d）]。碎屑和重结晶矿物的存在是岩浆同化围岩不彻底的表现，阴影颗粒形态的存在也是岩浆同化围岩物质在岩石中的物相表现，只是同化作用比前者进行得略为充分些。彻底的同化作用在矿物成分和岩石结构上难以留下直接或间接的围岩残留物相（或残余结构）的证据；同化彻底的酸性围岩物质加入使得岩浆成分发生改变，促使岩浆在结晶过程中发生分异作用。围岩物质加入所引起的同化和混染作用使形成的闪长岩酸度增加，这也就是岩石中的石英体积分数在不同地段差别大的原因，从几乎无石英至石英体积分数达5%～20%，甚至更多，以致偏基性的中性岩浆形成偏酸性的中性岩石（石英闪长岩），甚至形成酸性岩（斜长花岗斑岩）。

3.2 岩石地球化学证据

3.2.1 分析方法和结果

选择研究区未混染的岩石（辉长岩和闪长岩）和强烈混染岩石（斜长花岗斑岩）样品以及围岩（凝灰岩、粉砂质凝灰岩）样品，分别进行了岩石主量和微量元素地球化学分析，所有样品在中国科学院地质与地球物理研究所实验室进行，主量元素数据由X射线荧光光谱分析仪（XRF）测试，微量元素数据由ICP-MS测试，分析方法详见文献[16]，分析结果见表2、3。

4.2 斜长花岗斑岩的斑状结构及斑晶成因

通常，在斑状结构的岩石中，斑晶是岩浆结晶早期在深部岩浆缓慢冷却结晶的粗大矿物，基质是岩浆结晶晚期在浅部岩浆快速冷却结晶的细小矿物；基质分布在斑晶周围，或出现在斑晶间隙中（填隙状）。但是，包古图闪长岩体的斜长花岗斑岩并非如此。该岩石的斑状结构不是简单地由岩浆结晶作用形成，而是中性岩浆与酸性围岩混染作用的产物，其形成机理可能如下。

构造作用下形成的侵位空间中，围岩碎屑含量和大小是不均衡的；无论是因挤压虚脱释放或因直接引张所形成的构造断裂系统，其围岩中都存在裂隙或微裂隙，既有自由空间，又可以含有破碎解离的围岩碎块或粒末化的细碎屑物。

在围岩碎屑较多且具有大量微裂隙地段的空间中，岩浆侵位时，围岩中未被岩浆彻底同化掉的长英质碎屑物在岩浆热的作用下发生重结晶作用形成碎屑重结晶基质；自由空间的存在[图5（c）中可见，大颗粒斜长石呈晶簇状生长应与自由空间存在有关]，加之深成的温度和压力条件，给游走于细碎屑岩裂隙系统中的岩浆流体提供了缓慢结晶形成斜长石大颗粒的可能性，而自由空间中离散的细碎屑则非常可能且很容易被岩浆结晶的大颗粒斜长石所包裹。个体很大、具环带结构的自形斜长石构成斑晶，含细碎屑的重结晶矿物构成基质，这样就形成了一种特殊的“斑状结构”；其斑晶结晶时，基质已先期存在，斑晶的形成晚于基质，故可以称之为“晚生斑晶”，笔者建议将这样形成的斑状结构称之为“晚斑结构”。值得一提的是，混染形成的斑晶及斑状结构在成因和结构形态上明显不同于正常岩浆结晶的斑晶及斑状结构，也明显不同于区域变质作用形成的变斑晶及变斑状结构以及混合岩化作用形成的交代斑晶及交代斑状结构。

另一方面，在围岩碎屑很少的空间中，岩浆在这种围岩空间内部几乎未有或很少有同化混染作用，而是直接结晶形成闪长岩（少量辉长岩）[图3（a）、（b）]；或者岩浆同化作用的能力较强，虽有围岩物质的加入，但是保存的混染物质不多，较酸性的混染物质被熔入岩浆，则形成石英闪长岩，石英闪长岩的形成也应与岩浆分异作用有关；若围岩物质集中成团块，则为闪长岩中的捕掳体。

同化混染作用使得包古图岩体的岩石类型和岩石结构变得十分复杂。在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大；岩石化学分析结果表明，岩石成分虽以中性岩成分为主，但是在相邻不远地段会出现不同成分的岩石，从酸性到偏基性甚至个别为基性的岩石都有出现，岩石成分的变化主要与混染的酸性围岩加入岩浆的量有关，在此自然不能排除结晶分异作用的参与。岩体中岩石的结构变化大，出现粒状闪长岩的粒状结构和似斑状闪长岩的似斑状结构及斜长花岗斑岩的斑状结构；混染成因的斜长花岗斑岩的斑晶与基质矿物个体的粒度差别很大，成分也很不平衡；这主要是由于围岩混染引起的复杂成岩方式所致。

从钻孔岩芯编录来看，本区矿化特征显示矿化较好地段的岩体中同化混染作用强烈，亦属捕掳体分布较为密集的部位，如钻孔ZK211和ZK103等；这一现象表明岩浆侵位时与酸性围岩之间发生的同化混染作用可能对矿化有一定影响，其影响机理还有待于研究。

5 结 语

（1）包古图主期闪长岩株是由成分显著变化的不同岩石组成，主要包括辉长岩、闪长岩和斜长花岗斑岩等，在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大，多数岩石中含有长英质围岩捕掳体。

（2）斜长花岗斑岩是由偏基性的中性岩浆与酸性围岩发生混染作用形成的，岩石具特殊的“斑状结构”，斑晶与基质在成因上不一致（即物源和生成方式不同），斑晶的形成晚于基质，为“晚生斑晶”，建议将其结构称之为“晚斑结构”。

（3）斜长花岗斑岩的SiO2含量、Mg#值、稀土元素及微量元素等岩石地球化学特点介于未混染的辉长岩、闪长岩与围岩之间，斜长花岗斑岩εNd（t）值介于未混染辉长岩、闪长岩与围岩之间，这也是斜长花岗斑岩混染成因的重要佐证。

（4）包古图含矿岩体是岩浆侵位时期在偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用以及与酸性围岩同化混染作用下形成的，长英质围岩组分的混入是导致闪长岩株岩石成分变化的主要原因。

野外工作得到了新疆有色地质勘查局地质研究所张锐和张云孝等以及新疆有色冶金设计研究院有限公司闫存新、吴宏恩和成勇等的大力支持，国家305项目办公室王宝林、潘成泽和颜启明等也给予了关心和指导，在此一并致谢。

3 同化混染的证据

笔者对该岩体主期的闪长岩株及其围岩进行了岩相学、岩石主量及微量元素地球化学及Sm-Nd同位素地球化学等方面的研究，认为主期闪长岩株不同岩石的形成是由偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用和酸性围岩同化混染作用所致，其证据包括岩相学、岩石地球化学及同位素地球化学等方面的证据。

3.1 岩相学证据

3.1.1 岩石分布特点

包古图岩体主期闪长岩株中发育闪长岩、石英闪长岩以及少量斜长花岗斑岩和辉长岩。这些岩石之间为渐变过渡，没有明显的穿插关系，表明这些岩石之间没有先后侵入关系。闪长岩和石英闪长岩构成闪长岩株主体，辉长岩出现在岩体内部局部地段，斜长花岗斑岩在岩体中随机分布，边部和浅部略为常见[图2（b）]。

3.1.2 岩体中含捕掳体

闪长岩株中含有捕掳体，捕掳体大小不一，大的肉眼可见，粒径为2～5 mm，也见有更小的肉眼不易分辨，但在显微镜下可以确定，可称之为显微捕掳体。捕掳体一般呈不甚规则的球状、椭球状，主要为细碎屑颗粒和重结晶的长英质矿物集合体[图4（a）～（d）]，具镶嵌粒状结构和变余砂状结构。将捕掳体的成分、结构与围岩包古图组（角岩化）细碎屑岩[图3（e）、（f）]进行对比，二者具有明显的一致性，因此，捕掳体可能主要来自包古图组围岩，也不排除其他组细碎屑岩物质混入的可能性。

3.1.4 岩石结构特点

斜长花岗斑岩与闪长岩在矿物成分上相比，前者石英含量明显多于后者，且石英主要存在于重结晶基质中；在岩石结构上，斜长花岗斑岩具特殊的“斑状结构”（图5～7），“基质”由重结晶长英质矿物及少量细碎屑组成，具镶嵌粒状结构；闪长岩具中粗粒半自形粒状结构（或似斑状结构），也可见少量重结晶的围岩碎屑，作为捕掳体或显微捕掳体存在；岩浆矿物则以此为冷源核心结晶生长，可见其成为数个大斜长石的结晶中心，即捕掳体重结晶矿物颗粒最小，向外颗粒渐次加大[图4（b）～（d）]。碎屑和重结晶矿物的存在是岩浆同化围岩不彻底的表现，阴影颗粒形态的存在也是岩浆同化围岩物质在岩石中的物相表现，只是同化作用比前者进行得略为充分些。彻底的同化作用在矿物成分和岩石结构上难以留下直接或间接的围岩残留物相（或残余结构）的证据；同化彻底的酸性围岩物质加入使得岩浆成分发生改变，促使岩浆在结晶过程中发生分异作用。围岩物质加入所引起的同化和混染作用使形成的闪长岩酸度增加，这也就是岩石中的石英体积分数在不同地段差别大的原因，从几乎无石英至石英体积分数达5%～20%，甚至更多，以致偏基性的中性岩浆形成偏酸性的中性岩石（石英闪长岩），甚至形成酸性岩（斜长花岗斑岩）。

3.2 岩石地球化学证据

3.2.1 分析方法和结果

选择研究区未混染的岩石（辉长岩和闪长岩）和强烈混染岩石（斜长花岗斑岩）样品以及围岩（凝灰岩、粉砂质凝灰岩）样品，分别进行了岩石主量和微量元素地球化学分析，所有样品在中国科学院地质与地球物理研究所实验室进行，主量元素数据由X射线荧光光谱分析仪（XRF）测试，微量元素数据由ICP-MS测试，分析方法详见文献[16]，分析结果见表2、3。

4.2 斜长花岗斑岩的斑状结构及斑晶成因

通常，在斑状结构的岩石中，斑晶是岩浆结晶早期在深部岩浆缓慢冷却结晶的粗大矿物，基质是岩浆结晶晚期在浅部岩浆快速冷却结晶的细小矿物；基质分布在斑晶周围，或出现在斑晶间隙中（填隙状）。但是，包古图闪长岩体的斜长花岗斑岩并非如此。该岩石的斑状结构不是简单地由岩浆结晶作用形成，而是中性岩浆与酸性围岩混染作用的产物，其形成机理可能如下。

构造作用下形成的侵位空间中，围岩碎屑含量和大小是不均衡的；无论是因挤压虚脱释放或因直接引张所形成的构造断裂系统，其围岩中都存在裂隙或微裂隙，既有自由空间，又可以含有破碎解离的围岩碎块或粒末化的细碎屑物。

在围岩碎屑较多且具有大量微裂隙地段的空间中，岩浆侵位时，围岩中未被岩浆彻底同化掉的长英质碎屑物在岩浆热的作用下发生重结晶作用形成碎屑重结晶基质；自由空间的存在[图5（c）中可见，大颗粒斜长石呈晶簇状生长应与自由空间存在有关]，加之深成的温度和压力条件，给游走于细碎屑岩裂隙系统中的岩浆流体提供了缓慢结晶形成斜长石大颗粒的可能性，而自由空间中离散的细碎屑则非常可能且很容易被岩浆结晶的大颗粒斜长石所包裹。个体很大、具环带结构的自形斜长石构成斑晶，含细碎屑的重结晶矿物构成基质，这样就形成了一种特殊的“斑状结构”；其斑晶结晶时，基质已先期存在，斑晶的形成晚于基质，故可以称之为“晚生斑晶”，笔者建议将这样形成的斑状结构称之为“晚斑结构”。值得一提的是，混染形成的斑晶及斑状结构在成因和结构形态上明显不同于正常岩浆结晶的斑晶及斑状结构，也明显不同于区域变质作用形成的变斑晶及变斑状结构以及混合岩化作用形成的交代斑晶及交代斑状结构。

另一方面，在围岩碎屑很少的空间中，岩浆在这种围岩空间内部几乎未有或很少有同化混染作用，而是直接结晶形成闪长岩（少量辉长岩）[图3（a）、（b）]；或者岩浆同化作用的能力较强，虽有围岩物质的加入，但是保存的混染物质不多，较酸性的混染物质被熔入岩浆，则形成石英闪长岩，石英闪长岩的形成也应与岩浆分异作用有关；若围岩物质集中成团块，则为闪长岩中的捕掳体。

同化混染作用使得包古图岩体的岩石类型和岩石结构变得十分复杂。在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大；岩石化学分析结果表明，岩石成分虽以中性岩成分为主，但是在相邻不远地段会出现不同成分的岩石，从酸性到偏基性甚至个别为基性的岩石都有出现，岩石成分的变化主要与混染的酸性围岩加入岩浆的量有关，在此自然不能排除结晶分异作用的参与。岩体中岩石的结构变化大，出现粒状闪长岩的粒状结构和似斑状闪长岩的似斑状结构及斜长花岗斑岩的斑状结构；混染成因的斜长花岗斑岩的斑晶与基质矿物个体的粒度差别很大，成分也很不平衡；这主要是由于围岩混染引起的复杂成岩方式所致。

从钻孔岩芯编录来看，本区矿化特征显示矿化较好地段的岩体中同化混染作用强烈，亦属捕掳体分布较为密集的部位，如钻孔ZK211和ZK103等；这一现象表明岩浆侵位时与酸性围岩之间发生的同化混染作用可能对矿化有一定影响，其影响机理还有待于研究。

5 结 语

（1）包古图主期闪长岩株是由成分显著变化的不同岩石组成，主要包括辉长岩、闪长岩和斜长花岗斑岩等，在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大，多数岩石中含有长英质围岩捕掳体。

（2）斜长花岗斑岩是由偏基性的中性岩浆与酸性围岩发生混染作用形成的，岩石具特殊的“斑状结构”，斑晶与基质在成因上不一致（即物源和生成方式不同），斑晶的形成晚于基质，为“晚生斑晶”，建议将其结构称之为“晚斑结构”。

（3）斜长花岗斑岩的SiO2含量、Mg#值、稀土元素及微量元素等岩石地球化学特点介于未混染的辉长岩、闪长岩与围岩之间，斜长花岗斑岩εNd（t）值介于未混染辉长岩、闪长岩与围岩之间，这也是斜长花岗斑岩混染成因的重要佐证。

（4）包古图含矿岩体是岩浆侵位时期在偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用以及与酸性围岩同化混染作用下形成的，长英质围岩组分的混入是导致闪长岩株岩石成分变化的主要原因。

野外工作得到了新疆有色地质勘查局地质研究所张锐和张云孝等以及新疆有色冶金设计研究院有限公司闫存新、吴宏恩和成勇等的大力支持，国家305项目办公室王宝林、潘成泽和颜启明等也给予了关心和指导，在此一并致谢。

3 同化混染的证据

笔者对该岩体主期的闪长岩株及其围岩进行了岩相学、岩石主量及微量元素地球化学及Sm-Nd同位素地球化学等方面的研究，认为主期闪长岩株不同岩石的形成是由偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用和酸性围岩同化混染作用所致，其证据包括岩相学、岩石地球化学及同位素地球化学等方面的证据。

3.1 岩相学证据

3.1.1 岩石分布特点

包古图岩体主期闪长岩株中发育闪长岩、石英闪长岩以及少量斜长花岗斑岩和辉长岩。这些岩石之间为渐变过渡，没有明显的穿插关系，表明这些岩石之间没有先后侵入关系。闪长岩和石英闪长岩构成闪长岩株主体，辉长岩出现在岩体内部局部地段，斜长花岗斑岩在岩体中随机分布，边部和浅部略为常见[图2（b）]。

3.1.2 岩体中含捕掳体

闪长岩株中含有捕掳体，捕掳体大小不一，大的肉眼可见，粒径为2～5 mm，也见有更小的肉眼不易分辨，但在显微镜下可以确定，可称之为显微捕掳体。捕掳体一般呈不甚规则的球状、椭球状，主要为细碎屑颗粒和重结晶的长英质矿物集合体[图4（a）～（d）]，具镶嵌粒状结构和变余砂状结构。将捕掳体的成分、结构与围岩包古图组（角岩化）细碎屑岩[图3（e）、（f）]进行对比，二者具有明显的一致性，因此，捕掳体可能主要来自包古图组围岩，也不排除其他组细碎屑岩物质混入的可能性。

3.1.4 岩石结构特点

斜长花岗斑岩与闪长岩在矿物成分上相比，前者石英含量明显多于后者，且石英主要存在于重结晶基质中；在岩石结构上，斜长花岗斑岩具特殊的“斑状结构”（图5～7），“基质”由重结晶长英质矿物及少量细碎屑组成，具镶嵌粒状结构；闪长岩具中粗粒半自形粒状结构（或似斑状结构），也可见少量重结晶的围岩碎屑，作为捕掳体或显微捕掳体存在；岩浆矿物则以此为冷源核心结晶生长，可见其成为数个大斜长石的结晶中心，即捕掳体重结晶矿物颗粒最小，向外颗粒渐次加大[图4（b）～（d）]。碎屑和重结晶矿物的存在是岩浆同化围岩不彻底的表现，阴影颗粒形态的存在也是岩浆同化围岩物质在岩石中的物相表现，只是同化作用比前者进行得略为充分些。彻底的同化作用在矿物成分和岩石结构上难以留下直接或间接的围岩残留物相（或残余结构）的证据；同化彻底的酸性围岩物质加入使得岩浆成分发生改变，促使岩浆在结晶过程中发生分异作用。围岩物质加入所引起的同化和混染作用使形成的闪长岩酸度增加，这也就是岩石中的石英体积分数在不同地段差别大的原因，从几乎无石英至石英体积分数达5%～20%，甚至更多，以致偏基性的中性岩浆形成偏酸性的中性岩石（石英闪长岩），甚至形成酸性岩（斜长花岗斑岩）。

3.2 岩石地球化学证据

3.2.1 分析方法和结果

选择研究区未混染的岩石（辉长岩和闪长岩）和强烈混染岩石（斜长花岗斑岩）样品以及围岩（凝灰岩、粉砂质凝灰岩）样品，分别进行了岩石主量和微量元素地球化学分析，所有样品在中国科学院地质与地球物理研究所实验室进行，主量元素数据由X射线荧光光谱分析仪（XRF）测试，微量元素数据由ICP-MS测试，分析方法详见文献[16]，分析结果见表2、3。

4.2 斜长花岗斑岩的斑状结构及斑晶成因

通常，在斑状结构的岩石中，斑晶是岩浆结晶早期在深部岩浆缓慢冷却结晶的粗大矿物，基质是岩浆结晶晚期在浅部岩浆快速冷却结晶的细小矿物；基质分布在斑晶周围，或出现在斑晶间隙中（填隙状）。但是，包古图闪长岩体的斜长花岗斑岩并非如此。该岩石的斑状结构不是简单地由岩浆结晶作用形成，而是中性岩浆与酸性围岩混染作用的产物，其形成机理可能如下。

构造作用下形成的侵位空间中，围岩碎屑含量和大小是不均衡的；无论是因挤压虚脱释放或因直接引张所形成的构造断裂系统，其围岩中都存在裂隙或微裂隙，既有自由空间，又可以含有破碎解离的围岩碎块或粒末化的细碎屑物。

在围岩碎屑较多且具有大量微裂隙地段的空间中，岩浆侵位时，围岩中未被岩浆彻底同化掉的长英质碎屑物在岩浆热的作用下发生重结晶作用形成碎屑重结晶基质；自由空间的存在[图5（c）中可见，大颗粒斜长石呈晶簇状生长应与自由空间存在有关]，加之深成的温度和压力条件，给游走于细碎屑岩裂隙系统中的岩浆流体提供了缓慢结晶形成斜长石大颗粒的可能性，而自由空间中离散的细碎屑则非常可能且很容易被岩浆结晶的大颗粒斜长石所包裹。个体很大、具环带结构的自形斜长石构成斑晶，含细碎屑的重结晶矿物构成基质，这样就形成了一种特殊的“斑状结构”；其斑晶结晶时，基质已先期存在，斑晶的形成晚于基质，故可以称之为“晚生斑晶”，笔者建议将这样形成的斑状结构称之为“晚斑结构”。值得一提的是，混染形成的斑晶及斑状结构在成因和结构形态上明显不同于正常岩浆结晶的斑晶及斑状结构，也明显不同于区域变质作用形成的变斑晶及变斑状结构以及混合岩化作用形成的交代斑晶及交代斑状结构。

另一方面，在围岩碎屑很少的空间中，岩浆在这种围岩空间内部几乎未有或很少有同化混染作用，而是直接结晶形成闪长岩（少量辉长岩）[图3（a）、（b）]；或者岩浆同化作用的能力较强，虽有围岩物质的加入，但是保存的混染物质不多，较酸性的混染物质被熔入岩浆，则形成石英闪长岩，石英闪长岩的形成也应与岩浆分异作用有关；若围岩物质集中成团块，则为闪长岩中的捕掳体。

同化混染作用使得包古图岩体的岩石类型和岩石结构变得十分复杂。在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大；岩石化学分析结果表明，岩石成分虽以中性岩成分为主，但是在相邻不远地段会出现不同成分的岩石，从酸性到偏基性甚至个别为基性的岩石都有出现，岩石成分的变化主要与混染的酸性围岩加入岩浆的量有关，在此自然不能排除结晶分异作用的参与。岩体中岩石的结构变化大，出现粒状闪长岩的粒状结构和似斑状闪长岩的似斑状结构及斜长花岗斑岩的斑状结构；混染成因的斜长花岗斑岩的斑晶与基质矿物个体的粒度差别很大，成分也很不平衡；这主要是由于围岩混染引起的复杂成岩方式所致。

从钻孔岩芯编录来看，本区矿化特征显示矿化较好地段的岩体中同化混染作用强烈，亦属捕掳体分布较为密集的部位，如钻孔ZK211和ZK103等；这一现象表明岩浆侵位时与酸性围岩之间发生的同化混染作用可能对矿化有一定影响，其影响机理还有待于研究。

5 结 语

（1）包古图主期闪长岩株是由成分显著变化的不同岩石组成，主要包括辉长岩、闪长岩和斜长花岗斑岩等，在闪长岩体内部相邻不远的地段岩性变化大，多数岩石中含有长英质围岩捕掳体。

（2）斜长花岗斑岩是由偏基性的中性岩浆与酸性围岩发生混染作用形成的，岩石具特殊的“斑状结构”，斑晶与基质在成因上不一致（即物源和生成方式不同），斑晶的形成晚于基质，为“晚生斑晶”，建议将其结构称之为“晚斑结构”。

（3）斜长花岗斑岩的SiO2含量、Mg#值、稀土元素及微量元素等岩石地球化学特点介于未混染的辉长岩、闪长岩与围岩之间，斜长花岗斑岩εNd（t）值介于未混染辉长岩、闪长岩与围岩之间，这也是斜长花岗斑岩混染成因的重要佐证。

（4）包古图含矿岩体是岩浆侵位时期在偏基性的中性岩浆结晶（分异）作用以及与酸性围岩同化混染作用下形成的，长英质围岩组分的混入是导致闪长岩株岩石成分变化的主要原因。

野外工作得到了新疆有色地质勘查局地质研究所张锐和张云孝等以及新疆有色冶金设计研究院有限公司闫存新、吴宏恩和成勇等的大力支持，国家305项目办公室王宝林、潘成泽和颜启明等也给予了关心和指导，在此一并致谢。