2018, Vol. 37
2. 湖南省地质调查院, 长沙 410116;
3. 核工业北京地质研究院, 北京 100029
2. Hunan Institute of Geological Survey, Changsha 410116, China;
3. State Research Institute of Uranium Geology, Beijing 100029, China
北山造山带位于中亚造山带南部分支，连接西侧的天山缝合带和东侧的索仑缝合带，是一个由大量构造块体，包括微陆块、岛弧、洋壳和增生杂岩等经多期次俯冲拼贴形成的增生型造山带(Xiao et al., 2010a；Song et al., 2013a)。由于其独特的构造位置和复杂的地质演化过程，近年来受到众多学者的关注(聂凤军等，2002；Qin et al., 2003；左国朝等，2003；Xiao et al., 2009；2010a；Song et al., 2013a, 2013b；Tian et al., 2014；Cleven et al., 2015)。区内构造-岩浆活动频繁，出露大面积的花岗岩类岩石。关于花岗岩的侵位时代，主要集中在海西晚期(左国朝等, 1990)，然而，近年来研究显示，加里东期岩浆岩在区内广泛发育(赵泽辉等，2007；张新虎等，2008；李舢等, 2009, 2011；Xiao et al., 2010a, 2010b；张文等, 2010, 2011；冯继承等，2012；Mao et al., 2012；Song et al., 2013b；贺振宇等，2014)。目前，关于北山造山带广泛分布的古生代花岗岩类岩石的具体形成时代、岩石成因及构造属性等还缺乏比较精确的认知，在一定程度上制约了对该地区构造-岩浆演化过程的总体认识。
三峰山铜金矿床位于新疆北山造山带南亚带西段，是赋存于石炭系变质火山-沉积岩系中的一个中型铜金矿床。研究表明，矿床的形成时代为海西期(Wang et al., 2016)。矿区北侧出露一规模较大的花岗岩体，地质资料显示亦为海西期岩浆活动产物，在空间上与铜金矿床相距不远(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)。目前，关于该花岗岩体与矿床之间是否存在成因联系，尚未开展系统研究，对于岩浆活动与成矿作用的演化序次尚不明确。鉴于此，本文选择三峰山铜矿区花岗岩体进行研究，拟通过详细的年代学与岩石地球化学研究，确定三峰山花岗岩体的形成时代，分析岩浆源区特征，示踪岩浆演化过程，并探讨岩石形成的构造环境，旨在查明岩浆活动与成矿作用的关系，并且加深对北山地区古生代构造-岩浆演化过程的认识。
1 区域地质背景北山造山带位于西伯利亚、塔里木板块和华北板块的交汇部位(图 1a)，该区地质演化历史悠久，构造-岩浆活动频繁。在元古宙时期，完成了结晶基底的形成和古亚洲洋的扩张演化；古生代，由于古亚洲洋的俯冲作用，导致了多个微陆块、岛弧、洋壳、增生杂岩的多期复杂的俯冲和碰撞拼贴作用，形成了一系列岩浆岛弧、蛇绿岩带和连续俯冲-增生过程所形成的增生杂岩体；在中-新生代，该区进入陆内发展阶段，经历了大规模的推覆-滑脱构造作用，变质变形构造十分发育(Zuo et al., 1991；Ao et al., 2010, 2012；Xiao et al., 2010a, 2010b；Su et al., 2011；Song et al., 2013a，2013b；姜洪颖等，2013；贺振宇等，2014)。研究区主要位于北山造山带南部，区内出露地层较为破碎，主要为石炭系、二叠系以及新生界(图 1b、1c)。石炭系主要包括下石炭统红柳园组和上石炭统矛头山组。其中，红柳园组按岩性共划分为两段，下段为呈互层韵律状产出的千枚岩和粉砂质千枚岩等，上段为变质火山岩建造。矛头山组总体以长石岩屑砂岩和岩屑砂岩等为代表，上段夹有少量火山熔岩及凝灰岩等。新近系苦泉组岩性包括黏土岩、砂岩和砂砾岩等。受多期大规模构造变动影响，该区构造格局复杂，发育各种面线状构造、韧性剪切带和断裂构造体系，并伴随多期次岩浆活动。岩浆岩形成时代范围较大，从元古宙到二叠纪均有产出，岩性以侵入岩为主，包括超基性-基性深成侵入体和中酸性花岗岩体等，总体呈北东向延伸的脉状岩株、岩墙、岩枝和岩基状产出。
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1-第四系沉积物；2-新近系苦泉组；3-上石炭统矛头山组上段；4-上石炭统矛头山组下段；5-下石炭统红柳园组上段；6-下石炭统红柳园组下段；7-三峰山花岗岩体；8-地层界线；9-断层；10-矿床；11-采样点。(a)据Xiao等(2010a)修改; (b)据Wang等(2016)修改; (c)据周超(2015)修改 图 1 中亚造山带位置示意图、北山造山带构造简图和三峰山地区地质简图 Fig.1 Sketch tectonic map of the Central Asian Orogenic Belt, location and sketch tectonic map of the Beishan orogenic belt and simplified geological map of the Sanfengshan area |
三峰山花岗岩体位于北山造山带南亚带西段，出露于小长山-小黑包以南，三峰山铜金矿体北侧约2 km处，在平面上呈不规则的岩株、岩脉状产出，出露面积约12 km2。岩体延伸方向为北东东向，与区域构造线方向一致，上覆地层为下石炭统红柳园组浅变质火山-沉积岩系。三峰山岩体的岩性比较单一，主要由二长花岗岩和花岗细晶岩组成，受后期区域变质作用影响，岩石发生强烈劈理化。
二长花岗岩呈灰白色，中细粒自形-半自形粒状结构，块状构造，主要组成矿物为石英(30%)、斜长石(30%)、条纹长石(20%)、微斜长石(10%)、白云母(5%)和黑云母(5%)(图 2a)。石英呈他形粒状，粒度约为0.1 mm×0.2 mm，干涉色Ⅰ级黄白。斜长石为自形-半自形，板状或长条状，大小约为0.5 mm×1 mm，干涉色Ⅰ级灰白，可见聚片双晶和卡钠复合双晶。条纹长石呈自形-半自形板状，大小约为0.5 mm×0.8 mm，其中钠长石呈较规则的条带状或细脉状分布于钾长石中。微斜长石呈自形-半自形板状，大小约为0.5 mm×0.8 mm，见明显的格子双晶。白云母为自形-半自形片状，大小约为0.05 mm×0.5 mm，集合体呈叶片状或放射状，具明显闪突起，分布于石英和长石颗粒之间。黑云母为黄褐色，半自形片状，大小约为0.2 mm，多色性明显(图 2c、2d)。
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(a)二长花岗岩的中细粒自形-半自形粒状结构；(b)花岗细晶岩的全晶质自形-半自形细粒结构；(c，d)二长花岗中斜长石发育聚片双晶结构，石英呈他形粒状集合体；(e)二长花岗岩中斜长石和条纹长石部分黏土化，与石英、白云母相伴生；(f)花岗细晶岩的全晶质细粒结构。Qz-石英；Bt-黑云母；Ms-白云母；Pth-条纹长石；Pl-斜长石；Or-正长石 图 2 三峰山花岗岩手标本(a, b)及镜下特征(c~f) Fig.2 Hand specimen photos (a, b) and microphotos (c-f) showing lithology of the Sanfengshan granites |
花岗细晶岩呈浅肉红色，细粒结构，块状构造，主要组成矿物为石英(30%)、正长石(40%)、斜长石(20%)、条纹长石(5%~10%)和少量黑云母(2%~5%)等(图 2b)。石英为他形粒状，粒径约为0.05 mm，干涉色Ⅰ级黄白，表面较光滑，见波状消光。正长石为半自形板状，大小为0.1 mm×0.2 mm，干涉色为Ⅰ级灰白，可见卡式双晶。斜长石呈自形-半自形，板状或长条状，大小约为0.05 mm×0.2 mm，干涉色Ⅰ级灰白，聚片双晶发育。条纹长石含量较少，为半自形板状，大小约0.1 mm×0.2 mm。黑云母呈黄褐色，多色性明显，半自形片状，大小约为0.05 mm×0.1 mm，分布于裂隙中与石英、长石相伴生(图 2e、2f)。
3 样品采集与分析方法样品均采自三峰山花岗岩体野外露头，岩性为二长花岗岩(PM2-9)和花岗细晶岩(PM2-13)。锆石U-Pb同位素测试和主量、微量元素的测试工作均在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成。
锆石U-Pb同位素测试激光剥蚀系统为Geolas 193准分子激光固体进样系统，ICP-MS设备为Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱。测试过程中，激光斑束直径为32 μm，频率为8 Hz，能量密度8 J/cm2，采用He作为载气，Ar气作为补偿气，以美国国家标准参考物质NIST610作为测定微量元素含量的外标，标准锆石91500(206Pb/238U=1065 Ma)(Wiedenbeck et al., 1995, 2004)作为定年外标，标准锆石GJ-1作为监控样品。样品分析过程中，每测定5个样品点测定两次标准锆石91500，每个样品的信号采集时间共100 s，其中前20 s作为背景信号采集时间，样品信号采集时间50 s。测试完成后，采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010)对测试数据进行后期处理，年龄计算与谐和图的绘制利用Isoplot软件(Ludwig, 2003)完成。
样品的主量元素采用X荧光光谱法(XRF)进行分析，仪器为日本岛津公司生产的XRF-1800型号X射线荧光光谱仪。用酸溶法制备样品的微量元素溶液，利用等离子体质谱法(ICP-MS)分析样品溶液，采用的仪器为美国ThermoFisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱仪，在测试过程中，利用平行样和标样对测试过程进行监控和检验，确保数据的准确性与可靠性。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb定年样品的锆石U-Pb同位素测试结果见表 1。两件样品中的锆石自形程度均较高，晶棱锋锐清晰，多数呈长柱状，部分短柱状，大小约90 μm×150 μm，长宽比为2.5:1~1:1。锆石阴极发光(CL)图像中均出现较窄的震荡式生长环带结构，个别锆石中心部位可见浑圆状继承核(图 3a、3c)。
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表 1 三峰山二长花岗岩(PM2-9)和花岗细晶岩(PM2-13)锆石LA-ICP-MS分析结果 Table 1 U-Pb isotopic compositions and dating of zircons from the Sanfengshan mzono-granites (PM2-9) and granite-aplites (PM2-13) |
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图 3 三峰山锆石阴极发光图像(a: PM2-9，c: PM2-13)和U-Pb年龄谐和图(b: PM2-9，d: PM2-13) Fig.3 CL images of zircon grains from the Sanfengshan granites (a: PM2-9, c: PM2-13) and zircon U-Pb isotopic concordia diagrams (b: PM2-9, d: PM2-13) |
二长花岗岩(PM2-9)的Th/U为0.45~0.82，均值为0.64，具有典型的岩浆成因锆石特征(Hoskin and Black, 2000；Belousova et al., 2002)。25颗锆石测点均落在U-Pb谐和线上及附近(图 3b)，分布相对集中，显示较好的谐和性，暗示锆石形成后U-Pb同位素体系基本封闭，没有U或Pb同位素的明显丢失或加入，测试结果真实可信，代表了岩体的结晶年龄。206Pb/238U加权平均年龄为(462.3±2.4)Ma(MSWD=0.031)，表明二长花岗岩的结晶年龄为中奥陶世。
花岗细晶岩(PM2-13)中锆石Th/U为0.32~0.92，均值为0.72，为典型岩浆锆石。24颗锆石测点分布于U-Pb的谐和曲线上以及其附近(图 3d)，206Pb/238U加权平均年龄为(461.8±2.7)Ma(MSWD=0.15)，基本代表了花岗细晶岩的结晶年龄。二长花岗岩与花岗细晶岩的结晶年龄基本一致，表明三峰山花岗岩体侵位于中奥陶世，其形成可能与加里东晚期的构造岩浆事件相关。
4.2 岩石地球化学 4.2.1 主量元素特征分析结果显示，二长花岗岩的SiO2含量相对较高，主要为68.19%~74.73%，均值为72.41%；Al2O3和CaO含量变化范围较大，分别为11.89%~17.95%和0.27%~3.97%；TFe2O3和MgO含量偏低，分别为0.55%~1.74%和0.18%~0.60%；Na2O和K2O含量相对较高，为3.32%~4.70%和2.94%~4.98%(表 2)。花岗细晶岩中主量元素含量与二长花岗岩相近，SiO2含量为71.35%~74.30%；Al2O3含量略高，为13.86%~15.46%；MgO含量为0.12%~0.16%；Na2O和K2O的含量分别为5.23%~5.58%和2.71%~3.90%(表 2)。
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表 2 三峰山花岗岩主量元素(%)和稀土、微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Analytical results of major elements (%) and trace elements (×10-6) of the Sanfengshan monzogranites and granite aplites |
花岗岩体的全碱(Na2O+K2O)总体含量为6.84%~9.48%，里特曼指数σ为1.52~3.17，均值为2.36，显示钙碱性特征。CIPW标准矿物计算结果显示，岩石分异指数(DI)为86.11~94.43，均值为90.60，具有高分异演化特征，暗示岩浆演化进程中结晶分异占主导地位。固结指数(SI)为1.18~5.51，均值为3.13，显示岩石固结程度较低，部分样品的CIPW标准矿物中出现刚玉分子，含量为0.01%~5.83%。
在TAS分类图解上(图 4)，11件样品全部落入花岗岩区域，说明岩性主要为花岗岩，与镜下观察结果一致，岩石属于亚碱性系列。SiO2-K2O图解显示(图 5a)，样品主要落入高钾钙碱性系列区域。样品的A/NK值为1.15~1.53，均值为1.27，A/CNK为0.70~1.45，均值为1.06，都显示岩石为准铝质-过铝质系列(图 5b)。
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1-橄榄辉长岩；2(a, b)-辉长岩；3-辉长闪长岩；4-闪长岩；5-花岗闪长岩；6-花岗岩；7-硅英岩；8-二长辉长岩；9-二长闪长岩；10-二长岩；11-石英二长岩；12-正长岩；13-副长石辉石岩；14-副长石二长闪长岩；15-副长石二长正长岩；16-富长正长岩；17-副长深成岩；18-霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩。底图据Middlemost(1994) 图 4 侵入岩的TAS图解 Fig.4 TAS diagram of the Sanfengshan granites |
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(a)底图据Rickwood(1989); (b)底图据Maniar和Piccolip(1989) 图 5 三峰山花岗岩体的K2O-SiO2图解和铝饱和指数图 Fig.5 Diagrams of K2O-SiO2 and A/NK-A/CNK for the Sanfengshan granites |
三峰山花岗岩体的稀土元素总量(ΣREE)较低，为26.36×10-6~86.09×10-6，均值56.87×10-6，LREE/HREE为5.45~9.86。在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线上(图 6a)，二长花岗岩和花岗细晶岩样品均表现出相同的变化趋势，总体呈现轻稀土相对富集，重稀土相对亏损的右倾特征。轻重稀土具有较强的分馏作用，(La/Yb)N为4.85~10.73，均值为7.48，其中轻稀土元素内部分馏较为明显，重稀土元素分馏程度较低。δEu为0.68~0.96，均值为0.8，显示Eu的轻微负异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 6b)，所有样品分布趋势大致相同，总体上都以富集Th、U、LREE和K、Rb、Sr等大离子亲石元素(LILE)，亏损Nb、P、Ti等高场强元素(HFSE)为特征。
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球粒陨石标准化值和原始地幔标准化值引自Sun和McDonough(1989) 图 6 三峰山花岗岩体稀土元素球粒陨石标准化分布型式(a)和微量元素原始地幔标准化蜘蛛图(b) Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) of the Sanfengshan granites |
前人研究认为，北山地区构造岩浆事件主要集中在晚古生代海西期(左国朝等，1990；新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)。然而，近年来的研究表明，早古生代花岗岩在该区广泛分布，如柳园地区埃达克质花岗岩(~442 Ma；毛启贵等，2008)、钾长花岗岩(~436 Ma；赵泽辉等，2007)、A型花岗岩(~415 Ma；李舢等，2011)、党河水库埃达克质花岗岩(~440 Ma；张志诚等，2009)、桥湾糜棱岩化花岗岩和金塔钾长花岗岩(~430 Ma；贺振宇等，2014)等，暗示加里东期也是本区岩浆活动的重要时期。本次研究确定北山南部地区三峰山花岗岩体的侵位时代为中奥陶世(462 Ma)，属于早古生代加里东期，而并非1:20万区域地质报告所确定的海西期，进一步证实北山造山带经历了重要的加里东期构造岩浆事件。
此外，Wang等(2016)通过黄铁矿Re-Os同位素测试，确定三峰山铜金矿床的成矿年龄为353 Ma, 推测矿床成因类型为火山成因块状硫化物矿床，属于早石炭世，与赋矿火山岩关系密切。本文研究结果显示，三峰山花岗岩体的形成时代为462 Ma，属于加里东期，岩浆侵入年龄远早于矿体形成时间，为不同时期构造-岩浆事件的产物，因此推测两者间无直接关联。
5.2 岩石类型与成因依据物质来源划分的ISMA花岗岩成因分类是目前广泛应用的分类方案之一，在揭示花岗岩成因及构造背景等方面具有重要意义(Creaser et al., 1991；吴福元等，2007)。其中，M型花岗岩常作为蛇绿岩岩石组合中的少量组分产出，与辉长岩、玻镁安山质侵入岩等相伴生，具有典型幔源特征(Coleman and Peterman, 1975)，与三峰山花岗岩体特征不符。地球化学特征显示，三峰山花岗岩体为一套准铝质-过铝质的高钾钙碱性系列花岗岩，且岩石中P2O5含量较低(0.01%~0.06%)，与SiO2呈负相关关系，这一特征与壳源沉积物来源的S型花岗岩明显不同(P2O5>0.20%；Chappell, 1999)。在花岗岩K2O- Na2O判别图解上(图 7a)，研究区花岗岩样品均落入I型和A型花岗岩区域，表明岩石成因类型与I型和A型花岗岩相似(Collins et al., 1982)。根据SiO2与Zr、Nb、Ce等微量元素指标可以较好地判别高分异I型花岗岩与A型花岗岩(Whalen et al., 1987；徐夕生和邱检生，2010)。A型花岗岩化学组成的显著特征是SiO2含量一般高于其他类型花岗岩，且相对富集Nb、Ta、Zr、REE等元素，亏损Sr和Eu，这与本区花岗岩特征不符。在SiO2-Zr判别图解上(图 7b)，样品全部落入I型花岗岩范围内，推测三峰山花岗岩体属于高分异的I型花岗岩。
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底图据Collis等(1982) 图 7 三峰山花岗岩体的Na2O-K2O成因判别图解(a)和Zr-SiO2成因判别图解(b) Fig.7 Discrimination diagrams of Na2O-K2O (a) and Zr-SiO2 (b) for the Sanfengshan granites |
值得注意的是，该区花岗岩样品显示高SiO2(68.19%~74.73%)、低MgO(0.12%~0.60%)的特征，同时含有较高的Sr(324×10-6~565×10-6)，较低的Y和Yb含量(分别为5.04×10-6~13.97×10-6和0.72×10-6~2.34×10-6)，以及高Sr/Y值(31~108)，与典型的埃达克岩特征相似(Defant and Drummond, 1990)。在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN判别图解上(图 8)，研究区花岗岩样品均落入埃达克岩范围内，暗示其可能为埃达克质岩浆岩。
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底图据Defant和Drummond(1990) 图 8 埃达克岩的(Sr/Y)-Y判别图解(a)和(La/Yb)N-YbN判别图解(b) Fig.8 Binary plots of (Sr/Y)-Y (a) and (La/Yb)N-YbN (b) for the Sanfengshan granite |
本区花岗岩的形成机制主要有以下几种：①年轻俯冲洋壳的部分熔融(Defant and Drummond, 1990；Martin, 1999)；②拆沉下地壳的部分熔融(Xu et al., 2002；Wang et al., 2005)；③加厚的铁镁质下地壳的部分熔融(Sheppard et al., 2001；张旗等, 2001a, 2001b)。通常认为，俯冲洋壳部分熔融一般形成高钠而低钾的钙碱性系列O型埃达克岩，Na2O/K2O值一般大于2，而由下地壳部分熔融形成的埃达克岩则为高钾钙碱性系列(C型)，具有较高的K2O含量(2.90%~3.90%;Defant and Drum-mond, 1990；Martin, 1999；张旗等, 2001a, 2001b；王强等，2003)。本区花岗岩属于高钾钙碱性系列，K2O含量为2.71%~4.98%，Na2O/K2O值为0.77~1.97，显示C型埃达克岩的特征，暗示岩浆源区可能为铁镁质下地壳。实验岩石学研究显示，由MORB部分熔融产生的岩浆中Mg#值一般小于45，但受到地幔橄榄岩混染的岩浆中Mg#值会明显增加，因此可用来判别基性岩的部分熔融产物是否受到地幔物质混染(Rapp and Watson, 1995；葛小月等，2002)。三峰山花岗岩Mg#值较低(34~45)，显示熔体上升过程中未受到地幔混染的影响，因此不太可能与拆沉下地壳有关。在SiO2-Mg#判别图上(图 9)，本区样品均落入下地壳增厚范围，说明岩浆源区为加厚的下地壳。岩石中低Y和Yb特征暗示源区有石榴子石残留，高Sr和无显著Eu负异常则表明斜长石在残留相不稳定而进入熔体相(Defant and Drummond, 1990)，从Sr/Y-Y和LaN/(Yb-Yb)N图解(图 8)中部分熔融曲线看出，三峰山花岗岩体源区残留相为角闪榴辉岩-榴辉岩相，说明岩石形成压力较大(可能大于1.2~1.5 GPa)，对应地壳厚度可能大于50 km，源岩为加厚地壳底部的角闪榴辉岩，可能由玄武质岩浆底侵导致其部分熔融形成(葛小月等，2002；李承东等，2004；周心怀等，2016)。
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底图据Wang等(2011) 图 9 Mg#-SiO2源区判别图 Fig.9 Discrimination diagram of Mg# -SiO2 for the Sanfengshan granites |
从地球化学组成来看，三峰山花岗岩体总体显示高分异I型花岗岩和C型埃达克岩特征，指示其形成可能与板块俯冲作用有关(Pearce et al., 1984；Defant and Drummond, 1990)。在Nb-Y判别图中(图 10a)，样品全部落入火山弧和同碰撞花岗岩区域；在Rb-Y+Nb判别图中(图 10b)，大部分样品落入火山弧花岗岩范围，表明三峰山花岗岩体可能形成于俯冲带背景的火山弧构造环境。
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底图据Pearce等(1984) 图 10 三峰山花岗岩体的Nb-Y构造判别图解(a)和Rb-Y+Nb构造判别图解(b) Fig.10 Discrimination diagrams of Nb-Y (a) and Rb-Y+Nb (b) for the Sanfengshan granites |
结合区域地质背景，北山造山带经历了前寒武纪结晶基底形成和古亚洲洋的扩张演化，于古生代进入俯冲-增生造山过程，涉及多个微陆块、岛弧、洋壳等的汇聚拼合，诱发了大量岩浆活动。Xiao等(2010a)和Song等(2015)认为古亚洲洋的俯冲作用开始于寒武纪，持续到三叠纪结束，在北山地区形成一个复杂的岛弧-俯冲-增生体系，因此推测区内早古生代花岗岩的形成可能受古亚洲洋的俯冲作用所控制。三峰山花岗岩体位于塔里木板块和北山造山带中部洗肠井-牛圈子蛇绿岩带之间，可能反映了奥陶纪古亚洲洋的分支洗肠井-牛圈子洋向南侧塔里木板块之下的俯冲过程。岩石形成于俯冲带背景下的大陆边缘弧环境，俯冲作用导致地幔热源上涌，诱发加厚下地壳底部角闪榴辉岩部分熔融，最终形成本区具有埃达克质岩石特征的花岗岩。
6 结论(1) 三峰山花岗岩体中二长花岗岩和花岗细晶岩的加权平均年龄分别为(462.3±2.4)Ma和(461.8±2.7)Ma，反映岩体侵位于中奥陶世，为加里东期岩浆活动产物，岩浆活动与三峰山铜金矿床的形成无直接关联。
(2) 三峰山花岗岩为准铝质-过铝质高钾钙碱性的I型花岗岩，同时显示C型埃达克岩特征，岩浆起源于加厚的铁镁质下地壳的部分熔融，源岩可能为加厚地壳底部的角闪榴辉岩。
(3) 三峰山花岗岩体的形成与古亚洲洋向塔里木板块的俯冲作用有关，构造环境为俯冲带背景的岛弧环境。
致谢: 野外工作得到招金矿业有限公司秦友平、段磊、崔东云、高学坎，中信矿业发展有限公司颜开等的大力支持与帮助，在此一并致谢。
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